全 文 ：第 5 4 卷 　第 3 期
2 0 0 8 年 5 月　　地 　质 　论 　评 　　　GEOLOGICAL REVIEW　　 Vol.54　No.3May 　2 0 0 8
注:本文为国家自然科学基金资助项目(批准号:40572038)的成果。
收稿日期:2007-12-17;改回日期:2008-03-09;责任编辑:章雨旭。
作者简介:汪相 ,男 , 1960年生。 1989年于法国尼斯大学获得博士学位 ,现为南京大学地球科学系教授。 主要从事岩石学和矿物学研究。
Emai l:xwang@nju.edu.cn。
浙西南淡竹花岗闪长岩中锆石的
成因研究及其地质意义
汪相 , 陈洁 , 罗丹
南京大学地球科学系及内生金属矿床成矿机制研究国家重点实验室 , 南京 , 210093
内容提要:本文对浙西南地区淡竹花岗闪长岩中的锆石群进行了形态学 、地球化学和年代学的系统研究。研究
结果表明 , 该花岗闪长岩中存在两种不同类型的锆石:岩浆锆石和变质锆石。前者为自形—半自形的长柱状晶体 ,
无色透明 , 富含岩浆和矿物包裹体 , 其背散射电子图像(BSE 图像)显示出均匀的内部构造(少数具有韵律环带构
造), 其晶型指数落在钙碱性系列花岗闪长岩的范围内;后者大多数以增生边的形式围绕岩浆锆石生长 , 极少量呈
他形的粒状晶体 , 呈黄褐色—半透明 , 其 BSE 图像亦呈现均匀的内部构造。这两类锆石在化学成分上有较大的差
异 , 表现为岩浆锆石比变质锆石明显地富 U 、Th、Y 等阳离子置换元素。锆石 LA-ICPMS U-Pb 定年分析结果表明 ,
岩浆锆石和变质锆石分别形成于 1875±33 M a和 209±12 Ma两个不同的时代 , 为浙闽运动和印支运动在浙西南地
区的表现提供了有力的客观证据。
关键词:岩浆锆石;变质锆石;淡竹花岗闪长岩;浙闽运动;印支运动
　　锆石具有特别稳定的晶体结构 , 表现为它具有
极低的吉布斯能 (Ellison and Navro tsky , 1992),
因此 , 它很容易在各种地质环境中结晶 , 并被完好
地保存下来。事实上 , 锆石不仅常见于各种岩浆岩
中 , 而且在中高级变质岩中也普遍出现 。通过大量
的锆石研究发现 , 锆石的外部形态 、内部构造 、化学
成分等特征都具有显著的岩石学标型性 , 即这些特
征能够指示寄主岩的形成环境 (Pupin , 1980;
Vav ra , 1990;汪相和吴梦霜 , 1999;Wang et al.,
2007)。特别是锆石富含 U 和 Th放射性元素而几
乎不含普通 Pb , 从而它又是最有效的 U-Pb法定年
样品 。上述因素使得锆石成为一个越来越重要的岩
石学研究样本。
在当前的前寒武纪花岗岩研究中 , 锆石更是一
个不可或缺的研究对象 , 因为它可以完好地记录寄
主岩的成岩作用以及后期的变质作用过程 。事实
上 , 在前寒武纪花岗岩中通常可以发现多种成因类
型的锆石 , 如碎屑锆石 、继承锆石 、岩浆锆石 、变质
锆石和深熔锆石等等 (甘晓春等 , 1993 , 1995;简
平等 , 2001)。这种复杂性在提供岩石学研究的突
破性机遇的同时 , 对锆石的成因判别及其年龄数据
的解读提出了更高的要求。以往的研究者通常利用
显微镜观察锆石的外部形态 , 或者利用背散射电子
(BSE)和阴极发光(CL)成像技术观察锆石的内部
构造 , 或者利用锆石的 Th/U 值 , 来判别和区分不
同类型的锆石 (简平等 , 2001;吴元保和郑永飞 ,
2004)。但是 , 在缺乏细致的形态学和地球化学研
究的条件下 , 仅根据一般的形貌和化学特征来确定
锆石的成因类型是有所偏颇的 , 这将直接导致文献
中常见的锆石年龄的多解性 。如在大别山北部的片
麻岩中 , 锆石 U-Pb表面年龄常常构成一条不一致
线 , 并给出上交点和下交点两个年龄 (刘贻灿等 ,
2000)。对此 , 一种观点认为 , 下交点年龄代表原
岩的形成年龄 , 而上交点年龄代表继承锆石的年龄
(Xue e t al., 1997);另一种观点则认为 , 上交点年
龄代表原岩的形成年龄 , 而下交点年龄代表后期热
变质事件的年龄(Xie et al., 1998)。显然 , 避免这
种锆石 U-Pb年龄解释上的分歧的唯一途径 , 就是
对作为定年样品的锆石进行直接而又深入的成因研
究 。
在浙西南地区 , 出露了一系列前寒武纪花岗岩
(胡雄健等 , 1991)。其中 , 对于面积较大的淡竹花
DOI :10.16509/j.georeview.2008.03.009
岗闪长岩已开展了较多的岩相学和岩石化学研究 ,
并测定其锆石年龄为 1878 ±27 M a (胡雄健等 ,
1993)。基于野外地质和岩相学观察 , 胡雄建等
(1993)认为淡竹花岗闪长岩属于岩浆型花岗岩 ,
其锆石年龄代表该花岗闪长岩的结晶时间。而汪相
等(1992)在对淡竹花岗闪长岩中的锆石形态研究
后发现 , 许多岩浆结晶的锆石遭受了变质作用 , 并
且出现部分重结晶的变质锆石。鉴于此 , 本文选择
淡竹花岗闪长岩作为研究对象 , 通过定量的形态分
析方法和微区成分分析手段对该花岗闪长岩中的锆
石群进行全面 、系统的研究 , 以确定和区分不同成
因类型的锆石;然后 , 对其分别进行定年工作 , 为
浙西南地区前寒武纪地壳演化研究提供新的成果 。
1　地质背景与分析方法
淡竹花岗闪长岩体位于浙江龙泉市西约 20 km
的淡竹村与王坊村之间 , 出露面积约 1 km2 。在地
质构造上 , 该岩体侵位于八都群中 —下部层位内 ,
两者为突变接触关系 (胡雄建等 , 1993)。淡竹花
岗闪长岩呈灰色 , 中粗粒花岗结构 , 片麻状构造 。
矿物组成为中—更长石 (45%)、石英 (25%)、钾长
石(10%)、黑云母 (15%)及少量副矿物 (胡雄建
等 , 1993)。在淡竹村的河床中 , 采集到 5 kg 左右
的新鲜岩石样品。在实验室 , 经人工碎样 、电磁仪
和重液分选 , 选出锆石颗粒 , 分别用光学树脂和环
氧树脂胶结并制成砂薄片和光薄片 , 用于形态学和
地球化学分析。
首先 , 在显微镜下找寻到晶型相对完整的锆石
颗粒;然后 , 利用锆石形态的定量描述法 (汪相 ,
1998), 测出每个锆石颗粒的四个平面维度 (D{110}、
W{110}、L py和 L pr)的大小;最后 , 计算出三个晶型
指数(Ipr 、Ipy和 Iel), 并确定整个锆石群的晶型分布
范围 。
随后 , 利 用澳 大利亚 Macquarie 大学 的
Cameca SX-50型电子探针仪对锆石颗粒的切面进
行 BSE 成像分析 , 以观察锆石的内部构造 。在此
基础上 , 利用同一台电子探针仪 , 对锆石的组成元
素(Zr 和 Si)和阳离子置换元素 (Hf 、U 、Th和 Y)
进行成分分析。分析条件如下:加速电压为 15
kV , 束流强度为20 nA , 束斑直径为 1μm 。分析计
时分别为:ZrO 2 , 60s;SiO 2 , 20s;HfO 2 , 60s;
UO 2 , 60s;ThO2 , 60s;Y 2O 3 , 60s 。
最后 , 利用南京大学的激光电感耦合等离子体
质谱仪 (LA-ICPMS)进行原位的锆石 U-Pb 定年
分析 。电感耦合 等离子体 质谱仪为 Agi lent
HP7500型 , 与之相联的为 213nm 波长的激光剥蚀
器(Merchantek/New Wave Research)。脉冲速率
为 5 Hz , 脉冲能量为 0.1 mJ , 束斑直径为 50 μm ,
锆石标样为 91500 (Wiedenbeck et al., 1995)和
Mud Tank(Black and Gulson , 1978), 详细的实验
过程及分析精度见 Belousova et al.(2001)。利用
Isoplo t 2.32软件 (Ludw ig , 2000), 确定 U-Pb 分
析数据的表面年龄 , 并投影到谐和曲线图中。
2　分析结果
2.1　形态学
2.1.1　外部形态
根据锆石的显微镜下特征 , 淡竹花岗闪长岩中
的锆石可以分为两种类型:
(1)A 类锆石:无色 , 部分略带褐色 , 透明 , 自
形 —半自形(图 1 a 、b), 偶见矿物和岩浆包裹体 ,
少量颗粒还含有残留锆石。然而 , 当包裹 A类锆石
的寄主矿物遭受后期热液蚀变改造后 , 这类锆石明
显地表现出溶蚀作用的各种现象(图 1 c、d), 如:①
粒径大小不等 , 其长度变化在 20 ～ 360μm 范围内;
②部分晶棱被圆化 , 部分晶面有蚀坑;③锥体的
圆化程度比柱体的圆化程度大;④部分颗粒呈弯
月形 、棒槌形等溶蚀残余形态;⑤沿着断面分布有
密集的气液包裹体 。这些现象明显地区别于碎屑锆
石 由 于 机 械 磨 损 而 造 成 的 圆 化 现 象。 而
Poldervaart (1956)在一些侵入花岗岩中也发现大
量的浑圆状锆石颗粒 , 它们被认为是原来自形的岩
浆锆石受到变质作用影响的结果 。A 类锆石的颗粒
数量占整个锆石群的 98%左右 , 在整个锆石群中呈
主导地位。
参照锆石晶型的定量描述方法 (汪相 , 1998),
对 A 类锆石中较自形的 22 颗锆石进行了晶型鉴
定 。结果表明 (表 1), A 类锆石的 Ip r = 0.20 ～
0.69(平均值为 0.40), Ipy =0.48 ～ 0.96(平均值
为 0.74), Iel=0.30 ～ 0.75(平均值为0.48), 具有
相对限定的晶型变化范围(图 2 a 、b)。这与胡雄健
等(1993)的观察结果基本一致 , 即锆石的晶型为
{100}+{110}+{101}+{211}的聚形 , 但是相对而
言 , 柱面以{100}为主 , 而锥面以{101}为主 。这样
的晶型特征与福州复式花岗岩体中最早侵入定位的
涧田花岗闪长岩中的锆石群基本相同(汪相和吴梦
霜 , 1999), 两者具有几乎一样的晶型指数分布范
围(图 2 a 、b)。如果将 A类锆石的晶型投影在锆石
388 地　质　论　评 2008 年
晶型分类图中 (Pupin , 1980), 它们将落在壳幔混
源型花岗岩的范围内 , 而不同于原地的 S 型花岗岩
或混合岩中锆石的晶型特征。事实上 , 淡竹花岗闪
长岩的岩相学研究表明 , 该岩石仍然保留典型的火
成结晶的特征(胡雄建等 , 1993)。因此 , 淡竹花岗
闪长岩中的 A 类锆石可以被确定为是从该花岗岩
389第 3 期 汪相:浙西南淡竹花岗闪长岩中锆石的成因研究及其地质意义
浆中直接结晶出来的 。
(2)B 类锆石:浅黄褐色 , 透明度略差 , 他形
(轮廓往往呈不规则的锯齿), 粒径较小 (几十微米
左右)(图 1 g 、h), 颗粒数量在 2%左右 。在部分较
大的锆石颗粒上 , B类锆石呈增生边形式生长在经
历过溶蚀作用的A 类锆石之上(图1 e 、f), 因此 , B
类锆石的结晶时间不仅晚于A 类锆石 , 而且也晚于
发生在 A 类锆石上的溶蚀作用的时间 。笔者等认
为 , 淡竹花岗闪长岩形成之后曾遭受强烈的变质变
形作用 , 从而产生片麻状构造 (相对于岩石)和溶
蚀现象(相对于 A类锆石);在后期的(退)变质阶
段 , 随着变质环境的改变 (如温度的下降或流体成
分的改变), 变质热液中的 Zr 和 Si又重新结合 , 结
晶成 B类锆石 。
表 1 淡竹花岗闪长岩中 A类锆石的颗粒大小与晶型指数
Table 1 Size and typological indices for A-type of
zircon from the Danzhu granodiorite
颗粒号 粒长(mm)
粒宽＊
(mm) Ipr Ipy Iel
1 0.131 0.078 0.25 0.74 0.37
2 0.162 0.038 0.39 0.74 0.75
3 0.151 0.081 0.33 0.72 0.40
4 0.214 0.072 0.45 0.48 0.59
5 0.124 0.064 0.31 0.52 0.35
6 0.196 0.103 0.41 0.66 0.38
7 0.140 0.070 0.38 0.74 0.45
8 0.194 0.079 0.59 0.86 0.56
9 0.210 0.063 0.41 0.78 0.69
10 0.161 0.077 0.69 0.65 0.38
11 0.121 0.062 0.20 0.65 0.44
12 0.360 0.121 0.21 0.69 0.65
13 0.137 0.075 0.63 0.84 0.39
14 0.134 0.071 0.32 0.96 0.51
15 0.146 0.076 0.23 0.70 0.44
16 0.239 0.128 0.22 0.63 0.39
17 0.086 0.056 0.48 0.83 0.30
18 0.221 0.084 0.37 0.79 0.60
19 0.065 0.036 0.60 0.91 0.41
20 0.101 0.045 0.63 0.71 0.46
21 0.071 0.046 0.22 0.83 0.38
22 0.086 0.022 0.46 0.93 0.75
注:＊粒宽:以{110}柱面朝上时的柱体宽度为代表。
在高级变质岩中 , 锆石群可以由继承锆石 、原
岩锆石和变质锆石混合组成 , 有时甚至在同一个颗
粒中包含不同成因(不同时代)的锆石相(Pidgeon
and Bowes , 1972;Vavra e t al., 1996)。如在大别
超高压变质带中 , 几乎所有的片麻岩都含有变质锆
石 , 它们具有相似的形态特征:褐红色 , 细小粒状 ,
浑圆轮廓 , 表面发育各种微小的晶面 , 其年龄与区
域变质作用的时间一致 (李曙光等 , 1997)。这些
特征与 B类锆石的特征基本相同(后者的年龄远远
小于A 类锆石 , 见下述), 因此 , B类锆石可以被认
作为后期变质作用过程中形成的新生锆石。事实
上 , 在前人的研究中也发现 , 在淡竹花岗闪长岩中
除了大量无色锆石颗粒之外 , 还有少数呈棕黄色的
锆石颗粒(胡雄健等 , 1993), 后者可能属于本文认
定的 B类锆石。
2.1.2　内部构造
对于前寒武纪岩石中的锆石 , 由于它们经历了
漫长的地质作用 , 其颗粒内部往往具有复杂的增生
构造 , 因此 , 利用背散射电子 (BSE)或阴极发光
(CL)成像技术观察和区分锆石内部不同成因的环
带是锆石研究中必不可少的 。BSE 图像揭示的是
锆石切面上平均分子量的差异 , 而 CL 图像显示的
则是锆石切面上部分微量元素(如 Dy 和 Tb等)含
量和/或晶格缺陷的差异 , 两者的亮度往往呈现相
反的对应关系(Hanchar and Miller , 1993)。鉴此 ,
笔者等仅利用电子探针上配备的 BSE 成像技术对
淡竹花岗闪长岩中的锆石颗粒进行了系统的观察。
锆石切面上的 BSE 图像显示了更加复杂的锆
石结晶历史 , 为区分和确定不同成因类型的锆石相
奠定了基础 。具体来说 , 在 BSE 图像上 , 上述两类
锆石呈现出不同的成因特征:
(1)A 类锆石:在自形的 A 类锆石上 , 可以见
到典型的韵律振荡构造 (图 3a), 进一步确定了 A
类锆石的岩浆结晶成因 (Wang et al., 2007)。但
是笔者等发现 , 绝大部分A 类锆石呈均匀的内部构
造(图 3 b 、c、d), 体现出花岗岩浆中早期结晶锆石
的特征(Wang et al., 2007)。
(2)B 类锆石:在半自形 —他形的颗粒上 , 普
遍发育一种双层构造 , 即在 A类锆石之上增生了 B
类锆石(图 3b 、c、d)。该增生边的厚度在 10 μm 左
右 , 但是在颗粒的不同部位 , 其厚薄可以发生变
化 。一般来说 , 该增生边在锥体部位或溶蚀后的突
出部位较发育 , 而在柱体部位变薄 (甚至尖灭)。
这说明 B类锆石的增生作用受到结晶方向上的限
制 , 因此 , 很可能发生在固态条件下的变质作用过
程中。从单个颗粒的体积上看 , A 类锆石占主导地
位 (约95%左右), 而 B类锆石为次要地位(约 5%
左右)。这与上一节所述的两类锆石的颗粒数量比
基本上是一致的 , 说明淡竹花岗闪长岩普遍受到后
期的溶蚀作用和变质作用 , 但这两种作用的程度还
是相当有限的。从 BSE 亮度上看 , A 类锆石比 B
390 地　质　论　评 2008 年
图 3 淡竹花岗闪长岩中锆石的 BSE 图像
Fig.3 BSE images of zircons from the Danzhu g ranodio rite
A 为 A 类锆石;B为 B类锆石;C为C类锆石;D为 D 类锆石(D1 吸附在 C类锆石上 , D 2 吸附在 A 类锆石上)
A:A-type of zircon;B:B-t ype of zircon;C:C-type of zircon;D:D-t ype of zi rcon
(D1 :adso rb ed on C-t ype of zi rcon;D 2:ad sorbed on A-t ype of zi rcon)
类锆石明亮 , 说明前者更富原子序数较高的微量元
素(如 U 、Th 、Y等)(见下述)。许多文献提到 , 通
过 CL 或 BSE 图像分析可以发现花岗片麻岩中的
锆石有双层构造 , 即内部为溶蚀后残留的岩浆锆
石 , 外部为变质增生锆石 (Vavra et al., 1996;简
平等 , 2001;杨崇辉等 , 2004)。
除上述两类主要的锆石相之外 , 在淡竹花岗闪
长岩的锆石颗粒上还发现两种数量上或体积上几乎
可以忽略不计的锆石相:
(1)C 类锆石:仅在一颗 A 类锆石内部 , 发现
一种特殊的锆石相 , 称之为 C 类锆石 (图 3 b)。根
据以前的研究 , 早期岩浆结晶锆石相中可以残留古
老的锆石相 , 它们往往具有卵圆形的轮廓 , 明亮而
不均匀的 BSE 亮度 , 大量的矿物和气液包裹体等
一般性的特征(Wenzel et al., 1993;Pupin , 1995;
汪相等 , 2006)。这些特征与本文的 C 类锆石完全
吻合 , 因此 , 笔者等认为 C 类锆石就是岩浆锆石中
常见的残留锆石或继承锆石 , 通常被认为来自经历
过部分熔融作用的源岩 (Pupin , 1995)。因此 , C
类锆石的出现可以再次证明 , 淡竹花岗闪长岩中的
A 类锆石是岩浆结晶成因的;同时也说明 , 在该花
岗岩浆产生之前本区已经存在一定厚度的地壳陆
块 。
(2)D类锆石:在 A 类锆石和 C类锆石的表面
上 , 包裹着一层特殊的锆石相 , 称之为 D 类锆石
(图 3 b 、c 、d)。它具有如下特征:①厚度极薄而不
等 , 一般在几个微米左右;②总是发育在两个不同
时期生长的锆石相之间 , 如在 C 类锆石和 A 类锆
391第 3 期 汪相:浙西南淡竹花岗闪长岩中锆石的成因研究及其地质意义
石之间的称之为 D 1 类锆石 (图 3 b), 而在 A 类锆
石和 B类锆石之间的称之为 D2 类锆石(图 3 b 、c、
d);③它的形态极不规则 , 表现为它既不与内部锆
石相(如 A 类锆石)的生长层平行 , 也不与后期增
生的锆石相 (如 B类锆石)的生长层平行;④它的
BSE亮度较大 , 说明它有较高含量的大原子序数微
量元素。根据上述特征 , 笔者等认为 D类锆石形成
于两期锆石相的间歇期 , 在此期间部分游离于溶体
中的高场强元素 (如 U 、Th 、Y等)与 Zr 和 Si一起
吸附(或生长)在残存的锆石颗粒上。D类锆石的
存在说明 , 位于它的内侧和外侧的两期锆石的生长
时间有相当大的间隔 , 如果锆石的溶蚀作用不是很
容易发生的话。这种现象也普遍存在于麻粒岩包体
的锆石中 , 其双层构造的内 、外两层的年龄相差很
大 , 而在内 、外两层之间发育一层极薄的 、不规则形
态的 、低 CL 亮度或高 BSE 亮度的锆石相 (黄小龙
等 , 2003;郑建平等 , 2004)。
2.2　地球化学
为了进一步确定不同类型锆石相的成因 , 笔者
等利用电子探针仪所具有的较小的空间分辨率 (1
～ 2 μm)对淡竹花岗闪长岩中的锆石进行了组成元
素(Zr 和 Si)和主要阳离子置换元素 (Hf 、U 、Th 、
Y)原位分析(表 2)。分析结果表明 , 在 BSE 图像
上区分出的 A 、B 、C 、D四类锆石具有不同的微量元
素含量分布范围 。具体表现为:
(1)A 类锆石与 B 类锆石具有几乎相同的
HfO 2 含量变化范围 (图 4), 前者在 1.36% ～
1.77%之间 , 平均含量为 1.59%;后者在1.46%～
1.78%之间 , 平均含量为 1.69%。然而 , 两者的大
离子半径的微量元素 (UO 2 +ThO 2 +Y 2O 3)含量
明显不同(图 4), 前者在 0.08%～ 0.23%之间 , 平
均含量为 0.15%;后者在 0 ～ 0.09%之间 , 平均含
量为 0.05%(单个氧化物含量普遍在检测限以下)。
在许多具有双层构造的锆石颗粒中 , 外部的变质锆
石与内部的岩浆锆石具有几乎相同的 Hf 含量
(Rubatto , 2002)。但是 , 外部的变质锆石总是比
内部的岩浆锆石贫 U 、Th 、Y 等大离子半径的微量
元素(Rubat to , 2002;杨崇辉等 , 2004)。因此 , 淡
竹花岗闪长岩中 A 类锆石和 B 类锆石的化学成分
也分别体现了岩浆结晶和变质结晶的成因。
(2)与 A 、B类锆石相比 , C 类锆石具有较特殊
的化学成分 , 表现为:① HfO2 含量较低 (图 4),
平均含量为 1.24%;② 大离子半径的微量元素
(UO 2 +ThO 2 +Y2O 3)含量较高(图 4), 平均含量
为 0.24%。在湖南丫江桥花岗岩的早期岩浆锆石
中曾发现部分继承锆石 , 其形态和化学特征表现出
深部(幔源)岩浆中锆石的结晶行为(汪相等 ,
表 2 淡竹花岗闪长岩中锆石的电子探针分析数据(%)
Table 2 Microprobe analyses of zircons from the
Danzhu granodiorite(%)
颗
粒 类型 HfO2 UO 2 ThO2 Y 2O 3 ZrO 2 SiO 2 总量
1
2
3
4
5
6
7
9
11
13
15
16
17
18
C 1.24 0.18 0.00 0.15 65.51 33.24 100.31
C 1.23 0.07 0.01 0.14 65.76 33.25 100.46
D 1 1.72 0.36 0.03 0.38 64.42 32.62 99.53
A 1.77 0.01 0.00 0.09 65.38 33.46 100.71
D 1 1.65 0.21 0.04 0.18 64.76 33.13 99.97
A 1.60 0.05 0.01 0.16 65.68 33.45 100.96
A 1.71 0.02 0.00 0.18 65.81 33.45 101.17
B 1.78 0.00 0.00 0.02 65.90 33.37 101.06
A 1.46 0.02 0.02 0.14 64.94 33.25 99.83
D 1 1.55 0.28 0.04 0.10 65.15 33.31 100.44
A 1.55 0.04 0.00 0.13 65.48 33.29 100.48
B 1.84 0.00 0.04 0.02 64.77 33.61 100.28
A 1.63 0.00 0.00 0.09 65.00 33.70 100.42
A 1.56 0.00 0.00 0.08 66.11 33.49 101.24
A 1.60 0.05 0.03 0.12 65.35 33.80 100.93
B 1.68 0.05 0.01 0.01 65.48 33.71 100.94
A 1.77 0.03 0.00 0.14 66.88 33.44 102.27
A 1.50 0.03 0.00 0.12 65.57 33.37 100.58
C 1.25 0.00 0.03 0.13 65.89 33.59 100.89
A 1.72 0.04 0.05 0.10 66.40 33.37 101.67
D 2 2.28 0.25 0.00 0.14 64.87 33.43 100.96
B 1.76 0.00 0.02 0.02 66.09 33.36 101.26
A 1.46 0.03 0.00 0.13 65.67 33.28 100.56
A 1.68 0.01 0.00 0.13 65.87 33.47 101.16
D 2 1.90 0.13 0.04 0.04 64.98 33.59 100.68
B 1.70 0.00 0.00 0.00 66.10 33.74 101.54
A 1.40 0.00 0.05 0.11 66.43 33.47 101.46
D 2 2.06 0.10 0.04 0.33 64.81 33.02 100.36
A 1.67 0.00 0.02 0.15 65.28 33.70 100.82
B 1.76 0.06 0.00 0.03 66.07 33.47 101.39
D 2 1.93 0.18 0.00 0.05 64.65 33.35 100.16
A 1.36 0.03 0.03 0.08 65.22 33.63 100.36
A 1.46 0.06 0.02 0.13 64.76 33.67 100.10
A 1.64 0.03 0.02 0.11 66.25 32.88 100.93
B 1.46 0.05 0.00 0.00 65.02 33.64 100.17
A 1.56 0.00 0.02 0.13 65.56 33.24 100.51
A 1.63 0.00 0.00 0.13 66.05 33.41 101.22
A 1.68 0.00 0.08 0.15 65.33 33.17 100.41
A 1.54 0.04 0.00 0.08 66.12 33.33 101.10
A 1.67 0.03 0.00 0.12 65.63 33.38 100.83
A 1.66 0.03 0.00 0.05 66.00 33.41 101.15
A 1.57 0.02 0.00 0.12 65.37 33.40 100.49
A 1.47 0.04 0.00 0.07 65.94 33.54 101.06
注:A 为 A类锆石 , B为 B类锆石 , C为 C类锆石 , D为 D 类锆石
(D1 吸附在 C类锆石上, D 2 吸附在 A 类锆石上)。
2003)。该锆石的 HfO2 含量 (平均值为 1.22%)
392 地　质　论　评 2008 年
和(UO 2 +ThO 2 +Y2O 3)含量(平均值为 0.69%)
与 C类锆石的极其相似 。因此 , 结合淡竹花岗闪长
岩中 A 类锆石(即岩浆锆石)的晶型分布特征 (见
上述), 笔者等推测 , 淡竹花岗闪长岩也属于壳幔
混源的花岗岩类 。
图 4 淡竹花岗闪长岩中锆石的 HfO 2 含量 v s.(UO 2 +ThO2 +Y2O 3)
含量图解
Fig.4 P lo t of HfO2(%)v s.UO2 +ThO 2+Y2O3(%)fo r the
zircon from the Danzhu g ranodio rite
◆—A 类锆石;★—B类锆石;■—C类锆石;D类锆石:
△—D1 吸附在 C类锆石上 , □—D2 吸附在 A 类锆石上
◆—A-t ype of zi rcon;★— B-t ype of zi rcon;■—C-t ype of zi rcon;D-type of zi rcon:
△—D1 , ad sorbed on C-t ype of zi rcon , □—D2 , adsorbed on A-t ype of zircon
(3)在化学成分上 , D类锆石具有一个显著的
特点:与被包裹的锆石相 (即 C 类锆石或 A 类锆
石)相比 , D 类锆石的微量元素含量既高又离散
(图 4)。具体来说 , D1 类锆石的 HfO 2 含量和
(UO 2 +ThO 2 +Y2O 3)含量比 C 类锆石分别高出
1.32 和 2.30 倍;而 D2 类锆石的 HfO 2 含量和
(UO 2 +ThO 2 +Y2O 3)含量比 A 类锆石分别高出
1.29和 2.12倍。根据 D 1 和 D2 类锆石的 HfO2 含
量和(UO2 +ThO 2 +Y2O3)含量增加程度的相似
性以及 C 类锆石和 A 类锆石的溶蚀轮廓 , 笔者等
推测 , 当体系中出现一定数量的熔体或流体时 , 原
岩中的原生锆石可以被熔蚀或溶蚀 , Zr 和 Si 及其
微量元素(Hf 、U 、Th 、Y)可以富集在熔体或流体
中;而当体系中熔体或流体成分变化时或当温度下
降时 , 这些锆石的组成成分又可以 “吸附” 到残留
的锆石上 , 形成一层薄的生长层 。这已被认为是增
生锆石的一般性机制 (Wayne e t al., 1992;
Pidgeon et al., 2000;Rubat to et al., 2001)。显
然 , 在这种情况下 , D类锆石的成分将会受到被它
包裹的锆石的成分的影响 , 而显示出相同的规律
性;至于 D类锆石较高的微量元素含量(与内部锆
石相比), 可以归结为 D 类锆石的结晶环境是偏离
平衡状态的 , 此时 , 微量元素不受它们较小的分配
系数(相对 Zr的分配系数)的制约 , 而大量且不均
匀地进入锆石晶格 。
2.3　年代学
淡竹花岗闪长岩具有片麻状构造 , 其片理方向
与八都群围岩的一致 , 说明该花岗岩已经经历了后
期的变质变形作用 。在此情况下 , 锆石群的组成往
往变得更加复杂 , 如在花岗片麻岩中可以出现残留
锆石 、岩浆锆石 、变质锆石等 , 这些不同成因类型的
锆石相甚至可以出现在同一个颗粒上 (见前述)。
显然 , 利用常规的 TIM S方法去测定这类花岗岩中
的 U-Pb锆石年龄显得不再合适 , 尽管该方法的样
品用量可以降到单颗粒的程度 (Krogh , 1982)。因
此 , 笔者等选择激光探针等离子质谱仪 (LA-
ICPM S)进行原位的锆石 U-Pb 同位素分析 , 分别
测定淡竹花岗闪长岩中 A 类锆石和 B类锆石的结
晶年龄(表 3)。
首先 , A 类锆石给出 14个n(206 Pb)/n(238U)表
面年龄 , 它们在 1162 ～ 1798 M a之间变化 。将这些
数据点投影在谐和图上 , 它们不仅可以拟合成一条
线性关系很好的不一致线 , 而且非
常靠近上交点 (图 5 a)。鉴于此 ,
计算得到的上交点年龄为 1875±33
M a(MSWD =0.93), 完全具有年
代学意义 , 它代表淡竹花岗闪长岩
的结晶时间。由于该花岗闪长岩受
到后期的变质作用影响 , 因此 , A
类锆石发生一定程度的铅丢失 , 导
致它的年龄略为偏离上交点 , 也导
致了 14 组表面年龄都呈现为正向
不一致性(即 t206 < t207 < t207/ 206)。
早在上个世纪 90年代 , 胡雄健
等 (1993)和甘晓春等(1993)已经
测定淡竹花岗闪长岩的锆石 U-Pb
年龄 , 它们分别为 1878±27 Ma 和
1837±67 M a (两者都是上交点年
龄), 与本文得到的年龄基本相同。
但是 , 上述两个年龄的精度稍差 ,
原因是:①数据点较少 , 如甘晓春
等 (1993)做了 6 个分析点 , 而胡
雄健等(1 9 9 3)仅做了 4个分析
393第 3 期 汪相:浙西南淡竹花岗闪长岩中锆石的成因研究及其地质意义
表 3 淡竹花岗闪长岩中 A、B两类锆石的 LA-ICPMS U-Pb定年结果
Table 3 LA-ICPMS dating results of two types of zircon(A and B)from the Danzhu granodiorite
分析点号
锆石类型
n(207Pb)
n(206Pb)±1σ
n(207 Pb)
n(235U)±1σ
n(206 Pb)
n(238U)±1σ
表面年龄(Ma)
t n(207 Pb)
n(206 Pb) ±1σ t
n(207Pb)
n(235U) ±1σt
n(206 Pb)
n(238U) ±1σ
DZ-01 A 0.11584±0.00214 4.48702±0.08713 0.28104±0.00401 1893±33 1729±16 1597±20
DZ-02 A 0.11583±0.00219 4.62549±0.09128 0.28970±0.00415 1893±34 1754±16 1640±21
DZ-03 A 0.11227±0.00193 4.32012±0.07958 0.27915±0.00383 1836±31 1697±15 1587±19
DZ-04 A 0.11600±0.00229 3.92746±0.08031 0.24561±0.00351 1895±35 1619±17 1416±18
DZ-05 A 0.11407±0.00232 4.09755±0.08612 0.26055±0.00368 1865±36 1654±17 1493±19
DZ-06 A 0.11290±0.00244 4.20470±0.09296 0.27011±0.00387 1847±39 1675±18 1541±20
DZ-07 A 0.11387±0.00255 4.73708±0.10803 0.30171±0.00434 1862±40 1774±19 1700±22
DZ-08 A 0.11474±0.00275 3.97397±0.09599 0.25118±0.00369 1876±43 1629±20 1445±19
DZ-09 A 0.11060±0.00282 3.01339±0.07670 0.19758±0.00295 1809±46 1411±19 1162±16
DZ-10 A 0.11316±0.00300 3.86636±0.10188 0.24775±0.00373 1851±47 1607±21 1427±19
DZ-11 A 0.11425±0.00203 4.43489±0.08274 0.28145±0.00382 1868±32 1719±15 1599±19
DZ-12 A 0.11142±0.00222 3.80399±0.07771 0.24754±0.00350 1823±36 1594±16 1426±18
DZ-13 A 0.11279±0.00217 5.00409±0.09962 0.32169±0.00451 1845±34 1820±17 1798±22
DZ-14 B 0.18344±0.00431 1.02748±0.02350 0.04061±0.00064 2684±38 718±12 257±4
DZ-15 B 0.12697±0.00308 0.65655±0.01567 0.03749±0.00057 2057±42 513±10 237±4
DZ-16 B 0.12139±0.00321 0.60690±0.01562 0.03625±0.00058 1977±46 482±10 230±4
点;②数据点远离上交点 , 如甘晓春等(1993)得
到的n(206Pb)/n(238U)表面年龄在 1206 ～ 1636 Ma
之间变化 , 而胡雄健等 (1993)得到的n(206 Pb)/
n(238U)表面年龄在 340 ～ 1513 M a之间变化 。导致
后一个现象的原因可能是 , 他们都采用常规 TIMS
方法来测定锆石 U-Pb 年龄 , 而这种方法需选用 1
～ 3颗锆石作为一次测试 (点)的样品用量 。根据
本文的锆石形态学研究 , 淡竹花岗闪长岩中的锆石
普遍具有双层构造 (即 A 类锆石 +B类锆石), 用
常规 TIM S 方法得到的可能是一个以 A 类锆石为
主 , 兼有 B 类锆石的混合年龄 。因此 , 本文利用
LA-ICPMS 方法获得的原位 U-Pb 年龄 (共 14 个
点)应该更具有代表性 。
其次 , 由于 B 类锆石的数量较少 、颗粒较小 ,
我们仅得到 3组表面年龄 , 它们都表现为强烈的不
一致性 。将 3组数据点投影在谐和图上 , 它们也拟
合成一条线性关系较好的不一致线 , 且比较靠近下
交点(图 5 b)。计算得到下交点年龄为 209±12
Ma (MSWD =1.2), 它代表淡竹花岗闪长岩遭受
变质作用的时间 。根据 3组表面年龄的强烈不一致
性 , 以及 3 个n(206Pb)/n(238U)表面年龄在 230 ～
257 M a之间变化 , 笔者等认为 , 测定的 B 类锆石
内部仍然包裹或残留部分 A 类锆石。因此 , 尽管在
淡竹花岗闪长岩中首次得到 209±12 M a的变质年
龄 , 但是该年龄的精度有待在今后的工作中进一步
提高(如增加分析点)。
同样的情况也出现在大别山地区的片麻岩中 ,
变质锆石的年龄都落在不一致线的下交点附近 , 且
n(207Pb)/n(235U)表面年龄较老 , 显示了变质锆石
中可能含有少量老锆石的残留组分 (李曙光等 ,
1997)。
3　讨论
通过锆石的形态 、成分和年龄等方面的观察和
分析 , 淡竹花岗闪长岩中的锆石群可以分为A 类锆
石和 B类锆石两类主要的锆石相 , 它们分别形成于
岩浆结晶作用阶段和后期变质作用阶段。将上述结
果与浙西南的构造运动结合起来 , 可以引起一些较
有地质意义的讨论 。
3.1　浙闽运动
利用 LA-ICPM S 测定淡竹花岗闪长岩中 A 类
锆石的 U-Pb年龄为 1875±33 M a , 它代表该岩体
的侵入定位的时间 。A 类锆石的岩浆属性及其结晶
年龄的确定具有两个方面的地质意义:
(1)浙闽运动的存在 。胡雄健等 (1993)建议
把发生在浙闽地区的 、时代为 1.9±0.1 Ga的造陆
作用称之为 “浙闽运动” 。本文得到的淡竹花岗闪
长岩的形成年龄说明在此构造期确实有花岗岩浆活
动 , 因此 , 支持这一论述。事实上 , 在浙西南具有
相同侵位年龄的花岗岩类是屡见不鲜的 , 如景宁地
394 地　质　论　评 2008 年
图 5 淡竹花岗闪长岩中 A类锆石(a)和 B类锆
石(b)的 LA-ICPMS U-Pb 年龄谐和图
Fig.5 Pb-U Conco rdia diagr am for analy ses of A-type
of zircon(a)and B-type of zircon(b)fr om
the Danzhu g ranodio rite
区的花岗片麻岩的锆石 U-Pb 年龄为 1872±18 Ma
(童朝旭等 , 1993), 三枝树片麻状花岗岩的锆石 U-
Pb年龄为 1863±44 M a (甘晓春等 , 1995);龙泉
地区的渤海花岗闪长岩和坑下花岗片麻岩的锆石
U-Pb 年龄分别为 1871±30 M a 和 1872±18 Ma
(童朝旭等 , 1993), 泉坑片麻状花岗岩的锆石 U-
Pb年龄为 1889±95 M a (胡雄健等 , 1991), 遂昌
大拓田后花岗闪长岩的锆石 U-Pb年龄为 1832±80
Ma (甘晓春等 , 1995)。
从全球构造运动来看 , 1800 ～ 1900 M a前后曾
发生过一次十分强大的构造热事件 , 如北美的哈德
逊运动 、欧洲的卡累利运动 、中非地盾的埃布尔尼运
动。对应于中国大陆地区 , 同一时期的构造运动为
华北的吕梁运动 (或五台运动 、中条运动 、中岳运
动)、西南的龙川运动 、西北的辛格尔运动。这些运
动造成了地球上相当于现代陆地面积约三分之二的
大陆(胡受奚和林潜龙 , 1988)。相对于浙闽地区 ,
同一时期的构造运动为浙闽运动 , 它的一个标志性
的产物就是属于同构造性质的淡竹花岗闪长岩的形
成 。此外 , 作为本区最古老的岩浆活动 , 淡竹花岗
闪长岩的出现意味着浙西南地区地壳生长的初始阶
段 。
(2)华夏古陆(地块)的存在。自 “华夏古陆”
的概念被提出以后(Grabau , 1924), 有关中国东南
大陆边缘变质基底的时代和性质的论争一直没有停
止(胡雄健等 , 1993)。至上世纪 90 年代 , 在板块
构造理论的影响下 , “华夏古陆” 的概念已逐渐被
“华夏地块(陆块)” (舒良树 , 2006)或 “浙闽地体”
(马瑞士 , 2006)的术语所取代 , 后两者指的是政
和 —大埔断裂以西的前南华纪大陆地壳块体。在浙
西南地区 , 八都群为最古老的表壳岩系 , 而以淡竹
花岗闪长岩为代表的大量古元古代花岗岩侵位于八
都群内(胡雄建等 , 1991), 说明 1.9±0.1 Ga 为八
都群的最小可能年龄。换言之 , 浙西南地区的陆壳
在古元古代之前已有相当的规模 , 而 1.9±0.1 Ga
的浙闽运动使得本区地壳发生大规模的重熔和增
生 , 从而奠定了 “华夏古陆(地块)” 的结晶基底。
3.2　印支运动
利用 LA-ICPM S 测定淡竹花岗闪长岩中 B 类
锆石的 U-Pb年龄为 209±12 M a。作为首次发现 ,
淡竹花岗闪长岩中 B 类锆石的变质属性及其结晶
年龄的确定具有非常特殊的地质意义 。
印支运动源自发生在越南三叠纪地层中的构造
不整合事件 (Fromaget , 1932)。印支运动对华南
地块的影响是极其明显的 , 表现为华南地块的南边
与印支地块 、而华南地块的北边与华北地块发生
陆 —陆碰撞作用 , 在华南地块内部却产生了大量的
花岗岩浆活动 (归为三条东西向的花岗岩带 , 据周
新民 , 2003)。据文献资料 , 印支期花岗岩同位素
年龄值主要集中在 230 ～ 205 M a 之间 (周新民 ,
2003)。淡竹花岗闪长岩中 B类锆石的 U-Pb 年龄
(为 209±12 Ma)完全落在上述时段内 , 因此 , B
类锆石的变质结晶作用可以看作为印支运动在浙西
南地区的影响及其产物 。事实上 , 该年龄也与淡竹
花岗闪长岩的出溶反条纹石中钾长石相的出溶年龄
(40Ar/ 39A r坪年龄为 210 M a , 周新民 , 2003)基本
一致。此外 , 徐步台 (1989)从景宁地区的鹤溪群
变质岩中测得 231±7 Ma 的 Rb-S r 等时线变质年
395第 3 期 汪相:浙西南淡竹花岗闪长岩中锆石的成因研究及其地质意义
龄;而胡世玲等(1991)在遂昌地区斜长角闪岩中
的角闪石和龙泉地区下际糜棱岩中的白云母样品上
分别测得 239 M a 和 215 M a 两个代表变质作用的
4 0
Ar/ 39A r年龄 。
如果在晚三叠世时期 , 华南地壳进入伸展应力
体制 , 并因为减压熔融而形成大多数印支期花岗岩
(主要分布在湖南 , 其次在广西 , 广东 , 江西)(周
新民 , 2003), 为什么在浙西南基本上没有发现印
支期花岗岩?相反 , 仅出现一些变质作用现象 (如
上述)。笔者等认为 , 这可能与华南地块南北两侧
的碰撞作用的时间差异性有关 。华南板块的碰撞作
用始于 250 M a左右 , 它首先与南西侧的印支陆块
碰撞 , 造成印支造山带(Ca rter et al., 2001);而终
于 230 M a 左右 , 它与北侧的华北陆块碰撞 , 造成
大别造山带 (舒良树 , 2007)。这种差异性导致华
南板块内部的应力体制的不均衡性 , 即在晚三叠世
时期 , 它的南部至中部地区可能正处于强伸展状
态 , 而它的北部地区却处于弱伸展状态 , 故并未造
成浙西南地区的花岗质岩浆活动。
值得指出的是 , 在闽北 —闽东南地区也未出现
印支期花岗岩(周新民 , 2003), 那里也仅出现绿片
岩相的区域变质作用 (福建地质矿产局 , 1985)。
这使得我们产生一种新的推测 , 即在晚三叠世时期
的浙闽地区 , 北东向的库拉板块构造域的作用可能
消解了东西向的特提斯板块构造域的作用 。事实
上 , 从晚三叠世开始 , 该地区出现了安山岩带 , 说
明库拉板块的俯冲作用已经影响到华南板块的东南
部(胡受奚和叶瑛 , 2006);而在晚三叠世之后 , 华
南地区大部分东西向构造带开始向北东向构造带发
生转换(舒良树 , 2007)。
然而 , 华夏地块自古元古代形成之后 , 经历了
两次较强烈的后期构造热事件 , 一次在 800 M a 左
右 , 另一次在 450 Ma 作用 , 分别代表晋宁运动和
加里东运动(甘晓春等 , 1993;陈云钊 , 2005)。这
两次运动都伴随一定规模的岩浆活动 (周新民和朱
云鹤 , 1993;马瑞士 , 2006), 尤其是加里东期的混
合花岗岩直接出露在浙西南地区 (浙江省地质矿产
局 , 1989)。无论从空间距离上还是在岩浆活动上
考虑 , 这两次构造运动对于浙西南结晶基底的影响
应该大于印支运动的影响 , 然而 , 在淡竹花岗闪长
岩中未发现同期锆石的变质增生作用。相反 , 在淡
竹花岗闪长岩中只出现印支期的增生锆石(即 B 类
锆石)。这是一个值得注意的问题 , 即后期构造运
动的叠加并不一定造成锆石的变质增生 , 其内在的
原因可能与适量流体参与下的锆石的溶解 —结晶机
制有关 , 有待今后进一步深入研究 。
4　结论
(1)通过显微镜下观察 、BSE 成像和化学成分
分析 , 以及年龄测定 , 笔者等发现淡竹花岗闪长岩
中存在两大类不同成因的锆石相:岩浆锆石和变质
锆石。前者基本上为无色透明 , 自形—半自形 —他
形(受到后期的溶蚀作用而不同程度地圆化), 其
自形颗粒的晶型指数落在钙碱性系列壳幔混源岩浆
花岗岩的范围内 , 其 Hf 、U 、Th 、Y等元素含量呈现
早期花岗质岩浆结晶锆石的一般特征;后者大多数
以增生边的形式围绕岩浆锆石生长 , 极少量呈他形
的粒状晶体 , 呈黄褐色—半透明 , 其 U 、Th 、Y 等阳
离子置换元素含量较低 , 与它较低的 BSE 亮度一
致 。
(2)锆石 LA-ICPM S U-Pb 定年分析结果表
明 , 淡竹花岗闪长岩的岩浆锆石结晶于 1875±33
M a前 。该年龄显示了浙西南地区同样存在着一次
全球性的构造运动 ———浙闽运动 , 它使得本区地壳
发生大规模的重熔和增生 , 从而奠定了 “华夏古陆
(地块)” 的结晶基底 。
(3)本文首次确定了淡竹花岗闪长岩中变质锆
石的存在 , 并测定它的年龄为 209±12 M a。该年
龄使我们确定 , 在浙西南地区印支运动虽未造成相
应的岩浆活动 , 但使得结晶基底发生了较大程度的
变质变形作用 。相对华南其他地区而言 , 浙西南地
区的这种特殊表现可能与晚三叠世时期伸展应力体
制的不均衡性有关 , 也可能与晚三叠世时期北东向
的库拉板块构造域对东西向的特提斯板块构造域的
消解作用有关。如何确定这一有关印支运动的新问
题 , 还有待今后进一步深入研究。
致谢:本文的野外采样是在南京大学周新民教
授的指导下完成的 , 室内电子探针分析得到澳大利
亚 Macquarie大学 O′Reilly 教授和 Griff in 教授的
支持 , 锆石 U-Pb定年测试得到南京大学武兵老师
的大力协助 , 谨致谢忱。
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State K ey Laboratory f or Mineral Deposit Research , Department of Earth Sciences ,
Nanj ing University , Nanj ing , 210093
Abstract:This paper presents a systematic study on morpho logy , geochemistry and geochronolog y of
a zircon population f rom the Danzhu g ranodiorite located in the southw est region of the Zhejiang pro vince.
The analy sis results show that there are tw o types o f zircons f rom the Danzhu g ranodio rite:magmatic
zircon and metamorphic zircon.The fo rmer is characterized by euhedral—subhedral and long-prismatic
fo rm , incolo rness , t ransparence , presence of magmatic and mineral inclusions , homogeneous internal
st ructure(occasionally w ith osci llato ry zoning)on the section of g rains revealed by backscat tered elect ron
(BSE)imaging , and analo gue pat tern o f typolog ical indices of zircon fo r those f rom the calco-alkaline
granodio ri te;the lat te r is characterized mainly by its occurrence as overgrow th on magmat ic zi rcon , but it
also occurs very occasionally as anhedral grains , which is yellow-brow n , semi-transparent , and
homogeneous on the BSE imaging .These tw o types of zi rcon dif fe r also in t race element composi tion , i.
e., the magmatic zi rcon is significant ly richer in the substituent elements like as U , Th and Y than the
metamorphic zi rcon.The zircon U-Pb dating using LA-ICPM S show s that the magmatic zi rcon and
metamorphic zircon w ere fo rmed in tw o different periods:at 1875±33 Ma and at 209±12 M a respectively ,
demonst rat ing the objective response for the Zhe-M in (Zhejiang —Fujian)movement and the Indo sinian
movement in the southw est region of the Zhejiang pro vince.
key words:magmatic zircon;metamorphic zi rcon;Danzhu g ranodio rite;Zhe-Min(Zhejiang—Fujian)
movement;Indo sinian movement
398 地　质　论　评 2008 年