安徽宁国大坞尖钨矿床位于安徽南部，区域上处于扬子陆块南缘与华夏古陆块的接合部位， 江南地块的东段，经过多年的勘查，大坞尖矿床规模有望达到中型规模，并具有良好的 找矿前景。随着皖南祁门东源、青阳高家土  旁、百丈岩、宁国竹溪岭等钨矿床的发现，显示出 该地区具有较大的钨矿找矿潜力。各地勘单位、高校陆续对皖南地区部分钨矿床开展了研究 工作，但仍相对缺乏系统性、深入性的研究。大坞尖矿床是层控矽卡岩型钨矿床，初步估算 的三氧化钨资源量9500余吨，也是皖南地区典型的矽卡岩型钨矿床，具有较好的代表性。因 此，开展大坞尖矿床的研究，进一步揭示其形成环境及成岩成矿特点，对深入认识皖 南钨矿床的成矿特征，及在该地区寻找类似矿床均有帮助。
        前人对大坞尖钨矿床的地球化学异常特征、成矿年代、地质特征及矿床成因等进行了部分研 究 （陈富荣等，2007；赵文广等，2008；蔡晓兵等，2013；李斌等，2015），但对矿床的 成矿流体及成矿物质来源方面研究较少。本文在前人研究的基础上，对大钨尖钨矿床矿脉中 石英的氢、氧同位素组成和矿石中黄铁矿的硫同位素进行了系 统性分析，揭示了成矿流体和成矿物质来源，探讨了大坞尖钨矿床的成矿机制，为深入研究 该矿床的成因，深化区域成矿规律、成因机理认识及指导同类矿床的进一步找矿，提供了科 学依据。
        皖南地区位于扬子陆块北缘，地层可分为变质基底和沉积盖层两大部分，祁门_潜口断裂以 北周王断裂以南主要为南华系以后扬子陆块的沉积盖层分布区，祁门_潜口断裂以南为前南 华系扬子陆块的基底变质岩出露区（图1a）（安徽省地质调查院，2007a）。
        皖南地区构造变动及其演化先后经历了晋宁、加里东期—海西期、印支、燕山、喜马拉雅期 5期构 造旋回。尤其以印支、燕山构造运动最为醒目，在中生代经过陆内板块叠置造山作用形成了 江南隆起带，并控制其北部的前陆变形，使得江南隆起带南侧的晚侏罗世以前的地层皆卷入 了强烈的陆内造山变形（朱光等，1999；2000）。该区岩浆岩岩性可分为花岗闪长（斑）岩 和花岗（斑）岩：晚燕山期—早白垩纪早期以花岗闪长（斑）岩为主，具有I型特征，指示 其碰撞造山背景和岩石圈拆沉、底侵作用发育的背景；早白垩纪中晚期主要以花岗（斑）岩 为主，岩石学特征指示造山后拉伸环境，地球动力学背景显示在成矿期构造应力从区域挤压 作用向区域伸展作用转换（翁望飞等，2011）。岩浆岩为钙碱性岩石，物质来源以壳源物质 为主，有幔源成分混染。对岩石成因类型有一定分歧，但均认为该地区的2类花岗岩指示了 构 造应力由挤压向伸展转换的过程（周涛发等，2004；赵玉琛，2005）。且与长江中下游及赣 东北地区更多幔源岩浆参与有所不同，皖南地区岩浆岩以壳源物质为主，是岩石圈厚 度的不同引起，也是皖南地区尚未发现如同长江中下游及赣东北地区那样的大规模矿集区的 重要原因 （袁峰等，2003；2006；周涛发等，2003；侯明金，2005）。
        矿区出露地层自老至新依次为南华系南沱组（Nh₂n），震旦系蓝田组（Z₁l） 、皮园村组（Z₂p）。矿区外侧有南华系休宁组（Nh₁x），寒武系荷塘组（∈ ₁h）、大陈岭组（∈₁d）分布。与矽卡岩型钨矿化有关的地层主要为蓝田组和 南沱组，赋矿岩系为蓝田组一段（Z₁l¹）矽卡岩化白云质灰岩、钙质泥岩及南沱组 二段（Nh₂n²）含锰白云岩、钙质泥岩。蓝田组一段（Z₁l¹）主要出露于 矿区中部及西南部，延伸较为稳定，出露宽度3～20 m。南沱组二段（Nh₂n²）地表 未出露，仅见于钻孔深部（图1b）。
         矿区位于宁国墩复背斜南西段，在其次级褶皱上塘背斜的轴部倾伏转折端。区内次级褶皱及 断 裂构造均较发育。区域主干断裂宁国_绩溪断裂分布于矿区的南东外侧，断裂面倾向南东， 倾角45～65°，局部直立，次级断裂发育，成带状分布。矿区内断裂构造及层间滑脱构造发 育，方向各异，规模不等，性质不一，属多期次构造变形的产物。依其展布方向 分为NE向、NW向、NNE向、近EW向4组。
        矿区内岩浆岩均呈脉状产出，主要有3条，均位于矿区中部，岩脉产状与主构造线方向一致 ，表明岩浆岩受NE向构造控制作用明显。矿床中的脉岩，既为成矿母岩，同时也破坏了矿 体的连续性。区内脉岩由南东向北西分别编号为1号、2 号、3号（图1b）。1号、2号脉岩侵 入于茶地背斜南东翼的次级背斜核部，脉体穿过南沱组及蓝田组地层，呈近平行产出，相距 15～60 m。出露长度大于2 km，向北东、南西延伸出矿区，宽一般在8～50 m左右。脉岩走 向 北东50°，基本沿地层走向分布，或与地层呈小角度斜交，倾向南东，倾角较陡，一般为65 ～75°，接触面呈波状起伏，1号脉岩南东侧地层有明显抬升，在深部2号脉岩逐渐尖灭（安 徽省地质调查院，2007b）。3号脉岩侵入于茶地背斜核部南沱组含砾凝灰岩中，呈长椭圆形 ，长400 m，宽80～120 m。走向北东25°左右，倾向南东，倾角65～75°，接触面呈波状起 伏。
        大坞尖矿床的钨矿体可以分为矽卡岩矿体和石英脉矿体，矽卡岩矿体数量较少，但金属量约 占整个矿床的90%以上；石英脉矿体数量众多，但普遍规模小，一般不具工业开采价值。
        矽卡岩矿体主要赋存于花岗闪长斑岩岩脉附近的震旦系蓝田组一段与南华系南沱组二段碳酸 盐岩地层形成的接触带上，形成的Ⅰ号、Ⅵ号2条矿体构成矿床的主要矿体，矿体受碳酸盐 岩地 层控制明显，呈似层状，与地层同步褶曲（图2）。震旦系蓝田组中矿体累计出露长540 m， 倾向最大延伸 320 m，平均厚度6.96 m，平均品位0.206%。南华系南沱组中矿体长580 m ，倾向最大延伸321 m，矿体平均厚度9.6 m，平均品位0.213%。
        石英脉矿体主要发育于脉岩两侧，受岩石裂隙控制，厚度较小，延伸不稳定。另外还存在少 量角岩型钨矿体及少量破碎蚀变岩型锌、金矿体。
        矿石的自然类型以原生矿石为主，氧化矿石分布极为有限。原生钨矿石根据矿物组合以角 闪石矽卡岩钨矿石及矽卡岩化白云岩钨矿石为主，石英脉钨矿石次之，其余少量或微量。矿 石矿物主要为白钨矿，少量辉钼矿、闪锌矿、方铅矿、黄铁矿、磁黄铁矿、黄铜矿等 ，脉石矿物种类比较繁杂，以白云石、方解石、角闪石、（透）辉石为主，滑石、绢云母、 石英和绿泥石次之，其他矿物少量或微量。矿石结构主要为他形粒状变晶结构、聚粒结构等 ，矿石构造以浸染状、细脉状构造为主。
        矿区蚀变较强，主要有矽卡岩化、绢云母化、硅化、大理岩化、碳酸盐化等，其中矽卡岩化 中的透闪石化、阳起石化、绿帘石化与钨矿化关系最为密切。矽卡岩化主要发生在岩体与碳 酸盐岩的接触部位，矽卡岩化带宽度几米至几十米。矽卡岩化程度与距离岩体远近关系密切 ，靠近岩体强，远离则弱，并逐渐变为大理岩。与之对应，矿体的矿物组合和含量在空间上 具有一定的分带特征，由近岩体到远离岩体，表现为钨钼→钨→钨锌的分布规律， 由中高温向中低温转变，白钨矿含量也相应降低。
        矿床可划分为2个成矿期、4个成矿阶段，即矽卡岩期和热液期，矽卡岩期分为早期无水简单 矽卡岩阶段和晚期含水复杂矽卡岩阶段，热液期分为早期石英硫化物阶段和晚期碳酸盐阶段 。其中晚期含水复杂矽卡岩阶段和早期石英硫化物阶段是主要成矿阶段（赵文广等，2008） 。
        早期无水简单矽卡岩阶段：这一阶段形成的矿物是最典型的矽卡岩矿物，是矽卡岩体的主要 组成部分，形成的矿物是以透辉石为主的无水硅酸盐，构成透辉石矽卡岩；晚期含水复杂 矽卡岩阶段： 这一阶段形成含水硅酸盐矿物，以阳起石、透闪石、角闪石、绿帘石为主， 主要交代早期的透辉石矽卡岩，透辉石矽卡岩多为阳起石、透闪石、绿帘石交代，此阶段伴 随交代作用形成含水硅酸盐矿物的同时，沉淀浸染状白钨矿；早期石英硫化物阶段：此阶段 主 要形成石英、绿帘石、绿泥石类矿物，叠加于矽卡岩期的矿物之上，伴有白钨矿、辉钼矿、 黄铁矿、磁黄铁矿、黄铜矿等矿石矿物的大量沉淀，此时的白钨矿等主要矿物常伴随石英出 现或成矿脉出现；晚期碳酸盐阶段：此阶段主要形成粗粒方解石及细小方解石脉，穿插早期 矽卡岩及白钨矿（赵文广等，2008；李斌，2014），各成矿阶段的矿物生成顺序如表1所示 。
        依据野外观察、岩芯编录及岩相学工作，选取钻孔ZK96（钻孔坐标X=3 367 607.11 ，Y=40 406 659.39）中赋存在南沱组二段矽卡岩矿体的5件含矿石英样品进行 了氢_氧同位素组成分析。样品为含白钨矿的石英脉，形成于石英硫化物阶段。
        选择钻孔ZK96不同部位中与白钨矿、 辉钼矿密切共生的黄铁矿进行了硫同位素分析， 样品 新鲜， 形成于矽卡岩阶段 （2件） 和石英硫化物阶段（3件）。 样品呈灰褐色、 烟灰色 ， 矿石结构主要为他形粒状变晶结构、 聚粒状结构等， 矿石构造以浸染状、 脉状构造为 主。 矿石矿物主要为白钨矿、 黄铁矿、 闪锌矿、 磁黄铁矿、 辉钼矿， 脉石矿物主要为 石英、 石榴子石等。 黄铁矿为浅黄铜黄色， 呈团块状或细脉状产出， 与白钨矿、 闪锌 矿、 磁黄铁矿共生在一起（图3）。
        石英、黄铁矿单矿物挑选由河北省廊坊诚信地质服务有限公司完成，按不同成矿阶段在显微 镜下挑选纯净的石英和黄铁矿，纯度达99%以上。氢、氧和硫同位素分析在核工业北京地质 研究院分析检测研究中心同位素分析室完成。          氢同位素分析采用爆裂法，称取40目～60目石英包裹体样品5～10 mg，在105℃恒温烘箱中 烘 烤4 h以上，用洁净干燥的锡杯包好备用。先用高纯氦气冲洗置换元素分析仪Flash EA里面 的 空气，以降低H₂本底。当温度升高到1400℃，本底降到50 mV以下时，可进行样品测试。 石英包裹体样品在装有玻璃碳的陶瓷管里爆裂，释放出H₂O、H₂等含氢气体，H₂O及其 他可能存在的有机物在高温下与玻璃碳发生还原反应，将含H气体还原成H₂，H₂在高纯 氦气流的带动下进入MAT253气体同位素质谱仪进行分析。测量结果以SMOW为标准，记为δD _{V_SMOW}，分析精度优于±1‰。氢同位素参考标准为国家标准物质北京大学标准水（ δD_{V_SMOW}＝－64.8‰）及兰州标准水（δD_{V_SMOW}＝－84.55‰）。
        氧同位素分析方法为BrF₅法，将样品放于制样装置达到10^-3 Pa真空条件下，与纯 净 的BrF₅在500～680℃恒温条件下反应14 h，释放出O₂和杂质组分，将SiF₄、BrF₃等 杂质组份用冷冻法分离出去后，纯净O₂在700℃且有铂催化剂的条件下，与石墨恒温反应 生成CO₂，用冷冻法收集CO₂，在 MAT253气体同位素质谱分析样品的氧同位素组成，测 量结果以SMOW为标准，记为δ¹⁸O_{V_SMOW}，分析精度优于±0.2‰。
        硫同位素组成测定是将黄铁矿和氧化亚铜按一定比例研磨至200目左右，混合均匀，在真空 达2.0×10^-2Pa状态下加热，进行氧化反应，反应温度为980℃，生成SO₂气体。真 空条件下，用冷冻法收集SO₂气体，并用Delta Ⅴ Plus气体同位素质谱分析S同位素组成 。测量结果以CDT为标准，记为δ³⁴S_{V_CDT}。分析精度优于±0.2‰。 
        大坞尖钨矿床氢、氧同位素测试结果列于表2。5件石英样品中δD_SMOW值介于－98.2 ‰～－70.1‰之间，极差为28.1‰，平均值为－82.02‰；δ¹⁸O_SMOW 值介 于11.5‰～13.9‰之间，极差为2.4‰，平均值为12.44‰。δ¹⁸OH₂O由 石英δ¹⁸O组成换算，即δ¹⁸OH₂O=δ¹⁸O－3.38×10⁶/ T²+2.90 （Clayton et al., 1972）。T是通过同一石英样品中的流体包裹体 测温获得，结果显示均一温度峰值为270～280℃，因此，本文的均一温度采用275℃进行计 算，计算 出的石英的δ¹⁸OH₂O值介于2.95‰～5.55‰，极差为2.60‰，平均值为4 .24‰。
        大坞尖钨矿床硫化物硫同位素测试结果列于表3。5件黄铁矿样品δ³⁴S_{V_CDT}值 介于4.6‰～5.2‰之间，平均值为4.74‰，峰值为5.2‰，极差为0.6‰。其中2件矽卡 岩阶段的黄铁矿样品（ZK96_2、ZK96_6）δ³⁴S_{V_CDT}值介于4.6‰～5.2‰之 间，平均值为4.9‰，峰值为5.2‰，极差为0.6‰；3件石英硫化物阶段的样品（ZK96_1 、ZK96_3、ZK96_4）δ³⁴S_{V_CDT}值介于4.6‰～4.7‰之间，平均值为4 .6‰，峰值为4.7‰，极差为0.1‰。 
        热液矿床中水的来源主要包括大气降水、岩浆水、变质水等（郑永飞等，2000a；2000b； 郑永飞，2001），它们的氢、氧流体同位素组成是不同的，运用这个原理可以分析推测流 体的来源。
        氢、氧同位素分析结果显示，石英样品的氢同位素δD_SMOW值介于-98.2‰～-70. 1‰之间，平均值为-82.02‰ ，总体变化较小。除个别样品外，绝大多数为正常岩浆水的 范围（-80‰～-50‰）（郑永飞，2001），说明成矿流体原始流体来自岩浆本身；氧同位素 δ¹⁸O_SMOW值介于11.5‰～13.9‰之间，平均值为12.44‰，变化较小， 表现出花岗岩类(δ¹⁸O为7‰～13‰）的特点（张志欣等，2010）。
        影响成矿流体氢、氧同位素组成的因素很多，如成矿温度、水的种类、水岩交换时的W/R比 值等。由于石英中几乎不含H原子，所以交换作用对流体包裹体的氢同位素组成造成的影响 很小（丁悌平，1980），因此氢同位素组成代表了原始溶液的组成。但是石英属于含氧矿物 ，它容易与包体水发生同位素平衡再交换反应，造成氧同位素组成不能完全反映原始含矿溶 液的δ¹⁸OH₂O值。矿区成岩成矿时代相近（李斌等，2015），推测原始热液 主要来 自岩浆，但δ¹⁸OH₂O值偏离正常岩浆水值，说明有大气降水的加入导致“ 氧漂移"的 现象。综上所述，大坞尖钨矿氢、氧同位素组成说明成矿流体主要来自岩浆，有大气降水的 混合（图4）。
        由于热液中含硫原子团之间存在硫同位素的分馏，热液矿物的硫同位素组成是总硫同位素组 成、f(O₂)、pH、离子强度和温度的函数，δ³⁴S=f（δ 34S_∑S, f(O₂), pH, I, T）（Ohmoto, 1972）。也就是说热 液矿 物的硫同位素组成不仅取决于其源区物质的δ³⁴S值，还取决于含硫物 质在热液中迁移和矿物沉淀时的物理化学条件（Ohmoto, 1972; Ohmoto et al., 1997）。 因此，热液形成的硫化物的δ³⁴S值一般并不等于热液总的δ³⁴S值，所以不能 简 单的用某种矿物的硫同位素组成来代表热液的组成，并以此对矿床的硫同位素来源进行推测 。
        从硫同位素组成可以看出，矽卡岩阶段的黄铁矿样品δ³⁴S_{V_CDT}值介于4.6‰ ～5.2‰之间，平均值为4.9‰，峰值为5.2‰，极差为0.6‰；石英硫化物阶段的样品δ ³⁴S_{V_CDT}值介于4.6‰～4.7‰之间，平均值为4.6‰，峰值为4.7‰，极差 为0.1‰。这些数据说明，硫同位素变化范围较小，分布集中。
        虽然单一硫化物的δ³⁴S值一般不能等同热液总的δ³⁴S值，但可以依据矿物组 合进行定性判断，在高氧逸度条件下，会出现以重晶石为代表的硫酸盐矿物，此时硫化物的 δ³⁴S明显低于热液的δ³⁴S值；在低氧逸度情况下，会出现以石墨和磁黄铁矿 为标志，磁黄铁矿的δ³⁴S值大致相当于热液的δ³⁴S值；在两者之间，常出现 黄铁矿_磁黄铁矿_方解石组合，此时黄铁矿的平均δ³⁴S值大致相当于热液的δ 3 4S值（郑永飞等，2000a）。依据大坞尖矿床的矿石矿物组合呈现第三者的特征，说明该 矿床黄铁矿的平均δ³⁴S值大致相当于热液的δ³⁴S值。并且硫同位素变化 范围 很小，说明主要成矿阶段物理化学条件稳定，硫同位素来源单一，此时成矿热液以H₂S原 子团为主，呈现低氧逸度特征，矿床含硫矿物主要为黄铁矿、磁黄铁矿、辉钼矿、毒砂，没 有硫酸盐矿物也证明了这一点（张理刚，1992），此时δ³⁴S∑≈δ³⁴S H₂O≈δ³⁴S黄铁矿。
        因此，可以认为大坞尖矿床的黄铁矿的平均δ³⁴S值（4.74‰）大致等于δ 34 S_∑S。一般认为原始地幔源硫同位素组成几近均一，其δ³⁴S变化很小(0～3‰ )；而典型的岩浆来源矿床硫同位素在零值附近一般不超过+8‰（陈柏林等，2005）；当δ ³⁴S_∑S值介于5‰～15‰之间时，硫源较为复杂可能有地层硫的混染或更老的 矿床（付超等，2010a；2010b）。因此本区硫同位素特征显示了岩浆硫的特征，表明了硫主 要来自岩浆。前人的研究表明（顾连兴等，1987；杨松生，1989；李双应，2001）， 南华系—震旦系尤其是震旦系上统的蓝田组是皖南地区的重要矿源层之一，结合硫同位素特 征，认为可能有地层硫的混入。
        大坞尖钨矿床中的矽卡岩矿体和石英脉矿体虽然产出状态不同，但它们在时间、空间和成因 上与花岗闪长斑岩密切相关。在岩浆岩侵位过程中，受围岩化学性质活泼性的不同控制，产 出的状态也不同，但仍属于同一个成矿系统的产物。依据成矿系统理论（翟裕生等，1981 ） ，含矿岩浆侵位以后，在同一能量驱动模式下，同一含矿流体在不同的位置堆积不同类型的 矿体，从而在含矿流体通过的路径上发生不同性质的成矿作用。矿体类型虽然不同，但都是 在同一动力驱动下发生的，只是成矿物质沉淀的边界条件不同，属于同一个构造_岩浆_热液 成矿系统的产物（於崇文，2006）。
        大坞尖钨矿床年代学研究结果表明，该矿床形成于148～144 Ma（李斌等，2015），此时随 着华 南地块与扬子地块碰撞的结束，古特提斯构造域关闭，在太平洋西板块的高速俯冲作用下， 中国东部地区表现为强烈的左行走滑作用，皖南地区转入太平洋构造域。这个时期皖南地 区岩石圈发生了大规模的拆沉作用，岩石圈的拆离下沉，使得软流圈上涌，造成岩石圈减薄 ，后造山伸展。软流圈的上涌，底侵下地壳，使下地壳部分熔融，形成以壳源成分为主，夹 杂幔源成分的酸性岩浆岩（侯明金，2005）。
        而在大坞尖地区不断产生的岩浆正沿北东向陡倾角构造系统不断上升，在缓倾角处就位 ，形成隐伏岩体。隐伏岩体继续顺着北东向深大断裂上升侵位，形成花岗闪长岩脉，经过不 断的结晶分异，硅酸岩不断析出，温度压力下降，岩浆岩中的挥发分持续增高，当挥发分过 饱和时，液体不混溶，导致富含挥发分高密度流体析出。研究表明，这种富含挥发分的流体 具有很强的金属运移能力，它活化、迁移岩浆岩和含矿建造中的矿质成分，并在流体中富集 ，形成成矿流体。 
        当富含成矿流体的岩浆岩侵入存在屏蔽层的、自身化学性质活泼的碳酸盐岩地层（蓝田组一 段 和南沱组二段）时，通过渗滤交代和扩散交代作用，围岩中的CaO向岩浆中迁移，岩浆中的S i₂O、Al₂O₃向围岩中迁移，形成透辉石石榴子石矽卡岩，随着交代作用的进一步发展 ，在晚期 矽卡岩阶段的矿物对早期形成的矽卡岩矿物进行交代，生成透闪石、绿帘石等含水硅酸盐矿 物，并伴随白钨矿的沉淀，形成浸染状的矽卡岩矿体。
        早期矽卡岩阶段：结合大坞尖的矿石特征、矿物组合及矿物的交切关系，认为在早期矽卡岩 阶段通过交代作用形成透辉石矽卡岩 ，矿物以无水硅酸盐为主，从矿区的早期无水矽卡岩 不含矿判断，该阶段基本没有白钨矿沉淀，主要反应式为（袁见齐，1985）：
    CaCO₃+MgCO₃+2SiO₂＝CaMgSi₂O₆（透辉石）+
    2CO₂↑
        晚期复杂矽卡岩阶段：这一阶段形成含水硅酸盐矿物，以阳起石、透闪石、角闪石、绿帘石 为主，主要交代早期的透辉石矽卡岩，透辉石矽卡岩多为阳起石、透闪石、绿帘石交代，并 伴随浸染状白钨矿沉淀，其反应式类似为（袁见齐，1985）：
    4CaMgSi₂O₆（透辉石）+Mg²⁺+2H+=
    Ca₂Mg₅Si₈O₂₂(OH)₂（透 闪石）+2Ca²⁺
    Ca²⁺+WO^2-₄=CaWO₄↓（白钨矿）
        在石英硫化物阶段，大坞尖地区的矽卡岩矿石被石英硫化物期的含矿石英脉穿插破碎包裹成 角砾状，暗示矿区发生过流体的减压沸腾作用，流体的沸腾引起流体物理化学条件变化，导 致矿质沉淀。氢、氧同位素表明成矿流体以岩浆水为主，有大气降水的混合，表明后期有流 体的混合引起的不混溶的发生，流体混合引起流体的物理化学条件变化，导致流体 中的矿质 沉淀。可以推定，石英硫化物阶段的成矿机制与流体的减压沸腾及流体的混合有密切关系。 
        笔者认为在石英硫化物阶段，随着拆沉作用继续发展，构造应力向伸展作用转变，岩石 圈伸展，形成大量的张性断裂、破碎或是高压力的流体冲破上覆岩石导致水力压裂作用形成 的岩石破碎。成矿流体由于压力差、温度差、密度差向这些地方运移，压力骤然降低，引起 减压沸腾，酸性成分挥发，pH值升高、温度降低，导致金属硫化物沉淀。同时大气降水沿断 裂 裂隙向下渗透，受到岩体烘烤温度升高，活化迁移经过的含矿建造，使得成矿元素在流体中 富集。大气降水与岩浆分异成矿流体混和，引起流体物理化学条件改变，矿质沉淀，形成进 一步富集。同时减压沸腾形成的石英、硫化物等沉淀物堵塞张性破碎或水力压裂作用形成的 破碎，导致上述过程的重复出现，形成二次甚至多次矿质沉淀，矿质多次富集叠加在良好的 储矿岩石——矽卡岩中，形成大坞尖矿床中的矽卡岩矿体。当岩体侵入蓝田组二段的碳质泥 （页） 岩或南沱组一段和三段的凝灰岩时，因围岩化学性质惰性，侵入其中的含矿岩体及其成矿流 体受“屏蔽作用"只能在岩体内部、与围岩接触部位或者层间破碎中形成石英脉矿体（图5） 。
        （1） 大坞尖钨矿床的氢同位素δD_SMOW值介于-98.2‰～-70.1‰之间，表明 成矿流体源自岩浆，氧同位素δ¹⁸O_SMOW值介于11.5‰～13.9‰之间，平 均值为12.44‰，表现出花岗岩类δ¹⁸O（7‰～13‰）的特点，δ¹⁸OH 2O值偏离 正常岩浆水值，说明有大气降水的加入导致“氧漂移"的现象，反映大坞尖钨矿床成矿流体 主要来源于岩浆水，有大气降水的混合。
        （2） 从硫同位素组成可以看出，δ³⁴S_{V_CDT}值介于4.6‰～5.2‰之间，平 均值为4.74‰，峰值为5.2‰，极差为0.6‰，表明硫主要来自岩浆，可能有地层硫的 混入。
        （3） 在石英硫化物期，大坞尖钨矿流体由于减压沸腾及与大气降水的混合作用引起的不混 溶，改变了成矿流体系统的物理化学条件，破坏含矿体系原有的平衡状态，导致体系中的含 钨络合物的不稳定，造成大量成矿物质析出、沉淀，叠加在早期形成的矽卡岩上富集成矿。 
        志谢感谢廊坊诚信地质服务有限责任公司、核工业北京地质研究院分析检测研 究中 心在矿物分选、氢、氧、硫同位素测定中给予的支持；感谢同事陈后艳、吕博在图件制作上 的大力帮助；感谢审稿人对本文提出的宝贵修改意见。