伟德山地区大地构造位置上处于苏鲁-大别造山带鲁东段威海折返带之内(宋明春，2009；图 1a)，地质背景复杂，构造岩浆活动强烈。该区广泛出露的伟德山超单元作为中生代燕山晚期的一期重要岩浆活动产物，在胶东地区广泛分布，与玲珑超单元、郭家岭超单元一起，被认为是与胶东地区燕山期成矿大爆发具有密切联系的主要三期岩浆活动。由于受测年精度限制，以往的不管是岩体年龄还是成矿年龄数据总体看来跨度较大且多有重合，以致于不少地勘单位和专家学者都认为伟德山超单元(包括院格庄、王家庄、招虎山、三佛山、伟德山等岩体；图 1a)的侵入为胶东地区金矿的短时间巨量富集做出了重要贡献(这里说的金矿成矿指广为认同的玲珑式、焦家式、金牛山式金矿成矿)。实际上，根据多年来在胶东地区的野外找矿经验，伟德山超单元往往远离金矿体(宋明春，个人交流)，与金的主成矿期成矿作用时代相差甚远，它更多的表现出“亲有色金属、疏贵金属”的特性。初步认为这可能与该期壳幔混熔时加入了更多的地壳物质有关，这些特性在荣成伟德山岩体范围反映的尤为明显。在伟德山岩体范围产出了大量的铜钼多金属矿床(点)，如冷家(斑岩型，钼)、逍遥山(斑岩型，钼)、西山后(斑岩型？，钼)、南台(隐爆角砾岩型，铜)、庙院(热液脉型，铜)、菜园(斑岩型？，铜)、夼北(矽卡岩型，铜)、陈家埠(斑岩？-矽卡岩型，铜)、南流水(矽卡岩型，铜)、涧北(斑岩型？，铜)、同家庄(矽卡岩型，银)、前靑顶(热液脉型，银、金)、岭东(热液脉型，银)、产里(热液脉型，铅锌)、金角口(热液脉型，铅锌、金)、大邓格(热液脉型，金银铜铅锌)等矿床(点)，由伟德山岩体内部向外依次分布，基本形成了内部钼-中边部铜-外部铅锌多金属的分布环带。本文试图通过对冷家(钼)和南台(铜)两个典型矿床(点)的矿化围岩，即伟德山岩体的成岩年龄的精确确定，来讨论该区多金属矿的成矿时限，同时试对该区成岩成矿作用关系及成矿动力学演化背景作一简要探讨，以期为该区多金属矿成矿潜力研究提供依据。

图 1

Fig. 1

图 1 胶东伟德山地区地质矿产简图(a, 据丁正江等, 2012简化; b, 据山东省第三地质矿产勘查院, 2000①修编) KqB-中生代白垩纪安山岩；Pt1jL-古元古代荆山群；γ23-新元古代晋宁期花岗岩；γδ23-新元古代晋宁期花岗闪长岩；δομ-石英闪长玢岩；δμ-闪长玢岩；γπ-花岗斑岩；ξπ-二长斑岩.伟德山岩体：1-崮庄单元；2-洛西头单元；3-大水泊单元；4-不落耩单元；5-崖西单元；6-虎头石单元；7-岩性/地层界线；8-断层及产状；9-伟德山岩体出露外界线 Fig. 1 Simplified geological map and distribution of nonferrous and precious metal deposits in Weideshan area, Jiaodong Peninsula (a, after Ding et al., 2012) KqB-Mesozoic Cretaceous andesite; Pt1jL-Paleoproterozoic Jingshan Group; γ23-Neoproterozoic Jinning Period granite; γδ23-Neoproterozoic Jinning Period granodiorite; δομ-porphyritic quartzdiorite; δμ-porphyritic diorite; γπ-granophyre; ξπ-porphyritic monzonite. Weideshan granite:1-Guzhuang unit; 2-Luoxitou unit; 3-Dashuipo unit; 4-Buluojiang unit; 5-Yaxi unit; 6-Hutoushi unit; 7-geological boundary; 8-faults and its attitude; 9-the boundary line of Weideshan granite

①山东省第三地质矿产勘查院.2000.山东省威海市石岛等八幅区域地质调查报告

研究区出露新生代以前地层主要为古元古代荆山群禄格庄组石榴夕线二云片岩夹变粒岩、大理岩，中生代白垩纪青山群八亩地组玄武安山岩、粗安岩(图 1b)。其中，前者呈近南北向小面积出露于研究区北部大邓格东侧和东南部黄宝山南西部，被认为是该区铅锌银多金属矿床的矿质来源之一；后者以俚岛断裂为西界分布于研究区北东部俚岛盆地之内，局部作为铜矿产出的围岩出现(上埠头、庙院)。

研究区断裂构造较为发育，主要包括北西向、北东向和近东西向三组，除后者主要发育于伟德山岩体内部外，前两者均主要围绕岩体外围分布，基本控制了本区多金属矿床(点)的分布。其中，北西向断裂以俚岛断裂为代表，在区域北东部表现为数条近平行的北西向断裂体系，控制着俚岛盆地及其内部多金属矿化，同时也控制着其下盘伟德山岩体侵入的北东边界；北东向断裂主要出露于研究区北西部产里-罗家、产里-大邓格地区，和伟德山岩体内部崖西镇一带。而近东西向断裂则主要发育于伟德山岩体内部，以同家庄-崖西镇为界分为北侧北西西向和南侧南西西向两组，受其影响伟德山岩体外围也呈现出分别向北西和南西两个方向伸出的形态，表明该组断裂应为一较老的基底断裂，伟德山岩体侵入后期构造继承和发展了该断裂，局部表现为断续出露的多条花岗斑岩脉和闪长玢岩脉，局部岩石构造破碎发育矿化，如冷家钼矿床、同家庄银矿床、南流水-夼北一带铜矿床就产于其内。

区内侵入岩广泛出露，主要为新元古代晋宁期各类花岗岩、花岗闪长岩，和中生代燕山晚期艾山阶段伟德山岩体，前者呈裙带状分布于后者外围，成为部分多金属矿化的围岩。伟德山岩体整体上呈面向西的马头状(图 1b)，按侵入期次由早到晚岩性依次为崮庄单元细粒角闪黑云辉石石英闪长岩-洛西头单元含斑中粒角闪黑云石英二长岩-大水泊单元斑状中粒角闪石英二长岩-不落耩单元巨斑中粗粒含角闪石英二长岩-崖西单元斑状中细粒含角闪二长花岗岩-虎头石单元细粒二长花岗岩。其中，虎头石单元呈岩株状发育，由伟德山岩体南东角向北东依次排列，且出露规模也渐变小，说明伟德山岩体岩浆活动应为以冷家东部为中心、由南东向北西向侵入，并且沿上述两组近东西向断裂构造发育，从而平面上出现北西和南西两个分支，在矿化上也反映出两组以中心对称的钼-铜-铅锌多金属矿化组合，即南侧的冷家-夼北-南流水-前靑顶矿床(点)组合，和北侧的逍遥山-南台-金角口矿床组合。虎头石单元黑云母二长花岗岩与区内铜钼矿化密切相关。

前已述及，伟德山岩体内部及外围分布着大量的铜钼铅锌金银多金属矿床点，从成因上看均与该岩体直接相关。这里简要介绍一下本次取样的冷家细脉-网脉状钼矿床和南台隐爆角砾岩型铜矿点成矿特征。

冷家矿区除东部小面积出露古元古代荆山群黑云母变粒岩夹斜长角闪岩外，绝大部分地区基岩为伟德山岩体之似斑状花岗闪长岩和黑云母二长花岗岩，前者分布于矿区四周，后者构成矿体的围岩(山东省第三地质矿产勘查院, 2000)。矿区构造以近东西向断裂为主，其中，珍子山-沙木山构造破碎带为钼矿体及铜钼矿化带的赋矿构造。该破碎带发育于黑云母二长花岗岩之中，沿110°~290°方向延伸，断裂面倾向南界北倾，北界西段北倾、东段南倾，倾角80°左右；长约5500m，宽一般500~600m，最宽处约900m，两端延伸至似斑状花岗闪长岩中。带内岩石破碎强烈，裂隙发育，产状不一；沿裂隙及其附近强烈硅化、钾化，局部绢云母化；与蚀变有关的辉钼矿、黄铜矿、黄铁矿等金属硫化物矿化，亦沿裂隙发育，呈细脉状、细脉浸染状分布。矿化带产状与构造破碎带基本一致，平面上呈不规则带状、椭圆状，中间部位矿化较强，向两端变弱；在剖面上呈上宽下窄的锅底状，下部比上部蚀变弱(图 2)。矿体呈似层状，严格受上述珍子山-沙木山构造破碎带控制；长约800m，宽215~538m，厚2.00~40.11m，走向270°，倾角近水平。矿石中主要用用金属矿物为辉钼矿，其次为黄铁矿、黄铜矿、方铅矿、闪锌矿及磁铁矿，其中辉钼矿主要以辉钼矿细脉、石英-辉钼矿细脉和石英-辉钼矿、黄铁矿、黄铜矿、方铅矿、闪锌矿细脉等三种形式出现(图 3a-e)。矿石中辉钼矿主要呈半自形-他形粉末状、片状或鳞片状结构，黄铁矿呈自形-半自形细粒结构、他形粒状结构，黄铜矿、方铅矿、闪锌矿呈不规则细粒结构，并见有黄铜矿呈乳滴状结构；矿石构造以细脉状构造为主，网脉状为辅，浸染状少见。围岩蚀变主要为硅化、绢云母化、钾化、碳酸盐化等，钼矿化强弱主要受钾化、硅化控制。研究认为，该矿床为与黑云母花岗岩密切相关的斑岩型矿床。

图 2

Fig. 2

图 2 冷家钼矿床7勘探线地质剖面图(据山东省第三地质矿产勘查院, 2000修编) 1-黑云二长花岗岩；2-钾化花岗岩；3-绢云母化花岗岩；4-角砾状黑云母花岗岩；5-构造角砾岩；6-花岗斑岩脉；7-煌斑岩；8-钼矿化体；9-钼矿体；10-断层及运动方向；11-钻孔及位置 Fig. 2 Geological section of No.7 exploration line in Lengjia molybdenum deposit 1-biotite adamellite; 2-potassic granite; 3-sericitized granite; 4-brecciated biotite adamellite; 5-tectonic brecciate; 6-granophyre dyke; 7-lamprophyre; 8-molybdenite mineralization body; 9-molybdenite ore body; 10-fault and it movement direction; 11-drill bore

图 3

Fig. 3

图 3 伟德山地区钼、铜矿床(点)矿化及围岩露头特征 邢家山钼矿床：(a)-细脉状辉钼矿与石英细脉共生；(b)-浸染状辉钼矿沿蚀变花岗岩裂隙充填；(c)-辉钼矿呈浸染状分布于硅化角砾岩中；(d)-鳞片状辉钼矿沿裂隙分布；(e)-浸染状辉钼矿与石英细脉共生.南台铜矿点：(f)-孔雀石呈浸染状分布；(g)-孔雀石化碎裂状花岗岩地表露头；(h)-隐爆角砾岩筒地表露头 Fig. 3 Molybdenum and copper metallization features in Weideshan area Xingjiashan: (a)-molybdenite in veinlet occurred with quartz vein; (b)-dip-dyed molybdenite in fracture of altered granite; (c)-dip-dyed molybdenite in breccias; (d)-scalelike molybdenite in fractures; (e)-dip-dyed molybdenite occurred with quartz vein. Nantai: (f)-dip-dyed malachite in fractures; (g)-outcrop of malachite cataclastic granite; (h)-outcrop of breccia pipe

南台矿区主要出露斑状中粒含角闪二长花岗岩，其中部发育隐爆角砾岩筒构造，为矿区主要控矿构造。该隐爆角砾岩筒呈一不规则的椭圆形，地表出露为一套碎裂花岗岩(图 3f-h)；呈东西向展布，长约600m，宽约300m，与外围岩石接触面倾向整体南倾，但变化较大，倾角一般75°~85°(图 4，据山东省第三地质矿产勘查院, 1979^①)。碎裂花岗岩裂隙发育，破碎严重，碎块大小一般0.2~1.0m，强烈地段碎块0.03~0.10m。碎裂花岗岩中常见斑状中粒含角闪二长花岗岩捕掳体，捕掳体大小一般0.1~0.5m，个别大于5m，钻孔中最大15~20m。碎裂花岗岩蚀变强烈，主要有钾化、绢云母化、硅化及绿泥石化、碳酸盐化等；金属矿化主要包括黄铁矿化、黄铜矿化、方铅矿化、闪锌矿化、磁铁矿化等，金属硫化物多沿岩石节理裂隙呈不均匀细脉状、网脉状产出，少量呈浸染状发育，局部富集成团块状和小矿囊，地表多氧化成褐铁矿、孔雀石(图 3f)、铜兰等。金属矿化与硅化关系密切，呈正相关关系。矿石中，铜含量0.20%~0.30%，最高1.55%；铅含量一般小于0.10%，最高0.47%；锌含量0.01%~0.10%，最高0.40%；各元素间无相关关系可循(据山东省第三地质矿产勘查院, 1979)。该矿床为典型的隐爆角砾岩型矿床。初步研究，出露岩性应为隐爆角砾岩筒的浅部相，剥蚀较少，保存较好，中深部找矿潜力可观。

①山东省第三地质矿产勘查院.1979.山东省荣成市南台铜矿初步普查报告

图 4

Fig. 4

图 4 南台铜矿点1勘探线地质剖面图(据山东省第三地质矿产勘查院, 2000编修) Fig. 4 Geological profile of No.1 exploration line in Nantai copper deposit

本次用于U-Pb同位素分析的2件样品分别采自冷家钼矿床Ⅰ号矿化带地表露头(样号LJ1207，地理坐标N37°12′13.25″，E122°31′26.57″)，和南台铜矿点笔架山隐爆角砾岩筒之内(样号NT1201，地理坐标N37°17′10.47″，E122°28′46.49″)。前者岩性为褐红色含细脉浸染状黄铁矿碎裂状中细粒钾长花岗岩(图 3e)，呈褐红色，中细粒结构，块状构造，碎裂状构造；组成矿物主要为钾长石、石英、斜长石等，岩石碎裂隙发育，其中多充填宽约0.5~1.0mm黄铁矿细脉。后者为肉红-土黄色碎裂花岗岩(图 3f)，呈灰红色，中细粒碎裂结构，块状构造；组成矿物主要为钾长石、斜长石、石英及少量黑云母。二者均为矿体围岩。

锆石的挑选在河北省廊坊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。制靶时，先在双目镜下仔细挑选出表面平整光洁且具不同长宽比例、不同柱锥面特征、不同颜色的锆石颗粒，然后将这些锆石粘在双面胶上，用无色透明环氧树脂固定，待环氧树脂固化之后对其表面抛光至锆石中心。原位分析之前，利用双目镜和阴极发光(CL)图像详细研究锆石的晶体形貌和内部结构特征，选择同位素分析的最佳点。锆石制靶、CL照相和锆石U-Pb年龄测定和微量元素分析均在西北大学地质学系大陆动力学教育部重点实验室进行。本次测试采用的激光剥蚀束斑直径为32μm；具体测试过程详见(Williams，1998；Yuan et al., 2004)。锆石年龄采用国际标准锆石91500作为外标，元素含量采用NIST SRM610作为外标，²⁹Si作为内标元素(锆石中SiO₂含量为32.8%)(于晓飞等，2011)；普通铅校正采用Anderson推荐的方法(Andersen，2002)；样品的同位素比值及元素含量计算采用ICPMSDATECAL程序(Liu et al., 2008, 2010)年龄计算及谐和图的绘制采用Isoplot 3.0软件(Ludwig，2003)。

样品LJ1207锆石呈无色或浅黄褐色，以长柱或等轴状自形晶为主，粒径在70~110μm，长短轴之比在1:1~2:1之间。锆石阴极发光图像显示，大部分锆石具有典型岩浆锆石的韵律环带(Rubatto，2002；Belousova et al., 2002)，少数锆石具有极窄的增生边(图 5a)，显示为典型岩浆锆石特征(吴元保和郑永飞，2004)。根据该样品锆石的内部结构，总计选取20个锆石微区开展锆石U-Pb测年分析，分析结果显示，该样品锆石的U含量在123.2×10^-6~1158×10^-6之间，Th含量在144.4×10^-6~1079×10^-6之间，Th/U比值均大(等)于0.6、小于4，具有岩浆锆石的特点(谢桂青等，2001；吴元保和郑永飞，2004)，²⁰⁶Pb/²³⁸U年龄除点09外(148Ma)大部分在109~117Ma之间(表 1)，其加权平均年龄为113.4±1.8Ma (MSWD=3.0, n=17, 剔除了03和19号点非岩浆锆石年龄，图 6a)，代表该花岗岩的成岩年龄。

图 5

Fig. 5

图 5 伟德山地区两矿区样品LJ1207 (a)及NT1201 (b)锆石阴极发光图像 Fig. 5 Cathodoluminescence (CL) images of the zircons from samples LJ1207 (a) and NT1201 (b) collected from two deposits in the Weideshan area

表 1

Table 1

表 1(Table 1)

表 1 冷家钼矿样品LJ1207的LA-ICP-MS锆石U-Pb同位素数据 Table 1 The LA-ICP-MS zircon U-Pb isotopic data for zircons from sample LJ1207 collected from Lengjia molybdenum deposit 测点号 含量(×10-6) Th/U 同位素比值 年龄(Ma) Th U 1σ 1σ 1σ 1σ 1σ 1σ LJ1207-01 288.47 270.15 1.07 0.04299 0.00341 0.10313 0.0077 0.01742 0.00033 124 128 100 7 111 2 LJ1207-02 397.5 599.22 0.66 0.04747 0.0026 0.11639 0.0056 0.01779 0.00032 73 74 112 5 114 2 LJ1207-03 334.08 556.82 0.6 0.04897 0.00256 0.12306 0.00558 0.01824 0.00032 146 73 118 5 117 2 LJ1207-04 419.95 381.91 1.1 0.05124 0.00273 0.12401 0.00575 0.01757 0.00032 252 73 119 5 112 2 LJ1207-05 1078.52 1157.48 0.93 0.0504 0.00191 0.12183 0.00339 0.01754 0.0003 213 34 117 3 112 2 LJ1207-06 209.92 123.19 1.7 0.04895 0.00684 0.12101 0.0165 0.01794 0.00042 145 250 116 15 115 3 LJ1207-07 250.66 301.6 0.83 0.0545 0.00282 0.13218 0.00586 0.0176 0.00033 392 66 126 5 112 2 LJ1207-08 961.38 942.59 1.02 0.0602 0.00306 0.14216 0.0062 0.01711 0.0003 611 64 135 6 109 2 LJ1207-09 216.37 286.29 0.76 0.049 0.01432 0.15662 0.04521 0.0232 0.00105 148 435 148 40 148 7 LJ1207-10 349.24 490.87 0.71 0.04706 0.00269 0.11749 0.00598 0.01812 0.00032 52 79 113 5 116 2 LJ1207-11 144.43 140.34 1.03 0.04945 0.00633 0.11881 0.0148 0.01744 0.0004 169 234 114 13 111 3 LJ1207-12 704.07 320.11 2.2 0.0502 0.00374 0.12079 0.00838 0.01745 0.00034 204 122 116 8 112 2 LJ1207-13 272.48 442.09 0.62 0.04752 0.00332 0.12216 0.00787 0.01864 0.00035 75 107 117 7 119 2 LJ1207-14 224.37 265.99 0.84 0.04939 0.00421 0.12272 0.0099 0.01802 0.00035 166 145 118 9 115 2 LJ1207-15 340.73 388 0.88 0.04874 0.00352 0.11564 0.00776 0.0172 0.00032 135 116 111 7 110 2 LJ1207-16 978.04 665.27 1.47 0.0497 0.00257 0.11917 0.0053 0.01738 0.00031 181 70 114 5 111 2 LJ1207-17 423.55 555.8 0.76 0.0481 0.00265 0.12011 0.00582 0.01811 0.00032 104 77 115 5 116 2 LJ1207-18 346.2 247.85 1.4 0.04749 0.00604 0.11466 0.01422 0.01752 0.00037 74 227 110 13 112 2 LJ1207-19 535.89 541.09 0.99 0.04701 0.00223 0.11135 0.0044 0.01718 0.00031 50 54 107 4 110 2 LJ1207-20 367.09 309.21 1.19 0.04891 0.00313 0.11792 0.00684 0.0175 0.00033 144 97 113 6 112 2

表 1 冷家钼矿样品LJ1207的LA-ICP-MS锆石U-Pb同位素数据 Table 1 The LA-ICP-MS zircon U-Pb isotopic data for zircons from sample LJ1207 collected from Lengjia molybdenum deposit

图 6

Fig. 6

图 6 伟德山地区样品LJ1207、NT1201 LA-ICP-MS锆石U-Pb年龄和谐图 Fig. 6 LA-ICP-MS zircon U-Pb age concordia diagrams of samples LJ1207 and NT1201 from Weideshan area

样品NT1201锆石与样品LJ1207的锆石具有相似的锆石形态及内部结构，显示出典型岩浆锆石的特征(图 5b)，根据该样品的锆石形态及内部结构，本次研究总计选取了20个锆石微区开展U-Pb测年分析，分析结果显示，该样品锆石的U含量在130.5×10^-6~859.5×10^-6之间，Th含量在123.4×10^-6~789.3×10^-6之间，Th/U比值均大于0.6、小于4，具有岩浆锆石的特点(谢桂青等，2001；吴元保和郑永飞，2004)，²⁰⁶Pb/²³⁸U年龄在106~122Ma之间(表 2)，其加权平均年龄为114.2±2.1Ma (MSWD=4.1, n=17, 剔除2和12号点普通铅低于检出限数据，及10号点²⁰⁶Pb/²³⁸U年龄与²⁰⁸Pb/²³²Th年龄有较大偏差数据，图 6b)，代表该花岗岩的成岩年龄。

表 2

Table 2

表 2(Table 2)

表 2 南台铜矿样品NT1201的LA-ICP-MS锆石U-Pb同位素数据 Table 2 The LA-ICP-MS zircon U-Pb isotopic data for zircons from sample NT1201 collected from Nantai copper deposit 测点号 含量(×10-6) Th/U 同位素比值 年龄(Ma) Th U 1σ 1σ 1σ 1σ 1σ 1σ NT1201-01 299.94 364.7 0.82 0.04961 0.00448 0.125 0.01076 0.01827 0.00036 177 157 120 10 117 2 NT1201-02 442.27 540.17 0.82 0.06096 0.00529 0.14053 0.01158 0.01672 0.00033 638 144 134 10 107 2 NT1201-03 789.33 859.54 0.92 0.04833 0.00239 0.11762 0.00496 0.01765 0.00031 115 66 113 5 113 2 NT1201-04 564.66 785.89 0.72 0.04534 0.00215 0.1104 0.00439 0.01765 0.00031 -2 50 106 4 113 2 NT1201-05 411.77 490.08 0.84 0.04747 0.00324 0.11248 0.0071 0.01718 0.00032 73 104 108 6 110 2 NT1201-06 523.31 745.95 0.7 0.04792 0.00231 0.11379 0.00462 0.01722 0.0003 95 61 109 4 110 2 NT1201-07 468.41 586.76 0.8 0.04773 0.00239 0.1195 0.00512 0.01816 0.00033 86 64 115 5 116 2 NT1201-08 325.44 360.73 0.9 0.04605 0.00458 0.11333 0.01094 0.01785 0.00042 208 109 10 114 3 NT1201-09 595.69 856.92 0.7 0.04804 0.00194 0.12255 0.00381 0.0185 0.00032 101 42 117 3 118 2 NT1201-10 741.66 745.36 0.99 0.0515 0.01364 0.23434 0.06163 0.033 0.00093 263 434 214 51 209 6 NT1201-11 233.08 289.01 0.81 0.04738 0.00366 0.12509 0.00906 0.01914 0.00037 68 123 120 8 122 2 NT1201-12 123.44 165.82 0.74 0.06693 0.00836 0.17602 0.02126 0.01907 0.0005 836 212 165 18 122 3 NT1201-13 675.08 721.4 0.94 0.0493 0.00235 0.12244 0.0049 0.01801 0.00032 162 60 117 4 115 2 NT1201-14 99.5 130.49 0.76 0.04724 0.00407 0.11555 0.00938 0.01774 0.00039 61 137 111 9 113 2 NT1201-15 554.39 596.01 0.93 0.0478 0.00243 0.11773 0.00515 0.01786 0.00031 89 67 113 5 114 2 NT1201-16 495.65 798.89 0.62 0.04825 0.00216 0.12067 0.00442 0.01814 0.00031 112 54 116 4 116 2 NT1201-17 200.16 236.03 0.85 0.04824 0.00337 0.11494 0.00737 0.01728 0.00035 111 106 110 7 110 2 NT1201-18 697.18 678.94 1.03 0.04839 0.0025 0.11097 0.00494 0.01663 0.00029 118 70 107 5 106 2 NT1201-19 456.72 503.25 0.91 0.04731 0.00413 0.12328 0.01047 0.0189 0.00037 65 193 118 9 121 2 NT1201-20 310.12 459.37 0.67 0.04854 0.00408 0.11986 0.00953 0.0179 0.00035 126 141 115 9 114 2

表 2 南台铜矿样品NT1201的LA-ICP-MS锆石U-Pb同位素数据 Table 2 The LA-ICP-MS zircon U-Pb isotopic data for zircons from sample NT1201 collected from Nantai copper deposit

关于胶东地区金矿成矿时代，目前研究基本上趋同于主要集中在140~110Ma (涂光炽和赵振华，1983；Hu, 1991；陈衍景和富士谷，1992；陈衍景，1994；Chen et al., 1998；Yang and Zhou, 2000，2001；Zhai et al., 2001, 2002；Qiu et al., 2002)，同时尚存在110~100Ma，甚至直至70Ma左右的一期多金属及金的成矿期(孙丰月，1992；丁正江等，2012)，主要对应于白垩纪中晚期艾山阶段构造岩浆活动。本次研究所获得的两个矿化花岗岩的岩浆锆石U-Pb年龄分别为113.4±1.8Ma和114.2±2.1Ma，二者基本一致，与郭敬辉等(2005)、王世进和张成基(2009)所测得的伟德山岩体年龄(108±2Ma，117.7±2.9Ma~113.4±2.5Ma)相近。因为锆石具有封闭温度高，不容易受后期热液活动的影响(Lee et al., 1997)，故本次所利用的数据均来自于岩浆锆石，能够代表着岩体的形成年龄，即113~114Ma。根据已有的对华北地区铜钼矿成矿年龄及相应花岗岩年龄的统计结果，铜钼矿成矿年龄一般晚于相对应岩体成岩年龄约1.1~5.5Ma (简伟等，2010；杜保峰等，2010)，由此推测，伟德山地区铜钼成矿应在约110Ma左右，稍晚于李杰(2012)所测得的栖霞尚家庄钼矿的成矿年龄(约116Ma)。

关于胶东地区中生代成岩成矿作用，统一意见是该区中生代主要表现为大规模中酸性岩浆活动，成岩与成矿时间上具有较好的相对应性(胡受奚等，1997；徐洪林等，1997；孙景贵等，2000；陈衍景等，2004；郭敬辉等，2005)。该区中生代岩浆活动主要包括三期(张田和张岳桥，2007)，对应着相应三期主要成矿事件(Mao et al., 2003b)。根据张田和张岳桥(2007)通过对胶东地区中生代侵入岩58个同位素年龄数据的统计分析，胶东地区中生代的深成岩浆活动可划分为3个显著不同的演化阶段：晚三叠世(225~205Ma)幔源型花岗岩，晚侏罗世(160~150Ma)地壳重熔型花岗岩(S型)和早白垩世(130~105Ma)壳幔混合型花岗岩(I-A型)。笔者认为，相应的，该区中生代存在的3个大的成矿期(幕？)应可划分为：印支期多金属成矿期(稀有、稀土元素为主，如荣成大疃刘家铍矿等)、燕山早期有色金属成矿期(有色金属为主，如福山邢家山钼矿、王家庄铜矿等)和燕山晚期金及多金属成矿期(较早期以独立金为主，如招远玲珑金矿、焦家金矿，莱州三山岛金矿等；较晚期以有色、贱金属为主，如栖霞尚家庄钼矿、香夼铅锌矿，荣成冷家钼矿、南台铜矿、同家庄银矿、文登汤村店子多金属矿，威海范家埠铜铅锌金银矿等)，其中燕山晚期金矿成矿爆发期(137~110 Ma)为广大地质工作者所熟知，其他的较少提及(孙丰月，1992；孙丰月等，1995；丁正江等，2012)。

燕山早期有色金属成矿，往往因为矿化与燕山晚期岩浆岩距离较近而被误认为是与金爆发式成矿为同一期(丁正江等，2011；孙丰月等，2011)，后期采用矿石矿物精确测年方得以正确厘定其成矿时代(丁正江等，2012)，从而单独划分出一期燕山早期有色金属成矿期。近来，通过对中国东部中生代燕山早期钼矿成矿时代(黄典豪等，1996；Mao et al., 1999, 2003a, 2006；Stein et al., 2003；郭保健等，2006；张遵忠等，2009；杜保峰等，2010；丁正江等，2012)进行总结发现，该区钼矿形成主要集中于190~110Ma。故而我们认为，胶东地区在160Ma以前可能也存在着钼的矿化作用，即燕山早期有色金属成矿期年限可能为约190~150Ma，只是因为后期地壳大幅度抬升而遭受剥蚀(140Ma以来地壳抬升-剥蚀厚达11km；张华锋等，2006)，只保存了福山地区一小部分矿床。从岩浆演化角度看，郭敬辉等(2005)认为，侏罗纪花岗岩代表着该区一次重要的地壳熔融事件，这一事件发生于超高压变质时代或大陆碰撞时代之后约60~80Ma，明显大于通常观察到的从大陆碰撞到碰撞后地壳熔融事件之间的时间间隔(30~50Ma，Thompson，1999)，其中可能尚有一些花岗岩尚未被发现。这从侧面也说明上述钼矿化期可能范围更广一些。

燕山晚期铜钼多金属成矿逐渐受到了更多的关注(孙丰月，1992；孙丰月等，1995；李杰，2012；丁正江等，2012)，从同位素精细年代学测定结果上看，以伟德山岩体为代表的燕山晚期岩浆活动是引起此期成矿作用(116~75(?) Ma)的内因，该岩浆活动不仅为成矿作用提供了热、流体，同时可能带来了大量的成矿物质，形成了随着距离岩体由近至远，矿床类型由斑岩型向矽卡岩型和热液脉型变化，矿种由钼铜向银铅锌金变化的空间分布特征。近年来陆续在盆地边缘发现的铜多金属矿床(点)(如牟平孔辛头铅锌铜矿、金马山铜铅锌钼矿，荣成庙院铜矿等)应与此期岩浆活动有关。应该特别指出的是，燕山晚期多金属矿成矿与金矿成矿之间有所区别，前者金可为共生或伴生元素，发育多种多金属硫化物，而且成矿时代一般相对较晚些，可延续至中生代末期，如牟平蓬家夼金矿，虽然主矿体为独立金，但矿区内已发现大量同期不同成矿阶段的铅锌矿化；而后者则主要以金为主，金属硫化物主要为黄铁矿，只含少量或不含其他硫化物，成矿时代相对较早，一般在110Ma之前。受构造岩浆作用控制，有利地段，如地幔上隆区的盆地边缘地区常见前述多金属矿成矿作用叠加改造早期金矿化的现象，如栖霞马家窑金矿区虎窝顶矿段中常见后期含金黄铜矿化方铅矿化闪锌矿石英脉。

成矿作为成岩作用的一种特殊表现形式，与成岩作用的动力学背景应是相一致的。胶东地区岩浆活动具有多旋回性和多成因性，岩浆岩的时空分布及其形成演化和大陆构造活动、深部过程息息相关(张田和张岳桥，2007)，与之相对应的成岩成矿作用受深部构造和区域动力学背景所制约(王德滋等，1995)。Mao et al.(2003b)研究认为，华北板块及其周缘中生代成矿分为三期，分别对应于190~160Ma碰撞造山过程、140Ma左右的构造体制大转折时期和125~110Ma左右的岩石圈拆沉作用。这与前述张田和张岳桥(2007)所划分的3期岩浆活动的时代有所区别，前两期构造活动时代稍晚于后者的方案。实际上，众多的年龄数据表明，中国东部大规模花岗岩浆活动应发生于160~110Ma (胡受奚等，1997)。可能始于中侏罗世晚期(Isozaki，1997；Maruyama et al., 1997)的古太平洋板块向亚洲大陆的低角度俯冲使太平洋板块底垫于亚洲大陆之下，从而导致了华北东部中晚侏罗世广泛的地壳增厚和地壳重熔作用的发生(张田和张岳桥，2007)，表现为侏罗纪花岗岩浆上侵，这可能也标志着中国东部岩石圈减薄的开始(郭敬辉等，2005)；早白垩世广泛发育的壳幔混合型花岗岩则代表了该期中国东部岩石圈构造体制的又一次重要转型(周新华，2006；张田和张岳桥，2007)，即古太平洋板块相对亚洲大陆俯冲导致的弧后扩张环境(王德滋等，1995)，此时岩石圈减薄、软流圈上涌，为该区金及多金属矿化提供了一定的物质来源，地壳中发育的一系列断裂则为各类矿化提供了定位空间。伟德山地区侵入体形成于108±2Ma~117.7±2.9Ma，和三佛山、海阳、崂山等岩体同期，同为一套高钾钙碱系列侵入体，其岩石化学特征与该区同时代火山岩一致(Fan et al., 2001)，同落入上述岩石圈拆沉作用时间范围，研究认为它们均为中国东部岩石圈减薄过程壳幔相互作用的产物(郭敬辉等，2005)。总的来看，该区早白垩世岩石圈构造体制由挤压向扩张的转换引起的岩石圈减薄、软流圈的上升为该区成岩成矿的深部动力学原因，而由此导致的大规模岩浆侵入则为该区多金属成矿提供了有利的成矿物质和流体条件。

伟德山地区冷家钼矿和南台铜矿两个矿化花岗岩的岩浆锆石U-Pb法加权平均年龄分别为113.4±1.8Ma和114.2±2.1Ma，大致相当，结合前人研究成果，伟德山地区铜钼成矿时代应在110Ma左右，应归属于燕山晚期多金属成矿亚系列。伟德山地区成岩成矿作用处于早白垩世古太平洋板块相对亚洲大陆俯冲导致的弧后扩张环境，为中国东部岩石圈减薄过程中壳幔相互作用的产物。