胶西北大泽山岩体地球化学、锆石U-Pb 年代学及Lu-Hf 同位素特征*

2024-03-08李增胜张晨西迟乃杰刘传娥马祥县解玉凤王秀凤

地质科学 2024年1期

李增胜张晨西迟乃杰单伟刘传娥马祥县解玉凤申颖王秀凤

（1.山东省地质科学研究院，自然资源部金矿成矿过程与资源利用重点实验室，山东省金属矿产成矿地质过程与综合利用重点实验室济南 250013；2.山东省地质矿产勘查开发局八〇一水文地质工程地质大队济南 250014；3.潍坊市建筑设计研究院有限责任公司山东潍坊 261041）

作为我国最重要的黄金产地，胶东金矿集区累计探明金资源量5 000 余吨，已成为世界上第三大金成矿区，其中绝大多数大型、超大型金矿集中产于胶西北地区（陈玉民等，2019；于学峰，2019；宋明春等，2023）。区内中生代岩浆活动频繁，分布有大量花岗岩，主要由玲珑型花岗岩（166～146 Ma）（苗来成等，1998；Jiang et al.，2012；Ma et al.，2013；侯建华等，2021）、郭家岭型花岗岩（132～126 Ma）（关康等，1998；杨进辉等， 2003； Yang et al.， 2012； Wang et al.，2014；迟乃杰等，2021）、伟德山型花岗岩（126～108 Ma）（Tang et al.，2009；Goss et al.，2010；董学等，2020；王斌等，2021）组成。对于胶东矿集区，多数研究者认为巨量金的形成与中生代花岗岩之间存在密切时间或空间联系，有学者认为金矿形成与郭家岭型花岗岩密切相关（李士先等，2007；李洪奎等，2011；罗贤冬等，2014），但郭家岭型花岗岩早于成矿峰值时间（120 Ma）5 Myr 以上，所以也有学者认为金矿形成与成矿同期的中基性脉岩（翟明国等，2004）或伟德山型花岗岩（宋明春等，2015）有直接关系，使得该期花岗岩的时空分布和岩石成因成为研究的热点。可见，进一步研究伟德山型花岗岩的成因，对深化理解胶东早白垩世岩浆活动与大规模金成矿的关系具有十分重要的意义。

伟德山型花岗岩在胶东地区分布广泛，其中在胶西北地区出露的主要岩体有莱州周官岩体、莱州南宿岩体、平度大泽山岩体等（李秀章等，2021）。前人对大泽山岩体产生了许多学术争议，主要表现在岩体的结晶年龄、演化过程等。叶通（2020）测得大泽山岩体锆石U-Pb年龄为120±1 Ma～119.6±1.3 Ma；王斌等（2021）测得大泽山中粗粒二长花岗岩的锆石U-Pb 年龄为125.0±2.5 Ma，认为大泽山岩体为崂山型花岗岩；李秀章等（2021）得出大泽山中粒二长花岗岩的锆石U-Pb 年龄为119.9±1.3 Ma（文中称为秦姑庵岩体），认为大泽山岩体为伟德山型花岗岩。大泽山岩体形成于什么时代？岩浆演化过程是怎样？产出于何种构造背景？解决这些问题对于深化研究胶西北早白垩世晚期岩浆活动有重要意义。

本次在野外调查过程中发现大泽山附近的花岗岩岩性相近，岩石地球化学特征相似，本文统称为大泽山岩体，通过对大泽山岩体岩相学、岩石地球化学、锆石U-Pb 年代学和锆石Lu-Hf 同位素等方面的系统研究，探讨了花岗岩源区、构造背景以及形成演化过程。

1 地质概况

胶东地区位于华北克拉通东南缘与苏鲁造山带构造接合部位，包括胶北地块、胶莱盆地和威海地块等。胶北地块是一个前寒武纪结晶基底隆起区，主要由太古宙花岗岩—绿岩带和古—新元古代变质地层组成（Li et al.，2012），少量古元古代基性—超基性岩及花岗岩类。太古宙花岗绿岩带主要由英云闪长岩—奥长花岗岩—花岗闪长岩质片麻岩组成，少量表壳岩和镁铁质麻粒岩和角闪岩透镜体；古—新元古代变质地层为一套富铝的片岩、片麻岩、变粒岩、大理岩为主的孔兹岩系（李秀章等，2021）。该区中生代由于历经陆陆碰撞和洋壳俯冲等一系列事件使得岩浆活动频繁，岩体呈现多期次的特征，发育较多中生代花岗岩类侵入体及脉岩带，局部有小的中生代断陷沉积盆地（宋明春等，2020）。

中生代燕山期花岗岩类分布广泛，主要有晚侏罗世玲珑型、早白垩世早期郭家岭型、早白垩世晚期伟德山型花岗岩。玲珑型花岗岩主要岩性为含黑云二长花岗岩，锆石U-Pb年龄为166～146 Ma，一般认为是加厚的下地壳熔融的产物（苗来成等，1998；Jiang et al.，2012；Ma et al.，2013）。郭家岭型花岗岩其岩性主要由二长闪长岩、石英二长岩、花岗闪长岩和二长花岗岩等组成，锆石U-Pb年龄为132～126 Ma（杨进辉等，2003；Yang et al.，2012；Wang et al.，2014；迟乃杰等，2021）。伟德山型花岗岩重要岩体有伟德山、院格庄、南宿、牙山、艾山、三佛山和海阳等岩体，主要岩石类型有闪长岩、石英二长岩、花岗闪长岩和二长花岗岩，岩石常具似斑状结构，其内有较多暗色闪长质包体，锆石U-Pb 年龄为126～108 Ma，是壳幔混源型花岗岩（Tang et al.，2009；Goss et al.，2010；董学等，2020；王斌等，2021）。

大泽山岩体分布于平度市秦姑庵—北寺、大泽山镇—蒋家一带（图1），位于NNE 向的招风顶脉岩带北延及NW 向断裂构造的交汇部位，岩体呈岩株状侵入玲珑型花岗岩和荆山群变质地层，以NW向断裂为界。大泽山岩体出露面积约54.2 km2，岩体长轴呈NE 向展布，大泽山岩体主要由细粒二长花岗岩和中粒二长花岗岩组成，少量似斑状二长花岗岩。岩体内部不同岩类之间为脉动侵入关系，多为岩相接触。

图1 大泽山岩体地质略图（据李秀章等，2021 修改）1.第四系；2.白垩系；3.古元古界；4.中新太古界；5.大泽山细粒二长花岗岩；6.大泽山似斑状二长花岗岩；7.大泽山中粒二长花岗岩；8.玲珑型花岗岩；9.古元古代斜长角闪岩；10.花岗斑岩脉；11.闪长玢岩脉；12.闪长岩脉；13.煌斑岩脉；14.地质界线；15.断层；16.金矿床（点）；17.采样点Fig.1 The simplified geological map of Dazeshan pluton（modified after Li et al.，2021）

2 样品特征及分析方法

2.1 岩相学特征

本文样品采集于平度市和莱州市交界处的大泽山岩体的二长花岗岩，主要岩石类型有细粒二长花岗岩、中粒二长花岗岩和细粒似斑状二长花岗岩（图2）。

图2 大泽山岩体野外及正交偏光显微镜照片a，b.细粒二长花岗岩；c，d.含斑中粒二长花岗岩；e，f.细粒似斑状二长花岗岩Qtz.石英；Kfs.钾长石；Pl.斜长石；Bi.黑云母；Ap.磷灰石Fig.2 Petrological characteristics of Dazeshan pluton under field outcrop and crossed nicols

细粒二长花岗岩（图2a、图2b）：其呈灰白、浅肉红色，花岗结构，块状构造。岩石主要由斜长石（35%～40%）、钾长石（25%～30%）、石英（25%～30%）、黑云母（3%±）、榍石（1%±）、不透明矿物（＜1%）等组成，主要造岩矿物粒径大部分为0.4～2.0 mm。其中斜长石多呈半自形晶，可见聚片双晶或环带构造，部分发生高岭土化和绢云母化；钾长石柱粒状，可见条纹结构；石英多呈它形晶；黑云母呈片状，部分发生绿泥石化。

中粒二长花岗岩（图2c、图2d）：其呈浅肉红色，花岗结构，块状构造。岩石主要由斜长石（30%～35%）、钾长石（35%～40%）、石英（25%～30%）、黑云母（3%±）、磷灰石（1%±）、不透明矿物（＜1%）等组成，主要造岩矿物粒径大部分为2.0～5.0 mm。其中斜长石半自形板柱状，可见聚片双晶或环带构造，部分发生高岭土化、绢云母化；钾长石柱粒状，可见条纹结构，部分发生高岭土化；石英不规则粒状，多呈它形填隙状分布。

细粒似斑状二长花岗岩（图2e、图2f）：其呈浅肉红色，花岗结构，块状构造。岩石主要由斜长石（35%～40%）、钾长石（25%～30%）、石英（20%～25%）、黑云母（4%±）、不透明矿物（1%±）等组成，主要造岩矿物粒径大部分为0.2～1.5 mm。其中斜长石多呈半自形晶，可见聚片双晶，部分发生高岭土化、绢云母化；钾长石柱粒状，可见条纹结构或格子双晶；石英不规则粒状，多呈它形填隙状分布；黑云母，片状，部分发生帘石化或绢云母化。

2.2 主量和微量元素分析

全岩主量元素和微量元素分析在山东省地质科学研究院自然资源部济南矿产资源监督检测中心完成。主量元素分析采用的是湿化学法，其中SiO2含量和烧失量采用重量法测定；CaO、MgO、TFe2O3的含量采用容量法测定；微量元素分析采用等离子发射光谱仪（IRISIntrepidⅡ）、原子吸收光谱仪（AAASPE400，PE600）、原子荧光光谱仪（AFS-820）、电感耦合等离子体质谱仪（XSERIES2）等完成。样品测试依据国家标准GB/T14506-2010《硅酸盐岩石化学分析方法》完成，主量元素的分析误差小于1%，微量元素的分析误差小于5%。

2.3 锆石LA-ICP-MS U-Pb 定年

锆石单矿物挑选、制靶、阴极发光（CL）照相委托廊坊诚信地质服务公司完成。首先将样品机械破碎至80 目，然后磁选、重液分选和双目镜下人工挑选，选出代表性的锆石样品制作树脂靶。进行锆石LA-ICP-MS U-Pb 分析前，进行了透反射光及阴极发光（CL）照相，以确定锆石颗粒的晶体形态、内部结构以及标定测年点。

锆石U-Pb 定年是在山东省地质科学研究院自然资源部金矿成矿过程与资源利用重点实验室完成。实验室使用的ICP-MS 为美国Thermo Fisher 公司Neptune Plus 型多接收电感耦合等离子体质谱仪，激光剥蚀系统采用美国Coherent 公司GeoLasPro 193nm 准分子激光器，另外，激光剥蚀系统配置了一个信号平滑装置，即使激光脉冲频率低达1 Hz，采用该装置后也能获得光滑的分析信号（Hu et al.，2012）。激光束斑直径为24 μm，激光频率为2 Hz，以标准锆石样品91500 为外标，GJ-1 作为监控样（李增胜等，2022），样品的同位素比值计算采用ICPMSDataCal 程序（Liu et al.，2008），由于204Pb 的计数接近背景值，未对普通铅进行校正，单个测试点的同位素比值误差均为1σ，锆石年龄加权平均值计算及谐和图的绘制采用Isoplot 4.15 完成（Ludwig，2012）。

2.4 原位微区锆石Lu-Hf 同位素

原位微区锆石Lu-Hf 同位素比值测试在山东省地质科学研究院自然资源部金矿成矿过程与资源利用重点实验室完成。实验室利用激光剥蚀多接收等离子体质谱（LA-MC-ICP-MS）进行原位Lu-Hf同位素分析，为了提高Hf 同位素的分析灵敏度，本实验采用氦气作为载气（Hu et al.，2008a），引入适量的氮气（8 ml/min），并采用Neptune Plus 配备的高灵敏度Jet 采样锥和X 截取锥组合（Hu et al.，2008b）。激光输出能量可以调节，实际输出能量密度约为8 J/cm2，采用单点剥蚀模式，斑束固定为32 μm。详细仪器操作条件和分析方法可参照Hu et al.（2012）。分析数据的离线处理（包括对样品和空白信号的选择、同位素质量分馏校正）采用软件ICPMSDataCal（Liu et al.，2008）完成。εHf（t）值计算采用的176Lu 衰变常数为1.867×10-11a-1，球粒陨石现今的176Hf/177Hf = 0.282 785 和176Lu/177Hf =0.033 6（Bouvier et al.，2008），亏损地幔Hf 模式年龄（TDM1）计算采用的现今亏损地幔176Hf/177Hf =0.283 25 和176Lu/177Hf = 0.038 4（Griffin et al.，2000）；二阶段Hf 模式年龄（TDM2）采用平均大陆壳176Lu/177Hf= 0.015 进行计算（Griffin et al.，2002）。

3 分析结果

3.1 岩石主量元素特征

由表1 所示，大泽山岩体二长花岗岩样品的SiO2含量为72.87%～77.94%，平均75.29%；K2O含量3.69%～5.23%，岩石全碱（K2O+Na2O）含量为8.14%～8.72%，K2O/Na2O 值为0.83～1.54，平均1.20，表现为富钾特征；在TAS 图解（图3a）中投入花岗岩区域，在K2O-SiO2图解（图3b）中投入高钾钙碱性系列。Al2O3含量为12.42%～15.32%，CaO 含量为0.30～1.61%，铝饱和指数（A/CNK）=1.03～1.18，在A/NK-A/CNK 图解（图3c）中均投入过铝质区域。MgO 含量为0.24%～0.46%，TFe2O3含量介于0.67%～1.55%。TiO2和P2O5含量较低，含量分别为0.09%～0.20% 和0.03%～0.07%。据Harker 图解大泽山岩体与伟德山型花岗岩特征相似（图4）。

表1 大泽山岩体主量元素/%和微量元素/×10-6数据Table 1 Major element/% and trace element/×10-6 data of Dazeshan pluton

图3 大泽山岩体花岗岩分类图解a.TAS 图解（据Middlemost，1994）；b.K2O-SiO2图解（据Rickwood，1989）；c.A/NK-A/CNK 图解（据Maniar and Piccoli，1989）大泽山岩体部分数据据王来明等，2023；伟德山型花岗岩数据据Zhao et al.，2018Fig.3 Geochemical classification diagrams of Dazeshan granites

图4 大泽山岩体Harker 图解（大泽山岩体部分数据据王来明等，2023；伟德山型花岗岩数据据Zhao et al.，2018）Fig.4 Harker diagram of Dazeshan pluton（data of Dazeshan pluton from Wang et al.，2023；data of Weideshan type granite from Zhao et al.，2018）

3.2 岩石微量元素特征

大泽山岩体微量元素特征见表1。稀土元素总含量（ΣREE）为66.04×10-6～154.06×10-6，平均117.31×10-6， LREE 为 61.63×10-6～141.62×10-6，HREE 为4.41×10-6～16.28×10-6， LREE/HREE 为8.46～18.87。在稀土元素球粒陨石标准化配分模式图（图5a）上，表现出明显的轻稀土元素（LREE）富集和重稀土元素（HREE）相对亏损。（La/Yb）N=8.52～24.08，指示轻、重稀土元素发生了分异，呈右倾型模式；δEu 为0.33～0.58，表现为较强的铕负异常。

图5 大泽山岩体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；大泽山岩体部分数据据王来明等，2023；伟德山型花岗岩数据据Zhao et al.，2018）Fig.5 REE chondrite-normalized patterns（a）and primitive mantle-normalized spider diagrams（b）of the granodiorite and pegmatite from Dazeshan pluton（normalization values after Sun and McDonough，1989；data of Dazeshan pluton from Wang et al.，2023；data of Weideshan type granite from Zhao et al.，2018）

在原始地幔标准化微量元素蛛网图上（图5b），微量元素显示了富集Rb、Th、U、K 等大离子亲石元素等（但Sr、Ba 亏损），亏损Nb、Ta、Ti、P等高场强元素。微量元素具有低Sr、Ba 的特点（Ba含量120×10-6～2 938×10-6，平均852×10-6；Sr 含量38×10-6～1 017×10-6，平均210×10-6）。蛛网图整体曲线形态表现为右倾，与伟德山型花岗岩微量元素的配分模式一致。

3.3 锆石LA-MC-ICP-MS 测试结果

从大泽山岩体中挑选出的锆石表面光滑、晶形完整、颗粒粗大、大部分为长柱状，长轴长度集中在50～180 μm，长宽比1.5∶1～3.5∶1。阴极发光照片显示锆石具有均匀的内部构造，振荡环带结构发育，环带较窄，棱角锋锐清晰，没有出现溶蚀结构，具有显著的岩浆成因特点（图6）。

图6 大泽山岩体锆石阴极发光图像Fig.6 Zircon cathodoluminescence（CL）images of Dazeshan pluton

对细粒二长花岗岩两个样品DZS-1 和DZS-4 中的锆石分别进行了LA-MC-ICP-MS U-Pb 测年，测点均选在边部新生锆石。其中样品DZS-1 的16 个测点的206Pb/238U年龄值集中在111.8～107.3 Ma（表2），加权平均年龄为109.2±0.7 Ma（MSWD = 1.02）（图7a）；DZS-4 的15 个测点的206Pb/238U 年龄值集中在112.0～108.1 Ma（表2），加权平均年龄为109.9±0.7 Ma（MSWD = 0.78）（图7b）。该年龄为细粒二长花岗岩的结晶年龄。

表2 大泽山岩体LA-ICP-MS 锆石U-Pb 测年结果Table 2 Zircon LA-ICP-MS U-Pb ages of Dazeshan pluton

图7 大泽山二长花岗岩锆石U-Pb 年龄谐和图Fig.7 Zircon U-Pb concordant ages of Dazeshan monzogranite

对中粒二长花岗岩两个样品ZJ-1 和ZJ-6 中的锆石分别进行了LA-MC-ICP-MS U-Pb 测年，测点均选在边部新生锆石。其中样品ZJ-1 的17 个测点的206Pb/238U 年龄值集中在121.9～118.0 Ma（表1），加权平均年龄为119.8±0.8 Ma（MSWD = 0.71）（图7c）；ZJ-6 的12 个测点的206Pb/238U 年龄值集中在123.9～117.8 Ma（表2），加权平均年龄为119.3±0.9 Ma（MSWD = 1.10）（图7d）。该年龄为中粒二长花岗岩的结晶年龄。以上测点数据均位于年龄谐和曲线上或者附近。

3.4 锆石Lu-Hf 同位素测试结果

在锆石U-Pb 测年的基础上，对细粒二长花岗岩DZS-4 样品和中粒二长花岗岩ZJ-1 样品分别进行了锆石Lu-Hf 同位素分析，测点均选择在原年龄测定位置进行（DZS-4 样品测点3 由于锆石太小，故未进行Lu-Hf 测试），结果如表3 所示。

表3 大泽山岩体Lu-Hf 分析结果表Table 3 Zircon Lu-Hf analysis results of Dazeshan pluton

大泽山细粒二长花岗岩（DZS-4）锆石176Hf/177Hf值为0.281 972～0.282 260，平均为0.282 082；εHf（t）值为-26.4～-16.2，平均为-22.5；亏损地幔二阶段模式年龄（TDM2）为2 812～2 173 Ma，平均值为2 568 Ma。大泽山中粒二长花岗岩（ZJ-1）锆石176Hf/177Hf 值为0.282 110～0.282 175，平均为0.282 143；εHf（t）值为-21.2～-18.9，平均为-20.0；亏损地幔二阶段模式年龄（TDM2）为2 492～2 349 Ma，平均值为2 421 Ma。所有测试点的fLu/Hf值在0.94～0.98 之间，明显小于镁铁质地壳的fLu/Hf值（-0.34；Amelin et al.，2000）和硅铝质地壳的fLu/Hf值（-0.72；Vervoort et al.，1996），故二阶段模式年龄（TDM2）更能反应其源区物质从亏损地幔被抽取的时间或其源区物质在地壳的平均存留年龄（刘跃等，2014）。

4 讨论

4.1 大泽山岩体形成时代

前人对胶西北中生代花岗岩做了大量年代学的研究。胶西北主要有3 期岩浆活动，对应的花岗岩分别是166～146 Ma 的玲珑型花岗岩，132～126 Ma 的郭家岭型花岗岩，126～108 Ma 的伟德山型花岗岩。伟德山型花岗岩出露的岩体主要有南宿（118.7±0.9 Ma）、艾山（118.0±0.7 Ma）、牙山（117.7±2.9 Ma）、三佛山（115.7±1.7 Ma）、泽头（115.6±1.1 Ma）和伟德山（114.0±1.1 Ma）等岩体（董学等，2020）。大泽山岩体位于胶西北南缘，侵入到玲珑型花岗岩中，一些学者对该岩体的年代学进行了研究，主要年龄数据有～120 Ma（叶通，2020；李秀章等，2021）和～125 Ma（王斌等，2021）。

本次工作测得大泽山中粒二长花岗岩中锆石206Pb/238U年龄分别为119.8±0.8 Ma 和119.3±0.9 Ma，测得细粒二长花岗岩中锆石206Pb/238U 年龄分别为109.2±0.7 Ma 和109.9±0.7 Ma，年龄数据具有较好的谐和性，代表了岩体的侵入时间。大泽山岩体主要存在～119 Ma 和～109 Ma 两期岩浆活动，两种岩性主微量元素特征和Hf 同位素组成相似，指示了同源岩浆阶段性演化特征，其中～119 Ma 是主成岩期。

4.2 岩浆演化过程

大泽山岩体广泛发育暗色闪长质包体（图2c），暗色包体具有岩浆结构，与寄主花岗岩接触边界平直清楚，指示岩浆形成过程中存在幔源和壳源岩浆的机械和化学混合作用（宋明春等，2018）。暗色包体没有见到固态条件下的热变质或接触变质成分分带，说明包体不是围岩捕虏体或“析离体”。叶通（2020）对中粒二长花岗岩中的暗色包体进行定年以及地球化学分析，得出锆石U-Pb 加权年龄为119±2 Ma，认为是同一个期次的岩浆活动所造成的，地球化学性质反映暗色包体与寄主体具有不同岩浆来源，包体符合幔源特征。此外，前人报道大泽山暗色包体中有磷灰石的针状晶体，以包裹体的形式产出在斜长石中（叶通，2020）。针状磷灰石与寄主花岗岩中正常结晶的长—短柱状磷灰石明显不同，被认为是岩浆混合作用的一种常见结构，由于高温镁铁质岩浆注入低温长英质岩浆时快速冷却结晶形成（Sha，1995）。

4.3 岩石成因

在自然界中花岗岩化学成分基本上是由源区成分控制的（吴福元等，2007a），不同源区主微量元素和同位素组成的差异性和继承性是示踪物质来源的基础。大泽山岩体二长花岗岩样品的SiO2含量为72.87%～77.94%，平均75.29%，而地幔岩部分熔融不可能形成SiO2含量70%左右的花岗岩（张旗等，2008）。

晚侏罗世玲珑型花岗岩和早白垩世早期郭家岭型花岗闪长岩侵入体均表现出高Sr/Y 比值，微弱负铕异常到弱的正铕异常的特征，具有明显的埃达克质岩石的属性。这种地球化学特征结合大量的岩相学研究表明，其岩浆源区的石榴石和角闪石往往以残留相的形式存在，且在这些残留相中基本不含斜长石（Zhao et al.，2018）。而早白垩世晚期的大泽山岩体明显区别于玲珑型花岗岩和郭家岭型花岗岩，而与伟德山型花岗岩特征相似（图3，图4，图5）；从Harker 图解（图4）可以看出，SiO2含量与K2O、Na2O 含量相关性不明显，Al2O3、CaO、SiO2含量以及微量元素Sr、Ba 含量呈明显负相关，δEu 负异常，低Sr/Y 比值，均指示了可能存在斜长石的源区残留或者分离结晶。TFe2O3、MgO、TiO2、P2O5含量和SiO2含量负相关，可能与富铁镁矿物（黑云母）、铁钛氧化物和磷灰石的分离结晶有关。晚侏罗—早白垩早期，增厚地壳开始减薄和下地壳拆沉的过程中，形成的中酸性岩石普遍表现出高Sr/Y 比值的特点，具有埃达克岩的属性；然而到了120 Ma 以后的伟德山型花岗岩Sr/Y 比值大大降低，可能是因为岩石圈大规模减薄，深部下地壳拆沉，幔源物质大规模迅速上升导致了源区性质的改变。

主量和微量元素测试结果表明（图3，图4，图5），大泽山岩体中粒二长花岗岩和细粒二长花岗岩主微量元素特征相似，指示其为高硅（72.87%～77.94%）、高钾钙碱性、过铝质花岗岩，显示同源岩浆的特性。

从表3 可以看出所有测试点的176Lu/177Hf 比值介于0.000 616～0.001 991 之间，小于0.002，表明锆石在岩体形成之后漫长的演化历程中具有较低的放射成因Hf 积累，锆石的176Hf/177Hf 比值可以代表该锆石形成时的176Hf/177Hf 的比值，从而为讨论岩石成因提供重要信息（吴福元等，2007b）。大泽山岩体锆石的εHf（t）值变化范围为-26.4～-16.2，平均-21.3，范围不大，明显负值，亏损地幔二阶段模式年龄（TDM2）为2 812～2 173 Ma，平均2 495 Ma。细粒二长花岗岩的εHf（t）更低，二阶段模式年龄更老（图8b），暗示中粒二长花岗岩地幔物质混入程度更高。锆石εHf（t）-t图上（图8），大泽山岩体数据点在下地壳区域内相对集中，锆石Hf 模式年龄（TDM2）与晚于～2.13 Ga 的花岗片麻岩和～2.5 Ga 的TTG 相似，均暗示大泽山岩体物源主要为古元古代地壳的部分熔融，少部分为新太古代基底岩石。如果仅仅是上述幔源物质与占优势的壳源物质混合形成的母岩浆直接结晶，难以解释现今观察到的全岩主量元素和微量元素地球化学特征，大泽山岩体富硅，明显亏损Ba、Nb、Ta、Sr、P、Ti 和Eu 等地球化学特征，指示其母岩浆经历了显著的分离结晶作用（朱弟成等，2009）。大泽山岩体很可能是幔源岩浆诱发古老陆壳物质熔融并与壳源熔体混合形成母岩浆，再经历一定程度的分离结晶作用形成的。

图8 大泽山岩体锆石εHf（t）-t 图（底图据吴福元等，2007b；前寒武纪基底数据据谢士稳等，2022）Fig.8 εHf（t）-t diagram of Dazeshan pluton（after Wu et al.，2007b；data for Precambrian basement from Xie et al.，2022）

综上所述，大泽山岩体主要为古元古代和新太古代陆壳部分熔融，有少量幔源物质加入的壳幔混合成因。

4.4 构造环境与演化过程

元素Rb、Yb、Ta、Nb、Y 等活动性较弱，在漫长的构造演化过程中变化较小，能有效区分不同构造环境下形成的花岗岩类。在（Yb+Ta）-Rb 图解中（图9a），花岗岩样品均投入火山弧花岗岩、同碰撞花岗岩区域；在Y-Nb 图解中（图9b），花岗岩样品落入火山弧+同碰撞花岗岩区域。构造环境明显区别于板内和洋中脊花岗岩类，具有活动大陆边缘火成岩特点，暗示与古太平洋板块向欧亚板块俯冲密切相关。

图9 大泽山岩体大地构造环境判别图解（底图据Pearce et al.，1984；大泽山岩体部分数据据王来明等，2023；伟德山型花岗岩数据据Zhao et al.，2018）Fig.9 Tectonic discriminant diagrams of Dazeshan pluton（after Pearce et al.，1984；data of Dazeshan pluton from Wang et al.，2023；data of Weideshan type granite from Zhao et al.，2018）

研究表明，胶东地区在中三叠世受华北克拉通与扬子克拉通强烈碰撞的影响，陆壳强烈加厚。在晚侏罗世时（～160 Ma），地幔隆起导致增厚地壳局部发生减薄，造山带根部垮塌，由造山带物质或扬子和华北克拉通基底物质混合组成的新生下地壳活化，引发大范围陆壳重熔，岩浆上侵形成了玲珑型花岗岩（宋明春等，2015）。克拉通东部的破坏与岩石圈减薄峰期出现在早白垩世（毛景文等，2005；嵇少丞等，2008；朱日祥等，2012；Kiminami and Imaoka，2013）。早白垩世早期（～130 Ma），古太平洋板块的西向俯冲导致了地幔物质的对流，形成了上升幔流柱，引起岩石圈的拆沉、垮塌，软流圈上涌，下地壳与地幔混熔岩浆底侵，陆续发育了一套中—中酸性侵入岩类——郭家岭型花岗岩（王来明等，2023）。早白垩世晚期（～120 Ma），随着俯冲太平洋板块的回撤，软流圈地幔物质大规模上侵，壳幔重熔岩浆与幔源物质大规模迅速上升，形成了壳幔混合成因的伟德山型花岗岩和崂山型花岗岩（宋明春等，2015；王来明等，2023）。此外，幔源基性岩浆上侵分异出煌斑岩及其它闪长质暗色脉岩。