２０１３年６月 Ｊｕｎｅ，２０１３ 矿床地质 第３２卷第３期 ＭＩＮＥＲＡＩ，ＤＥＰ０ＳＩＴＳ ３２（３）：５６４ ５７８ 文章编号：０２５８—７１０６（２０１３）０３—０５６４—１５ 加拉普铁矿区花岗闪长岩锆石Ｕ—Ｐｂ年龄、 Ｈｆ同位素及地球化学研究 付 强 ，杨竹森３，郑ｉｇ＿）ｌ１ 梁，黄克贤２，李秋耘２，李 为２， 松２ １０００３７） 维２，孙清钟２，张（１中国地质大学地球科学与资源学院，北京 １０００８３；２中国地质科学院地质研究所，北京 １０００３７； ３中国地质科学院矿产资源研究所，北京摘要青藏高原南部发育有大规模的碰撞成矿作用，冈底斯北缘Ｐｂ－Ｚｎ－Ａｇ－Ｃｕ—Ｆｅ多金属成矿带是其重要的 组成部分。加拉普铁矿床是位于该成矿带东侧的矽卡岩型铁矿床，其成矿作用与区内的花岗闪长岩有密切的成因 联系。ＬＡ－ＩＣＰ—ＭＳ锆石ｕＰｂ定年结果显示，该岩体成岩年龄为（６３．４±０．５）Ｍａ（ ＝２５，ＭＳＷＤ＝１．２），表明矿床 形成于印一亚陆陆碰撞的主碰撞阶段。地球化学研究结果显示，岩石属中一高钾钙碱性准铝质花岗岩；其ＥＲＥＥ较低 （１００．５×１０ ～１７０．３×１０ ），具弱一中等负Ｅｕ异常，富集轻稀土元素（ＬＲＥＥ），相对亏损重稀土元素（ＨＲＥＥ）；富集 大离子亲石元素（ｕＬＥ）Ｒｂ、Ｐｂ、Ｋ、Ｔｈ，相对亏损高场强元素（ＨＦＳＥ）Ｈｆ、Ｔａ、Ｔｉ、ｂｉｂ等，与早期的林子宗火山岩相类 似，具有弧火山岩的地球化学特点。岩石Ｅ：Ｎｄ（ｔ）值为一２．６０－－一２．３４，（８７ＳｒＡ Ｓｒ）初始值为０．７０７４－－０．７０７５，反映了 重熔地壳物质与幔源物质混合的特点。锆石Ｌｕ－Ｈｆ同位素测试结果显示，岩体的锆石ＥＨｆ（ｔ）值和地壳模式年龄均分 布较广，分别为一９．１～４．３和８６４－－２３６８ Ｍａ，同样表明岩石岩浆源区具有壳幔混源的特征。综合上述数据，矿区的 花岗闪长岩是地幔源区岩浆与陆壳重熔岩浆混合而成的壳幔混源的Ｉ型花岗岩。已有数据显示，冈底斯北缘Ｐｂ—Ｚｎ－ Ａｇ－Ｃｕ—Ｆｅ多金属成矿带从白垩纪至中新世均有强烈的成矿作用，但其主成矿期集中在６２～５０ Ｍａ，且与主碰撞阶段 的岩浆活动有密切的成因联系。Ｐｂ—Ｚｎ－Ａ４￣成矿作用主要与受壳源物质控制的花岗岩密切相关，而与Ｆｅ－Ｃｕ矿化有 关的岩体则更多地显示了幔源物质的贡献。 关键词地球化学；锆石Ｕ＿Ｐｂ年龄；Ｉ－Ｉｆ同位素；花岗闪长岩；加拉普铁矿； 文献标志码：Ａ 中图分类号：Ｐ６１８．３１；Ｐ５９７ Ｚｉｒｃｏｎ Ｕ－Ｐｂ ａｇｅｓ，Ｈｆ ｉｓｏｔｏｐｅ ａｎｄ ｇｅｏｃｈｅｍｉｓｔｒｙ ｏｆ ｇｒａｎｏｄｉｏｒｉｔｅ ｉｎ Ｊｉａｌａｐｕ Ｆｅ ｄｅｐｏｓｉｔ，Ｔｉｂｅｔ ＦＵ Ｑｉａｎｇ 一，ＹＡＮＧ ＺｈｕＳｅｎ３，ＺＨＥＮＧ ＹｕａｎＣｈｕａｎ ，ＨＵＡＮＧ ＫｅＸｉａｎ２，ＬＩ ＱｉｕＹｕｎ２，ＬＩ Ｗｅｉ２， ＬＩＡＮＧ Ｗｅｉ ，ＳＵＮ ＱｉｎｇＺｈｏｎｇ２ ａｎｄ ＺＨＡＮＧ Ｓｏｎｇ２ （１ Ｓｃｈｏｏｌ ｏｆ Ｅａｒｔｈ ｃｉＳｅｎｃｅ ａｎｄ Ｍｉｎｅｒａｌ Ｒｅｓｏｕｒｃｅｓ，Ｃｈｉｎａ Ｕｎｉｖｅｒｓｉｔｙ ｏｆ Ｇｅｏｓｃｉｅｎｃｅｓ，Ｂｅｉｊｉｎｇ １０００８３，Ｃｈｉｎａ；２ Ｉｎｓｔｉｔｕｔｅ ｏｆ Ｇｅｏｌｏｇｙ Ｃｈｉｎｅｓｅ Ａｃａｄｅｍｙ ｏｆ Ｏｍｌｏｇｉｄ ｃｉＳｅｎｃｅｓ，Ｂｅｉｊｉｎｇ １０００３７，Ｃｈｉｎａ；３ Ｉｎｓｔｉｔｕｔｅ ｏｆ Ｍｉｎｅｒａｌ Ｒｅｓｏｕｒｃｅｓ，Ｃｈｉｎｅｓｅ Ａｃａｄｅｍｙ ｏｆ Ｇｅｏｌｏｇｉｃａｌ Ｓｃｉｅｎｃｅｓ，Ｂｅｉｊｉｎｇ １０００３７，Ｃｈｉｎａ） Ａｂｓｔｒａｃｔ Ｔｈｅ ｎｏｒｔｈ Ｇａｎｇｄｉｓｅ Ｐｂ— Ｚｎ－Ａｇ—－Ｃｕ—－Ｆｅ ｂｅｌｔ ｉｓ ｏｎｅ ｏｆ ｔｈｅ ｍｏｓｔ ｉｍｐｏｒｔａｎｔ ｍｅｔａｌｌｏｇｅｎｉｃ ｂｅｌｔ ｉｎ ｔｈｅ Ｔｉｂｅｔａｎ ｃｏ１．． 本文得到国家重点基础研究发展计划（９７３计划）（２０１１ＣＢ４０３１００）、国家自然科学青年基金（４１１０２０３３）和中国地质调查局地质调查项目 （１２１２０１１１２１２５３、１２１２０１１３０３７９００）联合资助 第一作者简介付强，男，１９８７生，硕士研究生，矿产普查与勘探专业。Ｅｍａｉｌ：ｆｕｑｉａｎｇ－ｃｕｇｂ＠１６３．ｃｏｒｎ ＊＊通讯作者郑远川，男，１９８２年生，博士，主要从事矿床学、岩石学、矿物学的研究。Ｅｍａｉｌ：ｚｈｅｎｇ－ｙｃ＠１２６．ｃｏｍ 收稿日期２０１２—０４—１８；改回日期２０１３—０５—０１。秦思婷编辑。 第３２卷第３期 付强等：加拉普铁矿区花岗闪长岩锆石Ｕ＿Ｐｂ年龄、Ｈｆ同位素及地球化学研究 ５６５ ｌｉｓｉｏｎａｌ ｏｒｏｇｅｎｉｃ ｂｅｌｔ．Ｔｈｅ Ｊｉａｌａｐｕ ｄｅｐｏｓｉｔ ｉｓ ｌｏｃａｔｅｄ ｉｎ ｔｈｅ ｅａｓｔｅｒｎ ｐａｒｔ ｏｆ ｔｈｅ ｎｏｒｔｈ Ｇａｎｇｄｉｓｅ ｍｅｔａｌｌｏｇｅｎｅｔｉｃ ｂｅｌｔ． Ｂａｓｅｄ ｏｎ ｆｉｅｌｄ ｉｎｖｅｓｔｉｇａｔｉｏｎ，ｔｈｅ ａｕｔｈｏｒｓ ｈａｖｅ ｆｏｕｎｄ ｔｈａｔ ｔｈｅ Ｊｉａｌａｐｕ ｓｋａｍ Ｆｅ—Ｃｕ ｄｅＩｘｘｓｉｔ ｉｓ ｇｅｎｅｔｉｃａｌｌｙ ｒｅｌａｔｅｄ ｔｏ ｔｈｅ ｇｒａｎｏｄｉｏ—ｒｉｔｅ ｉｎ ｔｈｅ ｏｒｅ ｄｉｓｔｒｉｃｔ．ＬＡ—ＩＣＰ—ＭＳ Ｕ—Ｐｂ ｄａｔｉｎｇ ｒｅｖｅａｌｓ ｔｈａｔ ｔｈｅ ｃｒｙｓｔａｌｌｉｚａｔｉｏｎ ａｇｅ ｏｆ ｔｈｅ ｇｒａｎｏｄｉｏ－ ｒｉｔｅ ｉｓ（６３．４±０．５）Ｍａ（７２＝２５，ＭＳＷＤ＝１．２０），ｉｎｄｉｃａｔｉｎｇ ｔｈａｔ ｔｈｉｓ ｄｅｐｏｓｉｔ ｗａｓ ｆｏｒｍｅｄ ｉｎ ｔｈｅ ｐｅｒｉｏｄ ｏｆ ｍａｉｎ ｃｏｌｌｉｓｉｏｎａｌ ｏｒｏｇｅｎｉｃ ｓｅｔｔｉｎｇ ｉｎ ｔｈｅ Ｔｉｂｅｔａｎ ｏｒｏｇｅｎｉｃ ｂｅｌｔ．Ｔｈｅ ｇｒａｎｏｄｉｏｒｉｔｓｅ ａｒｅ ｃｏｍｐｏｓｅｄ ｏｆ ｍｅｄｉｕｍ－ｈｉｇｈ—Ｋ ｔｏ ｃａｌｃ－ａｌｋａｌｉｎｅ ｍｅｔａｌｕｍｉｎｏｕｓ ｒｏｃｋｓ ｃｈａｒａｃｔｅｒｉｚｅｄ ｂｙ ｌｏｗ∑ＲＥＥ ｃｏｎｔｅｎｔ（１３０．４８ ｘ １０一 ）ａｎｄ ｈｉｇｈ砸ｕ ｖａｌｕｅｓ （０．６９），ｗｉｔｈ（Ｌａ／Ｙｂ）Ｎｖａｌｕｅ ｏｆ ６．８４．Ｔｈｅｓｅ ｒｏｃｋｓ ａｒｅ ｅｎｒｉｃｈｅｄ ｉｎ Ｕ Ｅ ａｎｄ ＬＩＬＥｓ（Ｒｂ，Ｐｂ，Ｋ ａｎｄ Ｔｈ）ａｎｄ ｄｅｐｌｅｔｅｄ ｉｎ ＨＲＥＥ ａｎｄ ＨＦＳＥｓ（Ｈｆ，Ｔａ，Ｔｉ ａｎｄ Ｎｂ），ｓｉｍｉｌａｒ ｔｏ ｔｈｅ ｆｅａｔｕｒｅｓ ｏｆ ｔｈｅ ａｒｃ—ｉｓｌａｎｄ ｖｏｌｃａｎｉｃ ｒｏｃｋｓ． Ｔｈｅ ｇｒａｎｏｄｉｏｒｉｔｅｓ ｈａｖｅ ｈｏｍｏｇｅｎｅｏｕｓ ｗｈｏｌｅ—ｒｏｃｋ Ｎｄ ａｎｄ Ｓｒ ｉｓｏｔｏｐｉｃ ｃｏｍｐｏｓｉｔｉｏｎｓ［ＥＮｄ（ｔ）＝一２．８１～一３．１５， （。 Ｓｒ／ｓ６ Ｓｒ）＝０．７０７４～０．７０７５］，ｉｎｄｉｃａｔｉｎｇ ｔｈａｔ ｔｈｅｙ ｗｅｒｅ ｐａｒｔｉａｌｌｙ ｍｅｌｔｅｄ ｆｒｏｍ ａ ｓｏｕｒｃｅ ｒｅｇｉｏｎ ｃｏｎｔａｉｎｉｎｇ ｃｒｕｓｔａｌ ａｎｄ ｍａｎｔｌｅ ｃｏｍｐｏｎｅｎｔｓ．Ｉｎ ｓｉｔｕ Ｈｆ ｉｓｏｔｏｐｉｃ ａｎａｌｙｓｉｓ ｙｉｅｌｄｅｄ ｉｎｉｔｉａｌ￡Ｈｆ（ｔ）ｖａｌｕｅｓ ｆｏｒｍ一９．１ ｔｏ ４．９，ｗｉｔｈ Ｈｆ ｃｒｕｓｔａｌ ｍｏｄｅｌ ａｇｅｓ ｏｆ ８６４－－２３６８ Ｍａ．Ｔｈｅ ｗｈｏｌｅ—ｒｏｃｋ ｇｅｏｃｈｅｍｉｓｔｒｙ ａｎｄ ｔｈｅ ｚｉｒｃｏｎ Ｈｆ ｉｏｓｔｏｐｉｃ ａｎａｌｙｓｅｓ ｉｎｄｉ— ｃａｒｅ ｔｈａｔ ｔｈｅ ｏｒｅ－ｒｅｌａｔｅｄ ｇｒａｎｏｄｉｏｒｉｔｅｓ ｗｅｒｅ ｐａｒｔｉａｌｌｙ ｍｅｌｔｅｄ ｆｒｏｍ ａ ｃｒｕｓｔ ｆｏｒｍｅｄ ｆｒｏｍ ａ ｍｉｘｅｄ ｍａｇｍａ ｂｅｔｗｅｅｎ ｔｈｅ ａｓｔｈｅｎｏｓｐｈｅｒｉｃ ｍａｎｔｌｅ ｆｌｕｉｄ ａｎｄ ｔｈｅ ｐａｒｔｉａｌ ｍｅｌｔｉｎｇ ｍａｔｅｒｉａｌ ｏｆ ｔｈｅ ｃｒｕｓｔ．Ｉｔ ｉｓ ｋｎｏｗｎ ｔｈａｔ ｔｈｅ ｐｒｉｍａｒｙ ｍｅｔａｌ一 １ｏｇｅｎｉｃ ｅｐｏｃｈ ｏｆ ｔｈｅ ｎｏｒｔｈ Ｇａｎｇｄｉｓｅ Ｐｂ—Ｚｎ—Ａｇ—Ｃｕ—Ｆｅ ｂｅｌｔ ｉｓ ｆｒｏｍ ６２ Ｍａ ｔｏ ５０ Ｍａ，ｗｈｉｃｈ ｉｓ ｉｎ ｋｅｅｐｉｇｎ ｗｉｔｈ ｔｈｅ ｔｉｍｅ ｏｆ ｔｈｅ ｍａｉｎ ｏｅｌｌｉｓｉｏｎａｌ ｏｒｏｇｅｎｉｃ ｓｅｔｔｉｎｇ，ｔｈｅ ａｃｔｉｏｎ ｏｆ Ｌｉｎｚｉｚｏｎｇ ｖｏｌｃａｎｉｃ ｒｃｏｋｓ ａｎｄ ｔｈｅ ｉｎｔｅｒｒｅｌａｔｅｄ ｉｎｔｒｕｓｉｖｅ ｒｏｃｋｓ．Ｃｏｍｂｉｎｅｄ ｗｉｔｈ ｔｈｅ ｐｒｅｖｉｏｕｓ ｒｅｓｅａｒｃｈ ｒｅｓｕｌｔ ａｎｄ ｔｈｅ ｄａｔａ ｏｆ ｒｅｇｉｏｎａｌ ｇｅｏｌｏｇｙ，ｔｈｅ ａｕｔｈｏｒｓ ｈｏｌｄ ｔｈａｔ ｔｈｅ Ｐｂ—Ｚｎ—Ａｇ ｏｒｅ．ｆｏｒｍｉｎｇ ｐｒｏｃｅｓｓ ｉｎ ｔｈｅ ｂｅｌｔ ｗａｓ ｍａｉｎｌｙ ｃｏｎｔｒｏｌｌｅｄ ｂｙ ｔｈｅ ｃｒｕｓｔ ｍａｔｅｒｉ１ａ．ｗｈｉｌｅ ｔｈｅ Ｆｅ—Ｃｕ ｍｉｎｅｒａｌ— ｉｚａｔｉｏｎ ｗａｓ ｍａｉｎｌｙ ｃｏｎｔｒｏｌｌｅｄ ｂｙ ｔｈｅ ｍａｎｔｌｅ ｍａｔｅｒｉａ１． Ｋｅｙ ｗｏｒｄｓ：ｇｅｏｃｈｅｍｉｓｔｙ，ｚｉｒｃｏｎ Ｕ—Ｐｂ ａｇｅｓ，Ｈｆ ｉｏｓｔｏｐｅ，ｇｒａｎｏｄｉｏｒｉｔｅ，Ｊｉａｌａｐｕ ｄｅｐｏｓｉｔ，Ｔｉｂｅｔ 随着新特提斯洋的闭合，从古新世初期开始印 矿床均已达到大型规模。按照矿床的金属组合可进 度板块便与欧亚板块发生强烈的陆陆碰撞（Ａｌｌｅｇｒｅ 一步分为Ｐｂ—Ｚｎ－Ａｇ多金属矿床和Ｆｅ—Ｃｕ矿床及Ｍｏ ｅｔ ａ１．，１９８４；Ｙｉｎ ｅｔ ａ１．，２０００；Ｃｈｕｎｇ ｅｔ ａ１．，２００５）。 矿床。前人主要针对成矿带内Ｐｂ—ｚｎ—Ａｇ多金属和 前人研究发现，印一亚板块间的强烈碰撞具有明显的 斑岩Ｍｏ等矿床开展了大量的研究（孟祥金等， 阶段性，可分为主碰撞陆陆汇聚（６５～４１ Ｍａ）、晚碰 ２００３；杜欣等，２００４ａ；２００４ｂ；侯增谦等，２００６ｂ；程顺 撞构造转换（４０～２６ Ｍａ）和后碰撞地壳伸展（２５～０ 波等，２００８；奎等，２００８；高一鸣等，２００９；２０１０； Ｍａ）三个阶段（侯增谦等，２００６ａ；２００６ｂ；２００６ｃ；Ｈｏｕ ２０１１；费光春等，２０１０；黄克贤等，２０１２；付强等， ｅｔ ａ１．，２００９）。在印一亚板块碰撞的三个阶段，青藏 ２０１２；Ｚｈｅｎｇ ｅｔ ａ１．，２０１２ａ；２０１２ｂ）。但对于成矿带内 高原内均发育有强烈的火山活动、岩浆侵入和独特 的Ｆｅ－Ｃｕ成矿作用却研究甚少，仅有少量的成矿岩 的成矿作用，据此前人建立了与印一亚板块碰撞过程 体锆石Ｕ－Ｐｂ年龄报道（谢玉玲等，２００９），这势必影 相对应的三阶段成矿模型，即主碰撞陆陆汇聚成矿 响对整个成矿带成矿地质过程的认识和区域成矿潜 作用、晚碰撞构造转换成矿作用和后碰撞地壳伸展 力的评价。因此，本文对冈底斯北缘多金属成矿带 成矿作用。作为碰撞的早期阶段，主碰撞汇聚成矿 中的加拉普矽卡岩型铁矿区内，与成矿密切相关的 作用至少形成了３个重要的成矿系统，即特提斯喜 侵入岩体进行了详细的岩石学、地球化学、锆石ｕ 马拉雅构造带内的造山型Ａｕ成矿系统、冈底斯东段 Ｐｂ年代学和锆石Ｈｆ同位素研究，探讨成矿岩体岩 的滇西腾冲地区的Ｓｎ—ｗ一稀有金属成矿系统以及冈 浆源区和成矿地球动力学背景等问题，并进一步完 底斯北缘的Ｃｕ．Ａｕ．Ｍｏ—Ｆｅ．Ｐｂ—Ｚｎ成矿系统（侯增谦 善对冈底斯北缘多金属成矿带成矿作用的认识。 等，２００３；２００６ａ；２００６ｂ；２００６ｃ；２００６ｄ；孟祥金等， ２００３；杨竹森等，２００６；唐菊兴等，２００９；郑有业等， １区域地质概况 ２００７）。近十年的勘探表明，位于冈底斯北缘的Ｃｕ— Ｍｏ－Ｆｅ．Ｐｂ—Ｚｎ—Ａｇ多金属成矿带是一条极具成矿远 冈底斯北缘发育了一条东西长约５００ ｋｍ，南北 景的成矿带，其中，蒙亚阿、亚贵拉、洞中拉、沙让等 宽约９０ ｋｍ的Ｐｂ—Ｚｎ—Ａｇ—Ｆｅ—Ｃｕ矿化带。这条矿化 第３２卷第３期 付强等：加拉普铁矿区花岗闪长岩锆石Ｕ－Ｐｂ年龄、Ｈｆ同位素及地球化学研究 ５６７ 区域内的奥陶系、石炭系、三叠系为浅海相碎屑 沉积序列，主要分布于冈底斯北侧。上石炭统一下 二叠统盖层为古特提斯活动边缘海沉积，以上石炭 统诺错组和下二叠统洛巴堆组火山碎屑沉积岩及碳 酸盐岩为典型代表。晚侏罗世一早白垩世火山岩系 主要分布于桑日一谢通门一带。晚白垩世火山岩分 布广泛，夹于海相碳酸盐岩和碎屑岩之中。第三系 以碰撞期火山岩为主，广泛分布在林周一狮泉河地区 （丁林等，２００３）。区域构造线总体呈近东西向，以线 性复式褶皱和压扭性逆冲推覆构造为主要特征（图 １），特别是由于新生代的碰撞造山和地壳缩短， 沿冈底斯岩基北缘发育了一条规模较大的旁多一措 勤逆冲推覆系（侯增谦等，２００６ａ；孟祥金等，２００７）。 西部谢通门一南木林县一带，除东西向主干断裂外， 还发育一系列的北东、北西和南北向断裂带，为区内 铅锌银多金属成矿提供了有利条件，成为区内铅锌 银多金属成矿的重要控矿构造。东部由中生界组成 的墨竹工卡复式向斜构成近东西向的构造格架。沿 断裂带有花岗岩体分布，与已经发现的矽卡岩型矿 床成矿关系密切。 ２矿区地质概况 加拉普铁矿床位于林周县春堆乡。矿区内出露 的地层有下二叠统洛巴堆组（Ｐ ｚ）紫红色细砾岩、岩 屑砂岩夹生物碎屑灰岩，上三叠统麦隆岗组（Ｔ３ｍ） 大理岩、矽卡岩、灰岩夹大理岩，下侏罗统甲拉浦组 （ＪｌＪ）浅海相碎屑岩、砂岩夹灰色板岩，始新统帕那组 （Ｅ Ｐ）紫红色流纹岩、凝灰岩、流纹质凝灰岩等以及 全新统冲积层（Ｑ４ ｚ）（图２）。褶皱不发育，以断裂 构造为主。矿区中部发育一条近东西向逆断层，倾 向北，倾角５０。。 岩浆活动较发育。侵入岩主要为花岗闪长岩， 为喜马拉雅期构造一岩浆活动的产物，该岩体呈小岩 株状侵入到下三叠统麦隆岗组灰岩地层中，在岩体 和地层的内外接触带附近发生接触交代作用，形成 矽卡岩化大理岩、矽卡岩，与矿床的形成关系密切 （图３ａ）。岩石呈灰白色至浅肉红色，不等粒半自形 结构、似斑状结构（图３ｂ）。主要造岩矿物有石英（含 量约３０％）、斜长石（含量约３０％）、钾长石（含量约 ２０％），暗色矿物为角闪石和黑云母（含量约１５％）等 （图３ｅ），副矿物主要为磷灰石、榍石、锆石（含量约 ５％）。岩体与地层的内接触带发育密集的黄铁矿一 口 团 囝ｓ困 图２加拉普矿区地质图（据自治区 地质矿产勘查开发局，２００５） １一下二叠统洛巴堆组灰岩；２一上三叠统麦隆岗组灰岩； ３一下侏罗统甲拉浦组板岩、砂岩和页岩；４一古新世花岗闪长岩； ５一始新统帕那组火山岩；６一第四纪沉积；７一磁铁矿矿体； ８一逆冲断层；９一采样点 Ｆｉｇ．２ Ｇｅｏｌｏｇｉｃａｌ ｓｋｅｔｃｈ ｍａｐ ｏｆ ｔｈｅ Ｊｉｌａａｐｕ ｄｅｐｏｓｉｔ（Ｂｕｒｅａｕ ｏｆ Ｃ￣ｏｇｙ ａｎｄ Ｍｉｎｅｒａｌ Ｅｘｐｌｏｒａｔｉｏｎ ａｎｄ Ｄｅｖｅｌｏｐｍｅｎｔ ｏｆ Ｔｉｂｅｔ Ａｕｔｏｎｏｍｏｕｓ Ｒｅｇｉｏｎ，２００５） １一Ｌ０ｗｅｒ Ｐｅｒｍｉａｎ Ｌｕｏｂａｄｕｉ Ｆｏｒｍａｔｉｏｎ：ｌｉｍｅｓｔｏｎｅ；２一Ｕｐｐｅｒ Ｔｒｉａｓ－ ｓｉｃ Ｍａｉｌｏｎｇｇａｎｇ Ｆｏｒｍａｔｉｏｎ：ｌｉｍｅｓｔｏｎｅ；３一Ｌｏｗｅｒ Ｊｕｒａｓｓｉｃ Ｊｉａｌａｐｕ Ｆｏｒｍａｔｉｏｎ：ｓｌａｔｅ，ｓａｎｄｓｔｏｎｅ ａｎｄ ｓｈａｌｅ；４－－Ｐａｌａｅｏｃｅｎｅ ｇｒａｎｏｄｉｏｒｉｔｅ； ５－－Ｅｏｃｅｎｅ Ｐａｎａ Ｆｏｒｍａｔｉｏｎ：ｖｏｌｃａｎｉｃ ｒｏｃｋｓ；６－－Ｑｕａｔｅｒｎａｒｙ； ７－－Ｍａｇｎｅｔｉｔｅ ｏｒｅ ｂｏｄｙ；８～Ｆａｕ１ｔ：９－－Ｓａｍｐｌｉｎｇ ｓｉｔｅ 石英脉，以及绢云母化蚀变（图３ｄ、ｅ），并在其与地层 的外接触带形成角岩和矽卡岩。加拉普花岗闪长岩 在其演化和侵位过程中形成的岩浆期后热液，为本 区矽卡岩型Ｆｅ矿化提供了有利条件。 加拉普矿床共圈定矿体９处，矿体的产出主要 受矿区内近东西向断裂构造的控制，矿体形态多数 为似层状、脉状，少数呈瘤状、透镜体，赋存于上三叠 统麦隆岗组二段灰岩（Ｔ３ ）矽卡岩带中（图２、图 ３ａ），各矿体的走向、形态、品位特征见表１。矿石物 质成分简单，以磁铁矿、褐铁矿为主，黄铁矿、黄铜矿 少量；脉石矿物主要为石榴子石、阳起石、绿帘石、方 解石，少量透辉石、绿泥石、石英（图３ｃ、ｆ）。矿石品 位最低为２３．１２％，最高达６６．０４％，平均品位变化 于４０％～６５．９７％之间，铁矿石储量约６０万吨。此 外，２号和６号矿体中存在较强的Ｃｕ矿化，达到边 第３２卷第３期 付强等：加拉普铁矿区花岗闪长岩锆石ｕ—Ｐｂ年龄、Ｈｆ同位素及地球化学研究 ５６９ 个阶段：①干矽卡岩阶段，矿物组合为石榴子石＋ ＲＦ功率为１３５０ Ｗ，元素积分时间Ｕ、Ｔｈ、Ｐｂ为２０ 透辉石＋硅灰石等，该阶段的矽卡岩矿物在矿区最 ｍｓ，其他元素为１５ ｍｓ。样品同位素比值及元素含 为发育；②湿矽卡岩阶段，矿物组合为阳起石＋绿 量计算采用Ｇｌｉｔｔｅｒ ４．４．１程序，年龄计算及谐和图 帘石＋绿泥石等；③氧化物阶段，矿石矿物主要为 绘制采用Ｉｓｏｐｌｏｔ完成，年龄计算时以标准锆石ＴＥＭ 磁铁矿，该阶段为矿床的主成矿期；④硫化物阶段， 为外标进行同位素比值校正，标准锆石Ｑｉｎｇｈｕ和 矿物组合为黄铜矿＋黄铁矿＋磁黄铁矿等，并伴有 ９１５００为监控盲样，元素含量以国际标样ＮＩＳＴ６１０ ＳＴ６１２和ＮＩＳＴ６１４做监 绿泥石化和硅化蚀变；⑤石英一方解石碳酸盐阶段， 为外标，Ｓｉ为内标计算，ＮＩＣＰ—ＭＳ分析的详细方法和流程见 该阶段为成矿最晚阶段，矿物组合为石英＋方解石 控盲样。ＬＡ＿Ｉａｃｋ等（２００４）。 ＋少量黄铁矿，石英和方解石多以脉状赋存于矽卡 Ｂｌ用于地球化学分析的样品粒度细于２００目。全 岩裂隙中。 ３样品制备和分析方法 岩地球化学分析在国土资源部国家地质测试中心完 成。主量元素的分析在荷兰帕纳科公司Ａｘｉｏｓ波长 色散Ｘ射线荧光光谱仪（ＸＲＦ）上完成，分析精度优 微量元素的分析在高分辩率等离子体质谱仪 锆石按常规重力和磁选方法分选，然后在双目 于５％；ＭＳ）上完成，分析精度优于１０％。 镜下挑纯，选出晶形较好、具有代表性的锆石粘在环 （ＩＣＰ—氧树脂上浇铸制作成样品靶，将靶上锆石粗磨、细磨 Ｎｄ和Ｓｒ同位素分析在中国地质科学院地质研 所用仪器是ＭＡＴ一２６１固体 至约一半，使锆石中心部位暴露并抛光，然后对样靶 究所同位素实验室完成，２００目粉末）先用ＨＦ＋ＨＮＯ３ 进行透射光、反射光及阴极发光扫描电镜照相。通 同位素质谱仪。样品（过对透射光、反射光及阴极发光扫描电镜图像的观 完全溶解，蒸干后再用ＨＣ１溶解。样品中的Ｎｄ、Ｓｒ 察、分析，确定锆石的类型，避开表面有裂隙、内部有 采用常规的离子交换技术分离。Ｎｄ同位素测定用 包裹体的锆石选择待测点。锆石阴极发光（ＣＬ）图像 ¨ Ｎｄ／１ Ｎｄ：０．７２１９进行质量分馏校正。标样 Ｍ．Ｎｄ２Ｏ３测定结果¨ Ｎｄ／１ Ｎｄ＝（０．５１１ １２５±８） 在北京大学地球物理学院电镜室扫描电镜加载阴极 Ｊ． Ｎｄ＝ 发光仪上完成。锆石ｕ—Ｐｂ同位素组成分析在中国 （２ｄ），Ｃ Ｗ０４４１９测定结果 ０Ｎｄ／１Ｓｍ、Ｎｄ流程空白为５×１０－１ 地质大学（北京）地学实验中心激光剥蚀电感耦合等 （０．５１２ ７２５±１０）（２ｄ），／，８ Ｓｒ＝８．３７５２１进行质量分 离子体质谱实验室完成。激光剥蚀系统配备有美国 ｇ。Ｓｒ同位素测定用 ＳｒＣＯ３测定结果为 Ｓｔ／６ Ｓｒ Ｎｅｗ Ｗａｖｅ贸易有限公司，ＵＰ１９３ＳＳ型激光器，激光 馏校正。标样ＮＢＳ９８７ Ｓｒ波长１９３ ｎｌｎ，装载Ｈｅ气，其流速为０．７ Ｌ／ｍｉｎ，束斑 直径３６ ｍ，激光频率１０ Ｈｚ，预剥蚀时间５ Ｓ，剥蚀时 间４５ Ｓ。ＩＣＰ—ＭＳ条件：美国Ａｇｉｌｅｎｔ科技有限公司， ＝（０．７１０２５±１－２）（２ｄ）；Ｒｂ、Ｓｒ流程空白为１０ ～ １０—１１ ｇ。 Ｈｆ同位素分析在西北大学国家动力学重 ７５００ａ型质谱，辅助气为Ａｒ气，其流速１．１３ Ｌ／ｍｉｎ， 点实验室完成，采用配有１９３ ｎ［ｎ激光的Ｎｅｐｔｕｎｅ多 ５７０ 矿 床 地 质 ２０１３正 接收电感耦合等离子体质谱仪进行分析，分析过程 微黄色，透明。阴极发光（ＣＬ）图像显示，大多数锆石 中采用６～８ Ｈｚ的激光频率、１００ Ｍｉ的激光强度和 具有典型的单期结晶生长的同心环带结构，仅少部 ４４～６０ ｍ的激光束斑。实验中以Ｈｅ作为剥蚀物 分锆石具有核幔结构（图４ａ）。加拉普铁矿花岗闪长 质的载气，采用９１５００作为外部标样，具体测试过程 岩锆石Ｕ＿Ｐｂ同位素测试结果（表２），除了３个测试 见徐平等（２００４）。分析过程中需要对＂ Ｙｂ的干扰 点获得较老的年龄［（３１０±４）Ｍａ、（３４８±５）Ｍａ、 进行校正。校正时采用新的ＴＩＭＳ测定值”０Ｙｂ／ （１３９±２）Ｍａ）］外，剩余的２５个测试点ｕ—Ｐｂ同位素 ＂ Ｙｂ＝０．５８８７（Ｖｅｒｖｏｏｒｔ ｅｔ ａ１．，１９９６），而对每个分析 测试结果则较为集中，且在 ０ ｐｂ／２０ ｕ＿２Ｏ６ｐｂ／２ Ｕ图 点的 和 则采用对该点实测得出的平均值进行 （图４ｂ）中，均投影于谐和线上。这些测试点的 ｐｂ／２。 Ｕ年龄值为（６２±１）Ｍａ－－（６５±１）Ｍａ，加权 校正。锆石９１５００用作外部参考标样，其＂ Ｈｆ／１ Ｈｆ 。推荐值为（０．２８２ ３０２±８）（Ｇｏｏｌａｅｒｔｓ ｅｔ ａ１．，２００４）。 平均值为（６３．４０±０．５）Ｍａ（ ＝２５，ＭＳＷＤ＝ １．２０），硼（Ｕ）、砌（Ｔｈ）分别为１１８．４３×１０ ６～ ４测试结果 ５３５．４６×１０一 和６７．９９×１０一 ～５１３．８２×１０一 ．Ｔｈ／ Ｕ比值为０．３９～１．０１。锆石显著的震荡环带、较高 ４．１锆石Ｕ．Ｐｂ年龄 的Ｔｈ／Ｕ比值，表明这些锆石为典型的岩浆结晶成 加拉普铁矿花岗闪长岩中的锆石单矿物绝大多 因（Ｒｕｂａｔｔｏ ｅｔ ａ１．，２０００；Ｒｕｂａｔｍ，２０００；Ｍｏｅｌｌｅｒ ｅｔ ａ１．， 数颗粒晶形完好，呈典型的长柱状或短柱状，无色或 ２００３），因此，其锆石年龄应代表了花岗闪长岩的侵 表２加拉普铁矿床花岗闪长岩锆石ＬＡ－ＩＣＰ－ＭＳ Ｕ．Ｐｂ分析数据 Ｔａｂｌｅ ２ Ｚｉｒｃｏｎ ｇｒａｉｎｓ ＬＡ－ＩＣＰ－－ＭＳ Ｕ－Ｐｂ ｄａｔａ ｆｏｒ ｇｒａｎｏｄｉｏｒｉｔｅ ｉｎ ｔｈｅ Ｊｉａｌａｐｕ ｄｅｐｏｓｉｔ ５７２ 矿 床 表３加拉普铁矿床花岗闪长岩主量元素、稀土元 素和微量元素、Ｎｄ－Ｓｒ同位素分析结果 Ｔａｂｌｅ ３ Ｍａｊｏｒ ｅｌｅｍｅｎｔｓ，ＲＥＥ。ｔｒａｃｅ ｅｌｅｅｍｎｔｓ ａｎｄ Ｎｂ－Ｓｒ ｉｓｏｔｏｐｅｓ ｏｆ ｇｒａｎｏｄｉｏｒｉｔｅ ｉｎ ｔｈｅ Ｊｉａｌａｐｕ ｄｅｐｏｓｉｔ 地 质 ２０１３正 续表３ Ｃｏｎｔ．Ｔａｂｌｅ ３ 注：＊单位为１。Ｍｇ＃＝１００×Ｍｇ２ ／（Ｍｄ ＋ＴＦｅ２ ）；ＦｅＯＴ＝０．９ ×Ｆｅ２ｏ３ ；Ａ／ＣＮＫ＝摩尔数Ａｌ２Ｏ３／（Ｃａ０＋Ｎａ２０＋Ｋ２Ｏ）。同位素 校正公式：（ ’Ｓｒ／Ｓ６Ｓｒ）ｆ＝（ Ｓｒ／ｓ ｓｒ）样品＋ Ｒｂ／８ ＳｒＸ（ｅ 一１）， ＝１．４２×１０一ｌ１ａ－。，８７Ｒｂ／８６Ｓｒ＝Ｒｂ／Ｓｒ×２．９８１；（ｍＮｄ／￣ ４Ｎｄ），＝ （ ０Ｎｄ／１ Ｎｄ）样品＋ Ｓｍ／ Ｎｄ×（ｅ 一１）， Ｓｍ／１ Ｎｄ＝Ｓｍ／Ｎｄ Ｘ［０．５３１ ４９７＋０．１４２ ５２１× （ Ｎｄ／１ Ｎｄ）样品］；ＥＮｄ（ｔ）＝ ［（ Ｎｄ／ｌ Ｎｄ）样品／（１４３Ｎｄ／１ Ｎｄ）ｃ￣ｕＲ（ｔ）一１］ × １０ ， （ ４３Ｎｄ／ Ｎｄ）ｏ￣ＵＲ（ｔ）＝０．５１２ ６３８—０．１９６７×（ｅｘｔ一１）。 Ｔｉ、Ｎｂ等高场强元素（ＨＦＳＥ），具有明显的Ｎｂ—Ｔａ亏 损槽和明显的Ｔｉ、Ｐ亏损谷，但Ｂａ亏损谷不明显。 Ｒｂ／Ｓｔ比值较低，为０．２４～０．３０。本次研究针对Ｓｒ． Ｎｄ同位素测试了３件样品（ＬＺ一２、ＬＺ。３、ＬＺ一４），其 Ｓｒ／ｓ Ｓｒ初始值为０．７０７４～０．７０７５，ｅＮｄ（ｔ）介于 一２．６０～一２．３４之间。 ４．３锆石Ｈｆ同位素 锆石Ｈｆ同位素测试结果见表４。原位Ｈｆ同位 素测试主要针对已获得谐和ｕ Ｐｂ年龄的锆石进行， 分析点与定年点临近，且锆石的特征相同（图４ａ）。 这１８个测试点的 ７ Ｙｂ／１ Ｈｆ和 Ｌｕ／１ Ｈｆ比值范围 分别为０．０１２ １９８～０．０７６ ０５２和０．０００ ５３７～ ０．００２ ８４１，￡Ｈｆ（ｔ）值为一９．１～４．３，Ｈｆ同位素地壳模 式年龄（ ）为８６４～２３６８ Ｍａ。其中” ＬｕＡ Ｈｆ比 值绝大部分小于０．００２，说明锆石中的＂ Ｌｕ及由其 衰变而成的 Ｈｆ的质量相对于 Ｈｆ的质量要低的 多，即这些锆石形成以后，仅仅具有少量放射性成 因，故可以用初始＂ Ｈｆ／ｔ Ｈｆ比值代表锆石形成时的 Ｈｆ／１ Ｈｆ比值（吴福元等，２００７）。 ５讨论 ５．１岩浆源区 花岗岩据其源岩可以分为Ｉ型、Ｓ型两类。两者 第３２卷第３期 付强等：加拉普铁矿区花岗闪长岩锆石ｕ—Ｐｂ年龄、Ｈｆ同位素及地球化学研究 ５７３ 璺 隧 ＼ Ⅱ量 ＬａＣｅ Ｐｒ ＮｄＰｍＳｍＥｕ ＧｄＴｂ ＤｙＨｏＥｒ ＴｍＹｂＬｕ Ｒｂ Ｂａ Ｔｈ Ｕ ｋ Ｔａ Ｎｂ ＬａＣｅ Ｐｂ Ｐｒ Ｓｒ Ｐ Ｎｄ Ｚｒ ＨｆＳｍ Ｅｕ Ｔｉ 图６加拉普花岗闪长岩稀土元素球粒陨石标准化配分曲线图（ａ）和微量元素原始地幔标准化配分曲线图（ｂ） （球粒陨石及原始地幔数据据Ｓｕｎ ｅｔ ａ１．，１９８９） Ｆｉｇ．６ Ｃｈｏｎｄｒｉｔｅ—ｎｏｒｍａｌｉｚｅｄ ＲＥＥ ｐａｔｔｅｒｎｓ（ａ）ａｎｄ ｐｒｉｍｉｔｉｖｅ ｍａｎｔｌｅ ｎｏｒｍａｌｉｚｅｄ ｔｒａｃｅ ｅｌｅｍｅｎｔ ｄｉａｇｒａｍｓ（ｂ）ｆｏｒ ｒａｎｏｄｉｇｏｒｉｔｅ ｉｎ ｔｈｅ Ｊｉａｌａｐｕ ｄｅｌｍｓｉｔ（ｃｈｏｎｄｒｉｔｅ ａｎｄ ｐｒｉｍｉｔｉｖｅ ｍａｎｔｌｅ ａｆｔｅｒ Ｓｕｎ ｅｔ ａ１．，１９８９） 表４加拉普铁矿床花岗闪长岩锆石Ｈｆ同位素数据 Ｔａｂｌｅ ４ Ｚｉｒｃｏｎ Ｈｆ ｉｓｏｔｏｐｉｃ ｄａｔａ ｏｆ ｇｒａｎｏｄｉｏｒｉｔｅ ｉｎ ｔｈｅ Ｊｉａｌａｐｕ ｄｅｐｏｓｉｔ 注：ｅＨｆ（ ）＝１００００（（（ ＨｆＡ Ｈｆ） 一（ ’ Ｌｕ／ Ｈｆ） ×（ｅｘ 一１））／（（ Ｈｆ／ Ｈｆ）ＣＨＵＲ一（１７６Ｌｕ／１ Ｈｆ）口佃×（ｅｘ ～１））一１）；ｔＤＭ＝（Ｉ／Ｘ）× Ｉｎ（１＋（（ｍＨｆ／１７７Ｈｆ） 一（１７６Ｈ｛／１ Ｈｆ）ＤＭ）／（（１７６Ｌｕ／１７７Ｈｆ）。一（１７６Ｌｕ／１ Ｈｆ）ＤＭ））；￡ ＝ｔＤＭ一（ｔＤＭ一 ）Ｘ（（ 一，ｓ）／（ 一ｆＤＭ））。其中： ＝ １．８６７×１０一¨／ａ；（１７６Ｈｆ／１７７Ｈｆ） 和（ Ｌｕ／１７７Ｈｆ） 为样品测试值；（ Ｌｕ／１ Ｈｆ）。 ＝０．０３３２，（１７６Ｈｆ／１ ＨＯｃＨｕＲ＝０．２８２ ７７２；（１７６Ｌｕ／１ Ｈｆ）ＤＭ ＝０．０３８４，（１７６Ｈｆ／１ Ｈｆ）Ｉ）Ｍ＝Ｏ．２８３ ２５； Ｌｕ／１ Ｈ 均地壳＝０．０１５；ｆ￣ ＝（（１７６Ｌｕ／１ Ｈｆ） 一一ｔ／（ ＬｕＡ Ｈｆ）０砌 ）一１；ｔ为锆石结晶年龄（吴福 元等，２００７）。 在成分上的主要区别（Ｃｈａｐｐｅｌｌ ｅｔ ａ１．，１９７４；邱家 岗岩的特点。②Ａ／ＣＮＫ：Ｉ型多＜１．１；Ｓ型多＞ 骧，１９９１；Ｓｙｌｖｅｒｓｔｅｒ，１９９８）如下：①Ｗ（Ｎａ２０）、 １．１。加拉普花岗闪长岩Ａ／ＣＮＫ为０．９３～１．００，属 Ｗ（ＣａＯ）：Ｉ型较高；Ｗ（Ｋ２Ｏ／Ｎａ２０），Ｓ型较高。加 于准铝质花岗岩，显然属于Ｉ型花岗岩。③ ／（Ｆｅ３ ＋Ｆｅ２ ）：Ｉ型为４０～７０；Ｓ型为１０ 拉普花岗闪长岩ｗ（Ｎａ２０＋ＣａＯ）为７．２６％～ １００Ｆｅ３３０。加拉普花岗闪长岩１００Ｆｅ３ ／（Ｆｅ３ ＋Ｆｅ２ ） ７．８３％，Ｋ２０／Ｎａ２０比值为０．５６－－１．１０，符合Ｉ型花 －５７４ 矿 床 地 质 ２０１３正 值为４１．１２～５０．３４，属于Ｉ型花岗岩。④Ｅｕ异常：Ｉ 型呈弱的负Ｅｕ异常；Ｓ型负Ｅｕ异常明显。加拉普 花岗闪长岩娆ｕ＝０．５９～０．７７，具弱的负Ｅｕ异常， 偏向于Ｉ型花岗岩。由以上对比可知，加拉普花岗 闪长岩与Ｉ型花岗岩相似。加拉普花岗闪长岩为高 硅、准铝质、钙碱性，具Ｉ型花岗岩的特点，与林子宗 典中组火山岩地球化学性质十分相似（莫宣学等， ２００３），显示出弧火山岩的特征。 加拉普花岗闪长岩样品轻稀土元素富集，分馏 较明显；重稀土元素亏损，分馏不明显。在稀土元素 分配曲线上表现出一定的负Ｅｕ异常。富集Ｒｂ、Ｐｂ、 Ｋ、Ｔｈ等大离子亲石元素，相对亏损Ｈｆ、Ｔａ、Ｔｉ、Ｎｂ 等高场强元素，显示其具有弧火山岩的地球化学特 点。在Ｓｒ／Ｙ—Ｙ图解（图７）中，本区花岗闪长岩落入 典型的弧岩浆区域。花岗闪长岩亏损Ｎｂ、Ｔａ、Ｔｉ的 主要原因，可能为大洋板片和其携带的沉积物脱水 和其他流体交代上覆地幔楔，发生部分熔融作用过 程中金红石及榍石作为残留相，使Ｎｂ、Ｔａ、Ｔｉ主要保 存在残留相中，造成形成的岩浆岩熔体亏损上述元 素（Ｃｏｎｄｉｅ，２００１）。加拉普花岗闪长岩样品的Ｎｂ／Ｕ 比值（平均值４．２）、Ｃｅ／Ｐｂ比值（平均值６．０）和Ｎｂ／ Ｔａ比值（平均值１２．３）较低，均与地壳值相似（Ｎｂ／Ｕ ＝６．２，Ｃｅ／Ｐ＝３．９，Ｒｕｄｎｉｅｋ ｅｔ ａ１．，２００３；Ｎｂ／Ｔａ＝ １２～１３，Ｂａｒｔｈ ｅｔ ａ１．，２０００），而远远偏离幔源岩浆值 图７加拉普花岗闪长岩Ｓｒ／Ｙ—Ｙ图解图解 （据Ｄｅｆａｎｔ ｅｔ ａ１．，１９９０） Ｆｉｇ．７ Ｓｒ／Ｙ－Ｙ ｄｉａｇｒａｍ ｏｆ ｇｒａｎｏｄｉｏｒｉｔｅ ｉｎ ｔｈｅ Ｊｉａｌａｐｕ ｄｅｐｏｓｉｔ（ａｆｔｅｒ Ｄｅｆａｎｔ ｅｔ ａ１．，１９９０） 图８加拉普花岗闪长岩（ Ｓｔ／ｓ Ｓｒ），一ＥＮｄ（ ）图（雅鲁藏布 江ＭＯＲＢ引自Ｍａｈｏｎｅｙ ｅｔ ａ１．，１９９８；林子宗火山岩Ｓｒ－Ｎｄ 数据引自莫宣学等，２００３） Ｆｉｇ．８（ Ｓｒ／８ Ｓｒ） —Ｃｈｄ（ｔ）ｐｂｔ ｏｆ ｔｈｅ ｇｒａｎｏｄｉｏｒｉｔｅ ｉｎ ｔｈｅ Ｊｉａｌａｐｕ ｄｅｐｏｓｉｔ（Ｙａｌｕｎｇ ＭＯＲＢ ａｆｔｅｒ Ｍａｈｏｎｅｙ ｅｔ ａ１．，１９９８； Ｌｉｎｚｉｚｏｎｇ ｒｏｃｋｓ ａｆｔｅｒ Ｍｏ ｅｔ ａ１．，２００３） （Ｎｂ，／１５＝４７，Ｃｅ／Ｐｂ＝２７，Ｈｏｆｍａｎｎ ｅｔ ａ１．，１９８６；Ｎｂ／ Ｔａ＝１７．５±２．０，Ｇｒｅｅｎ，１９９５），说明岩浆源区有大 量地壳物质贡献。 加拉普花岗闪长岩￡Ｎｄ（ｔ）介于一２．６０～～２．３４ 之间，在（８７Ｓｒ／８ Ｓｒ） —ＥＮｄ（ ）图解（图８）中，花岗闪长 岩的样品点位于亏损地幔与陆壳两端员的同位素混 合线之间，推断加拉普花岗闪长岩岩浆源区可能存 在陆壳物质与地幔物质的混合作用，而这一认识得 到了Ｈｆ同位素数据的支持。该套岩石内大量正 ￡Ｈｆ（￡）值（０～＋４．３）锆石（表４）的存在，表明岩浆形 成过程中有幔源物质参与。这与李皓扬等（２００７）对 林周盆地林子宗火山岩典中组和年波组岩浆锆石的 ｅＨｆ（ｔ）研究结果一致。此外，加拉普花岗闪长岩内还 存在大量具负 Ｈｆ（ ）值（一０．２～一９．１）的锆石（表 ４），其锆石Ｈｆ同位素地壳模式年龄也较老（１１３５～ ２３６８ Ｍａ），表明其岩浆源区有古老地壳物质的存在。 此外，与之对应的林子宗典中组火山岩中，同样含有 大量指示冈底斯北缘存在古老地壳物质的锆石存 在。李皓扬等（２００７）研究发现，典中组火山岩中大 量捕虏锆石的￡Ｈｆ（￡）介于一０．６～一３．２之间，并具 第３２卷丁第３期 付强等：加拉普铁矿区花岗闪长岩锆石ｕ Ｉ】ｈ年龄、Ｈｆ同位素及地球化学研究 ５００． ５７７ 林，来庆洲．２００３．冈底斯地壳碰撞前增厚及隆升的地质证据： 岛弧拼贴对青藏高原隆升及扩展历史的制约［Ｊｊ．科学通报，４８ （１５）：１６０４—１６１０． 孟样金，候增谦，高永丰，黄 曲晓明，屈文俊．２００３．冈底斯 东段斑岩制钼铅锌成矿系统的发育时限：帮浦铜多金属矿床辉 董国臣，莫宣学，赵志丹，王亮亮，周肃．２００５．拉萨北部林周盆地 钼矿Ｒｅ—Ｏｓ年龄证据［Ｊ］．矿床地质，２２（３）：２４６—２５２． 孟祥金，侯增谦，叶堵盛，杨竹森，李振清，岛水丰．２００７冈底斯 林子宗火山岩层序新议［Ｊ］地质通报，２４：５４９ ５５７ 杜欣，刘俊涛，王亚平２００４ａ拉屋铜铅锌多金属矿床地质特 征及成因研究［Ｊ］．矿产与地质，１８（５）：４１０—４４９． 银多金属矿化带的基小特征与成矿远景分析［Ｊ］．矿床地质，２６ （２）：１５３ １６２ 杜欣，燕长海，陈俊魁，高 明．２００４ｂ．亚贵铅锌多金属矿床 地质特征［Ｊ］．矿床地质，２９（Ｓ１）：３７１—３７２． 莫寅学，赵志丹，邓晋富，董国臣，周肃，郭铁鹰，帐双伞，王亮亮． ２００３印度一 洲主碰撞过程的火山作用影响［Ｊ］．地学前 缘，１０（３）：１３５—１４８． 费光春，温春齐，周雄，吴鹏宇，温泉２０１０洞中拉铅锌矿 床石英激光探针 。Ａｔ－ Ａｒ定年及地质意义［Ｊ］．矿物岩石，３０ （３）：３８—４３． 付强，郑远川，黄克贤．２０１２．龙马拉多金属矿床硫、铅同位素 组成及其地质意义［Ｊ］．有色金属（矿山部分），６４（４）：２６—３０． 高一呜，陈毓川，唐菊兴，杜欣，李新法，高明，蔡志超２００９．西 藏工布江达县亚贵拉铅锌、钼多金属矿床石英斑岩锆石 ＳＨＲＩＭＰ定年及其地质意义［Ｊ］．地质学报，８３（１０）：１４３６ １４４４ 高一呜，陈毓川，唐菊兴．２叭０．沙让斑岩钼矿床锆石ＳＨＲＩＭＰ 定年和角闪石Ａｒ＇Ａｒ定年及其地质意义［Ｊ］矿床地质，２９（２）： ３２１—３３１． 高一呜，陈毓川，王成辉，侯可军．２０１１．亚贵拉一沙让一洞中 矿集区 中新生代岩浆岩Ｈｆ同位素特征与岩浆源区示踪［Ｊ］．矿床地质， ３０（２）：２７９—２９１． 侯增谦，吕庆田，王建安，李晓波，王宗起，王二七２００３初沦陆一陆 碰撞与成矿作用［Ｊ］．矿床地质，２２（４）：３１９－３３３． 侯增谦，杨竹森，徐文艺，莫宣学，丁林，岛永丰，蓖方浏，李光明，曲 晓明，赵志丹，江思宏，孟祥会，李振清，秦克章，杨志明．２００６ａ． 青藏高原碰撞造山带：Ｉ 主碰撞造山成矿作用［Ｊ］．矿床地质， ２５（０４）：３３７—３５８ 侯增谦，潘桂棠，王安建，莫宣学，田世洪，孙晓明，丁林，王二七，高 永丰，谢玉玲，曾普胜，秦克章，许继峰，曲晓明，杨志明，杨竹森， 费红彩，盂祥金，李振清２００６ｂ青藏高原碰撞造山带：Ⅱ晚碰 撞转换成矿作用［Ｊ］矿床地质，２５（５）：５２１—５４３． 侯增谦，曲晓明，杨竹森，孟祥金，李振清，杨志明，郑绵平，郑有业，聂 风军，高永丰，江思宏，李光明．２００６ｃ．青减高原碰撞造山带： ＩＩＩ．后碰撞伸展成矿作用［Ｊ］．矿床地质，２５（６）：６２９—６５１． 候增谦，莫宣学，杨志明，王建安，潘桂棠，曲晓明，聂风车．２００６（ｔ．青 藏高原碰撞造山带成矿作用：构造背景、时空分布和主要类型 ［Ｊ］．中国地质，３３（２）：３４０—３５１． 侯增谦，王二七，莫宣学，丁林，潘桂棠，张中杰，等．２００８．青藏高 原碰撞造山与成矿作用［Ｍ］北京：地质出版社．１－９８５． 黄克贤．２０１２．蒙亚啊铅锌矿床成矿作用研究（硕士沦文）［Ｄ］． 导师：侯增谦，郑远川．北京：中国地质大学（北京）．５Ｏ页 黄克贤，郑远川，张松，李为，孙清钟，李秋耘，梁维，付强，侯 增谦．２０１２．亚贵拉矿区两期岩体Ｉ Ａ—ＩＣＰ—ＭＳ锆 Ｕ ＰＩ】 定年及地质意义［Ｊ］．岩石矿物学杂志，３１（３）：３４８—３６０． 李皓扬，镡孙霖，王彦斌，朱弟成，杨进辉，宋 彪，刘敦一，吴福元． ２００７．藏南林周盆地林子宗火山岩的时代、成因及其地质意义： 锆石Ｕ—Ｐｈ年龄和Ｈｆ同位素证据［Ｊ］．岩 学报，２３（２）：４９３— 潘桂棠，莫宜学，侯增谦，朱弟成，王 权，李光明，赵志丹，耿全如，廖 忠礼２００６冈底斯造Ｉ ｝的时窄结十句及演化［Ｊ］．岩石学报，２２ （３）：５２ｌ一５３３． 邱家骧．１９９１应用岩浆岩岩石学［Ｍ］武汉：中国地质大学出版 社．１—４１９． 唐菊兴，陈毓川，王登红，工成辉，许远平，屈文俊，黄 ，黄 勇 ２００９．工布江达县沙让斑岩钼矿床辉钼矿铼一锇同位素年龄 及其地质意义［Ｊ］．地质学报，８３（５）：６９８—７０４ 吴福元，李献华，郎永色，高山２００７．Ｌｕ—Ｈｆ同位素体系及其岩 学应用［Ｊ］．岩石学报，２３（２） １８５—２２０ ｎ治区地质矿产助查开发局 ２００５林 加拉普铁矿普查工作 报告［Ｒ］１—３８． 谢玉玲，李应栩，（；ｈａｎｇ Ｚ Ｃ，Ｃｏｏｋｅ Ｔ］Ｒ，Ｒｙａｎ Ｃ（ ，Ｌａｉｒｄ Ｊ，白劲松，刘 云飞，李光明，张丽２００９恰功铁矿岩浆演化序列及斑 岩出溶流体特征［Ｊ］．地质学报，８３（１２）：１８６９一ｌ８８６． 徐平，吴福元，跗文烈，杨岳衡２００４ Ｕ—Ｐｂ同位素定年标准锆 的Ｈｆ同位素［Ｊ］．科学通报，４９（１４）：１４０３—１４１０． 杨竹森，侯增谦，高伟，王海平，李振清，盂祥金，曲晓明２００６．藏南 拆离系锑金成矿特征Ｊ二ｊ成因模式［Ｊ］．地质学报，８Ｏ：１３７７—１３９１． 奎，范文玉，高大发２００８．两藏林周县勒青拉铅锌多金属矿床 地质特征及成冈［Ｊ］．地质与助探，４４（５）：１０—１６． 郑有业，张刚阳，许荣科，高顺宝，庞迎春，曾亮，杜安道，石玉若． ２００７．Ｉ×Ｊ底斯米诺斑岩铜矿床成岩成矿时代约束［Ｊ］．科学 通报，５２（２１）：２５４２—２５４８． 朱弟成，潘桂棠，王立全，莫宣学，赵志丹，剧长勇，廖忠礼，董国臣，袁 ｐｑ化．２（／０８． 藏冈底斯带Ｉ｝ｌ生代糟浆岩的时卒分布和相关问 题的讨论［Ｊ］．地质通报，２７（９）：１５３５—１５５０． Ａｌｌｅｇｒｅ Ｃ Ｊ，Ｃｏｕｒｔｉｌｌｏｔ Ｖ，Ｔａｐｐｏｎｎｉｅｒ Ｐ，Ｈｉｍ Ａ，Ｍａｔｔａｕｅｒ Ｍ，（￣）ｕｌｏｎ Ｃ，Ｊａｅｇｅｒ Ｊ Ｊ，Ａｃｈａｃｈｅ Ｊ，Ｓｃｈａｒｅｒ Ｕ，Ｍａｒｃｏｕｘ Ｊ，Ｂｕｒｇ Ｊ Ｉ ，Ｇｉ ｒａｒｄｅａｕ Ｊ，Ａｒｍｉｊｏ Ｒ，Ｏａｒｉｅｐｙ Ｃ，（￣ｐｅｌ Ｃ，Ｌｉ Ｔ Ｄ，Ｘｉａｏ Ｘ Ｃ，Ｃｈａｎｇ ＣＦ，Ｉ ｉｎＢＹ，Ｔｅｎｇ Ｊ Ｗ，ＷａｎｇＮＷ，（；ｈｅｎＧＭ，ＨａｎＴＩ ，Ｗａｎｇ Ｘ Ｂ，Ｉ）ｅｎＷＭ，ＳｈｅｎｇＨＢ，ＣａｏＹＧ，Ｚｈｏｕ Ｊ，ＱｉｕＨＲ，Ｂａｏ Ｐ Ｓ， Ｗａｎｇ Ｓ Ｃ，Ｗａｎｇ Ｂ Ｘ．Ｚｈｏｕ Ｙ Ｘ ａｎｄ Ｐ，ｏｎｇｈｕａ Ｘ．１９８４ Ｓｔｒｕｃｔｕｒｅ ａｎｄ ｅｖｏｌｕｔｉｏｎ ｏｆ ｔｈｅ Ｈｉｍａｌａｙａ Ｔｉｂｅｔ ｏｒｏｇｅｎｉｃ ｂｅｌｔＩＪ］．Ｎａｔｕｒｅ，３０７： ｌ７—２２． Ａｍｅｌｉｎ Ｙ，Ｌｅｅ Ｄ Ｃ，Ｈａｌｌｉｄａｙ Ａ Ｎ ａｎｄ Ｐｉｄｇｅｏｎ Ｒ Ｔ．１９９９ Ｎａｔｕｒｅ ｏｆ ｔｈｅ Ｅａｒｔｈ’ｓ ｅａｒｌｉｅｓｔ ｃｒｕｓｔ ｆｒｏｍ ｈａｆｎｉｕｍ ｉｓｏｔｏｐｅｓ ｉｎ ｓｉｎｇｌｅ ｄｅｔｒｉｔａｌ ｚｉｒ ｃｏｎ￣Ｊｊ．Ｎａｔｕｒｅ，３９９：２５２ ２５５． ［Ｎｒｔｈ Ｍ Ｇ，ＭｃｌＸｍｏｕｇｈ Ｗ Ｆ ａｎｄ Ｒｕｄｎｉｃｋ Ｒ Ｌ．２０（／０ Ｔｒａｃｋｉｎｇ ｔｈｅ ５７８ 矿 床 地 质 ２０１３往 ｂｕｄｇｅｔ ｏｆ Ｎｂ ａｎｄ Ｔａ ｉｎ ｔｈｅ ｃｏｎｔｉｎｅｎｔａｌ ｃｒｕｓｔ［Ｊ］．Ｃｈｅｍｉｃａｌ Ｇｅｏｌｏｇｙ， １６５：１９７—２１３． Ａｎ ｅｘａｍｐｌｅ ｆｒｏｍ ｔｈｅ ｕｌｔｒａｈｉｇｈ—ｔｅｍｐｅｒａｔｕｒｅ ｇｒｎｕｌａｉｔｅｓ ｏｆ Ｒｏｇａｌａｎｄ， ＳＷ Ｎｏｒｗａｙ￣Ｊ］．Ｇｅｏ１．ＳＯｃ．Ｐｕｂ１．，２２０：６５—８１． Ｒｕｂａｔｔｏ Ｄ．２０００．Ｚｉｒｃｏｎ ｔｒａｃｅ ｅｌｅｍｅｎｔ ｇｅｏｃｈｅｍｉｓｔｒｙ：Ｐａｒｔｉｔｉｏｎｉｎｇ ｗｉｔｈ Ｂｌａｃｋ Ｌ Ｐ．Ｋａｍｏ Ｓ Ｌ ａｎｄ Ｍｉｅｎ Ｃ Ｍ．２００４．Ｉｍｐｒｏｖｅｄ 嘶ｐｂ／２３８Ｕ ｍｉ— ｃｒｏｐｒｏｂｅ ｂｙ ｔｈｅ ｍｏｎｉｔｏｒｉｎｇ ｏｆ ａ ｔｒａｃｅ—ｅｌｅｍｅｎｔ ｒｅｌａｔｅｄ ｍａｔｒｉｘ ｅｆｆｅｃｔ： ＳＨＲＩＭＰ，ＩＤ－ＴＩＭＳ，ＬＡ ＩＣＰ—ＭＳ ａｎｄ ｏｘｙｅｎ ｉｓｏｔｏｐｅ ｄｏｃｕｍｅｎｔａｔｉｏｎ ｇａｒｎｅｔ ａｎｄｔｈｅｌｉｎｋ ｂｅｔｗｅｅｎ【Ｊ＿Ｐｈ ａｇｅａｎｄｍｅｔａｍｏｒｐｈｉｓｍ［Ｊ］．Ｃｈｍ￣ｉｃａｌ Ｇｅｏｌｏｇｙ，１８４：１２３—１３８． ｆｏｒ ａ ｓｅｒｉｅｓ ｏｆ ｚｉｒｃｏｎ ｓｔａｎｄａｒｄｓ［Ｊ］．Ｃｈｅｍｉｃａｌ Ｇｅｏｌｏｇｙ，（１）：１１５— Ｒｕｂａｔｔｏ Ｄ ａｎｄ Ｇｅｂａｕｒｅ Ｄ．２０００．Ｕｓｅ ｏｆ ｃａｔｈｏｄｏ１ １４Ｏ ＣｈａｐｐｅｌｌＢＷ ａｎｄｗｈｉｔｅＡ Ｊ Ｒ １９７４．Ｔｗｏ ｃｏｎｔｒａｓｔｉｎｇｇｒｎａｉｔｅｔｙｐｅ［Ｊ］． Ｐａｃｉｆｉｃ Ｇｅｏｌｏｇｙ，８：１７３—１７４． Ｃｈｕｎｇ Ｓ Ｌ，ＣｈｕＭＦ，ＺｈａｎｇＹＱ，ＸｉｅＹＷ，ＬｏＣＨ，ＬｅｅＴＹ，Ｌａｎ， Ｃ Ｙ．Ｌｉ ＸＨ．ＺｈａｎｇＱａｎｄＷａｎｇＹ Ｚ．２００５．Ｔｉｂｅｔａｎｔｅｃｔｏｎｉｃ ｅｖｏ— ｌｕｔｉｏｎ ｉｎｆｅｒｒｅｄ ｆｒｏｍ ｓｐａｔｉａ１ ａｎｄ ｔｅｍｐｏｒａｌ ｖａｒｉａｔｉｏｎｓ ｉｎ ｐｏｓｔ—ｃｏｌｌｉｓｉｏｎａｌ ｍａｇｍａｔｉｓｍ［Ｊ］．Ｅａｒｔｈ Ｓｃｉｅｎｃｅ Ｒｅｖｉｅｗｓ，６８：１７３—１９６． Ｃｏｎｄｉｅ Ｋ Ｃ．２００１．Ｍａｎｔｌｅ ｐｌｕｍｅ ａｎｄ ｔｈｅｉｒ ｒｅｃｏｒｄ ｉｎ ｅａｒｔｈ ｈｉｓｔｏｒｙ［Ｍ］． Ｌｏｎｄｏｎ：Ｃａｍｂｒｉｄｇｅ Ｕｎｉｖｅｒｓｉｔｙ Ｐｒｅｓｓ．１－３０３． Ｄｅｆａｎｔ Ｍ Ｊ ａｎｄ Ｄｒｕｍｍｏｎｄ Ｍ Ｓ １９９０ Ｄｅｒｉｖａｔｉｏｎ ｏｆ ｓｏｍｅ ｍｏｄｅｍ ａｒｃ ｍａｇｍａｓ ｂｙ ｍｅｌｔｉｎｇ ｏｆ ｙｏｕｎｇ ｓｕｂｄｕｃｔｅｄ ｌｉｔｈｏｓｐｈｅｒｅ［Ｊ］．Ｎａｔｕｒｅ，３４７ （６２９４）：６６２—６６５． （ｋｘ）ｌａｅｒｔｓ Ａ，Ｍａｔｔｉｅｌｌｉ Ｎ，Ｄｅ Ｊｏｎｇ Ｊｅｒｏｅｎ Ｐ Ｊ，Ｗｅｉｓ Ｄ ａｎｄ Ｓｃｏａｔｅｓ Ｊ Ｓ ２００４．Ｈｆ ａｎｄ Ｌｕ ｉｓｐｏｔｏｐｉｃ ｒｅｆｅｒｅｎｃｅ ｖａｌｕｅｓ ｆｏｒ ｔｈｅ ｚｉｒｃｏｎ ｓｔａｎｄａｒｄ ９１５０００ ｂｙ ＭＣ－ＩＣＰ—ＭＳ［Ｊ］．Ｃｈｅｍｉｃａｌ Ｇｅｏｌｏｇｙ，２０６：１－９． Ｇｒｅｅｎ Ｔ Ｈ．１９９５．Ｓｉｇｎｉｆｉｃａｎｃｅ ｏｆ Ｎｂ厂ｒａ ａｓ ａｎ ｉｎｄｉｃａｔｏｒ ｏｆ ｇｅｏｃｈｅｍｉｃａｌ ｐｒｃｏｅａｓｅｓ ｉｎ ｔｈｅ ｃｒｕｓｔ—ｍａｎｔｌｅ ｓｙｓｔｅｍ［Ｊ］．Ｃｈｅｍｉｃａｌ Ｇｅｏｌｏｇｙ，１２０： ３４７—３５９． Ｈｏｆｍａｎｎ Ａ Ｗ．Ｊｏｃｈｕｍ Ｋ Ｐ，Ｓｅｕｆｅｒｔ Ｍ ａｎｄ Ｗｈｉｔｅ Ｗ Ｍ．１９８６．Ｎｂ ａｎｄ Ｐｂ ｉｎ ｏｃｅａｎｉｃ ｂａｓａｌｔｓ：Ｎｅｗ ｃｏｎｓｔｒａｉｎｔｓ ｏｎ ｍａｎｔｌｅ ｅｖｏｌｕｔｉｏｎ［Ｊ］． Ｅａｒｔｈ ａｎｄ Ｐｌａｎｅｔａｒｙ Ｓｃｉｅｎｃｅ Ｌｅｔｔｅｒｓ，７９：３３—４５． Ｈｏｕ Ｚ Ｑ ａｎｄ Ｃｏｏｋ Ｎ Ｊ．２００９．Ｍｅｔａｌｌｏｇｅｎｅｓｉｓ ｏｆ ｔｈｅ Ｔｉｂｅｔａｎ ｃｏｌｌｉｓｉｏｎａｌ ｏｒｏｇｅｎ：Ａ ｒｅｖｉｅｗ ａｎｄ ｉｎｔｒｏｄｕｃｔｉｏｎ ｔｏ ｔｈｅ ｓｐｅｃｉａｌ ｉｓｓｕｅ［Ｊ］．Ｏｒｅ Ｇｅｏｌｏｇｙ Ｒｅｖｉｅｗｓ，３６：２－２４． Ｌｅ Ｍａｉｔｒｅ Ｒ Ｗ ２００２．Ｉｎｇｅｏｕｓ ｒｏｃｋｓ：Ａ ｃｌａｓｓｉｆｉｃａｔｉｏｎ ａｎｄ ｇｌｏｓｓａｒｙ ｏｆ ｔｅｒｍｓ．Ｒｅｃｏｍｍｅｎｄａｔｉｏｎｓ ｏｆ ｔｈｅ ｉｎｔｅｒｎａｔｉｏｎａｌ ｕｎｉｏｎ ｏｆ ｇｅｏｌｏｇｉｃａｌ ｓｃｉ— ｅｎｃｅｓ，ｓｕｂｃｏｍｍｉｓｓｉｏｎ ｏｎ ｔｈｅ ｓｙｓｔｅｍａｔｉｃｓ ｏｆ ｉｎｇｅｏｕｓ ｒｏｃｋｓ［Ｍ］．Ｃａｍ— ｂｒｉｄｅｇｅ Ｕｎｉｃｅｒｓｉｔｙ Ｐｒｅｓｓ．３３—３９ Ｌｅｅ Ｔ Ｙ ａｎｄ Ｌａｗｖｅｒ Ｌ Ａ．１ ９９５．Ｃｅｎｏｚｏｉｃ ｐｌａｔｅ ｒｅｃｏｎｓｔｒｕｃｔｉｏｎ ｏｆ Ｓｏｕｔｈ— ｅａｓｔ Ａｓｉａ［Ｊ］．Ｔｅｃｔｏｎｏｐｈｙｓｉｃｓ，２５１：８５—１３８． Ｍａｈｏｎｅｙ Ｊ，ＦｒｅｉＲ，Ｔｄａｄａ１Ｍ，ＭｏＸＸ，Ｌｅａｔ ＰａｎｄＮａｇｌｅｒＴ．１９９８ Ｔｒａｃｉｎｇ ｔｈｅ Ｉｎｄｉｎａ ｏｃｅａｎ ｍａｎｔｌｅ ｄｏｍａｉｎ ｔｈｒｏｕｇｈ ｔｉｍｅ：Ｉｓｏｔｏｐｉｃ ｒｅ— ｓｕｌｔｓ ｆｒｏｍ ｏｌｄ ｗｅｓｔ Ｉｎｄｉａｎ，ｅａｓｔ Ｔｅｔｈｙａｎ，ａｎｄ ｓｏｕｔｈ Ｐａｃｉｆｉｃ ｓｅａｆｌｏｏｒ ［Ｊ］．Ｊ．Ｐｅｔｒｏ１．，３９（７）：１２８５—１３０６． Ｍａｎｉａｒ Ｐ Ｄ ａｎｄ Ｐｉｃｃｏｌｉ Ｐ Ｍ．１９９８．Ｔｅｃｔｏｎｉｃ ｄｉｓｃｒｉｍｉｎａｔｉｏｎ ｏｆ ｇｒａｎｉｔｏｉｄｓ ［Ｊ］．Ｇｅｏｌｏｇｉｃａｌ ｏＳｃｉｅｔｙ ｏｆ Ａｍｅｒｉｃａ Ｂｕｌｌｅｔｉｎ，１０１：６３５—６４３． Ｍｏｅｌｌｅｒ Ａ，Ｏ’Ｂｒｉｅｎ Ｐ Ｊ，Ｋｅｎｎｅｄｙ Ａ ａｎｄ Ｋｒｏｎｅｒ Ａ．２００３．Ｌｉｎｋｉｎｇ ｇｒｏｗｔｈ ｅｐｉｓｏｄｅｓ ｏｆ ｚｉｒｃｏｎ ａｎｄ ｍｅｔａｍｏｒｐｈｉｃ ｔｅｘｔｕｒｅｓ ｔｏ ｚｉｒｃｏｎ ｃｈａ＇ｎｉｓｔｒｙ： ｚｉｒｃｏｎ ｄａｔｉｎｇ ｂｙ ｉｏｎ ｍｉｃｒｏｐｒｏｂｅ：Ｓｏｍｅ ｅｘａｍｐｌｅｓ ｆｒｏｍ ｔｈｅ ｗｅｓｔｅｒｎ Ｒｉｐｓ［Ａ］．Ｉｎ：Ｃａｔｈｏｄｏｌｕｍｉｎｅｓｃｃｅ ｉｎ Ｇｅｏｓｃｉｎｅｎｃｅ［Ｃ］．Ｂｅｒｌｉｎ，Ｈｅｉ— ｄｅｌｂｅｒｇ，Ｇｅｒｍａｎｙ：Ｓｐｒｉｎｇｅｒ—Ｖｅｒｌａｇ．３７３—４００． Ｒｕｄｎｉｃｋ Ｒ ａｎｄ Ｇａｏ Ｓ．２００３ Ｃｏｍｐｏｓｉｔｉｏｎ ｏｆ ｔｈｅ ｃｏｎｔｉｎｅｎｔａｌ ｃｒｕｓ［Ａ］． Ｉｎ：Ｈ０１ｌｎａｄ Ｈ Ｄ ａｎｄ Ｔｕｒｅｋｉａｎ Ｋ Ｋ．ｅｄ．Ｔｒｅａｔｉｓｅ ｏｎ ｇｅｏｃｈｅｍｉｓｔｒｙ ［Ｃ］．Ｏｘｆｏｒｄ：Ｅｌｓｅｖｉｅｒ－Ｐｅｒｇａｍｏｎ．１—６４． Ｓｕｎ Ｓ Ｓ ａｎｄ ＭｃＤｏｎｏｕｇｈ Ｗ Ｆ．１ ９８９．Ｃｈｅｍｉｃａｌ ａｎｄ ｉｓｏｔｏｐｅ ｓｙｓｔｅｍａｔｉｃｓ ｏｆ ｏｃｅａｎｉｃ ｂａｓａｌｔｓ：Ｉｍｐｌｉｃａｔｉｏｎｓ ｆｏｒ ｍａｎｔｌｅ ｃｏｍｐｏｓｉｔｉｏｎ ａｎｄ ｐｒｏｃｅｓｓｅｓ ［Ａ］．Ｉｎ：Ｓａｕｎｄｅｒｓ Ａ Ｄ ａｎｄ Ｎｏｒｒｙ Ｍ Ｊ，ｅｄ．Ｍａｇｍａｔｉｓｍ ｉｎ ｏｃｅａｎｉｃ ｂａｓｉｎｓ［Ｃ］．Ｓｐｅｃ．Ｐｕｂ１．Ｇｅｏ１．Ｓｏｃ Ｌｏｎｄ．，４２：３１３—３４５． Ｓｙｌｖｅｒｓｔｅｒ Ｐ Ｊ．１９９８ Ｐｏｓｔ—ｃｏｌｌｉｓｉｏｎ ｓｔｒｏｎｇｌｙ ｐｅｒａｌｕｍｉｎｏｕｓ ｇｒａｎｉｔｅｓ［Ｊ］． Ｌｉｔｈｏｓ，４５：２９—４４． Ｖｅｒｖｏｏｒ Ｊ Ｄ ａｎｄ Ｐａｔｃｈｅｔｔ Ｐ Ｊ １９９６．Ｂｅｈａｖｉｏｒ ｏｆ ｈａｆｎｉｕｍ ａｎｄ ｎｅｏｄｙｍｉ－ ｕｍ ｉｏｓｔｏｐｅｓ ｉｎ ｔｈｅ ｃｒｕｓｔ：Ｃｏｎｓｔｒａｉｎｔｓ ｆｔｏｍ Ｐｒｅｃａｍｂｒｉａｎ ｃｒｕｓｔａｌｌｙ ｄｅ— ｒｉｖｅｄ ｇｒａｎｉｔｅｓ［Ｊ］Ｇｅｏｃｈｉｍ．Ｃｏｓｍｏｃｈｉｍ．Ａｃｔａ，６０：３７１７—３７３３． Ｗｉｌｏｓｎ Ｍ．１９８９．Ｉｎｇｅｏｕｓ ｐｅｔｅｒｏｇｅｎｓｉｓ［Ｍ］．Ｌｏｎｄｏｎ：Ｕｎｗｉｎ Ｈｙｍａｎ １—４６６． Ｙｉｎ Ａ．２００６．Ｃｅｎｏｚｏｉｃ ｔｅｃｔｏｎｉｃ ｅｖｏｌｕｔｉｏｎ ｏｆ ｔｈｅ Ｈｉｍａｌａｙａｎ ｏｒｏｇｅｎ ａｓ ｃｏｎｓｔｒａｉｎｅｄ ｂｙ ａｌｏｎｇ—ｓｔｉｋｅ ｖａｒｉａｔｉｏｎ ｏｆ ｓｔｒｕｃｔｕｒａｌ ｇｅｏｍｅｔｙｒ，ｅｘｈｕｍａ． ｔｉｏｎ ｈｉｓｔｏｒｙ，ａｎｄ ｆｏｒｅｌｎａｄ ｓｅｄｉｍｅｎｔａｔｉｏｎ［Ｊ］．Ｅａｒｔｈ Ｓｃｉｅｎｃｅ Ｒｅｖｉｅｗｓ， ７６：１—１３１． Ｙｉｎ Ａ ｎａｄ Ｈａｒｒｉｓｏｎ Ｔ Ｍ．２０００ Ｇｅｏｌｏｇｉｃ ｅｖｏｌｕｔｉｏｎ ｏｆ ｔｈｅ Ｈｉｍａｌａｙａｎ— Ｔｉｂｅｔａｎ ｏｒｏｇｅｎ［Ｊ］Ａｎｎｕａｌ Ｒｅｖｉｅｗ ｏｆ Ｅａｒｔｈ ａｎｄ Ｐｌａｎｅｔａｒｙ Ｓｃｉｅｎｃｅｓ， ２８：２１１－２８０． Ｚｈｅｎｇ Ｙ Ｃ，ＨｏｕＺＱ，ＬｉＷ，ＬｉａｎｇＷ，ＨｕａｎｇＫＸ，ＬｉＱＹ，ＳｕｎＱＺ， Ｆｕ Ｑ ａｎｄ Ｚｈａｎｇ Ｓ．２０１２ａ．Ｐｅｔｒｏｇｅｎｅｓｉｓ ａｎｄ ｇｅｏｌｏｇｉｃａｌ ｉｍｐｌｉｃａｔｉｏｎｓ ｏｆ ｔｈｅ Ｏｌｉｇｏｃｅｎｅ Ｃｈｏｎｇｍｕｄａ－－Ｍｉｎｇｚｅ ａｄａｋｉｔｅ－－ｌｉｋｅ ｉｎｔｒｕｓｉｏｎｓ ａｎｄ ｔｈｅｉｒ ｍａｒｉｅ ｅｎｃｌａｖｅｓ，ｓｏｕｔｈｅｒｎ Ｔｉｂｅｔ［Ｊ］Ｔｈｅ Ｊｏｕｒｎａｌ ｏｆ Ｇｅｏｌｏｇｙ，１２０ （６）：６４７ ６６９． Ｚｈｅｎｇ Ｙ Ｃ，Ｈｏｕ Ｚ Ｑ，Ｌｉ Ｑ Ｙ，Ｌｉ Ｗ，Ｌｉａｎｇ Ｗ，Ｈｕａｎｇ Ｋ Ｘ，Ｆｕ Ｑ， Ｓｕｎ Ｑ Ｚ ａｎｄ Ｚｈａｎｇ Ｓ．２０１２ｂ．Ｏｒｉｇｉｎ ｏｆ Ｌａｔｅ Ｏ１ｉｇｏｃｅｎｅ ａｄａｋｉｔｉｃ ｉｎ— ｔｒｕｓｉｖｅｓ ｉｎ ｔｈｅ ｓｏｕｔｈｅａｓｔｅｒｎ Ｌｈａｓａ ｔｅｒｒｎａｅ：Ｅｖｉｄｅｎｃｅ ｆｒｏｍ ｉｎ ｓｉｔｕ ｚｉｒ— ｃｏｎ Ｕ—Ｐｈ ｄａｔｉｎｇ，Ｈｆ－Ｏ ｉｏｓｔｏｐｅｓ，ａｎｄ ｗｈｏｌｅ—ｒｏｃｋ ｇｅｏｃｈｅｍｉｓｔｒｙ［Ｊ］． Ｌｉｔｈｏｓ，１４８：２９６—３１１ ＺｈｕＤＣ，ＺｈａｏＺＤ，ＮｉｕＹ Ｌ，ＭｏＸＸ，Ｃｈｕｎｇ Ｓ Ｌ，Ｈｏｕ ＺＱ，Ｗａｎｇ Ｌ Ｑ ａｎｄ Ｗｕ Ｆ Ｙ．２０１１．Ｔｈｅ Ｌｈａｓａ Ｔｅｒｒａｎｅ：Ｒｅｃｏｒｄ ｏｆ ａ ｍｉｃｒｏｃｏｎ— ｔｉｎｅｎｔ ａｎｄ ｉｔｓ ｈｉｓｔｏｒｉｅｓ ｏｆ ｄｒｉｆｔ ａｎｄ ｇｒｏｗｔｈ［Ｊ］．Ｅａｒｔｈ ａｎｄ Ｐｌａｎｅｔａｒｙ Ｓｃｉｅｎｃｅ Ｌｅｔｔｅｒｓ．３０１：２４１ ２５５．
