江西大湖塘钨矿田平苗矿区含矿花岗岩矿物学特征及对成矿的指示意义*

樊献科 张智宇 侯增谦* 潘小菲 张翔 盛俞策 戴佳良 吴显愿

1. 中国地质科学院地质研究所，北京 1000372. 中国地质调查局南京地质调查中心，南京 2100163. 中国地质大学地球科学与资源学院，北京 1000831.

我国的钨资源储量居世界首位，占世界总储量的60%以上(Maoetal., 2019；蒋少涌等，2020)；华南地区是我国钨矿的集中产地，主要分布在南岭成矿带和江南古陆钨矿带(Maoetal., 2013；Songetal., 2019)。近些年，随着赣北地区多个钨矿床的勘探工作不断取得新突破，逐渐打破了江西“南钨北铜”的传统资源格局，江南古陆钨矿带的钨矿总储量已经超越南岭成矿带，一跃成为世界上最大的钨矿带(Su and Jiang, 2017；Songetal., 2019)。大湖塘钨矿田是近些年在江南造山带东段发现的超大型W-Cu-Mo多金属矿田，大地构造位置处于扬子地块东南缘(图1；项新葵等，2013；Huang and Jiang, 2014)，是江南古陆钨矿带的重要组成部分(周洁，2013；毛志昊，2016)，其WO3储量达200万吨(平均品位0.15%)，伴有铜储量50万吨(平均品位0.12%)和钼储量8万吨(平均品位0.1%)(蒋少涌等，2015; Sun and Chen, 2017)。与南岭地区主体为石英脉型黑钨矿不同的是，大湖塘钨矿具有细脉浸染型白钨矿、热液隐爆角砾岩型钨铜矿和石英大脉型黑钨矿的“三位一体”矿化特征及“钨铜共生”的成矿特点，引起了国内外地质学家的广泛关注。

大湖塘钨矿田从北向南可以划分为北区(石门寺矿区)、中区(平苗、一矿带、大岭上和东陡崖矿区)和南区(狮尾洞矿区)三部分(图2)。平苗矿区发育大规模的钨铜矿化，矿化类型以细脉浸染型为主，主要分布在燕山期花岗岩与晋宁期黑云母花岗闪长岩的接触带附近，成矿作用与燕山期花岗岩密切相关，因此对区内燕山期花岗岩岩浆系统的详细研究对于揭示区内成岩作用和成矿过程至关重要。前人对大湖塘矿田与成矿有关的燕山期花岗岩进行了大量成岩年代学和岩石地球化学研究(黄兰椿和蒋少涌，2012，2013；Huang and Jiang, 2014；Maoetal., 2015；项新葵等，2015b；杨炎申等，2017; Songetal., 2018a；Weietal., 2018；Fanetal., 2019)，认为该区燕山期花岗岩形成于晚侏罗世-早白垩世(150～130Ma)，主要为高分异S型花岗岩，部分黑云母花岗斑岩具有S-I型过渡的特点(Fanetal., 2019)，为新元古代双桥山群的变质沉积岩和变质玄武岩部分熔融的产物。虽然目前对燕山期花岗岩的成岩时代、岩石成因和岩浆物质源区等研究较多，但对岩浆系统的深部岩浆作用和动力学过程等方面的研究还很少。

斜长石是花岗岩中常见的造岩矿物，岩浆的减压/脱气和冷却均可引起斜长石的结晶作用(Nelson and Montana, 1992; Hammer and Rutherford, 2002)。斜长石的化学成分组成主要受熔体化学成分、温度和水含量的影响(Housh and Luhr, 1991; Pletchov and Gerya, 1998; Putirka, 2005)。虽然大幅度的降压也会影响斜长石的化学成分，但是在熔体化学成分一定的情况下，斜长石的化学成分受压力的影响却比较小(Housh and Luhr, 1991; Langeetal., 2009)。研究表明，缓慢的CaAl-NaSi扩散会保留在斜长石的环带中，可用于重建深成岩的结晶过程(Pietraniketal., 2006; Caoetal., 2014)和解释现代火山系统中的岩浆过程(Murphyetal., 2000; Izbekovetal., 2002; Berloetal., 2007; Shcherbakovetal., 2011)。斜长石的环带类型、钙长石成分变化以及微量元素变化等可以一起用来识别岩浆系统的深部动力学特征和岩浆演化过程(Browneetal., 2006; Ruprecht and Wörner, 2007; Shcherbakovetal., 2011; Shane, 2015)。本文选取平苗矿区与成矿作用关系最为密切的燕山期细粒白云母花岗岩和似斑状二云母花岗岩，对岩体中的斜长石、钾长石、黑云母和白云母等矿物，通过电子探针进行系统的原位主量元素分析，并利用LA-ICP-MS对斜长石和钾长石进行原位微量元素分析，以探究岩浆的氧逸度、岩浆系统的深部动力学特征和详细结晶过程，并对成矿物质(W、Ca、Cu、S等)的来源及对矿区成矿作用的指示意义进行详细探讨。

图1 大湖塘钨矿田在华南大地构造中的位置图(据Mao et al., 2011, 2015) (a)中国华南板块大地构造简图；(b)长江中下游成矿带矿集区和江南古陆钨矿带分布图Fig.1 The location of the Dahutang ore field in the tectonic framework of South China (after Mao et al., 2011, 2015) (a) simplified structural map of South China Plate; (b) distribution of ore clusters in the Middle and Lower Yangtze River Metallogenic Belt and Jiangnan Terrain tungsten belt

1 区域地质背景

华南板块由扬子地块和华夏地块构成(图1a)，两者于中元古代晚期-新元古代早期发生碰撞拼合(Lietal., 2009)。江南造山带位于扬子地块的东南缘，地处扬子地块与华夏地块之间(图1a)，是一个中-新元古代造山带，最早可能发育于中元古代末期，结束于新元古代早期(ca. 820Ma; Charvet, 2013)，它的形成导致了扬子地块和华夏地块的拼合(Wangetal., 2006, 2007；周金城等，2014)。江南造山带是一条近NNE走向、长约1500km、宽200km的前寒武纪地质单元，主要由中新元古代弱变质、强变形的巨厚浅变质岩系和新元古代花岗岩及少量铁镁质岩构成(Lietal., 2003；周金城等，2014)。根据新元古代岩浆岩的分布及地壳成分的差异，通常以从湘北至湘中地区的近南北向界线将江南造山带划分为东、西两段(Wangetal., 2014)。

江南造山带东段的赣西北地区，区域地层主要由双桥山群(基底地层)和登山群(盖层)组成，两者之间存在一个平行不整合界面(周金城等，2014)。双桥山群位于不整合界面的下部，地层厚度巨大，为一套断陷环境形成的海相泥砂质碎屑岩-火山碎屑岩-喷发熔岩组合的沉积建造(Wangetal., 2008a；蒋少涌等，2015；项新葵等，2015a)，其岩性组合复杂，主要有变余云母细砂岩、粉砂岩、杂砂岩、凝灰岩、千枚状页岩、炭质板岩、含砾杂砂岩等，夹有细碧岩、石英角斑岩(Wangetal., 2008a；周金城等，2014；蒋少涌等，2015)。双桥山群自下而上可划分为四个组，分别为横涌组、计林组、安乐组和修水组，相邻各组之间均为连续沉积，均经受了绿片岩相变质作用(高林志等，2008；董树文等，2010)。高林志等(2008，2012)研究表明双桥山群形成于824±5Ma，为新元古代地层。区域构造上，该区位于赣北EW向构造带的九岭-官帽山复式背斜与武宁-宜丰NNE向走滑冲断-伸展构造的复合部位(林黎等，2006)，区内发育的主要断裂带有NEE向的宜丰-景德镇断裂和EW向的修水-德安-波阳断裂，它们均为九岭隆起带的边界断裂，控制着近东西向的构造、岩浆和成矿(张志辉，2014)。

江南造山带东段的岩浆活动非常活跃，岩浆岩分布广泛，从晋宁期、海西期到燕山期都有不同规模的岩浆作用，其中燕山期是该区岩浆活动最活跃时期，出现燕山早期(ca. 180～140Ma)和燕山晚期(ca. 140～97Ma)两次岩浆活动高峰(Zhou and Li, 2000)。在晚侏罗世-早白垩世，该区发生多次大规模的酸性岩浆侵入，主要侵位于新元古代浅变质岩系和九岭岩基，在九岭地区形成规模不等、但相对较小的花岗岩岩株、岩瘤或岩床，岩性主要有似斑状黑云母花岗岩、二云母花岗岩、白云母花岗岩和黑云母花岗斑岩等，这些岩体与区内的钨铜钼锡金多金属矿形成密切相关。在晚白垩世，区内仅有小规模的酸性岩浆活动，呈岩枝和岩脉产出，岩性以花岗斑岩为主(周金城等，2014)。

2 平苗矿区地质概况

大湖塘钨矿田地处赣北九岭钨钼铜多金属成矿带的东部，北临长江中下游成矿带的九瑞Cu-Au-Mo大型矿集区(图1b；蒋少涌等，2015)。平苗矿区位于大湖塘钨矿田中区的北部(图2)，断裂构造以北北东、北东东、北西西和近南北走向的断裂为主，断裂一般长200～600m，最长可达1200m，北北东向断裂控制了该区矿体的展布(图3)。

图3 大湖塘矿田平苗钨铜矿区地质图(据蒋少涌等，2015)Fig.3 Geological map of the Pingmiao W-Cu deposit, Dahutang ore field (after Jiang et al., 2015)

矿区岩浆岩类型较多，岩体之间穿切关系复杂，主要为晋宁期的黑云母花岗闪长岩和燕山期的似斑状二云母花岗岩、细粒白云母花岗岩、中粗粒二云母花岗岩及黑云母花岗斑岩脉等。在矿区的地表，出露晋宁期岩体、似斑状二云母花岗岩、细粒白云母花岗岩、花岗斑岩脉和大量无矿的白色石英大脉(图3)。晋宁期的黑云母花岗闪长岩呈岩基状，在地表大面积出露，为矿区重要的赋矿围岩(图4)，在与燕山期花岗岩接触带部位，发育云英岩型和细脉浸染型白钨矿化和黄铜矿化(图5a-c)。似斑状二云母花岗岩呈岩株状侵位于晋宁期岩体和细粒白云母花岗岩体中(图4a、图6a)，与细粒白云母花岗岩体界线截然(图6b)，顶部未发现有似伟晶岩壳发育。张智宇等通过独居石U-Pb定年获得其侵位年龄为139Ma(未发表数据)，为早白垩世，比石门寺矿区的似斑状黑云母花岗岩(147.8Ma，Fanetal., 2019)晚约9Myr。细粒白云母花岗岩呈岩枝状或岩脉状切穿晋宁期岩体(图4)，张智宇等通过独居石U-Pb定年获得其侵位年龄为145Ma(未发表数据)，为晚侏罗世。在细粒白云母花岗岩与围岩的接触带，其顶部发育一套单向固结结构的(UST)梳状石英层(图4a、图6c, d)和长石似伟晶岩壳(图6e-h)，代表了岩浆热液过渡阶段初始流体饱和的出溶(张智宇等，2015)。UST结构由梳状石英和细晶岩交互生长而成，形成多层细-中-粗石英纹层和分布于石英层之间的石英斑晶(图6i)，梳状石英层的锯齿指向母岩方向。长石似伟晶岩壳在地表(图6e, f)和钻孔中(图6g, h)均可见，如平苗ZK0-14、ZK13-6、ZK15-8和ZK17-5等钻孔，主要由巨晶钾长石(70%～90%)、石英及少量黑云母和白云母等矿物组成，石英、黑云母和白云母通常以填隙物的形式填充到巨晶钾长石之间(图6h)，巨晶钾长石中常见斜长石和石英的出溶(图6j)，离母岩越近，长石含量越少。另外，在钻孔深处，细粒白云母花岗岩的下部还发育一套隐伏的中粗粒二云母花岗岩(图6k)，两者界线清晰，并非相变引起，而应是另一期岩浆活动。如在平苗钻孔ZK11-4的685～760m深度部位，发现两段中粗粒二云母花岗岩，岩芯中最大可见厚度达55m(未见底)，岩体巨大，呈现岩株状产出，局部发生轻微钾化和云英岩化，矿化较少。

平苗矿区的矿化类型以细脉浸染型和云英岩型的钨铜矿化和铜矿化为主，少量钼矿化，矿区的石英大脉多为无矿脉，石英大脉型矿化较少，含矿石英大脉主要发育在晋宁期黑云母花岗闪长岩中，未见热液隐爆角砾岩型矿化发育。平苗矿区的矿化主要集中在晋宁期黑云母花岗闪长岩、细粒白云母花岗岩、似斑状二云母花岗岩和部分黑云母花岗斑岩体中。在强烈云英岩化的细粒白云母花岗岩中，发育透镜状的云英岩型矿体，延伸数十米，可见多层铜矿体和钨铜矿体，如在19号勘探线钻孔中发现厚度达74m的铜矿体(图4b)，铜金属平均品位为0.354%，在与其接触的晋宁期岩体中发现多个钨矿体和钨铜矿体(图4a，b)。此外，细粒白云母花岗岩中还发育浸染型、细脉浸染型黑钨矿化(图5d)和细脉浸染型黄铜矿化，黄铜矿化多由绿泥石细脉穿插引起(图5e)。在似伟晶岩壳中局部发育云英岩化，形成浸染状黄铜矿和斑铜矿；有时似伟晶岩壳被晚期含黄铜矿的绿泥石脉或石英脉切穿，形成细脉状的黄铜矿化(图5f)。在似斑状二云母花岗岩与晋宁岩体的接触带，常发生较强烈的云英岩化，形成浸染状、团块状黄铜矿化(图5g，h)，以及细脉状铜钼矿化(图5h)，局部发育绿泥石化带，形成绿泥石细脉状的黄铜矿化。细脉状铜钼矿化中，黄铜矿被晚期的辉钼矿切穿，黄铜矿中发育大量蠕虫状、条带状的黝锡矿(图5i)。

图4 平苗矿区15号勘探线(a, 据曾海波等，2016)和19号勘探线剖面图(b,据蒋少涌等，2015)Fig.4 Geological sections along the No.15 (a, after Zeng et al., 2016) and No.19 (b, after Jiang et al., 2015) exploration lines in the Pingmiao W-Cu deposit, Dahutang ore field

图6 平苗矿区野外和显微镜下岩石照片 (a)似斑状二云母花岗岩侵入晋宁岩体，并被后期的石英大脉切割；(b)地表出露的似斑状二云母花岗岩与细粒白云母花岗岩之间的界线，两者界线清晰；(c、d)细粒白云母花岗岩顶部发育的一套单向固结结构的梳状石英层；(e、f)细粒白云母花岗岩顶部发育的一套长石似伟晶岩壳露头，图f为露头放大版；(g、h)钻孔中，在细粒白云母花岗岩顶部发育的一套长石似伟晶岩壳，主要有钾长石、石英、黑云母和白云母组成，图h为岩芯放大版；(i)单向固结结构的梳状石英层反射光扫描照片，主要由纹层状石英、石英斑晶和细晶岩交互生长而成；(j)长石似伟晶岩壳中巨晶钾长石的背散射照片显示，钾长石中出溶大量斜长石和石英；(k)在钻孔深处发育的一套隐伏的中粗粒二云母花岗岩Fig.6 Photos in the field and microphoto under microscope of magmatic rocks in the Pingmiao deposit (a) the biotite granodiorite was intruded by the coarse-grained porphyritic two-mica granite, and then they were cut by coarse quartz veins; (b) the clear boundary of the fine-grain muscovite granite and coarse-grained porphyritic two-mica granite on the surface; (c, d) the unidirectional solidification texture (UST) quartz shell on the top of the fine-grain muscovite granite; (e, f) K-feldspar-bearing pegmatitoidal shell on the top of the fine-grain muscovite granite in the field, Figure f is the enlargement of the pegmatitoidal shell; (g, h) K-feldspar-bearing pegmatitoidal shell on the top of the fine-grain muscovite granite in the core drills, the pegmatitoidal shell is consist of K-feldspar megacryst, quartz, biotite and muscovite, Figure h is the enlargement of the core drills; (i) the scanned photo of the UST quartz shell, which is consist of quartz layers, quartz phenocrysts and aplite; (j) the BSE images of K-feldspar megacryst show the exsolution of plagioclase and quartz; (k) photo of the concealed medium-coarse grained two-mica granite in the deep part of core drill

3 采样及样品描述

本文选取平苗矿区3件地表的细粒白云母花岗岩样品(16PM01-B1，28°56′10.5″N、114°57′21.9″E；16PM02-B1，28°56′11″N、114°57′17.8″E；16PM02-B2，28°56′10″N、 114°57′18.7″E)和1件来自ZK17-1钻孔83.71m深处岩芯的似斑状二云母花岗岩样品(16K2-B2)进行实验测试(图3)。

细粒白云母花岗岩呈灰白色，细粒花岗结构，块状结构。主要矿物有斜长石(30%～35%)、钾长石(20%～25%)、石英(30%～35%)、白云母(8%～10%)，未见黑云母(图5j)。斜长石多为半自形的板状，发育聚片双晶，发生轻微绢云母化。钾长石为半自形-他形的板状，表面发生绢云母化和泥化。白云母呈半自形的大片状，发育一组完全解理，大小0.5～3.5mm，显示原生白云母的特点。石英呈他形粒状充填于其他矿物颗粒之间。副矿物有钛铁矿、锆石、磷灰石、榍石等。

似斑状二云母花岗岩呈灰色，似斑状结构，块状构造。斑晶约占岩石总量的40%，颗粒粒度变化较大(2～10mm)，主要由斜长石(25%～30%)、钾长石(20%～25%)、石英(30%～35%)、黑云母(8%～10%)和白云母(5%～8%)组成(图5k, l)。斜长石呈半自形板状，发育聚片双晶和环带结构，表面发生轻微绢云母化。钾长石呈半自形板状，表面发生绢云母化和泥化。石英呈他形-半自形粒状，边缘发育溶蚀港湾状结构，颗粒中发育黑云母包体(图5k)。黑云母呈半自形片状，粒度2～8mm，发育一组完全解理，局部可见边部发生磁铁矿化(图5l)。白云母呈半自形片状，发育一组完全解理，粒度0.5～3.0mm，具有原生白云母的特点。基质粒度较细(0.1～1.0mm)，主要矿物包括石英、钾长石、斜长石、黑云母和白云母。副矿物主要是磁铁矿、榍石、磷灰石、钛铁矿、锆石等。

4 实验测试方法

本次研究的平苗矿区与成矿有关的花岗岩中斜长石、钾长石、黑云母和白云母的原位主量元素是通过电子探针分析完成。实验前，首先在光学显微镜下，对探针片进行详细观察和描述，并圈定要研究的矿物，随后对样品表面进行喷碳处理，再利用电子探针对矿物的原位主量元素组成进行分析。电子探针分析是在核工业北京地质研究院分析测试研究中心进行，实验仪器为配备四道波谱仪的JEOL-JXA8100电子探针(EPMA)，其运行条件为：加速电压15kV，加速电流20nA，束斑直径大小3μm。测试中所使用的标样为美国SPI标样，包括钠长石(Si、Al、Na)、钾长石(K)、金红石(Ti)、蔷薇辉石(Mn)、透辉石(Mg、Ca)、赤铁矿(Fe)、氟磷灰石(F)和紫钠闪石(Cl)。所有测试数据都进行了ZAF校正处理。

花岗岩中长石的原位微量元素是在中国地质大学(武汉)地质过程与矿产资源国家重点实验室利用LA-ICP-MS测试完成。激光剥蚀系统为GeoLas 2005，ICP-MS为Agilent 7500a。激光剥蚀过程中采用氦气作载气、氩气为补偿气以调节灵敏度，二者在进入ICP之前通过一个T型接头混合。在等离子体中心气流(Ar+He)中加入了少量氮气，以提高仪器灵敏度、降低检出限和改善分析精密度(Huetal., 2008)。测试过程中，激光剥蚀的束斑直径为44μm。每个测试点测试时包括大约20～30s的空白背景信号和50s的样品信号采集时间。仪器的详细操作条件见Liuetal.(2008)。元素含量以USGS参考玻璃(NIST SRM 610、BCR-2G、BIR-1G和BHVO-2G)多个外标为校正标准，采用多外标、无内标方法对元素含量进行定量计算(Liuetal., 2008)。在长石数据处理过程中，选择电子探针分析获得的平均SiO2含量作为内部标准，国际标准玻璃NIST SRM 610作为外标校正。USGS标样中元素含量的推荐值见GeoReM数据库(http://georem.mpch-mainz.gwdg.de/)。对于样品和空白信号的选择、仪器灵敏度漂移校正、元素含量计算等分析数据的离线处理，均采用软件ICPMSDataCal(Liuetal., 2008, 2010)完成。

5 实验结果

5.1 矿物主量元素

本文通过电子探针对平苗矿区花岗岩中新鲜的黑云母、白云母和长石进行原位微区主量元素分析。云母测试结果以22个氧原子为基础计算得出黑云母和白云母的阳离子数和有关参数，黑云母中的Fe2+和Fe3+值采用林文蔚和彭丽君(1994)的方法计算获得，计算结果分别见表1和表2，长石的实验结果见表3。

5.1.1 黑云母

在似斑状二云母花岗岩中，黑云母呈半自形的片状斑晶(图5l)、基质和包裹体(图5k)形式产出。为避免黑云母受后期热液干扰而发生蚀变的影响，我们在光学显微镜下，选取花岗岩中新鲜的原生黑云母进行电子探针分析。另外，岩浆成因的黑云母中Ti原子数含量通常小于0.55个，且同一岩浆侵入体的Fe2+/(Mg+Fe)比值变化小，会落在很小的范围内(刘彬等，2010)，这两个判别标准和显微镜岩相学观察一起用于鉴别新鲜的岩浆成因黑云母和蚀变黑云母。

似斑状二云母花岗岩中的黑云母具有高的TiO2(2.05%～2.72%)、F(0.87%～1.25%)和FeO(22.64%～23.85%)含量，但具有较低的Cl(0%～0.02%)和MgO(3.55%～4.08%)含量，Fe3+/(Fe2++Fe3+)和Mg/(Mg+Fe2++Fe3+)比值变化较小，分别为0.066～0.073和0.22～0.23。黑云母具有富铁(FeO*/(FeO*+MgO)=0.85～0.86)和贫铝(Al2O3=19.32%～20.32%)的特点，在黑云母的成分投图中，落入铁叶云母范围内(图7a)，与石门寺矿区黑云母花岗斑岩中的黑云母成分接近，而与似斑状黑云母花岗岩中黑云母成分差别较大。在黑云母的ΣFeO/(ΣFeO+MgO)-MgO图中，全部落入地壳源区(图7b)，表明平苗矿区的似斑状二云母花岗岩与石门寺矿区的花岗岩一样，均为壳源物质部分熔融的产物。

表1 平苗矿区似斑状二云母花岗岩中黑云母化学组成(wt%)

表2 平苗矿区细粒白云母花岗岩和似斑状二云母花岗岩中白云母化学组成(wt%)

表3 电子探针获取的平苗矿区细粒白云母花岗岩和似斑状二云母花岗岩中斜长石和钾长石的主量元素组成(wt%)

图7 云母矿物主量元素分类及源区判别图 (a)黑云母分类图(Foster, 1960)；(b)ΣFeO/(ΣFeO+MgO)-MgO源区判别图(Miller et al., 1981)；(c)原生白云母和次生白云母判别图(据周作侠，1986).石门寺矿区黑云母和白云母电子探针数据据Fan et al., 2019Fig.7 Diagrams of biotite and muscovite classification and source discrimination base on major element composition (a) classification diagram for biotite (Foster, 1960); (b) ΣFeO/(ΣFeO+MgO) vs. MgO diagram (Miller et al., 1981); (c) classification diagram for muscovite (Zhou, 1986). The electron probe microanalysis (EPMA) data of biotite and muscovite in the Shimensi deposit from Fan et al., 2019

5.1.2 白云母

平苗矿区细粒白云母花岗岩和似斑状二云母花岗岩中含有大量原生白云母，呈半自形-他形的片状产出(图5j)，是强过铝质花岗岩的标志之一。此外，在似斑状二云母花岗岩中，白云母还以细小片状的基质产出，充填于粗粒斑晶之间(图5k)。两种花岗岩中白云母的Fe/(Fe+Mg)比值变化于0.61～0.98，具有高的总Al(5.28%～5.79%)、Na(0.13%～0.17%)和F(最高达2.25%)含量，以及较低的Mg(0.01%～0.12%)和Cl(0%)含量。根据原生和次生白云母的判别标准(Milleretal., 1981)，两种花岗岩中的白云母均落在原生白云母区域内(图7c)，这与显微镜下岩相学的观察结果一致。

5.1.3 长石

平苗矿区细粒白云母花岗岩和似斑状二云母花岗岩中分析的长石斑晶显微照片和电子探针分析点位，及每个分析点对应的钙长石(An)、Al2O3和FeO含量变化分别如图8和图9所示。

细粒白云母花岗岩中，3个斜长石斑晶(16PM01-B1-2、16PM02-B1-1和16PM02-B1-2)均为半自形板状晶体，大小由0.7×1.0mm至0.8×2.0mm，发育清晰的聚片双晶(图8)。斜长石的SiO2含量较高为66.81%～68.91%，Al2O3(19.02%～20.29%)，CaO(0%～0.78 %)，FeO(0%～0.07%)，MgO(0%～0.02%)，Na2O(11.13%～11.78%)，K2O(0.09%～0.32%)。钙长石含量变化于An0-4.0，平均值为An2.0，表明斜长石全部为钠长石(图10)。在3个斜长石斑晶中，An和Al2O3含量具有相对耦合的同步性变化趋势，An含量在核部和幔部较高，在边部与幔部过渡部位发生明显降低，而FeO含量在3个晶体剖面中的含量均很低，仅在局部点位高于检测线(图8a-c)。

似斑状二云母花岗岩中，斜长石斑晶(16K2-B2-2)为半自形板状晶体，粒度为0.8×1.7mm，发育明显的聚片双晶，在其幔部发生熔蚀环带(图9a)。斜长石的主量元素组成为SiO2(62.26%～64.29%)、Al2O3(22.39%～23.75%)、FeO(0%～0.06%)、CaO(3.80%～4.80%)、Na2O(8.51%～9.37%)、K2O(0.27%～0.38%)，钙长石含量变化于An18.3-23.0，平均An20.7，表明该斜长石属于奥长石(图10)。An和Al2O3含量表现出完全同步的变化模式，两者总体表现为核部含量高，边部含量低的特征，并且在幔部的熔蚀环带位置，An值和Al2O3含量均发生较大幅度的跳跃式变化(图9a)。FeO含量在多个分析点位含量低于检测线，但在An含量较低的边部和幔部，FeO含量却有所升高，与An含量显示出一定的负相关性(图9a)。钾长石斑晶(16K2-B2-1)为半自形板状，大小2.1×4.5mm，发育两组完全解理，斑晶中发育黑云母包裹体(图9b)。钾长石斑晶的SiO2含量为63.10%～65.24%，K2O(14.69%～16.74%)，Na2O(0.19%～1.70%)，Al2O3(18.07%～19.84%)，CaO(0%～0.09%)，FeO(0%～0.11%)，MgO(0%～0.02%)，钾长石(Or)的含量变化于Or85.0-98.2，平均为Or93.7，属于正长石(图10)。矿物剖面分析上，Or含量发生锯齿状波动，但从边部到核部没有明显的变化趋势(图9b)。An和Al2O3显示出基本同步性的变化趋势，两者含量从核部到边部发生锯齿状变化，但在整个斑晶中的含量比较稳定，没有明显差异， FeO在整个斑晶中含量较低，在可检测到的点位，An含量一般较低，显示出两者也存在负相关关系(图9b)。

图8 细粒白云母花岗岩中斜长石斑晶显微照片及斑晶内部探针成分(An-Al2O3-FeO)变化关系图

图中带箭头红线及红色编号为电子探针分析方向剖面线和编号，黄色圆圈及黄色编号为LA-ICP-MS原位微量元素分析点位及编号，BDL表示元素含量低于检测线

Fig.8 Photomicrographs of plagioclase phenocrysts from the fine-grained muscovite granite under cross-polarized light and variations of An, Al2O3and FeO concentrations along EPMA measured profiles in the plagioclase phenocrysts

Red lines with arrows and adjacent red numbers on photomicrographs show EPMA transect location and direction. Yellow circles and adjacent yellow numbers on photomicrographs are analytical spots for trace elements analyzed by LA-ICP-MS. BDL is short for below the detection limit

图9 似斑状二云母花岗岩中斜长石(a)和钾长石(b)斑晶显微照片和An-Al2O3-FeO变化关系图 图中带箭头红线及红色编号为电子探针分析方向和编号，黄色圆圈及黄色编号为LA-ICP-MS原位微量元素分析点位及编号，BDL表示元素含量低于检测线Fig.9 Photomicrographs of plagioclase (a) and K-feldspar (b) phenocrysts from the coarse-grained porphyritic two-mica granite under cross-polarized light and variations of their An, Al2O3 and FeO concentrations along EPMA measured profiles in the phenocrysts Red lines with arrows and adjacent red numbers on photomicrographs show EPMA transect location and direction. Yellow circles and adjacent yellow numbers on photomicrographs are analytical spots for trace elements analyzed by LA-ICP-MS. BDL is short for below the detection limit

图10 斜长石成分分类三角图(底图据潘兆橹等，1993) 石门寺矿区斜长石电子探针数据据Fan et al., unpublishedFig.10 Ternary plots of plagioclase compositions (base map after Pan et al., 1993) The EPMA data of plagioclase in the Shimensi deposit from Fan et al., unpublished

5.2 原位微量元素

本文选取平苗矿区细粒白云母花岗岩中的3个斜长石斑晶(16PM01-B1-2、16PM02-B1-1和16PM02-B1-2)和似斑状二云母花岗岩中的1个斜长石斑晶(16K2-B2-2)和1个钾长石斑晶(16K2-B2-1)，利用LA-ICP-MS技术进行矿物剖面原位微量元素分析，分析点位和相应编号已在图8和图9中用黄色圆圈和文字标出，分析结果见表4。

细粒白云母花岗岩中3个斜长石的FeO含量变化于0%～0.08%，平均为0.014 %(表4)。3个斜长石均表现为核部FeO含量低，向幔部和边部逐渐升高的变化特点，FeO与An含量变化总体呈现出一定的反相关关系，其中以16PM02-B1-2斜长石表现的最为典型(图8)。似斑状二云母花岗岩中斜长石的FeO含量变化于0%～0.19%，钾长石的FeO含量变化于0%～0.11%，平均0.03%(表4)。在斜长石的两个分析点中，FeO含量均与An含量的变化趋势呈相反关系(图9a)。在钾长石中，FeO整体表现出核部含量低，边部含量高的特点(图9b)。

细粒白云母花岗岩中斜长石的部分微量元素含量变化较大， W、Cu、Sn含量分别为0×10-6～7.8×10-6、0×10-6～4286×10-6、0×10-6～74.8 ×10-6(图11)，其他微量元素含量较低，且变化较小(Mo=0×10-6～5.5×10-6、Sc=0×10-6～2.7×10-6、Ga=25.4×10-6～39.1×10-6、Rb= 3.8×10-6～144 ×10-6、Sr =0×10-6～7.5×10-6、Ba= 0×10-6～7.1×10-6、Pb =2.2×10-6～19.0×10-6)，轻稀土和重稀土含量也很低(LREE=1.4×10-6～15.0×10-6、HREE=0.3×10-6～4.7×10-6)。在3个斜长石中，Sr和Ba含量总体上表现为从核部向边部升高的特点，Pb含量从核部到边部比较平稳，而Sn在边部含量较低，在核部和幔部含量较高(图11)。在斜长石16PM02-B1-1的第3个分析点，Cu元素含量出现异常高的4286×10-6(图11b)，可能是斜长石裂隙中发育的黄铜矿微细脉或包裹体导致。似斑状二云母花岗岩中两种长石的W、Cu、Sn、Rb、Sr、Ba和Pb等微量元素含量变化较大(图12)，分别为0×10-6～4.3×10-6、0×10-6～78.9×10-6、1.5×10-6～59.4×10-6、156.2×10-6～1132×10-6、70.0×10-6～274×10-6、286×10-6～2760×10-6和20.3×10-6～152×10-6，而Mo、Sc和Ga含量变化较小(分别为0×10-6～11.1×10-6、0×10-6～7.3×10-6、6.4×10-6～46.6×10-6)，轻稀土和重稀土含量也较低(分别为0.9×10-6～128×10-6和0.6×10-6～19.1×10-6)。在钾长石16K2-B2-1中，Ba、Pb、Sr和Cu在核部含量最高，经幔部向边部逐渐降低，而成矿元素W、Sn、Mo在整个斑晶中含量较低，从核部到边部变化较小(图12b)。

6 讨论

6.1 岩浆氧逸度

似斑状二云母花岗岩中粗大的黑云母斑晶和细小的黑云母基质分别代表了岩浆结晶早期和晚期的产物，因此可以反映岩浆在结晶过程中氧逸度的变化。在Fe3+-Fe2+-Mg三角图中，平苗矿区似斑状二云母花岗岩中早期结晶阶段的黑云母和晚期结晶阶段的黑云母全部落在Ni-NiO (NNO)与Fe2SiO4-SiO2-Fe3O4(QFM) 缓冲剂之间，没有明显变化(图13)，表明从岩浆结晶早期到晚期，该岩浆一直保持着比较稳定的低氧逸度状态。这与石门寺矿区细粒黑云母花岗岩和黑云母花岗斑岩的较高氧逸度不同，而与石门寺矿区似斑状黑云母花岗岩和含斑细粒黑云母花岗岩晚期结晶阶段的低氧逸度基本一致(图13；Fanetal., 2019)，反映了平苗矿区似斑状二云母花岗岩属于还原性岩浆。

岩浆的氧逸度主要受控于岩浆源区特征和岩浆结晶分异程度，岩浆分异程度越高，氧逸度就越低。研究表明，双桥山群形成于弧后的前陆盆地环境(Wangetal., 2008b)，含有形成于岛弧环境的、厚度巨大的基性玄武质火山岩(董树文等，2010)，这种俯冲环境下的岛弧岩浆通常具有较高的氧逸度。大湖塘地区燕山期花岗岩主要来自新元古代双桥山群中富泥质变质沉积岩(Huang and Jiang, 2014; Maoetal., 2015)和玄武质火山岩两者不同比例的部分熔融(Fanetal., 2019)。石门寺矿区四种燕山期花岗岩早期普遍较高的氧逸度(NNO-HM)，可能是从双桥山群这种高氧逸度的源区继承而来， 随着结晶分异程度的提高， 似斑状黑云母花岗岩和含斑细粒黑云母花岗岩氧逸度逐渐下降，与该区钨矿化关系更为密切，而细粒黑云母花岗岩和黑云母花岗斑岩一直保持恒定的氧逸度，可能是两者从早期到晚期稳定的岩浆结晶分异程度所致(Fanetal., 2019)。平苗矿区似斑状二云母花岗岩从岩浆结晶早期到晚期一直保持较低的氧逸度，可能与源区更多的富泥质变质沉积岩有关，钨元素在泥质岩中的含量要远远高于在砂岩中的含量，双桥山群泥质岩中钨元素含量平均可达11.82×10-6(刘英俊等，1982)，这种富钨的泥质岩岩浆源区和还原的岩浆环境，更有利于该区钨矿的形成。

表4 激光剥蚀等离子体质谱仪获取的平苗矿区细粒白云母花岗岩和似斑状二云母花岗岩中斜长石和钾长石的原位主量元素(wt%)和微量元素组成(×10-6)

图11 细粒白云母花岗岩中斜长石原位微量元素地球化学成分变化曲线 BDL表示元素含量低于检测线，图12同Fig.11 Geochemical profiles of the plagioclase crystals in the fine-grained muscovite granite BDL is short for below the detection limit, also in Fig.12

图12 似斑状二云母花岗岩中斜长石(a)和钾长石(b)原位微量元素地球化学特征及相互关系图Fig.12 Geochemical profiles of plagioclase (a) and K-feldspar (b) crystals in the coarse-grained porphyritic two-mica granite

6.2 钙的来源

细脉浸染型白钨矿是平苗钨矿区最重要的矿化类型，钙元素是白钨矿化所需元素，因此钙的来源对该区成矿作用的研究至关重要。矽卡岩型钨矿是我国华南地区钨矿的一种重要类型，尤其以江南古陆钨矿带内发育的多个大型、超大型矽卡岩型钨矿床最为典型，如赣东北的朱溪钨矿(WO3储量达3.44Mt，陈国华等，2012；Songetal., 2018b)和赣西北的香炉山钨矿(WO3储量为0.296Mt，吴胜华等，2014)等。该类矿床的矿石矿物主要是白钨矿，矿体通常产于花岗岩与碳酸盐岩地层的接触带部位，富钙的碳酸盐岩可以为白钨矿化提供大量的钙元素，因此碳酸盐岩是矽卡岩型钨矿床最主要的钙源。像成矿金属元素钨、锡、铜一样，钙元素也可以由岩浆热液提供，如印度南部Kerala Khondalite带的白钨矿化(Shabeeretal., 2003；蒋少涌等，2015)，该矿区的白钨矿化通常伴随着围岩中强烈的钙交代和大量富钙蚀变矿物的出现，如钙长石和钙铝榴石，证明了岩浆热液在该区的强烈活动。在平苗钨矿区，晋宁期黑云母花岗闪长岩是最主要的赋矿围岩，岩体中并没有发育明显的含钙蚀变矿物，所以不能证明围岩经历了强烈的钙交代作用，加上整个大湖塘地区没有碳酸盐岩或碳酸盐的发育，因此，碳酸盐岩或富钙的岩浆热液不能为该区白钨矿提供成矿所需的钙元素。

本文通过研究平苗矿区与成矿作用关系最为密切的燕山期细粒白云母花岗岩和似斑状二云母花岗岩中的斜长石斑晶，发现这两种花岗岩中斜长石的An和CaO含量远低于晋宁期黑云母花岗闪长岩(图14)。细粒白云母花岗岩中斜长石斑晶全为钠长石(An值变化于0～3.6，平均值2.0)，CaO含量为0%～0.78%，平均为0.43%(表3)。似斑状二云母花岗岩中斜长石斑晶为奥长石(An值变化于18.3～23.0，平均20.7)，CaO含量变化于3.80%～4.80%，平均4.32%(表3)。前人研究表明，大湖塘地区黑云母花岗闪长岩中的斜长石主要为中长石，少量为奥长石(An变化于18.0～44.3，平均35.0，王辉等，2015；孙克克等，2017)，CaO含量为4.11%～9.61%，平均7.59%(王辉等，2015；孙克克等，2017)。另外，我们通过对石门寺矿区与成矿有关的四种燕山期花岗岩中的斜长石斑晶进行系统研究发现，斜长石An含量变化于0.1～40.0，平均12.4(图10)，CaO含量为0.03%～8.34%，平均2.60%(未发表数据)。由此可见，平苗和石门寺矿区与成矿有关的燕山期花岗岩体由于钙含量普遍较低，很难为该区超大型的白钨矿化提供足够的钙元素，而九岭岩体是江南造山带中最大的岩浆侵入体，大湖塘地区的晋宁期黑云母花岗闪长岩体是九岭岩体的一部分，在该区以大岩基的形式广泛分布(图2)，是最重要的赋矿围岩。因此，该区大规模的白钨矿化所需的钙元素很可能是由体积巨大、含钙量高的晋宁期黑云母花岗闪长岩中斜长石的蚀变提供。强烈的流体-岩石相互作用促进了黑云母花岗闪长岩围岩中斜长石的蚀变分解，萃取斜长石中的钙元素，为成矿热液提供大量的钙。

图13 岩浆早期结晶阶段(a)和晚期结晶阶(b)段黑云母Fe3+-Fe2+-Mg三角判别图(底图据Wones and Eugster, 1965) 石门寺矿区黑云母数据据Fan et al., 2019Fig.13 Ternary Fe3+-Fe2+-Mg plot of biotite in the early stage (a) and the late stage (b) of the magmatic crystallization (base map after Wones and Eugster, 1965) Data of biotite in the Shimensi deposit from Fan et al., 2019

图14 平苗矿区花岗岩中斜长石An含量分布直方图 黑云母花岗闪长岩据王辉等，2015；孙克克等，2017Fig.14 Histogram of An content of plagioclase in Pingmiao granites Data of biotite granodiorite from Wang et al., 2015; Sun et al., 2017

6.3 岩浆系统动力学特征

根据前人的研究(Anderson, 1984; Pearce and Kolisnik, 1990; Shcherbakovetal., 2011)，斜长石通常发育不同类型的环带结构，这些结构标志着化学成分的波动，反映了岩浆结晶环境的变化过程，可为其提供很多有价值的信息。因此，利用斜长石环带类型、钙长石成分变化以及微量元素的变化，可以识别和反演岩浆系统的深部动力学特征和岩浆演化过程(Browneetal., 2006; Ruprecht and Wörner, 2007; Shcherbakovetal., 2011; Shane, 2015)。斜长石的正常环带指的是从核部到边部，斜长石化学成分由富钙质向富钠质转变，表明CaO含量发生连续或不连续的下降(Shcherbakovetal., 2011)，这与本文中细粒白云母花岗岩中的16PM01-B1-2(图8a)、16PM02-B1-1(图8b)和16PM02-B1-2(图8c)斜长石斑晶的化学成分变化一致，三个斜长石斑晶的钙长石含量很低，An值均小于4.0，全为钠长石，因此在斜长石中并未见到明显的环带结构发育，但是钙长石含量从核部到边部具有逐渐降低的特点(图8a-c)，这揭示了正常的岩浆演化过程，而非在后期的岩浆演化过程中发生岩浆混合和补给作用导致。正是由于此类斜长石的核部更富钙长石成分(An值更高)，核部抗蚀变的能力就会降低，从而导致很容易从核部开始发生各类蚀变作用，包括绢云母化、泥化和绿帘石化等，如16PM02-B1-1(图8b)。

对于An含量变化幅度较小的(一般小于2%～3%)斜长石，通常是在基本恒定的温度、压力和水含量等条件下形成的，表现出振荡环带，而斜长石中An含量发生较大幅度变化，常常与熔蚀事件(熔蚀环带)有关(Shcherbakovetal., 2011)。熔蚀环带的形态学特征是斜长石中发育强烈的熔蚀作用，如裂隙状溶解、布满灰尘的环带和熔蚀港湾状边界等，在化学成分上表现出An含量的跳跃式变化，如16K2-B2-2(图9a)。前人研究发现，导致这种变化的机制主要有三种(Ruprecht and Wörner, 2007)：(1)岩浆上升过程中的减压结晶，会因潜热的释放而引起岩浆温度和PH2O的升高，导致斜长石结晶过程中An含量增加(Blundyetal., 2006)，而随后的冷却、脱气和PH2O的下降会导致An含量下降。(2)补给岩浆的侵入会为原残留的岩浆提供热量，引起上部演化程度更高的岩浆内产生热对流，形成上升的热岩浆柱和与其互补的下沉冷岩浆柱(Couchetal., 2001)，驱使岩浆房中斜长石晶体从一个地方被运至另一个地方(Shcherbakovetal., 2011)，斜长石在运移过程中，在岩浆房中较热部位会形成An较高的环带，而在较冷的、更富晶体的部位形成An较低的环带。此外，斜长石斑晶在热岩浆柱中会受到补给岩浆的加热而发生熔蚀，当迁移到低温位置时，会发生重结晶。同时，位于冷岩浆柱中的斜长石斑晶，在到达高温部位时也会发生熔蚀，当再回到低温部位时，也会发生重结晶。这样的过程都会在斜长石中引起An含量的较大变化和多变的熔蚀结构。(3)与化学成分不同的岩浆混合，会引起岩浆既有热量的混合，又有化学成分的混合，导致结晶的斜长石斑晶化学成分发生很大变化。钙含量可以记录混合温度、水含量和成分变化效应，导致斜长石中An的升高。因此，斜长石结晶过程中An的变化既可以由封闭系统(减压和热传递)引起，也可能由开放系统(岩浆补给)过程引起，仅仅通过观察An的变化很难区分这两种行为。

图15 平苗花岗岩中斜长石和钾长石斑晶成分变化关系图 斜长石Al2O3-An(a)和FeO-An(b)含量关系图；斜长石和钾长石Sr-Ba(c)和Sn-Pb(d)含量关系图Fig.15 Relationship between geochemical contents in plagioclase and K-feldspar in Pingmiao granites Al2O3 vs. An (a) and FeO vs. An (b) of content in plagioclase; Sr vs. Ba (c) Sn vs. Pb (d) of content in plagioclase and K-feldspar

在开放的岩浆系统中，当发生岩浆混合时，熔体成分会发生显著改变，斜长石中FeO含量也会随熔体的组成发生明显变化。而在相对封闭的岩浆系统中，没有岩浆化学组分的混合，仅存在减压和热传递过程，岩浆具有相对稳定的氧逸度(fO2)，Fe作为斜长石中的微量元素，其进入斜长石主要受岩浆的fO2、温度、An和H2O含量的影响(Bindemanetal., 1998; Wilke and Behrens, 1999)，此时斜长石中FeO含量通常变化很小，会保持相对恒定。因此，An-FeO相关关系常作为揭示岩浆封闭系统与开放系统的有效方法(Ruprecht and Wörner, 2007; Shcherbakovetal., 2011)。斜长石的原位微区剖面分析显示，An和Al2O3含量之间存在明显的正相关关系(图8、图9、图15a)，这是钙长石化学成分(CaO.Al2O3.2SiO2)的固有特征，而An和FeO含量之间总体呈现出一定的反相关关系(图8、图9)。并且在FeO-XAn的散点图中，两种花岗岩的斜长石中FeO含量随着An含量的增加基本保持稳定，未表现出明显的正相关关系(图15b)，表明该区岩浆并没有发生明显的基性岩浆补给或不同化学成分岩浆之间的混合，岩浆的化学组成基本稳定，An含量的变化可能是由岩浆温度、H2O含量或氧逸度的变化引起。斜长石16K2-B2-2中An含量跳跃式变化可能是岩浆房中冷热区域不均匀分布导致的热量对流搅拌引起，岩浆的加热造成斜长石晶体的幔部发生熔蚀作用，出现An和Al2O3含量较大幅度的变化，而FeO含量没有发生明显改变(图9a)。

斜长石中Sr和Ba(可取代Ca)的丰度及其分配行为受晶体结构变化的控制(Blundy and Wood, 1991; Giletti and Casserly, 1994)，晶体结构的变化主要受温度、熔体组分、水含量和压力的影响(Browneetal., 2006)，斜长石中Sr和Ba的负相关性可以作为外来镁铁质岩浆注入的标志(Browneetal., 2006; Caoetal., 2014)。本次研究中，两类花岗岩中斜长石斑晶的Sr和Ba含量之间并未表现出显著的负相关关系(图15c)，而似斑状二云花岗岩中钾长石的Sr和Ba含量之间存在一定的正相关性(图12b、图15c)，同样表明该区岩浆房没有发生明显的镁铁质岩浆注入与混合。两类花岗岩中斜长石斑晶的Sn含量较高，变化较大，而Pb含量较低，钾长石刚好相反(图15d)，表明早期岩浆中具有较高的Sn元素含量，指示了该区花岗岩具有较好的成锡矿潜力，这与我们在显微镜下观察到平苗矿区黄铜矿中普遍发育蠕虫状的黝锡矿相吻合(图5i)。对于成矿元素W、Cu、Mo来说，两种长石中Cu含量比W、Mo含量高，且变化范围较大，但三者之间没有明显的相关性(图11、图12)。两类长石中成矿元素(W，Cu，Mo和Sn)含量可能主要受它们不同的矿物/熔体分配系数控制，这些系数由岩浆的化学成分、温度和氧逸度决定。

因此，本次研究表明该区的岩浆房为化学成分相对封闭的岩浆系统，岩浆演化过程中只有热量混合和/或减压作用，没有发生明显的镁铁质岩浆的注入和混合作用。岩浆房中活跃的热对流是导致斜长石的化学成分发生较大变化的主要原因，而相对稳定的岩浆环境，使得斜长石化学组成基本保持稳定。

6.4 对成矿作用的指示

本文研究表明，平苗矿区与成矿关系最为密切的花岗岩岩浆系统经历了化学成分相对封闭的岩浆演化过程，岩浆的化学组成基本稳定，仅有热量的混合和对流，没有发生明显的基性岩浆的补给或不同化学成分岩浆之间的混合，因此我们认为该区的钨、铜、硫等成矿元素不是由外来补给岩浆提供，而应主要来自岩浆源区双桥山群富泥质的变质沉积岩和变质玄武岩的贡献。双桥山群中的泥质岩具有很高的钨元素含量，平均可达11.82×10-6(刘英俊等，1982)，远高于地壳中的钨元素丰度(1.0×10-6；Rudnick and Gao, 2014)，为该区重要的含钨建造，是矿区钨元素的重要源区。另外，近几年有学者在赣西北地区的双桥山群中发现了一套具有枕状构造的玄武质熔岩，呈细碧岩-角斑岩组合产出，厚度巨大，变余细碧岩和变余细碧质角斑岩总厚度超过1000m(董树文等，2010；项新葵等，2015b)。地球化学特征表明，这些细碧岩和角斑岩具有洋岛玄武岩的特点，指示其源区可能是富集型地幔(董树文等，2010)。因此，双桥山群中的巨厚变质玄武岩是铜和硫元素的重要潜在矿源层，很可能为大湖塘矿田的矿化提供了大量的铜和硫。除此之外，在没有外部基性岩浆补给的情况下，要形成大型的钨铜多金属矿床，还需要地壳中体积较大的岩浆房能够长期为矿区提供大量的岩浆(Fanetal., 2019)。

前人研究表明，华南克拉通与华北克拉通之间的碰撞始于240Ma，并持续到220Ma(Hackeretal., 1995)，随之华南板块便进入了早侏罗世(200～180Ma)强烈的地壳挤压缩短阶段和早白垩世(133～122Ma)地壳伸展阶段，这与古太平洋的西向俯冲密切相关(Hackeretal., 1995; Houetal., 2013)。此外，侏罗系地层之间的两次区域不整合(J1/J2和J2/J3)和中、晚侏罗世发现的两次大规模逆冲推覆构造(邓晋福等，2004)揭示了燕山期华南板块陆内造山具有挤压-伸展交替的多幕式特点(侯增谦和杨志明，2009)。Chuetal.(2019)通过对华南板块中生代岩浆活动时代和构造活动时代的系统研究发现，岩浆岩的爆发时期与地壳伸展构造活动期具有显著的对应关系，而岩浆岩的平静期则对应了挤压构造期。在155～140Ma，西太平洋板块发生低角度俯冲，在华南板块普遍发育挤压构造，而140～120Ma西太平洋转为高角度俯冲，在华南地区开始发生大规模的弧后伸展和拉张盆地(Chuetal., 2019)。平苗矿区的细粒白云母花岗岩和似斑状黑云母花岗岩分别形成于145Ma和139Ma(张智宇等，未发表数据)，正处于华南板块从区域挤压向伸展的转换时期。挤压环境引起地壳加厚，地壳浅部的岩浆房很难喷发，有利于含矿岩浆在向上运移过程中，在地壳浅部形成长期稳定的、规模较大的中酸性岩浆房(侯增谦和杨志明，2009)，这种岩浆房的存在为岩浆发生高度分异结晶提供了条件，进而导致了岩浆中的成矿元素发生高度富集和岩浆中水等挥发分的饱和，促进了大规模岩浆热液的形成。在挤压背景下常发生地壳的快速抬升和剥蚀，导致地壳浅部岩浆房的突然减压，有效地促进了大量岩浆热液的快速出溶和运移(Mastermanetal., 2005)，引起区内岩浆岩顶部发育大规模单向固结结构的似伟晶岩壳(图4a)，代表了早期岩浆热液的大量出溶。随后地壳发生伸展，发育大量的张性或张扭性构造，为矿化提供了有利的成矿空间，促进了矿区发生大规模的钨铜矿化。

7 结论

(1)平苗矿区似斑状二云母花岗岩从岩浆结晶早期到晚期一直保持较低的氧逸度(NNO-QFM之间)，可能与岩浆源区中更多的富泥质变质沉积岩有关，这种富钨的泥质岩源区和还原性岩浆环境，更有利于该区钨矿的形成。

(2)该区燕山期花岗岩中斜长石的An和CaO含量均远低于晋宁期黑云母花岗闪长岩，由于钙含量普遍较低，燕山期花岗岩体很难为该区超大型的白钨矿化提供足够的钙元素，而晋宁期黑云母花岗闪长岩由于体积巨大、钙含量高，很可能为区内大规模的白钨矿化贡献了大量的钙元素。

(3)斜长石的原位微区剖面分析显示，An和Al2O3含量之间存在显著的正相关性，而与FeO含量之间无明显的正相关性，FeO含量随着An含量的增加基本保持稳定，并且斜长石中Sr和Ba含量之间也没有显著的负相关关系，表明了该区岩浆房为化学成分相对封闭的岩浆系统，岩浆演化过程中只有热量混合和/或减压作用，没有发生明显的镁铁质岩浆注入与混合。因此，钨、铜、硫等成矿元素应主要来自岩浆源区双桥山群的富泥质变质沉积岩和变质玄武岩，而非基性岩浆的补给提供。

(4)平苗矿区燕山期岩浆岩形成于华南板块由挤压向伸展的转换时期，挤压环境有利于在地壳浅部形成长期稳定的、较大规模的中酸性岩浆房，岩浆房中高度结晶分异导致成矿元素高度富集和岩浆中挥发分的饱和，促进了大规模岩浆热液的形成。地壳的快速抬升和剥蚀引起岩浆房发生突然减压作用，促进大量岩浆热液的快速出溶和运移，并在随后地壳伸展形成的大量张性或张扭性构造中沉淀成矿，形成大规模钨铜矿化。

致谢本文中矿物电子探针实验得到核工业北京地质研究院刘牧老师和邰宗尧老师的帮助；长石LA-ICP-MS原位微量元素分析得到中国地质大学(武汉)胡兆初教授和罗涛博士的帮助；野外工作和采样过程中得到了江西地矿局赣西北地质大队占岗乐高级工程师和但小华工程师的帮助；两位审稿专家和本刊编辑提出了宝贵的修改意见，让本文质量有了很大提高；在此一并致谢！