巴里坤小加山钨矿床的成矿流体及矿床成因

周云飞， 徐九华， 单立华

（1.北京科技大学 土木与环境工程学院， 北京 100083； 2.中色地科矿产勘查股份有限公司， 北京 100012）



巴里坤小加山钨矿床的成矿流体及矿床成因

周云飞1， 徐九华1， 单立华2

（1.北京科技大学 土木与环境工程学院， 北京 100083； 2.中色地科矿产勘查股份有限公司， 北京 100012）

摘 要：小加山钨矿床位于新疆巴里坤地区， 属石英脉型钨矿床。矿体赋存于邻近海西晚期花岗岩侵入体附近的中泥盆统大南湖组第一亚组第二段（D2d12）的变晶屑凝灰岩中。黑钨矿石英脉分为灰色含钨石英脉和白色含钨石英脉两种。岩相学观察认为， 含矿石英脉中流体包裹体主要为两相水溶液包裹体， EW走向的灰色石英脉包裹体气液比大， SN走向的白色石英脉包裹体气液比较小。显微测温结果显示灰色石英脉均一温度（Th）范围为143～354 ℃， 白色石英脉Th范围为154～312 ℃。激光拉曼探针显示小加山钨矿床含黑钨矿石英脉中流体包裹体含有少量CO2组分。H、O同位素研究表明: 钨矿床成矿流体来源以岩浆水为主。成矿演化过程为: 岩浆岩侵入活动→岩浆水运移分离→含钨络合物迁移搬运→冷却富集成矿， 成矿晚期流体有大气降水的混合。与赣南钨矿的对比研究表明， 小加山钨矿床与赣南钨矿床的成矿流体特征相似； 在构造环境上， 小加山钨矿床位于东准噶尔造山带和东天山成矿带的交汇复合部位， 与位于武夷山和南岭两大成矿带的交汇复合部位的赣南钨矿床成矿环境相似。

关键词：石英脉型钨矿； 流体包裹体； H-O同位素； 小加山； 新疆

项目资助： 国家自然科学基金（41372096）资助。

新疆巴里坤地区小加山石英脉型钨矿床位于东准噶尔成矿区中部南缘， 由中色地科矿产勘查股份有限公司于2013年发现。矿体赋存于邻近海西晚期花岗岩体的中泥盆统大南湖组第一亚组第二段（D2d12）内的变晶屑凝灰岩中。前人对该区区域内红井子（楼法生和唐春花， 1995）、大加山一带（王伟健，1996）和八墙子一带（杨志平， 2011）部分矿点进行过研究， 发现小加山周缘地区出露地层主要为奥陶系、泥盆系及石炭系碎屑岩夹火山碎屑岩组合， 基性、中性、酸性侵入岩均有出露。周缘地区矿产的形成与区域构造以及岩浆活动有直接的关系。小加山钨矿床的基础地质和成因研究都非常薄弱， 成矿流体的研究几乎是空白， 从而制约了成矿机理的研究。本文重点对小加山矿区内灰色和白色两种不同类型的含钨石英脉开展了流体包裹体研究， 并结合H、O同位素组成特征， 讨论了成矿流体来源及成矿机制， 并与著名的赣南钨矿床进行了对比分析。

1　地质背景

1.1区域地质

巴里坤小加山钨矿区在大地构造位置上属于东准噶尔造山带中部南缘。巴里坤地区及其周缘区域出露地层从老到新主要为: 泥盆系、石炭系和第四系， 二叠系和奥陶系零星出露。泥盆系、石炭系分布面积最广， 岩性主要为基性-中性火山岩和中-酸性火山岩， 二叠系、奥陶系少量分布， 岩性主要为碎屑沉积岩， 第四系为冲洪积物， 主要由砾岩、砂岩、粉砂岩、泥岩和比较松散的风成堆积物所组成（新疆维吾尔自治区地质矿产局， 1993）。

区域内构造运动强烈， 构造线以博格达-哈尔里克复式背斜为主体， 轴向NW-SE。博格达山构造属性为裂谷（Han et al.， 1999； 王银喜等， 2006）， 也有学者认为是岛弧（方国庆， 1994）。哈尔里克山构造属性上为俯冲型造山带或在活动大陆边缘之上发育起来的造山带（李锦轶等， 2006； Wei et al.， 2014）。主要断裂有卡拉麦里断裂带， 位于准噶尔造山带与哈尔里克造山带之间（图1）， 呈NW-SE走向， 有些学者将该断裂带作为塔里木古板块和西伯利亚古板块之间的缝合带（Xiao et al.， 2008）。

区域内岩浆活动频繁， 不同时代、不同类型的中-酸性花岗岩类都有出露， 主要侵入岩为海西期花岗岩（王玉玺， 2010）。博格达山地区的岩浆岩大多为基性-中性侵入体， 主要为辉绿岩类和闪长岩， 主要侵入石炭系之中（顾连兴等， 2001）。哈尔里克山主要由中-上奥陶统火山岩和泥盆系中酸性侵入岩构成， 岩石类型主要为黑云母花岗岩、钾长花岗岩和闪长岩（孙桂华， 2007）。

1.2矿区地质

小加山钨矿区内出露地层较单一， 主要为中泥盆统大南湖组第一亚组第一段（D2d11）和第二段（D2d12）（图2）， 第四系冲洪积物（Q4）也发育。D2d11分布于矿区的中南部， 总体呈现向北倾的单斜构造，倾角较陡， 构成小加山背斜的核部， 该亚组岩性主要为变晶屑凝灰岩、凝灰质砂岩。D2d12分布于矿区北部， 呈EW向展布， 北部延伸出图， 该亚组下部岩性主要为变晶屑凝灰岩和凝灰质板岩。第四系主要覆盖于矿区的南部， 为冲洪积物。

矿区处于哈尔里克复式背斜中， 构造线方向以EW向为主， 近EW向小断层发育， 西侧延伸出矿区。断层面倾向南， 倾角50°左右， 沿断层线两侧岩石中可见有明显的石英细网脉穿插， 硅化、褐铁矿化、绿泥石化较发育， 另有钾长石化、云英岩化细脉零星产出。

矿区内岩浆岩主要有中北部零星出露的海西晚期石英闪长岩、钾长花岗岩及少量中酸性花岗闪长岩脉。花岗岩受EW向断裂控制， 与围岩接触界限清晰， 接触变质作用发育。

图1　巴里坤及其周缘地区区域地质略图（据顾连兴等， 2006修绘）Fig.1 Regional geological map of the Barkol district

2　矿化蚀变特征

2.1矿化脉带

小加山钨矿体赋存于海西晚期花岗岩侵入体附近的D2d12变晶屑凝灰岩中。探槽工程揭露表明， 含钨矿化带主要为EW向展布， 带内石英细脉呈SN向和EW向网格状分布， 黑钨矿-石英脉包括灰色石英脉（QI）和白色石英脉（QII）两种。

（1） 灰色石英脉（QI）: 探槽内主要为EW走向的石英脉， 褐铁矿化， 脉中含有黑钨矿， 大部分向北倾， 呈细脉状（图3a）沿围岩片理方向顺层产于变晶屑凝灰岩中。

（2） 白色石英脉（QII）: 探槽内主要为SN走向石英脉， 含少量黑钨矿， 轻微褐铁矿化， 大部分向西倾（图3b）， 与围岩界线清晰， 厚层石英脉以一定角度斜切变晶屑凝灰岩。

2.2矿石组构

含钨石英脉为本矿床主要的矿石类型， 矿物以石英和黑钨矿为主。矿石结构主要有自形-半自形、它形粒状和少量的碎裂结构， 矿石构造主要是块状（图3c、d）。矿石中主要金属矿物为黑钨矿， 呈长条状、板状或浸染状分布于石英脉中。脉石矿物为石英， 油脂光泽， 常见褐铁矿化， 致密块状， 与黑钨矿关系密切。矿石光片中石英细脉沿黑钨矿裂隙充填，黑钨矿及与其紧密共生的石英特点单一。

图2　小加山钨矿区地质平面略图（据北京中色地科矿产勘查股份有限公司内部资料绘制）Fig.2 Sketch map of the Xiaojiashan tungsten deposit

2.3围岩蚀变

围岩蚀变类型表现为硅化、绿泥石化及云英岩化等。蚀变岩主要为变晶屑凝灰岩（图4a）、绿泥石化变安山岩。变晶屑凝灰岩中石英、黑云母等矿物发生重结晶（图4b）， 部分变晶屑凝灰岩硅化强， 见有细脉状石英充填其裂隙（图4c）； 绿泥石化变安山岩中绿泥石沿片理方向交代基质或斑晶角闪石， 环绕斜长石斑晶展布（图4d）。钨矿体均产于矿化蚀变带中， 其产状、形态受矿化蚀变带控制， 在空间分布上表现出一致性。

3　流体包裹体

3.1研究方法

研究样品采自小加山矿区的探槽内EW向灰色石英脉和SN向白色石英脉。以与黑钨矿共生的脉石英为主要研究对象， 挑选具有代表性的样品磨制成双面抛光， 厚度约为0.2 mm的薄片。显微测温实验在北京科技大学资源工程系包裹体实验室进行，冷热台型号为LinKam THMS-600。

图3　小加山钨矿床含钨石英细脉的野外照片Fig.3 Photos showing the wolframite-bearing quartz veins of the Xiaojiashan tungsten deposit

图4　小加山钨矿床矿化蚀变岩特征Fig.4 Characteristics of the mineralized and altered rocks of the Xiaojiashan tungsten deposit

3.2 包裹体岩相学

灰色石英脉和白色石英脉的流体包裹体均以L-V两相水溶液包裹体为主。不同的流体包裹体在空间上成群成组分布， 形态上相似， 气液比变化不大， 包裹体尺寸总体偏小。EW走向灰色石英脉包裹体气液比大（图5a）， SN走向白色石英脉包裹体气液比较小（图5c）。根据Roedder （1984）提出的流体包裹体在室温下相态分类准则及冷冻升温过程中的相态变化特征， 将流体包裹体划分为水溶液包裹体（W型）和CO2-H2O包裹体（WC型， 即LCO2-LH2O型）两种类型。

图5　小加山钨矿床含矿石英脉石英中流体包裹体特征Fig.5 Micrographs showing the characteristics of different types of fluid inclusions in the quartz veins from the Xiaojiashan tungsten deposit

（1） 水溶液包裹体（W型）: 此类包裹体主要是富液相两相水溶液包裹体（LH2O-VH2O）， 占石英中流体包裹体总量90%以上。孤立状、簇群分布的为原生包裹体， 带状、串珠状沿裂隙分布的为次生包裹体。孤立状包裹体大小为3～10 μm， 气相百分数5%～25%， 形状一般为不规则状、圆形或椭圆形（图5a）；簇群分布包裹体包括簇状（图5b）和随机无序分布（图5c）的包裹体群， 大小为2～12 μm， 气相百分数5%～25%不等， 形状一般为不规则状、长条状、圆形或椭圆形； 带状包裹体群细小（图5d）， 大小为2～9 μm，气相百分数5%～20%不等， 形状一般为不规则状、长条状和椭圆形； 串珠状分布包裹体一般长径长4～10 μm，气相百分数小于5%， 形状为长条形（图5e）。

（2） 两相富CO2包裹体（LH2O-LCO2）（WC型）: 此类包裹体少见， 包裹体偏小， 长径长4 μm左右， 包裹体中CO2相的比例较大， 可达80%， 形态呈椭圆形， 空间上与水溶液包裹体共生产出（图5f）。

3.3流体包裹体显微测温

在详细的岩相学观察基础上， 对W型两相水溶液包裹体的冰点温度（Tm）和完全均一温度（Th）进行了显微测温， 结果见表1。WC型两相富CO2包裹体太少， 未获得相变温度数据。

表1　小加山钨矿床流体包裹体显微测温综合分析表Table 1 Comprehensive table of microthermometry of fluid inclusions in the Xiaojiashan tungsten deposit

（1） 灰色石英脉QI: W型富液相两相水溶液包裹体（LH2O-VH2O）的Tm范围为-5.9～ -0.2 ℃， Th范围为143～354 ℃（图6）。

（2） 白色石英脉QII: W型富液相两相水溶液包裹体（LH2O-VH2O）的Tm范围为-5.2～ -0.4 ℃， Th范围为154～312 ℃（图6）。

图6　小加山钨矿床L-V流体包裹体总和显微测温结果Fig.6 Histogram of microthermometry of fluid inclusions in the Xiaojiashan tungsten deposit

盐度采用Bodnar （1993）流体包裹体冷冻法冰点与盐度关系表， 求出灰色石英脉中原生包裹体的盐度变化于0.35%～9.08% NaCleqv， 白色石英脉的盐度变化于0.71%～8.14% NaCleqv。

据NaCl-H2O体系的T-W-ρ相图（Bodnar， 1983），求得灰色石英脉包裹体的密度为0.63～0.97 g/cm3，白色石英脉包裹体的密度为0.72～0.91 g/cm3。

灰色石英脉QIa孤立状和簇群分布的为原生包裹体， Th集中在270～330 ℃， QIb带状、珠串状裂隙包裹体Th集中在150～220 ℃； 白色石英脉QII包裹体主要在中低温， Th集中于150～250 ℃。

3.4激光拉曼探针分析

包裹体成分分析采用激光拉曼探针测试， 在中国科学院地质与地球物理研究所包裹体实验室进行。仪器为JobinYevon公司LabRAM-HR拉曼光谱仪， 实验条件为Ar+离子激光器， 波长532 nm， 光谱计数时间10 s， 100～4000 cm-1全波段一次取峰， 激光束斑1 μm。

拉曼探针测试结果显示， 不同的两相水溶液流体包裹体的激光拉曼探针谱图， 均只出现了水的包络峰及包裹体寄主矿物石英（特征拉曼谱峰为1161 cm-1）的峰（图7）。W型包裹体主要成分为H2O（图7a）， WC型包裹体主要成分为CO2（特征拉曼谱峰为1285 cm-1和1388 cm-1）和CH4（特征拉曼谱峰2917 cm-1）， 少量H2O（图7b）。

图7　小加山钨矿床流体包裹体激光拉曼谱图Fig.7 Representative Raman spectra of fluid inclusions from the Xiaojiashan tungsten deposit

4　H、O同位素

4.1测试方法

本次选取了成矿阶段的石英样品来测试其H、O同位素组成， 测试单位为核工业北京地质研究院，检测项目为黑钨矿O及包裹体D同位素、石英O及包裹体D同位素组成； 依据DZ/T0184.19-1997天然水中H同位素锌还原法及DZ/T0184.13-1997硅酸盐和氧化物矿物O同位素组成的BrF5法测定。数据均为相对国际标准V-SMOW之值， 质谱型号为:

MAT-253。

4.2分析结果

分别对小加山钨矿探槽内的灰色石英细脉和白色石英细脉进行了黑钨矿/石英流体包裹体H、O同位素分析， 测试结果见表2。

表2中流体包裹体的δ18O利用矿物-水的同位素平衡分馏方程计算获得。对于黑钨矿， 其δ18O黑钨矿= 6‰， 根据黑钨矿与水之间的O同位素分馏方程1000lnα黑钨矿-水=3.0×106/T2-9.9 （Landis and Rye， 1974）（T=273 ℃+t， t=312 ℃）， 1000lnα黑钨矿-水=δ18O黑钨矿-δ18O水计算δ18OH2O， 这里的t采用与黑钨矿共生的石英中原生包裹体均一温度的最高值（由于均一温度是捕获温度的下限， 所以其最高值更接近于包裹体捕获温度）， 计算得出黑钨矿的成矿流体的O同位素δ18OH2O=7.1‰。同样， 单矿物石英的δ18O=11.1‰～12.6‰， 根据石英与水之间的O同位素分馏方程，利用公式1000lnα石英-水=3.38×106/T2-2.9 （Clayton， 1972）（T=273 ℃+t， t=283～342 ℃）， 1000lnα石英-水=δ18O石英-δ18O水计算δ18OH2O， 用流体包裹体的均一温度最高值计算出的成矿流体的O同位素δ18OH2O=3.1‰～6.3‰。

表2　小加山钨矿床黑钨矿/石英流体包裹体H、O同位素测试结果Table 2 Hydrogen and oxygen isotopic compositions of the Xiaojiashan tungsten deposits

图8　小加山钨矿床成矿流体δD-δ18OH2O关系图（据郑永飞和陈江峰， 2000； 岩浆水和变质水范围据Taylor， 1979）Fig.8 δD vs. δ18OH2Odiagram of fluid inclusions from the Xiaojiashan tungsten deposits

将上述结果投影到传统的成矿流体 δD-δ18OH2O关系图上（图8）， 可以看出黑钨矿和大部分灰色石英脉的流体H、O同位素值均落在岩浆水区域。少部分灰色石英脉的流体H、O同位素值位于岩浆水与大气降水之间紧邻岩浆水的部位， 反映灰色石英脉成矿热液流体主要为岩浆水并混入少量大气降水。白色石英脉的H、O同位素组成数据明显偏离岩浆水， 向大气水漂移， 表明有大气降水的加入。

5　讨 论

5.1成矿流体的性质

石英脉中流体包裹体主要为两相水溶液包裹体。灰色石英脉（QI）两相水溶液包裹体Th范围为143～354 ℃， 其中孤立状和簇群分布的为原生包裹体Th集中在270～330 ℃， 带状、串珠状裂隙包裹体Th集中在150～220 ℃， 盐度范围为0.35%～9.08% NaCleqv，集中在1.74%～4.96% NaCleqv， 密度为0.63～ 0.97 g/cm3；白色石英脉（QII）两相水溶液包裹体Th范围为154～312 ℃， 集中于150～250 ℃， 盐度范围为0.71%～8.14% NaCleqv， 集中在2.07%～5.86% NaCleqv， 密度为0.72～0.91 g/cm3（图9）。

灰色石英脉中原生两相水溶液包裹体Th主要在中高温范围， 而白色石英脉水溶液包裹体Th主要在中低温范围， 说明小加山钨矿两类石英脉可能存在早晚两期流体活动: 灰色石英脉及其流体包裹体可能反映了较早的中高温流体活动， 而白色石英脉及其流体包裹体可能反映了较晚的中低温流体活动。

由W型富液相两相水溶液包裹体的温度-盐度关系图（图9）可知， 灰色石英脉和白色石英脉中两类包裹体的数据范围（图中用椭圆圈定）有所不同， 灰色石英脉中包裹体的均一温度Th相对较高， 反映了较早的中高温流体活动， 且Th与盐度呈弱的负相关关系； 白色石英脉中包裹体Th相对较低， 反映了

较晚的中低温流体活动， 且Th与盐度呈弱的正相关关系。

图9　小加山钨矿床流体包裹体的NaCl-H2O体系T-W-ρ相图（底图据Bodnar， 1983）Fig.9 T-W-ρ relations for fluid inclusions of the Xiaojiashan tungsten deposit

激光拉曼探针分析得出小加山钨矿灰色石英脉流体包裹体， 除水溶液包裹体外还含有少量两相富CO2包裹体。两相富CO2包裹体的挥发分主要为CO2和CH4， 说明早期流体还含一定的CO2。

5.2流体来源

该矿床黑钨矿和含矿灰色石英脉的氢、氧同位素δDH2O变化于-82.8‰～ -67.1‰， δ18OH2O变化于4.3‰～7.1‰， 在成矿流体δD-δ18OH2O关系图上位于正常岩浆水范围（图8）。由于均一温度是捕获温度的最低温度， 捕获温度一般高于均一温度， 因而由矿物-水的同位素平衡分馏方程计算的δ18OH2O还要向右偏移，即更偏向岩浆水范围内。白色石英脉的数据明显偏离岩浆水， 向大气水漂移， 说明有较多的大气降水的混合加入。可见， 小加山钨矿成矿流体主要为岩浆水， 与哈尔里克山海西期中酸性火山岩侵入泥盆系的岩浆活动有关， 晚期局部有大气降水的混合。

5.3成矿机制

前已所述， 小加山钨矿两类石英脉可能存在早晚两期流体活动。小加山钨矿的成矿流体主要为岩浆水， 较早的中高温流体活动表明在岩浆流体中钨矿物会发生分解。温度升高钨矿物在流体中溶解度增高（Wood and Samson， 2000）。

在中酸性岩浆岩侵入泥盆系的过程中， 岩浆体系分异出原始高温高盐度的岩浆热液， 岩浆分异钨等成矿元素往岩体顶部聚集， 并不断地从岩浆中分离出来， 向岩浆期后成矿流体富集。热液流体在进入花岗岩体顶部的构造裂隙后， 压力的降低导致大量气体挥发分逃逸， 成矿晚期流体与浅部下渗的大气降水发生大规模的混合。

激光拉曼探针测试发现小加山钨矿脉石英流体包裹体中含有CO2和CH4。对于含CO2组分包裹体的钨矿床石英脉， 两相水溶液包裹体与两相富CO2包裹体分布于同一空间， 表明脉石英中NaCl-H2OCO2流体在钨矿床深部发生不混溶作用（Higgins，1980； Rios et al.， 2003）。流体不混溶作用是钨从热液中沉淀的重要机制（Drummond and Ohmoto， 1985；So and Yun， 1994）。

在钨矿主成矿阶段， 岩浆热液在温度差、压力差的驱动下在裂隙构造内发生运移， 成矿热液运移至裂隙。较晚中低温流体活动说明流体经历了自然冷却过程。钨元素迁移过程中成矿流体降温冷却以及与围岩相互反应导致流体压力和温度急剧下降。由于脉石英中NaCl-H2O-CO2流体不混溶， 致使含钨络合物成矿流体分解进而沉淀成矿。流体体系的自然冷却是钨的络合物在热液中分解、沉淀的重要因素（Seal et al.， 1987； Giamello et al.， 1992）。

石英脉型钨矿主要沿围岩地层中具有一定规模的裂隙构造充填分布， 矿体主要位于围岩裂隙构造中。流体不混溶、成矿流体与大气降水的混合以及裂隙构造内运移的成矿流体与围岩相互反应可能是黑钨矿的主要有效成矿机制。

5.4与赣南钨矿成矿条件对比分析

与国内典型的赣南钨矿相比（表3）， 如茅坪钨矿（胡东泉等， 2011）、木梓园钨矿（王旭东等， 2012）、淘锡坑钨矿（宋生琼等， 2011a）、大吉山钨矿（王旭东等，2013）， 小加山钨矿包裹体个体偏小， 均一温度范围稍低， 没有含子矿物包裹体， 但包裹体类型、成分都和赣南钨矿相似。与淘锡坑钨矿（宋生琼等， 2011b）和大吉山钨矿（庄龙池等， 1991）H-O同位素数据相比，小加山流体δDH2O值变化范围比赣南钨矿偏高，δ18OH2O值变化范围比淘锡坑钨矿偏高， 比大吉山钨矿偏低， 流体来源都为岩浆水， 有大气降水参与。

赣南地区大地构造位置处于欧亚大陆板块与滨西太平洋板块消减带的内侧华夏板块中， 在成矿带上位于武夷山和南岭两大成矿带的交汇复合部位（王旭东等， 2008）。赣南钨矿分布于加里东隆起区海西-印支期拗陷的边缘， 燕山期中酸性岩浆活动强烈（韦星林， 2012）。小加山钨矿构造位置处在哈尔里克山复式背斜， 岩浆活动主要为海西期。哈尔里克山构造属性上为洋壳俯冲陆壳活动大陆边缘发育的造山带（李锦轶等， 2006）， 处于准噶尔造山系与天山造山系的交汇部位， 属于俯冲型造山带（孙桂华，2007）。小加山成矿带也位于两大成矿带， 即东准噶尔造山带和东天山成矿带的交汇部位， 与赣南钨矿成矿环境具有某种相似性。

表3　与赣南钨矿流体包裹体特征对比Table 3 Comparison of fluid inclusion features of the tungsten deposits in the southern Jiangxi province

6　结 论

（1） 小加山钨矿化带主要为EW向展布， 带内含钨石英脉为本矿床主要的矿石类型， 矿物以石英和黑钨矿为主。黑钨矿-石英脉包括灰色石英脉和白色石英脉两种， 分别呈SN向和EW向分布。灰色石英脉呈细脉状沿围岩片理方向顺层产于变晶屑凝灰岩中， 白色厚层石英脉以一定角度斜切变晶屑凝灰岩。

（2） 两类石英脉的流体包裹体以L-V两相水溶液包裹体为主。EW向灰色石英脉包裹体气液比大，包裹体Th范围为143～354 ℃， 盐度范围为0.35%～9.08% NaCleqv， 密度为0.63～0.97 g/cm3， 测温数据范围宽； SN向白色石英脉包裹体气液比较小， 包裹体Th范围为154～312 ℃， 盐度范围为0.71%～8.14% NaCleqv，密度为0.72～0.91 g/cm3， 测温数据范围窄。激光拉曼探针发现小加山钨矿灰色石英脉包裹体含有CO2和CH4组分。

（3） H、O同位素测试获得δDH2O值变化范围为-82.8‰～ -67.1‰， δ18OH2O值变化范围为3.1‰～7.1‰，揭示钨矿床成矿流体来源以岩浆水为主， 成矿晚期流体有大气降水的混合。

（4） 与赣南钨矿相比， 小加山钨矿床包裹体个体偏小， Th范围稍低， 不含子矿物， 类型和成分相似，流体来源都为岩浆水， 有大气降水混入。构造环境上， 小加山钨矿床位于东准噶尔造山带和东天山成矿带的交汇复合部位， 与位于武夷山和南岭两大成矿带的交汇复合部位的赣南钨矿床具相似性。

致谢： 野外工作得到北京中色地科矿产勘查股份有限公司的帮助； 激光拉曼探针测试得到中国科学院地质与地球物理研究所包裹体实验室的帮助； 两位审稿专家提出的大量中肯和建设性的修改意见， 对本文的改进和最终定稿起到了重要的作用， 使作者受益匪浅， 在此一并致以诚挚的谢意！

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Ore-forming Fluid and Genesis of Xiaojiashan Tungsten Deposit in Barkol District

ZHOU Yunfei1， XU Jiuhua1and SHAN Lihua2
（1. School of Civil and Environmental Engineering， University of Science and Technology Beijing， Beijing 100083，China； 2. Beijing Sinotech Mineral Exploration Co.， Ltd.， Beijing 100012， China）

Abstract：The Xiaojiashan tungsten deposit， located in the Barkol region of Xinjiang， is a quartz vein type tungsten deposit. The ore bodies occur in a Late Hercynian granite intrusion near the metamorphic crystal tuff that consists of the second lithologic section of the first Dananhu Sub-group in Middle Devonian （D2d12）. The tungsten-bearing quartz veins are divided into gray wolframite-quartz vein and white quartz vein. Based on petrography observation， fluid inclusions in both kinds of vein quartz are mainly aqueous type inclusions. The EW-trending gray quartz veins have higher vapor/liquid ratios than the SN-trending white quartz veins. Microthermometry shows that gray quartz veins have Thof 143- 354 ℃， and white quartz veins have Thof 154- 312 ℃. Laser Raman test shows that CO2is rarely found in fluid inclusions of the wolframite-bearing quartz veins. Hydrogen and oxygen isotope compositions indicate that the ore-forming fluids of the tungsten deposit is magmatic water. During the ore-forming process， magmatic water separated from magmatic intrusion and brought tungsten complex to a position where tungsten-bearing ores could be deposited. The mixing of magmatic water and meteoric water took place in the late stage. The ore-forming fluids of the Xiaojiashan tungsten deposit are similar to those from the other tungsten deposits in the southern Jiangxi province in China. Tectonically， the metallogenic belt in Xiaojiashan locates at the intersection of the East Junggar orogenic belt and the two major metallogenic belts of the Eastern Tianshan Mountains， which is similar to the tungsten mining area in Southern Jiangxi in terms of metallogenic model.

Keywords:wolframite -bearing quartz vein； fluid inclusions； H-O isotope； Xiaojiashan； Xinjiang

中图分类号：P618

文献标志码：A

文章编号：1001-1552（2016）01-0086-012

收稿日期：2015-04-10； 改回日期： 2015-07-27

第一作者简介：周云飞（1983-）， 男， 博士研究生， 主要从事矿床学研究。Email: zhouyunfei0514@163.com