摘 要 胶东处于古特提斯和太平洋两大成矿域的结合部位，经历了强烈的中生代构造岩浆活动和重要金属矿床成矿作用。本文通过对中生代各期岩浆活动背景、典型矿床成因类型的分析判别，结合区域地质构造特征，总结提出胶东中生代成岩成矿动力学演化主要受扬子板块、华北板块碰撞造山作用和古太平洋板块俯冲作用影响，并可划分为晚三叠世陆陆碰撞造山期，中侏罗世被动陆缘向活动陆缘转换、地壳增生期，早白垩世早期地壳增生向垮塌转换期，早白垩世中期岩石圈大规模拆沉、壳幔强烈作用期，早白垩世晚期陆缘弧俯冲作用期，和晚白垩世早期弧后岩石圈强烈伸展期六个演化阶段，分别对应着区域 ～ 205Ma、160 ～ 155Ma、135 ～ 125Ma、125 ～ 115Ma、115 ～ 100Ma、100 ～ 90Ma 等六期主要金及多金属成矿作用; 形成的贵金属及有色金属矿床具有较为明显的时空分布规律，大致包括 6 个矿床成矿系列，分为 9 个亚系列和 16 个矿床式。自西向东，可划分出莱州西部、招远-平度、栖霞-蓬莱-福山、胶莱盆地东北缘、牟平-乳山、文登-威海、荣成等 7 个贵金属、有色金属成矿区 ( 带) 。区内造山型金矿仍是找矿的重点，斑岩型有色金属矿床可望取得突破，中低温热液脉型多金属矿床应受到充分重视。
关键词 中生代动力学演化; 贵金属及有色金属; 成矿系列; 找矿方向; 胶东
胶东地区地处华北板块东南缘( 图 1a; 宋明春，2008) ，处于古特提斯和太平洋两大成矿域的结合部位，中生代扬子板块、华北板块碰撞造山作用叠加古太平洋板块俯冲碰撞 ( 胡受奚等，1993; 杨士望等，1993; 卢冰等，1995) ，壳幔作用剧烈，构造岩浆活动频繁，贵金属、有色金属成矿条件极为优越。区内矿床集中分布于西部三山岛断裂-招远平度断裂带，中部栖霞断裂带、胶莱盆地东北缘桃村-崖子断裂带，东部金牛山断裂带、米山断裂带、俚岛断裂带等地区( 图 1b; 丁正江等，2012) ，已发现超大型、大型、中型矿床 40 多个，被称为胶东矿集区，黄金产量在全国位列首位，造就了名副其实的“中国金都”。但上述大型-超大型矿床绝大多数集中发现于上述西部地区，其他地区虽时有进展，相比之下所发现矿床多为“小星星”。且胶东西部地区发现矿床绝大多数为金矿，矿种为金和银; 中部地区以金矿为主，伴生较多多金属; 东部则以多金属矿床为主。在仅约 20000km2 范围之内，何以形成如此巨大差距的成矿格局? 各矿床之间有何成因联系、下步找矿方向在哪里、东部地区能否有特大型矿床产出等问题依然存在，一直困扰着地质找矿工作者。本文在对中生代各期岩浆活动背景、典型矿床成因类型的分析判别基础上，结合区域地质构造特征，对该区中生代动力学演化及主要金属矿床成矿系列进行了系统总结，以期为该区区域找矿提供依据。
1 区域地质背景
胶东地区主要出露有中太古代、新太古代、古元古代、新元古代、中生 代 地 层 ( 图 1 ) 及 新 生 界 ( 宋明春和王沛成， 2003; 王世进等，2009; 张增奇等，2011; Liu et al. ，2013a，b， 2014a) 。其中，前寒武系分布较为广泛，宏观上看，太古宙唐家庄岩群和胶东岩群均呈包体状残存于太古代 TTG 岩系之中，且集中分布于胶北隆起区的中部，构成“核”，而作为孔兹岩系的古元古代荆山群、粉子山群则环绕其分布，出现类似于加拿大地盾的“洋葱构造”( 于志臣，1999) ; 中生代地层分布于各中生代盆地内。其中，新太古代胶东岩群主要岩性为黑云变粒岩，夹斜长角闪岩、条纹条带状黑云变粒岩夹磁铁 ( 角闪) 石英岩、石榴透辉含磁铁石英岩等，是区内变质沉积型铁矿的主要赋矿层; 古元古代粉子山群原岩为一套高铝质、泥质碎屑岩，富镁碳酸盐岩、钙镁硅酸盐岩，含碳质、泥质碎屑岩类，高绿片岩相-低角闪岩相变质，是福山地区主要贵金属、有色金属矿床的赋矿围岩( 丁正江等，2011; 孙丰月等， 2011) 。
已有研究表明，区域隐伏近 EW 向基底构造，该组构造主要是由前寒武纪结晶基底组成的复背斜及断裂构造( 吕古贤和孔庆存，1993; 宋明春等，2013) 。并受中生代碰撞造山和俯冲作用区域构造应力场控制，在基底构造上叠加了以 NE、NNE 向断裂构造为主导的断裂构造系统( 吕古贤和孔庆存，1993) 。郯庐断裂上盘( 东侧) ，自西向东依次分布有三山岛-仓上( 三山岛断裂) 、新城-焦家( 焦家断裂) 、招远-平度 ( 招平断裂) 、栖霞、牟平-即墨( 牟即断裂) 、金牛山、米山等 7 条断裂( 图 1) ，前 4 条处于西部，总体走向 NE; 后 2 条处于胶东东部，总体走向近 SN 向; 牟平-即墨断裂处于交界带，为分界断裂，总体走向 NE。这些断裂均为区内发育的超壳断裂，是深部岩浆上升的通道，不仅影响着区域岩浆岩的空间定位，而且控制着贵金属、有色金属的形成及分布( 丁正江， 2014) 。另外，在中生代盆地边缘发育近 EW 向或 NW 向盆缘拆离断裂，控制着盆缘金及多金属矿的展布( 孙丰月等， 1995; 丁正江等，2010) 。
区域侵入岩广泛发育，主要集中发育于新太古代、元古代、中生 代 ( 宋 明 春 等，2010; 李 洪 奎 等，2011; 王 世 进 等， 2011; Liu et al. ，2014b) ，出露面积占基岩出露面积的 50% 以上。大致具有如下特点: 成岩时代上，西部出露岩体时代较老，东部较新; 岩性上，西部早期主要分布有基性-超基性岩石组合，后期发育中酸性岩类，而东部多为花岗质岩石，缺少镁铁质系列; 岩体展布上，不同期次岩体，西部大致以近东西向分布，东部趋向于北东向分布，且二者由北西向南东成岩年龄趋新; 成因上，中生代花岗岩不论西部还是东部，基本上都是由地壳重熔型向壳幔混熔型演化，由 S 型向 I 形转变，不同的是西部缺少东部沿北东向构造带发育的代表陆内裂谷环境的碱性花岗岩，反映出该区东部处于碰撞造山的更前缘。栖霞新太古代片麻岩套 TTG 花岗质岩石，普遍遭受了角闪岩相变质和局部韧性剪切作用的叠加改造，形成了一套条带、条纹状、片麻理构造发育的灰色片麻岩系( 李洪奎等， 2012) ，是栖霞地区金矿( 盘马式) 的主要围岩。中生代主要岩浆活动大致分为 230 ～ 200Ma、160 ～ 140Ma 和 135 ～ 100Ma 三个阶段( 孙丰月等，1995; 关康等，1998; Wang et al. ，1998; 郭敬辉等，2001，2005; 罗镇宽等，2001; 张田和张岳桥，2007; 李士先等，2007; 王世进等，2009，2010，2012; 李杰，2012; 丁正江等，2013，2015) ，前者为扬子板块和华北板块陆陆碰撞的产物，后两者可能与古太平洋板块向欧亚大陆俯冲作用有关，总体上各阶段岩体呈北东向带状分布，与区域构造走向大致平行，各序列岩性表现出由中基性向中酸性、碱性向中酸性岩浆演化的趋势; 据目前研究成果，三叠纪荣成院夼中粗粒正长花岗岩，形成于扬子板块与华北板块碰撞后快速折返期( 王文安等，1995①) ，是荣成大疃刘家铍矿的母岩; 侏罗纪玲珑二长花岗岩类，为 S 型花岗岩，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) ，最近的研究显示，可能仅作为金矿体的围岩，但该期岩浆活动存在相应钼钨多金属矿化作用，如福山邢家山钼钨矿成矿母岩幸福山岩体即为此期产物 ( 丁 正 江 等，2012， 2015) 。白垩纪早期郭家岭花岗( 闪长) 岩类和晚期伟德山花岗岩类，均为壳幔混熔型花岗岩类( 杨进辉等，2000，2003; 赵振华等，2003) ，前者，总体形成年代为 135 ～ 126Ma( 罗镇宽等，2001) ，为胶东金矿主要的侵入岩媒介( 王世进等，2009) ，也曾被认为是本区金矿成矿的“直接矿源层”( 李士先等， 2007) ; 后者 成 岩 时 代 为 117 ～ 110Ma ( 王沛成和安郁宏， 1996; 郭敬辉等，2001，2005; 张田和张岳桥，2007; 王世进等， 2009; 柳振江等，2010; 李杰，2012; 丁正江等，2013) ，与区域该时期铜钼铅锌银金多金属矿化作用密切相关( 柳振江等，2010; 李杰，2012; 丁正江等，2012，2013，2015) 。
此外，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( 玢) 岩、石英闪长( 玢) 岩、花岗斑岩、伟晶岩等，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( 季海章等，1992; 孙丰月，1992; 孙丰月等， 1995; 罗镇宽等，2001; 刘燊，2004) ，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，二者往往在空间分布上具有一致性; 花岗斑岩则与有色金属关系更为密切，多数形成较晚。前二者见诸各大金矿成矿带，后者常见于文荣威地区铜钼铅锌银多金属矿化区、栖霞虎鹿夼、招远十里铺等地区( 黄德业，1986; 杨金中和李光明，2001; 刘凯，2014) 。
2 胶东中生代成岩成矿动力学演化
2. 1 前人研究基础
2. 1. 1 关于胶东地区动力学演化过程
关于胶东地区动力学演化过程，已有大量研究成果( 肖武权和戴塔根，1994; 孙丰月，1994; 孙丰月等，1995; 邓军等， 1999; 宋明春，2008; 李洪奎等，2012; 于学峰等，2012) 。总体来看，该区主要经历了六个大的阶段( 张增奇等，2011) ，分别为: ①中太古代陆核形成阶段，包括 2800Ma 之前的构造-岩浆活动，为陆块初始凝固期，主要包括火山喷发和陆源沉积、区域变质事件，形成了一套富铁的变质沉积建造; ②新太古代-古元古代大陆壳形成阶段，表现为陆壳克拉通化，发育 TTG-绿岩带、古元古代孔兹岩系形成并变质变形，郯庐断裂带雏形初现; ③中元古代-新元古代扬子与华北板块陆陆碰撞造山阶段，研究区处于碰撞造山的构造岩浆活动带; ④古生代陆源海稳定发展阶段，本区持续稳定隆升; ⑤中生代大陆边缘活化阶段，包括印支期、燕山期，潘基亚( Pangaea) 超级大陆裂解、漂移并达到高潮期，扬子、华北板块重复碰撞，伊泽奈奇( Izanaqi) 板块继而向欧亚大陆俯冲，胶东地区进入大陆边缘活化期，地壳加厚、岩石圈拆沉、壳幔强烈作用，幔源流体大规模上涌，不仅引起了本区中生代广泛的各期各类岩浆活动，同时也造就了举世瞩目的金矿集区及有色金属成矿区; ⑥新生代断块构造发展阶段，主要是拉张环境下的差异抬升与坳陷，局部发育了玄武岩。其中，燕山运动是在印支运动形成的统一中国大陆主体上发生的，它进一步强化了印支期开始的中国大陆由东西向为主的构造方向转换为以 NE-NNE 向为主的构造机制，促发中国大陆内克拉通稳定陆块和前中生代造山带的活化，形成一系列叠置于前中生代诸构造单元之上的构造-岩浆带及沉积盆地，构成独具特色的双向构造分带( 裴荣富等，2008) 。燕山构造旋回是中生代地质构造演化发展的新阶段，贯穿侏罗纪、白垩纪两个时段，期间各幕运动均为西太平洋古陆和亚洲大陆碰撞的结果( 任纪舜等，1999) 。
针对胶东地区中生代构造演化，孙丰月( 1994) 划分为 J2-K1 的 NW-SE 向挤压期和 K2 的 SE-NW 向拉张期主要 2 个活动期，认为前者是胶东壳源花岗岩及金矿化的主要形成期，后者则形成了 4 个 NE 向引张构造带，控制了壳幔混合源花岗质侵入体及多金属-( 金) 银矿化的产出。邓军等( 1999) 强调胶东金矿集区是典型的剪切带构造成矿系统，其形成、演化受大陆岩石圈和深断裂成熟度控制，与太平洋板块俯冲碰撞和郯庐断裂带的形成、演化相关联，并提出了“断层阀地震泵吸-周期性破裂愈合”的构造动力体制转换模式。唐华风等( 2003) 则针对胶莱盆地的构造演化规律进行了研究，认为扬子板块与华北板块的碰撞以及太平洋板块的俯冲联合控制了郯庐断裂带和五莲-即墨-牟平断裂的运动方向和强度，控制了胶莱盆地的形成与发育。葛肖虹等( 2014) 认为，中国东部印支期古特提斯洋关闭陆块拼合碰撞古亚洲大陆雏形形成，在晚侏罗世-早白垩世，西太平洋伊泽奈齐洋壳板块斜俯冲叠加了自东而西的影响，在早白垩世晚期加厚地壳-岩石圈开始 减 薄，陆内伸展变形逐步发展。毛 景 文 等 ( 2005) 则对中国北方大规模成矿的动力学背景作了探讨，提出该区 200 ～ 160Ma、～ 140Ma 和 ～ 120Ma 三期主要成矿时间分别受控于相应时期发生的后碰撞造山过程、构造体制大转换( 古太平洋板块向西俯冲引起?) 和岩石圈减薄过程。李洪奎等( 2012) 和于学峰等( 2012) 研究认为，中生代胶东地区存在印支期和燕山期 2 次重要的碰撞造山事件，前者主要表现为扬子板块向华北板块俯冲，形成同造山花岗岩及后造山高碱正长岩; 后者起源于中亚-特提斯构造域向滨太平洋构造域转化和太平洋板块的俯冲，表现为 3 次造山和 2 次伸展作用。该区金矿成矿作用包括三期( 150Ma、120 ～ 110Ma 和 100 ～ 90Ma) ，分别耦合于 160 ～ 150Ma 玲珑-昆嵛山花岗岩、 130 ～ 126Ma 郭家岭花岗闪长岩和 120 ～ 110Ma 伟德山花岗闪长岩-花岗岩岩浆侵位事件。总的来看，胶东地区构造-岩浆事件和金矿成矿作用受控于特提斯、古亚洲洋和太平洋 3 大构造域的相互作用，金矿形成的起因与太平洋板块向华北板块的俯冲机制有关。
2. 1. 2 关于中生代岩浆活动构造背景
胶东地区中生代岩浆岩主要出露三叠纪柳林庄、宁津所、槎山等序列，侏罗纪玲珑、昆嵛山、垛崮山、文登等序列 ( 玲珑型) ，白垩纪郭家岭序列( 郭家岭型) 和伟德山、三佛山、招虎山、院格庄等序列( 伟德山型) 等。关于胶东地区花岗岩成岩构造背景，国内学者开展了大量的研究工作( 姚凤良等，1990; 林景仟等，1992; 孙丰月等，1995; 金秉福，1997， 1998; 宋明春和严庆利，2000; 宋明春和王沛成，2003; 邱检生等，2001，2004; 郭敬辉等，2001，2005; 罗镇宽等，2001; 杨进辉等，2003; 王来明等，2005; 杨敏之，2006; 张华锋等，2006; 凌文黎等，2006; 张田和张岳桥，2007; Ling et al. ，2009; 郭春影， 2009; 匡永生等，2012; 丁正江等，2013，2015) ，总体来看大致倾向于如下认识。
胶东印支期花岗岩成岩时代总体上为 220 ～ 205Ma ( 郭敬辉等，2005) 。王来明等( 2005) 研究发现，在 QAP 图解上，柳林庄、宁津所和槎山等序列，投点分别落于岛弧花岗岩类与大陆裂谷花岗岩之间，大陆弧花岗岩类附近，和大陆的造陆抬升花岗岩类与大陆裂谷花岗岩类之间; 在 R1-R2 图解中，柳林庄超单元投点落入碰撞后的抬升区，其他两者主要投点于造山晚期花岗岩区; 认为，印支期侵入岩的形成主要与板块碰撞有关的造山晚期-造山后地壳向稳定环境转换背景有关。
关于燕山期花岗岩，同位素年代学研究表明( 姚凤良等， 1990; 林景仟等，1992; 孙丰月等，1995; 金秉福，1997，1998; 宋明春和严庆利，2000; 宋明春和王沛成，2003; 郭敬辉，2001， 2005; 罗镇宽等，2001; 杨进辉等，2003; 杨敏之，2006; 张田和张岳桥，2007; 郭春影，2009; 匡永生等，2012; 丁正江等，2013， 2015) ，玲珑、郭家岭和伟德山三期花岗岩成岩时代大致分别为 160 ～ 140Ma、135 ～ 126Ma 和 115 ～ 100Ma。丁 正 江 等 ( 2015) 通过对玲珑花岗岩与郭家岭花岗闪长岩的微量元素、稀土元素研究发现，在 Nb-Y 和 Rb-( Y + Nb) 图上，玲珑花岗岩和郭家岭花岗岩落入火山弧花岗岩区域，说明这些花岗岩形成于活动陆缘环境; 在 R1-R2 图解中，玲珑花岗岩落入同碰撞( S 型) 花岗岩到造山晚期花岗岩的范围内，显示了玲珑花岗岩产出背景从挤压环境到拉张环境的转换; 郭家岭花岗岩成分 点 则 落 在 了 造 山 晚 期 花 岗 岩 范 围 内。苗 来 成 等 ( 1998) 、张娟( 2011) 研究得出同样结论。孙丰月等( 1995) 研究认为，郭家岭型为壳幔混合源岩体，指出幔源 C-H-O 流体分异，一部分形成含金量较高的煌斑岩，另一部分含金量偏低的岩浆岩与胶东群变质岩的熔融体混合，然后上侵形成郭家岭型岩体。郭家岭型岩体与金矿床是部分同源的，二者具成因关系，可能为成矿提供了热液。王来明等( 2005) 对伟德山型花岗岩研究表明，在 QAP 和 R1-R2 环境判别图解上，成分投点大致在大陆弧花岗岩与大陆裂谷花岗岩区之间及同碰撞花岗岩和造山晚期花岗岩范围中，认为伟德山型花岗岩应为与大洋板块俯冲有关的大陆弧花岗岩。李洪奎等 ( 2012) 通过对大地构造相研究提出，胶东微地块是经多期增生和碰撞而形成的，其演化明显具有阶段性，发育的各期花岗岩分别代表了不同时期的构造背景。其中，晚侏罗世造山早期玲珑片麻状花岗岩组合是区域构造挤压导致地壳增厚引起地壳重熔的产物，代表了大陆弧花岗岩特征; 早白垩世造山中期郭家岭花岗闪长岩-花岗岩组合代表了造山期大陆弧花岗岩的特点; 造山晚期伟德山闪长岩-花岗闪长岩-花岗岩组合表现为大陆弧花岗岩; 后造山 A 型崂山晶洞过碱性碱长花岗岩-正长花岗岩组合为大陆造陆隆升花岗岩与后造山花岗岩，代表燕山构造的结束。
关于青山期火山岩，宋明春和王沛成( 2003) 研究指出，其多数为高钾钙碱性系列，碱度率较低，在里特曼-戈蒂里构造环境判别图解中，投点落入 B 区者占多数，少部分落入 C 区，接近 A 区，表明火山岩形成于弱造山环境，非典型造山带火山岩或岛弧型火山岩，形成环境应为活动大陆边缘型( 王来明等，2005) 。说明该时期可能正处于裴荣富等( 2008) 提出的，受西太平洋古陆和亚洲大陆碰撞影响，在约 110Ma 中国东部由挤压或挤压剪切为主转为拉张或拉张剪切为主的背景。综上所述，本区中生代各类岩浆活动构造背景如表 1。
2. 1. 3 关于太平洋板块演化与胶东成岩成矿
根据研究，古太平洋区域大约于晚侏罗世形成于伊泽奈奇板块、法拉龙( Farallon) 板块和凤凰( Phoenix) 板块的三联点处( Seton and Müller，2008) ，其大约在晚白垩世早期伊泽奈奇板 块 俯 冲 沉 没 之 后 才 与 欧 亚 大 陆 接 触 ( 孙 丰 月 等， 1995) 。
Cande et al. ( 1989) 通过对全球洋底磁条带的研究，提出太平洋 存 在 六 个 增 生 期，从老到新对应的年代依次为 156. 6Ma、137Ma、97Ma、58Ma、36Ma、10Ma。如此看来，现今的太平洋板块应至少在 156. 6Ma 之前即有雏形，之后一直在生长、扩张，直至目前状况。值得注意的是，其前三个增生期能与中国东部燕山运动期的三次重要成岩成矿作用相对应，在研究区内表现为 ca. 160 ～ 155Ma 的 S 型花岗岩浆作用及斑岩型铜钼多金属成矿作用、ca. 135 ～ 110Ma 的 I 型中酸性岩浆作用和大规模金成矿作用及晚期斑岩型铜钼多金属作用，以及 ca. 95 ～ 75Ma 的碰撞后 A 型富钾中-中酸性岩浆活动( 郭敬辉等，2005; 郭春影，2009; 李洪奎等，2012; 于学峰等，2012) 。
Zhang et al. ( 2009) 研究认为，中国东部岩石圈地幔和上覆基性下地壳的拆沉作用，可能起因于中生代伊泽奈奇板块向欧亚大陆俯冲的底部侵蚀作用。伊泽奈奇板块向中国东部大陆碰撞，大致经历了四个阶段。第一阶段: 在扬子板块再次与华北板块碰撞时，开始向欧亚板块慢俯冲，时间大致为 ca. 180 ～ 140Ma。此俯冲对上部板块起到了底垫作用，岩石圈加厚，弧后大陆呈现拉张环境，引发了壳源岩浆的上涌。重力失衡或岩石圈伸展过程引起的造山带构造坍塌，能够导致加厚造山带岩石圈部分熔融。大别-苏鲁造山带各种成分碰撞后岩浆岩的出现，表明俯冲加厚造山带岩石圈在不同层位发生了部分熔融( 张娟，2011) 。第二阶段: 约 137Ma，受太平洋板块第二期增生的影响，同时可能与华北板块下部岩石圈拆沉相耦合，伊泽奈奇板块俯冲速度加快，俯冲角度变大。郯庐断裂发生大规模左行平移; 胶东地区地壳内为挤压环境。第三阶段: ca. 125 ～ 100Ma，可能受北东部法拉龙板块的强力反弹或其边缘板块的扩张影响，北部受力增加，伊泽奈奇板块俯冲方向由 NNW 向转为 NWW 向。由于伊泽奈奇板块俯冲方向与早期扬子板块俯冲方向不一致，可能起到了 “掰折”作用; 同时也可能存在下插板片由于脱水变脆发生断离或者触发板块上边界地震( 江国明，2008) ，从而加剧了岩石圈的破坏和拆沉作用，地幔物质大规模上涌，壳幔强烈作用。胶东地区原发育的北东向压扭性断裂瞬间打开，变为张剪性断裂。第四阶段: ～ 100Ma，随着太平洋板块的又一次增生，伊泽奈奇板块俯冲方向重又变回 NW 向，直至深插华北板块下部，太平洋板块接续俯冲至今。
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金双根和朱文耀( 2002) 根据最近 20 年内空间大地测量技术实测速度场，计算出的各个板块相对太平洋板块的现今运动速度显示，太平洋板块与北美板块、菲律宾板块、澳大利亚板块之间汇聚的平均速度分别为 60mm/a、30. 3mm/a 和 60 ～ 95mm/a，其整体以平均 70. 1mm/a 的速度向北西移动。平均大洋板块运移速度可达 50 ～ 60mm/a。按此速度测算，只需要大约 10Myr 的时间，伊泽奈奇板块即可完成目前太平洋板块下插板片的规模，也 就 是 说 自 156. 6Ma 开 始 至 约 145Ma 左右完成。此后下插板片发生断离、部分熔融、脱水变脆引发深源地震，扰动地幔物质平衡，引发大规模岩石圈拆沉，地幔物质上涌，发生成岩成矿作用，至 125Ma 俯冲板块转向、胶东地区大规模成矿时间差约 20Myr，与早期扬子板块向华北板块俯冲造山而后折返的时间跨度大致一致，也吻合于上述作用过程。
2. 2 胶东中生代 6 期成岩成矿动力学演化过程
本文主要根据对本区中生代各期岩浆活动背景( 表 1) 、典型矿床成因类型的分析判别( 见本文成矿系列部分) ，结合区域地质构造特征和古太平洋板块发生、发展、演化过程 ( Cande et al. ，1989; 孙丰月等，1995; 金双根和朱文耀，2002; 陈衍景等，2004; Huang and Zhao，2006; 耿文辉等，2006; Seton and Müller，2008; 江国明，2008; Zhang et al. ，2009; 肖庆辉等， 2010; 张娟，2011; 丁正江，2014) ，总结提出胶东中生代成岩成矿动力学演化过程大致包括 6 期( 图 2、表 2) 。
( 1) 陆陆碰撞造山期
三叠纪早期，与全球板块汇聚大背景相统一，扬子板块向华北板块开始碰撞，随后阿坝、羌塘、印度、南华板块尾随拼贴，造成了强大的南北向挤压力( 陈衍景等，2004) ，并随之发生俯冲造山。大约 240 ～ 220Ma 期间，苏鲁超高压变质作用发生，形成一套超高压变质岩系( 郭敬辉等，2005) 。随后，强烈的折返，区内进入后造山期，超高压变质带快速抬升，至 218Ma 回至中地壳。由于快速回升，幔源岩浆随之快速上升侵位，形成一套富钾的正长岩-花岗岩系列岩石，至 ～ 205Ma 三叠纪末花岗岩侵位，发生热液铍矿化，形成大疃刘家铍矿 ( ?) ( 图 2a) 。碰撞带抬升用了大约 20Myr。
( 2) 被动陆缘向活动陆缘转换、地壳增生期
侏罗纪早期，东南亚板块自 SE 向 NW 向华北板块碰撞 ( 陈衍景等，2004) ，引起了扬子板块再次向华北板块俯冲，同时古太平洋区域初形成，驱动伊泽奈奇板块自 SE 向欧亚板块低角度慢俯冲( 郭春影，2009) ，开始时间可能在 180 ～ 170Ma 左右( Maruyama et al. ，1997) 。太平洋板块可能受南端扩张的影响，持续向华北板块俯冲( 47mm/a，Engebretson， 1986) ，地壳持续增厚。 ～ 160Ma 起，增厚的地壳局部开始发生减薄，在北侧的辽西地区表现的较为明显( 159 ± 47Ma， Gao et al. ，2004) ，并形成了富钾镁铁质岩浆活动，发育了一套煌斑岩群( 155 ± 4Ma，姜耀辉等，2005) 。在鲁西地区发生了携带深源包体的中基性岩浆侵入活动( 177 ± 4Ma，Xu et al. ，2002) ，说明鲁西岩石圈减薄可能早于胶东地区，正证明了华北岩石圈减薄作用的时空不均一性( 匡永生等，2012) 。增厚的地壳发生熔融，生成地壳原地重熔型 S 型花岗质岩浆 ( 王德滋和周新民，2002) ，形成大型玲珑型花岗岩岩基; 同时伴随有下地壳重熔型花岗岩浆( 可能混合了部分幔源岩浆) 沿断裂上升，底侵侵位，发育了浅成的小岩体及伴生的岩株、岩脉。由于 NW-SE 向应力作用发育了片麻状构造，胶东西部地区岩基上部玲珑花岗岩岩基与太古代变质岩系接触带形成了中地壳不连续面，并局部在其基底发育低角度逆冲断层( 张田和张岳桥，2007) ，辽东地区也见有类似挤压变形构造( ～ 143Ma，杨进辉等，2004) ; 浅部小岩体、岩株、岩脉形成了斑岩型矿化( 图2b) 。大约至 137Ma，扬子板块与华北板块完全拼合，东部地壳本期增厚事件也达到了顶峰，可能此期相当于张旗等( 2001) 所提到的中国东部高原的形成期。——论文作者：丁正江1，2，3 孙丰月4** 刘福来5 刘建辉5 彭齐鸣1 纪攀2，4 李碧乐4 张丕建2
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