世界上有超过500个碳酸岩体(Bell and Tilton, 2002)，它们大多呈圆-椭圆状杂岩体的形式分布于裂谷带中(如东非大裂谷)，同时也与大火成岩省(如德干玄武岩)和/或碱性岩省(如格陵兰和科拉半岛)有关。世界上绝大部分碳酸岩高度富集Sr、Ba和REE元素(100×10^-6~1000×10^-6)(Bell and Simonetti, 2010)，而仅有少量碳酸岩(2.6%)能形成大型或超大型REE矿床。这些碳酸岩型(包括碳酸岩及其杂岩体)REE矿床是世界上最重要的REE矿床类型和最主要的REE元素来源，其REE储量占世界REE储量的绝大部分，故备受矿床学家们的关注(图 1、图 2)。例如，中国占有世界REE储量的43%和REE+Y产出量的97%，而碳酸岩型稀土矿床的REE储量占其中的绝大部分。

图 1

Fig. 1

图 1 全球各国稀土氧化物储量百分比(左)和基本的稀土矿床类型(右)(据Weng et al., 2015修改) 左图的“其它”类别代表其它所有国家的稀土氧化物储量总和(如阿富汗、阿根廷、芬兰、秘鲁、瑞典等); 右图中的基本矿床类型中的“其它”类别包括花岗岩和花岗伟晶岩型、沉积型、与碳酸岩相关的矽卡岩型和热液型 Fig. 1 Percentage of global REO resources split by country (left) and by principal deposit type (right) (modified after Weng et al., 2015) In left figure: The "other"category of the global REO resources split by country summarized REO resource data from all the other countries (e.g., Afghanistan, Argentina, Finland, Peru, Sweden, etc.) covered in our dataset. In right figure: The "other" category of the global REO resources by principal deposit types includes REO resources from granites and granitic pegmatites, sedimentary, carbonatite-related skarn, and hydrothermal types of deposits

图 2

Fig. 2

图 2 全球主要的碳酸岩体及与碳酸岩相关的稀土矿床的分布(据Liu and Hou, 2017) Fig. 2 Main global occurrences of carbonatites and carbonatite-related REE deposits in the world (after Liu and Hou, 2017)

碳酸岩型REE矿床的成因，涉及到岩浆碳酸岩的成因和REE元素的超常富集两个重要方面。虽然已有大量学者对此进行了研究(Hou et al., 2015；Xu et al., 2015；Feng et al., 2016；Song et al., 2016a, b，2017)，但导致碳酸岩型REE矿床中巨量REE富集的原因及过程，仍不十分清楚。笔者根据前人资料及近年来对冕宁-德昌REE矿带的研究，将REE元素的富集过程分为两个阶段：REE元素在岩浆源区的初始富集过程和在岩浆期后的二次富集过程(Hou et al., 2009, 2015；Liu and Hou, 2017)。正如冕宁-德昌REE矿带内的碳酸岩Li和Sr-Nd-Pb同位素数据所显示的那样(Hou et al., 2006；Tian et al., 2015)，冕宁-德昌REE矿带中大陆槽矿床具有极高的(⁸⁷Sr/⁸⁶Sr)_i值和极低的δ¹³C值，反映了该区域下方地幔的不均一性或者受到不同程度的壳源物质混染，也表明深俯冲的远洋沉积物中富集REE和CO₂的流体交代大陆岩石圈地幔，经过部分熔融形成含稀土的碳酸岩-正长岩杂岩体(Hou et al., 2015；Tian et al., 2015)。

前人已对碳酸岩、碳酸岩-正长岩杂岩体及其相关的REE矿床进行过大量研究(Eby，1975；Williams-Jones et al., 2000；Hou et al., 2009；Xie et al., 2009, 2015, 2016；田世洪等, 2008a, b；Liu et al., 2015a, b, c；Liu and Hou, 2017)，但却只有少量的角砾岩型稀土矿床被深入研究过，例如被发现于美国新墨西哥州的Gallinas Mountains矿床(Williams-Jones et al., 2000)。在我国，川西新生代冕宁-德昌轻稀土成矿带的大陆槽稀土矿床是这类矿床的典型代表。

在2009年之前，前人主要针对整个REE矿带中碳酸岩岩石成因、成矿流体包裹体和萤石地球化学进行了研究，大多数地质资料可能来源于上世纪未公开的地质调查结果，有时并不十分精确。例如，由于测试分析方法的限制，矿床和母岩的形成年龄、REE矿体的产出和围岩蚀变等地质概况的表述并不精确，稀土矿化形成的基础地质条件仍需在野外进行深入研究。

尤其是针对与碳酸岩-正长岩杂岩体有关的隐爆角砾岩型稀土矿床的系统研究不够深入，缺乏不同成矿阶段中成矿流体演化相关的研究。本次研究在以往研究的基础上，针对不同成矿阶段的流体包裹体进行了研究，补充了详细的地质观察资料及新的围岩定年结果，同时对比整个REE矿带以往研究成果，初步建立了川西冕宁-德昌稀土矿带碳酸岩-正长岩杂岩体型稀土矿床的成矿过程。

前人已对冕宁-德昌稀土成矿带的地质背景和稀土矿床的地质特征进行过详细描述(侯增谦等，2008；Hou et al., 2009)。结合近年来已有研究进展，在此将其地质特征简要概括如下：

冕宁-德昌稀土成矿带位于青藏高原东部，扬子克拉通西缘(Hou et al., 2009)，后者的基底由太古代的高级变质岩、元古代的变质沉积岩和覆盖在上面的显生宙的碳酸盐岩沉积序列组成(丛柏林，1988；骆耀南等，1998)。伴随地慢柱活动，扬子克拉通的西缘形成了近NS向展布的攀西古裂谷(图 3)，该裂谷由一系列断层和主导冕宁-德昌稀土成矿带的二叠纪古裂谷区域(丛柏林，1988；张云湘等，1988)等构成。青藏高原东部晚碰撞阶段(40~26Ma)是构造转换阶段，由一系列新生代走滑断裂、走滑剪切和逆冲推覆主导，形成了中国最具经济价值的金属成矿省(Hou and Cook, 2009)。该区的稀土成矿作用与碳酸岩-正长岩杂岩体有关，这种成矿作用是青藏高原东部四种重要成矿事件之一，其余三种分别为由新生代走滑断裂控制的斑岩型Cu-Mo-Au成矿系统、与左旋韧性剪切有关的造山型Au成矿系统以及由新生代逆掩断层和后续走滑断裂控制的Pb-Zn-Ag-Cu成矿系统(Hou and Cook, 2009；Deng et al., 2014a, b，2015a，b; Deng and Wang, 2016；Wang et al., 2014a, b，2016)。

图 3

Fig. 3

图 3 川西新生代受活化断层控制的碳酸岩-碱性杂岩体分布范围的构造简图(据侯增谦等，2008修改) Fig. 3 Sketch tectonic map showing distribution of the Cenozoic carbonatite-alkalic complexes controlled by reactivated faults in western Sichuan (modified after Hou et al., 2008)

伴随着印度-亚洲大陆于60~45Ma的大规模碰撞(Yin and Harrison, 2000；钟大赉等，2000; 莫宣学等，2003)，青藏高原东部卷入了碰撞造山作用，形成了位于印度-亚洲大陆碰撞带东缘的碰撞造山带，即锦屏山造山带(图 3)(骆耀南等，1998)。发育于该区的一系列新生代走滑断裂系统，吸纳和调节了印度-亚洲大陆碰撞所产生的应力应变。这些走滑断裂从西到东分别为：西部，包括嘉黎和高黎贡走滑断裂，环绕东构造结发育；中部，包括北段的巴塘-丽江断裂和南段的哀牢山-红河断裂；东部，包括鲜水河和小江走滑断裂。冕宁-德昌碳酸岩-正长岩杂岩体沿攀西裂谷中央地带自北向南展布，构成北起四川冕宁，经西昌、德昌，南至攀枝花的长约270km，宽约15km的南北向稀土成矿带。该成矿带包括牦牛坪超大型、大陆槽大型、木落寨中型和里庄小型REE矿床以及大量的碳酸岩-正长岩稀土矿化点(图 3)。大陆槽矿床位于该成矿带的南端，牦牛坪、里庄和木落寨矿床位于该成矿带的北端(图 3)。该矿带在构造上处于东印度-亚洲大陆碰撞带内，稀土矿化与新生代碳酸岩-正长岩杂岩体有关。近年来，许多学者对矿带内碳酸岩-正长岩杂岩体中产出的氟碳铈矿、云母、钠铁闪石、正长岩中的锆石等矿物进行了SHRIMP U-Pb、SIMS、LA-ICP-MS及Ar-Ar定年，结果显示，整个矿带的成岩成矿年龄介于10~30Ma之间(大陆槽12.13±0.19Ma、11.32±0.23Ma；牦牛坪22.81±0.31Ma、21.3±0.4Ma，木落寨26.77±0.32Ma，里庄27.41±0.35Ma)(田世洪等, 2008a, b；Yang et al., 2014；Liu et al., 2015a；Liu and Hou, 2017；Ling et al., 2016)(表 1)。岩浆热液稀土成矿系统发育于大陆碰撞带从压扭向张扭转变过渡的构造背景下，受新生代大规模走滑断裂的控制，这些断裂及其次生的拉张构造和张性裂隙带促进了含REE岩浆-热液系统的形成(Hou et al., 2006, 2009)。

表 1

Table 1

表 1(Table 1)

表 1 冕宁-德昌REE成矿带碳酸岩-正长岩杂岩体和有关REE矿的年代学数据总结 Table 1 Summary of geochronological data for carbonatite-syenite complexes and associated REE mineralization in the Mianning-Dechang REE belt, southwestern China 分析测试方法 正长岩或碳酸岩年龄 矿物年龄 参考文献 稀有气体质谱仪 高灵敏、高分辨二次离子探针质谱计 二次离子质谱仪 稀有气体质谱仪 激光剥蚀等离子质谱仪 二级离子质谱仪 同位素体系 K-Ar U-Pb U-Pb 40Ar/39Ar U-Pb Th-Pb 大陆槽 14.53±0.31Ma (正长岩锆石)、12.99±0.94Ma (碳酸岩锆石)、12.13±0.19Ma (正长岩锆石)、11.32±0.23Ma (正长岩锆石) 12.7±0.20Ma (正长岩锆石) 13.33±0.41Ma (No.1矿体白云母)、12.95±0.22Ma (No.3矿体白云母) 20.8±4.9Ma (氟碳铈矿) 11.9±0.2Ma (氟碳铈矿)、11.8±0.2Ma (氟碳铈矿) 田世洪等(2008a，b)、Liu et al.(2015a, b)、Ling et al.(2016)、Yang et al.(2014) 牦牛坪 22.81±0.31Ma (正长岩锆石)、21.30±0.40Ma (正长岩锆石) 26.6±0.30Ma (正长岩锆石) 27.6±2.0Ma (钠铁闪石) 30.7±3.0Ma(氟碳铈矿) 25.7±0.2Ma(氟碳铈矿) Liu et al.(2015a, b)、Liu and Hou (2017)、Ling et al. (2016)、Yang et al. (2014) 木落寨 31.2±0.56Ma (正长岩微斜长石) 26.77±0.32Ma (正长岩锆石) 28.0±0.30Ma (正长岩锆石) 35.5±0.5Ma (金云母) 31.8±2.1Ma (氟碳铈矿)、33.0±2.6Ma (氟碳铈矿)、33.3±2.6Ma (氟碳铈矿) 26.7±0.2Ma (氟碳铈矿)、26.9±0.2Ma (氟碳铈矿) 田世洪等(2006)、Liu et al. (2015a)、Ling et al. (2016)、Yang et al. (2014) 里庄 27.1Ma (全熔年龄)(正长岩微斜长石) 27.41±0.35Ma (正长岩锆石) 28.8±0.30Ma(正长岩锆石) 30.55±0.50Ma (黑云母)、30.8±0.4Ma (黑云母) 33.0±2.1Ma (氟碳铈矿) 28.4±0.2Ma (氟碳铈矿) 田世洪等. (2008b)、Ling et al.(2016)、Yang et al.(2014)、Liu et al. (2015a)

表 1 冕宁-德昌REE成矿带碳酸岩-正长岩杂岩体和有关REE矿的年代学数据总结 Table 1 Summary of geochronological data for carbonatite-syenite complexes and associated REE mineralization in the Mianning-Dechang REE belt, southwestern China

该矿床位于冕宁-德昌REE矿带的南段，受大陆槽走滑断裂的控制(图 3)。因区域地壳抬升，元古代石英闪长岩大面积出露，侏罗系砂岩出露于该矿区的东部。新生代英碱正长岩和霓辉正长岩主要侵入于石英闪长岩内，而碳酸岩则沿走滑断裂形成的构造裂隙侵入(图 4)。大陆槽矿床包括2套成矿系统，以发育角砾岩筒及与之有关的成矿作用为特征。第1套成矿系统发育于2个角砾岩筒中，形成具有工业意义的No.1号和No.3号矿体，前者的矿物组合为萤石+重晶石+天青石+氟碳铈矿，后者的矿物组合为萤石+天青石+黄铁矿+白云母+氟碳铈矿+菱锶矿。这些矿物组合以角砾状、块状、脉状和细脉状产出。矿脉逐渐过渡为矿化角砾和角砾状矿石, 通常包裹在同种矿物组合的细脉和网脉中。与REE成矿作用有关的两个角砾岩筒发育于英碱正长岩中，角砾岩筒长轴直径为200~400m，短轴直径为180~200m，向下延伸达450m (图 4)(侯增谦等，2008)。角砾岩筒中的碎屑岩主要由岩浆碎屑和矿物角砾组成，基质主要由方解石和少量石英及REE矿物组成。No.2号矿体发育于两个矿化角砾岩筒之间，因受磨房沟走滑断裂的影响而发生位移(图 4)，呈零星小矿体产出，该矿体由发育在英碱正长岩中的矿脉群和发育在霓辉正长岩顶部的下伏似层状矿化带组成。单个矿脉的宽度从几十厘米至数米，并含有数量不等的氟碳铈矿(0.5%~3%)，似层状矿化带由矿化角砾和粗晶重晶石+萤石+石英+霓辉石+氟碳铈矿组成，以块状、脉状和浸染状出现于霓辉正长岩中(侯增谦等，2008；Liu et al., 2015b, c)。

图 4

Fig. 4

图 4 大陆槽矿床地质简图(据杨光明，1998①修改)显示碳酸岩-正长岩杂岩体及相关稀土矿体特征 Fig. 4 Sketch geological map showing the features of the carbonatite-syenite complexes and the associated REE orebodies at Dalucao

^①杨光明, 常诚, 左大华, 刘学良. 1998.四川省德昌县DL稀土矿床成矿条件研究.中国地质大学(武汉)对外开放资料, 1-89

大陆槽矿床的No.1号与No.3号矿体均含有细粒的稀土矿物(直径约0.2~2mm)。岩相学研究表明这些细粒稀土矿物主要分散在石英、萤石、重晶石和方解石的裂隙中或者直接叠加在这些脉石矿物之上(Liu et al., 2015b, c)。基于冕宁-德昌稀土成矿带矿脉系统的地质特征和矿化类型，可以认为大陆槽矿床位于该成矿系统的顶部，牦牛坪和里庄矿床分别位于成矿系统的中部和底部，代表矿床系统中相似部分的不同层次(Hou et al., 2009)。

田世洪等(2010)对大陆槽矿床的形成机制进行了探讨，发现了与成矿有关的四期爆破，主要的矿石矿物氟碳铈矿一般都出现在第III期和第IV期。通过对四期爆破胶结物的萤石、方解石、重晶石和氟碳铈矿进行包裹体显微测温及对胶结物的稀土元素和微量元素地球化学特征的分析，认为胶结物的来源与正长岩和碳酸岩有关，角砾岩体的隐爆、流体减压沸腾及古大气水的混入是大陆槽爆破角砾岩型稀土矿床的主要成矿机制。在以往的研究中，大陆槽矿床的稀土矿化作用被认为与碳酸岩体相关(Xu et al., 2008)。在最近开展的冕宁-德昌REE矿带1:5000构造-岩性-矿化-蚀变填图过程中，取得了更为丰富的野外地质资料，例如在大陆槽矿床No.1号矿体周边发现了较多的新鲜碳酸岩/正长岩杂岩体及大型的重晶石-萤石-石英-方解石伟晶岩脉(图 5)；在No.3号矿体发现了大规模的霓长岩化作用(Liu and Hou, 2017)。对于该矿脉的详细调查显示矿体是拉长型的，并且垂直于大陆槽走滑断裂，后者控制了大陆槽矿床的位置(图 3) (杨光明，1998)。

图 5

Fig. 5

图 5 大陆槽矿床正长岩中含粗粒萤石-石英矿物的伟晶岩(a)和沿萤石-石英岩墙呈脉状的REE矿化(b) Fig. 5 Fluorite-quartz coarse-grained mineral dikes in the syenite from the Dalucao REE deposits (a) and REE mineralization as veinlets along fluorite-quartz dikes (b)

基于角砾岩中不同类型的基质、碎屑和包裹体特征以及不同类型角砾岩之间的穿插交切关系，整个大陆槽矿床中发育四种不同类型的角砾岩。大陆槽断裂及其次级断裂和角砾岩化事件通过促进成矿流体的循环和为稀土元素的沉淀提供空间，控制了大陆槽稀土矿化过程。

与牦牛坪矿床一样，大陆槽矿床发育伟晶岩阶段，但规模较小。这些伟晶岩主要由石英、重晶石、萤石等矿物组成，并发育熔融包裹体，但是这个阶段稀土矿化并不发育(图 5)。矿带中的稀土矿化作用发育在正长岩的小矿脉中(图 6a, b)；热液矿脉朝着矿体的底部加深逐渐变宽。角砾岩和蚀变碳酸岩-正长岩杂岩体包含大量具有稀土矿物的热液碳酸盐脉(图 6c, d)。

图 6

Fig. 6

图 6 大陆槽稀土矿No.1和No.3号矿体(据Liu et al., 2015b) (a)大陆槽No.1号矿体蚀变横断面；(b)蚀变岩、矿脉、正长岩和采样点；(c)大陆槽No.3号矿体的整体视图；(d)大陆槽矿床No.3号矿体中的典型角砾矿石 Fig. 6 Overview of No.1 and No.3 orebodies in Dalucao deposits (after Liu et al., 2015b) (a) the cross section selected for the examination of the alteration; (b) altered rock, ore veins, syenite, and samples' location; (c) over all view of the No. 3 orebody in the Dalucao deposit; (d) typical brecciated ore in the No. 3 orebody in the Dalucao deposit

与牦牛坪、里庄和木落寨氟碳铈矿大规模矿化阶段一样，大陆槽矿床中的主要矿化阶段发育在热液阶段的最晚期。不仅如此，虽然整个矿带中不同矿床矿石类型不尽相同，但氟碳铈矿的形成过程相似，下文以大陆槽为例进行说明：矿石的岩相学研究显示，主要稀土矿物氟碳铈矿叠加在已经形成的脉石矿物之上，独居石和氟碳钙铈矿等稀土矿物在整个矿带内都很少(Liu et al., 2015b)。大陆槽矿床中主要的稀土矿物为氟碳铈矿和氟碳钙铈矿(图 7a, g)，这表明以氟碳酸盐形式沉淀的稀土元素并非必须以含氟复合物的形式搬运。氟铈矿(CeF₃)的低溶解度说明了氟化物的作用是作为沉淀(而非搬运)配体(Williams-Jones et al., 2000, 2012；Migdisov and Williams-Jones, 2014)。原生和风化矿石中的氟碳铈矿发育于角砾状萤石、重晶石、石英和其它矿物之间的缝隙或者叠加在这些矿物之上(图 7)，表明稀土矿化形成于热液阶段的晚期。分布于萤石颗粒表面的不规则氟碳铈矿晶体(图 7a)；长柱状氟碳铈矿呈集合体分布，叠加在萤石之上(图 7b)；长柱状的氟碳铈矿叠加在萤石和石英颗粒之上(图 7c)；长柱状氟碳铈矿叠加在重晶石、石英、天青石和萤石等矿物角砾中间的裂隙里(图 7d)；风化矿中氟碳铈矿叠加在萤石、石英、伊利石和重晶石之上(图 7e)；风化矿中氟碳铈矿颗粒分布于碎裂化的萤石和石英等矿物颗粒之间(图 7f)，结构松散；风化矿中氟碳钙铈矿颗粒杂乱分布在大颗粒萤石表面(图 7g)；风化矿中独居石、重晶石颗粒分布在风化的脉石矿物表面之上(图 7h)，结构松散。

图 7

Fig. 7

图 7 大陆槽矿床中多种REE矿物和其它脉石矿物组合背散射电子图像 (a-d)大陆槽No.3号矿体原生角砾岩型矿石的BSE图像：(e-h) No.1号矿体风化型稀土矿石的BSE图像.Fl-萤石; Brt-重晶石; Qtz-石英; Ch-绿泥石; Cls-天青石; Mnz-独居石; Bsn-氟碳铈矿; Par-氟碳钙铈矿 Fig. 7 BSE images of various REE minerals found in the Dalucao REE deposit (a-d) BSE images are from typical primary ores in No.3 orebody in Dalucao REE deposit; (e-h) BSE images of weathered ores belong to the No.1 orebody in Dalucao REE deposit. Fl-fluorite; Brt-barite; Qtz-quartz; Ch-chlorite; Cls-celestine; Mnz-monazite; Bsn-bastnäsite; Par-parisite

大陆槽No.1号矿体受三个断裂的控制(图 4)。与No.3号矿体相比，No.1号矿体受到更多的隐爆角砾岩化作用和断裂构造活动的影响，为碳酸岩-正长岩杂岩体发生蚀变及后续的热液流体的叠加作用提供了有利的条件，这两种作用的持续进行导致了矿脉中细粒稀土矿物的形成。此外，角砾岩化促进了风化作用，进而提升了矿石的品位。野外观察发现风化型矿石主要形成于No.1号矿体的裂隙中，该矿体内的矿物颗粒较小。风化型矿脉从矿体顶部的几厘米宽(图 6a)增加到底部的近1m。构造活动也加速了风化作用，矿脉及其围岩中的长石风化成粘土矿物，并且萤石、重晶石、天青石、方解石等矿物消失，导致了高品位矿石的形成(Liu et al., 2015c)。

角砾岩型矿石是大陆槽矿床的主要矿石类型，角砾岩筒中的碎屑岩由岩浆碎屑和碳酸盐矿物组成。通过矿物组合可以把角砾岩型矿石分为两类：第一类矿石出现于No.1号矿体，主要由重晶石+方解石+萤石+氟碳铈矿组成；第二类矿石主要出现于No.3号矿体，主要由方解石+黄铁矿+白云母+萤石+氟碳铈矿+菱锶矿组成。在No.1号矿体中伟晶岩脉边部有细脉浸染状矿石(图 5b)，No.1号和No.3号矿体位于两个不同的角砾岩筒(图 6c)，No.3号矿体中热液碳酸盐脉切穿霓长岩化正长岩(图 6d)。通过对大陆槽矿床No.1号和No.3号矿体的典型矿石的岩相学分析明确了矿物的生成顺序，大陆槽矿床主要成矿作用发生在热液阶段。

用于流体包裹体分析的样品主要是伟晶岩阶段和热液阶段的萤石、重晶石、方解石、石英和氟碳铈矿。流体包裹体显微测温分析在中国科学院地质与地球物理研究所岩石圈演化国家重点实验室流体包裹体实验室Linkam HMS 600型冷热台上进行，并利用美国FLUID INC公司提供的人工合成流体包裹体标准样品对冷热台进行了温度标定，该冷热台在-120~-70℃温度区间的测定精度为±0.5℃，-70~100℃温度区间的测定精度为±0.2℃，100~500℃温度区间的测定精度为±0.2℃。流体包裹体在测试过程中，升温速率一般为0.2~5℃/min，含CO₂包裹体在其相转变温度(如固态和CO₂笼合物熔化温度)附近升温速率降低为0.2℃/min，水溶液包裹体在其冰点和均一温度附近的升温速率为0.2~0.5℃/min，以准确记录它们的相转变温度。CO₂包裹体的盐度根据Collins(1979)提供的CO₂笼合物熔化温度和盐度关系表获得，水溶液流体包裹体的盐度是根据包裹体冷冻回温后得到的最后一块冰融化的温度(冰点)，再利用Bodnar(1993)的方程计算获得。

锆石分离、阴极发光(CL)成像和U-Th-Pb同位素测试均在中国地质科学院地质研究所北京离子探针中心完成。利用常规操作程序从原岩样品中提取锆石晶粒，其中包括岩石破碎、筛分、水洗、烘干，然后通过磁，电和重液分离，最终双目显微镜下进行观察。锆石样品和标样TEMORA 1(²⁰⁶Pb/²³⁸U年龄为416.8±1.3Ma)和M257(U=840×10^-6)同时被安装在一个环氧树脂盘上(直径2.5cm)(Black et al., 2003；Nasdala et al., 2008)。锆石的阴极发光图像采用HITACHIS3000-N扫描电镜(SEM)获取。每测试3个样品测试1次标样来确定检测仪器的稳定性。仪器条件和操作步骤与之前的报道类似(Compston et al., 1992；Stern，1998；Black et al., 2003)。数据处理与修正是基于SQUID 1.0(Ludwig，2001)和ISOPLOT/Ex软件(Ludwig，2003)。

根据野外地质观察，将整个成矿流体演化分成岩浆阶段、伟晶岩阶段、热液阶段和硫化物阶段。岩浆阶段主要是碳酸岩-正长岩杂岩体形成阶段；伟晶岩阶段主要发育在岩浆阶段之后，主要矿物组合为萤石、重晶石、天青石和石英等，在大陆槽呈脉状分布，穿插于碳酸岩-正长岩杂岩体中，此阶段无氟碳铈矿生成；热液阶段主要发育重晶石、萤石、天青石、方解石等矿物，在此阶段晚期，氟碳铈矿大规模沉淀，并叠加于已形成的脉石矿物之上。而硫化物阶段形成的矿物包括方铅矿、黄铁矿、黄铜矿、辉钼矿等硫化物，它们多分布在主矿物粒间，局部呈团块状，有的自形晶粒分布于矿石的裂隙面上，其晶出晚于碱土金属矿物和稀土金属矿物。

根据大陆槽REE矿床中包裹体的岩相学及其分布特征，可将所有包裹体分为4类：包裹体种类Ⅰ：熔体包裹体组合，主要分布于岩浆成因的方解石中，常与固相包裹矿物共生，多代表岩浆阶段的产物；包裹体种类Ⅱ：为熔-流包裹体组合，主要分布于伟晶状萤石、石英及热液脉中的萤石、石英内，萤石中最为发育；包裹体种类Ⅲ：富CO₂包裹体组合，主要分布于热液阶段的萤石、石英中，主要由L-CO₂和L-CO₂+S类包裹体组成，具有相对较高的均一温度；包裹体种类Ⅳ：富水包裹体组合，主要分布于氟碳铈矿中，由V-L和V-L+S类包裹体组成，具有相对较低的均一温度，代表流体演化晚阶段的产物(图 8)。

图 8

Fig. 8

图 8 大陆槽REE矿床萤石及氟碳铈矿中的L-CO2和V-L+S包裹体显微照片 (a、b)高温热液阶段萤石中的L-CO2包裹体；(c、d)低温热液阶段萤石中的V-L+S包裹体；(e、f)低温热液阶段氟碳铈矿中的V-L+S包裹体.L-液相；V-气相；S-固相(子晶) Fig. 8 Photomicrographs of L-CO2 inclusions and V-L+S inclusions from Dalucao REE deposit (a, b) L-CO2 inclusions from the fluorite; (c, d) V-L+S inclusions from the fluorite; (e, f) V-L+S inclusions from bastnäsite in Dalucao REE deposit

(1) 冰点及均一温度

本次测试流体包裹体样品基本反映出成矿流体中期和晚期的地质信息及成矿过程。结合不同脉石矿物的包裹体均一温度频率分布直方图可以发现，富CO₂的三相流体包裹体(L-CO₂)和含子矿物多相包裹体(V-L-S或L-CO₂+S)的均一温度分别为312~443℃(均值)和243~600℃(均值)，晚期气液两相流体包裹体(V-L)的均一温度为177~299℃(均值)，均一为液相。对于V-L和L-CO₂两种与成矿流体密切相关的最主要的包裹体类型，通过分析以上数据可以发现：

V-L室温下该类包裹体由一个水溶液相和一个气相组成，加热后均一为液相，其均一温度一般介于150~250℃。这类包裹体中也常出现矿物子晶(V-L+S)，这些子晶消失温度分为三种：一种是温度高于150℃，范围在150~600℃；一种是10~20℃之间；另一种是温度大于600℃。这些矿物子晶的差别可能是由于矿物子晶的种类不同，高温的矿物子晶可能是重晶石、天青石、石膏等矿物包裹体，另外一种可能是石盐子晶包裹体在10~20℃之间时加热溶解消失。

L-CO₂该类包裹体出现数量极少，主要出现于萤石中。在室温下该类包裹体由水溶液相、液相CO₂和气相CO₂三相组成，其CO₂相所占体积百分数为40%~65%。这类包裹体中，也常出现矿物子晶(L-CO₂+S)，这些子晶消失温度分为两种，一种是温度高于150~400℃，另一种可能是石盐子晶包裹体在10~30℃之间加热溶解消失。

除伟晶岩阶段出现的熔融包裹体外，根据流体包裹体的岩相学特征和分布特征，可将其分为如下2个包裹体类别：Ⅰ为L-CO₂包裹体，或是L-CO₂+S包裹体。主要分布于伟晶岩阶段的重晶石、石英和萤石中；Ⅱ为V-L包裹体，或是V-L+S包裹体，富水包裹体组合，与包裹体Ⅰ相比，具有相对较低的均一温度，代表流体演化晚阶段的产物。它们主要以原生包裹体出现于热液阶段的重晶石、萤石和氟碳铈矿中。反映了成矿流体在后期组成发生了很大的变化。

在大陆槽矿床中热液阶段的萤石、重晶石、石英、碳酸盐和氟碳铈矿中的包裹体，成矿流体包裹体以V-L和L-CO₂为主，包裹体均一温度可达550℃，这些包裹体中出现较多的矿物子晶包裹体，显示了一个温度较高的状态。成矿流体演化至晚期，包裹体以V-L为主，L-CO₂型包裹体仅在很少的萤石中出现，这类包裹体是早期成矿流体中残余的包裹体。此时，成矿流体中的其它矿物可能大部分均已沉淀，包裹体中的子晶矿物数量大量减少。

此外，熔体、熔-流体和流体三类包裹体均一温度相差较大(熔体，熔-流体包裹体显微测温数据未罗列)，分别代表了碳酸岩-正长岩杂岩体熔体阶段、熔体-流体转化阶段和早期流体阶段和晚期流体阶段的温度特征。冷冻法测得各类包裹体中CO₂三相点温度为-56.5~-58℃，等于或略低于CO₂三相点(-56.5℃)，表明其成分主要为CO₂，有些可能还含少量的其它挥发分。

刚从碳酸岩熔体中分异产生的流体应是一种高温、高压、富CO₂的流体。早期结晶的萤石中主要为熔体包裹体和熔-流体包裹体，其中的流体包裹体多分布于熔-流体包裹体周围及裂隙附近，可能为熔融包裹体演化过程中所出现。重晶石中以富CO₂的流体包裹体为主，萤石、石英结晶较致密，重晶石中气相成分中CO₂含量明显高于石英和萤石。随着成矿阶段的推进，温度和压力下降，CO₂大量溢出，在成矿流体高温热液阶段到低温热液阶段(氟碳铈矿阶段)的过渡过程中，由于压力的骤降发生流体不混溶的沸腾作用，直接导致了氟碳铈矿的沉淀。

(2) 流体包裹体盐度

根据包裹体岩相学及前人激光拉曼、扫描电镜结果可知，本区流体属于NaSO₄-NaCl-H₂O等多组分体系，暂将本区的流体体系视为NaCl-H₂O体系进行盐度计算。

盐度测试结果及频率分布直方图显示(图 9、表 2)，本区包裹体盐度明显分为高(40%~ 70% NaCleqv，部分大于70% NaCleqv)、中(10%~40% NaCleqv左右，平均盐度为13.26% NaCleqv)、低(0%~10% NaCleqv，平均盐度为4.32% NaCleqv)三个盐度群。研究分为V-L包裹体盐度、V-L+S包裹体盐度和富CO₂包裹体盐度三类。高盐度包裹体主要为伟晶岩阶段重晶石、石英中的L-CO₂+S包裹体与早期高温热液阶段重晶石、石英和方解石中的V-L+S包裹体，表明成矿早期为高盐度富CO₂流体；中盐度主要为高温热液阶段的萤石、石英中的V-L+S包裹体，少量为L-CO₂包裹体，表明高温热液阶段为含少量CO₂的中(中低)盐度流体；低盐度包裹体主要为来自氟碳铈矿阶段(低温热液阶段)的萤石、重晶石和氟碳铈矿中的V-L包裹体，表明该阶段流体为低盐度富水流体。

图 9

Fig. 9

图 9 大陆槽REE矿床流体包裹体不同寄主矿物均一温度和盐度直方图 Fig. 9 Histograms of homogenization temperature and salinity of fluid inclusions in different host minerals form Dalucao REE deposit

表 2

Table 2

表 2(Table 2)

表 2 大陆槽稀土矿床流体包裹体显微测温结果 Table 2 Microthermometric data of fiuld inclusions from Dalucao REE deposit 成矿阶段 主矿物 包裹体类型 子晶消失温度(℃) 完全均一温度(℃) 冰点温度(℃) 盐度(wt% NaCleqv) 范围 平均 范围 平均 范围 平均 范围 平均 伟晶岩阶段 萤石 L-CO2 / / 328(1) 328 / / 0.83(1) 0.83 L-CO2-+S ＞600(2) ＞600 317~411(2) 364 / / 0.83~1.22(2) 1.02 石英 L-CO2 426~460(4) 443 18.53~20.45(4) 19.57 重晶石 L-CO2 321(1) 321 10.77~21.11(6) 13.37 高温热液阶段 萤石 V-L / / 211~316(8) 260 -1.2~-0.8(8) -0.96 1.40~2.07(8) 1.7 石英 V-L+S 242~524(8) 278 230~435(6) 329.5 32.08~38.78(7) 34.29 V-L 215~408(18) 312.4 -15~-9.9 -12.8(13) 13.85~18.63(13) 16.2 重晶石 V-L+S 212~232(2) 221 32.39~44.52(4) 37.87 L-CO2 148~349(2) 248.5 5.56~8.19(2) 6.55 方解石 V-L / / 147~301(8) 200.9 -15.7~-3.5(9) -5.7 5.71~19.21(9) 8.5 V-L+S 180~310(4) 227 374~379(2) 376.5 / / 30.92~38.94(6) 33.6 氟碳铈矿 V-L / / 233~357(3) 233 -3.1~-1.2(3) -2.4 5.12~5.89(1) 5.56 低温热液阶段 萤石 V-L / / 161~237(6) 207 -2.0~-0.8(6) -1.35 1.05~3.39(6) 2.26 V-L+S 235~256(2) 246 138~151(2) 145 / / 33.78~35.06(3) 34.42 氟碳铈矿 V-L / / 133~304(6) 215 -3.0~-0.8(6) -1.67 1.40~4.96(6) 2.82 V-L富气 / / 233(1) 233 ﹣3.4(1) -3.4 5.56(1) 5.56 V-L+S ＞600(1) ＞600 294(1) 294 / / ＞73.96(1) ＞73.96 重晶石 V-L 111~278(8) 170.5 -8.9~-6.3 -7.8(5) 9.6~12.73(5) 11.43

表 2 大陆槽稀土矿床流体包裹体显微测温结果 Table 2 Microthermometric data of fiuld inclusions from Dalucao REE deposit

(3) 均一压力

均一压力代表最低捕获压力，只有当流体沸腾时均一压力才等于捕获压力，其计算依据Flincor程序(Brown, 1989)以及Bowers and Helgeson (1983)公式。计算结果显示：伟晶岩阶段均一压力为1861~3382bar，平均为2436bar；高温热液阶段均一压力为164~2851bar，平均为754bar; 低温热液阶段(氟碳铈矿阶段)为31~232bar，平均为101bar。富CO₂包裹体的均一压力明显高于富水包裹体，成矿早期均一压力明显高于成矿晚期，这一总体趋势表明随着成矿流体的演化，CO₂不断溢出，压力亦随之不断降低。

(4) CO₂密度

CO₂密度的计算结果显示，含CO₂的三相包裹体(L-CO₂)的CO₂相密度为0.642~0.810g/cm³，平均密度为0.732g/cm³，含子矿物多相包裹体中(L-CO₂+S)CO₂相密度为0.542~0.753g/cm³，平均密度为0.631g/cm³。

激光拉曼探针(LRM)分析在中国地质科学院矿产资源研究所激光拉曼探针实验室完成。测试仪器为英国Renishaw System-2000显微共焦激光拉曼光谱仪，激发激光波长514.53nm，激光功率20mW，激光束斑最小直径1μm，光谱分辨率1~2cm^-1。本次主要对早期不成矿的矿脉中熔融包裹体和熔流包裹体熔体相和子矿物的激光拉曼探针分析，部分谱图示于图 10。

图 10

Fig. 10

图 10 大陆槽稀土矿床包裹体成分LRM分析谱图 (a)熔融包裹体中熔体相，硬石膏和萤石；(b)熔流包裹体中子矿物，石膏和萤石；(c)熔流包裹体中子矿物，天青石和萤石；(d)熔融包裹体中熔体相，萤石 Fig. 10 LRM spectrum of inclusions from Dalucao REE deposit (a) melt in melt inclusions, anhydrite and fluorite; (b) daughter minerals in melt-fluid inclusions, plaster and fluorite; (c) daughter minerals in melt-fluid inclusions, celestite and fluorite; (d) melt in melt inclusions, fluorite

所有测试包裹体寄主矿物均为萤石，由于萤石的谱峰太强(主要有689cm^-1、831cm^-1、944cm^-1、1360cm^-1和1394cm^-1等，图 10d)，所测出其它谱峰值或多或少受其掩盖，测试结果显示：不成矿的脉中熔融包裹体的熔融体LRM谱图在417cm^-1、627cm^-1、677cm^-1、1129cm^-1和1158cm^-1处有明显的峰值，为硫酸盐中的硬石膏(图 10a)；熔流包裹体中子矿物所测LRM谱图除了萤石的谱峰值之外在1004cm^-1(图 10b)和996cm^-1、1153cm^-1(图 10c)有明显的峰值，分别为石膏和天青石。

LRM测试结果表明：大陆槽矿床中的包裹体阴离子以SO₄^2-为主，气体以CO₂为主，表明流体属于SO₄^2--CO₂-H₂O体系。这刚好与牦牛坪等矿床研究成果及包裹体群体成分分析结果吻合(Xie et al., 2009, 2015)。结合矿石矿物组合、包裹体显微测温结果及包裹体成分的LRM分析，笔者认为成矿流体中阳离子主要为K⁺、Na⁺、Ca²⁺、Sr²⁺、Ba²⁺和稀土元素。

这与冕宁-德昌稀土成矿带中牦牛坪稀土矿床包裹体的LRM研究结果一致(Xie et al., 2009, 2015)，显示该稀土成矿带流体来源及碳酸岩型稀土矿床流体来源及演化的相似性。

以往的研究中曾提到大陆槽碳酸岩-正长岩杂岩体出现过26.49±0.63Ma的年龄，而围岩石英闪长岩出现过769.5±8.7Ma的年龄，但并无数据介绍(Liu and Hou, 2017)。

对大陆槽矿床的石英闪长岩(DLC15-5) 进行了SHRIMP U-Pb同位素年龄分析，分析结果列于表 3和图 11a。分析的锆石U和Th含量较低(大多数分析点U < 150×10^-6，Th < 100×10^-6)，Th/U主要集中在0.6~1.0，也反映了岩浆锆石的特点(Rubatto and Gebauer, 2000；Moeller et al., 2003)。从表 3可以看出16个分析点的²⁰⁶Pb/²³⁸U年龄为746~807Ma(图 11a)，其²⁰⁶Pb/²³⁸U年龄的加权平均值为769.5±8.7Ma(MSWD=1.5，n=16)，记录了石英闪长岩的结晶年龄。

图 11

Fig. 11

图 11 大陆槽矿床石英闪长岩(样品DLC15-5)(a)和正长岩(样品DLC15-11)(b)锆石谐和年龄 Fig. 11 The concordia ages of zircons in the quartz diorite (Sample DLC15-5) (a) and in the syenite (Sample DLC15-11) (b) from Dalucao deposit

表 3

Table 3

表 3(Table 3)

表 3 大陆槽石英闪长岩和正长岩中锆石SHRIMP测年分析 Table 3 SHRIMP zircon U-Pb dating of the quartz diorite and syenite in Dalucao REE deposit 测点号 206Pbc(%) U Th 206Pb* ±% ±% ±% 谐和度 (×10-6) (×10-6) Age(Ma) Age(Ma) DLC15-11-01 0.83 9158 4320 0.49 38.7 0.0446 3.4 0.0300 3.7 0.004877 1.5 31.37 ±0.45 -75 ±82 142 DLC15-11-02 0.68 1565 1387 0.92 5.53 0.0531 14 0.0299 14 0.004085 1.8 26.28 ±0.47 333 ±310 92 DLC15-11-03 1.95 1184 1773 1.55 4.24 0.0542 12 0.0305 12 0.004084 1.8 26.27 ±0.48 380 ±270 93 DLC15-11-04 0.79 1651 1313 0.82 5.66 0.0511 11 0.0279 11 0.003961 1.7 25.48 ±0.44 245 ±260 90 DLC15-11-05 2.00 1192 2046 1.77 4.13 0.0462 14 0.0252 14 0.003953 1.9 25.43 ±0.47 6 ±340 -346 DLC15-11-06 0.06 2364 1344 0.59 8.64 0.0502 6.3 0.0294 6.5 0.004252 1.6 27.35 ±0.43 202 ±150 86 DLC15-11-07 2.22 3033 2076 0.71 11.0 0.0326 16 0.0185 16 0.004121 1.7 26.51 ±0.45 -909 ±460 103 DLC15-11-08 2.12 2623 1518 0.60 9.93 0.0453 9.3 0.0269 9.5 0.004313 1.6 27.74 ±0.44 -41 ±230 167 DLC15-11-09 2.28 1139 874 0.79 4.02 0.041 28 0.0227 28 0.004016 2.4 25.84 ±0.62 -291 ±700 109 DLC15-11-10 1.82 2865 3994 1.44 10.5 0.0415 13 0.0240 13 0.004197 1.7 27.00 ±0.46 -256 ±330 111 DLC15-5-01 - 49 33 0.71 5.41 0.0718 3.3 1.279 3.9 0.1293 2.1 784 ±16 979 ±66 20 DLC15-5-02 1.70 49 38 0.79 5.28 0.0565 9.5 0.957 9.7 0.1229 2.2 747 ±15 472 ±210 -59 DLC15-5-03 0.66 98 103 1.09 10.9 0.0655 6.3 1.152 6.5 0.1277 1.8 775 ±13 789 ±130 2 DLC15-5-04 0.42 198 120 0.63 22.2 0.0630 3.0 1.134 3.4 0.1305 1.6 791 ±12 709 ±64 -11 DLC15-5-05 0.18 314 230 0.76 34.4 0.0672 2.0 1.180 2.5 0.1274 1.5 773 ±11 843 ±42 8 DLC15-5-06 0.90 101 60 0.61 10.9 0.0637 8.6 1.089 8.8 0.1241 2.0 754 ±14 731 ±180 -3 DLC15-5-07 0.70 79 69 0.91 8.69 0.0622 7.0 1.091 7.3 0.1273 1.9 772 ±14 680 ±150 -14 DLC15-5-08 0.63 126 79 0.65 14.6 0.0613 5.0 1.128 5.3 0.1333 1.7 807 ±13 651 ±110 -24 DLC15-5-09 0.55 110 78 0.73 12.1 0.0623 5.3 1.092 5.6 0.1270 1.7 771 ±13 686 ±110 -12 DLC15-5-10 0.62 134 94 0.73 14.8 0.0653 4.6 1.154 4.9 0.1281 1.7 777 ±12 785 ±96 1 DLC15-5-11 1.09 117 82 0.73 12.5 0.0609 5.8 1.041 6.1 0.1240 1.8 753 ±12 636 ±120 -18 DLC15-5-12 0.41 217 126 0.60 23.5 0.0630 1.7 1.090 2.3 0.1254 1.5 762 ±11 708 ± 36 -8 DLC15-5-13 0.60 32 25 0.82 3.49 0.0686 15 1.20 15 0.1263 2.7 767 ±20 888 ±300 14 DLC15-5-14 0.54 62 43 0.71 6.73 0.0657 7.9 1.138 8.2 0.1256 2.1 762 ±15 798 ±170 4 DLC15-5-15 1.16 60 57 0.99 6.49 0.0594 6.8 1.023 7.2 0.1250 2.2 759 ±16 581 ±150 -31 DLC15-5-16 1.07 106 91 0.89 11.2 0.0650 5.9 1.099 6.2 0.1227 1.8 746 ±13 773 ±120 3 注：206Pbc和206Pb*分别表示普通铅和放射性成因的铅；普通铅根据实测204Pb进行矫正；误差为1σ

表 3 大陆槽石英闪长岩和正长岩中锆石SHRIMP测年分析 Table 3 SHRIMP zircon U-Pb dating of the quartz diorite and syenite in Dalucao REE deposit

对该矿床的正长岩(DLC15-11) 的SHRIMP U-Pb同位素年龄分析结果列于表 3和图 11b。分析的锆石U和Th含量较高(大多数分析点U含量为1139×10^-6~3033×10^-6，甚至高达9158×10^-6；Th的含量为874×10^-6~2076×10^-6，甚至高达4320×10^-6)，Th/U主要集中在0.49~1.77，也反映了岩浆锆石的特点(Rubatto and Gebauer, 2000；Moller et al., 2003)。从表 3可以看出10个分析点的²⁰⁶Pb/²³⁸U年龄为25.43~31.37Ma(图 11b)，其²⁰⁶Pb/²³⁸U年龄的加权平均值为26.49±0.63Ma(MSWD=3.1，n=9)，记录了正长岩的结晶年龄。该年龄与以往报道的年龄明显不同(田世洪等, 2008a, b；Liu et al., 2015a)，显示大陆槽矿区附近在26Ma左右已经有了正长岩岩浆活动，并持续到11Ma左右。

以往针对整个冕宁-德昌REE矿带年代学的研究存在两组差别较大的年龄：大陆槽成岩成矿年龄在11~12Ma，而牦牛坪、里庄和木落寨的成岩成矿年龄在22~29Ma(田世洪等, 2008a, b；Liu et al., 2015a, b)。研究中发现大陆槽碳酸岩-正长岩杂岩体中正长岩存在26Ma的年龄。虽然目前已经明确了这些成岩成矿年龄，但是造成年龄差异的原因在以往研究中并不是特别清晰。根据前人已有资料(钟大赉等，2000；Hou et al., 2006, 2009；田世洪等, 2008a, b；Liu et al., 2015a；Liu and Hou, 2017)，笔者将冕宁-德昌REE矿带的成岩成矿时代与地质背景简要总结如下：伴随着印度-亚洲大陆于60~45Ma的大规模碰撞(Yin et al., 2000；钟大赉等，2000；莫宣学等，2003)，青藏高原东部卷入新生代碰撞造山作用，形成了位于印度-亚洲大陆碰撞带东缘的碰撞造山带-锦屏山造山带(图 3) (骆耀南等，1998)。尽管冕宁-德昌REE矿带位于攀西二叠纪古裂谷中，但实际上却形成于碰撞造山的构造背景下，受控于印度-亚洲大陆碰撞产生的走滑断裂。发育于印度-亚洲大陆碰撞带东缘的一系列新生代走滑断裂系统，是形成于60~55Ma的印度-亚洲碰撞带的众多构造反应之一，吸收和调节了印度-亚洲大陆碰撞所产生的应力应变。位于中国西南与峨眉山大火成岩省有关的二叠纪攀西古裂谷带通常被认为是地幔柱活动的产物(Xu et al., 2001)，到了中生代末期，古裂谷已经明显闭合且成为新生代印-亚碰撞带东部锦屏山造山带的一部分(Burchfiel et al., 1995；骆耀南等，1998)。最新年代学数据显示沿着青藏高原东南部哀牢山-红河断裂(ASRR)剪切带发育的横向走滑剪切活动始于±31Ma，并且在27~21Ma之间达到顶峰(Cao et al., 2011)。这表明位于冕宁-德昌REE矿带北部具有27~12Ma的碳酸岩-正长岩杂岩体(牦牛坪、里庄和木落寨杂岩体)和矿带南部大陆槽矿床新发现的具有26Ma的正长岩与ASRR的走滑剪切带近于同期形成。在冕宁-德昌REE成矿带中，临近二叠纪古裂谷带的早期断裂被走滑断裂活化，促进了大陆槽、牦牛坪、里庄、木落寨杂岩体(11~29Ma)的侵位。

减压熔融可能是印度-亚洲碰撞带东部的碳酸岩-正长岩杂岩体的形成机制，这可能与渐新世(40~38Ma)从转换挤压到转换拉张这一构造背景的变化有关(Hou et al., 2006)。这种转换在印度-亚洲东部碰撞带主要的岩浆活动(11~27Ma)之前，显示在渐新世期间碰撞作用后期或后碰撞作用压力减缓可能导致印度-亚洲东部碰撞带之下EMⅠ-EMⅡ地幔的减压熔融。

大陆槽矿床除了出现的12~11Ma正长岩年龄以外，本次研究发现正长岩也有26.49±0.63Ma的年龄，说明从27Ma至11Ma，大陆槽REE矿区至少经历了两期走滑断裂活动，由此引发至少两次碳酸岩-正长岩杂岩体的岩浆侵位活动。

前人以往主要针对牦牛坪的萤石进行过同位素研究(Xu et al., 2008)，并认为物质来源于碳酸岩-正长岩杂岩体，最近对整个矿带中不同矿床成流体不同演化阶段的重晶石、天青石和萤石中的Sr-Nd-Pb同位素进行了研究(Liu and Hou, 2017)，现将主要内容概括如下：

冕宁-德昌REE矿带矿床中所有脉石矿物(如重晶石、天青石、萤石)具有相似的稀土和微量元素组成。大陆槽、牦牛坪、木落寨和里庄的萤石、热液方解石、天青石和重晶石具有负的ε_Nd(t)值(-5.8~1.8) 和相对高的(⁸⁶Sr/⁸⁶Sr)_i值(0.70594~0.70788)(图 12a)，与其所赋存的碳酸岩杂岩体相似，其投点落在EMⅠ和EMⅡ地幔端元附近(图 12a)。矿带的全岩或单矿物的样品投点范围与东非碳酸岩的HIMU-EMI投点范围截然不同，与中国西南地区的新生代富钾岩石相近。这些放射性Sr同位素组成与白云鄂博、莱芜、Dongar和巴西南部的相似。冕宁-德昌REE矿带的方解石和碳酸岩全岩组成投点范围介于EMⅠ和EMⅡ之间，靠近海洋沉积物同位素组成(图 12b)。萤石、重晶石、天青石和热液方解石颗粒²⁰⁷Pb/²⁰⁴Pb比值(15.60~15.63) 变化较小，与矿带中碳酸岩和方解石集合体(15.53~15.71) 相近。这些都表明脉石矿物来源于碳酸岩-正长岩杂岩体，而非围岩或杂岩体与围岩的同化作用(Hou et al., 2015；Liu and Hou, 2017)。

图 12

Fig. 12

图 12 冕宁-德昌稀土矿带大陆槽和牦牛坪等REE矿床中主要矿物Sr-Nd-Pb、C-O同位素图解 (a)萤石、天青石、重晶石和热液方解石的Sr-Nd同位素组成；与碳酸岩相关的稀土矿床(CARD)的容矿碳酸岩(如白云鄂博、莱芜)以及国内相关的中生代-新生代的火成岩的数据(Zhang et al., 2002; Ying et al., 2004)用来与中国西南、东非(EACL)、北美、巴西和印度的进行对比.投点范围所勾勒出的轮廓为海底沉积物的范围，冕宁-德昌REE矿带的样品Sr-Nd同位素的投点有向海底沉积物靠近的趋势.亏损地幔、高μ地幔、富集地幔Ⅰ和富集地幔Ⅱ代表了不同的地幔端元；(b)热液方解石207Pb/204Pb-206Pb/204Pb图解，可与东非和中国西南的新生代钾质岩石形成对比，新鲜碳酸岩和方解石集合体样品的数据和底图来自Hou et al., 2015；矿物Sr-Nd-Pb-C-O数据来自Liu and Hou(2017)；(c)氟碳铈矿、热液方解石的C-O图解，冕宁-德昌的方解石集合体和新鲜的碳酸岩(数据源自Hou et al., 2015)C-O同位素图解.所有投点均落在幔源原生碳酸岩的范围之内(Taylor et al., 1967)，热液方解石和氟碳铈矿样品来自冕宁-德昌稀土矿带的稀土矿床 Fig. 12 Sr-Nd-Pb and C-O isotopic values of main minerals in Dalucao and Maoniuping deposits and others in the Mianning-Dechang REE belt (a) Sr-Nd isotopic compositions of fluorite, celestite, barite, hydrothermal calcite. Data for other CARD-hosted carbonatites (e.g., Bayan Obo and Laiwu) and associated Cenozoic-Mesozoic igneous rocks (Zhang et al., 2002; Ying et al., 2004) in China are shown for comparison along with carbonatites from southwest China, East Africa (EACL), North America, Brazil, and India. The dotted line outlines the global marine sediment field, and the MD belt samples define a Sr-Nd isotopic array shifted towards these marine sediment compositions. The DM (depleted mantle), HIMU (high-μ mantle), EMI (enriched mantle Ⅰ), and EMⅡ (enriched mantle Ⅱ) fields represent distinct mantle end-members; (b) 207Pb/204Pb versus 206Pb/204Pb correlation diagram for hydrothermal calcite, compared with data for carbonatites from East Africa and Cenozoic potassic rocks from southwest China. Fresh carbonatite and calcite separpates samples data and original map from Hou et al. (2015). Geochemical data of Sr-Nd-Pb-C-O from Liu and Hou(2017); (c) δ13C vs. δ18O correlation diagram for the bastnäsite and hydrothermal calcite. MD calcite separates and fresh carbonatites (from Hou et al., 2015). All the plotted data fall into the fields of mantle-derived primary carbonatites (Taylor et al., 1967). Hydrothermal calcite and bastnäsite samples from REE deposits in MD belt

大陆槽热液方解石的²⁰⁷Pb/²⁰⁴Pb-²⁰⁶Pb/²⁰⁴Pb的投点如图 12b，热液方解石的Pb同位素变化范围局限在新鲜的碳酸岩、正长岩和方解石之内，表明稀土成矿物质来源与碳酸岩和正长岩密切相关，矿带内几个矿床的成矿流体组成近似(Liu and Hou, 2017)。

成矿流体的主要成分是岩浆水、大气降水和从碳酸岩中发生脱碳作用形成的CO₂。据岩相学研究，氟碳铈矿化发育于热液演化的晚期并叠加在角砾状萤石-石英热液脉之上。碳酸岩中的碳酸盐和富水岩浆流体之间由于低温时发生的同位素交换，导致碳酸盐的δ¹⁸O值发生正变化，从原生碳酸岩至热液阶段形成的方解石和氟碳铈矿，碳酸岩δ¹⁸O的值发生正变化(δ¹⁸O_V-SMOW从5.8‰(碳酸岩)至11.3‰(氟碳铈矿))(图 12c)，表明成矿流体演化后期有大气降水的加入。

在大陆槽矿床，碳酸岩-正长岩杂岩体与流体之间的反应和脱碳化作用不容忽视。脱碳过程(可能涉及H₂O)会产生CO₂，形成富含H₂O和CO₂的流体相。而流体的氧同位素组成取决于CO₂的数量，可能会随着矿石形成过程而变化。基于野外地质关系，至少应该考虑3个流体源：大气降水、岩浆水和碳酸岩的脱碳作用形成的CO₂(Liu et al., 2015b)。

在前人研究中，大陆槽矿床稀土矿化被认为与碳酸岩相关(Xu et al., 2008)。然而，冕宁-德昌稀土成矿带正长岩和碳酸岩在空间上密切共生并且具有相似的化学成分这一事实表明正长岩在稀土矿体形成过程中也可能起着重要作用。特别是，与里庄矿床相比，牦牛坪和大陆槽矿床中正长岩在碳酸岩-正长岩杂岩体中占相当大的比例。也就是说，大陆槽和牦牛坪矿床的控矿围岩主要是正长岩，少量为碳酸岩(图 4)。

在大陆槽矿床的稀土矿物中(见Liu et al., 2015b中Fig. 18c, d)，只有No.3号矿体发现氟碳钙铈矿，这表明碳酸岩在No.3矿体的碳酸岩-正长岩杂岩体中比例更高。另外，在热液蚀变过程中，正如Williams-Jones et al. (2000)所报道的那样，F^-与Ca²⁺结晶作用会降低热液中F^-的含量，致使在F^-/CO₃^2-比率降低，而这可能会导致含钙氟碳铈矿和氟碳钙铈矿在热液活动晚期沉淀。

根据野外地质观察和室内研究，可以把大陆槽矿床和碳酸岩型稀土矿床分为岩浆、伟晶岩、热液等主要阶段，氟碳铈矿的大规模沉淀发生在热液阶段的最晚期。大陆槽矿床的矿物生成顺序在Liu et al. (2015b)有所报道，袁忠信等(1995)将牦牛坪矿床中超过60种矿物分为高温、中温、低温和表生四个成矿阶段，然而这种分类并未严格按照流体包裹体实验数据，岩浆阶段也并未包含在内。鉴于大陆槽与牦牛坪有相似的演化过程，根据矿石结构构造、矿物之间的接触关系、矿带中四个矿床主要的成矿特征、近年来相关研究中获得的流体包裹体数据(Xie et al., 2009, 2015；Liu and Hou, 2017)，及本次研究获得的不同阶段的流体包裹体数据，将大陆槽稀土矿床已经发现的矿物(集合体)详细划分出如下五个矿化阶段：(1) 岩浆阶段：造岩矿物如钾长石、斜长石、霓石、霓辉石和方解石，次要矿物质如正长岩和碳酸岩中形成的锆石、磷灰石和氟碳铈矿；(2) 早期伟晶岩阶段(高达800℃)：粗粒热液石英、重晶石、天青石和萤石是形成的主要矿物，一些矿物中含有熔融包裹体和高温(高达940℃)、高盐度包裹体。在此阶段，主要形成以硅酸盐为主的矿物集合体(微斜长石、石英、黑云母、霓石、霓辉石、斜长石、硅钛铈矿和其它矿物)，并含有少量硫化物(黄铁矿、辉钼矿和其它矿物)和沿脉形成的磷酸盐矿物。值得注意的是，这个阶段REE没有大规模地沉淀，只形成少量稀土矿物。牦牛坪矿床的光头山和大陆槽矿床碳酸岩-正长岩杂岩体裂隙中粗粒热液矿脉结晶岩脉均出现在此阶段；(3) 早期热液阶段：大量稀土矿物形成(温度 < 350℃)，也形成大量方解石，萤石，重晶石，天青石，霓石，霓辉石，方解石和氟碳铈矿；(4) 中-低温硫化物阶段(200~260℃)：形成与氟碳铈矿集合体成因相关的细粒萤石+重晶石+石英+氟碳铈矿。此阶段的特点是形成大量硫化物，如黄铁矿和方铅矿。热液阶段晚期是氟碳铈矿大规模沉淀阶段；(5) 表生氧化阶段：以形成次生矿物和风化矿物为主要特征。与大陆槽矿床中丰富的风化成因的粘土矿物相反，牦牛坪矿床只具有少量粘土矿物。鉴于牦牛坪矿床矿物类型丰富和包含除了风化矿体以外所有的矿物生成阶段，其矿物共生顺序最能代表冕宁-德昌稀土成矿带的其它REE矿床。

包裹体分析结果表明，大陆槽矿床成矿流体演化过程中，从伟晶岩阶段→热液阶段→氟碳铈矿生成阶段，随着成矿阶段的推进，CO₂不断溢出并参与成矿，成矿初期的富CO₂包裹体(1863~3382bar)逐渐演化为成矿阶段后期的V-L包裹体(31~232bar)，成矿压力不断下降。对比牦牛坪矿床，大陆槽矿床各类包裹体成矿压力略大；成矿流体的密度从成矿阶段初期的0.732g/cm³降低至成矿阶段后期的0.631g/cm³，即随着成矿流体的不断演化，密度逐渐降低，成矿阶段后期属于低密度流体；矿床包裹体的均一温度从伟晶岩阶段→高温热液阶段→低温热液阶段(氟碳铈矿阶段)逐渐降低，代表了随着矿化作用的进行，成矿流体温度逐渐降低。

值得注意的是，从高温热液阶段向低温热液阶段(氟碳铈矿生成阶段)的过渡中，成矿压力有突然减压的迹象，可能是由多次隐爆角砾岩活动所致。压力骤降过程则导致了流体发生不混溶过程的沸腾作用，形成从纯CO₂包裹体至气液两相包裹体再到纯液相包裹体这样一个具有连续气/液比的包裹体系列，而不混溶过程和沸腾作用及已经沉淀的萤石、重晶石和方解石等有利于稀土矿物氟碳铈矿的沉淀。

综合包裹体岩相学分析结果可以发现，随着矿化阶段的推进，成矿流体不断演化，主要表现为温度、压力不断降低，CO₂不断溢出，且在高温热液阶段与矿化热液阶段之间很可能发生过流体不混溶的沸腾作用，而氟碳铈矿的沉淀与该不混溶过程密切相关。

在整个冕宁-德昌REE矿带中，各类报告及历来发表的文章基本一致地认为霓长岩化是主要的围岩蚀变类型，经过详细的矿区构造-岩性-矿化-蚀变填图发现整个矿带主要存在两种蚀变作用，即黑云母化和霓长岩化(Liu and Hou, 2017)。虽然之前报道已经提及这两类蚀变，本文仍然要强调霓长岩化与霓长岩脉在整个矿带中的差别及其与成矿的关系。大陆槽正长岩和石英花岗闪长岩的蚀变作用主要包括较弱的黑云母化(Liu et al., 2015b)，No.3号矿体则发育霓长岩化作用(Liu and Hou, 2017)。

霓长岩化作用通常是指碱性岩浆活动相关的岩浆灌入过程。然而，许多碳酸岩岩浆原本为碱性，并且在霓长岩化过程中发生了脱碱作用。因此，“碱性火山活动”可以理解为“与碱金属硅酸盐和碳酸盐岩相关的火山活动”(Le Bas, 2008)。根据由碳酸岩提出的霓长岩化作用的描述，由于大量碳酸岩的产出，大陆槽矿床No.3号矿体和里庄矿床的碳酸岩-正长岩杂岩发育霓长岩化作用，这一野外观测结果也反映了较牦牛坪和大陆槽矿床No.1号矿体，大陆槽No.3号矿体和里庄矿床碳酸岩-正长岩杂岩体中碳酸岩相对高的含量。虽然霓长岩化是最主要的蚀变类型，但仅在大陆槽和里庄矿床发现(参见Liu and Hou, 2017中Fig. 12a, d)。

霓长岩化的岩石包含斜长石、黑云母、方解石和少量的石英、透辉石、角闪石、蒙脱石、高岭石、黄铁矿、钾长石、天青石、萤石和铁白云石等矿物。野外对手标本的观察和分析发现碳酸盐岩脉切割霓长岩化岩石，在显微镜下也清楚可见，背散射电子图像(BSE)显示这种切割霓长岩化的碳酸盐岩脉主要由碳酸盐、萤石、天青石和柱状氟碳铈矿晶体组成，表明稀土矿化发生在霓长岩化作用之后，氟碳铈矿同时或稍晚于脉石矿物形成。

牦牛坪矿床地表部分发育的是霓长岩脉而非霓长岩化，以大孤岛矿体最为典型。这种脉通常切穿石英闪长岩和正长岩，构成大脉状和网脉状。霓长岩脉中广泛发育的两种矿物是霓辉石和钠铁闪石，并且霓辉石被钠铁闪石交代。一般从脉的边部到中心发育霓辉石、钠铁闪石、钾长石、云母、重晶石、方解石、萤石、石英和氟碳铈矿。霓长岩脉和霓长岩化最大的区别是霓长岩化并不伴随成矿，属于交代作用，而霓长岩脉是牦牛坪矿床最主要的成矿脉(参见Liu and Hou, 2017中Fig. 11d)。

根据近几年来针对整个冕宁-德昌REE矿带内不同矿区1:5000构造-岩性-矿化-蚀变填图，结合室内对岩相学、包裹体显微测温和同位素测试等结果的分析，将稀土矿化分为三个阶段(Liu and Hou, 2017)：岩浆阶段(碳酸岩-正长岩杂岩体侵入)、伟晶岩阶段和热液阶段。大陆槽和牦牛坪矿床发育规模明显的伟晶岩阶段，木落寨和里庄矿床则主要发育热液阶段。尽管在大陆槽和牦牛坪矿床可以识别出表生氧化阶段，但此阶段仅包含少量的脉石矿物如钠长石等向粘土矿物的转化，并未伴随稀土矿化，因此热液阶段才是稀土沉淀的主要阶段。

结合前人已有研究(牛贺才和林传仙，1994；牛贺才等2002；侯增谦等，2008；Hou et al., 2009；Xie et al., 2009；Liu and Hou, 2017)，川西碳酸岩-正长岩杂岩体型稀土矿床成矿模式可以归纳为：在冕宁-德昌REE成矿带内，安宁河断裂带和区内一系列走滑断裂控制着碳酸岩-正长岩杂岩体的形成，频繁活动的走滑断裂导致碳酸岩-正长岩杂岩体形成年龄一致且有两个，分别是12~11Ma和25~29Ma(Liu et al., 2015a)。尽管碳酸岩的成因至今尚存争议，但已有学者提出液态不混溶起源，并借此解释了碳酸岩的成因(Hou et al., 2006, 2009, 2015)。在一些碳酸岩-正长岩杂岩体型稀土矿床和矿体中，由于较多碳酸岩的产出，发生了碳酸岩交代正长岩或者石英闪长岩的霓长岩化作用。接着，随着碳酸岩-正长岩杂岩体的演化，形成了矿物组合为粗粒热液萤石-重晶石-天青石-石英的伟晶岩脉，尤其是在牦牛坪REE矿床的光头山地区和大陆槽REE矿床的No.1号矿体。在此阶段，形成了具有经济价值的萤石、重晶石，但稀土矿物尚未大规模出现。萤石、重晶石和石英中形成熔融包裹体、熔-流包裹体和高压含子晶矿物流体包裹体(萤石-碳酸岩络合物、重晶石、芒硝、石膏、钾芒硝和单钾芒硝)。熔融包裹体均一温度>600℃，对这些矿物及流体包裹体的研究表明，牦牛坪和大陆槽矿床的伟晶岩阶段是岩浆早期演化阶段的产物。超高压挥发性岩浆流体通过构造作用形成的断层或角砾及相关裂隙运移，并与碳酸岩-正长岩杂岩体相互接触交代。这些不同类型的控矿构造促进了碳酸岩-正长岩杂岩体与成矿流体的反应、提高了围岩蚀变的强度、提供了稀土沉淀的空间、促进了成矿流体的循环。在热液阶段，富CO₂流体包裹体是主要的包裹体类型，也有相对少量的富水和熔融包裹体，在此阶段，成矿流体表现为高温(222~381℃)、高压(426.3~754.2bar)并以富SO₄^2-多组分组合物(例如K、Na、Ca、Ba、Sr、REE)为特征。整个冕宁-德昌REE成矿带氟碳铈矿主要形成于350℃以下，矿化的早期阶段只形成了少量稀土矿物。

随着安宁河断裂带及其次级断裂的不断演化，冕宁-德昌REE成矿带的脉状系统提供了一个由流体压力形成的，促使岩浆流体快速释放和稀土-萤石矿化作用持续发展的渗透网络，此时牦牛坪矿床大孤岛矿体的碳酸岩-正长岩杂岩体的一系列裂隙内发育矿化作用，脉状矿化系统的发育，使牦牛坪形成脉状、网脉状矿体。与此同时，构造作用导致了大陆槽矿床No.3号矿体和里庄矿床的角砾岩化作用，形成了大陆槽的角砾状矿石和里庄的角砾状和浸染型矿石，并伴随多阶段的矿化作用。此外，碳酸岩-正长岩杂岩体中存在的裂隙有利于大气降水和热液流体的混合，这种混合的流体与碳酸岩和碳酸岩被引入成矿流体时所释放的CO₃^2-相互作用(Liu et al., 2015b)。正长岩中缺少含钙造岩矿物，其原因可能是热液碳酸盐和氟碳钙铈矿中的钙来自碳酸岩-正长岩杂岩体中的碳酸岩或来自矿体邻近的碳酸岩。多期次的构造活动和大气降水的加入，引发了流体不混溶，加速了稀土矿物的沉淀。

这种热液活动使得正长岩也发生了蚀变，以大陆槽矿床的黑云母化和里庄矿床的蚀变碳酸岩和正长岩最为明显。黑云母化蚀变使钠长石、斜长石蚀变为成绢云母(Liu et al., 2015b)。所有这些蚀变伴随着热液流体中稀土元素不断富集，Cl、P、CO₃^2-、SO₄^2-和其它络合物把稀土元素从主岩运移到热液流体中，使稀土元素达到工业富集的要求(Agangi et al., 2010；Salvi et al., 2000；Williams-Jones et al., 2000, 2012；Migdisov and Williams-Jones, 2014)。由于P在碳酸岩和正长岩中的含量较低(Hou et al., 2006；Liu et al., 2015b)，因此整个矿带中独居石和磷灰石含量很低。与P相比，Cl(高达477×10^-6)、F(高达1.3%)、CO₃^2-和SO₄^2-在碳酸岩-正长岩杂岩体中浓度较高，因此REE-Cl或REE-F络合物是稀土元素从围岩运移到热液的主要载体(Liu et al., 2015b)。碳酸岩及其矿物组成表明，F和Cl是碳酸岩岩浆的主要成分(Jago and Gittins, 1991)。基于流体化学和矿石矿物学，Wood (1990)和Haas et al. (1995)提出参与稀土元素运移的配体可能是F^-，CO₃^2-，OH^-，Cl^-，SO₄^2-和HCO₃^-。此外，其它研究还表明F^-和CO₃^2-能形成最富含REE的稀土络合物(Williams-Jones et al., 2012；Migdisov and Williams-Jones, 2014)。

整个冕宁-德昌稀土成矿带，萤石和氟碳铈矿通常共生，因氟碳铈矿叠加在萤石、重晶石、天青石和石英之上，故较氟碳铈矿而言，萤石通常形成较早。萤石的沉淀影响了F^-的活动，造成稀土-氟化物络合物的活性急剧下降，稀土-氟化物络合物遭到破坏，稀土矿物开始沉淀。然而，随着成矿流体的演化，成矿流体中更高浓度的REE和CO₃^2-以及氟碳铈矿更低的结晶温度( < 350℃)，导致稀土矿物在热液阶段的晚期发生沉淀。

大陆槽和牦牛坪矿床的正长岩和碳酸岩含有高浓度的Sr (16500×10^-6~20700×10^-6)、Ba (3600×10^-6~8400×10^-6)和S (0.07%~2.32%)(Hou et al., 2006)，导致这些矿床中存在大量的重晶石和天青石。里庄和木落寨矿床相关的正长岩和碳酸岩中Sr、Ba的含量较低(Hou et al., 2015)，这也正是这两个矿床中这类脉石矿物含量较少的原因。

事实上，冕宁-德昌REE成矿带的正长岩和碳酸岩在空间上密切相关并且具有相似的化学成分，表明正长岩在矿床形成过程中作为成矿物质来源的可能性不容忽视。特别是与里庄矿床相比，大陆槽、牦牛坪和木落寨矿床的碳酸岩-正长岩杂岩体中正长岩所占的比例极大。此外，研究区大多数矿体被正长岩而不是碳酸岩控制，例如牦牛坪矿床网脉状矿石和大陆槽矿床角砾状矿石，正长岩作为主要的围岩提供了成矿物质，在整个冕宁-德昌REE矿带的稀土矿化作用过程中扮演了重要角色。基于以上对碳酸岩型稀土矿床中稀土元素二次富集过程的讨论，碳酸岩型稀土矿床的成矿模式图总结如下(图 13)(Hou et al., 2009, 2015)。

图 13

Fig. 13

图 13 次大陆岩石圈地幔的交代再富集及与碳酸岩有关的稀土矿床的形成模型 (a)软流圈上涌激发了经过二次富集的次大陆岩石圈地幔的熔融，后者在此之前经历了被与古老俯冲区域海底沉积物释放出的富CO2的流体的交代过程.俯冲的沉积物释放出的稀土元素进入到富CO2的流体中，对古老的、亏损或富集地幔进行交代，形成一个特殊的富稀土的碳酸岩化地幔源区，后者产生碳酸岩岩浆或富CO2的硅酸盐熔体.克拉通边缘经历了较低程度部分熔融，熔体通过断裂区域上升到达上覆地壳; (b)与碳酸岩相关的稀土矿床的形成模型概略示意图，包括各种从富稀土的碳酸岩岩浆流体侵位到地壳浅部后出溶形成的矿体类型，后期的运移、交代、开放充填和成矿流体的集中分别形成了似层状(白云鄂博式) (Yang et al., 2009, 2011)、浸染状(里庄或芒廷帕斯式) (Castor，2008；Hou et al., 2009)、细网脉状(牦牛坪式)(侯增谦等，2008)和角砾状(大陆槽式) (Liu et al., 2015b, c)矿体，以及相关的霓长岩化作用或钾-硅酸盐蚀变作用(Hou et al., 2015) Fig. 13 Metasomatic refertilization of the SCLM and formation of fertile carbonatites and CARDs (a) upwelling of asthenosphere triggers the melting of refertilized SCLM that was previously metasomatized by CO2-rich fluids derived from marine sediments associated with "fossil" subduction zones. The subducted sediments release their REEs into CO2-rich fluids that metasomatized old, depleted, or enriched SCLM to form an unusually REE-rich, carbonated mantle source, which then produces carbonatitic melts or CO2-rich silicate melts. The margins of the craton experience a low degree of partial melting, and the melts ascend through fracture zones into the overriding crust; (b) schematic illustration of models of CARD formation, including a variety of orebodies formed by fluids exsolved from REE-rich carbonatitic magmas emplaced at shallow crustal levels. Lateral migration, replacement, open-space filling, and focused discharge of ore-forming fluids produce semi-stratabound (Bayan Obo style) (Yang et al., 2009, 2011), disseminated (Lizhuang or Mountain Pass style) (Castor, 2008; Hou et al., 2009), stringer-stockwork (Maoniuping style) (Hou et al., 2008), and breccia pipe (Dalucao style) (Liu et al., 2015b, c) orebodies, respectively, with associated fenitization and K-silicate alteration (Hou et al., 2015)

整个REE矿带，不同矿床的成矿流体具有相似的碳酸岩-正长岩杂岩体演化过程、物质来源和相近的形成年代，特别是牦牛坪、里庄和木落寨矿床。它们之间的差异体现在碳酸岩-正长岩杂岩体的侵入总量、蚀变程度、构造背景和稀土矿物沉淀环境。由于成矿流体的沉淀环境各异，不同的矿床形成了矿化样式不同的矿石，例如，大陆槽矿床主要的矿石类型为角砾型和风化型，而牦牛坪的光头山矿段的矿脉则发育粗粒的脉石矿物。牦牛坪和大陆槽矿床同样也记录了碳酸岩-正长岩岩浆侵位之后的伟晶岩阶段以及稀土矿形成之后的表生阶段。此外，一系列矿物组合如钠铁闪石和霓石-霓辉石组合，在矿带中除牦牛坪之外的几个矿床几乎不发育，而在牦牛坪矿床特别发育。

(1) 受多期次走滑断裂构造活动的控制，冕宁-德昌REE矿带中大陆槽矿床同时存在11Ma和26Ma两个阶段的成岩年龄。

(2) 整个矿带中主要发育霓长岩化和黑云母化两种围岩蚀变。碳酸岩-正长岩杂岩体中，碳酸岩的含量相对较高的大陆槽No.3号矿体及里庄矿床发育霓长岩化作用，后期又被含氟碳铈矿的碳酸盐岩脉所叠加。牦牛坪矿床地表发育含霓辉石-钠铁闪石的含矿霓长岩脉，并未发现霓长岩化。

(3) 尽管冕宁-德昌稀土成矿带各稀土矿床矿石类型、产状和地质背景有所不同，但其成矿阶段、矿物生成顺序和氟碳铈矿的沉淀模式基本一致。同时，每个矿床中的碳酸岩-正长岩杂岩体和主要的脉石矿物萤石、热液方解石、重晶石和天青石的Sr-Nd-Pb同位素组成一致，显示这些脉石矿物均来源于碳酸岩-正长岩杂岩体，并未受到其它物质混染。大陆槽矿床与牦牛坪、里庄、木落寨三个矿床的同位素组成有差异，预示着该区域下方地幔组成与后三者不同或受到一定程度的混染。虽然整个矿带中矿石类型、矿化模式不同，但氟碳铈矿主要形成于成矿流体热液阶段的最晚期( < 300℃)。

(4) 大陆槽和牦牛坪稀土矿床均发育岩浆阶段、伟晶岩阶段、热液阶段和表生阶段，而木落寨和里庄伟晶岩阶段和表生阶段并不明显，不同成矿阶段对应的包裹体主要为熔融包裹体、熔-流包裹体、富CO₂流体包裹体以及富H₂O流体包裹体等。多期次的控矿构造活动导致了成矿流体中温度和压力降低及CO₂和富H₂O流体包裹体的相分离和氟碳铈矿的沉淀。

(5) 大陆槽矿床中成矿流体从熔融阶段→伟晶岩阶段→高温热液阶段(高达800℃)→低温热液阶段(氟碳铈矿成矿阶段)(温度 < 350℃)，包裹体的均一温度和成矿压力逐渐降低，从熔融包裹体过渡到含重晶石、萤石、天青石子晶的富CO₂包裹体和气液两相包裹体，显示了成矿流体由岩浆至热液的转化，随着矿化阶段的推进成矿流体温压降低的过程，与牦牛坪矿床基本一致。