2016, Vol. 35
2. 成都理工大学 地球科学学院, 成都 610059
2. College of Earth Sciences, Chengdu University of Technology, Chengdu 610059, China
煌斑岩是一种暗色矿物含量较高并具有典型斑状结构的浅成相火成岩,通常以岩脉或岩墙的形式产于各类构造环境(Rock, 1987,1991； Müller et al.,1992)。地质学家对煌斑岩的成因还存在较大分歧,主要包括3种认识： ①交代富集地幔的部分熔融(Rock and Groves, 1988； Stille et al.,1989)； ②基性岩浆陆壳混染模式(Bernard-Griffiths et al.,1991； Currie and Williams, 1993)； ③幔源钾镁煌斑岩熔体与壳源硅质熔体的岩浆混合成因模式(Rock,1991； Prelevi Ać1 et al.,2004)。随着岩石学研究的不断深入,国内学者已认识到煌斑岩研究对于洞悉地幔富集、同化混染及岩浆混合等地质作用具有重要意义(姜耀辉等,2005； 黄行凯等,2012； 贾丽琼等,2013；和文言等,2014)。另外,煌斑岩还与一些大型-超大型金矿床具有密切的时空联系,可能与金成矿作用相关(Rock,1991； 罗照华等,2008),例如中国的胶东地区(Ma et al., 2014a,2014b)。因此,煌斑岩的形成机制历来备受地质学家的关注。
松潘—甘孜造山带和扬子陆块西缘的接合带出露有十余个独立的穹隆状地质体(图 1a),被学者统称为变质核杂岩带(傅昭仁等,1997； 颜丹平等,1997； Yan et al.,2003)。其中,江浪穹窿发育里伍式富铜矿床,具体包括里伍、黑牛洞、笋叶林、柏香林及挖金沟等铜矿(图 1b)。傅昭仁等(1997)和颜丹平等(1997)将江浪穹窿基本结构划分为前寒武纪堆垛层、古生代褶叠层及三叠纪西康群板岩带3个构造地层系统,其间发育一系列顺层韧性剪切滑脱带(图 1b),并认为江浪穹窿是扬子陆块西缘变质核杂岩带中构造层位发育较全、变形构造最具代表性的一个。在野外地质填图过程中,笔者发现穹窿核部地层里伍岩群内发育一套煌斑岩脉(图 1b,2)。本文基于野外工作及岩相学观察,结合LA-ICP-MS锆石U-Pb定年及岩石地球化学分析,旨在厘定煌斑岩的形成时代并探讨其岩石成因。
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图 1 江浪穹窿大地构造位置及区域地质图(修改自Yan et al.,2003) Figure 1 Maps showing the tectonic position(a)and regional geology(b)of the Jianglang dome(after Yan et al.,2003) |
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图 2 煌斑岩野外及镜下特征 Figure 2 Photos showing field and microscopic features of lamprophyres |
江浪穹窿位于青藏高原东部,地处松潘—甘孜造山带东南缘和扬子陆块西缘的接合带(图 1a)。穹窿核部地层里伍岩群主要为一套变质火山-沉积岩系,是里伍式富铜矿床的赋矿地层(Yan et al.,2003； 李同柱等,2010； 张惠华等,2013)； 翼部地层包括奥陶系江浪岩组、志留系甲坝岩组、二叠系乌拉溪组及三叠系西康群(图 1b)。里伍岩群属岩性以(石榴)云母片岩、(石榴)云母石英片岩、云母石英岩、石英岩为主,夹较多透镜条带状变基性火山岩,总厚度达3600 m以上,原岩主要为一套含火山凝灰质的砂、泥质浊流沉积岩夹基性火山岩组合。四川省地质矿产局(1991)对里伍岩群2个角闪岩脉中的角闪石进行了K-Ar定年,年龄分别为1839 Ma和1930 Ma。颜丹平等(1997)获得片状石英岩中碎屑锆石U-Pb上交点年龄为1437 Ma,斜长角闪岩全岩Sm-Nd等时线年龄为1677～1674 Ma。因此,前人普遍认为里伍岩群属于一套古元古代或中元古代的变质火山-沉积岩组合(傅昭仁等,1997； 颜丹平等,1997； Yan et al.,2003； 张惠华等,2013)。
江浪岩组仅分布于江浪穹隆南缘甲坝、拖尼一带,与里伍岩群和甲坝岩组为滑脱断层接触。江浪岩组底部主要为一套含砾石英岩夹少量黑云石英岩、绢云(二云)石英片岩； 上部为一套绢云石英千枚岩、绢云千枚岩及黑云石英岩,主体构成一个规模较大的韧性剪切滑脱带。甲坝岩组沿江浪穹隆周缘呈环状分布,为一套海相的变基性火山岩与变硅质(泥)岩及少量碳质板岩组合,厚度大于474.4 m。二叠系乌拉溪组主要分布于江浪穹隆外缘,与甲坝岩组呈滑脱断层接触,为一套海相的变基性火山岩(部分超基性)与大理岩、变硅质岩构成的喷发-沉积组合,厚度大于1047.8 m。三叠系西康群以变石英粉砂岩、黑云石英岩与黑云(二云)石英片岩为主,夹细粒变长石石英砂岩及厚层块状大理岩,与乌拉溪组为平行不整合接触或韧性剪切带接触(四川省地质矿产局,1991； 颜丹平等,1997)。
江浪穹隆构造上总体表现为一个北北西向的短轴背斜,长25 km左右,宽20 km左右,分布面积约500 km2。穹窿轴部面理倾角较为平缓,为14°～33°； 两翼面理倾角变陡： 东翼22°～51°,西翼21°～62°(图 1b)。各地层内部具紧闭同斜褶皱、顺层掩卧褶皱、等厚开阔褶皱等,里伍岩群中尚广泛存在顺层韧性剪切带(张惠华等,2013)； 不同地层单元之间发育环状拆离断裂带(Yan et al.,2003)。江浪穹隆及周缘岩浆活动频繁,主要为花岗岩与少量基性岩、超基性岩。穹窿东北侧出露文家坪花岗岩,岩性为中细粒似斑状黑云二长花岗岩(图 1b),其锆石 206 Pb/238U加权平均年龄为161.5±0.6 Ma(周家云等,2013)； 喷发相主要为中-新元古代及二叠纪基性火山岩(傅昭仁等,1997； 颜丹平等,1997)。
2 岩石地球化学 2.1 岩相学及分析方法新发现的煌斑岩脉位于江浪穹窿海底沟附近(图 1b),在地表(图 2a)及邻近的钻孔ZK3012(图 2b)中均可见煌斑岩脉侵位于里伍岩群中。煌斑岩脉走向约30°,倾角55°,长约300 m,厚2～3 m。岩石呈灰黑色,具斑状结构和块状构造； 斑晶主要包括：(1)黑云母,含量～35%,呈片状,粒径0.2～1.5 mm,发育一组极完全解理；(2)角闪石,含量～10%,呈柱状或粒状,粒径0.2～0.5 mm,可见两组解理呈锐角相交；(3)少量辉石,含量～3%； 基质以斜长石(～45%)和黑云母(～5%)为主(图 2c,2d)。
煌斑岩样品采自野外露头及邻近的钻孔ZK3012岩心(图 2a,2b),经室内挑选新鲜、蚀变较弱者碎样至200目后进行岩石地球化学分析。主微量元素测试在国土资源部西南矿产资源监督检测中心完成。主量元素分析仪器为荷兰帕纳科公司生产的AXIOS-X荧光光谱仪； 稀土、微量元素分析仪器为加拿大PerkinElmer公司制造的四级杆型电感耦合等离子质谱仪Q-ICP-MS,型号ELADRC-e。
2.2 主量元素煌斑岩主量元素测试数据列于 表 1。由 表 1可见,煌斑岩SiO2含量为47.66％～50.93%,平均48.82%； TiO2含量0.79％～1.00%,平均0.90%； Al2O3含量10.67％～11.86%,平均11.22%； TFeO含量6.26％～6.60%,平均6.45%； MnO含量0.11％～0.13%,平均0.12%； MgO含量7.72％～8.14%,平均7.96%； CaO含量7.31％～8.85%,平均7.84%； Na2O含量1.63％～2.29%,平均1.99%； K2O含量4.98％～6.77%,平均5.88%； P2O5含量1.56％～1.67%,平均1.61%。
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表 1 煌斑岩主量、微量元素分析结果 Table 1 Contents of major and trace elements of the lamprophyres |
由于煌斑岩具较多含水矿物(如云母),并且容易蚀变进而带入CO2和H2O,导致其烧失量(LOI)偏高(黄智龙等,1999),例如本文煌斑岩样品烧失量为5.44％～8.52%。因此,按照前人的主量元素调整方法(Ma et al., 2014a,2014b； 张文林等,2015),本文将煌斑岩主量元素数据去烧失量规整(重新换算成100%)之后再进行投图。Zr/TiO2-Nb/Y图解显示煌斑岩化学成分相当于玄武安山岩/安山岩(图 3a),与其较低的SiO2含量吻合。K2O-Na2O与K2O-SiO2图解表明煌斑岩属高钾钙碱性系列岩石(图 3b,3c)。
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图 3 煌斑岩主微量元素图解(底图分别据Winchester and Floyd, 1977；Foley et al .,1987；Rock,1987) Figure 3 The classification diagrams for major and trace elements of the lamprophyres (modified after Winchester and Floyd, 1977； Foley et al .,1987； Rock,1987) |
由煌斑岩稀土及微量元素测试结果(表 1)可见,煌斑岩具有较高的稀土元素总量,∑ REE为780×10-6～861×10-6,平均809×10-6；(La/Yb)N为32.4～34.4,平均33.1。球粒陨石标准化稀土元素配分型式显示为右倾型,轻、重稀土元素分馏程度较高(图 4a),不具有明显的Ce异常(Ce/Ce*=0.88～0.94,平均0.92)与Eu异常(Eu/Eu*=0.80～0.93,平均0.87)。煌斑岩微量元素Rb(平均165×10-6)、Sr(平均1648×10-6)、Ba(平均3664×10-6)、Zr(平均530×10-6)、Cr(平均289×10-6)、Ni(平均200×10-6)具有较高含量,其他元素含量均低于100×10-6。在原始地幔标准化微量元素蛛网图中(图 4b),煌斑岩明显富集大离子亲石元素(如Rb、Sr、Ba和U),亏损高场强元素(如Nb、Ta和Ti)。
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图 4 煌斑岩稀土元素配分图及微量元素蛛网图,球粒陨石与原始地幔标准化数据 (底图分别据Taylor and McLennan, 1985; Sun and McDonough, 1989) Figure 4 Chondrite-normalized REE patterns and primitive mantle-normalized trace element spider diagrams of the lamprophyres, the chondrite and primitive mantle values(after Taylor and McLennan, 1985; Sun and McDonough, 1989) |
锆石分选在河北区域地质调查院完成,在双目镜下挑选粒度较大、透明度高的锆石粘到双面胶上并制成靶。透反射显微照相、阴极发光图像分析及锆石U-Pb定年均在南京大学内生金属矿床成矿机制研究国家重点实验室完成。锆石LA-ICP-MS U-Pb测试采用的仪器型号为Agilient 7500a,配备UP213型固体激光剥蚀系统,束斑直径32 μm、频率5 Hz。实验原理和详细测试方法可参照Jackson等(2004)。数据处理使用Glitter 4.0程序,计算获得同位素比值、年龄和误差,普通铅校正采用Anderson(2002)的方法进行。
3.2 锆石形态学阴极发光图像显示,煌斑岩样品锆石多呈长柱状,长度为70～200 μm,长宽比大致为2 ︰ 1～3 ︰ 1(图 5)。多数锆石具有清晰的振荡环带,Th/U值大于0.4(图 6a),应该为典型的岩浆锆石(Hoskin and Schaltegger, 2003； 吴元保和郑永飞,2004)。部分锆石阴极发光图像发白,可能是遭受后期变质重结晶作用的影响； 但锆石具有较高的Th/U值(表 2),表明重结晶作用强度不大,对锆石U-Pb同位素体系(封闭温度高于950℃,Belousova et al.,2002)无明显影响,仍然可以有效反映岩浆的结晶年龄(代堰锫等,2012； 马铭株等,2014)。此外,江浪穹窿主期变质作用为绿帘角闪岩相,变质温度仅为～570℃(颜丹平等,1997),难以完全干扰、重置原有的锆石U-Pb同位素体系进而形成变质锆石。值得注意的是,一些锆石形态浑圆(如点7),应当为碎屑锆石,表明煌斑岩中部分锆石很可能捕获自里伍岩群变质火山-沉积岩系。
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图 5 煌斑岩锆石阴极发光照片及U-Pb年龄 Figure 5 Cathodoluminescent images and U-Pb ages of zircons from the lamprophyres |
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图 6 煌斑岩锆石Th/U值及U-Pb年龄谐和图 Figure 6 Diagrams showing Th/U ratios and U-Pb concordia age of zircons in the lamprophyres |
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表 2 煌斑岩锆石U-Pb 定年结果 Table 2 Zircon U-Pb dating results of the lamprophyres |
锆石U-Pb定年共测试了26个点,数据列于 表 2。除谐和度较差的点20外(未参与年龄谐和图的分析计算),其他锆石测点均位于谐和线上及附近(图 6b)。获得的锆石年龄为2784～29 Ma(大于1.0 Ga的分析结果采用 207 Pb/206 Pb 年龄,小于1.0 Ga的采用 206 Pb/238U年龄),主要分布在5个年龄区间：(1)2784～2439 Ma,包括2个分析点(点5为老核),2784 Ma数据点位于谐和线上,2439 Ma数据点位于谐和线附近(图略),Th/U值为0.95～0.38,应属岩浆成因(Hoskin and Schaltegger, 2003； 吴元保和郑永飞,2004)；(2)1284～1037 Ma,2个分析点均位于谐和线上,Th/U值为1.50～0.63,应为岩浆成因；(3)976～604 Ma,包括9个分析点,除点24可能为变质锆石外(Th/U=0.13),其他分析点Th/U值为2.96～0.48,属岩浆成因；(4)518～477 Ma,3个分析点可能受到变质作用影响导致其Th/U值偏低(0.41～0.02)；(5)30～29 Ma(图 6c),9个分析点Th/U值较高(1.21～0.81),属岩浆成因,206 Pb/238U加权平均年龄为29.85±0.35 Ma(MSWD=0.22,图 6d)。
4 讨论 4.1 年代学康定杂岩原本被认为是扬子陆块西缘变质程度最高、年龄最古老的变质岩系,形成时代为新太古代-古元古代(四川省地质矿产局,1991)。近年来,部分学者基于锆石U-Pb年龄,提出康定杂岩是新元古代的产物(Zhou et al.,2002； 杜利林等,2007； 耿元生等,2007； Sun and Zhou, 2008； Li et al.,2010； 耿元生和陆松年,2014)。甚至有学者认为,扬子陆块西缘并不存在古老(太古宙-古元古代)的结晶基底(杜利林等,2007； 耿元生等,2007； 耿元生和陆松年,2014)。锆石U-Pb定年数据显示(表 2),煌斑岩中存在 207 Pb/206 Pb 年龄为2784～2439 Ma的锆石,应当为捕获成因。此外,在江浪穹窿志留系甲坝岩组中发现一套顺层产出的角闪岩,LA-ICP-MS锆石U-Pb定年显示其形成时代为2211 Ma,并且具有一组2385 Ma的捕获锆石(另文发表),暗示至少有部分甲坝岩组地层应当解体为古元古界。这些结果均表明,江浪穹窿很可能存在太古宙-古元古代变质基底。
新近的年代学研究显示,里伍岩群石英岩碎屑锆石U-Pb年龄广泛分布于太古宙-元古宙,最小峰值为554±15 Ma,与变基性岩夹层的锆石U-Pb年龄相近,表明里伍岩群很可能是一套新元古代地层(未发表数据)。定年结果显示(表 2),煌斑岩中存在1284～604 Ma的锆石,并包含年龄为779 Ma的变质成因锆石(点24),与里伍岩群碎屑锆石年龄谱完全一致,暗示这些锆石应当是捕获自里伍岩群。值得指出的是,该年龄范围正好对应于全球Rodinia超大陆会聚和裂解时间(Li et al.,2008； Nance et al.,2014),代表了扬子陆块西缘对该地质事件的岩浆及变质作用响应(李献华等,2002； 颜丹平等,2002； 郭春丽等,2007； 王子正等,2012)。518～477 Ma锆石Th/U值偏低(0.41～0.02),且江浪穹窿缺乏该时间段的地质年龄记录,可能指示部分前寒武纪锆石遭受到泛非事件(0.8～0.5 Ga,Rino et al.,2008)的影响。最年轻一组岩浆锆石 206 Pb/238U加权平均年龄为29.85±0.35 Ma(MSWD=0.22,n=9,图 6d),笔者认为该年龄代表了煌斑岩岩浆的结晶时代,即煌斑岩侵位于～30 Ma,与印度-亚洲大陆碰撞带东缘新生代钾质岩浆活动高峰期时限一致(40～24 Ma,峰值35 Ma,Chung et al.,1997； Wang et al.,2001； Guo et al.,2005； Hou et al., 2006,2007； 贾丽琼等,2013； Chen et al.,2014；和文言等,2014)。这也是首次对江浪穹窿新生代岩浆事件进行精确的年代学报道。
4.2 岩石成因Pearce等(1975)在一个经验性的研究中,发现TiO2-K2O-P2O5图解可以用一条直线边界来区分大洋和大陆玄武岩； 该图解显示江浪穹窿煌斑岩形成于大陆环境(图 7a)。Müller等(1992)根据钾质火成岩主量和微量元素的差异,将其大地构造背景划分为5类： 大陆弧、后碰撞弧、初始洋弧、晚期洋弧和板内。江浪穹窿煌斑岩属于高钾系列岩石(图 3b,3c),根据Müller等(1992)提出的钾质岩石构造环境判别图解显示其形成于板内环境(图 7b,7c)。已有的研究表明,印度与亚洲大陆的大规模碰撞发生于65～50 Ma(Yin and Harrison, 2000； 莫宣学等,2003),导致古裂谷体制的终结并使扬子陆块西缘卷入喜马拉雅期碰撞造山作用,形成位于印度-亚洲大陆碰撞带东缘的锦屏山造山带(Burchfiel et al.,1995； 骆耀南等,1998； Hou et al.,2009)。因此,江浪穹窿～30 Ma煌斑岩应当是属于板内岩浆作用的产物。前人研究指出,煌斑岩一般形成于岩石圈伸展构造背景(Rock, 1987,1991； 罗照华等,2006)。莫宣学(2009)认为青藏高原及邻区新生代岩浆活动是对印度-亚洲大陆碰撞作用的地质响应,并将其划分为碰撞期(65～45 Ma)和后碰撞(<45 Ma)两大构造-岩浆旋回。Hou和Cook(2009)提出青藏高原碰撞造山过程包括3个阶段,即主碰撞造山(65～41 Ma)、晚碰撞转换(40～26 Ma)及后碰撞伸展(<25 Ma)。 江浪穹窿煌斑岩结晶年龄为～30 Ma,对应于印度-亚洲大陆碰撞过程的后碰撞伸展阶段。
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图 7 煌斑岩构造环境判别图解(底图分别据Pearce et al .,1975； Müller et al .,1992) Figure 7 Tectonic discrimination diagrams of the lamprophyres(after Pearce et al .,1975； Müller et al .,1992) |
伴随着印度与亚洲大陆65～50 Ma碰撞作用的进行,碰撞带东缘发育了一系列新生代走滑断裂体系,例如哀牢山-红河断裂、鲜水河断裂和雅砻江断裂等(Wang et al.,2001； Hou et al.,2009)。雅砻江左旋走滑断裂形成于渐新世—中新世(Hou et al.,2006； 田世洪等,2008),呈北北东走向切割江浪穹窿(图 1b),与煌斑岩脉走向完全一致(图 2a),二者显示出密切的时空联系。由于目前尚缺乏Sr-Nd-Pb-Hf同位素资料,笔者仅推测在印度-亚洲大陆后碰撞伸展背景下,区域上岩石圈发生拉张减薄,软流圈物质上涌导致岩石圈地幔发生部分熔融(黄行凯等,2012； 贾丽琼等,2013；和文言等,2014),而雅砻江断裂正好为岩浆的上升就位提供了良好通道。此外,岩石地球化学分析显示江浪穹窿煌斑岩属于高钾钙碱性系列岩石(图 3b,3c),富集轻稀土元素(图 4a)和大离子亲石元素(如Rb、Sr、Ba和U,图 4b),亏损高场强元素(如Nb、Ta和Ti,图 4b)。上述地球化学特征可以通过2种机制实现：(1)岩浆上升过程中受到地壳物质混染；(2)岩浆形成于板片俯冲环境,例如岛弧(Gill,2010)。一般而言,岩石混入下地壳物质之后,(Th/Ta)PM值接近1,(La/Nb)PM值大于1(原始地幔标准化数据据Sun and McDonough, 1989)； 混入上地壳物质后,2个比值均在2以上(Peng et al.,1994)。煌斑岩样品(Th/Ta)PM值为14.7～17.6,(La/Nb)PM值为9.69～13.0,表明岩石明显受到上地壳物质的混染。锆石U-Pb定年显示,煌斑岩中含有大量来自地层的捕获锆石(图 6b),同样暗示岩浆侵位过程中遭受地壳混染。另外,构造环境判别图解亦说明煌斑岩形成于板内环境(图 7),与板片俯冲作用无关。因此,本文认为江浪穹窿煌斑岩的地球化学特征表明基性岩浆上升过程中受到了地壳物质的混染。这一认识支持煌斑岩的“基性岩浆陆壳混染”成因模式,该模式强调结晶分异和陆壳混染在岩浆侵位中的作用,认为煌斑岩本质上是受到壳源物质不同程度混染的基性岩,是普通镁铁质岩浆在地壳深部结晶分异的产物(Bernard-Griffiths et al.,1991； Currie and Williams, 1993)。
5 结论(1) 煌斑岩结晶年龄为～30 Ma,形成于板内环境,是印度-亚洲大陆后碰撞伸展构造背景下的岩浆作用产物。
(2) 岩浆上升过程明显遭受地壳物质混染,区内发育的新生代走滑断裂体系可能为岩浆侵位提供了通道。
(3) 江浪穹窿很可能存在太古宙-古元古代变质基底。
致谢: 野外工作得到里伍铜业股份有限公司同仁的大力支持与协助,在此深表谢意!
| [1] | Anderson T. 2002. Correction of common lead in U-Pb analyses that do not report 204Pb. Chemical Geology , 192 (1-2) : 59–79. DOI:10.1016/S0009-2541(02)00195-X |
| [2] | Belousova E A, Griffin W L, O'Reilly S Y, Fisher N I. 2002. Igneous zircon:Trace element composition as an indicator of source rock type. Contributions to Mineralogy and Petrology , 143 (5) : 602–622. DOI:10.1007/s00410-002-0364-7 |
| [3] | Bernard-Griffiths J, Fourcade S, Dupuy C. 1991. Isotopic study(Sr, Nd, O and C)of lamprophyres and associated dykes from Tamazert(Morroco):Crustal contamination processes and source characteristics. Earth and Planetary Science Letters , 103 (1-4) : 190–199. DOI:10.1016/0012-821X(91)90160-J |
| [4] | Burchfiel B C, Chen Z L, Liu Y P, Royden L N. 1995. Tectonics of the Longmen Shan and adjacent regions, central China. International Geology Review , 37 (8) : 661–735. DOI:10.1080/00206819509465424 |
| [5] | Chen Y H, Yao S Z, Pan Y M. 2014. Geochemistry of lamprophyres at the daping gold deposit, Yunnan Province, China:Constraints on the timing of gold mineralization and evidence for mantle convection in the eastern Tibetan plateau. Journal of Asian Earth Sciences , 93 : 129–145. DOI:10.1016/j.jseaes.2014.07.033 |
| [6] | Chung S L, Lee T Y, Lo C H, Wang P L, Chen C Y, Yem N T, Hoa T T, Wu G Y. 1997. Intraplate extension prior to continental extrusion along the Ailao Shan-Red River shear zone. Geology , 25 (4) : 311–314. DOI:10.1130/0091-7613(1997)025<0311:IEPTCE>2.3.CO;2 |
| [7] | Currie K L, Williams P R. 1993. An Archean calc-alkaline lamprophyre suite, northeastern Yilgarn Block, western Australia. Lithos , 31 (1-2) : 33–50. DOI:10.1016/0024-4937(93)90031-7 |
| [8] | Foley S F, Venturelli G, Green D H, Toscani L. 1987. The ultrapotassic rocks:Characteristics, classification, and constraints for petrogenetic models. Earth-Science Reviews , 24 (2) : 81–134. DOI:10.1016/0012-8252(87)90001-8 |
| [9] | Gill R. 2010. Igneous rocks and processes:A practical guide. Chichester:Wiley-Blackwell : 1–428. |
| [10] | Guo Z F, Hertogen J, Liu J Q, Pasteels P, Boven A, Punzalan L, He H Y, Luo X J, Zhang W H. 2005. Potassic magmatism in western Sichuan and Yunnan provinces, SE Tibet, China:Petrological and geochemical constraints on petrogenesis. Journal of Petrology , 46 (1) : 33–78. |
| [11] | Hoskin P W O, Schaltegger U. 2003. The composition of zircon and igneous and metamorphic petrogenesis. Reviews in Mineralogy and Geochemistry , 53 (1) : 27–62. DOI:10.2113/0530027 |
| [12] | Hou Z Q, Tian S H, Yuan Z X, Xie Y L, Yin S P, Yi L S, Fei H C, Yang Z M. 2006. The himalayan collision zone carbonatites in western Sichuan, SW China:Petrogenesis, mantle source and tectonic implication. Earth and Planetary Science Letters , 244 (1-2) : 234–250. DOI:10.1016/j.epsl.2006.01.052 |
| [13] | Hou Z Q, Zaw K, Pan G T, Mo X X, Xu Q, Hu Y Z, Li X Z. 2007. Sanjiang Tethyan metallogenesis in S. W. China:Tectonic setting, metallogenic epochs and deposit types. Ore Geology Reviews , 31 (1-4) : 48–87. |
| [14] | Hou Z Q, Cook N J. 2009. Metallogenesis of the Tibetan collisional orogen:A review and introduction to the special issue. Ore Geology Reviews , 36 (1-3) : 2–24. DOI:10.1016/j.oregeorev.2009.05.001 |
| [15] | Hou Z Q, Tian S H, Xie Y L, Yang Z S, Yuan Z X, Yin S P, Yi L S, Fei H C, Zou T R, Bai G, Li X Y. 2009. The Himalayan Mianning-Dechang REE belt associated with carbonatite-alkaline complexes, eastern Indo-Asian collision zone, SW China. Ore Geology Reviews , 36 (1-3) : 65–89. DOI:10.1016/j.oregeorev.2009.03.001 |
| [16] | Jackson S E, Pearson N J, Griffin W L, Belousova E A. 2004. The application of laser ablation microprobe-inductively coupled plasma-mass spectrometry(LA-ICP-MS)to in situ U-Pb zircon geochronology. Chemical Geology , 211 (1-2) : 47–69. DOI:10.1016/j.chemgeo.2004.06.017 |
| [17] | Li X H, Zhu W G, Zhong H, Wang X C, He D F, Bai Z J, Liu F. 2010. The Tongde picritic dikes in the western Yangtze block:Evidence for ca. 800-Ma mantle plume magmatism in south China during the breakup of Rodinia. The Journal of Geology , 118 (5) : 509–522. |
| [18] | Li Z X, Bogdanova S V, Collins A S, Davidson A, De Waele B, Ernst R E, Fitzsimons I C W, Fuck R A, Gladkochub D P, Jacobs J, Karlstromk K E, Lu S, Natapov L M, Pease V, Pisarevsky S A, Thrane K, Vernikovsky V. 2008. Assembly, configuration, and break-up history of rodinia:A synthesis. Precambrian Research , 160 (1-2) : 179–210. DOI:10.1016/j.precamres.2007.04.021 |
| [19] | Ma L, Jiang S Y, Hofmann A W, Dai B Z, Hou M L, Zhao K D, Chen L H, Li J W, Jiang Y H. 2014a. Lithospheric and asthenospheric sources of lamprophyres in the Jiaodong peninsula:A consequence of rapid lithospheric thinning beneath the north China craton?. Geochimica et Cosmochimica Acta , 124 : 250–271. DOI:10.1016/j.gca.2013.09.035 |
| [20] | Ma L, Jiang S Y, Hou M L, Dai B Z, Jiang Y H, Yang T, Zhao K D, Pu W, Zhu Z Y, Xu B. 2014b. Geochemistry of early cretaceous calc-alkaline lamprophyres in the Jiaodong peninsula:Implication for lithospheric evolution of the eastern north China craton. Gondwana Research , 25 (2) : 859–872. DOI:10.1016/j.gr.2013.05.012 |
| [21] | Müller D G D, Rock N M S, Groves D I. 1992. Geochemical discrimination between shoshonitic and potassic volcanic rocks in different tectonic settings:A pilot study. Mineralogy and Petrology , 46 (4) : 259–289. DOI:10.1007/BF01173568 |
| [22] | Nance R D, Murphy J B, Santosh M. 2014. The supercontinent cycle:A retrospective essay. Gondwana Research , 25 (1) : 4–29. DOI:10.1016/j.gr.2012.12.026 |
| [23] | Pearce T H, Gorman B E, Birkett T C. 1975. The TiO2-K2O-P2O5 diagram:A method of discriminating between oceanic and non-oceanic basalts. Earth and Planetary Science Letters , 24 (3) : 419–426. DOI:10.1016/0012-821X(75)90149-1 |
| [24] | Peng Z X, Mahoney J, Hooper P, Harris C, Beane J. 1994. A role for lower continental crust in flood basalt genesis? Isotopic and incompatible element study of the lower six formations of the western deccan traps. Geochimica et Cosmochimica Acta , 58 (1) : 267–288. DOI:10.1016/0016-7037(94)90464-2 |
| [25] | Prelevi㊣ D, Foley S F, Cvetkovi㊣ V, Romer R L. 2004. Origin of minette by mixing of lamproite and dacite magmas in veliki majdan, serbia. Journal of Petrology , 45 (4) : 759–792. DOI:10.1093/petrology/egg109 |
| [26] | Rino S, Kon Y, Sato W, Maruyama S, Santosh M, Zhao D. 2008. The grenvillian and pan-african orogens:World's largest orogenies through geologic time, and their implications on the origin of superplume. Gondwana Research , 14 (1-2) : 51–72. DOI:10.1016/j.gr.2008.01.001 |
| [27] | Rock N M S. 1987. The nature and origin of lamprophyres:An overview. In:Fitton J G, Upton B G J, eds. Alkaline igneous rocks. Geological Society Special Publications. London:Blackwell, 191-226 |
| [28] | Rock N M S, Groves D I. 1988. Can lamprophyres resolve the genetic controversy over mesothermal gold deposits?. Geology , 16 (6) : 538–541. DOI:10.1130/0091-7613(1988)016<0538:CLRTGC>2.3.CO;2 |
| [29] | Rock N M S. 1991. Lamprophyres. Glasgow:Blackie : 1–285. |
| [30] | Stille P, Oberhänsli R, Wenger-Schenk K. 1989. Hf-Nd isotopic and trace element constraints on the genesis of alkaline and calc-alkaline lamprophyres. Earth and Planetary Science Letters , 96 (1-2) : 209–219. DOI:10.1016/0012-821X(89)90133-7 |
| [31] | Sun S S, McDonough W F. 1989. Chemical and isotopic systematics of oceanic basalts:Implications for mantle composition and processes. Geological Society, London, Special Publications , 42 : 313–345. DOI:10.1144/GSL.SP.1989.042.01.19 |
| [32] | Sun W H, Zhou M F. 2008. The 860 Ma Cordilleran-type Guandaoshan dioritic pluton in the Yangtze Block, SW China:Implications for the origin of Neoproterozoic magmatism. The Journal of Geology , 116 (3) : 238–253. DOI:10.1086/587881 |
| [33] | Taylor S R, McLennan S M. 1985. The continental crust:Its composition and evolution. Oxford:Blackwell : 1–328. |
| [34] | Wang J H, Yin A, Harrison T M, Grove M, Zhang Y Q, Xie G H. 2001. A tectonic model for Cenozoic igneous activities in the eastern Indo-Asian collision zone. Earth and Planetary Science Letters , 188 (1-2) : 123–133. DOI:10.1016/S0012-821X(01)00315-6 |
| [35] | Winchester J A, Floyd P A. 1977. Geochemical discrimination of different magma series and their differentiation products using immobile elements. Chemical Geology , 20 : 325–343. DOI:10.1016/0009-2541(77)90057-2 |
| [36] | Yan D P, Zhou M F, Song H L, Fu Z R. 2003. Structural style and tectonic significance of the Jianglang dome in the eastern margin of the Tibetan Plateau, China. Journal of Structural Geology , 25 (5) : 765–779. DOI:10.1016/S0191-8141(02)00059-7 |
| [37] | Yin A, Harrison T M. 2000. Geologic evolution of the Himalayan-Tibetan orogen. Annual Review of Earth and Planetary Sciences , 28 (1) : 211–280. DOI:10.1146/annurev.earth.28.1.211 |
| [38] | Zhou M F, Yan D P, Kennedy A K, Li Y Q, Ding J. 2002. SHRIMP U-Pb zircon geochronological and geochemical evidence for Neoproterozoic arc-magmatism along the western margin of the Yangtze Block, South China. Earth and Planetary Science Letters , 196 (1-2) : 51–67. DOI:10.1016/S0012-821X(01)00595-7 |
| [39] | 代堰锫, 张连昌, 王长乐, 刘利, 崔敏利, 朱明田, 相鹏. 2012. 辽宁本溪歪头山条带状铁矿的成因类型、形成时代及构造背景. 岩石学报 , 28 (11) : 3574–3594. |
| [40] | 杜利林, 耿元生, 杨崇辉, 王新社, 周喜文, 任留东, 王彦斌, 杨铸生. 2007. 扬子地台西缘康定群的再认识:来自地球化学和年代学证据. 地质学报 , 81 (11) : 1562–1577. |
| [41] | 傅昭仁, 宋鸿林, 颜丹平. 1997. 扬子地台西缘江浪变质核杂岩结构及对成矿的控制. 地质学报 , 71 (2) : 113–122. |
| [42] | 耿元生, 杨崇辉, 王新社, 任留东, 杜利林, 周喜文. 2007. 扬子地台西缘结晶基底的时代. 高校地质学报 , 13 (3) : 429–441. |
| [43] | 耿元生, 陆松年. 2014. 中国前寒武纪地层年代学研究的进展和相关问题. 地学前缘 , 21 (2) : 102–118. |
| [44] | 郭春丽, 王登红, 陈毓川, 赵支刚, 王彦斌, 付小方, 傅德明. 2007. 川西新元古代花岗质杂岩体的锆石SHRIMP U-Pb年龄、元素和Nd-Sr同位素地球化学研究:岩石成因与构造意义. 岩石学报 , 23 (10) : 2457–2470. |
| [45] | 和文言, 莫宣学, 喻学惠, 董国臣, 和中华, 黄雄飞, 李小伟, 姜丽莉. 2014. 滇西北衙煌斑岩的岩石成因及动力学背景:年代学、地球化学及Sr-Nd-Pb-Hf同位素约束. 岩石学报 , 30 (11) : 3287–3300. |
| [46] | 黄行凯, 莫宣学, 喻学惠, 李勇, 和文言, 李小伟. 2012. 云南马关新生代钾玄质玄武岩的岩石学与地球化学特征及构造环境. 地球科学-中国地质大学学报 , 37 (3) : 463–474. |
| [47] | 黄智龙, 刘丛强, 朱成明, 王联魁, 肖化云. 1999. 云南老王寨金矿区煌斑岩成因及其与金矿化的关系. 北京: 地质出版社: 1 -252. |
| [48] | 贾丽琼, 莫宣学, 董国臣, 徐文艺, 王梁, 郭晓东, 王治华, 韦少港. 2013. 滇西马厂箐煌斑岩成因:地球化学、年代学及Sr-Nd-Pb-Hf同位素约束. 岩石学报 , 29 (4) : 1247–1260. |
| [49] | 姜耀辉, 蒋少涌, 赵葵东, 倪培, 凌洪飞, 刘敦一. 2005. 辽东半岛煌斑岩SHRIMP锆石U-Pb年龄及其对中国东部岩石圈减薄开始时间的制约. 科学通报 , 50 (19) : 2161–2168. |
| [50] | 李同柱, 冯孝良, 张惠华, 唐高林, 吴振波, 夏祥标. 2010. 四川里伍铜矿含矿岩系地球化学特征及成因分析. 地质与勘探 , 46 (5) : 921–930. |
| [51] | 李献华, 李正祥, 周汉文, 刘颖, 梁细荣. 2002. 川西新元古代玄武质岩浆岩的锆石U-Pb年代学、元素和Nd同位素研究:岩石成因与地球动力学意义. 地学前缘 , 9 (4) : 329–338. |
| [52] | 骆耀南, 俞如龙, 侯立玮, 赖绍民, 付德明, 陈茂勋, 付小方, 饶荣标, 周世枢. 1998. 龙门山-锦屏山陆内造山带. 成都: 四川科学技术出版社: 1 -171. |
| [53] | 罗照华, 魏阳, 辛后田, 詹华明, 柯珊, 李文韬. 2006. 造山后脉岩组合的岩石成因:对岩石圈拆沉作用的约束. 岩石学报 , 22 (6) : 1672–1684. |
| [54] | 罗照华, 卢欣祥, 王秉璋, 陈必河, 黄凡, 杨宗锋, 汪洋. 2008. 造山后脉岩组合与内生成矿作用. 地学前缘 , 15 (4) : 1–12. |
| [55] | 马铭株, 章雨旭, 颉颃强, 万渝生. 2014. 华北克拉通北缘白云鄂博群和腮林忽洞群底部碎屑锆石U-Pb定年、Hf同位素分析及其地质意义. 岩石学报 , 30 (10) : 2973–2988. |
| [56] | 莫宣学, 赵志丹, 邓晋福, 董国臣, 周肃, 郭铁鹰, 张双全, 王亮亮. 2003. 印度-亚洲大陆主碰撞过程的火山作用响应. 地学前缘 , 10 (3) : 135–148. |
| [57] | 莫宣学. 2009. 青藏高原新生代碰撞-后碰撞火成岩. 北京: 地质出版社: 1 -396. |
| [58] | 四川省地质矿产局. 1991. 四川省区域地质志. 北京: 地质出版社: 1 -680. |
| [59] | 田世洪, 侯增谦, 杨竹森, 陈文, 杨志明, 袁忠信, 谢玉玲, 费红彩, 尹淑苹, 刘英超, 李政, 李小渝. 2008. 川西冕宁-德昌REE成矿带成矿年代学研究:热液系统维系时限和构造控矿模型约束. 矿床地质 , 27 (2) : 177–187. |
| [60] | 王子正, 周邦国, 郭阳, 杨斌, 廖震文, 王生伟. 2012. 扬子地台西缘淌塘花岗岩的地球化学特征及锆石U-Pb定年. 岩石矿物学杂志 , 31 (5) : 652–662. |
| [61] | 吴元保, 郑永飞. 2004. 锆石成因矿物学研究及其对U-Pb年龄解释的制约. 科学通报 , 49 (16) : 1589–1604. |
| [62] | 颜丹平, 宋鸿林, 傅昭仁, 田竞亚. 1997. 扬子地台西缘变质核杂岩带. 北京: 地质出版社: 1 -94. |
| [63] | 颜丹平, 周美夫, 宋鸿林, MalpasJ. 2002. 华南在Rodinia古陆中位置的讨论:扬子地块西缘变质-岩浆杂岩证据及其与Seychelles地块的对比. 地学前缘 , 9 (4) : 249–256. |
| [64] | 张惠华, 冯孝良, 唐高林, 周清, 李同柱, 祝向平, 吴振波, 夏祥标. 2013. 四川省九龙县中咀铜矿构造与成矿关系研究. 高校地质学报 , 19 (1) : 95–108. |
| [65] | 张文林, 曹华文, 杨志民, 席孝义, 刘文武, 彭仕冕, 郑硌. 2015. 四川梭罗沟大型金矿区新生代碱性煌斑岩脉地球化学特征及其地质意义. 矿物岩石地球化学通报 , 34 (1) : 110–119. |
| [66] | 周家云, 谭洪旗, 龚大兴, 朱志敏, 罗丽萍. 2013. 川西江浪穹隆核部新火山花岗岩LA-ICP-MS锆石U-Pb定年和Hf同位素研究. 矿物岩石 , 33 (4) : 42–52. |