矽卡巖型鎢礦床成礦作用研究進展*

李佳黛，李曉峰

（1中國科學院礦產資源研究重點實驗室，中國科學院地質與地球物理研究所，北京 100029；2中國科學院地球科學研究院，北京 100029；3中國科學院大學地球與行星科學學院，北京 100049）

鎢（W）是一種極為重要的稀有難熔金屬，廣泛應用于現代生活、電子工業、汽車工業、航空航天和原子能等領域。世界鎢儲量大約3.1 Mt，中國的鎢儲量約占61.3%（Sheng et al.,2015）。根據成礦作用性質、成礦物質來源等因素，世界鎢礦床可劃分為巖漿成因、沉積成因、（火山）沉積-變質改造成因和現代表生成因4種類型（康永孚等，1991；石洪召等，2009）。具體地，結合成礦機制、成礦地質特征及礦物組合特征將巖漿成因礦床進一步劃分為矽卡巖型、石英脈型、斑巖型、云英巖型、花崗巖型和火山巖型（夏慶霖等，2018）。其中，矽卡巖型白鎢礦礦床是最主要的類型，分別約占世界和中國總儲量的50%和39.32%（Sheng et al.,2015）。狹義的矽卡巖型鎢礦多呈透鏡狀、層狀-似層狀或囊狀產出于中酸性花崗巖及花崗質混合巖和碳酸鹽類及其他含鈣質巖石接觸帶及附近，主要通過接觸雙交代和滲濾交代作用形成（林運淮，1982；畢承思，1987）。但研究表明，薄層灰巖或者不純的碳酸鹽類巖石和與其物理化學性質有明顯差異的巖石（如泥巖、火山巖、頁巖等）互層時，同樣有利于矽卡巖型礦化（多受斷裂構造控制）的富集（Kwak et al.,1981）。因此，廣義的矽卡巖型鎢礦主要是通過不純碳酸鹽巖的變質重結晶作用、不同巖性巖石之間的接觸雙交代作用以及巖漿熱液、混合巖化熱液和變質熱液的滲濾交代作用形成的，無論是中酸性巖體還是碳酸鹽等含鈣質巖石均不是必要條件（Meinert et al.,2005）。前人根據矽卡巖礦物組合（Fe2+和Fe3+的相對含量）、圍巖組成（碳質和赤鐵礦的相對含量）以及相應成礦深度（變質溫度和氧化地下水的參與情況）將矽卡巖型鎢礦大致劃分為氧化型（W-Mo-Cu）和還原型（W-Sn-F）（Newberry et al.,1981;Meinert et al.,2005）。但大部分矽卡巖型鎢礦具有多種蝕變礦化的疊加，可能同時存在還原型和氧化型礦化（如柿竹園鎢礦），因此，簡單地劃分為這2種類型還不夠全面。近年來，隨著實驗分析技術和礦產勘查方法的發展與進步，使得典型礦床成因的深度剖析成為可能，并且相繼發現了一些新的大中型矽卡巖型鎢礦，如華南的朱溪鎢銅礦（約149 Ma,Song et al.,2018）和魏家鎢礦（159～158 Ma,Zhao et al.,2016），以及加里東期的社洞鎢鉬礦（陳懋弘等，2011）。因此，全面深入地理解和認識矽卡巖型鎢礦的特征和成礦規律十分必要。本文在簡要介紹國內外矽卡巖型鎢礦的時空分布、地質特征和相關礦物學研究的基礎上，系統歸納了鎢的成礦巖漿-熱液體系特征，鎢在巖漿-熱液演化過程中的地球化學行為及其遷移和沉淀機制等方面的研究成果。從成礦物質的來源、遷移形式和沉淀機制3個方面總結了矽卡巖型鎢礦的成礦作用特點，有助于指導找礦工作。

1 矽卡巖型鎢礦的時空分布

圖1 世界主要鎢礦床分布圖（據Brown et al.,2014;Sheng et al.,2015修改）Fig.1 Distribution of world’s major tungsten deposits(modified after Brown et al.,2014;Sheng et al.,2015)

圖2 中國主要鎢礦分布圖（據Sheng et al.,2015修改）Fig.2 Distribution of major tungsten deposits in China(modified after Sheng et al.,2015)

全球鎢礦床主要分布在受俯沖作用影響的廣義環太平洋大陸邊緣，其次分布于廣義歐亞大陸內部古大陸邊緣碰撞帶（圖1）（徐克勤等，1987）。中國鎢礦床多數分布在造山帶中，集中在南嶺成礦帶，同時，秦嶺-祁連山-昆侖山成礦帶、東秦嶺成礦帶、三江成礦帶、天山-北山成礦帶以及內蒙古-大興安嶺成礦帶也是重要的鎢礦床分布區（圖2）。全球范圍內，鎢礦床從太古代到第四紀都有產出，但是主要集中在古生代和中生代，其次為新生代。其中，矽卡巖型鎢礦基本發育于中生代和古生代，前寒武紀也有少量發育。類似地，中國鎢礦床的成礦時代也從元古代跨度到喜馬拉雅期，燕山期為最主要的成礦期（表1），超過全國總儲量的84%，其中，矽卡巖型鎢礦主要發育在燕山期，加里東期—海西期和喜馬拉雅期也見少量發育（Sheng et al.,2015）。國內外著名的大型-超大型矽卡巖型鎢礦（表1）包括加拿大Mactung（儲量33 Mt，品位0.88%）和Cantung（儲量4.2 Mt，品位 1.6%），美國 Pine Creek（＞6 Mt），朝鮮 Sangdong（儲量9.52 Mt，品位0.56%），澳大利亞King Island（儲量6.58 Mt，品位0.64%～0.8%），土耳其Uludag以及中國朱溪（儲量3.44 Mt，品位0.54%）、香爐山（儲量約0.22 Mt，品位0.641%）、柿竹園（儲量0.8 Mt，品位0.35%）、新田嶺（儲量0.3 Mt，品位0.37%）和瑤崗仙（儲量0.236 Mt，品位1.27%）礦床。

2 矽卡巖型鎢礦的地質特征

全球范圍內，與矽卡巖型鎢礦相關的地層圍巖為元古界—古近系含碳酸鹽或含鈣質的巖石，以不純灰巖（如泥巖-碳酸鹽混合/互層的層序）更為有利。國外的矽卡巖型鎢礦多與具有大范圍高溫變質暈的粗粒、等粒狀中酸性-酸性巖基（多見偉晶巖和細晶巖巖脈發育其間）有關，包括晚古生代—晚白堊世花崗閃長巖-石英二長巖；而中國矽卡巖型鎢礦的成礦巖體侵位相對較淺，以中細粒結構為主，似斑狀結構次之，主要包括早古生代和中晚侏羅世—早白堊世黑云母花崗巖、二長花崗巖、花崗斑巖以及少量花崗閃長巖（表1）。白鎢礦為最主要的金屬礦物，呈浸染狀顆?；蛄严短畛湮锂a出，多伴生其他金屬礦化（以Cu、Mo、Sn、Zn和Bi為主）。具有開采價值的矽卡巖型鎢礦品位為0.1%～1.5%，礦床儲量范圍大致104～107t，高品位鎢礦石與含水礦物和退蝕變作用關系密切（Meinert et al.,2005;Brown et al.,2014）。礦體形態復雜，主要受接觸帶控制呈層狀、似層狀、透鏡狀，或受斷裂、裂隙控制呈脈狀、帶狀、扁豆狀、囊狀（畢承思，1987）。根據原巖成分和矽卡巖礦物組合可以分為由富Ca、Fe、Al的硅酸鹽礦物（如鈣鐵鋁榴石、鈣鐵輝石、硅灰石、符山石、綠簾石）組成的鈣質鎢矽卡巖，以及由富Mg、Ca的硅酸鹽礦物（如鎂橄欖石、尖晶石、蛇紋石、金云母、透輝石）組成的鎂質鎢矽卡巖。由于白云質巖石不利于含鎢矽卡巖以致鎂質鎢矽卡巖的形成，國外大部分矽卡巖型鎢礦中的含礦矽卡巖為鈣質矽卡巖。但近年來的研究發現，國內鎂質矽卡巖具有形成鎢礦的潛力，如江西朱溪鎢銅礦和湖南魏家鎢礦，其鎂質鎢矽卡巖主要形成于晚侏羅世花崗質巖體（朱溪，約150 Ma黑云母二長花崗巖；魏家，約158 Ma花崗斑巖）與白云巖接觸帶（朱溪，中石炭統黃龍組；魏家，中泥盆統棋梓橋組），均發育大量螢石，表明富F流體有利于鎂質矽卡巖以及白鎢礦的形成（Song et al.,2018）。由于侵入巖體和成礦作用的多期性以及賦礦地層的巖性分帶，大型矽卡巖型鎢礦多存在不同類型的蝕變礦化相互疊加。如柿竹園礦床在鈣質矽卡巖型W（白鎢礦）-Sn-Mo-Bi礦化結束后，疊加形成云英巖型W（黑鎢礦）-Mo-Bi-Sn-Be礦化，并伴隨晚期花崗斑巖的侵入形成鎂質矽卡巖型Pb-Zn-Ag礦化（林運淮，1982；Chen et al.,2016）；Mactung礦床在泥質地層單元中發育云英巖型W（白鎢礦）-Mo礦化，在灰巖單元則形成矽卡巖型W（白鎢礦）礦化（Selby et al.,2003）。矽卡巖型鎢礦形成階段大致可依據經典的“三期五階段”劃分為矽卡巖期（早期矽卡巖階段和晚期矽卡巖階段）、氧化物期（石英-白鎢礦階段）和硫化物期（早期石英-硫化物階段和晚期石英-硫化物階段）（畢承思，1987），但具體劃分因各礦床的地質特征而異，尤其需要注意退蝕變階段的細分和不同蝕變礦化類型與礦化階段的對應關系。

3 鎢的成礦巖漿系統

上地殼鎢的平均含量為1.9×10-6（Rudnick et al.,2003），并且鎢在巖漿演化過程中呈現不同程度的不相容性（Linnen et al.,2005;Breiter et al.,2007）。因此，與鎢礦化具有成因聯系的巖漿巖多形成于巖漿演化的晚期階段（Newberry et al.,1986），主要為I/S分異型和A型花崗巖（圖3d），其成因上主要來源于變質的沉積物基底或變質的火成巖基底±地幔分異物質或新生地殼的部分熔融（Breiter,2012;Romer et al.,2016）。前人曾對比指出，中國與（高分異）I型花崗巖有關的鎢礦床以中小型為主，主要的大中型礦床還是與S型花崗巖有關；而世界其他范圍，如北美、日本、韓國等地區的巨型矽卡巖型白鎢礦礦床大多數則與（高分異）I型/I-S混合型花崗巖有關（New‐berry et al.,1986;畢承思，1987）。由于與鎢礦化相關的巖漿巖具有不同的成因類型，因此，對應的鎢成礦花崗巖也具有不同的地化成分以及演化特征。但總體上，鎢成礦花崗巖w(SiO2)較高，多數集中在75%左右，w(Na2O+K2O)較高，大部分大于7%，具有高硅富堿的特征。其中，矽卡巖型和石英脈型鎢礦的成礦巖體堿質含量變化范圍較大，從鈣堿性到堿性均有出現，而斑巖型以及花崗巖型鎢礦的成礦巖體相對更加富堿（圖3a）。A/CNK集中在0.9～1.8，屬于準鋁質、強過鋁質花崗巖，其中與矽卡巖型鎢礦有關的花崗巖鋁飽和指數相對更高（圖3b）。Ballouard等（2016）總結指出，Nb/Ta和Zr/Hf比值可以作為巖漿-熱液反應或者分離結晶，以及花崗質巖石成礦潛力的標志。大部分與鎢礦床有關的花崗質巖石的Zr/Hf比值落在了Zr/Hf＜46的含礦花崗巖區域（圖3c）。其中，與石英脈型鎢礦床有關的花崗質巖石具有明顯較低的Nb/Ta（大部分＜4）和Zr/Hf（大部分＜26）比值；與斑巖型、花崗巖型以及變質成因的鎢礦床有關的巖體則具有相對較高的Nb/Ta（1～10）和Zr/Hf（10～40）比值；而與矽卡巖型鎢礦床有關的花崗質巖體的Nb/Ta（1～11）和Zr/Hf（6～46）比值變化較為寬泛，暗示大部分鎢礦床的成礦巖體與巖漿-熱液作用關系密切（Bau,1996;Ballouard et al.,2016;吳福元等，2017）。鎢成礦巖體的稀土元素配分模式可以劃分為“斜傾式”和“海鷗式”2種類型，且同一礦床的成礦巖體可能同時具有上述2種類型?！靶眱A式”花崗巖明顯富集輕稀土元素，具有較弱-中等的負Eu異常；“海鷗式”花崗巖輕、重稀土元素分異不明顯，具有強烈的負Eu異常，同時部分“海鷗式”花崗巖的稀土元素還呈現明顯的四組分效應，表明發生了熔體-流體反應（李獻華等,2007;Guo et al.,2012;Jiang et al.,2016）。

表1 全球代表性矽卡巖型鎢礦床的分布、成礦時代和巖體特征Table 1 The distribution,mineralization ages,and characteristics of magmatic rocks of representative tungsten deposits worldwide

續表 1Continued Table 1

華南與W-Sn礦有關的燕山期花崗巖呈現S型、I型或A型花崗巖的特征（Chen et al.，2013），可能源于地殼±巖石圈地幔的部分熔融，并受到地殼沉積物質的混染（Zhou et al.,2006;Zhang et al.,2017），或者分異于中下地殼鎂鐵質火成源巖并且可能有少量新生地殼和/或地幔分異物質加入（Zhou et al.,2006;李獻華等，2007），且多受古太平洋大洋巖石圈俯沖作用的影響。而與W-Sn礦化有關的加里東期花崗巖則多呈現S型花崗巖的特征（Chen et al.,2018），源于古元古代大陸地殼的重熔（Li et al.,2017），形成于陸內造山的擠壓或者伸展環境（李曉峰等，2012）。Chen等（2013）指出南嶺加里東期鎢礦基本以白鎢礦為主，認為可能受到了加里東期花崗巖的物源及成巖條件的控制。研究表明，控制W、Sn、Nb、Ta、Li、Be等金屬元素在花崗巖類中富集的因素主要包括，物源組成（Romer et al.,2014）、結晶分異程度（Taylor et al.,1992）以及后期的熱液疊加作用（Haa‐pala,1997）。然而，由于針對W等元素在源巖融化和過鋁質花崗巖巖漿演化過程中的研究較為有限，因此，具體是哪些成巖過程，例如結晶分異作用、巖漿混合作用、地殼混染和/或與花崗質熔體相關的熱液活動，控制了含鎢花崗巖和相關鎢礦化的形成還未研究清楚（Zhang et al.,2017）。

圖3 與鎢礦床有關的巖石地球化學圖解（c據Ballouard et al.,2016；d據Whalen et al.,1987;吳福元等,2017修改）Fig.3 Geochemical diagrams of the host rocks associated with tungsten deposits(c modified after Ballouard et al.,2016;d modified after Whalen et al.,1987;Wu et al.,2017)

4 矽卡巖型鎢礦的成礦作用

4.1 成礦流體特征

矽卡巖礦床的成礦作用存在多期次多階段演化的特征（Meinert et al.,2003），其成礦流體的溫度（T）和鹽度（w(NaCleq)）變化范圍較大。早期矽卡巖階段的成礦流體顯示高溫（400～700℃）和高鹽度（w(NaCleq)＞50%）的巖漿來源特征。值得注意的是，一些矽卡巖型鎢礦的早期矽卡巖礦物中的流體包裹體存在相對較低的均一溫度，如中國華南寶山矽卡巖型白鎢礦礦床中無水矽卡巖階段晚期的礦物包裹體均一溫度范圍為197～377°C（Zhao et al.,2018）。這些暗示著早期矽卡巖階段的流體并不一定完全繼承了巖漿流體的高溫特征。晚期退化蝕變階段的成礦流體具有更低的溫度（200～400℃）和低鹽度（w(NaCleq)≤20%），但仍以巖漿來源為主（Singoyi et al.,2000;Meinert et al.,2005）。白鎢礦在早期矽卡巖階段和晚期退化蝕變階段均可發育，但其形成伴隨退蝕變作用達到頂峰，沉淀溫度多介于250～400℃。矽卡巖型鎢礦的成礦流體存在中-高鹽度和中-低鹽度2種類型：氧化的矽卡巖（-斑巖）型鎢礦的矽卡巖期普遍發育高鹽度包裹體，并且該類型包裹體可能同時與富氣相中-低鹽度包裹體共存而形成沸騰包裹體組合（Lu et al.,2003;Li et al.,2016;Orhan,2017）；而還原的矽卡巖型鎢礦則具有上述2種不同的鹽度特征（Mathieson et al.,1984;Soloviev et al.,2017）。相對比而言，石英脈型和花崗巖型白鎢礦礦床的成礦流體一般為中-低鹽度流體，并具有一定量的CO2±CH4（Graupner et al.,1999;Seo et al.,2017;Wang et al.,2017;Xie et al.,2018），暗示成礦環境偏酸性且可能缺少明顯的沸騰作用使CO2逃逸。

4.2 鎢的分配、遷移與沉淀

在自然體系中，鎢具有較高的流體親和性（流體/熔體分配系數 1～5，Zajacz et al.,2008;Hulsbosch et al.,2016）和中等不相容的熔體親和性（晶體/熔體分配系數約0.4，Hulsbosch et al.,2016），這會導致在熔體分異過程中鎢傾向于富集在共存的流體相，從而在巖漿流體飽和的初始階段，流體中的鎢就有很大的成礦潛力（Hulsbosch,2019）。針對不同條件下溶液-熔體中鎢的分配行為的實驗研究表明，約束其流體/熔體分配系數（Dw）的主要因素有溫度、壓力（P）、熔體組分、氧逸度（?(O2)）和揮發分（H2O、Cl-、F-、）等（Bai et al.,1999;Wood et al.,2000;Zaja‐cz et al.,2008）。流體包裹體成分分析可以提供關于巖漿鹵水-氣相分離過程對金屬元素的選擇性遷移作用和導致礦石礦物沉淀的化學反應以及物理過程等方面的信息（Audétat et al.,1998）。Heinrich等（1999）利用LA-ICP-MS技術分析巖漿-熱液礦床中流體包裹體的主微量元素發現，Na、K、Fe、Mn、Zn、Rb、Cs、Pb（Ag、Tl、Bi、Ba、Sr、Sn、W、U、Ce）傾向于進入鹵水溶液相，可能以Cl絡合物形式存在；Cu、As、Au、B（Sb、S、Li）則選擇性進入氣相，其中，金屬元素可能以HS絡合物形式存在。

鎢等金屬元素在熱液流體中的遷移可能受到源巖、圍巖成分和流體物化條件（如T、P、pH值）等因素影響。大量實驗研究指出，鎢的遷移形式有氯化物、氟化物和碳酸鹽絡合物，以及同多鎢酸鹽和雜多鎢酸鹽等（Foster,1977;Higgins,1980;Manning et al.,1984;Keppler et al.,1991;Gibert et al.,1992;Wood et al.,2000;Lowenstern,2001）。在高溫熱水溶液中，氯化物、氟化物和碳酸鹽絡合物形式對鎢的遷移起到了重要作用，但它們不是必需的。同多鎢酸鹽和雜 多 鎢 酸 鹽 形 式 ，如 H6[H2W12O40]、H3[PW12O40]、和等，同樣可以遷移足量的鎢而形成鎢礦床（Foster,1977;Manning et al.,1984;Wood et al.,2000）。值得注意的是，F的存在可以降低花崗質巖漿的黏度和固相線溫度，起到巖漿解聚和延長巖漿結晶過程的作用，從而提高了巖漿演化的程度和熔體中鎢的富集程度，延緩了含鎢熱液從巖漿中的分離，但F的存在本身可能與鎢的溶解和遷移無關（Audétat et al.,2000;Linnen et al.,2005;Che et al.,2013a）。

控制鎢礦物沉淀的因素本質上包括：①成礦流體的組成變化，如溶液中離子活度比值(α(Ca2+)/(α(Fe2+)+α(Mn2+))、NaCl含量和XCO2等；②成礦環境的物理化學條件變化，如 T、P、pH 值和 ?(O2)/?(S2)等（Foster,1977;Wood et al.,2000）。目前研究提出了很多鎢礦物的沉淀機制，主要包括：①降溫（Ni et al.,2015），但需要注意的是，在 100～500℃范圍內，白鎢礦的溶解度隨著溫度降低而增加，暗示單獨的降溫過程可能不是白鎢礦礦床形成的有效因素（Foster,1977;Wood et al.,2000）；② 流體-圍巖反應，主要伴隨著pH值增加、T降低和Ca的富集（Ma‐thieson et al.,1984;Wang et al.,2017）以及圍巖中非極性揮發分的加入（Gibert et al.,1992;O’Reilly et al.,1997）；③ 流體混合，及其可能伴隨的?(O2)和pH值增加，T和流體Cl含量降低（Linnen et al.,1994;Singoyi et al.,2001;Wei et al.,2012）；④ 流體不混溶以及流體沸騰和/或CO2泡騰，及其導致的P降低和pH值升高（Lu et al.,2003;Korges et al.,2017;Orhan,2017;Soloviev et al.,2017）。其中，流體-圍巖反應被認為是形成鎢礦床的關鍵機制（Le‐cumberri-Sanchez et al.,2017），流體沸騰和流體混合作用被認為是形成具有異常高品位鎢礦床的主要機制（Wei et al.,2012;Korges et al.,2017），且同一礦床中鎢礦物的沉淀通常受多種機制協同作用。

4.3 成礦物質來源

目前，研究主要利用同位素分析直接約束矽卡巖型鎢礦的成礦物質來源，包括C-H-O-S穩定同位素（Bowman et al.,1985;Zaw et al.,2000;Li et al.,2016），Sr-Nd-Pb放射性同位素（Song et al.,2014;Li et al.,2016）以及流體包裹體He-Ar同位素。

對于矽卡巖型鎢礦的成礦物質來源仍存在一定爭議，大部分學者認為矽卡巖礦床的成礦物質屬于巖漿來源（Bowman et al.,1985;Brown et al.,1985），而另一些學者認為是地層和巖漿混合來源（Ishihara et al.,2003），同時，還有少數學者認為成礦物質僅僅來源于圍巖地層，如層控矽卡巖型鎢礦（Skaarup,1974）。Meinert等（2005）總結矽卡巖型鎢礦的穩定同位素研究指出，根據早期矽卡巖礦物組合的C-O同位素及其形成溫度所估算的熱液流體具有沉積成因δ18O、δ13C值和巖漿δ18O、δ13C值混合的特征，表明大部分該類型礦床形成于多元流體。何興華等（2017）總結了華南中生代典型石英脈型、矽卡巖型、斑巖型以及云英巖型鎢礦床中成礦流體的He-Ar和H-O同位素特征，結果顯示不同類型的鎢礦床的成礦流體具有不同程度的殼源-幔源混合特征，除了主要的巖漿水外還普遍存在不同程度的大氣降水的加入。其中，矽卡巖型鎢礦的成礦流體具有最為明顯的大氣降水的參與并且可能存在一定地幔組成的加入。相對比而言，石英脈型、斑巖型以及蝕變花崗巖型白鎢礦的成礦流體則多呈現殼源特征以及巖漿水和少量大氣降水混合的特點（Xie et al.,2018）。

5 矽卡巖型鎢礦礦物學

矽卡巖礦物組合是研究矽卡巖礦床分帶的重要依據，其結構構造和化學成分對于理解矽卡巖礦床的成因、示蹤流體性質和礦化過程中環境變化具有重要的指示意義。早期研究主要將石榴子石和輝石成分作為不同礦種的指標，如趙斌等（1987）研究認為石榴子石和輝石成分與矽卡巖型礦床的金屬礦化類型有關，中國矽卡巖型礦床中的石榴子石主要為（鐵鋁榴石+鎂鋁榴石+錳鋁榴石）（Al+Sp+Py）總含量低于15%的鉻鈣鐵榴石系列。只有Sn-W鈣矽卡巖型礦床及Pb-Zn鈣鎂矽卡巖型礦床發育（Al+Sp+Py）總含量大于15%的貧鈣石榴子石。由于矽卡巖型鎢礦的圍巖、侵入體氧逸度和形成深度均與其他矽卡巖型礦床不同，使其主要呈現中等-低的氧化還原狀態，因此，鎢矽卡巖多發育貧鈣質石榴子石（Newberry,1983）。Meinert等（2005）統計不同礦化類型矽卡巖中的石榴子石和輝石主成分特征也指出，鎢矽卡巖常見貧鈣石榴子石和富鐵輝石。近年來，單個礦物顆粒形成過程中主微量元素和同位素成分的變化所反映的流體組分、物理化學條件和礦物生長動力學等方面的信息以及U-Pb定年是矽卡巖石榴子石研究的熱點（Smith et al.,2004;Gaspar et al.,2008;Deng et al.,2017;Park et al.,2017;Seman et al.,2017）。矽卡巖中的熱液石榴子石多發育生長環帶，是體系對流體保持開放的典型結果，它記錄了熱液流體體系地球化學演化的全部過程。石榴子石的O同位素可以示蹤其形成過程中的流體來源，結合Fe-Al成分環帶特征可以解釋宏觀的矽卡巖形成過程中流體成分、氧化還原狀態以及流體來源的特征與演化（Crowe et al.,2001）。W、Sn、Mo等金屬元素在矽卡巖石榴子石中較為罕見，但是高W含量（w(W)高達2700×10-6）的石榴子石已經在矽卡巖型礦床中有所報告，如西藏知不拉矽卡巖型銅礦（Xu et al.,2016）。然而，有關矽卡巖型鎢礦中石榴子石的研究顯示，它們普遍不具有顯著的w(W)（＜5×10-6,Zhou et al.,2016a;Ding et al.,2018），除了韓國Weondong矽卡巖型鎢礦中石榴子石w(W)高達458×10-6（Park et al.,2017）。因此，石榴子石的W含量可能不可用于指導矽卡巖鎢礦勘探。輝石作為另一個主要的矽卡巖礦物，普遍富集Co、Zn、Ti、Cr、Ni、V等不相容元素，針對不同類型的輝石的微量元素研究可以明確矽卡巖礦物組合間元素的富集和配分規律，以及約束流體的演化過程（Ismail et al.,2014）。角閃石和簾石類礦物作為矽卡巖礦床中典型的含水礦物，其研究也具有一定的指示意義。如Meinert等（2005）總結指出，Cu、Au、W以及Sn矽卡巖中的角閃石相對富Al，Cu、Mo和Fe矽卡巖中的相對富集Fe，而Zn矽卡巖中的相對富集Mn和虧損Ca。而簾石類礦物中不同礦物類型則在一定程度上反映了氧化還原條件的差異，如綠簾石（Fe3+）和黝簾石（Fe2+）分別暗示了相對氧化和還原的環境。此外，矽卡巖型鎢礦中的榍石普遍富集W、Sn和Nb，可以用于指示鎢礦勘探（Che et al.,2013b）。

圖4 不同成因類型礦床中白鎢礦的87Sr/86Sr(a)和143Nd/144Nd(b)同位素組成（數據引自Mueller et al.,1991;Roberts et al.,2006;Liu et al.,2007;Tornos et al.,2008;Song et al.,2014,2019;Guo et al.,2016;Kozlik et al.,2016;Li et al.,2016;Zhang et al.,2016）Fig.4 Plot of87Sr/86Sr(a)and143Nd/144Nd(b)in scheelite from deposits of different genetic types（data after Mueller et al.,1991;Roberts et al.,2006;Liu et al.,2007;Tornos et al.,2008;Song et al.,2014,2019;Guo et al.,2016;Kozlik et al.,2016;Li et al.,2016;Zhang et al.,2016）

白鎢礦作為矽卡巖型鎢礦中主要的礦石礦物，能夠提供成礦的直接信息。不同地球化學類型的白鎢礦（如矽卡巖型、石英脈型以及斑巖型或云英巖型）可以同時出現在同一個巖漿熱液體系中，因此，其地球化學成分（稀土元素以及其他微量元素，尤其是Mo和Sr）的連續性變化可以提供整個礦床尺度上流體演化的全面信息（如物化條件以及物質組成的改變），有助于更好地揭示礦床的成因。白鎢礦多呈現不同的陰極發光強度，主要與白鎢礦的Mo含量呈負相關關系，并且白鎢礦陰極發光的巖相學特征與礦床形成背景具有直接聯系（Poulin et al.,2018）：變質成因的礦床中（如造山型金礦）的白鎢礦的陰極發光較為均一，而巖漿成因的礦床中（如矽卡巖型鎢礦）的白鎢礦的陰極發光則具有明顯的環帶特征。近年來，在詳細的SEM-BSE或CL巖相學研究基礎上，主要針對白鎢礦的微量元素和同位素特征開展了一定研究：①采用LA-ICP-MS或SIMS的聯用技術對白鎢礦的原位微量元素（Ghaderi et al.,1999;Brugger et al.,2000;Zhao et al.,2017;Poulin et al.,2018;Sun et al.,2019）和Sr或O同位素進行分析（Shelton et al.,1987;Brugger et al.,2002;Kozlik et al.,2016;Scanlan et al.,2018;Song et al.,2019），用以判斷形成化學成分不均一的白鎢礦顆粒的流體特征、來源及其演化。Poulin等（2018）提出白鎢礦的Sr、Mo和EuA（EuAversu Sr/Mo投圖）可以用來初步鑒別白鎢礦的礦床成因類型，并且白鎢礦的晶體化學可以很好地指示其成礦環境。②采用ID+TIMS測試手段分析白鎢礦的Sr-Nd-Pb同位素特征以及Sm-Nd年齡。白鎢礦的初始Sr同位素可以估測成礦流體的Sr同位素組成（Kempe et al.,2001）和反應成礦流體的流動軌跡（Voicu et al.,2000）；Nd同位素可以示蹤成礦流體來源（Tornos et al.,2008;Song et al.,2014;Sun et al.,2017）以及復雜的多變質背景下的W礦化作用的演化（Eichhorn et al.,1997）。白鎢礦普遍具有分散變化的Sm/Nd比值，可能源于形成白鎢礦的流體成分具有不斷變化的特征（Brugger et al.,2002;Peng et al.,2004）。此外，Song等（2014）通過系統對比研究指出，白鎢礦的Sr-Nd同位素組成可以判別礦床的成因類型，即矽卡巖型W（-多金屬）礦床中的白鎢礦具有相對中等的87Sr/86Sr比值和最低的143Nd/144Nd比值，石英脈型W（-多金屬）礦床中的白鎢礦具有最高的87Sr/86Sr比值和中等的143Nd/144Nd比值，而石英脈型Au（-W）礦床中的白鎢礦具有最低的87Sr/86Sr比值和最高的143Nd/144Nd比值，且矽卡巖型Au礦中的白鎢礦也相對矽卡巖型W礦中的白鎢礦呈現更低87Sr/86Sr比值（圖4a、b），主要受不同的成礦物質來源控制（地幔物質、地殼物質、賦礦圍巖以及深源巖漿）。而不同成因類型的礦床中的白鎢礦O同位素值互相重疊，范圍為-4.6～12.7‰，因此，白鎢礦的O同位素組成本身不能指示特定礦床類型的成礦流體O同位素特征（Poulin et al.,2018）。白鎢礦（CaWO4）和鉬鈣礦（CaMoO4）之間存在一個非理想固溶體系列，Xu等（2019）利用HAADF-STEM（high-angular annular dark field scan‐ning-TEM）研究了西藏知不拉礦床類矽卡巖中的白鎢礦-鉬鈣礦固溶體，發現具有不同化學組成的振蕩環帶具有連續的晶體定向。并且在該固溶體中還發現nm級的針狀磷釔礦，有助于更好地利用白鎢礦的稀土元素含量以及配分模式解釋相關成巖成礦問題。

6 結論

（1）針對矽卡巖礦物以及白鎢礦和黑鎢礦等鎢礦物的直接定年分析對于約束矽卡巖礦床的巖漿-熱液活動持續時間和演化歷史至關重要。目前，LA-ICP-MS石榴子石U-Pb定年技術開發的標樣主要為鈣鐵榴石，但矽卡巖型鎢礦中普遍發育鈣鋁榴石以及貧鈣石榴石子石，因此，仍需要開發鈣鋁榴石甚至貧鈣石榴石子石標樣。此外，利用LA-ICPMS黑鎢礦U-Pb定年技術直接約束W-Sn礦的形成年齡已取得成功。而對于白鎢礦來說，主要以Sm-Nd定年為主，該方法誤差普遍較大并且獲得的結果可能是混合年齡。Wintzer等（2016）提出了利用LA-ICP-MS原位技術分析白鎢礦U-Pb年齡的可能性，表明未來應該著重建立LA-ICP-MS白鎢礦UPb定年方法。

（2）在鎢礦床中，往往是多個因素共同影響鎢礦物的沉淀，查明不同階段的主要沉淀機制有助于更好地理解鎢的富集成礦規律。應在詳細的野外和室內巖相學研究基礎上，聯合SEM-CL對白鎢礦環帶中的流體包裹體進行準確的測溫、激光拉曼以及LA-ICP-MS微量元素分析，查明與鎢礦化有關的成礦流體期次，成礦環境和成礦流體成分的特點及變化，更有針對性地探討鎢的成礦環境和成因機制。

（3）矽卡巖型礦床的成礦作用普遍存在多期次多階段演化的特征。應當針對不同階段的鎢礦化，運用微區O-Sr-Pb同位素以及非傳統同位素（如Mo、Cu、Sn、W等）等手段，厘清不同期次不同階段的成礦流體及物質來源，更加深入和細致地認識鎢的源區特征。