云南羊拉铜多金属矿位于德钦县羊拉乡，是近年来在“三江”(金沙江、澜沧江、怒江)地区发现的最大的铜矿富集区，构造上位于“三江”中段的金沙江结合带，“三江”中段地处特提斯构造域东段、冈瓦纳古陆与扬子陆块之间的结合部(刘增乾等， 1993；莫宣学等，1993；李兴振等，1999)。金沙江古特提斯构造演化经历了初始裂开、扩张、俯冲消减、碰撞造山的洋-陆转换过程，各演化阶段伴随着不同的构造-岩浆活动，形成了不同成因类型的铜矿床(魏君奇和陈开旭，2004)。这使得在研究该矿床成矿时代、成矿作用、成矿机制以及成矿动力学构造背景上存在诸多争议。

在矿床成因方面，有学者认为羊拉铜多金属矿床为矽卡岩型矿床并至少存在3次较大的构造-热事件(路远发等， 1999，2004；陈开旭等，2002；何龙清等，1998)。潘家永等(2000)认为该矿床为经历了3期热液成矿作用，典型的海底喷流沉积作用的产物。魏君奇和陈开旭(2004)认为在羊拉地区引发了3期构造-岩浆事件并对应三期成矿作用：海西期海底喷流-热水沉积型铜矿床、印支期接触交代矽卡岩型铜矿床和燕山早期斑岩型铜矿床。曲晓明等(2004)和王彦斌等(2010)认为羊拉铜矿为与花岗闪长岩有关的矽卡岩铜矿。朱俊等(2011)认为羊拉矿区里农矿段层状硫化物矿床具层控特征，是具层控特征的复合成因矿床。

在成矿时代方面，魏君奇等(1999)认为含矿岩系中的中基性火山岩夹层与主矿体呈渐变过渡关系，火山岩锆石U-Pb年龄(362Ma，296Ma)代表了羊拉铜矿的成矿年龄。杨喜安等(2011，2012)过对里农矿段辉钼矿进行Re-Os定年得到230.9Ma的年龄数据，并认为该年龄代表了矿床的成矿年龄。王彦斌等(2010)在文章中也提到了新获得的羊拉铜矿里 农矿段铜矿体中辉钼矿(Re-Os等时线)年龄为228~230Ma。

准确厘定与成矿关系密切岩体的成岩时代对深入研究矿床成矿物质来源，成矿作用、成矿机制、成矿动力学构造背景以及在外围勘察找矿有着重要的意义。羊拉铜矿成矿类型的复杂性与其成矿时代存在争议有关，准确的厘定成矿时代将有助于确定矿床成因。普遍认为矿床的成因与印支期的中酸性岩侵入有关。鉴于以往集中在矿区内赋矿岩体和主要成矿矿段的研究已经较为详实，本研究以羊拉铜矿主要成矿矿段为研究对象，选择主要赋矿岩体(里农岩体)边缘相岩石进行岩石学、岩石地球化学和年代学方面的研究，探讨其对矿区的成矿过程、成矿时代的指示意义，结合对比前人所做的研究，对矿床成矿时代做进一步限定。 1 地质背景与样品描述

羊拉铜矿区位于古特提斯构造域内中咱微陆块与昌都-思茅地块相夹持的金沙江板块结合带中段(莫宣学等，1993)，夹持在金沙江断裂和羊拉断裂两条南北向区域性断裂之间。金沙江构造带是三江地区重要的板块消减带，它北起青海的玉树地区，经藏东、川西、滇西，往南被丽江推覆构造所掩覆，东、西两侧分别被中咱地块和昌都地块所夹持，构成一条总体呈北北西向延伸、微向东凸出的狭长弧形地带。金沙江古特提斯构造各演化阶段伴随着不同的构造-岩浆活动，形成了不同成因类型的铜矿床，这一特点在云南羊拉地区得到了集中体现。

矿区南北长24km，东西宽4~7km，面积120km²。区内主要出露地层为志留系(S)、泥盆系(D)、下石炭统贝吾组(C₁b)，局部出露上元古界(Pt₃)及上三叠统歪古村组(T₃w)。区内以华力西期、印支-燕山期岩浆活动为主，华力西期形成角闪安山岩、玄武岩等火山岩，印支-燕山期形成中酸性侵入岩。由北向南主要分布有贝吾岩体、里农岩体、路农岩体和加仁岩体等4个花岗岩侵入体(图 1)。与4个主要的花岗岩体相对应，羊拉矿区被划分为贝吾、里农、路农和加仁等7个矿段，主要矿段为里农、路农、江边3个矿段，其中以里农矿段为矿区集中区。除区域性的金沙江深断裂外，区内还有斜穿本区中部的北东向组(F2、F3)断裂。北东向组断裂在北东向交于金沙江断裂上，长一般7~10km，走向北东30°~60°左右，倾向北西，倾角50°左右。受岩体侵入及断裂构造活动的影响，在岩体及周围地层中产生密集的层间裂隙及斜交层理裂隙。南北向断裂为控制沉积建造、变质作用、岩浆活动及其有关矿产的主要构造，而次级同向断裂及派生之“入”字型断层则为容矿构造，晚期发育规模较小的北西、北东向断层，切错了早期断裂及褶皱。

里农岩体分布于里农矿段与江边矿段之间，侵位于里农背形穹窿鼻构造核部，呈岩株状产出，南北长2km，东西宽约1.5km，出露面积2.64km²，呈椭圆状。围岩为泥盆系里农组、江边组，岩体边缘见围岩顶垂体及捕虏体。岩体大致划分出边缘相、中心相。两相带间表现为渐变的接触关系，从中心到边缘呈现出中粗粒→中细粒的结构变化，中酸性→酸性的成分演化趋势。矿区内最大的矿体KT2分布于里农岩体边部及外接触带里农组(D₂₊₃l)、江边组(D₁j)围岩之中。本次采样区位于里农岩体与金沙江断裂之间，KT2矿体的北东侧，属于里农岩体边缘相(图 1)，采样编号为JY1126，包括Y1126-1、JY1126-2、JY1126-3、JY1126-4。

图 1

Fig. 1

图 1 羊拉铜矿矿区地质图(据朱经经等，2011修改) Fig. 1 Geological map of Yangla copper deposit(after Zhu et al., 2011)

图 2

Fig. 2

图 2 里农岩体(JY1126)照片 (a)-花岗闪长岩及暗色包体；(b)-花岗闪长岩及自形程度较好的角闪石 Fig. 2 photos of Linong granodiorite(sample JY1126) (a)-granodiorite and inclusive enclaves;(b)-granodiorite and hornblend

野外观察结果显示岩石内颗粒较大，长石斑晶明显，暗色矿物主要为自形程度较好的角闪石(图 2)，其次为黑云母。岩体中可见少量呈不规则的暗色包体。采样时，选择不含包体的岩石样品。镜下鉴定结果显示里农岩体(JY1126)呈斑状不等粒结构，斑晶颗粒均较大。斑晶主要矿物为斜长石、钾长石、石英、角闪石和黑云母。长石斑晶呈柱状，具有卡式双晶和聚片双晶；石英呈不规则粒状，粒度差异较大；极少数的角闪石绿泥石化，样品整体较新鲜。 2 分析方法

样品的全岩地球化学分析在中国地质科学院国家地质实验测试中心完成。主量元素采用X荧光光谱仪(PW4400)分析，微量元素采用离子质谱(X-series)分析。利用LA-ICP-MS测年技术对里农岩体进行锆石U-Pb同位素测年分析。样品首先经过破碎，经浮选和电磁选等方法挑选出锆石，然 后在双目镜下手工挑出晶形完好、透明度和色泽度好的锆石，粘于环氧树脂表面。经抛光后进行透射光和反射光照相，据此选择晶体特征良好的锆石进行阴极发光(CL)分析，最后根据阴极发光照射结果选择典型的岩浆锆石进行 LA-ICP-MS测年分析。LA-ICP-MS锆石U-Pb定年测试分析在香港大学地球科学系实验室完成，锆石定年分析所用仪器为装载在NewWave Research LUV213nm激光器上的四极杆VG PQ Excel ICP-MS，激光剥蚀系统为213nm Nd-YAG。激光剥蚀所用斑束直径为40μm，采样频率10Hz。详细实验方法见Xia et al.(2004)。年龄计算使用的是ISOPLOT软件(Ludwig，2003)。 3 岩石地球化学特征 3.1 主量元素特征

里农岩体的SiO₂含量介于66.4%~66.61%之间，K₂O含量为3.25%~3.65%，Al₂O₃含量在15.1%~15.43%之间(表 1)，在侵入岩An-Ab-Or分类图解上数据落在花岗闪长岩区域(图 3)，属于高钾钙碱性系列(图 4)。

表 1

Table 1

表 1(Table 1)

表 1 里农岩体主量元素(wt%)和微量元素(×10-6)含量 Table 1 Major element(wt%) and trace(×10-6)element compositions of Linong granodiorite 样品号 JY1126-1 JY1126-2 JY1126-3 JY1126-4 SiO2 66.4 66.61 66.44 66.4 TiO2 0.39 0.37 0.37 0.39 Al2O3 15.43 15.3 15.27 15.1 Fe2O3 0.77 0.74 0.81 0.69 FeO 3 2.89 2.96 3.09 MnO 0.1 0.09 0.09 0.09 MgO 1.5 1.4 1.48 1.43 CaO 2.53 2.83 2.86 3.45 Na2O 3.61 3.46 3.51 3.18 K2O 3.65 3.42 3.39 3.25 P2O5 0.1 0.09 0.09 0.09 LOI 2.73 2.46 2.58 2.54 Total 100.21 99.66 99.85 99.70 Cu 5.59 4.26 4.85 9.88 Pb 56.60 33.20 26.90 48.10 Zn 88.80 74.20 72.90 80.80 Sr 345 322 278 284 Ba 607 657 630 602 V 48.80 45.70 46.50 47.40 Th 16.30 14.30 13.40 15.10 U 5.44 5.01 4.71 5.25 Nb 7.42 6.85 6.77 7.09 Zr 105 95.9 92.3 125 Hf 3.64 3.31 3.18 3.93 Rb 129 138 143 137 Cs 2.63 3.19 4.40 3.78 Cr 9.80 8.80 7.30 8.10 Ga 16.00 16.00 15.50 15.90 Sc 9.12 8.69 9.16 9.28 Ta 0.90 0.83 0.82 0.83 La 27.80 25.50 24.50 26.80 Ce 50.70 46.70 45.70 49.10 Pr 5.17 4.76 4.83 5.08 Nd 17.60 16.30 16.70 17.30 Sm 3.10 3.05 3.11 3.26 Eu 0.79 0.74 0.78 0.74 Gd 2.83 2.91 2.99 2.96 Tb 0.43 0.40 0.43 0.43 Dy 2.60 2.46 2.63 2.61 Ho 0.54 0.50 0.52 0.53 Er 1.61 1.48 1.52 1.60 Tm 0.26 0.23 0.24 0.24 Yb 1.74 1.59 1.61 1.68 Lu 0.27 0.26 0.25 0.27 Y 13.60 13.10 13.40 14.20 (La/Yb)N 10.77 10.81 10.26 10.75 (Ce/Yb)N 7.54 7.60 7.34 7.56 δEu 0.82 0.76 0.78 0.73 δCe 1.02 1.02 1.01 1.01 LREE 105.2 97.05 95.62 102.3 HREE 10.28 9.83 10.19 10.32 LREE/HREE 10.23 9.87 9.38 9.91 ∑REE 115.4 106.9 105.8 112.6

表 1 里农岩体主量元素(wt%)和微量元素(×10-6)含量 Table 1 Major element(wt%) and trace(×10-6)element compositions of Linong granodiorite

图 3

Fig. 3

图 3 里农岩体An-Ab-Or分类图解(据O′Connor， 1965) Fig. 3 An-Ab-Or classification diagram of Linong granodiorite(after O′Connor，1965)

图 4

Fig. 4

图 4 里农岩体SiO2-K2O岩浆系列判别图 Fig. 4 Whole rocks SiO2 vs. K2O discrimination diagram of Linong granodiorite

图 5

Fig. 5

图 5 里农岩体微量元素原始地幔标准化蛛网图(原始地幔值据Sun and McDonough， 1989) Fig. 5 Primitive mantle-normalized trace elements giagrams of Linong granodiorite(primitive mantle values after Sun and McDonough， 1989)

里农岩体样品的微量元素分析结果见表 1。在GeoPlot软件上运用原始地幔进行微量元素标准化，结果见图 5。里农岩体总体显示出亏损Nb、Ta、P等高场强元素，富集Rb、U、Th、K、Pb等大离子亲石元素(其中Pb为明显富集)，指示了源区有来自大陆地壳的贡献。岩石微量元素中有明显的Pb富集，U和Pb的含量有着同步增长的关系(刘英俊等， 1984)，而Pb主要存在于含钾矿物，如钾长石、云母中，结合岩石学特征可以将Pb的富集与岩石中含长石有关。此外，在岩石的微量元素中普遍存在Ti的强烈亏损，这是由于Ti⁴⁺与Nb⁵⁺、Ta⁵⁺存在广泛的类质同象所致。

图 7

Fig. 7

图 7 里农岩体锆石阴极发光图像和年龄值 Fig. 7 CL images and ages of zircons from Linong granodiorite

里农岩体稀土元素的分析结果见表 1。分析结果显示，里农岩体的稀土总量ΣREE在105.8×10^-6~115.4×10^-6 间，轻重稀土比值LREE/HREE为9.38~10.23，轻重稀土明显分馏；(La/Yb)_N为10.26~10.81，轻稀土明显富集；δEu为0.73~0.82，表现Eu的负异常；(Ce/Yb)_N为7.34~7.60，轻稀土富集型，稀土配分曲线右倾(图 6)(李昌年等，1992)。

图 6

Fig. 6

图 6 里农岩体球粒陨石标准化配分曲线(球粒陨石值据Boynton， 1984) Fig. 6 Chondrite-normalized REE patterns of Linong granodiorite(chondrite values after Boynoton，1984)

总体来说，里农岩体表现为轻稀土分馏明显，重稀土趋势较平缓，分馏不显著；曲线表现出负Eu异常，表明岩浆REE演化与造钙矿物斜长石的分离结晶有关(Hugh et al., 2000)。与前人研究羊拉矿区里农岩体的结果较一致(曲晓明等，2004；朱经经等，2011)。 4 锆石U-Pb定年结果

本次样品的锆石U-Pb数据见表 2。里农岩体的锆石呈自形程度较高的柱状或短柱状，长宽比约12，锆石的CL图像显示锆石具有较为完好的韵律环带结构(图 7)。锆石的Th/U在0.27~0.54间，超过半数的大于0.4，具有岩浆锆石的特点(吴元保和郑永飞，2004; Rubatto，2002)。里农岩体分析了22颗锆石，对应的22个锆石分析点的²⁰⁶Pb/²³⁸U加权平均年龄为227.73±0.99Ma，MSWD=0.098(图 8)。结合其较好的振荡环带和Th/U比值，里农岩体锆石的²⁰⁶Pb/²³⁸U年龄代表了岩浆的侵位时代。 5 讨论与结论 5.1 岩石形成构造环境判别

羊拉铜矿的成因存在诸多争议，无论哪种观点都认为区内侵入岩对于成矿作用有显著的影响。因此，准确判定区内侵入岩的成因对于确定羊拉铜矿的成因有重要意义。如何对花岗岩类进行构造环境判别，赵振华(1997)提出选择的判别图解必须与判别的岩石类型相一致。本次对花岗岩类进行构造环境判别选择使用由Maniar and Piccoli(1989)提出的主量元素判别图解，该方法用于判别花岗岩类构造环境有很多成功的例子(陈文和Arnaud， 1997；陈文等，2005；肖庆辉等，2002；戚学祥等，2011；钟康惠等，2006；李洁等，2012)。

表 2

Table 2

表 2(Table 2)

表 2 里农岩体LA-ICP-MS锆石U-Pb定年数据 Table 2 Zircon LA-ICP-MS U-Pb isotopic data of Linong granodiorite 测点号 Th/U 同位素比值 年龄(Ma) 207Pb 206Pb 1σ 207Pb 235U 1σ 206Pb 238U 1σ 207Pb 206Pb 1σ 207Pb 235U 1σ 206Pb 238U 1σ JY1126-1 0.40 0.05076 0.00024 0.25184 0.00329 0.03598 0.00034 230 14 228 3 228 2 JY1126-2 0.35 0.05118 0.00015 0.25508 0.00235 0.03615 0.00029 249 9 231 2 229 2 JY1126-3 0.51 0.05101 0.00016 0.25276 0.00328 0.03595 0.00044 241 13 229 3 228 3 JY1126-4 0.45 0.05284 0.00038 0.26174 0.00338 0.03596 0.00026 322 17 236 3 228 2 JY1126-5 0.30 0.05081 0.00017 0.25212 0.00312 0.03601 0.00041 232 13 228 3 228 3 JY1126-6 0.42 0.05099 0.00012 0.25396 0.00308 0.03612 0.00042 241 13 230 2 229 3 JY1126-7 0.40 0.05115 0.00016 0.25351 0.00324 0.03594 0.00039 247 13 229 3 228 2 JY1126-8 0.42 0.05077 0.00124 0.25097 0.00544 0.03585 0.0004 230 58 227 4 227 2 JY1126-9 0.50 0.05067 0.00018 0.2509 0.00316 0.03592 0.0004 226 13 227 3 227 2 JY1126-10 0.42 0.05113 0.00016 0.25297 0.0034 0.03589 0.00045 247 14 229 3 227 3 JY1126-11 0.35 0.0511 0.00018 0.25408 0.00316 0.03607 0.0004 245 13 230 3 228 2 JY1126-12 0.50 0.05112 0.00022 0.25323 0.00341 0.03592 0.00037 246 15 229 3 227 2 JY1126-13 0.36 0.05224 0.00041 0.26016 0.00644 0.0361 0.00068 296 26 235 5 229 4 JY1126-14 0.39 0.05068 0.00015 0.25084 0.00303 0.03591 0.00042 226 13 227 2 227 3 JY1126-15 0.54 0.05078 0.0002 0.25097 0.00288 0.03585 0.00033 231 12 227 2 227 2 JY1126-16 0.35 0.05068 0.0001 0.25166 0.00308 0.03601 0.00043 227 13 228 2 228 3 JY1126-17 0.46 0.05104 0.00015 0.25409 0.00312 0.03612 0.00044 243 13 230 3 229 3 JY1126-18 0.34 0.05395 0.00072 0.2679 0.00678 0.03616 0.00047 369 34 241 5 229 3 JY1126-19 0.41 0.05106 0.00009 0.25279 0.00311 0.03591 0.00045 243 13 229 3 227 3 JY1126-20 0.27 0.05095 0.00016 0.25207 0.00241 0.03588 0.00031 239 10 228 2 227 2 JY1126-21 0.45 0.05177 0.00016 0.25705 0.0027 0.03602 0.00037 275 11 232 2 228 2 JY1126-22 0.32 0.05095 0.00013 0.25233 0.00312 0.03591 0.00043 239 13 228 3 227 3

表 2 里农岩体LA-ICP-MS锆石U-Pb定年数据 Table 2 Zircon LA-ICP-MS U-Pb isotopic data of Linong granodiorite

图 8

Fig. 8

图 8 里农岩体锆石U-Pb谐和图 Fig. 8 U-Pb concordia diagram for zircon of Linong granodiorite

Maniar and Piccoli(1989)根据花岗岩类岩石、主元素化学和矿物学特征对花岗岩类形成的构造环境进行划分，主要划分为造山花岗岩类和非造山花岗岩类两类。造山花岗岩类又分为以下四种：1)岛弧花岗岩类(IAG型)；2)大陆弧花岗岩类(CAG型)；3)大陆碰撞花岗岩类(CCG型)；4)造山后花岗岩类(POG型)。非造山花岗岩类又可分为以下三种：1)与裂谷有关的花岗岩类(RRG型)；2)大陆的造陆抬升花岗岩类(CEUG型)；3)大洋斜长花岗岩类(OP型)。本次我们利用主元素化学特征对里农岩体的构造环境进行判别，判别过程如下：

第一步，OP型具有独特的矿物学特征——缺少碱性长石。依据K₂O-SiO₂岩浆系列判别图可将OP型与其他花岗岩类区分开。里农岩体属于高钾钙碱性岩石(图 4)，具有与OP不相符的特点，故可以排除两者属于OP型的可能性。

第二步，在Maniar and Piccoli(1989)提出的主量元素判别图解中，Al₂O₃/SiO₂图解用于SiO₂>70%的花岗岩类判别，由于里农岩体样品中SiO₂含量均小于70%，选择FeO^T/(FeO^T+MgO)-SiO₂、FeO^T-MgO和(FeO^T+MgO)-CaO三组图解对其进行构造判别，结果显示三组图解中数据均落入IAG型+CAG型+CCG型区域内(图 9)。

图 9

Fig. 9

图 9 里农岩体构造环境判别图 Fig. 9 Tectonic setting discrimination diagram of Linong granodiorite

第三步，根据Al₂O₃/(CaO+Na₂O+k₂O)(A/CNK)(铝饱和指数)的比值可以区分CCG型和(IAG+CAG)型。CCG型的A/CNK值不会小于1.15，而(IAG+CAG)型则一般小于1.05。里农岩体的A/CNK值在1.53~1.58之间，位于CCG型花岗岩类的铝饱和指数范围内。

根据上述资料综合分析，判定里农岩体为CCG型花岗岩。理由为：1)里农岩体岩性特征为花岗闪长岩，属于高钾钙碱性花岗岩，铝饱和指数均大于1.15，具有与CCG型花岗岩相似的岩石化学特征；2)微量元素特征显示，岩体亏损高场强元素，富集大离子亲石元素，K^*值(K^*=2K_N/(Ta_N+La_N))在8.4~9.4之间，远大于1，富钾程度较高(赵振华，1997)，这些特点说明源区有来自大陆地壳的贡献，许多研究也表明矿区内的花岗岩类成岩的主要物质来源为大陆壳(尹静等，2011；魏君奇等，1997)；3)朱经经等(2011)对贝吾、里农和路农岩体进行了系统的成因和构造环境研究，表明岩体形成于碰撞晚期或碰撞后构造环境；4)结合古特提斯金沙江洋时空演化的地质背景(钟大赉，1998；王立全等，1999)，最终判定里农岩体为CCG型花岗岩(大陆碰撞型花岗岩)。

结合本次对里农岩体锆石U-Pb定年结果(227Ma)，可进一步认为，至晚三叠世(227Ma之前)，金沙江缝合带沿该处已经闭合，进入到了碰撞造山阶段。这一研究结果初步限定了羊拉铜矿形成于碰撞造山阶段。 5.2 矿床成因与时代探讨

前人曾经对里农花岗闪长岩体中心部位岩石中的进行锆石U-Pb定年，得到239Ma的年龄数据(王彦斌等，2010)，而我们本次研究的里农花岗闪长岩体边缘相岩石中锆石U-Pb年龄为227Ma，二者相差12Myr。我们认为，这种年龄差别并非测量误差造成的，而是反映了这一阶段该地区处于地质静默期，构造稳定，里农岩体长时间处于高温状态，岩浆冷却极其缓慢，在约12Myr时间里，温度降幅很小，始终处于锆石的U-Pb同位素封闭温度范围内。所以两个锆石年龄均有地质意义，不仅限定了里农岩体的侵位时代，也证明岩浆活动时间持续长达12Myr(239~227Ma)。这样的构造环境给成矿流体生成、成矿元素富集提供了有利的温度条件和足够的时间。

前人曾经对里农岩体进行全岩Rb-Sr测年分析，获得227Ma的Rb-Sr等时线年龄，认为是里农岩体的形成时代(魏君奇等，1997；战明国等，1998)。该年龄与本研究中所测的岩体边缘相岩石的锆石U-Pb年龄一致。不同矿物的不同同位素体系所记录的是冷却穿过相应封闭温度点的年龄(陈文等，2011)。锆石U-Pb同位素体系的封闭温度在750~850℃之间，全岩Rb-Sr同位素体系的封闭温度在450~550℃之间，两者相差约300℃，但两种方法得到的年龄值却相同。由此可以推测，在227Ma时，区域内构造环境发生了突变——岩体发生了快速冷却，岩浆在不到1Myr的时间内温度由原来的800℃左右降至500℃左右，表明区域内地质体发生了快速抬升事件。正是这次快速抬升事件的发生导致羊拉铜矿的产生：快速抬升导致区域内产生大量的脆性断层，为矿质沉淀提供了容矿空间；快速抬升及快速冷却带来了温度、压力的剧降，为矿质沉淀提供了物化条件。由此可以认定，羊拉铜矿成矿时代在227Ma或稍后。

杨喜安等(2012)曾在里农矿段KT2矿体硫化物脉中获得了辉钼矿Re-Os年龄值为230.9Ma，这一年龄值是否能够代表成矿时代需要再讨论：(1)辉钼矿Re-Os同位素体系的封闭温度在500℃左右(Katsuhiko et al., 1996)，接近于全岩Rb-Sr同位素封闭温度(450~550℃)，远低于锆石U-Pb同位素体系的封闭温度(750~850℃)，因此，从理论上来说，辉钼矿Re-Os年龄应该小于或接近于全岩Rb-Sr年龄，小于锆石U-Pb年龄。但实际情况却相反：获得的这个Re-Os年龄不仅大于Rb-Sr年龄，甚至也大于锆石U-Pb年龄，这和同位素定年的基本常识不符；(2)本次研究证明，里农岩体岩浆活动持续了近12Myr，迟至227Ma才固结成岩。如果230.9Ma的Re-Os年龄代表成矿时代，则意味着大规模成矿作用发生在成岩之前。但事实并非如此。李石磊等(2008)根据矿区矽卡岩矿石中的石榴石、透辉石、石英及方解石的均一法测温结果认为矿区的成矿温度为300~460℃，路远发等(2004)也得到了较一致的结果。这一成矿温度区间远低于岩浆温度，表明实际的成矿作用发生在成岩之后。从以上分析可以看出，230.9Ma的辉钼矿Re-Os年龄不能代表主成矿期时代，其可靠性有待进一步验证，其确切的地质意义还需要另行解读。

羊拉铜矿区内的矿体分布对于指示矿床成因具有重要意义。此前，有部分学者认为羊拉铜矿是矽卡岩型，其依据是：区内的矿体多沿岩体边部及其围岩接触带分布，表现出接触交代矽卡岩型矿床的分布特征。但由图 1不难看出，同一个岩体侵入同一套地层中，并非在所有的岩体边部及其围岩接触带都能够产生矿体，有的矿体产生在岩体内部。实际上不管是产生在哪个部位，矿体都受断裂控制(如KT2和KT4矿体都明显受控于断层F2)，这才是大部分矿体的共性。以里农岩体为例，本次研究区位于里农岩体北东侧，样品与赋矿岩体部分具有相同的地球化学特征，但采样区并没有矿化，矿体(KT2)主要分布在里农岩体的西侧。本次的研究结果表明里农岩体的岩浆持续时间长达12Myr，区内理应广泛发生矽卡岩化(矿化)，但事实上矽卡岩化(矿化)只是发生在个别区域，从规模上也不支持羊拉铜矿是矽卡岩型矿床的观点。 5.3 结论

总结本次研究结果，可以得到以下初步结论：

(1)里农岩体边缘花岗闪长岩(JY1126)为CCG型花岗岩，形成于碰撞造山阶段；结合其锆石U-Pb年龄(227Ma)，可推知至晚三叠世(227Ma之前)，金沙江缝合带沿该处已经闭合，进入到了大陆碰撞造山阶段；

(2)在239Ma~227Ma期间，羊拉矿区内里农岩体在高温区间经历了长达12Myr的缓慢冷却过程，这一过程为成矿金属元素富集提供了有利的温度条件和足够的时间，为成矿奠定了物质基础。在约227Ma时，区内地质体发生了快速抬升及快速冷却作用，不仅带来了温度、压力的剧降，为矿质沉淀提供了物化条件，同时形成了一系列构造断裂，为成矿提供了容矿空间，使矿质大规模沉淀形成具有工业价值的矿床。因此，初步认为羊拉铜矿为构造控矿矿床，形成于碰撞造山阶段，在227Ma时进入矿床主成矿期。

致谢野外工作得到了云南迪庆矿业开发有限责任公司、中国地质大学(北京)的步小飞和甘彩虹、云南当地司机陈兴华和李渔等人的帮助；LA-MC-ICP-MS锆石U-Pb定年测试分析在香港大学地球科学系完成，元素含量分析得到了国家地质实验测试中心的支持；审稿专家对本文提出了宝贵的修改意见；在此一并表示衷心的感谢！