单伟,于学峰,李洪奎,郭宝奎,耿科,李大鹏,禚传源

(山东省地质科学研究院，国土资源部金矿成矿过程与资源利用重点实验室，山东省金属矿产成矿地质过程与资源利用重点实验室，山东 济南 250013)

0 引言

胶西北隆起区中生代位于华北板块东南缘，西邻郯庐断裂带，东南侧为胶南造山带(大别-苏鲁造山带东段)。该地区是我国著名的中生代金矿集区，区域赋存的中生代内生金矿床具有明显的岩性—构造控矿特征，诸多大型—超大型金矿床均以中生代花岗岩体周边区域性构造为控矿、赋矿要素。招平断裂带是胶东矿集区内“S”形断裂中最大的一条，也是胶东地区3条主要构造成矿带之一。随着该矿带深部找矿的开展，断裂带深部的结构构造特征成为研究者和勘探者关注的对象。

针对胶东地区及相关地区的中生代地质过程研究成果众多，研究内容涵盖了大地构造背景[1-4]、动力学机制[5]、岩浆过程[6-8]、构造体系[5，9，10]、成矿作用[11-14]和成矿物质来源[15]等众多方面。与金成矿密切相关的中生代花岗岩体是研究的重点之一。针对玲珑花岗岩基的就位隆升过程，早期的研究多认为玲珑岩体为类似于气球膨胀式的穹窿侵位机制[16-17]。近年针对华北克拉通减薄的研究提出了胶东地区中生代侵入的玲珑花岗岩、郭家岭花岗闪长岩的变质核杂岩隆升模式[4,18]。林少泽等[19]基于地表运动学观察和应变测量，提出玲珑岩基为沿着倾向相背的2条大型脆性正断层( 招平断裂带与焦家断裂带) 以地垒构造形式发生隆升而最终出露地表。

构造的几何学和运动学特征反映着构造形成环境和形成过程，针对玲珑岩基周边的深大控矿构造的研究有助于理解胶东地区中生代岩浆、构造发育过程，有助于认识区域构造体制形成机制和演化规律，也有助于了解区域构造演化的地球动力学成因，为揭示中国东部中生代的地球动力学演化过程以及构造和成矿响应研究增加素材。

该次工作选择招平断裂带中段大尹格庄矿区开展反射地震测量，以反射地震测量方法揭示了招平断裂带中段深部结构、构造特征。同时，地震测量获得的深部地质结构信息也对深入了解胶东金成矿的背景和过程具有重要的意义。

1 地质背景

1.1 地质建造与构造

胶东是华北克拉通太古宙基底典型出露区之一，基底变质岩系主要有：新太古代TTG花岗岩系(栖霞和十八盘片麻岩套),呈包体赋存其内的唐家庄岩群、胶东岩群等表壳岩以及官地洼、马连庄序列等；古元古代荆山群、粉子山群和新元古代震旦纪蓬莱群。

晚中生代以来岩浆活动强烈。近十几年来的研究表明，该区可分为4个岩浆活动期[7,20]。

(1)晚侏罗世 (150～160Ma),形成以玲珑-滦家河型岩体为代表的黑云母花岗岩系列；包括玲珑、滦家河、磁山、昆嵛山、鹊山、文登等花岗岩基。是由黑云母二长花岗岩、二长闪长岩、石英二长岩、花岗闪长岩等组成的复式花岗岩基，出露面积约 3100km2，呈NNE向展布的卵园型。根据成分和结构的差异，将该岩基由南向北分为崔召、云山、郭家店、毕郭、玲珑等岩体。玲珑岩基的锆石 SHRIMP U-Pb年龄为 160～153Ma[21-23]。

(2)早白垩世早期 (135～125Ma)，以郭家岭岩体为典型。主要是花岗闪长岩岩株呈串珠状、近EW 向分布于玲珑花岗岩基北部地区，岩体以含钾长石斑晶构成似斑状结构和含不等量的角闪石而区别于玲珑岩体。郭家岭岩体的锆石SHRIMP U-Pb年龄130～126Ma[24-25]。

(3)早白垩世中晚期 (125～105Ma)[24],以崂山岩体、伟德山岩体、艾山岩体为特征,艾山岩体出露于蓬莱南部，部分穿入郭家岭岩体，岩性主要为似斑状二长花岗岩类。艾山岩体的黑云母 K-Ar 年龄为 115 Ma[26]，锆石 SHRIMP U-Pb 年龄为 116 Ma[27]。该阶段对应于中国东部岩石圈大规模的减薄时期的高峰期。

(4)晚白垩世—古新世基性—超基性火山岩。胶东地区地史演化漫长，存在多期次构造运动复合叠加，构造形迹复杂[28]。褶皱构造和韧性剪切带主要发育于基底变质岩系中。发育于变质基底构造层的褶皱构造,按变形面性质、单体形态和群体组合特征大致可分5期:一、二期为深—中深构造相的横弯褶皱作用形成固态流变的相似褶皱，为露头尺度的褶皱构造,规模甚小，发育于太古宙唐家庄岩群、胶东岩群变质地层和深成变质杂岩中；第三期褶皱是在EW向压应力制约下的以古元古代荆山群、粉子山群变质地层的成分层或片理面以及第一、二期褶皱构造的轴面及太古宙片麻岩条带、片麻理等为变形面的褶皱构造，为中构造相形变；第四、五期褶皱为SN向压应力下形成的较为开阔的纵弯褶皱，为中浅构造相形变。以上大型褶皱轴向呈近E—W向延伸。

断裂构造主要形成于中新生代以来中至浅表构造相环境下，以NNE向和NE向断裂构造为主导，期间夹有NW向和EW向断裂。招平断裂带是区域内发育的NNE向主要控矿断裂带之一。

1.2 招平断裂带

招平断裂带位于玲珑花岗岩基(杂岩体)东侧，呈NE向延伸，是胶西北矿集区的主要控矿构造之一。断裂带基本沿玲珑岩基与前寒武纪结晶基底的胶东杂岩、荆山群接触带延伸。断裂带北起龙口市田家乡颜家沟，走向SW，延至招远市城区后折向南偏西，经道头、新村、夏甸、莱西张格庄，南抵平度市城东麻兰，全长百余千米(图1)。断裂带主断面倾向SE，倾角 31°～45°左右。根据其走向的不同可把整个断裂带划分为3段。

北段又称破头青断裂，位于招远市城区的NE部，经前花园、台上村延至九曲村附近。该段断裂沿滦家河岩体与玲珑岩体的接触面延伸，走向为NE 50°～70°，倾向SE，倾角 40°左右，分别控制了水旺庄、东风、台上和岭南等大型、特大型金矿床。

中段位于招远市城区以南，从赵家庵经道头延伸到曹家洼南部。断裂总体走向为NE10°～20°，倾向SEE，倾角 30°～ 50°，宽 30～60m。主断裂面沿玲珑岩基郭家店花岗岩体与胶东杂岩接触界面展布。南端马连庄-梁郭断裂(NW向)将招平断裂错断约1km，故将其作为招平断裂中段与南段的分界。该段断裂带控制了大尹格庄特大型金矿床。该段是该次研究工作的主要区段。

南段北起勾山水库，经留仙庄、芝下、莱西市张格庄，一直延伸到平度市境内。断裂总体走向NE45°，倾向SE，倾角45°。主干断裂下盘均为玲珑花岗岩，上盘为荆山群禄格庄组。该段断裂带控制了夏甸和姜家窑大型金矿床，下盘次级断裂带控制了旧店金矿。

1—白垩纪青山群、王氏群；2—新元古代蓬莱群；3—古远古代粉子山群；4—新太古代胶东杂岩；5—早白垩世艾山岩体；6—早白垩世郭家岭期岩体；7—晚侏罗世玲珑期玲珑岩体；8—晚侏罗世玲珑期郭家店岩体；9—晚侏罗世玲珑期云山岩体；10—晚侏罗世玲珑期崔召岩体；11—晚侏罗世花岗岩；12—断裂及脆性正断层图1 胶东西北部区域地质简图(据1∶25万烟台幅、青岛幅地质图修编)

招平断裂带是长期构造活动的结果，结构面力学性质较复杂，地表构造形迹显示总体上以左行扭动为主，发育有连续稳定的主裂面，两侧发育有宽大的构造岩带。由主断裂面向西(断裂下盘)玲珑花岗岩一侧，构造岩依次出现糜棱岩、长英质碎斑岩、碎粒岩、构造角砾岩等；主断面向东，断裂上盘的变质岩一侧，依次出现糜棱岩、泥化碎裂变质岩等。以上特征显示：招平断裂带经历了多期活动，早期属发生在地壳深层次的韧性剪切，形成各种糜棱岩；后期叠加脆性变形。

该次工作区位于招平断裂带中段大尹格庄地区，区域上主要发育NNE及NW向的断裂构造(图2)。以招平断裂带为分划，研究区东西两侧具有明显的组分、构造差异。

1—第四系；2—燕山晚期脉岩；3—晚侏罗世笔架山单元伟晶不等粒花岗岩；4—晚侏罗世郭家店单元中粗粒二长花岗岩；5—晚侏罗世崔召单元中粒含云母二长花岗岩；6—荆山群禄格庄组高铝片岩；7—新太古代栖霞序列新庄单元条带状英云闪长质片麻岩；8—新太古代栖霞序列回龙夼单元细粒英云闪长质片麻岩；9—断裂；10—地震剖面位置；11—CSAMT剖面位置图2 地震剖面位置附近地质图(据1∶5万道头幅修改)

招平断裂带西部为岩浆岩出露区，主要为晚侏罗世玲珑序列崔召单元中粒含黑云母二长花岗岩和郭家店单元中粗粒二长花岗岩，少量笔架山单元伟晶不等粒花岗岩。在岩体内部分布有密集的NE向延伸的早白垩世岩脉。

断裂带东部主要为新太古代栖霞序列新庄单元和回龙夼单元，主要为细粒含角闪黑云英云闪长质片麻岩，发育有由片理面显示的轴向近EW向的复式褶皱。

古元古代晚期形成的荆山群禄格庄组,主要由高铝片岩组成，变质程度达高角闪岩相—麻粒岩相，具孔兹岩系性质。

2 地震数据获取和处理

2.1 地震剖面布设

地震测线基本垂直招平断裂，测线方向100°；测线西起招远盛家沟，东到山前兰家东，测线总长10km；为了确定合理的施工参数，在测线上布设2个试验点。野外施工由山东省煤田地质局物测队完成。

2.2 数据采集

该次地震数据采集采用了大井深、大药量、大排列、高覆盖的方法。施工中采用如下工作参数：

采用复合观测系统。第一种观测系统，接收道数200道，道距20m，炮距40m，覆盖次数50次；第二种观测系统，接收道数200道，道距20m，炮距200m，覆盖次数10次；综合累计覆盖次数为60次。实际施工时2种观测系统采用的接收排列是一致的，可以同时完成施工，达到叠合的效果。

激发井深16m，激发药量6kg，记录长度6s，采样率1ms。

2.3 数据处理

数据的初步处理由山东省煤田地质局信息处理中心进行，数据处理主要围绕振幅处理、静校正、反褶积、剩余静校正和偏移等关键环节进行。资料处理坚持把提高信噪比放在首位，在此基础上进一步提高分辨率。在处理过程中，除做好资料处理的基本工作外，重点强调突出波形、波组特征、努力提高反射波品质和保持相对振幅。处理过程中，除精细做好常规处理的测试和试验外，采取了叠前去噪处理、静校正方法处理、振幅补偿及一致性处理等技术手段。重点是：做好静校正处理；有效压制面波等强干扰，又对有效波无损；保护浅层反射，做好切除工作；突出波形、波组特征，使反射波与主要地质体界面有较好的对应关系。由于该区表层条件差，导致频谱的稳定性偏差，处理中对有效波进行了谱整形。速度分析、动校正和剩余静校正处理在信噪比较高的情况下要求进行多次迭代。同时，进行保持相对振幅处理，尽量不加或少加修饰性处理。经过以上处理过程，获得时间叠加剖面1条(图3)。

图3 时间叠加剖面图

由于该区域地质体主要为中生代岩浆岩和前寒武变质岩，地史演化过程漫长且变形复杂，根据时间叠加剖面反映的信息，该次研究针对浅部的精细构造，委托中国地质科学院深部探测中心对该地震测量数据进行了进一步处理，获得了叠前偏移剖面1条(图4)。地质解释工作是在以上数据基础上展开的。

图4 叠前偏移剖面图

3 结果和解释

3.1 解释原则

该次工作中，对于地震剖面解释以地表地质观察为依据，结合地震剖面特征确立了以下的解释原则：

(1)该区为侵入岩、变质岩区，地质体往往呈不规则形状产出，由于地质体地质演化史存在较大差异，不同地质体之间的波阻抗差异明显，可形成较强的地震反射波。综合判断区内地震反射机制主要来源于4个方面：断裂面，侵入岩体、变质岩及两者间的接触界面。

(2)根据地表地质体分布结构、构造特征，该区域的地震记录总体应存在左右分带、分块的特征。

(3)中生代侵入岩与围岩的接触带可为岩性破碎带(角砾岩)、韧性、脆性断裂等，存在明显的物性界面，可产生显著的波阻抗差异。

(4)岩体内部结构、构造较均一，组分变化不大，应设定为地震波传播的均一体；但局部可见胶东岩群捕掳体，可产生波阻抗差异。

(5)新太古代胶东岩群，由于经历多期岩浆、构造活动事件，岩石破碎强烈，组分复杂多变，虽局部具有层状结构，但整体应不具有成层性特征，应视为多组分、结构、构造混杂体。

(6)断裂带内部多数构造岩发育，与断裂顶、底界面围岩存在较大的物性差异。应为显著的地震波反射界面，但是由于断裂面形态变化明显，反映反射界面的同相轴的连续性可存在变化。

3.2 地震波组特征

3.2.1 断面反射波(波组)(图5-a)

断面反射波是该区的主要反射波，在断裂面上，由于断距的变化(裂隙大小不均)以及裂隙充填物的变化不均，加上由于断面蚀变严重，断层两盘之间的物性有差别，可以形成能量较强的反射波。但由于断裂裂隙大小的变化，往往导致断面反射波连续性较差，能量不均，而且经常发生相变，不利于断面反射波的连续追踪，这也是断面反射波的一个显著特征。

3.2.2 侵入岩体接触带反射波(图5-b)

由多个相位组成的向上弯曲的弧形反射波组。侵入岩体内部不同时期的侵入界面或岩体之间的界面，由于侵入年代以及物质成分的差异，在侵入岩体内部也有可能形成一定的反射，但反射波组连续性较差，能量弱。由于岩体的受力方向和运动特征，多表现为向上的弧线形,此种组构与苏鲁地区的深反射剖面的弧形反射类似，该类弧形反射与胶东地区出露的燕山期花岗侵入体相对应[29]。杨文采[28]认为这种拱弧构造，可能是岩浆向上侵位的通道不通畅时幔源岩浆由下向上逐步分异的产物。

3.2.3 层状反射波(图5-c)

招平断裂带大尹格庄段下盘中见有近水平的连续反射波，其波组形态类似于沉积地层，推测为岩体内残留的栖霞片麻岩套，由于形成时代不同，变质、压实程度有差异，地质界面之间也可以形成连续的反射波。

图5 反射界面特征

3.2.4 侵入岩反射波特征

在地震剖面左侧的侵入岩体的地震反射特征显示为：弧形反射波组下方的面积不等的“透明状”反射区，内部无反射或反射稀疏、不连续，可见截断相邻的构造反射波组的同相轴。

3.2.5 变质岩反射波组

主要位于剖面右侧的变质岩系，反射结构复杂，同相轴倾向、振幅、相位多变，反映了变质岩体内部复杂的组分和构造特征。

3.3 地震剖面地质解释

剖面垂直招平断裂带自西向东布设，走向100°，起点位于招平断裂带西偏北，剖面全长10km(图2，图6)。根据地表地质特征标定，NNE走向的招平断裂带(F1a)位于11405点处，NNE向的宋家河断裂(F1b)(丰仪-乐园断裂南段)位于11860点处。招平断裂带和宋家河断裂深部延伸特征明显，断裂形态呈铲式，深部产状逐渐变缓。断裂面由4组反射波组组成，反射波振幅大，频率较低，同向轴较连续，同时存在相位的跳转，以上反射波特征反映了断裂带内构造岩发育，断裂与围岩间存在较大的物性差异，断裂面形态不稳定，这说明通过反射地震手段可以较好地探测该区域的深部构造特征。

1—郭家店岩体；2—推测崔召岩体；3—推测郭家岭岩体；4—第1期伸展断裂及运动方向；5—第2期断裂及运动方向；6—第3期左旋走滑断裂及运动方向；7—地质体隆升及沉降方向；8—推测岩性界面；9—属性不清地质体图6 地震剖面解释与地质模型

以招平断裂带为界，剖面反射波组特征可大致分为2个部分，招平断裂带西侧地质体反射波组少，结构简单；东侧反射波组多，结构复杂。这与地表招平断裂带以西为中生代侵入岩，以东为新太古代变质岩的分布特征相一致。

招平断裂带西侧侵入岩分布区，自上而下识别2组向上凸起的弧形反射界面(B1,B2)，将该区域大致分为3个区域。根据地表地质观测，推测弧形反射界面为侵入岩就位时形成的接触面，类似拱弧构造[29]。B1,B2界面的存在预示可能存在2期或3期岩浆活动，根据界面限定范围内的波组特征，结合地表出露的岩浆岩类型及空间分布关系，2期岩浆活动可能为崔召岩体—片麻状中粒二长花岗岩，其地震波组构特征为低频低振幅，近于“透明”状态。B2界面之下的岩体则具有多解性，其波组特征类似郭家店岩体，但也可能相当于区域内的玲珑期笔架山岩体或郭家岭期南天门岩体，该区域钻探钻遇有郭家岭期斑状花岗闪长岩。另在15840～18040点间，900～1000ms间，存在近于水平的类似沉积地层的强反射波组(B3)，反射波同相轴连续性好，振幅强，主要有2个相位组成，结合地表地质体观察推测为岩体内的变质岩残留体或是层状侵入体。

招平断裂带东侧新太古代变质岩分布区，地震反射波频率、相位、振幅多变，波组结构变化大，反映了该区域地质体组成复杂，构造复杂，改造强烈，这一特征与新太古代变质岩经历长期的地质演化过程相对应。

研究区断裂构造发育，地震剖面显示3组断裂特征：第一组是以招平断裂带(F1a)、宋家河断裂(F1b)为主的倾向SE的铲式断裂。第二组为倾向NW的反向断裂F2a～F2d，该组断裂在地表出露区为第四系覆盖区，该组断裂在邻近的电法剖面C—D测线中亦有显示(图2，图7)。这2组断裂交叉将地质体分割呈“菱形”块体。第三组为近直立的F3断裂组，该组断裂在地表出露与宋家河断裂叠加，区域上断裂左行走滑错断毕郭岩体，地震剖面显示断裂两侧地震波组特征差异明显。

图7 C—D测线CSAMT视电阻率剖面(剖面位置见图2)

根据断裂的穿插、切割关系，推断招平断裂带形成时代最早。招平断裂带为玲珑期杂岩体与新太古代变质岩的接触带，界面反射波特征明显。深部显示反射波同向轴被NW向反倾的F2断裂组所错断， F2断裂延伸切割玲珑杂岩体。临近该地段穿过招平断裂带的CSAMT剖面(图2，图7)显示倾向W的低阻异常，后期构造改造了招平断裂带并掩盖了招平断裂带的电性特征。招平断裂带深部断裂面存在分支复合现象，从而形成由2组断裂面夹持的透镜状构造岩片。

宋家河断裂(F1b)为测线内规模与招平断裂带近似的大型铲状断裂，断裂界面反射波显著，断层深部形态显著变缓，在深部存在与招平断裂汇入同一构造滑脱带的可能。根据构造形态和形成机制推测，宋家河断裂与招平断裂带为靠近花岗岩隆升岩基的同一伸展机制下形成的大型铲式断裂，其形成与招平断裂带可能同期或稍晚。

F3断裂为左旋走滑断裂，由一系列断裂组成，形成花状构造，断裂两侧地震波组特征差异明显，东侧地震波组构复杂。断裂束与B3界面交切形成的构造特征，显示F3为负花状构造(图6b)。

4 讨论

地震剖面所反映的构造特征，应为该区域地质体形成以来所有构造形迹的综合体，但由于地质改造和分辨率的限制，所能识别的构造是以后期的主构造特征为主。构造的形成与大地构造环境以及具体构造演化过程密切相关，隶属华北板块的胶东地块，中生代大地构造背景发生了重大的构造体制转折[30-34]，经历了克拉通破坏以及岩石圈减薄过程，是该区域构造发育的主要大地构造背景。

区域研究成果显示，构造体制的转换和克拉通的破坏，在深部表现为岩石圈的减薄和地幔、岩浆的上涌，在地壳浅部表现为一系列代表强烈伸展活动的变质核杂岩的形成和断陷盆地的广泛发育。郯庐断裂带这一时期存在左旋走滑以及巨型的伸展,在其内部与两侧控制发育了一系列地堑式与半地堑式断陷盆地[30]。区域构造形迹由发育近NWW—SEE断褶带，转变为NE、NNE向延伸的伸展构造广泛发育。断陷盆地出现的高峰期在145～115Ma 之间，变质核杂岩的形成时代集中在130～120Ma[33,35-36]。

研究区内构造演化历史悠久，笔者认为中生代以前形成的构造形迹，由于变质改造作用，多为地震方法难以识别的小尺度构造。现今能观测的深部断裂构造，应主要与中生代以来的大地构造背景及岩浆—构造事件相关。研究区内的主要构造的形成应与玲珑期以来的岩浆构造活动相关。 晚侏罗世的玲珑花岗岩体的大地构造背景有2种不同的认识:一种观点认为，中晚侏罗世玲珑—滦家河期花岗岩体是在区域挤压构造应力作用下侵入的，是同构造造山时期的岩浆作用[7,9]，万天丰[37]提出在燕山期(205～135Ma)， NWW—SEE向水平挤压、缩短和NNE—SSW向伸展区域构造应力作用下，起源于地壳内部的岩浆沿着走向NNE—NE的低角度逆掩断层贯入，在地表形成出露面积较大的面(席)状分布的岩体。另一种观点认为，晚侏罗世花岗岩是在拉张环境中侵入的[18,33]，许文良等[38]提出中、晚侏罗世(155～160Ma)花岗质岩浆作用形成于造山期后的伸展环境,代表了中生代岩石圈减薄的继续和发展。

在就位机制上，万天丰等[16-17]认为玲珑岩基具有3个岩浆活动中心, 其面理在平面上都构成大致椭圆形的分布, 表明其在地表附近可能具有较弱的、类似于气球膨胀式的穹窿侵位或张性岩墙扩展式为其主要的侵位机制。

Nicolas等[18]通过对玲珑岩体东侧招平断裂带和郭家岭岩体北侧断裂带的应变测量，提出玲珑岩体具有变质核杂岩的构造样式，玲珑变质核杂岩由主韧性拆离带(招平断裂带)，下盘的混合岩化花岗岩和上盘的新太古代、古元古代变质岩组成，这种构造样式被认为是伸展背景下地壳强烈伸展的产物。

林少泽等[19]通过野外构造观察，综合主干正断层运动学观测、擦痕应力场反演、岩体变形分析、岩脉与石英脉展布方位等多个方面研究，认为玲珑岩基为早白垩世的伸展穹窿构造，是 NW—SE 向区域性伸展的结果。晚侏罗世侵位的玲珑岩基沿着倾向相背的2条大型脆性正断层( 招平断裂带与焦家断裂带) 以地垒构造形式发生隆升而最终出露地表，并非变质核杂岩型伸展构造。

与地表地质特征研究相对比，地震剖面显示玲珑岩基内有多期岩浆活动，不同期次的岩体与围岩呈侵入接触或断层接触。以玲珑岩体与围岩接触面为主要构造面的NNE和NE向延伸的铲式断裂构造样式与玲珑岩体就位后的多期岩浆侵入关系密切，显示了岩浆侵入、隆升伸展构造环境。

根据构造交切关系判断，玲珑岩体就位后，该区域产生了3期断裂系统。

第一期为以招平断裂带(F1a)和宋家河断裂(F1b)为组合的铲式断裂，断裂上陡下缓，倾向SE，底部似汇入统一的构造滑脱带，其形成与底部的岩浆侵入可能存在耦合性，显示了伸展断裂样式。断裂带地表露头显示的构造属性特征一致，为正断层。从构造样式、形成机制角度分析，宋家河断裂的形成应与招平断裂为同期构造或稍晚于招平断裂，为玲珑岩体隆升过程中沿边界断裂形成的一系列阶梯状铲式断裂之一，招平断裂带东侧的新太古代变质岩就是由于该组断裂伸展下凹得以保存。

第二期为NW向反倾伸展断裂F2a至F2d的形成，该期断裂错断了先期的招平断裂和岩体接触界面，被错断的界面显示了沿断裂面逆冲的运动学特征，但位移量不明显。对于该期断裂的断层性质缺少资料需进行进一步确定。

第三期的断裂构造为F3左行走滑断裂组，NE向延伸，显示负花状构造特征，也表明了该区域为伸展环境。F3断裂区域上错断了玲珑期的毕郭岩体，但其与F1，F2期构造的交切关系不明确，有待于进一步的确定。

5 结论

(1)沿100°方向布设地震剖面较好地揭示了招平断裂带中段深部结构、构造特征，剖面显示招平断裂带两侧地质体结构构造有明显的块体差异，东侧为前寒武变质岩分布区，深部结构复杂多变；西侧为玲珑花岗岩分布区，结构相对简单。岩体与上太古界围岩呈断层或侵入接触关系。

(2)玲珑岩基内部识别有多个弧形界面，推测为岩浆侵入形成，类似“拱弧构造”。由此推测存在2～3期的岩浆活动。

(3)剖面显示了3期构造组合样式，地震剖面揭示的地质体结构特征显示胶东地区中生代玲珑花岗岩侵位隆升过程中以发育伸展构造为主。

致谢:工作的完成得到了众多的帮助，感谢中国地质科学院的吕庆田研究员和刘振东博士后帮助完成了数据的后期处理工作；同时感谢招金集团副总经理时文革和史启发工程师对于工作的开展提供了众多方便。该次工作的数据采集是由山东省煤田地质局物测队完成的，在地质解译上笔者曾与田思清高工多次探讨，在此一并感谢。

参考文献：

[1] 陈衍景，PIRAJNO F，赖勇,等.胶东矿集区大规模成矿时间和构造环境[J].岩石学报,2004,20(4):907-922.

[2] 杨进辉,朱美妃，刘伟,等.胶东地区郭家岭花岗闪长岩的地球化学特征及成因[J].岩石学报,2003,19(4):692-700.

[3] 杨进辉，吴福元，钟孙霖.华北东部早白垩世花岗岩侵位的伸展地球动力学背景:激光40Ar/39Ar年代学证据[J].岩石学报,2008,24(6):1175-1184.

[4] 朱日祥,徐义刚,朱光.华北克拉通破坏[J].中国科学：地球科学,2012,42(8):1135-1159.

[5] 邓军,杨立强,葛良胜,等.胶东矿集区形成的构造体制研究进展[J].自然科学进展,2006,16(5):513-518.

[6] 张田,张岳桥.胶东半岛中生代侵入岩浆活动序列及其构造制约[J].高校地质学报, 2007,13(2):323-336.

[7] 张田,张岳桥.胶北隆起晚中生代构造-岩浆演化历史[J].地质学报,2008, 82(9)：1210-1228.

[8] 于学峰，李洪奎，单伟.山东胶东矿集区燕山期构造热事件与金成矿耦合探讨[J].地质学报,2012,86(12):1946-1956.

[9] 林伟,Faure M,王清晨.胶东半岛中生代构造演化的几何学和运动学[J].地质科学,2003,38(4):495-505.

[10] 张宏远,侯泉林,曹代勇.胶东东部中生代走滑逆冲构造带的构造年代学制约[J].中国科学D辑:地球科学,2006,36(7):593-600.

[11] 邓军,徐守礼,吕古贤.胶东西北部断裂构造与成矿作用研究[J].现代地质,1996,10(4)：502-511.

[12] 翟明国,杨进辉,刘文军.胶东大型黄金矿集区及大规模成矿作用[J].中国科学D辑:地球科学,2001,31(7):545-552.

[13] 翟明国,孟庆任,刘建明,等.华北东部中生代构造体制转折峰期的主要地质效应和形成动力学探讨[J].地学前缘,2004，11(3):285-297.

[14] Richard J.Goldfarb, M. Santosh. The dilemma of the Jiaodong gold deposits: Are they unique[J].Geoscience Frontiers,2014,5:139-153.

[15] Tan J,Wei J H, Audétat A,etc. Source of metals in the Guocheng gold deposit, Jiaodong Peninsula, North China Craton: Link to early Cretaceous mafic magmatism originating from Paleoproterozoic metasomatized lithospheric mantle[J]. Ore Geology Reviews,2012,48:70-87.

[16] 周伟新,万天丰.崔召花岗岩岩体的磁组构特征及其构造侵位意义[J].岩石学报,1999,15(1):83-88.

[17] 万天丰,Teyssier C,曾华霖,等.山东玲珑花岗岩体侵位机制[J].中国科学D辑:地球科学,2000,30(4):337-344.

[18] Nicolas C, Charles G, Romain A, etc. Metamorphic Core Complexes vs. synkinematic plutons in continental extension setting: Insights from key structures (Shandong Province, eastern China)[J].Journal of Asian Earth Sciences,2011,40:261-278.

[19] 林少泽,朱光,严乐佳,等.胶东地区玲珑岩基隆升机制探讨[J].地质论评,2013,59(5):832-844.

[20] 邱连贵,任凤楼,曹忠祥,等.胶东地区晚中生代岩浆活动及对大地构造的制约[J].大地构造与成矿学,2008,32(1):117-123.

[21] 苗来成,罗镇宽,关康,等.玲珑花岗岩中锆石的离子质谱U-Pb年龄及其岩石学意义[J].岩石学报,1998,14(2):198-206.

[22] 王世进，万渝生，郭瑞朋,等.鲁东地区玲珑型(超单元)花岗岩的锆石SHRIMP定年[J].山东国土资源，2011，27(4)：1-6.

[23] 关康,罗镇宽,苗来成,等.胶东招远郭家岭型花岗岩锆石SHRIMP年代学研究[J].地质科学,1998,33(3):318-328.

[24] 李洪奎,李大鹏,耿科,等.胶东地区燕山期岩浆活动及其构造环境——来自单颗锆石SHRIMP年代学的记录[J].地质学报,2017,91(1)：163-179.

[25] 孙丰月,石准立,冯本智.胶东金矿地质及幔源C-H-O流体分异成岩成矿[M]． 长春:吉林人民出版社,1995:170.

[26] Goss S C．Wilde S A．Wu F Y，etc．The age，isotopic signature and significance of the youngest Mesozoic granitoids in the Jiaodong Terrane[J].Shandong Province，North China Craton．Lithos，2010,120:309-326.

[27] 朱光，徐嘉炜.鲁东胶北地区的变形与变质演化史[J].合肥工业大学学报(自然科学版),1994,17(3):148-162.

[28] 杨文采,陈志德.中国东部的多重拱弧地震构造[J].中国科学D辑:地球科学,2005，35(12):1120-1130.

[29] Xu J,Zhu G,Tong W,etc.Formation and evolution of the Tancheng-Lujiang wrench fault system: A major shear syetem to the northwest of the Pacific Ocean[J].Teconophysics,1987,134:273-310.

[30] Zhu G.Wang Y,Liu G,etc.40Ar/39Ar dating of strike-slip motion on the Tan-Lu fault zone[J].East China.J Struct Geol,2005,27:1379-1398.

[31] 张旗,王焰,熊小林,等.埃达克岩和花岗岩：挑战和机遇[M].北京：中国大地出版社,2008:1-344.

[32] 朱日祥,陈凌,吴福元.华北克拉通破坏的时间、范围与机制[J].中国科学:地球科学,2011,41(5):583-592.

[33] 翟明国.克拉通化与华北陆块的形成[J].中国科学:地球科学,2011,41(8):1037-1046.

[34] 朱光,胡召齐,陈印,等.华北克拉通东部早白垩世伸展盆地发育过程对克拉通破坏的指示[J].地质通报,2008,27(10):1594-1604.

[35] 林伟,王清晨,王军,等.辽东半岛晚中生代伸展构造—华北克拉通破坏的地壳响应[J].中国科学:地球科学,2011,41(5)：618-637.

[36] 万天丰,王亚妹,刘俊来.中国东部燕山期和四川期岩石圈构造滑脱与岩浆起源深度[J].地学前缘,2008,15(3):1-35.

[37] 许文良,王清海,王冬艳,等.华北克拉通东部中生代岩石圈减薄的过程与机制:中生代火成岩和深源捕虏体证据[J].地学前缘,2004,11(3):309-317.