李佳黛，李晓峰

（1中国科学院矿产资源研究重点实验室，中国科学院地质与地球物理研究所，北京 100029；2中国科学院地球科学研究院，北京 100029；3中国科学院大学地球与行星科学学院，北京 100049）

钨（W）是一种极为重要的稀有难熔金属，广泛应用于现代生活、电子工业、汽车工业、航空航天和原子能等领域。世界钨储量大约3.1 Mt，中国的钨储量约占61.3%（Sheng et al.,2015）。根据成矿作用性质、成矿物质来源等因素，世界钨矿床可划分为岩浆成因、沉积成因、（火山）沉积-变质改造成因和现代表生成因4种类型（康永孚等，1991；石洪召等，2009）。具体地，结合成矿机制、成矿地质特征及矿物组合特征将岩浆成因矿床进一步划分为矽卡岩型、石英脉型、斑岩型、云英岩型、花岗岩型和火山岩型（夏庆霖等，2018）。其中，矽卡岩型白钨矿矿床是最主要的类型，分别约占世界和中国总储量的50%和39.32%（Sheng et al.,2015）。狭义的矽卡岩型钨矿多呈透镜状、层状-似层状或囊状产出于中酸性花岗岩及花岗质混合岩和碳酸盐类及其他含钙质岩石接触带及附近，主要通过接触双交代和渗滤交代作用形成（林运淮，1982；毕承思，1987）。但研究表明，薄层灰岩或者不纯的碳酸盐类岩石和与其物理化学性质有明显差异的岩石（如泥岩、火山岩、页岩等）互层时，同样有利于矽卡岩型矿化（多受断裂构造控制）的富集（Kwak et al.,1981）。因此，广义的矽卡岩型钨矿主要是通过不纯碳酸盐岩的变质重结晶作用、不同岩性岩石之间的接触双交代作用以及岩浆热液、混合岩化热液和变质热液的渗滤交代作用形成的，无论是中酸性岩体还是碳酸盐等含钙质岩石均不是必要条件（Meinert et al.,2005）。前人根据矽卡岩矿物组合（Fe2+和Fe3+的相对含量）、围岩组成（碳质和赤铁矿的相对含量）以及相应成矿深度（变质温度和氧化地下水的参与情况）将矽卡岩型钨矿大致划分为氧化型（W-Mo-Cu）和还原型（W-Sn-F）（Newberry et al.,1981;Meinert et al.,2005）。但大部分矽卡岩型钨矿具有多种蚀变矿化的叠加，可能同时存在还原型和氧化型矿化（如柿竹园钨矿），因此，简单地划分为这2种类型还不够全面。近年来，随着实验分析技术和矿产勘查方法的发展与进步，使得典型矿床成因的深度剖析成为可能，并且相继发现了一些新的大中型矽卡岩型钨矿，如华南的朱溪钨铜矿（约149 Ma,Song et al.,2018）和魏家钨矿（159～158 Ma,Zhao et al.,2016），以及加里东期的社洞钨钼矿（陈懋弘等，2011）。因此，全面深入地理解和认识矽卡岩型钨矿的特征和成矿规律十分必要。本文在简要介绍国内外矽卡岩型钨矿的时空分布、地质特征和相关矿物学研究的基础上，系统归纳了钨的成矿岩浆-热液体系特征，钨在岩浆-热液演化过程中的地球化学行为及其迁移和沉淀机制等方面的研究成果。从成矿物质的来源、迁移形式和沉淀机制3个方面总结了矽卡岩型钨矿的成矿作用特点，有助于指导找矿工作。

1 矽卡岩型钨矿的时空分布

图1 世界主要钨矿床分布图（据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)

图2 中国主要钨矿分布图（据Sheng et al.,2015修改）Fig.2 Distribution of major tungsten deposits in China(modified after Sheng et al.,2015)

全球钨矿床主要分布在受俯冲作用影响的广义环太平洋大陆边缘，其次分布于广义欧亚大陆内部古大陆边缘碰撞带（图1）（徐克勤等，1987）。中国钨矿床多数分布在造山带中，集中在南岭成矿带，同时，秦岭-祁连山-昆仑山成矿带、东秦岭成矿带、三江成矿带、天山-北山成矿带以及内蒙古-大兴安岭成矿带也是重要的钨矿床分布区（图2）。全球范围内，钨矿床从太古代到第四纪都有产出，但是主要集中在古生代和中生代，其次为新生代。其中，矽卡岩型钨矿基本发育于中生代和古生代，前寒武纪也有少量发育。类似地，中国钨矿床的成矿时代也从元古代跨度到喜马拉雅期，燕山期为最主要的成矿期（表1），超过全国总储量的84%，其中，矽卡岩型钨矿主要发育在燕山期，加里东期—海西期和喜马拉雅期也见少量发育（Sheng et al.,2015）。国内外著名的大型-超大型矽卡岩型钨矿（表1）包括加拿大Mactung（储量33 Mt，品位0.88%）和Cantung（储量4.2 Mt，品位 1.6%），美国 Pine Creek（＞6 Mt），朝鲜 Sangdong（储量9.52 Mt，品位0.56%），澳大利亚King Island（储量6.58 Mt，品位0.64%～0.8%），土耳其Uludag以及中国朱溪（储量3.44 Mt，品位0.54%）、香炉山（储量约0.22 Mt，品位0.641%）、柿竹园（储量0.8 Mt，品位0.35%）、新田岭（储量0.3 Mt，品位0.37%）和瑶岗仙（储量0.236 Mt，品位1.27%）矿床。

2 矽卡岩型钨矿的地质特征

全球范围内，与矽卡岩型钨矿相关的地层围岩为元古界—古近系含碳酸盐或含钙质的岩石，以不纯灰岩（如泥岩-碳酸盐混合/互层的层序）更为有利。国外的矽卡岩型钨矿多与具有大范围高温变质晕的粗粒、等粒状中酸性-酸性岩基（多见伟晶岩和细晶岩岩脉发育其间）有关，包括晚古生代—晚白垩世花岗闪长岩-石英二长岩；而中国矽卡岩型钨矿的成矿岩体侵位相对较浅，以中细粒结构为主，似斑状结构次之，主要包括早古生代和中晚侏罗世—早白垩世黑云母花岗岩、二长花岗岩、花岗斑岩以及少量花岗闪长岩（表1）。白钨矿为最主要的金属矿物，呈浸染状颗粒或裂隙填充物产出，多伴生其他金属矿化（以Cu、Mo、Sn、Zn和Bi为主）。具有开采价值的矽卡岩型钨矿品位为0.1%～1.5%，矿床储量范围大致104～107t，高品位钨矿石与含水矿物和退蚀变作用关系密切（Meinert et al.,2005;Brown et al.,2014）。矿体形态复杂，主要受接触带控制呈层状、似层状、透镜状，或受断裂、裂隙控制呈脉状、带状、扁豆状、囊状（毕承思，1987）。根据原岩成分和矽卡岩矿物组合可以分为由富Ca、Fe、Al的硅酸盐矿物（如钙铁铝榴石、钙铁辉石、硅灰石、符山石、绿帘石）组成的钙质钨矽卡岩，以及由富Mg、Ca的硅酸盐矿物（如镁橄榄石、尖晶石、蛇纹石、金云母、透辉石）组成的镁质钨矽卡岩。由于白云质岩石不利于含钨矽卡岩以致镁质钨矽卡岩的形成，国外大部分矽卡岩型钨矿中的含矿矽卡岩为钙质矽卡岩。但近年来的研究发现，国内镁质矽卡岩具有形成钨矿的潜力，如江西朱溪钨铜矿和湖南魏家钨矿，其镁质钨矽卡岩主要形成于晚侏罗世花岗质岩体（朱溪，约150 Ma黑云母二长花岗岩；魏家，约158 Ma花岗斑岩）与白云岩接触带（朱溪，中石炭统黄龙组；魏家，中泥盆统棋梓桥组），均发育大量萤石，表明富F流体有利于镁质矽卡岩以及白钨矿的形成（Song et al.,2018）。由于侵入岩体和成矿作用的多期性以及赋矿地层的岩性分带，大型矽卡岩型钨矿多存在不同类型的蚀变矿化相互叠加。如柿竹园矿床在钙质矽卡岩型W（白钨矿）-Sn-Mo-Bi矿化结束后，叠加形成云英岩型W（黑钨矿）-Mo-Bi-Sn-Be矿化，并伴随晚期花岗斑岩的侵入形成镁质矽卡岩型Pb-Zn-Ag矿化（林运淮，1982；Chen et al.,2016）；Mactung矿床在泥质地层单元中发育云英岩型W（白钨矿）-Mo矿化，在灰岩单元则形成矽卡岩型W（白钨矿）矿化（Selby et al.,2003）。矽卡岩型钨矿形成阶段大致可依据经典的“三期五阶段”划分为矽卡岩期（早期矽卡岩阶段和晚期矽卡岩阶段）、氧化物期（石英-白钨矿阶段）和硫化物期（早期石英-硫化物阶段和晚期石英-硫化物阶段）（毕承思，1987），但具体划分因各矿床的地质特征而异，尤其需要注意退蚀变阶段的细分和不同蚀变矿化类型与矿化阶段的对应关系。

3 钨的成矿岩浆系统

上地壳钨的平均含量为1.9×10-6（Rudnick et al.,2003），并且钨在岩浆演化过程中呈现不同程度的不相容性（Linnen et al.,2005;Breiter et al.,2007）。因此，与钨矿化具有成因联系的岩浆岩多形成于岩浆演化的晚期阶段（Newberry et al.,1986），主要为I/S分异型和A型花岗岩（图3d），其成因上主要来源于变质的沉积物基底或变质的火成岩基底±地幔分异物质或新生地壳的部分熔融（Breiter,2012;Romer et al.,2016）。前人曾对比指出，中国与（高分异）I型花岗岩有关的钨矿床以中小型为主，主要的大中型矿床还是与S型花岗岩有关；而世界其他范围，如北美、日本、韩国等地区的巨型矽卡岩型白钨矿矿床大多数则与（高分异）I型/I-S混合型花岗岩有关（New‐berry et al.,1986;毕承思，1987）。由于与钨矿化相关的岩浆岩具有不同的成因类型，因此，对应的钨成矿花岗岩也具有不同的地化成分以及演化特征。但总体上，钨成矿花岗岩w(SiO2)较高，多数集中在75%左右，w(Na2O+K2O)较高，大部分大于7%，具有高硅富碱的特征。其中，矽卡岩型和石英脉型钨矿的成矿岩体碱质含量变化范围较大，从钙碱性到碱性均有出现，而斑岩型以及花岗岩型钨矿的成矿岩体相对更加富碱（图3a）。A/CNK集中在0.9～1.8，属于准铝质、强过铝质花岗岩，其中与矽卡岩型钨矿有关的花岗岩铝饱和指数相对更高（图3b）。Ballouard等（2016）总结指出，Nb/Ta和Zr/Hf比值可以作为岩浆-热液反应或者分离结晶，以及花岗质岩石成矿潜力的标志。大部分与钨矿床有关的花岗质岩石的Zr/Hf比值落在了Zr/Hf＜46的含矿花岗岩区域（图3c）。其中，与石英脉型钨矿床有关的花岗质岩石具有明显较低的Nb/Ta（大部分＜4）和Zr/Hf（大部分＜26）比值；与斑岩型、花岗岩型以及变质成因的钨矿床有关的岩体则具有相对较高的Nb/Ta（1～10）和Zr/Hf（10～40）比值；而与矽卡岩型钨矿床有关的花岗质岩体的Nb/Ta（1～11）和Zr/Hf（6～46）比值变化较为宽泛，暗示大部分钨矿床的成矿岩体与岩浆-热液作用关系密切（Bau,1996;Ballouard et al.,2016;吴福元等，2017）。钨成矿岩体的稀土元素配分模式可以划分为“斜倾式”和“海鸥式”2种类型，且同一矿床的成矿岩体可能同时具有上述2种类型。“斜倾式”花岗岩明显富集轻稀土元素，具有较弱-中等的负Eu异常；“海鸥式”花岗岩轻、重稀土元素分异不明显，具有强烈的负Eu异常，同时部分“海鸥式”花岗岩的稀土元素还呈现明显的四组分效应，表明发生了熔体-流体反应（李献华等,2007;Guo et al.,2012;Jiang et al.,2016）。

表1 全球代表性矽卡岩型钨矿床的分布、成矿时代和岩体特征Table 1 The distribution,mineralization ages,and characteristics of magmatic rocks of representative tungsten deposits worldwide

续表 1Continued Table 1

华南与W-Sn矿有关的燕山期花岗岩呈现S型、I型或A型花岗岩的特征（Chen et al.，2013），可能源于地壳±岩石圈地幔的部分熔融，并受到地壳沉积物质的混染（Zhou et al.,2006;Zhang et al.,2017），或者分异于中下地壳镁铁质火成源岩并且可能有少量新生地壳和/或地幔分异物质加入（Zhou et al.,2006;李献华等，2007），且多受古太平洋大洋岩石圈俯冲作用的影响。而与W-Sn矿化有关的加里东期花岗岩则多呈现S型花岗岩的特征（Chen et al.,2018），源于古元古代大陆地壳的重熔（Li et al.,2017），形成于陆内造山的挤压或者伸展环境（李晓峰等，2012）。Chen等（2013）指出南岭加里东期钨矿基本以白钨矿为主，认为可能受到了加里东期花岗岩的物源及成岩条件的控制。研究表明，控制W、Sn、Nb、Ta、Li、Be等金属元素在花岗岩类中富集的因素主要包括，物源组成（Romer et al.,2014）、结晶分异程度（Taylor et al.,1992）以及后期的热液叠加作用（Haa‐pala,1997）。然而，由于针对W等元素在源岩融化和过铝质花岗岩岩浆演化过程中的研究较为有限，因此，具体是哪些成岩过程，例如结晶分异作用、岩浆混合作用、地壳混染和/或与花岗质熔体相关的热液活动，控制了含钨花岗岩和相关钨矿化的形成还未研究清楚（Zhang et al.,2017）。

图3 与钨矿床有关的岩石地球化学图解（c据Ballouard et al.,2016；d据Whalen et al.,1987;吴福元等,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 矽卡岩型钨矿的成矿作用

4.1 成矿流体特征

矽卡岩矿床的成矿作用存在多期次多阶段演化的特征（Meinert et al.,2003），其成矿流体的温度（T）和盐度（w(NaCleq)）变化范围较大。早期矽卡岩阶段的成矿流体显示高温（400～700℃）和高盐度（w(NaCleq)＞50%）的岩浆来源特征。值得注意的是，一些矽卡岩型钨矿的早期矽卡岩矿物中的流体包裹体存在相对较低的均一温度，如中国华南宝山矽卡岩型白钨矿矿床中无水矽卡岩阶段晚期的矿物包裹体均一温度范围为197～377°C（Zhao et al.,2018）。这些暗示着早期矽卡岩阶段的流体并不一定完全继承了岩浆流体的高温特征。晚期退化蚀变阶段的成矿流体具有更低的温度（200～400℃）和低盐度（w(NaCleq)≤20%），但仍以岩浆来源为主（Singoyi et al.,2000;Meinert et al.,2005）。白钨矿在早期矽卡岩阶段和晚期退化蚀变阶段均可发育，但其形成伴随退蚀变作用达到顶峰，沉淀温度多介于250～400℃。矽卡岩型钨矿的成矿流体存在中-高盐度和中-低盐度2种类型：氧化的矽卡岩（-斑岩）型钨矿的矽卡岩期普遍发育高盐度包裹体，并且该类型包裹体可能同时与富气相中-低盐度包裹体共存而形成沸腾包裹体组合（Lu et al.,2003;Li et al.,2016;Orhan,2017）；而还原的矽卡岩型钨矿则具有上述2种不同的盐度特征（Mathieson et al.,1984;Soloviev et al.,2017）。相对比而言，石英脉型和花岗岩型白钨矿矿床的成矿流体一般为中-低盐度流体，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），暗示成矿环境偏酸性且可能缺少明显的沸腾作用使CO2逃逸。

4.2 钨的分配、迁移与沉淀

在自然体系中，钨具有较高的流体亲和性（流体/熔体分配系数 1～5，Zajacz et al.,2008;Hulsbosch et al.,2016）和中等不相容的熔体亲和性（晶体/熔体分配系数约0.4，Hulsbosch et al.,2016），这会导致在熔体分异过程中钨倾向于富集在共存的流体相，从而在岩浆流体饱和的初始阶段，流体中的钨就有很大的成矿潜力（Hulsbosch,2019）。针对不同条件下溶液-熔体中钨的分配行为的实验研究表明，约束其流体/熔体分配系数（Dw）的主要因素有温度、压力（P）、熔体组分、氧逸度（ƒ(O2)）和挥发分（H2O、Cl-、F-、）等（Bai et al.,1999;Wood et al.,2000;Zaja‐cz et al.,2008）。流体包裹体成分分析可以提供关于岩浆卤水-气相分离过程对金属元素的选择性迁移作用和导致矿石矿物沉淀的化学反应以及物理过程等方面的信息（Audétat et al.,1998）。Heinrich等（1999）利用LA-ICP-MS技术分析岩浆-热液矿床中流体包裹体的主微量元素发现，Na、K、Fe、Mn、Zn、Rb、Cs、Pb（Ag、Tl、Bi、Ba、Sr、Sn、W、U、Ce）倾向于进入卤水溶液相，可能以Cl络合物形式存在；Cu、As、Au、B（Sb、S、Li）则选择性进入气相，其中，金属元素可能以HS络合物形式存在。

钨等金属元素在热液流体中的迁移可能受到源岩、围岩成分和流体物化条件（如T、P、pH值）等因素影响。大量实验研究指出，钨的迁移形式有氯化物、氟化物和碳酸盐络合物，以及同多钨酸盐和杂多钨酸盐等（Foster,1977;Higgins,1980;Manning et al.,1984;Keppler et al.,1991;Gibert et al.,1992;Wood et al.,2000;Lowenstern,2001）。在高温热水溶液中，氯化物、氟化物和碳酸盐络合物形式对钨的迁移起到了重要作用，但它们不是必需的。同多钨酸盐和杂 多 钨 酸 盐 形 式 ，如 H6[H2W12O40]、H3[PW12O40]、和等，同样可以迁移足量的钨而形成钨矿床（Foster,1977;Manning et al.,1984;Wood et al.,2000）。值得注意的是，F的存在可以降低花岗质岩浆的黏度和固相线温度，起到岩浆解聚和延长岩浆结晶过程的作用，从而提高了岩浆演化的程度和熔体中钨的富集程度，延缓了含钨热液从岩浆中的分离，但F的存在本身可能与钨的溶解和迁移无关（Audétat et al.,2000;Linnen et al.,2005;Che et al.,2013a）。

控制钨矿物沉淀的因素本质上包括：①成矿流体的组成变化，如溶液中离子活度比值(α(Ca2+)/(α(Fe2+)+α(Mn2+))、NaCl含量和XCO2等；②成矿环境的物理化学条件变化，如 T、P、pH 值和 ƒ(O2)/ƒ(S2)等（Foster,1977;Wood et al.,2000）。目前研究提出了很多钨矿物的沉淀机制，主要包括：①降温（Ni et al.,2015），但需要注意的是，在 100～500℃范围内，白钨矿的溶解度随着温度降低而增加，暗示单独的降温过程可能不是白钨矿矿床形成的有效因素（Foster,1977;Wood et al.,2000）；② 流体-围岩反应，主要伴随着pH值增加、T降低和Ca的富集（Ma‐thieson et al.,1984;Wang et al.,2017）以及围岩中非极性挥发分的加入（Gibert et al.,1992;O’Reilly et al.,1997）；③ 流体混合，及其可能伴随的ƒ(O2)和pH值增加，T和流体Cl含量降低（Linnen et al.,1994;Singoyi et al.,2001;Wei et al.,2012）；④ 流体不混溶以及流体沸腾和/或CO2泡腾，及其导致的P降低和pH值升高（Lu et al.,2003;Korges et al.,2017;Orhan,2017;Soloviev et al.,2017）。其中，流体-围岩反应被认为是形成钨矿床的关键机制（Le‐cumberri-Sanchez et al.,2017），流体沸腾和流体混合作用被认为是形成具有异常高品位钨矿床的主要机制（Wei et al.,2012;Korges et al.,2017），且同一矿床中钨矿物的沉淀通常受多种机制协同作用。

4.3 成矿物质来源

目前，研究主要利用同位素分析直接约束矽卡岩型钨矿的成矿物质来源，包括C-H-O-S稳定同位素（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）以及流体包裹体He-Ar同位素。

对于矽卡岩型钨矿的成矿物质来源仍存在一定争议，大部分学者认为矽卡岩矿床的成矿物质属于岩浆来源（Bowman et al.,1985;Brown et al.,1985），而另一些学者认为是地层和岩浆混合来源（Ishihara et al.,2003），同时，还有少数学者认为成矿物质仅仅来源于围岩地层，如层控矽卡岩型钨矿（Skaarup,1974）。Meinert等（2005）总结矽卡岩型钨矿的稳定同位素研究指出，根据早期矽卡岩矿物组合的C-O同位素及其形成温度所估算的热液流体具有沉积成因δ18O、δ13C值和岩浆δ18O、δ13C值混合的特征，表明大部分该类型矿床形成于多元流体。何兴华等（2017）总结了华南中生代典型石英脉型、矽卡岩型、斑岩型以及云英岩型钨矿床中成矿流体的He-Ar和H-O同位素特征，结果显示不同类型的钨矿床的成矿流体具有不同程度的壳源-幔源混合特征，除了主要的岩浆水外还普遍存在不同程度的大气降水的加入。其中，矽卡岩型钨矿的成矿流体具有最为明显的大气降水的参与并且可能存在一定地幔组成的加入。相对比而言，石英脉型、斑岩型以及蚀变花岗岩型白钨矿的成矿流体则多呈现壳源特征以及岩浆水和少量大气降水混合的特点（Xie et al.,2018）。

5 矽卡岩型钨矿矿物学

矽卡岩矿物组合是研究矽卡岩矿床分带的重要依据，其结构构造和化学成分对于理解矽卡岩矿床的成因、示踪流体性质和矿化过程中环境变化具有重要的指示意义。早期研究主要将石榴子石和辉石成分作为不同矿种的指标，如赵斌等（1987）研究认为石榴子石和辉石成分与矽卡岩型矿床的金属矿化类型有关，中国矽卡岩型矿床中的石榴子石主要为（铁铝榴石+镁铝榴石+锰铝榴石）（Al+Sp+Py）总含量低于15%的铬钙铁榴石系列。只有Sn-W钙矽卡岩型矿床及Pb-Zn钙镁矽卡岩型矿床发育（Al+Sp+Py）总含量大于15%的贫钙石榴子石。由于矽卡岩型钨矿的围岩、侵入体氧逸度和形成深度均与其他矽卡岩型矿床不同，使其主要呈现中等-低的氧化还原状态，因此，钨矽卡岩多发育贫钙质石榴子石（Newberry,1983）。Meinert等（2005）统计不同矿化类型矽卡岩中的石榴子石和辉石主成分特征也指出，钨矽卡岩常见贫钙石榴子石和富铁辉石。近年来，单个矿物颗粒形成过程中主微量元素和同位素成分的变化所反映的流体组分、物理化学条件和矿物生长动力学等方面的信息以及U-Pb定年是矽卡岩石榴子石研究的热点（Smith et al.,2004;Gaspar et al.,2008;Deng et al.,2017;Park et al.,2017;Seman et al.,2017）。矽卡岩中的热液石榴子石多发育生长环带，是体系对流体保持开放的典型结果，它记录了热液流体体系地球化学演化的全部过程。石榴子石的O同位素可以示踪其形成过程中的流体来源，结合Fe-Al成分环带特征可以解释宏观的矽卡岩形成过程中流体成分、氧化还原状态以及流体来源的特征与演化（Crowe et al.,2001）。W、Sn、Mo等金属元素在矽卡岩石榴子石中较为罕见，但是高W含量（w(W)高达2700×10-6）的石榴子石已经在矽卡岩型矿床中有所报告，如西藏知不拉矽卡岩型铜矿（Xu et al.,2016）。然而，有关矽卡岩型钨矿中石榴子石的研究显示，它们普遍不具有显著的w(W)（＜5×10-6,Zhou et al.,2016a;Ding et al.,2018），除了韩国Weondong矽卡岩型钨矿中石榴子石w(W)高达458×10-6（Park et al.,2017）。因此，石榴子石的W含量可能不可用于指导矽卡岩钨矿勘探。辉石作为另一个主要的矽卡岩矿物，普遍富集Co、Zn、Ti、Cr、Ni、V等不相容元素，针对不同类型的辉石的微量元素研究可以明确矽卡岩矿物组合间元素的富集和配分规律，以及约束流体的演化过程（Ismail et al.,2014）。角闪石和帘石类矿物作为矽卡岩矿床中典型的含水矿物，其研究也具有一定的指示意义。如Meinert等（2005）总结指出，Cu、Au、W以及Sn矽卡岩中的角闪石相对富Al，Cu、Mo和Fe矽卡岩中的相对富集Fe，而Zn矽卡岩中的相对富集Mn和亏损Ca。而帘石类矿物中不同矿物类型则在一定程度上反映了氧化还原条件的差异，如绿帘石（Fe3+）和黝帘石（Fe2+）分别暗示了相对氧化和还原的环境。此外，矽卡岩型钨矿中的榍石普遍富集W、Sn和Nb，可以用于指示钨矿勘探（Che et al.,2013b）。

图4 不同成因类型矿床中白钨矿的87Sr/86Sr(a)和143Nd/144Nd(b)同位素组成（数据引自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）

白钨矿作为矽卡岩型钨矿中主要的矿石矿物，能够提供成矿的直接信息。不同地球化学类型的白钨矿（如矽卡岩型、石英脉型以及斑岩型或云英岩型）可以同时出现在同一个岩浆热液体系中，因此，其地球化学成分（稀土元素以及其他微量元素，尤其是Mo和Sr）的连续性变化可以提供整个矿床尺度上流体演化的全面信息（如物化条件以及物质组成的改变），有助于更好地揭示矿床的成因。白钨矿多呈现不同的阴极发光强度，主要与白钨矿的Mo含量呈负相关关系，并且白钨矿阴极发光的岩相学特征与矿床形成背景具有直接联系（Poulin et al.,2018）：变质成因的矿床中（如造山型金矿）的白钨矿的阴极发光较为均一，而岩浆成因的矿床中（如矽卡岩型钨矿）的白钨矿的阴极发光则具有明显的环带特征。近年来，在详细的SEM-BSE或CL岩相学研究基础上，主要针对白钨矿的微量元素和同位素特征开展了一定研究：①采用LA-ICP-MS或SIMS的联用技术对白钨矿的原位微量元素（Ghaderi et al.,1999;Brugger et al.,2000;Zhao et al.,2017;Poulin et al.,2018;Sun et al.,2019）和Sr或O同位素进行分析（Shelton et al.,1987;Brugger et al.,2002;Kozlik et al.,2016;Scanlan et al.,2018;Song et al.,2019），用以判断形成化学成分不均一的白钨矿颗粒的流体特征、来源及其演化。Poulin等（2018）提出白钨矿的Sr、Mo和EuA（EuAversu Sr/Mo投图）可以用来初步鉴别白钨矿的矿床成因类型，并且白钨矿的晶体化学可以很好地指示其成矿环境。②采用ID+TIMS测试手段分析白钨矿的Sr-Nd-Pb同位素特征以及Sm-Nd年龄。白钨矿的初始Sr同位素可以估测成矿流体的Sr同位素组成（Kempe et al.,2001）和反应成矿流体的流动轨迹（Voicu et al.,2000）；Nd同位素可以示踪成矿流体来源（Tornos et al.,2008;Song et al.,2014;Sun et al.,2017）以及复杂的多变质背景下的W矿化作用的演化（Eichhorn et al.,1997）。白钨矿普遍具有分散变化的Sm/Nd比值，可能源于形成白钨矿的流体成分具有不断变化的特征（Brugger et al.,2002;Peng et al.,2004）。此外，Song等（2014）通过系统对比研究指出，白钨矿的Sr-Nd同位素组成可以判别矿床的成因类型，即矽卡岩型W（-多金属）矿床中的白钨矿具有相对中等的87Sr/86Sr比值和最低的143Nd/144Nd比值，石英脉型W（-多金属）矿床中的白钨矿具有最高的87Sr/86Sr比值和中等的143Nd/144Nd比值，而石英脉型Au（-W）矿床中的白钨矿具有最低的87Sr/86Sr比值和最高的143Nd/144Nd比值，且矽卡岩型Au矿中的白钨矿也相对矽卡岩型W矿中的白钨矿呈现更低87Sr/86Sr比值（图4a、b），主要受不同的成矿物质来源控制（地幔物质、地壳物质、赋矿围岩以及深源岩浆）。而不同成因类型的矿床中的白钨矿O同位素值互相重叠，范围为-4.6～12.7‰，因此，白钨矿的O同位素组成本身不能指示特定矿床类型的成矿流体O同位素特征（Poulin et al.,2018）。白钨矿（CaWO4）和钼钙矿（CaMoO4）之间存在一个非理想固溶体系列，Xu等（2019）利用HAADF-STEM（high-angular annular dark field scan‐ning-TEM）研究了西藏知不拉矿床类矽卡岩中的白钨矿-钼钙矿固溶体，发现具有不同化学组成的振荡环带具有连续的晶体定向。并且在该固溶体中还发现nm级的针状磷钇矿，有助于更好地利用白钨矿的稀土元素含量以及配分模式解释相关成岩成矿问题。

6 结论

（1）针对矽卡岩矿物以及白钨矿和黑钨矿等钨矿物的直接定年分析对于约束矽卡岩矿床的岩浆-热液活动持续时间和演化历史至关重要。目前，LA-ICP-MS石榴子石U-Pb定年技术开发的标样主要为钙铁榴石，但矽卡岩型钨矿中普遍发育钙铝榴石以及贫钙石榴石子石，因此，仍需要开发钙铝榴石甚至贫钙石榴石子石标样。此外，利用LA-ICPMS黑钨矿U-Pb定年技术直接约束W-Sn矿的形成年龄已取得成功。而对于白钨矿来说，主要以Sm-Nd定年为主，该方法误差普遍较大并且获得的结果可能是混合年龄。Wintzer等（2016）提出了利用LA-ICP-MS原位技术分析白钨矿U-Pb年龄的可能性，表明未来应该着重建立LA-ICP-MS白钨矿UPb定年方法。

（2）在钨矿床中，往往是多个因素共同影响钨矿物的沉淀，查明不同阶段的主要沉淀机制有助于更好地理解钨的富集成矿规律。应在详细的野外和室内岩相学研究基础上，联合SEM-CL对白钨矿环带中的流体包裹体进行准确的测温、激光拉曼以及LA-ICP-MS微量元素分析，查明与钨矿化有关的成矿流体期次，成矿环境和成矿流体成分的特点及变化，更有针对性地探讨钨的成矿环境和成因机制。

（3）矽卡岩型矿床的成矿作用普遍存在多期次多阶段演化的特征。应当针对不同阶段的钨矿化，运用微区O-Sr-Pb同位素以及非传统同位素（如Mo、Cu、Sn、W等）等手段，厘清不同期次不同阶段的成矿流体及物质来源，更加深入和细致地认识钨的源区特征。