武夷山中段司前花岗岩体形成时代、地球化学特征及地质意义

华南大陆由扬子和华夏地块组成(图1), 位于全球板块动力学活动最频繁的特提斯和太平洋两大构造域交汇地带。晚中生代以来, 随着古特提斯洋的关闭, 古太平洋板块的俯冲开始起主导作用, 其导致华南大陆广泛的陆内变形, 并对先前构造进行了强烈的叠加和改造(张岳桥等, 2009)。其中, 白垩纪是华南大陆晚中生代陆内构造演化过程中的一个重要构造变动时期。在这个时期, 华南大陆发生了大规模的地壳伸展裂陷和岩浆活动, 形成了一个壮观的“白垩纪伸展盆地和火成岩省(South China Extensional Basins and Igneous Province)”, 面积约262 920 km2 (Zhou et al., 2006), 其规模与美国西部的盆岭省(Basin and Range province)可比(Shu et al.,2009)。这些大面积分布的岩浆岩、伸展穹窿和断陷盆地等, 在全球中生代构造演化中独具特色, 一直以来备受国内外地质学家关注, 是了解和认识华南大陆晚中生代构造演化的重要窗口(如 Jahn, 1974;Jahn et al., 1976, 1990; Li, 2000; Zhou and Li, 2000;Wong et al., 2009; 张岳桥等, 2012; Li et al., 2014b)。

尽管前人已对这些盆地沉积、变形及岩浆作用展开了大量的研究, 然而, 关于它们的成因及动力学机制, 仍存争议。几种不同的地球动力学模型先后被提出: Gilder等(1996)提出了“左行拉分+同期大陆裂解”模型, 用以解释华南白垩纪岩浆岩与伸展盆地的形成。Zhou和Li(2000)强调晚中生代岩浆岩带呈北东走向展布, 岩浆岩年龄从内陆至沿海逐渐变年轻, 认为华南晚中生代岩浆活动与古太平洋板块的北西向俯冲作用有关, 并根据岩浆岩带宽度时空变化, 进一步提出古太平洋板块的俯冲角度从中侏罗世至早白垩世逐渐变陡。Li(2000)指出岩浆弧的宽度(>1 000 km)远大于一般俯冲带相关的岩浆弧的宽度(300～400 km), 他提出华南白垩纪大部分钙碱性岩浆与大陆岩石圈伸展诱发的减压熔融作用相关, 与俯冲作用无关。Li和Li(2007)提出了古太平洋板块的平俯冲模型, 用以解释华南～1 300 km宽陆内褶皱冲断带及中生代岩浆岩的形成, 在此基础上, 他们进一步将白垩纪岩浆活动解释为平俯冲板片拆沉作用的产物(Li et al., 2012)。另一方面, Sun等(2007)根据Shatsky Rise和Typhoon岛链的运移轨迹(Koppers et al., 2001), 推测古太平洋板块 140～125 Ma俯冲方向为自北东向南西, 并于125～120 Ma转变为自南东向北西。

杜万勃强调，要将防疫工作放在首位，特别是要打好当前非洲猪瘟阻击战 , 确保群众舌尖上的安全和社会大局稳定；要抢抓退耕还草、养殖废弃物资源化利用等一批重点项目建设，鼓励养殖大户以种养结合、农牧结合等方式发展现代畜牧业 , 带动周边贫困户增收致富。

本研究以2018年教育部最新公布的黑龙江省81所高校为研究对象，通过拜访形式填写问卷。在正式发放问卷之前，首先对5所高校的中、高层管理人员和高年级学生进行了访谈，了解高校创新能力与绩效的构成，在此基础上设计、开发了调研问卷。然后，在与相关高校师生和专家的多次深入探讨后，对问卷进行修正，确定最终问卷。向黑龙江省高校的中、高层教学管理人员和高年级学生分别发放了81份配对问卷，并成功回收81份有效问卷。在这些高校中，公办院校64所，约占79%;民办院校17所，约占21%。

武夷山中段建宁—南丰地区以大规模侏罗纪—白垩纪岩浆岩(如新丰街、司前、白石顶花岗岩体和溪沅、黎川中酸性岩墙群等)的发育为典型特征(图1), 是理解华南白垩纪构造演化及动力学的关键地区。本文对武夷山北缘司前花岗岩体进行了系统野外观察和采样, 并基于系统的岩石学、同位素地质年代学和地球化学研究, 确定了它的结晶时代,探讨了它的岩石学成因, 为理解华南大陆白垩纪构造演化及动力学过程提供了新约束。

1 区域地质概况

研究区位于武夷山中段, 前寒武纪变质基底地层和晚中生代岩体广泛出露, 并被白垩纪—第三纪红色碎屑岩角度不整合覆盖(图2)。前寒武纪基底地层主要为新元古代麻源群, 岩性主要为含矽线石、铁铝榴石的黑云(斜长)变粒岩夹云母片岩、石英岩、少量斜长角闪岩, 它们原岩以砂泥质碎屑岩为主,夹基性、中酸性火山岩, 沉积时代<0.73 Ga (Wan et al., 2007; 徐先兵等, 2010; Yao et al., 2017)。除麻源群外, 前寒武纪地层还包括古元古代(1.79～1.76 Ga)天井坪岩组变质火山-沉积岩系, 由黑云(角闪)斜长变粒岩、云母片岩、长石石英岩和斜长角闪岩透镜体组合而成(Li et al., 1998; Wan et al., 2007)。

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(1)锆石 U-Pb定年结果表明司前岩体形成于早白垩世, 具体时代为(140±1) Ma。

2 岩石特征和样品采集

从胸腺指数来看，随着试验的推进呈逐渐降低趋势，这主要与胸腺本身会随年龄增长逐渐退化，最后被脂肪代替相关。但在整个试验过程中，两个试验组的胸腺指数降低速度相比对照组缓慢，且随着年龄增长差异显著，说明预消化蛋白可以延缓胸腺的退化。机体的免疫能力与胸腺的生长周期密切相关，预消化蛋白延缓胸腺的退化，将对小鼠胸腺中T淋巴细胞分化成熟产生抗体起促进作用。

3 测试方法

首先, 将样品清洗晾干并粉碎至80目, 用水淘洗, 保留重砂部分, 经强磁分选剔除铁磁性物质,再经电磁分选和酒精淘洗后, 获得锆石, 在显微镜下挑纯。制靶及阴极发光(CL)照相在北京锆年领航科技有限公司完成。LA-ICP-MS锆石U-Pb同位素测试工作在中国地质科学院矿产资源研究所同位素实验室完成。激光剥蚀系统为Newwave UP213, 多接收器电感耦合等离子体质谱仪为Bruker M90。激光剥蚀过程中采用氦气作载气、氩气为补偿气以调节灵敏度, 激光束斑直径为30 μm, 剥蚀频率10 Hz,每个时间分辨分析数据包括大约15～20 s的空白信号和45 s的样品信号。锆石 U、Th、Pb含量以SRM610作为外标的方法进行计算, U-Th-Pb同位素比值采用GJ-1作外标进行校正。分析数据的离线处理(包括对样品和空白信号的选择、仪器灵敏度漂移校正、元素含量及U-Th-Pb同位素比值和年龄计算)采用软件ICPMSDataCal(侯可军等, 2009; Liu et al.,2010b)完成。详细的仪器操作条件和数据处理方法见侯可军等(2009)。

关于A型花岗岩的成因, 目前有三种较为流行的模型: (1)碱性玄武岩的结晶分异(Eby, 1990, 1992;Turner et al., 1992; Bonin, 2007; Dall'Agnol and de Oliveira, 2007); (2)地壳岩石的高温熔融(Collins et al., 1982; Creaser et al., 1991; King et al., 1997;Dall'Agnol and de Oliveira, 2007); (3)壳幔混合作用,并可能伴有结晶分异作用(Kemp and Hawkesworth,2003; Yang et al., 2006; Li et al., 2007)。司前岩体具有较低的SiO2含量(67.70 wt%～72.30 wt%), 而由分离结晶形成的花岗岩通常具有极高的 SiO2含量(通常SiO2>75 wt%), 而且在研究区也缺少同时期的大规模镁铁质岩浆活动, 说明其不可能由碱性玄武岩结晶分异而成。司前岩体 εHf(t)值(–18.6 ～ –7.9)和MgO含量(0.64 wt%～1.20 wt%)均较低, 说明岩体形成过程中, 地幔物质的上涌仅提供了热源, 并没有为源区贡献物质。同时, 本次研究也未在岩体中发现岩浆混合作用而形成的暗色微粒包体和针状磷灰石, 说明其并非由壳源和幔源岩浆混合而成。司前岩体属弱过铝质-强过铝质岩石(图7c), 岩体富K2O和P2O5(分别为3.60 wt%～5.46 wt%和0.14 wt%～0.27 wt%), 这些特征与壳源铝质 A-型花岗岩相类似(Dahlquist et al., 2010, 2014), 暗示其源岩很可能为地壳岩石。所有样品具有一致的稀土元素配分模式图和原始地幔标准化微量元素“蛛网图”(图8a, b),富集LREE、Rb、Th、K而相对亏损Nb、Ta、Sr、P、Ti, 且其锆石εHf(t)值全部都为负值, 进一步表明司前岩体源于古老的壳源物质重熔。司前岩体的CaO/Na2O 比值较高(0.31～1.01, 均>0.3; 增强材料附表3), 表明其源区可能为贫黏土的碎屑岩或长英质火成岩, 前者部分熔融形成的熔体为强过铝质,后者重熔则形成偏铝质或弱过铝质熔体(Sylvester,1998)。岩体的A/CNK值变化范围较大(1.01～1.25),涵盖了强过铝质-弱过铝质 A/CNK指数区间, 证实其源岩既包括贫黏土的碎屑岩, 也包括长英质火成岩。值得注意的是, 岩体周缘广泛出露的新元古代变质基底, 即麻源群变质火山-碎屑岩, 符合据地球化学数据推断的源岩组合。同时, 司前岩体具有与新元古代变质基底相似的稀土和微量元素配分图解(图8a, b); 在εHf(t)-t图解中(图6), 所有样品点均都落入了新元古代变质基底的演化区间内。上述证据,共同指示司前岩体是由新元古代变质基底(即麻源群)中的变质碎屑岩和变质中酸性火山岩熔融形成的。

样品JND394-1的锆石多为无色、透明, 呈短柱状或长柱状, 晶体自形程度较好, 颗粒较大, 长轴80～200 μm, 长宽比为2:1～4:1, 锆石具有清晰的振荡环带, 少数锆石具核-边结构(图4a), 为典型的岩浆结晶锆石。本文共选择15颗锆石进行了锆石定年分析, 其 Th、U 含量变化较大, 分别为263×10-6～3 300×10-6和820×10-6～3 272×10-6, Th/U 比值为0.14～1.48, 每个测试点年龄谐和度均较好, 15个点206Pb/238U 加权平均年龄为(139.8±0.7) Ma(MSWD=0.25, n=15)(图5a), 该年龄代表了样品的结晶年龄。

关于未来，马国新说：“我没有什么豪言壮语，也不表什么决心，我只要扎扎实实的干好本职工作，无愧于党和人民，这就足够了。”

4 测试结果

4.1 锆石U-Pb定年结果

本文对四个样品进行了LA-ICP-MS锆石U-Pb同位素分析。样品的锆石阴极发光(CL)图像见图4a-d, 锆石 U-Pb谐和图见图5a-d, 详细锆石 U-Pb同位素测试结果列于附表1(见增强材料)。

全岩主微量元素分析在中国地质科学院国家地质实验测试中心完成, 主量元素在 Rigaku-3080型 X射线荧光光谱仪上进行测试, 误差<0.5%。微量元素Zr, Nb, V, Cr, Sr, Ba, Zn, Ni, Rb和Y使用Rigaku-2100型 X射线荧光光谱仪分析, 误差<3%～5%。其它微量元素(包括稀土元素 REE)在TJAPQ-ExCell型 ICP-MS 上分析, 含量>10×10-6和<10×10-6的元素分析误差分别为<5%和5%～10%。详细分析测试方法见何红蓼等(2002)。

样品JND395-1的锆石多为无色、透明, 晶体呈长柱状且自形程度较好, 长轴150～200 μm, 长宽比为2:1～5:1, 锆石具有清晰的振荡环带(图4b), 为典型的岩浆结晶锆石。本文进行了15个点的锆石定年分析, 其Th含量为192×10-6～1 447×10-6, U含量为236×10-6～2 257×10-6, Th/U 比值为0.20～0.96。所有测试点的年龄均谐和, 它们的 206Pb/238U加权平均年龄为(140.3±1.1) Ma (MSWD=0.11, n=15)(图5b),该年龄代表了样品的结晶年龄。

样品 JND396-1的锆石为无色, 透明-半透明,自形-半自形长柱状, 长轴为150～250 μm, 长宽比为2.5:1～5:1, 锆石具有清晰的振荡环带(图4c), 为典型的岩浆结晶锆石。本文选择22颗锆石, 进行了锆石定年分析, 这些锆石的 Th、U含量较低(Th =20×10-6～140×10-6, U= 23×10-6～387×10-6), Th/U 比值在 0.22～0.99之间。所有分析点的年龄都落在谐和线上, 它们的 206Pb/238U 加权平均年龄为(139.8±0.7) Ma (MSWD=0.22, n=22)(图5c), 该年龄代表了样品的结晶年龄。

样品JND397-1的锆石为无色、透明-半透明、长柱状晶体, 自形程度较好, 颗粒较大, 长轴为200～250 μm, 长宽比为2:1～4:1, 锆石具有清晰的振荡环带, 少数锆石具核-边结构(图4d), 为典型的岩浆结晶锆石。本文对其中16颗锆石, 进行了定年分析, 这些锆石 Th、U 含量分别为22×10-6～123×10-6和36×10-6～173×10-6, Th/U比值为0.45～0.74。所有测试点的年龄均落在谐和线上或附近, 206Pb/238U加权平均年龄为(140.2±0.8) Ma (MSWD=0.19,n=16)(图5d), 该年龄代表了样品的结晶年龄。

4.2 锆石Hf同位素

本文共选取司前岩体三个样品(JND394-1,JND395-1, JND396-1)中的38颗已完成U-Pb定年的锆石, 进行了38个点的Hf同位素测试分析。εHf(t)值及二段模式年龄采用锆石加权平均年龄计算。所有测试点的 176Lu/177Hf比值均小于 0.002(增强材料附表2), 说明锆石在结晶后有少量的放射性成因Hf积累。这些测试点的(176Hf/177Hf)i比值较为均一, 且都较低, 介于 0.282 160～0.282 463 之间, εHf(t)值为–18.6 ～ –7.9, 对应的Hf单阶段模式年龄为1 534～1 116 Ma, 二阶段模式年龄为2 362～1 690 Ma(图6a,b; 增强材料附表2)。这些测试点中, 最低的 εHf(t)值(–18.6±0.8)对应最低的 176Hf/177Hf比值(0.282 162)和最古老的二阶段Hf模式年龄值(2 362 Ma)。值得注意的是, 所有测试点的εHf(t)值均为负值, 在εHf(t)与锆石结晶年龄图解中(图6a), 它们均落在球粒陨石演化线以下, 表明其源岩为古老的地壳物质, 并未有地幔物质的加入。

4.3 全岩地球化学

本文对司前岩体的10件样品进行了全岩主量、微量及稀土元素分析, 测试结果见附表3(增强材料)。

司前岩体位于南丰县军峰—司前地区, 呈北东向不规则椭圆状, 出露面积约150 km2, 东、南和北缘侵入新元古代麻源群, 西缘侵入晚侏罗世(～148 Ma; 朱书奇等, 2016)新丰街岩体(图2)。岩体岩性主要为中粗粒或斑状黑云母二长花岗岩、二云母花岗岩等, 主要矿物由石英(25%～28%)、斜长石(29%～35%)、钾长石(30%～35%)、黑云母(5%～10%)及少量白云母(一般<5%, 少数可达～8%)组成(图3),副矿物为锆石、磷灰石、磁铁矿等。钾长石主要为微斜长石和条纹长石, 多呈自形-半自形板状, 常以斑晶形式出现, 并包裹早期石英、斜长石、黑云母(图3b, d); 斜长石呈粒状或半自形板状, 主要为更-中长石, 并普遍发生绢云母化、绿帘石化; 黑云母多呈不规则状分布于斑状的斜长石和钾长石之间,多发生绿泥石化; 白云母多交代长石和黑云母生成(图3b, d)。本研究对司前岩体进行了系统的采样, 共采集 14件样品, 其中锆石 U-Pb同位素和Hf同位素样品4件(JND394-1, JND395-1, JND396-1及JND397-1), 全岩地球化学样品10件(JND394-2、3, JND395-2、3, JND396-3、4, JND397-2、3,和JND398-2、3), 采样位置见图2。

所有样品的 SiO2和K2O含量均较高, 分别为67.70 wt%～72.30 wt%和3.60 wt%～5.46 wt%, 属高钾钙碱性-钾玄岩系列岩石(图7a)。样品富碱(K2O+Na2O = 6.67 wt%～8.25 wt%), 富钾(K2O/Na2O= 1.16～2.41), 在TAS图解中(图7b), 均落入亚碱性花岗岩区域内。Al2O3含量较高(13.33 wt%～14.79 wt%), A/CNK值介于1.01～1.25之间, 属弱过铝质-强过铝质岩石(图7c)。样品具较低的 TiO2(0.39 wt%～0.73 wt%)、FeOt(2.41 wt%～4.05 wt%)、MgO(0.64 wt%～1.20 wt%)和CaO(0.94 wt%～2.74 wt%)含量, 但具较高的 P2O5含量(0.14 wt%～0.27 wt%)和FeOt/MgO比值(3.06～3.93), 这一比值与典型的S-和I-型花岗岩(均值分别为2.38和2.27;Whalen et al., 1987)相比, 明显偏高, 而与铝质A型花岗岩的比值接近(Dahlquist et al., 2010, 2014; Gu et al., 2017; Morales Cámera et al., 2017)。

司前岩体的所有样品稀土总量较高(∑REE =177.73×10-6～427.88×10-6), 轻、重稀土分馏明显(LREE/HREE = 8.61～17.67, LaN/YbN = 10.92～30.93),在球粒陨石标准化图解中稀土配分曲线呈右倾型(图8a), 具中等Eu负异常(Eu/Eu* = 0.35～0.59)。在微量元素蛛网图中(图8b), 样品均富集Rb、Th、U、K、Pb, 而相对亏损 Ba、Nb、Ta、Sr、P、Ti, 与壳源岩浆相类似。值得注意的是, 司前岩体具有较高的 10 000 × Ga/Al比值(2.64～3.28)、Zr+Nb+Y+Ce含 量 (262.6×10-6～581.5×10-6)和Zr 饱和温 度(776～872 ℃, 平均 824 ℃), 这些特征均与 A-型花岗岩特征相类似(Whalen et al., 1987; King et al., 1997,2001; Frost et al., 2001)。在 10 000×Ga/Al-K2O+Na2O和Zr+Nb+Ce+Y-10 000×Ga/Al图解中(图9a, b), 所有样品点都落入A-型花岗岩区域内。尽管高分异的I-型花岗岩会具有与A-型花岗岩相类似的地球化学特征(King et al., 2001), 但司前岩体普遍偏低的SiO2含量(67.70 wt%～72.30 wt%)和较高的Ba含量(395×10-6～984×10-6), 明显区别于高度演化的 I-型花岗岩(通常 SiO2>75 wt%, Ba<100×10-6; King et al.,2001), 因此司前岩体不可能为高分异的I-型花岗岩,应为典型的A-型花岗岩体。

5 讨论

5.1 司前岩体的形成时代

综上所述, 司前岩体具典型的铝质(-过铝质)A-型花岗岩地球化学特征。它的源岩为新元古代麻源群变质火山-碎屑岩, 源岩可能经历早古生代和白垩纪两次熔融事件, 白垩纪部分熔融温度较高(>820 ℃), 地幔岩浆很可能为花岗岩的形成提供了热源, 但并未贡献物质。

5.2 司前岩体的岩石学成因

锆石 Hf同位素测试在中国地质调查局天津地质矿产研究所同位素实验室完成。测试过程中, 选择已进行过 U-Pb同位素分析的锆石进行测试, 分析位置选择锆石中同一环带的相同或对称位置, 激光剥蚀的斑束直径为50 μm, 剥蚀频率10 Hz, 采用GJ-1和91500作为外标计算Hf同位素比值, 具体仪器配置和实验流程参见 Griffin等(2000, 2002)和耿建珍等(2011)。

司前岩体的Al2O3/TiO2比值较低(18.77～37.51),说明其部分熔融温度较高(Sylvester, 1998)。同时,根据 Watson和Harrison(1983)的公式计算, 得到样品的 Zr饱和温度为776～872 ℃, 平均 824 ℃, 由于很少出现锆石继承核(图4), 说明该温度代表部分熔融的最低温度(Watson and Harrison, 1983)。因此, 司前岩体源区发生了较高温度(> ～820 ℃)的部分熔融作用, 这暗示源区是无水的, 并很可能发生了早期的熔融事件(Collins et al., 1982)。前人研究表明, 麻源群中的变质沉积岩在早古生代发生了强烈的变质深熔和混合岩化作用(Wan et al., 2007; 刘锐等, 2008; 曾雯等, 2008; Liu et al., 2010a; Li et al.,2011), 形成的浅色体经过演化、迁移并最终形成S-型花岗岩(如付坊岩体, 张芳荣等, 2010)。混合岩岩相学特征指示可能发生的熔融反应为: 黑云母+夕线石+石英(+斜长石)=堇青石+钾长石+熔体+水(刘锐等, 2008)。熔融反应过后, 混合岩中的暗色体代表了岩石部分熔融后的残余物, 从暗色体的矿物组成来看, 残余岩石成分主要以镁铁质矿物为主, 如黑云母, 堇青石和石榴子石等, 同时还含有一定量的长石(以钾长石为主, 斜长石少量)和少量的石英,这些残余矿物再次发生熔融时, 即可产生铝质(-过铝质)A型花岗岩浆(King et al., 1997, 2001; Feng et al., 2014), 这种成因模型与武夷山地区古生代A-型花岗岩相类似(Feng et al., 2014; Cai et al., 2017)。

由于缺乏精确的同位素定年数据, 关于司前岩体的形成时代, 前人研究推测为早古生代(江西省地质矿产局, 1984)。本文在司前岩体采集的四个样品, 给出了近乎一致的锆石 206Pb/238U加权平均年龄, 分别为: (139.8±0.7) Ma (MSWD=0.25, n=15)、(140.3±1.1) Ma (MSWD=0.11, n=15)、(139.8±0.7) Ma(MSWD=0.22, n=22)、(140.2±0.8) Ma (MSWD=0.19,n=16)(图5a-d)。这些年龄将司前岩体的形成时代精确限定为(140±1) Ma, 表明其形成时代为早白垩世。

5.3 大地构造意义

司前岩体为典型的A-型花岗岩, 普遍认为, A-型花岗岩的形成与地壳伸展过程密切相关(Whalen et al., 1987; Eby, 1992; Turner et al., 1992)。区域上,司前岩体与同期岩体构成了一条白垩纪岩浆岩带,其总体呈NE—SW向展布, 与区域早白垩世火山岩盆地走向平行(如罗平等, 2009; 张家菁等, 2009; 邱骏挺等, 2011; 黄水保等, 2012; 苏慧敏等, 2013),表明武夷山地区早白垩世地壳伸展的古构造应力场的方向为NW—SE。值得注意的是, 这期伸展事件不仅在武夷山北缘有记录, 其影响范围波及整个华南大陆, 导致大规模NE—SW走向断陷盆地群和伸展穹隆构造的形成(如沅麻盆地、衡阳盆地、丽水盆地、衡山和庐山等), 并诱发了长江中下游和东南沿海等地区巨量的岩浆活动(Lin et al., 2000; Zhou et al., 2006; Wong et al., 2009; Jiang et al., 2011; Yang et al., 2012; Li et al., 2013, 2014a; Yang and Jiang,2013; Gu et al., 2017)。

这期伸展事件的古构造应力场方向与古太平洋板块早白垩世的 NW 向俯冲方向一致(Engebretson et al., 1985; Maruyama and Seno, 1986),暗示二者之间存在必然的联系, 推测这期伸展事件可能与古太平洋板块 NW 向俯冲过程中, 因俯冲板片后撤(roll-back)诱发的弧后扩张作用有关。本文认为, 板片后撤过程中, 持续的大陆伸展引发地壳和岩石圈地幔减薄, 导致软流圈地幔物质的上涌, 造成地壳物质的部分熔融, 形成了司前岩体等A型花岗岩。

6 结论

显生宙以来, 研究区遭受了多期构造-岩浆热事件的叠加改造。早古生代造山事件是对本区影响最为深远的一次构造运动, 它造成麻源群广泛的褶皱与韧性剪切变形, 并发生中-高温变质和强烈的混合岩化作用, 变质变形时代集中在 453～425 Ma(Wan et al., 2007; 刘锐等, 2008; 曾雯等, 2008; Liu et al., 2010a; Li et al., 2011)。同时, 这期造山事件造成地壳广泛深熔, 诱发了大规模的岩浆活动, 形成大量中、酸性花岗质侵入体, 如付坊岩体(444～434 Ma; 张芳荣等, 2010)、会同岩体(～415 Ma; Feng et al., 2014)和营上岩体(406～404 Ma)等。三叠纪构造-岩浆事件主要记录在武夷山北东缘八都和遂昌等地区(Li et al., 2017; Zhao et al., 2017), 在本文研究区记录较少。侏罗—白垩纪, 研究区再次经历了一期强烈的构造-岩浆热事件的叠加改造, 导致地壳广泛伸展裂陷, 形成建宁、广昌等伸展断陷盆地(江西省地质矿产局, 1984; Xu et al., 2011), 并伴随着大规模的岩浆侵入和火山喷发, 形成新丰街、司前和白石顶等花岗岩体(Xu et al., 2011; 朱书奇等,2016)和溪沅、黎川中酸性岩墙(群)(江西省地质矿产局, 1984)。

(2)司前岩体富碱、富钾, 具有较高的∑REE、Zr+Nb+Y+Ce含量和Zr饱和温度, 其 FeOt/MgO、10 000×Ga/Al和A/CNK比值较高, 属典型的铝质-过铝质A型花岗岩。

依据ArcGIS Engine软件应用特点，批量处理后的地理空间数据会增加一个前缀，即分幅处理后成果格式均为*.img。据此，需采用批量名称更改软件，结合实际需要，对软件图幅名称进行统一处理。同时利用格式转换软件，如GlobalMapper软件、Geospatial Data Abstraction Library软件等，进行地理空间数据图幅批量格式更改。

通过纵向观察两组曲线，泥质夹层对盐岩整体影响不大，但无论盐岩是否经过卤水饱和处理，含有夹层试样峰值强度均小于不含夹层试样；含夹层试样屈服阶段均有不同程度的小于天然状态下试样。究其原因：含泥质夹层盐岩结构面薄弱，且泥质夹层的抗压能力小于原有盐岩试件。

(3)司前岩体的源岩为新元古代麻源群变质火山-碎屑岩, 源岩可能经历早古生代和白垩纪两次熔融事件, 白垩纪部分熔融温度较高(>820 ℃), 地幔岩浆为花岗岩的形成提供了热源, 但并未贡献物质。

(4)司前岩体的形成与古太平洋板块俯冲后撤(roll-back)诱发的弧后扩张作用密切相关。

为了进一步检验经过响应面设计试验所获得的模型及其预测的最佳工艺条件的可靠性，在最佳工艺条件进行验证试验，并重复5次，结果及统计分析如表6所示：对于酵母固态发酵551H及552H，验证试验结果与预测结果差异性均不显著（P＞0.05）,因此，模型预测的最佳工艺参数适合实际应用。

致谢：中国地质科学院矿产资源研究所同位素实验室侯可军老师在锆石 U-Pb同位素测试中提供了帮助, 中国地质调查局天津地质矿产研究所同位素实验室耿建珍、郝爽老师在锆石 Hf同位素测试中给予了支持与协助。两位审稿专家和编辑提供了宝贵意见, 在此一并表示感谢！

Acknowledgements:This study was supported by National Natural Science Foundation of China (No.41502197), Central Public-interest Scientific Institution Basal Research Fund (No.DZLXJK201601), and China Geological Survey (Nos.DD20179353 and DD20160269).

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