变质重结晶锆石微量元素地球化学与U-Pb年代学：以辽宁红透山铜锌矿床赋矿片麻岩为例

钱烨 ，孙丰月，李碧乐，霍亮，张雅静

(1.吉林大学 地球科学学院，吉林 长春，130061；2.西北大学 大陆动力学国家重点实验室，陕西 西安，710069)

长在变质岩中的锆石通常用“变质锆石”来命名[1]。变质锆石形成的机制主要有如下4种：(1) 深熔作用过程中从熔体中结晶；(2) 变质过程中从硅酸盐矿物中分离产生的 Zr和 Si在固态下成核和结晶；(3) 从变质流体中结晶；(4) 原岩锆石重结晶。通过前3种方式所形成的锆石为变质过程中的新生锆石、以第4种方式形成的锆石为变质作用对岩石中原有锆石的不同程度改造。通过机制(2)和机制(4)形成的锆石除局部具有隐约环带外一般没有内部结构，这与岩浆锆石标志性的震荡环带相比有明显的差别。当变质重结晶不彻底时，锆石晶体可能会有一定内部结构(包括环带)，重结晶彻底时，没有环带[1]。锆石成因类型的确定是 U-Pb年龄解释的关键，识别岩浆锆石和变质锆石常用的方法是锆石w(Th)/w(U)和锆石阴极发光(CL)图像。近年来很多研究者[1−6]开始尝试用常规方法加上锆石微区微量元素组成这一组合来识别锆石的类型及变质条件，研究表明变质锆石微量元素组成和岩浆锆石微量元素组成有较大差别，甚至不同变质条件下的微量元素组成也不尽相同，特别是敏感的稀土元素在判断其寄主岩石的成因类型方面已初见成效[4,6]。锆石微区的稀土元素分析、CL图像特征和 w(Th)/w(U)这个组合能够较好地限定锆石的形成环境，为解释锆石年龄提供有效途径，对变质锆石更是如此。目前利用锆石微量元素组成主要用来识别榴辉岩相和麻粒岩相等高级变质，关于广泛低角闪岩相局部麻粒岩相(如辽宁清原红透山地区)变质条件下锆石微量元素组成特征的报道还较为少见。锆石能在从岩浆到变质甚至热液事件的各种条件下生长或重结晶的事实已成为学界共识，那么敏感的锆石微量元素组成也应该能记录中低级变质事件。本文作者试图通过辽宁红透山铜锌矿赋矿片麻岩中变质锆石的CL图像特征和w(Th)/w(U)识别出其变质重结晶的成因，并在此基础上尝试对锆石微量元素地球化学特征进行研究，通过元素组成来印证变质重结晶的认识；继而对锆石 U-Pb同位素年龄进行合理的解释，旨在限定矿床形成和变质变形年代、揭示区域早期地壳的形成和演化。

图1 红透山铜锌矿区域地质图[12]Fig.1 Regional geological map of Hongtoushan copper-zinc deposit[12]

1 地质背景

辽宁省清原县红透山铜锌矿床位于华北地台东北部浑北花岗岩-绿岩地体内(图 1)，是我国境内唯一产于太古代绿岩带中的块状硫化物矿床[7]。清原地区太古代绿岩是国内最早被界定的太古代绿岩带，由奥长花岗岩、英云闪长岩、花岗闪长岩(TTG)和表壳岩系组成，一般称为清原群，其最下部为一套麻粒岩-紫苏花岗岩系，称小莱河组，构成绿岩带的片麻岩结晶基底，表壳岩自下而上可以划分为石棚子组、红透山组和南天门组，各组地层呈不整合接触关系，3组形成较完整的绿岩建造[8−9]。石棚子组的原岩为一套火山熔岩，南天门组的原岩则为一套沉积岩，底部有少量基性熔岩[8]。红透山组岩石类型主要为黑云斜长变粒岩夹斜长角闪、磁铁石英岩等，变质程度以低角闪岩相为主。红透山组由下至上可分成5个次一级单元：巨厚角闪片麻岩层、堇青−直闪片麻岩层、黑云片麻岩层、厚层角闪片麻岩夹少量黑云片麻岩层、黑云斜长片麻岩和斜长角闪岩薄层互层带[10]。

红透山铜锌矿床产于红透山组顶部的薄层互层带中。清原绿岩带经历了多期区域变质变形、岩浆侵入及混合岩化作用，使构造和矿体形态非常复杂。总体上，清原绿岩带表现呈简单的近东西向近直立的构造组构，叠加与褶皱轴近于垂直的小型褶皱，使得矿体形态发生了较大的变形和位移[9,11−15]，晚期还有大量辉绿岩墙呈近南北向切割矿体(图2)，其厚度为几十厘米到几米，时代约为500 Ma(孙丰月未发数据)。互层带内岩石片理与岩性界限基本一致，均向南东倾斜，这种协调关系在块状硫化物矿层中也得到体现(图2)，亦即层状矿体的产出受薄层互层带控制，与薄层互层带的接触关系主要为整合型接触，局部发生顺层剪切使矿体形态发生变化并穿切围岩[7]。矿石类型除前述的致密块状以外，还见网脉状−细脉浸染状矿体与围岩呈不整合接触关系，张雅静[7]认为其代表了海底喷流的通道相。矿石矿物主要有黄铁矿、磁黄铁矿、闪锌矿和黄铜矿。矿石结构主要有斑状结构、固溶体分离结构、碎裂结构与交代溶蚀结构等。由于矿床遭受了区域变质和变形作用的多次叠加改造，矿石发生重结晶、塑性变形、局部重熔和再活化[12−14]，使得矿石组构复杂多变。目前研究者[7,11,14]普遍认同矿床的成因类型为与火山岩有关的热水喷流块状硫化物矿床，后期受到变质作用的改造。

图2 红透山矿床14号勘探线剖面图[10]Fig.2 No.14 prospecting line profile map of Hongtoushan copper-zinc deposit[10]

图3 赋矿黑云斜长片麻岩显微照片Fig.3 Micrographs from gneiss in Hongtoushan copper-zinc deposit

2 样品描述

片麻岩锆石微区微量元素测试和锆石 U-Pb定年样品采自红透山铜锌矿-827中段3502穿脉，样品新鲜，其代表性岩石的岩相学特征表述如下(图3)：岩石属矿化黑云斜长片麻岩，斜长石体积分数为40%～50%、黑云母体积分数为 20%～30%、石英体积分数为20%～25%，另外含有少量的磁铁矿、白云母、榍石、磷灰石、锆石等。斜长石类型属偏基性斜长石，聚片双晶带较宽，钙长石 An体积分数＞50%，呈它形粒状，粒度在0.5～3 mm之间，弱绢云母化；石英呈它形粒状，粒度为 1～2 mm，具波状消光。局部石英以浑圆包裹体形式在长石中分布，石英边缘呈睫毛状。黑云母半自形片状，褐色-浅黄色，粒度为 0.3～1 mm，断续定向分布，少量发生绿泥石化。白云母呈半自形片状，粒度为0.1～0.3 mm，穿切黑云母。磁铁矿它形粒状，0.35 mm左右。磷灰石它形粒状或短柱状，粒度为 0.05～0.3 mm。锆石为短柱状，0.01 mm左右。

3 测试方法

锆石的挑选在河北省廊坊区域地质调查研究所实验室利用标准重矿物分离技术分选完成。经过双目镜下仔细挑选表面平整光洁且具不同长宽比例、不同柱锥面特征、不同颜色的锆石颗粒，再将这些锆石粘在双面胶上，用无色透明环氧树脂固定，待环氧树脂固化之后对其表面抛光至锆石中心。在原位分析之前，通过双目镜和阴极发光(CL) 图像详细研究锆石的晶体形貌和内部结构特征，以选择同位素分析的最佳点。锆石制靶、CL照相和锆石U-Pb年龄测定和微量元素分析均在西北大学地质学系大陆动力学教育部重点实验室进行。本次测试采用的激光剥蚀束斑直径为 32 μm；锆石年龄采用国际标准锆石91500作为外标，元素含量采用NIST SRM610作为外标，29Si作为内标元素(锆石中SiO2含量为32.8%)[16]，分析方法详见文献[5]；普通铅校正采用 Anderson推荐的方法[17]；样品的同位素比值及元素含量计算采用ICPMSDATECAL程序[18−19]，年龄计算及谐和图的绘制采用 Isoplot/EX 3.0[20]。

4 分析结果

4.1 锆石CL特征

锆石CL图像是一种观察锆石内部结构和构造的有效方法，特别在锆石核幔边结构识别上表现突出。而锆石的组构特征又是分析点选择和 U-Pb年龄解释的重要依据。红透山铜锌矿赋矿围岩的CL图像具有明显的核-幔-边结构(图4)，核部锆石在CL图像中显示为明亮的白色(图 4(b)和(d))，大部分锆石具有晶面外形，可见锋锐的晶棱，振荡环带因明亮的白色显得不是特别清晰，表现出岩浆锆石经过漫长地质作用趋于均一化的特征。幔部锆石围绕核部生长，形态上依然以长柱状为主。幔部锆石具有面状分带的结构，这种结构代表了微量元素的不均匀分布的特征[1]。接近核部锆石的部分，可见到模糊和退化的环带(图4)，和岩浆锆石震荡环带形成鲜明对比，几乎所有的锆石晶体都有不整合侵入的重结晶及重结晶前锋，不整合侵入的重结晶是用来描述不同程度“切割”原岩锆石的那一部分重结晶锆石，重结晶前锋则指哪些具有靠近原岩锆石并且模糊环带的那一部分重结晶锆石[1]，如图4所示，重结晶前锋是中低级变质条件下的重结晶不彻底的表现。远离中心的幔部锆石具有黑色不分带的CL图像，这种特征与Hoskin等[1]和Chen等[2]描述的变质重结晶锆石特征一致，反映了锆石遭受不同程度的固相变质重结晶作用。从具模糊环带重结晶前锋到远离中心的黑色不分带部分，暗示变质重结晶从边部开始逐渐向中心渗透，也表明变质重结晶的程度逐渐下降；从保留原岩信息(元素组成信息、同位素信息等)角度来讲，重结晶前锋包含有原岩信息，远离中心的黑色不分带部分丢失原岩信息较多，甚至完全丢失，亦即变质重结晶部分年龄信息可能包含或完全丢失原岩信息。部分锆石边部为非常狭小但明亮的CL图像特点(图 4(b)和(d))，可能是后期热事件所致，或是变质后期退变质作用影响形成，因其宽度小于最小光斑直径，无法获得有效的同位素信息，本次没有进行测试。

图4 锆石的CL像和相应CL图像揭露的锆石内部结构图像Fig.4 Cathodoluminescence (CL) images and corresponding schematic diagrams of CL-revealed internal structures for zircon crystals from gneiss in Hongtousan copper-zinc deposit

4.2 锆石微量元素地球化学

表1和表2列出了红透山铜锌矿赋矿围岩锆石颗粒的微量元素LA-ICP-MS分析结果，不同部位的锆石区域具有其特征的微量元素组成。

由表1和2可知：锆石幔部区域Th，U含量和w(Th)/w(U)分别为 30.2～114.0，211.4～2092.4和0.014～0.284，平均 w(Th)/w(U)为 0121 μg/g，这种低的钍铀比值一般认为是变质锆石的特征，这和锆石 CL

图像所观察的结果相一致。与之相对，锆石核部的Th和U含量分别为59.5～413.8和171.4～595.8 μg/g，相对幔部锆石来讲的U含量显著降低，Th含量相对变化不大，因此 w(Th)/w(U)总体升高，在 0.318～0.831之间变动，平均比值为0.559，这种较高的w(Th)/w(U)和 CL的震荡环带被大部分研究者认定为岩浆锆石特征。

表1 红透山铜锌矿赋矿片麻岩锆石普通铅校正后的LA-ICP-MS同位素数据Table 1 204Pb-corrected U–Pb LA-ICP-MS isotope data for recrystallized and protolith zircon of zircon from gneiss in Hongtoushan Copper-zinc deposit

表2 红透山铜锌矿赋矿片麻岩锆石LA-ICP-MS微量元素分析结果(质量分数)Table 2 LA-ICP-MS trace element analyses of recrystallized and protolith zircon from gneiss in Hongtoushan Copper-zinc deposit 10−6

核部锆石的稀土总量较高，为 1 969.6～5 372.9 μg/g，平均值为3 150.4 μg/g，而幔部锆石的稀土总量较低，在965.2～2 540.5之间变化，平均值为1 478.2。w(Yb)/w(La)通常用来判断稀土配分的陡峭程度，从表2可知幔部锆石的平均w(Yb)/w(La)为46 541，远远高于核部锆石的1 705，说明尽管幔部锆石稀土总量低但稀土配分更为陡峭。从稀土配分模式来看，虽然两类锆石的稀土总量存在较大的差别，但他们的稀土配分模式相似度较高(图5)，均为轻稀土亏损重稀土强烈富集的左倾型，这与 Hosikin所得稀土配分模式较为一致(图5)。核部锆石的14个稀土元素平均含量均比幔部锆石的高，其中La的平均含量高出7.6倍，最低的Lu也达到1.58倍，即锆石从核部到幔部亏损更多的轻稀土，而重稀土相对亏损较小。在众多的严重亏损的轻稀土元素中Ce的亏损程度最小(1.69倍)，体现出Ce元素的特殊性，Eu元素的亏损程度次之(3.45倍)。

除此之外，所有测点都具有Ce正异常和Eu的负异常特征。相对核部锆石Ce正异常(2.4～150.8)而言幔部锆石的正异常(4.3～198 179.7)更为突出，剔除异常高值198 179.7，其平均值依然高达12 059，高出核部锆石平均值46.2近260倍。幔部锆石和核部锆石Eu异常值分别为0.002～0.02和0.001～0.003，平均Eu异常值分别为0.011和0.001 5，可见Eu元素异常程度不及Ce元素。稀土总量越高，Ce和Eu异常越不明显。

图5 锆石稀土配分模式Fig.5 Rare earth elements pattern of zircons

4.3 锆石U-Pb年代学

锆石年龄测试点一共28个，剔除分析信号较差的4个点。锆石U-Pb测定的数据见表1，根据这些数据所做的U-Pb谐和年龄如图6所示。从图6可以看出：大部分锆石的年龄集中在2 550 Ma谐和线附近。谐和线以下的测点其年龄关系为t207/206＞t207/235＞t206/238，表明锆石年龄的不一致性是由于不同程度的放射性成因的铅扩散丢失造成；位于谐和线之上的测点有N19-19，N19-22和 N19-25，其年龄关系为 t207/206＜t207/235＜t206/238，暗示不一致性是由于铅过剩造成的。24个有效数据点的上交点年龄为2 552 Ma，t207/206加权平均年龄为2 556.2±9.8 Ma，两者在误差范围内一致。核部锆石t207/206在2 550～2 586 Ma之间，幔部锆石t207/206年龄在2 572～2 520 Ma之间变化。

图6 红透山铜锌矿赋矿片麻岩锆石LA-ICP-MS U-Pb谐和年龄曲线Fig.6 Zircon U-Pb concordia curve for gneiss from Hongtoushan copper-zinc deposit

5 讨论

5.1 锆石微量元素

实验和结晶学研究表明，锆石对Hf，Y，P和HREE有较强的亲和力，对LREE却正好相反，锆石的稀土配分模式一般具有正 Ce异常，这些性质很大程度上由锆石的晶体结构所控制。从轻稀土到重稀土原子半径逐渐减小，Zr4+离子半径为0.084 nm，与重稀土离子半径非常接近，所以锆石在结晶生长的过程中能容纳更多的重稀土，而轻稀土因离子半径过大不能被锆石接纳而逐出锆石晶格，所以锆石的稀土配分模式一般都是左倾型，只是倾斜程度不相一致。

在锆石不容纳的众多轻稀土元素中，Ce比较特殊，因为Ce是变价元素，有Ce3+和Ce4+，Ce4+的离子半径为0.097 μm，接近Lu，而与重稀土性质接近，所以Ce元素常常出现正异常[3]。

锆石出现Eu负异常归功于2个方面：一是锆石和长石同时生长。因为长石富含Eu，若锆石和长石同时结晶，长石会带走大量的Eu，导致锆石出现Eu异常；另外一个原因就是体系本身缺乏Eu[21]。对比核部锆石的稀土和全岩 Eu异常(图 5)，可以发现全岩 Eu含量更低，但全岩并没有出现明显的负 Eu异常，可能早期结晶的核部锆石不仅优先选择了更多的Eu，并且是与长石共生的。幔部锆石和全岩的Eu含量相当，较之核部锆石的 Eu含量要低一些，也具有明显的负Eu异常。幔部锆石的这种特性可能是继承了核部岩浆锆石的特点，变质重结晶锆石在固态下通过晶格调整来完成，因其不与长石同时生长，故 Eu异常基本没有太大变化，相比岩浆锆石 Eu异常稍有提高，可能是在晶格调整的过程中少量的Eu被逐出晶格所致。

核部岩浆锆石其生长在开放的岩浆体系之中，在自然状态之下，其稀土配分模式显示陡峭型。研究表明[1,2,22]正Ce异常、负Eu异常和陡峭稀土配分模式以及高w(Lu)/w(Gd)都是典型的岩浆锆石特征。幔部锆石与核部锆石稀土配分模式的主要差别体现在轻稀土上，大部分轻稀土都有较大量上减少。轻稀土的减少主要的受制因素是重结晶的过程中因离子半径过大而被调整出锆石晶格。Chen等[2]研究也发现重结晶锆石尽管在不同程度上会丢失一些微量元素，但其还是受到原岩锆石的影响而显示出相似的配分模式。也就是说重结晶锆石在某种程度上保持了原岩锆石的地化信息以及结构等，当然更深入的研究有待借助更为稳定的Hf同位素分析。

5.2 锆石U-Pb年龄

王松山等[23]应用 w(40Ar)/w(39Ar)定年技术测得浑南地区小莱河铁矿区榆树底组地层的斜长角闪岩中角闪石的 K-Ar年龄为(2 982±35) Ma，2个 w(40Ar)/w(39Ar)坪年龄为(2 986±10) Ma 和(2 989±2) Ma，这组年龄数据的可靠程度取决2 990 Ma以来K-Ar体系是否保持封闭，如果年龄可靠，这种年龄代表了浑南高级区的基底形成年龄，研究表明以高角闪岩相为主的浑南地体和以低角闪岩相为主的浑北地体之间存在较大差异，如物质来源、形成背景和形成时代都不尽相同[9]，用这组年龄来代表浑北基底形成年龄可能存在一定问题。毛德宝等[9]测得清原绿岩带中斜长角闪岩全岩Sm-Nd等时线年龄是(2 844±48) Ma，斜长角闪岩的Rb-Sr同位素年龄为(2 624±48) Ma，两者在数据上相差较大，但提供了清原绿岩带形成于新太古代的有效信息。

锆石在年龄测试方面的优越性已得到了一致的认可，它的地质事件时间属性更好。本次测试核部锆石CL图像、w(Th)/w(U)比值和微量元素特征均表明其岩浆锆石的属性特征，因此协和年龄图的上交点(2 550±7.6) Ma应该代表的是岩浆锆石的结晶年龄，即清原地区的表壳岩形成于新太古代晚期。这个时间与万渝生等[24]所测浑北小莱河片麻状 TTG花岗岩内残余锆石的年龄(2 556±18) Ma一致，该内核锆石被认为是中酸性火山岩。

毛德宝等[9]利用颗粒锆石U-Pb测试技术，分别得出了浑南地区小莱河花岗闪长岩和浑北地区清原花岗岩-绿岩带中的树基沟花岗质杂岩体的年龄，其值为(2 509±5) Ma和(2 520±16) Ma；Peuct等[25]利用 U-Pb测得树基沟组英云闪长岩年龄为(2 511±1) Ma，这组年龄在误差范围内一致，其测试方法对太古代岩体也较为可靠，其应该代表了矿区范围附近广泛存在的这一期侵入岩的年龄，这一结论也得到了万渝生等[24]的认可。同位素年龄反映在新太古代末期该地区发生过大规模的构造岩浆热事件。伴随花岗质岩石侵入活动的是广泛的变质作用。

本次测得幔部锆石具有明显的重结晶成因，在重结晶的过程中锆石的 U-Pb体系得到调整，但调整的过程中并没完全丢失原岩锆石体系的同位素组成，也就是其年龄数据为含原岩锆石年龄信息的“混合”年龄，虽然这些混合年龄地质意义有限，因为他们很可能是在生长的混合的边界上，但是Hoskin等[1]的研究表明，从这些为数众多的混合年龄中是可以发现有意义的数据的，就是那些年龄较小的数据，他们可能代表了其完全调整后的 U-Pb体系、包含了变质事件的真实年龄信息。测试所得结果中，有5个幔部锆石年龄在2 520～2 529 Ma之间，也就是说从2 520 Ma开始，华北地台北部的表壳岩遭受广泛的变质变形作用，与之相伴的是花岗质岩石的侵入活动，这与毛德宝等[9]、万渝生等[24]和 Peuct[25]等研究所获得的结果相一致，这一过程可能持续到2 480 Ma[24]。

5.3 矿床形成背景

最新的研究[7]表明辽宁红透山铜锌矿床为诺兰达型块状硫化物矿床，它的形成背景大致如下：在2 550 Ma海底火山喷发，形成了一套富含贱金属的基性-中性-酸性的钙碱性火山岩组合，覆盖在洋底玄武岩之上。富含 Ca2+，Na+和 Cl−的海水在补给处向下渗透，淋滤出下部火山岩石中的金属元素，并在火山喷发的间歇期，在岩浆热源驱动力的作用下向渗透性差的部位运移，并沿着深渗透性的断裂构造喷出地表，热的含矿流体与周围冷的海水混合，在喷流口附近形成块状硫化物矿床；约2 520 Ma受地幔柱活动的影响，发生了广泛的变质作用，以及花岗质岩石的侵入活动，使块状硫化物矿体一起遭受低角闪岩相的变质及变形作用，形成今天复杂的矿床空间形态。

6 结论

(1) 辽宁红透山铜锌矿床赋矿片麻岩的锆石 CL图像特征具有明显的核幔边结构，核部锆石具有明显的震荡环带，为岩浆锆石；核幔交汇部分可见模糊的退化环带，显示出变质重结晶的成因。

(2) 研究区片麻岩锆石的核部岩浆锆石和幔部重结晶锆石在微量元素组成方面具备双重属性，其一是两者的差异性，表现为在重结晶过程中，亏损大量轻稀土元素，而相对富集重稀土元素，使得重结晶部分稀土配分模式更为陡峭，Ce异常更加突出；其二是幔部重结晶锆石微量元素组成对核部岩浆锆石的继承性，即变质重结晶锆石的微量元素组成很大程度上受控于核部的岩浆锆石。

(3) 研究区变质锆石其核部岩浆锆石U-Pb年龄代表了片麻岩的原岩的结晶年龄，即红透山地区的结晶基底约在(2550±7.6) Ma前形成；幔部重结晶锆石年龄信息虽然混有岩浆锆石的混入，但依然可以从年轻的年龄中得到有意义的年龄信息，红透山地区在2 520 Ma左右反生了广泛的变质事件。

(4) 红透山铜锌矿床形成的年代约为2 552 Ma，成矿以后，约2 520 Ma发生大规模的变形变质作用，造就了复杂的矿体轮廓。

[1]Hoskin P W O, Black L P.Metamorphic zircon formation by solid-state recrystallization of protolith igneous zircon[J].Journal of Metamorphic Geology, 2000, 18(4): 423−439.

[2]CHEN Renxu, ZHENG Yongfei, XIE Liewei.Metamorphic growth and recrystallization of zircon: Distinction by simultaneous in-situ analyses of trace elements, U-Th-Pb and Lu-Hf isotopes in zircons from eclogite-facies rocks in the Sulu orogen[J].Lithos, 2010, 114(1/2): 132−154.

[3]Hoskin P W O, Schaltegger U.The composition of zircon and igneous and metamorphic petrogenesis[J].Reviews in Mineralogy and Geochemistry, 2003, 53(1): 27−62.

[4]Brocker M, Klemd R, Kooijman E, et al.Zircon geochronology and trace element characteristics of eclogites and granulites from the Orlica-Snieznik complex, Bohemian Massif[J].Geological Magazine, 2010, 147(3): 339−362.

[5]YUAN Honglin, GAO Shan, LIU Xiaoming, et al.Accurate U-Pb age and trace element determinations of zircon by laser ablation-inductively coupled plasma-mass spectrometry[J].Geostandards and Geoanalytical Research, 2004, 28(3):353−370.

[6]Rubatto D.Zircon trace element geochemistry: partitioning with garnet and the link between U-Pb ages and metamorphism[J].Chemical Geology, 2002, 184(1/2): 123−138.

[7]张雅静.辽宁红透山铜锌矿矿床地质特征及成矿模式研究[D].长春: 吉林大学地球科学学院, 2010: 1−60.ZHANG Yajing.Study on the geological features and metallogenic model of Hongtoushan copper-zinc deposit,Liaoning province[D].Changchun: Jilin University.College of Earth Sciences, 2010: 1−60.

[8]翟明国, 杨瑞英, 卢文江, 等.清原太古代花岗岩-绿岩地体的常量和微量元素地球化学证据[J].地质论评, 1984, 80(6):523−535.ZAI Mingguo, YANG Ruiying, LU Wenjiang, et al.Major and trace element geochemistry of the Archean Qingyuan granite-greenstone terrene[J].Geological Review, 1984, 80(6):523−535.

[9]毛德宝, 沈保丰, 李俊建, 等.辽北清原地区太古宙地质演化及其对成矿的控制作用[J].前寒武纪研究进展, 1997, 20(3):1−10.MAO Debao, SHEN Baofeng, LI Junjiang, et al.Archean geological evolution and metallogeny in Qingyuan area,Northern Liaoning province, China[J].Progress in Precambrian Research, 1997, 20(3): 1−10.

[10]邓公权.辽北-吉南太古宙地体有色金属矿床[C]//芮宗瑶.华北陆块北缘及邻区有色金属矿床地质.北京:地质出版社,1994: 25−32.DENG Gongquan.Base metal deposits of the liaodong-jinan terrane[C]//RUI zhongyao.Geology of nonferrous metallic deposits in the northern margin of the north china landmass and its adjacent area.Beijing: Geological Publishing House, 1994:25−32.

[11]翟明国, 杨瑞英, 黄宗祥, 等.红透山太古代绿岩带型块状硫化物铜锌矿床的稀土元素找矿标志[J].科学通报, 1985(5):371−374.ZAI Mingguo, YANG Ruiying, HUANG Zongxiang, et al.Prospecting criteria of REE for Hongtoushan massive sulphide deposit of the Archean Qingyuan granite-green stone[J].Chinese Science Bulletin, 1985(5): 371−374.

[12]GU Lianxing, XIAO Xinjiang, NI Pei, et al.Pyrrhotite textures and their genetic implications in the Hongtoushan Massive sulphide deposit, Liaoning Province, China[J].Chinese Journal of Geochemistry, 2001, 20(3): 210−218.

[13]GU Lianxing, ZHENG Yuanchuan，TANG Xiaoqian, et al.Copper, gold and silver enrichment in ore mylonites within massive sulphide orebodies at Hongtoushan VHMS deposit, NE China[J].Ore Geology Reviews, 2007, 30(1): 1−29.

[14]顾连兴, 汤晓茜, 吴昌志, 等.辽宁红透山块状硫化物矿床矿石糜棱岩铜-金富集机制[J].地学前缘, 2004, 11(2): 339−351.GU Lianxing, TANG Xiaoqian, WU Changzhi, et al.Mechanisms of Cu-Au enrichment in ore mylonites of the Hongtoushan massive sulphide deposit, Liaoning, NE China[J].Earth Science Frontiers, 2004, 11(2): 339−351.

[15]郑远川, 顾连兴, 汤晓茜, 等.辽宁红透山块状硫化物矿床高级变质下盘蚀变带研究[J].岩石学报, 2008, 24(8): 1928−1936.ZHENG Yuancuan, GU Lianxing, TANG Xiaoqian, et al.Geological and geochemical signature of sea-floor alteration rocks of the highly metamorphosed Hongtoushan massive sulfide deposit, Liaoning[J].Acta petrologica Sinica, 2008, 24(8):1928−1936.

[16]袁洪林, 吴福元, 高山, 等.东北地区新生代侵入体的锆石激光探针 U-Pb年龄测定与稀土元素成分分析[J].科学通报,2003, 48(14): 1511−1520.YUAN Honglin, WU Fuyuan, GAO Shan, et al.Determination of U-Pb dating and rare earth element concentrations of zircons from Cenozoic intrusions in northeastern China by LA ICP-MS[J].Chinese Science Bulletin, 2003, 48(14): 1511−1520.

[17]Andersen T.Correction of common lead in U-Pb analyses that do not report204Pb[J].Chemical Geology, 2002, 192(1/2): 59−79.

[18]LIU Yongsheng, GAO Shan, HU Zhaochu, et al.Continental and Oceanic Crust Recycling-induced Melt-Peridotite Interactions in the Trans-North China Orogen: U-Pb Dating, Hf Isotopes and Trace Elements in Zircons from Mantle Xenoliths[J].Journal of Petrology, 2010, 51(1/2): 537−571.

[19]LIU Yongsheng, HU Zhaochu, GAO Shan, et al.In situ analysis of major and trace elements of anhydrous minerals by LA-ICP-MS without applying an internal standard[J].Chemical Geology, 2008, 257(1/2): 34−43.

[20]Ludwig K R.User’s manual for Isoplot 3.00: a geochronological toolkit for Microsoft Excel[M].California: Berkeley Geochronology Center Special Publication, 2003: 1−71.

[21]Schaltegger U, Fanning M, Günther D, et al.Growth, annealing and recrystal-lization of zircon and preservation of monazite in high-grade metamorphism: conventional and in-situ U-Pb isotope, catho-doluminescence and microchemical evidence[J].Contributions to Mineralogy and Petrology, 1999, 134: 186−201.

[22]Claiborne L, Miller C, Wooden J.Trace element composition of igneous zircon: A thermal and compositional record of the accumulation and evolution of a large silicic batholith, Spirit Mountain, Nevada[J].Contributions to Mineralogy and Petrology, 2010, 160(4): 511−531.

[23]王松山, 胡世玲, 翟明国, 等.应用40Ar/39Ar定年技术研究清原花岗岩-绿岩地体的形成时代[J].岩石学报, 1987, 4(4):55−62.WANG Songshan, HU Shiling, ZAI Mingguo, et al.40Ar/39Ar dating studies in Qingyuan granite-greenstone terrene[J].Acta Petrologica Sinica, 1987, 4(4): 55−62.

[24]万渝生, 宋彪, 杨淳, 等.辽宁抚顺—清原地区太古宙岩石SHRIMP锆石U-Pb年代学及其地质意义[J].地质学报, 2005,79(1): 78−87.WAN Yusheng, SONG Biao, YANG Chun, et al.Zircon SHRIMP U-Pb geochronology of Archaean rocks from the Fushun-Qingyuan area,Liaoning province and its geological significance[J].Acta geological Sinica, 2005, 79(1): 78−87.

[25]Peuct J J, Jahn B M, Cornichet J.中国东北清原太古宙花岗岩-绿岩地体的一个英云闪长岩的锆石 U-Pb精确年龄[C]//中国地质学会.国际前寒武纪地壳演化讨论会论文集(三).北京:地质出版社, 1986: 222−229.Peuct J J, Jahn B M, Cornichet J.U-Pb dating of Zircons from tonalite of the Archean Qingyuan granite-green stone, NE China[C]//Chinese geological society.Proceedings of the international Precambrian crustal evolution(Ⅱ).Beijing:Geological Publishing House, 1986: 222−229.