湖南川口印支期花岗岩成因及与钨成矿关系

时间：2024-05-22

罗鹏，陈迪，杨俊，凌跃新，罗来

（湖南省地质调查院，湖南长沙 410116）

与花岗岩类有关的钨矿是最重要的钨矿类型，自二十世纪四十年代起，国内外学者对花岗岩类与钨矿（包括黑钨矿和白钨矿）关系的研究取得了一系列成果[1-7]。华南是世界最大的钨矿集中区，其中南岭钨矿带是最重要的世界级钨成矿带之一。前人对南岭钨矿的成矿时代、矿床成因、成矿母岩、赋矿构造、大地构造背景等进行了大量而深入的研究，提出了南岭钨矿“五层楼”的成矿模型，取得了国际领先的研究成果[8-14]。多数研究表明南岭与燕山早期花岗质岩浆活动有关的大规模钨锡多金属成矿作用主要发生于165～150 Ma，在130～90 Ma也存在花岗岩的矿化作用，具有集中分布和阶段爆发的特征[15-16]。另一方面，随着研究的不断深入，近年来华南地区与印支期花岗岩有关的钨成矿作用报道也越来越多，成矿年龄集中在214～231 Ma之间[17]。

川口岩体位于南岭成矿带的北西侧，出露面积约14 km2，赋存着大型川口钨矿床。自该矿床发现以来，前人对川口岩体及川口钨矿床的地质特征、地球化学、年代学、矿床成因、成矿理化条件、成矿模式等进行了系统的研究，取得了一系列的进展[18-22]。在成岩成矿年代学研究方面，柏道远等[19]利用黑云母K-Ar法获得了川口花岗岩体成岩年龄为164~ 176 Ma，认为川口岩体属于华南地区广泛发育的燕山期岩浆活动的产物；近年来的研究显示川口花岗岩体及相关的钨矿床时代均为印支期，如彭能立等[20]利用辉钼矿Re-Os定年方法获取三角潭钨矿成矿年龄为225.8±4.4 Ma，Li等[21]在川口杨林坳钨矿获得了川口花岗岩成岩年龄为227 ~ 237 Ma、辉钼矿 Re-Os年龄为 212.5±7.3 Ma，Qin等[22]报道了三角潭钨矿与黄龙钨矿的辉钼矿Re-Os年龄分别为230.6±2.9 Ma与229.4±2.6 Ma等。前述高精度的成岩成矿年龄表明，川口花岗岩体及相关钨矿床存在密切的时间及空间上的联系。但是，作为一个由二十余个大小岩体组成的岩体群，川口岩体内存在多期的岩浆侵入活动，目前已报道的花岗岩成岩年龄还较有限，并不足以精确厘定川口岩体的岩浆侵入期次及其时代，从而制约了从整体上讨论川口岩体的成岩成矿特征。为此，本次研究对川口岩体各类型花岗岩的岩石学、地球化学、全岩Sr-Nd同位素组成以及岩体和川口钨矿的形成时代进行了研究，探讨了成岩成矿物质来源与成因关系，同时进一步梳理总结了区域印支期花岗岩的钨成矿作用，以期为华南地区印支期钨矿的找矿工作提供理论依据。

1 地质背景与岩石学特征

川口花岗岩及川口钨矿床位于衡阳市以东约40 km，大地构造位置上位于扬子与华夏两大地块碰撞拼贴带上，处于北北东向茶陵—郴州大断裂与北西向常德—安仁基底隐伏大断裂所组成的三角区域内（图1a）。川口花岗岩侵位于北北西向蕉园背斜核部，北西侧发育有印支期将军庙花岗岩体。蕉园背斜核部为组成褶皱基底的青白口纪冷家溪群黄浒洞组岩屑砂岩、板岩等，两翼为泥盆系—石炭系沉积盖层，与下伏冷家溪群为角度不整合接触。川口花岗岩包括二十余个大小不等的岩体，略具南北向成群产出，地表出露总面积约14 km2。钻孔资料证明在小岩体之间的变质围岩之下有隐伏花岗岩存在，推断一些小岩体在下部可能连通。岩体与围岩侵入接触界线呈波状展布，接触面多倾向围岩，所侵入的围岩均发生较强的角岩化、斑点板岩化等热接触变质。岩体中见有少量的角岩化砂岩捕虏体及围岩残留顶盖。岩体及围岩中发育较多的石英脉及少量的花岗伟晶岩脉；石英脉宽可达10 m，与黑钨矿、白钨矿成矿关系密切，在川口花岗岩岩体群内外接触带已发现多处钨矿产地（图1b）。

图1 川口钨矿床区域地质简图（据文献[23]修改）Fig.1 Regional geological sketch of the Chuankou tungsten deposit (modified after Ref.[23])

川口花岗岩主要岩石类型为二长花岗岩和白云母花岗岩，包括斑状黑云母二长花岗岩、中细粒含斑二云母二长花岗岩。斑状黑云母二长花岗岩为川口花岗岩的主体，呈灰白色、少部分为肉红色，斑状结构，块状构造。斑晶含量10%～15%（图2a、c），主要为钾长石、斜长石、石英；长石斑晶呈半自形板状，钾长石具卡氏双晶，石英呈粒状；局部斑晶有富集特征，斑晶含量可达25%左右，在岩体边部，长石斑晶具有弱定向性。基质主要由钾长石（24%～40%）、斜长石（30%～43%）、石英（20% ～ 25%）、黑云母（5% ～ 8%）、白云母（3%～5%）组成，长石自形程度较好，呈半自形板状；石英呈它形粒状，黑云母呈片状；副矿物常见有钛铁矿、锆石、磷钇矿等。中细粒含斑二云母二长花岗岩呈浅灰色、灰白色，主体不发育斑晶，少部分含斑（斑晶含量一般＜5%，局部有斑晶富集特征，但含量不超过10%），斑晶为石英，偶见长石斑晶；基质主要由钾长石（34%）、斜长石（28%）、石英（30%）、白云母（3%～6%）组成，暗色矿物较少，见黑云母、电气石（含量2%～4%）等；副矿物常见有锆石、磷钇矿等。白云母花岗岩呈灰白色，块状构造，组成矿物为石英（35%）、钾长石（35%）、斜长石（23%）、白云母（5%）（图2b、d）；多呈小岩株产出，岩体与围岩接触带多发育石英脉，石英脉与花岗岩的接触处多见云英岩化。

川口钨矿床为高（中）温热液交代充填型钨矿床，钨矿化类型可见石英脉型的黑钨矿与微细脉状产出的白钨矿，矿体主要赋存于岩体内接触带的断裂构造中，其空间分布及其形态、产状受控于岩体接触带形态和岩浆冷却时形成的横节理。黑钨矿矿床中矿石类型有石英-黑钨矿矿石、石英-黄铜矿-黑钨矿矿石、石英-黄铁矿矿石、黄铜矿矿石。矿石中金属矿物主要为黑钨矿、白钨矿，次为锡石、毒砂、辉钼矿、辉铋矿、黄铜矿、黄铁矿、闪锌矿等；非金属矿物以石英为主，见有少量长石、电气石、重晶石、方解石。黑钨矿呈黑色，半金属光泽，黑钨矿石比重较大，黑钨矿大小不等，多呈块状、团粒状（图2e）、星点状产出；矿石结构有自形晶粒结构、他形—半自形晶粒结构、乳浊状结构、溶蚀交代结构等；矿石常见梳状、块状、浸染状、脉状、晶洞状构造等。白钨矿呈自形晶、半自形晶或他形晶（图2f），与石英、重晶石、方解石等共生分布于矿脉内的晶洞壁，晶洞一般呈椭圆形，大小不一，其长轴大致垂直脉体走向，多呈线形排列，分布于脉体中部近顶板部位；矿脉两侧多见有云英岩化，云英岩化作用强烈时，花岗岩被云英岩取代；脉体中的云英岩化花岗岩与围岩（云英岩化花岗岩）界线清楚，显示脉状充填矿床的特点。矿床的围岩蚀变发育，多见有硅化、云英岩化，电气石化、绢云母化，其中云英岩化与成矿关系最为密切。矿石矿物中，辉钼矿与黑钨矿、石英脉、云英岩化花岗岩伴生，呈片状集合体产出，一般大小1～2 cm，辉钼矿呈浅灰色，强金属光泽，硬度较低，能用指甲刻划。

图2 川口花岗岩与钨矿石露头及镜下特征Fig.2 Photographs and photomicrographs of the Chuankou granite and tungsten

2 样品制备与分析方法

本次研究的花岗岩样品采自川口花岗岩岩体群中，3件Re-Os同位素测年样品分别采自于川口钨矿区的南湾钨矿、三角潭钨矿及小三角潭钨矿，采样位置见图1。选取11件花岗岩样品进行主量元素及微量元素分析，其中6件样品同时进行Rb-Sr、Sm-Nd同位素分析，1件挑选锆石用于锆石U-Pb定年。所采集样品的碎样及单颗粒矿物的人工挑选在湖南省地质调查院岩土岩矿测试中心完成，锆石SHRIMP测年的制靶、阴极发光图像、透射光和反射光图像分别在北京离子探针中心和中国地质科学院矿产资源研究所同位素实验室完成，辉钼矿Re-OS同位素测年工作在国家地质实验测试中心完成。

样品的主量元素、微量元素与稀土元素、Sr-Nd同位素分析在国土资源部中南矿产资源监督检测中心完成。主量元素采用四硼酸锂熔片–XRF分析法（FeO用硫酸-氢氟酸溶矿—重铬酸钾滴定法测定），在X荧光光谱仪上完成；微量元素采用四酸溶矿–ICP–MS分析法，在质谱仪Thermoelemental X7完成；稀土元素采用过氧化钠融熔–ICP–MS分析法，在 Thermoelemental X7完成。岩石Sr、Nd同位素质谱分析在MAT261多接收质谱仪上完成，用88Sr/86Sr =8.3752和146Nd/144Nd=0.7219对Sr和Nd作质量分馏校正，采用国际标准样NBS987(Sr)和本实验室标准ZkbzNd(Nd)控制仪器工作状态，国家一级标准物质GBW04411 ( Rb-Sr)和GBW04419 ( Sm-Nd)监控分析流程，精度87Rb/86Sr好于1%，147Sm/144Nd好于0.5%。

SHRIMP锆石 U-Pb同位素测年在北京离子探针中心SHRIMP-Ⅱ仪器上完成，测试样品编号为D1036，详细的分析流程和原理见Williams和Claesson[24]以及宋彪等[25]所采用的分析方法。结合锆石CL图像及显微镜反射光、透射光照片，在观察锆石内部结构排除裂隙、包裹体后，挑选14个待测锆石颗粒进行SHRIMP U-Pb同位素测年。分析时，采用跳峰扫描，记录 Zr2O+、204Pb+、207Pb+、206Pb+、208Pb+、U+、Th+、ThO+、UO+9 个离子束峰，每5次扫描记录一次平均值；一次离子流约为9nA，10KV的O2-，靶径约为25～30μm，质量分辨率约5000（1%峰高）。采集的数据应用锆石TEMORA（417 Ma）进行校正，应用SL13标定样品的U、Th和Pb的质量分数，数据处理应用Ludwig SQUIDI1.0和ISOPLOT程序自动完成[26]。所采用的206Pb/238U加权平均年龄具有95%的置信度。

辉钼矿Re-Os同位素分析测试在国家地质实验测试中心完成，测试用的单矿物辉钼矿样品纯度达95%以上，分析测试过程包括辉钼矿Re、Os化学分离步骤和质谱测定，具体的Re和Os分离等化学处理过程及质谱测试过程参见文献[27]。Re、Os同位素比值的测定仪器为美国产TJA X-series电感耦合等离子质谱仪（ICP-MS），对于Re的测定，选择质量数185与187，用190监测Os；对于Os的测定，选择质量数为 186、187、188、189、190与192，采用185监测Re。

3 分析结果

3.1 锆石U-Pb年龄

中粒斑状黑云母二长花岗岩（D1036）中锆石呈柱状晶形，粒径介于100～400 μm，长宽比在2:1～4:1，晶形比较完整，无裂纹，发育典型的岩浆振荡环带(图3)。选择锆石中振荡环带清晰、裂纹不发育且表面干净的位置进行分析，分析结果见表1。14个分析点U、Th含量分别为292×10-6～ 2380×10-6、148×10-6～ 1464×10-6，Th/U比值为0.25～1.47，均值为0.5，具岩浆锆石特征。这14个点的数据均落在谐和曲线上或附近（图4a），其中9个测点206Pb/238U年龄集中于217.2 Ma～229.1 Ma之间，加权平均年龄值为223.1±2.6 Ma（MSWD=1.3）（图4b），代表岩体结晶年龄。测试点2.1、3.1、7.1和14.1年龄分别为418.5 Ma、424.1 Ma、441.5 Ma、247.5 Ma，为捕获锆石年龄，可能反映本区存在加里东期和海西期岩浆活动；测试点6.1单点年龄198.4 Ma，可能为混染锆石年龄，因此这5个测点年龄未参加加权平均值计算。

图3 川口花岗岩（D1036）锆石阴极发光图像Fig.3 Cathodoluminesence images of zircons from the Chuankou granite (sample D1036)

图4 川口花岗岩（D1036）锆石SHRIMP U-Pb年龄谐和图（a）与206Pb/238U年龄加权平均图（b）Fig.4 U-Pb concordia diagram (a) and weighted mean 206Pb/238U age diagram (b) of zircons from the Chuankou granites (sample D1036)

表1 川口花岗岩SHRIMP锆石U-Pb分析结果Table 1 SHRIMP zircon U-Pb dating results of the Chuankou granite

结合前人报道的川口花岗岩岩体群中细粒含斑二云母二长花岗岩（D1037）、白云母花岗岩（CK-7）LA-ICP-MS锆石U-Pb法测年结果分别为206.4±1.4 Ma与202.0±1.8 Ma[23]，表明川口花岗岩体群形成于印支期，且经历了多期成岩事件。

3.2 辉钼矿Re-Os年龄

本次三件辉钼矿Re-Os同位素测年样品分别采自川口钨矿的不同矿区，其中样品CK-8、CK-9采自川口隆起带西翼（西翼以黑钨矿为主）、NW-1采自川口隆起带东翼（东翼以白钨矿为主）。辉钼矿的Re-Os同位素分析结果列于表2中，辉钼矿中 Re的含量为 4.49×10-6～ 6.115×10-6，187Re含量为 2.822×10-6～ 3.843×10-6，187Os含量为10.67×10-9～ 14.45×10-9，模式年龄为 225.3±3.4～226.5±3.2 Ma，在误差范围内一致，加权平均年龄为225.8±1.2 Ma，表明川口隆起带中的钨矿床均形成于印支期。

表2 川口钨矿区辉钼矿Re-Os同位素数据Table 2 Re-Os isotopic data of molybdenites from the Chuankou tungsten deposit

3.3 主量元素地球化学特征

川口花岗岩的主量元素分析结果如表3所示，主要表现为以下特征：二长花岗岩与白云母花岗岩均具有较高的SiO2（72.5%～75.5%）、K2O（2.67%～4.97%）含量，K2O/Na2O比值多数大于1；具有较高的全碱含量（ALK =7.23%～8.88%，平均为8.16%），高于正常的世界花岗岩ALK值（7.75%）和我国花岗岩ALK值（7.82%）[28]，并具有较高的铝饱和指数（A/CNK =1.40～1.96），在全岩A/CNK-A/NK图解（图5）中，投影点均落入过铝质区，表明川口花岗岩属过铝质花岗岩。上述主量元素地球化学特征表明川口花岗岩富硅、富碱、富钾、富铝，属于过铝质花岗岩。在全岩SiO2-K2O图解（图6）中，除一个点外，其余均显示为高钾钙碱性系列。

图6 川口花岗岩全岩SiO2-K2O图解[30]Fig.6 SiO2-K2O diagram of the Chuankou granites[30]

表3 川口花岗岩岩石化学成分（wt%）及相关参数Table 3 Major element compositions（wt%）and relative parameter of the Chuankou granites

图5 川口花岗岩全岩A/CNK-A/NK图解[29]Fig.5 A/CNK-A/NK diagram of the Chuankou granites[29]

3.4 微量元素和稀土元素地球化学特征

川口花岗岩的微量元素与稀土元素分析结果见表4。在原始地幔标准化微量元素蛛网图（图7）上，可看出二长花岗岩与白云母花岗岩的微量元素变化特征相似，均表现为富含大离子亲石元素Rb和高场强元素Hf、Th、U等，而亏损大离子亲石元素Ba、Sr与相容元素Ti，表明它们可能来自同一岩浆源区并经历了较大程度的长石、钛铁矿等矿物的结晶分离。从川口岩体球粒陨石标准化稀土元素分布型式图（图8）上可以看出，二长花岗岩与白云母花岗岩的稀土元素曲线特征大致相似，均表现为稀土总量偏低（∑REE=17.38×10-6～ 134.94×10-6），轻重稀土分异较明显（LREE=15.25×10-6～122.18×10-6，HREE=2.13×10-6～ 15.29×10-6；LREE/HREE=1.75～9.89，平均为5.83），略呈右倾式分布，稍微富集轻稀土（[La/Yb]N平均为5.63），均具有强烈的负Eu异常（δEu=0.02～0.46，平均为0.26）等特征，表明花岗岩经历了斜长石等矿物的结晶分离。

图7 川口花岗岩原始地幔标准化微量元素蛛网图[31]Fig.7 Primitive mantle-normalized trace element spider diagram of the Chuankou granites[31]

图8 川口花岗岩球粒陨石标准化稀土元素分布型式[32]Fig.8 Chondrite-normalized REE distribution pattern of the Chuankou granites[32]

表4 川口花岗岩全岩微量和稀土元素分析结果（×10-6）Table 4 Trace element and REE compositions of the Chuankou granites（×10-6）

3.5 Sr、Nd 同位素组成

川口花岗岩Sr、Nd同位素分析数据见表5，其初始Sr比值、εNd(t)值以及Nd的模式年龄是根据样品对应的年龄223.1±2.6 Ma（本文）、206.4±1.4 Ma和 202.0±1.8 Ma[23]进行计算，样品的87Rb/86Sr比值为 25.25~766.30，87Sr/86Sr比值为0.79779~3.23373，计算得到初始的87Sr/86Sr比值 (87Sr/86Sr)i=0.723186~0.802227。均大于 0.7，未出现异常，其计算结果有意义。样品147Sm/144Nd比值为0.1260~0.2680，143Nd/144Nd比值为0.512057~0.512250，εNd(t)=-9.6~-8.38，两阶段Nd模式年龄t2DM＝1.67～1.78 Ga。

表5 川口花岗全岩Sr-Nd同位素分析结果Table 5 Sr- Nd isotopic compositions of the Chuankou granite

4 讨论

4.1 岩石成因

川口花岗岩体中的二长花岗岩、白云母花岗岩均含过铝质花岗岩的特征矿物白云母等，具有高的SiO2含量（均值分别为73.9%和75.2%）、高的A/CNK值（均值分别为1.08和1.21），尤其是白云母花岗岩的A/CNK值>1.1，显示为强过铝质的特征；富集大离子元素 Rb、Th、U 而明显亏损 Ba、Sr、Ti，轻稀土存在一定程度的富集，稀土配分曲线呈轻稀土右倾、中－重稀土相对平坦，Eu亏损相对明显，上述特征表明川口花岗岩具壳源重熔S型花岗岩特征。

川口花岗岩(87Sr/86Sr)i值为0.723186~0.802227，大于大陆地壳(87Sr/86Sr)i平均值0.719[33]，ɛNd(t)=-9.60~-8.38，符合壳源S型花岗岩的Sr-Nd同位素特征。它们的两阶段Nd模式年龄t2DM＝1.67～1.78 Ga，表明其主要起源于中元古代地壳基底重熔；在εNd(t)-(87Sr/86Sr)i图解（图9）上，样品投点大部分落入S型花岗岩范围，以上均显示川口花岗岩为壳源成因的S型花岗岩。

图9 川口花岗岩εNd(t)-(87Sr/86Sr)i图解[35]Fig.9 εNd(t) vs.(87Sr/86Sr)i diagram of the Chuankou granite [35]

锆石是岩浆岩中最早结晶的副矿物之一，对温度极为敏感且不易遭受后期流体的蚀变，其结晶温度可近似代表花岗质岩浆的近液相线温度。采用Watson和Harrison[34]从高温实验得到的Zr饱和温度计，估算得到二长花岗岩结晶时的温度范围在655.7～749.5℃之间，白云母花岗岩结晶时的温度范围在660.4～689.8℃之间，表明川口花岗岩岩体群的结晶温度较低，这与地壳重熔S型花岗岩特征一致。

4.2 岩浆源区

川口花岗岩强烈亏损 Ba、Sr、Ti，而 Nb 与 Tb略亏损，Nb/Tb（2.0～6.4，平均为4.3）低于正常花岗岩与大陆地壳的平均值（～11）[36]；在Nb/Ta-Nb图解（图10）上，样品投点均位于上地壳平均值右下方，说明川口花岗岩原始岩浆来源于地壳物质的熔融[37]。

图10 川口花岗岩Nb-Nb/Ta图解[37]Fig.10 Nb vs.Nb/Ta diagram of the Chuankou granites[37]

过铝质花岗岩Rb-Sr-Ba的变化与它们源岩中起作用的泥质岩及砂屑岩的源区一致，因此，可利用Rb-Sr-Ba系统比值确定花岗岩源区的成分[38]。在Rb/Sr-Rb/Ba图解（图11）中，川口岩体样品的投影点均位于富泥质源区。CaO/Na2O比值是判断过铝质花岗岩源区的一个重要指标，富泥质原岩生成的花岗岩CaO/Na2O一般小于0.3，而富砂屑原岩生成的花岗岩CaO/Na2O一般大于0.3[39]。川口花岗岩样品的CaO/Na2O在0.04～0.30之间，平均为0.16，说明其源区物质主要由泥质岩组成。

图11 川口花岗岩Rb/Sr-Rb/Ba图解[38]Fig.11 Rb/Sr vs.Rb/Ba diagram of the Chuankou granite[38]

川口花岗岩具有较高的(87Sr/86Sr)i（0.723186~0.802227）、较低的εNd(t)（-9.60～-8.38）值，显示出壳源花岗岩的Sr-Nd同位素特征，在εNd(t)-t图解（图12）上，样品点落在南岭地区前寒武纪地壳演化域[11]，两阶段Nd模式年龄为1.67～1.78 Ga，表明花岗岩成岩物质来源于中元古代早期地壳。

图12 川口花岗岩εNd(t)-t图解[11]Fig 12 εNd(t) vs.t diagram of the Chuankou granites[11]

综上，川口花岗岩岩体可能是由中元古代早期的泥质岩低程度部分熔融而来。

4.3 岩浆演化

在主要氧化物的Harker图解（图13）上，二长花岗岩及白云母花岗岩的SiO2与TiO2、CaO、FeOT有较好的负相关趋势，说明钛铁氧化矿、斜长石等矿物的分离结晶作用明显，也表明二长花岗岩与白云母花岗岩有相同的演化趋势线且演化程度逐渐增高。

图13 川口花岗岩SiO2与主要氧化物的Harker图解[40]Fig.13 Harher diagram of the main oxides for the Chuankou granites[40]

在球粒陨石标准化稀土元素分布型式图上（图8）可以看出，川口花岗岩部分样品具有典型的M型四分组效应，且在后期形成的白云母花岗岩中尤为明显，说明其为高度演化的晚期晚阶段花岗岩[41]。从微量元素图解（图7）可看出，二长花岗岩与白云母花岗岩均明显亏损 Ba、Sr、P、Ti、Nb 与 Eu等元素，暗示了花岗质岩浆经历了强烈的结晶分离作用。Nb-Ti的亏损可能是由于含Ti矿物相（钛铁氧化矿、榍石等）的分离结晶作用所致，而P的亏损应该是磷灰石的分离结晶造成的。强烈的Eu亏损必须有大量的钾长石或斜长石的结晶分异，斜长石的分离会导致Sr-Eu负异常，钾长石的分离会造成Ba-Eu负异常。

4.4 成岩成矿关系

一般认为，南岭地区的钨锡多金属成矿作用与该区广泛分布的花岗岩具有密切的成因联系[42-43]；而近年来，一些学者对花岗岩与成矿作用的成因关系提出了质疑，如张旗等[44]认为花岗岩与成矿作用不是成因联系而是时空关系。为此，本文从川口钨矿成矿所需的物源条件、流体来源与成岩成矿时差对川口花岗岩与钨成矿的关系进行探讨。

花岗岩是否能够成为钨成矿的母岩，取决于花岗岩浆的含矿性、岩浆是否经历了导致成矿元素富集的演化作用、是否存在有利于成矿元素迁移富集的流体环境等三个方面的因素，而岩石化学、矿物化学研究可以作为花岗岩成矿示踪的重要手段[45]。前述研究表明，川口花岗质岩浆在形成过程中经历了强烈的分离结晶作用而发生了高度演化。Nb与Ta、Zr与Hf是两对地球化学“孪生”元素，在岩浆演化过程中，它们极其相似的半径和电价使得它们在熔体与晶体之间的分配系数也近似。因此，Nb/Ta、Zr/Hf在岩浆演化过程中几乎不发生变化，只有当岩浆高度演化并产生富挥发分流体时才会偏离大陆地壳的平均值[46-47]。在SiO2-Zr/Hf、SiO2-Nb/Ta图解（图14a, b）上，川口花岗岩体样品投点均不同程度偏离大陆地壳平均值，表明其岩浆经历了高度演化并产生了富挥发分流体。

图14 川口花岗岩SiO2-Zr/Hf图解（a）与SiO2-Nb/Ta图解（b）[40]Fig.14 SiO2vs.Zr/Hf diagram (a) and SiO2vs.Nb/Ta diagram (b) of the Chuankou granites [40]

稀土元素中Y和Ho具有相近的离子半径与化合价，表现出相似的地球化学特征，在相同来源的流体中两者的比值（Y/Ho）会保持相对稳定，因而对流体混合作用具有良好的指示作用，可用于热液源区的判别[48]。在Y/Ho-La/Lu图解（图15a）中，川口钨矿的Y/Ho比值与花岗岩的Y/Ho比值相近，且在Y-Ho图解（图15b）中显示出良好的线性关系，说明川口钨矿与川口花岗岩之间存在密切的成因关系。

图15 川口钨矿及花岗岩的Y-Ho图解（a）与Y/Ho-La/Lu图解（b）[22]Fig.15 The Y versus Ho diagram (a) and Y/Ho versus La/Lu diagram (b) of the Chuankou tungsten and granites [22]

Mao等[49]在综合分析、对比中国各种类型钼矿床中辉钼矿的铼含量后，总结认为从地幔到壳幔混合源再到地壳，矿石中的铼含量呈数量级下降，从幔源、I型到S型花岗岩有关的矿床，Re含量从n×10-4→n×10-5→n×10-6变化。因此，辉钼矿中的铼含量可以指示成矿物质来源[49-50]。川口钨矿中Re含量为4.49×10-6～6.12×10-6，与Mao等[49]总结的来自壳源辉钼矿中的Re含量相当，说明其成矿物质来源于地壳。川口钨矿赋存于花岗岩岩体内外接触带中，花岗岩中W含量1.39×10-6～37.02×10-6，高于一般花岗岩的钨丰度1×10-6～2.5×10-6[51]以及岩体围岩冷家溪群黄浒洞组中钨的平均丰度3.54×10-6[23]，可以为成矿作用提供丰富的物源。川口钨矿脉石英与钨矿物中的流体包裹体均含有CO2、CH4、N2，指示成矿流体主要来自岩浆热液，石英中流体包裹体的δ18O为+11.1～+14.4‰，黑钨矿中流体包裹体的δ18O为+8.9‰，白钨矿中流体包裹体δ18O为+6.6～+8.3‰，水氧同位素δ18OH2O值在6.47～9.95‰，属于岩浆水范畴[52]。

花岗岩基从开始侵位到冷凝结晶完成所需时间一般不超过10 Ma[53]。目前获得川口地区花岗岩岩体群中二长花岗岩及白云母花岗岩年龄分别为 223.1±2.6 Ma、206.4±1.4 Ma 与 202.0±1.8 Ma，可分为 223.1±2.6 Ma、206.4±1.4～ 202.0±1.8 Ma两期，反映了川口地区印支期两阶段甚至多阶段的岩浆活动。本文测得川口钨矿的三角潭、小三角潭及南湾矿区与钨矿伴生的辉钼矿Re-Os模式年龄225.3～226.5 Ma及Re-Os加权平均年龄225.8±1.2 Ma，以及前人报道的三角潭矿区辉钼矿Re-Os年龄224.9±1.3 Ma[20]，与含斑二云母二长花岗岩的SHRIMP锆石U-Pb年龄（223.1±2.6 Ma）在误差范围内一致，均为晚三叠世，并且成岩与成矿同时发生，没有时间差，表明川口钨矿与川口花岗岩有密切的成因联系。

综上所述，本文认为川口花岗岩体及黑钨矿床可能存在以下成岩成矿过程：印支期华南地区发生了大规模的陆内伸展－减薄，中元古代的变质泥岩发生低程度部分熔融形成了川口花岗岩体；岩浆演化过程中经历了高度分离结晶并产生富挥发分的流体，为岩浆期后热液阶段成矿作用提供了初始成矿流体；初始成矿流体演化过程中经历了自然冷却以及与地层水的混合作用等过程[52]，使得成矿流体的物理化学条件不断改变，从而使钨不断富集沉淀成矿。

4.5 华南印支期钨矿成矿作用

根据前人的统计分析[54]，华南地区印支期花岗岩根据矿物学和岩石地球化学特征可分为S型和I型花岗岩两类，大多数花岗岩的A/CNK值在0.86～2.45之间，在K2O-SiO2判别图上落在高钾系列范围内，FeOT/(FeOT+MgO)比值较低（0.56～0.98），属高钾过铝质碱性花岗岩类；εNd(t)值为-14.42～-4.1，模式年龄tDM为2.09～1.63 Ga，多数起源于稳定的古老变质岩，其形成过程中很少有地幔组分参与；它们形成于印支运动之后的后碰撞伸展构造环境，可能为古老的变质沉积岩在地壳增厚之后的地幔上涌、岩石圈伸展减薄环境下发生部分熔融所形成。川口岩体高硅、富碱，属于高钾钙碱性系列的分异S型花岗岩，微量元素、稀土元素组成特征，以及Sr、Nd同位素组成均与前述华南地区印支期花岗岩特征相近，形成的构造环境亦为后造山伸展构造环境[55]。

在华南地区，已报道的印支期花岗岩及矿床年龄数据显示，花岗岩成岩年龄集中于202～249 Ma，钨矿床成矿年龄介于211～232 Ma，成岩成矿时代基本吻合（表6、图16），表明华南地区存在区域性的、强烈的印支期成岩、成矿作用，本次的研究也为区域上提供了一个印支期岩浆作用形成大型矿床的典型案例。

图16 华南印支期花岗岩与钨矿床分布图（据文献[54]修改）Fig.16 Schematic map showing the distribution of the Indosinian granites and tungsten deposits in South China[54]

表6 华南地区印支期钨矿床形成年龄及相关岩体年龄表Table 6 Age data of both Indosinian tungsten deposits and relevant granites in South China

饶家荣等[67]利用深部地球物理资料对湖南的研究认为，扬子、华夏古板块的NE向结合带南东边界为川口、双排一线，与NW向的常德—安仁深大断裂在研究区交汇，在交汇部位发育有W、Pb、Zn矿床。NW向常德-安仁构造带沿线发育有呈线性展布的岩坝桥、桃江、沩山、歇马、南岳、川口、五峰仙等印支期岩体，已获得的岩体年龄数据（202～244 Ma）[68-69]表明这些印支期花岗岩体侵位时代滞后于印支运动的变质峰期（243～258 Ma）且不具有挤压变形的特征，说明是形成于印支运动碰撞挤压之后的伸展构造背景，此类特殊的区域构造背景和构造部位有利于大规模成岩、成矿，具有较大印支期矿产找矿潜力。

华南地区在印支期存在一次区域性的、强烈的花岗岩成岩与钨成矿作用，川口花岗岩体与川口钨矿为这一区域成岩成矿事件的组成部分，且其成矿规模达到了大型，说明华南地区印支期花岗岩具有较大的钨矿找矿潜力，这也为近年来逐渐增加的印支期钨矿床报道所证实。