1、巖礦物理化學讀書報告鋯石基本特征及地質應用專業：礦物學、巖石學、礦床學學號:2001110084學生姓名：朱維娜任課教師：羅照華完成時間：2012年4月29日鋯石基本特征及地質應用摘要： 鋯石是自然界中一種常見的副礦物，廣泛存在于巖漿巖、變質巖和沉積巖中。鋯石 的形成過程非常復雜， 可分為巖漿鋯石、 熱液鋯石和變質鋯石， 每種鋯石都有其獨特的晶體 形態、 地球化學元素組成和包裹體等特征，并可以此作為區分鋯石類型的依據。 另外，鋯石 由于具有穩定的晶體結構、高 U、Pb 含量、低的普通 Pb 含量及高的封閉溫度而被廣泛應用 與 U-Pb 同位素定年中。除在定年上有重要意義外，鋯石還可用于指示巖石

2、的形成與演化過 程，巖石成因和物質來源等重要信息。關鍵字： 鋯石 基本特征 地質應用/、八1 前言鋯石是自然界中一種常見的副礦物， 廣泛存在于巖漿巖中， 另外也可存在與變質巖和沉 積巖中。 由于鋯石具有非常穩定的晶體結構， 使得其能在各種地質環境中結晶并很好的保留 下來。此外，鋯石中富含 U、Th 等放射性元素，普通 Pb 含量低，離子擴散速度低，封閉溫 度高，可達 900C( Lee Jet al., 1997; Cherniak D Jet al., 2000)，所以成為了 U-Pb 定年法的 理想對象。2 鋯石的分類鋯石的形成環境及過程非常復雜， 根據其成因可大致分為巖漿鋯石、 熱液鋯石

3、和變質鋯 石三大類。 其中變質鋯石最為復雜， 不同變質環境和變質程度下形成的鋯石又分別具有不同 的特征和指示意義。鋯石內部經常出現復雜的分區， 每一區域可能都記錄了鋯石所經歷的結晶、 變質、熱液 蝕變等復雜的歷史過程( Crofu F etal., 2003; 吳元保和鄭永飛，2004)。鋯石的內部結構特征可借助 HF 酸蝕刻圖像、 背散射電子圖像和陰極發光電子圖像( 吳 元保和鄭永飛， 2004)進行觀察，可借助離子探針、激光探針、電子探針、質子探針、 X 射 線熒光探針等實驗進行化學成分的測定，從而幫助我們對鋯石分類和特征作進一步的了解。3 巖漿鋯石巖漿鋯石是指直接從巖漿中結晶形成的鋯石(

4、 李長民， 2009)。可較好的指示原巖的形 成時間。3.1 巖相學特征巖漿鋯石一般自形程度較高， 通常為半自形到字形， 粒徑20250呵(Hoskin PWOetal., 2003)產于金伯利巖及其他相關巖石中的鋯石常為它形且粒徑較大(Crofu F et al., 2003;Belousova E et al., 1998; Konzett J etal., 1998)。鋯石在雙目鏡下無色透明， 有時為淡黃色、 淺褐色或淡紫色。 一般在堿性巖或偏堿性的 花崗巖中呈短柱狀或四方雙錐狀； 在酸性巖中呈柱狀； 在中基性巖中呈柱狀和復四方雙錐狀 （李長民， 2009）。火山巖中的鋯石具有較大的長寬

5、比值， 一般為長柱狀或針狀 （Hoskin P W O et al., 2003 ）。巖漿鋯石通常結晶溫度較高， 具有均勻的內部構造和巖漿包裹體， 有時可見殘留的鋯石 晶核（ 李長民， 2009）。巖漿鋯石通常具有特征的巖漿振蕩環帶， 這是區分鋯石種類的最重要特征之一。 其中振 蕩環帶的寬度可能與鋯石結晶時巖漿的溫度有關。 高溫條件下微量元素擴散塊， 常形成較寬 的結晶環帶，而低溫條件下微量元素的擴散速度慢，形成較窄的巖漿環帶（ Rubatto D and Gebauer D, 2000）。巖漿鋯石中還可能出現扇形分帶的結構，這種結構是由于鋯石結晶時外 部環境的變化導致各晶面的生長速率不一致造

6、成的。 部分地幔巖石中的鋯石還可表現出無分 帶或弱分帶的特征 （ 吳元保和鄭永飛， 2004）。在巖漿鋯石中往往會有繼承鋯石的殘留晶核。3.2 地球化學特征巖漿鋯石的 Th、U 含量較高， Th/U 比值較大（一般 0.4）（ 李長民， 2009）。且具有從 晶體核至邊緣 Th 、U 含量增大的趨勢（ 鮑學昭等， 1998）。通常巖漿鋯石的 Th/U 比值接近 1，但一些組成特殊的巖漿中結晶的巖漿鋯石具有異常的Th/U 比值，如部分碳酸鹽樣品中巖漿巖具有異常高的 Th/U 比值，樂意高達 10000（Belousova E et al., 2002）。巖漿鋯石一般具有非常低的 Hf 含量。 巖

7、漿鋯石含有較高的稀土元素含量和具有較陡的重稀土元素富集模型（ Buick et al., 1995）。Ce高正異常，Eu適度負異常。巖漿鋯石的微量元素含量從超基性巖t基性巖t花崗巖有總體上增長的變化趨勢。金伯利巖中巖漿鋯石的稀土元素的總量一般小于50/g,碳酸巖和煌斑巖中鋯石的稀土元素總量為600700/g，基性巖中鋯石的稀土總量為約2000/g,而花崗巖類和偉晶巖中鋯石的稀土總量則為百分含量級（ Belousova E et al., 2002）。巖漿鋯石由于結晶溫度較高, 通常不會出現熱液礦物包裹體和流體包裹體, 可能包含高 溫巖漿礦物和熔體包裹體。如金紅石、磷灰石等（ 劉福來等, 200

8、3；李秋立等, 2004 ）。4 熱液鋯石熱液鋯石是指經過熱液流體蝕變或改造了的鋯石, 或從熱液流體中直接結晶的鋯石 （李 長民, 2009）。熱液鋯石形成于中低溫熱液條件下, 其結晶溫度與巖漿鋯石、 變質變形程度與變質鋯石 相比明顯偏低、偏弱,因而可能具有不同的結晶習性和外貌結構特征（畢詩鍵等, 2008）。4.1 巖相學特征熱液鋯石呈半自形至它形, 半透明, 晶體的棱線一般不明顯, 雙目鏡下呈暗棕色或淺棕 紅色。 熱液鋯石一般以巖漿鋯石的再生邊形式出現,或呈細脈狀或腸狀穿插在其他礦務中。鋯石內部結構常以多 空狀為特征,并且或多或少存在礦物包裹體,流體包裹體含量高時可形成海綿狀結構。當巖漿鋯

9、石和熱液 鋯石同時出現在一個顆粒中時,巖漿鋯石常具有韻律環帶,而熱液鋯石多呈脈狀、交代狀、多孔狀、海綿狀或無結構狀（ 李長民， 2009）4.2 地球化學特征熱液鋯石的 Th、 U 含量較高， Th/U 比值高，能比巖漿鋯石高出數十倍。輕稀土元素富 集，稀土元素標準化曲線輕微傾斜。較小正 Ce 異常，適度 Eu 負異常。熱液鋯石通常富集 Hf 且有高的 Y 含量。 熱液鋯石一般會出現典型的熱液礦物 （如電氣石、黃鐵礦、 絹云母等）包裹體與豐富的 低鹽度 H 2O-CO 2 流體包裹體，這說明鋯石是在熱流體環境中沉淀結晶的。5 變質鋯石變質鋯石是指在變質過程中形成的鋯石，主要有五種形成機制：1）

10、深熔過程中從熔體中結晶； 2）固相礦物分解產生的 Zr 和 Si 成核結晶； 3）從變質流體中結晶； 4 ）原巖鋯石 的變質重結晶作用； 5）熱液蝕變作用對原有鋯石的淋濾和溶蝕。因此，變質鋯石的形成既 可以是變質過程中新生長的鋯石，又可以是變質作用對巖石中原有鋯石不同程度的改造。其中變質增生鋯石既可以形成獨立的新生顆粒，還可以在原有鋯石基礎上形成變質增生邊。總之，變質成因鋯石包括新形成的變質結晶鋯石、 變質增生鋯石和變質重結晶鋯石 （ 吳元保和 鄭永飛， 2004）。鋯石的變質重結晶作用是指結構上不穩定的鋯石， 在一定溫壓條件下， 鋯石晶格進行重 新 愈合 和調 整 ，使 其在 結 構上 更加

11、 穩 定（ Pidgeon R T et al., 1998; Crofu F et al., 2003; Belousova E et al., 1998; Geisler T et al., 2001; Hoskin P W O et al., 2000; Pidgeon R T et al., 1992; Rizvanova N G et al., 2000; Tomaschek F et al., 2003），而在同一樣品的鋯石中，微量元 素較高的顆粒和區域更易于發生重結晶作用（Tomaschek F et al., 2003）。所以鋯石發生變質重結晶作用時并沒有新的鋯石生成，只是對原

12、有鋯石進行了不同程度的改造。變質增生鋯石是指變質過程中發生成核和結晶作用， 有新的鋯石從周圍的介質中結晶出 來。5.1 巖相學特征變質鋯石的晶體形態從它形到非常自形均有，并有其特征的內部結構：主要有無分帶、 弱分帶、 云霧狀分帶、扇形分帶、 面狀分帶和斑雜狀分帶等，不同成因變質鋯石具有其特征 的內部結構特點（ 移根旺， 2008）。一般不同變質條件下形成的鋯石具有不同的外形和內部結構特點。 麻粒巖相變質增生鋯 石一般為半自形、它形到等軸狀，內部分帶特征為扇形分帶、面狀分帶、冷杉葉狀分帶、 弱 分帶或無分帶等（ Vavra G et al., 1999 ）。榴輝巖相變質增生鋯石一般為半自形、橢圓

13、形和它 形等，內部分帶特征主要有無分帶、 弱分帶和云霧狀分帶或片狀分帶等 （ Rabutto D et al., 1999; Hermann J etal., 2001; Rubatto D et al., 1998）。角閃巖相變質增生鋯石通常具有規則的外形， 且以柱面發育為主 要特點，一般無分帶或弱分帶（Vavra G et al., 1999; Hermann J et al.,2001 ）。Vavta等人（1999）通過對Ivrea地區進行研究認為鋯石的外形和內部結構受鋯石生 長時的溫度條件控制，同時推測與寄主巖石的性質之間也存在一定的關系。不同變質作用形成的鋯石在外形和內部結構上也有明

14、顯的差別。變質重結晶鋯石與原巖之間沒有明顯的生長界限（Pidgeon RTetaL, 1998;）,區域的CL強度比原巖鋯石明顯增強， 內部結構一般為無分帶、弱分帶、斑雜狀分帶或海綿狀分帶等，局部有巖漿環帶的殘留。 也 常見變質重結晶成因的鋯石切割原巖鋯石的振蕩環帶（ Pidgeon R T et al., 1998; Liati Aand Gebauer D; 1999）。變質增生鋯石具有多晶面狀 - 不規則狀 -規則狀外形，與原巖殘留鋯石之間有清晰的界限 （ 吳元保和鄭永飛， 2004）。5.2 地球化學特征變質鋯石的 Th、 U 含量較高， Th/U 比值小（一般 0.1）（ 李長民，

15、2009）。 變質增生鋯石的 Th/U 比值受變質流體和熔體的成分、共生礦物的組成以及變質鋯石的 生長速率（ Vavra G et al., 1999）等因素的影響。由于 U 在流體中的活動性比 Th 強，所以變 質流體一般富 U 貧 Th （Hermann J, 2002; Nozhkin A D andTuikina O M;1995）,從這種類型 的流體中結晶的鋯石常常具有較低的 Th/U 比值。由于Th4+比U4+具有更大的離子半徑，Th比U在鋯石晶格中更不穩定，變質重結晶作用過程中 Th 比 U 更容易被逐出鋯石的晶格， 導致重結晶變質鋯石區域具有相對較低的 Th/U 比值（ Pid

16、geon R T et al., 1998）。變質重結晶作用越強， 變質重結晶鋯石區域的 Th/U 比值會 越低，Th、U含量也會下降（鮑學昭等，1998 ）。變質重結晶鋯石與巖漿鋯石有相近的 Zr/Hf比值，且都非常高。在變質流體中 Zr比Hf 更容易形成穩定的絡合物而使更多的 Hf 進入鋯石晶格（ TomaschekFetal., 2003），從而具 有較高的 Hf 含量，因此變質增生鋯石具有較低的 Zr/Hf 比值特征。對于變質重結晶鋯石， 其輕稀土元素較重稀土元素有較大的離子半徑而更容易在變質重 結晶過程中從鋯石晶格中排除出來 （GeislerTetal., 2003），從而可以導致變

17、質重結晶鋯石比 巖漿鋯石具有更陡直的重稀土元素富集模型。 變質增生鋯石具有較低的重稀土元素富集模型 （李長民， 2009）。一般變質鋯石的 Nb、Ta含量及Nb/Ta比值均低于巖漿鋯石。 變質增生鋯石的包裹體礦物一般較常見，除常見的非高壓礦物斜長石、綠泥石、石英、 磷灰石等外，還可見到石榴石、綠輝石金剛石、柯世英等超高壓變質礦物包裹體（李長民，2009）。6 鋯石的地質應用鋯石作為一種在三大巖類中都廣泛存在的副礦物， 同時又具有非常穩定的結構， 能夠保 留較多的信息而具有重要的指示及年代學意義。6.1 鋯石的指示意義1） 鋯石內部經常出現復雜的分區，每一個區域可能都記錄了鋯石所經歷的結晶、 變

18、質、 熱液蝕變等復雜的歷史過程，因此， 吳元保等（ 2009）對不同成因鋯石結構特征、化學組成 進行了詳細的研究， 表明鋯石的顯微構造、 微量元素特征和礦物包裹體成分等可以對鋯石的 形成環境進行限定，從而為鋯石 U-Pb 年齡的合理解釋提供有效的制約。2） 分別對鋯石顆粒中的不同區域進行年代學、化學組成、Hf或O同位素進行原位分析， 可以提供有關巖石成因的豐富信息（ 鐘玉芳等， 2006）。3）火成巖中耐熔的繼承鋯石可以保持U-Pb 同位素體系和稀土元素的封閉，從而包含了關于深部地殼和花崗巖源區的重要信息（Keay S et al., 1999; De la Rosa J D et al.,

19、2002），可用于花崗巖物質源和基底組成的示蹤。 另外，雷懷彥等 （2003）對南嶺地區桃山和諸廣花 崗巖體中鋯石的晶體形態、 Zr/Hf 比值、鋯石變生特征等進行了研究，從而發現鋯石的化學 特征對于分析花崗巖體的時空演化具有一定的指示和輔助作用。4）Lu-Hf 同位素體系本身所具有的高于 Sm-Nd 同位素體系的封閉溫度及鋯石特有的抗 風化能力，使得鋯石成為研究太古宙早期地殼的理想研究對象（鐘玉芳等， 2006 ）。此外，對于一個由多種組分構成的巖石樣品， 巖漿巖中形態不同的鋯石晶體及同一鋯石內部不同環 帶均記錄了不同組分的巖漿相互作用的過程， 因此通過多組鋯石和同一鋯石顆粒內不同環帶 的

20、Hf 同位素研究，可追蹤巖體的結晶歷史，獲得巖漿演化的信息。5）高溫下鋯石和巖漿的同位素分餾很小，鋯石的氧同位素組成基本上反應了鋯石形成 時巖漿的氧同位素特征（ 鐘玉芳等， 2006）。由于地殼物質與地幔物質的氧同位素組成存在 差異，因此氧同位素可以很好的示蹤殼幔的相互作用。6）巖漿鋯石的微量元素（特別是稀土元素）特征研究主要是應用在判斷其寄主巖石類 型中。根據已經獲得的微量元素在鋯石與熔體之間的分配系數，通過鋯石的微量元素含量， 可以計算出鋯石結晶時熔體的微量元素特征， 根據這些特征可以進一步制約寄主巖石的演化 歷史。通過變質鋯石微量元素特征的研究，可以很好地判斷鋯石的形成條件。7）鋯石中的

21、包裹體礦物成分研究不但可以很好地指示寄主巖石的演化歷史（Liu Fet al.,2001; Liu Jet al., 2001），同時還可以直接有效地制約鋯石的形成環境 （ Gebauer D et al., 1997; Hermann J et al., 2001）。6.2 鋯石的年代學意義鋯石中富含 U、Th 等放射性元素，普通 Pb 含量低，離子擴散速度低，封閉溫度高， 可 達 900C（ Lee Jet al., 1997; Cherniak D Jet al., 2000）,所以成為了 U-Pb 定年法的理想對象。 對于結構簡單、成因意義明確的鋯石（如巖漿鋯石） ，通過對其進行顯微結

22、構和化學組成的 綜合研究， 選擇未受后期地質作用影響的晶域和顆粒進行微區定年，可以使測年結果更加準確合理。6.2.1 繼承巖漿鋯石的年代學意義變質巖或沉積巖從其原巖或母巖繼承的鋯石稱為繼承鋯石。 繼承鋯石可以作為晶核存在 于鋯石的核部， 也可以作為單獨的晶體顆粒存在。 如果繼承鋯石是巖漿鋯石， 并且這些鋯石 沒有蛻晶化，則該晶質鋯石可有很高的 U-Pb 封閉溫度，即使在很高的溫度條件下，也不能 使Pb完全通過擴散丟失。所以結晶完好的鋯石U-Pb體系是迄今為止用于年代學中具有最高封閉溫度的同位素體系。因此如果該變質巖或沉積巖的原巖為火成巖，繼承鋯石的U-Pb年齡可能代表其原巖年齡。6.2.2 變

23、質重結晶鋯石的年代學意義重結晶作用較徹底的均勻變質重結晶鋯石區域得到的 U-Pb 年齡代表了變質重結晶發生 的時代； 巖漿環帶結構清楚、 未受變質重結晶作用影響的鋯石區域的年齡代表了原巖相應巖 石的形成年齡（ Hoskin P W O and BlackLP, 2000; Harrison TM et al., 1987）；而部分受變質重 結晶作用影響的區域給出的 U-Pb 年齡是混合年齡，并且在 U-Pb 年齡諧和圖上形成一條不 一致線，不一致線與諧和線的上交點年齡最有可能代表其形成年齡，即繼承鋯石的年齡， 不 一致線與諧和線下交點的年齡最有可能代表重結晶作用發生的年齡， 即變質重結晶鋯石的

24、年 齡（ Vavra G et al., 1999）。6.2.3 熱液鋯石的年代學意義熱液流體對鋯石 U-Pb 體系封閉性的影響遠遠超過變質作用的溫度和壓力的影響。 熱液蝕變作用較為徹底的鋯石晶域測得的年齡，可以代表熱液蝕變作用的準確年齡， 對 其中沒 有受熱液蝕 變作用影響 的鋯石晶域 進行 U-Pb 定年， 可以得到原 巖的形成年 齡 （ Tomashek F et al., 2003; Liati A et al., 2002）。此外，對于熱液礦床而言， 通過對受蝕變作用影響較為徹底的鋯石微區或顆粒進行 U-Pb 定年所得到的熱液蝕變作用發生的準確時代，即為礦床的形成時代（李長民， 20

25、09 ）。7 結論1）不同環境及成因的鋯石具有不同的結構類型和礦相學特征，通過詳細的研究可區分 鋯石的生長期次和不同期次鋯石的成因。2）不同成因鋯石具有其特征的微量元素和稀土元素組成。3）鋯石的成因往往是很復雜的，因此想要得到正確的結論，需要將鋯石的晶體形態、 內部特征、化學組成特征及包裹體等結合起來進行綜合研究。4）鋯石可用于 U-Pb 同位素測年，但蛻晶質化和重結晶作用均會引起Pb 的丟失，從而導致得到混合年齡，因此在實驗前對鋯石顆粒或微區進行仔細的篩選是十分有必要的。5）對于熱液礦床而言，通過對受蝕變作用影響較為徹底的鋯石微區或顆粒進行U-Pb定年所得到的熱液蝕變作用發生的準確時代，即為

26、礦床的形成時代。參考文獻：鮑學昭 , 李惠民 , 陸松年. 鋯石微區喇曼光譜研究及成因標型意義 . 地質科學 . 1998, 22(4): 455-462.Belousova E, Griffin W, Pearson N J. Trace element composition and cathodoluminescence properties of southern African kimberlitic zircons. Mineral Mag, 1998, 62: 355-366.Belousova E, Suzanne G W, Fisher Y. Igneous zircon:

27、Trace element composition as an indicator of source rock type. Contrib Mineral Petrol, 2002, 143: 602-622.畢詩鍵 , 李建威 , 趙新福 . 熱液鋯石 U-Pb 定年與石英脈型金礦成礦時代 :評價與展望 . 地質科學情報 . 2008, 27(1): 69-76.Buick R, Thornett JR,M C Naughton N J, Smith J B ，Barley M E, Savage M. Record of emergentcontinental crust similar

28、 to 3.5 billion years ago in the Pilbara craton of Australia . Nature, 1995, 375:574-575.Cherniak D J, Watson E B. Pb diffusion in zircon. Chemical Geology, 2000, 172: 524.Crofu F, Hanchar J M, Hoskin P W O, et al. Atlas of zircon textures. Reviews in Mineralogy and Geochemistry, 2003, 53: 469-495.D

29、e la Rosa J D, Jenner G A, Cartro A. A Study of Inherited Zircons in Granitoid Rocks from the South Portuguese and Ossa-Morena Zones, Iberian Massif: Support for the Exotic Origin of the South Portuguese Zone. Tectonophysics, 2002, 353: 245-256.Gebauer D, Schertl H P,Brix M, et al. 35 Ma old ultrahi

30、gh-pressure metamorphism and evidence for very rapid exhumation in the Dora Maira Massif, Wester Alps Lithos, 1997, 41: 5-24.Geisler T, Ulonska M, Schleicher H, et al. Leaching and differential recrystallization of metamict zircon under experimental hydrothermal conditions. Chemical Geology, 2001, 1

31、41: 53-65.Geisler T, Pidgeon RT, Kurtz R, et al. Experimental hydrothermal alteration of partially metamict zircon . Am Mineral, 2003, 88: 1496-1513.Harrison TM, Aleinikoff JN and Compston W. Observations and controls on the occurrence of inherited zircon in concord- type granitoids, New Hampshire.

32、Geochimica et Cosmochimica Acta, 1987, 52: 2549- 2558.Hermann J, Rubatto D, Korsakov A. Multiple zircon growth during fast exhumation of diamondiferous, deeply subducted continental crust (Kokchetav Massif, Kazakhstan). Contrib Mineral Petrol, 2001,141:66-82.Hermann J. Allanite: Thorium and light ra

33、re earth element carrier insubducted crust. Chemical Geology, 2002, 192: 289-306.Hoskin P W O, Black L P. Metamorphic zircon formation by solid-state recrystallization of protolith igneous zircon. J Metamorphic Geol, 2000, 18: 423-439.Hoskin P W O, Schaltegger U. The composition of zircon and igneou

34、s and metamorphic petrogenesis. Reviews in mineralogy and geochemistry,2003, 53: 27-55.Keay S, Steele D, Compston W. Identifying Granite Sources by SHRIMP U-Pb Zircon Geochronology: An Application to the Lachlan Foldbelt. Contrib. Mineral. Petrol., 1999, 137: 323-341.Konzett J, Armstrong RA, Sweeny

35、R J, etal. The timing of MARID metasomatism in the Kaapvaal mantle: An ion probe study of zircons from MARID xenoliths. Earth Planet Sci Lett,.1998, 160: 133-145.Lee J, Williams I, Ellis D. Pb,U and Th diffusion in nature zircon, Nature, 1997, 390(13): 159-162.雷懷彥 , 牛小平 , 劉志紅 , 官寶聰 . 鋯石化學特征與花崗巖體時空演化

36、關系 . 化工學報 . 2003, 54(增): 136-143.Liati A, GebauerD. Constraining the pregrade and regrade P-T-t path of Eocene HP rocks by SHRIMP dating difference zircon domain: Inferred rated of heating-burial,cooling and exhumation for central Rhodope, northernGreece. Contrib Minern Petrol, 1999, 135: 340-354.Li

37、ati A, Gebauer D, Wysoczanski R.U- Pb SHRIMP- dating of zircon domains from UHP garnet- rich mafic rocks and late pegmatoids in the Rhodopezone (N Greece):Evidence for Early Cretaceous crystallization and Late Cretaceous metamorphism. Chem Geology, 2002, 184: 281- 299.李長民 . 鋯石成因礦物學與鋯石微區定年綜述 . 地質調查與研

38、究 , 2009, 33(3): 161-174.李秋立 , 李曙光 , 侯振輝等 . 青龍山榴輝巖高壓變質新生鋯石 SHRIMPU- Pb 定年、微量元素及礦物包 裹體研究 . 科學通報 , 2004, 49(22): 2329-2334.Liu F, Xu Z, Katayama I. Mineral inclusions in zircons of paraand orthogneiss from pre-pilot drillhole CCSD-PP1, Chinese Continental Scientific Drilling Project. Lithos, 2001, 59:

39、 199-215.Liu J, Ye K, Maruyama S. Mineral inclusions in zircon from gneisses in the Ultrahigh-pressure zone of the Dabie Mountains, China. Journal of Geology, 2001, 109: 523-535.劉福來 , 許志琴 , 楊經綏等 . 蘇魯地體超高壓和非超高壓花崗質片麻巖的判別標志 來自鋯石中 礦物包裹體的證據 .地質論評 , 2003, 47(2): 164-169.Nozhkin A D, Turkina O M. Radiogeoc

40、hemistry of the charnokite-granulite complex, Sharyzhalgay Window, Siberian Platform. Geochem Int, 1995, 32: 62-78.Pidgeon R T, Nemchin A A, Hitchen G J. Internal structures of zircons from Archaean granites from the Darling Range batholith: Implications for zircon stability and the interpretation o

41、f zircon U-Pb ages. Contrib Mineral Petrol, 1998, 132: 288-299.Pidgeon R T. Recrystallisation of oscillatory-zoned zircon: Some geochronological and petrological implications. Contrib Mineral Petrol, 1992, 110: 463-472.Pidgeon R T, Nemchin A A, Hitchen G J. Internal structures of zircons from Archae

42、an granites from the Darling Range batholith: Implications for zircon stability and the interpretation of zircon U-Pb ages. Contrib Mineral Petrol, 1998, 132: 288-299.Rubatto D, Gebauer D, Fanning M. Jurassicformation and Eocene subductions for the geodynamic evolution of the Central and WesternAlps. Contrib Mineral Petrol, 1998, 132: 269-287.Rubatto D, Gebauer G, Compagnoni R. Dating of e