江西大湖塘地区燕山期构造－岩浆热液成矿系统及其成矿机理

刘南庆，黄剑凤，秦润君，张炳远，余振东

（1.江西省地质矿产勘查开发局九一六大队，江西 九江 332100；2.江西省瑞昌市安全局，江西 瑞昌 332200）

0 引言

近年来，江西大湖塘地区相继发现了石门寺、苗尾、狮尾洞、大湖塘、大雾塘等一批大型－特大型钨铜矿床。在大约1 000km2的范围内，有多处成矿条件与大湖塘钨矿类似的成矿远景区；特别是仙果山—莲花芯矿集区（约200km2）内，有太平洞—仙果山、新安里—毛栗包、苗尾—平顶山、梨树坪、昆山—大河里、九云岭、五梅山—铁石坳、莲花芯等10多处矿化异常区，具有良好的找矿前景，这个矿集区引起了国内多家科研院所的关注［1－3］，亦成为我国第二批国家级找矿重点突破整装勘查区之一。

大湖塘地区位于赣西北的低中山区（500～1 680m），地形切割深度大，通行条件差。由于自然条件不好、岩石物理化学性质差异小，运用一般的地质填图、物化探扫面找矿效果不理想。1958年和1984年，赣西北队曾先后两次对该区进行矿产普查工作，均成效不大。直到2006年，大湖塘地区的分散的采矿权进行了整合，矿产勘查的经费投入显著加强，经过3年勘查工作，该区的找矿工作取得了重大突破。由于该区地质工作不够系统，矿产勘查程度总体偏低，因此区域找矿的潜力依然很大。本文根据矿床地质特征，结合区域地质构造演化规律，总结该区燕山期构造－岩浆热液成矿系统模式，探讨成矿机理，以期能为区域大尺度成矿预测提供一些有益的参考。

1 成矿地质背景

燕山中期大湖塘地区出露的基岩主要为晋宁期黑云母花岗闪长岩（九岭岩基的一部分，成岩时代828±8Ma［4］），以及少量中－新元古界双桥山群浅变质细碎屑岩（九岭岩基的残余顶盖），二者构成大湖塘复背斜核部的主要组成部分，具有晋宁晚期区域构造－岩浆活动的基本特点［5］；另外，燕山中期的斑状黑（白）云母花岗岩（成岩时代143Ma［6－7］）和燕山晚期的细粒黑云母花岗岩、花岗斑岩（成岩时代（134.6±1.2）Ma）等构成复式岩体，多呈隐伏－半隐伏状，是本区重要的含矿花岗岩。

①晋宁期黑云母花岗闪长岩为粗粒花岗结构，块状、斑杂状构造，岩石富含斜长石，并含大量的堇青石、白云母、夕线石、石榴石，以及这些矿物组成的包体，具有陆壳和洋壳岩石地球化学的双重特征。②燕山中期斑状黑（白）云母花岗岩具似斑状结构，常见潜基连斑或溶蚀斑晶，形成锯齿状边缘和交代穿孔结构；斑晶以斜长石（34%）、石英（15%）为主，粒度一般0.5～1cm，斜长石斑晶大者＞2cm；基质为中粒结 构，由石英（18%）、斜长石（25%）和白云母（5%）和少量黑云母组成。③细粒黑云母花岗岩为细粒花岗结构，主要矿物为细粒石英、斜长石和白云母。④花岗斑岩为全晶质斑状结构，斑晶以斜长石（占12%）、石英（占8%）为主，粒度0.3～0.5cm；基质为斜长石、石英、黑云母、白云母；岩体内部或边缘局部见有小团块状云英岩化和脉状硅化、钾化、钠化，同时可见裂隙状－细粒状萤石、黄玉、白钨矿、黄铜矿和辉钼矿。

目前发现的钨铜多金属矿均为燕山期构造－岩浆热液型［6］，成矿作用与燕山期酸性侵入岩有关，基底中的成矿元素被大量活化并参与成矿；矿化受燕山期断裂及其岩体与围岩接触面形态、产状等的直接控制（图1）。依据野外观察和有关同位素测年资料［2－3，6］，燕山期的斑状黑云母花岗岩顶部蚀变较为强烈，成岩时代早于细粒花岗岩和花岗斑岩；细粒花岗岩和花岗斑岩基本上未见蚀变，但出现矿化的部位均见到二者的出露，而不一定有斑状黑云母花岗岩出现，而且细粒花岗岩、花岗斑岩的成岩年龄与成矿年龄基本一致，岩石与矿石的主微量元素组合亦基本相同。结合叶天竺等对全国危机矿山收集和验证的大量矿床地质事实［7］，认为此类岩浆热液成矿作用和成矿岩体在时间上通常为“一对一”，多期岩浆作用下尚未发现证据确凿的“不断富集”、“多期富集”的地质事实。由此推断细粒花岗岩和（或）花岗斑岩为大湖塘地区的成矿岩体或成矿地质体。

图1 大湖塘地区地质矿产略图（据九一六队资料，2011；修编）Fig.1 Sketch of geology and mineral resources of Dahutang area

区域断裂构造极为发育，规模较大的断裂主要有近EW－NEE向和NE－NNE向2组，相互交织成网。修水—武宁、慈化—宜丰NEE向断裂带规模大、切割深，分别为九岭（大湖塘）隆起带的北、南边界断裂；靖安—村前、大湖塘—宜丰、铜鼓—余家坪、湘赣边界4条NE－NNE向走滑－逆冲断裂带相互平行，大致呈等间距（35～40km）展布。

2 矿床基本特征

依据成矿作用方式和赋矿围岩的不同，大湖塘地区矿床可分为3种型（式）。①石门寺式：岩浆热液交代蚀变岩型矿床，如石门寺、大岭上、东陡崖、西陡崖、大雾塘主矿体等；②狮尾洞式：构造－岩浆热液充填型矿床，如狮尾洞、大湖塘、毛公洞主矿体等；③杨狮殿式：构造－岩浆热液充填型矿床，如杨狮殿、昆山矿床，毛公洞部分矿体等。各类矿床的成矿岩体岩石化学特征基本一致，而微量元素丰度有所不同；矿石矿物组分基本一致，而矿体形态、规模、产状以及矿石类型各有不同。

2.1 成矿岩体地球化学特征

所谓成矿岩体是指在岩浆热液型矿床形成过程中，为主要矿产主成矿阶段空间定位的地质作用聚集流体、热、动力的岩体［7］。据已有资料，区内成矿岩体主要为燕山晚期细粒黑云母花岗岩、花岗斑岩等，多为隐伏岩体。在石门寺、大岭上、狮尾洞、东陡崖、西陡崖、大雾塘矿区多呈岩瘤状产出，少量呈岩脉状；在毛公洞、杨狮殿、昆山矿区则多呈岩脉状发育。岩体的主微量元素和稀土组分特征均基本一致。

从表1可见，本区成矿岩体具有酸度高、富硅碱、铁镁钙钛比较低的特点：酸度值为79.7%～82.7%，平 均81.15%；w （SiO2）＝71.74% ～74.74%，平均73.68%；w（K2O＋Na2O）＝7.14%～8.23%，平均8.08%；w（Fe2O3＋FeO）＝1.19%～1.54%，平均1.40%；w（MgO）＝0.19%～0.49%，平均0.36%；w （CaO）＝0.73% ～0.96%，平 均0.88%；w（TiO2）＝0.13%～0.22%，平均0.18%。岩石中 Na2O／K2O比值低，为0.56～0.86，平均值0.70，属于钙碱性岩石。

从大湖塘地区燕山期细粒花岗岩和花岗斑岩中成矿元素统计结果（表2）可以看出，成矿岩体中W，Sn，Bi的质量分数较高，明显高于地壳丰度值（维诺格拉多夫，1962；黎彤，1976）。本区成矿岩体中w（W）＝20.25×10－6～68×10－6，为地壳丰度值的20～60倍；w（Sn）＝85×10－6～86×10－6，为地壳丰度值的3.4～50倍；w（Bi）＝1.49×10－6～21×10－6，为地壳丰度值的372～5250倍。成矿岩体中Cu，Pb，Be的质量分数接近或数倍于地壳丰度值。

表1 大湖塘地区成矿岩体岩石化学组成Table 1 The average content of the ore－forming rock chemical composition in Dahutang area

表2 大湖塘地区成矿岩体成矿元素丰度统计Table 2 Trace elements table of the ore－forming rock mass in Dahutang area

成矿岩体与稍早阶段侵位的斑状黑（白）云母花岗岩在稀土元素和微量元素组成上特征相似［8］：REE总量不高，w（ΣREE）＝48.96×10－6～114.63×10－6，稀土配分模式均为右倾曲线。大离子亲石元素Rb，Th，U，La，Ce，Pb等明显富集，Ba，Sr，Ti，P等元素则明显亏损，高场强元素Nb和Ta相对于La弱亏损和不亏损，微量元素配分曲线趋势一致，暗示它们具有相同的起源，属于成熟大陆弧造山花岗岩。

2.2 赋矿围岩与矿体的界面特征

本区矿床的赋矿围岩以晋宁期黑云母花岗闪长岩和燕山中期斑状黑（白）云母花岗岩等花岗岩类岩石为主（石门寺、大岭上、狮尾洞、大湖塘、大雾塘），少部分矿床的赋矿围岩为双桥山群浅变质细碎屑岩系（杨狮殿、昆山）。

2.2.1 花岗岩类岩石与矿体的界面特征

花岗岩类岩石与矿体之间的界面分为2类：①断裂界面，受构造应力场的控制，多表现出由挤压走滑向张扭倾滑的演变特征；②花岗闪长岩体与斑状花岗岩体之间的岩性界面，并受斑状花岗岩凸起部位的控制。这是本区工业矿体的主要赋矿结构面形式。断裂界面的成矿方式以充填作用为主，交代作用为辅；岩体之间的成矿方式则以交代作用为主，充填作用为辅。赋矿围岩中蚀变较为发育，蚀变类型主要有黑鳞云母化（主要发育在黑云母花岗闪长岩中）、云英岩化、硅化、绿泥石化、钠长石化（主要发育在斑状黑云母花岗岩中）等，伴有少量裂隙状、颗粒状的萤石、黄玉、白钨、黄铜、辉钼矿化。由于晋宁期花岗闪长岩富含斜长石，在云英岩化、绿泥石化、钠长石化过程中，原来包含在斜长石中的Ca2＋被释放出来，与来自花岗岩及深部流体中的 WO2－4结合，受构造环境和成矿结构面的控制，形成面状分布蚀变花岗岩型（包括蚀变花岗闪长岩、蚀变斑状花岗岩）细脉－微脉浸染状白钨矿化和线状分布的构造蚀变岩型、石英脉型白钨矿化。因此，蚀变花岗岩型矿体与围岩之间的界线是渐变过渡的，其蚀变矿物组合、蚀变强度和金属矿化是逐渐变化的；而构造蚀变岩型、石英脉型矿体与围岩的界面是截然的突变，矿体与围岩之间界线比较清晰，蚀变组合呈线状分布，蚀变强度变化明显。

2.2.2 浅变质碎屑岩与矿体的界面特征

双桥山群浅变质细碎屑岩具变余细碎屑结构，板层状构造发育。蚀变主要为硅化、绿泥（绿帘）石化、绢云母化等，蚀变多呈线型分布。岩石比较致密，化学性质不活泼，具有较好的屏蔽性，多处于燕山期侵入岩及其热液影响范围的外带，故而多为石英脉型、石英细脉带型矿（化）体的赋矿围岩，其与矿体之间的界面是截然的，矿体与赋矿围岩之间蚀变矿物组合、蚀变强度也是呈突变的。

2.3 矿体特征

（1）石门寺矿床：主要有蚀变花岗岩型（包括蚀变花岗闪长岩、蚀变斑状花岗岩中细脉浸染型以及云英岩、蚀变岩脉型等）、热液隐爆角砾岩型、构造蚀变岩型和石英大脉型4类矿体。其中以蚀变花岗岩型为主，矿化主要沿斑状黑云母花岗岩与花岗闪长岩的接触带发育（图2）。其他为辅矿体，主要受特定断裂构造（隐爆角砾岩筒和近EW向张扭性断裂）控制。但各类型工业矿体均与燕山期细粒黑云母花岗岩伴生。截止2011年，共圈出261个钨铜矿体，其中 Ⅰ－1，Ⅱ－1为主矿体，占全区资源储量（75.31×104t）的95%。Ⅰ－1矿体主要赋存在晋宁期花岗闪长岩中，平面上受地形切割影响呈“凹”形，剖面上呈似层状，走向最大延伸1 800m，平均厚度143.67m，平均 w（WO3）＝0.198%，WO3资源量63.7×104t，共伴生铜30.5×104t。Ⅱ－1矿体赋存在燕山期斑状黑母花岗岩内，平面呈饼状，剖面呈似层状为主，走向最大延长1 700m，倾向最大延伸1 200m，平 均 厚70.25m，平均w（WO3）＝0.170%，WO3资源量8.2×104t，共伴生铜8.7×104t。

（2）狮尾洞矿床：主要有石英大脉型和构造蚀变花岗岩型（包括石英细脉带型）2类矿体，二者在空间上紧密相伴，矿化主要产于燕山期斑状白云母花岗岩体外接触带晋宁期花岗闪长岩中近EW向石英大脉和石英脉带内，其形态、产状受燕山期断裂构造、花岗斑岩脉以及燕山期斑状白云母花岗岩与晋宁期花岗闪长岩接触界面的复合控制（图3）。截止2011年，矿区共圈定36个复合钨铜钼矿体（主要钨矿体16个），探明 WO3资源储量（122b＋333）31.09×104t，其中6W，7W，8W，9W1，9W2，10W，11W，12W等8个钨矿体资源储量占全区的90%以上。主矿体控制长100～600m，倾斜延长122～770m，矿体厚度2.81～80.34m，平均32.08m；矿体形态较复杂，总体倾向 NW（325°～340°），倾角45°～55°；w（WO3）＝0.066%～0.291%，平均0.176%。

图2 大湖塘北区钨矿石门寺矿段4线地质剖面图（据九一六队2011年资料修编）Fig.2 Geological section along line 4in Shimensi block in north Dahutang area

图3 大湖塘南区钨矿狮尾洞矿段7线地质剖面图（据赣西北队2011年资料修改）Fig.3 Geological section of line 7in Shiweidong block in south Dahutang area

（3）杨狮殿矿床：浅部矿体产于双桥山群浅变质岩中，中深部矿体产在晋宁期花岗闪长岩中，其形态、产状严格受NE－NEE向断裂和燕山期花岗斑岩脉的控制（图4）。目前，矿区共圈出14条含矿石英脉带（q1—q14），圈定或推断的铜矿体7个、钼矿体30个、钨矿体40个，均分布在石英脉带中，为石英脉带型铜钼钨矿床。矿化范围与强硅化细脉带范围一致，东西长750m，南北宽500m，垂向延深＞600 m。坑道控制细脉带钼矿体，累计水平厚度达400 m，平均 w（Mo）＝0.11%；w（Cu）＝0.10% ～0.40%，个别达0.64%；w（WO3）一般为0.1% ～0.25%。

2.4 矿石特征

大湖塘地区各矿床中矿石的有用组分基本相同，主要为钨，共伴生铜、钼、锡、银等。矿石自然类型可分为蚀变花岗闪长岩型、石英脉型、隐爆角砾岩型、自变花岗岩型，以前2种为主。矿石矿物40多种，其中金属矿物24种，具工业意义矿物有白钨矿、黑钨矿、黄铜矿、辉钼矿，其他金属矿物主要有黄铁矿、毒砂、黝铜矿、锡石、黝锡矿等；非金属矿物主要为石英、云母类、长石类、黏土类矿物等。

矿石结构主要有他形粒状、交代、固溶体分离结构；矿石构造有浸染状、细脉浸染状、角砾状、块状等。杨狮殿矿床目前主要为石英脉型矿石，少量细脉带型矿石，矿石矿物主要为黑钨矿、黄铜矿和辉钼矿，单个矿脉中常以某一种矿化类型为主，其他的矿化类型为辅。

图4 杨狮殿矿区0线地质剖面图（据赣西北队2011年资料修改）Fig.4 Geological section of Line 0in Yangshidian block

3 区域地质构造演化规律

大湖塘地区地处中下扬子古板块的东南缘，钦杭结合带的北侧。隶属Ⅱ级构造单元江南地块之九岭—鄣公山隆起的西段（九岭隆起），南与九岭南缘推（滑）覆构造带和萍乡—上高拗褶带（萍乐结合带）毗邻，北为修水—武宁滑覆拗褶带和九宫山隆起，东邻鄱阳湖中生代坳陷（图5）。

图5 区域构造单元划分略图（据文献［9］）Fig.5 Sketch showing regional tectonic division

图6 江西大湖塘区域燕山期构造－岩浆演化示意图（据文献［9］，修改）Fig.6 Sketch showing regional Yanshanian tectonic－magmatic evolution in Dahutang area

据杨明桂研究［9］，大湖塘地区及所在区域自中元古代始长期处于扬子、华夏2个古板块及其间结合带的控制，经历了多次构造－岩浆－变质－成矿事件：晋宁运动（一幕，850Ma±）使青白口纪活动陆缘型弧盆沉积岩系（双桥山群）褶皱回返，伴随同造山黑云母花岗闪长岩岩基侵位上升为陆，出现“江南地垒式古隆起带”，经过漫长的强烈风化剥蚀，致使晋宁期花岗闪长岩出露地表；进入南华纪，在此江南古陆的两侧出现阶梯式断陷，并于浅变质岩系及花岗闪长岩基之上不整合沉积了南华纪莲沱组含火山物质的粗－细粒碎屑岩（这套地层在赣北乃至皖赣相邻地区被公认为重要的铜多金属矿源层［4］）；此后地壳曾有2～3次不均衡抬升，至早南华世末（晋宁二幕，800～780Ma）又一次强烈上升，活动陆缘进一步固化，并于晚南华世开始了巨厚的盖层沉积，第一个统级盖层是南沱组含凝灰质冰碛岩，受雪球地球事件影响平行不整合在莲沱组之上；之后震旦纪—早古生代连续整合沉积了近5 000m厚的海相碳酸盐岩、碎屑岩建造，加里东运动地壳隆升，江南地块大规模向南逆冲推覆，完成扬子、华夏古板块的拼合；晚古生代－早中生代，陆壳微扩张沉陷，区域平行不整合覆盖了500余m海陆交替相碎屑岩、碳酸盐岩组合，印支运动发生纵弯褶皱，出现宽缓的背向斜，完成由海到陆的转变［10］。这就是该区域燕山运动之前的主要沉积建造史及其浅部地壳的基本构造运动方式，亦是该区燕山期构造－岩浆热液成矿系统形成的基础和发生－发展的前提条件。

燕山运动时期，由于板块机制的纵深扩展、古太平洋与相邻板块相互作用，板内收缩、俯冲带穿过下地壳岩浆房与地幔沟通，诱发了壳幔岩浆的混熔，形成了高分异的花岗质岩浆，致使本区发生强烈的大陆造山运动，出现NE－NEE向为主导的走滑冲断－伸展构造，其与古构造叠加复合，形成现有的基本构造格架（图6）［9］。这种构造体制转换与中国东南部中生代时期由古特提斯构造域向太平洋构造域转换作用的最近研究进展［11－12］是相吻合的。

燕山早期，大湖塘地区形成了一系列走向NENEE向、倾向上与俯冲带基本一致但倾角较陡的走滑逆冲断裂，使晋宁期的韧性剪切带、紧密线型褶皱活化，叠加韧脆性－脆性构造变形；燕山晚期，浅部产生低压环境下的伸展构造，出现一系列叠加在推覆构造上的反向滑覆构造，构成了九岭南缘的推（滑）覆构造带；在九岭北缘燕山早期的构造形迹相对保留较少，主要表现为向NW－NNW中高角度的滑覆构造（修水—武宁滑覆拗褶带）。在这种构造格局下，大湖塘地区依旧保持“江南古陆”的特点，维持着整体上的相对独立和相对稳定，内部则显现出既封闭、又开放（深部有岩体侵入）的构造环境，组成了特定时空的构造－岩浆热液相互作用的统一整体。

4 成矿系统模式及其成矿机理

翟裕生将在一定的时空域中，控制矿床形成和保存的全部地质要素及成矿作用动力过程，以及所形成的矿床系列、异常系列构成的整体，称之为成矿系统，并进一步指出其是具有成矿功能的自然系统［13］。

据项新葵等的研究［5］，大湖塘地区矿石的硫同位素δ（34S）＝－2.53×10－3～－0.91×10－3，平均值为－1.65×10－3，其δ（34S）v－CDT峰值集中于－2.0×10－3～－1.5×10－3，具有塔式分布效应，矿床硫来源于岩浆；硫化物的铅同位素组成稳定，206Pb／204Pb＝18.109～18.268，207Pb／204Pb＝15.586～15.708，208Pb／204Pb＝28.208～38.715，构造环境演化图解中，绝大多数样品点集中于上地壳与造山带演化线之间，另有一部分落在上地壳演化线附近，表明矿石中的铅具有多种来源，主要源于下地壳，同时也有上地壳组分的加入［5，7］；碳氧同位素表明，矿床成矿流体中的碳可能来自下地壳或上地幔，并且相当部分的碳以甲烷形式存在，成矿场内甲烷被氧化为二氧化碳，进一步沉淀形成方解石，至少部分碳是深源甲烷转化而来的。由此推断，大湖塘钨铜多金属矿的成矿物质主要来源于深源岩浆，但同时不排除有上地壳组分的加入，而铅同位素的数据进一步表明深源岩浆中的铅是造山带与下地壳的混合。结合区域地质构造演化历史［10，14－17］，可以建立大湖塘地区燕山期构造－岩浆热液成矿系统的演化模式：

在晚三叠世—早侏罗世伸展裂陷的背景下，大湖塘地区以晋宁期九岭花岗闪长岩基为主体的隆起构造明显活化，开始出现四周被伸展断裂所限、以晋宁期花岗闪长岩基和韧－脆性剪切逆冲断层为主体的韧－脆性剪切推覆构造系统；中侏罗世晚期，区域地壳发生挤压型隆坳和强烈的断裂活动，鄂州—九江深断裂开始有壳幔混合型斑岩侵入［10］，韧－脆性剪切推覆构造系统已初具规模；晚侏罗世，区域多处发生垂向运动［10，16－17］，推覆构造系统发展进入高潮，形成了韧－脆性剪切推覆构造系统。

图7 大湖塘地区燕山期构造－岩浆热液成矿系统演化模式图Fig.7 Metallogenic system evolution model of Yanshanian tectonic－magmatic hydrothermal metallogenic system in Dahutang area Pt2－3sh.中－新元古界双桥山群浅变质岩；γ35.燕山晚期细粒花岗（斑）岩；γ25.燕山中期斑状花岗岩；γ32.晋宁期花岗闪长岩；

韧－脆性剪切推覆构造系统是特定的区域构造长期递进变形和分阶段演化的产物，内部的构造成分是这种特定构造演化过程中不同阶段、不同层次、不同性质的岩石或矿物集合体，而不同的构造成分之间又存在一定的地球化学障，加之它们处在一个相对封闭、物化条件转换相对较快的中深－中浅部构造环境中。这种构造系统具有特定的成矿方式，这个系统可称之为燕山期构造－岩浆热液成矿系统，成矿系统的演化模式图如图7所示。

这一成矿系统在早期处于相对封闭的挤压状态，受板块作用机制控制，宏观上还保持着相对独立、相对稳定的挤压剪切逆冲推覆的构造态势，但各种古老的构造面、线、体均已开始活化，构造层次整体上升，在陆表水和天水的参与下，岩层中的成矿元素被析离带出，溶入流体中，这种含矿质元素的流体在各构造块体之间呈顺时针方向旋转下行，并进入下地壳岩浆房。燕山运动的中晚期，俯冲带沟通了下地壳及上地幔岩浆房，出现主动上侵就位的构造－岩浆热液柱，从而建立起该区的燕山期构造－岩浆热液成矿系统。在“构造－岩浆热液柱”中，成矿岩体是成矿作用的关键，构造是成矿作用的基础，它有以下几个特点，亦决定了该区成矿岩体的基本属性及其矿床的基本特征。

（1）可以认定，“构造－岩浆热液柱”是俯冲带长期下切至下地壳岩浆房并诱发上地幔隆起（可能有部分上地幔物质加入）形成的。因此，不管是含矿岩体还是成矿岩体，在岩石化学成分上都以壳型花岗岩为主，并兼有壳幔混合型花岗岩的特点［5，7］。

（2）由于成（含）矿岩体上侵之前处在俯冲带下部，上侵之后整体运动方式、形态产状受俯冲带上部原地系统古构造形迹和下部外来系统派生的构造应力场双重控制，因此出现与原地系统古构造方位和外来系统主构造应力方位相兼容的、倾向NNWNW的、高角度的、形态上大下小的岩体组合。

（3）由于成（含）矿岩体重熔的时间为燕山期，重熔的部位发生在扬子板块东南缘原江南古岛弧的地壳深部，因此其岩石组分具有成熟大陆岛弧造山花岗岩的特征［4，7］。

（4）这种俯冲带及其上盘断裂构造是前陆岛弧岩层建造水挤压排出的动力，亦是陆表水下渗的主要通道，其影响的深度大、水岩反应强烈，在向深部下切的过程中不断汲取围岩的成矿组分变为含矿流体，并进入下地壳岩浆房，使之变为富挥发分的壳型岩浆，这种岩浆又沿俯冲带上盘派生的断裂构造上侵，并不断与围岩发生物质交换，形成新的含矿热液，这就是该区钨、铜、钼、金、银共伴生的主要原因。

（5）由于这种岩浆热液富含挥发组分，在相对挤压封闭的环境下不易成矿，从而延长了岩浆热液与围岩的物质交换时间，亦为成矿元素的聚集创造了条件，只有到达地壳的中浅部，围岩压力相对减小，岩浆及其热液中元素组合才能得以卸载，并按各自的地球化学亲和性和地球化学行为得以聚集［18］。这就是该区成矿岩体对于主要矿产（指达到工业品位）主成矿阶段空间定位所产生的地质作用，它不仅是矿体的物质源，而且是矿床重要的热动力源。因此该区不论有无燕山中期含矿岩体情况下，均能形成工业矿体（石门寺、狮子坞矿床有燕山中期斑状花岗岩，杨狮殿矿床则没有燕山中期斑状花岗岩）。

（6）值得注意的是，在成矿岩体侵位之前有过一期或多期的岩体侵位，其对该区成矿作用的贡献是不可小视的，它不仅形成了特殊的接触带型钨钼矿化，同时也为岩体的成矿提供了有利的基础条件：成矿岩体与晋宁期花岗闪长岩体之间不仅是一个构造、岩性的界面，而且是两个时代差距很大的侵入体接触界面，岩体侵位时还是不同物理化学环境转换面、氧化还原界面和酸碱性转换面，构成了该区燕山期特有的、规模宏大的成矿结构面，为成矿岩体所携带的含矿热液提供了良好的赋矿空间和最佳的成矿地球化学障。因此，该区占绝对优势（石门寺占95%）的矿产类型就赋存在成矿岩体外接触带的晋宁期黑云母花岗闪长岩中。

综上所述，大湖塘地区特大型钨铜多金属矿产的成矿与该区燕山期构造－岩浆热液成矿系统直接相关，并受深部作用过程和浅部构造环境的双重控制。其成矿机理是基于成矿系统内部各种物理、化学（生物）作用的耦合，成矿实际上是深部过程背景与表层岩石响应的结果。

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