自从England and Thompson(1984)在 Journal of Petrology 发表有关变质作用P-T-t轨迹的热模拟和岩石学研究的两篇重要论文以来，世界各国变质地质工作者对全球不同时代的变质地体开展了详细的变质作用P-T-t轨迹演化研究，并一致认为不同大地构造环境下变质地体的变质演化过程及其相应的P-T-t轨迹特征和样式存在明显的差异。通常情况下，近等温减(降)压(ITD)顺时针P-T-t轨迹反映了变质地体曾经历了碰撞造山的构造环境(England and Thompson，1984; Thompson and England ，1984; Ellis，1987; Harley，1989; Brown， 1993，2006，2007，2008，2014; Carswell and O’Brien，1993; Zhao et al., 1998，1999a，b，c，2000a，b，2001a，b，2005; O’Brien and Rötzler，2003; Pitra et al., 2010; Jamieson and Beaumont， 2011)；而近等压冷却降温(IBC)逆时针P-T-t演化轨迹一般反映变质作用和岛弧根部、大陆裂谷或地幔柱环境中大规模的幔源岩浆底侵增温作用有关(Well，1980; Sandiford and Powell， 1986; Bohlen， 1987，1991; Condie，1997; Appel et al., 1998; Jayananda et al., 1998; Zhao et al., 1998，1999a，b)。因此，结合岩石学、地球化学、构造地质学和同位素年代学研究，变质作用P-T-t轨迹可有效地划分变质地体、识别造山带和精细刻画造山带演化过程以及探索变质地体形成的大地构造环境和构造演化过程。

华北克拉通是全球四个现存最古老的克拉通之一，拥有3800Ma的古老地质体(Liu et al., 1992; Song et al., 1996; Wan et al., 2013b)，由于其形成早、演化历史长而复杂并含有丰富的矿产资源(铁、菱镁矿、金和稀土矿等)，而备受国内外地质学家的广泛关注。近年来，前人对其开展了大量构造地质学、变质地质学、地球化学、同位素年代学和地球物理学等方面的研究工作(详见Zhai and Santosh， 2011，2013; Zhao et al., 2012; Zhao and Zhai， 2013的评述)，并在上述各项研究领域取得了一系列的重要研究进展。尤其值得指出的是，Zhao et al.(1998，1999a，b，c， 2000a，b，2001a，b，2002a，b，2003，2004，2005，2006a，b，2008a，b，2010，2011，2012)及其合作者在系统研究总结华北克拉通变质基底在变质演化特征的基础上，结合区域岩石组合、构造变形、地球化学和同位素年代学等方面的重要差别，先后在华北克拉通变质基底中先后识别出三条古元古代造山带，分别是孔兹岩带、中部碰撞带和胶-辽-吉带(Zhao et al., 2005，2012; Zhao and Zhai， 2013)，并提出了华北克拉通古元古代构造演化过程及其在哥伦比亚超大陆中的位置(详见Zhao et al., 2002b，2005，2012的评述)，该项研究无疑将华北克拉通早前寒武纪地质推向了新的高度，不仅使华北克拉通成为国际早前寒武纪地质研究的热点地区，而且成为古元古代哥伦比亚超大陆重建中一个不可或缺的“参照点”(Zhao et al., 2012)。

然而值得注意的是，尽管华北克拉通基底变质作用研究曾取得了许多重要的研究进展，如古元古代高压麻粒岩和超高温麻粒岩的发现及其相关研究(Zhai et al., 1993; Zhao et al., 2001b; Guo et al., 2002，2012; Jiao and Guo， 2011; Jiao et al., 2011，2013; Santosh et al., 2012; Zhang et al., 2013)。但是，目前有关华北克拉通基底变质作用研究还存在许多争议性地质问题，如华北克拉通新太古代变质基底具有近等压冷却(IBC)逆时针P-T-t演化轨迹变质作用的构造体制(是板块构造体制还是地幔柱体制的产物？)，华北克拉通古元古代高压麻粒岩的产出状况(是带状还是面状？)、成因机制和形成构造环境等等。这些和变质作用有关的地质问题的深入研究对进一步深化认识华北克拉通前寒武纪变质基底形成和演化具有十分重要的地质意义。因此，本文选取华北克拉通东部陆块胶-辽-吉带南端——胶北地体广泛出露的前寒武纪变质岩石为重点研究对象，通过对胶北前寒武纪基底岩石的变质作用P-T-t轨迹和同位素年代学的研究和总结，初步探究本区在新太古代晚期-古元古代的地质演化过程中，是否经历多期变质事件及其形成的构造环境，最后讨论古元古代晚期变质事件对本区乃至胶-辽-吉带形成与演化过程的制约。

胶北地体是华北克拉通前寒武纪变质基底重要组成部分之一，位于华北克拉通东部陆块胶-辽-吉带的南端(图 1)，北临渤海，西侧以郯庐断裂为界与鲁西新太古代花岗-绿岩地体相邻，东南侧以烟台-青岛-五莲断裂带为界与苏鲁超高压变质地体相邻(图 2)。与有的文献中提出的胶东地体的不同，本文所指的胶北地体，比前者的地理范围略小，并未包括其东侧威海-荣成-青岛一带的超高压地体(胶南地体)(图 2)。区内出露的岩石类型以前寒武纪变质岩系和中生代花岗质岩石为主，在局部地区出露少量中生代侏罗纪-白垩纪陆相火山岩、沉积岩和第三纪玄武岩。

图 1

Fig. 1

图 1 华北克拉通变质基底构造单元划分和胶北地体位置图(据Zhao et al., 2005) AL-阿拉善;CD-承德;DF-登封;EH-冀东;ES-胶东;FP-阜平;GY-固阳;HA-怀安;HL-贺兰山;HS-恒山;JN-集宁;JP-建平;LG-狼林;LL-吕梁;MY-密云;NH-冀北;NL-辽北;QL-千里山;SJ-吉南;SL-辽南;TH-太华;WD-乌拉山-大青山;WL-辽西;WS-鲁西;WT-五台;XH-宣化;ZH-赞皇;ZT-中条Fig. 1 Simplified geological map of the tectonic subdivisions of the North China Craton showing location of the Jiaobei terrane (after Zhao et al., 2005) Abbreviations of metamorphic complexes: AL-Alashan; CD-Chengde; DF-Dengfu; EH-Eastern Hebei; ES-Eastern Shandong; FP-Fuping; GY-Guyang; HA-Huai’an; HL-Helanshan; HS-Hengshan; JN-Jining; JP-Jianping; LG-Langrim; LL-Lvliang; MY-Miyun; NH-Northern Hebei; NL-Northern Liaoning; QL-Qianlishan; SJ-Southern Jilin; SL-South Liaoning; TH-Taihua; WD-Wulashan-Daqingshan; WL-Western Liaoning; WS-Western Shandong; WT-Wutai; XH-Xuanhua; ZH-Zanhuang; ZT-Zhongtiao

图 2

Fig. 2

图 2 胶北前寒武纪变质基底地质简图(据卢良兆等，1996修改)Fig. 2 Simplified geological map showing the Jiaobei Precambrian metamorphic basement(modified after Lu et al., 1996)

依据岩石组合、构造样式、岩石地球化学、变质作用以及同位素年代学等特征，本区前寒武纪变质岩系可划分为三套构造岩石组合，分别是中-新太古代基底(再造)岩系、古元古代变质岩系和中-新元古代浅变质岩系。

中-新太古代基底(再造)岩系主要由闪长质-TTG(Jahn et al., 1981)-花岗质片麻岩、变质表壳岩系夹少量变基性岩(基性火山岩或辉长岩)所组成。其中，闪长质-TTG-花岗质片麻岩主要出露于栖霞一带，而在莱阳-莱西-莱州等地区则被第四系或中生代花岗岩所覆盖(Zhang et al., 2003; 王芳，2013；Shan et al., 2015)，本区闪长质-TTG片麻岩以英云闪长质片麻岩分布最为广泛，闪长质-奥长花岗质-花岗闪长质片麻岩的分布相对较小(山东地质矿产开发局，1991；Jahn et al., 2008; Liu et al., 2013a)。最近SHRIMP和LA-ICP-MS锆石U-Pb定年结果表明，本区闪长质-TTG片麻岩的原岩形成时代具有多期次的特征，主要包括2950~2900Ma、 2750~2700Ma和2550~2500Ma(Tang et al., 2007; Jahn et al., 2008; Zhou et al., 2008a; 刘建辉等，2011；Wan et al., 2011; Liu et al., 2013a; Wang et al., 2014; Wu et al., 2014; Xie et al., 2014; Shan et al., 2015)，而富钾花岗质片麻岩的原岩形成时代主要为2550~2500Ma(刘建辉等，2011；Liu et al., 2013a)，少量富钾花岗质片麻岩形成于2700~2650Ma(Liu et al., 2013a)。在闪长质-TTG-花岗质片麻岩中还广泛发育2550~2500Ma变质镁铁质岩石的不规则透镜体(Liu et al., 2013b)。然而值得指出的是，有关本区中-新太古代变质侵入体的同位素年代学研究结果还表明，其变质锆石不同程度地记录了~2500Ma和1950~1800Ma 两组重要的年代学信息(Jahn et al., 2008; Liu et al., 2013a; Wang et al., 2014; Wu et al., 2014; Xie et al., 2014)。除闪长质-TTG-花岗质片麻岩之外，中-新太古代基底(再造)岩系还包括少量变质表壳岩系(胶东(岩)群和唐家庄(岩)群；山东省地质矿产开发局，1991；于志臣，1998；王沛成等，1999)，在不同地段，其野外地质产状和岩石组合存在一定差异，栖霞北部地区中-新太古代变质表壳岩系(胶东(岩)群)主要以黑云斜长片麻岩和斜长角闪岩为主，并普遍经历了强烈的混合岩化作用、韧性剪切变形和角闪岩相的变质作用。野外地质填图和构造解析研究表明，它们常以构造岩片或包体的形式弥散于本区中-新太古代-古元古代的中-酸性变质侵入体之中(Li et al., 2012)。而在莱西-莱阳一带出露的中-新太古代变质表壳岩系(唐家庄(岩)群)主要是一套含条带状铁建造(BIF)的麻粒岩系，其主要由磁铁角闪二辉麻粒岩、紫苏角闪二辉麻粒岩、石榴二辉麻粒岩(退变高压基性麻粒岩)以及磁铁紫苏麻粒岩和紫苏铁英岩所组成，并集中分布于莱西市唐家庄、马连庄、南岚等地，呈零星包体“漂浮”于新太古代TTG和花岗质片麻岩中，包体规模一般长几米至上百米，宽为0.5~10m，最宽可达数百米，连续性极差，延深较浅，产状较缓。区域变质岩石组合对比显示，在莱西-莱阳一带分布的新太古代变质表壳岩系(唐家庄(岩)群)和鲁西沂水(岩)群具有类似的变质岩石组合和含矿性(沈其韩等， 2000，2007；赵子然等， 2009a，b；Wu et al., 2012)。目前，有关胶北中-新太古代变质表壳岩系的同位素年代学研究表明，其碎屑锆石年龄主要为2950~2700Ma，其变质锆石记录了~2500Ma和1950~1800Ma 两组重要的年代学信息(Liu et al., 2012; Wu et al., 2014)。由此可见，本区中-新太古代基底(再造)岩系，与华北克拉通其它出露于古元古代活动带中的太古宙变质基底类似(如孔兹岩带大青山-乌拉山基底再造岩系；刘喜山，1994；Liu et al., 2014d)，它们在同位素年代学上，以记录~2500Ma和1950~1800Ma两期高级变质事件的变质年龄为特征。

古元古代变质岩系主要由变质表壳岩系(荆山(岩)群和粉子山(岩)群)与少量的(变质)侵入体所组成。其中，古元古代变质表壳岩系主要由富铝片岩-片麻岩、石英岩、长英质片岩-片麻岩、钙镁硅酸盐岩和大理岩所组成，主要出露于莱阳荆山-旌旗山-团旺、莱西南墅、栖霞庙后、门楼和莱州粉子山等地(图 2)。在莱西南墅和平度明村等地区出露的古元古代变质表壳岩系还含有石墨矿，而在烟台福山和栖霞交界的张各庄地区出露的古元古代变质表壳岩系含有菱镁矿和滑石矿。最近SHRIMP和LA-ICP-MS 锆石 U-Pb 定年研究表明，与辽吉地区分布的古元古代变质表壳岩系相似，本区古元古代变质表壳岩系的原岩沉积时代介于2000~1950Ma之间，其变质时代为1950~1800Ma(Wan et al., 2006; Tang et al., 2007; 刘平华等，2011c；Tam et al., 2011；谢士稳等，2014)。有关本区古元古代变质表壳岩系的变质作用研究表明，本区北部莱州-蓬莱-福山一带分布(粉子山(岩)群分布区)的古元古代变质表壳岩系变质程度明显偏低，主要为绿片岩相-角闪岩相变质，大体与辽吉地区的古元古代变质表壳岩系(辽河(岩)群)相当，而在其南部平度-莱西-莱阳-栖霞南部一带(荆山(岩)群分布区)出露的变质表壳岩系则普遍遭受了高角闪岩相-麻粒岩相的变质，总体相当于孔兹岩系，其变质程度明显高于北部地区(粉子山(岩)群分布区)。尤其值得指出的是，在南部古元古代表壳岩系分布区还含有高压和中-低压泥质麻粒岩，其典型的峰期矿物组合分别为石榴石(Grt)+钾长石(Kfs)+蓝晶石(Ky)+斜长石(Pl)+黑云母(Bt)+金红石(Rt)+钛铁矿(Ilm)+石英(Qz)和石榴石(Grt)+钾长石(Kfs)+夕线石(Sil)+斜长石(Pl)+黑云母(Bt)+堇青石(Crd)+钛铁矿(Ilm)+石英(Qz)。

如上所述，古元古代变质侵入体作为本区古元古代变质岩系最具代表性的岩石类型之一，它们主要包括一些碰撞前、同碰撞和碰撞后的花岗质、闪长质和镁铁质的岩墙/岩脉群或小侵入体，这些岩石普遍经历绿片岩相-麻粒岩相的变质和强烈的变形作用。最近的SHRIMP和LA-ICP-MS 锆石 U-Pb 定年研究表明，本区古元古代侵入岩原岩形成时代主要为2300~2100Ma和1950~1800Ma(董春艳等，2011；刘平华等，2013；Liu et al., 2014c; Lan et al., 2015)，其中，2300~2100Ma 的变质侵入岩具有双峰式火成岩组合特征(花岗质片麻岩-变辉长岩)，指示它们可能形成伸展的构造背景(董春艳等，2011；刘平华等，2013；Liu et al., 2014c; Lan et al., 2015)。

除了上述岩石组合外，中-新元古代浅变质岩系(蓬莱群和芝罘群)在本区也有一定规模的出露，主要包括浅变质碳酸盐岩(透辉变粒岩和橄榄大理岩)、板岩、片岩(蓝晶十字云母片岩)、长石石英岩、浅变质石英砂岩夹粉砂岩等，它们普遍遭受了绿片岩相-角闪岩相变质作用，主要分布于蓬莱、栖霞北部以及烟台市北部芝罘岛等地区。新近的SHRIMP和LA-ICP-MS 锆石 U-Pb 定年研究表明，原划分为芝罘群的浅变质岩系的碎屑锆石具有2700~2650Ma、2550~2450Ma 以及1950~1800Ma 三个年龄峰，指示其原岩沉积时代应小于1950~1800Ma(Liu et al., 2013c)，而原划分为蓬莱群的新元古代浅变质岩系的碎屑锆石具有1700~1600Ma 以及1200~1100Ma 两个年龄峰，指示其原岩沉积时代应小于1200~1100Ma(Li et al., 2007; 初航等，2011)。然而仍需指出的是，与出露于华北克拉通蓟县和中部碰撞带太行山地区的中-新元古代沉积岩系存在明显不同，本区大部分中-新元古代沉积岩不同程度地遭受了绿片岩相-角闪岩相的变质-变形作用，它们可能卷入了三叠纪(240~220Ma)和大别-苏鲁超高压造山作用有关的构造热事件(Liu et al., 2014b)。

除前寒武纪变质岩系外，显生宙岩石在本区也有一定规模的出露，主要是中生代岩浆岩，主体为燕山期复式花岗岩基，集中分布在招远至平度一带，在艾山地区也有少量出露，它们常侵入于中-新太古代TTG和花岗质片麻岩及古元古代变质表壳岩系中，主要岩性为黑云母钾质花岗岩和花岗闪长岩，这些花岗岩体的锆石²⁰⁶Pb/²³⁸U年龄多数集中在160~120Ma之间(苗来成等，1998；Wang et al., 1998; Zhang et al., 2003; Yang et al., 2012)。值得注意的是，有关本区中生代岩浆岩的锆石U-Pb定年和Hf同位素分析结果表明，本区中生代花岗岩中含有大量3500~1800Ma的捕获锆石，不仅说明本区可能存在3500~3100Ma古老变质岩石，而且指示本区中生代花岗岩可能主要是由前寒武纪变质基底部分熔融形成的(Wang et al., 1998；李俊建等，2005；Zhang et al., 2010;Ma et al., 2013; 黄涛等，2014)。

目前的研究结果表明(刘文军等，1998；刘平华等，2010；Liu et al., 2013b)，本区存在40余处高压麻粒岩相变质岩石的露头，它们大致沿北东-南西向断续带状分布，并集中分布在安丘-平度-莱西-莱阳-栖霞一带，构成了一条长约300km的高压麻粒岩相变质-变形带(图 2)。它们与全球其它高压麻粒岩地体类似(Carswell and O’Brien，1993)，可进一步划分为高压基性麻粒岩和泥质麻粒岩，现将其野外地质产状和岩石组合特征简述如下。

早期关于本区高压基性麻粒岩的描述主要来自莱西南山口和马连庄等地区，曾被误认为“榴辉岩”或“榴闪岩”(山东省地质矿产开发局，1991；沈其韩等，1992；白文吉等，1993)；但这一推论被随后的岩石学研究所否认，并确认它们是华北克拉通早前寒武纪变质基底中广泛分布的高压基性麻粒岩(李永刚等，1997；刘文军等，1998)。最近，大量有关本区高压基性麻粒岩的综合研究表明(翟明国，2009；刘平华等， 2010，2012，2014；李旭平等， 2011，2013；Tam et al., 2012c; Liu et al., 2013b)，它们具有十分复杂的地质产状和岩石组合，并可进一步划分为四种不同的类型。

(1)不规则透镜体型高压基性麻粒岩

大量野外地质研究表明(刘平华等，2010；Tam et al., 2011; Liu et al., 2013b)，本区以不规则透镜体产出的高压基性麻粒岩分布十分广泛，其围岩主要是中-新太古代TTG和新太古代-古元古代花岗质片麻岩，少数者产于古元古代变质表壳岩系之中(图 3、图 4)。一般情况下，高压基性麻粒岩不规则透镜体常为椭圆状，其长轴大小约为0.5~20m，长轴方向与围岩的区域性片麻理基本一致，透镜体边部变形明显，并伴随强烈的退变质作用，可从核部的石榴基性麻粒岩转变为石榴斜长角闪岩或完全变为斜长角闪岩。在有的高压基性麻粒岩露头，透镜体常成群出现。以透镜体出现的高压基性麻粒岩最典型的观察地点是栖霞市亭口镇一带，该地高压基性麻粒岩透镜体分布在强变形且强烈混合岩化的~2550Ma TTG片麻岩之中(图 3)。此外，在莱西马连庄一带出露的高压基性麻粒岩，有的也以不规则透镜状赋存于大理岩之中(图 4)。

图 3

Fig. 3

图 3 胶北高压基性麻粒岩典型地质产状(据Liu et al., 2013b) (a、b)高压基性麻粒岩以透镜体的形式产于TTG片麻岩之中;(c)高压基性麻粒岩以相互平行的岩墙(脉)产于TTG片麻岩之中;(d)石榴斜长角闪岩中石榴石呈典型的"白眼圈"结构Fig. 3 Representative field photographs from the Jiaobei terrane showing the relationships between the high pressure(HP)mafic granulites and their country rocks(after Liu et al., 2013b) (a，b)HP mafic granulites as enclaves preserved in TTG gneisses;(c)HP mafic granulites as deformed dikes preserved in TTG gneisses;(d)'white eye'texture preserved in Grt amphibolite

图 4

Fig. 4

图 4 胶北高压基性麻粒岩代表性野外和显微结构照片 (a、b)-高压基性麻粒岩以不规则透镜体和岩脉的形成产于大理岩之中;(c、d)-具有条带状构造的含橄辉大理岩中典型的矿物组合:方解石+橄榄石+磁铁矿;(e、f)-具有块状构造的高压基性麻粒岩中石榴石边部普遍发育由斜方辉石+单斜辉石+斜长石+磁铁矿所组成的近等温减压反应结构Fig. 4 Representative field photographs and photomicrographs of the Jiaobei HP mafic granulites (a，b)HP mafic granulites as enclaves or dykes preserved in marble;(c，d)typical mineral assemblage of calcite(Cal)+olivine(Ol)+magnetite(Mag)in the Ol-mable with b and ing structure;(e，f)typical near-isothermal and decompressive metamorphic texture composed of orthopyroxene(Opx)+clinopyxene(Cpx)+plagioclase(Pl)+magnetite surrounding garnet(Grt)in the HP mafic granulite with massive structure

(2)岩墙/岩脉群型高压基性麻粒岩

除了不规则透镜体型高压基性麻粒岩之外，本区高压基性麻粒岩还常以变质-变形的岩墙/岩脉的形式出现，其围岩亦是强烈变质-变形的TTG-花岗质片麻岩。一般地，变形岩墙或脉岩，常成群出现，如栖霞市庙后镇一带，在古元古代花岗质片麻岩分布区约50m²的范围内，出现了数十条高压基性麻粒岩岩墙/岩脉。其中，弱变形的高压基性麻粒岩和花岗质片麻岩呈条带状产出，高压麻粒岩岩墙/岩脉宽度变化于1~3m 之间，局部可见它们和围岩一起遭受韧性变形，强变形的高压基性麻粒岩被拉断而成石香肠构造或布丁构造。野外地质观察还表明，在有的高压基性麻粒岩露头上，不仅其内部粗粒石榴石发育典型的“白眼圈”结构，而且，在其内部分布了网格状花岗质浅色脉体，指示它们曾遭受了强烈的混合岩化作用的改造(刘福来等，2012；Liu et al., 2013b，2014a)。此外，以变形岩脉/岩墙(群)出现的高压基性麻粒岩，还出现在一些典型的孔兹岩系分布区，如平度市明村镇和莱阳发城镇一带，可见高压基性麻粒岩(宽约1~2m)以变形岩脉/岩墙的形式赋存于古元古代石墨片麻岩和长石石英岩之中(图略)。

(3)条带状含铁建造型高压基性麻粒岩

除了变形岩墙/岩脉群和不规则透镜体型高压基性麻粒岩之外，在本区原划为唐家庄(岩)群分布区(于志臣，1998)，高压基性麻粒岩还常和麻粒岩相变质的条带状铁英岩(BIF)一起构成高级变质表壳岩透镜体被TTG片麻岩所包裹。例如，在马连庄镇唐家庄一带的铁矿竖井采坑中，可观察到由高压基性麻粒岩、磁铁石英紫苏麻粒岩和二辉铁英岩所构成的高级变质杂岩，以不规则透镜体的形式被英云闪长质片麻岩所包裹(图 5)。

图 5

Fig. 5

图 5 胶北二辉磁铁石英岩-高压基性麻粒岩代表性野外和显微结构照片 (a)用于开采磁铁石英岩中铁矿的竖井;(b)磁铁石英岩中高压基性麻粒岩及其发育的由斜方辉石+斜长石+磁铁矿所组成的近等温减压反应结构;(c、d)二辉磁铁石英岩中发育的麻粒岩相矿物组合:斜方辉石+单斜辉石+石英+磁铁矿Fig. 5 Representative field photographs and photomicrographs of the Jiaobei Opx-Cpx-bearing magnetite-quartzite-HP mafic granulite (a)field photographs showing the iron-mining shaft from the magnetite-quartzite;(b)typical near-isothermal and decompressive metamorphic texture composed of orthopyroxene+plagioclase+magnetite surrounding garnet in the HP mafic granulite from the magnetite-quartzite;(c，d)typical granulite faceis metamorphic mineral assemblage of orthopyroxene+clinopyxene+quartz(Qz)+magnetite in the Cpx-Opx-bearing magnetite-quartzite

(4)镁铁-超镁铁质型高压基性麻粒岩

最近的研究表明(刘平华等， 2011b，2014)，在本区原划分为超镁铁质杂岩中，前人识别出了大量变质镁铁质的岩石(斜长角闪岩和基性麻粒岩)，它们共同构成了本区镁铁-超镁铁质变质杂岩透镜体(图 6)，分布于TTG和花岗质片麻岩中，较大的岩块有梨尔阜岩块群、苏家庄岩块群、李家草泊子岩块群、南山口岩块群和生木树夼岩块群(白文吉等，1993)。尤其值得指出是，在有的镁铁-超镁铁质杂岩中，识别出了含“白眼圈结构”的(退变)高压基性麻粒岩(李旭平等， 2011，2013；刘平华等，2014)，野外地质观察和岩相学研究表明，本区镁铁-超镁铁质变质杂岩均由蛇纹石化的橄榄岩(大部分已变为蛇纹岩)、含石榴石和橄榄石的辉石岩和高压基性麻粒岩三类岩石组成，差别只是三类岩石的比例以及退变质的作用不同(白文吉等，1993；李永刚等，1997；李旭平等，2013；刘平华等，2014)。

图 6

Fig. 6

图 6 胶北变质镁铁质-超镁铁质杂岩代表性野外和显微结构照片(据刘平华等，2014) (a、b)含橄辉蛇纹岩和退变高压基性麻粒岩的野外照片;(c、d)具有块状构造含橄辉蛇纹岩中典型的矿物组合:蛇纹石+橄榄石或斜方辉石(蚀变)+磁铁矿;(e、f)具有块状构造的退变高压基性麻粒岩中普遍发育由斜方辉石+单斜辉石+斜长石+磁铁矿所组成的近等温减压反应结构及其相邻的角闪石Fig. 6 Representative field photographs and photomicrographs of the Jiaobei meta-mafic-ultramafic complex showing the relationships between the meta-mafic rocks and the meta-ultramafic rocks，their typical mineral assemblage and metamorphic textures(after Liu et al., 2014) (a，b)field photographs of the Ol-or Opx-bearing serpentine and retrogressive HP mafic granulite;(c，d)typical mineral assemblage of serpentine(Srp)+olivine+orthopyroxene+magnetite in the Ol-or Opx-bearing serpentine with massive structure;(e，f)typical near-isothermal and decompressive metamorphic texture composed of orthopyroxene+clinopyxene+plagioclase+magnetite and neighbouring amphibole(Amp)preserved in the retrogressive HP mafic granulite with massive structure

本区高压泥质麻粒岩主要分布于栖霞南部太平庄地区荆山(岩)群禄格庄组片麻岩中，以2.0~5.0km的夹层形式被新太古代英云闪长质片麻岩所包裹，构成一个半椭圆形，二者为构造接触，在接触界线附近存在一条韧性剪切带(图 2)。在露头上，本区高压泥质麻粒岩常伴有强烈的韧性剪切变形和混合岩化作用(周喜文等，2004；图 7)，如石英呈拔丝拉长组构十分发育，顺片麻理方向，大量浅色长英质脉体常发育无根褶皱(图 7)。

图 7

Fig. 7

图 7 胶北高压和中-低压泥质麻粒岩典型野外照片 (a、b)高压泥质麻粒岩发育变形的花岗质浅色体;(c)中-低泥质麻粒岩发育变形的花岗质浅色体;(d)中低压泥质麻粒岩中发育的夕线石条带Fig. 7 Representative field photographs showing the outcrops of the HP and middle-low pressure(M-LP)pelitic granulite in the Jiaobei terrane (a，b)HP pelitic granulite with deformed granitic leucosomes;(c)M-LP pelitic granulite with b and ing granitic leucosomes;(d)sillimanites-b and ing preserved in the M-LP pelitic granulite

除了高压麻粒岩相变质岩石之外，中-低压麻粒岩在本区分布也十分广泛，并可进一步划分为中-低压基性麻粒岩和中-低压泥质麻粒岩。中-低压基性麻粒岩，和高压基性麻粒岩类似，主要以不规则透镜状和变形岩墙/岩脉的形式出现在荆山群变质表壳岩系和古元古代花岗质片麻岩之中(图略)。在有的露头上，它们常被未变形的晚期花岗伟晶质岩脉横切或斜切(图略)。中-低压泥质麻粒岩，主要分布于莱西日庄和平度麻兰一带，并以含夕线石和堇青石为特征(图 7c)，在有的露头上，可见其中含有大量花岗质浅色体(图 7d)。野外地质观察研究表明，它们与中-新太古代TTG片麻岩之间多数为构造接触关系，且被~1850Ma的斜长角闪岩所侵入(董春艳等，2011)。

本文对本区代表性变质岩石样品进行了系统的室内岩相学观察和矿物相转变结构分析。首先，在显微镜下，选择典型变质岩石(主要为泥质麻粒岩和基性麻粒岩)探针片，进行矿物共生组合和显微结构构造的观察和分析。然后，利用中国地质科学院地质研究所大陆构造与动力学国家重点实验室的扫描电镜(SEM)和能谱仪(EDS)对每件样品的显微结构构造、矿物相转变关系以及矿物成分变化特征进行进一步的研究和分析，扫描电镜为日本电子公司JSM-561LV型，电子束电压20kV，焦距20mm，束斑大小为41nm，能谱仪是英国牛津公司INCA软件包版本4.4。最后，选择典型的变质矿物进行化学成分分析，矿物化学成分分析在北京大学造山带与地壳演化教育部重点实验室和中国地质科学院矿产资源研究所JXA-8100和JXA-8230型电子探针上进行，测试条件为加速电压15kV，电子流1×10^-8A，束斑1~5μm，标准样品采用美国SPI公司53种标准矿物化学成分。此外，值得指出的是，有关本区典型变质岩石中代表性变质矿物的矿物化学数据除了采用本文之外，还收集了刘文军等(1998)、周喜文等(2004)、刘平华等(2010)、王舫等(2010)和Tam et al.(2012a，b，c)等人发表的数据。矿物代号采用沈其韩(2009)和Whitney and Evans(2010)的资料。

锆石分选在河北省区域地质矿产调查研究所实验室完成。锆石分选和制靶过程，详见宋彪等(2002)的描述。锆石靶制备完成后，首先对锆石颗粒进行透射光和反射光显微照片的拍摄，以便了解不同锆石颗粒包体矿物分布和表面裂纹发育的情况。然后利用激光拉曼光谱仪和扫描电镜对锆石矿物包体种类进行确定，实验分析在中国地质科学院地质研究所大陆构造与动力学国家重点实验室激光拉曼光谱仪(RE1000/激光频率为514nm)和扫描电镜(JSM-561LV型)完成。完成锆石内矿物包体分析后，将锆石靶镀金，进行阴极发光图像(CL)采集以便观察锆石内部结构和矿物包体分布特点，CL 图像拍摄在中国地质科学院北京离子探针中心配套的CL 阴极发光装置扫描电子显微镜(型号FEI PHILIPSXL 30 SFEG)完成，实验过程中加速电压为15kV，电流为120 μA，每2min扫描一次。

SIMS锆石U-Pb定年测试在中国地质科学院北京离子探针中心远程操作系统和中国科学院地质与地球物理研究所CAMECA IMS-1280 上共同完成，具体分析条件和流程见Williams(1998)、Wan et al.(2013a)和Li et al.(2009)的详细描述。在分析过程中，束斑大小为25~30μm，使用澳大利亚国立大学地球科学学院的标准锆石SL13(年龄为572Ma，U的含量为238×10^-6；Williams，1998)来标定所测锆石的U、Th和Pb含量。用标准锆石TEM(年龄为417Ma，Black et al., 2003)进行元素间的分馏校正。根据实测²⁰⁴Pb校正普通Pb。每个测点数据均为5次扫描的加权平均值，其误差为 1σ。由于测得的普通Pb 含量非常低，假定普通Pb 主要来源于制备样品过程中带入的表面Pb 污染，以现代地壳的平均Pb 同位素组成作为普通Pb 组成进行校正。

LA-ICP-MS锆石U-Pb定年测试在中国地质调查局天津地质矿产研究所同位素实验室完成，具体分析条件和流程见耿建珍等(2012)的详细描述。分析仪器采用由Themo Fisher 公司制造的Neptune多接收器电感耦合等离子体质谱仪和193nm激光取样系统。激光剥蚀束斑直径为35μm，激光能量密度为13~14J/cm²，频率为8~10Hz，激光预剥蚀和剥蚀时间分别为5s和45s。以标准锆石GJ-1为标样进行同位素比值校正，每8个样品测试点插入2个GJ-1标准锆石测试点，利用NIST612作为外标计算锆石样品的U、Th、Pb含量。

锆石U-Pb分析数据处理均采用ISOPLOT3.0(Ludwig，2001)完成，由于所测样品年龄均大于1000Ma，故均采用²⁰⁷Pb/²⁰⁶Pb年龄(Black and Jagodzinski， 2003)。此外，本区各类变质岩石样品中其它锆石U-Pb定年结果主要来自近年来发表的文献(表 1)，主要包括：Zhang et al.(2003)、Tang et al.(2007)、Jahn et al.(2008)、Zhou et al.(2008a，b)、Wan et al.(2006，2011)、刘平华等(2011a，b，c，2013，2014)、Tam et al.(2011)、Liu et al.(2012，2013a，b， 2014a，c，e)、Wang et al.(2014)、Wu et al.(2014)、Xie et al.(2014)、Zhao et al.(2014)和Lan et al.(2015)等等。

表 1

Table 1

表 1(Table 1)

表 1 胶北地体主要岩石组合的锆石U-Pb统计表 Table 1 Summary of the zircon U-Pb data of major lithologies from the Jiaobei terrane 样品号 岩石类型 岩浆/碎屑/深熔锆石微区 2550~2450Ma变质锆石微区 1950~1800Ma 变质锆石微区 参考文献 207Pb/206Pb年龄(Ma) n 207Pb/206Pb年龄(Ma) n 变质锆石Ⅰ微区 变质锆石Ⅱ微区 207Pb/206Pb年龄(Ma) n 207Pb/206Pb年龄(Ma) n 闪长质-TTG-花岗质片麻岩 S1209 石英闪长质片麻岩 2915±9 5 2466±5 1 Xieet al., 2014 S0130-2 TTG质片麻岩 2906±12 17 2501±10 1 Jahnet al., 2008 QX1262 闪长质片麻岩 2880±9~2621±19 10 2461±10 5 Xieet al., 2014 QX49-1 英云闪长质片麻岩 2909±13 26 2513±32 6 Liuet al., 2013b S1211 英云闪长质片麻岩 2902±7 7 2475±8 5 Xieet al., 2014 S1102 英云闪长质片麻岩 2906±22 2 2471±16 7 Xieet al., 2014 S1215 英云闪长质片麻岩 2856±13 5 2489±13 2 Xieet al., 2014 S1208 英云闪长质片麻岩 2914±12 9 2490±5 3 Xieet al., 2014 10SD14-1 花岗闪长质片麻岩 2865±18 7 2518±9 10 Wuet al., 2014 S0901 奥长花岗质片麻岩 2918±8 4 2495±8 4 Xieet al., 2014 S1101 奥长花岗质片麻岩 2873±12 6 2473±37 3 Xieet al., 2014 QX1267 奥长花岗质片麻岩 2933±16 2 2472±15 2 Xieet al., 2014 S1212 奥长花岗质片麻岩 2902±17 4 2480±5 1 Xieet al., 2014 08QX16 TTG质片麻岩 2910±7 16 2489±9 9 Xieet al., 2014 S0123-1 TTG质片麻岩 2726±12 11 2499±18 1 Jahnet al., 2008 S0129-1 TTG质片麻岩 2721±9 15 2487±11 2 Jahnet al., 2009 02SD35 TTG质片麻岩 2692±12 17 1898±41 1 Tanget al., 2007 10SD18-1 花岗闪长质片麻岩 2712±12 17 2503±11 11 Wuet al., 2014 QX19-1b 富钾花岗质片麻岩 2702±51 24 2549±51 1 Liuet al., 2014c S0125-1 闪长质片麻岩 2520±11 1 2492±36 1 1826±26 1 Wanet al., 2011 QX13-3 英云闪长质片麻岩 2548±12 14 2504±16 14 1863±41 9 Liuet al., 2013b QX69-1 奥长花岗质片麻岩 2522±55 8 2510±54 25 1859±95 2 Liuet al., 2013b 10SD16-1 英云闪长质片麻岩 2526±23 5 2501±16 6 Wuet al., 2014 S1105 奥长花岗质片麻岩 2496±10 5 2460±11 2 1895±39 1 颉颃强等，2013 QX12117 英云闪长质片麻岩 2573±36 6 2458±38 15 Liuet al., 2014e QX27-2 黑云角闪花岗质片麻岩 2544±15 22 刘建辉等，2011 QX16-1 角闪花岗质片麻岩 2080±14 28 1892±20 1 刘建辉等，2011 JB13-1 富钾花岗质片麻岩 2181±18 25 Liuet al., 2014c CY2-92 富钾花岗质片麻岩 2193±11 22 Lanet al., 2015 CY2-43 富钠花岗质片麻岩 2171±10 10 Lanet al., 2015 JB09-1 含电气石花岗伟晶岩 1801±21 23 Liuet al., 2014c 变基性岩类 S0835 变质闪长岩 1852±9 14 董春艳等，2011 S0816 斜长角闪岩 1865±11 21 董春艳等，2011 10SD10-2 石榴斜长角闪岩 2546±12 9 2458±9 6 1916±27 4 1813±44 2 Wuet al., 2014 10SD19-7 石榴斜长角闪岩 2559±10 8 1926±91 2 1836±73 1 Wuet al., 2014 10SD27-9 石榴斜长角闪岩 2473±20 15 1838±25 3 Wuet al., 2014 10SD13-2 斜长角闪岩 2580±23 2 2469±30 9 1917±26 4 1854±12 16 Wuet al., 2014 QX-01 高压基性麻粒岩 1908±28 4 1854±5 24 Zhaoet al., 2014 QX-10 石榴斜长角闪岩 2489±5 1 1863±7 17 Zhaoet al., 2014 QX-59 基性麻粒岩 1858±5 29 Zhaoet al., 2014 QX-17 石榴斜长角闪岩 2613±3~2543±12 11 2548±11 6 1894±10 4 1853±54 1 Zhaoet al., 2014 QX9-1 高压基性麻粒岩 1870±4 20 1847±4 53 Liuet al., 2013b QX66-1 石榴斜长角闪岩 2527±9 13 2514±9 7 1882±16 8 1848±11 16 Liuet al., 2013b QX11-1 石榴基性麻粒岩 1873±8 14 1848±4 61 Liuet al., 2013b PD-22a-28 石榴斜长角闪岩 2677±23~2492±28 8 1901±54 2 1888±7 9 Liuet al., 2013b PD-16a-02 石榴基性麻粒岩 2749±15 6 2491±15 6 1842±3 29 Liuet al., 2013b PD-13d-02 基性麻粒岩 1888±17 11 1845±12 19 Liuet al., 2013b PD-25b-02 基性麻粒岩 2908±10(4)、2172+17(8) 1877±10 9 1847±10 14 Liuet al., 2013b PD-14c-03 辉石斜长角闪岩 2632±8 11 1884±12 3 1852±9 9 Liuet al., 2012 QX2-1 变辉长岩 2102±3 75 1907± 16 1 刘平华等，2013 08JB06-4 高压基性麻粒岩 2638±22 6 1956±41 4 Tamet al., 2011 08JB01-1-6 石榴辉石麻粒岩 1912±27 4 1844±32 3 Tamet al., 2011 S1205 石榴斜长角闪岩 2498±49 6 Liuet al., 2014e S1207 斜长角闪岩 2564±17 1 2482±18 9 Liuet al., 2014e 08QX26 斜长角闪岩 2482±6 17 1897±72 2 Wanget al., 2014 08LX04 石榴斜长角闪岩 2070±12 1 1877±13 4 1854±5 23 Wanget al., 2014 08LX14 变辉长岩 1839±3 28 Wanget al., 2014 C4 斜长角闪岩 2530±17 7 1852±37 6 Zhanget al., 2003 S0812 斜长角闪岩 1833±13 9 颉颃强等，2013 S1238 斜长角闪岩 1842±4 13 颉颃强等，2013 SD6 角闪斜长片麻岩 1865±3 9 Zhouet al., 2008a 超镁铁质岩类 PD-07a-01 含榴辉石岩 2917±12~2583±6 9 1898±14 1 1833±11 12 刘平华等，2014 PD-15b-02 角闪橄榄辉石岩 2257±12 1 1901± 34 5 1850±9 9 刘平华等，2011b PD-14f-02 橄榄辉石岩 2515±5~2160±7 5 1898±26 4 1837± 5 27 刘平华等，2011b PD-17a-03 橄榄辉石蛇纹岩 2314±11~2083±12 5 1910±38 3 1866±4 22 刘平华等，2011b 10SD12-3 黑云斜长片麻岩 2916~2821 2412±11 1 Wuet al., 2014 S0130-1 黑云变粒岩 2892±18 13 2500±19 6 Jahnet al., 2008 S0141-1 二云母夕线石榴片麻岩 2936±17~1990±27 39 1929±37 7 1867±10 6 Wanet al., 2006 S0116-1 石榴云母石英片岩 2853±6~2159±13 16 Wanet al., 2006 LY-6 高压泥质麻粒岩 1881±12 5 1850±12 11 Zhouet al., 2008b 08JB07-1 高压泥质麻粒岩 1837±8 21 Tamet al., 2011 08JB02-1 含墨夕线石榴片麻岩 2373±18~2320±16 16 1939±15 1 1827±9 15 Tamet al., 2011 08JB03-1 石榴堇青黑云片麻岩 1838±7 19 Tamet al., 2011 08JB02-10 大理岩 1808±10 7 Tamet al., 2011 PD-03c-02 含墨夕线石榴片麻岩 2373±18~2320±16 3 1881±16 7 1842±4 16 刘平华等，2011c PD-08a-02 高压泥质麻粒岩 2636±11 1 1867±3 26 刘平华等，2011c QX-11 石榴黑云片麻岩 1879±25 4 1857±5 13 Zhaoet al., 2014 QX-57 含夕线石榴黑云片麻岩 1893±5 1 1852±3 25 Zhaoet al., 2014 S1233 长石石英岩 3429±11~1992±38 谢士稳等，2014 混合岩化中花岗质浅色体 HM1 1860±2 40 HM2 1857±5 20 HM3 1856±3/1838±7 40/9 MM1 1858±3 26 MM2 1857±5 22 AM1 1860±5 22 AM2 1860±4 14 AM3 花岗质浅色体 1858±2 29 Liuet al., 2014a AM4 1857±2 31 TG1 1861±2 24 TG2 1860±3 22 MG1 1853±4/1837±7 23/6 MG2 1857±3/1837±6 31/8 MG3 1852±3/1833±5 28/9 HG1 1859±2/1840±3 43/11 HG2 1857±4/1836±5 20/16

表 1 胶北地体主要岩石组合的锆石U-Pb统计表 Table 1 Summary of the zircon U-Pb data of major lithologies from the Jiaobei terrane

如上所述，许多有关本区变质作用和同位素年代学研究表明，在新太古代-古元古代构造演化过程中，本区曾经历了~2500Ma和1950~1800Ma两期高级变质事件，其变质作用过程中矿物共生、转变和演化关系比较复杂。目前，大部分研究者对本区古元古代1950~1800Ma变质作用开展了大量的研究，而~2500Ma的变质作用研究相对较少(厉子龙，1993；Liu et al., 2014e)。因此，本文主要讨论1950~1800Ma变质作用矿物演化和变质反应结构特征。

众所周知，基性麻粒岩和泥质麻粒岩是本区代表性变质岩石类型之一，且它们均保持了变质作用全过程不同演化阶段的矿物组合和一系列典型的变质反应结构，它们的矿物共生和转变关系对变质作用P-T条件的变化也最敏感，最适用于确定变质作用的演化过程。因此，下文重点讨论本区高压基性麻粒岩、高压泥质麻粒岩和中-低压泥质麻粒岩三类岩石的矿物演化特征和变质反应结构特征。

本区高压基性麻粒岩新鲜面为灰黑色，夹紫红色石榴石斑点，块状构造或片麻状构造，中-细粒粒柱状变晶结构，有的保留了较好的“白眼圈结构”(图 3)。其主要矿物为石榴石、斜方辉石、单斜辉石、角闪石、斜长石，有的也可出现少量的石英、黑云母和铁-钛氧化物，副矿物主要为磷灰石、锆石和榍石等。一般其暗色镁铁质矿物总量大于40%，石英含量小于5%。当退变质作用加强时，白眼圈增宽，核部石榴石变小，以至全部消失，变为一个圆形或椭圆形白斑，角闪石可部分或全部取代辉石。

大量的岩石薄片观察和研究表明，本区高压基性麻粒岩主要由两个结构微域组成，即变斑晶结构域和基质结构域。变斑晶结构域主要由石榴石变斑晶及其周围的冠状后成合晶反应边组成，而基质结构域主要由单斜辉石、斜方辉石、角闪石和斜长石等相对粗粒的矿物所组成，由于后期退变质强烈，常见单斜辉石和斜方辉石在相对粗粒角闪石的核部作为交代残留相出现。

依据本区高压基性麻粒岩的共生矿物组合、变质反应结构、矿物相转变结构和退变质作用的强弱等特征，可将本区高压基性麻粒岩的矿物组合和演化划分为以下四个变质阶段：

(1)峰前变质阶段(M₁)

由于峰期及峰后退变质作用的强烈的改造，本区高压基性麻粒岩峰前变质阶段的矿物组合保存较少，只在少数样品中可见单斜辉石、斜长石、角闪石、石英等矿物以细粒浑圆状包体的形式出现在变质峰期石榴石变斑晶或基质中粗粒单斜辉石中(图 8)，这些包体矿物在石榴石内部通常不与裂纹或裂隙相连，指示它们不是次生包体矿物。因此，本区高压基性麻粒岩峰前变质阶段的矿物组合为：单斜辉石(Cpx)+斜长石(Pl)±角闪石(Amp)±石英(Qz)。上述矿物组合在继续升温升压过程中，由于峰期石榴石的包裹，限制了它们的生长而保存在石榴石晶体内部。尽管本区高压基性麻粒岩发生了多阶段变质和变形作用，但上述包体矿物的形态、粒度及其成分仍保留早期阶段的特征。

图 8

Fig. 8

图 8 胶北高压基性麻粒岩的典型矿物组合和显微结构照片(据Liu et al., 2013b) 石榴石内部的包体矿物组合:单斜辉石+斜长石的背散射电子图像(a)和单偏光照片(b);(c)高压基性麻粒岩的峰期矿物组合:石榴石+单斜辉石+斜长石，以及石榴石边部的蠕虫状后成合晶矿物组合:单斜辉石+角闪石+斜长石，单偏光;(d)石榴石边部发育的蠕虫状后成合矿物:单斜辉石+角闪石+斜长石+石英+磁铁矿，单偏光Fig. 8 Representative photomicrographs showing typical mineral assemblage and micro-textures of the Jiaobei HP mafic granulites(after Liu et al., 2013b) Back-scattered-electron(BSE)(a) and under plane polarized light(PPL)(b)images of clinopyxene1(Cpx1)+plagioclase1(Pl1)as inclusions preserved in garnet;(c)garnet+clinopyxene2(Cpx2)+plagioclase as an index HP granulitic mineral assemblage identified in the matrix of sample QX9-1a，with a symplectite of clinopyxene3(Cpx3)+amphibole3(Amp3)+plagioclase around garnet，image under PPL;(d)symplectite of clinopyxene3(Cpx3)+amphibole3(Amp3)+plagioclase around garnet，images under PPL

(2)峰期变质阶段(M₂)

本区高压基性麻粒岩所保存的峰期矿物组合以不含斜方辉石为特征，最典型的峰期高压麻粒岩相矿物组合：石榴石(Grt)+粗粒基质型单斜辉石(Cpx)+粗粒基质型斜长石(Pl)±石英(Qz)±铁-钛氧化物(图 8、图 9)。

图 9

Fig. 9

图 9 胶北高压基性麻粒岩的典型矿物组合和显微结构照片(均为单偏光)(据Liu et al., 2013b) (a)含有斜长石+石英矿物包体的石榴石边部发育典型后成合矿物:斜方辉石+斜长石+石英+磁铁矿;(b)石榴石边部发育典型近等温减压反应结构的后成合矿物:斜方辉石+单斜辉石+斜长石+石英+磁铁矿;(c)高压基性麻粒岩中石榴石边部发育的后成矿物矿物:角闪石+斜长石+石英+磁铁矿，以及基质粗粒的单斜辉石;(d)石榴斜长角闪岩中保存的"白眼圈"结构:角闪石+斜长石+石英+磁铁矿Fig. 9 Photomicrographs showing typical mineral assemblage and micro-textures of the Jiaobei HP mafic granulites(all under PPL)(after Liu et al., 2013b) (a)symplectite of orthopyroxene+plagioclase+magnetite surrounding garnet with inclusions assemblage of plagioclase+quartz;(b)symplectite of orthopyroxene+clinopyxene+plagioclase+quartz+magnetite surrounding garnet;(c)symplectite of amphibole+plagioclase+quartz+magnetite surrounding garnet with coarse-grained clinopyxene in matrix;(d)'white eye'texture composed of amphibole+plagioclase+quartz+magnetite preserved in Grt amphibolite

在不含石榴石的基质结构微域，可见粗粒的单斜辉石作为峰期残留相被保存下来，其表面含有大量细粒不规则状、针状、棒状和液滴状的钛铁矿和浅色长英质矿物(图 10)，浅色长英质矿物主要由细粒斜长石和石英组成，这不仅指示峰期高压麻粒岩相阶段的单斜辉石具有更富硬玉和钙切尔马克分子，而且还说明寄主岩石曾经历了更高的压力和温度的变质演化阶段。此外，与世界上其它高压基性麻粒岩类似(Harley，1989; Carswell and O’Brien，1993; Zhao et al., 2001b; Guo et al., 2002; O’Brien and Rötzler，2003; Pattison，2003; Pitra et al., 2010)，本区高压基性麻粒岩还存在另一个重要的显微结构特征，即相对粗粒的斜长石普遍发育反环带结构(图 10)，其核部(M₂)保留了近峰期高压麻粒岩相变质阶段的化学成分特征(详见后述)，其边部成分则因峰后强烈的减压作用，转变为更富钙长石组分的斜长石。

图 10

Fig. 10

图 10 胶北高压基性麻粒岩的典型矿物组合和显微结构照片(据Liu et al., 2013b) (a、b)高压基性麻粒岩斜长石反环带结构:其核部具有高钠长石而边部具有低的钠长石含量;(c)粗粒单斜辉石中细粒针状钛铁矿，背散射电子图像;(d)粗粒单斜辉石中的蠕虫状后成合晶矿物:斜长石+石英，正交偏光Fig. 10 Photomicrographs showing typical mineral assemblage and micro-textures of the Jiaobei HP mafic granulites(after Liu et al., 2013b) (a，b)BSE images of the typical reverse zoning of plagioclase showing of the high-Na cores and low-Na rims;(c)ilmentie(Ilm)as needle inclusions in coarse-grained clinopyxene，BSE image;(d)symplectite of plagioclase+quartz in coarse-grained clinopyxene，crossed-polarized light(CPL)

(3)峰后近等温减压退变质阶段(M₃)

本区高压基性麻粒岩进入峰后近等温减压中-低压麻粒岩相退变质阶段以发生一系列的减压反应和斜方辉石的大量出现为标志。沿石榴石残晶边部常出现细粒蠕虫状的含斜方辉石后成合晶矿物组合，它们主要由紫苏辉石质斜方辉石(Opx)+透辉石质单斜辉石(Cpx)+富钙长石质斜长石(Pl)±富钛角闪石(Amp)所组成，偶见石英和铁-钛氧化物。上述蠕虫状后成合晶矿物围绕石榴石呈放射状生长，构成典型显微“白眼圈”结构，局部石榴石消失，完全被蠕虫状后成合晶替代，并具有石榴石假象(图 9)。

在全球其它高压麻粒岩地体中，上述后成合晶或冠状体曾多次被报道，并被认为是基性麻粒岩在峰期高压麻粒岩相变质作用之后近等温减压过程中通过一系列的滑动反应形成(Harley，1989; Carswell and O’Brien，1993; Zhao et al., 2001b; Guo et al., 2002; O’Brien and Rötzler，2003; Pattinson，2003)，其典型的转变反应如下：

依据以上变质反应，结合如下公式：体积增长率=(生成物摩尔体积之和-反应物摩尔体积之和)/反应物摩尔体积之和，利用热力学数据手册(林传仙等，1985)的有关参数，可求得上述变质反应前后体积增长率均大于5%。反应向体积增长的方向移动以趋向平衡，指示了反应前后的压力降低。

此外，值得指出的是，在不含石榴石的结构微域，主要由斜方辉石、单斜辉石、角闪石、斜长石、石英和铁-钛氧化物等相对粗粒基质矿物所组成，它们呈近等粒状变晶结构，彼此间接触界线平直，显示平衡共生的关系，它们可能是在峰后含适度流体(富水流体)和中-低压麻粒岩相变质条件下，新生的变质矿物或早期变质矿物发生化学成分调整后重结晶而形成的。

(4)晚期冷却降温退变质阶段(M₄)

角闪石的大量出现，表明本区高压基性麻粒岩在变质演化晚期经历了冷却降温角闪岩相退变质阶段。其中，石榴石边部转变为蠕虫状角闪石+斜长石的后成合晶，且后成合晶中常缺少斜方辉石(图 9)，新生的角闪石主要呈蓝绿色，与M₃阶段形成的褐色-黄棕色角闪石明显不同，应代表晚期角闪岩相退变质阶段的矿物组合。局部含角闪石的后成合晶完全替代石榴石，而呈石榴石假象，上述矿物相转变主要由如下变质反应形成(Harley，1989)：

而在一些不含石榴石的结构微域，可见斜方辉石和单斜辉石具有蓝绿色角闪石的退变质边(图略)，这些矿物相转变结构也说明本区高压基性麻粒岩曾经历了一个以冷却降温为主的变质演化阶段。

本区高压泥质麻粒岩常具有青灰色至灰黑色或灰黄色的外貌特征，局部可见粉红色斑点，中-粗粒鳞片粒状变晶结构，片麻状构造，局部发育条带状构造。其主要由石榴石、钾长石、斜长石、黑云母、石英、蓝晶石和夕线石所组成(图 11)，含少量次生白云母、金红石、钛铁矿和磁铁矿，副矿物主要为锆石、独居石和磷灰石。浅色长英质矿物以钾长石和石英为主，斜长石含量较少，石英含量在不同的薄片中不同，变化于10%~25%之间，有的样品中石英因强烈韧性剪切变形作用而呈定向拔丝拉长状分布于岩石之中，显示了晚期韧性剪切变形作用对本区高压泥质麻粒岩的强烈改造。暗色矿物一般以棕色-浅黄褐色黑云母为主(10%~30%)。较自形的石榴石通常成变斑晶出现，普遍发育裂纹，其中普遍含有石英、斜长石、黑云母和铁-钛氧化物等细粒包体矿物。富铝矿物则以蓝晶石为主，含量约为5%，有的粗粒蓝晶石发育珍珠云母的蚀变边，少数薄片可见针柱状夕线石沿片麻理方向断续定向分布。

图 11

Fig. 11

图 11 胶北高压泥质麻粒岩的典型矿物组合和显微结构照片 单偏光下(a)和正交偏光下(b)胶北高压泥质麻粒岩中峰期高压麻粒岩相矿物组合:石榴石+蓝晶石+钾长石+斜长石+石英+黑云母;(c)基质中粗粒反条纹长石中细粒蓝晶石;(d)粗粒条纹长石被细粒黑云母所包裹Fig. 11 Photomicrographs showing typical mineral assemblage and micro-textures of the Jiaobei HP pelitic granulites HP granulitic mineral assemblage of garnet+kyanite(Ky)+K-feldspar(Kfs)+plagioclase+quartz+biotite(Bt)identified in the pelitic granulite under PPL(a) and CPL(b);(c)fined-grained kyanite as inclusion pervened in the coarse-grained antiperthite under CPL;(d)coarse-grained perthite surrounded by fined-grained biotite under CPL

依据本区含蓝晶石的高压泥质麻粒岩的共生变质矿物组合、变质反应结构、矿物相转变结构和退变质作用的强弱等特征，可将本区高压泥质麻粒岩的矿物组合和演化进一步划分为以下四个变质演化阶段：

(1)峰前变质阶段(M₁)

和高压基性麻粒岩类似，本区高压泥质麻粒岩峰前变质阶段保存的矿物组合较少，一般仅在少数粗粒石榴石变斑晶内部含有少量细粒浑圆状包体矿物，它们主要由石英、长石(酸性斜长石居多)和黑云母所组成。其中，细粒鳞片状黑云母具有黄绿色至浅黄色多色性，其化学成分明显不同于基质中峰期红褐色-红棕色黑云母，显示前者形成于早期较低的温度条件。因此，在峰前变质阶段，本区高压泥质麻粒岩稳定的矿物组合为黑云母+斜长石+石英+铁-钛氧化物。

(2)峰期高压麻粒岩相变质阶段(M₂)

本区高压泥质麻粒岩进入峰期高压麻粒岩相变质阶段最主要的标志是开始大量出现蓝晶石(图 11)。其中，最典型的矿物组合为：石榴石(Grt)+蓝晶石(Ky)+黑云母(Bt)+石英(Qz)+钾长石(Kfs)+斜长石(Pl)+铁-钛氧化物(FeTi-O)，有的岩石中峰期矿物组合还含有一定数量的熔体。和全球其它高压泥质麻粒岩类似，本区峰期高压麻粒岩相阶段形成的蓝晶石可能是较低温变质矿物白云母(Ms)或叶腊石(Prl)在高温条件下变质结晶形成，其典型的变质反应如下(Spear et al., 1999; White et al., 2001)：

(3)峰后近等温减压退变质阶段(M₃)

本区高压泥质麻粒岩进入峰后近等温减压退变质阶段以夕线石的出现为标志，其典型的矿物组合为：石榴石+夕线石+黑云母+钾长石+石英+斜长石。该矿物组合可由上述峰期矿物组合减压形成，这与本区石榴石成分环带特征及蓝晶石转变为夕线石的结构相一致(周喜文等，2004)。值得注意的是，本区高压泥质麻粒岩在减压过程中，与华北克拉通其它泥质麻粒岩变质地体不同，目前并没有在高压泥质麻粒岩中发现低压泥质矿物——堇青石，表明减压抬升过程中，本区高压泥质麻粒岩并未进入堇青石的稳定域，而是进入适当的构造部位(图 11)。

(4)晚期冷却降温角闪岩相退变质阶段(M₄)

在本区高压泥质麻粒岩，有的样品中见到变质峰期阶段形成的石榴石被鳞片状不定向的黑云母所环绕，甚至后者以石榴石的假象出现，有的黑云母沿晶内裂隙分布，其典型的变质反应如下：

另一种普遍的转变现象出现在富含蓝晶石的石榴斜长片麻岩中，细粒未变形的鳞片状或羽毛状黑云母和白云母交生体在基质中呈团块状或条带状出现(图略)。上述矿物之间的转变关系表明，本区高压泥质麻粒岩在变质演化晚期同样曾经历了一个以冷却降温为主的退变质过程。

本区中-低压泥质麻粒岩，以含堇青石、夕线石和钾长石为特征，其新鲜面为青灰色夹粉红色斑点，中-细粒鳞片粒状变晶结构，片麻状构造明显。其主要组成矿物为石榴石、石英、钾长石、黑云母、堇青石和夕线石，含少量的钛铁矿、磁铁矿、白云母和尖晶石，副矿物主要为磷灰石、锆石和独居石等。依据本区含堇青石的中-低压泥质麻粒岩的共生变质矿物组合、变质反应结构、矿物相转变结构和退变质作用的强弱等特征(卢良兆等，1996；Tam et al., 2012b)，可以将本区中-低压泥质麻粒岩的矿物组合划分为以下四个变质演化阶段：

(1)峰前变质阶段(M₁)

与高压泥质麻粒岩类似，本区中-低压泥质麻粒岩峰前变质阶段的矿物组合主要由变斑晶石榴石内部细粒包体矿物所组成，为黑云母、斜长石和石英等细粒包体矿物。白云母和十字石，一般常出现在中级变质的泥质岩石中，然而，大量的薄片观察表明，在本区中-低压泥质麻粒岩石榴石变斑晶中，并未出现上述两类包体矿物。这可能是因为白云母和十字石等中级变泥质矿物在峰期麻粒岩相变质作用过程作为反应物被消耗(Carmichael，1969)。因此，本区中-低压泥质麻粒岩峰前变质阶段典型的矿物组合为：黑云母(Bt)+斜长石(Pl)+石英(Qz)±白云母(Ms)±十字石(St)。

(2)峰期中压麻粒岩相变质阶段(M₂)

本区中-低压泥质麻粒岩进入峰期麻粒岩相变质阶段的主要标志是夕线石的大量出现和石榴石的继续生长。其中，峰期中压麻粒岩相阶段出现的石榴石主要是指几乎不含任何矿物包体的幔部，而夕线石常作为粗粒柱状晶体和基质中钾长石、黑云母、斜长石和石英平衡共生。因此，本区中-低压泥质麻粒岩峰期中压麻粒岩相变质阶段典型的矿物组合为：石榴石+黑云母+夕线石+钾长石+斜长石+石英。峰期中压麻粒岩相变质阶段形成的石榴石、夕线石和钾长石，可能有如下变质反应形成(Schumacher et al., 1990)：

(3)峰后近等温减压退变质阶段(M₃)

本区含夕线石的中压泥质麻粒岩进入峰后近等温减压低压麻粒岩相退变质阶段的最主要标志是出现了一系列典型的降压反应、堇青石的首次出现和大规模的部分熔融作用为特征(图 12)，其典型的矿物组合为：石榴石+堇青石+夕线石+钾长石+斜长石+石英+铁-钛氧化物+熔体。值得指出是，在有的含堇青石泥质麻粒岩样品中，不仅见有石榴石转变为堇青石的矿物相转变结构，即其周围边缘为无色堇青石所环绕，在含堇青石的局部结构微域中可见蠕虫状石英(熔体)，有的堇青石则分布在不含石榴石的结构微域，可见它们被压扁拉长状，其中含有大量毛发状或针状夕线石。上述两类不同产状的堇青石可能由如下变质反应形成(Hensen and Green， 1972; Hensen，1977)：

图 12

Fig. 12

图 12 胶北中-低泥质麻粒岩的典型矿物组合和显微结构照片 单偏光下(a)和正交偏光下(b)胶北泥质麻粒岩中峰期中-低压麻粒岩相矿物组合:石榴石+夕线石+堇青石+斜长石+石英+黑云母;(c)基质中粗粒条纹长石，正交偏光;(d)港湾状黑云母、石英和石榴石之间的含钾长石的熔体，正交偏光Fig. 12 Photomicrographs showing typical mineral assemblage and micro-textures of the Jiaobei M-LP pelitic granulites M-LP granulitic mineral assemblage of garnet+sillimanite(Sil)+cordierite(Cord)+plagioclase+quartz+biotite identified in the pelitic granulite under PPL(a) and CPL(b);(c)coarse-grained perthite preserved in the matrix of the Jiaobei M-LP granulite under CPL;(d)embayed garnet，biotite and quartz surrounded by fined-grained bearing-K-feldspar melt under CPL

(4)晚期冷却降温退变质阶段(M₄)

本区中-低压泥质麻粒岩，在晚期降温冷却退变质阶段，最常见的矿物转变关系包括，①细粒新生成的鳞片状黑云母集合体围绕石榴石晶体边缘以反应边的形式出现；②在有的强变形显微结构微域，在石榴石压力影分布区，常出现鳞片状黑云母集合体；③在晚期冷却降温退变质阶段，峰期黑云母表现出褪色，并析出网格状金红石。

本区基性麻粒岩和泥质麻粒岩常见变质矿物有石榴石、辉石、角闪石、黑云母、夕线石、蓝晶石、堇青石和长石等。相关研究表明(周喜文等，2004；刘平华等，2010；王舫等，2010；Tam et al., 2012a，b，c; Liu et al., 2013b)，它们是不同变质演化阶段的产物。同种矿物具有不同的地质产状，且其化学成分及其形成条件存在明显差异。下文将根据扫描电镜和电子探针分析结果，并结合前人的相关研究资料，对本区主要变质矿物的成因条件和变化规律进行综合分析，为本区变质作用及其地质动力学过程的深入研究提供依据。

(1)石榴石

如上所述，本区高压基性麻粒岩中的石榴石，在手标本上常为浅红色，而在薄片下则为无色，常呈半自形至他形粒状，不规则状，不同样品中石榴石的粒度变化较大，集中介于0.1~4mm之间，在岩石中平均含量约为10%~25%。不同样品不同结构部位的石榴石形态和大小存在一定的差异，有的石榴石呈中-粗粒状，而另一部分石榴石呈中-细粒状变晶结构，其粒度集中变化于0.1~1mm之间，由于峰后降压和晚期降温退变质作用的影响，不同样品不同结构微域中，石榴石被分解的程度不同，并导致其形态复杂多样，如港湾状和显微细粒粒状(小于0.1mm)等等。

本区131个高压基性麻粒岩样品中不同结构部位的石榴石成分分析结果表明(图 13)，其化学成分以低MnO为其主要特征，其MnO含量为0.25%~4.48%，相应的锰铝榴石端元组分(Sps)为0.60~10，但不同样品中石榴石其它成分差异较大，其中，MgO含量为1.88%~7.64%，相应的镁铝榴石端元组分(Prp)为7.7~29.1；FeO^T含量为20.96%~29.95%，相应的铁铝端元组分(Alm)为43.0~68.8；CaO含量的变化范围较大，为4.68%~14.52%，相应的钙铝端元组分(Grs)变化于13.8~40.1之间。在Prp-(Alm+Sps)-Grs图解中，本区高压基性麻粒岩中石榴石绝大部分落入至麻粒岩相区，无疑表明它们是在麻粒岩相变质条件下形成(图 13)。此外，与本区高压泥质麻粒岩中石榴石的化学成分存在明显的差异(周喜文等，2004；王舫等，2010；Tam et al., 2012a)，如二者CaO含量存在明显的差异，说明本区高压基性麻粒岩石榴石的化学成分和寄主岩石的化学成分有密切的关系。

图 13

Fig. 13

图 13 胶北高压基性麻粒岩石榴石的Prp-(Alm+Sps)-Grs三角图(转刘福来，1995) A和B分别为角闪岩相和麻粒岩相石榴石分布区Fig. 13 Prp-(Alm+Sps)-Grs triangular diagram of the garnets from the Jiaobei HP mafic granulites(copy from Liu，1995) A and B represent the regions of the garnet formed in granulite-facies and amphibolite-facies，respectivecly

如图 13所示，与国内外其它高压麻粒岩地体中发育的石榴石类似(如Liu and Zhong， 1997; Cooke et al., 2000; Pattinson，2003)，本区高压基性麻粒岩多数石榴石保存较明显的扩散环带(刘平华等，2010；Liu et al., 2013b; Tam et al., 2012c)，并具有如下两类变化趋势：(1)大部分石榴石自中心到边缘钙铝榴石分子(Grs)不断降低，相应地铁铝榴石分子(Alm)和锰铝榴石分子(Sps)不断增加，而镁铝榴石分子(Prp)略有降低或基本不变(图 13)，反映了峰后近等温减压中-低压麻粒岩相退变质作用(M₂)对本区石榴石化学成分的强烈影响，使石榴石中的镁铝榴石组分(分子)发生了不同程度的调整；(2)少数高压基性麻粒岩中的石榴石自中心到边缘镁铝榴石分子(Prp)不断降低，相应地铁铝榴石分子(Alm)和锰铝榴石分子(Sps)不断增加，而钙铝榴石组分(Grs)略有降低或基本不变(图 13)，反映了晚期冷却降温角闪岩相退变质作用(M₄)对本区高压基性麻粒岩中石榴石化学成分产生了一定程度的影响。因此，本区高压基性麻粒岩石榴石微区化学成分的变化，反映了本区高压基性麻粒岩中的石榴石化成分还明显受控于变质P-T条件。

与华北克拉通其它高压基性麻粒岩中近峰期阶段形成的石榴石化学成分相比，本区近峰期高压麻粒岩相阶段(M₂)形成的石榴石的CaO含量(12.00%~14.00%)，与中部碰撞带恒山高压基性麻粒岩相近(CaO=~14.00%；Zhao et al., 2001b; 张颖惠，2013)，而略高于桑干和承德高压基性麻粒岩中石榴石的CaO含量(CaO=~11.00%；Guo et al., 2002; 李江海等，1998)。本区近峰期阶段形成的石榴石MgO含量为~7.60%，略低于桑干地区(MgO=~8.50%；Guo et al., 2002)，而高于恒山地区(MgO=~5.00%；Zhao et al., 2001b; 张颖惠，2013)和承德地区(MgO=~6.50%；李江海等，1998)。

(2)斜长石

岩相学研究表明，本区高压基性麻粒岩中斜长石可分为以下三种类型：第一种类型为包体型斜长石，主要以细粒浑圆状包体形式分布于相对粗粒的石榴石变斑晶核部之中，与其它镁铁质矿物如单斜辉石和角闪石等细粒包体矿物接触界线平直，显示平衡共生的关系，其粒度多介于0.1~0.3mm之间；第二种类型为基质型斜长石，一般呈中粒粒状变晶结构，与基质中其它矿物如单斜辉石、斜方辉石和角闪石等矿物大小相近，其粒度大小一般为0.5~2mm，扫描电镜-电子探针成分分析结果显示(刘平华等，2010；Tam et al., 2012c; Liu et al., 2013b)，在峰后近等温减压过程中，以上两类斜长石均遭受了不同程度的成分调整(刘平华等，2010；Tam et al., 2012c; Liu et al., 2013b)；第三种类型为后成合晶型斜长石，为石榴石在峰后近等温减压退变质阶段或晚期冷却降温角闪岩相退变质阶段分解而形成的，常围绕石榴石边部生长，并与石榴石边部呈蠕虫状单斜辉石、斜方辉石和角闪石等构成局部平衡共生晶域。

本区16件高压基性麻粒岩样品中135个斜长石电子探针分析结果如图 14所示，从图 14可以看出，本区高压基性麻粒岩中不同成因类型的斜长石的化学成分存在明显差异，斜长石的An、Ab和Or组分(值)分别变化于29~84(中长石-倍长石)、16~71和0~5之间。其中，基质型斜长石和包体型斜长石核部成分变化相对较小，均以中长石为主(图 14)。与斜方辉石共生的后成合晶型斜长石边部，具有相对较高的钙长石组分，主要为倍长石-钙长石，如样品QX9-1，有的基质型斜长石，其边部为An₈₄Ab₁₆Or₀的倍长石，而其核部为An₅₄Ab₄₅Or₁的拉长石(图 14、图 15)，具有典型的反环带结构特征。而在样品QX11-1中，有的包体型斜长石，其核部为An₂₉Ab₇₁Or₀的更长石，而其边部为An₄₆Ab₅₃Or₁的中长石(图 14)。

图 14

Fig. 14

图 14 胶北高压基性麻粒岩中斜长石的Ab-Or-An图解(据Deer et al., 1997) (a-i)中的数据对应为Liu et al.(2013b)样品QX9-1a、QX9-2、PD16b-1、PD02a-2、PD13c-1、PD16a-1、PD22a-1、QX87-1和QX11-1，(j)和(k)中的数据分别来自Tam et al.(2012c)和刘文军等(1998);I-C/M-C:包体型或基质型斜长石核部;I-R/M-R:包体型或基质型斜长石边部Fig. 14 Ab-Or-An diagram of the plagioclases from the Jiaobei HP mafic granulites(after Deer et al., 1997) (a-i)after the Jiaobei HP mafic granulite samples QX9-1a，QX9-2，PD16b-1，PD02a-2，PD13c-1，PD16a-1，PD22a-1，QX87-1 and QX11-1，respectively(Liu et al., 2013b)，(j) and (k)after Tam et al.(2012c) and Liu et al.(1998)，respectively;I-C/M-C:cores of the inclusion-type or matrix-type plagioclases;I-R/M-R:rims of the inclusion-type or matrix-type plagioclases

图 15

Fig. 15

图 15 胶北高压基性麻粒岩(QX9-1a)中斜长石Ab-An图解(a)和单斜辉石XMg-AlⅥ图解(b) I-C/M-C:包体型或基质型斜长石核部;I-R/M-R:包体型或基质型斜长石边部;M-C:基质型单斜辉石核部;M-R/S:基质型单斜辉石边部和后成合晶型单斜辉石Fig. 15 Ab-An(a) and XMg-AlⅥ(b)diagrams of the plagioclases and clinopyxenes from the Jiaobei HP mafic granulites(QX9-1a)，respectively I-C/M-C:cores of the inclusion-type or matrix-type plagioclases;I-R/M-R:rims of the inclusion-type or matrix-type plagioclases;M-C:the cores of the matrix-type clinopyroxenes;M-R/S:rims of the matrix-type clinopyroxenes and sympletite-type clinopyroxenes

(3)单斜辉石

依据岩相学观察，并结合化学成分特征，本区高压基性麻粒岩中单斜辉石可分为三种类型。第一种类型为包体型单斜辉石，一般呈细粒变晶结构，以细粒浑圆状包体的形式分布于中-粗粒石榴石内部，常与细粒斜长石交生，其粒度一般为0.01~1mm；第二种类型为基质型单斜辉石，一般呈中-粗粒粒状变晶结构，其粒度一般为1~4mm，广泛分布于基质矿物之中，但一般与石榴石不接触，在其边部或沿其解理方向定向或者半定向地分布有细粒角闪石、长英质矿物(石英和斜长石)和钛铁矿棒状出溶体矿物(图 10)。第三种类型为后成合晶型单斜辉石，一般呈蠕虫状显微变晶结构，其粒度一般小于0.1mm，明显小于上述两类单斜辉石，集中分布于石榴石边部，常与蠕虫状斜方辉石和角闪石共同构成本区石榴石边部后成合晶，为石榴石在近等温减压退变质阶段的分解产物。

本区12个样品中92个单斜辉石的电子探针分析结果如图 16所示。从此图中可以看出，依据Poldervaart and Hess(1951)的分类原则，它们大部分落在透辉石区或次透辉石区，为次透辉石-透辉石质单斜辉石，个别位于次透辉石和普通辉石区的过渡区(图 16)，如样品PD02a-02，测点PD02a-02-2.6为低钙(CaO=19.50%)的普通辉石质单斜辉石。然而，三类单斜辉石的FeO^T和MgO含量存在明显的差异(图 16)，分别变化于6.26%~16.72%和9.47%~ 14.54%之间，反映了不同微区结构部位的单斜辉石Mg和Fe元素在变质演化过程发生了不同程度的调整，从而记录了不同演化阶段的变质温度。

图 16

Fig. 16

图 16 胶北高压基性麻粒岩中单斜辉石Fs-Wo-En图解(据Deer et al., 1997) (a-e)中数据分别为Liu et al., 2013b样品PD02a-02、PD13c-1、QX9-1a、QX9-2、和QX87-1，(f)和(g)中的数据来自Tam et al.(2012c)和刘文军等(1998);I-C/I-R:包体型典型辉石核部和边部;;M-C/M-R:基质型单斜辉石核部和边部;S:后成合晶型单斜辉石Fig. 16 Fs-Wo-En diagram of the clinopyxenes from the Jiaobei HP mafic granulites(after Deer et al., 1997) (a-e)after the Jiaobei HP mafic granulite samples PD02a-02，PD13c-1，QX9-1a，QX9-2 and QX87-1，respectively(Liu et al., 2013b)，(f) and (g)after Tam et al.(2012c) and Liu et al.(1998)，respectively;I-C/I-R:cores and rims of the inclusion-type clinopyroxenes，respectively;M-C/M-R:cores and rims of the matrix-type clinopyroxenes，respectively;S:sympletite-type clinopyroxenes

本区三类单斜辉石Al₂O₃和Na₂O含量，分别变化于1.02%~5.88%和0.21%~0.86%之间，相应的六次配位铝(Al^VI)介于0.011~0.124之间，且Al₂O₃和Na₂O含量具有较好的线性相关性(相关系数R=0.65；图略)。大量研究结果表明(Anovitz，1991；Yoshino et al., 1998)，在基性麻粒岩中，单斜辉石中Al₂O₃和Na₂O的含量越高，代表单斜辉石含有更高硬玉分子含量，指示其形成于更高的压力条件，本区高压基性麻粒岩中不同变质阶段形成的单斜辉石Al₂O₃和Na₂O的含量特点(图 15)，表明近峰期高压麻粒岩相变质阶段形成的基质型单斜辉石形成的压力条件相对更高。如样品QX9-1中，基质型单斜辉石的Al₂O₃和Na₂O含量相对偏高(图 15b)，分别变化于4.13%~5.22%和0.54%~0.69%之间，相应的六次配位铝(Al^VI)介于0.065~0.077之间。相反地，后成合晶型单斜辉石的Al₂O₃和Na₂O含量则相对偏低，分别变化于1.78%~2.37%和0.35%~0.56%之间，相应的六次配位铝(Al^VI)介于0.024~0.051之间。

(4)斜方辉石

斜方辉石是本区高压基性麻粒岩标志性的变质矿物之一，依据其形态、产状及分布特征，并结合其矿物化学特征，可进一步划分为两种类型。第一种类型为基质型斜方辉石，主要分布于不含石榴石的结构微域，有的呈不规则粒状，与近等粒的棕色-黄褐色角闪石和单斜辉石等镁铁质矿物接触，接触界线较为平直，显示它们彼此平衡共生，其粒度一般为0.1~2mm之间，为中-细粒变晶结构。第二种类型为后成合晶型斜方辉石，主要分布于石榴石边部，常呈细粒蠕虫状或豆芽状显微变晶结构，其粒度均小于0.1mm。

本区7件高压基性麻粒岩样品68个斜方辉石矿物化学分析结果如图 17所示。按照Bhattacharyya(1971)的分类方案，它们均为变质成 因，但是，不同样品中斜方辉石的Al₂O₃、MgO和FeO^T含量存在一定的差异，分别为0.22%~3.00%、8.43%~21.18%和23.72%~42.24%，相应的X_Mg值(=Mg/(Fe²⁺+Mg))为0.27~0.62，依据Deer et al.(1997)的分类原则，本区斜方辉石多数属于紫苏辉石-铁紫苏辉石，少数者属于尤莱辉石(图 17b)。尤其值得指出的是，属于相对富铁的尤莱辉石的寄主岩石(QX11-1)来自胶北新太古代条带状铁矿之中(唐家庄(岩)群)，反映了本区高压基性麻粒岩中斜方辉石的化学成分和寄主岩石的化学成分存在密切成因关系。

图 17

Fig. 17

图 17 胶北高压基性麻粒岩中斜方辉石Al2O3-(MgO+FeOT)(a，据Bhattacharyya，1971)和Fs-Wo-En图解(b) Hy:紫苏辉石;Fe-Hy:铁紫苏辉石;Et:尤莱辉石;I-C包体型斜方辉石核部;M-C/M-R:基质型斜方辉石核部和边部;S:后成合晶型斜方辉石Fig. 17 Al2O3-(MgO+FeOT)(a，after Bhattacharyya，1971) and Fs-Wo-En(b)diagrams of the orthopyroxenes from the Jiaobei HP mafic granulites Hy:hypersthene;Fe-Hy:Fe-hypersthene;Et:eulite;I-C:cores of the inclusion-type orthopyroxenes;M-C/M-R:cores and rims of the matrix-type orthopyroxenes，respectively;S:sympletite-type orthopyroxenes

(5)角闪石

角闪石在本区高压基性麻粒岩中分布十分广泛，其中，在高压基性麻粒岩晚期冷却降温退变质阶段的产物-含榴(石榴)斜长角闪岩中含量最高。岩相学研究表明，本区高压基性麻粒岩中的角闪石可进一步划为如下三种类型。其中，第一种类型为包体型角闪石，它们呈细粒浑圆状包体被石榴石包裹，具有浅褐色-黄褐色的多色性，与细粒斜长石和单斜辉石平衡共生，呈细粒粒状变晶结构，其粒度为0.5~1mm；第二种类型为基质型角闪石，它们常呈中-粗粒不规则粒状，不均匀地分布于不含石榴石的显微结构微域，其粒度为0.5~2mm，有的基质型角闪石和基质中其它变质矿物如单斜辉石和斜方辉石等接触界线平直，显示平衡共生的特征；第三种类型为后成合晶型角闪石，呈蠕虫状或豆芽状，其粒度为0.1~0.25mm，常与蠕虫状斜方辉石和单斜辉石共同组成本区高压基性麻粒岩石榴石边部后成合晶结构，为石榴石在退变质阶段的分解产物。然而值得注意的是，依据后成合晶中是否存在斜方辉石等特征，可将本区后成合晶型角闪石进一步划分为两种类型，后成合晶Ⅰ型角闪石，与蠕虫状斜方辉石和单斜辉石等镁铁质后成合晶矿物平衡共生，为石榴石在峰后近等温减压中-低压麻粒岩相退变质作用分解的产物，而后成合晶Ⅱ型角闪石呈蓝绿色，与不含斜方辉石的蠕虫状镁铁质矿物共同构成石榴石边部的后成合晶反应边，为本区高压基性麻粒岩石榴石在晚期冷却降温角闪岩相退变质作用分解的产物。此外，在有的高压麻粒岩样品中，沿单斜辉石解理缝还存在细粒针状角闪石。

本文对上述不同类型的角闪石的化学成分进行了分析和总结，43个角闪石的化学成分如图 18所示，从此图中可以看出，依据Leake et al.(1997)分类原则，本区高压基性麻粒岩中不同成因类型的角闪石均为钙质角闪石大类，它们具有相近的CaO含量，变化于10.18%~12.67%之间。但是，它们的SiO₂、Al₂O₃、MgO和FeO^T含量却存在明显的差异，分别变化于39.52%~54.76%、2.52%~13.73%、5.59%~18.00%和9.03%~25.12%之间，相应的X_Mg值(=Mg/(Mg+Fe²⁺))为0.32~0.84，因此，在进一步区分钙质角闪石种属分类图解中，它们分别属于含铁韭闪石-含铁韭闪石质角闪石、浅闪石质角闪石亚类以及镁绿钙闪石-镁绿钙闪石质角闪亚类(图 18)。

图 18

Fig. 18

图 18 胶北高压基性麻粒岩中角闪石Si-Mg/(Mg+Fe2+)图解(据Deer et al., 1997) 2:样品PD13c-1中基质型角闪石核部;3:样品PD22a-06中后成合晶型角闪石;4:样品QX9-1a中基质型角闪石核部;5:样品QX9-1a中后成合晶型角闪石;6:样品QX9-1a中单斜辉石中针状角闪石;7:样品QX9-2中基质型角闪石核部;8:样品QX11-1中包体型角闪石;9:样品QX11-1中基质型角闪石核部;10:样品SO50中被石榴石包裹的角闪石;11:样品SO50中与二辉石共生的角闪石;12:样品SO50中不与二辉石共生的角闪石;13:样品96ML中被石榴石包裹的角闪石;14:样品96ML中后成合晶型角闪石Fig. 18 Si-(Mg)/(Mg+Fe2+)diagram of the amphiboles from from the Jiaobei HP mafic granulites(after Deer et al., 1997) 2:cores of the martrix-type amphiboles from sample PD 13c-1;3:sympletite-type amphiboles from sample PD 22a-06;4:cores of the martrix-type amphiboles from sample QX9-1a;5:sympletite-type amphiboles from sample QX9-1a;6:needle amphiboles of the clinopyroxenes from sample QX9-1a;7:cores of the martrix-type amphiboles from sample QX9-2;8:inclusion-type amphiboles from sample QX11-1;9:cores of the martrix-type amphiboles from sample QX11-1;10:inclusion-type amphiboles from sample SO50;11:sympletite-type(bearing-orthopyroxene)amphiboles from sample SO50;12:sympletite-type(orthopyroxene-free)amphiboles from sample SO50;13:inclusion-type amphiboles from sample ML96;14:sympletite-type amphiboles from sample ML96

如图 19所示，本区高压基性麻粒岩中角闪石TiO₂、Na₂O和K₂O含量也存在明显的差异，分别为0.14%~2.63%、0.31%~2.79%和0.00%~2.15%。因此，它们在Ti-(Na₂O+K₂O)图解中(图 19)，分别投入了低角闪岩相区、高角闪岩相-麻粒岩相过渡区以及麻粒岩相区。如样品PD02a-2中，分布于单斜辉石晶体表面的针柱状角闪石，具有相对低TiO₂含量(0.15%~0.34%)，投入绿片岩相分布区。而在样品96ML中，与二种辉石共生的后成合晶型角闪石，具有相对高的TiO₂含量(最高含量为2.59%)，被投入麻粒岩相区，表明它们是属于麻粒岩相变质作用的产物。

图 19

Fig. 19

图 19 胶北高压基性麻粒岩中角闪石的Ti-(Na+K)成分图解(据靳是琴，1991) 1:样品PD02a-2中单斜辉石中针状角闪石;2-14:说明同图 18Fig. 19 Relationship between Ti and (Na+K)of the amphiboles from the Jiaobei HP mafic granulites，Jiaobei terrane(after Jin，1991) 1:needle amphiboles in the coarse-grained clinopyroxenes from sample PD02a-2;2-14:As detailed in the Fig. 18

(1)石榴石

石榴石是本区泥质麻粒岩特征变质矿物之一，一般呈半自形至他形粒状或不规则状，不同泥质麻粒岩样品中石榴石的粒度变化较大，变化于0.1~5.0mm之间，平均含量为10%~25%。如上所述，有的泥质麻粒岩中石榴石内部含有细粒浑圆状矿物包体，也有的石榴石内部基本不含矿物包体及不发育裂纹。在峰后降压和晚期降温退变质作用的影响下，不同泥质麻粒岩样品不同结构微域的石榴石其被消耗的程度不同，从而导致其形态复杂多样，如港湾状和显微细粒粒状(小于0.1mm)等等。

本区5件高压泥质麻粒岩和6件中-低压泥质麻粒岩96个不同样品不同结构部位的石榴石成分分析结果如图 20所示，本区泥质麻粒岩石榴石均以铁铝榴石为主，其次为镁铝榴石和钙铝榴石，反映它们同属富铁铝榴石系列。但不同样品中石榴石化学成分存在一定差异，其FeO^T、MgO和MnO含量分别变化于24.59%~35.47%、2.58%~11.30%和0.33%~1.70%之间，相应的铁铝榴石分子、镁铝榴石分子和锰铝榴石分子含量分别变化于52.8~80.2、14.6~42.8和0.33~1.70之间。尤其值得指出的是，在含夕线石的中-低压泥质麻粒岩样品PD03a-01中，MgO含量最高，为10.68%~11.30%，与孔兹岩带各段杂岩中富铝片麻岩的石榴石MgO含量相近，反映了它们均形成相近的变质条件(Liu et al., 1993; Lu and Jin， 1993; 卢良兆等，1996；Yin et al., 2014; Cai et al., 2014)，但是，在本区大部分泥质麻粒岩中，可能受晚期降温扩散作用的强烈影响，石榴石的MgO、MnO和FeO含量发生了不同程度的调整。因此，在Prp-(Alm+Sps)+Grs图解中(图 20)，它们大部分被投入麻粒岩相-角闪岩相过渡区，这与前人(转靳是琴和李鸿超，1980)利用石榴石中CaO和MgO含量，划分麻粒岩相和角闪石岩相的判别式结果相似，本区少数石榴石核部或粗粒者为Y₁大于Y₂，属于麻粒岩相，而大部分石榴石为Y₁小于Y₂，属于角闪岩相。

图 20

Fig. 20

图 20 胶北泥质麻粒岩石榴石的Prp-(Alm+Sps)-Grs三角图(转刘福来，1995) A和B分别为角闪岩相和麻粒岩相石榴石分布区;(a-h)分别为样品LY-6、JD16、JB07、QX20-1、PD08a-03、JB04-3、PD04a-01和PD03a-01;C-石榴石核部;R-石榴石边部Fig. 20 Prp-(Alm+Sps)-Grs triangular diagram of the garnets from the Jiaobei pelitic granulites(copy from Liu，1995) A and B represent the regions of the garnet formed in granulite-facies and amphibolite-facies，respectivecly;(a-h)after the Jiaobei pelitic granulite samples LY-6，JD16，JB07，QX20-1，PD08a-03，JB04-3，PD04a-01 and PD03a-01，respectively;C-cores of the garnets from the Jiaobe pelitic graniulites;R-rims of garnets from the Jiaobe pelitic graniulites

从图 20还可以看出，本区泥质麻粒岩中CaO及相应的钙铝榴石分子含量也存在一定差异。其中，高压泥质麻粒岩大部分石榴石CaO以及相应的钙铝榴石分子(Grs)含量比中-低压泥质麻粒岩普遍偏高，它们分别变化于1.66%~6.65%和4.73~18.3之间，而中-低压泥质麻粒岩中石榴石CaO以及相应的钙铝榴石分子(Grs)含量分别为0.83%~2.68%和2.26~7.59，指示本区高压泥质麻粒岩中石榴石形成相对较高的压力(White et al., 2001; Tam et al., 2012a)。尤其值得指出的是，在栖霞南部太平庄一带分布的高压泥质麻粒岩，其核部成分的CaO含量高达5.37%~6.65%(周喜文等，2004)，这在已发现的高压泥质麻粒岩中是十分罕见的，其成因值得进一步研究。

(2)黑云母

黑云母在本区泥质麻粒岩中分布十分广泛，可形成于不同变质演化阶段，依据其颗粒大小、晶体形态和产状等特征，并结合其化学成分的特点，可进一步划分为两种类型。其中，第一种类型为包体型黑云母，它们常具有浅黄色-红棕色多色性，其粒度常小于0.1mm，一般被包裹在石榴石和长石等粗粒变晶矿物之中；第二种类型为基质型黑云母，它们以不规则状或港湾状分布于基质矿物中，并具有红棕色-浅黄色多色性，依据其多色性、具体形态和地质产状，可进一步划分为两种不同基质型黑云母，其中，基质Ⅰ型黑云母，一般具有红棕色的多色性，并以不规则的港湾状者居多，通常分布于不含石榴石和长英质矿物相对集中的结构微域，少数者可能由于遭受了晚期降温退变质作用的改造，其表面含有大量网格状金红石。基质Ⅱ型黑云母，一般呈中-细粒粒状变晶结构，一般具有浅黄色的多色性，较均匀地呈断续排列，构成片麻理。此外，在有的石榴石结构微域，可见细粒鳞片状黑云母沿裂隙或边部交代石榴石，并在局部构成石榴石压力影的主要矿物，且相对自形，显示它们是晚期冷却降温退变质和韧性剪切变形的产物。

本区10件泥质麻粒岩中66个不同微区结构部位的黑云母化学成分如图 21所示。依据Deer et al.(1997)提出的金云母-黑云母分类法，在Si-Mg/(Mg+Fe²⁺+Mn)的分类图解上，本区泥质麻粒岩中不同类型的黑云母均落在黑云母区。在Foster(1960)黑云母-金云母种属划分的Mg-(Al^Ⅵ+Fe³⁺+Ti)-(Fe²⁺+Mn)图解中，多数黑云母集中在富镁黑云母区，少数黑云母位于镁铁黑云母区，上述成分特征表明本区泥质麻粒岩中黑云母以较富镁为其主要特征。

图 21

Fig. 21

图 21 胶北泥质麻粒岩中黑云母Si-XMg(a，据Deer et al., 1997)和(Fe2++Mn)-Mg-(AlⅥ+Fe3++Ti)分类图解(b，据Foster et al., 1960) 1:样品JB04-4中包体型黑云母;2:样品JB04-1中基质型黑云母;3:样品JB04-4和JB04-5中基质型黑云母;4:样品JB07-3、JB07-5、JB07-2和JD16-4中包体型黑云母;5:样品JB07-3、JB07-4和JD16-4中基质型黑云母核部;6:样品JB07-3和JB07-5中基质型黑云母边部;7:样品LY-6中包体型黑云母;8:样品LY-6和LY-7中基质型黑云母核部;9:样品LY-7中基质型黑云母边部;10:样品PD03a-01中包体型黑云母;11:样品PD03a-01中基质型黑云母;12:样品PD04a-01中包体型黑云母;13:样品PD04a-01中基质型黑云母核部;14:样品PD04a-01中基质型黑云母边部;15:样品PD08a-03中包体型黑云母;16:样品PD08a-03中基质型黑云母;17:样品QX20-1中包体型黑云母;18:样品QX20-1中基质型黑云母核部;19:样品QX20-1中基质型黑云母边部Fig. 21 Si-XMg diagram(a，after Deer et al., 1997) and (Fe2++Mn)-Mg-(AlⅥ+Fe3++Ti)triangular diagram(b，after Foster et al., 1960)of the biotites from the Jiaobei pelitic granulites 1:inclusion-type biotites from sample JB04-4;2:martrix-type biotites from sample JB04-1;3:martrix-type biotites from samples JB04-4 and JB04-5;4:inclusion-type biotites from samples JB07-3，JB07-5，JB07-2 and JD16-4;5:cores of the martrix-type biotites from samples JB07-3，JB07-4 and JD16-4;6:rims of the martrix-type biotites from samples JB07-3 and JB07-5;7:inclusion-type biotites from sample LY-6;8:cores of the martrix-type biotites from samples LY-6 and LY-7;9:rims of the martrix-type biotites from sample LY-7;10:inclusion-type biotites from sample PD03a-01;11:martrix-type biotites from sample PD03a-01;12:inclusion-type biotites from sample PD04a-01;13:cores of the martrix-type biotites from sample PD04a-01;14:rims of the martrix-type biotites from sample PD04a-01;15:inclusion-type biotites from sample PD08a-03;16:martrix-type biotites from sample PD08a-03;17:inclusion-type biotites from sample QX20-1;18:cores of the martrix-type biotites from sample QX20-1;19:rims of the martrix-type biotites from sample QX20-1

许多研究表明(Henry and Guidotti， 2002; Henry et al., 2005; Wu and Chen， 2015)，随着变质温度的增高，变泥质岩中黑云母TiO₂含量通常逐渐增高。本区泥质麻粒岩中不同成因类型的黑云母TiO₂含量存在一定差异，集中变化于1.50%~5.99%之间，平均值为3.30%。由于本区泥质麻粒岩具有十分相似的TiO₂含量，集中变化于0.68%~0.79%之间(刘平华等，未发表数据)。因此，黑云母TiO₂含量的高低，可能反映了它们记录了本区高压或中-低压泥质麻粒岩不同变质阶段的温度信息。其中，在含夕线石的中压泥质麻粒岩样品(PD03a-01)中，被石榴石包裹黑云母TiO₂含量最高，为5.99%，反应了它们记录了本区泥质麻粒岩温度高峰期的变质P-T条件。尤其值得指出的是，本区高压泥质麻粒岩黑云母TiO₂含量整体比中-低压泥质麻粒岩要偏低，它们分别集中变化于1.50%~3.81%和2.51%~5.99%之间，其原因有待进一步深入研究。

一般研究认为，在变泥质岩石中，变质温度和黑云母中MgO含量具有负相关性(Spear et al., 1999)。本区泥质麻粒岩中，不同样品不同微区结构部位黑云母MgO含量和X_Mg值变化较大，分别变化于10.31%~17.49%和0.50~0.80之间，其中，被石榴石包裹或和石榴石、堇青石等镁铁质矿物相接触的黑云母，尤其是其边部，具有相对较高的MgO含量和X_Mg值，而基质中和长英质矿物相接触的黑云母，通常具有相对低MgO含量和X_Mg值。如含夕线石的中压泥质麻粒岩样品PD03a-01中，被石榴石包裹的细粒黑云母，其MgO含量和X_Mg值分别为16.61%和0.80，反映了在晚期冷却降温退变质阶段，黑云母和石榴石发生了强烈的Mg和Fe交换(Spear et al., 1999)。相反地，含蓝晶石的高压泥质麻粒岩，基质中和长英质矿物接触的黑云母MgO含量和X_Mg值分别为10.31%和0.50，暗示其在晚期冷却降温退变质阶段，黑云母FeO和MgO含量没有发生显著的成分调整。

(3)长石

本区泥质麻粒岩中斜长石、钾长石均可出现，其中，斜长石可进一步划分为三种类型，第一种类型的斜长石呈细粒包体存在于石榴石中；第二种类型的斜长石呈中粒粒状变晶和石榴石、夕线石、蓝晶石等矿物共生，少数斜长石颗粒较大，其中含有定向排列的钾长石微晶，为反条纹长石；第三种类型的斜长石，主要呈石榴石反应边形式，围绕石榴石周围分布。此外，基质中少数斜长石颗粒细小，不含任何出溶矿物，可能为峰后新结晶的产物。而本区泥质麻粒岩中钾长石主要是钾-微斜条纹长石，并以发育梭状格子双晶为特征，局部有溶蚀形成的蠕石英集合体和出溶钠长石条纹，少数钾长石呈薄层状外壳围绕浑圆石英分布，显示它们具有从长英质熔体中晶出的形态特征。

本区6件泥质麻粒岩样品60个长石电子探针分析结果如图 22所示。其中，7个为钠长石，15个为钾长石，其余为斜长石。从图 22可以看出，本区泥质麻粒岩中不同成因类型斜长石的化学成分存在明显差异，斜长石的An、Ab和Or组分(值)分别变化于17~80、20~82和0~2之间(中长石-倍长石)。其中，An值较低的酸性斜长石主要为基质中峰后新生的细粒斜长石，少数为被石榴石包裹，其An为17~26。而基质中和石榴石、夕线石、蓝晶石等矿物平衡共生的斜长石，具有相对中等的An值，集中变化于33~47之间。而以石榴石反应边形式存在的斜长石具有相对较高的An值，集中变化于71~80之间，它们形成可能与石榴石在减压过程中Ca元素的迁移有关。

图 22

Fig. 22

图 22 胶北泥质麻粒岩中斜长石的Ab-Or-An图解(据Deer et al., 1997) (a-h)代表样品PD08a-03，QX20-1，LY6，d-LY7，JB07，JB04，PD03a-01和PD04a-01中的斜长石;N:正条纹长石中钠长石条纹I:包体型斜长石;M-C:基质型斜长石核部;M-R:基质型斜长石边部Fig. 22 Ab-Or-An diagram of the plagioclases from the Jiaobei pelitic granulites(after Deer et al., 1997) (a-h)represent plagioclases from samples PD08a-03，b-QX20-1，c-LY6，d-LY7，JB07，JB04，PD03a-01 and PD04a-01，respectively;N:albites-stripe from the coarse-grained perthites;I:inclusion-type plagioclases;M-C:cores of the martrix-type plagioclases;M-R:rims of the matrix-type plagioclases

(4)堇青石

堇青石仅分布于本区莱西日庄一带中-低压泥质麻粒岩中。如上所述，依据其具体形态和共生矿物组合，可进一步划分为两种类型。其中，第一种类型为后成合晶型堇青石，常环绕石榴石周围分布，与新生的细粒蠕虫状石英平衡共生(王舫等，2010)。第二种类型为基质型堇青石，一般分布于无石榴石的结构微区，它们残留了早期港湾状的黑云母和包裹大量细针状夕线石。本区3个中-低压泥质麻粒岩样品18个堇青石的化学成分分析结果见图 23。从图 23 可以看出，本区中-低压泥质麻粒岩MgO和FeO^T含量分别变化于8.28%~10.13%和5.26%~7.73%之间，相应的X_Mg值变化于0.67~0.78之间，平均值为0.72，与国内外典型孔兹岩系中堇青石化学成分相比(Cai et al., 2014)，本区堇青石X_Mg值略微偏低，属于相对富镁的堇青石。

图 23

Fig. 23

图 23 胶北泥质麻粒岩中堇青石的Si-XMg图解 S-后成合晶型堇青石;M-基质型堇青石Fig. 23 Si-XMg diagram of the cordierites from the Jiaobei pelitic granulites I-sympletite-type cordierites;M-martrix-type cordierites

由于篇幅所限，本文仅对本区高压基性和泥质麻粒岩的温度和压力估算结果进行初步分析和总结，中-低压泥质麻粒岩的温度和压力估算结果本文暂不讨论。

(1)峰前变质阶段(M₁)

前人采用石榴石内部细粒包体矿物中的单斜辉石、斜长石的核部成分以及与其相邻变斑晶石榴石接触部位的成分，对2件样品8个 Grt-Cpx矿物对进行了温度估算，得到的温度条件十分相近，为T=740~770℃。对2件高压基性麻粒岩样品8个Grt-Cpx-Pl-Qz矿物对也进行了压力估算，也得到了相似的压力条件，为P=0.9~1.0GPa(刘平华等，2010；图略)。此外，Tam et al.(2012c)在NCRMASHTO体系下，对本区1件高压基性麻粒岩样品进行了相平衡模拟，模拟结果表明，本区高压基性麻粒岩峰前变质阶段的P-T条件为T=690~702℃；P=0.94~0.98GPa。

(2)峰期高压麻粒岩相变质阶段(M₂)

本区高压基性麻粒岩保存的典型峰期矿物组合为：石榴石+单斜辉石+斜长石+石英。前人采用石榴石核部CaO的含量最高、单斜辉石核部的Al₂O₃含量最高和斜长石核部的Na₂O含量最高的微区化学成分，利用三种Grt-Cpx温度计和两种Grt-Cpx-Pl-Qz压力计(刘平华等，2010)，进行了峰期变质演化阶段的P-T条件估算。通过3件样品10个 Grt-Cpx矿物对的温度估算结果和3件样品10 个Grt-Cpx-Pl-Qz矿物对的压力估算结果，确定峰期高压麻粒岩相变质阶段的P-T条件为T=850~880℃，P=1.45~1.65GPa。此外，Tam et al.(2012c)利用本区峰期高压基性麻粒岩峰期矿物组合中石榴石钙摩尔等值线和斜长石钙摩 尔等值线(Xca(g)和Xca(pl))，对1件高压基性麻粒岩样品的峰期温度和压力进行了估算，确定该样品(09JD18-6)记录的峰期高压麻粒岩相变质阶段的P-T条件为T=780~890℃，P=1.31~1.51GPa。

(3)峰后近等温减压中-低压麻粒岩相退变质阶段(M₃)

根据本区高压基性麻粒岩峰后近等温减压中-低压麻粒岩相退变质阶段的矿物组合特点，刘平华等(2010)采用一种Opx-Cpx温度计公式和两种Grt-Opx-Pl-Qz压力计公式，选取石榴石边部以及后成合晶矿物(斜方辉石+单斜辉石+斜长石)的化学成分，通过2件样品8个Opx-Cpx矿物对的温度估算结果和1件样品2个Grt-Opx-Pl-Qz矿物对的压力计估算结果，确定本区高压基性麻粒岩峰后近等温减压中-低压麻粒岩相退变质阶段的P-T条件为T=780~830℃，P=0.65~0.85GPa(刘平华等，2010；Liu et al., 2013b)。类似地，Tam et al.(2012c)利用石榴石边部后成合晶矿物中斜长石钙等值线以及单斜辉石+斜方辉石+斜长石+钛铁矿的矿物组合，将本区高压基性麻粒岩峰后近等温减压中-低压麻粒岩相退变质阶段的P-T条件限定在T=820~880℃，P=0.78~0.84GPa的范围。

(4)晚期冷却降温角闪岩相退变质阶段(M₄)

刘平华等(2010)对区内高压基性麻粒岩晚期角闪岩相变质阶段的退变产物——石榴斜长角闪岩，采用Grt-Amp温度计和Grt-Amp-Pl-Qz压力计，选取残晶石榴石边部以及新生的角闪石+斜长石的化学成分，对1件样品8个Grt-Amp矿物对的温度计估算结果和1件样品6个Grt-Amp-Pl-Qz矿物对的压力计估算结果表明，本区高压基性麻粒岩晚期角闪岩相退变质阶段的P-T条件为T=620~720℃，P=0.70~0.80GPa。此外，Tam et al.(2012c)利用石榴石边部后成合晶矿物中斜长石钙等值线以及角闪石+斜长石的后成合晶的矿物组合，将本区高压基性麻粒岩晚期冷却降温角闪岩相退变质阶段的P-T条件限定在T=690~760℃，P=0.64~0.72GPa的范围。

(1)峰前变质阶段(M₁)

如上所述，包裹于石榴石内部的细粒黑云母、斜长石、石英及其与之共生的石榴石代表本区高压泥质麻粒岩峰前变质阶段的稳定矿物组合。前人(王舫等，2010)选取具有进变质生长环带特征的石榴石核部成分以及包裹于石榴石中早期的黑云母和斜长石的核部成分，利用GB-GASP地质温度计和压力计，对3件样品8个石榴石-黑云母矿物对和1件4个石榴石-斜长石矿物对进行了温度和压力估算，确定早期 进变质阶段大致P-T条件为T=550~590℃，P=~0.40GPa。 此外，Tam et al.(2012a)在NCKFMASHTO体系下，利用峰前变质阶段矿物组合中石榴石+黑云母+蓝晶石+白云母+斜长石+石英+钛铁矿中白云母和黑云母的铁摩尔等值线(X_Fe)，将本区高压泥质麻粒岩峰前变质阶段的P-T条件限定在T=645~670℃，P=0.93~1.07GPa的范围。

(2)峰期高压麻粒岩相变质阶段(M₂)

本区高压泥质麻粒岩保存的典型高压麻粒岩相矿物组合为：石榴石+蓝晶石+正(反)条纹长石+斜长石+金红石+熔体(周喜文等，2004；王舫等，2010; Tam et al., 2012a)。王舫等(2010)利用传统地质温度计和压力计，确定本区高压泥质麻粒岩峰期高压麻粒岩相变质阶段的P-T条件为T=~780℃，P=~1.10GPa。周喜文等(2004)和Tam et al.(2012a)通过Thermocalc 程序定量计算，在KMnFMASH和NCKFMASHTO体系下，分别将本区高压泥质麻粒岩峰期变质P-T条件限制在T=800~840℃，P=1.00~1.25GPa和T=860~890℃，P=1.48~1.62GPa的范围。

(3)峰后降温减压角闪岩相退变质阶段(M₃)

根据本区高压泥质麻粒岩此阶段的矿物组合：石榴石+夕线石+斜长石+黑云母+磁铁矿+石英，Tam et al.(2012a)通过Thermocalc 程序定量计算，在NCKFMASHTO体系下，选取石榴石边部和黑云母中的铁等值线，将本区高压泥质麻粒岩峰后降温减压角闪岩相退变质阶段的P-T条件限制在T=710~740℃，P=0.63~0.85GPa的范围。此外，周喜文等(2004)根据该阶段的矿物组合特点，利用石榴石-黑云母温度计获得该阶段的封闭温度为620~680℃，利用石榴石边缘成分和后期新结晶的斜长石成分通过GASP压力计获得的封闭压力为0.58~0.72GPa。

有关本区变基性岩(高压基性麻粒岩、中-低压基性麻粒岩和斜长角闪岩)中锆石形态学、CL图像结构和矿物包体等综合研究表明(详见Liu et al., 2013b论述)：它们多数为紫红色，其表面常发育大量裂纹，不同样品中的锆石大小不一，集中变化于50~300μm之间。根据该类岩石中锆石阴极发光图像、晶体形态和矿物包体等特征，可将其进一步划分为两种类型(图 24、图 25、图 26、图 27)：第一种类型为岩浆锆石，少数岩浆锆石不发育变质边，为长柱状晶形，并具有高温辉长质-闪长质岩浆锆石所发育的清晰的板状环带(图 24；董春艳等，2011；刘平华等，2013；Wan et al., 2013a)，而绝大部分岩浆锆石发育核-边结构，其中，有的继承性核部具有花岗质岩浆锆石所发育的清晰的震荡环带，如石榴基性麻粒岩样品PD16a-2中第38粒锆石(刘平华等，2011a)，而其边部常为宽窄不一的变质增生边；第二种类型为变质锆石，大部分具有浑圆状-椭圆状晶形，不发育核-边结构，并具有十分均匀的阴极发光效应，有的变质锆石内部发育冷杉叶状分带结构和扇形分带结构(图 26；Vavra et al., 1996)，指示该类锆石是在高 级变质条件下形成的；少数变质锆石发育核-边结构，继承性核部和边部均具有十分均匀的阴极发光效应，显示了变质锆石的CL图像特征，如石榴基性麻粒岩样品QX9-1中第3和33粒锆石，其核部和边部均具有均匀的阴极发光效应。

图 24

Fig. 24

图 24 胶北地体变辉长岩(QX2-2)中锆石的阴极发光图像和LA-ICP-MS定年结果(据刘平华等，2013) (a)样品第3粒锆石晶体(QX2-2.3)的阴极发光图像，具有相对弱发光效应(灰黑色)，板状环带和207Pb/206Pb表面年龄;(b)样品第80粒锆石晶体(QX2-2.80)的阴极发光图像，具有相对弱发光效应(灰黑色)，板状环带和207Pb/206Pb表面年龄;(c)样品第55粒锆石晶体(QX2-2.55)的阴极发光图像，具有相对弱发光效应(灰黑色)，板状环带和207Pb/206Pb表面年龄;(d)样品第29粒锆石晶体(QX2-2.29)的阴极发光图像，具有相对弱发光效应(灰黑色)，板状环带和207Pb/206Pb表面年龄;(e)样品第24粒锆石晶体(QX2-2.24)的阴极发光图像，具有相对弱发光效应(灰黑色)和207Pb/206Pb表面年龄;(f)样品第71粒锆石晶体(QX2-2.71)的阴极发光图像，具有相对均匀的弱发光效应(灰黑色)和207Pb/206Pb表面年龄Fig. 24 Cathodoluminescence(CL)images and LA-ICP-MS U-Pb ages of zircons from the meta-gabbro sample QX2-2 in the Jiaobei terrane(after Liu et al., 2013) (a)magmatic zircon grain QX2-2.3 showing relatively low-luminescent(grey-black)b and ed zoning， and a apparent 207Pb/206Pb age;(b)magmatic zircon grain QX2-2.80 showing relatively low-luminescent(grey-black)b and ed zoning， and a apparent 207Pb/206Pb age;(c)magmatic zircon grain QX2-2.55 showing relatively low-luminescent(grey-black)b and ed zoning， and a 207Pb/206Pb age;(d)magmatic zircon grain QX2-2.29 showing relatively low-luminescent(grey-black)b and ed zoning， and a 207Pb/206Pb age;(e)magmatic zircon grain QX2-2.24 showing relatively low-luminescent(grey-black)b and ed zoning， and a 207Pb/206Pb age;(f)metamorphic zircon grain QX2-2.71 showing homogeneous relatively low-luminescent(grey-white) and a apparent 207Pb/206Pb age

图 25

Fig. 25

图 25 石榴基性麻粒岩(PD-16a-02)锆石中矿物包体、阴极发光图像及SHRIMP U-Pb定年结果(据Liu et al., 2012) (a)样品PD-16a-02中第38粒锆石晶体继承性核部和边部保存的矿物包体Ap;(b)图 25(a)中锆石阴极发光图像，具有弱发光继承性岩浆核、强发光变质增生边，以及207Pb/206Pb年龄;(c)样品PD-16a-02中第19粒锆石晶体无矿物包体;(d)图 25(c)中变质锆石阴极发光图像和207Pb/206Pb年龄;(e)样品PD-16a-02中第7粒锆石晶体无矿物包体;(f)图 25(e)中变质锆石阴极发光图像和207Pb/206Pb年龄;(g)样品PD-16a-02中第15粒锆石晶体无矿物包体;(h)图 25(g)中变质锆石阴极发光图像和207Pb/206Pb年龄Fig. 25 Plane-polarized light(PPL)images of mineral inclusions，cathodoluminescence(CL)images and SHRIMP U-Pb ages of host zircons from garnet mafic granulites(PD-16a-02)(after Liu et al., 2012) (a)zircon grain PD-16a-02-38 with inclusions of apatite(Ap)in both the inherited(magmatic)core and metamorphic rim;(b)CL image of the same zircon as Fig. 25(a)showing low-luminescent inherited(magmatic)core and middle-luminescent metamorphic rim， and a core 207Pb/206Pb age;(c)zircon grain PD-16a-02-19 with no mineral inclusions;(d)CL image of the same metamorphic zircon as Fig. 25(c)showing a relatively homogeneous low-luminescent CL image， and a 207Pb/206Pb age;(e)small round zircon PD-16a-02-7 with no mineral inclusions;(f)CL image of the same metamorphic zircon as Fig. 25(e)showing a high-luminescent CL image， and a 207Pb/206Pb age;(g)zircon grain PD-16a-02-15 with no mineral inclusions;(h)CL image of the same metamorphic zircon as in Fig. 25(g)showing a high-luminescent CL image， and a 207Pb/206Pb age

图 26

Fig. 26

图 26 基性麻粒岩(PD-13d-02)锆石中矿物包体、阴极发光图像及SIMS U-Pb定年结果(据Liu et al., 2012) (a)样品PD-13d-02中第21粒锆石晶体保存的矿物包体Ap;(b)图 26(a)中变质锆石阴极发光图像，具有相对均匀的强发光效应，以及207Pb/206Pb年龄;(c)样品PD-13d-02中第30粒锆石晶体保存的矿物包体Grt+Ap;(d)图 26(c)中变质锆石阴极发光图像，具有相对均匀的强发光效应，以及207Pb/206Pb年龄;(e)样品PD-13d-02中第3粒锆石晶体保存的矿物包体Ap;(f)图 26(e)中变质锆石阴极发光图像，具有相对均匀的强发光效应，以及207Pb/206Pb年龄Fig. 26 Plane-polarized light(PPL)images of mineral inclusions，cathodoluminescence(CL)images and SIMS U-Pb ages of host zircons from amphibole granulites(PD-13d-02)(after Liu et al., 2012) (a)zircon grain PD-13d-02-21 with apatite inclusions;(b)CL image of the same metamorphic zircon as Fig. 26(a)showing a high-luminescent CL image， and a 207Pb/206Pb age;(c)zircon grain PD-13d-02-30 with inclusions of Grt+Ap;(d)CL image of the same metamorphic zircon as Fig. 26(c)showing a high-luminescent CL image， and a 207Pb/206Pb age;(e)zircon grain PD-13d-02-3 containing apatite inclusions;(f)CL image of the same metamorphic zircon as Fig. 26(e)showing a high-luminescent CL image， and a 207Pb/206Pb age

图 27

Fig. 27

图 27 石榴基性麻粒岩(PD-13d-02)锆石中矿物包体、阴极发光图像及LA-ICP-MS U-Pb定年结果(据Liu et al., 2013b) (a)样品QX9-1中第3粒锆石晶体无矿物包体;(b)图 27(a)中变质锆石阴极发光图像，具有相对均匀中等强度发光效应(灰色)的变质核部和相对弱发光效应(灰黑色)的变质边，以及207Pb/206Pb年龄;(c)样品QX9-1中第33粒锆石晶体无矿物包体;(d)图 27(c)中变质锆石阴极发光图像，具有相对均匀中等强度发光效应(灰色)的变质核部和相对弱发光效应(灰黑色)的变质边，以及207Pb/206Pb年龄Fig. 27 Plane polarized light(PPL)images，cathodoluminescence(CL)images， and LA-ICP-MS U-Pb ages of host zircons from Grt mafic granulite specimen QX9-1(after Liu et al., 2013b) (a)zircon grain QX9-1.3 with no mineral inclusions;(b)CL image of the same zircon as in Fig. 27(a)showing medium-luminescent metamorphic core and low-luminescent metamorphic rim， and 207Pb/206Pb ages;(c)zircon grain QX9-1.33 with no mineral inclusions;(d)CL image of the same metamorphic zircon as in Fig. 27(c)showing a medium-luminescent metamorphic core and low-luminescent metamorphic rim， and 207Pb/206Pb ages

图 28

Fig. 28

图 28 含尖晶榄辉蛇纹岩(PD-17a-03)锆石中矿物包体、阴极发光图像及SIMS U-Pb定年结果(据刘平华等，2011b) (a)样品PD-17a-03中第13粒锆石晶体继承性核部和边部未保存的矿物包体;(b)图 28(a)中锆石阴极发光图像，具有较强发光继承性核和弱发光变质增生边，以及207Pb/206Pb年龄;(c)样品PD-17a-03中第7粒锆石晶体继承性核部和边部未保存的矿物包体;(d)图 28(c)中锆石阴极发光图像，具有强发光继承性核和弱发光变质增生边，以及207Pb/206Pb年龄;(e)样品PD-17a-03中第2粒锆石晶体保存矿物包体Ol;(f)图 28(e)中变质锆石阴极发光图像，具有相对弱发光效应，以及207Pb/206Pb年龄;(g)样品PD-176a-03中第30粒锆石晶体未保存矿物包体;(h)图 28(g)中变质锆石阴极发光图像，具有相对均匀的弱发光效应，以及207Pb/206Pb年龄Fig. 28 Plane-polarized light(PPL)images of mineral inclusions，cathodoluminescence(CL)images and SIMS U-Pb ages of host zircons from Spl-bearing Ol-Opx-serpentinite(PD-17a-03)(after Liu et al., 2011b) (a)zircon grain PD-17a-03-13 with no-mineral inclusions from core until rim;(b)CL image of the same zircon as in Fig. 28(a)showing high-luminescent core and low-luminescent metamorphic rim， and a 207Pb/206Pb age;(c)zircon grain PD-17a-03-7 with no-mineral inclusions from core until rim;(d)CL image of the same zircon as in Fig. 28(c)showing high-luminescent core and low-luminescent metamorphic rim， and a 207Pb/206Pb age;(e)zircon grain PD-17a-03-2 contains Ol;(f)CL image of the same metamorphic zircon as in Fig. 28(e)showing a low-luminescent CL image， and a 207Pb/206Pb age;(g)zircon grain PD-17a-03-30 with no-mineral inclusions;(h)CL image of the same metamorphic zircon as in Fig. 28(g)showing a homogeneous low-luminescent CL image， and a 207Pb/206Pb age

图 29

Fig. 29

图 29 含尖晶橄榄方辉岩(PD-14f-02)锆石中矿物包体、阴极发光图像及SIMS U-Pb定年结果(据刘平华等，2011b) (a)样品PD-14f-02中第14粒锆石晶体继承性岩浆核部和边部未保存的矿物包体;(b)图 29(a)中锆石阴极发光图像，具有较弱发光继承性核和强发光变质增生边，以及207Pb/206Pb年龄;(c)样品PD-14f-02中第20粒锆石晶体未保存矿物包体;(d)图 29(c)中变质锆石阴极发光图像，具有较强发光效应，以及207Pb/206Pb年龄;(e)样品PD-14f-02中第13粒锆石晶体保存矿物包体Opx;(f)图 29(e)中变质锆石阴极发光图像，具有中等的发光效应，以及207Pb/206Pb年龄Fig. 29 Plane-polarized light(PPL)images of mineral inclusions，cathodoluminescence(CL)images and SIMS U-Pb ages of host zircons from Spl-bearing Ol-orthopyroxenite(PD-14f-02)(after Liu et al., 2011b) (a)zircon grain PD-14f-02-14 with no-mineral inclusions from inherited magatic core until rim;(b)CL image of the same zircon as in Fig. 29(a)showing low-luminescent core and high-luminescent metamorphic rim， and a 207Pb/206Pb age;(c)zircon grain PD-14f-02-20 with no-mineral inclusions;(d)CL image of the same metamorphic zircon as in Fig. 29(c)showing a high-luminescent CL image， and a 207Pb/206Pb age;(e)zircon grain PD-14f-02-13 contains Opx;(f)CL image of the same zircon as in Fig. 29(e)showing a middle-luminescent CL image， and a 207Pb/206Pb age

图 30

Fig. 30

图 30 含尖晶橄榄角闪二辉石岩(PD-15b-02)锆石中矿物包体、阴极发光图像及SIMS U-Pb定年结果(据刘平华等，2011b) (a)样品PD-15b-02中第4粒锆石晶体未保存的矿物包体;(b)图 30(a)中变质锆石阴极发光图像，具有相对较强发光效应，以及207Pb/206Pb年龄;(c)样品PD-15b-02中第11粒锆石晶体未保存矿物包体;(d)图 30(c)中变质锆石阴极发光图像，具有相对较强发光效应，以及207Pb/206Pb年龄;(e)样品PD-15b-02中第7粒锆石晶体未保存矿物包体;(f)图 30(e)中变质锆石阴极发光图像，具有相对强发光效应，以及207Pb/206Pb年龄Fig. 30 Plane-polarized light(PPL)images of mineral inclusions，cathodoluminescence(CL)images and SIMS U-Pb ages of host zircons from Spl-bearing Ol-Amp-websterite(after Liu et al., 2011b) (a)zircon grain PD-15b-02-4 with no-mineral inclusions;(b)CL image of the same metamorphic zircon as in Fig. 30(a)showing a high-luminescent CL image， and a 207Pb/206Pb age;(c)zircon grain PD-15b-02-11 with no-mineral inclusions;(d)CL image of the same metamorphic zircon as in Fig. 30(c)showing a high-luminescent CL image， and a 207Pb/206Pb age;(e)zircon grain PD-15b-02-7 with no-mineral inclusions;(f)CL image of the same metamorphic zircon as in Fig. 30(e)showing a high-luminescent CL image， and a 207Pb/206Pb age

有关本区变质表壳岩(新太古代变质表壳岩系和古元古代变质表壳岩系)的锆石形态学、颜色以及内部CL图像结构和矿物包体等综合研究表明(Wan et al., 2006; 刘平华等，2011c；Tam et al., 2011; 谢士稳等，2014；Zhao et al., 2014)：它们多数为紫红色，大部分具有浑圆状和柱状晶形，根据锆石阴极发光图像和晶体形态特征，可将其锆石进一步划分为二种类型：第一类锆石具有继承性核和相对均匀发光(灰黑色-黑色)的变质边(图 31、图 32)，有的继承性核为他形不规则状，并具有十分强的阴极发光效应(白色)，其内部结构比较模糊(图 31)；有的则为自形柱状，并发育了典型的花岗质岩浆锆石所具有的震荡环带(图 32)，而具有均匀发光效应(灰白色-灰黑色-黑色)的变质边，其大小宽窄不一，有的只有几微米，有的则可达10μm以上(图 31)。第二类锆石具有均匀的较强-中等强度的阴极发光效应，阴极发光图像表现为灰白色-灰色-灰黑色，大部分晶体亦具有浑圆状和柱状晶形(图 31、图 32)，有的锆石内部发育冷杉叶状分带结构和扇形分带结构，指示该类锆石是在高级变质条件下形成的(Vavra et al., 1996; 刘平华等，2011c)。

图 31

Fig. 31

图 31 高压泥质麻粒岩(PD-08a-2)锆石阴极发光图像和SHRIMP U-Pb定年结果(据刘平华等，2011c) (a)样品PD-08a-2中第19粒锆石呈浑圆状晶形;(b)图 31(a)中锆石阴极发光图像，具有强发光继承性核和弱发光变质增生边，以及207Pb/206Pb年龄;(c)样品PD-08a-2中第14粒锆石呈浑圆状晶形;(d)图 31(c)中变质锆石阴极发光图像，具有相对强发光效应，以及207Pb/206Pb年龄;(e)样品PD-08a-2中第13粒锆石呈柱状晶形;(f)图 31(e)中变质锆石阴极发光图像，具有相对中等发光效应，以及207Pb/206Pb年龄Fig. 31 Cathodoluminescence(CL)images and SHRIMP U-Pb ages of host zircons from HP pelitic granulite(PD-08a-2)(after Liu et al., 2011c) (a)zircon PD-8a-2.19 with rounded crystal shape;(b)CL image of the same zircon as in Fig. 31(a)showing a high-luminescent core and low-luminescent metamorphic rim， and a 207Pb/206Pb age;(c)zircon grain PD-8a-2.14 with rounded crystal shape;(d)CL image of the same metamorphic zircon as in Fig. 31(c)showing a high-luminescent CL image， and a 207Pb/206Pb age;(e)zircon PD-8a-2.13 with columnar crystal shape;(f)CL image of the same zircon as in Fig. 31(e)showing a middle(grey)-luminescent CL image， and a 207Pb/206Pb age

图 32

Fig. 32

图 32 夕线石榴黑云斜长片麻岩(PD-3c-2)阴极发光图像和及SHRIMP U-Pb定年结果(据刘平华等，2011c) (a)样品PD-3c-2中第13粒锆石呈柱状晶形;(b)图 32(a)中锆石阴极发光图像，具有强发光继承性岩浆结晶核和弱发光变质增生边，以及207Pb/206Pb年龄;(c)样品PD-3c-2中第21粒锆石呈浑圆状晶形;(d)图 32(c)中变质锆石阴极发光图像，具有相对均匀的弱发光效应，以及207Pb/206Pb年龄;(e)样品PD-3c-2中第22粒锆石呈浑圆状晶形;(f)图 32(e)中变质锆石阴极发光图像，具有相对较强发光效应，以及207Pb/206Pb年龄Fig. 32 Cathodoluminescence(CL)images and SHRIMP U-Pb ages of host zircons from Sil-Grt-Bt-Pl-paragneiss(PD-3c-2)(after Liu et al., 2011c) (a)zircon grain 13 with columnar crystal shape;(b)CL image of the same zircon as in Fig. 32(a)showing a high-luminescent magmatic core and low-luminescent metamorphic rim， and 207Pb/206Pb ages;(c)zircon grain PD-3c-2.21 with rounded crystal shape;(d)CL image of the same metamorphic zircon as in Fig. 32(c)showing a low-luminescent CL image， and a 207Pb/206Pb age;(e)zircon grain PD-3c-2.22 with rounded crystal shape;(f)CL image of the same zircon as in Fig. 32(e)showing a high-luminescent CL image， and a 207Pb/206Pb age

大量有关本区闪长质-TTG-花岗质片麻岩中锆石形态学和内部结构CL图像的综合研究结果表明(Tang et al., 2007; Jahn et al., 2008; 刘建辉等，2011；Wan et al., 2011; Liu et al., 2013a，2014c，e; Wu et al., 2014; Xie et al., 2014)，它们常为紫红色，多数具有柱状晶形，少数者为浑圆状晶形。依据它们的CL图像特征，并结合其晶体形态特征，可将其进一步划分为两种类型：第一类为岩浆锆石，在阴极发光图像上，它们具有清晰的岩浆结晶震荡环带(TTG-花岗质片麻岩)或板状环带(闪长质片麻岩)，该类锆石大部分发育宽窄不一的变质边，如在英云闪长质片麻岩样品QX69-1中第13粒锆石中，在锆石边部发育了灰黑色变质边(图 33)。第二类为变质锆石，它们具有均匀的较强-中等-弱强度的阴极发光效应，在阴极发光图像上表现为灰白色-灰色-黑色；该类锆石大部分具有浑圆状晶体形态特征，少数变质锆石内部发育冷杉叶状分带结构和扇形分带结构，指示该类锆石是在高级变质条件下形成的(Vavra et al., 1996; Liu et al., 2013a)。然而，值得指出的是，少数变质锆石具有岩浆锆石的晶体外貌形态特征，但其内部已遭受了强烈的变质重结晶作用而均一化，如样品QX13-3中的第41粒变质成因的锆石(Liu et al., 2013a)，它们可能是遭受古元古代晚期变质热事件完全重结晶所致。

图 33

Fig. 33

图 33 TTG片麻岩锆石阴极发光图像和及LA-ICP-MS U-Pb定年结果(Liu et al., 2013a) (a)样品QX69-1中第13粒锆石阴极发光图像，具有强发光继承性岩浆结晶核和弱发光变质边，以及207Pb/206Pb年龄;(b)样品QX69-1中第3粒锆石阴极发光图像，具有中等强度均匀发光效应的变质核和强发光效应的变质边，以及207Pb/206Pb年龄;(c)样品QX69-1中第4粒变质锆石阴极发光图像，具有中等强度均匀发光效应，以及207Pb/206Pb年龄;(d)样品QX13-3中第26粒锆石阴极发光图像，具有中等强度的阴极发光效应岩浆锆石，以及207Pb/206Pb年龄;(e)样品QX13-3中第41粒变质锆石阴极发光图像，具有强发光效应均匀变质锆石，以及207Pb/206Pb年龄;(f)样品QX13-3中第06粒变质锆石阴极发光图像，具有强发光效应均匀变质锆石，以及207Pb/206Pb年龄Fig. 33 Cathodoluminescence(CL)images and SHRIMP U-Pb ages of host zircons from TTG gneisses(Liu et al., 2013a) (a)CL image of zircon grain QX69-1-13 showing a high-luminescent magmatic core and low-luminescent metamorphic rim， and a core 207Pb/206Pb age;(b)CL image of metamorphic zircon grain QX69-1-03 showing a middle-luminescent CL image， and a 207Pb/206Pb age;(c)CL image of metamorphic zircon grain QX69-1-04 showing a middle-luminescent CL image， and a 207Pb/206Pb age;(d)CL image of magmatic zircon grai n QX13-3-26 showing a low-luminescent CL image， and a 207Pb/206Pb age;(e)CL image of metamorphic zircon grain QX13-3-41 showing a high-luminescent CL image， and a 207Pb/206Pb age;(f)CL image of metamorphic zircon grain QX13-3-06 showing a high-luminescent CL image， and a 207Pb/206Pb age

近年来，前人对本区各类变质岩系开展了大量的SHRIMP或LA-ICP-MS锆石U-Pb定年，研究结果表明(Tang et al., 2007; Jahn et al., 2008; Zhou et al., 2008a，b; Tam et al., 2011; Liu et al., 2012，2013a，b，2014a，c，e; Wu et al., 2014; Wang et al., 2014; Xie et al., 2014; Zhao et al., 2014; Shan et al., 2015)，它们不同程度地记录了本区2950~1800Ma的多期变质-岩浆事件。本区各类变质系中锆石(变基性岩、变质超镁铁质岩、变质表壳岩和变质中-酸性侵入体)测试点分析和统计结果见表 1和图 34、图 35、图 36。

图 34

Fig. 34

图 34 胶北地体岩浆锆石和碎屑锆石207Pb/206Pb年龄频率图 数据来源详见表 1，图 35、图 36同Fig. 34 Histograms of magmatic and detrital 207Pb/206Pb ages for the Jiaobei terrane showing magmatic and metamorphic zircon ages with mail thermal events Data see the Table 1，also in Fig. 35 and Fig. 36

图 35

Fig. 35

图 35 胶北地体2550~2450Ma岩浆-变质锆石207Pb/206Pb年龄频率图Fig. 35 Histograms of 2550~2450Ma zircon 207Pb/206Pb ages for the Jiaobei terrane showing magmatic and metamorphic zircon ages with Late Neachean-Early Paleoproterozoic thermal events

图 36

Fig. 36

图 36 胶北地体1950~1800Ma岩浆-变质-深熔锆石207Pb/206Pb年龄频率图Fig. 36 Histograms of 1950~1800Ma zircon 207Pb/206Pb ages for the Jiaobei terrane showing metamorphic，magmatic anatectic zircon ages with Late Paleoproterozoic thermal events

本区779个变基性岩中(高压基性麻粒岩、中-低压基性麻粒岩和斜长角闪岩)锆石微区测点分析结果如图 34、图 35、图 36和表 1所示，从这些图表中可以看出，231个继承性岩浆锆石微区记录十分分散的²⁰⁷Pb/²⁰⁶Pb年龄，变化于2915±7Ma~1829±14Ma之间(图 34)，并具有幕式分布的特点，如变基性岩样品QX66-1、QX2-1和S0835中岩浆锆石微区分别记录了2527±9Ma、2102±3Ma和1852±9Ma加权平均²⁰⁷Pb/²⁰⁶Pb年龄。

本区543个变基性岩(高压基性麻粒岩、中-低压基性麻粒岩和斜长角闪岩)样品中的变质锆石微区测点分析结果如图 34、图 35、图 36和表 1所示。从图 35和表 1可以看出，其中，57个变质锆石微区记录了相对较老的²⁰⁷Pb/²⁰⁶Pb年龄，变化于2557±19Ma~2423±14Ma之间，如变基性岩样品10SD10-2、10SD27-9、10SD13-2、QX-17、QX66-1、PD-16a-02、S1205和S1207中变质锆石微区分别记录了2458±9Ma、2473±20Ma、2469±30Ma、2548±11Ma、2514±9Ma、2491±15Ma、2498±49Ma和2482±18Ma的加权平均²⁰⁷Pb/²⁰⁶Pb年龄。以上数据充分说明，与华北克拉通东部陆块中其它太古宙变质地体类似(详见Geng et al., 2012的论述)，在新太古代末-古元古代初，本区也存在一次十分强烈的高级变质事件。

从表 1和图 36还可以看出，本区变基性岩中486个变质锆石微区记录了相对较年轻的²⁰⁷Pb/²⁰⁶Pb年龄，变化于1951±25Ma~1802±31Ma之间。根据锆石内部CL图像和矿物包体的分布特征，可将该组年龄进一步划分为相对较老和相对年轻的两组。其中，本区变基性岩中101个变质锆石微区记录了相对偏老的²⁰⁷Pb/²⁰⁶Pb年龄，集中变化于1951±25Ma~1870±5Ma之间，如变基性岩样品10SD10-2、10SD19-7、10SD13-2、QX-10、QX-17、QX66-1、QX9-1和08JB01-1-6中变质锆石微区分别记录了1916±27Ma、1926±91Ma、1917±26Ma、1908±28Ma、1894±10Ma、1870±4Ma、1882±16Ma和1912±27Ma的加权平均²⁰⁷Pb/²⁰⁶Pb年龄。相反地，本区变基性岩中385个变质锆石微区记录了相对年轻的²⁰⁷Pb/²⁰⁶Pb年龄，变化于1869±25Ma~1802±31Ma，如变基性岩中S0816、10SD10-2、10SD27-9、QX9-1、QX66-1、PD-13d-02和PD-25b-02中变质锆石微区分别记录了1865±11Ma 、1813±44Ma、1838±25Ma、1847±4Ma、1848±11Ma、1845±12Ma和1847±10Ma的加权平均²⁰⁷Pb/²⁰⁶Pb年龄。

到目前为止，有关本区变质超镁铁质岩锆石U-Pb定年结果表明(刘平华等， 2011b，2014)，它们记录了十分复杂的年代学信息，可进一步划分为两组。其中，4件变质超镁铁质岩中20个继承性核部锆石微区的²⁰⁷Pb/²⁰⁶Pb年龄变化于2917±12Ma~2083±12Ma之间，如在含榴辉石岩中，8个清晰的岩浆锆石微区，记录了一致的上交点²⁰⁷Pb/²⁰⁶Pb年龄为2853±78Ma(刘平华等，2014)。

本区4件变质超镁铁质岩样品共22个变质锆石微区记录了十分相近的²⁰⁷Pb/²⁰⁶Pb年龄，介于1940±13Ma~1870±9Ma之间(表 1、图 36)，如样品PD-15b-02中相对较老的一组变质锆石微区记录了1901±34Ma的²⁰⁷Pb/²⁰⁶Pb加权平均年龄(表 1；刘平华等，2011b)。相反地，其它61个变质锆石微区记录了相对年轻的²⁰⁷Pb/²⁰⁶Pb年龄，为1869±9~1809±11Ma，如样品PD-14f-02中变质锆石记录了1837±5Ma ²⁰⁷Pb/²⁰⁶Pb加权平均年龄。此外，值得指出的是，本区变质超镁铁质岩石中的变质锆石并没有记录~2500Ma的变质年龄，其原因有待进一步研究。

本区378个变质表壳岩(胶东(岩)群、荆山(岩)群和粉子山(岩)群)锆石微区测点分析结果如图 34、图 35、图 36和表 1所示。其中，2件新太古代变质表壳岩系(胶东(岩)群)样品中35个碎屑锆石微区记录了²⁰⁷Pb/²⁰⁶Pb年龄相对集中，主要变化于2970±21Ma~2719±10Ma之间，而本区古元古代变质表壳岩系中144个碎屑锆石记录了十分分散的²⁰⁷Pb/²⁰⁶Pb年龄，它们变化于3429±11Ma~1990±27Ma之间，并出现了2950~2900Ma、2750~2700、2550~2500Ma和2300~2000Ma四个峰值年龄谱系。

从表 1和图 35、图 36可以还看出，本区2个新太古代变质表壳岩系11个变质锆石记录了相对集中的²⁰⁷Pb/²⁰⁶Pb年龄，变化于2536±5Ma~2412±11Ma之间，如黑云变粒岩样品S0130-1中变质锆石微区记录了2500±19Ma的加权平均²⁰⁷Pb/²⁰⁶Pb年龄(Wu et al., 2014)。

此外，11件古元古代变质表壳岩样品中188个变质锆石微区记录了相对较年轻的²⁰⁷Pb/²⁰⁶Pb年龄，变化于1976±6Ma~1795±20Ma之间，有的样品中变质锆石微区记录了相对偏老的²⁰⁷Pb/²⁰⁶Pb年龄，如样品S0141-1、LY-6和08JB02-1中变质锆石微区分别记录了1929±37Ma、1881±12Ma和1939±15Ma的加权平均²⁰⁷Pb/²⁰⁶Pb年龄；而有的样品中变质锆石微区记录了相对年轻的²⁰⁷Pb/²⁰⁶Pb年龄，如古元古代变质表壳岩样品08JB07-1、08JB02-1和08JB03-1分别记录了1837±8Ma、1827±9Ma和1838±7Ma的加权平均²⁰⁷Pb/²⁰⁶Pb年龄。

本区31件闪长质-TTG-花岗质片麻岩样品中827个不同性质锆石微区U-Pb定年结果如图 34、图 35、图 36和表 1所示。从表 1和图 34可以看出，本区变质中-酸性侵入体样品中660个岩浆锆石微区记录十分复杂的²⁰⁷Pb/²⁰⁶Pb年龄，变化于3015±37Ma~1760±50Ma之间。其中，闪长片麻岩样品S1209和S0125-1中岩浆锆石分别记录了2915±9Ma和2520±11Ma的加权平均²⁰⁷Pb/²⁰⁶Pb年龄(Wan et al., 2011; Xie et al., 2014)；TTG片麻岩样品QX49-1、S0129-1和QX69-1中岩浆锆石分别记录了2909±13Ma、2721±9Ma和2522±55Ma的加权平均²⁰⁷Pb/²⁰⁶Pb年龄；(变质)富钾花岗质岩石样品QX19-1b、QX27-2、QX16-1和JB09-1中岩浆锆石分别记录了2705±51Ma、2544±15Ma、2080±14Ma和1801±21Ma的加权平均²⁰⁷Pb/²⁰⁶Pb年龄(Liu et al., 2013a，2014c; Xie et al., 2014; Lan et al., 2015)。

从表 1和图 34还可以看出，本区24件闪长质-TTG-花岗质片麻岩样品中154个变质锆石微区还记录了新太古代末-古元古代初的重要年龄信息(表 1、图 35)，它们的²⁰⁷Pb/²⁰⁶Pb年龄集中变化于2557±19Ma ~2423±14Ma之间，如2915Ma石英闪长质片麻岩样品(S1209)、2909Ma英云闪长质片麻岩(QX49-1)、2712Ma花岗闪长质片麻岩(10SD18-1)、2702Ma富钾花岗质片麻岩样品(QX19-1b)和2548Ma英云闪长质片麻岩(QX13-3)中变质锆石微区分别记录了2466±5Ma、2461±10Ma、2503±11Ma、2549±51Ma和2504±16Ma的加权平均²⁰⁷Pb/²⁰⁶Pb年龄。

如表 1和图 36所示，本区6件闪长质-TTG-花岗质片麻岩中13个变质锆石微区记录了相对较年轻的²⁰⁷Pb/²⁰⁶Pb年龄，变化于1898±41Ma ~1849±12Ma之间。如强混合岩化的英云闪长质片麻岩样品(QX13-3)中8个变质锆石微区记录了1863±41Ma的加权平均²⁰⁷Pb/²⁰⁶Pb年龄(Liu et al., 2013a)。

如上所述，依据CL图像和晶体形态，并结合同位素年龄特征，本区变质基性岩中继承性岩浆锆石可进一步划分为两种类型(图 24、图 25；Liu et al., 2013b)：其中，有的锆石具有从花岗质岩浆中晶出的岩浆锆石的CL图像特征，即具有相对窄的岩浆震荡环带(Wu and Zheng， 2004; Wan et al., 2013a)，如石榴基性麻粒岩样品PD16a-01和PD-25b-02样品中岩浆锆石微区记录了2908±10Ma、2172±17Ma和2749±15Ma的加权平均²⁰⁷Pb/²⁰⁶Pb年龄(Liu et al., 2012，2013b)，依据该类岩浆锆石的CL图像特征，推测它们不能代表本区变基性岩的原岩形成时代，它们可能代表本区变基性岩的原岩岩浆在上升侵位过程中，捕获围岩的岩浆锆石，这与前人对本区大量闪长质-TTG-花岗质片麻岩同位素年代学研究结果相吻合(Liu et al., 2013a; Xie et al., 2014)。然而需要指出的是，尽管上述岩浆锆石所记录的年龄不能代表它们的原岩形成时代，但是它们可以限定本区变基性岩的最大形成时代，如石榴斜长角闪岩样品10SD10-2中岩浆锆石微区记录了2546±12Ma的加权平均²⁰⁷Pb/²⁰⁶Pb年龄，而其变质锆石微区记录了2458±9Ma的加权平均²⁰⁷Pb/²⁰⁶Pb年龄。因此，石榴斜长角闪岩样品10SD10-2的原岩形成时代介于2546±12Ma~2458±9Ma之间。相反地，本区有的变基性岩中岩浆锆石普遍具有辉长质-闪长质高温岩浆锆石CL图像特征，即具有较宽的板状环带(Wan et al., 2013a; Du et al., 2014; Liu et al., 2014d)，如变基性岩样品QX66-1、QX2-1和S0835发育了清晰的板状环带的继承性岩浆锆石，分别记录了2527±9Ma、2102±3Ma和1852±9Ma加权平均²⁰⁷Pb/²⁰⁶Pb年龄(董春艳等，2011；刘平华等，2013；Liu et al., 2013b)，推测它们应该代表本区变基性岩的原岩形成时代，反映了本区基性(镁铁质)岩浆活动具有多期次的特点，至少包括2550~2500Ma、2300~2000Ma和1950~1800Ma 三期基性(镁铁质)岩浆活动。

上述有关本区变基性岩原岩形成时代的初步认识，不仅得到了本区区域地质调查研究的进一步支持，如1852±9Ma斜长角闪岩侵入古元古代荆山岩群或粉子山岩群大理岩和变泥质砂质岩石中，并称为西水夼变辉长岩(王世进等，2009；董春艳等，2011)，它们在胶北地体中分布十分广泛。而且，还得到了华北克拉通东部陆块古元古代中期区域基性(镁铁质)岩浆活动对比研究的进一步支持。近年来，越来越多的同位素年代学研究表明，本区2300~2000Ma的基性(镁铁质)岩浆活动可以与东部陆块鞍本-辽吉地区存在的近同时代的基性(镁铁质)岩浆活动进行对比，如董春艳等(2012)报道了鞍山弓长岭地区2110±31Ma的变辉长岩(A1102)，Meng et al.(2014)报道了辽东半岛辽阳地区大量 2200~2100Ma变基性岩岩脉/岩墙，Yuan et al.(2015)还报道了海城地区2125±6Ma变质辉长岩(YK12-1/4)，Lu et al.(2006)也报道了通化地区光华岩群中2125±6Ma变质玄武岩(Y022)。最近，杨崇辉等(未发表数据)在冀东遵化地区发现了一条2139±14Ma的变质基性岩墙(含榴斜长角闪岩)。从以上研究资料分析可知，包括本区在内的华北克拉通东部陆块存在强烈的古元古代中期2300~2000Ma 的基性岩浆活动，其分布范围较以前认为的更为广泛，不仅仅是局限在胶-辽-吉带内，在东部陆块的太古宙变质地体中也可能广泛分布，有关它们的构造意义有待进一步详细的解析。

在20世纪90年代，前人曾对本区变质超镁铁质岩的原岩形成时代开展了一些初步的研究。其中，早期的研究资料主要依据区域地质对比，认为和胶南地体中出露的变质超镁铁质岩类似，本区变质超镁铁质岩原岩形成时代为古元古代桃科期(山东地质矿产开发局，1991)。白文吉等(1993)通过对胶东半岛区域岩石组合特征分析对比，推测胶北镁铁质-超镁铁质杂岩带和胶南荣成-青岛-东海镁铁质-超镁铁质岩石具有相同形成时代和成因。山东地质矿产开发局第四地质大队(1995)通过较系统的15万区域地质填图工作，对本区超镁铁质岩首次进行了Sm-Nd同位素分析测试，结果显示其Sm-Nd模式年龄主要变化于3150~2639Ma之间，并据此提出本区变质超镁铁质岩石的原岩形成于太古宙的认识(转王世进等，2009)。

最近，刘平华等(2011b，2014)对本区变质超镁铁质岩进行初步的锆石U-Pb年代学以及相关研究，发现本区变质超镁铁质岩除了发育大量记录了1950~1800Ma的变质锆石外，还含有少量的岩浆锆石，它们记录了 2850~2500Ma和2300~2100Ma 两组年龄。其中，记录了2300~2100Ma的岩浆锆石，尽管其分布在谐和线上，但这并不意味着它们具有真实的地质意义，因为记录该组年龄的锆石内部结构十分模糊(图 28)，这可能和它们遭受后期构造热事件的影响，而发生不完全变质重结晶作用有关(Wan et al., 2013a)。另一方面，记录了2850~2500Ma的岩浆锆石，尽管它们局部遭受了变质重结晶作用的改造(刘平华等，2014)，但这些锆石具有十分清晰的岩浆震荡环带特征(Wu and Zheng， 2004)。因此，本文推测它们可能是本区变质超镁铁质岩的原岩形成过程中捕获围岩TTG-花岗质片麻岩的岩浆锆石而并非来之自身，前人对本区TTG-花岗质片麻岩年代学研究也证实了本区存在2850~2500Ma 中-酸性岩浆活动(Liu et al., 2013a; Xie et al., 2014)。由此可见，本区变质超镁铁质岩的原岩形成时代及其所代表构造意义有待进一步深入的研究。

前人曾本区变质表壳岩系开展了许多有益的相关研究，依据区域岩石组合特征，并结合同位素年代学研究，本区早前寒武纪变质表壳岩系并划分出新太古代变质表壳岩系和古元古代变质表壳岩系。

(1)新太古代变质表壳岩系

新太古代变质表壳岩系，在本区不同地段而先后被命名为胶东(岩)群和唐家庄(岩)群。早在20世纪60年代初，长春地质学院在胶东开展120万区调工作时，从本区前寒武纪变质岩石中划分出一套变质表壳岩系，并命名为胶东(岩)群，依据区域岩石组合特征，推测它们形成于新太古代(山东省地质矿产局，1991)。自20世纪80年后期以来，随着区域地质调查工作不断推进和相关专题研究，原来划为胶东(岩)群的主体岩性被理顺为强变质-变形和混合岩化的太古宙TTG-花岗质片麻岩系，真正新太古代胶东(岩)群仅以大小不等的包体“漂浮”于广布的中-新太古代TTG-花岗质片麻岩之中，依据胶东(岩)群中黑云变粒岩记录了2494±9Ma~2356±2Ma的单颗粒锆石Pb-Pb年龄(王沛成等，1999)，认为胶东(岩)群形成于新太古代。随后，在本区莱西-莱阳一带，从胶东(岩)群中解体出一套麻粒岩相变质的含铁表壳岩系，被命名为“唐家庄(岩)群”，并依据本群中磁铁二辉斜长麻粒岩2936Ma的全岩Pb-Pb等时线年龄、黑云变粒岩的锆石U-Pb一致曲线年龄(2817Ma)和透辉磁铁石英岩中2846~2763Ma 的Sm-Nd模式年龄，推测它们形成于中太古代，早于胶东(岩)群的形成时代(于志臣，1998)。

近年来，随着锆石U-Pb定年技术不断发展，前人对本区新太古代变质表壳岩系开展相关的定年研究(图 34; Jahn et al., 2008; Wu et al., 2014)，相关研究表明原来划分为胶东(岩)群中的黑云斜长片麻岩和黑云变粒岩碎屑锆石的²⁰⁷Pb/²⁰⁶Pb年龄分别变化于2916±11Ma~2724±11Ma和2970±21Ma~2719±10Ma之间，显示了中太古代晚期-新太古代早期花岗质岩石为本区胶东(岩)群的变质表壳岩系提供了大部分的物质来源(Jahn et al., 2008; Wu et al., 2014)，而其变质锆石记录的²⁰⁷Pb/²⁰⁶Pb年龄为2412±11Ma和2500±19Ma。因此，本区新太古代变质表壳岩系(胶东(岩)群)的原岩形成时代大致可限定在2724~2500Ma之间，为新太古代。但是，由于目前用于开展同位素年代学研究的新太古代变质表壳岩系样品数量相对较少，相关的年代学研究工作还需要进一步开展，以准确限定其原岩形成时代。

(2)古元古代变质表壳岩系

本区古元古代变质表壳岩系，在不同地段分别被称为荆山(岩)群和粉子山(岩)群，局部地段达到高角闪岩相-麻粒岩相变质而被称为孔兹岩系(卢良兆等，1996)。早在二十世纪八、九十年代，前人曾用锆石U-Pb等时线法和单颗粒锆石U-Pb法等定年方法，对本区荆山(岩)群和粉子山(岩)群开展同位素年代学研究(王沛成，1995)，并大致限定了它们的原岩形成时代在2182~1906~1830Ma之间，如侵入荆山群的斜长角闪岩体和花岗岩的磷灰石U-Pb等时线年龄和锆石U-Pb年龄分别为1830Ma和1906Ma；而在牟平安吉村和莱阳旌旗山荆山群中夕线石榴黑云片岩中锆石U-Pb等时线年龄分别为2484Ma和1998Ma。此外，纪壮义(1993)利用单颗粒蒸发法，报道了荆山群中石榴黑云片岩中和粉子山岩群中的碎屑锆石年龄分别为2804~2182Ma和3344~2224Ma。

最近，许多研究者先后应用SHRIMP或LA-ICP-MS技术对本区古元古代变质表壳岩系开展了大量锆石U-Pb定年研究，研究表明，本区古元古代变质表壳岩系碎屑锆石年龄谱系，和华北克拉通其它地区的古元古代孔兹岩系中碎屑锆石年龄谱相似(Wan et al., 2006; Luo et al., 2008; Yin et al., 2009，2011)，主要峰值年龄分别为：2950~2900Ma、2750~2700Ma、2550~2500Ma和2300~2000Ma(图 34)，而缺少扬子克拉通基底岩石中碎屑锆石记录的1100~1000Ma和850~700Ma中-新元古代年龄谱系(Zheng et al., 2006)，表明本区古元古代变质表壳岩的物源区具有亲华北克拉通基底的属性，而不是少数研究者认为的具有亲扬子克拉通基底的属性(Tang et al., 2007)。此外，如图 34所示，本区古元古代变质表壳岩系的物质来源相对复杂，其中，新生的古元古代中期(2300~2000Ma)花岗质岩石为本区古元古代变质表壳岩系提供了近1/3的物质来源，而古老的太古宙基底岩石则提供了近2/3的物质来源，显示它们更可能沉积于靠近太古宙变质基底出露区的大陆边缘陆表海的沉积环境。

从图 34可以看出，本区古元古代变质表壳岩系中最年轻的一组碎屑锆石年龄为 2000~1997Ma，结合本区古元古代变质表壳岩系记录了1950~1850Ma的最大变质年龄，如夕线石榴二长片麻岩样品PD-3c-2中最小碎屑锆石年龄为2100±10Ma，而其变质边部记录的年龄为1901±20Ma。因此，本文初步认为本区部分古元古代变质表壳岩系的原岩形成时代为2000~1950Ma。

如图 34所示，本区变质中-酸性侵入体大致可以进一步划分如下五期，它们分别是2950~2900Ma、2750~2700Ma、2550~2500Ma、2300~2000Ma和1950~1800Ma。其中，2950~2900Ma的变质中-酸性侵入体，以出现TTG片麻岩和(石英)闪长质片麻岩的岩石组合为特征，如栖霞河西夼水库一带出露的2915±9Ma石英闪长质片麻岩(S1209)、栖霞南十里庄一带出露的2909±13Ma英云闪长质片麻岩(QX49-1)以及招远马庄河一带分布的2918±8Ma奥长花岗质片麻岩(S0901)。对本区2950~2900Ma变质中酸性侵入体的岩石地球化学和锆石Hf同位素分析表明，2950~2900Ma是本区一次重要的初始地壳生长时期，比华北克拉通东部陆块2800~2700Ma地壳生长事件略早(Liu et al., 2013a; Xie et al., 2014)。2750~2700Ma的变质中-酸性侵入体分布也十分广泛，不仅出现了大规模的TTG片麻岩(Liu et al., 2013a)，而且局部地段还出现了小规模的富钾花岗质片麻岩，如Liu et al.(2013a)报道了在栖霞榆科顶一带呈岩脉状产出的2702±51Ma富钾花岗质片麻岩。有关本区2750~2700Ma变质中-酸性侵入体的岩石地球化学和锆石Hf同位素分析表明，2750~2700Ma不仅是本区又一次初始地壳生长时期，而且该时期也存在小规模的地壳再造事件，如壳熔花岗岩的生成，代表了本区存在小规模的成熟大陆地壳(Liu et al., 2013a)。2550~2500Ma变质中-酸性侵入体，不仅出现了大规模TTG片麻岩(Liu et al., 2013a)，而且在有的地段还出现了一定规模的闪长质片麻岩和富钾花岗质片麻岩。如Wan et al.(2011)从栖霞东八台一带分布的TTG片麻岩中解析出~2500Ma闪长质片麻岩，而Liu et al.(2013a)在栖霞不同地段报道了许多2550~2500Ma的富钾花岗质片麻岩。有关该期(2550~2500Ma)变质中-酸性岩浆岩的岩石地球化学和锆石Hf同位素分析表明(Liu et al., 2013a)，它们主要表现为2800~2700Ma大陆地壳岩石的古老再造作用，2550~2500Ma新生地壳岩石相对较少，而具有一定规模的富钾花岗质岩石的形成，也指示本区存在一定规模的成熟大陆地壳。

此外，本区存在古元古代早、晚两期花岗质岩浆活动，它们分别是2200~2100Ma和1950~1800Ma(Liu et al., 2013a，2014c; Lan et al., 2015)。其中，2200~2100Ma花岗质片麻岩具有壳熔钾质花岗岩的地球化学属性，而1950~1800Ma花岗质岩石则以出现S型花岗岩(如庙后一带石榴花岗岩)或花岗伟晶质岩脉为特征。在区域上，本区古元古代花岗质岩浆活动可和胶-辽-吉带北段辽吉地区出露的花岗质岩浆活动演化序列和成因特征上进行区域对比(Lu et al., 2006; Li et al., 2011)。

许多研究表明，在新太古代晚期2550~2500Ma，华北克拉通变质基底曾发生了一次区域性变质-变形事件(详见Zhai and Santosh， 2011，2013; Zhao et al., 2012; Zhao and Zhai， 2013的评述)。本区作为华北克拉通太古宙变质地体重要组成部分，近年来的同位素年代学研究显示(图 35、表 1)，胶北地体中无论是变基性岩类、新太古代变质表壳岩系，还是广布的中-新太古代闪长质-TTG-花岗质片麻岩，均记录了~2500Ma的变质年龄(图 35、表 1)，这充分说明胶北地体~2500Ma的变质事件具有区域性的特点。其次，如图 35和表 1所示，与华北克拉通东部陆块中其它太古宙变质地体类似，本区~2500Ma区域性变质作用和区域上广布的基性-中性-酸性岩浆作用在时间上非常接近，其变质作用发生的时间要比同期岩浆作用的发生的时间要晚10~50Myr，有的甚至几乎同时发生，表明本区新太古代晚期~2500Ma 变质作用和2550~2500Ma岩浆作用是同一构造热事件的不同表征(Geng et al., 2012; Zhao and Zhai， 2013)。

长期以来，人们对华北克拉通东部陆块新太古代晚期~2500Ma 的构造热事件及其性质进行了大量的研究和探索(详见Zhai and Santosh， 2011，2013; Zhao et al., 2012; Zhao and Zhai， 2013的评述)，但对于华北克拉通东部陆块~2500Ma的构造热事件的性质和形成构造环境，存在不同的认识。有的研究者认为华北克拉通东部陆块新太古代晚期~2500Ma的构造热事件属于地幔柱构造的产物(详见Geng et al., 2012; Zhao and Zhai， 2013论述)，并认为该模式可以较好地解释如下地质现象：(1)华北克拉通东部陆块中在约~50Myr的短时间内，形成了巨量“面型”的2600~2500Ma TTG片麻岩。由于华北克拉通东部陆块新太古代2600~2500Ma TTG片麻岩具有较高的轻、重稀土元素总量比值、大离子亲石元素含量和明显的Nb-Ta-Ti负异常，说明它们可能来源于俯冲大洋地壳之中榴辉岩或者含金红石的石榴斜长角闪岩的部分熔融，也可能形成于地幔柱环境中洋底玄武质岩石的部分熔融(Martina et al., 2005，2014; Bedard，2006)。然而，实验岩石学研究表明，如果太古宙TTG片麻岩来源于榴辉岩或者含金红石的石榴斜长角闪岩，部分熔融的程度不会高于30%(Martina et al., 2005，2014; Bedard，2006)，说明榴辉岩或者含金红石的石榴斜长角闪岩的体积应该是TTG片麻岩出露体积的3倍以上。而线性构造体制如现代岛弧岩浆构造背景下难以形成华北克拉通东部陆块“面性”的新太古代晚期2600~2500Ma TTG片麻岩。华北克拉通东部陆块存在巨量的2600~2500Ma的TTG片麻岩，它们约占整个东部陆块基底出露面积的70%~80%。目前众多锆石年代学数据显示，这期岩浆作用分布范围非常广泛，难以用连续的岛弧增生-拼贴模式来加以解释(Zhao et al., 1998，2012; Geng et al., 2012; Zhao and Zhai， 2013)。(2)华北克拉通东部陆块中太古代基底变质岩石具有含有近等压降温的逆时针的变质演化历史，反映了它们的形成和演化与幔源基性(镁铁质)岩浆底侵增温作用有密切关系(见后图)。尽管含有近等压降温逆时针的变质作用也可以发生在岩浆弧的根部带或者弧后盆地(Wells，1980; Bohlen， 1987，1991)，但岩浆弧根部带或者弧后盆地的变质作用以出现“双变质带”为特征，相对冷的俯冲板片/岩片记录了近等温减压顺时针高压变质作用P-T轨迹(Brown，2008)。而在华北克拉通东部陆块~2500Ma的变质作用以逆时针P-T轨迹为特征，并没有出现“双变质带”的现象。(3)华北克拉通东部陆块新太古代花岗-绿岩带中含有科马提岩和科马提质岩石，其中鲁西科马提岩具有典型的鬣刺结构。实验岩石学研究表明(Herzberg and O’Hara，1998)，形成科马提岩的地幔岩浆温度一般高达1600℃，如此高温的地幔岩浆很难在板块俯冲带附近的上地幔环境中产生，而只有地幔柱来源的下地幔才能可能(Campbell et al., 1989)。此外，岩浆弧模式不能合理解释华北克拉通东部陆块中缺少活动大陆边缘的典型岩石组合，如蛇绿混杂岩、安山质(闪长质)岩石、俯冲增生杂岩和高压变质带等等。然而，用地幔柱构造模式解释华北克拉通东部陆块~2500Ma构造热事件，也存在不能合理解释的地质现象。首先，在东部陆块中从北至南，大面积出露的2550~2500Ma 绿片岩相-麻粒岩相的变质表壳岩系，在遭受变质之前，它们的原岩曾沉积于大陆边缘的陆表海环境，地幔柱构造很难解释它们是如何进入中-下地壳，遭 受角闪岩相-麻粒岩相变质作用。最近研究表明，在鲁西沂水变质杂岩新太古代晚期变质表壳岩系中，含十字石的变泥质岩石中石榴石保留了明显的进变质生长环带(赵子然等，2009b)。其次，华北克拉通东部陆块鲁西花岗-绿岩带中科马提岩的形成时代目前仍然不是十分明确，是形成于~2750Ma 还是~2550Ma，仍然是一个悬而未决的重要科学问题。

近年来，有的研究者依据对华北克拉通东部陆块2550~2500Ma 变质岩浆岩的同位素年代学和地球化学研究结果，尝试性提出华北克拉通东部陆2550~2500Ma 构造热事件可能是板块运动的产物(Liu et al., 2011; Nutman et al., 2011; Wang et al., 2012，2013)，并认为如下地质证据支持上述推论。(1)华北克拉通东部陆块~2500Ma存在现代活动大陆边缘岩浆弧的岩石组合，如Wang et al.(2013)认为在辽西-建平TTG-花岗质片麻岩地体中存在 2550~2500Ma赞歧岩、埃达克岩和高-Al TTG片麻岩的岩石组合，具有现代安第斯型活动大陆边缘弧的火成岩岩石组合特征。(2)华北克拉通东部陆块2550~2500Ma 镁铁质-TTG花岗质片麻岩具有现代活动大陆边缘弧构造背景下形成的钙碱性侵入岩的地球化学亲缘性，如变基性岩中具有显生宙和弧相关的基性岩的Nb-Ti负异常(Nutman et al., 2011)，它们可能代表了华北克拉通东部陆块新太古代晚期2550~2500Ma安第斯型活动大陆边缘岛弧根部带。(3)东部陆块有的花岗-绿岩带~2700Ma变质火山岩具有MORB和玻安岩的地球化学属性，指示在新太古代早期 ~2700Ma东部陆块曾存在大洋地壳和洋内俯冲作用(Wang et al., 2012，2013)。(4)东部陆块中辽西、冀东和鲁西等地区出露的新太古代2700~2500Ma TTG片麻岩、相关的基性麻粒岩和变质火山-沉积岩系，可能代表从洋中脊、洋内岛弧向安第斯型活动大陆边缘转变(Liu et al., 2011; Nutman et al., 2011; Wang et al., 2012，2013)。

总之，尽管部分学者提出本区2550~2500Ma岩浆岩可能形成于和俯冲带相关的汇聚大陆边缘的构造环境(Shan et al., 2015)，但有关这期岩浆-变质热事件的性质及其构造意义目前仍不是十分清楚，是地幔柱构造体制还是板块构造体制，还是两种构造体制共同支配了胶北地区2550~2500Ma岩浆-变质作用演化过程，还有待进一步深入而系统的研究，主要包括：(1)~2500Ma变质作用的P-T-t轨迹有待进一步夯实。前人对栖霞地区太古宙变质岩系的变质作用曾进行了有益的研究(厉子龙，1993；Liu et al., 2014e)，并建立了不同的P-T轨迹(见后图)。但目前的同位素年代学研究表明，本区太古宙变质岩系，由于至少遭受了新太古代晚期和古元古代晚期两期构造热事件，很难分辨其建立P-T轨迹是~2500Ma区域变质作用产物？还是1950~1800Ma的区域变质作用形成的？还是两期变质事件的叠加混合的结果？其次，太古宙变质岩系并未发现典型的且能代表逆时针P-T轨迹的变质反应和矿物相转变结构，如石榴基性麻粒岩中普遍发育的“红眼圈”结构等。由此可见，采用新的薄片尺度的原位同位素年代学和新的变质演化P-T轨迹研究方法(如相平衡模拟方法)，是进一步深入探究这期构造热事件性质的当务之急，这也是将来需要开展的研究工作之一。尤其值得指出的是，分布于莱西-莱阳马连庄一带的麻粒岩相含BIF变质表壳岩系(唐家庄(岩)群)，和华北克拉通孔兹岩带大青山-乌拉山变质地体类似，它们均记录了两期高级变质事件，含榴/石榴基性麻粒岩可能残留了早期2550~2500Ma的变质反应结构，如“红眼圈”结构，它们可能是进一步精确解析本区~2500Ma变质作用过程的最佳对象之一，值得下一步采用新方法对其开展变质作用和同位素年代学研究。(2)2550~2500Ma区域岩石组合特征和相关地球化学属性有待进一步明确。前人曾对本区~2500Ma的岩浆岩开展了大量的锆石U-Pb定年和Hf同位素分析研究，揭示本区2550~2500Ma岩石类型十分丰富，不仅有大面积分布的TTG片麻岩、还有少量的变质镁铁质岩、变质表壳岩系和闪长质片麻岩和富钾花岗质片麻岩。然而这些变质镁铁质岩-闪长质片麻岩-TTG片麻岩-富钾花岗质片麻岩的空间分布特征(如出露面积和接触关系)及其演化序列关系和地球化学属性仍不明确，变质镁铁质岩石是具有大陆拉斑玄武质岩石还是具有大陆岛弧的地球化学属性有待进一步深入研究。例如，栖霞蛇窝坡一带出露的闪长质片麻岩的空间分布特征、岩石组合特征、岩石地球化学特征(如MgO含量)以及岩石成因和构造环境如何(Wan et al., 2011)，它们是地幔柱构造环境下幔源镁铁质岩浆和花岗质岩浆混合作用形成的，还是安第斯型活动大陆边缘弧的构造背景下俯冲洋壳板片部分熔融，并充分受到上覆地幔橄榄岩的交代的产物，这些问题的解决对进一步深化认识本区 2550~2500Ma岩浆-变质事件的性质具有重要的科学意义。

许多研究表明，本区各类变质岩系记录了1950~1800Ma 的变质年龄(图 36)，如何准确厘定和区分本区该期变质事件峰期变质时代和退变质时代至今仍然是一个悬而未决的重要问题，它制约了我们对本区乃至华北克拉通古元古代晚期造山作用演化全过程的认识。Liu et al.(2012，2013b)针对前人对本区1950~1800Ma 的变质年龄存在不同的认识和解释，首次采用激光拉曼技术-扫描电镜技术以及电子探针技术，对高压麻粒岩中变质锆石微区开展系统的矿物包体研究，并有效地区分出两类变质锆石微区，它们记录了两组具有不同地质意义的年代学信息。研究结果表明，部分变质锆石微区的矿物包体以石榴石+单斜辉石+斜长石+金红石+石英为特征(图 37)，原位SIMS锆石U-Pb定年结果显示该类锆石微区记录了1888±17Ma的年代学信息，应代表峰期高压麻粒岩相变质时代。在另一部分变质锆石微区中，识别出变质核和退变边，变质锆石核部微区记录了1870±4Ma的年龄信息，和上述含高压矿物包体微区的年龄一致，应代表该样品峰期高压麻粒岩相变质时代。此外，研究区许多岩石样品的变质锆石，尽管内部缺乏矿物包体，但也记录了类似的变质年龄，变化于1950~1870Ma 之间。表明胶北高压麻粒岩近峰期高压麻粒岩相变质时代应介于1950~1870Ma之间。

图 37

Fig. 37

图 37 基性麻粒岩中变质锆石典型包体矿物激光拉曼谱图(据Liu et al., 2012)Fig. 37 Representative Raman spectra of mineral inclusions in zircons from the mafic granulites(after Liu et al., 2012)

Liu et al.(2012，2013b)在高压基性麻粒岩还识别出了含有大量中-低压麻粒岩相矿物包体组合的变质锆石微区，如在石榴基性麻粒岩PD-16a-02中变质锆石中，发现了中-低压麻粒岩相的标志性矿物包体，如紫苏辉石等(图 38)。该类锆石微区记录了一组相对年轻的变质年龄，其加权平均²⁰⁷Pb/²⁰⁶Pb年龄为1842±3Ma。在石榴基性麻粒岩QX9-1的变质锆石边部，也发现了中-低压麻粒岩相的标志性矿物包体组合——紫苏辉石+斜长石(富钙)+石榴石(低钙)+榍石(图 39)，记录的变质年龄为1847±4Ma。在含堇青石的泥质麻粒岩变质锆石微区，还发现了以含堇青石+夕线石+黑云母+钾长石为特征的中-低压麻粒岩相包体矿物组合(刘平华等，未发表数据)，也记录了类似的变质年龄(1849±3Ma)。该组年龄和样品PD-22a-30中退变角闪石的⁴⁰Ar-³⁹Ar的坪年龄(1828±13Ma)基本一致(刘平华等，未发表数据)。上述年代学资料进一步表明胶北地体高压麻粒岩峰后退变质时代应集中分布于1860~1820Ma之间(图 36)。此外，Liu et al.(2014a)对本区各类混合岩中深熔锆石进行了大量的LA-ICP-MS 锆石U-Pb定年研究，发现深熔锆石记录了的深熔时代集中于1860±2Ma~1833±5Ma之间，和胶北地体峰后退变质时代十分吻合(图 36)，也进一步佐证了本区大规模部分熔融事件发生在峰后快速折返热松弛阶段。

图 38

Fig. 38

图 38 石榴基性麻粒岩中变质锆石中紫苏辉石激光拉曼谱图Fig. 38 Raman spectra of hypersthene in metamorphic zircons from the garnet mafic granulite

图 39

Fig. 39

图 39 高压基性麻粒岩(QX9-1)退变质锆石微区中典型包体矿物的背散射电子图像(据Liu et al., 2013b) (a)石榴石;(b)斜长石;(c)斜方辉石;(d)榍石(Sph)Fig. 39 Back scattered electron(BSE)images showing typical mineral inclusions in retrogressive zircons from the garnet mafic granulite(QX9-1)(after Liu et al., 2013b) (a)garnet;(b)plagioclases;(c)orthopyroxene;(d)sphene(Sph)

长期以来，许多研究者依据本区基性和泥质麻粒岩的岩相学、矿物演化序列、变质反应序列和锆石U-Pb定年的系统研究，并结合传统矿物温度计与压力计和相平衡模拟的计算结果，建立了胶北高压基性麻粒岩、高压泥质麻粒岩和中-低压泥质麻粒岩顺时针型的P-T-t轨迹(图 40)。其主要特点是从早期到峰期表现为升温升压的变质过程，并达到变质作用的压力高峰期变质阶段，压力高峰期后开始表现为近等温减压(ITD)的变质过程，随后表现为降温降压或近等压降温的退化变质过程，具有大陆碰撞造山带中压相系(“巴罗式”)变质作用的演化特征(England and Thompson，1984; Thompson and England ，1984; Ellis，1987; Harley，1989; Brown， 1993，2006，2007，2008，2014; Carswell and O’Brien，1993; Pattinson，2003; Pitra et al., 2010)。

图 40

Fig. 40

图 40 华北克拉通东部陆块太古宙变质杂岩(a，据Zhao et al., 1998修改)和胶北地体变质演化P-T轨迹图(b，据Liu et al., 2013b修改) 图(a)中:1-泰山花岗-绿岩带;2-冀东变质杂岩;3-辽西变质杂岩;4-辽北变质杂岩;5-胶东变质杂岩;6-密云变质杂岩;7-吉南变质杂岩;8-沂水变质杂岩;图(b)中:1-高压基性麻粒岩(Liu et al., 2013b);2-胶北高压基性麻粒岩(Tam et al., 2012c);3-胶北高压泥质麻粒岩(Tam et al., 2012a);4-胶北中压泥质麻粒岩(Tam et al., 2012b);5-胶北高压泥质麻粒岩(王舫等，2010);6-胶北高压泥质麻粒岩(周喜文等，2004);7-胶北高压基性麻粒岩(刘文军等，1998).花岗岩固相线引自Schliestedt and Johannes(1984)，蓝晶石-红柱石-夕线石之间的矿物相转变反应线引自Saljie(1986)Fig. 40 Metamorphic P-T paths of the Archean basement complexes in the Eastern Block of the North China Craton(a，modified after Zhao et al., 1998) and basement complexes in the Jiaobei terrane(b，modified after Liu et al., 2013b) In Fig. 40a:1-Taishan greenstone in western Sh and ong;2-eastern Hebei;3-western Liaoning;4-northern Liaoning;5-eastern Sh and ong;6-Miyun;7-southern Jilin;8-Yishui.In Fig. 40b:1-Jiaobei HP mafic granulite(Liu et al., 2013b);2-Jiaobei HP mafic granulite(Tam et al., 2012c);3-Jiaobei HP pelitic granulite(Tam et al., 2012a);4-Jiaobei MP pelitic granulite(Tam et al., 2012b);5-Jiaobei HP pelitic granulite(Wang et al., 2010);6-Jiaobei HP pelitic granulite(Zhou et al., 2004);7-Jiaobei HP mafic granulite(Liu et al., 1998).The granite solidus cited from Schliestedt and Johannes(1984).The transition lines of Al2SiO5 were from Salje(1986)

如图 40所示，本区高压麻粒岩的原岩在2000~1950Ma期间，曾经历了早期升温升压的进变质演化阶段，高压基性(泥质)麻粒岩记录的峰前变质阶段(M₁)的P-T条件为T=550~770℃、P=0.35~1.07GPa，表明此时它们的原岩已被构造增厚至10~35km的不同地壳层次的深度，并经历了以角闪岩相为主进变质作用，在石榴石核部形成了含单斜辉石和角闪石(基性)和含黑云母(泥质)的细粒包体矿物。接着，在1950~1870Ma，它们被构造增厚至50~55km的加厚下地壳或岛弧根部带，并经历峰期高压麻粒岩相变质作用(M₂)，在基性岩和变泥质岩中分别形成了高压麻粒岩相矿物组合：石榴石+单斜辉石+斜长石+石英+铁-钛氧化物和石榴石+蓝晶石+钾长石+斜长石+石英+黑云母+铁-钛氧化物+熔体，相应的P-T条件为T=850~900℃、P=1.45~1.65GPa。随后，在1870~1800Ma，高压麻粒岩先后经历了快速构造折返和缓慢冷却降温两个变质演化阶段，早期快速构造抬升折返至20~25km的地壳深度，并遭受了峰后近等温或略增温减压中-低压麻粒岩相退变质作用(M₃)的叠加改造，高压基性麻粒岩形成了含斜方辉石的后成合晶，形成的温压条件为T=780~900℃、P=0.63~0.85GPa。晚期自温度高峰期之后，本区高压麻粒岩曾经历了冷却降温角闪岩相退变质阶段，在高压基性和泥质麻粒岩中分别表现为石榴石边部出现了含细粒角闪石(不含斜方辉石)和黑云母的后成合晶，记录的P-T条件为T=590~760℃、P=0.62~0.85GPa，至此，胶北高压麻粒岩的变质演化趋于结束。

长期以来，有关胶-辽-吉带的大地构造性质和演化过程一直存在争议，并先后提出了不同构造演化模式，主要包括陆内裂谷闭合模式和陆-弧-陆拼贴-碰撞模式(白瑾，1993；Bai and Dai， 1998；贺高品和叶慧文， 1998a，b；张秋生等，1988；Faure et al., 2004；Lu et al., 2006；Li et al., 2005，2006，2011，2012; Kusky and Santosh， 2009；Zhai and Santosh， 2011，2013; Zhao and Zhai， 2013)。然而，上述构造模式均不能合理解释胶-辽-吉带古元古代所有地质现象。比如，裂谷闭合模式不能合理解释胶-辽-吉带中的强过铝S型花岗岩和北辽河群、老岭群和粉子山群的顺时针的P-T轨迹。而陆-弧-陆拼贴-碰撞模式也不能解释胶-辽-吉带缺少标志着洋壳物质的古元古代蛇绿混杂岩以及钙碱性火成岩岩石组合(Kearey et al., 2013)。

胶北古元古代高压基性和泥质麻粒岩的发现及其顺时针P-T-t轨迹的建立，为进一步约束胶-辽-吉带古元古代构造演化过程提供了新地质证据。首先，高压泥质和基性麻粒岩的确定修正了人们长期以来对胶北地体变质程度的认识，在高压麻粒岩被发现之前，人们普遍认为胶北地体各类岩石仅经历了中-低压角闪岩相-麻粒岩相变质作用；其次，本区高压泥质和基性麻粒岩拥有与中-低压麻粒岩一样的顺时针P-T轨迹，但在P-T轨迹走势上，与中-低压麻粒岩存在明显不同，其峰期矿物组合为石榴石+单斜辉石+斜长石+石英+铁-钛氧化物或石榴石+蓝晶石+钾长石+熔体，其最高压力值达到1.4~1.5GPa，相当于~50km地壳深度，如此深的山根，简单地用陆内裂谷闭合模式或者一般地壳沉降和沉积物掩埋来解释相当困难，而必须承认当时地壳中曾出现一种强烈而迅速的构造增厚机制，它们可能与碰撞造山带中不同构造岩片(地体)叠瓦状俯冲和推覆有关。这一认识也已被大量地质研究和实验资料所证实(England and Thompson，1984; Thompson and England ，1984; Eills，1987; Harley，1989; Brown， 1993，2006，2007，2008，2014; Carswell and O’Brien，1993; O’Brien and Rötzler，2003; Jamieson and Beaumont， 2011)。此外，岩石中蓝晶石和减压反应结构得以保存，也说明其峰后曾经历了快速的构造抬升过程。由此可见，在古元古代晚期1950~1800Ma的地质演化过程中，胶北地体曾经历了与俯冲-拼贴-碰撞造山有关的构造过程，而不是简单的陆内裂谷闭合过程，即使是陆内裂谷闭合过程，其裂谷至少发展至具有一定规模的小洋盆的阶段(Zhao et al., 2012)。

综合胶北地体古元古代中-晚期的区域岩石组合、变质作用类型和P-T-t轨迹、区域构造样式、变基性岩的地球化学和区域构造岩浆-深熔作用特征，并结合华北克拉通古元古代区域地质演化特征，本文初步认为研究区古元古代中-晚期2300~1800Ma的构造演化过程，类似于显生宙俯冲-增生杂岩的构造演化过程(Şengör et al., 1993; Şengör and Natal’in，1996; Cawood et al., 2009; Xiao et al., 2010)，它可能是由不同时代与不同构造层次的构造岩片在古元古代晚期经拼贴-碰撞而形成，构造演化过程如下(图 41)。

图 41

Fig. 41

图 41 胶北地体古元古代2300~1800Ma构造演化模式图(据Wei et al., 2014;注释详见正文)Fig. 41 The cartoon showing the Paleoproterozoic tectonic evolution of the Jiaobei terrane during 2300~1800Ma(after Wei et al., 2014;See the text for explanation)

(1)古元古代中期(2300~2000Ma)的地壳伸展和双峰式岩浆-沉积作用：在2300~2000Ma期间，伴生软流圈的上涌，研究区可能出现了一次强烈的地壳拉伸事件，诱发了大规模的岩浆作用的发生，该期岩浆作用以辉长质-花岗质双峰式火成岩岩石组合为特征，如莱阳西留2102Ma 的变辉长岩和栖霞庙后一带大规模出露的2181Ma富钾花岗质片麻岩(刘平华等，2013；Liu et al., 2014c)。与此同时，局部凹陷区开始接受快速沉积作用，形成了巨量含滑石-菱镁矿和石墨矿的陆缘细碎屑与钙镁质碳酸盐化学沉积的混杂沉积建造(粉子山(岩)群和荆山(岩)群)，它们以含粘土质的长英质杂砂岩-粉砂岩为主，其中夹了若干粘土岩和铝土质化学沉积岩以及镁质碳酸盐和泥灰岩(山东省地质矿产开发局，1991；卢良兆等，1996；刘平华等，2011c)。

(2)古元古代晚期2000~1950Ma的俯冲作用和峰前变质-变形作用：在古元古代晚期2000~1950Ma，伴随着有限大洋地壳俯冲作用的继续进行，本区各类变质岩石的原岩开始经历了一次构造增厚事件，并导致了高压麻粒岩以及其它变质岩石的原岩发生了早期绿片岩相-角闪岩相进变质作用(M₁)和变形作用，相应地形成典型的角闪岩相中压相系的变质岩石，如出露于烟台福山一带粉子山群中含十字石+蓝晶石的石榴二云母片岩，石榴石发育了典型进变质环带和“雪球构造”(刘平华等，未发表资料)。

(3)古元古代晚期1950~1870Ma的地壳增厚和峰期变质-变形作用：在1950~1870Ma，伴随着有限洋盆的关闭，本区开始发生了弧-陆拼贴和陆-陆碰撞作用，导致了地壳持续缩短和加厚，在加厚下地壳或岛弧根部带的的深度(~50km)，发生了区域性高压麻粒岩相变质作用和变形作用，它以莱西-莱阳马连庄高压基性麻粒岩和栖霞太平庄一带出露的高压泥质麻粒岩为代表，在高压基性和泥质麻粒岩分别形成了如下矿物组合：石榴石+单斜辉石+斜长石+石英+铁-钛氧化物和石榴石+蓝晶石+钾长石+黑云母+熔体+铁-钛氧化物(Tam et al., 2012a; Liu et al., 2013b)。在空间分布上，大致沿安丘-平度-莱西-莱阳-栖霞一线集中分布，构成了一条长约300km的高压麻粒岩相变质带。

(4)古元古代晚期1870~1800Ma的碰撞后的构造折返-抬升和冷却退变质作用：在主碰撞峰期变质-变形之后，本区造山作用进入了碰撞后(后碰撞)的构造演化过程，并经历了如下两个演化阶段：早期经历了快速构造折返阶段，并遭受了近等温或略微增温减压中-低压麻粒岩相退变质作用的叠加。与此同时，在构造折返抬升过程中，研究区发生了后碰撞(碰撞后)大规模的幔源岩浆底侵作用，如莱西日庄一带侵入荆山群大理岩中1852Ma 的变质中-基性岩岩脉——斜长角闪岩(董春艳等，2011)，并诱发区域性的地壳岩石发生了含水矿物的脱水熔融作用和长英质矿物部分熔融作用，导致了本区~1850Ma花岗质岩石的形成与各类变质岩遭受强烈的混合岩化作用(刘福来等，2012；Liu et al., 2014a)。晚期自温度高峰期之后，本区还经历了一个近等压冷却降温过程，发生了区域性角闪岩相变质和韧性剪切变形作用，在高压基性麻粒岩中的石榴石和辉石边部常出现角闪石的退变质边或后成合晶。与此同时，大规模韧性剪切和推覆构造，将不同成因的构造岩片推覆至同一地壳水平面之上，如栖霞塔顶韧性剪切带(王沛成等，2002)。最后，~1800Ma含电气石花岗伟晶质岩脉的出现则标志着本区古元古代晚期俯冲-拼贴-碰撞造山作用的最终结束(Liu et al., 2014c)。

胶北地体前寒武纪变质岩石出露完整，各类变质岩石发育齐全，是研究前寒武纪多期复杂变质作用及构造演化的理想靶区。尽管我们在本文中对胶北地体多期变质作用作了一个较为系统的总结，但认识相对肤浅，仍存在许多不足之处。我们的综述和研究仅仅是探索本区多期变质事件及其性质研究的开始，还有很多关键问题需要进一步深入研究，如本区~2500Ma变质事件性质和形成构造背景、古元古代高压麻粒岩空间分布、成因类型和构造意义有待进一步明确，仍需国内外地质学家们的共同努力。

致谢 感谢山东省地质调查院王金光高级工程师、中国地质科学院地质研究所薛怀民研究员和香港大学赵国春教授在野外地质考察过程中的帮助和指导；感谢中国地质科学院地质研究所陈方远老师和阎玲老师、北京大学舒桂明老师和中国地质科学院北京离子探针中心董春艳副研究员和中国科学院地质与地球物理研究所离子探针室李献华研究员、刘宇和唐国强工程师在实验测试与数据处理过程中的帮助；感谢中国地质科学院地质研究所沈其韩院士和杜利林研究员在论文写作过程中的指导和帮助；感谢三位审稿专家认真审阅了本文，并提出了宝贵的修改意见。