近年，在江南造山带的江西武宁县大湖塘(林黎等，2006; 丰成友等，2012; 黄兰椿和蒋少涌, 2012)、修水县香炉山(田邦生和袁步云，2008) 等地相继发现了大型或超大型钨矿床，实现了在江南地区寻找大型钨矿床的突破。稍后，在江南造山带东部的景德镇朱溪地区发现了伴生铜锌的白钨矿体。这些钨矿床的发现，拓宽了江西和邻区长期“南钨北铜”的矿产资源分布格局(江西省地质矿产局, 1984；杨树锋等, 1996；华仁民等，2003; 毛景文等，2006)，并使江西钨保有储量跃居全国第一。

朱溪铜钨矿床位于赣北景德镇市浮梁县境内。该矿区原先只是一个小型铜矿床。从2010年开始，借助江西省地勘基金铜钨多金属矿找矿项目(编号20100112) 实施的契机，通过连续2年的深入研究与勘探，最近在矿区SW侧的地下深处，在花岗斑岩与碳酸盐岩的接触带，发现了厚度较大的伴生铜锌的白钨矿体。此项成果，不仅揭示了该区蕴藏的铜钨多金属资源潜力，也为矿床成因与控矿条件研究提供了宝贵资料。本文对该矿床的区域构造背景、矿床基本特征进行了介绍，分析了制约该矿床形成与富集的主要因素，如矿源层、含矿岩体、热液交代与蚀变、控矿构造等，其目的是了解此类矿床的形成条件与主要控矿因素，为在江南地区寻找更多和更大规模的铜钨多金属矿、圈定有利的勘探开发远景区提供依据。

1 地质背景 1.1 构造框架

华南由扬子和华夏两大块体组成，其西缘以红河断裂与东南亚块体为界，孟连-昌宁蛇绿岩带是华南与东南亚块体在早中生代的拼合带(图 1)。江绍断裂带是扬子和华夏块体在新元古代的拼合带，沿江绍和赣东北断裂带断续分布的诸多蛇绿岩块是此拼合带的重要标志(Guo et al.，1989；Wang and Mo, 1995; 郭令智，2001)。江南造山带位于扬子块体的东南缘，由新元古代泥砂质板岩和南华纪以来的沉积盖层组成，存在铜金矿源层，是华南地区重要的铜铅锌金银等多金属矿床的矿集区(任纪舜等，1990)。

朱溪铜钨多金属矿区位于江南造山带的东部，江绍新元古代拼合带的北侧，位于乐平晚古生代浅海相碳酸盐岩盆地中(Shu et al., 2008)。根据前人研究，该矿处于萍乐成矿带东段乐平-婺源铜金多金属成矿远景区中(杨明桂等, 1998, 2009；华仁民等，2010)，经历了自新古代至晚中生代多期构造-岩浆事件的叠加改造(Shu et al., 2008，2009a, 2b)。

研究区地质构造非常复杂，NE向的塔前-赋春早中生代断裂带从北向南逆冲推覆在含矿的盆地岩层之上，对含矿岩层起到了防护作用。4条大致平行的NE向断裂构成了两个晚古生代断陷盆地的边界断裂(图 2)，控制着本区铜锌钨多金属矿床的形成和展布。区内石炭纪-二叠纪碳酸盐岩地层广布，发育在浅变质岩基底之上；早先认为此套浅变质岩的时代为中-新元古代(徐备等，1992；舒良树等，1995)，近年通过对基底变质砂岩中的碎屑锆石测年，其最大沉积年龄不超过10亿年(Wang et al., 2007; Yao et al., 2012)，为新元古代岩层。盆地岩层中铜、钨、钼、铅、锌等元素背景值均较高，可视为铜钨多金属矿的矿源层。发生在晚侏罗世-早白垩世期间强烈的岩浆活动，不仅形成了一系列中-酸性岩浆岩，也为区内成矿带来了含矿热液，致使金属物质迁移和富集。

1.2 地层序列

本区地层主要由新元古代浅变质岩基底和沉积盖层两部分组成。

基底地层  由中-新元古代的泥砂质沉积岩夹火山岩组成，称双桥山群(江西省地质矿产局, 1984)。已发生区域低绿片岩相变质作用，形成一套以千枚岩为主夹绢云板岩、变质粉砂-细砂岩的岩石组合。岩石中纹层理、韵律条带等原生构造发育，局部可见粒序层及鲍马序列。

沉积盖层  由石炭系-白垩系组成，主要分布在盆地区(图 3)。现从老到新分述如下。

石炭系  由下统梓山组(C₁z)、中统黄龙组(C₂h) 和穿时的石炭系上统-二叠系下统船山组(C₂-P₁c) 组成。梓山组主要分布于研究区南部，为一厚数十米至百余米的砾岩、粗砂岩和砂岩组合，角度不整合覆盖在元古界双桥山群之上。黄龙组和船山组属浅海碳酸盐台地相沉积，彼此整合接触。主要分布在NE向的塔前-赋春断陷盆地中，为一套灰岩、含碳灰岩夹白云质灰岩组合，厚200~300m。为含铜钨锌丰度较高的层位，为朱溪矿区重要的矿源层。受后期构造作用影响，石炭纪地层已褶皱成一个倾向NW的单斜构造。

其中，黄龙组由灰白-浅灰色厚层状-块状生物碎灰岩、微晶灰岩组成，下部夹灰黑色薄层状炭质页岩，厚100~120m。区域上，黄龙组与下伏老虎洞组呈整合接触；在本区，与下伏基底浅变质岩呈断层接触。该组含Cu：60×10^-6~100×10^-6，W：25×10^-6~50×10^-6，Zn：150×10^-6~300×10^-6。船山组由灰黑、浅灰夹浅肉红色厚层状-块状微晶灰岩夹砂屑白云岩、角砾状=鲕状或球粒灰岩组成，局部夹泥岩；顶部为生物碎屑微晶灰岩夹含燧石结核灰岩。该组含Cu：70×10^-6，W：18×10^-6。

二叠系  由下统梁山组(P₁l)、栖霞组(P₁q)、小江边组(P₁x)、茅口组(P₁m)、鸣山组(P₁m) 和上统乐平组(P₂l) 组成，各组之间均为整合接触。呈NE向带状分布。据江西省地质矿产局(1984)研究，下统梁山组为一套内陆海泻湖相碎屑岩夹灰岩建造，栖霞组为内陆海局限台地相灰岩建造，小江边组为内陆海泻湖潮坪相炭质泥岩夹灰岩建造、茅口组为内陆海台地相灰岩建造(灰黑色灰岩、硅质岩、泥灰岩夹镁质粘土岩)、鸣山组为内陆海台盆相硅质岩建造。上统乐平组为一套海陆交互相含煤碎屑岩建造，长兴组为内陆海台地相灰岩建造。

其中，茅口组中的泥灰岩及粘土岩中普遍含浸染状硫化物：含Cu 50×10^-6、Zn 50×10^-6~200×10^-6、W 50×10^-6、Mo 20×10^-6等元素(何细荣等，2011)，比地壳丰度值高出数-数十倍，亦是一个重要的矿源层。

三叠系-白垩系  在本区均零星出露。三叠系出露地层主要有下统青龙组和上统安源群，前者为一套内陆海台地相灰岩建造。后者则为海陆交互相含煤碎屑岩建造。侏罗系仅出露下统林山组的下段，为河湖相砂砾岩-砂岩建造。白垩系出露地层为下统石溪组和上统赣州群，均为湿热氧化环境下的红色砂岩-粉砂岩夹泥岩建造。现有资料表明，这些岩层的铜钨元素含量低，与区内铜钨多金属的成矿关系不密切。

1.3 岩浆岩组合

研究区内晚侏罗世-早白垩世花岗岩类发育，多呈脉状、岩株状出露地表，往深部岩体规模变大。出露地表的岩体主要有4个：毛家园花岗闪长岩、张家坞花岗闪长岩、杨草尖黑云母花岗闪长岩和塘岭花岗斑岩(图 2)(江西省地质矿产局, 1984)。这些岩体展布方向均受NE向塔前-赋春断裂带控制，与铜、钼、钨、锌、铅、银等矿化关系密切。沿断裂带还有一些煌斑岩脉、闪长玢岩脉产出。根据深部资料，在塔前、横路、朱溪等地还存在隐伏岩体。

1.4 构造活动

研究区内构造活动频繁，尤以新元古代和中生代的构造作用规模大，影响范围广(杨明桂等, 1998, 2009)。前者以紧密线型褶皱、大型推覆构造和韧性剪切带为标志(徐备等，1992；舒良树等，1995)，构造热液活动频繁(刘昌实等，1990)，使基底地层中的铜等元素得到初步富集(王秀璋等，1999), 研究区北东侧的德兴-婺源一带，基底地层中发育铜和金的矿源层(舒良树等，1995)；后者则以盖层褶皱、脆性断裂和断陷盆地为特征(Shu et al., 2008)，破坏了原始构造格局，故本区地表只保存了石炭-二叠系向斜的SE翼，为一个朝NW中等-陡倾斜的单斜构造(图 3)。

近年诸多学者研究表明，华南地区在中生代曾经发生过岩石圈的多阶段伸展(Jiang et al., 2006; Wang and Shu, 2012; 华仁民等，2003; 毛景文等，2006; 杨明桂等，2009)，主要表现如中侏罗世的闽西-粤北地区的双峰式火山岩盆地、早白垩世东南沿海和武夷山-赣东北地区的花岗质火山断陷盆地与广布华南全区的晚白垩世-古近纪断陷红色碎屑岩盆地；期间发生过短暂的挤压抬升活动(Shu et al., 2009a, b)。这种岩石圈多阶段伸展的原因主要是由古太平洋板块朝东亚陆缘的俯冲作用引起的(Zhou et al., 2006)。中生代的大规模成矿作用均与这种伸展构造活动密切相关(毛景文等，2006)。正是中生代的这种强烈构造伸展，使研究区出现了广泛的花岗岩浆作用，形成了丰富的含矿热液和活动通道，在其流经通道及附近，可使沉积岩地层中的成矿元素被活化，进入热液运移，成为有价值的成矿流体。

区内NE向断裂发育。其中，塔前-赋春NE向逆断层(F1) 长达百余千米, 为控岩控矿构造，制约着NE向断陷盆地的展布及盆地内石炭纪-三叠系的发育。断裂带多沿黄龙组(C₂h) 与新元古代浅变质岩(Pt₃) 接触面发育(图 4)。带内岩石破碎，构造片理化及构造透镜体发育，常有石英脉和煌斑岩脉充填。朱溪矿区透闪石-绿泥石化带和Ⅰ号主矿体主要赋存其间。

此外，研究区还见小规模近E-W向和NW向断裂, 多切割NE向断裂。在E-W向与NE向断裂或黄龙组与新元古代浅变质岩(Pt₃) 接触面的结合部，多为花岗岩侵入和蚀变矿化的重要场所。

2 矿区岩浆岩的基本特征 2.1 岩石学特征

花岗岩与花岗斑岩地表规模小，多呈岩脉、岩株状，向地下逐渐变大。主要出露在朱溪铜-白钨矿区23线以东，在23线西侧的28线钻孔ZK2808、42线钻孔ZK4207、ZK4208中亦可见及。在朱溪矿区42号勘探线(油麻厂南侧) 早二叠世栖霞组和茅口组接触带，见一椭圆状花岗斑岩体(图 4)，长16m，宽12m，长轴呈近东西方向，倾向南，倾角约68°。花岗岩呈浅白色或浅肉红色，多为等细粒结构，主要由微斜长石(45%)、石英(30%)、白云母(15%) 和黑云母+绿泥石(5%~8%)(图 5a, b) 以及少量黄铁矿、锆石、榍石组成。花岗斑岩多呈灰白色，似斑状结构，块状构造。斑晶以石英为主(图 5c), 含少量钾长石和白云母，基质以长石、石英为主，少量黑云母。副矿物磷灰石、金红石及锆石、榍石等。岩石蚀变较强，绢云母化、碳酸盐化、高岭土化、绿泥石化发育。

本区花岗斑岩矿化明显。其中，以23线东侧的花岗斑岩铜矿化最强，孔雀石化普遍，含Cu量0.56%(表 1)。

花岗闪长岩  主要见于钻孔中，地表零星出露。灰白、灰绿、深灰色，粒状或细晶半自形或微晶结构，块状构造。前人因见其含石英斑晶，曾将其定名闪长玢岩。成分主要为斜长石(钠长石、更长石)、角闪石和黑云母，含少量石英、微斜长石和白云母(图 5d)。副矿物为磷灰石、榍石和钛铁矿。岩石蚀变较强。斜长石具绢云母化或碳酸盐化，角闪石具透闪石化、绿帘石化、绿泥石化。花岗闪长岩与矿化关系密切。ZK4205、ZK4206所见的花岗闪长岩脉本身即为矿体。

二长岩  主要见于钻孔中，地表未见出露。深灰-灰绿色，细粒状，半自形结构，块状构造。成分主要为中长石(30%)、微斜长石(30%~35%) 和角闪石(25%~30%)，见少量黑云母(5%)。绿帘石化、绿泥石化普遍。未获清晰显微影像。副矿物为磷灰石、榍石和钛铁矿。

煌斑岩  煌斑岩零星散布于地表，宽仅数十厘米至1~2m。青灰色，煌斑结构。斑晶由黑云母或角闪石组成，含少量石英斑晶。石英具熔融现象。基质为黑云母、角闪石和长石等。副矿物为磷灰石、榍石、钛铁矿。主要有云斜煌岩(黑云母含量20%~30%、角闪石5%~10%、斜长石60%~70%、石英 < 5%)、闪斜煌岩(黑云母含量5%~10%、角闪石20%~30%、斜长石60%~70%、石英 < 5%)、英云煌岩(黑云母含量10%~20%、角闪石5%~10%、斜长石60%~70%、石英>10%) 等。由于后期热液蚀变，角闪石多已蚀变成绿泥石或黑云母，部分被碳酸盐交代；斜长石具绢云母化、绿帘石化；黑云母被白云母所交代。

2.2 岩石化学特征

对朱溪矿区内的代表性岩浆岩作主量元素分析，包括花岗斑岩和花岗闪长岩各6件，二长岩8件，共获得20组主量元素含量数据(表 2)。研究表明，矿区内花岗岩类均属铝强过饱和型，其ACNK (Al₂O₃/(CaO+Na₂O+K₂O)) 值均大于1.1，反映岩浆源自陆壳物质的部分熔融；二长岩的ACNK值介于0.61~0.77之间，反映岩浆源自火成物质，并有地幔的物质成分。花岗(斑) 岩和花岗闪长岩主量元素地球化学特征差别不大，可能是同源不同阶段分异的产物。在SiO₂-(Na₂O+K₂O) 岩石分类图中，花岗岩类主要为花岗岩和花岗闪长岩，中性岩类则为二长岩(图 6a)。在SiO₂-K₂O岩系分类图中(图 6b)，花岗斑岩和部分花岗闪长岩属于高钾钙碱岩系，反映陆壳亲缘性；二长岩和部分花岗闪长岩则属于橄榄安粗岩系，揭示其形成时的伸展构造背景，对应陆内裂谷盆地。这和早白垩世中国东南部处于活动陆缘伸展环境的认识(Jiang et al., 2006; Shu et al., 2009a, b; 华仁民等，2010) 是一致的。

2.3 矿化岩体接触带蚀变特征

研究表明，区内煌斑岩脉多沿裂隙充填。岩脉与围岩接触带蚀变不强，几乎没有物质的加入和带出。而在花岗斑岩或花岗闪长岩与围岩的接触带，矽卡岩化蚀变则很强烈，如在矿区42线剖面所见(图 7)。花岗斑岩内部云英岩化明显。自花岗斑岩往晚古生代围岩一侧，自内向外出现4个蚀变带，依次为角岩带、透闪石-阳起石带、石榴石-透辉石带、含石榴石大理岩带。

角岩带  厚数十厘米到数米不等。黑色，致密坚硬。镜下可见硅化现象，有时见绿泥石化。原岩主要为花岗质岩石。该带和矿化关系不密切。

透闪石-阳起石带  厚数十米到近百米。其矽卡岩矿物以透辉石、透闪石、阳起石为主，滑石次之。可出现较多的水热蚀变矿物绿泥石。此带中的矿物具有明显的分布规律，由下而上为透辉石化-透闪石化-滑石化-绿泥石化，揭示热液蚀变的温度由下而上逐渐降低。此带与成矿关系较密切，常有工业矿体。

石榴石-透辉石带  厚数米到数十米。其矽卡岩矿物以透辉石、石榴石为主，可见少量透闪石、阳起石。阳起石多蚀变为绿泥石。此带与成矿关系亦较密切，见有工业矿体，但矿体规模不如上述的透闪石-阳起石带。

含石榴石大理岩化带  厚数米到数十米。浅灰-灰白色，块状-条带状构造。石榴石含量3%~5%，方解石含量80%~85%, 颗粒粗大，原岩为灰岩和白云质灰岩。是热接触变质作用的结果，在黄龙组、船山组和栖霞组等灰岩发育的层位，均能形成大理岩。与矿化无直接关系。

野外调查表明，矿化主要发育在花岗斑岩与晚古生代碳酸盐岩之间的矽卡岩中，集中在透闪石-阳起石带和石榴石-透辉石带中。矽卡岩化越强烈处，则矿体越厚大，品位越高。如有硅化等其他蚀变迭加时，则矿化显著变好，常形成厚大的锌铜矿-白钨矿体。这一现象，与国内外典型相关矿床的流体成矿规律基本是一致的。

3 矿体的分布规律 3.1 矿体分布特征

区内矿种以铜和钨为主，伴生锌。矿体走向NE。多为隐伏矿体，地表仅有零星矿体出露。可划分为Ⅰ、Ⅱ两个矿带和若干零星矿体(图 4)。

Ⅰ号矿带  为本区主要矿带，厚大矿体主要赋存于此带中。如本矿带中的1、2、9、14、17号矿体，均为NE走向的厚大矿体。矿体常多层出现，其产状与地层一致，多呈似层状、透镜体状。主要赋存于黄龙组(C₂h) 与新元古代浅变质岩(Pt₃) 接触面上下100m范围。在主矿体旁，常见E-W向展布的锯齿状小矿脉。

Ⅱ号矿带  矿体产状多受地层接触界面控制，常呈透镜状和脉状产出。主要赋存于茅口组(P₁m) 或船山组(C₂-P₁c) 与黄龙组(C₂h) 接触界面之上的30~40m范围内。另有少数矿体赋存于花岗闪长岩中。

零星小矿体  多呈脉状、透镜状，主要赋存于黄龙组(C₂h) 中上部和茅口组(P₁m) 中。其分布除受层位控制外，还受层间裂隙带和岩浆岩的控制。

3.2 成矿元素分布规律

区内主要有用元素为铜和钨，共(伴) 生有益组份为锌、银、镉、钴、镓、锗、硫、铍、铋、铅、锡、钼等12种。矿石中主要成矿元素含量为：Cu 0.50%~6.26%，平均品位1.25%；WO₃ 0.07%~7.734%，平均品位为0.316%。共(伴) 生有益元素平均品位分别为：Zn 0.377%，Ag 33g/t，Cd 0.0031%，Co 0.0021%，Ga 0.0018%，Ge 0.0006%，S 2.55%。

主要有用元素的分布呈规律性变化(图 8)。在水平方向上，由NE往SW依次富集Cu→Cu-W→W矿体：铜矿体主要分布在10线NE侧，10线SW侧厚度变小且明显贫化；铜钨矿体主要分布在4~42线；钨矿体则主要分布在20~54线。在垂直方向上，由上而下依次富集Cu→Cu-W→W矿体(图 3、图 7、图 8)：铜矿体赋矿标高主要在-300m以上; 铜-钨矿体赋矿标高主要为50~-500m;钨矿体一般赋存在-200m以下，在矿区SW侧的42线，在-880~-1065m深处仍见钨矿体。

由上可知：①自NE往SW方向，矿体埋深逐渐变大，具有往SW倾伏的趋势；②矿化中心由上而下，有向SW方向迁移之趋势；③自NE往SW、由上而下，由铜矿带、铜-钨矿带、钨矿带，对应于中温→中高温→高温带(华仁民等，2003)，揭示成矿温度呈逐渐升高之趋势。

3.3 硫同位素特征

通过对采自朱溪矿床的黄铁矿、黄铜矿、闪锌矿单矿物样品做硫同位素测试，获得12组数据，其δ³⁴S值变化范围为2.2‰~4.3‰，平均值3.4‰。其中，黄铁矿单矿物δ³⁴S值为2.2‰、2.5‰、3.1‰、3.4‰，平均值2.75‰；黄铜矿单矿物δ³⁴S值为3.2‰、4.0‰、4.3‰、4.1‰，，平均值3.9‰；闪锌矿单矿物δ³⁴S值为3.8‰、3.1‰、3.4‰、3.7‰，平均值3. 5‰。与江西铜厂、富家坞、朱砂红、永平、枫林、城门山等铜矿的硫同位素值(朱训等，1983) 非常相似。换言之，这些矿床的金属硫化物δ³⁴ S值较低，变化范围较窄，其平均值接近陨石硫同位素组成数值，与德兴斑岩铜矿硫同位素组成也很近似，完全不同于沉积硫化物，表明硫的物质来源和成因应该来自岩浆分异过程。

4 控矿条件分析

朱溪矿床的形成受矿源层、构造、岩浆岩、接触界面、层间裂隙等多种因素控制。

4.1 矿源层特征

和赣南大型钨矿的矿源层为新元古代和早古生代的碎屑岩(朱焱龄等，1981；华仁民等，2003; 毛景文等，2006) 不同，朱溪铜钨矿床的矿体，大部分都产在晚古生代碳酸盐地层中。如前所述，黄龙组(C₂h) 和船山组(C₂-P₁c) 为一套厚数百米的灰岩、含碳灰岩夹白云质灰岩组合，是含铜、钨、锌背景值较高的矿源层，为矿床的形成储备了丰富的有用物质。

观察表明，研究区的闪锌矿、胶状含铜黄铁矿、方铅矿常具条带状、韵律层纹状构造，有时可见同心环带构造及“马尾丝状”构造等, 与江西武山、安徽铜陵冬瓜山等铜矿床中石炭系层状矿体类似(蒋少涌等, 2010, 2011)。在风井1号矿体，金属硫化物均沿层理面分布，局部见马尾丝状、浸染状铜矿石。

在后期岩浆以及构造的作用下，化学性质活泼的黄龙组和船山组矿源层中的含矿碳酸盐物质，均积极参加热、汽、水反应过程，形成含矿热液。随后，这些含矿热液在运移中不断交代围岩，使有用元素进一步富集，形成各种矿化矽卡岩，构成工业矿体(毛景文等，2006)。

因而，研究区大部分矿体的产状与地层产状基本一致，有的甚至与地层产状同步挠曲。富矿体多呈似层状、透镜状或脉状产在黄龙组白云岩中，产在黄龙组与下伏地层的接触界面以及黄龙组与船山组的接触面附近。进一步证明地层条件(矿源层) 是形成本矿床的基础。

4.2 构造对成矿的控制

构造作用不仅是地层与岩浆中热、汽、水、含矿流体活动的触媒，而且是容矿空间的营造因素，因而是矿床形成的必要条件。研究区断裂构造发育，是含矿热液和强酸性流体的主要活动场所。当其与晚古生代碳酸盐岩围岩接触时，极易发生化学反应与交代作用，控矿作用明显。在浅部形成铜和铜锌矿体、在深部则形成白钨矿体。

接触界面控矿  黄龙组碳酸盐岩与新元古代浅变质岩系的接触界面，是一构造薄弱带、化学活动带。其周围岩石均十分破碎，并有明显片理化。在构造应力作用下，很容易发生滑动张裂，热液乘虚贯入，交代围岩，携带矿物质在合适的构造部位沉淀，富集成矿。在研究区，该带多为低洼地，常见岩脉贯入，热液活动强烈，岩石蚀变显著，形成含矿透闪石-绿泥石化带。Ⅰ号主矿带中的1、2、3、5、7、9、13、16、22与25号矿体即赋存其中，矿石不仅呈似层状，还呈细脉浸染状、角砾状等。

张裂构造控矿  根据节理测量统计，研究区发育近N-S向和近E-W向两组剪节理，对应SE-NW的最大挤压应力方向(图 9中应力场图解)。在NE-SW方向的引张应力作用下，在原形成矿源层和含矿岩块构造透镜体的黄龙组与新元古代浅变质岩系接触带，发生“S”形扭曲变形和错位，扩大了原构造薄弱带的空间，加剧了角砾岩化、硅化和矿化，形成石英岩、含矿充填体。在研究区，张裂构造控矿带多沿NE或近E-W方向展布，沿走向常呈“S”形扭曲，在扭曲部位发生拉张错位，形成产状与1号主矿体相反的61号矿体(图 9)。钻孔岩心中常见角砾状矿石。矿体厚度变化大，如在矿区的11-15、10-16和24-28线，矿体厚度在“S”形扭曲部位均发生增大现象，呈东西向排列；远离扭曲部位，矿体变薄。

层间裂隙控矿  主要见两种类型。其一是由于岩性的差异，受力后发生一系列层间滑动和储矿裂隙构造。此类构造控制的矿体厚度变化大，但铜含量较富。如ZK1202孔，其矿体平均品位Cu为3.291%、WO₃ 0.271%，Cu最高品位达6.263%。另一种类型是断裂带裂隙，是含矿热液充填场所。当裂隙构造与层面平行时，形成似层状矿体；当它们斜切地层时，则形成斜切地层的矿体(如20、24线部分矿体)。

4.3 岩浆活动对成矿的控制

岩浆侵入活动及热液作用，是研究区铜-钨多金属矿床重要的矿质来源和控矿因素。岩体与矿化有着密切的成因与时空联系。凡工业钨矿体，均离不开花岗岩类；矿化时间与岩浆成岩同时或略晚；其成矿所需的热能，主要来自花岗岩浆(杨树锋等，1996; 华仁民等，2010)。

在矿质含量上，据化学分析数据，各类岩体矿质含量均较高，花岗斑岩的钨元素丰度最高。其中，煌斑岩Cu 500×10^-6，Zn 463×10^-6，花岗闪长岩Cu 150×10^-6、Zn 150×10^-6、Ag 5×10^-6，闪长玢岩Cu 2000×10^-6，花岗斑岩Cu 283×10^-6、Mo 58×10^-6、WO₃ 27×10^-6。这些成矿元素含量较高的岩浆体，在不断朝地表上涌的过程中，将为地层中的矿源层增添矿物质。当条件适宜时，两者叠加，容易富集成矿。

区内不少岩浆岩本身就是富集铜、钨等元素的岩体。如23线的花岗斑岩Cu含量平均0.54%，花岗闪长岩Cu含量0.38%~0.6%。9号矿体产在花岗斑岩中，46号矿体产在微晶花岗闪长岩中，35号矿体则是个蚀变的中基性脉岩。表明区内有些岩脉(岩枝) 本身就是成矿岩体。较高含量的矿物质是燕山晚期中酸性岩浆在分异、冷凝过程不断演化，逐渐富集的产物。

曾经对区内岩体的微量元素与矿体中伴生的微量元素含量进行过对比，结果表明，两者微量元素Ga、Co、Sn含量相近(表 3)。这3种矿质为岩浆岩所独有，提高了矿床的开发利用价值。

区内花岗岩类在地表或浅部多呈脉状产出，往深处变宽增大。地表矿化现象多出现在酸性岩脉与碳酸盐岩接触的矽卡岩带，或者出现在酸性岩浆侵入由碳酸盐岩组成的构造角砾岩-透镜体带的强烈蚀变带中。往深处亦同。如1号矿体一部分直接产于花岗岩与碳酸盐岩接触的矽卡岩带(透闪石-阳起石化带) 中，一部分则产在被花岗岩侵入的构造破碎带内部及其附近。

4.4 成矿机制探讨

酸性岩浆岩本身含有各种亲石元素和部分亲铁元素。在上侵过程中这些元素会与岩浆中的热、汽、水、卤族元素发生化学反应，形成含矿热液。当岩浆与含矿热液与围岩接触时，会发生选择性交代。其中，SiO₂和H₂O热液会和较强化学活泼性的碳酸盐岩围岩(灰岩、白云岩) 发生化学交代作用，形成各种矽卡岩矿物，如透闪石、阳起石、滑石、绿泥石、透辉石等，同时也使围岩矿源层中的矿质析离出来，进入含矿热液，使矿质增富，然后迁移在适宜的构造薄弱带中沉淀，聚集成矿。

成矿初期，岩浆和含矿热液处在深部封闭或半封闭的高温高压环境。热液中含有较多的游离氧和挥发物质，因而活性强，易迁移。在上侵迁移过程中，时时从围岩中吸取有用元素(主要是W)，并使岩石蚀变(绿泥石化、滑石化、透闪石化、阳起石化)，形成白钨矿体，伴随少量辉钼矿、辉铋矿。随着含矿热液不断上涌，温度和压力将逐渐下降，导致pH、Eh条件发生变化。其结果是游离氧大大减少，硫浓度大大增加，大量铜锌矿质(初期仍有W) 从溶液中，以硫化物形式析离出来，以交代充填的方式形成细脉浸染状铜钨(锌) 矿石、铜(锌) 矿石或硫化物矿石，围岩亦发生强烈透闪石-绿泥石化、硅化蚀变。

上述成矿作用，并非一次完成，往往是多次完成的。在构造应力作用下，往往发生多次构造滑移、裂隙扩张、流体交代或含矿热液充填、围岩矿质被交代析离以及矿质迁移的过程。一个矿床的形成，往往是多次矿质迁移、沉淀聚集的结果。

5 结论

研究区位于乐平晚古生代浅海相碳酸盐岩盆地中，发育在江南新元古代造山带基底之上。晚古生代盆地中发育黄龙组和船山组铜钨矿源层，断裂和裂隙构造发育。地层与构造均呈NE向展布。

区内与铜钨多金属矿化关系密切的岩浆岩是晚侏罗世-早白垩世花岗岩类，呈NE向延伸。岩石类型较多，规模较大。但地表多以岩脉、岩枝出露，往地下增宽变大。这些岩浆岩中铜钨等多金属元素丰度值高，尤以花岗斑岩铜钨含量最高。

研究表明，朱溪铜钨矿床的成矿明显受地层、岩浆热液、构造等3因素的控制。在地层方面，以碳酸盐矿物为主的黄龙组和船山组是形成矿床的重要物质基础，为成矿提供了大量的矿质来源。在岩浆热液方面，花岗岩浆本身含有丰富成矿物质，是重要的矿质来源，在其上侵过程中，岩浆热液不断萃取围岩中的有用元素，使成矿热液的矿质加富，迁移至合适的构造部位后可富集成矿。本区断裂控矿作用明显，黄龙组与新元古代浅变质岩接触界面是个构造薄弱带，近东西向的张裂带和层间裂隙带是含矿热液的运移通道和储矿空间。三者联合作用，往往形成大的矿体。区内的Ⅰ号主矿带，尤其是其中的厚大矿体，其展布和规模均与矿源层、岩浆热液、构造密切相关。

在朱溪矿区42线，近期施工钻孔中发现视厚度达226.5m、WO₃平均品位为0.491%的白钨矿体，并有富铜钨矿体出现。深部以矽卡岩型钨矿体、铜钨矿体为主，矿体多，品位高；浅部和地表以铜矿体和铜锌矿体为主，孔雀石化花岗斑岩、细晶岩脉和煌斑岩脉也很普遍。

最新勘探结果表明，朱溪矿区具有形成大型至超大型矿床的条件。研究认为，沿矿区深部找钨多金属矿和往NE找铜多金属矿有良好的找矿前景，塔前~赋春断陷盆地是寻找与岩体、矿源层有关的矽卡岩型铜钨多金属矿床的有利远景区带。

致谢 研究工作得到江西省地矿局912地质大队、江西冶金地质勘探四队多位同行的帮助，提供野外工作和钻孔等资料的诸多方便。非常感谢审稿专家认真细致地审阅本稿件，提出了诸多有益的建设性建议，帮助提高了本文的研究质量。