构造转换背景下应力与流体相互作用控制华南朱溪超大型W-Cu矿床成矿作用*

贺晓龙，张 达**，吴淦国，狄永军，张志辉,2，李 芳，胡擘捷，霍海龙，李 宁，张鑫明，蔡梦颖，欧阳永棚,，魏 锦

（1中国地质大学地球科学与资源学院，北京 100083；2中国地质调查局发展研究中心，北京 100120；3中国地质科学院地质力学研究所，北京 100081；4太原理工大学地球科学与工程系，山西太原 030024；5江西省地质矿产勘查开发局912大队，江西鹰潭 335001）

矽卡岩型W矿是中国乃至世界范围WO3资源量最大的矿床类型，其次为石英脉型、斑岩型和云英岩型（Mao et al.，2019）。地质工作者通常将构造背景、岩石成因和金属矿床紧密的联系到一起，进而将区域中同一背景下产出的矿床划分至同一个成矿带（Meinert et al.，2005；Wang et al.，2016；2017）。板块构造理论问世以来，研究者们提出的W矿床成因背景主要有3种：碰撞造山带的后碰撞环境（Mitchell et al.，1981；Meinert et al.，2005），活动大陆边缘的弧后伸展带或俯冲板片回撤引起的伸展环境（Lehm‐ann，2004；Blundell et al.，2005；Meinert et al.，2005），以及俯冲后或陆内裂谷环境（Meinert et al.，2005）。从本质上而言，这些不同背景中的产出的W矿床均与岩石圈从挤压向伸展转换时期的地壳物质重熔有关（Meinert et al.，2003；2005；Pirajno，2009）。

江南斑岩-矽卡岩W矿带位于长江中下游斑岩-矽卡岩Cu矿带南侧，其南侧边界为扬子和华夏板块之间的钦杭新元古代缝合带，由江南古陆及其东部地区的多个斑岩-矽卡岩型W（-Cu或Mo）矿床组成（图1；Mao et al.，2017；2019）。该带已探明的WO3资源量达606万t，对前人关于W矿的某些认知产生了重大冲击（毛景文等，2020），因此，对其进行成因研究具有全球性意义。江西省浮梁县朱溪W-Cu矿床探明WO3资源量344万t，铜资源量11万t，是目前该矿带中乃至地球上探明的最大W矿床（He et al.，2022）。前人对朱溪W-Cu矿床开展了大量的岩石学、矿物学、地球化学、稳定同位素、年代学和流体包裹体的研究（李岩等，2014；赵苗等，2015；贺晓龙等，2018；Pan et al.，2018；Song et al.，2018a；Zhang et al.，2020a；He et al.，2022）。研究表明，与成矿有关的岩体形成时间集中在153～145 Ma，主要为黑云母花岗岩、白云母花岗岩和花岗斑岩，其成因受控于新元古界浅变质基底的部分熔融（李宁，2017；贺晓龙等，2018；Pan et al.，2018；Song et al.，2018a；Zhang et al.，2020a）。矿化类型主要有钙矽卡岩、镁矽卡岩型和白钨矿-石英-白云母脉型，其次还有钠长岩型、钙长岩型和云英岩型等（Pan et al.，2017；2019；He et al.，2022；Song et al.，2018b；2021）。矽卡岩型W-Cu矿化时代集中在150～145 Ma（刘善宝等，2017；Pan et al.，2017；Song et al.，2018b；于全等，2018；Ouyang et al.，2019）。流体包裹体和稳定同位素的研究表明，成矿流体主要来源于岩浆出熔，混合有大气降水（Pan et al.，2019；He et al.，2022）。He等（2022）进一步提出朱溪的成矿流体是还原性的，流体不混溶、沸腾和混合的多次循环是W-Cu沉淀的重要机制。前人的这些研究对揭示朱溪W-Cu矿床成矿作用特点具有重要意义，但忽视了构造背景和构造演化与巨型成矿作用的内在联系。霍海龙等（2018a）对朱溪W-Cu矿床所在的塔前-赋春成矿带进行了中生代推覆构造变形研究，提出170～145 Ma可能是华南中生代主推覆构造活动时期，而成矿作用与推覆构造同期或者稍晚。但由于缺少对矿区内控矿构造的解析，朱溪W-Cu矿床的控岩控矿机制仍未明确，也制约了对江南斑岩-矽卡岩W矿带中的构造-岩浆-成矿事件的深入研究。

断层阀（即断层阀-地震泵吸-周期性破裂愈合）模式综合了剪切带的构造运动学和成矿作用特征，揭示了成矿流体运移、聚集和成矿的过程（Sibson et al.，1988）。断层阀模式建立在Sibson（1977）提出的“断层双层结构”模型基础上，被广泛应用于韧性剪切带型（造山型）Au矿的研究中（Cox，1995；Nguyen et al.，1998；Blundell et al.，2005；王义天等，2004；宋超等，2016），但很少被应用于其他成因和/或矿种类型的矿床。断层阀的关键要素是脆/韧性转换带位于脆性域的底部，控制了浅部的地震性滑动和地震成核作用，而脆性破裂不仅能发生于脆性域或脆/韧性转换带，也可以发生在较深层次的韧性域中（Sibson，1977；Sibson et al.，1988）。实际上，岩浆热液矿床中的高温流体一般均达到了韧性域或脆/韧性转换域的温度（≥400℃；Fournier，1992；Nguyen et al.，1998）。因此，断层阀模式同样也可以应用到其他矿种或类型的岩浆热液矿床中，如矽卡岩型、斑岩型、石英脉型、热液脉型和云英岩型等多金属矿床。

本文通过详细野外地质调查和岩芯编录，对朱溪W-Cu矿床中的蚀变带和矿体进行构造解析，分析成矿所处的脆/韧性域环境，挤压或伸展的构造背景和应力状态；并根据前人同位素年代学资料，约束了研究区挤压向伸展转换的时间；通过建立朱溪W-Cu矿床的断层阀模型，解释超大型矿床的成矿机制；并探讨挤压向伸展转换的动力学背景，以期揭示江南斑岩-矽卡岩W矿带构造-岩浆-流体与成矿的内在联系。

1 区域地质背景

江南斑岩-矽卡岩型W矿带出露的地层包括前寒武纪基底和显生宙盖层（图1）。其中，阳兴-常州断裂以南的前寒武系基底主要包括中元古界的田里片岩，古元古界双溪坞群火山碎屑岩，以及中—新元古界沉积岩和蛇绿混杂岩；上覆的显生宙沉积岩包括志留系—下三叠统海相碳酸盐岩和碎屑岩、中三叠统—上侏罗统近海-陆相碎屑岩、中—晚侏罗统沉积岩和火山岩，以及一系列NE向陆相断陷盆地中的白垩系砂岩（图1；毛景文等，2020）。江南古陆中部的新元古界沉积岩为双桥山群，为一套灰白至灰绿色绢云母千枚岩、砂质千枚岩、变砂岩等，凝灰岩夹层中的锆石U-Pb年龄表明其形成于～810 Ma（霍海龙等，2018b）。

图1 江南斑岩-矽卡岩W矿带和长江中下游斑岩-矽卡岩Cu矿带地质和矿床分布图（据Wang etal.，2014；Mao etal.，2019略改）Fig.1 Geological and spatial distribution of deposits in the Jiangnan porphyry-skarn Wore belt and the Middle-Lower Yangtze Riv‐er porphyry-skarn Cu ore belt(modified after Wang et al.,2014;Mao et al.,2019)

朱溪W-Cu矿床隶属于江南斑岩-矽卡岩型W矿带中部之塔前-赋春成矿亚带（陈国华等，2012）。研究区自元古宙以来经历了复杂的构造-岩浆演化，特别是早中生代以来由于岩石圈变形体制的转换导致该区发育强烈而广泛的断裂构造，及与其相伴产出的中酸性侵入岩（毛景文等，2020）。其中，与中生代NW-SE向逆冲推覆构造有关的4条大致平行的NE向断裂构成了区域构造格局的主体，并控制了区内的石炭系—三叠系碳酸盐岩和碎屑岩地层在新元古界双桥山群浅变质岩系中呈狭长状展布（图2a）。研究区推覆构造的断层面具有上陡下缓呈“铲状”的特点（图2b），总体构成叠瓦扇或双重构造（霍海龙等，2018a）。石炭系黄龙组为一套浅灰色白云岩加白云质灰岩的组合，以朱溪断裂为界与下伏双桥山群断层接触；而石炭系船山组为一套深灰色-灰黑色灰岩夹燧石条带的组合；这2套碳酸盐地层为朱溪W-Cu矿床主要的赋矿围岩（图2a、b）。区内岩浆活动主要为燕山期浅成-超浅成相中酸性侵入岩脉以及深部隐伏的花岗质岩石，其产出整体上也受NE向断裂控制，年龄集中在160～145 Ma（霍海龙，2016；李宁，2017；贺晓龙等，2018；Pan et al.，2018；Song et al.，2018a）。

2 矿床地质特征

钻孔揭露的朱溪W-Cu矿床由深部向浅部呈现出W、W-Cu和Cu的矿化分带（图2b）。具体而言，深度约250 m处及以上的浅部地层和Cu矿体产状均较缓；向下至250～1100 m深度，地层较陡立，矿化较弱；至深度约1100～1900 m则逐渐过渡为厚大的W（-Cu）矿体，地层和矿体产状相对平缓（图2b）。厚大的矿体整体上位于黄龙组碳酸盐岩与双桥山群浅变质岩接触界面（即朱溪断裂，He et al.，2022）之上的黄龙组白云岩和船山组灰岩之中；而矽卡岩蚀变带的范围相对更大，还可见于二叠系碳酸盐岩中（图2b）。朱溪断裂作为不同地质单元的构造接触界面，在中生代逆冲推覆构造发育期间具有NW-SE向逆冲断层的性质（图2；霍海龙等，2018a），在成矿期则表现出了滑脱的特点（陈国华等，2012）。根据钻孔勘探线控制的剖面推测其倾角约63°±18°（图2b）。矿体一般呈脉状、透镜状或似层状产出，呈NE向展布，倾向NW（图2b），与区内中生代推覆构造断层面类似，上陡下缓形似“铲状”（霍海龙等，2018a）。需要指出的是，大脉在钻孔方向的视厚度（脉宽）可达1～50 m，呈似层状和透镜状产出（图3a）；较小的脉在钻孔方向的视厚度（脉宽）约1～100 cm（图3b～e）。

朱溪W-Cu矿床主要包括3类蚀变矿化类型：钙矽卡岩型（图3a～c、e、f）、镁矽卡岩型（图3d、g）和白钨矿-石英-白云母（SQM）脉型（图3a、b、e、h）。镁和钙矽卡岩型矿化受控于围岩地层的性质，分别赋存于白云岩和灰岩中，未见相互穿切。SQM脉则常常穿切了2类矽卡岩（图3a、b、e、h）。并且这种脉的赋存范围比矽卡岩更为广泛，还出现在大理岩、黑云母花岗岩、白云母花岗岩、花岗斑岩以及双桥山群浅变质岩中（He et al.，2022）。

依据野外和镜下观察到的穿切关系，将成矿过程划分为6个阶段：①早矽卡岩阶段；②退化蚀变阶段；③石英-硫化物阶段；④方解石-萤石阶段；⑤SQM脉阶段；⑥角砾岩化阶段（图4）。早矽卡岩阶段主要产出无水硅酸盐矿物，例如石榴子石、辉石和硅灰石等（图3a～f）；退化蚀变阶段是矽卡岩中白钨矿的主要形成时期。中细粒的白钨矿呈浸染状与大量的含水硅酸盐矿物共生，如阳起石-透闪石、绿帘石、蛇纹石和绿泥石等，它们的集合体通常交代了早期无水硅酸盐矿物（图3f、g）；石英-硫化物阶段是矽卡岩中黄铜矿的主要形成时期，通常呈石英-黄铜矿-黄铁矿-闪锌矿的不规则脉状或细脉浸染状集合体产出，充填于矽卡岩中的裂隙（图3c）；方解石-萤石阶段主要产出中细粒方解石和萤石，通常呈他形粒状集合体在裂隙中产出；SQM脉阶段产出了高品位W-Cu矿体，常见的矿物组合为白钨矿-石英-白云母-黄铜矿-闪锌矿-萤石-磷灰石-方解石，偶见电气石和黄玉。SQM脉中的白钨矿与白云母密切共生，其粒度一般和脉体中的石英-白云母粒度呈正相关，细者呈浸染状展布（图3e、h），粗者粒径可达1 cm，故脉体又形似伟晶岩（图3b）。与不规则脉状或细脉浸染状石英-硫化物脉相比，SQM脉通常发育白云母，产出大量白钨矿，且脉壁较平直；角砾岩化阶段的常见矿物组合为绿泥石-磁黄铁矿-黄铁矿-石英，偶尔可见闪锌矿和方铅矿，它们的泥状集合体胶结了角砾。角砾构造多见于朱溪断裂附近，角砾成分多为破碎的SQM脉。因此，对于W-Cu矿体而言，这种角砾构造实际上是破矿构造。

图4 朱溪W-Cu矿床矿物共生次序Fig.4 Paragenetic sequence of minerals in the Zhuxi W-Cu deposit

此外，前人还有报道少量云英岩型（或蚀变花岗岩型）、钙长岩和钠长岩型的矿化（Song et al.，2018b；2021；Pan et al.，2019），均与岩浆有直接的成因联系。钙长岩型矿化与富Al、Si、P、和F的过铝质岩浆密切相关，而钠长岩型的矿化与极度分异的贫硅酸盐富水花岗质岩浆有关（Song et al.，2021）；云英岩型则是岩浆冷却时期造岩矿物退化蚀变的产物，对应于矽卡岩的退化蚀变阶段，常出现在黑云母花岗岩和白云母花岗岩的顶部。

还需指出的是，镁矽卡岩和钙矽卡岩受围岩地层岩性控制，呈现出了不同的矿物组合（图4）。镁矽卡岩型矿体中常见的矿物为石榴子石、辉石、透闪石、蛇纹石、滑石、富Mg绿泥石、白钨矿和黄铜矿等（图4）。其中，石榴子石主要为钙铝榴石固溶体系列GrtⅠ（图5a），辉石主要为透辉石端员PxⅠ（图5b；He et al.，2022）。钙矽卡岩型矿体中常见的矿物有石榴子石、辉石、硅灰石、阳起石、透闪石、富Fe绿泥石、白钨矿和黄铜矿等（图4）。其中，石榴子石主要为钙铁榴石-钙铝榴石固溶体系列，依据早晚穿切关系可划分为3个世代，即GrtⅡ～Ⅳ（图5a），辉石则主要为钙铁辉石端员PxⅡ（图5b；He et al.，2022）。

图5 朱溪W-Cu矿床石榴子石（a）和辉石组分（b）端员图解（数据引自赵苗等，2015；贺晓龙等，2018；于全等，2018；Heetal.，2022）Fig.5 Ternary diagrams of garnet(a)and pyroxene compositions(b)in the Zhuxi W-Cu deposit(from Zhao et al.,2015;He et al.,2018;2022;Yu et al.,2018)

钻孔揭示的隐伏岩浆岩主要有深部（深度约1400～2200 m）呈岩株状产出的黑云母花岗岩，中深部（深度约400～1800 m）呈岩舌状产出的白云母花岗岩，中深部（见于800～2200 m）呈脉状产出的花岗斑岩（图2b）。大量同位素年代学的研究表明这些岩浆岩的侵位时间为153～147 Ma（李岩等，2014；贺晓龙等，2018；李宁，2017；Pan et al.，2018；Song et al.，2018a；Zhang et al.，2020a；2021）。钻孔ZK4212和ZK4213还揭示出在深部（深度大于1300 m）的白云母花岗岩和黑云母花岗岩中常见一些时代更老的岩浆岩（图2b），视厚度约1～20 m不等，如辉绿岩（约279 Ma，待发表数据）、闪长玢岩（（162.7±1.4）Ma；饶建锋等，2020）、绢云母化的黑云母花岗岩（（159±1）Ma；霍海龙，2016）和花岗斑岩等。

3 蚀变和矿化有关的构造及构造解析

本文基于野外对10、30、42、56、62号等勘探线钻孔的岩芯编录工作（图2b），总结了与矿体和蚀变岩石有关的构造。这里需要指出的是，野外编录的岩芯均来自计算朱溪W-Cu矿床品位和储量的钻孔，符合钻探工程要求的标准，因此钻孔与垂向的夹角一般在5°以内。岩芯近于直立，热液脉体与岩芯柱的夹角（α）与脉倾角（β）可视为互余（图6）。矽卡岩型的W-Cu矿体一般赋存在陡倾的波状脉中，脉体边缘的硅灰石和石榴子石等矿物一般呈大角度或近垂直于脉壁生长，而脉中的白钨矿则具有一定的定向性（图6）。这种脉体一般穿切了早期不含矿的近水平热液脉（图6），例如贫矿矽卡岩脉。SQM脉型矿体则一般表现为近直立而平直，且这种脉体一般穿切了前两种脉体（图6）。依据地质体的先后穿切关系，划分了5种主要的热液脉体或控矿构造类型：①早期的近水平贫矿热液脉（H脉，图6、图7）；②稍晚的陡倾波状张剪性含矿脉（R脉，图6、图8）；③同期的流体逃逸构造（图9）；④晚期的近直立平直SQM脉（F脉，图6、图10）；⑤更晚期的角砾构造（图11）。它们的特点分述如下。

图6 蚀变带和矿体中常见的构造类型的穿插关系示意图Fig.6 Cross-cutting relationships between different structure types in alteration zone and orebodies

3.1 近水平贫矿热液脉（H脉）

近水平的贫矿热液脉（H脉）一般发育钙矽卡岩，常见的矿物组合为石榴子石-钙铁辉石-透闪石（图7a～h）。这种脉体中一般不发育或欠发育硅灰石（图7a～f中均不发育硅灰石），无W-Cu矿化或较弱（图7a～h中均无矿化）。但石榴子石-辉石也可能不发育，形成透闪石为主的白色细脉（图3a、e、图7a）。其中，石榴子石通常为钙矽卡岩中的GrtⅡ，颜色为橘黄至浅棕色（图7a～f），呈他形至半自形，粒径约100～300μm，全消光（图7g）。脉体中的石榴子石、辉石和透闪石多具有一定的定向性，表现为矿物集合体呈细脉状延伸，与脉体延伸方向近于平行（图7g～h），形似条带状展布（图7a’、g～h），反映出矿物在韧性域或脆/韧性转换带结晶的特点（Robert et al.，1986；Fournier，1992；Nguyen et al.，1998）。与大理岩化的碳酸盐围岩的接触部位一般见有白色重结晶的方解石，作为弯曲弧状的脉壁（图7b、d、f）。统计的脉倾角范围约为5°～28°，大多集中在10°～12°，近于水平（图7a～f；表1）。这种在韧性或脆韧性转换域形成的矽卡岩也见于其他金属矿床中，如瑞典的Smältarmossen矽 卡 岩 型Fe矿 床（Jansson et al.，2013），德国的Hämmerlein矽卡岩型Sn多金属矿床（Lefebvre et al.，2019），和马其顿的Sasa矽卡岩型Pb-Zn-Ag矿床等（Palinkašet al.，2018）。

前人对朱溪W-Cu矿床的流体包裹体研究表明（Pan et al.，2019；He et al.，2022）：形成于早矽卡岩阶段的石榴子石和辉石等无水硅酸盐矿物中的流体包裹体均一温度大多数高于340℃，高温甚至可大于550℃，形成压力可达168 MPa，对应静岩压力下的深度6.2 km；而矽卡岩中的退化蚀变阶段和更晚期的SQM脉阶段中包裹体的均一温度则大部分低于300℃。前人研究还表明，岩石脆性行为的极限温度约为400℃（有流体参与时，该极限温度值更低），高于这个温度则表现出韧性的特点（Fournier，1992；Nguyen et al.，1998），因此，以早矽卡岩阶段矿物为主的H脉可能反映了岩石的韧性行为。另一方面，前人研究还表明在挤压背景中，在深部约10～15 km的脆/韧性域会形成近水平的脆性网脉构造（mesh structure），形成的温度为350～400℃，最大主应力σ1方向为水平（图7i、j；Sibson，2017；2019），形似朱溪近水平的贫矿矽卡岩脉（图7f）。朱溪W-Cu矿床中近水平的贫矿热液脉主要由钙矽卡岩矿物组成，温度达到了脆性行为的极限温度，但深度远小于Sib‐son提出的网脉构造形成深度，因此，朱溪的这类脉体可能受到岩体侵位带来的高热量影响，在相对较浅的韧性域或脆/韧性转换域结晶（Jansson et al.，2013；Lefebvre et al.，2019），其形成时的应力场是逆冲推覆构造同期的挤压背景。陈国华等（2012）对朱溪浅部铜矿坑道中的节理测量统计表明，朱溪矿区发育近SN向和近EW向的2组节理，对应SE-NW向的最大挤压应力方向，据此得到水平面的应力分析如图7k，最大主挤压应力σ1方向为水平。霍海龙等（2018a）对研究区推覆构造变形的研究也同样表明，研究区内中生代推覆构造主要为NW向SE的推覆，且推覆构造可能稍早于区内的岩浆-成矿事件。前人的工作与本次研究的结果一致。

3.2 陡倾波状张剪性含矿脉（R脉）

陡倾波状张剪性含矿脉（R脉）一般由钙矽卡岩（图8a～g）或镁矽卡岩组成（图8h～k），它们共同组成了朱溪厚大的矽卡岩型W矿体。2种矽卡岩的矿物组合在矿床地质部分已经介绍，此处不再赘述。钻孔中常见矽卡岩R脉穿切了H脉（图3a、e；图6），或充填了再张开的近水平H脉（图3e），因此R脉形成晚于H脉。此外，有无矿化也是区别R脉和H脉的重要依据（图7f～h；图8b、f、i～k）。统计得到的脉倾角大多集中在72°～74°，（图8a～c、e～f、i～k；表1）。由于灰岩强烈的大理岩化作用，在野外难以判别碳酸盐岩和脉体的实际产状，但依据其较大的倾角，以及钻探工程控制的矿体产状（图2b），推测其与次一级的主剪切面即朱溪断裂（倾角63±18°；图2b）呈小角度相交，交角约10°。

R脉脉壁舒缓波状起伏，脉中的石榴子石、辉石和硅灰石等矿物通常垂直或大角度相交于脉壁生长（图8a～c、g～h），常见多次“张开-填隙-结晶”（图8a、c、d），在破裂的脉体核部表面中偶尔能见到擦痕，呈典型的张剪脉特征（Nguyen et al.，1998；Kenworthy et al.，2007；Fossen，2016）。脉体中的白钨矿受矽卡岩脉产状的控制，其浸染状集合体的形态线偶尔还呈现出剪切的特点（图8a～b），与现存的朱溪断裂形态上相似（图2b）。因此，R脉形成的应力场可能相当于里德尔剪系中的R破裂（图8l；Roberts，1987；Fossen，2016），最大主应力σ1方向垂直，σ3为水平向外（表1）。R破裂与平行主剪切方向平面（M面）的交线可能呈现出弧形，形成月牙形的矽卡岩W矿脉（图8j），这类构造则是与R破裂有关的颤痕，表现为弯曲的线性构造（图8l；Fossen，2016）。还值得注意的是，R脉中偶见波状消光的白钨矿和石英，矿物间的裂隙被绿泥石和微晶石英充填（图8m、n）；R脉再张开后充填的晶体延伸方向与脉张开的方向平行，如图8d右下角的GrtⅢ。脉壁舒缓波状起伏表现出韧性变形的特点（Fournier，1992）,也可以得到朱溪矽卡岩流体包裹体测温研究的支持（＞550℃；He et al.，2022），因此，R脉也应形成于韧性域或脆/韧性转换域。但是这些偏韧性的变形可能还与岩浆-流体的参与密切相关，因为流体包裹体推算的矽卡岩型矿体形成深度约为6.2 km，低于传统认为的脆/韧性转换域深度（10～15 km；Sibson，2019）。在早矽卡岩阶段之后（图4），矽卡岩型W矿化发生的退化蚀变阶段的温度约为250℃，低于韧性域的极限温度（Fournier，1992），压力则降至68 MPa，流体发生沸腾并成矿（He et al.，2022）。综上所述，张剪性R脉的形成记录了岩浆-热液系统降温降压的过程，成矿系统从韧性域（或脆/韧性转换域）向脆性域转变，区域构造应力状态由挤压向伸展转换。

图8 朱溪W-Cu矿床陡倾波状张剪性含矿脉（R脉）典型特征a、b.大理岩中的W矿化石榴子石、辉石、硅灰石矽卡岩脉；c～g.W矿化的钙矽卡岩，矿物通常垂直脉壁或裂隙面生长；i～k.W矿化的镁矽卡岩；l.里德尔剪切系中R破裂的形成机制；m～n.R脉中变形的白钨矿和石英（a～e和i～k为手标本照片，其中b、e、j、k为钨灯照射下拍摄；f、h、m、n为正交偏光显微照片；g、h为单偏光显微照片；l据Fossen，2016）

3.3 含矿的流体逃逸构造

有“张开-填隙-结晶”特点的张剪性R脉与水压致裂关系密切，反映了超压成矿流体在挤压向伸展转换期减压释放并发生成矿，是重要的容矿构造（Phillips，1972；Nguyen et al.，1998；Kenworthy et al.，2007）。在含矿矽卡岩的周围还常见一类晕圈状的流体逃逸构造，记录了超高压的岩浆-热液成矿流体在压力骤降时发生沸腾，向上向外扩展并卸载成矿物 质（图9a、d；Meinert et al.，2003；Pirajno，2009；Weatherley et al.，2013）。

图9 朱溪W-Cu矿床流体逃逸构造典型特征a.贫矿石英中的白钨矿-石英-白云母晕；b.含硫化物晕圈的石榴子石辉石矽卡岩被白钨矿-石英-白云母（SQM）脉穿切；c～d.绢云母化花岗岩中的绿泥石-黄铁矿-黄铜矿晕；e.流体逃逸构造的形成机制（Fossen，2016）（a～c为手标本照片，其中a为钨灯照射下拍摄；d为正交偏光显微照片）Fig.9 Photographs and microphotographs showing typical characteristics of the fluid-escape structure in the Zhuxi W-Cu deposit a.Scheelite-quartz-muscovitehalos in thebarren quartz;b.Thegarnet-pyroxeneskarn with sulfidemineralshalos cut by a scheelite-quartz-musco‐vite(SQM)vein;c～d.Chlorite-pyrite-chalcopyrite halos in the sericite-altered granite;e.Formation mechanism of the fluid-escape structure(from Fossen,2016)(a～c arephotographsof hand specimens,and ais photographed under ultraviolet light;d isamicrophotograph in cross-polarized light)

例如，在不含矿的粗粒石英脉中呈晕圈状的细粒白钨矿黄铜矿热液脉（图9a）；在石榴子石辉石矽卡岩中的晕圈状微-细粒硫化物晕圈（图9b）；在绢云母化的花岗质岩石中的晕圈状微-细粒绿泥石-黄铁矿-黄铜矿晕（图9c、d）。应力莫尔图解解释了其形成机制，即随着流体压力的不断增大，有效正应力逐渐减小，应力莫尔圆向左移动（图9e；表1）。这也可以得到流体包裹体和H-O同位素研究结果的支持，W矿化发生的退化蚀变阶段和SQM脉阶段的典型特征即是流体沸腾和脱气效应（He et al.，2022）。

3.4 近直立平直SQM脉（F脉）

近直立平直SQM脉（F脉）主要由白钨矿-石英-白云母（SQM）脉体组成（图10a～h），偶见一些较纯的自形粗粒方解石脉（图10i）。这类脉体通常切割H和R脉（图3d～e、图6、图7）、花岗斑岩（图10f）、白云母花岗岩和黑云母花岗岩，故其形成时间晚于矽卡岩和这些已知的成矿岩体。另外，这类脉体还见于碳酸盐岩地层（图10a～e、h～i）和双桥山群浅变质岩。F脉的典型特征是脉壁平直，无变形，无擦痕（图10），脉边缘的白云母近于垂直脉壁生长且与浸染状白钨矿密切共生（图3b、10a～g），而脉核部的石英、方解石和萤石等矿物晶体之间紧密连接（图10a～g），反映了矿物在张性的空间中结晶生长（Kenworthy et al.，2007）。

图10 朱溪W-Cu矿床近直立平直SQM脉（F脉）典型特征a～e.大理岩化灰岩中的平直SQM脉；f～g.花岗斑岩中的SQM脉；h.细脉浸染状W矿化的SQM脉；i.大理岩化灰岩中的平直方解石脉；j～k.近直立平直的SQM脉的形成机制（a、d、e、f、h和i为手标本照片，其中h’为钨灯照射下拍摄；b和g为单偏光显微照片；c为正交偏光显微照片；k据Fossen,2016）Fig.10 Photographs and microphotographs showing typical characteristics of the sub-vertical straight SQM veins(Fveins)in the Zhuxi W-Cu deposita～e.Thestraight SQM veins in themamorization limestone;f～g.SQM veinsin granitic porphyry;h.A SQM vein with disseminated Wmineraliza‐tion;i.A straight calcitevein in themamorization limestone;j～k.Formation mechanism of thesub-vertical straight SQM veins(a,d,e,f,h and iarephotographs of hand specimens,and h’isphotographed under ultraviolet light;b and g aremicrophotographs in plane-polarized light;c is a microphotograph in cross-polarized light;k is from Fossen,2016)

矿物垂直脉壁生长的机制有多种：①剪切带中的伸展脉，相当于里德尔剪切系中的T破裂，最大主应力σ1方向垂直（图10j）。可形成于脆/韧性转换域（Nguyen et al.，1998；Kenworthy et al.，2007），或形成于脆性域（宋超等，2016）；②剪切带中的张剪脉，脉延伸方向和脉核部的石英生长方向均与剪切方向平行，但是靠近脉壁的晶体表现为垂直脉壁生长（Oli‐vo et al.，2002）；③剪切带活动的末阶段最大剪切应力减小，流体压力（Pf）增加达到静岩压力值（Plitho）引起的水压致裂（Phillips，1972；Robert et al.，1995；Nguyen et al.，1998；Chi et al.，2011）；④伸展背景中的张性脉，如南岭W-Sn成矿带中的典型石英脉型黑钨矿床（刘战庆等，2016）。本次研究统计的脉倾角一般大于75°，集中在78°～88°（图10a～i；表1），推测其与朱溪断裂的夹角约为20°，类似于里德尔剪切系中的T破裂有关的伸展脉（图10j）。但这类脉体还常出现倾角变平缓的分支（图10e），因此笔者认为这种张性脉体的形成与水压致裂的关系更为密切。脉体形成时的流体压力达到了静岩压力值，在莫尔图解中应力莫尔圆向左漂移（图10k）。流体包裹体的研究表明（He et al.，2022），矿物中的包裹体均一温度一般低于300℃，形成的压力约34 MPa，对应静水压力下的深度为3.4 km，故其形成部位可能位于脆/韧性转换域的顶部（Fournier，1992；Nguyen et al.，1998）；这类脉体中常见富气相和富液相流体包裹体共生的沸腾现象，且局部存在达159 MPa的超压，是水压致裂的直接证据。

3.5 角砾构造

在上述4类主要脉体或构造形成之后，朱溪断裂附近的矿体中还偶尔出现角砾构造。角砾磨圆差，棱角分明，粒度大小不一，形成于张性条件。角砾组分通常由破碎的SQM脉中的石英、萤石和方解石等矿物组成（图11a、d），中细粒的白钨矿也常常被胶结（图11a、c），因此这种角砾构造的形成时间晚于F脉。角砾构造的胶结物一般为含矿的硫化物细网脉，常由黄铁矿、磁黄铁矿和绿泥石组成（图11b、d）。多见石英脉发生脆性破裂，碎裂成多节（图11d下方）。因此，角砾构造形成于脆性域中的张性环境，背景为伸展拆离剪切（Fossen，2016），受控于朱溪断裂（图2b）。

综上所述，早期的近水平贫矿热液脉（H脉）形成于韧性或脆/韧性转换域，背景为推覆构造末期的挤压；而陡倾波状张剪性含矿脉（R脉）形成于挤压向伸展的构造转换期间，同期的流体逃逸构造形成于局部流体超压引起的水压致裂；近直立平直SQM脉（F脉）为张性脉，形成时的背景为伸展拆离，但是主要受控于流体超压引起的水压致裂（表1）；角砾构造则是晚期伸展拆离背景的另一种表现形式。

表1 朱溪W-Cu矿床中5类控矿构造类型及其特征和控矿机制Table 1 Summary of the five ore-controlling structure types and their characteristics and ore-controlling mechanism in the Zhuxi W-Cu deposit

4 讨论

4.1 同位素年代学约束挤压向伸展转换的时间

对蚀变带和矿体有关的构造的解析表明，朱溪W-Cu矿床在成矿期前后经历了逆冲推覆的挤压-挤压向伸展转换-伸展拆离的构造演化。转换的时间可以结合地质特征和同位素年代学的证据来约束。前人对朱溪W-Cu矿床岩浆岩中的锆石、榍石和磷灰石等矿物，以及矽卡岩型W-Cu矿体中的白钨矿、辉钼矿、白云母和榍石等矿物进行了大量的同位素年代学研究（表2）。年代学研究结果表明（表2）：矽卡岩型W-Cu矿体成矿时代约为150～145 Ma；而与成矿有关的主要3类岩体，即白云母花岗岩、花岗斑岩和黑云母花岗岩的形成年龄分别约为153～149 Ma、153～148 Ma和153～147 Ma。因此，矽卡岩型W-Cu矿体（R脉为主）的形成时间（150～145 Ma）稍晚于与矽卡岩型W-Cu矿化有关的岩浆岩侵位时间（153～147 Ma）。153～145 Ma的岩浆-成矿事件是在挤压向伸展转换时期发生，挤压向伸展转换的起始时间应该至少早于该时间段。区域上而言，朱溪W-Cu矿床所在的塔前-赋春成矿带在白垩纪进入伸展变形阶段，形成了一系列NE-NNE向张性或张剪性断裂，或使早期断裂发生伸展改造（张达等，2021）。与本项目组未发表的数据对应，即SQM脉型矿体的形成时间约为145 Ma。因此，挤压向伸展转换的结束时间约为145 Ma。

表2 朱溪W-Cu矿床成岩和成矿背景时间信息表Table 2 Information of magmatic and ore-forming ages in the Zhuxi W-Cu deposit

钻孔ZK4212和ZK4213揭露了白云母花岗岩岩枝中存在时代更老的的辉绿岩、闪长玢岩和绢云母化的黑云母花岗岩（图2b），它们的锆石U-Pb加权平均年龄分别为（279.00±0.96）Ma（内部数据投稿中），（162.7±1.4）Ma（饶建锋等，2020）和（159±1）Ma（霍海龙，2016），可能是在白云母花岗岩侵位时被捕获。实际上，白云母花岗岩中还见多个大理岩化灰岩捕掳体（ZK4210，图2b），同样是在白云母花岗岩侵位时被捕获，并与岩浆-热液交代并发生了矽卡岩型W矿化（图2b）。朱溪W-Cu矿床的中深部白云母花岗岩在形态上具有受左行剪切作用的特点（继承了先前逆冲推覆构造发育时的右行剪切），在石炭系和二叠系之间的层间滑脱带（早期为层间逆冲带）产出，反映出了伸展构造的特点。前人对研究区构造变形的研究表明，中生代推覆构造主要为由北西向南东向推覆（图2a），且推覆构造卷入的最年轻地层为下侏罗统水北组（张达等，2021）。塔前-赋春成矿带的枣林地区发现的同推覆构造花岗岩，其锆石U-Pb加权平均年龄为（161.6±3.0）Ma（霍海龙等，2018a），限定了成矿前的这次推覆构造活动的时间为燕山早期，发生在挤压向伸展的构造转换之前。

综上所述，研究区（161.6±3.0）Ma（下限可能稍晚，但早于153 Ma）为挤压背景，形成了近水平贫矿热液脉（H脉）；挤压向伸展转换的时期为153～145 Ma（上限可能稍早，但晚于161 Ma），产出了厚大的矽卡岩型W-Cu矿体，表现为陡倾波状张剪性含矿脉（R脉）并伴生流体逃逸构造；而近直立平直SQM脉（F脉）的形成则是在伸展拆离背景下，该背景的上限时间约为145 Ma。角砾构造也是在伸展拆离背景下形成，其形成时间更晚（图12）。

图12 朱溪W-Cu矿床构造-岩浆-成矿事件演化概要图Fig.12 Tectonic-magmatic-mineralization events and their schematic evolution diagram in the Zhuxi W-Cu deposit

4.2 断层阀行为控制成矿作用发生

W是一种高度不相容的亲石元素（Newsom et al.，1996）。朱溪W-Cu矿床中过铝质的高钾钙碱性系列的成矿岩浆岩（李岩等，2014；李宁，2017；Song et al.，2018a；Zhang et al.，2020a）、高W和Cu丰度值的变质基底和围岩（陈国华等，2015；李宁，2017；Song et al.，2018a；Zhang et al.，2020a）、以及从岩浆中出熔的较还原的成矿流体（Zhang et al.，2020a；2021），且具有高温、高压、高盐度的特点（He et al.，2022），均有利于金属元素在成矿前富集。

断层阀（即断层阀-地震泵吸-周期性破裂愈合）模式综合了剪切带的构造运动学和成矿作用特征，揭示了成矿流体运移、聚集和成矿的过程（Sibson et al.，1988）。该模式建立在Sibson（1977）提出的“断层双层结构”模型基础上，被众多矿床学研究者认可，尤其被广泛应用于韧性剪切带型（造山型）Au矿的研究中（Cox，1995；Nguyen et al.，1998；Blundell et al.，2005；王义天等，2004；宋超等，2016）。该模式的关键论点在于：①大型剪切带在地壳深部表现为韧性变形，构造运动的方式是连续且非地震性的；②在地壳浅部则表现为脆性变形，运动方式为非连续的地震性滑动；③脆/韧性转换带位于脆性域的底部，控制了浅部的地震性滑动和地震成核作用。该模式可划分为5个阶段：破裂前，断层阀（地震破裂），流体充填（地震泵吸），自愈合和再循环（Sibson，1977；Sibson et al.，1988）。基于矿床地质特征和构造解析，结合前人对矿物学和流体包裹体研究，本文将朱溪W-Cu矿床具有受断层阀行为控制的诸多表现和特点分述如下：

（1）破裂前阶段：在逆冲推覆背景的末期，逆冲推覆的次一级构造即朱溪断裂处于愈合状态。岩体的侵位使出熔的流体持续聚集，流体压力逐渐增高形成超压流体（Cox，1995），当Pf=σn+Rt时（Pf，σn和Rt分别为流体压力，荷载压力或正应力，岩石抗张强度；Sibson，1977），岩石将破裂并产生水平裂隙。这种水平裂隙在较浅的韧性或脆/韧性转换带形成，类似于Sibson（2017；2019）指出的近水平的脆性网脉构造形成时的应力场，为H脉的形成提供了所需的空间（图7）；

（2）断层阀（地震破裂）阶段：当Pf＞σn+Rt时，流体压力克服了荷载压力和岩石抗张强度并产生陡倾或陡直的剪切破裂，该破裂在深部脆/韧性转换带发生地震成核作用，在浅部表现为地震破裂并产生大量渗透性裂隙，释放剪应力（Sibson et al.，1988），为流体在韧性或脆/韧性转换带与围岩反应提供空间。剪切破裂提供了张剪性R脉和水压致裂主导的F脉形成所需的空间。早期H脉的流体与早期侵位的岩浆出熔有关（如153 Ma），并形成贫矿矽卡岩（图7）。而R脉的形成所需的流体则与挤压向伸展转换期间（153～147 Ma）不断侵位的岩浆有关。岩浆的脉动式涌动与不断形成的渗透性裂隙耦合，形成了多个世代（种类）的石榴子石（GrtⅡ～Ⅳ；图4、图5、图8a、d）；

（3）流体充填（地震泵吸）阶段：应力释放使压力骤降，W的溶解度降低（Wang et al.，2019）。流体在裂隙中充填（并可能发生沸腾），成矿物质从流体中卸载沉淀（Sibson et al.，1988；Cox，1995）。Weath‐erley等（2013）基于韧性剪切带的研究进一步提出，由于围岩的热质量（热式质量流量）以及围岩与流体接触的表面积较大，流体和围岩的成矿体系此时处于等温环境。当压力骤降至最小流体压力（Pfm）时发生闪蒸作用，可理解为瞬时的沸腾（Weatherley et al.，2013），形成流体逃逸构造（图9h～k）。这就很好理解了为何在退化蚀变矽卡岩阶段所形成的白钨矿均交代了多种类型或世代的石榴子石（GrtⅠ～Ⅳ）和辉石，而未见晚世代石榴子石交代白钨矿。当岩浆持续侵位的时候，流体不断出熔，体系温度一直较高，“断层阀-流体充填”循环返复会造成压力的频繁波动，高温的无水硅酸盐矿物在此时形成，但温度较低的含水硅酸盐矿物，白钨矿和黄铜矿等矿物则未形成，使得晚世代的石榴子石（如GrtⅣ）脉在再张开的石榴子石（早世代，如GtrtⅡ～Ⅲ）辉石矽卡岩中形成，即R脉的形成（例如图8a；另见贺晓龙等，2018，图4a）。依据朱溪流体包裹体的研究可推测，当成矿体系的温度降至330℃时（Pan et al.，2018；He et al.，2022），新一轮的“断层阀-流体充填”使得体系压力降低，伴随流体沸腾作用，白钨矿沉淀。因此，体系温度变化的主要控制机制是岩浆的侵位是否持续。此外，大气水的加入也会使体系的温度和盐度降低，并带来围岩地层中的还原性物质（He et al.，2022），这个过程促使白钨矿的溶解度降低，白钨矿溶解度达到过饱和状态（Wang et al.，2019），从岩浆-热液系统中析出；

（4）自愈合阶段：流体充填和矿物的形成使破裂逐渐愈合，岩石渗透率逐渐降低，流体的继续聚集使流体压力逐渐增高。例如，R脉中常见多次张开-愈合的现象（图8a、c、d）。每当脉体中的矿物结晶充填后，破裂愈合，而流体的持续出熔又会使流体压力再次增高；

（5）再循环阶段：上述过程重新开始，进入下一个循回。但是值得指出的是，“破裂前—断层阀—流体充填—自愈合”的循回并不是每次都会发育完整，例如H脉中可能较少发育或不发育低温的退化蚀变矿物、白钨矿和黄铜矿等。有时候这个循回会发生在同一个破裂处，沿愈合的破裂面发生再破裂，呈现多次张开—填隙—结晶（图8a、c、d）；也可能是形成新的破裂，不沿原来的破裂面发生，从而形成脉体之间的穿插关系（图3b；图7d）。

上述过程主要涉及到了脆/韧性转换域形成的H脉和R脉。但是在朱溪W-Cu矿床中，水压致裂也是一类重要的成岩成矿机制。断层阀模式认为，剪应力的释放、剪切带的滑动、剪切脉的形成、地震的发生以及张性脉的形成，均会伴随水压致裂（Phillips，1972；Roberts，1987；Robert et al.，1995；Nguyen et al.，1998；Sibson et al.，1988；Kenworthy et al.，2007；Chi et al.，2011）。成矿作用常常发生在应力集中区，例如正断层、逆冲（推覆）断层和走滑断层（Fossen，2016）。应力的集中会抑制流体的活动，致使流体压力（Pf）不断增大。当Pf≥σ3+T时（σ3为垂直方向的最小主应力，T为岩石的抗张强度），莫尔圆与莫尔包络线相切，地质体发生水压致裂并产生脆性破裂（图13a）。破裂产生后空间得以释放，流体压力瞬间降低（图13b），金属物质的溶解度降低，导致矿物沉淀析出并充填裂隙。裂隙的愈合又会再次抑制流体活动，从而使流体压力再次增大，并重复上述过程（图13b）。

图13 水压致裂莫尔图解（a，据Fossen，2016）及断层阀模式中流体压力的波动（b，据Sibson et al.，1988）当初始应力状态为莫尔圆位于莫尔包络线下方时，流体压力增加使莫尔圆左移与莫尔包络线相交，形成走滑断层（箭头A）；当初始差应力较小时，流体压力增加使莫尔圆左移至伸展体制中并与莫尔包络线相交，产生水压致裂的张性裂隙（箭头B）σ—正应力；σ1—最大主应力；σ3—最小主应力；τ—剪应力；P f—流体压力Fig.13 Coulomb Mohr’s criterion during fluid fracturing(a,after Fossen,2016)and fluctuation of fluid pressure in fault-valve model(b,after Sibson et al.,1988)If theoriginal stateof stresswasso that the Mohr’scirclewaswell below the Coulomb failureline,increasing thefluid pressuremay shift the Mohr’s circleso much to theleft on thediagram that onepoint on the Mohr’scircletouches the Coulomb line,resulting in fault slip(shift A);and if theoriginal stressdifferenceis small,the Mohr’s circlemay be shifted all theway into thetensileregimeand generateapureextension fracture,i.g.,fluid fracturing σ1—Themaximum principal stress;σ3—Theminimum principal stress;τ—Theshear stress;P f—Thefluid pressure

综上所述，朱溪断裂是上覆晚古生代碳酸盐围岩和下伏双桥山群变质基底之间的构造接触界面，也是区域构造薄弱带（霍海龙等，2018a），也是反映塔前-赋春成矿带乃至江南斑岩-矽卡岩W矿带中生代推覆构造（滑脱构造）与成矿的关系的重要窗口。朱溪断裂内及其附近的“构造-岩浆-流体”活动相对集中，它不仅可以作为导矿构造为流体的迁移提供空间和通道，也能作为容矿构造成岩成矿，还能作为配矿构造驱动次级裂隙发育，加强水岩反应，导致W-Cu矿化。成矿作用的发生，即W-Cu的卸载，主要与朱溪“岩浆-热液”系统的温度、压力和盐度的降低有关，其控制因素正是挤压向伸展应力转换时的断层阀行为。

4.3 挤压向伸展转换的动力学背景

前人提出的W矿床形成背景主要有以下几种：①槽台学说中苏联学者提出的地槽褶皱回返期间的产物，或黄汲清（1959）提出的准地台中多轮回的褶皱-断裂-岩浆活动相关的产物；②板块构造理论中碰撞造山带的后碰撞环境（Mitchell et al.，1981；Meinert et al.，2005）；③活动大陆边缘的弧后伸展带或俯冲板片回撤引起的伸展环境（Lehmann，2004；Blundell et al.，2005；Meinert et al.，2005）；④俯冲后或陆内裂谷环境（Meinert et al.，2005）。实际上，对于同一个地区的动力学机制也可能存在较大争议。例如对于南岭W-Sn成矿带，华仁民等（2005）认为其形成于印支造山运动后的大规模伸展减薄，华南地区燕山中期（150～139 Ma）的大规模金属成矿作用均形成于碰撞后的动力学背景；毛景文等（2020）则认为其形成于古太平洋板块俯冲的弧后伸展环境，其展布与东南沿海发育的中晚侏罗世斑岩-矽卡岩铜多金属成矿带平行。W矿床形成背景虽然在动力学背景上有区别，但实质上均是与岩石圈挤压向伸展转换时的地壳物质重熔有关（Meinert et al.，2003；2005；Pirajno，2009）。华南板块的岩石圈从挤压向伸展转换主要表现为中晚侏罗世强烈推覆构造变形，导致广泛发育层间滑脱，为矽卡岩型-斑岩型矿床的形成提供空间；而燕山晚期受脆性伸展变形的影响则形成独立的热液脉型矿床，或叠加于早期矿化之上的脉状矿（化）体（张达等，2021）。

前人对朱溪W-Cu矿床及所在的江南斑岩-矽卡岩型W矿带（图1）形成的地球动力学背景存在不同认识。陈毓川等（2014）认为，赣北地区由北向南的推覆构造促进了朱溪W-Cu矿床的形成，其动力学背景是中生代古太平洋板块向欧亚板块俯冲；Pan等（2018；2019）进一步提出朱溪地区花岗质岩浆作用及其伴生的W-Cu成矿作用发生在154～145 Ma的岩石圈挤压环境中，可能是由太平洋板块向西俯冲引起的；Zhang等（2020b）通过对朱溪晚侏罗世煌斑岩（图2）的研究提出朱溪W-Cu矿床的形成背景是古太平洋板块板块回撤导致的弧内裂谷或弧后环境；Fu等（2021）则认为，古太平洋板块俯冲到欧亚板块之下使基底岩石重熔形成了朱溪的成矿岩浆并造成W-Cu矿化。毛景文等（2020）提出了一种新的成矿背景：即古太平洋俯冲板片沿扬子和华夏板块间的钦杭结合带撕裂（156～135 Ma），软流圈物质经板片窗或撕裂带上涌，引发上地壳物质重熔，并形成了壳源的过铝质-偏铝质花岗岩类和与之相关的W（多金属）矿床；俯冲板片重熔则形成长江中下游斑岩-矽卡岩Cu矿带。江南斑岩-矽卡岩型W矿带中（图1；毛景文等，2020），W矿床的形成时间整体上表现出中部较老（160～145 Ma），向两侧较新（晚于141 Ma）。中部如塔前Mo（少量W；（162.0±2.0）Ma、朱溪W-Cu（150～145 Ma）、阳储岭W-Mo（（146.4±1.0）Ma）和东源W矿床（（146.4±2.3）Ma）等；向西如大湖塘和狮尾洞W矿床（～140 Ma），以及香炉山W矿床（（125.5±0.7）Ma）等；向东如邓家坞W-Mo矿床（（141.8±2.2）Ma）、上金山W矿床（（141.9±3.1）Ma）、竹溪岭W矿床（（140.2±1.5）Ma）、鸡头山WMo矿床（（136.6±1.5）Ma）和百丈岩W矿床（（136.3±2.6）Ma）等。俯冲板片撕裂背景下，这种W（多金属）矿床成矿时间不均一且无线性趋势的原因还有待进一步探讨。

5 结 论

（1）朱溪W-Cu矿床的形成经历了“逆冲推覆的挤压-挤压向伸展转换-伸展拆离滑脱”的构造转换。其中，（161.6±3.0）Ma（下限可能稍晚，但早于153 Ma）为挤压背景，形成了近水平贫矿热液脉（H脉）；153～145 Ma（上限可能稍早，但晚于161 Ma）为挤压向伸展转换的时期，形成了厚大的矽卡岩型W-Cu矿体，表现为陡倾波状张剪性含矿脉（R脉）并伴有水压致裂作用相关的流体逃逸构造；约145 Ma之后为伸展拆离背景，以近直立平直SQM脉（F脉）为主要表现形式，其形成主要受控于水压致裂；角砾构造也是在伸展拆离背景下形成，其形成时间比F脉更晚。

（2）朱溪W-Cu矿床成矿期的断层阀行为发生在挤压向伸展应力转换的背景中，可主要划分为破裂前，断层阀（地震破裂），流体充填（地震泵吸），自愈合和再循环等5个阶段。断层阀行为控制了岩浆-热液系统温度、压力和盐度的降低，并导致W-Cu的卸载。

（3）朱溪断裂是不同地层单元的构造接触界面，作为区域构造薄弱带，是反映塔前-赋春成矿带乃至江南斑岩-矽卡岩W矿带中生代推覆构造（滑脱构造）与成矿的关系的重要窗口。朱溪断裂内及其附近的“构造-岩浆-流体”活动相对集中，它不仅可以作为导矿构造为流体的迁移提供空间和通道，也能作为容矿构造成岩成矿，还能作为配矿构造驱动次级裂隙发育，加强水岩反应。

致 谢江西省地质矿产勘查开发局912大队的同事们在长期的野外地质调查期间给予了热忱支持和帮助，两位审稿人对本文提出了诸多宝贵意见，在此一并表示衷心感谢！