達亞納石英脈型鎢鉬礦床流體包裹體特征

魏珺琛，蔡明海，張含，鄭浩，邵主助，曹江帥，劉嘉興

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達亞納石英脈型鎢鉬礦床流體包裹體特征

魏珺琛，蔡明海，張含，鄭浩，邵主助，曹江帥，劉嘉興

（廣西大學資源環境與材料學院，南寧 530004）

達亞納鎢鉬礦床是近年來內蒙古東烏旗-嫩江成礦帶西南端的一個中小型石英脈型鎢鉬礦床。通過對主成礦階段石英脈中的流體包裹體進行了顯微測溫研究表明，其流體包裹體主要類型有NaCl-H2O型、CO2-H2O型和含子晶包裹體；顯微測溫實驗結果表明成礦流體主要表現為中-高溫，中-低鹽度特征。對流體包裹體的分析發現成礦具有多期次，脈動式熱液充填成礦特點，可將成礦熱液劃分為五期熱液活動，前三期為成礦期熱液活動，后兩期為成礦后熱液活動。達亞納鎢鉬礦成礦機制為流體混合沉淀成礦。

鎢鉬礦床；石英脈型；流體包裹體；達亞納

達亞納黑鎢（鉬）礦礦田位于內蒙古錫林廓勒盟東烏旗旗政府北西20km處，是一個主要以石英脈型黑鎢礦為主，同時伴生有輝鉬礦的中小型礦田。2011年內蒙古自治區礦產實驗研究所在達亞納礦區開展了1∶25 000地質勘查和地球化學測量工作。2013年至今，勘查工作者們對勘查區內的地球化學異常進行查證，發現了地表出露有較好的黑鎢礦礦石，并陸續完成了預查和普查工作。向安平等[1]、楊文生等[2]對達亞納黑鎢（鉬）礦床進行了同位素和鋯石的年齡測定，并探討了礦床成因和構造背景，初步闡明其成礦年代和礦床成因。由于達亞納鎢鉬礦是一個近年來才開始進行勘查和研究的新礦床，前人研究資料較為匱乏，本文通過對達亞納礦床成礦流體包裹體的研究，為進一步研究達亞納礦床成礦因素以及后期找礦提供新的依據。

1 區域地質背景

達亞納黑鎢（鉬）礦位于東烏旗-鄂倫春褶皺帶中部，區域南部主構造線嫩江斷裂近東西向穿過，控制區域主構造。礦區位于內蒙古東部的草原地帶，大部分地區為第四系所覆蓋。該區出露地層主要有：泥盆系下中統泥鰍河組（D1-2n），石炭系格根敖包組（C2g）。前者巖性為灰綠色、黃綠色、及灰黑色長英質砂巖、粉砂巖、夾泥質粉砂巖、凝灰質砂巖，局部有礫巖和灰巖透鏡體；上部夾生物碎屑巖，可見豐富的腕足、珊瑚類化石。后者主要為安山質熔巖、凝灰質碎屑巖和英安質火山碎屑巖，局部夾生物灰巖透鏡體，可見腕足類和少量植物化石（圖1）。

圖1 達亞納區域地質圖（據課題組填圖資料）

區域主體構造線為NEE向，以褶皺構造為主，發育NE向逆斷層，NW向正斷層和平推斷層。褶皺在區域內廣泛發育，其總體為一個背斜和一個向斜構成的NEE向同斜倒轉褶皺，還有其他小的層內褶皺。背斜核部為泥盆系泥鰍河組沉積礫巖，兩翼為石炭系-二疊系格根敖包組；向斜核部為格根敖包組沉積巖，兩翼為石炭系-二疊系格根敖包組沉積巖和火山碎屑巖。區內斷裂主要為NE向逆斷層，NW向正斷層和平推斷層，以及近SN向斷裂，其中NE向斷層規模較大。其中NE向和近SN向斷層有礦化和蝕變現象，蝕變主要有絹云母化、硅化、綠簾石化等，礦化有黃鐵礦化、閃鋅礦化等。NW向斷裂填充有石英二長巖和閃長巖，無蝕變和礦化。區域有NE向發育的石英斑巖脈和花崗斑巖脈，沿巖脈及斷裂破碎帶可見硅化、黃鐵礦化、絹云母化蝕變，蝕變帶有弱的金礦化，其品位較低。區域構造控制區域地層、巖漿巖空間分布，次級構造控制礦化帶空間分布情況。

區域巖漿巖主要為石英閃長巖、黑云母花崗巖及石英斑巖，以及零星出露的閃長巖和斑巖。區域巖體規模一般不大，成不規則狀發育。

區域礦化與巖體關系較為密切，其礦化主要有與低溫淺成熱液有關的鉛鋅銀礦化、與閃長巖有關的鉛鋅礦化、與花崗巖有關的鎢鉬礦化和與褪色化硅化有關的金礦化。其中，鎢鉬礦化與花崗巖有關，鉛鋅礦化與石英閃長巖有關，金礦化與石英斑巖有關。

2 礦床地質特征

礦區構造多發生于成礦前，與主礦體關系較小（圖2）。主要容礦構造為黑云母花崗巖巖體內的近南北向裂隙，其長約300～600m，傾角60?～80?，為巖體冷凝過程中產生的原生張裂隙。礦區主要含礦石英脈充填在該裂隙中，其邊部發育有南北向次級裂隙，被石英細網脈所充填。

圖2 達亞納礦區地質簡圖（據課題組填圖結果）

1-格根敖包組砂巖；2-黑云母花崗巖；3-石英斑巖；4-斷層；5-鎢礦脈及編號；6-勘探線

圖3 達亞納礦床07號勘探線剖面圖

礦區出露巖體主要為石英斑巖（γπ）和黑云母花崗巖（γ51），前者主要出露在礦區中部，面積約0.5km2，為不規則圓形出露地表，向下有增大的趨勢，表層有風化，下部保存完好；后者為中粗粒花崗結構，塊狀構造，斑狀結構，巖石礦物中鉀長石約占65%。含黑鎢礦石英脈產出在黑云母花崗巖巖體內或巖體與地層的接觸帶，邊界清晰。圍巖蝕變不均勻，主要有云英巖化、硅化、絹云母化、鉀長石化、鈉長石化等，靠近黑鎢礦石英脈的蝕變強烈，隨著距離增大逐漸減弱。

地表已經出露的黑鎢礦礦脈有五條，他們呈近SN向平行分布，礦脈脈體平直，局部膨大，寬窄不均，其長度尚未探明。礦體走向SN，傾向E，傾角約75?。垂直方向上礦體呈透鏡體狀，從上向下先變寬再變窄，深度約為300m左右（圖3）。

礦石礦物主要為輝鉬礦和黑鎢礦，其次可見少量白鎢礦；脈石礦物主要為石英，其次可見部分白云母。輝鉬礦呈侵染狀或沿石英脈邊緣連續分布，局部可見輝鉬礦團塊，大小約3~5mm，個別大小3~10mm。黑鎢礦主要在石英脈中呈團塊狀、細脈狀連續分布，團塊大小約3~10mm，個別可達20mm。

根據野外觀察及室內鏡下礦相學研究，可將達亞納鎢鉬礦床劃分為四個成礦階段：石英-白云母階段、石英-輝鉬礦階段、石英-黑鎢礦階段、純石英階段；石英-輝鉬礦階段和石英-黑鎢礦階段為主成礦階段。

1）石英-白云母階段，該階段為達亞納鎢鉬礦礦化早期蝕變階段，主要產生石英和白云母，同時有部分鉀長石、鈉長石等礦物。據鉆孔巖芯揭露，較大礦脈下部常見鈉長石化和鉀長石化交替出現，鉀長石多為板狀、脈狀，其顆粒粒度較大，不同于花崗巖結晶顆粒，局部見鉀長石與白云母共生。

2）石英-輝鉬礦階段，該階段主要為輝鉬礦大量出現階段，同時可見少量黃鐵礦。輝鉬礦主要為細鱗片狀集合體，其礦化有兩種形式，一種呈侵染狀或小團塊狀分布于花崗巖內，一種呈不規則團塊狀分布于石英脈中。輝鉬礦石英脈多與鉀長石、白云母共生產出，局部可見鉀長石、白云母、輝鉬礦、黑鎢礦共生，同時室內鏡下觀察發現，黑鎢礦穿插輝鉬礦與黑鎢礦被輝鉬礦包含現象同時存在（圖4），表明石英-輝鉬礦階段后期，有一定時期的輝鉬礦、黑鎢礦共生現象。

3）石英-黑鎢礦階段，該階段為黑鎢礦主要形成階段，一般為自形-半自形晶形，針狀、板柱狀晶體，其共生金屬礦物有少量白鎢礦、黃銅礦、黃鐵礦等。在空間上，黑鎢礦與石英脈密切共生，也有少量純黑鎢礦脈直接產出與花崗巖內。鎢礦化與鉬礦化并無截然界線，鉬礦體常出現于鎢礦體兩側，鏡下可見黑鎢礦穿插輝鉬礦。在成礦過程中，石英-輝鉬礦階段和石英-黑鎢礦階段為主成礦階段。

4）純石英階段，該階段主要為石英發育形成階段，其主要以脈狀、不規則團塊狀產出。石英脈中不含有金屬礦物，以純石英的形式出現。此階段礦化不發育，為成礦晚階段。

3 流體包裹體研究

采自該礦床的地表及鉆孔共計8個包裹體測溫片，其中來自地表含礦石英脈樣品4件，鉆孔含礦石英脈樣品3件，無礦石英脈1件。首先將雙面拋光厚度約為0.3mm的包裹體測溫片置于顯微鏡下觀察，用于尋找包裹體并利用巖相學特征進行鑒定，劃分包裹體成因類型和組合特征。然后進行包裹體測溫實驗，所用實驗儀器為英國LinkamTHM600型號冷熱臺與德國LeicaDM2700P（攝像頭為Micropublisher5.0RTV）偏光顯微鏡匹配，冷凍數據：0～-196℃，加熱數據：0～+600℃，精度分別為±0.2℃和±1℃。冷凍法測定包裹體冰點溫度，均一法測定均一溫度。

圖4 主要礦物結構

Mot：輝鉬礦；Wol：黑鎢礦

3.1 流體包裹體類型和特征

達亞納黑鎢礦石英脈中發育有大量原次生流體包裹體，形態多為負晶形，橢圓形，多邊形及不規則形。根據室溫下流體包裹體的物理相態和測溫數據，可分為：NaCl-H2O型（A類）、CO2-H2O型（B類），作為主要研究對象（圖5、圖6）。

1）NaCl-H2O型包裹體（A類）：此類型包裹體主要由NaCl和H2O組成,分為單相型（A-1）、兩相型（A-2）和含NaCl子晶的兩相包裹體（A-3）。

表1 兩相NaCl-H2O型包裹體參數

表1 兩相NaCl-H2O型包裹體參數 樣品編號包裹體特征測試個數（個）初熔溫度（Tfm）℃冰點溫度（Tm）℃均一溫度（Th)℃鹽度（Wt.%NaCl）密度（ρ）g/cm3 長軸（μm）氣液比 D04-52～415%～48%21-28.2～-21.7-5.8～-1.7219.7～335.92.90～8.950.73～0.87 D05-11～510%～50%15-25.6～-20.9-6.0～-1.3175.8～310.42.24～9.210.75～0.94 D06-62～518%～40%33-28.8～-20.4-5.9～-0.6221.4～337.81.05～9.080.65～0.89 D08-11～910%～50%21-25.1～-22.8-4.4～-0.2192.6～276.40.35～7.020.77～0.93 Zk0804-21.5～78%～56%17-29.6～-18.7-5.6～-1.4223.1～323.42.41～8.680.73～0.87 Zk1106-21.5～75%～32%5-26.7～-21.3-3.8～-1.6170.1～278.62.74～6.160.80～0.94 Zk1106-30.7～610%～48%29-29.9～-17.8-8.2～-0.1187.5～297.10.18～11.700.73～0.91 注：NaCl-H2O型兩相包裹體鹽度和密度分別采用地球化學數據處理-流體包裹體鹽度和流體包裹體密度計算軟件（劉斌，1999）0求得。

注：NaCl-H2O型兩相包裹體鹽度和密度分別采用地球化學數據處理-流體包裹體鹽度和流體包裹體密度計算軟件（劉斌，1999）0求得。

A-1型：此類型包裹體由LH2O單相組成，形態為多邊形及不規則形，長約2~4μm，自由分布。

A-2型：此類型包裹體由LH2O和VH2O兩相組成，形態多為負晶形、多邊形、橢圓形及不規則形，呈自由狀、小群狀及線狀與其他類型包裹體混合分布。包裹體大小約為1~10μm不等，氣相部分占比約為20%~55%，經測溫加熱后，VH2O相均均一為LH2O相。

A-3型：此類型包裹體由LH2O和VH2O兩相及SNaCl組成，發育較少，僅在一個樣品中觀察發現，子礦物為立方體晶形，體積較小。

2）CO2-H2O型包裹體（B類）：此類型包裹體主要由氣相VCO2與液相LH2O組成，形態為負晶形、橢圓形、圓形、多邊形和不規則形，呈線狀排列、小群狀分布及自由分布。包裹體大小約為1~6μm，氣相CO2部分約為18%~56%，經測溫加熱后，VCO2相均均一為LH2O相。

表2 兩相含子晶NaCl-H2O型包裹體參數

注：NaCl-H2O兩相含子晶包裹體的鹽度根據子晶礦物融化溫度在NaCl子礦物融化溫度-鹽度換算表中求得。

3.2 流體包裹體測溫數據

1）NaCl-H2O型包裹體（A類），對采自1-5號脈的8件流體包裹體測溫片樣行顯微測溫（表1）。

共獲得141個兩相NaCl-H2O型包裹體測溫數據（A-2），其中，初熔溫度為-29.9℃～-17.8℃，冰點溫度為-8.2℃～-0.1℃，均一溫度為170.1℃～337.8℃，主要集中在220℃～320℃之間，經加熱后氣相均一到液相，鹽度ω（NaCl）為0.18%～11.70%，密度為0.65～0.94g/cm3。（表1、表2）

表3 兩相CO2-H2O型包裹體參數

注：H2O-NaCl-CO2型包裹體鹽度和H2O相密度采地球化學數據處理-流體包裹體鹽度和流體包裹體密度計算軟件（劉斌，1999）[3]求得。

2）CO2-H2O型包裹體（B類），在對1-5號脈測溫時發現，本次測溫的包裹體樣品中發育有部分的CO2-H2O型包裹體（B類），相關數據見表3。

共獲得25個兩相CO2-H2O型包裹體（B類）測溫數據，其中，初熔溫度為-62.2℃～-57.1℃，籠形物溫度為0.8℃～9.4℃，完全均一溫度為200.4℃～326.6℃，其全部由VCO2均一到LH2O。鹽度ω（NaCl）為1.23%～14.67%，密度為0.697～0.956g/cm3。

4 流體包裹體組合（FIA）

引入流體包裹體組合（FIA）的概念，可以使得對流體包裹體的研究更加準確。流體包裹體組合指“巖相學上能夠分得最細的有關聯的一組包裹體”或“通過巖相學方法能夠分辨出來的、代表最細分的包裹體捕獲事件的一組包裹體”[4]。FIA概念用于包裹體數據評價依據是：如果FIA內的包裹體捕獲了一個均一的流體相，且其體積和成分在捕獲后未發生變化，那么這些包裹體就應該有相同的成分、密度和均一溫度[5]。利用流體包裹體組合的分析，測試了12個流體包裹體組合：①原生群體分布組（FIA-1、4、5、7）均一溫度范圍為220℃～340℃；②原生定向分布組（FIA-2、3、11、12）、均一溫度范圍為265℃～340℃；③次生包裹體組（FIA-6、8、9、10）均一溫度范圍為150℃～210℃。（表4）。

5 討論

5.1 成礦流體特征

表4 達亞納鎢鉬礦各包裹體組合顯微測溫結果

對達亞納鎢鉬礦流體包裹體的顯微測溫結果表明，礦區主要大量發育兩相NaCl-H2O型包裹體，少見兩相CO2-H2O型包裹體和含子晶包裹體。其流體中CO2含量較少。NaCl-H2O型包裹體均一溫度主要集中分布在220℃～320℃之間，鹽度ω（NaCl）在2.0%～8.0%，密度在0.75～0.92g/cm3。CO2-H2O型包裹體均一溫度主要集中分布在260℃～320℃之間，鹽度ω（NaCl）在1.0%～9.0%，密度在0.75～0.92g/cm3。包裹體中測得的少量含子礦物包裹體類型，子礦物融化溫度均高于450℃，部分包裹體的子礦物在加熱過程中一直未見融化，推測可能是由于測溫片中的包裹體壓力遠遠小于包裹體捕獲時的壓力，其壓力減小導致融化溫度升高所致，此類型包裹體數目較少。同時，將主成礦階段流體包裹體分開對比分析發現：成礦流體均一溫度總體表現為先低后高、多期次疊加；鹽度主要表現為成礦時間上先高后低、分布上高低混雜的特點。成礦流體具有明顯的多階段性特征，其鹽度具有較大的變化范圍，均一溫度與鹽度并無相互關系，而與密度存在明顯負相關關系。

綜上所述，石英-黑鎢礦階段具有明顯兩期熱液活動特征，其鹽度分布范圍較廣，并與石英-輝鉬礦階段大致相同，推測兩階段流體均分別發生過等溫不同鹽度流體混合，流體混合作用是其成礦主要因素。同時在輝鉬礦化晚期，黑鎢礦化開始出現，兩者之間經歷過一定程度的共生過程。

5.2 W的成礦機制討論

CO2在鎢的遷移和沉淀中的作用學者們多有不同見解。含有CO2成分是大多數鎢礦床的特征[6-12]。然而Ramboz等[13]則認為沒有確切證據表明鎢是在含CO2的流體中遷移，在一些鎢礦床中，流體包裹體成分以水溶液為主，只含微量或不含CO2成分[14-22]。同時，pH值的升高也是黑鎢礦沉淀的一種主要機制[23-24]。Wood[25]認為，W在流體中主要以鎢酸、鎢酸根離子形式遷移，其處于一個酸性環境，在一定溫壓條件下，在NaCl-H2O溶液中，其濃度可達n×10-3，足可形成鎢的熱液礦床。流體沸騰或不混溶、與巖體相互反應或流體混合都可能使得其pH值改變，當pH值升高時，W可以沉淀成礦[26]。

圖5 兩相NaCl-H2O型流體包裹體均一溫度和鹽度分布直方圖

圖6 兩相CO2-H2O型流體包裹體均一溫度和鹽度分布直方圖

達亞納鎢鉬礦中流體主要以NaCl-H2O為主，少見含CO2成分流體包裹體，包裹體鹽度分布范圍較為廣泛，同時包裹體巖相學和顯微測溫研究并未發現富氣相與富液相包裹體共存的現象，且測溫時包裹體都均一到液相，故排除其沸騰或不混溶而成礦的可能，推測其過程可能為：早期形成的含礦熱液在巖漿作用熱力驅動下在巖體內運移，此過程中，發生了成礦熱液與大氣降水、地殼水的混合作用，以及與巖體的相互反應，其溫度、壓力等急劇下降，使流體的EH、pH等發生變化，隨著流體pH值的升高，以鎢酸、鎢酸根離子為主的遷移酸性環境向堿性發生變化，同時流體內W的溶解度減小，黑鎢礦沉淀成礦[27-29]。

5.3 流體包裹體群組（FIA）分析

處理12組流體包裹體數據發現，原生群組包裹體分別來自220℃～265℃、280℃～325℃、220℃～310℃、280℃～370℃范圍；原生定向分布包裹體來自295℃～340℃、265℃～325℃、265℃～310℃、280℃～310℃范圍；次生定向包裹體來自150℃～190℃、190℃～210℃、160℃～210℃、190℃～210℃范圍。

圖8 達亞納鎢鉬礦床含礦石英脈中不同FIA的均一溫度直方圖

對比原生包裹體與次生包裹體發現，次生包裹體溫度范圍相對較窄且均一溫度較低，不同測溫片中測得的包裹體群組均一溫度具有連續性特征，同一測溫片中溫度范圍跨度不大。分析統計原生及次生包裹體均一溫度后可以發現，原生包裹體有三個均一溫度范圍：220℃～265℃，280℃～310℃，310℃～340℃；次生包裹體有兩個均一溫度范圍：150℃～180℃，190℃～210℃。根據原生包裹體與次生包裹體測溫數據結果及其特點，可以將達亞納鎢鉬礦床成礦流體分為五期熱液活動，即前三期為成礦期熱液活動，后兩期為成礦后熱液活動，總體呈現多階段、脈動式熱液充填成礦特點。

6 結論

1）達亞納鎢鉬礦床發育有大量流體包裹體，其中主要為兩相NaCl-H2O型包裹體，約占包裹體總數的90%以上，其余發育有少量兩相CO2-H2O型包裹體和極少數含子晶包裹體。NaCl-H2O型包裹體的均一溫度范圍為170.1℃～335.9℃，鹽度W（NaCl）范圍為0.18%～11.7%，密度范圍為0.65～0.94g/cm3；兩相CO2-H2O型包裹體均一溫度范圍為200.4℃～326.6℃，鹽度W（NaCl）范圍為1.23%～14.67%，密度范圍為0.697～0.956g/cm3。成礦流體主要表現為中-高溫，中-低鹽度特征。

2）達亞納礦床成礦過程為：早期含礦熱液在熱力作用下的運移過程中，發生了含礦熱液與地殼水、大氣降水的混合作用，其溫度、壓力等發生變化，成礦流體pH值升高，同時流體溶解度降低，鎢鉬沉淀成礦。

3）根據流體包裹體組合的方法，對達亞納礦床流體包裹體的分析發現：達亞納礦床的均一溫度呈現出五個溫度范圍，據此將其劃分為五期熱液活動；其中前三期為成礦期熱液活動，形成原生包裹體，后兩期為成礦期后熱液活動，形成次生包裹體，為多階段、脈動式熱液充填成礦。

[1] 向安平. 內蒙古東烏旗至嫩江成礦帶鎢鉬礦成礦機制及地球動力學背景研究[D]. 武漢:中國地質大學,2016.

[2] 楊文生. 內蒙古東烏旗達亞納地區巖漿作用與鎢鉬多金屬成礦關系研究[D]. 北京：中國地質科學院，2017.

[3] 劉 斌, 沈 昆. 流體包裹體熱力學[M]. 北京: 地質出版社, 1999, 44-118.

[4] Goldstein R H and Reynolds T J.Systematic of fluid inclusions in diagenetic minerals [M].Society for Sedimentary Geology Short Course,1994,31,199.

[5] Chi G X and lu H Z.2008.Validation and representation of fluid inclusion microthermometric data using the fluid inclusion assemblage(FIA) concept[J].Acta Petrologica Sinica,24(9):1945-1953.

[6] Landis G P and Rye R O.1974.Geologic,fluid inclusion and stable isotope studies of the Pasto Bueno tungsten base metal deposit,northern Peru[J].Econ.Geol.,69:1025-1059.

[7] Higgins N C.1980.Fluid inclusion evidence for the transport of tungsten by carbonate complexes in hydrothermal solutions[J].Can.J.Earth Sci.,17:823-830.

[8] Bussink R W and Kreulen R.1984.Gas analyses fluid inclusion and stable isotopes of Panasqueira W-Sn deposits,Portugal[J].Bull.mineral.,107:703-713.

[9] Giuliani G,Li Y D and sheng T F.1988.Fluid inclusion study of Xihuashan tungsten deposit in the southern Jiangxi province,China[J].Mineral.Deposita,23:24-33.

[10] Kamilli R J,Cole J C and Elliott J E.1992.Geology and genesis of the Baid Al Jimalah tungsten deposit,Kingdom of Saudi Arabia[J].Econ.Geol.,88:1743-1767.

[11] Graupner T,Kempe U and Dombon E.1999.Fluid regime and ore formation in the tungsten (-yttrium) deposits of Kyzyltau (Mongolian Altai) evidence for fluid variability in tungsten-tin ore systems[J].Chem.Geol.,154:29-40.

[12] Rios F J,Villas R N and Fuzikawa K.2003.Fluid evolution in the Pedra Preta wolframite ore deposit,Paleproterozoic Musa granite,Easten Amazon craton,Brazil[J].Journal of South American Earth Sciences,15:790-794.

[13] Ramboz C,Schnapper D and Dubessy J.1985.The P-V-T-X-∫O2 evolution of H2O-CO2-CH4-bearing fluids in a wolframite vein:Reconstruction from fluid inclusion studies[J].Geochim Cosmochim Acta,49:205-219.

[14] Rankin A H and Alderton D H M.1983.Fluid inclusion petrography of SW England granites and its potential in mineral exploration[J].Mineral Deposita,18:335-347.

[15] Zaw U K.1984.Geology and Geothermometry of vein-type W-Sn depositsat Pennaichaung and Yetkanzintaung prospects,Tavoy Township,Tennasserim Division,Southern Burma[J].Mineral.Deposita,19:138-144.

[16] Shelton K L,Supso C,Rye D M,et al.1986.Geologic,Sulfur isotope,and fluid inclusion studies of the Sannae W-Mo Mine,Republic of Korea:Comparison of Sulfur isotope systematics in Korean W Deposits[J].Economic Geology,81:430-446.

[17] Thorn P G.1988.Fluid inclusion and stable isotope studies at the Chicote tungsten deposit,Bolivia[J].Economic Geology,83:62-68.

[18] Vallance J,Cathelineau M,Marigance C et al.2001.Microfracturing and fluid mixing in granites:W-(Sn) ore deposition at Vaulry (NE French Massif Central).Tectonophysic,336:43-61.

[19] 劉若蘭，慕紀錄，徐榮.江西大龍山鎢鉬礦床流體包裹體的研究[J].成都地質學院學報，1985.（2）：25-31.

[20] 劉若蘭，慕紀錄.木梓園鎢鉬礦床流體包裹體研究及在成礦階段劃分中的應用[J]. 成都地質學院學報，1990.17（3）：18-28.

[21] 王旭東，倪培，蔣少涌，黃建寶.贛南漂塘鎢礦流體包裹體研究[J]. 巖石學報，2008.24（9）：2163-2170.

[22] 胡東泉，華仁民，李光來，韋星林，黃小娥.贛南茅坪鎢礦流體包裹體研究[J]，高校地質學報，2011.17（2）：327-336.

[23] Cattalani S and Williams-Jones A E.1991.C-O-H-N fluid evolution at saint-robert,quebec:Implications for W-Bi-Ag mineral deposition[J].Canadian Mineralogist, 29(3):435-452.

[24] Higgins N C.1985.Wolframite deposition in a hydrothermal vein system:The Grey River tungsten prospect,Newfoundland,Canada[J].Econ.Geol.80: 1297-1327.

[25] Wood S A and Samson I M.2000.The hydrothermal geochemistry of tungsten in granitoid environments:I.Relative solubilities of ferberite and scheelite as a function of T,P,pH and mNaCl[J].Econ.Geol.,95:143-182.

[26] 劉曼，邱華寧，白秀娟，肖明，何立言.湖南錫田鎢錫多金屬礦床流體包裹體研究[J].礦床地質，2015,34（5）：981-998.

[27] Giggenbach W F.1981.Geothermal mineral equilibria[J].Geochimica et Cosmochimica Acta 45(3):393-410.

[28] Hedenquist J W and Henley R W.1985.The importance of CO2 on freezing point measurements of fluid inclusions:Evidence from active geothermal systems and implications for epithermal ore deposition[J].Econ.Geol.,80:1379-1406.

[29]Schwartz M O.1990.Greisenization and albitization at the Tikus tintungsten deposit,Belitung,Indonesia[J].Econ.Geol.,85(4):691-713.

Fluid Inclusion Geochemistry of the Dayana Quartz Vein Type W-Mo Deposit

WEI Jun-chen CAI Ming-hai ZHANG Han ZHENG HaoSHAO Zhu-zhu CAO Jiang-shuai LIU Jia-xing

(Institute of Resources, Environment and Materials, Guangxi University, Nanning 530004)

The Dayana W-Mo deposit is a mediumsmallquartz vein type one which is found at the southwest end of the Dong Ujimqin-Nenjiang metallogenic belt. This paper deals with fluid inclusion geochemistry of the deposit. The study indicates that the fluid inclusion may be divided into 3 types such as NaCl-H2O, CO2-H2O and Containing crystal types. The homogenization temperature is medium-high. Salinity is medium-low. Hydrothermal activity may be divided in 5 stages. The hydrothermal activity in first three stages was related to the ore-formation. The hydrothermal activity in late two stages was post-mineralization.

W-Mo deposit; quartz vein type; fluid inclusion; Dayana

2017-09-20

魏珺琛（1990-），男，陜西漢中人，碩士研究生，研究方向：成礦規律與成礦預測

P618.65、67

A

1006-0995（2018）02-0245-07

10.3969/j.issn.1006-0995.2018.02.014