张建岭，许德如，于亮亮，侯茂洲



江西新余铁矿花岗岩体和赋矿围岩锆石U-Pb定年

张建岭1, 2，许德如1，于亮亮1, 2，侯茂洲1

(1. 中国科学院 广州地球化学研究所，矿物学与成矿学重点实验室，广州 510640；2. 中国科学院大学，北京 100049)

江西新余铁矿位于钦杭成矿带南侧，为探讨其变形变质时代，针对矿区花岗岩体和赋矿围岩开展了锆石U-Pb定年工作。锆石的透反射图像、CL图像和稀土元素特征及其(Sm/La)N−La和Ce/Ce*−(Sm/La)N判别图表明山庄岩体的锆石为岩浆锆石，赋矿围岩中的锆石为变质锆石；锆石U-Pb定年结果表明山庄岩体的侵入时代为420~419 Ma，矿区地层的变质时代为214~213 Ma。它们和赋矿围岩的岩相观察及岩体与矿区地层的穿插关系共同表明新余铁矿经历了加里东中晚期(＞420~419 Ma)的区域变质作用和印支晚期有热液参与的变质作用。

新余铁矿；锆石U-Pb定年；变质作用；加里东期；印支期

江西新余铁矿位于钦杭成矿带南侧，是江西省重要的铁矿床，矿石储量约7亿t，是沉积于新元古代，在遭受期后的构造变质作用而形成的铁矿床[1]。在区域构造上，新余铁矿位于华南板块，华南板块在新元古代以后经历了加里东期、印支期等多期次的构造运动。根据构造运动阶段特征，加里东运动分为造山早期、造山中期或变质峰期和造山晚期3个阶段[2]。在造山运动中期，华南板块武夷−云开造山带发育了大量变质岩，变质程度高达麻粒岩相；在运动晚期，发育了大量的S型和I型花岗岩[2−6]。印支运动分为碰撞期、转换期和伸展期3个阶段，各阶段不仅发育了大量的岩体，而且形成了一定数量的变质岩；岩体类型主要为S型花岗岩[7−8]，部分为A型花岗岩[9]、安山岩[10]和辉绿岩[11]；变质岩主要为基底变质岩[12]，部分为岩体变质岩[13−14]。关于新余铁矿，前人作了较多的研究，取得了不少成果，但基本集中于20世纪80~90年代，近年来有少量成果陆续见刊：曾书明等[1, 6]研究了新余铁矿，定性地确定了其沉积时代；陈正乐等[15]研究了新余铁矿的褶皱变形，讨论了其成因动力学机制；李志红等[16−17]分析研究了新余铁矿硅铁建造的主微量和硅铁氧硫同位素等地球化学特征，讨论了新余铁矿的矿床成因与类型。关于矿区岩体，近年来有不少研究成果。楼法生等[18]研究了新余铁矿区西南复式岩体，报道了山庄花岗岩体的形成时代；李洁等[19]研究了矿区东南雅山岩体，讨论了其演化特征和形成时代；罗志高等[20, 8]研究了新余铁矿区东南金滩复式岩体，讨论了其分期、成因和形成时代等内容。但是，关于新余铁矿变形变质时代的研究，前人基本上是根据地层对比和构造穿插关系作出的定性描述，没有确切数据支持，不能有效解决新余铁矿的变形变质时代问题，为进一步找矿服务。因此，本文作者在上述研究成果的基础上，通过采集矿区岩体和赋矿围岩样品，利用成熟且精确的锆石LA-ICP-MS U-Pb定年技术，结合岩相观察，解决新余铁矿变形变质时代无精确定年的问题，并为华南板块的变形变质演化提供证据。

1 区域地质

新余铁矿位于华夏地块和扬子地块碰撞缝合带，即钦杭成矿带南侧的华南加里东褶皱带中段，武功 山−北武夷复背斜西段[1]。

区内主要有蓟县纪神山群、青白口纪库里组、上施组、南华纪杨家桥群古家组、下坊组、大江边组、震旦系乐昌峡群、寒武系八村群牛角河组等地层[1](见图1)，它们为连续沉积。其中古家组发育差，地层不连续；下坊组是新余铁矿的赋矿层位，发育较好，延伸深远。这些地层组成了神山复式倒转背斜的核部和南翼。上述地层在沉积之后，经历了南华纪以来的各期次构造运动和变形变质作用，形成了变质相为绿片岩相−低角闪岩相的中浅变质岩。新余铁矿区内的岩浆作用较发育，矿区西南部发育了一个加里东期花岗岩体[18]和一个燕山中期岩体[19]，东南部发育了一个印支期花岗岩体[20, 8]；松山南发育有一个极小的印支期岩枝，无确切地质年代。加里东期的山庄岗岩体侵入到震旦系、寒武系变质地层中，并被上泥盆统沉积岩层覆盖，而后又被印支期岩体侵入(见图1)，岩体有轻微蚀变，但无明显变质痕迹。

图1 新余铁矿区域地质图[1]：1—第四系冲积层；2—上泥盆−下三叠统碎屑岩；3—牛角河组碎屑岩；4—乐昌峡群碎屑岩；5—大江边组凝灰质浅变质岩；6—下坊组含铁矿层浅变质岩；7—潭头群火山−碎屑岩；8—神山群含碳浅变质岩；9—印支期花岗岩；10—海西期花岗岩；11—加里东期花岗岩；12—超基−基性岩体；13—铁矿层；14—断层；15—褶皱；16—采样点；17—产状

矿区的构造主要有北部的神山复式倒转背斜、南部里坑倒转向斜及井头—冶源断裂。其中神山倒转背斜是矿区的控矿构造，呈NEE−SWW向延展，向南倒转，倾向NNW，倾角20°~45°。井头—冶源断裂呈NW−SE向延伸，切割矿区，把矿区地层分为断层以东的倒转地层，断层以西的正常地层[1]。

铁矿体，产于下坊组地层中，其产状变化受地层控制；在井头—冶源断裂界线以东倾向315°~345°，倾角20°~45°；在界线以西倾向南西，倾角20°~70°，在褶皱强烈处，矿体呈红绸舞式。

2 样品描述

矿区样品分别采集于矿区的山庄花岗岩体和松山矿段赋矿围岩，二者具体特征如下。

1) 岩体样品(szx03、szx05)：采集于山庄岩体的北部，新鲜均一，没有遭受到后期的变质作用。经岩相鉴定，岩性为二长花岗岩，中粒等粒结构、局部见似斑状结构，块状构造。主要矿物为斜长石(35%~30%)、石英(28%~25%)、钾长石(25%~20%)、白云母(8%~6%)、黑云母(2%~1%)；副矿物主要为锆石、石榴子石、绿帘石、磁铁矿等；岩石中可见轻微的蚀变现象，蚀变产物为绿泥石、粘土。在岩体南部可见闪长岩包体[21]。

赋矿围岩样品：分别采集于松山矿段的露采区和坑口，均为矿层底板样品。经鉴定，二者岩性分别为磁铁绿泥千枚岩(jx1501)和碳酸盐化黑云石英角闪片岩(jx1502)。磁铁绿泥千枚岩：细粒变晶结构，主要矿物为石英(50%~45%)、绿泥石(35%)、磁铁矿(20%~15%)，副矿物为方解石、黄铁矿、磁黄铁矿等。碳酸盐化黑云石英角闪片岩：条带状构造，带宽20~1 mm，细粒变晶结构，主要矿物为角闪石(75%~70%)、石英(10%)、方解石(10%)、磁铁矿(5%~3%)、黑云母(2%)，副矿物为磁铁矿、锆石、绿泥石等。

结合新余铁矿区的构造演化和其他地质薄片鉴定结果，赋矿围岩的矿物生成可以分为以下两个期次：

1) 区域变质期：该期次生成的矿物奠定了新余铁矿的矿物基础，矿物的主要特点表现为脉石矿物和金属矿物分别呈条带状并交替分布；脉石条带内的矿物以云母、绿泥石和角闪石等片柱状矿物为主，晶形较好，长轴平行于条带，呈定向分布；金属条带内的磁铁矿、赤铁矿等粒状金属矿物定向差，其他脉石矿物定向较好。此阶段共生的矿物有磁铁矿与赤铁矿，石英、黑云母与石榴子石，磁铁矿与黄铁矿，石英、白云母与绿泥石，石英、方解石、磁铁矿与绿泥石，石英、磁铁矿与角闪石，石英、磁铁矿、石榴子石与绿泥石，石英、黑云母与白云母等。

2) 热液期：该期次形成的矿物在特征上明显不同于上期矿物；主要表现在矿物呈脉状产出，晶形差，沿岩层裂隙分布，多斜切磁铁石英岩条带，并无明显定向或定向差。此阶段共生的矿物主要有绿泥石与磁铁矿，角闪石，黄铁矿与石英，石英与方解石和绿泥石等。

3 分析方法

本次实验选取了新鲜的山庄花岗岩岩体样品和赋矿围岩两样品，用地质锤破碎至粒径为0.18~0.25 mm，利用重力淘取其中所含的锆石，然后在双目镜下挑选晶形完好的锆石颗粒，将上述锆石颗粒制成锆石靶，对其进行透反射照相和阴极发光照相，结合这些图像选择最佳锆石以进行U-Pb定年分析。

锆石样品测试工作是在中国科学院广州地球化学研究所中国科学院矿物学与成矿学重点实验室完成。锆石的测定采用了美国Resoneiics公司生产的Resolution M−50激光剥蚀系统和Agilent 7500a型的ICP-MS联机，激光所用斑束为31 μm，频率为8Hz，以He为载气。测试采用美国国家标准技术研究院人工合成硅酸盐玻璃标准作参考物质SRM610 进行仪器最佳化。本次实验采用标准锆石TEMORA(417Ma)作为测年外标，详细实验步骤见袁洪林等[22]。数据处理采用ICPMSDataCal8.6软件，锆石年龄图采用Isoplot3.0软件，单个数据点的误差为1，加权平均年龄为2，具有95%的可信度。

本次实验所采样品的锆石中含有少量磷灰石等包体，部分锆石可能受到后期热液的影响而发生铅丢失，致部分数据点谐和度较低。因此，在分析过程中，将谐和度低于90%的点予以剔除[23]；其中年龄＜1 Ga的点选用206Pb/238U年龄，年龄＞1 Ga的点则选用207Pb/206Pb年龄[24]。

4 测试结果

4.1 锆石形态及阴极发光(CL)特征

锆石形态在一定程度上能够反映锆石的成因。CL图像不仅能够分辨锆石内部结构和构造，还在一定程度上反映了内部微量元素的变化[25−26]；锆石的组构特征是分析点和锆石U-Pb年龄解释的重要依据[27]。

根据锆石形态、透反射图像，两山庄岩体样品的锆石均为无色至微黄色透明自形的柱粒状颗粒，大小为150~50 μm×100~30 μm，见少量磷灰石包体；根据CL图像特征(见图2(a))，岩体样品的锆石发育有清晰的振荡环带，部分颗粒周边有不等厚黑色边，具有岩浆锆石的典型特征[28−30]。根据锆石形态、透反射图像和CL图像的综合特征(见图2(b))，赋矿围岩两样品锆石整体为透明自形−半自形颗粒，次圆状−次棱角状，CL图像显示锆石内部结构多为流动分带结构，个别为冷杉状结构(jx1502.8)和海绵结构(jx1501.13)，两结构内部均一，具有变质锆石的特征。

4.2 锆石微量元素地球化学

锆石微量元素如同锆石内部组构，也是判定锆石成因的重要依据[25]。测试结果见表1。岩体样品szx03和szx05 的Th、U值变化较大，分别为395×10−6~ 76.9×10−6、1303×10−6~264×10−6和331×10−6~ 58.0×10−6×10−6、1592×10−6~192×10−6，Th/U值分别为0.74~0.16(均值为0.38)和0.68~0.10(均值为0.33)，这些中高比值为岩浆锆石的特征[28−30]。球粒陨石标准化图解(见图3(a1))显示两样品锆石具有明显的正Ce和负Eu异常，个别点异常不明显。两样品szx03、szx05的Ce值和Eu值分别为207~5.35 (均值为42.9)、102~5.81 (均值为44.2)和0.14~0.02 (均值为0.04)、0.08~0.02(均值为0.20)；它们接近或等于岩浆锆石Ce值(49~32)[25]和Eu值(＜1)[32]。

图2 新余铁矿花岗岩体和赋矿围岩的锆石阴极发光(CL)图像

在(Sm/La)N−La图解(见图3(a2))中，岩体样品szx03和szx05数据点主体落在岩浆锆石范围内，少数落在岩浆锆石和热液锆石的过渡区，反映少数点可能受到热液氧逸度的影响。在Ce/Ce*−(Sm/La)N图解(见图3(a3))中，岩体样品szx03和szx05数据点主体落在岩浆锆石范围内或附近，个别偏向热液锆石，Ce正异常的偏低可能是岩浆热液氧逸度下降造成的[25, 32]。

赋矿围岩样品jx1501的Th、U值变化较大，为2786×10−6~4.77×10−6、1353×10−6~205×10−6；样品jx1502的Th、U值集中，为4818×10−6~6.89×10−6、1112×10−6~419×10−6，峰值为37.6×10−6~21.0×10−6、871×10−6~419×10−6。两样品jx1501和jx1502的Th/U值为2.06~0.01和6.23~0.01，除jx1501.13的2.06和jx1502.08的6.23外，其他都是低值，均小于0.14和0.11，这些低值具有变质锆石的典型特征。锆石稀土的球粒陨石标准化图解(见图3(b1))表明除少数锆石(jx1501.14，jx1501.29，jx1502.11)的LREE富集，剩余锆石亏损Pr和Nd元素；两样品的Ce值和Eu值分别为133~0.97(均值为20.7)、262~1.13(均值为63.8)和0.27~0. 08(均值为0.17)、0.23~0.13(均值为0.17)，明显不同于岩浆锆石。在(Sm/La)N−La图解和Ce/Ce*−(Sm/La)N图解中(见图3 (b2)和(b3))，数据点多数落在岩浆锆石和热液锆石的过渡区域，少部分落在岩浆锆石或热液锆石区内，说明原锆石受到了后期热液的改造，发生了变质作用。

图3 新余铁矿花岗岩体(a)和赋矿围岩(b)的锆石稀土元素图解[25, 31]

表1 新余铁矿花岗岩体和赋矿围岩锆石稀土元素含量

4.3 锆石U-Pb年龄

本次实验分别测试了样品szx03、szx05、jx1501和jx1502的20、13、39和15个点，这些点都在谐和线上或附近(见图 4)，表明这些锆石形成后其U-Pb体系是封闭的。岩体样品szx03、szx05的U-Pb年龄范围分别为433~402 Ma和435~394 Ma，赋矿围岩样品jx1501和jx1502的U-Pb年龄测试结果分别为232~199 Ma和229~196 Ma。根据单个构造事件的短暂性及地质加权年龄计算的范围，本次实验对上述岩体和赋矿围岩样品的U-Pb年龄的测试结果进行了加权平均年龄计算，得出岩体年龄为(419±5) Ma (MSWD=0.17)和(420±7) Ma(MSWD=0.32) (见图4(a))，赋矿围岩年龄为(214±3) Ma(MSWD=2.0)和(213±5) Ma (MSWD=1.7)(见图4(b))；这两组年龄(420~419 Ma和214~213 Ma)分别代表了山庄岩体的结晶年龄和赋矿围岩的变质时代。

图4 新余铁矿花岗岩体和赋矿围岩锆石U-Pb年龄谐和图

Pig. 4 U-Pb concordia of granite(a) and host rock(b) from Xinyu iron ore area: (a1) Granite szx03; (a2) Granite szx05; (b1) Host rock jx1501; (b2) Host rock jx1502

5 讨论

5.1 锆石类型

锆石类型的特征不仅体现在锆石的外形形态上，还体现在锆石内部组构和稀土组成方面[25−27]，因此，锆石类型的准确判定要综合考虑形态、内部组构和稀土组成等因素。

通过对比锆石的CL图像、稀土元素及U-Pb定年等方面，发现岩体锆石清晰的振荡环带，连续集中的年龄和具有明显正Ce异常、负Eu异常的左倾稀土模式、在(Sm/La)N−La和Ce/Ce*−(Sm/La)N判别图中落在岩浆锆石区附近有极好的一致性，表明它们是典型的岩浆锆石。赋矿围岩锆石的大部分具有均一的流动分带结构、一致的明显正Ce异常、负Eu异常的左倾稀土模式、低Th/U值，在(Sm/La)N−La和Ce/Ce*− (Sm/La)N判别图中落在过渡区内或附近，有相似的年龄，表明它们具有典型变质锆石的部分特征；此外流动分带可能是岩石在发生改造时，锆石晶体内的不纯物质发生弥漫性迁移的结果，沉积地层中锆石的冷杉状结构是锆石重结晶的产物[33]。结合新余铁矿是在南华纪沉积后遭受后期的变质作用改造而成的矿床，矿床中应该不存在比其沉积时代小的岩浆锆石和碎屑锆石；具有变质锆石和热液锆石特征的锆石主要为原地层中的锆石在遭受到后期构造作用时，受到外来热液和温度的共同作用，内部发生了物质迁移和重结晶，受热液影响较强处形成了具有海绵结构的锆石，但总体上是达不到热液锆石的变质锆石。

表2 新余铁矿花岗岩体(a)和赋矿围岩(b)锆石U-Pb年龄测试数据

5.2 锆石地质意义

华夏地块自早古代以来经历了加里东期−喜玛拉雅期等不同期次的构造运动和变质作用，并保留了重要的地质作用痕迹[34]。但新余铁矿自从南华纪沉积后，对加里东期−喜玛拉雅期的各期次构造作用响应程度具有明显差异，且保留较多的地质作用痕迹。而新余铁矿区内岩体和赋矿围岩锆石的出现对于新余铁矿乃至华夏地块的构造运动研究有重要意义。现就从矿区内山庄岩体和赋矿围岩中获得的岩浆锆石和变质锆石U-Pb年龄数据作出探讨。

5.2.1 加里东期变质作用

加里东构造运动是华南的重要地质作用，其分布范围广泛，经历时间长远，其不仅使华南发育了大量的岩体，而且使整个华南板块形成了广而厚的区域变质岩[34]。但区域变质岩是不是全部形成于460~440 Ma的变质峰期[2]，有待进一步研究。

首先，山庄岩体与新余铁矿区内地层的接触关系表明，山庄岩体侵入到铁矿区内的寒武系及更早时代且沉积连续的变质地层中，并被上泥盆统沉积岩层所覆盖，且沉积岩层没有发生明显的变质作用。其次，山庄岩体地球化学数据的构造环境判别图解和岩相鉴定表明花岗岩体形成构造运动的后碰撞阶段且形成后没有遭受到期后的变质作用。再次，赋矿围岩锆石挑选结果及其测试分析结果表明赋矿围岩不发育与区域变质时代相对应的变质锆石，而赋矿围岩的岩相鉴定表明呈定向分布的占主要成分的矿物为区域变质期产物。上述三方面共同表明新余铁矿区地层遭受构造运动发生区域变质的时代早于山庄岩体的侵入时代，且没有再遭受期后的广泛的显著的变质作用。这种变质作用也在华夏板块的其他地方不断被发现证实，如在慈竹地区片麻状花岗岩中发现了年龄为421 Ma的变质白云母(40Ar/39Ar法)[35]和在武夷山地区片麻岩中发现了年龄为437~433 Ma的深熔独居石(U-Th-Pb法，或412 Ma二次回热法)[33]；此外，加里东构造运动被划分为起始期(＞460 Ma)、变质峰期(460~440 Ma)和岩浆期(440~415 Ma) 3个特征明显的阶段[2]；鉴于地质构造运动的不均一性，即使是在华夏板块的不同地方对地质运动的响应也不是完全一致的。基于上述分析可以得出，新余铁矿地区发生的变质作用与华南其他地方的变质作用基本同步，但不固定于460~440 Ma，其变质时代应早于420~419 Ma。

5.2.2 印支期变质作用

印支期运动是华南重要的地质作用，其分布范围相对广泛，经历时间久远(＞30 Ma)[12−14, 36]。但其变质作用的性质是局部区域变质[2]，还是随地壳厚度变化导致岩浆上侵引起的变质作用[14, 34, 36]，一直存在 争议。

首先，上章节的讨论表明赋矿围岩锆石类型为受热液改造形成的变质锆石；赋矿围岩两样品锆石U-Pb定年测试结果和岩相鉴定的矿物生成期次表明经历了新余铁矿经历印支期晚期(年龄为214~213 Ma)有热液参与的变质作用。其次，新余铁矿区的岩体分布特征和岩体地球化学特征表明，矿区西南最大的山庄花岗岩岩体距离赋矿围岩采集地松山矿段较远，大于10 km，且是低温S型花岗岩，其本身的流体作用弱，流体和温度对松山矿段的岩石影响较小，不足以使矿区地层发生大范围变质；雅山岩体为燕山中期岩体，形成时代滞后于矿区地层印支期变质时代；而松山南的印支期小岩枝距离矿段较近，小于3 km，形成时代可能与东南部的金滩岩体相近，能为松山矿段的变质作用提供较多的温度和热液，促使赋矿围岩中的热液矿物发育和变质锆石的形成。上述两方面表明新余铁矿区经历了印支晚期的变作作用。而这种变质作用，也在华夏板块的其他地方不断地被发现证实。如在粤东北、粤中博罗县、云开等地区的基底变质岩中发现了年龄为232~221 Ma的变质锆石(LA法)、片麻岩中发现了年龄为231 Ma的变质锆石(LA法)、片麻岩中发生了年龄为236 Ma的变质锆石(LA法)[28−29, 33]和粤西龙塘地区碱性花岗岩中较老的变质锆石(248~244 Ma，SHRMP法)[13]时代相似的年龄为247 Ma的变质锆石(LA法)[12]；此外，在华南的八都群、麻源群、周潭群、陈蔡群和云开群等地层也发现了年龄为248~221 Ma的变质锆石(LA法、SHRMP法)[14]。结合新余铁矿位于钦杭结合带南缘，印支期岩浆作用弱于加里东期和燕山期、变质作用弱于加里东期特征[6]，综合分析得出，华南板块的印支变质作用不具备局部区域变质的特征，应该是华南板块与印度和太平洋板块在印支期的碰撞事件导致岩浆上侵引起的变质作用，变质作用多发生在基底岩石和岩体中，变质作用时间为早期变质事件的260~240 Ma和晚期变质事件的230~200 Ma；而新余铁矿则明确地经历了印支晚期的变质作用，是否经历印支早期的碰撞变质作用有待研究。

6 结论

1) 山庄花岗岩体中的锆石类型为岩浆锆石，赋矿围岩中的锆石类型是受热液改造而成的变质锆石。两类岩石锆石的U-Pb定年加权平均年龄分别为420~419 Ma和214~213 Ma，分别对应于加里东晚期和印支晚期。

2) 新余铁矿经历了加里东中晚期的区域变质作用，变质作用时代早于山庄岩体侵入时代。

3) 新余铁矿区经历了印支晚期有热液参与的变质作用，变质作用与同时期的岩浆侵入有关。

致谢：二位审稿人及编辑提出的详细意见对本文改进及写作水平的提高都有很大的帮助，在此一并感谢。

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Zircon U-Pb dating of granite and host rock inXinyu iron ore area, Jiangxi Province, China

ZHANG Jian-ling1, 2, XU De-ru1, YU Liang-liang1, 2, HOU Mao-zhou1, 2

(1. Key Laboratory of Mineralogy and Metallogeny, Guangzhou Institute of Geochemistry,Chinese Academy of Sciences, Guangzhou Guangdong, 510640, China;2. University of Chinese Academy of Sciences, Beijing 100049, China)

In order to discuss the deformable and metamorphic age of Xinyu iron ore which is on the southern side of Qinhang metallogenic belt and located in Jiangxi Province, zircon U-Pb dating for the granite and host rock were carried out. Zircons from Shanzhuang granite are interpreted as magmatic zircon and Zircons from host rock as metamorphic zircon by transmission and flection images, CL images, rare earth element and discrimination diagrams of (Sm/La)N−La and Ce/Ce*−(Sm/La)Nof zircon. Zircon U-Pb dating indicates that the intrusion age of Shanzhuang granite is 420−419 Ma and the metamorphic age of mining area is 214−213 Ma; they and lithofacies observation and the interpenetration relation between granite and stratum show that Xinyu iron ore area experiences middle-late regional metamorphism of Caledonian(＞420−419 Ma) and late Indosinian metamorphism associated with hydrothermal activity.

Xinyu iron ore area; zircon U-Pb dating; metamorphism; caledonian; indosinian

Project (41472171) supported by the National Natural Science Foundation of China；Project (2016YFC0600401) supported by the National Key Research and Development Program of China

2016-04-21;

2018-01-02

XU De-ru; Tel: +86-20-85292713; E-mail: 854130386@qq.com

国家自然科学基金资助项目(41472171)；国家重点研发计划资助项目(2016YFC0600401)

2016-04-21；

2018-01-02

许德如，研究员，博士；电话：020-85292713；E-mail：xyderu@gig.ac.cn

10.19476/j.ysxb.1004.0609.2018.05.14

1004-0609(2018)-05-0971-14

P618

A

(编辑 何学锋)