摘要
为总结湘南矿田钨锡钼、铅锌铜等矿化组合的时空分布和成因机制，并最终为成矿理论在找矿勘查实践中的应用提供参考实例，本文对湘南黄沙坪多金属矿展开矿床地质、地质年代学、岩石地球化学研究，并将其与湘南其他典型多金属矿田类比分析，认为与铅锌铜、钨锡钼两类矿化成因有关的岩浆-热液活动时差至少为5 Ma，不同矿化组合的空间分带受深部岩浆源区多阶段上侵、与成矿有关岩浆的分异程度、成矿元素的地球化学行为及成矿岩浆-热液体系在近椭圆状穹隆构造等相对封闭的空间等地质要素约束。与形成两类矿体有关的岩体之Zr/Hf、Nb/Ta、Rb/Sr等比值及分异指数（DI）、固结指数（SI）等可定量数据能够有效地指示成矿岩体的分异演化程度及其形成各类矿床组合的成矿潜力，并据此判断，湘南地区部分高分异岩体对应的钨锡钼、锂铷铌钽等矿化组合的缺失与成矿期后的岩体顶部经历隆升后被剥蚀有关。
Abstract
To summarize the spatiotemporal distribution and genetic mechanisms of tungsten, tin, molybdenum, lead, zinc, and copper mineralization in the southern Hunan mining district, and to provide practical references for applying metallogenic theories in exploration, this study conducts geological, geochronological, and rock geochemical investigations on the Huangshaping polymetallic deposit in southern Hunan. By comparing it with other typical polymetallic districts in the region, we find that the time gap between magmatic-hydrothermal activities responsible for lead-zinc-copper and tungsten-tin-molybdenum mineralization is at least 5 Ma. The spatial zonation of different mineralization associations is controlled by multiple factors including multi-stage upwelling of deep magma sources, degree of differentiation of ore-related magmas, geochemical behavior of ore-forming elements, and relatively closed structural environments such as near-elliptical dome structures. Quantitative parameters such as Zr/Hf, Nb/Ta, Rb/Sr ratios, differentiation index (DI), and solidification index (SI) from intrusive bodies associated with these two types of ore deposits effectively indicate the degree of magmatic differentiation and the potential for forming various orebody combinations. Based on this, we conclude that the absence of tungsten-tin-molybdenum and lithium-rubidium-niobium-tantalum mineralization in some highly differentiated intrusions in southern Hunan is related to uplift and subsequent erosion of the upper parts of the intrusions after the main mineralizing period.
0 引言
湘南多个矿田（区）内均见有色金属、稀有金属矿床。前人认为其成因可能与地壳大面积熔融及成矿元素重新组合、分异和富集有关（陈毓川等， 1990），并分析了其内在动力学机制及成岩成矿演化过程（华仁民等，2005；毛景文等，2008；裴荣富等，2009），论述了形成两类矿床的岩浆岩成矿专属性（陈骏等，2014；王登红等，2014；秦拯纬等，2022； 何少雄等，2025），并进一步完善了有色金属、稀有金属矿床的成矿亚系列（刘阳生等，2025）。上述从成矿区带角度总结南岭有色金属、稀有金属的区域成矿规律，为湘南多金属矿床成因机制研究和矿产勘查实践提供了重要参考。
然而，由于与成矿有关的岩浆-热液活动过程具有不可逆性，约束金属元素富集成矿的地质因素复杂，且成矿期地质环境受成矿期后构造活动的叠加改造或地表隆升剥蚀等约束，仍有必要从矿田尺度进一步探索铅锌铜、钨锡钼矿均有分布且呈空间分带的成因机制。例如，在典型成矿区带上，南岭成铅锌铜、成钨花岗岩的源区性质、构造位置等区别显著（Ding et al.，2016；秦拯纬等，2022），但湘南多个矿田内均常见铅锌铜、钨锡钼矿床围绕复式岩体分带出现的地质现象。在成岩成矿时代上，南岭大规模钨锡成矿发生于中—晚侏罗世（165～150 Ma）（毛景文等，2008），且铅锌铜矿成矿时代早于钨锡矿成矿 5～10 Ma（黄旭栋等，2017），其是否表明铅锌铜、钨锡钼等矿体皆有分布的湘南矿田尺度内存在时限至少为5 Ma的岩浆-热液活动？在物质成分上，前人早已提出不同矿床共存可能为不同成矿专属性的岩浆岩分别侵入或同一岩浆房的岩浆连续结晶分异演化的产物（王登红等，2022），至今仍鲜有学者展开进一步实例论证。
湘南黄沙坪矿区铅锌铜、钨锡钼等矿体均有分布，石英斑岩、花岗斑岩受成岩成矿期后的隆升、剥蚀影响程度较小，工程勘查控制程度较高。本文以湘南黄沙坪多金属矿为例，从矿区地质特征、锆石 U-Pb定年及岩石地球化学等方面探讨约束钨锡钼、铅锌铜矿在矿田尺度内分带的地质因素，并与湘南其他多金属矿田类比分析，总结不同矿化组合在矿田尺度内分带现象与岩浆-热液体系演化、元素地球化学行为及成矿期后表壳隆升剥蚀作用的关系，最终建立评价岩浆岩成矿潜力的地质参数，并为湘南稀有金属、有色金属的找矿方向提供地质依据。
1 区域地质及矿田地质
湘南地区位于扬子地块与华夏板块过渡带之钦杭结合带（Ⅰ级）中段的湘南坳陷（Ⅱ级）内（图1）。主要地层为中元古界冷家溪群、新元古界板溪群组成的结晶基底、上古生界—三叠系、白垩系— 古近系组成的沉积盖层。构造为 NE-NW 深断裂、 NNE 复式褶皱带及近椭圆状热穹隆构造等（图1）。岩浆岩分布广泛，主要有衡阳盆地及其周围的关帝庙、紫云山、南岳、双江口、将军庙—川口、五峰仙、大义山、塔山、阳明山等石英闪长岩—花岗岩岩基，老盟山、龙王山、鸭公塘、仙人岩等花岗岩岩株或岩枝，以及湘南九嶷山—骑田岭—千里山—桂东等亲扬子地块边缘的北东向岩浆岩带（图1）。
1—新生界；2—白垩系；3—侏罗系；4—三叠系；5—二叠系；6—石炭系；7—泥盆系；8—奥陶系；9—寒武系；10—前寒武系；11—燕山晚期花岗斑岩；12—燕山晚期二长花岗岩；13—燕山早期花岗闪长斑岩；14—燕山早期二长花岗岩；15—燕山早期花岗岩；16—印支期二长花岗岩；17— 印支期花岗岩；18—华力西期花岗岩；19—加里东晚期花岗闪长岩；20—区域及局部断裂构造；21—铁、锰矿；22—钨、锡、钼、铋矿；23—铅、锌、铜、银矿；24—铍、铌、钽、铷矿；Ⅳ-4-8-1—邵阳坳褶带；Ⅳ-4-8-2—醴陵断隆带；Ⅳ-5-3—粤湘赣早古生代沉陷带；Ⅳ-5-4—云开晚古生代沉陷带；F9—连云山—衡阳—零陵断裂；F10—茶陵—郴州断裂；F11—瑶岗仙断裂；F12—桂东—汝城断裂；F13—常德—安仁断裂；F14—郴州— 邵阳断裂；F15—蓝山—新宁断裂；F16—川口—双牌断裂
湘南多金属矿分布特征显著。铅锌多金属矿多位于穿过碳酸盐岩沉积盖层的深断裂附近，如清水塘—石桥铺—关帝庙、水口山、宝山—黄沙坪等矿田。钨多金属矿分布于复式主岩体周围或主岩体临近的小岩株（枝）附近，如杨林坳—三角潭—川口、香花岭、骑田岭等矿田（图1，图2）。在铅锌铜、钨锡钼矿均有分布的矿田（区）中，显示靠近岩体为钨锡多金属矿、远离岩体为铅锌多金属矿的分带特征（图2a、d、e）。另外，复式岩体出露面积较小、主岩体顶部保存相对完整的热穹隆构造内常见稀有金属、有色金属矿（图2a、d）；相反，岩体出露面积较大且顶部剥蚀程度较强，则该矿田范围内以靠近岩体或岩体内的钨锡矿为主，远离岩体则以铅锌矿为主（图2b、d、e、f）。
2 矿区地质特征
2.1 矿区地质特征
黄沙坪地层为泥盆系佘田桥组、锡矿山组，以及石炭系孟公坳组、石磴子组、测水组和梓门桥组。构造为近南北向观音打坐—宝玲复式背斜、上银山复式背斜。近南北向 F1、F2、F3断层和近东西向 F0、 F6、F11断层组成了大致呈“井”字形的构造框架，总体控制了岩浆热液活动范围和矿体的分布。岩浆岩主要为石英斑岩、花岗斑岩，及少量的花斑岩（英安斑岩）和正长斑岩。其中，石英斑岩为呈近南北向的观音打坐—宝岭岩体，且向深部-600 m高程空间稳定延伸，花岗斑岩隐伏于观音打坐—宝岭岩株的东南部，其周围矽卡岩和矿化带十分发育，为主要的控矿岩体（图3，图4）。其中，石英斑岩西侧的矿体在垂向上由浅部铅锌矿过渡到深部铁铜铅锌矿。石英斑岩东部的矿体为浅部构造控制的铅锌多金属矿体和深部围绕隐伏花岗斑岩顶部呈同心环状分布的钨锡钼多金属矿体（图4）。
2.2 矿化组合空间分带
黄沙坪矿区矿化带的垂向变化特征显著。其中，石英斑岩周围由深部至浅部为Fe→Cu-Pb-Zn→ Pb-Zn 分带，花岗斑岩周围由深部至浅部显示出 Fe →W-Sn-Mo→Pb-Zn分带（图4）。石英斑岩岩体与围岩的内接触带为钾长石化、绢云母化、绿泥石化等蚀变（图5a、b、c），正接触带为石榴子石、辉石类矽卡岩矿物组合（图5f、i），并见以磁铁矿为标志的铁氧化物阶段矿物（图5e）。此外，还可见到黄铁矿、闪锌矿矿物组合（图5e）以及黄铜矿、方铅矿与闪锌矿等矿物组合（图4、图5d），在外接触带或远离岩体的围岩区域，可观察到少量铅锌多金属矿体 （图4）。
总体而言，从石英斑岩的深部至浅部，金属矿物由磁铁矿、磁黄铁矿为主，转变为黄铜矿、方铅矿、闪锌矿矿物组合为主，最终过渡至方铅矿、闪锌矿矿物组合。花岗斑岩岩体见黑云母黏土化和长石高岭石化蚀变特征（图5h）；正矽卡岩带中常见石榴子石、透辉石（图5i）。矿物组合形成的先后顺序为磁铁矿→白钨矿（图5g），磁铁矿-石榴子石-辉石 →黄铁矿-方铅矿-闪锌矿→方铅矿-闪锌矿-石英 →石英（图5i），石榴子石-辉石-磁铁矿→辉钼矿-白钨矿-萤石-石英→方解石（图5i）；在远离岩体的外接触带区域普遍存在中-低温热液蚀变带及铅锌多金属矿体（图4）。
3 样品采集及测试方法
为识别黄沙坪矿区典型矽卡岩带矿化组合分布、花岗岩成岩年龄及岩石地球化学特征，本次测试样品为石英斑岩、花岗斑岩及矿化矽卡岩。其中岩矿鉴定样品 GK0510、GK0701、GK1003、GK1802、 GK2004 等为钻孔岩心样，定年样品 GK0509-2、 GK0511、GK1802 共计 3 件，岩石地球化学样品为 GK0510、GK0511、GK0512、GK1607 等钻孔岩心样品共计15件（图4）。
地球化学样品的初级加工、锆石制靶及光薄片制作均由北京中兴美科科技有限公司完成。光薄片制作过程中先将样品切割成 50 mm×26 mm×10 mm 块体，然后将环氧树脂固定在薄片上并放入干燥箱进行烘干，之后磨至 30～50 μm 厚度并抛光。锆石测年样品先被粉碎至 40～60 目，再通过浮选、电磁法筛选出锆石精矿，之后在双目镜下挑选出锆石，并使用无色透明的环氧树脂进行固定与抛光处理，最终进行阴极发光（CL）照相。
锆石 U-Pb年龄测试由国家地质实验测试中心完成，仪器为激光刻蚀-电感耦合等离子体质谱仪 （ICP-MS，X-series，Thermo Fisher Scientific Germany）。激光束斑直径约为20 μm，离子信号的采集时长为 60 s，背景信号采集为 20～30 s。设备校准的标样为 NIST SRM 610、612，测年外标样为锆石91500，具体方法和流程见Yuan et al.，2004。锆石数据采用ICP-MS Data Cal处理，年龄计算及谐和图绘制用Isoplot（Ver3.0）（Ludwig，2003）。岩石地球化学及锆石U-Pb同位素数据见表1、表2。
图2湘南典型矿田（区）地质及矿化组合分带
a—香花岭矿田地质简图（据钟江临，2014修改）；b—大义山矿田地质简图（据张遵遵等，2023修改）；c—瑶岗仙矿田地质简图（据李永胜等， 2020修改）；d—黄沙坪矿田地质简图；e—柿竹园多金属矿田地质矿产简图（据李红艳等，1996修改）；f—骑田岭多金属矿田地质矿产简图（据朱金初等，2003修改）
1—梓门桥组；2—测水组；3—石凳子组；4—陡岭坳组；5—天鹅坪组；6—桂阳组；7—锡矿山组上段；8—锡矿山组下段；9—佘田桥组；10—矽卡岩； 11—铅矿化；12—锰矿；13—硅化；14—燕山早期英安斑岩；15—燕山早期石英斑岩；16—燕山早期花岗斑岩；17—燕山早期云斜煌斑岩；18—燕山晚期辉绿玢岩；19—断层；20—逆断层；21—地层产状；22—倒转地层产状；23—正常背斜轴；24—正常向斜轴；25—倒转背斜轴；26—倒转向斜轴
图4黄沙坪矿区铅锌铜矿体与钨锡钼多金属矿体空间分布关系
1—石炭系梓门桥组；2—石炭系测水组；3—石炭系石磴子组；4—石英斑岩；5—花岗斑岩；6—与铜铅锌成矿有关的石英斑岩附近矽卡岩带； 7—与钨锡钼多金属成矿有关的花岗斑岩附近矽卡岩带；8—钨多金属矿体；9—铅锌多金属矿体；10—铜多金属矿体；11—前人（黑色）及本次 （蓝色）采样位置；12—推断矽卡岩带界线
图5黄沙坪矿区典型岩矿类型及矿物组合
a、b、c—石英斑岩岩体由深至浅（按GK0511-H1→GK0510-H1/H2/H3→GK0509-H2→GK0512-H1/H2顺序），高岭土化、绢云母化等蚀变作用逐渐强烈；d—石英斑岩边缘铜铅锌多金属矿体中矿物形成顺序为黄铜矿→闪锌矿→方铅矿（GK0701-H2），其附近内矽卡岩带内见白钨矿微细脉分布；e—石英斑岩内富磁铁矿与铅锌矿共生（GK0810-H2）；f—深部石英斑岩岩体与碳酸盐岩接触带形成的石榴子石矽卡岩带（GK1003-H2）； g—花岗斑岩体边缘的白钨矿石榴子石—辉石—萤石矽卡岩带（GK1606-H1）；h—花岗斑岩长石黏土化、绢云母化和黑云母绿泥石化，黑云母边缘常见金属硫化物（GK1802-H1/H2/H3/H5）；i—石榴子石透辉石矽卡岩带局部见辉钼矿与黄铁矿共生（GK2004-H1），局部见典型的磁铁矿→黄铁矿—方铅矿—闪锌矿→方铅矿—闪锌矿—石英→石英的分带（GK2004-H4），另见辉钼矿—黄铁矿—石英脉或白钨矿辉钼矿脉等晚期脉体在萤石矽卡岩带、石榴子石透辉石矽卡岩带内分布（GK2004-H6/H9），辉钼矿—白钨矿—石英组合晚于石榴子石—透辉石矽卡岩矿物组合（GK2004-H8）和金属硫化物矿物组合（GK2004-H2/H10）；Kfs—钾长石；Pl—斜长石；Fs—长石；Qtz—石英；Ser—绢云母；Mu—云母；Gn—方铅矿；Sph—闪锌矿；Sht—白钨矿；Mol—辉钼矿；Cp—黄铜矿；Py—黄铁矿；Pyrh—磁黄铁矿；Mnt—磁铁矿；Gr—石榴子石；Px—辉石；Di—透辉石；Fl—萤石
4 本次分析结果及已发表数据统计
为明确黄沙坪矿区的成岩成矿年龄、岩石地球化学特征与湘南其他多金属矿区的共性与差异，本次分析结果与前人已发表数据形成图表并类比分析。
4.1 锆石U-Pb年龄（表1）
石英斑岩（GK509-2）的锆石颗粒呈短柱状，棱角较清晰，边缘可见环带，阴极发光图像显示颜色偏暗，为典型的岩浆锆石，其 Th、U含量变化范围为 2133×10-6～20219×10-6、4702×10-6～30100×10-6，Th/ U 比值为 0.40～0.69（图6）。石英斑岩（GK0511-1） 的锆石微区分析显示Th、U含量分别为1051×10-6～12050×10-6、2921×10-6～24554×10-6，Th/U 元素比值 0.32～0.64。石英斑岩 GK509-2、GK0511-1 样品的锆石和谐年龄分别为（175.3±0.7） Ma、（168.7±0.7） Ma，加权平均年龄则分别为（173.2±1.4） Ma、 （167.7±1.6） Ma。总体显示以铅锌铜为主的矿田成岩成矿年龄多集中于 170～155 Ma，以钨锡钼矿为主的矿田成岩成矿年龄多集中于 155～150 Ma，且前者略早于后者5～10 Ma（图7）。
表1锆石U-Pb测试分析数据
图6黄沙坪矿区岩浆岩锆石238U-206Pb年龄
4.2 岩体微量元素特征
石英斑岩和花岗斑岩在 SiO2、Al2O3、CaO、MgO、 Fe2O3、K2O等主量成分含量差别较小。比如，石英斑岩的w（SiO2）变化范围为76.35%～72.52%，平均值为 74.76%，花岗斑岩的 w（SiO2）变化范围 75.51%～73.90%，平均值 74.77%，无显著差别。石英斑岩的 w（Al2O3）变化范围为 12.96%～12.12%，平均值为 12.42%。花岗斑岩的 w（Al2O3）变化范围为 13.08%～12.73%，平均值为12.89%，亦无显著区别。仅w（Na2O）含量略有差别，平均值分别为 2.95% 和 3.93%（表2）。
花岗斑岩中的稀有金属（Li、Be、Nb、Ta、Rb、 Cs）、钨钼族元素（W、Sn）、亲铜元素（Pb、Zn）等微量元素含量为石英斑岩含量的2～3倍，铜含量为石英斑岩含量的 1/3～1/5。例如，石英斑岩和花岗斑岩的 w（Li）、w（Rb）、w（W）、w（Sn）平均值分别为 12.39×10-6、 315.34×10-6、11.35×10-6、7.15×10-6 和 163.52×10-6、 943.05×10-6、20.60×10-6、25.73×10-6；w（Pb）、w（Zn）、w（Cu）平均值分别为 36.73×10-6、24.38×10-6、65.97×10-6和 100.79×10-6、185.49×10-6、4.95×10-6。花岗斑岩的稀散元素（Ga、Ge、In）、放射性元素（U）含量略高于石英斑岩的含量，如镓、铀在花岗斑岩和石英斑岩中的平均值分别为 21.72×10-6、30.43×10-6 和 14.06× 10-6、22.84×10-6 （图9、表2）。
此外，在微量元素原始地幔标准化图中，黄沙坪花岗斑岩（与钨锡钼成矿有关）与石英斑岩（与铅锌铜成矿有关）展现出相似的分配曲线，但微量元素的富集或亏损程度略有差异。两者均高度富集 Rb、Th、U、Pb、Hf 等元素，缺失 Ba、Sr、P、Ti 等元素。在稀土元素球粒陨石标准化图解中，成铅锌铜的石英斑岩和成钨锡钼的花岗斑岩标准化曲线亦略有差异，两者均存在显著的Eu负异常，前者呈现略“右倾式”分配特征，Eu亏损异常相对较弱；而后者呈现对称的“海鸥式”分配特征，Eu 显示强烈的负异常 （图8）。与区域岩体相比，黄沙坪两类岩体的稀土元素球粒陨石标准化曲线与水口山、紫云山、宝山等与铅锌铜成矿有关岩体的标准化曲线差异显著，而与王仙岭、川口等与钨锡钼成矿有关岩体的标准化曲线相似（图9）。
表2全岩元素地球化学测试结果
图7湘南典型矿田的成岩成矿年龄及构造背景
图8湘南地区与成铜铅锌和成钨锡钼矿有关岩体微量元素原始地幔标准化蜘蛛网图（a）和稀土元素球粒陨石标准化图（b）
（原始地幔和球粒陨石标准化数据来源据Sun and Mc Donough，1989；其他据全铁军等，2012；郑佳浩和郭春丽，2012；王显彬等，2013；刘伟等， 2014；陈希清等，2015；左昌虎，2015；弥佳茹，2016；郭赵扬，2018；郭剑豪和邹海洋，2019；李湘玉等，2020；罗鹏等，2021及本研究）
通过 Rb/Sr、Zr/Hf、CaO/（Na2O+K2O）比值协变图或分异指数（DI）、固结指数（SI）等指示岩浆演化方向或分异程度的图解，显示上述组分重量比值 10、 8、17、0.1等或分异指数90、固结指数2.5等能够有效识别黄沙坪矿区的石英斑岩、花岗斑岩（图9、表3）。黄沙坪矿区成钨锡钼的花岗斑岩与分异演化的最晚阶段岩浆岩分布范围相近，集中分布于岩浆向分异程度增强、热液活动增多、碱金属组分含量升高的演化趋势的末端，属于形成 Li-Rb、Nb-Ta、Sn-W 等矿的岩体类型之一。成 Pb-Zn±Cu等矿的石英斑岩与岩浆演化较早阶段的岩体特征相近，属于形成 W-Sn±Mo、Pb-Zn±Cu等矿的岩体类型之一（图9、表3）。
图9湘中南地区典型岩体岩石地球化学图解
（数据据王岳军等，2005；Xu et al.，2008；Pei et al.，2009；Feng et al.，2012；齐钒宇等，2012；全铁军等，2012；郑佳浩和郭春丽，2012；王显彬等， 2013；何晗晗等，2014；Li et al.，2014a，2014b；刘伟等，2014；轩一撒等，2014；陈希清等，2015；原垭斌，2014；左昌虎，2015；弥佳茹，2016；文春华等，2016，2017；马丽艳等，2016；鲁玉龙等，2017；董超阁等，2018；郭赵扬，2018；郭剑豪和邹海洋，2019；Li et al.，2021；罗鹏等，2021；秦拯纬等， 2022；周仕林，2023及本研究）
表3湘东南地区两类矿田成矿岩体特征对比
5 讨论
5.1 成铅锌铜石英斑岩与成钨锡钼花岗岩年龄及成岩成矿活动周期
早期学者认为湘中南地区普遍分布印支—燕山期复式岩体（马铁球等，2005；鲁玉龙等，2017），其具有印支晚期侵位的构造格架（225～195 Ma）和燕山期结晶（175～155 Ma）的双重特征（章邦桐等， 2014）。其中，与燕山期岩浆活动有关的大规模成矿作用集中于 165～150 Ma（毛景文等，2004），且成铅锌铜花岗岩年龄（160.6 Ma）略早于成钨锡钼花岗岩年龄（155.5 Ma）约5 Ma（黄旭栋等，2017）。
黄沙坪矿区地质年龄统计显示与钨锡钼成矿有关的花岗岩结晶年龄范围为155～152 Ma，与铅锌铜成矿有关的石英斑岩结晶年龄为175～155 Ma，并见印支期岩浆锆石结晶年龄的记录（220～200 Ma）。另外，将黄沙坪矿区与湘南其他多金属矿田类比分析，显示以钨锡钼为主的矿田成岩成矿年龄集中于 160～150 Ma，以铅锌铜为主的多金属矿田成岩成矿年龄（区）集中于 170～155 Ma，亦存在 5～10 Ma 的年龄差，且矿田内均有 220～200 Ma 岩浆锆石结晶年龄。综上所述，以黄沙坪矿区为代表的湘南铅锌铜、钨锡钼多金属矿田存在印支晚期岩浆活动记录，但成岩成矿活动集中于燕山中晚期，且与钨锡钼成矿有关的岩浆活动晚于与铅锌铜成矿有关的岩浆活动约5 Ma。
5.2 矿化组合的空间分带规律及其找矿指示意义
早期研究表明湘南有色金属、稀有金属围绕成矿花岗岩显示出分带性（陈毓川等，1990），且矽卡岩型矿区内的矿化组合变化趋势总体为铁（钼）、钨锡 （钼）、铜铅锌、铅锌银（赵一鸣等，2017）。本研究将黄沙坪矿区地质与邻区其他多金属矿田地质类比，也显示出近岩体以钨锡钼矿为主、远离岩体以铅锌多金属矿为主的分带规律（图2）。如香花岭矿田北部自癞子岭岩体向外围为花岗岩型铌钽矿、近岩体为接触交代型铍钨锡矿、远离接触带为层间破碎带控制的热液型铅锌矿，总体显示出典型深部隐伏岩体上侵形成的热穹隆构造控矿体系（图2a）。瑶岗仙矿区自岩体向围岩由矽卡岩型—石英脉型钨矿过渡为热液脉型铅锌多金属矿（图2c）。柿竹园矿田由近接触带矽卡岩型钨锡钼铋矿床（如柿竹园、金船塘、柴山地区）过渡为远离接触带脉状铜铅锌银矿床 （如蛇形坪、横山岭、百步窿、枞树板地区）（图2e）。综上可见，以黄沙坪矿区为代表的湘南多金属矿田矿化组合特征、空间分带规律显著，且在分异程度相对较高的近岩体以钨锡钼矿化为主、远离岩体以铅锌铜为主的空间分带规律和矿化组合变化趋势可以为该区域类似矿田内的找矿勘查提供参考。
5.3 元素地球化学行为对不同矿种时空分布的约束
铜、铅、锌、钨、锡、钼等元素在岩浆-热液体系演化过程中的地球化学行为差异显著。铜元素在岩浆结晶或固相部分熔融过程中易于进入或保留在固相中，钨、锡、钼倾向于保留在与固相共存的熔体中，铅锌易溶于水且地球化学性质较活泼（赵振华， 2016）。另外，微量元素在熔融过程中挥发与难熔程度亦差异显著，铅锌属于高度挥发的元素，铜属于中等挥发的元素，钨钼元素属于难熔元素（Mcdonough and Sun，1995）。由此可知，在主碰撞期后相对稳定、岩浆-热液活动范围较为封闭的条件下（图7），铜元素倾向于在较早阶段结晶的中—酸性岩体中富集，而钨、锡、钼元素则更倾向于在较晚阶段固结的酸性岩体中富集，铅、锌元素则多迁移至距离硅酸盐熔体较远的热液活动影响范围内。上述成矿元素的地球化学行为能够较为全面地解释岩浆-热液体系演化分异趋势与不同矿种成矿潜力的关系（图9）、矿田内各类成矿元素相对集中且空间分带（图2），以及同期岩浆热液活动与成矿过程中 W-Sn±Mo 成矿滞后于Pb-Zn±Cu矿的地质现象（图2、图7）。
综合上述矿床地质特征、成岩成矿年龄分布及成矿元素地球化学属性，初步推断黄沙坪矿区成岩成矿作用过程为成石英斑岩的岩浆从分异程度较低的母源岩浆脱离，向浅部侵位固结（160～155 Ma） （图4、图9），并最终形成石英斑岩以及紧邻岩体的矽卡岩型铅锌铜矿体，且岩体中携带有源自深部印支晚期至燕山早期（220～195 Ma）的暗色包体或岩浆锆石（图4、图7）。成花岗斑岩的岩浆-热液体系从分异程度较高的深部岩浆房向浅部侵入就位（＜ 155 Ma），其受早期固结的石英斑岩、测水组碳质页岩的隔挡和屏蔽作用约束，以及贯通浅表的F1、F3构造导矿作用影响，汇聚到石炭系测水组与早期固结石英斑岩之间的近三角形空间（155～150 Ma），并因元素地球化学行为差异，在花岗斑岩岩体顶部、岩体与围岩接触带内形成了钨锡钼矿体，在贯通热液活动区域的断裂构造中形成了铅锌矿体（图4、图6）。
5.4 钨锡钼矿体受成矿期岩浆分异演化、成矿期后隆升剥蚀影响
早期研究表明花岗岩类全岩的206Pb/204Pb-208Pb/204Pb同位素变化趋势相同，全岩Sr-Nd-Pb同位素和锆石 εHf（t）数值相近（袁垭斌，2015；Ding et al.， 2016），本次研究亦显示黄沙坪矿区石英斑岩、花岗斑岩的微量元素蛛网图、稀土元素曲线图形态相似 （图8），协变图揭示了两类岩体的演化趋势相对呈线性分布（图9），表明两类岩体属于深部同源岩浆房在不同分异演化阶段向浅部派生的熔浆冷凝结晶成因。该阶段性认识亦解释了黄沙坪矿区晚阶段侵入就位的隐伏花岗斑岩之顶部常见亲岩浆元素（W、 Sn、Mo）富集形成的矿体且结晶时间晚于石英斑岩约 5 Ma 的地质现象（图4）。另外，倾向于进入流体相的稀有金属（如Li、Be、Nb、Ta、Rb、Cs）和亲铜元素 （如Pb、Zn）在花岗岩中的含量是石英斑岩中的2～3 倍，这可能与岩浆-热液体系中的成花岗岩岩浆和流体相（富含水、挥发分及稀有金属和亲铜元素）在运移和就位成岩成矿过程中，后者仍处于相对封闭的地质环境中（如热穹隆构造顶部、背斜轴部虚脱空间），且未脱离该岩浆-热液活动体系有关。
协变图解显示湘南部分矿区的岩体分异程度类似或高于黄沙坪矿区花岗斑岩（表3），但缺失与该类岩体相关联的钨锡钼或锂铷铌钽等矿化类型（图9d、f）。根据矿床地质特征和岩石地球化学分析（图8、图9），骑田岭、大义山、塔山等出露岩体分异程度较低且经历了显著的隆升剥蚀，但是该类主岩体周围常见铅锌和钨锡等多金属矿床（图1）。例如，川口、黄沙坪、香花岭—尖峰岭、新田岭等钨锡多金属矿，多集中在大型岩体附近的分异程度相对较强、风化-剥蚀程度较低的小岩体或岩株附近（图1、图9）。上述分异程度较低且剥蚀程度相对较强的大型岩体和分异程度较强且保存程度相对完整的小岩体之间的空间关系，也进一步表明燕山中晚期（175～150 Ma），湘南地区可能普遍存在深部岩浆向古地壳浅部侵位结晶形成的大型岩体，及同源同期演化过程中晚阶段残余岩浆固结的高分异小岩株（枝）。受成岩成矿期后的区域隆升和局部剥蚀影响，上侵位置较高的大型固结岩体顶部及钨锡钼多金属矿体可能已经遭受剥蚀而缺失（实例如骑田岭、千里山岩体），而位于大型固结岩体边缘或其附近且与之经历类同源岩浆演化、上侵程度较弱的小型高分异岩体保留较为完整，也因此在该类小岩体附近常见与之属于同岩浆-热液体系演化成因的钨锡钼、铅锌铜多金属矿体（例如黄沙坪、尖峰岭、香花岭等）（图1、图9）。
5.5 岩浆岩元素对的比值与成矿岩体相关性
具有相同电荷且相近离子半径的金属元素在岩浆-热液体系中的地球化学行为相近，元素比值 Nb/Ta、Zr/Hf、Rb/Sr 是揭示岩浆演化的有效工具。通过该类元素的比值变化可推断岩浆源区性质、分异演化过程等（刘英俊，1984；吴福元等，2017）。以黄沙坪矿区花岗岩类为参考，湘南典型矿田成矿岩体的岩石地球化学图显示，与黄沙坪花岗岩斑岩相类似的矿区岩体为川口、尖峰岭、荷花坪、香花岭、宝峰仙等，具有形成钨锡钼、铜铅锌矿的潜力，稀土元素分配曲线呈近似对称的“V”形，Eu的亏损明显， Rb/Sr为10～300，Nb/Ta＜8，Zr/Hf小于17，分异指数 （DI）多大于93，固结指数（SI）多小于2.5。与黄沙坪花岗岩斑岩相类似的矿区岩体稀土元素配分曲线为右倾斜曲线，Eu 无明显亏损，δEu＞0.5。Rb/Sr 多小于 10，Nb/Ta8～17，Zr/Hf 17～43，分异指数（DI） 多小于 90，固结指数（SI）多为 2.5～13。综上可知，湘南矿田（区）成矿岩体的元素对比值分布范围总体符合不同岩浆演化阶段对应的矿化组合类型（图9），即刻画成矿岩浆岩演化的可定量参数与不同成矿元素组合的成矿潜力具有显著的相关性。
6 结论
（1）黄沙坪矿区与钨锡钼成矿有关的花岗斑岩结晶年龄晚于与铅锌铜成矿有关的石英斑岩结晶年龄约5 Ma，且显示近花岗斑岩体为钨锡钼矿化组合、远离岩体为铅锌铜的矿化组合的空间分带，黄沙坪矿区两阶段的成岩成矿活动时间差距及不同矿化组合的空间分带特征在湘南多金属矿田中具有显著的代表性。
（2）黄沙坪矿区成钨锡钼石英斑岩、成铅锌铜花岗斑岩的地球化学特征与湘南其他多金属矿田的岩体地球化学特征类似，且通过Nb/Ta、Zr/Hf、Rb/ Sr 值或固结指数（SI）、分异指数（DI）等可定量参数能够评价不同分异程度的岩体形成各类矿化组合的潜力。
（3）湘南矿田范围内的空间分带受到岩浆的分异演化程度、成矿元素的地球化学属性及岩浆-热液体系之就位空间的封闭程度等因素制约，部分矿区的岩浆分异程度达到或高于黄沙坪矿区花岗斑岩的水平，而缺失钨锡钼、锂铷铌钽等矿化组合，可能与成矿期后高分异岩体顶部因局部隆升而风化剥蚀有关。
致谢 锆石测试分析过程中，国家地质实验测试中心赵鸿研究员给予了指导。评审过程中，匿名审稿人及编辑部同志亦提出了中肯的建议，在此一并表示感谢。
