胶-辽-吉带构造属性与演化阶段新划分：胶北变质辉长岩的启示

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

1. 中国地质调查局天津地质调查中心，天津 300170

2. 中国地质调查局前寒武纪地质研究中心，天津 300170

3. 中国地质调查局国际矿业研究中心，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

镁铁质-超镁铁质岩既具有成矿作用的专属性，又具有产出构造背景的指向意义，长期为地学界所关注(吴利仁，1963; Naldrett and Cabri, 1976; Naldrett, 1981, 1999；Naldrett and Gruenewaldt, 1989; 张旗，1992，2014；董显扬等，1995；张旗等，1997；Dilek，2003；汤中立，2004；王玉往和王京彬，2006；Dilek and Furnes, 2011; Hoernleetal., 2020)。许多镁铁质-超镁铁质岩体中赋存有具重要经济价值的Cr、Fe、Ti、V、Ni、Cu和PGE等矿产资源。

吴利仁(1963)按镁铁比值(m/f)将基性-超基性岩划分为镁质超基性岩(m/f>6.5)、铁质超基性岩(m/f=2～6.5)、富铁质超基性岩(m/f=0.5～2)、铁质基性岩(m/f=0.5～2)和富铁质基性岩(m/f=0～0.5)。后进一步归纳为镁质、铁质和富铁质三类。富铁质基性-超基性岩体多出现于地台区, 或与碱性岩有成因联系，成矿作用往往与铜镍硫化物矿床或钒钛磁铁矿矿床相关，其中单一的富铁质基性岩体以偏碱性辉长岩-辉绿岩为代表。

Naldrett and Cabri (1976)依据镁铁质-超镁铁质岩体产出的构造背景、岩石组合及相关的矿产特征，提出了一个比较系统的分类方案，将镁铁质-超镁铁质岩体划分为产出在活动造山区和非造山稳定区两大类：造山区镁铁质-超镁铁质岩体包括；①与地槽火山岩同时侵位的橄榄岩和斜长岩，②阿尔卑斯型岩体，③阿拉斯加型杂岩体等三种亚型；非造山区镁铁质-超镁铁质岩体包括：①大型层状杂岩体，②与溢流玄武岩相关的岩席，③中小型侵入体，④碱性环状杂岩与金伯利岩等四种亚型。汤中立(2004)总结了中国镁铁、超镁铁岩浆矿床成矿系列，将该类矿床成矿地质背景归纳为两类, 即古大陆(克拉通) 和造山带。其中，古大陆上的大部分重要岩浆矿床都发育于克拉通边缘, 与那里曾经发生过的裂谷作用或大规模溢流玄武岩有关, 少数重要矿床(如大庙式等)产于克拉通内部。

层状侵入体是地球上成矿作用最有利的镁铁质-超镁铁质岩体，通常含大型-超大型铁钛钒、铬、PGE及铜镍硫化物等矿床。如世界闻名的美国Stillwater岩体、南非Bushveld岩体、津巴布韦Great Dyke、格陵兰的Skaergaard岩体，以及加拿大的Muskox岩体等。我国的攀枝花、大庙、金川岩体等也属于这种类型。层状侵入体产于板内环境，是一类富铁质的镁铁-超镁铁岩，其规模差异甚大，大的如Bushveld等大火成岩省，小的如河北大庙、甘肃金川、新疆黄山、云南白马寨等，有的岩体长仅数十至数百米，以辉长岩或辉绿岩的形式产出(张旗，2014)。

华北克拉通上古元古代镁铁质侵入体发育，尤其是以胶-辽-吉带和孔兹岩带为代表的古元古代造山带中发育多期次的镁铁质侵入体，多以岩墙状或小侵入体的形式产出，遭受了麻粒岩相-角闪岩相的变质作用(Pengetal., 2010；董春艳等，2011; 刘平华等，2011，2013；Guoetal., 2012; Wanetal., 2013; Peng, 2015; Wangetal., 2016，2017b; Xuetal., 2018; 田京祥等，2018；王智等，2020; 张家辉等，2020)。

胶北地块上古元古代变质镁铁质侵入体分布广泛，但规模均较小，形成时代多介于2.15～1.85Ga之间(董春艳等，2011; 刘平华等，2011，2013；颉颃强等，2013；田京祥等，2018)。一部分产于太古宙TTG片麻岩中，往往遭受了高压麻粒岩相变质作用；一部分则产在古元古代荆山群中，遭受了高角闪岩相-麻粒岩相变质作用；而粉子山群中则鲜有报道。烟台祥山变质辉长岩和平度于埠变质辉长岩是这些变质镁铁质侵入体的典型代表，以产有岩浆熔离型铁矿(于埠铁矿和祥山铁矿)而著称(曾广湘等，1998; 宋明春等，2015)，通常称之为“祥山式”铁矿，并认为其性质可与四川攀枝花和河北大庙铁矿对比(曾广湘等，1998)，属于层状侵入体类型，产于陆内伸展构造背景。这两个产有铁矿的辉长岩杂岩体均侵位于荆山群中，并卷入了古元古代晚期胶-辽-吉活动带的造山过程，遭受了强烈的变形变质作用改造。其形成时代、产出背景和改造过程不仅对荆山群的沉积时限和沉积环境有制约作用，也有助于进一步解剖胶-辽-吉古元古代造山带的结构和演化。

1 区域地质背景

胶-辽-吉活动带位于华北克拉通的东南缘，是华北克拉通变质基底的重要组成单元(Zhao, 2001; Zhai and Liu, 2003; Zhaietal., 2005, 2010; Zhaoetal., 2005, 2012; Zhai and Santosh, 2011; Zhao and Zhai, 2013)，胶-辽-吉带呈北北东向展布，从吉林南部，穿过辽东半岛，进入胶东半岛，延伸达1200km，宽度100～200km。胶-辽-吉带东北端延伸至朝鲜半岛，西南端则可能穿过郯庐断裂进入安徽省五河地区(Zhaoetal.，2012；Liuetal.，2019)。

胶东半岛在地质构造上由胶北地块和胶南造山带(苏鲁超高压变质带)组成。胶北地块是华北克拉通的重要组成部分，位于郯庐断裂和五莲-牟平断裂之间(图1)，是胶东地区早前寒武纪变质基底的简称。胶北地块主要由太古宙花岗质片麻岩和古元古代变质表壳岩组成，太古宙花岗质片麻岩中存在少量变质镁铁质-超镁铁质岩和变质表壳岩，局部产有BIF铁矿。古元古代地质体以中低级变质的粉子山群和高级变质的荆山群为主，伴有花岗岩类及变质基性岩产出。古元古代晚期变质基底形成后，断续沉积了中元古代芝罘群(王世进等，2011；Liuetal.，2013b)和新元古代蓬莱群(Lietal.，2007；初航等，2011)，缺失古生代的沉积记录。在大别-苏鲁造山带造山过程中，芝罘群和蓬莱群因所处大地构造位置不同，分别遭受了绿片岩相-角闪岩相和低绿片岩相的变质作用。中生代华北克拉通破坏对胶北地块造成了重大影响，形成了世界闻名的胶东金矿田。

图1 胶东地区地质简图1-新生界；2-中生代地质体；3-新元古代蓬莱群；4-中元古代芝罘群；5-古元古代粉子山群；6-古元古代荆山群；7-太古宙地质体；8-中生代花岗岩类；9-新元古代花岗岩；10-古元古代花岗岩；11-早前寒武纪镁铁质岩；12-断层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

最近几年，针对胶北地块内早前寒武纪地质体开展了大量的同位素年代学、岩石地球化学、Nd同位素及锆石Hf同位素特征的分析研究(Wanetal., 2006, 2014, 2015, 2020; Tangetal., 2007; Jahnetal., 2008; Zhouetal., 2008; Tametal., 2011; 刘建辉等, 2011, 2014, 2015; 刘平华等, 2011, 2013; Liuetal., 2013a, 2014a, b; Wangetal., 2014; Wuetal., 2014a,b; 谢士稳等，2014; Shanetal.,2015; 王惠初等；2015b；Jiangetal., 2016; 肖志斌等；2017；Zouetal., 2019; Hoernleetal., 2020; Luetal., 2020)，厘定出胶北地块多期早前寒武纪构造-岩浆事件、晚太古代(～2.5Ga)及古元古代(～1.86Ga)的两期变质事件，以及太古宙地壳增生及再造过程，并可能存在古老(>3.55Ga)陆壳物质的再循环(刘建辉等, 2014; 肖志斌等, 2017)。

胶北地块上，太古宙花岗质片麻岩以TTG片麻岩为主，伴有少量钾质花岗岩，在栖霞附近呈穹窿状大面积出露(图1)，主要包括～2.9Ga、～2.7Ga及～2.5Ga三期岩浆事件，新太古代岩浆作用主要源自3.4～2.7Ga新生地壳的重熔或再造，并伴有少量古老地壳的加入(Wanetal., 2006, 2014, 2015, 2020; Liuetal., 2013a; Wangetal., 2014; Wuetal., 2014b; 谢士稳等, 2014; Shanetal., 2015；肖志斌等, 2017；Luetal., 2020)，经历了～1.86Ga和～2.5Ga两期变质热事件(Jahnetal., 2008; Zhouetal., 2008; 刘建辉等, 2011, 2015; Wanetal., 2020)。这些片麻岩普遍遭受强烈剪切变形和深熔作用，常呈现条纹-条带状构造，内部柔流褶皱发育(刘建辉等，2011；刘平华等, 2011, 2012)。在TTG片麻岩内部，存在少量斜长角闪岩、黑云母变粒岩、磁铁石英岩等变质表壳岩透镜体或残块，并有一些变质基性-超基性岩呈大小不等的透镜体或不规则脉状体产出。古元古代花岗岩类出露规模较小，呈零星分布，根据其侵位时间及变形作用，可划分为构造前花岗质片麻岩类及构造后末变形的花岗岩类，前者形成于2.18～2.0Ga之间，尤以2.15～2.1Ga为主(蓝廷广等，2012; Liuetal., 2014b；Lanetal., 2015；王惠初等，2015b；田瑞聪等，2017；Chengetal., 2017)，后者形成于～1.85Ga(Liuetal., 2014b；Lietal., 2017)，它们可与辽-吉地区的古元古代花岗岩类对比，源自板内陆壳物质的重熔(Liuetal., 2014b)。

胶北地块上古元古代粉子山群和荆山群属于一套孔兹岩系(卢良兆等，1996)，与太古宙花岗质片麻岩之间尚未观察到确切的不整合覆盖关系，均呈构造接触(王沛成，1995)，其具有3.34～2.10Ga的碎屑锆石U-Pb年龄信息(Wanetal., 2006；谢士稳等，2014；肖志斌等，2017)；粉子山群遭受了绿片岩相-低角闪岩相变质作用，而荆山群则遭受了高角闪岩相-麻粒岩相变质作用，具有顺时针P-T演化路径(刘文军等,1998; Zhouetal., 2004; 刘平华等, 2010, 2015; 王舫等, 2010; Tametal., 2011, 2012a, b; Liuetal., 2013c), 并伴随普遍的深熔作用(Liuetal., 2014a)。变质锆石U-Pb年代学研究表明, 其变质作用的时间约为1.95～1.85Ga (Zhouetal., 2008; Tametal., 2011, 2012a, b; Wanetal.，2011；刘福来等, 2012; Liuetal., 2013c)。

祥山变质辉长岩(变质基性杂岩)出露于烟台莱山镇的东南部(图2)。区内出露的主要地质体包括新太古代奥长花岗质片麻岩(～2.65Ga)、古元古代荆山群和燕山期二长花岗岩。荆山群自下而上分为禄格庄组、野头组和陡崖组(山东省地质矿产局，1991；卢良兆等，1996)。禄格庄组以夕线黑云片岩、大理岩为主，夹斜长透辉石岩；野头组以大理岩、黑云片岩及透辉透闪岩、透辉变粒岩和透辉斜长角闪岩为主，夹角闪变粒岩、黑云片岩及透辉透闪岩等；陡崖组主要为黑云变粒岩、石墨透闪变粒岩、蓝晶石榴斜长片麻岩夹透辉石英岩、黑云片岩等；并含大理石、石墨等矿产。变质辉长岩侵入到古元古代荆山群野头组下部层位(祥山岩段)。区内野头组中存在较多基性侵入体，并有大量的燕山期花岗岩侵入。野外实地考察表明，燕山期岩体的侵入在围岩中出现了矽卡岩化，而基性侵入体因后期强烈的变形和变质作用，许多变成了斜长角闪岩、角闪斜长辉石岩、角闪辉石岩等具定向组构的岩石类型，与围岩产状协调，很难分辨哪些是变质地层(基性火山岩)，哪些是变形变质的基性侵入体。野外调查初步断定野头组祥山岩段中的斜长辉石岩、斜长角闪岩、黑云斜长片麻岩大多数与基性侵入体相关，它们不属于地层而是变质基性杂岩的组成部分。这可能就是野头组祥山岩段区域对比差异较大的主要原因。该地曾经作为野头组(祥山岩段)的建组剖面，实际上并不理想。

图2 烟台莱山地区地质图1-第四系；2-下白垩统；3-荆山群陡崖组；4-荆山群野头组；5-荆山群禄格庄组；6-新太古代奥长花岗片麻岩；7-早白垩世二长花岗岩；8-晚侏罗世二长花岗岩；9-古元古代变质辉长岩及铁矿体；10-断层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

于埠变质辉长岩出露于平度市新河镇东南部的于埠村东侧(图3)，区内出露岩石主要有新太古代小宋组含铁建造、古元古代荆山群和粉子山群、以及古元古代花岗岩，并有少量燕山期花岗岩产出。小宋组含铁建造原归属于粉子山群下部(于志臣，1996)，现重新厘定为新太古代(王惠初等，2015b)。区内荆山群与粉子山群和新厘定的小宋组未见直接接触，荆山群仅出露野头组和陡崖组，陡崖组中产石墨矿。于埠变质辉长岩以宽大岩脉状产于野头组地层中，发育片麻理构造，整体与地层的片麻理产状一致，向北(北北东)方向低角度倾斜。铁矿体产于变质辉长岩(辉石角闪岩、斜长角闪岩)的底部层位。

图3 平度新河-明村地区地质简图1-新生界；2-古元古代粉子山群；3-荆山群陡崖组；4-荆山群野头组；5-古元古代花岗岩；6-新太古代小宋组；7-断层及推测断层；8-古元古代变质辉长岩及铁矿床；9-石墨矿层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 变质辉长岩的岩石组合及其地球化学特征

2.1 岩石特征

祥山岩体在地质图上依然保存了岩株状形态，其中的祥山铁矿2015年仍在开采，主要在西南侧进行硐采，北西侧的露天采坑目前已闭坑，残留的采坑深达百米(图4a)，其两侧揭露出良好的岩石露头(图4b)，基性杂岩体与围岩整体呈平行片麻理接触，见有脉状斜长角闪岩(变辉长岩)大致顺层产于围岩中，在岩体中也可见有大理岩残片，揭示原来的侵入接触关系。岩体边部片麻理较强，向中心过渡片麻理减弱。祥山铁矿含矿建造主要岩石类型有磁铁角闪辉石岩、辉石斜长角闪岩、角闪斜长辉石岩、斜长角闪岩、角闪黑云斜长片麻岩和含角闪斜长花岗岩等。斜长花岗岩所占比例较小，仅局部可见。斜长花岗岩与辉长岩之间呈渐变过渡或岩脉状贯入关系，野外露头上斜长花岗岩风化面呈灰红色，与变质辉长岩的色度反差并不大。祥山铁矿的矿体主要赋存在(透辉)斜长角闪岩中，呈似层状、透镜状产出。磁铁矿体产状与斜长角闪岩基本一致，底板为斜长角闪岩，顶板为含铁角闪岩，矿层中有含铁角闪岩夹层。

图4 祥山和于埠变质辉长岩野外特征(a)祥山铁矿采坑，采坑附近岩层产状向西南倾斜30°～35°；(b)祥山铁矿附近的变质辉长岩露头；(c)于埠铁矿采坑一壁，变质辉长岩呈似层状构造，下部黄褐色夹层为斜长花岗岩；(d)于埠铁矿附近的变质辉长岩，可见部分熔融的浅色体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

于埠变质辉长岩 呈宽脉状产出，出露宽700～800m，长度大于2km，目前采坑已废弃。采坑北侧揭示出较好的露头剖面(图4c)，主体为似层状变质辉长岩，有少量角闪斜长花岗岩似层状与变质辉长岩协调产出；变质辉长岩中也可见部分熔融现象，浅色体呈不规则脉体弱定向分布(图4d)，变质辉长岩成分不均匀，采坑内可见角闪斜长辉石岩、辉石斜长角闪岩和斜长角闪岩等岩石类型。主要岩石特征如下：

角闪斜长辉石岩 岩石呈灰色，中粒-中粗粒似辉长结构，弱片麻状构造。岩石由斜长石(Pl)、角闪石(Hbl)、单斜辉石(Cpx)、少量钾长石和黑云母组成(图5a)。斜长石呈半自形板状，粒间镶嵌状分布，含量40%～60%不等，粒度一般2.0～3.5mm，部分0.5～2.0mm；粒内可见波状消光、机械双晶等变形特征，An值在28左右。暗色矿物主要为单斜辉石(30%～40%)和角闪石(10%～20%)，依变质改造程度单斜辉石和角闪石含量互为消长关系，单斜辉石和角闪石呈不规则柱、粒状，杂乱分布，粒度一般0.2～2.0mm，少部分2.0～3.5mm；角闪石阳起石化，部分交代单斜辉石；单斜辉石部分可见角闪石反应边，有时晶内嵌布斜长石。钾长石呈他形粒状，填隙状、零散状分布，粒度一般0.1～0.5mm；粒内可见格子双晶。黑云母呈鳞片状，零星状分布，量少。岩石中见少量半自形-他形金属矿物，不均匀分布，从手标本看主要为磁铁矿和黄铁矿，偶见黄铜矿；其中的金属硫化物矿物多沿裂隙分布，应是后期热液作用的结果。

图5 变质辉长岩和斜长花岗岩镜下特征(a)祥山变质辉长岩；(b)祥山斜长花岗岩；(c)于埠变质辉长岩；(d)于埠斜长花岗岩Fig.5 Microscope photographs of the meta-gabbro and plagiogranite(a) Xiangshan metagabbro; (b) Xiangshan plagiogranite; (c) Yubu metagabbro; (d) Yubu plagiogranite

辉石斜长角闪岩 岩石呈深灰色，弱片麻状构造，主要矿物成分为角闪石(Hbl)、单斜辉石(Cpx)、斜长石(Pl)，副矿物为磁铁矿、锆石(图5c)，蚀变矿物为次闪石、绿帘石、方解石、绢云母等。角闪石：他形柱状，褐-绿色，闪石式解理，粒径1～5mm，含量约50%～60%。斜长石：他形粒状，粒径1～2mm，含量约25%～30%，发育聚片双晶，An=24～26，出现较强烈的绢云母化和绿帘石化。单斜辉石：他形柱状，粒径1～5mm，含量10%～15%，见辉石式解理，有不同程度的次闪石化和绿帘石化。副矿物：磁铁矿、锆石，少量。

角闪斜长花岗岩 岩石呈灰红色-褐灰色，块状构造，主要矿物成分为斜长石(Pl)、石英(Qtz)、角闪石(Hbl)及少量副矿物(图5b, d)。斜长石：他形粒状，聚片双晶，An=25～28，粒径0.2～1mm，含量约60%～65%。石英：他形粒状，有定向拉长和波状消光，粒径0.1～1mm，含量～30%。角闪石：半自形粒状，粒径0.1～1mm，含量5%～8%。副矿物主要为磁铁矿，少量锆石、磷灰石等。

2.2 岩石地球化学特征

本次工作在祥山变质辉长岩中采集了6件样品，辉石斜长角闪岩、变质辉长岩(角闪斜长辉石岩)和斜长花岗岩各2件。在于埠变质辉长岩中采集样品4件，辉石斜长角闪岩和斜长花岗岩各2件。样品加工由廊坊市宇能岩石矿物分选技术服务有限公司承担，岩石化学分析在中国地质调查局天津地质调查中心实验室完成。主量元素采用X射线荧光光谱仪(XRF)测定，FeO采用氢氟酸、硫酸溶样、重铬酸钾滴定容量法，分析精度优于2%。稀土元素和微量元素采用电感耦合等离子体质谱仪(TJA-PQ-ExCell ICP-MS)测定，分析精度优于5%。

样品分析结果见表1。化学分析结果与野外观察基本一致，辉石斜长角闪岩SiO2含量在43.50%～49.44%，相对富镁和钾，MgO和K2O分别为5.73%～10.59%和1.00%～1.58%；变质辉长岩(角闪斜长辉石岩)SiO2含量为～54%，相对富钠、低镁和钾，Na2O含量高为6.70%～7.10%， K2O含量0.37%～0.52%，MgO为2.26%～3.24%；TiO2含量也相对较高(1.70%～1.85%)。斜长花岗岩SiO2含量为69.66%～74.12%，富Na、贫K，Na2O含量为6.08%～7.14%，K2O为0.17%～0.49%，Al2O3含量为11.4%～12.24%，斜长花岗岩的化学成分与洋脊花岗岩相似，仅仅Al2O3含量偏低。在TAS分类图解上，变质辉长岩类样品属碱性系列岩石(图6a)，利用SiO2-AR(碱度率)投图，样品均落在碱性系列区(图6b)。

表1 变质辉长岩及相关斜长花岗岩样品的化学分析结果表(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)

续表1Continued Table 1

图6 变质辉长岩和斜长花岗岩的TAS图解(a，据Wilson，1989)和SiO2-AR(碱度率)图解(b，据Wright，1969)Fig.6 TAS (a, after Wilson, 1989) and SiO2 vs. AR (b, after Wright, 1989) diagrams of the meta-gabbros and plagiogranites

稀土元素分析显示，样品的稀土含量较高，均为轻稀土富集型图谱。稀土总量(∑REE)变质辉长岩为82.9×10-6～226.9×10-6，祥山辉长岩(117.9×10-6～226.9×10-6)总体较于埠辉长岩(82.9×10-6～92.6×10-6)稀土含量高。斜长花岗岩∑REE为171.1×10-6～428.6×10-6，稀土含量总体高于变质辉长岩。稀土分馏程度较强，变质辉长岩(La/Yb)N为3.1～11.81，祥山辉长岩轻重稀土分馏程度高于于埠辉长岩，分别为6.42～11.81和3.10～3.58。轻稀土分馏相对较强((La/Sm)N=1.99～5.27)，重稀土分馏相对较弱((Gd/Yb)N=1.31～1.64)；变质辉长岩铕异常不明显，δEu=0.73～1.0，显微弱Eu负异常或无异常(图7a)。斜长花岗岩(La/Yb)N为2.95～9.33，分馏程度祥山略高于于埠，(La/Sm)N为2.05～3.53，(Gd/Yb)N为1.11～1.85，δEu为0.35～0.56，具明显的Eu负异常(图7b)。稀土图谱未出现Eu正异常，表明基性岩浆未经过充分的分离结晶作用。

变质辉长岩的微量元素含量变化较大，尤其是大离子亲石元素Rb、Ba、K、Sr、Pb。变质辉长岩和角闪斜长辉石岩多数样品出现Sr亏损，有一定程度的Ti亏损，预示辉长岩形成的源区残留相有斜长石。祥山变质辉长岩Pb明显正异常，说明遭受了地壳物质的混染；于埠辉长岩Pb含量低，受地壳物质混染轻微(图7c)。

微量元素上斜长花岗岩出现Ba、Sr、P、Ti亏损，明显富集Th、U、Zr、Hf、Y、Yb，也表明源区残留相有斜长石，指示源区深度较浅。Pb有一定程度的富集，表明遭受了一定程度的地壳混染(图7d)。按照张旗等(2008)的Sr-Yb分类，本区斜长花岗岩属于非常低Sr(26.6～60)高Yb(6.41～7.21)的洋脊型斜长花岗岩，形成于地壳减薄的低压背景，残留相为角闪岩或辉石岩，推测斜长花岗岩可能是在含水条件下由辉长岩部分熔融形成，区内的角闪辉石岩可能就是辉长岩部分熔融后的残留相(由斜长石+角闪石+辉石组成)。

图7 变质辉长岩和斜长花岗岩球粒陨石标准化稀土元素配分图(a、b, 标准化值据Boynton, 1984)和原始地幔标准化微量元素蛛网图(c、d, 标准化值据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 同位素年代学及Hf同位素

3.1 锆石U-Pb测年

在祥山铁矿和于埠铁矿区各采集了1件变质辉长岩和1件斜长花岗岩同位素测年样品，样品号分别是12SD10、14SD3-1、17SD5-4和17SD5-1。样品的锆石分选由河北宇能公司完成。样品12SD10采用SHRIMP法测年，锆石制靶、阴极发光照相和年龄测试均在北京离子探针中心完成。测试方法与流程见文献(宋彪等，2002)。另外3个样品采用LA-ICPMS法测年，锆石制靶和阴极发光照相委托北京锆年领航科技有限公司完成。锆石U-Pb定年和Hf同位素分析测试分析均在天津地质调查中心同位素实验室完成。测试方法及流程参见文献(李怀坤等,2010;耿建珍等,2011)。

从祥山变质辉长岩中分选出的锆石多呈浑圆状或椭球状，部分现尖角，粒径一般在100μm左右，最大可达150μm；阴极发光图像显示锆石大多数具有深色的残核和浅色的幔部结构，幔部呈较弱的环状分带；部分颗粒为具有扇形或冷杉状分带的变质锆石特征；少部分锆石具有浅色的生长棱角(图8a)。

图8 变质辉长岩和斜长花岗岩中锆石的阴极发光图像(a)祥山变质辉长岩；(b)祥山斜长花岗岩；(c)于埠变质辉长岩中残余的岩浆结晶锆石；(d)于埠斜长花岗岩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

于埠变质辉长岩中的锆石以椭球状为主，部分形态不规则，粒径一般在70～100μm。阴极发光图像显示，多数锆石不同程度地保留有岩浆结晶锆石和捕获锆石的残核(图8c)，变质边宽窄不一，部分锆石呈现出高级变质作用形成锆石的冷杉状斑纹。

祥山斜长花岗岩中分选出的锆石较多，多数呈浑圆状，部分呈不规则状，粒径也在100μm左右。阴极发光图像上几乎均具有深色的核部和浅色的外环，总体上从核部到边部颜色变浅，环带模糊稀疏(图8b)；形态和阴极发光图像与典型的变质锆石有差异，推测是部分熔融作用期间形成的锆石，与深熔作用初期形成的深熔锆石相似。

于埠斜长花岗岩中的锆石特征与祥山斜长花岗岩中的锆石类似(图8d)。多为浑圆状晶形，阴极发光图形显示颜色内深外浅，色深的核部似乎具变质锆石特征，色浅的幔部具有不清晰的震荡环带，具有深熔作用初期深熔锆石特点。

祥山变质辉长岩样品 (12SD10)的锆石采用SHRIMP法测年，测年结果见表2 。共测试了27个数据点，其中两颗锆石对其核部和边部分别进行了测试。测试结果显示，锆石的Th/U比值相差甚大，变化范围在0.09～1.48之间(表2、图9)，并无变质锆石通常Th/U比值均较低的特点；但获得的207Pb/206Pb年龄值基本一致， 变化范围在1784～1904Ma之间，大部分集中在1810～1860Ma。数据点谐和程度较高，均落在一致曲线上或其附近，显示没有发生明显的铅丢失(图10a)。207Pb/206Pb年龄的加权平均值为1851±9Ma，应代表辉长岩发生变质作用的时代。两颗锆石的核部与增生边的测试数据在误差范围内一致，显示变质作用强烈，锆石变质改造较彻底。

图9 变质辉长岩和斜长花岗岩样品锆石的Th/U-207Pb/206Pb年龄图Fig.9 Th/U vs. 207Pb/206Pb age diagram of zircons from metagabbro and plagiogranite samples

图10 变质辉长岩和斜长花岗岩锆石U-Pb年龄谐和图(a)祥山变质辉长岩(SHRIMP)；(b)祥山斜长花岗岩(LA-ICP-MS)；(c)于埠变质辉长岩(LA-ICP-MS)；(d)于埠斜长花岗岩(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)

祥山斜长花岗岩样品(14SD03-1)的锆石采用LA-ICP-MS法测年，测试结果列于表3。该样品共测试了30个测点，年龄数据近于一致，均落在谐和线上(图10c)，大致构成的不一致线上交点年龄为1848±10Ma，207Pb/206Pb加权平均年龄为1848±8Ma(图10c)。锆石的Th/U比值极小，除1个测点为0.228外，其它均小于0.1(0.018～0.074)(图9)，显示出深熔重结晶锆石的特点(Corfuetal., 2003; Wanetal., 2009; Dongetal., 2014; 马铭株等，2015)，具有“深熔作用初期形成的深熔锆石环带模糊稀疏，随着深熔作用加强，深熔锆石岩浆环带逐渐发育；深熔作用初期阶段形成的深熔锆石Th/U比值很低(<0.1)，随着深熔作用加强，深熔锆石Th/U比值增大，但通常小于0.3”的特点(万渝生，“锆石成因研究及地质应用”讲义，2016)。

表3 祥山铁矿斜长花岗岩(样品14SD03-1)锆石的LA-ICP-MS U-Pb测年数据表Table 3 LA-ICP-MS U-Pb dating data of zircons from the plagiogranite (Sample 14SD03-1) in Xiangshan deposit

祥山铁矿的变质辉长岩和斜长花岗岩样品的锆石U-Pb年龄近于一致，均在～1850Ma，代表含铁建造遭受变质作用改造的时代，其中斜长花岗岩的年龄也代表辉长岩部分熔融作用的时代。

对于埠辉长岩样品(17SD05-4)的锆石共测试了24个数据点(表4)。年龄数据除7号点外，其它数据点均位于谐和曲线上或其附近(图10b)，给出了4组年龄值，分别是2571±24Ma(2个点)、2390±26Ma(2个点)、2052±23Ma(5个点)和1834±5Ma(13个点)。前三个年龄值均出自锆石残核，其中～2.05Ga的残核部分具有辉长岩结晶锆石特征，阴极发光图像呈现长条状晶型和板状晶纹(图10c)，Th/U比值为0.37～0.61，可以代表辉长岩的结晶年龄。而～1.83Ga的一组数据与祥山变质辉长岩的数据相似，Th/U比值变化大(Th/U=0.022～0.707)(图9)，但年龄数据非常一致，锆石的Th/U比值可能继承了岩浆结晶锆石或捕获锆石的一些特征。

表4 于埠铁矿变质辉长岩和斜长花岗岩样品中锆石的LA-ICP-MS U-Pb测年数据Table 4 LA-ICP-MS U-Pb dating results of zircons from the meta-gabbro and plagiogranite samples in Yubu deposit

于埠斜长花岗岩样品(17SD05-1)的锆石共测试了25个数据点(表4)，所有25个数据点均位于谐和线上，且数据集中，给出了1873±5Ma的谐和年龄(图10d)。其中16.1和16.2两个数据点为同一颗锆石的残核和幔部，给出了几乎一致的年龄信息，表明深熔作用对先存锆石的改造较彻底。锆石的Th/U比值为0.08～0.29(图9)，多数>0.1，与典型变质锆石的Th/U比值有所不同，而具有深熔锆石特点。

3.2 锆石Hf同位素特征

对祥山变质辉长岩(12SD10)和斜长花岗岩(14SD03-1)以及于埠变质辉长岩(17SD5-4)样品进行了锆石原位Hf同位素测试。其中祥山变质辉长岩(12SD10)共测试了14个数据点，祥山斜长花岗岩(14SD03-1)测试了12个数据点；于埠变质辉长岩(17SD5-4)测试了21个数据点，其中9个数据为残余锆石测点，12个数据为变质锆石测点(表5、图11)。

图11 锆石的εHf(t)-207Pb/206Pb年龄图(a)祥山变质辉长岩和斜长花岗岩；(b)于埠变质辉长岩Fig.11 εHf(t) vs. 207Pb/206Pb age diagrams of zircon(a) Xiangshan meta-gabbro and plagiogranite; (b) Yubu meta-gabbro

表5 锆石Hf同位素测试结果表Table 5 Results of measured Hf isotope compositions of zircons from the meta-gabbro and plagiogranite samples

续表5Continued Table 5

从测试数据可以看出(表5)，锆石的176Lu/177Hf有非常低的比值，由Lu衰变形成的176Hf很少，因此锆石在形成后基本没有明显的放射性成因的积累，所测定样品中的176Hf/177Hf基本可以代表其形成时体系的Hf同位素组成。对于地幔来源的镁铁质岩石而言，如果εHf(t)值多为正值，且Hf模式年龄(tDM)与其形成年龄相近，则表明该镁铁质岩石来源于亏损地幔；如果Hf模式年龄大于其形成年龄，则表明其岩浆源区受到过地壳物质的混染或来自于富集型地幔(吴福元等，2007)。

根据测试结果，祥山变质辉长岩样品(12SD10)中锆石的εHf(t)值均为负值(-2.39～-0.27)(图11a)；一阶段Hf模式年龄(tDM)为2229～2318Ma(平均为2288Ma)；二阶段Hf模式年龄(tDM(Hf)c)为2404～2621Ma，平均为2568Ma。如果变质锆石源自辉长岩的结晶锆石，则指示辉长岩形成于古元古代中期，并遭受了一定程度的地壳混染；如果变质锆石源自捕获锆石，则指示这些锆石来自新太古代晚期的新生地壳。斜长花岗岩样品(14SD03-1)中锆石的εHf(t)值除1个数据为正值(+3.39)外，其余均为负值(-4.33～-0.04)(图11a)；一阶段Hf模式年龄(tDM)为2140～2450Ma(平均为2350Ma)，指示一定程度上继承了变质辉长岩的Hf同位素特点；二阶段模式年龄为2297～2780Ma，平均为2635Ma，也指向新太古代晚期新生地壳。

于埠变质辉长岩(17SD5-4)中变质锆石的εHf(t)值为-1.59～+3.15，平均为+0.35，一阶段Hf模式年龄(tDM)为2117～2303Ma(平均为2224Ma)，二阶段Hf模式年龄 (tDM2)为2293～2587Ma(平均为2466Ma)，同样指示辉长岩可能形成于古元古代中期。～2.05Ga的岩浆结晶锆石的εHf(t)值均为正值(+1.87～+3.64)(图11b)，一阶段Hf模式年龄(tDM)为2292～2381Ma(平均为2327Ma)，指示于埠变质辉长岩源自古元古代中期的亏损地幔； 其它年龄较老的锆石εHf(t)值均为正值，二阶段模式年龄指示新太古代中期的新生地壳。

4 讨论

4.1 变质辉长岩的形成构造背景

辉长岩与玄武岩一样可以形成于陆内伸展、大陆裂谷、大洋洋脊、岛弧或弧后盆地等不同的构造背景，许多镁铁质岩石利用岩石地球化学数据进行构造环境判别往往会出现一些相互矛盾的信息。

本文研究的变质辉长岩样品，存在于古元古代造山带中。利用微量元素图解进行构造环境判别，在Zr/Y-Zr图解上(Pearce and Norry，1979)，样品基本落入板内玄武岩区(图12a)。在Nb×2-Zr/4-Y图解上(Meschede, 1986)，变质辉长岩样品主要投在板内拉斑玄武岩区(C区)及附近(图12b)。在Th/Hf-Ta/Hf图解上(汪云亮等，2001)，样品主要落在陆内裂谷或大陆边缘裂谷背景区(图13a)。在La/Zr-Nb/Zr图解上(李永军等，2015)，总体属于板内伸展构造背景(图13b)。但是在Ti×100-Zr-Y×3(Pearce and Cann，1973)和Th-Hf/3-Ta(Wood，1980)等图解上均落入了与钙碱性玄武岩相关区域(图略)，在Ti-Zr图解(Pearce and Cann，1973)上则一部分落在板内玄武岩区，一部分落在岛弧玄武岩区；微量元素蛛网图上也显示出一定程度的Nb、Ta负异常(图7c)，指示可能与岛弧构造背景相关。这些微量元素构造环境判别图解给出了相互矛盾的构造背景信息，其原因可能主要是受地壳物质混染、高级变质作用和深熔作用的影响。在此情况下，成矿作用专属性可以成为寄主岩石构造环境判别的重要标志，祥山变质辉长岩和于埠变质辉长岩中均产有岩浆熔离型磁铁矿矿床，成矿作用的专属性决定了这2个变质辉长岩体属于层状侵入体类型，形成于大陆拉张构造背景。

图12 变质辉长岩的Zr/Y-Zr图解(a，据Pearce and Norry，1979)和Nb-Zr-Y图解(b，据Meschede,1986) A1-板内碱性玄武岩；A2-板内碱性玄武岩和板内拉斑玄武岩；B-富集型洋脊玄武岩；C-板内拉斑玄武岩；D-正常洋脊玄武岩和火山弧玄武岩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

图13 变质辉长岩的Th/Hf-Ta/Hf图解(a, 据汪云亮等，2001)和La/Zr-Nb/Zr图解(b, 据李永军等，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 变质辉长岩中斜长花岗岩的成因探讨

斜长花岗岩以强烈的富钠贫钾(Na2O/K2O>10)为特征。许多斜长花岗岩与蛇绿岩共生，张旗等(2008)根据岩石中Sr-Yb关系，将斜长花岗岩划分为高Sr低Yb的西湾型、低Sr低Yb的月牙山型、低Sr高Yb的安达曼型和非常低Sr高Yb的洋脊型。祥山变质辉长岩和于埠变质辉长岩体中的斜长花岗岩与大洋斜长花岗岩的主要氧化物特征相似，高钠(Na2O=6.08%～7.14%)低钾(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)。

斜长花岗岩的成因前人做过许多研究工作，尤其是蛇绿岩中斜长花岗岩，Coleman and Peterman (1975)、Coleman and Donato (1979)对其进行了系统总结, 认为它们主要是大洋玄武质岩浆结晶分异的产物。目前对斜长花岗岩的成因仍有不同认识，主要有如下几种观点：(1)初始MORB熔体晚期分异形成；(2)辉长岩部分熔融形成；(3)拉斑玄武质熔体不混溶形成；(4)早先蚀变的基性岩墙经部分熔融同化混染作用形成(张旗等，2008)。实验研究表明，因富水流体的触发而使深部洋壳发生部分熔融是斜长花岗岩最可能的形成机制(Koepke，2004，2007)。多数斜长花岗岩可能是含水条件下辉长岩部分熔融形成的(Pedersen and Malpas, 1984; Flagler and Spray, 1991; 张旗和周国庆，2001；Koepke，2004，2007)。

Koepkeetal. (2007)的研究表明，TiO2是区分基性岩石中产生富SiO2熔体不同过程的关键因素：低Ti是部分熔融的标志，TiO2在辉长岩深熔作用产生的熔体中具有相对较低的含量，这主要是受原岩中TiO2含量低的制约，洋壳中的典型堆晶辉长岩具有Ti亏损特征。而由MORB分离结晶或液态不混溶产生的熔体中TiO2相对较高。许多大洋斜长花岗岩中TiO2含量远低于通过单纯的MORB分离结晶或不混溶所产生的那些斜长花岗岩，因此低Ti的斜长花岗岩可视为深熔产物。祥山辉长岩和于埠辉长岩中的斜长花岗岩具有低的Ti含量(0.26%～0.76%)，在TiO2-SiO2图解(Koepkeetal., 2007)中落在部分熔融区域，且随SiO2的升高Ti有降低的趋势(图14)。

图14 斜长花岗岩样品的TiO2-SiO2图解Fig.14 TiO2 vs. SiO2 diagram of plagiogranite samples

本次研究的斜长花岗岩呈脉状或似层状产于变质辉长岩中，与辉长岩为渐变或平行片麻理接触。斜长花岗岩中斜长石为更长石而非碱性长石，稀土曲线虽显示出Eu负异常，但异常较弱，且轻重稀土分馏明显，表明斜长花岗岩不属于“A” 型花岗岩。

斜长花岗岩的形成年龄与辉长岩的变质年龄相当，而与辉长岩的形成年龄有较大差异，说明斜长花岗岩并非是辉长质岩浆分离结晶产物。斜长花岗岩中的锆石具有暗色的继承锆石残核和不甚发育震荡环带的幔部，锆石的Th/U比值<0.3，大部分<0.1，具有深熔锆石特征(Corfuetal., 2003; Wanetal., 2009; Dongetal., 2014; 马铭株等, 2015)。斜长花岗岩锆石的Hf同位素也继承了辉长岩锆石的Hf同位素特点。斜长花岗岩的Sr、Yb含量特征指示形成于压力较低的伸展背景。因此可以推断，变质辉长岩中的斜长花岗岩是辉长岩卷入古元古代造山过程，在造山峰期后的抬升过程中部分熔融的产物。

4.3 对古元古代胶-辽-吉带演化过程的制约

胶北地块上发育多期古元古代基性岩浆活动。董春艳等(2011)对莱阳-南墅一带侵入荆山群的变质基性岩(莱州基性-超基性岩组合)进行了锆石SHRIMP U-Pb 测年，结果显示遭受低级变质的闪长岩(S0835)岩浆锆石年龄为1852±9Ma (MSWD=2.1)，遭受中高级变质的辉长岩(S0816) 变质锆石年龄为1865±11Ma (MSWD=0.76) 。刘平华等(2013)从莱阳西留变质辉长岩(麻粒岩)中获得岩浆结晶年龄为2102±3Ma；并对分布在胶东平度-莱阳-烟台一带太古宙TTG片麻岩中的超镁铁质岩进行了同位素年代学研究，认为这些超镁铁质岩遭受了高压麻粒岩相变质作用，高压变质时代为1857～1877Ma，峰期后的中低压角闪岩相-麻粒岩相退变质作用发生在1820～1840Ma之间(刘平华等，2011)。田京祥等(2018)获得莱州山孙家变质辉长岩成岩锆石SHRIMP U-Pb年龄为2145±8Ma (MSWD=3.2)，变质年龄为1823±15Ma (MSWD=0.66)；莱西前山珍超基性岩的变质年龄为1839±9Ma (MSWD=1.4)，残余锆石获得了～2.1Ga的年龄信息；平度三埠李家一带的变质辉长岩也获得了2.14Ga的成岩年龄信息和1852～1899Ga的变质年龄。本文从于埠变质辉长岩中获得了2.05Ga岩浆结晶年龄。显示胶北地块上存在～2.15Ga、～2.1Ga、～2.05Ga和～1.85Ga的四期基性岩浆活动。

Liuetal. (2014b)在福山和莱西分别发现2181±12Ma和2095±12Ma的二长花岗片麻岩。王惠初等(2015b)在灰埠以南的花岗片麻岩中测得锆石U-Pb年龄为2.17Ga；Lanetal. (2015)测得东辛庄侵入粉子山群的钾长花岗岩和钠长花岗岩的锆石U-Pb年龄分别为2.19Ga和2.17Ga；肖志斌等(2017)测得昌邑博陆山钾长花岗片麻岩岩浆锆石年龄为2093±12Ma；田瑞聪等(2017)获得昌邑东辛庄片麻状二长花岗岩的年龄为2182±13Ma，三埠李家的二长花岗岩年龄为2080±9Ma，昌邑青山片麻状花岗岩的年龄为2045±8Ma；Lietal. (2017)在莱山附近确定了1.86Ga的淡色花岗岩(钾长花岗岩和钠长花岗岩)；Chengetal. (2017)在郭城地区的二长花岗岩中获得了 2110±4Ma和2105±7Ma的锆石U-Pb年龄。由此可见花岗质岩石中也存在～2.18Ga、～2.10Ga、～2.05Ga和～1.86Ga的四期酸性岩浆活动，与基性岩浆事件构成四期双峰式岩浆岩组合。除～1.85Ga的闪长岩为形成于造山末期外，其它已识别出的三期双峰式岩浆事件指示了胶北地块在2.15～2.05Ga期间为连续或断续的伸展过程。可与辽-吉地区的古元古代岩浆活动相对比(Li and Zhao, 2007; Lietal., 2012; 董春艳等, 2012; Li and Chen, 2014; Yuanetal., 2015; 刘建辉等, 2015; 刘福来等, 2015；王惠初等，2015a； Wangetal., 2016, 2017b; Xuetal., 2018)，说明古元古代岩浆活动在胶-辽-吉带普遍存在，且与华北克拉通古元古代期间(2300～1950Ma) 的构造热事件(Zhai and Liu, 2003; 翟明国和彭澎，2007)相一致。与相邻的晋冀蒙地区比较，目前在胶-辽-吉带中尚未识别出晋冀蒙地区广泛发育的～1.92Ga的基性岩墙侵位和大面积分布的深熔“S”型花岗岩(钟长汀等, 2007；Pengetal., 2010；Guoetal., 2012; Wanetal., 2013; Peng, 2015; Wangetal., 2017a; 王智等，2020)。

前人研究将荆山群的形成时代限定在2.2～1.87Ga之间(Wanetal., 2006; 董春艳等，2011；谢士稳等，2014)。此外，大量变质作用年龄和斜长花岗岩～1.87Ga及闪长岩～1.85Ga的形成年龄，指示胶东地区从挤压体制转入伸展体制的时间在～1.87Ga。本次工作从于埠侵入荆山群野头组的变质辉长岩中获得了2052±23Ma，说明荆山群的大部分沉积在～2.05Ga之前。对于荆山群和粉子山群的沉积环境，早期多认为形成于裂谷环境，最近几年有学者提出了弧后盆地或活动大陆边缘的认识(李洪奎等，2013；陆松年等，2017；Xuetal., 2018；Hoernleetal., 2020)。多期双峰式岩浆岩组合和变质辉长岩的成矿专属性，指示荆山群和粉子山群沉积构造背景为大陆裂谷或大陆裂解后的被动大陆边缘环境，古元古代的造山事件应发生在2.0Ga之后(碰撞造山最有可能发生在1.92～1.87Ga)。

胶北地块上高压基性麻粒岩主要分布在莱阳-栖霞一带的太古宙变质杂岩中(刘文军等，1998； Zhouetal., 2004, 2008; Tametal., 2011, 2012a；刘平华等, 2012)，多数是由侵入太古宙TTG片麻岩中的基性岩墙变质而成，即使原岩属于古元古代的高压变质泥岩(麻粒岩)也是作为卷入太古宙片麻岩中的残片存在，很可能是被太古宙大陆地壳裹挟俯冲到地壳深部的产物(Lietal., 2012)。较大面积出露的荆山群主体未发生高压麻粒岩相变质作用(侵入荆山群的变质辉长岩中未发现石榴石)，可以看成是被太古宙俯冲大陆边缘推挤到一起的变质沉积岩的堆叠体，相当俯冲大陆边缘前锋的增生杂岩，其本身已不具备成层、有序的地层特征，应称之为荆山岩群。而粉子山群则可能是覆盖或是逆冲在大陆地块上的浅变质地层，其沉积时限或是与荆山(岩)群同时，或是延续至更晚。

以板块构造观点从地球动力学上分析，大陆裂谷不可能逆转为碰撞造山带。因此，建议将胶-辽-吉古元古代活动带的形成演化划分为两个主要阶段：

早期大陆裂解-稳定陆缘发育阶段(约2.2～2.0Ga)：该阶段在裂谷盆地和演化的稳定大陆边缘上接受了巨量的碎屑岩和碳酸盐岩沉积，碎屑物来源应包括裂解阶段早期的火山岩、不断抬升的“A”型花岗岩和来自太古宙大陆地壳的物质，沉积碎屑从成熟度低逐渐向成熟度高的方向演化；而另一侧的大陆块体裂解后漂移离去。目前许多研究者认可的辽-吉造山带另一侧的狼林地块并非是一个太古宙陆块，而是胶-辽-吉造山带的一部分(王惠初等，2015a；吴福元等，2016)。

晚期俯冲-碰撞阶段(约2.0～1.85Ga)：该阶段胶北地块与另一地块发生拼合造山作用，这一地块并非是原先裂解而去的另一侧大陆。板块重建研究显示与胶北地块拼合的陆块很可能是刚果-圣弗兰西斯科克拉通(Pengetal., 2011; Peng, 2015; Cederbergetal.，2016; Xuetal.，2017；de Andrade Caxitoetal.，2020)或是澳大利亚北部的一些小地块(Peng, 2010; Meert and Santosh, 2017; Zhangetal., 2017; Lietal., 2019)。胶北地块大陆边缘向下俯冲，两个陆块之间形成了巨大的增生杂岩，深熔作用和岛弧岩浆作用提供了大量的新生碎屑物源；胶北地块大陆边缘裹挟着部分古元古代沉积岩俯冲到地壳深部形成了高压泥质麻粒岩，太古宙片麻岩中的基性岩则形成了高压基性麻粒岩。碰撞造山后的折返或抬升过程中发生了较强烈的深熔作用，在辽东吉南一带形成了大量的“S”型石榴花岗岩(1.91～1.87Ga，路孝平等，2004；Zhaoetal., 2006; Zhaietal., 2007; 王惠初等，2015a)，胶-辽-吉带中出现了广泛的部分熔融成因的淡色花岗岩(Liuetal., 2014a，2019)，以及辉长岩中部分熔融的斜长花岗岩(～1.87Ga)。造山带的根部带剥露地表，有可能使曾经的岛弧岩浆岩剥蚀殆尽。

5 结论

(1)祥山和于埠变质辉长岩侵入古元古代荆山群野头组，辉长岩中产有“祥山式”岩浆熔离型铁矿，成矿的专属性指示辉长岩体属于层状侵入体类型，形成于大陆伸展构造背景。在祥山变质辉长岩中获得了1851±9Ma的变质年龄，在于埠变质辉长岩中获得了2052±23Ma的锆石U-Pb成岩年龄和1834±5Ma的变质年龄。～2.05Ga的岩浆结晶锆石的εHf(t)值均为正值(+1.87～+3.64)，一阶段Hf模式年龄(tDM)为2292～2381Ma(平均为2327Ma)，指示于埠变质辉长岩源自古元古代中期的亏损地幔。侵入野头组的于埠变质辉长岩的成岩年龄对荆山群的沉积时限有一定制约作用，说明荆山群的大部分应形成于2.2～2.05Ga之间，沉积于大陆裂谷-稳定大陆边缘的构造环境。

(2)祥山变质辉长岩和于埠变质辉长岩中有少量斜长花岗岩产出，斜长花岗岩具有类似于大洋斜长花岗岩的岩石特征，是辉长岩部分熔融的产物。斜长花岗岩中的锆石与辉长岩中的变质锆石略有不同，Th/U比值较为集中(0.01～0.29)，且均<0.3，具有初始熔体中结晶锆石特征。从斜长花岗岩中获得了1848±8Ma和1873±5Ma的深熔锆石U-Pb年龄，指示～1.87Ga已由挤压构造体制转变为伸展构造体制。

(3)结合前人研究成果，可以总结出胶北地块乃至整个胶-辽-吉带上，2.2～2.05Ga期间存在周期性的双峰式岩浆活动，目前已识别出2.18～2.15Ga、～2.10Ga、～2.05Ga的三期双峰式岩浆岩构造组合，指示胶-辽-吉带2.2～2.05Ga期间总体为伸展构造背景。因此建议将胶-辽-吉活动带的形成演化过程划分为两个阶段，早期为大陆裂解-稳定陆缘演化阶段(2.2～2.0Ga)，沉积了巨量的陆缘碎屑岩-碳酸盐岩；晚期为俯冲-碰撞造山阶段(2.0～1.85Ga)，胶-辽-吉带褶皱造山。胶北地块大陆边缘裹挟着部分荆山群沉积岩俯冲到地壳深部，形成了高压基性麻粒岩和高压泥质麻粒岩。荆山(岩)群作为俯冲前锋推挤的堆叠物，具有增生杂岩性质。

致谢参加野外工作的还有孙义伟、曾乐、牛广华等同志。本文成文过程中得到了李三忠教授、万渝生研究员、刘超辉研究员和郭敬辉研究员的热情帮助，提供了许多中肯建议，在此深表谢意。感谢国家科技基础条件平台北京离子探针中心的颉颃强等同志在样品装载、仪器调试、仪器监控和数据处理方面所提供的帮助。

谨以此文祝贺沈其韩先生百岁华诞