2017, Vol. 33
“江南造山带”是扬子板块和华夏板块之间的拼贴带，为一条近NE走向的前寒武纪地质单元，西起桂北，经黔西南、黔东北、湘西、赣西北、赣东北、皖南、浙西至浙北，长约1500km、宽约200km，主要由中新元古代强变形弱变质的浅变质岩系及新元古代花岗岩和少量镁铁质岩石组成(Li et al., 2003a)。其中花岗质岩石出露面积大，这些岩体均侵入于变沉积岩地层中。Wang et al. (2014)将江南造山带分为东段和西段两部分，界线自湘北延伸至湘中地区，呈近南北向展布。其中东段的新元古代花岗岩主要分布于皖南(如休宁、许村和歙县岩体)和赣西北地区(如九岭岩体)。西段的新元古代花岗岩这主要分布在广西地区(如三防、元宝山、本洞、硐玛、龙有、大寨、寨滚、平英和蒙洞岩体等)。最近发表的SHRIMP和LA-ICP-MS锆石U-Pb年龄表明这些花岗质岩体的侵位时间主要介于~850~805Ma(Li et al., 2003a; 马铁球等, 2009; Wu et al., 2006; Wang et al., 2004, 2006, 2013, 2014; 薛怀民等, 2010; Yao et al., 2014; 张菲菲等, 2011)。这些850~805Ma的花岗质岩石均为强过铝S型花岗岩，峰期年龄在~820Ma左右(Charvet, 2013; Li et al., 2003a; Wang et al., 2006, 2014)。
近年来，扬子地块周缘新元古代花岗岩的成因和构造属性，随着Rodinia超大陆裂解问题研究的深入而逐渐成为学界讨论的焦点，目前主要有以下几种不同观点：(1)新元古代花岗岩是地幔柱伸展背景下地壳重熔的产物(葛文春等, 2001; 李献华等, 2001; Li et al., 1995, 1999, 2003a, b, 2006, 2008, 2010b; Wang et al., 2007)；(2)新元古代岩浆活动是由于洋壳俯冲消减于扬子板块下引起的岛弧岩浆活动(Zhou et al., 2004, 2002a, b)，且新元古代花岗岩为洋壳俯冲消减于扬子板块下引起的造山过程晚期后碰撞(“post-collisional”)到造山后(“post-orogenic”)岩浆活动产物(Wang et al., 2006, 2014)；(3)新元古代花岗岩是俯冲碰撞事件之后裂谷背景的产物，其形成与弧-陆碰撞造山带的垮塌有关(Zheng et al., 2007, 2008; Wu et al., 2006)。
九岭岩体位于江南造山带东段，为华南分布面积最大的新元古代花岗质侵入体，出露面积达2500km2。前人已对九岭岩体的年代学、地球化学、Nd-Hf-O同位素做了详细的研究工作，认为其侵位于820Ma左右，为典型的S型花岗岩，主要是由地壳重熔作用形成(Li et al., 2003a; 薛怀民等, 2010; Zhao et al., 2013; Zhao, 2015)。这些研究主要基于九岭岩体中的黑云母花岗闪长岩，但九岭新元古代花岗岩岩性却较为复杂。笔者在九岭岩体中-北部地区进行了细致的区域地质填图工作，通过对其中出露的新元古代花岗岩的岩石组合、结构构造、野外产出特征进行系统研究后，认为可将九岭新元古代花岗岩解体为由早到晚3个序次的侵入体，其岩性依次为黑云母花岗闪长岩、英云闪长岩及黑云母二长花岗岩。同时，近年来的一些研究也表明，九岭岩体的新元古代锆石具有复杂的结构以及范围变化比较大的Hf-O同位素组成，属于介于典型Ⅰ型和S型花岗岩之间的一种过渡类型花岗岩(Wang et al., 2014)。这说明，在同一个岩体内部这些较大的元素变化特征可能反映了其源区的不均一性。更重要的是，九岭新元古代英云闪长岩和黑云母二长花岗岩尚缺乏相应的研究，因此，对这3种花岗岩源区性质及岩石成因进行研究，可能对深化九岭新元古代复式花岗岩成岩演化过程的认识具有重要意义。本文通过对研究区内黑云母花岗闪长岩、英云闪长岩及黑云母二长花岗岩开展较系统的岩石地球化学和锆石Hf同位素分析，探讨九岭新元古代3个序次花岗岩的源区特征，并对九岭岩体的成岩过程进行探索，同时结合区域地层学、变质岩、火山岩的资料对九岭岩体形成的构造环境进行相关探讨，可能对于了解江南造山带东段新元古代构造演化过程有重要意义。
2 地质背景及样品特征研究区位于九岭岩体中-北部(图 1a)，岩体主要侵入于双桥山群安乐林组和修水组变细砂岩中，其上被下震旦统长石石英砂岩不整合覆盖(图 1b)。岩体与围岩双桥山群浅变质岩的接触面多呈波状、枝叉状，外倾，少数较为平直，呈高角度脉动侵入接触。内接触带常见有15~35cm的细粒边并有较多的捕虏体，其走向与围岩一致；外接触带常因热接触变质作用而形成宽度不一的角岩化带，其中岩体南部接触热变质角岩化带较北部窄(中国地质调查局南京地质调查中心, 2016①)。另外，北部岩体剥蚀较浅，岩体中含有大量的双桥山群变沉积岩的残留顶盖、围岩捕虏体和捕获锆石，宽几米至500m不等，而南部岩体中的围岩捕掳体(双桥山群浅变质岩)及捕获锆石则较少，且不可见双桥山群的残留顶盖(中国地质调查局南京地质调查中心, 2016)。同时，岩体中常见有富云包体，呈细小椭圆状，不规则状，大小一般为2~10cm，与寄主岩边界多呈突变关系，少数为渐变过渡关系。
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图 1 华南前寒武纪岩石分布地质简图(据Yao et al., 2014修改)和赣西北修水-武宁地区地质简图(b, 据中国地质调查局南京地质调查中心, 2016改绘) Fig. 1 Simplified geological map of South China (a, modified after Yao et al., 2014) and simplified geological map of Xiushui-Wuning area in NW Jiangxi Province (b) |
① 中国地质调查局南京地质调查中心. 2016.中华人民共和国区域地质调查报告(1/5万罗溪幅、黄沙桥幅、石门楼幅).北京：中国地质调查局, 1-317
据研究区九岭岩体内部的相互侵入接触关系，可进一步分为3个侵入单元，由早到晚分别为黑云母花岗闪长岩、英云闪长岩和黑云母二长花岗岩。其中黑云母花岗闪长岩是研究区新元古代岩体的主体，多为中细-中粗粒结构，斜长石含量约为30%~35%，钾长石约10%~15%，石英含量约为30%~40%，黑云母含量约10%~15%(图 2a)，部分样品可见绢云母化堇青石(图 2d-f)，堇青石中可见特征性的绢云母沿堇青石内部裂隙蚀变，呈“毛刺”状分布，且部分副矿物包裹体周围发育具柠檬黄多色晕(图 2d, e)。副矿物主要由钛铁矿、独居石、锐钛矿、石榴石、锆石、金红石、电气石组成，石榴石和电气石的存在表明其岩浆可能为壳源成因；英云闪长岩出露面积最小，均呈单独岩株分布，岩体涌动侵入于新元古代黑云母花岗闪长岩中，并可见中粗粒黑云母花岗闪长岩的残留顶盖覆于中粗粒英云闪长岩之上，黑云母二长花岗岩脉动侵入于中粗粒英云闪长岩之中(中国地质调查局南京地质调查中心, 2016)，这说明英云闪长岩侵入期次应晚于黑云母花岗闪长岩，而早于黑云母二长花岗岩。英云闪长岩主要为中-中粗粒结构，其中斜长石含量约为45%~55%，钾长石小于5%，石英含量约为25%~35%，黑云母含量约15%，斜长石主要为中长石，环带发育(图 2b)。主要副矿物有钛铁矿、独居石、绿帘石、锐钛矿、石榴石、锆石、电气石、磷灰石，其中石榴石和电气石的存在反映了其亦具有壳源性。黑云母二长花岗岩为研究区新元古代最晚期侵入体，呈中-中粗粒等粒-似斑状结构，部分见钾长石巨斑晶，为自形板状，长轴约2~5cm。斜长石含量约为20%~30%，钾长石约25%~35%，石英含量约为30%~40%，黑云母含量约10%~15%，部分黑云母蚀变为白云母，并可见明显交代结构(图 2c)。主要副矿物有钛铁矿、独居石、锐钛矿、石榴石、锆石、金红石、电气石，同样反映了岩浆的壳源性。
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图 2 研究区新元古代花岗岩岩相学特征 (a)黑云母花岗闪长岩；(b)英云闪长岩；(c)黑云母二长花岗岩，黑云母被白云母交代；(d)黑云母花岗闪长岩中绢云母沿堇青石裂缝蚀变，呈“毛刺状”分布，独居石包裹体周围发育柠檬黄多色晕；(e)六边形堇青石中独居石包裹体周围发育柠檬黄多色晕；(f)堇青石绢云母化，见聚片双晶. Olg-更长石；Kf-钾长石；Ads-中长石；Qz-石英；Bt-黑云母；Crd-堇青石；Ser-绢云母；Mu-白云母；Mnz-独居石. (e)为单偏光，其余均为正交偏光 Fig. 2 Petrographic characteristics of the Neoproterozoic granitoids in the studied area (a) biotite-granodiorite; (b) tonalite; (c) biotite-monzogranite, the biotite was replaced by muscovite; (d) sericitization along the cracks in the cordierite of the biotite-granodiorite with burr-like distribution and the lemon yellow multi-color halo developed around the monazite inclusions in the cordierite; (e) the lemon yellow multi-color halo developed around the hexagon monazite inclusions in the cordierite; (f) sericitization of the cordierite and it presents polysynthetic twin lamellae. Olg-oligoclase; Kf-K-feldspar; Ads-adesine; Qz-quartz; Bt-biotite; Crd-cordierite; Ser-sericite; Mu-muscovite; Mnz-monazite. The micrographs of (e) is plane polarized light, others are perpendicular polarized light |
全岩主量、微量与稀土元素分析在国土资源部华东矿产资源监督检测中心完成。全岩主量元素采用XFD-1500测定，分析精度一般优于2%~3%；微量元素和稀土元素在Tenon熔样罐熔样，用Finnigan MAT公司生产的双聚焦高分辨ICP-MS测定，检测限优于0.5×10-9，相对标准偏差小于5%(段政等, 2015)。
锆石Lu-Hf同位素测试在中国地质大学(武汉)地质过程与矿产资源国家重点实验室的Neptune Plus(Thermo Fisher Scientific，德国)多接收等离子质谱和GeoLas 2005 (Lambda Physik，德国)激光剥蚀系统(MC-LA-ICP-MS)上进行，分析对象与U-Pb定年为同一锆石，且分析点号一致。仪器运行条件、详细分析流程、数据校正方法及锆石标准参考值详见Hu et al. (2012)。
4 分析结果 4.1 主量元素特征分别对研究区38件黑云母花岗闪长岩、19件黑云母二长花岗岩和9件英云闪长岩样品进行了主量元素分析，采样位置如图 1b，分析结果见表 1。
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表 1 研究区新元古代花岗岩主量元素(wt%)、微量元素和稀土元素(×10-6)分析结果表 Table 1 Major elements (wt%), trace elements and REE (×10-6) abundance of the Neoproterozoic grantoids in the studied area |
黑云母花岗闪长岩样品SiO2含量66.05%~75.78%，平均含量为69.55%，在硅碱图上，样品全部落在花岗闪长岩和花岗岩区域(图 3a)，其A/CNK值为1.03~2.79，在平均为1.53，A/NK值为1.59~3.11，平均为2.04。在A/NK-A/CNK图解中，全部投入过铝质花岗岩区(图 3b)。岩体CaO/Na2O比值较高，在0.15~1.59之间(平均为0.70，大于0.3)，与澳大利亚Lachlan褶皱带壳源型典型强过铝质S型花岗岩比较类似；富钾，K2O/Na2O变化于0.51~5.03之间(平均为1.80)；低FeOT/MgO，约为3.38(均小于10)；Na2O+K2O含量较高，在4.56~7.59之间(平均为5.70)。样品均属钙碱性系列，大部分样品投入高钾钙碱性系列区域(图 3c)；在一系列主要氧化物对SiO2的Harker图解上(图 4)可以看出，SiO2与MgO、TiO2、CaO、Fe2O3T、Al2O3、MnO、V成较为良好的负相关关系，表明其源区可能存在单斜辉石、钛铁矿、石榴子石等矿物的分离结晶作用，而SiO2与P2O5负相关关系不显著，显示S型花岗岩特征(Li et al., 2007)。
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图 3 研究区新元古代花岗岩分类命名的TAS图解(a, 据Le Maitre et al., 1989, 岩石系列分界线据Irvine and Baragar, 1971)、A/CNK-A/NK图解(b)及划分岩石系列的SiO2-K2O图解(c, 据Peccerillo and Taylor, 1976) Fig. 3 TAS classification diagram (a, after Le Maitre et al., 1989, the rock series boundary is after Irvine and Baragar, 1971), A/CNK vs. A/NK diagram (b), and SiO2 vs. K2O diagram (c, after Peccerillo and Taylor, 1976) of the Neoproterozoic granitoids in the studied granitoids |
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图 4 研究区新元古代花岗岩SiO2与主、微量元素相关图解 Fig. 4 SiO2 vs. major and trace element correlations of the Neoproterozoic granitoids in the studied area |
英云闪长岩样品SiO2含量67.36%~73.93%，平均含量为71.65%。在硅碱图上，样品全部落在花岗闪长岩和花岗岩区域(图 3a)，其A/CNK值都大于1.10，在1.25~2.89之间(平均为1.71)，A/NK为1.31~2.63，平均为2.0，在A/NK-A/CNK图解中，全部投入过铝质花岗岩区(图 3b)。CaO/Na2O比值在0.1~1.4之间，大多数样品大于0.3(平均为0.88)，与澳大利亚Lachlan褶皱带典型强过铝S型花岗岩比较类似；富钾，K2O/Na2O变化于0.9~14.6之间(平均为4.6)；低FeOT/MgO，约为4.42(＜10)；Na2O+K2O含量较高，在4.2~7.5之间(平均为6.0)。样品均属钙碱性系列，大部分样品投入高钾钙碱性系列区域，少量位于中钾钙碱性系列区域，个别样品还投入Shoshonitic区域(图 3c)；在一系列主要氧化物对SiO2的Harker图解上(图 4)可以看出，SiO2与MgO、TiO2、CaO、Fe2O3T、Al2O3、MnO、V成较为良好的负相关关系，表明源区可能存在单斜辉石、钛铁矿、石榴子石等矿物的分离结晶作用，而SiO2与P2O5负相关关系不显著，显示S型花岗岩特征。
4.1.3 黑云母二长花岗岩黑云母二长花岗岩样品SiO2含量较高，在73.96%~78.99%之间，平均含量为76.57%，在硅碱图上，样品全部落在花岗岩区域(图 3a)；其A/CNK值为0.91~1.55，平均为1.32，A/NK值为0.92~1.81，平均为1.39。在A/NK-A/CNK图解中，全部投入过铝质花岗岩区(图 3b)。CaO/Na2O比值较低，在0.01~0.60之间(平均为0.17)，低于澳大利亚Lachlan褶皱带典型S型强过铝花岗岩(Maas et al., 1997)，可能是由于其经历了较高程度的结晶分异过程所致；富钾，K2O/Na2O变化于0.68~4.42之间(平均为2.02)；Na2O+K2O含量较高，在5.21~8.56之间(平均为7.38)。样品均属钙碱性系列，大部分样品投入高钾钙碱性系列区域，少量位于中钾钙碱性系列区域，个别样品还投入Shoshonitic区域(图 3c)。在一系列主要氧化物对SiO2的Harker图解上(图 4)可以看出，SiO2与MgO、TiO2、CaO、Fe2O3T、Al2O3、MnO、V成负相关关系，表明黑云母二长花岗岩源区可能存在单斜辉石、钛铁矿、石榴子石等矿物的分离结晶作用。SiO2与P2O5负相关关系不显著，亦显示出S型花岗岩的特点。
4.2 稀土、微量元素特征 4.2.1 黑云母花岗闪长岩对研究区38件黑云母花岗闪长岩进行了稀土、微量元素特征分析。结果表明，黑云母花岗闪长岩样品稀土总量较低，∑REE为62.05×10-6~245.9×10-6(平均为145.4×10-6)；轻重稀土分馏较弱，较富轻稀土，(La/Yb)N介于4.19~35.6(平均为10.1)，其球粒陨石标准化的稀土元素配分图呈右倾型(图 5a)；轻稀土较中稀土稍富集，(La/Sm)N=1.67~4.31(平均为3.21)，中稀土相对重稀土略富集(Gd/Yb)N=0.55~4.73(平均为1.23)。除样品H6106-2-1表现为Eu正异常外，其余样品均表现为Eu负异常(δEu=0.28~0.88)，δEu平均为0.57。表明岩浆结晶分异过程中斜长石分异较明显。样品富集大离子亲石元素(LILE)Cs、Rb、Th、U、K、Pb，明显亏损高场强元素(HFSE)Nb、Sr、Ti(图 5b)，与陆缘弧型中酸性岩浆岩微量元素分布特征类似(Drummond et al., 1996)。Rb/Sr比值较高，在0.62~28.1之间，平均为3.56，表明岩浆物源以壳源为主，显示出陆壳重熔花岗岩的特征(Rudnick and Gao, 2004)。另外，Sr/Ba(0.12~0.72)平均为0.31，显著低于原始地幔而接近陆壳成分，而Rb/Ba(0.24~20.2)平均为1.28，明显高于原始地幔而近于陆壳(陆壳的Sr/Ba和Rb/Ba平均值分别为0.70和0.11(Rudnick and Gao, 2004)；地幔的Sr/Ba和Rb/Ba平均值分别为3.01和0.09(Palme and O’Neill, 2004)，也反映了研究区新元古代黑云母花岗闪长岩岩浆源自陆壳但经历了一定程度的分异演化，显示出S型花岗岩的特征。
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图 5 研究区新元古代花岗岩球粒陨石标准化稀土元素配分图(a, 标准化值据Boynton, 1984)和原始地幔标准化微量元素蛛网图(b, 标准化值据McDonough and Sun, 1995) 大洋弧型中-酸性岩浆岩数据和大陆弧型中-酸性岩浆岩数据均引自Drummond et al. (1996) Fig. 5 Primitive mantle-normalized trace element spidergram (a, normalization values after Boynton, 1984) and chondrite-normalized REE distribution patterns (b, normalization values after McDonough and Sun, 1995) for Neoproterozoic grantoids in the studied area Oceanic arc intermediate-acidic igneous rocks and continental arc intermediate-acidic igneous rocks are from Drummond et al. (1996) |
对研究区9件英云闪长岩样品进行了稀土、微量元素特征分析。结果表明，英云闪长岩样品稀土总量较低，∑REE为35.12×10-6~176.1×10-6(平均为106.0×10-6)；轻重稀土分馏较弱，富轻稀土，(La/Yb)N介于2.49~60.9(平均为18.7)，其球粒陨石标准化的稀土元素配分图呈现右倾趋势(图 5c)；轻稀土较中稀土稍富集，(La/Sm)N=2.24~5.00(平均为3.58)，中稀土相对重稀土略富集(Gd/Yb)N=0.86~6.86(平均为2.89)。除样品H5908-1-1的Eu表现为正异常外(δEu=1.11)，其它样品Eu负异常较弱(δEu=0.30~0.72)，表明岩浆结晶分异过程中斜长石分异较弱。正Eu异常可能是由富重稀土的石榴石、锆石以及富MREE的磷灰石和角闪石等矿物的结晶分离所引起。样品富集大离子亲石元素(LILE)Cs、Rb、Th、U、K，明显亏损高场强元素(HFSE)Nb、Sr、Ti，显著的Pb正异常(图 5d)，与陆缘弧型中酸性岩浆岩微量元素分布特征类似(Drummond et al., 1996)。另外，同黑云母花岗闪长岩一样，Rb/Sr比值较高，在0.89~32.6之间，平均为7.74，表明岩浆物源以壳源为主(Rudnick and Gao, 2004)，显示出陆壳重熔花岗岩的特征，且其Sr/Ba(0.02~0.45)显著低于原始地幔而接近陆壳成分，而Rb/Ba(0.35~2.29)明显高于原始地幔而近于陆壳，也反映岩浆源自陆壳(Rudnick and Gao, 2004)，但分异演化程度较高。
4.2.3 黑云母二长花岗岩对研究区19件黑云母二长花岗岩样品进行了稀土和微量元素分析。结果表明，黑云母二长花岗岩样品稀土元素总量极低，∑REE为18.06×10-6~171.2×10-6(平均为43.6×10-6)；轻重稀土分馏极弱，稍富轻稀土，(La/Yb)N介于1.10~15.5(平均为4.70)，其球粒陨石标准化的稀土元素配分图呈现“海鸥”型(图 5e)，利用Irber (1999)方法定量计算其四分组程度TE1, 3>1(表 1)，呈现出“M”型稀土元素四分组效应特征。轻稀土较中稀土稍富集，(La/Sm)N=1.67~3.75(平均为2.38)，中稀土相对重稀土略富集(Gd/Yb)N=0.55~2.60(平均为1.23)。样品Eu负异常较强(δEu=0.18~0.61)，平均为0.33。表明岩浆结晶分异过程中斜长石分异较明显，稀土元素组成特征说明黑云母二长花岗岩结晶分异作用较强。样品富集大离子亲石元素(LILE)Cs、Rb、Th、U、K、Pb，明显亏损高场强元素(HFSE)Nb、Sr、Ti(图 5f)。Rb/Sr比值较高，在0.98~18.38之间，平均为13.19，表明岩浆物源以壳源为主，显示出陆壳重熔花岗岩的特征(Rudnick and Gao, 2004)。另外，Sr/Ba(0.06~1.04)平均为0.35，低于陆壳和原始地幔，而Rb/Ba(0.25~12.3)平均为4.35，显著高于陆壳和原始地幔，甚至高于黑云母花岗闪长岩和英云闪长岩，这反映了也反映岩浆源自陆壳，但分异演化程度较黑云母花岗闪长岩和英云闪长岩更高。
4.3 锆石Lu-Hf同位素利用MC-LA-ICP-MS共对研究区4件黑云母花岗闪长岩(60颗锆石)、2件英云闪长岩(30颗锆石)和2件黑云母二长花岗岩(30颗锆石)样品进行了锆石Lu-Hf同位素组成测定，其中3件黑云母花岗闪长岩样品采自在研究区南东部(图 1b)；1件黑云母花岗闪长岩、2件英云闪长岩及2件黑云母二长花岗岩样品均采自研究区北西部(图 1b)。分析结果见表 2。
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表 2 研究区新元古代花岗岩MC-LA-ICP MS锆石Lu-Hf同位素分析结果 Table 2 MC-LA-ICP MS zircon Lu-Hf isotopes of the Neoproterozoic grantoids in the studied area |
研究区北西部黑云花岗闪长岩(样品TW303-5-6)中的12颗岩浆锆石(加权平均年龄为821.6Ma)(176Hf/177Hf)i为0.282244~0.282519，εHf(t)变化范围极大，为-0.46~9.22(图 6a)，集中于3.1~4.6之间，tDM2模式年龄为1.14~1.76Ga；3颗捕获锆石的εHf(t)为2.47~13.83，tDM2模式年龄为1.3~2.2Ga。
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图 6 研究区新元古代花岗岩锆石206Pb/238U年龄(待刊数据)-εHf(t)关系图(a)及锆石εHf(t)分布频率图(b) Fig. 6 206Pb/238U dating age (forthcoming data) vs. εHf(t) correlations of the zircons and frequency distribution of zircons εHf(t) from the Neoproterozoic grantoids in the studied area |
研究区最南端黑云花岗闪长岩(样品TW6505-1-6)的15颗岩浆锆石(加权平均年龄为823.2±5.5Ma)(176Hf/177Hf)i为0.282228~0.282414，εHf(t)=-1.10~5.56(平均2.44)(图 6a)，tDM2模式年龄变化范围较大，介于1.38~1.80Ga，平均为1.60Ga，反映其同样主要来源于中元古代陆壳基底。
研究区南东部黑云花岗闪长岩(样品TW4701-1-1)的14颗岩浆锆石(加权平均年龄为823.1±5.0Ma)(176Hf/177Hf)i为0.282287~0.282417，εHf(t)=1.10~5.46(平均3.11)(图 6a)，tDM2模式年龄变化范围较大，介于1.37~1.66Ga，平均为1.60Ga，反映其同样主要来源于中元古代陆壳基底。1颗捕获锆石(测点-02，2.2Ga)εHf(t)=1.15，tDM2模式年龄为2.7Ga，属太古代陆壳基底物质。
研究区南东部黑云花岗闪长岩(样品TW6712-2-6)的14颗岩浆锆石(加权平均年龄为824.0±6.7Ma)(176Hf/177Hf)i为0.282066~0.282396，εHf(t)变化较大，变化于-6.76~4.92，集中在2.2~4.0之间(图 6a)，tDM2模式年龄变化范围较大，介于1.45~2.16Ga，反映其同样主要来源于中元古代陆壳基底；1颗捕获锆石(958Ma)εHf(t)为-15.65，tDM2模式年龄为2.82Ga，属太古代陆壳物质。
4.3.2 英云闪长岩采自岩体北西部的英云闪长岩(样品TW4448-1-4)的15颗岩浆锆石(加权平均年龄为823.6±5.4Ma)(176Hf/177Hf)i为0.282226~0.282423，εHf(t)变化于-1.08~5.81，平均为2.55(图 6a)，tDM2模式年龄变化范围介于1.36~1.78Ga，平均为1.57Ga，反映其同样主要来源于中元古代陆壳基底。
采自岩体北西部的英云闪长岩(样品TW4445-3-5)的2颗捕获锆石(1.3Ga、1.1Ga)εHf(t)分别为0.56和-1.88。tDM2模式年龄分别为2.06Ga和2.10Ga，反映其同样主要来源于太古代陆壳基底；另外13颗岩浆锆石(加权平均年龄为819.5±5.6Ma)，(176Hf/177Hf)i为0.282304~0.282443，εHf(t)为1.41~6.63，平均为2.96(图 6a)，tDM2模式年龄为1.32~1.63Ga，平均为1.58Ga，反映其同样主要来源于中元古代陆壳基底。
4.3.3 黑云母二长花岗岩采自岩体北西部黑云母二长花岗岩(样品TW303-37-2)的2颗岩浆锆石(加权平均年龄为750Ma)(176Hf/177Hf)i为0.282434~0.282442，εHf(t)变化于4.64~4.80(图 6a)，平均为4.72，tDM2模式年龄变化范围介于1.36~1.38Ga，反映其同样主要来源于中元古代陆壳基底；另外13颗岩浆锆石(加权平均年龄为820.4±6.9Ma)，(176Hf/177Hf)i为0.282364~0.282473，εHf(t)为3.98~7.58，平均为6.0，tDM2模式年龄为1.24~1.49Ga，平均为1.34Ga。
采自岩体北西部黑云母二长花岗岩(样品TW5242-1-2)的15颗岩浆锆石(加权平均年龄为824.5±5.4Ma)(176Hf/177Hf)i为0.282239~0.282481，εHf(t)变化较大，变化于-0.64~7.96(图 6a)，峰值为4.3、5.1、6.3。tDM2模式年龄变化范围介于1.22~1.77Ga，反映其同样主要来源于中元古代陆壳基底。
总体而言，研究区新元古代花岗岩εHf(t)变化范围较大，反映其源区物质组成复杂，且岩体南东侧和北西侧存在明显差异，其中岩体北西侧的εHf(t)(-0.46~9.22)复杂程度高于南东侧岩体(-1.1~5.56)，这可能暗示了研究区北西侧岩体起源深度和剥蚀程度均浅于南东侧，致使北西侧岩浆与围岩同位素发生了较大程度的同位素信息交换，而使得其εHf(t)值变化范围较大，同时，这也与北西侧岩体含大量围岩捕掳体且其与围岩接触面较缓的野外地质事实一致①。另外，从捕获锆石组成来看，研究区新元古代黑云母花岗闪长岩中最古老的捕获锆石成岩时代为2.2Ga，且部分捕获锆石(如样品TW4445-3-5)的tDM2模式年龄分别约为2.1Ga，表明岩浆源区可能存在古元古代陆壳基底。另外，新生岩浆锆石tDM2模式年龄多集中在1.6~1.8Ga，这表明岩浆源区多是由中元古代新生陆壳物质组成。值得指出的是，虽然该区新元古代花岗岩中锆石εHf(t)变化范围较大，但多为正值，表明其物源有较多的形成地壳物质，而黑云母二长花岗岩εHf(t)峰值高于黑云母花岗闪长岩和英云闪长岩(图 6b)，可能暗示了黑云母二长花岗岩源区有更多的新生地壳物质的加入。
5 讨论 5.1 岩石成因 5.1.1 黑云母花岗闪长岩研究区黑云母花岗闪长岩A/CNK>1，为强过铝质花岗岩，Rb/Sr比值在0.62~28.1之间，大部分＜3)，Harris et al.(1986)和Sylvester (1998)认为这类花岗质岩石是由流体存在的碎屑质的物源发生熔融而产生的。这表明研究区黑云母花岗闪长岩显示出陆壳重熔型花岗岩的特征。另外，实验岩石学表明，不同源区部分熔融产生的强过铝质花岗岩，其CaO/Na2O比值极其不同。其中，泥质岩石重熔形成的强过铝质花岗岩所含的CaO/Na2O比值一般较小(＜0.3)，而砂屑岩石重熔形成的强过铝质花岗岩所含的CaO/Na2O比值一般大于0.3(Sylvester, 1998)。研究区黑云母花岗闪长岩的CaO/Na2O在0.15~1.59之间(平均为0.70)，绝大部分样品都大于0.3，表明其源区可能以砂岩为主(图 7a)，同时，在反映花岗岩源区特征的Rb/Sr-Rb/Ba图解(图 7b)上也多位于“贫粘土的源区”。
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图 7 研究区新元古代花岗岩源岩判别图解(据Sylvester, 1998) Fig. 7 Discriminant diagrams for the source rock of the Neoproterozoic grantoids in the studied area (after Sylvester, 1998) |
另外，研究区黑云母花岗闪长岩稀土总含量不高，配分模式呈右倾型，轻重稀土分馏明显，有强烈的铕负异常，并且亏损Nb、Ta等高场强元素。这些地球化学特征与典型强富铝的华南壳源型花岗的地球化学特征基本相同(孙涛等, 2003; 王孝磊等, 2004)。部分样品表现为Eu正异常，赵振华(1985)认为产生Eu正异常的因素较多，角闪石、单斜辉石、磷灰石的晶出能使中稀土发生亏损(Sm~Ho)，紫苏辉石、石榴石和锆石的晶出使重稀土发生亏损，这都可能使岩石出现Eu正异常。正Eu异常可能是由富重稀土的石榴石、锆石以及富MREE的角闪石、磷灰石等矿物的结晶分离所引起，反映它们在岩浆演化过程中经历了较多的铁镁质矿物分离结晶，这也与其岩相学特征一致。Harker图解表明其源区可能存在单斜辉石、钛铁矿、石榴子石等矿物的分离结晶作用，而Rb-Sr、Ba-Sr图解显示(图 8)，黑云母花岗闪长岩的演化以黑云母、钾长石和角闪石的分离结晶为主，这与其贫钾长石、角闪石，富斜长石的特征一致。
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图 8 研究区新元古代花岗岩Rb-Sr和Ba-Sr判别图解 Fig. 8 Rb vs. Sr and Ba vs. Sr discriminant diagrams for the Neoproterozoic grantoids in the studied area |
另一方面，从岩体锆石Lu-Hf同位素组成特征方面看，其锆石εHf(t)变化范围较大，在-6.76~9.22，峰值集中在2.44~3.1，tDM2模式年龄变化范围也较大，主要集中在1.6~1.8Ga之间，为中元古代陆壳物质来源。岩体中含丰富的捕获锆石，且北部高于南部，主体为中元古代锆石。这进一步表明新元古代黑云母花岗闪长岩物源为中元古代地壳。可见，研究区新元古代黑云母花岗闪长岩属过铝质S型花岗岩，是由源自中元古代富砂屑陆壳发生部分熔融产生的，且在其岩浆房内经历了一定分离结晶作用。
5.1.2 英云闪长岩研究区英云闪长岩A/CNK>1，为强过铝质花岗岩，Rb/Sr比值在0.89~32.6之间，平均为7.74，同样表明研究区英云闪长岩物源以陆壳为主，显示出陆壳重熔型花岗岩的特征。另外，其CaO/Na2O在0.1~1.4之间(平均为0.70)，大部分样品都大于(平均为0.88)，表明其源区可能以砂岩为主(图 7a)，但也包括部分泥质岩石，即源区成分为砂泥质。另外，在反映花岗岩源区特征的Rb/Sr-Rb/Ba图解(图 7b)中，研究区英云闪长岩样品也位于“贫粘土的源区”和“富粘土的源区”之间，这也进一步表明了其源区可能为砂质和泥质碎屑的混合源区。
研究区英云闪长岩稀土总含量不高，配分模式呈右倾型，轻重稀土分馏明显，有较明显的铕负异常，并且亏损Nb、Ta等高场强元素。类似于典型强富铝的华南壳源型花岗岩。但另一方面，其稀土配分模式的右倾趋势弱于黑云母花岗闪长岩，这说明英云闪长岩的结晶分异作用程度高于黑云母花岗闪长岩。Harker图解也表明可能其源区存在单斜辉石、钛铁矿、石榴子石等矿物的分离结晶作用，且Rb-Sr、Ba-Sr图解亦显示，英云闪长岩的演化也以黑云母、钾长石和角闪石的分离结晶为主，与其岩石学特征一致。
另一方面，从岩体锆石Lu-Hf同位素特征方面看，其锆石εHf(t)较为一致，在-1.08~6.63，峰值集中在2.5、3.0，tDM2模式年龄变化范围较小，集中在1.57~1.58Ga之间。这表明研究区新元古代英云闪长岩物质来源为中元古代陆壳物质。岩体中含丰富的捕获锆石，且北部普遍高于南部，捕获锆石主体为中元古代锆石。这进一步表明新元古代英云闪长岩物源为中元古代地壳。
从实验岩石学方面看，随着熔融程度的升高，熔体将从花岗质或奥长花岗质(与源区岩石K含量有关，Martin and Sigmarsson (2007)向花岗闪长质或英云闪长质演化；另外，高压下熔体更趋向于富Na而贫Ca，多形成奥长花岗岩，熔融残留相为钙铝榴石+绿辉石组合；而低压下熔体趋向于贫Na而富钙，形成英云闪长岩。而源区K2O含量越高，熔体越趋向于花岗质或花岗闪长质而非奥长花岗质和英云闪长质(Sisson et al., 2005)，这说明英云闪长岩应是在较低压力条件下(这种较低压力可能是后碰撞构造背景，地壳进一步伸展造成的)，由贫K2O的源于中元古代陆壳的砂泥质源区部分熔融，形成英云闪长质岩浆，并在岩浆房内进一步分异结晶。
5.1.3 黑云母二长花岗岩研究区新元古代黑云母二长花岗岩明显富硅(SiO2>74%)，极富铝，A/CNK>1，为过铝质花岗岩，Rb/Sr比值较高，在0.98~18.4之间，平均为13.2，这表明研究区黑云母二长花岗岩为陆壳重熔型花岗岩。另外，研究区新元古代黑云母二长花岗岩CaO/Na2O在0.01~0.60之间(平均为0.17)，绝大部分样品都小于0.3，表明其源区可能以泥质岩为主(图 7a)，在Rb/Sr-Rb/Ba图解(图 7b)中亦位于“富粘土的源区”。
研究区黑云母二长花岗岩稀土总含量不高，轻重稀土分馏不明显，配分模式呈“海鸥”型，具强烈的铕负异常，并且亏损Nb、Ta等高场强元素。值得指出的是：黑云母二长花岗岩配分曲线呈现出“M”型四分组效应的特征。四分组效应是指在稀土元素球粒陨石配分曲线中可以分别以Nd/Pm、Gd、Ho/Er为界，分成四段不同形状的平滑曲线，其中上凸型曲线称为“M”型四分组效应(TE1, 3>1)，下凹型曲线称为“W”型四分组效应(TE1, 3＜1)(Irber, 1999)。研究表明，四分组效应仅在高分异的，且富F、Cl、H2O等挥发分的浅色花岗岩中出现(Bau, 1996)，一般而言，岩浆体系中微量元素的分配受其电价和半径影响显著(Bau, 1996)，但研究却表明，具四分组效应的岩浆岩中，一些微量元素的行为却并不受其电价和半径的影响，Bau (1996)称之为non-CHARAC(Charge-and-Radius-Controlled)行为，这种行为可能与岩浆演化后期，某些微量元素与配位体(如F、Cl)形成络合物有关，并伴有一些微量元素的比值明显偏离球粒陨石的现象。另外，热力学模拟计算表明，Cl的稀土络合物为“M”型，而F的稀土络合物为“W”型(Monecke et al., 2011)，而黑云母花岗岩也发育岩浆演化后期的矿物出溶结构，如图 2c中钾长石见斜长石出溶，这都暗示了在九岭岩体演化后期，黑云母二长花岗岩出溶的富Cl流体可能参与了其岩浆演化过程，Cl与一些微量元素形成了络合物，导致黑云母二长花岗岩呈现出“M”型四分组效应。上述这些特征表明研究区黑云母二长花岗岩经历了强烈的结晶分异作用，且后期有富Cl的流体参与了成岩过程。另外，在Rb-Sr-Ba三角判别图解中，大部分样品落在高分异花岗岩区，而在Zr+Nb+Ce+Y-(Na2O+K2O)/CaO判别图解中，亦落入高分异花岗岩区域。相比第一侵入序次的黑云母花岗闪长岩和第二侵入序次的英云闪长岩，黑云母二长花岗岩的分异程度更高(图 9a)。
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图 9 研究区新元古代花岗岩Rb-Ba-Sr判别图解(a, 底图据El Bouseily and El Sokkary, 1975)、Zr+Nb+Ce+Y-(Na2O+K2O)/CaO判别图解(b, 据Whalen et al., 1987)、TiO2-SiO2图解(c, 据Green and Pearson, 1986)和P2O5-SiO2图解(d, 据Harrison and Watson, 1984) Fig. 9 Rb-Sr-Ba diagram (a, modified after El Bouseily and El Sokkary, 1975), Zr+Nb+Ce+Y vs. (Na2O+K2O)/CaO (b, after Whalen et al., 1987), TiO2 vs. SiO2 diagram (c, after Green and Pearson, 1986) and P2O5 vs. SiO2 diagram (d, after Harrison and Watson, 1984) for the Neoprterozoic grantoids in the studied area |
在图 9b中，研究区新元古代黑云母花岗闪长岩主体位于未分异花岗岩(或普通花岗岩)区域；而英云闪长岩一半位于未分异花岗岩(或普通花岗岩)区域，一半位于高分异花岗岩区域；黑云母二长花岗岩主体位于高分异花岗岩区域，几乎无样品位于未分异花岗岩(或普通花岗岩)区域。这说明由黑云母花岗闪长岩→英云闪长岩→黑云母二长花岗岩，其结晶分异程度是逐渐升高。Harker图解表明其黑云母二长花岗岩源区可能存在单斜辉石、钛铁矿、石榴子石等矿物的分离结晶作用，而Rb-Sr、Ba-Sr图解显示(图 8)，黑云母二长花岗岩的演化以钾长石、斜长石和角闪石分离结晶为主，这与其钾长石含量高于黑云母花岗闪长岩和英云闪长岩的特征一致。
从岩体锆石Lu-Hf同位素特征方面看，其锆石εHf(t)南北差异明显。其中岩体北西部εHf(t)变化范围较大，在-0.64~7.96之间，峰值为4.3、5.1、6.3；而岩体南东部εHf(t)则较为集中，在3.98~7.58之间，平均为6.0。这可能是由于北西部离围岩双桥山群较近，岩体与围岩发生较高程度的同位素和物质交换，而南东部则位于离围岩较远，未与围岩发生大范围的同位素和物质交换。这也进一步表明了新元古代岩体与围岩发生了同化混染，尤其是边部反映的围岩信息更多。tDM2模式年龄变化范围也较大，主要集中在1.2~1.7Ga之间，表明其物源与中元古代陆壳物质有关。
利用黑云母全铝压力计测得黑云母花岗闪长岩、英云闪长岩和黑云母二长花岗岩的固结压力分别为356.6MPa、343.9Mpa和307.5MPa(笔者未发表数据)，按上地壳(＜15km)正常压力梯度2.65km/100MPa(Anderson, 1989)，其成岩深度分别约为9.5km、9.1km和8.1km，属上地壳范围。利用全岩锆石饱和温度计(Watson and Harrison, 1983)计算获得黑云母花岗闪长岩、英云闪长岩和黑云母二长花岗岩锆石结晶时的平均温度分别为786℃、814℃和719℃，这也与P2O5、TiO2饱和温度的变化趋势一致(图 9c, d)，均表明黑云母二长花岗岩的成岩温度显著低于黑云母花岗闪长岩和英云闪长岩。另外，也可明显看出三者的成岩温度均较低，这种较低成岩温度的花岗岩通常形成于板块汇聚碰撞过程中，该过程会导致地壳增厚，当增厚到大于50km，由于K、U和Th等元素衰变释放大量的热，会引起增厚的地壳部分熔融，通常形成小于875℃的花岗岩(Sylvester, 1998)。
近年来，磷灰石在Ⅰ型和S型花岗岩中不同行为，可以作为判断两类花岗岩类型的依据(Chappell, 1999; Li et al., 2007)。由于磷灰石在准过铝或弱过铝质Ⅰ型花岗质岩浆中溶解度较低，优先结晶，故Ⅰ型花岗岩中的P2O5与SiO2呈负相关关系；而磷灰石在强过铝质岩浆中主要呈不饱和状态，因此S型花岗岩的P2O5与SiO2呈正相关或无相关性。本文数据显示，黑云母花岗闪长岩、英云闪长岩和黑云母二长花岗岩均为强过铝质岩石(A/CNK>1.1)，P2O5含量较低(0.07%~0.44%)，且与SiO2无明显的相关性，与S型花岗岩演化趋势一致。
综上所述，研究区新元古代花岗质岩石均属过铝质S型花岗岩，是由源自中元古代陆壳(上地壳)发生部分熔融产生的，且在其岩浆房内经历了一定分离结晶作用。比较而言，黑云母花岗闪长岩是在较高压力下，由富K2O的砂质陆壳部分熔融形成；而英云闪长岩应是在较低压力条件下(这种较低压力可能在后碰撞构造背景下，由地壳进伸展作用造成)，由贫K2O的源于中元古代陆壳(上地壳)的砂泥质源区部分熔融，形成英云闪长质岩浆，在岩浆房内进一步分异结晶；黑云母二长花岗岩则可能是在更低的压力条件下，由富K2O的源于中元古代陆壳(上地壳)的泥质源区部分熔融(泥质成分的增多可能与岩浆起源深度较浅及地壳进一步拉张有关)，并经历了极高程度的熔融过程，形成高分异的黑云母二长花岗质岩浆，并在岩浆房内进一步分异结晶。
5.2 成岩大地构造环境探讨如前所述，关于扬子地块周缘新元古代花岗岩的构造属性还存在较大争议，主要集中在是否存在地幔柱活动(葛文春等, 2001; 李献华等, 2001; Li et al., 1995, 1999, 2003a, b, 2006, 2008, 2010b; Wang et al., 2007)和岛弧岩浆及随后的陆-陆碰撞造山活动(Zhou et al., 2004, 2002a, 2002b; Wang et al., 2006, 2014)。
湘北的高镁安山岩(益阳科马提质玄武岩)，以前被认为是地幔柱相关的高温岩浆作用的证据(Wang et al., 2007; Zhou et al., 2004)，但近年来，也有学者指出其为俯冲带环境产物(Zhao and Zhou, 2013; Zheng et al., 2008; Zhou et al., 2009)。实际上，在新元古代扬子板块周缘并没有可靠的由地幔柱衍生的大陆溢流玄武岩(CFB)和洋岛玄武岩(OIB)的报道，且江南古陆出露的新元古代花岗岩在空间上呈带状分布，这难以用地幔柱模型解释。另外，华南也缺乏标志地幔柱活动的大陆溢流玄武岩及大量的放射状岩墙群。相对而言，近年来，大量扬子板块周缘存在新元古代岛弧岩浆活动的信息却逐渐清晰，如皖南地区存在~830Ma左右的SSZ型蛇绿岩及ca.850~825与弧火山作用相关的基性-超基性岩(丁炳华等, 2008; Zhang et al., 2012a, 2013)；在赣北、湘东南和桂北地区(Li and Li, 2003; Li et al., 2010a, 2013; Yao et al., 2014; Zhou et al., 2004, 2009)及四堡群中均发育~830Ma(Chen et al., 2014)左右的高镁闪长岩；另外，在冷家溪群中的也见有与岛弧岩浆活动有关的高镁安山岩和玄武岩(科马提岩)的报道(Wang et al., 2004; Zhang et al., 2012b)。这表明扬子板块南缘确实存在新元古代活动陆缘弧岩浆活动，亦说明了850~805Ma时，江南造山带新元古代岩浆岩与俯冲作用及随后的后碰撞岩浆作用密切相关(Wang et al., 2006, 2013, 2014; Zhou et al., 2004, 2009)，而不是(超级)地幔柱开始上升的初始阶段产物。
自Chappell and White (1974)引入Ⅰ型和S型花岗岩概念后，花岗质岩石类型和与其构造背景之间的成因联系广受讨论。研究区新元古代花岗岩，普遍含过铝质矿物堇青石，属其中含堇青石过铝质花岗岩。Barbarin (1999)等认为对于含堇青石过铝质花岗岩和白云母过铝质花岗岩通常形成于碰撞的造山带以及碰撞造山作用的顶峰时期。Liegeois (1998)将整个造山过程分为活动边缘大洋板块的俯冲、同碰撞和后碰撞三个阶段。在Y+Nb-Rb构造背景图解(图略)中，研究区新元古代黑云母花岗闪长岩主要位于后碰撞区域，少量位于同碰撞区域；而英云闪长岩、黑云母二长花岗岩位于同碰撞区域，少量分布于后碰撞区；在微量元素Rb/10-Hf-Ta×3构造背景判别图解中(图略)显示出三者主要形成于碰撞的大地构造背景。另外，赣东北张园地区和赣西北雷公坳地区发育~825Ma的枕状玄武岩和细碧岩(Zhang et al., 2012b)，且表现为弧后盆地的地球化学性质，这些特征表明沿着扬子板块南缘发育825Ma弧后盆地，而九岭新元古代花岗岩源区可能就属弧后盆地沉积，其同时接受了洋内弧新生岩浆岩和扬子板块古老沉积物的物源供应。同时，这也说明了850~805Ma时，江南造山带新元古代花岗质岩浆岩的形成过程与俯冲作用及随后的后碰撞岩浆作用密切相关(Wang et al., 2006, 2013, 2014; Zhou et al., 2004, 2009)。因此，综合区域地质及地球化学的研究结果，我们认为九岭新元古代复式花岗岩形成于弧-陆碰撞造山带的后碰撞阶段。
值得指出的是，据笔者等对岩体中捕获锆石及野外与围岩侵入接触面的观察和研究，其明显呈现出岩体与围岩接触面南陡北缓、角岩化带南窄北宽、围岩捕掳体及捕获锆石南少北多的特征，表明SE侧岩体剥蚀深度强于NW侧，可能暗示了新元古代华夏板块和扬子板块碰撞拼贴过程中，SE侧岩浆起源深度较深，且形成时代较早，并逐渐向NW侧迁移(岩浆起源深度变浅、时代变新)。
最近，Xia et al. (2017)提出将华夏-扬子之间的拼合带有北西向南东分为3个部分，分别是扬子活动大陆边缘、洋内弧区和华夏活动大陆边缘。本文研究区即位于扬子活动陆缘与洋内弧的拼合带之中。因此，研究区新元古代花岗岩的源区可能同时接受了洋内弧和扬子板块碎屑的供应，这可能也是造成这些花岗岩锆石Lu-Hf组成变化较大的重要因素。同时，扬子板块活动大陆边缘东段和西段的花岗质岩石显示出不同的矿物学和地球化学特征。如东段的花岗质岩石中的过铝质矿物以石榴石和堇青石为特征，而电气石和石榴石是则是西段常见的富铝矿物(Li et al., 2003a; Wang et al., 2006, 2013; Yao et al., 2014)。Wang et al.(2013)通过锆石Hf-O位素的研究认为，江南造山带新元古代花岗岩的δ18O从西段的8.5‰~10.5‰变化到东段的6.0‰~8.5‰，以及锆石Lu-Hf同位素和Nd同位素均表明大比例的成熟陆壳参与到西段花岗质岩浆的源区之中，而更多的年轻物质(可能为年轻岛弧或幔源基性岩浆)参与到东段的岩浆岩之中。研究区新元古代花岗岩的εHf(t)变化范围较大，但多为正值，亦表明其源区年轻物质较多，这种年轻组分可能为洋内弧物质。另一方面，黑云母二长花岗岩的εHf(t)峰值最高，这表明随时代变新，新元古代花岗质岩源区可能有更多的新生物质的加入，而这种新生地壳物质是洋内弧的碎屑还是地幔衍生组分？还值得进一步探索。
值得一提的是，黑云母花岗闪长岩主要分布于研究区南东侧，而英云闪长岩则集中在岩体中部，黑云母二长花岗岩主要出露于岩体NW侧。这种不同岩性在空间上有序的展布，可能暗示了其起源深度与物源的变化。其中的一种情况可能是SE侧岩浆起源深度较深，形成时代较早，导致较底部砂质成分较多的陆壳部分熔融形成第1序次的黑云母花岗闪长岩，而较浅部砂泥质成分的陆壳部分熔融，形成分布于研究区中部的第2序次的英云闪长质岩浆；而NW侧岩浆形成时代最晚，也是最起源深度最浅部的泥质成分较多的陆壳部分熔融，形成黑云母二长花岗岩，这种岩浆起源深度由深到浅的趋势，可能也反映了820Ma左右区域陆壳伸展作用逐渐增大的过程。有意思的是，这些起源深度最浅的黑云母二长花岗岩及少量起源较深的英云闪长岩均紧邻双桥山群残留顶盖(图 1b)展布，这是否可能暗示了研究区黑云母花岗闪长岩之上原来分布了大量的黑云母二长花岗岩和英云闪长岩，只是随着九岭花岗岩的隆起而被剥蚀，仅在与双桥山群接触处(剥蚀程度较低处)尚有残留？这也值得进一步研究。
6 结论(1) 九岭新元古代花岗岩由早到晚可分为黑云母花岗闪长岩、英云闪长岩和黑云母二长花岗岩，均属于典型强过铝质S型花岗岩。
(2) 黑云母花岗闪长岩和英云闪长岩弱富硅，富轻稀土元素，具弱Eu负异常，属于未分异的普通花岗岩，而黑云母二长花岗岩强烈富硅，轻重稀土分馏极弱，强烈Eu负异常，属于高分异花岗岩。三者均富集大离子亲石元素，具大陆弧型(碰撞型)岩浆岩特征，可能形成于后碰撞构造背景之中。
(3) 黑云母花岗闪长岩、黑云母二长花岗岩分别源自砂质上地壳和泥质上地壳脱水部分熔融，而英云闪长岩则源自砂泥质陆壳脱水部分熔融。这些砂、泥质陆壳的物源可能均来自于中元古代上地壳，并混合了较多的新生地壳物质(岛弧或幔源基性岩浆)。岩体与围岩发生了明显的同位素交换，且距离围岩越近，其混染程度越明显。
致谢 本研究得到南京地质调查中心沈加林高级工程师，中国地质大学(武汉)刘勇胜教授等的指导和帮助；两位审稿老师提出的宝贵意见和建议，对本文的修改完善工作帮助极大；在此一并表示感谢。
Anderson DL. 1989. Theory of the Earth. Boston MA: Blackwell Scientific Publications: 81-82, 112, 356-360.
|
Barbarin B. 1999. A review of the relationships between granitoid types, their origins and their geodynamic environments. Lithos, 46(3): 605-626. DOI:10.1016/S0024-4937(98)00085-1 |
Bau M. 1996. Controls on the fractionation of isovalent trace elements in magmatic and aqueous systems:Evidence from Y/Ho, Zr/Hf, and lanthanide tetrad effect. Contributions to Mineralogy and Petrology, 123(3): 323-333. DOI:10.1007/s004100050159 |
Boynton WV. 1984. Geochemistry of the rare earth elements:Meteorite studies. In:Henderson P (ed.). Rare Earth Element Geochemistry. Amsterdam:Elsevier, 63-114
|
Chappell BW and White AJR. 1974. Two contrasting granite types. Pacific Geology, 8: 173-174. |
Chappell BW. 1999. Aluminium saturation in Ⅰ-and S-type granites and the characterization of fractionated haplogranites. Lithos, 46(3): 535-551. DOI:10.1016/S0024-4937(98)00086-3 |
Charvet J. 2013. The Neoproterozoic-Early Paleozoic tectonic evolution of the South China Block:An overview. Journal of Asian Earth Sciences, 74: 198-209. DOI:10.1016/j.jseaes.2013.02.015 |
Chen X, Wang D, Wang XL, Gao JF, Shu XJ, Zhou JC and Qi L. 2014. Neoproterozoic chromite-bearing high-Mg diorites in the western part of the Jiangnan orogen, southern China:Geochemistry, petrogenesis and tectonic implications. Lithos, 200-201: 35-48. DOI:10.1016/j.lithos.2014.04.007 |
Ding BH, Shi RD, Zhi XC, Zheng L and Chen L. 2008. Neoproterozoic (~850Ma) subduction in the Jiangnan orogen:Evidence from the SHRIMP U-Pb dating of the SSZ-type ophiolite in southern Anhui Province. Acta Petrologica et Mineralogica, 27(5): 375-388. |
Drummond MS, Defant MJ and Kepezhinskas PK. 1996. Petrogenesis of slab-derived trondhjemite-tonalite-dacite/adakite magmas. Transactions of the Royal Society of Edinburgh:Earth Sciences, 87(1-2): 205-215. DOI:10.1017/S0263593300006611 |
Duan Z, Zhao XL, Xing GF, Yang ZL, Yu MG, Chen ZH, Jin GD, Jiang Y and Li YN. 2015. Comparison study of petrogeneses and crust-mantle interactions between cretaceous lower and upper volcanic series in the adjacent area of Zhejiang-Fujian provinces. Acta Geologica Sinica, 89(2): 319-338. |
El Bouseily AM and El Sokkary AA. 1975. The relation between Rb, Ba and Sr in granitic rocks. Chemical Geology, 16(3): 207-219. DOI:10.1016/0009-2541(75)90029-7 |
Ge WC, Li XH, Li ZX, Zhou HW and Lee CY. 2001. Geochemical studies on two types of Neoproterozoic peraluminous granitoids in northern Guangxi. Geochimica, 30(1): 24-34. |
Green TH and Pearson NJ. 1986. Ti-rich accessory phase saturation in hydrous mafic-felsic compositions at high P, T. Chemical Geology, 54(3-4): 185-201. DOI:10.1016/0009-2541(86)90136-1 |
Harris NBW, Pearce JA and Tindle AG. 1986. Geochemical characteristics of collision-zone magmatism. In:Coward MP and Reis AC (eds.). Collision Tectonics. Geological Society, London, Special Publication, 19: 67-81. DOI:10.1144/GSL.SP.1986.019.01.04 |
Harrison TM and Watson EB. 1984. The behavior of apatite during crustal anatexis:Equilibrium and kinetic considerations. Geochimica et Cosmochimica Acta, 48(7): 1467-1477. DOI:10.1016/0016-7037(84)90403-4 |
Hu ZC, Liu YS, Gao S, Liu WG, Yang L, Zhang W, Tong XR, Lin L, Zong KQ, Li M, Chen HH, Zhou L and Yang L. 2012. Improved in situ Hf isotope ratio analysis of zircon using newly designed X skimmer cone and Jet sample cone in combination with the addition of nitrogen by laser ablation multiple collector ICP-MS. Journal of Analytical Atomic Spectrometry, 27(9): 1391-1399. DOI:10.1039/c2ja30078h |
Irber W. 1999. The lanthanide tetrad effect and its correlation with K/Rb, Eu/Eu*, Sr/Eu, Y/Ho, and Zr/Hf of evolving peraluminous granite suites. Geochimica et Cosmochimica Acta, 63(3-4): 489-508. DOI:10.1016/S0016-7037(99)00027-7 |
Irvine TN and Baragar WRA. 1971. A guide to the chemical classification of the common volcanic rocks. Canadian Journal of Earth Sciences, 8(5): 523-548. DOI:10.1139/e71-055 |
Le Maitre RW. 1989. A Classification of Igneous Rocks and Glossary of Terms. Oxford: UK, Blackwell Scientific Publications: 193.
|
Li LM, Lin SF, Xing GF, Davis DW, Davis WJ, Xiao WJ and Yin CQ. 2013. Geochronology and geochemistry of volcanic rocks from the Shaojiwa Formation and Xingzi Group, Lushan area, SE China:Implications for Neoproterozoic back-arc basin in the Yangtze Block. Precambrian Research, 238: 1-17. DOI:10.1016/j.precamres.2013.09.016 |
Li WX and Li XH. 2003. Adakitic granites within the NE Jiangxi ophiolites, South China:Geochemical and Nd isotopic evidence. Precambrian Research, 122(1-4): 29-44. DOI:10.1016/S0301-9268(02)00206-1 |
Li WX, Li XH and Li ZX. 2010a. 850Ma bimodal volcanic rocks in northeastern Jiangxi Province, South China:Initial extension during the breakup of Rodinia?. American Journal of Science, 310(9): 951-980. DOI:10.2475/09.2010.08 |
Li XH, Li ZX, Ge WC, Zhou HW, Li WX and Liu Y. 2001. U-Pb ziron ages of the Neoproterozoic granitoids in South China and their tectonic implications. Bulletin of Mineralogy Petrology and Geochemistry, 20(4): 271-273. |
Li XH, Li ZX, Ge WC, Zhou HW, Li WX, Liu Y and Wingate MTD. 2003a. Neoproterozoic granitoids in South China:Crustal melting above a mantle plume at ca. 825Ma?. Precambrian Research, 122(1-4): 45-83. DOI:10.1016/S0301-9268(02)00207-3 |
Li XH, Li ZX, Sinclair JA, Li WX and Carter G. 2006. Revisiting the "Yanbian Terrane":Implications for Neoproterozoic tectonic Evolution of the western Yangtze Block, South China. Precambrian Research, 151(1-2): 14-30. DOI:10.1016/j.precamres.2006.07.009 |
Li XH, Li ZX, Li WX, Liu Y, Yuan C, Wei GJ and Qi CS. 2007. U-Pb zircon, geochemical and Sr-Nd-Hf isotopic constraints on age and origin of Jurassic Ⅰ-and A-type granites from central Guangdong, SE China:A major igneous event in response to foundering of a subducted flat-slab?. Lithos, 96(1-2): 186-204. DOI:10.1016/j.lithos.2006.09.018 |
Li XH, Li WX, Li ZX and Liu Y. 2008. 850~790Ma bimodal volcanic and intrusive rocks in northern Zhejiang, South China:A major episode of continental rift magmatism during the breakup of Rodinia. Lithos, 102(1-2): 341-357. DOI:10.1016/j.lithos.2007.04.007 |
Li XH, Zhu WG, Zhong H, Wang XC, He DF, Bai ZJ and Liu F. 2010b. The Tongde picritic dikes in the western Yangtze Block:Evidence for ca. 800Ma mantle plume magmatism in South China during the breakup of Rodinia. The Journal of Geology, 118(5): 509-522. DOI:10.1086/655113 |
Li ZX, Zhang LH and Powell CM. 1995. South China in Rodinia:Part of The missing link between Australia-East Antarctica and Laurentia?. Geology, 23(5): 407-410. DOI:10.1130/0091-7613(1995)023<0407:SCIRPO>2.3.CO;2 |
Li ZX, Li XH, Kinny PD and Wang J. 1999. The breakup of Rodinia:Did it start with a mantle plume beneath South China?. Earth and Planetary Science Letters, 173(3): 171-181. DOI:10.1016/S0012-821X(99)00240-X |
Li ZX, Li XH, Kinny PD Wang J, Zhang S and Zhou H. 2003b. Geochronology of Neoproterozoic syn-rift magmatism in the Yangtze Craton, South China and correlations with other continents:Evidence For a mantle superplume that broke up Rodinia. Precambrian Research, 122(1-4): 85-109. DOI:10.1016/S0301-9268(02)00208-5 |
Liegeois JP. 1998. Preface-Some words on the post-collisional magmatism. Lithos, 45: XV-XVⅡ. DOI:10.1016/S0024-4937(98)00065-6 |
Ma TQ, Chen LX, Bai DY, Zhou KJ, Li G and Wang XH. 2009. Zircon SHRIMP dating and geochemical characteristics of Neoproterozoic granites in southeastern Hunan. Geology in China, 36(1): 65-73. |
Maas R, Nicholls IA and Legg C. 1997. Igneous and metamorphic enclaves in the S-type Deddick granodiorite, Lachlan Fold Belt, SE Australia:Petrographic, geochemical and Nd-Sr isotopic evidence for crustal melting and magma mixing. Journal of Petrology, 38(7): 815-841. DOI:10.1093/petroj/38.7.815 |
Martin E and Sigmarsson O. 2007. Low-pressure differentiation of tholeiitic lavas as recorded in segregation veins from Reykjanes (Iceland), Lanzarote (Canary Islands) and Masaya (Nicaragua). Contributions to Mineralogy and Petrology, 154(5): 559-573. DOI:10.1007/s00410-007-0209-5 |
McDonough WF and Sun SS. 1995. The composition of the Earth. Chemical Geology, 120(3-4): 223-253. DOI:10.1016/0009-2541(94)00140-4 |
Monecke T, Kempe U, Trinkler M, Thomas R, Dulski P and Wagner T. 2011. Unusual rare earth element fractionation in a tin-bearing magmatic-hydrothermal system. Geology, 39(4): 295-298. DOI:10.1130/G31659.1 |
Palme H and O'Neill HSC. 2004. Cosmochemical estimates of mantle composition. Treatise of Geochemistry, 2: 1-38. |
Pearce JA. 1996. Sources and settings of granitic rocks. Episodes, 19(4): 120-125. |
Peccerillo R and Taylor SR. 1976. Geochemistry of Eocene calc-alkaline volcanic rocks from the Kastamonu area, northern Turkey. Contributions to Mineralogy and Petrology, 58(1): 63-81. DOI:10.1007/BF00384745 |
Rudnick RL and Gao S. 2004. Composition of the continental crust. Treatise of Geochemistry, 3: 1-64. |
Sisson TW, Ratajeski K, Hankins WB and Glazner AF. 2005. Voluminous granitic magmas from common basaltic sources. Contributions to Mineralogy and Petrology, 148(6): 635-661. DOI:10.1007/s00410-004-0632-9 |
Sun T, Zhou XM, Chen PR, Li HM, Zhou HY, Wang ZC and Shen WZ. 2005. Strongly peraluminous granites of Mesozoic in Eastern Nanling Range, southern China:Petrogenesis and implications for tectonics. Science in China (Series D), 48(2): 165-174. DOI:10.1360/03YD0042 |
Sylvester PJ. 1998. Post-collisional strongly peraluminous granites. Lithos, 45(1-4): 29-44. DOI:10.1016/S0024-4937(98)00024-3 |
Wang XC, Li XH, Li WX and Li ZX. 2007. 825Ma komatiitic basalts in south China:First evidence for >1500℃ mantle melts by a Rodinian mantle plume. Geology, 35(12): 1103-1106. DOI:10.1130/G23878A.1 |
Wang XL, Zhou JC, Qiu JS and Gao JF. 2004. Geochemistry of the Meso-to Neoproterozoic basic-acid rocks from Hunan Province, South China:Implications for the evolution of the western Jiangnan orogen. Precambrian Research, 135(1-2): 79-103. DOI:10.1016/j.precamres.2004.07.006 |
Wang XL, Zhou JC, Qiu JS and Gao JF. 2004. Petrogenesis of Neoproterozoic peraluminous granites from northeastern Hunan Province:Chronological and geochemical constraints. Geological Review, 50(1): 65-76. |
Wang XL, Zhou JC, Qiu JS, Zhang WL, Liu XM and Zhang GL. 2006. LA-ICP-MS U-Pb zircon geochronology of the Neoproterozoic igneous rocks from northern Guangxi, South China:Implications for tectonic evolution. Precambrian Research, 145(1-2): 111-130. DOI:10.1016/j.precamres.2005.11.014 |
Wang XL, Zhou JC, Wan YS, Kitajima K, Wang D, Bonamici C, Qiu JS and Sun T. 2013. Magmatic evolution and crustal recycling for Neoproterozoic strongly peraluminous granitoids from southern China:Hf and O isotopes in zircon. Earth and Planetary Science Letters, 366: 71-82. DOI:10.1016/j.epsl.2013.02.011 |
Wang XL, Zhou JC, Griffin WL, Zhao GC, Yu JH, Qiu JS, Zhang YJ and Xing GF. 2014. Geochemical zonation across a Neoproterozoic orogenic belt:Isotopic evidence from granitoids and metasedimentary rocks of the Jiangnan orogen, China. Precambrian Research, 242: 154-171. DOI:10.1016/j.precamres.2013.12.023 |
Watson EB and Harrison TM. 1983. Zircon saturation revisited:Temperature and composition effects in a variety of crustal magma types. Earth and Planetary Science Letters, 64(2): 295-304. DOI:10.1016/0012-821X(83)90211-X |
Whalen JB, Currie KL and Chappell BW. 1987. A-type granites:Geochemical characteristics, discrimination and petrogenesis. Contributions to Mineralogy and Petrology, 95(4): 407-419. DOI:10.1007/BF00402202 |
Wu RX, Zheng YF, Wu YB, Zhao ZF, Zhang SB, Liu XM and Wu FY. 2006. Reworking of juvenile crust:Element and isotope evidence from Neoproterozoic granodiorite in South China. Precambrian Research, 146(3-4): 179-212. DOI:10.1016/j.precamres.2006.01.012 |
Xia Y, Xu XS, Niu YL and Liu L. 2017. Neoproterozoic amalgamation between Yangtze and Cathaysia blocks:The magmatism in various tectonic settings and continent-arc-continent collision. Precambrian Research, in press
|
Xue HM, Ma F, Song YQ and Xie YP. 2010. Geochronology and geochemistry of the Neoproterozoic granitoid association from eastern segment of the Jiangnan orogen, China:Constraints on the timing and process of amalgamation between the Yangtze and Cathaysia blocks. Acta Petrologica Sinica, 26(11): 3215-3244. |
Yao JL, Shu LS, Santosh M and Zhao GC. 2014. Neoproterozoic arc-related mafic-ultramafic rocks and syn-collision granite from the western segment of the Jiangnan Orogen, South China:Constraints on the Neoproterozoic assembly of the Yangtze and Cathaysia Blocks. Precambrian Research, 243: 39-62. DOI:10.1016/j.precamres.2013.12.027 |
Zhang CL, Santosh M, Zou HB, Li HK and Huang WC. 2013. The Fuchuan ophiolite in Jiangnan Orogen:Geochemistry, zircon U-Pb geochronology, Hf isotope and implications for the Neoproterozoic assembly of South China. Lithos, 179: 263-274. DOI:10.1016/j.lithos.2013.08.015 |
Zhang FF, Wang YJ, Fan WM, Zhang AM and Zhang YZ. 2011. Zircon U-Pb geochronology and Hf isotopes of the Neoproterozoic granites in the central of Jiangnan uplift. Geotectonica et Metallogenia, 35(1): 73-84. |
Zhang SB, Wu RX and Zheng YF. 2012a. Neoproterozoic continental accretion in South China:Geochemical evidence from the Fuchuan ophiolite in the Jiangnan orogen. Precambrian Research, 220-221: 45-64. DOI:10.1016/j.precamres.2012.07.010 |
Zhang YZ, Wang YJ, Fan WM, Zhang AM and Ma LY. 2012b. Geochronological and geochemical constraints on the metasomatised source for the Neoproterozoic (~825Ma) high-mg volcanic rocks from the Cangshuipu area (Hunan Province) along the Jiangnan domain and their tectonic implications. Precambrian Research, 220-221: 139-157. DOI:10.1016/j.precamres.2012.07.003 |
Zheng YF, Zhang SB, Zhao ZF, Wu YB, Li XH, Li ZX and Wu FY. 2007. Contrasting zircon Hf and O isotopes in the two episodes of Neoproterozoic granitoids in South China:Implications for growth and reworking of continental crust. Lithos, 96(1-2): 127-150. DOI:10.1016/j.lithos.2006.10.003 |
Zheng YF, Wu RX, Wu YB, Zhang SB, Yuan HL and Wu FY. 2008. Rift melting of juvenile arc-derived crust:Geochemical evidence from Neoproterozoic volcanic and granitic rocks in the Jiangnan Orogen, South China. Precambrian Research, 163(3-4): 351-383. DOI:10.1016/j.precamres.2008.01.004 |
Zhao GC. 2015. Jiangnan Orogen in South China:Developing from divergent double subduction. Gondwana Research, 27(3): 1173-1180. DOI:10.1016/j.gr.2014.09.004 |
Zhao JH and Zhou MF. 2013. Neoproterozoic high-Mg basalts formed by melting of ambient mantle in South China. Precambrian Research, 233: 193-205. DOI:10.1016/j.precamres.2013.04.017 |
Zhao JH, Zhou MF and Zheng JP. 2013. Constraints from zircon U-Pb Which, O and Hf isotopic compositions on the origin of Neoproterozoic Peraluminous granitoids from the Jiangnan Fold Belt, South China. Contributions to Mineralogy and Petrology, 166(5): 1505-1519. DOI:10.1007/s00410-013-0940-z |
Zhao ZH. 1985. Some methods of calculation of geochemical parameters of rare earth elements with their geochemical significance. Geology-Geochemistry, (Suppl.): 11-14. |
Zhou JC, Wang XL, Qiu JS and Gao JF. 2004. Geochemistry of Meso-and Neoproterozoic mafic-ultramafic rocks from northern Guangxi, China:Arc or plume magmatism?. Geochemical Journal, 38(2): 139-152. DOI:10.2343/geochemj.38.139 |
Zhou JC, Wang XL and Qiu JS. 2009. Geochronology of Neoproterozoic mafic rocks and sandstones from northeastern Guizhou, South China:Coeval arc magmatism and sedimentation. Precambrian Research, 170(1-2): 27-42. DOI:10.1016/j.precamres.2008.11.002 |
Zhou MF, Kennedy AK, Sun M, Malpas J and Lesher CM. 2002a. Neoproterozoic arc-related mafic intrusions along the northern margin of South China:Implications for the accretion of Rodinia. The Journal of Geology, 110(5): 611-618. DOI:10.1086/341762 |
Zhou MF, Yan DP, Kennedy AK, Li YQ and Ding J. 2002b. 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 |
丁炳华, 史仁灯, 支霞臣, 郑磊, 陈雷. 2008. 江南造山带存在新元古代(~850Ma)俯冲作用——来自皖南SSZ型蛇绿岩锆石SHRIMP U-Pb年龄证据. 岩石矿物学杂志, 27(5): 375-388. |
段政, 赵希林, 邢光福, 杨祝良, 余明刚, 陈志洪, 靳国栋, 姜杨, 李亚楠. 2015. 浙闽相邻区白垩纪上下火山岩系成因与壳幔作用对比研究. 地质学报, 89(2): 319-338. |
葛文春, 李献华, 李正祥, 周汉文, 李寄嵎. 2001. 桂北新元古代两类过铝花岗岩的地球化学研究. 地球化学, 30(1): 24-34. |
李献华, 李正祥, 葛文春, 周汉文, 李武显, 刘颖. 2001. 华南新元古代花岗岩的锆石U-Pb年龄及其构造意义. 矿物岩石地球化学通报, 20(4): 271-273. |
马铁球, 陈立新, 柏道远, 周柯军, 李纲, 王先辉. 2009. 湘东北新元古代花岗岩体锆石SHRIMP U-Pb年龄及地球化学特征. 中国地质, 36(1): 65-73. |
孙涛, 周新民, 陈培荣, 李惠民, 周红英, 王志成, 沈渭洲. 2003. 南岭东段中生代强过铝花岗岩成因及其大地构造意义. 中国科学(D辑), 33(12): 1209-1218. |
王孝磊, 周金城, 邱检生, 高剑峰. 2004. 湘东北新元古代强过铝花岗岩的成因:年代学和地球化学证据. 地质论评, 50(1): 65-76. |
薛怀民, 马芳, 宋永勤, 谢亚平. 2010. 江南造山带东段新元古代花岗岩组合的年代学和地球化学:对扬子与华夏地块拼合时间与过程的约束. 岩石学报, 26(11): 3215-3244. |
张菲菲, 王岳军, 范蔚茗, 张爱梅, 张玉芝. 2011. 江南隆起带中段新元古代花岗岩锆石U-Pb年代学和Hf同位素组成研究. 大地构造与成矿学, 35(1): 73-84. |
赵振华. 1985. 某些常用稀土元素地球化学参数的计算方法及其地球化学意义. 地质地球化学, (增刊): 11-14. |