2012, Vol. 28
2. 武警黄金地质研究所, 廊坊 065000;
3. 中国地质大学地球科学与资源学院, 北京 100083
2. Gold Geology Institute of CAPF, Langfang 06500, China;
3. School of Earth Science and Resources, China University of Geosciences, Beijing 100083, China
花岗质岩石中的暗色微粒包体在研究岩浆起源、演化和地球动力学背景，特别是岩浆混合作用研究中提供重要的信息，一直受到地质学家的广泛关注(Hibbard, 1991；周珣若，1994；周新民，1998；江万等，1999；王涛，2000；Silva et al., 2000；孙德有等，2001；肖庆辉等，2002；Perugini et al., 2002)。研究表明，滇西富碱侵入岩带沿金沙江-哀牢山深大断裂带产出，在长达800km的滇西成矿带上，铜钼金等多金属成矿无论在时间上、空间上，还是在成因上均与喜马拉雅期富碱侵入岩浆活动有关(毕献武等，1999；梁华英等，2004；曾普胜等，2006；郭晓东等，2009a；邓军等，2010)。在滇西富碱侵入岩带中的六合透辉石正长斑岩体、香多二长斑岩体、双河透辉石正长岩体、桃花石英二长斑岩体和小桥头霓辉正长斑岩体中发现含有较多的暗色微粒包体，部分学者对这些暗色微粒包体开展了研究工作(蔡新平，1992；吕伯西和钱祥贵，1999；刘显凡等，1999，2002，2003；王建等，2002；赵欣等，2003，2004)，并在深源包体与富碱斑岩成岩成矿的关系上取得了一定的研究进展，公认富碱斑岩的成岩物质来源与地幔源区有关(邓万明等，1998；刘显凡等，1999；葛良胜等，2003；毕献武等，2005；董方浏等，2005)，进一步认为幔源流体在成矿中起着关键作用(胡瑞忠等，1997；毕献武等，1999；曾普胜等，2002；葛良胜等，2002；刘显凡等，2004，2010；郭晓东等，2009a)，内生金属成矿不同程度地带有深部来源的证据(罗照华等，2007)，进一步反映了成矿作用与深部流体密切相关(毛景文等，2005)。
马厂箐复式杂岩体是滇西富碱侵入岩带的重要组成部分，前人开展了大量的研究工作，促进了对这一地区地质构造演化、成岩成矿作用的认识。2009年，笔者在马厂箐复式岩体中发现了深源包体，但目前尚未见关于马厂箐复式岩体中深源包体研究的报道，本文旨在分析马厂箐岩体中深源包体的岩相学特征，并对其进行U-Pb锆石定年，为揭示岩浆起源及其与成岩成矿之间的关系提供依据。
2 岩体及深源包体主要地质特征 2.1 岩体特征马厂箐岩体位于云南省祥云、弥渡、大理三市县接壤部位。大地构造位置处于扬子准地台西缘与金沙江-哀牢山深大断裂带东侧的交会部位，NW向金沙江-哀牢山断裂带与NNE向程海-宾川断裂带所夹锐角区域(毕献武等，1999)(图 1)。
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图 1 马厂箐矿区地质简图(据西南冶金地质勘探公司310地质队，1981①修改) 1-第四系; 2-二叠纪玄武岩; 3-下泥盆统青山组灰岩; 4-下泥盆统康廊组白云质灰岩、白云岩; 5-下奥陶统向阳组三段黑色页岩夹粉砂岩，底部为灰白色石英砂岩; 6-下奥陶统向阳组四段长石石英砂岩、砾岩夹灰岩透镜体; 7-斑状花岗岩; 8-正长斑岩; 9-二长斑岩; 10-花岗斑岩; 11-煌斑岩; 12-硅化核; 13-断层; 14-矿化分带; 15-同位素测年取样位置.Ⅰ-Mo-W-Cu-Fe-Sn矿化; Ⅱ-Cu-Au-Mo-Fe矿化; Ⅲ-Au-Ag-P-bZn-As-Sb矿化.(1) -怒江断裂; (2) -澜沧江断裂; (3) -金沙江-红河断裂; (4) -阿墨江断裂; (5) -哀牢山断裂; (6) -红河断裂; (7) -宾川-程海断裂; (8) -小金河断裂; F1-响水断裂; F2-乱硐山断裂; F3-九顶山-梯子水顶断裂; F5-白龙潭断裂; F12-凹铁窑断裂 Fig. 1 Sketch geological map of Machangqin ore-field 1 -Quaternary; 2-Permian basalt; 3-sandstone of Lower Devonian Qingshan Formation; 4-Dolomitic limestone, dolomite of Lower Devonian Kanglang Formation; 5-3rd member of Ordovician Xiangyang Formation black shale with siltstone, light gray quartz sandstone at the bottom; 6-feldspar-quartz sandstone, conglomerate with limestone lens; 7-porphyritic granite; 8-syenite porphyry; 9-monzonite porphyry; 10-granite porphyry; 11-lamprophyre; 12-silica core; 13-fault; 14-zonation of mineralization types; 15-the location of isotope-dated sample. Ⅰ-Mo-W-Cu-Fe-Sn mineralization; Ⅱ-Cu-Au-Mo-Fe mineralization; Ⅲ-Au-Ag-PbZn-As-Sb mineralization.(1) -Nujiang fault; (2) -Lancangjiang fault; (3) -Jinshajiang fault; (4) -Amojiang fault; (5) -Ailaoshan fault; (6) -Honghe fault; (7) -Binchuan-chenghai fault; (8) -Xiaojinhe fault; F1-Xiangshui fault; F2-Luandongshan fault; F3-Jiudingshan-Tizishuiding fault; F5-Bailongtan fault; F12-Aaotieyao fault |
①西南冶金地质勘探公司310地质队.1981.云南省祥云县马厂箐矿区铜钼矿评价地质报告
马厂箐富碱侵入岩体为一复式岩体，属于滇西富碱侵入岩带的重要组成部分，岩体出露面积约1.36km2，平面上呈不规则似圆形，剖面上呈不对称的蘑菇状或倒水滴状(俞广均，1988；郭晓东等，2009a)。该岩体由260多个小岩体组成，具有多期次侵入特征；由多种类型岩石组成，主要包括正长斑岩、二长斑岩、花岗斑岩、(似) 斑状花岗岩和煌斑岩，但以大面积出露的(似) 斑状花岗岩为主。各类斑岩呈岩株、岩脉、岩墙或岩床等侵位于下奥陶统向阳组长石石英砂岩、粉砂岩、碳泥质细砂岩夹条带状灰岩、泥质白云岩透镜体以及下泥盆统康廊组灰岩中。岩体属中酸性到酸性岩，以酸性岩为主，具有高钾富碱的特征(张玉泉等，1987；毕献武等，1999，2005；曾普胜等，2002；葛良胜等，2003)，属于高钾钙碱性或钾玄岩系列(张玉泉等，1987；曾普胜等，2002；郭晓东等，2009b)，显示出钾质埃达克岩的地球化学特征(曾普胜等，2002；郭晓东等，2009b)，形成于喜马拉雅期(33~37Ma)(毕献武等，1999；张玉泉和谢应雯，1997；梁华英等，2004；王登红等，2004；刘显凡等，2004；何明勤等，2004；彭建堂等，2005；曾普胜等，2006)。基于野外地质调查和室内综合研究以及同位素年龄数据，结合前人研究成果，将马厂箐复式岩体岩浆活动划分为3期：Ⅰ期为斑状花岗岩和煌斑岩脉(早期) 岩性组合(成矿前)；Ⅱ期为正长(斑) 岩、二长(斑) 岩、花岗斑岩和(似) 斑状花岗岩岩性组合(成矿期)；Ⅲ期为碱长花岗斑岩脉和煌斑岩脉(成矿后) 岩性组合(郭晓东等，2009a，2011a)。岩浆起源于富集地幔或壳-幔过渡带(胡瑞忠等，1997；刘显凡等，2004)，产出于裂谷环境(张玉泉等，1987) 或者总体挤压、局部引张的构造环境(曾普胜等2002)。铜、钼、金成矿主要与正长(斑) 岩、二长(斑) 岩、花岗斑岩和(似) 斑状花岗岩岩性组合(Ⅱ期) 有关(郭晓东等，2009a)。富碱侵入岩体提供了成矿的物质、流体和动力(毕献武等，1999，2005；胡瑞忠等，1997；刘显凡等，2004；何明勤等，2004；梁华英等，2004)，成矿时代集中于34~36Ma (梁华英等，2004；彭建堂等，2005；曾普胜等，2006；郭晓东等，2011b)。
组成复式岩体的各类斑岩均为斑状结构、块状构造。斑晶主要为钾长石、斜长石、石英、角闪石和黑云母，镜下统计显示斑晶组合(面积) 约占20%~47%；基质具微晶结构，主要由微细粒长石、石英和少量的黑云母组成。钾长石含量较高，以具一定数量的钾长石变斑晶为特征。钾长石在正长斑岩中含量最高，次为花岗斑岩，在石英二长斑岩中最少；而钾长石变斑晶在Ⅱ期岩石中最高，Ⅲ期中次之，Ⅰ期中最少。斜长石主要为钠长石和更长石；暗色矿物主要为黑云母和角闪石，但不同岩类中其含量有所不同。在每期岩浆侵入的最后，都出现含暗色矿物较少的浅色脉岩及煌斑岩。岩石中常见的副矿物：磷灰石、榍石、磁铁矿、锆石、褐帘石。深源包体寄主岩花岗斑岩具有斑状结构，块状构造。基质具隐晶质结构、他形粒状结构，基质粒度为0.01~0.08mm，斑晶0.2~3.5mm，变斑晶10~30mm，斑晶占34%。主要矿物石英21%、钾长石37%、斜长石26%、黑云母2%、角闪石3%；副矿物有磷灰石、榍石、磁铁矿，偶见锆石等。
2.2 深源包体特征马厂箐岩体中目前发现的暗色微粒包体主要分布在宝兴厂一带，花岗斑岩中深源包体以镁铁质为主，而(似) 斑状花岗岩中则主要为闪长质包体。包体在寄主岩中产状杂乱且分布不均。包体呈暗黑色、灰黑色，粒度较其寄主岩明显变细，大小不一，大者直径在4~10cm，小者0.5~2cm，大多数在2~4cm之间。形态多样，主要呈浑圆状、椭圆状、纺锤状、哑铃状、次棱角状等(图 2)，部分包体呈拉长状(图 2a)，显示出明显的塑性流变特点。包体与寄主岩石之间常呈截然的接触关系，但二者的接触界面并不平直，而是呈圆弧形或港湾状(图 2b)，亦可见包体与寄主岩之间为过渡关系，呈弥散状，与主岩界线模糊(图 2c)。包体中常可见到与寄主岩花岗斑岩中相似的钾长石斑晶(图 2d)，大小在0.5~1.5cm之间，半自形，边部棱角多被熔蚀圆化而呈浑圆状。个别包体边部可见到较大的钾长石斑晶骑跨在包体与寄主岩石的分界线上(图 2e)。
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图 2 马厂箐岩体中深源包体特征 (a)-拉长包体；(b)-包体与寄主岩界线明显，呈圆弧形或港湾状；(c)-包体与寄主岩呈过渡关系；(d)-包体与寄主岩具有相似的钾长石斑晶；(e)-钾长石斑晶位于包体与寄主岩分界线上；(f)-针状磷灰石；(g)-眼球状石英，且具有暗色矿物集合体组成的镶边；(h)-由斜长石、角闪石、针状磷灰石等构成的嵌晶状斜长石；(i)-环带状斜长石 Fig. 2 Features of deep-derived enclaves in Machangqing complex (a)-elongated enclaves; (b)-apparent, arc-like or harbor-like boundary between enclaves and host rock; (c)-transitional relationship between enclaves and host rock; (d)-similar feldspar phenocrysts in enclaves and host rock; (e)-feldspar phenocrysts across the boundary between enclaves and host rock; (f)-needlelike apatite; (g)-augen quartz surrounded by dark minerals assemblages; (h)-plagioclase embedded by plagioclase, amphibole, needlelike apatite; (i)-zonal plagioclase |
镜下观察发现，深源包体具有典型的岩浆岩矿物组合和结构构造特点，为微细粒半自形结构、似斑状结构和嵌晶结构等，组成矿物主要为斜长石、黑云母、辉石和角闪石，岩性应属于辉长岩-闪长岩类；副矿物有磁铁矿、榍石、磷灰石和锆石，磷灰石多呈细长的针状(图 2f)，长宽比多在1:30~1:50之间，明显不同于其寄主岩中的短柱状磷灰石。个别包体中存在眼球状石英，且具有黑云母、角闪石等微粒暗色矿物集合体的所组成的镶边(图 2g)，有时具有包含斜长石、角闪石、针状磷灰石等较细小矿物构成的嵌晶状斜长石(图 2h)。
3 深源包体锆石定年 3.1 样品及分析方法用于测试的样品采自马厂箐铜钼矿三中段新鲜的花岗斑岩(图 3)，坐标为：东经100°26′05″，北纬25°31′33″，具体采样位置见图 1。
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图 3 花岗斑岩中深源包体宏观及微观特征 (a-d)-用于挑选锆石的花岗斑岩及其中深源包体；(e, f)-深源包体的显微结构，暗色矿物为磁铁矿 Fig. 3 Macro and micro characteristics of deep-derived enclaves from granitic prophyry (a-d)-granitic porphyry and deep-derived enclaves for selecting zircons; (e, f)-micro-texture of deep-derived enclaves, of which the dark mineral is magnetite |
挑选体积或直径较大的深源包体，用岩石切割机将深源包体从寄主岩中切割出来，然后将被切割出来的深源包体粉碎至200目，最后用常规方法从深源包体样品中分选出锆石，在双目镜下挑选出晶形和透明度较好的锆石颗粒500多粒。深源包体锆石的制靶、光学显微镜照相、阴极发光图像分析(CL) 及LA-ICP-MS锆石U-Th-Pb同位素年代学测试在西北大学教育部大陆动力学重点实验室完成。所用ICP-MS为ELAN 6100 DRC，剥蚀系统为德国Microlas公司生产Geolas 200M深紫外(DUV)193nm ArF准分子激光。分析所用的光斑直径为30μm，并采用29Si作为内标，所用标准锆石为91500，锆石U-Th-Pb年代学测试数据处理采用Glitter软件进行。详细分析步骤和数据处理方法参见相关文献(袁洪林等，2003)。
3.2 分析结果锆石粒径为0.10~0.35mm，多为长柱状和短柱状，自形程度较高，为自形到半自形。在锆石CL图像上，本次测试的锆石多有清楚的振荡环带，为典型的岩浆成因锆石特征(图 4)。部分锆石内部结构不均，可见内核及外边，但其发育振荡环带的主体部分岩浆成因特征明显。
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图 4 马厂箐岩体中深源包体(BB163) 单颗锆石测年阴极发光图像 圆圈表示分析位置，1-15编号表示U-Pb分析点，并分别与表BB163(1-15) 对应，其他数字表示206Pb/238U表面年龄 Fig. 4 Cathodoluminescence images of zircons from deep-derived enclaves in Machangqing complex No. 1-15 circles show analyzed spots, the other numericals mean 206Pb/238U age |
在测试的15个锆石U-Th-Pb年龄数据(表 1) 中，有5个锆石测试数据存在不确定性(分别为2、3、4、14、15)，其主要原因是这些锆石的测试结果偏离了谐和曲线，可能与207Pb难以准确测定以及微量普通Pb的存在有关。而其余10颗锆石的Th/U比值，绝大多数点都大于0.4，最高达到2.23，表明锆石为典型的同期岩浆结晶形成。振荡环带部分从内到外具有一致的表面年龄，206Pb/238U表面年龄加权平均值为35.13±0.23Ma (MSWD=0.64，概率为0.76，样品数n=10)(图 5)。10个样品点在206Pb/238U-207Pb/235U谐和图上表现为较好的谐和性(图 6)，交点年龄为35.33±0.50Ma (MSWD=0.54)。前人研究表明，采用激光探针进行U-Pb同位素定年时，需要进行普通铅的校正，对大于1Ga年龄的锆石采用207Pb/206Pb年龄合适，而对于年轻的锆石样品采用206Pb/238U年龄较为合适(Xu et al., 2003)。本文测定深源包体的10颗锆石样品的206Pb/238U年龄较为一致，利用这10颗锆石进行206Pb/238U年龄加权平均年龄计算得到的深源包体的形成年龄为35.13±0.23Ma (MSWD=0.64，概率为0.76)，这一结果在误差范围内是可信的，能够代表深源包体的形成年龄。
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图 5 马厂箐岩体中深源包体锆石206Pb/238U年龄图 Fig. 5 206Pb/238U weighted average ages of zircons from deep-derived enclaves in Machangqing complex |
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图 6 马厂箐岩体中深源包体锆石U-Pb谐和图 Fig. 6 Zircon U-Pb concordia diagram for deep-derived enclaves in Machangqing complex |
从表 1可以看出，暗色深源包体中锆石Th含量250.5×10-6~3114×10-6，平均987.1×10-6，U含量341.7×10-6~1395×10-6，平均845.4×10-6，Th/U比值范围0.40~2.23之间，平均1.09。锆石中Ti变化于2.02×10-6~8.27×10-6之间，平均5.21×10-6。Watson et al.(2006)利用锆石中Ti含量对温度具有的敏感性，通过系统理论分析和实验，建立了锆石Ti地质温度计T(℃)=[(5080±30)/(6.01±0.03)-Lg (Ti)]-273.15。利用这个温度计计算得出暗色深源包体中锆石的形成温度为617~724℃，平均679℃。
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表 1 马厂箐岩体中深源包体（BB163）单颗粒锆石U-Th-Pb同位素测试结果 Table 1 The results U-Th-Pb isotopic dating for zircons from porphyritic granite (BB163) of Machangqing complex |
马厂箐岩体围岩主要为长石石英砂岩、粉砂岩、碳泥质细砂岩、灰岩和白云岩，均与深源包体在矿物成分和结构构造上迥然不同，包体中并不发育接触热变质或接触交代现象。一般的围岩捕掳体多为棱角状，但暗色包体形态多为浑圆状和椭球状且具有塑性流变的特点，两者在形态上差别较大，可以排除深源包体的围岩捕掳体成因。镜下观察表明，深源包体具有典型的岩浆岩矿物组合和结构构造特点，未见到石榴子石、堇青石、红柱石等典型的富铝矿物，不具有变晶结构、交代结构和面理构造等变质岩常见的特征，反映其不是地壳深部变质岩的难熔残余体。包体的圆弧形(或港湾状) 特征以及包体被拉长的现象均显示出塑性流变特点，而包体内部却没有任何塑性变形或重结晶现象，反映包体所表现出的塑性流变是岩浆流动而不是变质作用的固态流动所致，表明包体与寄主岩曾一度同为熔融态，包体应是混入花岗质酸性岩浆的镁铁质岩浆固结所形成，是岩浆混合作用的产物，包体和寄主岩是同时或近同时所形成。
钾长石斑晶不但发育在包体和寄主岩中，而且发育在它们的分界线上，除包体中钾长石棱角大多因熔蚀而圆化外，其他特征并没有太大的不同。一般认为，包体的化学成分应不宜于较大钾长石斑晶的结晶，因此钾长石组分应来源于包体之外，是早先结晶的寄主岩花岗质岩浆的斑晶，在镁铁质岩浆和花岗质岩浆混合时被带到镁铁质岩浆中的(肖庆辉等，2002)。钾长石斑晶在这三处位置的发育，也正勾勒出钾长石斑晶从花岗斑岩进入到暗色包体中的运移轨迹。个别包体中眼球状石英的存在，以及黑云母、角闪石等微粒暗色矿物集合体镶边的发育，一般认为其是寄主岩浆的斑晶，在岩浆混合时被较基性的岩浆所捕获，其边角被熔化。熔融作用的吸热效应在紧靠石英边缘的一圈熔体中形成了局部的过冷条件，导致细粒暗色矿物集合体围绕石英捕晶晶出(肖庆辉等，2002)。
镁铁质岩浆温度为1000~1225℃，而花岗质岩浆温度为700~890℃(莫宣学等，2009)，当镁铁质岩浆注入到花岗质岩浆时，温度急剧降低，以使2种岩浆之间温度达到平衡。Wyllie et al.(1962)所进行的CaO-CaF2-P2O5-CO2系统的实验也证明了针状磷灰石是在淬冷状态下结晶形成的，而缓慢冷凝结晶形成的磷灰石是短柱状的。马厂箐岩体中的深源包体多发育长宽比在1:30~1:50之间针状磷灰石，与其寄主岩中的短柱状磷灰石截然不同，证实了高温镁铁质岩浆遭遇较低温花岗质酸性岩浆“淬冷”事件的发生。而包体的微细粒结构以及局部出现的冷凝边进一步佐证了岩浆的快速冷却。显微镜下观察到包体中粗大的斜长石晶体颗粒中包含有斜长石、角闪石、针状磷灰石等细小矿物构成嵌晶状斜长石结构，这正是对高温镁铁质岩浆注入低温花岗质酸性岩浆发生“淬冷”事件以及其后这2种岩浆慢慢达到温度上的平衡进而正常结晶这一过程的客观记录。被包裹的斜长石、角闪石、针状磷灰石等细小矿物是高温的镁铁质岩浆遭遇较低温的花岗质酸性岩浆后，由于其过冷造成矿物快速结晶而来不及进一步生长的结果；高温的镁铁质岩浆注入低温的花岗质岩浆必然发生降温，而花岗质岩浆也必定由于镁铁质岩浆的注入而导致温度升高，最终这两种岩浆将会达到温度上的平衡，当接近斜长石液相线温度附近则形成斜长石晶核，因充分的生长时间形成粗大的晶体，并包裹着早期形成的斜长石、角闪石、针状磷灰石等晶体。寄主岩中发育大量具有环带结构的斜长石斑晶，反映了岩浆混合过程中结晶环境的动荡变化，其中的斜长石环带在指示岩浆混合过程方面与嵌晶状的斜长石具有异曲同工之妙(图 2i)，具环带结构的斜长石核部较为均一，大体保留有其自形的形态，部分边角却呈圆滑的港湾状，显示出了熔蚀的特征，其内部不包含细粒暗色矿物，外部环带较核部窄很多。该类型斜长石核部的斜长石可能代表了在镁铁质岩浆注入之前，在花岗质岩浆中正常结晶的产物，由于高温的镁铁质岩浆的注入导致早期晶出的斜长石发生了熔蚀，而边部的斜长石则是混合了镁铁质岩浆的花岗质岩浆后期正常结晶的产物。
深源包体锆石U-Pb年龄为35.13±0.23Ma，其寄主岩花岗斑岩锆石年龄为35.0±0.2Ma (梁华英等，2004)，反映包体与寄主岩形成时代一致，包体略早于寄主岩。另外，包体与寄主岩常量元素、稀土元素、微量元素组成上均表现出一致的变化曲线和良好的线性关系，是2种岩浆进行物质交换的产物，反映包体与寄主岩成分的变化与岩浆的混合作用有关(郭晓东等，2011c)。说明这套岩浆为壳-幔岩浆混合作用的结果(Zorpi, 1989；Poli and Tonunasini, 1999；Nitoi et al., 2002；Perugini et al., 2003)。寄主岩铅、锶、钕、氦、氩同位素组成所表现出的壳-幔混合特征(毕献武等，1999；张玉泉和谢应雯，1997；胡瑞忠等，1997；曾普胜等，2002；郭晓东等，2009a，2011c)，也证实了壳-幔岩浆混合作用的存在。
4.2 深源包体与寄主岩物质交换证据包体和寄主岩除截然接触外，还可见到两者之间为过渡关系，包体呈弥散状分布在寄主岩中，与主岩界线模糊，反映了2种岩浆在达到温度平衡后寻求化学成分的平衡，进行了不同程度的物质交换。在物质交换过程中，花岗质岩浆中的硅铝质向包体内迁移，而镁铁质则从包体向酸性岩浆中迁移，便形成了内部呈暗黑色，往外呈浅灰色弥散状慢慢过渡到寄主岩现象。而那些与寄主岩接触关系截然的包体，由于物质交换程度较少，故能较好的保留原镁铁质岩浆的特点，为镁铁质包体，而物质交换程度高则形成了闪长质包体。
包体中发育细粒黑云母镶边的眼球状石英，也能够证明物质交换的存在。因为镁铁质岩浆在高压下的液相线矿物是石榴子石类和辉石类，在低压下为长石类和橄榄石类，不可能结晶出石英(刘成东，2008)。在石英晶体颗粒中还可以观察到数条清晰的裂纹，且这些裂纹仅仅只局限在石英晶体颗粒内部，并未延续切割与其相近的其他矿物晶体颗粒，而相邻的其他矿物晶体颗粒则没有发现其他形式的破裂迹象，说明这些裂纹可能并非石英在当前位置形成的，而是在定位于当前位置之前所形成。可见，石英肯定不是岩浆自然结晶的产物，而是来源于与镁铁质岩浆混合的花岗质岩浆中的捕掳晶。石英被镁铁质岩浆捕获后，在较高温度的镁铁质岩浆作用下发生熔蚀现象，边角发生熔蚀而圆化，石英的熔蚀过程是一个吸收大量热量的过程，在紧邻石英边缘一圈熔体中形成过冷却环境，致使熔体中结晶出的黑云母等暗色矿物未能充分生长，呈细小的晶粒集合体围绕石英捕掳晶产出。
花岗斑岩中锆石Th含量306.2×10-6~3723×10-6，平均715.1×10-6，U含量557.0×10-6~2181×10-6，平均1079×10-6，Th/U比值除了一个点为0.22，其余在0.41~1.71之间，平均0.60。锆石中Ti变化于1.75×10-6~9.64×10-6之间，平均为3.74×10-6。利用锆石Ti地质温度计计算公式：T(℃)=[(5080±30)/(6.01±0.03)-Lg (Ti)]-273.15(Watson et al., 2006)，得出花岗斑岩中锆石的形成温度为608~738℃，平均为654℃。按照岩浆演化的一般规律，随着岩浆分异演化程度的加强，Th和U含量逐渐增高，且由于Th比U浓度增加更大，故Th/U比值应当逐渐升高。对于锆石来说，八配位U4+离子半径为0.10nm, Th4+为0.105nm，它们与Zr4+离子半径(0.084nm) 相近，电价相同，很容易进入锆石中，但U4+离子半径比Th4+小，更接近Zr4+，优先类质同象Zr而进入锆石晶格(赵振华，2010)，因此，对于先结晶锆石，因岩浆中Th含量少且较U更难进入锆石晶格，造成锆石中Th/U比值较小，而随着岩浆演化的进行，Th、U含量增加，且在大量U先进入锆石晶格后，岩浆中Th浓度相对更大，也逐渐进入锆石晶格内，致使锆石晶格中U含量相对减小，致使Th/U比值则相对增大。但韩军等(2010)对辽宁本溪和营口花岗岩中锆石Th/U比值研究证实了早期锆石Th/U比值低于晚期锆石。马厂箐岩体中暗色深源包体锆石Th含量平均高于寄主岩花岗斑岩，U含量则平均低于花岗斑岩，Th/U比值高于花岗斑岩，似乎反映寄主岩花岗斑岩结晶较早，暗色深源包体形成较晚。包体和寄主岩两类锆石各自在Th/U-年龄协变图上(图 7)，投点杂乱，没有明显表现出随着年龄减小Th/U比值增大的相关关系。其原因可能是：由于岩浆的混合作用造成岩浆的猛烈地搅动翻滚，引起锆石结晶环境的动荡变化，而在非平衡的结晶环境下晶出的锆石Th/U比值与正常平衡状态下结晶的Th/U比值会有所不同(Mahood and Hildreth, 1983)。另外，高温的幔源岩浆和低温的花岗质岩浆的混合也会造成花岗质岩浆中已经结晶的一些矿物的熔融使岩浆体系的Th、U浓度发生变化，进而影响晶出锆石的Th/U比值，结合个别锆石CL图像显示的核、边结构特征，可能预示锆石的结晶过程是在幕式的热流体或热源的注入中发生的。研究表明，当高温的基性岩浆进入到较低温的长英质岩浆中时，首先需要建立起来的是巨大的温度梯度，热平衡建立之后，包体与寄主岩岩浆之间的化学平衡成为主要矛盾(曲晓明等，1997)，将进行物质交换以求在化学成分上得到平衡。包体与寄主岩锆石Ti温度大致相当，表明2种混合岩浆已基本达到热平衡，并能够进行下一步的物质交换，而事实上两者在主量和微量元素方面相似的特点也证实了物质交换过程的存在。而包体锆石温度平均值略高于寄主岩的地质事实也说明包体代表的基性岩浆温度最初高于寄主岩花岗质岩浆，符合发生岩浆混合作用温度条件。
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图 7 包体及寄主岩锆石Th/U-年龄协变图 Fig. 7 Covariant diagrams for Th/U-age of enclaves and host rocks |
时间上，镁铁质深源包体形成时代为35.13±0.23Ma，其寄主岩花岗斑岩形成时代为35.0±0.2Ma (梁华英等，2004)，闪长质包体寄主岩(似) 斑状花岗岩形成时代为33.78±0.21Ma (郭晓东等，2011a，b)。斑岩型铜钼辉钼矿Re-Os等时线年龄分别为35.8±1.6Ma (曾普胜等，2006) 和33.9±1.1Ma (王登红等，2004)，夕卡岩型金矿化白云母40Ar/39Ar为35.25±0.36Ma，破碎蚀变岩型金矿化白云母40Ar/39Ar年龄为35.35±0.32Ma (待刊)，这与包体及其寄主岩的形成时代相近，反映铜钼金成矿与正长斑岩+二长斑岩+花岗斑岩+(似) 斑状花岗岩岩性组合(Ⅱ期) 一致。与侯增谦等(2004)推定的36Ma成矿年龄较为一致，这一时期也是世界上斑岩铜矿最重要成矿期，南美智利等地斑岩铜矿也主要形成于40.8~32.6Ma (Marsh et al., 1997)。因此，马厂箐斑岩型铜钼金多金属成矿不是一个偶然的成矿事件，而是具有区域性和全球性斑岩型矿床的成矿背景。空间上，斑岩型矿化处于花岗斑岩和(似) 斑状花岗岩内，接触交代型铜钼矿化发育在岩体与围岩接触带附近，而金银铅锌矿化则受围岩中的构造破碎带控制，蚀变矿化这种空间分带性说明成矿与Ⅱ期岩性组合有关，反映了从岩体结晶分异出来的成矿流体，在向外运移过程中，由于物理化学条件的变化，依次形成不同的矿种和矿化类型，明显地具有从高温向低温的演化趋势，属于同一个构造-岩浆-热液成矿系统的产物。成因上，镁铁质包体及其寄主岩花岗斑岩、闪长质包体及其寄主岩(似) 斑状花岗岩均发育浸染状矿化，局部钾长石斑晶中尚发育浸染状矿化，均反映成矿与这套岩浆有关。氢氧同位素和硫铅同位素组成则反映这套岩性组合提供了成矿的流体和物质(郭晓东等，2009a，2011b)。锶、钕、氦、氩和铅同位素组成反映这套岩性组合为壳-幔岩浆混合作用的产物。而镁铁质和闪长质暗色包体发育，进一步反映这套岩浆为壳-幔混合作用的产物，地幔流体中含有丰富的铜、金和硫等成矿元素，说明这套岩浆具有提供成矿物质的基础。可见，马厂箐岩体的正长斑岩+二长斑岩+花岗斑岩+(似) 斑状花岗岩(Ⅱ期) 岩性组合为壳-幔岩浆混合作用的产物，起源于壳-幔过渡带或加厚的下地壳，定位于35Ma左右，且与铜钼金的成矿作用密切相关，其提供了成矿的物质、流体和动力，是成矿的地质体，幔源岩浆的侵入混合可能是成矿的关键。
5 结论(1) 马厂箐岩体中发育大量的暗色深源包体，反映这套岩浆为壳源岩浆和幔源岩浆混合作用的结果，包体与寄主岩为壳-幔混合岩浆结晶分异的产物，它们近于同时形成。深源包体锆石U-Pb年龄为35.13±0.23Ma；
(2) 深源包体与寄主岩中锆石形成温度相当，集中在650~700℃，具有发生岩浆混合作用的温度特点，而Th/U比值反映包体与寄主岩之间发生一定程度的物质交换；
(3) 深源包体与寄主岩在空间上紧密相伴，形成时代与铜钼金成矿时代相近，且发育浸染状矿化的基本地质事实，反映这套岩浆是成矿的地质体，其提供了成矿的物质、流体和动力，幔源岩浆的侵入混合可能是成矿的关键。
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