2019, Vol. 35
2. 西藏自治区地质调查院, 拉萨 850000;
3. 成都理工大学地球科学学院, 成都 610059;
4. 西藏自治区地质矿产勘查开发局第二地质大队, 拉萨 850003;
5. 四川省地质矿产勘查开发局化探队, 德阳 618000
2. Tibet Institution of Geological Survey, Lhasa 850000, China;
3. College of Earth Sciences, Chengdu University of Technology, Chengdu 610059, China;
4. No.2 Geological Team of Tibet Bureau of Geology and Mineral Exploration and Development, Lhasa 850003, China;
5. Geochemistry Exploration Brigade of Sichuan Bureau of Exploration and Development of Geology and Minerals Resources, Deyang 618000, China
近年来，班公湖-怒江成矿带(后简称班-怒带)的多龙矿集区已经成为我国重要的铜多金属资源储备基地，该成矿带内一大批重要的矿产相继被发现和评价，已经确立了班-怒带北缘的多龙铜金矿集区以及南缘的尕尔穷-嘎拉勒铜金矿集区(唐菊兴等, 2017)。目前积累了大量的成矿年代学资料，其中北缘多龙矿集区的成矿时代集中在123~116Ma，包括多不杂(~120.9Ma, 佘宏全等, 2009)、铁格隆南(~118.5Ma, 方向等, 2015; Song et al., 2018)、波龙(121~118Ma, 祝向平等, 2013)、拿若(~121.6Ma, Lin et al., 2019)等铜金矿(图 1)；而南缘尕尔穷-嘎拉勒矿集区的成矿时代集中在89~86Ma，包括尕尔穷(~87Ma, 姚晓峰等, 2013)、嘎拉勒(~88Ma, 张志等, 2017)等铜金矿(图 1)。但在最新的勘查工作中，发现并证实了班-怒带首例斑岩型钼矿(荣嘎矿床)，初步的勘查工作已探明钼金属总量达11940.44吨，矿床平均品位为0.091%。郑有业等(2017)首次报道了荣嘎矿床辉钼矿Re-Os年龄为~99Ma，该成矿年龄明显晚于北缘多龙铜金矿集区的成矿时代，与南缘尕尔穷-嘎拉勒铜金矿集区的成岩成矿时代基本一致。因此，荣嘎矿床的矿化类型及其成矿时代在班-怒带上具有特殊性，相对于带内其它以铜金成矿元素为主的矿床，以荣嘎钼矿为代表的晚白垩世早期钼成矿作用的研究几乎空白，仅在成矿时代上进行过报道，但对含矿二长花岗斑岩的起源、演化、形成时代，成矿物质来源以及成岩成矿作用等方面的研究尚不清楚，成矿动力学背景仍不明确。本文在对荣嘎矿床进行矿床地质特征研究的基础上，开展了含矿二长花岗斑岩的岩石地球化学、Sr-Nd-Pb-Hf同位素以及成岩成矿年代学的系统研究，深入探讨成岩成矿的地球动力学过程及富Mo机制，进一步确立班-怒带晚白垩世钼成矿期，从而完善区域成矿系列，对总结班-怒带成矿规律及构造演化的研究具有重要的指示意义。
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图 1 西藏班公湖-怒江成矿带主要矿床分布图(据Wang et al, 2018; Zhu et al, 2016; Geng et al, 2016修改) Fig. 1 The distribution of main deposits in Bangong-Nujiang metallogenic belt (modified after Wang et al, 2018; Zhu et al, 2016; Geng et al, 2016) |
荣嘎矿床大地构造位置处于西藏班-怒带西段南缘的拉萨地块北部(图 1)，区内岩浆-构造活动强烈，成矿条件优越。区域地层从石炭-二叠系到古近系均有出露，最新1:50000的区域地质调查工作对该区地层进行了重新划分，主要包括拉贡塘组(J2-3l)，多尼组(K1d)、郎山组(K1l)、及竟柱山组(K2j)(图 2)。区域构造以大型断裂带形式产出，多呈北西西至近东西向展布，由北向南分别为纳屋错断裂带、盐湖断裂带、吓拉错断裂带、聂耳错断裂带以及邦巴断裂带(图 2)。荣嘎钼矿就夹持于北部的盐湖断裂带以及南部的吓拉错断裂带之间(图 2)，两条断裂带控制了区内的陆缘火山-岩浆岩及岩浆热液矿床的产出。区域岩浆岩发育，受断裂带控制，主要为早白垩世-晚白垩世的火山岩及中酸性侵入岩等，主要包括昂龙岗日、阿翁错、怕阿、革吉、盐湖和邦巴等大型复式岩体(图 2)。
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图 2 区域岩浆岩分布图(据四川省地质调查院, 2003①修改) 1-蛇绿岩；2-火山角砾岩；3-安山玄武岩；4-英安岩；5-流纹岩；6-粗面岩；7-早白垩世闪长岩；8-早白垩世石英闪长岩；9-早白垩世花岗闪长岩；10-晚白垩世花岗岩；11-晚白垩世黑云母花岗岩；12-晚白垩世二长花岗岩；13-晚白垩世碱长花岗岩；14-古近纪花岗斑岩；15-古近纪白岗岩；16-中新统雄巴组；17-始-渐新统邦巴组；18-中上侏罗统拉贡塘组；19-早白垩统多尼组；20-早白垩统捷嘎组.F1-纳屋错断裂带；F2-盐湖断裂带；F3-吓拉错断裂带；F4-聂耳错断裂带；F5-邦巴断裂带 Fig. 2 Geological map showing the distribution of magmatic rock in Rongga area |
① 四川省地质调查院. 2003. 1:250000革吉县幅区域地质调查报告
2 矿床地质特征矿区出露地层较为简单，主要为中上侏罗统拉贡塘组及第四系。其中拉贡塘组为一套海相碎屑岩，以长石石英砂岩、岩屑长石砂岩、深灰色页岩和粉砂质页岩为主。矿区岩浆岩较为发育，以侵入岩为主，多呈岩株、岩脉状产出，岩性包括二长花岗斑岩、花岗斑岩、花岗岩、闪长岩及闪长玢岩等(图 3)。
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图 3 荣嘎钼矿区地质简图(据西藏地勘局第二地质大队, 2015①修改) Fig. 3 Geological map of Rongga molybdenum deposit |
① 西藏地勘局第二地质大队. 2015.西藏阿里革吉县荣嘎铜钼多金属矿预查报告
矿区目前共圈定出8条原生钼矿体，明显受二长花岗斑岩、花岗斑岩及二长花岗岩的控制，矿体产出标高在5046m至5413m左右，沿倾向延伸长约320m，沿走向延伸约160m，倾向北西，倾角较缓，单个矿体最大厚度达170.09m，矿体厚度由南向北逐渐变大(图 4)，矿石平均品位也逐渐变高。矿石中金属矿物主要为辉钼矿和黄铁矿，少数黄铜矿、磁铁矿等，脉石矿物为石英、方解石、绿泥石、绢云母等。矿石构造主要为脉状构造(图 5a, b, d, f)、浸染状构造(图 5c)，少数呈团块状构造(图 5e)。脉状构造可分为四种，1)纯硫化物脉，多为辉钼矿脉，较少见，脉宽1~2mm；2)石英-黄铁矿脉，较少见，脉宽2~5mm(图 5f)；3)石英-辉钼矿脉或钾长石-石英-辉钼矿脉，较多见，脉宽2~5mm(图 5a, b)；4)石英-多金属硫化物脉，较多见，脉宽2~15mm, 硫化物包括辉钼矿、黄铁矿以及黄铜矿(图 5d)。
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图 4 荣嘎矿区0号勘探线剖面图(据郑有业等, 2017) Fig. 4 Geological cross section for No.0 exploration line of the Rongga deposit (after Zheng et al., 2017) |
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图 5 荣嘎矿区岩心照片 Fig. 5 Photographs of rock cores from Rongga deposit |
矿体围岩发育较为典型的斑岩型矿床的蚀变分带，面型蚀变明显，由深部向浅部，由内向外依次发育钾化、硅化→绢英岩化→青磐岩化，泥化的分布范围较小，不能成带状产出，各蚀变带之间为渐变关系，有时相互叠加，总体上蚀变以硅化、绢英岩化为主，发育在岩体及围岩地层中。矿化也具有一定的分带性，辉钼矿化主要与硅化、钾化关系密切，黄铁矿化多发育在绢英岩化带和青磐岩化带内。总体上，荣嘎矿床矿体围岩及矿化均具有面型蚀变特征，矿体受斑岩体控制明显，总体表现为斑岩型矿床特征。
3 样品特征本次研究用于进行岩石地球化学、全岩Sr-Nd-Pb同位素分析及锆石SHRIMP U-Pb测年、Hf同位分析的二长花岗斑岩样品以及进行Re-Os同位素定年的辉钼矿样品均取自荣嘎矿区钻孔中(ZK001、ZK002、ZK003、ZK101)。二长花岗斑岩是荣嘎矿床的主要含矿岩体，呈浅灰白色-浅肉红色，似斑状结构，块状构造。斑晶由斜长石(5%~10%)，石英(5%~10%)及钾长石(2%~5%)组成，粒径一般0.7~4.5mm(图 6)，杂乱分布，部分聚斑状产出。钾长石主要为条纹长石，半自形板状，部分发育高岭土化；斜长石主要呈半自形板状，不同程度高岭土化、绢云母化、白云母化(图 6b)，少数隐约可见聚片双晶、环带构造。石英呈他形粒状结构，熔蚀结构较发育，多熔蚀成浑圆状，少棱角状。基质由长石(~55%)、石英(~30%)等矿物组成，粒径一般达0.03~0.2mm。其中，长石包括斜长石、钾长石，半自形板状，轻高岭土化，斜长石还发育绢云母化；石英呈他形粒状，表面干净，粒内波状消光。
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图 6 荣嘎含矿二长花岗斑岩显微照片 Qtz-石英；Kfs-钾长石；Pl-斜长石；Mu-白云母 Fig. 6 Microphotographs of the Rongga monzonitic granite porphyry Qtz-quartz; Kfs-potash feldspar; Pl-plagioclase; Mu-muscovite |
辉钼矿样品多呈细小鳞片状、片状及不规则粒状产出，粒度较小，一般为0.067~0.123mm，少有薄板条状，块状构造。辉钼矿集合体呈聚晶团块状产出，块径0.5~3.5cm，或呈细脉状穿插在岩体中，含量0.03%~0.1%(图 5a, b)。
4 分析方法 4.1 锆石SHRIMP U-Pb年代学用于测年的样品在河北省地质测绘院实验室进行选样，锆石U-Pb年龄分析在北京离子探针中心SHRIMP-Ⅱ上完成，相关样品靶的制备和实验流程参见宋彪等(2002)。激光束斑大小为20~30μm。测试中应用RSES参考锆石TEM(417Ma)进行元素分馏校正，具体情况见Black et al. (2003)。每分析一次标准TEM，然后分析3个待测锆石点，每个测点记录采用5次扫描。数据处理采用Isoplot软件(Ludwig, 2003)，普通Pb由实测204Pb校正；所有测点的误差均为1σ，所采用的206Pb/238U加权平均年龄具95%的置信度。
4.2 辉钼矿Re-Os同位素年代学辉钼矿Re-Os同位素的测试分析在国家地质实验中心完成，使用仪器为美国TJA公司生产的电感耦合等离子体质谱仪TJA X-series ICP-MS。Re、Os含量的不确定度主要有称量误差、标定误差、分馏校正误差、同位素比值测量误差(杜安道等, 1994)。样品的处理、分析方法及流程参照相关文献(Shirey and Walker, 1995)。
4.3 锆石Hf同位素锆石原位微区Hf同位素测试在中国地质调查局西安地质调查中心自然资源部岩浆作用成矿与找矿重点实验室利用Neptune型多接收等离子体质谱仪和Geolas Pro型激光剥蚀系统联用的方法完成的，详细测试流程可参照侯可军等(2007)。测试束斑直径为32μm，激光剥蚀的样品气溶胶由氦气作为载气输送到质谱仪中进行测试，为了调节和提高仪器灵敏度，气路中间引入了氩气和少量氮气。所有测试位置与U-Pb定年点位相同或靠近。每分析10个样品测点分析一次锆石标准GJ-1作为监控，本次实验GJ-1的测试精准度为0.282030±40(2δ)。Hf模式年龄的计算公式及计算过程中各种参数的选择见相关文献(Blichert-Toft and Albarède, 1997; Griffin et al., 2000)。
4.4 岩石地球化学岩石地球化学样品由河北省地质测绘院实验室粉碎成200目粉末，主量及微量元素的分析由核工业北京地质研究院分析测试研究中心测试完成，主量元素测试使用X射线荧光光谱仪(飞利浦PW2404)，其中Al2O3、SiO2、MgO、Na2O检测限为0.015%，CaO、K2O、TiO2检测限为0.01%，Fe2O3T、MnO、P2O5检测限为0.005%；FeO用容量法完成(检测限为0.1%)。微量元素及稀土元素使用电感耦合等离子体质谱Finingan MAT HR-ICP-MS(Element Ⅰ型)完成，所测数据根据监控标样GSR-6显示误差小于5%，部分挥发性元素及极低含量元素的分析误差小于10%。
4.5 Sr-Nd-Pb同位素分析全岩Sr-Nd-Pb同位素分析在核工业北京地质研究院分析测试研究中心测试完成，同位素分析均采用ISOPROBE-T热电离质谱计，其中铷锶条件为单带，M+，质量分馏用86Sr/88Sr=0.1194校正，标准测量结果：NBS987为0.710250±7，实验室流程本底：Rb 2×10-10g，Sr 2×10-10g；Sm、Nd条件为三带，M+，质量分馏用146Nd/144Nd=0.7219校正，标准测量结果：JMC为143Nd/144Nd=0.512109±3。全流程本底Sm、Nd小于50pg。铅同位素测定用磷酸硅胶将样品点在铼带上，用静态接受方式测量铅同位素比值。NBS 981未校正结果：208Pb/206Pb=2.164940±15，207Pb/206Pb=0.914338±7，204Pb/206Pb=0.0591107±2，全流程本底Pb < 100pg。
5 测试结果 5.1 锆石SHRIMP U-Pb年代学荣嘎含矿二长花岗斑岩样品中锆石阴极发光图像(图 7)，显示锆石多呈长柱状，长宽比约为2:1，晶体自形程度较好，发育明显且狭窄的震荡环带，显示出岩浆锆石特征(图 7)。年龄分析结果(表 1)显示，锆石中Th、U含量变化较大，Th含量介于125×10-6~1580×10-6之间，U含量介于177×10-6~1620×10-6之间，Th/U比值为0.62~1.86，均大于0.4，为岩浆成因锆石(Belousova et al., 2002; Hoskin and Schaltegger, 2003)。通过锆石阴极发光、透射光和反射光的研究，选择了17个测点进行了SHRIMP U-Pb分析，分析点较为集中，大多数落在谐和线及其附近，获得206Pb/238U加权平均年龄为99.8±1.9Ma (MSWD＝2.0) (图 7)，该年龄代表了二长花岗斑岩的侵位时代，属晚白垩世早期。
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图 7 荣嘎含矿二长花岗斑岩的锆石U-Pb年龄谐和图及阴极发光图像 实线圈为锆石SHRIMP U-Pb年龄，虚线圈为锆石εHf(t)值 Fig. 7 Zircons U-Pb concordia diagram and CL images of zircons form monzonitic granite porphyry in the Rongga deposit The solid line is zircon SHRIMP U-Pb age and the dotted line is zircon εHf(t) |
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表 1 荣嘎含矿二长花岗斑岩的锆石SHRIMP U-Pb年龄 Table 1 SHRIMP U-Pb ages of zircons from the ore-bearing monzonitic granite porphyry in Rongga deposit |
辉钼矿Re-Os年代学测试结果列于表 2，7件辉钼矿样品测试的模式年龄为98.0±1.6Ma~101.8±1.7Ma，加权平均年龄为99.7±1.1Ma(MSWD=2.5)，用ISOPLOT软件(Ludwig, 2003)将7件辉钼矿的187Re-187Os值拟合成一条良好的等时线(图 8)，表现为同期成矿作用的产物，说明测试结果的可靠性。该年龄略小于含矿二长花岗斑岩的形成时代，也符合斑岩型矿床矿石矿物结晶沉淀时间略晚于斑岩形成时间的事实，所以该年龄可代表荣嘎钼矿的成矿时代。
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表 2 荣嘎矿床辉钼矿Re-Os同位素数据 Table 2 Re-Os isotopic data of molybdenite from Rongga deposit |
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图 8 荣嘎钼矿辉钼矿Re-Os等时线(a)及加权平均年龄(b) Fig. 8 Re-Os isochron plot (a) and weighted mean age (b) for molybdenite samples from deposit |
对已进行U-Pb年龄分析的含矿二长花岗斑岩锆石样品进行原位Hf同位素测试，结果列于表 3，176Hf/177Hf值变化范围为0.282472~0.283219，锆石Hf同位素的初始值εHf(t)为绝对值较大的正值(+12.4~+17.9)，对应的二阶段模式年龄tDM2为31~314Ma。
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表 3 荣嘎含矿二长花岗斑岩样品锆石的Lu-Hf同位素数据 Table 3 Zircon Lu-Hf isotopic data for ore-bearing monzonitic granite porphyry in Rongga deposit |
荣嘎二长花岗斑岩样品的地球化学分析结果列于表 4，样品SiO2的含量较高，集中在72.83%~75.49%之间，平均值74.35%；K2O含量为4.68%~5.68%，平均值5.21%，Na2O含量为2.86%~3.87%，K2O/Na2O比值在1.21~1.99之间；全碱含量(Na2O+K2O)较高，介于8.12%~8.55%，平均值8.37%；岩体的分异指数为90.14~92.94，与西藏察隅高分异Ⅰ型花岗岩(82~92)相似(朱弟成等, 2009)。在SiO2-K2O图解上(图 9a)，样品点均落入高钾钙碱性岩石系列区域。Al2O3的含量较高，介于12.80%~14.35%之间，平均值13.33%；铝饱和指数A/CNK均大于1(1.08~1.13)；在A/CNK-A/NK图解(图 9b)上，样品点大多落入了弱过铝质岩石系列区域；CaO含量为0.45%~1.03%，平均值0.73%；MgO含量为0.06%~0.08%，平均值0.41，Mg#值为22.9~36.1，平均值为25.6。总体上，主量元素的地球化学特征表明荣嘎二长花岗斑岩为富硅、富碱、弱过铝质的高钾钙碱性岩石系列。
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表 4 荣嘎含矿二长花岗斑岩主量元素含量(wt%)和微量元素含量(×10-6) Table 4 Major element contents (wt%) and trace elements contents (×10-6) of ore-bearing monzonitic granite porphyry in Rongga deposit |
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图 9 荣嘎二长花岗斑岩SiO2-K2O(图a, 据Peccerillo and Taylor, 1976)和A/CNK-A/NK(图b, 据Maniar et al., 1989) Fig. 9 Plot of SiO2 vs. K2O (a, after Peccerillo and Taylor, 1976) and A/CNK vs. A/NK (b, after Maniar et al., 1989) of monzonitic granite porphyry from the Rongga deposit |
荣嘎二长花岗斑岩样品稀土元素总量为91.29×10-6~189.4×10-6，轻重稀土总量比为10.3~16.4，轻重稀土分异作用较为明显，(La/Yb)N值介于9.57~18.8之间，具中等程度的负Eu异常(δEu=0.53~0.63)，稀土元素配分曲线呈轻稀土较陡，重稀土较为平坦的右倾型(图 10a)。原始地幔标准化微量元素蛛网图(图 10b)显示荣嘎二长花岗斑岩样品明显富集Rb、K、Th、U等元素，中等亏损Nb、Ta，强烈亏损Ba、Sr、P、Ti等元素。二长花岗斑岩样品的Rb/Sr=1.12~1.58，平均值为1.34，Nb/Ta=8.03~12.2，平均值为9.23，Th/Nb=0.81~0.97，平均值0.89。
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图 10 荣嘎二长花岗斑岩球粒陨石标准化稀土元素配分图(a, 标准化值据Boynton, 1984)和原始地幔标准化微量元素蛛网图(b, 标准化值据Sun and McDonough, 1989) Fig. 10 Chondrite-normalized REE patterns (a, normalization values after Boynton, 1984) and primitive mantle-normalized trace element multi-variation diagrams (b, normalization values after Sun and McDonough, 1989) for monzonitic granite porphyry from the Rongga deposit |
本次研究对荣嘎二长花岗斑岩进行了全岩Sr-Nd-Pb同位素分析，测试结果列于表 5，样品的87Sr/86Sr值变化范围较小，介于0.7100~0.7108之间，计算的初始值(87Sr/86Sr)i值为0.7042~0.7055；143Nd/144Nd值为0.0786~0.1044，计算的初始值(143Nd/144Nd)i值为0.5125~0.5125；εNd(t)值介于0.03~0.68之间，平均值0.26，Nd同位素亏损地幔的模式年龄tDM2在842~896Ma之间。
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表 5 荣嘎含矿二长花岗斑岩Sr-Nd-Pb同位素分析结果 Table 5 Analytic results of Sr-Nd-Pb isotopic compositions of ore-bearing monzonitic granite porphyry in Rongga deposit |
荣嘎二长花岗斑岩样品A/CNK值大多小于1.1，具有较高的SiO2含量(72.83%~75.49%)和全碱(Na2O+K2O)含量(8.12%~8.55%)，在(Zr+Nb+Ce+Y)-(Na2O+K2O)/CaO(图 11a)以及(Zr+Nb+Ce+Y)-FeOT/MgO图解中(图 11b)，二长花岗斑岩样品大多落入高分异花岗岩区域，具有较高的分异指数(90.14~92.94)。10000Ga/Al值较低(1.86~2.04)，未出现碱性的暗色矿物，不具备A型花岗岩的地球化学特征。实际矿物中未出现角闪石，P2O5的含量很低(小于0.10)，且随着SiO2含量的增加而随之降低(图 11c)，结合主量元素的地球化学特征，我们将荣嘎二长花岗斑岩厘定为高分异弱过铝质高钾钙碱性的Ⅰ型花岗岩。
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图 11 荣嘎二长花岗斑岩(Zr+Nb+Ce+Y)-(Na2O+K2O)/CaO(a)和(Zr+Nb+Ce+Y)-FeOT/MgO (b)图解(据Whalen et al., 1987)及SiO2-P2O5图解(c) Fig. 11 (Zr+Nb+Ce+Y) vs. (Na2O+K2O)/CaO (a), (Zr+Nb+Ce+Y) vs. FeOT/MgO (b) (after Whalen et al., 1987) and SiO2-P2O5 (c) diagrams for Rongga monzonitic granite porphyry |
目前关于斑岩型钼矿成矿物质来源，包括成矿岩石及金属物质的来源，主要有三种认识：1)俯冲板片，与矿化有关的斑岩为分异较弱的钙碱性岩浆岩(英云闪长岩、花岗闪长岩、二长花岗岩类)(Rowe, 2005)；2)富集的岩石圈地幔，与矿化有关的岩浆岩为强烈分异的流纹岩和碱性花岗岩(Rowe, 2005)；3)陆壳物质，与矿化有关的火成岩为高钾钙碱性-钾玄岩系列的岩石。荣嘎二长花岗斑岩属高分异的花岗岩，具相对高的SiO2含量(大于70%)，表明含矿岩浆不可能是由俯冲板片直接熔融形成的。而富碱花岗岩-流纹岩型钼矿通常具有高的F含量，相对高的Mo品位(0.30%~0.45%)，出现萤石等特征矿物，且同位素以绝对值较大的负值为特征。本文研究的荣嘎钼矿平均品位较低(0.091%)，未见萤石矿物，含矿二长花岗斑岩的εNd(t)值较高(0.03~0.68)，锆石εHf(t)值为较大的正值(+12.4~+17.9)，因此，富集地幔不太可能是成矿岩石和金属的主要来源。
荣嘎二长花岗斑岩主量元素的地球化学特征显示富硅、富碱、弱过铝质的高钾钙碱性岩石系列，与陆壳岩石特征相似。微量元素上，二长花岗斑岩样品明显富集大离子亲石元素，亏损高场强元素，多种微量原始比值的平均值(La/Nb=1.58, Th/Nb=0.89, Th/La=0.61, Rb/Sr=1.34)，不同于原始地幔的平均值(La/Nb=0.94, Th/Nb=0.177, Th/La=0.125, Rb/Sr=0.034)，但是相对接近大陆地壳的平均值(La/Nb=2.2, Th/Nb=0.44, Th/La=0.204, Rb/Sr=0.35; Saunders et al., 1988; Weaver, 1991)，暗示了含矿岩浆壳源的岩浆源区。Re-Os同位素也可以示踪成矿物质来源以及指示成矿过程中不同来源物质混入的程度。Re与Mo具有相似的地球化学性质，Re在辉钼矿中呈类质同象的形式代替Mo，通常与地幔成矿物质有关的辉钼矿具有较高的Re含量，而与地壳成矿物质有关的辉钼矿Re含量较低。通过对比西藏班-怒带、冈底斯带的Cu(Au)、Cu(Mo)、Mo(Cu)矿床，结果表明荣嘎矿床辉钼矿的Re含量要明显低于班-怒带，冈底斯带Cu(Au)、Cu(Mo)矿床的含量，但与沙让、邦铺等斑岩型钼矿相近(图 12)，暗示具有相似的金属源区，富Mo物质可能主要为地壳物质的参与。
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图 12 班公湖-怒江成矿带、冈底斯成矿带Cu-Mo-Au矿床辉钼矿Re含量对比 引用数据来源：侯增谦等, 2003; 孟祥金等, 2003; 王亮亮等, 2006; 郑有业等, 2007; 佘宏全等, 2009; 赵元艺等, 2009; 王保弟等, 2010; 祝向平等, 2011; 黄勇等, 2013; Zhao et al., 2014; Lang et al., 2014; Zheng et al., 2014; Lin et al., 2017; Sun et al., 2017 Fig. 12 Molybdenite Re contents of Cu-Mo-Au deposits in the Bangong-Nujiang metallogenic belt and Gangdese metallogenic belt |
尽管地壳物质可能是成矿岩石以及金属物质的主要来源，但Mo是一种稀有元素，在正常陆壳中的丰度仅为0.8×10-6(Rudnick and Gao, 2003)，而荣嘎钼矿Mo的平均品位为0.091%，需要富集1100多倍成矿，表明成矿作用需要经历预富集的过程或者源区有富Mo物质的参与(胡永斌等, 2015)。目前对于富Mo斑岩型矿床含矿岩浆的形成机制主要有两种认识：1)含矿岩浆经历了更充分的结晶分异作用，因为Mo是不相容元素，在结晶分异的过程中，Mo会在残余熔体中不断富集(Candela and Holland, 1986; Robb, 2005)。2)含矿岩浆加入了古老地壳物质或者直接起源于古老地壳(Hou et al., 2012)。
岩石地球化学特征的研究已经表明二长花岗斑岩属于高分异的岩石系列，表明岩浆的结晶分异作用应该是荣嘎矿床富Mo的原因之一。但岩浆正常的分离结晶作用仅可富集Mo元素5~20倍(Mustard et al., 2006)，不足以形成荣嘎钼矿，因此含矿岩浆一定存在着某种富Mo物质的参与。荣嘎二长花岗斑岩样品以高εHf(t)值为特征，对应了年轻的地壳模式年龄，可将其解释为源区直接来自于亏损地幔，或者是亏损地幔源区来源的新生地壳(Salters and Hart, 1991; Corfu and Stott, 1993; Kinny and Maas, 2003)。然而这样单一的幔源源区性质并不具备形成钼矿的条件，同时样品较为宽泛的εHf(t)值(+12.4~+17.9，变化范围达5.5个ε单位)暗示了不均一的源区体系，可能为更具放射成因Hf的幔源和较少放射成因的Hf的壳源两种端元的混合作用(朱弟成等, 2009)。而且二长花岗斑岩样品的(87Sr/86Sr)i值为0.7042~0.7055，εNd(t)值为0.03~0.68，相比之下，全岩Nd同位素体系与全岩所含锆石的Hf同位素体系发生了明显的解耦，产生这种现象的原因，一方面可能是由于深部岩浆源区存在大量石榴石，因为Lu主要进入石榴石中，而Hf主要进入熔体相或其他矿物相中，从而导致176Hf/177Hf相对于143Nd/144Nd偏高(吴福元等, 2007)；更为主要的原因可能是因为大量地壳物质的加入改变了全岩Nd同位素体系，因为Sr和Nd等亲石元素的同位素体系在识别地壳物质贡献方面更敏感，与成矿有关的熔体会选择性地结合地壳中的不稳定组分(Peng et al., 2016)，而且锆石具有较高的封闭温度，使Hf同位素体系受后期地壳物质影响较小，更多地反应出初始岩浆源区的性质。因此深部源区可能尚未发生壳源熔体的混合。
在大地构造位置上，西藏地区钼矿均产出在中拉萨地块的南北缘，沙让矿床位于北拉萨地块与中拉萨地块的交界处，邦铺矿床位于南拉萨地块与中拉萨地块的交界处，前人研究表明南、北拉萨地块均以新生下地壳为主，中拉萨地块则广泛存在着古元古代-古生代的结晶基底(Zhu et al., 2012)，越靠近中拉萨地块，其地壳厚度越大，可能意味着拉萨地块古老结晶基底对钼矿床产出的控制作用。因此假定中拉萨地块早侏罗世强过铝质花岗岩作为古老结晶基底的壳源熔体，盐湖玄武岩代表荣嘎二长花岗斑岩中的幔源组分，根据Sr-Nd同位素体系，假定两者以不同比例混合。模拟结果(图 13)显示，荣嘎含矿二长花岗斑岩原始岩浆中混入古老基底熔体的比例不足10%，因此古老地壳物质可能并不是源区主要的富Mo来源。
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图 13 荣嘎二长花岗斑岩(87Sr/86Sr)i-εNd(t)图解(底图据Wang et al., 2017) 用于混合计算的端元：新生地壳(以~130Ma盐湖玄武岩为代表; 隋清霖, 2014)：(87Sr/86Sr)i=0.7042，εNd(t)=3.8，εHf(t)=12.9，Sr=528×10-6，Nd=13.5×10-6；拉萨基底熔体(以宁中强过铝花岗岩样品08DX17为代表；据Zhu et al., 2011)；(87Sr/86Sr)i=0.7402，εNd(t)=-15.4，Sr=131×10-6，Nd=43.40×10-6 Fig. 13 Plot of (87Sr/86Sr)i vs. εNd(t) of the Rongga monzonitic granite porphyry (after Wang et al., 2017) The compositions of end-members used for mixing calculations are: the juvenile lower crust (represented by ca. 130Ma Yanhu basalts; Sui, 2014): (87Sr/86Sr)i=0.7042, εNd(t)=3.8, εHf(t)=12.9, Sr=528×10-6, Nd=13.5×10-6; the Lhasa basement-derived melt (represented by a strongly peraluminous granite sample of 08DX17; Zhu et al., 2011): (87Sr/86Sr)i=0.7402, εNd(t)=-15.4, Sr=131×10-6, Nd=43.40×10-6 |
近年来的研究表明，表生化学作用强烈的热带-亚热带地区以及海盆环境是Mo富集的有利场所(Li et al., 2012), 显生宙以来大洋沉积物形成的黑色页岩中Mo丰度高达297×10-6(Rimmer, 2004; Scott et al., 2008)，因此大洋沉积物可能是岩浆源区中主要的富Mo物质。一般认为，铅同位素计算出的μ值大于9.58，具高放射成因壳源Pb的特征，代表了上地壳的平均值，μ值小于9.58，为低放射成因Pb，而地幔的Pb同位素组成的相应μ值为8~9(Doe and Zartman, 1979)，本文研究的荣嘎二长花岗斑岩样品利用H-H单阶段铅演化模式计算出的μ值变化范围从地幔到上地壳均有体现(8.9~10.5)。在207Pb/204Pb-206Pb/204Pb图解中(图 14)，荣嘎二长花岗斑岩的Pb同位素数据均落入了造山带与上地壳演化线之间，但相对更接近造山带演化线，而且与拉萨地块南部的斑岩型钼矿(如沙让、邦铺)具有相似的Pb同位素特征。Sun et al. (2017)通过对比冈底斯带铜、钼矿的Pb同位素组成，认为中上地壳海相沉积物熔体的加入是拉萨地块钼矿Mo富集的关键因素。结合荣嘎矿床的围岩主要为中上侏罗统拉贡塘组，是一套典型的半深海-深海环境下的浊流沉积。因此，含矿二长花岗斑岩中的高放射性Pb很可能为岩浆源区混入了富Mo的大洋沉积物。
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图 14 拉萨地块钼矿床207Pb/204Pb-206Pb/204Pb (a)和208Pb/204Pb-206Pb/204Pb (b)(据Zartman and Doe, 1981) 引用数据来源：周雄等, 2012; 赵晓燕等, 2015; Wang et al., 2015; Sun et al., 2017 Fig. 14 207Pb/204Pb vs. 206Pb/204Pb (a) and 208Pb/204Pb vs. 206Pb/204Pb diagrams showing the Pb isotopic composition of the molybdenum deposits in Lhasa terrance (after Zartman and Doe, 1981) |
荣嘎钼矿南部紧邻蛇泉河蛇绿混杂岩带(图 1b)，多数学者认为该蛇绿岩带具有弧后盆地的构造属性(徐梦婧, 2014; Liu et al., 2018)，形成时代为早侏罗世-早白垩世晚期(郑有业等, 2004, 2006; Li et al., 2018)。因此荣嘎钼矿的位置靠近狮泉河弧后海盆边缘，在早侏罗世-早白垩世晚期拉萨地块一直处于赤道附近的低纬度地区(Ali and Aitchison, 2008; Sun et al., 2010; Yi et al., 2011)，热带气候化学作用强烈，Mo倾向以MoO4-形式在表面径流中运移(Li et al., 2012)，而狮泉河弧后海盆在该时期很可能处于封闭或半封闭的水体环境，促使Mo随表面径流汇入到海盆中，并在海底的缺氧环境下沉淀固结在大洋沉积物中，Mo不断富集，形成富Mo的大洋沉积物。随着大洋的最终闭合及碰撞造山作用使富Mo大洋沉积物逐渐深埋并形成海相沉积地层的中上地壳。因此，荣嘎含矿二长花岗斑岩很可能是幔源岩浆诱发了富Mo洋底沉积物的熔融并与壳源熔体混合形成母岩浆，再经历结晶分异作用而形成。
6.2 成矿动力学背景班公湖-怒江特提斯洋(后简称班-怒洋)的构造演化一直以来是国内外地质学者研究的热点，目前区域上已经积累了大量的资料，也存有许多争议，早二叠世至早侏罗世，班-怒洋开始发生初始裂解(潘桂棠等, 1983; 曹圣华等, 2006; Metcalfe et al., 2013)；中侏罗世，大洋迅速扩张，随后开始俯冲消减，俯冲的极性可分为北向俯冲和南北双向俯冲两种观点，至于班-怒洋闭合的时限也存在着穿时现象，最早可能在晚侏罗世末期-早白垩世早期(Kapp et al., 2007; Zhu et al., 2016)，闭合的位置在班-怒洋的北侧，发生岛弧盆系统的碰撞拼贴；最晚在早白垩世末期-晚白垩世初期(莫宣学等, 2005; 曹圣华等, 2006; Xu et al., 2014)，自东向西，最终在班-怒洋的西段闭合。
荣嘎钼矿位于拉萨地块的北缘西段，区域上广泛发育了早白垩世的陆缘火山-岩浆弧，尕尔穷-嘎拉勒地区存在着140~110Ma之间比较连续的火山作用，为班-怒洋南向俯冲的响应(张志等, 2015)；盐湖地区同样发育有131~116Ma的钙碱性安山岩，高铝玄武岩等(于枫, 2010)；阿翁错-盐湖复式岩体中发育有120~117Ma未分异的Ⅰ型花岗岩，以上的研究表明，至少在早白垩世晚期之前，拉萨地块北缘西段仍受到班-怒洋南向俯冲作用的影响。区域上在110±5Ma期间发育了一套代表伸展背景的岩石组合(Zhu et al., 2011)，Qu et al. (2012)在班-怒带的中部地区识别出一组A2型花岗岩，形成时代为114~110Ma；Sui et al. (2013)获得盐湖地区高镁玄武岩及双峰式火山岩的年龄在112~109Ma之间。因此将110±5Ma的形成背景解释为班-怒洋南向俯冲板片发生断离引起上覆岩石圈的伸展背景(Zhu et al., 2011)。
关于在班-怒带的西段班-怒洋闭合，拉萨地块与南羌塘地块发生主碰撞的精确时间至今仍未有资料刊出，但Kapp et al. (2007)在研究尼玛地区沉积相的基础上提出，早白垩世晚期-晚白垩世早期，拉萨地体中北部一直处于陆-陆碰撞的环境中，直接导致了拉萨中北部下地壳的加厚变形；张志等(2013)在尕尔穷-嘎拉勒矿集区识别出具S型、高钾钙碱性I型地球化学属性的中酸性侵入岩，其成岩时代为87~83Ma，形成于羌塘地块与拉萨地块的碰撞隆升阶段；雷鸣等(2015)也获得革吉县尕尔穷地区具埃达克质岩的高镁闪长玢岩的形成时代为~84Ma，代表了拉萨地体中北部下地壳已经加厚到榴辉岩相并发生拆沉；马国林和岳雅慧(2010)研究认为尼玛火山岩形成的峰期为晚白垩世早期(90~80Ma)；辛洪波和曲晓明(2006)在措勤县日阿铜矿区内确定出一套时代为~90Ma的双峰式岩石组合，代表了伸展的构造背景。以上研究表明，90~80Ma的拉萨地块北部地区，既发育有代表碰撞构造背景的中酸性侵入岩，又存在着代表伸展背景的基性火山岩及双峰式岩石组合，因此我们认为~90Ma以后拉萨地块北部已经进入到碰撞后局部伸展的构造环境下，可能已经发生了拆沉，班-怒洋闭合后拉萨地块与南羌塘地块主碰撞的时限应在105~90Ma期间。
本文研究的荣嘎斑岩型钼矿，含矿岩体属于高钾钙碱性Ⅰ型花岗岩，该类岩石主要形成在陆缘弧或者板块碰撞的大地构造背景(Roberts and Clemens, 1993)。从成岩成矿时代上分析，荣嘎含矿二长花岗斑岩的锆石U-Pb年龄为99.8±1.9Ma，辉钼矿Re-Os年龄为99.7±1.1Ma，结合前文区域构造演化的研究，成岩成矿年龄介于班-怒洋南向俯冲板片发生断离(113±5Ma)与碰撞后伸展的时限(90~80Ma)之间，综上我们认为荣嘎钼矿可能形成于主碰撞的大地构造背景。
唐菊兴等(2009, 2017)提出，按照板块俯冲、碰撞所对应的成矿系列，成矿带应该具有一个比较完整的矿床系列，碰撞前的俯冲阶段、主碰撞阶段、碰撞后伸展阶段都应该是重要的成矿期。对于班-怒带，该带北缘发育多龙铜金矿集区，产出典型的陆缘弧矿床，包括多不杂、波龙等斑岩型矿床，拿顿、拿若等隐爆角砾岩筒型矿床，铁格隆南等浅成低温型矿床，成矿时代介于123~116Ma之间，为班-怒洋北向俯冲增生事件的成矿响应(图 15)。成矿带南缘发育尕尔穷-嘎拉勒矿集区的矽卡岩型铜金矿床，日阿矿区产于含铜双峰式岩石组合中的矽卡岩铜矿(曲晓明等, 2006)，成矿时代为90~86Ma，为南羌塘地块与拉萨地块碰撞后伸展事件的成矿响应。然而对于班-怒带岩浆活动强烈的主碰撞期在荣嘎钼矿发现之前尚没有成矿事件的报道，可以说荣嘎钼成矿作用应该是班-怒洋闭合，拉萨地块与南羌塘地块碰撞事件的成矿响应(图 15)，碰撞的动力学背景直接导致了拉萨地块北部地壳的垂向增生加厚，在狮泉河弧后盆地边缘，幔源岩浆诱发了富Mo洋底沉积物的熔融，产生较多富Mo壳源成矿物质，又与该壳源熔体混合形成母岩浆，再经历高程度的结晶分异作用，使成矿物质进一步富集，从而形成荣嘎斑岩型钼矿床及碰撞型花岗岩。
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图 15 班公湖-怒江成矿带西段早白垩世-晚白垩早期岩浆-成矿-构造演化序列图 Fig. 15 Summary of Cretaceous magmatic, metallogenic and tectonic evolution of the western Bangong-Nujiang metallogenic belt |
荣嘎矿床的发现无疑为班-怒带南缘增加了新的矿化类型，表明班-怒带存在与碰撞背景有关的斑岩型钼矿床，富Mo大洋沉积物熔体的加入及随后的结晶分异是荣嘎含矿岩浆中金属Mo富集的主要原因，因此在班-怒带南缘侏罗-白垩纪海相地层分布的地区，可能为勘查钼矿床的有利靶区。同样位于班-怒带南缘的尕尔穷-嘎拉勒矿集区矿床成因类型为矽卡岩型铜金矿床。唐菊兴等(2013)研究认为尕尔穷-嘎拉勒矿集区深部石英闪长玢岩中出现规模较小的斑岩型钼矿体, 总体表现出上铜金下钼的分带特征，结合荣嘎富钼斑岩型矿床的发现，可能意味着班-怒带南缘存在碰撞背景下的斑岩(-矽卡岩)型铜-金-钼成矿系统。荣嘎含矿二长花岗斑岩具有相对高的εHf(t)和εNd(t)值，主体为亏损地幔或新生地壳的源区性质，暗示了铜金的成矿潜力(Zhu et al., 2011; Hou et al., 2015; Xie et al., 2017)。目前在尕尔穷-嘎拉勒矿集区的矽卡岩均为近端矽卡岩，未见典型远端矽卡岩，表明剥蚀程度较高，矿体出露较多；而荣嘎钼矿床多为隐伏矿体，并被中上侏罗统拉贡塘组所覆盖，暗示了剥蚀程度较低，表明荣嘎矿区外围仍具有形成铜-金-钼矿的成矿潜力。综上所述，除矽卡岩型铜金矿外，斑岩型钼矿同样为班-怒带南缘的重点勘查类型，在班-怒带南缘侏罗-白垩纪海相地层分布的地区，应重点评价晚白垩世早期高分异中酸性岩体的含矿性，分析其钼成矿潜力。
7 结论(1) 荣嘎含矿二长花岗斑岩的锆石SHRIMP U-Pb年龄为99.8±1.9Ma，辉钼矿Re-Os年龄为99.7±1.1Ma，表明班-怒带存在着晚白垩世早期的成岩成矿作用。
(2) 荣嘎钼矿的含矿二长花岗斑岩属于高分异Ⅰ型花岗岩，很可能是幔源岩浆诱发了富Mo洋底沉积物的熔融并与壳源熔体混合形成母岩浆，再经历结晶分异作用而形成。
(3) 荣嘎斑岩型钼矿是拉萨地块与南羌塘地块主碰撞事件的成矿响应。
(4) 班-怒带南缘侏罗-白垩纪海相地层分布的区域，可能是勘查斑岩型钼矿的有利靶区，应重点评价晚白垩世早期高分异中酸性岩体的含矿性。
致谢 锆石样品制靶、SHRIMP U-Pb测年工作得到北京离子探针中心的各位老师的帮助；辉钼矿Re-Os同位素的测试分析在国家地质实验中心完成；岩石地球化学、Sr-Nd-Pb同位素测试由核工业北京地质研究院分析测试研究中心完成；锆石Hf同位素由中国地质调查局西安地质调查中心自然资源部岩浆作用成矿与找矿重点实验室协助完成；在此一并表示感谢。
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