王佳奇,曲晓明,马旭东,范淑芳,宋扬.2016.西藏雄梅铜矿区含矿斑岩与非含矿斑岩成因对比研究[J].矿床地质,35(3):437~455 WANG JiaQi,QU XiaoMing,MA XuDong,FAN ShuFang,SONG Yang.2016.Comparative study of genesis of ore-bearing porphyry and barren porphyry in Xiongmei copper deposit, Tibet[J].Mineral Deposits35(3):437~455
DOi:10.16111/j.0258_7106.2016.03.001
西藏雄梅铜矿区含矿斑岩与非含矿斑岩成因对比研究
（1 中国地质大学地球科学与资源学院， 北京100083； 2 中国地质科学院矿产资源研究 所 国土资源部成矿作用与资源评价重点实验室， 北京100037）
通讯作者：曲晓明
投稿时间：2015_05_17
录用时间：2016_01_15
本文为国家科技支撑计划项目（编号： 2011CB403203）和中国地质调查局青藏专项（编号 ： 12120113037300）联合资助的成果
摘要:西藏雄梅铜矿床是近年来在班公湖_怒江成矿带中段新发现的一处斑岩
铜矿床，该矿床的发现使得班公湖_怒江成矿带真正具备了“带"的概念，大大地
拓宽了找矿远景。文章通过对雄梅铜矿区斑岩体的LA_ICP_MS锆石U_Pb定年，发现矿区存在
2套斑岩： 一套是前人测定的年龄为106.7 Ma的含矿斑岩；另一套是本文测定的非含矿斑
岩，3个年龄分别是（121.8±2.3） Ma（MSWD=0.32）、（122.8±2.1） Ma（MSWD=1
.16）、（121.5±2.5） Ma（MSWD=0.54）。两套斑岩的岩性虽然都是花岗闪长斑岩，
但非含矿斑岩比含矿斑岩含有更多的钾长石，矿化强度大大减弱。岩石地球化学分析结果表
明，两套斑岩虽然都富集大离子亲石元素（LILE）Rb、Ba、Th、U、K、Pb，亏损高场强元素
（HFSE）Nb、Ta、Ti，具有碰撞后岩浆作用的共同特征，但在岩浆源区和成因上显示出明显
的差异。含矿斑岩和非含矿斑岩均属于强过铝质S型花岗岩，然而前者源区组成为杂砂岩，
后者源区则以泥质岩为主。岩浆分异过程中，含矿斑岩受斜长石和钾长石的分离结晶控制，
非含矿斑岩则受钾长石和黑云母的分离结晶控制。
关键词:
含矿斑岩；非含矿斑岩；岩石成因；锆石U_Pb年龄；雄梅
铜矿
文章编号：0258_7106 (2016) 03_0437_19 中图分类号：P618.41 文献标志码：A
Comparative study of genesis of ore_bearing porphyry and barren porphyry in Xi
ongmei copper deposit, Tibet
（1 China University of Geosciences, Beijing 100083, China; 2 MLR Key Laboratory of Metallogeny and Mineral Resource Assessment, Institute of Mineral Resource s, Chinese Academy of Geological Sciences, Beijing 100037, China）
Abstract:The Xiongmei copper deposit is a newly_discovered porphyry copper deposit which
belongs to the middle segment of the Bangong Co_Nujiang metallogenic belt. The m
eaning of this deposit lies in that it breaks the limitation of prospecting, mak
es this metallogenic belt own the real meaning of ore belt, and vastly broadens
the promising prospecting areas. The authors found two groups of porphyries by u
sing LA_ICP_MS zircon U_Pb dating of porphyry body in the Xiongmei copper de
posi
t. One group of porphyry is ore_bearing porphyry and its age is （106.7±0.48
） Ma（MSWD=0.92; the other group of porphyry is barren porphyry with its three
age parts being （121.8±2.3） Ma（MSWD=0.32），（122.8±2.1） Ma（MSWD=1
.16），and （121.5±2.5） Ma（MSWD=0.54）. Although the two groups of porphy
ries are all granodiorite_porphyry, the barren porphyries have more potassium fe
ldspar and less intensity of mineralization than the ore_bearing porphyries. The
petrogeochemical analysis indicates that the two groups of porphyries are enric
hed in large ion lithophile elements (LILE) of Rb, Ba, Th, U, K, Pb and depleted
in high field strength elements (HFSE) of Nb, Ta, Ti, and show essential charac
teristics of post_collisional magmatic rocks, but there are some obvious differe
nces in magma sources and petrogenesis. Ore_bearing porphyry and barren porphyry
all belong to strongly peraluminous S_type granitoids, but the sources of the o
re_bearing porphyry are composed of greywacke and the sources of barren porphyry
are based on argillaceous rock. In the magmatic differentiation process, ore_be
aring porphyries are controlled by the fractional crystallization of plagioclase
and potash feldspar, whereas the barren porphyries are controlled by the fracti
onal crystallization of potash feldspar and biotite.
Key words:
geochemistry, ore_bearing porphyry, barren porphyry, genesis, LA_ICP_MS zircon U
_Pb dating, Xiongmei copper deposit
西藏班公湖_怒江铜矿带是继藏东的玉龙斑岩铜矿带和藏南的冈底斯斑岩铜矿带之后，在青
藏高原上发现的第三条铜矿带（曲晓明等，2006；2015）。由于班公湖_怒江铜矿带地处藏
北高原，矿产勘查和基础地质工作都相对滞后。迄今为止，班公湖_怒江成矿带上的矿产勘
查活动主要集中在成矿带西段改则至革吉一带，找矿突破主要集中在改则县多龙矿集区，其
他地区鲜有重要的找矿发现。对于班公湖_怒江缝合带长达2000余公里的延伸规模来讲，范
围只有十几公里的多龙矿集区只是一个“点"，还不能构成真正意义上的成矿带。曲晓明等
（
2012a）通过遥感蚀变信息提取和异常检查，在班公湖_怒江缝合带中段申扎县雄梅乡发现了
一处斑岩铜矿（图1a），初步研究发现该矿床的成矿地质条件与成矿带西段多不杂铜矿床的
成矿地质条件相一致，并显示出良好的找矿前景。本文对雄梅铜矿区内的斑岩进行了LA_ICP
_MS锆石U_Pb年龄测定，并结合前人数据，发现矿区存在2套斑岩体：一套为含矿斑岩；
另
一套虽然也具有铜矿化，但矿化强度比前者大大减弱，Cu品位也远远低于工业要求（10
-6级），应为非含矿斑岩。本文通过岩石地球化学分析，探讨了2套斑岩的岩浆源区，阐
述了2种岩浆分异演化过程中的成因差异，进而从缝合带演化入手，分析了成矿构造环境，
以期揭示班公湖_怒江成矿带中段含矿岩浆的演化特点，深化对成矿机制的认识，更好地为
地质找矿服务。
1区域成矿背景
班公湖_怒江缝合带是青藏高原上的一条主缝合带，夹持于羌塘地体和拉萨地体之间，横
贯
青藏高原，东西向延伸长达2000 km多（图1a）。缝合带主要由规模巨大的蛇绿岩套及混杂
岩
带构成，南北向展布范围一般在50～100 km之间，而在东段安多和西段狮泉河一带，南北向
展布
范围达200余公里。因此，一般认为该缝合带是由多条洋内俯冲带复合而成（Srimal,1986
；Matte et al.,1996）。缝合带中蛇绿岩套呈近东西向带状断续展布。不同地段蛇绿
岩的组成不尽一致，缝合带西段狮泉河一带蛇绿混杂岩最发育，主要由超镁铁质岩、镁铁质
岩岩墙群及硅质岩组成。缝合带北界班公错_康托_兹格塘错断裂具有双向俯冲的特点；南界
狮泉河_拉果错_丁青断裂则是一条规模巨大的向南倾伏的逆冲断层。沿缝合带分布有大量的
燕山
晚期I型和S型花岗岩岩基或岩株，构成中酸性侵入岩带。部分小岩体或斑岩体伴有铜矿
化，形成矽卡岩型或斑岩型铜矿床。
近年来的研究表明，班公湖_怒江中特提斯洋不是一个统一的大洋，很可能包含了多个东西
向展布的局限性洋盆（曲晓明等，2009）。班公湖_怒江洋盆所属的特提斯洋裂解于晚二叠
世至早三叠世（217～254 Ma），形成一套代表洋盆扩张形成的MOR型蛇绿岩（强巴扎西等，
2009；黄启帅等，2012）。从中侏罗世晚期，洋盆开始沿多条俯冲带分别向羌塘地块和拉萨
地块之下双向俯冲（曲晓明等，2010；杜德道等，2011）。洋盆的闭合时间发生在早白垩世
早期，约140 Ma（曲晓明等，2012a；Qu et al., 2012c），之后造山带进入地壳伸展后大
规模剪切走滑阶段。
班公湖_怒江缝合带构造演化历史复杂，成矿地质条件优越，从班公湖_怒江洋盆开启到闭合
演化的各个过程，形成了岩浆型铬铁矿（镍矿）床、斑岩_矽卡岩型铜（金）矿床、矽卡岩
型铁（铜）矿床、热液_蚀变岩型金矿床和热液型钨矿床等多种类型的矿床。
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图 1西藏雄梅斑岩铜矿构造位置图(a)和矿床地质图(b)
1—第四系； 2—下白垩统多尼组粉砂质页岩； 3—下白垩统多尼组角岩化页岩； 4—下白 垩统多尼组含铜角岩化页岩； 5—下白垩统多尼组石英岩； 5—下白垩统多尼组含铜石英岩 ； 7—下白垩统多尼组石英砂岩； 8—含矿斑岩； 9—非含矿斑岩； 10—石英闪长玢岩； 11—地质界线； 12—钻孔位置
Fig. 1Tectonic location (a) and geological map (b) of the Xiongmei porphyry co pper deposit in the Tibetan Plateau
1—Quaernary; 2—Silt shale of the Lower Cretaceous Duoni Formation; 3—Hornfel sic shale of the Lower Cretaceous Duoni Formation; 4—Copper_bearing hornfelsic shale of the Lower Cretaceous Duoni Formation; 5—Quartzite of the Lower Cretace ous Duoni Formation; 6—Copper_bearing Cu_bearing quartzite of the Lower Cretace ous Duoni Formation;7—Quartz sandstone of the Lower Cretaceous Duoni Formation; 8—Ore_bearingporphyry; 9—Barren porphyry; 10—Quartz diorite porphyr ite; 11—Geological boundary; 12—Location of drill hole
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目前，已发现C
u、Fe、Cr、Pb_Zn矿床（点）600多处（耿全如等，2012），矿产资源潜力巨大，目前已成
为中国最具有找矿潜力的成矿区带。
2矿床地质特征
矿斑岩和非含矿斑岩均呈岩株或岩枝状产出，露头的平
均海拔在4770～5000 m之间。含矿斑岩手标本呈灰色、深灰色，具斑状结构，块状构造（图
2
a）。矿区含矿斑岩有4处露头，最大一处出露面积约200 m×200 m，其他几处出露面积较小
， 范围在20～30 m之间， 显示斑岩体刚刚剥露出地表。 岩石中斑晶成
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图 2雄梅铜矿含矿斑岩手标本（a）和岩芯（b）照片
Ccp—黄铜矿； Py—黄铁矿
Fig. 2Hand specimen （a） and drill core （b） of the ore_bearing porphyry in the Xiongmei copper deposit
Ccp—Copper pyrites； Py—Pyrite
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矿区铜矿化与绢英岩化密切相关，绢英岩化蚀变主要由绢云母和石英组成，以绢云母为主。 斜长石、钾长石常被绢云母强烈交代，交代完全者仅见长石颗粒外形，少数仍可见原斜长石 的聚片双晶形态。绢英岩化蚀变带中可见浸染状黄铜矿、黄铁矿分布其中（图2a）。石英多 呈他形粒状，部分呈半自形粒状沿裂隙充填交代。岩石由于受到绢英岩化的强烈交代（图3a 、b），显微镜下矿物边界往往变得模糊不清，斑状结构有时难以辨认。岩石中黄铁矿、黄 铜矿等硫化物多呈浸染状分布，有时形成不规则脉状分布（图3c）。
非含矿斑岩出露于含矿斑岩东北侧的山坡上。目前推测，含矿斑岩延伸至深部，而非含矿斑 岩覆盖于表层。非含矿斑岩有4处露头，出露范围均较小，长度在20～50 m之间（图1b）。 非含 矿斑岩具明显的斑状结构（图3e、f），块状构造。斑晶成分为斜长石，约占35%，大小一般 0.3～1 mm，呈自形_半自形板状或柱状，自形程度明显比含矿斑岩中的高。基质呈微晶_隐 晶 质结构，主要由长英质矿物和黑云母等组成，副矿物有磷灰石、褐帘石、锆石、磁铁矿等。 岩石蚀变较弱，主要为绢云母化和绿泥石化（图3d、e），偶尔可见硫化物细脉。
石英闪长玢岩产于含矿斑岩的西南侧，呈岩脉侵位于多尼组中，两处露头出露长度在20 ～40 m之间。岩石呈灰白色_土黄色，具强烈的高岭土化。由于没有铜矿化，故未对其进行 年龄测定和成因研究。
多尼组砂板岩广泛发育角岩化，石英砂岩常发生强烈的硅化，部分已形成次生石英岩。次生 石英岩往往伴有强烈的孔雀石化和蓝铜矿化。孔雀石和蓝铜矿呈他形充填在石英晶隙之间， 刻槽取样分析显示，局部地段Cu的平均品位达0.55%。矿区内铜矿化主要由含矿花岗闪长斑 岩 、孔雀石化的次生石英岩以及含矿角岩化砂板岩三部分组成，整个矿化体展布范围大约为10 00 m×800 m。区内目前尚未发现明显的钾化、高级泥化和大面积青磐岩化等典型的斑岩铜 矿蚀变，这可能与斑岩体的剥蚀程度轻（浅剥蚀）有关。
在两处地表铜矿体露头（含矿斑岩和孔雀石化的次生石英岩）中打了3个浅钻，钻孔见矿情 况良好。含矿斑岩中的ZK01孔深度235.84 m，见到4层铜矿体，矿层厚度（平均铜品位）分 别为12.65 m（1.04%）、4m（0.51%）、8.4 m（0.21%）和4 m （0.25%）。在孔雀石化次生石英岩中的ZK02孔打 了300.03 m， 见到5层铜矿体，矿层厚度（平均铜品
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图 3雄梅铜矿含矿岩和非含矿斑岩手标本和显微照片
a. 含矿斑岩中的绢英岩化和孔雀石化； b. 含矿斑岩孔雀石和绢云母； c. 含矿斑岩岩中 黄铁矿、黄铜矿呈脉状、浸染状分布； d. 非含矿斑岩
中的绿泥石化； e. 非含矿斑岩中 的斑状结构与斜长石斑晶； f. 非含矿斑岩的斑状结构
Qz—石英； Pl—斜长石； Kfs—钾长石； Mal—孔雀石； Ser—绢云母； Ccp—黄铜矿； Py—黄铁矿； Cb—碳酸盐矿物； Ttn—榍石；
Chl—绿泥石
Fig. 3Ore_bearing porphyry and barren porphyry in the Xiongmei copper deposit
a. Sericite_quartz alteration and malachite mineralization of ore_bearing porphy ry; b. Malachite and sericite in ore_bearing porphyry;
c. Distribution of copp er pyrite and pyrite in ore_bearing porphyry; d. Chloritization in barren porphy ry; e. Plagioclase phenocryst
in barren porphyry; f. Porphyritic texture of ba rren porphyry
Qz—Quartz; Pl—Plagioclase; Kfs—K_feldspar; Mal—Malachite; Ser—Sericite; Cc p—Copper pyrites; Py—Pyrite; Cb—Carbonate;
Ttn—Titanite; Chl—Chlorite
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目前的勘查工作表明，矿区铜矿化与绢英岩化密切相关，钻孔中含矿斑岩绢英岩化强烈，Cu 平均品位为1.04%，显示出较大的成矿潜力。从目前获得的地表和钻孔资料看，含矿斑岩体 在深部可能向NE倾伏，含矿岩浆是从NE向SW方向上侵的。目前2个钻孔位置应靠近含矿斑岩 体的SW边缘。
3斑岩体的锆石U_Pb年龄
曲晓明等(2012a)对雄梅矿区最大的含矿斑岩露头采集样品（样品编号：XM11_10）进行了锆
石U_Pb年龄测定，得出的206Pb/238U一致线年龄为（106.70±0.48
） Ma (MSWD=0.92)，说明
雄梅矿区含矿斑岩形成于早白垩世晚期。本文作者对矿区内3个非含矿斑岩体进行了锆石U_P
b年龄测定（样品编号分别为： 14XM138、14XM143、14XM144，采样位置见图1b），结果发
现它们的形成年龄与含矿斑岩的年龄并不一致，矿区存在2套斑岩。
3.1锆石LA_ICP_MS测试方法
锆石挑选工作是由北京锆年领航科技有限公司利用常规的重磁分离技术分选完成的。然后在
双目镜下对锆石样品进行挑选提纯，保证纯度达95%以上。之后用环氧树脂将锆石样品粘结
在载玻片上，对锆石抛光至2/3，使其内部结构充分暴露，最后进行阴极发光照相。分析前
，通过反射光、透射光和CL图像对锆石进行观察并选择最佳的分析点。LA_ICP_MS锆石U_Pb
年龄测定是在中国地质科学院矿产资源研究所成矿作用与资源评价重点
实验室进行，实验室
采用Agilent 2500型ICP_MS和Compex 102ArF准分子激光器，工作物质波长193 nm，与Geola
s 200M光学系统联机运行。锆石年龄采用国际标准锆石91500作为外标标准物质，元素含量
采用NIST SRM610作为外标，29Si作为内标，数据用ISOPLOT程序处理（侯可
军等，2009），分析结果见表1。
3.2非含矿斑岩体U_Pb年龄
非含矿斑岩锆石U_Pb年龄样品14XM138、14XM143和14XM144分别取自非含矿斑岩的3处露头
（图1b）。非含矿斑岩样品中锆石颗粒自形程度较好，呈长柱状或短柱状，大小在50～20
0 μm之间，长宽比为3∶1～2∶1，阴极发光图像显示清晰的振荡生长环带（图4a、c、e）
，
表明其为岩浆结晶产物（Pupin，1980），这些岩浆成因锆石可以代表岩体的侵位年龄。样品14XM138由10个测点得出的206Pb/238U一致线年龄为（121. 8±2.3） Ma (MSWD=0.32)；样品14XM143由17个测点得出的206Pb/ 238U一致线年龄为（122.8±2.1） Ma (MSWD=1.16)；样品14XM144由18个测点得出 的206Pb/238U一致线年龄为（121.5±2.5） Ma (MSWD=0.54) （图4b、d、f）。这些测年结果表明，雄梅铜矿区非含矿斑岩的形成年龄在122 Ma左右， 比含矿斑岩的形成时间大约早15 Ma。
4矿区斑岩岩石地球化学
曲晓明等（2012a）对雄梅铜矿区含矿斑岩进行了岩石化学分析，在此基础上，本文对矿区
非含矿斑岩取样进行了岩石化学分析。样品采自3个露头（样品14XM139～14XM142采自14XM1
38位置，14XM143(1)～14XM143(2)采自14XM143位置，14XM145～14XM148采自14XM144位置，
图1b）。样品的分析是在北京核工业地质研究院分析测试研究中心完成的。常量元素是用X
荧光光谱测定的，仪器型号是PHLLIPSPW_2404 ，X荧光光谱仪，分析精度优于1%。微量元素
和稀土元素是用ICP_MS测定的，仪器型号是ELEMENT_2，分析精度优于2%。含矿斑岩的分析
结果请见曲晓明等，2012a文献中表1，非含矿斑岩的分析结果列于表2。
4.1常量元素
雄梅铜矿含矿斑岩的w(SiO2)较低，在65.49%～67.47%之间，平均为66.26%；
具
有高的K2O/Na2O比值，平均为1.44(>1.0，曲晓明等，2012a)，样品在TAS图中（图略
）落入花岗闪长岩区，在K2O_SiO2图（图5a）中显示含矿斑岩样品为中钾_高钾钙碱性
岩
。含矿斑岩体的w(CaO)和w(MgO)分别为0.41%～3.62%和1.19%～1.89%
，w(Fe2O3T)为 2.45%～5.88%，w(Al2O3)为15.9
4%～17.25%，平均为16.65%（曲晓明等，2012a）。在A/NK_A/CNK图（图5b）中，含矿斑
岩样品都落入过铝质岩区，显示出强过铝质特征。非含矿斑岩的w(SiO2)在63.90%～70.92%（表
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表 1雄梅铜矿非含矿斑岩锆石U_Pb同位素分析结果
Table 1U_Pb isotope analyses of zircon from the barren porphyry in the Xiongme i copper deposit
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图 4雄梅铜矿非含矿斑岩(14XM138、14XM143、14XM144)的锆石阴极发光图(a、c、e)和U_ Pb一致线年龄图(b、d、f)
Fig. 4Zircon CL images (a, c, e) and U_Pb concordant diagrams (b, d, f) of the barren porphyry (14XM138, 14XM143, 14XM144) in the Xiongmei copper deposit
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分析结果表明，雄梅矿区含矿斑岩w(Cu)在
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表 2雄梅铜矿床的非含矿斑岩常量元素(w(B)/%)、微量元素和稀土元素(w(B)/10 -6)分析结果
Table 2Major (w(B)/%), trace and rare earth (w(B)/10-6) element analyses of the barren porphyry in the Xiongmei copper deposit
注： δEu=EuN/(SmN×GdN)1/2，比值单位为1。 |
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图 5雄梅矿区含矿斑岩和非含矿斑岩地球化学图
a. K2O_SiO2图（底图据Peccerillo et al.，1976）； b. A/NK_A/CNK图（A/NK为Al 2O3/(Na2O+K2O)的摩尔比，A/CNK为Al2O3/
(K2O+Na2O+CaO)的摩尔比，底 图据Maniar et al., 1989）
Fig. 5Diagrams of geochemistry for the ore_bearing porphyry and barren porphyr y in the Xiongmei deposit
a. K2O_SiO2（after Peccerillo et al.,1976）; b. A/NK_A/CNK(A/NK is the molar ratio of Al2O3/(Na2O+K2O), A/CNK
is the molar ratio of Al2O3/(K 2O+Na2O+CaO)，after Maniar et al.,1989)
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Feiss（1978）研究了斑岩铜矿的控制因素和岩体含矿性，认为有利于斑岩铜矿形成的条件 是岩浆含Al2O3高，含碱金属和碱土金属较低，既Al2O3／（K2O＋Na2O＋CaO） 比值较高。该学者在研究美国西南部斑岩铜矿带和加勒比海斑岩铜矿带时，应用岩体SiO2 含量 及A12O3／（K2O＋Na2O＋CaO）比值作为区分含矿岩体与非含矿岩体的准则（图6） 。在SiO2_A/CNK图（图6）中，雄梅矿区含矿斑岩除一个样品外，均落于含矿岩体区域， 而非含矿斑 岩全部落于无矿岩体区域，与Feiss（1978）的结论一致。因此，在进行斑岩铜矿勘 查时，SiO2_A/CNK图解可作为划分含矿岩体和非含矿岩体的判别准则（Feiss，1978）。
4.2微量元素
雄梅矿区含矿斑岩和非含矿斑岩的微量元素原始地幔标准化蛛网图见图7a，从图中可以看出
，雄梅矿区含矿斑岩和非含矿斑岩的微量元素分布特征基本一致，都是富集大离子亲石元素
（LILE）Rb、Th、
U、K、Pb，亏损高场强元素（HFSE）Nb、Ta、Ti，显示
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图 6雄梅矿区含矿斑岩和非含矿斑岩的SiO2_A/CNK图解
（底图据Feiss，1978）
A/CNK为Al2O3/(K2O+Na2O+CaO)的摩尔比
Fig. 6SiO2_A/CNK diagram of the ore_bearing porphyry
and barren porp hyry in the Xiongmei deposit (base map after
Feiss, 1978) A/CNK is the molar ratio of Al2O3/(K2O+
Na2O+CaO)
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图 7雄梅铜矿含矿斑岩和非含矿斑岩的微量元素原始地幔标准化蛛网图(a)和稀土元素球 粒陨石标准化分布曲线图(b)
Fig. 7Primitive mantle_normalized trace element spectrum (a) and chondrite_nor malized REE patterns （b） of the ore_bearing
porphyry and barren porphyry in the Xiongmei copper deposit
填写说明 fdsfds
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4.3稀土元素
图7b是雄梅铜矿含矿斑岩和非含矿斑岩的稀土元素球粒陨石标准化分布曲线。从图中可以看
出，含矿斑岩和非含矿斑岩稀土元素含量总体均较低，相对富集轻稀土元素，中、重稀土元
素之间缺少分异。含矿斑岩的∑REE在48.9×10-6～82.33×10-6（曲晓明等
，2012a），平均为70.66×10-6；有较明显的Eu负异常，δEu=0.45～1.10，平均
为0.84。Eu含量变化范围大，从弱的正Eu异常到明显的负Eu异常，与Sr含量的变化相一致
，共同指示着岩浆演化过程中发生过斜长石的结晶分离作用。非含矿斑岩∑REE在66.92×1
0-6～92.85×10-6，平均75.33×10-6；无Eu异常，δEu=0.96～1.
18，平均为1.02，说明非含矿斑岩在岩浆结晶分异过程中没有发生过斜长石的结晶分离作
用。
5讨论
5.1岩浆源区
Chappell等（1974）在研究澳大利亚Lachlan褶皱带早古生代花岗岩时提出了I型和S型
花岗岩的定义，指出S型花岗岩（含火山岩）的源岩以沉积岩或变质沉积岩等壳层沉积物为
主。Sylvester（1998）进一步阐述了强过铝质S型花岗岩的特征，指出典型的强过铝质S型
花岗岩应该含白云母、堇青石、石榴子石等过铝质矿物，A/CNK>1.1，刚玉标准分子大于1%
（Miller et al., 1980）。雄梅铜矿区含矿斑岩的A/CNK为 1.28～2.25，平均值为1.80
（>1.1），
CIPW标准矿物中刚玉含量4.38%～10.02%，平均为7.88%，属强过铝质花岗岩范畴。非含
矿斑
岩的A/CNK为1.12～1.30，平均值为1.19（>1.1），CIPW标准矿物中刚玉含量3.36%～7
.35
%，平均值4.99%，也应该属于强过铝质花岗岩。在Zr_TiO2、ACF、SiO2_La、SiO2_T
h图（图8a～d）中，雄梅矿区含矿斑岩和非含矿斑岩均落入S型花岗岩区域，反映出它们的
岩浆源区
均来自地壳沉积岩。虽然大多数的地质学家认为斑岩铜矿在空间上和成因上均与高氧化、磁铁矿系列I型花岗岩 相 关，但在班公湖_怒江铜矿带上的确存在着一套含矿的S型花岗岩，周玉（2012）认为波龙铜 矿区含矿花岗闪长斑岩为较典型的S型花岗岩类。
实验岩石学研究表明，多种源岩的部分熔融均可以产生过铝质的花岗质熔体。地壳中基性岩 类的部分熔融可形成化学成分偏基性的花岗闪长质的准过铝质花岗岩类，而地壳中碎屑沉积 岩类的部分熔融可形成偏酸性的过铝质花岗岩类（Winther, 1996；Johannes et al., 1996 ）。Sylvester（1998）研究指出，CaO/Na2O_Al2O3/TiO2和A/MF_C/MF图解可以反 映过铝质花岗岩的源区物质成分特征。Chappell等（1992）研究指出，强过铝质花岗岩CaO 、Na2O含量低与它们的沉积源区有关。CaO/Na2O比值主要依 赖于斜长石/黏土比值，在泥质岩源岩(贫斜长石)中
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图 8雄梅矿区含矿斑岩和非含矿斑岩成因类型判别图
a. TiO2_Zr判别图; b. 花岗岩ACF图解(底图据Nakada et al., 1979); c. La_SiO2判 别图(据Shi et al.,2014); d. Th_SiO2判别图
(据Shi et al., 2014)
Fig. 8Genetic types of discrimination diagrams of the ore_bearing porphyry and barren porphyry in the Xiongmei deposit
a. TiO2_Zr; b. ACF diagram (base map after Nakada et al., 1979); c. La_SiO2 d iagram (after Shi et al., 2014); d. Th_SiO2 diagram
(after Shi et al., 2014)
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雄梅铜矿区含矿斑岩的CaO/Na2O比值为0.23～1.05，平均0.54，部分样品CaO/Na2O 比值大于0.3 ，部分样品CaO/Na2O比值小于0.3。非含矿斑岩CaO/Na2O=0.56～1.22，平均为0.98 ，比 值远大于0.3。在CaO/Na2O_Al2O3/TiO2图（图9a）中，含矿斑岩样品一部分落入 泥 质岩熔融区，一部分落入杂砂岩熔融区，而非含矿斑岩样品全部落入杂砂岩熔融区。而在A/ MF_C/MF图（图9b ）中，含矿斑岩基本都投影在变泥质岩部分熔融区或其边缘，而非含矿斑岩都投影在变砂岩 部分熔融区。因此推断，雄梅铜矿区含矿斑岩的源岩应该以泥质岩为主，而非含矿斑岩的源 岩应该为杂砂岩。在碰撞后阶段，在俯冲组分影响下形成的地幔岩浆上侵引起地壳泥砂质沉 积岩熔融能够产生高温强过铝质S型花岗岩（Sylvester，1998）。
5.2岩浆形成条件
据Sylvester（1998）研究，世界上强过铝质花岗岩主要形成于后碰撞构造环境，按照形成
条件可划分为2类：高温型强过铝质花岗岩和高压型强过铝
质花岗岩。这2种不同类型的强过铝质花岗岩可以
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图 9雄梅铜矿区含矿斑岩和非含矿斑岩CaO/Na2O_Al2O3/TiO2（a, 底图据Sylves ter,1998）和A/MF_C/MF
（b, 底图据Altherr et al.，2000）源区物质判别图
A/MF为Al2O3/(MgO+FeOT)的摩尔比，C/MF是CaO/(MgO+FeOT)的摩尔比
Fig. 9CaO/Na2O_Al2O3/TiO2 （a, diagram after Sylvester, 1998）and A/M F_C/MF （b, diagram after Altherr et al.，2000）
diagram of the ore_bearing por phyry and barren porphyry from the Xiongmei deposit
A/MF is the molar ratio of Al2O3/(MgO+FeOT)，C/MF is the molar ratio of Ca O/(MgO+FeOT)
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在后碰撞环境中，促使地壳熔融的热源主要有以下几种：① 地壳加厚引起的大量放射性同 位素衰变；② 构造剪切带的剪切生热；③ 幔源基性岩浆底侵；④ 岩石圈拆沉引起的地幔 软流圈物质上涌（时章亮等，2009）。然而，地壳加厚所引起放射性同位素衰变产生足以使 地 壳广泛熔融的热量，至少需要120 Ma（Turner et al.，1993），因此可以排除方式①；构 造剪切 生热模式虽然经常用于解释地壳浅部且固相线温度较低的淡色花岗岩的产生（Nabelek et a l., 2004），但其温度上限仅可达到590℃，与雄梅矿区含矿斑岩和非含矿斑岩形成温度( >9 00℃)相差甚远，由此可排除方式②；Sylvester（1998）认为，高温型强过铝质花岗岩形成 过程中在同碰撞时期地壳增厚不明显（<50 km），但在后碰撞阶段，由于发生岩石圈的拆沉 作用及随后的软流圈上涌或玄武岩浆的底侵，部分地壳发生深熔作用，形成了大规模、热的 强过铝质花岗岩，并伴随着高温（低压）变质作用（钟长汀等，2007）。
黎彤等（2011）根据大洋地壳、大陆地壳、上地幔和岩石圈的元素丰度资料，分别求出大洋 岩 石圈和大陆岩石圈元素丰度近似值，可用作研究化学元素在洋圈或陆圈内各地区分布特征的 地球化学背景值。其计算的陆圈中陆壳Cr、Co、Ni的元素丰度分别为90×10-6、20× 10-6及 71×10-6，陆圈中陆幔Cr、Co、Ni的元素丰度分别为100×10-6、148×10 -6及1010×10-6， 陆圈中陆幔Cr、Co、Ni的元素丰度均高于陆壳中的含量。而雄梅含矿斑岩中w(Cr)、w (Co)、w(Ni)平均分别为30.09×10-6、16.34×10-6和14.48×10 -6，均高于非含矿斑岩中的w(Cr)、w(Co)、w(Ni)平均值(10 .92×10-6、8.75×10-6、11.38×10-6)。在图10中，含 矿斑岩的Cr、Ni的含量 明显高于非含矿斑岩中的含量，这表明形成含矿斑岩的岩浆很可能有幔源物质的加入。曲晓 明等（2012b）在班公湖_怒江缝合带的申扎_班戈一带发现一批A型花岗岩（109.6～113.7 M a），这些由幔源的铁镁质地壳物质部分熔融分异形成的A型花岗岩暗示着在早白垩世晚期申 扎_班戈一带发生幔源岩浆的底侵。 在130～110 Ma， 班公湖_怒江缝合带的
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图 10雄梅铜矿区含矿斑岩与非含矿斑岩Cr_Cu（a）和Ni_Cu（b）判别图
Fig. 10Cr_Cu (a) and Ni_Cu (b) diagram of the ore_bearing porphyry and barren porphyry from the Xiongmei deposit
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5.3分离结晶过程
对花岗岩主要矿物中微量元素分配系数的研究表明，根据Rb、Sr、Ba在斜长石、钾长石和黑
云母中的分配行为，可估算出结晶分离矿物或熔融残留矿物对熔体成分的影响（陶琰等，20
11
）。在判别分离结晶矿物种类的Ba_Sr和Rb/Sr_Sr图解（图11）中，含矿斑岩沿着斜长石+钾
长石的分离结晶趋势分布，表明岩浆结晶过程中发生过斜长石和钾长石的分离结晶作用。而
非含矿斑岩在图中则沿着钾长石与黑云母的分离结晶趋势分布，表明岩浆演化受钾长石+黑
云母的分离结晶作用控制。雄梅矿区含矿斑岩稀土元素球粒陨石标准化配分曲线出现明显的
Eu负异常
，也表明成岩过程中发生过斜长石的结晶分异。而非含矿斑岩中暗色矿物（黑云母）极少，
在Rb/Sr_Sr图解（图11b）上，反映了非含矿岩浆经历过黑云母的分离结晶。在微量元素原
始地幔标准化蛛网图（图7a）和稀土元素球粒陨石标准化分布曲线
图（图7b）中，含矿斑岩表现出的明显的Sr亏损和Eu
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图 11雄梅含矿斑岩和非含矿斑岩Ba_Sr （a）图解和Rb/Sr_Sr （b）图解(底图据Rollins on,1993)
Fig. 11Ba/Sr (a) and Rb/Sr_Sr (b) diagram of ore_bearing porphyry and barren p orphyry in Xiongmei （diagram after Rollinson,1993）
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5.4成矿构造环境
班公湖_怒江铜矿带地处藏北高原腹地，基础地质工作程度低，再加上班公湖_怒江缝合带本
身构造演化历史复杂，使得人们围绕该铜矿带的成矿环境一直存在着较大的争论。佘宏全等
（2009）、李金祥等（2010）、李光明等（2011）、祝向平等（2011）、耿全如等（2011）
和唐菊兴等（2013）主要依据含矿岩体的岩石地球化学特征，得出该铜矿带西端多龙矿集区
形成于俯冲岛弧环境；而曲晓明等（2006； 2015）、王保弟等（2013）依据
斑岩铜矿形成时的沉积环境，认为该铜矿带形成于碰撞后环境。这里首先需要明确的一个问
题是： 班公湖_怒江中特提斯洋盆是什么时候闭合的。Kapp等（2003）根据沉积地层的掩盖
关
系，把斑公湖_怒江洋盆的闭合时间限定在侏罗纪末—白垩纪初，即145 Ma前后。陈玉禄等
（
2002）用Rb_Sr等时线法测定了缝合带中段去申拉组火山的年龄为早白垩世（126 Ma），并
认为是碰撞造山的产物。Harris等（1990）把拉萨地块北缘130～120 Ma的花岗岩和110～80
Ma的火山岩都看作是碰撞后岩浆作用的产物。近年来取得的最新研究成果，也倾向于班
公
湖_怒江中特提斯洋盆闭合时间偏早。如Sui等（2013）对拉萨地块北缘110 Ma±的火山_侵
入岩研究后，指出这些火山岩形成于碰撞后地壳增厚环境，并认为班公湖_怒江缝合带中段1
40～110 Ma期间为陆_陆碰撞阶段。近年来，曲晓明等（2012b）在班公湖_怒江缝合带中段
班戈
_申扎地区首次发现了一套A 型花岗岩，通过系统的锆石U_Pb年龄测定和岩石地球化学分析
，得出了班公湖_怒江中特提斯洋盆至少应该在早白垩世初（140～130 Ma之间）闭合的结论
。吉林地调院在班戈地区1∶5万地质填图的最新成果（青藏专项2013年度成果汇报）为班公
湖_怒江缝合带中段洋盆的闭合时间和铜矿床的形成环境提供了更为直接的证据。这些成果
表明
，
作为雄梅斑岩铜矿直接围岩的早白垩世多尼组砂板岩系沉积岩，其形成环境是滨海相_陆相
过渡环境。这就意味着这些沉积岩形成时班公湖_怒江缝合带的陆_陆碰撞已经开始，因为滨
海相沉积环境指示着两个大陆架已经对接（即陆_陆碰撞开始）。班公湖_怒江中特提斯洋盆的闭合时间发生在早白垩世初140～130 Ma之间，而雄梅铜矿含矿 斑岩的形成年龄为106.7 Ma，由此不难得出该铜矿床的成矿构造环境为碰撞后造山阶段。 在Rb/Zr_SiO2图（图12a）中，雄梅矿区含矿斑岩和非含矿斑岩样品基本都落入后碰撞环 境中。 在花岗岩形成环境的微量元素Rb_Y+Nb判别图（图12b）中，多数样品也是落入或靠近碰撞后 花岗岩区域。
在碰撞后阶段，造山带内的构造体制以大型剪切带的大规模水平运动为特征，应力体制由剪 压向
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图 12雄梅矿区含矿斑岩和非含矿斑岩Rb/Zr_SiO2(a)和Rb_Y+Nb(b)判别图解（图a据Har ris et al., 1986；
图b据Pearce, 1996)
Fig. 12Rb/Zr_SiO2（a）and Rb_Y+Nb（b）diagram of the ore_bearing porphyry an d barren porphyry from the Xiongmei deposit
（a diagram after Harris et al., 19 86; b diagram after Pearce, 1996）
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6结论
（1） 雄梅铜矿区含矿斑岩为中钾_高钾钙碱性岩，而非含矿斑岩为低钾拉班岩系和中钾钙
碱性岩。含矿斑岩和非含矿斑岩均属于典型的强过铝质S型花岗岩。（2） 雄梅矿区含矿斑岩的锆石U_Pb年龄为（106.70±0.48） Ma（曲晓明等，2012a）， 3 个非含矿斑岩锆石U_Pb年龄分别为（121.8±2.3） Ma、（122.8±2.1） Ma和（121.5 ±2.5） Ma，表明非含矿斑岩形成于含矿斑岩之前，但两者都形成于碰撞后造山阶段。
（3） 含矿斑岩的源岩以地壳中的泥质沉积岩为主，非含矿斑岩的源岩为地壳中的杂砂岩。 造山带演化进入碰撞后阶段，幔源岩浆底侵引起地壳泥砂质岩石熔融，形成了雄梅铜矿区的 含矿斑岩和非含矿斑岩。
（4） 在岩浆结晶分异过程中，含矿岩体受斜长石+钾长石结晶分离的控制，非含矿岩体受 钾长石+黑云母结晶分离的控制。
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