論揚子板塊東北緣的俯沖與回撤對山東地塊的影響

王照波，王慶軍

(1.山東省第七地質(zhì)礦產(chǎn)勘查院，山東 臨沂 276006；2.中國地質(zhì)大學，湖北 武漢 430074)

中生代，從三疊紀、侏羅紀到白堊紀，自250～65Ma，塑造了山東省現(xiàn)代整體地質(zhì)構(gòu)造格架的同時,也產(chǎn)生了膠東金礦的大規(guī)模成礦作用。其重要性不言而喻，那么中生代的山東，究竟發(fā)生了什么樣的地質(zhì)事件,其地質(zhì)過程如何？前人為此做了大量的研究工作。筆者在收集、分析前人形成的大量地質(zhì)資料的基礎(chǔ)上，對山東中生代的地質(zhì)演化過程進行解析。

1 山東區(qū)域地質(zhì)概況

山東大地構(gòu)造單元大部分屬華北板塊，東部沿海一帶則屬大別-蘇魯造山帶(膠南造山帶)，揚子板塊的東北緣以郯廬斷裂帶為西界，以黃海斷裂為東界，以蘇魯碰撞帶為北界形成插入華北的楔形體。華北板塊在山東又劃分為華北拗陷、魯西地塊與膠北地塊3個Ⅲ級構(gòu)造單元，而魯西地塊又進一步劃分為魯中隆起區(qū)、魯西南潛隆區(qū)與沂沭斷裂帶3個Ⅳ級構(gòu)造單元。該文重點論述的魯西地區(qū)，主要指大地構(gòu)造單元中的魯中隆起區(qū)；魯東地區(qū)主要指膠北隆起與膠萊盆地；沂沭斷裂帶主要指鄌郚-葛溝斷裂以東與昌邑大店斷裂以西之間的由火山巖盆地與汞丹山凸起組成的區(qū)域(圖1)。

圖1 揚子板塊東北緣區(qū)域地質(zhì)圖(據(jù)萬豐年)

山東省早前寒武紀基底構(gòu)造演化同華北克拉通相似。大致以現(xiàn)在的沂沭斷裂為界，山東東西兩側(cè)早前寒武紀變質(zhì)巖系既有一定的相似性,又有顯著的差異。中太古代出現(xiàn)以麻粒巖為代表的古陸塊，西部麻粒巖伴有大面積的紫蘇花崗巖，而東部則未見分布。新太古代東、西部雖然均存在大面積的TTG花崗巖系，但西部出現(xiàn)以科馬提巖為代表的典型的綠巖帶建造，而東部的綠巖建造中卻未見典型的海相超鎂鐵質(zhì)火山巖。古元古代西部發(fā)現(xiàn)大量花崗巖類侵入巖，而東部則分布有大面積陸緣海相沉積建造[1]。

魯西地區(qū)從新元古代到古生代的較為穩(wěn)定的海相、濱海沉積的一套碳酸鹽巖與碎屑巖，魯東地區(qū)的古生代沉積地層現(xiàn)在已經(jīng)由于隆起被剝蝕殆盡[2]。此后就進入了大規(guī)模的巖漿侵入與火山噴發(fā)的中生代。

2 中生代巖漿巖時空分布規(guī)律

理解地質(zhì)事件演化過程的關(guān)鍵是確定地質(zhì)事件發(fā)生的時間。現(xiàn)代同位素地質(zhì)年代學的發(fā)展，為準確確定地質(zhì)體的形成時間提供了依據(jù)。近些年來，眾多研究者對山東地區(qū)的中生代地質(zhì)事件(主要為巖漿活動與成礦)進行了同位素年代學研究，獲得了大量測年數(shù)據(jù)[3-35]。對測年數(shù)據(jù)進行圖解，整理分析，總結(jié)規(guī)律，是分析中生代地質(zhì)過程前提。

2.1 基于年齡分布串珠圖的分析

根據(jù)前人報道的測年數(shù)據(jù)(共收集到的146個測年數(shù)據(jù))，制成同位素年齡分布串珠圖(圖2)。根據(jù)對這一圖件進行分析，可以得到如下認識：膠東與魯西的巖漿侵入、火山噴發(fā)及成礦時代存在明顯差異。膠東地區(qū)的巖漿侵入時間與成礦時間都早于魯西地區(qū)，膠東的巖漿侵入、成礦與火山噴發(fā)大致存在兩次峰值年齡，而魯西基本上僅有一次峰值。膠東金礦的成礦時代峰值期晚于膠東巖漿巖的侵入高峰期，顯示了明顯的滯后特征，但膠東金礦的形成時間主要集中于第二個巖漿侵入期內(nèi)。魯西金礦成礦的高峰期與巖漿侵入的高峰期是一致的，這與魯西金礦多形成于巖漿巖與圍巖的接觸帶中的特征是吻合的。

圖2 山東中生代巖漿巖成巖及金礦成礦年齡分布串珠圖

山東省中生代的火山作用峰期時代略晚于巖漿侵入的時代。且沂沭斷裂帶兩側(cè)的火山是同時間噴發(fā)的，這表明約在125Ma左右，沂沭斷裂帶兩側(cè)的裂谷是同時開啟的，并暗示，在魯西、魯東巖漿上侵時，沂沭斷裂帶應尚沒有大規(guī)模的張性活動。魯西與魯東金礦成礦作用的開啟時間都早于火山噴發(fā)年齡，表明金礦的成礦與巖漿作用相關(guān)，而與火山作用沒有太多的內(nèi)在聯(lián)系。沂沭斷裂帶及其兩側(cè)的裂谷及拉分盆地中的火山噴發(fā)作用，是在魯西與膠東巖漿侵入作用明顯趨于減弱的情況之下開始的。沂沭斷裂帶東側(cè)的火山作用的時間比西側(cè)的長，并且東側(cè)比西側(cè)多了一個噴發(fā)旋回，形成了2個明顯的峰值，且西側(cè)火山噴發(fā)達到高潮時，東側(cè)則出現(xiàn)了噴發(fā)的間歇期，但當東側(cè)火山再次劇烈噴發(fā)時，西側(cè)火山噴發(fā)已經(jīng)停止，裂谷終結(jié)，這顯示了其機制存在差異。當膠東火山噴發(fā)的第二次高潮到臨之時，魯西、膠東的巖漿侵入作用則趨于尾聲。

2.2 魯西中生代侵入巖時空展布特征

圖3標注了魯西侵入巖位置及其同位素年齡，圖3中一個巖體中相同巖性或相近巖石的同位素年齡采用平均值，不同的巖性所獲得的同位素年齡采用最高值進行標注，這樣則顯示為該巖體最早侵入時間。按照侵入時間，魯西中生代侵入巖大致顯示出呈3個自南西向北東逐漸變新的巖漿巖帶，也就是說，魯西中生代巖漿巖的侵入首先是從平邑銅石巖體及蒼山東部開始的，侵位時間為182～160Ma，為侏羅紀侵位。然后是沂南上峪巖體—濟南巖體帶侵位，侵位時間為132～130Ma，為早白堊世，最后為沂南銅井-淄博金嶺巖體帶，侵位時間稍后，為128.5～126.5Ma。

圖3 魯西中生代侵入巖時空展布圖(底圖據(jù)宋明春)(數(shù)字表示侵位年齡，單位為Ma)

在上述3個巖體帶結(jié)束侵位之后，巖漿的侵入作用就沒有顯示出再向前推進的特征，多在原有巖體周邊形成新的侵入作用，形成雜巖體，并同時伴有火山噴發(fā)(蒙陰盆地火山巖124.0Ma與費縣方城盆地火山巖119.0Ma)，在銅石巖體的南北兩側(cè)侵位了蒙陰虎頭崖巖體(124.4Ma)與蒼山流井巖體(124.9Ma)，以及微山郗山巖體(119.5Ma)。最后是蒼山龍寶山巖體(96.2Ma)與濟寧臥福山巖體(82.7Ma)的侵位，最后魯西結(jié)束中生代巖漿巖的侵入。

魯西中生代巖漿巖的侵位展布特征，顯示了巖漿的侵位作用由南西方向開始，然后向北東方向推進的演化特征。這種特征除了在區(qū)域尺度上之外，還有就是在局部巖體中也顯示的較為明顯，如沂南上峪雜巖體也顯示了此種演化特征。

2.3 魯東中生代侵入巖時空展布特征

魯東侵入巖的長軸走向為NE向，與主體構(gòu)造線展布方向相一致(圖4)。巖體按形成時代由東南方向向北西方向依次展布，以石島-甲子山巖體帶開始，其侵入年齡為225～212Ma，向北西方向推進到文登-乳山巖體帶，其侵位年齡為160Ma左右，最后在最北西端侵位形成了艾山-玲瓏巖體帶，侵位年齡為156Ma。此后，經(jīng)歷了一個間歇期后，于135Ma年再次活化，并由北西方向轉(zhuǎn)為南東方向依次侵位了郭家?guī)X、昆崳山巖體，并在此后侵位了偉德山-嶗山巖體帶，侵位時間為120～110Ma。巖漿侵位方向轉(zhuǎn)變后的侵位過程中，則為膠東金礦集中成礦期。

圖4 魯東中生代侵入巖時空展布圖(底圖據(jù)宋明春)(圖中數(shù)字表示巖體侵位年齡，單位為Ma)

2.4 魯西與膠東中生代侵入巖時空展布特征

根據(jù)山東中生代侵入巖的年齡分布串珠圖與魯西、魯東中生代侵入巖的時空展布特征可以看出，魯西與膠東侵入巖的時空差異明顯，同時代巖體分布范圍長軸方向不同，前者北西，后者北東；由早到晚巖體分布方向不同，前者北東，后者北西，魯東則明顯顯示了向南東方向后撤的趨勢。顯然，魯東與魯西中生代巖漿巖侵位時的大地構(gòu)造背景存在著巨大的差異。

3 中生代巖漿巖巖石化學演化特征

按照中生代巖漿的空間分帶，選擇了代表性的巖體，對其巖石化學演化特征進行對比分析。在前人測試的大量巖石化學數(shù)據(jù)[36-56]的基礎(chǔ)上，計算了相同巖體相同或相近巖石的巖石化學平均值(表1)。從巖石化學數(shù)據(jù)投點于硅堿圖(圖5)和SiO2-Al2O3/(MgO+Al2O3)演化趨勢圖(圖6)中可見，無論魯西的侵入巖還是膠東的侵入巖，都存在一個巖漿堿度與鋁質(zhì)含量的旋回性演化特征，表現(xiàn)為順時針或逆時針的半環(huán)狀演化軌跡；但是火山巖的演化趨勢具有單向性特征。侵入巖的旋回性演化與火山的單向性演化特征，可能是因為火山作用開始于巖漿侵入作用的后期，只與巖漿侵入旋回的后半部分相耦合。

表1 山東省中生代代表性巖體的平均巖石化學數(shù)據(jù)

注：括號內(nèi)數(shù)字為參與平均的數(shù)據(jù)的個數(shù)，T處所標數(shù)據(jù)為全鐵數(shù)值。

圖5 山東省中生代巖漿巖硅堿圖

圖6 山東省中生代巖漿巖巖幔特征元素趨勢圖

在堿度演化方面，魯西地區(qū)由銅石巖體至上峪巖體、銅井巖體，巖石的堿度趨于降低，但是在銅井巖體之后，隨著時間的推移，巖石的堿度又出現(xiàn)了顯著的增高。膠東地區(qū)由石島巖體向文登巖體、玲瓏巖體，堿度趨于降低，但此后侵位的郭家?guī)X巖體與偉德山巖體出現(xiàn)了堿度增高特征。

在鋁鎂的演化趨勢圖解中，魯西在上峪巖體(131.5Ma)侵入后出現(xiàn)拐點，由向基性發(fā)展的趨勢轉(zhuǎn)變?yōu)橄蛑兴嵝园l(fā)展。而膠東則是以玲瓏巖體侵入之后出現(xiàn)轉(zhuǎn)折點，由向酸性演化的趨勢轉(zhuǎn)變?yōu)橄蛑行园l(fā)展。膠東玲瓏巖體最后的侵位年齡為150.1Ma，郭家?guī)X巖體的侵位年齡則表現(xiàn)的較為分散，具有較長的侵位演化時間(148.4～115Ma，平均侵位年齡為138Ma)，魯西的上峪、銅井巖體的侵位年齡為131～128Ma。上述中生代巖漿巖時空展布規(guī)律和巖石化學的演化趨勢反映出，魯東在150.1～138Ma之間的一個時段地質(zhì)演化發(fā)生了逆向轉(zhuǎn)化，魯西則在131Ma左右時地質(zhì)演化發(fā)生了逆向轉(zhuǎn)化。魯西巖漿巖物質(zhì)組分出現(xiàn)轉(zhuǎn)變的時間顯示要比魯東晚些時間。

4 關(guān)于揚子板塊俯沖與回撤的討論

4.1 魯西中生代巖漿作用與揚子板塊俯沖有關(guān)

目前對于華北板塊中生代大規(guī)模富集巖石圈地幔的形成機制尚存在不同的認識，主要有：①華北中生代地幔的富集主要與揚子-華北板塊碰撞及其之間的大陸深俯沖作用有關(guān)，由于深俯沖的揚子大陸地殼同軟流圈地幔相互作用形成富集地幔[57]；②華北中生代地幔的富集主要與巖石圈大規(guī)模拆沉作用有關(guān)，由于太古宙古老地殼物質(zhì)被拆沉而重循環(huán)進入地幔，導致地幔成分發(fā)生改變形成富集地幔[58,59]；③華北中生代地幔的富集與古太平洋板塊的俯沖有關(guān)，是俯沖板片析出熔體和巖石圈地幔熔體混合作用的結(jié)果[60]。

山東中生代地幔的富集存在因俯沖進入地幔的殼源物質(zhì)的影響，魯西北部濟南—鄒平一帶鎂鐵質(zhì)巖石的ISr值變化于0.70396～0.70598[61]，而南部費縣-蒙陰一帶鎂鐵質(zhì)巖石變化于0.70844～0.71247，膠萊盆地中生代鎂鐵質(zhì)巖石的ISr值則為0.70724～0.70750[62](Fan et al.2001)，因此，有人認為華北克拉通南緣幔源巖石極可能存在有因深俯沖而進入地幔的揚子陸殼的影響。李友連[29]選擇虧損地幔分別與華北板塊上殼、華北板塊下殼及揚子板塊下殼作為二元混合的端員，進行模擬計算顯示，郯城神泉鈉質(zhì)火山巖的Sr，Nd同位素組成最接近虧損地幔與揚子克拉通下地殼的混合線，說明火山巖源區(qū)中應含有因俯沖進入地幔的揚子陸殼組分。

裴福萍等[13]對費縣和方城玄武巖研究認為，其具有的高ISr、低εNd(t)特征應與巖漿起源于斷離的揚子俯沖板片和軟流圈的混熔作用相關(guān)。楊承海等[12]通過對87Sr/86Sr(t)和Pb同位素的研究認為，自東南向西北方向，魯西早白堊世高鎂閃長巖的87Sr/86Sr(t)比值和Pb同位素比值逐漸降低，而εNd(t)值逐漸升高。斷離的揚子克拉通俯沖板片是改造魯西東南側(cè)巖石圈地幔性質(zhì)的主體，揚子克拉通沿北西方向與華北克拉通之間的俯沖碰撞是產(chǎn)生上述同位素空間變化的動因。

上述研究成果顯示，魯西中生代的巖漿巖侵入活動，受到了揚子板塊俯沖的影響。

4.2 關(guān)于揚子板塊東北緣板塊回撤問題的認識

對于揚子板塊東北緣向華北板塊的俯沖，目前國內(nèi)學者具有較為一致的認同。并且很多學者提出了碰撞物質(zhì)的折返概念[63-71]。但是是否存在俯沖后的板塊回撤呢？尚沒有人論及。該文通過綜合分析認為，揚子板塊俯沖完成后，在其東北緣發(fā)生了一個沿著俯沖反方向的撤離過程，稱之為板塊回撤。

該文設(shè)想，在揚子板塊向華北板塊俯沖之后，由于俯沖到山東陸塊之下的揚子板塊東北緣的回撤，導致了巖石圈深部抽空，引發(fā)了軟流圈的大規(guī)模上涌，進而誘發(fā)了“克拉通破壞”、或“巖石圈減薄”，這可能是膠東大規(guī)模巖漿作用、成礦作用的深部動力機制，同時也是蘇魯造山帶深部高壓物質(zhì)折返的主要因素。

三疊紀時揚子板塊向北漂移，其東北緣部位首先與華北板塊的東南緣(今山東及黃海區(qū)域)碰撞。碰撞作用形成了揚子板塊對于華北板塊的俯沖，同時這種局部碰撞導致了沂沭斷裂帶的左行走滑與黃海斷裂的右行走滑[72]，從而使得揚子板塊的東北緣得以楔入華北板塊的內(nèi)部，這有點類似與印度板塊東北角的南迦巴瓦一帶的構(gòu)造形式。175～135Ma之間，揚子板塊的運動方向由正北向轉(zhuǎn)為北西向，伴隨俯沖作用形成了一系列巖漿巖的帶狀侵位。135Ma，運移方向改變?yōu)楸睎|向[73]。揚子板塊的主體部分的繼續(xù)北移，受到中部(應在大別一帶)的阻擋，近似于杠桿的作用，導致了板塊東北緣的回撤(圖7)。

圖7 揚子板塊東北緣的俯沖與回撤過程示意圖

板塊回撤應是板塊碰撞過程中由于板塊碰撞的角度的改變、自身運移過程中的旋轉(zhuǎn)或者其他板塊的推擠或阻礙造成的碰撞過程中的局部板塊的回撤，這種回撤使巖石圈淺部處于拉張環(huán)境而產(chǎn)生張性構(gòu)造、深部虛脫而導致軟流圈的隆起，這種雙重作用對成礦極其有利。對于板塊的回撤是個案還是在其他造山帶的部分地段也存在類似現(xiàn)象，目前尚不清楚，基于很多板塊運移過程中的旋轉(zhuǎn)特征以及大約有80%的為斜向碰撞，推測應該還會存在。

4.3 板塊回撤機制下的山東省中生代地質(zhì)演化

晚三疊世，膠東在板塊碰撞的影響下向北西方向推擠，導致了沂沭斷裂帶產(chǎn)生大規(guī)模左旋走滑運動(圖8A)。

180～148Ma，由于揚子板塊俯沖作用的影響，在魯西形成了銅石雜巖體，在膠東玲瓏巖體大規(guī)模侵位(圖8B)。

圖8 揚子板塊東緣碰撞、俯沖與回撤過程示意圖

大約135Ma，揚子板塊首先在膠東一帶發(fā)生回撤，導致了巖石圈下部的抽空(巖石圈減薄)，回撤的帶動作用造成了沂沭斷裂帶的右行走滑。在回撤過程中，依次形成了郭家?guī)X巖體與偉德山巖體系列。同時也帶動了高壓榴輝巖的折返。

大約128Ma，魯西地區(qū)也出現(xiàn)了板塊小幅度的回撤，依次形成了龍寶山巖體、郗山巖體與臥福山巖體。

大約125Ma是山東火山巖盆地全面開啟的時間(圖8C)。伴隨回撤力度加大，膠東拉張了膠萊盆地，同時沂沭斷裂帶右行旋扭形成安丘莒縣、鄌郚、馬站、郯城等火山巖盆地，魯西的平邑-方城盆地、蒙陰盆地也同時被拉張形成火山噴發(fā)。揚子板塊回撤在巖石圈形成的拉張空間的同時，在深部形成真空狀態(tài)，導致了軟流圈的上隆，這是膠東金礦形成的關(guān)鍵內(nèi)在因素。

大約115Ma，在山東大規(guī)模的巖漿侵入活動基本結(jié)束時，膠萊盆地又發(fā)生了一次規(guī)模較大的火山噴發(fā)活動，同時進一步的拉伸環(huán)境下又形成了膠東部分金礦的成礦。

在100Ma時，膠萊盆地的火山活動結(jié)束，終結(jié)了這次山東的巖漿旋回與金礦成礦，預示著揚子板塊的回撤對山東的影響最終結(jié)束。

該文為山東省地質(zhì)礦產(chǎn)勘查局在中國地質(zhì)大學(武漢)舉辦的總工程師培訓班學習期間完成的結(jié)業(yè)論文，以授課教師的新理論為指導，提出的關(guān)于揚子板塊東北緣俯沖與回撤的新認識，由于這一認識的提出主要是以山東省的地質(zhì)資料為基礎(chǔ)，難免帶有偏頗，甚至是不成熟的，還需今后更加廣泛而深入的研究與分析。

致謝：謹向中國地質(zhì)大學(武漢)馬昌前、王國燦、呂新彪、劉天佑、段秀燕等老師致以誠摯的謝意！山東地礦局宋明春研究員給予了審閱并提出了很多寶貴的建議，在此表示由衷的感謝！

參考文獻：

[1] 宋明春.山東省大地構(gòu)造單元組成、背景和演化[J].地質(zhì)調(diào)查與研究,2008,31(3)：165-167.

[2] 牛保祥，陸榮莉，楊斌，等.魯東地塊的大地構(gòu)造位置[J].山東國土資源，2004，20(4)：41-45.

[3] 胡華斌，毛景文,劉敦一，等.魯西銅石巖體的鋯石SHRIMP U-Pb年齡及其地質(zhì)意義[J].地學前緣，2004，11(2)：453-460.

[4] 譚東娟,林景仟,許文良.銅石雜巖體40Ar/39Ar年齡--兼論歸來莊金礦成礦時代[J].山東地質(zhì)，1993，9(2)：68-72.

[5] 林景仟，譚東娟，金燁.魯西地區(qū)中生代火成活動的40Ar/39Ar年齡[J].巖石礦物學雜志，1996，51(3)：214-218.

[6] 王永,范宏瑞,胡芳芳，等.魯西沂南銅井閃長質(zhì)巖體鋯石U-Pb年齡、元素及同位素地球化學特征[J].巖石礦物學雜志，2011，30(4)：553-566.

[7] 李洪奎,耿科,李逸凡，等.沂南縣銅井金礦床鋯石SHRIMPU-Pb年齡及其地質(zhì)意義[J].礦床地質(zhì)，2011,30(3)：497-500.

[8] 閻國翰,蔡劍輝,任康緒，等.郯廬斷裂帶晚中生代富堿侵入巖Nd，Sr，Pb同位素特征及源區(qū)性質(zhì)探討[J].巖石學報，2008，24(6)：1223-1236.

[9] 楊承海.魯西中生代高鎂閃長巖的年代學與地球化學：對華北克拉通巖石圈演化的制約[D].博士論文，2007：1-86.

[10] 藍廷廣,范宏瑞,胡芳芳，等.山東微山稀土礦礦床成因：來自云母Rb-Sr年齡、激光Nd同位素及流體包裹體的證據(jù)[J].地球化學，2011，40(5)：428-440.

[11] 楊承海,許文良,楊德彬，等.魯西濟南輝長巖的形成時代:鋯石LA-ICP-MS U-Pb定年證據(jù)[J].地球?qū)W報，2005，26(4)：321-325.

[12] 楊承海,許文良,楊德彬，等.魯西上峪輝長-閃長巖的成因:年代學與巖石地球化學證據(jù)[J].中國科學D輯，2008,38：44-55.

[13] 裴福萍,許文良,王清海，等.魯西費縣中生代玄武巖及幔源捕擄晶的礦物化學:對巖石圈地幔性質(zhì)的制約[J].高校地質(zhì)學報，2004,10(1)：88-92.

[14] 楊承海,許文良,楊德彬，等.魯西中生代高Mg閃長巖的成因:年代學與巖石地球化學證據(jù)[J].地球科學，2006,31(1)：81-83.

[15] 許文良,王冬艷,王清海，等.華北地塊中東部中生代侵入雜巖中角閃石和黑云母的40Ar/39Ar定年：對巖石圈減薄時間的制約[J].地球化學，2004,33(3)：221-231.

[16] 郭瑞朋.臨朐鐵寨雜巖體基本特征及其與金礦化關(guān)系的探討[J].山東地質(zhì)，1999,15(4)：24-29.

[17] 王世進,王來明,萬渝生，等.魯東地區(qū)侵入巖形成時代和期次劃分———鋯石SHRIMP U-Pb年齡的證據(jù)[J].山東國土資源，2009，25(12)：8-13.

[18] 胡世玲，王松山，桑海清，等.山東玲瓏和郭家?guī)X巖體的同位素年齡及其地質(zhì)意義[J].巖石學報，1987,3(3)：83-86.

[19] 于津海.膠東東部昆崳山混合雜巖體的形成時代及成因[J].地質(zhì)論評，1989,35(4)：285-290.

[20] 胡芳芳,范宏瑞,楊進輝，等.魯東昆崳山地區(qū)宮家輝長閃長巖成因巖石地球化學、鋯石U-Pb年代學與fH同位素制約[J].巖石學報，2007，23(2)：387-390.

[21] 宋明春,嚴慶利.膠南地區(qū)偉德山超單元中閃長質(zhì)包體的特征及巖漿成因[J].山東地質(zhì)，2000,16(4)：16-19.

[22] 王世進，萬渝生，宋志勇，等.魯東文登地區(qū)文登型(超單元)花崗巖體的SHRIMP U-Pb鋯石年代學[J].山東國土資源，2012，28(2)：1-6.

[23] 趙廣濤,曹欽臣,王德滋，等.嶗山花崗巖鋯石U-Pb年齡測定及其意義[J].青島海洋大學學報，1997，27(3)：382-386.

[24] 王世進,張成基,楊恩秀，等.魯西地區(qū)中生代侵入巖期次劃分[J].山東國土資源，2009，25(2)：18-22.

[25] 王世進,張成基.山東省侵入巖期次劃分及巖石單位代號的厘定[J].山東國土資源，2009，25(1)：23-26.

[27] 邱檢生,劉亮,李友連.山東湯頭盆地鉀質(zhì)及鈉質(zhì)火山巖的年代學與地球化學:對華北克拉通巖石圈減薄的啟示[J].巖石學報，2012,28(4)：1044-1056.

[28] 牛漫蘭，謝成龍，宋傳中，等.郯廬斷裂帶早白堊世火山巖的K-Ar年齡及其構(gòu)造意義[J].地質(zhì)科學，2007，42(2)：382-387.

[29] 李友連,邱檢生,劉亮.山東郯城神泉鈉質(zhì)火山巖的年代學與地球化學——對源區(qū)地幔性狀與巖石成因的啟示[J].巖石礦物學雜志，2012，31(6)：783-792.

[30] 周建波,鄭永飛,趙子福，等.山東五蓮中生代巖漿巖的鋯石U-Pb年齡[J].高校地質(zhì)學報，2003，9(2)：185-189.

[31] 李洪奎,楊永波.沂水南小堯金礦鋯石U-Pb同位素特征及其地質(zhì)意義[J].山東國土資源，2009，25(3)：21-24.

[32] 李洪奎,耿科,李逸凡，等.沂南縣銅井金礦床鋯石SHRIMP U-Pb年齡及其地質(zhì)意義[J].礦床地質(zhì)，2011,30(3)：497-450.

[33] 邱檢生,王德滋,羅清華，等.魯東膠萊盆地青山組火山巖的40Ar-39Ar定年——以五蓮分嶺山火山機構(gòu)為例[J].高校地質(zhì)學報，2001,7(3)：351-355.

[34] 唐嘉鋒,劉玉琳，王啟飛.山東中生代火山巖年代學研究[J].巖石學報，2008,24(6)：1333-1336.

[35] 羅鎮(zhèn)寬,關(guān)康,苗來成,等.膠東招掖地區(qū)與金礦化有關(guān)花崗巖類繼承鋯石年齡及其意義[J].地球?qū)W報,1997,18(增刊):138-141.

[36] 李瑛.山東平邑銅石雜巖體的巖石學特征及含礦性[J].山東地質(zhì)，1994,10(1)：24-28.

[37] 孫振明，王建新，丁培超，等.山東張里金礦堿性次火山巖特征與成礦作用[J].世界地質(zhì)，2012,31(1)：93-97.

[38] 孔令廣,甘延景.巖石譜系單位劃分及成因[J].山東地質(zhì)，2001,17(2)：23-26.

[39] 董樹義,顧雪祥,李科，等.山東沂南金礦床成礦物質(zhì)來源探討[J].地球與環(huán)境，2010,38(3)：295-299.

[40] 邱檢生，王德滋，任啟江.山東沂南金場矽卡巖型金銅礦床地質(zhì)地球化學特征及礦床成因[J].礦床地質(zhì)，1996,15(4)：330-335.

[41] 夏慶霖,陳永清.魯西龍寶山金礦地球化學特征[J].地質(zhì)與勘探，2001,37(4)：13-17.

[42] 周偉偉,蔡劍輝,閻國翰.魯西龍寶山巖體巖石地球化學特征及其意義[J].高校地質(zhì)學報，2013,(4)：221-223.

[43] 張榮隋,甘延景.沂源縣金星頭雜巖體基本特征及與金礦化的關(guān)系[J].山東地質(zhì)，2001,17(1)：24-27.

[44] 高林，陳斌.魯西地塊濟南輝長巖巖石學、地球化學和Os-Nd-Sr同位素研究[J].地球科學與環(huán)境學報，2013,35(2)：19-26.

[45] 趙海玲，鄧晉福，賀懷宇.造山帶陸殼增厚的一個巖石學記錄——以濟南輝長巖及其包體研究為例[J].地學前緣，1998,5(4)：251-256.

[46] 田京祥,張日田,范躍春，等.山東郗山堿性雜巖體地質(zhì)特征及與稀土礦的關(guān)系[J].山東地質(zhì)，2002,18(1)：21-26.

[47] 董振信.山東某鐵礦區(qū)燕山期侵入雜巖的造巖礦物和蝕變礦物特征[J].地質(zhì)學報，1978,(2)：81-86.

[48] 毛建仁.膠東玲瓏-灤家河花崗巖體巖石學特征及形成條件[J].吉林大學學報(地球科學版)，1983，(3)：34-37.

[49] 王炳成,李福堂.玲瓏花崗巖的巖石學和礦物學特征[J].山東地質(zhì)，1985,1(1)：1-6.

[50] 張華鋒,翟明國,何中甫，等.膠東昆崳山雜巖中高鍶花崗巖地球化學成因及其意義[J].巖石學報，2004,20(3)：370-376.

[51] 孟繁聰，孫岱生，李勝榮.膠東磁山花崗巖的特征及其成礦性[J].礦床地質(zhì)，2001,20(4)：394-499.

[52] 劉春華，孫景貴，鄭常青.偉德山巖體巖漿混合作用的巖相學標志[J].遼寧地質(zhì)，1997,(2)：125-131.

[53] 劉春華，孫景貴，鄭常青.膠東文登巖體——二長花崗質(zhì)巖石,地球化學特征及成因探討[J].吉林地質(zhì)，1995,14(4)：51-56.

[54] 高天山，陳江峰，謝智，等.蘇魯超高壓變質(zhì)帶中三疊紀石島巖體的地球化學研究[J].巖石學報，2004,20(5)：1025-1032.

[55] 趙廣濤,王德滋,曹欽臣.嶗山花崗巖巖石地球化學與成因[J].高校地質(zhì)學報，1997,3(1)：1-6.

[56] 劉春華，孫景貴，鄭常青.膠東文登巖體——二長花崗質(zhì)巖石地球化學特征及成因探討[J].吉林地質(zhì)，1995,(14)4：5-58.

[57] 周新華,張宏福,英基豐,等.大陸深俯沖后效作用的地球化學記錄——華北中生代巖石圈地幔源區(qū)特征變異的討論[J].巖石學報,2005,21(4)：1255-1263.

[58] 洪大衛(wèi)，王濤，童英.華北地臺和秦嶺-大別-蘇魯造山帶中生代花崗巖與深部地球動力學過程[J].地學前緣，2003,10(3)：231-257.

[59] Gao S, Rudniek RL,Xu WI,Yuan HL,Liu YS,Puehtell, Liu X,Huang Hand Wang XR.2008 Reeyeling deep cratonielithos Phereand geneartion of intraplate magmatism. Earth Planet.Sei.Lett., 270:41-53.

[61] Chen B,Jahn BM,AarkawaYandzhaiMG.2004. Petrogenesis of the Mesozoic intursive eomPlexesofrm the southem Taihangoorgen, north China Carton:elemental and Sr-Nd-Pb isotopieeonstraints. Contrib.Minearl.Petrol.,148:489-501.

[62] 李全忠，謝智，陳江峰，等.濟南和鄒平輝長巖的Pb-Sr-Nd同位素特征和巖漿源區(qū)中下地殼物質(zhì)貢獻[J].高校地質(zhì)學報，2007,13(2)：297-310.

[63] Fan W M,Guo F,Wang Y J,et al.2001.Post-orogenic bimodal vol-canism along the Sulu orogenic belt in eastern China[J].Physicsand Chemistry of the Earth(A),26:733-746.

[64] Coleman R G, Wang X M. Ultrahigh Pressure Metamorphism. Cambridge: Cambridge University Press, 1995. 1-528.

[65] Hacker B R, Liou J G. When Continent Collide: Geodynamics and Geochemistry of Ultrahigh-Pressure Rocks. Dordrecht: KluwerAcademic Publishers, 1998. 1-323.

[66] Carswell D A, Compagnoni R. Ultra-high pressure metamorphism. Eur Mineral Union Notes Mineral, 2003, 5: 1-508.

[67] Chopin C. Ultrahigh-pressure metamorphism: Tracing continental crust into the mantle. Earth Planet Sci Lett, 2003, 212: 1-14.

[68] Liou J G, Tsujimori T, Zhang R Y, et al. Global UHP metamorphism and continent subduction/collision: The Himalayan model. IntGeol Rev, 2004, 46: 1-27.

[69] 侯泉林,劉慶,李俊,等.大別山晚中生代剪切帶特征及年代學制約[J].地質(zhì)科學，2007，42(1)：114-123.

[70] Xu Z Q, Zeng L S, Liu F L, et al. Polyphase subduction and exhumation of the Sulu high-pressure-ultrahigh-pressure metamorphicterrane. Geol Soc Am Spec Paper, 2006, 403: 93-113.

[71] Zheng Y-F, Fu B, Li Y-L, et al. Oxygen and hydrogen isotope geochemistry of ultrahigh pressure eclogites from the Dabie Mountainsand the Sulu terrane. Earth Planet Sci Lett, 1998, 155: 113-129.

[72] Zheng Y-F, Fu B, Xiao Y-L, et al. Hydrogen and oxygen isotope evidence for fluid-rock interactions in the stages of pre- andpost-UHP metamorphism in the Dabie Mountains. Lithos, 1999, 46: 677-693.

[73] 萬天豐.中國大地構(gòu)造學[M].北京：地質(zhì)出版社，2011：132-180.