中生代侵入岩与火山岩的时序及成因类型

岩浆岩区带划分~

在划分东北地区中、新生代火山-侵入岩区（带）时，主要考虑中、新生代的地质块体划分情况及区域地球物理场和主要断裂构造的控制作用等。当然，岩浆岩区（带）的划分最主要的依据是同一岩浆旋回的产物在空间上的分布状况及其成因联系。这里应强调的是，区内中生代几乎每一岩浆活动阶段都有火山岩和侵入岩的形成，且二者在空间上往往密切伴生，但其分布的广度不尽一致。本区西部即大兴安岭和辽西地区火山岩类出露比同时代侵入岩要广泛，而东部即辽吉黑三省东半部广大地区内侵入岩类比火山岩分布更广泛。在同一构造单元内中、新生代各岩浆活动阶段的产物往往叠加在一起，通常在一个岩区（带）内中生代早、中、晚期岩浆岩均有出露，其发育程度有别（图2-5、图2-6）。

图2-5　东北地区中、新生代火山岩类分布示意图

1—E—Q火山岩；2—K2火山岩；3—J3—K1火山岩；4—J2火山岩；5—T3—J1火山岩

图2-6　东北地区中生代花岗岩类分布与岩区划分略图

1—早中生代（T3—J1）；2—中生代中期（J3—K1）；3—晚中生代（K1-2）;4—新生代
（一）饶河-汪清-北票早中生代（T3—J1）火山-侵入岩带（图2-2A）
本岩带的空间分布范围与前述饶河-汪清-北票块体完全一致，即东北地区的东部、东南部和南部地带，其西北边界为依兰-伊通断裂和赤峰-开原断裂。
本岩带内分布着迄今为止所发现的几乎全部晚三叠世火山岩系和早侏罗世火山岩系，绝大多数印支晚期花岗岩体和燕山早期第一阶段（早侏罗世）花岗岩体亦出露在本岩带内。本岩带可以进一步划分为如下亚带或亚区：①饶河蛇绿岩-花岗岩亚区（T3—J1），处于黑龙江东北隅那丹哈达岭中生代优地槽褶皱带中。②老黑山-大兴沟火山-侵入岩亚带（T3—J1），位于吉黑两省东部，从鸡东、绥芬河、东宁到汪清、珲春、延吉一带呈北东向展布，处于延边晚古生代上叠构造盆地中。③白山-抚顺火山-侵入岩亚区（T3—J1），位于吉林南部的白山、通化地区和辽宁东部的抚顺、丹东一带，处于辽吉古陆块之上。④北票-朝阳-兴城火山-侵入岩亚区（T3—J1）：本区指辽宁西部北票、朝阳、葫芦岛、兴城一带，地处华北陆块的辽西断块区。
（二）黑河-伊春晚三叠世（T3）火山-侵入岩区
本区包括伊春、北安以北、嫩江以东、黑河以西及嘉荫以南的广大地区。大体呈NWW走向，在大地构造上属早古生代活动陆缘带（唐克东等，1995）。可分为两个南北向的亚区：⑤伊春-逊克火山-侵入岩亚区（T3）；⑥德都-黑河火山-侵入岩亚区（T3）。
（三）吉中-滨东早中生代（T3—J1）火山-侵入岩区
本岩区主要指吉中磐石、永吉、舒兰、蛟河等地，包括滨东五常、巴彦、尚志一带，呈北东向展布。地处吉中-滨东晚古生代上叠构造盆地之上。可划分两个亚区：⑦尚志-南岔火山-侵入岩亚区（T3—J1）；⑧磐石-舒兰火山-侵入岩亚区（T3—J1）。
（四）延边-吉南-辽东中生代中期（J2—K1）火山-侵入岩带（图2-2B）
本岩带的分布范围大体包括吉林延边和通化地区、辽宁东部抚顺—丹东一带及黑龙江东宁等地。按中侏罗世—早白垩世火山岩和同期侵入岩的分布可分为3个亚区（带）：⑨延吉-东宁火山-侵入岩亚区（J2），主要是指延边地区及黑龙江东宁一带。⑩抚松-白山火山-侵入岩亚区（J2—K1），本亚区在白山市东部和抚松县周围。（11）抚顺-丹东火山-侵入岩亚区（J2—K1）：本亚区在辽东的东半部，北起抚顺—桓仁—本溪至宽甸—丹东一带。
（五）铁力-吉林-西丰中生代中期（J2—K1）火山-侵入岩带
本岩带的空间分布范围大致沿依兰-伊通断裂带的东南侧和西北侧，其东南以敦化-密山断裂带为界，西北与松辽拗陷相接。本带内中、晚侏罗世和早白垩世火山岩系分布广泛，尤以晚侏罗世火山岩为多，中侏罗世火山岩较局限。同期花岗岩类分布普遍。可划分为3个亚区（带）：（12）铁力-延寿火山-侵入岩亚区（J2—K1）；（13）吉林-五常火山-侵入岩亚区（J2—K1）；⑩西丰-辽源火山-侵入岩亚区（J2—K1）。
（六）辽西中生代中期（J2—K1）火山-侵入岩区
辽西岩区包括整个辽西以及辽北康平、法库和内蒙古敖汉旗等地。区内中侏罗世髫髻山组（J2t）非常发育，区内各地均有出露，此外南票海房沟组（J2h）亦有火山岩类。义县组火山岩往往不整合覆盖在髫髻山组之上，其出露面积比后者广泛得多，具有穿时特征，愈来愈多的人将其置于侏罗—白垩纪之间。同期花岗岩分布相对较少。本岩区可以细分为3个火山-侵入岩亚区：⑩义县-阜新火山-侵入岩亚区（J2—K1）；（16）敖汉-凌源火山-侵入岩亚区（J2—K1）；（17）建昌-锦州火山-侵入岩亚区（J2—K1）。
（七）呼玛-孙吴中生代中期（J3—K1）火山-侵入岩带（图2-2C）
本岩带包括小兴安岭西北部、伊勒呼里山和大兴安岭北端一带。带内晚侏罗世火山岩为根河组（J3g），分布在伊勒呼里山一带，孙吴等地有零星分布。早白垩世火山岩为上库力组（K1sh），在龙江—孙吴一带为龙江组（K1l）、暖泉沟组（K1n），嫩江、呼玛、漠河一带为甘河组（K1g），主要为玄武安山岩类。同期侵入岩主要是花岗岩体，一般规模较小，多为岩株。
本岩带在呼玛南北各有一个中生代火山-侵入岩相对集中分布的区域，可分别称为：（18）孙吴-嫩江火山-侵入岩亚区（J3—K1）；（19）呼玛-塔河火山-侵入岩亚区（J3—K1）。
（八）大兴安岭中生代中期（J2—K1）火山-侵入岩带
这是一条巨大的中生代火山-侵入岩带，包括内蒙古自治区东部的昭盟、哲盟、兴安盟、呼盟及吉林、黑龙江两省西部北部边缘地带。带内中生代中期（J2—K1）火山岩系极其发育，火山岩系的时代有从南向北逐渐迁移的特点，即大兴安岭南段主要是中、晚侏罗世火山岩系兴安岭群，中段除中、晚侏罗世外，尚出露早白垩世火山岩，而北段则晚侏罗世和早白垩世火山岩系并存，但以后者为主。本岩带可划分为三个中生代中期火山-侵入岩亚区：（20）大兴安岭南段火山-侵入岩亚区（J2—K1），本段从赤峰一带起至西拉木伦一线；（21）大兴安岭中段火山-侵入岩亚区（J2—K1），本段为霍林郭勒至布特哈旗以南一带；（22）大兴安岭北段火山-侵入岩亚区（J3—K1），从布特哈旗以西至满洲里，北达塔源—漠河一线以南。
（九）中生代晚期（K1-2）火山-侵入岩区（图2-2D）
东北地区中生代晚期，即早白垩世晚期至晚白垩世火山-侵入岩分布范围较中生代中期（J2—K1）火山-侵入岩分布范围明显缩小，且只局限在几个地区内，主要是黑龙江东北部的佳木斯周围地区和吉林南部至辽宁东部地区，分别称为：（23）佳木斯火山-侵入岩亚区（K1-2）：本亚区包括饶河、双鸭山、佳木斯、鹤岗、嘉荫等地区；（24）集安-本溪中生代晚期火山-侵入岩亚区（K1-2），本亚区包括集安、通化、抚顺、本溪、丹东等地。而吉南地区相当于这套火山岩系地层划为晚白垩世三棵榆树组（K2s），有人称其为安粗岩系（赵安生等，1994）。侵入这套火山岩或与之密切伴生的侵入岩主要是偏碱性的花岗岩体。
（十）新生代（E、N、Q）火山-侵入岩区（带）
东北地区新生代玄武岩分布相当广泛，是全国著名的。既有古近纪、新近纪玄武岩，又有第四纪更新世、全新世玄武岩，乃至近代喷发的玄武岩、粗面岩。此外还有始新世碱性岩侵入体（方文昌，1992）。其岩区（带）划分如下：（25）桦甸古近纪碱性侵入岩亚区（E）：在吉林桦甸市以南的永胜村出露有一个约18km2的碱性岩岩株。在其附近，辉南县北太平屯一带还有3个小岩体分布。本亚区虽然只有少数几个小侵入体，但以其特殊的岩石类型和属于喜山期而独具特色，故单独划为一个亚区；（26）长白山火山岩亚带（E—Q），包括吉林省长白、抚松、靖宇、和龙、珲春及辽宁省宽甸和黑龙江东宁一带呈NE向延展；长约800km。其东南边界为鸭绿江-图们江断裂带。（27）镜泊湖火山岩亚带（E—Q）：本亚带包括黑龙江省鸡东、穆棱、牡丹江、宁安，吉林省敦化、蛟河、桦甸、辉南，辽宁省抚顺、清原等地。亦呈NE向带状延展，全长约900km。基本上沿抚顺-敦化-密山深断裂带分布，并受其控制。（28）大屯火山岩亚带（E—Q）：本亚带包括黑龙江省依兰、桦南、方正、尚志，吉林省长春、伊通及双辽等地，呈北东向延展，全长约700km，依兰-伊通深断裂带纵贯本亚带并受其控制。（29）五大连池火山岩亚区（N—Q）：本亚区指黑龙江省德都、克东、逊克、嫩江、黑河等地，大致呈上窄下宽的梯形地带。嘉荫-海拉尔东西向深断裂和嫩江北东向深断裂带通过本亚区。本亚区最新玄武岩当属在1719～1721年喷出的老黑山玄武岩；（30）五叉沟火山岩亚带（N—Q）：本亚带南起霍林河，北至诺敏河，亦呈北东向展布，带长逾600km。查干敖包-五叉沟深断裂带贯穿本亚带并控制其分布，嘉荫-海拉尔深断裂带亦有其影响。

胶东地区中生代构造岩浆活动频繁，规模宏大（图2.3），成矿作用显著，这是华北板块深部地壳“拆沉说”和古太平洋板块“俯冲说”两大群体学者共同认可的事实。据统计，胶东地区中生代侵入岩，主要成岩时代大致分为三个阶段，即230～200Ma、160～140Ma和135～100Ma（图2.4）；总体上看形成两个序列，一是东部地区的三叠纪柳林庄闪长岩、宁津所正长岩、槎山正长花岗岩—侏罗纪垛崮山花岗闪长岩、文登花岗岩—白垩纪伟德山花岗岩、崂山花岗岩序列，表现出一套由中基性向中酸性岩浆演化的趋势；另一是西部地区的三叠纪闪长岩（极为零星）—侏罗纪玲珑花岗岩—白垩纪郭家岭花岗岩、伟德山花岗岩（艾山岩体、南宿岩体，范围小）、崂山花岗岩序列，缺少三叠纪基性岩浆活动和正长岩—正长花岗岩。两个序列各阶段岩石基本上由北西向南东逐渐变新，呈北东向带状分布，与区域构造走向大致平行。

图2.3 胶东地区中生代侵入岩分布图

（转引自李杰，2012）
1—柳林庄超单元闪长岩；2—文登超单元花岗岩；3—宁津所超单元正长岩；4—槎山超单元花岗岩；5—垛崮山超单元花岗闪长岩；6—玲珑超单元花岗岩；7—郭家岭超单元花岗岩；8—伟德山超单元花岗岩；9—崂山超单元花岗岩

图2.4 中生代侵入岩同位素年龄统计直方图

（据宋明春等，2010）
（a）K-Ar同位素年龄；（b）U-Pb、39Ar-40Ar、Rb-Sr和Sm-Nd等时线年龄
（1）三叠纪侵入岩
分布于胶东东部胶南-威海造山带之中，系由超基性—基性—中性—酸性—偏碱性的侵入岩岩石系列构成一个较为完整的岩浆旋回，自早到晚划分柳林庄、宁津所和槎山3个超单元。柳林庄超单元自早到晚由角闪石岩、闪长岩、石英闪长岩、二长闪长岩、石英二长岩组成，被宁津所超单元和燕山期侵入岩穿切，锆石U-Pb年龄173～312Ma。宁津所超单元自早到晚由角闪正长岩、辉石正长岩、石英正长岩组成，锆石U-Pb同位素年龄值225Ma（王世进等，2012）。槎山超单元是一套不同粒度的正长花岗岩类组合，其锆石同位素稀释法U-Pb年龄值为205.7±1.4Ma（郭敬辉等，2005）。
槎山超单元，局限出露于荣成槎山，文登马山、张家产等地，主要岩性是一套不同粒度的正长花岗岩类。按结构变化槎山超单元又分为6个单元，其中院夼单元为中粗粒正长花岗岩，侵入早期荣成岩套和宁津所超单元，其中见捕虏体棱角尖锐、边界清晰、片麻理发育，接触变质作用不明显，显现拉张环境下侵位的特征。岩石Fe2O3、MnO含量稍低，MgO、CaO、K2O含量偏高，里特曼组合指数σ=2.53，为钙碱性岩石，正常太平洋型；w（K2O）/w（Na2O）=1.16，ANCK=0.98，100w（Fe3+）/w（Fe3++Fe2+）=38.9，w（Na2O）＞3%，为I型花岗岩；氧化度OX′=0.60，侵位较深；与酸性岩类世界平均值比较，Th、V偏高，Zr、Rb略偏低，w（K）/w（Rb）=257.86～292.13，w（Rb）/w（Sr）=0.41～1.28，w（Ba）/w（Sr）=3.38～5.17。稀土元素总丰度值 ∑REE为211.22×10-6，∑LREE为197.39×10-6，∑HREE为13.83×10-6，∑LREE/∑HREE=14.27，δEu=0.41，w（La）/w（Sm）=6.62，为铕负异常轻稀土富集型（王文安等，1995）；形成于扬子板块与华北板块碰撞后快速折返期。荣成大疃刘家铍矿即赋存于此岩体内部断裂带中。
（2）侏罗纪侵入岩
出露于半岛中北部和东部，为一套中酸性、酸性侵入岩类，主要包括文登、垛崮山、玲珑3个超单元，主体岩性为花岗闪长岩、二长花岗岩类，属中侏罗世第二、三、四阶段侵入岩。
文登、垛崮山等侏罗纪岩体都具有长英质陆壳深熔花岗岩的特征，含有大量继承性锆石，显示侏罗纪岩体的主要源岩是形成于800～700Ma的地壳（王世进等，2009）。垛崮山超单元局限出露于乳山东部的大孤山、垛崮山一带，是一套含黑云花岗闪长岩类。文登超单元集中出露于半岛东部文登市的文登营、汪瞳，威海市冶口-篙泊及北部招远市埠山、潘家店一带地区，系一套酸性二长花岗岩系列。锆石SHRIMP U-Pb年龄为157.1±1.4Ma～167±3Ma（王世进等，2012）。
玲珑超单元，主要出露在招远、平度、莱州一带及昆嵛山等地，包括云山、九曲、罗山、崔召、大庄子、郭家店、笔架山7个单元，前三者主要岩性为弱片麻状细—中粒含石榴二长花岗岩，其他主要岩性为中—粗粒二长花岗岩。各单元岩石均为铝过饱和型，属钙碱性—碱钙性的酸性岩类，从早到晚，Al2O3逐渐升高、TiO2逐渐降低，具有基性度逐渐降低、酸碱性逐渐增高的特点，基本符合同源岩浆演化的特点（常裕林等，2006）。玲珑超单元是胶东地区最发育的一套二长花岗岩类，为S型花岗岩；早期经受绿片岩相和动力变质，局部被韧性剪切带叠加而具弱片麻状构造。与金矿成矿关系密切，多构成金矿体的围岩，曾长期被认为是本区金矿成矿的“衍生矿源层”（李士先等，2007；吕古贤等，2013）。锆石SHRIMP U-Pb同位素年龄160～140Ma（郭敬辉等，2005；王世进等，2009；158.53±0.79Ma，丁正江等，2015）。
需要指出的是，1：5万区调工作时，山东省第三地质矿产勘查院（2000）将福山地区邢家山钼钨矿的成矿母岩——幸福山岩体划为了伟德山超单元，并新建了幸福山单元（但后期出版物中均被忽略或未被提及）。该岩石SiO2含量平均为68.56%，属于酸性花岗岩类；与中国花岗岩平均值（黎彤等，1998）比较其SiO2、CaO、K2O含量略偏高，w（K2O）/w（Na2O）≈1.2，Fe2O3+FeO含量偏低，其余氧化物含量基本一致，属钙碱性岩石（图2.5），中浅部侵位；亲石元素Ti、Mn、Ba、Cr、Sr含量较高，其余较低；亲铜元素Cu、Pb、Zn含量较高，其余较低；亲铁元素Mo含量高出10倍以上，其余较低；Nb、Zr明显偏低，不及1/2；副矿物组合属磷灰石-锆石-榍石型；从稀土配分曲线可以看出，属轻稀土富集，右倾型（图2.6），铕略显正异常，属下地壳或太古宙沉积岩部分熔融形成的岩浆岩类；成岩温度为750～800℃，压力0.05GPa。总的来看，幸福山岩体在岩石地球化学上与玲珑型花岗岩表现出较好的一致性（图2.5，图2.6），应与其为同源，说明伴随着玲珑花岗岩基的形成，尚有同期岩浆的强烈侵位。根据本次研究对岩体精确测年发现，幸福山岩体单颗粒锆石LA-ICP-MS U-Pb法加权平均年龄为157±2Ma（图2.7，丁正江等，2015；相应成矿作用矿石辉钼矿Re-Os加权平均年龄为158.91±0.91Ma，丁正江等，2012），研究认为应把其归为玲珑超单元之同期侵入岩。

图2.5 幸福山花岗岩地球化学图解

（数据来源于山东省第三地质矿产勘查院，2000）
（a）硅-碱图解；（b）（Na2O+K2O）-MgO-TFeO图解；（c）K2O-SiO2图解；（d）ANK-ACNK图解

图2.6 花岗岩球粒陨石标准化蛛网图

（球粒陨石值据Sun＆McDonough，1989）

图2.7 幸福山斑状花岗岩LA-ICP-MS锆石U-Pb年龄谐和图（左）和加权平均值图（右）

（3）白垩纪侵入岩
广泛侵位于古老结晶基底和早白垩世莱阳群、青山群及侏罗纪侵入岩，明显受NW和NNE—NE向构造制约。划分为郭家岭、伟德山、雨山、大店和崂山等5个超单元，主要系一套中性—中酸性—酸性—碱性的侵入岩类（王世进等，2009）。本次研究认为雨山超单元王家庄单元的划分需要重新调整。
郭家岭超单元，分布于莱州、招远、蓬莱、文登、龙口等地。自西向东分布于招远上庄、北截、丛家、蓬莱南王、郭家岭、村里集一带和东部文登泽头等地，面积约514km2。具一定规模的复式岩体，包括：仓上、上庄、北截、丛家、曲家、郭家岭及范家店岩体，岩性为二长闪长岩—石英二长岩—花岗闪长岩—二长花岗岩系列侵入岩，以斑状中粒含角闪二长花岗岩为主（约占郭家岭花岗岩总面积的53%）。按形成顺序，分为12个单元。各单元总体上呈近EW向分布，各自独立产出互不相连；为一套中性—酸性侵入岩类的岩石组合；从早到晚，斑晶由小到大，含量由少到多，所含暗色幔源包体的种类和数量由多到少；其化学成分分异指数逐渐增高、固结指数逐渐下降，反映了岩石从中性向酸性的演化过程，为壳幔混合型花岗岩（杨进辉，2000；杨进辉等，2003；赵振华等，2003）。呈NNE向侵入于玲珑、文登超单元，被燕山晚期侵入岩穿切，局部被早白垩世莱阳群不整合所盖。是胶东金矿主要的侵入岩媒介（王世进等，2009），并被认为是本区金矿成矿的“直接矿源层”（李士先等，2007）。锆石SHRIMP U-Pb年龄为126±2Ma、129±3Ma、130±3Ma（关康等，1998），总体形成年代为135～126Ma（罗镇宽等，2002；本书）。
伟德山超单元，是本区出露规模最大的燕山晚期岩浆岩，广布于荣成伟德山，文登三佛山，牟平院格庄，栖霞牙山、艾山，海阳招虎山、龙王山等地。自早至晚由闪长岩、二长闪长岩、石英二长岩、花岗闪长岩、二长花岗岩组成，为一套中性、中酸性和酸性侵入岩的岩石组合，各单元多构成复式岩体，为壳幔混熔成因（刘春华等，1997；金秉福，1997，1998；杨国福等，2000；宋明春等，2000；张华锋等，2006；杨敏之等，2006），I型花岗岩。单颗粒锆石稀释法年龄124±4Ma、锆石SHRIMP U-Pb年龄117.7±2.9Ma（王世进等，2009）。该期岩浆活动与胶东地区广泛发育的燕山晚期铜钼多金属矿化密切相关，如栖霞尚家庄斑岩型钼矿（成岩时代全岩Rb-Sr年龄116.3Ma，1：5万区调，宋明春，2008；辉钼矿Re-Os年龄116.4±1.6Ma，李杰，2012）、荣成冷家斑岩型钼矿（斑岩锆石U-Pb年龄113.4±1.8Ma，丁正江等，2013；辉钼矿 Re-Os年龄113Ma，李杰等，2013）、莱州南宿斑岩型钼矿化（斑岩U-Pb年龄117Ma，1：20万莱阳幅，王沛成等，1996；辉钼矿Re-Os年龄117.8±7.0Ma，柳振江等，2010）等。通过对伟德山岩体（郭敬辉等，2005；丁正江等，2013）、三佛山岩体（郭敬辉等，2001，2005）、海阳岩体（张田等，2007）、院格庄岩体（张田等，2007）等锆石U-Pb测年，该期花岗岩年龄集中于115～110Ma。
根据前人研究（杨国福等，2000；王世进等，2009），雨山超单元规模较小，散布于蓬莱雨山、抓鸡山，福山隆口—杜家崖，栖霞铁口等地；系一套二次结构的中性—中酸性浅成侵入岩，壳幔混合成因。自早至晚由石英闪长玢岩、角闪石英二长斑岩、花岗闪长斑岩、二长花岗斑岩组成，侵入于早白垩世莱阳群、青山群，研究区分王家庄、水夼、贺家沟三个单元。其中，王家庄单元石英闪长玢岩，岩性与郭家岭超单元赵家单元斑状中粒角闪石英二长岩相当，主要分布在福山王家庄—杜家崖一带，吴阳泉断裂带南北两侧，但南侧上盘粉子山群中明显分布范围大；主要顺层或近似顺层侵入，呈岩脉、岩株和岩床状，边部呈岩枝产出于粉子山群中，其中含少量细粒闪长质包体；与围岩接触无明显的蚀变现象，但岩体边部局部见有黄铁矿化现象，在福山隆口金矿区44线见沿其破碎带有小型金矿体产出。地球化学特征上看（表2.2；图2.8），与郭家岭超单元基本相似（杨进辉等，2003；罗贤冬等，2010）。从成岩时代上看，郭家岭超单元成岩时间岩浆锆石U-Pb年龄为130～126Ma（Wang et al.，1998）；王家庄单元，2个侵入其中的辉绿岩脉全岩 K-Ar法年龄为116.8Ma和110.8Ma（李士先等，2007），限定了王家庄单元的年龄下限；本次工作利用锆石LA-MS-ICPU-Pb测年，结果显示其加权平均年龄为133.7±2.1Ma（图2.9），与吕文杰（2010）在杜家崖金矿所测年龄一致；水夼单元，暂未有锆石年龄报道，黑云母K-Ar法年龄为123Ma（孙丰月等，1995），考虑到云母矿物的不稳定性，有可能受到晚期金成矿期热液干扰，实际年龄应该更早些。总的来看，王家庄单元、水夼单元和郭家岭超单元，在空间关系、地球化学特征、矿化特征、成岩时代等方面，均存在着一定的可比性。故认为，应把王家庄单元前提至郭家岭超单元早期单元，区内岩浆活动背景为：王家庄单元为燕山晚期拉张型构造背景下，壳幔同熔型岩浆快速沿区域性断裂构造上升侵位形成，随后各阶段岩浆次序上升，并带来了大量的幔源物质参与成矿，短时间内巨量金属的堆积（裴荣富等，1999）。由此，发育于王家庄单元中的金矿化就较为容易解释，同时与区域上的成岩成矿关系显得更加和谐。
表2.2 水夼单元、王家庄单元和郭家岭超单元特征对比



图2.8 斑岩（脉）稀土元素球粒陨石标准化图解

（左图据孙丰月等，2011；右图样品为郭家岭岩体，据罗贤冬等，2010）

图2.9 王家庄岩体LA-ICP-MS锆石U-Pb年龄谐和图（左）和加权平均值图（右）

大店超单元在海阳局部地区零星出露，为一套正长岩、石英正长岩等偏碱性的酸性岩类。
崂山超单元规模较大，分布于东南沿海一带的荣成龙须岛、海阳招虎山，为一套酸性—碱性的晶洞花岗岩类的侵入岩组合。花岗岩呈复式岩基、岩株产出，受NE向构造控制明显，是中国东部晚中生代典型的I-A型复合花岗岩带的重要组成部分和典型岩体，锆石SHRIMP U-Pb年龄为120～110Ma（王世进等，2010）。
（4）燕山期脉岩
胶东地区脉岩极为发育，各大成矿带均有出露，成岩时代贯穿侏罗纪和白垩纪。岩性类型多、成分复杂，包括煌斑岩、辉绿岩、闪长岩、闪长玢岩、石英闪长（玢）岩、花岗斑岩、伟晶岩、细晶岩等，往往成群、成带分布。其中煌斑岩、闪长（玢）岩与金矿化关系紧密，花岗斑岩则与有色金属关系更为密切。前者见诸大金矿成矿带，后者如文荣威地区铜钼铅锌银多金属矿化区。
煌斑岩，从化学成分和矿物组合上看，主要包括橄榄拉辉煌斑岩、闪斜煌斑岩和云煌岩三大类（季海章等，1992）。均为富集岩石圈地幔部分熔融的产物，在侵位结晶过程中都不存在明显的地壳混染，说明形成于大陆板内拉张环境的快速侵位演化过程，大致集中于90～140Ma（刘燊，2004）。胶东地区煌斑岩分布广泛，大致可划出六个暗色岩脉群（与闪长玢岩、辉绿岩脉等伴生），包括胶东西部招远地区的老猫顶-大吕家地区、张华山地区、上夼-北截地区、蒋家-灵山沟-后孙家地区等四个暗色脉岩群，以及胶东东部的蓬家夼-王格庄地区、乳山三甲地区等两个暗色脉岩群（孙丰月等，1995a），岩群走向基本上为NNE向和NNW向，煌斑岩脉厚0.5～1.5m，延长多在几十到百米，延深较为稳定。按与成矿的先后顺序可分为成矿前、成矿期和成矿后三期，以成矿后为主。煌斑岩与区内金矿成矿时间、空间及成因上均有密切关系（孙丰月，1992；孙丰月等，1995a，1995b；罗镇宽等，2001；刘燊，2004；耿瑞等，2012）。金矿体，尤其是石英脉型金矿体，与煌斑岩脉往往伴生，或者产于同一条断裂带内，或者金矿体直接产于煌斑岩脉之内，或后者切割前者。二者具有时空分布的一致性。季海章等（1992）研究认为，煌斑岩是成矿中部分金的来源，富含挥发分，含原生碳酸盐，钙碱性煌斑岩可提供Au成矿时所需的H2O、CO2、S2-、K+等，在成矿中还可能起到还原剂作用。孙丰月等（1995b）指出，煌斑岩与金成矿在大的时空尺度上密切相关，小尺度上具有明显的独立性，与金矿具有同源性，都属于幔源C-H-O流体分异演化过程中不同阶段的产物。是寻找该类型金矿的岩石学重要标志之一。
花岗斑岩、正长斑岩等中酸性脉岩，在矿区亦经常被发现，多数形成较晚，与区内的晚白垩世早期多金属矿化有关，如十里铕银矿化等（黄德业，1986；杨金中等，2001）。刘凯（2014）测得埠南金矿区穿切早期金矿化的正长斑岩脉锆石LA-ICP-MS U-Pb年龄为94.2±2Ma，该矿区正长斑岩的侵入使1#脉具有两期成矿叠加的特征，即早白垩世金的主成矿期和晚白垩世多金属-金银矿化期。初步研究，荣成伟德山地区多金属矿化与该区广泛出露的花岗斑岩脉亦具有较为密切的联系。

（一）侵入活动阶段和岩性组合

本研究区中生代岩浆活动十分强烈而且频繁，侵入岩分布范围极为广泛，出露总面积约12×10⁴km²，其中在华夏陆块内，广东省出露面积6×10⁴km²，福建省约3.5×10⁴km²，浙江省约4600km²，大致由南而北侵入岩出露面积渐小，与火山岩覆盖面积渐大相一致。

20世纪70年代末至80年代中期，南京大学地质系、贵阳地球化学研究所、南京地质矿产研究所以及广东、福建、浙江、江苏、安徽等省区调队对本区不同时代花岗岩类作了系统总结。这些研究多数把燕山期侵入岩分为早、晚两期（表4-3）。把侵入最新地层为中、上侏罗统，形成于早白垩世之前的岩体归于燕山早期侵入岩，而侵入最新地层为白垩系，形成于第三纪之前的岩体归于燕山晚期侵入岩，其时限在J₃与K₁之间，即约为137Ma（或135Ma），整个燕山期又分为5阶段侵入活动。事实上，在整个燕山旋回的1亿多年时间内，地壳运动频繁，明显的地壳运动也不只5次，而每一次（幕）相隔的时间很短，一般20Ma，这对于各阶段侵入岩来说无疑存在过渡关系，各阶段之间很难找到直接的地质证据，其年龄上限也很难控制。

表4-3　不同单位对本区中生代花岗岩阶段划分和同位素年龄（Ma）界线比较表

如果将侵入活动与火山活动旋回和沉积建造的关系结合起来研究，本研究区燕山运动可分为早、中和晚3期。早期燕山运动发生在中或中晚侏罗世，在本区表现为中生代大规模火山活动的下火山岩系与下伏地层（包括早侏罗世煤系）的明显不整合，此时的侵入活动早于大规模的下火山岩系。中期燕山运动发生在晚侏罗世与早白垩世之间，本区上火山岩系与下火山岩系的不整合即为该期运动造成的。晚期燕山运动发生在早白垩世与晚白垩世至古近纪之间，表现为本区南雄群、衢江群、石牛山群、双庙山群与白垩系红层的不整合。

鉴于以上分析，本次研究将燕山期侵入岩三分，并称期为侵入岩套，“套”包含如下概念：强调侵入活动与火山活动旋回的时序对应关系，侵入岩套或早于大规模火山活动，或与火山活动相伴随并略滞后，一套侵入岩可以由几种岩石组合或几种成因类型所组成，其中包括了与火山岩有亲缘性和不具亲缘性的所有岩石类型。第一套侵入岩大致相当燕山早期第一和第二阶段；第二套侵入岩大致相当于燕山早期第三阶段；第三套侵入岩大致相当于燕山晚期第四、五阶段。

根据岩体的区域地质分布、与围岩火山岩的关系、同位素年龄以及区域岩石学特征的综合对比，将华夏陆块内武夷区带和浙闽粤滨海区中183个复式岩体作了具体划分，并与4个火山活动旋回对应，火山活动与侵入活动的时序关系和岩石组合见表4-4，结合扬子陆块内中下扬子区带和南扬子区带的岩浆活动特点，将本研究区中生代火山-侵入与构造演化的关系综合于表4-5。

（二）各区带侵入岩的成因类型

20世纪70年代以来，兴起按物质来源划分花岗岩的成因类型，到了80年代已引起国内外学者的高度重视，其中最著名的是I型和S型（Chappell和White,1974）、A型（Loiselle和Wones,1979）和M型（Pitcher,1983）,Pitcher（1983,1987）更进一步指出，花岗岩成因类型与地质环境有广泛的联系，不同的构造环境将提供不同的源岩组合，其花岗岩形成过程也不同。但是现在人们愈来愈强烈地感到，上述ISMA分类存在许多问题。首先，是它们的定义和特征相当混乱，不同地区之间很难对比。其次，成因类型是根据有限的几个地球化学参数确定的，自然过程如此复杂，想用几个参数把花岗岩类岩石各种错综复杂的关系简单地概括起来几乎是不可能的。第三，花岗岩类的源岩不会是单纯的地壳沉积岩，也不会是地幔岩，更不会是地幔岩浆与地壳岩浆的简单混合，更多的是早先存在于地壳中的沉积岩和幔源火成岩以不同比例混合熔融而成的，实际上可能是一种地幔来源与地壳来源之间的连续谱系，可能是无限多个不同的成因类型（Leake,1990）。第四，更多的学者强烈主张（Brown等，1984;Wickham,1989;Cobbing,1990；毛建仁等，1991）花岗岩成因类型的主要控制因素是不同种类的源岩而不是构造环境，特定的一种源岩可以被不同的构造作用过程所活化，结果产生相类似的花岗岩。第五，花岗岩的地球化学特征所反映的主要是源岩的成分、性质、熔融和岩浆结晶的过程，而不是岩浆生成时的构造环境，即使构造环境相同，不同地区花岗岩的特征也不尽相同。因此，由于花岗岩类的源岩建造差异，在某一地区所获得的分类准则（尤其是地球化学方面的准则）不能简单地、机械地套用于其他地区，每一个地区的花岗岩都将有其特有的地区性特征。

表4-4　不同区带中生代侵入岩与火山岩时序关系表

表4-5　中国东南大陆中生代火山-侵入岩与构造演化

鉴于上述认识，考虑到本文所讨论的大都是岩浆成因的与火山活动有成因联系的侵入岩，不同岩浆岩区带侵入岩的差异基本反映了基底源岩建造的差异，不同地带内获得的花岗岩类地球化学参数，是基底源岩类型对花岗岩在矿物化学、岩石化学、微量元素、稀土元素及稳定同位素组成方面的影响的结果。沿袭国内外学者都已熟悉的SIMA的成因分类，增加I-S的过渡类型区分出一些不同的类型，作为中国东南大陆广大地质背景内的研究基础，联系实际地质情况判别花岗岩的构造环境。本文所指的S型花岗岩类以再循环地壳物质为主要来源，仅有少量上地幔物质参与；I型花岗岩类以上地幔或原生地壳物质为主要来源（不一定完全直接来自地幔），有少部分再循环地壳物质参与；A型花岗岩则指本地区中生代岩浆活动最晚期在扩张裂解环境下形成偏碱性的花岗岩类，具有独特的构造意义，其源岩是底侵垫托地壳中经历了部分熔融事件的变质基性火成岩，如浙闽粤滨海区带，也可以是经历交代作用的富集。本区不同成因类型侵入岩分布及其主要地球化学特征见表4-6。需要强调说明的是，即使是归属同一成因类型的侵入岩，由于源岩建造的差异其地球化学特征参数也有较大差异，表中分别列出。

（三）不同类型包体的空间分布

本区Ⅰ型侵入杂岩中广泛分布细粒暗色岩石包体。最大直径可达400cm（青田岩体），小者＜4cm，一般10～20cm，总体来说＜4cm的包体占多数，绝大部分呈椭球形、卵圆形、液滴状，也有呈不规则的楞角状，或呈长约10m，宽约2～3m的脉状，局部被花岗质岩石切割成块断状的岩石包体（宁德岩体）。包体可分散存在，也可成群出露，包体密度高者可达10个/m²（长泰花岗闪长岩体）。

表4-6　中生代侵入岩成因类型的主要特征

包体与寄主岩石之间接触界线一般都很清晰，也有呈弥散状的过渡关系，寄主岩石也可切割暗色包体。在同一岩体中，暗色包体总是比较集中地分布在SiO₂含量较低的相带中，因此可以分布在岩体内部（如青田、丹阳等岩体），也可以分布在岩体的边缘（如铜官山、馒头山、山头郑等岩体），包体的颜色一般都比寄主岩石深，呈灰黑色、灰色，细粒结构，粒径0.5～1mm居多，任何一类岩石中的包体都比寄主岩石粒度细，有时可见冷凝边。

包体成分主要为闪长质和石英闪长质，矿物组合与寄主岩石相同，但含有较多辉石、角闪石、斜长石和副矿物。包体中黑云母为镁质-铁质黑云母（MF=0.26～0.63）。钙质闪石类的角闪石呈细长柱状，形态完好。副矿物组合为磁铁矿-榍石-磷灰石型，与寄主岩类相似。副矿物中最为突出的是具快速冷却的针状磷灰石，长宽比高达40:1，一般20:1～30:1，而寄主岩石中磷灰石长宽比＜5:1。包体的特征结构是“间粒”和嵌晶结构，斜长石晶体格架内充填有辉石、石英等，或是他形石英和碱性长石包裹较小斜长石、角闪石等，表明石英和碱性长石是后进入包体中的，这种现象在包体与寄主岩石接触界线附近更为明显。

表4-7　包体岩石化学成分特征表

注：1.“*”者为包体的寄主岩石；2.LREE′为La、Ce、Nd、Sm、Eu5个元素的和，HREE′为Gd、Dy、Er、Yb、Y5个元素的和，∑REE，为上述10个元素的总和。

与寄主岩石相比，包体的SiO₂、K₂O含量低，而FeO、MgO、CaO、Na₂O、P₂O₅、Cr、Ni、Co、V、Sc、Zr、Ga含量高。由于包体中富集大量富含稀土的副矿物和F、Cl流体，包体的稀土总量都高于寄主岩石，并具弱负Eu异常。包体的微量元素分布型式和稀土元素球粒陨石标准化曲线与寄主岩石的同类曲线十分相似，两者具有同源特征，见表4-7。

对于I型侵入岩中暗色微粒岩石包体的成因，有以下几种观点：①源岩部分熔融后的暗色残留体（White等，1977;Griffin等，1978；杨超群，1988；陈国能，1988；陶维松，1987）；②岩浆房底部富铁镁矿物堆积体，在后来岩浆上升侵位时携带上来而形成暗色包体（Palm,1957）；③基性岩浆和原始酸性岩浆不完全混合而形成（Cantagrel等，1982;Reid,1957;F.Bussy,1987;Brown,1986）；④主岩体冷凝形成的边缘相破碎后被包在脉动岩浆中（Dider,1982；汪建明，1988）。

a.早期结晶矿物的堆积体：如漳州岩体的辉长苏长岩中直径为0.5～3cm的灰黑色椭球形包体，包体中呈粒状的辉石晶形与寄主岩石中的相似。铜官山东石门小岩体中，主体岩石辉石为含闪长岩，包体中角闪石具堆晶结构，主要由棕色或绿色角闪石及黑云母组成，间隙矿物为斜长石。其他有榍石和金属矿物。

b.析离体：主要指产在分异程度较高的A型花岗岩中的浅色石英闪长质包体，具花岗结构、嵌晶结构。是A型花岗质岩浆的同源包体，较早结晶的斜长石、少量黑云母和富稀土元素的副矿物，随同富LREE、Eu等元素的F、Cl流体一起析出，使得熔体中这类元素更亏损。

c.冷凝形成的岩体边缘相碎块（自碎包体）：主要分布于风化剥蚀程度较弱的岩体边缘相，与寄主岩石有较清晰的界线，这类包体是岩浆侵位过程中，岩体边缘冷却较快，而内部仍处于高温熔融态，由于岩浆脉动上侵挤碎了侵入体边缘相富铁镁矿物岩石，这些碎块与岩浆发生不完全反应，出现重熔现象，形成细粒、富针状磷灰石快速冷却结晶特征的自碎包体。如见于铜官山石英闪长岩中的闪长质包体主要由绿色角闪石、中长石（An=37.5%±）组成，次为碱性长石、微量石英。角闪石呈束状或放射状。副矿物有针状磷灰石、榍石及金属矿物。其中以迅速冷却的针状磷灰石最为特征。此外，具似斑状结构和嵌晶结构的斑状闪长质包体，钙长石和他形碱性长石晶体中包嵌有大量斜长石、角闪石、磁铁矿、针柱状磷灰石和少量黑云母等早期结晶矿物，与暗色闪长质包体相比，其成分更接近于主体岩石。

d.两种岩浆混合包体（淬冷包体）：这类包体与寄主岩石成分上相差悬殊，大部分集中分布在岩体内部而不是边缘相中，具有典型的火成结构，成分也都位于岩浆岩成分范围内，所以不是基底变质岩的残留体，也不是岩浆早期结晶的冷凝边缘相或围岩碎块（岩体围岩都是上、下火山岩系的流纹英安质—流纹质火山岩），包体具微粒结构和冷凝边，说明闪长岩和石英闪长质包体不是早期结晶相在岩浆房底部的堆积体。包体的微细粒结构、针状磷灰石、冷凝边现象，说明它们是快速冷凝的淬冷包体。包体呈塑变形态，并出现石英、碱性长石等来自寄主岩石的矿物，说明它们可能是两种岩浆不均匀混合的结果。在混合得比较均匀的部分，包体的化学成分、微量元素和稀土元素都介于包体与寄主岩石之间，这类包体已作为I型侵入杂岩的一个特征，两种岩浆混合可以对这类微粒包体的许多特征作出比较合理的解释。

在闽东宁德黑云母花岗岩中出现同期基性岩脉，侵入到尚未完全结晶的花岗岩脉中，断续延长，被花岗岩分割和部分混合。J.Dider（1982）指出：“同期岩脉是在花岗岩体尚未最后固结时定位于花岗岩中的，或者是由于花岗岩中有一个尚可活动的内部带，它可以使岩脉破碎；或者是由于岩脉本身使得花岗岩中一个还是松散地粘着的结晶区重新活动使岩脉破碎而形成包体”。

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