钨(W)是一种重要的战略金属，广泛应用于国防和国民经济各个领域，因其硬度高，素有“工业牙齿”之称。世界上的钨矿床分布不均匀，其中我国是世界上钨矿产资源最丰富的国家，约占世界总储量的60%以上，储量和产量均位居世界第一位。我国的钨矿床在时间和空间上的分布也不均匀，绝大多数钨矿床形成于中生代，主要分布在华南的南岭、赣东北和华南南缘等地区。这些钨矿床与华南地区大规模出露的中生代岩浆作用在时间、空间和成因上具有密切联系，因此华南地区中生代岩浆活动的成岩和成矿作用一直是研究的热点。本文以钨的地球化学性质为切入点，论述华南地区与花岗岩相关钨矿的富集机制和成矿过程，以期促进与钨矿床相关的研究。

钨的原子序数为74，其外层电子排布特征为5d⁴6s²，在化学上可呈多种价态，但是在自然界中主要以+6价形式存在。由于W⁶⁺离子半径小、电价高、极化能力强，易形成络阴离子([WO₄]^2-)，该络阴离子可以与溶液中的Fe²⁺、Mn²⁺、Ca²⁺等阳离子结合形成黑钨矿或白钨矿沉淀。

钨在自然界中的存在形式主要有以下四种(刘英俊等, 1984)：(1)钨的独立矿物。已发现的钨矿物和含钨矿物有20多种，包括黑钨矿族、白钨矿族以及钨华类矿物等。但是，具有开采经济价值的主要是黑钨矿和白钨矿。黑钨矿约占全球钨矿资源总量的30%，白钨矿约占70%。(2)当钨元素浓度不高时，呈类质同象进入造岩矿物和副矿物中。与W类质同象关系最亲密的元素为Mo、Nb、Ta等。其中，Mo⁶⁺与W⁶⁺离子半径相等，[MoO₄]^2-与[WO₄]^2-络阴离子半径也相近，因而Mo与W之间的类质同象置换较为广泛。(3)呈钨酸或者各种络合物状态存在于各种天然流体中，如天然水、岩浆和粒间流体等。(4)呈离子吸附状态存在于表生的细屑、胶体中。

钨属于难熔元素，因此地球整体的钨元素丰度近似为球粒陨石丰度值0.096×10^-6 (Arevalo and McDonough, 2008; König et al., 2011)。钨的地球化学性质决定了该元素在地球各个圈层中的分布特征和富集程度。在强还原条件下钨表现为中等亲铁元素，因此在地球演化早期，如地球吸积和核-幔分异过程中，地球中>90%的钨元素进入地核，使得地核中钨的丰度为0.47×10^-6，而初始地幔的丰度为0.012×10^-6(Newsom and Palme, 1984; König et al., 2011)。通常，钨在造岩矿物(橄榄石、辉石、角闪石、石榴子石等)/熔体(碧玄岩、玄武质熔体等)的分配系数小于或远小于1 (Adam and Green, 2006; Klemme et al., 2006; Fulmer et al., 2010)，导致钨在硅酸盐地球发生分异时表现为极度不相容(Newsom et al., 1996)。因此，钨在地幔中亏损，而在地壳中相对富集。钨在亏损上地幔中的丰度为0.0024×10^-6(König et al., 2011)；在地壳中的丰度为0.6×10^-6，其中在上地壳、中地壳和下地壳中的丰度分别为1.9×10^-6、0.6×10^-6和0.5×10^-6(Rudnick and Gao, 2003)。

如上所述，钨属于极度不相容亲石元素，因此在地壳受热发生部分熔融时，钨优先进入熔体相(Newsom et al., 1996)。在花岗质熔体上升侵位过程中，随着温度的降低而发生分离结晶作用，由于钨的极度不相容，可进一步导致成矿物质在残余岩浆中的富集。对于一个多旋回构造运动区，每一次构造运动都伴随着地壳的反复熔融以及花岗岩类的形成，而花岗岩类的发展演化则是钨元素活化转移和富集成矿的重要途径(许泰等, 2012)。在岩浆熔体中，钨主要以简单钨酸(如H₂WO₄、H[WO₄]^-、[WO₄]^2-、KHWO₄)和碱性钨酸盐离子对(如NaHWO₄、K[WO₄]^-、Na[WO₄]^-)形式迁移(Wood and Samson, 2000)。依据钨与流体活动性元素(如B、Be、As)之间的正相关性，钨元素被证实在地表水、地下水和成矿热液流体中具有活动性(Kishida et al., 2004; Kamber et al., 2005; Arnórsson and óskarsson, 2007)，进而有利于钨元素的迁移。在成矿热液中，钨主要以氟、硼化合物或其络合物的形式运移，挥发分的存在使钨元素更容易进入硅酸盐熔体中，并一直保持至岩浆晚期，进而使得钨元素随岩浆演化逐渐在熔流体中富集，最终随着岩浆和成矿热液温度的降低而发生沉淀并成矿。

根据不同的划分准则，钨矿床可分为不同的类型。例如，根据矿石矿物种类，钨矿床主要分为白钨矿床和黑钨矿床。白钨矿或者黑钨矿的形成一般由围岩成分、成矿流体物理化学性质等因素决定，通常情况下，黑钨矿床的围岩成分多为高硅铝质岩石，而白钨矿床的围岩成分多为碳酸盐岩或其它钙质岩石。根据矿床成因，钨矿床可划分为岩浆成因矿床、沉积成因矿床、(火山)沉积-变质改造成因矿床和现代表生矿床四种类型(石洪召等，2009)。其中，岩浆成因钨矿床是储钨的重要矿床类型，根据矿床特征，它可进一步分为不同的亚类，包括石英脉型、云英岩型、斑岩型、矽卡岩型等(图 1)(Ni et al., 2015; 蒋少涌等, 2015; Chen et al., 2019; 许泰等, 2019)。本章节将对这四种亚类的围岩特征、物质来源、成矿模式等方面内容分别进行概述。

图 1

Fig. 1

图 1 钨矿床成矿模式图 (a)石英脉型；(b)云英岩型；(c)斑岩型；(d)矽卡岩型 Fig. 1 Sketch maps of metallogenic models of W deposits (a) quartz-vein type; (b) greisen type; (c) porphyry type; and (d) skarn type

该类型矿床以西华山钨矿和漂塘钨矿为典型矿床(王旭东等，2008; Ni et al., 2015; Zhang et al., 2017d)。它们所处的区域构造活动一般都很强烈，断裂、褶皱、节理尤为发育，经历过多次叠加构造运动，同时频繁的岩浆活动为成矿热液的形成创造了条件。石英脉型钨矿床与壳源改造花岗岩类侵入体密切相关，矿体多产于岩体内外接触带裂隙中，以岩体内接触带为主，因此矿体受张剪性断裂控制，多呈脉状、似脉状分布，有的矿体还产在岩体顶部的围岩中(图 1a)。围岩的性质与钨矿床的形成有密切的关系，一方面可能会对钨矿的物质来源进行直接控制，另一方面会影响钨矿床的矿化作用，从而对矿体的矿化富集、形态特征以及蚀变交代等起到一定的控制作用。华南绝大多数石英脉型钨矿产在震旦寒武系地层中，以板岩、片岩、变质砂岩等变质岩为主(王明燕等, 2014; 许泰等, 2019)。由于变质岩存在塑性、致密和不透水等惰性特征，不利于交代作用，因此对矿化溶剂起到屏蔽作用(许泰等, 2019)。脉体周边多为云英岩，且伴随着云英岩型和斑岩型等钨矿化作用。石英脉型钨矿床的脉体主要由黑钨矿石英脉构成，有些包含白钨矿等矿物。目前普遍认为，石英脉型钨矿成矿物质主要是岩浆热液来源，岩浆作用以及花岗岩的岩浆演化是钨元素活化转移和富集成矿的重要途径(许泰等, 2019)。我国学者对华南地区石英脉型钨矿床的成矿模式研究比较深入，其中以“五层楼”模式最具影响力，它将脉体在垂向自下而上分为根脉、大脉、薄脉、细脉和线脉(Gu, 1982; Liu and Ma, 1993; Li et al., 2011; 祝新友等, 2015)。另有研究者发现下覆花岗岩中也发育较多脉体，因此在“五层楼”模式基础上，提出了“五层楼+地下室”找矿模式(许建祥等, 2008；华仁民等, 2015)。

国外典型的云英岩型钨矿床有哈萨克斯坦阿克沙套云英岩型大型钨钼矿床，我国代表性的该类型矿床有江西荡坪钨矿九西矿区云英岩型钨矿床、湖北通城大坪钨矿等。该类型矿床分布于花岗岩类岩体上部以及顶部的硬砂岩、砂岩和页岩层等围岩中(图 1b)。该矿床矿化作用一般为高温热液作用，且围岩中常见钾长石化和云英岩化蚀变现象。同一矿床中，有时可同时存在石英脉型、云英岩型和矽卡岩型。云英岩型钨矿床的金属矿物一般为黑钨矿、白钨矿、辉钼矿、锡石、黄铁矿等，非金属矿物为石英、白云母、黑云母、萤石、长石等(王明燕等, 2014; Chen et al., 2019)。

华南具有代表性的斑岩型钨矿床主要有江西大湖塘超大型钨多金属矿床、福建行洛坑矿床、安徽东源钨钼矿床以及广东莲花山钨矿床等(王明燕等, 2014; 蒋少涌等, 2015; Wu et al., 2019b)。与该类型矿床矿化有关的侵入岩体为斑岩，主要包括花岗闪长斑岩、二长斑岩、花岗斑岩、石英斑岩等。斑岩型钨矿床的矿体一般产出较浅，主要分布在岩体内，有的分布在斑岩侵入体与围岩接触带及其附近(图 1c)。矿化呈浸染状、网脉状和细脉状，矿体呈似层状、透镜状及不规则状，与围岩无明显界限。该类型钨矿床品位低，规模大，常伴生辉钼矿，围岩蚀变具有分带现象。矿石中金属矿物常见有白钨矿、黑钨矿、辉钼矿、黄铜矿、闪锌矿等。斑岩型钨矿床的成矿时代主要为燕山期(夏庆霖等, 2018)。

华南地区典型的矽卡岩型钨矿床有新田岭白钨矿床、柿竹园钨钼多金属矿床和朱溪钨铜多金属矿床等，它们的形成和分布与中深成-浅成中酸性岩浆岩密切相关(Chen et al., 2016; Song et al., 2019)，矿体主要产在岩体与碳酸盐类岩石接触变质带及其附近的围岩中(图 1d)(Xie et al., 2019)。与变质砂岩相比，碳酸盐类围岩相对活泼，一般成矿热液易对其进行交代反应发生矽卡岩化，并在晚期复杂矽卡岩阶段富集成矿(许泰等, 2012; 王明燕等, 2014)。矿体形态较为复杂，多为不规则的囊状、扁豆状、透镜状，也有呈层状、似层状以及脉状等形态。成矿热液沿构造裂隙或接触带交代围岩，导致矿石多以浸染粒状发育于细脉或裂隙以及花岗岩接触带的碳酸盐类岩石中。通常矿石品位较低，矿化较为均匀。矿石以白钨矿为主，少量为黑钨矿，常伴生钼、铜、锡石等，从而形成多金属组合矿床(王明燕等, 2014; Leng et al., 2018; Wu et al., 2019a)。

世界钨矿资源分布不均，主要分布在环太平洋成矿域、特提斯成矿域和中亚成矿域。中国是重要的钨矿大国，全球60%以上的钨储量分布在中国。图 2显示，中国众多大型和超大型钨矿床集中在华南地区，且矿化时代主要发生在中生代，与该时期发生的大规模花岗质岩浆活动密切相关。大量高精度年代学数据表明中生代华南钨矿床主要分为三个时期：第一成矿时期为230~210Ma，但是成矿规模较小(Mao et al., 2013; Zhang et al., 2015)；第二成矿时期约为165~140Ma，主要分布在南岭地区，是华南最重要的钨矿床成矿时期(Wang et al., 2011; Hu et al., 2012; Mao et al., 2013; Zhang et al., 2015; Chen et al., 2016; Li et al., 2016; Su and Jiang, 2017)；第三成矿时期约为100~80Ma，大多分布在华南地区的南部，如云南、广西和广东省，成矿规模较南岭地区小(Cheng and Mao, 2010; Cheng et al., 2016; Zhang et al., 2017b, 2018; Guo et al., 2018a, b)。本节将从钨矿化的物质来源、岩浆结晶温度、岩浆演化以及构造背景等方面详细阐述侏罗纪和白垩纪这两期钨矿床的成因模式。

图 2

Fig. 2

图 2 中国钨矿资源分布示意图(据刘壮壮等, 2014修改) Fig. 2 Distribution of tungsten deposits in China (modified after Liu et al., 2014)

前人研究表明，与岩浆岩有关的W-Sn矿床的成矿过程受多种因素控制，包括岩浆源区、氧逸度、结晶温度和岩浆演化等(Groves and McCarthy, 1978; Dingwell et al., 1993; Huang and Jiang, 2014; Zhang et al., 2017b, 2018)。

华南地区的钨矿床主要与中生代花岗质岩浆有关。目前，有关这些花岗岩类型的认识还没有完全统一，有些学者认为与成矿有关的岩浆岩具有高度演化的I型或S型花岗岩的特征，其源区主要为壳源物质，没有或者有少量幔源物质的加入(Mao and Li, 1995; Chen et al., 2014; Guo et al., 2015)。另外一些学者发现这些花岗岩通常具有高的K₂O+Na₂O和Nb+Ce+Y+Zr含量，高的FeO^T/(FeO^T+MgO)、10000×Ga/Al、Y/Nb、Yb/Ta和Ce/Nb比值，表现为A₂型花岗岩特征(Jiang et al., 2006; Chen et al., 2016; Zhang et al., 2017b, 2018; Du et al., 2018, 2019a, b)，说明岩浆源区受到了俯冲流体的影响(Li et al., 2012b)。钨是极度不相容元素，其在地壳中的丰度约是地幔的250倍(Newsom et al., 1996; König et al., 2011; Rudnick and Gao, 2014)，而且在地壳物质发生部分熔融时，钨元素倾向进入熔体相。因此，花岗质岩浆可以为钨矿床的形成提供初始的成矿物质来源。大量同位素研究(如Sr-Nd-Hf等)表明，华南地区与钨矿化有关的花岗岩同位素组成相对地壳亏损，因此其源区除地壳来源外，还有幔源物质的参与(Mao and Li, 1995; Chen et al., 2014; Wang et al., 2014; Guo et al., 2015)。

岩体的氧逸度是影响成矿作用的另一重要因素，并且不同的金属元素发生矿化所需要的氧逸度条件不同(图 3)(Ishihara, 1977; Thompson et al., 1999; Liu et al., 2020)。例如，与斑岩型Cu-(Mo-Au)矿床相关的花岗岩体通常具有较高的氧逸度(Sun et al., 2011, 2013; Li et al., 2012a; Zhang et al., 2017c)，而与锡矿床相关的花岗岩体氧逸度较低(图 3)(Zhang et al., 2017b, 2018)。相比之下，钨对成矿岩体氧逸度不敏感。在华南地区，钨矿床虽然通常与锡矿床伴生，但是与锡元素相比，钨元素的矿化过程对氧逸度敏感程度相对较弱。例如，以锡矿床为主的花岗岩体氧逸度变化范围通常比以钨矿床为主的岩体大(Zhang et al., 2018)。

图 3

Fig. 3

图 3 岩浆岩相关的不同矿床类型与氧逸度关系图(据Thompson et al., 1999修改) Fig. 3 Schematic plot of Fe content in magmas versus oxidation stage (fO2) for calc-alkaline to alkaline magmas associated with porphyry Cu, Cu-Mo, Mo, W and Sn deposits (modified after Thompson et al., 1999)

花岗岩的岩浆演化作用对钨的富集与成矿十分重要，因为钨是高度不相容亲石元素，岩浆演化过程可以促进钨元素在残余岩浆中的富集(Groves and McCarthy, 1978; Huang and Jiang, 2014)。一般而言，与钨矿相关的花岗岩具有显著的Eu、Sr、Ba、Ti和P的负异常，表明斜长石、磷灰石和钛铁矿的分离结晶。而且通常情况下，这些花岗岩还具有比地幔、球粒陨石和地壳低的Nb/Ta和Zr/Hf比值(图 4a)(Sun and McDonough, 1989; Rudnick and Gao, 2003)，以及高的Rb/Sr和K/Rb比值，并且Nb/Ta和Zr/Hf比值与SiO₂含量存在负相关性(Zhang et al., 2018)，说明它们经历了显著的岩浆演化过程，Nb/Ta和Zr/Hf比值随着分离结晶的进行而降低(陈璟元和杨进辉, 2015)。近期还有一些研究认为，Nb/Ta比值的降低除了与分离结晶过程有关外，还与热液蚀变有关(Ding et al., 2009, 2013)，并提出Nb/Ta≈5是花岗质岩浆-热液流体发生转变的标志，也是区分花岗岩成矿与否的重要指标(Ballouard et al., 2016)。

图 4

Fig. 4

图 4 与不同多金属矿化(如德兴Cu矿、石菉Cu-Mo矿、鹦鹉岭W-Sn矿、锡山Sn-W矿、柿竹园W矿等)相关花岗岩全岩的F含量-Nb/Ta比值图解(a)和F-Cl含量图解(b) 数据蒋国豪(2004)、Chen et al. (2016)和Zhang et al.(2017b, c, 2018) Fig. 4 Diagrams of F vs. Nb/Ta (a) and Cl (b) for granites from the Dexing Cu deposit, Shilu Cu-Mo deposit, Yingwuling W-Sn deposit, Xishan Sn-W deposit and Shizhuyuan W deposit The data from Jiang (2004), Chen et al. (2016) and Zhang et al.(2017b, c, 2018)

与Cu-Mo矿化相关的花岗岩以及没有成矿的花岗岩相比，华南地区与钨矿化有关的花岗岩通常具有高的F含量(图 4)，一些岩体中的钨含量还与F含量存在一定的正相关性(Chen et al., 2016; Zhang et al., 2017b, 2018; Yang et al., 2018)。Wood and Samson (2000)认为，作为钨酸盐物种(H₂WO₄、H[WO₄]^-、[WO₄]^2-)和碱性钨酸盐离子对(NaHWO₄、Na[WO₄]^-)，白钨矿和/或黑钨矿的溶解度可以高达数百至数千×10^-6，可以满足钨的搬运与成矿，因此可能不需要钨的氟化物对钨进行络合、迁移与矿化。那么，与钨矿化有关的花岗岩为什么比没有成矿的花岗岩具有高的F含量，而且有些成矿岩体中的钨含量与F含量存在一定的正相关性？一些研究认为，富F熔体的固相线温度低、粘度低、扩散系数高(图 5)(Dingwell et al., 1985; Dingwell and Webb, 1992; Agangi et al., 2010)，从而提高了熔体发生矿物分离结晶的速度和程度(Dingwell et al., 1993)。此外，富F熔体还可以降低熔体的密度，加速晶体与熔体之间重力分异的过程(Dingwell et al., 1993)。所以，岩浆的高F含量是促进岩浆演化程度的重要因素。如前所述，钨是高度不相容元素，强烈的岩浆演化过程更加有利于钨的富集与成矿。例如，Zhang et al. (2018)对鹦鹉岭岩体进行了详细研究，发现鹦鹉岭岩体具有高的F含量，通过锆石的Ti温度计计算发现温度从1100℃变化至670℃，说明岩体具有很高的初始温度，岩浆中较高的F含量使得该岩体经历了长时间的岩浆演化和分离结晶过程，从而表现出较大的温度变化范围。

图 5

Fig. 5

图 5 挥发分对酸性熔体固相线和粘度的影响(据Dingwell and Webb, 1992修改) (a)挥发分对酸性熔体固相线的影响: F对固相线温度降低的斜率与H2O相似，说明F对固相线的影响与H2O相似; (b)在1200℃条件下，挥发分对酸性熔体粘度的影响. η代表在特定温度下的粘度 Fig. 5 The effects of volatiles on the solidus and viscosity of felsic melts (modified after Dingwell and Webb, 1992) (a) comparison of the effects of H2O (marked H2O) and F on the solidus of rhyolite and albite melts; (b) comparison of the effects of different volatiles on the viscosity of felsic melts at 1200℃. η represents the viscosity of felsic melts at a certain temperature

大量研究表明，华南地区中生代不同阶段大规模侵入的花岗岩岩体以及矿化作用可能与不同的大洋板块俯冲相关，如太平洋板块和新特提斯洋板块。大洋板块俯冲后撤导致软流圈上涌，引发俯冲板片中多硅白云母的分解，进而释放大量F和Li进入地幔楔，降低了岩浆固相线引发部分熔融作用(Jiang et al., 2005, 2006; Wang et al., 2011; Li et al., 2012b; Zhang et al., 2017b, 2019)。

古太平洋板块至少在侏罗纪前就已经开始向中国东部俯冲，并根据太平洋岛链方向的转变，发现在125Ma以前太平洋板块向南西方向俯冲(Sun et al., 2007)。在早侏罗世(~170Ma)太平洋板块俯冲到德兴地区部分熔融形成斑岩铜矿(Zhang et al., 2017a)，到~165Ma板块俯冲到南岭地区，随着俯冲角度的增大，板块发生后撤，形成了相应的大规模南岭岩浆活动和W-Sn矿化，随后板块继续后撤又形成了相应的矿床。在该构造背景下，侏罗纪华南地区不同类型的矿床和成矿时代显示时空分布规律。从华南的北东方向向南西方向延伸，矿床类型从Cu-Au-Mo矿逐渐向Pb-Zn-Ag矿、W-Sn矿转变，且成矿时代逐渐变年轻(Wang et al., 2011; Sun et al., 2012)。与Cu-Mo矿化相关的花岗岩相比，华南地区与钨矿相关的花岗岩通常具有较高的F含量和较低的Cl含量(图 4)，该特征与板块后撤模型十分吻合。在板块俯冲的初始阶段，Cl具有较高的活动性(Lassiter et al., 2002; Sun et al., 2007)，而F主要赋存在硬柱石、多硅白云母、磷灰石中。其中多硅白云母可以把F带到300km深度。在板块后撤时，软流圈上涌，可以导致俯冲板块的温度从600℃显著上升至1300℃ (Peacock et al., 1994; Davies, 1999)，从而引起多硅白云母的分解，并释放大量的F和Li进入地幔楔(Li et al., 2012a; Chen et al., 2016; Liu et al., 2020)。板块后撤引起的软流圈上涌为上覆地幔以及地壳物质的部分熔融作用提供了热源，另外源区较高的F和Li含量，可以显著降低岩浆的固相线，进而形成侏罗纪华南地区高演化的富Li-F、W-Sn-Nb-Ta矿化的花岗岩(Li et al., 2012a; Chen et al., 2016)。

部分学者认为与华南南部晚白垩世形成的钨矿床也与太平洋板块俯冲有关(Nguyen et al., 2004; Cheng et al., 2016)。但是，晚白垩世包括云南、广西、广东等在内的W-Sn矿床呈东西向展布，与当时太平洋板块的俯冲方向不一致，而与新特提斯板块在晚白垩世期间的向北俯冲方向一致(Sun, 2016; Zhang et al., 2017b; Sun et al., 2018b; 孙卫东等, 2018)。另外，通过华南地区应力场的研究发现，华南在约80Ma存在一次南北向的拉张，这也不同于当时的太平洋板块俯冲方向(Li et al., 2014)。因此，这一时期华南南部地区更可能受新特提斯板块俯冲的影响(Zhang et al., 2017b, c, 2018; Sun et al., 2018a)。新特提斯对华南的影响长期没有引起重视的原因是现今的俯冲带离华南较远，但是通过东南亚地区的板块重建显示，在白垩纪时新特提斯俯冲带离华南并不远(Zhang et al., 2017c)，并且特提斯板块向北俯冲早期，发生了洋脊俯冲，由于洋脊处热量高、密度低容易产生平板俯冲，可以俯冲到离俯冲带较远的距离，并发生洋壳部分熔融形成石菉Cu矿(Zhang et al., 2017c)。随着板块俯冲的进行，新特提斯板块发生后撤，软流圈上涌，造成多硅白云母分解，释放出大量的富F流体，并产生锡山、鹦鹉岭等W-Sn矿床(Zhang et al., 2017b, 2018)。

(1) 在地球演化早期的还原环境下，钨属于中等亲铁元素，>90%的钨元素进入地核。钨是极度不相容亲石元素，在部分熔融和岩浆演化过程中都发生富集，其在地壳中的丰度约是地幔丰度的250倍。钨在热液流体中的活动性有利于钨元素的迁移。

(2) 世界上的钨矿产资源分布极其不均匀，主要分布在环太平洋、特提斯和古亚洲洋三大成矿域，其中中国的钨矿储量占世界储量的60%以上，主要分布在华南地区。

(3) 中生代华南地区的钨矿床与大规模出露的花岗岩密切相关。这些花岗岩通常具有高的F含量，并经历了强烈的岩浆演化过程。岩浆中高的F含量对钨的富集和矿化十分重要，它可以降低熔体固相线、粘度和密度，有利于提高岩浆的结晶分异程度，进而促进了高度不相容的钨元素在岩浆演化后期的富集与矿化。

(4) 富F花岗岩的形成可能与古太平洋板块或特提斯板块的俯冲和后撤有关，板块后撤时可以引起软流圈上涌，导致俯冲板块温度快速升高，促使多硅白云母分解，释放大量F和Li等元素进入岩浆源区。

致谢      感谢孙卫东研究员对完善本文所提供的建设性意见；感谢匿名审稿人对本文提出的宝贵修改意见和建议。