基性麻粒岩造岩矿物微量元素再分配特征及其对变质历史的指示作用:以胶北地体高压麻粒岩为例*

王浩铮 张华锋 翟明国

WANG HaoZheng1，2，ZHANG HuaFeng3 and ZHAI MingGuo1＊＊

1. 中国科学院地质与地球物理研究所，中国科学院矿产资源研究重点实验室，北京 100029

2. 中国科学院大学，北京 100049

3. 中国地质大学地球科学与资源学院，北京 100083

1. Key Laboratory of Mineral Resources，Institute of Geology and Geophysics，Chinese Academy of Sciences，Beijing 100029，China

2. University of Chinese Academy of Sciences，Beijing 100049，China

3. School of Earth Sciences and Resources，China University of Geosciences，Beijing 100083，China

2014-10-01 收稿，2014-12-15 改回.

温度、压力的准确厘定是研究岩石所经历地质历史的重要步骤。当岩石经历麻粒岩相变质及更高级变质过程时，主要造岩矿物中的主量元素分布可能会因温度升高而均一化(Anderson and Olimpio，1977;Woodsworth，1977;Yardley，1977;Dempster，1985)，从而导致以主量元素分配为基础的传统矿物对温压计无法准确获得岩石所经历的真实温压历史(Florence and Spear，1991;Carlson and Schwarze，1997)。微量元素以类质同像方式进入硅酸盐矿物晶格且在高级变质叠加过程中的扩散速率较主量元素慢而得到重视(Chernoff and Carlson，1999;Wark and Watson，2006;Wiebe et al.，2007;Kohn and Northrup，2009;Storm and Spear，2009;Cahalan et al.，2014)。近年来针对副矿物(如锆石、金红石、榍石)微量元素温度计的研究已取得了很大进展(Degeling，2003;Zack et al.，2004;Hayden et al.，2006;Watson et al.，2006;Ferry and Watson，2007)。

在造岩矿物中，微量元素温压计主要分为两类。一类(Ⅰ类)建立在元素在矿物对的平衡配分的基础上，包括有Y和REE 元素在石榴石-磷钇矿-独居石之间分配的经验性温度计(Andrehs and Heinrich，1998;Pyle et al.，2001)、过渡族元素在橄榄石-单斜辉石-斜方辉石-石榴石间分配的温度计(Canil，1999;Seitz et al.，1999;De Hoog et al.，2010)、二辉石稀土元素温度计(Liang et al.，2013)、石榴石-单斜辉石稀土元素温压计(Sun and Liang，2015)等;另一类(Ⅱ类)是单矿物元素饱和温压计，包括石英钛温压计-TITANiQ(Wark and Watson，2006;Thomas et al.，2010;Huang and Audétat，2012)、石榴石的稀土元素压力计(Bea et al.，1997)等。

在实际应用中，Ⅰ类因过分依赖矿物组合(如需要橄榄石、磷钇矿、独居石出现)和矿物对之间的元素平衡程度，适用温压范围有限。例如，单斜辉石和斜方辉石之间的过渡族元素分配温度计的适用温度范围在760 ～1370℃(Seitz et al.，1999);二辉石稀土元素温度计仅适用于基性岩和超基性岩(Liang et al.，2013;Sun and Liang，2012;Yao et al.，2012);石榴石-单斜辉石稀土元素温压计也受限于矿物的Mg 值(Sun and Liang，2015);Pyle and Spear (2000)提出的石榴石中的Y 和REE 温度计因需要磷钇矿做为缓冲剂，适用范围在450 ～500℃;Bea et al. (1997)提出的石榴石REE 压力计对石榴石晶胞参数和共生矿物独居石有要求，其准确适用范围也仅在4 ～9kbar。Ⅱ类则有效地避免了前者部分缺点，使用起来快捷方便。如石英的钛温度计基于石英中的钛含量对温度的依赖性，根据石英和金红石平衡时TiO2的交换反应TiO2rutile=TiO2qtz和分析实验中(P:1.0GPa，T:600 ～1000℃)此交换反应的平衡常数与Ti 在金红石和石英中的活度关系、平衡常数与温度的关系而建立，使用SIMS 获取的温度可低至400℃;该温度计精度可达± 5℃(Wark and Watson，2006)。寄主矿物石英的抗风化蚀变能力强且常见于多种岩类中，而实验中虽用以标定实验的压力为1.0GPa，但通过其它研究工作证明压力对该温度计的影响极小(Cherniak et al.，2007);另外，与含钛副矿共生条件下，该温度计所得结果可能更精确，但相关的研究表明即使在缺乏含钛副矿物共生条件下，所估算的温度误差不高于50℃，在Ti活度低于1 时，使用活度为1 时的温度估算结果为获取温度的下限(Wark and Watson，2006)。因为石英的特性，该温度计还被广泛地用于研究糜棱岩和变泥质岩混合岩化的形成温度(Storm and Spear，2009;Kohn and Northrup，2009)。在实际应用中可结合使用Ⅰ、Ⅱ类微量元素温压计，从而使微量元素在温压估算中起到更大的作用。

另外，使用分配系数来表征微量元素在矿物间的分配状态，并用于探讨矿物或岩石成因的研究已有较长的研究历史(Blundy and Wood，1994;Wood and Blundy，1997，2002;Klein et al.，1997，2000;Van Westrenen et al.，2001)。但此类研究缺少对微量元素在天然样品中原位矿物间分配状态的报道及深入讨论。

本文以胶北地体中退变质高压基性麻粒岩为例，对其中的石榴石、二辉石、角闪石等矿物进行主、微量元素的测试，对比分析了造岩矿物主量元素和微量元素在麻粒岩相条件下的分配与分布情况。在主量元素受到后期改造情况下，本文结合主、微量元素温压计对基性麻粒岩峰期变质条件进行探讨，为解读该地区峰期变质提供制约。

1 地质概况

图1 区域地质简图(据周喜文等，2003，2007;刘平华等，2010 修改)Fig.1 Regional geological map (after Zhou et al.，2003，2007;Liu et al.，2010)

胶北地块位于胶东半岛西北部，郯庐断裂以东，莱阳盆地以北(图1)。岩石组合与时代和构造特征方面属于华北克拉通(Zhai et al.，2000a)，其内主要由太古宙TTG 岩系及残存其中的新太古代胶东岩群、元古宇荆山群和粉子山群组成。TTG 岩系的锆石U-Pb 年龄为2691 ± 14Ma(唐俊等，2004;Tang et al.，2007)，2541 ±5Ma(Zhou et al.，2008)。TTG 岩石中还出露大小不一的透镜状高压变泥质岩石(周喜文等，2004)、高压基性麻粒岩和超镁铁质岩石(刘文军等，1998;Zhai et al.，2000b)，均显示出造山带特征的顺时针PT轨迹(刘文军等，1998;周喜文等，2004)。基性麻粒岩的锆石U-Pb(LA-ICP-MS 法)年龄获得2379 ±54Ma 的原岩年龄和1794 ±41Ma 的麻粒岩相变质年龄(唐俊等，2004)。这一变质年龄与华北克拉通广泛出露的早前寒武纪麻粒岩变质年龄相似(Guo et al.，2005)。另外，在郯庐断裂东侧还零星分布一些古元古界荆山群地层，其中分布有高压基性麻粒岩(张希道和王来明，1996)和高压泥质麻粒岩及大理岩。高压基性麻粒岩的全岩Sm-Nd 等时线变质年龄为1.8Ga 左右(Zhai et al.，2000b;李永刚等，1997)，而Tam et al. (2011)高压镁铁质和泥质麻粒岩锆石的SHRIMP U-Th-Pb 定年结果分别是1956 ±41Ma 和1884 ±24Ma 两组207Pb/206Pb 年龄以及1939 ±15Ma、1837 ±8Ma、1821 ±8Ma、1836 ± 8Ma 四组207Pb/206Pb 年龄。其中1884Ma 的变质年龄与Zhou et al.(2008)从胶北地体新太古代TTG 片麻岩中变质锆石保存的1866Ma 的年龄相似;1930 ～1910Ma 的变质年龄在胶辽(吉)带北部辽河群和辽宁群也有记录(Luo et al.，2004，2005，2006，2008;Li and Zhao，2007;Xie et al.，2011)。刘平华等(2011)以及Liu et al. (2012，2013)从基性麻粒岩的变质锆石中识别出了以Grt +Cpx +Pl +Q +Rt +Ap 为特征的高压麻粒岩相矿物组合，该类型锆石记录了1850 ～1900Ma 的变质年龄，而保存峰期后降压矿物组合Opx +Pl +Q +Ap ±Amp 及Grt+Opx +Pl +Sph 的锆石则记录了1820 ～1860Ma的退变年龄。

胶北地体栖霞、莱西等地的石榴石基性麻粒岩压力记录可超过1.2GPa，又称为高压基性麻粒岩，呈带状分布(图1;李永刚等，1997;刘文军等，1998;周喜文等，2004;刘平华等，2010，2011，2012)。刘文军等(1998)对出露在莱西县马莲庄与超基性岩共生的石榴石基性麻粒岩进行的岩石学和矿物化学工作显示，石榴石基性麻粒岩保留了三期变质矿物组合，其中石榴石的粒径在3mm 左右。M1以石榴石核部(Grt1)及其中的矿物包裹体Cpx1和Pl1为代表(Grt1+Cpx1+Pl1);M2则以石榴石边部(Grt2)及呈蠕虫状交生结构的后成合晶(Grt2+Cpx2+Opx +Pl2+Amp1+Q +Mt)为代表;M3则以角闪岩相变质矿物组合为代表(Cpx3+Pl3+Amp2+Q)。然而在大多数样品中，石榴石基性麻粒岩都难以找到早期高压麻粒岩相的矿物组合。虽然石榴石内部难以找到早期的Cpx 和Pl 等矿物的包体，但是前人研究表明有的石榴石仍可以保留较好的主量元素环带特征，自核到边部，Gro 连续降低，Alm 和Sps 连续增加，Py 则变化不大，部分辉石的Al2O3也保存了成分环带(刘平华等，2010;刘文军等，1998)。结合变质岩石学、年代学等工作，前人普遍从该区的麻粒岩中获得了代表快速抬升冷却的近等温减压P-T-t 轨迹(Liu et al.，2013;刘文军等，1998;Tam et al.，2012)。但是，对于退变基性麻粒岩也往往存在主量元素均一化的情况，而使前人类似的工作方法无法在此类样品上得以应用，本文则以一例此类受退变影响的基性麻粒岩为研究对象，使用微量元素环带特征及主、微量元素温压计相结合的方法对其变质历史进行制约。

2 样品与岩相学特征

图2 高压基性麻粒岩岩相学显微照片Fig.2 Micrographic photos of mafic high-pressure granulite from Jiaodong Penisula

本文样品取自平度以西的郝家寨(图1)，石榴石基性麻粒岩以透镜体形式存在于荆山群中。样品主要矿物有石榴石、单斜辉石、紫苏辉石、斜长石、角闪石;副矿物有钛铁矿、磁铁矿、锆石和金红石。从岩相学的观察中，石榴石发育明显的减压冠状体结构，我们可区分出峰期变质矿物组合Grt+Cpx+Pl+Qz+Ru+Ilm(图2a-d)和减压退变矿物组合Grt(±Cpx)+Opx+Pl+Ilm+Mt(图2a，e)。

石榴石依产状可分为两类，一类为粒状形态的大颗粒(粒径＞2mm)，自形到半自形;一类粒度较小(～100μm)，呈它形分布于基质中或者以包裹体形式存在于斜方辉石中(图2a-d)。在石榴石核部含有石英、钛铁矿等包裹体，且可见石英与钛铁矿共生，但是没有见到单斜辉石及斜长石等峰期矿物组合的包裹体(图2f)。石榴石的石英包裹体中可见微小的呈针状分布的的包裹体，使用激光拉曼测试确认以金红石为主(图3)，而石英中的针状金红石可能指示早期经历了高级变质作用(Sato and Santosh，2007)。大颗粒石榴石的边部较干净，无明显的包裹体分布。因此石榴石核部可能代表峰期矿物，石榴石边部及小颗粒石榴石可能代表麻粒岩相退变时期的矿物。

单斜辉石也可分为两类:(1)包裹有石榴石的大颗粒(＞500μm)，自形-半自形短柱状(图2b，d)，亦见与斜方辉石或斜长石接触(图2a);(2)小颗粒他形粒状，与斜方辉石接触或包裹于斜长石颗粒中。这些小颗粒单斜辉石可能是大颗粒单斜辉石的残留或后期形成，对此，尚需化学成份判别。

图3 石榴石中石英包裹体中的金红石拉曼测试结果Fig. 3 Laser Raman results of rutile inclusion in quartz included in garnet

斜方辉石常以他形粒状存在于大颗粒石榴石与单斜辉石之间(图2a)。斜长石半自形-自形板状(图2e)，发育聚片双晶，镜下无明显环带特征，常分布于单斜辉石与石榴石之间，构成冠状体(图2a，c)，或与单斜辉石、斜方辉石接触且边界平直(图2d，e)。上述结构表明斜长石与斜方辉石均为减压分解产物。钛铁矿以包裹体形式分布于石榴石中(图2a，f)或者以大颗粒形式(200 ～500μm)被包裹于单斜辉石的边部(图2b)或镶嵌于斜方辉石、单斜辉石、斜长石之间(图2a，c，e)。角闪石则表现出交代单斜辉石的特征，指示了更晚期的退变特征。

3 矿物化学特征

我们对样品切片并进行矿物包裹体拉曼分析、电子探针分析与原位激光微量元素分析。其中对石榴石与相应的单斜辉石进行不同方向的线剖面分析(图2a)。

3.1 分析方法

本文对遭受减压退变的石榴石基性麻粒岩进行了系统的室内岩相学分析、电子探针分析以及激光原位矿物微量元素分析。首先通过岩相学分析确定矿物组合及变质期次，再选择具有典型结构的矿物组合进行电子探针分析。电子探针分析在中国科学院地质与地球物理研究所电子探针室JEOL JXA-8100 型电子探针仪上完成，加速电压为15kV，加速电流20nA，束斑直径为5μm。激光原位矿物微量元素分析在中国科学院地质与地球物理研究所MC-ICP-MS 实验室中使用LA-ICPMS 方法完成，对岩石学薄片中的原位矿物进行剥蚀使用ArF 193nm 准分子激光剥蚀系统，激光束班大小为44μm，而质谱系统是Agilent 7500a 四级杆质谱仪。以NIST610 作为外标，Ca 作为内标(对石英使用Ti 做内标)，采用GEMOC 开发的GLITTER 4.0 软件进行微量元素的计算。对石榴石中石英包裹体中的针状矿物拉曼分析在中国科学院地质与地球物理研究所流体包裹体实验室完成，使用法国JobinYevon 公司生产的LabRAM HR 可见显微共焦拉曼光谱仪，使用Ar+离子激光器，波长532nm，输出功率为44mV，所测光谱的计数时间为3s，每1cm-1(波数)计数一次，100 ～4000cm-1全波段一次取峰，激光束斑大小约为1μm，光谱分辨率0.65cm-1，测试之前使用单晶硅片对拉曼光谱进行校正，经校正使单晶硅片的拉曼位移对应520.7cm-1。

3.2 单斜辉石

石榴石、单斜辉石、斜方辉石、斜长石、角闪石的主微量数据在本文中只给出了代表性数据，分别为石榴石线剖面L1、单斜辉石L1、斜方辉石、角闪石与斜长石的主量(表1)、微量数据(表2)。

分析样品中的单斜辉石中的Al2O3含量为0.87% ～1.67%，Na2O 为0.31% ～2.86%，大多数的点位于铁次透辉石和铁普通辉石区域(图4)。单颗粒的单斜辉石剖面上(文中仅给出了具有代表性的线1 数)，沿线1 测量的单斜辉石Al 含量的变化不明显，而Na 的变化较大，靠近角闪石的单斜辉石的Na 呈现明显增高现象，Fe、Mg 含量沿线变化不大，但Ca 显示出轻微的成分变化(图5)。沿线2，Al 的分布大致也呈中间凸两端低的形态，这种规律与前人提出的单斜辉石中Al2O3含量随着压力的增高而增高的结论相似(Anovitz，1991);Na 含量变化较大，在靠近斜方辉石边缘出现的含量变化与Al 的变化存在协同性，在靠近斜长石边缘出现的Na含量的突变，这可能和减压过程中富An 斜长石的形成有关;而Mg、Fe、Ca 的变化不明显。

稀土元素在单斜辉石中的总含量为60 ×10-6～118 ×10-6，是在斜方辉石中的6 ～10 倍，且轻稀土元素含量占稀土元素总量的85%。在球粒陨石标准化图解上，单斜辉石整体上表现出富集轻稀土，重稀土右倾及Eu 负异常特征(图6a)，其中Eu 负异常特征指示早期矿物组合中斜长石的存在。微量元素相对原始地幔蛛网图(图6b)显示出部分大离子亲石元素及高场强元素，如Sr、Zr、Ti、Nb 等的负异常。单斜辉石的分布特征整体表现一致，且无论单斜辉石的颗粒大小，均在含量上差别不大，因此分析小颗粒的单斜辉石可能是大颗粒单斜辉石的残留。

图4 辉石分类图(据Poldervaart and Hess，1951)Fig. 4 Classification of pyroxene (after Poldervaart and Hess，1951)

80 38.02 0.02 20.96 0.04 30.52 2.29 0.99 7.39 0.07 0.12 0.06 100.47 0.12 0.68 0.02 0.09 81 37.05 0.04 21.30 0.01 30.09 2.33 1.08 7.13-部0.40 0.16 99.58 0.12 0.68 0.02 0.09边→82 37.46 0.08 20.98 0.05 30.84 2.40 0.93 7.03-0.44 0.20 100.41 0.12 0.68 0.02 0.09 83 37.46 0.07 21.04 0.08 30.09 2.34 0.97 7.23 0.01 0.51 0.16 99.96 0.12 0.68 0.02 0.09 84 36.67 20.05-0.08 30.11 2.31 0.96 7.04-1.56 0.56 99.35 0.12 0.68 0.02 0.09 85 38.46 21.61 0.10 0.09 31.28 2.47 0.90 7.28---102.20 0.12 0.68 0.02 0.10 38.53 86 0.09 21.35 0.11 31.03 2.45 0.93 7.30---101.79 0.12 0.68 0.02 0.10 0.07 87 21.16 37.17 0.05 30.31 2.49 0.91 7.15 0.05-0.01 99.36 0.13 0.68 0.02 0.10部88--L1核37.95 0.02 21.40 0.05 31.01 2.38 1.06 7.14 0.02 101.03 0.12 0.68 0.02 0.09石榴石8 9 37.88 0.06 21.43 0.03 31.04 2.39 1.03 7.18-0.10 0.01 101.14 0.12 0.68 0.02 0.09 37.34 92 0.08 20.99 0.11 30.93 2.18 1.01 7.04-0.22 0.04 99.94 0.11 0.69 0.02 0.09）9 3 37.70 0.07 21.21-30.91 2.27 0.90 7.07 0.01 0.07 0.02 100.22 0.12 0.69 0.02 0.09 0.08 94 21.10 37.61 0.02 31.05 2.42 0.99 7.19-0.05-100.49 0.12 0.68 0.02 0.09 0.11 95 37.57 21.24 0.01 30.79 2.26 1.01 7.34 0.02--100.35 0.12 0.68 0.02 0.09）（wt%37.68 0.07 96 21.26 0.04 30.94 2.35 0.98 7.47-0.02 0.01 100.82 0.12 0.68 0.02 0.09果结份B 1---成←3 8.37 0.02 21.27 0.02 31.05 2.23 0.92 7.15 101.02 0.11 0.69 0.02 0.09针部探边子B 2 0.11-2.27 0.94 7.12 0.01 0.06 0.04 0.11 0.69 0.02 0.09电3 8.12 21.32 31.26 101.26性表代B 3 38.17 0.02 21.15 0.07 30.81 2.11 1.05 7.28-0.22 0.09 0.11 0.69 0.02 0.08物M ajorelementcompositionsofrepresentativeminerals（wt%100.96矿 Table1 物号S iO2 TiO2 O3 O3 FeO MgO MnO CaO NiO O#1 O矿点Na2 K2 Total Mg Alm Sps Prp表A l2 Cr2 0.21值均97.49 0.02 0.99 0.07 0.66 0.03 0.02 0.38 0.01 0.15 0.05 99.87英0.21石K2 1.74 49.53 1.92 0.14 42.81 0.30 0.20 0.46 0.09 1.86 0.28 99.33 0.20矿铁钛P l8 52.88 0.00 29.36 0.00 0.08 0.00 0.00 12.32 0.00 4.27 0.15 99.05 60.94 38.17 0.90 0.21 Pl10 52.65 0.00 29.26 0.01 0.29 0.10 0.01 12.55 0.05 4.17 0.15 99.23 61.91 37.18 0.90 0.20石长Pl9 0.00 0.04 0.07 0.00 0.01 0.00 3.97 0.17 0.97 0.20斜5 2.31 30.07 12.88 99.52 63.60 35.44 An Ab Or 0.20 0.20 A43石4 1.63 1.62 12.00 0.11 20.77 3.46 0.08 12.63 0.00 2.37 2.81 97.49 0.23闪角0.20 A18 41.81 1.60 12.22 0.21 16.77 6.43 0.04 11.79 0.00 2.48 3.05 96.38 0.41 0.20石o 18 49.88 0.08 0.67 0.03 37.09 9.09 0.29 0.75 0.00 1.26 0.54 99.70 0.32 1.86 31.22 66.92辉方斜0.20 o51 50.04 0.14 0.57 0.02 38.53 9.74 0.35 0.68 0.00 0.13 0.07 100.26 0.31 1.54 30.58 67.88 0.20 c36部5 1.63 0.12 0.87 0.09 16.76 8.41 0.25 21.54 0.01 0.32 0.05 100.03 0.47 46.51 25.25 28.24边→0.20 c37 51.38 0.22 1.37 0.00 17.69 7.29 0.20 19.92 0.03 1.21 0.39 99.70 0.45 46.71 23.79 29.50 0.21部L1核c38 50.44 0.19 1.57 0.01 17.77 7.60 0.22 21.56 0.00 0.41 0.06 99.84 0.44 47.47 23.28 29.24石0.21辉斜单c 39 50.50 0.26 1.59 0.00 17.46 7.58 0.24 21.43 0.02 0.52 0.12 99.72 0.45 47.68 23.48 28.84 0.20 c23 50.04 0.20 1.46 0.11 17.66 7.33 0.22 20.89 0.02 0.81 0.28 99.01 0.45 48.50 23.69 27.81 0.20←部边c 40 51.15 0.19 1.43 0.05 18.68 7.36 0.17 17.64 0.00 1.96 0.60 99.24 0.47 44.98 26.12 28.90 0.21 c41 51.50 0.16 1.46 0.03 18.32 6.89 0.22 18.13 0.00 2.00 0.56 99.25 0.45 45.95 24.29 29.75 Grs物号O 3 O3 O O#矿点S iO2 TiO2 Al2 Cr2 FeO MgO MnO CaO NiO Na2 K2 Total Mg Wo En Fs值均的点测体裹包石榴石8 个为英：石注

图5 单斜辉石主、微量元素剖面分布图Fig.5 Profiles of major and trace element distributions in clinopyroxene

表2 代表性矿物微量元素成份表(×10 -6)Table 2 Trace element compositions of representative minerals (×10 -6)

续表2Continued Table 2

图6 主要造岩矿物的球粒陨石标准化稀土元素配分图(a)和原始地幔标准化微量元素蛛网图(标准化值据Sun and McDonough，1989)Fig.6 Chondrite-normalized REE patterns (a)and primitive mantle-normalized trace element spider diagrams (b)for major minerals (normalization values after Sun and McDonough，1989)

3.3 斜方辉石

斜方辉石的FeO 含量在32.71% ～39.99%之间，MgO 含量在7.98% ～10.1%之间变化，XMg［Mg/(Mg+Fe)］在0.29～0.42 之间。

所有斜方辉石的稀土元素含量整体较低，含量在1.6 ×10-6～25.6 ×10-6，主要范围低于10 ×10-6，其中含量略微偏高的两个单点值(15.3 ×10-6和25.6 ×10-6)所处位置分别位于角闪石附近和石榴石边缘。稀土元素相对于球粒陨石的分配模式整体呈现略微富集轻-中稀土元素、略微亏损重稀土元素的特征(图6a)，且因颗粒产状不同具有不同的铕异常(0.29 ～1.42)，但绝大多数的测点表现出Eu 负异常和Ce 负异常;在蛛网图上(图6b)，微量元素较为一致地表现出Nd、U 的正异常和Ba、K、P、Sr、Zr 的负异常。斜方辉石中表现异常的测点主要位于与斜长石、单斜辉石、石榴石接触点上。在测试时，为确保避免激光在剥蚀斜长石对周围矿物产生的污染，我们均先对斜长石附近的其它矿物进行剥蚀，因此上述的异常特点应该具有一定的意义。

图7 石榴石成份端元图解Fig.7 Classification of garnet

3.4 石榴石

两类石榴石颗粒(大颗粒与小颗粒)的化学成分相似(图7)，主要以铁铝榴石为主(Xalm=66 ～69)，其次是钙铝榴石(Xgrs=20 ～23)，镁铝榴石和锰铝榴石含量分别为9 ～10和1 ～2。大粒径石榴石从核部至边部的成分变化不大，Mg/(Mg+Fe)范围从0.11 到0.13。

在球粒陨石标准化图解上(图8a)，样品中的石榴石都具Eu 负异常、富集MREE 和HREE(相对于LREE)、MREEHREE 平坦分布的特征。所有实测石榴石的稀土含量在83×10-6～203 ×10-6，REE + Y 总量在198 ×10-6～520 ×10-6，其中HREE 占到了稀土总量的85%以上，符合石榴石富集重稀土的特性。微量元素蛛网图(图8b)显示部分大离子亲石元素和高场强元素如Sr、K、Ba、Zr、Ti 的负异常。石榴石中的HREE 在石榴石的边部具有降低的分布特征(相对于核部)。在单颗粒石榴石剖面上(图9)，尽管与部分副矿物(如钛铁矿)接触的石榴石边部存在微量元素含量的异常变化，但总体可以看到HREE、Y、V 的含量在石榴石核部最高，边部最低，形成钟形剖面;Ti 则显示出在石榴石核部凹陷的反环带特征。对于基质中的小颗粒石榴石，稀土元素表现出含量偏低、部分略微富集轻稀土元素的特征(图8a)。

3.5 角闪石

角闪石在Leake et al. (1997)的分类图上，属于钙质角闪石，TiO2含量在1.6% ～1.9%。角闪石在薄片中的产状位于斜方辉石与单斜辉石之间，稀土元素总含量在702 ×10-6～789 ×10-6之间，稀土元素相对球粒陨石配分图(图6a)显示出铕负异常、轻稀土富集、重稀土呈右倾的模式。角闪石中稀土元素的配分模式与单斜辉石的配分模式相似，存在的差异则是角闪石中的稀土元素总量更高，约是单斜辉石稀土总量的7 ～10 倍。

3.6 斜长石

位于石榴石与单斜辉石之间的斜长石也显示出了轻微的成分变化，An、Ab、Or 三个端元分别为60.9% ～63.6%，35.4% ～38.2%，0.90% ～0.97%，指示其为拉长石。同时，靠近石榴石的斜长石中的An 端元比靠近单斜辉石的斜长石约高2%，与单斜辉石接触的斜长石较其它测试点的Or 值略高。

斜长石稀土元素总含量在30 ×10-6左右，稀土元素相对球粒陨石配分图(图6a)显示出铕正异常、整体右倾的趋势。

4 讨论

4.1 变质作用中矿物微量元素分配系数

图8 石榴石球粒陨石标准化稀土元素配分图(a)和原始地幔标准化微量元素蛛网图(标准化值据Sun and McDonough，1989)Fig.8 Chondrite-normalized REE patterns (a)and primitive mantle-normalized trace element spider diagrams (b)for garnet(normalization values after Sun and McDonough，1989)

表3 微量元素分配比值Table 3 Trace element distribution coefficients

选择相互以平直边界接触，在岩相学上达到平衡的矿物，我们获得微量元素在不同矿物对，如石榴石-单斜辉石、石榴石-斜方辉石、石榴石-钛铁矿、单斜辉石-斜方辉石、单斜辉石-角闪石、斜方辉石-角闪石间的元素含量比值(表3:0-1，25-31)。石榴石和单斜辉石之间REE 的分配系数(DGrt/Cpx

i，i∈REE)显示出不同程度地左倾(图10)。其中，平直颗粒边界接触的大颗粒Grt1-Cpx1 和石榴石核部的Grt0-单斜辉石的核部的Cpx0 的D 值相似，随着原子序数的增加而增加(除La 外):它们的DGrt/Cpxi在La-Sm 小于1(0.01 ～0.91)，Eu-Dy 的DGrt/Cpxi稍高一些(1.33 ～23.5)，在Ho-Lu 则更高(51.7 ～242);而相互接触的小颗粒Grt2 和Cpx2 的矿物对之间，DGrt/Cpxi值在La-Dy 间与前者相似(0.01 ～9.21)，但是从Ho 开始则较前者显得变化平缓，表现出D 值(7.29 ～11.5)基本一致的特点。将我们的数据与前人从天然样品和实验样品中获得的数据比较(Mazzucchelli et al.，1992;Nehring et al.，2010;Suzuki et al.，2012;图10)，轻-中稀土范围内的DGrt1/Cpx1i与DGrt2/Cpx2

i值基本上与前人从麻粒岩及下地壳辉长岩中获得的D 值相似(图10;Mazzucchelli et al.，1992)，但较高温高压(相当于下地壳的超高温超高压相)实验条件下的D 值稍低(Suzuki et al.，2012);前人的数据中，重稀土范围内的D 值变化范围较大(Mazzucchelli et al.，1992)，但仍然存在一定的规律，即其中绝大多数的C 型(冠状体型)的D 值低于P 型(变斑晶型)的D 值，但C 型的D 值变化范围较大，而P 型的D 值则相对集中;而胶东样品中的变斑晶间(Grt1/Cpx1，Grt0/Cpx0)的D 值在重稀土范围内高于所有其它类型的数据(图10)。Mazzucchelli et al. (1992)认为C 型的D 值变化范围较大归因于在冷却分解过程中，冠状体中的矿物并没有达到相应的平衡，而Grt2/Cpx2 间的D值与Mazzucchelli et al. (1992)中提到的C 型的D 值吻合得最好，这可能和微量元素在小颗粒石榴石与小颗粒单斜辉石未达到平衡有关。由于通过稀土元素的配分模式判断小颗粒单斜辉石应属早期单斜辉石的残留，这与岩相学观察小颗粒单斜辉石与大颗粒单斜辉石的产状关系以及小颗粒石榴石的产状相一致。因此，微量元素在晚期的小颗粒石榴石与早期的单斜辉石残留体之间的配分不平衡及大颗粒石榴石与大颗粒单斜辉石间的配分平衡指示了后期的退变质并未对早期矿物中的微量元素分配造成影响。

图9 石榴石主、微量元素线剖面分布图Fig.9 Profiles of major and trace element distributions in garnet

图10 稀土元素D(Grt/Cpx)值分布图(C 型:冠状体型;P 型:变斑晶型)Fig. 10 Distribution coefficients map for REE between garnet and clinopyroxene (C type:corona type;P type:porphyroblastic type)

结合相关数据的比较，考虑到轻稀土在石榴石及重稀土在单斜辉石含量偏低可能造成测试误差偏大的因素，我们认为中重稀土在石榴石-单斜辉石间的D 值相对稳定，并可能为深入讨论D 值与温压的关系提供基础。

综上，通过计算微量元素在主要矿物间的分配系数，并与前人的实验和天然样品结果进行比较，结果表明后期的麻粒岩相变质和重结晶作用没有在整体上影响石榴石及单斜辉石的微量元素成分环带和微量元素的分配。

4.2 造岩矿物主、微量元素分布特征对变质作用特征的指示

峰期主要造岩矿物的主量元素分布均一，并未像其它出露于胶北地体中的基性麻粒岩的造岩矿物存在成份环带(刘平华等，2010;刘文军等，1998)，与平度、栖霞地区的基性麻粒岩中主要造岩矿物成分进行比较(刘平华等，2010)，本文石榴石成份与前者的石榴石边部成份(刘平华等，2010)相似(图7)，而单斜辉石成份属于铁次透辉石-铁普通辉石，较前者文中的单斜辉石(大多归属次透辉石)成份富铁，而斜方辉石的成份也处在前者报道的减压退变成因的紫苏辉石-铁紫苏辉石之间。角闪石属于钙质普通角闪石，在角闪石成份与变质级别分类图中(靳是琴，1991)位于角闪岩相-高角闪岩相范围内。斜长石富集An 端元，与刘平华等(2010)文中退变过程中的斜长石成份一致。

上述特征暗示本文的单矿物主量元素在退变质过程中发生了扩散并呈均一化现象。由于微量元素在主要造岩矿物中的扩散速率比主量元素要慢(Carlson，2006，2011，2012;Carlson et al.，2014)，从线剖面分析获得的微量元素环带常对变质历史具有指示作用。前人报到的微量元素环带常见两类，一类是从核到边部存在含量连续地增加或降低，如Ti、Cr、Co，这种渐变式环带被前人使用封闭分配体系下达到平衡的模式进行解释(Hollister，1966;Cygan and Lasaga，1982;Otamendi et al.，2002);一类是在环带上显示出明显的突变峰位或一段峰位变化，最早被认为可能是一种开放环境的体现或由某种副矿物的分解或分馏造成(Hickmott et al.，1987;Hickmott and Shimizu，1990;Chernoff and Carlson，1999;Moore et al.，2013)。Moore et al. (2013)结合相关实例和近年的研究成果，对造成泥质和镁铁质变质岩中石榴石的Y+REE 复杂分布特征与机制做了如下总结:1)生长过程中表面含量异常增高;2)生长所处的基质环境中微量元素含量出现变化;3)特定微量元素在石榴石与基质间的分配系数发生变化;4)受矿物颗粒边界的影响，微量元素可能会在矿物界面附近发生富集;5)微量元素的瞬时不平衡分布造成矿物生长过程记录下微量元素含量出现异常等。

本文峰期矿物石榴石和单斜辉石均在一定程度上表现出微量元素的连续性钟形剖面环带。该现象的研究较早追溯于20 世纪60 年代，前人对铁铝榴石中的锰环带曾使用封闭体系中瑞利分馏模式进行过解释(Rayleigh，1896;Hollister，1966;Hoefs，1997;Kohn，2014)。因此，本文微量元素的钟形剖面环带说明其保存了较好的造岩矿物结晶过程的相关信息。

石榴石的HREE、Y、V 含量在核-幔部位形成钟形剖面的现象暗示其在核-幔部的生长环境较为稳定。与钛铁矿接触的石榴石边部(L1)存在含量突降现象，与峰期矿物单斜辉石接触的石榴石边部(L2)微量元素剖面则仅有轻微上扬(如Dy)或下降(如Yb)。因此，石榴石微量元素剖面图L1上的边部成分突变可能与后期石榴石分解的事件有关。石榴石的Ti 元素剖面在其核部石英包裹体附近呈现凹谷形态，剖面中还出现轻微震动，这也可能与石榴石及石英中出现富钛矿物及富钛矿物包裹体有关。在金红石与峰期矿物共存时，Ti 元素倾向进入富钛矿物，对于石榴石而言则为不相容元素并在石榴石生长过程中，由瑞利分馏结晶形成反环带，在峰期矿物组合退变再次产生富钛矿物钛铁矿时，Ti 含量再次在石榴石中降低。这种特征与岩相学上观察到的矿物组合特征是一致的。从Ti 的连续剖面可以认为石英中的钛含量受后期扩散影响不大，可以用来计算早期的温度。

对单斜辉石中的剖面分析发现，单斜辉石的主量元素分布也较为均一，但微量元素的分布则显示出中间高、两端低的特点。L1、L2 剖面中的La/Gd 和Zr/Hf 比值变化不大，仅在核部出现个别点的微弱突变，说明微量元素在单斜辉石中的分布受到后期蚀变的影响较小。其中L1 剖面中的微量元素(Ti、Mn、REE、Y)分布近似钟形剖面特征，暗示可能和瑞利分馏有关;而L2 剖面中的微量元素分布的异常则可能和主量元素的变化有关。L2 中的Mg 含量变化不大，而Ca 和Fe 则在靠近边部位置分别出现降低和升高，Al(IV)在边部也出现较大的变化，相应的Ce、Nd、Y、Gd、Ti 也出现单点降低。由于Ca2+的半径约为1，常常占据辉石结构中的M2 位置，与Ce4+(r ～1.01)、Nd3+(r ～1.01)、Y3+(r ～0.93)、Gd3+(r ～1.02)的半径相似，而Fe2+的约为0.76 较Ca2+的半径约小1/4，因此也常占据M2 位置。当Ca2+降低、Fe2+时增高时，具与Ca2+相似半径的稀土元素或由于半径更小的Fe2+的增加而使类质同像替代发生更加困难。单斜辉石中的微量元素的分配情况也被认为与钙契尔马克分子的含量强烈相关(Hill et al.，2000)。因此当“CaAl”分子发生变化时，Ti4+(r ～0.60)做为HFSE 也可能相应的发生变化，因此这种变化趋势上的相似性与前人(Lundstrom et al.，1998)关于单斜辉石中IVAl 含量与HFSE 的含量正相关的研究结论一致。但是，本文的这种异常或也可能由于使用电子探针成份标定微量元素含量有关，因此还需要更多类似的数据加以深入研究。

通过比较两种辉石的微量元素含量可知，斜方辉石较单斜辉石普遍含有较低的REE+Y，但是Cr、Co、Ni 的含量却比单斜辉石中高或与其持平。本文单斜辉石与石榴石的REE配分模式及相应的微量元素特征与典型变质地区的变质成因石榴石及单斜辉石的特征相似(Clark et al.，2013;Mazzucchelli et al.，1992;Nehring et al.，2010)。通过比较单斜辉石、角闪石、斜方辉石REE 的配分模式可以看到，单斜辉石处于斜方辉石与角闪石的中间，且角闪石与单斜辉石的分配模式相似。角闪石与单斜辉石的REE 配分模式相似且含量比单斜辉石略高的特点在Nehring et al. (2010)的麻粒岩样品80M 也有体现，其相似性可能与REE 在二者之间的分配系数有关。角闪石中REE 含量略高于单斜辉石，与角闪石的REE 分配系数高于单斜辉石有关(Mckenzie and O’Nions，1991)。从分配系数的特点上看，角闪石、单斜辉石、斜方辉石的REE 矿物-熔体分配系数(玄武质体系中)均低于1，且重稀土元素的分配系数略高于轻稀土元素的分配系数。但是本文及其它地区麻粒岩中的单斜辉石普遍表现出轻稀土较重稀土富集的特点(Clark et al.，2013;Mazzucchelli et al.，1992;Nehring et al.，2010)，这可能与石榴石对重稀土的分馏有关。同时，本文角闪石在微量元素与变质级别相关图解中落入角闪岩相变质区域(Skublov and Drugova，2003)，但角闪石的稀土元素与常见变质成因角闪石的配分模式不一致(Skublov and Drugova，2003)，这可能与后期退变质作用过程中大量熔-流体出现有关。峰期矿物分解释放出的微量元素大量进入熔-流体后，与残留的石榴石进行再分配，从而使角闪石表现出重稀土较轻稀土亏损的特点。

4.3 胶北高压麻粒岩的变质温压条件

由于石榴石化学成分均一，取石榴石核部成分、单斜辉石的核部成分、石榴石边部斜长石的成份，使用Grt-Cpx 温度计(Ravna，2000)及Grt-Cpx-Pl-Q 压力计(Eckert et al.，1991)联合校正估算的温压约为667 ～680℃，1.27GPa 左右。此温度范围应处在角闪岩相范围，不符合麻粒岩相矿物组合所指示的温度，而压力虽然大于1.0GPa，但用于计算的是石榴石边部的斜长石，其已经进行了成份调整，因此该压力只能用于压力下限的估算。使用二辉石温度计(Cpx-Opx，Taylor，1998)及石榴石-斜方辉石-斜长石-石英(GOPQ)温压计(Lal，1993)对岩相学上达到平衡的单斜辉石与斜方辉石、小颗粒石榴石及自形斜长石进行了温度的估算，获得了6 ～10kbar，810 ～845℃的结果。尽管大颗粒的单斜辉石是峰期产物，但石榴石成分均一、Grt-Cpx 温度计估算所获得的低温结果以及从Opx 和共生接触的Cpx 达到平衡的现象说明早期残留的矿物在后期变质过程中存在过主量元素的成份调整及重结晶作用。

Zhao et al. (2014)对该区泥质及基性麻粒岩中的锆石SIMS 定年研究认为本文样品中的基性麻粒岩峰期在1.90 ～1.85Ga，并在1.85 ～1.80Ga 经历了退变。结合本文对样品QX59 的变质历史的解读，我们认为该样品先经历了高压麻粒岩岩相变质(～828℃，＞1.27GPa)，经近等温及迅速降压过程后到达中低压麻粒岩相(810 ～840℃，0.6 ～1.0GPa)。这与前人对该区麻粒岩的研究获得的近等温降压PT 轨迹的结论相似(图11)。

结合本文的实例研究，我们认为主量元素环带在峰期矿物中发生迁移变化后，Ti、V、Y、REE 元素在高压基性麻粒岩的峰期矿物石榴石和单斜辉石中容易保存早期的成份环带，并指示它们在峰期经历瑞利分馏结晶过程从而形成微量元素的成分环带。这是采用微量元素对岩石进行温压计算的基础。同时，使用微量元素的分配系数评价后期变质作用对微量元素在主要矿物间再分配的影响。在确认早期矿物组合的微量元素分布未受到晚期变质作用影响的基础上，选用受包裹体等影响小的早期矿物，使用早期矿物的微量元素温压计(如:石英的钛温度计)对早期的变质环境进行限定。

5 结论

(1)以胶东基性麻粒岩为例，对主要造岩矿物中微量元素的分布及矿物间分配特征进行了分析研究，结果显示叠加变质温度达到～840℃左右，压力降低约0.2 ～0.3GPa 时，石榴石内部的微量元素含量和分配没有发生明显的改变，表明微量元素能够应用于基性麻粒岩高级变质作用历史的反演。

图11 胶北地体基性高压麻粒岩变质演化P-T 轨迹EA-绿帘角闪岩相;AM-角闪岩相;GR-麻粒岩相;HGR-高压麻粒岩相Fig.11 Metamorphic P-T path of mafic HP granulite from Jiaobei terraneEA-epidote amphibolite facies;AM-amphibolite facies;GR-granulite facies;HRG-high-pressure granulite facies

(2)通过分析微量元素分配特征及结合主、微量元素温度计计算，我们认为胶北石榴石基性麻粒岩中退变质强烈、未能保留峰期残留变质矿物的样品，其峰期变质条件应为＞828℃和＞1.27GPa，后期退变质条件应为810 ～840℃，0.6～1.0GPa，并在更晚期经历了角闪岩相退变质。样品整体表现出近等温减压的变质历史。这与石榴石中含有高压麻粒岩变质阶段残留矿物样品的研究结果一致。

致谢 感谢中国科学院地质与地球物理研究所的李铁胜老师、西北大学大陆动力学国家重点实验室的张红老师提供的帮助。感谢周李岗博士和博士研究生崔夏红、赵磊提供的帮助。另外，还要感谢审稿人提供的宝贵的意见与建议。

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