现代地质 GEOSCIENCE 第 26 卷第 3 期 2012 年 6 月 Vol 26 No 3 Jun 2012 福建龙岩大洋花岗岩 LA ICP MS 锆石 U Pb 测年 Hf 同位素组成及其地质意义 张承帅 1, 李莉 2, 张长青 3 4, 王九如 (1 中国地质大学地球科学与资源学院, 北京 100083;2 中国地质图书馆, 北京 100083; 3 中国地质科学院矿产资源研究所, 北京 100037;4 内蒙古第七地质矿产勘查开发院, 内蒙古呼和浩特 010020) 摘要 : 对福建龙岩大洋花岗岩的两期岩相进行了 LA ICP MS 锆石 U Pb 定年和锆石 Hf 同位素研究 结果表明 : 大洋花岗岩的早期黑云母正长花岗岩年龄为 (144 8±0 9)Ma,ε Hf (t) 值为 -5 58~-2 00, 二阶段 Hf 模式年龄为 1313~ 1530Ma, 晚期微斜长石花岗岩的年龄为 (127 5±0 4)Ma,ε Hf (t) 值为 -7 57~-0 90, 二阶段 Hf 模式年龄为 1246 ~1668Ma 同位素特征表明, 大洋花岗岩两期岩体都形成于早白垩世, 是在岩石圈伸展的底侵作用下形成的, 物源主要是中元古代地壳物质, 但晚期有少量幔源组分的加入 关键词 :LA ICP MS 锆石 U Pb 测年 ;Hf 同位素 ; 大洋花岗岩 ; 福建龙岩中图分类号 :P588 13;P597 1 文献标志码 :A 文章编号 :1000-8527(2012)03-0433-12 LA ICP MSZirconU PbAgesandHfIsotopicCompositionsofDayang Granitefrom Longyan,FujianProvince ZHANGCheng shuai 1,LILi 2,ZHANGChang qing 3,WANGJiu ru 4 (1 SchoolofEarthSciencesandResources,ChinaUniversityofGeosciences,Beijing 100083,China;2 ChinaGeologicalLibrary, Beijing 100083,China;3 InstituteofMineralResources,ChineseAcademyofGeologicalSciences,Beijing 100037,China; 4 No 7ExplorationandDevelopmentInstituteofGeologyandMineralResourcesofInnerMongolia,Hohhot,InnerMongolia 010020,China) Abstract:A comprehensiveresearchincludingla ICP MSzirconU PbdatingandHfisotopiccomposition analysisondayanggraniticplutonwascariedout.weobtainedthela ICP MSzirconU Pbagesof(144 8± 0 9)Maand(127 5±0 4)Mafortheearlymediumcoarsegrainedbiotitegraniteandthelatemediumfine grainedplagioclasegraniteindayanggraniticpluton,respectively.accordingtozirconhfisotopeanalyses,the bothε Hf (t)valuesarefrom -5 58to-2 00andfrom -7 57to-0 90,andtheircorespondingHftwo stagemodelages(t DM2 )arefrom1,313to1,530maandfrom1,246to1,668ma,respectively.thesedata suggestthatthemagmasourcesofthetwostagesindayanggranitemainlyderivedfrom Mesoproterozoiccrustal materials,butthesecondstageinvolvedsomeportionsofmantlecomponent.dayanggraniteformedintheearly Cretaceous,whichimpliesthatitgeneratedinbasalticunderplatingunderlithosphereextensionenvironment. Keywords:LA ICP MSzirconU Pbdating;Hfisotope;Dayanggranite;Longyan,Fujian 0 引言 中生代发生了大规模多期次的岩浆活动, 是我国东部中生代大规模成矿或大爆发成矿最具代表性 华南地区是东亚大陆边缘的重要组成部分, 的区带之一 [1-2] 近年来, 研究的焦点逐渐集中到 收稿日期 :2011 11 29; 改回日期 :2012 04 05; 责任编辑 : 戚开静 基金项目 : 国家自然科学基金项目 华南地区中生代板内成矿作用及其动力学背景 (40930419); 中央高校基本科研业务费专项资金项目 (2011PY0158); 国土资源部成矿作用与资源评价重点实验室开放研究项目 作者简介 : 张承帅, 男, 博士研究生,1985 年出生, 矿物学 岩石学 矿床学专业, 主要从事矿床学研究 Email:zhangchengshuai@gmail com
434 现代地质 2012 年 岩浆活动的动力学机制及相关的成矿作用 [3-14] 闽西南地区位于南岭成矿带东段与东南沿海岩浆岩带的衔接处, 是中生代太平洋板块与欧亚板块相互作用的重要地区 [15] 区内中生代岩浆活动强烈, 成矿地质条件优越, 蕴藏着众多金属矿床 ( 点 ) 马坑铁矿是区内的一个大型矽卡岩型铁矿床, 大洋 莒舟花岗岩体出露于马坑铁矿东西两侧, 是研究闽西南中生代花岗岩成岩 成矿作用的理想场所 [16-22] 自 20 世纪 70 年代以来, 许多学者对该矿床地质特征 成矿过程和成矿作用及控矿构造等进行了详细研究 [23-30], 但是对马坑铁矿成因存在争议 大洋 莒舟花岗岩体出露于马坑铁矿东西两侧, 与成矿关系密切, 需要进行精细解剖 前人已对大洋和莒舟岩体展开了一些研究, 然而年代学方面的研究比较薄弱, 所得年龄 [28] 数据所跨时间范围相对较大, 如赵一鸣等测得大洋花岗岩黑云母 K Ar 法年龄为 (124±4)Ma, 莒舟岩体钾长石 Rb Sr 法年龄为 95 5Ma; 成都地质学院和桂林地质矿产研究院分别测得莒舟岩体黑云母 K Ar 法为 112Ma 和 164Ma; 赵一鸣等测得大洋花岗岩钾长石 Rb Sr 法年龄为 156 Ma [30-31] [22] ; 毛建仁等测得莒舟花岗岩体单颗粒锆石 U Pb 年龄为 136Ma 和 133 9Ma, 但是缺乏对莒舟和大洋花岗岩不同岩相岩石的对比测试 鉴于此, 笔者在前人研究工作基础上, 以大洋花岗岩为研究对象, 拟通过对大洋岩体不同岩相花岗岩中单颗粒锆石 LA ICP MS 定年和锆石 Hf 同位素分析, 深入探讨花岗岩的源区 演化过程和与成矿的关系 1 地质概况和岩石学特征 大洋 莒舟花岗岩位于永梅上古生代拗陷带中部的龙章复向斜内 1 其中, 大洋花岗岩位于龙岩市东南 16km 处, 呈南北向展布, 长 26km, 最宽处 3km, 面积约 28km 2 ; 莒舟花岗岩位于龙岩市东南 18km 处, 呈北东向葫芦状, 长约 12km, 南部最宽 3 5km, 面积 21 5km 2, 大洋花岗岩与莒舟花岗岩在地表出露的最近距离仅 1km, 马坑矿区位于其中 ( 图 1) 大洋和莒舟花岗岩分异明显, 相带发育, 均为南部出露黑云母正长花岗岩岩相 ( 中粗粒花岗结构 )( 图 2A), 北部出露微斜长石花岗岩相 ( 中细粒花岗结构 )( 图 2B,C) 在马 图 1 大洋和莒舟岩体地质简图 ( 据赵一鸣等 [30] ) Fig 1 SimplifiedgeologicmapofDayangandJuzhouplutons (afterzhaoetal [30] ) 1 第四系地层 ;2 三叠系砂岩 ;3 二叠系文笔山 翠屏山组砂岩 ;4 石炭系黄龙组 二叠系栖霞组灰岩 ;5 上泥盆统粉砂岩 ; 6 奥陶系 志留系变质砂岩 ;7 下石炭统林地组粉砂岩 ;8 花岗岩 ;9 中细粒斜长花岗岩相 ;10 中粗粒黑云花岗岩相 ; 11 断层 ;12 马坑隐伏矿体投影 ;13 铁矿点 ;14 样品位置 坑西矿区深部已经打到了花岗岩 (79 线 24 号孔, 孔深 1002m,970m 处见花岗岩 ), 说明这两个岩体可能是相连的 这两个岩体的岩石学和矿物学特点也非常相似, 合称莒舟 大洋岩体 [31] 岩体同围岩呈明显的侵入接触关系, 下石炭统至泥盆系上统石英砂岩 (C 1 -D 3 ) 接触变质成石英角岩, 中石炭统至下二叠统灰岩 (C 2 -P 1 ) 变质成矽卡岩 ( 图 2D) 花岗岩成分比较均匀, 主要由钾长石 斜长石 石英和黑云母组成 岩体发育内部浅成相的脉岩, 如细晶岩 花岗斑岩和石英斑岩 ( 图 2C) 1 为便于与前人研究进行对比, 笔者仍把大洋岩体分两个岩相 经过较为详细的手标本和显微镜观察, 岩相学特征描述如下 : 1 中国地质科学院矿产资源研究所第三铁矿队. 闽西南某些燕山期花岗岩的岩石特征及其与铁矿成矿关系的探讨.1978:1-127.
第 ３期 张承帅等 福建龙岩大洋花岗岩 ＬＡ Ｉ ＣＰ ＭＳ锆石 Ｕ Ｐｂ测年 Ｈｆ同位素组成及其地质意义 ４３５ 图 ２ 大洋花岗岩岩石标本和显微照片 Ｆｉ ｇ ２ Ｓ ａ ｍｐ ｌ ｅｐ ｈ ｏ ｔ ｏ ｓａ ｎ ｄｍｉ ｃ ｒ ｏ ｐ ｈ ｏ ｔ ｏ ｇ ｒ ａ ｐ ｈ ｓｏ ｆｄａ ｙ ａ ｎ ｇｇ ｒ ａ ｎ ｉ ｔ ｅ Ａ 灰白色中粗粒黑云花岗岩 ＤＹ０８ 大洋岩体 Ｂ 中细粒黑云母花岗岩 ＤＹ０ ７ 大洋岩体 Ｃ 大洋花岗岩内细晶岩脉 Ｄ 矽卡岩 化花岗岩 Ｅ 条纹长石显微照片 ＤＹ０８ 正交偏光 Ｆ Ｇ 中粗粒黑云母花岗岩显微照片 样品 ＤＹ０ ８ 正交偏光 Ｈ Ｉ 中细粒黑 云花岗岩显微照片 ＤＹ０７ 正交偏光 Ｋｆ ｓ 钾长石 Ｂｔ 黑云母 Ｑ 石英 Ｑｔ ｚ 石英脉 Ｐｌ 斜长石 Ｓ Ｋ 矽卡岩 γ 花岗岩 黑云母正长石花岗岩相由中粗粒黑云母花岗 ５ 及副矿物磷灰石 榍石组成 钾长石格子双 岩和似斑状黑云母花岗岩组成 呈浅肉红色 肉 晶清楚 条纹长石不发育 斜长石聚片双晶发育 红色 具中粗粒花岗结构和似斑状结构 块状构 可见泥化现象 石英呈粒状和不规则集合体 有 造 主要由钾长石 ４５ ５０ 斜长石 １５ 时也呈乳滴状 石英中含有大量气液包裹体 黑 ２ ５ 石英 ２ ５ ３ ０ 黑 云 母 １ ５ 云母含量稍少 绿泥石化较显著 这一岩相主要 及副矿物磁铁矿 磷灰石 榍石组成 钾长石为 集中在大洋岩体西南端 大洋岩体的另一显著特 条纹长石 斜长石一般泥化较强 表面浑浊 绢 点是应变普遍而强烈 石英破碎且出现不同程度 云母化发育 并具明显的净边构造 图 ２Ｇ 石英 的波状消光 黑云母解理纹扭曲等现象十分常见 形态较规则 有时沿裂隙被钾长石或斜长石填充 表明岩体受到后期构造作用的影响 交代 黑云母自形程度差 呈不规则鳞片状 多 色性显著 图 ２Ｆ Ｇ Ｈ 这一岩相主要发育在岩 ２ ＬＡ Ｉ ＣＰ ＭＳ锆石 Ｕ Ｐｂ测年 体南部 微斜长石花岗岩相由中细粒花岗岩 似 ２ １ 实验技术方法 斑状花岗岩及花岗斑岩组成 岩石为肉红色 灰 本文样品采自大洋岩体 其中 ＤＹ０ ７采自天明 白色 具有中细粒花岗结构 局部具斑状及文象 ８采自合盛采石场 具体采样位置见 采石场 ＤＹ０ 结构 主要由钾长石 ４５ ５ ０ 斜长石 １５ 图 １ 样品经过手标本和显微镜观察后 挑选无蚀 ２ ０ 石 英 ２５ ３ ０ 黑 云 母 １ 变和矿化影 响 或 蚀 变 甚 弱 的 样 品 将 样 品 破 碎
436 现代地质 2012 年 采用常规重 - 磁选方法, 除去长石 石英 云母有一个数值小于 0 4, 应属岩浆成因锆石 [34] 等轻比重矿物和磁铁矿 磁黄铁矿等磁性矿物, DY08 样品也测定了 20 个数据点, 主要测试数据最后在双目镜下挑选出晶形完好 透明度和色泽和计算结果列于表 2 其中 4 号点的数据为 212 较好的锆石单矿物粘在双面胶上, 然后用无色透 Ma, 可能为捕获锆石 1 4 10 11 14 16 明的环氧树脂固定, 待环氧树脂充分固化后抛光 17 18 20 号点数据远离 206 Pb/ 238 U 和 235 U 至锆石露出一个平面 [32] 谐和线, 可能是由于发生 Pb 丢失所致 故将以上锆石激光剥蚀等离子质谱 (LA ICP MS)U Pb 9 个点剔除, 其余 11 个锆石分析点的加权平均计同位素分析在中国地质科学院矿产资源研究所完算年龄为 (144 8±0 9)Ma( 图 4(b)) DY08 中锆成 本次实验所采用的激光束斑直径为 25μm, 石的 U Th 含量较高,U=108 10-6 10648 剥蚀深度 20~40μm, 激光脉冲 10Hz 普通铅校 10-6,Th=75 10-6 7405 10-6,Th/U 值范围正采用 Anderson [33] 的方法, 年龄计算采用国际标与 DY07 类似,Th/U=0 351 17, 也表明为岩浆准程序 Isoplot(ver3 0) LA ICP MS 锆石 U Pb 测成因锆石 [34] 大洋花岗岩两个样品的年龄值差距年方法通过直接测定单颗粒锆石晶体中微区的 U 较大 (18Ma), 岩相分异明显, 表明成岩经历了长 Pb 同位素组成而得出年龄, 本文所测定的岩石形期的分异演化过程 成于晚中生代, 其结果以 206 Pb/ 238 U 年龄计算, 年 3 锆石 Hf 同位素龄误差为, 加权平均年龄具 95% 的置信度 2 2 锆石特征及分析结果 3 1 测试方法对大洋花岗岩挑选了两个样品 (DY07 和锆石 Hf 同位素分析在中国地质科学院矿产资 DY08) 中的锆石进行分析 锆石为半自形到它形, 源研究所 FinniganNeptune 型多接收等离子质谱上有较清晰的生长环带,DY07 的粒径 70100μm, 进行, 激光剥蚀系统为 NewwaveUP213 采用 200 DY08 的粒径 5070μm( 图 3), 表明为典型的岩 10-9 的 JMC475Hf 标准溶液来检验 NeptuneMC 浆锆石特征 DY07 样品共测定了 20 个数据点, ICP MS 仪器的稳定性和分析数据的重现性 测试主要测试数据和计算结果列于表 1 其中 7 号点的采用静态信号采集模式, 运用 NeptuneMC ICP MS 数据为 388Ma, 明显高于岩体的结晶年龄, 此锆的虚拟放大器技术 JMC475 的 176 Hf/ 177 Hf 比值采石可能是捕获原岩的残留锆石 其余 19 个锆石分用 179 Hf/ 177 Hf=0 7325 的指数归一化质量歧视视校析点的 206 U/ 238 U 的加权平均计算年龄为 (127 5± 正 在激光剥蚀测试时采用 0 131s 的积分时间, 0 4)Ma( 图 4(a)) 样品中锆石的 U Th 含量较不使用虚拟放大器 176 Hf 有两个同质异位素 176 Lu 低,Th/U 较大,U=82 10-6 1033 10-6,Th 和 176 Yb, 在进行 176 Hf/ 177 Hf 比值测定时, 必须对这 =61 10-6 567 10-6,Th/U=0 350 87, 且仅两个同质异位素进行精确的扣除 在进行激光原位 图 3 大洋花岗岩锆石样品阴极发光 (CL) 图像及测试位置 Fig 3 Cathodoluminescence(CL)imagesofrepresentativezirconsandmeasuringpositionsofDayanggranite
第 3 期 张承帅等 : 福建龙岩大洋花岗岩 LA ICP MS 锆石 U Pb 测年 Hf 同位素组成及其地质意义 437 表 1 大洋花岗岩体样品 DY07 中锆石 LA-ICP-MS 的 U-Pb 同位素定年结果 Table1 LA ICP MSU PbisotopicdatingresultsofzirconsofsampleDY07from Dayanggranite 样品编号 w B /10-6 Th U Th/U 206 Pb 比值 235 U 206 Pb/ 238 U 208 Pb/ 232 Th 206 Pb 235 U t/ma 206 Pb/ 238 U 208 Pb/ 232 Th DY07 1 452 1033 0 44 0 0488 0 0002 0 1357 0 0010 0 0202 0 0001 0 0018 0 0001 139 11 129 1 129 1 36 2 DY07 2 122 158 0 78 0 0502 0 0007 0 1387 0 0020 0 0201 0 0001 0 0031 0 0003 211 33 132 2 128 1 62 6 DY07 3 85 108 0 79 0 0486 0 0010 0 1328 0 0027 0 0199 0 0001 0 0055 0 0005 128 50 127 2 127 1 110 10 DY07 4 130 183 0 71 0 0500 0 0007 0 1386 0 0019 0 0201 0 0001 0 0030 0 0002 198 31 132 2 128 1 60 5 DY07 5 61 82 0 74 0 0492 0 0013 0 1345 0 0034 0 0200 0 0002 0 0057 0 0005 154 58 128 3 127 1 116 11 DY07 6 145 239 0 61 0 0494 0 0007 0 1355 0 0020 0 0199 0 0001 0 0033 0 0003 165-1 129 2 127 1 66 5 DY07 7 567 796 0 71 0 0557 0 0002 0 4768 0 0039 0 0621 0 0005 0 0052 0 0003 439 12 396 3 388 3 105 5 DY07 8 157 296 0 53 0 0493 0 0005 0 1346 0 0015 0 0198 0 0001 0 0030 0 0003 165 22 128 1 126 1 61 5 DY07 9 122 348 0 35 0 0496 0 0004 0 1371 0 0013 0 0201 0 0001 0 0032 0 0003 176 16 130 1 128 1 65 6 DY07 10 85 168 0 51 0 0496 0 0007 0 1361 0 0021 0 0200 0 0002 0 0050 0 0005 176 33 130 2 127 1 101 10 DY07 11 168 225 0 75 0 0471 0 0006 0 1293 0 0017 0 0199 0 0001 0 0030 0 0003 54 25 123 2 127 1 60 5 DY07 12 172 287 0 60 0 0500 0 0005 0 1371 0 0015 0 0199 0 0001 0 0031 0 0002 198 20 130 1 127 1 62 5 DY07 13 312 371 0 84 0 0496 0 0003 0 1363 0 0012 0 0199 0 0001 0 0022 0 0001 176 15 130 1 127 1 44 3 DY07 14 438 689 0 64 0 0496 0 0003 0 1377 0 0010 0 0201 0 0001 0 0020 0 0001 176 15 131 1 129 1 41 2 DY07 15 102 128 0 80 0 0499 0 0008 0 1380 0 0024 0 0201 0 0001 0 0038 0 0004 191 39 131 2 128 1 77 7 DY07 16 264 305 0 87 0 0500 0 0005 0 1376 0 0015 0 0200 0 0002 0 0019 0 0001 198 20 131 1 128 1 38 3 DY07 17 111 166 0 67 0 0501 0 0007 0 1377 0 0021 0 0200 0 0002 0 0035 0 0003 198 33 131 2 128 1 71 6 DY07 18 257 304 0 84 0 0490 0 0004 0 1335 0 0013 0 0198 0 0001 0 0019 0 0001 146 20 127 1 126 1 39 3 DY07 19 88 194 0 45 0 0493 0 0006 0 1345 0 0017 0 0198 0 0001 0 0043 0 0004 161 28 128 2 127 1 87 7 DY07 20 92 184 0 50 0 0507 0 0008 0 1398 0 0021 0 0201 0 0001 0 0039 0 0003 228 33 133 2 128 1 79 7 注 : 表示该数据未列入加权平均计算
438 现代地质 2012 年 表 2 大洋花岗岩体样品 DY08 中锆石 LA-ICP-MS 的 U-Pb 同位素定年结果 Table2 LA ICP MSU PbisotopicdatingresultsofzirconsofsampleDY08from Dayanggranite 样品编号 w B /10-6 Th U Th/U 206 Pb 比值 235 U 206 Pb/ 238 U 208 Pb/ 232 Th 206 Pb 235 U t/ma 206 Pb/ 238 U 208 Pb/ 232 Th DY081 226 395 0 57 0 0494 0 0011 0 1427 0 0032 0 0210 0 0003 0 0024 0 0003 165 47 135 3 134 2 49 6 DY08 2 7405 10648 0 70 0 0500 0 0001 0 1602 0 0020 0 0232 0 0003 0 0010 0 0000 198 10 151 2 148 2 20 1 DY08 3 3122 6854 0 46 0 0492 0 0001 0 1555 0 0014 0 0229 0 0002 0 0013 0 0001 167 6 147 1 146 1 26 1 DY08 4 1161 1821 0 64 0 2737 0 0042 1 3011 0 0421 0 0335 0 0006 0 0069 0 0003 3327 24 846 19 212 4 139 6 DY08 5 187 229 0 82 0 0498 0 0007 0 1577 0 0025 0 0229 0 0002 0 0019 0 0002 187 31 149 2 146 1 39 3 DY08 6 75 108 0 69 0 0475 0 0010 0 1472 0 0032 0 0225 0 0002 0 0038 0 0003 72 52 139 3 144 1 76 7 DY08 7 3353 7250 0 46 0 0487 0 0001 0 1513 0 0011 0 0225 0 0002 0 0012 0 0001 200 6 143 1 144 1 24 1 DY08 8 2265 4949 0 46 0 0541 0 0002 0 1710 0 0010 0 0229 0 0001 0 0011 0 0001 376 9 160 1 146 1 21 1 DY08 9 2549 7303 0 35 0 0488 0 0001 0 1515 0 0009 0 0225 0 0001 0 0012 0 0001 200 6 143 1 144 1 24 1 DY08 10 2690 4000 0 67 0 0826 0 0018 0 2474 0 0050 0 0219 0 0001 0 0010 0 0001 1261 43 224 4 139 1 19 1 DY08 11 4760 12328 0 39 0 0665 0 0012 0 2245 0 0052 0 0241 0 0002 0 0019 0 0001 822 37 206 4 154 1 39 2 DY08 12 6033 8089 0 75 0 0497 0 0001 0 1545 0 0009 0 0225 0 0001 0 0012 0 0001 189 6 146 1 144 1 24 1 DY08 13 4446 10639 0 42 0 0490 0 0001 0 1547 0 0009 0 0229 0 0001 0 0014 0 0001 146 4 146 1 146 1 28 1 DY08 14 2986 9390 0 32 0 0564 0 0005 0 1820 0 0017 0 0234 0 0001 0 0016 0 0001 478 19 170 1 149 1 32 1 DY08 15 872 1891 0 46 0 0498 0 0002 0 1561 0 0018 0 0227 0 0002 0 0014 0 0001 183 9 147 2 145 2 28 2 DY08 16 1198 1779 0 67 0 0879 0 0028 0 2902 0 0115 0 0232 0 0003 0 0016 0 0001 1389 63 259 9 148 2 32 2 DY08 17 4599 3167 1 45 0 0612 0 0005 0 2084 0 0028 0 0246 0 0002 0 0006 0 0000 656 19 192 2 157 1 12 1 DY08 18 2045 5338 0 38 0 0518 0 0002 0 1682 0 0016 0 0236 0 0002 0 0018 0 0001 276 11 158 1 150 1 37 2 DY08 19 955 815 1 17 0 0487 0 0004 0 1527 0 0016 0 0227 0 0002 0 0017 0 0001 200 19 144 1 145 1 34 2 DY08 20 2371 6108 0 39 0 0604 0 0004 0 1994 0 0021 0 0239 0 0002 0 0016 0 0001 620 15 185 2 152 1 32 2 注 : 表示该数据未列入加权平均计算
第 3 期 张承帅等 : 福建龙岩大洋花岗岩 LA ICP MS 锆石 U Pb 测年 Hf 同位素组成及其地质意义 439 图 4 大洋花岗岩 DY07 样品和 DY08 样品的锆石 U Pb 年龄谐和图 Fig 4 ConcordiadiagramsofzirconU PbagesofsampleDY07andDY08fromDayanggranite 取样分析时采用静态测定模式, 不使用虚拟放大器 干扰校正采用上述方法 标准锆石测试结果以 JMC475 的 Hf 同位素比值 176 Hf/ 177 Hf= 0 282160 进行标准化校正, 样品测定以国际标准锆石 GJ1 作为标准 详细实验流程和原理参见侯可军等 [35] 3 2 测试结果对大洋花岗岩两个岩相的样品进行 Hf 同位素微区原位分析, 测试了 40 个点, 结果如表 3 所示 大部分锆石的 176 Lu/ 177 Hf 均小于 0 002, 显示锆石在形成后具较低的放射性成因 Hf 的积累 DY07 样品 176 Hf/ 177 Hf 为 0 282487~0 282672, 相对均一, 用相应的年龄值计算 ε Hf (t) 值为 -7 57 ~-0 90, 单阶段 Hf 模式年龄为 884~1162Ma, 二阶段 Hf 模式年龄为 1246~1668Ma DY08 样品 176 Hf/ 177 Hf 值为 0 282537~0 282637, 相对均一, 用相应的年龄值计算 ε Hf (t) 值为 -5 58~ -2 0, 单阶段 Hf 模式年龄为 863~1043Ma, 二阶段 Hf 模式年龄为 1313~1530Ma 4 讨论 4 1 成岩年龄及其与成矿关系虽然许多学者对马坑铁矿进行过详细的研究, 但是其成因尚存在争议 : 一是接触交代后生成因 [36-37] ; 二是海相火山沉积变质成因 [24] 以往的定年工作由于测试方法的选择和测试技术的限制, 往往对同一岩体所取得的年龄数据变化明显, 差距较大, 如成都理工大学 桂林矿产地质研究所和中国地质科学院矿产资源研究所等利用黑云母 的 K Ar 法对大洋和莒舟岩体进行测定, 得出其年龄为 123Ma 和 164Ma, 而用大洋花岗岩钾长石 Rb Sr 等时线法得出年龄为 156Ma [30], 所得年龄差别较大 考虑到大洋和莒舟花岗岩发育黑云母正长花岗岩和微斜长石花岗岩两个岩相, 前人没有详细区分两个岩相的年龄, 这也可能是数据差距过大的原因 因此在本研究采用 LA ICP MS 方法分别对该地区不同岩相的两件花岗岩样品进行锆石 U Pb 定年, 获得的年龄分别为 (127 5±0 4) Ma 和 (144 8±0 9)Ma, 锆石内部结构特征 ( 图 3) 表明它们代表的是岩浆结晶锆石, 两组年龄存在近 18Ma 的时差, 代表了该岩体的侵位年龄, [22] 而毛建仁等测得莒舟花岗岩体单颗粒锆石 U Pb 年龄为 136Ma 和 133 9Ma, 黑云母 40 Ar- 39 Ar 年龄为 132 3Ma, 晚期分异石英斑岩单颗粒锆石 U Pb 年龄为 117 4Ma [36] [30] 赵一鸣等和张承帅 [36] 等发现大洋和莒舟岩体的岩性 矿物组成 主微量和 Sr Nd Pb 同位素非常类似, 矿区深部已经见到花岗岩, 说明这两个岩体深部很可能是相连的, 认为它们为同一岩体 因此认为大洋 莒舟花岗岩是形成于早白垩世的复式岩体 闽西南地区构成永安 梅县 会昌多金属成矿带的主体, 是中国东南部重要成矿集中区 [20], 中生代花岗岩和火山岩中产出众多铁 铜 铅 锌 金 锡多金属矿床, 例如最近几年来在永定县新发现的大排铅锌矿床, 属于与燕山期花岗岩有关的层控矽卡岩型矿床, 大洋 莒舟花岗岩分布于马坑铁矿东西两侧, 与成矿关系密切 从空间上, 马坑 三坑 中甲 竹子炉 三坪头等铁
440 现代地质 2012 年 表 3 大洋花岗岩锆石 Hf 同位素组成 Table3 HfisotopecompositionofzirconsforDayanggranite 编号 年龄 /Ma 176 Yb/ 177 Hf 176 Lu/ 177 Hf 176 Hf/ 177 Hf 2σ ( 176 Hf/ 177 Hf) i ε Hf (0) ε Hf (t) T DM1 /Ma T DM2 /Ma f Lu/Hf DY07 1 129 0 137693 0 003499 0 282484 0 000020 0 282476-10 17-7 57 1162 1668-0 89 DY07 2 128 0 074554 0 001751 0 282496 0 000020 0 282492-9 76-6 89 1091 1630-0 95 DY07 3 127 0 118040 0 002994 0 282485 0 000019 0 282478-10 13-7 51 1144 1664-0 91 DY07 4 128 0 071428 0 001915 0 282643 0 000018 0 282638-4 57-1 79 884 1303-0 94 DY07 5 127 0 073577 0 001933 0 282603 0 000037 0 282598-5 97-3 15 942 1391-0 94 DY07 6 127 0 210262 0 006268 0 282524 0 000031 0 282509-8 76-6 39 1196 1593-0 81 DY07 7 388 0 111934 0 003279 0 282672 0 000029 0 282663-3 55-0 90 875 1246-0 90 DY07 8 126 0 061111 0 001740 0 282629 0 000021 0 282624-5 06-2 28 900 1334-0 95 DY07 9 128 0 097349 0 002465 0 282549 0 000023 0 282543-7 88-5 20 1035 1518-0 93 DY07 10 127 0 125984 0 003612 0 282607 0 000031 0 282598-5 84-3 17 981 1392-0 89 DY07 11 127 0 072609 0 002010 0 282579 0 000022 0 282574-6 84-4 45 979 1458-0 94 DY07 12 127 0 284333 0 006837 0 282539 0 000029 0 282523-8 25-6 09 1193 1567-0 79 DY07 13 127 0 145779 0 003545 0 282591 0 000022 0 282583-6 39-3 89 1003 1431-0 89 DY07 14 129 0 072430 0 002039 0 282635 0 000024 0 282630-4 86-2 21 899 1326-0 94 DY07 15 128 0 097183 0 002628 0 282573 0 000023 0 282567-7 02-4 30 1003 1463-0 92 DY07 16 128 0 055499 0 001425 0 282515 0 000021 0 282511-9 09-6 42 1054 1592-0 96 DY07 17 128 0 161259 0 005363 0 282547 0 000028 0 282533-7 96-5 45 1128 1536-0 84 DY07 18 126 0 053746 0 001479 0 282521 0 000018 0 282517-8 89-6 18 1048 1578-0 96 DY07 19 127 0 066577 0 001769 0 282587 0 000019 0 282583-6 54-3 81 961 1430-0 95 DY07 20 128 0 127696 0 003993 0 282518 0 000033 0 282508-9 00-6 44 1128 1597-0 88 DY08 1 134 0 028586 0 000652 0 282637 0 000028 0 282635-4 78-2 00 863 1313-0 98 DY08 2 148 0 073548 0 001486 0 282585 0 000025 0 282581-6 63-3 92 957 1435-0 96 DY08 3 146 0 054038 0 001188 0 282582 0 000027 0 282579-6 71-3 98 953 1439-0 96 DY08 4 212 0 061050 0 001332 0 282537 0 000029 0 282534-8 30-5 58 1020 1541-0 96 DY08 5 146 0 044706 0 001012 0 282585 0 000027 0 282582-6 63-3 89 945 1433-0 97 DY08 6 144 0 058886 0 001289 0 282583 0 000025 0 282580-6 67-3 95 954 1437-0 96 DY08 7 144 0 038656 0 000877 0 282547 0 000023 0 282545-7 96-5 21 994 1517-0 97 DY08 8 146 0 105559 0 002513 0 282545 0 000017 0 282539-8 04-5 43 1043 1530-0 92 DY08 9 144 0 064228 0 001612 0 282608 0 000023 0 282604-5 79-3 10 926 1382-0 95 DY08 10 139 0 053408 0 001324 0 282558 0 000019 0 282555-7 55-4 84 990 1493-0 96 DY08 11 154 0 034902 0 000832 0 282594 0 000021 0 282592-6 30-3 54 928 1411-0 97 DY08 12 144 0 057524 0 001496 0 282563 0 000016 0 282559-7 39-4 69 988 1484-0 95 DY08 13 146 0 071655 0 001674 0 282549 0 000019 0 282545-7 90-5 21 1013 1517-0 95 DY08 14 149 0 096021 0 002205 0 282573 0 000017 0 282567-7 05-4 40 993 1465-0 93 DY08 15 145 0 129042 0 002906 0 282561 0 000021 0 282554-7 46-4 88 1030 1496-0 91 DY08 16 148 0 064345 0 001702 0 282578 0 000017 0 282574-6 85-4 16 971 1450-0 95 DY08 17 157 0 037082 0 000911 0 282592 0 000024 0 282590-6 35-3 60 931 1414-0 97 DY08 18 150 0 074182 0 001888 0 282608 0 000018 0 282603-5 81-3 14 934 1385-0 94 DY08 19 145 0 050351 0 001204 0 282554 0 000020 0 282551-7 71-4 98 993 1502-0 96 DY08 20 152 0 068849 0 002009 0 282604 0 000017 0 282599-5 96-3 30 943 1395-0 94
第 3 期 张承帅等 : 福建龙岩大洋花岗岩 LA ICP MS 锆石 U Pb 测年 Hf 同位素组成及其地质意义 441 矿均产于莒舟 大洋花岗岩侵入体外接触带或其附近断裂带的有利围岩中 区内其他铁矿也是如此, 阳山铁矿附近有岩头 盖德岩体, 洛阳铁矿附近有大深岩体 [30] ; 花岗岩体的产状 形态 规模及其围岩间的接触构造形式, 对铁矿的产出和富集有控制作用, 例如马坑铁矿被莒舟 大洋花岗岩呈锅底形包围, 最有利于矿床的形成 ; 中国 4 地质科学院地球物理地球化学勘查研究所化探组 研究发现马坑矿区铁矿石的 Fe 的品位和 Sn 的含量密切正相关, 而 Sn Mo Pb Zn 等元素是华南燕山期花岗岩的特征元素, 它们与铁矿共生在一起 从时间角度上看, 花岗岩与铁矿大体上为同 [30] 一时期的产物 赵一鸣等测得马坑铁矿中金云母磁铁矿中金云母 40 Ar- 39 Ar 年龄为 128 3Ma, 张 [36] [39] 承帅等和王登红等测得马坑铁矿辉钼矿年龄分别为 133Ma 和 130Ma, 这与大洋 莒舟岩体晚期侵位年龄十分接近, 成岩与成矿时代吻合程度较好, 暗示莒舟 大洋岩体的晚期侵位与矿床形成关系密切 DY07 样品 7 号点的数据为 388Ma, 应是来自岩浆岩残留锆石, 而马坑早期的辉绿岩锆石年龄为 303Ma, 形成于海西期晚石炭世裂陷扩张环境, 表明闽西南在石炭纪岩浆活动强烈 马坑铁矿早期的辉绿岩由于莒舟 大洋花岗岩包围和多期侵入活动使早期的辉绿岩被热液强烈蚀变交代, 无法考证辉绿岩的侵入是否形成矽卡岩和铁矿, 即使曾经存在, 也由于多期岩浆热液强烈蚀变交代而不复存在, 晚期辉绿岩 ( 锆石年龄为 64 5Ma, 张承帅, 另外发表 ) 错断矿体 当然早阶段花岗岩出露面积比较小, 相对距铁矿较远, 但是它的侵入对成矿也很重要, 马坑铁矿石榴子石 Sm-Nd 年龄为 161Ma [39], 虽然这个数据准确性不是很高, 但也表明早阶段侵入岩可能形成了一些矽卡岩, 对地层和辉绿岩中铁质进行了一定程度的改造和富集 本区的碎屑岩地层中含铁质 ( 多为赤铁矿 ) 较高, 部分地区 TFe 含量可达 5% ~7%, 辉绿岩本身的铁镁质含量也较高, 通过花岗岩的接触交代作用能使它们活化运移形成磁铁矿, 这一认识可从野外观察和模拟实验得到证实 [40-41] 岩体的多阶段侵入使岩浆期后热液更富含挥发组分和成矿元素, 也利于自身携带或从围岩中萃取铁质, 从而为铁 ( 钼 ) 矿床的形成奠定重要的物质基础 张承帅通过流体包裹体群组分析 ( 另文发表 ) 发现马坑铁矿的包裹体内富含 F - 和 Cl - [42] 等离子, 也证明了这一点 常印佛等为解释铜陵地区一些主矿体呈似层状产出的矿床 ( 狮子山 冬瓜山等 ) 提出了层控矽卡岩的概念, 奠定了矿床成因的理论基础 马坑铁矿具明显层控特点, 矿体赋存于黄龙组灰岩和林地组碎屑岩层间构造破碎带中, 成矿时代和控矿层位与长江中下游的层控矽卡岩矿床相似, 矽卡岩与铁矿密切共生, 分带现象普遍, 矿物学特征表明它们形成于相对较氧化的条件下, 与典型矽卡岩矿床特征一致 [37,43-44] 大洋 莒舟岩体的源区以壳源物质为主, 但都有不同程度的幔源组分的加入 [36] 岩石圈伸展的底侵作用使得该区壳幔活动加强, 壳幔物质相互交换频繁, 下地壳聚集了大量的岩浆物质, 沿着先存的构造薄弱带或断裂带 ( 政和 大浦断裂等 ) 上升 分异 演化并定位形成构造 - 岩浆带 [22] 与此同时, 深源岩浆上涌致使地壳内热流值骤然升高, 可能导致部分富铁沉积地层发生重熔作用, 岩浆期后热液也能萃取地层中的铁镁质 [40] 因此由此所产生的岩浆通过上侵定位和结晶分异作用, 不仅可以形成黑云母花岗岩体 ( 如莒舟 大洋岩体 ), 而且还可为铁多金属矿床的形成提供物质 热力和动力来源 大洋 莒舟花岗岩的酸性较强, 碱铝指数较高, 岩浆的分异演化程度高, 与黄岗梁和朝不楞矽卡岩型铁矿有关的花岗岩的岩石化学特征十分相近, 与大冶等矽卡岩型铁矿床相关的中基性侵入岩有所不同 另外, 由于莒舟 大洋花岗岩外接触带黄龙组灰岩和林地组碎屑岩层间构造破碎带利于岩浆热液流体的运移和卸载, 矽卡岩化和矿化主要发生于层间构造带, 而在花岗岩和围岩接触部位没有发生大规模的钾化和硅化 总之, 莒舟 大洋花岗岩与马坑铁 ( 钼 ) 矿的关系密切, 是铁 ( 钼 ) 矿形成的最主要的控矿因素之一 4 2 岩浆源区锆石具有极强的稳定性, 其 Hf 同位素组成较少受到后期地质事件的影响, 因此极低的 Lu 含量可以获得锆石形成时准确的 Hf 同位素组成 这些特性使锆石成为目前探讨地壳演化和示踪岩石源区的重要工具 [45] 当锆石初始 ε Hf 值为正值, 说明岩体在形成时有较多幔源或是新生地壳物质的参 4 中国地质科学院地球物理地球化学勘查研究所. 某矿区化探找铁矿的研究 : 兼谈化探找几种类型铁矿的可能性.1977.
442 现代地质 2012 年 与 ; 当初始值 ε Hf 偏负值, 说明岩体形成时壳源物 1637Ma, 在 ε Nd (t)-t 关系图中大洋 莒舟岩体质成分占主导地位 DY07 样品 ε Hf (t) 值为 -7 57 的投点都位于元古宙地壳上方 可见本文所做的 ~-0 90,DY08 样品 ε Hf (t) 值为 -5 58~-2 0 Hf 同位素分析与前人所做的 Sr Nd Pb 同位素结果锆石的 ε Hf (t) 均为负值, 表明该岩体主要形成于可以相互佐证 地壳岩石的重熔 因此笔者认为大洋花岗岩早期和晚期岩体的在 ε Hf (t) 与 206 Pb/ 238 U 年龄相关图解 ( 图 5) 中物源主要是中元古代地壳物质, 但晚期有少量幔投影, 可以明显看出,DY07 的 ε Hf (t) 值变化范围源组分的加入 较大, 说明在其形成过程中源区同位素不均一 ; 4 3 区域构造环境演化 DY08 集中位于上地壳比值下方, 并且相对均一 进入晚中生代, 古太平洋板块向欧亚板块的通常高的 ε Hf (t) 值是较多幔源组分参与成岩的标俯冲消减导致中国东部发生了大规模的花岗岩侵 [46] 志 研究表明, 华南地区进入燕山期, 东西向位和火山喷发 [47-48], 并伴随大规模的成矿作构造及伴生的横向剪切断裂重新活化 加剧, 它用 [49-52] 无论是东秦岭地区, 长江中下游地区和们对花岗质岩浆的侵入产生了重要的影响 于津华北和东北, 还是华南地区都表现出多次成矿事 [45] [3,6-13] 海等认为, 南岭地区燕山期花岗岩在同位素上件 毛景文等提出它们分别形成于大陆弧的巨大差异主要是不同地区不同时间成岩过程中后伸展带和岩石圈伸展环境 随着大洋板块持续幔源岩浆贡献形式和混合的程度不同引起的, 如武低角度俯冲, 大陆地壳不断加厚, 在弧后地区出平杂岩体 [45] 千里山岩体 [6] 广西花山复式岩体现一系列 NE 向岩石圈伸展带和深大断裂 在 160 ~150Ma 期间俯冲板片于南岭及邻区开天窗或撕裂, 导致发生大规模的岩浆活动, 在钦杭带形成了千里山 锡田 骑田岭 贵东 佛冈 姑婆山 花山和九嶷山等壳幔混源的 A 型花岗岩 [14] 毛景文通过对武夷山北侧的冷水坑 治头岭金矿等矿床 ( 时代为 151~135Ma) 的研究, 推测该区在晚侏罗世 早白垩世曾发生过一次伸展过程, 成岩成矿可能与岩石圈局部底侵 地壳物质重熔有关 135Ma 之后, 中国大陆, 乃至东亚大陆边缘处于持续伸展阶段,Goldfarb 等 [53] [54-55] Mao 等 认为应归于太平洋板块运动方向发生转向, 由原来的斜俯冲转向几乎平行的大陆边缘运动, 在华南地区, 造成大陆岩石圈大面积伸展而形成了大 量白垩纪断陷盆地和变质核杂岩 图 5 大洋花岗岩锆石 Hf 与 U Pb 年龄相关图解闽西南地区所处的大地构造位置是华夏古陆 Fig 5 Hfvs U PbagediagramofzirconsfromDayanggranite 内的永 ( 安 ) 梅 ( 县 ) 上古生代拗陷, 在中三叠世等 因此大洋花岗岩的 DY07 比 DY08 的 ε Hf (t) 稍末的印支运动使该区上升成陆, 闽西晚古生代盆高且范围较大, 表明晚期岩体有少量幔源组分的地完成了其形成过程, 同时也完成了古特提斯构加入 锆石 Hf 同位素分析获得 DY07 样品的 T DM2 造域向环太平洋构造域的转化 [50] 自侏罗纪早期为 1246~1668Ma,DY08 样品 T DM2 为 1313~ 开始, 受太平洋板块与欧亚大陆多期次俯冲消减 1530Ma, 说明该花岗岩的源区可能为中元古代地作用的影响, 闽西南地区以政和 大浦断裂带为 [22] 壳物质 毛建仁等测定莒舟花岗岩体的 87 Sr/ 代表的北东向和北北东向深大断裂重新活动, 叠 86 Sr 值为 0 71, 147 Sm/ 144 Nd 比值为 0 11, 143 Nd/ 加在东西向构造线之上, 进而形成一系列大小不 144 Nd 值为 0 51,ε Nd (t)=-7 21,T DM2 =1 52Ga, 等的断陷盆地 [56] 大田县境内的汤泉花岗闪长岩 [36] 张承帅等测定了大洋岩体的 ( 87 Sr/ 86 Sr) ⅰ 值变化 (183~158Ma) 和上杭县的紫金山花岗岩 (168Ma) 范围为 0 708780 71349,ε Nd (t) 值变化于 -7 2 存在是闽西南地区开始岩石圈伸展的岩石学记录, [21] -8 6 之间,f (Sm/Nd) =-0 270 16,T DM2 =1511 毛建仁等研究认为地幔的底侵作用为它们的形
第 3 期 张承帅等 : 福建龙岩大洋花岗岩 LA ICP MS 锆石 U Pb 测年 Hf 同位素组成及其地质意义 443 成提供热量, 促进了加厚地壳的物质的部分熔融, [16] 但地幔物质未参与成岩 赵希林等通过对闽西南地区的才溪花岗岩 ( 锆石 U Pb 年龄为 150Ma, 上杭县 ) 研究认为, 它的形成过程中也有少量幔源组分的加入, 说明底侵作用进一步增强, 使该区的岩石圈出现了伸展, 大洋花岗岩早期岩石的 Hf 同位素研究也可说明这一点 岩石圈伸展程度随时间而增强, 随着早白垩世早期地壳减薄, 底侵作用可以使得地幔在 成分 和 热 两方面为花岗岩体的形成提供条件, 尽管成岩物质以壳源为主, 但岩体属于弱过铝或准铝质花岗岩, 壳幔混合作用开始显现, 这从大洋花岗岩晚期岩体 [22] 的 Hf 同位素研究中可提供佐证 毛建仁等对区内太华岩体 ( 锆石 U Pb 年龄为 114 9Ma) 和赵希 [16] 林等对罗卜岭 ( 锆石 U Pb 年龄为 105Ma) 四方岩体 ( 锆石 U Pb 年龄为 108Ma) 的研究表明, 从早白垩世早期到早白垩世晚期, 随着岩浆的底侵作用进一步增强, 岩石圈伸展程度扩大, 使得该区壳幔活动加强, 壳幔物质相互交换频繁, 地幔组分在花岗岩的形成过程中贡献增大 5 结论 (1) 利用 LA ICP MS 锆石 U Pb 定年法测得大洋花岗岩的黑云母正长花岗岩年龄为 (144 8± 0 9)Ma, 微斜长石花岗岩年龄为 (127 5±0 4) Ma, 属早白垩世 (2) 大洋花岗岩中 DY07 样品的 ε Hf (t) 值为 -7 57~-0 90, 二阶段 Hf 模式年龄为 1246~ 1668Ma;DY08 样品的 ε Hf (t) 值为 -5 58~ -2 0, 二阶段 Hf 模式年龄为 1313~1530Ma, 表明大洋花岗岩两期岩体的物源主要是中元古代地壳物质, 但晚期有少量幔源组分的加入 (3) 莒舟 大洋花岗岩与马坑铁 ( 钼 ) 矿的关系密切, 是最主要的控矿因素之一 (4) 根据本次锆石测定的结果, 结合前人的资料, 表明莒舟 大洋花岗岩为多次侵位的复式岩体, 形成于岩石圈伸展环境 致谢 : 论文撰写过程中得到了中国地质科学院矿产资源研究所毛景文 叶会寿 谢桂青研究员 袁顺达副研究员和中国地质大学 ( 北京 ) 张招崇教授的悉心指导, 特此表示感谢! 参考文献 : [1] 毛景文, 华仁民, 李晓波. 浅议大规模成矿作用与大型矿集 区 [J]. 矿床地质,1999,18(4):291-299. [2] 华仁民, 毛景文. 试论中国东部中生代成矿大爆发 [J]. 矿床地质,1999,18(4):300-308. [3] MaoJW,XieGQ,PirajnoF,etal.LateJurasic EarlyCreta ceousgranitoidmagmatism ineasternqinling,central eastern China:SHRIMPzirconU Pbagesandtectonicimplications[J]. AustralianJournalofEarthSciences,2010,57:51-78. [4] XieGQ,MaoJW,HuRZ,etal.K Ardating,geochemical andsr Nd PbisotopicsystematicsofPaleocenemaficrocksin CentralJiangxi,SEChina:Evidenceforlithospherereplacement [J].GeochemicalJournal,2006,40:485-500. [5] XieGQ,MaoJW,LiRL,etal.Re OsmolybdeniteandAr ArphlogopitedatingofCu Fe Au Mo(W)depositsinsoutheast ernhubei,china[j].mineralogyandpetrology,2007,90: 249-270. [6] 毛景文, 李红艳, 裴荣富. 湖南千里山花岗岩体的 Nd-Sr 同位素及岩石成因研究 [J]. 矿床地质,1995,14(3):235-242. [7] 毛景文, 谢桂青, 李晓峰, 等. 华南地区中生代大规模成矿作用与岩石圈多阶段伸展 [J]. 地学前缘,2004,11(1): 45-55. [8] 毛景文, 谢桂青, 张作衡, 等. 中国北方中生代大规模成矿作用的期次及其地球动力学背景 [J]. 岩石学报,2005,21 (1):169-188. [9] 毛景文, 谢桂青, 郭春丽, 等. 南岭地区大规模钨锡多金属成矿作用 : 成矿时限及地球动力学背景 [J]. 岩石学报, 2007,23(10):2329-2338. [10] 毛景文, 谢桂青, 郭春丽, 等. 华南地区中生代主要金属矿床时空分布规律和成矿环境 [J]. 高校地质学报,2008,14 (4):510-526. [11] 毛景文, 谢桂青, 程彦博. 华南地区中生代主要金属矿床模型 [J]. 地质论评,2009,55(3):346-354. [12] 毛景文, 邵拥军, 谢桂青, 等. 长江中下游成矿带铜陵矿集区铜多金属矿床模型 [J]. 矿床地质,2009,28(2):109-119. [13] 毛景文, 陈懋弘, 袁顺达, 等. 华南地区钦杭成矿带地质特征和矿床时空分布规律 [J]. 地质学报,2011,85(5):636-658. [14] 蒋少涌, 赵葵东, 姜耀辉, 等. 十杭带湘南 桂北段中生代 A 型花岗岩带成岩成矿特征及成因讨论 [J]. 高校地质学报,2008,14(4):496-509. [15] 赵希林, 毛建仁. 福建省上杭地区晚中生代花岗质岩体黑云母的地球化学特征及成因意义 [J]. 矿物岩石地球化学通报,2009,28(2):162-168. [16] 赵希林, 毛建仁, 陈荣. 闽西南地区才溪岩体锆石 SHRIMP 定年及其地球化学特征 [J]. 岩石矿物学杂志,2007,26 (3):223-231. [17] 赵希林, 毛建仁, 陈荣. 闽西南地区紫金山岩体锆石 SHRIMP 定年及其地质意义 [J]. 中国地质,2008,35(4): 590-597. [18] 毛建仁, 胡青, 许乃政, 等. 闽西南地区早中生代汤泉岩体同位素年代学 地球化学特征及其构造意义 [J]. 地质学报,2003,77(3):386.
444 现代地质 2012 年 [19] 毛建仁, 陶奎元, 李寄, 等. 闽西南晚中生代四方岩体同位素年代学 地球化学及其构造意义 [J]. 岩石学报, 2002,18(4):449-458. [20] 毛建仁, 陶奎元, 谢芳贵. 闽西南地区成岩成矿作用与构造环境 [J]. 岩石矿物学杂志,2001,20(3):329-336. [21] 毛建仁, 许乃政, 胡青, 等. 福建省上杭 大田地区中生代成岩成矿作用与构造环境演化 [J]. 岩石学报,2004,20 (2):285-296. [22] 毛建仁, 陈荣, 李寄, 等. 闽西南地区晚中生代花岗质岩石的同位素年代学 地球化学及其构造演化 [J]. 岩石学报,2006,22(6):1723-1734. [23] 福建省第八地质大队. 福建龙岩马坑铁矿矿床地质特征及其成因探讨 [J]. 福建地质,1982(1):2-31,94-106. [24] 韩发, 葛朝华. 福建马坑铁矿床海相火山热液 - 沉积成因 - 地质地球化学特征 [J]. 中国地质科学院矿床地质研究所所刊,1983(2):1-118. [25] 王东坡, 尚浚, 蔡维智, 等. 福建马坑式铁矿沉积形成作用的古地理及古构造特征 [J]. 长春地质学院学报,1982 (3):43-58. [26] 薛虎, 梁士奎. 福建马坑铁矿床的构造研究 [J]. 中国地质科学院南京地质研究所所刊,1982,3(2):30-49. [27] 陈述荣, 谢家亨, 许超南, 等. 福建龙岩马坑铁矿床成因探讨 [J]. 地球化学,1985(4):350-357. [28] 赵一鸣, 林文蔚, 毕承思. 中国夕卡岩矿床 [M]. 北京 : 地质出版社,1990:164-171. [29] 赵一鸣, 谭惠静, 孙静华. 福建马坑 阳山铁矿床的矽卡岩分带特征及其与矿化分带的关系 [J]. 岩矿测试,1982 (1):11-22. [30] 赵一鸣, 谭惠静, 许振南. 闽西南地区马坑式钙矽卡岩型铁矿床 [J]. 中国地质科学院矿床地质研究所所刊,1983 (1):1-141. [31] 洪大卫, 陈学正, 李纯杰, 等. 福建龙岩莒舟 大洋花岗岩体造岩矿物的标型特征和形成条件 [J]. 地质学报,1980, 54(1):52-69. [32] 宋彪, 张云海, 万渝生, 等. 锆石 SHRIMP 样品靶制作 年龄测定及有关现象讨论 [J]. 地质论评,2002,48( 增刊 ): 26-30. [33] AndersonT.CorelationofcommonleadinU Pbanalysesthatdo notreport 204 Pb[J].ChemicalGeology,2002,192:59-79. [34] 吴元保, 郑永飞. 锆石成因矿物学研究及其对 U Pb 年龄解释的制约 [J]. 科学通报,2004,49(16):1589-1604. [35] 侯可军, 李延河, 邹天人, 等.LA MC ICP MS 锆石 Hf 同位素的分析方法及地质应用 [J]. 岩石学报,2007,23(10): 2595-2604. [36] 张承帅, 苏慧敏, 于淼, 等. 福建龙岩大洋 莒舟花岗岩锆石 U Pb 年龄和 Sr Nd Pb 同位素特征及其地质意义 [J]. 岩石学报,2012,28(1):225-242. [37] 张承帅. 福建马坑铁钼多金属矿床地质特征研究 [J]. 矿床地质,2010,29( 增刊 ):123-124. [38] 许乃政, 毛建仁, 叶海敏, 等. 福建省永定县大排铅锌矿床 成矿地质特征及找矿新进展 [J]. 地质与勘探,2008,44 (4):20-23. [39] 王登红, 陈郑辉, 陈毓川, 等. 我国重要矿产地成岩成矿年代学研究新数据 [J]. 地质学报,2010,84(7):1-11. [40] 梁祥济, 曲国林. 福建马坑铁矿床形成温度和压力实验的初步研究 [J]. 中国地质科学院矿床地质研究所所刊,1982 (4):83-94. [41] 梁祥济, 王福生. 层控交代型夕卡岩金矿床形成机理的实验研究 [J]. 黄金地质,2000(4):1-13. [42] 常印佛, 刘湘培, 吴昌言. 长江中下游地区铜铁成矿带 [M]. 北京 : 地质出版社,1991:1-379. [43] 聂凤军, 张万益, 杜安道, 等. 内蒙古朝不楞矽卡岩型铁多金属矿床辉钼矿铼 - 锇同位素年龄及地质意义 [J]. 地球学报,2007,28(4):315-323. [44] 裴荣富, 王永磊, 王浩琳. 南岭钨锡多金属矿床成矿系列与构造岩浆侵位接触构造动力成矿专属 [J]. 中国地质, 2009,36(3):483-489. [45] 于津海, 周新民, 赵蕾, 等. 壳幔作用导致武平花岗岩形成 : Sr Nd Hf U Pb 同位素证据 [J]. 岩石学报,2005,21(3): 651-664. [46] 刘南庆. 从彭山地区的岩浆演化看其构造的发展史 [J]. 江西地质,1995,9(3):205-217. [47] 王德滋, 沈渭洲. 中国东南部花岗岩成因与地壳演化 [J]. 地学前缘,2003,10(3):209-220. [48] 苏慧敏, 谢桂青, 孙嘉, 等. 江西铜坑嶂钼矿和红山铜矿含矿斑岩锆石 U Pb 定年及其地质意义 [J]. 岩石学报,2010, 26(3):819-829. [49] 陶奎元, 毛建仁, 邢光福, 等. 中国东部燕山期火山 - 岩浆大爆发 [J]. 矿床地质,1999,18(4):316-322. [50] 吴淦国, 张达, 陈柏林, 等. 中国东南大陆中生代构造域的转换及其与成矿的关系 : 以闽西南地区为例 [J]. 地质科学,2000,25(4):390-396. [51] 谢桂青, 毛景文, 胡瑞忠, 等. 中国东南部中 - 新生代地球动力学背景若干问题的探讨 [J]. 地质论评,2005,51(6): 613-620. [52] 周新民. 对华南花岗岩研究的若干思考 [J]. 高校地质学报,2003,9(4):556-565. [53] GoldfarbRJ,HartC,DavisG,etal.EastAsiangold:Deci pheringtheanomalyofphanerozoicgoldinprecambriancratons [J].EconomicGeology,2007,102(3):341-345. [54] MaoJW,WangYT,LehmannB,etal.MolybdeniteRe Os andalbite 40 Ar/ 39 ArdatingofCu Au Moandmagnetiteporphyry systemsintheyangtzerivervaleyandmetalogenicimplications [J].OreGeologyReviews,2006,29:307-324. [55] MaoJW,XieGQ,BierleinF,etal.Tectonicimplicationsfrom Re OsdatingofMesozoicmolybdenum depositsintheeastqin ling Dabieorogenicbelt[J].GeochimicaetCosmochimicaAc ta,2008,72:4607-4626. [56] 张达. 闽西南地区构造演化与锡多金属区域成矿作用 [D]. 北京 : 中国地质科学院,1999:1-145.