赣北阳储岭斑岩型钨钼矿床成矿岩体副矿物U-Pb年龄精确厘定*

范楚涵，倪 培，王国光，张凯涵，王广琳，李文生，崔健铭，贺佳峰

（南京大学内生金属矿床成矿机制研究国家重点实验室地质流体研究所，地球科学与工程学院，关键地球物质循环前沿科学中心，江苏南京 210023）

钨是中国的优势矿种以及重要战略资源。中国的钨矿储量占全球总储量的60%，产量占全球年产量的80%以上，均居世界第一（USGS，2018）。虽然钨矿物或含钨矿物的种类多达20余种，但有工业开采价值的只有黑钨矿和白钨矿2种，其中，石英脉型黑钨矿床和矽卡岩型白钨矿床是最具工业价值的2种钨矿类型，占比可达90%（盛继福等，2015；徐克勤等，1959）。由于多年的无序过度开采，中国的石英脉型黑钨矿床储量已经大大降低，钨的资源优势受到严重挑战。近年来，江南钨矿带（图1）斑岩型-矽卡岩型白钨矿床的找矿取得重大进展，如赣北大湖塘石门寺钨多金属矿床WO3金属量达74万t（Fan et al.，2019）；朱溪矿床中WO3金属量达344万t（Ouyang et al.，2019）。江南钨矿带已成为世界级超大型钨矿集区，将重塑中国乃至世界钨矿空间分布格局。

图1 江南钨矿带地质与钨矿分布图（底图据毛景文等，2020修改，年龄数据详见表4）1—中侏罗统至白垩系沉积岩和火山岩；2—寒武系至下三叠统层状海相碎屑岩和碳酸盐岩，中三叠统至上三叠统近海相碎屑岩；3—江南古陆:新元古代浅变质岩及沉积岩；4—白垩纪中酸性侵入体；5—侏罗纪中酸性侵入体；6—新元古代中酸性侵入体；7—新元古代蛇绿岩；8—河流湖泊；9—钨矿床；10—市/县Fig.1 Regional geology of the Jiangnan Tungsten Ore Belt and distribution of tungsten ore deposits（base modified after Mao et al.，2020;dating data sources are listed in Table 4）1—Middle Jurassic to Cretaceous sedimentary rocks and volcanic rocks;2—Cambrian to Lower Triassic stratified marine clastic rocks and carbonate rocks,Middle Triassic to Upper Triassic offshore clastic rocks;3—Jiangnan ancient land:Neoproterozoic metamorphic rocks and sedimentary rocks;4—Cretaceous intermediate acid intrusive body;5—Jurassic acidic intrusive body;6—Neoproterozoic acidic intrusive body;7—Neoproterozoic ophiolite;8—Rivers and lakes;9—Tungsten deposit;10—City/County

江南钨矿带平行分布于长江中下游铁铜金钨成矿带南-南东侧，带内有矽卡岩型、斑岩型、石英脉型等多类钨矿床发育。前人对江南钨矿带大多数钨矿床的地球化学特征、成矿机制、成矿物源等进行了研究（Mao et al.，2013；2017；Song et al.，2012；Su et al.，2018；罗刚等，2016；秦燕等，2010a；2010b）。针对该带中阳储岭矿床的成岩成矿年代开展了包括锆石UPb法、全岩Rb-Sr法、辉钼矿Re-Os法、白云母40Ar/39Ar法、白钨矿Sm-Nd法在内的多项研究（陈国华等，2015；陈雪霏等，2013；Dai et al.，2018；刘善宝等，2017；秦燕等，2010a；2010b；Song et al.，2012；Zhao et al.，2017），其中关于成岩年代的研究数据包括，采用全岩Rb-Sr法对二长花岗斑岩的测年结果为138～139 Ma，对花岗闪长岩的测年结果为141～143 Ma（李秉伦等，1985；满发胜等，1988）；采用全岩KAr法对二长花岗斑岩的测年结果为175～157 Ma，对花岗闪长岩的测年结果为134 Ma（迟实福等，1985；满发胜等，1988）；采用锆石U-Pb法对二长花岗斑岩的测年结果为144 Ma，对花岗闪长岩的测年结果为145～150 Ma（Mao et al.，2017；曾庆权等，2019）。由于受测年矿物的封闭温度、测年矿物结构、实验样品数量及方法、测年矿物后期改造等因素的影响，阳储岭钨矿的年代学研究结果变化较大（175～134 Ma），从而使得对于成岩成矿年代和成矿地球动力学背景认识不清。

在采用的多种同位素测年方法中，U-Th-Pb同位素年代学研究应用最为广泛，它可以推测地质体的产生以及地质事件发生的准确时间，是研究地质演化历程的重要手段。普遍用于U-Th-Pb同位素定年的矿物——锆石。但由于阳储岭矿床环境存在高U现象，使锆石发生蜕晶化，原位U-Pb年龄散乱，与准确值存在较大差异（Li et al.，2013）。为避免锆石蜕晶化现象导致定年结果不准确，故采用其他常见的测年可用副矿物进行定年。独居石和金红石具有富Th、U和放射性Pb，而贫普通Pb的矿物结构特征，且绝大多数结晶后保持封闭状态，U-Th-Pb同位素不受后期构造作用干扰，并且不存在类似锆石蜕晶化的现象，故而是适合U-Pb同位素定年的矿物（Mezger et al.，1989；Parrish，1990）。

本次研究在分析前人已开展工作及实验不足的基础上，选择阳储岭为典型矿床，对矿床主要赋矿围岩——二长花岗斑岩展开独居石和金红石的LAICP-MS U-Pb同位素年代学测试，以获得准确的年代学数据，进而探讨江南钨矿带岩浆活动与成矿作用的关系。

1 区域及矿床地质特征

1.1 区域地质特征

阳储岭钨钼矿床位于江南造山带中东部九岭-障公山隆起带内，地处九江市都昌县北东67°方向，直线距离约22 km。赣北地区属扬子陆块，以修水-德安断裂为界，包含北西方向的长江中下游铁铜金钨成矿带和南东方向的江南造山带两个构造单元。隆起带内出露地层以新元古界双桥山群浅变质岩为主，为一套浅变质的泥砂质复理石建造，主要岩性为凝灰质板岩、千枚岩和浅变质粉砂岩（Shu et al.，2014；2015；舒良树等，2008；徐备等，1992）。区内经历了多次岩浆活动，以晋宁期、燕山期最为强烈。晋宁期形成九岭花岗岩基（段政等，2019；张福神等，2020），燕山期产出壳源重熔型及部分为壳幔重熔型酸性侵入岩，形成九岭-障公山花岗岩带，岩石类型有花岗闪长岩、花岗闪长斑岩、二长花岗斑岩及花岗斑岩等。区内构造运动频发，其中，燕山期的强烈造山作用与钨锡金等金属成矿密切相关（毛景文等，2020）。断裂构造发育，主要为近北东东向、北东向和北西向，次为北北东向（图2）。

图2 江西省阳储岭地理位置图（a）及阳储岭钨钼矿区地质略图（b）（江西省地质矿产勘查开发局，2020）1—新元古界双桥山群；2—花岗闪长岩；3—花岗闪长斑岩；4—二长花岗斑岩；5—花岗斑岩；6—爆破角砾岩；7—矿体；8—断层；9—蚀变界线；10—角岩（Hf）/角岩化板岩（Hfz-Sl）；11—采样点位置；12—14号勘探线Fig.2 Location(a)and geologic sketch map(b)of the Yangchuling tungsten and molybdenum mining area（after Jiangxi Provincial Bureau of Geology and Mineral Exploration and Development,2020）1—Neoproterozoic Shuangqiaoshan Group;2—Granodiorite;3—Granodiorite porphyry;4—Monzogranite porphyry;5—Granite Porphyry;6—Explosive breccia;7—Ore body;8—Fault;9—Alteration boundary;10—Hornfels（Hf）/Hornfelsic slate（Hfz-Sl）;11—Sample location;12—Exploration line 14

1.2 矿床地质特征

矿区内出露地层较为单一，除部分地区发育有第四系外，均为新元古界双桥山群，厚度为1289.3 m，走向近EW，倾角范围20°～90°，一般为50°～60°。岩性以板岩、千枚岩、粉砂岩为主。杂岩体主要由花岗闪长斑岩、二长花岗斑岩、花岗斑岩及花岗闪长岩组成，总出露面积约2.1 km2，斑岩体出露面积约0.3 km2。区内东西向断裂F1、北东向断裂F3、北北东向断裂F4分别控制杂岩体南部、北西部和东部的边界。依据岩性，杂岩体的侵入先后顺序为，二长花岗斑岩→花岗闪长斑岩→花岗斑岩→花岗闪长岩，另外在大岩体南侧还存在部分爆破角砾岩（李秉伦等，1985）（图2）；花岗闪长岩是区内杂岩体的主体，占总出露面积的85%，二长花岗斑岩和花岗闪长斑岩为成矿母岩，分布于花岗闪长岩的东南侧（江西省地质矿产勘查开发局，2020）。花岗闪长斑岩呈脉状穿插二长花岗斑岩中，花岗斑岩呈脉状出露，穿插二长花岗斑岩体，并受到北北东向断裂F4的切穿。二长花岗斑岩呈灰白色，多斑少基，斑晶含量约占50%～70%，大小0.5～3.0 mm，具聚斑、碎斑结构；基质粒径0.03～0.08 mm，呈显微粒状结构，主要由石英、钾长石及少量黑云母、斜长石组成。

矿区内主要矿体为白钨矿体，其次为辉钼矿体。矿化主要发育于二长花岗斑岩内，少量发育于花岗闪长岩和爆破角砾岩中。钨钼矿以脉状、网脉状、似层状、透镜状、星点状产出，上部矿化较下部更强。钨矿体相对钼矿体在空间上偏上分布，且二者有交叉重叠（图3）。因矿体主要呈网脉状或星点状产于含矿斑岩体中，故区内钨钼矿体产状与含矿斑岩岩体产状都为近水平似层状，总体走向呈北西-南东向，南部近北东东向，产状为43°～48°∠5°～9°。矿石中主要含有白钨矿、辉钼矿2种具有工业意义金属矿物，其次还含有黄铁矿、磁黄铁矿、钛铁矿、磁铁矿等不具工业意义的金属矿物以及石英、钾长石、斜长石、方解石等非金属矿物（江西省地质矿产勘查开发局，2020）。白钨矿多呈他形粒状、浸染状产于斑岩石英脉中或其他矿物粒间，以星点状产出的颗粒较细，粒径在0.1～0.5 mm；以他形粒状产出的颗粒较粗，常呈不规则团块状形态出现，粒径最大可达15 mm。辉钼矿多呈浸染状、叶片状、鳞片状集合体产于石英脉中，粒径在0.2～5.0 mm。矿石构造主要为致密块状、浸染状、脉状构造；矿石结构主要为交代结构。

图3 阳储岭钨钼矿床14号勘探线剖面示意图Fig.3 Section of exploration line 14 through the Yangchuling tungsten molybdenum deposit

截止2018年底，阳储岭矿区累计查明工业钨矿矿石资源储量矿石量27 575 kt，钨金属量（WO3）54 910 t，WO3平均品位0.199%；共生钼矿矿石资源储量矿石量23 793 kt，钼金属量（Mo）14 384 t，平均品位0.06%（江西省地质矿产勘查开发局，2020）。

2 样品采集及测试方法

2.1 样品采集

本文研究的含独居石和金红石的二长花岗斑岩样品位于阳储岭杂岩体的南东部，采样坐标为E116°20′44″；N29°19′52″（图2）。二长花岗斑岩岩体切穿双桥山群浅变质岩（图4a），花岗斑岩岩脉切穿二长花岗斑岩岩体（图4b），符合杂岩体侵入的先后顺序。二长花岗斑岩是钨钼矿体的主要赋存部位，呈灰白色，具碎斑结构、块状构造（图4c）。二长花岗斑岩斑晶含量约占60%，包括斜长石（约25%）、钾长石（约15%），石英（约15%），黑云母（约5%），其中，斜长石斑晶以半自形板状为主，呈聚斑或碎斑分布，粒径0.5～2.0 mm；钾长石斑晶以他形粒状为主，粒径0.5～1.5 mm；石英斑晶多为六方双锥体，具裂纹和熔蚀港湾状，粒径0.5～2.5 mm；黑云母斑晶呈自形板状，片径0.5～1.5 mm；基质含量约占40%，呈显微粒状结构，粒径0.03～0.08 mm，主要由石英、钾长石及少量黑云母、斜长石组成（图4e、f）。白钨矿呈星点状或团块状赋其中，在紫光灯下呈蓝色（图4d）。

图4 阳储岭钨钼矿床成矿斑岩体的野外及镜下照片a.二长花岗斑岩岩体切穿双桥山群浅变质岩基底；b.花岗斑岩岩脉切穿二长花岗斑岩岩体；c.二长花岗斑岩手标本照片；d.典型的白钨矿矿化标本照片（W）；e、f.二长花岗斑岩显微照片Qtz—石英；Bi—黑云母；Pl—钾长石；Kfs—斜长石Fig.4 Field and microscope photos of the Yangchuling W-Mo deposit a.The monzonite porphyry emplaced in the epi-metamorphic basement of the Shuangqiaoshan Group;b.The granite porphyry dikes cut through the monzonite granite porphyry body;c.Photo of monzogranite porphyry specimen;d.Photo of a typical scheelite mineralized specimen（W）;e,f.Microscopic photos of monzogranite porphyry Qtz—Quartz;Bi—Biotite;Pl—Plagioclase;Kfs—K-feldspar

2.2 测试方法

二长花岗斑岩（YCL34）（图4c）内独居石和金红石的分选工作在南京大学完成。在双目显微镜下挑选晶形较好、无裂隙、无明显包裹体的独居石和金红石，制成环氧树脂靶，将样品靶进一步打磨抛光处理后，在透射光、反射光和扫描电镜（SEM）下观察，规避独居石和金红石中对矿物定年可能造成影响的裂隙、包裹体等部位，选取独居石（图5a）和金红石（图5b）中最佳的同位素定年位置。

图5 阳储岭二长花岗斑岩(YCL34)内独居石和金红石SEM图a.独居石SEM图；b.金红石SEM图Fig.5 SEM images of monazite and rutile in Yangchuling granite porphyry(YCL34)a.Monazite SEM image;b.Rutile SEM image

独居石及金红石LA-ICP-MS U-Pb同位素定年测试在南京聚谱检测科技有限公司完成。193 nm ArF准分子激光剥蚀系统由Australian Scientific Instruments制造，型号为RESOlution LR。四极杆型电感耦合等离子体质谱仪（ICP-MS）由安捷伦科技（Agilent Technologies）制造，型号为Agilent 7700x。准分子激光发生器产生的深紫外光束经匀化光路聚焦于独居石表面，能量密度为8.0 J/cm2，束斑直径为50μm，频率为7 Hz，共剥蚀40 s，剥蚀气溶胶由氦气送入ICP-MS完成测试。独居石与金红石测试时，分别以44069、91500作为外标，校正仪器质量歧视与元素分馏；以M4和Trebilcock(约271 Ma)、金红石JDX（（518±4）Ma）作为盲样，检验U-Pb定年数据质量（Li et al.，2011）。原始的测试数据经过ICP-MSData Cal软件离线处理完成（Liu et al.，2010a；2010b）。

3 分析结果

3.1 独居石U-Pb同位素年代学

阳储岭斑岩型钨钼矿床二长花岗斑岩中独居石LA-ICP-MS U-Pb分析结果见表1。二长花岗斑岩（YCL34）内独居石晶体为浅黄色或黄绿色、透明，主要呈自形到半自形细小板状。粒径为（40～60）μm×（60～120）μm。扫描电镜（SEM）图像显示，独居石成分含量比较均匀，部分颗粒存在较宽且平直的振荡环带。其中，部分样品颗粒直径小于束斑直径，剥蚀的过程中将所有样品及样品周围的胶共同烧蚀，胶的普通铅208Pb信号，相应的204Pb信号也很低，不足以对实验结果产生影响。这样说明获得的数据是准确的。

表1 二长花岗斑岩样品YCL34独居石LA-ICP-MS U-Pb同位素分析数据Table 1 LA-ICP-MS U-Pb isotope analysis data of monazite in monzogranite porphyry(YCL34)

对29个独居石颗粒进行U-Pb同位素测年，206Pb/238U年龄范围142.7～151.8 Ma。w（Pb）为(349～1882)×10-6，平均1237×10-6；w（普通Pb）为（0～3）×10-6，平均1×10-6；w（Th）为（40 783～300 281）×10-6，平均190 274×10-6；w（U）为（3415～10 722）×10-6，平均8251×10-6。具有高w（Th）、w（U）和低w（普通Pb）的特征。独居石U-Pb同位素一致年龄为（146.06±0.61）Ma（MSWD=10.2）（图6a），206Pb/238U加权平均年龄（145.98±0.63）Ma（MSWD=1.6）（图6b）。

图6 阳储岭二长花岗斑岩YCL34独居石U-Pb同位素谐和年龄图及加权平均年龄图a.独居石U-Pb同位素谐和年龄图；b.独居石U-Pb同位素加权平均年龄图Fig.6 U-Pb isotopic age map and weighted average age map of YCL34 monazite granite porphyry in Yangchuling a.Monazite U-Pb isotope harmonic age;b.Monazite U-Pb isotopic weighted average age

3.2 金红石U-Pb同位素年代学

二长花岗斑岩（YCL34）内金红石晶体为黄色或橘黄色、透明，主要呈自形到半自形细小板状，粒径为（80～160）μm×（120～400）μm。扫描电镜（SEM）图像显示独居石成分含量比较均匀。

对22个金红石颗粒进行U-Pb同位素测年，分析结果见表2，206Pb/238U的年龄范围135.6～166.1 Ma。测试点数据作出的谐和年龄曲线散乱、谐和度低（图7a）。为减小普通Pb对定年结果的影响，采用Tera-Wasserburg图解将测试结果不扣除普通Pb而直接投图（Tera et al.，1972）。w（Pb）为（0～1）×10-6，平均0.4×10-6；w（Th）为（0～5）×10-6，平均0.5×10-6；w（Pb）为（4～26）×10-6，平均17×10-6。此结果相比独居石Pb、Th、U含量是很低的。测试样品点得出的U-Pb同位素下交点年龄为（152.4±4.1）Ma（MSWD=1.5）（图7b）、206Pb/238U加权平均年龄为（150.20±2.60）Ma（MSWD=1.13）（图7c）。

图7 阳储岭二长花岗斑岩YCL34金红石U-Pb同位素谐和年龄图、下交点年龄图及加权平均年龄图a.金红石U-Pb同位素谐和年龄图；b.金红石U-Pb同位素下交点年龄图；c.金红石U-Pb同位素加权平均年龄图Fig.7 YCL34 rutile U-Pb isotopic age map,bottom node age map,and weighted average age map of YCL34 rutile granite porphyry in Yangchuling a.Rutile U-Pb isotopic harmonic age map;b.Age of the lower node of rutile U-Pb isotopes;c.Weighted average age of rutile U-Pb isotopes

表2 二长花岗斑岩样品YCL34金红石LA-ICP-MS U-Pb同位素分析数据Table 2 LA-ICP-MS U-Pb isotope analysis data of rutile in monzogranite porphyry(YCL34)

4 讨论

4.1 阳储岭钨钼矿床成矿岩体年龄的精确厘定

矿床成岩成矿年龄的准确厘定是分析成矿地球动力学背景的前提。在阳储岭矿床中，二长花岗斑岩与花岗闪长岩都是成矿岩体，其中二长花岗斑岩与成矿关系最密切。前人针对阳储岭矿区花岗闪长岩、二长花岗斑岩和辉钼矿开展了全岩Rb-Sr法（李秉伦等，1985；满发胜等，1988）、全岩K-Ar法（迟实福等，1985；满发胜等，1988）、锆石U-Pb法（Mao et al.，2017；曾庆权等，2019）和辉钼矿Re-Os法（Mao et al.，2017；曾庆权等，2019）等定年工作（表3）。

迟实福等（1985）利用全岩K-Ar法测得阳储岭二长花岗斑岩成岩年龄为175～157 Ma，该年龄比UPb法定年结果偏老，可能是体系中存在“过剩Ar”（Norbert，2013；Norbert et al.，2014）。满 发 胜 等（1988）利用全岩K-Ar法测得花岗闪长岩成岩年龄为（134.0±4.7）Ma，该年龄比U-Pb法定年结果偏年轻，可能是K-Ar体系封闭温度低，受到后期热事件影响。类似的，李秉伦等（1985）和满发胜等（1988）开展了全岩Rb-Sr法成岩年代学研究，获得的年龄结果都偏年轻，为142.7～137.0 Ma，可能是由于全岩Rb-Sr体系受到后期热事件不同程度的影响。

近年来，Mao等（2017）利用锆石U-Pb法测得阳储岭花岗闪长岩和二长花岗斑岩成岩年龄分别为（149.8±0.6）Ma和（143.8±0.5）Ma；曾庆权等（2019）获得花岗闪长岩锆石U-Pb年龄为（145.08±0.35）Ma。此外，Mao等（2017）和曾庆权等（2019）针对阳储岭矿床辉钼矿开展Re-Os法成矿年代分析，获得一致的成矿年龄为（146.4±1.0）Ma和（145.4±1.0）Ma。总体上，锆石U-Pb年代学年龄比全岩K-Ar和全岩Rb-Sr法更为精确。本次研究获得的独居石UPb年龄为（146.06±0.61）Ma，在误差范围内与辉钼矿Re-Os年代学数据（约146 Ma）一致。这些说明，独居石可作为高分异钨锡成矿花岗岩定年的理想矿物。

一般而言，中酸性岩石中岩浆成因锆石是理想的U-Pb法定年对象（Liati et al.，2002；Tomaschek et al.，2003；Wilde et al.，2001）。但对于钨锡矿相关的较高分异程度的成矿斑岩体往往具有较高的w(U)（＞2000μg/g），赋存的锆石高U，往往发生“蜕晶化”现象，导致U-Pb体系不再封闭，年龄出现较大误差（Li et al.，2013；叶海敏等，2016），如Wang等（2014）在南岭多处燕山期钨锡矿花岗岩中识别出高w（U）锆石，其w（U）为2100～30000μg/g，w（Th）为900～6500μg/g。U-Pb测年结果表现出锆石数据分散、误差大的特征。此外，钟玉芳等（2005）和黄兰椿等（2012；2013）对大湖塘矿区的花岗岩锆石研究表明，该矿区的锆石也属于高U锆石，利用锆石U-Pb法会对定年的准确造成极大影响。曾庆权等（2019）对阳储岭矿床进行LA-ICP-MS锆石U-Pb同位素测年，实验选取7个测点的w（U）为408～2519μg/g，其中，1号点的w（U）为2519μg/g，4号点的w（U）为1997μg/g，7号点的w（U）为2265μg/g，存在高U现象，故锆石样品可能发生蜕晶化，对测年准确性造成影响。因此，阳储岭成矿斑岩体的锆石U-Pb定年结果的准确性存疑。

对于钨锡矿相关斑岩体，开展独居石和金红石等副矿物U-Pb定年是潜在的可靠分析方法。独居石是一种中酸性岩浆岩中常见的富含轻稀土的磷酸盐矿物，具有吸收U和Th的能力，U和Th的掺入通过2种置换方式被容纳在REE位（Harrison et al.，2002）。前人研究表明，独居石U-Pb体系封闭温度高，Suzuki等（1994）、Spear等（1996）和Kalt等（2000）提出封闭温度在700℃以上。而且独居石在高U条件下不发生蜕晶化现象，比锆石U-Pb年龄更为可靠。本次研究获得的独居石U-Pb年龄为（146.06±0.61）Ma，在误差范围内与辉钼矿Re-Os年代学数据（约146 Ma）高度一致。说明，独居石是开展高分异钨锡成矿花岗岩的理想定年方法。

金红石常见于变质岩和某些火成岩中。由于离子半径在达到1.0Å左右时，M5+、M4+和M3+离子容易被广泛取代，故金红石应当包含一定量的U。本文开展的成矿斑岩体内金红石U-Pb定年，测试点在传统谐和年龄图的谐和度较低（图7a），在Tera-Was‐serburg图解（图7b）中，数据主要集中在下交点，准确度不高，为（150.20±2.60）Ma。阳储岭钨矿中，金红石中U含量显著低于独居石，定年精度也低于独居石。

高分异的花岗岩中产出的锆石U含量高，不仅表现为偏老的“高U效应”，还受损伤导致Pb的丢失，LA-ICP-MS等测试结果存在较大的不确定性，一般不适宜作为U-Pb定年对象。本文采用金红石和独居石来对成矿岩体进行定年，为高分异花岗岩定年提供了新的思路。

4.2 江南巨型钨矿带的成岩成矿时代和形成背景

江南钨矿带指的是位于江南古陆及其邻区的一系列矽卡岩型、斑岩型、石英脉型白钨矿及黑钨矿床所构成的一个与长江中下游斑岩-矽卡岩铜多金属矿带相平行的钨矿带（图1）（毛景文等，2020），走向自西向东由东西向北东东向转变。江南钨矿带有包括表3在内前人展开年代学研究的矿床16处，以及未展开研究的安徽江家、安徽上金山、安徽三堡、安徽巧川、安徽际下5处，共计21处钨矿，涵盖了包括江西大湖塘、江西朱溪、江西阳储岭等在内的多处大型钨矿，已知数据的钨资源总储量达5406.77千t（表4）。

表3 前人及本次对阳储岭矿床年代学研究统计表Table 3 Statistics of geochronological data from previous studies and this paper for the Yangchuling deposit

表4 江南巨型钨矿带成岩成矿时代统计表Table 4 Statistics of rock-forming and mineralization ages of the Jiangnan giant tungsten ore belt

根据前人对江南钨矿带钨矿床展开的成岩成矿年代学研究成果，可将区内16处钨矿的成岩成矿年龄分为新元古代和燕山期。江西花山洞石英脉型钨矿床形成于新元古代，成岩成矿年龄为约805 Ma（罗刚等，2016；刘进先等，2015）。区内主要钨矿化形成于燕山期，具体可细分为中侏罗世（（162±2）Ma）、晚侏罗世（150～135 Ma）和早白垩世（135～125 Ma）3个阶段。中侏罗世成矿作用较弱，仅发现江西塔前斑岩型和矽卡岩型钨矿床，形成时代为约162 Ma（黄安杰等，2013）。

晚侏罗世是最重要的成矿时代，形成了安徽逍遥矽卡岩型钨矿床，形成时代为约148.7 Ma（Su et al.，2018）；安徽东源斑岩型钨矿床，形成时代为约148.6 Ma（秦燕等，2010b）；安徽马头斑岩型钨矿床，形成时代约148 Ma（赵超等，2015）；江西朱溪矽卡岩型钨矿床，形成时代为约145.9 Ma（Pan et al.，2017）；江西阳储岭斑岩型钨矿床，形成时代为约146.4 Ma（Mao et al.，2017）；安徽高家塝矽卡岩型钨矿床，形成时代为146.1 Ma（肖鑫等，2017）；安徽大钨尖矽卡岩型钨矿床，形成时代为144.4 Ma（李斌等，2015）；安徽邓家坞石英脉型钨矿床，形成时代为141.8 Ma（李双等，2012）；安徽竹溪岭矽卡岩型钨矿床，形成时代为140.2 Ma（孔志岗等，2018）；江西大湖塘斑岩型钨矿床，形成时代为139.2 Ma（Mao et al.，2013）；安徽鸡头山矽卡岩型钨矿床，形成时代为136.6 Ma（Song et al.，2012）；安徽百丈岩矽卡岩型和云英岩型钨矿床，形成时代为136.3 Ma（秦燕等，2010a）。

早白垩世成矿作用也可以形成重要的矿床，包括江西东坪石英脉型钨矿床，形成时代为约132.9 Ma（杨细浩等，2019）和江西香炉山矽卡岩型钨矿床，形成时代为约121 Ma（Dai et al.，2018）。

根据矿床年代数据的分布可知，燕山期为江南钨矿带的主要成矿期，且燕山期3个阶段中第二阶段是成矿最为密集是时间段，阳储岭斑岩型钨钼矿床即属于第二成矿阶段。150～135 Ma不仅是成矿数量最多的时段，也是成矿储量最大的时段，第二阶段的矿床储量占整个江南钨矿带成矿总储量的91.61%。而第一阶段和第二阶段的储量仅占0.62%和0.77%。

江南钨矿带所涉及的赣北-皖南地区位处扬子地块边缘,南侧以江绍断裂带（钦杭新元古代缝合带）为边界，与华夏地块拼贴。扬子地块与华夏地块于新元古代晋宁期经历俯冲、碰撞作用，成为一个联合统一的大陆（Zheng et al.，2008；Zhao et al.，2015；王国光等，2019）。后又经历了加里东期（奥陶纪—志留纪）、海西期—印支期（三叠纪）、燕山期（侏罗纪—白垩纪）3个构造旋回（Gilder et al.，1991）。其中以燕山期构造运动最为强烈，也是与江南钨矿带成矿关联性最强的时期。

新元古代，扬子地块和华夏地块间的洋盆开始向扬子地块俯冲，随后发生的扬子地块与华夏地块的碰撞拼贴联合成了统一的华南大陆（倪培等，2017）。在晋宁期造山运动的晚阶段，发生了陆内伸展，形成了江西花山洞矿床（（805±8）Ma）。晚中生代，随着古特提斯洋的关闭，古太平洋板块的俯冲作用开始成为主导。燕山期中侏罗世开始，古太平洋板块开始向扬子地块和华夏地块拼接成的华南大陆俯冲(Isozaki，1997；Wang et al.，2016)，使中国东部成为活动大陆边缘（Maruyama et al.，1997）。江西-塔前矿床对应于古太平洋板块初始俯冲到华南大陆边缘引起的板内局部伸展，与邻近的德兴铜矿和银山铜金铅锌矿矿形成背景相似（Wang et al.，2012；2015；2020）。燕山期晚侏罗世（150～135 Ma）古太平洋板块俯冲角度变缓（徐先兵等，2009；张岳桥等，2009），在浙闽沿海形成大面积的弧火山岩(Wang et al.,2016)，江南钨矿带处于弧后环境，此阶段是江南钨矿带岩浆活动的高峰期，与长江中下游斑岩-矽卡岩型铜金成矿背景一致（毛景文等，2004；2009；周涛发等，2000；2017；2019），安徽-逍遥、江西-朱溪、江西-阳储岭等多处矿床于此阶段形成。燕山期早白垩世（K1）（135～125 Ma）时，古太平洋板块俯冲板片可能发生后撤和转向，俯冲角度变大，在江南过渡带及邻区形成大面积的A型花岗岩、双峰式火山岩等。该阶段形成长江中下游大规模玢岩铁矿（毛景文等，2012；张明明等，2011），江西-东坪、江西-香炉山矿床形成于此阶段。

5 结论

（1）阳储岭斑岩型钨钼矿床二长花岗斑岩含高U锆石，影响锆石U-Pb定年的准确性，利用岩体中的副矿物可能得出更精确的成矿年龄。其中，独居石和金红石LA-ICP-MS U-Pb同位素测年结果分别为（146.06±0.61）Ma和（150.20±2.6）Ma，两者相比较独居石的定年结果更准确，是约束高U成钨花岗岩形成年代的有力工具。

（2）燕山期是江南钨成矿带最重要的成矿期，可分为3个阶段：中侏罗世钨成矿作用（约162 Ma）形成于古太平洋板块初始俯冲引起的陆内局部伸展背景；晚侏罗世—早白垩世早期钨成矿作用（150～135 Ma）对应于广泛的古太平洋板块俯冲作用的弧后背景；早白垩世晚期（135～125 Ma）钨成矿作用对应于古太平洋俯冲板片发生后撤和转向的强烈伸展背景。阳储岭斑岩型钨钼矿床属于第二成矿阶段。

致 谢感谢江西省地质矿产勘查开发局段谟琳院长、王天晨工程师；江西都昌金鼎钨钼矿业有限公司丘添明对野外工作的的大力支持与帮助。