赣北阳储岭钨矿区花岗斑岩成因

黄 玉，黄旭栋，陆建军*，章荣清，吴劲薇，严济池

1. 内生金属矿床成矿机制研究国家重点实验室，南京大学 地球科学与工程学院，南京 210023；2. 江西漂塘钨业有限公司，赣州 341515

花岗斑岩在很多钨锡稀有金属和贱金属矿床中都有发育，多以脉状产出，常见与主成矿花岗岩呈侵入接触关系，它们可以是成矿花岗岩，引起自身和围岩矿化；也可以与矿化无关，切穿早期矿体（车旭东，2011; 谢磊等，2013; 章荣清， 2014; Mao et al., 2015; Chen et al., 2016; 黄旭栋等，2017; Song et al., 2018）。前人研究表明，成矿的花岗斑岩通常具有与主成矿花岗岩类似的成因，而不成矿的花岗斑岩一般与主成矿花岗岩成因不同。Mao等（2015）研究发现，大湖塘矿区与钨矿化有关的花岗斑岩在成因上与主体斑状黑云母花岗岩和细粒花岗岩一致，都属于S型花岗岩，来自双桥山群中富钨泥质岩的部分熔融。Song等（2018）提出朱溪钨矿与成矿相关的黑云母二长花岗岩、细粒花岗岩和花岗斑岩都是脱水熔融形成的S型花岗岩，源区同为肥沃的新元古代变质沉积岩。章荣清（2014）通过对比研究发现，新田岭钨矿的含矿黑云母花岗岩为氧化性S型花岗岩，是变质杂砂岩部分熔融的产物；而贫矿的花岗斑岩为还原性A2型花岗岩，是长英质麻粒岩脱水熔融的产物。黄旭栋等（2017）通过对比研究认为，铜山岭铜铅锌矿区的含矿花岗闪长斑岩源自下地壳镁铁质角闪岩相基底的部分熔融，而贫矿的花岗斑岩则源自中—上地壳变质沉积物的部分熔融。因此，研究花岗斑岩的成因可以从花岗岩源区的角度约束矿床的成因。

阳储岭钨矿床位于赣北都昌县城北东东方向18 km处，是中国发现最早的斑岩型钨矿床，其WO3储量为63100吨，平均品位为0.2%（Mao et al., 2017）。矿区出露的岩浆岩主要为花岗闪长岩，其次为二长花岗斑岩，钨矿化主要呈细脉浸染状分布于二长花岗斑岩中，成矿后的花岗斑岩呈脉状切穿矿体。前人对阳储岭钨矿的矿床地质特征、成矿物质和流体来源、花岗闪长岩和二长花岗斑岩的岩石地球化学特征、矿物成分以及成岩成矿年龄进行了详细研究（张玉学，1982; 张大椿等，1984; 李秉伦等，1985; Mao et al., 2017; 曾庆权等，2019; 范楚涵等，2022; 郑瑜林等，2022），但尚未对花岗斑岩开展工作。以上研究表明，阳储岭钨矿形成于晚侏罗世，成矿年龄与花岗闪长岩、二长花岗斑岩的形成年龄一致，在成因上主要和二长花岗斑岩有关，成矿物质与成矿流体主要来自花岗质岩浆。Mao等（2017）和郑瑜林等（2022）分别从岩石地球化学和黑云母主微量元素成分的角度对花岗闪长岩和二长花岗斑岩进行了对比，发现后者经历了更强的结晶分异作用，认为岩浆演化是控制阳储岭钨矿形成的关键因素。然而，花岗岩源区对阳储岭钨矿形成的影响程度仍没有得到有效约束。本文对阳储岭钨矿不成矿的花岗斑岩开展了锆石U-Pb定年、岩石化学分析和Sr-Nd-Hf同位素研究，结合前人数据，对比了花岗斑岩与二长花岗斑岩、花岗闪长岩的成因差异，为限定钨矿床的形成机制提供了新的约束。

1 地质背景

华南是全球最重要的钨成矿省，拥有全球最大的钨矿资源储量和钨金属产量（Zhao et al., 2017;Mao et al., 2019）。扬子板块与华夏板块通过新元古代的碰撞拼贴构成统一的华南板块，并在两者边界形成了江南造山带（图1a, Wang et al., 2007; Shu et al., 2021）。江南造山带分布有一系列钨矿床，它们主要集中于赣北—皖南地区，部分分布在湘中—桂北地区。在过去20年间，赣北—皖南地区相继探明了朱溪、大湖塘、东坪、东源、竹溪岭、逍遥和高家塝等一批大型—超大型钨矿，是一个世界级的钨成矿带，毛景文等（2020）称之为“江南钨矿带”。该成矿带的钨矿床大多数形成于晚侏罗世至早白垩世，主要为矽卡岩型和细脉浸染型白钨矿矿床，其次为石英脉型黑钨矿矿床（苏慧敏和蒋少涌，2017; 毛景文等，2020）。

图1 阳储岭钨矿床在华南的位置（a）及其矿区地质简图（b，据江西省地质矿产勘查开发局916队，2019① 江西省地质矿产勘查开发局916队. 2019. 江西省都昌县阳储岭钨钼矿资源储量核实报告. 九江：江西省地质矿产勘查开发局916队.修改）Fig. 1 The location of the Yangchuling tungsten deposit in South China (a) and its simplified geological map (b, modified after Team 916 of Jiangxi Bureau of Geology and Mineral Exploration and Development, 2019)

阳储岭钨矿床位于江南钨矿带中部（Mao et al., 2017），矿区出露的地层为新元古代双桥山群（图1b），主要岩性为板岩、千枚岩和变质粉砂岩。花岗闪长岩和二长花岗斑岩呈岩株状侵入双桥山群，并引起围岩热变质，产生角岩化（图1b）。花岗闪长岩出露面积2.7 km2（图1b），浅灰色，中粗粒花岗结构，主要由石英（20~25 vol.%）、斜长石（40~50 vol.%）、钾长石（20~25 vol.%）、黑云母（8~15 vol.%）和普通角闪石（5~8 vol.%）组成，副矿物为锆石、磷灰石、榍石、磁铁矿、钛铁矿和硫化物矿物等（Mao et al., 2017）。二长花岗斑岩位于花岗闪长岩体东南侧，出露面积0.3 km2（图1b），灰白色，斑状结构，斑晶占50~70 vol.%，粒径0.5~5.0 mm，主要由斜长石（40~50 vol.%）、钾长石（5~10 vol.%）、石英（5~10 vol.%）和黑云母（约5 vol.%）组成；基质占30~40 vol.%，微细粒结构，主要矿物组合与斑晶一致，副矿物为锆石、磷灰石、榍石、磁铁矿、钛铁矿和硫化物矿物等（Mao et al., 2017）。花岗斑岩脉主要分布于矿区东部，总体呈南北或东西走向，侵入于双桥山群和二长花岗斑岩中（图1b和2a）。花岗斑岩呈灰白色，具有斑状结构（图2b），斑晶含量40~45 vol.%，粒径0.5~3 mm，主要包括石英（15~20 vol.%）、斜长石（10~15 vol.%）、钾长石（7~10 vol.%）和黑云母（3~5 vol.%）（图2c和d）；基质含量55~60 vol.%，微细粒结构，主要矿物组合与斑晶一致（图2c和d），副矿物包括锆石、磷灰石、磁铁矿、钛铁矿和硫化物矿物等。

图2 阳储岭花岗斑岩野外、手标本和显微镜照片（矿物缩写：Bt: 黑云母，Kfs: 钾长石，Pl: 斜长石，Qz: 石英）Fig. 2 Field, hand specimen, and microscope photographs of the Yangchuling granite porphyry (mineral abbreviations: Bt: biotite,Kfs: K-feldspar, Pl: plagioclase, Qz: quartz)

钨矿体主要呈似层状、透镜状赋存于二长花岗斑岩中，厚度一般为几米至数十米，最大可达139米。蚀变类型主要为硅化和绢云母化，其次为钾长石化、云英岩化、绿泥石化和碳酸盐化等。硅化主要表现为毫米级至厘米级的石英网脉，绢云母化一般分布在石英网脉周边的二长花岗斑岩中，钨矿化主要与硅化、绢云母化有关。矿石矿物为白钨矿、辉钼矿、黄铁矿、磁黄铁矿、磁铁矿、钛铁矿、毒砂、辉铋矿、黄铜矿、闪锌矿和方铅矿等。白钨矿多呈不规则粒状，有时为团块状，主要分布于石英网脉中，其次呈浸染状分布于二长花岗斑岩中，粒径一般为0.1~0.5 mm，最大可达15 mm，石英网脉中的白钨矿较粗，二长花岗斑岩中的白钨矿颗粒较细小。辉钼矿常与白钨矿共生，呈鳞片状集合体产于石英网脉中，多分布于脉壁，或呈浸染状产于二长花岗斑岩中。脉石矿物包括石英、钾长石、斜长石、绢云母、白云母、黑云母、绿泥石和方解石等。

2 分析方法

四件花岗斑岩样品（YCL04、YCL21、YCL24和YCL25）采自阳储岭矿区的露天采坑，采样位置见图1。锆石分选、制靶和阴极发光（CL）图像拍摄在北京中科矿研检测技术有限公司完成。锆石U-Pb定年和Hf同位素分析、全岩主微量元素和Sr-Nd-Hf同位素分析均在南京聚谱检测科技有限公司完成。锆石原位U-Th-Pb同位素成分通过配备RESOlution LR 193 nm ArF准分子激光剥蚀系统的Agilent 7700×型四极杆电感耦合等离子体质谱仪（LA-ICP-MS）测定。束斑直径33 μm，频率6 Hz，能量密度4.5 J/cm2，背景分析20秒，样品剥蚀40秒。测试过程中以锆石91500为外标校正仪器质量歧视与元素分馏，以锆石GJ-1和Plešovice为盲样检验数据质量。原始数据的离线处理利用ICPMSDataCal软件进行，U-Pb谐和年龄和加权平均年龄由Isoplot 4.15程序计算获得。

锆石原位Lu-Hf同位素成分通过配备同一激光剥蚀系统的Nu Plasma II型多接受电感耦合等离子体质谱仪（LA-MC-ICP-MS）测定。束斑直径50 μm，频率9 Hz，能量密度4.5 J/cm2，背景分析20秒，样品剥蚀40秒。测试过程中以锆石GJ-1、Plešovice和Mud Tank为盲样检验Hf同位素比值数据质量。锆石εHf(t)值和两阶段Hf模式年龄的计算采用以下参数：λ176Lu=1.867×10-11y-1（Söderlund et al., 2004），176Lu/177HfCHUR=0.0336和176Hf/177HfCHUR= 0.282785（Bouvier et al., 2008），176Lu/177HfCrust=0.015（Griffin et al., 2002），176Lu/177HfDM=0.0384和176Hf/177HfDM=0.28325（Griffin et al., 2000）。

全岩主量元素含量利用帕纳科AxiosMAX型X射线荧光光谱仪（XRF）测定。采用美国地质调查局（USGS）地球化学标准岩石粉末BHVO-2和AGV-2为质控盲样。样品分析的精密度和准确度满足GB/T14506.28-2010《硅酸盐岩石化学分析方法第28部分：16个主次成分量测定》的要求。全岩微量元素含量利用Agilent 7700×型ICP-MS测定。采用USGS标准物质BHVO-2和W-2为质控盲样。对固体浓度大于10×10-6的微量元素，分析误差优于10%；对固体浓度大于50×10-6的微量元素，分析误差优于5%。全岩主微量元素分析的具体流程见黄迪等（2022）。

全岩Sr-Nd-Hf同位素成分通过Nu Plasma II型MC-ICP-MS测定。Sr、Nd和Hf同位素测定过程中，分别采用86Sr/88Sr=0.1194、146Nd/144Nd=0.7219和179Hf/177Hf=0.7325校正仪器质量分馏，分别以国际标准物质NIST SRM 987、JNdi-1和Alfa Hf为外标校正仪器漂移。采用USGS标准物质AGV-2、BCR-2、BHVO-2、STM-2、W-2和榴辉岩176为质控盲样。全岩Sr-Nd-Hf同位素分析的具体流程同刘志超等（2020）。（87Sr/86Sr）i比值的计算采用λ87Rb=1.3972×10-11y-1（Villa et al., 2015）。εNd(t)值和两阶段Nd模式年龄的计算采用以下参数：λ147Sm=6.524×10-12y-1（Villa et al., 2020），147Sm/144NdCHUR=0.1967和143Nd/144NdCHUR=0.512638（Wasserburg et al., 1981），147Sm/144NdCrust=0.118（Jahn and Condie, 1995），147Sm/144NdDM=0.2136和143Nd/144NdDM=0.513151（Liew and Hofmann, 1988）。全岩Hf同位素的计算参数同锆石Hf同位素的计算参数。

3 分析结果

3.1 锆石U-Pb年龄

阳储岭花岗斑岩的锆石多呈无色透明至浅褐色，形态为自形到半自形的锥柱状，粒径80~180 μm，长宽比1∶1~3∶1，CL图像具有明显的岩浆振荡环带，部分锆石具有继承核（图3）。所有U-Pb-Hf同位素分析点位都选在振荡分带、岩浆成因的边部（图3）。锆石U-Th-Pb同位素LA-ICPMS分析结果见表1。锆石Th含量为62×10-6~599×10-6，U含量为111×10-6~2341×10-6，Th/U比值变化于0.22和0.74之间（表1）。根据22组数据获得的207Pb/235U-206Pb/238U谐和年龄为144.6±1.3 Ma（图4），206Pb/238U年龄变化于138±2至151±2 Ma （表1），其加权平均值为144.6±1.8 Ma （图4）。锆石U-Pb加权平均年龄与谐和年龄一致，代表花岗斑岩的结晶年龄。

表1 阳储岭花岗斑岩锆石U-Th-Pb同位素LA-ICP-MS分析结果Table 1 LA-ICP-MS U-Th-Pb isotopic analyses of zircon for the Yangchuling granite porphyry

图3 阳储岭花岗斑岩锆石CL图像和U-Pb-Hf同位素分析点位Fig. 3 Zircon CL images and U-Pb-Hf isotope analytical spots of the Yangchuling granite porphyry

图4 阳储岭花岗斑岩锆石U-Pb谐和年龄与加权平均年龄Fig. 4 Zircon U-Pb concordia and weighted mean ages of the Yangchuling granite porphyry

3.2 锆石Hf同位素

锆石Lu-Hf同位素LA-MC-ICP-MS分析结果见表2。16个分析点测得花岗斑岩锆石的176Lu/177Hf比值为0.000634~0.003582，176Hf/177Hf比值为0.282481~0.282643，根据锆石U-Pb年龄（144.6 Ma）算得的（176Hf/177Hf）i比值的变化范围是0.282477~0.282640（表2）。锆石εHf(t)值变化于-7.7至-1.9，主要介于-6.0和-3.0之间（表2和图5a）；对应的值变化于1.29~1.65 Ga，主要为1.36~1.54 Ga（表2和图5b）。

表2 阳储岭花岗斑岩锆石Lu-Hf同位素LA-MC-ICP-MS分析结果Table 2 LA-MC-ICP-MS Lu-Hf isotopic analyses of zircon for the Yangchuling granite porphyry

图5 阳储岭花岗斑岩锆石εHf(t)值（a）和(Hf)值（b）频率分布直方图Fig. 5 Frequency distribution histograms of zircon εHf(t) values (a) and (Hf) values (b) for the Yangchuling granite porphyry

3.3 全岩主微量元素

全岩主微量元素分析结果见表3。花岗斑岩具有高SiO2（71.2~72.1 wt%）、K2O和低CaO、FeOT、MgO、TiO2、P2O5含量；在SiO2-K2O图上落于高钾钙碱性区域（图6），在TAS分类图解中落入花岗岩区域（图7a），ACNK值为1.03~1.08（图7b，去除一个异常点），属于弱过铝质花岗岩。根据CIPW标准矿物计算和QAP分类投图，花岗斑岩属于二长花岗岩（图8），其（Na2O+K2O）/CaO、Na2O/CaO、AMF和Mg#值分别为4.41~34.5、1.63~13.3、2.96~3.91和0.25~0.32（表3和图9a，b）。

表3 阳储岭花岗斑岩全岩主微量元素分析结果Table 3 Whole-rock major and trace element compositions of the Yangchuling granite porphyry

图6 阳储岭花岗岩哈克图解（钙碱性、高钾钙碱性和钾玄系列界线据Rickwood, 1989，花岗闪长岩和二长花岗斑岩数据来自Mao et al., 2017，下同）Fig. 6 Harker diagrams for the Yangchuling granites (the boundary lines between the calc-alkaline, high-K calc-alkaline, and shoshonitic series are after Rickwood, 1989, the data of the granodiorite and monzogranite porphyry are from Mao et al., 2017, the same below)

图7 阳储岭花岗岩TAS分类图解（a，底图据Middlemost, 1994）和ACNK-ANK图解（b）Fig. 7 TAS classification diagram (a, after Middlemost, 1994) and ACNK-ANK diagram (b) for the Yangchuling granites

图8 阳储岭花岗岩QAP分类图解（底图据Streckeisen, 1976）Fig. 8 QAP classification diagram for the Yangchuling granites(after Streckeisen, 1976)

图9 （a）阳储岭花岗岩(Na2O+K2O)/CaO-Na2O/CaO、（b）AMF-Mg#、（c）HFSE-ΣREE、（d）LREE/HREE-δEu、（e）Ba/Sr-Rb/Sr和（f）Ti/Zr-Sr/V图解Fig. 9 (Na2O+K2O)/CaO-Na2O/CaO (a), AMF-Mg# (b), HFSE-ΣREE (c), LREE/HREE-δEu (d), Ba/Sr-Rb/Sr (e), and Ti/Zr-Sr/V (f)diagrams for the Yangchuling granites

花岗斑岩的HFSE和ΣREE含量分别为222×10-6~294×10-6和169×10-6~192×10-6（表3和图9c），其原始地幔标准化微量元素蛛网图显示明显的Ba、Nb、Sr、P和Ti负异常（图10a），其球粒陨石标准化稀土元素配分曲线呈右倾斜型，具有负Eu异常（图10b），LREE/HREE比值为9.12~11.1，δEu值为0.51~0.67（表3和图9d）。花岗斑岩的Ba/Sr、Rb/Sr、Ti/Zr和Sr/V比值分别为2.43~3.65、0.67~1.30、8.75~11.1和7.64~9.71（表3和图9e-f）。

图10 阳储岭花岗岩微量元素蛛网图（a，原始地幔标准值据Sun and McDonough 1989）和稀土元素配分图（b，球粒陨石标准值据Boynton, 1984）Fig. 10 Primitive mantle-normalized (Sun and McDonough, 1989) trace element patterns (a) and chondrite-normalized (Boynton, 1984) rare earth element patterns (b) for the Yangchuling granites

3.4 全岩Sr-Nd-Hf同位素

全岩Sr-Nd-Hf同位素分析结果见表4。两件花岗斑岩样品的全岩87Sr/86Sr比值分别为0.716529和0.715246，（87Sr/86Sr）i比值分别为0.711726和0.711329（表4和图11a）。全岩143Nd/144Nd比值、（143Nd/144Nd）i比值、εNd(t)值和相应的值分别为0.512294~0.512314、0.512181~0.512199、-5.3至-4.9（图11a）和1.34~1.37 Ga（表4）。全岩176Hf/177Hf比值、（176Hf/177Hf）i比值、εHf(t)值和相应的值分别为0.282587~0.282596、0.282565~0.282576、-4.6至-4.2（图11b）和1.43-1.46 Ga（表4）。

表4 阳储岭花岗斑岩全岩Sr-Nd-Hf同位素分析结果Table 4 Whole-rock Sr-Nd-Hf isotopic compositions of the Yangchuling granite porphyry

图11 阳储岭花岗岩全岩(87Sr/86Sr)i-εNd(t)图解（a，扬子板块上地壳范围据Mao et al., 2011）和全岩εHf(t)值频率分布直方图（b）Fig. 11 Whole-rock (87Sr/86Sr)i-εNd(t) diagram (a, the field of the Yangtze Block upper crust is after Mao et al., 2011) and whole-rock εHf(t) frequency distribution histogram (b) for the Yangchuling granites

4 讨论

4.1 花岗岩形成时间

前人通过多种定年方法对阳储岭钨矿的成岩成矿年龄进行了研究。李秉伦等（1985）利用全岩和黑云母、长石单矿物样品测得花岗闪长岩和二长花岗斑岩的Rb-Sr等时线年龄分别为142.7和139.3 Ma;满发胜和王小松（1988）测得花岗闪长岩和二长花岗斑岩的Rb-Sr等时线年龄分别为140.5±0.6和138.4±3.4 Ma; Mao等（2017）通过LA-ICP-MS原位分析获得花岗闪长岩和二长花岗斑岩的锆石U-Pb年龄分别为149.8±0.6和143.8±0.5 Ma，利用辉钼矿Re-Os定年揭示成矿年龄为146.4±1.0 Ma；曾庆权等（2019）获得成矿斑岩的锆石U-Pb年龄为145.1±0.4 Ma，辉钼矿Re-Os年龄为145.4±1.0 Ma；范楚涵等（2022）对二长花岗斑岩中的独居石和金红石开展了LA-ICP-MS原位U-Pb同位素分析，定年结果分别为146.1±0.6和150.2±2.6 Ma。本文对阳储岭钨矿中贫矿的花岗斑岩进行了LA-ICP-MS锆石U-Pb定年，获得谐和年龄和加权平均年龄分别为144.6±1.3和144.6±1.8 Ma，两者一致，代表花岗斑岩的形成年龄。以上定年结果表明，阳储岭钨矿的成岩成矿年龄一致，花岗斑岩与花岗闪长岩、二长花岗斑岩的形成年龄一致，都是晚侏罗世同一时期花岗质岩浆活动的产物。

4.2 阳储岭花岗斑岩成因

阳储岭花岗斑岩的全岩（87Sr/86Sr）i比值为0.711329~0.711726，εNd(t)值为-5.3至-4.9，εHf(t)值为-4.6至-4.2（图11）， 锆石εHf(t)值主要为-6.0至-3.0（图5a），都具有典型的壳源特征，指示其主要起源于地壳物质的部分熔融。花岗斑岩的全岩值为1.34~1.37 Ga，值为1.43~1.46 Ga（表4）， 锆石值主要为1.36~1.54 Ga（图5b），三者相近， 代表源区物质的平均地壳居留年龄，说明其源岩主要为古老的地壳物质。

Mao等（2017）基于年代学、矿物化学、全岩主微量元素和Sr-Nd-Hf同位素研究对阳储岭花岗闪长岩和二长花岗斑岩的成因进行了详细讨论，认为两者具有相同的源区，它主要由古老的变质沉积物和基性—超基性火山岩组成，其中二长花岗斑岩是花岗闪长质岩浆结晶分异的产物。花岗斑岩与花岗闪长岩、二长花岗斑岩具有类似的高钾钙碱性和弱过铝质特征（图6a和7b）、微量元素蛛网图、稀土元素配分曲线和全岩Sr-Nd同位素成分（图10和11a），反映其源区具有一定的相似性；但花岗斑岩具有更高的HFSE和ΣREE含量（图9c），暗示其源区还存在一定差异。与花岗闪长岩和二长花岗斑岩相比，花岗斑岩具有更高的AMF值和明显更低的Mg#值（图9b），暗示其源区含有更多长英质组分，可能主要源自古老变质沉积物的部分熔融。Ti和Zr都是高场强元素，具有相似的总分配系数和地球化学行为，因此，花岗岩Ti/Zr比值的变化可以反映源区的差异。Sr属于大离子亲石元素，主要赋存于长石类矿物中；而V属于相容元素，主要赋存于镁铁质矿物中。因此，花岗岩Sr/V比值的变化可以在一定程度上反映源区长英质/镁铁质组分比例的差异。与花岗闪长岩和二长花岗斑岩相比，花岗斑岩具有明显更低的Ti/Zr比值和明显更高的Sr/V比值（图9f），同样表明后者的源区不同于前者的源区，含有更高比例的长英质组分。花岗斑岩比花岗闪长岩、二长花岗斑岩明显更富集放射成因Hf同位素（图11b），进一步支持其主要源自古老变质沉积物的部分熔融。

花岗斑岩的微量元素蛛网图显示明显的Ba、Nb、Sr、P和Ti负异常（图10a），稀土元素配分曲线具有负Eu异常（图10b），指示其经历了长石、黑云母、磷灰石和钛铁氧化物等矿物的分离结晶。花岗斑岩比二长花岗斑岩具有更高的SiO2含量、更低的CaO、MgO、TiO2、P2O5含量（图6）、更强的Sr、P、Ti亏损（图10a）、更低的δEu值（图9d）和更高的（Na2O+K2O）/CaO、Na2O/CaO、Ba/Sr、Rb/Sr比值（图9a和e），表明花岗斑岩经历了更强烈的岩浆结晶分异过程。

4.3 源区对钨成矿的制约作用

花岗质岩浆分异演化对钨成矿的重要作用已成为普遍共识（Simons et al., 2017; Sun et al., 2019;Zhang et al., 2020; Li et al., 2021），绝大多数大型—超大型钨矿床都与高分异花岗岩有关（黄旭栋等,2017; 苏慧敏和蒋少涌， 2017）。近年来，越来越多的研究开始关注花岗岩源区对钨成矿作用的制约。Romer和Kroner（2015, 2016）强调富集原岩的风化沉积和构造堆积对全球钨矿的分布和花岗质岩浆中钨的初始富集的控制。Song等（2018）在朱溪钨矿的花岗岩中发现了转熔石榴子石和钾长石，通过岩石化学分析和Sr-Nd-Hf同位素研究，并结合地球化学模拟，认为朱溪花岗岩来自富钨的新元古代变质沉积岩（双桥山群）的白云母和黑云母脱水熔融。基于矿物学和岩石地球化学研究，Fan等（2019）提出双桥山群富钨变质沉积岩的部分熔融导致大湖塘花岗质岩浆中钨的初始富集，是促使大湖塘钨矿床形成的关键因素。

在阳储岭矿区，来自相同源区的二长花岗斑岩比花岗闪长岩分异演化程度更高，钨矿化主要与二长花岗斑岩有关（Mao et al., 2017; 郑瑜林等,2022）。花岗斑岩与花岗闪长岩、二长花岗斑岩形成于同一时期，花岗斑岩的源区比花岗闪长岩、二长花岗斑岩的源区含有更高比例的变质沉积物，并且花岗斑岩比二长花岗斑岩具有更高的分异演化程度。通常，这些条件更有利于花岗岩形成钨矿，然而，花岗斑岩却没有导致钨矿化。本文研究认为，花岗斑岩不成矿的原因很可能是其源区的变质沉积物贫钨，导致部分熔融产生的花岗质岩浆的钨成矿潜力先天不足，后续的岩浆结晶分异和热液流体出溶过程都无法促使钨富集至成矿浓度。与此相反，花岗闪长岩和二长花岗斑岩源区的变质沉积物相对富钨。因此，除了岩浆分异演化，花岗岩源区富钨也对阳储岭钨矿的形成起到重要作用。

5 结论

（1）阳储岭花岗斑岩的LA-ICP-MS锆石U-Pb谐和年龄和加权平均年龄分别为144.6±1.3和144.6±1.8 Ma，与矿区花岗闪长岩、二长花岗斑岩的形成年龄一致。

（2）花岗斑岩的源区比花岗闪长岩、二长花岗斑岩的源区更富长英质组分。花岗斑岩主要源自古老变质沉积物的部分熔融，经历了长石、黑云母、磷灰石和钛铁氧化物等矿物的分离结晶，并且比二长花岗斑岩具有更高的分异演化程度。

（3）花岗斑岩不成矿反映其源区的变质沉积物贫钨，而花岗闪长岩和二长花岗斑岩源区的变质沉积物相对富钨。花岗岩源区富钨和岩浆结晶分异都是制约阳储岭钨矿形成的关键因素。

致谢：两位匿名审稿专家对本文提出了宝贵的修改建议，江西省地质矿产勘查开发局916队段谟琳和江西都昌金鼎钨钼矿业有限公司罗东水、丘添明在野外采样和资料收集过程中给予了大力支持和帮助，南京聚谱检测科技有限公司对样品分析测试提供了技术支持，在此一并表示感谢。