青岛连三岛地区“荆山岩群”高压变质岩的变质时代和变质演化特征*

郜源 曹玉亭, 2 王淞杰 李旭平 孔凡梅

1. 山东省沉积成矿作用与沉积矿产重点实验室，山东科技大学地球科学与工程学院，青岛 266590 2. 自然资源部深地动力学重点实验室，中国地质科学院地质研究所，北京 100037

古元古代荆山岩群作为胶北地块早前寒武纪变质基底的重要组成部分，与中新太古代TTG岩石、粉子山群及少量古元古代晚期的花岗质岩石共同组成前寒武纪变质基底(Wanetal., 2006; 宋明春和李洪奎, 2001; 李旭平等, 2011)。前人利用精确的锆石U-Pb定年方法获得荆山岩群沉积时代在2.38～2.48Ga之间，变质作用发生在1.85～2.22Ga(周喜文等, 2004, 孔凡梅等, 2015, Zhouetal., 2008, Wanetal., 2006)。还有部分年龄数据显示，位于苏鲁造山带上盘的胶北地块的荆山岩群部分地区也卷入了华南陆块与华北陆块俯冲碰撞造山过程，经历了与苏鲁高压-超高压变质带同期的三叠纪变质变形事件的叠加(李广旭等, 2016)。

本文的研究区连三岛，出露一套由长英质片麻岩、含榴黑云母斜长片麻岩和黑云角闪片岩等组成的变形强烈的变质岩石组合，前人根据地层对比等方法，将其归为古元古代荆山岩群，但对该地区变质岩的原岩和变质时代的确定一直缺乏精确地同位素定年资料。最近Songetal.(2019)在该地区的三组变火成岩样品中分别得到了744±11Ma、767±12Ma、762±15Ma的新元古代原岩年龄，结合全岩地球化学特征推断其原岩的形成是Rodinia超大陆裂解时期拉张环境下的岩浆响应。此外，研究区连三岛位于五莲-青岛-烟台断裂的东侧，构造位置上被划分到苏鲁超高压变质带中部(图1)，目前已有的年代学数据显示苏鲁高压-超高压变质带中大多数超高压变质地体均具有新元古代原岩年龄(Amesetal., 1996; Rowleyetal., 1997; Hackeretal., 1998, 2006; Zhengetal., 2003, 2004; Chenetal., 2010, 2013c; Heetal., 2016; 刘利双等, 2018)，且具有双峰式火成岩的组成特征，被认为是Rodinia超大陆裂解期间扬子板块北缘的裂谷岩浆活动所导致(Zhengetal., 2004, 2006; Rumbleetal., 2003)。综合上述已有研究，Songetal.(2019)文中提到的三种变火成岩的原岩年龄与苏鲁高压-超高压变质带的部分高压-超高压变质岩的原岩年龄具有一致性，且其形成均与Rodinia超大陆裂解有关。因此，无论从原岩的形成构造背景还是原岩的形成时代分析，其都不应再划分到古元古代荆山岩群，而与苏鲁造山带中高压-超高压变质岩的原岩具有一致的构造属性。然而，目前对连三岛地区出露的变质岩的变质属性并无详细研究，其是否真正属于苏鲁造山带还未可知。因此，仍亟待对以下问题进行进一步的探讨：连三岛地区出露的变质岩的变质时代是否与苏鲁高压-超高压变质带的变质时代一致？其记录的变质演化是否一致？是否也经历了超高压变质作用？

图1 苏鲁造山带地质构造图(据Ye et al., 2000b)Fig.1 Geological and tectonic map of the Sulu Orogen (after Ye et al., 2000b)

针对这些问题，本文在前人研究的基础上，选取连三岛地区出露的含榴黑云母斜长片麻岩、含榴云母片岩和含榴黑云母钾长片麻岩三种岩石进行详细的岩相学、矿物化学研究，确定其变质温压条件及其P-T演化轨迹，并采用LA-ICP-MS锆石U-Pb定年，明确了三种岩石的变质时代，为全面深入认识连三岛地区变质岩的变质属性提供了进一步的重要依据。

1 区域地质背景

胶北地块处在郯庐断裂与五莲-烟台断裂之间，大地构造位置在华北克拉通的东缘，胶辽吉构造带的南端，紧邻苏鲁超高压变质带(图1)。荆山岩群位于胶北地块东南部，自下而上划分为禄格庄组、野头组、陡崖组(张增奇和刘明渭, 1996)，包含有变质程度较高的泥质麻粒岩、泥质片麻岩、长英质副片麻岩、钙硅酸盐岩、大理岩、石英岩和少量高压泥质麻粒岩(周喜文等, 2004; 王舫等, 2010)。前人利用锆石U-Pb定年方法获得荆山岩群年龄主要分布在1.85～3.34Ga之间，大多认为其沉积时代是在2.38～2.48Ga之间，变质作用发生在1.85～2.22Ga(谢士稳等, 2014; 孔凡梅等, 2015; Zhouetal., 2008; Wanetal., 2006)，表明其变质作用时代多集中在古元古代，变质程度为角闪岩相到麻粒岩相。如Wanetal.(2006)用SHRIMP锆石U-Pb年龄测试方法得到了烟台南部荆山岩群二云母夕线石榴片麻岩的变质年龄在1859±11Ma～1902±8Ma之间，加权平均年龄为1882±12Ma；刘平华等(2011)获得栖霞小庄铺荆山岩群孔兹岩的变质年龄为1847±8Ma～1879±5Ma，加权平均年龄为1868±3Ma。除此之外，李广旭等(2016)对烟台回里镇及高家洞村附近的荆山群禄格庄组的云母片岩和石榴云母片岩进行独居石和金红石的U-Pb定年，确定其至少经历了古元古代(1869～1864Ma)及三叠纪(215.1～217.8Ma)两个阶段的变质变形作用。Tangetal.(2006)对莱西南墅、鲁戈庄地区粉子山岩群中的大理岩进行锆石U-Pb定年，揭示其经历了三叠纪的变质作用。这些研究结果指示位于苏鲁造山带上盘的胶北地块粉子山群和荆山岩群部分地区有可能卷入了华南陆块与华北陆块俯冲碰撞造山过程，经历了三叠纪变质变形事件的叠加。

胶北地块南部以五莲-青岛-烟台断裂为界的苏鲁造山带，呈北东-南西走向，宽～180km，长～750km(图1)。前人在苏鲁造山带榴辉岩及其围岩中发现柯石英包裹体(Okay, 1993; Wangetal., 1989; Zhangetal., 1995)，证明苏鲁造山带是一个典型的陆壳深俯冲碰撞造山带，由扬子板块在三叠纪向华北板块俯冲所形成(Carswell and Compagnoni, 2003; Cong, 1996; Ernstetal., 2007; Liouetal., 2012)，其俯冲深度大于200km，随后在经历了超高压变质作用后，迅速折返回地表(Wang and Liou, 1991; Okay, 1993; Zhang and Liou, 1996; Cong, 1996; Tabataetal., 1998; Liuetal., 2001)。在造山带西南部，南部是高压变质带，北部是超高压变质带。在造山带东北部则主要为超高压变质带(图1)。岩石组合以各类片麻岩为主，夹有各类花岗岩、大理岩、云母片岩、石英岩等，并见大量规模不等的榴辉岩和超基性岩的透镜体或团块分布于片麻岩中(Wangetal., 2010a; Yeetal., 2000a, b)，这些变质岩被中生代火山碎屑岩及新生代盖层所覆盖，并且出露有中生代花岗岩(Zhangetal., 1995; Liuetal., 2004a; Zhengetal., 2005; Xuetal., 2006)。近年来国内外学者详细的岩石学和地球化学研究，获得了苏鲁高压-超高压变质带内不同类型的变火成岩原岩形成时代多为740～780Ma，同时表示该期岩浆活动所代表的热事件与扬子板块北缘Rodinia超大陆裂解事件有关(Amesetal., 1996; Tangetal., 2008; Hackeretal., 1998; 薛怀民等, 2002; Rowleyetal., 1997)；同时，也获得了不同类型的高压-超高压变质岩峰期变质时代为235～225Ma，角闪岩相退变质作用发生在215～208Ma(Liu and Liou, 2011; Wuetal., 2006)，同时建立了一条顺时针的变质作用P-T-t轨迹(张泽明等, 2005)。

本文研究区连三岛位于山东省青岛市，在地质构造图中位于苏鲁造山带中部(图1)。根据区域地层对比等方法，区内地层长期被划为古元古界荆山岩群野头岩组，应为胶北地块荆山岩群向东部的地层延伸，露头具有多期变形变质的突出特点。根据显著的地质构造特征可分为三个构造带，即北部为北东向规则片理带，中部为韧性剪切带，南部为倾竖褶皱带(图2)。

图2 连三岛地区地质简图Fig.2 Geological map of Liansandao area and sample locations

北部的北东向规则片理带主要出露岩性为黑云母片麻岩/片岩、黑云斜长片麻岩、长英质片麻岩、云母石英片岩等，片麻岩中片麻理发育，沿着片理方向还发育石英脉或断续的脉状浅色体(图3a)。其总体呈NE向分布，片理倾斜角近直立，构成规则的区域深变质片理带。

图3 连三岛地区变质岩野外露头照片Fig.3 Outcrop pictures of the metamorphic rocks in the Liansandao area

中部韧性剪切带主要为强变形的构造片岩构成，倾角陡立，为左行走滑兼有斜冲的剪切带，局部可见岩浆侵入体，岩性为钾长花岗斑岩，岩体呈岩墙出露，宽6～8m，长约50m(图3b)。主要出露含榴云母片岩和含榴黑云母斜长片麻岩等岩石类型(图3c, d)。

南部倾竖褶皱带以片理为标志面，形成枢纽近直立的褶皱带，该带的褶皱以相似褶皱为突出特点，褶皱两翼薄，转折端厚，显示深构造层次的固态流变特点(图3e)。

本文的研究样品18LSD-2和18LSD-4采于中部构造带，岩性分别为含榴云母片岩、含榴黑云母斜长片麻岩，二者互层产出在中部构造带中钾长花岗斑岩侵入体的南侧(图3c, d)。样品17LSD-1采于南部构造带，岩性为含榴黑云母钾长片麻岩(图3f)。本文的采样位置与Songetal.(2019)采样地点在同一个剖面(图2)。

2 岩相学

2.1 含榴黑云母钾长片麻岩(17LSD-1)

岩石为斑状变晶结构，片麻状构造，主要组成矿物为石英(30%～35%)、钾长石(20%～25%)、斜长石(5%～8%)、黑云母(5%～8%)、绿帘石(10%～15%)、褐帘石(5%～10%)、白云母(5%～10%)、石榴子石(<5%)，副矿物为榍石、锆石、磷灰石等。其主要组成矿物特征如下：

石榴子石主要以变斑晶形式存在，粒径大多数为4～5mm，大部分被溶蚀成岛礁状，充填石英等矿物(图4a)。核部石榴石(Grt1)以残斑形式存在，常见有石英、锆石等包裹体(图4a)，应为早期变质矿物；边部石榴石(Grt2)较自形，与黑云母等退变矿物围绕核部石榴石生长(图4a, b)。

图4 连三岛地区含榴黑云母钾长片麻岩显微照片Grt-石榴石；Kfs-钾长石；Pl-斜长石；Ph-多硅白云母；Bt-黑云母；Aln-褐帘石；Ep-绿帘石；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

白云母含量较少，边部退变分解成为黑云母+斜长石(图4c, d)；核部残留的白云母，含有褐帘石包体(图4c)，由此推测褐帘石与核部残留的多硅白云母应为早期变质矿物组合。

褐帘石有两种产状，一种以包裹体形式出现在白云母内部(图4c)；另一种以核(褐帘石)-边(绿帘石)的退变结构产出(图4a, d)，表明褐帘石可能为峰期变质残留矿物。黑云母有两种产状，一种以鳞片状、针柱状出现在白云母、石榴石、绿帘石颗粒外部(图4a-d)；另一种以片状分布在基质中，应为后期退变结晶形成。绿帘石有两种产状，一种以大斑晶颗粒形式存在，与黑云母、石榴石边部、斜长石平衡共生(图4b)；另一种以核(褐帘石)-边(绿帘石)的退变结构产出，并分隔早期形成的褐帘石和白云母(图4a, d)，应为后期退变矿物。

斜长石主要与黑云母以退变反应结构分布在白云母外部，组成白云母的退变反应边(图4c, d)。钾长石有两种产状，第一种为大颗粒钾长石(Kfs1)与核部石榴石(Grt1)共生(图4a, c, d)；第二种为不规则状钾长石(Kfs2)分布在黑云母、斜长石退变反应结构外部，可能为白云母脱水熔融反应产生(图4c, d)。

2.2 含榴云母片岩(18LSD-2)

岩石为粒状-鳞片状变晶结构，片状构造，主要组成矿物为石英(45%～49%)、白云母(22%～30%)、黑云母(10%～15%)、褐帘石(5%～10%)、绿帘石(5%～8%)、石榴石(1%～3%)、副矿物为锆石等。

白云母整体呈条带状定向分布，具有强烈的韧性剪切变形特征，可能是由片麻岩类经剪切变质变形而来，剪切过程中长石分解形成了白云母类和石英等矿物(图5a, b)，白云母颗粒内包含褐帘石(图5b)，边部退变为黑云母和斜长石(图5c)。黑云母主要呈针柱状、鳞片状的退变反应结构分布在白云母和石榴石边部(图5c, d)。

图5 连三岛地区含榴云母片岩显微照片Fig.5 Microstructures of garnet-bearing mica schist from Liansandao area

褐帘石常以两种产状出现，一种以包裹体形式存在于白云母中(图5b)；另一种以残留核形式被绿帘石所包绕，显示核(褐帘石)-边(绿帘石)结构(图5c)。

石榴石呈变斑晶形式分布在基质中，发育裂纹，内含较多的包裹体，边部退变为黑云母(图5d)。

2.3 含榴黑云母斜长片麻岩(18LSD-4)

岩石为粒状-鳞片状变晶结构，片麻状构造，主要矿物组合为石英(15%～20%)、斜长石(20%～25%)、黑云母(20%～25%)、绿帘石(15%～20%)、白云母(5%～8%)、石榴石(10%～15%)，副矿物主要为榍石、锆石等。与前述两个样品(含榴黑云母钾长片麻岩和含榴云母片岩)相比，缺少褐帘石和钾长石等早期变质矿物。

石榴石多以残斑状形式存在，被溶蚀改造现象明显，形状多为不规则(图6a)。

白云母含量较少，边部多分解形成黑云母+斜长石(图6b)。黑云母有两种产状，或以针柱状、鳞片状分布在石榴石、白云母边部(图6a, b)；或与绿帘石和斜长石共同分布在基质中(图6c)。

图6 连三岛地区含榴黑云母斜长片麻岩显微照片Fig.6 Microstructures of garnet-bearing biotite plagioclase gneiss from Liansandao area

斜长石有三种不同的产状，第一种以黑云母+斜长石的退变反应结构产出，分布在白云母外部(图6b)；第二种为基质中大颗粒斜长石，与黑云母、绿帘石、石英共生(图6c)；第三种被基质中片状黑云母所包裹(图6d)。

绿帘石颗粒较大，晶形较完整，以颗粒状分布在基质中(图6b, c)。

3 样品分析方法

本文所涉及到的实验测试均在西北大学大陆动力学国家重点实验室完成。

矿物主量元素测试利用JEOL JXA-8230电子探针分析完成。加速电压15kV，电流10nA，分析束斑因分析矿物而定，为防止Na、K的丢失，长石、云母等选用4～5μm的大束斑，石榴石则采用1μm的小束斑。不同元素采用SPI公司提供的不同矿物标样进行校正，石英/硬玉-Si，硬玉/斜长石-Al，硬玉/钠长石-Na，透辉石-Ca，橄榄石-Mg，透长石-K，钛铁矿-Fe，蔷薇辉石-Mn，金红石-Ti。对于岩石中具有元素环带或区域变化的颗粒，如石榴石，使用波谱分析进行元素面扫描。同样在JXA-8230电子探针完成，分析条件为加速电压15kV，电流50nA，分析分辨率和单点信号采集时间依据石榴石颗粒大小选择不同的分辨率和采集时间。

锆石包裹体的激光拉曼光谱分析所用仪器为ReniShaw公司配备514nm氩离子激光的inVia型激光拉曼分析仪，仪器空间分辨率横向为1μm，纵向2μm，激光阻挡水平优于1014。矿物包裹体分析过程所选光谱范围为150～1600cm-1。在样品测试前用标准峰位520.5cm-1的标样单晶硅进行拉曼光谱校正，以确保数据质量。部分出露于寄主矿物表面较大的包裹体(大于5μm)使用JEOLJXA-8230电子探针进行矿物化学成分分析。

本次测试挑选晶型完整，结晶度好的锆石颗粒制成以环氧树脂为基础的样品靶，并抛光至锆石出露最大横截面，在透、反射光的基础上应用装有英国Gatan公司生产的Mono CL3+阴极荧光探测仪的电子显微扫描电镜完成锆石的阴极发光图像的拍摄，并以此为基础选取锆石激光剥蚀微区。锆石的U-Pb年龄测定和单矿物微量元素分析是使用Hewlett packard公司装有Shield Torch的Agilient 7500a ICP-MS和德国Lambda Physik公司的ComPex 102ArF激光器以及MicroLas公司的GeoLas 200M光学系统的联机上进行，微量元素和U-Th-Pb同位素的测定在一个点上同时获得。激光斑束直径为32μm，部分狭窄边部束斑直径24μm，激光剥蚀深度为20μm。实验中采取He气作为剥蚀物质的气体。采样方式为单点剥蚀，数据采集选用一个质量峰一点的跳峰方式(peak jumping)，锆石年龄采用国际标准锆石91500作为外标标准物质，元素含量采用NIST610作为外标，29Si作为内标元素(锆石中SiO2的含量为32.8%)。每5个点加测91500标样一次，每10个测点加测NIST610、91500、GJ-1标样各一次。样品的同位素比值以及元素含量计算采用ICPMSDatacal 12.0程序年龄计算及协和图的绘制采用Isoplot 3.0完成详细分析步骤参见参考文献(Yuanetal., 2004)，数据处理方法见(Liuetal., 2008c)。单矿物微量元素使用玻璃标准参考物质NIST610作为外标进行仪器的最佳化，使仪器达到最高灵敏度、最小的氧化物产量、最低的背景值和稳定的信号，激光斑束直径为44μm，石榴石、帘石矿物以Ca作为内标，微量元素数据分析使用GLITTER(Ver 4.0)程序进行处理。参照美国地调局玄武岩玻璃标准物BCR-2G和BHVO-2G，其分析误差小于7%。

本研究中锆石微区原位Lu-Hf同位素分析的激光剥蚀系统是193nm准分子激光剥蚀系统(RESOlution M-50，ASI)，包含一台193nm ArF准分子激光器，一个双室样品室和电脑控制的高精度X-Y样品台移动、定位系统。双室样品池能有效避免样品间交叉污染，减少样品吹扫时间，同时装载样品能力大大提高，减少了频繁换样过程中人为因素的影响。激光能量密度为6J/cm2，频率为5Hz，斑束为43μm，载气为高纯氦气，为280mL/min。Lu-Hf同位素分析采用多接收等离子体质谱(Nu PlasmaⅡ MC-ICPMS)，该设备是 Nu Instrument公司的最新一代双聚焦多接收等离子体质谱仪，具有16个法拉第杯(Faraday Cup)和5个全尺寸不连续打拿级电子倍增器(FTP，其中2路具有阻滞过滤器 RPQ)。 其专利的zoom电子光学透镜系统可实现在不同同位素之间分析时快速切换(只需改变电场而无需改变检测器位置)。法拉第杯H4、H3、H2、H1、Ax、L1、L2、L3、L4、L5分别接收180Hf、179Hf、178Hf、177Hf、176Hf+176Yb+176Lu、175Lu、174Yb、173Yb、172Yb、171Yb。Lu-Hf同位素分馏校正采用指数法则计算，采用176Lu/175Lu=0.02656和176Yb/173Yb=0.78696比值扣除176Lu和176Yb对176Hf的干扰，获得准确的176Hf信号值。Hf和Lu同位素比值采用179Hf/177Hf=0.7325进行仪器质量歧视效应校正，Yb同位素比值采用173Yb/171Yb=1.12346进行仪器质量歧视效应校正。在分析过程中，国际标准锆石样品91500和Mudtank作为监控样品，每8个样品插入一组国际标样，数据采集模式为TRA模式，积分时间为0.2s，背景采集时间为30s，样品积分时间为50s，吹扫时间为40s，详细的分析方法和仪器参数见(Yuanetal., 2008; Baoetal., 2017)。

4 矿物化学

本文重点对样品含榴黑云母钾长片麻岩(17LSD-1)进行了矿物的主微量分析，结果见表1和表2。

石榴石 具有显著的核-边生长环带(图7a)，其核部(Grt1)端元组成为Alm17.15-26.31Grs42.89-53.29Sps27.06-38.37Prp0.08-0.28；边部(Grt2)端元组成为Alm26.91-34.78Grs44.99-50.81Sps19.70-22.41Prp0.11-0.61(表1)，石榴石成分从核部到边部呈现出铁铝榴石升高(图7b, f)、锰铝榴石降低(图7c, f)、钙铝榴石先降低后升高、镁铝榴石无明显变化(图7e, f)的特征(图7d, f)，可能与后期变质过程中帘石矿物的分解有关(Greentreeetal., 2006)。微量元素分析表明，石榴石核部具有一致高的HREE含量和极低的LREE含量(表3)，轻重稀土分馏明显，显示HREE相对富集的配分模式和中等的Eu负异常(δEu=0.44～0.70)。而边部石榴石稀土总量相对较低，HREE配分模式较为平坦，且显示Eu负异常(δEu=0.44～0.73)特征(图7g)。

白云母 FeO(3.95%～4.37%)，MgO(2.45%～2.53%)，Fe/Mg(0.91～0.97)。将电子探针分析得到的结果利用11个氧原子进行计算，得到的Si原子为3.34～3.37(表2)，显示为典型的多硅白云母(Zhangetal., 2006)。

钾长石：分布在基质中的变斑晶钾长石Kfs1成分为Or96-98Ab2-4An0；而分布在黑云母和斜长石退变反应结构外部的周围不规则状钾长石Kfs2相对于Kfs1具有更高的K2O含量，其成分为Or99Ab1An0(表2)。

褐帘石 在背散射图像上可以看到不同区域的褐帘石具有明显的环带，从核部到边部逐渐变暗(图8a, c)。其元素含量总体无明显变化，SiO2(32.41%～33.64%)、Al2O3(19.70%～20.32%)、FeO(7.65%～9.37%)和CaO(14.26%～14.93%)(表2)。微量元素显示褐帘石富集轻稀土元素，轻重稀土强烈分馏，具有显著的Eu负异常特征(图8b, d, f)。

绿帘石 以褐帘石的环带边产出，其元素含量为：SiO2(37.78%～38.16%)、Al2O3(23.02%～23.25%)、FeO(11.20%～13.00%)和CaO(22.22%～22.51%)；或以大颗粒绿帘石斑晶产出，其元素含量为：SiO2(38.11%～38.56%)、Al2O3(22.60%～23.14%)、FeO(12.31%～12.92%)、CaO(22.31～22.73%)(表2)。两种产状的绿帘石主量元素无明显差异。围绕褐帘石生长的绿帘石同样富集轻稀土，向外轻稀土含量逐渐降低，陡峭的稀土配分模式逐渐变缓，存在Eu负异常(图8b, d)。

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

斜长石：由白云母退变形成，主要为更长石，其成分为Ab76-79An20-23Or0.66-1.08(表2)。

表3 含榴黑云母钾长片麻岩中褐帘石、绿帘石、石榴石微量元素分析数据(×10-6)

图7 含榴黑云母钾长片麻岩中石榴石成分环带(a-f)及球粒陨石标准化稀土元素配分图(g)(标准化值据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)

图8 含石榴黑云母钾长片麻岩中褐帘石和绿帘石球粒陨石标准化稀土元素配分图(标准化值据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 锆石U-Pb定年结果

5.1 锆石CL图像

含榴黑云母钾长片麻岩(17LSD-1) CL图像显示该岩石的锆石具有典型的核-边结构(图9a)，大部分核部显示明亮的阴极发光，且具有明显的振荡环带；边部锆石发光较弱，无环带结构。从结构上来看，其核部为原岩继承锆石，暗色弱发光边部可能为后期变质作用所引起(吴元保和郑永飞, 2004)。

含榴云母片岩(18LSD-2) CL图像显示锆石多为长柱状、浑圆状，直径约为50～120μm，总体显示出明显的核-边结构(图9b)。黑色弱发光的岩浆核周围围绕一圈灰白色变质边，大部分核部显示微弱的振荡环带，灰白色边部无分带或面状分带，并且受溶蚀呈港湾状(图9b)，符合变质锆石的基本特征。由此可见，核部应为片麻岩原岩残留下来的继承锆石，边部应为变质成因锆石(吴元保和郑永飞, 2004)。

图9 连三岛地区含榴黑云母钾长片麻岩(a)、含榴云母片岩(b)和含榴黑云母斜长片麻岩(c)锆石阴极发光CL图像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

含榴黑云母斜长片麻岩(18LSD-4) CL图像显示锆石多为自形，长柱状，结构特征总体表现为岩浆锆石核围绕着暗色的幔部和薄的变质亮边，显示出明显的核-幔-边结构，亮边结构不明显(图9c)。大部分锆石核部显示明亮的阴极发光以及明显的振荡环带，为原岩继承下来的残留锆石；幔部具有最弱的阴极发光，与含榴黑云母钾长片麻岩的边部锆石特征类似，无明显分带结构；而围绕着幔部发育的狭窄亮边具有最强的阴极发光(图9c)。从结构上可以看出，黑色弱发光幔部和狭窄的亮边可能为后期变质作用引起(吴元保和郑永飞, 2004)。

5.2 锆石U-Pb年龄

对含榴黑云母钾长片麻岩(17LSD-1)进行了16个测试点分析(图10a；电子版附表1)，在协和曲线上形成了2个年龄密集区。6个核部岩浆锆石给出年龄范围为697～812Ma，加权平均值为764±35Ma；9个边部变质锆石年龄范围为210～236Ma，加权平均年龄为223±5.2Ma；1个数据点给出了略低的变质年龄为195Ma。

样品含榴云母片岩锆石(18LSD-2)进行了30个测试点分析，此组锆石具有明显的核-边结构，锆石核部和边部显示了两组不同的U-Pb年龄(图10c；附表1)，数据点在协和曲线上形成了2个密集区。其中21个核部残留岩浆锆石的206Pb/238U年龄范围为752～781Ma，加权平均年龄为769±3.7Ma；9个锆石边部形成了另一个年龄密集区，其206Pb/238U年龄范围为207～226Ma，加权平均年龄为213±5.3Ma。另有3个年龄位于这两组年龄之间，考虑到锆石内部结构的复杂性，可能包含了不同比例的锆石残核和边部，为混合年龄，不具有明确的地质意义。

样品含榴黑云母斜长片麻岩(18LSD-4)共进行了12个测点的分析(图10e；附表1)，由于锆石边部太窄，测点斑束为24μm，7个核部岩浆锆石集中于协和线上交点206Pb/238U年龄范围分别为730～767Ma，加权平均年龄为756±9.6Ma；5个边部点位年龄集中于协和线下交点，206Pb/238U范围为186～216Ma，边部年龄可以分为两组，2个点位显示三叠纪变质年龄216±3.8Ma，其余3个点位给出了略低的加权平均年龄为191±3.3Ma。

5.3 锆石微量元素特征

含石榴石黑云母钾长片麻岩(17LSD-1)的锆石微量元素含量结果显示(图10b；电子版附表2)，核部具有轻稀土(LREE)亏损，重稀土(HREE)富集(∑REE=803×10-6～1947×10-6，∑HREE=760×10-6～1848×10-6)，Ce正异常和Eu负异常(0.301～0.567)的特点，其(Gd/Lu)N=0.019～0.036，表现为HREE富集的配分模式；具有较高的Th/U比值(0.695～1.060)，均大于0.4，符合岩浆锆石的特征(Vavraetal., 1996; Hoskin and Ireland, 2000)。锆石边部稀土总量和重稀土含量总体比锆石核部低(∑REE=394×10-6～1121×10-6，∑HREE=391×10-6～1067×10-6)，同样显示轻稀土(LREE)亏损，重稀土(HREE)富集，Ce正异常和Eu负异常(0.261～0.633)的特点，其(Gd/Lu)N=0.001～0.016，相比于锆石核部边部锆石具有低的Th/U(0.006～0.074)，且均小于0.1，表明边部锆石可能是变质成因(Rubatto, 2002)。

含榴云母片岩(18LSD-2)的微量元素分析结果显示，锆石的核部和边部稀土元素组成也具有不同特征(图10d；附表2)：锆石继承核的稀土总量和重稀土含量较高(∑REE=455×10-6～2438×10-6，∑HREE=435×10-6～2271×10-6)，轻稀土(LREE)明显亏损，重稀土(HREE)明显富集，具有极低的(Gd/Lu)N(0.016～0.099)，显示重稀土明显陡倾的稀土配分模式；具有强烈的Ce正异常和Eu负异常(0.020～0.235)的特征，Th/U比值较高(0.470～1.424)，且均大于0.4，仅有1个点位Th/U为0.100，可能包含了不同比例的锆石残核和边部，不具有明确地质意义，结合其岩浆振荡环带特征，进一步证明继承核为岩浆结晶锆石(Vavraetal., 1996; Hoskin and Ireland, 2000)。与继承核相比较，锆石边部测试点稀土总量和重稀土含量明显降低(∑REE=126×10-6～502×10-6，∑HREE=121×10-6～499×10-6)，同时也具有轻稀土(LREE)亏损、重稀土(HREE)富集和极低的(Gd/Lu)N(0.004～0.033)，显示重稀土明显上翘的稀土配分模式；同时显示Ce正异常和Eu负异常(0.074～0.331)的特征，以及Th/U(0.017～0.108)基本都小于0.1，结合CL图像面状结构特征，说明18LSD-2含榴云母片岩锆石的边部为变质成因锆石(Corfuetal., 2003)。

含榴黑云母斜长片麻岩(18LSD-4)锆石微量元素含量结果显示(图10f；附表2)，其继承核部(∑REE=945×10-6～1607×10-6，∑HREE=889×10-6～1534×10-6)具有轻稀土(LREE)亏损，重稀土(HREE)明显富集，强烈的Ce正异常和Eu负异常(0.307～0.689)的特征，(Gd/Lu)N比值为0.027～0.070，表现为HREE富集的稀土配分模式；具有较高的Th/U(1.16～2.03)，为典型的岩浆成因锆石(Vavraetal., 1996; Hoskin and Ireland, 2000)。边部锆石(∑REE=549×10-6～2376×10-6，∑HREE=523×10-6～2350×10-6)同样显示轻稀土(LREE)亏损，重稀土(HREE)富集，强烈的Ce正异常和Eu负异常(0.402～0.743)的特征，(Gd/Lu)N(0.001～0.029)较锆石继承核更低，显示HREE更为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，结合CL图像说明锆石边部为变质成因锆石(Rubatto, 2002)。

图10 连三岛含榴黑云母钾长片麻岩、含榴云母片岩、含榴黑云母斜长片麻岩的锆石U-Pb年龄协和图(a、c、e)及球粒陨石标准化稀土配分图(b、d、f，标准化值据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 锆石Hf同位素组成

本文选取2个样品含榴黑云母钾长片麻岩(17LSD-1)与含榴云母片岩(18LSD-2)进行Hf同位素测试，由于部分锆石边部较窄，实验过程中尽量避免测点打在核边混合区域，在计算过程中分别选取样品的加权平均年龄：样品17LSD-1锆石核部年龄归一化为t=764Ma，边部锆石年龄归一化为t=223Ma；样品18LSD-2锆石核部年龄归一化为t=769Ma，边部锆石年龄归一化为t=213Ma，其分析结果见图11和电子版附表3。

图11 含榴黑云母钾长片麻岩和含榴云母片岩锆石εHf(t)值(a、c、e)及二阶段Hf模式年龄(b、d、f)柱状图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

图12 含榴黑云母钾长片麻岩(17LSD-1)锆石中矿物拉曼光谱特征及包裹体显微照片Fig.12 Microphotographs and Raman spectra of mineral inclusions in metamorphic zircons of garnet-bearing biotite K-feldspa gneiss (17LSD-1)

17LSD-1共计29个分析点位，13个分析点位来自核部岩浆锆石，16个点位来自边部变质锆石，位于锆石核部的测试点其176Hf/177Hf为0.281791～0.282281，εHf(t)=-19.2～-1.1(图11a)，tDM2C(Hf)=1720～2845Ma(图11b)；位于锆石边部的测试点其176Hf/177Hf为0.281998～0.282727，εHf(t)=-23.2～2.8(图11c)，其中只有1个分析点位的εHf(t)显示是正值，对应tDM2C(Hf)为1048Ma，其余15个测试点tDM2C(Hf)=1712～2688Ma(图11d)。

18LSD-2共计35个分析点位，18个分析点位来自核部岩浆锆石，17个点位来自边部变质锆石，位于锆石岩浆核部的分析点176Hf/177Hf为0.282038～0.282545，εHf(t)=-11.3～8.6(图11e)，其中只有4个分析点位εHf(t)显示是正值，对应tDM2C(Hf)为1113～1620Ma，其余14个测试点tDM2C(Hf)=1657～2358Ma(图11f)。位于锆石边部的分析点位176Hf/177Hf为0.282262～0.282568，其εHf(t)=-13.9～-2.9(图11g)，tDM2C(Hf)=1406～2098Ma(图11h)。这些数据显示，大部分εHf(t)显示负值，少部分显示正值，表明样品18LSD-2壳源物质成分占主导地位，部分幔源或新生地壳物质的加入导致少部分εHf(t)偏正值。

5.5 锆石矿物包裹体的拉曼光谱

利用激光拉曼光谱对锆石内的包裹体进行分析，发现边部变质成因锆石的矿物包裹体有钾长石(Kfs)典型谱峰为513cm-1、多硅白云母(Phe)典型谱峰为702cm-1、石英(Qtz)典型谱峰为467cm-1、金红石(Ru)典型谱峰为607cm-1、磷灰石(Ap)典型谱峰为964cm-1、榍石(Ttn)典型谱峰为877cm-1。图12展示了典型的锆石包裹体矿物类型、拉曼峰谱图特征。同时对出露在锆石边部的多硅白云母包裹体进行了矿物成分分析，其成分与薄片中的多硅白云母成分接近，其Si含量为3.44(表2)，指示其为多硅白云母。多硅白云母、钾长石包裹体在锆石边部的出现，进一步说明边部锆石所测得的U-Pb年龄即为峰期变质年龄，同时表明利用多硅白云母压力计、锆石Ti温度计计算所得的温压条件即可代表峰期温压条件。

6 讨论

6.1 原岩时代探讨

本次研究的连三岛地区3个样品的CL图像均具有明显的核-边结构(图9)，其锆石核部都具有陡峭的重稀土富集配分模式。与边部锆石相比，具有更高的稀土总量，核部锆石Th/U比值均大于0.4，说明核部锆石具有典型的岩浆锆石特征，同时LA-ICP-MS锆石U-Pb定年给出3个样品新元古代的协和年龄分别为：(1)17LSD-1：764±35Ma(2)18LSD-4：756±9.6Ma(3)18LSD-2：769±3.7Ma。前人已对大别-苏鲁造山带不同类型变质火成岩中锆石进行大量的锆石U-Pb定年，得到了原岩的岩浆结晶年龄范围为600～800Ma，但主要集中在700～800Ma(峰期为750±20Ma)的年龄数据(Zhengetal., 2004; Amesetal., 1996; Tangetal., 2008; Hackeretal., 1998; Rowleyetal., 1997; Zhaoetal., 2016)，并推断其原岩为扬子板块北缘新元古代大规模岩浆活动事件的产物。新近，Songetal.(2019)对连三岛地区的3个变火成岩样品进行LA-ICP-MS锆石定年，分别得出744±11Ma、767±12Ma和762±15Ma的原岩年龄。本文获得的原岩年龄750～770Ma(图13a)与Songetal.(2019)的定年结果在误差范围内基本一致(图13b)，且与苏鲁超高压变质带中大多数超高压变质地体(如仰口、威海等地区)的原岩时代(700～800Ma)基本一致(图13c-e)。扬子板块新元古岩浆活动主要形成于830～820Ma前裂谷阶段和780～740Ma同裂谷阶段(Rowleyetal., 1997; Hackeretal., 1998, 2000; Amesetal., 1996)，这些新元古代岩浆活动同样被认为与地幔柱引起的Rodinia超大陆的裂解有关(Lietal., 1999, 2003a, b; Zhengetal., 2004, 2006)。因此，本文推测连三岛地区变质岩原岩的形成与扬子板块新元古代北缘大规模岩浆活动事件有关，且形成于同裂谷阶段。

图13 连三岛地区变质岩体与苏鲁造山带内典型超高压变质地体的原岩年龄直方图(a)本次研究区连三岛片岩/片麻岩原岩年龄直方图；(b)连三岛地区片麻岩原岩年龄直方图；(c)苏鲁造山带正片麻岩原岩年龄直方图；(d)仰口地区片麻岩原岩年龄直方图；(e)威海地区斜长角闪岩原岩年龄直方图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

当锆石初始εHf(t)值为正值，说明变质岩原岩形成时有较多幔源或新生地壳物质的加入，而初始εHf(t)偏负值时，说明变质岩原岩形成时，壳源物质成分占主导地位(李向辉等, 2007)。如前所述，样品17LSD-1、18LSD-2的Hf同位素成分进一步提供了源区信息(图14)。17LSD-1核部岩浆锆石与边部变质锆石εHf(t)除一个边部分析点外，均显示负值，表明其为陆壳成因。同时tDM2C(Hf)大部分集中在1.8～2.5Ga，表明其原岩主要来源于古元古代陆壳重熔。18LSD-2核部岩浆锆石和边部变质锆石的εHf(t)大部分显示负值，少数核部岩浆锆石εHf(t)为正值，对应tDM2C(Hf)为1113～1620Ma，其余14个测试点tDM2C(Hf)=1657～2358Ma；边部变质锆石tDM2(Hf)为1406～2098Ma。本文测定值与陈道公等(2007)在双河片麻岩样品CSH7得出的数据相似，表明样品18LSD-2形成时壳源物质成分占主导地位，同时除了形成幔源岩浆活动产物外还与不同年龄的地壳物质发生了广泛的混合作用。因此，结合上述原岩U-Pb定年结果和Lu-Hf同位素特征的分析，推断本文研究的这三种岩石的原岩主要是扬子板块新太古代-早古元古代陆壳在新元古代重熔的产物，也有少部分幔源岩浆的贡献，且与苏鲁高压-超高压变质带部分变质岩石的原岩具有相似的源区和成因(Zhangetal., 2006; Liuetal., 2008b; Wangetal., 2010b)。

图14 连三岛含榴黑云母钾长片麻岩和含榴云母片岩锆石Lu-Hf同位素组成演化示意图亏损地幔的演化曲线根据Nowell et al. (1998), Corfu and Noble (1992)和Vervoort and Blichert-Toft (1999)绘制而成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 变质时代的意义

前人对苏鲁高压-超高压变质带中不同类型变质岩进行了大量的年代学研究，如，Liu and Liou (2011)对苏鲁超高压变质带正片麻岩、副片麻岩、石英岩进行详细的SHRIMP U-Pb定年得到了232±4Ma～226±6Ma、233±3Ma ～227±7Ma、234±4Ma～231±5Ma的超高压变质年龄(图15a, b)；曾令森等(2011)对仰口地区副片麻岩进行SHRIMP U-Pb定年得到233±3Ma的超高压变质年龄(图15c)；雷恒聪(2015)对威海地区斜长角闪岩进行LA-ICP-MS定年得到230±5Ma的超高压变质年龄(图15d)；Yangetal.(2003)对威海地区含柯石英橄榄岩、榴辉岩进行SHRIMP U-Pb定年得到228～221Ma的超高压变质年龄，从而确定其超高压变质事件确切年龄为240～225Ma(Hackeretal., 1998, 2006; Liu and Liou, 2011; Liuetal., 2004b; Xuetal., 2006; Zhaoetal., 2006; Zhengetal., 2003, 2009; Zheng, 2009)。此外，还对苏鲁超高压变质带正片麻岩、副片麻岩、石英岩定年得到了215±3Ma～209±3Ma、213±6Ma～208±4Ma、215±3～214±3Ma的角闪岩相退变质年龄(图15a, b)(Liu and Liou, 2011)；仰口地区副片麻岩进行定年得到214±4Ma的角闪岩相退变质年龄(图15c)(曾令森等, 2011)；威海地区斜长角闪岩定年得到214±7Ma的角闪岩相退变质年龄(图15d)(雷恒聪, 2015)；苏鲁造山带斜长角闪岩中角闪石和片麻岩中黑云母的Ar-Ar定年结果为218～205Ma，同样代表了构造折返角闪岩相退变质时代(Eideetal., 1994; Webbetal., 1999; Hackeretal., 2000; Faureetal., 2003; Liuetal., 2008a)，这些年代学数据表明苏鲁高压-超高压变质带的角闪岩相退变质作用发生在215～205Ma。

图15 连三岛地区变质岩和苏鲁造山带内典型超高压变质地体退变质、峰期变质年龄直方图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个样品的边部锆石都显示陡峭的稀土配分模式，但稀土总量低于核部岩浆锆石，其Th/U比值均小于0.1，结合其边部锆石的均匀面状结构的CL图像特征，确定边部锆石为典型的变质成因锆石(吴元保和郑永飞, 2004)。对边部变质成因的锆石进行LA-ICP-MS定年，得到的年龄分别为：(1)17LSD-1：223±5.2Ma；(2)18LSD-4：216±3.8Ma；(3)18LSD-2：213±5.3Ma。激光拉曼分析识别出样品17LSD-1锆石边部含有钾长石和白云母包裹体，利用电子探针确定其白云母包裹体的成分(Si=3.44)与基质中的白云母一致(表2)，都属于多硅白云母的范畴，说明该样品的锆石边部为峰期高压变质条件下形成，因此推断其年龄223±5.2Ma即为峰期变质年龄。此外，还在18LSD-2和18LSD-4两个样品的边部变质锆石中分别获得213±5.3Ma和216±3.8Ma的变质年龄，与目前已获得的苏鲁高压-超高压变质带的角闪岩相退变质时代吻合(图13a-d)，因此推断这两个样品记录了峰期后的退变质年龄。

根据锆石内部结构特征、矿物包裹体和年代学数据得出，本文研究的3个样品的峰期变质作用和退变质作用分别发生在223±5.2Ma和213±5.3Ma～216±3.8Ma，与苏鲁造山带中部分高压-超高压变质岩石具有一致的峰期变质时代和退变质时代(图15a-e)。因此，推断其应与苏鲁高压-超高压变质带的形成机制一致，都是在三叠纪扬子板块向华北板块俯冲引发的高压-超高压变质事件的产物，应当属于苏鲁高压-超高压变质带的一部分。

6.3 变质期次及P-T演化轨迹

6.3.1 变质期次及温压条件

依据上述岩相学观察和矿物化学成分分析，连三岛地区变质岩可以划分出两个阶段的变质矿物组合：

第一阶段(峰期变质阶段)：以钾长石变斑晶与核部石榴石(图4a)、褐帘石与多硅白云母共生为特点(图4d)。峰期矿物组合应为Grt1+Kfs1+Aln+Ph+Qtz。由于多硅白云母包裹体出现在边部变质锆石中，且其成分与薄片中的多硅白云母一致，利用多硅白云母Si压力计(Caddick and Thompson, 2008)和锆石Ti温度计(Ferry and Watson, 2007)计算获得的温压条件能够限制其变质峰期温压条件。因此，利用多硅白云母Si压力计计算，获得压力为2.4～2.6GPa(Si含量为3.34～3.37)；利用锆石Ti温度计对3个样品边部锆石进行温度计算，该温度计是在1.0GPa条件下进行校定，且与压力呈～50℃/GPa的正相关(Ferry and Watson, 2007)，故将锆石Ti温度计校正到2.5GPa，得到变质温压条件为T=600～817℃、P=2.4～2.6GPa(表4)，达到榴辉岩相变质(Spear, 1995)。

第二阶段(退变质阶段)：结合岩相学和石榴石环带特征，该阶段以退变质矿物围绕着峰期斑晶矿物所生长为特点：多硅白云母分解成黑云母+斜长石退变反应结构；绿帘石环绕褐帘石生长，表明其退变质矿物组合为Grt2+Pl+Ep+Bt+Qtz，代表了峰期之后的退变质阶段矿物组合。利用石榴石-黑云母 (GB) 温度计和石榴石-黑云母-斜长石-石英(GBPQ)压力计(Wuetal., 2004)对变斑晶石榴石边部成分以及分布在白云母外部退变质的黑云母、斜长石成分进行计算，得到退变质温压条件为T=431～456℃、P=0.48～0.82GPa(表4)，达到绿帘角闪岩相变质(Spear, 1995)。

表4 含榴黑云母钾长片麻岩的温压计算

6.3.2P-T演化轨迹

大量研究表明，大别-苏鲁超高压变质带在折返过程中都经历了不同程度的部分熔融(Skjerlie and Douce, 2002; Zhengetal., 2011; Chenetal., 2013a, b; Lietal., 2014, 2016; Xiaetal., 2016)，含水矿物的脱水反应是导致岩石在折返过程中发生部分熔融的重要因素(Songetal., 2014; Xuetal., 2013; Lietal., 2016)。本次研究的样品岩相学特征表明多硅白云母发生了脱水反应：多硅白云母普遍分解形成黑云母+斜长石退变反应结构(图4c-d、图5c、图6b)，在其外围还环绕一圈钾长石细脉(图4c-d、图5b)，因此推断这些岩石在达到峰期变质作用之后，在折返初期发生短时的增温作用，穿过白云母固相线发生了白云母脱水部分熔融，从而形成细脉状钾长石。硅白云母的残留，表明在脱水熔融过程中并未被完全消耗。

因此，综合上述岩相学特征、温压条件计算以及获得的多阶段年龄数据，确定本文研究的连三岛地区出露的变质岩的新元古代原岩于～223Ma发生俯冲碰撞并经历榴辉岩相高压变质作用；随后开始折返，在折返过程中首先经历了升温降压的“热折返”过程，穿过多硅白云母熔融反应线(图16，A→B区域)，并伴随着多硅白云母发生变质脱水导致部分熔融；之后继续降温降压，于～213Ma发生绿帘-角闪岩相退变质作用，最终抬升到地表。据此建立一条早期快速升温降压，后期又降压降温顺时针型的P-T-t演化轨迹(图16)。将苏鲁造山带典型地区P-T轨迹总结对比后，发现完整的苏鲁地区超高压变质岩的变质演化均显示顺时针P-T演化轨迹，然而不同地区可能具有不同的变质演化历史(张泽明等, 2005)。连三岛地区变质岩P-T轨迹整体上都显示在折返过程中经历了显著的升温，符合碰撞型造山带的变质演化过程(魏春景等, 1996; 金维浚和石耀霖, 1998)，且与苏鲁超高压变质带中威海片麻岩、桃行地区榴辉岩具有相似的P-T演化轨迹(图16)(Zongetal., 2010; Yaoetal., 2000)。进一步证明本文研究的3个样品应属于苏鲁高压-超高压变质带。

图16 连三岛地区片麻岩变质演化P-T-t轨迹及部分熔融记录及苏鲁造山带典型高压-超高压变质地体P-T-t演化轨迹黑色断线为多硅白云母固相线(Hermann, 2002; Vielzeuf and Holloway, 1988; Auzanneau et al., 2006)，花岗岩湿固相线(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 构造意义

研究区连三岛地区出露的变质变形强烈的一套变质岩石，前人通过地层对比，将其归为古元古界荆山岩群野头组祥山变粒岩段，可能为胶北地块早前寒武纪变质基底向东部的延伸或是卷入苏鲁造山带的俯冲变质过程。但详细年代学数据的缺乏对其构造属性和变质属性一直无确定结论。本文结合前人的研究结果，分析了连三岛地区变质岩的原岩时代、变质时代和变质作用演化历史，为进一步确定其原岩属性和变质属性提供了重要证据。

本文利用高精度的LA-ICP-MS定年，对连三岛地区3个变质岩样品进行详细的锆石年代学研究，结合其锆石CL图像、微量元素特征，得到新元古代原岩年龄764±35Ma、769.3±3.7Ma和756.3±9.6Ma；峰期变质年龄223±5.2Ma和退变质年龄213±5.3Ma、216±3.8Ma。这3个样品的原岩年龄与苏鲁造山带超高压变质岩原岩形成时代一致，其峰期变质时代、退变质时代也与苏鲁造山带超高压变质时代(240～225Ma)、角闪岩相退变质时代(215～205Ma)一致(Hackeretal., 1998, 2006; Liu and Liou, 2011; Liuetal., 2004b; Xuetal., 2006; Zhaoetal., 2006; Zhengetal., 2003, 2009; Zheng, 2009)。此外，通过详细的岩相学观察和矿物化学分析，划分了含榴黑云母钾长片麻岩的变质期次，并结合锆石U-Pb定年建立了一条顺时针P-T-t演化轨迹，通过对比确定其与苏鲁高压-超高压变质带典型地区变质岩的变质演化轨迹相似(Zongetal., 2010; Yaoetal., 2000)。因此，无论是原岩时代、变质年龄还是变质演化特征，本文研究的连三岛地区的变质岩均与苏鲁造山带的变质岩具有一定的相似性，因此其不应再作为岩石地层单位划分为“古元古代荆山岩群”，而应当属于苏鲁超高压变质带的一部分，该结论将为研究区内荆山岩群的分布及划分范围提供重要依据。

7 结论

(1)岩石学、矿物化学研究表明，连三岛地区片岩/片麻岩显示两期变质矿物共生组合：峰期变质组合为石榴石+多硅白云母+褐帘石+钾长石+石英；退变质矿物组合为石榴石+黑云母+绿帘石+斜长石+石英。估算其温压条件分别为T=600～817℃、P=2.4～2.6GPa和T=431～456℃、P=0.48～0.82GPa，分别对应于榴辉岩相和绿帘角闪岩相变质，从而构成一条折返初期首先降压升温而后降压降温的顺时针P-T-t轨迹。

(2)通过LA-ICP-MS锆石定年获得连三岛地区片岩/片麻岩原岩年龄分别为764±35Ma、769±3.7Ma和756±9.6Ma，表明其原岩形成于新元古代；其峰期高压变质作用发生在223±5.2Ma，退变质时间为213±5.3Ma～216±3.8Ma，

(3)连三岛地区片岩/片麻岩的原岩属性和变质属性均与苏鲁超高压变质带原岩时代和变质年代吻合，故这三种岩石不应再划为古元古界荆山岩群，而属于苏鲁高压-超高压变质带的一部分。

续附表1