膠-遼-吉帶構造屬性與演化階段新劃分：膠北變質輝長巖的啟示

王惠初 康健麗 任云偉 肖志斌 相振群 王智WANG HuiChu, KANG JianLi, REN YunWei, XIAO ZhiBin, XIANG ZhenQun and WANG Zhi

1. 中國地質調查局天津地質調查中心，天津 300170

2. 中國地質調查局前寒武紀地質研究中心，天津 300170

3. 中國地質調查局國際礦業研究中心，北京 100037

1. Tianjin Center, China Geological Survey, Tianjin 300170, China

2. Precambrain Geological Research Centre, China Geological Survey, Tianjin 300170, China

3. International Mining Research Center, China Geological Survey, Beijing 100037, China

鎂鐵質-超鎂鐵質巖既具有成礦作用的專屬性，又具有產出構造背景的指向意義，長期為地學界所關注(吳利仁，1963; Naldrett and Cabri, 1976; Naldrett, 1981, 1999；Naldrett and Gruenewaldt, 1989; 張旗，1992，2014；董顯揚等，1995；張旗等，1997；Dilek，2003；湯中立，2004；王玉往和王京彬，2006；Dilek and Furnes, 2011; Hoernleetal., 2020)。許多鎂鐵質-超鎂鐵質巖體中賦存有具重要經濟價值的Cr、Fe、Ti、V、Ni、Cu和PGE等礦產資源。

吳利仁(1963)按鎂鐵比值(m/f)將基性-超基性巖劃分為鎂質超基性巖(m/f>6.5)、鐵質超基性巖(m/f=2～6.5)、富鐵質超基性巖(m/f=0.5～2)、鐵質基性巖(m/f=0.5～2)和富鐵質基性巖(m/f=0～0.5)。后進一步歸納為鎂質、鐵質和富鐵質三類。富鐵質基性-超基性巖體多出現于地臺區, 或與堿性巖有成因聯系，成礦作用往往與銅鎳硫化物礦床或釩鈦磁鐵礦礦床相關，其中單一的富鐵質基性巖體以偏堿性輝長巖-輝綠巖為代表。

Naldrett and Cabri (1976)依據鎂鐵質-超鎂鐵質巖體產出的構造背景、巖石組合及相關的礦產特征，提出了一個比較系統的分類方案，將鎂鐵質-超鎂鐵質巖體劃分為產出在活動造山區和非造山穩定區兩大類：造山區鎂鐵質-超鎂鐵質巖體包括；①與地槽火山巖同時侵位的橄欖巖和斜長巖，②阿爾卑斯型巖體，③阿拉斯加型雜巖體等三種亞型；非造山區鎂鐵質-超鎂鐵質巖體包括：①大型層狀雜巖體，②與溢流玄武巖相關的巖席，③中小型侵入體，④堿性環狀雜巖與金伯利巖等四種亞型。湯中立(2004)總結了中國鎂鐵、超鎂鐵巖漿礦床成礦系列，將該類礦床成礦地質背景歸納為兩類, 即古大陸(克拉通) 和造山帶。其中，古大陸上的大部分重要巖漿礦床都發育于克拉通邊緣, 與那里曾經發生過的裂谷作用或大規模溢流玄武巖有關, 少數重要礦床(如大廟式等)產于克拉通內部。

層狀侵入體是地球上成礦作用最有利的鎂鐵質-超鎂鐵質巖體，通常含大型-超大型鐵鈦釩、鉻、PGE及銅鎳硫化物等礦床。如世界聞名的美國Stillwater巖體、南非Bushveld巖體、津巴布韋Great Dyke、格陵蘭的Skaergaard巖體，以及加拿大的Muskox巖體等。我國的攀枝花、大廟、金川巖體等也屬于這種類型。層狀侵入體產于板內環境，是一類富鐵質的鎂鐵-超鎂鐵巖，其規模差異甚大，大的如Bushveld等大火成巖省，小的如河北大廟、甘肅金川、新疆黃山、云南白馬寨等，有的巖體長僅數十至數百米，以輝長巖或輝綠巖的形式產出(張旗，2014)。

華北克拉通上古元古代鎂鐵質侵入體發育，尤其是以膠-遼-吉帶和孔茲巖帶為代表的古元古代造山帶中發育多期次的鎂鐵質侵入體，多以巖墻狀或小侵入體的形式產出，遭受了麻粒巖相-角閃巖相的變質作用(Pengetal., 2010；董春艷等，2011; 劉平華等，2011，2013；Guoetal., 2012; Wanetal., 2013; Peng, 2015; Wangetal., 2016，2017b; Xuetal., 2018; 田京祥等，2018；王智等，2020; 張家輝等，2020)。

膠北地塊上古元古代變質鎂鐵質侵入體分布廣泛，但規模均較小，形成時代多介于2.15～1.85Ga之間(董春艷等，2011; 劉平華等，2011，2013；頡頏強等，2013；田京祥等，2018)。一部分產于太古宙TTG片麻巖中，往往遭受了高壓麻粒巖相變質作用；一部分則產在古元古代荊山群中，遭受了高角閃巖相-麻粒巖相變質作用；而粉子山群中則鮮有報道。煙臺祥山變質輝長巖和平度于埠變質輝長巖是這些變質鎂鐵質侵入體的典型代表，以產有巖漿熔離型鐵礦(于埠鐵礦和祥山鐵礦)而著稱(曾廣湘等，1998; 宋明春等，2015)，通常稱之為“祥山式”鐵礦，并認為其性質可與四川攀枝花和河北大廟鐵礦對比(曾廣湘等，1998)，屬于層狀侵入體類型，產于陸內伸展構造背景。這兩個產有鐵礦的輝長巖雜巖體均侵位于荊山群中，并卷入了古元古代晚期膠-遼-吉活動帶的造山過程，遭受了強烈的變形變質作用改造。其形成時代、產出背景和改造過程不僅對荊山群的沉積時限和沉積環境有制約作用，也有助于進一步解剖膠-遼-吉古元古代造山帶的結構和演化。

1 區域地質背景

膠-遼-吉活動帶位于華北克拉通的東南緣，是華北克拉通變質基底的重要組成單元(Zhao, 2001; Zhai and Liu, 2003; Zhaietal., 2005, 2010; Zhaoetal., 2005, 2012; Zhai and Santosh, 2011; Zhao and Zhai, 2013)，膠-遼-吉帶呈北北東向展布，從吉林南部，穿過遼東半島，進入膠東半島，延伸達1200km，寬度100～200km。膠-遼-吉帶東北端延伸至朝鮮半島，西南端則可能穿過郯廬斷裂進入安徽省五河地區(Zhaoetal.，2012；Liuetal.，2019)。

膠東半島在地質構造上由膠北地塊和膠南造山帶(蘇魯超高壓變質帶)組成。膠北地塊是華北克拉通的重要組成部分，位于郯廬斷裂和五蓮-牟平斷裂之間(圖1)，是膠東地區早前寒武紀變質基底的簡稱。膠北地塊主要由太古宙花崗質片麻巖和古元古代變質表殼巖組成，太古宙花崗質片麻巖中存在少量變質鎂鐵質-超鎂鐵質巖和變質表殼巖，局部產有BIF鐵礦。古元古代地質體以中低級變質的粉子山群和高級變質的荊山群為主，伴有花崗巖類及變質基性巖產出。古元古代晚期變質基底形成后，斷續沉積了中元古代芝罘群(王世進等，2011；Liuetal.，2013b)和新元古代蓬萊群(Lietal.，2007；初航等，2011)，缺失古生代的沉積記錄。在大別-蘇魯造山帶造山過程中，芝罘群和蓬萊群因所處大地構造位置不同，分別遭受了綠片巖相-角閃巖相和低綠片巖相的變質作用。中生代華北克拉通破壞對膠北地塊造成了重大影響，形成了世界聞名的膠東金礦田。

圖1 膠東地區地質簡圖1-新生界；2-中生代地質體；3-新元古代蓬萊群；4-中元古代芝罘群；5-古元古代粉子山群；6-古元古代荊山群；7-太古宙地質體；8-中生代花崗巖類；9-新元古代花崗巖；10-古元古代花崗巖；11-早前寒武紀鎂鐵質巖；12-斷層Fig.1 Sketch geological map of Jiaodong area1-Cenozoic; 2-Mesozoic geological body; 3-Neoproterozoic Penglai Group; 4-Mesoproterozoic Zhifu Group; 5-Paleoproterozoic Fenzishan Group; 6-Paleoproterozoic Jingshan Group; 7-Archean complex; 8-Mesozoic granite; 9-Neoproterozoic granite; 10-Paleoproterozoic granite; 11-Early Precambrian mafic rock; 12-fault

最近幾年，針對膠北地塊內早前寒武紀地質體開展了大量的同位素年代學、巖石地球化學、Nd同位素及鋯石Hf同位素特征的分析研究(Wanetal., 2006, 2014, 2015, 2020; Tangetal., 2007; Jahnetal., 2008; Zhouetal., 2008; Tametal., 2011; 劉建輝等, 2011, 2014, 2015; 劉平華等, 2011, 2013; Liuetal., 2013a, 2014a, b; Wangetal., 2014; Wuetal., 2014a,b; 謝士穩等，2014; Shanetal.,2015; 王惠初等；2015b；Jiangetal., 2016; 肖志斌等；2017；Zouetal., 2019; Hoernleetal., 2020; Luetal., 2020)，厘定出膠北地塊多期早前寒武紀構造-巖漿事件、晚太古代(～2.5Ga)及古元古代(～1.86Ga)的兩期變質事件，以及太古宙地殼增生及再造過程，并可能存在古老(>3.55Ga)陸殼物質的再循環(劉建輝等, 2014; 肖志斌等, 2017)。

膠北地塊上，太古宙花崗質片麻巖以TTG片麻巖為主，伴有少量鉀質花崗巖，在棲霞附近呈穹窿狀大面積出露(圖1)，主要包括～2.9Ga、～2.7Ga及～2.5Ga三期巖漿事件，新太古代巖漿作用主要源自3.4～2.7Ga新生地殼的重熔或再造，并伴有少量古老地殼的加入(Wanetal., 2006, 2014, 2015, 2020; Liuetal., 2013a; Wangetal., 2014; Wuetal., 2014b; 謝士穩等, 2014; Shanetal., 2015；肖志斌等, 2017；Luetal., 2020)，經歷了～1.86Ga和～2.5Ga兩期變質熱事件(Jahnetal., 2008; Zhouetal., 2008; 劉建輝等, 2011, 2015; Wanetal., 2020)。這些片麻巖普遍遭受強烈剪切變形和深熔作用，常呈現條紋-條帶狀構造，內部柔流褶皺發育(劉建輝等，2011；劉平華等, 2011, 2012)。在TTG片麻巖內部，存在少量斜長角閃巖、黑云母變粒巖、磁鐵石英巖等變質表殼巖透鏡體或殘塊，并有一些變質基性-超基性巖呈大小不等的透鏡體或不規則脈狀體產出。古元古代花崗巖類出露規模較小，呈零星分布，根據其侵位時間及變形作用，可劃分為構造前花崗質片麻巖類及構造后末變形的花崗巖類，前者形成于2.18～2.0Ga之間，尤以2.15～2.1Ga為主(藍廷廣等，2012; Liuetal., 2014b；Lanetal., 2015；王惠初等，2015b；田瑞聰等，2017；Chengetal., 2017)，后者形成于～1.85Ga(Liuetal., 2014b；Lietal., 2017)，它們可與遼-吉地區的古元古代花崗巖類對比，源自板內陸殼物質的重熔(Liuetal., 2014b)。

膠北地塊上古元古代粉子山群和荊山群屬于一套孔茲巖系(盧良兆等，1996)，與太古宙花崗質片麻巖之間尚未觀察到確切的不整合覆蓋關系，均呈構造接觸(王沛成，1995)，其具有3.34～2.10Ga的碎屑鋯石U-Pb年齡信息(Wanetal., 2006；謝士穩等，2014；肖志斌等，2017)；粉子山群遭受了綠片巖相-低角閃巖相變質作用，而荊山群則遭受了高角閃巖相-麻粒巖相變質作用，具有順時針P-T演化路徑(劉文軍等,1998; Zhouetal., 2004; 劉平華等, 2010, 2015; 王舫等, 2010; Tametal., 2011, 2012a, b; Liuetal., 2013c), 并伴隨普遍的深熔作用(Liuetal., 2014a)。變質鋯石U-Pb年代學研究表明, 其變質作用的時間約為1.95～1.85Ga (Zhouetal., 2008; Tametal., 2011, 2012a, b; Wanetal.，2011；劉福來等, 2012; Liuetal., 2013c)。

祥山變質輝長巖(變質基性雜巖)出露于煙臺萊山鎮的東南部(圖2)。區內出露的主要地質體包括新太古代奧長花崗質片麻巖(～2.65Ga)、古元古代荊山群和燕山期二長花崗巖。荊山群自下而上分為祿格莊組、野頭組和陡崖組(山東省地質礦產局，1991；盧良兆等，1996)。祿格莊組以夕線黑云片巖、大理巖為主，夾斜長透輝石巖；野頭組以大理巖、黑云片巖及透輝透閃巖、透輝變粒巖和透輝斜長角閃巖為主，夾角閃變粒巖、黑云片巖及透輝透閃巖等；陡崖組主要為黑云變粒巖、石墨透閃變粒巖、藍晶石榴斜長片麻巖夾透輝石英巖、黑云片巖等；并含大理石、石墨等礦產。變質輝長巖侵入到古元古代荊山群野頭組下部層位(祥山巖段)。區內野頭組中存在較多基性侵入體，并有大量的燕山期花崗巖侵入。野外實地考察表明，燕山期巖體的侵入在圍巖中出現了矽卡巖化，而基性侵入體因后期強烈的變形和變質作用，許多變成了斜長角閃巖、角閃斜長輝石巖、角閃輝石巖等具定向組構的巖石類型，與圍巖產狀協調，很難分辨哪些是變質地層(基性火山巖)，哪些是變形變質的基性侵入體。野外調查初步斷定野頭組祥山巖段中的斜長輝石巖、斜長角閃巖、黑云斜長片麻巖大多數與基性侵入體相關，它們不屬于地層而是變質基性雜巖的組成部分。這可能就是野頭組祥山巖段區域對比差異較大的主要原因。該地曾經作為野頭組(祥山巖段)的建組剖面，實際上并不理想。

圖2 煙臺萊山地區地質圖1-第四系；2-下白堊統；3-荊山群陡崖組；4-荊山群野頭組；5-荊山群祿格莊組；6-新太古代奧長花崗片麻巖；7-早白堊世二長花崗巖；8-晚侏羅世二長花崗巖；9-古元古代變質輝長巖及鐵礦體；10-斷層Fig.2 Geological map of Laishan area, Yantai, Shandong Province1-Quaternary; 2-Lower Cretaceous; 3-Douya Formation of Jingshan Group; 4-Yetou Formation of Jingshan Group; 5-Lugezhuang Formation of Jingshan Group; 6-Neoarchean trondhjemitic gneiss; 7-Early Cretaceous monzogranite; 8-Late Jurassic monzogranite; 9-Paleoproterozoic metagabbro and iron ore body; 10-fault

于埠變質輝長巖出露于平度市新河鎮東南部的于埠村東側(圖3)，區內出露巖石主要有新太古代小宋組含鐵建造、古元古代荊山群和粉子山群、以及古元古代花崗巖，并有少量燕山期花崗巖產出。小宋組含鐵建造原歸屬于粉子山群下部(于志臣，1996)，現重新厘定為新太古代(王惠初等，2015b)。區內荊山群與粉子山群和新厘定的小宋組未見直接接觸，荊山群僅出露野頭組和陡崖組，陡崖組中產石墨礦。于埠變質輝長巖以寬大巖脈狀產于野頭組地層中，發育片麻理構造，整體與地層的片麻理產狀一致，向北(北北東)方向低角度傾斜。鐵礦體產于變質輝長巖(輝石角閃巖、斜長角閃巖)的底部層位。

圖3 平度新河-明村地區地質簡圖1-新生界；2-古元古代粉子山群；3-荊山群陡崖組；4-荊山群野頭組；5-古元古代花崗巖；6-新太古代小宋組；7-斷層及推測斷層；8-古元古代變質輝長巖及鐵礦床；9-石墨礦層Fig.3 Sketch geological map of Xinhe-Mingcun area, Pingdu, Shandong Province1-Cenozoic; 2-Paleoproterozoic Fenzishan Group；3-Douya Formation of Jingshan Group; 4-Yetou Formation of Jingshan Group; 5-Paleoproterozoic granite; 6-Neoarchean Xiaosong Formation; 7-fault and inferred Fault; 8-Paleoproterozoic metagabbro and iron ore body; 9-graphite deposit

2 變質輝長巖的巖石組合及其地球化學特征

2.1 巖石特征

祥山巖體在地質圖上依然保存了巖株狀形態，其中的祥山鐵礦2015年仍在開采，主要在西南側進行硐采，北西側的露天采坑目前已閉坑，殘留的采坑深達百米(圖4a)，其兩側揭露出良好的巖石露頭(圖4b)，基性雜巖體與圍巖整體呈平行片麻理接觸，見有脈狀斜長角閃巖(變輝長巖)大致順層產于圍巖中，在巖體中也可見有大理巖殘片，揭示原來的侵入接觸關系。巖體邊部片麻理較強，向中心過渡片麻理減弱。祥山鐵礦含礦建造主要巖石類型有磁鐵角閃輝石巖、輝石斜長角閃巖、角閃斜長輝石巖、斜長角閃巖、角閃黑云斜長片麻巖和含角閃斜長花崗巖等。斜長花崗巖所占比例較小，僅局部可見。斜長花崗巖與輝長巖之間呈漸變過渡或巖脈狀貫入關系，野外露頭上斜長花崗巖風化面呈灰紅色，與變質輝長巖的色度反差并不大。祥山鐵礦的礦體主要賦存在(透輝)斜長角閃巖中，呈似層狀、透鏡狀產出。磁鐵礦體產狀與斜長角閃巖基本一致，底板為斜長角閃巖，頂板為含鐵角閃巖，礦層中有含鐵角閃巖夾層。

圖4 祥山和于埠變質輝長巖野外特征(a)祥山鐵礦采坑，采坑附近巖層產狀向西南傾斜30°～35°；(b)祥山鐵礦附近的變質輝長巖露頭；(c)于埠鐵礦采坑一壁，變質輝長巖呈似層狀構造，下部黃褐色夾層為斜長花崗巖；(d)于埠鐵礦附近的變質輝長巖，可見部分熔融的淺色體Fig.4 Field photos of the Xiangshan and Yubu meta-gabbros(a) Xiangshan iron mine pit, occurrence of rock strata: inclined 30°～35° to the southwest; (b) metamorphic gabbro in Xiangshan iron mine; (c) stratoid metagabbro in Yubu iron mine, the lower tawny layer is plagioclase granite; (d) metagabbro in Yubu iron mine with partial melting leucosome

于埠變質輝長巖 呈寬脈狀產出，出露寬700～800m，長度大于2km，目前采坑已廢棄。采坑北側揭示出較好的露頭剖面(圖4c)，主體為似層狀變質輝長巖，有少量角閃斜長花崗巖似層狀與變質輝長巖協調產出；變質輝長巖中也可見部分熔融現象，淺色體呈不規則脈體弱定向分布(圖4d)，變質輝長巖成分不均勻，采坑內可見角閃斜長輝石巖、輝石斜長角閃巖和斜長角閃巖等巖石類型。主要巖石特征如下：

角閃斜長輝石巖 巖石呈灰色，中粒-中粗粒似輝長結構，弱片麻狀構造。巖石由斜長石(Pl)、角閃石(Hbl)、單斜輝石(Cpx)、少量鉀長石和黑云母組成(圖5a)。斜長石呈半自形板狀，粒間鑲嵌狀分布，含量40%～60%不等，粒度一般2.0～3.5mm，部分0.5～2.0mm；粒內可見波狀消光、機械雙晶等變形特征，An值在28左右。暗色礦物主要為單斜輝石(30%～40%)和角閃石(10%～20%)，依變質改造程度單斜輝石和角閃石含量互為消長關系，單斜輝石和角閃石呈不規則柱、粒狀，雜亂分布，粒度一般0.2～2.0mm，少部分2.0～3.5mm；角閃石陽起石化，部分交代單斜輝石；單斜輝石部分可見角閃石反應邊，有時晶內嵌布斜長石。鉀長石呈他形粒狀，填隙狀、零散狀分布，粒度一般0.1～0.5mm；粒內可見格子雙晶。黑云母呈鱗片狀，零星狀分布，量少。巖石中見少量半自形-他形金屬礦物，不均勻分布，從手標本看主要為磁鐵礦和黃鐵礦，偶見黃銅礦；其中的金屬硫化物礦物多沿裂隙分布，應是后期熱液作用的結果。

圖5 變質輝長巖和斜長花崗巖鏡下特征(a)祥山變質輝長巖；(b)祥山斜長花崗巖；(c)于埠變質輝長巖；(d)于埠斜長花崗巖Fig.5 Microscope photographs of the meta-gabbro and plagiogranite(a) Xiangshan metagabbro; (b) Xiangshan plagiogranite; (c) Yubu metagabbro; (d) Yubu plagiogranite

輝石斜長角閃巖 巖石呈深灰色，弱片麻狀構造，主要礦物成分為角閃石(Hbl)、單斜輝石(Cpx)、斜長石(Pl)，副礦物為磁鐵礦、鋯石(圖5c)，蝕變礦物為次閃石、綠簾石、方解石、絹云母等。角閃石：他形柱狀，褐-綠色，閃石式解理，粒徑1～5mm，含量約50%～60%。斜長石：他形粒狀，粒徑1～2mm，含量約25%～30%，發育聚片雙晶，An=24～26，出現較強烈的絹云母化和綠簾石化。單斜輝石：他形柱狀，粒徑1～5mm，含量10%～15%，見輝石式解理，有不同程度的次閃石化和綠簾石化。副礦物：磁鐵礦、鋯石，少量。

角閃斜長花崗巖 巖石呈灰紅色-褐灰色，塊狀構造，主要礦物成分為斜長石(Pl)、石英(Qtz)、角閃石(Hbl)及少量副礦物(圖5b, d)。斜長石：他形粒狀，聚片雙晶，An=25～28，粒徑0.2～1mm，含量約60%～65%。石英：他形粒狀，有定向拉長和波狀消光，粒徑0.1～1mm，含量～30%。角閃石：半自形粒狀，粒徑0.1～1mm，含量5%～8%。副礦物主要為磁鐵礦，少量鋯石、磷灰石等。

2.2 巖石地球化學特征

本次工作在祥山變質輝長巖中采集了6件樣品，輝石斜長角閃巖、變質輝長巖(角閃斜長輝石巖)和斜長花崗巖各2件。在于埠變質輝長巖中采集樣品4件，輝石斜長角閃巖和斜長花崗巖各2件。樣品加工由廊坊市宇能巖石礦物分選技術服務有限公司承擔，巖石化學分析在中國地質調查局天津地質調查中心實驗室完成。主量元素采用X射線熒光光譜儀(XRF)測定，FeO采用氫氟酸、硫酸溶樣、重鉻酸鉀滴定容量法，分析精度優于2%。稀土元素和微量元素采用電感耦合等離子體質譜儀(TJA-PQ-ExCell ICP-MS)測定，分析精度優于5%。

樣品分析結果見表1?；瘜W分析結果與野外觀察基本一致，輝石斜長角閃巖SiO2含量在43.50%～49.44%，相對富鎂和鉀，MgO和K2O分別為5.73%～10.59%和1.00%～1.58%；變質輝長巖(角閃斜長輝石巖)SiO2含量為～54%，相對富鈉、低鎂和鉀，Na2O含量高為6.70%～7.10%， K2O含量0.37%～0.52%，MgO為2.26%～3.24%；TiO2含量也相對較高(1.70%～1.85%)。斜長花崗巖SiO2含量為69.66%～74.12%，富Na、貧K，Na2O含量為6.08%～7.14%，K2O為0.17%～0.49%，Al2O3含量為11.4%～12.24%，斜長花崗巖的化學成分與洋脊花崗巖相似，僅僅Al2O3含量偏低。在TAS分類圖解上，變質輝長巖類樣品屬堿性系列巖石(圖6a)，利用SiO2-AR(堿度率)投圖，樣品均落在堿性系列區(圖6b)。

表1 變質輝長巖及相關斜長花崗巖樣品的化學分析結果表(主量元素:wt%；稀土和微量元素:×10-6)Table 1 Chemical analysis results of metagabbro and related plagiogranite samples (major elements: wt%; trace elements: ×10-6)

續表1Continued Table 1

圖6 變質輝長巖和斜長花崗巖的TAS圖解(a，據Wilson，1989)和SiO2-AR(堿度率)圖解(b，據Wright，1969)Fig.6 TAS (a, after Wilson, 1989) and SiO2 vs. AR (b, after Wright, 1989) diagrams of the meta-gabbros and plagiogranites

稀土元素分析顯示，樣品的稀土含量較高，均為輕稀土富集型圖譜。稀土總量(∑REE)變質輝長巖為82.9×10-6～226.9×10-6，祥山輝長巖(117.9×10-6～226.9×10-6)總體較于埠輝長巖(82.9×10-6～92.6×10-6)稀土含量高。斜長花崗巖∑REE為171.1×10-6～428.6×10-6，稀土含量總體高于變質輝長巖。稀土分餾程度較強，變質輝長巖(La/Yb)N為3.1～11.81，祥山輝長巖輕重稀土分餾程度高于于埠輝長巖，分別為6.42～11.81和3.10～3.58。輕稀土分餾相對較強((La/Sm)N=1.99～5.27)，重稀土分餾相對較弱((Gd/Yb)N=1.31～1.64)；變質輝長巖銪異常不明顯，δEu=0.73～1.0，顯微弱Eu負異常或無異常(圖7a)。斜長花崗巖(La/Yb)N為2.95～9.33，分餾程度祥山略高于于埠，(La/Sm)N為2.05～3.53，(Gd/Yb)N為1.11～1.85，δEu為0.35～0.56，具明顯的Eu負異常(圖7b)。稀土圖譜未出現Eu正異常，表明基性巖漿未經過充分的分離結晶作用。

變質輝長巖的微量元素含量變化較大，尤其是大離子親石元素Rb、Ba、K、Sr、Pb。變質輝長巖和角閃斜長輝石巖多數樣品出現Sr虧損，有一定程度的Ti虧損，預示輝長巖形成的源區殘留相有斜長石。祥山變質輝長巖Pb明顯正異常，說明遭受了地殼物質的混染；于埠輝長巖Pb含量低，受地殼物質混染輕微(圖7c)。

微量元素上斜長花崗巖出現Ba、Sr、P、Ti虧損，明顯富集Th、U、Zr、Hf、Y、Yb，也表明源區殘留相有斜長石，指示源區深度較淺。Pb有一定程度的富集，表明遭受了一定程度的地殼混染(圖7d)。按照張旗等(2008)的Sr-Yb分類，本區斜長花崗巖屬于非常低Sr(26.6～60)高Yb(6.41～7.21)的洋脊型斜長花崗巖，形成于地殼減薄的低壓背景，殘留相為角閃巖或輝石巖，推測斜長花崗巖可能是在含水條件下由輝長巖部分熔融形成，區內的角閃輝石巖可能就是輝長巖部分熔融后的殘留相(由斜長石+角閃石+輝石組成)。

圖7 變質輝長巖和斜長花崗巖球粒隕石標準化稀土元素配分圖(a、b, 標準化值據Boynton, 1984)和原始地幔標準化微量元素蛛網圖(c、d, 標準化值據Sun and McDonough, 1989)Fig.7 Chondrite-normalized REE pattern (a, b, normalization values after Boynton, 1984) and primitive-mantle normalized trace element spidergrams (c, d, normalization values after Sun and McDonough, 1989) of metagabbros and plagiogranites

3 同位素年代學及Hf同位素

3.1 鋯石U-Pb測年

在祥山鐵礦和于埠鐵礦區各采集了1件變質輝長巖和1件斜長花崗巖同位素測年樣品，樣品號分別是12SD10、14SD3-1、17SD5-4和17SD5-1。樣品的鋯石分選由河北宇能公司完成。樣品12SD10采用SHRIMP法測年，鋯石制靶、陰極發光照相和年齡測試均在北京離子探針中心完成。測試方法與流程見文獻(宋彪等，2002)。另外3個樣品采用LA-ICPMS法測年，鋯石制靶和陰極發光照相委托北京鋯年領航科技有限公司完成。鋯石U-Pb定年和Hf同位素分析測試分析均在天津地質調查中心同位素實驗室完成。測試方法及流程參見文獻(李懷坤等,2010;耿建珍等,2011)。

從祥山變質輝長巖中分選出的鋯石多呈渾圓狀或橢球狀，部分現尖角，粒徑一般在100μm左右，最大可達150μm；陰極發光圖像顯示鋯石大多數具有深色的殘核和淺色的幔部結構，幔部呈較弱的環狀分帶；部分顆粒為具有扇形或冷杉狀分帶的變質鋯石特征；少部分鋯石具有淺色的生長棱角(圖8a)。

圖8 變質輝長巖和斜長花崗巖中鋯石的陰極發光圖像(a)祥山變質輝長巖；(b)祥山斜長花崗巖；(c)于埠變質輝長巖中殘余的巖漿結晶鋯石；(d)于埠斜長花崗巖Fig.8 The CL images of zircons from the metagabbro and plagiogranite(a) Xiangshan metagabbro; (b) Xiangshan plagiogranite; (c) residual magmatic zircon in Yubu metamorphic gabbro; (d) Yubu plagiogranite

于埠變質輝長巖中的鋯石以橢球狀為主，部分形態不規則，粒徑一般在70～100μm。陰極發光圖像顯示，多數鋯石不同程度地保留有巖漿結晶鋯石和捕獲鋯石的殘核(圖8c)，變質邊寬窄不一，部分鋯石呈現出高級變質作用形成鋯石的冷杉狀斑紋。

祥山斜長花崗巖中分選出的鋯石較多，多數呈渾圓狀，部分呈不規則狀，粒徑也在100μm左右。陰極發光圖像上幾乎均具有深色的核部和淺色的外環，總體上從核部到邊部顏色變淺，環帶模糊稀疏(圖8b)；形態和陰極發光圖像與典型的變質鋯石有差異，推測是部分熔融作用期間形成的鋯石，與深熔作用初期形成的深熔鋯石相似。

于埠斜長花崗巖中的鋯石特征與祥山斜長花崗巖中的鋯石類似(圖8d)。多為渾圓狀晶形，陰極發光圖形顯示顏色內深外淺，色深的核部似乎具變質鋯石特征，色淺的幔部具有不清晰的震蕩環帶，具有深熔作用初期深熔鋯石特點。

祥山變質輝長巖樣品 (12SD10)的鋯石采用SHRIMP法測年，測年結果見表2 。共測試了27個數據點，其中兩顆鋯石對其核部和邊部分別進行了測試。測試結果顯示，鋯石的Th/U比值相差甚大，變化范圍在0.09～1.48之間(表2、圖9)，并無變質鋯石通常Th/U比值均較低的特點；但獲得的207Pb/206Pb年齡值基本一致， 變化范圍在1784～1904Ma之間，大部分集中在1810～1860Ma。數據點諧和程度較高，均落在一致曲線上或其附近，顯示沒有發生明顯的鉛丟失(圖10a)。207Pb/206Pb年齡的加權平均值為1851±9Ma，應代表輝長巖發生變質作用的時代。兩顆鋯石的核部與增生邊的測試數據在誤差范圍內一致，顯示變質作用強烈，鋯石變質改造較徹底。

圖9 變質輝長巖和斜長花崗巖樣品鋯石的Th/U-207Pb/206Pb年齡圖Fig.9 Th/U vs. 207Pb/206Pb age diagram of zircons from metagabbro and plagiogranite samples

圖10 變質輝長巖和斜長花崗巖鋯石U-Pb年齡諧和圖(a)祥山變質輝長巖(SHRIMP)；(b)祥山斜長花崗巖(LA-ICP-MS)；(c)于埠變質輝長巖(LA-ICP-MS)；(d)于埠斜長花崗巖(LA-ICP-MS)Fig.10 Zircon U-Pb concordia diagrams of the meta-gabbro and plagiogranite samples(a) Xiangshan metagabbro(SHRIMP)；(b) Xiangshan plagiogranite (LA-ICP-MS)；(c) Yubu metagabbro (LA-ICP-MS)；(d) Yubu plagiogranite (LA-ICP-MS)

祥山斜長花崗巖樣品(14SD03-1)的鋯石采用LA-ICP-MS法測年，測試結果列于表3。該樣品共測試了30個測點，年齡數據近于一致，均落在諧和線上(圖10c)，大致構成的不一致線上交點年齡為1848±10Ma，207Pb/206Pb加權平均年齡為1848±8Ma(圖10c)。鋯石的Th/U比值極小，除1個測點為0.228外，其它均小于0.1(0.018～0.074)(圖9)，顯示出深熔重結晶鋯石的特點(Corfuetal., 2003; Wanetal., 2009; Dongetal., 2014; 馬銘株等，2015)，具有“深熔作用初期形成的深熔鋯石環帶模糊稀疏，隨著深熔作用加強，深熔鋯石巖漿環帶逐漸發育；深熔作用初期階段形成的深熔鋯石Th/U比值很低(<0.1)，隨著深熔作用加強，深熔鋯石Th/U比值增大，但通常小于0.3”的特點(萬渝生，“鋯石成因研究及地質應用”講義，2016)。

表3 祥山鐵礦斜長花崗巖(樣品14SD03-1)鋯石的LA-ICP-MS U-Pb測年數據表Table 3 LA-ICP-MS U-Pb dating data of zircons from the plagiogranite (Sample 14SD03-1) in Xiangshan deposit

祥山鐵礦的變質輝長巖和斜長花崗巖樣品的鋯石U-Pb年齡近于一致，均在～1850Ma，代表含鐵建造遭受變質作用改造的時代，其中斜長花崗巖的年齡也代表輝長巖部分熔融作用的時代。

對于埠輝長巖樣品(17SD05-4)的鋯石共測試了24個數據點(表4)。年齡數據除7號點外，其它數據點均位于諧和曲線上或其附近(圖10b)，給出了4組年齡值，分別是2571±24Ma(2個點)、2390±26Ma(2個點)、2052±23Ma(5個點)和1834±5Ma(13個點)。前三個年齡值均出自鋯石殘核，其中～2.05Ga的殘核部分具有輝長巖結晶鋯石特征，陰極發光圖像呈現長條狀晶型和板狀晶紋(圖10c)，Th/U比值為0.37～0.61，可以代表輝長巖的結晶年齡。而～1.83Ga的一組數據與祥山變質輝長巖的數據相似，Th/U比值變化大(Th/U=0.022～0.707)(圖9)，但年齡數據非常一致，鋯石的Th/U比值可能繼承了巖漿結晶鋯石或捕獲鋯石的一些特征。

表4 于埠鐵礦變質輝長巖和斜長花崗巖樣品中鋯石的LA-ICP-MS U-Pb測年數據Table 4 LA-ICP-MS U-Pb dating results of zircons from the meta-gabbro and plagiogranite samples in Yubu deposit

于埠斜長花崗巖樣品(17SD05-1)的鋯石共測試了25個數據點(表4)，所有25個數據點均位于諧和線上，且數據集中，給出了1873±5Ma的諧和年齡(圖10d)。其中16.1和16.2兩個數據點為同一顆鋯石的殘核和幔部，給出了幾乎一致的年齡信息，表明深熔作用對先存鋯石的改造較徹底。鋯石的Th/U比值為0.08～0.29(圖9)，多數>0.1，與典型變質鋯石的Th/U比值有所不同，而具有深熔鋯石特點。

3.2 鋯石Hf同位素特征

對祥山變質輝長巖(12SD10)和斜長花崗巖(14SD03-1)以及于埠變質輝長巖(17SD5-4)樣品進行了鋯石原位Hf同位素測試。其中祥山變質輝長巖(12SD10)共測試了14個數據點，祥山斜長花崗巖(14SD03-1)測試了12個數據點；于埠變質輝長巖(17SD5-4)測試了21個數據點，其中9個數據為殘余鋯石測點，12個數據為變質鋯石測點(表5、圖11)。

圖11 鋯石的εHf(t)-207Pb/206Pb年齡圖(a)祥山變質輝長巖和斜長花崗巖；(b)于埠變質輝長巖Fig.11 εHf(t) vs. 207Pb/206Pb age diagrams of zircon(a) Xiangshan meta-gabbro and plagiogranite; (b) Yubu meta-gabbro

表5 鋯石Hf同位素測試結果表Table 5 Results of measured Hf isotope compositions of zircons from the meta-gabbro and plagiogranite samples

續表5Continued Table 5

從測試數據可以看出(表5)，鋯石的176Lu/177Hf有非常低的比值，由Lu衰變形成的176Hf很少，因此鋯石在形成后基本沒有明顯的放射性成因的積累，所測定樣品中的176Hf/177Hf基本可以代表其形成時體系的Hf同位素組成。對于地幔來源的鎂鐵質巖石而言，如果εHf(t)值多為正值，且Hf模式年齡(tDM)與其形成年齡相近，則表明該鎂鐵質巖石來源于虧損地幔；如果Hf模式年齡大于其形成年齡，則表明其巖漿源區受到過地殼物質的混染或來自于富集型地幔(吳福元等，2007)。

根據測試結果，祥山變質輝長巖樣品(12SD10)中鋯石的εHf(t)值均為負值(-2.39～-0.27)(圖11a)；一階段Hf模式年齡(tDM)為2229～2318Ma(平均為2288Ma)；二階段Hf模式年齡(tDM(Hf)c)為2404～2621Ma，平均為2568Ma。如果變質鋯石源自輝長巖的結晶鋯石，則指示輝長巖形成于古元古代中期，并遭受了一定程度的地殼混染；如果變質鋯石源自捕獲鋯石，則指示這些鋯石來自新太古代晚期的新生地殼。斜長花崗巖樣品(14SD03-1)中鋯石的εHf(t)值除1個數據為正值(+3.39)外，其余均為負值(-4.33～-0.04)(圖11a)；一階段Hf模式年齡(tDM)為2140～2450Ma(平均為2350Ma)，指示一定程度上繼承了變質輝長巖的Hf同位素特點；二階段模式年齡為2297～2780Ma，平均為2635Ma，也指向新太古代晚期新生地殼。

于埠變質輝長巖(17SD5-4)中變質鋯石的εHf(t)值為-1.59～+3.15，平均為+0.35，一階段Hf模式年齡(tDM)為2117～2303Ma(平均為2224Ma)，二階段Hf模式年齡 (tDM2)為2293～2587Ma(平均為2466Ma)，同樣指示輝長巖可能形成于古元古代中期。～2.05Ga的巖漿結晶鋯石的εHf(t)值均為正值(+1.87～+3.64)(圖11b)，一階段Hf模式年齡(tDM)為2292～2381Ma(平均為2327Ma)，指示于埠變質輝長巖源自古元古代中期的虧損地幔； 其它年齡較老的鋯石εHf(t)值均為正值，二階段模式年齡指示新太古代中期的新生地殼。

4 討論

4.1 變質輝長巖的形成構造背景

輝長巖與玄武巖一樣可以形成于陸內伸展、大陸裂谷、大洋洋脊、島弧或弧后盆地等不同的構造背景，許多鎂鐵質巖石利用巖石地球化學數據進行構造環境判別往往會出現一些相互矛盾的信息。

本文研究的變質輝長巖樣品，存在于古元古代造山帶中。利用微量元素圖解進行構造環境判別，在Zr/Y-Zr圖解上(Pearce and Norry，1979)，樣品基本落入板內玄武巖區(圖12a)。在Nb×2-Zr/4-Y圖解上(Meschede, 1986)，變質輝長巖樣品主要投在板內拉斑玄武巖區(C區)及附近(圖12b)。在Th/Hf-Ta/Hf圖解上(汪云亮等，2001)，樣品主要落在陸內裂谷或大陸邊緣裂谷背景區(圖13a)。在La/Zr-Nb/Zr圖解上(李永軍等，2015)，總體屬于板內伸展構造背景(圖13b)。但是在Ti×100-Zr-Y×3(Pearce and Cann，1973)和Th-Hf/3-Ta(Wood，1980)等圖解上均落入了與鈣堿性玄武巖相關區域(圖略)，在Ti-Zr圖解(Pearce and Cann，1973)上則一部分落在板內玄武巖區，一部分落在島弧玄武巖區；微量元素蛛網圖上也顯示出一定程度的Nb、Ta負異常(圖7c)，指示可能與島弧構造背景相關。這些微量元素構造環境判別圖解給出了相互矛盾的構造背景信息，其原因可能主要是受地殼物質混染、高級變質作用和深熔作用的影響。在此情況下，成礦作用專屬性可以成為寄主巖石構造環境判別的重要標志，祥山變質輝長巖和于埠變質輝長巖中均產有巖漿熔離型磁鐵礦礦床，成礦作用的專屬性決定了這2個變質輝長巖體屬于層狀侵入體類型，形成于大陸拉張構造背景。

圖12 變質輝長巖的Zr/Y-Zr圖解(a，據Pearce and Norry，1979)和Nb-Zr-Y圖解(b，據Meschede,1986) A1-板內堿性玄武巖；A2-板內堿性玄武巖和板內拉斑玄武巖；B-富集型洋脊玄武巖；C-板內拉斑玄武巖；D-正常洋脊玄武巖和火山弧玄武巖Fig.12 Zr/Y vs. Zr diagram (a, after Pearce and Norry, 1979) and Nb-Zr-Y diagram (b, after Meschede, 1986) for the meta-gabbrosA1-within-plate alkali basalt；A2-within-plate alkali basalt and within-plate tholeiites；B-E-type MORB；C-within-plate tholeiites and volcanic-arc basalt；D-N-type MORB and volcanic-arc basalt

圖13 變質輝長巖的Th/Hf-Ta/Hf圖解(a, 據汪云亮等，2001)和La/Zr-Nb/Zr圖解(b, 據李永軍等，2015)Fig.13 Th/Hf vs. Ta/Hf diagram (a, after Wang et al., 2001) and La/Zr vs. Nb/Zr diagram (b, after Li et al., 2015) of meta-gabbros

4.2 變質輝長巖中斜長花崗巖的成因探討

斜長花崗巖以強烈的富鈉貧鉀(Na2O/K2O>10)為特征。許多斜長花崗巖與蛇綠巖共生，張旗等(2008)根據巖石中Sr-Yb關系，將斜長花崗巖劃分為高Sr低Yb的西灣型、低Sr低Yb的月牙山型、低Sr高Yb的安達曼型和非常低Sr高Yb的洋脊型。祥山變質輝長巖和于埠變質輝長巖體中的斜長花崗巖與大洋斜長花崗巖的主要氧化物特征相似，高鈉(Na2O=6.08%～7.14%)低鉀(K2O=0.17%～0.49%)，Na2O/K2O=13～42，非常低Sr(26.6×10-6～60.0×10-6)和高Yb(6.41×10-6～7.21×10-6)。

斜長花崗巖的成因前人做過許多研究工作，尤其是蛇綠巖中斜長花崗巖，Coleman and Peterman (1975)、Coleman and Donato (1979)對其進行了系統總結, 認為它們主要是大洋玄武質巖漿結晶分異的產物。目前對斜長花崗巖的成因仍有不同認識，主要有如下幾種觀點：(1)初始MORB熔體晚期分異形成；(2)輝長巖部分熔融形成；(3)拉斑玄武質熔體不混溶形成；(4)早先蝕變的基性巖墻經部分熔融同化混染作用形成(張旗等，2008)。實驗研究表明，因富水流體的觸發而使深部洋殼發生部分熔融是斜長花崗巖最可能的形成機制(Koepke，2004，2007)。多數斜長花崗巖可能是含水條件下輝長巖部分熔融形成的(Pedersen and Malpas, 1984; Flagler and Spray, 1991; 張旗和周國慶，2001；Koepke，2004，2007)。

Koepkeetal. (2007)的研究表明，TiO2是區分基性巖石中產生富SiO2熔體不同過程的關鍵因素：低Ti是部分熔融的標志，TiO2在輝長巖深熔作用產生的熔體中具有相對較低的含量，這主要是受原巖中TiO2含量低的制約，洋殼中的典型堆晶輝長巖具有Ti虧損特征。而由MORB分離結晶或液態不混溶產生的熔體中TiO2相對較高。許多大洋斜長花崗巖中TiO2含量遠低于通過單純的MORB分離結晶或不混溶所產生的那些斜長花崗巖，因此低Ti的斜長花崗巖可視為深熔產物。祥山輝長巖和于埠輝長巖中的斜長花崗巖具有低的Ti含量(0.26%～0.76%)，在TiO2-SiO2圖解(Koepkeetal., 2007)中落在部分熔融區域，且隨SiO2的升高Ti有降低的趨勢(圖14)。

圖14 斜長花崗巖樣品的TiO2-SiO2圖解Fig.14 TiO2 vs. SiO2 diagram of plagiogranite samples

本次研究的斜長花崗巖呈脈狀或似層狀產于變質輝長巖中，與輝長巖為漸變或平行片麻理接觸。斜長花崗巖中斜長石為更長石而非堿性長石，稀土曲線雖顯示出Eu負異常，但異常較弱，且輕重稀土分餾明顯，表明斜長花崗巖不屬于“A” 型花崗巖。

斜長花崗巖的形成年齡與輝長巖的變質年齡相當，而與輝長巖的形成年齡有較大差異，說明斜長花崗巖并非是輝長質巖漿分離結晶產物。斜長花崗巖中的鋯石具有暗色的繼承鋯石殘核和不甚發育震蕩環帶的幔部，鋯石的Th/U比值<0.3，大部分<0.1，具有深熔鋯石特征(Corfuetal., 2003; Wanetal., 2009; Dongetal., 2014; 馬銘株等, 2015)。斜長花崗巖鋯石的Hf同位素也繼承了輝長巖鋯石的Hf同位素特點。斜長花崗巖的Sr、Yb含量特征指示形成于壓力較低的伸展背景。因此可以推斷，變質輝長巖中的斜長花崗巖是輝長巖卷入古元古代造山過程，在造山峰期后的抬升過程中部分熔融的產物。

4.3 對古元古代膠-遼-吉帶演化過程的制約

膠北地塊上發育多期古元古代基性巖漿活動。董春艷等(2011)對萊陽-南墅一帶侵入荊山群的變質基性巖(萊州基性-超基性巖組合)進行了鋯石SHRIMP U-Pb 測年，結果顯示遭受低級變質的閃長巖(S0835)巖漿鋯石年齡為1852±9Ma (MSWD=2.1)，遭受中高級變質的輝長巖(S0816) 變質鋯石年齡為1865±11Ma (MSWD=0.76) 。劉平華等(2013)從萊陽西留變質輝長巖(麻粒巖)中獲得巖漿結晶年齡為2102±3Ma；并對分布在膠東平度-萊陽-煙臺一帶太古宙TTG片麻巖中的超鎂鐵質巖進行了同位素年代學研究，認為這些超鎂鐵質巖遭受了高壓麻粒巖相變質作用，高壓變質時代為1857～1877Ma，峰期后的中低壓角閃巖相-麻粒巖相退變質作用發生在1820～1840Ma之間(劉平華等，2011)。田京祥等(2018)獲得萊州山孫家變質輝長巖成巖鋯石SHRIMP U-Pb年齡為2145±8Ma (MSWD=3.2)，變質年齡為1823±15Ma (MSWD=0.66)；萊西前山珍超基性巖的變質年齡為1839±9Ma (MSWD=1.4)，殘余鋯石獲得了～2.1Ga的年齡信息；平度三埠李家一帶的變質輝長巖也獲得了2.14Ga的成巖年齡信息和1852～1899Ga的變質年齡。本文從于埠變質輝長巖中獲得了2.05Ga巖漿結晶年齡。顯示膠北地塊上存在～2.15Ga、～2.1Ga、～2.05Ga和～1.85Ga的四期基性巖漿活動。

Liuetal. (2014b)在福山和萊西分別發現2181±12Ma和2095±12Ma的二長花崗片麻巖。王惠初等(2015b)在灰埠以南的花崗片麻巖中測得鋯石U-Pb年齡為2.17Ga；Lanetal. (2015)測得東辛莊侵入粉子山群的鉀長花崗巖和鈉長花崗巖的鋯石U-Pb年齡分別為2.19Ga和2.17Ga；肖志斌等(2017)測得昌邑博陸山鉀長花崗片麻巖巖漿鋯石年齡為2093±12Ma；田瑞聰等(2017)獲得昌邑東辛莊片麻狀二長花崗巖的年齡為2182±13Ma，三埠李家的二長花崗巖年齡為2080±9Ma，昌邑青山片麻狀花崗巖的年齡為2045±8Ma；Lietal. (2017)在萊山附近確定了1.86Ga的淡色花崗巖(鉀長花崗巖和鈉長花崗巖)；Chengetal. (2017)在郭城地區的二長花崗巖中獲得了 2110±4Ma和2105±7Ma的鋯石U-Pb年齡。由此可見花崗質巖石中也存在～2.18Ga、～2.10Ga、～2.05Ga和～1.86Ga的四期酸性巖漿活動，與基性巖漿事件構成四期雙峰式巖漿巖組合。除～1.85Ga的閃長巖為形成于造山末期外，其它已識別出的三期雙峰式巖漿事件指示了膠北地塊在2.15～2.05Ga期間為連續或斷續的伸展過程?？膳c遼-吉地區的古元古代巖漿活動相對比(Li and Zhao, 2007; Lietal., 2012; 董春艷等, 2012; Li and Chen, 2014; Yuanetal., 2015; 劉建輝等, 2015; 劉福來等, 2015；王惠初等，2015a； Wangetal., 2016, 2017b; Xuetal., 2018)，說明古元古代巖漿活動在膠-遼-吉帶普遍存在，且與華北克拉通古元古代期間(2300～1950Ma) 的構造熱事件(Zhai and Liu, 2003; 翟明國和彭澎，2007)相一致。與相鄰的晉冀蒙地區比較，目前在膠-遼-吉帶中尚未識別出晉冀蒙地區廣泛發育的～1.92Ga的基性巖墻侵位和大面積分布的深熔“S”型花崗巖(鐘長汀等, 2007；Pengetal., 2010；Guoetal., 2012; Wanetal., 2013; Peng, 2015; Wangetal., 2017a; 王智等，2020)。

前人研究將荊山群的形成時代限定在2.2～1.87Ga之間(Wanetal., 2006; 董春艷等，2011；謝士穩等，2014)。此外，大量變質作用年齡和斜長花崗巖～1.87Ga及閃長巖～1.85Ga的形成年齡，指示膠東地區從擠壓體制轉入伸展體制的時間在～1.87Ga。本次工作從于埠侵入荊山群野頭組的變質輝長巖中獲得了2052±23Ma，說明荊山群的大部分沉積在～2.05Ga之前。對于荊山群和粉子山群的沉積環境，早期多認為形成于裂谷環境，最近幾年有學者提出了弧后盆地或活動大陸邊緣的認識(李洪奎等，2013；陸松年等，2017；Xuetal., 2018；Hoernleetal., 2020)。多期雙峰式巖漿巖組合和變質輝長巖的成礦專屬性，指示荊山群和粉子山群沉積構造背景為大陸裂谷或大陸裂解后的被動大陸邊緣環境，古元古代的造山事件應發生在2.0Ga之后(碰撞造山最有可能發生在1.92～1.87Ga)。

膠北地塊上高壓基性麻粒巖主要分布在萊陽-棲霞一帶的太古宙變質雜巖中(劉文軍等，1998； Zhouetal., 2004, 2008; Tametal., 2011, 2012a；劉平華等, 2012)，多數是由侵入太古宙TTG片麻巖中的基性巖墻變質而成，即使原巖屬于古元古代的高壓變質泥巖(麻粒巖)也是作為卷入太古宙片麻巖中的殘片存在，很可能是被太古宙大陸地殼裹挾俯沖到地殼深部的產物(Lietal., 2012)。較大面積出露的荊山群主體未發生高壓麻粒巖相變質作用(侵入荊山群的變質輝長巖中未發現石榴石)，可以看成是被太古宙俯沖大陸邊緣推擠到一起的變質沉積巖的堆疊體，相當俯沖大陸邊緣前鋒的增生雜巖，其本身已不具備成層、有序的地層特征，應稱之為荊山巖群。而粉子山群則可能是覆蓋或是逆沖在大陸地塊上的淺變質地層，其沉積時限或是與荊山(巖)群同時，或是延續至更晚。

以板塊構造觀點從地球動力學上分析，大陸裂谷不可能逆轉為碰撞造山帶。因此，建議將膠-遼-吉古元古代活動帶的形成演化劃分為兩個主要階段：

早期大陸裂解-穩定陸緣發育階段(約2.2～2.0Ga)：該階段在裂谷盆地和演化的穩定大陸邊緣上接受了巨量的碎屑巖和碳酸鹽巖沉積，碎屑物來源應包括裂解階段早期的火山巖、不斷抬升的“A”型花崗巖和來自太古宙大陸地殼的物質，沉積碎屑從成熟度低逐漸向成熟度高的方向演化；而另一側的大陸塊體裂解后漂移離去。目前許多研究者認可的遼-吉造山帶另一側的狼林地塊并非是一個太古宙陸塊，而是膠-遼-吉造山帶的一部分(王惠初等，2015a；吳福元等，2016)。

晚期俯沖-碰撞階段(約2.0～1.85Ga)：該階段膠北地塊與另一地塊發生拼合造山作用，這一地塊并非是原先裂解而去的另一側大陸。板塊重建研究顯示與膠北地塊拼合的陸塊很可能是剛果-圣弗蘭西斯科克拉通(Pengetal., 2011; Peng, 2015; Cederbergetal.，2016; Xuetal.，2017；de Andrade Caxitoetal.，2020)或是澳大利亞北部的一些小地塊(Peng, 2010; Meert and Santosh, 2017; Zhangetal., 2017; Lietal., 2019)。膠北地塊大陸邊緣向下俯沖，兩個陸塊之間形成了巨大的增生雜巖，深熔作用和島弧巖漿作用提供了大量的新生碎屑物源；膠北地塊大陸邊緣裹挾著部分古元古代沉積巖俯沖到地殼深部形成了高壓泥質麻粒巖，太古宙片麻巖中的基性巖則形成了高壓基性麻粒巖。碰撞造山后的折返或抬升過程中發生了較強烈的深熔作用，在遼東吉南一帶形成了大量的“S”型石榴花崗巖(1.91～1.87Ga，路孝平等，2004；Zhaoetal., 2006; Zhaietal., 2007; 王惠初等，2015a)，膠-遼-吉帶中出現了廣泛的部分熔融成因的淡色花崗巖(Liuetal., 2014a，2019)，以及輝長巖中部分熔融的斜長花崗巖(～1.87Ga)。造山帶的根部帶剝露地表，有可能使曾經的島弧巖漿巖剝蝕殆盡。

5 結論

(1)祥山和于埠變質輝長巖侵入古元古代荊山群野頭組，輝長巖中產有“祥山式”巖漿熔離型鐵礦，成礦的專屬性指示輝長巖體屬于層狀侵入體類型，形成于大陸伸展構造背景。在祥山變質輝長巖中獲得了1851±9Ma的變質年齡，在于埠變質輝長巖中獲得了2052±23Ma的鋯石U-Pb成巖年齡和1834±5Ma的變質年齡?！?.05Ga的巖漿結晶鋯石的εHf(t)值均為正值(+1.87～+3.64)，一階段Hf模式年齡(tDM)為2292～2381Ma(平均為2327Ma)，指示于埠變質輝長巖源自古元古代中期的虧損地幔。侵入野頭組的于埠變質輝長巖的成巖年齡對荊山群的沉積時限有一定制約作用，說明荊山群的大部分應形成于2.2～2.05Ga之間，沉積于大陸裂谷-穩定大陸邊緣的構造環境。

(2)祥山變質輝長巖和于埠變質輝長巖中有少量斜長花崗巖產出，斜長花崗巖具有類似于大洋斜長花崗巖的巖石特征，是輝長巖部分熔融的產物。斜長花崗巖中的鋯石與輝長巖中的變質鋯石略有不同，Th/U比值較為集中(0.01～0.29)，且均<0.3，具有初始熔體中結晶鋯石特征。從斜長花崗巖中獲得了1848±8Ma和1873±5Ma的深熔鋯石U-Pb年齡，指示～1.87Ga已由擠壓構造體制轉變為伸展構造體制。

(3)結合前人研究成果，可以總結出膠北地塊乃至整個膠-遼-吉帶上，2.2～2.05Ga期間存在周期性的雙峰式巖漿活動，目前已識別出2.18～2.15Ga、～2.10Ga、～2.05Ga的三期雙峰式巖漿巖構造組合，指示膠-遼-吉帶2.2～2.05Ga期間總體為伸展構造背景。因此建議將膠-遼-吉活動帶的形成演化過程劃分為兩個階段，早期為大陸裂解-穩定陸緣演化階段(2.2～2.0Ga)，沉積了巨量的陸緣碎屑巖-碳酸鹽巖；晚期為俯沖-碰撞造山階段(2.0～1.85Ga)，膠-遼-吉帶褶皺造山。膠北地塊大陸邊緣裹挾著部分荊山群沉積巖俯沖到地殼深部，形成了高壓基性麻粒巖和高壓泥質麻粒巖。荊山(巖)群作為俯沖前鋒推擠的堆疊物，具有增生雜巖性質。

致謝參加野外工作的還有孫義偉、曾樂、牛廣華等同志。本文成文過程中得到了李三忠教授、萬渝生研究員、劉超輝研究員和郭敬輝研究員的熱情幫助，提供了許多中肯建議，在此深表謝意。感謝國家科技基礎條件平臺北京離子探針中心的頡頏強等同志在樣品裝載、儀器調試、儀器監控和數據處理方面所提供的幫助。

謹以此文祝賀沈其韓先生百歲華誕