2017, Vol. 33
钦杭成矿带东段处于华夏地块与扬子地块的交接部位，其独特的构造背景又造就了其独特的岩浆事件与成矿作用，兼具了邻区长江中下游成矿带和武夷山成矿带的成矿特点，是华东重要的铜、金、铅锌、钨锡、铌钽、铀等多金属成矿带，带内分布有多处世界级超大型矿床，如德兴斑岩铜矿、朱溪钨(铜)矿、大湖塘钨矿、金山金矿、银山铅锌银多金属矿、雅山铌钽矿等，其中绝大部分矿床与燕山期中酸性岩浆有密切的成因联系。前人对钦杭成矿带东段单个的岩体和矿床已做过大量的研究(李晓峰等，2009；Guo et al., 2012；Wang et al., 2012；丰成友等，2012；黄兰椿和蒋少涌，2012；杨泽黎等，2014；陈国华等，2015)，区域成岩、成矿规律也有不少的研究总结(杨明桂和梅勇文，1997；王德滋和沈渭洲，2003；毛景文等, 2004, 2008, 2011；Zhou et al., 2006；华仁民等, 2003, 2005；Wang et al., 2015)。本文在此基础上，综合近几年新的研究成果，对区内的燕山期中酸性岩浆的成因演化、空间分布规律及其与成矿的关系进一步进行系统的归纳总结，试图理清成岩与成矿的规律，从而指导区域的找矿工作。
1 区域地质背景钦杭成矿带的主体范围为钦杭结合带，钦杭结合带是扬子地块与华夏地块在晋宁期碰撞、拼贴形成的多块体结合带，其南西起于广西钦州湾，北东至浙江杭州湾，长约2000km，总体呈反S形弧状展布(杨明桂和梅勇文，1997)，其南部以萍乡-广丰-绍兴断裂与华夏地块分界，北部以宜丰-景德镇-歙县断裂与扬子地块分界。钦杭成矿带东段包含了整个钦杭结合带东段，以及钦杭结合带东段两侧燕山期岩浆成矿所涉及的范围，包括北部的江南造山带东段和南部的武功山-天台山隆起带，在行政区划上主要包括江西北部、浙江西部及安徽南部，总体呈北东东向展布，长约900km，宽190~230km，面积约18万平方千米(图 1)。
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图 1 钦杭成矿带大地构造简图(a)及成矿带东段大地构造图(b) F1-宜丰-景德镇-歙县断裂；F2-萍乡-广丰-江山-绍兴断裂；F3-赣东北深大断裂；F4-弋阳-裘川断裂；F5-进贤-婺源断裂；F6-昌化-普陀断裂 Fig. 1 Schematic diagram of tectonic structure (a) and tectonic map of eastern segment (b) of Qinhang metallogenic belt F1-Yifeng-Jingdezhen-Shexian fault; F2-Pingxiang-Guangfeng-Jiangshan-Shaoxing fault; F3-northeastern Jiangxi Province deep fault; F4-Yiyang-Qiuchuan fault; F5-Jinxian-Wuyuan fault; F6-Changhua-Putuo fault |
钦杭成矿带东段基底地层为新元古代地层，包括双桥山群、张村岩群、溪口岩群、万年群、双溪坞群、陈蔡群、宜丰岩组、田里岩组、铁砂街岩组，总体为一套海相火山-沉积建造。自新元古代以来经历了多期构造运动，晋宁期的洋-陆(弧)俯冲、陆陆碰撞，导致扬子地块与华夏地块沿赣东北大断裂碰撞对接，在钦杭成矿带北部形成江南造山带，具有完整的沟-弧-盆体系；加里东运动使得扬子地块与华夏地块完全拼贴结合，形成统一的华南陆块，大体塑造了钦杭结合带及周缘的构造格局；海西期的陆内裂陷，在赣东北深大断裂西侧，宜丰-景德镇-歙县断裂、萍乡-广丰-绍兴断裂之间形成浙赣拗陷带(萍乡-钱塘拗陷带)；紧接着的印支期发生陆内强烈褶皱造山，形成武功山-天台山隆起带，因此，钦杭成矿带东段可概括为“两隆夹一坳”；燕山期构造体制发生转换，经历了陆内造山向岩石圈伸展减薄的过程，导致大规模的花岗岩浆活动，从而引发岩浆成矿作用大爆发。
2 岩浆岩时空演化规律华南在燕山期经历了大规模岩浆爆发与成矿事件(毛景文等, 2004, 2008, 2011；华仁民等, 2003, 2005；李晓峰等，2008；毛建仁等，2014)，燕山期花岗岩也是华南分布最广的岩浆岩。华南燕山期花岗岩出露面积达113000km2，以粤、闽、浙、赣南最为集中(孙涛，2006；周新民，2007)，与加里东期和印支期不同的是，燕山期除有大量的岩体侵位外，还伴有强烈的火山活动，在浙闽沿海地区尤为显著。钦杭成矿带东段作为华南地区重要的组成部分，虽然燕山期岩浆岩出露面积相对较少，但岩浆活动也十分强烈，岩石类型复杂多样，从中性-中酸性-酸性岩均有分布，由于其处于华夏与扬子结合部位，具有独特的岩浆成矿作用。
由于花岗岩类形成作用极其复杂，其形成过程和类型划分必须从成岩物质来源、构造环境、壳幔作用等三方面加以综合考虑和一体化研究(王德滋和沈渭洲，2003)。本文采用当前使用最广的Ⅰ、S、A、M型花岗岩分类法，对其分布规律、时空演化规律以及成矿专属性进行详细讨论。
Ⅰ、S、A型花岗岩有不同的矿物学和地球化学特征。Ⅰ型花岗岩是偏基性的下地壳硅镁层岩石(火山岩)部分熔融的产物(Chappell and White, 1974)，主要岩石类型为钙碱性的花岗闪长(斑)岩和石英闪长岩、二长花岗岩；其一般的地球化学特征为：含有相对高的Na和Ca，A/CNK(Al2O3/(CaO+Na2O+K2O)，分子数之比)＜1.1，具有较低的87Sr/86Sr比值，δ18O＜9‰，有标准矿物透辉石或有少量标准矿物刚玉(1%以下)(陈建林等，2004)，轻度负铕异常，具右倾的稀土配分模式。S型花岗岩源岩以沉积岩或变质沉积岩等壳层沉积物为主，主要为上地壳硅铝层(沉积岩)的部分熔融(Chappell and White, 1974)，以含大量白云母、堇青石等过铝质矿物为特征；A/CNK＞1.1，具有较高的87Sr/86Sr＞比值，δ18O＞9‰，并含有大量标准矿物刚玉(1%以上)，相对低的Na和Ca，具强负铕异常的“海鸥型”稀土配分模式。而A型花岗岩不强调其物质来源，而更强调其化学成分(Collins et al., 1982；Whalen et al., 1987)，Loiselle and Wones(1979)最早将A型花岗岩定义为碱性(alkaline)、贫水(anhydrous)和非造山(anorogenic)的花岗岩；在岩石类型上，目前认为A型花岗岩包括了从碱性花岗岩经碱长花岗岩到正长花岗岩，以及石英正长岩、更长环斑花岗岩和紫苏花岗岩等多种岩石类型，不仅包括了碱性岩类(Eby，1992)，还扩大到碱钙性、弱碱-准铝、弱过铝甚至强过铝质岩石(贾小辉等，2009)；矿物学特征上，A型花岗岩主要的矿物组合为石英、(富Fe)镁铁质暗色矿物、碱性长石，斜长石缺失或含量少(贾小辉等，2009)，其稀土配分模式有也呈“海鸥型”展布，但稀土含量较Ⅰ型、S型花岗岩高，且10000Ga/Al值高(＞2.6)，Zr＞250×10-6，Zr+Nb+Ce+Y元素组合值＞350×10-6是A型花岗岩的关键指标(Collins et al., 1982；Whalen et al., 1987)。
2.1 岩浆活动的阶段性华南花岗岩一直以来就是研究热点，已有很多学者对岩浆活动的阶段性做过大量的研究总结(Xu et al., 1999；周新民, 2003, 2007；孙涛，2006；毛建仁等，2014；邢光福等, 2008, 2017)，虽然不同学者总结出不同阶段岩浆活动强弱有所差异，但综合他们的研究成果，可以看出华南燕山期岩浆活动是连续的，且是有阶段性的。
针对钦杭成矿带东段燕山期岩浆的时序，本文在大量统计成矿岩体成岩成矿年龄的情况下，将钦杭成矿带东段燕山期岩浆活动分为“两期四阶段”：早期早阶段(180~160Ma)、早期晚阶段(160~145Ma)、晚期早阶段(145~125Ma)、晚期晚阶段(125~100Ma)(图 2、图 3、表 1)。
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图 2 钦杭成矿带东段燕山期成矿岩体锆石U-Pb年龄频数柱状图 Fig. 2 Histogram of zircon U-Pb ages frequency of Yanshanian metallogenic rocks in eastern segment of Qinhang metallogenic belt |
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图 3 钦杭成矿带东段燕山期岩浆岩分布图 Fig. 3 Distribution of Yanshanian magmatic rocks in eastern segment of Qinhang metallogenic belt |
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表 1 钦杭成矿带东段燕山期主要岩体锆石U-Pb年龄统计表 Table 1 U-Pb ages of Yanshanian important rocks in eastern segment of Qinhang metallogenic belt |
燕山早期早阶段(180~160Ma)：以Ⅰ型花岗质岩浆侵入活动为特色，岩体规模较小，一般为岩株、岩脉，出露数平方千米。大致沿深大断裂展布，主要包括银山石英斑岩和英安斑岩、江西德兴花岗闪长斑岩、铜山的花岗闪长斑岩、枫林花岗斑岩、永平似斑状黑云母花岗岩、浙江桐村花岗闪长斑岩、天井坞花岗斑岩、岭后花岗闪长斑岩等中酸性岩体。杨昔林等(2011)测得银山外围火山盆地中英安斑岩的锆石U-Pb年龄为181.3±2.1Ma，是目前钦杭成矿带东段获得的燕山期岩体最老年龄。
燕山早期晚阶段(160~145Ma)：Ⅰ型与S型花岗岩浆同时活动。Ⅰ型花岗岩分布在江南造山带北缘和昌化-普陀、江山-绍兴深断裂带，主要有阳储岭花岗闪长斑岩、闲林埠花岗闪长岩、广山-栅溪花岗闪长岩、千家村花岗闪长岩等。S型花岗岩主要分布于武功山-北武夷和九岭-障公山两个构造隆起区。岩体规模较大，一般呈岩基、岩株、岩瘤状产出。与成矿有关的岩体主要有冷水坑火山-侵入杂岩、浒坑白云母二长花岗岩、下桐岭白云母花岗岩、雅山白云母花岗斑岩、葛仙山二长/正长花岗岩、九仙塘黑云母花岗岩、鹅湖二云母花岗岩、东源花岗闪长斑岩等岩体，其中东源岩体具有为Ⅰ、S复合特征(王德恩等，2011)。
燕山晚期早阶段(145~125Ma)：S型花岗岩为主，开始伴有A型花岗岩侵入。S型花岗岩大规模侵入，主要形成了九岭地区的大湖塘酸性侵入杂岩，障公山地区的鹅湖、障公山、潘村、右龙等二云母花岗岩和仙霞花岗闪长岩，浙西产出马鞍山、顺溪等二长花岗岩等侵入岩体；以及以萍乡-广丰-绍兴深断裂南侧相山杂岩为代表的酸性火山-侵入杂岩。
在昌化-普陀断裂北侧安吉-天目山一带出露了最晚期的坞山关杂岩、莫干山花岗岩(128±2.1Ma)等Ⅰ型花岗岩侵入体。该阶段末期，从136Ma开始，在江山-绍兴、球川-萧山断裂发育大桥坞花岗斑岩、大洲酸性火山-次火山岩、儒洪钾长/二长/正长花岗岩、洪公(石英)正长岩、白菊花尖斑状花岗岩和岩前二长花岗岩等A型花岗岩。
燕山晚期晚阶段(125~100Ma)：大量产出A型花岗岩，包括大茅山二长/正长花岗岩、灵山环斑二长花岗岩和晶洞碱长花岗岩、三清山黑云母碱长花岗岩、沐尘黑云角闪二长岩，银坑花岗斑岩、治岭头火山-次火山杂岩等，在浙西形成儒洪-治岭头A型花岗岩带，由北西往南东年龄逐渐变新。
2.2 岩浆岩的空间分布特征钦杭成矿带东段的燕山期侵入岩体及成矿具有明显的空间分带性。大致以宜丰-景德镇、萍乡-广丰-绍兴断裂为界，由北往南依次可划分为九岭-障公山、万载-杭州湾、武功山-天台山三个岩浆岩带。万载-杭州湾岩浆岩带对应于钦杭构造结合带，为Ⅰ型花岗岩主要分布区；九岭-鄣公山和武功山-天台山两个浆岩带分别大致对应扬子地块南缘的江南隆起带东段和华夏地块北缘隆起带，以发育大量S型花岗岩为特点。
2.2.1 九岭-障公山岩浆岩带以广泛产出燕山早期晚阶段-晚期早阶段的S型花岗岩为特征，但在江南造山带北缘阳储岭发育Ⅰ型花岗岩。分九岭、障公山、阳储岭等三个构造岩浆岩小区。
九岭小区燕主要包括大湖塘、九仙塘等岩体，主要岩性为黑云母花岗岩、似斑状二云母或白云母花岗岩，呈岩株、岩脉产出。
在障公山小区内北西西向串珠状产出莲花山等十余个岩体，为黑云母花岗岩-二云母花岗岩-白云母花岗岩组合。包括鹅湖、金村、桃岭岩体、右龙、障公山、陀川、段莘等岩体，岩体年龄集中在128~150Ma。在该带北侧产出东源花岗闪长岩成岩年龄最早(152~149Ma)(王德恩等，2011)。
该带有少量Ⅰ型花岗岩，以阳储岭杂岩为代表，其由早至晚发育有花岗闪长斑岩、二长花岗斑岩、花岗闪长岩，以花岗闪长岩为主体，其锆石U-Pb年龄为146.2±3.4Ma(数据据李春海，未公开发表)。
2.2.2 万载-杭州湾岩浆岩带为Ⅰ型花岗岩集中分布区，同时伴有S型、A型花岗岩。沿宜丰-景德镇、江山-绍兴、赣东北等深断裂带以及球川-萧山、开化-淳安、昌化-普陀等断裂形成了5条Ⅰ型花岗岩亚带：①宜丰-景德镇Ⅰ型岩浆岩亚带，形成于燕山早期，由志木山、村前、塔前、弹岭等斑岩体组成；②江山-绍兴Ⅰ型岩浆岩亚带，包括江西铜山、船坑、永平等岩体，向东延伸到浙江广山、栅溪等斑岩体，在安吉一带产出燕山晚期早阶段的高分异Ⅰ型岩体；③东乡-德兴Ⅰ型岩浆岩亚带，形成于燕山早期早阶段，主要岩体有邦彦坑、铜厂、朱砂红、富家坞、枫林等岩体，也是研究区燕山期岩浆活动的中心岩带；④开化-建德Ⅰ型岩浆岩亚带，受开化-淳安、球川-萧山断裂控制，其中桐村、兰花坞、天井坞、建德岭后铜矿区花岗斑岩等岩体，焦坑口、上三溪等岩体形成于燕山早期晚阶段；⑤昌化-普陀Ⅰ型岩浆岩亚带，沿昌化-普陀断裂产出燕山早期晚阶段的闲林埠、上台门等岩体。
在赣东北地区还分布有灵山、三清山A型花岗岩基。在浙西萍乡-广丰-绍兴深断裂附近，万载-杭州湾岩浆岩带与武功山-天台山岩浆岩带结合部位发育儒洪-治岭头A型花岗岩带，年龄集中在136~110Ma。
2.2.3 武功山-天台山岩浆岩带位于萍乡-广丰-绍兴深断裂带南侧，出露大面积的S型花岗岩和少量A型花岗岩。由西向东可划出武功山、相山-玉华山、北武夷、江山-遂昌4个小区，相伴出现次火山-喷发岩相。
武功山小区有明月山、武功山、章庄、三江、浒坑、雅山、下桐岭、紫云山、大王山、铁山等中小岩体群，主要为黑云母二长花岗岩、二云母二长花岗岩、花岗斑岩构成的S型花岗岩组合，年龄集中在145~151Ma。
相山-玉华山小区发育S型花岗质火山-侵入杂岩。最有代表性的相山和玉华山杂岩体都主要由碎斑熔岩、碎斑花岗斑岩、粗斑二长花岗斑岩等组成。
北武夷小区主要产出S型花岗岩与酸性、中酸性火山-次火山斑岩。主要有葛仙山复式花岗岩基、冷水坑火山-侵入杂岩，梨子坑花岗质火山-侵入杂岩。在江西东乡南部、盛源、铅山-石塘等火山盆地中，都有相伴的次火山斑岩体产出。
江山-遂昌小区大面积出露燕山晚期晚阶段火山-侵入杂岩，发育洪公、沐尘等A型花岗岩。
2.3 岩浆活动的时空演化从统计的年龄数据可以看出(表 1)，东乡-德兴Ⅰ型花岗岩带及其旁侧江山-绍兴附近的Ⅰ型花岗岩带是研究区岩浆活动最早的区域，成岩时代早于160Ma，作为区域岩浆活动中心，为燕山期岩浆大爆发的最先响应，这其中又以赣东北深大断裂中的银山次火山岩和德兴铜矿斑岩岩浆最早活动。
S型花岗岩主要形成于在岩浆活动高峰期(160~125Ma)，集中分布在研究区南北两侧的九岭-障公山岩浆岩带、武功山-天台山岩浆岩带。A型花岗岩侵位时间在136Ma以后，以大桥坞花岗斑岩形成时代最早，除大茅山、灵山岩体外，其它岩体集中分布在浙西，形成儒洪-治岭头A型花岗岩带，有由北西向南东年龄逐渐变新的演化趋势。
总体上，钦杭成矿带东段燕山期岩浆活动以东乡-德兴Ⅰ型花岗岩带为中心向四周演化，江西段岩浆活动早于浙江段，经历了从西往东，从Ⅰ型→S型→A型演化的过程，不同阶段岩浆活动强弱不同，但是一个连续过程，燕山早期晚阶段和燕山晚期早阶段为岩浆活动的最高峰。
3 岩浆成矿专属性由于构造背景、岩浆源区的差异，不同的岩浆具有不同的地球化学成分和演化规律，从而形成不同的矿床。杨明桂等(2004)在研究江西北部金属成矿规律时根据花岗岩的成矿专属性，将赣北的Ⅰ型花岗岩细分为I1型与I2型，S型花岗岩细分为S1型、S2型和S3型三个亚类，很好的表现了岩浆与成矿的关系，本文沿用这种分类方案，并在此基础上进一步补充完善了该分类模式，选取钦杭成矿带东段重点矿床与成矿关系最紧密的岩体进行了详细的地球化学和成矿规律的研究总结，现分述如下。
3.1 Ⅰ型花岗岩特征及成矿根据岩石特征及其成矿专属性，可划分出与铜多金属有关的I1型和与钨钼多金属有关的I2型花岗岩类。
3.1.1 I1型花岗斑岩类与铜(金)铅锌铁多金属成矿I1型花岗岩类主要包括江西德兴铜厂、富家坞、朱砂红的花岗闪长斑岩，银山的石英斑岩，广丰铜山、船坑的花岗闪长斑岩、石英闪长玢岩，江西东乡枫林的花岗斑岩，铅山永平的似斑状黑云母花岗岩；浙江开化桐村的花岗闪长斑岩、天井坞的花岗斑岩，建德岭后的花岗闪长斑岩，临安闲林埠、上台门的花岗闪长岩，绍兴漓渚栅溪石英闪长岩，安吉坞山关酸性杂岩(黑云母二长花岗岩、正长花岗岩、花岗闪长岩)及莫干山的花岗岩、石英二长斑岩等岩体。为一套以酸性岩体的主的中酸性岩石。分布在江山-绍兴、东乡-德兴、开化-建德Ⅰ型岩浆岩亚带。
其SiO2含量为55.7%~79.4%，平均含量66.56%。Na2O含量变化范围较大，最高达4.46%，其中岭后、枫林、桐村、天井坞岩体Na2O含量极低，绝大部分样品Na2O含量小于1%，德兴铜矿斑岩、银山、铜山和永平岩体Na2O含量甚至低于0.1%。K2O含量为1.54%~5.28%，平均含量3.65%，其中栅溪的石英闪长岩含量偏低(＜1.6%)；Al2O3含量平均约14.7%，坞山关杂岩体含量普遍偏低(＜14%)，而闲林埠、天井坞岩体含量最高(＞16%)。该套I1型中酸性岩体主要属于高钾钙碱性岩石系列。晚期形成的浙西段Ⅰ型花岗岩明显比早期形成的江西段Ⅰ型花岗岩相对富硅、富钠，有较强的分异演化。
稀土元素总量(∑REE)主要变化范围在84×10-6~197×10-6，轻重稀土分异明显(图 4)，具有大致一致的右倾配分形式图，轻重稀土比值(LREE/HREE)为8.71~22.7，(La/Yb)N=9~39，除坞山关杂岩体中分异型Ⅰ型花岗岩(正长花岗岩)有较明显的负Eu异常外(δEu=0.43~0.55)(唐燕文等，2012)，其它不见显著的负Eu异常(δEu=0.71~1.06)，均表现出正常Ⅰ型花岗岩的特征。大多岩体富集Rb、Th、U等大离子亲石元素，而相对亏损Nb、Ta(图 4)，以坞山关杂岩体表现的最为明显。大部分岩体也表现出Sr、Ba、P、Ti的负异常。但德兴铜厂斑岩体与铜山岩体具有Ba、Sr正异常，具有相似的微量元素特征。
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图 4 I1型花岗岩类球粒陨石标准化稀土元素配分图和原始地幔标准化微量元素蛛网图(标准化值据Sun and McDonough, 1989) 数据来源：桐村、天井坞岩体据陈帅奇(2011)，永平岩体据朱碧等(2008)，银山岩体据Wang et al.(2012)，岭后岩体据资料4)，闲林埠、上台门岩体据资料1)，栅溪岩体据张建芳等(2013)，坞山关岩体据唐燕文等(2012)，德兴斑岩据周清(2011)，铜山岩体据吕劲松等(2016)；图 5同 Fig. 4 Chondrite-normalized REE pattern and primitive mantle-normalized trace element spider diagrams for I1-type granitoid (normalization values after Sun and McDonough, 1989) Data sources: Tongcun and Tianjingwu rocks from Chen (2011), Yongshan rocks from Zhu et al. (2008), Yinshan rocks data from Wang et al. (2012), Linghou rocks from report4), Xianlinbu and Shangtaim rocks from report1), Shanxi rocks from Zhang et al. (2013), Wushanguan rocks from Tang et al. (2012), Dexing porphyry from Zhou et al. (2011), Tongshan rocks from Lv et al. (2016); also in the Fig. 5 |
德兴铜矿斑岩、银山、永平、铜山、桐村、岭后、天井坞岩体及坞山关黑云母二长花岗岩(La/Yb)N＞20，德兴铜矿斑岩、银山、栅溪、闲林埠、铜山岩体Sr/Y比值＞20，大部分岩体的Yb、Y含量都较低，表现出部分埃达克岩性质，其中以德兴铜矿斑岩、银山、铜山岩体最为典型(图 5)。
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图 5 I1型花岗岩类Sr/Y-Y和(La/Yb)N-YbN图解 Fig. 5 Sr/ Y vs. Y and (La/Yb)N vs. YbN diagrams of I1-type granitoid |
与该类岩石相关的矿种有铜(金)、铅、锌、钼、铁，形成一批大型、超大型矿床，为区内主要的成矿作用，其中德兴、桐村、铜山、岭后岩体以形成一批斑岩-矽卡岩型铜多金属矿床为特征，是钦杭成矿带东段重要的成矿类型，以德兴斑岩型铜(金)矿和岭后矽卡岩型铜矿为代表，枫林铜矿、永平铜矿海底火山-热水喷流沉积矿体也被该类型的Ⅰ型花岗岩进行了改造，并叠加了斑岩-矽卡岩型铜钼矿化。银山的石英斑岩则形成铅锌银多金属矿床，闲林埠、上台门花岗闪长岩分别形成矽卡岩型铁钼矿床、铅锌铁多金属矿床，栅溪石英闪长岩形成矽卡岩型铁矿，坞山关杂岩形成矽卡岩型铁铜锌、碳酸盐岩交代型铅锌铜、热液充填型铅锌和斑岩型铜钼等多种矿化。综上，早期形成的江西段I1型花岗岩有更明显的埃达克质特征，主要形成铜多金属矿床；晚期形成的浙江段I1型花岗岩主要形成铁、铅、锌矿床，坞山关杂岩有较强的分异演化，分异演化过程形成多类型的矿化。
3.1.2 I2型花岗斑岩类与钨钼成矿I2型花岗岩类主要分布于宜丰-景德镇Ⅰ型岩浆岩亚带，包括江西阳储岭、邦彦坑，安徽靠背尖、东源、竹溪岭、大坞尖、里东坑等岩体，其主要岩性为花岗闪长(斑)岩。阳储岭岩体以花岗闪长岩为主体，少量的花岗闪长斑岩、二长花岗斑岩，靠背尖、东源岩体为花岗闪长斑岩，这些岩石主量元素含量具有相似的特征，SiO2含量变化范围在65%~73%之间；Na2O平均含量为3.26%；K2O平均含量为4.11%，含量稳定。CaO平均含量2.28%；MgO平均含量约0.84%，其中背靠尖岩体含量最高(平均1.67%)，东源岩体含量最低(平均0.74)；Al2O3含量稳定，平均约14.67%。阳储岭、东源岩体绝大部样品A/CNK=1~1.1，为过铝质；靠背尖岩体A/CNK平均值为0.92，属于准铝质。总体具有高钾钙碱性花岗岩特征，较I1型略偏酸性。
阳储岭、靠背尖岩体稀土含量特征基本一致，∑REE总量变化范围分别为88.9×10-6~147.2×10-6，轻重稀土比值(LREE/HREE)为9.73~15.0，(La/Yb)N=9.95~34.2，以东源岩体轻重稀土分异最强。Eu有弱负异常，δEu=0.73~0.87。在稀土配分形式图表现为右倾形式，轻重分异明显(图 6)。
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图 6 I2型花岗岩类球粒陨石标准化稀土元素配分图和原始地幔标准化微量元素蛛网图(标准化值据Sun and McDonough, 1989) 数据来源：阳储岭岩体据莫名浈(1990)，背靠尖岩体据周翔等(2012)，东源岩体据王德恩等(2011) Fig. 6 Chondrite-normalized REE pattern and primitive mantle-normalized trace element spider diagrams for I2-type granitoid (normalization values after Sun and McDonough, 1989) Data sources: Yangchuling rocks from Mo (1990), Kaobeijian rocks from Zhou et al. (2012), Dongyuan rocks from Wang et al. (2011) |
总体上阳储岭、靠背尖、东源岩体具有相似的微量元素特征(图 6)，均富集Rb、Th、U、K元素，不同的是阳储岭、东源岩体Ba、Sr有明显的负异常，靠背尖岩体具有较高的Ba、Sr含量，没有明显的负异常，其源区熔融物质可能有一定的差异性。
此类岩石主要形成矽卡岩型、斑岩型钨、钼矿床，阳储岭、东源岩体形成斑岩型钨(钼)矿，背靠尖、竹溪岭、大坞尖岩体形成矽卡岩型钨(钼)矿。
3.2 S型花岗岩特征及成矿具体划分为与钨多金属有关的S1型、与钽铌多金属有关的S2型、与铅锌银铀多金属有关的S3花岗岩类。
3.2.1 S1型酸性-超酸性花岗岩类与钨、锡、钼、铋成矿主要包括九岭-障公山岩浆带中的大湖塘S型酸性杂岩(细粒黑云母花岗岩、二云母花岗岩、白云母花岗岩、花岗斑岩)和潘村二云母花岗岩、金村二长花岗岩等；万载-杭州湾岩浆岩带东段的顺溪二长花岗岩，朱溪花岗斑岩、塔前花岗闪长斑岩、木瓜钾长花岗岩等；武功山-天台山岩浆岩带西部的浒坑白云母/二云母二长花岗岩，徐山、下桐岭白云母花岗岩，熊家山花岗斑岩等岩体。
该套岩石其SiO2含量变化范围在71.5%~77.28%，平均含量73.98%。Na2O+K2O=6.76%~9.92%，平均值为8.61%；K2O/Na2O=0.77~4.18(平均1.60)；TiO2=0.04%~0.23%(平均0.1%)；Al2O3含量为12.68%~14.69%(平均13.67%)，CaO含量为0.08%~0.85%(平均0.5%)；MgO含量为0.03%~0.52%(平均0.19%)。总体来说，该套岩石具有高硅、富碱、高钾、贫钙、贫镁、低钛等特点。其里特曼指数σ=1.35~3.42，平均2.44，除下桐岭部分样品＜1.8外，其它大部分样品σ变化范围在1.8~3.3，显示了钙碱性系列岩石的特征。A/CNK=0.92~1.62，平均1.13，绝大多数样品为过铝质。
稀土元素总量(∑REE)变化较大，变化范围在25.53×10-6~254.3×10-6，以浒坑白云母花岗岩含量最低，平均含量为37.33×10-6，顺溪花岗岩含量最高，平均含量达241.9×10-6。LREE/HREE比值和(La/Yb)N比值差异也较大，变化范围分别为2.27~11.7和1.35~19.0，δEu介于0.03~0.27，强负Eu异常，浒坑、顺溪岩体比值较低。从稀土的配分形式图上可以看出，除大湖塘岩体有明显的右倾曲线外，浒坑、木瓜、顺溪三个岩体轻重稀土分异弱，具有较一致的“海鸥型”稀土配分形式(图 7)。在微量元素上，大多样品均富集Rb、Th、U等元素，而相对亏损Ba、Sr、P、Ti，没有明显的Ta、Nb负异常。
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图 7 S1型花岗岩类球粒陨石标准化稀土元素配分图和原始地幔标准化微量元素蛛网图(标准化值据Sun and McDonough, 1989) 数据来源：大湖塘岩体据黄兰椿和蒋少涌(2012)，浒坑岩体据刘珺等(2008a)，木瓜岩体据厉子龙等(2013)，顺溪岩体据黄国成等(2012) Fig. 7 Chondrite-normalized REE pattern and primitive mantle-normalized trace element spider diagrams for S1-type granitoid (normalization values after Sun and McDonough, 1989) Data sources: Dahutang rocks from Huang and Jiang (2012), Hukeng rocks from Liu et al. (2008a), Mugua rocks from Li et al. (2013), Shunxi rocks from Huang et al. (2012) |
该类岩体与钨、锡、钼、铋成矿关系密切，主要形成矽卡岩型、蚀变花岗岩型和石英脉型矿床，代表型矿床为大湖塘、下桐岭、熊家山蚀变花岗岩型、石英脉型钨(铜)矿，朱溪、塔前矽卡岩型钨(铜)矿，浒坑石英脉型钨矿，而徐山钨矿则兼具三种矿化类型。
3.2.2 S2型高分异花岗岩类与钽、铌、锂成矿主要分布于江西武功山地区，以雅山花岗岩为代表，该岩体为一经多阶段演化形成的复式花岗岩体，自早至晚主要可区分为黑鳞云母-白云母花岗岩-Li云母花岗岩-黄玉锂云母花岗岩等不同阶段(杨泽黎等，2014)。
该岩体SiO2含量介于68.66%~74.09%，平均含量72.4%；Na2O含量为2.59%~6.63%(平均4.34%)，K2O含量为2.39%~6.94%(平均4.33%)，K2O/Na2O=0.39~2.68；TiO2平均含量0.07%；Al2O3含量为14.4%~18.87%(平均15.85%)，CaO含量为0.09%~0.60%，平均0.14%；MgO含量为0.08%~0.33%(平均0.14%)；P2O5含量为0.13%~0.76%(平均0.26%)；F含量为0.06%~1.82%。该套岩石具有富硅、富碱、富铝、高磷、高氟，贫钙、贫镁、低钛等特点，属于典型的高氟高磷花岗岩(李洁和黄小龙，2013)。总体上，雅山岩体的各阶段花岗岩的主量元素含量规律变化，从二云母花岗岩→Li云母花岗岩→锂云母花岗岩的岩浆演化过程中，岩石Al2O3、Na2O、P2O5、Li、F显著增加，而SiO2、MgO、K2O含量明显降低。岩石里特曼指数σ=2.17~3.31，为钙碱性岩石系列。A/CNK=1.16~1.45，属于强过铝质花岗岩。
雅山岩体稀土含量较低，并且变化程度很大(∑REE＝0.482×10-6~160.1×10-6)，(La/Yb)N=2.87~21.4，轻重稀土分异并不明显，且从二云母花岗岩→Li云母花岗岩→锂云母花岗岩，轻重稀土分异逐渐减弱，稀土总量急剧下降，但它们的稀土元素配分曲线相似，均具有强烈的Eu负异常(δEu=0.16~0.62)和非常明显的四分组效应(图 8)。明显的Rb、Th、U、Ta、Nb、P正异常和明显的Ba、Sr负异常的特征。总体上，雅山岩体从早阶段到晚阶段花岗岩的Rb、Ta、P含量逐渐增加，而Ba、Sr、REE含量逐渐减少的趋势，最晚阶段的黄玉锂云母花岗岩强烈富集Rb、Ta、P，而亏损Ba、Sr、REE，并具有非常低的Nb/Ta、Zr/Hf比值，显示出高度分异演化的特点(李洁和黄小龙，2013)。
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图 8
S2型花岗岩球粒陨石标准化稀土元素配分图和原始地幔标准化微量元素蛛网图(标准化值据Sun and McDonough, 1989)
数据 |
岩浆的高度分异演化是形成雅山铌钽矿床的主要机制，在流体-熔体相互作用体系中，绝大部分Nb、Ta都富集于熔体，流体中所占比例极低。在岩浆演化过程中不断富集的P、F、Li元素增加了熔体中非桥氧数(NBO)，促使Nb、Ta元素在岩浆中的溶解度加大而逐渐富集成矿(李洁和黄小龙，2013；杨泽黎等，2014)。
3.2.3 S3型酸性-超酸性斑岩-次火山岩类与铅、锌、银、铀(金)成矿该类岩石主要分布于武功山-天台山岩浆岩带中东段、万载-杭州湾岩浆岩带浙西北地区。以冷水坑花岗质火山-侵入杂岩为代表，还包括江西相山、玉华山、铜拔山火山-侵入杂岩体和葛仙山侵入杂岩体，及浙江淳安结蒙花岗闪长斑岩，上饶梨子坑潜火山岩(花岗斑岩、流纹斑岩)、生米坑杂岩(熔结凝灰岩、花岗岩)、龙头岗似斑状花岗岩等。
该类岩石SiO2含量介于62.42%~81.78%，平均含量72.85%，以梨子坑含量最高(平均含量77.61%)；Na2O含量差异较大，变化范围为0.05%~6.86%，平均含量2.25%，其中以冷水坑的流纹斑岩和花岗斑岩含量最低(＜0.11%)；大部分样品K2O含量变化范围为2.69%~6.64%，但梨子坑表现出异常低K2O含量(＜0.5%)；TiO2平均含量0.22%；Al2O3含量为10.81%~19.62%(平均14.15%)，表现出与SiO2含量呈负相关关系特征；CaO含量为0.055%~3.72%，平均0.92%，以冷水坑的花岗斑岩和正长花岗岩含量最低(＜0.15%)；MgO含量为0.03%~2.57%(平均0.92%)。该类岩石具有高硅、富碱、富铝、低钙的特征。梨子坑的花岗斑岩明显的富钾、低钠，而冷水坑的流纹斑岩和花岗斑岩具高铝、富钾、异常低钠的特征。
稀土元素总量(∑REE)变化较大，介于47.56×10-6~547.8×10-6，以冷水坑的流纹斑岩含量最高。LREE/HREE比值和(La/Yb)N比值差异也较大，变化范围分别为1.80~18.0和1.26~27.0，以冷水坑流纹斑岩轻重稀土分异最明显，具有右倾的配分形式，葛仙山岩体和梨子坑岩体分异最弱，具“海鸥”型配分曲线。除冷水坑的石英正长斑岩外，其它样品均有不同程度的负Eu异常。在微量元素比值蛛网图上，该套岩石具有共同的特征，富集Rb、Th、U，La、Ce等元素，而明显亏损Ba、Sr、P、Ti，弱亏损Ta、Nb(图 9)。
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图 9 S3型花岗岩类球粒陨石标准化稀土元素配分图和原始地幔标准化微量元素蛛网图(标准化值据Sun and McDonough, 1989) 数据来源：冷水坑岩石据左力艳等(2008)，葛仙山岩石据资料5)①，结蒙岩石据资料2)，相山岩石据杨水源等(2010)，梨子坑岩石据徐庆胜等(2014)，生米坑岩石据罗平等(2009) Fig. 9 Chondrite-normalized REE pattern and primitive mantle-normalized trace element spider diagrams for S3-type granitoid (normalization values after Sun and McDonough, 1989) Data sources: Lengshuikeng rocks from Zuo et al. (2008), Gexianshan rocks from report5), Jiemeng rocks from report2), Xiangshan rocks from Yang et al. (2010), Lizikeng rocks from Xu et al. (2014), Shengmikeng rocks from Luo et al. (2009) |
① 江西省地质调查院.2002.1：25万上饶市幅区域地质调查报告
这类岩石以形成火山-次火山热液型矿床为主，冷水坑、铜拔山、葛仙山杂岩体主要为银铅锌多金属成矿；相山、玉华山杂岩体以铀、钍成矿为特色；结蒙、龙头岗岩体周边则形成纵多中小型矽卡岩型铅锌银铜矿床。
3.3 A型花岗岩特征及成矿典型的A型花岗岩包括江西灵山角闪黑云母碱长花岗岩、三清山黑云母碱长花岗岩(吴旭铃等，2016；张招崇等，2007)，由于A型花岗岩具有特有的化学成分，随着工作程度不断提高，近年来在钦杭成矿带东段甄别出不少新A型花岗岩，如安徽伏岭钾长花岗岩，浙西洪公黑云角闪石英正长岩、大桥坞花岗斑岩，沐尘石英二长岩，白菊花尖斑状花岗岩，银坑、治岭头花岗斑岩，黄石潭、九里岗花岗岩，儒洪正长花岗岩等岩体(卢成忠等，2006；龚日祥和卢成忠，2008；刘亮等，2012；Yang et al., 2012；毛建仁等，2014)。
该类岩石SiO2含量介于63.79%~77.82%，平均含量71.44%，以三清山和岩前岩体含量最高(平均含量76.86%)，沐尘岩体最低(平均含量64.9%)；Na2O含量稳定，变化范围为2.85%~5.17%，平均含量3.63%，其中以沐尘的石英二长岩含量最高(＞4.2%)；K2O含量变化较小，4.29%~6.14%，平均含量5.09%；K2O/Na2O=1.13~1.82(平均1.42)；Al2O3含量为11.42%~16.6%(平均13.23%)，表现出与SiO2含量呈负相关关系特征；CaO含量为0.02%~3.26%，平均1.18%，以沐尘石英二长岩和洪公角闪石英正长岩含量最高(平均含量1.85%)；MgO含量为0.02%~1.43%(平均0.37%)；FeOT/MgO=3.07~54.1(平均17.1)，沐尘岩体FeOT/MgO最低(＜6.22)，儒洪正长花岗岩最高，平均值25.9。
该套岩石具有高硅、富铝、富碱、高钾的特征，沐尘石英二长岩富铝、富碱特征最明显，但硅含量最低。A/CNK值主要变化范围在0.83~1.16(平均0.99)。
该类岩体稀土元素总量(∑REE)变化较大，主要介于156.4×10-6~523.7×10-6。总体上，以洪公岩体含量最高(平均值433×10-6)。LREE/HREE比值和(La/Yb)N比值差异也较大，变化范围分别为2.80~22.4和1.37~27.3，δEu=0.02~0.79。总体上，以洪公岩体和灵山岩体轻重稀土分异较明显，具有右倾的配分形式；儒洪和三清山、岩前岩体轻重稀土分异弱，负Eu异常最明显，具“海鸥”型配分曲线，以岩前岩体最为典型。
在微量元素比值蛛网图上，岩石普遍具有富集Rb、Th、U元素，轻度亏损Ta、Nb，而明显亏损Ba、Sr、P、Ti的特点(图 10)。Sr、Ba的亏损。除沐尘岩体外，该套岩石还具有较高的104×Ga/Al值，变化范围为2.57~4.75，平均3.48(高于A型花岗岩的下限值2.6)；Zr+Nb+Ce+Y组合含量变化范围为249.2×10-6~987.4×10-6，平均546.2×10-6(远高于A型花岗岩的下限值350×10-6)。综上，较高的K2O+Na2O含量，高的FeOT/MgO和104×Ga/Al比值和高Ta、Nb含量以及“海鸥型”的稀土配分等特征，均表明该套岩石的A型花岗岩属性。值得注意的是沐尘石英二长岩、洪公的黑云角闪石英正长岩虽然富碱，但低硅、低铝，轻重稀土分异较强，Eu负异常不明显，可能属于I、A复合型岩体。
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图 10 A型花岗岩类球粒陨石标准化稀土元素配分图和原始地幔标准化微量元素蛛网图(标准化值据Sun and McDonough, 1989) 注：沐尘岩石据刘亮等(2012)，儒洪岩石据资料2)，洪公岩石据卢成忠等(2006)，三清山岩石据张招崇等(2007)，灵山岩石据资料5)，岩前岩体据资料4) Fig. 10 Chondrite-normalized REE pattern and primitive mantle-normalized trace element spider diagrams for A-type granitoid (normalization values after Sun and McDonough, 1989) Data sources: Muchen rocks from Liu et al. (2012), Ruhong rocks from report2), Honggong rocks from Lu et al. (2006), Sanqingshan rocks from Zhang et al. (2007), Linshan rocks from report5), Yanqian rocks from report4) |
与Ⅰ、S型花岗岩不同，跟A型花岗岩相关的矿种种类较多，几乎包含了Ⅰ、S型花岗岩所有成矿类型，主要分为两类，第一类与Ⅰ型花岗岩类成矿属性相近，形成Au、Ag、Cu、Pb、Zn、Mo矿床，第二类与S型花岗岩成矿属性相近，形成Ta、Nb、W、Sn、Pb、Zn、U矿床。
第一类A型花岗岩主要分布于江山-绍兴断裂以南的仙霞岭一带，并伴有强烈的火山活动，主要岩体包括大桥坞、洪公、沐尘、银坑、治岭头、白菊花尖等岩体。主要矿床为治岭头金铅锌钼矿、银坑钼矿及与沐尘岩体相关的龙游溪口铜铅锌多金属矿。与该类岩体有关的矿床多为岩浆热液型、斑岩型、火山-次火山热液型。其中治岭头火山机构中陆续发现了火山-次火山热液型黄铁矿、铅锌矿及金银矿体，新近的深部深部找矿有发现了斑岩型钼矿。白菊花尖岩体与U、Pb、Zn矿化有关。
第二类A型花岗岩以灵山复式岩体为代表，灵山岩体主要岩性有环斑二长花岗岩和晶洞碱长花岗岩。补充期小岩体或脉岩发育，主要有花岗斑岩、细晶岩、正长斑岩、碱长岩等。其补充期碱长花岗岩与Ta、Nb、W、Sn、Pb、Zn等矿化有关，近年来，在灵山岩体岩体边部及外围发现了松树岗特大型钽铌钨锡矿、黄山大型钽铌矿和中型南家钨铅锌矿，在其外接触带还见有多处钽铌、钨锡、铅锌矿(化)点。
3.4 成矿作用的时空分布规律 3.4.1 成矿作用的阶段性各种同位素年龄数据表明华南地区燕山期岩浆活动与成矿事件是相对应的，具有一致的阶段性，前人已做过大量的总结研究，但不同学者对各阶段时限确定有所不同，究其原因主要是由于所统计岩体、矿床的分布和数量不同，数据的精度不一。毛景文等(2004)认为华南中生代大规模成矿集中发生在三个时间段：170~150Ma铜铅锌和钨矿化，140~125Ma钨锡矿化和110~80Ma锡金银铀矿化，与三次岩石圈伸展相对应；华仁民等(2005)提出华南中生代发生了3次大规模成矿，分别是以180~170Ma赣东北和湘东南的Cu、Pb-Zn(Au)，150~139Ma南岭及邻区W、Sn、Nb-Ta，125~98Ma南岭和东南沿海Au-Cu-Pb-Zn-Ag矿化为代表的成矿作用；毛景文等(2008)再次总结提出华南中生代主要金属矿床出现于230~210Ma、170~150Ma、134~80Ma三个阶段，而燕山期成矿表现为170~160Ma斑岩-矽卡岩型铜多金属成矿和160~150Ma与花岗岩有关的钨锡多金属成矿，100~90Ma浅成低温热液型铜金银矿和钨锡铜成矿。
钦杭成矿带作为华南地区的组成部分，其燕山期岩浆活动与成矿事件总体应与华南地区具有一致性，但作为扬子板块与华夏板块碰撞结合带，独特的构造环境使得其又与华南地区有所不同。毛景文等(2011)总结钦杭成矿带成矿规律后，提出175~155Ma是钦杭成矿带斑岩-矽卡岩-热液脉状铜多金属成矿期；160~150Ma发生大规模钨锡多金属成矿作用；135Ma之后形成次火山活动有关的金银铅锌钨锡矿。中国地质大学(北京)(2012)提出浙西地区燕山期岩浆成矿作用可分为三期：172~158Ma形成与Mo、Cu矿床，144~127Ma形成W、Sn、Cu、Fe矿床，114~108Ma形成Mo、W、Sn、Pb、Zn、Nb、Ta及U等矿床。
本文在前人的研究基础上，收集了部分矿床辉钼矿Re-Os年龄(表 2)，并与其成矿岩体的成岩年龄作对比，结果显示其成岩年龄和成矿年龄基本一致，或成矿时代略晚于成岩时代，但年龄相差一般在±5Ma之内。因此，岩浆作用形成的矿床其岩体成岩年龄可以带表其成矿年龄。根据前文论述的成矿岩体的年龄来看，成矿作用也是连续的，也可分为对应的四个成矿阶段(图 11)：
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表 2 钦杭成矿带东段部分矿床辉钼矿Re含量一览表 Table 2 List of Re-content of molybdenites part of the deposits in eastern segment of Qinhang metallogenic belt |
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图 11 华南及钦杭成矿带成矿阶段划分方案 Fig. 11 Classification of metallogenic stages in South China and Qinhang metallogenic belt |
燕山早期早阶段(180~160Ma)：为区内最重要的Cu多金属成矿期，成矿元素主要有Cu、Pb、Zn、Au、Mo、Ag等。形成了与Ⅰ型花岗岩有关的众多斑岩型、次火山热液型、矽卡岩型铜多金属矿。区内12处中型以上铜多金属矿中的7处(铜厂、富家坞、朱砂红、银山、桐村、村前、张堰)形成于该阶段，其中德兴铜矿田和银山铜铅锌多金属矿田组成了我国东部最重要的铜矿基地，探明储量超过1000万吨。枫林、永平等铜矿海底火山-热水喷流沉积矿床也被该阶段的Ⅰ型花岗岩进行了改造，并叠加了斑岩-矽卡岩型铜钼矿化。
燕山早期晚阶段(160~145Ma)：是区内重要的W、Ta、Nb、Ag、Pb、Zn成矿期。该阶段成矿多与S型花岗岩有关，主要产于武功山-北武夷，形成与S型花岗岩有关的武功山钨铌钽矿集区、北武夷银铅锌矿集区。其中武功山地区产出浒坑、下桐岭大型钨多金属矿，宜春雅山414特大型钽铌矿以及十余处中小型钨矿床；北武夷地区发育冷水坑特大型银铅锌多金属矿和葛仙山外围众多中小型铅锌多金属矿。此外，该阶段还形成了与Ⅰ型花岗岩有关的阳储岭大型斑岩型钨钼矿、闲林埠铁钼矿、漓渚铁钼矿和上台门铅锌矿。
燕山晚期早阶段(145~125Ma):为本区最重要的W、U成矿期，同时还有Nb、Ta、Pb、Zn、Cu、Sn、Fe等多金属成矿。形成与S型花岗岩有关的钨多金属矿和与火山-侵入杂岩有关的铀矿。前者集中于九岭-障公山一带，包括世界级的大湖塘钨(铜)多金属矿床；后者以相山铀矿田为代表，主要集中在钦杭成矿带东段的南部，被称作“赣杭火山岩型铀矿带”。在浙西和北武夷地区分别形成与S型花岗岩有关的钨锡多金属矿和铅锌矿。在昌化-普陀断裂以北的安吉-天目山一带还见有与Ⅰ型花岗岩有关的铁铅锌铜钼多金属矿。该阶段末期，在浙江衢州还产出与白菊花尖等A型花岗岩有关的火山-次火山热液型铀铅锌多金属矿。值得注意的是，今年来在江西灵山岩体周边发现了松树岗特大型钽铌钨锡矿、黄山大型钽铌矿和南家中型钨铅锌矿，预示着这一阶段的A型花岗岩成矿潜力也是巨大的。
燕山晚期晚阶段(125~100Ma)：A型花岗岩多金属成矿，以发育众多中小型火山-次火山热液型Au、Ag、Cu、Mo、Pb、Zn、Fe、U矿床为特点。
3.4.2 成矿作用的空间分布规律工作区九岭-障公山、万载-杭州湾、武功山-天台山三个岩浆岩带发育出三条成矿特征各异的多金属成矿带。
北部江南隆起东段成矿带以大规模W-Mo成矿为特征，多与S型花岗岩密切相关，并以细脉浸染型、云英岩型、石英脉型为主要矿化类型。形成了举世瞩目的大湖塘、朱溪钨(铜)多金属矿田，在隆起带北缘还产出有与I2型花岗岩相关的阳储岭、东源大型钨钼矿。在障公山地区产出青术下、茅棚店等中小型钨锡矿和三堡铅锌矿。
中部万载-杭州湾成矿带以巨量的Cu多金属成矿而举世瞩目。以5条Ⅰ型花岗岩带的成矿作用为特色，以德兴斑岩型、银山次火山热液型、村前矽卡岩型铜多金属矿床为代表。此外，还产出与A型花岗岩相关的矿床，以灵山岩体外围的松树岗特大型钽铌多金属矿、黄山大型钽铌矿为代表。
南部武功山-天台山成矿带以U-Pb-Zn-Ta-Nb-Li-Ag-Cu-Au-W强烈成矿为特色，成矿具有明显的分区性。可分为武功山-徐山W-Sn-Ta-Nb-Li成矿区；相山-会稽山U-Pb-Zn-Ag-Au-Fe成矿区，以相山、盛源、大洲三处大型火山岩型铀矿田和冷水坑特大型银铅锌矿床为代表。浙西江山-遂昌成矿Au-Ag-Cu多金属地区，产出大量与A型花岗岩有关矿床(点)，以治岭头大型金银多金属矿为代表；赛阳关-铜山Cu-Pb-Zn-Au-Ag成矿区，多与Ⅰ型花岗岩相关的Cu-Pb-Zn-Au-Ag成矿区，以永平铜矿钼矿、铜山铜矿为代表。
3.5 成矿物质来源区内斑岩-矽卡岩型铜多金属矿床均与壳幔混源的Ⅰ型花岗岩关系密切，一般认为Ⅰ型花岗质岩浆来源较深，起源于壳幔边界，自然会带来大量Cu、Au等幔源成矿物质。而辉钼矿Re含量能够起到物源示踪的作用(Foster et al., 1996)，大量钼(铜)矿床辉钼矿Re-Os同位素测试数据显示，成矿物质来源于地幔或以地幔物质为主的矿床，其辉钼矿Re含量多在100×10-6~1000×10-6范围内；成矿物质具有壳幔混合源的矿床，辉钼矿中Re含量多在10×10-6~100×10-6；而成矿物质完全来自壳源(上地壳)的矿床，其辉钼矿Re含量明显偏低，＜10×10-6(孟祥金等，2007)。德兴铜矿田三个铜矿辉钼矿Re含量都大于100×10-6(表 2)，甚至超过了1000×10-6，显示其成矿物质以幔源为主，桐村、永平、枫林、阳储岭、塔前等其它斑岩-矽卡岩型铜、钼、钨多金属矿床辉钼矿Re含量平均值在42×10-6~68×10-6，表明成矿物质为壳幔混源。
S型花岗岩一般形成于中上地壳的部分熔融，一般认为泥质岩的熔融形成白云母花岗岩，硬砂岩的熔融形成堇青石花岗岩，所以与S型花岗岩相关的矿床其成矿物质主要来源于地壳，幔源成分很少。钨是亲地壳元素，在现代地幔的平均含量是(0.0083±0.0071)×10-6(Arevalo and McDonough, 2008)，而在地壳中的含量要高于地幔两个数量级，在下地壳的含量为0.6×10-6，上地壳的含量为1.9×10-6(Rudnick and Gao, 2004)。钨矿的形成与S型花岗岩密切相关已被大量研究成果证实(周新民，2007)，上述与S型花岗岩相关的钨矿中辉钼矿Re含量平均值都小于10×10-6(图 1)，也显示其成矿物质来自上地壳。钨还倾向于富集在泥质岩石中，特别是含铁、锰、碳质的细碎沉积物，华南各类泥质岩石中具有最高的W、Sn、Sb、U等成矿元素丰度(鄢明才和迟清华，1997)。在九岭-障公山地区广泛出露的新元古代双桥山群中钨的含量达11.82×10-6，相对平均地壳富集11倍(刘英俊等，1982)，产于其中的大湖塘钨矿成矿岩体(似斑状白云母花岗岩)的源岩就被认为是双桥山群中的富泥质岩石(黄兰椿和蒋少涌，2012)。武功山地区的浒坑钨矿与雅山铌-钽矿的成矿岩体具有相同的源区，均为基底泥质沉积岩熔融形成，不同的是雅山岩体经历了高度分异演化，从正常的二云母花岗质岩浆分异演化成富含Li、F、P的高分异岩浆，由于在岩浆结晶分异和流体交代过程中Nb、Ta优先进入熔体，Li、F、P特殊的化学行为也大大提高了Nb、Ta在熔体的含量，从而形成铌、钽矿化(李洁和黄小龙，2013；杨泽黎等，2014)；而在熔体-流体体系中，相对Nb、Ta，W更容易进入流体中(Linnen and Cimey, 2005)，浒坑白云母二长花岗岩分异演化较弱，熔体-流体作用过程中，W更容易脱离熔体，进入流体中，从而形成石英脉型钨矿。
4 构造背景与岩浆起源 4.1 构造背景及动力学机制扬子地块与华夏地块在晋宁期碰撞拼合结束形成统一的华南大陆后，又主要经历了三个构造旋回，即奥陶纪-志留纪加里东期造山旋回、三叠纪印支期造山旋回、侏罗纪-白垩纪燕山期造山旋回(Gilder et al., 1991；张岳桥等，2009)。早中三叠世华北和华南陆块发生陆陆碰撞，强烈挤压造山运动使得地壳加厚(Faure et al., 1998；Li and Li, 2007)；晚三叠世表现为造山后伸展，加厚地壳的伸展垮塌诱发大规模的岩浆活动(徐先兵等，2009)。燕山早期，随着古特提斯洋的关闭，华南构造体制发生转换，古太平洋板块的俯冲开始起主导作用。
按岩浆产出规律和构造动力背景的变化，整个燕山期又明显可分为早(侏罗纪)、晚(白垩纪)两个阶段。早侏罗世有短暂的岩浆活动静寂期(200~180Ma)，大规模的岩浆活动是从始于中侏罗世(周新民, 2003, 2007；Shu et al., 2007)。中晚侏罗世以挤压作用为主，其导致地壳广泛缩短加厚并伴随着相应的岩浆活动(张岳桥等，2009；徐先兵等，2009；Li et al., 2012)；晚期(白垩纪)以伸展作用为主，其导致一系列断陷盆地和伸展穹窿、变质核杂构造(Shu et al., 2007, 2009)，并诱发了大规模的A型花岗质岩浆侵位和东南沿海双峰式火山岩的喷发(Zhou and Li, 2000；Zhou et al., 2006)。毛建仁等(2014)提出华南中生代多板块汇聚与陆内挤压-伸展构造模式，具体分为四个阶段模式：印支期多板块汇聚与伸展(258~230Ma)、古太平洋板块斜向俯冲为主导的陆内造山(175~150Ma)、古太平洋板块斜向俯冲方向旋转条件下的陆内伸展(150~123Ma)、太平洋板块斜正向俯冲的洋陆构造作用(118~85Ma)，认为华南地区在燕山期经历了短期挤压向长期伸展的过程。邢光福等(2017)认为华东地区在燕山期表现为早期挤压、晚期伸展，变化时间大约在140Ma。此外，周新民(2003)认为中国东南部整个燕山期都处于伸展构造环境，太平样板块的俯冲消减、镁特质岩浆的底侵作用是造成岩浆大爆发的主要原因。谢桂青(2003)通过对基性岩和富碱性岩的统计，认为华南岩石圈发生多次伸展，主要集中在180~155Ma、145~125Ma、110~75Ma三个阶段。
由此可见，燕山晚期(白垩纪)华南总体处于伸展背景已经得到共识，但燕山早期是挤压为主还是伸展为主，仍然存在争议。其实华南燕山期岩浆演化过程及构造背景的变化十分复杂，其挤压和伸展环境可能是交替出现的，从而形成幕式岩浆活动。研究区花岗岩具有清楚的Ⅰ型→S型→A型的演化过程，特别是反映挤压背景的具埃达克性质的岩浆岩形成于早期早阶段，而反映伸展背景的A型花岗岩主要形成于晚期晚阶段，证明钦杭成矿带东段总体经历了由挤压向伸展转换的过程。
目前，对华南燕山期花岗岩形成的构造背景的变化也存在多种动力学模型，主要的观点有：太平洋板块俯冲角度逐渐增大，岩石圈消减和玄武质岩浆底侵相结合的模型(Zhou and Li, 2000)；平板俯冲后的板片折断拆沉和后撤机制(Li and Li, 2007；Li et al., 2012)；板片窗机制(Wu et al., 2012)；此外还存在岩石圈伸展论(Li，2000；Wang et al., 2003, 2008)、下地壳拆沉(王强等，2004)等观点。毫无疑问，太平洋板块的斜向俯冲过程中动力条件的变化是形成华南燕山期不同类型的花岗岩的最主要原因。
4.2 基底特征与岩浆起源如前所述，研究区出露基底地层为新元古代地层，张村岩群、溪口群出露于的东乡-德兴地区，双桥山群大片出露于宜丰-景德镇深断裂北侧；浙江境内出露的基底地层有双溪坞群、陈蔡群、宜丰岩组、田里岩组、铁砂街岩组，零星分布于江山-绍兴深断裂附近。
燕山早期早阶段(180~160Ma)古太平洋板块向华南板块俯冲，大陆边缘挤压应力在陆内形成远程效应，从而导致了钦杭结合带陆内各块体缝合带边界活化，造成下地壳熔融，同时不同程度混有幔源物质，形成大量的Ⅰ型花岗岩浆，使得Ⅰ型花岗岩多沿深大断裂分布。这些Ⅰ型花岗岩的形成可延续到128Ma，浙西段的Ⅰ型花岗岩明显比江西段形成时代晚，且相对富硅、富钠，末期的Ⅰ型花岗岩的成因可能更多的受到伸展背景下底侵玄武岩的影响，有较强的分异演化。值得关注的是以德兴、银山为代表的I1型花岗岩多具有埃达克岩的性质(详见3.1)，而内陆地区“埃达克质”岩的出现常常指示存在地壳的增厚和拆沉作用(Rapp et al., 2002；张旗等，2001)。已有的研究表明中国东部在印支期拼合形成统一大陆时岩石圈厚度达到最大(150~200km)，燕山期以后岩石圈开始大规模减薄(邓晋福等，1996)，而增厚下地壳拆沉作用可能是岩石圈减薄的重要方式(谢桂青等，2005)。赣东北地区燕山早期早阶段的德兴、银山、铜山等具埃达克质的中酸性岩石(I1型)最有可能形成于古太平洋板块俯冲挤压后松弛阶段，在受古太平洋板块俯冲的远程效应下，使得增厚下地壳发生熔融，同时可能伴随有拆沉作用，使得岩石混有更多的地幔物质，从而更有利于形成Cu(Au)矿床(王强等，2004；吕劲松等，2016)。这些增厚下地壳可能就是由新元古代富含火山物质的基底地层组成，由此熔融的埃达克质岩浆继承了其火山弧的地球化学属性。伴随着拆沉作用促进了岩石圈的减薄，软流圈的物质与能量上涌注入岩石圈，必定导致岩石圈的不稳定和不平衡，造成大陆浅部的多次构造-岩浆活动事件。
燕山早期晚阶段至晚期早阶段(160~125Ma)为钦杭成矿带东段岩浆活动的高峰期，以形成巨量的S型花岗岩为特点。该时期发生强烈的板片俯冲，随着俯冲角度的加大或板片后撤，华南构造背景逐渐由挤压转换为伸展，大量的软流圈物质上涌，板片脱水所引起地幔楔熔融形成底侵的玄武质岩浆，激发地壳大规模重熔(刘磊，2015)。研究表明中国东南部中下地壳深度可能存在4~5km厚的镁铁质岩浆岩层，被认为是中生代幔源岩浆底侵作用的产物(Xu et al., 1999；Zhang and Wang, 2007)，这些底侵的玄武质岩浆提供大量的热量，造成中下地壳古老沉积地层的熔融，形式大量的S型花岗岩(周新民，2003)。
燕山晚期早阶段末期至晚期晚阶段(136~100Ma)是研究区A型花岗岩的主要形成期，浙西儒洪-治岭头A型花岗岩带，由北西向南东年龄逐渐变新，与华南燕山期花岗岩由陆向洋逐渐变新的规律一致，这可能是俯冲角度进一步增大，弧后伸展中心向洋移动所致。随着伸展作用的持续进行，玄武质岩浆侵入到地壳浅部，形成大量的辉绿岩墙，并与地壳岩浆房发生混合，表现出双峰式岩浆活动(厉子龙等，2013)。夏炎(2015)总结A型花岗岩主要有三种成因模式：(1)幔源拉斑玄武质或碱性玄武质岩浆高度分异演化；(2)地壳岩石的部分熔融；(3)幔源和壳源岩浆的混合，并对研究区A型花岗岩进行了详细的地球化学和Sr-Nd、Hf同位素研究，认为岩浆的产生可能是由同期受软流圈交代的岩石圈地幔来源的熔体和新元古代到古元古代的基底沉积岩来源熔体的不充分混合。研究区A型花岗岩形成深度在6~10km，主要为中上地壳部分熔融(卢成忠等，2006；张招崇等，2007；龚日祥和卢成忠，2008；刘亮等，2012)，而这些岩体中普遍含有幔源镁铁质包体(郑建平等，1996；刘亮等，2012；Wang et al., 2015)，因此，可以认为研究区A型花岗岩是由亏损幔源岩浆与其诱发的浅部地壳物质熔融形成的长英质岩浆混合后，进一步分异演化形成。由于壳源、幔源岩浆的混合，使得该类花岗岩同时具有Ⅰ型花岗岩、S型花岗岩的成岩成矿特征。
5 结论(1) 钦杭成矿带东段燕山期中酸性岩浆活动是连续的，但具有明显的阶段性，可分为“两期四阶段”：早期早阶段(180~160Ma)、早期晚阶段(160~145Ma)、晚期早阶段(145~125Ma)、晚期晚阶段(125~100Ma)。东乡-德兴Ⅰ型花岗岩带为中心岩带，早期早阶段以形成Ⅰ型花岗岩为主，早期晚阶段形成Ⅰ型、S型花岗岩，晚期早阶段以形成S型花岗岩为主，晚期晚阶段主要形成A型花岗岩。经历了从西往东、从陆向洋，从Ⅰ型→S型→A型的演化过程。
(2) 按成矿专属性，将Ⅰ型花岗岩分为I1、I2两类，将S型花岗岩分为S1、S2、S3三种类型。I1型花岗岩以形成铜金多金属矿床为特色，I2型花岗岩主要形成钨钼矿；S1型花岗岩主要形成钨钼矿床，高分异的S2型花岗岩形成铌钽矿，S3型花岗岩主要形成铅锌银铀矿床；A型花岗岩兼具Ⅰ型、S型成矿特征。与岩浆作用一致，成矿作用也是连续的，可分为相应的“两期四阶段”，依次为早期早阶段Cu多金属成矿期，早期晚阶段W、Ta、Nb、Ag、Pb、Zn成矿期，晚期早阶段W、U成矿期，晚期晚阶段A型花岗岩多金属成矿期。
(3) Ⅰ、S、A型花岗岩的时空演化规律，主要受太平洋板块俯冲过程中动力条件变化的控制，其岩浆来源于不同部位的基底地层，具有不同程度的壳幔相互作用。Ⅰ型花岗岩主要产于深大断裂附近，主要是各块体缝合带被活化，下地壳熔融的产物，有不同程度地幔物质的混入；具有埃达克性质的Ⅰ型花岗岩是由新元古代富含火山物质的基底地层组成的增厚下地壳熔融形成，同时可能伴有拆沉作用发生。S型花岗岩是玄武质岩浆底侵作用，造成古基底沉积地层熔融形成；A型花岗岩是太平洋板块俯冲角度进一步增大，弧后伸展中心向洋移动过程中，较浅部的中上地壳基底沉积地层熔融，同时与幔源熔体不充分混合形成。
致谢 感谢匿名专家为本文提出宝贵意见；感谢李春海博士提供了部分数据；感谢合肥工业大学范裕博士和期刊的编辑老师对本文的帮助。
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