滇西地区富碱斑岩中地幔流体作用踪迹及其成矿作用意义(刘显凡,蔡永文,卢秋霞,陶专
第17卷第1期2010年1月
地学前缘(中国地质大学(北京);北京大学)
Earth S cien ce Frontiers (Ch ina University of Geosciences(Beijing);Peking University)Vol.17No.1Jan.2010
收稿日期:2009-10-13;修回日期:2009-11-05
基金项目:国家自然科学基金项目(40773031,40473027),中国地质大学(武汉)地质过程与矿产资源国家重点实验室开放基金项目(GPM R2007,GPM R0509);成都理工大学矿物学、岩石学、矿床学国家重点(培育)学科建设项目(S ZD0407)
作者简介:刘显凡(1957)),男,博士,教授,博士生导师,主要从事矿物学、岩石学和矿床地球化学研究。E -m ail:liux ianfan@https://www.wendangku.net/doc/2610056011.html,
滇西地区富碱斑岩中地幔流体作用踪迹及其成矿作用意义
刘显凡
1,2
, 蔡永文1, 卢秋霞1, 陶 专1, 赵甫峰1, 蔡飞跃1, 李春辉1, 宋祥峰
1
11成都理工大学地球科学学院,四川成都610059
21中国地质大学(武汉)地质过程与矿产资源国家重点实验室,湖北武汉430074
Liu Xianfan 1,2
, Cai Yongw en 1
, Lu Qiux ia 1
, Tao Zhuan 1
, Zhao Fufeng 1
, Cai Feiyue 1
,
Li Chunhui 1, Song Xiang feng 1
11Institute of Ear th S cie nce ,Ch eng du Unive rsity of T echnolog y ,Cheng du 610059,China
21S tate K ey L abor atory of Geolog ical Pr oc esses and M iner al Resourc es,China Univ ersity of Geosciences (W uhan ),W uhan 430074,Ch ina
Liu Xianfan,Cai Yongwen,Lu Qiuxia,et al.Actual traces of mantle f luid from alkal-i rich porphyries in western Yunnan,and associated implications to metallogenesis.Earth Science Frontiers ,2010,17(1):114-136
Abstract:T he fo rmatio n and evo lutio n o f plentiful alkal-i rich porphyr ies wit h deep -x eno liths have an inev itable connectio n to t he Ceno zo ic co ntinental deformat ions,tectonisms,mant le magmas,anatect ic f luids,and assoc-i at ed abundant polymetallic deposits.By the petr og raphical and petro chemical studies and the ana lyses using e -lectro n micropro be,scanning electr on micr osco py and ener gy spectr oscopy,we co nf irmed that the co nnection was bro ug ht abo ut by the deep g eolog ical pr ocesses and the action of ore -bearing mantle fluids.M icroscopic traces and ex isting mo dalities o f the pro cesses and the action can be directly manifested as t he follow ing:(1)N a -rich g lasses,which sho w as micr olites and embr yonic cry sta ls under optical micr oscope,interpenet rated a -mo ng deep -x eno lit hs in a veined or disseminated manner.T he colour o f t he g lass changes with its composition and it is no t unifo rm.T he chemical co mpo sitio n o f the glass is char act erized by high Si,A l,N a and Fe,and lo w K ,Ca,and M g;the minera l compositio n is character ized by the assemblage of albite,amphibo le,mag ne -tite (specularite)and ilmenit e.T he micro lite g lass w as fo rmed fr om t he upper mantle fluid befo re the x eno liths having been caug ht by the alkal -i r ich mag ma.(2)Fe -r ich glasses int erpenetr ated in a v eined,agg lo merated o r disseminated manner amo ng the ho st r ocks and var io us xenoliths.(3)Black micro cry sta lline ir on -rich melt x en -oliths as independent xenoliths ex isted in aeg er ine sy enite por phy ry.Bo th the abo ve (2)and (3)entities are of submicro sco pic cr ystalline tex ture under elect ron micro sco pe,but almost no any demo nstr atio n of optical pro p -er ties under tr ansmit ted o r r eflected lig ht,o nly a ppeared as black opaque mater ials under o ptical micr oscope.T heir chemical co mpo sitio ns are character ized as hig h Si,A l and Fe,and lo w Ca,M g ,N a and K.T heir main mineral co mpo sitio ns are silicate and quartz,as w ell as mo issanite,native ir on wit h chro mium,specular ite with titanium,ilmenite,apatit e etc.T he unmix ing tex tur e,which is assumed to be caused by the unmixing of minerals bet ween micr o -metal and no nmeta l,indicates that the mantle fluid has the pro per ties o f mag matic melt and is unm ix ing wit h alkal-i r ich magma.Alterations develo ped widely,such as hor nblendicatio n,silif ication
and chlor itizatio n etc.,and the cor respo nding r etro gr ade reactio n in or der o f py rox eney y amphibo le y bio tite y chlor ite r esult ed in the mantle fluid dissem inat ing and replacing the ho st rocks and x eno liths Bo th o f alkal-i rich magma and mantle fluid,w hich show ed abov e-mentioned three micr osco pic t races and mo dalities,co exist ed and mig rat ed tog ether,but unmix ed because o f the differences o f co mpo sitio ns and propert ies.On the basis of synthesis analyses and in co mbinat ion with t he theor y of metallo genesis by transmagmatic fluid,we may draw the follo wing co nclusions:that the alkal-i r ich por phy ries wer e sy nchro nically self-replaced and alterated by the mant le fluid accom panying the pr ocess of a lakal-i rich mag ma cr ystallizing w hile the fluid and magma was trapped w ell,and the o rthomag matic met allogenic system w as for med in mag ma body or it s depths,and the typical deposit of ort ho magmatic metallog enic system is the M achangqing po rphyr y M o-depo sit;that if the per-tur bat ion of tectonizatio n happened in the pro cess of diagenesis and metallo genesis,the mantle f luid w ould en-ter into t he contact zone betw een mag ma bo dy and w all rock or strata next to the co ntact zone,and the repla-cing and alterating too k place to form t he contact-metasomatic met allogenic sy stem,the ty pical ones of which are the M achang qing por phy ry Cu-deposit ex isting in skar n-ma rble zo ne,and the po rphyr y A u-depo sit exist ing mainly in st ratum ro cks;t hat if the A u-depo sit ex isted in por phyr y bo dy,it w as commonly contr olled by the fractures occurr ing after diag enesis;that if the deep fractures,as mag ma and fluid channels,w ere well deve-l oped,and env iro nment was relatively open,the o re-bear ing mantle fluid wo uld flow far fr om the alkal-i rich magma along br anch fractures,entered into different strata and r ocks,and the replacing and alter ating o c-cur red along w ith the pr ocess of diag enesis to fo rm the r emote epither mal metallo genic sy stem,the t ypical one of w hich is t he L anping Jinding super-larg e Pb-Zn deposit;in t his pr ocess,the mantle fluid's pro per ties w ere chang ed fro m magma y super critica l fluid y liquid by the chang es o f depth and env iro nment,and the co rr e-sponding chang es of physical and chemical co nditio ns,and the moving f luid carr ied,activated and enriched o re-material to suit able places;it was the deep pro cess and t he action of fluid that acceler ated crust-mant le mater-i als ov erla pping miner alizatio n,facilitated the deep o re-fo rming and benefited the fo rmation of larg e and super-lar ge depo sits.
Key words:alkal-i r ich po rphy ry;iron-r ich melt xenoliths;N a-rich and F e-rich glasses;unmix ing actio n fo r mant le fluid and mag ma;fluid r eplacing and alternating mineralizat ion;w estern Yunnan
摘要:滇西地区大量产出的富碱斑岩及其包体岩石的形成和演化与该区新生代陆内变形、构造作用、幔源岩浆和深源流体活动,及其与此有关而广泛发育的内生多金属矿产存在必然的联系。本文通过岩相学、岩石化学、电子探针、扫描电镜和能谱分析,较为系统地分析论证了这一关联的内在统一制约和联系的纽带即深部地质过程和由此相伴的含矿地幔流体作用,初步揭示了这种深部过程和地幔流体作用的微观踪迹和方式可以直接表现为:(1)呈脉状和浸染状穿插于深源包体岩石中的富钠玻璃,透光镜下呈微晶和雏晶,颜色随成分差异而不均匀,化学成分以高硅、铝、钠、铁,低钾、钙、镁为特征,矿物成分以钠长石、角闪石、磁铁矿(镜铁矿)、钛铁矿组合为特征,是富碱岩浆携带包体岩石之前即已存在的上地幔流体;(2)呈脉状、团块状和浸染状穿插于主岩和各类包体岩石的富铁玻璃;(3)呈独立包体产出于霓辉正长斑岩中的富铁熔浆包体。后两者物质在透光镜下无光性,呈黑色不透明,反光镜下不反光,但在电子显微镜下呈显微晶质结构,化学成分以高硅、铝、铁,低钙、镁、钠、钾为特征,矿物组成上以硅酸盐和石英为主,含有碳硅石、含铬自然铁、钛铁矿、磷灰石等地幔标志矿物,其中微晶金属和非金属矿物之间呈熔离结构交生,反映了地幔流体的熔浆性质及其与富碱岩浆不混溶的特征;由地幔流体对岩石的交代浸染作用,引起主岩和包体岩石中普遍发育各种蚀变作用,如角闪石化、硅化和绿泥石化等,并导致矿物组合总体上表现为暗色矿物由辉石y角闪石y黑云母y绿泥石的退变序列。该地幔流体微观踪迹的三种表现形式与富碱岩浆共存,并共同运移,但两者由于组成和性质的差异而互不混溶;结合透岩浆流体成矿作用理论和本文论证的综合分析认为,当富碱岩浆和地幔流体系统封闭较好,地幔流体则伴随富碱岩浆的结晶过程对富碱斑岩进行同步自交代蚀变,在斑岩体或其深部形成矿床,构成正岩浆成矿体系,典型成矿实例如马厂箐斑岩钼矿床;若在此成岩成矿过程中发生构造作用扰动,则地幔流体进入岩体与围岩的接触带,或紧邻接触带的地层围岩中进行交代蚀变成矿,构成接触带成矿体系,典型成矿实例如马厂箐矿区中赋存于夕卡岩)大理岩带中的斑岩型铜矿和主要赋存于地层围岩中的斑岩型金矿,若金矿出现在斑岩体内,则一般受控于穿切斑岩体的成岩后断裂;若岩浆和流体运移通道的深大断裂体系发育,环境相对开
放,则地幔流体伴随富碱岩浆的成岩过程而脱离岩浆沿分支断裂通道进入远离岩体的不同地层岩石中进行交代蚀变成矿,构成远程热液成矿系统,典型成矿实例如兰坪金顶超大型铅锌矿床;在这一成矿过程中,地幔流体可以随深度和环境变化引起的物理化学条件变化,其性质由熔浆y超临界流体y液相流体转化,并运载和沿途活化成矿物质至适宜容矿部位集中,促使幔壳物质叠加成矿;进而有利于深部成矿并形成大型和超大型矿床。
关键词:富碱斑岩;富铁熔浆包体;富钠与富铁玻璃;地幔流体与岩浆不混溶作用;流体交代蚀变成矿;滇西地区
中图分类号:P588112;P611文献标志码:A文章编号:1005-2321(2010)01-0114-23
0引言
滇西地区产出有大量新生代富碱斑岩,沿哀牢山)金沙江带构成一条长达3700km的富碱钾质岩浆岩带,斑岩体出露在与红河)哀牢山大型左旋剪切挤压带伴生局部引张的古近纪小型拉分盆地中[1],分属剑川)石头、北衙)六合、大理)宾川3个富碱斑岩群(图1)。这些岩体主要以小岩株、岩墙或岩脉的形式产出,单个岩体的出露面积不大,一般为200~400m2,岩石类型以霓辉正长斑岩和石英正长斑岩为主,含有多种类型的深源岩石包体,主要包体岩石类型包括:石榴云母辉石岩、石榴透辉岩、橄榄辉长岩、角闪辉长岩、石榴黑云辉长岩、橄榄辉石岩、角闪石岩等,寄主岩石和包体岩石中普遍发育各种蚀变作用,如:角闪石化、硅化和绿泥石化等;此外还见有一些特殊岩石包体,如:石英包晶(体)、方解石包晶(体)、含石英的钠长石伟晶岩包体和富铁熔浆包体等。
该区带自晚新生代以来,受印度-亚欧板块碰撞和与此相伴的青藏高原整体快速抬升的影响,断裂明显由挤压转为拉张,出现断陷盆地,显示具裂谷特点的台缘坳陷。伴随地幔上拱和岩浆喷发,尤其是富碱岩浆和地幔交代流体沿深大断裂带上侵,由此发生构造-岩浆活动及深部地质作用过程,为在缝合带两侧及该区带广泛发育富碱侵入岩和其中来源深浅不同的各类岩石包体,及与其相关的多金属矿床的形成提供了有利的地质-构造背景条件。
对该区富碱斑岩及其中包体岩石的研究已积累了较为丰富的资料,倾向性认为富碱侵入岩的成岩物质源自地幔[3-7];对该区主岩及包体岩石的矿物学、岩相学和地球化学研究也已具备了相当基础[1-14],但对其成岩和成矿过程中流体作用性质(岩浆、
热液或地幔流体?)的分析和认识存在差异和争
图1滇西地区地质略图
(据文献[2],略作修改)
Fig11Geological sketch map of W es tern Yunnan
H)喜马拉雅期构造层;Y)燕山期构造层;I)印支期构造
层;V)华力西期构造层;C)加里东期构造层。
议,尤其对地幔流体的判别和表现形式概念模糊或者难以认定。
本文在已有研究基础上,初步分析和总结了滇西地区富碱斑岩中地幔流体作用现实踪迹的表现形式和流体物质组成特征及其对成矿作用的贡献,这对于分析和论证该区新生代多金属成矿的深部地质作用规律具有重要的理论和现实意义。
1关于深部流体和成矿及其与岩浆作用的关系
现有研究公认,成矿作用必有流体参与,且大部分金属矿床,尤其是内生金属矿床都不同程度带有
深部来源的证据[15],因而成矿作用与深部流体密切相关[16]。杨雷等[17]将深部流体定义为:来自盆地基底以下的流体,包括地幔流体和深部地壳流体。罗照华等[15,18]
将深部流体归为透岩浆流体,即包含于
或穿过岩浆体的深部(源)流体,认为成矿(流体)系统可以独立于岩浆(流体)系统存在,进而将两者在成岩与成矿过程中的演变关系分为三大成矿体系(图2):(1)当岩浆体系与流体体系同步运移,且冷却速度足够快时,成矿流体系统有可能完全或大部分被封存在岩浆体内,随岩浆体系的冷却而在岩体内或其深部形成正岩浆矿床,构成正岩浆成矿体系(图2A,B);(2)当岩浆侵位较深,岩浆冷却固结的速度将会较慢,因而大部分含矿流体可能溢出岩浆体被释放到接触带参与成矿作用,形成接触带型矿床,构成接触带成矿体系(图2C);(3)当岩浆侵位相对较深,且岩浆中挥发份浓度足够大,流体运动的通道条件好,从而引起成矿流体系统完全逃逸岩浆体,并沿着有利通道(导矿构造)向远离岩浆体的方向运动,进入流动条件较差的次级构造裂隙或有利富矿的界面岩石中,形成离岩浆体渐远的高、中、低温热液矿床,构成远程热液成矿体系(图2D)。由此可
见,岩浆可以是携带含矿流体上升的介质,而深部(源)成矿流体又可以是推动岩浆上升侵位的动力。这是因为,流体不仅可以稀释硅酸盐岩浆从而增加岩浆的体积,使其具有更大的浮力;流体的体积还随压力下降而急剧膨胀,也可对岩浆上升侵位产生一
种推动力。
图2 透岩浆流体成矿系统演变示意图
(据文献[15])
Fig 12 Evolution s ketch m ap of transmagmatic
fluid metallog enic sys tem
m )岩浆系统;f )成矿流体系统。
与独立成矿流体系统的认识相对应,Scoates 和
Mitchell [19]也认为,除了同源流体之外,成矿岩浆还可能含有额外的、更深远的流体。
然而,上述独立成矿流体系统,亦或长英质岩浆中注入不同成分和性质的不混溶岩浆(或流体),究
竟是岩浆流体?地壳流体?热液流体?还是地幔流体?前人的结论主要基于地球化学分析和理论推导,尚未提供确切的岩相学证据。由于地幔流体的超深源性及由此决定的其性质和演变的复杂性,使
得人们很难具体捉摸到地幔流体的实际存在,或者在很多情况下难以准确界定,因而多数研究者在涉及深部地质过程研究时常常有意或无意地回避地幔流体的意义,而多以深部(源)流体加以模糊。
已有研究指出,青藏高原之下是富含深部(源)流体的[20-21],根据3H e/4H e 比值的研究[22]证明青藏高原的主体部分受到来自软流圈物质流的顶托,其中地幔流体作用是不可避免的;其新生代成岩成矿过程共同受控于印度-亚洲大陆地幔汇聚过程中的碰撞构造体制、拆沉构造体制和大型走滑构造体制[23]
。显然,该区富碱斑岩和其中包体岩石的成岩及其相关多金属成矿作用与深部(源)流体,尤其是地幔流体作用有着密切联系。
滇西富碱斑岩中的深源包体有可能为地幔流体的存在提供有力的证据。关于富碱斑岩中所含的各类深源岩石包体,对其成因有两种基本认识:一是富碱岩浆在上升运移过程中沿途捕获已固结的岩石;
二是在富碱岩浆起源和运移过程中,发生不同成分和性质的岩浆(或流体)的不混溶注入,尤其是性质差异较大,如镁铁质岩浆与长英质岩浆。两者不混溶的物理过程表现为三种情况[15]
:(1)镁铁质岩浆的粘度总是比长英质岩浆低;(2)伴随岩浆运移过程中的温度降低,不混溶的镁铁质岩浆总是比长英质岩浆先结晶而致其粘度大于长英质岩浆;(3)镁铁质岩浆由于大量结晶而实际已接近于固结,从而形成固态捕虏体或包体分散在长英质岩浆中,这种情况尤其在两种岩浆温度差异很大或长英质岩浆所占比例很大时容易发生。
2 关于地幔流体作用的基本概念和
认识
已有研究认为,温度升高及氧逸度的变化是使地幔发生脱气(排除C 、H 2等)作用的主要原因[24];地幔中的水除来自含水的地幔矿物外,主要是通过洋壳俯冲带入,并可同时带入常量元素和挥发份元素[25-27];正是地幔中的水与地幔脱气作用汇合并溶解地幔中的C 、H 、O(以CH 4和CO 2存在),构成具超临界性质的流体,并以其异常强大的萃取和运载
能力,形成高温富硅碱和挥发份的含矿地幔流体,杜乐天[28]称其为幔汁,强调流体中的挥发份、热和碱质,认为地幔流体作用实质上就是一种碱交代作用; Shm ulo vich和Churakou[29]定义地幔流体为富含地球内部原始成分,同时包含地壳再循环物质的超临界挥发份系统;曹荣龙等[30]认为地幔流体是富含地球内部原始气体元素(如3H e、36A r等)和挥发份(如地幔CO2、陨石S、深源H2O等)组成的气体溶液和挥发份饱和的富碱(K、Na、Li等)硅酸盐熔体;刘丛强等[31]认为幔源C-H-O流体是一种高温高密度超临界流体,其中的挥发份主要是H2O和CO2,含有Cl、F、S、P及惰性气体等组分,可溶解大量的常量及微量元素;Schrauder和Navon[32]通过实验研究证明,地幔流体介质具有多样性,既可以是熔体(如碳酸岩熔浆),也可以是富水的流体。
孙丰月等[33]提出,上地幔存在2个C-H-O流体储区:一是位于300~66km深处,与金云母橄榄岩平衡,溶解了大量K2O、SiO2、Al2O3等,流体呈过铝性特征;二是位于53km至莫霍面之间深处,与角闪石橄榄岩平衡,溶质含量相对较少,成分以富钠为特点,流体显过碱性特征。这种富钠质的碱性地幔流体,其交代产物以角闪石为主,并共生填隙状的金云母和硅酸盐矿物,构成较为典型的地幔流体显交代作用的标志[34]。据此,孙丰月等[33]进一步总结了地幔流体作用对大陆板内成矿作用的关系和意义在于:(1)有利于含金刚石的金伯利岩和钾镁煌斑岩形成;(2)运载幔源成矿元素进入地壳成矿;(3)改造地壳物质,使其成矿元素发生活化转移而成矿;(4)直接为形成热液矿床提供较多的硅和碱;(5)在地壳中产生异常高的地热梯度,加速地表水的深循环和壳幔两源混合成矿,直至形成浅成低温热液矿床。
喻学惠等[35-36]认为,地幔流体作用往往与地幔岩浆作用密切联系,富碱岩浆即起源于由地幔流体作用形成的富集地幔源区;而与富碱岩浆同源并同步运移的地幔流体也可进一步伴随岩浆结晶成岩过程交代浸染寄主富碱斑岩及其中包体岩石[13-14];然而,这种地幔流体并非总与岩体相伴,它可以远离岩浆沿裂谷或深断裂上升直接交代不同岩石,将自身携带的矿质和沿途萃取的矿质运载至适宜的容矿部位形成壳幔两源叠加的不同类型和矿种的矿床[37],进而导致由岩体到围岩、从高温到低温的系列成矿效应[38]。
由此可见,地幔流体是深部过程-流体作用-成矿叠加三者主体地质作用之间联系的纽带。综合前述学者的认识,再结合朱永峰[39]的论述,我们认为,广义的地幔流体作用包括幔源岩浆熔体、超临界流体和由此演变的热液作用的综合效应,其作用过程可分为:(1)地幔交代作用,即指伴随地幔脱气而在地幔内发生的交代作用,由此形成富集地幔的同时生成碱性熔浆,交代作用越强,熔浆碱性越强;(2)地幔流体交代作用,即指源自富集地幔的流体在上升过程中发生的交代作用,该流体可包含于富碱岩浆中并与其同步运移,也可能与岩浆分离而独立运移;在流体运移过程中,可以随深度和环境变化而引起的物理化学条件变化,流体性质由熔浆y超临界流体y热液转化,并运载和沿途活化成矿物质至适宜容矿部位集中,促使壳幔物质叠加成矿,进而有利于深部成矿并形成大型和超大型矿床。
此外,地幔交代作用形成富碱岩浆的同时,可能伴随着深部原始地幔由亏损地幔向富集地幔演化[13],从而引发大离子不相容亲石元素(LILE:Sr、K、Rb、Ba)和高场强元素(HFSE:Th、T a、Zr、H f)及某些成矿元素在地幔中的相对富集,进而为下一步可能发生的地幔流体交代作用成矿奠定物质基础。
3地幔流体作用的现实踪迹和流体物质组成特征
311镁铁质深源包体岩石中的富钠玻璃
在滇西地区鹤庆县六合乡霓辉正长斑岩体中的钠长石化石榴金云母辉石岩中发现了一种富钠玻璃。镜下观察表明,富钠玻璃呈微晶和雏晶,其颜色呈不均匀的灰白)灰黑色,灰黑色微晶玻璃呈不均匀的弧形、麻点、线状或放射状,或成片沿边缘分布(图3A,B);灰白色微晶玻璃一般呈脉状和粒间充填状穿插或包绕于辉石和石榴石粒间(图3C,D),形态多变,大小不一,边界平整或不规则,含量约占包体体积的18%,其中部分微晶玻璃已结晶为钠长石,约占8%;穿插于包体岩石中的微晶玻璃脉状体截然中止于包体与主岩(霓辉正长斑岩)的接触界面(图3E),表明玻璃的形成晚于包体岩石而早于富碱斑岩;电子探针分析表明,玻璃体中的微晶主要有:呈针状构成石榴石镶边(图3F)或呈分散雏晶的钠长石(图3B、E、F),呈镶边状构成辉石和脉状玻璃体包边的角闪石(图3D、F)以及零散分布于微晶玻
图3钠长石化石榴金云辉石岩中富钠玻璃显微特征
Fig13M icroscopic characteristics of Na-rich microlite-glass from albitized garnet-mica-pyroxenite
A)富钠玻璃转变过程中析出的铁质(黑色)主要沿边缘集中,或呈微粒状不均匀分布,可见富钠玻璃(Gl)中包含磷灰石(Ap)晶体(-);B)富钠玻璃(Gl)转变过程中析出的微粒铁质(黑色)与雏晶钠长石(Ab)(灰白色)呈不均匀的弧形,麻点,线状或放射状交织排列(-);C)富钠玻璃(Gl)呈脉状或团块状充填于辉石(Py)、石榴石(Ga)和钠长石(Ab)粒间或包饶石榴石(Ga)晶体(-);D)富钠玻璃贯入或包饶于辉石(Py)和石榴石(Ga)粒间,并在辉石和微晶玻璃间出现角闪石(H b)镶边(包边),而且角闪石包边穿切富钠玻璃(Gl)(+);E)富钠玻璃(Gl)脉状体截然中止于包体岩石与主岩(Ph)(右下角)的接触界面(-);F)富钠玻璃(Gl)充填或包绕于石榴石(Ga)和辉石(Py)粒间,并在石榴石边缘生长针状钠长石(Ab)镶边,在辉石(Py)边缘生长角闪石(H b)镶边(+)。
璃,尤其是灰黑色微晶玻璃中的钛铁矿、磁铁矿和金红石等。
富钠玻璃的化学成分如表1,可以看出,总体上以高SiO2(39%~65%)、Al2O3(14%~21%)、Na2O(7%~16%)和FeO(2%~23%),低K2O (011%~110%)、CaO(1%~5%)和M gO(012%~ 6%)为特征,且化学成分分布极不均匀,一般灰白色玻璃Si高Fe低(样品间对比)、Ca高M g低(样品间和样品内对比),而灰黑色玻璃恰好相反;而且,由灰白色y灰黑色玻璃,其电子探针成分分析总量由低至高,表明富钠玻璃在其演变过程中挥发份含量逐步减小。
关于包体中玻璃的成因,目前认为有三种可能[40-41]:一是来源于玄武岩浆的分离熔体;二是起源于包体在急速上升过程中包体岩石中发生的减压熔融[42];三是来自岩浆挟带作用之前贯入的上地幔流体(熔体或分离熔体)。
由表2与表1数据对比可以看出,富钠玻璃化学成分与玄武岩、霓辉正长斑岩和钠长石化石榴金云辉石岩的化学成分有明显差别,与其寄主岩石的化学成分也有明显差别,因而可排除其来自碱性岩浆岩和包体岩石的可能性(成因一和二);若进一步
表1六合深源包体中富钠玻璃的电子探针分析数据
T able1Chemical com position of t he N a-r ich g lass in deep x eno liths fr om L iuhe
点号颜色
w B/%
SiO2T iO2Al2O3CaO M gO M nO Na2O K2O Cr2O3FeO总计
1浅61162010419189210601850105814201860101217496152 2浅62148010420177219311030110813801340112996182 3浅59116010223168111411690118915001960211298145 4浅62196015817177512001200111811301090103214297149 5浅61192010518144211101720816801290102311595137 6浅60185010919131318711950108715301470317897193 7暗灰471880179171965108013901041613901140106710495176 8暗灰571110102201711121013301011316101200101216495185 9暗灰65135012318116215700115814201200313798145 10暗灰59174014219178219801390917601070103617599196 11暗灰62162011818185217911570113817901380102314398176 12黑3818401101319651496165012910123014902311999124 13黑481680118171854166515106159015301041319197195 14黑511510108151691100117709153112301021810498186 15黑491740113141862115313201128115111601916199124 16黑461820116171232187315301228182119101071811599178注:表内数据由中国科学院地球化学研究所电子探针分析室王明再分析。
表2寄主岩石和主要造岩矿物的化学成分
T able2Chemica l composition of host r ock and ro ck-fo rming mineral in x enoliths
岩石矿物
w B/%
SiO2T iO2Al2O3CaO M gO M nO Na2O K2O FeO Fe2O3总计
霓辉正长斑岩(全岩)58104016216139415021200110315351302101215995128(a)玄武岩(云南)(全岩)521741173121227136514721841163111994127100125
钠长石化石榴金云辉石岩(包体)
(全岩)431132113151901018051500135214201979117514395180(a) (5)辉石511130132210424110121320112015801039159100124 (3)云母341653162151800106151860126017081691516295126(a) (2)石榴石38128011620189813651482138010901012411999184 (4)钠长石66180010120119019301020104111530112012199185
注:(a)表示总量中未包含H2O和CO2等;全岩为化学分析测试;单矿物为电子探针分析;表内括号中数值为参加平均计算的分析点数;玄武岩数据引自文献[43],其余为本文数据,由中国科学院地球化学研究所测试。
与寄主包体岩石的造岩矿物的化学成分对比,也明显区别于辉石、云母和石榴石,而比较相似于钠长石,但所测钠长石成分主要与浅色富钠玻璃成分相似,而以高SiO2和低FeO明显区别于暗灰色和黑色富钠玻璃,而且,浅色富钠玻璃成分的SiO2和FeO也分别对应略低于和高于所测钠长石的SiO2和FeO。这种SiO2和FeO含量由黑色y暗灰色y 浅色微晶玻璃y钠长石逐步升高和降低的变化规律表明:石榴金云辉石岩包体中的结晶钠长石是伴随富钠玻璃在演化过程中的Si和Fe的析离而形成的,在富硅的一端结晶出钠长石,在富铁的一端结晶出磁铁矿、钛铁矿直至金红石。可见,在铁质的析离过程中还伴随着TiO2的析离和集中,这已为电子探针分析证实。基于上述分析可以认为,该富钠玻璃来自富碱岩浆挟带包体岩石之前已存在的上地幔流体,该流体具熔浆性质,富含挥发份,其固相线温度较低;伴随流体运移,环境温压条件发生变化,可能导致流体突然失去挥发份,致使流体固相线温度相应突然升高,造成该熔浆流体因来不及结晶而形成玻璃;在这一过程中,必然导致流体内部或流体与岩浆之间的物质发生分异,形成以高Si、Al、Na、Fe,贫K、Ca、Mg、T i为特征的富钠玻璃,其演变过程包括早期钠交代作用;但随钠长石结晶,流体中钾质含量相对提高,进而导致随后出现钾交代,在辉石和微晶玻璃体之间出现角闪石包边(图3D,F),这表明上地幔流体活动随其成分的演变而具有多样性和多期性。若将该富钠玻璃成分与国内外发表的玻璃成分[40-41,44-47])对比可以看出,产于不同地区,不同岩类和不同方式的玻璃体的化学成分总有一定的差别,但一般来说,直接来源于上地幔的岩浆是富碱质的,即:或者富钠[40],或者富钾,或者同时富钾和钠[41,44-45];而起源于幔源包体局部熔融的玻璃体的
化学成分则决定于熔融的岩石和矿物,因而不一定富含碱质[46-47],所以六合深源包体中的微晶玻璃高度富钠,可能是其来源于上地幔的重要标志之一。近年来,国外实验室研究证实了这种富碱质流体在上地幔存在的可能性[48],国内对幔源包体中包裹体的研究结果也表明,上地幔交代流体以含有挥发组分(H2O和CO2)和碱富集(Na2O和K2O)为特征[49]。
312富碱斑岩和包体岩石中的富铁玻璃
岩相学鉴定发现,滇西地区富碱斑岩及其包体岩石中普遍发育沿粒间和矿物晶体裂隙或解理纹贯入、穿插或包绕矿物的富铁玻璃(图4A)D),因其在透光显微镜下呈黑色不透明状,过去均将其作为碳质、铁质或一般金属矿物浸染而未加以重视。本文研究利用电子探针和电子显微镜,并配合能谱分析确认这种富铁玻璃主要由微晶硅酸盐和石英等非金属矿物组成,在高倍反射光下的单偏光显微镜下可见微细金属矿物呈分散浸染状与微晶非金属矿物呈分溶(或熔离)交生的现象(图4E,F),尤其是在富铁玻璃中发现了地幔标型矿物)))碳硅石、含铬自然铁、钛铁矿和含钛镜铁矿等,而且,这些地幔标型矿物与硅酸盐和石英等非金属造岩矿物构成超显微熔离结构交生(图4G,H,表3和表4)。
由图4、表3和表4可以看出如下特征和规律: (1)图4A)F代表了贯穿于富碱斑岩及其包体岩石中的富铁玻璃与显晶造岩矿物之间的基本物相特征,主岩和包体岩石中的流体交代(蚀变)作用与普遍发育的富铁玻璃密切相关,由此引发的交代蚀变,其矿物组合总体上表现为暗色矿物的退变系列组合,即:辉石(单斜辉石为主,少量斜方辉石)y角闪石y黑云母y绿泥石,并同时导致硅化蚀变。因此,这种富铁玻璃是引发富碱斑岩及其包体岩石交代蚀变的重要动力源和物质源。(2)图4G和H显示富铁玻璃在扫描电镜背散射图中表现为两部分:白色部分为组成原子量较高的微晶矿物,暗灰色部分为组成原子量较低的微晶矿物。经电子探针和能谱分析表明(表3和表4),前者属不同成分的金属矿物微晶,后者属硅酸盐和石英等非金属矿物微晶。因此,这种在透光显微镜下呈黑色不透明的富铁玻璃是以硅酸盐和石英等非金属矿物为主,含有特殊成分金属矿物的微晶固体。(3)尤其值得注意的是,表3中测点5、9和10的分析数据显示,蚀变辉石岩类包体岩石中的富铁玻璃中的某矿物总量显著超过100%,且主要成分简单,这种在定量分析前提下出现总量异常的情况,表明其物质组成中存在主要组分之间的单质成分互化物。对于测点5,主要成分仅SiO2,且其总量显著超量,其他成分几乎忽略不计,表明该点成分以单硅为主,经换算,得到原子硅的质量分数为73113%,显然该物质不是自然硅,还存在未测的缺失成分,但该物质必以硅成分为主导,结合深源条件下最常出现的以硅为主的简单互化物,推测该缺失成分为碳,因此,进一步按SiC成分比例换算,得到可配原子碳的质量分数为31123%,两者质量分数之和(104136%)接近100%标准总量,由此推定,测点5所测微晶矿物应为碳硅石;对于测点9和10,其物质可能为Fe和Cr结合组成的铁络合金或含铬自然铁。经换算,分别得到原子铁的质量分数(77171%和67168%)和对应原子铬的质量分数(19106%和16174%),两者对应质量分数之和(96177%和84142%)比较接近标准总量;若按铁铬合金互化物换算,由于铁和铬的原子量相近,决定了两者匹配的单原子质量分数也应相近;因而,无论以两者中任意实测成分为准,另一实测成分的数据都不能匹配,且两者重量百分比之和要么严重超量,要么严重不足。据此推定,测点9和10所测微晶矿物应为含铬自然铁,成分铬在自然铁中呈类质同像存在。(4)表3中测点11和12的数据显示,富铁玻璃的组成中还存在含钛的铁氧化物金属矿物,按原子量和质量分数将FeO按Fe2O3做成分换算,其Fe2O3+T iO2的质量分数接近或达到100%,由此判断,该微晶矿物应为含钛镜铁矿,成分T i在镜铁矿中呈类质同像存在。在六合岩体的蚀变石榴透辉岩包体中测得标准钛铁矿(表3测点16),结合含铬自然铁和含钛镜铁矿的存在,Fe和T i在富铁玻璃中多以不同形式的特殊金属矿物产出。(5)尽管表4中的数据仅具半定量性质,但其所反映的成分种类和数据特征,与表3数据具有对应性。因此,通过表4数据证明了表3数据中明显不足100%的测点(如表3测点1、6、14和15)并无重要成分的丢失,只是因为测不出H原子而缺少H2O的质量分数;表3中测点11和12的总量不足,是因实际为Fe2O3的物质按FeO计算而产生的质量分数缺额所致;而表3中测点9和10的总量超额,则是由于实际为Fe和Cr的单质化合物按氧化物计算而产生质量分数增额所致。(6)图4G和H结合表3和表4成分测定显示,富铁玻璃中的浅灰白色部分由
图4滇西富碱斑岩和包体岩石中的富铁玻璃显微特征
Fig14M icros copic characteris tics of Fe-rich glass in the alkal-i rich
porphyries an d xenoliths from w estern Yun nan
A)金河霓辉正长斑岩中的霓辉石斑晶,其中沿解理缝充填了富铁玻璃(+);B)小桥头霓辉正长斑岩中的霓辉石斑晶局部发育绿泥石化并伴随硅化,斑晶和基质中遍布富铁玻璃(+);C)小桥头包体岩石中的角闪石被帘石和绿泥石或纤闪石交代,同时富铁玻璃呈网状或星点状分布(-);D)金河包体岩石中的辉石(Py)被角闪石(Hb)交代,并发育呈细脉浸染状分布的富铁玻璃(+);E)(透射光下的单偏光)和F(反射光下的单偏光)两图同视域:六合包体岩石中的石榴石(Ga)具富铁玻璃包边,角闪石和黑云母,尤其是角闪石,被富铁玻璃不均匀浸染交代,富铁玻璃在单反镜下表现金属矿物与非金属矿物的分溶(或熔离)现象;
G)小桥头包体岩石中富铁玻璃的扫描电镜背散射电子图像,显示镜铁矿(白色)与硅酸盐矿物(暗灰色)呈熔离交生结构;H)六合包体岩石中富铁玻璃的扫描电镜背散电子图像,显示镜铁矿(白色)与硅酸盐矿物(暗灰色)交生构成熔离结构。图G和图
H中标注的测点对应表4相关数据。
表3富碱斑岩所含深源包体岩石中的富铁玻璃电子探针分析数据
T able3Elect ron micr opro be analy ses o f Fe-rich g lass in deep x eno liths fro m alkal-i rich por phy ries
测点富碱斑岩体包体岩石
w B/%
SiO2TiO2Al2O3FeO M nO M gO CaO Na2O K2O Cr2O3Total
鉴定结果
1 2
3 4
5小桥头岩体
蚀变角闪岩3318101202119514129013914130010301169178010394159似黑云母
条带状混合岩63119010220159013701020109412991200164010298143似钠长石蚀变黑云石榴辉长岩55126010426188019001020102916351950126010198196似拉长石
蚀变黑云石榴辉长岩501210107310523159014422166013201060129100168紫苏辉石
角闪石化蚀变辉石岩1561360100401190139010201040115010201010101157119
按SiC作单成分计算:含原子硅百分数:73113;按SiC可配原子碳百分数:31123104136
碳硅石
6 7 8
9
10 11 12金河岩体
蚀变黑云辉石岩3719731381219261030104211900101014312194110196163
蚀变黑云辉长岩9118901054116011301000105012311262125100102
蚀变黑云辉长岩511310134115081640152141422211301780101010199166
蚀变黑云辉石岩11050105011099197019601020111012627186130138
Fe、Cr单成分计算771711910696177
蚀变黑云辉石岩318001170178871070170011601490108112524147118197
Fe、Cr单成分计算671681617484142
蚀变黑云辉长岩01279177111881141015201850102012194123
Fe2O3成分计算917790148100125
蚀变橄榄辉长岩010341990157811631105211501030101011790163
Fe2O3成分计算41999017295171
镁黑云母
石英
单斜辉石
含铬自然铁
含铬自然铁
含钛镜铁矿
含钛镜铁矿
13
14 15 16
六合岩体
蚀变辉绿岩59183010323181016401064187101030138010299168似钠长石蚀变石榴透辉岩391450109918430106012012142018401360138010593169似绿泥石
蚀变黑云辉石岩541190117415321470103131821519121240112012493171似角闪石
蚀变石榴透辉岩0101781960111181710110116501050103010699165钛铁矿注:分析者为中国地质大学(武汉)地质过程与矿产资源国家重点实验室郑曙;仪器型号:JXA-8100;测试电压:15kV;测试电流:20
n A;探针束斑直径:1L m?。
表4富碱斑岩所含深源包体岩石中的富铁玻璃能谱分析数据
T able4Ener gy spectrum analy ses of F e-rich g lass in deep xenoliths fro m alkal-i rich por phy ries
测点富碱斑岩体包体岩石
w B/%
S i Al Fe M g Ca Na K O Total
鉴定结果备注
1 2小桥头岩体
蚀变角闪岩6510934191100镜铁矿点号对应图4G
蚀变角闪岩161521015591057185618049123100似黑云母点号对应图4G
3 4金河岩体
蚀变黑云辉石岩31535315121554014099199镜铁矿
蚀变黑云辉石岩23116131506152412252160100似斜长石
5
6 7 8
六合岩体
蚀变石榴辉石岩2912691191214749108100似钾长石
蚀变石榴辉石岩4416155139100石英
蚀变石榴辉石岩2319311127144611314118019846122100似角闪石
蚀变石榴辉石岩7012629174100镜铁矿
点号对应图4H 注:分析者为国土资源部成都地质矿产研究所分析测试中心电镜能谱实验室徐金莎;扫描电镜型号:日立S-4800型(冷场发射电子显
微镜);配套能谱仪型号:牛津能谱250型;能谱射线束斑直径:4L m。
Fe、Cr、T i等成分以不同形式结合形成的金属矿物微晶组成,而暗黑色部分则由硅酸盐、石英和碳硅石等非金属矿物微量组成,两部分矿物呈熔离共结关系。由此表明,富铁玻璃是以硅酸盐和石英等非金属矿物为主,且含有熔离分溶的含铬自然铁、钛铁矿、含钛镜铁矿和其他特殊地幔标型矿物(如碳硅石等)的微晶固体。
313富碱斑岩中的特殊包体岩石)))富铁熔浆包体
在六合霓辉正长斑岩体中,新近发现了一类特殊包体岩石,如图5A所示,呈长椭圆状,长径约14cm,短径约为6cm,与主岩接触界线清晰,无烘烤边和冷凝边,放大镜下仅见很窄的混染过渡带;包体岩石呈灰黑色,微晶)隐晶结构,致密块状构造;由于颗粒极细,透光显微镜下几乎无光性,而反光显微镜下无任何反光特征,这从岩相学特征上证明该包体岩石不是一般所谓的火山玻璃岩石,而是具有某种特殊成分和性质的微晶)隐晶的富铁熔浆包体岩石,初步系统研究表明:(1)由该包体岩石的全岩化学成分分析显示(表5),主要成分为SiO2、FeO和Al2O3;由于其中SiO2含量高达57%以上,且CaO 和Mg O的含量低,因而从化学成分上可判定该岩
石不是一般意义上的岩浆岩,其硅同位素组成为D30Si=-018(本文数据),具有地幔源特征[13],表明该富铁熔浆包体岩石的物质组成和起源与地幔有关。(2)由表5中电子探针成分测定,结合表6能谱分析显示,富铁熔浆包体岩石的微晶矿物组合以硅酸盐和石英为主外,还含有特殊成分的地幔标型矿物:碳硅石和自然铁,以及可形成于地幔中的常见副矿物:磷灰石和锆石,这进一步证明了该富铁熔浆包体岩石的地幔物源特征。(3)关于表5中碳硅石的分析判断与前述小桥头岩体中的富铁玻璃所含碳硅石的分析判断相似;对于表6中微晶自然铁,从成分数据看,最接近标准数据的是测点1,成分中出现的少量Si、Al、O,不可能与占84102%的Fe原子构成含铁的硅酸盐矿物,只能视为射线束斑触及微晶自然铁周围的微晶硅酸盐成分;从测点2和3成分数据中Si、Al、O有所增加,甚至出现M g成分(测点2)的现象看,其原因在于射线束斑触及周围矿物的影响加大,这可对应图5B和C看出,杂质Si、Al、O 等的增加(15195y32175),伴随所测微晶自然铁粒径由215L m y0163L m减小。由此表明测点1~3所测微晶应为自然铁无疑。(4)测点7~8(表6)分别测得富铁的微晶柱状(图5F)和片状(图5G)硅酸盐矿物,因仅从成分不能对应已知的常见硅酸盐矿物,且目前无法获得结构数据而暂时不能确定矿物名称。这暗示该富铁熔浆包体岩石含有一般地壳岩石没有的地幔条件下形成的富铁硅酸盐矿物成分。
(5)根据所测得的矿物化学组成和矿物种类看,与该富铁熔浆包体的全岩化学分析所表现的成分特征一致,表明电子探针和能谱分析所测得的主要矿物代表了该包体岩石的基本矿物组成特征;其中除自然铁和碳硅石为不透明矿物外,其他为透明矿物(包括富铁硅酸盐矿物),且前者量少,后者量多,但该岩石外观上呈黑色,透光显微镜下无光性,不透明,这是因为岩石的组成矿物粒径仅为1~6L m,多数2~4 L m,呈超显微晶体。(6)利用X射线粉晶衍射分析测定了富铁熔浆包体岩石粉末,鉴定图谱如图6所示,岩石中除主要含有石英、斜绿泥石、伊利石和钠长石外,根据图中衍射基线强度(密度)高达750~ 800个计数,表明岩石中还含有大量不能使X射线产生衍射的超显微)非晶质物质,由此进一步证实了电子探针和能谱分析的测定结果,而地幔特征矿物未在X射线衍射中显示,可能的主要原因有:一是矿物量少且分散;二是呈超显微晶体或非晶质体状态。据此基本判定,该富铁熔浆包体为电子显微镜级的微晶富铁硅酸盐熔融固体。
4地幔流体现实踪迹和表现形式的性质和地质意义讨论
前已述及,滇西富碱斑岩及其包体岩石中的地幔流体现实踪迹的表现形式有三种:一是呈脉状和浸染状穿插于蚀变石榴辉石岩类包体岩石中的富钠玻璃,透光显微镜下呈微晶和雏晶,颜色随成分分布不均匀而呈不均匀的灰白)灰黑色,化学成分上总体以高硅、铝、钠、铁,低钾、钙、镁为特征,矿物成分上相应产出钠长石、角闪石、磁铁矿(或镜铁矿)、钛铁矿等微晶;二是呈脉状、团块状和浸染状穿插于主岩和各类包体岩石中的富铁玻璃;三是呈独立包体产出的富铁熔浆包体岩石。后两者物质在透光下呈黑色,无光性,反光下无反光特征,但在电子显微镜下呈显微晶质结构;化学成分上以高SiO2、Al2O3和FeO为特征,矿物组成上以硅酸盐和石英为主,含有碳硅石、含铬自然铁、含钛镜铁矿、钛铁矿、磷灰石等地幔标型矿物,这些微晶金属与非金属矿物间呈熔离结构交生,它们对岩石的交代作用,导致主岩和包体岩石的矿物组合总体上表现为暗色矿物的退变系列组合,并同时导致(伴随)硅化蚀变。
对于透光显微镜下呈微晶和雏晶状态的富钠玻璃,前已论证确定为来自富碱岩浆挟带作用之前已存在的上地幔流体;对于透光下无光性,反光下无反光特征的富铁玻璃和其组成的独立特殊包体岩石)))富铁熔浆包体,它们所反映的流体性质如何呢?
411晶质、隐晶质、超显微晶质或非晶质固体?
众所周知,在透光显微镜下呈黑色不透明的物质可能有四种情况:黑色玻璃、碳质、金属矿物或晶质矿物粒径小于0101m m(10L m)。经扫描电镜观察并配合电子探针分析和能谱测定,其背散射电子图(图4G,H,图5B)H)显示,其成分以硅酸盐矿物为主,部分为石英和某些金属矿物及特征地幔矿物,其粒径普遍小于10L m,一般为5L m左右,可见晶体形态,结合图6判定,该黑色不透明物质在透光显微镜下呈隐晶质,在电子显微镜下呈微晶(晶质)和非晶质固体,可排除其为纯黑色玻璃或碳质固体的性质。
412熔浆流体或热液流体?
前已述及,该富铁玻璃呈脉状、网脉状、星点浸
图5富铁熔浆包体岩石的手标本特征和显微矿物组成特征
Fig15Characteris tics of hand s pecimen and its com position of micro-minerals for Fe-rich melt x enolith
A)霓辉正长斑岩中的富铁熔浆包体岩石(标本照片,样品采自鹤庆县六合乡河东村);B)富铁熔浆包体岩石中的自然铁(测点1和2)和绿泥石(测点6);C)富铁熔浆包体岩石中的自然铁(测点3);D)富铁熔浆包体岩石中的微晶石英(测点4);E)富铁熔浆包体岩石中的绿泥石(测点5)和磷灰石(测点10);F)富铁熔浆包体岩石中的富铁柱状硅酸盐矿物(测点7);G)富铁熔浆包
体岩石中的富铁片状硅酸盐矿物(测点8);H)富铁熔浆包体岩石中的微晶锆石(测点9)。
表5富铁熔浆包体全岩成分和其中微晶矿物电子探针成分测定
T able5Whole-ro ck chemical composit ion and electr on micro probe ana lyses of micr o-miner als
in the Fe-r ich melt x eno lith
测点
w
B
/%
S iO2Al2O3FeO Fe2O3Na2O K2O M gO CaO TiO2Cr2O3M nO CO2SO2H2O+H2O-总量
矿物鉴定571041115813181415301080114316611430146
S O2
0101
P2O5
1138
516399175 571441113811165413101080124312421830123
P2O5
2125
01060198011351130172100167
全岩分析
1 21641080110014701020102010401040104164179按SiC进行单成分计算:含原子硅百分数:76173;按SiC可配原子碳百分数:30177106150 150150114411720113011601200146010401020104154170按SiC进行单成分计算:含原子硅百分数:70137;按SiC可配原子碳百分数:30105100142
碳硅石
3831384196010601060116115311070104010597131微晶石英430188181223111001045131016001030103010486125微晶绿泥石5271562514532112010301027172012201030110010193126微晶绿泥石注:全岩分析在四川省冶金地质岩矿测试中心进行;探针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,分析者为郑曙,仪器型号为JXA-8100。
表6富铁熔浆包体岩石中的矿物能谱探针成分测定
T able6Energ y spectral analyses of minera ls in the F e-rich melt xenolith
测点
w B/%
Si Al Fe M g Ca P O总量
矿物鉴定
141952107841028197100自然铁(图5B) 28176511667122115917127100自然铁(图5B) 31313601927419610176100自然铁(图5C) 440166Br115057184100微晶石英(图5D) 51312910155171335146T i116251175100微晶绿泥石(图5E) 61419181781616131310186018054174100微晶绿泥石(图5B) 730143111812318533191100富铁柱状硅酸盐(图5F) 81718110116301743161112536143100富铁片状硅酸盐(图5G) 915175Zr5314330184100锆石(图5H) 101116F4165351321918339103100磷灰石(图5E)
注:分析者为国土资源部成都地质矿产研究所分析测试中心电镜能谱实验室徐金莎,仪器型号为日立S-4800。
染状、团状分布于寄主岩石和各类深源包体岩石中,其产状特征本身即表明是一种成岩过程中的流体作用结果,这种流体作用明显不同于一般认为的热液流体作用,主要依据:
(1)从成分上看,以硅酸盐矿物为主,部分石英和某些金属矿物及特征地幔矿物,不是一般认为的热卤水作用所具有的矿物组成特征。
(2)热液流体作用于晶质矿物,表现为在原矿物基础上通过固-固转化的方式直接交代生成新的晶质矿物,不出现隐晶质或非晶质固相,这种物相一般产在熔浆流体快速冷凝条件下。
(3)图4G和H及图5B和C均显示金属矿物与硅酸盐矿物间呈熔离交生关系,这种现象类似于Bea等[50]研究认为的碱性熔浆在冷却过程中发生的成分不混溶熔离现象。
据此推论,该富铁玻璃是熔浆流体在交代主岩和包体岩石的过程中由于环境温压条件发生变化,可能导致流体突然失去挥发份,致使流体固相线温度相应突然升高,造成该熔浆流体因来不及结晶而形成隐晶)非晶质固体。富铁熔浆包体从岩相和组成特征与此相似。
413地幔流体或岩浆流体?
一般所说的岩浆流体是岩浆和岩浆期后热液的总称。岩浆具有自身结晶成岩的性能,而岩浆期后热液则是岩浆结晶成岩过程中分离出来的热液流体。本文所定义的熔浆流体,比较接近或符合地幔流体的基本属性,主要依据:
(1)目前对地幔流体的倾向性认识可归纳为:由富含地球内部原始气体元素(如3H e、36A r等)和挥发份(如地幔CO2、陨石S、深源H2O等)等组分组成的具高温、高密度的超临界性质的富碱(如K、Na、Li等)硅酸盐熔体,可溶解和携带大量的常量元
图6富铁熔浆包体岩石的粉晶X-射线衍射分析鉴定图谱
Fig16Ch eck up icon of X-ray cry stal pow er diffraction for the Fe-rich m elt xenolith
Quatz)石英;Clinoch iore-1M1b)具1M1b多型的斜绿泥石;Llite-2M1)具2M1多型的伊利石;Albite)钠长石。
素、微量元素和成矿元素[30-31,33,51]。Schrauder和Nav on[32]通过实验研究表明,地幔流体介质具有多样性,既可以是熔体(如碳酸岩熔浆),也可以是富水的流体。因此,地幔流体交代作用多与地幔岩浆作用有密切联系。富碱岩浆(霓辉正长斑岩)即为源自地幔的富碱岩浆的成岩产物[3,9,36],该富碱岩浆在上侵运移过程中,捕虏不同深度的其他成分的具熔浆性质的地幔流体或岩石包体,而与富碱岩浆互不混溶的地幔流体则伴随富碱岩浆的结晶成岩过程交代及浸染主岩和包体岩石。
(2)在所研究的富铁玻璃和富铁熔浆包体岩石的组成中测得碳硅石、含铬自然铁和含钛镜铁矿(表3、表4、表5、表6和图4G、H和图5B、C),这三者被认为是典型的地幔标型矿物,论证如下:1碳硅石主要赋存于金伯利岩和钾镁煌斑岩等地幔岩石中,尤其多见于蛇纹岩中的豆荚状铬铁矿[52-53],并与金刚石有密切的成因联系[54-55];更有意义的是白文吉等[52-53]还在碳硅石晶体中找到了自然硅、钙铝硅酸盐等许多细小地幔矿物包裹体,而且碳硅石可呈连晶与Fe3Si7合金等典型地幔矿物共生;Yajima和Doi[56]通过实验研究,分别在1500e和2400e合成了B-碳硅石和A-碳硅石,若按此温度匹配的压力条件,再以地温梯度估计,碳硅石的形成深度至少在上地幔以深,因而碳硅石可作为典型的地幔标型矿物之一。o自然铁最早发现于金刚石包裹体,后来在华北地台的金伯利岩中直接发现了自然铁单质矿物[57]。自然铁被公认为形成于还原条件或缺氧环境,加上Cr作为地幔标型元素,因此含铬自然铁可作为地幔物质的标型矿物。赵磊等[57]研究了产于金伯利岩内的自然铁,他们根据S-i Fe二元相图确定该矿物的结晶温度为1528e。若该相图也适用于富铁熔浆包体,参照张兆忠[58]研究滇西地区碱性岩中环带状正长石的实验相图,本文所研究的富铁玻璃和富铁熔浆包体中自然铁的结晶温度应高于霓辉正长斑岩的成岩温度。这表明,当形成主岩的富碱岩浆达到固结成岩的温度条件时,可能伴随富铁硅酸盐熔体突然失去挥发份而相应提高自身的固相线温度,从而构成快速冷凝条件而形成了电子显微镜级的微晶固体,在此快速冷凝固结的过程中,该地幔熔浆流体对主岩和各类包体岩石产生了不同程度的浸染和交代。?虽然镜铁矿是一种铁的氧化物,但除了可能是形成于变质作用的云母赤铁矿外,主要形成于内生热液流体作用,而且多由在相对还原条件下形成的磁铁矿转化而来,结合其与含铬自然铁共生的客观实际,表明含钛镜铁矿应由含钛磁铁矿在地幔流体由还原向氧化演变的过程中转化而
成。当流体由强还原性向相对氧化性转变时,将降低原流体中还原矿物的溶解度而促使其沉淀结晶[59]。已有成熟研究公认,磁铁矿形成于内生还原条件,且T i也是典型的地幔标型元素,因而含钛磁铁矿(或镜铁矿)的出现,也是地幔源的主要标志。
其他还测得副矿物锆石和磷灰石(图5H中测点9和图5E中测点10),其微细晶形清晰可见,这两种副矿物也被认为是地幔中的常见矿物。其他所见的钛铁矿和金红石等也是形成于地幔条件下的常见副矿物(表3)。
据此初步判定,呈脉状和网脉浸染状穿插于主岩和包体岩石的富铁玻璃与呈独立包体岩石产出的富铁熔浆包体,在物质组成上是基本一致的,是由具熔浆和超临界性质的地幔流体被富碱岩浆捕虏,在互不混溶的条件下,两者同步运移,并伴随挥发份逸失和富碱岩浆结晶成岩过程而对主岩和包体岩石产生不同程度浸染和交代的同时,自身快速冷凝固结而形成电子显微镜级的隐晶)超显微晶)非晶质固体,是地幔流体作用的微观踪迹的重要表现形式,其作用过程导致岩石中普遍发育硅化、钾化和钠化等蚀变作用,以及暗色矿物的退变质系列组合,进而引发和促进不同条件和特征的成矿作用。
5地幔流体作用的成矿意义
大量地质研究表明,成矿作用的基本前提之一是大规模流体运动,因为几乎所有内生金属矿床的形成都伴随着广泛而强烈的围岩蚀变。因此,成矿流体的性质、来源、作用和迁移方式及成矿元素堆积的场所与原因即为成矿作用研究的焦点所在[60]。
众所周知,滇西地区广泛发育与富碱斑岩密切相关的多金属矿产,已有的初步研究表明,其成矿作用的内在统一制约因素在于,深部过程形成的地幔流体作用与深大断裂导矿和控矿,以及次级断裂和围岩地层容矿的有机联系,表现为地幔流体交代作用的系列成矿效应[38]。
本文论证的地幔流体微观踪迹的三种表现形式与富碱岩浆共存,并共同运移,但两者由于组成和性质的差异而互不混溶,这就为岩浆作用与流体作用的联系和分离提供了前提和基础。结合透岩浆流体成矿作用理论[15]和本文论证的综合分析,可以认为,当富碱岩浆和地幔流体系统封闭较好,地幔流体则伴随富碱岩浆的结晶过程对富碱斑岩进行同步自交代蚀变,在斑岩体内或其深部形成矿床,构成正岩浆成矿体系;若在此成岩成矿的过程中发生构造扰动,则地幔流体进入富碱斑岩与围岩的接触带或紧邻接触带的地层围岩中进行交代蚀变成矿,构成接触带成矿体系;若岩浆和流体运移的深大断裂体系发育,环境处于相对开放,则地幔流体伴随富碱岩浆的成岩过程而脱离岩浆沿分支断裂通道进入远离岩体的不同地层岩石中进行交代蚀变成矿,构成远程热液成矿体系。前两者成矿体系的典型矿床可以马厂箐斑岩型钼铜金矿床为例,远程热液成矿体系的典型矿床可以金顶超大型铅锌矿床为例。
马厂箐钼铜金矿床位于哀牢山金矿带北段,北西)南东向金沙江)哀牢山深大断裂与南北向程海)宾川断裂的交汇处;由图7显示,矿区出露地层主要为古生界下奥陶统浅变质砂页岩夹灰岩透镜体和下泥盆统白云质灰岩、粉砂岩;矿体主要受北西)南东向和南北向主干断裂控制,发育有北东)南西向、东西向、北西)南东向和南北向类型不同、规模不等的褶皱和次级断裂;岩浆岩以喜山期呈岩床、岩株产出的花岗斑岩、二长花岗斑岩为主,其次为呈岩墙或岩脉产出的煌斑岩、辉长岩和辉绿岩等,它们与地层围岩在接触带经流体作用形成角岩带和夕卡岩-大理岩带,大致由南向北东,主要可以划分出三个矿段:马厂箐矿段主要产出斑岩体内的钼铜矿床,乱硐山矿段主要产出夕卡岩-大理岩带中的铜钼矿叠加金矿,而金厂箐矿段则主要产出地层围岩(O1和D1)中的金矿(点)床;也见穿切斑岩体和其与围岩地层接触带的断裂破碎带中的金(银)矿(点)床。钼铜金矿的成矿年龄与富碱斑岩的成岩年龄基本一致(34~45M a),而独立金(银)矿的成矿年龄可能延至成岩后的15Ma左右[7,61];此外,铜钼(金)矿床除主要产于斑岩和接触带中外,也见产于夕卡岩、蚀变辉长岩、辉绿岩和煌斑岩中,这暗示成矿作用对赋矿岩性没有选择性,而主要决定于构造和地幔流体作用的统一制约。通过对矿区富碱斑岩及其特征矿物的系列元素(常量、微量和稀土)地球化学研究[62]和Pb、Si、Sr、Nd稳定同位素地球化学研究[13]表明,富碱岩浆源区主要表现为低程度部分熔融的EM II 富集地幔端员,而原生含矿地幔流体主要显示高U/ Pb比值的H IM U富集地幔端员性质,该地幔流体伴随富碱岩浆运移和定位结晶,对富碱斑岩进行自交代蚀变,而交代蚀变过程必然伴随壳幔混染并促进富碱岩浆和地幔流体中的成矿物质在不同的适宜
图7马厂箐铜钼金矿区地质简图
(原图据武警十三支队,略作简化和修改)
Fig17Sketch geological map of M achan gqin g Co-Cu-Au d eposits area
1)夕卡岩-大理岩带;2)角岩带;3)花岗斑岩;4)二长花岗斑岩;5)煌斑岩;6)下泥盆统粉砂岩夹白云质灰岩;7)下奥陶统浅变质砂页岩夹灰岩透镜体;8)断裂或推测断裂;9)花岗斑岩体中高品位钼铜矿床;10)矿床位置及类型。
部位富集成矿;胡瑞忠等[63]研究含矿斑岩中黄铁矿流体包裹体H e-Ar同位素,揭示了地幔流体的存在。
金顶超大型铅锌矿床位于兰坪盆地北段中部。从地质力学体系看,属于藏缅歹字型构造体系东支中段偏北,与三江南北向构造体系的复合部位;按照板块构造理论,矿区位于中-印两大板块碰撞带的接合部位。矿床所赋存的构造带,自中生代开始,一直处于活动状态,至喜马拉雅期达到顶峰。从赋矿层位、已有同位素定年结果和成矿流体作用三个方面综合分析判定,该矿床成矿年龄为27~34M a[64]。
如图8所示,矿区褶皱主要为一穹窿构造,顶部宽缓,与由区域大断裂水平扭力作用下产生的推覆断层共同构成矿区主要控矿构造;矿床由架崖山、北厂、南厂、西坡、北草坪、跑马坪和蜂子山等七个矿段组成,各矿段大致围绕穹窿核心呈不规则的环带状分布;由推覆断层作用,致使中生代地层倒转叠置于新生代地层之上,并以此为界,将矿区地层划分为外来系统和原地系统两部分:断层上盘为外来系统,由老至新的倒转地层依次为:上三叠统三合洞组(T3s)、挖鲁八组(T3w l)、和麦初箐组(T3m)及中侏罗统花开佐组(J2h)和下白垩统景星组(K1j),地层岩性总体表现为杂色细碎屑岩类夹不纯碳酸盐岩;断层下盘为原地系统,由正常层序的古新统云龙组(E1y)和始新统果郎组(E2g)构成,主体岩性为砖红色粉砂岩和厚层砂岩夹泥砾岩,为矿床主要赋矿层位;推覆断层作用形成了规模较大的构造破碎带,创造了良好的储矿场所,铅锌矿体主要赋存在靠近穹窿构造顶部的推覆断层中和相邻次级断裂中,部分矿体延伸至断层上盘景星组中。
金顶铅锌矿床的矿石类型按岩性和结构构造可分为砂岩型和灰岩角砾型两大类;砂岩型矿体主要分布在北厂矿段,部分产出在架崖山、蜂子山和西坡矿段;灰岩角砾型矿体主要出露于架崖山、南厂和跑马坪矿段,其他四个矿段也有产出。
尤其值得重视的是,在新生代成矿的金顶超大型铅锌矿床的两类矿石中,铅锌成矿物质主要以微晶硫化物(方铅矿和闪锌矿)和微晶碳酸盐(菱锌矿)的形式赋存于黑色不透明的胶结物中(图9A、B),其中图9A显示,砂岩型矿石中,具基底式胶结的砂状结构中黑色不透明物质呈浸染状部分交代浸染并取代原岩中的胶结物;图9B显示,灰岩角砾型矿石中,角砾间贯入隐晶)微晶硅质和其他超显微质胶结物。显然这些现象本身即反应了一种流体贯入交
图8金顶铅锌矿床(矿区)地质简图
(转引自文献[63])
Fig18Geological sk etch of the J inding lead-zinc ore deposit(area)
1)推覆断层;2)正断层;3)性质不明断层;4)地质界线;5)不整合面;6)正常岩层产状;7)倒转岩层产状;8)铅锌矿体;9)第四系;10)始新统果郎组;11)古新统云龙组;12)下白垩统景星组;13)中侏罗统花开佐组;14)上三叠统麦初箐组;15)上三叠统挖鲁八组;16)上三叠统三合洞组。
代的特征。经电子探针分析表明,该胶结物成分除含大量微晶铅锌硫化物外,还含大量碳酸盐矿物,包括微晶方解石、白云石、菱铁矿和菱锌矿,初步研究表明[65],这种黑色不透明胶结物是来自地幔的不混溶有硫化物的碳酸岩流体,于成矿作用过程中在过冷凝条件下形成的电子显微镜级的微晶固体,与前述富碱斑岩及其包体岩石中普遍发育的富铁玻璃及富铁熔浆包体,以及深源包体中发现的富钠玻璃等地幔流体在形成背景上具有相似性,在演化关系上具有一定的相关性,是地幔流体在相对开放系统中脱离富碱岩浆沿次级断裂通道进入远程地层岩石中进行交代成矿的壳幔混合流体。因此,我们认为,金顶铅锌矿床矿石中的黑色不透明的硫化物和微晶碳酸盐的混合胶结物是该区广泛发育的具超临界和熔浆性质的地幔流体,在随富碱岩浆运移过程中发生去气的分离流体携带了地幔源或沿途萃取的成矿物质,远离富碱岩浆进入地层岩石中进行交代成矿的产物。
已有大量研究表明,碳酸岩是深部地幔岩浆作用的产物。范宏瑞等[66]认为,碳酸岩熔浆可侵入到大陆和洋壳构造环境,多数大陆构造环境下的碳酸岩在时间和空间上与地壳减薄事件有关,高温下它具有极强的搬运碱金属、大离子亲石元素和高场强元素的能力:Liu等[4]论述了滇西地区在新生代经历了地幔上隆和地壳减薄的过程;杨学明等[67]提出,碳酸岩是大陆岩石圈引张构造环境和地幔交代作用的指示岩石。金顶矿床虽未发现碳酸岩体,但矿石中碳酸岩熔浆流体的发现可以认为是矿床成矿过程中地幔流体作用的直接微观表现。
由于金顶超大型铅锌矿床赋存于沉积碎屑岩中,因而过去曾将它作为典型层控(沉积改造)型矿床,而现有的大量研究成果已明显突破了这一认识。王京彬等[68]通过稀土地球化学研究,认为金顶矿床的成矿物质主要来源于富CO2的地幔流体;张乾[69]
图9金顶铅锌矿床中两类矿石的胶结物显微特征
Fig19M icr os copic characteristics of cemen t in tw o type ores from Jinding Pb-Zn deposit
A)砂岩型矿石具有砂状结构,基底式胶结,部分胶结物被黑色不透明物质呈局部浸染状交代浸染并取代(透光下的单偏光);B)灰岩角砾型矿石具有角砾状结构(构造),角砾间贯入隐晶)微晶硅质和其他超显微晶质胶结物(透光下的正交偏光)。
根据铅同位素地球化学研究,认为金顶矿床在同生沉积、沉积改造的基础上,经历了幔源铅叠加成矿的过程;朱上庆等[70]指出,有迹象表明地幔流体参与了金顶矿床成矿作用;高兰等[71]通过矿床实地勘察并根据角砾岩型矿石中富含沥青,认为构成金顶矿床角砾岩型矿石(体)的角砾岩是具有泥火山性质(机制)的侵位角砾岩,铅锌成矿物质则伴随泥火山从深部带来。本文研究认为,两类矿石的胶结物具有明显强烈的侵位特征,侵位流体是含有不均匀混溶硫化物的碳酸岩熔浆,该熔浆不是以岩浆作用的方式直接侵入或喷出形成碳酸岩体,而是伴随大规模推覆断裂的破碎和运移,一方面贯入并胶结外来系统的破碎碳酸盐岩角砾而构成灰岩型角砾型矿石(体),同时也贯入并胶结原地系统的砂岩类碎屑岩形成砂岩型矿石。由此可见,对两类矿石中黑色不透明微晶)非晶质固体的特征和组成的研究,不仅较好的呼应了前人研究的结论,也从一个新的侧面揭示了地幔流体作用的过程和成矿方式。
6结论
滇西富碱斑岩及其中包体岩石的形成和演化与该区新生代陆内变形、构造作用、幔源岩浆和深源流体活动,及其与此相关而广泛发育的内生多金属矿产存在必然的联系,其内在统一制约和联系的纽带即为深部地质过程和由此相伴的含矿地幔流体作用,这种深部过程和地幔流体作用的微观踪迹和方式可直接表现为:(1)呈脉状和浸染状穿插于深源包体岩石中的富钠玻璃,透光下呈微晶和雏晶,颜色随成分差异而不均匀,化学成分以高硅、铝、钠、铁,低钾、钙、镁为特征,矿物组成以钠长石、角闪石、磁铁矿(或镜铁矿)、钛铁矿组合为特征,是富碱岩浆携带包体岩石前已存在的上地幔流体;(2)呈脉状、团块状和浸染状穿插于主岩和各类包体岩石中的富铁玻璃;(3)呈独立包体岩石产出的富铁熔浆包体。后两者物质在透光下无光性,反光下不反光,但在电子显微镜下呈显微晶质结构;化学成分以高硅铝铁,低钙镁钠钾为特征,矿物组成上以硅酸盐和石英为主,含有碳硅石、含铬自然铁、含钛镜铁矿、钛铁矿、磷灰石等地幔标志矿物,其中微晶金属和非金属矿物之间呈熔离结构交生,反映了地幔流体的熔浆性质及其与富碱岩浆不混溶的特征;由地幔流体对岩石的交代浸染作用,引起主岩和包体岩石中普遍发育各种蚀变作用,如角闪石化、硅化和绿泥石化等,并导致矿物组合总体上表现为暗色矿物由辉石y角闪石y 黑云母y绿泥石的退变序列。
该地幔流体微观踪迹的三种表现形式与富碱岩浆共存,并共同运移,但两者由于组成和性质的差异
而互不混溶;结合透岩浆流体成矿作用理论和本文论证的综合分析,我们认为,当富碱岩浆和地幔流体系统封闭较好,地幔流体则伴随富碱岩浆的结晶过程对富碱斑岩进行同步自交代蚀变,在斑岩体内或其深部形成矿床,构成正岩浆成矿体系,典型成矿实例如马厂箐斑岩钼矿床;若在此成岩成矿过程中发生构造作用扰动,则地幔流体进入岩体与围岩的接触带,或紧邻接触带的地层围岩中进行交代蚀变成矿,构成接触带成矿体系,典型矿床实例如马厂箐矿区产于夕卡岩-大理岩带中的斑岩型铜矿和主要赋存于地层围岩中的斑岩型金矿;若金矿出现于斑岩体内,则一般受控于穿切斑岩体的成岩后断裂;若岩浆和流体运移通道的深大断裂体系发育,环境处于相对开放,则地幔流体伴随富碱岩浆的成岩过程而脱离岩浆,沿分支断裂通道进入远离岩体的不同地层岩石中进行交代蚀变成矿,构成远程热液成矿体系,典型成矿实例如兰坪金顶超大型铅锌矿床。
在这一成矿过程中,地幔流体可以随深度和环境变化引起的物理化学条件变化,挥发份逸出,其性质由熔浆y超临界流体y热液转化,并运载和沿途活化成矿物质至适宜容矿部位集中,促使壳幔物质叠加成矿,进而有利于深部成矿并形成大型和超大型矿床。
通过本文研究,初步揭示了地幔流体现实存在的微观踪迹和表现形式,论证了地幔流体在伴随富碱岩浆运移和固结成岩过程中发生去气作用,一方面可能分离出各自圈闭的、互不混溶的、不同成分和性质的熔融包体,也可能在圈闭内或冲破圈闭,以黑色不透明超显微或微晶玻璃物质形式对主岩及其邻近围岩地层进行交代浸染,进而促使在岩体内、接触带或其邻近围岩地层中发生成矿作用;另一方面,也可能携带成矿物质离开富碱斑岩远程进入其他岩石或地层中进行交代浸染,促使壳幔物质叠加成矿。因此,进一步深入开展对地幔流体微观踪迹的物质组成和表现形式的研究,对于深入揭示滇西地区复杂多变的多金属成矿的深部地质作用规律,以及壳幔混染叠加成矿的地球动力学机制有着重要的理论和现实意义。
审稿专家提出的宝贵建设性修改意见对提高本文质量发挥了重要作用,在此谨表衷心感谢!
References
[1]Zeng P S,M o X X,Yu X H.Nd,Sr an d Pb is otopic charac-
teristics of the alkaline-rich porphyries in w estern Yunnan and
its com pres sion s trike-slip settin g[J].Acta Petrologica et
M ineralogica,2002,21(3):231-241(in Chinese).
[2]W ei Q R,Wang J H.Study on petr ology and min eralogy of
m afic deep-derived xen oliths in Liuh e-Xiangduo area,E as tern
T ibet[J].Journal of M in eralogy and Petr ology,2004,24
(1):17-28(in Chines e).
[3]Den g W M,Hu ang X,Zhong D L.The alkal-i rich porphyries
of th e northern J inshajiang River in W estern Yunnan and its
r elation ship w ith intraplate deformation[J].Science in Chin a:
S eries D,1998,28(2):111-117(in Chin ese).
[4]Liu X F,Zhan X Z,Gao Z M,et al.Deep xenoliths in alkalic
porp hyry,Liuhe,Yunnan,and implications to petr ogenesis
of porphyry and ass ociated mineralization s[J].Science in Ch-i
na:S eries D,1999,42(6):627-635.
[5]Zhao X,Yu X H,M o X X,et al.Petrological and geochem-i
cal characteris tics of Cenozoic alkal-i rich porphyries and x eno-
lith s hosted in w estern Yunn an province[J].Geoscience,
2004,18(2):217-228(in Chinese).
[6]Bi X W,Hu R Z,Pen g J T,et al.Geochemical characteris tics
of th e Yao p an and M achangqing alk al-i rich intru sions[J].Ac-
ta Petrologica Sinica,2005,21(1):113-124(in Chin es e). [7]Peng J T,Bi X W,H u R Z,et al.Determination of ore and
r ock-formin g time of th e M achangqing p or phyry C u(M o)de-
posit,w estern Yu nnan[J].Acta M in eralogica Sinica,2005,
25(1):69-74(in Chin es e).
[8]Liu X F,Yang Z X,Liu J D,et al.M ineralogical features of
ultramafic hypoxen oliths in alkal-i rich porphyry[J].Geotec-
tonica et M etallogen ia,2003,27(1/2):81-90.
[9]Liu X F,S ong X F,L u Q X,et al.Special xenoliths in an ae-
girin e-augite s yenite porphyry in Liuhe,Yunnan,Chin a:Dis-
covery and implication s[J].Acta Geologica Sinica,2009,83
(2):258-265.
[10]Zhao X,Yu X H,M o X X,et al.M ineralogical ch aracteris-
tics and petrogenes is of deep-d erived Cenozoic syen ite-porphy-
ry in Liu he,western Yunnan Province[J].Earth Science Frontiers,2003,10(3):93-104(in Chin ese).
[11]S ong X F,Liu X F,T ao Z,et al.T he ch aracteristics of th e
m antle flu id m etas omatis m of th e alk al-i rich por phyries and
its x enolith s in w estern Yu nnan[J].Journal of M ineralogy
and Petrology,2006,26(4):19-25(in Chinese).
[12]Song X F,Liu X F,Tao Z,et al.M antle fluid metasoma-
tism:Evidence from alkali sy enite and its deep xenoliths[J].
Acta Petrologica et M ineralogica,2007,26(4):310-314(in
Ch ines e).
[13]Liu X F,Song X F,Lu Q X,et al.M antle flu ids action in
the pr oces ses of petrogenesis of alkali porp hyry and as sociated
mineralizations,western Yunn an[J].Journ al of Jilin Univer-
sity:Earth S cien ce Edition,2006,36(4):503-510(in Ch-i
nese).
[14]Liu X F,Zhao F F,T ao Z,et al.M an tle fluid metasomatism
in Jin he intru sive b ody of Jian chuan,Yunn an Province,and
its ore-formin g implication[J].M ineral Deposit,2009,28
(2):185-194(in Chin es e).
[15]Luo Z H,M o X X,Lu X X,et al.M etallogeny by trans-
magmatic flu ids:T heor etical analysis and field eviden ce[J].
Earth Science Frontiers,2007,14(3):165-183(in Ch ines e).
[16]M ao J W,Li X F,Zh ang R H,et al.Deep-Der ived Fluid-Re-
lated Ore-Form ing S ystem[M].Beijing:Chin a Lan d Press,
2005:365(in Chinese).
[17]Yang L,Jin Z J.Th e effect of hydrogen from deep fluid on
h ydrocarb on generation[J].Earth Science Frontiers,2001,8
(4):337-341(in Chin es e).
[18]Lu o Z H,Lu X X,Guo S F,et al.M etallogen ic system on
the trans-magmatic fluid theory[J].Acta Petrologica Sinica,
2008,24(12):2669-2678(in Chinese).
[19]S cotes J S,M itchell J N.T he evolution of troctolitic and high
Al basaltic magmas in Pr oterozoic anorthosite pluton ic suites
and implications for the Voisey p s Bay mas sive N-i Cu s ulfide
deposit[J].Economic Geology[J],2000,95:677-710. [20]H uang W C,Ni J F,T ilmann F,et al.Seismic polariz ation
anisotropy b eneath th e central T ibetan Plateau[J].Geoph ys-i
cal Reasearch,2000,105(B12):27979-27989.
[21]U nsw orth M J,Jones A G,Wei W B,et al.Crustal rh eology
of th e Himalaya an d Southern T ibet inferred from magneto-
telluric data[J].Natu re,2005,438:78-81.
[22]H oke L,Lamb S,Hilton D R.South ern limit of m antle-d e-
rived geoth ermal helium emis sions in Tib et:Implications for
lith ospheric structu re[J].Earth and Planetary Science Let-
ter s,2000,180:297-308.
[23]Lu o Z H,M o X X,H ou Z Q,et al.An integrated m odel for
the Cen ozoic evolu tion of the T ibetan Plateau:constraints
from igneou s rocks[J].Earth S cien ce Frontiers,2006,13
(4):196-211(in Chin es e).
[24]Spera F J.Dynam ics of translith os pheric migration of meta-
somatic fluid and alkaline magma[M]M M enzies M A,et al.
M antle M etasomatism.London:Academic Press,1987:1-
20.
[25]Peacock S M.Flu id processes in sub duction z on es[J].S c-i
ence,1990,248:329-337.
[26]Philippot P.Trace-elem ent rich brines in eclogite veins:Im-
plications for fluid com position an d trans port du ring subdu c-
tion[J].Contrib ution to M ineralogy and Petrology,1991,
106:417-430.[27]S u G L,Xie H S,Ding D Y.Phys icochemical properties of
s uper critical w ater and their s ignifican ce[J].Geology-Geo-
chemistry,1998,26(2):83-89(in Chinese).
[28]Du L T.M an tle fluids,and magm a origin of basalts and alka-
lin e rocks[J].Earth S cien ce Frontiers,1998,5(3):145-157
(in Chin es e).
[29]S hmulovich K I,Ch urakov.Natural flu id phases at high tem-
peratur es an d low pressur es[J].J ou rnal of Geochemical Ex-
ploration,1998,62(1/3):183-191.
[30]Cao R L,Zh u S H.The mantle fluid and m etallogeny[J].
Advances in Earth S cience,1995,10(4):323-329(in Ch-i
nese).
[31]Liu C Q,Huang Z L,Xu C,et al.M antle Fluids and Th eir
M etallogeny[M].Beijing:Geological Publishing Hous e,
2004:3-98(in chinese).
[32]S chrauder M,Navon O.H ydrous and carb onatitic man tle
fluids in fibrous diamonds from Jw aneng,Botsw ana[J].
Geochimica et Cosmoch imca Acta,1994,58(2):761-771 [33]S un F Y,Shi Z L.Discu ssion of some geologic proces ses b e-
tw een m antle C-H-O fluids and h edreocraton[J].Earth S c-i
ence Frontiers,1995,2(2):167-174(in Chinese).
[34]Dow s on J B.Con trastin g types of upper-mantle metasoma-
tism[M]M Kompobs t J.Kimberlitesò:The M antle and
Cru st-M antle Relations hips.Am sterdam:Elsevier,1984:
289-294.
[35]Yu X H.M antle metas om atism:Progress es,problems and
cou nterm easure[J].Advances in Earth Science,1995,10
(4):330-335(in Chin es e).
[36]Yu X H,M o X X,Zeng P S,et al.A study on the man tle
x enoliths in the Cen oz oic volcanic rocks from M aguan Area,
Yunn an Province[J].Acta Petrologica Sinica,2006,22(3):
621-630(in Chinese).
[37]Xie R J,Pen g S L.K2O conten t,K-metas om atism of rock
and metallogenes is[J].Geotectonica et M etallogenica,1998,
22(3):271-279(in Chin es e).
[38]Liu X F,Liu J D,Zhang C J,et al.Effect of series min eral-i
zation of m antle fluid metasomatism[J].M ineral Deposits,
2002,21(Suppl):1002-1004(in C hinese).
[39]Zhu Y F.M antle fluid and earth degassing[J].Earth Science
Frontiers,1998,5(Su ppl):71-75(in Chinese).
[40]Girod M,Dautria J M,De Girvanni R.A first in sight into
the constitution of the upper m antle un der the Hoggar area
(S outhern Alg eria):T he lh erzolite xenoliths in the alkal-i ba-
salts[J].Contributions to M ineralogy and Petrology,1981,
77:66-73.
[41]J ones A P,Sm ith J V,Daw son J B.Glass es in m antle x eno-
lith s from Olmali,Tanzania[J].J Geol,1983,91(2):167-