胶北地体古元古代中期花岗片麻岩的成因和构造意义—— SHRIMP锆石U-Pb年龄和全岩地球化学约束

谢士稳，王 舫，刘 倩

(1. 中国地质科学院 地质研究所， 北京 100037； 2. 山东省第四地质矿产勘查院， 山东 潍坊 261021)

华北克拉通是全球早前寒武纪研究热点地区之一， 其演化历史可以追溯到3.8 Ga(Liuetal., 1992； Wanetal., 2012b)。与其他克拉通相比， 华北克拉通记录了多期而复杂的构造演化过程。锆石U-Pb年代学结果表明， 华北克拉通与全球其他克拉通类似， 存在～2.7 Ga的岩浆作用(Wanetal., 2014及文中参考文献)， 而最强烈的岩浆事件发生在～2.5 Ga(例如， Yangetal., 2008； Liuetal., 2009； Wanetal., 2010， 2012a； Gengetal., 2012)。华北克拉通变质作用主要可分为～2.5 Ga和1.95～1.80 Ga两期。前人围绕华北克拉通两期主要的构造热事件进行了大量有益的研究， 并对华北克拉通早前寒武纪演化进行了深入的探讨。但是， 目前对华北克拉通化的时代及拼合方式仍存在不同的认识。对此主要存在两种观点：一种观点认为华北克拉通主体在新太古代晚期(～2.5 Ga)已形成统一整体， 随后又经历了板内的拉伸-破坏事件(Zhai and Liu， 2003； 翟明国等， 2007； Zhai and Santosh， 2011)； 另一种观点认为华北克拉通直到古元古代晚期(～1.85 Ga)才完成最终的克拉通化(Zhaoetal., 1998， 1999a， 1999b， 2001， 2005； Kröneretal., 2006)。确定华北克拉通新太古代晚期至古元古代晚期的演化过程， 对认识华北克拉通化时代和拼合方式具有重要的指示意义。

胶-辽-吉带是一条位于华北克拉通东南缘呈北东-南西向展布的古元古代活动带(图1)。该活动带出露和保存了巨量的古元古代(2.2～2.0 Ga)变质(火山)沉积岩系和岩浆岩， 为探讨华北克拉通新太古代晚期到古元古代晚期之间的构造演化过程提供了重要的研究对象。前人对胶-辽-吉带北段辽吉地区的变沉积岩沉积时代、物源以及沉积环境， 岩浆岩的成因与形成构造背景开展了大量的研究， 并提出多种构造演化模式(例如， Luoetal., 2004， 2008； Li and Zhao， 2007； Wangetal., 2017； Xu and Liu， 2019)。例如， Luo 等(2004， 2008)发现南、北辽河变沉积岩中碎屑锆石具有相似的年龄分布特征和Hf同位素组成， 指示南、北辽河群之下的基底很可能发育在是同一太古宙陆块之上。南、北辽河群界限两侧古元古代中期辽吉花岗岩具有相似的Nd同位素组成， 也暗示南、北辽河群之下具有相似的太古宙基底(Li and Zhao， 2007)。这些结果均支持陆内裂谷打开-闭合模式， 即胶-辽-吉带由同一陆块经历古元古代裂谷作用打开(可能打开至形成洋盆)和闭合形成(例如， 张秋生等， 1988； Luoetal., 2004， 2008； Lietal., 2005； Li and Zhao， 2007； Tametal., 2011， 2012； Wangetal., 2016)。一些研究人员(Faureetal., 2004； Li and Chen， 2014； Yuanetal., 2015)在辽吉地区发现具有弧地球化学特征的2.2～2.1 Ga岩浆岩， 支持胶-辽-吉带的陆-弧-陆碰撞模式。最近， 一些研究人员(例如， 王惠初等， 2011； Mengetal., 2014； Xuetal., 2018； Xu and Liu， 2019)认为辽吉地区2.2～2.1 Ga岩浆岩形成于弧后环境， 进一步提出弧后盆地的打开和闭合模式。与辽吉地区相比， 活动带南段胶北地体在相关方面的研究十分薄弱， 古元古代岩浆岩的研究程度低， 这也制约了辽吉地区和胶北地体古元古代构造演化的对比研究以及综合认识胶-辽-吉带构造演化过程的研究。与辽吉地区不同， 胶北地体已识别的2.2～2.0 Ga花岗片麻岩相对较少， 仅在昌邑、莱阳和郭城等地有少量报道， 且研究工作主要集中在锆石U-Pb年龄和Hf同位素方面， 全岩地球化学、岩石类型以及岩石成因等方面的研究薄弱(刘建辉等， 2011； Liuetal., 2014； Lanetal., 2015； 王惠初等， 2015； Chengetal., 2017； 田瑞聪等， 2017； 肖志斌等， 2017)。本文新识别了几处2.2～2.0 Ga的花岗片麻岩， 报道了它们的锆石U-Pb年龄和全岩地球化学组成， 并补充了前人(刘建辉等， 2011)报道的顾家村花岗片麻岩的地球化学数据。结合前人研究成果， 探讨胶北地体古元古代花岗片麻岩的岩石类型、成因以及形成环境， 为深入认识胶北地体古元古代构造演化过程提供一些新的制约。

1 地质背景

胶北地体西面与鲁西地区以郯庐断裂带为界， 东面以五莲-烟台断裂为界与苏鲁超高压变质带相接(图1a)。胶北地区出露岩石主要由太古宙基底岩石、古元古代粉子山群和荆山群、中-新元古代浅变质的芝罘群、蓬莱群以及中生代侵入岩和沉积-火山盖层组成。太古宙基底岩石主要分布在栖霞地区， 由中-新太古代花岗质片麻岩和表壳岩组成。由于遭受后期变质作用的影响， 这些岩石普遍发育变形作用， 局部发生强烈的深熔作用。锆石年代学结果表明， 太古宙花岗质片麻岩及表壳岩的原岩形成于～2.9 Ga、～2.7 Ga和～2.5 Ga(Tangetal., 2007； Jahnetal., 2008； 刘建辉等， 2011； Wangetal., 2014； Wuetal., 2014； Xieetal., 2014)。这些太古宙基底岩石普遍经历了～2.5 Ga的变质作用， 少量新太古代花岗质岩石和一些基性岩包体还记录了古元古代晚期(1.90～1.80 Ga)的变质年龄(Jahnetal., 2008； 刘建辉等， 2011； Wuetal., 2014； Xieetal., 2014)。古元古代表壳岩荆山群分布在莱阳-平度一带， 粉子山群主要分布在栖霞庙后、莱州粉子山等地。二者原岩组合相似， 主要由富铝的片岩-片麻岩、变粒岩、大理岩、长石石英岩和含石墨岩系组成， 其中荆山群经历高角闪岩相-麻粒岩相变质作用， 局部可见高压麻粒岩， 而粉子山群变质级别较低， 为绿片岩相-角闪岩相。与广泛出露的太古宙基底和古元古代表壳岩相比， 古元古代岩浆岩出露较少， 尽管在昌邑、莱阳等多地均有报道， 但出露规模均较小(图1)。古元古代岩浆岩主要形成于2.19～2.05 Ga和1.87～1.80 Ga两个时期(刘建辉等， 2011； Liuetal., 2014， 2017， 2018b； Lanetal., 2015； 王惠初等， 2015； Chengetal., 2017； Lietal., 2017； 田瑞聪等， 2017； 肖志斌等， 2017)。前一期花岗质岩浆岩遭受古元古代晚期变质作用改造， 均发生强烈的变形， 岩性主要为二长花岗岩和正长花岗岩； 后一期花岗岩未变形或弱变形， 部分具似斑状结构， 该期花岗岩主要由正长花岗岩、二长花岗岩和钠长花岗岩组成。

2 野外产状和样品描述

对胶北郭城镇东、牟平区辽上水库、栖霞市北、莱西市南马格庄村和顾家村5个地区古元古代中期的花岗片麻岩开展了样品采集工作(图1)， 包括6件锆石U-Pb测年样品和33件地球化学样品。

2.1 郭城镇东

该处露头位于郭城镇东约4 km的公路旁， 露头沿公路呈北东-南西向延伸约200 m， 出露岩石新鲜， 为二长-正长花岗片麻岩。本次测年样品JD1532为正长花岗片麻岩(图2a)， 主要由钾长石(40%～50%， 体积分数)和石英(40%～50%)组成(图3a)， 斜长石和暗色矿物含量较低， 均为5%左右， 暗色矿物主要为黑云母。显微镜下， 斜长石可见聚片双晶， 石英呈他形， 不等粒粒状， 具波状消光。

2.2 牟平区辽上水库

露头分布在辽上村东南的辽上水库旁， 花岗片麻岩在东、西两岸均有出露， 两岸露头均延伸近百米， 出露岩石新鲜， 变形强烈， 出露岩石主要为钠长花岗片麻岩(图2b)， 局部可见基性岩脉侵入。本次测年样品JD1622采自水库东岸， 主要由钠长石(40%～50%)和石英(40%～50%)组成(图3b)。此外， 样品中还可见少量的白云母和黑云母(共约5%)。

2.3 莱西市南马格庄村

花岗片麻岩出露在南马格庄村北的两处采坑内。样品JD1821采自距南马格庄村约1.5 km的大型采坑内(直径约200 m)， 采坑内出露岩石复杂， 主体为遭受不同程度变形改造的闪长-辉长岩， 后期的花岗岩脉穿插其中， 部分岩石破碎、风化较强。在采坑北部变形较弱的闪长岩中可见长轴约4 m的二长花岗片麻岩包体(图2c)， 二长花岗片麻岩中可见细小的花岗岩脉(脉宽1～2 cm)。JD1821采自该包体， 该露头仅采集了测年样品， 采样过程中尽可能避开脉体。JD1821包含条纹长石(40%～50%)、石英(30%～40%)、黑云母(～10%)和少量角闪石(1%～5%)(图3c)。条纹长石颗粒较大， 一般为0.3～0.5 cm。石英呈他形， 不等粒粒状， 锯齿状边缘， 具波状消光。样品JD1827和JD1830采自距南马格庄村约500 m的采坑内， 该采坑直径约100 m， 出露岩石主要为中细粒正长花岗片麻岩， 从东向西， 粒度逐渐变粗。JD1827采自露头东侧， 新鲜(图2d)。主要矿物为条纹长石(40%～50%)和石英(40%～50%)， 基本不含暗色矿物(图3d)。条纹长石呈他形， 粒状， 颗粒较大， 一般为0.5 ～ 1.0 cm。石英他形粒状， 细粒， 一般小于0.1 cm。JD1830采自露头中部， 暗色矿物含量相对较高， 中等风化(图2e)。主要矿物为长石(40%～50%)、石英(40%～50%)、黑云母(～10%)， 此外还含有少量角闪石(～5%)(图3e)。长石以钾长石和条纹长石为主。钾长石可见格子双晶。石英他形粒状， 可见波状消光。

2.4 栖霞市北

露头位于栖霞市北约4 km的公路旁， 露头呈东-西走向， 长约20 m， 出露岩石新鲜， 为正长花岗片麻岩(图2f)。样品JD18144采自该露头， 主要矿物包括石英(45%～55%)、钾长石(25%～35%)、白云母(10%～15%)和斜长石(5%～10%)(图3f)。钾长石可见格子双晶。斜长石发生绢云母化。白云母呈鳞片状， 定向排列。

2.5 顾家村

该地被农田覆盖严重， 花岗片麻岩出露在顾家村东南的小河沟和小采坑内。出露岩石为二长花岗片麻岩， 主要矿物为石英(35%～45%)、钾长石(25%～30%)、斜长石(20%～25%)以及少量角闪石和黑云母(～5%)。角闪石和黑云母呈定向排列， 石英明显拉长。暗色矿物弱绿泥石化， 长石遭受不同程度的绢云母化。由于前人已对采坑内的条带状二长花岗片麻岩进行测年， 并获得2 095 ± 12 Ma的原岩侵位年龄(刘建辉等， 2011)， 本次研究仅采集7件地球化学样品。

3 分析方法

3.1 锆石SHRIMP定年

锆石U-Pb 定年在北京离子探针中心采用SHRIMP II完成。详细分析方法见Williams(1998)。测试时一次流O-2强度为3～5 nA， 束斑直径为25～30 μm。标样M257(U = 840 ×10-6， Nasdalaetal., 2008)和TEMORA 2(年龄为417 Ma， Blacketal., 2004)分别用于锆石U含量测定和年龄校正。每分析3～4个未知样品数据， 分析1次标准锆石TEM。每个分析点采用5组扫描。数据处理采用SQUID和ISOPLOT程序。根据实测204Pb含量进行普通铅校正， 采用206Pb/238U年龄为锆石年龄， 同位素比值和单点年龄误差均为1σ。加权平均年龄误差为95%置信度。

3.2 全岩地球化学

全岩主、微量元素在中国地质科学院国家地质实验测试中心实验室和武汉上谱分析科技有限责任公司完成。挑选新鲜、均匀的样品细碎至200目。国家地质实验测试中心主量元素分析采用XRF玻璃熔片法完成， 仪器型号为帕纳科PW4400， 分析精确度为2%～8%， FeO由湿化学法获得， 换算后， 用XRF法获得的TFe2O3减去FeO获得Fe2O3。烧失量由将样品在1 000℃加热2 h， 复称确定。微量元素采用ICP-MS溶液法分析， 仪器型号为PE300D。将粉末样放入溶样弹中， 用HF+HNO3消解， 然后将加好酸的溶样弹放入钢套， 放置在烘箱中， 190℃加热48 h以上。大多数微量元素的精确度优于5%。武汉上谱分析科技有限责任公司与国家地质实验测试中心分析方法相似， 主量元素分析利用XRF为日本理学 PrimusⅡ， 微量元素分析利用ICP-MS为Agilent 7700e。主量元素分析精确度优于5%， 微量元素分析精确度优于5%～10%。

4 分析结果

4.1 锆石U-Pb定年结果

4.1.1 正长花岗片麻岩(JD1532)

样品中锆石多呈棱柱状-椭球状， 长轴为100～200 μm。CL图像显示， 这些锆石发育复杂的核-幔-边结构(图4a)。锆石核部呈灰白色， 具有弱的振荡环带或均匀无分带结构， 锆石幔部发光较强呈亮色， 边部发光较弱呈灰黑色-黑色(图4a)。锆石的幔部和边部通常较窄(小于20 μm)， 少量大于30 μm。对样品中19颗锆石进行了23次U-Pb年龄测试。17个分析在锆石核部测试点的U含量为143×10-6～595×10-6， Th/U值为0.45～0.77， 除2个测试点落在谐和线以下外， 剩余15个测试点的207Pb/206Pb年龄分布在2 129～2 105 Ma之间， 它们的加权平均年龄为2 116 ± 4 Ma(MSWD = 0.94， 图5a， 表1)， 代表花岗片麻岩原岩的侵入年龄。2个测试点分析在锆石幔部， 其中一个测试点落在谐和线以下(点6.1)， 另一个测试点落在谐和线附近， 它的U含量为379×10-6， Th/U值为0.10，207Pb/206Pb年龄为1 935 ± 8 Ma， 可能代表早期的变质年龄。分析在灰黑色-黑色边部的4个测试点具有高的U含量(1 332×10-6～2 406×10-6)和低的Th/U值(0.03～0.05)， 它们的207Pb/206Pb年龄为1 856～1 868 Ma， 加权平均年龄为1 859 ± 4 Ma (MSWD = 1.00， 图5a)， 代表晚期的变质年龄。

表1 胶北古元古代中期花岗片麻岩锆石SHRIMP U-Pb 定年结果

续表1-1 Continued Table 1-1

续表1-2 Continued Table 1-2

4.1.2 钠长花岗片麻岩(JD1622)

样品中锆石大多为柱状， 颗粒加大， 长轴150～250 μm。与JD1532相似， 该样品中锆石具有复杂的内部结构(图4b)。锆石核部呈灰白色， 发育弱的振荡环带或具有均匀无分带结构。锆石幔部发光较强， 呈亮色， 均匀结构。锆石最外层为发光较弱， 呈灰黑-黑色， 带状分带或无分带结构的边部(图4b)。对样品中15颗锆石进行了21次U-Pb年龄测试。分析在核部的12个测试点的U含量为422×10-6～761×10-6， Th/U值为0.27～0.67， 其中11个测试点分布在谐和线附近， 它们的207Pb/206Pb年龄为2 122～2 100 Ma， 加权平均年龄为2 112 ± 6 Ma(MSWD = 0.48， 图5b)， 代表花岗片麻岩原岩的侵入年龄。一个测试点(点15.3， 图4b)分析在亮色的幔部， 它的U含量为78×10-6， Th/U值为0.46，207Pb/206Pb年龄为2 114 ± 30 Ma， 该年龄误差相对较大， 且发生Pb丢失， 可能是后期改造的结果(图5b)。8个测试点分析在灰黑-黑色的锆石边部， 它们的U含量为461×10-6～1 014×10-6， Th/U值为0.13～0.50， 除一个测试点(点8.1)发生强烈Pb丢失外， 其他测试点的207Pb/206Pb年龄为1 850～1 841 Ma， 加权平均年龄为1 845 ± 6 Ma(MSWD = 0.16， 图5b)， 代表变质作用的时代。

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4.1.3 二长花岗片麻岩(JD1821)

样品中锆石大多为椭球状或短柱状， 长轴为100～200 μm。样品中锆石发育核-幔-边结构， 锆石核部大多发育清晰的振荡环带(图4c)。锆石幔部呈亮色， 边部呈灰白色-灰色， 二者均为无分带结构， 且通常较窄(小于10 μm)， 少量锆石核部呈港湾状的区域发育较宽的幔和边(例如颗粒3， 图4c)。对样品中13颗锆石进行了13次U-Pb年龄测试。12个测试点分析在锆石核部， 它们的U含量为143×10-6～561×10-6， Th/U值为0.48～0.63，207Pb/206Pb年龄为2 129～2 115 Ma， 加权平均年龄为2 121 ± 7 Ma(MSWD = 0.18， 图5c)， 代表花岗片麻岩原岩的侵入年龄。一个测试点分析在灰色的边部(点3.1， 图4c)， 它的U含量为269×10-6， Th/U值为0.01，207Pb/206Pb年龄为1 855 ± 14 Ma(图5c)， 代表遭受的变质作用的年龄。

4.1.4 正长花岗片麻岩(JD1827)

样品中锆石大多为长柱状， 少量为短柱状， 长轴大多在150～250 μm之间。这些锆石内部结构复杂， 从核到边依次发育灰色均匀或具有弱振荡环带的核部， 灰白色均匀的幔部， 黑色均匀的幔部和灰色带状、面状或冷衫叶状分带的边部(图4d)。对15颗锆石进行了16次U-Pb年龄分析， 其中9个测试点分析在锆石核部， 7个测试点分析在边部。核部测试点的U含量为277×10-6～470×10-6， Th/U值为0.53～0.63，207Pb/206Pb年龄为2 127～2 107 Ma， 加权平均年龄为2 118 ± 7 Ma(MSWD = 0.53， 图5d)， 代表原岩岩浆侵位的年龄。边部测试点的U含量为209×10-6～685×10-6， Th/U值为0.03～0.62，207Pb/206Pb年龄为1 854～1 834 Ma， 加权平均年龄为1 848 ± 10 Ma(MSWD = 0.52， 图5d)， 代表该样品遭受变质作用的年龄。

4.1.5 正长花岗片麻岩(JD1830)

样品中锆石为柱状、椭球状或等轴状，粒径变化较大， 主要为100～250 μm。与JD1827相似， 该样品中锆石的内部结构复杂， 由核到边依次发育灰白-灰色均匀或具有弱振荡环带的核部， 白色均匀的幔部， 黑色均匀的幔部以及灰色带状或面状分带的边部(例如颗粒15， 图4e)。部分锆石改造较强， 核部已完全被白色或黑色的幔部取代， 少量锆石改造较弱， 发育较窄的或缺失幔部和边部(例如颗粒9， 图4e)。本次共对18颗锆石颗粒进行了20次分析， 其中13个测试点分析在锆石核部， 7个测试点分析在灰色的边部。锆石核部的U含量为101×10-6～671×10-6， Th/U值为0.56～0.68，207Pb/206Pb年龄为2 133～2 116 Ma， 加权平均年龄为2 125 ± 5 Ma(MSWD = 0.24， 图5e)， 代表原岩岩浆侵位的年龄。锆石边部的U含量为160×10-6～326×10-6， Th/U值为0.47～0.57，207Pb/206Pb年龄为1 863～1 847 Ma， 加权平均年龄为1 853 ± 11 Ma (MSWD=0.13， 图5e)， 解释为变质作用的年龄。

4.1.6 正长花岗片麻岩(JD18144)

样品中锆石大多为短柱状， 粒径为～100 μm， 锆石颗粒内部裂隙发育。这些锆石发育弱的振荡环带， 挑选无裂隙、环带发育的颗粒进行锆石U-Pb分析(图4f)。分析在15颗锆石上的15个测试点的U含量为127×10-6～354×10-6， Th/U值为0.37～0.67，207Pb/206Pb年龄为2 191～2 169 Ma。除3个测试点发生Pb丢失外， 其他12个相对集中且落在谐和线上的测试点的加权平均年龄为2 184 ± 8 Ma(MSWD = 0.36， 图5f)， 代表花岗片麻岩原岩的侵入年龄。

4.2 地球化学组成

表2 胶北古元古代中期花岗片麻岩主量(wB/%)、微量元素(wB/10-6)组成

续表2-1 Continued Table 2-1

续表2-2 Continued Table 2-2

郭城镇正长-二长花岗片麻岩的地球化学组成变化较大， SiO2含量71.35%～78.36%、Al2O3含量9.97%～13.62%，TFeO含量0.88%～3.00%， MgO含量0.16%～1.10%， CaO含量0.12%～0.87%， Na2O含量0.96%～5.25%， K2O含量1.76%～8.89%(图6)。它们具有高的Na2O + K2O含量(6.19%～9.93%)， K2O/Na2O变化较大(0.35～9.26)， A/CNK为1.01～1.13， 属过铝质岩石(图7a)。这些花岗片麻岩的微量元素和稀土元素组成也变化较大， ΣREE含量 58.00×10-6～1 074.00×10-6， Rb含量35.90×10-6～202.00×10-6， Ba含量258.00×10-6～4 220.00×10-6， Th含量11.10×10-6～207.00×10-6。这些样品具有平坦至右倾的稀土元素配分型式， (La/Yb)N值为1.0～29.0， 明显负的至无铕异常(Eu/Eu*=0.35～1.02)。尽管郭城花岗片麻岩的微量元素组成变化较大， 但在微量元素蛛网图中均表现出明显的Nb、Ta亏损和强烈的Sr的负异常(图8c， 8d)。

辽上水库钠长花岗片麻岩具有高的SiO2(76.22%～79.97%)， 低的TFeO(0.37%～0.92%)， MgO(0.05%～0.19%)含量。这些样品以富Na2O(4.99%～6.61%)和贫K2O(0.84%～3.17%)为特征(图6)， 相应的K2O/Na2O为0.13～0.60。它们的A/CNK为0.87～1.03， 属准铝质-弱过铝质岩石(图7a)。这些样品的ΣREE为121.00×10-6～223.00×10-6， 轻稀土元素含量较低且分异不明显， (La/Yb)N值为1.11～1.52， 它们具有明显的负铕异常(Eu/Eu*=0.44～0.73)(图8c)。辽上水库花岗片麻岩的Th较高， 亏损Rb、Ba、Sr(图8d)。由于轻稀土元素含量较低， 在蛛网图中未表现出明显的Nb、Ta亏损(图8d)。

南马格庄正长花岗片麻岩以高SiO2(71.89%～78.40%)和K2O(5.82%～6.44%)， 低Al2O3(10.38%～12.64%)、TFeO(2.24%～2.84%)和Na2O(1.90%～2.51%)含量为特征(图6)。它们具有高的Na2O + K2O(8.27%～8.38%)和K2O/Na2O值(2.31～3.39)。这些样品的A/CNK 为1.00～1.07， 属弱过铝质岩石(图7a)。在微量元素和稀土元素方面， 这些花岗片麻岩具有低的稀土含量， ΣREE为30.00×10-6～45.20×10-6， 富集轻稀土元素， (La/Yb)N值为5.6～11.0， 具有明显的正铕异常(Eu/Eu*= 1.78～2.60)， 富集Rb、Ba， 亏损Nb、Ta(图8a， 8b)。

栖霞北正长花岗片麻岩以高SiO2(81.51%～83.53%)为特征， 具有高的K2O(4.41%～5.53%)， 低的Al2O3(9.23%～10.55%)，TFeO(0.42%～0.81%)， MgO(0.18%～0.30%)， CaO(0.03%～0.04%)， Na2O(0.13%～0.18%)含量(图6)。这些样品具有低的Na2O + K2O(4.55%～5.70%)和异常高的K2O/Na2O值(30.55～35.26)。它们的A/CNK为1.50～1.92， 属过铝质岩石(图7a)。栖霞北花岗片麻岩ΣREE为171.00×10-6～276.00×10-6， 轻重稀土元素分异显著， (La/Yb)N值为6.1～11.1， 具有明显的负铕异常(Eu/Eu*= 0.40～0.44)， 富集Rb、Ba、Th和U， 亏损Nb、Ta和Sr(图8e， 8f)。

顾家村二长花岗片麻岩具有相对均匀的地球化学组成， 它们的SiO2含量69.10%～71.40%、Al2O3含量12.00%～12.87%，TFeO含量3.74%～4.47%， MgO含量0.41%～0.91%， CaO含量1.00%～2.30%， Na2O含量3.02%～3.31%， K2O含量3.77%～4.45%(图6)。这些样品的Na2O + K2O为7.05%～7.71%， K2O/Na2O为1.15～1.43， A/CNK为0.88～1.12， 属准铝质-过铝质岩石(图7a)。

顾家二长花岗片麻岩的稀土元素总量为247.00×10-6～315.00×10-6， 富集轻稀土元素， (La/Yb)N值为8.0～9.9， 具有明显的负铕异常(Eu/Eu*= 0.57～0.64)(图8a)， 富集Rb、Ba、Th、Pb， 亏损Nb、Ta、Sr(图8b)。

5 讨论

5.1 胶北古元古代中期岩浆作用

近年来， 研究人员在胶北地区陆续发现少量古元古代中期的花岗片麻岩(图1， 表3)， 包括顾家村2 095±12 Ma的条带状黑云角闪二长花岗片麻岩(刘建辉等， 2011)， 黑石村2 181±12 Ma的黑云二长花岗片麻岩(Liuetal., 2014)， 昌邑地区2 193～2 045 Ma的花岗片麻岩(Lanetal., 2015； 王惠初等， 2015； 田瑞聪等， 2017； 肖志斌等， 2017)以及郭城镇牧牛山2 110～2 105 Ma的二长花岗片麻岩(Chengetal., 2017)。结合本次在莱西、郭城镇、栖霞等地获得的年代学结果， 可以发现胶北地体古元古代中期的花岗片麻岩分布较广， 主要形成于2.13～2.10 Ga和2.19～2.17 Ga两个阶段(图9)。粉子山群和荆山群变沉积岩中含有大量2.2～2.0 Ga的碎屑锆石， 也暗示胶北地体经历了强烈的2.2～2.0 Ga岩浆活动(Wanetal., 2006； 谢士稳， 2012； 谢士稳等， 2014； 刘福来等， 2015； Liuetal., 2018b)。

表3 胶北古元古代中期花岗片麻岩结晶年龄统计表

5.2 岩浆演化与岩石成因

尽管胶北不同时代、地区的古元古代花岗片麻岩的地球化学组成存在很大的差异(表2， 图6～图8)， 但是这些花岗片麻岩普遍具有高的SiO2、Na2O+K2O、Zr含量， 显著低的Sr含量和负的Eu异常(南马格庄样品除外)。绝大多数花岗片麻岩具有高的Zr+Nb+Ce+Y(大于350×10-6)和10 000 Ga/Al值(除昌邑2.19～2.17 Ga的花岗片麻岩较低外， 其他样品普遍大于2.6)。在Whalen等(1987)花岗岩分类图解中， 均落在A型花岗岩区域(图10)。由于分离结晶作用， 导致高分异的I和S型花岗岩与A型花岗岩具有相似的地球化学特征。例如， 很多高分异的花岗岩同样具有高的10 000 Ga/Al值， 以致它们在岩石分类判别图中落在A型花岗岩区域(Pérez-Soba and Villaseca， 2010； Breiteretal., 2013； 吴福元等， 2017)。同样， A型花岗岩经历强烈的结晶分异作用， 也会表现出高分异花岗岩的特征(Kingetal., 2001； 吴福元等， 2017)。通过对比， 吴福元等(2017)提出A型花岗岩经历结晶分异作用， 表现为从A型花岗岩向高分异花岗岩演化的趋势。而I和S型花岗岩在结晶分异过程中， 10 000 Ga/Al值逐渐升高， 显示与A型花岗岩分异相反的趋势(图10a)。胶北古元古代中期的花岗片麻岩大多具有高硅的特征， 但在图中表现出A型花岗岩演化的趋势(图10a)。此外， 高分异的I或S型花岗岩的Rb/Ba和Zr+Ce+Y值具有明显的负相关性， 而A型花岗岩相应的值之间没有明显的相互关系(Whalenetal., 1987)。胶北不同地区的花岗片麻岩的Rb/Ba值和Zr+Ce+Y含量均无明显的相关性， 呈分散状分布(图7b)。另一方面， A型花岗岩的一大特点是高温， 胶北古元古代中期的花岗片麻岩大多具有高的Zr含量(>200×10-6)， 应用锆石饱和温度计估算(Watson and Harrison， 1983)， 除昌邑一件2 045 Ma的花岗片麻岩样品给出原岩岩浆温度tZr为781℃外， 其他样品原岩的岩浆温度均大于820℃(图11)， 明显高于分异和未分异的I型花岗岩(Kingetal., 1997)。以上结果均支持胶北古元古代中期的花岗片麻岩原岩为A型花岗岩。

关于A型花岗岩的成因有多种模式， 其岩浆源区物质来自幔源岩浆(Eby， 1990， 1992； Turneretal., 1992； Frostetal., 1999； Mushkinetal., 2003)、地壳物质重熔(Collinsetal.,1982； Whalenetal., 1987； Creaseretal., 1991； Kingetal., 2001)还是壳源与幔源岩浆的混合(Kerr and Fryer， 1993； Wickhametal., 1996； Mingrametal., 2000； Yangetal., 2006)一直是研究的焦点。胶北2.19～2.17 Ga的花岗片麻岩的SiO2含量大多高于76%， 且具有低的锆石εHf(t)值(-7.4～-2.9)(Liuetal., 2014； Lanetal., 2015； 田瑞聪等， 2017)， 这些结果不支持该期花岗片麻岩原岩来自幔源岩浆的分异。此外， 该期花岗片麻岩的野外露头中未见基性岩包体， 全岩的εHf(t)值不随SiO2含量的变化而变化， 不支持岩浆混合的成因(Lanetal., 2015)。晚于～2.13 Ga的花岗片麻岩的SiO2含量变化较大(69.10%～79.97%)，εHf(t)值偏高(-2.9～+4.1)(Liuetal., 2014； Chengetal., 2017； 田瑞聪等， 2017； 肖志斌等， 2017)。尽管该期花岗片麻岩的锆石εHf(t)值大多大于0， 但均远低于同时期的亏损地幔演化值， 落在胶北～2.5 Ga TTG锆石Hf同位素大陆地壳演化值范围内(图12)。此外， 该期花岗片麻岩的野外露头中也未见基性岩包体， 不同地区、不同类型花岗片麻岩之间具有一致的锆石εHf(t)值(图12)， 这些结果表明， 晚于～2.13 Ga的花岗片麻岩原岩可能也不是来自幔源岩浆的分异或壳源和幔源岩浆的混合。Creaser等(1991)认为英云闪长质和花岗闪长质岩石作为源岩可以熔融形成A型花岗岩。实验岩石学研究也证实， 在低压、高温的条件下， 英云闪长岩和花岗闪长岩通过脱水熔融可以产生A型花岗质熔体(Skjerlie and Johnston， 1992； Patio Douce， 1997)。胶北地区广泛出露～2.9 Ga、～2.7 Ga和～2.5 Ga的TTG片麻岩(例如， Jahnetal., 2008； 刘建辉等， 2011； Wuetal., 2014； Xieetal., 2014； 谢士稳等， 2015)。对比锆石Hf同位素组成， 可以发现2.19～2.17 Ga花岗片麻岩与～2.9 Ga和～2.7 Ga TTG片麻岩的锆石Hf模式年龄(tDM2)相当， 而晚于～2.13 Ga的花岗片麻岩的锆石tDM2值偏年轻， 与～2.5 Ga的TTG相似。在图12中， 2.19～2.17 Ga的花岗片麻岩的锆石εHf(t)值位于～2.9 Ga和～2.7 Ga TTG片麻岩Hf同位素组成的平均地壳演化线上， 而晚于～2.13 Ga的花岗片麻岩的锆石εHf(t)值落在～2.5 Ga TTG片麻岩Hf同位素组成的平均地壳演化线上(图12)。这些结果支持胶北古元古代中期的花岗片麻岩原岩由太古宙TTG在高温条件下部分熔融而成， 2.19～2.17 Ga的花岗片麻岩原岩可能由～2.9 Ga和～2.7 Ga TTG片麻岩重熔而成， 而晚于～2.13 Ga的花岗片麻岩原岩由～2.5 Ga的TTG岩石部分熔融而成。值得注意的是， 2.19～2.17 Ga花岗片麻岩的Zr含量和锆石饱和温度低于～2.13 Ga之后的花岗片麻岩(图11)， 指示相对于2.19～2.17 Ga花岗片麻岩， 2.13 Ga之后的花岗片麻岩原岩可能形成于更高的温度。

5.3 胶北地体古元古代中期构造演化过程

尽管A型花岗岩的形成环境多种多样， 但是A型花岗岩形成需要在浅部地壳高温部分熔融而成， 这种环境大多只会在拉张情况下出现， 因此A型花岗岩是判断伸展背景的重要岩石学标志(吴福元等， 2007)。胶北古元古代中期花岗片麻岩原岩为A型花岗岩， 反映当时处于伸展环境。由图9可见， 胶北花岗片麻岩原岩主要形成于2.19～2.17 Ga和2.13～2.10 Ga两个阶段， 且两期花岗片麻岩原岩的形成温度和源区存在明显的差异(图11， 图12)， 暗示着胶北可能先后经历了两期不同的拉张作用， 而不是持续的拉张。Eby(1992)将A型花岗岩划分为A1和A2两种类型。A1型被认为代表一种热点、地幔柱或大陆裂谷背景下的非造山环境， 而A2型可形成于多种构造环境， 包括后碰撞环境。根据Eby(1992)的分类， 胶北古元古代中期的花岗片麻岩绝大多数落在A2型花岗岩区域， 其原岩应属于A2型花岗岩(图13)， 暗示它们可能不是形成于非造山的拉张环境(例如， 板内裂谷环境)， 可能与后碰撞环境有关。但是值得注意的是， 胶北地区古元古代中-早期未发现板块碰撞的记录， 被认为与板块俯冲碰撞作用有关的高压麻粒岩形成于古元古代晚期(1.93～1.80 Ga； 例如， Zhouetal., 2008； Tametal., 2011； Liuetal., 2013b， 2017)。因此， 胶北古元古代中期的花岗片麻岩原岩不可能形成于后碰撞环境。综上所述， 胶北古元古代中期处于的伸展背景很可能与板内裂谷和后碰撞背景无关。考虑到胶-辽-吉带内发育～2.17 Ga与大洋板块俯冲有关的钙碱性长英质弧火山岩(Xuetal., 2019)和～2.13 Ga具有岛弧地球化学特征的拉斑-钙碱性变镁铁质岩石(Liuetal., 2018a)， 推测古元古代中期的拉张环境很可能与洋壳的俯冲过程有关(例如， 弧后拉伸)。

6 结论

(1) 胶北古元古代中期的花岗片麻岩原岩形成时代跨度较大(2 193～2 045 Ma)， 主要形成于2.19～2.17 Ga和2.13～2.10 Ga两个阶段。

(2) 这些花岗片麻岩具有高的Zr+Nb+Ce+Y含量和10 000Ga/Al值， 原岩属A型花岗岩。

(3) 两期花岗片麻岩原岩在源岩和形成温度方面存在显著差异， 2.19～2.17 Ga的A型花岗片麻岩原岩的源岩可能为胶北～2.9 Ga和～2.7 Ga的TTG， 而2.10～2.13 Ga的A型花岗片麻岩的原岩可能由胶北～2.5 Ga的TTG在更高的温度下部分熔融而成。

(4) 胶北古元古代中期处于伸展背景， 可能先后经历了两期不同的拉张作用。

致谢感谢邱啸飞研究员提出的宝贵修改意见； 感谢北京离子探针中心刘建辉等在锆石U-Pb年龄测试中给予的帮助。恰逢著名地质学家沈其韩院士百岁寿诞， 谨以此文向先生致以崇高的敬意、献上最美好的祝福。