2. 东北亚矿产资源评价国土资源部重点实验室, 长春 130061;
3. 中国地质调查局天津地质调查中心, 天津 300170;
4. 黑龙江建龙钢铁有限公司, 黑龙江 双鸭山 155126
2. Key Laboratory of Mineral Resources Evaluation in Northeast Asia, Ministry of Land and Resources of China, Changchun 130061, China;
3. Tianjin Center, China Geological Survey, Tianjin 300170, China;
4. Heilongjiang Jianlong Iron and Steel Co., Ltd, Shuangyashan 155126, Heilongjiang, China
0 前言
我国作为世界上钨矿资源最丰富的国家，在钨矿成矿理论研究方面长期处于国际领先水平，尤其是华南地区的黑钨矿-石英脉型矿床，一直是理论研究和地质找矿的焦点。随着基础地质研究的加强和地质找矿工作的不断深入，东北地区现已发现杨金沟、翠宏山、羊鼻山、白石砬子、红花尔基等10余个钨矿床(点)，它们的成矿时代以中生代为主(如翠宏山和白石砬子)[1-4]，其次为晚古生代(如五道沟和杨金沟)[5-7]和早古生代(如羊鼻山)[8]。
佳木斯地块内的羊鼻山铁钨矿床是佳木斯地区发现较早的矿床之一，以往的勘查工作和理论研究多侧重于铁矿[9-10]，而钨矿的控矿地质条件、地质地球化学特征、成矿流体及成矿物质来源、矿床成因等研究较为薄弱，很大程度上制约着佳木斯乃至整个东北地区钨成矿规律研究及成矿预测工作。基于此，本论文在野外调研基础上，对钨成矿期的含钨石英脉和矽卡岩中的金属硫化物分别进行流体包裹体H-O同位素和S-Pb同位素测试分析，旨在揭示钨矿化的流体来源以及成矿物质来源，并结合钨矿地质条件和成矿特征研究，确定钨矿成因。
1 成矿地质背景双鸭山市羊鼻山铁钨矿床处于中亚造山带东段的佳木斯地块中部(图 1a)。区域基底主要为前寒武纪区域变质岩系和花岗质岩石，其中变质岩系由老至新可划分为麻山群、兴东群、黑龙江群和马家街群(图 1b)。麻山群和兴东群主要分布于佳木斯地块内部，黑龙江群主要分布在地块的西、南侧边缘，马家街群仅出露于桦南地区南部。盖层由古生界、中生界和新生界组成，古生界和中生界盖层主要分布在佳木斯地块的南部，新生界盖层集中分布在佳木斯地块的北部。
麻山群主体为低角闪岩相—麻粒岩相变质岩系，主要岩石类型有长英质片麻岩、石墨片岩、矽线石榴片麻岩、大理岩等，其原岩与孔兹岩系相当[13-16]。兴东群变质程度较低，主要由石英片岩、变粒岩、大理岩、磁铁石英岩、混合岩等组成。黑龙江群为蓝片岩相-绿片岩相变质的构造岩系，主要岩石类型有蓝片岩、绿片岩、云母钠长片岩、大理岩、变玄武岩、变辉长岩、蛇纹石化橄榄岩及糜棱岩，其原岩基本上与蛇绿混杂岩相当[13, 17]。马家街群主要为一套经历了接触变质的高碳富铝的黏土质岩石，主要岩石类型有十字石角岩、含十字石二云片岩、炭质红柱石角岩、含红柱石炭质板岩、炭质千枚岩、炭质板岩、千枚岩、黑云石英片岩、二云母片岩等[18]。
佳木斯地块经历了太古宙古陆核的形成、元古宙裂谷及断拗的形成与演化、早古生代佳木斯地块的克拉通化、晚古生代兴蒙造山带以及古太平洋构造域形成与发展等多次构造运动[19]。其中，古生代构造作用使区内变质基底发生褶皱变形，而中生代构造作用在区内形成多条区域性深断裂和不同方向的次级构造。
区内岩浆活动发育，可分为早古生代、晚古生代及中生代3期。其中，早古生代侵入岩主要集中于佳木斯—宝清和鸡西一带，如三道沟片麻状花岗岩、西麻山石榴石花岗岩[20-22]。晚古生代侵入岩分布广泛，与孔兹岩系变质表壳岩密切伴生，如桦南美作花岗岩[23]。燕山期岩浆活动强烈，形成了一系列的基性、中酸性岩浆岩，该期岩浆与成矿作用密切，是黑龙江东部极为重要的成矿期[24]。
2 矿床地质特征 2.1 矿区地质古元古代兴东群大盘道组为矿区主要含矿地层(图 2a)，与铁钨矿化关系密切。自下而上可划分为4个岩性段：第一段主要由石榴云母石英片岩、矽线石榴斜长片岩和片麻岩组成，片岩中赋存有磁铁石英岩；第二岩段由大理岩和片岩组成，并赋存有晶质石墨矿层；第三岩段主要为片麻岩和矽线云母石英片岩组成，夹有磁铁矿层；第四岩段由片岩、片麻岩和大理岩组成。
区内构造主要为NW、NE和近EW向小型断裂。其中：NW向断裂最为发育；近EW向断裂规模虽小，但对矿体连续性的破坏最为强烈。大盘道组局部受NE和NW两组逆断层的挤压作用，产生近EW走向、向西侧伏的倒转小背斜和小向斜，从而使铁矿体局部明显增厚。
寒武纪混合花岗岩、片麻状花岗岩呈岩基状大面积出露地表，其内零星分布着残留的大盘道组岩块，常见片麻状、条带状、眼球状和阴影状等构造。此外，黑云母花岗岩等中酸性岩浆岩呈小岩株状侵入寒武纪混合花岗岩、片麻状花岗岩中，局部还发育闪长岩、伟晶岩和辉长岩等脉岩。其中，寒武纪片麻状花岗岩((520.6±2.8)Ma)为区内钨矿的成矿岩体，具有中细粒半自形结晶结构，受后期区域构造变形影响，花岗岩岩体呈片麻状构造，主要由碱性长石(约50%)、石英(约30%)、斜长石(约10%)、黑云母(约10%)组成；岩石富硅、富钾、强烈富铝，为过铝质富钾钙碱性系列岩石[7]。
2.2 铁矿特征羊鼻山矿区铁矿体多赋存于兴东群大盘道组的第一岩段，主要呈层状、似层状产出，为沉积变质-热液叠加型铁矿[25]。矿区目前已探明14条铁矿体，其中8条铁矿体分布在北区，6条分布在南区(图 2a)。铁矿体走向NW320°~340°，倾向SW，产状较陡，倾角可达60°~85°。矿体一般长达400~1 600 m，其中最长的矿体(Ⅰ号脉)长达2 169 m。矿体的平均厚度一般为7~11 m，最厚处可达28 m。
条带状磁铁石英岩是该矿区铁矿石的主要矿石类型。铁矿石中金属矿物以磁铁矿为主，还有少量赤铁矿、磁黄铁矿、黄铜矿、黄铁矿等；非金属矿物以石英为主，还有长石、黑云母、石榴石、方解石等。矿石构造以条带状构造为主，条痕状、条纹状和块状构造次之；矿石结构以变晶结构为主，其次为交代浸蚀结构。
2.3 钨矿特征区内白钨矿矿体空间上主要产于矿区南部层状沉积变质型铁矿体的下盘(图 2b)，受寒武纪片麻状花岗岩与大盘道组大理岩接触带控制，走向NW，倾向SW，大多为隐伏的盲矿体。目前已探明6条钨矿体，其中Ⅰ号主矿体规模最大，其余矿体的规模较小且分布零散，暂不具有工业价值。Ⅰ号白钨矿矿体延长约1 040 m，平均厚度11.6 m，向下延深约305 m，总体呈透镜状和脉状，中间厚两端薄，向下分支变多，局部矿体厚度迅速变大，最厚处可达88 m; 矿体走向为300°~340°，倾向SW，倾角可达60°~80°；矿体平均品位为0.4%，品位最高可达2.8%；矿体顶板围岩为大理岩和矽卡岩，底板围岩主要为片麻状花岗岩和矽卡岩，钨矿体也产生了相应的构造变形(图 2b)。
该矿区钨矿的主要含矿岩石为石榴石矽卡岩和透辉石矽卡岩。钨矿石中金属矿物主要为白钨矿(图 3a、b)，其次为少量磁黄铁矿、黄铁矿、黄铜矿、闪锌矿(图 3c、d、e)和磁铁矿，偶见锡石、毒砂和辉钼矿等。非金属矿物主要为普通辉石、石英、方解石、透辉石(图 3f、g、h)，其次为斜长石、石榴石、绿泥石、绿帘石、钾长石、符山石和少量的电气石及萤石。白钨矿多呈自形—半自形粒状，与辉石、石榴石等共生。钨矿石中金属矿物主要有自形—半自形粒状结构(图 3f)、交代结构(图 3c)、交代残余结构(图 3d)及填隙结构等。钨矿石多呈浸染状构造，次为稀疏浸染状构造(图 3b)、稠密浸染状构造和脉状构造，局部具有构造变形特征。
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| a.浸染状白钨矿；b.脉状、浸染状白钨矿；c.磁黄铁矿交代白钨矿；d.黄铁矿交代磁黄铁矿；e.闪锌矿、黄铜矿交代磁黄铁矿；f.半自形白钨矿被透辉石包含；g.透辉石矽卡岩；h.绿帘石矽卡岩中的碳酸盐化。Sh.白钨矿；Po.磁黄铁矿；Ccp.黄铜矿；Py.黄铁矿；Sp.闪锌矿；Di.透辉石；Aug.普通辉石；Cal.方解石。 图 3 羊鼻山铁钨矿床钨矿石手标本和显微矿化特征 Figure 3 Mineralization characteristics of tungsten ore from Yangbishan deposit |
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钨矿体及其围岩中蚀变现象较为明显，主要有矽卡岩化(图 3f、g)、硅化、高岭土化、碳酸盐化(图 3h)、绿泥石化、绿帘石化、萤石化等。其中，矽卡岩化是区内分布最广的蚀变类型，由片麻状花岗岩与大理岩的接触带中心向两侧蚀变强度逐渐减弱，形成了不同类型的矽卡岩。
根据矿石的矿物组合、矿石组构以及围岩蚀变特征，可将钨矿化的形成过程划分为两期5个阶段，分别为矽卡岩期(包含早期矽卡岩阶段、晚期矽卡岩阶段、氧化物阶段)和石英-硫化物期(包含早期石英-硫化物阶段和晚期石英-硫化物阶段)。其中：1)早期矽卡岩阶段：主要形成钙铝榴石、透辉石、普通辉石和透闪石等矽卡岩矿物；2)晚期矽卡岩阶段：主要形成透闪石、绿帘石、阳起石等硅酸盐矿物，另有少量磁铁矿形成；3)氧化物阶段：是白钨矿的主要生成阶段，除白钨矿外，尚有少量磁铁矿和石英等矿物伴生；4)早期石英-硫化物阶段：主要形成黄铁矿、磁黄铁矿、黄铜矿等硫化物，并有大量石英、萤石出现；5)晚期石英-硫化物阶段：以含硫化物的石英-方解石脉为标志。
3 样品采集与测试方法本次挑选矿区Ⅰ号钨矿体中与钨矿化关系密切的石英脉样品11件进行H-O同位素测试，并在8件钨矿石样品中挑选磁黄铁矿与黄铁矿单矿物进行S-Pb同位素测试。此外，还对羊鼻山矿床钨矿成矿岩体片麻状花岗闪长岩进行了S同位素测试。
H-O同位素和S-Pb同位素测试分析均在核工业北京地质研究院分析测试研究中心完成。本次研究主要对钨成矿期含钨石英脉进行包裹体H-O同位素测试分析，对矽卡岩中的金属硫化物进行S-Pb同位素组成分析。石英的H-O同位素测试使用MAT-253型稳定同位素质谱仪完成测试。H同位素组成分析的对象是石英内捕获的流体包裹体。将挑选出的石英单矿物样品进行低温烘烤，去除表面的吸附水，然后用爆裂法释放出流体包裹体中的水。测试过程为:加热石英包裹体样品使其爆裂，释放出挥发分，提取水蒸气；然后在400 ℃的条件下使水与锌发生还原反应产生氢气，再使用液氮冷冻，收集到有活性炭的样品瓶中；最后在MAT-253质谱仪上分析其H同位素组成。H同位素采用的国际标准为V-SMOW，分析精度为±2‰。O同位素分析方法采用BrF5法。首先将纯净的12 mg石英样品与BrF5在真空和高温条件下反应15 h，萃取O2; 然后将分离出的O2与温度达700 ℃的灼热电阻石墨棒燃烧转化提取CO2气体; 最后在MAT-253质谱仪上分析其O同位素组成。O同位素采用的国际标准为V-SMOW，分析精度为±0.2‰。S同位素样品用Cu2O作为氧化剂，与硫化物单矿物混合发生反应，生成SO2并冷冻收集，由MAT-251质谱仪测定，采用标准为国际标准V-CDT，分析精度为± 0.2‰; Pb同位素组成分析是在ISOTOPE-T热电离质谱仪上完成的，测试Pb同位素比值的误差均小于0.05%。S、Pb同位素测试操作流程参见文献[26]。运用Geokit计算Pb同位素相关参数。
4 分析结果 4.1 H-O同位素11件石英单矿物样品的H-O同位素组成分析结果见表 1。其δ18O石英值为10.9‰~14.8‰，平均值为13.3‰，石英中流体包裹体水的δD值为-120.9‰~-66.2‰，平均值为-99.1‰。流体的H同位素即为石英中流体包裹体水的H同位素，O同位素则需根据石英单矿物的O同位素和成矿温度计算得出。含矿石英脉中石英的流体包裹体均一温度约为288.5 ℃(作者未发表资料)。根据Clayton等[27]提出的较低温度范围(200~500 ℃)的石英-水体系O同位素分馏平衡方程，计算得出石英平衡流体δ18O水值为3.6‰~7.5‰，平均值为6.0‰。
| 样品号 | 样品地质产状 | δD/‰ | δ18O石英/‰ | δ18O水/‰ | 成矿温度/℃ |
| 16YBS-11-1 | 含钨石英脉 | -84.2 | 10.9 | 3.6 | 288.5 |
| 16YBS-11-2 | 含钨石英脉 | -66.2 | 12.1 | 4.8 | 288.5 |
| 16YBS-11-3 | 含钨石英脉 | -91.2 | 14.1 | 6.8 | 288.5 |
| 16YBS-11-4 | 含钨石英脉 | -89.5 | 14.1 | 6.8 | 288.5 |
| 16YBS-11-5 | 含钨石英脉 | -108.4 | 13.2 | 5.9 | 288.5 |
| YB-1 | 含钨石英脉 | -96.9 | 13.4 | 6.1 | 288.5 |
| YB-2 | 含钨石英脉 | -104.1 | 12.4 | 5.1 | 288.5 |
| YB-3 | 含钨石英脉 | -100.9 | 13.1 | 5.8 | 288.5 |
| YB-4 | 含钨石英脉 | -117.4 | 13.6 | 6.3 | 288.5 |
| YB-5 | 含钨石英脉 | -120.9 | 14.8 | 7.5 | 288.5 |
| YB-6 | 含钨石英脉 | -110.5 | 14.7 | 7.4 | 288.5 |
| 注:水的O同位素计算公式: δ18O水-SMOW=δ18OV-SMOW-103ln α石英-水=δ18OV-SMOW-3.38×106 T-2+3.40[27]。其中，α为分馏系数，T为均一温度。 | |||||
羊鼻山含钨矽卡岩中金属硫化物的S-Pb同位素组成分析结果见表 2。金属硫化物中δ34S为16.1‰~18.1‰，均值为17.2‰。矿区内片麻状花岗岩中的δ34S为8.0‰。其中，6件磁黄铁矿样品中S同位素组成变化较小，δ34S为16.1‰~18.1‰，极差为2.0‰，均值为17.0‰；2件黄铁矿样品中S同位素组成稳定，δ34S分别为17.6‰和17.9‰，极差为0.3‰，均值为17.8‰。
| 样品号 | 样品地质产状 | δ34S/‰ | 206Pb/204Pb | 207Pb/204Pb | 208Pb/204Pb | 成矿年龄/Ma | Δβ | Δγ |
| YB-8 | 矽卡岩中的磁黄铁矿 | 16.8 | 18.863 | 15.599 | 38.345 | 520 | 19.82 | 46.26 |
| YB-11-2 | 矽卡岩中的磁黄铁矿 | 16.1 | 18.586 | 15.603 | 38.544 | 520 | 20.08 | 51.69 |
| Y1-6 | 矽卡岩中的磁黄铁矿 | 18.1 | 18.305 | 15.572 | 38.244 | 520 | 18.05 | 43.51 |
| YB-11-1 | 矽卡岩中的磁黄铁矿 | 16.3 | 18.205 | 15.559 | 38.443 | 520 | 17.20 | 48.94 |
| Y1-4 | 矽卡岩中的磁黄铁矿 | 17.5 | 17.939 | 15.548 | 38.202 | 520 | 16.49 | 42.36 |
| YB-2 | 矽卡岩中的磁黄铁矿 | 17.1 | 17.879 | 15.537 | 38.404 | 520 | 15.77 | 47.87 |
| Y1-6-1 | 矽卡岩中的黄铁矿 | 17.9 | 18.059 | 15.552 | 38.187 | 520 | 16.75 | 41.95 |
| YB-8-1 | 矽卡岩中的黄铁矿 | 17.6 | 22.900 | 15.834 | 38.416 | 520 | 35.18 | 48.20 |
| YBS-7 | 片麻状花岗岩 | 8.0 | — | — | — | — | — | — |
| 注:成矿年龄来自文献[28]。 | ||||||||
羊鼻山矿区金属硫化物Pb同位素比值变化不大。其中：6件磁黄铁矿样品206Pb/204Pb为17.879~18.863，均值为18.296；207Pb/204Pb为15.537~15.603，均值为15.570；208Pb/204Pb为38.202~38.544，均值为38.364。2件黄铁矿样品206Pb/204Pb分别为18.059和22.900，均值为20.480；207Pb/204Pb分别为15.552和15.834，均值为15.693；208Pb/204Pb分别为38.187~38.416，均值为38.302。
5 讨论 5.1 成矿流体来源成矿流体的H-O同位素组成常被用来示踪热液矿床的成矿流体来源[29-33]。羊鼻山含钨石英脉中δ18O石英值分布较为集中(10.9‰~14.8‰)，说明其形成于均衡的流体体系中。由于流体捕获温度一般大于流体包裹体的均一温度，故羊鼻山铁钨矿中流体δ18O水的实际值应大于计算值(3.6‰~7.5‰)，接近于岩浆水的δ18O水值(5.5‰~9.0‰)，说明流体中O同位素主要来自于岩浆水。
羊鼻山含钨石英脉中流体包裹体水的δD值变化范围较大(-120.9‰~-66.2‰)，但主要集中在-120.0‰~-90.0‰，明显低于岩浆水(-80‰~-50‰)[34]。羊鼻山铁钨矿中O同位素组成变化不大，接近岩浆水，而H同位素变化较大，这种现象在岩浆热液矿床中普遍存在，但对其原因存在多种解释：一是处于氧化环境下的含H2或CH4成矿溶液中的水具有明显贫D特征，而H同位素组成变化微小[35]；二是在岩浆侵入到地壳浅部的过程中，将或多或少地与大气降水接触，而大气降水与岩浆水的混合将对岩浆水的H-O同位素组成造成显著的影响，尤其对H同位素组成的影响最为显著[36]；三是在岩浆晚期分离出以水为主的挥发相，当岩浆内部的流体压力超过限制压力，岩体的冷凝顶部和附近就会破裂开，激烈的减压造成岩浆流体的二次沸腾，并释放出挥发分流体，这种流体与围岩碳酸盐或角岩交代形成矽卡岩[37]。
与典型的岩浆流体相比，羊鼻山含白钨矿石英脉中流体包裹体都明显有更低的H同位素组成(-120.9‰~-66.2‰)，造成这种H同位素明显偏低的一个重要原因可能是流体的脱气沸腾作用，可以使δD降低至60‰[38]。此外，区内兴东群大盘道组变质岩系中富含大量的晶质石墨矿层，表明其原岩富含有机质或炭质，而深源低速流体与围岩中消耗δD的有机质发生反应，也可以造成产于含炭质浊积岩中的热液脉状金矿具有较低的δD值(< -80‰)[39-40]。
综上所述，羊鼻山铁钨矿的低δD值很可能是由于多种原因共同作用的结果。在成矿流体δD-δ18O水图解(图 4)上，绝大多数样品落在岩浆水下部的有机水区域，也表明羊鼻山铁钨矿成矿流体来源以岩浆水为主，但在形成过程中受到了其他物质的干扰。
一般情况下，海相沉积碳酸盐岩中含有微量的硫酸根离子，其δ34S值较高，相当于海水硫酸盐的水[41-42]。在羊鼻山矿区，石榴子石、透辉石矽卡岩形成之前，碳酸盐岩围岩与岩浆的混染作用可以改变岩浆的成分，从而提高岩浆中硫的含量，导致岩浆δ34S值的升高[43]。成矿岩体片麻状花岗岩中δ34S为8.0‰(表 2)，远大于原始地幔硫(-3‰~3‰)。说明花岗岩岩浆可能受到海相碳酸盐岩围岩的混染作用。矿区矽卡岩中金属硫化物δ34S值为16.1‰~18.1‰，远大于幔源硫值，更接近于海水硫(20‰)，说明金属硫化物中的硫可能来自于海水硫，或者与花岗岩中硫的来源相同，与海相碳酸盐岩地层的混染作用有关，这与羊鼻山铁钨矿成因属苏必利尔型铁矿相吻合(即兴东群大盘道组为海相地层)[25]。同时，由于该矿床成矿流体形成过程中存在有机质参与，故区内金属硫化物中S同位素的形成可能也受到了有机质的影响。
除了1件黄铁矿样品(YB-8-1)的Pb同位素206Pb/204Pb值(22.900)较高外，矿区含钨石英脉中的7件金属硫化物样品的Pb同位素分布较为集中，206Pb/204Pb值为17.879~18.863(均值为18.262)，207Pb/204Pb值为15.537~15.603(均值为15.567)，208Pb/204Pb值为38.187~38.544(均值为38.338)。在Zartman的铅构造模式(图 5)中，羊鼻山矿区Pb同位素投点均位于地幔与地壳Pb同位素演化曲线之间，靠近或位于造山带演化曲线上，属于上地壳与地幔混合的造山带铅。
在Δγ-Δβ图解(图 6)中，羊鼻山铁钨矿的金属硫化物样品多集中在上地壳铅与造山带铅边界区域，暗示羊鼻山矿石铅来源与造山作用有关，而上地壳为成矿提供了主要物质来源。前述石英H-O同位素研究结果也显示成矿流体来源以岩浆水为主，在形成过程中受到海相地层中有机物质的干扰，也佐证了上地壳物质对成矿的贡献。通过羊鼻山成矿时代与成矿岩体地球化学特征的研究，认为该矿床形成于碰撞造山环境[28]，这与本文获得的Pb同位素特征相吻合。
前文已述，金属硫化物中硫、铅来源与上地壳关系密切。虽然本文研究的是羊鼻山磁黄铁矿、黄铁矿的硫、铅来源，鉴于磁黄铁矿、黄铁矿与白钨矿密切共生(图 3a、b、c)，因此硫、铅来源可以从一定程度上显示钨元素的来源。结合兴东群大盘道组和成矿岩体片麻状花岗岩的岩石地球化学特征和白钨矿稀土-微量元素分析结果[28]，本文认为羊鼻山矿床钨成矿元素来源于兴东群大盘组及其重熔岩浆。
5.3 钨矿化成因羊鼻山钨矿体主要产于寒武纪片麻状花岗岩和大盘道组大理岩接触带及其附近，受接触带控制，多呈脉状、透镜状及似层状产出，钨矿石具有典型矽卡岩型钨矿的矿物组成和矿石组构特征，矽卡岩化与钨矿化关系密切，并具有围岩蚀变向接触带两侧逐渐变弱的特点。综合研究认为，羊鼻山矿床中的钨矿化应属矽卡岩型，与前人研究结果一致[9-10, 46]。
东北典型热液脉型钨矿床(如五道沟、杨金沟钨矿)和矽卡岩型钨矿床(翠宏山、白石砬子钨矿床)的流体来源研究表明，热液脉型钨矿的成矿流体主要来源于岩浆水，后期可能有少量大气降水的混入；矽卡岩型钨矿的成矿流体来自于岩浆水与大气降水的混合[7]。本次研究发现，羊鼻山钨矿的成矿流体主要来自于岩浆水，并受围岩中有机水影响，这也间接佐证该矿床存在岩浆与地层的双交代反应；矿区花岗岩中δ34S值(8.0‰)和金属硫化物中δ34S值(16.1‰~18.1‰)较大，明显不同于热液脉型钨矿δ34S值接近幔源硫或岩浆岩硫的特点。结合对Pb同位素的分析，判断成矿物质主要来源于地层与地壳重熔型岩浆的混合。
综合认为，羊鼻山铁钨矿床属受有机质(炭质)地层影响较大的矽卡岩型矿床，这与华南的黄沙坪钨多金属矿床相似[42]。
6 结论1) 佳木斯地区的羊鼻山矿床存在铁矿和钨矿两种矿化类型，二者具有不同的成矿和控矿条件，矿体和矿石特征差异明显，无时空共生关系，分属不同期次的不同成矿作用。
2) 含白钨矿石英脉中石英的流体包裹体H-O同位素分析结果显示，羊鼻山钨矿化的成矿流体以岩浆水为主，并明显受到地层中有机质液化形成的有机水影响。
3) 含矽卡岩中与白钨矿共生的金属硫化物S-Pb同位素结果表明，羊鼻山钨矿中成矿物质主要来源于地层与地壳重熔型岩浆。
4) 羊鼻山钨矿体产于铁矿体下盘，受大盘道组大理岩与寒武纪片麻状花岗岩接触带控制明显，具有矽卡岩型矿床的矿物组合和围岩蚀变特征，成因类型应属矽卡岩型。
| [1] |
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