于玉帅，周 云，牛志军，安志辉，刘阿睢
(1. 中国地质调查局 武汉地质调查中心，湖北 武汉 430205；
2. 中国地质调查局 花岗岩成岩成矿地质研究中心，湖北 武汉 430205；
3. 东华理工大学，江西 南昌 330013)
华南不同期次花岗岩的成矿专属性研究表明，华南早古生代花岗岩可能不具有钨、锡、稀有金属矿床成矿潜力(徐克勤等，1963)。彭公庙岩体位于湖南省东南部、南岭成矿带中部(图1)，出露面积约750 km2，是典型的早古生代花岗岩大岩基。据不完全统计，彭公庙岩体内部及周缘发育5处钨(锡)矿床(点)。其中，杨梅坑和圳口钨矿床产于岩体南缘震旦系下统正园岭组浅变质碎屑岩中；
近年来发现的张家垄钨矿床达到大型规模，两个矿段分别产于彭公庙岩体中粗粒黑云母花岗闪长岩和正圆岭组浅变质碎屑岩中(郭爱民，2011；
郭爱民等，2017)；
石牛仙钨矿体赋矿围岩为中细粒二云母二长花岗岩；
两江口钨锡矿点矿(化)体赋存于彭公庙岩体北部花岗闪长斑岩体中。LA-ICP-MS锆石U-Pb测年表明张家垄钨矿床中粗粒似斑状黑云母花岗岩形成于436.2±3.1 Ma，坑道内的含白钨矿细晶岩脉形成于426.5±2.5 Ma(张文兰等，2011)。结合矿体主要产于黑云母花岗闪长岩和围岩地层中的地质事实，研究者认为彭公庙岩基南部钨矿床为早古生代成矿，且与早古生代彭公庙大花岗岩基有密切的成因关系(乔玉生等，2011；
李时谦等，2013)。在南岭成矿带西侧，早古生代钨锡矿找矿也取得较大的找矿突破，例如越城岭-苗儿山地区的平滩钨矿床、落家冲钨锡多金属矿床和独石岭钨铜多金属矿床(陈文迪等，2016；
杜云等，2017；
Chenetal., 2019)。因此，部分学者开始重新审视早古生代岩浆活动与钨锡成矿的关系(华仁民等，2013；
陈骏等，2014；
盛丹等，2020)。那么，这是否意味着应该在早古生代大花岗岩基中寻找钨锡矿床呢？本文以彭公庙岩体为切入点，对其进行了详细的年代学和地球化学分析，并与典型的成矿花岗岩对比，以此评估与早古生代岩浆活动有关的钨锡成矿潜力，同时指出彭公庙地区下一步找矿方向。
彭公庙岩体位于南岭成矿带中部，诸广山-万洋山复式岩体西侧(夏金龙等，2021)，出露面积约700 km2。区内地层齐全，除志留系外，从南华系到第四系均有出露，尤以晚古生代地层最为发育。南华系-寒武系为复理石、类复理石建造，主要岩性为变质陆源碎屑岩夹少量硅质岩、碳酸盐岩，变质程度为低绿片岩相；
泥盆系-中三叠统为浅海相碳酸盐岩夹陆源碎屑岩；
上三叠统-古近系为陆相含煤建造和陆相红盆沉积；
第四系主要为河流冲积层和山麓前缘残坡积层。彭公庙岩体侵入于震旦系-奥陶系浅变质砂岩中，与上覆泥盆系跳马涧组不整合接触，结合K-Ar同位素测年结果(385 Ma，李璞等，1963)，确定其是一个典型的早古生代花岗岩大岩基。
彭公庙岩体可详细划分为汤市、马脑下、兰溪、香树垄和恩垄5个单元(柏道远等，2006)。汤市单元和恩垄单元主要岩性分别为黑云母花岗闪长岩和二云母二长花岗岩，其余单元主要由粒度不等的黑云母二长花岗岩组成。彭公庙岩体主体为黑云母二长花岗岩，黑云母花岗闪长岩和二云母二长花岗岩分布在岩体南(东)和北(西)，出露面积约500、 100和100 km2(图2)，不同岩性之间主要呈突变接触。高精度年代学研究表明，黑云母二长花岗岩和二云母二长花岗岩的成岩时代分别为441.3±2.4～435.3±2.7 Ma(张文兰等，2011；
Yuanetal., 2018a)和436±4～433±3 Ma，它们在误差范围内一致(Xu and Xu, 2015；
徐文景，2017)。黑云母花岗闪长岩具有中粗粒花岗结构、块状构造，主要由斜长石(40%)、钾长石(20%)、石英(30%)、角闪石(5%)、黑云母(3%～5%)组成。角闪石呈浅黄绿色，自形-半自形，发育典型的闪石式解理；
黑云母呈浅黄色，多色性明显，自形-半自形片状或集合体出现，发育一组完全解理(图3a、3b)；
石英多呈他形粒状；
长石为半自形-他形。
图 1 南岭地区构造-岩浆简图(据徐先兵等，2021；
Yu et al., 2022)Fig. 1 Structure-magmatic diagram of Nanling area (modified after Xu Xianbing et al., 2021; Yu et al., 2022)
石牛仙钨矿点位于彭公庙岩体南端与地层接触部位，矿体赋存于中细粒二云母二长花岗岩中(图4)，矿化类型分为石英脉型(地表、老窿)和云英岩化型(钻孔)两种。地表发现含钨石英脉35条，脉宽5～50 cm，走向延伸约5～10 m，倾向主要为北西，次为南东，倾角41°～87°。在石英脉密集区钻孔揭露到3～5层含钨云英岩化带，真厚度0.75～1.07 m，平均品位0.21%～0.54%，初步估算WO3(334？)为4 116.24吨(湖南省地质调查院，2015)(1)湖南省地质调查院. 2015. 湖南茶陵-宁岗地区矿产远景调查成果报告.。主要金属矿物有白钨矿、黄铁矿、毒砂，非金属矿物主要为石英、斜长石、绢云母、白云母、钾长石等，白钨矿多呈浸染状、团块状和细脉状等(图3c、3d)。
采集彭公庙岩体南部张家垄矿区新鲜中粒黑云母花岗闪长岩和石牛仙矿区含白钨矿石英脉样品送至河北省廊坊市拓轩岩矿检测服务有限公司，花岗闪长岩去皮后粉碎200目进行锆石和独居石挑选，含白钨矿石英脉样品进行白云母的分选。
2.1 全岩地球化学测试方法
薄片进行详细的显微观察，粉末送至自然资源部中南矿产资源监督检测中心进行全岩主量元素、微量元素和稀土元素分析。其中，主量元素采用熔片-X荧光光谱法测定，仪器为波长色散X射线荧光光谱仪，分析精度0.1%～1.0%。微量元素和稀土元素采用混合酸溶矿制样，由Thermo X series 2型电感耦合等离子质谱仪测定，分析精度1.0%。
图 2 湖南彭公庙岩体地质简图[据柏道远等(2006)、李时谦等(2013)修改]Fig. 2 Geologic sketch map of the Penggongmiao pluton, Hunan Province (modified after Bai Daoyuan et al., 2006; Li Shiqian et al., 2013) 黑云母二长花岗岩年龄引自Yuan等(2018a)、张文兰等(2011)；
二云母二长花岗岩年龄引自Xu和Xu(2015)、徐文景(2017)；
黑云母花岗闪长岩年龄为本文实测；
张家垄钨矿辉钼矿Re-Os年龄和白云母Ar-Ar年龄引自Yuan等(2018a)；
圳口钨矿白云母Ar-Ar年龄引自严宸等(2019)；
石牛仙钨矿白云母Ar-Ar年龄为本文实测The age of biotite monzogranite is quoted from Yuan et al., 2018a; Zhang Wenlan et al., 2011; The age of the two-mica monzogranite is quoted from Xu and Xu, 2015; Xu Wenjing, 2017; The age of biotite granodiorite age is measured in this paper; The Re-Os age of molybdenite and Ar-Ar age of muscovite of Zhangjialong tungsten deposit are from Yuan et al., 2018a; The Ar-Ar age of muscovite of Zhenkou tungsten deposit is quoted from Yan Chen et al., 2019; The Ar-Ar age of Muscovite in Shiniuxian tungsten deposit is measured in this paper
2.2 全岩Sr-Nd同位素分析
全岩Rb-Sr和Sm-Nd同位素分析都在自然资源部中南矿产资源监督检测中心使用热电离质谱仪TRITON完成。其中，在Rb-Sr同位素分析过程中，用 NBS987、NBS607和GBW04411标准物质分别对仪器和分析流程进行监控，在Sm、Nd同位素分析过程中，用NBS987、NBS607和GBW04411标准物质分别对仪器和分析流程进行监控，同位素含量及比值采用同位素稀释法公式计算得到。分析样品制备的全过程均在超净化实验室内完成，全流程Rb、Sr空白分别为3×10-10和7×10-10。
2.3 锆石和独居石LA-ICP-MS微区原位U-Pb定年和微量元素分析
锆石和独居石原位U-Pb同位素定年在武汉上谱分析科技有限责任公司利用LA-ICP-MS分析完成，测试过程中激光束斑直径分别为32 μm和16 μm，频率分别为5 Hz和2 Hz。数据处理采用软件ICPMSDataCal (Liuetal., 2008, 2010)完成，其中锆石U-Pb同位素定年处理使用标准锆石91500和玻璃标样NIST610作外标分别进行同位素和微量元素分馏校正，独居石U-Pb同位素定年使用标准独居石44069和玻璃标样NIST610作外标分别进行同位素和微量元素分馏校正。使用Isoplot/Ex_ver3 (Ludwig, 2003)软件进行U-Pb年龄谐和图绘制和年龄加权平均计算。
2.4 白云母Ar-Ar定年方法
将清洗后的白云母封进石英瓶中，送至中国核动力研究设计院HFETR反应堆中进行中子辐照50小时，冷却至安全放射剂量范围后进行40Ar/39Ar阶段升温测年。分析测试在核工业北京地质研究院分析测试研究中心完成，采用双真空钽片加热炉阶段升温法 (温度范围为800～1 400℃)释放样品中气体，使用稀有气体质谱仪Argus VI进行Ar同位素组成的测试。
通过测试大气中的氩同位素组成获得质谱的质量歧视校正因子，40K衰变常数λ=5.543×10-10/a(Steiger and Jager, 1977)。使用ArArCALC 2.40软件进行数据处理(Koppers, 2002)，坪年龄误差为2σ。
图 3 黑云母花岗闪长岩手标本(a)、镜下照片(b，单偏光)和含钨石英脉手标本(c)、镜下照片(d，正交偏光)Fig. 3 Hand specimens(a) and photomicrograph (b, plane light) of biotite granodiorite, hand specimens(c) and photomicrograph (d, crossed nicols) of tungsten-bearing quartz vein Amp—角闪石; Bt—黑云母; Ms—白云母; Q—石英; Sch—白钨矿Amp—amphibole; Bt—biotite; Ms—muscovite; Q—quartz; Sch—Scheelite
图 4 石牛仙钨矿床地质简图(湖南省地质调查院，2015)(2)湖南省地质调查院. 2015. 湖南茶陵-宁岗地区矿产远景调查成果报告.Fig. 4 Geologic sketch map of the Shiniuxian tungsten deposit(Geological Survey of Hunan Province, 2015)❶
3.1 锆石和独居石LA-ICP-MS U-Pb同位素测年
彭公庙中粗粒黑云母花岗闪长岩(ZJL19-4)中锆石晶体呈自形长柱状(图5a)，锆石颗粒粒径约100～200 μm，长宽比约为2∶1～3∶1。少数锆石颗粒核部可见浑圆状的继承锆石，边部发育密集的震荡环带，部分见有黑色的增生边(图5a)。LA-ICP-MS锆石 U-Pb同位素分析结果(表1)显示，Th含量为86×10-6～350×10-6，U含量为197×10-6～953×10-6，两者呈正相关关系，Th/U值为0.25～0.66，指示锆石为典型岩浆成因。20个分析数据得到206Pb/238U年龄为455.9±3.8～430.5±3.4 Ma，除去一个较老的离群年龄外，其余19颗锆石加权平均为436.1±2.5 Ma(MSWD=1.9，n=19)，在U-Pb年龄谐和图上样品分布在谐和线上或其附近(图6a、6b)，显示较好的谐和性，说明锆石形成以后U、Pb同位素体系是封闭的。436.1±2.5 Ma代表黑云母花岗闪长岩结晶年龄。
图 5 彭公庙黑云母花岗闪长岩锆石阴极发光(a)和独居石背散射(b)图像Fig. 5 Zircon CL (a) and monazite BSE (a) images of the Penggongmiao biotite granodiorite
中粗粒黑云母花岗闪长岩(ZJL19-4)独居石晶体为半自形-自形，粒径约50～100 μm，BSE图像显示独居石为均匀的灰白色(图5b)。选择20颗独居石进行LA-ICP-MS U-Pb测试，结果表明Th、U含量较高且变化范围大，分别为33 156×10-6～113 253×10-6和434×10-6～7 258×10-6，Th/U值为11.44～131.32(表2)。20个分析点206Pb/238U年龄为445.8±3.4～425.9±4.2 Ma，所有分析点均分布在由206Pb/238U与207Pb/235U构筑的谐和曲线(图6c、6d)，说明独居石形成后U、Pb同位素体系是封闭的，加权平均年龄436.8±2.8 Ma可代表黑云母花岗闪长岩结晶年龄。
3.2 岩石地球化学
中粗粒黑云母花岗闪长岩的主量、微量和稀土元素含量见表3。
岩石SiO2含量为68.80%～72.65%，Al2O3含量为13.19%～15.11%；
K2O+Na2O含量为6.52%～7.46%，K2O/Na2O值为1.50～1.74；
Fe2O3T含量为3.05%～3.95%；
MgO含量为0.86%～1.17%；
CaO、TiO2和P2O5含量分别为2.03%～2.37%、0.50%～0.67%和0.12%～0.15%。样品K2O含量较高，属高钾钙碱性系列花岗岩(图7a)；
A/CNK为1.08～1.13，A/NK为1.51～1.62，刚玉分子含量为1.03%～1.73%，显示弱过铝-强过铝质花岗岩特征(图7b)。
黑云母花岗闪长岩的稀土元素总量为185.93×10-6～214.56×10-6，δEu值为0.41～0.54，具有中等程度Eu负异常，LREE/HREE值为5.73～6.71，稀土元素球粒陨石标准化图右倾(图8a)。Eu负异常说明源区有斜长石残留或岩浆演化过程经历了斜长石分离结晶。微量元素富集Rb、Th、U、Pb、Nd、Zr、Hf等大离子亲石元素，亏损Ba、Nb、Ta、Sr、P、Ti等高场强元素(图8b)，Rb/Sr、Zr/Hf、Nb/Ta值分别为1.47～2.22、32.85～34.21和8.68～10.39。根据Miller等(2003)计算公式得到锆石饱和温度为772～799℃，平均786℃。
表1 彭公庙黑云母花岗闪长岩锆石LA-ICP-MS U-Pb测年数据Table 1 In-situ zircon LA-ICP-MS U-Pb data of the Penggongmiao biotite granodiorite
表2 彭公庙黑云母花岗闪长岩独居石LA-ICP-MS U-Pb测年数据Table 2 In-situ monazite LA-ICP-MS U-Pb data of the Penggongmiao biotite granodiorite
图 6 彭公庙黑云母花岗闪长岩锆石(a、b)和独居石(c、d)U-Pb年龄谐和图Fig.6 U-Pb concordia diagrams of zircon (a, b) and monazite (c, d) grains of the Penggongmiao biotite granodiorite
以本次实测的436.1 Ma进行中粗粒黑云母花岗闪长岩初始Sr和Nd计算，2件样品(87Sr/86Sr)i值为0.711 300 1～0.717 229 6，143Nd/144Nd值为0.512 014～0.512 020，εNd(t)值为-8.60～-8.28，二阶段Nd模式年龄为1.87～1.84 Ga(表4)。与彭公庙岩体黑云母二长花岗岩[(87Sr/86Sr)i=0.712 30～0.718 31，143Nd/144Nd为0.511 989～0.511 992，εNd(t)=-8.7～-8.3，tDM2=1.87 ～1.84 Ga(柏道远等，2006)]和二云母二长花岗岩[(87Sr/86Sr)i=0.715 840～0.717 284，143Nd/144Nd=0.511 981～0.512 078，εNd(t)=-8.7～-7.3，tDM2=1.88～1.77 Ga(Xu and Xu, 2015；
徐文景, 2017)]具有一致的Sr-Nd同位素特征。
3.3 白云母39Ar/40Ar同位素测年
石牛仙钨矿床白云母39Ar/40Ar同位素测年结果列于表5。样品ZK19-1在1 050～1 300℃的5个加热阶段具有66%的39Ar释放量，坪年龄为150.2±1.2 Ma(图9a)，等时线年龄为151.1±1.5 Ma，40Ar/36Ar初始比值为312.3±10.5(图9b)，与现代大气氩比值在误差范围内一致(295.5，Qiu and Wijbrans，2006)，说明白云母自结晶以来对钾和氩保持封闭体系，150.2±1.2 Ma代表了白云母的结晶年龄。
4.1 彭公庙岩体及区内钨矿形成时代
彭公庙岩体内部及南缘发育杨梅坑、圳口、张家垄、石牛仙、两江口等5个钨矿床(点)。前人研究认为彭公庙岩体南部杨梅坑和圳口钨矿床为早古生代成矿，可能与彭公庙大花岗岩基有密切的成因关系(乔玉生等，2011；
李时谦等，2013)。
彭公庙张家垄DI和刚玉分子计算方法参见路远发等(2021)。
表3 彭公庙黑云母花岗闪长岩主量元素(wB/%)、微量元素和稀土元素(wB/10-6)分析结果
图 7 彭公庙黑云母花岗闪长岩主量元素的K2O-SiO2 (a，据 Peccerillo和Taylor, 1976)和A/NK-A/CNK (b，据 Maniar和Piccoli, 1989) 地球化学图解Fig. 7 K2O-SiO2 diagram (a，after Peccerillo and Taylor, 1976) and A/NK-A/CNK diagram (b，after Maniar and Pic-coli, 1989) of the Penggongmiao biotite granodiorite越城岭黑云母二长花岗岩数据引自Chen等(2019)；
彭公庙二云母二长花岗岩数据引自柏道远等(2006)、Xu和Xu(2015)、徐文景(2017)；
彭公庙黑云母二长花岗岩数据引自柏道远等(2006)The data of Yuechengling biotite monzogranite are quoted from Chen et al., 2019; Penggongmiao mica monzogranite are quoted from Bai Daoyuan et al., 2006；
Xu and Xu, 2015；
Xu Wenjing, 2017; Penggongmiao biotite monzogranite are quoted from Bai Daoyuan et al., 2006
钨矿含白钨矿细晶岩脉形成于426.5±2.5 Ma的确定(张文兰等，2011)、越城岭-苗儿山地区的独石岭钨铜多金属矿床(白钨矿Sm-Nd等时线年龄417±35 Ma，热液榍石U-Pb年龄425±12 Ma，成矿花岗岩年龄420～423 Ma，辉钼矿Re-Os等时线年龄423±4 Ma；
陈文迪等，2016)、平滩钨矿床(成矿花岗岩LA-ICP-MS锆石U-Pb年龄430.8±2.4 Ma，辉钼矿Re-Os等时线年龄432±15 Ma，Chenetal., 2019)以及落家冲钨锡多金属矿床(成矿花岗岩LA-ICP-MS锆石U-Pb年龄408.3±3.5 Ma，白钨矿Sm-Nd等时线年龄401.5±9.4 Ma，杜云等，2017和未刊资料)的相继发现，使得重新评价加里东期大花岗岩基的成矿潜力变得非常有必要。
图 8 彭公庙黑云母花岗闪长岩稀土元素配分模式图和微量元素蛛网图Fig. 8 Chondrite-normalized rare earth element patterns and primitive mantle-normalized trace spider diagram of the Penggongmiao biotite granodiorite球粒陨石标准化值据Taylor和McLennan(1985)；
原始地幔标准化值据Sun和McDonough(1989)；
数据来源同图7chondrite normalization values after Taylor and McLennan, 1985; primitive mantle normalization values after Sun and McDonough, 1989; data are the same as Fig.7
表4 彭公庙黑云母花岗闪长岩Sr、Nd同位素数据Table 4 Sr and Nd isotope concentrations of the Penggongmiao biotite granodiorite
彭公庙岩体侵入于震旦系-奥陶系浅变质的砂岩中，与上覆泥盆纪跳马涧组不整合接触，主要由黑云母花岗闪长岩、二云母二长花岗岩和黑云母二长花岗岩组成。本文利用LA-ICP-MS锆石和独居石U-Pb定年获得黑云母花岗闪长岩年龄分别为436.1±2.5 Ma(MSWD=1.9，n=19)和436.8±2.8 Ma(MSWD=2.7，n=20)，与黑云母二长花岗岩SIMS 锆石U-Pb年龄441.3±2.4 Ma(Yuanetal., 2018a)和LA-ICP-MS锆石U-Pb年龄436.2±3.1～435.3±2.7 Ma(张文兰等，2011)相吻合，也与二云母二长花岗岩LA-ICP-MS锆石U-Pb年龄436±4～433±3 Ma在误差范围内一致(Xu and Xu, 2015; 徐文景, 2017)，表明彭公庙大花岗岩基为早志留世岩浆活动的产物。
表5 彭公庙地区石牛仙钨矿白云母40Ar/39Ar 阶段升温测年数据Table 5 40Ar/39Ar stepwise heating analytical data for muscovite of the Shiniuxian tungsten deposit
图 9 石牛仙钨矿床白云母40Ar-39Ar坪年龄(a)和等时线年龄图(b)Fig. 9 Plateau(a), isochron(b) 40Ar-39Ar ages of muscovite for Shiniuxian tungsten deposit
石牛仙钨矿床位于张家垄钨矿床北面，矿体产于二云母二长花岗岩中，主要矿化类型为石英脉型和云英岩型，含钨石英脉白云母39Ar-40Ar坪年龄150.2±1.2 Ma，与Yuan等(2018a)获得的张家垄钨矿床云英岩型钨矿脉辉钼矿Re-Os等时线年龄160.4±2.2 Ma、白云母39Ar-40Ar坪年龄153.5±1.0 Ma一致，也与圳口钨矿床白云母148.0±0.7 Ma的39Ar-40Ar坪年龄相似(严宸等，2019)。此外，矿床东部产于桂东早古生代岩体中的竹园里钨铋矿床和流源锡矿床白云母39Ar/40Ar坪年龄分别为151.6±1.0 Ma和153.1±1.0 Ma(Yuanetal., 2018b)。精确的年代学数据表明，区内钨锡矿床形成于晚侏罗世，成矿年龄远小于彭公庙岩体形成时代(张文兰等，2011; Yuanetal., 2018a, 2018b; 本文)，不支持钨成矿作用与在古生代岩浆活动存在成因联系。
4.2 彭公庙岩体岩石成因及成矿潜力
彭公庙岩体黑云母花岗闪长岩、黑云母二长花岗岩和二云母花岗岩SiO2与CaO、MgO、Fe2O3、TiO2等呈负相关关系，与K2O和Na2O呈正相关关系(图10)，表明它们可能为同一岩浆演化的产物。刚玉分子含量为0.67%～3.11%，A/NCK大于1.0～1.24，显示弱过铝-强过铝质花岗岩(图7b)和S型花岗岩特征(图11a)。不同岩性侵入岩 (87Sr/86Sr)i变化范围较大，为0.711 130～0.718 310(平均0.715 474)，较大陆地壳平均值0.719略小(Faure, 1986)，εNd(t)为-8.7～-7.3(平均-8.3)，与壳源S型花岗岩同位素特征相符(图11b)。但是三者都具有相对较高的形成温度，分别为772～800℃(平均786℃)、763～815℃(平均793℃)和758～805℃(平均780℃)，明显高于S型花岗岩的平均温度764℃，而与I型花岗岩平均温度 781℃(Kingetal., 1997)相符。黑云母花岗闪长岩手标本和显微镜下均可见约10%的角闪石，且角闪石自形程度较高，也指示其具有I型花岗岩的性质(吴福元等，2007；
张招崇等，2009)。越城岭平滩加里东期钨矿床成矿花岗岩也普遍含有刚玉分子，A/NCK值为1.0～1.28，形成温度平均为802℃，不含角闪石等矿物，为典型的S型花岗岩(Chenetal., 2019)。其实，南岭绝大部分的成钨花岗岩都兼具S和I型花岗岩的地球化学特征(秦拯纬等，2022)。
图 10 彭公庙岩体Harker图解(图例与数据来源同图7)Fig. 10 Harker diagrams of Penggongmiao pluton(legends and data are the same as Fig. 7)
彭公庙花岗岩与越城岭早古生代成钨花岗岩一样，均有稀土元素球粒陨石标准化图解呈“右倾式”分配特征，LREE/HREE分别为4.32～10.52(平均7.27)和7.55～18.11(平均12.56)，中等强度的Eu负异常，δEu值分别为0.25～0.84(平均0.46)和0.33～0.43(平均0.38)，但这与南岭地区中生代典型的与钨锡矿床有关的花岗岩具有强烈的稀土元素海鸥式分配特征(平均LREE/HREE=4.2～5.3)和强烈的Eu负异常(δEu=0.10～0.30)区别明显。在微量元素方面，虽然彭公庙岩体、越城岭早古生代成钨花岗岩与南岭地区中生代成锡和成钨花岗岩具有富集Rb、Th、U、Pb、Zr等元素，亏损Sr、Ba、P、和Ti等元素等特征，但在富集和亏损程度上前者与后者也存在较大的差距。
图 11 彭公庙岩体成因类型判别图解(图例与数据来源同图7)Fig. 11 Genetic type discrimination diagrams of the Penggongmiao biotite granodiorite(legends and data are the same as Fig.7)a—ACF图解[据Hine等(1978)]；
b—εNd(t)-(87Sr/86Sr)i图解(据凌洪飞等，2005)a—ACF digram (after Hine et al., 1978); b—εNd(t)-(87Sr/86Sr)i diagram (after Ling Hongfei et al., 2005)
彭公庙岩体分异指数DI =69～90，较高的Zr含量(108×10-6～249×10-6)、Nb/Ta=5～17(平均11)和Zr/Hf=20～42(平均30)以及上述微量元素特征都指示岩浆演化过程经历了一定程度的结晶分异，中等强度的Eu负异常指示可能仅经历较弱的斜长石的结晶分离。但与南岭成矿带中生代典型的成钨和成锡花岗岩相比，彭公庙岩体分异程度偏弱(图12a、12b)。具体而言，二云母花岗岩分异程度明显更充分，主要表现在更高的分异指数(DI)(82～90,平均87)、CaO/(Na2O+K2O)值，更低的Rb/Sr值和δEu值，与越城岭早古生代成钨花岗岩相对较高的分异程度相似。
彭公庙岩体不同岩性侵入岩Rb/Sr值为1.18～5.23(平均2.61)，Sm/Nd值为0.19～0.24(平均0.20)，Ti/Y值为26～197(平均86)，Ti/Zr值为8～23(平均18)，与来源于地壳的岩浆岩具有一致的地球化学性质(Rb/Sr>0.5，Sm/Nd<0.3，Ti/Y<100，Ti/Zr<20，Tischendor and Paelchen, 1985；
陈德潜等,1990)，指示岩浆可能来源于地壳物质。而相对均一的εNd(t)值(-8.7～-7.3)和tDM2值(1.88～1.77 Ga)，与南岭中生代成钨花岗岩较低的εNd (t)值(-12～-8，平均值为-8.9)和较古老的tDM2值(1.9～1.5 Ga，平均值为1.68 Ga)相似，且样品都位于华南前寒武纪基底演化线内(图13a)，说明它们的源岩主要来源于古元古代地壳物质的部分熔融。磷灰石Sr-Nd和锆石Hf-O-Li等同位素研究表明，南岭中生代成钨花岗岩主要来源于成熟度较高的上地壳物质的部分熔融(Zhangetal., 2017; Yangetal., 2018)，彭公庙岩体Sr-Nd同位素沿着上地壳演化线分布，指示其也是来源于上地壳(图13b)。
图 12 彭公庙岩体分异程度CaO/(Na2O+K2O)-Rb/Sr(a)和Nb/Ta-Zr/Hf(b)图解(南岭成钨、成锡花岗岩区域引自秦拯纬等，2022；
图例与数据来源同图7)Fig. 12 Diagrams of CaO/(Na2O+K2O)-Rb/Sr(a) and Nb/Ta-Zr/Hf(b)of the Penggongmiao biotite granodiorite (tungsten and tin granites of Nanling metallogenic belt after Qin Zhengwei et al., 2022; legends and data are the same as Fig.7)
彭公庙岩体不同岩性侵入岩Harker图解显示良好的线性关系(图10)，相似的稀土元素和微量元素组成(图8)以及均一的Sr-Nd同位素组成(图11b)，说明它们具有相似的成因，是同一母岩浆演化的产物。A/MF-C/MF图解显示彭公庙岩体主体是变质杂砂岩的部分熔融，但也有部分样品落在变质泥岩和变质中基性岩区域(图13c)，指示可能存在不同来源的岩浆混合。不同岩性多元素共分母比值均呈现良好的线性关系(柏道远等，2006)、散乱的La/Sm-La关系(柏道远等，2006)以及MgO和FeOT都说明岩浆混合作用控制了岩石的形成(图略)。野外地质调查常见有闪长质包体，也是不同来源的岩浆混合有力的岩石学证据。前文已经论述了彭公庙岩体经历了较弱的分异演化，因此Rb/Ba-Rb/Sr图解可以大致指示岩浆源区组成，彭公庙岩体黑云母花岗闪长岩和黑云母二长花岗岩主要落入了计算的砂质来源熔体附近，但部分二云母二长花岗岩与越城岭早古生代成钨花岗岩一样都位于富粘土区内(图13d)。
与钨锡矿床有关的花岗岩主要是上地壳变泥质岩的部分熔融产物，云母类矿物的脱水熔融并经过结晶分异形成含有钨和锡的高分异岩浆是成矿与否的重要因素(吴显愿等，2019; Wangetal., 2020; Songetal., 2021; Zhaoetal., 2022)。前文已述，彭公庙岩体来源于古元古代地壳物质的部分熔融，普遍具有较高的形成温度(≥780℃)，且经历了一定程度的分异。但相对于典型的成钨花岗岩，彭公庙岩体黑云母花岗闪长岩和黑云母二长花岗岩主要来源于上地壳变质砂岩，结晶分异程度不高，而二云母二长花岗岩不论是在源区组成还是在分异程度上都更接近于越城岭早古生代成钨花岗岩，也与南岭中生代成钨花岗岩相似，指示二云母花岗岩可能具有钨锡矿潜力。但彭公庙岩体黑云母花岗闪长岩、黑云母二长花岗岩和二云母花岗岩成矿元素含量并不高，W含量为0.84×10-6～26.66×10-6(平均3.51×10-6)(柏道远等，2006；
Xu and Xu, 2015；
徐文景, 2017；
本文)，与华南花岗岩平均含量一致(3.5×10-6，中国科学院地球化学研究所，1979)，Sn含量为3.17×10-6～47.5×10-6(平均13.9×10-6，柏道远等，2006；
徐文景, 2017)，较华南花岗岩平均含量低(32×10-6，中国科学院地球化学研究所，1979)，也明显低于越城岭岩体W和Sn平均含量(W=26.5×10-6，Sn=17.09×10-6，Chenetal., 2019；
杜云等，2021)，水系沉积物分析结果也显示苗儿山-越城岭W、Sn等元素主要富集在花岗岩中(田磊等，2021)，进一步表明了其成矿潜力有限。
图 13 彭公庙岩体岩浆源区判别图解源区Fig. 13 The discrimination diagrams of the source nature of the Penggongmiao biotite granodiorite a—华南前寒武纪基底范围修改自Yang等(2018)；
b—底图据Rollison (2000); c—底图据 Altherr等(2000)；
d—底图据Sylvester (1998); 图例与数据来源同图7a—the range of Precambrian basement range of South China Block after Yang et al., 2018; b—after Rollison, 2000; c—after Altherr et al., 2000; d—after Sylvester, 1998; Legends and data are the same as Fig.7
4.3 彭公庙地区找矿方向
彭公庙岩体是早志留世(441±2～433±3 Ma)岩浆活动的产物，岩体内及周缘主要钨锡矿床并非形成于早古生代，而是形成于晚侏罗世(160.4±2.2～148.0±0.7 Ma)，说明它们的形成是受控于晚侏罗世岩浆-热液活动。通过对比彭公庙岩体和南岭地区典型的与钨锡成矿有关的花岗岩，发现彭公庙岩体本身的的成矿潜力有限(Yuanetal., 2018a；
本文)。那么彭公庙地区的钨锡找矿工作应如何开展呢？
已有研究指出，彭公庙岩体及周缘的钨锡矿床可能与深部晚侏罗世隐伏岩体有关(Yuanetal., 2018a, 2018b；
严宸等，2019)。野外地质调查和梳理资料发现，彭公庙岩体内部及周缘地层围岩发育丰富的中酸性-中基性岩脉，主要岩性有细粒花岗岩脉、石英斑岩脉、花岗闪长斑岩、花岗伟晶岩脉、辉绿岩脉和煌斑岩脉等。如彭公庙岩体东北部两江口钨矿区矿(化)体主要赋存在距离彭公庙岩体1 km的花岗闪长斑岩脉中，发育丰富的云英岩化、硅化以及石英脉带，在长达50 m的矿化带中，发现4条厚1～7 m不等的钨锡工业矿体；
张家垄和圳口钨矿床也发育有细粒花岗岩、花岗斑岩脉。笔者在1∶5万彭公庙南缘进行区域地质调查中也发现多处中酸性岩浆岩脉或岩株，总体呈北东向或北北东向，岩性主要为细粒黑(二)云母花岗岩和中细粒似斑状黑云母花岗岩，初步研究表明，这些酸性岩脉结晶年龄为158.7～153.0 Ma，与南岭中生代钨锡矿床花岗岩具有相似的地球化学性质(未刊资料)，证明区内存在与成矿作用同时的晚侏罗世岩浆活动。因此，在下一步找矿过程中，应以晚侏罗世构造-岩浆-成矿事件为调查研究目标，重点开展彭公庙花岗岩基内部及周缘晚期花岗岩岩脉或岩株调查，查明它们的分布特征、产状、岩性等，研究其形成时代、地球化学特征、源区组成、分异演化程度等，结合区内地球物理、地球化学、构造蚀变信息等，综合评价成矿潜力。
彭公庙中粗粒黑云母花岗闪长岩LA-ICP-MS锆石和独居石U-Pb年龄分别为436.1±2.5 Ma(MSWD=1.9，n=19)和436.8±2.8 Ma(MSWD=2.7，n=20)，表明彭公庙大花岗岩基为早志留世岩浆活动的产物。岩体内石牛仙钨矿床白云母39Ar/40Ar坪年龄为150.2±1.2 Ma(MSWD=0.42)，证明彭公庙岩体及周缘钨锡矿床形成于晚侏罗世，成岩和成矿没有成因联系。地球化学研究表明，早志留世彭公庙大岩基钨锡成矿潜力有限，应综合地球物理、地球化学、构造蚀变信息等资料，重点评价岩基内部及周缘晚期(如晚侏罗世)花岗岩岩脉或岩株成矿潜力。
致谢论文撰写过程中与湖南省地质调查院谭仕敏、陈剑锋高级工程师等进行了有益的讨论，匿名审稿专家提出了建设性的意见，在此一并表示衷心的感谢！
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