大湖塘矿集区一矿带燕山晚期成矿后花岗斑岩年代学、地球化学特征及对成矿结束时间的约束

陈茂松，项新葵，占岗乐，尹青青，余振东，王天晨，徐裕敏，谭 荣

(1.江西省自然资源厅国土资源交易中心，江西 南昌 330025;2.江西省地质矿产勘查开发局九一六大队，江西 九江 332100; 3.江西省地质矿产勘查开发局赣西北大队，江西 九江 332100;4.中钢集团天津地质研究院有限公司，天津 300181)

赣北大湖塘钨多金属矿集区地处武宁、修水、靖安三县交界，大地构造位置位于扬子板块东南缘江南地块中段，成矿区带划分属下扬子成矿省江南地块中生代钨铜钼金多金属成矿带。矿集区内分布有石门寺与狮尾洞(超大型)、一矿带与平苗(大型)、昆山与大岭上等(中型)、毛公洞与太平洞等(小型)钨多金属矿床，由北向南、由西向东采矿权设置为大湖塘北区钨矿(包括石门寺、苗尾、大岭上矿段)、大湖塘南区钨矿(包括狮尾洞矿段)、大雾塘钨矿(包括平苗、东陡崖、一矿带、狮子岩矿段)、欣荣钨矿(包括毛公洞矿段)、杨师殿钨钼矿(包括杨师殿、昆山矿段)。已有勘查与科研资料显示矿集区内主要矿床多为数次成矿叠加、不同类型交织的结果，而燕山期花岗质侵入岩也被划分出数个岩石单元、呈现多次脉动侵入的特点。根据与成矿作用的关系，花岗斑岩也可区分为成矿期花岗斑岩和成矿后花岗斑岩。

自2012年大湖塘北区与南区钨矿被查明为世界级超大型钨多金属矿床以来，其成岩成矿机制备受业界关注(项新葵等，2012a，2012b，2013a，2013c，2015a;丰成友等，2012;黄兰椿等，2012，2013;张志辉等，2014;Mao et al.，2013;周文婷等，2014;张勇等，2019;但小华等，2019)。矿集区的形成与燕山期早、晚之交九岭地区深部花岗质岩浆的形成与演化密切相关，不同矿区、不同单元的花岗质岩石共测得锆石、独居石U-Pb LA-ICP-MS、SHR1MP等时线 55 条，年龄范围为(157.5±2.0)～(129.3±0.6) Ma(尹青青，2016;Huang et al.，2014);在不同矿区所测的8条辉钼矿Re-Os等时线和1条白钨矿Sm-Nd等时线，成矿年龄为(150.0±1.0)～(139.2±1.0) Ma(张明玉等，2016;Mao et al.，2013)，成矿活动持续时间约10 Ma;成岩成矿活动恰好发生于晚侏罗世至早白垩世的华南构造体制转换期。这些定年资料是厘定大湖塘矿集区成岩与成矿时代的重要依据，但同一成矿年龄等时线中的样品可能来自不同成矿活动形成的矿石，难以进一步揭示燕山期每次脉动侵入的地质体成不成矿、成哪种矿、成哪类矿。

在花岗斑岩脉与矿体空间关系、脉内有无矿化蚀变等深入调查的基础上，对采自大雾塘矿区一矿带的成矿后花岗斑岩开展了锆石U-Pb年代学及地球化学研究，为分析其成因、起源、构造环境提供了依据，同时也为建立大湖塘矿集区燕山期岩浆演化与成岩成矿模式提供了新内容。

1 地质背景

1.1 矿集区地质背景

大湖塘矿集区内地表除昆山至毛公洞一带局部为新元古代双桥山群浅变质砂板岩系外，大面积出露晋宁期花岗闪长岩，颜色较深，粗粒花岗结构，化学成分上钙、铁明显高于矿集区燕山期花岗质岩石，为九岭岩基的一部分(图1)。

矿集区内褶皱构造为九岭复背斜次级靖林街—操兵场背斜的东延部分，轴向呈北东东向，至狮尾洞被九岭岩基所冲断，两翼岩层产状多倾向南南东，倾角一般在50°以上。区内浅变质岩系与花岗闪长岩基中见有晋宁运动形成的北东东向断裂与韧性剪切带，但燕山期北北东向断裂最发育，多数延伸大于10 km，走向15°～25°，倾向南东，倾角60°～80°，早期以压扭性为主，左行平移明显，同时切割浅变质岩系与花岗闪岩岩基，晚期张裂破碎，形成有一定垂直断距的北北东向走滑冲断带。

晚侏罗世至早白垩世，矿集区内发生多次花岗质岩浆侵入活动，岩性主要有似斑状黑云母花岗岩、中细粒黑云母花岗岩、白云母花岗岩和花岗斑岩，前三者呈不同规模的岩株、岩瘤产出，后者呈岩脉或岩枝产出。因山谷切割与地形陡峭，似斑状黑云母花岗岩株仅在石门寺矿段中部山沟中出露地表，中细粒黑云母花岗岩株主要出露于一矿带的南陡崖与苗尾矿段，白云母花岗岩株仅出露于东陡崖(图1)，但在太平洞、平苗、狮尾洞、毛公洞、昆山等不同矿段钻探，均以200～700 m不等的孔深揭露到这3个岩石单元中至少一种隐伏花岗岩株的顶部。整个矿集区内一矿带中细粒黑云母花岗岩株顶部标高最高约1 500 m，昆山似斑状黑云母花岗岩株顶部标高最低约200 m。从似斑状黑云母花岗岩到花岗斑岩，岩石结构和粒度有序变化，即似斑状结构→中细粒等粒结构→斑状结构，岩体形态为较规则的岩株→顶部呈陡竣多峰状起伏的小岩株→形态复杂的岩脉，反映它们侵位时的深度依次变浅、侵入时间依次变晚。在似斑状黑云母花岗岩株侵入到九岭黑云母花岗闪长岩基的矿段，二者之间均稳定发育一层厚0.5～1.5 m的似伟晶岩壳;但似斑状黑云母花岗岩株侵入昆山矿段空间相对开放的浅变质岩系时，其顶部又未形成似伟晶岩壳;当白云母花岗岩株侵入到九岭岩基中，在其顶部形成典型的伟晶岩壳;而矿集区细粒花岗岩、花岗斑岩这两个侵入深度较浅的岩石单元，与其他围岩接触部位既不发育似伟晶岩壳，也无伟晶岩壳。矿集区不同矿段侵入的燕山期花岗质岩石，均为高硅、富碱、铝过饱和的高分异S型花岗岩，同源演化特征明显。

大湖塘矿集区在区域重力场中为显著的负异常，区域航磁特征为九岭正值区中的低缓凹陷。早年不少地质工作者认为重磁同体的物探异常是九岭岩基的表现，但矿集区燕子崖以北被南华系沉积地层不整合覆盖，说明九岭岩基在晋宁造山之后就被剥蚀出地表，重力已均衡，不可能形成现今的重力负异常。九岭地区加里东期及印支期均无强烈构造运动与岩浆活动，物性反演与地质推断解释这一区域性重磁同体的物探异常就是隐伏在九岭晋宁期花岗闪长岩大岩基(面积约2 300 km2)之下一个尚未剥蚀到浅部的燕山期岩基(面积约800 km2)导致的，矿集区平面上与此隐伏燕山期岩基的分布范围基本一致。根据1∶20万修水幅矿产调查资料，大湖塘矿集区分布着黑钨、白钨、锡石重砂异常，钨、锡、铋、铜、铅土壤地球化学异常，钨、钒、铍、铜、铅水地球化学异常，化探异常面积大、分带清楚、异常值高，是华东地区名列前茅的“高大全”。

大湖塘矿集区内如果不考虑矿权的分割，可划分出5个矿化中心，由北向南为太平洞、石门寺、一矿带、狮尾洞和昆山，前4个矿化中心大致以3 km左右的间距呈北北东向等距排列，只有昆山矿化中心位于狮尾洞南西西方向6 km处。这些矿化中心明显受燕山期北北东向断裂与前期形成的北东东向断裂交叉部位控制，即这两组断裂的交叉部位形成了深部岩浆上侵的通道，岩株的顶部控制着矿床的分布。矿体呈似层状、筒状、脉状分布于燕山期花岗岩体顶部及外接触带300～800 m范围内，从汽化-高温阶段的长石到低温阶段的方解石形成复杂的脉石矿物系列，主要矿石矿物为白钨矿、黑钨矿、黄铜矿、辉钼矿，矿石组构类型可划分为结晶结构、交代结构、固溶体分离结构、脉状构造、浸染状构造、角砾状构造等，常见近矿围岩蚀变种类有钾长石化、黑鳞云母化、云英岩化、绿泥石化等。这些特征表明，矿集区内钨多金属矿床的成因类型属岩浆期后高、中温热液矿床。根据不同矿体在分布、形态、产状、矿物组合与矿石组构、矿化分带等方面的明显差别，又可将其划分为四类:细脉浸染型、热液隐爆角砾型、蚀变花岗岩型、石英大脉型，这些矿体围绕燕山期花岗岩体，共生或交织，具有多次成矿和一区多型特征。多次岩浆分异上侵伴随着多次流体活动与成矿叠加，同是晋宁期花岗闪长岩围岩，岩石单元越多的矿化中心，矿化叠加次数越多，矿床规模也就越大。晋宁期花岗闪长岩为成矿有利围岩，斜长石云英岩化时释放出钙，为白钨矿的形成提供了物质前提。九岭岩基规模巨大、刚性强、变形弱，对成矿流体具有较好的屏蔽作用，有利于在下伏燕山期成矿岩体顶部及外接触带形成大型与超大型细脉浸染型以白钨矿为主、分带不明显的钨多金属矿床，如大湖塘北区、南区钨矿。昆山矿区围岩为产状陡立的新元古代浅变质岩系，层面、节理与板理都很发育，成矿空间相对开放，从下而上由黄铜矿→辉钼矿+白钨矿→黑钨矿形成清楚的逆向矿化分带，矿床类型仅为石英大脉型，矿床规模也较小。

大湖塘矿集区的花岗斑岩，零星分布于不同矿区，它们的侵入标志着燕山期酸性岩浆演化即将结束，也预示着钨多金属成矿活动即将结束。通过对地表、钻孔与坑道中花岗斑脉矿化蚀变特性及其与含矿石英脉穿插关系的系统观察，特别是矿集区近年来的钻探工作，为了避免漏矿几乎都是全孔采样进行基本分析，得以确切地区分出成矿期花岗斑岩脉与成矿后花岗斑岩脉。成矿期花岗斑岩一般颜色较深，其中云英岩化、绿泥石化明显，常见稠密浸染黄铜矿、白钨矿，也见小团块状黑钨矿，可构成工业矿体，其切割细脉浸染型和热液隐爆角砾岩型矿体，又被含矿石英脉切割并伴随钾长石化等中高温线性蚀变(图2A，B，C)。成矿后花岗斑岩脉正好相反，颜色较浅，清楚截然地切断了含矿石脉，其中仅见微弱的低温蚀变，未见金属矿物，也不见石英脉，无钨铜钼等矿化(图2D，E，F)。

1.2 一矿带地质背景

一矿带地表及浅部无新元古代双桥山群浅变质岩系分布，燕山期侵入岩体的围岩全部为晋宁期粗粒黑云母花岗闪长岩(图3)。区内断层与节理裂隙十分发育，主要有北北东、北东东及北西向三组，规模较大的北北东向断裂倾向南东，倾角65°～75°，该组断裂与北东东向构造裂隙带控制矿体、矿脉的展布，但后期切割矿体与岩脉，多次活动迹象明显;北西向断裂也较发育，但规模较小，明显切割矿体或矿脉，属成矿后断裂;燕山期花岗岩株在上侵过程中使上覆脆性晋宁期花岗闪长岩产生的局部张性裂隙也特别发育，含矿石英细脉呈网状充填其中。虽然地表只出露中细粒黑云母花岗岩、成矿期花岗斑岩与成矿后花岗斑岩，但钻探与坑探工程揭露的侵入岩株还有似斑状黑云母花岗岩与白云母花岗岩，白云母花岗岩又可划分为中粗粒白云母花岗岩与中细粒白云母花岗岩，是整个矿集区内燕山期花岗质岩石单元发育最齐全的矿段。中细粒黑云母花岗岩株顶部实际上并未出露地表，只因为南陡崖地形陡峻，将该岩株的侧面剥蚀出了地表。以钨为主，伴生铜、银、钼、锡的综合矿床主要分布于中细粒黑云母花岗岩株顶部及外接触带晋宁期中粗粒黑云母花岗闪长岩中，其次部分矿体分布于细粒白云母花岗岩体内，其他小矿体分布于似斑状黑云母花岗岩株顶部内接触带。矿体按成因可细分为细脉浸染型、蚀变花岗岩型、石英大脉型、热液隐爆角砾岩型4类，其中细脉浸染型、蚀变花岗岩型钨矿资源储量占整个资源储量98%，石英大脉型、热液隐爆角砾岩型矿体规模小，工业意义不大。

一矿带是大湖塘矿集区工作程度较高的矿段之一，1980年代就按当时的技术要求进行了详查，近年又进行了加密勘查，并且施工了贯穿矿段的采矿坑道八一井。通过地表大比例尺地质测量与槽探、钻探、坑探的揭露，尤其是近年来几乎对全部勘查钻孔全孔采样进行基本成矿元素化学分析，也识别出区内的成矿期花岗斑岩脉与成矿后花岗斑岩脉。成矿期与成矿后花岗斑岩主要沿北北东向、北东东向断裂呈岩墙、岩枝贯入，成矿期花岗斑岩脉穿切中细粒黑云母花岗岩株，成矿后花岗斑岩脉穿切前两者。成矿期花岗斑岩中主要副矿物有黄铜矿、斑铜矿、毒砂、锌尖晶石等，成矿后花岗斑岩中仅见钛铁金红石。在1、3号等勘探线剖面中，可见成矿后花岗斑岩脉系统切穿不同类型钨多金属矿体以及含矿石英脉，脉内不发育石英脉，蚀变微弱，无矿化(图4，5)。

2 样品采集与测试方法

2.1 样品采集

成矿后花岗斑岩样品采自大湖塘矿集区较中心部位的大雾塘矿区一矿带，也是燕山期各岩石单元侵入最高的地段，矿区标高1 500 m左右。4件主、微量元素样品YK-H5、YK-H6、YK-H7、YK-H8均来自1号勘探线ZK11钻孔化学分析样的保留岩心(图4，5)，采样深度412～416 m，每隔1 m采1个样品。同位素测年样采自同一钻孔(414～415 m)，从化学分析样(H297)剩余的另一半岩心中挑选出三块。ZK11孔从开孔至深部白云母花岗岩(最后样号H324)连续采样进行了钨、铜、钼基本分析，包括本次所有样品在内的浅黄绿色成矿后花岗斑岩内均无矿化，样品均有良好的代表性。所采分析测试样品内无任何石英脉或其他脉体穿插，也无黑钨矿、白钨矿及其他金属硫化物，岩性单一，与矿区地表及其他钻孔、探槽、坑道中所见该种成矿后花岗斑岩特征一致。

2.2 岩相学特征

所采花岗斑岩呈浅黄绿色，斑状结构、显微晶质结构、熔蚀结构，块状构造(图5)。斑晶由石英，斜长石，正长石，黑云母组成。石英呈自形粒状，部分因熔蚀作用而成浑圆状、港湾状，粒径约(0.08 mm×0.1 mm)～(4 mm×5 mm)，部分石英外围可见明显的熔蚀边，裂隙中充填少量绢云母，约占8%～10%;斜长石呈自形-半自形板状，粒径约(0.1 mm×0.2 mm)～(2 mm×2.5 mm)，可见明显的聚片双晶，包裹少量粒状石英，部分因熔蚀作用呈港湾状，轻微绢云母化，约占10%～15%;正长石呈自形-半自形板柱状，部分因爆裂呈破碎状，部分与斜长石呈聚斑结构，径约(0.25 mm×0.3 mm)～(4 mm×4.5 mm)，被少量绢云母交代，矿物裂隙中充填少量石英，部分见轻微条纹长石化，高岭土化，约占5%～8%;黑云母呈自形片状，几乎被绢云母交代，有少量铁质析出，约占2%。基质主要由石英、长石组成，粒径小，一般小于0.02 mm，斜长石普遍绢云母化，约占75%。

2.3 测试方法

用于锆石U-Pb年代学测试的花岗斑岩(YK-H6)先经过破碎至80～100目，经重液淘洗和电磁选等方法，将单颗粒锆石挑选出来，用环氧树脂固定在样品靶上，样品靶再经过研磨抛光至锆石晶体近中心截面，最后对锆石进行阴极发光(CL)成像，锆石的制靶及阴极发光图像均在北京锆年领航科技有限公司实验室完成，U-Pb年代学测试在天津地质矿产研究所测试中心完成，实验仪器为ICP-MS Agilent 7500系列，利用193 nm FX激光器对锆石进行剥蚀，锆石剥蚀后蒸汽经He载气送入Nep-tune中，测试点束斑直径为35 μm，背景扫描时间为20 s，信号测量时间40 s，激光频率10 Hz，选用标准锆石GJ-1进行年龄校正，每隔5个测点加测一次标样，采用人工合成玻璃标准参考物质SRM610进行仪器的漂移校正，在测点前后各测两次SRM610，采集206Pb、207Pb、208Pb、232Th和238U等数据来计算年龄值，数据处理采用Glitter 4.4软件(Griffin et al.，2008)完成，普通Pb校正根据Andersen(2002)所述方法步骤进行，年龄计算与谐和图的绘制采用IsoplotEx3.0完成(Ludwig，2003)。

花岗斑岩的地球化学分析在核工业北京地质研究院分析测试研究中心完成，样品需在无污染环境磨碎至200目以下，然后进行酸溶，主量元素测试仪器为AB-104L，PW2404X射线荧光光谱仪，微量元素测试仪器为ELEMENT XR型等离子体质谱分析仪，相对湿度为30%，温度为20 ℃，详细的分析方法参见梁细荣等(2000)。

3 分析结果

3.1 锆石U-Pb年代学

一矿带花岗斑岩YK-H6中锆石多为无色透明或浅黄色，大部分晶型较好，呈自形长柱状、短柱状，阴极CL图像呈暗黑色(图6)，部分具有较典型的岩浆振荡环带(如点4、7、9、12等)，部分因颜色暗黑韵律环带不明显(如点2、3、5、14等)，这可能与锆石中含有较高的U、Th有关。对样品YK-H6进行了16个颗粒测定(表1)，其中U含量为(1 461～22 334)×10-6，Th含量为(114～1 112)×10-6，只有两个点的Th/U值为0.154和0.358，其余测点Th/U值均小于0.1，可能受热液或高U影响(吴元保等，2004;毕诗健等，2008)。测点7、11、14、16锆石206Pb/238U年龄分别为300 Ma、258 Ma、160 Ma、150 Ma，应为源区的捕获锆石。因此，对上述剩余12个测点数据进行加权平均年龄计算，得到206Pb/238U年龄值为136～142 Ma，且均落在U-Pb年龄谐和图上，加权平均值为(139.0±1.2) Ma，MSWD=2.0(表1，图7)。

3.2 地球化学特征

3.2.1 主量元素特征

花岗斑岩的4件岩石样品YK-H5、YK-H6、YK-H7、YK-H8主量元素测定结果列于表2，由表2可以看出，该花岗斑岩具有高硅、过铝、低钛的特性，SiO2含量为73.81%～75.55%，平均74.43%，Al2O3含量为13.55%～15.06%，平均14.49%，铝含量较高；A/CNK=1.25～1.41，均大于1，A/CNK-A/NK图解为过铝质系列岩。TiO2含量为0.10%～0.12%，Ti含量相对较低。K2O+Na2O=6.91%～7.38%，K2O/Na2O=1.21～1.39，平均1.31；K+/Na+=1.36～1.55，平均1.47，显示富钾的特征，样品在SiO2-K2O判别图上的投点均落入高钾钙碱性区域内。因此，该成矿后花岗斑岩属高硅富碱的钙碱性过铝质花岗岩类岩石(表2，图8)。

3.2.2 微量元素特征

本次测定的4个样品稀土及微量元素测试结果列于表2，总体表现为稀土元素总量很低，ΣREE为36.29×10-6～37.72×10-6，其中LREE含量为31.20×10-6～32.05×10-6，HREE含量为5.40×10-6～5.89×10-6。在球粒陨石标准化稀土元素配分模式图上，显示向右倾斜的深“V”型(图9a)，Eu/Eu*值为0.13～0.15，均小于1，表现出Eu的强烈亏损。Rb/Sr值为53.09～82.82，平均为70.59，说明花岗岩演化程度高。(La/Yb)N值为5.74～8.85，均远大于1，说明轻重稀土分馏明显。TE1,3值介于1.18～1.19，且Nb/Ta值为2.33～2.52，均大于1，显示出较明显的四分组效应(Irber,1999)。岩石的(La/Sm)N-La呈正相关展布，在微量元素原始地幔蛛网图(图9b)上，该成矿后花岗斑岩微量元素分布较一致，富集大离子亲石元素Rb、U和Th，相对富集Ta、Hf，强烈亏损Ba、Sr、Ti等，具有典型的高Rb，低Ba、Sr花岗岩的特性。由于Eu和Sr强烈富集斜长石中，当岩浆源区存在斜长石的残留，或出现斜长石的分离结晶作用，则Eu和Sr可表现出强烈亏损，K和Rb的富集可能反映岩浆源区发生了云母类的脱水熔融(项新葵等，2015b)。

4 讨论

4.1 矿集区成矿活动的多次性与结束时间

矿集区内不同矿区出露地表或探矿工程揭示隐伏的燕山期侵入岩，经不同风化程度、不同蚀变种类反复对比并挑选无蚀变的新鲜样品进行岩矿鉴定，可划分为似斑状黑云母花岗岩、中细粒黑云母花岗岩、白云母花岗岩、花岗斑岩，成岩年龄范围集中在150～130 Ma(盛继福等，2018)。不同矿区、不同部位这四种花岗质岩石在颜色、粒度与不同矿物含量上又有一定程度的变化，但岩相学特征不变。从似斑状结构到中细粒等粒花岗结构再到斑状结构反映的侵入深度依次变浅，研究程度较高的石门寺、一矿带地表露头与坑道及其他矿段大量的岩心展示出这些岩石单元之间为脉动接触关系。综合分析不同矿区的矿床特征，整个矿集区的主要矿床类型可划分四类，分别为细脉浸染型、蚀变花岗岩型、石英大脉型、热液隐爆角砾岩型，成矿年龄范围集中在150～140 Ma(表3)。

表2 大湖塘矿集区一矿带燕山晚期(成矿后)花岗斑岩主量(%)、微量(10-6)元素分析结果Table 2 The analyzing results of major elements and trace elements in granite porphyry in No.1 ore belt in Dahutang W polymetallic district

表3 大湖塘矿集区成矿定年结果汇总Table 3 Data summary of the mineralization ages in Dahutang W polymetallic distrcit

对比上述成岩与成矿的时间范围，似乎成矿紧随成岩发生，成矿活动持续时间约10 Ma，在成矿之后岩浆活动还持续了10 Ma(黄兰椿等，2013;彭花明等，2015)。公开发表的成岩年龄资料中，虽然绝大多数都是用LA-ICP-MS锆石U-Pb法，仅3条LA-ICP-MS独居石U-Pb等时线年龄(叶海敏等，2016)，但同一矿区同一岩石单元年龄相差较大(尹青青，2016;张明玉等，2016)，甚至花岗斑岩的年龄早于似斑状花岗岩的年龄(张志辉，2014)，显然与地质背景相矛盾。大湖塘矿集区的成矿活动时间?10 Ma内成矿活动是一个较连续的过程，还是有明显的阶段性?燕山期每次脉动侵入的花岗岩体成不成矿、成哪种矿、成哪类矿?这些都是需要进一步研究回答的问题。矿集区内石门寺与一矿带侵入的燕山期花岗质岩石单元最齐全，成岩与成矿关系的研究也最深入。

石门寺矿段的钨多金属矿体主要分布于似斑状黑云母花岗岩株顶部及外接触带、平面上约2 km2范围内，以白钨矿为主的细脉浸染型占95%、热液隐爆角砾型4%，石英大脉型1%(项新葵等，2013c)。岩株顶部中心位置形成热液隐爆角砾岩型矿体，其中角砾与岩块只有晋宁期中粗粒黑云母花岗闪长岩、燕山期似斑状黑云母花岗岩及少量似伟晶岩壳碎块，无其他岩性的角砾与岩块，细粒黑云母花岗岩与成矿期花岗斑岩脉、岩枝完整地穿插在热液隐爆角砾岩型矿体中，说明热液隐爆角砾岩型矿体形成于似伟晶岩壳之后、细粒黑云母花岗岩侵入之前。岩块内的细脉浸染型矿化与胶结物中的团块状、块状、角砾状钨多金属矿化相隔时间不长，只能作为一次成矿，即矿集区内的第一次成矿。中细粒黑云母花岗岩株侵入于石门寺矿段东南部，岩株侵入的最高标高大于似斑状黑云母花岗岩株顶部的1 100 m，其顶部及外接触带被剥蚀贻尽，剩余岩体内矿体零星。

石门寺矿段的39号含矿石英大脉切穿了矿段内细脉浸染型矿体与热液隐爆角砾岩型矿体，同时也切割了地表所见成矿期花岗斑岩脉，说明石英大脉型矿体形成于该花岗斑岩脉之后(图2A)。石门寺地表多处及钻孔中也见此种花岗斑岩内具浸染状钨多金属矿化(图2C)，而相应地段及矿芯中无石英脉，说明并非石英脉脉侧的线型矿化。从切割关系可以判断，花岗斑岩中的浸染状矿化稍早，石英大脉中的矿化稍晚，但二者相隔时间不长，应一并划分为另一次成矿，测得此成矿期花岗斑岩最小的LA-ICP-MS锆石U-Pb年龄为141 Ma(盛继福等，2018)，可代表矿集区内最后一次成矿时间。石门寺矿段目前尚未发现规模较大的成矿后花岗斑岩脉。

一矿带中细粒黑云母花岗岩株是大湖塘矿集区同一花岗岩单元侵位最高而顶部保存完好的岩株，顶部标高约1 500 m，仅南侧因地形陡峭而局部出露地表，其余部位均被外接触带的晋宁期中粗粒黑云母花岗闪长岩所覆盖，以白钨矿为主的细脉浸染型矿体就形成于其中，达到大型矿床规模，从矿体与岩体的空间关系基本上可判断中细粒黑云母花岗岩株为成矿地质体。在地质矿产特征上，一矿带与石门寺矿段有两个明显的区别:一是白云母花岗岩株顶部的内接触带发育有较厚的蚀变花岗岩型矿体;二是燕山晚期成矿后花岗斑岩发育。

综上所述，大湖塘矿集区在晚侏罗世至早白垩世构造体制转换期，经历似斑状黑云母花岗岩→中细粒黑云母花岗岩→成矿期花岗斑岩，粒度逐级变细，侵入深度依次变浅，侵入时间依次变晚，与隐伏岩基对应的酸性岩浆房多次脉动持续的时间约10 Ma。当似斑状黑云母花岗岩株侵入九岭晋宁期中粗粒黑云母花岗闪长岩基时，在岩株顶部及外接触带形成了石门寺、狮尾洞等矿段厚大的以白钨矿为主的细脉浸染型钨铜多金属矿体，由于侵位深度较大，岩株顶部还形成了石门寺热液隐爆角砾岩型矿体，矿集区成矿开始于150 Ma;当中细粒黑云母花岗岩株侵入九岭岩基时，在岩株顶部及外接触带形成了一矿带以白钨矿为主的细脉浸染型钨铜多金属矿体，但矿床规模显著缩小;一矿带、东陡崖白云母花岗岩株顶部的内接触带还形成了蚀变花岗岩型钨锡多金属矿体;最后一次成矿以石门寺成矿期花岗斑脉侵入形成的石英大脉型黑钨矿体为代表，成矿结束时间约140 Ma。矿集区的形成与晚侏罗世至早白垩世九岭地区深部花岗质岩浆的形成与演化密切相关，不同矿区、一期多次、逐次减弱、多型叠加的钨多金属成矿活动也相应持续了约10 Ma，所测成岩成矿年龄越来越集中于华南燕山期早、晚之交((145±5) Ma)的大规模成岩成矿爆发期。一矿带本次所测成矿后花岗斑岩的锆石年龄(139.0±1.2) Ma，准确地限制了矿集区钨多金属成矿活动的结束时间，矿集区最晚一次成矿作用应比此成矿后花岗斑岩侵入时间略早。

4.2 成矿后花岗斑岩成因类型及源区特征

通常情况下，Ⅰ型花岗岩起源于陆壳(洋壳)内变中基性火成岩，S型花岗岩一般源自中上地壳的变沉积岩(Chappell et al.，1992;Chappell，1999)。岩石地球化学研究表明，此花岗斑岩为高硅钙碱性过铝质花岗岩类岩石，SiO2含量为73.81%～75.55%，K2O+Na2O含量为6.91%～7.38%，K2O的含量随SiO2值增大而呈下降的趋势(负相关)，并且花岗斑岩REE配分模式呈向右倾斜的深“V”型，也有别于Ⅰ型花岗岩的弱Eu亏损(或无亏损)的较小斜率右倾模式，LREE相对HREE富集，可能是因为榍石、磷灰石和锆石的分离结晶，锆石具有类似石榴子石的效应，会使得HREE亏损，或是在岩浆高度演化的晚期REE进入流体所致(黄兰椿等，2013)。尽管花岗斑岩含有较高的Na2O(2.99%～3.23%)和较大的104×Ga/Al的值(3.14～3.46)，大于A型花岗岩104×Ga/Al的下限值2.6，并且黄兰椿等(2013)测得的成矿后花岗斑岩部分落入A型花岗岩区内，但这与岩石经历岩浆的高度分异作用有关，该岩石具有很高的分异指数DI，DI值为90.16～91.62(表2)，已有数据显示高分异的S型花岗岩具有A型花岗岩的某些特性(Champion et al.，2013)。另外，根据Watson等(1983)提出的锆饱和温度计算，得到该花岗斑岩锆饱和温度(TZr/℃)为698～711 ℃(平均706 ℃)，明显低于典型A型花岗岩的温度值，与S型花岗岩平均温度(764 ℃，King et al.，1997)接近，且岩石的Zr+Nb+Ce+Y=89.07×10-6～98.25×10-6，远低于A型花岗岩的下限值350×10-6(Whalen et al.，1987)，(K2O+Na2O)/CaO的比值也明显低于A型花岗岩的下限值(0.85，Whalen et al.，1987)，综合地球化学特征和分类判别图解，说明此成矿后花岗斑岩属于高分异的S型花岗岩(图10)。

通过野外调查及镜下研究表明，区内花岗斑岩未见角闪石，而富铝矿物(白云母)却比较普遍，岩石的A/CNK值为1.25～1.41，均大于1.1，显示出过铝质特性，暗示花岗斑岩与富铝岩石具有成因联系(如变泥质岩)。花岗岩中的Rb、Sr等元素主要富集于长石和云母中，利用这些元素的比值可以反演花岗岩源区的物质组成和铝的富集程度(Sylvester，1998)，此花岗斑岩Rb/Sr比值53.09～82.82、Rb/Nb比值为27.64～35.54，均明显高于上地壳所对应的均值0.32和4.5，也明显大于中国东部上地壳对应的均值0.31和6.83，且Rb/Sr-Rb/Ba图解显示源区富黏土矿物，结合CaO/Na2O=0.3作为源区是泥质岩或砂屑岩的分界线(Sylvester，1998)，4件样品CaO/Na2O分别为0.16、0.23、0.31、0.17，表明此燕山期花岗岩源区可能不是单一的泥质岩或砂屑岩，而是两者的混合。该岩石具有富硅、高Rb/Sr和Rb/Ba比值的特征，显示了源区物质成熟度较高的特点，因此推断成矿后花岗斑岩是由占优势的变泥质岩和少量砂屑岩发生部分熔融而来。

5 结论

(1)大湖塘钨多金属矿集区内燕山期侵入的花岗斑岩，根据与成矿作用的关系，可区分为成矿期花岗斑岩与成矿后花岗斑岩。成矿期花岗斑岩被含矿石英脉穿切，其中见绿泥石化、云英岩化、钾长石化等中高温蚀变，脉内分布有黑钨矿或白钨矿或金属硫化物，可圈出工业矿体或矿化体。成矿后花岗斑岩穿切含矿石英脉及其他类型的矿体，其中仅见微弱的低温蚀变，脉内无黑钨矿、白钨矿与金属硫化物，也不见石英脉，基本分析也无钨铜钼等矿化。

(2)大湖塘矿集区成矿后花岗斑岩的侵入，标志着本区晚侏罗世开始的大规模钨多金属成矿活动的结束。在花岗斑岩与成矿关系定性调查的基础上，采集矿集区一矿带成矿后花岗斑岩，选用LA-ICP-MS锆石U-Pb定年法测得其年龄为(139.0±1.2) Ma，准确限定了矿集区成矿活动结束时间。到目前为止，收集到的大湖塘不同矿区辉钼矿、白钨矿成矿年龄为150～140 Ma，未见更晚成矿年龄报道，本文的研究结果与此殊途同归。

(3)大湖塘一矿带成矿后花岗斑岩的侵入也预示着矿集区燕山期酸性岩浆演化即将结束，地球化学特征表明其岩浆来自成熟度较高的地壳物质，源区很可能为中元古代变质泥岩夹少量砂岩，与矿集区之前侵入的其他燕山期不同岩石单元之间具有同源演化的特征，同属九岭地区晚侏罗世与早白垩世之交构造体制转换过程中形成的这一大规模成岩成矿系统。

致谢:自然资源部矿产勘查技术指导中心庞振山、于晓飞研究员莅临现场指导野外工作，东华理工大学谢财富研究员及其研究生为矿集区内系统采集的样品进行了岩矿鉴定，坑内调查与采样得到江西巨通实业有限公司黄可茂总经理大力支持，审稿人对本文提出了宝贵的修改意见。在此谨致谢意!