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岩矿物理化学读书报告岩矿物理化学读书报告岩矿物理化学读书报告岩矿物理化学读书报告 锆石基本特征及地质应用 专业： 矿物学、岩石学、矿床学 学号： 2001110084 学生姓名： 朱维娜 任课教师： 罗照华 完成时间： 2012 年 4 月 29 日 锆石基本特征及地质应用锆石基本特征及地质应用 摘要：锆石是自然界中一种常见的副矿物，广泛存在于岩浆岩、变质岩和沉积岩中。锆石 的形成过程非常复杂，可分为岩浆锆石、热液锆石和变质锆石，每种锆石都有其独特的晶体 形态、地球化学元素组成和包裹体等特征，并可以此作为区分锆石类型的依据。另外，锆石 由于具有稳定的晶体结构、高 U、Pb 含量、低的普通 Pb 含量及高的封闭温度而被广泛应用 与 U-Pb 同位素定年中。除在定年上有重要意义外，锆石还可用于指示岩石的形成与演化过 程，岩石成因和物质来源等重要信息。 关键字：锆石基本特征地质应用 1 1 1 1 前言前言前言前言 锆石是自然界中一种常见的副矿物， 广泛存在于岩浆岩中， 另外也可存在与变质岩和沉 积岩中。 由于锆石具有非常稳定的晶体结构， 使得其能在各种地质环境中结晶并很好的保留 下来。此外，锆石中富含 U、Th 等放射性元素，普通 Pb 含量低，离子扩散速度低，封闭温 度高，可达 900（Lee J et al., 1997; Cherniak D J et al., 2000） ，所以成为了 U-Pb 定年法的 理想对象。 2 2 2 2 锆石的分类锆石的分类锆石的分类锆石的分类 锆石的形成环境及过程非常复杂， 根据其成因可大致分为岩浆锆石、 热液锆石和变质锆 石三大类。 其中变质锆石最为复杂， 不同变质环境和变质程度下形成的锆石又分别具有不同 的特征和指示意义。 锆石内部经常出现复杂的分区，每一区域可能都记录了锆石所经历的结晶、变质、热液 蚀变等复杂的历史过程（Crofu F et al., 2003; 吴元保和郑永飞，2004） 。 锆石的内部结构特征可借助 HF 酸蚀刻图像、背散射电子图像和阴极发光电子图像（吴 元保和郑永飞，2004）进行观察，可借助离子探针、激光探针、电子探针、质子探针、X 射 线荧光探针等实验进行化学成分的测定，从而帮助我们对锆石分类和特征作进一步的了解。 3 3 3 3 岩浆锆石岩浆锆石岩浆锆石岩浆锆石 岩浆锆石是指直接从岩浆中结晶形成的锆石（李长民，2009） 。可较好的指示原岩的形 成时间。 3.13.13.13.1 岩相学特征岩相学特征 岩浆锆石一般自形程度较高， 通常为半自形到字形， 粒径 20250m （Hoskin P WO et al., 2003）产于金伯利岩及其他相关岩石中的锆石常为它形且粒径较大（Crofu F et al., 2003; BelousovaEet al., 1998; Konzett J et al., 1998） 。 锆石在双目镜下无色透明，有时为淡黄色、浅褐色或淡紫色。一般在碱性岩或偏碱性的 花岗岩中呈短柱状或四方双锥状； 在酸性岩中呈柱状； 在中基性岩中呈柱状和复四方双锥状 （李长民， 2009） 。火山岩中的锆石具有较大的长宽比值， 一般为长柱状或针状（HoskinPW O et al., 2003） 。 岩浆锆石通常结晶温度较高， 具有均匀的内部构造和岩浆包裹体， 有时可见残留的锆石 晶核（李长民，2009） 。 岩浆锆石通常具有特征的岩浆振荡环带， 这是区分锆石种类的最重要特征之一。 其中振 荡环带的宽度可能与锆石结晶时岩浆的温度有关。 高温条件下微量元素扩散块， 常形成较宽 的结晶环带，而低温条件下微量元素的扩散速度慢，形成较窄的岩浆环带(Rubatto D and Gebauer D, 2000） 。岩浆锆石中还可能出现扇形分带的结构，这种结构是由于锆石结晶时外 部环境的变化导致各晶面的生长速率不一致造成的。 部分地幔岩石中的锆石还可表现出无分 带或弱分带的特征（吴元保和郑永飞，2004） 。在岩浆锆石中往往会有继承锆石的残留晶核。 3.23.23.23.2 地球化学特征地球化学特征 岩浆锆石的 Th、U 含量较高，Th/U 比值较大（一般0.4） （李长民，2009） 。且具有从 晶体核至边缘 Th、U 含量增大的趋势（鲍学昭等，1998） 。通常岩浆锆石的 Th/U 比值接近 1，但一些组成特殊的岩浆中结晶的岩浆锆石具有异常的 Th/U 比值，如部分碳酸盐样品中 岩浆岩具有异常高的 Th/U 比值，乐意高达 10000（BelousovaEet al., 2002） 。 岩浆锆石一般具有非常低的 Hf 含量。 岩浆锆石含有较高的稀土元素含量和具有较陡的重稀土元素富集模型（Buick et al., 1995） 。Ce 高正异常，Eu 适度负异常。 岩浆锆石的微量元素含量从超基性岩基性岩花岗岩有总体上增长的变化趋势。 金伯 利岩中岩浆锆石的稀土元素的总量一般小于 50 g/g，碳酸岩和煌斑岩中锆石的稀土元素总 量为 600700 g/g，基性岩中锆石的稀土总量为约 2000 g/g，而花岗岩类和伟晶岩中锆石 的稀土总量则为百分含量级（BelousovaEet al., 2002） 。 岩浆锆石由于结晶温度较高， 通常不会出现热液矿物包裹体和流体包裹体， 可能包含高 温岩浆矿物和熔体包裹体。如金红石、磷灰石等（刘福来等，2003；李秋立等，2004） 。 4 4 4 4 热液锆石热液锆石热液锆石热液锆石 热液锆石是指经过热液流体蚀变或改造了的锆石， 或从热液流体中直接结晶的锆石 （李 长民，2009） 。 热液锆石形成于中低温热液条件下， 其结晶温度与岩浆锆石、 变质变形程度与变质锆石 相比明显偏低、偏弱，因而可能具有不同的结晶习性和外貌结构特征（毕诗键等，2008） 。 4.14.14.14.1 岩相学特征岩相学特征 热液锆石呈半自形至它形，半透明，晶体的棱线一般不明显，双目镜下呈暗棕色或浅棕 红色。 热液锆石一般以岩浆锆石的再生边形式出现，或呈细脉状或肠状穿插在其他矿务中。锆石内部结构常以多 空状为特征，并且或多或少存在矿物包裹体，流体包裹体含量高时可形成海绵状结构。当岩浆锆石和热液 锆石同时出现在一个颗粒中时，岩浆锆石常具有韵律环带，而热液锆石多呈脉状、交代状、多孔状、海绵 状或无结构状（李长民，2009） 。 4.24.24.24.2 地球化学特征地球化学特征 热液锆石的 Th、U 含量较高，Th/U 比值高，能比岩浆锆石高出数十倍。轻稀土元素富 集，稀土元素标准化曲线轻微倾斜。较小正 Ce 异常，适度 Eu 负异常。 热液锆石通常富集 Hf 且有高的 Y 含量。 热液锆石一般会出现典型的热液矿物（如电气石、黄铁矿、绢云母等）包裹体与丰富的 低盐度 H2O-CO2流体包裹体，这说明锆石是在热流体环境中沉淀结晶的。 5 5 5 5 变质锆石变质锆石变质锆石变质锆石 变质锆石是指在变质过程中形成的锆石，主要有五种形成机制：1）深熔过程中从熔体 中结晶；2）固相矿物分解产生的 Zr 和 Si 成核结晶；3）从变质流体中结晶；4）原岩锆石 的变质重结晶作用；5）热液蚀变作用对原有锆石的淋滤和溶蚀。因此，变质锆石的形成既 可以是变质过程中新生长的锆石，又可以是变质作用对岩石中原有锆石不同程度的改造。 其 中变质增生锆石既可以形成独立的新生颗粒，还可以在原有锆石基础上形成变质增生边。 总 之，变质成因锆石包括新形成的变质结晶锆石、变质增生锆石和变质重结晶锆石（吴元保和 郑永飞，2004） 。 锆石的变质重结晶作用是指结构上不稳定的锆石， 在一定温压条件下， 锆石晶格进行重 新愈合和调整，使其在结构上更加稳定（Pidgeon RTet al., 1998; Crofu F et al., 2003; BelousovaEet al., 1998; Geisler T et al., 2001; Hoskin P W O et al., 2000; Pidgeon RTet al., 1992; Rizvanova N G et al., 2000; Tomaschek F et al., 2003） ，而在同一样品的锆石中，微量元 素较高的颗粒和区域更易于发生重结晶作用（Tomaschek F et al., 2003） 。所以锆石发生变质 重结晶作用时并没有新的锆石生成，只是对原有锆石进行了不同程度的改造。 变质增生锆石是指变质过程中发生成核和结晶作用， 有新的锆石从周围的介质中结晶出 来。 5.15.15.15.1 岩相学特征岩相学特征 变质锆石的晶体形态从它形到非常自形均有，并有其特征的内部结构：主要有无分带、 弱分带、云雾状分带、扇形分带、面状分带和斑杂状分带等，不同成因变质锆石具有其特征 的内部结构特点（移根旺，2008） 。 一般不同变质条件下形成的锆石具有不同的外形和内部结构特点。 麻粒岩相变质增生锆 石一般为半自形、它形到等轴状，内部分带特征为扇形分带、面状分带、冷杉叶状分带、 弱 分带或无分带等（VavraG et al., 1999） 。榴辉岩相变质增生锆石一般为半自形、椭圆形和它 形等， 内部分带特征主要有无分带、 弱分带和云雾状分带或片状分带等 （Rabutto D et al., 1999; Hermann J et al., 2001; Rubatto D et al., 1998） 。角闪岩相变质增生锆石通常具有规则的外形， 且以柱面发育为主要特点，一般无分带或弱分带（Vavra G et al., 1999; Hermann J et al., 2001） 。Vavta等人（1999）通过对 Ivrea 地区进行研究认为锆石的外形和内部结构受锆石生 长时的温度条件控制，同时推测与寄主岩石的性质之间也存在一定的关系。 不同变质作用形成的锆石在外形和内部结构上也有明显的差别。 变质重结晶锆石与原岩 之间没有明显的生长界限（Pidgeon RTet al., 1998;） ，区域的 CL 强度比原岩锆石明显增强， 内部结构一般为无分带、弱分带、斑杂状分带或海绵状分带等，局部有岩浆环带的残留。 也 常见变质重结晶成因的锆石切割原岩锆石的振荡环带（Pidgeon R T et al., 1998; LiatiAand Gebauer D; 1999） 。 变质增生锆石具有多晶面状-不规则状-规则状外形，与原岩残留锆石之间有清晰的界限 （吴元保和郑永飞，2004） 。 5.25.25.25.2 地球化学特征地球化学特征 变质锆石的 Th、U 含量较高，Th/U 比值小（一般<0.1） （李长民，2009） 。 变质增生锆石的 Th/U 比值受变质流体和熔体的成分、共生矿物的组成以及变质锆石的 生长速率（VavraG et al., 1999）等因素的影响。由于 U 在流体中的活动性比 Th 强，所以变 质流体一般富 U 贫 Th（Hermann J,2002; NozhkinAD and Tuikina O M;1995） ，从这种类型 的流体中结晶的锆石常常具有较低的 Th/U 比值。 由于 Th4+比U4+具有更大的离子半径，Th 比 U 在锆石晶格中更不稳定，变质重结晶作 用过程中 Th 比U更容易被逐出锆石的晶格， 导致重结晶变质锆石区域具有相对较低的 Th/U 比值（Pidgeon R T et al., 1998） 。变质重结晶作用越强，变质重结晶锆石区域的 Th/U 比值会 越低，Th、U 含量也会下降（鲍学昭等，1998） 。 变质重结晶锆石与岩浆锆石有相近的 Zr/Hf 比值，且都非常高。在变质流体中 Zr 比 Hf 更容易形成稳定的络合物而使更多的 Hf 进入锆石晶格（Tomaschek F et al., 2003） ，从而具 有较高的 Hf 含量，因此变质增生锆石具有较低的 Zr/Hf 比值特征。 对于变质重结晶锆石， 其轻稀土元素较重稀土元素有较大的离子半径而更容易在变质重 结晶过程中从锆石晶格中排除出来（Geisler T et al., 2003） ， 从而可以导致变质重结晶锆石比 岩浆锆石具有更陡直的重稀土元素富集模型。 变质增生锆石具有较低的重稀土元素富集模型 （李长民，2009） 。 一般变质锆石的 Nb、Ta含量及 Nb/Ta 比值均低于岩浆锆石。 变质增生锆石的包裹体矿物一般较常见，除常见的非高压矿物斜长石、绿泥石、石英、 磷灰石等外，还可见到石榴石、绿辉石金刚石、柯世英等超高压变质矿物包裹体（李长民， 2009） 。 6 6 6 6 锆石的地质应用锆石的地质应用锆石的地质应用锆石的地质应用 锆石作为一种在三大岩类中都广泛存在的副矿物， 同时又具有非常稳定的结构， 能够保 留较多的信息而具有重要的指示及年代学意义。 6.16.16.16.1 锆石的指示意义锆石的指示意义 1）锆石内部经常出现复杂的分区，每一个区域可能都记录了锆石所经历的结晶、变质、 热液蚀变等复杂的历史过程，因此，吴元保等（2009）对不同成因锆石结构特征、化学组成 进行了详细的研究， 表明锆石的显微构造、 微量元素特征和矿物包裹体成分等可以对锆石的 形成环境进行限定，从而为锆石 U-Pb 年龄的合理解释提供有效的制约。 2） 分别对锆石颗粒中的不同区域进行年代学、 化学组成、 Hf 或 O 同位素进行原位分析， 可以提供有关岩石成因的丰富信息（钟玉芳等，2006） 。 3）火成岩中耐熔的继承锆石可以保持 U-Pb 同位素体系和稀土元素的封闭，从而包含 了关于深部地壳和花岗岩源区的重要信息（Keay S et al., 1999; DelaRosaJ D et al., 2002） ， 可用于花岗岩物质源和基底组成的示踪。另外，雷怀彦等（2003）对南岭地区桃山和诸广花 岗岩体中锆石的晶体形态、Zr/Hf 比值、锆石变生特征等进行了研究，从而发现锆石的化学 特征对于分析花岗岩体的时空演化具有一定的指示和辅助作用。 4）Lu-Hf 同位素体系本身所具有的高于 Sm-Nd 同位素体系的封闭温度及锆石特有的抗 风化能力，使得锆石成为研究太古宙早期地壳的理想研究对象（钟玉芳等，2006） 。此外， 对于一个由多种组分构成的岩石样品， 岩浆岩中形态不同的锆石晶体及同一锆石内部不同环 带均记录了不同组分的岩浆相互作用的过程， 因此通过多组锆石和同一锆石颗粒内不同环带 的 Hf 同位素研究，可追踪岩体的结晶历史，获得岩浆演化的信息。 5）高温下锆石和岩浆的同位素分馏很小，锆石的氧同位素组成基本上反应了锆石形成 时岩浆的氧同位素特征（钟玉芳等，2006） 。由于地壳物质与地幔物质的氧同位素组成存在 差异，因此氧同位素可以很好的示踪壳幔的相互作用。 6）岩浆锆石的微量元素（特别是稀土元素）特征研究主要是应用在判断其寄主岩石类 型中。根据已经获得的微量元素在锆石与熔体之间的分配系数，通过锆石的微量元素含量， 可以计算出锆石结晶时熔体的微量元素特征， 根据这些特征可以进一步制约寄主岩石的演化 历史。通过变质锆石微量元素特征的研究，可以很好地判断锆石的形成条件。 7)锆石中的包裹体矿物成分研究不但可以很好地指示寄主岩石的演化历史（Liu F et al., 2001; Liu J et al., 2001） ， 同时还可以直接有效地制约锆石的形成环境 （Gebauer D et al., 1997; HermannJet al., 2001） 。 6.26.26.26.2 锆石的年代学意义锆石的年代学意义 锆石中富含U、Th 等放射性元素，普通 Pb 含量低，离子扩散速度低，封闭温度高， 可 达 900（Lee J et al., 1997; Cherniak D J et al., 2000） ，所以成为了 U-Pb 定年法的理想对象。 对于结构简单、成因意义明确的锆石（如岩浆锆石） ，通过对其进行显微结构和化学组成的 综合研究， 选择未受后期地质作用影响的晶域和颗粒进行微区定年， 可以使测年结果更加准 确合理。 6.2.16.2.16.2.16.2.1 继承岩浆锆石的年代学意义继承岩浆锆石的年代学意义 变质岩或沉积岩从其原岩或母岩继承的锆石称为继承锆石。 继承锆石可以作为晶核存在 于锆石的核部，也可以作为单独的晶体颗粒存在。如果继承锆石是岩浆锆石，并且这些锆石 没有蜕晶化，则该晶质锆石可有很高的 U-Pb 封闭温度，即使在很高的温度条件下，也不能 使 Pb 完全通过扩散丢失。所以结晶完好的锆石 U-Pb 体系是迄今为止用于年代学中具有最 高封闭温度的同位素体系。因此如果该变质岩或沉积岩的原岩为火成岩，继承锆石的 U-Pb 年龄可能代表其原岩年龄。 6.2.26.2.26.2.26.2.2 变质重结晶锆石的年代学意义变质重结晶锆石的年代学意义 重结晶作用较彻底的均匀变质重结晶锆石区域得到的 U-Pb 年龄代表了变质重结晶发生 的时代； 岩浆环带结构清楚、 未受变质重结晶作用影响的锆石区域的年龄代表了原岩相应岩 石的形成年龄（Hoskin P WO and BlackLP,2000; Harrison TMet al., 1987） ；而部分受变质重 结晶作用影响的区域给出的 U-Pb 年龄是混合年龄，并且在 U-Pb 年龄谐和图上形成一条不 一致线，不一致线与谐和线的上交点年龄最有可能代表其形成年龄，即继承锆石的年龄， 不 一致线与谐和线下交点的年龄最有可能代表重结晶作用发生的年龄， 即变质重结晶锆石的年 龄（VavraG et al., 1999） 。 6.2.36.2.36.2.36.2.3 热液锆石的年代学意义热液锆石的年代学意义 热液流体对锆石 U-Pb 体系封闭性的影响远远超过变质作用的温度和压力的影响。 热液蚀变作用较为彻底的锆石晶域测得的年龄，可以代表热液蚀变作用的准确年龄， 对 其中没有受热液蚀变作用影响的锆石晶域进行 U-Pb 定年，可以得到原岩的形成年龄 （Tomashek F et al., 2003; LiatiAet al., 2002） 。 此外， 对于热液矿床而言， 通过对受蚀变作用影响较为彻底的锆石微区或颗粒进行 U-Pb 定年所得到的热液蚀变作用发生的准确时代，即为矿床的形成时代（李长民，2009） 。 7 7 7 7 结论结论结论结论 1）不同环境及成因的锆石具有不同的结构类型和矿相学特征，通过详细的研究可区分 锆石的生长期次和不同期次锆石的成因。 2）不同成因锆石具有其特征的微量元素和稀土元素组成。 3）锆石的成因往往是很复杂的，因此想要得到正确的结论，需要将锆石的晶体形态、 内部特征、化学组成特征及包裹体等结合起来进行综合研究。 4）锆石可用于 U-Pb 同位素测年，但蜕晶质化和重结晶作用均会引起 Pb 的丢失，从而 导致得到混合年龄，因此在实验前对锆石颗粒或微区进行仔细的筛选是十分有必要的。 5）对于热液矿床而言，通过对受蚀变作用影响较为彻底的锆石微区或颗粒进行 U-Pb 定年所得到的热液蚀变作用发生的准确时代，即为矿床的形成时代。 参考文献：参考文献： 鲍学昭, 李惠民, 陆松年. 锆石微区喇曼光谱研究及成因标型意义. 地质科学. 1998, 22(4): 455-462. Belousova E, GriffinW,Pearson N J. Trace element composition and cathodoluminescence properties of southernAfrican kimberlitic zircons. Mineral Mag, 1998, 62: 355-366. Belousova E, Suzanne G W, FisherY.Igneous zircon: Trace element composition as an indicator of source rock type. Contrib Mineral Petrol, 2002, 143: 602-622. 毕诗键, 李建威, 赵新福. 热液锆石 U-Pb 定年与石英脉型金矿成矿时代:评价与展望. 地质科学情报. 2008, 27(1): 69-76. Buick R, Thornett J R,MC Naughton N J,Smith J B， Barley M E, Savage M. Record of emergent continental crust similar to 3.5 billion yearsagoin the Pilbara craton ofAustralia . Nature, 1995, 375:574-575. Cherniak D J,Watson E B. Pb diffusion in zircon. Chemical Geology, 2000, 172: 524. CrofuF,Hanchar J M, Hoskin P W O, etal.Atlas of zircon textures. Reviews in Mineralogy and Geochemistry,2003, 53: 469-495. DelaRosa J D, Jenner G A, Cartro A.AStudy 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 HP,Brix M, etal.35 Ma old ultrahigh-pressure metamorphism and evidence for very rapid exhumation in the Dora Maira Massif,Wester AlpsLithos, 1997, 41: 5-24. Geisler T,Ulonska M, Schleicher H, etal.Leaching and differential recrystallization of metamict zircon under experimental hydrothermal conditions. Chemical Geology, 2001, 141: 53-65. Geisler T, PidgeonRT,Kurtz R, etal.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, NewHampshire. 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 rare earth element carrier insubducted crust. Chemical Geology, 2002, 192: 289-306. Hoskin P W O, Black LP.Metamorphic zircon formation by solid-state recrystallization of protolith igneous zircon. J Metamorphic Geol, 2000, 18: 423-439. HoskinPW O, Schaltegger U. The composition of zircon and igneous and metamorphic petrogenesis. Reviews in mineralogy and geochemistry,2003, 53: 27-55. KeayS,Steele D, CompstonW.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 R A, Sweeny R J, etal.The timing of MARID metasomatism in the Kaapvaal mantle: An ion probe studyof zircons from MARIDxenoliths. Earth Planet Sci Lett,.1998, 160: 133-145. LeeJ,Williams I, Ellis D. Pb,U and Thdiffusion in nature zircon, Nature,1997, 390(13): 159-162. 雷怀彦, 牛小平, 刘志红, 官宝聪. 锆石化学特征与花岗岩体时空演化关系. 化工学报. 2003, 54(增): 136-143. Liati A, Gebauer D. Constraining the pregrade and regrade P-T-t path of Eocene HProcks by SHRIMPdating difference zircon domain: Inferred rated of heating-burial,cooling and exhumation for central Rhodope, northern Greece. Contrib Minern Petrol, 1999, 135: 340-354. Liati A, Gebauer D, Wysoczanski R.U- Pb SHRIMP- dating of zircon domains from UHP garnet- rich mafic rocks and late pegmatoids in the Rhodope zone (N Greece):Evidence for Early Cretaceous crystallization and Late Cretaceous metamorphism. Chem Geology,2002, 184: 281- 299. 李长民. 锆石成因矿物学与锆石微区定年综述. 地质调查与研究, 2009, 33(3): 161-174. 李秋立, 李曙光, 侯振辉等. 青龙山榴辉岩高压变质新生锆石 SHRIMPU- Pb 定年、 微量元素及矿物包 裹体研究. 科学通报, 2004, 49(22): 2329-2334. LiuF,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: 199-215. Liu J,YeK, MaruyamaS.Mineral inclusions in zircon from gneisses in the Ultrahigh-pressure zone of the Dabie Mountains, China. Journal of Geology,2001, 109: 523-535. 刘福来, 许志琴, 杨经绥等. 苏鲁地体超高压和非超高压花岗质片麻岩的判别标志来自锆石中 矿物包裹体的证据.地质论评, 2003, 47(2): 164-169. Nozhkin A D, Turkina O M. Radiogeochemistry 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 of zircon U-Pb ages. Contrib Mineral Petrol, 1998, 132: 288-299. Pidgeon R T. Recrystallisation of oscillatory-zoned zircon: Some geochronologicaland petrological implications. Contrib Mineral Petrol, 1992, 110:463-472. 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 of zircon U-Pb ages. Contrib Mineral Petrol, 1998, 132: 288-299. Rubatto D, Gebauer D, Fanning M. Jurassic formation 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 eclogite- facies zircons: The age of Alpine metamorphism in the Sesia- Lanzo Zone (WesternAlps). Earth and Planetary Science Letters,1999, 167: 141-158. Rubatto D, Gebauer D. Use of cathodoluminescence for U-Pb zircon dating by IOM Microprobe: Some examples from the western Alps. Cathodoluminescence in Geoscience, Springer-Verlag Berlin Heidelberg, Germany. 2000, 373-400. Rizvanova N G, Lenchenkov OA, Belous A E, etal.Zircon reaction and stability of the U-Pb isotope system during the interaction with carbonate fluid: Experimental hydrothermal study. Contrib Mineral Petrol, 2000, 139: 101-134. TomaschekF,KennedyAK, Villa I M, etal.Zircons from Syros, Cyclades, Greece-recrystallization and mobilization of zircon during high-pressure metamorphism. Jour of Petrology, 2003, 44(11): 1977-2002. TomaschekF,Kennedy AK, Villa IM, etal.Zircons from Syros, Cyclades, Greece- recrystalli- zation and mobilization of zircon during high- pressure metamorphism . Jour of Petrology , 2003, 44(11):1977-2002. Vavra G, Schmid R, Gebauer D. Internal morphology, habit and U- Th- Pb microanalysis of amphibole to granulite facies zircon: Geochronology of the Ivren Zone (Southern Alps). Contrib MineralPetrol, 1999, 134: 380-404. 吴元保, 郑永飞. 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, 评述, 2004, 49(16): 1589-1604. 移根旺. 锆石成因矿物学研究. 中国水运. 2008, 8(6): 259-260. 钟玉芳, 马昌前, 余振兵. 锆石地球化学特征及地质应用研究. 地质科学情报. 2006, 25(1): 28-40.