华北克拉通具有长期而复杂的早前寒武纪演化历史(Liu et al., 1992)，其中~2.5Ga和~1.9Ga两期构造热事件广泛存在于华北克拉通的很多地区(白瑾等，1996)。对这两期构造热事件的限定有助于加深对其意义的了解。华北克拉通东部陆块相对于其他地区来说更加稳定，在2.5Ga之后的构造热事件较少，在鲁西、冀东、鞍山等地区保存了很多变质变形程度都较低的太古宙晚期岩石单元。但在胶东半岛、辽东半岛和吉林的部分地区却存在古元古代晚期的高级变质作用记录。在胶东地区，~2.5Ga和~1.9Ga两期构造热事件都有比较明显的表现。新太古代晚期之前的岩石都记录了~2.5Ga的变质作用，区域上还发育很多2.5Ga左右的花岗质岩石(唐俊等，2004；Tang et al., 2007；Jahn et al., 2008；刘建辉等，2011；万渝生等, 2011, 2012；Liu et al., 2012)。而古元古代晚期由于存在高压麻粒岩相变质作用，更是受到了很多研究者的关注(刘文军等，1998；周喜文等, 2003, 2004；Wan et al., 2006；Zhou et al., 2008a；刘平华等, 2010, 2012；王舫等，2010；Tam et al., 2011, 2012a, b；Liu et al., 2012；刘福来等，2012)。但这两期构造热事件对早期地壳形成的意义尚不明确，还需要更多资料的积累和归纳。此外，由于变质变形作用的改造，导致很多岩石的原岩很难恢复，也阻碍了对早期地壳演化的认识。作者在胶东谭格庄地区发现一出露很好的地质剖面，剖面中发育不同类型的岩石，而且存在明显的强变形和弱变形带，有利于了解早期岩石间的关系以及变形作用对它们的影响。故此，作者对该剖面进行了详细的野外观察和锆石定年，以探讨该区早前寒武纪构造热事件及其地质意义。

胶东地区位于华北克拉通的东部，早前寒武纪地质体广泛出露(图 1)，根据年代学资料可把其划分为4个时代：中太古代(~2.9Ga)、新太古代早期(~2.7Ga)、新太古代晚期(~2.5Ga)和古元古代晚期(~2.0Ga)。中太古代岩石主要出露于栖霞-招远地区(Jahn et al., 2008；刘建辉等，2011；谢士稳等，未刊资料)，这是华北克拉通为数不多的~2.9Ga地质体。胶东地区还广泛发育~2.7Ga的TTG片麻岩，从目前已有资料看，它们分布范围很广，许多地区都有出露(唐俊等，2004；Tang et al., 2007；Jahn et al., 2008；刘建辉等，2011)。与华北克拉通其它地区一样，胶东地区同样记录了强烈的~2.5Ga构造热事件，既对早期岩石进行改造，导致很多2.9Ga和2.7Ga岩石变质变形和深熔，又形成了很多2.5Ga花岗质岩石(Jahn et al., 2008；Zhou et al., 2008b；刘建辉等，2011)。除上述花岗质岩石外，胶东地区还有少量新太古代沉积岩和斜长角闪岩存在，但出露规模很小，多以包体形式存在于太古宙花岗岩之中，被当做新太古代“胶东岩群”的一部分；一些斜长角闪岩为变质基性岩(岩墙或岩脉)。锆石年代学研究表明它们形成时代大致为2.5Ga (万渝生等，2012；Liu et al., 2012)。古元古代的地质体由花岗岩和表壳岩两部分组成。其中古元古代花岗岩的研究程度较低，仅有少量报道(刘建辉等，2011)；而古元古代表壳岩则分布较广，被划分为荆山群和粉子山群。两者都以沉积岩为主，主要由高铝黑云片岩、变粒岩、大理岩、石墨片岩等组成，原岩组合无明显区别。但荆山群变质程度较高，多达角闪岩相，局部为麻粒岩相；而粉子山群则以绿片岩相-低角闪岩相为主。在胶东地区，1.9Ga左右的变质作用存在差异性，部分地质体的锆石定年中没有记录到这期变质作用(Jahn et al., 2008；刘建辉等，2011)，但同样有很多地质体中存在1.9Ga左右的变质锆石记录(唐俊等，2004；万渝生等，2011；Tam et al., 2011；刘建辉等，2011；Liu et al., 2012)。

图 1

Fig. 1

图 1 胶东地区早前寒武纪地质图(a, 据Zhao et al., 2005; b, 据万渝生等, 2012修编) Fig. 1 Geological map of Early Precambrian rocks in eastern Shandong (a, after Zhao et al., 2005; b, modified after Wan et al., 2012)

谭格庄剖面位于胶东南部(图 1)，其东侧~1km出露荆山群变沉积岩。在谭格庄东北，离高速公路出口不远处的公路一侧(N37°08′10.81″/E120°37′21.13″)，发育百米以上非常好的岩石剖面(图 2a)。该剖面主要出露花岗质片麻岩和斜长角闪岩两类岩石。其中，花岗质岩石富Na₂O，贫K₂O和CaO，在An-Ab-Or图解中落在奥长花岗岩区(颉颃强等，未发表数据)。奥长花岗质片麻岩和斜长角闪岩呈互层状产出，一道发生褶皱(图 2b)。由于变形后两者的片麻理方向一致，无法限定两者间的侵入关系。在局部地区，可见斜长角闪岩呈断块状出现在奥长花岗质片麻岩之中，类似于包体的性质。然而，详细的观察可以发现，奥长花岗质片麻岩的片麻理呈弯曲状绕着斜长角闪岩的断开处分布(图 2c)。变形过程中，斜长角闪岩相对刚性，被拉断为石香肠，而相对韧性的奥长花岗质岩石则沿断开处发育变形。在局部地区，斜长角闪岩似呈团块状，但其内部发育紧闭褶皱，薄层的花岗质-伟晶质岩石与之一起褶皱，团块状的外貌是紧闭褶皱导致单层重复的结果(图 2d)。多数情况下，两者呈互层状，一起发生褶皱变形。有的部分以斜长角闪岩为主，伟晶质和花岗质岩石以薄的夹层与之一起变形(图 2e左上侧)；有的部分则以花岗质岩石为主，斜长角闪岩以带状出露其中(图 2e中部-右部)。在整个剖面上，广泛发育伟晶质岩脉。他们随围岩一起变形，表明其形成于最晚期变形之前。但局部又可见部分岩脉切过围岩片麻理(图 2d的左侧)，所以这些伟晶质岩脉应是同变质变形期的产物。值得注意的是，露头的最东北侧为强变形域，斜长角闪岩和奥长花岗质片麻岩已经完全平行化(图 2f)，强烈变形导致不同成分层非常薄(图 2g)，与岩浆岩的类似之处仅在于矿物粒度较粗大一些。

图 2

Fig. 2

图 2 胶东地区谭格庄剖面野外照片 (a)-剖面全图；(b)-西南侧弱变形域的野外特征；(c)-斜长角闪岩被拉断，奥长花岗质片麻岩的片麻理沿断裂处弯曲，S1105(奥长花岗质片麻岩)采样处；(d)-看似块状的斜长角闪岩内发育强烈的紧闭褶皱；(e)-弱变形域局部放大图，样品S1238(斜长角闪岩)采样处；(f)-东北侧强变形域，斜长角闪岩和奥长花岗质片麻岩已经完全平行化呈薄层状互层；(g)-强变形域局部放大图 Fig. 2 Field photos in the Tangezhuang section, eastern Shandong (a)-whole section; (b)-enlargement in southwestern portion of the section, showing relatively weak deformation; (c)-deformed trondhjemitic gneiss (S1105) "intruding" amphibolite; (d)-tight folded amphibolite showing "massive" appearance; (e)-local enlargement of Fig. 2b, also shown is location of sample S1238 (amphibolite); (f)-strongly deformed segment in the northeastern portion of the section, showing interlayers of trondhjemitic gneiss and amphibolite; (g)-local enlargement of Fig. 2f

对奥长花岗质片麻岩(S1105，图 2c)和斜长角闪岩(S1238，图 2e)以及公路对面的一斜长角闪岩样品(S0812)进行了锆石SHRIMP U-Pb定年。奥长花岗质片麻岩(S1105)主要由石英(30%)和斜长石(55%~60%)组成，含少量黑云母( < 5%)和钾长石( < 10%)。其中黑云母呈褐色，多色性较弱，斜长石局部遭受绢云母化。除造岩矿物外，还可见磷灰石、锆石等副矿物(图 3a)。岩石具有中粒半自形粒状结构，部分斜长石保存半自形的晶形，而石英为他形。矿物粒径较粗，常可达1~2 mm，矿物间略呈定向。两个斜长角闪岩样品(S1238和S0812)的岩石外貌和矿物组成类似，主要由斜长石(35%~40%)、角闪石(55%~60%)以及少量石英(5%)组成(图 3b)。斜长石和角闪石多为半自形-它形，粒度较粗，多可达0.5~2mm (图 3b)。斜长石具聚片双晶，一些发生绢云母化。石英大都粒度较细，以他形存在于长石和角闪石之间。

图 3

Fig. 3

图 3 岩石显微照片 (a)-奥长花岗质片麻岩(S1105)；(b)-斜长角闪岩(S1238) Fig. 3 Microphotos of rocks in the Tangezhuang Section, eastern Shandong (a)-trondhjemitic gneiss (S1105); (b)-amphibolite (S1238)

锆石SHRIMP U-Pb定年在中国地质科学院北京离子探针中心SHRIMP II仪器上完成，通过水淘加磁选方法选出无磁性重矿物后在双目镜下手工挑选出锆石。将锆石样品和标准锆石TEM一起制靶并进行透反射光照相和阴极发光(CL)成像，通过对透射、反射光图像和CL图像的分析，选择没有裂隙、包裹体且结构单一的位置定年。详细的分析原理及流程参见相关文献(刘敦一和简平，2004；Williams，1998)。分析过程中，澳大利亚国立大学地学院的标准锆石SL13(U的含量为238×10^-6)用来标定所测锆石的U、Th、Pb含量。标准锆石TEMORA (年龄为417Ma)用来进行元素间的分馏校正。根据实测²⁰⁴Pb校正普通Pb。每个分析点均采取5次扫描，单点误差为1σ，而样品加权平均年龄误差为2σ。数据处理使用SQUID 1.02和ISOPLOT 2.49程序(Ludwig, 2001a, b)，由于所测样品较老，故均采用²⁰⁶Pb/²⁰⁷Pb年龄。

锆石颗粒较大，长度常可以达到200~300μm，长宽比多为1:2~1:3。阴极发光下(图 4a)，锆石的核部发育明显的振荡环带，是花岗质岩石中锆石的典型特征。在锆石边部，往往发育没有环带的成分域，由于整颗锆石看来大都具有比较完好的晶型，一些情况下难以确定它们是由增生或重结晶作用形成，但无疑都为变质成因。通过对CL图像的仔细辨认，可以识别出两期变质。紧靠核部的变质成分域在CL图像上较暗，而在其外侧变质成分域颜色略浅一些，多呈灰色。在不同锆石中，两期变质的成分域大小存在变化，在图 4a的颗粒1和7中，早期暗色变质成分域宽度较大，而晚期灰色变质成分域宽度很小；而在图 4a中的颗粒3和8中，早期变质成分域不发育或非常窄，而晚期变质成分域宽度相对较大。对13颗锆石进行了15个点的分析(表 1、图 5a, b)。三个不同成分域分别给出了不同的锆石SHRIMP年龄。发育明显振荡环带的7个分析点都具有较高的Th/U比值(0.22~0.81)，其U含量总体较低(84×10^-6~290×10^-6)。它们给出的²⁰⁷Pb/²⁰⁶Pb年龄为2436~2505Ma，其中靠近谐和线的5个点的加权平均年龄为2496±10Ma (MSWD=0.45)，被解释为奥长花岗质片麻岩原岩的形成年龄。早期暗色成分域6个分析点都具有非常低的Th/U比值(0.01~0.06)，给出的²⁰⁷Pb/²⁰⁶Pb年龄为2201~2463Ma。其年龄变化较大，可能和U含量较高(155×10^-6~839×10^-6)及古元古代晚期变质作用叠加有关。较高的U含量导致锆石容易遭受放射性损伤，这对年龄带来两个方面的影响。一方面是导致该成分域容易发生Pb丢失(图 5b中的7.1ME，10.1ME和13.1ME)。另一方面，在后期变质作用中，这些受到放射性损伤的区域更易发生U-Pb体系的重置，使一些数据点年龄无地质意义(5a中的2.1ME和11.1ME)。在这组分析点中，数据点1.1ME靠近上交点附近，²⁰⁷Pb/²⁰⁶Pb年龄为2457±8Ma，最接近早期变质事件的时代。晚期的灰色变质成分域大都比较窄，只获得2个数据点，其Th/U比值非常低( < 0.01和0.08)。²⁰⁷Pb/²⁰⁶Pb年龄分别是1895±39Ma (9.2ME)和1970±14Ma (8.1ME)，前者误差很大，是U含量低的缘故；后者年龄偏大，可能与变质边太窄，分析束斑有少部分落在早期的岩浆锆石域有关。

图 4

Fig. 4

图 4 代表性锆石的阴极发光(CL)图像 (a)-奥长花岗质片麻岩(S1105)；(b)-斜长角闪岩(S1238)；(c)-斜长角闪岩(S0812) Fig. 4 Cathodoluminescence (CL) images of representative zircons (a)-trondhjemitic gneiss (S1105); (b)-amphibolite (S1238); (c)-amphibolite (S0812)

图 5

Fig. 5

图 5 锆石SHRIMP U-Pb年龄谐和图 (a、b)-奥长花岗质片麻岩(S1105)；(c)-斜长角闪岩(S1238)；(d)-斜长角闪岩(S0812) Fig. 5 Concordia diagram of zircon SHRIMP U-Pb data (a, b)-trondhjemitic gneiss (S1105); (c)-amphibolite (S1238); (d)-amphibolite (S0812)

表 1

Table 1

表 1(Table 1)

表 1 谭格庄地区奥长花岗质片麻岩(S1105)和斜长角闪岩(S1238和S0812)的锆石SHRIMP U-Pb定年结果 Table 1 Zircon SHRIMP U-Pb data of trondhjemitic gneiss (S1105) and amphibolite (S1238 and S0812) in Tangezhuang area Spot 206Pbc (%) U (×10-6) Th (×10-6) Th/U 206Pb* (×10-6) 207Pb*/206Pb* ±% 207Pb*/235U ±% 206Pb*/238U ±% err corr 206Pb/238U Age (Ma) 207Pb/206Pb Age (Ma) Discordant (%) 奥长花岗质片麻岩(S1105) S1105-1.1ME 0.05 580 22 0.04 228 0.16016 0.46 10.07 1.6 0.4560 1.5 0.956 2, 422 ±30 2, 457 ±8 1 S1105-2.1ME 0.04 302 16 0.06 107 0.13791 0.61 7.81 1.7 0.4105 1.6 0.931 2, 217 ±29 2, 201 ±11 -1 S1105-2.2MA 0.04 243 67 0.29 94 0.15970 0.78 9.92 1.8 0.4506 1.6 0.895 2, 398 ±31 2, 453 ±13 2 S1105-3.1MA 0.04 290 227 0.81 119 0.16397 0.54 10.80 1.7 0.4776 1.6 0.946 2, 517 ±33 2, 497 ±9 -1 S1105-4.1MA 0.05 257 110 0.44 98 0.15819 0.59 9.70 1.7 0.4445 1.6 0.937 2, 371 ±31 2, 436 ±10 3 S1105-5.1MA 0.10 155 33 0.22 63 0.16310 0.77 10.61 1.9 0.4719 1.8 0.917 2, 492 ±37 2, 488 ±13 0 S1105-6.1MA 0.02 240 137 0.59 99 0.16471 0.58 10.84 2.0 0.4772 1.9 0.954 2, 515 ±39 2, 505 ±10 0 S1105-7.1ME 0.15 753 8 0.01 268 0.15811 0.50 9.03 1.6 0.4141 1.5 0.948 2, 233 ±28 2, 436 ±9 8 S1105-8.1ME 0.11 256 21 0.08 79 0.12091 0.78 5.95 1.8 0.3571 1.6 0.895 1, 969 ±27 1, 970 ±14 0 S1105-9.1MA 0.22 154 67 0.45 63 0.16270 0.84 10.56 1.9 0.4706 1.7 0.891 2, 486 ±34 2, 484 ±14 0 S1105-9.2ME 0.33 60 0 0.00 18 0.11600 2.2 5.60 2.9 0.3502 2.0 0.683 1, 936 ±34 1, 895 ±39 -2 S1105-10.1ME 1.33 155 4 0.03 57 0.15560 1.4 9.04 2.2 0.4216 1.7 0.773 2, 268 ±32 2, 408 ±23 6 S1105-11.1ME 0.04 266 16 0.06 91 0.14517 0.65 8.00 1.7 0.3995 1.6 0.926 2, 167 ±29 2, 290 ±11 5 S1105-12.1MA 0.09 84 26 0.32 34 0.16390 1.1 10.49 2.2 0.4639 1.9 0.874 2, 457 ±39 2, 497 ±18 2 S1105-13.1ME 0.20 839 20 0.02 287 0.16065 0.47 8.79 2.4 0.3969 2.4 0.982 2, 155 ±44 2, 463 ±8 12 斜长角闪岩(S1238) S1238-1.1 0.03 1812 93 0.05 524 0.11229 0.24 5.207 0.87 0.3363 0.84 0.961 1, 869 ±14 1, 837 ±4 -2 S1238-2.1 0.03 1190 55 0.05 342 0.11246 0.31 5.186 0.92 0.3345 0.87 0.941 1, 860 ±14 1, 840 ±6 -1 S1238-4.1 0.02 1873 92 0.05 538 0.11214 0.22 5.166 0.86 0.3341 0.83 0.967 1, 858 ±13 1, 834 ±4 -1 S1238-5.1 0.01 1200 69 0.06 335 0.11300 0.27 5.07 2.2 0.3252 2.2 0.992 1, 815 ±34 1, 848 ±5 2 S1238-6.1 - 2261 117 0.05 634 0.11246 0.21 5.06 1.6 0.3263 1.5 0.991 1, 820 ±24 1, 840 ±4 1 S1238-7.1 0.05 846 41 0.05 237 0.11223 0.39 5.052 0.94 0.3265 0.86 0.913 1, 821 ±14 1, 836 ±7 1 S1238-8.1 0.00 2596 140 0.06 725 0.11299 0.18 5.06 1.2 0.3250 1.2 0.988 1, 814 ±18 1, 848 ±3 2 S1238-9.1 2.25 7 0 0.04 1.7 0.11770 6.4 4.23 7.3 0.2604 3.5 0.479 1, 492 ±47 1, 922 ±120 22 S1238-10.1 0.01 745 32 0.04 212 0.11231 0.38 5.133 0.96 0.3315 0.89 0.919 1, 845 ±14 1, 837 ±7 0 S1238-11.1 0.00 1760 88 0.05 504 0.11270 0.21 5.184 0.86 0.3336 0.83 0.969 1, 856 ±13 1, 843 ±4 -1 S1238-12.1 0.08 630 29 0.05 169 0.11330 0.41 4.871 0.96 0.3118 0.87 0.905 1, 750 ±13 1, 853 ±7 6 S1238-13.1 0.02 835 37 0.05 235 0.11355 0.37 5.129 0.94 0.3276 0.86 0.920 1, 827 ±14 1, 857 ±7 2 S1238-14.1 0.01 1521 74 0.05 437 0.11211 0.24 5.172 0.88 0.3346 0.85 0.962 1, 860 ±14 1, 834 ±4 -1 S1238-14.2 0.86 17 2 0.13 3.9 0.11600 4.6 4.32 5.4 0.2705 2.7 0.501 1, 543 ±37 1, 895 ±83 19 斜长角闪岩(S0812) S0812-1.1 0.58 118 10 0.08 33 0.1104 1.5 5.00 2.6 0.3284 2.1 0.802 1, 830 ±33 1, 806 ±28 -1 S0812-2.1 0.12 244 62 0.26 69 0.1129 0.79 5.12 2.1 0.3290 2.0 0.928 1, 834 ±31 1, 847 ±14 1 S0812-3.1 0.44 97 4 0.04 27 0.1121 1.7 5.01 2.9 0.3244 2.4 0.806 1, 811 ±37 1, 834 ±31 1 S0812-4.1 0.18 158 22 0.14 47 0.1116 1.1 5.28 2.3 0.3433 2.0 0.886 1, 902 ±33 1, 826 ±19 -4 S0812-5.1 0.24 123 13 0.11 34 0.1098 1.2 4.88 2.4 0.3227 2.0 0.856 1, 803 ±32 1, 796 ±22 0 S0812-6.1 0.17 198 26 0.14 56 0.1110 1.2 5.05 2.3 0.3300 2.0 0.849 1, 838 ±32 1, 816 ±23 -1 S0812-7.1 0.10 93 7 0.08 27 0.1142 1.3 5.31 2.5 0.3373 2.1 0.854 1, 874 ±34 1, 867 ±23 0 S0812-8.1 0.15 221 37 0.17 63 0.1118 0.86 5.11 2.1 0.3317 2.0 0.916 1, 847 ±32 1, 828 ±16 -1 S0812-9.1 0.15 217 19 0.09 64 0.1128 0.87 5.35 2.1 0.3437 2.0 0.915 1, 904 ±32 1, 846 ±16 -3

表 1 谭格庄地区奥长花岗质片麻岩(S1105)和斜长角闪岩(S1238和S0812)的锆石SHRIMP U-Pb定年结果 Table 1 Zircon SHRIMP U-Pb data of trondhjemitic gneiss (S1105) and amphibolite (S1238 and S0812) in Tangezhuang area

锆石呈短轴状或椭圆状。阴极发光下，主要由颜色较暗的成分域组成(图 4b)。根据平直边界，可把其划分为两个部分。内侧部分显示出岩浆锆石的形态特征，其内部有颜色较浅的成分域存在。它们为岩浆锆石重结晶作用的结果。颜色较暗成分域的外侧部分与内侧部分的结构类似(不明显的扇形结构)，它们是岩浆锆石变质重结晶或变质增生的结果，有待进一步确定，但无疑都为变质成因。对14颗锆石进行了15个数据点分析(表 1，图 5c)。13个位于颜色较暗成分域的数据点分析，U含量和Th/U比值分别为630~2596×10^-6和0.04~0.06。去除13.1，其余12个数据点的²⁰⁷Pb/²⁰⁶Pb加权平均年龄为1842±3 Ma (MSWD=1.6)，解释为变质作用的年龄。2个颜色较浅成分域的数据点分析，U含量和Th/U比值分别为7~17×10^-6和0.04~0.13。它们都存在明显的铅丢失，这和它们的低U含量似乎不一致，具体原因不明。

锆石特征和S1238的存在类似之处，也有颜色较浅的成分域存在(图 4c)。但颜色较暗成分域部分的颜色更浅，岩浆锆石外形不明显，扇形结构更清楚。对9颗锆石进行了9个数据点分析(表 1、图 5d)，U含量和Th/U比值分别为93×10^-6~244×10^-6和0.04~0.26。²⁰⁷Pb/²⁰⁶Pb加权平均年龄为1833±13Ma (MSWD=1.0)，解释为变质作用的年龄。

与奥长花岗质岩石(S1105)相比，斜长角闪岩(S1238，S 0812)的古元古代晚期变质锆石更为发育，表明岩性对变质锆石发育具有很大的影响。奥长花岗质岩石含水矿物含量低，而且还遭受了新太古代晚期-古元古代早期变质作用改造，推测其变质锆石不发育可能是古元古代晚期变质作用过程中流体不丰富的缘故(万渝生等，2011)。与之不同，斜长角闪岩中含水矿物角闪石很高，看来是变质锆石发育的重要原因。

值得注意的是，两个斜长角闪岩样品中的变质锆石存在一定差异，它们颜色较暗的成分域阴极发光程度明显不同，与两者U含量存在明显差异一致，可能反映了变质锆石形成时周围介质中含U流体的不同。两个样品相距不远，直线距离约50m，变质锆石的组成变化表明在较小空间范围流体活动也可存在很大变化。

奥长花岗质片麻岩锆石定年给出的形成年龄为2.50Ga，但两个斜长角闪岩样品都只发育变质锆石，根据定年结果无法判断形成时代。由于强烈变形，奥长花岗质片麻岩和斜长角闪岩已相互平行化，原有接触关系无法确定。对于两者间的形成时代关系，存在两种可能：1)斜长角闪岩是花岗质岩石中的包体，随后两者一起变形；2)斜长角闪岩原岩是侵入到花岗质岩石中的基性岩墙。基于以下理由，我们更倾向于第二种可能性。首先，两者互层并共同发生强烈褶皱，虽然早期包体受到复杂变形之后也有可能这样，但岩墙侵入的情形更为常见。在栖霞亭口，TTG片麻岩被基性岩墙侵入并一道变形，局部可见基性岩墙已经被拉断(图 6)。如果TTG片麻岩和变质基性岩墙一起褶皱，其外貌特征就与谭格庄地区的非常类似。其次，斜长角闪岩的矿物粒度较大，虽然不能排除矿物颗粒在变质过程中加粗的可能，但岩石的总体特征更类似与变质的辉长岩。

图 6

Fig. 6

图 6 胶东亭口地区太古宙基底的野外照片示TTG片麻岩被基性岩墙侵入，并共同发生变形 Fig. 6 Field photo showing deformed TTG gneiss and mafic dykes of Archean basement in the Tingkou area, eastern Shandong

变质岩原岩恢复是十分重要的基础性工作。在谭格庄剖面南西段(图 2b)，岩石发生褶皱变形，但岩浆成因的岩石外貌仍十分清楚。在该剖面北东段(图 2f)，随着变形作用增强，花岗质岩石和角闪质岩石相互之间完全平行化，单层厚度非常薄，显示出不同成份层互层甚至成份递变的特征(图 2g)。一些早期的研究常常将这些特征解释为继承的沉积韵律，作为变质沉积岩原岩恢复的重要标志。但谭格庄剖面强变形域和弱变形域的对比表明，该处的成份互层是两种不同岩性的岩浆岩强烈变形的结果。所以，在强变形地区，进行原岩恢复需非常谨慎，应多观察，结合更大范围特别是弱变形域的情况加以综合判断，而不是根据单个露头的观察得出结论。

谭格庄剖面3个样品锆石定年表明，奥长花岗质片麻岩中记录了太古宙末-古元古代初的变质作用，所有3个样品都存在古元古代末变质作用的锆石记录。实际上，这两期变质作用在胶东地区广泛存在。

新太古代晚期之前的岩石大都记录了2.5Ga的变质作用。目前报道的2.9Ga岩石主要发育在栖霞东南部黄燕底(图 7中2)和栖霞南部十里庄(图 7中6)，这些TTG片麻岩和变粒岩中2.9Ga岩浆锆石外侧都发育了~2.5Ga的变质边(Jahn et al., 2008；刘建辉等，2011)。在栖霞东部朱留村(图 7中3)和马家窑(图 7中5)以及栖霞南部榆科顶(图 7中12)的2.7Ga TTG片麻岩都存在2.5Ga左右的变质锆石(Jahn et al., 2008；唐俊等，2004)；而在栖霞东部大埠后(图 7中4)和大柳家(图 7中8)、招远东南(图 7中25)、桃村北部凤凰庄村(图 7中13)等地的2.7Ga TTG片麻岩中未获得2.5Ga变质锆石年龄(Jahn et al., 2008；刘建辉等，2011；Tang et al., 2007)，但岩石都发生了明显深熔和变形，呈条带状，与那些发育2.5Ga变质锆石的TTG片麻岩特征非常类似，其变质深熔作用时代很可能也是2.5Ga左右。很多2.5~2.55Ga的岩石也有~2.5Ga变质锆石记录，如：栖霞西北苏家店地区(图 7中20)的角闪变粒岩、栖霞东南部东八台地区(图 7中1)的变闪长岩、栖霞南部朱留地区(图 7中3)的奥长花岗质片麻岩、莱西南岚地区(图 7中27)的石榴紫苏片麻岩以及本文报道的谭格庄(图 7中32)奥长花岗质片麻岩(万渝生等, 2011, 2012；刘建辉等，2011；Liu et al., 2012)。栖霞东部圈里地区(图 7中9)2.54Ga TTG片麻岩虽然没有给出2.5Ga的变质锆石年龄(刘建辉等，2011)，但其已发生了明显深熔和强烈变形。虽然胶东地区存在古元古代晚期的变形和深熔(刘福来等，2012)，但该点北侧不远处古元古代的粉子山群变质程度为高绿片岩相-角闪岩相，所以该处TTG片麻岩的深熔和变形很可能也发生在2.5Ga左右。在栖霞南部孙家咽喉(图 7中7)2.54Ga的黑云角闪花岗片麻岩和栖霞北部(图 7中22)2.54Ga的黑云斜长片麻岩没有2.5Ga左右的变质锆石记录(刘建辉等，2011；Zhou et al., 2008a)，原因还不清楚。

图 7

Fig. 7

图 7 胶东地区古元古代晚期变质锆石年龄记录 数据来源：1(万渝生等，2011)；2~5 (Jahn et al., 2008)；6~11(刘建辉等，2011)；12~14(唐俊等，2004)；15~19(Tam et al., 2011)；20(万渝生等，2012)；21(Zhou et al., 2008a)；22~23(Zhou et al., 2008b)；24~25(Tang et al., 2007)；26(董春艳等，2011)；27~29(Liu et al., 2012)；30~31(Wan et al., 2006)；32(本文) Fig. 7 Late-Paleoproterozoic metamorphic zircon age records in eastern Shandong Data sources: 1(Wan et al., 2011); 2~5(Jahn et al., 2008); 6~11(Liu et al., 2011); 12~14(Tang et al., 2004); 15~19(Tam et al., 2011); 20(Wan et al., 2012); 21(Zhou et al., 2008a); 22~23(Zhou et al., 2008b); 24~25(Tang et al., 2007); 26(Dong et al., 2011); 27~29(Liu et al., 2012); 30~31(Wan et al., 2006); 32(this study)

2.5Ga构造热事件具有全区性特点，导致强烈的深熔作用，早期陆壳的再循环作用非常重要。Wan et al.(2010)和Geng et al.(2012)根据锆石年代学和Hf同位素研究指出，华北克拉通广泛发育的2.5Ga岩石很大程度上来自古老地壳的再循环。本文对胶东地区的研究支持这一结论。刘建辉等(2012)对胶东地区2个2.5Ga花岗岩进行的Hf同位素分析，也表明其形成过程中存在较明显的早期陆壳再循环。

古元古代末的变质作用在胶东地区也是区域性的，但存在一定的地区差异。总体上，南部地区的古元古代变质作用大都为高角闪岩相-麻粒岩相，而北部地区的古元古代变质作用程度较低(靳是琴等，1987)。近十年来的锆石定年结果也显示出一定的南北差异。在南部地区，大都存在1.9Ga左右的变质锆石年龄记录，而北部地区1.9Ga左右的变质锆石年龄记录则相对较少(图 7)。

在南部地区，自西向东，从平度北双庙水库(图 7中15)一带，经莱西常家屯村(图 7中18)、南墅村(图 7中17)、南岚(图 7中27)、河头店(图 7中16)等地和莱阳谭格庄(图 7中28)一直到栖霞南部官道(图 7中29)和太平庄(图 7中19，21)一带，发育很多高压基性麻粒岩和高压泥质麻粒岩(刘文军等，1998；周喜文等, 2003, 2004；Zhou et al., 2008a；Tam et al., 2011, 2012a, b, c；刘平华等, 2010, 2012；王舫等, 2010, Liu et al., 2012)，近几年来对这些高压变质岩的定年结果表明其无一例外都存在1.8~1.95Ga变质年龄的记录，而且详细的锆石包体研究表明，1.9Ga左右的变质年龄可能代表峰期变质年龄，而1.80~1.85Ga可能记录的是退变质到中低压麻粒岩相时的年龄(Zhou et al., 2008a；Tam et al., 2011；刘平华等，2011；Liu et al., 2012)。此外，这些地区发育的太古宙花岗质岩石(图 7中12)、古元古代花岗岩(图 7中11)、辉长岩(图 7中26)和荆山群变沉积岩(图 7中30)也都有1.9Ga左右的变质锆石记录(Wan et al., 2006；唐俊等，2004；Tang et al., 2007；刘建辉等，2011；董春艳等，2011)。继续往东，在栖霞东南部东八台(图 7中1)的变质闪长岩和桃村北凤凰庄(图 7中13)的TTG片麻岩也发育1.9Ga的变质锆石(万渝生等，2011；唐俊等，2004；Tang et al., 2007)。

而在北部地区，招远东南(图 7中25)的TTG片麻岩没有记录到1.9Ga左右的变质锆石(Tang et al., 2007)，栖霞周围从北部松山镇附近(图 7中22)往南到孙家咽喉(图 7中7)，往东到亭口圈里(图 7中9)的广大地区发育大量2.5~2.9Ga的花岗质岩石，都没有记录到1.9Ga的变质锆石年龄(Tang et al., 2007；Jahn et al., 2008；Zhou et al., 2008a；刘建辉等，2011)，在栖霞西北苏家店(图 7中20)的角闪变粒岩中也没有1.9 Ga的变质作用记录(万渝生等，2012)，然而，在亭口(图 7中24)和松山镇(图 7中23)的斜长角闪岩中都发育大量1.9Ga左右的变质锆石(Tang et al., 2007；Zhou et al., 2008a)，此外，在栖霞北部不远处(图 7中31)的粉子山群石榴黑云石英片岩中也发育少量1.9Ga左右的变质锆石(Wan et al., 2006)。在同一个地区，有的样品存在变质锆石记录，有的样品缺乏变质锆石记录，如前面指出的那样，这可能与岩性有关。斜长角闪岩和变沉积岩中的含水矿物很多，在变质作用中容易形成变质锆石。而花岗质岩石相对来说含水矿物较少，特别是很多花岗质岩石在2.5Ga左右已经发生了变质和深熔作用，可能含水矿物已经分解，导致岩石在后期变质过程中无法形成新的变质锆石。需要指出的是，虽然北部的斜长角闪岩也存在1.9Ga左右的变质锆石记录，但根据已有资料，南部和北部的变质记录存在一定差异。这一差异主要体现在3个方面：(1)北部的花岗质岩石中尚未发现1.9Ga的变质锆石，而南部所有类型的岩石大都发育1.9Ga的变质锆石；(2)北部地区的斜长角闪岩中很少有石榴石、斜方辉石等矿物的报道，而类似矿物在南部的斜长角闪岩中广泛分布；(3)南部荆山群中常见麻粒岩相变质作用，局部有高压麻粒岩相变质；而北部地区的粉子山群总体上变质程度为高绿片岩相-角闪岩相(于志臣，1996)。根据变质锆石的空间分布(图 7)，初步推断不同变质域大致呈东西向分布，两者的粗略界线位于北纬37°10′左右。带状分布特征和高压麻粒岩的发育暗示古元古代变质事件与造山作用有关。

(1)谭格庄地区的奥长花岗质片麻岩形成年龄为2.50Ga，遭受了新太古代晚期-古元古代早期和古元古代晚期变质，斜长角闪岩记录了1.84Ga的变质锆石年龄。

(2)在强烈变形地区，薄层状的成份互层可能是变形的结果，不能作为原岩恢复的依据。

(3)胶东地区太古宙末存在强烈的变质深熔作用和壳内再循环作用，在古元古代末存在带状的造山作用。