青島連三島地區“荊山巖群”高壓變質巖的變質時代和變質演化特征*

郜源 曹玉亭, 2 王淞杰 李旭平 孔凡梅

1. 山東省沉積成礦作用與沉積礦產重點實驗室，山東科技大學地球科學與工程學院，青島 266590 2. 自然資源部深地動力學重點實驗室，中國地質科學院地質研究所，北京 100037

古元古代荊山巖群作為膠北地塊早前寒武紀變質基底的重要組成部分，與中新太古代TTG巖石、粉子山群及少量古元古代晚期的花崗質巖石共同組成前寒武紀變質基底(Wanetal., 2006; 宋明春和李洪奎, 2001; 李旭平等, 2011)。前人利用精確的鋯石U-Pb定年方法獲得荊山巖群沉積時代在2.38～2.48Ga之間，變質作用發生在1.85～2.22Ga(周喜文等, 2004, 孔凡梅等, 2015, Zhouetal., 2008, Wanetal., 2006)。還有部分年齡數據顯示，位于蘇魯造山帶上盤的膠北地塊的荊山巖群部分地區也卷入了華南陸塊與華北陸塊俯沖碰撞造山過程，經歷了與蘇魯高壓-超高壓變質帶同期的三疊紀變質變形事件的疊加(李廣旭等, 2016)。

本文的研究區連三島，出露一套由長英質片麻巖、含榴黑云母斜長片麻巖和黑云角閃片巖等組成的變形強烈的變質巖石組合，前人根據地層對比等方法，將其歸為古元古代荊山巖群，但對該地區變質巖的原巖和變質時代的確定一直缺乏精確地同位素定年資料。最近Songetal.(2019)在該地區的三組變火成巖樣品中分別得到了744±11Ma、767±12Ma、762±15Ma的新元古代原巖年齡，結合全巖地球化學特征推斷其原巖的形成是Rodinia超大陸裂解時期拉張環境下的巖漿響應。此外，研究區連三島位于五蓮-青島-煙臺斷裂的東側，構造位置上被劃分到蘇魯超高壓變質帶中部(圖1)，目前已有的年代學數據顯示蘇魯高壓-超高壓變質帶中大多數超高壓變質地體均具有新元古代原巖年齡(Amesetal., 1996; Rowleyetal., 1997; Hackeretal., 1998, 2006; Zhengetal., 2003, 2004; Chenetal., 2010, 2013c; Heetal., 2016; 劉利雙等, 2018)，且具有雙峰式火成巖的組成特征，被認為是Rodinia超大陸裂解期間揚子板塊北緣的裂谷巖漿活動所導致(Zhengetal., 2004, 2006; Rumbleetal., 2003)。綜合上述已有研究，Songetal.(2019)文中提到的三種變火成巖的原巖年齡與蘇魯高壓-超高壓變質帶的部分高壓-超高壓變質巖的原巖年齡具有一致性，且其形成均與Rodinia超大陸裂解有關。因此，無論從原巖的形成構造背景還是原巖的形成時代分析，其都不應再劃分到古元古代荊山巖群，而與蘇魯造山帶中高壓-超高壓變質巖的原巖具有一致的構造屬性。然而，目前對連三島地區出露的變質巖的變質屬性并無詳細研究，其是否真正屬于蘇魯造山帶還未可知。因此，仍亟待對以下問題進行進一步的探討：連三島地區出露的變質巖的變質時代是否與蘇魯高壓-超高壓變質帶的變質時代一致？其記錄的變質演化是否一致？是否也經歷了超高壓變質作用？

圖1 蘇魯造山帶地質構造圖(據Ye et al., 2000b)Fig.1 Geological and tectonic map of the Sulu Orogen (after Ye et al., 2000b)

針對這些問題，本文在前人研究的基礎上，選取連三島地區出露的含榴黑云母斜長片麻巖、含榴云母片巖和含榴黑云母鉀長片麻巖三種巖石進行詳細的巖相學、礦物化學研究，確定其變質溫壓條件及其P-T演化軌跡，并采用LA-ICP-MS鋯石U-Pb定年，明確了三種巖石的變質時代，為全面深入認識連三島地區變質巖的變質屬性提供了進一步的重要依據。

1 區域地質背景

膠北地塊處在郯廬斷裂與五蓮-煙臺斷裂之間，大地構造位置在華北克拉通的東緣，膠遼吉構造帶的南端，緊鄰蘇魯超高壓變質帶(圖1)。荊山巖群位于膠北地塊東南部，自下而上劃分為祿格莊組、野頭組、陡崖組(張增奇和劉明渭, 1996)，包含有變質程度較高的泥質麻粒巖、泥質片麻巖、長英質副片麻巖、鈣硅酸鹽巖、大理巖、石英巖和少量高壓泥質麻粒巖(周喜文等, 2004; 王舫等, 2010)。前人利用鋯石U-Pb定年方法獲得荊山巖群年齡主要分布在1.85～3.34Ga之間，大多認為其沉積時代是在2.38～2.48Ga之間，變質作用發生在1.85～2.22Ga(謝士穩等, 2014; 孔凡梅等, 2015; Zhouetal., 2008; Wanetal., 2006)，表明其變質作用時代多集中在古元古代，變質程度為角閃巖相到麻粒巖相。如Wanetal.(2006)用SHRIMP鋯石U-Pb年齡測試方法得到了煙臺南部荊山巖群二云母夕線石榴片麻巖的變質年齡在1859±11Ma～1902±8Ma之間，加權平均年齡為1882±12Ma；劉平華等(2011)獲得棲霞小莊鋪荊山巖群孔茲巖的變質年齡為1847±8Ma～1879±5Ma，加權平均年齡為1868±3Ma。除此之外，李廣旭等(2016)對煙臺回里鎮及高家洞村附近的荊山群祿格莊組的云母片巖和石榴云母片巖進行獨居石和金紅石的U-Pb定年，確定其至少經歷了古元古代(1869～1864Ma)及三疊紀(215.1～217.8Ma)兩個階段的變質變形作用。Tangetal.(2006)對萊西南墅、魯戈莊地區粉子山巖群中的大理巖進行鋯石U-Pb定年，揭示其經歷了三疊紀的變質作用。這些研究結果指示位于蘇魯造山帶上盤的膠北地塊粉子山群和荊山巖群部分地區有可能卷入了華南陸塊與華北陸塊俯沖碰撞造山過程，經歷了三疊紀變質變形事件的疊加。

膠北地塊南部以五蓮-青島-煙臺斷裂為界的蘇魯造山帶，呈北東-南西走向，寬～180km，長～750km(圖1)。前人在蘇魯造山帶榴輝巖及其圍巖中發現柯石英包裹體(Okay, 1993; Wangetal., 1989; Zhangetal., 1995)，證明蘇魯造山帶是一個典型的陸殼深俯沖碰撞造山帶，由揚子板塊在三疊紀向華北板塊俯沖所形成(Carswell and Compagnoni, 2003; Cong, 1996; Ernstetal., 2007; Liouetal., 2012)，其俯沖深度大于200km，隨后在經歷了超高壓變質作用后，迅速折返回地表(Wang and Liou, 1991; Okay, 1993; Zhang and Liou, 1996; Cong, 1996; Tabataetal., 1998; Liuetal., 2001)。在造山帶西南部，南部是高壓變質帶，北部是超高壓變質帶。在造山帶東北部則主要為超高壓變質帶(圖1)。巖石組合以各類片麻巖為主，夾有各類花崗巖、大理巖、云母片巖、石英巖等，并見大量規模不等的榴輝巖和超基性巖的透鏡體或團塊分布于片麻巖中(Wangetal., 2010a; Yeetal., 2000a, b)，這些變質巖被中生代火山碎屑巖及新生代蓋層所覆蓋，并且出露有中生代花崗巖(Zhangetal., 1995; Liuetal., 2004a; Zhengetal., 2005; Xuetal., 2006)。近年來國內外學者詳細的巖石學和地球化學研究，獲得了蘇魯高壓-超高壓變質帶內不同類型的變火成巖原巖形成時代多為740～780Ma，同時表示該期巖漿活動所代表的熱事件與揚子板塊北緣Rodinia超大陸裂解事件有關(Amesetal., 1996; Tangetal., 2008; Hackeretal., 1998; 薛懷民等, 2002; Rowleyetal., 1997)；同時，也獲得了不同類型的高壓-超高壓變質巖峰期變質時代為235～225Ma，角閃巖相退變質作用發生在215～208Ma(Liu and Liou, 2011; Wuetal., 2006)，同時建立了一條順時針的變質作用P-T-t軌跡(張澤明等, 2005)。

本文研究區連三島位于山東省青島市，在地質構造圖中位于蘇魯造山帶中部(圖1)。根據區域地層對比等方法，區內地層長期被劃為古元古界荊山巖群野頭巖組，應為膠北地塊荊山巖群向東部的地層延伸，露頭具有多期變形變質的突出特點。根據顯著的地質構造特征可分為三個構造帶，即北部為北東向規則片理帶，中部為韌性剪切帶，南部為傾豎褶皺帶(圖2)。

圖2 連三島地區地質簡圖Fig.2 Geological map of Liansandao area and sample locations

北部的北東向規則片理帶主要出露巖性為黑云母片麻巖/片巖、黑云斜長片麻巖、長英質片麻巖、云母石英片巖等，片麻巖中片麻理發育，沿著片理方向還發育石英脈或斷續的脈狀淺色體(圖3a)。其總體呈NE向分布，片理傾斜角近直立，構成規則的區域深變質片理帶。

圖3 連三島地區變質巖野外露頭照片Fig.3 Outcrop pictures of the metamorphic rocks in the Liansandao area

中部韌性剪切帶主要為強變形的構造片巖構成，傾角陡立，為左行走滑兼有斜沖的剪切帶，局部可見巖漿侵入體，巖性為鉀長花崗斑巖，巖體呈巖墻出露，寬6～8m，長約50m(圖3b)。主要出露含榴云母片巖和含榴黑云母斜長片麻巖等巖石類型(圖3c, d)。

南部傾豎褶皺帶以片理為標志面，形成樞紐近直立的褶皺帶，該帶的褶皺以相似褶皺為突出特點，褶皺兩翼薄，轉折端厚，顯示深構造層次的固態流變特點(圖3e)。

本文的研究樣品18LSD-2和18LSD-4采于中部構造帶，巖性分別為含榴云母片巖、含榴黑云母斜長片麻巖，二者互層產出在中部構造帶中鉀長花崗斑巖侵入體的南側(圖3c, d)。樣品17LSD-1采于南部構造帶，巖性為含榴黑云母鉀長片麻巖(圖3f)。本文的采樣位置與Songetal.(2019)采樣地點在同一個剖面(圖2)。

2 巖相學

2.1 含榴黑云母鉀長片麻巖(17LSD-1)

巖石為斑狀變晶結構，片麻狀構造，主要組成礦物為石英(30%～35%)、鉀長石(20%～25%)、斜長石(5%～8%)、黑云母(5%～8%)、綠簾石(10%～15%)、褐簾石(5%～10%)、白云母(5%～10%)、石榴子石(<5%)，副礦物為榍石、鋯石、磷灰石等。其主要組成礦物特征如下：

石榴子石主要以變斑晶形式存在，粒徑大多數為4～5mm，大部分被溶蝕成島礁狀，充填石英等礦物(圖4a)。核部石榴石(Grt1)以殘斑形式存在，常見有石英、鋯石等包裹體(圖4a)，應為早期變質礦物；邊部石榴石(Grt2)較自形，與黑云母等退變礦物圍繞核部石榴石生長(圖4a, b)。

圖4 連三島地區含榴黑云母鉀長片麻巖顯微照片Grt-石榴石；Kfs-鉀長石；Pl-斜長石；Ph-多硅白云母；Bt-黑云母；Aln-褐簾石；Ep-綠簾石；Qz-石英；Ttn-榍石Fig.4 Microstructures of garnet-bearing biotite K-feldspar gneiss from Liansandao areaGrt-garnet; Kfs-potash feldspar; Pl-plagioclase; Ph-phengite; Bt-biotite; Aln-allanite; Ep-epidote; Qz-quartz; Ttn-titanite

白云母含量較少，邊部退變分解成為黑云母+斜長石(圖4c, d)；核部殘留的白云母，含有褐簾石包體(圖4c)，由此推測褐簾石與核部殘留的多硅白云母應為早期變質礦物組合。

褐簾石有兩種產狀，一種以包裹體形式出現在白云母內部(圖4c)；另一種以核(褐簾石)-邊(綠簾石)的退變結構產出(圖4a, d)，表明褐簾石可能為峰期變質殘留礦物。黑云母有兩種產狀，一種以鱗片狀、針柱狀出現在白云母、石榴石、綠簾石顆粒外部(圖4a-d)；另一種以片狀分布在基質中，應為后期退變結晶形成。綠簾石有兩種產狀，一種以大斑晶顆粒形式存在，與黑云母、石榴石邊部、斜長石平衡共生(圖4b)；另一種以核(褐簾石)-邊(綠簾石)的退變結構產出，并分隔早期形成的褐簾石和白云母(圖4a, d)，應為后期退變礦物。

斜長石主要與黑云母以退變反應結構分布在白云母外部，組成白云母的退變反應邊(圖4c, d)。鉀長石有兩種產狀，第一種為大顆粒鉀長石(Kfs1)與核部石榴石(Grt1)共生(圖4a, c, d)；第二種為不規則狀鉀長石(Kfs2)分布在黑云母、斜長石退變反應結構外部，可能為白云母脫水熔融反應產生(圖4c, d)。

2.2 含榴云母片巖(18LSD-2)

巖石為粒狀-鱗片狀變晶結構，片狀構造，主要組成礦物為石英(45%～49%)、白云母(22%～30%)、黑云母(10%～15%)、褐簾石(5%～10%)、綠簾石(5%～8%)、石榴石(1%～3%)、副礦物為鋯石等。

白云母整體呈條帶狀定向分布，具有強烈的韌性剪切變形特征，可能是由片麻巖類經剪切變質變形而來，剪切過程中長石分解形成了白云母類和石英等礦物(圖5a, b)，白云母顆粒內包含褐簾石(圖5b)，邊部退變為黑云母和斜長石(圖5c)。黑云母主要呈針柱狀、鱗片狀的退變反應結構分布在白云母和石榴石邊部(圖5c, d)。

圖5 連三島地區含榴云母片巖顯微照片Fig.5 Microstructures of garnet-bearing mica schist from Liansandao area

褐簾石常以兩種產狀出現，一種以包裹體形式存在于白云母中(圖5b)；另一種以殘留核形式被綠簾石所包繞，顯示核(褐簾石)-邊(綠簾石)結構(圖5c)。

石榴石呈變斑晶形式分布在基質中，發育裂紋，內含較多的包裹體，邊部退變為黑云母(圖5d)。

2.3 含榴黑云母斜長片麻巖(18LSD-4)

巖石為粒狀-鱗片狀變晶結構，片麻狀構造，主要礦物組合為石英(15%～20%)、斜長石(20%～25%)、黑云母(20%～25%)、綠簾石(15%～20%)、白云母(5%～8%)、石榴石(10%～15%)，副礦物主要為榍石、鋯石等。與前述兩個樣品(含榴黑云母鉀長片麻巖和含榴云母片巖)相比，缺少褐簾石和鉀長石等早期變質礦物。

石榴石多以殘斑狀形式存在，被溶蝕改造現象明顯，形狀多為不規則(圖6a)。

白云母含量較少，邊部多分解形成黑云母+斜長石(圖6b)。黑云母有兩種產狀，或以針柱狀、鱗片狀分布在石榴石、白云母邊部(圖6a, b)；或與綠簾石和斜長石共同分布在基質中(圖6c)。

圖6 連三島地區含榴黑云母斜長片麻巖顯微照片Fig.6 Microstructures of garnet-bearing biotite plagioclase gneiss from Liansandao area

斜長石有三種不同的產狀，第一種以黑云母+斜長石的退變反應結構產出，分布在白云母外部(圖6b)；第二種為基質中大顆粒斜長石，與黑云母、綠簾石、石英共生(圖6c)；第三種被基質中片狀黑云母所包裹(圖6d)。

綠簾石顆粒較大，晶形較完整，以顆粒狀分布在基質中(圖6b, c)。

3 樣品分析方法

本文所涉及到的實驗測試均在西北大學大陸動力學國家重點實驗室完成。

礦物主量元素測試利用JEOL JXA-8230電子探針分析完成。加速電壓15kV，電流10nA，分析束斑因分析礦物而定，為防止Na、K的丟失，長石、云母等選用4～5μm的大束斑，石榴石則采用1μm的小束斑。不同元素采用SPI公司提供的不同礦物標樣進行校正，石英/硬玉-Si，硬玉/斜長石-Al，硬玉/鈉長石-Na，透輝石-Ca，橄欖石-Mg，透長石-K，鈦鐵礦-Fe，薔薇輝石-Mn，金紅石-Ti。對于巖石中具有元素環帶或區域變化的顆粒，如石榴石，使用波譜分析進行元素面掃描。同樣在JXA-8230電子探針完成，分析條件為加速電壓15kV，電流50nA，分析分辨率和單點信號采集時間依據石榴石顆粒大小選擇不同的分辨率和采集時間。

鋯石包裹體的激光拉曼光譜分析所用儀器為ReniShaw公司配備514nm氬離子激光的inVia型激光拉曼分析儀，儀器空間分辨率橫向為1μm，縱向2μm，激光阻擋水平優于1014。礦物包裹體分析過程所選光譜范圍為150～1600cm-1。在樣品測試前用標準峰位520.5cm-1的標樣單晶硅進行拉曼光譜校正，以確保數據質量。部分出露于寄主礦物表面較大的包裹體(大于5μm)使用JEOLJXA-8230電子探針進行礦物化學成分分析。

本次測試挑選晶型完整，結晶度好的鋯石顆粒制成以環氧樹脂為基礎的樣品靶，并拋光至鋯石出露最大橫截面，在透、反射光的基礎上應用裝有英國Gatan公司生產的Mono CL3+陰極熒光探測儀的電子顯微掃描電鏡完成鋯石的陰極發光圖像的拍攝，并以此為基礎選取鋯石激光剝蝕微區。鋯石的U-Pb年齡測定和單礦物微量元素分析是使用Hewlett packard公司裝有Shield Torch的Agilient 7500a ICP-MS和德國Lambda Physik公司的ComPex 102ArF激光器以及MicroLas公司的GeoLas 200M光學系統的聯機上進行，微量元素和U-Th-Pb同位素的測定在一個點上同時獲得。激光斑束直徑為32μm，部分狹窄邊部束斑直徑24μm，激光剝蝕深度為20μm。實驗中采取He氣作為剝蝕物質的氣體。采樣方式為單點剝蝕，數據采集選用一個質量峰一點的跳峰方式(peak jumping)，鋯石年齡采用國際標準鋯石91500作為外標標準物質，元素含量采用NIST610作為外標，29Si作為內標元素(鋯石中SiO2的含量為32.8%)。每5個點加測91500標樣一次，每10個測點加測NIST610、91500、GJ-1標樣各一次。樣品的同位素比值以及元素含量計算采用ICPMSDatacal 12.0程序年齡計算及協和圖的繪制采用Isoplot 3.0完成詳細分析步驟參見參考文獻(Yuanetal., 2004)，數據處理方法見(Liuetal., 2008c)。單礦物微量元素使用玻璃標準參考物質NIST610作為外標進行儀器的最佳化，使儀器達到最高靈敏度、最小的氧化物產量、最低的背景值和穩定的信號，激光斑束直徑為44μm，石榴石、簾石礦物以Ca作為內標，微量元素數據分析使用GLITTER(Ver 4.0)程序進行處理。參照美國地調局玄武巖玻璃標準物BCR-2G和BHVO-2G，其分析誤差小于7%。

本研究中鋯石微區原位Lu-Hf同位素分析的激光剝蝕系統是193nm準分子激光剝蝕系統(RESOlution M-50，ASI)，包含一臺193nm ArF準分子激光器，一個雙室樣品室和電腦控制的高精度X-Y樣品臺移動、定位系統。雙室樣品池能有效避免樣品間交叉污染，減少樣品吹掃時間，同時裝載樣品能力大大提高，減少了頻繁換樣過程中人為因素的影響。激光能量密度為6J/cm2，頻率為5Hz，斑束為43μm，載氣為高純氦氣，為280mL/min。Lu-Hf同位素分析采用多接收等離子體質譜(Nu PlasmaⅡ MC-ICPMS)，該設備是 Nu Instrument公司的最新一代雙聚焦多接收等離子體質譜儀，具有16個法拉第杯(Faraday Cup)和5個全尺寸不連續打拿級電子倍增器(FTP，其中2路具有阻滯過濾器 RPQ)。 其專利的zoom電子光學透鏡系統可實現在不同同位素之間分析時快速切換(只需改變電場而無需改變檢測器位置)。法拉第杯H4、H3、H2、H1、Ax、L1、L2、L3、L4、L5分別接收180Hf、179Hf、178Hf、177Hf、176Hf+176Yb+176Lu、175Lu、174Yb、173Yb、172Yb、171Yb。Lu-Hf同位素分餾校正采用指數法則計算，采用176Lu/175Lu=0.02656和176Yb/173Yb=0.78696比值扣除176Lu和176Yb對176Hf的干擾，獲得準確的176Hf信號值。Hf和Lu同位素比值采用179Hf/177Hf=0.7325進行儀器質量歧視效應校正，Yb同位素比值采用173Yb/171Yb=1.12346進行儀器質量歧視效應校正。在分析過程中，國際標準鋯石樣品91500和Mudtank作為監控樣品，每8個樣品插入一組國際標樣，數據采集模式為TRA模式，積分時間為0.2s，背景采集時間為30s，樣品積分時間為50s，吹掃時間為40s，詳細的分析方法和儀器參數見(Yuanetal., 2008; Baoetal., 2017)。

4 礦物化學

本文重點對樣品含榴黑云母鉀長片麻巖(17LSD-1)進行了礦物的主微量分析，結果見表1和表2。

石榴石 具有顯著的核-邊生長環帶(圖7a)，其核部(Grt1)端元組成為Alm17.15-26.31Grs42.89-53.29Sps27.06-38.37Prp0.08-0.28；邊部(Grt2)端元組成為Alm26.91-34.78Grs44.99-50.81Sps19.70-22.41Prp0.11-0.61(表1)，石榴石成分從核部到邊部呈現出鐵鋁榴石升高(圖7b, f)、錳鋁榴石降低(圖7c, f)、鈣鋁榴石先降低后升高、鎂鋁榴石無明顯變化(圖7e, f)的特征(圖7d, f)，可能與后期變質過程中簾石礦物的分解有關(Greentreeetal., 2006)。微量元素分析表明，石榴石核部具有一致高的HREE含量和極低的LREE含量(表3)，輕重稀土分餾明顯，顯示HREE相對富集的配分模式和中等的Eu負異常(δEu=0.44～0.70)。而邊部石榴石稀土總量相對較低，HREE配分模式較為平坦，且顯示Eu負異常(δEu=0.44～0.73)特征(圖7g)。

白云母 FeO(3.95%～4.37%)，MgO(2.45%～2.53%)，Fe/Mg(0.91～0.97)。將電子探針分析得到的結果利用11個氧原子進行計算，得到的Si原子為3.34～3.37(表2)，顯示為典型的多硅白云母(Zhangetal., 2006)。

鉀長石：分布在基質中的變斑晶鉀長石Kfs1成分為Or96-98Ab2-4An0；而分布在黑云母和斜長石退變反應結構外部的周圍不規則狀鉀長石Kfs2相對于Kfs1具有更高的K2O含量，其成分為Or99Ab1An0(表2)。

褐簾石 在背散射圖像上可以看到不同區域的褐簾石具有明顯的環帶，從核部到邊部逐漸變暗(圖8a, c)。其元素含量總體無明顯變化，SiO2(32.41%～33.64%)、Al2O3(19.70%～20.32%)、FeO(7.65%～9.37%)和CaO(14.26%～14.93%)(表2)。微量元素顯示褐簾石富集輕稀土元素，輕重稀土強烈分餾，具有顯著的Eu負異常特征(圖8b, d, f)。

綠簾石 以褐簾石的環帶邊產出，其元素含量為：SiO2(37.78%～38.16%)、Al2O3(23.02%～23.25%)、FeO(11.20%～13.00%)和CaO(22.22%～22.51%)；或以大顆粒綠簾石斑晶產出，其元素含量為：SiO2(38.11%～38.56%)、Al2O3(22.60%～23.14%)、FeO(12.31%～12.92%)、CaO(22.31～22.73%)(表2)。兩種產狀的綠簾石主量元素無明顯差異。圍繞褐簾石生長的綠簾石同樣富集輕稀土，向外輕稀土含量逐漸降低，陡峭的稀土配分模式逐漸變緩，存在Eu負異常(圖8b, d)。

黑云母 由白云母退變而成，其元素含量為：SiO2(34.90%～35.10%)、Al2O3(17.80%～18.59%)、FeO(20.10%～20.97%)和MgO(8.63%～8.76%)(表2)。

斜長石：由白云母退變形成，主要為更長石，其成分為Ab76-79An20-23Or0.66-1.08(表2)。

表3 含榴黑云母鉀長片麻巖中褐簾石、綠簾石、石榴石微量元素分析數據(×10-6)

圖7 含榴黑云母鉀長片麻巖中石榴石成分環帶(a-f)及球粒隕石標準化稀土元素配分圖(g)(標準化值據Sun and McDonough, 1989)Fig.7 Compositional profiles (a-f) and Chondrite-normalized REE patterns (g) of garnet from garnet-bearing biotite K-feldspar gneiss (normalization after Sun and McDonough, 1989)

圖8 含石榴黑云母鉀長片麻巖中褐簾石和綠簾石球粒隕石標準化稀土元素配分圖(標準化值據Sun and McDonough, 1989)Fig.8 Chondrite-normalized REE pattern of allanite and epidote from garnet-bearing biotite K-feldspar gneiss (normalization after Sun and McDonough, 1989)

5 鋯石U-Pb定年結果

5.1 鋯石CL圖像

含榴黑云母鉀長片麻巖(17LSD-1) CL圖像顯示該巖石的鋯石具有典型的核-邊結構(圖9a)，大部分核部顯示明亮的陰極發光，且具有明顯的振蕩環帶；邊部鋯石發光較弱，無環帶結構。從結構上來看，其核部為原巖繼承鋯石，暗色弱發光邊部可能為后期變質作用所引起(吳元保和鄭永飛, 2004)。

含榴云母片巖(18LSD-2) CL圖像顯示鋯石多為長柱狀、渾圓狀，直徑約為50～120μm，總體顯示出明顯的核-邊結構(圖9b)。黑色弱發光的巖漿核周圍圍繞一圈灰白色變質邊，大部分核部顯示微弱的振蕩環帶，灰白色邊部無分帶或面狀分帶，并且受溶蝕呈港灣狀(圖9b)，符合變質鋯石的基本特征。由此可見，核部應為片麻巖原巖殘留下來的繼承鋯石，邊部應為變質成因鋯石(吳元保和鄭永飛, 2004)。

圖9 連三島地區含榴黑云母鉀長片麻巖(a)、含榴云母片巖(b)和含榴黑云母斜長片麻巖(c)鋯石陰極發光CL圖像Fig.9 Cathodoluminescent (CL) images of zircons from garnet-bearing biotite K-feldspar gneiss (a), garnet-bearing mica schist (b) and garnet-bearing biotite plagioclase gneiss (c) in Liansandao area

含榴黑云母斜長片麻巖(18LSD-4) CL圖像顯示鋯石多為自形，長柱狀，結構特征總體表現為巖漿鋯石核圍繞著暗色的幔部和薄的變質亮邊，顯示出明顯的核-幔-邊結構，亮邊結構不明顯(圖9c)。大部分鋯石核部顯示明亮的陰極發光以及明顯的振蕩環帶，為原巖繼承下來的殘留鋯石；幔部具有最弱的陰極發光，與含榴黑云母鉀長片麻巖的邊部鋯石特征類似，無明顯分帶結構；而圍繞著幔部發育的狹窄亮邊具有最強的陰極發光(圖9c)。從結構上可以看出，黑色弱發光幔部和狹窄的亮邊可能為后期變質作用引起(吳元保和鄭永飛, 2004)。

5.2 鋯石U-Pb年齡

對含榴黑云母鉀長片麻巖(17LSD-1)進行了16個測試點分析(圖10a；電子版附表1)，在協和曲線上形成了2個年齡密集區。6個核部巖漿鋯石給出年齡范圍為697～812Ma，加權平均值為764±35Ma；9個邊部變質鋯石年齡范圍為210～236Ma，加權平均年齡為223±5.2Ma；1個數據點給出了略低的變質年齡為195Ma。

樣品含榴云母片巖鋯石(18LSD-2)進行了30個測試點分析，此組鋯石具有明顯的核-邊結構，鋯石核部和邊部顯示了兩組不同的U-Pb年齡(圖10c；附表1)，數據點在協和曲線上形成了2個密集區。其中21個核部殘留巖漿鋯石的206Pb/238U年齡范圍為752～781Ma，加權平均年齡為769±3.7Ma；9個鋯石邊部形成了另一個年齡密集區，其206Pb/238U年齡范圍為207～226Ma，加權平均年齡為213±5.3Ma。另有3個年齡位于這兩組年齡之間，考慮到鋯石內部結構的復雜性，可能包含了不同比例的鋯石殘核和邊部，為混合年齡，不具有明確的地質意義。

樣品含榴黑云母斜長片麻巖(18LSD-4)共進行了12個測點的分析(圖10e；附表1)，由于鋯石邊部太窄，測點斑束為24μm，7個核部巖漿鋯石集中于協和線上交點206Pb/238U年齡范圍分別為730～767Ma，加權平均年齡為756±9.6Ma；5個邊部點位年齡集中于協和線下交點，206Pb/238U范圍為186～216Ma，邊部年齡可以分為兩組，2個點位顯示三疊紀變質年齡216±3.8Ma，其余3個點位給出了略低的加權平均年齡為191±3.3Ma。

5.3 鋯石微量元素特征

含石榴石黑云母鉀長片麻巖(17LSD-1)的鋯石微量元素含量結果顯示(圖10b；電子版附表2)，核部具有輕稀土(LREE)虧損，重稀土(HREE)富集(∑REE=803×10-6～1947×10-6，∑HREE=760×10-6～1848×10-6)，Ce正異常和Eu負異常(0.301～0.567)的特點，其(Gd/Lu)N=0.019～0.036，表現為HREE富集的配分模式；具有較高的Th/U比值(0.695～1.060)，均大于0.4，符合巖漿鋯石的特征(Vavraetal., 1996; Hoskin and Ireland, 2000)。鋯石邊部稀土總量和重稀土含量總體比鋯石核部低(∑REE=394×10-6～1121×10-6，∑HREE=391×10-6～1067×10-6)，同樣顯示輕稀土(LREE)虧損，重稀土(HREE)富集，Ce正異常和Eu負異常(0.261～0.633)的特點，其(Gd/Lu)N=0.001～0.016，相比于鋯石核部邊部鋯石具有低的Th/U(0.006～0.074)，且均小于0.1，表明邊部鋯石可能是變質成因(Rubatto, 2002)。

含榴云母片巖(18LSD-2)的微量元素分析結果顯示，鋯石的核部和邊部稀土元素組成也具有不同特征(圖10d；附表2)：鋯石繼承核的稀土總量和重稀土含量較高(∑REE=455×10-6～2438×10-6，∑HREE=435×10-6～2271×10-6)，輕稀土(LREE)明顯虧損，重稀土(HREE)明顯富集，具有極低的(Gd/Lu)N(0.016～0.099)，顯示重稀土明顯陡傾的稀土配分模式；具有強烈的Ce正異常和Eu負異常(0.020～0.235)的特征，Th/U比值較高(0.470～1.424)，且均大于0.4，僅有1個點位Th/U為0.100，可能包含了不同比例的鋯石殘核和邊部，不具有明確地質意義，結合其巖漿振蕩環帶特征，進一步證明繼承核為巖漿結晶鋯石(Vavraetal., 1996; Hoskin and Ireland, 2000)。與繼承核相比較，鋯石邊部測試點稀土總量和重稀土含量明顯降低(∑REE=126×10-6～502×10-6，∑HREE=121×10-6～499×10-6)，同時也具有輕稀土(LREE)虧損、重稀土(HREE)富集和極低的(Gd/Lu)N(0.004～0.033)，顯示重稀土明顯上翹的稀土配分模式；同時顯示Ce正異常和Eu負異常(0.074～0.331)的特征，以及Th/U(0.017～0.108)基本都小于0.1，結合CL圖像面狀結構特征，說明18LSD-2含榴云母片巖鋯石的邊部為變質成因鋯石(Corfuetal., 2003)。

含榴黑云母斜長片麻巖(18LSD-4)鋯石微量元素含量結果顯示(圖10f；附表2)，其繼承核部(∑REE=945×10-6～1607×10-6，∑HREE=889×10-6～1534×10-6)具有輕稀土(LREE)虧損，重稀土(HREE)明顯富集，強烈的Ce正異常和Eu負異常(0.307～0.689)的特征，(Gd/Lu)N比值為0.027～0.070，表現為HREE富集的稀土配分模式；具有較高的Th/U(1.16～2.03)，為典型的巖漿成因鋯石(Vavraetal., 1996; Hoskin and Ireland, 2000)。邊部鋯石(∑REE=549×10-6～2376×10-6，∑HREE=523×10-6～2350×10-6)同樣顯示輕稀土(LREE)虧損，重稀土(HREE)富集，強烈的Ce正異常和Eu負異常(0.402～0.743)的特征，(Gd/Lu)N(0.001～0.029)較鋯石繼承核更低，顯示HREE更為陡峭的稀土配分模式，但Th/U比值(0.005～0.101)基本都小于0.1，結合CL圖像說明鋯石邊部為變質成因鋯石(Rubatto, 2002)。

圖10 連三島含榴黑云母鉀長片麻巖、含榴云母片巖、含榴黑云母斜長片麻巖的鋯石U-Pb年齡協和圖(a、c、e)及球粒隕石標準化稀土配分圖(b、d、f，標準化值據Sun and McDonough, 1989)Fig.10 Concordia diagrams (a, c, e) and chondrite-normalized REE patterns (b, d, f, normalization after Sun and McDonough, 1989) of zircons from garnet-bearing biotite K-feldspar gneiss, garnet-bearing mica schist and garnet-bearing biotite plagioclase gneiss in Liansandao area

5.4 鋯石Hf同位素組成

本文選取2個樣品含榴黑云母鉀長片麻巖(17LSD-1)與含榴云母片巖(18LSD-2)進行Hf同位素測試，由于部分鋯石邊部較窄，實驗過程中盡量避免測點打在核邊混合區域，在計算過程中分別選取樣品的加權平均年齡：樣品17LSD-1鋯石核部年齡歸一化為t=764Ma，邊部鋯石年齡歸一化為t=223Ma；樣品18LSD-2鋯石核部年齡歸一化為t=769Ma，邊部鋯石年齡歸一化為t=213Ma，其分析結果見圖11和電子版附表3。

圖11 含榴黑云母鉀長片麻巖和含榴云母片巖鋯石εHf(t)值(a、c、e)及二階段Hf模式年齡(b、d、f)柱狀圖Fig.11 εHf(t) values (a, c, e) and two-stage Hf model ages (b, d, f) histograms for zircon grains from garnet-bearing biotite K-feldspar gneiss and garnet-bearing mica schist

圖12 含榴黑云母鉀長片麻巖(17LSD-1)鋯石中礦物拉曼光譜特征及包裹體顯微照片Fig.12 Microphotographs and Raman spectra of mineral inclusions in metamorphic zircons of garnet-bearing biotite K-feldspa gneiss (17LSD-1)

17LSD-1共計29個分析點位，13個分析點位來自核部巖漿鋯石，16個點位來自邊部變質鋯石，位于鋯石核部的測試點其176Hf/177Hf為0.281791～0.282281，εHf(t)=-19.2～-1.1(圖11a)，tDM2C(Hf)=1720～2845Ma(圖11b)；位于鋯石邊部的測試點其176Hf/177Hf為0.281998～0.282727，εHf(t)=-23.2～2.8(圖11c)，其中只有1個分析點位的εHf(t)顯示是正值，對應tDM2C(Hf)為1048Ma，其余15個測試點tDM2C(Hf)=1712～2688Ma(圖11d)。

18LSD-2共計35個分析點位，18個分析點位來自核部巖漿鋯石，17個點位來自邊部變質鋯石，位于鋯石巖漿核部的分析點176Hf/177Hf為0.282038～0.282545，εHf(t)=-11.3～8.6(圖11e)，其中只有4個分析點位εHf(t)顯示是正值，對應tDM2C(Hf)為1113～1620Ma，其余14個測試點tDM2C(Hf)=1657～2358Ma(圖11f)。位于鋯石邊部的分析點位176Hf/177Hf為0.282262～0.282568，其εHf(t)=-13.9～-2.9(圖11g)，tDM2C(Hf)=1406～2098Ma(圖11h)。這些數據顯示，大部分εHf(t)顯示負值，少部分顯示正值，表明樣品18LSD-2殼源物質成分占主導地位，部分幔源或新生地殼物質的加入導致少部分εHf(t)偏正值。

5.5 鋯石礦物包裹體的拉曼光譜

利用激光拉曼光譜對鋯石內的包裹體進行分析，發現邊部變質成因鋯石的礦物包裹體有鉀長石(Kfs)典型譜峰為513cm-1、多硅白云母(Phe)典型譜峰為702cm-1、石英(Qtz)典型譜峰為467cm-1、金紅石(Ru)典型譜峰為607cm-1、磷灰石(Ap)典型譜峰為964cm-1、榍石(Ttn)典型譜峰為877cm-1。圖12展示了典型的鋯石包裹體礦物類型、拉曼峰譜圖特征。同時對出露在鋯石邊部的多硅白云母包裹體進行了礦物成分分析，其成分與薄片中的多硅白云母成分接近，其Si含量為3.44(表2)，指示其為多硅白云母。多硅白云母、鉀長石包裹體在鋯石邊部的出現，進一步說明邊部鋯石所測得的U-Pb年齡即為峰期變質年齡，同時表明利用多硅白云母壓力計、鋯石Ti溫度計計算所得的溫壓條件即可代表峰期溫壓條件。

6 討論

6.1 原巖時代探討

本次研究的連三島地區3個樣品的CL圖像均具有明顯的核-邊結構(圖9)，其鋯石核部都具有陡峭的重稀土富集配分模式。與邊部鋯石相比，具有更高的稀土總量，核部鋯石Th/U比值均大于0.4，說明核部鋯石具有典型的巖漿鋯石特征，同時LA-ICP-MS鋯石U-Pb定年給出3個樣品新元古代的協和年齡分別為：(1)17LSD-1：764±35Ma(2)18LSD-4：756±9.6Ma(3)18LSD-2：769±3.7Ma。前人已對大別-蘇魯造山帶不同類型變質火成巖中鋯石進行大量的鋯石U-Pb定年，得到了原巖的巖漿結晶年齡范圍為600～800Ma，但主要集中在700～800Ma(峰期為750±20Ma)的年齡數據(Zhengetal., 2004; Amesetal., 1996; Tangetal., 2008; Hackeretal., 1998; Rowleyetal., 1997; Zhaoetal., 2016)，并推斷其原巖為揚子板塊北緣新元古代大規模巖漿活動事件的產物。新近，Songetal.(2019)對連三島地區的3個變火成巖樣品進行LA-ICP-MS鋯石定年，分別得出744±11Ma、767±12Ma和762±15Ma的原巖年齡。本文獲得的原巖年齡750～770Ma(圖13a)與Songetal.(2019)的定年結果在誤差范圍內基本一致(圖13b)，且與蘇魯超高壓變質帶中大多數超高壓變質地體(如仰口、威海等地區)的原巖時代(700～800Ma)基本一致(圖13c-e)。揚子板塊新元古巖漿活動主要形成于830～820Ma前裂谷階段和780～740Ma同裂谷階段(Rowleyetal., 1997; Hackeretal., 1998, 2000; Amesetal., 1996)，這些新元古代巖漿活動同樣被認為與地幔柱引起的Rodinia超大陸的裂解有關(Lietal., 1999, 2003a, b; Zhengetal., 2004, 2006)。因此，本文推測連三島地區變質巖原巖的形成與揚子板塊新元古代北緣大規模巖漿活動事件有關，且形成于同裂谷階段。

圖13 連三島地區變質巖體與蘇魯造山帶內典型超高壓變質地體的原巖年齡直方圖(a)本次研究區連三島片巖/片麻巖原巖年齡直方圖；(b)連三島地區片麻巖原巖年齡直方圖；(c)蘇魯造山帶正片麻巖原巖年齡直方圖；(d)仰口地區片麻巖原巖年齡直方圖；(e)威海地區斜長角閃巖原巖年齡直方圖Fig.13 Histogram of protolith ages for metamorphic rocks in the Liansandao area and typical UHP metamorphic terrane in the Sulu orogenic belt(a) ages of inherited magmatic zircons from Liansandao schist/gneiss (this study); (b) ages of inherited magmatic zircons from Liansandao gneiss; (c) ages of inherited magmatic zircons from the Sulu orthogneiss; (d) ages of inherited magmatic zircons from Yangkou gneiss; (e) ages of inherited magmatic zircons from Weihai plagioclase amphibolites

當鋯石初始εHf(t)值為正值，說明變質巖原巖形成時有較多幔源或新生地殼物質的加入，而初始εHf(t)偏負值時，說明變質巖原巖形成時，殼源物質成分占主導地位(李向輝等, 2007)。如前所述，樣品17LSD-1、18LSD-2的Hf同位素成分進一步提供了源區信息(圖14)。17LSD-1核部巖漿鋯石與邊部變質鋯石εHf(t)除一個邊部分析點外，均顯示負值，表明其為陸殼成因。同時tDM2C(Hf)大部分集中在1.8～2.5Ga，表明其原巖主要來源于古元古代陸殼重熔。18LSD-2核部巖漿鋯石和邊部變質鋯石的εHf(t)大部分顯示負值，少數核部巖漿鋯石εHf(t)為正值，對應tDM2C(Hf)為1113～1620Ma，其余14個測試點tDM2C(Hf)=1657～2358Ma；邊部變質鋯石tDM2(Hf)為1406～2098Ma。本文測定值與陳道公等(2007)在雙河片麻巖樣品CSH7得出的數據相似，表明樣品18LSD-2形成時殼源物質成分占主導地位，同時除了形成幔源巖漿活動產物外還與不同年齡的地殼物質發生了廣泛的混合作用。因此，結合上述原巖U-Pb定年結果和Lu-Hf同位素特征的分析，推斷本文研究的這三種巖石的原巖主要是揚子板塊新太古代-早古元古代陸殼在新元古代重熔的產物，也有少部分幔源巖漿的貢獻，且與蘇魯高壓-超高壓變質帶部分變質巖石的原巖具有相似的源區和成因(Zhangetal., 2006; Liuetal., 2008b; Wangetal., 2010b)。

圖14 連三島含榴黑云母鉀長片麻巖和含榴云母片巖鋯石Lu-Hf同位素組成演化示意圖虧損地幔的演化曲線根據Nowell et al. (1998), Corfu and Noble (1992)和Vervoort and Blichert-Toft (1999)繪制而成Fig.14 Shematic diagrams for zircon Lu-Hf isotopic evolution of garnet-bearing biotite K-feldspar gneiss and garnet-bearing mica schistThe growth curve for depleted mantle (DM) is drawn following Nowell et al. (2018), Corfu and Noble (1992), Vervoort and Blichert-Toft (1999)

6.2 變質時代的意義

前人對蘇魯高壓-超高壓變質帶中不同類型變質巖進行了大量的年代學研究，如，Liu and Liou (2011)對蘇魯超高壓變質帶正片麻巖、副片麻巖、石英巖進行詳細的SHRIMP U-Pb定年得到了232±4Ma～226±6Ma、233±3Ma ～227±7Ma、234±4Ma～231±5Ma的超高壓變質年齡(圖15a, b)；曾令森等(2011)對仰口地區副片麻巖進行SHRIMP U-Pb定年得到233±3Ma的超高壓變質年齡(圖15c)；雷恒聰(2015)對威海地區斜長角閃巖進行LA-ICP-MS定年得到230±5Ma的超高壓變質年齡(圖15d)；Yangetal.(2003)對威海地區含柯石英橄欖巖、榴輝巖進行SHRIMP U-Pb定年得到228～221Ma的超高壓變質年齡，從而確定其超高壓變質事件確切年齡為240～225Ma(Hackeretal., 1998, 2006; Liu and Liou, 2011; Liuetal., 2004b; Xuetal., 2006; Zhaoetal., 2006; Zhengetal., 2003, 2009; Zheng, 2009)。此外，還對蘇魯超高壓變質帶正片麻巖、副片麻巖、石英巖定年得到了215±3Ma～209±3Ma、213±6Ma～208±4Ma、215±3～214±3Ma的角閃巖相退變質年齡(圖15a, b)(Liu and Liou, 2011)；仰口地區副片麻巖進行定年得到214±4Ma的角閃巖相退變質年齡(圖15c)(曾令森等, 2011)；威海地區斜長角閃巖定年得到214±7Ma的角閃巖相退變質年齡(圖15d)(雷恒聰, 2015)；蘇魯造山帶斜長角閃巖中角閃石和片麻巖中黑云母的Ar-Ar定年結果為218～205Ma，同樣代表了構造折返角閃巖相退變質時代(Eideetal., 1994; Webbetal., 1999; Hackeretal., 2000; Faureetal., 2003; Liuetal., 2008a)，這些年代學數據表明蘇魯高壓-超高壓變質帶的角閃巖相退變質作用發生在215～205Ma。

圖15 連三島地區變質巖和蘇魯造山帶內典型超高壓變質地體退變質、峰期變質年齡直方圖Fig.15 Histograms of retrograde metamorphic and peak metamorphic ages for metamorphic rocks in the Liansandao area and typical UHP metamorphic terrane in the Sulu orogenic belt

本文3個樣品的邊部鋯石都顯示陡峭的稀土配分模式，但稀土總量低于核部巖漿鋯石，其Th/U比值均小于0.1，結合其邊部鋯石的均勻面狀結構的CL圖像特征，確定邊部鋯石為典型的變質成因鋯石(吳元保和鄭永飛, 2004)。對邊部變質成因的鋯石進行LA-ICP-MS定年，得到的年齡分別為：(1)17LSD-1：223±5.2Ma；(2)18LSD-4：216±3.8Ma；(3)18LSD-2：213±5.3Ma。激光拉曼分析識別出樣品17LSD-1鋯石邊部含有鉀長石和白云母包裹體，利用電子探針確定其白云母包裹體的成分(Si=3.44)與基質中的白云母一致(表2)，都屬于多硅白云母的范疇，說明該樣品的鋯石邊部為峰期高壓變質條件下形成，因此推斷其年齡223±5.2Ma即為峰期變質年齡。此外，還在18LSD-2和18LSD-4兩個樣品的邊部變質鋯石中分別獲得213±5.3Ma和216±3.8Ma的變質年齡，與目前已獲得的蘇魯高壓-超高壓變質帶的角閃巖相退變質時代吻合(圖13a-d)，因此推斷這兩個樣品記錄了峰期后的退變質年齡。

根據鋯石內部結構特征、礦物包裹體和年代學數據得出，本文研究的3個樣品的峰期變質作用和退變質作用分別發生在223±5.2Ma和213±5.3Ma～216±3.8Ma，與蘇魯造山帶中部分高壓-超高壓變質巖石具有一致的峰期變質時代和退變質時代(圖15a-e)。因此，推斷其應與蘇魯高壓-超高壓變質帶的形成機制一致，都是在三疊紀揚子板塊向華北板塊俯沖引發的高壓-超高壓變質事件的產物，應當屬于蘇魯高壓-超高壓變質帶的一部分。

6.3 變質期次及P-T演化軌跡

6.3.1 變質期次及溫壓條件

依據上述巖相學觀察和礦物化學成分分析，連三島地區變質巖可以劃分出兩個階段的變質礦物組合：

第一階段(峰期變質階段)：以鉀長石變斑晶與核部石榴石(圖4a)、褐簾石與多硅白云母共生為特點(圖4d)。峰期礦物組合應為Grt1+Kfs1+Aln+Ph+Qtz。由于多硅白云母包裹體出現在邊部變質鋯石中，且其成分與薄片中的多硅白云母一致，利用多硅白云母Si壓力計(Caddick and Thompson, 2008)和鋯石Ti溫度計(Ferry and Watson, 2007)計算獲得的溫壓條件能夠限制其變質峰期溫壓條件。因此，利用多硅白云母Si壓力計計算，獲得壓力為2.4～2.6GPa(Si含量為3.34～3.37)；利用鋯石Ti溫度計對3個樣品邊部鋯石進行溫度計算，該溫度計是在1.0GPa條件下進行校定，且與壓力呈～50℃/GPa的正相關(Ferry and Watson, 2007)，故將鋯石Ti溫度計校正到2.5GPa，得到變質溫壓條件為T=600～817℃、P=2.4～2.6GPa(表4)，達到榴輝巖相變質(Spear, 1995)。

第二階段(退變質階段)：結合巖相學和石榴石環帶特征，該階段以退變質礦物圍繞著峰期斑晶礦物所生長為特點：多硅白云母分解成黑云母+斜長石退變反應結構；綠簾石環繞褐簾石生長，表明其退變質礦物組合為Grt2+Pl+Ep+Bt+Qtz，代表了峰期之后的退變質階段礦物組合。利用石榴石-黑云母 (GB) 溫度計和石榴石-黑云母-斜長石-石英(GBPQ)壓力計(Wuetal., 2004)對變斑晶石榴石邊部成分以及分布在白云母外部退變質的黑云母、斜長石成分進行計算，得到退變質溫壓條件為T=431～456℃、P=0.48～0.82GPa(表4)，達到綠簾角閃巖相變質(Spear, 1995)。

表4 含榴黑云母鉀長片麻巖的溫壓計算

6.3.2P-T演化軌跡

大量研究表明，大別-蘇魯超高壓變質帶在折返過程中都經歷了不同程度的部分熔融(Skjerlie and Douce, 2002; Zhengetal., 2011; Chenetal., 2013a, b; Lietal., 2014, 2016; Xiaetal., 2016)，含水礦物的脫水反應是導致巖石在折返過程中發生部分熔融的重要因素(Songetal., 2014; Xuetal., 2013; Lietal., 2016)。本次研究的樣品巖相學特征表明多硅白云母發生了脫水反應：多硅白云母普遍分解形成黑云母+斜長石退變反應結構(圖4c-d、圖5c、圖6b)，在其外圍還環繞一圈鉀長石細脈(圖4c-d、圖5b)，因此推斷這些巖石在達到峰期變質作用之后，在折返初期發生短時的增溫作用，穿過白云母固相線發生了白云母脫水部分熔融，從而形成細脈狀鉀長石。硅白云母的殘留，表明在脫水熔融過程中并未被完全消耗。

因此，綜合上述巖相學特征、溫壓條件計算以及獲得的多階段年齡數據，確定本文研究的連三島地區出露的變質巖的新元古代原巖于～223Ma發生俯沖碰撞并經歷榴輝巖相高壓變質作用；隨后開始折返，在折返過程中首先經歷了升溫降壓的“熱折返”過程，穿過多硅白云母熔融反應線(圖16，A→B區域)，并伴隨著多硅白云母發生變質脫水導致部分熔融；之后繼續降溫降壓，于～213Ma發生綠簾-角閃巖相退變質作用，最終抬升到地表。據此建立一條早期快速升溫降壓，后期又降壓降溫順時針型的P-T-t演化軌跡(圖16)。將蘇魯造山帶典型地區P-T軌跡總結對比后，發現完整的蘇魯地區超高壓變質巖的變質演化均顯示順時針P-T演化軌跡，然而不同地區可能具有不同的變質演化歷史(張澤明等, 2005)。連三島地區變質巖P-T軌跡整體上都顯示在折返過程中經歷了顯著的升溫，符合碰撞型造山帶的變質演化過程(魏春景等, 1996; 金維浚和石耀霖, 1998)，且與蘇魯超高壓變質帶中威海片麻巖、桃行地區榴輝巖具有相似的P-T演化軌跡(圖16)(Zongetal., 2010; Yaoetal., 2000)。進一步證明本文研究的3個樣品應屬于蘇魯高壓-超高壓變質帶。

圖16 連三島地區片麻巖變質演化P-T-t軌跡及部分熔融記錄及蘇魯造山帶典型高壓-超高壓變質地體P-T-t演化軌跡黑色斷線為多硅白云母固相線(Hermann, 2002; Vielzeuf and Holloway, 1988; Auzanneau et al., 2006)，花崗巖濕固相線(Huang and Wyllie, 1981; Holtz et al., 2001)Fig.16 P-T-t path and phengite dehydration melting for Liansandao gneiss and the P-T-t path from typical HP-UHP terranes in the Sulu orogenic beltDehydration melting due to phengite decomposition could take place at point A to B (break line), following the experimental data (Hermann, 2002; Vielzeuf and Holloway, 1988; Auzanneau et al., 2006). Wet solidus for the system granite+H2O (Huang and Wyllie, 1981; Holtz et al., 2001)

6.4 構造意義

研究區連三島地區出露的變質變形強烈的一套變質巖石，前人通過地層對比，將其歸為古元古界荊山巖群野頭組祥山變粒巖段，可能為膠北地塊早前寒武紀變質基底向東部的延伸或是卷入蘇魯造山帶的俯沖變質過程。但詳細年代學數據的缺乏對其構造屬性和變質屬性一直無確定結論。本文結合前人的研究結果，分析了連三島地區變質巖的原巖時代、變質時代和變質作用演化歷史，為進一步確定其原巖屬性和變質屬性提供了重要證據。

本文利用高精度的LA-ICP-MS定年，對連三島地區3個變質巖樣品進行詳細的鋯石年代學研究，結合其鋯石CL圖像、微量元素特征，得到新元古代原巖年齡764±35Ma、769.3±3.7Ma和756.3±9.6Ma；峰期變質年齡223±5.2Ma和退變質年齡213±5.3Ma、216±3.8Ma。這3個樣品的原巖年齡與蘇魯造山帶超高壓變質巖原巖形成時代一致，其峰期變質時代、退變質時代也與蘇魯造山帶超高壓變質時代(240～225Ma)、角閃巖相退變質時代(215～205Ma)一致(Hackeretal., 1998, 2006; Liu and Liou, 2011; Liuetal., 2004b; Xuetal., 2006; Zhaoetal., 2006; Zhengetal., 2003, 2009; Zheng, 2009)。此外，通過詳細的巖相學觀察和礦物化學分析，劃分了含榴黑云母鉀長片麻巖的變質期次，并結合鋯石U-Pb定年建立了一條順時針P-T-t演化軌跡，通過對比確定其與蘇魯高壓-超高壓變質帶典型地區變質巖的變質演化軌跡相似(Zongetal., 2010; Yaoetal., 2000)。因此，無論是原巖時代、變質年齡還是變質演化特征，本文研究的連三島地區的變質巖均與蘇魯造山帶的變質巖具有一定的相似性，因此其不應再作為巖石地層單位劃分為“古元古代荊山巖群”，而應當屬于蘇魯超高壓變質帶的一部分，該結論將為研究區內荊山巖群的分布及劃分范圍提供重要依據。

7 結論

(1)巖石學、礦物化學研究表明，連三島地區片巖/片麻巖顯示兩期變質礦物共生組合：峰期變質組合為石榴石+多硅白云母+褐簾石+鉀長石+石英；退變質礦物組合為石榴石+黑云母+綠簾石+斜長石+石英。估算其溫壓條件分別為T=600～817℃、P=2.4～2.6GPa和T=431～456℃、P=0.48～0.82GPa，分別對應于榴輝巖相和綠簾角閃巖相變質，從而構成一條折返初期首先降壓升溫而后降壓降溫的順時針P-T-t軌跡。

(2)通過LA-ICP-MS鋯石定年獲得連三島地區片巖/片麻巖原巖年齡分別為764±35Ma、769±3.7Ma和756±9.6Ma，表明其原巖形成于新元古代；其峰期高壓變質作用發生在223±5.2Ma，退變質時間為213±5.3Ma～216±3.8Ma，

(3)連三島地區片巖/片麻巖的原巖屬性和變質屬性均與蘇魯超高壓變質帶原巖時代和變質年代吻合，故這三種巖石不應再劃為古元古界荊山巖群，而屬于蘇魯高壓-超高壓變質帶的一部分。

續附表1