2013, Vol. 29
2. 中国地质大学，北京 100083
2. China University of Geosciences, Beijing 100083, China
班公湖-怒江斑岩铜矿带是西藏地区继玉龙、冈底斯斑岩铜矿带之后，近些年新发现的又一具有巨大潜力的斑岩铜矿带，其主要分布在班公湖-怒江缝合带北侧，羌塘地块的南缘，包括多不杂大型斑岩铜矿、波龙斑岩铜金矿床。对其成因目前有着两种截然不同的认识，一是认为矿床的形成与班公湖-怒江洋壳向北俯冲增生作用相关(李光明等，2007；李金祥等，2008；佘宏全等，2009)；另一种观点则是矿床形成于班公湖-怒江缝合带闭合后的碰撞后地壳隆升阶段(曲晓明和辛洪波，2006；辛洪波等，2009)。
新近发现的青草山斑岩铜金矿床是班公湖-怒江斑铜矿带找矿的又一重要突破。前期勘查工作的初步成果，展示其具有大型、超大型矿床潜力，进一步明确了班公湖-怒江斑岩铜矿带的存在(据西藏中通隆盛矿业公司，2008①)。本文对青草山斑岩铜金矿的锆石U-Pb年代学和微量元素地球化学进行了详细研究，并结合该带上的其他矿床，就班公湖-怒江斑岩铜矿带的形成时限、成矿构造背景和成矿动力学机制作一探讨。
①西藏中通隆盛矿业公司.2008.西藏中通隆盛矿业公司年度工作报告
1 地质背景青草山斑岩铜金矿位于班公湖-怒江缝合带北侧，羌塘地块的南缘(图 1a)。南羌塘主体为侏罗纪海相沉积地层，并分布有侏罗纪和白垩纪岩浆岩带，南缘的扎普-多不杂构造岩浆带内已发现有多个大型-中型矿床(耿全如等，2011)。近年来在缝合带北侧也发现有约111.1±1.4Ma的岛弧火山岩(李光明等，2011)。班公湖-怒江缝合带位于拉萨地块和羌塘地块的结合处，横亘于青藏高原中南部，东西向延伸近2000km，由一系列蛇绿岩碎块组成，缝合带中蛇绿岩横向分布范围变化较大，宽度从几千米到一、两百千米不等。
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图 1 藏西地区构造格架图(a)和青草山斑岩铜金矿区域地质简图(b, 据贵州省地质调查院，2005①) 1-第四系；2-古近系康托组砾岩；3-白垩系阿布山组泥岩；4-白垩系美日切错组安山岩；5-侏罗系变质粉砂岩；6-侏罗系布曲组灰岩；7-侏罗系雀莫错组变质石英砂岩；8-三叠系日干配错组板岩；9-二叠系灰岩；10-花岗闪长岩；11-断裂；12-青草山斑岩铜金矿；BNS-班公湖-怒江缝合带；YZS-雅鲁藏布江缝合带 Fig. 1 Tectonic framework of West Tibet (a) and regional geological sketch map of Qingcaoshan porphyry Cu-Au deopists 1-Quaternary; 2-Palaeogene Kangtuo Fm. conglomerate; 3-Cretaceous Abushan Fm. mudstone; 4-Cretaceous Meiriqiecuo Fm. andesite; 5-Jurassic metamorphic siltstone; 6-Jurassic Buqu Fm. limestone; 7-Jurassic Quemocuo Fm. metamorphic quartz-sandstone; 8-Triassic Riganpeicuo Fm. slate; 9-Dyas limestone; 10-granodiorite; 11-fault; 12-Qingcaoshan porphyry Cu-Au deopists; BNS-Bangongco-Nujiang Suture Zone; YZS-Yarlung Zangbo Suture Zone |
①贵州省地质调查院．2005．1：25万加措幅区域地质图修编
对于班公湖-怒江洋的闭合时限，目前争议较大。通过对狮泉河地区地层及其变形和相关年代学研究，表明班公湖-怒江洋在晚侏罗纪-早白垩纪闭合(Kapp et al., 2003)，近年来曲晓明等(2012) 对缝合带中段申扎-班戈一带的A型花岗岩进行了详细的岩石地球化学研究，判断其归属于A2型花岗岩，并结合其锆石U-Pb年代学，推测班公湖-怒江洋盆的闭合时间至少应该在白垩纪初。然而，在扎加藏布下游塔仁本发现有早白垩世(大约110Ma)近百余平方千米的洋岛(王忠恒等, 2005；潘桂棠等，2006)，班公-怒江缝合带西段洞错蛇绿岩堆晶橄长岩中锆石SHRIMP U-Pb年龄为132±3Ma(鲍佩声等，2007)，双湖南部仁本地区大面积发育约110Ma的洋岛玄武岩(朱弟成等, 2006a, b ; Zhu et al., 2011)，具有弧火山岩特征的美日切错组火山岩中英安岩锆石SHRIMP U-Pb年龄为111.1±1.4Ma(李光明等，2011)，综上，班公湖-怒江洋的闭合时限应该在早白垩世晚期，甚至更晚。
青草山斑岩铜金矿所在区域出露地层从二叠系至第四系均有分布(图 1b)，二叠系-侏罗系主要为海相-陆相沉积，白垩系-第四系为陆相沉积。该区大面积出露有晚侏罗世-早白垩世花岗闪长岩和安山岩，并呈北西-南东向展布。
2 矿区地质概况青草山斑岩铜金矿区出露的地层为中侏罗统雀莫错组(J2q)，岩性为浅灰、灰黄色中厚层变质砂岩、灰绿色薄层变质粉砂岩为主，夹少量灰绿色薄层粉砂质板岩。另外，矿区外围则出露下白垩统美日切错组(K1m)火山岩，岩性主要为安山岩、英安岩及火山碎屑岩。矿区内岩浆岩有花岗闪长斑和花岗斑岩。花岗闪长斑岩体呈不规则椭圆状侵位于雀莫错组中，为含矿岩体，岩体内发育大面积孔雀石化，花岗闪长斑岩呈斑状结构，斑晶主要为石英和斜长石，基质为隐晶质，斑岩中可见较多脉体，如石英+磁铁矿+黄铜矿脉、石英+黄铜矿脉等等，斑岩体顶部发育近垂直的构造裂隙，呈网脉状，充填物以石英为主，其次为硫化物、绢云母、白云母、绿泥石等。花岗斑岩呈北东向脉状产出，较新鲜。矿区主要有北东向、北西向断层，以逆断层为主。
矿区热液蚀变强烈，面积大(约6km2)，为典型的斑岩铜矿蚀变组合(图 2)，平面上具有较明显蚀变分带，从矿化蚀变中心到外围可分出内带-中带-外带3个蚀变带。内带为钾化-硅化-黑云母化蚀变带；中带硅化-绢云母-绿泥石-泥化带蚀变带；外带角岩化-青磐岩化蚀变带，铜矿化主要集中在内带和中带。
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图 2 西藏青草山斑岩铜金矿矿化蚀变简图(据西藏中通隆盛矿业公司，2008) 1-第四系; 2-中侏罗统雀莫错组粉砂岩、绢云母片岩; 3-花岗闪长斑岩; 4-花岗斑岩; 5-隐爆角砾岩; 6-硅化、绿泥石化、绢云母化带; 7-石英绢云母化、泥化带; 8-角岩化、青磐岩化带 Fig. 2 Alteration-mineralization zoning sketch map of Qingcaoshan porphyry Cu-Au deopists 1-Quaternary; 2-siltstone, mica schist of Middle Jurassic Quemocuo Fm.; 3-granodiorite-porphyry; 4-granite porphyry; 5-cryptoexplosion breccia; 6-silicification, chloritization, sericitization belt; 7-quartz-sericitization, argillization belt; 8-hornfelsic, propylitization belt |
矿(化) 体由矿化花岗闪长斑岩及矿化的围岩两部分组 成，地表出露面积约为1.1km2。呈椭圆状，长轴近南北向，长度约为1.5km，短轴近东西向，长度约为0.8km。矿化体内由于地表含Cu等矿物淋滤氧化，矿化贫富不均。矿石矿物以孔雀石、黄铜矿最为常见，偶见铜蓝，矿石结构以他形粒状为主，矿石构造以浸染状、和细脉浸染状为主。
3 样品采集和分析方法由于青草山斑岩铜金矿发现较晚，目前也只在近地表开展了部分工作，未能采集到新鲜的斑岩岩石样品。本文所分析的样品均采自含矿花岗闪长斑岩体的露头部位，岩石样品遭受了一定的风化作用。
首先对样品进行粉碎，然后挑选出锆石单矿物，将挑选出的锆石清洗后制成环氧树胶样品靶，用于锆石透射光、反射光、CL照相和U-Pb同位素、微量元素分析。锆石LA-ICPMS U-Pb同位素和微量元素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进行，激光剥蚀系统为GeoLas2005，ICP-MS为Agilent 7500a，锆石LA-ICPMS U-Pb同位素和微量元素分析方法和流程见Yuan et al. (2004) 文献。实验中采用He作为剥蚀物质的载气，实验采用的激光束斑直径为32μm，U-Th-Pb同位素组成分析用美国国家标准技术研究院研制的人工合成硅酸盐玻璃标准参考物质NISTSRM610作为内标，采用哈佛大学国际标准锆石91500作为外标。实验获得的数据采用Andersen (2002) 的方法进行同位素比值的校正，以扣除普通Pb的影响。样品的同位素比值计算采用GLITTER程序，年龄计算采用国际标准程序IsoPlot(ver3.32版)。
4 分析结果 4.1 锆石形态学特征青草山斑岩铜金矿含矿花岗闪长斑岩中锆石形态和阴极发光图像如图 3。根据锆石CL图像的特点，可以将其分为两大类。第一类，典型特征为具有较小的长宽比值(如20-1、20-2、20-3、20-6、20-13、20-11)，无色透明，短柱状，具有典型的岩浆锆石振荡环带，大多不含继承的晶核；第二类，典型特征为具有较大的长宽比值(如20-5、20-16、20-17、20-19)，无色透明，长柱状，也均具有振荡环带，部分含有继承的晶核(如20-5、20-8、20-18、20-19)。
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图 3 花岗闪长斑岩中部分锆石阴极发光图像及分析点位置、206Pb/238U年龄值 Fig. 3 Cathodoluminescence (CL) images, locations of U-Pb spot analyses and 206Pb/238U ages of zircon in the host porphyries |
对青草山斑岩铜金矿含矿花岗闪长斑岩中锆石的13个点进行U-Pb测年，测试结果见表 1。由表 1可知，含矿花岗闪长斑岩体锆石的U为345×10-6~1041×10-6，平均值为786×10-6；Th为93×10-6~494×10-6，平均值为223×10-6。Th/U值在0.19~0.57，平均值为0.52。在206Pb/238U-207Pb/235U谐和图上，13个数据分析点均落在U-Pb谐和线上或其附近的一个较小的区域内(图 4a)。依据锆石的形态学特征和年龄值，可以将这些点的年龄分为两个峰值，其一峰值为114.60±1.20Ma(包括20-5、20-16、20-17、20-18、20-19)；另一峰值为116.89±0.79Ma(包括20-1、20-2、20-3、20-6、20-8、20-11、20-12、20-13)(图 4b)。
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表 1 青草山斑岩铜金矿含矿斑岩中锆石LA-ICP-MS U-Pb分析结果 Table 1 The results of U-Pb isotopic dating for the single-grain zircon in host porphyries of Qingcaoshan |
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图 4 青草山斑岩铜金矿含矿斑岩中锆石LA-ICPMS U-Pb谐和图和206Pb/208U年龄加权平均图 Fig. 4 U-Pb concordia diagram and weighted average of 206Pb/208U age of zircon in the host porphyries of Qingcaoshan |
花岗闪长斑岩样品的锆石微量元素分析结果见表 2。锆石稀土元素总量变化范围大，从最低的323.5×10-6到最高的970.0×10-6，∑LREE变化范围从5.07×10-6到16.59×10-6，∑HREE变化范围从318.1×10-6到956.3×10-6。锆石稀土配分模式见图 5，由图可知，含矿花岗闪长斑岩中锆石的稀土配分具有典型的岩浆锆石稀土配分模式，即亏损LREE并逐步富集HREE的左倾配分模式，明显的Ce的正异常和Eu的负异常。δEu变化范围较小，最低为0.23，最高为0.44；而δCe变化范围较大，从最小的9.36到最大的90.34。
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表 2 青草山斑岩铜金矿含矿斑岩中锆石微量元素分析结果(×10-6) Table 2 The results of trace elements for the single-grain zircon in host porphyries of Qingcaoshan (×10-6) |
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图 5 青草山斑岩铜金矿含矿花岗闪长斑岩锆石稀土元素球粒陨石标准化配分模式图(球粒陨石标准化值据Sun and McDonough, 1989) Fig. 5 Chondrite normalized REE patterns for the zircon in the host porphyries of Qingcaoshan (normalization values after Sun and McDonough, 1989) |
本文岩石样品遭受了一定的风化作用，但锆石的高度稳定性和高达900℃的Pb扩散封闭温度 (Lee et al., 1997;Cherniak and Watson, 2000)，决定了一般的后期改造作用对锆石自身结构和成分的破坏性可以忽略不计(Siebel et al., 2009)。一般认为振荡环带为岩浆锆石的判别标志之一，然而，完全从流体或流体饱和的熔体中结晶的热液锆石也具有类似岩浆锆石的振荡环带(Dubińska, 2004; Schaltegger, 2007)，因而应首先确定是岩浆锆石还是热液锆石。
锆石中的T h/U比值常作为区分岩浆、变质和热液锆石的标志(Belousova et al., 2002)，一般变质和热液成因的锆石的Th/U＜0.1，岩浆成因锆石的Th/U>0.1(赵振华，2010)，本文锆石样品中Th/U从0.19到0.57(表 1)，平均值为0.28，均落在岩浆锆石范围之内。Hoskin (2005) 对不同地区的热液锆石进行了对比研究，相比于岩浆锆石，发现其具有更高的LREE含量和低的Ce异常，左倾的HREE配分曲线与岩浆锆石类似(图 6)，将青草山花岗闪长斑岩中锆石的配分曲线与此进行对比，其与岩浆锆石的配分曲线基本一致(图 6)。Hoskin(2005) 同时还指出La-(Sm/La)N图解也可以区别岩浆锆石和热液锆石，应用于本文所研究的锆石，投点范围与岩浆锆石区域十分接近(图 6)。综上所述，锆石CL图像、Th/U比值、稀土配分模式和La-(Sm/La)N图解均表明本文所研究的锆石为与斑岩同期结晶的岩浆锆石。
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图 6 含矿花岗闪长斑岩锆石稀土元素配分模式及La-(Sm/La)N判别图解(底图据Hoskin, 2005；球粒陨石标准化值据Sun and McDonough, 1989) Fig. 6 Discrimination plots of chondrite-normalized REE patterns and La-(Sm/La)N for the zircon in host porphyries of Qingcaoshan (base map after Hoskin, 2005; normalization values for chondrite after Sun and McDonough, 1989) |
以上讨论表明，本文所研究的锆石为与含矿花岗闪长斑岩同期结晶的岩浆锆石，并结合锆石U-Pb谐和图和206Pb/208U年龄加权平均图(图 4)，判断该年龄可信，即青草山斑岩铜金矿含矿斑岩成岩年龄为114.60±1.20Ma。这也与毗邻的多不杂斑岩铜矿121.6±1.9Ma的成岩年龄(李金祥等，2008)和波龙斑岩铜金矿119.4±1.3Ma的成矿年龄(祝向平等，2011)基本一致。另外，依据锆石的形态学特征和年龄值，可以将这些点的年龄分为两个峰值，其一峰值为116.89Ma，这些锆石形成于岩浆结晶过程的早期，表明这些锆石可能形成于岩浆房中；另一峰值为114.60Ma，这些锆石形成于岩浆结晶过程的晚期，可能代表岩浆浅成侵位的时代。
5.2 成岩温度由于锆石自身的高度稳定性和锆石年代学的广泛应用，近些年提出的锆石Ti温度计(Watson and Harrison, 2005; Watson et al., 2006; Ferry and Watson, 2007)引起了普遍的关注。锆石中的独立变化相是ZrSiO4、ZrTiO4、TiSiO4，Ti进入锆石中主要替换的是Si(Harrison et al., 2005;Tailby, 2011)，置换反应为ZrSiO4 +TiO2=ZrTiO4 +SiO2，因而锆石中Ti的含量主要取决于SiO2的活度(αSiO2)、TiO2的活度(αTiO2)和温度(T)。在一定的压力下,
[log(Ti-in-zircon)+logαSiO2-logαTiO2]=A +B/T
Ferry and Watson(2007) 通过实验的方法得出了常数A和B的值，最后锆石Ti温度计的计算公式为：
Log(Ti-in-zircon)=(5.77± 0.072)-(4800±86)/
T(K)-logαSiO2+ logαTiO2
上述Ti和Si置换反应体积的变化反映了压力对该温度计的影响，但在中下地壳以上范围形成的锆石, 压力＜1000MPa, 其影响很小, 可以忽略不计(Ferry and Watson, 2007; 赵振华，2010)。
应用上述锆石Ti温度计，计算出青草山含矿花岗闪长斑岩中锆石的结晶温度。锆石中Ti的含量已经得出(表 2)，由于体系中石英的存在，取αSiO2≈1，对于αTiO2，在典型岩浆温度范围内，硅酸盐熔体中αTiO2≈0.6(Hayden and Watson, 2007)，锆石结晶温度的计算结果见表 3。
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表 3 含矿斑岩锆石Ti温度计算结果 Table 3 The calculation results of crystallization temperature of zircon in host porphyries |
大量的计算研究表明，绝大部分高温条件下(＞750℃)形成的岩浆岩，其锆石Ti温度均落在湿花岗岩固相线以上，低的锆石结晶温度(如680℃)表明其岩浆经历了在水近饱和条件下发生的熔融过程(Harrison et al., 2007)。由表 3可知，花岗闪长斑岩中70%的锆石结晶温度低于700℃，因而推测，青草山含矿花岗闪长斑岩岩浆可能来源于在水近饱和条件下发生的部分熔融。
5.3 成岩成矿构造背景通过岩石类型组合并依据其全岩地球化学特征，是判别岩浆岩形成构造背景的传统方法。近些年来，随着锆石年代学的广泛应用，以及锆石同位素和微量元素原位测定技术的发展，使得利用锆石判别岩石形成构造背景方面得到了长足进展。Schulz et al.(2006) 总结出不同构造背景(板内、火山弧和洋中脊)下结晶出的锆石微量元素地球化学特征；Grimes et al.(2007) 利用锆石中部分微量元素图解区分锆石的不同结晶环境(大陆或洋壳)。在不同构造背景下锆石的Yb/Dy-Y、Lu/Hf-Y、Th-Gd、Ce-Y判别图解中(图 7)，青草山含矿斑岩中锆石均落入弧火山岩(VAB)中；在不同结晶环境锆石的U/Yb-Hf中(图 8a)，青草山含矿斑岩中锆石落在大陆和金伯利岩(指示地幔成因)的重合区域，U/Yb-Y图解中(图 8b)，其完全落入大陆环境。据此推断，青草山斑岩铜金矿形成于大陆环境，并与弧岩浆作用密切相关，即形成于活动大陆边缘(陆缘弧)环境。在火成岩组合上，含矿的花岗闪长斑岩与同期下白垩统美日切错组的火山岩(主要为安山岩、英安岩)，与活动大陆边缘(陆缘弧)环境下的火成岩组合完全一致(Winter, 2001)，这也进一步佐证了青草山斑岩铜金矿形成于陆缘弧的构造背景。
然而，曲晓明等(2012) 在缝合带中段申扎-班戈一带发现的113.7±0.5Ma的A2型花岗岩，A2型花岗岩指示碰撞后环境。根据化学成分将A型花岗岩类分为A1型和A2型 2个亚类(Eby, 1992)，每个亚类指示不同的构造背景，然而按Eby的二分法划分亚类的前提条件是：所研究的A型花岗岩在Y-Nb图解中完全落入WPG区域(Eby, 1990, 1992；Bonin，2007)，曲晓明等(2012) 一文花岗岩Y-Nb图解中一部分样品落在WPG中，而另一部分样品则落在VAG中，因而申扎-班戈一带分布的花岗岩是否为A2型花岗岩，有待商榷；再者，深入的研究表明该判别图解存在局限性(Bonin，2007)，因而仅仅通过A型花岗岩来推测班-怒带在早白垩世已发生碰撞缺乏说服性。
5.4 成矿动力学机制青草山铜金矿含矿花岗闪长斑岩锆石U-Pb年龄为114.60±1.20Ma，同样位于班公湖-怒江缝合带北侧-羌塘地块南缘(图 1)，毗邻的多不杂斑岩铜矿花岗闪长斑岩中锆石的SHRIMP U-Pb年龄为121.6±1.9Ma(李金祥等，2008)，二者含矿斑岩成岩年龄基本一致，同时，多不杂斑岩铜矿的含矿斑岩在相关地球化学图解中均落入活动大陆边缘的弧火成岩区域(曲晓明和辛洪波，2006；辛洪波等，2009；佘宏全等，2009)，这也与本文通过含矿斑岩中锆石得出的青草山斑岩铜金矿形成于活动大陆边缘(陆缘弧)环境相一致，因此，青草山斑岩铜金矿和多不杂斑岩铜矿成因类似，与成矿年龄(119.4±1.3Ma)也十分相近的波龙斑岩铜金矿(祝向平等，2011)一道，构成班公湖-怒江斑岩铜矿带。
班公湖-怒江斑岩铜矿带的成因，目前存在不同的认识，一是认为矿床形成于俯冲带之上岛弧环境(李光明等，2007；李金祥等，2008；佘宏全等，2009)；另一种观点则是矿床就位于班公湖-怒江缝合带闭合后的碰撞后地壳隆升阶段(曲晓明和辛洪波，2006；辛洪波等，2009)。通过本文的研究和讨论，得出班公湖-怒江斑岩铜矿带的形成既非俯冲带上的岛弧环境，也不是碰撞后的隆升背景，而是形成于活动大陆边缘的陆缘弧环境。首先，在火成岩组合上，含矿的花岗闪长斑岩与同期下白垩统美日切错组的火山岩(主要为安山岩、英安岩)，与活动大陆边缘(陆缘弧)环境下的火成岩组合完全一致(Winter, 2001)，区别于岛弧环境下典型的石英闪长岩+岛弧玄武岩-安山岩组合(Winter, 2001)；其次，青草山含矿花岗闪长斑岩中锆石形成构造背景的地球化学图解(图 7、图 8)和多不杂斑岩铜矿含矿斑岩地球化学图解(曲晓明和辛洪波，2006；辛洪波等，2009；佘宏全等，2009)均指示矿床形成于活动大陆边缘(陆缘弧)环境。这与分布于太平洋东岸的美国西南部亚利桑那成矿省、墨西哥北部成矿省、智利北部成矿省和智利中部成矿省等这些陆缘弧环境的斑岩铜矿经典成矿省类似(杨志明和侯增谦，2009)。
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图 7 不同构造背景下锆石的判别图解(底图据Schulz et al., 2006) Fig. 7 Discrimination plots of different tectonic setting for the zircon (base map after Schulz et al., 2006) |
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图 8 不同结晶环境锆石的判别图解(底图据Grimes et al., 2007) Fig. 8 Discriminant diagrams with different crystallization setting zircon elds (base map after Grimes et al., 2007) |
基于大量的地质观察和综合研究建立的弧环境斑岩铜矿成矿模型(Sillitoe, 1972, 2010; Richards, 2003; Seedorf et al., 2005)，经过了实践的检验，并成功指导环太平洋斑岩型矿床勘查工作实现重大突破(侯增谦和杨志明，2009)。产于陆缘弧环境的班公湖-怒江斑岩铜矿带中，青草山斑岩铜矿含矿斑岩低的锆石结晶温度表明其岩浆来源于在水近饱和条件下发生的熔融过程(见4.2讨论部分)，多不杂斑岩铜矿矿区内安山岩显示出弧岩浆独特的地球化学特征，较高的87Sr/86Sr和较低的143Nd/144Nd，可能代表了岩浆来源于俯冲板片的富集LILE和LREE元素的流体交代过的弧下地幔熔融(李金祥等，2008)。综上所述，依据青草山斑岩铜金矿和多不杂斑岩铜矿的含矿斑岩和同期火山岩的地球化学特征，并结合已有弧环境斑岩铜矿的经典成矿模型，本文提出班公湖-怒江斑岩铜矿带形成的成矿动力学机制，即在早白垩世，班公湖-怒江洋壳依然在向北俯冲，随着俯冲作用进行，大洋板片向下俯冲到一定深度时，发生大规模脱水作用，释放的流体交代上覆地幔楔，诱发其部分熔融，产生富H2O、硫、金属元素等的高氧逸度钙碱性岩浆，岩浆向上运移，并经过复杂的同化、均一等过程，然后在浅部地壳发育成与成矿相关的岩浆房，部分岩浆上升直接喷出地表，形成美日切错组火山岩，部分浅成-超浅成侵位成斑岩体及斑岩型矿床，随着岩浆的多点多期次侵位，最终形成班公湖-怒江斑岩铜矿带(图 9)。
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图 9 班公湖-怒江斑岩铜矿带形成的动力学过程(据Richards, 2003改编) Fig. 9 The continental dynamics process of the formation of Bangongco porphyry copper zone (modified after Richards, 2003) |
(1) 青草山斑岩铜金矿含矿花岗闪长斑岩锆石LA-ICPMS U-Pb年龄为114.60±1.20Ma。与前人获得的多不杂斑岩铜矿花岗闪长斑岩中锆石SHRIMP U-Pb年龄121.6±1.9Ma和波龙斑岩铜金矿成矿年龄119.4±1.3Ma相近。
(2) 通过锆石Ti温度计，计算出青草山含矿斑岩锆石的结晶温度从最低的574.76℃到最高的840.90℃，平均值为686.09℃，如此低的结晶温度指示含矿斑岩岩浆来源于在水近饱和条件下发生的部分熔融。
(3) 锆石形成构造背景图解指示青草山含矿斑岩形成于活动大陆边缘(陆缘弧)环境，这与多不杂斑岩铜矿的形成构造背景一致，又具有十分相近的成岩成矿年龄，加上波龙斑岩铜金矿，构成班公湖-怒江斑岩铜矿带，且其形成与班公湖-怒江洋壳北向俯冲相关。
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