胶西北秦姑庵花岗岩体岩石成因及对金成矿的启示：元素地球化学、锆石U-Pb年代学及Lu-Hf同位素制约

2022-01-13李秀章刘汉栋于晓卫王立功祝培刚郭瑞朋

山东国土资源 2021年12期

李秀章，刘汉栋，于晓卫，王立功，祝培刚，郭瑞朋

(山东省地质调查院，山东济南 250014)

0 引言

胶西北地区中生代岩浆活动频繁，主要包括晚侏罗世玲珑型花岗岩、早白垩世早期郭家岭型花岗闪长岩、早白垩世晚期伟德山型花岗岩，以及晚侏罗世至早白垩世的脉岩等。前人对该地区中生代花岗岩类的岩石学、地球化学[1-4]、岩石成因、构造背景[5-8]和形成时代[1,8-12]等进行了大量研究，取得了丰硕的成果。同时，胶西北招远—莱州—平度地区是胶东最重要的金矿床集中区。金矿床的主要赋矿围岩是玲珑型花岗岩、郭家岭型花岗岩和早前寒武纪变质岩，许多研究者认为金成矿与玲珑型花岗岩或郭家岭型花岗岩有成因联系[13-15]，然而从金矿成矿时代上，主成矿期为120 Ma左右[16-21]，玲珑型花岗岩的成岩时代早于主成矿30～40 Ma，郭家岭型花岗岩则早于成矿时间5 Ma以上[22]，早白垩世晚期的伟德山型花岗岩及其同期的脉岩、火山岩与成矿年龄接近，被认为与金矿成因有关[23-26]。秦姑庵岩体位于平度市大泽山一带，处于胶西北招远-莱州-平度金矿床集中区的西南部，是与金成矿同时代的花岗岩类岩体[27]，加强对胶西北地区成矿期花岗岩体的研究，对于深入认识胶东大规模金成矿作用及成矿的构造岩浆背景具有启示意义。

本文通过对与胶西北金矿同时代的秦姑庵花岗岩体的详细野外地质调查和显微镜下观察，识别出粗中粒二长花岗岩、斑状中粒二长花岗岩和细粒黑云母二长花岗岩3种侵入岩，并对其进行了系统的岩石学、地球化学、地质年代学和锆石Lu-Hf同位素研究，确定了岩体的地球化学类型，约束了其形成时代及岩石成因；利用物化探综合异常，推断岩体深部向西延伸较大，探讨了本期岩浆活动与大庄子金矿成矿的关系。

1 地质概况及岩体特征

胶东地区位于华北板块东南部(图1)，被五莲-烟台断裂分为威海隆起和胶北隆起[28]。本文研究的秦姑庵岩体位于胶北隆起内。

1—第四系；2—白垩系；3—古元古界；4—中-新太古界；5—中细粒二长花岗岩；6—斑状中粒二长花岗岩；7—粗中粒二长花岗岩；8—玲珑型花岗岩；9—古元古代斜长角闪岩；10—花岗斑岩脉；11—闪长玢岩脉；12—闪长岩脉；13—煌斑岩脉；14—地质界线；15—断层；16—样品位置

胶北隆起的前寒武纪基底主要由太古宙花岗-绿岩带(胶东岩群和栖霞TTG岩系)和古元古代粉子山群和荆山群组成[18,29]。太古宙花岗-绿岩带主要由英云闪长岩-奥长花岗岩-花岗闪长岩质片麻岩组成，少量表壳岩和镁铁质麻粒岩和角闪岩透镜体。以往的地质年代学和地球化学研究表明，TTG片麻岩、斜长角闪岩的原岩年龄分别为2.9Ga、2.7Ga、2.5 Ga[28]。粉子山群和荆山群岩性为一套富铝的片岩、片麻岩、变粒岩、大理岩为主的孔兹岩系[30-31]，不整合分布于TTG片麻岩之上。对粉子山群和荆山群变沉积岩的碎屑锆石U-Pb定年结果表明，其沉积时代在1.8～2.2Ga之间[9，32-33]。

中生代燕山期侵入岩分布广泛，主要有晚侏罗世玲珑型、早白垩世早期郭家岭型、早白垩世晚期伟德山型花岗岩。玲珑型花岗岩主要为含黑云二长花岗岩，其锆石U-Pb年龄为160～150 Ma[1,9,11]，被认为是加厚的下地壳部分熔融的产物，没有地幔的成分加入[34-35]；郭家岭型岩体由二长闪长岩-石英二长岩-花岗闪长岩和二长花岗岩组成，形成于132～125 Ma[1,14,36-38]，侵入到玲珑型花岗岩或前寒武纪变质基底中[39]，为陆壳酸性岩浆与幔源中基性岩浆混合而成[8,40-41]；早白垩世晚期伟德山型花岗岩体形成于120～110 Ma[10,37-38,42]，主要由石英二长岩-二长花岗岩-正长花岗岩组成，也是壳幔混源型花岗岩[4,10,42-43]。

秦姑庵岩体出露于平度市和莱州市交界处的大泽山一带(图1)，呈NE向展布，平面上呈不规则椭圆状，出露面积54.2km2，岩体由中粗粒二长花岗岩、斑状中粒二长花岗岩、中细粒二长花岗岩组成，主体岩性为中粗粒二长花岗岩(图2)，侵入玲珑型花岗岩和荆山群变质地层，西南方向与白垩纪沉积—火山岩地层断层接触。岩体与荆山群接触处往往形成峭壁，与玲珑花岗岩接触界面的倾向一般外倾，在外接触带可见到宽约5～8m的细粒二长花岗岩，略具定向，再向外过渡到斑状中粒二长花岗岩及中粒二长花岗岩。内接触带一般粒度略细，钾长石含量相对较高，颜色呈肉红色。

a，b—粗中粒二长花岗岩；c，d—斑状中粒二长花岗岩;Q--石英；Kf--钾长石；Pl--斜长石；Bt--黑云母

2 分析方法

本文样品采自于岩体的粗中粒黑云母二长花岗岩、斑状中粒二长花岗岩。样品位置见图1及表1。

表1 样品位置及矿物组合

2.1 主量和微量元素分析

主量元素、微量元素的分析测试工作在自然资源部济南矿产资源监督检测中心完成。主量元素分析使用Icsp7400 Radial MFC型全谱直读等离子体发射光谱仪完成，分析精度优于1%，检测依据为《GB/T14506—2010硅酸盐岩石化学分析方法》，分别测定主次成分量和氧化亚铁量；微量元素分析使用 Finnigan MAT Element I型电感耦合等离子体质谱仪(ICP-MS)完成，分析精度多小于3%。依据标准为《电感耦合等离子体质谱方法通则(DZ/T0223—2001)》，温度20℃，湿度30%。测试过程中分别使用国际标准进行监控。

2.2 锆石SHRIMP U-Pb年龄测定

2.2.1 锆石分选和照相

锆石挑选在河北省区域地质调查研究所实验室利用标准重矿物分离技术分选完成。分离采用常规方法：先将岩样粉碎至300μm，再用浮选和电磁选方法分离，最后在双目镜下挑选出无裂痕、无包裹体且具有代表性的单颗粒锆石，锆石颗粒黏于环氧树脂表面，固化后打磨抛光至露出一个光洁平面，进行透射光、反射光显微照相以及锆石阴极发光(CL)显微照相。

2.2.2 锆石SHRIMP U-Pb定年

SHRIMP U-Pb锆石定年在北京离子探针中心(中国地质科学院地质研究所)SHRIMPⅡ仪器上完成。测年原理和方法见参考文献[45-46]。数据点测定为 5 组扫描。一次离子流强度为 3～5nA，束斑为 25～30μm。未知样品U含量标定和年龄校正分别使用标准锆石M257( U含量为 840 × 10-6)[47]和TEM(年龄为417Ma)[48]。数据处理采用SQUID和ISOPLOT程序[49]。普通铅校正使用实测204Pb，单个数据点误差为1σ。

2.2.3 原位微区锆石Lu-Hf同位素

原位微区锆石Hf同位素比值测试在武汉上谱分析科技有限责任公司利用激光剥蚀多接收等离子体质谱(LA-MC-ICP-MS)完成。激光剥蚀系统为Geolas HD (Coherent，德国)，MC-ICP-MS为Neptune Plus(Thermo Fisher Scientific，德国)。分析过程同时配备了信号平滑装置以提高信号稳定性和同位素比值测试精密度。载气使用氦气，并在剥蚀池之后引入少量氮气以提高Hf元素灵敏度。分析采用Neptune Plus新设计高性能锥组合。前人研究表明，对于Neptune Plus的标准锥组合，新设计的X截取锥和Jet采样锥组合在少量氮气加入的条件下能分别提高Hf、Yb和Lu的灵敏度5.3倍、4.0倍和2.4倍。激光输出能量可以调节，实际输出能量密度为～7.0 J/cm2。采用单点剥蚀模式，斑束固定为44 μm。详细仪器操作条件和分析方法可参照[50]。分析数据的离线处理(包括对样品和空白信号的选择、同位素质量分馏校正)采用软件ICPMSDataCal[51]完成。εHf(t)的计算采用176Lu衰常数为1.867±10-11yr-1，球粒陨石现今的176Hf/177Hf=0.282785、176Lu/177Hf=0.0336。Hf亏损地幔模式年龄(TDM1)的计算采用现今的亏损地幔176Hf/177Hf=0.28325和176Lu/177Hf=0.0384(Griffin et al., 2000)。两阶段Hf模式年龄(TDM2(cc))计算，采用大陆地壳平均的176Lu/177Hf=0.015[52]。

3 分析结果

3.1 岩相学特征

粗中粒二长花岗岩：岩石浅肉红色，块状构造，半自形粒状结构，主要矿物组成为斜长石，含量30%～35%，半自形板状，粒径约1～8mm，具聚片双晶，表面具高岭土化和微弱绢云母化；钾长石，含量35%～40%，粒径多>5mm，具包含结构、条纹结构，表面具高岭土化；石英，含量20%～25%，他形粒状，粒径0.3～2mm，具波状消光，有少量细小裂纹；黑云母，浅褐色--深棕色，少量呈绿色，含量3%～5%，半自形叶片状，粒径0.5～4mm，具绿泥石化，边缘转变为白云母和少量不透明铁质矿物。副矿物有锆石、榍石、磷灰石及少量不透明矿物。

斑状中粒二长花岗岩：似斑状结构，基质块状构造，主要由石英、钾长石和斜长石组成，其次为黑云母、角闪石、绿泥石、绢云母、黏土矿物、磷灰石和不透明矿物等。斑晶为钾长石，含量约50%，粒度约8～18mm，呈半自形粒状、板状，表面具黏土化，发育格子双晶。基质主要为显晶质的石英、钾长石和斜长石，矿物颗粒大小不均匀，粒度约0.3～4mm；石英，含量15%±，呈他形粒状充填在长石颗粒间隙之中，波状消光，表面发育裂纹；钾长石，含量15%±，呈半自形板状、粒状，部分颗粒具黏土化，双晶发育不明显；斜长石，含量11%，呈半自形—他形粒状，少量见聚片双晶，双晶纹不明显，表面具泥化和绢云母化；黑云母，5%±，褐色―浅褐色，半自形片状。副矿物磷灰石及少量不透明矿物。

3.2 主微量元素地球化学

秦姑庵花岗岩体的主量元素含量如表2所示，SiO2含量为68.73%～75.27%，平均为73.50%；K2O含量4.50%～5.11%，全碱(K2O+Na2O)含量为8.39%～8.93%，平均8.69%；K2O/Na2O为1.14～1.39，平均值为1.21；MgO含量0.14%～0.98%，平均0.33%；P2O5含量介于0.02%～0.13%；TiO2含量0.11%～0.31%；Al2O3含量为13.38%～15.84%，平均14.10%；CaO含量0.56%～2.20%，平均1.16%；铝饱和度A/CNK=1.01～1.06，介于1.0～1.1之间。岩石总体富Si、K，贫Al；在TAS图解(图3a)上，样品落在亚碱性系列花岗岩范围内(JD151样品落入靠近花岗岩的石英二长岩区域)。SiO2-K2O图解中，样品均在高钾钙碱性系列中(图3b)里特曼指数σ里特曼指数2.28～2.72，属钙碱性岩；在A/CNK-A/NK图解中，落在弱过铝质范围内(图3c)。秦姑庵岩体为弱过铝质的高钾钙碱性系列。

a：TAS分类图解；b：SiO2-K2O图解；c：A/CNK-A/NK图解

表2 秦姑庵岩体主量元素(wt%)、微量元素(×10-6)测试结果及特征参数

从 Harker 图解(图4) 中可以看出，SiO2与其他氧化物之间有良好的线性关系。CaO、MgO、TFe2O3、P2O5和 TiO2与SiO2呈明显的负相关，表明单斜辉石、磷灰石和钛铁矿等矿物的分离结晶[53]，Al2O3和SiO2呈负相关关系，显示出有长石的分离结晶[54]。

图4 秦姑庵岩体Harker图解

微量元素分析结果(表2)显示，秦姑庵二长花岗岩的稀土元素总含量(∑REE)为96.00×10-6～195.82×10-6，平均144.62×10-6，LREE含量91.05×10-6～186.36×10-6，HREE含量4.95×10-6～9.46×10-6。在球粒陨石标准化稀土元素分布型式图上(图5a)表现出一致的明显右倾配分模式的特征，轻稀土元素富集，而相对亏损重稀土元素，LREE/HREE=18.39～26.72，平均21.79，(La/Yb)N=17.13～42.58，轻重稀土元素有着明显的分异，重稀土曲线近水平。δEu=0.49～0.76，平均0.60，具有中等负Eu异常。

图5 秦姑庵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)

表2显示出低Ba(331×10-6～1219×10-6，平均690×10-6)、Sr(118×10-6～520×10-6，平均265×10-6)、Y(7.03×10-6～12.30×10-6)含量和低Sr/Y比值(12.83～49.33，平均30.06)的特征。在微量元素原始地幔标准化蛛网图(图5b)上，曲线形态整体表现为右倾，富集Rb、Th、U、K、Pb等大离子亲石元素(但Ba、Sr表现出现亏损)，亏损Ta、Nb、P、Ti等高场强元素。

3.3 锆石U-Pb年龄

反射光下观察到大多数锆石颗粒表面干净，仅少量含有矿物包裹体、杂质或裂隙，透射光下鉴定矿物包裹体大多为针状或细长柱状的榍石、磷灰石矿物及不规则近等粒的磁铁矿。

样品(JD151)的锆石呈长柱状，部分呈等轴状，粒径100～400μm，长宽比2∶1～4∶1，自形-半自形，锆石CL图像显示岩浆振荡生长环带发育；部分锆石核幔构造发育，个别具熔蚀特征(图6)，U含量为277×10-6～468×10-6，Th含量为145×10-6～359×10-6，Th/U比值为0.51～0.97，指示了岩浆锆石特点。对10粒锆石的10个测点进行了微区SHRIMP U-Pb分析，数据均位于年龄谐和曲线上或者附近，206Pb/238U年龄值集中在115～123Ma，加权平均年龄值(119.9±1.3)Ma(MSWD=0.94)(表3，图7)，代表斑状二长花岗岩的形成年龄。

表3 秦姑庵斑状二长花岗岩(JD151)锆石SHRIMP U-Pb同位素年龄结果表

图6 秦姑庵岩体锆石阴极发光(CL)图像及U-Pb年龄(Ma)测试点位置

图7 斑状二长花岗岩(JD151)锆石SHRIMP U-Pb谐和图(a)和206Pb/238U加权平均年龄(b)

3.4 Lu-Hf同位素

在锆石U-Pb定年的基础上，对JD151样品进行了锆石Lu-Hf同位素分析，测点均选择在原年龄测定位置或附近进行，结果如表4所示。从表中可以看出，除极个别点176Lu/177Hf比值稍大于0.002 外，绝大多数测点176Lu/177Hf比值小于0.002，说明由176Lu衰变形成的176Hf含量很少，因此可以用176Hf/177Hf代表锆石形成时的176Hf/177Hf比值[54-56]。所有测试点的fLu/Hf值为-0.99～-0.89，小于铁镁质地壳fLu/Hf值[57](-0.34)和硅铝质大陆地壳fLu/Hf值[58](-0.72)。二阶段模式年龄反应其源区物质从亏损地幔抽取的时间或其源区物质在地壳的平均存留年龄[8,59]为古元古代至中元古代。

表4 秦姑庵岩体Lu-Hf同位素组成

斑状二长花岗岩锆石的176Hf/177Hf同位素比值范围为0.282020～0.282155，平均值0.282119，对应的εHf (t)值变化在-24.07～-19.27之间，平均值为-20.53; 亏损地幔二阶段模式年龄TDM2=2398～2696 Ma，平均2476 Ma。

4 讨论

4.1 形成时代

前人利用锆石SHRIMP U-Pb法和锆石LA-ICP-MS U-Pb法对胶西北中生代花岗岩岩类岩石进行众多年代学研究[1,5,8-12,14-15,35-38,41-42,59,61-62]，岩浆的活动主要分为3个阶段:第一阶段为164～140 Ma的晚侏罗世玲珑型花岗岩[5，9,39,63]，第二阶段为130～125 Ma的早白垩世早期郭家岭型花岗岩[5，40，63]，第三阶段为120～105 Ma早白垩世晚期伟德山型花岗岩[5，10，63-64]。胶西北地区大量出露玲珑型花岗岩和郭家岭型花岗岩，伟德山型花岗岩除艾山花岗岩规模较大外，在胶西北中部至南部的广大区域仅有南宿和秦姑庵(大泽山)2个出露面积分别为15km2和55km2的小岩体，前人测试的南宿岩体的LA-ICP-MS锆石U-Pb年龄为(121.3±2.1) Ma、秦姑庵岩体中粗粒二长花岗岩的年龄为(125.0±2.5) Ma[65]。本文获得的秦姑庵岩体二长花岗岩锆石U-Pb年龄(119.9±1.3) Ma，代表岩体的侵入年龄，为早白垩世晚期侵入岩，其与胶西北地区崮山岩体及其中的暗色闪长质包体的锆石U-Pb年龄(118.7±0.9 Ma、120.0±1.1 Ma、118.5±1.0 Ma LA-ICP-MS锆石U-Pb年龄[10])、艾山岩体(115±1～118±1 Ma，LA-ICP-MS锆石U-Pb年龄[37-38]；116±2 Ma、125±3 Ma，SHRIMP锆石U-Pb年龄[42]) 、牙山岩体(117.7±2.9 Ma，SHRIMP锆石U-Pb年龄[2]；113±2 Ma、116±1 Ma，SHRIMP锆石U-Pb年龄[42])的形成时代接近，秦姑庵岩体主体形成于125～120Ma左右，明显不同于晚侏罗世玲珑型和早白垩世早期郭家岭型花岗岩。

4.2 构造背景

岩石化学特征显示，秦姑庵花岗岩为弱过铝质的高钾钙碱性系列，P2O5含量为0.02%～0.13%，在SiO2-P2O5关系图上，呈明显的负相关(图4)，明显不同于S型花岗岩常具有较高的P2O5含量(>0.20%[66]和P2O5-SiO2无明显相关性的特征[67]；在Rb-Th关系图解(图8a)，与Lachlan褶皱带中的I型花岗岩的演化趋势一致；A-C-F图解中，也主要落入I型花岗岩区域(图8b)。在微量元素蛛网图中，富集大离子亲石元素，亏损高场强元素，具有明显的Nb、Ti、P负异常，与岩浆弧一致，在(La/Yb)N-YbN图解、Sr/Y-Y图解中，均投点位于埃达克质岩区内(图9)，也说明其形成于大陆弧环境。秦姑庵岩体主体形成于125～120Ma，与华北克拉通东部发育的早白垩世岩浆活动一致，具有统一的构造背景，其中早白垩世伟德山型花岗岩具有弧花岗岩特点[68]，胶东地区中—基性岩脉也被认为形成于陆弧环境[69]，柳林庄高镁安山岩(118.3～122.3Ma)形成于太平洋板块俯冲的交代地幔契部分熔融。早白垩世，华北克拉通发生了大规模的岩浆活动、盆地沉陷和断裂活动等，指示了岩石圈强烈伸展的构造背景，是华北克拉通破坏的峰期[70-71]。克拉通破坏是陆壳受到太平洋板块俯冲作用强烈影响的结果[70]。因此认为秦姑庵花岗岩的构造背景为太平洋板块的俯冲作用导致的地壳区域性伸展环境。

图8 秦姑庵岩体Rb-Th关系图解(a)、A-C-F图解(b)

4.3 岩浆源区

秦姑庵花岗岩体具有较高的SiO2(68.73%～75.27%)、(K2O + Na2O) (8.39%～9.09%)和低的MgO(0.14%～0.98%)含量，明显的锆石εHf (t)负值(-16.6～-22.0)，富集LREE和LILE，亏损HFSE，Nb/Ta比值为10.29～12.55，平均11.23，接近大陆平均地壳 (11～13)[72-73]，表现为地壳源区的特征[10]。HREE含量4.95×10-6～9.46×10-6，Y含量7.03×10-6～12.30×10-6，HREE和Y的低含量表明源区可能有石榴石存在[74]，在球粒陨石REE标准化配分图中(图5a)，HREE具平坦型的分布，角闪石可能是重要的残留相[75-76]。岩石Mg#=24.71～48.37，平均34.29，小于50，偏低的Mg#值显示没有和地幔物质发生明显的相互作用，并且岩体不与基性岩共生，可能主要源自下地壳玄武质物质的部分熔融[75]。亏损Sr(图5b)，负Eu异常(图5a)和低的Sr/Y比值，可能是在其岩浆源区斜长石作为一种主要的残留相存在，同时残留相中也有石榴石和角闪石[74,76]。岩石化学特征类似于冀北峪耳崖、牛心山等地的低Sr低Y型花岗岩[74]。在(La/Yb)N-YbN图解中，投点位于榴辉岩部分熔融演化线附近的埃达克质岩区内(图9a)；在Sr/Y-Y图解中(图9b) 投点落在榴辉岩和角闪石榴石岩附近。说明花岗岩与石榴石处于平衡，具有深源的特点，可能形成于加厚下地壳的下部，其残留相可能由斜长石+辉石+角闪石+石榴石组成，相当于麻粒岩相或石榴石麻粒岩相。

1—榴辉岩(石榴石/辉石=50/50)；2—角闪石榴石岩(石榴石/角闪石=50/50)；3—角闪榴辉岩(角闪石/石榴石/辉石=10/40/50)；4—石榴石角闪岩(石榴石/角闪石=10/90)

锆石εHf (t)变化于-24.07～-19.27，变化范围不大(图10a)，主体落入华北克拉通1.9Ga～2.5Ga平均地壳演化线之间(图10a)，其模式年龄(表4)远大于成岩年龄(110～120Ma)；在T-176Hf/177Hf图解(图10b)上，数据点在下地壳区域内相对集中，锆石Hf同位素二阶段模式年龄2398～2696Ma，平均2476Ma。其岩浆源区主要来源于古元古代物质的部分熔融，少部分为新太古代基底岩石。华北克拉通东部富集地幔的εHf(t)≈-9.0[77]，华北克拉通下地壳εHf(t)≈-35[78]，秦姑庵岩体的εHf(t)值介于二者之间，指示了少量富集幔源物质的加入。

图10 秦姑庵花岗岩锆石Hf同位素图解

4.4 成岩成矿关系

胶西北是我国重要的金矿床集中区，前人对金的形成时代进行了很多研究，近年测试的绢云母)40Ar-39Ar法年龄主要为(122.8±0.9)～(119.1±1.2)Ma[79-82]，Deng 等测试的热液独居石原位年龄为(121.8±3.6)～(119.1±1.4)Ma[83]。可见，胶东金矿形成于120Ma左右。这一年龄数值明显小于胶东金矿的主要赋矿围岩玲珑型花岗岩和郭家岭型花岗岩，这对前人认为的金成矿与郭家岭型花岗岩岩浆活动有关提出了挑战。鉴于金矿床中普遍发育较多基性脉岩，前人对其进行了同位素年龄测试，在焦家、寺庄和望儿山金矿获得了(122.4±3.1)～(120.6±2.9)Ma的同位素年龄值[19-20,65,79,81,84-87]，年龄范围与金矿床的同位素年龄值一致，因此提出金成矿与地幔有关的岩浆作用密切相关[88]。然而，基性脉岩在胶东地区的体量并不大，岩浆活动的能量可否引起如此大规模的金成矿作用值得怀疑。120Ma左右花岗岩类的发现为深化胶东金成矿认识提供了新的启示。该时期的花岗岩类主要包括伟德山型花岗岩和崂山型花岗岩，其在胶东地区的出露面积达4000km2，由于主要分布于胶东东部和南部的威海、青岛、日照一带，鲜有研究者将其与胶东的金成矿作用相联系。胶西北艾山、南宿和秦姑庵等岩体的存在，指示这期岩浆活动在金成矿区附近是客观存在的。鉴于这期岩浆活动的规模大、常形成面积达数百平方千米的岩基(如伟德山岩体面积480km2、艾山岩体面积250km2、海阳岩体面积270 km2等)，秦姑庵岩体航磁异常显示为密集的环状正异常(图11)，向深部规模明显增大，与南向出露的早白垩花岗岩在深部相连形成较大的岩基，表明120Ma左右的岩浆活动在胶西北地区也有很强烈反应。另外，该岩体西北部为夏邱镇金异常，岩金样品品位2.72×10-9，西部为大庄子中型金矿床，金矿成矿时代为115Ma[90]，北部、南部均有金矿点，表明秦姑庵岩体与金矿空间分布密切相关。这种与金成矿时代一致、分布空间相近的强烈岩浆活动必然会对金成矿产生重要影响。

1—第四系；2—白垩系；3—古元古界；4—早白垩世花岗岩；5—晚侏罗世花岗岩；6—古元古代变辉长岩；7—中-新太古代花岗质片麻岩；8—地质界线；9—断层；10—推测断层；11—正航磁异常；12—负航磁异常；13—金异常；14—汞异常；15—金矿床(点)

胶东地区120Ma左右的强烈岩浆活动，与古太平洋板块俯冲、岩石圈减薄、软流圈上涌和区域伸展构造有关[84,89]，俯冲板片与软流圈相互作用，软流圈上涌对岩石圈地幔底部进行交代、侵蚀和熔融，产生基性岩浆，热的基性岩浆上升到地壳底部发生底侵，引起了地壳底部岩石的部分熔融，产生花岗质岩浆。基性岩浆上侵分异出基性脉岩、高镁闪长岩等[66]，下地壳玄武质物质和基性麻粒岩部分熔融形成伟德山型花岗岩和崂山型花岗岩。岩浆岩体在区域伸展构造背景下快速隆升，同时产生大量断裂构造，构成“热隆-伸展”构造系统[62]。强烈的岩浆活动一方面带来了幔源成矿流体，另一方面造成地壳流体活化萃取围岩中的成矿物质，多源流体混合为金成矿提供了流体和物质来源；伸展拆离构造及相关断裂为金成矿提供了有利空间，在断裂构造的产状阶梯状变化、分枝复合、相互交汇等部位，成矿流体的压力急剧降低，造成流体不混溶，fO2降低，CO2、H2S逸出和硫化作用导致Au(HS)2-等金络合物失稳分解，金大规模沉淀富集成矿[21,90]。