2013, Vol. 29
2. 中国地质大学地质过程与矿产资源国家重点实验室, 北京 100083;
3. 中国地质科学院矿产资源研究所, 北京 100037;
4. 武警黄金地质研究所, 廊坊 065000
, MO XuanXue1,2, DONG GuoChen1,2, XU WenYi3, WANG Liang1,4, GUO XiaoDong4, WANG ZhiHua1,4, WEI ShaoGang1,2
2. State Key Laboratory of Geological Processes and Mineral Resources, China University of Geosciences, Beijing 100083, China;
3. Institute of Mineral Resources, Chinese Academy of Geological Sciences, Beijing 100037, China;
4. Gold Geology Institute of Chinese Armed Police Force, Langfang 065000, China
煌斑岩具有独特矿物组成和化学成分，常以岩脉、岩墙的形式分布于不同时期不同类型的大地构造环境中(Rock，1990)。由于煌斑岩成分复杂、种类繁多且SiO2含量变化较大，其成因至今仍众说纷纭。目前被人们广泛接受的成因模式主要有以下三种：(1)交代富集地幔的部分熔融，但其中关于地幔的富集机制仍有争论，即到底是来自深源的流体对上地幔进行广泛交代产生的富集型地幔源(Rock and Groves, 1988)，还是地壳物质俯冲脱水形成的流体交代上覆地幔楔产生的富集地幔(Stille et al., 1989)；(2)基性岩浆陆壳混染模式(Bernard-Griffiths et al., 1991)，该模式强调结晶分异和陆壳混染在岩浆侵位中的作用，认为煌斑岩本质上是受到壳源物质不同程度混染的基性岩，是普通镁铁质岩浆在地壳深部结晶分异的产物；(3)幔源钾镁煌斑岩熔体与壳源硅质熔体的岩浆混合成因模式(Prelevic′ et al., 2004)。故而，通过煌斑岩的研究，在探讨地幔富集作用、同化混染、岩浆混合作用等方面具有重要的岩石学意义。此外，在一些大型超大型金矿富集区，煌斑岩还表现出与金矿化密切的时空关系(Rock, 1990; 龚庆杰等, 2012)，显示出巨大的矿床学研究价值。因此，煌斑岩的成因、构造背景以及成矿效益等问题，一直倍受岩石学家和矿床学家的关注。
青藏高原东缘滇西“三江”地区沿哀牢山-金沙江断裂带一线产出一条著名的新生代富碱斑岩带。近年来由于在该带内发现大量与富碱斑岩体具有密切成因联系的铜金钼矿床(点)，对富碱斑岩成因机制及其与成矿的关系研究受到了密切关注。同时，在时间及空间上与富碱斑岩密切相关的煌斑岩也开始引起学者们的重视(李献华等, 2002; 黄智龙等, 2003; 管涛等，2006)。马厂箐杂岩体是滇西富碱斑岩带的重要组成部分，因其内部发育斑岩型铜钼矿化，接触带存在矽卡岩型铜钼(伴生金)矿化，围岩中出现热液脉型金、银、铅锌矿化，显示出巨大的找矿潜力而备受关注(王梁等，2012a)。许多学者相继在马厂箐杂岩体岩石地球化学特征、矿床地质特征、成岩成矿时代、斑岩体及矿床成因等方面进行了大量研究(毕献武等, 2005; 郭晓东等, 2011; 和文言等, 2011; 王治华等, 2011; 王梁等, 2012a, b)，取得了众多科研成果。但对于马厂箐杂岩体中的煌斑岩研究却较为薄弱，仅做过少量岩石学及地球化学的研究(黄智龙等, 1996)，对于同位素等其他方面系统地研究则未曾开展过。本文拟通过马厂箐杂岩体中煌斑岩的岩石地球化学、锆石U-Pb年代学及Sr-Nd-Pb-Hf同位素等方面的研究，探讨其源区特征及其所蕴含的成因意义。
1 区域地质背景和岩石学特征马厂箐杂岩体位于云南省祥云县，大地构造位置处于扬子板块西缘与兰坪-思茅微地块结合部，NW向金沙江-哀牢山断裂带与NNE向程海-宾川断裂带分别从该岩体西部和东部通过，并在南部交汇(图 1)。
|
图 1 马厂箐矿区地质简图(底图据西南冶金地质勘探公司310地质队，1981①修改) Fig. 1 Geological sketch map of the Machangqing ore-field |
①西南冶金地质勘探公司310队. 1981.云南省祥云县马厂箐矿区铜钼矿评价地质报告(内部资料)
区内地层相对简单，除北部出露少量二叠纪玄武岩外，主要为下奥陶统向阳组(O1x)、下泥盆统康廊组(D1k)、青山组(D1q)和莲花曲组(D1l)。其中下奥陶统向阳组第四岩性段(O1x4)在区内出露较广泛，是马厂箐杂岩体的主要围岩，岩性主要为滨海相碎屑岩，进一步可细分为2个亚段：一亚段(O1x4-1)为灰色、肉红色粗粒长石石英砂岩夹砾岩、含砾粗砂岩，其中夹紫色、绿色泥质粉砂岩透镜体；二亚段(O1x4-2)上部为灰白色薄层石英粉砂岩与薄层灰岩互层，中下部为紫红色、深灰色薄层石英粉砂岩夹灰岩条带或灰岩透镜体。
研究区主要受区域性NW向、SN向主干断裂以及近EW向的隐伏构造带控制，发育有NE、EW、NW和SN向断裂，构造活动具有明显多期性。褶皱构造主要包括区域性NW向复式背斜、NE向金厂箐-人头箐背斜、NEE向宝兴厂-乱硐山向斜和NEE向双马槽向斜，这些褶皱与NE向岩体展布方向基本一致，且分别与不同矿段相对应。断裂主要分为NW向、NNE向、NEE向和EW向4组。其中NEE向断裂在研究区内最发育，是区内主要控岩构造，控制着马厂箐复式杂岩体的空间展布。
区内主要发育华力西期和喜马拉雅期两期岩浆活动。其中华力西期岩浆活动主要表现为以岩脉、岩墙产出的辉长岩和辉绿岩，而喜山期岩浆活动则表现为以岩株、岩脉、岩墙或岩床等产状产出的大大小小多达260多个斑岩体，它们一起构成了著名的马厂箐复式杂岩体。该岩体由多种类型的斑岩组成，包括浅色斑状花岗岩、(似)斑状花岗岩、正长(斑)岩、(石英)二长斑岩和花岗斑岩等。其中，以(似)斑状花岗岩为主，且含有大量辉长-闪长质暗色微粒包体。在岩体与围岩接触带常见斑岩体和围岩犬牙交错。岩体整体属于中-酸性岩，具富碱高钾和铝过饱和特征，富集轻稀土及大离子亲石元素，亏损高场强元素，Sr-Nd-Pb同位素表现出壳幔混合的特征(毕献武等, 2005; 王梁等, 2012b)。
马厂箐杂岩体中，煌斑岩呈脉状产出，总体呈北东向分布。根据与矿体的穿插关系可将煌斑岩脉分为两期：早期煌斑岩被含金石英脉穿切且部分已矿化为矿石，表明该期煌斑岩为成矿前岩浆活动产物；晚期煌斑岩明显切过铜钼矿化花岗斑岩，为成矿期或成矿后岩浆活动的产物。根据钾长石及斜长石含量，将煌斑岩分为云煌岩及云斜煌岩两种。早期煌斑岩多见云斜煌岩，晚期多为云煌岩。煌斑岩通常呈灰褐-灰黑色，具典型煌斑结构。早期煌斑岩的基质粒度为0.02~0.18mm，斑晶0.5~2mm，斑晶占40%左右。主要矿物石英1%~3%、钾长石50%，少量斜长石，黑云母15%、角闪石20%、普通辉石5%；副矿物有磷灰石、榍石，偶见褐帘石。晚期煌斑岩的基质粒度大约为0.01~0.02mm，斑晶为0.2~3mm，占比35%左右；主要矿物石英为1%左右、钾长石 < 55%、斜长石 < 35%、黑云母10%~15%、角闪石 < 20%、辉石5%~20%；副矿物有榍石、磁铁矿、磷灰石，偶见锆石和钛铁矿。本文研究的煌斑岩样品均为晚期云煌岩。
2 分析方法煌斑岩中锆石的挑选工作由河北省区域地质矿产调查研究所承担。采用常规方法将煌斑岩样品粉碎至300μm左右，经淘洗、重选富集，再经磁选和密度分选后，在双目镜下进一步挑选出晶型完好、透明度和色泽度较好的锆石颗粒。进行锆石U-Pb定年的样品用环氧树脂粘贴于样品靶上，进行打磨和抛光，使锆石露出新鲜截面。然后对锆石靶进行阴极发光(CL)、透射光和反射光照相，据此选择并标记合适的锆石位置进行U-Pb定年和Hf同位素分析。
LA-MC-ICP-MS锆石U-Pb定年在中国地质科学院矿产资源研究所LA-MC-ICP-MS实验室完成。所用仪器为Finnigan Neptune型MC-ICP-MS及与之配套的Newwave UP 213激光剥蚀系统。所用斑束直径为25μm，频率为10Hz，能量密度约为2.5J/cm2，以He为载气。信号较小的207Pb，206Pb，204Pb (+204Hg), 202Hg用离子计数器(multi-ion-counters)接收，208Pb，232Th，238U信号用法拉第杯接收。测试过程中每测定5~7个样品前后重复测定两个锆石GJ1对样品进行校正，并测量一个锆石Plesovice，观察仪器的状态以保证测试精确度。数据处理采用ICP MS Data Cal程序(Liu et al., 2010)，测量过程中绝大多数分析点206Pb/204Pb>1000, 未进行普通铅校正，204Pb由离子计数器检测，对204Pb含量异常高的分析点在计算时剔除，锆石年龄谐和图用Isoplot 3.0程序获得。详细实验分析过程参见侯可军等(2009)。样品分析过程中，Plesovice标样作为未知样品的分析结果为337.21±0.18Ma (n=3, 2σ)，对应年龄推荐值为337.13±0.37(2σ)(Sláma et al., 2008)，两者在误差范围内完全一致。
煌斑岩样品的主量元素分析工作在河北省区域地质矿产调查研究所完成，采用Axios max型X射线荧光光谱仪测定。稀土及微量元素采用X Serise2等离子体质谱仪在中国人民武装警察部队黄金指挥部测试中心测试完成。
锆石Hf同位素测试在中国地质科学院矿产资源研究所国土资源部成矿作用与资源评价重点实验室Neptune多接收等离子质谱和Newwave UP 213紫外激光剥蚀系统(LA-MC-ICP-MS)上进行，实验过程中采用He作为剥蚀物质载气，根据锆石大小，剥蚀直径采用55μm，测定时使用锆石国际标样GJ1和Plesovice作为参考物质，分析点与U-Pb定年分析点为同一位置。相关仪器运行条件及详细分析流程见侯可军等(2007)。分析过程中锆石标准GJ1的176Hf/177Hf测试加权平均值为0.282010±0.0000006 (2σ, n=8)，与文献报道值(侯可军等, 2007；Morel et al., 2006)在误差范围内完全一致。
Pb同位素分析在中国地质科学院地质研究所同位素实验室完成。铅同位素比值的测定用多接收器等离子体质谱法(MC-ICP-MS)，所用仪器为英国Nu Plasma HR，仪器的质量分馏以Tl同位素外标校正(何学贤等, 2005)，样品中Tl的加入量约为铅含量的1/2。NBS 981长期测定的统计结果：208Pb/206Pb=2.16736±0.00066，207Pb/206Pb=0.91488±0.00028，206Pb/204Pb=16.9386±0.0131，207Pb/204Pb=15.4968±0.0107，208Pb/204Pb=36.7119±0.0331 (±2σ)。Sr-Nd同位素分析在天津地质矿产研究所TRITON热电离质谱仪(08-100016sb)上完成。在样品测试的整个过程中，所测定的JNDI Nd标样和NBS-987 Sr标样的Nd-Sr同位素比值分别为143Nd/144Nd=0.512104±0.000003(±2σ)和87Sr/86Sr=0.710264±0.000004(±2σ)。
3 分析结果 3.1 锆石U-Pb年代学用于锆石U-Pb定年的煌斑岩样品采自马厂箐晚期煌斑岩脉。煌斑岩中的锆石多为无色透明，少数呈淡黄色，颗粒以长柱状和短柱状为主。锆石粒径50~300μm，长宽比1:1~4:1。锆石内部结构清晰，多数锆石具有典型单期生长的震荡环带(图 2)。长柱状晶型及发育振荡环带，这些均指示样品中的锆石为岩浆锆石。通常情况下，岩浆锆石中的Th、U含量较高，Th/U比值一般大于0.4(Hoskin and Schaltegger, 2003)；变质锆石中的Th、U含量低，Th/U比值小于0.1 (Griffin et al., 2004)。马厂箐煌斑岩中锆石所测的U和Th含量分别为181×10-6~1067×10-6、118×10-6~852×10-6，Th/U比值为0.4~1.0，进一步证明本次测试的锆石属于典型的岩浆锆石(表 1)。
|
图 2 马厂箐煌斑岩部分锆石CL图像和U-Pb年龄谐和图 小圈表示U-Pb测年分析位置，大圈表示Hf同位素分析位置 Fig. 2 Concordia U-Pb age diagram and CL images of zircons from Machangqing lamprophyres The small loops represent the analytical position of U-Pb dating, and the big loops represent the analytical position of Hf isotope |
|
表 1 马厂箐煌斑岩锆石LA-MC-ICP-MS U-Pb年龄分析结果 Table 1 Results of zricon U-Pb LA-MC-ICP-MS age in Machangqing lamprophyres |
在样品(11BB1)的27颗锆石U-Pb同位素分析中(表 1、图 2)，几乎所有测点均投影在谐和线附近，谐和度在95%以上，表明这些锆石未遭受明显后期热事件影响，U-Pb同位素体系封闭性较好。27颗马厂箐锆石的206Pb/238U加权平均年龄为33.77±0.11Ma (图 2)，代表煌斑岩的结晶年龄。
3.2 主量元素马厂箐煌斑岩的主量元素分析结果(表 2)表明，其SiO2含量变化于45.43%~53.02%之间，平均49.77%，属于基性岩类范畴；TiO2含量较低，介于0.55%~0.57%，为低钛煌斑岩；K2O介于4.90%~6.20%，平均5.36%，Na2O变化于1.31%~1.70%，K2O/Na2O介于2.88~4.60之间，属于高钾系列；其全碱(K2O+Na2O)含量在6.40%~7.55%之间，平均为6.84%，Al2O3为9.37%~11.32%，K/Al (mol)值的范围为0.47~0.60，K/K+Na (mol)值范围为0.66~0.75。在SiO2-(Na2O+K2O)图解中(图略)，样品点落在钙碱性煌斑岩区域内；而在K/(K+Na)-K/Al图解上(图略)，几乎所有样品均投点于钾质煌斑岩区域。因此，马厂箐煌斑岩属于钙碱性、钾质-富钾质低钛煌斑岩。
|
|
表 2 马厂箐煌斑岩岩石化学分析(wt%)和稀土微量元素分析结果(×10-6) Table 2 Analysis of chemical compositions (wt%) and trace elements compositions (×10-6) for the samples of the lamprophyres from Machangqing |
MgO变化于10.23%~12.74%，Mg#则介于74.3~76.9，表明煌斑岩岩浆可能来源于地幔(邓晋福, 1987)。在Harker图解上(图 3)，随着MgO的增加，SiO2、Al2O3、FeOT也在增加，表明马厂箐煌斑岩成岩过程中，橄榄石和斜长石对其的分离结晶有一定控制作用；而CaO、P2O5与MgO存在负相关关系，TiO2与MgO的相关关系不明显，暗示岩浆演化过程中，单斜辉石、磷灰石和铁钛氧化物的分离结晶作用不明显(李献华等, 2002; 管涛等, 2006)。本次测试煌斑岩样品的灼失量较大(0.58%~12.40%)，表明煌斑岩含有较多挥发份。
|
图 3 马厂箐煌斑岩Harker图解 Fig. 3 Harker diagram of the lamprophyres from Machangqing |
马厂箐煌斑岩的稀土元素测试结果见表 2。样品的稀土元素总量介于173.7×10-6~211.1×10-6，平均为196.7×10-6。LREE含量为131.0×10-6~163.0×10-6，平均值151.0×10-6，HREE含量为41.76×10-6~48.76×10-6，平均为45.70×10-6。轻稀土和重稀土分异明显，LREE/HREE比值为3.04~3.43，平均为3.30，(Ce/Yb)N变化于6.09~8.13之间，平均为7.17，整体表现出轻稀土富集重稀土亏损的特征。所有样品基本不存在δCe异常(δCe平均为0.929)，δEu表现微弱负异常，反映在岩浆演化过程中基本不存在斜长石的分离结晶作用。在稀土元素配分模式图上(图 4a)，所有样品的稀土分配曲线整体形态基本一致，表现为轻稀土富集重稀土亏损的右倾平滑曲线。
|
图 4 马厂箐煌斑岩球粒陨石标准化REE模式图(a，球粒陨石值据Boynton, 1984)和原始地幔标准化微量元素蛛网图(b，原始地幔值据McDonough et al., 1992) Fig. 4 Chondrite-normalized REE distribution patterns (a, normalized data after Boynton, 1984) and primitive mantel normalized spidergrams (b, normalized data after McDonough et al., 1992) of lamprophyres from Machangqing |
从马厂箐煌斑岩的微量元素含量(表 2)及原始地幔标准化蛛网图(图 4b)上看出，煌斑岩中不相容元素含量明显高于原始地幔，表现出不同程度的富集。K、Rb、Ba等大离子亲石元素的富集程度较强，在蛛网图上为明显的峰，高场强元素相较于大离子亲石元素表现出一定程度的亏损，如Nb、Zr、P等，在蛛网图上为明显的谷。
3.4 Sr-Nd-Pb同位素马厂箐煌斑岩样品Sr-Nd-Pb同位素分析结果见表 3。从表中可以看出，煌斑岩样品的87Rb/86Sr为0.4262~0.9286，87Sr/86Sr为0.706951~0.707755，高于原始地幔现代值(0.7045, DePaolo and Wasserburg, 1979)，147Sm/144Nd为0.1004~0.1301，143Nd/144Nd为0.512226~0.512532，低于原始地幔现代值(0.512638, Jacobson and Wasserburg, 1980)，具有高Sr低Nd的特征。根据上文所测煌斑岩锆石U-Pb加权平均年龄t=34Ma进行计算，煌斑岩的(87Sr/86Sr)i介于0.70651~0.70741之间，εNd(t)=-7.64~-1.78。Nd二阶段模式年龄(tDMc)为991~1467Ma，平均1278Ma。煌斑岩的208Pb/204Pb变化于38.87~39.35，207Pb/204Pb分布于15.6390~15.6431，206Pb/204Pb介于18.6579~18.8093。在87Sr/86Sr-206Pb/204Pb和143Nd/144Nd-206Pb/204Pb图中(图 5)，样品投影点位于EMII附近，暗示马厂箐煌斑岩可能与交代富集地幔有成因联系。图 6中，煌斑岩Pb同位素投影点均落于北半球参考线NHRL上方，且具有比MORB高很多的207Pb/204Pb和206Pb/204Pb值，说明其岩浆源区是富集的，同时Pb投点都落入EMII区域内，同样表明煌斑岩可能起源于EMII。
|
|
表 3 马厂箐煌斑岩Sr、Nd、Pb同位素组成 Table 3 The Sr, Nd and Pb isotopic compositions of the lamprophyres from Machangqing |
|
图 5 马厂箐煌斑岩87Sr/86Sr-206Pb/204Pb和143Nd/144Nd-206Pb/204Pb相关图解(底图据Rollison, 2000) Fig. 5 The 87Sr/86Sr-206Pb/204Pb and 143Nd/144Nd-206Pb/204Pb diagrams of the lamprophyres from Machangqing (after Rollison, 2000) |
|
图 6 马厂箐煌斑岩207Pb/204Pb-206Pb/204Pb相关图解(底图据Rollison, 2000) Fig. 6 The 207Pb/204Pb-206Pb/204Pb diagrams of the lamprophyres from Machangqing (after Rollison, 2000) |
锆石具有很高的Hf同位素体系封闭温度，且Lu-Hf同位素体系的封闭温度高于Sm-Nd同位素体系，即使在麻粒岩相等高级变质条件下，锆石仍可保持原始Hf同位素组成(Scherer et al., 2000)，故Hf同位素原位分析可以为锆石成因演化提供重要的制约参数(吴福元等, 2007)，为讨论岩石成因提供重要的线索和信息(Knudsen et al., 2001)。本次锆石的Hf同位素分析中(表 4)，176Lu/177Hf在0.000683~0.001832之间，所有比值均小于0.002，说明锆石形成之后没有积累放射性成因Hf，所测定的176Lu/177Hf可以代表岩石形成时体系的Hf同位素组成(吴福元等, 2007)。
|
|
表 4 马厂箐煌斑岩锆石Hf同位素分析结果 Table 4 Zircon Hf isotopic compositions of the lamprophyres from Machangqing |
27个测试点的176Hf/177Hf比值范围为0.282712~0.282864，平均0.282776。根据锆石LA-MA-ICP-MS定年的原位年龄校正计算后求得，εHf(t)在-1.4~4之间，平均为0.84，四个点的εHf(t) < 0，其它23个点εHf(t)均>0，且多集中在0~2之间(图 7)。二阶段Hf模式年龄(tDMc)变化于0.95~1.2Ga之间，平均1.1Ga。锆石Hf模式年龄远大于结晶年龄(33.77±0.11Ma)，表明岩浆源区受到过地壳物质混染或源于富集地幔(吴福元等, 2007)。
|
图 7 马厂箐煌斑岩中锆石Hf同位素组成 Fig. 7 Zircon Hf isotopic compositions of lamprophyres from Machangqing |
本文采用精确度较高的LA-MC-ICP-MS对马厂箐煌斑岩进行锆石U-Pb定年，获得33.77±0.11Ma的岩浆结晶年龄，杨世瑜和江祝伟(1991①)利用K-Ar法测得本区煌斑岩岩浆结晶年龄均为45.7Ma。本文获得年龄与上述年龄具有较大差异，可能不是分析误差所致，而正是反映马厂箐地区存在两期煌斑岩，与笔者在野外调查过程中，根据煌斑岩脉与矿体之间相互穿插关系将煌斑岩脉分为两期的结论是一致的。
①杨世瑜, 江祝伟. 1991.云南弥渡马厂箐金矿区构造体系控矿特征及成矿预测.昆明工学院科研报告
马厂箐杂岩体是马厂箐铜(钼)金多金属矿床的主要岩体，矿区内多种成矿岩石形成年代的精确厘定对于矿床研究有重要的意义。20世纪90年代以来，前人对马厂箐杂岩体的富碱斑岩进行了大量测年工作(曾普胜等, 2006; 王治华等, 2011; 和文言等, 2011; 夏斌等, 2011; 郭晓东等, 2011; 吴冉, 2011)。对这些年龄统计后(表略)发现(图 8)，马厂箐复式岩体成岩年龄在23.18~64.8Ma之间，岩浆作用持续时间较长。岩浆活动经历三个高峰，早期岩浆活动开始于65~46Ma；中期岩浆活动集中在38~30Ma，这一时期岩浆活动最为强烈；晚期岩浆活动发生于29~23Ma。本区煌斑岩结晶年龄对应马厂箐杂岩体中期岩浆活动，杨世瑜和江祝伟(1991)K-Ar定年的煌斑岩则是早期岩浆活动的产物。马厂箐矿区多期次岩浆活动特点与三江地区其他复式岩体矿区具有的多期次岩浆侵入特点相同(张玉泉和谢应雯, 1997)，也是青藏高原东缘印度板块和欧亚板块碰撞后的早期新生代(48~20Ma)高钾岩浆的活动产物(Wang et al., 2001)。
|
图 8 马厂箐复式杂岩体同位素年龄统计图 Fig. 8 Statistical diagram of isotopes ages for the complex from Machangqing |
马厂箐煌斑岩具高钾富碱、富集大离子亲石元素(K、Rb、Ba)及轻稀土元素、亏损重稀土及高场强元素(Nb、Ta、Zr、Hf)、高(87Sr/86Sr)i、低εNd(t)、富集放射性Pb同位素等特征。通常镁铁质岩石的这些特征或者与俯冲作用所改造的岩石圈富集地幔有关(Tarney and Jones, 1994)，或者与岩浆上侵过程中地壳混染有关(Ma et al., 1998)。
富钾及地幔中钾的交代是富集地幔的主要标志之一(Menzies, 1983)，也是形成高钾-钾质脉岩的重要原因(孙景贵等, 2000)。马厂箐煌斑岩高钾(K2O/Na2O=2.88~4.60)，钾高于大陆地壳平均值(1.1，Taylor and McLenann, 1985)，且煌斑岩的K2O含量不随SiO2改变，说明其中的K不可能来自地壳混染，表明马厂箐煌斑岩的地球化学特征是由源区性质决定，其源区可能为富集地幔。Nb/U比值常作为判别地壳混染的指标(柴凤梅等, 2007)，马厂箐煌斑岩的Nb/U比值(2.0~3.4)比MORB和OIB (Nb/U≈47, Hofmann et al., 1986)低很多，也低于陆壳上地壳Nb/U≈9，(Taylor and McLennan, 1985)以及全球平均俯冲沉积物(Nb/U≈5，Plank and Langmuir, 1998)，接近俯冲带释放流体的Nb/U比值(Nb/U≈0.22, Ayers, 1998)(图 9)，表明俯冲作用过程中释放的流体对地幔的交代作用是地幔源区具有壳源特征的重要原因。此外，有地壳混染的岩石其Nb/Ta与La/Yb具有负相关关系(Münker，1998)，本区煌斑岩Nb/Ta与La/Yb具有正相关关系(图 10)，也表明马厂箐煌斑岩不具有地壳混染的特征。在87Sr/86Sr-206Pb/204Pb、143Nd/144Nd-206Pb/204Pb (图 5)以及207Pb/204Pb-206Pb/204Pb (图 6)图解上，煌斑岩样品投影于靠近EMII的区域，从同位素角度也印证了本区煌斑岩起源于II型富集地幔。
|
图 9 马厂箐煌斑岩Nb/U-Nb图解(底图据姜耀辉等, 2006) Fig. 9 Nb/U-Nb diagrams of lamprophyres from Machangqing (after Jiang et al., 2006) |
|
图 10 马厂箐煌斑岩La/Yb-Na/Ta图解 Fig. 10 La/Yb-Na/Ta diagrams of lamprophyres from Machangqing |
马厂箐煌斑岩中，锆石Hf同位素的εHf(t)绝大多数大于0，表明岩浆源区应为亏损地幔，这与由煌斑岩地球化学特征和Sr-Nd-Pb同位素得出源区为俯冲作用改造岩石圈富集地幔的结论相互矛盾。一般情况下，Nd和Hf同位素之间存在一定正相关性。但不容忽视的是，在Rb-Sr和Sm-Nd体系中，Rb、Sr同属大离子亲石元素，Sm、Nd同属稀土元素；Lu-Hf体系中，Lu为稀土元素，Hf是高场强元素，因而Lu和Hf的地球化学性质有显著差异，这样在岩浆作用过程中，Nd、Hf之间有可能不存在相关线性关系，即Hf和Sr-Nd同位素之间存在解耦(吴福元等, 2007)。在俯冲洋壳和沉积物释放的流体中，高场强元素(HFSE)的活动性小于轻稀土元素(LREE)和大离子亲石元素(LILE)，流体携带Nd的能力强于Hf，因此被这种流体所改造的地幔楔将包含更多非放射成因Nd而较少的非放射成因Hf，引起Hf-Nd同位素解耦现象，即相对Nd具有更高的放射成因Hf (Pearce et al., 1999)。出现锆石εHf(t)绝大多数大于0，这种现象从另一个侧面印证马厂箐煌斑岩的源区为经历了俯冲流体交代作用的富集地幔。
特提斯洋地幔属于印度洋地幔化学域，常具有较低206Pb/204Pb值，较高87Sr/86Sr值和较低的εNd值(Mahoney et al., 1998; Zhang et al., 2004)。滇西地区包括马厂箐煌斑岩在内的新生代火山岩和特提斯洋幔相比，很多具有较高206Pb/204Pb值，较低87Sr/86Sr值，这与常规的特提斯地幔地球化学特征不完全一致。莫宣学等(2009)认为这可能与具有低U/Pb比值的古老(大于1.0Ga)深海沉积物俯冲进入软流圈有关，也可能是由于古老的低U/Pb比值的岩石圈地幔或下地壳，或者是由于古老的玄武质岛弧下地壳在更早的陆陆碰撞过程中被带进软流圈引起的。
基于以上分析，笔者认为马厂箐煌斑岩的地球化学特征和同位素特征主要反映其EMII源区的特征，EMII端元的成因不仅与古俯冲带俯冲流体交代有关，且与少量古特提斯洋壳沉积物洋壳物质的混合及再循环作用有关。
4.3 构造环境及成因机制已有研究表明，产出钾质火山岩的构造环境通常有五种类型：板块内部(WIP)、大陆弧(CAP)、后碰撞弧(PAP)、早期洋弧(IOP)和晚期洋弧(LOP)(Müller et al., 1992; Morrison, 1980)。马厂箐煌斑岩属于高钾质火成岩，将样品点投影到Müller et al.(1992)的构造判别图解中进行判别(图 11)。在TiO2/100-La-Hf×10图解中(图 11a)，马厂箐煌斑岩投点均落于陆缘弧火山岩环境中；在Zr×3-Nb×50-Ce/P2O5图解中(图 11b)进一步判别，样品点均投点于后碰撞弧区域，表明马厂箐煌斑岩形成于后碰撞弧环境中。
|
图 11 马厂箐煌斑岩构造环境判别图(底图据Müller et al., 1992) CAP-大陆弧；PAP-后碰撞弧；LOP-晚期洋弧；IOP-初始洋弧 Fig. 11 Discrimination diagrams of tectonic setting of lamprophyres from Machangqing (after Müller et al., 1992) CAP-continental arc; PAP-post collisional arc; LOP-late oceanic arc; IOP-initial oceanic arc |
马厂箐岩体位于金沙江-哀牢山断裂带东侧。区内金沙江洋壳板片于二叠纪向西俯冲(莫宣学等, 1993)，金沙江洋壳俯冲到一定深度后，发生脱水作用形成俯冲带流体，由于元素活动性的差异，这种流体富含大离子亲石元素却亏损高场强元素，它们随着流体进入俯冲带上方的地幔楔与其发生交代作用，形成Ⅱ型富集地幔。进入新生代之后，金沙江洋盆已闭合，印度板块与欧亚板块的碰撞(65~40Ma)产生强大的剪切应力，滇西地区处于斜向碰撞的前缘，为调节两大板块斜向俯冲产生的巨大压力，沿金沙江-哀牢山一线发生强烈的陆内冲断和走滑剪切运动，形成了大规模深度可切过岩石圈地幔(钟大赉等，1998；Leloup et al., 1995)的金沙江-哀牢山断裂带。本文煌斑岩的锆石U-Pb年龄为33.77±0.11Ma，也进一步印证马厂箐晚期煌斑岩形成于后碰撞的拉伸环境中。
天然地震层析成像资料显示，在扬子板块西缘和兰坪-思茅地块之下250km深度存在一个向西倾伏的板片状高速异常，其西侧有一宽约300km的低速柱。刘福田等(2000)将板片状高速异常体解释为往西俯冲的扬子板块，低速柱则为被金沙江洋壳板块向下拖曳俯冲的扬子板块在与金沙江洋壳板块断离后导致上涌的软流圈物质。由于软流圈物质上涌的影响，早在中生代就形成的具EMII特征的源区发生部分熔融作用产生基性岩浆。这些源于富集地幔岩浆房内处于平衡状态的基性岩浆，沿着金沙江-哀牢山深大断裂及其与其他断裂的交汇处向地壳运移，部分岩浆通过断裂通道上升侵位至地表，从而形成了马厂箐矿区的煌斑岩。
5 结论(1)马厂箐煌斑岩锆石U-Pb年龄为33.77±0.11Ma，为马厂箐复式杂岩体中期岩浆结晶作用的产物，也是整个金沙江-哀牢山断裂带早期岩浆活动产物。
(2)马厂箐煌斑岩高钾富碱，富集轻稀土和大离子亲石元素，亏损重稀土及高场强元素，高(87Sr/86Sr)i、低εNd(t)，富集放射性Pb同位素，εHf(t)较高，与Nd之间存在Nd-Hf同位素解耦。其特殊的地球化学特征是继承源区II型富集地幔的结果。EMII的形成是俯冲带流体对上覆岩石圈地幔交代所致，可能也与少量古特提斯洋壳沉积物的混合及再循环作用有关。
(3)岩浆形成于后碰撞弧的构造背景下，区域软流圈物质上涌可能促使了EMII的部分熔融形成煌斑岩岩浆，而金沙江-哀牢山断裂及其与其他断裂的交汇处则为岩浆的上侵提供了良好的通道。
致谢 锆石U-Pb定年和Hf同位素实验过程中，得到中国地质科学院矿产资源研究所侯可军助理研究员和郭春丽副研究员的指导与帮助，同时也得到中国地质科学院熊欣硕士和中国地质大学(北京)李骏硕士的帮助；论文成文过程中得到中国地质大学(北京)黄雄飞硕士的帮助；笔者谨表谢忱。| [] | Ayers J. 1998. Trace element modeling of aqueous fluid-peridotite interaction in the Mantle wedge of subduction zones. Contributions to Mineralogy and Petrology, 132(4): 390–404. DOI:10.1007/s004100050431 |
| [] | Bernard-Griffiths J, Fourcade S, Dupuy C. 1991. Isotopic study (Sr, Nd, O and C) of lamprophyres and associated dykes from Tamazert (Morroco): Crustal contamination processes and source characteristics. Earth and Planetary Science Letters, 103(1-4): 190–199. DOI:10.1016/0012-821X(91)90160-J |
| [] | Bi XW, Hu RZ, Peng JT, et al. 2005. Geochemical characteristics of the Yaoan and Machangqing alkaline-rich intrusions. Acta Petrologica Sinica, 21(1): 113–124. |
| [] | Boynton WV. 1984. Cosmochemistry of the rare earth elements: Meteorite studies. In: Henderson P (ed.). Rare Earth Element Geochemistry. New York: Elsevier, 63-114 |
| [] | Chai FM, Parat A, Zhang ZC, et al. 2007. Geochemistry of the lamprophyre dykes in the SW margin of the Tarim block and their source region. Geological Review, 53(1): 11–21. |
| [] | Deng JF. 1987. Phase Diagrams and Petrogenesis. Wuhan: China Geosciences University Press Housing: 1-198. |
| [] | DePaolo DJ, Wasserburg GJ. 1979. Inferences about magma sources and mantle structure from variations of 143Nd/144Nd. Geophysical Research Letters, 3(12): 743–746. |
| [] | Gong QJ, Zhou LZ, Hu Y, et al. 2012. Element transfer behaviors and its application during lamprophyre alteration in the Linglong gold deposit, Jiaodong Peninsula, China. Geoscience, 26(5): 1065–1077. |
| [] | Griffin WL, Belousova EA, Shee SR, et al. 2004. Archean crustal evolution in the northern Yilgarn Craton: U-Pb and Hf-isotope evidence from detrital zircons. Precambrian Research, 131(3-4): 231–282. DOI:10.1016/j.precamres.2003.12.011 |
| [] | Guan T, Huang ZL, Xu C, et al. 2006. 40Ar-39Ar dating and geochemical characteristics of lamprophyres in the Baimazhai nickel deposit, Yunnan Province. Acta Petrologica Sinica, 22(4): 873–883. |
| [] | Guo XD, Wang ZH, Wang L, et al. 2011. LA-ICP-MS zircon U-Pb ages of porphyritic granite in Machangqing complex of Yunnan Province and their geological significance. Geology in China, 38(3): 610–622. |
| [] | He WY, Mo XX, Yu XH, et al. 2011. Geochronological study of magmatic intrusions and mineralization of Machangqing porphyry Cu-Mo-Au deposit, western Yunnan Province. Earth Science Frontiers, 18(1): 207–215. |
| [] | He XX, Zhu XK, Yang C, et al. 2005. High-precision analysis of Pb isotope ratios using MC-ICP-MS. Acta Geoscientica Sinica, 26(Suppl): 19–22. |
| [] | Hofmann AW, Jochum KP, Seufert M, et al. 1986. Nb and Pb in oceanic basalts: New constraints on mantle evolution. Earth and Planetary Science Letters, 79(1-2): 33–45. DOI:10.1016/0012-821X(86)90038-5 |
| [] | Hoskin PWO, Schaltegger U. 2003. The composition of zircon and igneous and metamorphic petrogenesis. Reviews in Mineralogy and Geochemistry, 53(1): 27–62. DOI:10.2113/0530027 |
| [] | Hou KJ, Li YH, Zou TR, et al. 2007. Laser ablation-MC-ICP-MS technique for Hf isotope microanalysis of zircon and its geological applications. Acta Petrologica Sinica, 23(10): 2595–2604. |
| [] | Hou KJ, Li YH, Tian YY. 2009. In situ U-Pb zircon dating using laser ablation-multi ion counting-ICP-MS. Mineral Deposits, 28(4): 481–492. |
| [] | Huang ZL, Wang LK, Zhu CM. 1996. Study on geochemistry and genesis of lamprophyres in Machangqing gold deposits area, Yunnan Province. Journal of Petrology and Mineralogy, 16(2): 82–89. |
| [] | Huang ZL, Guan T, Xie LH, et al. 2003. Petrological mixing calculation and its application to magma fractional crystallization: A case study of lamprophyres in Baima Zhai nickel deposit, Yunnan Province. Geotectonica et Metallogenia, 27(3): 237–242. |
| [] | Jacobson SB, Wasserburg GJ. 1980. Sm-Nd isotopic evolution of chondrites. Earth and Planetary Science Letters, 50(1): 139–155. DOI:10.1016/0012-821X(80)90125-9 |
| [] | Jiang YH, Jiang SY, Ling HF, et al. 2006. Petrogenesis of Cu-bearing porphyry associated with continent-continent collisional setting: Evidence from the Yulong porphyry Cu ore-belt, East Tibet. Acta Petrologica Sinica, 22(3): 697–706. |
| [] | Knudsen TL, Griffin WL, Hartz EH, et al. 2001. In-situ hafnium and lead isotope analyses of detrital zircons from the Devonian sedimentary basin of NE Greenland: A record of repeated crustal reworking. Contributions to Mineralogy and Petrology, 141(1): 83–94. DOI:10.1007/s004100000220 |
| [] | Leloup PH, Lacassin R, Tapponnier P. 1995. The Ailao Shan-Red River shear zone (Yunnan, China), Tertiary transform boundary of Indochina. Tectonophysics, 251(1-4): 3–84. DOI:10.1016/0040-1951(95)00070-4 |
| [] | Li XH, Zhou HW, Wei GJ. 2002. Geochemistry and Sr-Nd isotopes of Cenozoic ultrapotassic lamprophyres in western Yunnan: Constraints on the composition of sub-continental lithospheric mantle. Geochimica, 31(1): 26–34. |
| [] | Liu FT, Liu JH, He JK, et al. 2000. The subducted slab of Yangtze continental block beneath the Tethyan orogen in western Yunnan. Chinese Science Bulletin, 45(5): 466–472. DOI:10.1007/BF02884953 |
| [] | Liu YS, Gao S, Hu ZC, et al. 2010. Continental and oceanic crust recycling-induced melt-peridotite interactions in the Trans-North China Orogen: U-Pb dating, Hf isotopes and trace elements in zircons from mantle xenoliths. Journal of Petrology, 51(1-2): 537–571. DOI:10.1093/petrology/egp082 |
| [] | Ma CQ, Li ZC, Ehlers C, et al. 1998. A post-collisional magmatic plumbing system: Mesozoic granitoid plutons from the Dabieshan high-pressure and ultrahigh-pressure metamorphic zone, east-central China. Lithos, 45(1-4): 431–456. DOI:10.1016/S0024-4937(98)00043-7 |
| [] | Mahoney JJ, Frei R, Tejada MLG, et al. 1998. Tracing the Indian Ocean mantle domain through time: Isotopic results from old west Indian, east Tethyan, and south Pacific seafloor. Journal of Petrology, 39(7): 1285–1306. DOI:10.1093/petroj/39.7.1285 |
| [] | McDonough WF, Sun S, Ringwood AE et al. 1992. K, Rb and Cs in the Earth and Moon and the Evolution of the Earth's Mantle. Geochim. et Cosmochim. Acta, Ross Taylor Symposium Volume |
| [] | Menzies MA. 1983. Mantle ultramafic xenoliths in alkaline magmas: Evidence for mantle heterogeneity modified by magmatic activity. In: Hawkesworth CJ and Norry MJ (eds.). Continental Basalts and Mantle Xenoliths. London: Shiva, 92-110 |
| [] | Mo XX, Lu FX, Shen SY, et al. 1993. Volcanism and Metallogenesis of Sanjiang Tethy. Beijing: Geological Publishing House: 1-267. |
| [] | Mo XX, Zhao ZD, Yu XH, et al. 2009. Cenozoic Collisional-Postcollisional Igneous Rocks in the Tibetan Plateau. Beijing: Geological Publishing House: 1-379. |
| [] | Morel MLA, Nebel O, Nebel-Jacobsen YJ, et al. 2006. Hafnium isotope characterization of the GJ-1 zircon reference material by solution and laser-ablation MC-ICPMS. Chemical Geology, 255(1-2): 231–235. |
| [] | Morrison GW. 1980. Characteristics and tectonic setting of the shoshonite rock association. Lithos, 13(1): 97–108. DOI:10.1016/0024-4937(80)90067-5 |
| [] | Müller D, Rock NMS, Groves DI. 1992. Geochemical discrimination between shoshonitic and potassic volcanic rocks in different tectonic settings: A pilot study. Mineralogy and Petrology, 46(4): 259–289. DOI:10.1007/BF01173568 |
| [] | Münker C. 1998. Nb/Ta fractionation in a Cambrian arc/back arc system, New Zealand: Source constraints and application of refined ICPMS techniques. Chemical Geology, 144(1-2): 23–45. DOI:10.1016/S0009-2541(97)00105-8 |
| [] | Pearce JA, Kempton PD, Nowell GM, et al. 1999. Hf-Nd element and isotope perspective on the nature and provenance of mantle and subduction components in Western Pacific arc-basin systems. Journal of Petrology, 40(11): 1579–1611. DOI:10.1093/petroj/40.11.1579 |
| [] | Plank T, Langmuir CH. 1998. The chemical composition of subducting sediment and its consequences for the crust and mantle. Chemical Geology, 145(3-4): 325–394. DOI:10.1016/S0009-2541(97)00150-2 |
| [] | Prelevic′ D, Foley SF, Cvetkovi V, et al. 2004. Origin of minette by mixing of lamproite and dacite magmas in Veliki Majdan, Serbia. Journal of Petrology, 45(4): 759–792. DOI:10.1093/petrology/egg109 |
| [] | Rock NMS, Groves DI. 1988. Can lamprophyres resolve the genetic controversy over mesothermal gold deposits?. Geology, 16(6): 538–541. DOI:10.1130/0091-7613(1988)016<0538:CLRTGC>2.3.CO;2 |
| [] | Rock NMS. 1990. Lamprophyres. Glasgow: Blackie: 1-285. |
| [] | Rollison HR. 2000. Petro-geochemistry. In: Yang XM, Yang XY and Chen SX (translate). Hefei: Press of University of Science and Technology of China, 186-187 (in Chinese) |
| [] | Scherer EE, Cameron KL, Blichert-Toft J. 2000. Lu-Hf garnet geochronology: Closure temperature relative to the Sm-Nd system and the effects of trace mineral inclusions. Geochimica et Cosmochimica Acta, 64(19): 3413–3432. DOI:10.1016/S0016-7037(00)00440-3 |
| [] | Sláma J, Kosler J, Condon DJ, et al. 2008. Plesovice zircon: A new natural reference material for U-Pb and Hf isotopic microanalysis. Chemical Geology, 249(1-2): 1–35. DOI:10.1016/j.chemgeo.2007.11.005 |
| [] | Stille P, Oberhänsli R, Wenger-Schenk K. 1989. Hf-Nd isotopic and trace element constraints on the genesis of alkaline and calc-alkaline lamprophyres. Earth and Planetary Science Letters, 96(1-2): 209–219. DOI:10.1016/0012-821X(89)90133-7 |
| [] | Sun JG, Hu SX, Ling HF, et al. 2000. Element geochemistry and origin of high potassic-potassic dike rocks in two types of goldfields in Northwest Jiaodong, Shandong, China. Geochimica, 29(2): 143–152. |
| [] | Tarney J, Jones CE. 1994. Trace element geochemistry of orogenic igneous rocks and crustal growth models. Journal of the Geological Society, 151(5): 855–868. DOI:10.1144/gsjgs.151.5.0855 |
| [] | Taylor SR, McLenann SM. 1985. The Continental Crust: Its Composition and Evolution. Oxford: Blackwell: 1-312. |
| [] | Wang JH, Yin A, Harrison TM, et al. 2001. A tectonic model for Cenozoic igneous activities in the eastern Indo-Asian collision zone. Earth and Planetary Science Letters, 188(1-2): 123–133. DOI:10.1016/S0012-821X(01)00315-6 |
| [] | Wang L, Guo XD, Jia LQ, et al. 2012a. Petrography and genesis of the dark microgranular enclaves in the Machangqing intrusive body, western Yunnan Province. Geology and Resources, 21(3): 332–336. |
| [] | Wang L, Guo XD, Jia LQ, et al. 2012b. Genesis study on dark enclaves in the Machangqing complex, West Yunnan. Bulletin of Mineralogy, Petrology and Geochemistry, 31(5): 479–488. |
| [] | Wang ZH, Guo XD, Ge LS, et al. 2011. Diagenetic and metallogenic epoch and ore-forming dynamic setting of Machangqing copper-polymetallic deposit, Yunnan Province. Mineral Deposits, 30(1): 45–56. |
| [] | Wu FY, Li XH, Zheng YF, et al. 2007. Lu-Hf isotopic systematics and their applications in petrology. Acta Petrologica Sinica, 23(2): 185–220. |
| [] | Wu R. 2011. Genesis analyse for series mineralization of Machangqing Mo-Cu-Au deposit in Yunnan, China. Master Degree Thesis. Chengdu: Chengdu University of Technology. |
| [] | Xia B, Liu LW, Zhang YQ, et al. 2011. Geochemical characteristics and zircon SHRIMP U-Pb age of the Machangqing kaligranite in Yunnan Province. Geotectonica et Metallogenia, 35(3): 452–456. |
| [] | Zeng PS, Hou ZQ, Gao YF, et al. 2006. The Himalayan Cu-Mo-Au mineralization in the Eastern Indo-Asian collision zone: Constraints from Re-Os dating of molybdenite. Geological Review, 52(1): 72–84. |
| [] | Zhang HF, Zhong ZQ, Gao S, et al. 2004. Pb and Nd isotopic composition of the Jigongshan granite: Constraints on crustal structure of Tongbaishan in the middle part of the Qinling-Tongbai-Dabie orogenic belt, central China. Lithos, 73(3-4): 215–227. DOI:10.1016/j.lithos.2003.12.006 |
| [] | Zhang YQ, Xie YW. 1997. Geochronology of Ailaoshan-Jinshajiang alkali-rich intrusive rocks and their Sr and Nd isotopic characteristics. Science in China (Series D), 40(5): 524–529. DOI:10.1007/BF02877619 |
| [] | Zhong DL, et al. 1998. The Paleo-tethyan Orogenic Belts, Western Yunnan and Sichuan Provinces. Beijing: Science Press: 1-217. |
| [Rollison2000] | Rollison HR. 2000.岩石地球化学.见:杨学明, 杨晓勇, 陈双喜译.合肥:中国科学技术大学出版社, 186-187 |
| [] | 毕献武, 胡瑞忠, 彭建堂, 等. 2005. 姚安和马厂箐富碱侵入岩体的地球化学特征. 岩石学报, 21(1): 113–124. |
| [] | 柴凤梅, 帕拉提·阿布都卡迪尔, 张招崇, 等. 2007. 塔里木板块西南缘钾质煌斑岩地球化学及源区特征. 地质论评, 53(1): 11–21. |
| [] | 邓晋福. 1987. 岩石相平衡与岩石成因. 武汉: 地质学院出版社: 1-198. |
| [] | 龚庆杰, 周连壮, 胡杨, 等. 2012. 胶东玲珑金矿田煌斑岩蚀变过程元素迁移行为及其意义. 现代地质, 26(5): 1065–1077. |
| [] | 管涛, 黄智龙, 许成, 等. 2006. 云南白马寨镍矿区煌斑岩40Ar-39Ar定年和地球化学特征. 岩石学报, 22(4): 873–883. |
| [] | 郭晓东, 王治华, 王梁, 等. 2011. 云南马厂箐岩体(似)斑状花岗岩锆石LA-ICP-MS U-Pb年龄及地质意义. 中国地质, 38(3): 610–622. |
| [] | 和文言, 莫宣学, 喻学惠, 等. 2011. 滇西马厂箐斑岩型铜钼(金)矿床成岩成矿时代研究. 地学前缘, 18(1): 207–215. |
| [] | 何学贤, 朱祥坤, 杨淳, 等. 2005. 多接收器等离子体质谱(MC-ICP-MS) Pb同位素高精度研究. 地球学报, 26(增刊): 19–22. |
| [] | 侯可军, 李延河, 邹天人, 等. 2007. LA-MC-ICP-MS锆石Hf同位素的分析方法及地质应用. 岩石学报, 23(10): 2595–2604. |
| [] | 侯可军, 李延河, 田有荣. 2009. LA-MC-ICP-MS锆石微区原位U-Pb定年技术. 矿床地质, 28(4): 481–492. |
| [] | 黄智龙, 王联魁, 朱成明. 1996. 云南马厂箐金矿区煌斑岩地球化学及成因探讨. 矿物岩石, 16(2): 82–89. |
| [] | 黄智龙, 管涛, 谢力华, 等. 2003. 岩石学混合计算在岩浆结晶分异作用研究中的应用--以云南白马寨镍矿区煌斑岩为例. 大地构造与成矿学, 27(3): 237–242. |
| [] | 姜耀辉, 蒋少涌, 凌洪飞, 等. 2006. 陆-陆碰撞造山环境下含铜斑岩岩石成因--以藏东玉龙斑岩铜矿带为例. 岩石学报, 22(3): 697–706. |
| [] | 李献华, 周汉文, 韦刚健, 等. 2002. 滇西新生代超钾质煌斑岩的元素和Sr-Nd同位素特征及其对岩石圈地幔组成的制约. 地球化学, 31(1): 26–34. |
| [] | 刘福田, 刘建华, 何建坤, 等. 2000. 滇西特提斯造山带下扬子地块的俯冲板片. 科学通报, 45(1): 79–83. |
| [] | 莫宣学, 路凤香, 沈上约, 等. 1993. 三江特提斯火山作用与成矿. 北京: 地质出版社: 1-267. |
| [] | 莫宣学, 赵志丹, 喻学惠, 等. 2009. 青藏高原新生代碰撞-后碰撞火成岩. 北京: 地质出版社: 1-379. |
| [] | 孙景贵, 胡受奚, 凌洪飞, 等. 2000. 胶西北两类金矿田的高钾-钾质脉岩元素地球化学与成岩作用研究. 地球化学, 29(2): 143–152. |
| [] | 王梁, 郭晓东, 贾丽琼, 等. 2012a. 滇西马厂箐岩体暗色微粒包体岩相学特征及成因机制探讨. 地质与资源, 21(3): 332–336. |
| [] | 王梁, 郭晓东, 贾丽琼, 等. 2012b. 滇西马厂箐岩体暗色包体成因研究. 矿物岩石地球化学通报, 31(5): 479–488. |
| [] | 王治华, 郭晓东, 葛良胜, 等. 2011. 云南马厂箐铜多金属矿床的成岩成矿时代及成矿动力学背景. 矿床地质, 30(1): 45–56. |
| [] | 吴福元, 李献华, 郑永飞, 等. 2007. Lu-Hf同位素体系及其岩石学应用. 岩石学报, 23(2): 185–220. |
| [] | 吴冉. 2011.云南马厂箐铜钼金多金属矿床系列成矿成因分析.硕士学位论文.成都:成都理工大学 |
| [] | 夏斌, 刘立文, 张玉泉, 等. 2011. 云南马厂箐钾质碱性花岗岩特征和锆石U-Pb年龄. 大地构造与成矿学, 35(3): 452–456. |
| [] | 曾普胜, 侯增谦, 高永峰, 等. 2006. 印度-亚洲碰撞带东段喜马拉雅期铜-钼-金矿床Re-Os年龄及成矿作用. 地质论评, 52(1): 72–84. |
| [] | 张玉泉, 谢应雯. 1997. 哀牢山-金沙江富碱侵入岩年代学和Nd, Sr同位素特征. 中国科学(D辑), 27(4): 289–293. |
| [] | 钟大赉, 等. 1998. 滇川西部古特提斯造山带. 北京: 科学出版社: 1-217. |