胶东玲珑花岗岩的地球化学、U－Pb年代学、Lu－Hf同位素及地质意义

林博磊，李碧乐

（吉林大学 地球科学学院，长春130061）

玲珑花岗岩，早期因著名的玲珑金矿产于其中（玲珑金矿曾是中国最大的黄金产地），最近十几年来因人们逐渐认识到其大地构造位置的重要性以及成岩构造背景的持续争论而极负盛名。由于玲珑花岗岩体与玲珑金矿密切的空间关系，早期的研究中，岩石学和岩相学方面比较深入，一批年龄数据也将成岩时代限定在窄的时限内。目前争论的焦点主要在成岩构造背景方面，有3种截然不同的观点［1－3］：①30多年来一直被提及的与太平洋板块俯冲有关；②近年来认为的与大别－苏鲁超高压变质带有关；③板内构造机制。就该问题进行深入的探讨对于揭示胶东乃至中国东部中生代构造演化具有重要意义。

本文在详细的野外地质调研的基础上，主要通过岩石地球化学以及锆石U－Pb年代学、锆石Hf同位素研究，重点讨论了玲珑花岗岩的成因、源区和成岩构造背景，旨在深化胶东中生代岩浆演化和构造背景方面的认识，提升区域地质研究程度。

1 区域地质背景

胶东半岛位于太平洋构造域与苏鲁超高压变质带复合部位，郯庐断裂带以东，北临渤海湾。根据岩石组合和构造特征，胶东半岛主要包括3部分：东部是苏鲁超高压变质带，西部是早前寒武纪胶北片麻岩地块，南部为早白垩世胶莱盆地。胶东地区发育一系列与郯庐断裂带方向一致的NNE向断裂和大量近于同向展布的中生代花岗岩体。早前寒武纪基底分布区，由太古宙TTG岩系、古元古代的荆山群和粉子山群［4，5］以及新元古代的蓬莱群［6］组成。

中生代侵入岩主要为燕山期玲珑花岗岩和郭家岭花岗岩。它们的围岩为太古代TTG片麻岩和古元古代粉子山群变质岩［3］。郭家岭花岗岩主要分布在招掖地区北部，部分岩体侵入到玲珑花岗岩中，以似斑状结构为特征，岩性有钾长花岗岩和二长花岗岩［7，8］。

苏鲁造山带西界为郯庐断裂带，南界沿着嘉山－响水断裂东段及张八岭一带，向北与胶北地块以五莲—烟台断裂为界。出露的岩石以新元古代花岗质片麻岩和中生代岩浆岩为主，其余为各种类型的榴辉岩、斜长角闪岩、超镁铁质岩包体及一些规模相对较大的古－中元古代变沉积岩透镜体［3］（图1）。

2 岩相学特征及样品描述

玲珑杂岩体分布以招远市为中心，北至玲珑矿田以北，南至平度市，呈NNE向展布，南北长约100km，东西宽约35km。按照岩相特征的差异，可分为片麻状花岗岩和中粗粒花岗岩，前者与前寒武系变质岩多呈渐变接触关系，后者与前寒武系变质岩则多呈突变接触关系，岩体中亦常见前寒武系变质岩残块或包体。

分析测试样品均采自胶东玲珑金矿区井下坑道内（九曲金矿区和西山金矿区）的玲珑花岗岩体，样品新鲜，岩石类型为中粗粒黑云母斜长花岗岩，岩石呈灰白色，中粗粒结构，蠕虫结构和条纹结构亦常见，块状构造和片麻状构造（图2、图3）。主要矿物特征方面，石英（面积分数约为30%）：主要呈中细粒他形粒状结构，粒径在0.05～0.4 mm，分布较为均一。长石为斜长石（40%～45%）、微斜长石和条纹长石（15%～20%）。通过斜长石最大消光角法测得（010）∧np’消光角在5°～10°之间，可判断其牌号在10～15之间。斜长石多为更长石，中－粗粒半自形结构。黑云母（5%～10%）：细粒半自形，呈星散状分布，多色性较为明显。

3 测试方法

3.1 岩石地球化学测试

图1 胶东地区地质简图Fig.1 Geological map of the Jiaodong area（据参考文献［9］）

图2 玲珑花岗岩的蠕虫结构和条纹结构Fig.2 Microphotographs of the myrmekitic structure and fringe structure of the Linglong granite（正交偏光）

图3 玲珑花岗岩石英和斜长石的变形和定向分布Fig.3 Microphotographs of the deformation structure and the directional structure of the Linglong granite（正交偏光）

样品的主元素与痕量元素分别在吉林大学测试实验中心（样品号：JQ－30、XS－27、DKT－12、JQ－33、LLXS－B1、LLXS－B3、LLXS－B4）和核工业北京地质研究院分析测试研究中心测定（表1中的另外4个样品）。吉林大学测试实验中心对主元素测定采用X射线荧光光谱法（XRF），测试仪器为美国安捷伦科技有限公司Agilent 7500A型电感耦合等离子体质谱仪（ICP－MS）。对国际标准参考物质 BHVO－2、BCR－2和国家标准参考物质GBW07103、GBW07104的分析结果表明，痕量元素和稀土元素的分析精度为：元素质量分数＞10×10－6的误差＜5%，＜10×10－6的误差＜10%。核工业北京地质研究院分析测试中心对主元素的测定是采用硅酸盐岩石化学分析方法X射线荧光光谱法（XRF），实验仪器为荷兰FHLISP公司的PW2404顺序扫描型X射线荧光光谱仪；微量和稀土元素测定是采用德国Finnigan－MAT公司生产的ELEMENTⅠ电感耦合等离子体质谱仪，精度优于5%。

3.2 锆石LA－ICP－MS年代学

锆石挑选由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。经过双目镜下仔细挑选，将不同特征的锆石粘在双面胶上，并用无色透明的环氧树脂固定；待其固化之后，将表面抛光至锆石中心。在测试前，通过反射光和CL图像仔细研究锆石的晶体形态与内部结构特征，以选择最佳测试点。锆石制靶、反射光、阴极发光以及锆石U－Pb年龄测定和痕量元素分析均在西北大学大陆动力学国家重点实验室进行。本次测试采用的激光剥蚀束斑直径为32 μm，激光剥蚀样品的深度为20～40μm；实验中采用He作为剥蚀物质的载气。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的质量分数为32.8%［10］），分析方法见文献［11］；普通铅校正采用Anderson推荐的方法［12］；样品的同位素比值及元素含量计算采用ICP－MS－DATECAL程序［13，14］，年龄计算及谐和图的绘制采用Isoplot程序［15］。

3.3 锆石Lu－Hf同位素测试

锆石Lu－Hf同位素测定在西北大学大陆动力学国家重点实验室的LA－MC－ICP－MS仪器上完成，所用仪器为Nu Plasma，分析方法的详细流程参见文献［16－18］，176Lu的衰变常数采用1.867×10－11a－1［19］，εHf（t）的计算利用 Blichert－Toft and Albarède［20］推 荐 的 球 粒 陨 石。w （176Hf）／w（177Hf）比值（0.282 772）及w（176Lu）／w（177Hf）比值（0.0332）、Hf模式年龄计算用的是当前亏损地幔的w（176Hf）／w（177Hf）比值（0.283 25）［21］和w（176Lu）／w（177Hf）比值（0.015）［22］。

4 测试结果

4.1 地球化学特征

4.1.1 主元素

玲珑花岗岩主元素中，SiO2的质量分数为68.12%～75.4%（表1），平均值为72.13%。在硅－碱图解（图4）上，数据点全部落入亚碱性系列岩石区域。在（Na2O＋K2O）－MgO－TFeO 图解（图5）中，数据点均落入钙碱性系列岩石区域。K2O＋Na2O的质量分数为8.42%～10.1%，平均值为8.96%，wK2O／wNa2O＝0.75～1.30，平均值为1.07。K2O的质量分数为3.7%～5.17%，平均为4.39%，具有较高的K2O含量，在SiO2－K2O图解（图6）上，数据点主要落入髙钾钙碱性区域，

个别落入钾玄岩区域。Al2O3的质量分数为12.32%～15.83%；ACNK 为0.72～1.04，平均值为0.92，为准铝质至弱过铝质；在ACNK－ANK图解（图7）上，样品点主要落入准铝质区域，个别落入过铝质区域。岩石中MgO的质量分数为0.17%～1.93%，平均为0.45%；CaO 为1.01%～2.91%，平 均 为 1.82%；TiO2为 0.09% ～0.45%，平均为0.17%：具有较低的 MgO、CaO和TiO2含量。岩石主元素氧化物（TFeO、MgO、CaO、P2O5、TiO2）与SiO2为负相关，可能经历了辉石、磷灰石、钛铁矿等矿物的分离结晶［23］。

表1 玲珑花岗岩的主元素（w／%）、痕量元素（w／10－6）地球化学数据Table 1 Contents of major elements and trace elements of the Linglong granite

图4 玲珑花岗岩的硅－碱图解Fig.4 Alkali－SiO2diagram of the Linglong granite

图5 玲珑花岗岩的（Na2O＋K2O）－MgO－TFeO图解Fig.5 （Na2O＋K2O）－MgO－TFeO diagram of the Linglong granite

4.1.2 痕量元素

图6 玲珑花岗岩的K2O－SiO2图解Fig.6 K2O－SiO2diagram of the Linglong granite

图7 玲珑花岗岩的ACNK－ANK图解Fig.7 ACNK－ANK diagram of the Linglong granite

图8 玲珑花岗岩的稀土元素球粒陨石标准化配分曲线图Fig.8 Chondrite－normalized REE patterns of the Linglong granite

玲珑花岗岩的稀土总量（∑REE质量分数）为50.19×10－6～204.52×10－6，平均为99.52×10－6，在稀土配分模式图上曲线近一致，亦显示出同源岩浆演化的特点（图8）。配分曲线为明显右倾，（wLa／wYb）n为16.55～68.99，稀土配分模式高度分异，LREE强烈富集和HREE极度亏损〔（wLa／wYb）n＝16.55～68.99〕，低的 HREE含量（wYb≤0.98×10－6，wY≤13.3×10－6），轻重稀土元素分馏明显。δEu处于0.85～1.84之间，平均为1.23，无明显负铕异常，部分样品有轻微正异常，暗示石榴石或石榴石＋角闪石可能是部分熔融的残留相，局部可能有斜长石的分离结晶现象。wSr＝ （247.5～1140）×10－6，平 均 为 770.5×10－6；wY＝（3.94～13.3）×10－6，平均为7.64×10－6；wYb＝（0.3～0.98）×10－6，平均为0.50×10－6：显示高Sr低Y和Yb的特点。

玲珑花岗岩原始地幔标准化痕量元素蛛网图显示（图9），痕量元素的配分模式近似一致。相对于原始地幔，富集大离子亲石元素（K、Ba、Rb、Sr）和Th、U等活泼的不相容元素，而Zr、Ti、Nb等高场强元素则相对亏损。wLa／wNb＝2～8.77，平均 为 4.91；wTh／wNb＝0.32～0.58，平 均 为0.45；wTh／wLa＝0.15～0.39，平均为0.25。

图9 玲珑花岗岩的原始地幔标准化蛛网图Fig.9 Primitive mantle－normalized trace element spider diagams of the Linglong granite

4.2 锆石LA－ICP－MS年代学

测定年龄的样品取自西山矿区10中段脉外巷（样号：LLXS－10ZD－N1）新鲜的黑云母斜长花岗岩。锆石主要为长柱状，自形程度较好，少数为粒状及不规则状，部分呈断头晶。多数锆石具有较为清晰的韵律环带结构，具有岩浆锆石的特征（图10）。18个测点的测试结果（表2）显示，U的质量分数为（175.56～3771.64）×10－6，Th的质量分数为（444.39～35 300.28）×10－6，wTh／wU比值在0.67～20.59之间，符合岩浆锆石 wTh／wU比值＞0.4的特征［26］。锆石点数据较集中，落在谐和线上及其附近，w（206Pb）／w（238U）数据的加权平均年龄为（158.53±0.79）Ma，MSWD＝0.13，谐 和 年 龄 值 为 （158.41±0.43）Ma，MSWD＝0.40，两者十分接近（图11）。158Ma±应代表玲珑花岗岩的侵位年龄，为晚侏罗世。

图10 玲珑花岗岩体锆石CL图像Fig.10 CL images of zircons from the Linglong granite

4.3 锆石Lu－Hf同位素

对上述U－Pb年龄测定的样品进行锆石Lu－Hf同位素测试，测点尽量与U－Pb年龄测定相同或靠近的位置，结果见表3。通过18个点的测定，εHf（t）＝ －18.06～ －23.85，w （176Hf）／w（177Hf）＝0.282 025～0.282 181；二阶段锆石Hf模式年龄TDM2＝2358～2710Ma。

图11 玲珑花岗岩U－Pb谐和年龄和加权平均年龄Fig.11 Zircon U－Pb concordia diagram and weighted average ages diagram from the Linglong granite

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表3 玲珑花岗岩的Lu－Hf同位素数据Table 3 Lu－Hf isotopic dating of the Linglong granite

5 讨论

5.1 岩浆源区及岩石成因

玲珑花岗岩侵入到早前寒武系变质基底中，岩石化学组成为具有陆壳色彩的高钾钙碱性岩系。岩石的主元素 TFeO、MgO、CaO、TiO2、P2O5与SiO2成明显的负相关关系，稀土和痕量元素配分曲线近一致，说明岩浆具有一致的演化趋势，为同源岩浆演化的产物。wLa／wNb比值为2～8.77，平 均 为 4.91，高 于 大 陆 地 壳 平 均 值（2.2）；wTh／wNb比 值 为 0.32～0.58，平 均 为0.45，高于大陆地壳平均值（0.44）；wTh／wLa比值为0.15～0.39，平均为0.25，也高于大陆地壳平均 值 （0.204）［27，28］。wRb／wSr比 值 为 0.045～0.401，平均为0.15；wRb／wBa比值为0.03～0.08，平均为0.05；分别接近下地壳值（0.17和0.07），且明显不同于地幔［29］。P和Ti的亏损类似于弧源古老地壳［30］，Nb、Ta负异常和Pb正异常显示为大陆壳的岩石特征。Sr含量（质量分数平均为770.5×10－6）高，Y 含量（质量分数平均为7.64×10－6）和 Yb含量（质量分数平均为0.50×10－6）低，属于典型的中国东部中生代高Sr低Y型花岗岩［31］。岩石无明显的负铕异常（δEu＝0.85～1.84），与埃达克岩稀土特征相似。在华北东部普遍存在化学成分类似于“埃达克岩”的中生代高锶花岗岩类岩石，它们的形成与岩浆底侵作用和镁铁质下地壳的部分熔融有关［1］。

玲 珑 花 岗 岩 εHf（t）值 较 低 （－18.06～－23.85），大部分数据位于Vervoort et al总结的“地壳系列”范围内［32］。在 T－εHf（t）图解（图12－A）上，数据点均落在球粒陨石Hf同位素演化线之下，位于2.5Ga B.P.左右的地壳演化范围之内，呈弱富集特点。在T－176Hf／177Hf图解（图12－B）上，数据点落入下地壳区域内，相对集中。对Hf同位素进一步研究表明，εHf（t）为负值的岩石为地壳物质部分熔融的产物［33，34］，玲珑花岗岩源区应为晚太古代和早元古代地壳。该时期是华北克拉通重要的岩浆热事件发生时期，地壳物质主要为地幔物质的加入和新生地壳再造的产物［35］。

5.2 构造背景

在 Hf－Rb－Ta判别图解（图13）上，数据点基本落入火山弧花岗岩区域；在Th／Hf－Ta／Hf判别图解上（图14），数据点落入活动大陆边缘区域。wLa／wNb比值为2～8.77。在活动大陆边缘区，wLa／wNb比值高（＞2）是普遍可见的现象［36］。

图12 玲珑花岗岩的锆石Hf同位素图解Fig.12 Diagram of Hf isotope of zircon from the Linglong granite

图13 玲珑花岗岩的Hf－Rb－Ta图解Fig.13 Hf－Rb－Ta diagram of the Linglong granite

图14 玲珑花岗岩的Th／Hf－Ta／Hf图解Fig.14 Th／Hf－Ta／Hf diagram of the Linglong granite

目前关于玲珑花岗岩形成的构造背景主要有3种观点：一是30多年来一直被提及的与太平洋板块俯冲有关；二是近年来认为的与大别－苏鲁超高压变质带有关；三是陆内构造体制。成岩构造背景的讨论，区域对比显得尤为重要。区域构造－岩浆作用方面，包括东北、华北和华南的整个中国东部中晚侏罗世均发生了大规模的钙碱性岩浆活动，构成了宏伟的NNE向分布的岩浆岩带。整个中国东部NE－NNE向断裂构造发育，控制了岩浆岩带的分布。NE－NNE向构造－岩浆岩带与太平洋板块NW－NWW俯冲方向近垂直。另一方面，中国东部由北向南的古亚洲洋构造域、大别－苏鲁造山带和华南特提斯构造域印支期的碰撞造山对中晚侏罗世构造－岩浆活动具有继承性影响。对于华南而言，燕山早期花岗岩呈NE向和EW向两个方向分布，前一方向延展近1000km，后一方向规模较小。燕山早期（J2－J3）花岗岩的分布既不同于印支期的面式分布，也不同于燕山晚期单一的NE向分布，显示从印支期特提斯构造域转为太平洋构造域以后的特点［37］。对于华北而言，中晚侏罗世的岩浆活动与印支期的碰撞造山有联系，但并不是印支期后造山伸展和拆沉作用的直接结果［1］。横贯中国北方的近EW向分布的海西－印支期形成的华北北缘造山带，却发育大量燕山期中酸性小侵入体，形成和分布受NE－NNE、EW向断裂联合控制。

成矿作用方面，与燕山早期（J2－J3）钙碱性侵入岩有关的斑岩型矿床成矿时代在中国东部具有一致性。华南德兴斑岩型铜矿成矿岩体花岗闪长斑岩锆石SHRIMP U－Pb年龄为171±3Ma［38］，闽西南永定山口钼矿的辉钼矿Re－Os等时线年龄为168Ma［39］，赣南广昌新安钼矿的成矿年龄为165Ma［40］、安远园岭寨钼矿的成矿年龄为160 Ma［41］。东北包括近年来发现的、一批斑岩型钼矿如大黑山、福安堡、霍吉河、鹿鸣等成矿时代在180～160Ma B.P.期间［42－46］。胶东邢家山斑岩型钼矿是山东省境内目前发现的惟一的大型钼矿，依据有用元素含量以及与矿化分布的空间关系，主容矿的幸福山斑状花岗闪长岩体（出露面积1.3km2）被确定为成矿岩体，矿石辉钼矿的Re－Os等时线年龄为（157.6＋3.9）Ma，加权平均年龄为（161±1.0）Ma［47］，与玲珑花岗岩形成时代接近，推测幸福山岩体与玲珑岩体是区域上具有密切成因联系的不同地壳层次的花岗质侵入体；而胶东西部中生代花岗质岩体大面积出露表明成岩后地壳遭受到大幅抬升和剥蚀。分析认为胶东西部J2－J3期间也发生了类似东北和华南的大规模斑岩型矿床成矿作用，邢家山钼矿应是后期差异性剥蚀被保存下来的个别矿床。

中国东部中生代岩浆岩分布宽度巨大，众多研究者对太平洋俯冲波及范围提出质疑。近年来研究表明，随着俯冲洋壳年龄的变小，板块的俯冲角度会逐渐变小，导致所形成的岩浆弧逐渐向大陆板块内部延伸［48，49］。而且，大洋板块可以深俯冲到660km的地幔过渡带，俯冲板片脱水导致地幔部分熔融是火山弧、弧后和板内岩浆作用的源区［50，51］。随着俯冲深度的增加，来自俯冲板片的流体在一定深度范围内的各种深度上，降低熔点促进地幔的部分熔融，直接交代地幔发生部分熔融，形成玄武质岩浆。日本列岛存在大量侏罗纪甚至更早的增生杂岩［52，53］，台湾大南澳群中蛇绿混杂岩可能是在中生代早期就位的［54］，这些都是太平洋板块中生代大规模俯冲的直接证据。通过对中国大陆及周边地区GPS的最新观测结果建立的应力模型研究，亦显示太平洋板块俯冲对中国大陆地壳运动与形变有影响［55］。

玲珑花岗岩呈NNE向分布，与中国东部中生代花岗岩整体展布方向一致，而与整体近EW向分布的大别－苏鲁造山带不一致。时间上，245～220Ma B.P.的苏鲁造山带超高压变质作用或碰撞作用［56，57］时间与158Ma B.P.左右玲珑岩体形成时间相差甚远。玲珑岩体形成与太平洋板块俯冲有关的认识更接近地质事实。可能的成岩机制是，燕山早期强烈的俯冲作用导致深俯冲带之上远离海沟的中国东部大陆一侧造山带发生强烈伸展和岩石圈减薄，引发大规模的底侵作用。之前印支期的碰撞造山已使古老的基底发生了大幅度的抬升，胶东地区苏鲁超高压变质带的出露表明该碰撞造山带已折返到根部。由底侵岩浆提供热动力，使古老的镁铁质下地壳物质部分熔融，形成包括玲珑岩体在内的大面积分布的中晚侏罗世花岗岩。

6 结论

a.玲珑花岗岩属富硅、高钾、钙碱性、准铝质至弱过铝质系列花岗岩，富集K、Ba、Rb、Sr等大离子亲石元素和Th、U等活泼的不相容元素，相对亏损Zr、Ti、Nb等高场强元素。岩石的高Sr含量（wSr＞770×10－6）、低 Y含量（wY＜7.64×10－6）以及没有明显的负铕异常（δEu＝0.85～1.84），与埃达克岩类似。

b.花岗岩锆石εHf（t）＝－18.06～－23.85，第二阶段Hf模式年龄TDM2＝2358～2710Ma，岩浆源区为2.5Ga B.P.左右的下地壳，Hf－Rb－Ta、Th／Hf－Ta／Hf判 别 图 解 和 高 的 La／Nb 比 值（wLa／wNb＞2）显示岩石具活动大陆边缘火山弧花岗岩特征。

c.花岗岩锆石 LA－ICP－MS U－Pb加权平均年龄为158.53±0.79Ma（MSWD＝0.13），属晚侏罗世。

d.燕山早期太平洋板块俯冲引起大陆弧伸展和岩石圈减薄，幔源岩浆底侵提供热动力，古老的镁铁质下地壳物质部分熔融形成玲珑花岗岩。

野外工作得到了山东黄金集团玲珑金矿的支持；测试分析得到了吉林大学测试实验中心、核工业北京地质研究院分析测试研究中心、西北大学大陆动力学国家重点实验室和河北省廊坊区域地质调查研究所实验室的帮助，在此一并向上述单位致谢。

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