楚亞婷, 劉顯凡, 趙甫峰, 楊雨凡, 鄭 杰, 李 娜

(1.成都理工大學(xué) 地球科學(xué)學(xué)院,成都 610059; 2.中節(jié)能建設(shè)工程設(shè)計(jì)院有限公司,成都 610052)

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滇西新生代賦礦斑巖及花崗巖包體的鋯石年代和稀土特征的地質(zhì)意義

楚亞婷1,2, 劉顯凡1, 趙甫峰1, 楊雨凡1, 鄭 杰1, 李 娜1

(1.成都理工大學(xué) 地球科學(xué)學(xué)院,成都 610059; 2.中節(jié)能建設(shè)工程設(shè)計(jì)院有限公司,成都 610052)

滇西地區(qū)沿金沙江—哀牢山斷裂帶廣泛發(fā)育新生代富堿斑巖及相關(guān)多金屬礦床。以六合正長斑巖中與暗色深源包體共存花崗巖包體和馬廠箐賦礦斑狀花崗巖為研究對(duì)象，開展巖相學(xué)和LA-ICP-MS鋯石U-Pb年代學(xué)研究及鋯石稀土元素分析。研究表明，六合花崗巖漿活動(dòng)起始時(shí)間約為(42.8±1.6)Ma B.P.，包體結(jié)晶成巖時(shí)間與主巖(正長斑巖)年齡一致(38.63 Ma B.P.±0.52 Ma B.P.)；馬廠箐含礦富堿巖漿起始活動(dòng)時(shí)間約為(38.51±0.52)Ma B.P.，結(jié)晶成巖時(shí)間為(35.80±0.20)Ma B.P.。結(jié)合花崗巖包體的液態(tài)不混溶現(xiàn)象和鋯石稀土元素特征分析，初步揭示研究區(qū)富堿巖漿起源、演化及成巖成礦作用過程為：來自交代富集地幔源區(qū)的硅不飽和富堿巖漿伴隨互不混溶含礦地幔流體同步上升運(yùn)移；該富堿巖漿以其底劈作用和地幔流體交代作用引發(fā)地殼深熔形成長英質(zhì)巖漿。此后的2類巖漿過程分為2部分：一是富堿巖漿直接捕獲少量長英質(zhì)巖漿以不混溶方式繼續(xù)同步運(yùn)移至地殼結(jié)晶成巖，形成含花崗巖包體的硅不飽和富堿斑巖；二是富堿巖漿與長英質(zhì)巖漿發(fā)生同化混染形成混合巖漿運(yùn)移至地殼，其中所含不混溶含礦地幔流體伴隨其結(jié)晶成巖進(jìn)行自交代蝕變，形成硅過飽和的賦礦斑狀花崗巖。

滇西；新生代；富堿斑巖；花崗巖包體；鋯石U-Pb年齡；成巖成礦機(jī)制

金沙江—哀牢山富堿火成巖帶是中國西部的一條呈北西向延伸、規(guī)模宏大的新生代富堿鉀質(zhì)巖漿巖帶，南起云南金平，經(jīng)大理、沱沱河等，一直延展到新疆塔什庫爾干一帶，形成了一條長達(dá)3 700 km的巨型富堿火成巖帶。該巖帶在滇西境內(nèi)延長約700 km，以產(chǎn)出富堿斑巖為主和與之相關(guān)的系列鉬銅金等多金屬礦床而彰顯其特殊的重要性[1-9]。根據(jù)巖體的產(chǎn)出位置和聚集規(guī)模，將滇西富堿斑巖劃分為劍川-石頭、六合-北衙、彌渡-賓川3個(gè)巖群(圖1)。這些巖體主要以小巖株、巖墻或巖脈的形式產(chǎn)出，單個(gè)巖體的出露面積不大，一般不超過1 km2。富堿斑巖多數(shù)為鉀玄巖系列，部分為高鉀鈣堿性系列，以富堿高鉀為特征。主要巖石類型分為2種：硅不飽和的正長斑巖和二長斑巖等，普遍發(fā)育各類深源包體；硅過飽和的花崗斑巖、斑狀花崗巖和二長花崗斑巖等，多具不同程度的礦化，包體較少，多為暗色鎂鐵質(zhì)團(tuán)?；蛭⒘2,10,11]。深源包體來源于上地幔(或殼?；旌蠈?87～95 km深處或加厚地殼底部45～55 km深處[2,12]；其所表征的深部地質(zhì)過程，對(duì)于富堿巖漿的形成和演化及與之相關(guān)多金屬礦床的形成有重要的約束作用。富堿巖漿源區(qū)目前被一致認(rèn)定為與古俯沖板片流交代作用有關(guān)的EMⅡ型富集地幔[2,10]；趙甫峰認(rèn)為古俯沖板片流就是地幔流體前身[13]；劉顯凡等認(rèn)為，該地幔流體以不混溶態(tài)獨(dú)立于富堿巖漿體系存在，并在與巖漿耦合運(yùn)移和解耦分離過程中參與成巖成礦[14]。

圖1 滇西地區(qū)地質(zhì)略圖Fig.1 Geological sketch map in western Yunnan(底圖據(jù)文獻(xiàn)[5], 本文略改)H.喜馬拉雅期構(gòu)造層; Y.燕山期構(gòu)造層; I.印支期構(gòu)造層; V.華力西期構(gòu)造層; C.加里東期構(gòu)造層。1.劍川-石頭巖群； 2.六合-北衙巖群； 3.彌渡-賓川巖群

正長斑巖除發(fā)育暗色包體外，還發(fā)育有淺色長英質(zhì)的花崗巖包體。趙甫峰等曾對(duì)六合花崗巖包體進(jìn)行了鋯石U-Pb年齡研究，獲得成巖年齡(39.2±2)Ma，但MSWD值太大(9.6)，無法準(zhǔn)確表達(dá)包體成巖時(shí)代和花崗質(zhì)巖漿演化過程[15]。本文在已有研究基礎(chǔ)上，通過對(duì)六合正長斑巖中花崗巖包體和馬廠箐賦礦斑狀花崗巖的鋯石U-Pb同位素測(cè)齡和原位稀土元素研究，分析確定了兩者巖石的形成年代和巖漿作用時(shí)限，結(jié)合巖相學(xué)分析，探討滇西地區(qū)新生代深部地質(zhì)過程中地幔流體作用和富堿巖漿演化及其對(duì)成巖成礦的制約關(guān)系。

1 巖體地質(zhì)特征

六合正長斑巖和馬廠箐賦礦斑狀花崗巖是滇西新生代富堿斑巖帶中的貧硅和富硅的代表性巖體。六合正長斑巖雖無明顯礦化，但因發(fā)育大量不同深度來源的包體而受到特別關(guān)注；而馬廠箐斑狀花崗巖是富堿斑巖帶中典型含礦巖體之一，產(chǎn)出具有典型意義的斑巖型鉬銅(金)多金屬礦床[16-18]。六合巖體歸屬六合-北衙富堿斑巖群(圖1)，位于麗江-劍川-洱?；⌒螖嗔褞|側(cè)的北東向斷陷盆地內(nèi)，主要以小巖枝侵位于松桂組與北衙組構(gòu)成的復(fù)式向斜中；巖性主要為正長斑巖，并遭受不同程度的硅化作用[14]。馬廠箐巖體歸屬彌渡—賓川巖群(圖1)，位于揚(yáng)子板塊西緣與金沙江—哀牢山深大斷裂東側(cè)的交匯部位，以復(fù)式巖體產(chǎn)出，呈巖株、巖枝、巖脈等侵位于向陽組中；巖性主要為斑狀花崗巖、花崗斑巖和少量正長斑巖及煌斑巖脈，其中斑狀花崗巖是主要的賦礦巖石。值得一提的是，郭曉東等在馬廠箐賦礦斑狀花崗巖中發(fā)現(xiàn)有與礦化密切相關(guān)的閃長質(zhì)-輝長質(zhì)暗色團(tuán)粒(包體)，并獲得了暗色團(tuán)粒的鋯石U-Pb年齡為(35.13±0. 23)Ma，與寄主斑巖基本一致，認(rèn)為成礦物質(zhì)來源于地幔巖漿的注入[11,19]。前人已對(duì)包括六合和馬廠箐巖體在內(nèi)的金沙江—哀牢山富堿斑巖帶中的代表性巖體開展了全面的年代學(xué)研究。成果顯示，富堿斑巖的成巖年齡主要集中于40～30 Ma，屬于印度—亞歐板塊碰撞的晚碰撞期(40～20 Ma B.P.)[2]，該成巖時(shí)限同時(shí)也與多金屬成礦時(shí)限重疊[10]，顯示了成礦與新生代富堿巖漿活動(dòng)的密切相關(guān)性。

2 花崗巖包體和賦礦斑狀花崗巖巖相學(xué)特征

六合正長斑巖中花崗巖包體為肉紅色，呈渾圓狀，長徑為10～50 cm，以10～20 cm為主；分布雜亂，與暗色鎂鐵質(zhì)包體共存于正長斑巖中(圖2-A)，但出露數(shù)量較少?；◢弾r包體具半自形中粗粒結(jié)構(gòu)，塊狀構(gòu)造，石英(面積分?jǐn)?shù))約占35%，鉀長石約占20%，酸性斜長石約占35%，云母約占5%(或無)。酸性斜長石自形程度較好，多呈板狀，可見聚片雙晶紋，部分具絹云母化?；◢弾r包體與主巖接觸界面清晰，呈較明顯的犬牙交錯(cuò)狀(圖2-A)、相互穿插和包裹的港灣狀接觸關(guān)系，界面兩側(cè)未見冷凝和烘烤邊；包體中還可見到分布不均的細(xì)小渾圓狀暗色微?；驁F(tuán)粒，大小為3～8 mm，與主巖中發(fā)育的暗色微粒類似。值得注意的是，花崗巖包體內(nèi)部穿插有脈狀的主巖基質(zhì)，呈褐灰色區(qū)別于花崗巖(圖2-B)；局部可見包體的鉀長石和石英被主巖基質(zhì)分割或包裹(圖2-C)，甚至還可見到不規(guī)則渾圓狀的主巖基質(zhì)團(tuán)塊被包體石英所包裹(圖2-D)。

馬廠箐賦礦斑狀花崗巖呈淺肉紅色，似斑狀結(jié)構(gòu)，似斑晶(面積分?jǐn)?shù))約占35%，主要由巨粒鉀長石組成；長石斑晶表面已黏土化，黑云母多已退色；石英斑晶呈渾圓狀，具有熔蝕特征。似基質(zhì)(面積分?jǐn)?shù))約占65%，由細(xì)粒-微晶長英質(zhì)礦物組成，可見輝鉬礦和黃銅礦(或黃鐵礦)呈浸染狀或脈狀賦存于斑狀花崗巖中。輝鉬礦化主要賦存于巖體內(nèi)和接觸帶內(nèi)側(cè)，黃銅礦化主要發(fā)育在接觸帶和其內(nèi)側(cè)，二者礦化可疊加。伴隨銅鉬礦化的相關(guān)蝕變主要為硅化、角閃石化和碳酸鹽化。礦化蝕變分為3期，早期為稀疏浸染狀硅化的微晶石英，并疊加泥晶碳酸鹽化、浸染黃銅礦和輝鉬礦化；中期為稠密浸染狀硅化的細(xì)粒石英疊加角閃石化和強(qiáng)輝鉬礦化；晚期呈細(xì)脈狀硅化，疊加弱黃銅礦化和黃鐵礦化。銅鉬礦化強(qiáng)度與硅化程度明顯呈正比關(guān)系，稠密浸染狀硅化多呈細(xì)粒聚晶狀石英包繞輝鉬礦聚晶呈團(tuán)塊狀出現(xiàn)在硅化似基質(zhì)中(圖2-E,F)，表現(xiàn)為強(qiáng)鉬礦化；稀疏浸染狀硅化或細(xì)脈狀石英只見零星輝鉬礦、黃銅礦化(圖2-G,H)。值得注意的是，角閃石化與稠密浸染狀硅化同期并與礦化作用密切相關(guān)，表現(xiàn)為黑云母的角閃石化并疊加強(qiáng)黃銅礦化(圖2-E,F)；其特征明顯區(qū)別于暗化邊和出溶結(jié)構(gòu)。不規(guī)則狀細(xì)粒黃銅礦并不是集中于顆粒邊部或解理縫，而是不均勻非定向分布于交代角閃石內(nèi)部或整個(gè)顆粒。中期強(qiáng)硅化作用甚至將整個(gè)長石似斑晶硅化呈細(xì)粒石英而保留板狀晶形的集合體形態(tài)，其間還可見篩狀的碳酸鹽化殘余(圖2-I)。

3 樣品制備與分析方法

本文選取六合正長斑巖中單個(gè)花崗巖包體(質(zhì)量約8 kg)和馬廠箐賦礦斑狀花崗巖樣品(質(zhì)量約20 kg)。鋯石挑選在四川省地勘局華陽地礦檢測(cè)中心完成；鋯石的靶樣制作、陰極發(fā)光照相和LA-ICP-MS分析在中國地質(zhì)大學(xué)(武漢)地質(zhì)過程與礦產(chǎn)資源國家重點(diǎn)實(shí)驗(yàn)室完成。使用的ICP-MS為Elan 6100 DRC，激光剝蝕系統(tǒng)為德國Lamda Physik 公司的GeoLas 200 M 深紫外(DUV)193 nm ArF準(zhǔn)分子激光剝蝕系統(tǒng)；激光束斑為32 μm，以29Si作外標(biāo)，哈佛大學(xué)標(biāo)準(zhǔn)鋯石91500作外標(biāo)校正。采用GLITTER(4.0版)處理數(shù)據(jù)，加權(quán)平均年齡計(jì)算及諧和圖繪制采用ISOPLOT軟件[20]，單個(gè)數(shù)據(jù)點(diǎn)誤差為1σ，加權(quán)平均值誤差為2σ，平均年齡值選用206Pb/238U年齡，其加權(quán)平均值為95%置信度。具體儀器參數(shù)及數(shù)據(jù)處理方法見文獻(xiàn)[21]。為了準(zhǔn)確確定成巖年齡和巖漿活動(dòng)時(shí)限，對(duì)具有內(nèi)核和環(huán)帶結(jié)構(gòu)的鋯石進(jìn)行了內(nèi)核外殼不同位置的雙點(diǎn)原位測(cè)試。

圖2 花崗巖包體和斑狀花崗巖照片F(xiàn)ig.2 Field and microphotographs of granite xenolith and porphyritic granite(A)花崗巖包體犬牙交錯(cuò)界線，并與暗色包體共生或伴生(野外照片); (B)主巖基質(zhì)呈脈狀穿插入花崗巖包體中,(-); (C)花崗巖包體中鉀長石和石英被富堿斑巖基質(zhì)所分割或包裹,(-); (D)花崗巖包體石英中的主巖基質(zhì)團(tuán)塊,(-); (E)礦化斑狀花崗巖中硅化聚晶狀石英包繞輝鉬礦聚晶或細(xì)粒集合體呈團(tuán)塊狀出現(xiàn)在硅化似基質(zhì)中，黑云母的角閃石化并疊加黃銅礦化,(-); (F)同(E)，圖中虛線圈處為對(duì)應(yīng)硅化礦化團(tuán)塊和角閃石化黑云母,反光,(-); (G)礦化斑狀花崗巖中伴隨黃銅礦和黃鐵礦化的細(xì)脈浸染狀硅化, (-); (H)同(G)， 圖中虛線為硅化脈, 反光,(-); (I)斑狀花崗巖中細(xì)粒硅化長石似斑晶(虛線框)， 其間可見篩狀的碳酸鹽化殘余, (+)

4 測(cè)試結(jié)果

4.1 鋯石陰極發(fā)光特征和成因分類

花崗巖包體和賦礦斑狀花崗巖中鋯石無色透明，多呈自形-半自形短柱狀，自形為主；在花崗巖包體中還可見到部分渾圓狀鋯石顆粒。前者鋯石粒徑較后者小，前者長軸為50～300 μm，后者為100～400 μm。部分顆粒含磷灰石等礦物包裹體或裂隙。本次在花崗巖包體和賦礦斑狀花崗巖中分別挑選了15粒和17粒鋯石進(jìn)行了29點(diǎn)和30點(diǎn)的原位測(cè)試；鋯石的部分陰極發(fā)光圖像和測(cè)試點(diǎn)位見圖3。根據(jù)鋯石在陰極發(fā)光下的環(huán)帶和內(nèi)部結(jié)構(gòu)特征，可分為發(fā)育規(guī)則韻律環(huán)帶的巖漿鋯石、具有核幔結(jié)構(gòu)的復(fù)合型巖漿鋯石和變質(zhì)交代成因鋯石3種類型(圖3)。

花崗巖包體中鋯石類型復(fù)雜(圖3-A)，上述3種類型均有出現(xiàn)，并以復(fù)合型巖漿鋯石為主。其中，巖漿鋯石和復(fù)合型巖漿鋯石老核環(huán)帶密集程度較差、反差不明顯，表現(xiàn)弱的震蕩環(huán)帶，并不具備典型花崗巖鋯石環(huán)帶特點(diǎn)[22]。此外，復(fù)合型巖漿鋯石在陰極發(fā)光下均顯示了厚度不等的暗色外殼(或邊部)，部分邊部與制樣樹脂發(fā)光強(qiáng)度一致的顆粒只有通過二次電子圖像才可辨別整個(gè)鋯石形態(tài)(如點(diǎn)L5等)，部分粗厚暗色鋯石外殼中包含有大量礦物包裹體(如點(diǎn)L1和L2)或裂隙，而部分外殼極薄，無法準(zhǔn)確測(cè)齡(如點(diǎn)L8和L9)。

圖3 花崗巖包體和斑狀花崗巖鋯石CL照片F(xiàn)ig.3 CL images of zircons from granite xenolith and porphyritic granite(A)六合花崗巖包體鋯石; (B)馬廠箐斑狀花崗巖鋯石

變質(zhì)成因鋯石不顯與環(huán)帶有關(guān)的任何特征，而反映出斑狀、團(tuán)塊狀、云霧狀的發(fā)光特點(diǎn)(如點(diǎn)L10和L11)。

賦礦斑狀花崗巖中鋯石(圖3-B)均具明顯震蕩環(huán)帶；且環(huán)帶密集，寬窄不一、反差明顯，與典型巖漿鋯石特征一致；其中未見復(fù)合與變質(zhì)鋯石。值得注意的是，部分鋯石在晶體邊部出現(xiàn)較為密集的震蕩環(huán)帶；而晶體內(nèi)部陰極發(fā)光強(qiáng)度均勻，未見任何環(huán)帶跡象。巖漿鋯石的韻律環(huán)帶通常是由巖漿結(jié)晶過程中鋯石晶體和熔體界面處痕量元素含量的變化造成的貧化或富集所致[23]。在高溫條件下，由于痕量元素的擴(kuò)散速率相對(duì)較快，晶體和熔體界面處的痕量元素含量不易發(fā)生高低起伏的變化，此時(shí)無法形成環(huán)帶或只能形成較寬的環(huán)帶，且發(fā)光反差較弱；低溫條件下，痕量元素的擴(kuò)散速率較低，晶體與熔體界面處的痕量元素含量會(huì)發(fā)生相對(duì)較快變化，進(jìn)而形成較密集且發(fā)光反差較大的韻律環(huán)帶。賦礦斑狀花崗巖中鋯石不均勻的環(huán)帶特征應(yīng)是巖漿結(jié)晶時(shí)環(huán)境溫度由高至低演化的反映。

4.2 鋯石U-Pb年齡

4.2.1 花崗巖包體鋯石U-Pb年齡

花崗巖包體鋯石LA-ICP-MS分析數(shù)據(jù)列于表1(點(diǎn)號(hào)L)，年齡諧和圖見圖4。由表1和圖4看出，所測(cè)29點(diǎn)數(shù)據(jù)在諧和圖中較為分散，有11個(gè)點(diǎn)(L3、L4、L6、L12、L13、L16、L19、L21、L22、L23、L28)偏離一致線或與一致線上點(diǎn)無相聚關(guān)系，它們因?yàn)榉派湫糟U丟失偏離一致線，其206Pb/238U年齡沒有年代學(xué)意義；其他各點(diǎn)均在一致線上或附近，并具有相聚關(guān)系。將18個(gè)有地質(zhì)意義的數(shù)據(jù)點(diǎn)按其在諧和圖中的相聚關(guān)系分別做加權(quán)平均年齡，獲得6組年齡。3組相對(duì)較老的年齡分別是(826.1±8.6)Ma(測(cè)點(diǎn)L14、L29)、755±15 Ma(測(cè)點(diǎn)L8、L15、L24、L27)、(670±24)Ma(測(cè)點(diǎn)L17、L18、L26)；其中后2組年齡的可信度較差，再將數(shù)據(jù)篩選后加權(quán)可得到(751±8.5)Ma(測(cè)點(diǎn)L8、L24、L27)和(677±6.1)Ma(測(cè)點(diǎn)L18、L26)2組可信年齡(如圖4-B)，但與原值相差不大，這說明的確存在該年齡范圍的鋯石。2組較小的年齡為270.9 Ma(1σ=5.15，點(diǎn)L20單點(diǎn)數(shù)據(jù))和(99.6±1.5)Ma(點(diǎn)L10、L11)，后者反映了古變質(zhì)交代發(fā)生的時(shí)間，該鋯石具有極小的wTh/wU比值(0.007)。除變質(zhì)鋯石外，不同年齡鋯石的U含量和wTh/wU比值與年齡有一定相關(guān)性，表現(xiàn)出年齡由老至新，U含量大致遞增，wTh/wU比值減小的趨勢(shì)?；◢弾r包體中存在以上不同年齡的鋯石可能來自巖漿源區(qū)殘余或中途運(yùn)移捕獲，表明六合地區(qū)深部的基底巖石類型復(fù)雜。

能反映花崗巖包體成巖年齡的僅有6個(gè)點(diǎn)，它們?yōu)閺?fù)合型巖漿鋯石內(nèi)核和靠近內(nèi)核的中外部(測(cè)點(diǎn)L1、L2、L5)以及外殼(測(cè)點(diǎn)L7、L9、L25)。雖然測(cè)點(diǎn)較少，但數(shù)據(jù)點(diǎn)均在一致線上或附近，并具有明顯的相聚關(guān)系。Th的質(zhì)量分?jǐn)?shù)(wTh)為(73.0～175.4)×10-6, U的質(zhì)量分?jǐn)?shù)(wU)為(671.0～1 642.4)×10-6，但wTh/wU值明顯與其他鋯石不同，趨于一致，為0.107～0.129。6個(gè)點(diǎn)數(shù)據(jù)加權(quán)平均年齡為(39.2±2.0)Ma, MSWD=9.6(圖4-A)。但該年齡可信度較差，數(shù)據(jù)經(jīng)過篩選再加權(quán)得到2組可信年齡分別為：(38.63±0.52)Ma, MSWD=0.049, probability=0.82(點(diǎn)L7、L25)；(42.8±1.6)Ma, MSWD=0.46, probability=0.63(點(diǎn)L1、L5、L9)。較小年齡的加權(quán)點(diǎn)均位于鋯石顆粒邊部，其加權(quán)平均年齡與6個(gè)點(diǎn)加權(quán)年齡相差不大，但具有更高的可信度。(38.63±0.52)Ma代表了花崗巖包體的實(shí)際結(jié)晶年齡；而(42.8±1.6)Ma數(shù)據(jù)點(diǎn)處于鋯石內(nèi)核，它記錄了花崗質(zhì)巖漿早階段或開始活動(dòng)的時(shí)間。

圖4 花崗巖包體中鋯石U-Pb年齡諧和圖Fig.4 Concordia plot of zircons U-Pb dating for granite xenolith(A)20～160 Ma; (B)160～1 100 Ma

4.2.2 賦礦斑狀花崗巖鋯石U-Pb年齡

馬廠箐賦礦斑狀花崗巖鋯石LA-ICP-MS分析結(jié)果列于表1(點(diǎn)號(hào)M)，年齡諧和圖見圖5。由表1和圖5看出，所測(cè)30點(diǎn)數(shù)據(jù)在諧和圖中較為集中，均在一致線上或附近，具較好的相聚關(guān)系。Th的質(zhì)量分?jǐn)?shù)為(279.6～3 464.9)×10-6, U的質(zhì)量分?jǐn)?shù)為(398.1～2 309.7)×10-6；wTh/wU>0.4，為0.451～1.890，符合通常認(rèn)定的巖漿成因鋯石特征[24]。同一顆鋯石的中心和邊部年齡相似，或中心略大，指示所測(cè)鋯石均為同期巖漿結(jié)晶產(chǎn)物。本次測(cè)試中，尚未見到繼承老核鋯石。雖然所測(cè)數(shù)據(jù)在諧和圖中趨于集中，但它們的206Pb/238U年齡存在一定差異，部分鋯石的中心部位所測(cè)得的年齡在38 Ma左右，部分鋯石邊部測(cè)點(diǎn)數(shù)據(jù)年齡偏小，在35 Ma左右。如果將全部30個(gè)點(diǎn)數(shù)據(jù)加權(quán)平均，所得到的年齡為(36.35±0.35)Ma(MSWD=4.9)，其可信度太低，無法準(zhǔn)確反映賦礦斑狀花崗巖的成巖年齡。

因此，本文根據(jù)測(cè)點(diǎn)位置和諧和圖中數(shù)據(jù)相聚關(guān)系的不同進(jìn)行篩選，最后得到3組可信度較高的年齡(圖5)，分別為15個(gè)點(diǎn)數(shù)據(jù)加權(quán)年齡(35.80±0.20)Ma (MSWD=0.44,probability=0.96(點(diǎn)號(hào)M1、M2、M4、M8、M10、M11、M12、M13、M14、M15、M19、M21、M24、M25、M28)，6個(gè)點(diǎn)數(shù)據(jù)加權(quán)年齡(36.75±0.33)Ma(MSWD=0.20, probability=0.96，點(diǎn)號(hào)M18、M23、M26、M27、M29、M30)和5個(gè)點(diǎn)數(shù)據(jù)加權(quán)年齡(38.51±0.52)Ma(MSWD=0.19, probability=0.94, 點(diǎn)號(hào)M3、M5、M16、M17、M22)。(38.51±0.52)Ma的測(cè)點(diǎn)為鋯石中心部位，更接近含礦巖漿活動(dòng)的初始時(shí)間;(35.80±0.20)Ma則為巖漿侵位結(jié)晶年齡，也代表了賦礦斑狀花崗巖的成巖年齡。

4.3 鋯石稀土元素

花崗巖包體和斑狀花崗巖中鋯石原位稀土元素含量和配分模式見表2和圖6，可以看出：除個(gè)別測(cè)點(diǎn)外(測(cè)點(diǎn)L22、L23、L29、M20)，各測(cè)點(diǎn)均表現(xiàn)出HREE富集的配分曲線，并同時(shí)顯示強(qiáng)正Ce和弱負(fù)Eu異常。反映花崗巖包體成巖年齡的6個(gè)測(cè)點(diǎn)(測(cè)點(diǎn)L1、L2、L5、L7、L9、L25，圖6-A中紅色曲線)稀土配分模式基本一致，總稀土質(zhì)量分?jǐn)?shù)(wΣREE)為(673.4～1 658.7)×10-6，平均為1 114.3×10-6；輕重稀土含量雖有不同，但是wLREE/wHREE值趨近一致，為0.017～0.022，均值為0.020；強(qiáng)正Ce異常(54.64～649.39，均值為280.39)和相對(duì)較弱的負(fù)Eu異常(0.22～0.36，均值為0.31)。而花崗巖包體中不同年齡階段的繼承鋯石稀土配分曲線在保持大致相似的模式下，Eu、Ce異常和HREE富集程度有明顯差別(圖6-B)，這反映了繼承鋯石原巖性質(zhì)存在差異或后期地質(zhì)事件的擾動(dòng)。賦礦斑狀花崗巖中鋯石均為同期結(jié)晶產(chǎn)物，除1個(gè)測(cè)點(diǎn)(M20)顯示不協(xié)調(diào)的配分曲線外，剩余29個(gè)點(diǎn)配分曲線表現(xiàn)出較好的一致性；其總稀土質(zhì)量分?jǐn)?shù)為(464.8～3 511.3)×10-6，平均為1 063.1×10-6，wLREE/wHREE為0.061～0.541(均值為0.120)，強(qiáng)正Ce異常(1.34～305.76，平均為78.20)，極弱負(fù)Eu異常(0.37～0.69，平均為0.47)?；◢弾r包體和斑狀花崗巖鋯石具有相同的稀土配分曲線，其特征類似于正長巖捕虜體、金伯利巖和碳酸巖中無或弱負(fù)Eu異常、正Ce異常、HREE相對(duì)平緩的左傾配分曲線的鋯石配分曲線[25,26]，暗示鋯石的形成均與起源于富集地幔源區(qū)的富堿巖漿作用密切相關(guān)。

表2 鋯石稀土元素含量(w/10-6)

圖6 鋯石稀土元素配分模式Fig.6 REE patterns of zircons (A)六合花崗巖包體; (B)馬廠箐斑狀花崗巖

對(duì)比發(fā)現(xiàn)，雖配分曲線相同，但二者在Eu、Ce異常和wLREE/wHREE值上有一定差異，表現(xiàn)為花崗巖包體(前者)中原生鋯石wLREE/wHREE值相對(duì)較小(前者0.017～0.022，后者0.061～0.541)，HREE相對(duì)虧損，而斑狀花崗巖鋯石HREE部分更顯陡傾；負(fù)Eu異常程度(前者0.22～0.36，后者0.37～0.69)較斑狀花崗巖鋯石明顯；正Ce異常也大致較強(qiáng)(前者54.64～649.39，后者1.34～305.76)。

5 討 論

5.1 花崗巖包體不混溶特征分析及流體交代特征

巖相學(xué)研究發(fā)現(xiàn)，花崗巖包體與主巖呈特殊包裹、分割、穿插狀、港灣狀接觸關(guān)系并非由熔蝕所致，而是富堿巖漿與長英質(zhì)巖漿液態(tài)不混熔的結(jié)果，主要依據(jù)有：其一，被熔蝕的礦物(或巖石)必須早于巖漿固結(jié)成巖成礦，熔蝕部位必須是與巖漿接觸的礦物(或巖石)邊部，不會(huì)見到呈孤立團(tuán)塊的主巖被包體石英包裹的現(xiàn)象(圖2-D)；其二，如果花崗巖早已固結(jié)，更不會(huì)見到，主巖基質(zhì)與主巖分離，在包體內(nèi)部顯示一種類似于脈體而插入于石英中(圖2-B)或呈獨(dú)立團(tuán)塊切割包體石英和長石(圖2-C)的現(xiàn)象；其三，花崗巖包體邊部如果受到富堿巖漿烘烤，勢(shì)必會(huì)對(duì)包體進(jìn)行急速加溫而在包體接觸帶處形成烘烤邊或冷凝邊，而實(shí)際并不存在。因此，包體與主巖呈港灣狀的接觸關(guān)系，顯示了花崗巖包體被富堿巖漿捕獲時(shí)并未完全固結(jié)成巖，而處于一種熔融或半固結(jié)的塑性流動(dòng)狀態(tài)，該推斷同時(shí)也得到了年代學(xué)研究的有力支撐。

馬廠箐賦礦斑狀花崗巖普遍發(fā)育與多金屬礦化有關(guān)的角閃石化、硅化、碳酸鹽化是地幔流體交代作用的重要表現(xiàn)[13,14]；圖2-I所反映的長石似斑晶被細(xì)粒硅化的特征，類似于宋祥峰等在六合正長斑巖中發(fā)現(xiàn)的硅化正長石斑晶[27]，暗示二者遭受同類型的地幔流體交代蝕變，即：幔源富硅堿和CO2的流體伴隨巖漿結(jié)晶成巖過程對(duì)斑狀花崗巖的自交代蝕變，顯示多金屬礦化與地幔流體作用密切相關(guān)。

5.2 花崗巖包體與賦礦斑狀花崗巖的成巖時(shí)代

鋯石U-Pb分析表明，六合正長斑巖中花崗巖包體鋯石記錄了較為寬泛的巖漿活動(dòng)時(shí)限，為(38.63±0.52)～(42.8±1.6) Ma B.P.，晚期年齡與主巖(正長斑巖)的鋯石SHRIMP U-Pb年齡(38.0±1.5)Ma[28]基本一致。結(jié)合包體與主巖特殊的港灣狀接觸關(guān)系所反映的不混溶現(xiàn)象，可以認(rèn)定花崗巖包體被捕獲時(shí)處于熔融(或半固結(jié))狀態(tài)。由此表明，主巖和包體的形成在時(shí)間和空間上是共生關(guān)系。鋯石內(nèi)核外殼年齡的細(xì)微差異，近似反映了巖漿從熔融形成至冷卻結(jié)晶的時(shí)間差。在無法確定源區(qū)熔融開始時(shí)間的條件下，本文將(42.8±1.6)Ma B.P.近似為六合地區(qū)花崗質(zhì)巖漿初始形成的時(shí)期；在其形成后又被富堿巖漿裹挾與之同步結(jié)晶成巖(38.63 Ma B.P.±0.52 Ma B.P.)。硅不飽和富堿巖漿的上侵和地幔流體的高熱應(yīng)是六合花崗質(zhì)巖漿的形成原因[15]。

馬廠箐賦礦斑狀花崗巖鋯石同樣記錄了富堿含礦巖漿活動(dòng)的大致初始時(shí)間為(38.51±0.52)Ma B.P.，結(jié)晶成巖的時(shí)間為(35.80±0.20)Ma B.P.。雖然兩者巖漿活動(dòng)時(shí)限有一定差異，但均屬于喜馬拉雅早期，與滇西新生代富堿巖漿活動(dòng)的峰值范圍40～30 Ma B.P.[29,30]吻合，反映了巖帶中不同位置不同巖性的富堿巖石的成因統(tǒng)一受制于深部流體作用。作者同時(shí)測(cè)得的馬廠箐輝鉬礦Re-Os模式年齡為(35.1±0.5)Ma和(34.7±0.6)Ma[31]，與其他學(xué)者所測(cè)數(shù)據(jù)基本一致[32,33]；同時(shí)也與金沙江—哀牢山多金屬成礦帶成礦年齡峰值范圍吻合[10]。這表明成礦元素的卸載與含礦富堿巖漿結(jié)晶成巖是同步進(jìn)行的，成礦作用與富堿巖漿活動(dòng)密切相關(guān)。

5.3 鋯石稀土元素特征分析

HREE和Zr4+離子半徑相近，而相對(duì)LREE更易進(jìn)入鋯石中，以至于鋯石均有類似的HREE富集配分曲線；但不同生長環(huán)境的鋯石wLREE/wHREE值存在一定差異[25,26]。wLREE/wHREE值的差異可能與巖漿源區(qū)中石榴石、輝石等富HREE礦物的含量和巖漿結(jié)晶過程中富HREE礦物的晶出有關(guān)[25,34]。斑狀花崗巖鋯石相對(duì)陡傾的重稀土元素配分形式，可能與來自富石榴石、輝石相地幔物質(zhì)的混入有關(guān)，這與馬廠箐賦礦斑狀花崗巖中發(fā)現(xiàn)有暗色團(tuán)粒(包體)的事實(shí)相符[11]。與流體交代蝕變有關(guān)的鋯石通常具有較小的wTh/wU值，花崗巖包體原生鋯石wTh/wU值(0.107～0.129)明顯小于斑狀花崗巖鋯石wTh/wU值(0.451～1.890)，且趨于一致，暗示花崗巖包體初始巖漿的形成與地幔流體交代作用密切相關(guān)，進(jìn)而造成包體鋯石wTh/wU比值偏離經(jīng)典巖漿鋯石比值(>0.4)[35]；而斑狀花崗巖鋯石wTh/wU值雖符合巖漿鋯石特征，但范圍較寬，可能記錄了地幔物質(zhì)不均勻混染過程。

鋯石中普遍出現(xiàn)的正Ce異常和負(fù)Eu異?？梢詮木哂邢鄳?yīng)異常特征的熔體中繼承，還與熔體的氧逸度有關(guān)[25,26]。Ce4+和Zr4+電價(jià)相同、半徑相似，在高氧逸度環(huán)境下，部分Ce以Ce4+形式存在，而優(yōu)先進(jìn)入鋯石形成正Ce異常。雖然高氧逸度條件下有利于Eu3+的存在；但相對(duì)氧逸度條件下，部分Eu以Eu2+形式穩(wěn)定存在，并隨氧逸度增高Eu2+含量隨之減少。而Eu2+與Zr4+電價(jià)和半徑相差太大，不易進(jìn)入鋯石晶格而形成負(fù)Eu異常。Ce4+和Eu2+與其他3價(jià)REE共存實(shí)際是巖漿氧化-還原相互協(xié)調(diào)的結(jié)果。大量的研究成果已經(jīng)證實(shí)滇西新生代富堿斑巖帶中不同巖體具有統(tǒng)一的稀土配分模式，即LREE富集，弱負(fù)Eu異常和極弱(或無)負(fù)Ce異常的右傾配分曲線[2,10]。該模式與典型的殼源花崗巖的根本區(qū)別就是不具強(qiáng)負(fù)Eu異常，表明富堿巖漿形成未經(jīng)歷斜長石的分離結(jié)晶；相反，暗示了富堿巖漿是相對(duì)富集Eu的。如果鋯石繼承富堿巖漿的稀土特征，形成的鋯石不應(yīng)出現(xiàn)強(qiáng)烈的正Ce和負(fù)Eu異常，那么，本文鋯石的Ce、Eu異常就可能與熔體的氧化-還原條件有關(guān)。當(dāng)鋯石Ce、Eu異常僅受熔體氧逸度變化控制時(shí)，鋯石的正Ce和負(fù)Eu異常強(qiáng)度(異常值偏離1的程度)應(yīng)呈反比。當(dāng)氧逸度較高時(shí)，熔體Ce4+濃度增加，而Eu2+含量趨近于無，進(jìn)而造成晶出的鋯石具強(qiáng)正Ce異常和無或極弱負(fù)Eu異常；反之，則形成弱正Ce異常和強(qiáng)負(fù)Eu異常(圖7中理想趨勢(shì))。

圖7 鋯石δCe-δEu關(guān)系圖解Fig.7 The diagram of δCe-δEu for zircon

圖8 鋯石年齡-δEu關(guān)系圖解Fig.8 The diagram of age-δEu for zircon

鋯石δCe-δEu關(guān)系圖解(圖7)顯示，斑狀花崗巖鋯石Ce、Eu異常存在一定斜率或曲率的負(fù)相關(guān)性趨勢(shì)，但表現(xiàn)出正Ce異常和負(fù)Eu異常強(qiáng)度呈正比(圖7中實(shí)際趨勢(shì))；但花崗巖包體原生鋯石并未因?yàn)镃e異常的改變，而發(fā)生Eu異常重大改變。顯然，兩者鋯石圖解特征與理想趨勢(shì)是矛盾的。而在鋯石年齡-δEu和δCe關(guān)系圖解(圖8和圖9)中也不難看出，巖漿有著向更弱的正Ce和負(fù)Eu異常所代表的更還原和更氧化態(tài)演化的矛盾趨勢(shì)。已有研究指出[25]，如果巖漿中鋯石與強(qiáng)富集Eu的長石同時(shí)結(jié)晶時(shí)，會(huì)導(dǎo)致共生鋯石形成負(fù)Eu異常；而Ce無論處于何種價(jià)態(tài)，均不會(huì)受到斜長石分離結(jié)晶或共生平衡生長的干擾。該過程晶出鋯石的年齡與Eu異常具有一定演化關(guān)系[36]。如果巖漿在鋯石結(jié)晶過程中受到外來物質(zhì)的混染或注入，將會(huì)改變其常規(guī)的演化過程而發(fā)生氧逸度、Eu2+和Ce4+濃度、溫度等條件的改變，進(jìn)而造成該階段結(jié)晶的不同鋯石的痕量元素特征不同[35]；鋯石正Ce異常的強(qiáng)度可以大致代表熔體氧逸度的高低，強(qiáng)正Ce異常往往形成于高氧逸度環(huán)境，反之亦然[36]。在鋯石年齡-δEu關(guān)系圖解(圖8)中，斑狀花崗巖和花崗巖包體鋯石并未顯示出Eu異常與年齡有任何線性關(guān)系的趨勢(shì)。鋯石年齡-δCe關(guān)系圖解(圖9)也未表現(xiàn)兩者鋯石具有線性關(guān)系的趨勢(shì)。由此表明，鋯石結(jié)晶過程中發(fā)生過外來熔體的不均勻混染。Ce異常不易受其他礦物晶出的影響，主要記錄著巖漿混染過程中氧逸度的變化；而Eu異常受到了以斜長石平衡生長為主的多重因素制約，則側(cè)重反映了混染過程中化學(xué)成分的變化。圖8和圖9顯示斑狀花崗巖鋯石負(fù)Eu異常和正Ce異常程度寬泛，且均弱于花崗巖包體，說明含礦斑狀花崗巖初始巖漿在經(jīng)歷還原性幔源物質(zhì)混染下，氧逸度降低，而形成相對(duì)較弱的正Ce異常；同時(shí)又不可避免地與地殼發(fā)生混染，同化了地殼富Eu斜長石而出現(xiàn)相對(duì)較弱的負(fù)Eu異常。而花崗巖包體寬泛的年齡，代表其形成與早期地幔物質(zhì)注入和地幔流體交代作用引發(fā)的地殼物質(zhì)熔融有關(guān)；并在殼幔物質(zhì)混染過程中，繼承了殼源特征，而出現(xiàn)相對(duì)明顯的負(fù)Eu和正Ce異常。由此顯示出富硅長英質(zhì)巖漿進(jìn)一步受到幔源巖漿和地幔流體混染的演化過程，即由早期花崗巖包體的弱混染到晚期斑狀花崗巖的強(qiáng)混染；同時(shí)暗示成礦物質(zhì)來自地幔。

圖9 鋯石年齡-δCe關(guān)系圖解Fig.9 The diagram of age-δCe for zircon

5.4 成巖成礦機(jī)制

眾多研究表明，滇西三江地區(qū)新生代富堿斑巖形成于統(tǒng)一的富集地幔源區(qū)和剪切走滑構(gòu)造背景[2,10]；而源區(qū)的形成和熔融與地幔流體的交代作用及帶入的揮發(fā)分和高熱密不可分[13,19]。研究指出，地幔流體對(duì)下地殼交代作用會(huì)引發(fā)地殼深熔產(chǎn)生花崗質(zhì)巖漿，并為其提供必要的硅堿質(zhì)、揮發(fā)分和熱能[37-39]?；谂c暗色包體共存和被捕獲的液態(tài)事實(shí)，六合花崗巖包體鋯石相對(duì)強(qiáng)的正Ce異常和負(fù)Eu異常，以及偏小的wTh/wU值，顯示了花崗質(zhì)巖漿的形成與富堿巖漿上涌引發(fā)的地殼深部長英質(zhì)物質(zhì)熔融以及地幔流體交代作用有關(guān)；花崗巖包體本身代表了深熔地殼在硅不飽和富堿巖漿中殘余熔融物質(zhì)，并過多地繼承了下地殼性質(zhì)。馬廠箐賦礦斑狀花崗巖鋯石相對(duì)弱的正Ce異常和負(fù)Eu異常、寬泛的wTh/wU值和HREE較高富集程度，顯示巖漿經(jīng)歷了強(qiáng)烈的殼?；烊咀饔?；而在斑狀花崗巖中的確發(fā)現(xiàn)了與礦化有關(guān)的暗色團(tuán)?；蛭⒘?包體)[11]，這是硅過飽和混合巖漿具備含礦性的重要前提條件[40,41]。其中暗色團(tuán)粒為輝長質(zhì)-閃長質(zhì)成分，與六合正長斑巖中的暗色包體物質(zhì)組成是類似的[11,42]，由此暗示馬廠箐含礦花崗質(zhì)巖漿形成于相同性質(zhì)地幔物質(zhì)引發(fā)的地殼深熔，且同化了大量的地幔成礦物質(zhì)。

花崗巖包體的結(jié)晶年齡(38.63 Ma±0.52 Ma)與主巖年齡一致，且原生鋯石又記錄了更早的巖漿活動(dòng)時(shí)間(42.8 Ma B.P.±1.6 Ma B.P.)；較老的年齡大致代表了地殼深熔形成的長英質(zhì)巖漿初始活動(dòng)時(shí)間，而地殼深熔開始的時(shí)間必定在(42.8±1.6)Ma B.P.。不同地區(qū)深熔發(fā)生的時(shí)間存在一定差異，馬廠箐深熔長英質(zhì)巖漿與上涌硅不飽和富堿巖漿及相伴含礦地幔流體混合形成硅過飽和含礦花崗質(zhì)巖漿(38.51 Ma B.P.±0.52 Ma B.P.)，在運(yùn)移過程中進(jìn)行成礦元素再分配，伴隨地幔流體自交代作用，于適宜部位成巖成礦(35.80 Ma B.P.±0.20 Ma B.P.)。

綜上所述，作者認(rèn)為，滇西新生代硅不飽和與硅過飽和兩類富堿巖石的巖漿起源、演化和相伴成礦作用及其成因聯(lián)系表現(xiàn)為：來自交代富集地幔源區(qū)的硅不飽和富堿巖漿及相伴含礦地幔流體同步運(yùn)移，其巖漿底劈作用和相伴地幔流體交代作用引發(fā)地殼深熔形成硅過飽和長英質(zhì)巖漿；此后的2類巖漿過程分為2部分：一是富堿巖漿直接捕獲少量長英質(zhì)巖漿以不混溶方式繼續(xù)同步運(yùn)移至地殼結(jié)晶成巖，形成含花崗巖包體的硅不飽和富堿斑巖；二是硅不飽和的富堿巖漿與長英質(zhì)巖漿發(fā)生同化混染形成混合巖漿運(yùn)移至地殼，其中所含不混溶含礦地幔流體伴隨其結(jié)晶成巖進(jìn)行自交代蝕變，形成硅過飽和的賦礦斑狀花崗巖。

6 結(jié) 論

a.六合花崗質(zhì)巖漿活動(dòng)初始時(shí)間約為(42.8±1.6)Ma B.P.，結(jié)晶成巖時(shí)間與主巖一致,為(38.63±0.52)Ma B.P.；馬廠箐含礦富堿巖漿初始活動(dòng)時(shí)間約為(38.51±0.52)Ma B.P.，結(jié)晶成巖時(shí)間為(35.80±0.20)Ma B.P.。

b.結(jié)合富堿巖漿與花崗質(zhì)巖漿在固結(jié)成巖之前呈液態(tài)不混溶的特殊巖相學(xué)關(guān)系，認(rèn)為滇西新生代硅過飽和的花崗質(zhì)巖漿的形成是硅不飽和富堿巖漿與相伴地幔流體上涌引發(fā)地殼深部長英質(zhì)物質(zhì)熔融所致。

c.富堿巖漿與相伴地幔流體作用演化關(guān)系表現(xiàn)為：來自交代富集地幔源區(qū)的硅不飽和富堿巖漿伴隨互不混溶含礦地幔流體同步運(yùn)移，其巖漿底劈和地幔流體交代作用引發(fā)地殼深熔形成長英質(zhì)巖漿。此后的2類巖漿過程分為2部分：一是硅不飽和富堿巖漿直接捕獲少量長英質(zhì)巖漿以不混溶方式繼續(xù)同步運(yùn)移至地殼結(jié)晶成巖，形成含花崗巖包體的硅不飽和富堿斑巖；二是硅不飽和富堿巖漿與長英質(zhì)巖漿發(fā)生同化混染形成混合巖漿運(yùn)移至地殼，其中所含不混溶含礦地幔流體伴隨其結(jié)晶成巖進(jìn)行自交代蝕變，形成硅過飽和賦礦斑狀花崗巖。

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Geological significance for age and REE characteristic of zircons in the Cenozoic ore-bearing porphyry and granitic xenoliths in western Yunnan, China

CHU Ya-ting1,2, LIU Xian-fan1, ZHAO Fu-feng1, YANG Yu-fan1, ZHENG Jie1, LI Na1

1.CollegeofEarthScience,ChengduUniversityofTechnology,Chengdu610059,China；2.CecepConstructionEngineeringDesignInstituteLimitedCompany,Chengdu610052,China

Polymetallic deposits in a series of Cenozoic alkaline rocks occur along the Jinshajiang-Ailaoshan Fault. The granitic xenoliths associated with dark xenoliths of deep origins in the Liuhe syenite porphyry and ore-bearing porphy in the Machangqing area studied by means of petrography, LA-ICP-MS U-Pb dating and REE analysis of zircon so as to determine their crystallization ages and origins. In agreement with its host, magmatism related to granitic xenoliths was initialized at (42.8±1.6)Ma B.P. and finalized at (38.63±0.52)Ma B.P.. U-Pb zircon ages of Machangqing ore-bearing porphyry indicates that alkaline magmatism started at (38.51±0.52)Ma B.P. and crystallized at (35.80±0.20)Ma B.P.. Phenomenon of liquid immiscibility and characteristics of REE suggest the co-evolution of alkaline magmatism and ore-bearing mantle fluids. Silica-unsaturated alkaline magmas is derived from enriched mantle sources transported upward with immiscible ore-bearing mantle fluids. Parcels of felsic melts, on the one hand, is carried to the surface with overprinting silica-unsaturated alkaline magmas which crystallized synchronously; on the other hand, through the interaction between felsic melts and alkaline magmas, alkaline magmas evolves to be silica-oversaturated which facilitates the formation of polymetallic deposits.

Yunnan; Cenozoic; alkali porphyry; granitic xenoliths; zircon U-Pb dating; petrogenic and metallogenic mechanism

10.3969/j.issn.1671-9727.2016.05.04

1671-9727(2016)05-0539-16

2016-03-29。

國家自然科學(xué)基金項(xiàng)目(41403025；40773031)。

楚亞婷(1983-), 女, 博士研究生, 研究方向：礦物學(xué)、巖石學(xué)、礦床學(xué), E-mail:chuyating@163.com。

趙甫峰(1983-), 博士，講師, 從事巖石地球化學(xué)、包裹體地球化學(xué)研究, E-mail:zff33601118@163.com。

P588.12

A