宋生瓊 潘力川 魏文鳳，3

1.中國科學院地球化學研究所，礦床地球化學國家重點實驗室，貴陽 550081

2.貴州省國土資源勘測規(guī)劃研究院，貴陽 550005

3.成都理工大學地球科學學院，成都 610059

成礦流體是地質流體在特定地質環(huán)境中經過特定的演化階段形成的特征產物，絕大多數金屬礦產的形成都與成礦流體的活動有著非常密切的關系。長期以來，石英脈型黑鎢礦一直被認為是與同碰撞背景之下陸殼重熔的S型花崗巖有關，成巖和成礦過程僅有地殼流體參與，而少有深部或地幔物質參與成礦作用（劉義茂等，1998；毛景文等，2004；張文蘭等，2006；豐成友等，2007；魏紹六等，2006）。然而，近年來對南嶺中生代成巖成礦機制的研究發(fā)現，地幔物質和地幔流體可能參與了鎢、錫成礦作用（涂光熾，1998；趙振華等，2000；馬鐵球等，2005；席斌斌等，2008；Wuetal.，2011；Huetal.，2012）。流體包裹體是礦物在生長過程中保留下來最完整和最直接的原始樣品，對流體包裹體進行研究是獲取成礦流體信息最直接、最有效的手段（Roedder，1984；Graupneretal.，1999，2001；Wilkinson，2001；Paradisetal.，2004；盧煥章等，2004；池國祥和賴健清，2009）。因地球不同圈層的He同位素組成不同且相差很大，典型地幔流體中的He同位素，其3He／4He比值為7～9Ra（Ra＝1.39×10-6，為大氣成因稀有氣體的3He／4He比值），地殼成因He同位素的3He／4He為0.01 ～0.05Ra，地殼與地幔3He／4He比值相差近1000 倍（Torgersen and Jenkins，1982；Huetal.，1998，2009；Burnardetal.，1999；胡瑞忠等，1999），只要成礦流體中有少量地幔流體的加入，就會使成礦流體的3He／4He比值發(fā)生很大變化。因此，熱液礦床He同位素組成的研究能很好地示蹤成礦流體中是否有地幔流體的加入（Stuartetal.，1995；Burnardetal.，1999；Huetal.，2004，2009；Lietal.，2007）。相反地，36Ar在幔源流體中的含量很低，因此40Ar／36Ar的比值可以很好的示蹤巖漿流體中低溫海水或大氣水的加入。因此，同一樣品中He、Ar同位素的組成能夠相互補充，以示蹤成礦流體中的地幔流體、低溫海水或大氣水及其混合作用（Burnard and Polya，2004）。

淘錫坑鎢礦床位于江西省崇義縣西南9km處，屬于大型石英脈型鎢多金屬礦床（徐敏林等，2006）。以往對該礦床的研究主要集中在成礦地質特征、成礦物質來源及成巖成礦時代等方面（徐敏林等，2006；鄒欣，2006；陳鄭輝等，2006；郭春麗等，2007，2008；吳至軍等，2009；宋生瓊等，2009，2011a，b；Guoetal.，2011；楊帆等，2014），對成礦流體的來源及演化等問題研究較少，礦床成礦機制也未得到深入研究。稀有氣體同位素對示蹤成礦流體的形成演化具有重要意義。因此，本文通過對淘錫坑鎢多金屬礦床主成礦期毒砂和黃鐵礦中流體包裹體He、Ar同位素進行研究，探討礦床成礦流體的來源、演化及其成礦機理。

1 地質背景

華南陸塊由揚子克拉通和華夏地塊在新元古代沿江南造山帶碰撞拼貼而形成（Zhang and Zheng，2013），華南陸塊與華北陸塊在三疊紀沿秦嶺-桐柏-紅安-大別-蘇魯造山帶碰撞拼貼形成統(tǒng)一的中國東部大陸（Wu and Zheng，2013）。華夏地塊的基底為前寒武紀變質巖，蓋層為志留紀至中生代的沉積巖地層（Yuetal.，2005）。華夏地塊以中生代強烈的花崗巖漿活動和與其相關的W-Sn多金屬大規(guī)模成礦聞名于世，相關的成巖、成礦作用大致可以分為約230～200Ma、160～150Ma和100～80Ma三個時期（Hu and Zhou，2012；Maoetal.，2013；胡瑞忠等，2015；Yuanetal.，2008，2011，2015）。

淘錫坑鎢多金屬礦床位于華夏地塊南嶺地區(qū)的江西省崇義縣境內，北北東向九龍腦-營前巖漿巖帶與東西向古亭-赤土構造帶的交匯部位（圖1）。NE向和EW向區(qū)域性斷裂，為本區(qū)燕山期成礦花崗巖體以及鎢多金屬礦床的形成提供了有利的構造條件。

淘錫坑鎢多金屬礦床及鄰區(qū)主要出露九龍腦復式花崗巖體，巖體形成時代為加里東期和燕山期，其中以后者為主。燕山期巖體主要為黑云母、二云母和白云母花崗巖，鋯石UPb年齡為158.7±3.9Ma和157.6±3.5Ma（郭春麗等，2007），區(qū)內廣泛出露震旦-奧陶系地層，另有少量泥盆系、石炭系、二疊系、侏羅系、白堊系和第三系地層分布。淘錫坑鎢多金屬礦床產于隱伏花崗巖體的內外接觸帶，鉆孔揭露的巖性為細粒白云母花崗巖和中細粒黑云母花崗巖。巖體的SiO2含量為73% ～78%，Al2O3為12% ～15%，K2O+Na2O含量為6.3% ～8.2%，K2O／Na2O ＞1，A／CNK ＞1.1，屬于強過鋁質鈣堿性系列的S型花崗巖（吳至軍等，2009；鄒欣，2006）。

淘錫坑鎢多金屬礦床主要產于隱伏花崗巖體的外接觸帶，為石英脈型礦床。近地表礦脈細小密集，往下脈體變寬變少，再向下至巖體內逐漸尖滅，相應WO3品位也由淺部向深部有變富的趨勢。礦脈延深大，部分礦脈深度大于長度，礦床平均品位較富，WO3平均達2.6%（徐敏林等，2006）。垂向上礦化主要富集于巖體頂面往上100～400m范圍內，而花崗巖體頂面附近的礦化變弱。

圖1 淘錫坑礦床及其區(qū)域地質簡圖（據徐敏林等，2006）1-第四系粘土；2-三疊系砂巖；3-二疊系砂巖；4-石炭系灰?guī)r；5-泥盆系頁巖；6-奧陶系板巖；7-寒武系板巖；8-震旦系復理石火山質泥砂巖；9-晚侏羅世細粒斑狀黑云母花崗巖；10-晚侏羅世中細粒斑狀二云母花崗巖；11-晚侏羅世中細粒斑狀黑云母花崗巖；12-中侏羅世細粒斑狀黑云母花崗巖；13-早志留世中粒含斑花崗閃長巖；14-地層界線；15-斷裂；16-鎢錫礦床；17-礦體Fig.1 A regional geological sketch map of the Taoxikeng tungsten deposit（modified after Xu et al.，2006）

礦石中主要金屬礦物有黑鎢礦、黃銅礦、黃鐵礦、錫石、白鎢礦、閃鋅礦、輝鉬礦、毒砂和輝鉍礦。非金屬礦物有石英、黃玉、螢石、白云母、鐵鋰云母、電氣石、方解石、葉臘石、綠泥石和絹云母等。次生礦物主要有銅藍、高嶺土和褐鐵礦。垂向上礦物組合具“逆向”分帶特征，近地表或礦體上部為黑鎢礦-錫石帶，中部為黑鎢礦-黃銅礦帶，下部為黑鎢礦-輝鉬礦帶，深部還見螢石-輝銻礦-方解石等低溫礦物。陳鄭輝等（2006）獲得該礦床輝鉬礦的Re-Os等時線年齡為156.4±3.5Ma～153.5±2.2Ma，與區(qū)內燕山期花崗巖的鋯石U-Pb年齡（郭春麗等，2007）在誤差范圍內一致，指示鎢礦與花崗巖具有密切的時、空及成因聯系。

2 樣品采集與測試方法

本次He、Ar同位素研究的樣品均采自淘錫坑鎢多金屬礦床地下坑道056到356中段的石英大脈中。在野外和室內研究的基礎上，選取與黑鎢礦共生的自形、半自形黃鐵礦顆粒和短柱狀且柱面具縱紋的毒砂顆粒作為測試樣品（圖2）。這些黃鐵礦和毒砂顯微鏡下晶形完整，未見后期改造的痕跡，其中的流體包裹體絕大多數為原生包裹體，其組成和性質代表了成礦流體的組成和性質。

在雙目鏡下挑選新鮮純凈的黃鐵礦、毒砂，純度達99%以上，在中國科學院地球化學研究所礦床地球化學國家重點實驗室的稀有氣體質譜實驗室進行He和Ar同位素測定。實驗步驟如下：（1）將挑選好的單礦物在超聲波丙酮溶液中洗凈烘干；（2）秤取500～1000mg礦物樣品裝入螺旋式壓碎裝置；（3）加熱烘烤螺旋式壓碎裝置及其中的樣品，烘烤溫度在120～150℃之間，除掉礦物和裝置吸附的大氣成分，并把系統(tǒng)抽成高真空狀態(tài)；（4）在高真空條件下壓碎樣品，釋放礦物中的流體包裹體，然后進入氣體凈化系統(tǒng)純化He和Ar；（5）將純化分離后的He和Ar先后送入質譜中進行He、Ar同位素分析。分析儀器為英國產GV5400He型靜態(tài)真空稀有氣體質譜儀，3He用電子倍增器接收，4He用法拉第杯接收。儀器的主要技術參數為：靈敏度He為2.9796×106A／Pa，Ar為8.2642 ×106A／Pa，分辨率電子倍增器為682.3，法拉第杯為228。

3 He、Ar同位素測試結果

黃鐵礦和毒砂流體包裹體的He、Ar同位素測試結果見表1。結果顯示，毒砂的3He／4He比值為1.38～2.11Ra（Ra為空氣的3He／4He值，1Ra＝1.39 ×10-6），黃鐵礦的3He／4He為0.37～0.67Ra。4He的濃度為1.98×10-7～49.1×10-7cm3STP／g，40Ar的濃度為4.19×10-7～51.4×10-7cm3STP／g，40Ar／36Ar為309.5 ～383.6，略高于大氣中40Ar／36Ar比值（295.5），38Ar／36Ar為0.19 ～ 0.23，平均0.183，與大氣值（0.188）接近。

表1淘錫坑鎢礦床礦物毒砂黃鐵礦中流體包裹體的氦氬同位素組成T a b l e 1 H e a n d A r i s o t o p i c c o m p o s i t i o n s o f f l u i d i n c l u s i o n s t r a p p e d i n p y r i t e a n d a r s e n o p y r i t e f r o m t h e T a o x i k e n g t u n g s t e n d e p o s i t樣品號礦物壓碎次數重量4 H e（c m 3 S T P）4 0 A r（c m 3 S T P）3 H e/4 H e（R a）3 8 A r/3 6 A r 4 0 A r/3 6 A r 4 0 A r*/4 H e 4 H e（c m 3 S T P/g）4 0 A r（c m 3 S T P/g）F 4 H e T B 0 5 6-1 7-1毒砂1 2.6 2×1 0-8 6.2 9×1 0-8 1.2 5±0.0 2 0.2 6±0.0 2 3 0 6.4±1 2 0.0 4 4 2 2.6 1×1 0-8 4.7 9×1 0-8 1.5 1±0.0 3 0.2 5±0.0 3 3 1 3.5±1 1 0.0 7 5 T o t a l 0.2 6 4 5 5.2 3×1 0-8 1.1 1×1 0-7 1.3 8 0.2 3 3 0 9.5 0.0 6 0 1.9 8×1 0-7 4.1 9×1 0-7 8 6 7.5 T F 3 0 6-3 0-2-1毒砂1 2.6 8×1 0-7 1.8 0×1 0-7 2.0 9±0.0 1 0.1 9±0.0 1 3 3 6.1±5 0.0 7 9 2 2.8 2×1 0-8 4.7 8×1 0-8 2.1 2±0.0 3-3 2 1.7±1 9 0.1 8 9 T o t a l 0.0 7 8 4 2.9 7×1 0-7 2.2 8×1 0-7 2.0 9 0.1 9 3 3 3.1 0.0 8 9 3 7.8×1 0-7 2 9.1×1 0-7 2 6 3 0 T F 3 5 6-3 3-1-1毒砂1 1.2 1×1 0-7 1.2 6×1 0-7 2.0 0±0.0 2 0.1 9±0.0 1 3 2 3.2±6 0.0 8 6 2 2.7 6×1 0-7 1.2 8×1 0-7 2.1 6±0.0 2 0.1 8±0.0 1 3 4 3.0±6 0.0 6 8 T o t a l 0.1 9 5 1 3.9 7×1 0-7 2.5 4×1 0-7 2.1 1 0.1 9 3 3 3.2 0.0 7 5 2 0.4×1 0-7 1 3.0×1 0-7 3 1 6 3 T F 3 5 6-3 0-1毒砂1 1.1 8×1 0-7 8.7 7×1 0-8 1.8±0.0 1 0.2±0.0 1 3 3 3.2±1 2 0.0 6 6 2 1.9 9×1 0-7 4.5 5×1 0-8 1.8 9±0.0 1 4 9 9.9±2 6 0.0 9 T o t a l 3.1 7×1 0-7 1.3 3×1 0-7 1.8 6 0.2 3 8 3.6 0.0 8 2 1 5.8×1 0-7 6.6 5×1 0-7 5 2 7 1 T F 3 5 6-3 7-2毒砂1 5.5 0×1 0-7 7.8 1×1 0-7 1.4 6±0.0 1 0.1 9±0.0 3 1 6.0±0.6 0.0 8 7 2 3.9 8×1 0-7 2.1 2×1 0-7 1.5 3±0.0 1 0.1 9±0.0 1 3 6 5.3±4 0.0 9 4 T o t a l 9.4 9×1 0-7 9.9 2×1 0-7 1.4 9 0.1 9 3 2 6.5 0.0 9 4 9.1×1 0-7 5 1.4×1 0-7 1 8 6 8 T L 2 5 6-5-1-1黃鐵礦1 8.2 5×1 0-8 1.1 6×1 0-7 0.6 8±0.0 1 0.1 9±0.0 1 3 2 1.5±7 0.0 8 2 2 5.0 7×1 0-8 8.5 3×1 0-8 0.6 5±0.0 1 0.1 9±0.0 2 3 2 6.0±9 0.0 9 0 T o t a l 0.1 6 5 1 1.3 3×1 0-7 2.0 1×1 0-7 0.6 7 0.1 9 3 2 3.4 0.0 8 5 8.0 7×1 0-7 1 2.2×1 0-7 1 2 5 6 T F 3 0 6-3 0-1-1黃鐵礦1 2.8 1×1 0-7 8.7 9×1 0-8 0.2 5±0.0 1 0.1 9±0.0 2 3 1 8.2±6 0.0 1 4 2 2.1 3×1 0-7 8.0 6×1 0-8 0.5 2±0.0 1 0.1 9±0.0 2 3 6 1.1±1 1 0.0 6 6 T o t a l 0.1 9 6 5 4.9 4×1 0-7 1.6 8×1 0-7 0.3 7 0.1 9 3 3 8.7 0.0 3 6 2 5.1×1 0-7 8.5 7×1 0-7 5 8 5 6注：因表格空間不夠，有關各同位素的含量及其濃度未列出誤差；4 0 A r*表示扣除空氣4 0 A r后的放射成因氬；樣品重量是指樣品被壓碎至小于1 0 0目的部分；表中4 H e和4 0 A r的“濃度”是指每克寄主礦物中包裹體內的稀有氣體量，它只是流體包裹體中稀有氣體真實濃度的粗略衡量標準.濃度誤差小于1

圖2 淘錫坑鎢礦床用于He、Ar同位素研究的黃鐵礦和毒砂標本及顯微照片黑鎢礦-石英組合礦石標本（a）及相應的顯微照片（a-1）；毒砂-閃鋅礦-石英組合礦石標本（b）及相應的顯微照片（b-1）.Apy-毒砂；Cpy-黃銅礦；Py-黃鐵礦；Sph-閃鋅礦；Wf-黑鎢礦；Qz-石英Fig.2 Samples and micrographs of pyrite and arsenopyrite used in He and Ar isotopic studies from the Taoxikeng tungsten deposit

4 討論

4.1 成礦流體的He同位素組成及其指示意義

礦物流體包裹體中的He除來自成礦時的熱液流體外，還可能受后期擴散丟失、后生疊加及同位素分餾的影響。但前人的研究表明，當流體包裹體的寄主礦物是硫酸鹽和硫化物時，包裹體內的稀有氣體被捕獲后不會發(fā)生明顯的擴散丟失（Trulletal.，1991；Jean-Baptiste and Fouquet，1996；胡瑞忠等，1999；Huetal.，2004）。本次測試礦物為黃鐵礦和毒砂，因此可以排除后期擴散丟失的影響。根據Craig and Lupton（1976）的方法，結合礦床實際情況，以流體包裹體的鈾含量為2.7×10-6，Th／U ＝0（Th在熱液中溶解度極低），成礦時代為160Ma作為邊界條件，扣除流體包裹體形成之后的原地放射成因4He，扣除后的3He／4He值在測試誤差范圍之內（Craig and Lupton，1976），因此后生疊加的影響也可忽略不計。大量研究表明，稀有氣體不同于其他穩(wěn)定同位素，在流體包裹體捕獲和提取過程中一般不會產生明顯的同位素分餾（Jean-Baptiste and Fouquet，1996；胡瑞忠等，1999；Ballentineetal.，2002；Podoseketal.，1981）。因此，本次測試黃鐵礦和毒砂礦物中流體包裹體的稀有氣體組成應該可以代表流體的初始組成。

地殼流體中稀有氣體有飽和空氣雨水、地幔流體和地殼放射成因三個明顯不同的源區(qū)。不同來源的氦、氬同位素組成及其特征比值具有顯著差別（Trulletal.，1991；Turneret al.，1993；Stuartetal.，1995；Burnardetal.，1999；Huet al.，1998，2004，2009，2012）。He在大氣中的含量極低，通常用參數F4He來判斷（Kendricketal.，2001）（F4He＝（4He／36Ar）樣品／（4He／36Ar）大氣，其中，（4He／36Ar）大氣＝0.1655）。若樣品為大氣氦，則F4He＝1。由表1可知，樣品中F4He的值為867.5～5856，遠遠大于1，說明樣品中大氣He可忽略不計，故成礦流體中的He只可能來自地殼和地幔兩大源區(qū)。Ballentineetal.（2002）認為，流體中3He／4He比值＞0.1Ra就證明成礦流體中含幔源流體。本次測試結果顯示，樣品的3He／4He值在0.37～2.11Ra之間，遠高于地殼值（＜0.1Ra），但低于地幔值（8～9Ra），說明成礦流體中有部分地幔流體參與了成礦作用。從氦同位素組成演化圖（圖3）和40Ar／36Ar-3He／4He（圖4）中也可以看出，3He／4He 值分布在地殼與地幔的過渡帶中，說明成礦流體的He具有殼-?；旌蟻碓吹奶卣?。

4.2 Ar同位素的指示意義

毒砂流體包裹體的40Ar／36Ar變化范圍在309.5～383.6；黃鐵礦流體包裹體中的40Ar／36Ar變化范圍在323.4～338.7；相較于大氣降水的40Ar／36Ar特征值（295.5）偏大，說明流體中存在殼源或幔源的放射成因Ar（Ar*）。

由Kendricketal.（2001）總結的放射性成因40Ar*的比率，即40ArE，由以下公式計算：

圖3 淘錫坑鎢礦床成礦流體He同位素組成圖Fig.3 He isotope of ore-forming fluid in the Taoxikeng tungsten deposit

圖4 淘錫坑鎢礦床成礦流體40Ar／36 Ar-3He／4He圖解Fig.4 40 Ar／36 Ar vs.3 He／4 He （Ra）plot of ore-forming fluid in the Taoxikeng tungsten deposit

計算顯示，樣品中放射性成因Ar*的比率（40ArE）為4.5% ～12.3%，說明樣品中大氣Ar的貢獻達到了87.7% ～95.5%，成礦流體中Ar主要為大氣Ar。樣品原位放射成因40Ar的貢獻可忽略不計。說明成礦流體中Ar主要為大氣Ar。

圖5 淘錫坑鎢礦床成礦流體3 He／36Ar-40Ar／36 Ar圖解Fig.5 3 He／36Ar vs.40 Ar／36 Ar plot of ore-forming fluid in the Taoxikeng tungsten deposit

圖6 淘錫坑鎢礦床成礦流體40 Ar*／4 He-3 He／4 He圖解Fig.6 40 Ar* ／4 He vs.3 He／4 He （Ra）plot of ore-forming fluid in the Taoxikeng tungsten deposit

根據3He／36Ar與40Ar／36Ar的相關關系，用最小二乘法擬合，當3He／36Ar＝5 ×10-8（雨水的3He／36Ar值）時，該礦床地殼流體端元的40Ar／36Ar約為305（圖5），其值在誤差范圍內與大氣飽和水的同位素組成（40Ar／36Ar≈295.5）相似，過剩氬很少，此即該區(qū)成礦流體中具雨水性質的地殼端元。由表1和圖6可知，該礦床地殼流體端元的40Ar*／4He比值為0.036～0.09，遠低于地殼巖石典型的40Ar*／4He值（0.2）和典型的地幔40Ar*／4He值（0.25 ～0.5）（Allègreetal.，1987；Stuartetal.，1995；Graham，2002；Burnard and Polya，2004），說明地殼端元流體具有特別低的40Ar*／4He值。已有研究表明，現代地下水40Ar*／4He值的降低，是地下水流經巖石優(yōu)先獲取4He（相對于40Ar）的結果（Torgersenetal.，1989）。地下水從地殼巖石中獲取放射成因的40Ar和4He與Ar和He的封閉溫度有關（Torgersenetal.，1989；Ballentineetal.，2002），對大多數礦物而言，He的封閉溫度往往低于200℃，而40Ar的封閉溫度往往高于200℃（Lippolt and Weigel，1988；Elliotetal.，1993），在250℃時，Ar可保存于大多數礦物中。因此，地殼端元流體對地殼巖石中氦的優(yōu)先富集特性，說明地殼端元流體是一種低溫（＜250℃）大氣成因地下水。

綜上所述，淘錫坑鎢礦床流體包裹體中He、Ar同位素組成表明，該成礦流體具有地幔與地殼兩端元混合的特征。其中，殼源流體為地下循環(huán)的低溫飽和大氣水。

4.3 成礦機制探討

本次稀有氣體研究表明，淘錫坑礦床成礦流體具殼?；旌系奶攸c，進一步說明了地幔流體參與成礦作用。H、O、S同位素組成表明，成礦流體主要為巖漿流體，并有大氣降水的加入（宋生瓊等，2009，2011a，b）。前人研究表明，該礦床之下的隱伏花崗巖在成礦過程中可能為本礦床提供了成礦物質（鄒欣，2006；宋生瓊等，2011b；楊帆等，2014）。成巖成礦時代研究顯示，隱伏花崗巖體的鋯石U-Pb年齡為158.7±3.9Ma和157.6±3.5Ma（郭春麗等，2007），礦石中石英的Rb-Sr等時線年齡為161±4Ma～154±4Ma（郭春麗等，2007；Guoetal.，2011）；白云母Ar-Ar年齡為155±1.4Ma～152.7±1.5Ma（郭春麗等，2008；Guoetal.，2011），輝鉬礦的Re-Os等時線年齡變化于156.4±3.5Ma～153.5±2.2Ma（陳鄭輝等，2006）?？梢?，成巖與成礦時代在誤差范圍內一致。已有研究顯示，這一時期華南地區(qū)一些鎢錫多金屬礦床的成礦流體中有地幔組分存在。例如，湖南芙蓉錫礦的3He／4He值為0.14 ～2.95Ra（Lietal.，2007），湖南柿竹園W-Sn-Bi-Mo礦床3He／4He值為0.06 ～1.66Ra（Wuetal.，2011），湖南瑤崗仙3He／4He 值為0.58 ～3.03Ra（Huetal.，2012），江西漂塘鎢礦3He／4He值為0.17 ～0.86Ra（Wanget al.，2010）。綜合考慮上述研究成果，作者認為礦床成礦流體是花崗巖漿分異出的巖漿流體與大氣成因地下水的混合作用形成，其中花崗巖的形成與地幔流體的參與密不可分。

以往研究表明，華南在中生代發(fā)生了一系列大規(guī)模的軟流圈上涌、巖石圈減薄、地殼伸展等地球動力學過程（Xuetal.，1999；孫濤和周新民，2002；謝桂青等，2005）。結合Huetal.（2012）的研究結果，作者也認為上述動力學過程為來自深部的地幔流體上涌到中下地殼提供了通道，地幔流體帶來的熱引起地殼重熔形成花崗巖漿，并為重熔的花崗巖漿提供成礦物質，這種混合了地幔流體的花崗巖漿沿有利構造侵入并分異演化，形成高溫的富含地幔He等揮發(fā)份的含礦熱液，向頂部和邊部相對開放的構造裂隙中富集。而開放的構造裂隙中存在大量低溫大氣降水。這使得高溫含礦流體與低溫大氣降水發(fā)生混合作用，大量成礦物質析出形成該礦床。

5 結論

（1）淘錫坑鎢多金屬礦床成礦流體的3He／4He值為0.37～2.11Ra，40Ar／36Ar值為309.5 ～383.6，成礦流體具有殼-幔兩端元混合的特征。其中，地殼端元為經過地下循環(huán)的低溫飽和大氣水，含地幔組分的端元為隱伏花崗巖體成巖過程中分異出的巖漿流體。

（2）該礦床的形成與華南在中生代發(fā)生的大規(guī)模軟流圈上涌、巖石圈減薄、地殼伸展等地球動力學背景密切相關。這種動力學過程為地幔流體帶來的熱引起地殼重熔形成成礦花崗巖漿提供了條件，同時地幔流體參與了花崗巖的重熔作用。

致謝 胡瑞忠研究員、武麗艷副研究員在本文寫作過程中給予了悉心指導和大力幫助，在此表示感謝。