胶北地体西涝口地区牧牛山二长花岗岩锆石U-Pb和Lu-Hf同位素研究<br/>——指示华北克拉通古元古代岩浆作用及地壳演化

胶北地体西涝口地区牧牛山二长花岗岩锆石U-Pb和Lu-Hf同位素研究
——指示华北克拉通古元古代岩浆作用及地壳演化

2022-06-07周晓萍吕军阳胡秉谦康恺姜帆胡亮张娜

地质论评 2022年3期

周晓萍，吕军阳，胡秉谦，康恺，姜帆，胡亮，张娜

1) 山东省地质矿产勘查开发局第六地质大队，山东威海，264209；2) 山东省地质矿产勘查开发局第三地质大队，山东烟台，264000

内容提要:胶北地体古元古代花岗岩位于胶—辽—吉带南部，是华北克拉通东部陆块东缘的重要古元古代造山带。西涝口地区牧牛山二长花岗岩作为胶北地体出露的少数古元古代花岗岩之一，也是西涝口、辽上、郭城等大型金矿床的赋矿围岩，有重要研究价值。笔者通过岩石地球化学、锆石U-Pb年代学及Lu-Hf同位素分析，讨论了其形成时代及成因机制。经研究发现，该岩体富硅(SiO2=75.79%～76.10%)，富碱(Na2O+K2O=6.88%～7.18%)，为准铝质钙碱性岩系列(A/CNK值为0.86～0.95)；Rb、U、Ta、Pb相对富集，Ba、Nb相对亏损，Sr强烈亏损，岩石10000Ga/Al值为2.88～3.50，属A型板内花岗岩；岩体中岩浆锆石具明显振荡环带结构，相对亏损LREE并逐步富集HREE，具明显正Ce异常和负Eu异常，加权平均年龄为2113±22 Ma，代表其侵位时间为古元古代；变质增生锆石的HREE富集程度明显高于核部岩浆锆石，且具更加强烈的正Ce异常和稍弱负Eu异常，加权平均年龄为1850±24 Ma，代表区内变质事件年龄；εHf(t)值为-3.75～+5.17，TDM2值为2450～2712 Ma，该岩体与胶北地体2.5 Ga TTG岩石具相同的地壳演化趋势，暗示其源自太古宙陆壳的重熔。

胶—辽—吉构造带是华北克拉通东部陆块东缘的一条重要古元古代造山带，造山带内物质丰富，以大面积分布的古元古代沉积岩系为主要特征(Zhao Guochun et al.,2005，赵国春，2009；田瑞聪等，2017)。国内外学者对胶—辽—吉构造带北段(辽—吉带)开展了大量研究工作(翟明国和卞爱国，2000；Zhao Guochun et al.,2001a，b；李三忠等，2003；刘福来等，2015)，而对其南段(胶北地区)只有零星报道(董春艳等，2011；Liu Jianhui et al.,2014；王惠初等，2015；Xiao Zhibin et al.,2017)。胶北地区的古元古代花岗岩规模较小，分布零星，虽近年来陆续有报道(高玉娟等，2006；冯波等，2013；孙兴丽，2013；陈昌昕，2015；徐鹤等，2015；纪攀，2016；Cheng Shaobo et al.,2017；税棚，2019)，但研究程度相对较低，其侵位时间、成因类型、岩浆源区及演化过程等问题仍具较大争议。牧牛山二长花岗岩作为西涝口、辽上、郭城等大型金矿床的赋矿围岩，但也是区内少数古元古代花岗岩之一，有重要研究价值。本次采用岩相学、岩石地球化学、同位素年代学等研究手段，旨在揭示其形成时代、成因类型、岩浆源区及演化过程，并为华北克拉通东部陆块古元古代岩浆作用及演化提供有利证据。

1 区域地质背景

西涝口地区西邻郯庐断裂(郯城—庐江断裂)，东邻五莲—烟台断裂，大地构造位置属于华北克拉通东部缘，胶—辽—吉构造带南段(图1a)。区内出露地层主要有古元古代荆山群，中生代莱阳群、青山群、王氏群。荆山群主要岩性为大理岩、变粒岩。莱阳群岩性为砾岩、砂砾岩；青山群岩性为中酸性和中基性火山岩夹砂页岩；王氏群岩性为泥岩、粉砂岩、砂岩、砾岩地层。区内断裂构造主要为NE—SW走向，自西向东有桃村断裂、郭城断裂、崖子断裂及其次级断裂(图1b)。

图1 胶辽地区构造背景图(a)及胶北西涝口地区区域地质简图(b)Fig.1 Tectonic background of Jiaoliao(eastern Shandong—Liaoning) area (a) and simplified geological map of Xilaokou area in Jiaobei (north part of eastern Shandong) terrane (b)

区内岩浆岩发育，主要为牧牛山二长花岗岩，中生代玲珑序列花岗岩，中生代伟德山序列零星出露，另有中生代脉岩出露。牧牛山二长花岗岩分布于郭城(郭城—即墨)断裂带和崖子(朱吴—店集)断裂带之间，呈“舌状”侵入古元古代荆山群地层中，局部含变粒岩、大理岩等地层包体。

2 样品采集及分析方法

西涝口金矿是近年来发现的大型金矿床，也是区内目前勘查深度最大的矿床。矿体由蚀变破碎带控制，由浅至深呈“阶梯式”分布。蚀变破碎带厚度较大，品位较低，矿体品位与围岩蚀变程度成正比。其中，黄铁绢英岩化、硅化围岩蚀变与金矿化关系最密切。

本次研究的样品采集自西涝口金矿床钻孔样品(AZK2403)中的牧牛山二长花岗岩，岩性为弱片麻状中细粒二长花岗岩，呈浅肉红色，中细粒花岗结构或碎裂状结构，弱片麻状构造。主要矿物为钾长石(30%～35%)、石英(20%～25%)、斜长石(25%～30%)，次要矿物为角闪石(3%～4%)，副矿物黑色金属矿物(5%)、黝帘石、绿帘石微量(图2)。其中，角闪石已全部暗化，同时被黑色金属矿物置换。另外，黝帘石等矿物一般为区域变质或热液蚀变产物，暗示岩石形成过程中经历了区域变质或热液活动。

图2 胶北西涝口地区牧牛山二长花岗岩显微特征Fig.2 Photomicrographs of Muniushan monzogranite in Xilaokou area,Jiaobei terraneQ—石英；Pl—斜长石；Kfs—钾长石；Ser—绢云母；Ms—白云母；Am—角闪石；Zo—黝帘石；Ep—绿帘石Q—quartz；Pl—plagioclase；Kfs—K-feldspar；Ser—sericite；Ms—muscovite；Am—amphibole；Zo—zoisite；Ep—epidote

对采集了6件样品(20XLK-21～20XLK-31)进行了岩石地球化学分析，对其中1件样品(20XLK-21、22)进行了LA-ICP-MS锆石U-Pb测年，测试结束后又进行Lu-Hf同位素原位分析。

2.1 岩石地球化学

样品20XLK-21～20XLK-31的主量元素及微量元素测试在中国冶金地质总局山东局测试中心实验室完成。主量元素采用ARL 9900XP型X射线荧光光谱仪，采用等离子光谱和化学法测定；微量元素和稀土元素采用X Series2电感耦合等离子体质谱仪(ICP-MS)测定。

2.2 锆石U-Pb同位素测试

样品20XLK-21、22的单矿物锆石分离和挑选在廊坊岩拓地质服务有限公司完成。制靶、阴极发光(CL)图像及LA-ICP-MS锆石U-Pb同位素测试分析均在中国冶金地质总局山东局测试中心完成，使用美国Conherent公司生产的GeoLasPro 193nmArF准分子系统，ICP-MS型号为ThermoFisher公司生产的iCAPQ。本次测试采用的激光剥蚀束斑直径为20～30 μm，激光剥蚀样品的深度为20～40 μm。标准锆石91500和NIST SRM610作为外标对同位素比值进行校正。样品的同位素比值及元素含量计算采用ICPMSDataCal数据处理程序，U-Pb谐和图、年龄分布频率图绘制和年龄权重平均计算采用Isoplot 3.0(Ludwig,2003)程序完成。

2.3 锆石Lu-Hf同位素测试

根据样品地质和锆石U-Pb年代学特征，对20XLK-21、22样品进行了锆石原位Lu-Hf同位素测试，分析测试工作在南京聚谱检测科技有限公司实验室完成，实验仪器为Australian Scientific Instruments 制造的RESOlution LR型质谱仪。激光剥蚀斑束直径和频率分布为50 μm，频率8 Hz，共剥蚀40 s，剥蚀气溶胶由氦气送入MC-ICP-MS完成测试。测试过程中每隔5颗样品锆石，依次测试1颗标准锆石(包括GJ-1、91500、Plešovice、Mud Tank、Penglai)，以检验锆石Hf同位素比值数据质量。

3 分析结果

3.1 岩石地球化学

岩石地球化学成分显示(表1)，牧牛山二长花岗岩中SiO2的含量为75.79%～76.10%，在TAS图解中数据点均落入花岗岩区域(图3a)。铝饱和指数A/CNK为0.86～0.95，属于准铝质岩石(图3b)；全碱含量(Na2O+K2O)为6.88%～7.18%，属于准铝质钙碱性系列(图3c)；K2O/Na2O值在0.66～0.69之间，具富钠、贫钾特点；Al2O3含量为10.56%～11.51%；CaO含量为1.05%～1.41%；MgO含量为0.50%～0.74%；TFe2O3介于1.24%～1.31%；Mg#为43～54；TiO2和P2O5含量分别为0.19%～0.21%和0.04%～0.05%，含量较低。

图3 胶北西涝口地区牧牛山二长花岗岩TAS图解(a)、A/CNK—A/NK图解(b)和SiO2—K2O图解(c)Fig.3 TAS(a)、A/CNK —A/NK(b) and SiO2— K2O(c) diagram of Muniushan monzogranite in Xilaokou area,Jiaobei terrane

表1 胶北地体西涝口地区牧牛山二长花岗岩主量元素(%)和微量元素(×10-6)分析结果表Table 1 Major(%) and trace elements(×10-6) analysis result ofMuniushan monzogranite in Xilaokou area of Jiaobei terrane

岩石ΣREE为162.29×10-6～203.46×10-6，LREE/HREE值4.27～6.35，(La/Yb)N=2.72～5.52(平均3.74)，轻、重稀土元素分异中等，配分曲线相对平坦(图4a)；δCe为1.01～1.10，δEu为0.30～0.35，具明显负铕异常，暗示存在斜长石的分离结晶现象或源区存在斜长石。微量元素蛛网图显示(图4b)，Rb、U、Ta、Pb相对富集，Ba、Nb相对亏损，Sr强烈亏损。

图4 胶北西涝口地区牧牛山二长花岗岩稀土元素配分图(a)和微量元素蛛网图(b)Fig.4 Chondrite-normalized REE patterns (a) and primitive mantle-normalized trace element (b) spider diagams of Muniushan monzogranite in Xilaokou area,Jiaobei terrane

3.2 锆石U-Pb年代学

锆石CL图像显示(图5)，其结构较为复杂，主要存在两种成因的锆石颗粒。第一种为核边双层结构的锆石，此类型边部具完整或残缺的岩浆振荡环带结构，核部无分带或具有流动性分带特点，为变质增生边(例：图5-⑤)；第二种是整体无分带现象、不规则状锆石，晶棱圆滑，部分外形呈卵圆形或边部溶蚀呈港湾状(例：图5-)，此类锆石为变质增生锆石。

图5 胶北西涝口地区牧牛山二长花岗岩锆石阴极发光(CL)图像Fig.5 CL images of the zircons from Muniushan monzogranite in Xilaokou area,Jiaobei terrane图中实心圆圈为锆石U-Pb定年位置；虚线圆圈为Hf同位素分析位置。图中标注年龄为n(207Pb)/n(206Pb)年龄Filled circle in the figure showrepresents the zircon U-Pb dating position;dotted circle is the location of Hf isotope analysis.The age is n(207Pb)/n(206Pb)ages

针对上述观察，对20粒不同类型的锆石颗粒进行了23个点位的定年分析(表2)。结果表明，其n(207Pb)/n(206Pb)年龄范围在1821～2189 Ma，年龄值相对分散(图6a、b)。Th和U的含量分别为43.60×10-6～538.31×10-6和75.50×10-6～1081.96×10-6，Th/U值介于0.08～0.62，Th、U的含量及Th/U值变化较大。除不谐和的测试点外，对发育较好或残余振荡环带的13个点进行分析，其n(207Pb)/n(206Pb)年龄最大(2057～2167 Ma)，Th/U 值范围为0.22～0.62(平均0.46)，获得加权平均年龄为2113±22 Ma(1σ，MSWD=1.4，n=13)(图6c)，显示岩浆锆石特点。对具有变质增生边的5个点进行分析，其n(207Pb)/n(206Pb)年龄分布在1821～1876 Ma之间，获得加权平均年龄为1850±24 Ma(1σ，MSWD=0.88，n=5)(图6d)，Th/U值范围为0.08～0.36(平均0.20)，与岩浆锆石相比Th/U值明显降低，显示变质锆石特点。

图6 胶北西涝口地区牧牛山二长花岗岩锆石U-Pb年龄谐和图(a、c、d)和频率分布图(b)Fig.6 U-Pb age concordia diagram (a,c,d) and frequency distribution diagram (b) of the zircons from Muniushan monzogranite in Xilaokou area,Jiaobei terrane

3.3 锆石微量元素

锆石微量元素分析结果表明(表3)，发育较好或具残余振荡环带的岩浆锆石核∑REE在428×10-6～1887×10-6(平均891×10-6)之间，而锆石的变质增生边∑REE明显减少(373×10-6～724×10-6，平均569×10-6)，二者均相对亏损LREE并逐步富集HREE(图7a、b)。但变质增生锆石的HREE富集程度[(Lu/Gd)N=47.23～192.74]明显高于核部锆石[(Lu/Gd)N=14.49～61.39]。核部锆石具有明显的正Ce异常(δCe=3.25～148.04)和负Eu异常(δEu=0.02～0.21)，与岩浆锆石相似(Corfu et al.,2003)。与核部岩浆锆石相比，边部变质增生锆石负Eu异常稍弱(δEu=0.07～0.20)，但显示出更加强烈的正Ce异常(δCe=132.46～467.90)。另外，变质增生锆石的Y含量与岩浆锆石相比也明显降低，前者为371.2×10-6～738.9×10-6，后者为538.3×10-6～2868×10-6。获得的微量元素Ti表明，核部岩浆振荡环带与变质增生锆石两者Ti含量没有太大差异，对应的锆石钛温度值(Tzrc；Ferry and Watson，2007)范围在563～777℃之间，平均682℃，二者温度无较大差别。

另外，有两粒锆石曲线与Boggy Plain热液锆石稀土元素配分曲线(图7c)吻合，其LREE平缓且富集，REE配分曲线轻微倾斜，无明显Ce异常，具明显负Eu异常，Th/U值较高(0.45～0.50)，具较低的(Sm/La)N值(图7d)，较高的Y含量(2086×10-6～3385×10-6)、Hf含量(14477×10-6～14700×10-6)和普通Pb含量(1.33×10-6～1.38×10-6)。结合阴极发光图像，其中一粒锆石(图5)表面发育孔洞，综合判断为受热液作用影响强烈的锆石。

图7 胶北西涝口地区牧牛山二长花岗岩锆石稀土元素配分模式图Fig.7 REE patterns diagram of zircons from Muniushan monzogranite in Xilaokou area,Jiaobei terrane阴影部分热液锆石和岩浆锆石分布范围据Hoskin，2005The distribution of Hydrothermal and Magmatic zircons in the shadow area is after Hoskin，2005

3.4 锆石Lu-Hf同位素

对牧牛山二长花岗岩岩体的19粒锆石的n(176Yb)/n(177Hf)和n(176Lu)/n(177Hf)值范围分别为0.014～0.0585和0.0004～0.0016，误差均为1σ(表4)。样品数据点n(176Lu)/n(177Hf)值均小于0.002，表明锆石形成后放射性成因176Lu衰变成177Hf极少，因此可以用初始n(176Hf)/n(177Hf)值代表锆石形成时Hf同位素组成和岩石成因信息(吴福元等，2007)。计算时，样品年龄t值取锆石微区分析n(207Pb)/n(206Pb)年龄(Black et al.,2003),得到的εHf(t)值为-3.75～+5.17，TDM1集中于2250～2438 Ma，上地壳的TDM2集中于2450～2712 Ma。fLu/Hf值为-0.99～-0.95(平均-0.98)，小于大陆地壳fLu/Hf平均值(-0.55，Griffin et al.,2000)，因此二阶段模式年龄(TDM2)可以更真实反映其源区物质从亏损地幔被抽取的时间或其源区物质的平均地壳存留年龄(黄道袤等，2016)。

表4 胶北地体西涝口地区牧牛山二长花岗岩锆石Lu-Hf同位素分析结果表Table 4 Lu-Hf isotopic data of zircons for Muniushan monzogranite in Xilaokou area of Jiaobei terrane

4 讨论

4.1 岩石类型及成因

胶—辽—吉带作为华北克拉通内部重要的造山带之一，由于其形成经历了包括三叠纪扬子板块碰撞、白垩纪太平洋板片俯冲在内的构造热事件影响，其构造演化模型一直颇具争议(李三忠等，2004；Yang Jianhui et al.,2007)，目前主要存在3种构造演化模式：①陆内裂谷打开与闭合模式(张秋生等，1984；张秋生和杨振升，1988；Luo Yan et al.,2004，2008；Li Sanzhong et al.,2005；Li Sanzhong and Zhao Guochun，2007)；②弧—陆—弧碰撞模式(Faure et al.,2010；Li Zhuang and Chen Bin，2014；Meng En et al.,2014；Yuan Lingling et al.,2015)；③裂谷打开—洋盆开启—板片俯冲—碰撞造山模式(Zhao Guochun et al.,2012，2013；Peng Chong et al.,2016)。

牧牛山二长花岗岩富硅、富碱、富铝、Eu负异常明显，属钙碱性岩系列花岗岩。微量元素Rb、U、Ta、Pb相对富集，Ba、Nb相对亏损，Sr强烈亏损，具壳源花岗岩组成特征。岩石10000Ga/Al值为2.88～3.50，高于A型花岗岩石下限2.60(Watson and Harrison，1983)，在花岗岩成因类型判别图解中(图8a、b)，数据点全部落入A型花岗岩范围，且属于A2型造山后花岗岩。在Rb/30—Hf—3Ta图解(图8c)上，所有数据点落入板内花岗岩区域内，该构造环境图解结果支持陆内裂谷打开与闭合模式，然而单从花岗质岩浆的化学成分推测其构造环境是不准确的，还需结合锆石微量元素特征及野外岩相学特征综合判断。

图8 胶北西涝口地区牧牛山二长花岗岩成因类型及构造环境图:(a) Zr—10000Ga/Al(Whalen et al.,1987)；(b) A1和A2亚类分类图(Eby,1992)；(c) Rb/30—Hf—3Ta图解(Harris et al.,1986)Fig.8 Genetic type and tectonic environment diagram of Muniushan monzogranite in Xilaokou area,Jiaobei terrane:(a) Zr—10000Ga/Al (Whalen et al.,1987)；(b) A1 and A2 classification diagram (Eby,1992)；(c) Rb/30—Hf—3Ta diaram (Harris et al.,1986)

岩浆锆石微量组成可以反映出锆石的岩浆组成演化。牧牛山二长花岗岩中锆石亏损轻稀土、逐步富集重稀土、强烈正Ce异常及负Eu异常是典型的壳源锆石特征，部分轻稀土富集指示锆石受到后期热液作用影响(Whitehouse and Kamber，2002；Hoskin，2005；Grimes et al.,2009)。另外，锆石微量U/Yb—Hf、U/Yb—Y图解(图9)也显示，所有数据点均投至陆壳锆石区域，具壳源锆石特征。

图9 胶北西涝口地区牧牛山二长花岗岩锆石U/Yb—Hf和U/Yb—Y图解(Grimes et al.,2007)Fig.9 U/Yb vs Hf and U/Yb vs Ydiagram(b) of zircons from Muniushan monzogranite in Xilaokou area,Jiaobei terrane (Grimes et al.,2007)

锆石及岩体微量元素特征所反映的大地构造环境较为一致，均为陆壳环境。牧牛山二长花岗岩属铝质A2型造山后花岗岩，已有研究表明铝质A2型花岗岩主要来自高温条件下大陆地壳物质的部分熔融(Eby，1992；King et al.,1997)。

4.2 岩体结晶年龄的限定

牧牛山二长花岗岩锆石结构较为复杂，部分锆石也具多重成因，本次研究将特征明显的锆石划分为两类，分别为岩浆锆石和变质增生锆石。

本文发育较好或具残余振荡环带结构的锆石，Th/U 值范围为0.22～0.62(平均0.46)，相对亏损LREE并逐步富集HREE，具有明显的正Ce异常(3.25～148.04)和负Eu异常(0.02～0.21)，显示岩浆锆石特征，其n(207Pb)/n(206Pb)年龄范围在2057～2167 Ma之间，获得加权平均年龄为2113±22 Ma，虽大部分数据点沿不一致线分布，表明其可能受到后期变质事件的干扰，造成放射性Pb丢失，但由于其仍保留岩浆锆石特点，表明其受后期变质热事件改造较弱，其年龄比较接近锆石形成的真实年龄，因此2113±22 Ma可以代表牧牛山二长花岗岩的侵位年龄，为古元古代形成。

对具变质增生边的锆石分析表明，其具更低的Th/U值0.08～0.36(平均0.20)，相对亏损LREE并逐步富集HREE，且HREE富集程度明显高于核部岩浆锆石，Eu异常稍弱(0.07～0.20)，但显示更加强烈的正Ce异常(132.46～467.90)，n(207Pb)/n(206Pb)年龄范围在1821～1876 Ma之间，获得加权平均年龄为1850±24 Ma，应代表区内变质事件年龄，可能与胶北地体1.95～1.85 Ga期间古元古代碰撞构造事件有关(Tam et al.,2011；Liu Pinghua et al.,2013)。岩体的变质年龄，与区内荆山群变质事件发生时间(1900～1850 Ma)吻合。

另外，有2粒锆石特征与前人总结的热液锆石稀土元素配分曲线吻合，LREE平缓且富集，REE配分曲线轻微倾斜，无明显Ce异常，具明显负Eu异常，Th/U值较高，Y、Hf及普通铅含量较高，个别锆石表面发育孔洞，综合判断其仅为受热液作用影响强烈的锆石。

根据以往区域地质资料，牧牛山岩体被划为中生代玲珑序列九曲单元，岩性为弱片麻状中细粒含石榴二长花岗岩，其侵位时间在145～160 Ma左右，为地壳原地重熔产物，属于S型花岗岩，其中残留有大量重熔时原岩锆石(孙丰月等，1995；丁正江，2014)，且岩体内含有荆山群变质包体，显示岩浆侵位时间应晚于荆山群变质地层，岩体内测得的古元古代年龄并不代表岩体的侵位年龄，而是岩体内残留的古老岩浆锆石，此观点与本次研究结果矛盾。本次研究结果显示，牧牛山二长花岗岩为A型花岗岩，亚类属铝质A2型造山后花岗岩，构造环境图解显示板内构造环境，这与S型造山期花岗岩有明显出入。另外，全岩稀土元素配分图显示该岩体分异程度较低，配分曲线平坦，这与玲珑序列花岗岩轻重稀土分异程度较高且配分曲线右倾配分的模式显著不同。根据野外勘查结果，牧牛山岩体成“舌状”侵入于古元古代荆山群地层中，且岩体内部含有荆山群地层包体，所以可将区内荆山群最晚沉积时间限定在2.1 Ga左右。

4.3 岩浆源区与演化

锆石Lu-Hf同位素能是够示踪岩浆源区、分析岩石成因及地壳形成演化的重要方法。锆石εHf(t)值反映岩浆源区的成分特征，正εHf(t)值通常代表源区为亏损地幔或从亏损地幔中新增生的年轻地壳，而负εHf(t)则表明来自老地壳物质的重熔(吴福元等，2007；隋振民等，2009；田瑞聪等，2017)。

牧牛山二长花岗岩锆石测试点εHf(t)值为-3.75～+5.17，变化范围达8个ε单位，说明岩浆源区成分特征不同。其中，仅4个测试点[n(207Pb)/n(206Pb)年龄集中在1.8 Ga]的εHf(t)值为负值(-3.75～-0.27)，TDM2年龄为2506～2712 Ma，表明其可能来自新太古代地壳部分熔融。其余15个测试点[n(207Pb)/n(206Pb)年龄集中在2.0～2.1 Ga]的εHf(t)值为正值(+0.94～+5.17)，TDM2年龄为2450～2605 Ma，峰值为2.5 Ga，代表本区一次重要的壳幔分异事件。结合εHf(t)—t(Ma)图解(图10a)，大部分数据点落于球粒陨石演化线上下附近，证明其源区既有古元古代新生的地壳成分，又有新太古代地壳成分。另外，大部分数据点与胶北地体2.5 Ga的TTG岩石(即Trondhjemite—Tonalite—Granodiorite；奥长花岗岩—英云闪长岩—花岗闪长岩)(数据引自Liu Jianhui et al.,2014)具相同的演化趋势，暗示其源自太古宙陆壳的重熔。

图10 胶北西涝口地区牧牛山二长花岗岩锆石εHf(t)—t (Ma)图(a)及二阶段Hf模式年龄(TDM2)频率分布图(b)Fig.10 εHf(t) —t (Ma) diagram (a) and distribution diagram (b) of the second-stage Hf model ages (TDM2) of the zircons from Muniushan monzogranite in Xilaokou area,Jiaobei terrane

笔者等认为，西涝口地区的牧牛山二长花岗岩与胶北昌邑地区的片麻状二长花岗岩(2.00～2.20 Ga)及未变形的A型花岗岩(1.8 Ga)类似，均位于华北克拉通东部陆块东缘的一条重要古元古代造山带上，属于胶—辽—吉构造带的组成部分。在约2.00～2.20 Ga沿胶—辽—吉构造带发生了强烈的岩浆活动(路孝平等，2004，2005；Wan Yusheng et al.,2006；Luo Yan et al.,2008；Zhou Xiwen et al.,2008)，在1.95～1.85 Ga又出现了造山后的陆壳重熔花岗岩类(Liu Jianhui et al.,2015)，这与本次获得的侵位年龄2113±22 Ma和变质年龄1850±24 Ma相吻合。