滇东南地区是我国著名的钨锡铅锌铜金多金属成矿带(Chen et al.，2007a)。区内矿产资源潜力巨大，自西向东分布有个旧、白牛厂和都龙3个大型-超大型钨锡银多金属矿床。该区重要钨锡矿床主要围绕个旧、老君山、薄竹山三个复式花岗岩体分布，其成因被认为与燕山期陆陆碰撞有关(程彦博等，2010；冯佳睿等，2010；杨宗喜等，2008；刘玉平，2000)。云南官房钨矿床是近十年来该区发现的大型矿床之一，已探明钨储量6×10⁴t(张亚辉和张世涛，2011)，是滇东南成矿带代表性钨矿床之一。该矿床与薄竹山S类花岗岩有关，属于岩浆热液型矿床，形成于大陆碰撞体制(张亚辉和张世涛，2011)。陈衍景等(2007b)认为，除成矿流体盐度高之外，大陆碰撞体制的浆控高温热液型成矿系统以富CO₂、富水、富氟、富钾为特征。考虑到滇东南地区位于滨太平洋与特提斯-喜马拉雅两大构造域的构造复合部位，官房钨矿床是否与大陆碰撞有关，其成矿流体特征是否与大陆碰撞体制的浆控岩浆热液特征一致呢？这显然属于具有特殊科学意义的待研究问题。

本文详细研究了官房矽卡岩型钨矿床的成矿流体特征及演化规律，探讨了流体成矿机制及过程，为大陆内部环境浆控高温热液型成矿流体特征研究提供了新的参考和实例。

1 区域地质背景

官房矽卡岩型钨矿床位于华南褶皱系的右江海西-印支地槽褶皱带，滇东南薄竹山穹窿西南缘(图 1)。区域内出露的最老地层为震旦系，为碰撞造山带内的复理石建造。寒武系地层呈假整合覆于震旦系之上，其下部为浅海相石英砂岩，向上渐变为浅海相及滨海相碳酸盐建造和砂泥质建造。奥陶系地层与寒武系整合接触，亦为浅海相碳酸盐建造及砂泥质建造。中奥陶世-志留纪，本区抬升为陆地，缺失同期沉积。泥盆系地层是一套以浅海陆棚-滨海相碳酸盐岩为主的沉积建造，包括灰岩、生物灰岩、泥质灰岩。二叠系为浅海台地相生物碎屑灰岩-鲕粒灰岩及硅质灰岩；晚二叠世中期，基性岩浆的广泛喷溢，形成蛾眉山玄武岩建造；三叠系为一套浅海相碳酸盐岩建造-滨海相陆屑建造-海陆交互相砂泥质建造。

图 1

Fig. 1

图 1 薄竹山地区区域地质略图(据张洪培，2007修改) Fig. 1 Sketch map showing the regional geology of Bozhushan area and locality of the Guanfang W deposit(after Zhang，2007)

本区构造为一个环绕越北古陆的同心环状的弧形构造，并有NW向断裂穿插其间，为印支运动晚期的产物(云南省区域地质志，1990)。区内主要发育NE向褶皱，地层围绕薄竹山穹窿向其四周展布(图 1)。断裂构造广泛发育，以近NE、NW向断裂为主。NE向断裂与近NW向断裂相互交织，并被NW向断裂切割，形成棋盘格子状构造体系，控制着区内主要多金属矿床的产出(图 1)。

区内的构造隆起部位及NW向断裂两侧发育有华力西期与燕山期的酸性侵入岩，在岩体的边缘及外围地区发现有多处钨、锡、铅、锌、银等矿床(点)及矿化点(云南省区域地质志，1990)。前人认为燕山期陆陆碰撞导致了陆壳重融及上述S类花岗质岩浆岩的发育(张世涛和陈国昌，1997；解洪晶等，2009；程彦博等，2010)。此外，区内还可见辉长岩、正长岩等岩脉。

2 矿床地质特征

官房钨矿区内出露地层主要为寒武系大丫口组一、二、三段层位(图 2、图 3)，岩性以灰岩为主，含少量粉砂岩。矿区内岩浆岩活动发育，多沿近NW向断裂产出，以燕山晚期黑云母二长花岗岩基为主。该花岗岩基位于官房矿区东部，北东部、中部与寒武系碳酸盐岩呈侵入接触关系，出露面积约5km²。该岩基为多期复式岩体，可分为三个不同期次的岩性单元，由早到晚依次为：中粗粒黑云二长花岗岩、中细粒黑云二长花岗岩和黑云二长花岗斑岩(张世涛和陈国昌，1997)。前人获得其全岩Rb-Sr等时线年龄、锆石U-Pb年龄介于114~87Ma(张世涛和陈国昌，1997；程彦博等，2010)。地球化学分析表明，该花岗岩具有高Si、富K，贫Fe、Mg、Ca的特征，Nb、Ta、Y富集，Sr、Ba显著亏损；稀土元素分配模式为LREE富集型，Eu负异常较明显，属过铝质S类花岗岩(程彦博等，2009；解洪晶等，2009；张亚辉和张世涛，2011)。

图 2

Fig. 2

图 2 官房钨矿床地质简图 Fig. 2 Simplified geological map of the Guanfang W deposit

图 3

Fig. 3

图 3 官房钨矿床勘探线剖面 Fig. 3 Exploration profiles of the Guanfang W deposit

官房钨矿床主体赋存于花岗岩体与寒武系碳酸盐岩外接触带，矿体形态严格受接触带形态的控制，呈层状、似层状、透镜状产出。矿体总体向SE倾伏，倾角30°~40°，厚度1.50~18.31m，平均厚7.58m。钨的品位为0.11%~1.27%。

原生矿石中钨矿物以白钨矿为主，体积分数一般为2%~3%，粒度为0.1~0.9mm，主要呈自形-他形粒状浸染状分布于透辉石、透闪石、绿帘石等矿物颗粒间(图 4e，f)，或与石榴石、电气石、方解石伴生，少量呈细脉分布。其他金属矿物主要为镍黄铁矿、磁黄铁矿、闪锌矿、黄铜矿。常见镍黄铁矿、黄铜矿沿岩石微裂隙贯入，两者共生且无交代现象，表明为同时结晶产物(图 4g)。可见镍黄铁矿交代磁黄铁矿、闪锌矿现象(图 4h)。据此，厘定金属矿物的生成顺序为：白钨矿→磁黄铁矿→闪锌矿→镍黄铁矿+黄铜矿。常见矿石结构主要有粒状变晶结构、交代熔蚀结构、胶状结构等，矿石构造主要表现为浸染状、块状构造，其次为细脉状构造。

图 4

Fig. 4

图 4 各种蚀变岩石光薄片镜下照片 (a)-透闪石化：矽卡岩中透闪石呈长柱、纤维状集合体贯入透辉石、钙铝榴石中交代这两种矿物(薄片)；(b)-镁橄榄石化：大理岩中镁橄榄石呈脉状贯入方解石中(薄片)；(c)-钙铝榴石化：矽卡岩中钙铝榴石沿裂隙贯入透辉石中交代透辉石(薄片)；(d)-透辉石化：矽卡岩中透辉石显示呈脉状贯入交代钙铝榴石使其呈残块状(薄片)；(e)-白钨矿与透闪石密切共生，为透闪石化作用所形成(薄片)；(f)-绿帘石呈浸染状分布于长英质中，并含有少量白钨矿微粒(薄片)；(g)-矽卡岩中黄铜矿与镍黄铁矿呈固熔体方式存在，两者互相无交代现象(光片)；(h)-镍黄铁矿交代磁黄铁矿现象(光片) Fig. 4 Photograph of rock polished or slice section that different alteration under the microscope

矿区围岩蚀变强烈，种类繁多，多期次和多类型蚀变叠加现象较为普遍。主要蚀变类型有透辉石化(图 4d)、钙铝榴石化(图 4c)、透闪石化(图 4a)、镁橄榄石化(图 4b)、金云母化及硫化物化(图 4g，h)。围岩蚀变分带自花岗岩体向外为：金云母化-绿帘石化带→透辉石-透闪石化带→镁橄榄石化带。根据围岩蚀变组合特征及矿物组合特征(表 1)，认为文山官房矿床属于一个较典型的镁矽卡岩矿床。

表 1

Table 1

表 1(Table 1)

表 1 官房钨矿床流体包裹体显微测温结果 Table 1 Microthermometric data of the Guanfang W deposit 阶段 矿物 类型 N Tm，ice(℃) Th(℃) W(wt%NaCleqv) ρ(g/cm3) 范围 平均 范围 平均 早 透辉石 W 18 -6.5~-2.7 371~581(L) 404 4.5~9.9 6.3 0.62~0.71 石榴石 W 10 -6.5~-1.9 315~476(L) 383 3.3~9.9 5.9 0.71~0.81 S 10 300~417(L) 350 3.2~11.3 中 石英 W 40 -7.1~-5.7 227~378(L) 320 8.8~10.6 8.9 0.75~0.92 S 24 170~315(L) 315 2.0~9.8 斧石 W 24 -10.3~-4.3 336~378(L) 352.7 8.8~10.6 8.9 0.75~0.92 晚 石英 W 41 -3.5~-1.0 115~221(L) 117.1 1.7~5.7 4.4 0.90~0.95 萤石 W 10 -2.4~-0.5 131~218(L) 156.2 0.9~4.0 3.5 0.93~0.97 注：N为测试包裹体数目；Tm，ice为冰点温度；Th为完全均一温度；W为盐度；ρ为密度；括号中的L代表均一至液相(L)

表 1 官房钨矿床流体包裹体显微测温结果 Table 1 Microthermometric data of the Guanfang W deposit

根据矿物共生组合、矿石组构及脉体穿插关系，可将流体成矿过程分为早、中、晚三个阶段：(1)早阶段为矽卡岩阶段，位于围岩与岩体接触带中靠岩体一侧，首先形成干矽卡岩矿物，包括岛状和链状的无水硅酸盐矿物如钙铝榴石、透辉石、硅灰石等；继而形成湿矽卡岩矿物如透闪石、绿帘石等。此阶段主要是在高温热液条件下进行，有钙钨矿、锡石、磁铁矿等金属矿物形成，是主要矿化阶段。(2)中阶段为石英-硫化物阶段，以石英+斧石+辉钼矿+少量其他硫化物(包括黄铁矿、黄铜矿、方铅矿、闪锌矿等)组合为特征，见石英-斧石-硫化物脉、石英-硫化物脉、石英-辉钼矿脉等，其中黄铁矿多呈自形-半自形粒状产出，而黄铜矿往往为他形晶；(3)晚阶段为石英-碳酸盐-萤石阶段，主要矿物有石英、方解石、萤石、绿泥石等，发育石英-萤石-碳酸盐脉、萤石-方解石脉、无矿石英脉，基本不含硫化物，无钨矿化。

3 流体包裹体研究 3.1 样品和方法

本次研究样品主要采自官房矿区团山矿段钻孔，深度介于1400~1500m，包括不同成矿阶段(早阶段矽卡岩矿物，中阶段石英-黄铁矿脉和石英-斧石-硫化物脉，晚阶段石英-萤石-方解石脉)的样品共17件。

流体包裹体显微测温分析在核工业北京地质研究院分析测试研究中心完成，所用仪器为LINKAM THMSG600冷热台，测试温度范围为-196~600℃，测定精度为±0.1℃。显微测温中的升温速率一般为0.5~10℃/min，水溶液包裹体相变点附近的升温速率为0.2~0.5℃/min。

单个包裹体成分的激光拉曼显微探针测试在核工业北京地质研究院分析测试研究中心完成，测试仪器为LABHR-VIS LabRAM HR800研究级显微激光拉曼光谱仪，使用Yag晶体倍频固体激光器，计数时间为6s，每1cm^-1(波数)计数一次，100~4000cm^-1全波段一次取峰，激光斑束大小为2μm，光谱分辨率±1cm^-1。

水溶液包裹体的盐度根据冰点温度据Bodnar(1993)的盐度-冰点关系表查出，密度利用Flincor软件(Brown，1989)计算获得。对于只含不熔子矿物的多相包裹体，其盐度根据冰点温度及Bodnar(1993)的盐度-冰点关系表查出；由于子矿物等未能熔化，所计算的盐度未包括未熔化子矿物的贡献，低于实际盐度。

3.2 流体包裹体岩相学

官房钨矿床各成矿阶段脉石矿物中广泛发育流体包裹体。根据流体包裹体成分(陈衍景等，2007b)及室温下(21℃)(卢焕章，2004)流体包裹体的相态将包裹体分为2类：

NaCl-H₂O包裹体(W类)：此类包裹体常温下为气液两相，气液比一般为10%~30%(图 5a，b，d，f)，主要为负晶形、椭圆形、长条形，长轴长度6~22μm，在各阶段矿物均有发育。呈孤立分布或成群分布。晚阶段的方解石中，发育少量气相包裹体，多呈椭圆形和不规则性，成群分布，气液比一般大于50%。该类包裹体中可含少量CO₂、CH₄、N₂等成分，但冷冻过程中未见独立相，表明其含量较低，可近似为NaCl-H₂O体系。

图 5

Fig. 5

图 5 官房钨矿床流体包裹体显微照片 (a)-透辉石中含CH4的W类包裹体；(b)-铁镁榴石中W类包裹体；(c)-中阶段石英中含未知透明子矿物的S类包裹体；(d)-方解石中含CO2的W类包裹体；(e)-铁镁榴石中含子矿物S类包裹体；(f)-石英中含CO2的W类包裹体.图中缩写：VH2O-气相H2O；LH2O-液相H2O；Tr-未知透明子矿物；M-未知不透明子矿物 Fig. 5 Microphotographs of fluid inclusions in the Guanfang W deposit (a)-methane-bearing W-type fluid inclusion in diopside;(b)-W-type fluid inclusion in garnet;(c)-unknown transparent daughter minerals-bearing S-type inclusion in quartz;(d)-carbon dioxide-bearing W-type fluid inclusion in calcite;(e)-daughter minerals-bearing S-type inclusion in garnet;(f)-carbon dioxide-bearing W-type fluid inclusion in calcite. Abbreviations: V H2O-H2O vapor; LH2O-H2O liquid; Tr-unknown transparent daughter mineral; M-unknown opaque daughter mineral

含子矿物多相包裹体(S类)：主要见于早阶段石榴子石和中阶段石英中，呈圆形或者椭圆形，规则状成群成带分布，长轴长度3~22μm，子矿物主要为不熔(透明/不透明)子矿物，不发育盐类子矿物。S类包裹体的流体相成分有两类，即H₂O-CH₄(图 5e)和H₂O-CH₄-CO₂(图 5c)。前者出现在早阶段；后者主要发育在中阶段石英中，室温下未见“双眼皮”现象。

3.3 显微热力学

官房钨矿床流体包裹体显微测温结果列于表 1。

矽卡岩化阶段(早阶段)。透辉石中包裹体较少，仅局部见少量成群或者零星分布。原生包裹体为W类，气液比小于30%。测得均一温度为371~581℃，均一到液相，计算盐度为4.5%~9.9% NaCleqv。铁镁榴石中包裹体极为发育，原生包裹体包括W类和S类。W类包裹体气液比小于30%，均一温度315~476℃，均一到液相，冰点温度为-6.5~-1.9℃，盐度为3.3%~9.9% NaCleqv。S类包裹体在加热过程中子矿物不熔，气液相均一温度为300~417℃，盐度为3.2%~11.34% NaCleqv。

石英-硫化物阶段(中阶段)。石英中流体包裹体较发育，包括W和S类型。W包裹体以圆形和椭圆形为主，多小于10μm，均一温度为227~378℃，均一到液相，冰点温度为-7.1~-5.7℃，对应盐度为8.8%~10.6% NaCleqv。S类包裹体气液相均一温度为170~315℃，盐度为2.0%~9.8% NaCleqv。

石英-碳酸盐-萤石阶段。晚阶段石英和萤石中广泛发育W类包裹体，均一温度为115~221℃，液相均一；冰点温度为-3.5~-1.0℃，计算盐度为1.7%~5.7% NaCleqv。

3.4 拉曼光谱分析

激光拉曼显微探针分析显示，各类型包裹体的液相成分均以水为主，但不同阶段包裹体气相成分有所差异。早阶段W类包裹体气相成分中可见CH₄(2919cm^-1)(图 6)。中阶段的W类包裹体气相成分可见CO₂或者CO₂+CH₄+N₂(图 6)。晚阶段的W类包裹体中气相成分中也含少量CO₂。S类包裹体的气相成分可含为CH₄和CO₂，所测透明子矿物和不透明子矿物无特征峰显示。

图 6

Fig. 6

图 6 流体包裹体激光拉曼图谱 (a)-透辉石中W类包裹体气相中的CH4；(b)-早阶段石榴石中W类包裹体气相中的CH4；(c)-中阶段石英中S类包裹体气相中的CH4、CO2及少量N2；(d)-晚阶段W类包裹体中的气相的CO2 Fig. 6 The LRM spectra of fluid inclusions (a)-CH4-spectrum of W-type fluid inclusion in diopside;(b)-CH4-spectra of W-type fluid inclusion in the early stage;(c)-CH4、CO2 and N2-spectrum of W-type fluid inclusion in the middle stage;(d)-CO2-spectra in W-type fluid inclusion in the later stage

包裹体岩相学和激光拉曼显微探针分析结果表明，早阶段成矿流体为H₂O-CH₄-NaCl体系，中阶段为H₂O-CH₄±CO₂-NaCl体系，晚阶段演变为H₂O-CO₂-NaCl体系。

3.5 包裹体捕获压力及深度计算

根据包裹体的均一温度、盐度及密度，利用流体包裹体数据处理Flincor程序(Brown，1989)以及(Brown，1989)NaCl-H₂O体系的均一温度盐度相图，获得各阶段流体包裹体最小捕获压力分别为：早阶段45~90MPa，中阶段10~30MPa(表 2)。

表 2

Table 2

表 2(Table 2)

表 2 官房钨矿床包裹体最小捕获压力和成矿深度 Table 2 The minimum trapping pressure of fluid inclusions and mineralization depth of the Guanfang W deposit 成矿阶段 早阶段 中阶段 最小捕获压力(MPa) 45~90 10~30 静岩压力深度(km) 1.7~3.3 0.4~1.2 静水压力深度(km) 4.5~9.0 1~3.0

表 2 官房钨矿床包裹体最小捕获压力和成矿深度 Table 2 The minimum trapping pressure of fluid inclusions and mineralization depth of the Guanfang W deposit

考虑到矿区围岩主要为碳酸盐岩和泥质粉砂岩，取其平均值密度2.7g·cm^-3，按照静岩压力计算获得最小成矿深度约为：早阶段1.7~3.3km，中阶段0.4~1.2km。若设置流体为静水压力系统，则相应最小成矿深度为：早阶段4.5~9km，中阶段1~3km。由于热液成矿系统具有水压裂解、沉淀愈合等循环特点，认为官房钨矿床早阶段，流体处于静岩压力；中阶段流体处于静岩压力与静水压力的转换交替状态，其最高压力端元代表静岩压力系统，低端元代表静水压力系统(杨永飞等，2011)，因此官房钨矿床的成矿深度应为3km。 4 讨论 4.1 流体性质

官房钨矿成矿流体系统成分相对复杂。流体相由H₂O及少量CH₄、CO₂、N₂等组成；盐类子矿物不发育，低盐度；CO₂在成矿流体中没有以独立相形式出现。其流体演化规律性明显：从早到晚，均一温度逐渐降低，早阶段为371~581℃，中阶段为227~378℃，晚阶段115~221℃。NaCl含量总体较低，且有逐渐降低的趋势，早阶段盐度为4.5%~9.9% NaCleqv，经中阶段3.3%~8.9% NaCleqv，演化为晚阶段的1.7%~5.7% NaCleqv(图 7)。早阶段发育含CH₄的W类和S类包裹体，中阶段发育含CH₄、CO₂的W类和S类包裹体，晚阶段只发育含CO₂的W类包裹体。说明流体在早阶段不含CO₂，只是在中阶段才出现，并延续至晚阶段。中阶段流体出现CO₂，说明流体较早阶段更具氧化性，并伴随有大量硫化物沉淀。晚阶段流体基本不含CH₄，只含CO₂，这与晚阶段有热液碳酸盐沉淀的现象一致。从均一温度与盐度相关图(图 8)上可以看出，官房钨矿床早、中、晚阶段流体盐度与均一温度呈正相关关系，即盐度随温度的升高而增加，且早阶段增加的速度最大，中晚阶段较缓慢。这可能反映了低温、低盐度的大气降水与早期岩浆流体混合导致了流体的降温和稀释(王义天等，2007)。

图 7

Fig. 7

图 7 官房钨矿床各成矿阶段包裹体均一温度和盐度直方图 Fig. 7 Histograms of homogenization temperatures and salinities of fluid inclusions in different stage minerals in the Guanfang W deposit

图 8

Fig. 8

图 8 官房钨矿床各成矿阶段包裹体盐度-均一温度图 Fig. 8 Homogenization temperatures versus salinities of fluid inclusions in different stage minerals in the Guanfang W deposit

官房钨矿床早阶段含CH₄的W类包裹体均一温度371~581℃，这个温度下排除了细菌活动产生甲烷的可能性；早阶段流体富含CH₄很可能是因为矿区寒武系冲庄组为粉砂泥质板岩、泥质板岩属于浅海陆棚粉砂泥质沉积，该地层富含有机质。当来自地壳岩浆房的热液流体通过富含有机质与碳酸盐的沉积物时，热液流体与有机质相互作用形成CH₄。即：2C+2H₂O=CH₄+CO₂。例如白云鄂博超大型REE-Fe-Nb矿床矽卡岩中富CH₄流体包裹体，其CH₄来源主要是矿区变质岩中发育大量石墨，岩浆热液与含石墨的黑色板岩相互作用，形成CH₄(Fan et al.，2004)。甘肃厂坝铅锌矿的富CH₄流体很可能来源于热化学还原海底有机物，因为该地层内有机物较为富集(张成君，1996；张成君和崔彦力，2000；朱弟成等，2003)。滇东南老君山南秧田钨矿床的矿区地层均为富含有机质的寒武系碎屑岩-碳酸盐岩，其成矿流体早阶段中同样富含CH₄(冯佳睿等，2011)。

浆控高温热液型矿床的早阶段成矿热液中通常发育含石盐子晶包裹体，表明其初始成矿热液为高温、高盐度流体(陈衍景等，2007b)。然而，本次研究中所观察的官房矿床17件样品中发现的子矿物均不是石盐子晶。如前文所述，将包裹体近似为NaCl-H₂O体系进行计算，包裹体盐度均较低，(<10% NaCleqv，图 7)。由于流体中含有少量的CO₂、CH₄等气相成分，会在包裹体内形成少量的笼合物，该盐度计算结果会略高于流体的实际盐度(Collins，1979)，因此官房钨矿成矿流体真实盐度应略低于NaCl-H₂O体系计算结果。这更说明官房钨矿是具有低NaCl含量的成矿流体，尽管其为岩浆热液矿床。

Shinohara and Kazahaya(1995)提出，含CO₂的岩浆最初在深部分泌低盐度流体，而到了浅部才转变为高盐度流体。除官房钨矿床外，在世界上多个地区发现有低盐度岩浆热液矿床。对美国犹他洲宾汉斑岩矿床和新墨西哥奎斯塔斑岩钼矿床的研究发现其初始成矿流体具有低盐度特征(Redmond et al.，2004)。类似地，对蒙大纳布特斑岩型铜钼矿床的研究也揭示其初始岩浆流体具有低盐度特征(Rusk et al.，2008)。

4.2 流体演化与成矿

滇东南薄竹山花岗岩体是官房矿区的成矿母岩，岩体高硅、富碱富钾，主要成矿元素含量高，钨含量是中国花岗岩平均含量的23.7倍(张亚辉和张世涛，2011)。区内花岗岩固结指数平均为10.76，表明该岩系分异程度高(张亚辉和张世涛，2011)。因此该岩浆在流体出溶前经历了一定程度的分离结晶，钨作为不相容元素在残留岩浆中富集。随后，由岩浆分异出的流体也继承了岩浆富K、W的特征。在早阶段见富含CH₄水溶液包裹体，表明这种初始成矿流体属于H₂O-CH₄-NaCl体系。获得流体包裹体均一温度集中于371~581℃，所测流体相盐度为4.49%~11.34% NaCleqv，盐度不包未融化子矿物的贡献，表明初始成矿流体具有高温、高盐度、含CH₄的特征。初始岩浆热液与碳酸盐围岩发生交代，形成不含水硅酸盐矿物，即干矽卡岩。随着温度的降低，流体在接近超临界状态下，对早期矽卡岩矿物进行的热液蚀变改造，发生湿矽卡岩化，生成含水的硅酸盐矿物：透闪石、阳起石、绿帘石等，并伴有少量磁铁矿形成。同时，湿矽卡岩化导致富钙矽卡岩析出Ca²⁺，如4CaMgSi₂O₆(透辉石)+Mg²⁺+2H⁺=Ca₂Mg₅Si₈O₂₂(OH)₂(透闪石)+2Ca²⁺(袁见齐等，1985)。Ca²⁺进入流体促使钨矿发生沉淀，即Ca²⁺+WO₄²⁺→CaWO₄(白钨矿)；在湿矽卡岩化过程中导致流体CO₂活度增高，即2CaCO₃+5MgCO₃+8SiO₂+H₂0=Ca₂Mg₄Si₈O₂₂(OH)₂+7CO₂(袁见齐等，1985)，使得成矿流体中富含CO₂。此外，官房钨矿区的钻孔资料显示含矿矽卡岩的产状与围岩产状一致，岩体与围岩呈缓倾角接触，在背斜核部呈高角度接触，表明流体是沿着特定的层位顺层发生交代矿化。

大规模矽卡岩化之后，流体温度压力均已降低，227~378℃时，SiO₂独立形成石英，此时流体中富含CO₂，显示流体较早阶段更趋向于氧化环境，此阶段成矿流体可能与大气降水混合。伴随成矿体系温度的降低，发生了黄铁矿、黄铜矿、毒砂等硫化物沉淀，并交代早期的矽卡岩矿物。随着温度的继续降低，在115~221℃时，进入碳酸盐化阶段，方铅矿、闪锌矿等沉淀。

由于流体积累，流体压力超过上覆围岩压力，导致大规模的水压致裂，使得裂隙系统大量发育，成矿体系由静岩压力转化为静水压力，并引发高密度低温的大气降水热液涌入与岩浆热液流体混合，成矿流体快速降温，成矿物质充填在裂隙系统中。

初始岩浆流体经过矽卡岩化，水压致裂、沉淀愈合等循环，发生各种矿质沉淀；在此过程中大气降水不断加入，成矿流体最终演化为大气降水热液，由中高温封闭的静岩压力系统转变为低温开放静水压力系统，流体盐度降低，但密度增大，晚阶段包裹体密度为0.90~0.95g/cm³，与纯水密度接近。

总体而言，早期成矿系统具有高温、高盐度、低NaCl含量、含CH₄、CO₂的特征，属于陆陆碰撞背景(张亚辉和张世涛，2011)下的矽卡岩型白钨矿床。初始高盐度成矿流体为含CH₄的岩浆热液。在中阶段，由于成矿作用过程出现CO₂，使流体更为氧化，且温度和压力的降低，伴随黄铜矿、黄铁矿、毒砂等硫化物大量沉淀。

5 结论

(1)官房钨矿床成矿作用与薄竹山花岗岩体密切相关，以岩体为中心蚀变分带明显，自岩体向外依次为：金云母化-绿帘石化带→透辉石-透闪石化带→镁橄榄石化带。钨矿体赋存于透辉石-透闪石化带即岩体外接触带的大理岩中，白钨矿主要以浸染状产出于矽卡岩中。

(2)官房钨矿床成矿过程分为3个阶段：早阶段发育透辉石化、透闪石化、石榴石化、金云母绿帘石化，白钨矿以浸染状赋存于矽卡岩中，为主要成矿阶段；中阶段以发育石英-多金属硫化物脉为特征，为硫化物成矿阶段；晚阶段发育石英-碳酸盐脉、萤石-石英脉、碳酸盐脉，基本无矿化。

(3)官房钨矿床成矿过程经过了早期矽卡岩阶段、中期石英-硫化物阶段和晚期石英-碳酸盐-萤石阶段。脉石矿物中发育水溶液包裹体和含子矿物包裹体。早、中、晚阶段的包裹体均一温度分别为371~581℃、227~378℃、115~221℃；盐度分别为4.5%~9.9% NaCleqv、8.81%~10.61% NaCleqv、1.74%~5.71% NaCleqv，呈逐渐降低的趋势。早、中阶段成矿压力分别为45~90MPa和10~30MPa，成矿深度约3km。从早阶段到晚阶段，成矿流体由高温、低NaCl含量、含CH₄的岩浆热液向低温、低NaCl含量、含少量CO₂的大气降水热液演化。