云南九顶山正长斑岩年代学、岩石地球化学及Sr-Nd-Hf同位素特征

刀 艳,李 峰,王 蓉,吴 静,范柱国

(昆明理工大学 国土资源工程学院,云南 昆明 650093)

0 引 言

九顶山矿区位于南北地洼区与滇西地洼区接触带(图1a,国家地震局广州地震大队,1977),处于兰坪–思茅地洼系与滇中西部地穹列及滇中中部地穹列等次级构造单元的结合带(陈国达等,2004),构造环境特殊。九顶山复式岩体是金沙江–红河新生代富碱斑岩成矿带中段的重要岩体之一,岩体内部及其接触带与斑岩有关的铜钼金多金属矿化强烈,为大型–超大型矿床的找矿靶区。复式岩体由呈岩株、岩脉、岩墙或岩床等产出的斑状花岗岩、正长斑岩、(二长)花岗斑岩、碱长花岗斑岩和煌斑岩等组成。近年来,许多学者对其中的斑状花岗岩和(二长)花岗斑岩进行了较系统的年代学、岩石地球化学及成岩构造环境等方面的研究,取得较多成果:获得斑状花岗岩年龄范围为 33.78～64.80 Ma(张玉泉等,1998;骆耀南等,1998;彭建堂等,2005;Liang et al.,2007;郭晓东等,2010,2011;楚亚婷等,2011;和文言等,2011)、(二长)花岗斑岩年龄范围为 29.88～48.00 Ma(吕伯西等,1993;罗君烈等,1994;胡祥昭和万方,1995;梁华英等,2004;彭建堂等,2005;郭晓东等,2011)、煌斑岩年龄范围为33.77～45.70 Ma(罗君烈等,1994;贾丽琼等,2013);证实斑状花岗岩和(二长)花岗斑岩具有富碱、高铝和高钾的特点(王治华等,2010);同期煌斑岩也具有高钾富碱、富集轻稀土元素和大离子亲石元素、亏损重稀土元素及高场强元素等特点(贾丽琼等,2013)。前人对九顶山正长斑岩的研究相对较少,除部分年代学研究成果外(傅德明等,1996;张玉泉等,1998;葛良胜等,2002;彭建堂等,2005),岩石学及岩石地球化学等方面研究少见。本文通过对正长斑岩的年代学、岩石地球化学及全岩Sr-Nd-Hf同位素组成特征进行分析,获得新的资料数据,并探讨正长斑岩的岩浆源区特征。

1 地质背景与岩石学特征

九顶山复式岩体位于金沙江–哀牢山断裂与宾川–程海断裂所夹持的三角地带南端。岩体西起冷风箐,东至乱硐山,南起苦果箐,北达滴博库(图1),分布范围长2600 m,宽750 m,面积1.36 km2,由大小 260 多个小岩体组成,主要包括以岩株、岩脉、岩墙或岩床等产状产出的喜马拉雅期的斑状花岗岩、正长斑岩、碱长花岗斑岩、(二长)花岗斑岩和煌斑岩等,构成九顶山复式岩体群。根据不同岩体之间的穿切关系,我们将花岗质岩类的演化序列确定为正长斑岩→斑状花岗岩→(二长)花岗斑岩→碱长花岗斑岩。其中,斑状花岗岩出露面积最大,是复式岩体的主体。此外,与花岗质岩类同期的还有相互穿插的早、晚两阶段的煌斑岩脉。靠近铜厂箐、马厂箐和滴博库一带出露少量海西期辉长岩脉。

图1 研究区地质简图Fig.1 Regional geological map of the study area in Jiudingshan,western Yunnan

九顶山复式岩体中的正长斑岩(ξπ61-1)多受 NE向和EW向次级断层控制,呈零星的岩脉、岩墙产出,主要出露于斑状花岗岩主岩体(γπ61-2)的边缘,侵入于古生界下奥陶统向阳组(O1x)长石石英砂岩、粉砂岩、碳泥质细砂岩以及下泥盆统康廊组(D1k)灰岩地层中,围岩普遍有角岩化,岩脉(墙)与围岩接触部位发育冷凝边结构。在采矿和探矿坑内,可见斑状花岗岩穿插正长斑岩脉和含正长斑岩捕虏体等现象,反映正长斑岩形成时间早于斑状花岗岩(图2)。

正长斑岩呈浅灰–浅肉红色,斑状结构。斑晶主要为正长石,少量斜长石、黑云母和角闪石。正长石斑晶为自形宽板状,粒度可达5 mm×8 mm～20 mm×40 mm,含量＞15%。斜长石呈板条状,含量 5%～10%,长轴 0.5～2 mm,具有钠长石聚片双晶,发育环带结构,部分被正长石交代。黑云母斑晶呈褐色,自形–半自形片状,长轴0.8～3.0 mm,含量1%～5%。角闪石呈柱状,含量 1%～5%。基质主要为微晶石英和正长石,粒径多＜0.05 mm,含量一般在60%～70%。

2 样品采集及测试方法

本文 3件正长斑岩样品均为采自矿区坑道的新鲜样品。对样品进行了主量、微量和 Sr-Nd-Hf同位素分析。用于分析年代学的样品 JDS038取自 2640中段 SZ11-6测点附近的正长斑岩与斑状花岗岩的接触带,斑状花岗岩侵入正长斑岩的地质关系清楚(图2)。

图2 正长斑岩与斑状花岗岩侵入关系图Fig.2 Contact relationship between the syenite porphyry and porphyritic granite

2.1 锆石U-Pb定年方法

锆石挑选在河北廊坊地质调查研究院完成。锆石 U-Pb同位素定年和元素含量分析在中国地质大学(武汉)地质过程与矿产资源国家重点实验室完成。先手工挑出晶形完好、透明度和色泽度好的锆石,制成样品靶。再将样品靶表面研磨抛光至锆石新鲜截面露出,依次进行镜下透射光及反射光照相、阴极发光(CL)照相。然后选择合适的位置,进行LA-ICP-MS锆石U-Pb测年分析。激光剥蚀系统为GeoLas 2005,ICP-MS为Agilent 7500a,激光斑束为32 μm。锆石标准91500作外标,进行同位素分馏校正,每分析5个样品点,分析2次91500,能量密度平均11.4 J/cm2,频率为8 Hz,离子镜电压24.3 V,激光能量 78 MJ。详细的分析方法及仪器参数可参考Liu et al.(2010)文献。普通铅校正采用Andersen(2002)的方法进行,样品的 U-Pb年龄谐和图绘制和加权平均年龄计算均采用 Isoplot/Ex-ver3(Ludwig,2003)完成。

2.2 岩石地球化学分析方法

全岩主量、微量、稀土元素分析在中国科学院地球化学研究所矿床地球化学国家重点实验室完成。主量元素测试采用Axios PW4400型X荧光光谱仪,分析精度优于3%。微量元素分析采用 ELAN 6000 ICP-MS完成,分析精度优于5%。

2.3 全岩Sr-Nd-Hf同位素分析方法

Sr-Nd-Hf同位素分析在南京大学内生金属矿床成矿机制研究国家重点实验室完成,仪器型号为 Finnigan elementⅡ的 HR-ICP-MS。将样品破碎、磨细至 200目,制成分析样品,烘干后称取150 mg,完全溶解于HF+HNO3的混合液中,采用BioRadAG50W×8阳离子树脂纯化Sr、Nd元素。另称取 200 mg样品溶解于 HF+HClO4溶液,采用HF+HCl纯化Hf元素。提纯后的Sr和Nd样品应用德国赛默飞世尔科技 Neptune-Plus多接收等离子体质谱仪(MC-ICP-MS)分析测试。Sr、Nd、Hf同位素比值分别采用86Sr/88Sr=0.1194、146Nd/144Nd=0.7219、179Hf/177Hf=0.7325进行质量分馏校正。实验过程测定的标样 NIST SRM 987的87Sr/88Sr=0.710261±17(2σ,n=18),标样 JNDi-1的143Nd/144Nd=0.512101±5(2σ,n=18),Hf同位素标准样品 Alfa Hf 14374的176Hf/177Hf=0.282154±7(2σ)。详细的化学分离流程和分析方法参考Yang et al.(2010)。

3 正长斑岩的锆石U-Pb年龄

测年锆石无色透明,晶形完好,多为长柱状,粒径80～250 μm,长宽比多为1∶1～2∶1,包体较少,内部结构清晰,发育密集的震荡环带(图3a)。锆石的U和Th 含量较高,分别为853×10–6～1629×10–6、324×10–6～1336×10–6(表1),具典型的岩浆成因特征(Belousova et al.,2002;Hoskin and Schaltegger,2003;吴元保和郑永飞,2004)。在锆石U-Pb年龄谐和图上,所有点均投影在谐和线附近,谐和度大于 95%(图3b),206Pb/238U 年龄变化于 33.0±0.5 Ma～36.0±0.5 Ma之间,加权平均年龄为34.6±0.7 Ma,代表正长斑岩的结晶年龄。

4 岩石地球化学特征

4.1 主量元素

九顶山正长斑岩主量元素分析数据见表2。九顶山正长斑岩的SiO2含量为62.19%～69.12%,Al2O3在 13.38%～16.80%,MgO为 0.80%～4.59%;总碱 ALK(K2O+Na2O)为 8.15%～11.15%,K2O/Na2O值变化于0.65～4.00之间;A/CNK比值高,为0.71～1.22;在Al2O3-MgO-FeOT图解(图4a)中,所有样品均分布在过铝质花岗岩范围内;在 SiO2-K2O图中(图4b),9个样品中有2个点落在高钾钙碱性系列区,7个点分布在钾玄岩系列区。

表1 九顶山正长斑岩的LA-ICP-MS锆石U-Pb年龄测定结果Table1 LA-ICP-MS zircon U-Pb dating results of the syenite porphyries in the Jiudingshan area

图3 锆石阴极发光图像(a)和U-Pb年龄谐和图(b)Fig.3 Cathodoluminescence images (a),and U-Pb concordia diagram (b)of zircons from the syenite porphyry

表2 九顶山正长斑岩主量元素分析数据(%)Table2 Major element contents (%)of the syenite porphyries in Jiudingshan,Yunnan

图4 九顶山正长斑岩岩石化学系列分类图解(a 底图据Abdel-Rahman,1994;b 底图实线据Peccerillo and Taylor,1976;虚线据 Middlemost,1985)Fig.4 Petrochemical series classification diagrams for the syenite porphyries in the Jiudiangshan area

4.2 稀土元素

九顶山正长斑岩的稀土元素及微量元素含量数据见表3。

样品的稀土元素含量相对较高(∑REE=92.65×10–6～366.42×10–6,平均 186.59×10–6)。在稀土元素配分模式图上(图5a),不同样品的配分曲线相似,为LREE富集或强富集的右倾型,轻重稀土元素分馏明显((La/Yb)N=7.10～58.35),具轻微负铕异常(δEu=0.72～0.85,平均 0.81),与壳幔型花岗岩(δEu=0.83)相近,基本无铈异常(δCe=0.93～1.11)。

4.3 微量元素

九顶山正长斑岩微量元素具有以下一些特征:强不相容(大离子亲石 LILE)元素 Rb、Ba、U、Th和中等相容元素Pb、Sr 等富集;Rb、Sr、Ba 含量变化范围大且趋于高值,分别为 172.87×10–6～369.90×10–6、337.40×10–6～1342.52×10–6和 968.65×10–6～2154.33×10–6,而高场强元素(HFSE)中 Nb、Ta、Zr、Hf 含量普遍偏低,分别为 8.15×10–6～11.52×10–6、0.51×10–6～0.78×10–6、 136.76×10–6～253.52×10–6和3.66×10–6～8.24×10–6;U、Th 等放射性热元素(RPH)含量很高,分别为 4.33×10–6～7.32×10–6和 11.48×10–6～26.71×10–6。在原始地幔标准化微量元素蛛网图上(图5b),正长斑岩表现出大离子亲石元素(Rb、Ba、U、Th)明显富集和 Nb、Ta、Zr、Hf等高场强元素明显亏损的特点。

5 正长斑岩的Sr-Nd-Hf同位素组成特征

全岩Sr-Nd-Hf同位素分析结果见表4。

正长斑岩总体具高 Sr(Isr=0.70613～0.70698),高于原始地幔值 0.7045(DePaolo and Wasserburg,1979)、低 Hf(εHf(t)=0.21～1.84)和低 Nd(εNd(t)=–5.27～–3.81)的同位素组成特征。Nd的二阶模式年龄(t2DM)变化于1.16～1.27 Ga之间。样品的Sm/Nd富集因子ƒSm/Nd变化于–0.56～ –0.49之间,暗示可能发生过岩浆的混合(李光来等,2010),指示正长斑岩应为壳–幔混源岩浆结晶的产物(刘亮等,2012)。

6 讨 论

6.1 年代学意义

本文获得正长斑岩锆石U-Pb年龄为34.6±0.7 Ma,与彭建堂等(2005)获得的正长斑岩年龄值(30.02±0.38 Ma～36.5±0.46 Ma)相近,能较好代表正长斑岩的岩浆结晶年龄。

综合统计和分析已有同位素年龄资料,若去除少量早期精度较低的全岩 K-Ar法获得的年龄数据,矿区正长斑岩年龄值集中在30～36 Ma之间,与已有斑状花岗岩年龄值范围(33～38 Ma)、(二长)花岗斑岩年龄值范围(33～37 Ma)和碱长花岗斑岩年龄值(34±0.5 Ma;夏斌等,2011)基本一致或在误差范围内相当。表明上述不同类型岩体均为喜马拉雅早期岩浆活动的产物,而且该期岩浆活动及演化大致在5～6 Ma左右的时限范围内完成。

图5 正长斑岩稀土元素球粒陨石标准化分配图解(a)和微量元素原始地幔标准化蛛网图(b,准化数据引自 Sun and McDonough,1989)Fig.5 Chondrite-normalized REE patterns (a),and primitive mantle-normalized spider diagram (b)for the syenite porphyries from the Jiudingshan area,western Yunnan

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从区域上看,金沙江–红河新生代富碱斑岩成矿带上的鹤庆北衙和金平铜厂金矿区也发育正长斑岩。其中,北衙正长斑岩锆石SHRIMP年龄为33～34 Ma(徐受民,2007)、K-Ar年龄为 32.3 Ma(邓万明等,1998),金平铜厂石英正长斑岩 Rb-Sr年龄为 33.9～36.1 Ma(赵淮,1995)、锆石LA-ICP-MS年龄为34.6 Ma(梁华英等,2002),也与九顶山正长斑岩成岩年龄值相当,且均处于滇西新生代富碱岩浆活动高峰期内(45～30 Ma;喻学惠等,2008)。据区域动力学研究资料,印度–欧亚板块主碰撞发生于 40～26 Ma之间,金沙江–红河断裂大规模左旋走滑活动发生于35～17 Ma之间(Tapponnier et al.,1990;Scharer et al.,1994;Harrison et al.,1996;Leloup et al.,2001;Gilley et al.,2003;伍静等,2011),该时期也正是滇西地洼发展的激烈期(李峰和甫为民,2000)。构造–岩浆活动时间关系显示,包括九顶山在内的区域正长斑岩岩浆活动与印度–欧亚板块碰撞诱发金沙江–红河断裂发生大规模左行走滑活动有关,它拉开新生代富碱斑岩岩浆活动的序幕,是不同地洼构造单元结合带活化造山的重要标志。

6.2 岩石成因及其地质意义

九顶山正长斑岩总体高硅、高钾和富碱,并具有REE总量较高,Eu异常不明显,高度富集Rb、Ba、U、Th等大离子亲石元素(Rb、Ba、Th、U)及轻稀土元素(LREE),亏损重稀土元素(HREE)和高场强元素(Nb、Ta、Zr、Hf)等特点,为过铝质中酸性花岗质岩类,属钾玄岩–高钾钙碱性系列。正长斑岩中低Y和低 HREE,指示岩石源区物质在部分熔融时有石榴子石矿物相的稳定存在,高 Sr和 Eu异常不明显表明源区物质在部分熔融时无斜长石的残留。K2O/ Na2O比值大、富K2O和亏损Nb、Ta等,暗示正长斑岩的岩浆源区有陆壳物质成分(赖绍聪,2003;魏启荣等,2007)或是富钾幔源熔体和壳源物质混染造成(Wang et al.,2001;Rapp et al.,2002;张旗等,2004;Qu et al.,2009)。

九顶山正长斑岩的主要矿物为正长石、斜长石、角闪石、黑云母以及石英,斑晶成分主要有正长石、斜长石、黑云母和角闪石,基质为微粒石英、微细粒长石和少量黑云母,具埃达克质岩的矿物组合特征(张旗等,2002)。岩石的地球化学判别标志也与埃达克岩有明显相似性(Xiao and Clemens,2007),但与典型的埃达克岩相比,九顶山正长斑岩又显著富SiO2、高钾和富碱(K2O/Na2O>1),更符合张旗等(2004)划分的产于大陆内部的“大陆型”或“C 型”钾质埃达克岩(SKA)特点(表5)。因此,我们认为,九顶山正长斑岩应是富钾质原岩在更高的压力和更低的部分熔融程度下形成的埃达克质岩浆,在碰撞造山环境形成的“C型”钾质埃达克岩,是新生代早期青藏高原东缘印度板块和欧亚板块碰撞后(40～26 Ma)的岩浆活动产物,具有地洼激烈期富钾质、幔源成分增高的岩浆建造特点(国家地震局广州地震大队,1997)。

6.3 源区性质

九顶山正长斑岩的Hf同位素与Nd同位素具有很好的正相关性,在图6a中投点接近板内洋岛玄武岩(OIB)区域,样品的 εHf(t)值(0.21～1.84)为正,且较低,表明其为岩石圈地幔与俯冲的地壳物质相互作用的结果(杨岳衡等,2006)。在εNd(t)-(87Sr/86Sr)i图解(图6b)中,投影点基本集中于地壳与地幔组分的过渡区,靠近壳幔混合线。经估算,成岩过程中幔源组分的参与比例达50%～60%。在Sr-Nd关系图中位于EMII地幔端元(图6c),在FeOT-MgO图中(图7),投点沿混合趋势线分布,显示富钾岩浆可能是受到地壳物质强烈交代的 EMII型富集地幔部分熔融的产物。此外,研究区正长斑岩体中含大量的暗色包体(图8),包括铁镁质和闪长质两类暗色包体,这些幔源组分的存在(王梁等,2012;郭晓东等,2012b),也反映正长斑岩具壳幔岩浆混合成因特征(Zorpi et al.,1989)。

表5 九顶山正长斑岩与埃达克岩的地球化学判别标志比较Table5 Comparison of geochemical characteristics of typical adakites and the syenite porphyries in Jiudingshan

以上资料表明,一方面高硅、高钾、富碱和轻稀土元素富集等特征与古老地壳物质的深熔或重熔有关(Allègre and Ben,1980);另一方面地幔物质组分参与明显。说明研究区正长斑岩岩浆源区发生了地壳组分与地幔组分的混合,与Hart (1984)、周新华和朱炳泉(1992)提出的“EMII型”富集地幔源基本吻合,岩浆的形成应是俯冲进入上地幔的地壳物质与地幔物质发生混合作用的结果(王治华等,2009)。

图6 九顶山正长斑岩 εHf(t)-εNd(t)(a)、εNd(t)-(87Sr/86Sr)i (b,c)相关图解(a、b底图据 Carlson,1995;c底图据刘亮等,2012)Fig.6 εHf(t)vs.εNd(t)(a),and εNd(t)vs.(87Sr/86Sr)i (b,c)diagrams of the syenite porphyries in the Jiudingshan area

图7 FeOT-MgO图解(据Zorpi et al.,1989)Fig.7 Diagram of FeOT vs.MgO

九顶山正长斑岩的地球化学和同位素组成揭示岩浆源区是壳幔物质混合的“EMII型”富集地幔源,这种源区特征在金沙江–红河富碱斑岩带内的北衙和金平铜厂等矿区的同类同时代岩体中也有表现(邓万明等,1998;赵欣等,2004;程锦等,2007;李勇等,2011;赵甫峰,2012)。此外,正长斑岩具有“C型”钾质埃达克岩的特征,它指示壳–幔演化和底侵作用的存在。由此认为,正长斑岩的形成应与印度–欧亚板块俯冲碰撞背景下,金沙江–红河断裂发生大规模左旋走滑活动、并引起热扰动和局部引张作用有关,在这种区域热–动力学条件下,地幔发生部分熔融,俯冲的地壳物质与源区富集地幔发生混合作用,形成壳幔混合源高钾富碱岩浆。在构造减压及热力等的驱动下,岩浆沿金沙江–红河断裂带与程海断裂带交汇处上侵,就位于深大断裂带旁侧的 NE向及EW向次级断层内,经冷凝结晶,形成岩墙或岩脉。

图8 暗色包体和寄主正长斑岩Fig.8 Photo showing the dark enclaves in the syeniteporphyry

7 结 论

(1)本文获得正长斑岩 LA-ICP-MS锆石 U-Pb年龄值为34.6±0.7 Ma,可代表岩浆结晶年龄。结合矿区迄今已有前人获得的正长斑岩的锆石 U-Pb年龄资料,可以确认正长斑岩岩浆活动时限范围集中在36～30 Ma之间的始新世(E2),是新生代富碱岩浆活动高峰期(45～30 Ma)内的产物。该类岩浆活动与印度–欧亚板块碰撞诱发金沙江–红河断裂发生大规模左行走滑活动有关,是滇西地洼激烈期岩浆活化的产物。

(2)九顶山正长斑岩具高硅、高钾和富碱特征,属钾玄岩–高钾钙碱性系列的过铝质花岗岩,岩石富Sr,低Mg、Nb、Ta、Y和Yb等元素,具有碰撞造山环境“C型”钾质埃达克岩的地球化学特征和地洼型岩浆建造的重要特征。

(3)九顶山正长斑岩具有高(87Sr/86Sr)i值(0.70613～0.70698),低 εHf(t)值(0.21～1.84)和 εNd(t)值(–5.27～–3.81),岩浆源区具壳–幔物质混合的“EMII”型富集地幔源特征,是典型的壳幔混合源高钾富碱岩浆的产物。

致谢:本次工作得到了中国地质大学(武汉)地质过程与矿产资源国家重点实验室宗克清博士的大力支持和帮助。中国地质大学(北京)喻学惠教授和中国科学院地球化学研究所彭建堂研究员十分细致地审阅本文,并提出许多宝贵的修改意见。谨此感谢！

毕献武,胡瑞忠,叶造军,邵树勋.1999.A 型花岗岩类与铜成矿关系研究——以马厂箐铜矿为例.中国科学(D辑),29(6):489–495.

陈国达.1996.地洼学说——活化构造及成矿理论体系概论.长沙:中南工业大学出版社:88–100.

国家地震局广州地震大队.1977.1∶400万中国大地构造图(按地洼说及递进说编制).北京:地图出版社.

陈国达,彭省临,戴塔根,杨心宜,吴延之,赖建清,刘继顺,刘石年,王力,杨牧,胡斌,董军.2004.云南铜–多金属壳体大地构造成矿学.长沙:中南工业大学出版社:275–311.

程锦,夏斌,张玉泉.2007.云南姚安碱性杂岩体的岩石学和地球化学特征.大地构造与成矿学,31(1):588–595.

楚亚婷,刘显凡,赵甫峰,卢秋霞,李春辉.2011.滇西马厂箐钼铜金矿床中赋矿斑状花岗岩定年及其地质意义.矿物学报,5(增刊):567–569.

邓万明,黄萱,钟大赉.1998.滇西新生代富碱斑岩的岩石特征与成因.地质科学,33(4):31–44.

傅德明.1996.扬子地台西南缘陆内造山带有色、稀贵金属矿床成矿系列及成矿规律 // 骆耀南.扬子地台西南缘陆内造山带地质与矿产论文集.成都:四川科学技术出版社:120–128.

葛良胜,邹依林,邢俊兵,李振华,郭晓东,张学军.2002.滇西北地区富碱岩体(脉)地质学及岩石化学特征.矿产与地质,16(3):147–153.

郭晓东,葛良胜,王梁,王治华,史小翠.2012b.云南马厂箐岩体中深源包体特征及其锆石LA-ICP-MSU-Pb年龄.岩石学报,28(5):1413–1424.

郭晓东,葛良胜,王治华,王梁,王晓军.2012a.云南马厂箐斑岩型铜–钼–金矿床40Ar-39Ar年龄及地质意义.地质论评,58(3):511–518.

郭晓东,王治华,王梁,闫家盼,杨玉霞,陈晓吾.2011.滇西马厂箐斑岩型铜–钼–金矿集区成岩成矿时代探讨.地质论评,57 (5):659–669.

郭晓东,王治华,王欣,陈祥,王邵明,覃文明.2010.马厂箐斑岩型铜钼金多金属矿床构造控岩控矿作用.大地构造与成矿学,34(1):55–62.

和文言,莫宣学,喻学惠,李勇,黄行凯,和中华.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.

胡祥昭,万方.1995.滇西富碱花岗斑岩的岩石学与成因.中国有色金属学报,5(1):1–3.

贾丽琼,莫宣学,董国臣,徐文艺,王梁,郭晓东,王治华,韦少港.2013.滇西马厂箐煌斑岩成因:地球化学、年代学及Sr-Nd-Pb-Hf 同位素约束.岩石学报,29(4):1247–1260.

赖绍聪.2003.青藏高原新生代埃达克岩的厘定及其意义.地学前缘,10(4):407–415.

李峰,甫为民.2000.滇西红层铜矿地质.昆明:云南大学出版社:1–10.

李光来,华仁民,胡东泉,黄小娥,张文兰,王旭东.2010.赣南地区石雷石英闪长岩的成因:岩石化学、副矿物微量元素、锆石U-Pb年代学与Sr-Nd-Hf同位素制约.岩石学报,26(3):903–918.

李勇,莫宣学,喻学惠,黄行凯,和文言.2011.金沙江–哀牢山断裂带几个富碱斑岩体的锆石U-Pb定年及地质意义.现代地质,25(2):189–200.

梁华英,Ian H Campbell,谢应雯,张玉泉.2002.金平铜厂钼铜矿床赋矿岩体锆石ELA-ICP-MS 定年.矿床地质,21(增刊):1009–1016.

梁华英,谢应雯,张玉泉.2004.富钾碱性岩体形成演化对铜矿成矿制约——以马厂箐铜矿为例.自然科学进展,4(1):116–120.

刘亮,邱检生,李真,李友连.2012.浙江龙游沐尘早白垩世石英二长岩体的成因:镁铁质包体及寄主岩的元素与Sr-Nd同位素地球化学证据.岩石学报,28(12):3993–4006.

罗君烈,杨友华,赵准.1994.滇西特提斯的演化及主要金属矿床成矿作用.北京:地质出版社:1–340.

骆耀南,俞如龙,侯立纬.1998.龙门山–锦屏山陆内造山带.成都:四川科学技术出版社:1–171.

吕伯西,王增,张能德.1993.三江地区花岗岩类及其成矿专属性.北京:地质出版社:1–330.

彭建堂,毕献武,胡瑞忠,吴开兴,桑海清.2005.滇西马厂箐斑岩铜(钼)矿床成岩成矿时限的厘定.矿物学报,25(1):69–74.

王梁,郭晓东,贾丽琼,王治华,路英川,张廷彦.2012.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):54–61.

王治华,郭晓东,陈祥,葛良胜,邹依林.2010.云南祥云马厂箐富碱斑岩体的地球化学特征及其形成的构造环境.地质论评,56(1):127–137.

王治华,郭晓东,葛良胜,王科强,邹依林,张勇,喻万强.2009.云南祥云马厂箐富碱斑岩体的地球化学特征.地质与勘探,45(4):343–351.

魏启荣,李德威,王国灿,郑建平.2007.青藏北部贡帽日玛正长斑岩的锆石SHRIMP U-Pb定年及其岩石地球化学研究.矿物岩石,27(4):45–52.

吴元保,郑永飞.2004.锆石成因矿物学研究及其对U-Pb年龄解释的制约.科学通报,49(16):59–64.

伍静,梁华英,莫济海,张玉泉,胡光黔.2011.玉龙斑岩铜矿带莽总含矿斑岩体岩石学特征及锆石U-Pb年龄研究.大地构造与成矿学,35(2):300–306.

夏斌,刘立文,张玉泉,黄强太,夏连泽,王洪,董春艳.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.

徐受民.2007.滇西北衙金矿床的成矿模式及与新生代富碱斑岩的关系.北京:中国地质大学(北京)博士学位论文.

喻学惠,肖晓牛,杨贵来,莫宣学,曾普胜,王晋璐.2008.滇西“三江”南段几个花岗岩的锆石SHIRMP U-Pb定年及其地质意义.岩石学报,24(2):377–383.

杨岳衡,张宏福,谢烈文,刘颖,祁昌实,涂湘林.2006.华北克拉通中、新生代典型火山岩的岩石成因:Hf同位素新证据.岩石学报,22(6):1665–1671.

张旗,王焰,刘伟,王元龙.2002.埃达克岩的特征及其意义.地质通报,21(7):231–235.

张旗,王焰,钱青,杨进辉,王元龙,赵太平,郭光军.2001.中国东部中生代埃达克岩的特征及其构造成矿意义.岩石学报,17(2):236–244.

张旗,许继峰,王焰,肖龙,刘红涛,王元龙.2004.埃达克岩的多样性.地质通报,23(9–10):959–965.

张玉泉,谢应雯,梁华英,邱华宁,李献华,钟孙霖.1998.藏东玉龙斑岩铜矿带含矿斑岩及成岩系列.地球化学,27(3):236–243.

赵甫峰.2012.滇西新生代富碱岩浆与地幔流体演化及其成矿效应研究.成都:成都理工大学博士学位论文.

赵准.1995.中甸–大理–金平地区与喜马拉雅期斑岩有关的铅、铜钼、金矿床成矿模式.云南地质,14(4):333–341.

赵欣,喻学惠,莫宣学,张瑾,吕伯西.2004.滇西新生代富碱斑岩及其深源包体的岩石学和地球化学特征.现代地质,18(2):217–228.

周新华,朱炳泉.1992.中国东部新生代玄武岩同位素体系和地幔化学区划 // 刘若新.中国新生代火山岩年代学与地球化学.北京:地震出版社:366–391.

Allègre C J and Ben O D.1980.Nd-Sr isotopic relationship in granitoid rocks and continental crust development:A chemical approach to orogenesis.Nature,286:335–342.

Abdel-Rahman A M.1994.Nature of biotites from alkaline,calcalkaline,and peraluminous magmas.Journal of Petrology,35(2):525–541.

Andersen T.2002.Correction of common lead in U-Pb analyses that do not report204Pb.Chemical Geology,192:59–79.

Belousova E A,Griffin W L,O’Reilly S Y and Fisher N.2002.Igneous zircon:Trace element composition as an Indicator of source rock type.Contributions to Mineralogy and Petrology,143:602–622.

Blichert-Toft and Albarède F.1997.The Lu-Hf isotope geochemistry of chondrites and the evolution of the mantle-crust system.Earth and Planetary Science Letters,148:243–258.

Carlson R W.1995.Isotopic inferences on the chemical structure of the Mantle.Journal of Geodynamics,20:365–386.

Defant M J and Drummond M S.1990.Derivation of some modern arc magmas by melting of young subducted lithosphere.Nature,347:662–665.

DePaolo D J and Wasserburg G J.1979.Inferences about magma sources and mantle structure from variations of143Nd/144Nd.Geophysical Research Letters,3(12):743–746.

Gilley L D,Harrison T M,Leloup P H,Ryerson F J,Lovera O M and Wang J H.2003.Direct dating of left-lateral deformation along the Red River shear zone,China and Vietnam.Journal of Geophysical Research,108(B2):14–21.

Harrison T M,Leloup P H,Ryerson F J,Pyerson F J,Tapponnier P,Lacassin R and Chen W J.1996.Diachronous initiation of transtension along the Ailao Shan-Red River Shear zone,Yunnan and Vietnam //Harrison T M and An Yin.The Tectonics of Asia.New York:Cambridge University Press:208–226.

Hart S R.1984.A large-scale isotope anomaly in the southern Hemisphere mantle.Nature,309:753–757.

Hoskin P W O and Schaltegger U.2003.The composition of zircon and igneous and metamorphic petrogenesis.Reviews in Mineralogy and Geochemistry,53:27–55.

Liang H Y,Campbell I H,Allen C M,Sun W D,Yu H X,Xie Y W and Zhang Y Q.2007.The age of the potassic alkaline igneous rocks along the Ailao Shan–Red River shear zone:implications for the onset age of left-lateral shearing.The Journal of Geology,115:231–242.

Liu Y S,Gao S,Hu Z C,Gao C G,Zong K Q and Wang D B.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 :537–571.

Ludwig K R.2003.ISOPLOT 3.00:A Geochronology Toolkit for Microsoft Excel.Berkeley:Berkeley Geochronology center Special Publication:1–70.

Leloup P H,Arnaud N,Lacassin R,Kienast J R,Harrison T M,Phan T T,Trong A and Replumaz P.2001.New constraints on the structure,thermochronology and timing of the Ailao Shan Red River shear zone,SE Asia.Journal of Geophysical Research,106(B4):6683–6732.Middlemost E A K.1985.Magmas and Magmatic Rocks.Essex:Longman Group:364–337.

Nowell G M,Kempton P D,Noble S R,Fitton J G,Saunders A D,Mahoney J J and Taylor R N.1998.High precision Hf isotope measurements of MORB and OIB by thermal ionization mass spectrometry:Insights into the depleted mantle.Chemical Geology,149:211–233.

Peccerillo R and Taylor S R.1976.Geochemistry of eocene calc-alkaline volcanic rocks from the Kastamonu area,Northern Turkey.Contributions to Mineralogy and Petrology,58:63–81.

Qu X M,Hou Z Q,Khin Z,Mo X and Xin H.2009.A large-scale copper ore-forming event accompanying rapid uplift of the southern Tibetan Plateau:Evidence from zircon SHRIMP U-Pb dating and LA ICP-MS analysis.Ore Geology Reviews,36:52–64.

Rapp R P,Xiao L and Shimizu N.2002.Experimental constraints on the origin of potassium-rich adakites in eastern China.Acta Petrologica Sinica,18(3):293–302.Söderlund U,Patchett J P,Vervoort J D and Isachsen C.2004.The176Lu decay constant determined by Lu-Hf and U-Pb isotope systematics of Precambrian mafic intrusions.Earth and Planetary Science Letters,219:311–324.

Sun S S and McDonough W F.1989.Chemical and isotopic systematics of oceanic basalts:Implications for mantle composition and processes // Saunders A D and Norry M J.Magmatism in Ocean Basins.Geological Society,London,Special Publication:313–345.

Scharer U,Zhang L S and Tapponnier P.1994.Duration of strike-slip movements in large shear zones:The Red River belt,China.Earth and Planetary Science Letters,126:379–397.

Tapponnier P,Lacassin R,Leloup P H,Schärer U,Zhong D L,Wu H W,Liu X H,Ji S C,Zhang L S and Zhong J Y.1990.The Ailao Shan-Red River metamorphic belt:Tertiary left-lateral shear between lndochina and South China.Nature,343:431–437.

Wang J H,Ying A,Harrison T M,Grove M,Zhang Y Q and Xie G H.2001.A tectonic model for Cenozioc igneous activities in the eastern Indo-Asian collision zone.Earth and Planetary Science Letters,188(1–2):123–133.

Wiedenbeck M,Alle P,Corfu F,Griffin W L,Meier M,Oberli F,Vonquadt A,Roddick J C and Spiegel W.1995.Three natural zircon standards for U-Th-Pb,Lu-Hf,trace element and REE analyses.Geostandards Newsletter,19:1–23.

Xiao L and Clemens J D.2007.Origin of potassic (C-type)adakite magmas:Experimental and field constraints.Lithos,95(3–4):399–414.

Yang Y H,Zhang H F,Chu Z Y,Xie L W and Wu F Y.2010.Combined chemical separation of Lu,Hf,Rb,Sr,Sm and Nd from a single rock digest and precise and accurate isotope determinations of Lu-Hf,Rb-Sr and Sm-Nd isotope systems using Multi-Collector ICP-MS and TIMES.International Journal of Mass Spectrometry,290:120–126.

Zorpi M J,Coulon C,Orsini J B and Cocorta C.1989.Magma mingling,zoning and emplacement in cal-alkaline granitiod plutons.Tectonophysics,157:315–329.