鄧 迪，趙 正**，劉善寶，李 超，李陳浩

（1 中國地質(zhì)科學(xué)院礦產(chǎn)資源研究所自然資源部成礦作用與資源評(píng)價(jià)重點(diǎn)實(shí)驗(yàn)室，北京 100037；2 國家地質(zhì)實(shí)驗(yàn)測(cè)試中心，北京 100037）

自五千年前的青銅時(shí)代開始，錫在人類社會(huì)發(fā)展中一直發(fā)揮著重要作用，其對(duì)新材料、新能源、信息技術(shù)、航空航天、國防軍工等高新技術(shù)產(chǎn)業(yè)和戰(zhàn)略工業(yè)的發(fā)展至關(guān)重要（Mao et al., 2019; Yuan et al.,2019; Lehmann et al.,2021; Zhao et al.,2022）。斑巖型錫礦是全球錫資源重要類型之一，主要產(chǎn)于淺成巖漿/次火山環(huán)境（Grant et al., 1977; Lehmann et al.,1990;Dietrich et al.,2000）。斑巖型錫礦的主要產(chǎn)地有南美的玻利維亞、北美的加拿大、非洲的尼日利亞等（Sillitoe et al.，1975；Arce-Burgoa et al.，2009），著名礦床有Llallagua、Poopó 和Huanuni 等（Gemmrich et al., 2021；Betkowski., 2022）。中國典型的斑巖型錫礦有江西巖背、廣東銀巖、浙江洋濱和內(nèi)蒙古維拉斯托等（關(guān)勛凡等，1985；朱正書，1990；沈渭洲，1994；Hu et al.,2021;Shi et al.,2021）。相較于斑巖型銅鉬礦床，地質(zhì)工作者們對(duì)斑巖型錫礦床的成礦結(jié)構(gòu)和成礦機(jī)理尚缺乏系統(tǒng)認(rèn)識(shí)（芮宗瑤等，1986；袁順達(dá)等，2020），這也制約了該類型礦床的找礦突破。

江西會(huì)昌錫坑逕礦田在40 km2的范圍內(nèi)已發(fā)現(xiàn)了巖背和淘錫壩2 個(gè)大型錫礦床，以及礦背、苦竹崠和鳳凰崠等多個(gè)中型錫礦床（徐貽贛等，2001；Liu et al.,2021）。其中，巖背錫礦被公認(rèn)為是斑巖型，淘錫壩礦床成因尚存爭(zhēng)議（柳勇，2011；彭琳琳，2020），其余中型礦床的研究程度則較低。這些礦床在空間上存在明顯的礦化分帶，已有的研究顯示，其成巖成礦時(shí)代基本一致（～133 Ma，Liu et al., 2021；Li et al.,2021）、礦化類型復(fù)雜且蝕變類型多樣，是研究斑巖型錫成礦系統(tǒng)發(fā)育特征及找礦模型的理想?yún)^(qū)域。本文在詳細(xì)的礦床地質(zhì)調(diào)查和地質(zhì)編錄基礎(chǔ)上，將錫坑逕錫礦田與國內(nèi)外典型斑巖型錫成礦系統(tǒng)進(jìn)行對(duì)比研究，并討論了錫石地球化學(xué)特征對(duì)斑巖型錫成礦作用的指示意義，構(gòu)建了錫坑逕斑巖型錫成礦系統(tǒng)的找礦模型，為華南錫礦床成因研究與找礦勘查工作提供新的理論依據(jù)。

1 礦田地質(zhì)概況

錫坑逕錫礦田位于南嶺成礦帶東部與武夷山成礦帶南西側(cè)交匯部位（圖1a）。區(qū)域出露的地層主要為白堊系上統(tǒng)河口組、白堊系下統(tǒng)雞籠嶂組及第四系。其中，白堊系上統(tǒng)河口組為一套陸相碎屑巖建造，分布于礦田北東角，巖性為含礫粉砂巖、砂礫巖、粗砂巖、細(xì)砂巖、粉砂巖、礫巖等；白堊系下統(tǒng)雞籠嶂組為一套流紋質(zhì)火山碎屑-火山熔巖組合，巖性主要為凝灰熔巖、晶屑凝灰熔巖、流紋巖、熔結(jié)凝灰?guī)r、集塊巖、隱爆角礫巖等；第四系為沖洪積物及殘坡積物，主要分布于上灣-巖背一帶的溝谷中，巖性主要為亞黏土、亞砂土等。

圖1 錫坑逕礦田大地位置圖(a)及地質(zhì)礦產(chǎn)簡(jiǎn)圖（b，據(jù)Liu et al.,2021）Fig.1 The geographic location map(a)and distributions of granite intrusions and tin ore deposits of the Xikengjing Orefield(b，after Liu et al.,2021)

區(qū)域構(gòu)造活動(dòng)發(fā)育，主要受NE-SW 走向的石城-尋烏斷裂系統(tǒng)控制，以斷裂構(gòu)造、火山構(gòu)造最為發(fā)育。區(qū)內(nèi)的斷裂構(gòu)造主要有EW向、NE向、NS向、NNE向及NW 向斷裂帶。區(qū)內(nèi)火山及次火山構(gòu)造主要為密坑山破火山口構(gòu)造，位于礦田中部，呈近橢圓狀，主噴發(fā)中心已被密坑山巖體侵入。

區(qū)域上出露的巖漿巖主要為燕山晚期侵入的中酸性花崗巖，具多期活動(dòng)的特點(diǎn)，包括大面積的似斑狀花崗巖基（密坑山巖體）與較晚侵位的巖背花崗斑巖枝。密坑山巖體侵位于早白堊世雞籠嶂組火山巖中，依其先后關(guān)系劃分為4 個(gè)階段，分別為多斑巨粗斑細(xì)粒黑云母鉀長花崗巖、（多斑）巨粗斑細(xì)粒黑云母花崗巖、中粗斑細(xì)粒黑云母花崗巖和(含斑)細(xì)粒黑云母花崗巖。巖背花崗斑巖枝主體呈NNW 向的似橢圓體，局部以相變關(guān)系與密坑山巖體組成一體，為巖背錫礦成礦母巖。

2 礦床地質(zhì)

錫坑逕礦田位于江西省會(huì)昌縣南約45 km 處，礦田內(nèi)分布有巖背、淘錫壩、礦背、苦竹崠和鳳凰崠等大中型錫礦床，并新發(fā)現(xiàn)了上灣、杉樹窩和紅崠等錫礦點(diǎn)（圖1b）。

巖背錫礦位于錫坑逕礦田南東部，查明錫金屬資源儲(chǔ)量10.2 萬t，錫品位介于0.2%～1.5%（李雪琴等，2013）。錫礦化主要產(chǎn)于晶屑凝灰熔巖和花崗斑巖中，少量出現(xiàn)在密坑山(含斑)細(xì)粒黑云母花崗巖中。礦床已探明3 個(gè)主要礦體，礦體總體走向5°～10°，傾向北西，傾角25°～30°，呈扁平透鏡狀或似層狀展布（圖2）。礦化類型包括浸染狀、細(xì)脈浸染狀及錫石-石英-黃玉-螢石脈狀。其中，浸染狀礦化主要集中在礦床的下部，產(chǎn)于花崗巖斑巖中，向上逐漸過渡為細(xì)脈浸染狀，錫石-石英脈型礦化主要發(fā)育于礦床上部的晶屑凝灰熔巖中。礦床的熱液蝕變包括硅化、黃玉化、白云母化、絹云母化、螢石化、綠泥石化和碳酸鹽化。

圖2 巖背礦床15號(hào)勘探線剖面（據(jù)熊小林，1994）Fig.2 Geological cross section at exploration line No.15 through the Yanbei deposit(after Xiong,1994)

淘錫壩錫礦位于錫坑逕礦田北西部，查明錫金屬資源儲(chǔ)量5.88 萬t，錫品位介于0.2%～0.6%（徐貽贛等，2001）。礦體產(chǎn)于晶屑凝灰熔巖和（多斑）巨粗斑細(xì)粒黑云母花崗巖中。礦床已探明12 個(gè)礦體，呈傾斜-緩傾斜的似層狀產(chǎn)出（圖3a）。礦化類型包括細(xì)脈浸染狀、網(wǎng)脈狀、錫石-石英脈型和云英巖型（圖4a～i）。其中，前兩種礦化類型集中于礦床中上部的晶屑凝灰熔巖中且均被錫石-石英脈型疊加切割，云英巖型發(fā)育于礦床下部的（多斑）巨粗斑細(xì)粒黑云母花崗巖中。礦區(qū)的蝕變主要有云英巖化、石英化、螢石化、黃玉化、絹云母化、綠泥石化等。

圖3 淘錫壩礦床典型剖面(a，據(jù)徐貽贛等，2001）和礦背礦床100號(hào)勘探線剖面(b，據(jù)Liu et al.,2021）Fig.3 Typical section through the Taoxiba tin deposit(a,after Xu et al.,2001)and geological cross section at exploration line No.100 through the Kuangbei deposit(b,after Liu et al.,2021)

圖4 淘錫壩礦床典型礦石手標(biāo)本照片(a～c)、顯微(d～f)照片及背散射照片(g～i)a、b.脈狀錫礦石；c.浸染狀錫礦石；d.絹云母化凝灰?guī)r中發(fā)育石英-鐵鋰云母脈；e.錫石發(fā)育韻律環(huán)帶；f.錫石被玉髓交代呈破碎狀；g.錫石與黃鐵礦細(xì)脈伴生產(chǎn)出；h.錫石與石英、黃鐵礦伴生產(chǎn)出；i.錫石被玉髓交代呈破碎狀Qtz—石英；Zin—鐵鋰云母；Cst—錫石；Ser—絹云母；Cln—玉髓；Py—黃鐵礦Fig.4 Field photographs(a～c),microphotographs(d～f)and backscattered electron(BSE)images(g～i)of typical ore samples from the Taoxiba deposita,b.Vein Sn ore;c.Disseminated Sn ore;d.The quartz-zinnwaldite vein cutting the sericite altered tuff;e.Oscillatory zoning of cassiterite;f.Cassiterite is fragmented by being replaced by chalcedony;g.Cassiterite and pyrite are paragenetic and distributed in veinlet;h.The coexistence of quartz,cassiterite and pyrite;i.Cassiterite is fragmented by being replaced by chalcedonyQtz—Quartz;Zin—Zinnwaldite;Cst—Cassiterite;Ser—Sericite;Cln—Chalcedony;Py—Pyrite

礦背錫礦位于錫坑逕礦田南東部，與巖背錫礦相近，已探明錫礦資源量2.3 萬t，錫平均品位為0.46%（Liu et al.,2021）。礦體主要賦存于（多斑）巨粗斑細(xì)粒黑云母花崗巖與晶屑凝灰?guī)r中（圖3b）。礦床已探明12 個(gè)礦體，礦化類型包括細(xì)脈浸染狀、錫石-石英脈型和云英巖型。其中，錫石-石英脈型為礦背礦床中最重要的礦化類型，產(chǎn)于礦床上部的晶屑凝灰?guī)r和凝灰?guī)r中。礦石主要由錫石組成，少量含有黃銅礦和黃鐵礦，脈石礦物主要是石英、綠泥石、白云母和絹云母。

苦竹崠錫礦位于錫坑逕礦田西部，查明錫礦資源儲(chǔ)量5758 t，錫平均品位為0.54%（彭琳琳，2020）。錫礦體產(chǎn)于(含斑)細(xì)粒黑云母花崗巖與凝灰?guī)r的內(nèi)外接觸帶，礦床已探明7 個(gè)錫礦體，總體傾向西，往北傾向北西，傾角45°～55°（圖5a）。錫石主要呈微細(xì)脈浸染狀或集合體充填于裂隙中，或與石英、黃玉組成微脈穿切礦石，或以浸染狀、星點(diǎn)狀、局部聚集狀散布于石英、絹云母的粒間。圍巖蝕變種類主要有黃玉-石英巖化、綠泥石化、螢石化等。

圖5 苦竹崠礦床典型剖面(a，據(jù)張慶林等，2006）和鳳凰崠礦床典型剖面(b，據(jù)彭琳琳等，2020）Fig.5 Representative geologic sections through the Kuzhudong tin deposit(a,after Zhang et al.,2006)and Fenghuangdong tin deposit(b,after Peng et al.,2020)

鳳凰崠錫礦位于錫坑逕礦田北部，與淘錫壩錫礦相鄰，查明錫礦資源儲(chǔ)量5919 t，錫品位介于0.7%～1.0%（彭琳琳，2020）。礦體產(chǎn)于凝灰?guī)r與（多斑）巨粗斑細(xì)粒黑云母花崗巖外接觸帶裂隙中，礦體明顯受斷裂帶控制，與圍巖界線較清晰（圖5b）。礦體走向NNW，傾向NEE，形態(tài)主要為囊狀-楔形狀，礦石礦物主要為錫石、黃銅礦及方鉛礦，脈石礦物為石英、絹云母、綠泥石等。圍巖蝕變主要為強(qiáng)綠泥石化、黃玉化-石英巖化。

3 樣品采集及測(cè)試方法

本次工作系統(tǒng)采集淘錫壩礦床ZK100-1 和ZK104-1 鉆孔巖芯樣品25 件，包括細(xì)脈浸染型錫礦化、鐵鋰云母-石英脈型錫鎢礦化、含錫石礦化凝灰?guī)r和硅化黃鐵礦化凝灰?guī)r等；采集巖背礦床200 中段細(xì)脈浸染型錫礦化礦石樣品5件。

電子探針分析和背散射圖像(BSE)拍攝在中國地質(zhì)科學(xué)院礦產(chǎn)資源研究所電子探針實(shí)驗(yàn)室進(jìn)行，使用儀器為JXA-8230 電子探針儀,設(shè)置加速電壓為15 kV，電流為15 nA，束斑直徑為1 μm，儀器的檢測(cè)限制為0.01%～0.05%。測(cè)試元素包括SnO2、WO3、Cr3O3等，采用ZAF校正法。

錫石原位微量元素分析在國家地質(zhì)實(shí)驗(yàn)測(cè)試中心完成，使用儀器為Agilent 8900 串聯(lián)四極桿ICPMS (ICP-MS/MS)，配合激光剝蝕系統(tǒng)為NWR193。實(shí)驗(yàn)采用He 作為剝蝕物質(zhì)的載氣，激光束斑直徑為40 μm、剝蝕時(shí)間為40 s、脈沖頻率6 Hz、能量3 J，微量元素處理過程選用610作為外標(biāo)。

4 分析結(jié)果

錫石電子探針測(cè)試數(shù)據(jù)見表1。淘錫壩礦床錫石w(SnO2)介于97.01%～99.87%，w(FeO)介于0.04%～0.20%，w(SiO2)介于0.59%～2.27%；巖背礦床錫石w(SnO2)介于98.52%～99.13%，w(FeO)介于0.02%～0.15%，w(SiO2)介于0.02%～0.54%。

表1 淘錫壩礦床和巖背礦床錫石電子探針分析結(jié)果(w(B)/%)Table 1 Major element compositions of cassiterite from the Taoxiba and Yanbei deposits (w(B)/%)

錫石LA-ICP-MS 微量元素?cái)?shù)據(jù)見表2。淘錫壩礦床的錫石w(ΣREE)介于0.88×10-6～4.86×10-6，平均1.69×10-6；LREE/HREE 值為1.91～2.69，平均2.29；(La/Yb)N值為2.20～98.68，平均38.35；Eu/Eu*=0.06～0.73，平均0.20；Ce/Ce*=0.04～1.03，平均0.18。巖背礦床錫石w(ΣREE)介于0.38×10-6～1.09×10-6，平均0.64×10-6；LREE/HREE 范圍1.01～1.95，平均1.34；(La/Yb)N范圍1.13～1.58，平均1.39；Eu/Eu*=0.94～1.32，平均1.13；Ce/Ce*=0.26～0.59，平均0.43。

表2 淘錫壩礦床和巖背礦床錫石微量元素和稀土元素分析結(jié)果(w(B)/10-6)Table 2 Trace elements and rare earth element compositions of cassiterite from the Taoxiba and Yanbei deposits (w(B)/10-6)

5 討 論

5.1 錫坑逕礦田錫多金屬礦化蝕變結(jié)構(gòu)

錫礦化類型與成礦巖漿巖及圍巖關(guān)系密切，也受成礦前、成礦期構(gòu)造的共同制約（袁順達(dá)等，2020；毛景文等，2023）。錫坑逕礦田內(nèi)圍繞燕山晚期似斑狀黑云母花崗巖和花崗斑巖發(fā)育了巖背、淘錫壩、礦背、苦竹崠和鳳凰崠等大中型錫礦床，礦田內(nèi)早期形成的復(fù)雜斷裂系統(tǒng)及巖漿晚期形成的諸如角礫巖筒、環(huán)狀斷裂、層間隱爆裂隙帶等構(gòu)造，為這些錫多金屬礦床就位提供了有利的儲(chǔ)礦空間。在很多斑巖型錫礦中，圍巖蝕變類型及其發(fā)育程度有效的控制可礦化程度（徐耀鑒等，2015），劃分圍巖蝕變帶并研究各蝕變帶主要蝕變巖對(duì)認(rèn)識(shí)蝕變與礦化的內(nèi)在聯(lián)系以及指導(dǎo)找礦勘探具有在重要的意義。

斑巖錫礦床的蝕變礦物分帶（組合）是多種類型、多期次或階段蝕變礦化作用按一定順序又彼此疊加或部分疊加的綜合產(chǎn)物（圖6）。通常發(fā)育于巖體內(nèi)部蝕變主要有鉀長石化、硅化、云英巖化、螢石化，圍巖蝕變包括硅化、黃玉化、黃鐵礦化、綠泥石化、螢石化、絹云母化、碳酸鹽化等（熊小林，1994；柳勇，2011）。盡管存在復(fù)雜多樣且相互疊加的蝕變類型，但不同蝕變過程形成的蝕變巖相在垂向上表現(xiàn)出清晰的分帶性，如巖背礦床從巖體向外可劃分為黃玉石英帶、綠泥石-黃玉石英巖化帶、綠泥石-絹云母化帶和碳酸鹽化帶4 個(gè)蝕變帶（梅永文等，1994）。淘錫壩礦床由礦體到圍巖，蝕變分帶依次為黃玉石英綠泥石化、綠泥石絹云母化、黏土絹云母化（柳勇，2011）。銀巖礦床蝕變分帶自上而下為鉀硅酸鹽化、黃玉絹英巖化及綠泥石角巖化（關(guān)勛凡等，1985）。其中，與錫礦化關(guān)系最為密切的主要有黃玉石英巖化、黃玉石英綠泥石化，其次為云英巖化與螢石化。黃玉石英巖化帶內(nèi)常見錫石與黃玉集合體、黃玉與石英集合體、黃玉與白云母及石英集合體三者密切共生；黃玉石英綠泥石化內(nèi)常見由黃玉、鐵鋰云母等交代形成葉片狀、放射狀集合體綠泥石，伴隨較為強(qiáng)烈錫礦化并析出部分硫化物；云英巖化多發(fā)育于巖體頂部，帶內(nèi)見少量的黃玉、螢石、錫石及金屬硫化物等；螢石化貫穿于整個(gè)熱液蝕變過程的始終，各蝕變帶均有螢石的零星分布，其多與石英組成團(tuán)塊狀或脈狀，或呈粒狀分布于綠泥石集合體中。

圖6 錫坑逕式斑巖型錫成礦系統(tǒng)蝕變結(jié)構(gòu)模型Fig.6 Alteration structure model of porphyry-type tin metallogenic system in Xikengjing

與斑巖錫礦化有關(guān)的蝕變可分為氣水-熱液蝕變與熱液蝕變，前者系與花崗斑巖或斑狀（似斑狀）花崗巖有關(guān)的面型蝕變，其蝕變類型多樣且相互疊加構(gòu)成了由下而上的環(huán)狀分帶特征；后者為發(fā)育于火山-次火山巖圍巖中的熱液期裂隙型線狀蝕變，有黃玉石英化、絹云母化、綠泥石化、螢石化，碳酸鹽化等（徐耀鑒等，2015）。因含礦斑巖巖漿源區(qū)與被侵入圍巖巖性不一致，國內(nèi)外不同斑巖型錫礦的礦床蝕變有所差異：中國華南地區(qū)斑巖型錫礦床以含有大量以氟為主的揮發(fā)組分為特點(diǎn)，以強(qiáng)烈的石英化、黃玉化和絹云母化為特征，同時(shí)伴隨強(qiáng)烈的錫礦化，在巖體頂部常發(fā)育厚層黃石云英巖，在上覆圍巖中發(fā)育微細(xì)脈或網(wǎng)脈狀錫石-石英-黃玉脈，與此類似的還有俄羅斯的Deputatskoe 斑巖型錫礦床（Seltmann et al., 2010；李真真等，2019）；而玻利維亞Llallagua斑巖型錫礦以富含硼為特色，由于非揮發(fā)性的硼酸易在高鹽度流體中富集，其較早交代圍巖形成了大規(guī)模強(qiáng)電氣石化帶（Gemmrich et al.,2021；Betkows‐ki.,2022），此后隨著成礦流體溫度和鹽度的逐漸降低，在巖體上部發(fā)育了富含錫石的石英-絹云母化帶。

5.2 錫石地球化學(xué)特征及對(duì)成礦作用的指示

由于Al3+、V3+、Sc3+、Zr4+、Hf4+、Ti4+、Nb5+、Ta5+等離子電荷、半徑、配位數(shù)都與Sn4+相近，這些元素有可能在錫石的晶格結(jié)構(gòu)替代錫的位置（Zhao et al.,2018; Cheng et al., 2019；Mao et al.,2020）。其中，正四價(jià)的陽離子（Zr4+、Hf4+和Ti4+）可以直接替代，而不同電荷的陽離子（如V3+、Sc3+和Nb5+）則需要通過耦合機(jī)制取代Sn4+（Cheng et al., 2019）。這些元素的替代特性在礦床成因研究和勘探中具有重要意義。錫石中微量元素的豐度可以反映礦物形成的環(huán)境，是判斷其礦化類型的有效指標(biāo)，其對(duì)溫度有著很強(qiáng)的依賴關(guān)系（Murciego et al., 1997；Henni‐gh et al., 1999；Gemmrich et al., 2021）。盡管Nb 和Ta 被認(rèn)為具有相似的地球化學(xué)行為，但兩者的濃度和比例在錫石中會(huì)發(fā)生很大變化。由Nb-Ta 圖解（圖7a～c）可以看出，來自錫坑逕地區(qū)與玻利維亞錫礦帶的錫石樣品在很大程度上沿著Nb∶Ta=2∶1分布，區(qū)別于巖漿錫石與云英巖型錫石Nb∶Ta=1∶1 的分布。

圖7 錫坑逕礦田和玻利維亞錫礦帶錫石微量元素二元圖（a～h，底圖據(jù)Gemmrich et al.,2021；數(shù)據(jù)來源Gemmrich et al.,2021)Fig.7 Correlation binary plots of trace elements in cassiterite after the Xikengjing district and Bolivian tin belt(a～h,base map after Gemmrich et al.,2021;data after Gemmrich et al.,2021)

Zr 和Hf 具有非常相似的地球化學(xué)行為，因此其通常保持接近于球粒隕石的Zr/Hf 比值介于35～40（Hoskin et al.,2003）。然而，在熱液環(huán)境和高度分異的火成巖中，可能會(huì)出現(xiàn)Zr/Hf 比值的偏離，其可能的原因有交代作用、熱液改造或與富集B、F 流體中鋯的優(yōu)先遷移有關(guān)（Cheng et al., 2019；Gemmrich et al.,2021）。來自錫坑逕地區(qū)與玻利維亞錫礦帶的錫石樣品Zr/Hf比值明顯發(fā)生了分餾現(xiàn)象（圖7d），這與成礦過程中B 和F 的高活性相一致，表現(xiàn)為礦區(qū)內(nèi)廣泛分布的黃玉-螢石化和電氣石化。在熱液系統(tǒng)中，Sc 在流體中以氟絡(luò)合物的形式進(jìn)行遷移（Plimer et al.,1991），錫石中Ti、Ti/Zr的減少被認(rèn)為與從近端（高溫）到遠(yuǎn)端（低溫）位置的過渡有關(guān)，Ti/Zr和Ti/Sc比值可作為追蹤巖漿熱液中心的指標(biāo)（Cheng et al.,2019）。來自熱液中心近端的巖背礦床和Llallagua礦床的錫石樣品具有比來自遠(yuǎn)端的Poopó 和淘錫壩礦床的樣品更高的Ti/Zr 和Ti/Sc 比值（圖7e～g）。從Sc-V 圖(圖7h)中可以明顯看出，來自玻利維亞錫礦帶的錫石樣品大都位于Sc∶V=1∶1 趨勢(shì)線之上，而巖背礦床和淘錫壩礦床的錫石樣品相比具有較低的V/Sc 比值，這與后者成礦流體富氟的性質(zhì)相吻合。

在錫石稀土元素球粒隕石標(biāo)準(zhǔn)化圖解（圖8）中，錫坑逕地區(qū)與玻利維亞錫礦帶的錫石具有相似的分布模式，均顯示La、Pr、Gd 和Tb 的正異常，和Ce 與Eu 的負(fù)異常。前人研究認(rèn)為，玻利維亞錫礦帶錫石樣品的非規(guī)則REE 曲線反映了礦床早期演化階段與錫石沉淀階段的普遍流體不相容（Mo‐necke et al., 2011；Gemmrich et al., 2021）。淘錫壩礦床與巖背礦床錫石的REE 配分曲線同樣呈現(xiàn)不規(guī)則狀，其可能是流體不混容作用引起的，這與淘錫壩礦床與巖背礦床的流體包裹體研究成果相印證（余長發(fā)等，2013；李前，2022）。綜上所述，斑巖錫礦床礦質(zhì)沉淀機(jī)制主要包括流體不混溶、流體沸騰和水巖反應(yīng)；同一巖漿-熱液系統(tǒng)中錫石的Ti/Zr和Ti/Sc 比值可作為該區(qū)深部找礦的判別指標(biāo)；不同大地構(gòu)造背景下斑巖型錫成礦系統(tǒng)的成礦流體組成會(huì)有所差異（富F 或富B），從而發(fā)育不同的礦化蝕變結(jié)構(gòu)。

圖8 錫坑逕礦田和玻利維亞錫礦帶錫石稀土元素球粒隕石標(biāo)準(zhǔn)化圖(標(biāo)準(zhǔn)化值據(jù)Sun et al.,1989；圖中數(shù)據(jù)來源同圖7)Fig.8 Chondrite-normalized REE patterns of cassiterite from the Xikengjing district and Bolivian tin belt(standardized data after Sun et al.,1989;the data sources in the figure is the same as Figure 7)

5.3 錫坑逕斑巖型錫成礦系統(tǒng)地質(zhì)模型

斑巖型礦床是指規(guī)模很大、中低品位、礦化時(shí)空均與中酸性斑狀侵入巖密切相關(guān)的內(nèi)生金屬礦床（Kirkham，1972），礦體形成深度相對(duì)較淺，一般不深于3～4 km，規(guī)?？蛇_(dá)上百米（Seedorff，2005）。芮宗瑤等（1986）認(rèn)為，斑巖型礦床的定義包括：①與斑巖要有成因聯(lián)系；②礦體主要賦存于斑巖雜巖體和鄰近的硅鋁質(zhì)圍巖中；③礦石構(gòu)造主要是細(xì)脈浸染狀；④在同一深部機(jī)制支配下，隨著上部礦石堆積的條件改變，斑巖型礦床可以與矽卡巖型、熱液脈型、層控型以及火山有關(guān)的礦床共存于同一礦區(qū)或礦田；⑤通常礦石相對(duì)較貧，儲(chǔ)量較大；⑥不受礦種限制，可以包括Cu、Mo、W、Sn、Au、U 等金屬。國際上判別是不是斑巖型礦床，最主要特點(diǎn)是細(xì)脈浸染狀構(gòu)造（Dietrich et al.,2000；毛景文等，2020）。相較于斑巖型銅鉬礦床，中國對(duì)斑巖型錫礦床的研究程度較低，對(duì)于斑巖型錫礦床屬于斑巖型礦床類型仍然有些疑慮，尚缺乏系統(tǒng)性判別標(biāo)志，其主要原因在于，與成礦有關(guān)的侵入巖不是典型的斑狀結(jié)構(gòu)，而通常是似斑狀結(jié)構(gòu)。這一鮮明特點(diǎn)與錫坑逕礦田內(nèi)侵入巖發(fā)育特征相吻合，礦田內(nèi)除巖背地區(qū)揭露有花崗斑巖外，與淘錫壩、礦背及鳳凰崠礦床成礦密切的花崗巖均表現(xiàn)為似斑狀結(jié)構(gòu)，這或是礦田內(nèi)諸多礦床難以按成因類型劃分，而在命名時(shí)選擇強(qiáng)調(diào)成礦特點(diǎn)、礦化類型（“隱爆層間裂隙帶型”、“破碎帶蝕變巖型”）的關(guān)鍵所在（張慶林等，2006；李雪琴等，2013）。

燕山晚期，錫坑逕地區(qū)處于俯沖的古太平洋板塊后撤所導(dǎo)致的巖石圈伸展背景下(Zhao et al.,2017;趙正等，2022；趙文等，2022)，古元古代—中元古代地殼熔融產(chǎn)生的巖漿，經(jīng)過比較充分的分離結(jié)晶演化出派生的富硅-鉀質(zhì)花崗巖漿，在頻繁的上侵過程中沿火山機(jī)構(gòu)及斷裂侵入部或近地表（Liu et al., 2021）。由于巖體內(nèi)富含Si、K、Al 質(zhì)及Sn、F、W等元素和殘余氣體，大量揮發(fā)組分和成礦元素在熔體上部不斷聚集，按一定順序?qū)γ芸由綆r體和巖背花崗斑巖進(jìn)行強(qiáng)烈交代，形成了面狀蝕變礦化分帶，錫石在的巖漿-熱液過渡階段結(jié)晶，并在巖體內(nèi)部發(fā)育了大面積、大噸位、低品位的細(xì)脈浸染狀錫礦石（李雪琴等，2013；Liu et al.,2021）。隨著富揮發(fā)分成礦熱液在巖漿室頂部進(jìn)一步積累，最終引起氣液沸騰，沖破邊界向上運(yùn)移，與此同時(shí)，巖漿晚期隱爆活動(dòng)形成的諸如角礫巖筒、環(huán)狀斷裂、層間隱爆裂隙疊加于上覆白堊紀(jì)中酸性火山圍巖早期斷裂系統(tǒng)之上，形成了分布廣泛的網(wǎng)脈狀裂隙，通過這些裂隙，成礦流體與圍巖交代，發(fā)育了微細(xì)脈浸染狀、網(wǎng)脈狀錫礦化。因此，巖背花崗斑巖代表了該復(fù)雜侵入體系統(tǒng)的較小的頂部部分，而密坑山花崗巖則構(gòu)成了該復(fù)雜侵入體系統(tǒng)的主體部分。成礦系統(tǒng)成礦溫度從巖漿中心向外遞減，這解釋了從近端浸染狀錫礦化到遠(yuǎn)端微細(xì)脈浸染狀和網(wǎng)脈狀錫礦化的礦化分帶，與錫石微量元素的指示相吻合。此外，由于巖體頂部與火山巖接觸部位發(fā)生了云英巖化，在淘錫壩礦床與礦背礦床中除細(xì)脈浸染狀錫礦化外，也發(fā)育了較少部分云英巖型錫礦化。綜上所述，圍繞密坑山雜巖體及巖背花崗斑巖的巖背、淘錫壩、礦背、鳳凰崠和苦竹崠礦床共享約136～130 Ma 的同一巖漿-熱液錫礦系統(tǒng)（柳勇，2011；梁鶴，2017；Liu et al.,2021），各礦床礦化類型均以細(xì)脈浸染狀為主，與成礦有關(guān)的花崗巖/花崗斑巖呈現(xiàn)出似斑狀結(jié)構(gòu)/斑狀結(jié)構(gòu)，產(chǎn)于淺成巖漿/次火山環(huán)境中，符合斑巖型錫礦的成礦特點(diǎn)。

筆者以錫坑逕地區(qū)為典型，建立了斑巖型錫成礦系統(tǒng)模式（圖9）。與銀巖、塌山及維拉斯托斑巖型錫礦床相比，錫坑逕地區(qū)由于密坑山富錫花崗巖與花崗斑巖的近同步侵位，不僅形成了較晚階段的巖背斑巖型錫礦床，在其四周火山巖與錫坑逕巖體接觸部位形成了淘錫壩、礦背、苦竹崠與鳳凰崠錫礦床。這些礦床均以浸染狀錫礦化為最主要的礦化類型，產(chǎn)于淺成巖漿/次火山環(huán)境中，共同構(gòu)成了斑巖錫成礦系統(tǒng)。依據(jù)此找礦模型，可在密坑山巖體與上覆火山巖的內(nèi)/外接觸帶構(gòu)造發(fā)育強(qiáng)烈部位、不同方向斷裂復(fù)合交叉部位、隱爆角礫巖發(fā)育地區(qū)和隱爆中心地區(qū)，以黃玉-石英-絹云母化帶為找礦標(biāo)志，進(jìn)一步找尋隱伏錫礦體。此外，南嶺地區(qū)除密坑山火山盆地外，還分布著許多早白堊世火山盆地，這一斑巖型錫成礦系統(tǒng)的建立，可為南嶺地區(qū)下一步錫礦勘查提供依據(jù)。

圖9 斑巖型錫成礦系統(tǒng)礦化結(jié)構(gòu)模型Fig.9 Mineralization structure model of porphyry-type tin metallogenic system

6 結(jié) 論

（1）錫坑逕礦田圍繞似斑狀黑云母花崗巖和花崗斑巖發(fā)育一系列細(xì)脈浸染型、層間裂隙帶型、云英巖型和破碎帶型礦化，構(gòu)成了特色的斑巖型錫成礦系統(tǒng)。該成礦系統(tǒng)經(jīng)歷了多期成礦作用，形成了復(fù)雜面狀蝕變分帶，包括黃玉石英帶、綠泥石-黃玉石英巖化帶、綠泥石-絹云母化帶和黏土化-碳酸鹽化帶等，并存在相互疊加現(xiàn)象，這在富F 斑巖型錫礦區(qū)或具有普適性。

（2）錫坑逕礦田中錫石具有與玻利維亞錫礦帶Llallagua、Poopó 和Oruro 相似的不規(guī)則REE 配分曲線；微量元素均顯示La、Pr、Gd和Tb的正異常，Ce和Eu 的負(fù)異常以及Zr/Hf 的分餾；巖背錫石較淘錫壩錫石具有高的Ti/Zr 和Ti/Sc 值，指示其更為靠近巖漿熱液中心。

（3）早白堊世，錫坑逕地區(qū)經(jīng)歷了連續(xù)的淺成-超淺成巖漿活動(dòng)，巖漿演化形成了富揮發(fā)性組分的含錫成礦熱液，礦液上侵就位于似斑狀花崗巖和花崗斑巖與上覆火山巖接觸帶的角礫巖筒、環(huán)狀斷裂、層間隱爆裂隙中，形成了巖背、淘錫壩、礦背、苦竹崠和鳳凰崠等以細(xì)脈浸染狀和網(wǎng)脈狀礦化為主的大-中型錫多金屬礦床。以此，文章建立了斑巖型錫成礦系統(tǒng)礦化-蝕變結(jié)構(gòu)模型，這對(duì)華南早白堊世火山盆地錫礦成因機(jī)制和勘查部署具有重要意義。