松潘—甘孜造山带南缘江浪穹窿文家坪花岗岩成因及地质意义

朱玉娣，代堰锫，王丽丽，李同柱，张惠华，沈战武

(1.西南石油大学 地球科学与技术学院，四川 成都 610500；2.中国地质调查局 成都地质调查中心，四川 成都 610081；3.中国地质大学(北京) 期刊中心，北京 100083)

0 引 言

大量地质年代学数据显示，松潘—甘孜造山带钙碱性I型花岗岩和埃达克质花岗岩形成于219～185 Ma[1-6]，代表了俯冲-碰撞作用的时间。前人对该造山带岩浆作用的研究主要聚焦于晚三叠世—早侏罗世同碰撞花岗岩类，仅有少量报道涉及产于后造山伸展构造背景的花岗岩[7-8]，后者同样能够为造山带演化历史提供深部地球动力学过程信息。

江浪穹窿位于松潘—甘孜造山带南缘(图1(a))，是认识青藏高原东缘与扬子陆块西缘地质演化的重要窗口[10-11]。近年来，在穹窿核部里伍岩群发现了一系列高品位Cu多金属矿床(图1(b))，其矿床地质特征相似，被学者统称为里伍式富铜矿床[12-13]。已有证据表明，这些铜矿床的形成过程很可能与燕山期成穹作用[10,14-15]及岩浆活动[16-17]相关。区域上，江浪穹窿北侧发育文家坪与乌拉溪花岗岩体，对岩体成因的深入剖析有助于了解江浪穹窿的形成机制及里伍式富铜矿床的成矿作用。鉴于此，本文基于野外地质调查及室内岩相学观察，采用岩石地球化学、LA-ICP-MS锆石U-Pb年代学以及Hf同位素示踪，并结合前人研究成果，探讨了文家坪花岗岩的岩石成因、构造意义及成矿意义。

1 区域地质背景

松潘—甘孜造山带位于青藏高原东北缘，呈倒三角形状，西侧以金沙江缝合带为界与青藏高原毗邻，东缘以龙门山断裂带为界与扬子陆块相连，北部以秦岭造山带为界与华北陆块相邻(图1(a))。该造山带形成于古特提斯洋闭合阶段，是三叠纪末华北、扬子和羌塘陆块的主要汇聚区[1-2]，以发育巨厚的(5～15 km)三叠纪复理石[2]以及印支期花岗岩类[3]为特征。目前学术界对复理石物源区还存在不同认识，主要包括来自大别山超高压变质带[18]以及扬子陆块[19]两种观点。造山带主体变形过程发生于印支期，研究区出露大量的印支期花岗岩[3]。多种成因类型的花岗岩类已经被识别出来，例如I型[3]、A型[20]、埃达克质[21]和强过铝质[22]花岗岩。

江浪穹窿核部里伍岩群为云母石英片岩、石英岩夹变基性火山岩，广泛发育顺层韧性变形，变形以左行剪切为主(图2(a))。前人获得片状石英岩碎屑锆石U-Pb上交点年龄1 437 Ma，斜长角闪岩全岩Sm-Nd等时线年龄1 677～1 674 Ma，表明里伍岩群是一套中元古代的变质火山-沉积岩组合[10,14]。此外，里伍岩群之中发育一系列Cu多金属矿床，具体包括里伍、黑牛洞、柏香林、挖金沟及中咀等(图1(b))，铜矿石平均品位2.5%，局部可达16.9%[13]。翼部地层包括:奥陶纪江浪岩组仅分布于穹窿南缘，岩性为含砾石英岩夹石英片岩、千枚岩，主体构成一个韧性剪切滑脱带；志留纪甲坝岩组沿穹窿周缘呈环状分布，为一套变硅质岩、碳质板岩夹变基性火山岩组合；二叠纪乌拉溪组分布于穹窿外缘，与甲坝岩组呈滑脱断层接触，岩性为大理岩夹变基性火山岩；三叠纪西康群以复理石陆源碎屑岩夹碳酸盐岩为主[10,23-24]，与乌拉溪组呈韧性剪切带接触(图2(b))。区域上岩浆活动强烈，主要为燕山期花岗岩与少量中—新元古代和二叠纪的基性火山岩[10]。江浪穹窿北部出露文家坪与乌拉溪花岗岩体(图1(b))，岩性分别为黑云母花岗岩和二云母花岗岩。另外，乌拉溪岩体侵入二叠纪乌拉溪组并在外接触带发育矽卡岩化，岩体南部伴有矽卡岩型钨矿化。

2 岩相学与测试方法

野外地质调查发现，文家坪岩体与里伍岩群呈断层接触，局部可见明显的侵入关系(图2(c))。花岗岩具中细粒结构，似斑状构造(图2(d))，主要矿物包括:(1)石英含量约40%，呈它形粒状，粒径3～50 μm，局部可见波状消光；(2)钾长石含量约35%，呈板片状，发育明显的格子双晶(图2(e))，粒径2.5～100.0 μm；(3)黑云母含量约15%，呈片状，发育一组极完全解理，粒径20～400 μm(图2(f))；(4)斜长石含量低于10%，多呈它形粒状，粒径100～500 μm，局部发育聚片双晶。

图2 江浪穹窿地层与文家坪花岗岩的野外及镜下特征Fig.2 Field and microscopic features of the strata and the Wenjiaping granite in the Jianglang dome(a)里伍岩群中发育左行剪切的石英脉；(b)二叠系与三叠系之间的韧性剪切带；(c)文家坪岩体与里伍岩群的断层接触关系；(d)文家坪花岗岩的似斑状构造；(e)花岗岩显微照片(正交偏光)；(f)花岗岩显微照片(单偏光)

室内挑选较新鲜的文家坪花岗岩样品，碎样至200目后进行岩石地球化学分析，主量、稀土和微量元素测试由澳实分析检测(广州)有限公司完成。主量元素由荷兰PANalytical公司生产的Axios仪器利用熔片X射线荧光光谱法(XRF)测定，并采用等离子光谱和化学法测定进行互相检测。稀土和微量元素采用美国Perkin Elmer公司生产的 Elan 9000型电感耦合等离子质谱仪(ICP-MS)测定。主量元素分析精度优于5%，稀土和微量元素分析精度优于10%。

锆石分选由河北省区域地质矿产调查研究所实验室完成，在双目镜下挑选粒度较大、透明度高的锆石粘到双面胶上制成靶。透、反射显微照相、阴极发光图像分析、LA-ICP-MS锆石U-Pb定年及Hf同位素分析在南京聚谱检测科技有限公司完成。测试仪器是Teledyne Cetac Technologies制造的193 nm ArF准分子激光剥蚀系统，型号Analyte Excite。四极杆型电感耦合等离子体质谱仪(ICP-MS)由安捷伦科技(Agilent Technologies)制造，型号为Agilent 7700x。准分子激光发生器产生的深紫外光束经匀化光路聚焦于锆石表面，其能量密度为6.0 J/cm2，束斑直径35 μm，频率8 Hz，共剥蚀40 s，剥蚀气溶胶由氦气送入ICP-MS完成测试。测试过程中以标准锆石91500为外标校正仪器质量歧视与元素分馏；以标准锆石GJ-1为盲样检验U-Pb定年数据质量；以NIST SRM 610为外标，以Si为内标标定锆石中的Pb元素含量，以Zr为内标标定锆石中其余微量元素含量。原始的测试数据经过ICPMSDataCal软件[25]离线处理完成。多接收器型号电感耦合等离子体质谱仪(MC-ICP-MS)由英国Nu Instruments公司制造，型号Nu Plasma II。剥蚀气溶胶由氦气送入MC-ICP-MS完成测试，测试过程中每隔10颗样品锆石交替测试2颗标准锆石(包括GJ-1、91500、Plešovice、Mud Tank、Penglai)，以检验锆石Hf同位素比值数据质量[26]。

3 分析结果

3.1 主量元素

据花岗岩样品主量元素分析结果(表1)，岩石SiO2含量为67.70%～70.09%，平均69.11%；Al2O3含量为15.26%～15.75%，平均15.50%；Fe2O3T含量2.13%～3.02%，平均2.54%；CaO含量2.37%～2.92%，平均2.69%；Na2O含量4.18%～4.36%，平均4.24%；K2O含量3.14%～3.63%，平均3.36%；其他主量元素含量均低于1%(表1)。在TAS图解上，样品落点位于花岗岩与花岗闪长岩区域(图3(a))；K2O-SiO2图解显示，文家坪花岗岩属于高钾钙碱性系列岩石(图3(b))。

3.2 稀土与微量元素

从岩石样品稀土和微量元素测试结果(表1)可见，岩石稀土元素La(平均73.4×10-6)、Ce(平均124×10-6)、Pr(平均10.7×10-6)、Nd(平均35.7×10-6)具有较高含量，其他普遍低于10.0×10-6。稀土元素总量ΣREE介于216×10-6～297×10-6，平均259×10-6；(La/Yb)N介于44.9～59.4，平均54.8。花岗岩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明显，均未显示强烈的Eu异常(δEu=0.88～0.99，平均0.93)，与里伍岩群较为一致(图4(a))。

表1 文家坪花岗岩主量(wB/%)及微量元素(wB/10-6)分析结果

注: Fe2O3T为氧化铁全铁含量； FeOT为氧化亚铁全铁含量；A/CNK=Al2O3/(CaO+Na2O+K2O)，用摩尔比进行计算； Mg#=100 Mg/(Mg+ΣFe2+)，用原子个数比进行计算；δEu=2EuN/(SmN+GdN)，N为球粒陨石标准化。

图3 文家坪花岗岩TAS及K2O-SiO2图解(底图分别据MIDDLEMOST[27]和PECCERILLO等[28])Fig.3 TAS and K2O-SiO2 diagrams of the Wenjiaping granite(the base map after MIDDLEMOST[27]and PECCERILLO et al.[28])

岩石微量元素Rb(平均150×10-6)、Sr(平均710×10-6)、Ba(平均1 490×10-6)、Nb(平均27.6×10-6)、Zr(平均257×10-6)、Th(平均25.5×10-6)、Y(平均11.8×10-6)、Ga(平均22.0×10-6)具有较高含量，其他元素含量多低于10.0×10-6。在原始地幔标准化微量元素蛛网图中，样品富集大离子亲石元素(Rb、Sr、Ba和U等)、亏损高场强元素(Nb、Ta和Ti等)，同样与里伍岩群显示出相似性(图4(b))。

3.3 锆石U-Pb定年

LA-ICP-MS锆石U-Pb定年共分析了22个数据点(表2)，锆石阴极发光图像显示，文家坪花岗岩中的锆石多呈长柱状，粒径100～200 μm，长宽比约为2∶1(图5(a))；锆石发育清晰的振荡环带，并具有较高的Th/U比值(平均0.36)，属于典型的岩浆锆石[32]。测试结果显示，其206Pb/238U年龄分布于176.9～161.3 Ma，加权平均年龄为(164.6±0.9)Ma(n=21，MSWD=3.2，图5(b))，代表了文家坪花岗岩的结晶时代。

图4 文家坪花岗岩稀土元素配分型式图(a)和微量元素蛛网图(b)(球粒陨石、原始地幔和里伍岩群数据分别据文献TAYLOR等[29] 、SUN等[30]和李同柱等[31])Fig.4 REE pattern(a) and trace element spidergrams (b) of the Wenjiaping granite(the values of chondrite, primitive-mantle and Liwu Group after TAYLOR et al.[29] , SUN et al.[30] and LI et al.[31], respectively)

点号含量/10-6ThU比值Th/U207Pb/206Pb±σ207Pb/235U±σ206Pb/238U±σ年龄/Ma207Pb/235U±σ206Pb/238U±σ谐和度/%12480347107100520000080184900027002570000117232316390994277611110700049500013018980005200278000021765441769159932459930250049600011017620003800258000021648331643109941638570190052700012018890004200261000021757361662129453232101015005000000801771000300025700002165626163310986289125602300500000130174000043002540000216293716201499714382801700474000150171300051002650000216054416881594834311600300049200011017360003700255000021625321625109994081145036004930001301777000460026300002166140167313991020992302300502000180175900058002590000216455016451599118423322025004900000701746000240025800001163421164109991240013750290049400009017230003200253000011614281613099913386954040004940001201778000410026100002166135166211991429412840230049400011017680003900261000021653331658119915104318200570049400011018010004200265000021682361684139916534232802300482000080171400027002580000216062316421097172037980250049700015018090005300266000021688461690129918178102201700494000110175900040002590000216453516471399199162001500500000130177400047002580000216584116441599206848458314900496000070176200025002570000216482216391399212989570310051800012018380004400258000021714381640159522517176202900530000100188200036002570000217513016371493

3.4 Hf同位素

锆石Hf同位素是在年龄点的同一位置进行原位微区分析，测试数据详见表3。锆石176Hf/177Hf比值集中于0.282 311～0.282 715，εHf(t)值介于-13.0～+1.4之间，TDM1和TDM2分别介于1 374.8～759.1 Ma之间及2 038.2～1 122.0 Ma之间。在εHf(t) 与206Pb/238U年龄关系图解上，所有数据点均落于2.1～1.0 Ma地壳演化线之间(图6)。

图5 文家坪花岗岩锆石阴极发光照片(a)及U-Pb年龄谐和图(b)Fig.5 Cathodoluminescent images (a) and U-Pb concordia diagram (b) of zircons in the Wenjiaping granite

点号年龄/Ma206Pb/238U±σ比值176Yb/177Hf176Lu/177Hf176Hf/177Hf±2σεHf(t)TDM1/MaTDM2/Ma11639090069977000218102823110000020-1301374820382217691500242520000566028267100000170281671211331643100031005000101702825820000012-3395231423141662120030213000095102826130000014-2190661351151633100026248000077002826300000016-1687951315061620140029280000078102826570000015-0784181254871688150012734000039502825920000010-2892381395181625100019514000067202825680000010-3896381454491673130032566000080002826200000013-19894313354101645150053994000126802826110000011-23917513593111641090037519000137902825980000011-28939313905121613090033165000096002825290000010-521025415439131662110024346000061902826410000011-1186041287114165811001832000005750282682000001103801611936151684130086054000243702823750000016-1071292018952161642100024647000070002826730000011-01817512168171690120020896000068002824460000012-801133817242181647130029550000088302825900000013-3093791404319164415003134400007200282715000001114759111220201639130091323000202402823880000016-103125931866821164015001656800005150282700000001009775311537221637140030584000093602825450000010-461002115060

图6 锆石εHf(t)-206Pb/238U年龄图解Fig.6 Plot of εHf(t) vs.206Pb/238U age of the analyzed zircons

4 讨 论

4.1 后期蚀变影响

后期蚀变作用可能导致岩石部分主量元素(Na2O、K2O和MgO等)与微量元素(Rb、Sr和Ba等)的浓度变化；因此，在剖析岩石成因之前必须验证地球化学数据的可靠程度。在K/Al-(2Ca+Na+K)/Al图解(图7)上，文家坪花岗岩样品均具有较高的(2Ca+Na+K)/Al比值，表明这些岩石受后期蚀变作用影响较小[33]。另外，本文所研究样品的主、微量元素组成非常一致(图3、图4)，同样暗示后期蚀变作用并未显著影响文家坪花岗岩的化学组分。

图7 K/Al-(2Ca+Na+K)/Al蚀变判别图解(底图据WARREN等[33])Fig.7 K/Al-(2Ca+Na+K)/Al discrimination diagram of alteration effects(the base map after WARREN et al.[33])

4.2 花岗岩成因类型

文家坪花岗岩主要由钾长石、石英、黑云母和斜长石组成(图2)，未发育白云母、石榴子石、堇青石等典型富铝矿物，其Na2O含量为4.18%～4.36%，A/CNK值介于0.99～1.01之间(表1)，属于准铝质—弱过铝质岩石。因此，矿物学及地球化学特征暗示其并非S型花岗岩，后者通常含较多富铝矿物，贫Na2O(均值2.81%)，A/CNK值大于1.1[34]。另外，高分异的I型花岗岩通常具有低的FeOT含量(<1%[35])和高的Rb/Sr比值[36]，亦与文家坪花岗岩(FeOT=1.92%～2.72%，Rb/Sr=0.19～0.24)截然不同。

LOISELLE和WONES[37]将A型花岗岩定义为碱性(alkaline)、贫水(anhydrous)、非造山(anorogenic)的花岗岩，不涉及成岩物质来源。已有的研究表明，A型花岗岩通常具有高的Na2O+K2O含量(>8%)、Zr+Nb+Ce+Y含量(>350×10-6)和10 000×Ga/Al比值(>2.6)[35]。本文数据显示，文家坪花岗岩Na2O+K2O含量7.43%～7.84%，Zr+Nb+Ce+Y含量363×10-6～476×10-6，10 000×Ga/Al比值为2.58～2.84(表1)，与A型花岗岩完全对应。在花岗岩成因类型判别图解[35,38]上，样品落点均位于A型花岗岩区域(图8(a)、(b)和(c))。另外，R1-10 000×Ga/Al图解进一步显示文家坪花岗岩属于后造山A2型花岗岩(图8(d))。

4.3 岩浆源区与成岩背景

目前学术界对A型花岗岩的岩浆源区存在较大争议，主要观点包括幔源碱性玄武岩直接分异[39]、 幔源新生拉斑玄武岩熔融[40]、下地壳麻粒岩相岩石低程度部分熔融[41]、上地壳钙碱性岩石低压熔融[42]和重熔花岗岩与幔源基性岩浆混合[43]。

图8 文家坪花岗岩成因类型判别图解(底图据WHALEN等[35]和洪大卫等[38])Fig.8 Petrogenesis discrimination diagrams of the Wenjiaping granite(the base map after WHALEN et al.[35]和HONG et al.[38])

地球化学研究显示，文家坪花岗岩具有右倾的稀土配分型式(图4(a))，并富集大离子亲石元素，亏损高场强元素(图4(b))，与大陆地壳特征一致[29]。Hf同位素示踪表明，花岗岩中锆石的εHf(t)值大多为负值(表3)，暗示岩浆源区以壳源物质为主。文家坪花岗岩与中元古界里伍岩群的稀土、微量元素配分型式非常相似(图4)，并且前者的TDM2年龄多属于中元古代(表3)，说明花岗质岩浆可能主要源自江浪穹窿核部里伍岩群的部分熔融。里伍岩群主体岩性为变沉积岩，再次表明文家坪花岗岩不属于Ⅰ型花岗岩。

Mg#值是判别岩浆源区是否混入幔源物质的可靠指标[44]。文家坪花岗岩Mg#值介于35.9～38.7(表1)，样品在Mg#-SiO2图解上的落点略高于纯地壳部分熔融产物的区域(图9)，暗示其岩浆源区混有少量的幔源物质[44-45]。另外，Hf同位素研究显示，少量锆石具有正的εHf(t)值，例如点2、14、19和21(表3)，同样指示了幔源岩浆的参与。因此，本文支持YANG等[43]的观点，认为松潘—甘孜造山带南缘的文家坪A型花岗岩产于地壳重熔花岗岩及少量幔源物质的混合。

图9 文家坪花岗岩Mg#-SiO2图解(底图据JIANG 等[45];1 bar=105 Pa)Fig.9 Mg# vs.SiO2 diagram for the Wenjiaping granite(the base map after JIANG et al. [45])

许志琴等[1]基于大量的变形构造证据指出，松潘—甘孜造山带主造山作用发生于晚印支期—早燕山期，地壳伸展应变约开始于160 Ma。近年来的地质年代学资料显示，松潘—甘孜造山带钙碱性I型花岗岩和埃达克质花岗岩形成于219～185 Ma[2-6]，代表了造山带俯冲-碰撞作用时间，与许志琴等[1]的观点吻合。本文的锆石U-Pb定年结果表明，文家坪花岗岩结晶年龄为(164.6±0.9) Ma(图5)，与乌拉溪花岗岩侵位年龄(166.6±1.1) Ma相近[46]，暗示二者均形成于松潘—甘孜造山带统一的岩石圈伸展构造背景，与花岗岩成因类型(图8(d))及构造环境判别图解(图10)获得的结果完全一致。

图10 文家坪花岗岩构造环境判别图解(底图分别据PEARCE等[47]和HARRIS等[48])Fig.10 Tectonic discrimination diagrams of the Wenjiaping granite(the base map after PEARCE et al.[47]and HARRIS et al.[48])

4.4 构造与成矿意义

先前的学者基于翔实的构造解析证据，提出江浪穹窿属变质核杂岩，并将其基本结构划分为前寒武纪堆垛层(里伍岩群)、古生代褶叠层(江浪岩组、甲坝岩组与乌拉溪岩组)及三叠纪西康群板岩带，不同构造地层系统之间发育环状拆离断裂带[10,14,24]。傅昭仁等[14]认为，该穹窿形成过程涉及的最晚地层为三叠系，故成穹作用不早于晚三叠世。颜丹平等[11]同样指出，三叠纪西康群与二叠纪乌拉溪组之间发育韧性剪切带(图2(b))，前者还直接与核部杂岩呈断层接触关系，表明三叠系卷入了构造变形，暗示江浪穹窿的隆升与表露应当晚于印支期。野外调查及镜下观察显示，文家坪花岗岩呈块状，组成矿物未见定向拉长，不发育明显的构造变形特征(图2(c)—(f))，说明花岗岩侵位于江浪穹窿形成之后，即成穹作用介于早—中侏罗世之间。傅昭仁等[14]指出，江浪变质核杂岩成穹时代为燕山早期(190～160 Ma)，与本文认识基本一致。另外，前人获得西康群板岩带糜棱岩面理中伊利石K-Ar年龄(177 Ma)[23]，可能代表了同期构造热事件的时代。

近年来，元素地球化学与Si、Pb同位素示踪表明，江浪穹窿核部的中元古界里伍岩群正是里伍式富铜矿床的矿源层[10, 12]。另外，金属硫化物的δ34S值介于1.5‰～7.5‰之间[16,49]，与花岗岩硫同位素组成(δ34S=(1.0±6.1‰)[50])完全一致，暗示成矿过程可能与穹窿北侧的花岗岩体相关。黄铜矿Re-Os定年结果显示，区域铜矿化作用发生于(150.2±4.9) Ma[51]，稍晚于文家坪与乌拉溪花岗岩的结晶年龄166.6～164.6 Ma。此外，乌拉溪岩体南部发育矽卡岩型钨矿化(图1(b))，当中的辉钼矿Re-Os等时线年龄为(163.7±1.9) Ma[52]，表明江浪穹窿确实存在一期与165 Ma花岗质岩浆活动相关的热液矿化事件。前人研究指出，里伍岩群具有较高的Cu、W丰度[53]，能够为区域成矿作用提供丰富的物质来源。基于上述资料，本文认为里伍岩群在166.6～164.6 Ma的伸展构造背景下发生部分熔融，产生含有较多Cu、W金属元素的花岗质岩浆；岩浆在上升就位过程中还活化了里伍岩群中的成矿元素，热液将之携带至有利的部位并于163.7～150.2 Ma沉淀成矿。

5 结 论

通过对松潘—甘孜造山带南缘江浪穹窿文家坪花岗岩的地球化学、锆石U-Pb年代学及Hf同位素研究，得出以下主要结论。

(1)文家坪花岗岩属于后造山A2型花岗岩，结晶年龄为(164.6±0.9) Ma，形成于岩石圈伸展构造背景。

(2)锆石εHf(t)值介于-13.0～+1.4之间，岩浆源主要来自中元古界里伍岩群和少量幔源物质。

(3)江浪穹窿成穹过程发生于早—中侏罗世，区域Cu、W成矿作用很可能与约165 Ma花岗质岩浆热液活动有关。

致谢:野外工作得到四川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] 许志琴, 侯立玮, 王宗秀. 中国松潘带的造山过程 [M]. 北京: 地质出版社, 1992: 1-190.

[2] ROGER F, JOLIVET M, MALAVIEILLE J. The tectonic evolution of the Songpan-Garzê (North Tibet) and adjacent areas from Proterozoic to present: A synthesis [J]. Journal of Asian Earth Sciences, 2010, 39(4): 254-269.

[3] 胡健民, 孟庆任, 石玉若, 等. 松潘—甘孜地体内花岗岩锆石SHRIMP U-Pb定年及其构造意义 [J]. 岩石学报, 2005, 21(3): 867-880.

[4] ROGER F, MALAVIEILLE J, LELOUP P H, et al. Timing of granite emplacement and cooling in the Songpan-Garzê fold belt (eastern Tibetan Plateau) with tectonic implications [J]. Journal of Asian Earth Sciences, 2004, 22(5): 465-481.

[5] 万传辉, 袁静, 李芬香, 等. 松潘—甘孜造山带南段晚三叠世兰尼巴和羊房沟花岗岩岩石学、地球化学特征及成因 [J]. 岩石矿物学杂志, 2011, 30(2): 185-198.

[6] 袁静, 肖龙, 万传辉, 等. 松潘—甘孜南部放马坪—三岩龙花岗岩的成因及其构造意义 [J]. 地质学报, 2011, 85(2): 195-206.

[7] 赵永久, 袁超, 周美夫, 等. 松潘—甘孜造山带早侏罗世的后造山伸展: 来自川西牛心沟和四姑娘山岩体的地球化学制约 [J]. 地球化学, 2007, 36(2) : 139-152.

[8] 周家云, 谭洪旗, 龚大兴, 等. 乌拉溪铝质A型花岗岩: 松潘—甘孜造山带早燕山期热隆伸展的岩石记录 [J]. 地质论评, 2014, 60(2): 348-362.

[9] 蔡宏明, 张宏飞, 徐旺春, 等. 松潘带印支期岩石圈拆沉作用新证据: 来自火山岩岩石成因的研究 [J]. 中国科学: 地球科学, 2010,30(11): 1518-1532.

[10] 颜丹平, 宋鸿林, 傅昭仁, 等. 扬子地台西缘变质核杂岩带 [M]. 北京: 地质出版社, 1997: 1-94.

[11] 颜丹平, 周美夫, 宋鸿林, 等. 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 [J]. 地学前缘, 2002, 9(4): 249-256.

[12] 姚鹏, 汪名杰, 李建忠, 等. 里伍式富铜矿床同位素示踪及其成矿地质意义 [J]. 地球学报, 2008, 29(6): 691-696.

[13] 代堰锫, 张惠华, 朱玉娣, 等. 扬子陆块西缘江浪穹窿及“里伍式”富铜矿床研究进展与问题 [J]. 地球科学与环境学报, 2016, 38(1): 66-78.

[14] 傅昭仁, 宋鸿林, 颜丹平. 扬子地台西缘江浪变质核杂岩结构及对成矿的控制 [J]. 地质学报, 1997, 71(2): 113-122.

[15] 张惠华, 冯孝良, 唐高林, 等. 四川省九龙县中咀铜矿构造与成矿关系研究 [J]. 高校地质学报, 2013, 19(1): 95-108.

[16] 陈敏华, 丁俊, 陈道前. 四川省九龙县里伍铜田成矿物质来源探讨 [J]. 沉积与特提斯地质, 2011, 31(1): 89-93.

[17] 周家云, 谭洪旗, 龚大兴, 等. 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 [J]. 矿物岩石, 2013, 33(4): 42-52.

[18] NIE S, YIN A, ROWLEY D B, et al. Exhumation of the Dabie Shan ultra-high-pressure rocks and accumulation of the Songpan-Ganzi flysch sequence, central China [J]. Geology, 1994, 22: 999-1002.

[19] 苏本勋, 陈岳龙, 刘飞, 等.松潘—甘孜地块三叠系砂岩的地球化学特征及其意义 [J]. 岩石学报, 2006, 22(4): 961-970.

[20] ZHANG H F, PARRISH R, ZHANG L, et al. A-type granite and adakitic magmatism association in Songpan-Garze fold belt, eastern Tibetan Plateau: Implication for lithospheric delamination [J]. Lithos, 2007, 97: 323-335.

[21] ZHANG H F, ZHANG L, HARRIS N, et al. U-Pb zircon ages, geochemical and isotopic compositions of granitoids in Songpan-Garzê Fold Belt, eastern Tibet Plateau: Constraints on petrogenesis, nature of basement and tectonic evolution [J]. Contributions to Mineralogy and Petrology, 2006, 152: 75-88.

[22] 时章亮,张宏飞,蔡宏明.松潘造山带马尔康强过铝质花岗岩的成因及其构造意义 [J]. 地球科学：中国地质大学学报, 2009, 34: 569-584.

[23] 四川省地质矿产局. 四川省区域地质志 [M]. 北京: 地质出版社, 1990: 1-680.

[24] YAN D P, ZHOU M F, SONG H L, et al. Structural style and tectonic significance of the Jianglang dome in the eastern margin of the Tibetan Plateau, China [J]. Journal of Structural Geology, 2003, 25(5): 765-779.

[25] LIU Y S, GAO S, HU Z C, et al. Continental and oceanic crust recycling-induced melt-peridotite interactions in the Trans-North China Orogen: U-Pb dating, Hf isotopes and trace elements in zircons from mantle xenoliths [J]. Journal of Petrology, 2010, 51: 537-571.

[26] YUAN H L, GAO S, DAI M N, et al. Simultaneous determinations of U-Pb age, Hf isotopes and trace element compositions of zircon by excimer laser-ablation quadrupole and multiple-collector ICP-MS [J]. Chemical Geology, 2008, 247: 100-118.

[27] MIDDLEMOST E A K. Naming materials in the magma/igneous rock system [J]. Earth-Science Reviews, 1994, 37: 215-224.

[28] PECCERILLO A, TAYLOR S R. Geochemistry of Eocene calc-alkaline volcanic rocks from the Kastamonu area, Northern Turkey [J]. Contributions to Mineralogy and Petrology, 1976, 58: 63-81.

[29] TAYLOR S R, MCLENNAN S M. The Continental Crust: Its Composition and Evolution [M]. Oxford: Blackwell, 1985: 1-328.

[30] SUN S S, MCDONOUGH W F. Chemical and isotopic systematics of oceanic basalts: Implications for mantle composition and processes [J]. Geological Society of London Special Publications, 1989, 42: 313-345.

[31] 李同柱, 冯孝良, 张惠华, 等. 四川里伍铜矿含矿岩系地球化学特征及成因分析 [J]. 地质与勘探, 2010, 46(5): 921-930.

[32] HOSKIN P W O, SCHALTEGGER U. The composition of zircon and igneous and metamorphic petrogenesis [J]. Reviews in Mineralogy and Geochemistry, 2003, 53: 27-62.

[33] WARREN I, SIMMONS S F, MAUK J L. Whole-rock geochemical techniques for evaluating hydrothermal alteration, mass changes, and compositional gradients associated with epithermal Au-Ag mineralization [J]. Economic Geology, 2007, 102: 923-948.

[34] GILL R. Igneous Rocks and Processes: A Practical Guide [M]. Chichester:Wiley-Blackwell, 2010: 1-472.

[35] WHALEN J B, CURRIE K L, CHAPPELL B W. A-type granites: Geochemical characteristics, discrimination and petrogenesis [J]. Contributions to Mineralogy and Petrology, 1987, 95: 407-419.

[36] HALLIDAY A N, DAVIDSON J P, HILDRETH W. Modeling the petrogenesis of high Rb/Sr silicic magmas [J]. Chemical Geology, 1991, 92: 107-114.

[37] LOISELLE M C, WONES D R. Characteristics and origin of anorogenic granites [M]// The Geological Society of America and Associated Societies. Abstracts of the Annual Meetings. San Diego: The Geological Society of America and Associated Societies, 1979: 468.

[38] 洪大卫, 王式洸, 韩宝福, 等. 碱性花岗岩的构造环境分类鉴别标志 [J]. 中国科学：B辑, 1995, 25(4): 418-426.

[39] LITVINOVSKY B A, JAHN B M, ZANVILEVICH A N, et al. Petrogenesis of syenite-granite suites from the Bryansky Complex (Transbaikalia, Russia): Implications for the origin of A-type granitoid magmas [J]. Chemical Geology, 2002, 189: 105-133.

[40] FROST C D, FROST B R. Reduced Rapakivi-type granites: The tholeiite connection [J]. Geology, 1997, 25: 647-650.

[41] COLLINS W J, BEAMS S D, White A J R, et al. Nature and origin of A-type granites with particular reference to southeastern Australia [J]. Contribution to Mineralogy and Petrology, 1982, 80: 189-200.

[43] YANG J H, WU F Y, CHUNG S L, et al. A hybrid origin for the Qianshan A-type granite, northeast China: Geochemical and Sr-Nd-Hf isotopic evidence [J]. Lithos, 2006, 89: 89-106.

[44] RAPP R P, WATSON E B. Dehydration melting of metabasalt at 8-32 kbar: Implications for continental growth and crust-mantle recycling [J]. Journal of Petrology, 1995, 36: 891-931.

[45] JIANG Y H, JIA R Y, LIU Z, et al. Origin of Middle Triassic high-K calc-alkaline granitoids and their potassic microgranular enclaves from the western Kunlun orogen, Northwest China: A record of the closure of paleo-Tethys [J]. Lithos, 2013, 156: 13-30.

[46] 李同柱, 代堰锫, 马国桃, 等. 扬子陆块西缘乌拉溪花岗岩体SHRIMP锆石U-Pb定年及地质意义 [J]. 矿物岩石地球化学通报, 2016, 35(4): 743-749.

[47] PEARCE J A, HARRIS N B W, TINDLE A G. Trace element discrimination diagrams for the tectonic interpretation of granitic rocks [J]. Journal of Petrology, 1984, 25: 956-983.

[48] HARRIS N B W, PEARCE J A, TINDLE A G. Geochemical characteristics of collision-zone magmatism [J]. Geological Society of London Special Publications,1986, 19: 67-81.

[49] YAN D P, ZHOU M F, SONG H L, et al. Tectonic controls on the formation of the Liwu Cu-rich sulfide deposit in the Jianglang dome, SW China [J]. Resource Geology, 2003, 53: 89-100.

[50] SEAL R R. Sulfur isotope geochemistry of sulfide minerals [J]. Reviews in Mineralogy and Geochemistry, 2006, 61: 633-677.

[51] 李同柱，周清，张惠华，等. 四川西部里伍式富铜矿床黄铜矿Re-Os定年及其成矿意义[J]. 地质学报，2017，91(12)：2727-2738.

[52] 李同柱, 周清, 张惠华, 等. 川西乌拉溪钨矿床地质特征及辉钼矿Re-Os定年 [J]. 高校地质学报, 2016, 22(3): 423-430.

[53] 唐高林, 王发清, 寇林林. 里伍铜矿矿床地质特征及找矿前景 [J]. 四川有色金属, 2006(4): 21-25.