王立功，李秀章，于晓卫，祝德成，王英鹏，张 文，柯昌辉，胡兆国，郭瑞朋，郝兴中

1.山东省地质调查院，济南 250013 2.中国地质科学院矿产资源研究所/自然资源部成矿作用与资源评价重点实验室，北京 100037 3.中国冶金地质总局山东正元地质勘查院，济南 250101

0 引言

胶东成矿区金矿十分发育，是我国最重要的金矿集区，已探明金资源储量5 000余t，成为世界第三大金矿集中区[1]，是环太平洋中生代金成矿系统的重要组成部分[2]。胶东金矿形成于早白垩世晚期，定年结果显示形成于125～110 Ma[2-5]，与该地区大规模中生代岩浆岩时空伴生[6-8]。中生代华北克拉通发生了以花岗岩为主的岩浆侵位事件，记录了区域构造演化及岩石圈减薄的地质过程和信息，导致华北大陆岩石圈的厚度由>200 km锐减为克拉通东部的60～80 km[9-12]。这些岩浆起源与演化的过程对于认识胶东地区岩石圈结构、岩石圈大规模减薄和胶东金矿成矿作用有重要的意义。

早白垩世晚期岩浆岩在胶东广泛出露，前人对胶东东部三佛山、泽头、伟德山和胶东西部的南宿、艾山、牙山等岩体开展了一些研究工作，研究结果表明其成岩时代为120～110 Ma，普遍表现出明显的稀土元素分馏、弱负铕异常、高Y质量分数和低Sr/Y 值等特征[13-16]，但在其源区物质来源和成因机制等方面仍存在争议。为了深入研究胶东早白垩世晚期岩浆活动和成矿过程，本文对胶东西部大泽山、天柱山花岗岩体进行了野外地质调查，开展了详细的岩相学、主微量元素地球化学、锆石U-Pb 年代学及Lu-Hf 同位素研究，讨论了岩体的地球化学类型、成因、源区、构造背景，对进一步认识该期岩浆岩的岩石成因和区域金矿成矿构造动力学背景具有重要意义。

1 地质背景与地质体特征

胶东地区大地构造位置处于太平洋板块西缘、华北板块东缘和苏鲁超高压变质带以北，经历了长期、复杂的构造运动[17]。区内变质岩建造由太古宇胶东岩群、古元古界荆山群和粉子山群及新元古界蓬莱群组成。该区中生代侵入岩广泛发育，主要侵入前寒武纪基底变质岩中，可以分为4期：晚三叠世后碰撞花岗岩(215～205 Ma)、晚侏罗世玲珑期钙碱性花岗岩(165～150 Ma)、早白垩世早期郭家岭期高钾钙碱花岗岩(140～125 Ma)和早白垩世晚期伟德山期高钾钙碱性花岗岩(120～110 Ma)[17-19]。其中伟德山期(120～110 Ma)侵入岩是燕山晚期最强烈岩浆活动的产物(图1)，主要包括胶东西部的大泽山、天柱山、南宿、艾山、牙山和胶东东部三佛山、泽头、伟德山、院格庄、周官、海阳等岩体等，出露总面积为1 582 km2。

大泽山、天柱山岩体分布于平度市秦姑庵—北寺、大泽山镇—蒋家一带(图2)，位于北北东向的招风顶脉岩带北延及北西向断裂构造的交汇部位，侵入玲珑期花岗岩和古元古代变质地层中，以北西向断裂为界。大泽山岩体呈椭圆状，长轴与脉岩带走向一致，长轴约7.0 km，短轴4.5 km；天柱山岩体呈近东西向展布的不完整的环带状，长轴7.5 km，短轴4.0 km。天柱山岩体具有“核幔结构”，核部岩性为中粒花岗闪长岩，内部含有细粒花岗闪长岩包体，次之为细粒花岗闪长岩(二长花岗岩)，边缘相为含斑中粗粒二长花岗岩；大泽山岩体主要出露含斑中粗粒二长花岗岩，少量含斑中细粒黑云母花岗闪长岩。岩体内部不同岩类之间为脉动侵入关系，相同岩类、不同岩性多为岩相接触，未见截然界面。

2 岩相学特征

大泽山、天柱山岩体主要岩石类型如图3所示。

含斑中粗粒二长花岗岩(图3a)：岩石呈浅肉红色，半自形粒状结构，块状构造(图3d、e)。岩内含极少量斑晶(<5%)，主要为钾长石，粒径0.5～1.0 cm，具条纹结构和包含结构(图3f)。基质主要矿物为斜长石(30%～35%)、钾长石(35%～40%)、石英(20%～25%)及黑云母(<5%)等。斜长石呈半自形板状，粒径2.0～8.0 mm，聚片双晶，环带结构偶见，表面具绢云母化、高岭土化；钾长石呈半自形板状，粒径2.0～9.0 mm，多具条纹结构；石英呈他形粒状，粒径2.0～7.0 mm，波状消光；黑云母呈半自形片状，粒径2.0～4.0 mm，浅棕色—深褐色，具绿泥石化。副矿物为锆石、磷灰石、榍石及不透明矿物。

含斑中粒花岗闪长岩(图3b)：岩石呈灰白色，半自形粒状结构或似斑状结构，块状构造(图3g)。钾长石、斜长石斑晶，粒径为6.0～10.0 mm，体积分数<5%。基质主要矿物为斜长石(45%～55%)、钾长石(15%～20%)、石英(30%～35%)及黑云母(5%)等。斜长石呈半自形板状，粒径2.0～4.0 mm，聚片双晶，微弱绢云母化；钾长石，粒径2.0～5.0 mm，包含结构，条纹结构；石英呈他形粒状，粒径2.0～5.0 mm，波状消光，表明具有细小裂纹；黑云母呈半自形叶片状，粒径0.5～4.0 mm，浅褐色—深棕色，具绿泥石化。副矿物为锆石、榍石、磷灰石及少量不透明矿物。

含斑细粒花岗闪长岩(图3c)：岩石呈灰白、浅肉红色，似斑状结构，块状构造(图3h)。斑晶主要为钾长石，粒径0.5～1.0 cm，条纹结构，包含结构；少量的石英斑晶，他形粒状，粒径1.0 cm，波状消光，矿物表面具细小的裂纹。基质中主要矿物有斜长石，体积分数为55%～60%，半自形板状、长板状等，粒径1.0～2.0 mm，聚片和卡氏联合双晶，环带结构(图3i)；钾长石，体积分数为15%～20%，半自形板状，粒径1.0～3.0 mm，少量具格子双晶；石英，体积分数为20%～25%，他形粒状，粒径1.0～3.0 mm，波状消光；黑云母，体积分数约为5%，呈半自形片状，粒径1.0～2.0 mm，浅棕色—深褐色。副矿物为锆石、磷灰石、榍石和不透明矿物等。

1. 第四系；2. 新近系；3. 白垩系；4. 古、新元古界；5. 新元古代花岗质片麻岩；6. 太古宙TTG；7. 早白垩世晚期伟德山期花岗岩；8. 早白垩世早期郭家岭期花岗闪长岩；9. 晚侏罗世玲珑期花岗岩；10. 断层；11. 不整合界线；12. 金矿；13. 地名。据文献[20]修编。

3 样品采集与分析方法

本文所用样品采自于大泽山、天柱山岩体中，共采集了5件样品，其中大泽山岩体3件，天柱山岩体2件。分析项目为岩石主微量元素、LA-ICP-MS锆石U-Pb定年、锆石Lu-Hf同位素的测试。其中锆石U-Pb定年及Lu-Hf同位素分析的花岗岩样品2件，大泽山岩体样品LS03/1B采自莱州市大田镇(37°01′20.9″N，119°59′58.4″E)，天柱山岩体样品LS14/1B采自平度市天柱山(36°57′49.5″N，119°56′03″E)，具体采样位置见图2。所有样品均新鲜，手标本及镜下观察显示未蚀变(图3)。

岩石主、微量元素的测试分析在中国地质科学院国家地质实验测试中心完成。主量元素采用X荧光光谱法(XRF)，分析仪器为 PANalytical Axios PW4400型X射线荧光光谱仪，分析精度优于2%；微量元素分析过程中使用Teflon高压溶样罐酸溶方法，测试前加铟内标以便于监控，使用PerkinElmer NexION 300D ICP-MS仪器进行分析；对于<10×10-6的元素测试误差小于10%，>10×10-6的元素测试误差小于5%。各元素检出限符合国家、行业标准，一级标准物质/重复样合格率均为100%。

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。LA-ICP MS锆石U-Pb测年在中国地质科学院矿产资源研究所成矿作用与资源评价重点实验室LA-Q-ICP-MS上分析完成。激光剥蚀系统为Newwave UP213，ICP-MS为Bruker M90。激光剥蚀过程中采用氦气作载气、氩气为补偿气以调节灵敏度，二者在进入ICP之前通过一个Y型接头混合。每个时间分辨分析数据包括15～20 s的空白信号和45 s的样品信号。对分析数据的离线处理(包括对样品和空白信号的选择、仪器灵敏度漂移校正、元素含量及U-Th-Pb同位素比值和年龄计算)采用软件ICPMS DataCal完成。详细的仪器操作条件和数据处理方法见侯可军[21]。

锆石Lu-Hf同位素分析测试在中国地质大学(武汉)地质过程与矿产资源国家重点实验室(GPMR)利用激光剥蚀多接收杯等离子体质谱(LA-MC-ICP-MS)完成。激光剥蚀系统为GeoLas 2005 (Lambda Physik，德国)，MC-ICP-MS为Neptune Plus (Thermo Fisher Scientific，德国)。在LA-ICP-MS锆石U-Pb定年基础上，参照锆石阴极发光(CL)图像，选择在原位年龄分析位置或其附近进行，采用单点剥蚀模式，斑束固定为44 μm。εHf(t)的计算采用176Lu衰常数为1.867±10-11a-1，球粒陨石现今的176Hf/177Hf=0.282785、176Lu/177Hf=0.0336[22]。Hf亏损地幔模式年龄(TDM1)的计算采用现今的亏损地幔176Hf/177Hf=0.28325和176Lu/177Hf=0.0384[23]。两阶段Hf模式年龄(TDM2(cc))计算采用大陆地壳平均的176Lu/177Hf=0.015[24]。

1. 第四系；2. 白垩系；3. 古元古界；4. 中—新太古界；5. 伟德山期含斑中粗粒二长花岗岩；6. 伟德山期中粒花岗闪长岩；7. 伟德山期细粒花岗闪长岩；8. 玲珑期花岗岩；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. 推测断层；17. 样品采集点及样品号；18. 地名；19.山峰名。

a. 大泽山岩体含斑中粗粒二长花岗岩；b. 天柱山岩体中粒花岗闪长岩；c. 天柱山岩体细粒花岗闪长岩；d、e. 大泽山岩体中粗粒黑云母二长花岗岩(+)；f. 含斑中粗粒黑云母二长花岗岩，钾长石斑晶包含结构(+)；g. 天柱山岩体中粒黑云母二长花岗岩(+)；h. 细粒黑云母花岗闪长岩，斜长石环带结构(+)；i. 细粒黑云母花岗闪长岩(+)。Kf. 钾长石；Pl. 斜长石；Q. 石英；Bt. 黑云母。

4 测试结果

4.1 岩石地球化学

本文选择了5个新鲜样品进行分析，分析数据结果见表1。大泽山岩体含斑黑云母二长花岗岩(LS03/1B，LS04/1B，LS16/1B)、天柱山岩体含斑花岗闪长岩(LS14/1B，LS15/1B)地球化学特征具有相似性: SiO2质量分数变化范围为72.76%～75.27%，平均值为74.13%，属酸性岩范畴，在岩石分类TAS 图解中，均位于花岗岩区域(图4a)，其中核部岩性中斜长石的体积分数明显大于钾长石，核部岩性定名为花岗闪长岩，边缘相为二长花岗岩；Al2O3质量分数为13.51%～ 14.64%，平均值为13.90%；岩石全碱(Na2O+K2O)质量分数为8.55%～8.93%，平均值为8.78%；Na2O/K2O值为0.72～0.88，平均值为0.82；MgO质量分数为0.14%～0.28%， TFe2O3质量分数为0.91%～1.36%；另外，P2O5和TiO2质量分数低，分别为0.02%～0.04%和0.11%～ 0.18%。岩石碱性系列判别图解(图4b)中，所有样品均落于亚碱性岩区域；在w(K2O)-w(SiO2)图解(图4c)中，主要属于高钾钙碱性系列；铝饱和指数(A/CNK)为1.01～1.06，均值为1.03，在A/NK-A/CNK图解(图4d)中落入弱过铝质区域。岩石主元素氧化物(Al2O3、CaO、MgO、TiO2、P2O5)与SiO2质量分数呈负相关(图4e、f)，表明随着岩浆演化，有些矿物(如辉石、角闪石、磷灰石、钛铁矿等)发生了一定的分离结晶作用。

a. 花岗岩TAS分类图(底图据文献[25])；b. 碱性与亚碱性系列判别图(底图据文献[26])；c. 岩石系列w(K2O)-w(SiO2)图解(底图据文献[27])；d. 岩石类型A/NK-A/CNK 图解(底图据文献[28])；e. w(Al2O3)-w(SiO2)图解；f. w(P2O5)-w(SiO2)图解。艾山岩体花岗岩、三佛山岩体花岗岩的数据分别引自文献[15][16]。

大泽山、天柱山岩体花岗岩在稀土元素配分图上具有相似的稀土配分模式，呈轻稀土富集、重稀土亏损的右倾模式(图5a)，且轻稀土元素配分型式为逐渐降低，重稀土元素则近于水平。花岗岩稀土总量质量分数变化不大，变化于96.00×10-6～185.63×10-6之间，岩石的轻、重稀土总量分别为91.05×10-6～178.21×10-6和4.95×10-6～7.42×10-6。LREE/HREE=18.39～26.72,(La/Yb)N=17.13～42.58，显示轻重稀土分馏明显；δEu为0.49～0.64，具有负铕异常；δCe为0.98～1.12，显示弱正铈异常。

在原始地幔标准化微量元素蛛网图(图5b)上，整体曲线形态表现为右倾的特征，表明随着元素不相容性的增加，岩石的富集度逐渐增加。大泽山、天柱山岩体花岗岩的微量元素显示了富集K、Rb、U、Th等大离子亲石元素(LILE)，弱的Ba 负异常，亏损Ta、Nb、P、Ti等高场强元素(HSFE)的特征。整体曲线形态表现为右倾，与艾山、三佛山花岗岩(伟德山期岩体)微量元素的配分模式一致。

4.2 锆石定年

由大泽山岩体的含斑中粗粒二长花岗岩(LS03/1B)样品中挑出的锆石呈长柱状，粒径100～200 μm，长宽比为2∶1～3∶1，自形，具有清晰的岩浆振荡环带(图6)。锆石U质量分数为154×10-6～1 044×10-6，Th质量分数为95×10-6～832×10-6，Th/U值为0.33～1.08，平均值为0.65。以上特征表明这些锆石均为岩浆锆石。对该大泽山岩体的含斑中粗粒二长花岗岩样品锆石进行了25个点次的分析，23颗锆石的207Pb/235U和206Pb/238U年龄都在谐和线上及其附近(表2，图7a)，其23颗锆石的206Pb/238U加权平均年龄为(120±1)Ma，可以代表大泽山岩体的含斑中粗粒二长花岗岩的形成年龄。

由天柱山岩体的含斑细粒花岗闪长岩(LS14/1B)样品中挑出的锆石呈长柱状，粒径100～150 μm，长宽比2∶1～3∶1，自形，具有清晰的岩浆振荡环带(图6)。锆石U质量分数为245×10-6～3 313×10-6，Th质量分数为338×10-6～3 355×10-6，Th/U值为0.53～2.85，平均值为0.53。以上特征表明这些锆石均为岩浆锆石。对该含斑细粒花岗闪长岩样品锆石进行了25个点次的分析，18颗锆石的207Pb/235U和206Pb/238U年龄都在谐和线上及其附近(表2，图7b)，其18颗锆石的206Pb/238U加权平均年龄为(112±2)Ma，可以代表天柱山岩体的含斑细粒花岗闪长岩的形成年龄。

艾山岩体花岗岩、三佛山岩体花岗岩的数据分别引自文献[15][16]；球粒陨石和原始地幔标准化值据文献[29]。

图6 胶东地区大泽山、天柱山花岗岩代表性锆石CL图像

图7 胶东地区大泽山、天柱山花岗岩锆石U-Pb谐和图

4.3 锆石Lu-Hf同位素组成

所有测试点的176Lu/177Hf值基本介于0.000 697～0.003 554之间，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，因而可以用锆石176Lu/177Hf值探索岩体形成时的成因信息[30]。另外，所有测试点的fLu/Hf值为-0.98～-0.89，明显小于铁镁质地壳fLu/Hf值(-0.34)[31]和硅铝质地壳fLu/Hf值(-0.72)[32]，故二阶段模式年龄更能反映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。

大泽山岩体含斑中粗粒二长花岗岩样品(LS03/1B)锆石的176Hf/177Hf值变化于0.282 266～0.282 397之间(表3)，平均值为0.282 331；εHf(t)值为-15.3～-10.7，平均值为-13.01；亏损地幔二阶段模式年龄TDM2为2.15～1.86 Ga，平均值为2.01 Ga。天柱山岩体含斑细粒花岗闪长岩样品(LS14/1B)锆石的176Hf/177Hf值变化于0.282 091～0.282 310之间(表3)，平均值为0.282 164；εHf(t)值为-21.8～-14.1，平均值为-19.2；亏损地幔二阶段模式年龄TDM2为2.55～2.07 Ga，平均值为2.39 Ga。天柱山岩体εHf(t)值及二阶段年龄值比大泽山岩体更大，说明两个岩体可能存在不同的岩浆源区或者大泽山岩体地幔物质混入程度更高。

表3 胶东地区大泽山、天柱山花岗岩锆石Hf同位素分析结果

5 讨论

5.1 岩体的形成时代

本文选取大泽山、天柱山岩体进行了锆石定年，获得LA-ICP-MS锆石U-Pb年龄分别为(120±1)Ma和(112±2)Ma，具有较好的谐和性，代表了岩体的侵位时间，两岩体年龄相差8 Ma。大泽山、天柱山岩体具有相似的主量元素组成和基本一致的稀土及微量元素分布模式，但具不同的岩相结构，岩体岩性多为岩相接触，未见截然界面，指示了岩浆阶段性演化特征，两岩体为同一期岩体(伟德山期岩体)不同演化阶段的产物。

胶东地区发育大量120～110 Ma 的伟德山期花岗岩侵入岩体，岩石组合为一套中性-酸性侵入岩类，岩性为闪长岩-石英二长岩-花岗闪长岩-二长花岗岩系列侵入岩，出露岩体如艾山岩体(117 Ma)、南宿岩体、伟德山岩体(113 Ma)、牙山岩体(117 Ma)、泽头岩体(115 Ma)、院格庄岩体(113 Ma)等[33-36]。胶东地区发育大量的镁铁质煌斑岩类、辉长岩和辉绿岩等暗色脉岩，前人对于这套脉岩开展了大量年代学和同位素地球化学的研究工作，其起源于123～120 Ma 时期岩石圈的部分熔融[37-38]。这说明早白垩世晚期胶东地区发生了一次广泛且强烈的岩浆活动，此时期形成的中基性暗色脉岩与花岗岩类侵入体应为相同构造背景下的产物。

5.2 岩石地球化学特征

样品中具有I型花岗岩的标识性矿物角闪石，并且榍石、钛铁矿和磁铁矿等副矿物普遍出现。花岗岩的Al2O3、P2O5质量分数随SiO2质量分数增加而减少(图4e、f)，实验表明在准铝质-弱过铝质岩浆中磷灰石溶解度较低，在岩浆分异过程中随SiO2的增加而降低，不同于S 型花岗岩的特征，已被成功地用于判别I型花岗岩[39]。大泽山、天柱山岩体为花岗闪长岩-二长花岗岩类，为一套弱过铝质的高钾钙碱性岩系，岩石中暗色矿物为黑云母和少量的角闪石等矿物，w(Na2O)>3.68，1.0

大泽山、天柱山岩体各元素均与SiO2表现为明显的相关性，结合岩体的圈层结构，预示北峰顶岩体具有同源岩浆结晶分异的结果。岩体低Sr /Y 值(12.83～49.33，图8)，具有明显的稀土元素分馏(LREE/HREE=18.39～26.72,(La/Yb)N=17.13～42.58)，负铕异常。特征元素Rb/Ba值(0.15～0.66，平均为0.35)与地壳的比值相接近，岩体富集LILEs，亏损HFSEs，有显著的Nb、Ta、Ti负异常，均指示地壳物质的参与，Sr的弱亏损，指示了斜长石具有早期结晶，均指示具有壳源岩浆特征，微量元素蛛网图显示了“岛弧”环境特征。胶东地区郭家岭期花岗闪长岩和玲珑期花岗岩研究表明，其岩浆源区的石榴石和角闪石往往以残留相存在，且在这些残留相中基本不含斜长石[36]。早白垩世晚期大泽山、天柱山花岗岩与之明显不同，具有显著的负铕异常和低Sr /Y 值(图3、图8)，很可能表明其岩浆源区斜长石作为一种主要的残留相存在，同时其残留相中也应有石榴石和角闪石。

5.3 岩浆源区及岩石成因

锆石作为探讨地壳演化及示踪岩石源区的重要工具，其具有良好的稳定性，通常可以准确获得锆石形成时的Hf同位素组成[24, 30]。大泽山、天柱山岩体锆石εHf(t)值分别为-15.3～-10.7和-21.8～-14.1，εHf(0)值分别为-17.9～-13.3和-24.1～-16.3，均为负值，在εHf(t)-t图解中均落入球粒陨石Hf同位素演化线以下，主要位于1.9 Ga和2.5 Ga的地壳演化线之内(图9)。εHf(t)和εHf(0)均为负值，表明大泽山、天柱山岩体主要来自老地壳的熔融[30]。大泽山、天柱山岩体对应的Hf二阶段模式年龄TDM2分别为2.15～1.86 Ga(均值为2.01 Ga)和2.55～2.07 Ga(均值为2.39 Ga)，指示其岩浆源区主要为古元古代陆壳物质，可能有部分新太古代陆壳物质。天柱山岩体εHf(t)值及二阶段年龄值比大泽山岩体更大，说明两个岩体可能存在不同的岩浆源区或者大泽山岩体地幔物质混入程度更高。这与伟德山期泽头岩体锆石Hf两阶段模式年龄2 748～2 213 Ma[13](均值为2 467 Ma)，三佛山花岗岩全岩Nd两阶段模式年龄2 447～2 143 Ma[15]，锆石Hf两阶段模式年龄2 385～2 096 Ma[42]接近，指示伟德山期花岗岩的放射成因同位素组成具有一致性。

底图据文献[40]。艾山岩体花岗岩、三佛山岩体花岗岩的数据分别引自文献[15][16]。

这与郭家岭期仓上、三山岛花岗岩(εHf(t)值分别为-23.8 ～-18.1和-25.2～-19.5[20])，新城金矿床内花岗岩(εHf(t)值为-24.7 ～-18.1[18])和区域内玲珑期花岗岩(εHf(t)值为-28.7 ～-17.6[16]；εHf(t)值为-23.85～-18.06[43])的Hf同位素相比更大，部分重叠。这种现象可能是由于部分熔融的层位由下逐渐向上，年龄逐渐由老变年轻，导致岩石的Sr-Nd-Hf同位素出现上述差异[44-45]。结合玲珑期花岗岩是加厚下地壳部分熔融的产物[40, 46]，郭家岭期岩体岩浆源区主要为前寒武纪变质基底岩石[18, 20]，以及大泽山、天柱山岩体Hf二阶段模式年龄TDM2分别为2.15～1.86 Ga和2.55～2.07 Ga，本研究认为大泽山、天柱山岩体的岩浆源区为前寒武纪变质基底岩石，主要为古元古代陆壳物质和新太古代陆壳物质。

郭家岭期花岗岩引自文献[20]，玲珑期花岗岩引自文献[41]。

花岗岩Th/U值为3.76～6.67，平均值5.20，高于大陆地壳平均值(4.00)；La/Nb值为1.16～3.37，平均值2.35，高于大陆地壳平均值(2.20)；Th/Nb值为1.12～1.76，平均值1.46，高于大陆地壳平均值(0.44)；Th/La值为0.39～0.96，平均值0.71，高于大陆地壳平均值(0.204)。以上地球化学特征表明可能有地幔物质混入。

大泽山、天柱山岩体含有暗色包体，伟德山期花岗岩中亦发育有大量的岩浆暗色包体，暗色包体具有典型的岩浆岩矿物组合和结构构造特征，与寄主岩石在SiO2组分上存在明显间断，矿物的粒度明显小于其寄主岩，与寄主岩相比包体具有更高的稀土元素总量[15, 47]。宋明春等[47]对伟德山期岩体中暗色包体进行U-Pb 等时线年龄测定, 检测结果表明包体与伟德山超单元的等时线年龄接近, 表明二者应为同时期的产物。伟德山期花岗岩岩石中出现晶体较大的钾长石、斜长石斑晶和针状发育的磷灰石，显示了岩浆的快速冷却，表明岩浆具混合作用的特点[15, 47-49]。包体富含TFeO、MgO、V，其含量高于上地壳[15]，包体的流体包裹体内含有碱性闪石包裹体，表明其来源深度较大，暗示暗色包体具有幔源岩浆的性质，可能为岩石圈地幔部分熔融的产物[47]。

前人基于岩石地球化学的研究认为，伟德山期岩体为幔源基性岩浆与地壳熔融酸性端员混合成因[47-49]。伟德山期大泽山、天柱山岩体花岗岩中的黑云母以铁质黑云母和镁质黑云母为主[50]，均为壳幔混源型，角闪石均属于钙质角闪石。以上特征表明大泽山、天柱山岩体的成岩物质主要来源于古老地壳物质的部分熔融，并且有少量地幔物质加入。大泽山、天柱山岩体具有不同岩相圈层结构，成岩年龄分别为(120±1)Ma和(112±2)Ma，早阶段大泽山岩体与胶东地区大量发育暗色脉岩近同时形成，对应的Hf二阶段模式年龄(TDM2)分别为2.15～1.86 Ga和2.55～2.07 Ga，晚阶段的天柱山岩体εHf(t)值及二阶段年龄值比大泽山岩体更大，表明早阶段大泽山岩体有更多的地幔物质混入，导致Hf二阶段模式年龄的降低。

5.4 构造环境与演化过程

在w(Nb)-w(Y)图解(图10a)中，花岗岩样品落在火山弧花岗岩和同碰撞花岗岩区域内；在w(Rb)-w(Y+Nb)图解(图10b)中，花岗岩样品落在火山弧花岗岩区域内，暗示早白垩世晚期花岗岩体与古太平洋板块向欧亚板块俯冲密切相关。地球化学特征表明岩石为高钾钙碱性花岗岩，而高钾钙碱性花岗岩形成于洋壳俯冲作用或同碰撞环境。

a. w(Nb)-w(Y)图解；b. w(Rb)-w(Y+Nb) 图解。底图据文献[27]。

大量研究表明, 中生代时期华北大陆岩石圈的厚度由>200 km锐减为克拉通东部的60～80 km, 华北东部在中生代燕山期经历了岩石圈的强烈减薄事件[11, 51]，胶东地区强烈的燕山期岩浆活动和大规模的金矿成矿作用[52-54]是该地质事件的强烈响应。越来越多的学者认为华北克拉通大规模岩石圈减薄或破坏发生于白垩纪，太平洋板块的俯冲、回撤被认为是该阶段岩石圈减薄的主要驱动力[11]。太平洋板块在早侏罗世末期或中侏罗世初期(约180 Ma)开始俯冲到华北陆壳之下[54]。随着太平洋板块回撤，构造环境由挤压构造体制转化为伸展构造体制[55]，导致华北克拉通破坏、软流圈上涌，岩浆底侵进一步促使岩石圈消减[54]。早白垩世最为强烈的岩浆活动、成矿作用、凹陷盆地和变质核杂岩等大量出露均指示的减薄事件已达到了共识[54-56]。同期出现的源于软流圈、岩石圈地幔的镁铁质岩石及高镁埃达克岩,记录了其源区由岩石圈到软流圈地幔的快速转换[37]。

综上，大泽山、天柱山岩体为岩石圈减薄和陆内伸展背景下的产物。在中国东部中生代早白垩世区域性拉张环境下，幔源基性岩浆侵位引发地壳熔融，地幔(地幔楔)发生部分熔融形成的幔源基性岩浆携带大量的热与物质上涌，致使中下地壳发生部分熔融，不断的壳幔相互作用，形成了高钾钙碱性的大泽山、天柱山岩体等早白垩世晚期花岗岩。

6 结论

1)大泽山、天柱山岩体为花岗闪长岩-二长花岗岩类，w(Na2O)>3.68，1.0

2)大泽山、天柱山岩体LA-ICP-MS锆石U-Pb年龄分别为(120±1)Ma和(112±2)Ma，为胶东中生代早白垩世晚期岩浆岩。两岩体具不同的岩相结构，为同一期岩体(伟德山期)不同演化阶段的产物，为岩石圈减薄和陆内伸展背景下的产物。

3)大泽山、天柱山岩体岩浆锆石εHf(t)值分别为-15.3～-10.7和-21.8～-14.1，对应的Hf二阶段模式年龄TDM2分别为2.15～1.86 Ga(均值为2.01 Ga)和2.55～2.07 Ga(均值为2.37 Ga)，岩体主要来自古老地壳物质的部分熔融，其岩浆源区主要为古元古代和新太古代陆壳物质。

4)大泽山、天柱山岩体的成岩物质主要来源于古老地壳物质的部分熔融，并有地幔物质加入。早阶段大泽山岩体与胶东地区大量发育暗色脉岩近同时形成，早阶段有更多的地幔物质加入，导致大泽山岩体Hf二阶段模式年龄的降低。