西藏雄村矿区南部玢岩的地质年代学、岩石地球化学及其地质意义

郎兴海, 唐菊兴, 谢富伟, 李志军, 黄 勇, 丁 枫,杨欢欢, 周 云, , 王 勤

(1.成都理工大学 地球科学学院, 国土资源部构造成矿成藏重点实验室, 四川 成都 610059; 2.中国地质科学院 矿产资源研究所, 北京 100037; 3.中国地质调查局 成都地质调查中心, 四川 成都 610081; 4.中国地质调查局 武汉地质调查中心, 湖北 武汉 430205)

0 引 言

冈底斯带南、北分别以雅鲁藏布江缝合带(IYS)和班公湖-怒江缝合带(BNS)为界, 由北向南可划分为北冈底斯带、中冈底斯带、冈底斯弧背断隆带以及南冈底斯带(朱弟成等, 2008)。雄村矿区位于南冈底斯带中段南缘, 其南侧紧邻日喀则弧前盆地(图1)。近年来, 在南冈底斯带发现了众多的斑岩(矽卡岩)型矿床, 如驱龙、甲玛、沙让、冲江、厅宫、白容、朱诺、程巴、冲木达、明则、努日、拉抗俄、达布、吹败子、吉如、雄村等(芮宗瑶等, 2003a, b; 李光明等, 2005a, 2005b, 2006; 曲晓明等, 2001; 王全海等, 2002; 侯增谦等, 2003; 郑有业等, 2007; 黄志英和李光明, 2004; 张洪涛等, 2004; 莫济海等, 2006;唐菊兴等, 2009a, 2010a, 2010b, 2012; 胡正华等,2011; 闫学义等, 2010; 张松等, 2012; 郎兴海等,2010, 2012a; 黄勇等, 2012; 丁枫等, 2012)。雄村矿区是该带上一个以铜为主、伴生金(银)的超大型矿集区, 目前发现有I、II、III号主矿体及多个矿化异常带(图 1), 成矿时代为中侏罗世(Lang et al., 2014),已探获的铜金属资源量超过2.5 Mt、伴生金金属资源量超过250 t、伴生银金属资源量超过1100 t。

图1 西藏雄村矿区地质简图(据Oliver, 2006① Oliver J. 2006. Geological mapping of the Xietongmen property and continuous areas, Tibet, People's Republic of China // Private Report to Continental Minerals Corp.; 郎兴海等, 2012b修改)Fig.1 Simplified geological map of the Xiongcun district

近年来, 雄村矿区取得了重大的找矿突破, 但地质勘探工作仍在进行之中, 勘探工作的部署主要是围绕矿区出露的侏罗纪玢岩体以及物化探异常进行。因此, 对矿区玢岩体进行地质年代学研究就显得尤为重要, 因为这将直接影响着勘探工作的有效开展。雄村 II号矿体出露有两类玢岩, 一类是含矿玢岩——角闪石英闪长玢岩, 另一类是位于 II号矿体南部的不含矿玢岩——含粗粒石英斑晶的角闪石英闪长玢岩(以下简称南部玢岩)。南部玢岩在矿区多个区域出露(图1), 从II、III号矿体已施工的钻孔所揭露的地质情况来看, 这类不含矿玢岩矿化极弱,侵入 II、III号矿体之中, 那么, 这套不含矿的玢岩是什么时代形成的？它与含矿玢岩的关系如何？它对矿区找矿有何指示意义？这些事关矿区成矿作用研究和找矿工作部署的关键问题还没有研究者进行过探讨。鉴于前人已对I、II号矿体含矿玢岩做了大量的研究工作(唐菊兴等, 2009a; Tafti et al., 2009;郎兴海等, 2010, 2012b; 黄勇等, 2011; Lang et al.,2014), 本次研究主要围绕工作程度较低的南部玢岩展开, 在详细的野外地质调查基础之上, 通过对南部玢岩体进行详细的地质年代学及岩石地球化学研究, 厘定南部玢岩的形成时代、成因及其与含矿玢岩之间的关系, 以期完善雄村矿区岩浆演化与成矿作用的认识, 明确矿区出露的各类玢岩对成矿的贡献及其在未来找矿中的地位, 指导雄村矿区勘探工作的部署。

1 矿区地质概况

矿区出露的地层(图 1)主要为下侏罗统雄村组和全新统冲积物-崩积物(唐菊兴等, 2009b)。雄村组分为酸性凝灰岩、安山质凝灰岩、石英玄武质砂岩、玄武质砂岩夹粉砂岩、粉砂岩夹泥质岩等岩性段,其中酸性凝灰岩、安山质凝灰岩是矿区主要的赋矿岩石之一, 形成时间为171~200 Ma(曲晓明等, 2007;唐菊兴等, 2010a)。

矿区的岩浆活动主要集中于侏罗纪和始新世(图1), 侏罗纪岩浆岩包括早侏罗世角闪石英闪长玢岩、中侏罗世含粗粒石英斑晶的角闪石英闪长玢岩(南部玢岩)(图2, 3)、中侏罗世含中粒石英斑晶的角闪石英闪长玢岩、晚侏罗世石英闪长玢岩、侏罗纪辉绿岩脉和玄武安山岩脉; 始新世岩浆岩包括石英闪长岩、黑云母花岗闪长岩、花岗细晶岩脉和煌斑岩脉。其中, 中侏罗世的含中粒石英斑晶的角闪石英闪长玢岩为 I号矿体的含矿玢岩, 早侏罗世的角闪石英闪长玢岩为II、III号矿体的含矿玢岩。

矿区的褶皱构造和断裂构造均有发育, 褶皱构造出现在矿区的南部, 近 EW走向; 断裂构造较发育, 呈近EW向、近SN向、NW-SE向和NE-SW向, 其中近EW向和 NW-SE向断裂与成矿关系密切。

目前雄村矿区发现有I、II、III号主矿体(图1),I号矿体产于中侏罗世含中粒石英斑晶的角闪石英闪长玢岩及其接触带的凝灰岩中, 主要金属矿物为黄铁矿、黄铜矿和磁黄铁矿, 主要非金属矿物为石英、红柱石、白云母和绢云母; 矿化主要呈细脉–浸染状, 主要赋矿脉体为黑云母–硫化物脉和石英–硫化物脉, 主要赋矿蚀变为钾硅酸盐化蚀变和强硅化蚀变。II、III号矿体的地质特征相似, 矿体主要产于中侏罗世角闪石英闪长玢岩中(图3), 少量位于凝灰岩中, 主要金属矿物为黄铁矿、黄铜矿和磁铁矿,主要非金属矿物为石英、长石、角闪石(绿泥石化)、黑云母(绿泥石化)、绿泥石等, 矿化主要呈细脉–浸染状, 主要赋矿脉体为绿泥石–黄铜矿脉和石英–硫化物脉, 主要赋矿蚀变为钾硅酸盐化蚀变。

图2 雄村矿区南部玢岩手标本及显微镜下照片Fig.2 Photos of the hand specimen and microphotographs of the southern porphyry in the Xiongcun district

图3 雄村矿区II号矿体C-D地质剖面图(剖面位置见图1)Fig.3 C-D geological sectional profile of the Xiongcun No.II deposit (location of the profile see Fig.1)

2 样品采集及描述

本次研究共采集 5件南部玢岩样品(7253-208.4、7231-478.6、7229-381.7、7237-411.4和 7226-439), 所有样品均采自 II号矿体钻孔岩心(图 1, 3),其中1件样品(7226-439)用于挑选锆石进行SHRIMP定年, 其余 4件样品用于岩石地球化学分析。采集样品时尽量选择新鲜、蚀变较弱的岩心, 以保证样品化学分析的可靠性。

南部玢岩呈灰白色、斑状结构、块状构造, 斑晶含量大于 50%, 主要由石英、斜长石和角闪石组成(图 2), 其中石英斑晶主要呈粗粒方形至浑圆状,粒径5~10 mm, 含量为15%~25%; 斜长石斑晶呈柱状、板状、长条状, 粒径5~15 mm, 含量为20%~30%;角闪石斑晶呈长条状、柱状, 粒径5~10 mm, 含量为15%~20%; 基质主要为石英、斜长石、角闪石和少量的黑云母。从钻孔揭露情况看, 该类岩体呈成矿后岩脉穿插于II、III号矿体中(图1、3), 矿化较弱,仅局部见微量黄铁矿化、黄铜矿化, 岩石普遍具有中等至强烈的青磐岩化蚀变(绿帘石–绿泥石–绢云母)或钠化–钙化蚀变, 仅局部见弱的钾硅酸盐化蚀变。南部玢岩与I号矿体含矿玢岩(早侏罗世角闪石英闪长玢岩)、II号矿体含矿玢岩(中侏罗世含中粒石英斑晶的角闪石英闪长玢岩)的矿物组成特征较为相似, 但II号矿体含矿玢岩的石英斑晶较小(粒径一般1~2 mm)、含量低(一般小于10%), 而I号矿体含矿玢岩的石英斑晶为中粒(粒径一般3~6 mm)、含量一般为10%~15%, 另外, I号矿体和II号矿体的含矿玢岩蚀变、矿化强烈。

3 岩石地球化学特征

岩石主量和微量元素在国家地质实验测试中心测定, 主量元素的测定采用 X-射线荧光光谱法(XRF): 首先称取0.6 g样品, 然后加入适量硼酸高温熔融成玻璃片, 最后在 X荧光光谱仪(3080E)上采用外标法测定氧化物含量, 分析误差优于5% 。微量元素测定采用ICP-MS法: 首先称取40 mg样品和国家标准(GRS1、GRS2、GRS3)用酸溶法制成溶液, 然后在等离子质谱(X-series)上进行测定, 其精度为: 元素含量大于 10×10–6的误差小于 5% , 而元素含量小于10×10–6的误差小于10%。主、微量元素分析结果见表1。

南部玢岩的 SiO2含量为 62.68%~67.1%(平均65.38%), 在TAS图解上(图4a)位于花岗闪长岩区域属于亚碱性系列; K2O+Na2O含量为 5.16%~7.38%(平均6.57%); 在AR-SiO2关系图上(图4b)位于钙碱性区域, 在 AFM 图(图 4c)中位于钙碱性系列区域,属钙碱性岩石; Al2O3含量为 15.71%~17.86%(平均16.48%), 铝饱和指数A/CNK的值介于1.35~2.14之间(平均1.60), 为弱过铝质岩石。

表1 雄村矿区南部玢岩的主量元素(%)和微量元素(×10–6)分析结果表Table 1 Major (%) and trace element (×10–6) contents of the southern porphyry in the Xiongcun district

在微量元素的N-MORB标准化蛛网图中(图5a),南部玢岩明显富集大离子亲石元素(LILE)K、Rb、Sr、Ba等; 相对亏损高场强元素(HFSE)Ta、Nb、Zr、Hf、Ti、P 等。南部玢岩的∑REE 含量介于 29.91×10–6~64.61×10–6(平均 44.07×10–6), LREE/HREE 比值为2.19~5.17(平均3.94) , LaN/YbN比值较高为1.33~5.23(平均3.39), 显示轻稀土元素相对富集, 重稀土元素相对亏损, 稀土元素的球粒陨石标准化配分模式呈右倾型(图 5b); LaN/SmN比值较高(1.05~3.16, 平均2.24), 反映轻稀土元素分馏明显; 重稀土元素分馏不明显, GdN/YbN比值较低(0.28~0.34, 平均 0.31),反映重稀土元素分馏不明显; δEu值为0.74~0.95(平均 0.82), 具有弱的负铕异常, 表明岩浆未经过显著的斜长石分离结晶作用(李昌年, 1992); δCe值为0.81~1.10, 平均为 0.82, 具有弱的负铈异常, 表明有俯冲带物质、洋底沉积物或少量脱水流体以再循环的方式进入岩浆源区(Shimizu and Masuda, 1977;邓万明等, 2001)。

4 锆石SHRIMP U-Pb定年

锆石分选由廊坊市科大岩石矿物分选技术服务有限公司完成, 锆石制靶在中国地质科学院北京离子探针中心完成, 分别进行反射光、透射光照相和在扫描电镜上进行阴极发光(CL)照相, 锆石U-Pb同位素分析在北京离子探针中心SHRIMP II型离子探针仪上完成。应用标准锆石TEM(417 Ma)进行元素间的分馏校正, 并用标准锆石 SL13(572 Ma, U=238×10–6)标定样品的 Pb、U、Th含量, 测试详细条件及流程见Williams (1998)和宋彪等(2002), 用实测204Pb校正普通铅, 单个数据点的分析误差均为 1σ,采用206Pb/238U年龄, 其加权平均值置信度为95%。

图5 雄村矿区南部玢岩的微量元素标准化图解(a)及稀土元素配分模式(b) (N-MORB 标准化值数据据Sun and McDonough, 1989; 球粒陨石标准化值据Taylor and McLennan, 1985)Fig.5 N-MORB-normalized trace element spider diagrams (a) and chondrite-normalized REE distribution patterns (b)from of the southern porphyry in the Xiongcun district

图6 雄村矿区南部玢岩的锆石阴极发光图像及测点Fig.6 CL images and spots of SHRIMP analysis of the zircon grains from the southern porphyry in the Xiongcun district

南部玢岩的锆石阴极发光照相显示大多数锆石为长柱状自形晶体, 少量发生了碎裂, 晶体形态及大小较为一致, 长度约100~200 μm, 宽度约50~100 μm,长宽比约为 2~3, 并显示出明显的岩浆振荡环带结构(图6), 其Th/U比值范围为0.35~0.92(表2), 均大于 0.1, 属典型的岩浆锆石(吴元保和郑永飞, 2004;宋彪等, 2002; Corfu et al., 2003; Samuel and Mark,2003), 因此, 锆石的结晶年龄能代表南部玢岩的成岩时代。样品7226-439的19个测点中(表2), Th、U含量 变 化范 围 大, 分别 为 52×10–6~546×10–6和152×10–6~642×10–6; 测点表面年龄范围在(154.6±3.0)~(179.4±3.3) Ma之间。除3个点的206Pb/238U年龄较小, 为 154.6±3.0 Ma、158.3±2.9 Ma和 164.8± 3.0 Ma外, 其余年龄均集中于(168.1±3.2)~(179.4±3.3) Ma区间内。较小的年龄可能是因为锆石铅丢失或测试误差所致, 也可能为后期火山–岩浆活动的记录。剔除 3个较小年龄点后, 样品 7226-439(南部玢岩)的206Pb/238U年龄的加权平均值为174.4±1.6 Ma(n=16,MSWD=1.10)(图 7), 该年龄为南部玢岩侵入定位时岩浆锆石的结晶年龄。

5 讨论与结论

5.1 形成构造背景

南部玢岩具有大离子亲石元素(K、Rb、Sr等)、轻稀土元素(La、Ce 等)富集以及高场强元素(Nb、Ta、Ti、P等)亏损的特点, 显示出与俯冲有关的岩浆岩的特点(Miller et a1., 1999; Perfit et al., 1980); 岩石弱的负铈异常(δCe值为0.81~1.10, 平均为0.82)、Ba/Rb值为 4.69~7.44(<50)、Th/La值为 0.39~1.19(>0.25)、Ce/Pb值为 0.41~4.49(<20), 反映受流体交代作用及俯冲沉积物加入影响的俯冲带岩浆岩的特征(Shimizu and Masuda, 1977; 邓万明等, 2001; 任涛等, 2011)。选取不活动元素进行构造环境判别, 在Y-Nb判别图解中(图8a), 样品的投点都落人了同碰撞火山岩和弧火山岩区, 而在Yb-Ta判别图解中(图8b), 样品的投点处于火山弧的范围之中。综上所述,我们认为南部玢岩形成于岛弧构造环境, 与矿区I、II号矿体含矿玢岩形成的构造背景一致(Tafti et al.,2009; 郎兴海, 2012)。

表2 雄村矿区南部玢岩锆石SHRIMP U-Pb年龄分析结果Table 2 SHRIMP U-Pb dating of zircon grains from the southern porphyry in the Xiongcun district

图7 雄村矿区南部玢岩的锆石SHRIMP U-Pb年龄谐和图Fig.7 U-Pb concordia diagram of SHRIMP data of the zircon grains from the southern porphyry in the Xiongcun district

近年来, 地质学家在南冈底斯带进行了大量的岩浆岩地质年代学和岩石成因研究(莫宣学等, 2005;Chu et al., 2006; 张宏飞等, 2007; 董彦辉等, 2006;和钟铧等, 2006; 唐菊兴等, 2010a; Tafti et al., 2009;杨志明等, 2008; 纪伟强等, 2008; 郎兴海, 2012),研究结果显示新特提斯洋在不晚于早侏罗世已经开始向北俯冲(莫宣学等, 2005)。本文所获得南部玢岩的锆石SHRIMP U-Pb年龄为174.4±1.6 Ma, 对应于新特提斯洋向北俯冲的时间, 结合其大地构造位置处于南冈底斯带南缘, 我们认为南部玢岩是新特提斯洋向北俯冲的产物。

南部玢岩、雄村组火山岩以及I、II号矿体含矿玢岩的岩石地球化学特征相似、成岩时代相近(曲晓明等, 2007; 唐菊兴等, 2010a; Tafti et al., 2009; 黄勇等, 2012; 丁枫等, 2012; Lang et al., 2014), 它们是雄村侏罗纪岛弧的重要组成部分。

图8 雄村矿区南部玢岩的Y-Nb图解(a)和 Yb-Ta图解(b)(底图据Pearce et al., 1984)Fig.8 Y-Nb (a) and Yb-Ta (b) diagrams for the southern porphyry in the Xiongcun district

5.2 岩石成因

已有研究认为在过亲岩浆元素(如 Ta、Th、La和 Ce)和亲岩浆元素(如 Zr、Hf和 Sm)的 H-(H/M)图解中(赵振华, 1997), 水平排列的岩石为分离结晶成因, 而倾斜排列的岩石为部分熔融成因(李昌年,1992)。而南部玢岩样品在这类判别图中(图 9)为倾斜排列, 说明其为部分熔融作用的产物, 而非基性岩浆分异结晶形成。南部玢岩中锆石的176Hf/177Hf初始比值在 0.2830122~0.2831220之间、εHf(t)介于+12.50~+16.26(据黄勇未刊资料), 显示出高度亏损的锆石Hf同位素组成特征, 表明岩浆或者来自于亏损地幔的直接部分熔融, 或者是亏损地幔源区来源的新生地壳物质的部分熔融(Salters and Hart, 1991;Corfu and Stott, 1993; Peter and Roland, 2003)。一般认为花岗岩岩浆不可能直接来自于地幔的部分熔融(Taylor and McLennan, 1985), 地幔橄榄岩的部分熔融至多能产生相当于高镁安山质成分的岩浆(Hofmann, 1988)。南部玢岩的SiO2变化介于62.68%~67.1%, 平均 65.38%(>60%), MgO含量为 1.22%~1.52%(<5%), Mg#值变化介于 39.5~63.7(平均 48.9,<50), 这与玄武质岩石部分熔融形成的中酸性岩浆的特征相似(Rapp et al., 1999), 而与地幔直接部分熔融形成的花岗质岩浆差别较大(Kamei et al., 2004; Jiang et al., 2006)。综上所述, 我们认为南部玢岩的岩浆应是亏损地幔源区来源的新生地壳物质的部分熔融形成,其形成机制为: 早侏罗世或更早, 新特提斯洋开始向北俯冲, 洋壳板片的俯冲消减作用导致地幔楔(具有亏损特征)部分熔融, 形成岛弧岩浆作用, 岛弧岩浆可以喷发至地表形成岛弧火山岩, 也可以以岩浆底侵的方式(主要是玄武质岩浆)加入岛弧地壳的底部(Atherton and Petford, 1993), 形成初生地壳; 中侏罗世, 由于受洋壳板片持续的俯冲消减作用(如俯冲带流体的向上运移或新的岩浆底侵所带来的热源),使得这一初生地壳发生部分熔融, 形成花岗质熔体,并向地壳浅部侵位、冷凝结晶形成南部玢岩。这种机制可以较好地解释南部玢岩具有岛弧型花岗岩的地球化学特征和高度亏损的Hf同位素组成, 张宏飞等(2007)也用这种形成机制解释冈底斯南缘尼木大桥附近的中侏罗世花岗岩的成因, 该花岗岩的形成时代、岩石地球化学特征与本文的南部玢岩相似。

图9 雄村矿区南部玢岩的Ce-(Ce/Zr)和La-(La/Sm)关系图解Fig.9 Ce-(Ce/Zr) (a) and La-(La/Sm) diagrams (b) for the southern porphyry in the Xiongcun district

5.3 对矿区成矿时代的约束

南部玢岩在矿区多个区域出露(图1), 从II、III号矿体已施工钻孔揭露的地质情况来看, 该玢岩侵入含矿玢岩之中(图 3), 地表、深部的矿化都较弱,为成矿后形成的不含矿玢岩, 其形成时代对 II、III号矿体的成岩成矿时代具有约束意义。本文获得南部玢岩的锆石SHRIMP U-Pb年龄为174.4±1.6 Ma, 所以II、III号矿体的成岩成矿时代不应晚于此时代。另外, 我们在野外调查时也发现, 南部玢岩未侵入I号矿体, 这可能说明 I号矿体的成岩成矿时代应该晚于南部玢岩的成岩时代。Lang et al. (2014)对雄村矿区I、II号矿体的成岩成矿时代进行了详细的研究,研究表明: II号矿体含矿玢岩(早侏罗世角闪石英闪长玢岩)的成岩时代为181~175 Ma(锆石U-Pb年龄),成矿时代为172.6±2.1 Ma(辉钼矿Re-Os年龄); I号矿体含矿玢岩(中侏罗世含中粒石英斑晶的角闪石英闪长玢岩)的成岩时代为 167~161 Ma(锆石 U-Pb年龄), 成矿时代为 161.5±2.7 Ma(辉钼矿 Re-Os年龄)。从测年结果来看, I号矿体成岩成矿时代晚于南部玢岩形成时代, 这与野外地质观察认识是一致的;II号矿体含矿玢岩的形成时代略早于南部玢岩, 表明南部玢岩是在 II号矿体含矿玢岩形成晚期侵位,这与野外地质观察认识也是一致的, 但由于 II号矿体的辉钼矿产于石英-辉钼矿脉中, 它是含矿玢岩冷凝结晶时含矿热液通过充填作用形成的, 因此辉钼矿形成时代应该略晚于含矿玢岩的结晶年龄, 故II号矿体成矿时代(辉钼矿 Re-Os年龄)在误差范围内与南部玢岩形成时代基本一致。通过本文研究进一步证实了雄村矿区的成矿时代为中侏罗世, 尽管矿区存在两期含矿玢岩的侵位和与之相关成矿事件(Lang et al., 2014), 但目前还没有证据表明晚期岩浆成矿作用(形成I号矿体)对早期成矿系统(形成II、III号矿体)有叠加改造, 穿插于II、III号矿体、成岩时代早于晚期成矿时代的南部玢岩中未见明显矿化的地质事实也证实了这一点。

5.4 对矿区找矿的指示

雄村矿区的成矿作用发生于侏罗纪, 矿体产于侏罗纪含矿玢岩及其接触带附近的凝灰岩中(唐菊兴等, 2009a, 2010a; Tafti et al., 2009; 郎兴海, 2012),因此, 矿区找矿的有利地段是侏罗纪岩浆岩出露的区域。本文所获得的南部玢岩的锆石SHRIMP U-Pb年龄为174.4±1.6 Ma, 形成于中侏罗世, 虽然在II、III号矿体中它是不含矿的成矿后玢岩, 但在其他出露地段的含矿性则有待进一步的地质勘查工作确认,如角闪石英闪长玢岩(II、III号矿体含矿玢岩), 在矿区南部(I号矿体南侧)主要出现钠化–钙化蚀变, 矿化较弱, 而在矿区北部(II、III号矿体中)则出现强矿化的钾硅酸盐化蚀变和弱矿化的钠化–钙化蚀变,形成了 II、III号矿体。从这个地质事实来看, 应该进一步加强矿区侏罗纪玢岩体的含矿性评价, 以实现雄村矿区找矿的更大突破, 从而进一步完善矿区岩浆演化与成矿作用的认识。

致谢: 野外地质调查过程中得到了西藏天圆矿业资源开发有限公司的大力支持, 样品分析测试得到了中国地质科学院矿产资源研究所王成辉博士、高一鸣博士和王立强博士给予的无私帮助, 在此一并谢忱！此外, 衷心感谢中国地质大学(武汉)张宏飞教授对本文提出的宝贵修改意见！

:

邓万明, 孙宏娟, 张玉泉. 2001. 囊谦盆地新生代钾质火山岩成因岩石学研究. 地质科学, 36(3): 304–318.

丁枫, 郎兴海, 胡正华, 杨欢欢, 王子正, 张丽. 2012. 西藏雄村铜金矿I号矿体赋矿凝灰岩的岩石地球化学特征及成因探讨. 地球学报, 33(4): 546–558.

董彦辉, 许继峰, 曾庆高, 王强, 毛国政, 李杰. 2006. 存在比桑日群弧火山岩更早的新特提斯洋俯冲记录么?岩石学报, 22(3): 661–668.

和钟铧, 杨德明, 郑常青, 王天武. 2006. 冈底斯带门巴花岗岩同位素测年及其对新特提斯洋俯冲时代的约束. 地质论评, 52(1): 100–106.

侯增谦, 曲晓明, 王淑贤, 高永丰, 杜安道, 黄卫. 2003.西藏高原冈底斯斑岩铜矿带辉钼矿Re-Os年龄: 成矿作用时限与动力学背景应用. 中国科学(D辑), 33(7):509–618.

胡正华, 唐菊兴, 丁枫, 郑文宝, 邓世林, 杨毅, 张志, 王艺云, 林彬, 丁帅. 2011. 西藏甲玛铜多金属矿富银矿体地质特征、银赋存状态及富集机理研究. 地球学报, 32(6): 668–680.

黄勇, 丁俊, 唐菊兴, 张丽, 郎兴海. 2012. 西藏雄村斑岩型铜金矿红柱石成因矿物学特征. 地球学报, 33(4):510–518.

黄勇, 唐菊兴, 郎兴海, 张丽, 陈渊. 2011. 雄村铜金矿床II号矿体侵入岩–火山岩的地球化学特征: 对岩石成因及构造背景的约束. 矿床地质, 30(2): 361–373.

黄志英, 李光明. 2004. 西藏雅鲁藏布江成矿区斑岩型铜矿基本特征与找矿潜力. 地质与勘探, 40(1): 1–6.

纪伟强, 吴福元, 锺孙霖, 刘传周. 2009. 西藏南部冈底斯岩基花岗岩时代与岩石成因. 中国科学(D辑),39(7): 849–871.

郎兴海. 2012. 西藏雄村斑岩型铜金矿集区成矿作用与成矿预测. 成都: 成都理工大学博士学位论文: 1–189.

郎兴海, 唐菊兴, 陈毓川, 李志军, 黄勇, 王成辉, 陈渊,张丽. 2010. 西藏谢通门县雄村斑岩型铜金矿集区II号矿体中辉钼矿Re-Os年代学及地质意义. 矿物岩石,30(4): 55–61.

郎兴海, 唐菊兴, 陈毓川, 李志军, 邓起, 黄勇, 王成辉,陈渊, 张丽, 周云. 2012a. 西藏冈底斯成矿带南缘新特提斯洋俯冲期成矿作用——来自雄村矿集区I号矿体的Re-Os同位素年龄证据. 地球科学——中国地质大学学报, 37(3): 515–525.

郎兴海, 唐菊兴, 李志军, 黄勇, 丁枫, 王成辉, 张丽, 周云. 2012b. 西藏雄村斑岩型铜金矿集区I号矿体的硫、铅同位素特征及其对成矿物质来源的指示. 地球学报, 33(4): 459–470.

李昌年. 1992. 火成岩微量元素岩石学. 北京: 中国地质大学出版社: 57–117.

李光明, 刘波, 屈文俊, 林方成, 佘宏全, 丰成友. 2005a.西藏冈底斯成矿带的斑岩–矽卡岩成矿系统: 来自斑岩矿床和矽卡岩型铜多金属矿床的Re-Os同位素年龄证据. 大地构造与成矿学, 29(4): 482–490.

李光明, 芮宗瑶, 王高明, 林方成, 刘波, 佘宏全, 丰成友, 屈文俊. 2005b. 西藏冈底斯成矿带甲马和知不拉铜多金属矿床的Re-Os同位素年龄及其意义. 矿床地质, 24(5): 481–489.

李光明, 刘波, 佘宏全, 丰成友, 屈文俊. 2006. 西藏冈底斯成矿带南缘喜马拉雅早期成矿作用——来自冲木达铜金矿床的Re-Os同位素年龄证据. 地质通报,25(12): 1481–1486.

莫济海, 梁华英, 喻亨祥, 谢应雯, 张玉泉. 2006. 冈底斯斑岩铜矿带冲江及驱龙含矿斑岩体锆石LA-ICP-MS及SHRIMP定年对比研究. 大地构造与成矿学, 30(4):504–509.

莫宣学, 董国臣, 赵志丹, 周肃, 王亮亮, 邱瑞照, 张风琴. 2005. 西藏冈底斯带花岗岩的时空分布特征及地壳生长演化信息. 高校地质学报, 11(3): 281–290.

曲晓明, 侯增谦, 黄卫. 2001. 冈底斯斑岩铜矿(化)带: 西藏第二条“玉龙”铜矿带？矿床地质, 20(4): 355–366.

曲晓明, 辛洪波, 徐文艺. 2007. 三个锆石U-Pb SHRIMP年龄对雄村特大型铜金矿床容矿火成岩时代的重新厘定. 矿床地质, 26(5): 512–518.

任涛, 钟宏, 陈金法, 朱维光, 张兴春. 2011. 云南中甸地区浪都高钾中酸性侵入岩的地球化学特征. 矿物学报, 31(1): 43–54.

芮宗瑶, 侯增谦, 曲晓明, 张立生, 王龙生, 刘玉琳.2003a. 冈底斯斑岩铜矿成矿时代及青藏高原隆升.矿床地质, 22(3): 217–225.

芮宗瑶, 陆彦, 李光明, 王龙生, 王义天. 2003b. 西藏斑岩铜矿的前景展望. 中国地质, 30(3): 302–308.

宋彪, 张玉海, 万渝生, 简平. 2002. 锆石Shrimp样品制靶、年龄测定及有关现象讨论. 地质论评, 48(增刊):26–30.

唐菊兴, 陈毓川, 王登红, 王成辉, 许远平, 屈文俊, 黄卫, 黄勇. 2009a. 西藏工布江达县沙让斑岩钼矿床辉钼矿铼–锇同位素年龄及其地质意义. 地质学报,83(5): 698–704.

唐菊兴, 黄勇, 李志军, 邓起, 郎兴海, 陈渊, 张丽.2009b. 西藏谢通门县雄村铜金矿床元素地球化学特征. 矿床地质, 28(1): 15–28.

唐菊兴, 黎风佶, 李志军, 张丽, 唐晓倩, 邓起, 郎兴海,黄勇, 姚晓峰, 王友. 2010a. 西藏谢通门县雄村铜金矿主要地质体形成的时限: 锆石U-Pb、辉钼矿Re-Os年龄的证据. 矿床地质, 29(3): 461–475.

唐菊兴, 王登红, 汪雄武, 钟康惠, 应立娟, 郑文宝, 黎枫佶, 郭娜, 秦志鹏, 姚晓峰, 李磊, 王友, 唐晓倩.2010b. 西藏甲玛铜多金属矿矿床地质特征及其矿床模型. 地球学报, 31(4): 495–506.

唐菊兴, 多吉, 刘鸿飞, 郎兴海, 张金树, 郑文宝, 应立娟. 2012. 冈底斯成矿带东段矿床成矿系列及找矿突破的关键问题研究. 地球学报, 33(4): 393–410.

王全海, 王保生, 李金高, 姚鹏, 李志, 周祖翼, 程力军,刘鸿飞. 2002. 西藏冈底斯岛弧及其铜多金属矿带的基本特征与远景评估. 地质通报, 21(1): 35–40.

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): 1589–1604.

闫学义, 黄树峰, 杜安道. 2010. 冈底斯泽当大型钨铜钼矿Re-Os年龄及陆缘走滑转换成矿作用. 地质学报,84(3): 398–406.

杨志明, 侯增谦, 夏代详, 宋玉财, 李政. 2008. 西藏驱龙铜矿西部斑岩与成矿关系的厘定: 对矿床未来勘探方向的重要启示. 矿床地质, 27 (1): 28–36.

张宏飞, 徐旺春, 郭建秋, 宗克清, 蔡宏明, 袁洪林. 2007.冈底斯南缘变形花岗岩锆石U-Pb年龄和Hf同位素组成: 新特提斯洋早侏罗世俯冲作用的证据. 岩石学报, 23(6): 1347–1353．

张洪涛, 陈仁义, 韩芳林. 2004. 重新认识中国斑岩铜矿的成矿地质条件. 矿床地质, 23(2): 150–163.

张松, 郑远川, 黄克贤, 李为, 孙清钟, 李秋耘, 付强, 梁维. 2012. 西藏努日矽卡岩型铜钨钼矿辉钼矿Re-Os定年及其地质意义. 矿床地质, 31(2): 337–346.

赵振华. 1997. 微量元素地球化学原理. 北京: 科学出版社: 38.

郑有业, 张刚阳, 许荣科, 高顺宝, 庞迎春, 曹亮, 杜安道, 石玉若. 2007. 西藏冈底斯朱诺斑岩铜矿床成岩成矿时代约束. 科学通报, 52(21): 2542–2548.

朱弟成, 潘桂棠, 王立全, 莫宣学, 赵志丹, 周长勇, 廖忠礼, 董国臣, 袁四化. 2008. 西藏冈底斯带侏罗纪岩浆作用的时空分布及构造环境．地质通报, 27(4):458–468.

Atherton M P and Petford N. 1993. Generation of sodiumrich magmas from newly underplated basaltic crust.Nature, 362: 144–146.

Chu M F, Chung S L, Song B, Liu D Y, O'Reilly S Y,Pearson N J, Ji J Q and Wen D J. 2006. Zircon U-Pb and Hf isotope constraints on the Mesozoic tectonics and crustal evolution of Southern Tibet.Geology, 34(9):745–748.

Corfu F, Hanchar J M, Hoskin P W O and Kinny P. 2003.Atlas of zircon textures．Reviews in Mineralogy and Geochemistry, 53: 469–500.

Corfu F and Stott G M. 1993. Age and petrogenesis of two Late Archean magmatic suites, northwestern superior province, Canada: Zircon U-Pb and Lu-Hf isotopic relation.Journal of Petrology, 34: 817–838.

Hofmann A W. 1988. Chemical differentiation of the earth:The relationship between mantle, continental, and oceanic crust.Earth and Planetary Science Letters, 90:297–314.

Jiang Y H, Jiang S Y, Liang H F and Dai B Z. 2006.Low–degree melting of a metasomatized lithospheric mantle for the origin of Cenozoic Yulong monzogranite-porphyry, east Tibet: Geochemical and Sr-Nd-Pb-Hf isotopic constraints.Earth and Planetary Science Letters, 241: 617–663.

Kamei A, Owada M, Nagao T and Shiraki K. 2004. High-Mg diorites derived from sanukitic HMA magmas, Kyushu Island, Southern Japan arc: Evidence from clinopyroxene and whole rock compositions.Lithos, 75:359–371.

Lang X H, Tang J X, Li Z J, Huang Y, Ding F, Yang H H,Xie F W, Zhang L, Wang Q and Zhou Y. 2014. U-Pb and Re-Os geochronological evidence for the Jurassic porphyry metallogenic event of the Xiongcun district in the Gangdese porphyry copper belt, southern Tibet,PRC.Journal of Asian Earth Sciences, 79: 608–622.

Miller C, Schuster R, Klotzli U, Frank W and Purtscher F.1999. Post-collisional potassic and ultrapotassic magmatism in SW Tibet: Geochemical and Sr-Nd-Pb-O isotopic constraints for mantle source characteristics and petrogenesis.Journal of Petrology, 40:1399–1424.

Pearce J A, Harris N B W and Tindle A G. 1984. Trace element discrimination diagrams for the tectonic interpretation of granitic rocks.Journal of Petrology,25: 956–983.

Perfit M R, Gust D A, Bence A E, Arculus R J and Taylor S R. 1980. Chemical characteristics of island-arc basalts:Implication for mantle sources.Chemical Geology,30(3): 227–256.

Peter D K and Roland M. 2003. Lu-Hf and Sm-Nd isotope systems in Zircon.Reviews in Mineralogy and Geochemistry, 53(1): 327–341.

Rapp R P, Shimizu N, Norman M D and Applegate G S.1999. Reaction betweens lab derived melts and peridotite in the mantle wedge: Experimental constraints at 3.8 GPa.Chemical Geology, 160: 335–356.

Salters V T M and Hart S R. 1991. The mantle source of ocean ridges, island, arcs: The Hf-isotope connection.Earth and Planetary Science Letters,104: 364–380.

Samuel A B and Mark D S. 2003. High-precision U-Pb zircon geochronology and the stratigraphic record.Reviews in Mineralogy and Geochemistry, 53(1): 305–326.

Shimizu N and Masuda A. 1977. Cerium in chert as on indication of marine environment of its formation.Nature, 266 (24): 346–348.

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 the Ocean Basins.Geological Society, London, Special Publications, 42: 313–345.

Tafti R, Mortensen J K, Lang J R, Rebaglitim M and Oliver J L. 2009. Jurassic U-Pb and Re-Os ages for the newly discovered Xietongmen Cu-Au porphyry district, Tibet,PRC: Implications for metallogenic epochs in the southern Gangdese belt.Economic Geology, 104: 127–136.

Taylor S R and McLennan S M. 1985. The continental crust:Its composition and evolution. Oxford: Black-well Scientific Publication: 1–132.

Williams I S. 1998. U-Th-Pb geochronology by ion microprobe // McKibben M A, Shanks W C and Ridley W I.Applications of Microanalytical Techniques to Understanding Mineralizing Processes.Reviews in Economic Geology, 7: 1–35.