江西香炉山矽卡岩型钨矿床流体包裹体研究**

吴胜华 王旭东 熊必康WU ShengHua, WANG XuDong and XIONG BiKang

1. 中国地质科学院矿产资源研究所, 国土资源部成矿作用与资源评价重点实验室, 北京 1000372. 中国地质大学地球科学与资源学院, 北京 1000833. 东北大学秦皇岛分校,秦皇岛 0660041. MLR Key Laboratory of Metallogeny and Mineral Assessment, Institute of Mineral Resources, Chinese Academy of Geological Sciences, Beijing 100037, China2. School of the Earth Sciences and Resources, China University of Geosciences, Beijing 100083, China3. Northeastern University at Qinhuangdao, Qinhuangdao 066004, China2013-08-30 收稿, 2013-11-25 改回.

江西是我国重要的钨矿生产基地，其中赣南以大脉型黑钨矿著称，而赣西北以斑岩-矽卡岩型白钨矿闻名(陈国华等, 2012; 王旭东等, 2012, 2013; 项新葵等, 2012; Maoetal., 2013b)。目前一系列与花岗岩相关的大型和超大型钨、钨-钼和钨-铜矿床在赣西北地区被发现，如大湖塘和朱溪等(陈国华等, 2012; 项新葵等, 2012)。这些发现加速了人们对赣西北地区钨矿找矿勘察工作和成矿机理研究的开展。香炉山钨矿是赣西北地区发现较早的一大型矽卡岩钨矿床，其中，WO3总资源量达29.6万吨，品位0.35%～0.99%，周边仍具有一定的找矿潜力(张家菁等, 2008; 陈波和周贤旭, 2012)。前人对其地质特征、成矿年代学、控矿因素、矿物组成、资源预测和找矿前景进行了详细的探讨(陈耿炎, 1990; 田邦生和袁步云, 2008; 张家菁等, 2008; 刘勇和周贤旭, 2010; 陈波和周贤旭, 2012)，为该地区进一步开展研究工作奠定了基础。相比之下，成矿流体的研究工作不足，还未获得矿床的成矿流体性质方面的信息，制约了对成矿机理上的研究。

在众多斑岩-矽卡岩钨矿研究中，成矿流体性质研究对成矿机理和过程认识起到了重要的作用(Lu, 1985; Sánchezetal., 2009)，然而赣西北地区的钨矿开展流体包裹体的研究较少，因此对该钨成矿带的成矿流体性质与演化过程认识还不清晰。另一方面，在一些钨矿床研究中，常常测定脉石矿物(石英等)的流体包裹体来指示成矿流体性质，未能直接获得矿石矿物(白钨矿等)的流体包裹体特征；由于矿石矿物和脉石矿物的流体包裹体特征和组成会存在差异，因此Campbell and Robinson-Cook(1987)、Campbell and Panter (1990)和Giamelloetal.(1992)指出用脉石矿物的流体包裹体信息来指示矿石沉淀的条件时需要慎重。本文通过详细的野外工作和岩相学观察，开展了主要成矿阶段的矿石矿物和脉石矿物的流体包裹体的显微测温和激光拉曼分析；特别分析了白钨矿中流体包裹体，从而直接获得了成矿流体的信息，并对矽卡岩型钨矿床提出合理的成因解释。同时结合前人对该地区的研究，讨论该地区斑岩-矽卡岩型白钨矿的成矿背景。

1 区域地质背景

香炉山钨矿床位于江西修水县城西北35km处，地处扬子板块北部江南地块之上，其北部为秦岭-大别造山带和华北板块。从江西西北部至安徽南部发育一条重要的斑岩-矽卡岩型白钨矿成矿带，主要包括大湖塘、朱溪、香炉山、东源、百丈崖和高家塝钨矿床等(Maoetal., 2013b)(图1)。该成矿带大致平行于北部的长江中下游斑岩-矽卡岩型Cu-Au-Mo-Fe成矿带(Xieetal., 2011)，其南部为北武夷山Cu-Pb-Zn-Ag-Fe成矿带(蒋少涌等, 2010; Yuetal., 2012)，形成了重要的铜钨成矿省。

该地区地层由基底和盖层组成，其中，基底为中元古界浅变质岩，盖层由新元古界-志留系碎屑岩、中泥盆统-下三叠统碳酸盐岩、中三叠统-下侏罗统海相的陆源碎屑岩和早白垩世北东向伸展盆地中分布的火山岩组成。中元古界为双桥山群富含凝灰质的类复理石浅变质碎屑岩和板溪群泥砂质浅变质岩，其中，双桥山群钨含量较高，其它成矿元素，如铜、铅、锌和银的丰度也较高(陈波和周贤旭, 2012)。

该地区主要发育新元古代、侏罗纪和白垩纪的花岗岩。新元古代九岭花岗岩，是中国东南地区规模巨大的复式花岗岩基，分布在江西省北部，呈近东西向至北东东向展布，出露面积约2500km2。主要岩性包括黑云母花岗闪长岩和中细粒-细粒黑云母花岗岩、二云母花岗岩。钟玉芳等(2005)运用SHRIMP测定锆石U-Pb年龄为～830Ma。中生代花岗岩体侵入到新元古代花岗岩基和不同时代沉积地层中，主要为中粒-细粒黑云母花岗岩、花岗闪长岩和花岗斑岩组成，形成时代为158～118Ma (袁媛等, 2012)。其中，该地区大规模的钨成矿作用与中生代的花岗岩密切相关，如大湖塘斑岩型W-Mo-Cu矿形成于139.2Ma(Maoetal., 2013b)、阳储岭斑岩型W-Mo矿岩体年龄为140.5Ma(满发胜和王小松, 1988)和香炉山矽卡岩型W矿中白钨矿Sm-Nd等时线年龄为121Ma(张家菁等, 2008)。

图1 长江中下游矿床和其南侧的斑岩-矽卡岩W和W-Mo矿床分布图(据Mao et al., 2013b)Fig.1 Map showing the distribution of the mineral deposits along the Middle-Lower Yangtze River and the porphyry-skarn W and W-Mo deposits south of it (after Mao et al., 2013b)

区域构造格局为幕阜山-九岭隆起成北东东向横贯于江汉和萍乐两大坳陷之间，幕阜山-九岭元古界组成区域性复式背斜的核部，两大坳陷组成两翼。在九岭南缘向萍乐坳陷形成逆冲推覆系，而在其北缘向江汉坳陷发育北北西向的重力滑动拆离构造(朱志澄等, 1987)。麻城-湘东、修水-铜鼓北北东、北东挤压走滑带由此经过。震旦纪之前的中元古界双桥山群发育早期的南北向褶皱系与晚期的近东西向构造系(章泽军等, 2003)。印支-燕山期构造活动诱发九岭地区的滑脱构造(黄修保, 2001)。断裂构造主要为近北东东和北北东向，其次为北西和南北向，北北东向断裂在区内最发育，纵贯全区，倾向南东，早期以压扭性为主，晚期张性破碎强烈，该组断裂与北东东向断裂复合控制中生代岩体和矿体的分布(丰成友等, 2012)。

2 矿床地质

香炉山钨矿床位于九江坳陷与九岭隆起的交界地带，香炉山-观音堂背斜南西倾伏端。矿区出露地层主要为上震旦统陡山沱组含炭质页岩、灯影组硅质岩和下寒武统王音铺组炭质页岩、观音堂组含炭页岩及中寒武统杨柳岗组含炭泥质灰岩和上寒武统华严寺组条带状灰岩(田邦生和袁步云, 2008)(图2)。其中，杨柳岗组为海相碳酸盐岩，以黑色、黑灰色薄层-中厚层灰岩夹泥质条带灰岩、泥灰岩和钙质页岩，并含灰岩或白云质灰岩透镜体，厚度60余米，为主要载矿围岩。华严寺组以深灰色条带状泥质灰岩为主，夹厚层灰岩，厚130余米，与下伏杨柳岗组呈整合接触。

图2 香炉山钨矿地质图(据田邦生和袁步云, 2008)1-志留系砂岩；2-奥陶系炭质钙质页岩；3-寒武系灰岩；4-震旦系硅质岩、砂岩；5-中元古界双桥山群板岩；6-白垩纪黑云母花岗岩；7-钨矿体；8-石英白钨矿脉；9-断层Fig.2 The geological map of the Xianglushan tungsten deposit (after Tian and Yuan, 2008)1-Silurian sandstone; 2-Ordovician carbonaceous and calcareous shale; 3-Cambrian limestone; 4-Sinian chert and sandstone; 5-Meso-Proterozoic Shuangqiaoshan Group slate; 6-Cretaceous biotite granite; 7-exposed W orebody; 8-quartz-scheelite veins; 9-fault

矿区内褶皱构造以北东向香炉山-太阳山背斜及其次级北北东向系列背-向斜为特征，对岩体就位和成矿过程中起着主导作用。香炉山白钨矿床产于香炉山背斜与北东向断裂构造的交汇部位。背斜长约8km，宽度3～4km，属宽缓型倾伏背斜。西端倾伏，向北西方向偏转，倾伏角10°～25°，东端为太阳山花岗岩体所截。背斜总体呈北东(55°)向展布，枢纽呈曲状起伏。成矿岩体基本沿着该背斜展布，是控制矿田的主体构造。断裂构造主要发育北东东、北东和北西向三组断裂，其中北东东向断裂属区域性构造，而北东向断裂对区内矿体的侵位具有明显的控制作用(陈波和周贤旭, 2012)(图2)，矿区东南部发育北北东向断裂，晚期辉绿岩脉沿此断裂侵位，矿体被其小位移错断。层间破碎带等次级构造对中小型的透镜状白钨矿体起着明显的控制作用，围岩(如泥岩、砂岩和灰岩的接触带)在褶皱变形过程中破碎滑脱形成成矿的有利空间。

岩体自西向东分别为任家山岩体、高湖岩体和太阳山岩体，在深部为一个整体，侵位深度位于基底与盖层之间(北东东向香炉山-太阳山背斜及北东向次级褶皱的虚脱部位)，受北东东向断裂控制(图2)。与香炉山矿床密切相关的岩体为任家山岩体，其东北部与高湖岩体相连。任家山岩体为黑云母花岗岩，出露于矿区东北部，向西南部缓慢下倾，与围岩接触面近于平行。黑云母花岗岩边缘相为细粒结构，向岩体内部逐渐过渡为中粗粒结构，主要由石英、钾长石、斜长石和黑云母组成，副矿物为钛铁矿为主，其次为锆石和磷灰石。根据岩石化学特征，认为其属于S型花岗岩，获得的黑云母花岗岩的全岩Rb-Sr等时线年龄为126±2.6Ma，属于燕山晚期岩浆活动的产物(张家菁等, 2008)。细晶岩脉和辉绿岩脉主要分布在香炉山背斜的东南翼，沿北北东-北东向断裂，成群出现，长几百米至数千米，斜切地层、花岗岩体和钨矿体。

任家山花岗岩体与震旦系-寒武系的接触带发育显著的矽卡岩化、云英岩化、钾化、硅化、绿泥石化、萤石化、绢云母化和碳酸盐化。蚀变带厚度数百米，岩体隆起部蚀变最强烈。近接触带主要为矽卡岩化和云英岩化，远接触带主要为石英-硫化物-白钨矿脉及透镜状矿体伴随的硅化、绿泥石化、萤石化、碳酸盐化、阳起石化和绢云母化(图3)。矽卡岩似层状，位于岩体顶部，宽50～200m。离岩体近端为块状矽卡岩，向外逐渐过渡为条带状矽卡岩，最外侧为角岩。主要矿物组成包括石榴石、透辉石、透闪石，含少量石英和方解石和一定量的白钨矿。石榴石与辉石呈嵌晶结构，其中石榴石为中-粗粒深褐色，自形，个别具有环带结构，主要为钙铝榴石；辉石为透辉石，浅绿色，长柱状。云英岩网脉在背斜核部岩体隆起处最厚，两翼变薄，云英岩化最强烈处白钨矿品位较高。云英岩网脉主要叠加在矽卡岩之上，之间相互穿叉，长几米至数十米不等，脉宽5～30cm，主要由石英、白云母、萤石和白钨矿组成。石英-硫化物-白钨矿脉，平直较稳定，穿插早期矽卡岩和云英岩，脉宽0.05～0.5m，主要由石英和硫化物组成，少量的白钨矿，脉的两侧的伴随着硅化、萤石化、绿泥石化。在远端围岩的层间破碎带，充填透镜状和扁豆状白钨矿体，伴随绿泥石化、阳起石化和绢云母化。晚期为方解石脉，未见矿化。

图3 香炉山矿石特征(a)-矽卡岩白钨矿矿石；(b)-石英白钨矿网脉；(c)-石英硫化物白钨矿脉；(d)-方解石脉Fig.3 Ore types and compositions in the Xianglushan tungsten deposit(a)-skarn-scheelite ore; (b)-quartz-scheelite veins; (c)-quartz-sulfide-scheelite vein; (d)-calcite vein

白钨矿体主要赋存在背斜倾伏端，发育在杨柳岗组含炭泥灰岩与花岗岩接触带附近，目前共发现50个矿体。矽卡岩矿体与地层产状近于平行，倾角较缓。主矿体呈透镜状，走向长～1800m, 宽400～1000m, 最厚～45m。矿体呈北东向展布，向接触带的两侧尖灭，以背斜核部为界，分别北西和南东向倾斜。外侧还发育一些扁豆状和透镜状矿体。矽卡岩型矿石呈浸染状-细脉状构造，粒状、叶片状和乳滴状结构，主要金属矿物为白钨矿和黄铜矿。白钨矿灰白色，半自形或他形粒状为主，颗粒大小0.01～4mm，常常充填石榴石和石英矿物颗粒缝隙，部分与黄铜矿和磁黄铁矿连生。云英岩型白钨矿叠加在矽卡岩的之上，白钨矿呈细脉状或浸染状分布在石英颗粒间，他形粒状为主，颗粒大小0.01～4mm。石英-硫化物-白钨矿脉含少量白钨矿，主要为黄铁矿、磁黄铁矿、黄铜矿、方铅矿和闪锌矿等硫化物。方铅矿、闪锌矿和磁黄铁矿呈团块状，其间偶见浸染状-细脉白钨矿。

3 样品特征与分析方法

本次研究的矿石样品采自香炉山钨矿20线的花岗岩与碳酸盐岩地层接触带上，主要包括矽卡岩-白钨矿阶段、石英-白钨矿阶段、石英-硫化物-白钨矿阶段和方解石脉阶段的新鲜矿石样品。而后对典型的样品制作包裹体片，通过显微镜下对不同期次矿物的包裹体形态、类型和分布的特征进行观察，对其初步鉴定。

流体包裹体测试分析在中国地质科学院矿产资源研究所流体包裹体与成矿模拟实验室完成。激光拉曼光谱仪为英国Renishaw 公司生产的Renishaw-2000 型激光拉曼光谱仪, 激光功率20mW, 激发波长514nm, 激光最小束斑1μm, 光谱分辨率为1～2cm-1。显微冷热台为英国Linkam生产的THMSG-600冷/热台, 温度控制范围为-196～600℃, 冷热台在-120～-70℃温度区间的测定精度为±0.5℃、-70～100℃区间为±0.5℃, 100～500℃区间为±2℃。样品最大镜域直径1cm。

表1香炉山钨矿流体包裹体测温分析结果

Table 1 Microthermometric data for fluid inclusions in the Xianglushan tungsten deposit

样品寄主矿物个数大小(μm)气液比(%)冰点(Tm,ice)(℃)均一温度(Th)(℃)盐度(wt%NaCleqv)矽卡岩石榴石123～185～25-3.2～-0.2209～3620.35～5.26辉石53～55～35-3.2～-2.4240～3834.03～5.26石英73～165～10-3.0～-2.2223～2703.71～4.96石英-白钨矿石英156～215～15-3.6～-0.9184～2781.57～5.86白钨矿204～375～10-2.8～-0.2163～2360.35～4.65石英-硫化物-白钨矿石英124`225-6.0～-2.1204～2843.55～9.21白钨矿94～105-3.2～-0.4227～2560.70～5.26方解石脉方解石95～225～10-1.2～-0.2143～2350.35～2.07

图4 香炉山钨矿不同阶段流体包裹体特征(a)-矽卡岩阶段石榴石中水溶液包裹体；(b)-石英-白钨矿阶段石英中水溶液包裹体；(c)-石英-白钨矿阶段白钨矿中水溶液包裹体；(d)-石英-硫化物-白钨矿阶段石英中水溶液包裹体；(e)-石英-硫化物-白钨矿阶段白钨矿中水溶液包裹体；(f)-方解石脉阶段方解石中水溶液包裹体Fig.4 Fluid inclusions in ore and gangue minerals of different altered stages of Xianglushan tungsten deposit(a)-primary aqueous inclusion in the garnet from skarn; (b)-primary aqueous inclusion in the quartz from quartz-scheelite vein; (c)-primary aqueous inclusion in the scheelite from quartz-scheelite vein; (d)-primary aqueous inclusion in the quartz from quartz-sulfide-scheelite vein; (e)-primary aqueous inclusion in the scheelite from quartz-sulfide-scheelite vein; (f)-primary aqueous inclusion in the calcite from calcite vein

4 流体包裹体研究

4.1 流体包裹体岩相学特征与显微测温

4.1.1 矽卡岩阶段

主要对矽卡岩中石榴石、辉石、石英中流体包裹体进行观察和测温分析，主要为两相H2O溶液包裹体。大部分液相H2O所占体积比例大于85%(室温25℃条件下，下文同)，而在石榴石和辉石中部分流体包裹体的气相分数可达30%～40%。呈群体或串珠状分布，形状多为椭圆、长条或不规则状，气液相多为无色，大小范围在3～18μm(图4a)。该阶段流体包裹体均一温度范围为209～383℃，其中石榴石和辉石流体包裹体的均一温度略高于石英的；盐度范围为0.35%～5.26% NaCleqv，峰值为4% NaCleqv(图5)。

图5 香炉山流体包裹体均一温度与盐度直方图Fig.5 Histogram of homogenization temperature and salinity in fluid inclusions from the Xianglushan tungsten deposit

4.1.2 石英-白钨矿阶段

主要对石英-白钨矿网脉中石英和白钨矿中流体包裹体进行观察和测温分析。石英主要包括两相H2O溶液包裹体，大部分液相H2O所占体积比例大于85%。呈群体分布，形状多为不规则、椭圆和长条状，气液相多为无色，大小范围在6～21μm(图4b)。白钨矿中主要含两相H2O溶液包裹体，大部分液相H2O所占体积比例大于90%。一般为零星分布，少量成群分布，形状多为椭圆、矩形和不规则状，气液相多为无色，大小范围在4～37μm(图4c)。该阶段所测流体包裹体的均一温度范围163～278℃，峰值在210℃，石英中流体包裹体的均一温度略高于白钨矿的；盐度范围为0.35%～5.86% NaCleqv，峰值在3% NaCleqv(图5)。

4.1.3 石英-硫化物-白钨矿阶段

主要对石英-硫化物-白钨矿脉中石英和白钨矿中流体包裹体进行观察和测温分析。石英中主要含两相H2O溶液包裹体，大部分液相H2O所占体积比例大于90%。呈群体或串珠状分布，形状多为不规则、椭圆和长条状，气液相多为无色，大小范围在4～22μm(图4d)。白钨矿中主要含两相H2O溶液包裹体，大部分液相H2O所占体积比例大于90%。一般为零星分布，偶成群分布，形状多为椭圆、矩形和不规则状，气液相多为无色，大小范围在4～10μm(图4e)。该阶段所测流体包裹体的均一温度范围204～284℃，峰值在240℃，石英的流体包裹体均一温度略高于白钨矿的均一温度；盐度范围为0.70%～9.21% NaCleqv，峰值在3% NaCleqv(图5)。

图6 香炉山钨矿流体包裹体拉曼光谱(a)-矽卡岩阶段石英流体包裹体拉曼光谱；(b)-矽卡岩阶段钙铝榴石流体包裹体拉曼光谱；(c)-石英-白钨矿阶段石英流体包裹体拉曼光谱；(d)-石英-白钨矿阶段白钨矿流体包裹体拉曼光谱；(e)-石英-硫化物-白钨矿阶段石英流体包裹体拉曼光谱；(f)-方解石脉阶段方解石流体包裹体拉曼光谱Fig.6 Raman spectra of fluid inclusions in gangue and ore minerals from the Xianglushan tungsten deposit(a)-Raman spectra for fluid inclusion in the quartz from skarn; (b)-Raman spectra for fluid inclusion in the grossular from skarn; (c)-Raman spectra for fluid inclusion in the quartz from quartz-scheelite vein; (d)-Raman spectra for fluid inclusion in the scheelite from quartz-scheelite vein; (e)-Raman spectra for fluid inclusion in the quartz from quartz-sulfide-scheelite vein; (f)-Raman spectra for fluid inclusion in the calcite from calcite vein

4.1.4 方解石脉阶段

主要对方解石脉阶段中的方解石中流体包裹体进行观察和测温分析。方解石主要为两相H2O溶液包裹体，大部分液相H2O所占体积比例大于80%。呈零星分布，形状多为椭圆和矩形，气液相多为无色，大小为5～22μm(图4f)。 包裹体均一温度变化于143～235℃；盐度范围为0.35%～2.07% NaCleqv(图5)。

4.2 流体包裹体的拉曼探针分析

分别对香炉山钨矿中矽卡岩-白钨矿、石英-白钨矿、石英-硫化物-白钨矿和方解石脉中具有代表性的流体包裹体开展了拉曼探针分析。测试结果显示，矽卡岩阶段矿物流体包裹体中，除了在石英和钙铝榴石检测到H2O的包络锋外(图6a, b)，石英中流体包裹体气相中还检测到一定量的CH4和N2(图6a)；石英-白钨矿脉阶段，除了检测到流体包裹体中H2O包络锋外，石英包裹体中有少量CH4(图6c)，其中，白钨矿包裹体拉曼光谱中出现的3111cm-1和3192cm-1峰值(图6d)，目前还未能确定其代表什么峰；石英-硫化物-白钨矿阶段，石英流体包裹体气相中检测到一定量的CH4和少量含有N2(图6e)；方解石脉中方解石包裹体气液相组成主要为H2O(图6f)。

5 讨论

5.1 斑岩-矽卡岩钨矿成矿背景和蚀变分带

目前，在全世界范围内，石英脉型、斑岩型和矽卡岩型钨矿床是钨资源的主要来源。随着在斑岩-矽卡岩型钨矿找矿勘查和成矿模型上不断取得新进展，使得斑岩-矽卡岩型钨矿在经济价值和理论研究上具有重要的地位(Lu, 1985)。在同一成矿带或矿床中，斑岩型与矽卡岩型矿床常常密切共生，如Cadia和Ok Tedi矿区的斑岩-矽卡岩矿床(Jowittetal., 2013)。一般来说，斑岩-矽卡岩W-Sn矿床与酸性的花岗岩密切相关，主要来自熔融的陆壳，发生在板内裂谷环境下(Richards, 2011)。前期碰撞陆壳经历了加厚过程，紧接其后的是一个伸展的过程，并伴随着地幔物质上涌产生的热量和物质使得加厚的地壳深部发生熔融，形成载矿的原始岩浆(Hildreth, 1981)。一般情况，陆壳提供了全部或大部分金属来源，因此，与W-Sn矿床成矿相关的多为S型花岗岩类(Hedenquist and Lowenstern, 1994; Maoetal., 2011a)。华南是重要的W-Sn矿产地，多形成于伸展背景下，壳幔相互作用的结果(华仁民和毛景文, 1999; Pengetal., 2006; 彭建堂等, 2008; Yuanetal., 2008; 毛景文等, 2011; Maoetal., 2011a, b, 2013a; 袁顺达等, 2012b)。Maoetal. (2013b)提出，长江中下游地区在143～137Ma期间，岩石圈沿着俯冲板片窗上涌诱发了大陆壳的熔融，地壳物质的熔融产生了该成矿带上的过铝质花岗岩(S类型，钛铁矿系列)。上升的富气相的岩浆侵位到近地表位置，在与围岩接触过程中，岩浆逐渐冷却，释放成矿流体，在岩体的接触带产生了强烈的蚀变分带，并伴随着钨的成矿作用。

前人通过野外地质接触关系、流体包裹体和同位素研究表明成矿物质主要来自花岗岩体(Richards, 2011)。岩浆在结晶过程中伴随着显著蚀变分带和多阶段成矿现象。在空间结构上，常常由斑岩、矽卡岩、浅成低温热液、碳酸盐交代和远端脉状和席状矿床组成(毛景文等, 2011)。同时伴随多期次蚀变作用，如钾化，矽卡岩化、云英岩化、石英-绢云母-绿泥石化、泥化、萤石化、硅化和碳酸岩化等，世界上大型和超大型斑岩-矽卡岩矿床都具有上述蚀变部分特征，如大湖塘W-Mo-Cu矿(Maoetal., 2013b)、柿竹园W-Sn-Mo-Bi-Pb-Zn-Ag矿(Maoetal., 1996; 毛景文, 1997; 吴胜华等, 2012; 袁顺达等, 2012a)、芙蓉Sn矿(Yuanetal., 2011)和CanTung W矿(Bowmanetal., 1985)等。尽管如此，不同的地区和成矿类型会存在着蚀变类型组合的差异，如在斑岩型矿床中，钾化一般会非常显著，而斑岩型钨矿床，钾化不如斑岩型铜矿发育，但总的说来，钾化在斑岩型矿床中明显多于矽卡岩型矿床。斑岩-矽卡岩成矿分带模型研究仍然是矿床学中重要组成部分，在过去的几十年中，对指导找矿起到了重大的作用。香炉山矽卡岩型钨矿在矿化分带上呈现为近接触带主要为矽卡岩和云英岩矿体，远接触带主要为石英-硫化物-白钨矿脉和透镜状矿体。据此，我们描绘出近似的成矿模型图，以此说明该地区矽卡岩钨矿的成矿模型一般特征(图7)。

图7 矽卡岩钨矿在空间上展布模式图Fig.7 Proposed model showing the spatial disposition of the skarn W deposit

5.2 成矿流体性质与演化过程

香炉山钨矿中钨沉淀跨越了不同的阶段，包括矽卡岩、石英-白钨矿网脉和石英-硫化物-白钨矿脉阶段。经济地质首要关注的是矿床中具有经济价值的成矿元素比值，如W/Mo或Cu/Mo，而他们在很多程度上取决于流体从岩浆结晶过程中的抽取能力，因而众多学者认为原始流体的氧逸度能起到关键的作用，W/Mo比值越高说明成矿流体的氧逸度越低(Candela and Bouton, 1990)。结合不同阶段矿物流体包裹体中含一定量的CH4，香炉山矿床富W贫Mo矿化的现象很大程度上是低氧逸度的一种表现，这样的条件使得更多的W从岩浆结晶过程中转移到流体相中。钨矿的流体包裹体中C常常以CO2的形式出现(王旭东等, 2012)，有学者认为钨在高温时可能以碳酸盐、重碳酸盐的形式迁移(Higgins, 1980)。香炉山钨矿中矽卡岩、石英-白钨矿和石英-硫化物-白钨矿阶段的石英包裹体都检测到一定量的CH4，而未检测到CO2气体，同时流体包裹体的盐度较低，因此推断香炉山钨矿钨的迁移与氯、氟和碳酸根含量关系不大。钨是高温热液成矿元素，但在一些矿床中实际成矿温度并不高(王旭东等, 2012)，这主要与钨在成矿热液中的钨酸的迁移形式有关，而酸碱性和温度变化可以使钨杂多酸络合物变得不稳定而发生分解(Cattalani and Williams-Jones, 1991; Wood and Samson, 2000; 刘家军等, 2008)。

图8 香炉山流体包裹体均一温度与盐度图Fig.8 Plot of homogenization temperatures vs. salinities of fluid inclusion in Xianglushan tungsten deposit

香炉山钨矿床多期次蚀变大都伴生着钨成矿特征，其与柿竹园钨多金属矿床相似。我们通过分析主要成矿阶段的流体包裹体表明：矽卡岩中测定的流体包裹体的均一温度范围在209～383℃，略高于石英-白钨矿和石英-硫化物-白钨矿阶段的流体包裹体的均一温度，分别为163～278℃和204～284℃，晚期方解石脉的温度最低为143～235℃。从早成矿阶段到晚成矿阶段表现为一个降温的过程，表明钨成矿温度较宽泛，与一些矽卡岩钨矿床(如CanTung和Kara钨矿)热演化历史相似(Singoyi and Zaw, 2001)。矽卡岩和石英-白钨矿阶段流体包裹体的均一温度和盐度分布表明，流体经历了降温的过程，而石英-硫化物-白钨矿阶段流体可能经历了混合作用(图8)。一般情况，在斑岩-矽卡岩矿床形成过程中，高盐度的流体具有高的载矿能力。目前来看，斑岩-矽卡岩-石英脉钨矿床流体包裹体存在两种不同盐度，高盐度钨矿如俄罗斯的钨矽卡岩(30%～75% NaCleqv)和低盐度如纽芬兰的钨矿(<10% NaCleqv)，因此有学者认为这是由于WO3可以在纯水中有高的溶解度，它的迁移并不依靠Cl(Wood and Vlassopoulos, 1989)。香炉山钨矿不同期次成矿捕获到包裹体的盐度范围集中在0%～10% NaCleqv，与赣南大脉型钨矿中测得流体包裹体的盐度范围(小于10% NaCleqv)一致(王旭东等, 2012)。并不像一些斑岩-矽卡岩型矿床发生去气作用存在两组流体包裹体盐度：一组相对低盐度，另一组相对高盐度。在我们的研究中，详细的岩相学观察表明在成矿过程中流体没有发生大规模的显著的沸腾作用(富气相与液相包裹体共生)，表明沸腾作用可能不是香炉山钨成矿的关键因素。由此，一些研究者认为钨矿形成不取决于流体中高Cl/H2O比值，更多取决于围岩(Candela and Bouton, 1990)。香炉山钨矿床中矿石矿物和脉石矿物的流体包裹体盐度较低证实了这一点，表明在含钨的流体与碳酸盐岩之间的反应是钨沉淀的有效机制。

5.3 成矿机制

赣西北地区近年发现的大多钨矿为斑岩-矽卡岩型矿床，与南岭地区钨成矿带相似，但成矿年龄明显晚于后者，由地壳重熔形成花岗质岩浆经多期次演化，形成了载矿岩体(Maoetal., 2013b)。野外和室内工作表明香炉山钨矿，成矿作用主要与中细粒黑云母花岗岩相关，具有多阶段成矿特征。前人首先讨论了该地区花岗岩体含钨特征(黑云母花岗岩钨含量范围在53×10-6～94×10-6)，而矿床中硫化物的硫同位素组成范围1.2‰～4.6‰，表明成矿物质来自任家山岩体的黑云母花岗岩(陈耿炎, 1990)。因此香炉山花岗岩体为钨矿提供了重要的钨来源，而围岩地层为含钙质的灰岩，为白钨矿的沉淀提供成矿物质钙。构造上岩体与围岩缓倾的接触关系利用物质的交换和保存。蚀变带由近接触带和远接触带组成，一般认为，近接触带矽卡岩和云英岩型白钨矿为岩体早阶段释放的流体对围岩碳酸盐岩交代作用形成，而区域构造断裂和岩体侵位产生的裂隙为远接触带透镜状钨矿体和石英-白钨矿-硫化物脉形成提供了物质运移的通道和成矿空间(吴胜华等, 2012)。结合不同蚀变与成矿阶段物质组成和流体性质分析，我们认为：早阶段，岩浆结晶冷却导致富Fe-Al的流体出溶，较高温度的流体对围岩的交代形成石榴石-辉石矽卡岩，伴随着含钨的流体释放，与围岩反应时，温度降低和碱性升高，促使白钨矿沉淀成矿，由于岩体继续冷却，释放出的流体成分转变为Si-W-H2O，并向外释放，压力迫使矽卡岩及其外围产生网脉状裂隙，进而在矽卡岩之上叠加网脉状石英-白钨矿。晚阶段，富S-Si的流体沿着大的断裂，运移到远端，充填形成石英-硫化物脉。

6 结论

(1)通过对不同蚀变带上矿石矿物和脉石矿物的流体包裹体显微测温分析显示：矽卡岩中的流体包裹体的均一温度范围在209～383℃，石英-白钨矿和石英-硫化物-白钨矿阶段的流体包裹体的均一温度分别为163～278℃和204～284℃，晚期方解石脉的温度最低为143～235℃；矽卡岩中的流体包裹体的盐度范围在0.35%～5.26% NaCleqv，脉状石英-白钨矿和石英-硫化物-白钨矿中流体包裹体的盐度范围分别为0.35%～5.86% NaCleqv和0.70%～9.21% NaCleqv，晚期方解石脉的盐度为0.35%～2.07% NaCleqv。从早期到晚期成矿阶段表现为一个降温的过程，指明了钨成矿温度较宽泛。通过拉曼探针分析，香炉山钨矿中矽卡岩、石英-白钨矿和石英-硫化物-白钨矿阶段的石英包裹体都检测到一定量的CH4，同时流体包裹体的盐度较低，因此推断香炉山钨矿钨的迁移可能以钨杂多酸的形式迁移，在围岩反应时，温度降低和碱性升高，促使白钨矿沉淀成矿。

(2)香炉山矿床具有明显的分带特征，由近接触带矽卡岩和云英岩矿体和远接触带脉状石英-硫化物-白钨矿脉和透镜状矿体组成。从早期到晚期成矿流体温度和物质组成变化是成矿发生分带的重要原因。

致谢在野外和室内工作中，分别得到江西省地质调查研究院罗小洪等和中国地质科学院矿产资源研究所矿物岩石研究室陈伟十和杨丹等的帮助；两位审稿人对论文初稿提出了宝贵的修改意见；在此深表谢意。

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