胶东崂山早白垩世A型花岗岩成因及对区域构造演化的意义*

2023-03-08王栋王天齐李红艳

岩石学报 2023年2期

王栋王天齐李红艳

花岗岩是大陆地壳的重要组成部分，是陆壳区别于洋壳的标志性岩石，也是地球区别于太阳系其他行星的重要标志(翟明国等, 2016)，其成因对于研究大陆地壳的形成和演化具有重要的意义(王涛等, 2017)。与地球上其他类型的岩石相比，虽然花岗岩的矿物组成比较简单，但其形成与演化相关的一系列问题一直都存在激烈的争论(吴福元等, 2007)。A型花岗岩作为具有独特岩石化学和构造属性的一类花岗岩，通常产出在热点、大陆裂谷或造山期后地壳伸展的构造环境中(Eby, 1990, 1992; Black and Liegeois, 1993)。对A型花岗岩的岩浆形成、演化、上侵和就位等过程的研究，能够为探讨碰撞造山后或板内拉张过程中地壳的伸展减薄作用、壳-幔相互作用以及大陆地壳的深熔作用等地球动力学机制提供重要的依据。虽然A型花岗岩形成于伸展构造背景下的观点已得到普遍的认可，但对于这类花岗岩的成因还存在较大的分歧(Wangetal., 2020)，已有的成因模式至少包括：(1)幔源碱性玄武质岩浆直接分异(Turneretal., 1992; Litvinovskyetal., 2002; Mushkinetal., 2003)；(2)下地壳岩石受幔源岩浆底侵加热发生融熔(Anderson and Bender, 1989; Anderson and Morrison, 1992, 2005; Wuetal., 2002)；(3)抽取I型花岗质岩浆后，残余的下地壳麻粒岩低程度的部分融熔(Collinsetal., 1982; Clemensetal., 1986; Whalenetal., 1987; Kingetal., 1997; 赵广涛等, 1998; Guoetal., 2022)；(4)地壳火成岩直接部分融熔(Creaseretal., 1991; Skjerlie and Johnston, 1992; Patio Douce, 1997; Wangetal., 2020)；(5)壳源长英质熔体与幔源镁铁质熔体发生岩浆混合(Bédard, 1990; Kerr and Fryer, 1993; Wickhametal., 1996; Mingrametal., 2000; Yangetal., 2006; Baietal., 2022)等。从这些成因模式可以发现壳源、幔源和壳-幔混源都可能成为A型花岗岩的源区，显示出A型花岗岩岩浆物源和岩石成因的复杂性(Frost and Frost, 1997)。

胶东地区地处华北板块东南缘，赋存众多大型、超大型金矿床，是我国最重要的金矿产地(Dengetal., 2018, 2020a; 范宏瑞等, 2021)。除盛产金矿而闻名之外，在胶东地区还存在由扬子板块和华北板块陆-陆碰撞及后续大陆深俯冲作用形成的苏鲁超高压变质带，它不仅是世界上出露规模最大、保存最好的超高压变质地体之一，也是陆-陆碰撞后超高压岩石折返和剥露过程中岩浆活动记录最多的地区之一(Lietal., 1993; Yeetal., 2000; Zheng, 2008)。在中生代，受古太平洋板块俯冲影响，华北克拉通东部发生显著的岩石圈减薄(朱日祥等, 2011; Wuetal., 2019)，并在白垩纪达到高峰，同时期强烈的岩浆活动则是对区域构造演化的响应。在此构造背景下，早白垩世的岩浆岩在胶东地区广泛发育，形成了花岗岩在内的各类中-酸性岩体及煌斑岩、辉绿岩、正长岩等多种基性-酸性岩脉群。

早白垩世晚期的崂山花岗岩位于苏鲁超高压变质带中段，它的成因对于揭示胶东地区白垩纪大地构造演化有重要意义。虽然前人对崂山花岗岩开展了多方面的研究(桂训唐等, 1989; 赵广涛等, 1997, 1998; Wangetal., 2001; 谢磊等, 2005; Wei, 2008; Gossetal., 2010; Yan and Shi, 2014; Yanetal., 2019; Gaoetal., 2019)，普遍认同它是典型的A型花岗岩，但对于其成因和岩浆源区尚未取得统一的认识。本文对崂山A型花岗岩的全岩主、微量元素、Sr-Nd同位素以及矿物原位成分进行了分析，估算了成岩的物理化学条件，进一步探讨了它的岩浆源区和成因，以期为更好地揭示胶东地区在早白垩世期间的构造演化及深部的地球动力学过程提供依据。

1 区域地质背景及样品采集

胶东地区位于华北克拉通的东南部，包括三个主要的构造单元：苏鲁超高压变质带、胶北地体和胶莱盆地(图1)。苏鲁超高压带形成于三叠纪华北板块与扬子板块陆-陆碰撞及后续的深俯冲作用，地体内主要以新元古代花岗片麻岩为主，并广泛发育超高压变质岩(Zongetal., 2010; Chenetal., 2013)。胶北地体属于华北克拉通东南缘，出露的地层以前寒武纪变质基底为主，包括太古代TTG片麻岩和胶东岩群、古元古代荆山群和粉子山群以及新元古代蓬莱群(Shan and Zhai, 2020)。胶莱盆地是形成于中生代的伸展断陷盆地(张岳桥等, 2008)，盆地基底为新太古代胶东岩群、古元古代荆山群和粉子山群等变质岩系，盖层由白垩系莱阳群、青山群和王氏群等陆相沉积岩、火山岩和火山碎屑岩等构成(邹为雷等, 2010)。

图1 中国东部陆块构造格架简图及胶东地区的位置(a)、胶东地区地质简图及崂山花岗岩的位置(b, 据Goss et al., 2010; Deng et al., 2015修改)及崂山岩体地质简图及采样位置(c, 据赵广涛等, 1998修改)

中生代岩浆活动在胶东地区广泛发育，从时代上可分为三期：(1)晚三叠世(225～205Ma)，该期岩浆岩主要出露在苏鲁超高压带内，以碱性的正长岩和正长花岗岩为主，地球化学特征上均富钾，具有Nb、Ta、Ti等高场强元素的负异常和Pb的正异常，继承锆石主要是新元古代中期，岩浆起源于造山带岩石圈地幔和俯冲大陆在折返阶段的部分融熔(Chenetal., 2003; Yangetal., 2005; 曾令森等, 2007; Tangetal., 2008; 陈竟志和姜能, 2011; Zhaoetal., 2012)；(2)晚侏罗世(160～150Ma)，该期岩浆岩主要以偏铝质到过铝质的花岗岩为主，地球化学特征上具有高的Ba、Sr含量和Sr/Y比值，且含有中生代印支期变质锆石及前寒武纪继承锆石，岩浆来源于加厚地壳的重熔(郭敬辉等, 2005; Zhangetal., 2010; Jiangetal., 2012; Yangetal., 2012, 2014; Maetal., 2013; Wangetal., 2014; Heetal., 2021; 王栋等, 2022)；(3)早白垩世(130～110Ma)，该期岩浆岩在胶东地区分布最广、岩石类型最多，主要包括郭家岭型花岗岩-花岗闪长岩、伟德山型(或称艾山型)似斑状二长花岗岩、崂山型晶洞碱长花岗岩-二长花岗岩等岩体，以及同期的基性到酸性脉岩群(Liuetal., 2009, 2018; Dengetal., 2017; Songetal., 2020)。该期岩浆岩的成分变化范围较大，其岩浆源区也较复杂，包括壳源、幔源、壳幔混合源区等多种来源(Houetal., 2007; Gossetal., 2010; Lietal., 2012; Yangetal., 2012; Yan and Shi, 2014; 李增达等, 2018; Gaoetal., 2019; Songetal., 2020; 董学等, 2020; 宋英昕等, 2020)，这表明在白垩纪时期胶东地区处在一个显著的伸展构造背景，并伴随着强烈的壳幔相互作用(Dengetal., 2017; Songetal., 2020)。此外，早白垩世岩浆-流体活动还与胶东金矿集区的成矿作用密切相关，其成因对探讨胶东地区的大地构造演化和区域成矿背景都具有重要意义。

本文的研究对象为出露在胶东半岛东南部的崂山岩体，它是侵入到白垩系莱阳群沉积岩和前寒武纪胶南群变质岩之中的早白垩世晚期花岗岩体，出露面积约600km2(图1b, c)，在大地构造位置上处于苏鲁超高压变质带中部(Wangetal., 2001)，隶属于中国东部500km长的早白垩世A型花岗岩带(沿NEE方向从江苏桃林到山东威海，王德滋等, 1995)。该岩体是一个I-A型复合花岗岩体(赵广涛等, 1998)，主要岩石类型包括二长花岗岩、正长花岗岩和碱性花岗岩(Gaoetal., 2019)，本次研究的样品主要为岩体中出露的碱性花岗岩和正长花岗岩，采样位置见图1c和表1。

表1 崂山花岗岩的样品位置

2 分析方法

2.1 矿物的形貌结构和元素成分分析

岩石样品制成探针片后，在中国地质科学院矿产资源研究所电镜实验室利用光学显微镜和扫描电镜对样品的矿物组合、矿物的形貌结构和元素成分进行初步观察分析。扫描电镜型号为Ziess Ultra Plus型场发射扫描电镜，配备有Oxford X-Max80N双探头能谱仪。黑云母和角闪石的矿物成分定量分析在中国地质科学院矿产资源研究所电子探针实验室完成，仪器型号为JXA-iHP200F场发射电子探针，工作电压15kV，束流20nA，束斑为5μm。

2.2 全岩主微量元素分析

全岩主量元素分析在中国科学院地质与地球物理研究所岩矿制样与分析实验室完成。将全岩的样品粉末烧熔制成玻璃片，然后使用AXIOS mineral型X射线荧光光谱仪进行测试，分析不确定度在0.1%～1%(RSD)。微量元素分析在中国科学院青藏高原研究所实验室完成，在Teflon溶样罐中，利用HF+HNO3混合酸加热溶解全岩的样品粉末，并加入In做分析内标，然后在四极杆等离子质谱仪(ICP-MS)上测定微量元素，分析精度优于5%。

2.3 全岩Sr-Nd同位素分析

Rb-Sr和Sm-Nd同位素分析在中国科学院地质与地球物理研究所固体同位素实验室完成，详细实验流程见Lietal. (2016, 2019a)。样品粉末与87Rb-84Sr和149Sm-150Nd稀释剂混合后，采用HF+HNO3+HClO4混合酸进行溶解。元素Rb、Sr、Sm和Nd通过两次离子交换柱进行分离提纯后，使用热电离质谱仪Triton Plus进行测试。实验全流程本底Rb和Sr小于250pg，Sm和Nd小于100pg。测试过程中的质量分馏分别采用88Sr/86Sr=8.375209和146Nd/144Nd=0.7219校正。采用同位素标样NBS987和Jndi-1来监控仪器的测试过程的稳定性，NBS987测定值87Sr/86Sr=0.710259±0.000012(2σ)，Jndi-1测定值143Nd/144Nd=0.512107±0.000007(2σ)。采用USGS标准岩石物质BCR-2来监控整个分析流程的准确性，其分析结果87Sr/86Sr=0.705010±0.000014(2σ)和143Nd/144Nd=0.512623±0.000007(2σ)，均与实验室的推荐值在误差范围内一致(Lietal., 2016, 2019a)。

3 分析结果

3.1 岩相学特征

本次研究的碱性花岗岩和正长花岗岩，二者呈侵入接触关系，碱性花岗岩的形成要略晚于正长花岗岩，两者在主要造岩矿物的种类上区别不大，在暗色矿物上有一定差异。碱性花岗岩呈灰白色至浅肉红色(图2a)，中-粗粒结构，常发育文象结构(图2c)和晶洞构造 (图2b)，主要矿物为碱性长石(50%～65%)、石英(20%～40%)和斜长石(～5%)(图2d)，暗色矿物为黑云母(<5%)、少量钙质角闪石(浅闪石)，副矿物主要为磁铁矿、榍石、锆石和磷灰石。部分碱性花岗岩样品中可见霓石、钠闪石和镁钠闪石等碱性暗色矿物及萤石(图2e)。正长花岗岩呈浅红色到肉红色(图2f)，中粗粒结构，常具似斑状构造，主要矿物为碱性长石(35%～45%)、石英(20%～40%)和斜长石(10%～35%)，暗色矿物较少，主要为黑云母(<5%)和少量钙质角闪石(图2g)，副矿物主要为磁铁矿、榍石、锆石和磷灰石。部分碱性长石粒度较大，呈斑晶状产出，如具有格子状的条纹长石(图2h)。与碱性花岗岩相比，正长花岗岩中碱性暗色矿物较少见。

图2 崂山花岗岩野外露头和显微镜下照片

在扫描电镜下，对花岗岩样品的矿物形貌和矿物组合进行了详细研究。崂山花岗岩中的碱性长石主要为条纹长石(图3a)和微斜长石，在扫描电镜下能够清晰观察到由钠长石和钾长石组成的条纹结构(图3b)。磁铁矿和榍石是主要的Fe-Ti矿物(图3c-e)，钛铁矿含量较少，仅在榍石周围零星出现。黑云母和角闪石通常与磁铁矿、钾长石、石英共生(图3d, e, g)；钙质角闪石自形，两组解理发育(图3d)；钠闪石和霓石则自形程度差(图3f)。副矿物榍石和锆石自形程度高(图3d, e)，属于典型的岩浆成因；磷灰石多为细长柱状(图3c)，表明岩浆经历了快速冷却结晶过程。能谱分析还发现有钍石(图3h, i)，它们常与磁铁矿伴生(图3h, j)，并与黑云母、石英、钾长石共生(图3g)，表明其为岩浆成因。

图3 崂山花岗岩扫描电镜的背散射电子图像和矿物的能谱分析谱图

3.2 黑云母和角闪石成分特征

3.2.1 黑云母

崂山花岗岩中的黑云母电子探针结果见表2，结果显示正长花岗岩样品中的2个黑云母(测点号Bt-08和Bt-09)较其他黑云母具有高的MgO、F含量和低的Al2O3、FeO含量，为后期再平衡成因的黑云母(图4a)；其余样品中的黑云母成分比较一致，MgO含量为12.05%～13.47%，FeO含量为16.11%～20.42%，Al2O3含量为12.42%～13.23%，成分类型均属于镁质黑云母(图4b)，它们的IFe(IFe=Fe2+/(Fe2++Mg))范围为0.36～0.45，变化范围不大，表明这些黑云母未遭受后期流体作用的改造(Stone, 2000)，为岩浆原生的黑云母(图4a)。

表2 崂山花岗岩中黑云母电子探针分析数据(wt%)

图4 崂山花岗岩中黑云母成分分类图解(a,据Nachit et al., 2005；b,据Foster, 1960)

3.2.2 角闪石

钙质角闪石的成分可以用于估算花岗质岩浆结晶的温压条件，因此本次研究主要对崂山花岗岩中的钙质角闪石进行电子探针分析，分析结果见表3。结果显示，碱性花岗岩中角闪石的MgO含量略低于正长花岗岩中的角闪石，而FeO含量相反，其余成分区别不大。所分析角闪石的(Na+Ca)B=1.88～1.96，NaB=0.19～0.30，CaB=1.65～1.71，根据国际矿物协会新矿物及矿物命名委员会角闪石专业委员会推荐的角闪石命名方法(Leakeetal., 1997)，属于钙质角闪石系列中的浅闪石(图5)。

表3 崂山花岗岩中角闪石电子探针分析数据(wt%)

图5 崂山花岗岩中角闪石成分分类图解(据Leake et al., 1997)

3.3 全岩主、微量元素特征

碱性花岗岩和正长花岗岩样品的主、微量成分都比较相似，其中主量元素的分析结果见表4，所有样品都具有高的SiO2(74.11%～77.76%)和碱质含量(K2O+Na2O=8.35%～9.49%)，低的CaO(0.07%～0.74%)和MgO(0.12%～0.31%)含量，表现出一致的富Si、Na、K和贫Mg、Ca的特征。在全碱-硅图解(TAS)和R1-R2图解中，归属于碱性花岗岩系列(图6b, d)，铝饱和指数(A/CNK)在0.97～1.02，属于准铝质到微过铝质(图6c)。

图6 崂山花岗岩的岩石地球化学分类图解

表4 崂山花岗岩主量元素数据(wt%)

微量元素的分析结果见表5，所有样品的稀土元素分配模式均呈“右倾海鸥型”分布(图7a)，并具有显著的负Eu异常(δEu=0.33～0.56)。微量元素方面，表现出富集Rb、Th、Zr、Hf、Ga、Y等元素，贫Ba、Sr、P和Ti等元素(图7b)，并具有较高的Ga/Al值。

表5 崂山花岗岩微量元素数据(×10-6)

图7 崂山花岗岩的球粒陨石标准化稀土元素配分图(a)和原始地幔标准化微量元素蛛网图(b)(标准化值据Sun and McDonough, 1989)

3.4 全岩Sr、Nd同位素特征

本次对4件花岗岩样品进行了Rb-Sr、Sm-Nd同位素测试，分析结果见表6。其中Rb-Sr同位素比值显示出比较好的线性相关，本文也尝试构筑了等时线，获得的等时线年龄为117±6Ma(图8)。虽然误差偏大，但年龄结果与前人对崂山花岗岩的锆石U-Pb定年结果相一致(Yan and Shi, 2016; Gaoetal., 2019)。采用岩体年龄t=117Ma计算每个样品的初始Sr同位素比值和εNd(t)值。所有的样品均显示出富集Sr、Nd同位素特征，(87Sr/86Sr)i=0.706447～0.707876，εNd(117Ma)值范围为-14.8～-17.4，两阶段模式年龄(tDM2)为2112～2325Ma。

表6 崂山花岗岩Rb-Sr和Sm-Nd同位素数据

图8 崂山花岗岩的全岩Rb-Sr等时线图

4 讨论

4.1 成岩的物理化学条件

花岗岩中角闪石、黑云母的化学成分与它们形成时所处岩浆的物理化学条件密切相关，因此它们的成分特征能够对岩浆结晶过程中的温度、压力及氧逸度等条件提供有效的限定(David and Hans, 1965; Hammarstrom and Zen, 1986; Abdel-Rahman, 1994; Henryetal., 2005; Ridolfietal., 2010; Ridolfi and Renzulli, 2012; 杨阳等, 2017; 李增达等, 2018)。岩浆结晶过程中的温度、压力及氧逸度等条件对于了解岩浆演化的机制和过程有重要作用。前人对崂山花岗岩成岩的物理化学条件研究较少，本文尝试采用角闪石和黑云母的矿物温压计和氧逸度经验公式来初步限定崂山花岗岩成岩的温度、压力及氧逸度情况。

4.1.1 温度

实验研究表明，花岗岩岩浆一般在温度降至650～700℃时完全固结(Ackersonetal., 2018)，黑云母作为花岗岩中主要造岩矿物之一，它的结晶温度常被认为是花岗岩岩浆固结时的温度。根据黑云母Ti-Mg/(Mg+Fe)地质温度计(Henryetal., 2005)，崂山花岗岩中的原生黑云母的结晶温度在702～726℃(图9)。虽然黑云母温度计结果可以限定岩浆固结的温度，但对于花岗岩岩浆形成时的温度，目前还没有很好的方法能直接获得(吴福元等, 2007; 王涛等, 2017)。考虑到花岗岩岩浆大多是绝热式上升侵位的，岩浆在侵位早期时的结晶温度可以近似代表岩浆形成时的温度(吴福元等, 2007)。锆石是在岩浆演化初期开始结晶的，因此锆石饱和温度与岩浆液相线温度接近(Milleretal., 2003)，该温度可用来估算岩浆侵位早期的温度。根据Watson and Harrison (1983)提出的花岗岩锆石饱和温度计，本文获得崂山花岗岩的锆石饱和温度为792～843℃，该温度代表了岩浆侵入早期的结晶温度。由此也可以推知，崂山花岗岩的岩浆起源温度更高(>850℃)。

图9 崂山花岗岩中黑云母Ti-Mg/(Mg+Fe)图解(据Henry et al., 2005)

4.1.2 压力

花岗岩的岩浆结晶的压力(深度)条件可以通过矿物压力计来获得(王涛等, 2017)。在理想的矿物组合(角闪石+斜长石+钾长石/石英，中到高的氧逸度)中，钙质角闪石中的Al含量与结晶时的压力呈线性关系(Hollisteretal., 1987; Johnson and Rutherford, 1989; Schmidt, 1992)。本次研究的崂山花岗岩中，钙质角闪石(浅闪石)与钾长石、石英和斜长石共生，符合角闪石全铝压力计的适用条件。考虑到除了压力之外，角闪石成分与岩浆的成分、温度、氧化还原状态以及同结晶的矿物相都密切相关(Anderson and Smith, 1995; Krawczynskietal., 2012; Shane and Smith, 2013; Kissetal., 2014)，本次主要采用Anderson and Smith (1995)的公式来计算结晶压力，该公式综合考虑了温度和氧逸度对压力的影响。在结晶顺序中，角闪石通常介于锆石和黑云母之间，故本次计算采用的温度参数是来自本文温度计算结果，取中间值750℃，计算获得的压力范围为66～192MPa。按照上地壳平均比重2700kg/m3，对应的深度范围在2.5～7.3km。采用Anderson and Smith (1995)的公式计算结果与Johnson and Rutherford (1989)的公式计算结果接近，略低于Schmidt (1992)和Mutchetal. (2016)公式的计算结果(表3)。Uchidaetal. (2007)在角闪石压力计的基础上标定了花岗质岩石中黑云母全铝压力计经验公式：P(×100MPa)=3.03×TAl-6.53(±0.33)，TAl是指基于22个氧原子计算的Al阳离子数。根据此压力计公式，估算样品中的黑云母结晶压力为17～63MPa，对应的深度范围在0.6～2.4km。

本次角闪石全铝压力计得出的结晶压力明显大于黑云母全铝压力计的计算结果，原因可能是在花岗质岩浆冷却过程中，角闪石要早于黑云母结晶。黑云母压力计的结果可能更接近于固相线压力，因此代表岩体最终就位的深度，而角闪石可能是在岩浆上侵的过程中就开始结晶，因此角闪石压力计获得的压力最大值(192MPa)可能代表了岩浆结晶初期或岩浆房顶部的深度(杨阳等, 2017)。

4.1.3 氧逸度

David and Hans (1965)通过实验研究发现，与磁铁矿、钾长石共生的黑云母中Fe3+、Fe2+和Mg值之间的关系可以用来估计黑云母结晶时的岩浆氧逸度。在岩相学研究的基础上，选择与钾长石和磁铁矿共生的黑云母(图3e)进行成分分析，这些黑云母在氧逸度图解中均位于Ni-NiO与Fe3O4-Fe2O3两条缓冲线之间(图10a)，表明其形成于较高的氧逸度条件。在黑云母Fe/(Fe+Mg)-Al图解中，同样处于代表高氧逸度的磁铁矿系列范围(图10b)，这也与岩相学所观察到的Fe-Ti矿物主要为磁铁矿和榍石，而钛铁矿较少相一致。

图10 崂山花岗岩中的黑云母氧逸度图解

Ridolfietal. (2008, 2010)通过实验提出并校正了角闪石分子式计算岩浆氧逸度的公式：△NNO=1.644Mg*-4.01，其中Mg*=Mg+(Si/47)-(ⅥAl/9)-(1.3ⅥTi)+(Fe3+/3.7)+(Fe2+/5.2)-(BCa/20)-(ANa/2.8)+(AK/9.5)。根据上述公式计算出崂山花岗岩中角闪石结晶时的氧逸度变化范围在△NNO+0.41到△NNO+1.70之间，平均值为△NNO+1.07，处于Ni-NiO出溶线附近，与黑云母氧逸度结果一致，表明角闪石也是在较高氧逸度的岩浆环境下结晶。同样地，这些角闪石具有较低的Fe2+/(Fe2++Mg)值(0.24～0.43)，也表明它们形成于较高的氧逸度条件(图11)。

图11 崂山花岗岩中角闪石氧逸度图解(据Anderson and Smith, 1995)

花岗岩体通常上侵就位在上地壳2～20km的深度(Mutchetal., 2016)，根据本次矿物压力计的结果，崂山花岗岩就位在相对浅表的位置(≤2.4km)，深度明显小于胶东其他早白垩世花岗岩，如三佛山岩体～6.7km(李增达等, 2018)、郭家岭岩体5.5～16.5km(杨阳等, 2017)、艾山岩体5.6～9.8km(Lietal., 2018)。实验岩石学证据表明，在源区中有斜长石存在表明其岩浆起源的压力较低(吴福元等, 2007)，崂山花岗岩具有显著的负Eu异常，表明岩浆源区存在斜长石残留，这说明崂山花岗岩的岩浆起源压力不大。矿物温度计研究指示，崂山花岗岩形成的温度较高，属于高温花岗岩。条纹长石通常形成于高温低压的岩浆环境(Zhouetal., 2014; Dengetal., 2016)，崂山花岗岩中条纹长石的大量存在(图3a, b)，也与矿物温压计算结果相一致。野外观察还发现，崂山花岗岩在局部发育有晶洞结构(图2b)，部分样品在显微镜下显示出文象结构(图2c)。Chenetal. (2000)根据黑云母和钾长石的热年代学数据，提出具有晶洞结构的碱性花岗岩常经历快速冷却的过程(在300℃以上时，冷却速率>100℃/Myr)。熔体包裹体的研究结果也表明，如此快速的冷却只可能发生在约2～4km浅部地壳环境(Lowensternetal., 1997)，而且低压条件也有利于文象结构的形成(Chenetal., 2022)。当岩浆就位的深度足够浅(<3～4km)，H2O和挥发分在压力降低的情况下从岩浆中逃逸而出，会促使岩浆的快速冷却(Lowensternetal., 1997)。上述岩石学证据和矿物温压计算结果一致表明崂山花岗岩形成温度高，就位在地壳浅部，在侵位时岩浆经历了快速冷却的过程。

4.2 岩石特征及成因类型

矿物学方面，本次在镜下观察到样品中具有钠闪石、镁钠闪石和霓石等碱性暗色矿物(图2e)，这些矿物学证据表明崂山花岗岩属于A型花岗岩。地球化学方面，崂山花岗岩富Si、富碱，贫Ca、Mg；高场强元素Th、Zr、Nb、Y含量高；大离子亲石元素Rb、K含量高，而Ba、Sr含量低；Ga元素相对富集，Ga/Al比值高；稀土元素富集，并具有显著的Eu负异常，稀土元素分配模式呈右倾“海鸥型”分布特征，都显示出典型A型花岗岩的地球化学特征(图12; Collinsetal., 1982; Whalenetal., 1987)。本次锆石饱和温度计算获得其结晶温度接近850℃，而且锆石温度计结果通常会低于源区熔体的初始形成温度(Milleretal., 2003)，因此可以认为崂山花岗岩的岩浆形成温度更高，可能在900℃以上，符合A型花岗岩高温的基本特征(Clemensetal., 1986; Skjerlie and Johnston, 1992; Patio Douce, 1997)。此外，在A型花岗岩亚类的判别图解中崂山A型花岗岩属于A1型(图12d)。在氧化还原分类图解中，位于氧化型A型花岗岩范围(图12e, f)，这也与黑云母、角闪石等矿物氧逸度估算的较高氧逸度结果相一致，表明岩浆是在较高氧逸度条件下结晶。

图12 崂山花岗岩成因类型判别图解(a-c,据Whalen et al., 1987；d,据Eby, 1992；e、f,据Dall’Agnol and De Oliveira, 2007)

4.3 岩浆源区特征及岩石成因

前人虽然均认同崂山花岗岩属A型花岗岩，但对其岩石成因及岩浆源区的认识还存在较大的分歧，目前主要存在以下观点：(1)源区融熔出I型花岗岩之后，残留的玄武质下地壳部分融熔(赵广涛等, 1997, 1998)；(2)在麻粒岩相条件下，下地壳中酸性物质低程度部分融熔(Wei, 2008)；(3)软流圈地幔派生出的玄武质熔体和下地壳派生出熔体的岩浆混合作用(Yan and Shi, 2014; Yanetal., 2019)；(4)岩石圈地幔派生出的熔体与下地壳部分融熔出的熔体混合(Gossetal., 2010; Gaoetal., 2019)。根据本次新获得的崂山A型花岗岩的岩石学、地球化学数据，我们可进一步限定其成因机制。

早白垩世基性岩脉在胶东地区广泛发育，这些岩脉主要来源于地幔部分融熔产生的镁铁质岩浆(Liuetal., 2009; Maetal., 2014; Dengetal., 2017)。在分布上，它们主要集中在胶北地体内，在苏鲁超高压地体内明显变少，尤其是崂山岩体内部及附近，基性岩脉产出很少。由玄武质岩浆经过结晶分异作用产生长英质岩浆(SiO2=70%)，这些长英质岩浆最多只占母体岩浆的5%(Lee and Morton, 2015)，因此如果A型花岗岩由镁铁质岩浆通过结晶分异直接产生，那么在它的岩体周围和内部应伴生产出大量的基性岩石。例如在峨眉山大火成岩省中由幔源玄武质岩浆经分离结晶而成的A型花岗岩体附近，就存在一定数量的辉长岩堆晶(Shellnuttetal., 2010)。相反地，在崂山岩体周边和内部缺少这样的基性岩石伴生。其次，崂山A型花岗岩具低MgO和非常高的SiO2(>74%)和K2O含量，与这些幔源成因的镁铁质岩石(SiO2<55%)具有明显的SiO2含量的成分间断，表明它们不太可能属于同一个岩浆演化序列。而且崂山花岗岩的岩浆氧逸度较高，属于氧化型A型花岗岩，而幔源的过碱质岩浆通常被认为来自还原型的岩浆，而不是氧化型的岩浆(Frostetal., 1999)。此外，在岩浆分异过程中，Sr-Nd同位素体系不会产生较大的变化(Dickin, 2005)，而崂山A型花岗岩与胶东幔源成因的基性脉岩在Sr-Nd同位素组成上存在明显差异(图13)，也进一步排除了它们之间的成因联系。因此，可以认为崂山A型花岗岩不可能直接由地幔派生出的镁铁质岩浆经过结晶分异作用形成。

图13 崂山花岗岩(87Sr/86Sr)i-εNd(t)图解(t=117Ma)

含水的下地壳物质不可能是崂山A型花岗岩的岩浆源区，因为A型花岗岩的母岩浆更倾向于在缺水的条件下形成(Collinsetal., 1982; Patio Douce, 1997)，而且大量的实验研究表明下地壳含水物质通常产生富Na的熔体，而不是富K的高Si花岗岩(Beard and Lofgren, 1991; Sissonetal., 2005)。下地壳麻粒岩相岩石经历了深度变质，通常是无水、难熔并亏损SiO2和K2O(Collinsetal., 1982)，它们在高温下倾向于产生中性熔体(Zhangetal., 2018)，而不是像崂山A型花岗岩这种高硅熔体。本次矿物学研究发现崂山花岗岩样品中存在副矿物钍石(图3h)，表明其岩浆成分富Th，而且前人也在崂山花岗岩中发现有富Th的岩浆锆石(谢磊等, 2005)，进一步表明其岩浆的源区也应该是富Th的。而华北克拉通下地壳的镁铁质到长英质麻粒岩，强烈亏损Th元素(翟明国和刘文军, 2001; Huangetal., 2004)；同样地，在苏鲁造山带内部发现的麻粒岩同样强烈亏损Th元素(郭敬辉等, 2002; Yingetal., 2010)。此外，崂山花岗岩具有高Rb/Sr比值特征，也与抽离I型花岗质岩浆之后的残余的源区物质不符(Creaseretal., 1991; Wangetal., 2020)。结合崂山A型花岗岩的矿物温压计的计算结果，以及全岩相对较高的Y含量和低的Sr/Y比值等的地球化学特征，都不支持岩浆源区来自麻粒岩相的高压条件，而且所有样品中的εNd(t)值都超出了典型的华北和扬子下地壳的数值范围(Jahnetal., 1999)，进一步表明岩浆源区不是直接由下地壳麻粒岩部分融熔产生。

幔源熔体和壳源熔体的岩浆混合作用模型(Yan and Shi, 2014; Yanetal., 2019; Gossetal., 2010; Gaoetal., 2019)被用来解释崂山A型花岗岩的Sr-Nd同位素数据，其成因需要少量幔源岩浆加入。在中生代胶东地区存在次大陆岩石圈地幔和OIB型软流圈地幔两种端元(Zhangetal., 2008; Maetal., 2014; Dengetal., 2017)。Yan and Shi (2014)通过混合曲线计算，认为要满足崂山A型花岗岩Sr-Nd同位素的特征，需要有～80%的次大陆岩石圈地幔的熔体与～20%下地壳的熔体混合，或者～15%的OIB源区的熔体与～85%下地壳熔体的混合(图13中混合曲线1)。很显然，前者主体为地幔岩浆，其主量元素特征必然与高Si低Mg的崂山花岗岩矛盾，不符合实际情况，可以排除富集地幔来源的熔体参与岩浆混合可能性；后者少量OIB型幔源岩浆加入源区则可以合理的解释Sr-Nd同位素组成，且并不会显著改变岩石的主量元素组成(Yan and Shi, 2014)。在他们研究时胶东地区尚未有白垩纪OIB源区的报道，故其研究所采用的OIB源区的数据来自郯庐断裂带附近的新生代玄武岩，其(87Sr/86Sr)i=0.70347，εNd(t)=+6.1(Chenetal., 2009)。Maetal. (2014)首次报道了胶东地区早白垩世OIB地幔源区的基性脉岩同位素数据：(87Sr/86Sr)i=0.70607(平均值)，εNd(t)=+0.6(平均值)，与新生代OIB型玄武岩(Chenetal., 2009)相比，Sr-Nd同位素明显更富集。如果采用胶东地区早白垩世OIB型幔源岩浆作为混合端元，则需要～30%的地幔熔体参与混合(图13中混合曲线2)，这很显然也会改变混合后岩浆的主量元素组成，导致与现有主量元素富Si贫Mg的特征不符。而且岩浆混合模型依然需要下地壳麻粒岩发生部分融熔产生大量的酸性熔体(Yan and Shi, 2014)，前文已述，缺水的麻粒岩在高温下倾向于产生中性熔体(Zhangetal., 2018)。因此，壳幔岩浆混合模式并不适合解释高SiO2和K含量的崂山A型花岗岩的成因。

崂山A型花岗岩具有极高的SiO2含量和低的MgO含量，表明壳源物质在岩浆源区中占主导。显著的负Eu异常，表明岩浆源区受斜长石的分离结晶作用控制或部分融熔过程中有大量的斜长石残留，而岩浆源区中存在斜长石也暗示其岩浆起源时的压力较小(吴福元等, 2007)。锆石饱和温度计显示岩浆起源温度高，矿物压力计指示岩浆房的压力较低，是典型的高温低压的环境。现有的研究表明，在高温的条件下，地壳含水较少的长英质的组分在地壳浅部斜长石稳定域能够部分融熔产生大量的高Si岩浆(Gualda and Ghiorso, 2013; Zhangetal., 2018)。岩石学融熔实验也证明，低Al2O3、CaO、Sr和Eu，高FeO/MgO、Ga/Al、(Na2O+K2O)/Al2O3和K2O/Na2O比值的A型花岗岩可以由地壳浅部的火成岩(如钙碱性岩石)在高温低压的条件下产生(Patio Douce, 1997)。此外，产生高K2O的长英质熔体还需要源区岩石的成分是富含K的(Sen and Dunn, 1994; Prouteauetal., 2001; Rappetal., 2002; Skjerlie and Patio Douce, 2002; Xiao and Clemens, 2007)。因此，富钾的壳源源区更可能是崂山A型花岗岩的岩浆来源。在胶东地区的苏鲁超高压地体内存在富K的碱性岩体(例如，三叠纪(～210Ma)石岛岩体和甲子山岩体)，这套岩浆岩被认为是形成于造山带岩石圈地幔和俯冲扬子陆块物质在折返阶段的部分融熔(Zhaoetal., 2012; Xuetal., 2016)。该期碱性岩浆岩的形成时代早于崂山A型花岗岩约100Myr，就位的深度≤15km(曾令森等, 2007)，地球化学成分上具有富K2O，并相对富集LREE及Rb、Th、U、Zr、Hf，亏损Ba、P、Ti等元素(Chenetal., 2003; 高天山等, 2004; Yangetal., 2005; Zhaoetal., 2012; Xuetal., 2016)，这些地球化学特征均与崂山A型花岗岩岩浆的源区特征相似，而且在Sr-Nd同位素图解中它们与崂山A型花岗岩处于同一范围内(图13)，表明两者之间可能存在成因上的关联：即崂山A型花岗岩与苏鲁造山带中的碱性岩来自同一岩浆源区或者直接由这些碱性岩石在地壳内部重熔而成。考虑到三叠纪的碱性岩与崂山花岗岩在时代上相差>100Myr，岩浆源区在如此长的时间跨度内很难一直保持不变，因此它们来自同一岩浆源区的可能性不大。前人研究认为造山带中先前形成的碱性岩能够为随后的岩浆作用提供融熔物源(Burkeetal., 2003)。在早白垩世时期，处于伸展背景下的胶东地区受到软流圈地幔上涌的显著影响(Maetal., 2014; Dengetal., 2017; Liangetal., 2017)，软流圈带来的热源能够促使源区中的碱性岩重熔。因此，崂山A型花岗岩的岩浆源区最可能是三叠纪碱性岩浆岩受软流圈地幔上涌加热的影响，在地壳内部发生重熔形成。

4.4 岩石成因对胶东地区构造背景的指示

A型花岗岩具有独特的地球化学特征，它所代表的构造环境属性对于我们研究地球岩石圈的演化有重要的意义(Dall’Agnoletal., 2012)。A型花岗岩最初被认为形成于裂谷带或稳定的大陆块体之中，后续的研究普遍认为它们在造山后和非造山的背景下都能够形成，例如在岩石圈伸展、大陆裂谷的形成阶段或地壳加厚的造山晚期至造山后期重力垮塌阶段(Collinsetal., 1982; Whalenetal., 1987; Eby, 1990; Bonin, 2007)。因此，深入了解崂山A型花岗岩的成因，能够为胶东地区白垩纪构造演化和深部地球动力学过程提供重要的限定。

胶东地区在中生代经历了复杂的构造演化：晚三叠世扬子板块与华北板块发生陆陆碰撞，随后深俯冲到达～120km的地幔深度(Yeetal., 2000; Zheng, 2008)，在胶东地区形成苏鲁超高压变质带。一系列变质矿物相的快速变化表明，在超高压变质作用末期(220～205Ma)，超高压岩石曾发生快速折返(Liuetal., 2006, 2008; Zhaoetal., 2006; Zheng, 2008)，以>5mm/yr的速率快速折返至小于15km的深度(曾令森等, 2007)。与此同时，造山带底部的岩石圈地幔低程度的部分融熔，产生富钾质岩浆作用，在苏鲁造山带内形成碱性岩体(Yangetal., 2005; Zhaoetal., 2012)。在晚侏罗世至早白垩世进入造山后阶段(李曙光等, 2001; 赵子福和郑永飞, 2009; 周腾飞等, 2022)，俯冲加厚的地壳在高温高压条件下发生榴辉岩化，导致下地壳密度增加而失稳(Gaoetal., 2008; 杨进辉和吴福元, 2009)，同时整个中国东部都受到古太平洋板块俯冲及回撤作用的影响(Liuetal., 2017; Zhuetal., 2017; 郑永飞等, 2018; 李三忠等, 2018; 朱日祥和徐义刚, 2019; Dengetal., 2020b)。俯冲的古太平洋板块洋壳、华北克拉通及苏鲁造山带的岩石圈处于耦合状态，俯冲的古太平洋板片析出的流体对岩石圈地幔进行交代(Dengetal., 2017)并导致其弱化(郑永飞等, 2018)，进一步引发后续板块的断离或/和俯冲地壳的拆沉，从而导致在晚侏罗世时期这些加厚的地壳发生较大规模的部分融熔，在胶东地区形成高Ba-Sr、高Sr/Y比值的具有埃达克地球化学特征的花岗岩(Maetal., 2013; Zhaoetal., 2016; Lietal., 2019b; Yangetal., 2018)。早白垩世时期，太平洋板块的俯冲方向和角度发生显著改变(Sunetal., 2007; Qiuetal., 2023b)，以及随后进一步回撤，引发区域性大规模的拉张(Dengetal., 2019)，软流圈地幔随之上涌，带来巨大的热能，进一步引发岩石圈的减薄，在包括苏鲁造山带在内的整个胶东地区形成大规模的岩浆-流体活动，产生一系列的早白垩世花岗岩体及基性-中性的脉岩，并伴随着金成矿作用(Dengetal., 2017; Qiuetal., 2023a)。地球物理数据显示，现今的苏鲁造山带地壳厚度约为35km，镁铁质下地壳明显缺失(Gaoetal., 1998)，表明加厚的岩石圈地幔与下地壳被拆沉坠入软流圈(高山等, 2009)。在此构造背景下，苏鲁超高压地体内的三叠纪同折返碱性岩在软流圈地幔上涌提供的高温条件下，能够发生重熔形成高Si、富K的长英质熔体，并最终在浅部地壳快速就位形成崂山A型花岗岩。同时期在苏鲁造山带中部的灵山岛流纹岩也是软流圈物质烘烤减薄的岩石圈，导致地壳的融熔而成(周腾飞等, 2022)。崂山A型花岗岩的形成，标志着碰撞造山带底部的扬子板块已经垮塌完毕，软流圈上涌提供大量热源，进一步促使地壳物质的融熔，岩石圈减薄作用在此时达到高峰。