南岭寨背和陂头花岗岩基属印支期侵位的岩浆动力学证据及构造意义

章邦桐,吴俊奇,凌洪飞,陈培荣

(内生金属矿床成矿机制研究国家重点实验室(南京大学),南京大学地球科学与工程学院,南京 210093)

0 引言

南岭地区花岗岩分布广泛,并以极丰富的钨、锡、铌、钽、铀、稀土等矿产资源闻名于世。因此,自20世纪50年代以来,南岭花岗岩一直是我国地球科学家所关注和研究的热点之一。发生在三叠纪末的印支造山运动是华南地区中生代早期最重要的地质构造事件之一,它使华南全部隆起成陆,从而进入一个以陆内造山运动为主的时期[1]。从世界范围来看,每一次强烈的造山运动都有相应花岗岩类岩石形成,南岭地区也不应例外。早在1963年,徐克勤等在研究华南不同时代花岗岩时,就根据地质构造、花岗岩体分布特征和 K-Ar年龄,推测在南岭地区可能存在3条呈EW向展布的印支期花岗岩带(图1),自北而南分别为骑田岭—九峰—诸广岩带、麻江源(九嶷山)—大东山—贵东岩带和花山—姑婆山—连阳岩带[2]。可是,20世纪60—90年代开展的同位素定年(以Rb-Sr法为主)测定结果表明,它们并非印支期花岗岩,而属于燕山早期[3]。为了进—步验证南岭地区是否存在大面积的印支期花岗岩,近年来,人们对南岭地区许多大型花岗岩基主体采用精确的锆石U-Pb同位素定年法(SHRIMP法,LAICPMS法)进行了定年测定,但仍厘定南岭地区呈EW向展布的大型复式花岗岩基主体为燕山早期花岗岩,如大东山岩体为155.9 Ma[4],金鸡岭岩体为156 Ma[5],骑田岭岩体为 161 Ma[6],花山岩体为162 Ma[5],贵东岩体为 160[7]～189 Ma[8],寨背岩体为171.6 Ma[9],陂头岩体为186.3 Ma[10]。

图1 南岭燕山早期花岗岩基分布示意图Fig.1 Sketch map showing distribution of Early Yanshan granite batholiths in Nanling Range,South China

这就提出一个问题,即为什么在燕山造山运动期间南岭地区的燕山早期花岗岩带呈EW向分布,而华南地区燕山晚期(142～67 Ma)花岗岩带则呈NE向展布的不协调地质构造现象?南岭地区存在的这种花岗岩形成时代(燕山早期)与强烈地壳构造运动(印支运动)不匹配的情形一直成为南岭花岗岩及南岭地质构造研究中难以解释和令人困惑的现象。半个多世纪以来,我国构造-岩石学者通过仔细分析研究,对这一现象提出3种可能的解释:①徐克勤等(1981)认为,这是南岭花岗岩在形成时间上滞后于印支造山运动的表现[2];②黄汲清解释为印支运动被较晚的、压倒一切的燕山运动所隐蔽,即印支期花岗岩可能己被强烈的燕山早期岩浆活动所掩盖[11];③周新民等(2006)对华南中生代花岗岩和火山岩的344个同位素年龄数据进行了统计研究并指出,早侏罗世(J1)时华南全区很少岩浆活动,为“岩浆活动宁静期”,其时间尺度约为25 Ma,认为这是由于南岭地区位处特提斯型与太平洋型两大构造域转换区造成的,而早侏罗世的岩浆活动平静期也标志着构造格架的变换[12]。

我们注意到南岭地区分布的花岗岩除了上述呈EW向分布及锆石U-Pb年龄、全岩Rb-Sr等时线同位素年龄大多属燕山早期的2个特点外,还有3个与花岗岩浆动力学密切相关的重要特征:①南岭地区存在的近EW向分布的燕山早期花岗岩体均为地表出露面积达数百乃至上千平方千米的大型花岗岩基(图1);②南岭花岗岩的U,Th放射性元素含量高,是世界花岗岩平均值的2～3倍[13];③花岗岩体的侵位年龄是指花岗岩熔体从源区(深部岩浆房)在地壳构造(造山)运动过程中,上升侵位到达地壳中的高位岩浆房的时刻(tE),而现今获得的全岩Rb-Sr等时线同位素年龄代表的是花岗岩的结晶(固化)年龄[14-15]。这就提出一个怎样确定花岗岩(熔体)侵位年龄的问题。

关于花岗岩侵位年龄的确定,不少学者根据U-Pb同位素体系封闭温度高 (≥850℃[16];＞900℃[17];＞1000℃[18])的特点 ,提出“花岗岩锆石U-Pb年龄可以代表花岗岩侵位年龄”的观点[5,17,19-21],但这一观点尚需作进一步验证。

我们根据花岗岩熔体侵位在地壳较深部位而地壳岩石热导率很低的特点,推测体积巨大、放射性元素含量高的南岭花岗岩冷却-结晶所需时间较长,存在较大侵位-结晶时差的可能,因而提出,根据花岗岩体及围岩的地质及热物理参数,通过热传导理论计算获得花岗岩的侵位-结晶时差,再结合同位素定年结果反演计算出花岗岩侵位年龄的方法。据此,本文选择南岭东段属于燕山早期的2个花岗岩基(寨背岩体和陂头岩体)作为研究对象,计算其侵位年龄并探讨它们的构造意义。

1 花岗岩锆石U-Pb年龄表征的是花岗岩结晶年龄而非侵位年龄

长期以来,有关“锆石U-Pb同位素体系封闭温度较全岩Rb-Sr同位素体系封闭温度高”的观点已成为国内外许多学者研究花岗岩热历史的重要理论依据。如果这一观点确实客观存在,那么就必然存在花岗岩锆石U-Pb同位素年龄大于全岩Rb-Sr同位素年龄的规律。鉴于近年来已积累了大量有关花岗岩锆石U-Pb同位素定年及全岩Rb-Sr同位素年龄的数据,这就为采用数学统计分析方法判明是否存在花岗岩锆石U-Pb同位素年龄大于全岩Rb-Sr同位素年龄的规律提供了可能。近年来,我们通过对国内外花岗岩体锆石U-Pb年龄(tZr)与全岩Rb-Sr等时线年龄(tRb)相关分析及其年龄差值(Δt=tZr-tRb)进行的频数统计分析研究,拟合出相关系数很高(R=0.998),回归系数接近l的线性回归方程,发现Δt既有正值,也有负值,总体呈对称正态分布,不存在花岗岩锆石U-Pb同位素年龄大于全岩Rb-Sr同位素年龄的规律[22-23]。为了进一步检验这一结论的科学性和可信性,本文将最新收集到的花岗岩锆石U-Pb年龄与全岩Rb-Sr等时线年龄53对 数据(表1)加入,使统计的样本数N=164,对其差值(Δt)进行了频数统计分析,发现Δt既有正值,也有负值,总体呈对称正态分布,其中位值为0.0 Ma,众数值为0.0 Ma(图2),并拟合出相关系数很高(R=0.997)、回归系数接近l的线性回归方程(tRb=0.99577·tZr+0.317796)(图3)。这些特征表明花岗岩体锆石U-Pb定年的测定结果与全岩Rb-Sr等时线定年测定结果在允许的误差范围内是一致的,从而进一步确证了花岗岩锆石U-Pb年龄和全岩Rb-Sr等时线年龄一样表征的是花岗岩的结晶年龄(tC)。由此,我们认为不能简单地用花岗岩锆石UPb年龄来表征花岗岩的侵位年龄,而必需另辟途径,即根据花岗岩实验岩石学原理和热传导理论,采用反演计算方法来确定花岗岩体的侵位年龄。

图2 164个花岗岩锆石 U-Pb年龄与全岩 Rb-Sr等时线年龄差值(Δt)直方图及其正态分布曲线Fig.2 Histogram and PDF(probability density function)curve for age difference(Δt)between the zircon U-Pb age and the whole-rock Rb-Sr isochron age for the 164 granite plutons

2 花岗岩侵位年龄和侵位-结晶时差计算的实验岩石学根据

根据Dowty[24]有关花岗岩实验岩石学研究资料分析,花岗岩熔体的冷却-结晶过程可分为3个阶段(图4):

(1)结晶前的熔体降温阶段(液相),花岗岩熔体温度由初始温度(Tm)逐渐降低至结晶温度(Tc),这阶段的冷却时间用Δtcol表示。

图3 164个花岗岩体锆石 U-Pb年龄值与全岩Rb-Sr等时线年龄值的相关图Fig.3 Correlation diagram of the zircon U-Pb age and the whole-rock Rb-Sr isochron age for the 164 granite plutons

(2)结晶固结阶段(固液相共存),花岗岩熔体结晶是在过冷状态下开始的,形成一定数量的晶核,其后在结晶生长过程中释放出的结晶潜热又将使温度回升到Tc并形成一个结晶温度平台,直到释放出的结晶潜热全部散失到围岩中为止,才继续降温。释放出的结晶潜热将延长岩浆结晶的进程,其延长结晶作用的时间用ΔtL表示(图4)。

图4 花岗岩熔体冷却-结晶的温度(T)-时间(t)关系示意图[22]Fig.4 Temperature(T)vs time(t)of cooling-crystallization process of a granitic melt

(3)结晶后的固相降温阶段。我们认为,自然界中巨大的花岗岩侵入体(岩基)的冷却-结晶过程也将遵循上述关于花岗岩熔体冷却-结晶过程的实验岩石学原理。这样,花岗岩熔体到达、贮存在岩浆房 并开始降温冷却的时刻就相当于花岗岩体的侵位年龄(tE),而全部结晶-固结的时刻则相当于花岗岩体的结晶年龄(tC),花岗岩熔体冷却-结晶所需的时间应等于Δtcol及ΔtL之和(图4)。

此外,从岩石地球化学研究得知,在各种岩浆岩中,花岗岩类岩石的U,Th,K的质量分数最高,因此花岗岩熔体在冷却-结晶过程中产生的放射成因热将比基性-超基性岩高1～2个数量级,这意味着花岗岩熔体在冷却-结晶过程中产生的放射成因热延长花岗岩熔体的冷却-结晶时间(ΔtA)也是一个不可忽视的、影响花岗岩体冷却结晶时间的重要因素。

3 寨背和陂头花岗岩基地质概况

寨背花岗岩基位于南岭东西向构造岩浆带东段的赣南定南县,地表出露面积约480 km2,岩性为黑云母钾长花岗岩,主要矿物成分(平均)为:石英28%,钾长石 50%,斜长石 17%,黑云母 3%,偶见角闪石。主要副矿物为磁铁矿、钛铁矿、锆石、褐帘石、磷灰石和独居石。陂头岩基出露于龙南县陂头镇一带,面积约470 km2,主要岩性为含角闪石的黑云母钾长花岗岩,主要造岩矿物为:石英 28%～39%,钾长石58%～66%,斜长石12%～22%,黑云母1%～3%,局部出现角闪石0～4%。副矿物主要为磁铁矿、钛铁矿、锆石、萤石和电气石,有少量磷灰石和独居石。

图5 寨背和陂头花岗岩基地质简图(据范春方等,2000)[71]Fig.5 Geological sketch of the Zhaibei and Pitou granite batholiths

寨背和陂头花岗岩基侵入于震旦—寒武系及泥盆—二叠系中(图5),接触带上热变质现象强烈,热变质带宽100～2 000 m,表明它们属岩浆成因。

寨背花岗岩体的的全岩-矿物Rb-Sr等时线年龄为176 Ma[69],锆石U-Pb年龄为171.6 Ma[70],平均值为173.8 Ma。陂头岩体的全岩-矿物Rb-Sr等时线年龄为178.2 Ma[71],锆石U-Pb同位素年龄为186.3 Ma[72],平均值为182.3 Ma。表明它们均属燕山早期形成的花岗岩体。寨背花岗岩体的放射性元素平均值为:w(U)=10.32×10-6,w(Th)=46.9×10-6,w(K2O)=5.38%。陂头花岗岩体的放射性元素平均值为:w(U)=6.28×10-6,w(Th)=29.7×10-6,w(K2O)=5.37%[73]。

4 寨背和陂头花岗岩基侵位年龄的计算

花岗岩岩石学研究表明,出露面积大、呈全晶质结构、具均匀块状构造等地质特征的花岗岩体,其形成时的埋深(距古地表深度)较大,约为 6.5～13 km[74-75]。从地球层圈的热结构角度分析,花岗岩的这一侵位尺度位于传热效应明显的热传导层范围内[76]。这意味着花岗岩熔体的冷却-结晶过程将明显受地壳岩石热传导的制约,即花岗岩熔体热量将通过热传导机制而散失。所以,花岗岩熔体侵位到地壳内岩浆房后的冷却-结晶过程实质上是花岗岩熔体从初始温度(Tm)通过热传导向周围地质体传递(散失)热量而逐渐降温的热动力学地质过程。鉴于近数十年来岩石热物理性质、热传导理论及花岗岩实验岩石学研究方面取得了长足进展并积累了大量数据,因此本文将根据地质-地球物理资料建立花岗岩基的数学计算模型,再按照热传导原理及岩石热物理性质参数计算出侵位后的花岗岩熔体冷却-结晶所需要的时间,即“侵位-结晶时差”,然后,将其与代表花岗岩结晶年龄的同位素年龄值相加,可得出花岗岩基的侵位年龄。

因此,为了确定寨背和陂头花岗岩基的侵位年龄,本文将在确定岩体热物理及有关地球化学参数的前提下,分别计算出寨背和陂头花岗岩熔体温度由初始温度(Tm)逐渐冷却降低至结晶温度(Tc)的冷却时间(Δtcol)、结晶潜热释放延长结晶作用的时 间(ΔtL)及花岗岩熔体在冷却-结晶过程中产生的放射成因热延长花岗岩熔体的冷却-结晶时间(ΔtA),由此得出侵位-结晶时差。然后再根据岩体的结晶年龄反演计算得出岩体的侵位年龄。

4.1 寨背和陂头花岗岩地质-热物理参数的选择和计算

4.1.1 花岗岩熔体初始温度、结晶温度的选定

(1)花岗岩熔体初始温度。实验岩石学研究表明,岩石熔融一般在过热状态(即高于液相线温度)下才会发生。对现代长英质火山熔岩流温度的测试结果也证实了这一结论。Dowty(1980)[24]所作的花岗岩熔融实验结果表明,w(H2O)=3.5%的花岗闪长岩液相线温度为950℃。据此,我们设定花岗岩浆的初始温度Tm为950℃。

(2)花岗岩熔体结晶温度。鉴于花岗岩主要由石英、长石、云母等造岩矿物所组成,当花岗岩造岩矿物全部结晶固结时,其Rb-Sr同位素体系也将停止扩散交换。因此,花岗岩全岩Rb-Sr等时线年龄能较好地表征花岗岩的结晶年龄。全岩Rb-Sr同位素封闭温度较低,—般为600～650℃。据此,我们设定花岗岩浆的结晶温度Tc为600℃。

4.1.2 寨背和陂头花岗岩基的空间尺度(岩体边长、侵位深度)及围岩初始温度、围岩热传导率的确定

(1)岩体边长估算。根据寨背和陂头花岗岩基地表出露面积,将其简化为1/2边长(d)为10.9 km和10.8 km的立方体模型。

(2)侵位深度估算。寨背和陂头花岗岩基的侵位深度根据岩体侵位时的上覆地层厚度进行估算:寨背和陂头岩基侵位于震旦—二叠系中,因而用震旦—二叠系地层的厚度估算岩基侵位深度是合理的。根据赣南地区地层资料统计,岩基所在地区的震旦—二叠系地层总厚度约为7 500 m,可作为寨背和陂头岩基侵位的深度。

(3)围岩热传导率。根据现有地热资料,地壳中各种沉积岩的平均热导率分别为:板岩为 6.2 TCU,灰岩为5.28 TCU,黏土为5.3 TCU,砂岩为7.75 TCU,平均值为6.13 TCU(1TCU=0.4187 Jm-1s-1K-1)。据此,我们设寨背和陂头花岗岩基沉积围岩的热导率为6.13 TCU。

(4)围岩初始温度(Tw)。设地表温度值为20℃,根据中-新生代造山区的大地热流平均值(1.92 HFU)及沉积岩的平均导热率(6.13 TCU)求得围岩初始温度Tw=250℃。

4.1.3 寨背和陂头花岗岩基放射性产热率(QA)

U,Th,40K放射性产热率计算。本文根据Van Schmus(1984)[77]的参数,得出寨背和陂头花岗岩基初始放射性生热率(QA)的计算公式如下:

式中,CU,CTh,CK分别为岩石中U,Th,K的质量分数(量的单位:w(U,Th)/10-6,w(K)/%),NU,NTh,NK分别为U,Th,K的校正系数。

将寨背和陂头花岗岩基的U,Th,K平均值及校正系数代入式(1),得出寨背和陂头的放射性产热率QA分别为 77.7×10-6Jg-1a-1和 50.4×10-6Jg-1a-1。

将计算寨背和陂头花岗岩基侵位-结晶时差及侵位年龄的有关参数和计算结果列于表2,寨背和陂头花岗岩基数学计算模型示于图6。

图6 寨背和陂头花岗岩基的数学计算模型Fig.6 Mathematic calculating model for the Zhaibei and Pitou granite batholiths

4.2 寨背和陂头花岗岩基冷却时间Δtcol的计算

寨背和陂头花岗岩基在地表出露的形态为不规则多边形(图5),华南地区重力场研究结果表明,华南花岗岩重力异常为-10～-30 mGal(-10×10-3～-30×10-3cm/s2),岩体地下形态大多呈近似透镜体或板状体,厚度为5～15 km[78]。这说明本文采用简化的立方体模型进行计算是合理的。因此,本文根据简化的立方体数学模型,采用Buntebarth(1984)提出的花岗岩熔体冷却时间公式[79]计算寨背和陂头岩体从初始温度(Tm)冷却到结晶温度(Tc)的冷却时间Δtcol:

表2 计算寨背和陂头花岗岩基侵位年龄有关的参数Table 2 Parameters used in calculation of emplacement age of the Zhaibei and Pitou granite batholiths

式中,k为热扩散率;Tm为初始温度(K);Tc为结晶温度;Tw为围岩温度;d为1/2边长。

将有关参数值代入公式(2),计算得出寨背和陂头花岗岩基冷却结晶时间(Δtcol)分别为4.04 Ma和3.97 Ma。

4.3 寨背和陂头花岗岩熔体结晶潜热延长结晶时间(ΔtL)的计算

本文采用章邦桐等(2008)根据花岗岩熔体结晶过程中所释放出的结晶潜热(QL)将延长结晶(保持结晶温度)的时间(ΔtL),直到这部分热量散失到围岩中后才继续降温冷却的原理,推导出ΔtL的计算公式[80]:

式中,QL为花岗岩熔体结晶潜热;Δtcol为花岗岩熔体由温度Tm降低到Tc需要的时间;Cp为花岗岩熔体比热容;Tc为花岗岩结晶温度;Tm为花岗岩熔体初始温度。

将寨背和陂头花岗岩体有关参数代入公式(3),获得该岩体结晶潜热延长花岗岩熔体结晶的时间(ΔtL)分别为 3.02 Ma和 2.96 Ma。

4.4 寨背和陂头花岗岩熔体放射性成因热延长结晶时间(ΔtA)的计算

本文采用章邦桐等(2007)根据花岗岩放射性元素(U,Th,40K)的产热率等有关参数,推导出由于放射成因热延长花岗岩熔体结晶时间(ΔtA)的计算公式[81]:

式中,ΔtA为放射成因热延长花岗岩熔体结晶时间;Δtcol为花岗岩熔体由初始温度(Tm)降至结晶温度(Tc)所需的时间;ΔtL为由于结晶潜热释放而延长的结晶时间;QA为花岗岩熔体放射性元素的产热率;Cp为花岗岩熔体比热容。

将寨背和陂头花岗岩基有关参数及上述计算结果代入公式(4),获得放射成因热延长寨背和陂头花岗岩基的结晶时间为14.3 Ma和5.16 Ma。

4.5 寨背和陂头花岗岩基侵位-结晶时差(ΔtECTD)和侵位年龄(tE)计算

设ΔtECTD为花岗岩的侵位年龄与结晶年龄之差(简称侵位-结晶时差),则花岗岩熔体冷却-结晶所需的时间应等于Δtcol,ΔtL及ΔtA之和:

式中,ΔtECTD为花岗岩的侵位-结晶时差;tE为花岗岩侵位年龄;tC为花岗岩结晶年龄;Δtcol为花岗岩熔体由初始温度降低到结晶温度需要的时间;ΔtL为结晶潜热延长结晶的时间;ΔtA为放射性成因热延长冷却-结晶过程的时间。

将公式(5)移项,得出花岗岩侵位年龄(tE)的计算公式:

式中符号说明同公式(5)。

将寨背和陂头花岗岩基的ΔtECTD和tC值代入公式(6),获得寨背和陂头花岗岩基的侵位年龄tE为195.16 Ma和194.39 Ma。

5 讨论及小结

(1)寨背和陂头花岗岩基现今的U,Th含量经过校正可以代表该岩基的初始U,Th含量。U,Th地球化学研究表明,虽然各种岩浆岩(从超基性岩到花岗岩)中 Th,U含量变化可达2个数量级,但未经岩浆期后热液作用或表生作用改造的各种岩浆岩的Th/U比值却稳定地保持在3～5之间。由此可以根据所研究花岗岩的Th/U比值来判断其Th,U含量能否代表熔体的初始 U,Th含量,即花岗岩的Th/U＞3则表明其 Th,U值可以代表所研究花岗 岩的初始含量。根据表2中的Th,U含量计算得出寨背和陂头花岗岩基的 Th/U为4.54和4.72。这表明寨背和陂头花岗岩基现今的U,Th含量经过时间(tc)校正能代表该岩基的初始U,Th含量。

(2)放射成因热延长花岗岩熔体结晶时间的计算公式是可信的。从上述计算结果可以看出,寨背花岗岩由于放射成因热延长花岗岩熔体的结晶时间长达14.3 Ma,这一时间尺度远大于寨背花岗岩的冷却时间(4.04 Ma)和结晶时间(3.02 Ma)。为了检验该计算结果的可信性,我们假设寨背花岗岩的放射性元素含量和世界平均花岗岩的的放射性元素含量(w(U)=5×10-6,w(Th)=20×10-6,w(K2O)=2.66%)[82]一样,而其他所有参数均不改变的条件下,将其代入公式(4),计算得出的放射成因热延长花岗岩熔体的结晶时间仅为3.06 Ma。这说明放射成因热延长花岗岩熔体的结晶时间是影响花岗岩侵位结晶时差长短的主要因素,从而也佐证了该计算公式的可信性。

(3)寨背和陂头花岗岩基侵位年龄为其属印支造山期侵位提供了重要佐证。根据岩体地质构造特征(地表出露面积、侵位深度等)、有关的热物理参数及主体花岗岩的放射性元素含量,计算得出寨背和陂头花岗岩基冷却-结晶时间长达21.36 Ma和12.09 Ma,结合其同位素结晶年龄(173.8 Ma和182.3 Ma)得出寨背和陂头花岗岩基岩体从深部岩浆源上升侵位进入高位岩浆房的时刻,即侵位年龄为195.2 Ma和194.4 Ma。这意味着寨背和陂头花岗岩基的侵位时间为印支构造旋回(230～195 Ma),是印支造山运动的产物。这也同周新民等(2006)研究华南中生代花岗岩和火山岩时发现存在的“岩浆活动宁静期”(205～180 Ma)[12]大致相吻合,很有可能就是大面积分布的华南花岗岩冷却-结晶期的反映。

[1] 莫柱孙,叶伯丹,潘维祖,等.南岭花岗岩地质学[M].北京:地质出版社,1980:7-18.

[2] 南京大学地质学系.华南不同时代花岗岩类及其与成矿关系[M].北京:科学出版社,1981:36-43.

[3] 王德滋.华南花岗岩研究的回顾与展望[J].高校地质学报,2004,10(3):305-314.

[4] 张敏,陈培荣,张文兰,等.南岭中段大东山花岗岩体的地球化学特征和成因[J].地球化学,2003,32(6):529-539.

[5] 付建明,马昌前,谢才富.湖南九嶷山复式花岗岩体SHRIMP锆石定年及其地质意义[J].大地构造与成矿学,2004,28(4):379-387.

[6] 朱金初,王汝成,张佩华,等.南岭中段骑田岭花岗岩基的锆石U-Pb年代学格架[J].中国科学(D辑),2009,39(8):1112-1127.

[7] 徐夕生,邓平,O’Reilly S Y,等.华南贵东杂岩体单颗粒锆石激光探针ICPMS U-Pb定年及其成岩意义[J].科学通报,2003,48(12):1328-1334.

[8] 凌洪飞,沈渭洲,邓平,等.粤北笋洞花岗岩的形成时代、地球化学特征与成因[J].岩石学报,2004,20(3):413-424.

[9] Li Xianhua,Liu Dunyi,Sun Min et al.Precise Sm-Nd and UPb isotopic dating of the supergiant Shizhuyan polymetallic deposit and its host granite,SE China[J].Geol.Mag.,2004,141(2):225-231.

[10] 陈培荣,周新民,张文兰,等.南岭东段燕山早期正长岩-花岗岩杂岩的成因和意义[J].中国科学(D辑),2004,34(6):493-503.

[11] 任纪舜.印支运动及其在中国大地构造演化中的意义[J].中国地质科学院院报,1984,第9号:31-44.

[12] Zhou X M,Sun T,Shen W Z,et al.Petrogenesis of Mesozoic granitoids and volcanic rocks in South China:A response to tectonic evolution[J].Episodes,2006,29(1):26-33.

[13] 张祖还,章邦桐.华南产铀花岗岩及有关铀矿床研究[M].北京:原子能出版社,1991:1-258.

[14] Faure G.Principles of isotope geology[M].New York:John Wiley and Sons,1986:132-156.

[15] Faure G Mensing T M.Isotopes Principles and Applications[M].2nd ed.New York:JohnWiley&Sons,2005:321-343.

[16] Hirt W H.Petrology of the Mount Whitney intrusive suite,estern Serra Nevada,California:Implication for the emplacement and differentiation of composite felsic intrusions[J].Geol.Soc.Am.Bull.,2007,119(9/10):1185-1200.

[17] Hourigan J K,Solov’ev,Ledneva G V,et al.Timg of syenite intrusions on the eastern slope of the Sredinnyi Range,Kamchatka:Rate of accretionary structure exhumation[J].Geochemistry International,2004,42(2):131-141.

[18] Flowers R M,BowringS A,Tulloch A J,et al.Tempo of burial and exhumation within the deep roots of a magmatic arc,Fiordland,NewZealand[M].Geology,2005,33(1):17-20.

[19] 吴福元,杨进辉,柳小明.辽东半岛中生代花岗质岩浆作用的年代学格架[J].高校地质学报,2005,11(3):305-317.

[20] 孙景贵,陈雷,赵俊康,等.延边小西南岔富金铜矿田燕山晚期花岗杂岩的锆石年龄及其地质意义[J].矿床地质,2008,27(3):319-328.

[21] 雍拥,肖文交,袁超等.中祁连东段古生代花岗岩的年代学、地球化学特征及其大地构造意义[J].岩石学报,2008,24(4):855-866.

[22] 章邦桐,吴俊奇,凌洪飞,等.“花岗岩锆石 U-Pb年龄能代表花岗岩侵位年龄”质疑——花岗岩锆石U-Pb年龄与全岩Rb-Sr等时线年龄对比证据[J].地质论评,2008,54(6):775-785

[23] 章邦桐,吴俊奇,凌洪飞,等.花岗岩浆侵位与结晶固化时差的研究与构造意义:以南岭骑田岭花岗岩基为例[J].高校地质学报,2010,16(1):12-21.

[24] Dowty E.Crystal growth and nuclieation theory and the numerical simulation of igneous crystallization[M]∥Hargraves R B.Physics of Magmatic Processes.Priceton,New Jersey:Priston University Press,1980:419-485.

[25] 吴俊奇,章邦桐,凌洪飞,等.花岗岩锆石U-Pb年龄与全岩Rb-Sr等时线年龄对比研究及其地球化学意义[J].高校地质学报,2007,13(2):272-281.

[26] 张东阳,张招崇,艾羽,等.西天山莱历斯高尔一带铜钼矿成矿班岩年代学、地球化学及其意义[J].岩石学报,2009,25(6):1319-1331.

[27] 李华芹,王登红,万阈.新疆莱历斯高尔铜钼矿床的同位素年代学研究[J].岩石学报,2006,22(10):2437-2443.

[28] 陈富文,李华芹,陈毓川,等.东天山土屋—延东斑岩铜矿田成岩时代精确测定及其地质意义[J].地质学报,2005,79(2):256-260.

[29] 芮宗瑶,王龙生,王义夫,等.东天山土屋和延东斑岩铜矿床时代讨论[J].矿床地质,2002,21(1):16-22.

[30] 刘玉琳,郭丽爽,宋会侠,等.新疆西准噶尔包古图斑岩铜矿年代学研究[J].中国科学D辑,2009,39(10):1466-1472.

[31] 沈远超,金成伟.西准噶尔地区岩浆活动与金矿化作用[M].北京:科学出版社,1993:1-235.

[32] 唐功建,王强,赵振华.西准噶尔古图成矿斑岩年代学与地球化学[J].地球科学——中国地质大学学报,2009,34(1):56-74.

[33] 苏玉平,唐红峰,侯广顺,等.新疆西准噶尔达拉布特构造带铝质A型花岗岩的地球化学研究[J].地球化学,2006,35(1):55-67.

[34] Chen Bin,Jahn Boming.Genesis of post-collisional granitoids and basement nature of the Junggar terrane,NW China:Nd-Sr isotope and trace element evidence[J].Journal of Asian Earth Sci.,2004,23(5):691-703.

[35] 韩宝福,季建清,宋彪,等.新疆准噶尔晚古生代陆壳垂向生长-后碰撞深成岩浆活动的时限[J].岩石学报,2006,22(5):1077-1086.

[36] Chen B,Arakana Y.Elemental and Nd-Sr isotopic geochemistry of granitoids from the West Junggar fold belt(NW China),with the implications for Phanerozoic continantal growth[J].Geochemi.et Cosmochi.Acta,2005,69(5):1307-1320.

[37] 刘家远,袁奎荣.新疆东准噶尔富碱花岗岩类及成矿作用[M].长沙:中南工业大学出版社,1995:1-140.

[38] 陈富文,李华芹,蔡红,等.新疆干梁子锡矿田成岩成矿作用同位素年代学研究及矿床成因探讨[J].矿床地质,1999,18(1):91-97.

[39] 王中刚,赵振华,邹天人.阿尔泰花岗岩类地球化学[M].北京:科学出版社,1988:1-187.

[40] 邹天人,曾惠志,吴柏青.新疆阿尔泰造山花岗岩和非造山花岗岩及其判别标志[J].地质学报,1988,(3):228-245.

[41] Li Huaqin,Chen Fuwen,Lu Yuanfa,et al.New chronological evidence for Indosinian diagenetic mineralization in Eastern Xinjing,NW China[J].Acta Geologica Sinica(English edition),2005,79(2):264-275.

[42] 陈岳龙.东天山—北秦岭花岗岩类地球化学[M].北京:地质出版社,1999:1-140.

[43] 刘园园,马昌前,张超,等.安徽月山闪长岩的成因探讨:UPb定年及Hf同位素证据[J].地质科技情报,2009,28(5):22-30.

[44] 李波,陈江峰,郑永飞,等.安徽月山石英闪长岩氧同位素分馏、Rb-Sr等时线定年与矿物蚀变之间的关系[J].岩石学报,2004,20(5):1185-1192.

[45] 陈江峰,周泰禧,李学明,等.安徽南郭燕山期中酸性侵入岩的源区锶钕同位素制约[J].地球化学,1993(3):261-268.

[46] 董树文,邱瑞龙.安徽月山地区构造作用与岩浆活动[M].北京:地质出版社,1993:1-164.

[47] 余达淦,王勇.铅山—广丰晚中生代岩浆岩来源及与铀矿化关系[J].地质论评,1999(增刊):768-777.

[48] 王强,赵振华,简平,等.德兴花岗闪长斑岩SHRIMP锆石U-Pb年代学和Nd-Sr同位素地球化学[J].岩石学报,2004,20(2):315-324.

[49] 朱训,黄崇轲,芮宗瑶,等.德兴斑岩铜矿[M].北京:地质出版社,1983:1-336.

[50] 华仁民,董忠泉.德兴地区两个系列花岗岩类的特征对比及成因探讨[M]∥花岗岩地质和成矿关系.南京:江苏科技出版社,1984:224-235.

[51] 金章东,朱金初,李福春,等.德兴斑岩铜矿成矿过程的氧、锶、钕同位素证据[J].矿床地质,2002,21(4):341-349.

[52] 陆慧娟,华仁民,毛光周,等.赣东北地区岩浆岩同位素年代学研究及地质演化[J].地质论评,2007,52(2):165-172.

[53] 芮宗瑶,黄崇轲,齐国明,等.中国斑岩铜(钼)矿床[M].北京:地质出版社,1984:1-187.

[54] 陈小明,陆建军,刘昌实,等.桐庐、相山火山-侵入杂岩单颗粒锆石U-Pb年龄[J].岩石学报,1999,15(2):272-278.

[55] 周金城,王德滋,汪湘,等.对桐庐白垩世火山-侵入岩成因的儿点认识[J].岩石学报.1999,(2):263-271.

[56] 张成立,王涛,王晓霞.秦岭造山带早中生代花岗岩成因及其构造环境[J].高校地质学报,2008,15(4):304-316.

[57] 卢欣祥,尉向东,肖庆辉,等.秦岭环斑花岗岩的年代学研究及其意义[J].高校地质学报,1999,5(4):372-377.

[58] Wang Fei,Lu Xinxiang,Lo Chinghua,et al.Post-collisional,potassic monzonite-minette complex(Shahewan)in the Qinling Mountains(central China):40Ar/39Ar thermochronlogy,petrogenesis and implications for the dynamic setting of the Qinling orogen[J].Jour.of Asian Earth Sciences,2007,31:153-166.

[59] 弓虎军,朱赖民,孙博亚,等.南秦岭沙河湾、曹坪和柞水岩体锆石U-Pb年龄、Hf同位素特征及其地质意义[J].岩石学报,2009,25(2):248-264.

[60] Zhang H F,Zhang B R,Harris N,et al.U-Pb zircon SHRIMP ages,geochemical and Sr-Nd-Pb isotopic compositions of intrusive rocks from the Longshan-Tianshui area in the southeastern corner of the Qilian orogenic belt,China:Constraints on petrogenesis and tectonic affinity[J].J.Asian Earth Sci.,2006,27:751-764.

[61] 张宏飞,王婧,徐旺春,等.俯冲陆壳部分熔融形成埃达克质岩浆[J].高校地质学报,2007,13(2):224-234.

[62] 严阵.陕西省花岗岩[M].西安:西安交通大学出版社,1985:1-321.

[63] 朱赖民,张国伟,郭波,等.东秦岭金堆城大型斑岩钼矿床LA-ICPMS锆石U-Pb定年及成矿动力学背景[J].地质学报,2008,82(2):204-220.

[64] 李先梓,严阵,卢欣祥.秦岭—大别山花岗岩[M].北京:地质出版社,1993:1-218.

[65] 凌文黎,高山,程建萍,等.扬子陆核与陆缘新元古代岩浆事件对比及其构造意义:来自黄陵和汉南侵入杂岩 ELAICPMS锆石 U-Pb同位素年代学的约束[J].岩石学报,2006,22(2):387-396.

[66] 马大铨,杜绍华,肖志发.黄陵花岗岩基的成因[J].岩石矿物学杂志,2002,21(2):151-161.

[67] 马国干,李华芹,张自超.华南地区震旦纪时限范围的研究[J].中国地质科学院宜昌地质矿产研究所所刊,1984,第8号:1-29.

[68] 李志昌,王桂华,张自超.鄂西黄陵花岗岩基同位素年龄谱[J].华南地质与矿产,2002(3):19-28.

[69] 陈培荣,章邦桐,孔兴功,等.赣南寨背A型花岗岩体的地球化学特征及其构造地质意义[J].岩石学报,1998,14(3):163-173.

[70] Li Xianhua,Chen Zhigang,Liu Dunyi,et al.Jurrassic gabbro-granite-syenite suites from Southern Jingxi provience,SE China:Age,origin and tectonic significance[J].International Geology Review,2003,45:898-921.

[71] 陈培荣,周新民,张文兰,等.南岭东段燕山早期正长岩-花岗岩杂岩的成因和意义[J].中国科学(D辑),2004,34(6):493-503.

[72] 范春方,陈培荣.赣南陂头A型花岗岩的地质地球化学特征及其形成的构造环境[J].地球化学,2000,29(4):358-366.

[73] 周新民.南岭地区晚中生代花岗岩成因与岩石圈动力学演化[M].北京:科学出版社,2007:566-575.

[74] Buddington A F.Granite emplacement with special reference to North American[J].Bull.Geol.Soc.Amer.,1959,70:671-747.

[75] Hyndman D W.Petrology of igneous and metamorphic rocks[M].2nd ed.New York:McGraw-Hill,1985:125-142.

[76] Sleep N H.Mantle plumes from top to bottom[J].Earth-Science Reviews,2006,77:231-271.

[77] Van Schmus W R.Radioactivity propertties of minerals and rocks[M]∥Carmichael R S.Handbook of physical properties of rocks,Vol.Ⅲ.Boca Raton,Florida:CRC Press,1984:281-293.

[78] 王懋基.华南花岗岩重磁场研究及其地质意义[C]∥国际交流地质学术论文集(6).北京:地质出版社,1985:95-104.

[79] Buntebarth G.Geothermics:An introduction[M].Berlin:Springer-Verlag,1984:26-42.

[80] Zhang Bangtong,Wu Junqi,Ling Hongfei,et al.Estimating influence ofCrystallizing latent heat on cooling-crystallizing process of a granitic melt and its geological implications[J].Acta Geologica Sinica(English Edition),2008,82(2):438-443.

[81] 章邦桐,吴俊奇,凌洪飞,等.U-Th-K放射成因热对花岗岩冷却-结晶过程影响的计算及地质意义[J].中国科学(D辑),2007.37(2):155-159.

[82] Krauskopf K B.Introduction to Geochemistry[M].2nd ed.New York:McGraw-Hill Book Co,1979:554-548.