青藏高原东南缘腾冲来利山A型花岗岩地球化学特征、锆石U-Pb定年及其构造意义

林进展 ,曹华文,张寿庭,刘瑞萍,肖常先,杨 宽

(1.中化地质矿山总局 福建地质勘查院,福建 福州 350013;2.中国地质大学(北京) 地质过程与矿产资源国家重点实验室,北京 100083;3.中国地质调查局 成都地质调查中心,四川 成都 610081;4.腾冲县金山地矿科技服务有限责任公司,云南 腾冲 679100)

青藏高原东南缘的滇西腾冲-梁河地区(腾冲地块)位于班公湖-怒江缝合带和雅鲁藏布江-密支那缝合带之间,由于受中、新特提斯构造运动影响,该地区发育大量与锡矿密切相关的中、新生代花岗岩类,普遍称之为腾冲-梁河花岗岩带(罗君烈,1991)。虽然前人对腾冲-梁河花岗岩带作了大量的研究工作(陈吉琛等,1991;罗君烈,1991;董方浏等,2006;杨启军等,2009),但是主要集中于中、新生代花岗岩与成矿关系的研究,而鲜有花岗岩构造信息的揭示和挖掘,对 A型花岗岩的发现及其构造意义的研究更是少之又少。通过前人的研究显示在中国一些大型造山带如苏鲁造山带(王德滋等,1995)、兴蒙造山带(施光海等,2004)和中亚造山带(苏玉平等,2006)均有大量 A型花岗岩报道,而在三江滇西地区这一重要的复合造山带,除了江彪等(2012)对腾冲大松坡锡矿区内A型花岗岩的研究外却很少有这方面的报道。本文通过对地处印度-欧亚板块东碰撞带上腾梁地区A型花岗岩岩石地球化学和年代学研究，为进一步揭示东部碰撞带区域构造演化机制和大陆动力学过程提供重要的信息。

1 地质背景和岩石学特征

腾冲地块位于青藏高原东南缘的怒江缝合带和密支那缝合带之间(图1a),其中怒江缝合带是班公湖-怒江缝合带的南延部分,密支那缝合带向北可与雅鲁藏布江缝合带相连。腾冲地块处于印度-欧亚板块的东碰撞带上且位于碰撞带的最前缘,构造变形异常醒目,岩浆活动频繁且高温地热异常,中新生代岩浆岩出露面积达50%(戚学祥等,2011)。

腾冲地块东部发育一条大规模走滑-剪切断裂,即高黎贡断裂带,该断裂带控制了波密-腾冲花岗岩带的形成与发育。区内广泛分布元古代高黎贡山群变质岩系,其变质程度达绿片岩相-角闪岩相,是腾冲-梁河花岗岩的直接围岩。在高黎贡山断裂带以西则是燕山早期-喜马拉雅早期的深层重熔岩浆花岗岩(陈吉琛等,1991;罗君烈,1991)以及元古宙混合花岗岩。根据深层重熔岩浆花岗岩的不同成因类型、时空相依和平行分布的特点,董方浏等(2006)把该花岗岩带自东而西划为早白垩世-晚侏罗世东河花岗岩带、晚白垩世古永花岗岩带和古近纪槟榔江花岗岩带(图1b)。除了上述花岗岩外,区内还分发育有早元古代变质基底、晚古生代碎屑岩-碳酸盐岩、中新生代基性侵入岩-火山岩。

槟榔江花岗岩带主要出露花水、新塘、来利山、新歧、丙歪等复式岩体。其中来利山复式岩体主体呈岩株产出,面积＞7 km2(董方浏等,2006)。在来利山-老熊窝-淘金处一带出露的石炭系勐洪群,主要为一套不等粒的砂板岩、板岩,地层厚度近2000 m,受花岗岩体侵入影响产生了角岩化等接触变质作用;构造主要以断裂为主,其中以 NE向断裂最为发育且为控岩断裂,NW向、SN向次之(图1c)。出露的岩浆岩主要为图1c中西北部的巨晶花岗岩、二长花岗岩和钾长花岗岩,以及图中未出现的白云母花岗岩和白云母钠长花岗岩。

本次工作的研究区位于来利山复式岩体中,取样位置为 N24°56′,E98°16′及其附近。岩石样品呈灰白色,具似斑状中粗粒结构,块状构造。斑晶包括碱性长石中的正长石、微斜长石以及斜长石、石英和黑云母。斑晶总量约30%～40%,粒度0.2～3.0 cm。基质由正长石、斜长石、石英和黑云母组成。全岩矿物含量组成:正长石和微斜长石约 30%、斜长石约 25%、石英约30%、黑云母约10%。副矿物主要为磁铁矿、磷灰石、榍石、褐帘石、锆石和独居石。其中正长石和微斜长石均较自形,呈长柱状,分别具有卡式双晶和格子双晶(图2a、b);黑云母较自形,呈片状,单偏光下具有多色性(褐色-墨绿色);石英呈它形粒状分布于长石之间,有时与长石构成文象结构,个别具有波状消光;斜长石为奥中长石(An=18～33)较自形,呈长或短柱状,具有环带结构和聚片双晶。陈吉琛等(1991)在该岩体内还发现了紫苏辉石,但是本次研究中并未发现,因此暂且将其命名为二长花岗岩。

图1 腾冲-梁河大地构造位置图(a)(据杨启军等,2009修改)、腾冲-梁河花岗岩带地质图(b)(据董方浏等,2006修改)、来利山岩体地质简图(c)(据徐成彦等,1991修改)Fig.1 Diagram showing the tectonic location of the Tengchong-Lianghe area (a),and the geology maps of the granite belt in the Tengchong-Lianghe area (b),and the Lailishan pluton (c)

图2 腾冲来利山二长花岗岩的岩相学特征Fig.2 Petrographical characteristics of the monzogranites in Lailishan,Tengchong

2 分析方法

2.1 主量、微量元素分析

主量、微量和稀土元素分析在中国地质大学(北京)地质过程与矿产资源国家重点实验室完成。主量元素采用压片法 X-射线荧光光谱法(XRF)分析,仪器为日本岛津公司生产的 XRF-1800 X射线荧光光谱仪,分析精度优于1%。微量元素采用等离子质谱法(ⅠCP-MS)分析,仪器为美国 ThermoFisher X SeriesⅡ型四极杆等离子体质谱,分析精度优于5%～8%。

2.2 锆石U-Pb年龄和Hf同位素分析

锆石单矿物分离在河北省诚信地质服务有限公司完成,先将原岩样品进行粉碎,按常规重力和磁选分选出锆石,而后在双目镜下挑选出锆石颗粒。将完整的典型锆石颗粒置于环氧树脂中制靶,待固结后打磨剖光,使锆石内部充分暴露,然后进行锆石阴极发光照相。锆石的阴极发光照相在北京锆石领航科技有限公司完成。

锆石U-Pb年龄测定和Hf同位素分析在天津地质矿产研究所实验室利用LA-MC-ⅠCP-MS方法完成,实验仪器为 Neptune多接收电感耦合等离子体质谱仪和193 nm激光剥蚀系统。激光剥蚀的斑束为35 μm。锆石标样采用TEMORA标准锆石,采用208Pb对普通铅进行校正。利用NⅠST612作为外标计算锆石样品的Pb、U、Th含量,外标校正方法为每隔5个样品分析点测一次标准。数据处理采用ⅠCPMSDataCal程序(Liu et al.,2010)和 Ⅰsoplot程序(Ludwig,2003)进行锆石加权平均年龄计算及谐和图的绘制。对部分做过U-Pb年龄测定的锆石选择合适的晶域,进行Hf同位素分析。激光剥蚀的斑束为50 μm。利用标准锆石 GJ-1对仪器状态进行监控并对样品进行外部校正。详细测试流程以及仪器运行条件等参见文献(耿建珍等,2011)。本次测试中GJ-1的176Hf/177Hf和176Lu/177Hf的值分别为0.281988±18(2σ,n=19)和0.0003,与文献报道值在误差范围内一致(Morel et al.,2008)。

3 分析结果

3.1 地球化学特征

来利山二长花岗岩样品的主量和微量元素分析结果及相关参数见表1。

表1 来利山二长花岗岩的主量(%)和微量元素(μg/g)测试结果Table 1 Major (%) and trace element (μg/g) concentrations of the Lailishan monzogranites

3.1.1 主量元素

该岩体的SiO2含量为67.52%～68.99%,Al2O3含量为 14.03%～14.98%。具有较高的碱含量,全碱(Na2O+K2O)值 为 8.02%～8.77%,且 相 对 富 钾,K2O/Na2O值为1.66～1.89,在图3中样品均落在了A型花岗岩区域;里特曼指数 σ为 2.54～3.07,属于钙碱性岩石系列。岩石的碱度率指数(AR)为2.02～ 2.14,在图4a上,样品均落在钙碱性区域内。花岗岩的A/CNK 值为 0.95～0.99,均小于 1.0,A/NK 值为1.32～1.40,在图4b中均落在准铝质区域内。TiO2、MnO、MgO、CaO和P2O5含量较低,FeOT含量略偏高,且FeOT/MgO值较高(4.03～4.54)。综上,主量元素特征显示来利山二长花岗岩为高钾钙碱性系列准铝质花岗岩,属于富钾及钾长斑状钙碱性花岗岩岩类(KCG)(Barbarin,1999)。这种高钾钙碱性花岗岩多产于大陆主碰撞终结期,可揭示构造体制的转换信息(肖庆辉等,2002)。除SiO2含量较低外,大部分主量元素特征均显示样品具有A型花岗岩属性。

3.1.2 微量元素和稀土元素

二长花岗岩微量元素蛛网图(图5a)显示该岩体相对富集大离子亲石元素(LⅠLE)Rb、Th、U、K、Pb及高场强元素(HFSE)Zr、Hf,而相对亏损Ba、Nb、Ta、Sr、P、Ti、Eu 元素,而且 10000×Ga/Al值较高(5.18～5.59),与 A 型花岗岩微量元素特征比较一致(Whalen et al.,1987)。过渡族地幔相容元素Cr、Ni、V含量低,表明受深源物质影响较少,地幔物质加入的可能性较低。

图3 来利山二长花岗岩Na2O-K2O图解(底图据Collins et al.,1982)Fig.3 Na2O vs.K2O discrimination diagram for the Lailishan monzogranites

图4 来利山二长花岗岩SiO2-AR图解(a,据Wright,1969)及A/NK-A/CNK图解(b,据Maniar et al.,1989)Fig.4 SiO2 vs.AR discrimination diagram (a),and A/NK vs.A/CNK discrimination diagram (b) for the Lailishan monzogranites

图5 来利山二长花岗岩的原始地幔标准化微量元素蛛网图(a)及球粒陨石标准化稀土元素配分曲线图(b)(原始地幔和球粒陨石标准化数值据McDonough and Sun,1995)Fig.5 Primitive mantle-normalized spider diagram (a),and chondrite-normalized REE patterns (b) for the Lailishan monzogranites

二长花岗岩稀土元素组成特征总体表现为稀土总量较高(ΣREE=381.38×10-6～471.47×10-6),在球粒陨石标准化稀土元素配分曲线(图5b)中总体呈右倾的配分特征,富集 LREE,相对亏损 HREE,LREE/HREE=9.81～11.81,(La/Yb)N=12.23～15.72。所有样品均具有明显的 Eu 负异常(δEu=0.41～0.50)。

综上,二长花岗岩的微量和稀土元素特征也显示其具有A型花岗岩的属性。在Whalen et al.(1987)的花岗岩成因判别图解中(图6),样品投点均落在了A型花岗岩区域,因此认为来利山二长花岗岩即为A型花岗岩。

图6 来利山二长花岗岩成因图解(底图据Whalen et al.,1987)Fig.6 Discrimination diagrams for the Lailishan monzogranites

3.2 锆石U-Pb年龄

来利山二长花岗岩样品LLS-76锆石U-Pb定年测试结果见表2。锆石晶体自形性良好,多呈长柱状,长径大多在 100～300 µm,宽 50～150 µm,长/宽比约3∶2～4∶1(图7a)。

本次对该样品共测定了24个单颗粒锆石,共28个测点。除测点19外,其余测点的Th/U比值为 0.56～1.16,都大于 0.4,具有典型岩浆锆石的Th/U比值特征(吴元保和郑永飞,2004),并且这24颗锆石的阴极发光图像均有较清晰的环带结构,也显示出岩浆成因锆石的特征(Rubatto,2002)。测点5年龄为91 Ma,该颗粒锆石的打点位置在锆石的核心部位,可能是来源于燕山晚期的继承性锆石。其余测点的年龄比较一致,206Pb/238U年龄变化在 48～52 Ma之间,也全落在 U-Pb年龄谐和图上(图7b),加权平均年龄为 50.4±0.4 Ma (n=27,MSWD=2.9),该年龄代表了来利山二长花岗岩的结晶年龄。

表2 来利山二长花岗岩LA-ICP-MS锆石U-Pb定年分析结果Table 2 LA-ICP-MS zircon U-Pb dating results for Lailishan monzogranites

图7 来利山二长花岗岩锆石的阴极发光图像(a)和U-Pb年龄谐和图(b)Fig.7 Cathodoluminescence (CL) images (a) and U-Pb concordia diagram (b) of zircons from the Lailishan monzogranites

3.3 锆石Hf同位素

对LLS-76样品中进行U-Pb定年的部分锆石相应地进行了Hf同位素的测定,结果见表3。本次共测定了15个Hf同位素数据,由表中数据可知,所测二长花岗岩锆石Lu-Hf同位素具有高176Hf/177Hf和低176Lu/177Hf组成特征,其平均值分别为 0.2825和0.0007,表明锆石在形成后具有极低的放射性成因Hf积累,因此所测定的176Hf/177Hf比值可以代表锆石结晶时体系的Hf同位素组成(Amelin et al.,2000)。fLu/Hf变化范围为-0.9894～-0.9729,平均值为-0.9796,明显小于镁铁质地壳的 fLu/Hf(-0.34,Amelin et al.,2000)和硅铝质地壳 fLu/Hf(-0.72,Vervoort and Jonathan,1996),故二阶段模式年龄更能反应其源区物质从亏损地幔被抽取的时间或其源区物质在地壳的平均存留年龄。锆石的 εHf(t)值均为负,变化范围为-11.45～-7.99,平均值为-9.93,说明该岩石的源岩来自地壳物质。Hf同位素二阶段模式年龄tDM2值变化范围为1628～1846 Ma,平均值为1750.3 Ma,说明该花岗岩的物质主要由中元古代地壳熔融形成。

表3 来利山二长花岗岩(LLS-76)锆石Hf同位素分析结果Table 3 Hf isotope compositions of zircon in the monzogranites (LLS-76) from Lailishan

4 讨论

4.1 岩石成因类型和物质来源

主量、微量元素特征和A型花岗岩判别图显示来利山二长花岗岩属于A型花岗岩。A型花岗岩可划分为A1和A2亚型,且两者的性质和所代表的构造环境具有较大差别。前者源岩接近洋岛玄武岩,来源于地幔,基本侵位于大陆裂谷或板内的构造环境;后者来源于大陆地壳熔融,多产于陆陆碰撞和岛弧岩浆作用有关的造山后构造环境(Eby,1992;王德滋等,1995)。因此区分出A1和A2亚型对判断花岗岩的物质来源和构造环境具有重要的指示意义。利用Eby (1992)的A1和A2型花岗岩判别图解进行样品投点,结果发现样品全都落在了A2亚型区域(图8),说明来利山二长花岗岩是属于 A2亚型花岗岩。

本文所测试的来利山二长花岗岩的 U-Pb年龄和Hf同位素结果表明,该岩体的锆石年龄为50.4 Ma,且锆石的 εHf(t)值(-11.44～-8.01)和 Hf同位素二阶段模式年龄(1625～1845 Ma)的变化范围均不大,反映其源岩的物质来源相对单一,且物质源区为中元古代形成的地壳。在εHf(t)-t图解上(图9)所有数据均落在地壳1.8 Ga演化线附近,暗示1.8 Ga左右该源区发生壳幔分异,形成中元古代地壳或者发生过地壳增生事件,也说明二长花岗岩的成岩物质由中元古代地壳熔融形成。前人通过研究来利山附近的正长花岗岩(50～53 Ma,董方浏等,2006)和粗粒花岗岩(53 Ma,杨启军等,2009),认为是由于印度-欧亚板块的陆陆碰撞,直接导致了腾梁地区地壳缩短加厚,从而引起地壳物质熔融。

图8 来利山二长花岗岩A1和A2亚型判别图解(底图据Eby,1992)Fig.8 A1-A2 discrimination diagrams for the Lailishan monzogranites

图9 来利山二长花岗岩εHf(t)-t图解Fig.9 εHf(t) vs.t plot for the Lailishan monzogranites

由上可知,来利山二长花岗岩的 A2型花岗岩性质和壳源特征相互印证,推断其是由印度-欧亚板块碰撞导致腾梁地区地壳缩短加厚,从而使中元古代的大陆地壳熔融形成。

4.2 构造环境

虽然 A2型花岗岩多产于造山后构造环境,可是 Whalen et al.(1987)指出只要条件满足,A型花岗岩可以在整个地质年代产于全球不同的具体构造部位。Eby (1992)也认为A1亚类似乎最有可能代表非造山的裂谷环境,而 A2亚类可侵入于各种构造环境。因此关于来利山二长花岗岩的构造背景还需要通过花岗岩的形成年代以及相关的构造环境判别图来识别。

前人通过对印度-欧亚板块碰撞作用最强烈的青藏高原地区进行研究,发现两板块的主碰撞时间为50～55 Ma(朱弟成等,2004),主碰撞结束并进入后碰撞的时间为50～41 Ma(Rowley,1996;DeCelles et al.,2004)。滇西腾冲来利山地区位于板块东碰撞带上,该地区的二长花岗岩的锆石U-Pb年龄为50.4 Ma,形成时间上也较好地对应于印度-欧亚大陆主碰撞结束并向后碰撞过渡时期。与花岗岩岩石学特征和主量元素特征反应的大陆动力学环境相一致,即富钾及钾长斑状钙碱性花岗岩岩类(KCG)多数产出于大陆主碰撞终结时期,可揭示构造体制的转换信息(Barbarin,1999;肖庆辉等,2002)。

在图10中样品分别落在同碰撞花岗岩区域内和后碰撞花岗岩区域内,揭示了来利山二长花岗岩是形成于陆陆碰撞构造环境中,具有同碰撞花岗岩和后碰撞花岗岩的特征。在图11中,样品都分布在同碰撞期、碰撞后隆升以及造山晚期花岗岩的三个区域交界处,而不是落在造山期后 A型花岗岩区域内,说明来利山二长花岗岩并非产于传统的A2型花岗岩所代表的后造山环境,总体上反映了同碰撞-后碰撞过渡的构造环境。

通过以上分析,再结合花岗岩源区信息,作者认为滇西腾梁地区在新生代早期(50 Ma左右)正好处于印度-欧亚板块同碰撞强烈的挤压造山环境向碰撞后拉张环境过渡,此时构造性质由压性转向张性,由于陆陆碰撞的挤压造山作用使地壳收缩增厚,从而诱发了来利山地区的古老大陆地壳(1.6～1.8 Ga的增生地壳)发生重新熔融,并侵入形成了来利山 A型花岗岩。腾梁地区A型花岗岩的发现和研究进一步揭示了新生代早期滇西地区构造造山演化过程。

图10 来利山二长花岗岩构造环境判别图解(据Pearce,1996)Fig.10 Discriminant diagrams for tectonic setting of the Lailishan monzogranites

图11 来利山二长花岗岩 R1-R2构造判别图(据 Batchelor and Bowden,1985)Fig.11 R1 vs.R2 discrimination diagram for the Lailishan monzogranites

4.3 构造意义

众所周知,对印度-欧亚板块碰撞机制的研究仍然是现在地质界的热点,虽然整个碰撞过程异常复杂,但是总体可将其概况为两板块的陆前俯冲过程、陆陆碰撞过程、后碰撞过程及碰撞后大规模伸展过程。前人发现来利山岩体附近的古永岩体,其年龄为 68～76 Ma,就是受印度-欧亚板块陆前俯冲作用形成的岛弧型花岗岩(杨启军等,2009)。 莫宣学等(2003)和王成善等(2003)通过区域岩石学、同位素精细年龄以及岩相古地理等证据,已经将印度-欧亚板块的初始碰撞时间明确限定于 65 Ma。两大陆板块东碰撞带上的腾梁新生代花岗岩的形成无疑与大陆碰撞作用密切相关。位于来利山岩体北部的百花脑白云母钠长花岗岩结晶年龄(65 Ma)与两板块初始碰撞时间正好对应,是一种典型的白云母过铝花岗岩类(MPG),是大陆碰撞高峰期的产物(董方浏等,2006)。此次研究的来利山二长花岗岩(50 Ma)是一种 A型的高钾钙碱性花岗岩,产于同碰撞-后碰撞构造环境。而A型花岗岩又能够有效地指示其构造意义,即 A型花岗岩的形成均与拉张应力的大背景有关(Whalen et al.,1987;王德滋等,1995)。说明来利山A型花岗岩是继大陆碰撞高峰期之后陆陆后碰撞短暂拉张阶段形成的。董方浏等(2006)在对腾梁花岗岩研究后也认为该地区在 52～54 Ma可能存在着陆陆碰撞高峰期后的短暂张弛作用。但他们并没有发现拉张构造环境中典型的A型花岗岩。在腾梁地区虽然很少出现大规模的后碰撞造山伸展作用形成的地质构造产物,但位于板块主碰撞带上的青藏高原腹地却发育有中新世的钾质-超钾质火山岩(Williams et al.,2001)、埃达克质花岗岩(侯增谦等,2003)和南北向裂谷带(Blisniuk et al.,2001),表明青藏高原自中新世才进入大规模的碰撞后造山伸展阶段。而位于青藏高原东南缘的腾梁地区可能也是这时期才进入造山后伸展阶段。

通过上述分析可知腾梁地区在晚白垩世(68～76 Ma)至中新世的岩浆构造活动很可能是整个印度-欧亚板块陆陆碰撞过程在青藏高原东南缘的响应。因此,来利山A型花岗岩的发现及其构造环境的研究对构建青藏高原东南缘的板块陆陆碰撞机制具有一定的补充和完善作用,显示出了重要的构造意义。

5 结论

(1) 地球化学特征表明腾冲地块来利山二长花岗岩为高钾钙碱性准铝质岩浆岩类;来利山二长花岗岩 LA-ⅠCP-MS 锆石 U-Pb 年龄为 50.4±0.4 Ma,是早始新世岩浆活动的产物。

(2) 由来利山二长花岗岩的主微量元素特征显示其为 A型花岗岩,再结合花岗岩的 Hf 同位素组成(εHf(t)=-11.44～-8.01)、Hf 二阶段模式年龄(tDM2=1625～1845 Ma)、εHf(t)-t图解以及微量和稀土元素特征,推断来利山二长花岗岩是由地壳增厚引起中元古代的古老大陆地壳熔融形成的A2型花岗岩。

(3) 在早始新世(～50 Ma),滇西腾梁地区正好处于印度-欧亚板块同碰撞-后碰撞的过渡构造环境,揭示了该地区从挤压机制向拉张机制转变的动力学过程。

(4) 来利山 A型花岗岩的发现及其构造环境的研究进一步揭示了三江滇西这个复合造山带始新世以来的构造演化过程,并且对构建青藏高原东南缘的板块陆陆碰撞机制具有一定的补充和完善作用,显示出了重要的构造意义。

致谢:衷心感谢两名匿名评审专家的宝贵建议,使本文有很大的提升！

陈吉琛,林文信,陈良忠.1991.腾冲-梁河地区含锡花岗岩序列-单元研究.云南地质,10(3):241-289.

董方浏,侯增谦,高永丰,曾普胜,蒋成兴.2006.滇西腾冲新生代花岗岩:成因类型与构造意义.岩石学报,22(4):927-937.

耿建珍,李怀坤,张健,周红英,李惠民.2011.锆石Hf同位素组成的LA-MC-ⅠCP-MS测定.地质通报,30(10):1508-1513.

侯增谦,曲晓明,王淑贤,高永丰,杜安道,黄卫.2003.西藏高原冈底斯斑岩铜矿带辉钼矿Re-Os年龄:成矿作用时限与动力学背景应用.中国科学(D辑),33(7):10.

江彪,龚庆杰,张静,马楠.2012.滇西腾冲大松坡锡矿区晚白垩世铝质A型花岗岩的发现及其地质意义.岩石学报,28(5):1477-1492.

罗君烈.1991.滇西锡矿的花岗岩类及其成矿作用.矿床地质,10(1):81-96,80.

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.

戚学祥,朱路华,胡兆初,李志群.2011.青藏高原东南缘腾冲早白垩世岩浆岩锆石SHRⅠMPU-Pb定年和Lu-Hf同位素组成及其构造意义.岩石学报,27(11):3409-3421.

施光海,苗来成,张福勤,简平,范蔚茗,刘敦一.2004.内蒙古锡林浩特A型花岗岩的时代及区域构造意义.科学通报,49(4):384-389.

苏玉平,唐红峰,侯广顺,刘丛强.2006.新疆西准噶尔达拉布特构造带铝质A型花岗岩的地球化学研究.地球化学,35(1):55-67.

王成善,李祥辉,胡修棉.2003.再论印度-亚洲大陆碰撞的启动时间.地质学报,77(1):16-24.

王德滋,赵广涛,邱检生.1995.中国东部晚中生代A型花岗岩的构造制约.高校地质学报,1(2):13-21.

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.

肖庆辉,邓晋福,马大铨,洪大卫,莫宣学,卢欣祥,李志昌,汪雄武,马昌前,吴福元,罗照华,王涛.2002.花岗岩研究思维与方法.北京:地质出版社:1-294.

徐成彦,王豪,刘粤湘,孟宪国.1991.构造分析、遥感、物化探方法综合研究腾冲-梁河锡成矿区的控矿构造及隐伏矿床预测.云南地质,10(4):394-416.

杨启军,徐义刚,黄小龙,罗震宇,石玉若.2009.滇西腾冲-梁河地区花岗岩的年代学、地球化学及其构造意义.岩石学报,25(5):1092-1104.

朱弟成,潘桂棠,莫宣学,段丽萍,廖忠礼.2004.印度大陆和欧亚大陆的碰撞时代.地球科学进展,19(4):564-571.

Amelin Y,Lee D C and Halliday A N.2000.Early-middle archaean crustal evolution deduced from Lu-Hf and U-Pb isotopic studies of single zircon grains.Geochimica et Cosmochimica Acta,64(24):4205-4225.

Barbarin B.1999.A review of the relationships between granitoid types,their origins and their geodynamic environments.Lithos,46:605-626.

Batchelor R A and Bowden P.1985.Petrogenetic interpretation of granitoid rock series using multicationic parameters.Chemical Geology,48(1-4):43-55.

Blichert-Toft J and Albarède F.1997.The Lu-Hf isotope geochemistry of chondrites and the evolution of the mantle-crust system.Earth and Planetary Science Letters,148(1-2):243-258.

Blisniuk P M,Hacker B R,Glodny J,Ratschbacher L,Bi S W,Wu Z H,Mcwilliams M O and Calvert A.2001.Normal faulting in central Tibet since at least 13.5 Myr ago.Nature,412(6847):628-632.

Collins W J,Beams S D,White A J R and Chappell B W.1982.Nature and origin of A-type granites with particular reference to southeastern Australia.Contributions to Mineralogy and Petrology,80(2):189-200.

DeCelles P G,Gehrels G E,Najman Y,Martin A J,Carter A and Garzanti E.2004.Detrital geochronology and geochemistry of Cretaceous-Early Miocene strata of Nepal:Ⅰmplications for timing and diachroneity of initial Himalayan orogenesis.Earth and Planetary Science Letters,227(3-4):313-330.

Eby G N.1992.Chemical subdivision of the A-type granitoids:Petrogenetic and tectonic implications.Geology,20(7):641-644.

Griffin W L,Pearson N J,Belousova E,Jackson S E,van Achterbergh E,O’Reilly S Y and Shee S R.2000.The Hf isotope composition of cratonic mantle:LA-MC-ⅠCPMS analysis of zircon megacrysts in kimberlites.Geochimica et Cosmochimica Acta,64(1):133-147.

Liu Y,Hu Z,Zong K,Gao C,Gao S,Xu J and Chen H.2010.Reappraisement and refinement of zircon U-Pb isotope and trace element analyses by LA-ⅠCP-MS.Chinese Science Bulletin,55(15):1535-1546.

Ludwig K R.2003.User’s Manual for Ⅰsoplot/Ex Version 2.05.Berkeley,US:Berkeley Geochronology Center:1-272.

Maniar P D and Piccoli P M.1989.Tectonic discrimination of granitoids.Geological Society of America Bulletin,101(5):635-643.

McDonough W F and Sun S S.1995.The composition of the earth.Chemical Geology,120(3-4):223-253.

Morel M L A,Nebel O,Nebel J Y J,Miller J S and Vroon P Z.2008.Hafnium isotope characterization of the GJ-1 zircon reference material by solution and laser-ablation MC-ⅠCP-MS.Chemical Geology,255(1-2):231-235.

Pearce J A.1996.Sources and settings of granitic rocks.Episodes,19(4):120-125.

Rowley D B.1996.Age of initiation of collision betweenⅠndia and Asia:A review of stratigraphic data.Earth and Planetary Science Letters,145(1-4):1-13.

Rubatto D.2002.Zircon trace element geochemistry:Partitioning with garnet and the link between U-Pb ages and metamorphism.Chemical Geology,184(1-2):123-138.

Söderlund U,Patchett P J,Vervoort J D and Ⅰsachsen C E.2004.The176Lu decay constant determined by Lu-Hf and U-Pb isotope systematics of Precambrian mafic intrusions.Earth and Planetary Science Letters,219(3-4):311-324.

Vervoort J D and Jonathan P P.1996.Behavior of hafnium and neodymium isotopes in the crust:Constraints from Precambrian crustally derived granites.Geochimica et Cosmochimica Acta,60(19):3717-3733.

Whalen J B,Currie K L and Chappell B W.1987.A-type granites:Geochemical characteristics,discrimination and petrogenesis.Contributions to Mineralogy and Petrology,95(4):407-419.

Williams H,Turner S,Kelley S and Harris N.2001.Age and composition of dikes in Southern Tibet:New constraints on the timing of,east-west extension and its relationship to postcollisional volcanism.Geology,29(4):339-342.

Wright J B.1969.A simple alkalinity ratio and its application to questions of non-orogenic granite genesis.Geological Magazine,106(4):370-384.