西藏铁格隆南超大型铜(金、银)矿含矿斑岩岩石成因及其对多龙地区早白垩世成矿动力学机制的启示*

2019-04-04林彬方向王艺云杨欢欢贺文

岩石学报 2019年3期

林彬方向王艺云杨欢欢贺文

1. 中国地质科学院矿产资源研究所,自然资源部成矿作用与资源评价重点实验室, 北京 1000372. 中国地质调查局成都地质调查中心, 成都 6100811.

班公湖-怒江成矿带(简称“班-怒成矿带”)是青藏高原最为重要的成矿带之一(Linetal., 2018)，其中，多龙矿集区是整个班-怒成矿带最为突出的代表，其资源储量占整个班-怒成矿带的80%以上。截止目前，多龙矿集区共计探获超大型矿床1个(铁格隆南)、大型矿床4个(波龙、多不杂、拿厅、拿若)、中-小型矿床3个(拿顿、地堡那木岗、尕尔勤)以及多个找矿前景区(赛角、色那、铁格隆山、东窝东等)(林彬等，2017a)。累计探获铜资源量超过2000万吨，金资源量超过450吨，银资源量超过3400吨(唐菊兴等，2016)。年代学证据表明，矿集区内成矿作用主要与早白垩世(120Ma左右)中酸性侵入岩有关，矿化类型主要为斑岩-浅成低温热液-隐爆角砾岩型铜(-金-银)矿化。如此超大规模的成矿作用事件，一直是国内外地质学者关注和研究的焦点。尽管，诸多学者已经对部分典型矿床的成岩成矿年代学(方向等，2015；Linetal., 2019)、矿物学(Heetal., 2018)、矿化蚀变特征(林彬等，2018)、成矿流体、勘查找矿模型(唐菊兴等，2016；Wangetal., 2017；Songetal., 2018)及岩浆演化(Weietal., 2017, 2018)等方面有较为丰富的研究成果和理论认识，但却对含矿斑岩岩石成因研究薄弱，认识尚不清晰；同时对多龙矿集区早白垩世成矿动力学机制也存在多种迥然不同的观点，如：1)传统的洋陆俯冲-陆缘弧环境(Lietal., 2011, 2013, 2016a)；2)地幔柱及热点环境(Fanetal., 2014; Zhangetal., 2014)；3)板片折返(Fanetal., 2015a, b; Zhuetal., 2016)；4)洋脊俯冲环境(Xuetal., 2017)；和5)碰撞后伸展环境(曲晓明和辛洪波，2006)。对于斑岩成矿系统而言，深部成矿动力学机制的科学厘定既能一定程度的影响矿化作用类型的判定，也可以左右勘查找矿的方向和思路。

本文基于矿床地质基础，利用岩石学“探针”，以铁格隆南矿床超大型矿床为核心，综合分析多龙矿集区含矿斑岩岩石成因，并结合深部岩石源区探究及区域岩浆演化历史，揭示多龙矿集区早白垩世成矿动力学机制，并为整个班-怒成矿带成矿动力学机制研究及勘查找矿方向提供理论参考。

1 区域地质概况

多龙矿集区位于改则县北侧，隶属于羌南-保山地层区的羌南地层分区，区内及外围主要的地层单元，由老至新依次为：上三叠统日干配错组(T3r)结晶灰岩、结晶碎屑岩；中下侏罗统曲色组(J1q)和色哇组(J1-2s)长石石英砂岩、粉砂岩(二者岩石组合十分相似，前人曾统一称为雁石坪群)；下白垩统美日切错组(K1m)安山岩、英安岩和上白垩阿布山组(K2a)砾岩、含砾砂岩，以及新近系的康托组(N3k)复成分砾岩(图1)(林彬等，2017b)。各地层详细信息见图2。

矿集区内主要发育明显的断裂构造，由早到晚，可细分为三组：1)近东西向断裂构造，F1、F2、F3、F4；2)北东向断裂构造，F10、F11、F12、F13；3)北西向断裂构造，F5、F6、F7、F8。上述断裂构造将多龙矿集区切割成“菱块状”构造格架(图1)。同时，第一组和第二组断裂则明显控制着矿集区内成岩成矿作用，二者交汇处常为有利找矿靶区。而第三组断裂，则可能略晚于区域成矿作用，甚至能破坏早期矿化体。区内岩浆活动较为强烈，主要以基性、中酸性、酸性岩浆活动为主，多以岩枝、岩脉的形式侵入于侏罗系海相沉积地层中，或以裂隙式、溢流式喷发覆盖于浅地表。出露的地表或浅地表岩体常呈串珠状或带状分布，受早期断裂构造控制作用明显，有多期活动特征，形成时间多为燕山期。主要的岩石类型可细分为4类：1)蛇绿岩残片，即枕状、块状玄武岩岩块，常与硅质岩、侏罗世海相沉积岩组成陆缘增生体；2)基性岩脉，指近东西向分布的基性辉长岩脉，以侵入体的形式侵位于侏罗系地层中，多呈脉状、岩墙状断续分布；3)中酸性-酸性侵入体，指矿集区内普遍发育的闪长岩、花岗闪长斑岩、石英二长闪长岩、花岗斑岩等。这类侵入体局部蚀变较强，发育明显的铜矿化，是主要的含矿斑岩；4)基性-中酸性陆相火山岩，主要指沿北东向或北西向断裂分布的安山岩、英安岩等喷出岩，是成矿后火山活动的重要产物。

多龙矿集区内主要以斑岩型铜多金属矿床为主，部分矿床发育高硫型浅成低温热液矿体和隐爆角砾岩型矿体，局部还可能存在独立的金矿化。矿集区内详细的矿床(点)地质特征见表1。

图1 多龙矿集区区域地质图(据Lin et al., 2017a)1-第四系；2-上白垩统阿布山组砾岩、砂砾岩；3-下白垩统美日切错组安山岩、英安岩；4-中下侏罗统色哇组砂岩、粉砂岩；5-下侏罗统曲色组砂岩、粉砂岩；6-上三叠统日干配错组灰岩；7-枕状玄武岩；8-辉长岩； 9-花岗斑岩； 10-石英闪长玢岩； 11-花岗闪长斑岩； 12-蚀变区域；13-地质界线； 14-不整合地质界线； 15-断层及编号；16-推测断层及编号； 17-工程控制矿体范围；18-遥感解译环形构造；19-矿区位置；20-U-Pb/Re-Os年代学结果. JS-金沙江缝合带; BNS-班公湖-怒江缝合带; IYS-印度-雅鲁藏布江缝合带; SJMB-三江成矿带; GDMB-冈底斯成矿带; BNMB-班公湖-怒江成矿带; NHMB-北喜马拉雅成矿带Fig.1 Regional geological map of Duolong ore concentrated area (after Lin et al., 2017a)1-Quaternary; 2-Upper Cretaceous Abushan Fm. conglomerate and sand conglomerate; 3-Lower Cretaceous Meiriqiecuo Fm. andesite and dacite; 4-Middle-Lower Jurassic Sewa Fm. sandstone, siltstone; 5-Lower Jurassic Quse Fm. sandstone, siltstone; 6-Upper Triassic Riganpeicuo Fm. limestone; 7-pillow basalt; 8-gabbro; 9-granite porphyry; 10-quartz diorite porphyry; 11-granodiorite porphyry; 12-alteration zone; 13-geological boundary; 14-uncomformity geological boundary; 15-fault and number; 16-inferred fault and number; 17-controlled ore-body area; 18-ring structure from remote sensing; 19-deposit location; 20-U-Pb/Re-Os dating Age (Ma). JS-Jinsha suture; BNS-Bangongco-Nujiang suture; IYS-Indus-Yarlung zangbo suture; SJMB-Sanjiang metallogenic belt;GDMB-Gangdese metallogenic belt; BNMB-Bangongco-Nujiang metallogenic belt; NHMB-North Himalayan metallogenic belt

图2 多龙矿集区及外围地层层序柱状图(据林彬等，2017b)Fig.2 Histogram of regional strata in Duolong district and its periphery area (after Lin et al., 2017b)

2 矿区地质

其中，铁格隆南矿区位于多龙矿集区北部，东部与拿若矿区毗邻。矿区内出露地层简单，由老到新，分别为早-中侏罗世色哇组(J1-2s)、早白垩世美日切错组(K1m)、晚白垩世阿布山组(K2a)(图1、图2)。其中，色哇组出露于矿区东部，主要为细粒粉砂岩、砂岩，矿物成分以长石、石英为主，有弱绢云母化蚀变，有少量细粒黄铁矿；美日切错组出露于矿区中部，主要为安山岩、安山玢岩、英安岩，部分发育弱绿泥石化、碳酸盐化蚀变；阿布山组少量出露于矿区西部，主要为暗紫色、紫色中厚层状至巨厚层状细砾岩、角砾岩、砂岩。矿区由于火山岩覆盖面积较大，构造痕迹并不明显，主要以隐伏断裂的形式存在(图3)。其中，F10断裂在区域尺度上可能隐伏呈北东南西向穿过矿区，并对矿区岩浆侵位有一定的控制作用。而矿区南侧荣那沟可能是隐伏的F8断裂，对已有的矿体存在明显的破坏性(唐菊兴等，2016)。铁格隆南矿床岩浆活动较为发育，其中与成矿密切相关的次火山侵入岩，在地表出露较少，多为隐伏岩脉，主要受深部钻孔揭露(图3)。

表1多龙矿集区主要矿床(点)地质特征

Table 1 Geological characteristics of major deposits or prospection in Duolong ore concentrated area

矿区矿床类型规模简要矿体地质特征参考文献波龙斑岩型大型主矿体主要赋存于花岗闪长斑岩及砂岩围岩中,发育钾硅酸盐化、绢英岩化、高岭石化蚀变,金属矿物主要为黄铜矿、斑铜矿、黄铁矿、磁铁矿等.铜金属量大于220万吨,平均品位为0.43%,伴生金100吨,平均品位0.20g/t李玉彬等,2012a;杨毅等,2015多不杂斑岩型大型主矿体主要赋存于花岗闪长斑岩及砂岩围岩中,发育钾硅酸盐化、绢英岩化、青磐岩化蚀变,金属矿物主要为黄铜矿、斑铜矿、黝铜矿、黄铁矿、辉钼矿、磁铁矿等.铜金属量为270万吨,平均品位为0.46%,伴生金89吨,平均品位0.15g/t李玉彬等,2012b;张志等,2014铁格隆南斑岩-浅成低温热液型超大型主矿体主要赋存于花岗闪长斑岩、闪长玢岩及砂岩围岩中,发育弱钾硅酸盐化、绢英岩化、青磐岩化和高级泥化蚀变,金属矿物主要为黄铜矿、斑铜矿、铜蓝、蓝辉铜矿、硫砷铜矿、黄铁矿、辉钼矿等.铜金属量大于1000万吨,平均品位为0.53%,伴生金大于37吨,平均品位0.13g/t,伴生银2600吨,平均品位1.8g/t唐菊兴等,2016;方向等,2015;本文拿若斑岩-隐爆角砾岩型大型主矿体主要赋存于花岗闪长斑岩及砂岩围岩中,发育弱钾硅酸盐化、青磐岩化和弱绢英岩化蚀变,金属矿物主要为黄铜矿、斑铜矿、黄铁矿、磁铁矿等.铜金属量大于250万吨,平均品位为0.38%,伴生金80吨,平均品位0.19g/t,伴生银870吨,品位品位2.2g/tDing et al.,2017;高轲等,2016;拿厅斑岩型大型主矿体主要赋存于花岗闪长斑岩及砂岩围岩中,发育硅化、绢英岩化、黏土化蚀变,金属矿物主要为黄铜矿、黄铁矿、磁铁矿等.铜金属量大于100万吨,平均品位为0.32%,伴生金80吨,平均品位0.2g/t李玉彬等,2012b;李光明等,2015拿顿斑岩-隐爆角砾岩型小型矿体主要产于隐爆角砾岩筒中,与花岗闪长斑岩侵位有关.发育硅化、绢英岩化、黏土化蚀变,金属矿物主要为黄铜矿、黄铁矿、斑铜矿、蓝辉铜矿、方铅矿、闪锌矿等Li et al., 2016a色那斑岩型矿点矿化主要产于石英二长闪长岩、花岗闪长斑岩中,发育硅化、绢云母化、碳酸盐化、黏土化蚀变,金属矿物主要有黄铜矿、黄铁矿等段志明等,2013;韦少港等,2016赛角斑岩型矿点矿化主要产于花岗闪长斑岩中,发育硅化、绢云母化、弱黏土化蚀变,金属矿物主要有黄铜矿、黄铁矿以及少量磁铁矿李兴奎等,2015地堡那木岗斑岩-浅成低温热液型小型矿体主要产于花岗斑岩、花岗闪长斑岩及砂岩围岩中,发育强泥化蚀变、绢英岩化和弱硅化蚀变,发育大量石膏脉。金属矿物主要有黄铁矿、少量黄铜矿、磁铁矿林彬等,2016尕尔勤斑岩型小型矿化主要产于花岗闪长斑岩中,发育强硅化、绢云母化、弱黏土化蚀变,金属矿物主要有黄铜矿、黄铁矿张志等,2017铁格隆山斑岩型矿点矿化主要产于花岗闪长斑岩中,发育强硅化、绢云母化、黏土化蚀变,金属矿物主要有黄铁矿、少量黄铜矿唐菊兴等,2016

图3 铁格隆南矿区地质图(a)及东西向剖面图(b)和南北向剖面图(c)Fig.3 Geological map of Tiegelongnan deposit (a) and its W-E (b) and S-N (c) geological sections

矿区主要的岩浆岩岩石类型为闪长玢岩(DP)和花岗闪长斑岩(GDP)，而成矿后的火山岩主要为安山(玢)岩(AP)等，其详细的岩石学特征如下：

闪长玢岩(DP)：呈小岩脉侵位于矿区西南侧(图2)。灰白色，斑状结构，块状构造。斑晶约占40%，主要为中酸性斜长石、角闪石，局部可见少量石英和磁铁矿，基质为闪长质(图4a)。其中斜长石斑晶约为60%～70%，多呈长柱状，长约1～8mm，常发育弱泥化、绿泥石化蚀变。角闪石斑晶约占30%～40%，多呈不规则板状、长柱状、针状或多边形，长多2～8mm。石英斑晶含量小于5%，多呈不规则状、浑圆状产出，粒径约1～3mm，少量磁铁矿斑晶呈规则粒状产出，粒径约1～3mm，常与角闪石斑晶相伴产出。蚀变主要为青磐岩化蚀变，以绿泥石化、碳酸盐化、弱泥化为特征。闪长玢岩发育弱黄铜矿化，以脉状为主，局部呈浸染状。闪长玢岩中偶见灰黑色暗色“闪长质”包体(图4b)，可能是岩浆混合的产物。

图4 铁格隆南矿区岩浆岩标本和及显微照片闪长玢岩(a)及正交偏光镜下照片(b)；花岗闪长斑岩(c)及正交偏光镜下照片(d)；安山玢岩(e)及正交偏光镜下照片(f)Fig.4 Photos and microphots of major igneous rocks in Tiegelongnan depositPhoto (a) and microphoto under crossed polarizing (b) of diorite porphyry; photo (c) and microphoto under crossed polarizing (d) of granodiorite porphyry; photo (e) and microphoto under crossed polarizing (f) of andesite

花岗闪长斑岩(GDP)：主要呈岩枝或岩脉，侵位于矿区中东部(ZK0804-ZK4804)(图3、图4c)。灰白色，斑状结构，块状构造。斑晶约占30%～40%，主要为石英(30%～45%)、斜长石(30%～45%)、角闪石(5%～15%)、少量黑云母(3%～10%)，基质为长英质(图4d)。其中，石英斑晶，粒径多3～8mm，呈浑圆状产出，有明显的溶蚀港湾，局部可见大颗粒石英斑晶四周围绕细粒黄铁矿。斜长石斑晶，粒径变化大，2～10mm。角闪石，粒径多4～8mm，斑晶外形可见多边形、不规则状，常发育鳞片状的绢云母化和黑云母化。黑云母斑晶，粒径较小，多<4mm，斑晶呈鳞片状、不规则状产出，与围岩接触带含量较高。局部花岗闪长斑岩(钻孔3204深部)中可见热液角砾岩，断续延伸约50～100m，角砾成分为砂岩和花岗闪长斑岩角砾，胶结物主要为花岗闪长斑岩及热液脉体。其中，砂岩角砾，多棱角分明，具有一定可拼性，说明未发生明显的位移。同时砂岩角砾发育有明显的硅化、弱黑云母化蚀变，花岗闪长斑岩角砾则多呈不规则状，部分角砾含有早期黄铁矿细脉，且细脉未切穿晚期花岗闪长斑岩，说明花岗闪长斑岩具有多期活动的特征。

安山(玢)岩(AP)：广泛覆盖于矿区。红棕色，斑状结构，块状构造(图4e)。斑晶约占30%，主要为中酸性斜长石，局部可见少量石英，基质为闪长质(图4f)。其中，斜长石斑晶约为70%～80%，多呈长柱状，长约1～6mm，见少量长柱状、针状细粒角闪石。偶见少量石英斑晶，多呈不规则状、浑圆状产出。安山玢岩整体蚀变较弱，无明显矿化，代表成矿后火山活动的产物。

3 样品采集及分析方法

通过上述野外地质及镜下岩相学观察，将铁格隆南矿区岩浆岩类型分为三类，即闪长玢岩、花岗闪长斑岩和安山(玢)岩。在前人已有的年代学研究基础上，本次补充对深部花岗闪长斑岩(ZK4004-707.2)进行锆石SHRIMP年代学分析，以期准确厘定与成矿作用密切相关的花岗闪长斑岩侵位时限。同时，为进一步探究岩浆岩成因，本次对三类岩浆岩进行了岩石地球化学和同位素地球化学分析。详细的样品信息见表2。

花岗闪长斑岩锆石SHRIMP U-Pb测年在北京离子探针中心完成，仪器为SHRIMP Ⅱ，一次离子约为4.5nA，10kV的O2-，单个锆石分析二次离子流束斑直径大小为30μm，质量分辨率约5000(1%峰高)。应用RSES参考锆石TEM(417Ma)进行元素间的分馏校正，应用SL13标样(572Ma)标定样品及TEM的U、Th、Pb含量。具体测试方法及流程参考宋彪等(2002)。对锆石测年结果采用 Isoplot 3 程序处理。单个测试数据误差和206Pb/238U的年龄加权平均值误差为1σ，置信度为95%。普通铅根据实测204Pb进行校正。

主量、微量元素分析在西南冶金地质测试中心和北京核工业地质研究院完成，其中，FeO和烧失量(LOI)采用标准湿化法分析，其他元素用制成的酸碱玻璃片在XRF仪器测定，元素分析误差小于5%。微量元素在美国的Perkin Elmer公司的Elan 6100DRC ICP-MS上分析，分析精度优于5%，详细的测试方法参考林彬等(2017a)。

表2铁格隆南矿区岩浆岩岩石样品信息

Table 2 Sample information of igneous rocks in Tiegelongnan deposit

序号岩性(样品数)采样位置蚀变与矿化特征1闪长玢岩(5)钻孔ZK3228(深度:422～424m)发育明显青磐岩化和弱黄铁绢英岩化,矿化弱 2花岗闪长斑岩(2)钻孔ZK4004(深度:707～708m)发育弱黄铁绢英岩化,矿化弱 4花岗闪长斑岩(1)钻孔ZK2412(深度: 732.9m)发育弱泥化蚀变,矿化不明显5花岗闪长斑岩(2)钻孔ZK5604(深度:820、827.7m)发育弱硅化,泥化蚀变,矿化弱6花岗闪长斑岩(3)钻孔ZK3204(深度:972、1065.7、889.1m)发育弱钾硅化、弱泥化,矿化弱7安山玢岩(4)地表样(ZK3204-0m)蚀变弱,无明显矿化8安山玢岩(5)地表样(串珠状火山堆)蚀变弱,无明显矿化

图5 铁格隆南矿床花岗闪长斑岩锆石阴极发光图及SHRIMP U-Pb年龄谐和图Fig.5 CL image and zircon SHRIMP U-Pb age concordia diagram of the granodiorite porphyry in Tiegelongnan deposit

表3铁格隆南矿区花岗闪长斑岩锆石SHRIMP U-Pb测试结果

Table 3 SHRIMP zircon U-Pb analytical results of granodiorite porphyry in Tiegelongnan deposit

测点号UTh(×10-6)Th/U206Pb∗206Pb/238U(×10-6)(年龄,Ma)±%207Pb∗/206Pb∗±%207Pb∗/235U±%206Pb∗/238U±%ZK4004-1122.2 55.060.47 1.97 118.6 3.4 0.0510 37.0 0.1300 37.0 0.01856 2.9 ZK4004-2141.7 67.070.49 2.25 118.5 3.4 0.0549 11.0 0.1410 11.0 0.01855 2.9 ZK4004-3206.0 142.7 0.72 3.48 126.2 2.0 0.0583 4.4 0.1590 4.7 0.01977 1.6 ZK4004-4158.4 75.460.49 2.61 120.6 2.2 0.0373 24.0 0.0970 24.0 0.01889 1.8 ZK4004-5258.2 158.1 0.63 4.15 118.6 1.9 0.0447 18.0 0.1140 19.0 0.01857 1.6 ZK4004-6139.1 75.060.56 2.21 118.2 1.9 0.0580 5.4 0.1480 5.7 0.01851 1.7 ZK4004-7219.3 145.6 0.69 3.68 124.1 1.6 0.0465 7.4 0.1246 7.5 0.01944 1.3 ZK4004-884.9739.390.48 1.37 118.8 3.1 0.0430 33.0 0.1100 33.0 0.01861 2.6 ZK4004-9180.0 112.0 0.64 2.92 122.3 2.3 0.0578 17.0 0.1530 17.0 0.01915 1.9

注：误差为1σ；Pb*为放射性成因Pb，标准校正值的误差为0.15%，普通Pb用测量的204Pb校正

Sr-Nd-Pb同位素测试在南京大学现代分析测试中心完成。测试仪器为英国制造的VG354多接收质谱计(TIMS)，实验测定的美国NBS987 Sr同位素标准：以86Sr/88Sr=0.1194为标准化值，测得87Sr/86Sr=0.710233±6，对美国La Jolla Nd同位素标样143Nd/144Nd的测定值为0.511860±6。全岩的Pb化学分离是通过分析级的阳离子交换树脂和阴离子交换树脂进行的，Pb的同位素质谱分析是采样硅胶-磷酸发射技术和单莱带单接收技术。测定的206Pb/204Pb=16.941±8,207Pb/204Pb=15.487±11，208Pb/204Pb=36.715±9，测定值均采用NBS标样进行标准化校正。所有Pb同位素分析均被给予精度在95%的置信度下(0.05%)，详细的测试方法及流程参考王银喜等(2007)。

4 分析结果

4.1 锆石SHRIMP年龄

ZK4004-707.2m段花岗闪长斑岩中锆石的阴极发光图像(图5)显示，锆石颗粒相对较大，多大于150μm，形态单一，多为长柱状，具典型的振荡环带。样品中锆石的U、Th含量分别为84.97×10-6～258.2×10-6、39.39×10-6～158.1×10-6，Th/U比值均大于0.4(表3)，属于典型的岩浆锆石(Belousovaetal., 2002)。

锆石的SHRIMP U-Pb测年结果显示：9个测点分析数据206Pb/238U年龄值为118.2～126.2Ma(表3)，变化范围相对较小。在谐和图上(图5)，数据点较为集中，获得206Pb/238U年龄的加权平均值为121.2±2.4Ma(n=9，MSWD=1.3，1σ)，代表ZK4004-707.2段花岗闪长斑岩的侵位时代。

4.2 主量元素地球化学

闪长玢岩 SiO2含量变化于48.07%～51.32%，Al2O3含量为16.30%～17.08%，Fe2O3含量为3.51%～9.17%，FeO含量为4.05%～9.33%，Na2O含量为0.11%～0.16，K2O含量为2.10%～4.11%，LOI(烧失量)为9.79%～13.11%(表4)。闪长玢岩SiO2含量明显偏低，Fe2O3和FeO含量明显偏高，且LOI值多大于9%。说明上述闪长玢岩样品确实经历明显青磐岩化蚀变，形成了大量的绿泥石、绿帘石等含铁硅酸盐矿物和方解石等碳酸盐矿物。

花岗闪长斑岩 SiO2含量变化于64.31%～73.98%，平均值为67.94%；Al2O3含量为13.57%～17.17%，平均值为15.65%；Na2O含量为0.07%～0.22%，平均值为0.15%；K2O含量为3.84%～7.43%，平均值为5.05%。LOI为3.43%～4.36%，平均值为3.95%(表4)。上述样品中，Na2O的含量整体较低，而SiO2和K2O的含量变化较大，说明上述花岗闪长斑岩样品经历了弱蚀变，与手标本现象一致。

安山玢岩 SiO2含量变化于59.61%～61.01%，平均值为60.23%；Al2O3含量为15.98%～17.26%，平均值为16.62%；CaO含量为3.94%～5.17%，平均值为4.59%。Na2O含量为3.46%～3.86%，平均值为3.7%；K2O含量为2.55%～3.19%，平均值为2.81%(表3)。LOI为1.89%～2.76%，平均值为2.27%。上述样品中，LOI值相对较低，说明上述安山岩样品蚀变弱或未经历明显蚀变。

4.3 稀土及微量元素地球化学

闪长玢岩稀土总量变化于48.73×10-6～72.75×10-6，平均值为55.24×10-6，(La/Yb)N为2.99～4.93，轻稀土相对富集，重稀土相对亏损；Eu/Eu*为0.93～1.05，平均值为0.98，无Eu异常(表4)。微量元素蛛网图中，闪长玢岩明显富集大离子亲石元素(LILE)Rb、K、Th、U，但Ba，Sr轻度亏损，相对亏损高场强元素(HFSE)Nb、Ta、Ti(图6)。

花岗闪长斑岩稀土总量变化于52.78×10-6～214.8×10-6，平均值为96.34×10-6，(La/Yb)N为3.51～15.2，轻稀土相对富集，重稀土相对亏损；Eu/Eu*为0.62～1.07，平均值为0.83，有弱负Eu异常或无明显Eu异常(表4)。微量元素蛛网图中，花岗闪长斑岩明显富集大离子亲石元素(LILE)Rb、K、Th、U，Ba、Sr轻度亏损，相对亏损高场强元素(HFSE)Nb、Ta、P、Ti(图6)。

图6 多龙矿集区岩浆岩球粒陨石标准化稀土元素配分曲线及原始地幔标准化微量元素蛛网图(标准化值据Sun and McDonough, 1989)本文样品：GDP-铁格隆南矿区花岗闪长斑岩，DP-铁格隆南矿区闪长玢岩，Post-V-成矿后火山岩.引用样品包括：BL-波龙矿区含矿斑岩，DBZ-多不杂矿区含矿斑岩，NR-拿顿矿区含矿斑岩，TGL-铁格隆山含矿斑岩，GEQ-尕尔勤矿区含矿斑岩，ND-拿顿矿区含矿斑岩，数据引自Li et al., 2013, 2016a; 陈华安等, 2013; 段志明等, 2013; 李金祥, 2008; 吕立娜, 2012; 辛洪波等, 2009; 孙嘉, 2015; 佘宏全等, 2009; 祝向平等, 2015.后文图例缩写符号同此图,图9-图17数据来源同此图Fig.6 Chrondrite-normalized rare earth elements diagram and primitive mantle-normalized trace elements spider diagram of ore-bearing porphyry from Duolong ore concentrated area (normalization values after Sun and McDonough, 1989)Samples from this study: GDP-granodiorite porphyry in Tiegelongnan; DP-diorite porphyry in Tiegelongnan; Post-V-post-ore volcanic rocks in Tiegelongnan. Other ore-bearing porphyry samples: BL-Bolong; DBZ-Duobuza; NR-Naruo; TGL-Tiegelongshan; GEQ-Ga’erqin; ND-Nadun; data cited from: Li et al., 2013, 2016a; Chen et al., 2013; Duan et al., 2013a; Li, 2008; Lv, 2012; Xin et al., 2009; Sun, 2015; She et al., 2009; Zhu et al., 2015. Abbreviation legends in the following figures and data sources in Fig.9-Fig.17 are same as in this figure

图7 铁格隆南矿区花岗闪长斑岩部分元素与LOI关系图Fig.7 Relationship plot between several element and LOI of granodiorite porphyry in Tiegelongnan

图8 多龙矿集区岩浆岩Sr-Nd-Pb同位素组成(底图据Lin et al., 2018)数据来源：多不杂矿区数据引自Li et al., 2013, 2016a; 拿若矿区数据引自祝向平等，2015; 雄村数据引自 Hou et al., 2015; 安第斯弧岩浆岩引自Rabbia et al., 2017Fig.8 Sr-Nd-Pb isotopic data of igneous rocks in Duolong ore concentrated area (base map after Lin et al., 2018)Data sources: Li et al., 2013, 2016a ; Zhu et al., 2015 ; Hou et al., 2015; Rabbia et al., 2017

图9 铁格隆南矿床及多龙矿集区不同岩石类型Hf同位素组成Fig.9 Hf isotopic data of different igneous rocks in Tiegelongnan deposit and Duolong ore concentrated area

安山玢岩稀土总量变化于124.1×10-6～148.7×10-6，平均值为139.3×10-6，(La/Yb)N为8.85～13.4，轻稀土相对富集，重稀土相对亏损；Eu/Eu*为0.84～1.06，平均值为0.92，有弱负Eu异常或无明显Eu异常。微量元素蛛网图中，安山玢岩明显富集大离子亲石元素(LILE)Rb、Ba、K、U，相对亏损高场强元素(HFSE)Nb、Ta、P、Ti(图6)。

需要特别注意的是，在斑岩矿床中，强烈的热液蚀变能明显改变斑岩体及围岩的物质成分及元素含量。因此，在对岩石地球化学数据进行解释之前，应首先区分蚀变作用对岩石中各类元素的影响情况，尤其是对亲流体的元素，尽可能避免已经“失真”的元素含量对岩石成因的干扰和误判。对中酸性岩而言，Ca、Na、K以及大离子亲石元素(LILE，如Sr、Ba、Rb)受角闪石、长石等硅酸盐矿物蚀变的影响，容易发生明显的变化。通常情况下，高场强元素(HFSE)、稀土元素(REE)、Th以及过渡元素，即使在强烈的热液蚀变条件下也不活动(杨志明，2008)。

从上述铁格隆南矿床的主量和微量元素特征，可以看出铁格隆南矿区闪长玢岩或花岗闪长斑岩均遭受了一定程度的蚀变作用。闪长玢岩极高的LOI值说明其岩石成分中有已形成大量的含水和CO32-的矿物(可能因青磐岩化蚀变形成绿泥石和方解石)。所以，其主量元素已经不能用作岩石地球化学特征讨论。花岗闪长斑岩整体经历了一定程度的蚀变，LOI值为3.43%～4.36%。但随着LOI值增大，主量元素(Al2O3、MgO、CaO、Na2O、K2O、TiO2)、LILE元素(Rb、Sr、Ba)并没有明显的变化规律(图7)，说明热液蚀变并未对岩石组分有较大影响。

虽然闪长玢岩经历了较强的蚀变作用，但其稀土元素配分曲线形式和微量元素特征依然与花岗闪长斑岩相似(图6)，不仅应证了稀土及微量元素的相对稳定性，也说明二者可能属于同一岩浆源区演化的产物。

4.4 Sr-Nd-Pb同位素组成

花岗闪长斑岩由表5可见，其Rb、Sr含量分别为49.85×10-6～230.7×10-6和17.36×10-6～22.98×10-6，87Rb/86Sr比值为8.495～30.18，87Sr/86Sr比值为0.719807～0.756642，通过计算(年龄值为121.5Ma)获得初始(87Sr/86Sr)i比值为0.704528～0.705138。Sm、Nd含量分别为2.589×10-6～3.957×10-6、9.986×10-6～19.64×10-6，147Sm/144Nd比值为0.1216～0.1567，143Nd/144Nd比值为0.512407～0.512455，通过计算获得εNd(t)值为-3.54～-2.95，均小于0(图8a)。Pb、Th和U含量分别为4.638×10-6～7.153×10-6、8.146×10-6～8.923×10-6和0.7128×10-6～2.254×10-6，208Pb/204Pb、207Pb/204Pb和206Pb/204Pb分别为38.697～38.724、15.564～15.632和18.527～18.681，通过计算获得初始208Pb/204Pb、207Pb/204Pb和206Pb/204Pb分别为38.018～38.244，15.557～15.620和18.080～18.436(图8b)。

安山岩样品Rb、Sr含量分别为65.91×10-6～87.53×10-6和361.2×10-6～382.9×10-6，87Rb/86Sr比值为0.5357～0.6819，87Sr/86Sr比值为0.706128～0.706502，通过计算(年龄值为111.7Ma)获得初始(87Sr/86Sr)i比值为0.705162～0.705420(表5)。Sm、Nd含量分别为5.847×10-6～6.295×10-6和28.74×10-6～32.17×10-6，147Sm/144Nd比值为0.1116～0.1327，143Nd/144Nd比值为0.512585～0.512608，通过计算获得εNd(t)值为0.13～0.55 (DePaolo and Wasserburg, 1976)，略大于0。Pb、Th和U含量分别为23.82×10-6～28.95×10-6、9.531×10-6～10.12×10-6和2.214×10-6～2.526×10-6，208Pb/204Pb、207Pb/204Pb和206Pb/204Pb分别为23.82～28.95、9.53～10.12和2.21～2.53，通过计算获得初始208Pb/204Pb、207Pb/204Pb和206Pb/204Pb分别为38.654～38.672、15.529～15.538和18.543～18.572。

图10 多龙矿集区各矿床(点)岩浆活动时间格架Fig.10 Time framework of igneous rocks of different deposits in Duolong ore concentrated area

此外，已有的锆石Hf同位素分析结果表明：花岗闪长斑岩锆石的(176Hf/177Hf)t值比较均一，分布于0.282745～0.282910，平均值为0.282834(n=13)，εHf(t)值为1.8～7.5，平均值为4.9(n=13)，tDM2模式年龄变化于694～1065Ma之间。安山(玢)岩锆石的(176Hf/177Hf)t值比较均一，分布于0.282752～0.283019，εHf(t)值为1.8～11.2，平均值为5.6(n=13)，tDM2模式年龄变化于455～1056Ma之间。此外，闪长玢岩锆石的(176Hf/177Hf)t值比较均一，分布于0.282798～0.282928，εHf(t)值为3.7～8.3，平均值为5.4(n=12)，tDM2模式年龄变化于651～944Ma之间(Linetal., 2017a)。在εHf(t)-Age图中，三者均落入球粒陨石线与亏损地幔线之间(图9)，说明其岩浆源区有明显的幔源组分的加入。

5 讨论

5.1 含矿斑岩侵位时限

已有锆石年代学结果(图10)表明铁格隆南矿床主要的岩浆岩类型为含矿的闪长玢岩、花岗闪长斑岩和成矿后火山岩，其侵位结晶时代均为早白垩世(123.1～111.7Ma)，这与波龙、多不杂、拿若等多个矿床(点)相似。以多不杂、波龙矿床为例，区内主要的含矿斑岩为花岗闪长斑岩及少量闪长玢岩，成矿后也有玄武质安山岩、安山岩等火山岩覆盖(图2)。其中，含矿斑岩的侵位时代多为116.1～122.2Ma(李金祥, 2008; 佘宏全等, 2009; 孙嘉, 2015)；而成矿后火山岩的结晶时代为105.7～111.9Ma(李金祥, 2008; Lietal., 2013, 2016a; 陈华安等, 2013)。此外，在多不杂、拿若、赛角等矿区还出露少量闪长玢岩、石英闪长玢岩、花岗闪长斑岩等不含矿斑岩体，这类岩体的侵位时代也为早白垩世(117.2～121.6Ma)(图10)。

图11 多龙矿集区含矿斑岩Nb/Y-Zr/Ti判别图Fig.11 Nb/Y vs. Zr/Ti plot of ore-bearing porphyry in Duolong ore concentrated area

从图10可以看出，多龙矿集区所有含矿斑岩结晶时代基本一致，均为早白垩世岩浆活动的产物。且岩性相似，主要为中酸性的闪长玢岩-花岗闪长斑岩-花岗斑岩系列，岩石地球化学特征(图6)及Hf同位素组成基本一致(图9)，说明其具有相同的岩浆源区和岩石成因。为此，在多龙矿集区，解析成岩作用的关键是对含矿斑岩岩石成因的解析。本次系统总结整个多龙矿集区含矿斑岩的岩石地球化学特征，探究岩石成因，从而解析其岩浆源区及多龙矿集区早白垩成矿动力学机制。

图12 多龙矿集区含矿斑岩SiO2-K2O (a)和Y-Sr/Y (b)判别图冈底斯区域引自Qu et al., 2004Fig.12 SiO2 vs. K2O (a) and Y vs. Sr/Y (b) plots of ore-bearing porphyry in Duolong ore concentrated area Gangdese data from Qu et al., 2004

5.2 含矿斑岩岩石类型

首先，从Nb/Y-Zr/Ti判别图中(图11)，多龙矿集区所有含矿斑岩均落入闪长岩和花岗闪长斑岩，部分落入正长岩中，与实际岩性鉴定结果一致。同时，含矿斑岩中钾含量较高，K2O多介于2%～8%，K2O/Na2O比值多大于10，整体属于高钾-钙碱性或钾玄岩系(图12a)。稀土元素总量介于25.10×10-6～276.3×10-6之间，平均值为90.21×10-6，LREE/HREE比值变化较大，介于3.47～14.84之间，平均值为8.31，富集轻稀土元素，亏损重稀土元素。同时δEu值多介于0.8～1.2，Eu异常较弱或无明显Eu异常。稀土元素配分曲线为较平缓的右倾曲线(图6)。此外，在原始地幔标准化的微量元素蛛网图中。所有含矿斑岩均明显富集大离子亲石元素(LILE)Rb、K、U，轻度亏损Ba、Sr、P，明显亏损高场强元素(HFSE)Nb、Ta、Ti，与冈底斯成矿带含矿斑岩具有正Sr异常不同，在Y-Sr/Y判别图中(图12b)，多落入经典岛弧岩中，部分落入与埃达克岩过渡区域，但明显有别于冈底斯新生代含矿斑岩(Quetal., 2004)。

5.3 含矿斑岩岩浆源区

轻稀土和大离子亲石元素富集，重稀土及高场强元素亏损，说明其具有弧岩浆特征(图6)，通常认为与俯冲板片流体有关(杨志明，2008)。其较高的87Sr/86Sr比值，较低143Nd/144Nd比值和εNd(t)(-4～+4)，正的εHf(t)(多大于0)(图9)，可能代表了多龙矿集区含矿斑岩来源于富集LILE和LREE元素的俯冲板片流体(或熔体)交代的弧下地幔部分熔融(李金祥，2008)。多龙矿集区含矿斑岩的Eu异常不明显或呈弱的负异常，说明源区可能存在少量斜长石残留。Sr的含量变化较大，可能与斜长石结晶残留有关，也有可能是受斜长石蚀变的影响。K、Rb的富集和Ba的亏损可能与金云母的熔融有关(姜耀辉等, 2006; 吴伟中等, 2013)。Nb、Ta、Ti的亏损可能既可能是因为源区中有金红石、榍石、钛铁矿等矿物结晶残留，也有可能是因为亏损Nb、Ta、Ti的俯冲板片流体或熔体与地幔楔发生相互作用(王强等, 2003)，从而导致形成的玄武质岩浆中亏损Nb、Ti、Ta。含矿斑岩的高钾含量说明其属于高钾质岩石。研究表明，俯冲-造山环境的高钾质岩石，如玉龙、Batu Tara、Roman region等，均起源于与俯冲板片流体(或熔体)有关的富集地幔(图13)(Nelson, 1992)。而多龙矿集区含矿斑岩Sr-Nd同位素组成与玉龙、Batu Tara等地高钾质岩石一致，说明其可能是与俯冲板片流体(熔体)有关的富集地幔部分熔融的产物(Jiangetal., 2006)。同时，在Sr-Nd同位素源区判别图中，多龙含矿斑岩介于亏损地幔、古老下地壳与富集地幔形成的三角区域中，与安第斯成矿带典型的弧岩浆岩，以及青藏高原冈底斯成矿、玉龙铜矿带含矿斑岩均一致，略靠近于富集地幔EMⅡ(图8a)。另外，Pb-Pb同位素组成也揭示多龙矿集区含矿斑岩位于MORB与EMⅡ的演化线之间(图8b)，与安第斯成矿带弧岩浆岩相似，说明有板片流体或熔体对富集地幔发生了混合反应和物质交换，从而形成了高钾质熔体。

含矿斑岩锆石的Hf同位素组成中，εHf(t)值均大于0，说明其源区有幔源组分加入(图9)，这与Sr-Nd-Pb同位素揭示的结果不一致。这是因为在洋壳俯冲过程中，由洋壳和沉积物释放的流体，其HFSE(Zr、Hf、Na、Ta)元素的活动性比LILE元素(Rb、Sr、Ba等)和LREE(La、Ce、Sm、Nd)要小很多(姜耀辉等，2006)，导致Hf与Sr、Nd、Pb同位素组成发生解耦。另外，多龙矿集区外围青草山矿区等地同时代中酸性岩浆岩发现大量负的εHf(t)的锆石(图9)，说明地幔岩浆源区受到了古老壳源组分的混染。另外，铁格隆南矿床深部揭露明显的钼矿化(钼主要来源于地壳)，也证实存在壳源组分的混染。

图14 多龙矿集区含矿斑岩La-La/Sm图解(底图据吴伟中等, 2013)Fig.14 La vs. La/Sm plot from ore-bearing porphyry in Duolong ore concentrated area (base map after Wu et al., 2013)

俯冲板片流体(或熔体)交代岩石圈地幔发生部分熔融，是形成高钾质岩石的重要机制(Jiangetal., 2002, 2005)。因为当这类板片流体(或熔体)与地幔橄榄岩发生反应时会生成一种富钾的金云母辉石岩，从而部分熔融形成高钾质岩浆(Wyllie and Sekine, 1982)。在La-La/Sm图解中，多龙矿集区含矿斑岩与冈底斯成矿带斑岩矿床相似，其La/Sm比值整体随La的增加而明显增加，局部保持恒定(图14)，说明主要的岩浆演化形式是部分熔融，有弱的分离结晶作用。由于单纯的大洋板片熔融，其Mg#值较低(多<44)，钠含量较高(Na2O>4.3%)(Rapp and Watson, 1995)。多龙矿集区含矿斑岩Mg#值变化较大(3.1～61.5)，钾含量高(多大于3%)，这也说明板片流体或熔体需要与富集地幔发生(EMⅡ)相互作用，从而导致含矿斑岩的Mg#值和K2O含量增加(姜耀辉等，2006)。

此外，多龙矿集区钾含量较高，且随SiO2含量增加基本保持恒定(图7)，说明其源区存在富钾矿物(钾长石、金云母或富钾角闪岩)。含矿斑岩负Eu异常较弱或不明显，则说明源区钾长石含量较低或不存在钾长石残留。在角闪石平衡的熔体中，通常具有较低的Rb/Sr比值(小于0.06)和较高的Ba/Rb(大于20)比值，而在金云母平衡的熔体中，Rb/Sr较高(多大于0.1)，Ba/Rb比值较低(多小于20)(姜耀辉等，2006)。在实际Ba/Rb-Rb/Sr图解(图15)中，多龙矿集区含矿斑岩均呈现高Rb/Sr比值，低Ba/Rb比值的特征，说明其源区存在金云母而非富钾角闪石。

图15 多龙矿集区含矿斑岩Ba/Rb-Rb/Sr图解(底图据Jiang et al., 2006)Fig.15 Ba/Rb vs. Rb/Sr plot from ore-bearing porphyry in Duolong ore concentrated area (base map after Jiang et al., 2006)

综上所述，多龙矿集区的岩浆源区应该是与俯冲板片流体(或熔体)相关的富集岩石圈地幔，岩相可能为含金云母的榴辉岩相或角闪榴辉岩相。

5.4 含矿斑岩岩浆演化

加水、升温或减压是地幔楔发生部分熔融的主要因素(Richard, 2003)。对于俯冲-造山环境下，俯冲大洋板片脱水并交代地幔楔，是地幔楔最主要的熔融方式。但在脱水的过程中，是否也存在大洋板片的熔融(即大洋板片熔体)，也是近年来研究斑岩铜矿深部岩浆演化的热点(Jiangetal.,2006；Xuetal., 2016；Yangetal., 2016)。Xuetal.(2016)对金沙江-红河富碱性斑岩铜、金矿床研究表明，含矿斑岩呈现较高的Th/Nb比值，说明其岩浆源区不仅有板片流体的参与也有板片熔体的加入，并认为板片熔体的加入是决定成矿作用关键因素。然而，多龙矿集区中含矿斑岩的Th/Yb整体较低，但Ba/La比值变化较大(图16)，明显大于金沙江-红河成矿带的斑岩铜矿，与冈底斯成矿带斑岩铜矿类似(Yangetal., 2016)，说明其源区主要受俯冲大洋板片脱水流体影响，与板片熔体无关。另外，多龙矿集区含矿斑岩中相对亏损Nb、Ta、Ti，这主要因为俯冲板片释放的流体交代导致的。含矿斑岩中Nb/U值介于2.35～22.7，平均值为7.55，远小于MORB(亏损地幔)(约47，Hofmannetal., 1986)，明显高于俯冲板片释放的流体(约0.22)，与全球平均俯冲沉积物相近(约5，Plank and Langmuir, 1998)。在87Sr/86Sr-Nb/U图解中(图17)，多龙矿集区含矿斑岩明显远离全球平均俯冲沉积物，靠近板片释放流体与亏损岩石圈地幔的混合线。说明板片释放的流体对地幔交代作用是导致其Nb/U比值降低的主要原因，所以含矿斑岩源区中主要受俯冲板片释放的流体影响较大，而受俯冲沉积物影响较小(Jiangetal., 2006)。

图16 多龙矿集区含矿斑岩Th/Yb-Ba/La判别图(底图据Xu et al., 2016)Fig.16 Th/Yb vs. Ba/La plot from ore-bearing porphyry in Duolong ore concentrated area (base map after Xu et al., 2016)

图17 多龙矿集区含矿斑岩87Sr/86Sr-Nb/U判别图(底图据Jiang et al., 2006)Fig.17 87Sr/86Sr vs. Nb/U plot from ore-bearing porphyry in Duolong ore concentrated area (base map after Jiang et al., 2006)

由于F、Cl和水等挥发分是铜金等成矿元素的重要矿化剂(Müllreretal.,1994; 毛景文等, 2014)，所以，当这类俯冲流体加入地幔楔时，能有效促使地幔楔(含水金云母等)发生部分熔融，俯冲流体将水、硫、卤素、金属以及大离子亲石元素输送到地幔楔，促使岩浆挥发份和氧逸度的增加(Jiangetal., 2006; 毛景文等, 2014)，从而使地幔中的亲铜元素(Cu、Au)释放出来进入熔体，形成富Cu、Au初始岩浆(Mungall, 2002; 姜耀辉等, 2006)。

5.5 成矿动力学机制探究

羌塘地体南缘大面积中生代中酸性岩浆岩的发现，说明班公湖-怒江洋(简称“班-怒洋”)在中生代存在明显的北向俯冲(Lietal., 2013, 2016a; Fanetal., 2015a, b; Zhuetal., 2016)。然而，多龙矿集区早白垩世成矿动力学机制观点很多，一直争议不断。

图18 多龙矿集区及外围岩浆活动情况(底图据Li et al., 2016a)Fig.18 Magmatism in Duolong ore concentrated area and periphery (base map after Li et al., 2016a)

图19 多龙矿集区及外围早白垩世成矿动力学机制模型(据Richards, 2003)Fig.19 Dynamic model in early Cretaceous of Duolong ore concentrated area and its periphery area (after Richards, 2003)

就多龙矿集区早白垩世岩浆活动情况而言，地幔柱及热点环境和碰撞后伸展环境的观点均无法解释岩浆岩所普遍具有的岩石组合特征和弧岩浆属性。

对于传统陆缘弧的观点，主要基于多龙矿集区含矿斑岩有明显弧岩浆特征，同时Sr-Nd-Pb同位素组成揭示岩浆源区源于俯冲大洋板片脱水流体交代上覆地幔楔，发生部分熔融，从而认为多龙矿集区在170～110Ma，成矿动力背景为传统陆缘弧(洋陆俯冲)环境(Richard，2003，2009)。但从区域岩浆活动情况来看，多龙矿集区北部利群山地区及材玛、日土地区的大规模岩浆活动集中为晚侏罗世(150～160Ma)，而多龙矿集区及外围则主要发生于早白垩世(110～130Ma)，二者之间存在约20～30Ma岩浆间歇期。另外，从利群山到多龙矿集区，岩浆活动的时限有逐渐变新的趋势(图18)。就正常的洋陆俯冲而言，很难解释这个岩浆间隙期和岩浆活动时限变新的现象。

对于洋脊俯冲的观点，主要依据是矿集区内基性岩墙的锆石测年结果(126.2～126.6Ma)及岩石地球化学特征，认为这类岩墙富Nb，并通过构造判别说明其形成于伸展背景下洋壳部分熔融产生的埃达克质熔体，再交代地幔楔发生部分熔融形成，强调俯冲的洋脊为伸展背景下软流圈上涌提供了通道和窗口。据此认为在128～116Ma多龙矿集区发生了洋脊俯冲(Xuetal., 2017)。但洋脊俯冲通常意味着有大规模幔源物质直接上涌，这些大规模幔源物质不仅会形成大量的基性岩浆，同时由于幔源高热的传递也会形成典型的高温变质岩，形成低压高温变质带，并形成酸性岩墙(A型花岗岩类)和高镁安山岩等特征(沈晓明等, 2010)。但多龙矿集区基性岩墙侵位的色哇组地层中，并未见任何高温变质岩，也无酸性岩性和高镁安山岩。所以，洋脊俯冲尚缺乏充足的证据。

基于Zhuetal.(2016)对班公湖-怒江成矿带白垩世演化过程进行系统总结，结合多龙矿集区及外围的实际情况，班-怒洋北侧的演化历史可分解为三个阶段：(1)中-晚侏罗世(～160Ma)班-怒洋正常北向俯冲阶段：利群山、日土等地区晚侏罗世(150～160Ma)的岩浆活动(Lietal., 2016a)以及SSZ蛇绿岩(167Ma)的出现是早期正常俯冲作用的证据(史仁灯，2007)；(2)早白垩世早期(150～130Ma)班-怒洋“弧-弧软碰撞”闭合阶段：即班-怒洋南北两侧通过陆缘弧的形式发生闭合，闭合过程中会形成一系列复杂的沉积作用或变形作用，多龙矿集区岩性混杂的增生楔以及狮泉河地区复杂的构造变形是该阶段作用的产物(Kappetal., 2003)；另外，“弧-弧”闭合代表正常俯冲作用的停止，这就导致该阶段岩浆活动会减弱，从而出现岩浆活动间歇期(Zhuetal., 2016)；(3)早白垩世晚期(130～110Ma)板片折返阶段(图19)：由于班-怒洋南侧冷的高密度大洋板片发生裂解和断离，导致北侧大洋板片因重力原因发生快速下降和折返；大洋板片的折返将进一步促使俯冲板片持续脱水，加速热的软流圈持续上涌；板片流体交代上覆岩石圈地幔发生部分熔融，形成玄武质基性岩浆。当热的基性岩浆底侵到下地壳底部时，则发生MASH作用，即同化混染(A)、底侵存储(S)、部分熔融(M)和混合均一(H)，从而形成安山质中酸性岩浆(图19b)。中酸性岩浆继续上侵，并最终定位于中-上地壳形成浅部岩浆房。岩浆房受冷逐步固结收缩，并分异出溶大量挥发分及成矿流体。这些流体进一步向上运移，并最终在岩枝或岩脉顶部形成斑岩型及浅成低温热液型蚀变与矿化(图19a)，从而形成多龙矿集区铜金矿化(Lietal., 2013, 2016a; Dingetal., 2017; Linetal., 2017a, b)。同时，部分铁镁质基性岩浆在MASH带受地壳混染程度较弱，可直接穿透下地壳，侵位于浅地表形成基性岩墙(如富Nb基性岩墙)(Xuetal., 2017)。在成矿作用晚期，当深部岩浆房再次活化，岩浆热液沿火山通道(可能为断裂交汇处)直接喷出地表，则形成成矿后火山岩。

此外，当俯冲板片由正常俯冲到停滞再到由北向南折返，其深部岩浆活动的相对位置也从北向南移动，浅部岩浆岩的结晶时代由北向南逐渐变新(图18)。另外，折返过程中软流圈的大规模上涌促使深部大量幔源物质的加入，并导致岩体中锆石εHf(t)值增加(图9)。

所以，俯冲板片的折返可能是多龙矿集区早白垩世铜金成矿作用的深部岩浆形成和侵位的主要动力学机制。