郭云成，段留安，韩小梦，王建田，王利鹏，赵鹏飞

(中国地质调查局 烟台海岸带地质调查中心，山东 烟台 264004)

0 引 言

胶东半岛地处太平洋板块与欧亚板块的活动交汇处，位于华北克拉通东南缘，大别—苏鲁超高压变质带的东北缘，主要由胶北地体和苏鲁地体组成。胶东地区是我国最重要的黄金生产基地，已探明黄金资源储量超过4 500 t[1-5]。胶东地区与金矿有密切时空联系的侏罗纪—白垩纪岩浆活动强烈，大量同位素年龄测试结果表明，这些侵入岩集中形成于三个年龄段：晚侏罗世玲珑型花岗岩形成时代为160～140 Ma，与金矿床有着密切的空间联系，是区内最主要的赋矿围岩；早白垩世郭家岭型花岗岩形成于130～126 Ma，与金矿化关系密切；早白垩世伟德山型花岗岩同位素年龄为127～113 Ma[6-9]。关于胶东金矿的成因，目前普遍认为与中生代构造-岩浆热液活动或碰撞造山作用有密切的联系，晚中生代是胶东大规模金矿的成矿期，主成矿时代为123～110 Ma[10-14]。近年来，随着胶东地区金矿床成因的研究不断深入，一系列深部探矿工程取得突破[3,13,15-17]，表明胶东地区找矿潜力依然巨大。胶莱盆地东北缘金矿集中区位于华北板块与苏鲁造山带交汇部位(图1(a))，区内构造、岩浆活动频繁，成矿条件优越。胶莱盆地东北缘是胶东东部新发现的一个重要金多金属成矿带，截至2015年底，已探获金资源量超150 t。随着蓬家夼(大型)、发云夼(大型)、辽上(特大型)、郭城(大型)、西涝口(大型)、西井口(中型)等金矿和尚家庄钼矿(中型)等一系列金多金属矿床的发现和开采，区内兴起了新的找矿勘查和矿床研究热潮[18-25]。前垂柳矿区位于胶莱盆地东北缘地区，为2020年新发现的隐伏中型金矿床，金资源量为13.5 t，主矿体赋存在花岗岩体的构造蚀变带中。为查清花岗岩成因类型和花岗岩与金成矿关系，本文研究了前垂柳矿区花岗岩的年代学和地球化学特征，同时以前垂柳矿区控矿构造-蚀变带地质特征为切入点，探讨岩浆作用和控矿构造对金成矿作用的影响，总结成矿特征及找矿规律，以期为前垂柳矿区后续勘查乃至该区域的金矿勘查提供参考依据。

1 区域地质背景

胶莱盆地东北缘区域出露的地层主要有基底地层古元古界荆山群石榴黑云片岩、斜长透辉岩、黑云变粒岩、透闪变粒岩、大理岩等，上覆盖层为白垩系莱阳群陆相碎屑沉积岩和青山群陆相中基性、中酸性火山岩。区内断裂构造发育，主要有桃村、郭城、崖子和育黎等4条NE向区域性断裂带，为盆地边界断裂，控制了盆地的形成与演化，新发现的特大型辽上金矿床即位于郭城断裂的下盘[25](图1)。区内侵入岩十分发育，按照时代大致可将其分为前寒武纪二长花岗岩、晚侏罗世玲珑型含石榴石二长花岗岩(鹊山岩体)和早白垩世伟德山型花岗闪长岩(牙山岩体)3大类型。晚侏罗世鹊山岩体大面积出露于区域东部地区，主要岩性为含石榴石二长花岗岩，周边分布有辽上、郭城、蓬家夼、宋家沟、西井口等数个(特)大-中型金矿床(图1)。早白垩世伟德山型花岗闪长岩主要分布在区域西北部和东南部地区，与荆山群、晚侏罗世玲珑型花岗岩体呈侵入、渐变过渡或断层接触关系，牙山岩体的SHRIMP U-Pb年龄为(117.7±2.9) Ma[27]，与辉钼矿年龄相当，尚家庄钼矿床产于该型斑状花岗闪长岩中[18]，表明围绕伟德山超单元是胶东地区寻找接触交代型和热液充填脉型钼钨矿的有利地段[28]。

前垂柳金矿区位于胶莱盆地东北缘，地表出露岩浆岩为牧牛山岩体弱片麻状中粗粒二长花岗岩，岩石中见大量地层捕虏体(图2(a))，岩性包括斜长角闪岩、大理岩和变粒岩等，大小形态不一，产状为透镜体状、层状和块状。斜长角闪岩受变质作用影响具明显片麻理(图2(b))，多期灰绿色煌斑岩脉和闪长玢岩脉穿插发育。不同于鹊山岩体的含石榴石二长花岗岩(图2(c))，牧牛山岩体花岗岩中中未见明显的含石榴子石矿物。牧牛山岩体和荆山群地层接触带附近常见条带状混合岩，浅色长英质矿物和深色铁镁质矿物呈条带状构造交替出现，单层厚度可达1～3 cm(图2(d))。

前垂柳金矿为厚大构造蚀变带控制，主要金矿体即赋存在隐伏的大型构造带中，产状与构造带一致，2020年度的研究初步圈定金矿体10个，共估算推断金资源量13 504 kg。其中2号矿体为主矿体，走向近东西，倾角10°～21°，控制长640 m，倾向控制延深220 m，平均铅垂厚度8.65 m，平均金品位3.47×10-6，最高金品位252.05×10-6，矿石类型为含碳酸岩脉黄铁绢英岩化花岗质碎裂岩。

以见矿钻孔ZK3201岩心为例(图3)，从上到下出露岩性依次为：(1)孔深0～525.88 m，主要出露岩性为二长花岗岩，整体完整，局部破碎，混杂有厚度不一的荆山群地层的灰黑色斜长角闪岩、灰绿色透辉石变粒岩和白色大理岩，地层厚度大小不一，从几厘米到几十米不等，大段完整地层中也可见有细脉状花岗岩，花岗岩与地层接触面多平直、清晰，部分接触面呈混杂渐变状，接触面附近常见后期石英-碳酸盐-黄铁矿细脉侵入；(2)525.88～613.90 m，为前垂柳金矿区主要控矿构造-蚀变带，构造-蚀变带的厚度达88.02 m，其岩性为黄铁绢英岩化花岗质碎裂岩和黄铁绢英岩化碎裂岩，黄铁绢英岩化、绢英岩化、硅化、碳酸盐化蚀变明显，局部为灰黑色断层泥和构造角砾岩，局部黄铁矿化富集成矿；(3)613.90～660.13 m，为糜棱岩化二长花岗岩，石英、钾长石和斜长石斑晶具弱的定向拉长，形成条带状构造、眼球状构造。

前垂柳金矿构造控矿特征明显，构造-蚀变带厚度较大，断层面平直光滑，断层中角砾大小为2～5 mm，次圆-次棱角状，具有一定机械磨圆，角砾成分为石英和花岗岩碎块(图4(a))，部分断层泥中见薄层状石墨。对钻孔ZK3201构造-蚀变带内θ角进行测量和统计，其倾角介于10°～20°之间，表明其为低角度断层。矿石岩性为黄铁绢英岩化碎裂岩，可见多期次黄铁矿-碳酸盐-石英脉胶结早期角砾，黄铁矿为自形细脉状、条带状，局部团块状(图4(b)和(c))，常见浅绿色闪长玢岩脉侵入，脉岩蚀变较弱，对矿脉具明显破坏作用(图4(d))。

图4 前垂柳金矿区控矿构造-蚀变带地质特征Fig.4 Geological features of the ore-controlling tectonic-alteration zone in the Qianchuiliu gold mine(a)次圆状构造角砾和断层泥；(b)花岗质碎裂岩；(c)金矿石中的网脉状、块状黄铁矿-碳酸盐-石英；(d)侵入闪长玢岩脉的冷凝边和捕虏体

前人地质填图工作认为牧牛山岩体为鹊山岩体的一部分，钻孔中浅部和深部应为同一类型花岗岩，但本次工作发现构造-蚀变带上、下两种花岗岩在变质程度、矿物组合方面存在明显差异，为深入研究两类花岗岩的异同及其与金成矿的关系，本文选取岩心中的花岗岩作为研究对象，进行了详细的锆石U-Pb年代学和岩石地球化学、锆石Hf同位素研究。

2 样品信息与测试方法

2.1 样品信息

本次研究的定年样品ZK3201DN-1和ZK3201DN-3取自前垂柳金矿区西南，辽上水库东南侧的钻孔ZK3201岩心中，样品ZK3201DN-1采自孔深106 m处岩心(牧牛山岩体)，样品ZK3201DN-3采自孔深646.5 m处岩心(鹊山岩体)(图3)，在两件定年样品附近各采集8件全岩地球化学分析样品。牧牛山岩体地表岩石风化破碎严重，本次研究的样品采于地下钻孔岩心，未遭受明显风化作用影响，为研究岩体和地层接触关系提供了可靠依据。

样品ZK3201DN-1岩性为二长花岗岩，岩石呈灰黄色，中、细粒花岗结构，块状构造(图5(a))，镜下常见斜长石(35%)、钾长石(25%)、石英(35%)和黑云母(<5%)，含少量黄铁矿、磁铁矿等暗色矿物，岩石轻微碎裂，其内可见少量网状裂隙，裂隙宽窄不一(图5(b))。

样品ZK3201DN-3岩性为糜棱岩化二长花岗岩，岩石呈灰白-浅肉红色，糜棱结构，条带状、眼球状构造，斑晶含量为90%，主要矿物为斜长石(35%)、钾长石(30%)和石英(25%)，基质为黄白色-灰黑色条带状原岩粉末和变质矿物云母等，基质含量约为10%(图5(c))。镜下见斑晶、基质两部分组成，残斑为斜长石、钾长石和石英，基质为糜棱物、新生云母等矿物(图5(d))。

图5 前垂柳金矿区牧牛山岩体和鹊山岩体钻孔岩心及镜下照片Fig.5 Drill-core photos and microscope photographs of granites from the Qianchuiliu gold mine(a)浅肉红色花岗岩；(b)花岗岩的花岗结构；(c)浅肉红色糜棱岩化二长花岗岩；(d)花岗岩中眼球状构造

2.2 测试方法

用于锆石U-Pb年龄测试、全岩主微量元素分析、Lu-Hf同位素分析的样品均无明显矿化蚀变和脉体穿插，分析测试均由南京宏创地质勘查技术服务有限公司实验室完成。将分选好的锆石根据颜色、自形程度、形态等特征初步分类，挑选出具有代表性的锆石用环氧树脂制靶、打磨和抛光，然后进行锆石显微镜照样(反射光和透射光)和阴极发光(CL)照相。锆石U-Pb年代学分析在Agilent 7900型激光剥蚀-电感耦合等离子体质谱仪(LA-ICP-MS)Resolution SE型193 nm深紫外激光剥蚀进样系统上完成，测试流程详见文献[30]。U-Pb同位素定年中采用锆石标准91500作外标进行同位素分馏校正，每分析5个样品点分析2次91500，利用ICPMSDataCal程序[31]和Isoplot 3.0程序[32]进行数据处理。

对全岩样品进行主微量元素的分析测定，其中常量元素采用X射线荧光光谱仪测定，微量元素和稀土元素采用电感耦合等离子体质谱法(ICP-MS)测定，辅以容量法和重量法等分析方法完成。

另外，在锆石U-Pb定年的基础上，对样品进行微区原位Hf同位素测定，Hf同位素分析设备为Resolution 193 nm激光剥蚀系统(New Wave)和多接收器电感耦合等离子体质谱仪(MC-ICP-MS，Neptune Plus)，所用激光脉冲频率为6 Hz，激光束斑直径为55 μm，以91500标准锆石作为外标进行校正，仪器的运行条件和分析流程见文献[33]。锆石Hf同位素特征值计算所采用参数如下:176Lu衰变常数=1.867×10-11a，球粒陨石(CHUR)176Lu/177Hf=0.033 2，176Hf/177Hf=0.282 772[34]，亏损地幔(DM)的176Lu/177Hf=0.038 4，176Hf/177Hf=0.283 25，大陆平均地壳(CC)176Lu/177Hf=0.015[35]。

3 结果分析

牧牛山岩体二长花岗岩(样品ZK3201DN-1)和鹊山岩体糜棱岩化二长花岗岩(样品ZK3201DN-3)锆石U-Pb定年结果见表1；分别对两种岩石挑选8件代表性样品进行了主、微量和稀土元素分析，结果分别见表2；锆石原位Hf同位素分析位置和测年位置一致，结果见表3。

表2 前垂柳金矿区花岗岩主量(%)、微量(10-6)和稀土(10-6)元素分析结果

(续)表2 前垂柳金矿区花岗岩主量(%)、微量(10-6)和稀土(10-6)元素分析结果

(续)表2 前垂柳金矿区花岗岩主量(%)、微量(10-6)和稀土(10-6)元素分析结果

表3 前垂柳金矿区花岗岩锆石Lu-Hf同位素分析结果

3.1 锆石U-Pb年龄

对样品ZK3201DN-1的27颗锆石进行分析测试，CL图像(图6(a))显示锆石呈长柱状，自形程度较好，长宽比为2:1～3:1，粒径为50～80 μm或150～200 μm，多数锆石可见明显的振荡环带和浅色继承核部，未见明显的无环带弱阴极发光边。所测锆石的Th含量范围为80.0×10-6～608.0×10-6，U含量范围为730.6×10-6～1 620.0×10-6，Th/U为0.09～0.80，绝大多数锆石Th/U>0.1，仅有两颗锆石Th/U=0.09，具明显岩浆锆石特征。测试时选取锆石边部振荡环带处，各测点年龄全部位于谐和线上或附近，26颗锆石的207Pb/206Pb年龄范围为1 818～1 863 Ma，加权平均年龄为(1 844±4.4) Ma(MSWD=0.78，图7(a)和(b))，属古元古代造山纪。对ZK3201DN-1-4号锆石样品核部进行了测试，其207Pb/206Pb年龄为(2 114±23) Ma，属古元古代层侵纪，表明核部年龄与振荡环带具有不同年龄，核部年龄可能代表了牧牛山岩体早期继承性年龄或捕获锆石年龄。

对样品ZK3201DN-3的27颗锆石进行分析测试，CL图像(图6(b))显示绝大多数锆石呈长柱状，自形程度较好，长宽比为2:1～5:1，粒径为30～60 μm或100～150 μm，多数锆石可见明显的浅色振荡环带，未见明显的无环带弱阴极发光边。所测锆石的Th含量范围为11.9×10-6～743.0×10-6，U含量范围为87.3×10-6～2 011.0×10-6，Th/U为0.07～1.09，绝大多数锆石Th/U>0.1，仅有两颗锆石Th/U=0.07，具典型岩浆锆石特征。测试时选取锆石边部振荡环带处，所有测点年龄全部位于谐和线上或附近，27颗锆石206Pb/238U测年结果集中于145～164 Ma之间。选取的15颗锆石206Pb/238U加权平均年龄为(154.6±1.5) Ma(MSWD=0.46，图7(c)和(d))，属晚侏罗世。

3.2 岩石地球化学

3.2.1 主量元素

牧牛山岩体二长花岗岩主量元素含量见表2。样品的SiO2含量为72.29%～78.81%，平均75.48%，高于中国花岗岩平均含量71.63%[36]；Al2O3含量为11.31%～12.41%，平均11.60%；MgO含量为0.37%～1.08%，平均0.70%，镁指数Mg#=45.69～73.87，平均62.93(Mg#=100×Mg2+/(Mg2++ Fe2+))；K2O=1.99%～2.41%，平均2.08%；铝饱和指数A/CNK(Al2O3/(K2O+Na2O+CaO))=1.21～1.43，平均1.30，均大于1.1，属强过铝质花岗岩；K2O/Na2O=0.31～0.45，平均0.39，具有富钠贫钾特征；全碱含量ALK(Na2O+K2O)=7.07%～7.79%，平均7.45%。在SiO2-(Na2O+K2O)分类图解中，8件样品均落入花岗岩区域(图8(a))；在A/CNK-A/NK图解中，样品点均落入过铝质区(图8(b))；在K2O-SiO2图解中，8件样品均落入钙碱性序列区(图8(c))。

鹊山岩体糜棱岩化二长花岗岩主量元素含量见表2。样品的SiO2含量为66.66%～72.01%，平均为68.67%，低于中国花岗岩的平均含量71.63%[36]；Al2O3含量为14.12%～16.32%，平均15.23%；MgO含量为0.24%～1.00%，平均0.49%，镁指数Mg#=29.03～43.29，平均35.81，属下地壳铁镁质岩石直接部分熔融的岩浆范围；K2O=2.37%～4.48%，平均3.63%；铝饱和指数A/CNK=1.34～1.49，平均1.41，均大于1.1，属强过铝质花岗岩；K2O/Na2O=0.33～1.02，平均0.72，具有富钠贫钾特征；全碱含量ALK=7.84%～10.25%，平均8.98%。在SiO2-(Na2O+K2O)分类图解中，8件样品多落入石英二长花岗岩区域(图8(a))；在A/CNK-A/NK图解中，样品点均落入过铝质区(图8(b))；在SiO2-K2O图解中，8件样品多落入高钾钙碱性序列区域(图8(c))。

图8 前垂柳金矿区花岗岩主量元素分类图解Fig.8 Plots of major elements vs. SiO2 for granites from the Qianchuiliu gold mine(a)TAS图解；(b)A/CNK-A/NK图解；(c)SiO2-K2O图解

3.2.2 稀土元素

牧牛山岩体二长花岗岩稀土元素含量见表2。稀土元素总量为61.72×10-6～130.38×10-6，LREE元素总量为38.30×10-6～93.83×10-6，HREE元素总量为16.09×10-6～36.56×10-6；LREE/HREE=1.64～4.89，平均2.74；(La/Yb)N=0.69～4.35，平均1.77；样品稀土元素总体含量较高且富集轻稀土元素。(La/Sm)N=0.59～1.97，平均1.03；(Gd/Lu)N=0.77～1.43，平均1.07；重稀土元素分馏较轻稀土元素略明显。δEu=0.30～0.48，平均0.35，具有明显的Eu负异常，表明岩浆在演化过程中发生了较明显的斜长石分离结晶作用。δCe=0.94～1.08，平均1.00。稀土元素球粒陨石标准化配分曲线呈弱的右倾展布，轻稀土元素相对富集，重稀土元素相对亏损(图9(a))。

鹊山岩体糜棱岩化二长花岗岩稀土元素含量见表2。稀土元素总量为88.30×10-6～217.50×10-6，LREE元素总量为80.83×10-6～210.42×10-6，HREE元素总量为4.32×10-6～8.10×10-6；LREE/HREE比值为10.83～30.99，平均比值为26.22；(La/Yb)N=12.31～76.47，平均57.63，样品稀土元素总体含量较高且富集轻稀土元素。(La/Sm)N=7.08～9.67，平均为8.90；(Gd/Lu)N=1.16～5.16，平均为3.90；轻稀土元素和重稀土元素均有明显分馏。δEu=1.61～2.20，平均1.83，具有明显的Eu正异常；在部分熔融中，斜长石的熔融可导致熔体中Eu正异常。δCe=0.93～0.99，平均0.97。稀土元素球粒陨石标准化配分曲线明显右倾，轻稀土元素富集，重稀土元素亏损，呈“L”型展布(图9(a))。

图9 前垂柳金矿区花岗岩稀土元素球粒陨石标准化配分图(a)和微量元素原始地幔标准化蛛网图(b)(球粒陨石和原始地幔的值引自Sun和McDonough[38])Fig.9 Chondrite-normalized rare earth element (REE) patterns (a), and primitive-mantle-normalized trace element spider diagram (b) for granites from the Qianchuiliu gold mine (chondrite and primitive mantle normalizing values from Sun and McDonough[38])

3.2.3 微量元素

牧牛山岩体二长花岗岩微量元素含量见表2。微量元素原始地幔标准化蛛网图(图9(b))中，表现为Sr、P、Ti和Ba等相对亏损，而Rb、K、Th、U、Nd、Zr、Hf、Sm、Y、Yb元素则相对富集。Ba元素含量较低，范围为167.74×10-6～355.79×10-6，平均值为233.13×10-6。Sr元素的含量范围为42.68×10-6～79.00×10-6，平均值为55.68×10-6。Yb元素的含量范围为2.42×10-6～5.74×10-6，平均值为4.40×10-6。Y元素的含量范围为24.11×10-6～56.78×10-6，平均值为38.64×10-6(>18×10-6)。

鹊山岩体糜棱岩化二长花岗岩微量元素含量见表2。在微量元素原始地幔标准化蛛网图(图9(b))中，表现为高场强元素Nb、P、Ti和HREE相对亏损，而大离子亲石元素Rb、K、Ba、Sr、Hf和LREE元素则相对富集。Ba元素含量较高，范围为1 729.09×10-6～4 126.12×10-6，平均值为3 127.90×10-6。Sr元素的含量范围为549.10×10-6～989.05×10-6，平均值为764.47×10-6。Yb元素的含量范围为0.42×10-6～1.33×10-6，平均值为0.65×10-6。Y元素的含量范围为4.19×10-6～11.87×10-6，平均值为6.27×10-6(<18×10-6)。

3.3 锆石Hf同位素

对二长花岗岩和糜棱岩化二长花岗岩两组锆石分别进行了25点位的Hf同位素测试，点位与U-Pb定年点位相同(图6)，具体数据详见表3。按照锆石颗粒对应的谐和年龄，对应计算锆石176Hf/177Hf比值。

样品ZK3201DN-1的25颗锆石176Hf/177Hf比值范围为0.281 366～0.281 666，εHf(t)范围为-9.5～3.0，绝大多数为负值，但存在两颗锆石εHf(t)为正值。ZK3201DN-1-3的176Hf/177Hf比值为0.281 666，对应的εHf(t)为0.2；ZK3201DN-1-4的176Hf/177Hf比值为0.281 587，对应的εHf(t)为3.0。模式年龄TDM2范围为2 492～3 083 Ma，集中在2 600 Ma左右。

样品ZK3201DN-3的25颗锆石176Hf/177Hf比值范围为0.281 481～0.282 282，εHf(t)范围为-26.6～-14.1，均为负值。模式年龄TDM2范围为2 681～3 860 Ma，集中在2 820 Ma附近。

4 讨 论

4.1 牧牛山岩体形成时代和成因

对于牧牛山岩体的形成时代，前人有不同的认识。1:50 000区域地质调查郭城幅工作认为牧牛山岩体为鹊山岩体的一部分，属玲珑型花岗岩九曲单元，并测得花岗岩体的Rb-Sr年龄为702 Ma，属晚元古代，但是存在热液蚀变时，Rb-Sr等时线法获得的成岩年龄具不确定性[39]。冯波等[40]采集了土堆—沙旺金矿附近的二长花岗岩样品进行LA-ICP-MS锆石U-Pb定年，获得了两组年龄，2 049～2 151 Ma和1 865～1 926 Ma，并认为岩体结晶成岩年龄为(2 105±26) Ma，并经历了约1.85 Ga时期的变质改造事件。本次工作测得牧牛山岩体二长花岗岩26颗锆石的207Pb/206Pb年龄范围为1 818 Ma～1 863 Ma，26颗锆石加权平均年龄为(1 844±4.4) Ma(MSWD=0.78，N=26，图7(a))，属古元古代造山纪。

牧牛山岩体二长花岗岩与荆山群围岩的接触关系有助于限定岩体形成时代，综合判断牧牛山岩体与荆山群围岩为侵入接触关系，牧牛山岩体形成时代晚于荆山群地层。李凯月等[41]系统收集了荆山群的年代学数据，将最年轻碎屑锆石年龄作为地层的最大沉积年龄，最大变质锆石年龄作为地层的最小沉积年龄，得到荆山群沉积年龄为2.10～1.90 Ga，因此，牧牛山岩体花岗岩的侵入时代应晚于荆山群(1.90 Ga)。本次工作测得26颗锆石加权平均年龄为(1 844±4.4) Ma(图7(a))，可以代表牧牛山岩体二长花岗岩的成岩年龄，岩体为荆山群地层形成后的深成侵入岩；但是锆石继承核部年龄(2 114±23) Ma与振荡环带年龄(1 844±4.4) Ma不同，核部年龄可能代表了牧牛山岩体早期继承性年龄或捕获围岩年龄。华北克拉通存在古元古代花岗岩侵入，区域上也有报道，路孝平等[42]在研究辽东半岛南部早前寒武纪花岗质岩浆作用时，认为古元古代花岗岩形成于两个时期，2 160 Ma和1 850 Ma；翟明国[43]也认为华北克拉通在18.5亿年存在重融的花岗岩，并且都有太古宙的年代学记录。

牧牛山岩体二长花岗岩SiO2含量较高(SiO2=72.29%～78.81%，平均75.48%)，铝饱和指数较高，属强过铝质花岗岩，具有富钠贫钾钙碱性特征。岩石稀土元素总量范围为61.72×10-6～130.38×10-6，LREE/HREE平均比值为2.74，样品稀土元素总体含量较高且富集轻稀土元素，重稀土元素分馏和轻稀土元素分馏均不明显，δEu=0.30～0.48，平均0.35，具有明显的Eu负异常，指示该岩体结晶分异程度较高，表明岩浆在演化过程中发生了较明显的斜长石分离结晶作用。Rb/Sr均值为0.71，在花岗岩构造判别图解中，牧牛山岩体样品均落入板内花岗岩范围(图10)；在Sr/Y-Y图解和(La/Yb)N-YbN图解中数据点没有落入埃达克岩区域(图11)，以Sr=400×10-6和Yb=2×10-6为界，具有低Sr、高Yb特征，许多A型花岗岩以及与蛇绿岩有关的M型花岗岩属于这一类型[37]。

图11 前垂柳金矿区花岗岩Sr/Y-Y图解(a)和(La/Yb)N -YbN图解(b)Fig.11 Sr/Y-Y(a) and (La/Yb)N-YbN(b) diagrams for granites from the Qianchuiliu gold mine

锆石在形成后基本没有明显的放射性成因Hf的积累，所测定的176Hf/177Hf比值基本代表了其形成时体系的Hf同位素组成，3.0～2.5 Ga是华北克拉通地壳生长的重要时期，锆石Hf同位素的模式年龄TDM2代表锆石寄主岩石源区从亏损地慢分离进人地壳的时间[44]。牧牛山岩体样品的锆石Hf同位素投点落入下地壳区域(图12)，Hf同位素年龄TDM2数据表明华北克拉通在太古宙已经形成，在2 700～2 600 Ma存在一期地壳生长事件，牧牛山岩体岩浆物质来源于太古宙结晶基底的再循环作用。岩体形成时代模式年龄T<模式年龄TDM，表明花岗岩岩浆来源于早期地壳物质的再循环或发生壳幔混合作用。结合锆石的形态学研究，两颗锆石ZK3201DN-1-3、DK3201DN-1-4可能含有少量亏损地幔来源的物质，但大部分为原有地壳组分的改造和再循环，指示牧牛山岩体岩浆源区可能为新太古代地壳物质。上述研究表明牧牛山岩体为具有强过铝质、富钠贫钾钙碱性特征的地壳重融型花岗岩。

图12 前垂柳金矿区花岗岩中锆石Hf同位素图解Fig.12 Zircon Hf isotopic features of granites from the Qianchuiliu gold mine

4.2 鹊山岩体形成时代和成因

晚侏罗世侵入岩在胶东地区广泛分布，比较著名的有玲珑岩体、昆嵛山岩体、鹊山岩体和毕郭岩体等，鹊山岩体出露面积约550 km2，呈NNE向不规则带状展布。玲珑花岗岩的同位素年龄非常复杂，近年来随着测年技术不断进步，逐步确认玲珑岩体形成于晚侏罗世。苗来成等[45]对胶东招掖玲珑花岗岩的锆石进行了SHRIMP定年，锆石U-Pb定年结果表明玲珑花岗岩形成于中生代燕山期，岩浆锆石年龄为150～160 Ma。张田和张岳桥[46-47]对鹊山花岗岩体不同位置进行了野外采样，获得了2个样品年龄：鹊山岩体西侧样品S421的206Pb/238U年龄值介于(149±2)～(156±2) Ma之间，其中12个点的206Pb/238U加权平均年龄为(154.0±1.2) Ma；样品S432采于鹊山岩体的中部，锆石U-Pb定年结果显示206Pb/238U的年龄值介于(152±2)～(160±2) Ma之间，其中 12个点的206Pb/238U加权平均年龄为(156.3±1.8) Ma，代表了鹊山岩体的形成年龄。夏增明等[48]对鹊山岩体3个样品进行了年代学研究，3个样品加权平均年龄分别为(162.5±3.0) Ma、(155.9±2.2) Ma和(157.3±4.0) Ma，认为二长花岗岩的糜棱岩化变质作用晚于鹊山岩体最年轻的锆石年龄(155.9±2.2) Ma。本次工作所采集花岗岩样品的锆石206Pb/238U测年结果分布于164～145 Ma之间，选取的15颗年龄相近的锆石206Pb/238U加权平均年龄为(154.6±1.5) Ma(图7(b))，属中生代晚侏罗世，与前人研究结果一致，可以代表鹊山岩体的成岩年龄。上述测年结果代表了鹊山岩体的侵位年龄，表明该地区的岩浆活动开始于164 Ma并持续到145 Ma，与胶东半岛地区伸展作用之前的构造热事件一致[27]。

岩石地球化学数据表明鹊山岩体属高钾钙碱性、过铝质花岗岩系列，富集K、Ba、Rb、Sr等大离子亲石元素，富集Th、U等活泼的不相容元素和LREE元素，相对亏损高场强元素Nb、P、Ti和HREE，其微量元素含量具有造山带岩浆特征，相对富集高场强元素K、Zr则指示地壳物质的存在。以Sr=400×10-6和Yb=2×10-6为界，具有高Sr、低Yb特征，岩石的高Sr含量(平均值为764.47×10-6)、低Y含量(平均值为6.27×10-6)以及较明显的正Eu异常(δEu=1.61～2.20，平均1.83)特征，与埃达克岩类似[37]。在花岗岩构造判别图解中，样品均落入火山弧花岗岩、同碰撞花岗岩区域(图10)，明显区别于板内和洋中脊花岗岩类，具有活动大陆边缘火成岩特点；在Sr/Y-Y和(La/Yb)N-YbN图解(图11)中数据点均落入埃达克岩区域；锆石Hf同位素投点落入下地壳区域(图12)，表明其岩浆物质来源于下地壳，岩体岩浆源区可能为新太古代地壳物质，岩浆来源于早期地壳物质的再循环。

关于玲珑花岗岩的成因，前人做了大量研究。玲珑花岗岩中大量出现继承锆石，反映其岩浆源区极其复杂。黄涛等[49-50]认为玲珑型花岗岩主要为华北下地壳重熔的S型花岗岩类，并有苏鲁超高压变质带深俯冲物质的参与。王德滋和周新民[51]认为S型花岗岩是在挤压构造环境下，地壳强烈缩短增厚而发生地壳深熔作用的产物。张旗等[52]认为高Sr、低Y特征属于C型埃达克岩，是加厚地壳底部部分熔融的产物，并解释了埃达克岩的最新定义：埃达克岩只是一个一般的术语，泛指那些具有埃达克岩地球化学特征的岩石，没有特定的构造含义[37, 53]。俯冲板片熔融形成的埃达克岩(O型)通常相对富集Na2O(K2O/Na2O<0.5)，而鹊山岩体的花岗岩相对富集K2O，K2O/Na2O平均值为0.73，表现出与下地壳部分熔融成因的埃达克岩相似的特征[54]。综上所述，鹊山岩体属于晚侏罗世埃达克岩，宏观特征和矿物组合指示其物质来源于加厚下地壳的部分熔融，加厚下地壳可能为古太平洋板块向亚洲大陆发生低角度俯冲引起大陆边缘挤压变形而导致的地壳增厚作用和地壳重熔[19, 46, 55]。

4.3 矿床成因

鹊山变质核杂岩具有三层结构：上盘由早白垩世上叠盆地(区内为胶莱盆地)及其古元古代基底(荆山群地层)组成，下盘为太古宙深变质杂岩与中生代侵入体(鹊山岩体)，上、下盘之间被一条主拆离断层所分隔。自晚中生代以来，华北克拉通岩石圈在伸展机制下经历了剧烈的减薄，位于胶东东部华北克拉通南东缘的鹊山变质核杂岩是该时期地壳伸展的一个重要实例[47, 56]。鹊山岩体侵位之后，鹊山地区受NWW—SEE向伸展机制作用，韧性剪切带开始在中-下地壳深度发育，随着递进剥露，韧性剪切带经过中-下地壳最后到达近地表层次，区域上的金成矿作用也集中在这个时代[47,56]。

前垂柳金矿区多个钻孔岩心均具有相似的三层特征，上部为二长花岗岩和古元古代荆山群地层变质岩，深部为糜棱岩化二长花岗岩，两者被中间厚度较大的构造-蚀变带分割，深部糜棱岩化二长花岗岩的出现标志着构造-蚀变带的结束。两期花岗岩作为金矿的赋矿围岩，在空间上与金矿体紧密相连，部分碎裂蚀变花岗岩也可以作为低品位矿体，但两期岩浆侵入时间与金矿床成矿时代相距较远，不太可能为金成矿提供直接物质来源，因此矿床成因可能为岩浆期后成矿热液或含矿流体沿韧性剪切带上涌，形成厚大的构造-蚀变带，并在构造有利部位富集成矿。前垂柳矿区钻孔岩心的三层结构的地质特征与鹊山变质核杂岩一致，可能为鹊山变质核杂岩主拆离断层在前垂柳矿区的延伸或者主拆离断层的次级断层。前垂柳金矿床的发现表明该区深部找矿潜力巨大，厚大构造-蚀变带的发现对于寻找变质核杂岩周边的金矿具有重要的指示意义，韧性剪切带和低角度主拆离断层在鹊山变质核杂岩及玲珑变质核杂岩周边广泛分布，在今后的勘查工作中应引起重视。

5 结 论

(1)牧牛山岩体锆石U-Pb年龄为(1 844.1±4.4) Ma，其形成时代为古元古代造山纪，属高硅、强过铝质花岗岩和钙碱性序列，岩石地球化学和Hf同位素特征表明其为下地壳重融型花岗岩。鹊山岩体锆石U-Pb年龄为(154.6±4.4) Ma，其形成时代为晚侏罗世，具有埃达克岩特征，其地球化学特征与区域上玲珑岩体类似，成岩物质来源于加厚下地壳部分熔融。

(2)牧牛山岩体和鹊山岩体属两种完全不同类型的花岗岩，两者在形成时代、岩石地球化学特征和成因上具明显区别，牧牛山岩体不是鹊山岩体的一部分，而应作为新的填图单元加以区分。

(3)前垂柳金矿的发现表明胶莱盆地东北缘地区找矿潜力巨大，金矿勘查重点为寻找鹊山变质核杂岩周边的韧性剪切带和低角度主拆离断层中的厚大构造-蚀变带。

致谢：感谢两位审稿人和编辑对本文的意见和建议。山东省地质矿产勘查开发局第三地质大队张丕建研究员和杨国福研究员对本文钻孔岩心编录提供了指导，野外地质调查和样品采集得到了张昌帅、王成、王广杰和郝春刚的帮助，在此表示感谢。