胶东艾山岩体二长花岗岩地球化学、锆石U-Pb年代学及Lu-Hf同位素特征研究

李秀章，王立功，李衣鑫，王英鹏，于晓卫，张 文，郭瑞朋，刘汉栋

(1.山东省地质调查院，山东 济南 250013；2.桂林理工大学 地球科学学院，广西 桂林 541006)

0 引 言

胶东成矿区金矿十分发育，是我国最主要的金矿集中区[1-2]。胶东金矿形成于早白垩世晚期，精确定年显示形成于125～110 Ma，具有西部老、东部年轻的变化趋势[2-4]，与大规模中生代岩浆岩在时空上伴生[5-9]。胶东区内中生代岩浆岩分布广泛，主要由晚侏罗世玲珑型花岗岩、早白垩世早期郭家岭型花岗闪长岩和早白垩世晚期伟德山型花岗岩组成[10-11]。这些岩浆起源与演化的过程对于正确认识胶东地区深部结构、岩石圈大规模减薄机制和区域巨型金矿成矿作用有重要的意义。前人对胶东地区金矿以及侏罗纪、早白垩世早期和早白垩世晚期3期重要花岗岩的时空分布和成因开展了大量研究，取得以下主要进展:(1)精确定年显示胶东金矿形成于 120～110 Ma，金矿形成受到岩石圈拆沉作用的控制[5-8]；(2)金成矿作用同时，早白垩世晚期岩石圈地幔拆沉引发的岛弧和OIB属性基性岩侵入[9-11]；(3)早白垩世晚期地壳剧烈减薄，地壳熔融形成具有非埃达克岩属性的花岗岩[11-15]。由于胶东金矿成矿作用与120～110 Ma的高钾钙碱性花岗岩关系密切，该期花岗岩的岩石成因成为研究的热点。

早白垩世晚期岩浆岩在胶东广泛出露，前人对胶东西部的艾山岩体、南宿岩体、牙山岩体和胶东东部三佛山岩体、伟德山岩体等开展了一些研究工作[12-19]，研究表明其成岩时代为120～110 Ma，表现出明显的稀土元素分馏、弱负铕异常和高Y 含量、低Sr/Y比值等特征。为了更深入地研究胶东早白垩世晚期的岩浆活动，本文对胶东西部大范围分布的艾山岩体及其中分布的大量暗色包体进行了野外地质调查，开展了详细的岩相学、主量和微量元素地球化学、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、岩浆源区，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 地质背景与岩体特征

胶东地区大地构造位置处于太平洋板块的西缘和华北板块的东缘，苏鲁超高压变质带以北，经历了长期、复杂的构造运动[20-21]。胶东地区岩浆侵入活动剧烈而频繁，形成时代自中太古代至中生代，以中生代燕山期侵入岩最发育。胶东地区伟德山期(110～120 Ma)侵入岩是燕山晚期最强烈岩浆活动的产物，集中分布于东部沿海中生代侵入岩带及桃村断裂、凤仪店—上庄断裂两侧，另外在秦姑庵—周官一线也有不同程度的出露(图1)。该期侵入体大多成群出现构成复式岩体，呈北东向、北东东向复式岩基、岩株状断续分布，受断裂构造控制明显，可详细划分为荣成伟德山岩体、文登泽头岩体、海阳岩体、栖霞牙山岩体、牟平院格庄岩体、栖霞艾山岩体、莱州南宿岩体、莱州周官岩体、平度北峰顶岩体、海阳岩体等，出露总面积为1 582 km2。

艾山岩体主要分布于艾山、村里集、雨山一线，属于胶北地块构造岩浆岩带，总体呈北北东向的带状展布，长轴北北东向延伸70余km，最宽约20 km，出露面积170.7 km2。艾山岩体沿沂沭断裂系(上庄断裂、凤仪店断裂)侵入，切割基底变质岩系及早期的玲珑花岗岩、郭家岭花岗岩，艾山岩体与围岩接触关系以侵入接触与断层接触为主。艾山岩体呈带状展布，岩性分布具有分带性特征：邢家断裂以北为浅成相带状侵入体，中部为二长斑岩，次之为花岗闪长斑岩，边部为石英闪长玢岩，反映由中心到边缘，岩浆由酸性到基性演化；断裂以南主体以含斑中粗粒二长花岗岩为主，在任家沟一带呈环带状构造，中心相为密斑状中粗粒二长花岗岩，次之为含斑中粗粒二长花岗岩，边缘为含巨斑斑状中粗粒二长花岗岩，岩体边部常见暗色角闪闪长岩包体及角闪石富集条带；在西店村见北东向侵入的细粒石英闪长岩。

2 样品采集与分析方法

2.1 地质背景与样品

艾山岩体为似斑状中粒黑云母二长花岗岩，样品呈浅肉色，块状构造，半自形-它形粒状结构(图2a)。斑晶基质比为1:6。斑晶矿物主要为钾长石，少量斜长石，斑晶粒度一般为1～4 cm，呈方形、长斑状，长宽比一般为1.5∶1。基质矿物主要有斜长石，含量40%～45%，呈半自形-自形板状，粒径为2～5 mm，聚片双晶较发育，局部绢云母化；钾长石，含量20%～25%，粒径2～5 mm，局部高岭土化；石英，含量约25%，它形粒状，粒径2～5 mm；黑云母，含量5%～10%，半自形鳞片状，粒径1～4 mm，具绿泥石化；角闪石，含量约5%，半自形粒状，粒径0.5～1.5 mm，部分可见被黑云母交代。副矿物有锆石、榍石、磷灰石及极少量不透明矿物。

暗色包体为细粒含斑黑云角闪石英二长岩，主要寄存于艾山岩体中，形态多样，多呈浑圆状、椭球状、拉长的透镜状，直径5～50 cm不等，呈灰色、灰白色，块状构造，半自形-它形粒状结构(图2b)。岩石中含少量斑晶，含量2%～5%，主要为石英、长石。基质中主要矿物为斜长石，含量30%～35%，它形，粒径为0.5～2 mm，聚片双晶较发育，局部绢云母化；钾长石，含量30%～35%，局部高岭土化；石英，含量5%～10%，它形粒状，粒径0.2～1.5 mm；角闪石，含量15%～20%，半自形粒状，粒径0.5～1 mm，部分可见被黑云母交代呈假象；黑云母，含量10%～15%，半自形片状，粒径一般为0.5～1.5 mm，具绿泥石化；榍石，含量约3%，自形板状或菱形信封状，粒径0.3～1 mm，部分包裹在石英颗粒内。此外，岩石中可见石英眼斑不平衡结构，暗色矿物围绕石英展布。副矿物有锆石、磷灰石及极少量不透明矿物。

2.2 分析方法

本文所用样品采自艾山岩体中，共采集7件样品，包括似斑状中粒黑云母二长花岗岩4件、暗色微粒包体3件，分析项目为岩石主微量元素分析、LA-ICP-MS锆石U-Pb定年、锆石Lu-Hf同位素测试。其中锆石U-Pb定年及Lu-Hf同位素分析的花岗岩样品1件，样品编号WDS05/1B，采样位置(北纬37°34′59.1″，东经120°44′46.3″)见图1。所有样品均新鲜，手标本及镜下观察显示未蚀变(图2)。

岩石主量和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。对于含量<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和行业标准，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。锆石 LA-ICP-MS 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。每个数据分析时间包括15～20 s的空白信号和45 s的样品信号。U-Pb 同位素定年中采用锆石标准GJ-1 作外标进行同位素分馏校正，每分析5～10 个样品点，分析2 次GJ-1。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等[22]。U-Th-Pb 同位素比值用标准锆石Pleso-vice(337 Ma)校正获得，U 含量采用标准锆石 91500(81×10-6)校正获得。

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利用激光剥蚀多接收等离子体质谱仪(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)计算采用的176Lu衰变常数为(1.867±10-11)a-1、球粒陨石现今的176Hf/177Hf=0.282 785和176Lu/177Hf=0.033 6。Hf亏损地幔模式年龄(TDM1)的计算采用现今的亏损地幔176Hf/177Hf=0.283 25和176Lu/177Hf=0.038 4[23]。二阶段Hf模式年龄(TDM2(cc))计算采用大陆地壳平均的176Lu/177Hf=0.015[24]。

3 结 果

3.1 岩石地球化学

本文选择了7个新鲜样品进行分析，其中似斑状黑云母二长花岗岩样品4个，暗色包体3个，分析数据结果见表1。在岩石分类TAS 图解中，岩石样品位于花岗岩区域，暗色包体位于二长岩-石英二长岩区域，与矿物组成分类相一致(图3)。似斑状黑云母二长花岗岩的地球化学特征具有相似性: SiO2含量变化范围为69.28%～74.49%，平均值为71.93%，属酸性岩范畴；Al2O3含量为13.55%～14.90%，平均为14.26%；岩石全碱(Na2O+K2O)含量介于7.32%～8.79%，平均为7.83%；Na2O/K2O比值为0.86～1.24，平均值为0.97；MgO含量为0.43%～1.45%；TFe2O3介于1.40%～2.95%；另外，P2O5和TiO2含量低，分别为0.08%～0.16%和0.20%～0.37%。在SiO2-K2O图解中，样品主要属于高钾钙碱性系列(图4a)；铝饱和指数(A/CNK)为0.95～1.35，均值为1.07，在A/CNK-A/NK图解(图4b)中，样品属于准铝质-弱过铝质区域。岩石主元素氧化物(Al2O3、CaO、MgO、TiO2、P2O5)与SiO2含量呈负相关(图4c、d)，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[22]。暗色微粒包体贫硅、铝，富镁、铁，SiO2含量为56.82%～68.83%，Al2O3含量为15.12%～16.46%，Fe2O3含量为2.66%～6.82%，TiO2含量为0.34%～0.90%，MgO含量为0.96%～3.43%。根据相关判别图解其属于准铝质、碱性系列二长岩-石英二长岩。

艾山岩体二长花岗岩及暗色微粒包体在稀土元素蛛网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5(a))，且稀土元素配分型式为轻稀土元素逐渐降低，重稀土元素则近于水平。二长花岗岩稀土含量变化不大，变化于200×10-6～237×10-6(图5(a))，岩石的轻、重稀土总量分别为194×10-6～228×10-6和5.60×10-6～8.05×10-6。LREE/HREE=28.43～34.72,(La/Yb)N=46.38～56.74，显示轻、重稀土分馏明显；δCe为1.05～1.38，显示正铈异常；δEu为0.75～0.83，具有负铕异常。表明岩体经历了一定的斜长石分离结晶作用或源区有一定量的斜长石残留。暗色微粒包体的稀土总量高于寄主岩石，ΣREE=274.98×10-6～543.51×10-6，轻、重稀土分异程度略低于主岩，LREE/HREE=19.98～31.97，(La/Yb)N=23.34～68.01，呈负铕异常(δEu=0.67～0.89)。

在原始地幔标准化微量元素蛛网图(图5(b))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，岩石的富集度逐渐降低。二长花岗岩的微量元素显示富集K、Rb、Sr、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(HFSE)的特征。与寄主岩石相比，暗色包体的Ba、P含量较高，Sr含量较低。

3.2 锆石定年

艾山岩体的似斑状黑云母二长花岗岩样品(WDS-05/1B)中挑出的锆石呈长柱状，粒径100～200 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含量为267×10-6～1 054×10-6，Th含量为178×10-6～13 397×10-6，Th/U比值为0.58～27.32。以上特征表明这些锆石均为岩浆锆石。对该似斑状黑云母二长花岗岩样品的锆石进行了25个点次的分析，其中23颗锆石的207Pb/235U和206Pb/238U在谐和线上及其附近(表2，图7)，其206Pb/238U加权平均年龄为(115±1)Ma，可以代表艾山岩体似斑状黑云母二长花岗岩的形成年龄。

表2 胶东地区艾山二长花岗岩锆石LA-ICP-MS U-Pb年龄分析结果

3.3 锆石Lu-Hf同位素组成

锆石所有测试点的176Lu/177Hf比值基本介于0.000 682～0.001 837，小于0.002，表明锆石在岩体形成以后漫长的演化历程中具有较低的放射成因Hf积累，因而可以用锆石的176Lu/177Hf比值探索岩体形成时的成因信息[31]。另外，所有测试点的fLu/Hf值为-0.98～-0.94，明显小于铁镁质地壳的fLu/Hf值-0.34[32]和硅铝质地壳的fLu/Hf值-0.72[33]，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。

艾山二长花岗岩样品锆石的176Hf/177Hf比值变化于0.282 144～0.282 251(表3)，平均值为0.282 189；εHf(t)值为-16.0～-19.7，平均值为-18.16；亏损地幔二阶段模式年龄TDM2为2.18～2.42 Ga，平均值为2.32 Ga。

4 讨 论

4.1 艾山岩体的形成时代

本文选取艾山岩体的似斑状黑云母二长花岗岩进行锆石定年，获得LA-ICP-MS锆石U-Pb年龄为(115±1)Ma，具有较好的谐和性，代表艾山岩体的侵位时间为115 Ma。近年来许多学者对中酸性岩浆岩与暗色微粒包体中锆石U-Pb 年代学开展了大量研究[34-35]，发现包体与其寄主岩石年龄在误差范围内一致，二者应为同时期的产物，准同时形成或包体形成略早，包体与岩体的稀土元素配分很相似，指示二者可能经过了一定程度的岩浆混合作用。

胶东地区发育大量120～110 Ma 的伟德山期花岗岩侵入体，为一套中性-酸性侵入岩类的岩石组合，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，出露岩体如南宿岩体、艾山岩体(117 Ma)、牙山岩体(117 Ma)、伟德山岩体(113 Ma)、院格庄岩体(113 Ma)、泽头岩体(115 Ma)等[36-39]。胶东地区广泛出露各类脉岩，发育大量的镁铁质煌斑岩类、辉绿岩、辉长岩等暗色脉岩，同时产出闪长质和二长质岩脉等，前人对于这套煌斑岩和辉绿岩开展过大量的年代学和同位素地球化学研究工作，认为其起源于123～121 Ma 时期的岩石圈部分熔融[40-42]。上述信息说明在早白垩世晚期胶东地区曾发生过一次广泛且强烈的岩浆活动，此时期形成的花岗岩类侵入体与中基性暗色脉岩应为相同构造背景下的产物。

4.2 岩石地球化学类型

艾山岩体样品中含有原生角闪石，并且榍石、磁铁矿、钛铁矿等副矿物普遍出现，岩体Al2O3、P2O5含量随SiO2含量增加而减少(图4c、d)。实验表明在准铝质-弱过铝质岩浆中，磷灰石溶解度通常较低，岩浆分异过程中随SiO2含量的增加而降低，这种不同于S 型花岗岩的特征，已被成功地用于判别I型花岗岩[43]。艾山岩体由深成相的石英闪长岩-斑状二长花岗岩类及浅成相的闪长玢岩、花岗斑岩等组成，为一套准铝质-弱过铝质的高钾钙碱性岩系，岩石中普遍含有角闪石等矿物，Na2O>3.47，A/CNK<1.35，显示I 型花岗岩的特征(图4a、b)。岩体出现高Y 含量(8.2×10-6～210.5×10-6)，低Sr/Y比值(19.5～67.3，图8)，具有明显的稀土元素分馏特征(LREE/HREE=28.43～34.72,(La/Yb)N=46.38～56.74)，负铕异常。

胶东地区晚侏罗世和早白垩世早期的花岗质侵入体表现出高Sr/Y比值、微弱负铕异常到弱的正铕异常的特征[17]，具有明显的埃达克质岩石的特征，地球化学特征结合岩相学研究表明郭家岭花岗闪长岩和玲珑花岗岩的岩浆源区的石榴子石和角闪石往往以残留相的形式存在，并且在这些残留相中基本不含斜长石[44]。而早白垩世晚期艾山花岗岩与之明显不同，它具有显著的负铕异常和低Sr/Y比值，很可能是在其岩浆源区斜长石作为一种主要的残留相存在，同时残留相中也应有石榴子石和角闪石。

4.3 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，具有良好的稳定性，并且通常可以准确获得锆石形成时的铪同位素组成[17]。

艾山二长花岗岩锆石的εHf(t)值为-19.7～-16.0，均为负值，在T-εHf(t)图解中均落入球粒陨石Hf同位素演化线以下，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，表明艾山岩体主要来自老地壳的熔融[17,24]。艾山岩体对应的Hf二阶段模式年龄TDM2为2.18～2.42 Ga(均值为2.33 Ga)，指示其岩浆源区主要是古元古代陆壳物质，可能有部分新太古代陆壳物质。这与伟德山期三佛山花岗岩样品全岩Nd二阶段模式年龄tDM2为2 447～2 143 Ma[18]、锆石Hf二阶段模式年龄2 385～2 096 Ma[46]接近，指示伟德山期花岗岩的放射成因同位素具有一致性。

与艾山岩体相比，新城金矿床内郭家岭型花岗岩(εHf(t)值为-24.7～-18.1[47])和区域内玲珑型花岗岩(εHf(t)值为-28.7～-17.6[29]、εHf(t)值为-23.85～-18.06[48])的εHf(t)范围更大，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，年龄由老逐渐变年轻，或有更多的幔源物质加入，从而导致岩石的Sr-Nd-Hf 同位素出现上述差异[46,49]。结合玲珑期花岗岩体是加厚的下地壳部分熔融的产物[46]，郭家岭期岩体岩浆源区可能主要为前寒武纪变质基底岩石(以新太古代—古元古代岩石为主)[47,50]，以及Hf二阶段模式年龄TDM2为2.18～2.42 Ga，本次研究认为艾山岩体的岩浆源区为前寒武纪变质基底岩石，可能主要为古元古代、新太古代陆壳物质。

艾山二长花岗岩的A/CNK主要为0.95～1.35，均值为1.07，Sr/Y比值为11～79，具有负铕异常，弱正铈异常，相对亏损Ta、Nb、P、Ti等高场强元素，表现出壳源的特征。早白垩世晚期艾山花岗岩具有负铕异常和低Sr/Y比值，很可能是在其岩浆源区斜长石作为一种主要的残留相存在，同时残留相中也应有石榴子石和角闪石。花岗岩Th/U比值为4.76～8.21，平均值6.99，高于大陆地壳平均值(4)；La/Nb比值为3.44～6.10，平均值4.95，高于大陆地壳平均值(2.2)；Th/Nb比值为1.90～2.20，平均值2.04，高于大陆地壳平均值(0.44)；Th/La比值为0.35～0.59，平均值0.43，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。

显微镜下观察艾山岩体暗色包体具有典型的岩浆岩矿物组合和结构构造特征，未见石榴子石、红柱石、堇青石等富铝矿物及变晶、片理和片麻理等变质岩的组构，二者没有存在冷凝边、淬火边等，说明不是围岩的捕虏体或地壳深熔作用的残留体。暗色包体与寄主岩石在SiO2组分(56.82%～68.83%)上存在明显区别，与分离结晶作用的连续曲线分布明显不同[52]。暗色包体矿物的粒度明显小于其寄主岩，并且与寄主岩相比，包体具有更高的稀土元素总量，表明它不是寄主岩浆早期的堆晶体或析离体。因为REE为强不相容元素，倘若包体是花岗质岩浆早期结晶分异产物的堆积体，则其REE含量应比寄主岩低，故又可以排除包体的析离体成因。综上，暗色微粒包体与寄主岩石是由不同性质的母岩浆演化而成。

艾山岩体中暗色包体数量不等、大小不一，这可能是岩浆不均一混熔的结果，大量针状磷灰石的出现是岩浆快速冷凝淬火的主要矿物学标志[53]。暗色包体与寄主花岗岩的形成年龄基本一致，表明在局部地区可能存在岩浆混合作用。艾山岩体岩石化学组成显示其为高钾钙碱性岩系岩石，岩石中出现晶体较大的钾长石、斜长石斑晶，发育的针状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[36]。这与前人对伟德山期花岗岩及暗色闪长质微粒包体的研究结论一致[18,36,54]。包体富TFe2O3、MgO，V 含量(36×10-6～103×10-6)高于上地壳，包体的流体包裹体研究表明其内含有碱性闪石包裹体[36]，说明其来源深度较大，暗示包体具有幔源原始岩浆的性质，可能为岩石圈地幔部分熔融的产物，并且上侵过程中有壳源长英质岩浆混合加入。

艾山岩体的地球化学特征，如高Mg#、高K2O、同位素组成及所含暗色包体的岩石学、地球化学以及副矿物组合表明幔源物质参与成岩作用。从上述特征来看，艾山花岗岩是陆壳酸性岩浆与幔源中基性岩浆混合而成，岩浆源区主要来自古老地壳物质的部分熔融，主要为古元古代和新太古代陆壳物质。

4.4 构造动力学背景

在中生代燕山期华北东部经历了强烈的岩石圈减薄事件[4,55]，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、回撤被认为是岩石圈减薄的主要驱动力[56]。早白垩世最为强烈的岩浆活动、成矿作用及凹陷盆地等的大量产生和形成是该地质事件的强烈响应[31]。在Nb-Y图解(图10a)中，岩石样品落在火山弧花岗岩和同碰撞花岗岩区域内；在(Y+Nb)-Rb图解(图10b)中，岩石样品落在火山弧花岗岩区域内，指示早白垩世晚期艾山花岗岩体与古太平洋板块向欧亚板块俯冲密切相关。

艾山岩体正是这一构造背景下形成的，为岩石圈减薄和陆内伸展背景下的产物。随着构造环境由挤压构造体制转为伸展构造体制[57]，太平洋板块回撤，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[58]。经过不断的壳幔相互作用，幔源基性岩浆侵位进而引发地壳熔融，形成了高钾钙碱性的艾山岩体等早白垩世晚期花岗岩。

5 结 论

(1)艾山岩体由深成相的石英闪长岩-斑状二长花岗岩类及浅成相的闪长玢岩、花岗斑岩等组成，为一套准铝质—弱过铝质、高钾钙碱性的I 型花岗岩，其中发育的暗色微粒包体为准铝质、碱性系列的二长岩-石英二长岩，岩石学和地球化学特征等表明岩体存在岩浆混合作用。

(2)艾山岩体年龄为(115±1)Ma，为胶东中生代早白垩世晚期岩浆岩，为岩石圈减薄和陆内伸展背景下的产物。

(3)艾山似斑状黑云母二长花岗岩的岩浆锆石εHf(t)值为-19.7～-16.0，对应的Hf二阶段模式年龄TDM2为2.18～2.42 Ga(均值为2.33 Ga)，表明艾山岩体主要来自古老地壳物质的部分熔融。艾山二长花岗岩为壳源酸性岩浆与幔源中基性岩浆混合而成，壳源岩浆源区主要为古元古代和新太古代陆壳物质。