湘南新田岭大型钨矿流体包裹体地球化学特征

双 燕, 龚业超, 李 航, 田旭峰,毛玲玲, 陈 威

(1. 重庆地质矿产研究院 外生成矿与矿山环境重庆市重点实验室, 重庆 400042; 2. 煤炭资源与安全开采国家重点实验室 重庆研究中心, 重庆 400042; 3. 湖南省 湘南地质勘察院, 湖南 郴州 423000)

0 引 言

湘南钨锡矿集区位于全球规模最大的南岭钨锡多金属成矿带的中段, 构造位置上处于扬子地块与华夏地块的拼接地带和十(万大山)-杭(州)NNE向具有高 εNd(t)、低 tDM值花岗岩带的中部, 一直是地质学家关注的热点区域[1–8]。骑田岭岩体是该带内出露较大的花岗岩基之一, 出露面积约520 km2。在岩体南北两侧分别发育了芙蓉超大型锡多金属矿床和新田岭大型钨矿。长期以来, 许多学者对骑田岭岩体和芙蓉锡矿进行过详细的研究, 积累了丰富的岩石学、矿物学、岩石地球化学、年代学以及花岗岩体与锡成矿作用关系等方面的研究资料。最新发表的高精度锆石U-Pb和云母40Ar-39Ar年龄显示, 骑田岭岩体各个单元的侵位年龄集中在 153～163 Ma[9–15],岩石总体具有高硅和富碱的特征, 富集大离子亲石元素和高场强元素, 属于准铝质-弱过铝质A型花岗岩, 为同源岩浆在不同演化阶段的产物[11,12,16–19]。在骑田岭岩体与锡多金属成矿作用关系方面, 许多学者通过锡石原位U-Pb定年、金云母Ar-Ar定年等方法限定了锡多金属成矿时代为150～160 Ma[7,20,21], 成矿作用与骑田岭第二阶段侵入的中粒黑云母二长花岗岩成岩作用近于同时或稍晚, 成岩成矿具有密切的时空关系, 成矿流体属于高温度、高盐度 CO2-CH4-CaCl2-NaCl-KCl不混溶体系, 主要来源于黑云母二长花岗岩岩浆结晶期后分异出的富Cl的岩浆热流体[7,19,22–28]。

与骑田岭岩体南部芙蓉锡矿田相对应, 新田岭钨矿床位于骑田岭岩体的北东侧, 是该区一大型夕卡岩型钨矿床, 其钨储量仅次于柿竹园钨矿, 目前已探明钨矿资源储量达 32.047 万 t, WO3平均品位约为 0.4%, 钨钼矿石储量超过 1 亿 t, 同时伴有Bi-Pb-Zn 矿化, 是我国重要的钨矿资源基地。然而,自1981年湖南省408地质队完成详细普查工作以来,有关新田岭钨矿的研究工作还很少, 有学者开展了辉钼矿 Re-Os同位素年龄研究, 获得成矿年龄为161～162Ma[2,21], 提出钨成矿可能与骑田岭早阶段的角闪石黑云母花岗岩有密切成因联系, 章荣清对新田岭矿区的花岗岩做了较为系统的岩石学和矿物学研究, 认为其为氧化性 S型花岗岩[21]。但由于缺乏成矿流体地球化学数据, 对新田岭钨矿成因及其与骑田岭岩体的成因联系认识仍然比较薄弱。

成矿流体在成矿过程中既是能量传递的载体,也是成矿物质输运和交换的重要介质[29]。流体包裹体是矿物形成过程中捕获的平衡流体, 是研究热液矿床成矿流体最直接的天然样品[30–34], 已成为研究矿床成因和成矿流体演化不可或缺的重要手段之一。因此, 本文通过对新田岭钨矿流体包裹体地球化学的深入研究, 初步查明新田岭钨矿成矿流体地球化学性质及其与骑田岭花岗岩体之间的成因联系,其研究成果将为深入认识与花岗岩体有关的钨锡矿床成因机制以及花岗岩的成矿专属性提供重要理论依据, 并对指导南岭地区钨锡多金属矿产的找矿勘探工作具有重要的实际意义。

1 区域地质与矿区地质

骑田岭复式岩体在构造位置上位于扬子地块与华夏地块的接合带, 处于炎陵-郴州-蓝山NE向基底构造岩浆岩带和郴州-邵阳NW向构造岩浆岩带的交汇部位, 岩石类型主要为角闪石黑云母二长花岗岩、黑云母二长花岗岩以及细粒黑云母花岗岩[12,13,19]。岩体南部发育超大型芙蓉锡矿田, 而新田岭大型钨钼矿床位于岩体东北部与石炭系灰岩的接触带(图 1和图2)。

矿区出露地层主要为石炭系浅海相碳酸盐和少量泥砂质岩石。其中石炭系下统石磴子组灰岩、测水组碳质页岩、砂页岩夹灰岩透镜体与钨成矿作用关系密切。矿体主要产于骑田岭花岗岩与下石炭统石磴子组灰岩接触带的夕卡岩内, 而区内测水组砂页岩具有良好的屏蔽作用, 有利于下伏石磴子组灰岩蚀变为夕卡岩[36]。目前矿区已圈定大小矿体 80个。主要的金属矿物为白钨矿和辉钼矿、少量辉铋矿、方铅矿、闪锌矿、磁黄铁矿、黄铁矿、黄铜矿及毒砂等; 主要的脉石矿物有石榴子石、透辉石、符山石、普通角闪石、铁云母、绿泥石、石英及少量方解石、萤石和绿帘石等。矿石结构以自形-半自形粒状结构、他形粒状结构为主, 次为交代作用形成的溶蚀、残余结构; 矿石构造以浸染状为主, 次为块状、斑杂状和脉状等。

图1 区域地质图(据Peng et al.[35]修改)Fig.1 Sketch map showing the regional geology (After Peng et al.[35])

图2 新田岭钨矿矿区地质图(据章荣清[21]修改)Fig.2 Geological map of the Xintianling W deposit, South China (Modified after Zhang Rongqing et al.[21])

根据矿物(脉)穿插、矿物共生组合及相互包裹关系等可将区内成矿作用分为 5 个阶段: (1) 干夕卡岩阶段, 形成了石榴子石、透辉石、硅灰石及少量符山石等矿物组合; (2) 湿夕卡岩阶段, 主要矿物有透闪石、阳起石、角闪石和磁铁矿; (3) 白钨矿阶段,矿物组合有白钨矿、辉钼矿、辉铋矿、毒砂、黄铁矿、磁黄铁矿及斜长石、绿帘石、铁云母、石英、萤石等, 为区内主成矿阶段(图 3); (4) 硫化物阶段,形成了黄铜矿、黄铁矿、方铅矿、闪锌矿、石英等矿物组合; (5) 碳酸盐阶段, 主要矿物有方解石、石英、黄铁矿及少量黄铜矿、方铅矿、闪锌矿等。围岩蚀变主要有夕卡岩化、云英岩化和大理岩化, 其次为角岩化、硅化、绢云母化、绿帘石化及绿泥石化等, 其中以夕卡岩化与矿化关系最为密切。

2 样品采集与测试方法

本次研究对象主要为白钨矿阶段和硫化物阶段石英中流体包裹体。样品采自安和矿区, 在野外观察和室内研究的基础上将代表性样品制成包裹体片,在显微镜下进行岩相学的观察, 确定包裹体的类型和组合特征, 用酒精对包裹体片进行浸泡, 去除树胶, 并用刀片分割成大小合适的碎片, 选出适合显微测温学研究的包裹体进行温度盐度测试。

流体包裹体的显微测温分析和激光拉曼光谱分析是在中国科学院地球化学研究所矿床地球化学国家重点实验室的流体包裹体实验室完成。使用仪器为英国Linkam THMSG600冷热台, 配备德国ZEISS集团公司Axiolab Pol显微镜。采用标准物质(KNO3、K2CrO3、CCl4以及人工配制的NaCl标准溶液)对仪器进行温度标定, 400 ℃时, 相对标准物质误差为±2 ℃, –22 ℃时误差为±1 ℃。流体包裹体测试过程中升温速率一般为0.2～5 ℃ /min, CO2包裹体CO2的相变点和盐水包裹体的初熔温度和冰点温度附近升温速率为0.2～0.5 ℃/min。选取了代表性的流体包裹体在英国Renishaw inVia Reflex型激光拉曼光谱仪上进行了气相成分分析。仪器采用的光源为Spectra-Physics氩离子激光器, 波长514.5 nm, 激光功率20 mW, 空间分辨率为1～2 μm, 积分时间一般为 30～60 s, 100～4000 cm–1全波段一次取峰。激光束斑大小约为1 μm, 光谱分辨率2 cm–1。

本次工作中对5个白钨矿阶段石英H-O同位素组成研究。将含有一定量的石英样品进行人工破碎至 0.30～0.45 mm, 在双目镜下手工挑选至纯度大于98%。石英样品经清洗、去吸附水和次生包裹体后, 再用加热爆破法提取包裹体中的 H2O, 然后用锌置换出水中的氢, 采用 BrF5法制得O2。石英-H2O的氧同位素分馏计算采用Clayton et al.[37]的分馏公式, 计算温度为白钨矿阶段流体包裹体的平均均一温度。分析测试工作在中国地质科学院同位素实验室完成, 分析质谱仪器型号为MAT251EM, 分析精密度为±0.2‰。

3 流体包裹体显微岩相学特征

显微观察结果显示, 新田岭钨多金属矿区矿石中石英主要包含3种流体包裹体(图4), 分别为CO2两相包裹体、CO2三相包裹体和气液包裹体, 主要特征如下。

Ⅰ类包裹体为 CO2两相包裹体, 室温可观察到CO2气相和水溶液两种相态。该类型包裹体呈孤立状或面状分布于白钨矿阶段石英生长环带中心。CO2相的体积比例变化较大, 为 45%～90%, 形状多为近圆形、椭圆形及负晶形, 包裹体一般较小, 主要集中在10 µm左右。在测温过程中可明显观察到CO2相结冰和融化的现象。

Ⅱ类包裹体为 CO2三相包裹体, 室温可观察到CO2气相、CO2液相及水溶液三相, 该类包裹体主要呈孤立状、面状或者沿愈合裂隙分布于白钨矿阶段石英晶体中。CO2相的体积比例一般为 45%～80%,形状多为椭圆形及负晶形, 包裹体大小一般为 8～22 µm, 个别能达到 40 µm。

图3 新田岭钨矿矿石照片Fig.3 Photographs of different types of ores from the Xintianling W deposit

图4 新田岭钨矿矿石中流体包裹体Fig.4 Photomicrographs of fluid inclusions in quartz from the Xingtianling W deposit

Ⅲ类包裹体为气液包裹体, 室温为水溶液相和气相, 在降温至–100 ℃无CO2结冰现象区别于Ⅰ类包裹体。该类型包裹体可见于白钨矿阶段和硫化物阶段石英晶体中, 其中白钨矿阶段石英中Ⅲ类包裹体主要呈孤立状、或线状与 CO2包裹体共生, 气相体积比例一般为15%～30%, 形状多为椭圆形或者负晶形, 包裹体大小一般为8～13 µm。硫化物阶段晚石英晶体中Ⅲ类包裹体主要呈现状或沿裂隙分布, 包裹体中气相体积比例较小(低于 10%), 包裹体一般为 5～20 µm, 主要集中于 6～10 µm。形状一般为不规则状、椭圆形或者长条形。

白钨矿阶段流体包裹体类型主要为Ⅰ类包裹体和Ⅱ类包裹体, 少量Ⅲ类包裹体, 其中Ⅰ类包裹体通常呈孤立状分布于石英晶体中心, 属于原生包裹体。Ⅱ类包裹体呈孤立状或面状分布于石英晶体中,属于原生包裹体, 可见少量Ⅱ类包裹体与Ⅰ类包裹体共生, 但捕获时间应稍晚于Ⅰ类包裹体。Ⅲ类包裹体至少有两个期次, 一部分呈孤立状分布, 为原生包裹体, 另一部分沿裂隙分布, 为次生包裹体, 本次研究工作中仅测试原生Ⅲ类包裹体。硫化物阶段包裹体类型主要为Ⅲ类包裹体, 主要沿愈合裂隙或者次生裂隙分布, 形成时间晚于Ⅰ类和Ⅱ类包裹体。

4 流体包裹体显微测温与激光拉曼分析结果

4.1 白钨矿阶段包裹体测温

白钨矿阶段石英中Ⅰ类包裹体测温在降温至0 ℃附近未观察到液相CO2出现, 降温至–100 ℃附近出现 CO2固相, 固态CO2冰晶的初始融化温度(tm(CO2))为–66.9～ –64.2 (℃表1)。CO2-H2O笼形物的融化温度为8.1～8.8 , ℃利用刘斌等[38]流体包裹体计算软件计算获得包裹体的盐度为 2.42%～3.76%。包裹体的完全均一温度为337～455 , ℃主要集中于380～440 ℃之间(图5), 均一至CO2相。由于CO2相占体积比例较大, 常温时以气相为主, 在测温过程中未能观察到 CO2相的均一温度, 因此不能计算获得其CO2摩尔分数和包裹体的密度。

Ⅱ类包裹体完全冷冻温度一般为–120～ –110 , ℃CO2冰晶的初始融化温度(tm(CO2))为–75.3～ –56.1 ,℃主要集中于–63～ –60 , ℃明显低于CO2三相点温度(–56.6 ), ℃表明包裹体中除CO2外可能还含有较多的CH4等组分。进一步升温过程中, 发生了CO2-H2O笼形物的溶化, 溶化温度为6.8～9.7 , ℃获得水溶液相的盐度为 0.22%～6.13%。CO2相部分均一温度变化范围较大(16.8～31.5 ), ℃可观察到CO2相均一至液相和气相。包裹体的完全均一温度为264～479 , ℃主要集中于 330～380 ℃之间, 主要均一至 CO2相,少数包裹体均一至液相, 部分包裹体在完全均一前发生爆裂, 爆裂温度为 320～360 ℃。包裹体在均一前发生爆裂, 暗示包裹体内压较大。根据上述包裹体测温数据, 计算获得包裹体中 CO2的摩尔分数为0.09～0.62, CO2相的密度和包裹体总密度分别为0.18～0.71 g/cm3和 0.33～1.02 g/cm3。

表1 新田岭钨矿不同矿化类型中流体包裹体显微测温结果Table 1 Results of microscopic temperature measuring for fluid inclusions in different types of ores

图5 新田岭矿区流体包裹体均一温度直方图Fig.5 Homogenization temperatures of fluid inclusions from the Xintianling deposit

Ⅲ类包裹体在降温至–110 ℃过程中未发现CO2冰晶, 其初融温度为–44.0～ –32.9, ℃明显低于–23.3 , ℃说明除了 NaCl外, 可能含有 CaCl2。冰点温度为–7.8～ –0.8 , ℃通过计算获得其盐度为1.39%～11.37%。完全均一温度范围为398～479 , ℃均一至液相, 偶尔可观察到部分包裹体为临界均一。计算获得流体密度为 0.45～0.63 g/cm3。

4.2 硫化物阶段包裹体测温

硫化物阶段主要为Ⅲ类包裹体, 其初融温度为–44.7, ℃冰点温度为–13.8～ –9.6, 盐度为17.74%～13.55%。完全均一温度范围为139～346 , ℃主要集中于160～290 , ℃流体密度为0.77～1.02 g/cm3。

4.3 激光拉曼分析结果

为查明包裹体气相组分, 选取新田岭矿区矿石中具有代表性的、不同类型的包裹体进行激光拉曼分析。测试结果显示, Ⅰ类包裹体在Raman光谱图上显示出强烈的 1283～1384 cm–1、1387～1388 cm–1峰值(图6), 表明气相组分主要为H2O、CO2, Ⅱ类包裹体显示明显的 1283～1384 cm–1、1387～1388 cm–1、2914～2916 cm–1的峰值, 分别对应于 CO2的特征峰位(1285 cm–1、1388 cm–1)[39]和 CH4的特征峰值(2913～2919 cm–1)[40], 表明包裹体中气相组分主要为 H2O、CO2和CH4。

对Ⅲ类包裹体的气相成分分析结果表明: 白钨矿阶段和硫化物阶段气液包裹体的气相成分主要是H2O, 未发现CH4和CO2的特征峰值。

上述流体包裹体研究显示, 白钨矿阶段流体包裹体均一温度主要集中在370～450 , ℃流体类型为富含 CO2的低盐度 CO2-CH4-NaCl-H2O溶液体系,流体中 CH4含量有从无或者低含量逐渐增加的趋势。硫化物阶段的均一温度明显下降, 主要分布于190～290 ℃之间, 属于中高盐度的CaCl2-NaCl- H2O热液体系。从白钨矿阶段至硫化物阶段, 成矿流体从低盐度、高温度的CO2热液演化为不含CO2、中高盐度、低温度的热液体系。

5 H-O同位素地球化学

表2列出了新田岭钨矿白钨矿阶段矿石中石英氢、氧同位素组成, 图 7显示了与石英达到同位素平衡时, H2O的δD和δ18O的分布范围, 其中石英脉数据来源于章荣清[21]。可以看出, 白钨矿阶段石英流体包裹体中H2O的δ18O主要在7.3‰～8.2‰范围内变化, 高于华南地区中生代大气降水的氧同位素组成(约为–9‰)[23], δD组成变化范围为–97‰～ –62‰,与骑田岭花岗岩体石英流体包裹体中的氢同位素组成(–86‰～ –62‰)一致[25], 而与该区大气降水的δD 变化范围(–60‰～ –50‰)存在明显差异[42]。在δD-δ18O 的图解上, 白钨矿阶段矿石样品点主要分布在岩浆水范围或靠近岩浆水, 稍晚期形成的石英脉中样品点明显有向大气降水偏移的趋势, 因此,新田岭钨矿白钨矿阶段成矿流体应主要来源于岩浆热液, 晚期有大气降水的加入。

图6 流体包裹体激光拉曼光谱图Fig.6 Laser Raman spectra of CO2 inclusions in quartz from the Xintianling deposit

表2 新田岭钨矿石英H-O同位素组成Table 2 Stable isotopic ratios of quartz from the Xintianling tungsten deposit

图7 新田岭钨矿成矿流体的H-O同位素组成图(石英脉数据来源于章荣清[21], 底图据Taylor[41])Fig.7 The δD vs. δ18O diagram of fluid inclusions in quartz(After Taylor[41])

6 讨 论

6.1 成矿流体捕获条件

显微测温数据和激光拉曼分析结果显示, 新田岭钨矿主成矿期含有较多的 CO2包裹体, 其中含碳相成分主要是 CO2, 对于低盐度的包裹体(0%～3%)可以近似当作CO2-H2O体系, 盐度接近6%的包裹体可以利用 6%的相图来计算流体压力。根据上述显微测温结果和Schwartz相图[43](图8和图9)获得新田岭钨多金属矿成矿流体压力从30 MPa变化至120 MPa, 波动范围较大。

包裹体岩相学和测温学研究显示, 新田岭钨多金属矿床白钨矿阶段可见富CO2三相包裹体与富含CO2两相包裹体密切共生, CO2三相包裹体中CO2相所占体积比例、密度和摩尔分数变化较大, 并具有基本一致的均一温度范围, 暗示沸腾现象的存在[33]。因此, 本次流体包裹体测温获得的温度和压力数据大致能够代表成矿流体形成的温度和压力范围[41]。

新田岭钨矿分布于骑田岭岩体北部接触带, 辉钼矿Re-Os同位素年龄显示成矿年龄为161～162 Ma[2,21],与骑田岭早阶段侵入的角闪石黑云母花岗岩的侵位年龄(160～163 Ma)相一致, 新田岭钨矿可能与骑田岭岩体早期阶段的角闪石黑云母二长花岗岩具有密切的时、空关系。章邦桐等通过对骑田岭花岗岩基地质-岩石地球化学特征研究, 判明了该岩基的侵位深度(5.5 km), 对应的静岩压力为148 MPa[44]。大量研究显示, 南岭地区大规模的花岗岩浆活动及钨锡多金属爆发式成矿作用可能是在中晚侏罗世岩石圈伸展体制下, 软流圈地幔不断上涌发生强烈的壳幔相互作用的结果。新田岭钨矿成矿作用稍晚于骑田岭早阶段花岗岩体侵位年龄, 成矿作用时期的静岩压力可能会有所降低, 暗示钨多金属成矿作用成矿压力应低于148 MPa。本文借助CO2三相包裹体计算获得的压力值稍低于此静岩压力, 表明此次流体包裹体测试所获得的温度压力数据无需经过压力校正即可代表成矿时期流体的物理化学条件。

6.2 成矿流体来源

氢氧同位素研究显示, 新田岭钨矿主要矿化阶段成矿流体氢氧同位素组成明显具有岩浆来源的特征。流体包裹体研究显示, 新田岭钨矿成矿流体主要为富含 CO2、CH4的热液流体, 其中 CH4含量具有增高的趋势。一般而言, 热液流体中碳的来源主要可能有三种途径: 岩浆来源、围岩地层提供以及两种混合来源[45]。流体包裹体测温显示, 新田岭矿区成矿流体具有相对较高的温度(平均温度接近 400 ℃), 高温度的热液流体应主要来源于花岗岩岩浆演化过程中分异的热液。激光拉曼研究显示早期捕获的Ⅰ类包裹体中含较为丰富的 CO2, 基本不含 CH4, 表明早期形成的成矿流体中 CH4含量较低。Ⅱ类包裹体中富含 CO2和 CH4, 激光拉曼光谱图上显示部分包裹体 CH4特征峰值高于 CO2特征峰值, 暗示其中CH4可能高于 CO2。岩石学研究显示新田岭成矿母岩具有较强的氧化性[21,27], 强氧化性的岩浆演化时不能够分异出富含 CH4的成矿热液流体[45]。因此,富含CH4的CO2包裹体的存在表明岩浆热液不是导致钨成矿作用热液的唯一来源。

图8 CO2-H2O体系t-V-x相图(底图据Schwartz[43])Fig.8 The t-V-x diagram of CO2-H2O system (After Schwartz[43])

图9 CO2-H2O体系p-V-x相图(底图据Schwartz[43])Fig.9 The p-V-x diagram of the CO2-H2O system (After Schwartz [43])

研究区赋矿围岩为石炭系下统石磴子组灰岩、泥灰岩、测水组碳质页岩、砂页岩夹灰岩透镜体, 含有一定量的碳质组分。在高温高压条件下, 岩浆热液与含碳质围岩平衡点热液流体体系为 CO2-CH4-H2O[46]。CO2、CH4的含量同时受氧逸度和温度控制,温度较高的条件下, 有利于 CH4的形成, 而氧逸度较高的条件下, 有利于CO2的形成[46–47]。Ohmoto et al.认为与碳质组分达到反应平衡的热液体系中, 随着温度的降低、压力上升, 流体中H2O组分增加, 含碳相在热液体系中的含量会降低, 成矿流体由富含CO2的低盐度热液体系向不含 CO2、中高盐度的热液流体演化[46], 与本次流体包裹体研究结果显示的成矿流体演化趋势是一致的。因此, 可以认为新田岭矿区成矿热液流体中含碳组分为岩浆来源和地层来源的混合。章荣清通过C-O同位素研究也证实矿区夕卡岩形成时碳的来源为地层碳和岩浆碳的混合[21]。

6.3 成矿元素迁移沉淀机制

钨在热液体系中的迁移形式包括含氯、氟、羰基、氟羰基硫、碳酸和重碳酸、钨酸、多钨酸、硫代钨酸盐等络合物等[48]。在 NaCl-HCl-H2O热液体系中, 钨主要以简单钨酸(如 H2WO4、HWO4–、WO42–和 KHWO40)和碱性钨酸盐离子对(如 NaHWO40、KWO4–和 NaWO4–)形式迁移, 钨的溶解度随温度和氯浓度增加以及 pH值降低而显著升高[49–50]。在温度为500 , ℃压力为 200～400 MPa时, 热液流体中钨的主要迁移形式为 H2WO4、HWO4–和 WO42–[50]。

流体包裹体研究表明, 新田岭钨矿中成矿流体主要为骑田岭花岗岩浆分异出的富含CO2等挥发分的高温度、低盐度的热液流体, 成矿流体中 CO2的大量存在可使溶液保持弱酸性或近中性条件, 有利于钨在溶液中以钨酸(如 H2WO4、HWO4–、WO42–和KHWO40)的形式稳定迁移并具有较高的溶解度, 也能使Ca2+等沉淀剂在溶液中保持稳定[51]。岩浆热液与含碳围岩发生反应时产生大量的 CO2、CH4气体,导致热液体系中 WO42–溶解度急剧下降[45], 加上矿区断裂构造发育, 成矿热液在运移过程中遇到断裂等构造破碎带, 导致 CO2等挥发组分逃逸, 成矿流体的pH值急剧上升, 低温的大气降水加入, 热液流体的温度降低, Ca与钨酸根离子在成矿热液中的溶解度下降, Ca与钨酸根离子结合形成白钨矿并沉淀成矿[52]。

野外工作中得到湖南省地质矿产勘查开发局湘南地质勘察院和新田岭钨矿的大力支持; 室内分析测试工作得到中国科学院矿床地球化学国家重点实验室苏文超研究员、秦朝建博士、蔡佳丽博士和唐勇博士的悉心帮助; 论文撰写过程中得到中国地质科学院矿产资源研究所袁顺达研究员的指导, 对此一并致以诚挚谢意。

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