蔡明海, 彭振安, 長尾敬介, 王顯彬, 郭騰飛, 劉 虎

1)廣西大學(xué)資源與冶金學(xué)院, 廣西南寧 530004;

2)東京大學(xué)大學(xué)院理學(xué)系研究科地殼化學(xué)實(shí)驗(yàn)室, 日本東京 113-0033

桂東北富川、賀州和鐘山三縣(市)交界處(習(xí)稱富賀鐘地區(qū))是一個(gè)鎢錫多金屬礦集區(qū), 在姑婆山復(fù)式巖體西南緣產(chǎn)出有新路、水巖壩、珊瑚等鎢錫礦田。前人在該區(qū)進(jìn)行了大量研究工作, 歐忠遠(yuǎn)(1989)、歐陽成甫等(1993)和謝國源等(1994)分別以“地質(zhì)力學(xué)”和“地洼理論”為指導(dǎo), 對區(qū)內(nèi)控巖、控礦構(gòu)造進(jìn)行了研究; 張德全等(1985)、朱金初等(2006a, b)和顧晟彥等(2006)對區(qū)內(nèi)花崗質(zhì)巖石的巖石學(xué)、地球化學(xué)、年代學(xué)及成因進(jìn)行了探討; 鄧慶平(1985)、章雨旭(1987)、宋慈安(1990)、邱亮斌等(1992)、胡火炎等(1992)、李華芹等(1993)、顧晟彥等(2007)和李曉峰等(2011)對區(qū)內(nèi)礦床特征、成礦物質(zhì)來源、成礦物理化學(xué)條件、成礦分帶及成礦時(shí)代等進(jìn)行了研究。近年來研究表明, 區(qū)內(nèi)姑婆山巖體的成巖過程中有幔源物質(zhì)的參與(朱金初等, 2006a;顧晟彥等, 2006; 趙葵東等, 2009), 但對于成礦過程中是否也同樣存在殼-幔相互作用缺乏研究。為此,本文開展了區(qū)內(nèi)的典型礦床稀有氣體同位素研究,進(jìn)一步討論了區(qū)內(nèi)鎢錫多金屬礦床的流體來源和殼-幔作用過程。

富賀鐘鎢錫多金屬礦集區(qū)位于華南一條特殊的NE向低tDM、高εNd花崗巖帶(十—杭帶)(Gilder et al.,1996)內(nèi), 北東與柿竹園、騎田嶺、香花嶺等所在的“湘南鎢錫多金屬礦集區(qū)”毗鄰(圖1)。

區(qū)內(nèi)出露的基底巖系為震旦系—寒武系一套厚約6000 m的復(fù)理石建造, 蓋層則由泥盆系、石炭系和侏羅系地層組成。其中, 泥盆系為主要賦礦層位,自下而上依次為: 下泥盆統(tǒng)蓮花山組(D1l)砂頁巖,那高嶺組(D1n)灰?guī)r、砂頁巖; 中泥盆統(tǒng)郁江組(D2y)砂頁巖, 東崗嶺組(D2d)灰?guī)r夾白云質(zhì)灰?guī)r; 上泥盆統(tǒng)桂林組(D3g)白云質(zhì)灰?guī)r及融縣組(D3r)灰?guī)r夾白云巖。

區(qū)內(nèi)基底構(gòu)造以近 EW 向隆褶帶為主, 蓋層構(gòu)造則以斷裂為主。總體構(gòu)造特征是在近 EW 向花山—姑婆山和將軍嶺—葫蘆嶺隆褶帶上疊加有近SN向、NE向和NW向等方向的斷裂構(gòu)造。中泥盆統(tǒng)郁江組砂頁巖與東崗嶺組灰?guī)r夾白云質(zhì)灰?guī)r界面附近的順層破碎帶, 以及不同方向的斷裂、裂隙為區(qū)內(nèi)主要容礦構(gòu)造。

區(qū)內(nèi)的姑婆山復(fù)式巖體出露面積約 622 km2,呈渾圓形產(chǎn)出(圖1)。主體巖性由早期的角閃黑云二長花崗巖(里松巖體)、中粗粒斑狀黑云母花崗巖(東巖體)和中細(xì)粒斑狀黑云母花崗巖(西巖體)組成, 三者之間無明顯的侵入接觸關(guān)系, 里松巖體中發(fā)育有含閃長質(zhì)暗色包體。晚期細(xì)粒花崗巖主要出露于新路一帶, 在水巖壩礦田的爛頭山礦區(qū)工程揭露有隱伏的晚期細(xì)粒花崗巖。

圖1 富賀鐘鎢錫多金屬礦集區(qū)地質(zhì)略圖Fig.1 Simplified geological map of the Fuchuan-Hezhou-Zhongshan W-Sn-polymetallic ore concentration area

1 主要鎢錫礦床特征

研究區(qū)內(nèi)具有一定規(guī)模的鎢錫多金屬礦床主要分布在新路、水巖壩及珊瑚3個(gè)礦田中(圖1)。關(guān)于區(qū)內(nèi)礦床特征已有較多文獻(xiàn)報(bào)道(鄧慶平, 1985; 宋慈安, 1990; 邱亮斌等, 1992; 胡火炎等, 1992; 顧晟彥等, 2007), 以下僅作扼要敘述。

1.1 新路礦田白面山錫鋅礦床

新路礦田位于姑婆山巖體南緣接觸帶的內(nèi)凹部位, 以錫鋅成礦為主, 鎢不具工業(yè)價(jià)值。白面山錫石硫化物型錫鋅礦床是礦田內(nèi)最具代表性礦床。

白面山礦床產(chǎn)在晚期細(xì)粒花崗巖外接觸帶的中泥盆統(tǒng)地層中, 錫鋅礦體呈似層狀和脈狀產(chǎn)出, 以前者為主。似層狀礦體主要賦存于中泥盆統(tǒng)郁江組砂頁巖與東崗嶺組灰?guī)r界面附近的層間破碎帶中;脈狀礦體則產(chǎn)在SN向斷裂和東崗嶺組灰?guī)r中的NE向裂隙內(nèi)。層狀礦體和脈狀礦體具有相同的礦化特征, 礦石類型主要為稀疏-稠密浸染狀硫化物礦石,礦物組成為磁黃鐵礦、鐵閃鋅礦、黃鐵礦、毒砂、錫石、脆硫銻鉛礦、方鉛礦、黃銅礦以及石英、方解石等。近礦圍巖發(fā)生了較強(qiáng)烈的硅化、透閃石化、絹云母化、黃鐵礦化、螢石化等蝕變。

1.2 水巖壩礦田爛頭山鎢錫礦床

水巖壩礦田產(chǎn)在姑婆山巖體西南緣, 以鎢錫成礦為主, 爛頭山石英脈型鎢錫礦床是礦田內(nèi)規(guī)模最大的礦床。爛頭山鎢錫礦床北東約0.5 km為早期中細(xì)粒斑狀黑云母花崗巖(姑婆山西巖體), 在深約300 m處鉆孔揭露到隱伏的晚期細(xì)粒花崗巖。鎢錫礦化產(chǎn)在隱伏細(xì)粒花崗巖頂部的中泥盆統(tǒng)東崗嶺組大理巖化灰?guī)r中, 由 NW 向鎢錫石英脈和近地表產(chǎn)出的近EW向含錫細(xì)脈密集帶組成, 以前者為主體。礦石的礦物組成為黃鐵礦、黑鎢礦、白鎢礦、錫石、磁黃鐵礦、石英、螢石、黃玉等, 近礦圍巖發(fā)生了云英巖化、硅化、螢石化、電氣石化等蝕變。

1.3 珊瑚礦田長營嶺鎢錫礦床

珊瑚礦田位于研究區(qū)西南側(cè), 以鎢錫成礦為主,成礦分帶以長營嶺隱伏巖體為中心, 由內(nèi)向外為W、Sn→W、Sb, 更外側(cè)出現(xiàn)Pb、Zn和Hg礦化。長營嶺鎢錫石英脈礦是礦田內(nèi)規(guī)模最大的礦床。

長營嶺鎢錫礦床賦礦圍巖為下泥盆統(tǒng)蓮花山組、那高嶺組以及中泥盆統(tǒng)郁江組一套碎屑巖, NE向含礦石英脈陡傾斜穿層產(chǎn)出。在長約2.5 km、寬0.6～1 km 的范圍內(nèi)共發(fā)現(xiàn)有鎢錫石英脈 700多條,其中工業(yè)礦脈200余條, 構(gòu)成一NE向展布的鎢錫礦帶。工業(yè)礦脈一般長500～700 m、厚0.1～0.8 m、延深300～500 m, 受NE向張扭性裂隙控制。由地表向下, 脈體形態(tài)依次為線脈帶→細(xì)脈帶→中脈帶→大脈帶。礦物組合分帶自上而下為螢石、黃玉、云母、錫石→黑鎢礦、錫石→黑鎢礦、硫化物、碳酸鹽, 黃鐵礦為貫通礦物。

2 樣品采集及分析方法

測試樣品分別采自新路礦田的白面山礦床、水巖壩礦田的爛頭山礦床和珊瑚礦田的長營嶺礦床坑道內(nèi), 具體采樣位置及樣品特征見表1。

本次測試用樣品均采自坑道內(nèi), 然后從所采礦石樣品中挑純黃鐵礦進(jìn)行測試。黃鐵礦單礦物挑選在廣西大學(xué)礦物加工實(shí)驗(yàn)室完成。稀有氣體組分測試在日本東京大學(xué)大學(xué)院理學(xué)系研究科地殼化學(xué)實(shí)驗(yàn)室進(jìn)行, 采用壓碎樣品精制裝置抽取氣體, 冷卻分離稀有氣體, 在改進(jìn)的 VG5400稀有氣體靜態(tài)質(zhì)譜儀上精確檢測完成, 具體分析方法和流程詳見Sumino等(2001)。實(shí)驗(yàn)測試誤差小于 10%(1σ)。其中,4He、20Ne、40Ar、84Kr和132Xe的實(shí)驗(yàn)空 白 本 底 分 別 為 (1.5～4.5)×10-11ccSTP 、(0.8～1.9)×10-12ccSTP 、 (3.8～8.4)×10-10ccSTP 、(1.7～5.3)×10-14ccSTP 和(2.2～9.6)×10-15ccSTP; He同位素標(biāo)樣的3He/4He 為(28.88±0.14)×10-5(HESJ)。

3 分析結(jié)果及討論

黃鐵礦單礦物流體包裹體稀有氣體同位素測試結(jié)果見表2。

本次測試用樣品均為封閉程度高、He擴(kuò)散系數(shù)低的黃鐵礦單礦物, He、Ar、Ne、Kr、Xe等同位素含量具有諧和分配特征(表 2、圖 2), 說明本次測試精度是可靠的。

表1 稀有氣體測試樣品采集位置及樣品特征Table 1 Characteristics and location of samples for noble gas analysis

3.1 流體包裹體稀有氣體同位素特征

(1)He-Ar同位素

He、Ar為稀有氣體中研究與應(yīng)用最多的同位素,且以He同位素研究程度最高。研究表明(Simmons et al., 1987; Stuart et al., 1995; Burnard et al., 1999), 熱液流體中He、Ar同位素主要有大氣飽和水、地幔流體和地殼流體3種來源, 且不同來源的He、Ar同位素組成及其特征比值具有明顯差別: (1)大氣飽和水3He/4He = 1 Ra (Ra=1.4×10-6),40Ar/36Ar = 295.5,38Ar/36Ar = 0.1880; (2)深源地幔流體, 以高3He為特征,3He/4He一般為6～9 Ra, Ar以放射性40Ar為主,40Ar/36Ar＞40,000; (3)地殼流體(包括建造水或盆地?zé)猁u水),3He/4He介于 0.01～0.05 Ra之間,40Ar/36Ar＞295.5。

從表2可以看出, 研究區(qū)6個(gè)樣品的4He和40Ar的濃度變化范圍較窄。4He為(137～463)×10-9cm3STP/g, 其中, 白面山錫石硫化物型礦石中含量較高((361～463)×10-9ccSTP/g), 爛頭山鎢錫石英脈中含量居中((206～299)×10-9ccSTP/g), 長營嶺鎢錫石英脈中含量最低((137～171)×10-9ccSTP/g),4He含量與3He/4He比值圖上(圖 3), 成分點(diǎn)均落在含量較高的 cut-off線右側(cè)(Gautheron et al., 2005),顯示礦物流體包裹體中普遍含有較高的放射性成因4He。

3He/4He比值介于0.53～4.53 Ra之間, 明顯低于地幔特征值, 但大大高于地殼流體的比值, 表明成礦流體中有地幔He混入。

40Ar含量在(61～210)×10-9ccSTP/g 之 間 ,38Ar/36Ar比值為 0.18688～0.19102, 平均 0.18876, 與飽和大氣水成分基本相同;40Ar/36Ar比值315.58～600.55, 平均 435.83, 接近或高于大氣飽和水的特征值, 但遠(yuǎn)低于地幔流體比值。

在3He/4He-40Ar/36Ar圖 解(圖 4)中, 和3He/4He-40Ar*/4He圖解(圖 5)中, 成礦流體 He-Ar同位素組成大致具有正相關(guān)關(guān)系, 其投影點(diǎn)均位于大氣飽和水、地幔和地殼所限定的區(qū)間內(nèi), 表明成礦流體為大氣飽和水、地殼流體和地幔流體的混合物。

由于 He在大氣中的含量極低, 不足以對流體中 He的豐度和同位素組成產(chǎn)生明顯影響(Stuart et al., 1995), 因此, 成礦流體中的He主要有地幔和地殼兩個(gè)可能的來源。根據(jù)簡單二元混合模式, 應(yīng)用下面公式計(jì)算成礦流體中幔源He所占比例。

地幔 He=(R–Rc)/(Rm–Rc)

圖2 流體包裹體稀有氣體同位素含量分布圖Fig.2 Compositions of noble gases isotopes in fluid inclusions of Fuchuan-Hezhou-Zhongshan area

表2 富賀鐘地區(qū)鎢錫礦石黃鐵礦稀有氣體同位素組成Table 2 Isotopic components of noble gases of W-Sn ore in Fuchuan-Hezhou-Zhongshan area

圖3 成礦流體4He含量與3He/4He比值圖(據(jù)Gautheron et al., 2005改編)Fig.3 4He versus 3He/4He diagram of ore-forming fluid(modified after Gautheron et al., 2005)

圖4 富賀鐘地區(qū)成礦流體3He/4He-40Ar/36Ar圖Fig.4 40Ar/36Ar versus 3He/4He diagram of ore-forming fluid in Fuchuan-Hezhou-Zhongshan area

圖5 富賀鐘地區(qū)成礦流體3He/4He-40Ar*/4He圖Fig.5 3He/4He versus 40Ar*/4He diagram of ore-forming fluid in Fuchuan-Hezhou-Zhongshan area

其中Rm、Rc、R分別代表地幔流體、地殼流體以及樣品的3He/4He值, Rm、Rc分別取 6 Ra和0.01 Ra, 求得流體包裹體中地幔 He的比例為8.7%～75.5%。其中, 新路白面山礦床為8.7%～16.4%、珊瑚長營嶺礦床為 33.9%～43.6%、水巖壩爛頭山礦床為57.8%～75.5%。

(2)Ne同位素

不同來源 Ne具有不同的同位素組成: 大氣中20Ne/22Ne為 9.80、21Ne/22Ne為 0.029; 原始(太陽風(fēng))20Ne/22Ne和21Ne/22Ne分別為 13.5～14.0和0.0305～0.034, 地幔Ne的同位素組成與原始Ne相似;地幔流體的20Ne/22Ne和21Ne/22Ne分別為9.80～13.2和 0.058～0.068; 地殼中20Ne/22Ne和21Ne/22Ne分別為 0～0.3 和 0.1～0.47(Hilton et al., 2002)。

研究區(qū)6個(gè)樣品的20Ne含量在(0.069～0.259)×10-9ccSTP/g之間,20Ne/22Ne和21Ne/22Ne值變化不大,分別介于 9.737～9.848和 0.0291～0.0304之間, 平均值分別為 9.77和 0.030, 與相應(yīng)的大氣值 9.80和0.029基本一致, 低于地幔流體端元同位素組成, 具有飽和大氣水的 Ne同位素比值特征。在20Ne/22Ne-21Ne/22Ne圖解上, 所有樣品均落在大氣附近, 但略偏向于地幔Ne的演化曲線(圖6)。

(4)Kr和Xe同位素

本次僅測定了84Kr和132Xe含量, 其含量變 化 分 別 為(0.0051～0.0186)×10-9ccSTP/g 和(0.00055～0.00235)×10-9ccSTP/g, 變化規(guī)律與4He、20Ne、40Ar諧和一致。

圖6 富賀鐘地區(qū)成礦流體20Ne/22/Ne-21Ne/22Ne圖(據(jù)Hilton et al., 2002改編)Fig.6 20Ne/22/Ne versus 21Ne/22Ne diagram of ore-forming fluid in Fuchuan-Hezhou-Zhongshan area(modified after Hilton et al., 2002)

3.2 成礦流體來源及殼-幔作用過程

3.2.1成礦流體來源

新路礦田六合坳、白面山、石門礦床氧同位素(游建勝等, 1993), 水巖壩礦田爛頭山礦床氫氧同位素(劉文龍等, 1989), 以及珊瑚長營嶺礦床氧硫同位素(楊正文, 1986)研究均表明, 富賀鐘地區(qū)鎢錫成礦流體主要來自巖漿熱液。顧晟彥等(2007)對六合坳和爛頭山成礦流體包裹體成分進(jìn)行了研究, 發(fā)現(xiàn)氣相成分中 H2O、CO2和 CH4占絕對優(yōu)勢, 認(rèn)為成礦流體可能來源于地幔。本次稀有氣體示蹤結(jié)果則表明,區(qū)內(nèi)鎢錫多金屬礦的成礦流體為殼-幔-大氣飽和水的混合流體, 地幔He所占比例為8.7%～75.7%。

3.2.2成巖過程中殼幔相互作用

Sr-Nd同位素研究表明(朱金初等, 2006a; 顧晟彥等, 2006), 姑婆山巖體主體巖性, 包括里松巖體、東巖體和西巖體及里松巖體中暗色包體的(87Sr/86Sr)i為 0.7056～0.7066,εNd(t)為–1.72 ～ –3.57,反映它們的源區(qū)有較多地幔物質(zhì)參與; 晚期細(xì)粒花崗巖的(87Sr/86Sr)i為 0.7173,εNd(t)為–4.13 ～ –5.30,具強(qiáng)烈Eu虧損, 表明源區(qū)物質(zhì)以殼源為主, 幔源物質(zhì)混入相對較少。近年來, 趙葵東等(2009)獲得里松花崗巖中鋯石的εHf(t)值為–2.3 ～ +0.3, 其中的閃長質(zhì)暗色包體鋯石的εHf(t)值為+2.6 ～ +7.4, 表明暗色包體和寄主花崗巖形成于不同來源的巖漿, 為巖漿混合作用提供了直接證據(jù)。朱金初等(2006a)進(jìn)行二端元?dú)?幔混合的模擬計(jì)算, 得出姑婆山主體花崗巖中幔源組分約占 50%, 里松巖體中暗色包體中的幔源組分約占65%～75%。

3.2.3殼-幔作用過程

(1)成巖與成礦時(shí)間關(guān)系

近年來測年資料表明, 姑婆山復(fù)式巖體的主體巖性(里松巖體、東巖體和西巖體), 以及里松巖體中暗色包體的鋯石LA-ICP-MS U-Pb及SHRIMP U-Pb年齡為(165～160) Ma(朱金初等, 2006b; 顧晟彥等,2006), 四者在誤差范圍內(nèi)基本一致; 新路晚期細(xì)粒花崗巖的鋯石LA-ICP-MS U-Pb年齡為151 Ma(朱金初等, 2006b), 水巖壩晚期細(xì)粒花崗巖Rb-Sr等時(shí)線年齡為154 Ma(呂其發(fā)等, 1989)。測年資料顯示姑婆山復(fù)式巖體形成于侏羅紀(jì), 且主體巖性與晚期細(xì)粒花崗巖之間存在約10 Ma時(shí)差。

區(qū)內(nèi)成礦可分為早期錫-磁鐵礦矽卡巖成礦期和晚期鎢錫多金屬成礦期, 后者是區(qū)內(nèi)成礦主體。通過成礦年代學(xué)研究, 李曉峰等(2011)獲得水巖壩礦床和可達(dá)錫礦白云母 Ar-Ar年齡分別為(162.5±1.2) Ma 和(160.6±1.5) Ma, 與姑婆山巖體主體巖性成巖時(shí)代一致, 代表了早期錫-磁鐵礦矽卡巖成礦期形成時(shí)代。顧晟彥等(2007)獲得爛頭山含礦石英脈石英流體包裹體 Rb-Sr等時(shí)線年齡為(136±2) Ma。李華芹等(1993)獲得長營嶺含礦石英脈石英流體包裹體的 Rb-Sr等時(shí)線年齡為(113.2±4.7) Ma, 李曉峰等(2011)測得長營嶺兩個(gè)熱液蝕變白云母 Ar-Ar年齡為(100.8±0.2) Ma和(102.7±1.7) Ma, 不同方法得到的成礦年齡數(shù)據(jù)比較接近, 表明區(qū)內(nèi)鎢錫多金屬主體成礦時(shí)代為白堊紀(jì)。

從上述測年資料看, 區(qū)內(nèi)鎢錫多金屬成礦的主要時(shí)代與成巖之間均存在明顯時(shí)差, 成巖主要發(fā)生于侏羅紀(jì), 成礦主要發(fā)生在白堊紀(jì), 這一成礦特點(diǎn)有別于北東側(cè)的湘南礦集區(qū)(雷澤恒等, 2009; 蔡明海等, 2008)。區(qū)內(nèi)控礦斷裂及其內(nèi)的礦化(如新路礦田F2中的路花錫礦)穿切了晚期細(xì)粒花崗巖, 也表明區(qū)內(nèi)成礦作用要晚于成巖作用。此外, 新路礦田內(nèi)見到晚期細(xì)粒花崗巖穿過和捕虜閃長玢巖脈, 六合坳及白面山礦區(qū)也見到含錫硫化物細(xì)脈穿過閃長玢巖, 因此, 閃長玢巖要較細(xì)粒花崗巖和成礦早。地質(zhì)現(xiàn)象和測年資料均表明, 區(qū)內(nèi)成礦作用滯后于成巖作用, 但在時(shí)間上與晚期細(xì)粒花崗巖更接近。

(2)成巖與成礦空間關(guān)系

空間分布上, 姑婆山復(fù)式巖體不同巖性的接觸帶部位均發(fā)育有矽卡巖, 但主體巖性接觸帶部位發(fā)育的是早期含錫磁鐵礦型礦化, 該期錫主要進(jìn)入磁鐵礦及石榴石等矽卡巖礦物晶格, 不具工業(yè)價(jià)值,如新路和柯達(dá)地區(qū)的含錫矽卡巖。鎢錫多金屬礦主要分布在晚期細(xì)粒花崗巖的外接觸帶部位, 與主體巖性則有一定距離, 如新路礦田的白面山、六合坳、石門等礦床均緊鄰細(xì)粒花崗巖, 水巖壩礦田爛頭山鎢錫礦脈深部鉆孔揭露到細(xì)粒花崗巖, 礦化中心與巖凸部位對應(yīng)。因此, 從空間分布特征來看, 區(qū)內(nèi)鎢錫多金屬成礦與晚期細(xì)粒花崗巖同位。

(3)殼-幔作用過程

依據(jù)野外觀察結(jié)合測年資料, 區(qū)內(nèi)成巖、成礦過程可表述為: 早期形成姑婆山復(fù)式巖體主體巖性,伴隨錫-磁鐵礦、矽卡巖成礦(165～160 Ma)→晚期細(xì)粒花崗巖(154～151 Ma)→鎢錫多金屬成礦(136～100 Ma)。在早期成巖過程中, 幔源組分約占50%～75%。晚期細(xì)粒花崗巖成巖過程中, 幔源物質(zhì)較少參與, 在白堊紀(jì)成礦過程中, 又有較多的幔源物質(zhì)加入, 地幔He所占比例為8.7%～75.7%。

由上可知, 區(qū)內(nèi)成巖與成礦屬殼-幔物質(zhì)多期次作用的產(chǎn)物, 早先形成殼-幔混合巖漿, 后期幔源流體通過斷裂構(gòu)造上升參與成礦, 早先成巖過程中,殼-幔作用經(jīng)歷了由強(qiáng)到弱的變化過程, 其后殼-幔作用進(jìn)一步增強(qiáng), 形成鎢錫多金屬礦床, 鎢錫多金屬礦床在空間上與晚期細(xì)粒花崗巖同位但不同時(shí)。

4 結(jié)論

稀有氣體同位素研究表明, 富賀鐘地區(qū)鎢錫礦床中黃鐵礦流體包裹體3He/4He=0.53～4.53 Ra、40Ar/36Ar=315.58～600.55、38Ar/36Ar=0.18688～0.19102、20Ne/22Ne=9.737～9.848 、21Ne/22Ne=0.0291～0.0304,顯示區(qū)內(nèi)成礦流體為地殼流體、地幔流體和飽和大氣水的混合物, 成礦過程中有地幔流體的顯著加入。

區(qū)內(nèi)殼-幔相互作用強(qiáng)度經(jīng)歷了強(qiáng)→弱→強(qiáng)的演化過程, 分別形成了姑婆山巖體的主體巖性(165～160 Ma, 有較多的幔源物質(zhì)混入)、晚期細(xì)粒花崗巖(154～151 Ma, 以殼源物質(zhì)為主)和最晚期的鎢錫多金屬礦床(136～100 Ma, 有較多的幔源物質(zhì)混入), 成礦與晚期的細(xì)粒花崗巖同位但不同時(shí)。

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