华南大瑶山地区加里东期钨矿床*

2020-09-11陈懋弘张志强黄智忠叶有乐

矿床地质 2020年4期

陈懋弘，党院，张志强，陈港，黄智忠，叶有乐

（1中国地质科学院矿产资源研究所自然资源部成矿作用和资源评价重点实验室，北京 100037；2自然资源部第一海洋研究所自然资源部海洋地质与成矿作用重点实验室，山东青岛 266061；3中国地质大学地球科学和资源学院，北京 100083；4 Centre for Exploration Targeting,School of Earth and Environment,The University of western Australia,35 Stirling Highway,Crawley,WA 6009 Australia；5广西壮族自治区地球物理勘察院，广西柳州 545005；6广西壮族自治区第六地质队，广西贵港 537100）

华南加里东期花岗岩主要分布在南岭、武夷及云开地区，常呈大岩基产出，典型岩体包括武功山、万洋山、彭公庙、越城岭、苗儿山、海洋山等。虽然作为华南地区分布面积第二大的岩浆岩（孙涛，2006），但相比于燕山期岩浆岩，华南与加里东期岩浆岩有关的矿床发现很少，早期仅发现有孤立分布的钦甲锡铜矿和牛塘界钨矿（陈毓川等，1989；1995;王永磊等2010；2011；杨振等，2014）。因此，早期的研究认为华南加里东期花岗岩一般是不成矿的（徐克勤等，1963；莫柱孙等，1980；南京大学地质学系，1981；地矿部南岭项目花岗岩专题组，1989）。近十多年来，华南地区相继发现了一些与加里东期岩浆岩有关的钨矿床（李晓峰等，2009；张文兰等，2011；李时谦等，2013），虽然总体规模不是很大，但已经证实华南加里东期花岗岩也能直接成矿（华仁民等，2013）。不过相比于华南燕山期的大规模成矿，加里东期岩浆岩成矿作用仍然十分逊色（毛景文等，1999；2007；2008；2011；华仁民等，1999；Yuan et al.,2008；2011；2018；2019;Mao et al.,2013；2020）。

华南大瑶山地区主体位于广西中东部，少部分位于广东西北部，面积近18 000 km2。主要指泥盆系不整合面之下的震旦系—寒武系浅变质褶皱基底区。大瑶山地区是广西最早的金矿产区，以沿大黎大断裂产出的四大金矿田（龙山、六岑、桃花、古袍）闻名（刘腾飞，1993；蔡明海等，2000；黄惠民等，2003；韦子任等，2003）。近十年来，在该区新发现了一批与加里东岩浆岩有关的大中型钨矿床和矿点（陈懋弘等，2011；2012a；2012b；2015；张志强等，2014；党院，2018；Dang et al.,2018；2020），矿石矿物以白钨矿为主，与之相关的岩浆岩以花岗闪长岩为主，显示出与燕山期高分异花岗岩不同的特点。大瑶山地区大范围加里东期钨矿的发现，对重新认识华南加里东期成矿作用、岩浆活动乃至地球动力学背景等都具有重要的意义。

需要说明的是，尽管作者曾对大瑶山地区岩浆活动和成矿作用进行过初步总结（陈懋弘等，2015；2016），并对加里东期的岩浆岩和成矿作用进行过简单介绍，但鉴于当时很多矿床（点）正处于勘查阶段，对矿床地质特征和与之相关的岩浆岩了解有限。为此，本文在各地勘单位勘查报告和本团队前期工作基础上，通过详细的野外调研和系统测试，试图对大瑶山地区加里东期钨矿及与之相关的岩浆岩进行更加详细的分析，总结成矿规律，初步建立矿床模型，为进一步理解华南地区加里东期构造-岩浆-成矿作用提供新资料和新视角。

1 地质背景

大瑶山地区的大地构造属性一直以来争议较大。早期黄汲清（1977；1980）、任纪舜(1990)将其划为“华南加里东褶皱带”的一部分，郭令智等（1981）称之为“大瑶山地体”，杨明桂等（1997年）将其划为钦杭带的一部分（图1a）。最新版的广西数字地质图说明书（广西壮族自治区地质矿产勘查开发局，2006年）将其划为南华活动带（Ⅱ）之大瑶山隆起（），认为是广西运动形成的加里东褶皱带。

志留纪末加里东运动（广西运动），扬子地块与华夏地块拼接，成为华南陆块的一部分。关于加里东运动究竟是洋-陆俯冲碰撞造山还是陆内造山，国内学术界至今仍有争议。水涛（1987）、彭松柏等(2006；2016a；2016b)、覃小锋等（2013；2017）认为存在早古生代的华南洋，并最终于广西运动发生洋-陆俯冲碰撞造山而关闭。但Wang等（2003）、舒良树（2006）、李献华等（2008）和Wang等（2010）认为扬子板块与华夏板块在新元古代已经闭合形成统一的华南板块，但在新元古代晚期（690～820 Ma）华南板块开始裂解，形成陆内裂谷，未出现洋壳，因此，华南加里东运动是陆内碰撞造山。无论如何，广西运动导致华南发生了强烈的变质作用、构造变形和岩浆活动，并拼合为统一的华南陆块，前人对此并无争议。但对于成矿作用，则普遍认为强度很小（徐克勤等，1963；莫柱孙等，1980；南京大学地质学系，1981；地矿部南岭项目花岗岩专题组，1989）。

1.1 地层

大瑶山隆起主要由寒武系组成，局部出露震旦系、奥陶系和志留系，泥盆系角度不整合其上。

震旦系培地组为该区出露的最老地层，可与桂北地区的老堡组对比。岩性为灰绿色不等粒杂砂岩、粉砂岩、泥岩组合，顶部为一层厚5～42 m的深灰色水平纹层发育的硅质岩与上覆寒武系小内冲组中厚层长石石英砂岩分界。

寒武系为分布最广泛的地层，可分为小内冲组和黄洞口组，均为陆棚-斜坡相的复理石建造，由多个具浊流沉积特征的含砾不等粒砂岩-杂砂岩-粉砂岩-泥岩旋回组成。每个旋回包括许多由砂岩到泥岩的沉积韵律。韵律大小不一，大者数米～数十米，小者数厘米，常见粒序层理、包卷层理、水平层理和砂包泥及底模构造等浊流沉积的岩相标志。

图1 大瑶山隆起在钦杭成矿带中的位置（a，地理底图审图号GS（2016）1600号）和华南大瑶山地区加里东期岩浆岩及有关的钨矿时空分布图（b）1—寒武系砂岩夹泥岩；2—震旦系硅质岩夹砂泥岩；3—晚燕山期岩浆岩；4—早燕山期岩浆岩；5—海西期—印支期岩浆岩；6—加里东期岩浆岩；7—断层；8—金矿床/点；9—钨钼矿床/点；10—钨铜/钨多金属矿床；11—铜钼/铅锌银矿床；12—铜矿/钼矿；13—寒武系灰岩夹层出露点；14—岩浆岩及矿床（点）名称及年龄(Ma)（红色数据为成矿年龄，黑色数据为成岩年龄）Fig.1 The location of Dayaoshan uplift in the Qinghang metallogenic belt(a,Geographic base map No.GS(2016)1600)and Spacial-temporal distribution of Caledonian gratioids and related tungsten ore deposits in Dayaoshan area,South China（b）1—Cambrian sandstone with mudstone;2—Sinian siliceous rocks with sandstone and mudstone;3—Late Yanshanian igneous rocks;4—Early Yanshanian igneous rocks;5—Hercynian—Indochinese igneous rocks;6—Caledonian igneous rocks;7—Fault;8—Gold deposit/occurrence;9—Tungsten and molybdenum deposit/occurrence;10—Tungsten and copper/Tungsten polymetallic deposit;11—Copper and molybdenum/Lead-zincsilver deposit;12—Copper/molybdenum deposit;13—Outcrop of Cambrian Limestone；14—Name of gratioids and related tungsten ore deposits age(Ma（)The red number is the mineralization age，and the black number is the age of igneous rocks）

虽然区域地质资料没有灰岩层的记录，但近年的勘查成果表明，在大瑶山地区南部寒武系黄洞口组由东到西断续发育一套灰岩层（图1b）。西部以龙头山北部的砷矿沟为例，砂岩夹灰岩层总厚66 m，由4～5层泥质灰岩夹灰黑色泥岩、粉砂岩、砂岩的韵律组成（图2a）。灰岩单层厚1～2.6 m不等，灰色-深灰色，蚀变为大理岩后为白色（图3a）。中东部以苍梧玉坡为例，钻孔揭露砂岩夹灰岩层总厚76～96 m，由6～7层灰岩夹砂岩的韵律组成（图2b）。灰岩单层厚1～13 m不等，呈似层状、透镜状产出，沿走向和倾向均尖灭侧现，蚀变为大理岩后为白色（图3b）。灰岩层的存在为矽卡岩型矿床的形成提供了必要条件。由于岩体的侵入，在东部旺甫的敢冲-金山顶金矿区，可以发现顺灰岩夹层交代形成的矽卡岩型铜金矿；在中部的古龙-岭脚-武界-玉坡一带，形成矽卡岩型钨多金属矿床，如玉坡钨多金属矿、上木水钨铜矿；西部，由于龙头山和大平天山岩体的影响，则形成砷矿沟矽卡岩型银铅锌矿床。

少量奥陶系和志留系分布于南部，同样以一套陆源碎屑岩为主，分布局限。

1.2 构造

丁文江（1929）根据大瑶山地区泥盆系莲花山组和下伏下古生界龙山系之间的不整合关系，建议以“广西运动”代表华南与加里东运动相应的地壳运动，因此，大瑶山地区是“广西运动”的命名地。目前，一般都把广西运动归因为扬子地块和华夏地块的再次会聚和碰撞，但对于其过程和性质争议较大，如是陆内碰撞造山还是洋-陆俯冲碰撞造山的争论。

图2 大瑶山地区寒武系黄洞口组中的灰岩夹层柱状对比图a.头闸-砷矿沟；b.玉坡Fig.2 Columnar comparison of limestone interlayer in the Cambrian Huangdongkou Formation in Dayaoshan areaa.Touza-Shenkuanggou;b.Yupo

由于受广西运动影响，大瑶山地区以一系列紧密线状复式褶皱为特色。构造线以近东西向为主，局部北东向。褶皱形态控制了层状矽卡岩型矿体的展布，导致矿体形态十分复杂，如敢冲-金山顶金铜矿床、头闸-砷矿沟银铅锌矿床的层状矿体。

区域性的凭祥-大黎断裂呈北东向-北东东向贯穿全区（图1），是一条长期活动的断层，控制了自加里东以来的岩浆活动和成矿作用，是大瑶山地区的主要导矿、控矿构造。近东西向和北西向断裂为次一级构造，广泛发育，是主要的岩浆和矿脉侵入的通道和沉淀场所。

南北向构造可能为印支期—燕山期的产物，南北向褶皱叠加在加里东期近东西向大型褶皱之上，但未能改变加里东期的构造格架；南北向断层多切割近东西向断裂和褶皱，且被燕山期岩脉和矿体充填。

1.3 岩浆岩及相关矿产

大瑶山地区岩浆活动频繁，但岩体规模小，以岩株和岩枝为主；成岩时代长，从加里东期至喜马拉雅期均有岩浆侵入，以加里东期和燕山期为主；岩性复杂，以中酸性岩为主，兼有超基性、基性，甚至偏碱性岩。

陈懋弘等（2015）在高精度测年的基础上，将大瑶山地区花岗质岩浆岩划分为加里东期（430～470 Ma）、海西期—印支期（240～270 Ma）、燕山早期（150～170 Ma）和燕山晚期（90～110 Ma）4期，并将相关的矿床划分为加里东期（430～440 Ma）斑岩-矽卡岩-石英脉型钨钼成矿系列、燕山早期（145～155 Ma）斑岩型铜钼（金）成矿系列和燕山晚期（90～110 Ma）斑岩型-蚀变破碎带型钼金银铜铅锌成矿系列3个成矿系列。同时提出，大瑶山地区加里东期岩浆活动的强度、范围和成矿作用可与该区燕山期的媲美，具有较大的找矿潜力，是今后大瑶山地区寻找钨多金属矿床的主攻方向之一。

目前看来，大瑶山地区岩浆活动及其相关矿产在各个构造部位均有其特色。如西部大平天山矿田主要与燕山晚期的岩浆岩有关，形成斑岩-矽卡岩-破碎带型Cu-Au-Ag-Pb-Zn矿床系列。沿大黎大断裂既有加里东期的岩浆岩和相关的斑岩-石英脉型钨矿，又有燕山期岩浆岩和相关的斑岩-断层破碎带型Mo-Au叠加。中部苍梧岭脚一带则以大规模的加里东期岩浆岩和钨多金属矿化为特色，同时也叠加了燕山晚期的岩浆岩和Cu-Pb-Zn-Ag矿化。东部则以燕山早期的园珠顶斑岩型铜钼矿为特色。

2 主要矿床类型及特征

2.1 矿床时空分布

大瑶山地区加里东期矿产以钨矿为主，部分矿床共生、伴生钼、铜、铋、铅、锌、银、金、硫（图1）。需要指出的是，前人多认为沿大黎大断裂分布的金矿（如六岑金矿、桃花金矿、古袍金矿）为加里东期金矿（骆靖中，1993；黄慧民等，2003），但目前仍缺乏高精度年代学证据支持。相反，笔者的工作证实这些金矿脉切割加里东期的钨钼矿脉，暗示金矿形成时间可能晚于加里东期（肖柳阳等，2015），且蔡明海等（2000）获得桃花金矿含金石英脉的Rb-Sr年龄为（148±10）Ma，说明金矿的成矿时代为燕山期。因此本文提及的加里东期矿产不包含这些金矿。

大瑶山地区加里东期矿床（点）大多分布在大瑶山隆起中部和南部（图1）。中部主要沿大黎大断裂分布，典型矿床（点）包括罗平钨钼矿（叶有乐等，2016）、湾岛金矿中的钨钼石英脉（肖柳阳等，2015）2个矿床（点）。南部主要分布在社垌-玉坡一带的椭圆形矿集区内，包括社垌（陈懋弘等，2011；2012a；2015）、玉坡（党院，2018）、上木水（Dang et al.,2020）等7个矿床（点）。

从目前获得的高精度同位素年龄数据来看（表1），矿床形成时间集中在432～466.6 Ma，且南部社垌-玉坡一带时间略早，以437～440 Ma为主；中部大黎大断裂沿线时间略晚，以435～436 Ma为主。

矿床类型包括矽卡岩型、斑岩型和石英脉型，且石英脉型矿床中也常包含矽卡岩型和斑岩型矿化。矽卡岩型矿床以玉坡钨多金属矿床为代表，还包括上木水钨铜矿床；石英脉型矿床以社垌钨钼矿床为代表，还包括振山钨钼矿床、武界钨钼矿点、湾岛金矿之钨钼矿脉等；斑岩型矿床以罗平钨钼矿床为代表，还包括贺村钨钼矿点等。此外，上木水金矿赋存于断层破碎带中，与银铅锌共生，与其他加里东期矿床以钨钼矿为主且充填于节理中的特征不太一样（相反与燕山期广泛分布的破碎带型金银铅锌矿类似），故本文暂不讨论。

2.2 矽卡岩型钨矿——以玉坡钨多金属矿为例

玉坡钨多金属矿是近期新探明的一个大型矽卡岩型矿床，成矿元素以W为主，共伴生Pb、Zn、Ag（广西壮族自治区第六地质队，2017）。矿床主要受玉坡岩体和寒武系中的灰岩夹层控制。

表1 华南大瑶山加里东期矿床高精度成矿年龄Table 1 Ages of Caledonian ore deposits in Dayaoshan area,South China

2.2.1 矿区地质

矿区出露地层主要为寒武系黄洞口组第二段（∈h2）～第四段（∈h4），主要岩性组合为灰绿色长石石英砂岩与粉砂岩、泥岩互层，具有浊流沉积特征。局部岩石具有弱的片理化、千枚岩化。其中，第二段（∈h2）中、上部发现灰岩、泥灰岩和含钙质砂岩等富钙岩性段8～15层，地层总厚度50～100 m，其中的灰岩单层厚1～13 m，是矽卡岩型矿床的主要赋矿层位。

矿区断裂以近南北向为主，其中，矿床东部F1断裂长大于3.2 km，总体走向345°，倾向NEE，倾角50°～70°。破碎带宽7～10 m，由构造角砾岩和碎裂岩组成，有与断面平行的石英脉充填，具土壤Au、Ag、Pb、Zn等元素综合异常（广西壮族自治区第六地质队，2017）。褶皱总体为轴向近于EW向的复式背斜，在矿床范围内为单斜构造，倾向北，倾角4°～46°。

与成矿有关的岩体为玉坡花岗闪长岩岩株，岩石呈灰色，块状构造，由长石（60%～65%）、石英（20%～25%）、角闪石（约10%）和黑云母（约5%）组成，大部分长石蚀变为细粒绢云母。锆石SHRIMP U-Pb年龄为（441.9±1.9）Ma（Dang et al.,2018）。

2.2.2 矿床地质

（1）矿体地质

矿体赋存于玉坡岩体北侧外接触带矽卡岩、矽卡岩化大理岩、矽卡岩化砂岩等含钙质岩层中，含矿地层为寒武系黄洞口组第二段，多为隐伏矿体（图4）。钻孔控制含矿层长1100 m，斜深500 m，共圈定钨多金属矿体26个，矿体呈层状、似层状、透镜状产出，总体上连续性较好，部分沿走向和倾向具膨大缩小和分枝复合现象。矿体产状与地层产状基本一致，走向100°左右，倾向北，倾角在4°～46°之间。单工程矿体厚度 0.35～48.65 m，w（WO3）为 0.064%～5.710%，部分共、伴生元素品位：w（Ag）为1.0×10-6～385.0×10-6，w（Pb）为0.20%～5.96%，w（Zn）为0.50%～6.61%（广西壮族自治区第六地质队，2017）。矿化以矽卡岩型为主，但在岩体内接触带附近，以及部分砂岩中可见含矿石英细脉，具有斑岩型矿床的一些结构构造特点。

图4 玉坡钨多金属矿地质平面图（a）和703号勘探线剖面图（b）（广西壮族自治区第六地质队，2017）1—第四系砂、砾、黏土；2—寒武系黄洞口组第二段砂岩、粉砂岩、泥岩；3—志留纪花岗闪长岩；4—钨矿体；5—断层破碎带；6—隐伏矿体在地表的投影；7—实测、推测断层及编号；8—砂岩；9—大理岩；10—矽卡岩；11—矿体；12—勘探线及编号；13—钻孔及编号Fig.4 Geological map(a)and cross-section along the No.703 exploration line(b)of the Yupo tungsten polymetallic deposit(modified after No.6 Geological Division,Guangxi Zhuang Autonomous Region,2017)1—Sand,graveland clay of Quaternary;2—Sandstone,Siltstone and mudstone of the second partof Cambrian Huangdongkou Formation;3—Silurian granodiorite;4—Tungsten orebody;5—Fault;6—Projection of concealed ore bodies onto the surface;7—Real and presumed faults and their numbers;8—Sandstone;9—Marble;10—Skarn;11—Orebody;12—Prospecting line and its number;13—Drill hole and its number

从岩体接触带向外，矿物组合变化规律为：①白钨矿+辉钼矿+磁黄铁矿+黄铁矿+白铁矿+黄铜矿→②白钨矿+辉钼矿+磁黄铁矿+黄铁矿+闪锌矿+方铅矿→③黄铁矿+方铅矿+闪锌矿，即内带以钨铜矿为主，外带以铅锌银矿为主，磁黄铁矿化逐渐减弱。

（2）矿石结构构造、类型及矿物组成

矿石类型主要为矽卡岩型钨多金属矿石，包括磁黄铁矿化矽卡岩矿石（图5a）、磁黄铁矿化矽卡岩化大理岩矿石（图5b）、磁黄铁矿化矽卡岩化砂岩矿石等，局部石英网脉型矿石（图5c）和块状磁黄铁矿型矿石（图5d）。

矿石结构主要有交代结构、粒状变晶结构、鳞片粒状变晶结构、交代残余结构、他形粒状结构等。矿石构造有浸染状构造、块状构造、细脉状构造、条纹状构造和条带状构造等。

其中，磁黄铁矿化矽卡岩矿石呈灰黑色、浅黄色、浅棕色，粒状变晶结构，块状、条带状、条纹状构造，矿石矿物主要有磁黄铁矿、黄铁矿、磁铁矿、白钨矿、辉钼矿；脉石矿物主要为石榴子石、方解石、透辉石（透闪石）、石英、符山石、硅灰石、绿帘石、绿泥石等。

图5 玉坡钨多金属矿主要矿石类型a.条带状磁黄铁矿化矽卡岩型矿石；b.矽卡岩化大理岩型矿石；c.硅化砂岩中的含白钨矿、磁黄铁矿石英脉；d.块状磁黄铁矿铅锌矿石Sh—白钨矿；Po—磁黄铁矿；Gn—方铅矿；Py—黄铁矿Fig.5 Representative ore types of Yupo tungsten polymetallic ore deposita.Banded pyrrhotite skarn type ore;b.Skarn marble ore;c.Quartz veins containing scheelite and pyrrhotite in silicified sandstone;d.Massive pyrrhotite lead-zinc ore Sh—Scheelite;Po—Pyrrhotite;Gn—Galena;Py—Pyrite

（3）围岩蚀变

围岩蚀变主要有矽卡岩化、大理岩化、硅化、磁黄铁矿化、绿泥石化、绢云母化、绿帘石化等。其中，矽卡岩化为岩浆期后热液沿碳酸盐岩与砂岩接触部位活动，产生强烈的接触渗滤交代作用而形成的以钙铝榴石和透辉石为主的矽卡岩。磁黄铁矿化是该矿区重要的围岩蚀变类型，磁黄铁矿含量越多，则矿化越好。

（4）成矿阶段划分

可划分为6个阶段：接触热变质阶段（形成大理岩）、早期矽卡岩阶段（形成钙铝榴石、透辉石、硅灰石等无水硅酸盐矿物）、退化蚀变阶段（形成磁铁矿，以及绿帘石、透闪石、阳起石等含水硅酸盐矿物）、石英-白钨矿脉阶段、石英-硫化物阶段（磁黄铁矿、辉钼矿、黄铜矿、黄铁矿、方铅矿、闪锌矿和毒砂等）和石英-方解石阶段（党院，2018）。

2.2.3 成矿时代

党院（2018）获得5件辉钼矿Re-Os模式年龄值为(434.0±6.4)Ma～(443.3±7.2)Ma，加权平均年龄为（437.9±2.9）Ma（MSWD=1.04），对应的187Re-187Os等时线年龄为（436±13）Ma（MSWD=2.1）。由于辉钼矿与白钨矿共生，因而辉钼矿的Re-Os模式年龄加权平均值（437.9 Ma）可以直接代表该矿床的形成年龄。该数据与玉坡岩体的SHRIMP锆石U-Pb年龄（（441.9±1.9）Ma）在误差范围内基本一致。同时，玉坡矿体产在岩体与围岩接触部位（图4b），二者具有紧密的空间关系，表明玉坡钨多金属矿床的成岩成矿作用同时形成于早志留世（党院，2018）。

2.2.4 成矿流体特征

流体包裹体主要包括富气两相、富液两相、CO2三相和含子矿物包裹体等类型。其中，石英-白钨矿阶段均一温度集中在225～300℃（平均为262℃），盐度w(NaCleq)集中在5%～25%（平均为12%）。含石盐和硬石膏子矿物包裹体和CO2包裹体均出现在该阶段。在加热的过程中，包裹体中的气泡先消失，而子矿物在500℃以上仍未融化，表明这些子矿物是在流体包裹体形成的过程中捕获的矿物，而并非该期流体饱和出溶的子矿物。

从早到晚（石英-白钨矿阶段→石英-硫化物阶段→石英-方解石阶段），流体包裹体的平均均一温度从262℃降到234℃再降到192℃，同时,平均盐度w(NaCleq)也从12%降到6%再降到5%。说明成矿流体从早阶段到晚阶段经历了温度和盐度同步降低的过程（党院，2018）。

2.2.5 稳定同位素特征

（1）氢氧同位素

7个主成矿阶段石英中包裹体水的δDV-SMOW值范围-47%～-76‰，石英的δ18OV-SMOW值范围12.6‰～13.8‰。利用石英-水的氧同位素平衡分馏方程1000lnα=3.38×106T-2-3.40（Clayton et al.,1972）和相应样品中石英流体包裹体均一温度均值，计算出δ18OH2O值介于3.03‰～4.64‰，投图均落在原生岩浆水左侧并向雨水向方向漂移（图6），说明成矿流体主要来自岩浆热液，并有大气降水的加入（党院，2018）。

（2）硫同位素

党院（2018）对矿石及围岩硫化物进行了SHRIMP原位硫同位素分析，获得各类岩石中硫化物的δ34S值为：矽卡岩（-2.57‰～9.25‰）、含矿石英脉（-6.26‰～3.43‰）和花岗闪长岩（-4.00‰～0.79‰），峰值均出现在-2‰～0之间（图7），说明矿石中硫化物的硫均来自深源岩浆硫，具有相对均一的硫源。而砂岩中硫化物的δ34S值（-5.07‰～2.39‰）与岩浆岩的类似，很可能为砂岩受到岩浆热液的蚀变改造生成的硫化物。大理岩中硫化物的δ34S值变化范围很大，为-9.25‰～24.87‰，该范围处于沉积岩或者变质岩硫的范围。由此推测，成矿过程中硫主要来自岩浆。

（3）矿质沉淀机制

图6 大瑶山地区典型钨矿床δD-δ18OH2O图解Fig.6 δD-δ18OH2Odiagram from the representative tungsten deposits in Dayaoshan area

图7 大瑶山地区典型钨矿床硫化物的δ34S组成分布图Fig.7 Diagram of δ34S of sulfides from the representative tungsten deposits in Dayaoshan area

党院（2018）初步探讨了矿质沉淀机制，认为早志留世花岗闪长质岩浆侵位到寒武系的钙质地层时，导致灰岩蚀变形成大理岩。随着岩浆的演化分异不断进行，在岩浆演化晚期经液态分异形成岩浆过渡态流体（岩浆-热液过渡阶段），逐渐演化至岩浆期后热液流体。矽卡岩阶段形成于浆液过渡态流体，而氧化物阶段和石英硫化物阶段主要形成于热液流体。岩浆边部以及分异产生的浆液过渡态流体富W、S，富水和挥发分（CO2和CH4等）。当温度降低至225～300℃，盐度w(NaCleq)范围5%～25%，首先经历氧化物阶段，导致白钨矿的沉淀。随着温度和盐度 w(NaCleq)的降低（分别为 200～275℃和 0～10%），pH值增加，流体中S溶解度降低，挥发分减少，导致硫化物的沉淀。当温度和盐度w(NaCleq)继续降低（分别为150～200℃和0～5%）以及pH值继续增加，进入成矿后阶段，大量大气降水的加入，形成了成矿后石英-方解石阶段，至此成矿过程结束。

2.3 石英脉型钨矿——以社垌钨钼矿为例

社垌钨钼矿床经历15年勘查，分别于2014和2019年提交的普查报告和详查报告证实钨矿达到大型，钼矿达到中型规模，铜铅锌矿达到小型矿床规模（广西壮族自治区地球物理勘察院，2014；2019）。由于铜铅锌矿体受断层破碎带控制，切割加里东期岩体，且矿物组合完全不同，推测为燕山期成矿，本文暂不讨论。

2.3.1 矿区地质

矿区出露地层主要为寒武系黄洞口组第一段，可细分为4个亚段，为一套海相类复理石砂泥质沉积，岩性主要为粉砂岩、细砂岩及与页岩、炭质页岩互层。具水平纹层理、低角度斜层理，包卷层理、底冲刷构造等，发育鲍马层序，其中bce、bc组合常见，表明为浊流沉积。

矿区主要褶皱为平头背不对称背斜，轴部位于平头背村一带，轴向近东西向并向东侧伏，向西面散开，长度大于5 km，北翼较为舒缓，倾向40°左右，倾角20°～40°；南翼稍陡，倾向140°左右，倾角50°～70°。背斜西段被F3切割而不完整。两组倾向相反的节理群切割平头背背斜，倾向30°或210°，倾角50°～85°，并充填有含钨钼矿的石英脉、花岗闪长斑岩枝等，为矿区最重要的控矿构造。

矿区的断层主要有近南北向、北东向及北西向3组。从切割关系来看，北西向组生成最早，是主要控矿断层；其次是北东向组；最新的为近南北向组，切割其他2组构造线。

与成矿有关的社山复式岩体长约3 km，宽约1 km，长轴走向为北西300°，主体岩性为加里东期中细粒黑云母花岗闪长岩（锆石LA-ICP-MS U-Pb年龄为(435.8±1.3)Ma），其间为2个规模约500 m×300 m的燕山晚期花岗斑岩侵入（91.05±0.31）Ma）。此外，平头背一带还出露2～3条沿北西西向节理充填的浅成相花岗闪长斑岩岩枝（(432.0±1.7)Ma）（陈懋弘等，2011），钻孔揭露深部逐渐变为花岗闪长岩，厚5～30 m不等，向北西西方向侧伏，并逐渐合并增大为长＞400 m，宽30～60 m的岩枝。岩体蚀变强烈，接触带附近普遍分布含钨钼之石英小脉，部分富集形成斑岩型矿化。

2.3.2 矿床地质

（1）矿体地质

社垌钨钼矿床可划分为宝山矿段（Ⅰ钨钼矿带，Ⅳ、Ⅶ铜铅锌矿带，Ⅵ钨钼-铜铅锌叠加混合矿带）和平头背矿段（Ⅱ和Ⅲ钨钼矿带）（图8）。矿区共发现工业钨钼矿体105个，其中，钨矿体50个，钼矿体21个，钨钼矿体34个，主要集中在平头背矿段的Ⅱ和Ⅲ矿带（广西壮族自治区地球物理勘察院，2019）。由于Ⅳ、Ⅵ、Ⅶ铜铅锌矿带主要受断层控制，与钨钼矿有本质区别，推测与燕山晚期的宝山岩体有关，此不赘述。

Ⅱ号矿带共发现钨钼矿体26个。矿体以半隐伏的平头背花岗闪长斑岩岩枝为中心呈脉群状分布，在岩体的内外接触带矿化较强。略有矿化元素分带，岩枝内以辉钼矿化为常见，白钨矿体多分布于岩枝外侧。矿带总长度＞600 m，最大控制斜深＞200 m，总体倾向210°左右，倾角38°～80°。矿体沿北西向节理充填，向北西方向侧伏，与岩枝侧伏规律吻合。单工程w（WO3）为0.010%～0.75%，w（Mo）为0.001%～0.26%。最大矿体为Ⅱ43号矿体，长256 m，延深 56 m，厚度平均 3.82 m，平均 w（WO3）为0.338%，w（Mo）为0.002%。矿体在走向和倾向上均未圈闭。以石英脉型矿化为主，但岩枝内局部形成斑岩型矿化。

图8 社垌钨钼矿床地质图（广西壮族自治区地球物理勘察院，2019）1—第四系；2—黄洞口组第一段d亚段；3—黄洞口组第一段c亚段第二层；4—黄洞口组第一段c亚段第一层；5—黄洞口组第一段b亚段；6—黄洞口组第一段a亚段；7—晚白垩世中细粒花岗斑岩；8—早志留世中粗粒花岗闪长岩；9—整合地层界线；10—断层；11—勘探线及编号；12—钨矿带及编号；13—铜铅锌矿带及编号；14—隐伏矿体在地表的投影Fig.8 Geological map of the Shedong Tungsten-molybdenum(modified after Institute of Geophysical Exploration of Guangxi Zhuang Autonomous Region,2019)1—Quaternary;2—d subsegmentof the firstsegment,Cambrian Huangdongkou Formation;3—Second partof c segmentof firstmember of Cambrian Huangdongkou Formation;4—First part of c segment of first member of Cambrian Huangdongkou Formation;5—b segment of first member of Cambrian Huangdongkou Formation;6—a segment of first member of Cambrian Huangdongkou Formation;7—Middle and fine-grained granite porphyry of late Cretaceous;8—Early silurian coarse granodiorite;9—Conformity stratigraphic boundary;10—Fault;11—Prospecting line and its number;12—Tungsten ore beltand its number;13—Copper-lead-zinc ore beltand its number;14—Projection of concealed ore bodies onto the surface

Ⅲ号矿带位于Ⅱ号矿带的西南面，与Ⅱ号矿带大致平行分布，但倾向相反（图9），共发现钨钼矿体77个。矿带分布于岩体外侧300～1000 m范围内，石英脉以及其两侧发生的矽卡岩化、硅化为最重要的赋矿部位，因此，矿化类型以石英脉型为主，矽卡岩型也占有相当的比例。矿带总长1200 m，最大控制斜深625 m，总体倾向10°～50°，倾角38°～80°。单工程 w（WO3）为 0.027%～4.63%，w（Mo）为 0.001%～2.472%。Ⅲ27号矿体是矿带也是矿床最大的矿体，长500 m，延深490 m，厚度0.95～19.32 m，矿体平均品位w（WO3）为0.619%，w（Mo）为0.025%。

图9 社垌钨钼矿床40号勘探线剖面图（据广西壮族自治区地球物理勘察院，2019修改）1—黄洞口组第一段c亚段第二层4分层；2—3分层；3—2分层；4—1分层；5—早志留世花岗闪长斑岩；6—破碎带；7—岩性界线；8—钻孔及其编号；9—工业钨矿体；10—低品位钨矿体；11—工业钼矿体；12—低品位钼矿体Fig.9 Geological cross-section along the No.40 exploration line of the Shedong Tungsten-molybdenum(modified after Institute of Geophysical Exploration of Guangxi Zhuang Autonomous Region,2019)1—Forth layer of second part of c segment of first member of Huangdongkou Formation;2—Third layer of second part of c segment of first member of Huangdongkou Formation;3—Secong layer of second part of c segment of first member of Huangdongkou Formation;4—First layer of second part of c segment of first member of Huangdongkou Formation;5—Early silurian coarse granodiorite;6—Fault;7—Lithology boundary;8—Drill hole and its number;9—Industrial tungsten ore body;10—Low grade tungsten ore body;11—Industrial molybdenum ore body;12—Low grade molybdenum ore body

Ⅰ号矿带位于花岗闪长岩体内，长度大于400 m，最大控制斜深500 m，总体倾向北东，倾角70°左右。矿体由密集的含白钨矿石英细脉组成，大致2～3条/m的频度。可分为2个工业矿体，长100～400 m，厚度 0.54～12.90 m，w（WO3）为 0.064%～1.58%，最高w（WO3）为2.94%，主要金属矿物为白钨矿、磁黄铁矿、辉钼矿等。

（2）矿石类型及结构构造

主要矿石类型包括石英脉型（图10a、c）、矽卡岩型（图10a、d）和少量细脉状矿石（图10b）。其中，石英脉型钨钼矿石常见于Ⅱ、Ⅲ号矿带，白钨矿和辉钼矿充填于石英脉两侧及裂隙中；浸染状白钨矿石多见于Ⅲ号矿带的矽卡岩型矿石中。矿石矿物主要为白钨矿和辉钼矿，伴生矿物有黄铁矿、磁黄铁矿、黄铜矿、方铅矿、闪锌矿、辉铋矿、白铁矿、辉铅铋矿、脆硫锑铅矿等；脉石矿物为石英、方解石、萤石、绿泥石、绿帘石、石榴子石、透闪石等。

矿石结构主要有自形、半自形粒状结构、他形粒状结构和交代结构。矿石构造主要有块状构造、浸染状（或稠密浸染状）构造、角砾状构造、脉状（或网脉）构造。

（3）围岩蚀变

主要类型有硅化、角岩化、矽卡岩化等。硅化常见于断裂、节理及其旁侧围岩中，颜色变浅，伴有磁黄铁矿化，致密坚硬，是重要的找矿标志。角岩化发育于岩体周围0～300 m范围内，较常见的为石英白（黑）云母角岩。矽卡岩化主要分布在Ⅲ号矿带，沿断裂节理两侧的钙质砂岩发生交代蚀变，形态极不规则，多呈小囊状不连续分布。大多矽卡岩化岩石均见有白钨矿化。其他的围岩蚀变有磁黄铁矿化、云英岩化、绢云母化，局部重晶石化等。

（4）成矿阶段划分

图10 社垌钨钼矿典型矿石a.石英脉及其旁侧的矽卡岩化砂岩，二者组成厚度较大的矿体；b.花岗闪长岩中的白钨矿石英细脉；c.石英脉型矿石；d.矽卡岩型矿石，具浸染状构造Fig.10 Representative ore of Shedong Tungsten molybdenum deposita.The thick ore body foemed by the quartz vein and its lateral skarn;b.Quartz veins containing scheelite in granodiorite;c.Quartz vein-type ore;d.Skarn-type ore with disseminated structure

依据脉体穿插关系及矿物共生组合将钨钼成矿过程划分为Ⅰ石英-黄铁矿阶段（绿帘石-透辉石）、Ⅱ石英-白钨矿-辉钼矿阶段（磁黄铁矿-黄铁矿-绿帘石-透辉石-绿泥石-黑云母）、Ⅲ石英-多金属硫化物阶段（磁黄铁矿-闪锌矿-方铅矿-黄铜矿-黄铁矿-绿泥石-黑云母），以及Ⅳ石英-方解石-萤石阶段。其中，Ⅱ和Ⅲ阶段为主成矿阶段（张志强等，2014）。

2.3.3 成矿时代

陈懋弘等（2011）获得5件辉钼矿样品的Re-Os模式年龄值为（435.2±6.1）Ma～（442.5±8.7）Ma，加权平均年龄为（439±3）Ma（MSWD=0.68），对应的187Re-187Os等时线年龄为（437.8±3.4）Ma（MSWD=1.09），代表了成矿年龄。该数据与岩体的锆石U-Pb年龄（432～435.8 Ma）及SHRIMP U-Pb年龄（438±3）Ma）在误差范围内基本一致，表明社垌矿床的成岩成矿作用形成于早志留世（陈懋弘等，2011）。

2.3.4 成矿流体特征

流体包裹体可以划分为富气两相、富液两相、CO2三相和含子矿物包裹体等几种。由早到晚，均一温度逐渐下降（第Ⅰ阶段550℃→370℃，第Ⅱ阶段370℃→330℃，第Ⅲ阶段330℃→210℃，第Ⅳ阶段190℃→150℃），流体密度逐渐上升（0.61 g/cm3→0.72 g/cm3→0.82 g/cm3→0.94 g/cm3），盐度先升后降（第Ⅰ阶段5.86%～8.55%，第Ⅱ阶段4.49%～43%，第Ⅲ阶段0.53%～46.37%，第Ⅳ阶段0～12.85%）（张志强等，2014）。

激光拉曼成分分析显示，社垌石英脉型矿床的成矿流体属于H2O-NaCl体系，但是该体系的流体成分在成矿前后发生了较大的变化，其中，第Ⅰ阶段以氧化环境为主，（Ⅱ、Ⅲ）Ⅳ阶段则为还原环境（张志强等，2014）。总体而言，社垌石英脉型钨钼多金属矿床的成矿流体主要来自岩浆热液，为中高温、中低盐度、低密度的H2O-NaCl流体体系，反映钨钼矿化与加里东期岩浆活动密切相关。

2.3.5 稳定同位素特征

（1）氢、氧同位素

各成矿阶段的石英氢氧同位素组成为：Ⅰ阶段δDV-SMOW为-66‰～-61‰，δ18OH2O为6.13‰～6.26‰；Ⅱ阶段δDV-SMOW为-64‰～-43‰，δ18OH2O为5.11‰～6.9‰；Ⅲ、Ⅳ阶段δDV-SMOW为-68‰～-56‰，δ18OH2O为-1.52‰～3.14‰（张志强等，2014）。在H-O同位素图解（图6）中，Ⅰ阶段落入典型的岩浆水区，Ⅱ阶段大部分处于典型岩浆水区，但有向大气降水区过渡的趋势，而Ⅲ、Ⅳ阶段则落入岩浆水与大气降水混合区，即发生了明显的“氧飘逸”，说明在成矿阶段后期有大气降水的逐渐加入。

（2）硫同位素

硫化物富集δ34S的顺序为黄铁矿＞磁黄铁矿＞辉钼矿＞闪锌矿＞方铅矿，反映硫同位素分馏基本达到平衡。测试结果表明硫化物的δ34S变化范围非常狭窄（-3.8‰～+1.7‰），接近零值（平均为-0.46‰）（图7），暗示为岩浆来源（张志强等，2014）。

（3）矿石沉淀机制

激光拉曼成分分析显示成矿早阶段的流体中含有钼酸根，主成矿阶段之后不再含有，因此推测随着温度下降，钨酸根与围岩中的Ca2+作用形成白钨矿。在成矿作用进行到第Ⅱ阶段时，成矿环境由氧化向还原过渡，同时伴随着温度降低，造成了Mo的沉淀。第Ⅲ阶段，由于成矿环境由封闭转换为开放，再加上大气水的加入，导致成矿流体的温度降低、压力减小，成矿前期占主导的氧化环境逐渐变成的还原环境，导致黄铜矿、磁黄铁矿、黄铁矿等硫化物沉淀。成矿期后的流体拉曼成分分析显示含有过剩的S2-或S1-存在，这代表着硫化物矿物成矿时期的结束。

流体包裹体测试表明，随着成矿作用的进行，流体盐度及其范围逐渐增大，由此可以推测沸腾作用过程的存在。大气水的加入导致了温度、压力的降低，从而引发沸腾作用，因此，大气水与成矿流体的混合是导致矿物沉淀的根本原因。

2.4 斑岩型钨矿——以罗平钨矿为例

罗平钨矿位于六岑金矿西侧，是一个新发现的钨矿床，矿体最厚206.68 m，控制最大斜深540 m，单矿体规模已达中型（叶有乐等，2016）。由于各种原因，没有进一步勘查，但从已知矿床特征推测，有可能达到大型矿床规模。

2.4.1 矿区地质

矿区出露地层主要为寒武系黄洞口组第三段和第四段，仅矿区西侧有少量下泥盆统莲花山组砂岩覆盖其上。寒武系黄洞口组主要为不等粒杂砂岩、粉砂岩、泥岩及少量含碳泥岩。

矿区处于大黎大断裂由北东向转向北东东向的转弯部位。旁侧次级断裂发育，可划分为近东西向、北东向、近南北向和北西向4组，以近东西向和北东向为主。近东西向断裂为一组平行分布的密集断裂带，多为花岗岩脉侵位，并组成走向近东西，向南陡倾斜的脉岩带，是主要的控矿构造。褶皱上处于同和复式背斜西倾伏端北翼，该背斜轴迹呈向南凸出的弧形，次级小褶皱发育。

岩浆岩主要有加里东期罗平岩体群，由一百多条近东西向平行排列的岩脉群组成（图11a）。岩脉群分布在长约6 km，宽约2 km的范围内，岩脉之间的间距为5～300 m，东部呈稀疏线状排列，西部密集而且有分叉、合并等现象。单脉长80～1900 m，宽度10～50 m。岩脉多倾向南及南东，倾角多在60°以上。岩体分布明显受加里东期褶皱轴部近东西向断裂控制。岩性以花岗斑岩为主，次为花岗岩和花岗闪长斑岩。岩脉群侵入于寒武系中，被泥盆系所覆盖。罗平、育梧岩脉锆石U-Pb年龄分别为472 Ma和480 Ma（陈懋弘等，2015），证实岩脉群形成于加里东期。

此外，在矿区东侧发育隐爆角砾岩，呈不规则椭圆状分布，面积约0.28 km2。隐爆角砾岩具分带性，自边缘至中心，分别为震碎变质砂岩→隐爆角砾岩→斑岩质隐爆角砾岩。隐爆角砾岩切割早期近东西向岩脉，同时在隐爆角砾岩内又有后期近东西向花岗斑岩脉产出，说明隐爆角砾岩形成于加里东期岩浆活动中-后期（叶有乐等，2016）。

2.4.2 矿床地质

（1）矿体地质

钨矿体沿近东西向加里东期花岗斑岩脉呈带状展布，形成长约3 km，宽约2 km，面积约6 km2的矿化带。矿体赋存在花岗斑岩脉中及其外接触带附近，呈带状、板状、脉状平行产出，走向近东西，倾向170°左右，倾角65°～85°（图11b）。经普查圈定钨矿体 10个，矿体厚 2.15～206.68 m，WO3品位一般在0.1%～0.20%之间，最高1.00%，局部共、伴生铜、钼矿。其中，①号矿体规模最大，已控制矿体长240 m，延深 540 m，矿体厚 31.84～206.68 m，平均厚度119.26 m。白钨矿呈星点状、稀疏浸染状分布于花岗斑岩及蚀变砂岩及其石英细脉中，在花岗斑岩脉的内接触带钨矿体品位相对较高。

图11 罗平钨矿地质图（a）和剖面图（b）（据叶有乐等，2016修改）1—泥盆系莲花山组下段；2—寒武系黄洞口组第四段；3—寒武系黄洞口组第三段；4—志留纪花岗斑岩；5—隐爆角砾岩；6—不整合地质界线；7—断层；8—钨矿体及编号；9—岩脉产状；10—钻孔及编号；11—河流Fig.11 Geological map(a)and cross-section(b)of the Luoping Tungsten deposit(modified after Ye et al.,2016)1—Lower segment of Devonian Lianhuashan Formation;2—The fourth segment of Cambrian Huangdongkou Formation;3—The third segment of Cambrian Huangdongkou Formation;4—Silurian Granite porphyry;5—Cryptoexplosive breccia;6—Unconformable geological boundary;7—Fault;8—Tungsten ore body and itsnumber;9—Dike occurrence;10—Drill hole and its number;11—River

（2）矿石类型及结构构造

矿石类型包括黄铁绢英岩化花岗斑岩和硅化黄铁矿化变质砂岩2种。矿石矿物以白钨矿为主，次为辉钼矿、黄铜矿。其他矿物有黄铁矿、磁铁矿。脉石矿物以石英、绢云母、长石为主，次为绿泥石、黑云母、绿帘石、方解石等，偶见紫色萤石。

矿石结构有变余斑状结构、鳞片花岗变晶结构、变余细粒砂状结构、自形-他形粒状结构等。矿石构造以细脉浸染状构造为主，少部分为浸染状构造（图12）。

（3）围岩蚀变

围岩蚀变主要有硅化、黄铁矿化、绢云母化、绿泥石化、碳酸盐化。硅化、黄铁矿化越强，钨矿化越好。围岩蚀变从单个岩脉看，具对称带状分布特点，从岩脉向两侧为：强硅化和石英脉带→强硅化和绢云母化带→黄铁矿、碳酸盐、绢云母化带→绿泥石、绿帘石、碳酸盐化带。

2.4.3 成矿时代

图12 罗平钨矿矿石特征a.砂岩矿石具有典型的细脉浸染状构造；b.具细脉浸染状构造的花岗斑岩矿石；c.产状近直立的白钨矿-辉钼矿-黄铁矿石英细脉；d.砂岩矿石中含矿石英细脉及其两侧的褪色蚀变晕Fig.12 Representative ores of Luoping Tungsten deposita.The sandstone ore with veinlets-disseminated structure;b.Granite porphyry ore with veinlets-disseminated structure;c.The nearly vertical scheelite-molybdenite-pyrite quartz vein;d.Sulfide quartz veinlets in sandstone ore and the discoloration and alteration halos on both sides of vein

本次工作采集了石英细脉中与白钨矿共生的辉钼矿进行Re-Os测年（表2），测试分析在国家地质实验测试中心完成，采用仪器为TJA X-series电感耦合等离子体质谱仪，测试工作包括样品的分解、蒸馏分离Os、萃取分离Re和质谱测定4个步骤，详细流程见Shirey等（1995）和Du等（2004）。获得5件辉钼矿样品的Re-Os模式年龄加权平均值为（435±3）Ma（MSWD=0.66）（图 13a）。采用ISOPLOT软件（Ludwig,2001）对获得的5个数据进行等时线计算，得到1条很好的187Re-187Os等时线，年龄为（430±11）Ma（MSWD=1.02）（图 13b）。因此，（435±3）Ma代表了成矿年龄，证实矿床形成于加里东期。矿床围岩罗平、育梧岩体年龄472 Ma和480 Ma（陈懋弘等，2015），与成矿年龄差距稍大，具体原因有待研究，其中一种可能是存在多期次的岩浆岩，真正与成矿有关的岩体可能埋藏于深部。

2.4.4 成矿流体特征

主成矿阶段石英中流体包裹体以气液两相型包裹体（L型）为主，含有少量CO2三相包裹体（C型）。L型包裹体大小约5～9 μm，气相分数约10%～25%，均一温度范围200～300℃，平均为246.7℃，盐度w(NaCleq)范围5%～15%，平均为10.5%。C型包裹体大小约5～9 μm，气相和液相CO2分数约20%～70%不等，均一温度范围280～350℃，平均为323.6℃，盐度w(NaCleq)范围4%～13%，平均为8.1%。以上2种类包裹体的温度-盐度散点图见图14。

2.4.5 稳定同位素特征

（1）氢氧同位素

8个主成矿阶段石英中包裹体水的δDV-SMOW值范围-40‰～-61‰，石英的δ18OV-SMOW值范围10.4‰～11.8‰。利用石英-水的氧同位素平衡分馏方程1000lnα=3.38×106T-2-3.40（Clayton et al.,1972）和相应样品中石英流体包裹体均一温度均值，计算出δ18OH2O值介于1.29‰～2.79‰，投图所有点落在原生岩浆水左侧（图6），推测成矿流体主要来自岩浆热液，并且有大气降水的加入。

表2 广西罗平钨矿中辉钼矿Re-Os同位素测年数据Table 2 Re-Os dating data of molybdenite from the Luoping Tungsten deposit

图13 广西罗平钨矿中辉钼矿Re-Os模式年龄加权平均值（a）和等时线年龄（b）Fig.13 The age histograms(a)and concordia plots(b)for molybdenite from the Luoping Tungsten deposit

图14 罗平钨矿流体包裹体均一温度-盐度散点图Fig.14 Diagram of homogenization temperatures versus salinity of fluid inclusions from the Luoping Tungsten deposit

（2）硫同位素

石英脉中9件黄铁矿的硫同位素值范围为0～4.6‰，平均为1.6%（图7），表明成矿过程中的硫主要来自岩浆，具有相对单一的硫源。

（3）矿质沉淀机制

携带W、Mo等成矿物质的岩浆热液流体在成矿早期表现为富含CO2等挥发分的高温流体（280～350℃），随着大气降水的加入致使成矿流体温度的降低、挥发分减少，形成了中温（200～300℃）的成矿流体。该过程中随着温度和压力的降低，流体中成矿物质的溶解度降低而导致白钨矿、辉钼矿、黄铜矿等沉淀。

2.5 其他钨矿

除了以上典型矿床外，大瑶山地区其他一些加里东期小型钨矿床和矿点也各具特色。

（1）振山石英脉型钨钼矿

位于社垌矿床北东部，是一个以石英脉型钨钼矿为主，少量矽卡岩型为辅的小型矿床，成矿元素多，品位高。地质条件与社垌类似，出露寒武系黄洞口组砂泥岩，但未见岩浆岩出露。

石英大脉沿北西向节理充填，倾角陡（70°～80°）（图15a）。目前坑道控制矿体约11条，长约500 m，斜深约700 m，矿脉厚30～130 cm，平均厚度46 cm，w(WO3)平均0.44%，w(Mo)平均0.077%，另有Cu、Bi、Au、Ag共生，局部还可形成富矿包。钻探结果表明，越往深部，石英脉条数越多，其中厚度大于40 cm的石英脉有11条，w(Mo)最高为0.4%～0.8%（图15b）。此外，深部还存在3层厚1～2 m的矽卡岩型富矿（图15c），w(WO3)高达1.6%～2.0%。由于钻孔数量少，尚不能确定矽卡岩型矿体是否形成独立的矿体。因为在坑道中可见含矿石英脉之间的钙质砂岩中形成顺层分布的矽卡岩型矿化，暗示其与石英脉型矿化息息相关。这种现象与社垌矿床Ⅲ号矿带中矽卡岩型矿化不连续，且出现在石英脉旁侧的现象吻合，暗示在以砂岩为主的地区，也可以形成矽卡岩型矿化，但不连续，依附于石英脉型矿体而存在，不能圈定独立的矿体。

矿石矿物主要为白钨矿、辉钼矿、黄铜矿、辉铋矿等。脉石矿物主要为石英。

（2）贺村斑岩型钨钼矿

矿化主要位于贺村花岗闪长岩内。岩体围岩为寒武系黄洞口组第二段砂岩夹泥岩，为一套海相类复理石砂泥岩。贺村花岗闪长岩岩株长约1800 m，宽约300～600 m，长椭圆形，长轴走向为北东45°。锆石U-Pb年龄为468 Ma，指示为加里东期岩体。岩体蚀变强烈，以磁黄铁矿化、硅化、绢云母化、黑云母化为主。岩体基本全岩矿化，稀疏分布辉钼矿-白钨矿石英细脉（图15d），与整个岩体范围存在W-Mo-Cu的土壤异常特征相吻合。

经少量工程控制，确定矿化体受北西走向节理控制，产状近直立。矿化体由花岗闪长岩中稀疏分布的含矿石英细脉组成，脉宽0.5～2.0 cm（图15e），脉密度足够大即可形成工业矿体。坑道控制矿体厚8.2 m，w(WO3)为0.186%。其中一个钻孔全孔矿化，w(WO3)大多为0.03%～0.05%，部分达到工业品位，最高w(WO3)为1.32%，w(Mo）为0.04%。但由于脉的密度不够，大多数品位达不到边界品位。辉钼矿Re-Os年龄为438.7 Ma（陈懋弘等，2015）。

矿石具有典型的细脉浸染状构造，显示斑岩型钨钼矿的特征。以上特征与罗平钨矿，以及社垌Ⅰ号钨矿带十分类似。

（3）上木水矽卡岩型钨铜矿

图15 大瑶山地区其他钨矿特征（1）振山石英脉型钨钼矿：a.坑道中厚35 cm的含硫化物白钨矿石英大脉；b.钻孔中揭露的白钨矿-辉钼矿石英大脉；c.矽卡岩型白钨矿化；（2）贺村斑岩型钨钼矿：d.发育网脉状石英脉的花岗闪长岩；e.花岗闪长岩中的含矿石英细脉；（3）上木水矽卡岩型钨铜矿：f.坑道揭露的顺层矿化现象；g.顺层矿化形成的条纹状构造，硫化物主要为磁黄铁矿和黄铜矿；h.弱蚀变的灰岩层，具水平层理Fig.15 Characteristics of other tungsten deposits in Dayaoshan area(1)Zhenshan quartz vein tungsten molybdenum deposit:a.The large quartz vein containing sulphide-scheelite with 35cm thick in the tunnel;b.The large quartz vein containing scheelite-molybdenite in the drillhole;c.Skarn scheelite mineralization;(2)Hecun porphyry tungsten molybdenum deposit:d.Granodiorite with stockwork quartz veins;e.Sulphide-scheelite quartz veinlets in granodiorite;(3)Shangmushui skarn tungsten copper deposit:f.bedding mineralization exposed by tunnel;g.banded structure formed by bedding mineralization,the main sulfide is pyrrhotite and chalcopyrite;h.Weakly altered limestone with horizontal bedding

矿区位于上木水岩体的西侧外接触带寒武系黄洞口组砂泥岩中。由于地层中夹2层厚度不大的灰岩、泥灰岩（图15h），因此在岩浆热液作用下形成矽卡岩型钨铜矿。上木水岩体为弱分异的I型花岗闪长岩，面积1.5 km2，近南北向，主要矿物包括斜长石、钾长石、石英、黑云母和角闪石，且长石和角闪石常常蚀变为绢云母和黑云母。锆石U-Pb年龄为（465.4±1.5）Ma（Dang et al.,2020）。

目前已发现2层矿体，呈层状、透镜状产出（图15f），倾向70°～85°，倾角25°～35°。最大矿体长420 m，延深210～330 m。单工程矿体厚度0.50～3.77 m，平均厚度 3.35 m，平均w(WO3)为0.26%，w(Cu)为0.28%，w(S)为15.16%。

矿石中磁黄铁矿含量60%以上，另含白钨矿和黄铜矿、黄铁矿，少量闪锌矿和方铅矿。脉石矿物以石英和石榴子石为主，次为透辉石、绿泥石、绿帘石、绢云母。常常形成纹层状构造、浸染状构造、块状构造等（图15g）。矿床尺度上略具分带性，表现为主矿体为白钨矿-黄铜矿和磁黄铁矿，往外围为方铅矿和闪锌矿，但宽度很小，很快过渡为大理岩、灰岩围岩。此特征与玉坡钨多金属矿类似，但由于灰岩层厚度小，层数少，因此矿床规模相对小，目前仅达到小型矿床规模。

白钨矿Sm-Nd年龄为（466.6±5.5）Ma（Dang et al.,2020），在误差范围内与岩体年龄一致，说明成岩成矿均为加里东期。

3 与成矿有关的岩浆岩

广西加里东期岩浆岩以大面积出露的花岗岩基为主，大多属于陆壳改造型，含矿性差，如海洋山、越城岭和猫儿山岩基，因此，一般认为加里东期岩浆岩不成矿（徐克勤等，1963；莫柱孙等，1980；南京大学地质学系，1981；地矿部南岭项目花岗岩专题组，1989）。大瑶山地区是广西加里东期岩浆岩的集中区，由近40个中-酸性岩体组成。岩石类型多样，包括中性岩类的闪长岩、二长闪长岩，中酸性岩类的花岗闪长岩，以及酸性岩类的花岗斑岩等。但岩体出露规模较小，以岩株、岩枝为主。成岩时间跨度较大，从432 Ma到480 Ma（表3）。

根据空间分布特点，将加里东期岩体大致分为北、中、南3条带（图1）。

北带由岭祖、朴全、大进、大鹅、仙殿顶5个岩株组成，成岩年龄458.6～475.6 Ma，岩性包括朴全、岭祖二长花岗岩、大进正长花岗岩和大鹅二长花岗岩。其中，大进-大鹅岩体出露面积约4.2 km2，均侵入震旦系培地组，外接触带围岩热接触变质强烈，角岩化、硅化、云英岩化明显，内接触带岩体蚀变较强烈，主要有钾长石化、钠长石化、云英岩化、硅化、绢云母化及伟晶岩化等。朴全-岭祖岩体南侧侵入寒武系黄洞口组，围岩热接触变质强烈，角岩化；北部被下泥盆统莲花山组沉积不整合覆盖。岩体被分隔为东西两部分，呈不规则状出露，分别称为朴全、领祖岩体，出露面积约8 km2。北带总体上显示较老的年龄，以“S”型酸性岩浆岩为主，目前未见相关的矿床。

中带主要沿大黎大断裂分布，由西往东包括三家、罗平、育梧、新坪、桃花、古袍湾岛等岩株（群）。除湾岛岩体年龄较低外（436.3 Ma），其余年龄在462.4～479.6 Ma之间，岩性包括三家英云闪长岩、罗平花岗岩、育梧花岗闪长岩、桃花花岗闪长岩、古袍花岗斑岩等。其中，三家岩株群共有小岩株4个，平面上呈近椭圆状，呈北东向展布，侵入寒武系黄洞口组砂、泥岩中，围岩具硅化、云英岩化蚀变。罗平岩脉群由一系列近东西向平行的岩脉群组成，共计约127条岩（墙）脉，具分枝复合现象，一般单脉宽40～80 m不等。岩脉群侵入寒武系黄洞口组浅变质砂泥岩，其上与下泥盆统莲花山组呈沉积不整合接触（广西壮族自治区地质矿产局，1985）。古袍一带出露3个小岩枝，呈东西向延伸，前人根据物探资料推测岩枝在深部相连，构成一个规模较大的隐伏岩体。目前已经在罗平和古袍发现钨钼矿化。

表3 大瑶山地区加里东期岩浆岩锆石LA-ICP-MS U-Pb测年数据Table 3 Age of zircon LA-ICP-MS U-Pb from Caledonian granitoids in Dayaoshan area

南带大致呈环形分布，由大村、古龙、大坡、上木水、社山、平头背、莲垌、武界、贺村、陆垌、大平、大坊、旺甫、龙新、夏郢、平和、敢冲、金牛等20多个岩体组成，成岩年龄432.0～475.4 Ma，主要呈规模大小不等的岩株、岩脉产出，侵入寒武系小内冲组、黄洞口组，普遍围岩热变质强烈，具角岩化、硅化、矽卡岩化、云英岩化，目前发现多处钨多金属矿床（点），是岩体和矿化最集中的区域。

由于中带和南带与钨成矿有关的花岗岩类的岩石学和地球化学特征类似，本文仅对代表性岩体社垌和玉坡花岗闪长岩进行详细介绍。

3.1 岩石学特征

社垌钨钼矿区加里东期岩浆岩可分为社山岩株和平头背岩枝。

社山岩株由花岗闪长岩组成，岩石灰白色，细粒花岗结构，块状构造。主要矿物成分包括斜长石（30%）、钾长石（10%）、石英（35%），暗色矿物包括角闪石和黑云母，含量25%（图16a、b）。其中，斜长石呈自形-半自形短柱状，具明显的环带状构造和聚片双晶，部分发生强烈的绢云母化；角闪石具简单双晶，部分发生绿泥石化、云母化、碳酸盐化；黑云母主要呈片状，部分发生绿泥石化。副矿物主要有磷灰石和锆石等，多充填于矿物颗粒之间的空隙中。

平头背岩枝浅部为花岗闪长斑岩，岩石为灰色，斑状结构，块状构造。斑晶含量约30%，主要成分为长石（20%）、石英（5%）、角闪石和黑云母（5%）。其中，长石多蚀变为石英和绢云母。岩石硅化较强，并有浸染状磁黄铁矿和黄铜矿分布。基质蚀变强烈，为细晶石英和绢云母（图16c、d）。

玉坡花岗闪长岩呈小岩株产出，岩石灰白色，细粒花岗结构，块状构造，由长石（60%～65%），石英（20%～25%）、角闪石（约10%）和黑云母（约5%）组成，几乎所有的长石蚀变为细粒绢云母（图16e、f），大体特征与社山花岗闪长岩类似。

3.2 成岩时代

陈懋弘等（2011）获得社垌矿区社山花岗闪长岩和平头背花岗闪长斑岩中的锆石LA-ICP-MS U-Pb年龄分别为（435.8±1.3）Ma和（432.0±1.7）Ma。近期又使用SHRIMP对社山花岗闪长岩的锆石再次进行了U-Pb测年，获得（438±3）Ma（MSWD=1.6,n=19）年龄，本文采用此年龄进行讨论。Dang等（2018）获得玉坡花岗闪长岩中的锆石SHRIMP U-Pb年龄为（441.9±1.9）Ma。上述岩体年龄分别与社垌钨钼矿床和玉坡钨多金属矿床的辉钼矿Re-Os年龄吻合（社垌为（437.8±3.4）Ma（陈懋弘等，2011），玉坡为（437.9±3.4）Ma（党院，2018））。

此外，社山花岗闪长岩中的暗色包体锆石SHRIMP U-Pb测年结果为（453±4）Ma（MSWD=0.87,n=38），继承锆石年龄范围为（832～2512）Ma。玉坡花岗闪长岩也获得了继承锆石（867～1020）Ma的年龄（党院，2018），均表示存在古老基底物质的混入。

3.3 地球化学特征

前人曾对社垌和玉坡花岗闪长岩进行了详细的地球化学研究，结果显示，岩石的w(SiO2)为（62.97%～68.6%），碱含量(w（K2O+Na2O）=3.90%～6.89%）以及 w(TiO2)（0.21%～0.57%）和 w(P2O5)（0.03%～0.19%）较低，w(Al2O3)（14.23%～17.82%）较高。K2O/Na2O比值从0.4～1.5（大多数富钠），属钙碱性到高钾钙碱性系列。A/CNK值介于0.83～1.30，大部分属于准铝质到弱过铝质（陈懋弘等，2011；Dang et al.，2018；党院，2018）。

稀土元素含量较低，总含量52×10-6～129×10-6，稀土元素配分模式曲线为右倾型（图17a），具有明显的轻、重稀土元素分馏（（La/Yb)N=10.43～14.06）和弱的负Eu异常（Eu/Eu*=0.44～0.94,平均0.68）。微量元素蛛网图（图17b）显示，富集大离子亲石元素（LILE），如Th、U、Rb、K、Pb等，亏损高场强元素（HFSE），如 Nb、P、Ba、Ti、Zr、Eu等。Sr/Y比值为 8.5～17.6，Zr/Hf比值为 34.3～35.7，Nb/Ta比值为9.21～9.96，具有高Sr值、Sr/Y值，低Yb值，结合弱的负δEu异常特点，反映出在岩浆演化的过程中斜长石的分离结晶作用不强烈（Dang et al.，2018）。

2个岩体的锆石Lu-Hf同位素分析显示，176Lu/177Hf比值为0.000 441～0.002 37，176Hf/177Hf为0.282 260～0.282 569。基于U-Pb年龄计算的εHf(t)=-8.9～+2.2，一阶段模式年龄分别为972～1410 Ma，二阶段模式年龄为1283～1972 Ma。社垌和玉坡锆石的δ18O值分别为5.4‰～7.7‰和5.9‰～7.2‰，大部分落在地壳锆石范围（图18）。以上地球化学特征表明成岩物质以壳源物质为主，混入有少量的地幔物质。同时，暗示源区物质从亏损地幔被抽取的时间为中元古代（党院，2018）。

图16 社垌和玉坡岩体岩石学特征a.社垌花岗闪长岩；b.社垌花岗闪长岩镜下照片（正交偏光）；c.平头背花岗闪长斑岩；d.平头背花岗闪长斑岩镜下照片（正交偏光）；e.玉坡花岗闪长岩；f.玉坡花岗闪长岩镜下照片（正交偏光）Qz—石英；Pl—斜长石；Kfs—钾长石；Bt—黑云母；Hb—角闪石Fig.16 Petrological characteristic of Shedong and Yupo granodioritea.Hand specimens of the Shedong granodiorite;b.Shedong granodiorite showing feldspar altered to fine-grained sericite(crossed polarized light);c.Hand specimens of the Pingtoubei granodiorite porphyry;d.Pingtoubei granodiorite porphyry showing a porphyritic structure and feldspar altered to fine-grained sericite(crossed polarized light);e.Hand specimens of the Yupo granodiorite;f.Yupo granodiorite showing a granitic texture(crossed polarized light)Qz—Quartz;Pl—Plagioclase;Kfs—K-feldspar;Bt—Biotite;Hb—Hornblend

图17 社垌和玉坡花岗闪长岩稀土元素球粒陨石标准化图（a）和微量元素原始地幔标准化蛛网图（b）（球粒陨石和原始地幔标准值据Sun et al.,1989）Fig.17 Chondrite-normalized REE patterns(a)and primitive-mantle-normalized spider diagrams(b)(Normalizing values for chondrite and primitive mantle are after Sun et al.，1989)

图18 社垌和玉坡花岗闪长岩锆石δ18O（a）和εHf(t)（b）对年龄图解（地幔δ18O值为(5.3±0.6)‰，2σ；Valley et al.,2005）（资料来源：玉坡来自Dang et al.,2018；社垌来自Jiang et al.,2017）Fig.18 Ages plotted against(a)SHRIMP δ18O values of zircons from the shedong and Yupo granodiorite and LA-MC-ICP-MS initial εHf(t)values(b)Dashed horizontal lines in indicate the compositional range of igneous zircons from the mantle and in equilibrium with primitive magmatic compositions(δ18O=(5.3±0.6)‰,2σ;Valley et al.,2005).Data sources:Yupo granodiorite from Dang et al.,2018);Shedong granodiorite from Jiang et al.,2017)

3.4 岩石类型和成因

（1）岩石类型

社垌花岗闪长岩全岩εNd(t)=-6.0～-6.8，显示富集的同位素特征，明显不同于M型花岗岩亏损的同位素特点(εNd(t)＞0）。锆石O-Hf同位素（社垌和玉坡岩体的εHf(t)值分别为-8.9～+2.2和-3.2～-0.8，δ18O值分别为5.4‰～7.7‰和5.9‰～7.2‰）也可以进一步排除M型花岗岩（εHf(t)＞0，δ18O=(5.3±0.6)‰ (2σ)）的可能性。

社垌岩体具有明显不同于A型花岗岩的特征，主要表现在：①尽管它们碱含量高，但FeO*/MgO比值较低（0.8～3.5），有别于A型花岗岩显著富铁的特征（FeO*/MgO＞10,Whalen et al.,1987）；②这些岩体的Ga含量较低，10 000×Ga/Al比值变化于 1.48～2.11，明显低于 Whalen 等(1987)建议的A型花岗岩的下限值（2.60），且Zr、Nb、Ce、Y等元素的含量均低，w（Zr+Nb+Ce+Y）=129×10-6～273×10-6。

社垌岩体不发育典型的富铝质矿物（如堇青石、红柱石、石榴子石），但含角闪石，且A/CNK比值大多在1.1附近，在SiO2-P2O5投图（图19）中，负相关性明显，具有典型I型花岗岩的特征（Zhang et al.,2020）。这是因为磷灰石在准铝质到中等过铝质岩浆中溶解度较低，导致P2O5含量随SiO2含量增加而降低，而在强过铝质熔体中则溶解度较高，并与A/CNK值呈正相关趋势（Wolf et al.,1994）。

同样的，玉坡岩体也没有发现典型的富铝质矿物，且含角闪石。大部分样品的A/CNK比值小于1.1。锆石的δ18O=5.9‰～7.2‰明显低于典型的S型花岗岩值（δ18O=8.0‰～11.0‰；Kemp et al.,2007）；锆石的εHf(t)=-3.2～+0.8，也大于典型的S型花岗岩（εHf（t）=-6）。玉坡岩体锆石 ΣREE 值为350×10-6～1000×10-6，Ce 异常值为 7～91（平均为51.4），具有亏损轻稀土元素、富集重稀土元素，以正Ce异常和弱的负Eu异常为特征，并与典型的I型花岗岩类的锆石稀土元素配分模式图类似（图20）（Wang et al.,2012）。

图19 社垌和玉坡花岗闪长（斑）岩SiO2对P2O5图解Fig.19 Plot of SiO2versus P2O5from the Shedong and Yupo granodiorite

总体而言，社垌、玉坡花岗闪长岩具有I型花岗岩特征，有别于世界上大部分钨矿与S型或A型花岗岩成因有关的特征（Breiter,2012;Fogliata et al.,2012;Huang et al.,2014）。

（2）岩石分异程度

通常认为，钨矿的形成与高分异花岗岩具有紧密的成因联系。高分异花岗岩具有铝过饱和，高硅，分异程度高，富含挥发性元素（F、B、Li），出现锂云母、锂辉石、透锂长石、萤石、黄玉、电气石等特征矿物，以及轻稀土元素含量趋低，轻、重稀土元素比值趋小和Eu负异常加大，显示四分组效应的特点（Fogliata et al.,2012;Mao et al.,2013;Huang et al.,2014;Jiang et al.,2016;Zhang et al.,2017;Zhao et al.,2017）。此外，锆石具有较高的Hf和P含量，较低的Zr/Hf比值（Bau,1996;Breiter et al.,2014;Deering et al.,2016）。

社垌和玉坡岩体以花岗闪长岩为主，缺乏伟晶岩等高分异花岗岩体成分，未发现富铝（石榴子石、白云母）或富含挥发分矿物（锂云母、电气石）。属于含角闪石的弱过铝质花岗岩，哈克图解显示分离结晶作用较弱，分异程度较低。其中，玉坡岩体具有低分异指数（DI=59.47～67.97），低w（Li）（15.50×10-6～22.50×10-6），低w（B）（5.52×10-6～18.70×10-6），低La/Yb比值（14.54～19.61）和Rb/Sr比值（0.33～1.24），具有高 CaO/(Na2O+K2O)比值（0.53～1.08），Mg/(Mg+Fe)比值（0.39～0.53），高 δEu值（0.67～0.85），高固结指数（SI=18.14～21.06），高镁铁质矿物含量（约15%）和弱的Ba、Sr、P、Ti亏损，表明其分异程度较低。稀土元素配分曲线为明显右倾斜，缺少高分异花岗岩特有的稀土元素“四分组效应”。全岩Zr/Hf比值为34.3～35.7，Nb/Ta比值为9.2～9.9，均高于岩浆-热液的分界值（分别为26和5，Bau,1996；Ballouard et al.，2016；Yuan et al.,2018）。锆石的 Zr/Hf比值较高（43.76～52.05）而有别于高分异岩石锆石（Zr/Hf＜25，Breiter et al.，2014）（党院，2018）。以上特征表明，与钨矿成因有关的社垌和玉坡花岗闪长岩并非传统意义上的高分异花岗岩，而是低分异花岗岩。

图20 玉坡锆石球粒陨石标准化的稀土元素配分模式图（球粒陨石标准值据Sun et al.,1989）Fig.20 Chondrite-normalized REE patterns for zircons from the Yupo granodiorite（Chondrite data after Sun et al.,1989）

（3）岩浆氧逸度

氧逸度计算结果显示，玉坡花岗闪长岩所有的点落在FMQ缓冲剂之下，其logf（O2）值为-19.4～-17.1，平均-18.42（图21，党院，2018）。计算结果清晰显示，玉坡花岗闪长岩的氧化还原状态是相对还原的（范围FMQ-1.69～-0.02，平均FMQ-0.57）。考虑到玉坡花岗闪长岩的w(FeO)（4.06%）远高于w(Fe2O3)（0.27%），也表明玉坡花岗闪长岩岩浆是相对还原的，与前人认为钨矿与还原性花岗质岩浆有关的观点类似（Candela,1992;Mahood et al.,1983;Candela et al.,1990;Blevin et al.,1992;Meinert et al.,2005；Yuan et al.,2019）。

（4）岩浆来源及岩浆作用过程

图21 玉坡花岗闪长岩的温度对logf（O2）图解（据Smythe et al.,2016）Fig.21Plot of temperature versus logf（O2）from the Yupo granodiorite(after Smythe et al.,2016)

实验证明类似富黏土质或杂砂岩质壳源物质发生部分熔融形成的花岗质熔体具有中等至强过铝质和强负εHf(t)值的特征（Patino Douce et al.,1991;Yang et al.,2007）。如前所述，社垌和玉坡花岗闪长岩具有弱过铝质和弱的负εHf(t)值特征，反映发生部分熔融的壳源物质为火成岩或变火成岩的物质。在A/MF-C/MF图解（图22）中，社垌和玉坡花岗闪长岩投在变玄武质至变石英闪长质区域。

锆石O-Hf同位素也可以被用来约束岩浆的源区属性（Griffin et al.,2002;Kemp et al.,2007;Valley et al.,2005）。社垌和玉坡花岗闪长岩的锆石δ18O值分别为5.4‰～7.7‰和5.9‰～7.2‰，略高于地幔锆石氧同位素值（δ18O=（5.3±0.6）‰,2σ;Valley et al.,2005），表明岩浆源于部分熔融的岩石经历了低温水岩反应，或者岩浆作用过程中有表壳物质的加入（Peck et al.,2001;Mojzsis et al.,2001;Valley,2003;Valley et al.,2005）。在εHf(t)对年龄图解（图18）中，所有的数据比同时代的亏损地幔更富集，其εHf(t)值分别为-8.9～+2.2和-6.8～-0.8，指示岩浆来源于壳源物质的部分熔融并有一定地幔物质的加入（Griffin et al.,2002;Beloisova et al.,2006;Kemp et al.,2007）。此外，大多数εHf(t)值为负值，表明地壳组分在花岗闪长岩的形成过程中占有重要的作用。同时，玉坡花岗闪长岩具有较低的w（MgO）（≤2.5%）和较低的相容元素含量（如w（Cr）＜30×10-6，w（Ni）＜15×10-6，w（Co）＜11×10-6，w（V）＜100×10-6），表明壳源物质占主导。而且，花岗闪长岩样品比纯地壳部分熔融具有更高的Mg#，表明有幔源物质加入到壳源物质中。因此，结合O-Hf同位素和全岩地球化学数据表明玉坡花岗闪长岩是在早古生代造山运动背景下经过地壳物质部分熔融混入幔源物质而形成的。

图22 社垌和玉坡花岗闪长岩C/MF-A/MF图解（据Altherr et al.,2000）Fig.22 C/MF-A/MF diagram of the Shedong and Yupo granodiorite(after Altherr et al.,2000)

图23 社垌和玉坡花岗闪长岩Sr/Zr-Ti/Zr图解（a）和MgO-FeOT图解（b）Fig.23Plot of Sr/Zr-Ti/Zr（a）and MgO-FeOT（b）from the Shedong and Yupo granodiorite

通常认为，二阶段模式年龄更能反映岩石的源区物质从亏损地幔被抽取的时间（或其源区物质在地壳的平均留存年龄）。本次研究的社垌和玉坡花岗闪长岩的二阶段模式年龄为1.2～1.9 Ga，表明其源区物质来源于中元古代地壳的部分熔融。因此，玉坡花岗闪长岩是中元古代地壳的部分熔融混入一定量的幔源物质而形成的。

哈克图解显示，Al2O3、TFeO、CaO、Na2O、TiO2、MnO、P2O5、SiO2没有明显的线性关系，表明岩石成因中分离结晶的作用较弱。在MgO-FeOT和Sr/Zr-Ti/Zr图解（图23）中，所有样品具有岩浆混合的趋势（Zorpi et al.,1989;Karsli et al.,2007），表明岩浆可能形成于不同岩浆的混合作用（Nitoi et al.,2002;Perugini et al.,2003）。此外，岩浆混合也可以通过Hf同位素组成的不均一性反映出来（Griffin et al.,2002）。社垌和玉坡花岗闪长岩的锆石的Hf同位素εHf(t)值从-8.9变化到+2.2，变化10个单元，表明其存在岩浆混合，社垌花岗闪长岩体中发现的暗色微粒包体即为例证（Jiang et al.,2017）。综上所述，社垌和玉坡花岗闪长岩的岩浆在作用过程中发生了一定程度上的岩浆混合作用。

δ18O-εHf(t)二端员成分混合模型计算表明社垌和玉坡花岗闪长岩的源区组分中壳源成分可达50%以上（图24）（DePaolo,1981;Hawkesworth et al.,2006）。

图24 社垌和玉坡花岗闪长岩锆石的δ18O-εHf(t)图解虚线表示幔源和壳源岩浆混合趋势。每条曲线的Hfpm/Hfc是原始地幔岩浆与地壳熔体中Hf含量的比值。虚线上的圆圈代表10%的混合增量。端员A（地幔锆石）的εHf和δ18O值分别为12‰和5.3‰（Fu et al.,2015）；端员B（表壳锆石）的εHf和δ18O值分别为-5.6‰和8.5‰（Jiao et al.,2015;Fu et al.,2015）Fig.24 Plot of δ18O versus εHf(t)values for zircons from the Shedong and Yupo granodioriteThe dotted lines denote the two-component mixing trends between the mantle-and supercrust-derived magmas.Hfpm/Hfcisthe ratio of Hf concentration in the parental mantle magma(pm)over crustal(c)melt indicated for each curves,and small open circles on the curves represent 10%mixing increments by assuming the endmember A(mantle zircon)has εHf=12‰ and δ18O=5.3‰,which are estimated from the reported data by Fu et al.,2015;The endmember B(εHf=-5.6‰ and δ18O=8.5‰)(supercrustal zircon)(Jiao et al.,2015;Fu et al.,2015)

3.5 低分异I型花岗岩与钨矿的成因关系

大瑶山地区加里东期钨矿与花岗闪长岩时空密切相关。以玉坡矿床为例，花岗闪长岩中的钨含量为2.13×10-6，高于中国东部碎屑沉积围岩1.6×10-6的含量（Zhu et al.,2014），表明钨更可能来自于岩浆热液流体的富集。与前人研究表明与花岗岩成因有关的钨矿的钨和成矿流体均来自花岗岩本身的认识吻合（Reyf,1997;Audetat et al.,2000;Webster et al.,2004;Thomas et al.,2005）。

实验证明在氧化状态下，钨的惰性相对较强，钨从岩浆-热液系统进入矿体的效率相对较低（Wood et al.,1989）。而在还原状态下，钨在晶体-熔体过程中作为不相容元素，其浓度在分离结晶过程中会增加（Candela,1992）。如前所述，玉坡花岗闪长岩的氧化还原状态是相对还原的，氧逸度与世界上普遍认为钨矿形成于还原性熔体系统一致（Mahood et al.,1983;Candela et al.,1990;Blevin et al.,1992;Meinert et al.,2005）。因此，大瑶山早古生代岩浆系统的低氧逸度条件有利于钨源源不断的从岩浆系统进入到热液流体系统中。

华南乃至世界上绝大部分钨矿均与S型花岗岩有成因联系（Mao et al.,2013;2020）。在岩浆作用过程中，硅、碱金属、挥发分（如F、B）、不相容元素（如Rb、Li、Ga）以及金属元素（如Be、Nb、Ta、W、Sn、Mo）从早阶段到晚阶段逐渐富集（Chen et al.,2014;Huang et al.,2014;Liu et al.,2016）。钨的富集成矿通常与花岗岩体的晚阶段有关（Higgins et al.,1985;毛景文等，1999）。大瑶山地区加里东期含矿花岗闪长岩属于低分异的I型花岗岩，明显不同于大多数与钨矿成因相关的高分异花岗岩。这种岩石可能形成于深部，在同化混染过程中有地壳物质的加入（毛景文等,2000）。钨作为强不相容的亲石元素，相比地幔更容易在地壳中富集（Ertel et al.,1996），因此，地壳中部分熔融和分离结晶都能够有助于岩浆中钨元素的富集（Liu et al.,1994;Huang et al.,2014；Fogliata et al.,2012;Teixeira et al.,2012）。因此，笔者认为低分异条件下的岩浆岩也能形成钨矿，大瑶山地区的钨矿即为典型例子。

4 成岩成矿动力学背景

新元古代扬子板块与华夏板块在钦杭带的北东段碰撞拼合，但在西南段的云开地区一带两大板块是否闭合尚存在争议。其中，水涛（1987）和彭松柏等（2006;2016a;2016b）认为两者在晋宁期沿江山-绍兴断裂带碰撞缝合，但向湘、粤、桂方向开启，形成“加里东”残洋盆地。覃小锋等（2013）在云开地区北缘岑溪一带早古生代变质地层中发现了一套具MORB型地球化学特征的变质基性火山岩，并获得其LA-ICP-MS锆石U-Pb谐和年龄为（441±3）Ma，表明该地区有早古生代洋壳的存在，据此认为扬子板块和华夏板块在早古生代经历了洋-陆俯冲碰撞造山。另一种观点认为，扬子板块与华夏板块在新元古代完全闭合形成统一的华南板块，但在新元古代晚期（690～820 Ma）华南板块开始裂解，形成陆内南华裂谷，直到澳大利亚-印度板块与华夏板块沿东冈瓦纳大陆北缘碰撞的远程效应导致陆内碰撞造山（任纪舜，1990；Wang et al.,2003；李献华等，2008；舒良树等，2006；李三忠等，2016；Li et al.，2017）。

江绍断裂带两侧的扬子地块东部和华夏地块新元古界到志留系中都有大量的格林威尔期碎屑锆石（900～1300 Ma，集中于 960～1020 Ma）（Wang et al.,2010）。云开和南岭地块这一时期的碎屑锆石较为自形，说明搬运距离不远。最近呈现的一些证据使得陆内造山的观点更加令人信服（Xu et al.,2012;Duan et al.,2012）：①至今仍没有发现可以证明存在早古生代亏损地幔的证据；②生物地层学表明华夏、扬子地块在古生代是演化连续的，排除了广阔南华洋存在的可能）（Metcalfe,1998）；③从华夏到扬子地块，早古生代地层从斜坡/浅海相到碳酸盐与陆源碎屑岩互层，再到浅水碳酸盐为主的连续沉积相，也说明两地块是连续的，以上证据说明扬子和华夏板块之间未存在过洋盆。

本次对大瑶山地区加里东期岩浆岩研究表明，无论是与成矿有密切关系的社垌、玉坡I型花岗闪长（斑）岩，还是其他暂未发现与成矿有关的南、中带I型岩浆岩，亦或是北带S型花岗岩，其全岩Sr-Nd同位素都显示相对富集，锆石O-Hf同位素都显示为混合的特征（以富集为主，仅个别颗粒显示亏损），暗示不存在同时期的亏损地幔，即早古生代的新生洋壳。此外，全岩Nd同位素和锆石Hf同位素的模式年龄较老，跨度较大，包括整个中元古代时期，指示岩浆岩物质源区为中元古代混染地幔。结合其他学者发表的一系列研究成果（如舒良树等，2006；Wang et al.,2010;Yao et al.,2012;Zhang et al.,2012），表明华南早古生代时期的造山运动是一次陆内造山事件，主要是东冈瓦纳大陆北部边缘的碰撞远程效应导致华南地区岩石圈不同深度的中元古代物质进一步分异演化，或受到其他组分的混染而形成的加里东期岩浆岩及相关的矿床。

因此，大瑶山地区加里东期经历了以下构造岩浆演化：

（1）新元古代扬子地块与华夏地块沿钦杭带碰撞拼合，形成统一的华南板块，并组成了Rodinia超大陆北部边缘的一部分。随着新元古代末期Rodinia超大陆的裂解，华南板块逐渐裂开，形成华南裂谷，依次沉积了早古生代地层。

（2）480 Ma左右，随着澳大利亚-印度板块与华夏地块沿东冈瓦纳大陆北缘开始俯冲，在华南裂谷形成局部的构造岩浆扰动。在大瑶山地区表现为郁南运动，奥陶系底部砾岩平行不整合于寒武系之上，以及480 Ma开始的岩浆岩侵入，说明大瑶山地区发生过局部隆起。

（3）470～450 Ma左右，随着澳大利亚-印度板块与华夏地块沿东冈瓦纳大陆北缘的持续俯冲。大瑶山地区表现为奥陶纪、志留纪沉积面积逐渐缩小，并断续有同时期的岩浆岩侵入。

（4）450～430 Ma，澳大利亚-印度板块与华夏地块沿东冈瓦纳大陆北缘碰撞，其远程效应导致华南裂谷完全拼合，沿云开-武夷形成强烈的挤压带，变形和变质作用强烈，形成广泛分布的剪切深熔成因混合花岗岩（即片麻状花岗岩）（锆石年龄441～445 Ma，王磊等，2013），以及少量的基性岩类（覃小峰等，2017；周岱等，2017）。大瑶山地区则形成大量的块状花岗岩类及相关的钨多金属矿。此时期为加里东运动峰期。

（5）430 Ma以后，造山后的伸展垮塌阶段，形成伸展花岗岩和基性岩。

5 成矿规律和矿床模型

5.1 控矿因素

（1）地层和岩性

大瑶山隆起主要地层为寒武系砂岩和泥岩，是一套具有浊积岩特征的岩石组合。少量为震旦系培地组含砂泥岩夹层的硅质岩。这套陆源碎屑岩具有厚度大，性脆的特点，节理和劈理发育，地球化学性质相对不活泼，是形成斑岩型、石英脉型矿床的有利岩性。

大瑶山南部断续存在一套厚约100 m的灰岩夹层，是形成矽卡岩型矿床的岩性条件。正是由于这套灰岩层的存在，当后续不同时期的岩浆岩侵入时，才有可能形成矽卡岩型矿床。不过由于单层灰岩的厚度不大，1～3 m为主，因此形成的矽卡岩型矿体层数多，但厚度不大，典型者如西部头闸-砷矿沟一带的银铅锌矿体，共有5层矿体，单层矿体厚1～3 m，仅形成中小型矿床。而上木水钨铜矿，则仅仅发现两层灰岩和相应的矿体，厚度仅0.5～1.0 m。只有局部地方灰岩厚度大于10 m，才能形成大厚度的矿体，并最终形成大型矿床，如玉坡钨多金属矿。

因此，不同的岩性控制了不同的矿床类型，而灰岩层的厚度往往控制了矿床的规模。

（2）褶皱构造

加里东运动在大瑶山地区形成了大规模的近东西向紧闭线状复式褶皱。海西期—印支期运动和燕山期运动，在昭平-陈塘一带形成以震旦系为核部的，轴向近南北向的叠加褶皱。这些后期的褶皱构造以宽缓状为主，未能改变加里东造山期形成的东西向紧闭线状复式褶皱为主的构造格架。

从区域成矿的角度而言，大瑶山地区地层北老南新，灰岩夹层主要集中在大瑶山南部，导致矽卡岩型矿床主要分布在南部。在矿床尺度上，褶皱构造对矽卡岩型矿床的形态影响较大。地层的走向基本控制了矿体的走向，但倾向倾角变化较快。例如，东部平和-敢冲一带的矽卡岩型铜金矿走向东西，但倾向倾角则受褶皱形态控制。中部的岭脚一带，玉坡矽卡岩型钨多金属矿为东西走向，目前仅发现呈单斜形态的矿体。西部的大平天山一带，砷矿沟矽卡岩型银铅锌矿也是顺地层走向为东西向，但倾向倾角同样受褶皱形态影响很大，矿体形态变化非常大。

（3）断裂构造

北东东-近东西向的大黎断裂是大瑶山地区一级断裂构造，也是最主要的一条控岩控矿大断裂，具有切割深度大，活动时期长，控岩、控相、控矿显著等特点，由西向东控制了加里东期罗平钨钼矿和湾岛金矿中的钨钼矿脉，燕山早期的龙山、六岑、桃花、古袍4大金矿田，以及燕山晚期的大黎钼矿床。在该断层的南、北两侧，与之相关的次级断层则控制了大多数破碎带蚀变岩型矿体的分布，例如北部深泥田金矿受近东西向断层控制，南部的加里东期矿床，如平和-敢冲铜金银矿、社垌钨钼矿、玉坡钨多金属矿等均受近东西向断层控制。

几乎所有的斑岩型和石英脉型矿床都受一组近东西或者北西向小断层或者节理组控制。如罗平斑岩型钨钼矿受一组近东西向小断层控制，其本身构成了大黎大断裂的一部分；而贺村斑岩型钨钼矿点则受一组北西向节理控制，含矿石英脉沿节理充填，由于脉的密度不够，尽管钻孔中全岩矿化，但大部分未达工业品位。石英脉型矿床（如社垌和振山钨钼矿床）均受一组北西向节理组控制，其中社垌的2组矿带平行分布，但倾向相反，可能与位于背斜核部的正扇形轴面劈理进一步发育形成的节理和小断层有关。

（3）岩浆岩

大瑶山地区加里东期岩浆岩年龄跨度较大（432～479.6 Ma），成矿贯穿始终，早期与斑岩型矿化有关，如罗平（479.6 Ma）、贺村（468.2 Ma）；晚期以石英脉型和矽卡岩型矿化有关，如社山（438 Ma）、玉坡（441.9 Ma）。

岩浆岩空间分布上大致可分为北、中、南3条带。北带时间偏早（460.4～475.6 Ma），以S型酸性岩浆岩为主，相对富钾，岩体数量偏少，目前未发现矿化；中带和南带时间上贯穿始终，岩性主要为低分异的I型花岗闪长岩，相对富钠，蚀变强烈，主要有磁黄铁矿化、黄铁矿化和黄铜矿化，黑云母蚀变为绿帘石、绿泥石等，长石发生绢云母化。特别是南带，岩浆岩成群聚集分布（＞20个岩体），但单个规模小，绝大多数为岩株和岩枝，物探重磁资料显示深部存在巨大的隐伏岩体。由此推测加里东期岩体剥蚀浅，找矿潜力较大。

5.2 矿床时空分布规律

（1）时间分布规律

尽管加里东期与成矿有关的岩浆岩年龄跨度较大（约47 Ma），但成矿时间除上木水钨铜矿为466.6 Ma之外（白钨矿Sm/Nd测年），其余集中在435～440 Ma之间（辉钼矿Re-Os测年）。石英脉型和矽卡岩型矿床成岩成矿时间吻合较好，如社垌（成岩438 Ma，成矿437.8 Ma）、玉坡（成岩441.9 Ma，成矿437.9 Ma）、上木水钨铜矿（成岩465.4 Ma，成矿446.6 Ma）。但斑岩型矿床成岩成矿时间相差较大，如罗平（成岩479.6 Ma，成矿435 Ma）、贺村（成岩468.2 Ma，成矿438.7 Ma），对于斑岩型矿床来说，其成岩成矿年龄差不应该如此之大。因此，初步认为可能存在多期次的岩浆岩，而真正与成矿有关的岩体可能埋藏于深部。此问题有待今后研究解决。

（2）空间分布规律

尽管加里东期岩浆岩广泛分布在整个大瑶山地区，但北部未发现相关的金属矿床，是否与其成岩时间偏老，岩性为“S”型花岗岩有关尚不清楚。已知的钨矿床空间上主要分布在大瑶山地区的中部及南部地区，岩性为低分异的花岗闪长岩。中部主要沿大黎大断裂分布，以斑岩型、石英脉型钨钼矿化为主，但后期均叠加有燕山期石英脉型金矿（如罗平钨矿-六岑金矿，湾岛钨钼矿-古袍金矿）。南部主要分布在环状的古龙-倒水-夏郢岩体群，以斑岩-矽卡岩-石英脉型钨钼矿为主。矽卡岩型矿床分布在南部，主要与灰岩层分布于南部有关。

（3）元素分带规律

斑岩型、石英脉型矿床没有发现明显的分带现象，但矽卡岩型矿床却有较明显的分带现象。如玉坡钨多金属矿床，近岩体接触带以W-Mo-Cu矿化为主，远离接触带以Pb-Zn-Ag矿化为主，且均能形成独立的工业矿体。上木水钨铜矿也存在类似的成矿元素分带，但由于矿化规模小，外带Pb-Zn-Ag没有构成独立的工业矿体。金属矿化带向外为大理岩化带，并逐渐过渡到正常的灰岩。总体上显示围绕成矿岩体由高温到低温的分带特点。

5.3 矿床模型

图25 华南大瑶山地区与加里东期岩浆岩有关的钨多金属矿床模型1—寒武系灰岩夹层；2—花岗岩类；3—断层/断层破碎带；4—大理岩化；5—矽卡岩型银铅锌矿体；6—矽卡岩型钨矿体；7—斑岩型钨矿体；8—石英脉型钨钼矿体Fig.25 Mineral deposit model of polymetallic tungsten deposit associated with Caledonian magmatic rocks in Dayaoshan area,south China1—Limestone interlayer in Cambrian;2—Granitoid;3—Fault/fault fractyre zone;4—Marbleization;5—Skarn-type Ag-Pb-Zn ore bodies;6—Skarn-type W ore bodies;7—Porphyry-type W ore bodies;8—Quartz veins-type W-Mo ore bodies

早古生代，包括大瑶山地区的华南陆内裂谷沉积了一套巨厚的复理石建造砂泥岩，局部夹灰岩层。约480 Ma开始，受澳大利亚-印度板块与华夏地块沿东冈瓦纳大陆北缘碰撞造山的远程效应影响，华南裂谷发生陆内碰撞，沿云开-武夷形成强烈的挤压变形带，形成广泛分布的剪切深熔成因混合花岗岩。在挤压变形带的西北侧（包括大瑶山地区），中元古代以火山岩为主的地壳发生部分熔融，并混有一定幔源物质，形成了低分异的花岗闪长质岩浆。岩浆沿大黎大断裂及旁侧次级断裂上升侵位和结晶，形成成群成带分布的岩株和岩枝。在岩浆结晶分异的过程中，不断演化出携带W-Mo-Cu等元素的岩浆期后热液流体，形成以岩浆流体为主的含矿流体。在岩浆热源的驱动下，①成矿流体在岩体顶部不断的聚集，当温度、压力、pH等条件发生变化时，成矿元素溶解度降低，发生沉淀，从而形成罗平式斑岩型钨矿床；②当岩浆侵位到与灰岩等碳酸盐岩接触的层位时，发生接触交代变质作用。岩浆演化出的流体携带来自岩浆的W等成矿元素与碳酸盐中的Ca结合形成CaWO4（即白钨矿），向外随着温度降低，逐渐沉淀含银方铅矿、闪锌矿等中温矿物，最终形成具有高温→低温元素分带的玉坡式矽卡岩型钨多金属矿床；③当岩浆侵位到砂质围岩中，岩浆演化出的含矿流体沿着砂质围岩中的构造裂隙上升，当温度、压力、pH值等条件发生变化时，成矿元素在一定深度的裂隙中发生沉淀，从而形成社垌式石英脉型钨钼矿床（图25）。这3类矿床式共同组成了与低分异花岗闪长岩有关的岩浆热液成矿系统。