胶北日庄石墨结晶与寄主麻粒岩的变质演化关系

张保瑞 孔凡梅 李旭平 孙彤 玄金卉 高园明 申颖

石墨用途广泛,正逐渐成为国防、航天、新材料等领域不可替代的重要材料。然而,全球高度结晶的石墨矿床较少,主要分布在中国、印度、巴西、加拿大和墨西哥等几个国家(Buseck and Beyssac, 2014;肖克炎等,2016)。我国是石墨资源大国,但优质石墨资源仍不能满足市场需求(陈军元等,2020),并且随着工业应用对石墨需求的迅速增加,对石墨成矿系统特征的分析将成为我国重要的研究课题(Zhongetal., 2019)。

华北克拉通晶质片状石墨矿占全国总储量的74%(李超等,2015;肖克炎等,2016)。当前,学者们对华北克拉通石墨矿床物质来源、成因机制、形成时代等方面的研究正在不断深入。地学界普遍认为,全球2.3Ga左右的环境突变,造成大气氧含量升高(Chen and Tang, 2016;陈衍景和汤好书,2018),引起海洋原始微生物爆发,从而为石墨矿的形成提供了主要碳质来源(李凯月等,2020)。胶东地区荆山群陡崖组石墨矿床的δ13C表现出有机碳质来源为主(兰心俨,1981;王克勤,1988;颜玲亚等,2012;李凯月等,2018),荆山群的原岩形成时代为2.3Ga之后(谢士稳等,2014),且荆山群含石墨大理岩具有δ13C的正异常特征,表明荆山群含石墨岩石很好的印证了古元古代大氧化事件及成矿大爆发事件(陈衍景等,2000;李凯月等,2020)。

作为地壳中估算碳物质记录的强大工具之一的石墨,主要赋存于具有一定形成压力、温度条件下的变质表壳岩石中(Yangetal., 2014),分散状的石墨定向-半定向地平行于围岩的叶理或片理、片麻理,暗示了其变质沉积成因(Bolarinwa, 2004)。Zhongetal.(2019)提出华北克拉通西部孔兹岩系石墨带成矿过程中的关键因素为有机碳源、大陆边缘及俯冲环境、高级变质作用。在古元古代早期华北克拉通东、西陆块具有孔兹岩系特征的变质岩原岩,是在陆缘海相沉积环境(包含浅海及裂谷盆地)下沉积的碳质碎屑岩、有机质粘土岩和镁碳酸盐岩(王克勤,1990);古元古代末期(1870±20Ma),板块拼合过程中大规模的俯冲碰撞使得原岩遭受区域变质作用,在高温高压条件下,碳质物质发生石墨化(刘剑,2017)。变质作用及变质程度与石墨矿的形成密切相关,变质程度低,只能形成隐晶质石墨(梁帅,2015),只有在达到约500℃的低角闪岩相,才会出现完全有序的石墨;变质程度越高,变质岩石中石墨晶片越大。我国的大、中型石墨矿几乎全部产于麻粒岩相条件下形成的含矿变质沉积建造中(颜玲亚等,2020)。

高树学等(2019)认为石墨成矿作用与古元古代裂谷型区域动力热流(核部)变质作用密切相关,且变质程度越高,矿石质量越好,石墨化程度和结晶程度也越高(刘剑,2017;王帅等,2017)。华北克拉通孔兹岩带含晶质石墨变质岩多数达到麻粒岩相变质作用,代表性变质矿物显示多成因、多世代的变质作用特征(刘守偈等,2008; Dharmapriyaetal., 2014;李寒滨等,2014;Heetal., 2016;Maetal., 2019;Wangetal., 2020;Zouetal., 2020b)。Zouetal.(2020b)发现胶-辽-吉带荆山群含石墨片麻岩达到麻粒岩相变质作用,经历高压变质等多期变质作用演化。还有学者认为混合岩化作用是晶质石墨矿床形成的关键(解立发,1991;梁帅,2015),优质晶质石墨矿床展示出明显的深熔作用或混合岩化作用(陈衍景等,2000)。莱西南墅优质晶质石墨矿床的混合岩化以早期重结晶、后期水化变质为主要特征(兰心俨,1981),平度-莱西石墨成矿带石墨晶体和固定碳随变质等级增加而变化的特征,表明在其成矿过程中发生了不止一种变质过程(Wangetal., 2020)。

石墨结晶作用是不可逆的,不受退变质作用的影响(刘剑,2017),因此其拉曼光谱分析可区分不同变质级别碳质物质的谱峰特征(Busemannetal., 2007;Codyetal., 2008),石墨的二级谱峰特征也是变质程度的有效指标(Zhang and Santosh, 2019)。但因孔兹岩变质作用和石墨成矿研究领域差别较大,以往对含石墨孔兹岩详细、具体的岩相学、矿物学分析和对石墨与寄主孔兹岩之间变质作用关系的研究相对较少,石墨结晶形成及成矿作用与寄主孔兹岩的变质演化过程还未能有效地结合起来。所以研究华北克拉通东部胶-辽-吉带含石墨孔兹岩的变质作用演化,通过拉曼光谱分析石墨结晶特征与不同变质作用阶段的关系,将有效透视石墨结晶及成矿的关键科学问题。

1 地质背景

华北克拉通是世界上最古老的克拉通之一,保留了3.8Ga的古老地壳物质记录(Liuetal., 1992)。华北克拉通前寒武纪期间所发生的陆壳增生、板块机制转变、缺氧到富氧的地球环境剧变等重大地质事件都伴随大规模的成岩成矿作用,同时形成了丰富的矿产资源和独特的优势矿种即石墨(翟明国,2010),大规模生物成因石墨矿床是华北克拉通地质历史上一次大规模生物活动的有效记录(李凯月等,2020)。中国石墨矿床的分布时空特征明显,时间上主要形成于元古代和太古代,空间上主要分布在古老陆块边缘,并且优质显晶质石墨主要产于区域变质型石墨矿床,包括佳木斯地块、胶北地块、华北西部孔兹岩带等早前寒武纪变质岩分布区(张艳飞等,2020),其形成与板块汇聚、板块升降过程中的变质作用有关(颜玲亚等,2018)。古元古代是华北克拉通大规模晶质石墨成矿的重要成矿期,活动地壳向稳定陆块转变期间,含碳岩石沉积形成孔兹岩系原岩建造经过陆-陆碰撞变质形成石墨(钟焱等,2016)。

Zhaoetal.(2003)把华北克拉通基底分为西部陆块和东部陆块,西部陆块是由阴山地块和鄂尔多斯地块沿～1.95Ga的孔兹岩带碰撞拼合而成,东部陆块内一个裂谷-碰撞带为胶-辽-吉带,于2.2～1.9Ga间相继发生裂解俯冲碰撞闭合(Zhao and Zhai, 2013),在～1.85Ga东西两陆块沿近南北向的中部带碰撞拼合而形成华北克拉通(图1;Zhaoetal., 2001, 2003)。华北克拉通经历的古元古代末拉通化事件,造成麻粒岩相-高角闪岩相的克拉通基底岩石整体抬升,并伴随壳熔花岗岩的形成和强烈的混合岩化(翟明国,2010,2013;翟明国等,2014),突出表现为1.95～1.8Ga经历的伴随着地壳生长和区域麻粒岩相变质的大规模构造-热事件(马旭东等,2019),众多学者称1.95～1.82Ga的热事件为克拉通再造(Zhai and Liu, 2003;Zhaietal., 2005;Zhai and Santosh, 2011)。

孔兹岩系主要发育在华北克拉通西部陆块的孔兹岩带和东部陆块的胶-辽-吉带中,古元古代胶-辽-吉带与西部孔兹岩带同属古元古造山带,其变质作用和变质事件年代学特征表现出两条变质带或可对比。而丰镇活动带和胶辽活动带在位置上与Zhaoetal.(2012)提出的孔兹岩带和胶-辽-吉带相当,时间上也大致耦合。西部陆块孔兹岩带原为被动大陆边缘的一套陆缘沉积物,经历俯冲作用发生麻粒岩相变质形成该孔兹岩带岩石(Zhaoetal., 2010)。西部孔兹岩带内的石墨成矿带,从被动大陆边缘演化为主动大陆边缘,俯冲相关的岩浆作用提供了将有机物转化为无定形石墨所需的热量,大陆碰撞引起的高级变质作用和伴随的岩浆作用将原始的无定形石墨改造成现在的石墨矿床(钟焱等,2016)。西部孔兹岩带中主要的含石墨成矿带与区域性页理平行一致,区域岩石结构构造和U-Pb锆石测年研究等表明石墨矿化的时间在1.95～1.85Ga之间(Zhangetal., 2013),与石墨矿石麻粒岩相变质时代和孔兹岩区域变质事件吻合(Zhai and Santosh, 2011;Zhangetal., 2014)。

胶-辽-吉带呈北东-南西向展布于东部陆块东南缘,Zhaoetal.(2012)认为东部陆块内部于～1.9Ga左右形成两个微陆块,随后俯冲-碰撞形成了胶-辽-吉造山活动带,孔兹岩系岩石分布在胶-辽-吉带在胶东地区的荆山群和粉子山群(颜玲亚等,2020)。胶-辽-吉带南段的荆山群总体呈北北东向的带状展布(图2),主要岩性为富铝片岩、含石墨片麻岩或透辉岩、变粒岩、大理岩等(Tametal., 2011;李旭平等,2013;孔凡梅等,2015)。其中含石墨变质岩系原岩沉积年龄约为2230±20Ma,形成时代在古元古代早期(颜玲亚等,2020),在2.0～1.8Ga发生陆-陆碰撞,孔兹岩系原岩卷入下地壳,发生变质变形并形成石墨矿床(沈保丰等,2010)。平度-莱西石墨成矿带是我国重要的大鳞片晶质石墨成矿带之一,位于胶-辽-吉带南段胶北隆起,展布于平度-莱西-莱阳-牟平等地,石墨矿赋存于古元古界荆山群陡崖组徐村段(高树学等,2019);矿带严格受地层层位控制,含矿岩石变质相为角闪岩相-麻粒岩相,著名的南墅石墨矿位于该成矿带中(高树学等,2019)。南墅石墨矿石年代学研究结果表明石墨变质成矿期年龄为1.86～1.82Ga,反映了区域内古元古代晚期的一次构造-热事件(梁帅,2015)。

图2 胶北地块地质简图及采样位置(据Zou et al., 2021修改)Fig.2 Simplified geological map of the Jiaobei Terrane (modified after Zou et al., 2021) and the sample locality

最近发现毗邻莱西南墅的日庄地区荆山群泥质麻粒岩记录了高达940℃的超高温(UHT)变质作用(Zouetal., 2020a),本文研究的日庄镇东白石含石墨麻粒岩露头与该超高温麻粒岩距离非常近,并且高晶度石墨的拉曼光谱特征与寄主岩石超高温变质作用一致(Zhang and Santosh, 2019)。因此,本次对日庄镇东白石含石墨麻粒岩详细的矿物岩石学分析、石墨拉曼光谱分析、石墨结晶形成与寄主孔兹岩变质作用演化关系的研究,尤其是石墨结晶度与高温-超高温变质作用的统一探究,将有效揭示研究区石墨结晶程度与寄主麻粒岩变质作用的联系,为优质高晶度石墨矿在区域变质背景下的成矿模式、成矿规律等研究提供基础研究资料。

2 分析方法

电子探针和激光拉曼光谱分析在山东省地质科学研究院自然资源部金矿成矿过程和资源利用重点实验室完成。电子探针分析仪器型号为JEOL JXA-8230,测试条件如下:加速电压15kV,束流1×10-8A,束斑5μm,检出限0.01%,采用加拿大产ASTIMEX系列标准样(沈昆等,2018)。

拉曼光谱分析使用Renishw invia型激光共焦显微拉曼光谱仪,采用532nm激光器,光栅为1800I/mm(vis),狭缝20μm,采用50倍长焦距物镜。测试之前采用单晶硅片对仪器进行校正,保证520.5cm-1特征峰偏移小于0.2cm-1。测试主要采用Static和Extended两种模式,Standard共焦,激光功率为10%,曝光时间1s,重复测试50次,整个测试过程均在室温和常压下完成(沈昆等,2018)。运用PeakFit v4.12软件进行数据处理。

全岩主量元素分析在武汉上谱分析科技有限责任公司完成,分析仪器使用日本理学(Rigaku)生产的ZSX Primus Ⅱ型波长色散X射线荧光光谱仪(XRF),4.0kW端窗铑靶X射线光管,测试条件为电压:50kV,电流:60mA,主量各元素分析谱线均为Kα,标准曲线使用国家标准物质岩石系列GBW07101-14建立。数据校正采用理论α系数法,测试相对标准偏差(RSD)<2%。

锆石U-Pb定年在南京宏创地质勘查技术服务有限公司微区分析实验室使用激光剥蚀-电感耦合等离子体质谱仪(LA-ICP-MS)完成。激光剥蚀平台采用Resolution SE型193nm深紫外激光剥蚀进样系统,配备S155型双体积样品池。质谱仪采用Agilent 7900型电感耦合等离子体质谱仪。采用束斑直径50μm、剥蚀频率10Hz、能量密度3.5J/cm2、扫描速度3μm/s的激光参数剥蚀NIST 612。选用100μm束斑线扫NIST 610对待测元素进行P/A调谐(Thompsonetal., 2018)。采用5个激光脉冲对每个剥蚀区域进行预剥蚀(剥蚀深度～0.3μm),在束斑直径30μm、剥蚀频率5Hz、能量密度2.5J/cm2的激光条件下分析样品。数据处理采用Iolite程序,锆石91500作为校正标样,GJ-1作为监测标样,每隔10～12个样品点分析2个91500标样及1个GJ-1标样。通常采集20s的气体空白,35～40s的信号区间进行数据处理,按指数方程进行深度分馏校正(Patonetal., 2010)。以NIST 610 作为外标,91Zr作为内标计算微量元素含量。本次实验过程中测定的91500(1061.5±3.2Ma, 2σ)、GJ-1 (604±6Ma, 2σ)年龄在不确定范围内与推荐值一致。

3 岩相学及矿物成分特征

本文选取代表性泥质麻粒岩样品21DBS02(N36°59′0.099″、E120°21′19.8″)和21DBS16(N36°59′0.409″、E120°21′20.088″)进行研究,岩石矿物主要有石榴石(25%～30%)、黑云母(15%～20%)、钾长石(15%～20%)、斜长石(10%～15%)、石英(10%～15%)、夕线石(5%～10%)、石墨(<5%),以及少量的金红石、独居石等副矿物。

3.1 岩相学特征

石榴石 石榴石发育有三种形态。一种为粗粒变斑晶,粒径一般0.5～4mm,且核-边结构明显发育,石榴石核部常含大量包裹体而呈筛状结构,包裹体主要为石英、斜长石,以及少量黑云母和金红石;该类石榴石边部则只有少量的石英、黑云母、斜长石包裹体出现(图3a, g)。石榴石较为破碎,大量裂纹发育,明显受到后期变质作用改造,其周围多被粗粒长石、石英以及一些定向拉长的黑云母和针柱状定向排列的夕线石所环绕(以下称“a类石榴石”)(图3d)。

图3 泥质麻粒岩岩相学照片(a)石榴石变斑晶核部含大量包裹体;(b)含少量黑云母包裹体的石榴石;(c)基质中细粒石榴石;(d)由黑云母、夕线石、石英组成的后成合晶发育在石榴石周边;(e)棱柱状夕线石中保留蓝晶石假象;(f)基质中的金红石和石墨;(g)石榴石变斑晶内部发育斜长石、石英、黑云母、金红石、石墨包裹体;(h)条纹长石发育在石榴石边部;(i)反条纹长石出溶大量不规则钾长石客晶;(j-l)均为用于二长石温度计的反条纹长石. 矿物代码据Whitney and Evans (2010): Ab-钠长石; Ap-磷灰石; Atp-反条纹长石; Bt-黑云母; Gr-石墨; Grt-石榴石; Kfs-钾长石; Mnz-独居石; Pl-斜长石; Pth-条纹长石; Qz-石英; Rt-金红石; Sil-夕线石Fig.3 Petrographic photographs of the pelitic granulites(a) a large number of plagioclase and quartz inclusions in the garnet porphyroblast; (b) the garnet contains a small amount of biotite inclusions; (c) fine-grained garnet in the matrix; (d) symplectites of biotite, sillimanite and quartz developed around the garnet; (e) coarse-grained prismatic sillimanite, pseudomorphs after kyanite; (f) rutile and graphite in the matrix; (g) inclusions of plagioclase, quartz, biotite, rutile and graphite are developed in the garnet porphyroblast; (h) perthite developed on the edge of garnet; (i) a large number of irregular k-feldspar lamellae were dissolved by antiperthite; (j-l) antiperthites used for two-feldspar thermometer. Mineral abbreviations after Whitney and Evans (2010): Ab-albite; Ap-apatite; Atp-antiperthite; Bt-biotite; Gr-graphite; Grt-garnet; Kfs-K-feldspar; Mnz-monazite; Pl-plagioclase; Pth-perthite; Qz-quartz; Rt-rutile; Sil-sillimanite

另外一种形态石榴石粒径稍小0.5～2.5mm,通常不含或边部含有少量黑云母、石英包裹体,内部结构均匀且裂纹较少(以下称“b类石榴石”)(图3b)。第三种为细粒石榴石,粒径小于0.5mm,不含任何矿物包裹体,多位于粗粒石榴石周边或基质中长英质矿物之中(以下称“c类石榴石”)(图3c)。

黑云母 黑云母主要发育以下三种形态:(1)石榴石之中的浑圆状黑云母包裹体,粒度较小,且含量较少(图3a,b);(2)基质中大量发育的自形-半自形片状黑云母,该类黑云母常与斜长石、钾长石、石英以及石墨共生(图3b,c);(3)围绕在石榴石边部的细粒黑云母,且与夕线石、石英共生形成后成合晶(图3d)。

斜长石和钾长石 斜长石呈现两种类型:(1)石榴石内部斜长石包裹体,粒度小且数量少,形态不规则(图3a,g);(2)基质中粗粒自形-半自形斜长石,此类斜长石局部可见黑云母、石英包体(图3b,c)。基质中广泛发育的粗粒自形-半自形钾长石(图3d,f)。

夕线石 基质中的夕线石多呈短柱状、细粒状或定向排列的针柱状,常与黑云母、石英和长石相伴生,短柱状夕线石形态比较规则,部分颗粒呈现蓝晶石假象(图3e);细粒状夕线石多发育在石榴石周边,与细粒黑云母、石英、长石共生形成后成合晶(图3d)。

蓝晶石 镜下观察发现蓝晶石大部分已经完全转变为夕线石,仅保留蓝晶石晶体假象(图4a,c);通过拉曼光谱分析,获得了部分蓝晶石拉曼特征峰(图4b,d)。

图4 泥质麻粒岩蓝晶石-夕线石拉曼光谱图红色十字为拉曼测试位置Fig.4 Raman spectra of kyanite and sillimanite from pelitic granulitesThe red cross represents the Raman testing position

金红石 金红石在样品中的含量相对较少且形态差异较大:(1)在石榴石内部发育的细粒浑圆状包裹体,有时与斜长石、石英共生(图3g);(2)基质中呈粒状或短柱状的粗粒自形-半自形金红石,多被包裹于长英质矿物之中(图3d,f)。

条纹长石和反条纹长石 样品中发育少量条纹长石,其主晶钾长石出溶客晶钠长石,客晶钠长石呈微小片晶均匀分布,含量在10%～20%之间(图3h)。粗粒自形-半自形反条纹长石在基质中大量发育,主晶斜长石出溶客晶钾长石,客晶钾长石包括两种产状,一种呈棒状定向排列,另一种呈不规则粒状;客晶分布不均匀,含量在5%～40 %之间(图3c,i-l)。

石墨 石墨在样品中广泛发育,主要是基质中与黑云母、长英质矿物或是熔体共生的鳞片状石墨(图3d,f),以及少部分发育在石榴石内部的石墨包裹体(图3g)。研究样品发育五种不同产出特征的石墨,分别为:(1)发育于基质中粗粒黑云母内部的石墨(图5a);(2)与黑云母交生并沿黑云母中心部位解理纹生长的石墨,其外端有熔体发育,可能结晶于共生的黑云母形成之前或黑云母生长的初始阶段(图5b);(3)石榴石核部石墨包裹体,形成于较早的变质阶段(图5c);(4)叶片状石墨沿贯穿石榴石变斑晶幔-边部的裂隙生长,周围发育不规则状、细脉状熔体(图5d);(5)石榴石旁粗叶片状自形石墨,其周围发育细粒黑云母、熔体及长英质矿物,该石墨一端呈现流动状且周围细小长条状黑云母与熔体交生,显示与峰期后大量熔体作用密切相关(图5e)。除石榴石核部石墨包裹体外,其他四种产状石墨周边均有熔体发育。

图5 泥质麻粒岩石墨拉曼测试位置及光谱分析Fig.5 Test position and Raman spectra of graphites from pelitic granulites

熔体 样品中熔体大量发育,镜下观察到有熔体参与变质过程:(1)在石榴石生长阶段有熔体参与,形成石榴石核部的大量浑圆状石英包裹体(图3a)(Wuetal., 2018);(2)石榴石边部由细粒黑云母、夕线石和石英组成的后成合晶,常与熔体共生(图3e),是在石榴石分解过程中熔体作用的结果(Waters, 1988;Zhangetal., 2017);(3)基质中发育大量不规则熔体,与长英质矿物、黑云母等接触(图3d)。

3.2 矿物成分特征

石榴石 电子探针分析表明,所研究石榴石XFe、XMg较高,其XCa和XMn普遍较低(图6、表1、表2)。b类石榴石典型剖面总体趋势为:石榴石核部XFe最低(0.582～0.587),由核部向边部缓慢升高,边部则明显上升达到最高(0.598～0.655);核部XMg最高(0.370～0.372),向边部则逐渐降低(0.314～0.364)。石榴石中的XCa和XMn普遍较低,其中XCa由石榴石核部(0.035～0.037)向边部(0.020～0.031)逐渐降低;而XMn变化趋于平缓,边部(0.008～0.011)略高于核部(0.007～0.008)(表1、图6a-b)。这种石榴石内部发育的成分扩散环带,除了与石榴石经历降温减压过程有关,也与石榴石周边接触矿物有关(陈能松等,2003;周喜文等,2003;夏琼霞和郑永飞,2011)。当石榴石剖面两端均与黑云母接触时,其成分变化与上述一致(图6a,b);当石榴石剖面两端与长英质矿物接触时,由核部到边部的成分变化不明显(图6c,d)。

表1 泥质麻粒岩石榴石剖面AB探针数据(wt%)Table 1 EPMA data (wt%) of garnet Profile AB from pelitic granulite

表2 泥质麻粒岩石榴石剖面CD探针数据(wt%)Table 2 EPMA data (wt%) of garnet Profile CD from pelitic granulite

图6 泥质麻粒岩石榴石成分剖面图Fig.6 Representive profiles and chemical analyses of garnets from pelitic granulites

与b类石榴石相比,a类石榴石变斑晶的XFe略低,范围为0.580～0.632,由核部向边部,与黑云母接触一侧明显上升,与石英接触一侧无明显变化;XMg则相对较高,范围为0.337～0.384,与黑云母接触一侧缓慢下降,与石英接触一侧变化趋于平缓;XCa从核部到边部呈先上升至最高(0.028)后下降至最低(0.019)的趋势,其中核部包裹体密集、裂隙较大且被熔体填充,导致核部XCa相对较低;XMn范围与b类石榴石相似(0.009～0.012),无明显变化趋势(表2、图6c-d)。

通过观察不同的石榴石颗粒,发现石榴石中的XCa存在连续演化的特性,即某一石榴石核部XCa数值可能与另一石榴石边部数值相同,这可能是不同石榴石颗粒生长发育的期次不同所致(刘浩,2019)。a类石榴石变斑晶因贯穿核部的裂纹发育,可能受峰期变质作用改造强烈,导致其XCa数值低于b类石榴石。由于后者受改造程度较小,其最有可能保留峰期阶段变质信息。将a、b类石榴石成分与c类细粒石榴石数据对比,发现基质中c类细粒石榴石的XCa值最低,与上述两种石榴石的边部相当,说明该类石榴石形成于较晚的变质阶段。

斜长石和钾长石 石榴石内部斜长石包裹体的XAn高于基质中的斜长石,核部斜长石包裹体的XAn为0.375～0.453,边部斜长石包裹体XAn为0.359～0.421,表明其可能形成于早期的变质阶段,或是斜长石包裹体纳入了从周围石榴石中扩散出的Ca(Zouetal., 2020a)。基质中粗粒自形斜长石内部成分差异不大,XAn边部(0.374～0.414)略高于核部(0.357-0.393)(表3)。基质中钾长石颗粒核部到边部XOr逐渐升高,其中核部0.772～0.885,边部0.823～0.918(表3)。

表3 泥质麻粒岩代表性斜长石和钾长石电子探针成分(wt%)Table 3 Representative EPMA data (wt%) of plagioclase and K-feldspar from pelitic granulites

黑云母 黑云母中的TiO2含量总体较高,变化范围为4.47%～6.23%(表4),这表示黑云母的形成可能与较高的温度有关(Iked, 1998)。石榴石边部的黑云母包裹体与其他产状的黑云母相比,FeO含量最低(7.74%～10.97%),而XMg最高,范围为0.720～0.820。值得注意的是,基质中与石榴石共生的黑云母,其与石榴石接触部位与远离石榴石而接触长英质矿物的黑云母相比,XMg相对较高(0.713～0.771),而FeO含量较低(9.29%～11.42%),说明共生的石榴石与黑云母之间在降温的过程中发生过Mg-Fe交换作用(Spear and Florence, 1992;Spearetal., 1999;周喜文和魏春景,2005)。基质中黑云母颗粒内部成分差异不明显,核部FeO含量在9.93%～12.78%之间,XMg范围为0.660～0.747,边部FeO含量9.86%～12.82%,XMg范围为0.668～0.745(表4)。

表4 泥质麻粒岩代表性黑云母、条纹长石和反条纹长石电子探针成分(wt%)Table 4 Representative EPMA data (wt%) of biotite, perthite and antiperthite from pelitic granulites

条纹长石和反条纹长石 条纹长石中细小薄片状钠长石微晶的XAb较高,为0.927～0.994,主晶钾长石XOr为0.836～0.918。反条纹长石中钾长石客晶的XOr范围为0.864～0.953,斜长石主晶的XAn与基质中斜长石类似,为0.359～0.412(表4)。

3.3 变质作用演化

基于岩相学和矿物成分特征,将泥质麻粒岩的变质演化过程划分为三个变质阶段M1、M2和M3,虽然拉曼光谱分析发现了夕线石中残留的高压矿物蓝晶石谱峰,显示岩石经历过高压变质阶段,但是由于受到后期高温或超高温变质作用阶段的叠加改造(Brown, 2002;White and Powell, 2002; Wuetal., 2017),导致所研究典型石榴石剖面的CaO含量较低,所以峰前进变质阶段M1的矿物组合及成分未能完整保留(Zouetal., 2020a, 2021)。

(1)根据石榴石变斑晶内部存在细粒黑云母、金红石包裹体,以及基质中夕线石保存蓝晶石残晶,结合前人在该区的研究(Zouetal., 2020a),推测进变质阶段M1的矿物组合为石榴石+石英+黑云母+斜长石+钾长石+蓝晶石+金红石+熔体。

(2)峰期阶段M2:主要特征是黑云母消失、蓝晶石向夕线石转变,石榴石剖面AB核部XMg和XCa最高,记录了峰期的最高温度和最高压力,对应的矿物组合为石榴石+石英+斜长石+钾长石+夕线石+金红石+熔体。核部向边部XMg略微下降,XCa下降明显,显示峰期向退变质阶段转化。

(3)退变质阶段M3:以石榴石的分解及周边后成合晶出现、熔体再结晶以及基质中石英、黑云母、长石、细粒石榴石再生长为特征,石榴石剖面AB边部的XMg、XCa均下降至最低,显示石榴石记录了降温减压的退变质信息。对应矿物组合为石榴石+石英+黑云母+斜长石+钾长石+夕线石+金红石+熔体。

4 相平衡模拟及变质温压条件

4.1 相平衡模拟

采用视剖面图对所研究样品的变质P-T演化过程进行模拟。使用GeoPS V3.2软件进行计算(Xiang and Connolly, 2022),该软件采用的算法类似于Perple_X,所模拟的矿物组合严格基于吉布斯自由能最小化(Gouetal., 2021)。计算时所选取的体系为NCKFMASHTO,该体系最适用于泥质麻粒岩的计算(刘浩,2019;麻少婷,2020),数据库为ds62(Holland and Powell, 2011)。

计算所用全岩组分数据经过XRF测试,因MnO和P2O5在样品中的含量较低且对高级变质作用下相平衡模拟没有显著影响,所以排除在体系之外(Whiteetal., 2007;Tametal., 2012;Wuetal., 2017)。样品中石墨的发育,表明泥质麻粒岩在具有极低氧逸度的环境中形成,故将O2含量设定为最小值为0.01mol/mol (Glassley, 1982;Pattison, 2006;麻少婷,2020)。通过在不同压力下计算的T-M(H2O)图对H2O的含量进行限定,当压力为1.1GPa,H2O含量设定在0～1mol/mol时,峰期矿物组合被模拟出来并稳定在固相线附近(Korhonenetal., 2013;魏春景,2016;Zouetal., 2020a)。根据与M2阶段对应的石榴石剖面AB中XCa和XMg等值线进一步将H2O含量限定在0.36mol/～1mol/mol之间,取其均值0.68mol/mol(图7)。最终各组分摩尔百分含量(mol/mol)为:Na2O=2.47、CaO=2.89、K2O=1.22、FeO=12.05、MgO=7.45、Al2O3=13.58、SiO2=59.21、H2O=0.68、TiO2=0.44及O2=0.01。

图7 泥质麻粒岩1.1GPa压力下T-M (H2O)视剖面图Fig.7 T-M (H2O) diagram at 1.1GPa of pelitic granulite

变质相平衡模拟选取的温度压力范围为700～1100℃、0.5～1.5GPa,其中固相线温度范围为780～827℃,黑云母消失线在795～835℃之间;金红石与钛铁矿转变线的压力范围为0.6～1GPa(图8a)。岩相学观察发现石榴石核部存在少量金红石、黑云母包裹体,及具有蓝晶石假象的夕线石拉曼光谱中存在部分蓝晶石谱峰,加之前人在该区域研究获得进变质阶段矿物组合中包含高压矿物蓝晶石(Zouetal., 2020a),因此推测M1阶段矿物组合为Grt+Qz+Bt+Kfs+Pl+Ky+Rt+Liq(图8a),但是由于后期变质作用改造,该阶段矿物组合及成分未能完全保留,根据前人研究结果和P-T视剖面图推测其温度可能在795～810℃之间,压力范围约为1.05～1.2GPa(图8b)。

图8 泥质麻粒岩(样品21DBS16)P-T视剖面图Fig.8 P-T phase diagram of pelitic granulite (Sample 21DBS16)

温度峰期M2阶段矿物组合越过黑云母消失线、蓝晶石转变为夕线石(图8a),与之对应的石榴石剖面AB核部XCa和XMg最高。温压范围通过石榴石剖面AB核部XCa和XMg等值线进行限定,两者变化区间分别为0.035～0.037和0.370～0.372,在M2阶段矿物组合内等值线限定的温压范围为1025～1100℃、1.05～1.2GPa(图8b)。

岩相学观察发现退变质M3阶段出现Bt+Qz+Sil±Liq的后成合晶,石榴石剖面AB边部XCa和XMg均下降至最低,显示M2到M3阶段减压降温的变质作用演化。同样利用石榴石剖面AB边部与M3阶段对应的XCa和XMg等值线,二者变化范围分别为0.020～0.031和0.314～0.364,根据等值线在该阶段矿物组合内所处位置可以将温度和压力限定在815～825℃和0.67～0.75GPa(图8b)。

4.2 二长石温度计

二长石温度计广泛应用于高温-超高温泥质麻粒岩的峰期温度计算,现已具备完善的理论基础。前人研究表明,二长石温度计的计算结果最为接近变质峰期的温度条件(Hokada, 2001;Prakashetal., 2006;Jiao and Guo, 2011)。条纹、反条纹长石反映了温度峰期之后的缓慢冷却过程,因变质温度升高到一定程度时,长石开始出现出溶现象形成条纹长石或反条纹长石,而峰期过后温度开始下降进入冷却阶段,长石中的斜长石和碱性长石之间的离子交换通道会立即关闭,条纹长石、反条纹长石出溶现象随即停止,同时也保存了最接近温度峰期的变质温度条件(Fuhrman and Lindsley, 1988;Lindsley and Nekvasil, 1989;Elkins and Grove, 1990;Beniseketal., 2004)。

二长石温度计的计算模型包括Fuhrman and Lindsley(1988)、Lindsley and Nekvasil(1989)、Elkins and Grove(1990)、Benisek(2004)等,在此选用Fuhrman and Lindsley (1988)模型对发育条纹长石和反条纹长石的峰期阶段M2进行温度条件分析,该模型应用较为广泛并且已被证实可以提供最准确的超高温变质岩峰期温度计算(típská and Powell, 2005;Jiao and Guo, 2011)。

由于样品中反条纹长石出溶的钾长石客晶分布不均匀,不能仅通过某一区域来准确计算主客晶的面积比,而应该计算整个反条纹长石颗粒中主客晶的比值,进而得出反条纹长石再整合后的成分数据(Jiao and Guo, 2011;刘浩,2019;麻少婷,2020)。因未获得与反条纹长石共生的斜长石成分数据,所以使用类似于Hokada (2001) 和Santoshetal.(2007)的方法,直接将三元长石数据以及再整合后的反条纹长石数据绘制在三元长石相图中,然后根据成分所处等温线的位置确定峰期温度(图9)。根据相平衡模拟中M2阶段所处的压力条件,当压力为1.1GPa时,投图温度范围为965～1090℃(图9、表5、表6)。

表6 三元长石及反条纹长石重新整合后成分数据及投图温度Table 6 Compositions of ternary feldspar and reintegrated antiperthite and estimated temperature

4.3 石英Ti温度计

因为石英和含Ti相(金红石或钛铁矿)的组合在地壳岩石中十分常见,并且高温成因石英中的Ti含量可以通过电子探针进行分析,所以石英中的Ti含量被广泛应用于约束变质温度(Wangetal., 2021)。Wark and Watson (2006)对石英中的Ti含量和形成温度之间的关系进行了系统阐述,并认为压力对该温度计没有明显影响。Thomasetal.(2010)研究了压力对Ti在石英中溶解度的影响,得出石英Ti温度计经验公式如下:

温度峰期M2阶段石英的TiO2含量范围为0.044%～0.091%,依据相平衡模拟的峰期压力设为1.1GPa,计算得出对应的温度范围为974～1105℃(表7),与相平衡模拟计算获得的温度条件非常接近(图8b),与二长石温度计获得的温度范围基本一致(图9、表6)。

表7 峰期石英电子探针数据(wt%)及计算温度Table 7 Representative EPMA data (wt%) of quartz from M2 stage and calculated temperature

5 石墨拉曼分析

石墨的拉曼光谱可分为两个区域,分别为一级谱峰区(1100～1700cm-1)和二级谱峰区(2300～3300cm-1)。一级谱峰区内主要包括主峰G(≈1580cm-1)和两个缺陷峰D1(≈1350cm-1)、D2(≈1620cm-1),未发现代表石墨结晶程度较低的D3(≈1500cm-1)和D4(≈1200cm-1)(Tuinstra and Koenig, 1970;Nemanich and Solin, 1979;Skrzypek, 2021)。二级谱峰区主要由S1(≈2460cm-1)、S2(≈2725cm-1)、伴生次级峰S2′(≈2690cm-1)和S4(≈3249cm-1)组成,S3(≈2950cm-1)仅在一个结晶度相对较差的石墨光谱中出现且强度极低(图5、表8)(Beyssacetal., 2002a;Zhang and Santosh, 2019;朱建江等,2021)。

表8 不同石墨样品拉光谱定量参数Table 8 Quantitative parameters of Raman spectroscopy of graphites

在一级谱峰区,低级、低温变质作用条件下形成的结晶度差的石墨D1和G峰较宽,D1峰强度较高;随着变质作用增强,D1和G峰逐渐变窄,D1峰强度降低,在高级、高温变质条件下G峰变得更加尖锐且强度增加,D2会随着变质等级的增加而减小甚至消失(Zhangetal., 2019)。所研究五种不同产状石墨的拉曼光谱分析结果显示,所有产状石墨的拉曼光谱主要由7个特征峰组成,即D1、G、D2、S1、S2′、S2和S4(图5、表8)。所研究石墨拉曼光谱都具有十分尖锐的G峰,位于1583.61～1584.14cm-1之间(表8);除石榴石核部包裹的石墨D1峰强度较高、D2峰比较明显之外(图5c),其他四种产状石墨拉曼光谱中的D1(1351.61～1353.93cm-1)和D2(1622.91～1625.41cm-1)都比较微弱(图5a, b,d,e)。

D1峰的半高宽在34.45～46.34cm-1之间,而G峰的半高宽范围较小,为16.43～18.74cm-1,峰强度比值R1(R1=D1/G)位于0.17～0.36,峰面积比值R2[R2=D1/(G+D1+D2)]范围为0.26～0.45。其中,石榴石核部石墨的D1峰最为显著,半高宽和面积最大且强度最高,R1(0.31～0.36)和R2(0.41～0.45)值最高。与长英质矿物、细粒黑云母及熔体共生的粗叶片状石墨的D1峰半高宽和面积均为最小,R1(0.17～0.18)和R2(0.26～0.28)最低(表8)。总体来看,相对于石榴石核部石墨,其他四种产状石墨的R1和R2值相对较小且比较接近,说明这四种石墨的结晶程度以及经历的变质条件相差不大,且结晶程度均高于前者(Zhang and Santosh, 2019)。

碳质物质二级谱峰区内的拉曼光谱特征与变质条件有关,在低级变质作用下,谱峰几乎平坦,峰强度很低(Zhang and Santosh, 2019)。所研究石墨样品拉曼光谱都具有十分显著的S2峰(2723.98～2725.85cm-1)及其对称性下降产生的伴生次级峰S2′(2687.03～2691.82cm-1),S2的半高宽范围为34.14～35.81cm-1;S3(2950.60～2950.61cm-1)仅在石榴石核部石墨的拉曼光谱中发现,其峰面积比值R3[R3=S2/(S2+S3)]为0.93,其余四种产状石墨的峰面积比值R3均等于1,此外,S1和S4在所有石墨拉曼光谱中都十分微弱且强度极低(图5、表8)。

综合一级谱峰区和二级谱峰区的拉曼光谱特征,发现所测五种产状石墨拉曼光谱特征都与麻粒岩相条件下形成的高结晶程度石墨相一致。石榴石核部石墨D1和D2均较强,S2对称性明显优于其他产状石墨,S2′相对不明显,S3也仅在该石墨拉曼光谱中发现,说明其结晶程度与其它四种产状的石墨相比最低(图5c),与其位于石榴石核部岩相学特征一致,显示形成于温度峰期之前的前进变质阶段或低温条件。而其他四种产状石墨则具有较高的结晶程度,尤其是与长英质矿物及熔体共生的粗叶片状石墨的D1峰半高宽、R1和R2值均为最低,伴生次级峰S2′比较明显且无S3(图5e),显示其结晶程度最高。另外,与熔体伴生石墨的D1峰半高宽、R1和R2值均较低,并伴有明显的S2′(图5a,b,d,e),呈现出高结晶度石墨特征(Beyssacetal., 2003;Reich and Thomsen, 2004;Zhang and Santosh, 2019),结合岩相学特征表明它们最可能形成于峰期阶段M2之后向退变质阶段M3过渡的过程之中,并且与熔体作用密切相关。

6 年代学研究

研究样品中锆石颗粒呈半自形-自形短柱状和粒状,粒径范围为50～150μm,在阴极发光电子图像中表现出相似的特征。大部分锆石颗粒阴极发光强度较弱,呈灰色到黑色,说明其含有较多的Th、U和REE元素(孟辉,2016)。锆石颗粒多呈现弱分带或无环带结构,具有经历过高级变质作用的变质锆石表面均一的特征(刘浩,2019);少量锆石具有暗的核和亮的边,呈现核-边结构,但多数边部太窄无法测试,核与边界面弯曲显示溶蚀结构,表明边缘可能是受到后期变质作用改造新生长的变质锆石(图10)(Wu and Zheng, 2004;Zhaoetal., 2015)。

图10 泥质麻粒岩锆石样品CL照片标注年龄为锆石206Pb/238U年龄Fig.10 Cathodoluminescence images of representive zircon grains from pelitic granulitesThe circles mark the areas of the LA-ICP-MS analytical sports of 206Pb/238U ages

两件样品中锆石的Th、U含量及Th/U值都比较低(详见电子版附表1),显示变质锆石特征(Rubatto, 2002;Hoskin and Schaltegger, 2003;Wu and Zheng, 2004)。21DBS02样品中锆石颗粒的Th含量范围为1.9×10-6～66.0×10-6,平均值24.1×10-6;U含量在228.2×10-6～736.0×10-6之间,平均值为473.0×10-6;部分锆石Th/U值相对较高(0.13～0.25),其余均低于0.09,平均值0.07。21DBS16样品中锆石的Th、U含量和Th/U值与前样品类似,Th含量为1.1×10-6～25.5×10-6,平均7.7×10-6;U含量范围与平均值分别174.6×10-6～1459×10-6、434.3×10-6,Th/U比值较低,为0.01～0.10,平均值为0.02。对两件样品中的锆石颗粒进行U-Pb定年分析,样品21DBS02和21DBS16获得206Pb/238U加权平均年龄分别为1851±4Ma和1852.2±3.9Ma,两件样品年龄近于一致(图11)。

图11 泥质麻粒岩锆石年龄协和图及加权平均年龄Fig.11 Concordia diagrams and weighted mean diagrams for pelitic granulites

7 讨论

7.1 P-T轨迹及变质作用演化

高温-高压泥质麻粒岩所经历的变质过程十分复杂,由于后期变质作用的干扰与叠加,其早期变质阶段的矿物组合及化学组分往往不能完整保存(Brown, 2002;White and Powell, 2002;Wuetal., 2016)。本文所研究泥质麻粒岩样品受到后期变质作用改造的直接证据是,典型石榴石成分剖面AB显示出系统的扩散环带,但其核部XCa最大值仅为0.037,这一数值与前人在该区研究中温度峰期阶段石榴石边部相当(0.03～0.04)(Zouetal., 2020a),所以本文所研究样品在早期变质阶段M1的矿物组合未能保留下来。

夕线石拉曼光谱中出现残存的蓝晶石谱峰以及石榴石变斑晶中存在金红石包裹体,指示麻粒岩曾经历高压变质阶段(Zouetal., 2020a),结合岩相学特征推测M1阶段矿物组合为:Grt+Qz+Bt+Pl+Kfs+Ky+Rt+Liq,由Zouetal.(2020a)所得出的温压条件推测该矿物组合温压范围约为795～810℃、1.05～1.2GPa。从M1阶段到峰期阶段M2,矿物组合越过黑云母消失线,蓝晶石向夕线石转变,期间可能经历等压升温的变质过程,压力仍在1.05～1.2GPa区间,温度持续上升,在峰期变质阶段,到达1025～1100℃的超高温变质温度条件。随后经历降温减压至退变质阶段M3,该阶段以石榴石分解、周边后成合晶发育以及熔体再结晶为特征,对应的温压条件为815～825℃、0.67～0.75GPa。显然,所研究泥质麻粒岩经历高压-超高温的变质作用阶段,并具有顺时针的P-T演化轨迹(图8b、图12)。

图12 胶北地体典型泥质麻粒岩P-T轨迹红线为本次研究P-T轨迹;轨迹1引自Tam et al. (2012);轨迹2引自Zou et al. (2020b);轨迹3为超高温泥质麻粒岩(Zou et al., 2020a);轨迹4为高压泥质麻粒岩(Zou et al., 2019);轨迹5引自Kong et al. (2023).热梯度据Brown and Johnson (2018);各变质相温压区域据Kelsey (2008)Fig.12 Metamorphic P-T path for this study and other pelitic granulites in the Jiaobei terraneRed line is for this study; Path 1 from Tam et al. (2012); Path 2 from Zou et al. (2020b); Path 3 is of UHT pelitic granulites (Zou et al., 2020a); Path 4 is HP pelitic granulites (Zou et al., 2019); Path 5 from Kong et al. (2023). The thermal gradients from Brown and Johnson (2018); the granulite, HP granulite and UHT granulite pressure-temperature spaces from Kelsey (2008)

前人研究发现胶北泥质麻粒岩的变质演化曾存在高压和超高温的变质阶段(Zouetal., 2020a;Kongetal., 2023); 还有研究认为中-低压泥质麻粒岩是由高压泥质麻粒岩退变质而来,并与高压泥质麻粒岩经历相同的变质和构造过程(Tametal., 2012;Zouetal., 2020b)。胶北地体不同研究区的泥质麻粒岩虽然都具有顺时针的P-T演化轨迹,但峰期温压条件差异较大(图12),究其原因,可能所研究样品来自于不同的构造部位或不同深度。与Zouetal.(2020a)所研究麻粒岩相比,本次研究中麻粒岩矿物化学成分、各变质阶段温压条件等均有所差异,但顺时针的P-T演化轨迹形态相似,说明它们经历了类似的变质和构造演化过程。

7.2 石墨结晶程度和形成温度

石墨拉曼光谱特征与变质温度、结晶程度密切相关(Beyssacetal., 2002a),变质温度是影响石墨结晶程度的最主要因素(李凯月等,2018;田野和田云涛,2020)。一级谱峰区内G峰主要由石墨芳香烃结构平面震动形成,缺陷峰D1和D2与石墨晶体层间存在结构缺陷、杂环原子混入以及双震动拉曼散射有关(Busemannetal., 2007;Ohtomoetal., 2014);石墨晶体结构由二维转向三维过程中,受谐波和组合衍射影响,使得二级谱峰区内S2分解出伴生次级峰S2′(Wopenka and Pasteris, 1993;Beyssacetal., 2003;Reich and Thomsen, 2004)。

高结晶程度石墨单晶拉曼光谱只存在一个尖锐的G峰,无序碳质物质除G峰外还会出现两个缺陷峰D1和D2(Busemannetal., 2007;Ohtomoetal., 2014)。随着变质温度和石墨结晶程度的不断升高,G峰强度逐渐增加,变得十分尖锐,而D1、D2的强度和面积则逐渐降低直至消失(Beyssacetal., 2002b)。同样,在二级谱峰区内,随着变质级别增加,变质温度和石墨结晶程度升高,对应高度石墨化谱峰特征,S2由平缓变得突出且对称性下降,并分裂出伴生次级峰S2′;S3则逐渐消失(Beyssacetal., 2002b, 2003;Zhang and Santosh, 2019)。除此之外,D1和G峰的半高宽,以及峰强度比值R1、峰面积比值R2也可以有效反应石墨的结晶程度。

虽然该公式计算结果低于相平衡模拟和二长石温度计等所限定的峰期温度,但仍然可以作为参考来分析石墨结晶程度与变质温度和变质演化阶段之间的联系,其中石榴石核部石墨的形成温度最低为773～822℃(图5c、表8),石榴石旁粗叶片状石墨的形成温度最高为949～960℃(图5e、表8),前者形成温度与进变质阶段M1的温度条件约为795～810℃基本吻合,后者比峰期阶段M2温度范围1025～1100℃略低。且前者进一步佐证了岩相学和石墨拉曼光谱分析得出的石榴石核部石墨形成于峰期之前进变质阶段的认识,后者再次证实其结晶于熔体作用较强的峰期后向退变质阶段转化过程中较早阶段的岩相学特征。此外,虽然其他产状石墨的计算温度相对较低(图5a,b,d、表8),却同样与其结晶于峰后M2向M3转化的降温冷却阶段温度相吻合。

7.3 石墨寄主岩石年代学特征及地质意义

胶北地块高压泥质麻粒岩的发现,可以对胶北地块峰期变质作用的时间进行有效制约,在此期间,地壳首先经历增厚,然后又经历俯冲-碰撞有关的构造过程,导致胶北地块发生区域高压麻粒岩相变质变形,时间范围被认为是1950～1850Ma(周喜文等,2004,2010;Zhouetal., 2008;Tametal., 2011;刘平华等,2013,2015)。进一步的地质年代学数据表明,胶北地块在1950～1870Ma之间经历了峰期变质作用,而1860～1800Ma年龄则代表胶北地块退变质作用的时间(Liuetal., 2017a, b;Zouetal., 2017;陈爽,2020)。

近年来胶-辽-吉带的花岗质淡色体和混合岩的研究表明,在中-低压麻粒岩相热折返阶段,泥质麻粒岩经历了强烈的部分熔融,所产生的熔体没有与寄主岩石分离,导致区域广泛的混合岩化和随后的退变质作用(Liuetal., 2019)。深溶锆石记录的1860～1840Ma年龄代表了在胶-辽-吉带折返过程中,由于幔源岩浆底侵而引发的区域性部分熔融造成的深溶事件(Caietal., 2015, 2017;刘福来等,2015);胶北地块荆山群花岗质淡色体中丰富的深溶锆石1862±2Ma的年龄还被解释为与减压过程中部分熔融熔体初始结晶冷却有关(Liuetal., 2014, 2019)。1840～1820Ma则代表晚期冷却过程或非造山伸展事件的年龄(Tametal., 2011;Caietal., 2017)。

本次研究获得1852～1851Ma的变质年龄与研究区及周围地区中-低压麻粒岩相降温过程中熔体冷却结晶的年龄非常接近(Zouetal., 2017, 2019, 2020a, b),与深溶锆石代表的部分熔融或混合岩化事件的时代相吻合(Liuetal., 2019)。同样,胶北地体平度-莱西-栖霞地区的高压麻粒岩也存在～1.85Ga的变质年龄的锆石,这些年龄被解释为高压麻粒岩的减压冷却阶段,反映了胶-辽-吉带崩塌过程中的热折返和随后冷却过程(Liuetal., 2013;刘平华等,2015;Zouetal., 2019),并导致普遍发生的中-低压麻粒岩相退变质作用(Tametal., 2011;刘平华等,2011,2015;Liuetal., 2013;刘福来等,2015;Leeetal., 2018),以及沿胶-辽-吉造山带广泛分布的部分熔融和混合岩化作用(Liuetal., 2014, 2017b)。

值得注意的是,所研究样品熔体发育,深溶作用明显,其1.95～1.90Ga变质年龄的缺失,以及保留荆山群典型的含堇青石/夕线石中-低压泥质麻粒岩中十分罕见的蓝晶石残晶,这些特征很可能与部分熔融时代一致的、发生在～1.85Ga的中-低压麻粒岩相退变质作用有关(Liuetal., 2019; Zouetal., 2020b),且麻粒岩中锆石的生长伴随着熔体冷却结晶的降温过程(魏春景,2016)。

华北克拉通西部石墨矿麻粒岩相变质时代与孔兹岩的区域变质事件相吻合(Zhai and Santosh, 2011;Zhangetal., 2014)。Zhuetal.(2021)提出辽河群石墨矿床的沉积年龄在2.17～2.13Ga,石墨则是在1.95～1.80Ga变质过程中由碳质物质转化形成。另外,与本研究区非常接近的莱西南墅地区石墨矿的变质成矿年龄约为1.86～1.82Ga(梁帅,2015)。

所研究石墨样品的拉曼光谱展现出了高结晶度和高度石墨化特征,而这些特征可能与寄主岩石经历的较高温度的变质作用有关(Zhang and Santosh, 2019)。岩相学特征表明高晶度石墨多形成于峰期变质作用阶段M2之后,结晶生长于M2向M3过渡阶段,或在峰后熔体冷却期间结晶,常与熔体共生或呈现石墨长轴与熔体流动方向一致的特征(图5b,d,e)。值得注意的是,在贯通石榴石的粗大裂隙中生长的石墨往往粒度较大,而发育在石榴石边部或细小裂隙中的石墨粒度较小,这些现象表明,高晶度石墨的结晶与生长均与峰期后大量熔体的流动密切相关,极有可能峰期的超高温变质作用促进了碳物质的高度石墨化,随之而来的熔体作用导致了高结晶度石墨的结晶与沉淀。

本次对石墨寄主岩石年代学研究表明,获得的变质年龄对应于研究区折返过程中广泛的深溶作用(混合岩化)和随后的降温退变质作用(Liuetal., 2019),本文认为,所研究的高结晶度石墨沉淀于M2峰期之后,主要形成于～1.85Ga减压折返熔融过程中熔体结晶阶段。因此,本次研究获得～1.85Ga的年龄既代表了莱西日庄地区含石墨孔兹岩熔体冷却的年龄,还代表了该区孔兹岩中高晶度石墨的结晶年龄。

8 结论

通过对胶北莱西日庄镇东白石村含石墨泥质麻粒岩的岩相学及矿物学特征分析,结合相平衡模拟和石墨拉曼光谱、年代学等综合研究,得出以下主要结论:

(1)该区泥质麻粒岩经历三个期次的变质演化过程。推测M1阶段的矿物组合为Grt+Qz+Bt+Pl+Kfs+Ky+Rt+Liq,其可能的温压条件为795～810℃、1.05～1.2GPa;M2阶段矿物组合为Grt+Qz+Pl+Kfs+Sil+Rt+Liq,温度范围为1025～1100℃,压力条件在1.05～1.2GPa;M3阶段矿物组合为Grt+Qz+Bt+Pl+Kfs+Sil+Rt+Liq,温压条件为815～825℃、0.67～0.75GPa。相平衡模拟获得的顺时针P-T轨迹记录了岩石经历的高压-超高温变质作用,以及随后降温减压的退变质过程。

(2)石墨拉曼光谱具有尖锐的G峰,并出现次级伴生峰S2′等特征说明它们都具有较高的结晶程度,与经历麻粒岩相变质石墨的拉曼光谱特征一致;且拉曼光谱呈现的结晶度相对较高的石墨,岩相学特征显示其结晶于温度峰期之后的熔体冷却阶段,即M2向M3转变的过程之中,这表明高晶度石墨的形成与高温-超高温的变质作用密切相关。

(3)岩石中变质锆石～1.85Ga的年龄,不仅记录了区域减压折返引起的深溶作用或混合岩化事件相关的变质年龄,还代表了胶-辽-吉带高晶度石墨结晶成矿的时代。

致谢样品分析测试得到山东省地质科学研究院李增胜老师、舒磊老师的大力支持;评审专家张聪老师、王舫老师对本文提出了宝贵的建设性意见;在此一并致以诚挚谢意!