大量的氢氧同位素研究结果表明赣南石英脉型钨矿床成矿流体主要来自岩浆水（冯志文等， 19 89； 刘若兰等，1990； 郑跃鹏等，1991； 李光来等，2014）。该区石英脉型钨矿流体包 裹体的测试数据显示，流体包裹体均一温度范围为115～435℃，盐度w（NaCleq ）为0.18%～14.2%，与黑钨矿成矿密切相关的成矿温度主要集中于260～360℃，盐度 w（NaCl_eq）主要集中在4%～9%（常海亮等，2001； 王旭东等，2008； 201 0； 2012a； 2012b; 2013a; 2013b； 席斌斌等，2008； 胡东泉等，2011； 黄惠兰等，20 13； 吴开兴，201 3； Ni et al.，2014）；研究显示，岩浆流体通常具有高温和高盐度的特征（Meinert et al.，2003； Heinrich，2005； Li et al.，2013a；2013b）。上述研究成果尽管记录了部 分温度超过400℃阶段的流体演化史，却仍然缺少更高温度阶段的流体数据记载。是否存在 这部 分空缺的高温阶段的流体记录?本文以茅坪钨矿石英脉中成矿早阶段形成的黄玉单晶为研究 对象，试图去揭示高温阶段成矿流体的特征。
        前人对茅坪钨矿床地质特征、成矿模式、成岩年代、成矿流体、母岩地球化学特征等进行 过详细的研究（李毅等，1991； 郑跃鹏等，1991； 胡东泉等，2011； 朱明波，2012）。 茅坪 岩体中辉钼矿的Re_Os同位素模式年龄为（150.7±2.4） Ma～（158.2±2.2） Ma（曾 载淋等，2009）；成矿流体方面，胡东泉等（2011）虽已涉及到黄玉中包裹体的研究，但与 本次采用的结晶程度较好的黄玉单晶有显著差别，黄玉单晶在早阶段结晶以后受外界的影响 较小，封存的流体包裹体多为原生包裹体，即便发生次生变化，也清晰可辨，更能反映原始 成矿流体早 阶段的特征。因此，有必要对茅坪钨矿床黄玉单晶中的流体包裹体展开详细研究，在综合前 人研究成果基础上最大限度的恢复成矿流体早阶段的演化历史。
        茅坪钨矿位于西华山_杨眉寺钨锡成矿带北段，大地构造位置处于南岭近东西向构造岩浆带 次级构造大余_会昌东西向断裂构造亚带与诸广山北东向、北北东向断裂构造带交汇处。区 内地层发育齐全, 广泛出露震旦系—奥陶系, 另发育少量的上古生界和中生界。矿区出露 地层较简单，主要为寒武系、第四系（图1），寒武系出露面积可达矿区的85%，厚度约 为500 m，为一套韵律清晰的地槽碎屑岩类复理构造，由石英砂岩、粉砂岩和绢云母板岩组 成，以石英砂岩为主，第四系则为冲积层和坡积层。区内构造变形较强烈，褶皱、断裂发育 ，褶皱构造以发育于基底地层中的倒转背斜为主，断裂构造主要为北北东向、北东向、东西 向及北西向和南北向的燕山期断裂构造。北北东向和东西向断裂构造复合部位为区内燕山期 岩浆岩侵 入、定位提供了良好空间，2个方向的裂隙同时也是本区脉型钨矿体的主要容矿构造（曾载 淋 等，2009；胡东泉等，2011）。加里东期、印支期以及燕山期岩体都有发育，与石英脉型钨 矿床成因联系密切的多为燕山中期的高演化过铝质花岗岩体（华仁民等，2005； 2013） ，典型的有天门山、红桃岭和张天堂等岩体，成岩年龄分别为（151.8±2.9） Ma、（151 .4±3.1） Ma和（156.9±1.7） Ma（丰成友等，2007a； 2007b）。
        茅坪钨矿上部发育石英脉型矿体，深部发育有云英岩型矿体，符合“上脉下体”模式（华仁 民等，2015），云英岩型矿体顶部还发育有伟晶岩型矿化，是一个典型的“三位一体”型矿 床（图2）。其中，石英脉型钨矿体呈脉状产出，地表多为密集线脉，部分呈细脉，深部则 以密集薄脉为主。下茅坪矿段矿脉的产状以EW走向、南倾为主，上茅坪矿化区段矿脉的走向 以NW向、 近EW向为主，高桥下矿区段矿脉的产状以EW走向、北倾为主。矿体长数百米至千余米，形态 简单。 矿脉沿走向或倾向波状弯曲、膨大缩小分枝复合、尖灭侧现等现象常见，单体矿脉沿走向延 伸或沿倾向延伸数十米至上千米不等，穿切隐伏岩体的顶部、云英岩型矿体及外接触带的变 质 岩。受矿区裂隙系统的发育制约，造成矿区部分矿脉产状较为复杂，走向上相互交叉，在倾 向上交叉呈“X”型。似伟晶岩壳似倒置的“锅”盖在云英岩体上，厚2～3 m，由内向外过渡为浅变质岩体，向内过渡为花 岗岩体。伟晶岩以粗_巨粒的石英为主，下部或局 部含有粒度可达6～9 cm的微斜长石巨晶。矿区深部隐伏云英岩化花岗岩体，本身具有全岩 矿化的特征。
        矿体围岩主要为寒武系中_下统浅变质岩系，岩性主要为石英砂岩、粉砂岩和绢云母板岩。 围岩的蚀变类型主要有钾长石化、钠长石化、云英岩化。矿床以钨、锡矿化为主，伴有钼、 铜 、铁、锌、铋、铌、钽等矿化，矿石主要为半自形结构、他形结构等，呈块状、梳状、条带 状等构造产出；金属矿物主要有黑钨矿、锡石，其次有辉钼矿、黄铜矿、闪锌矿等；脉石矿 物为石英、黄玉、铁锂云母、白云母、萤石等，部分云母在石英脉边部呈镶边产出（图3a） ，直径可达10 cm以上，黄玉、云母大量出现的地段往往矿化较好（图3a、b）。云英岩型钨 锡矿石中脉石矿物主要为花岗岩类的造岩矿物。
        本次研究主要选取了结晶完好的与黑钨矿、辉钼矿共生的黄玉单晶样品（图3c、d），所有 测试对象均为原生包裹体，原生包裹体的选择遵循Roedder（1984）和卢焕章（2004）建 立的原则。
        实验过程中，笔者对黄玉单晶中的流体包裹体进行了详细的岩相学观察，黄玉单晶中的流体 包裹体 非常丰富（图4）。根据Roedder（1984）和卢焕章等（2004）提出的流体包裹体分类方案， 将茅坪钨矿黄 玉单晶中包裹体的类型划分为富液两相水溶液 包裹体（Ⅰ型）、富气两相水溶液包裹体（Ⅱ型）、单 相包裹体（Ⅲ型）、含CO₂三相包 裹体（Ⅳ型）和含子矿物包裹 体（Ⅴ型）5种类型。
        Ⅰ型： 富液两相水溶液包裹体。此类包裹体最 为丰富，占包裹体总数的80%以上，可进一步 分为原生包裹体（Ⅰa型）、沿穿切黄玉颗粒的裂隙呈串珠状分布的次生包裹体（Ⅰb型）和 沿着黄玉单晶生长环带产出的假次生包裹体（Ⅰc型）。Ⅰa型包裹体个体大小变化较大，以 5～60 μm居多，最小的在0.5 μm以下，最大的可达160 μm，多呈孤立状以及成群产出（ 图 4a、b），包裹体形状有负晶形（图4c）、近等轴状、长管状(图4d)、不规则状等（图4d） ，气相分数5%～45%，以10%～25%居多。Ⅰb型包裹体个体较小，长轴小于10 μm，形状一 般为椭圆形、圆形和不规则状等，气相分数多小于15%，沿切穿黄玉颗粒的裂隙呈串珠状分 布，可能是钨矿化后热液活动叠加的结果。Ⅰc型包裹体个体较小，长轴约0.5～15 μm， 气 相分数介于5%～15%，形态一般为负晶形、椭圆形、近等轴状和不规则状等，可沿着黄玉单 晶生长环带呈同心环带、成群产出或串珠状分布。
        Ⅱ型： 富气两相水溶液包裹体。此类包裹体发育较少，形状一般为负晶形、椭圆形 （图4 e）、哑铃状、不规则状等，长轴约5～25 μm，气相分数大于50%，个别可达90%以上，呈孤 立状分布或与Ⅰ型包裹体共生。
        Ⅲ型： 单相包裹体。此类包裹体包括纯液相包裹体（Ⅲa型）和纯气相包裹体（Ⅲb型）2种 类型。纯液相包裹体数量不多，长轴约5～20 μm，呈单一相，形状一般为负晶形（4b）、 椭 圆形（4f）、近等轴状、管状、半月形、不规则状等，镜下较为明亮，孤立分布或与Ⅰ型包 裹体共生，多成群分布于沸腾包裹体群中；纯气相包裹体发育很少，长轴约5～20 μm，呈 单 一相，形状一般为椭圆形、负晶形（4g）、长管状、三角形、不规则状等，镜下颜色比较暗 ，多呈孤立状分布或与Ⅰ型包裹体、Ⅱ型包裹体共生，有些为不同充填度的沸腾流体包裹体 群的重要组成部分。
        Ⅳ型： 富CO₂三相水溶液包裹体。此类包裹体数量不多，主要由H₂O、液相CO₂和气相 CO₂构成，CO₂相体积分数多在10%～50％，此类包裹体个体通常较大，长轴约10～50 μ m， 个别可达120 μm以上，形态一般为三角形（图4h）、负晶形、不规则状等，孤立分布或成 群分布，常与Ⅰ型包裹体共生，多为原生包裹体。
        Ⅴ型： 含子矿物包裹体。此类包裹体比较发育，以含有一个或多个子矿物为特 征，个体通常较大，长轴一般从10～100 μm不等，个别可超过100 μm，形态一般为近等轴 状（图4i）、负晶形（图4j、k）、三角形（图4l）、不规则状等，呈孤立分布或成群出现 ，常与Ⅰ型共生，多为原生包裹体，一般个体较大的包裹体子矿物较发育。另外，部分含 子矿物包裹体在一个视域里的数量可占30%以上（图4a），但子矿物较小，多为透明矿物， 少数子矿物为不透明矿物（图4m、n），形状各异，主要有针状（图4i、j，长可达25 μm左 右）、针柱状（图4k、l）、枝杈状（图4m、n）、立方体（图4o～q）、黑点状、不规则状 等 ，大部分子矿物都分布在包裹体的边部。在显微镜下，立方体子矿物有较完整的晶形，且呈 无色或浅蓝色，由此推断该类型子矿物很可能主要为石盐。
        流体包裹体显微测温分析在东华理工大学放射性地质与勘探技术国防重点学科实验室包裹体 实验室进行，所用仪器为英国产的Linkam_THMS600冷热台（温度范围： -195～+600℃）， 分析精度为： ±0.2℃，<30℃；±1℃，<300℃；±2℃，<600℃。在详细的岩相学观 察基 础上，对黄玉单晶中的原生流体包裹体进行系统的显微测温。冰点测定时，选择体积较大且 相 界线清晰的包裹体进行测定，测温过程中先将系统温度以5～10 ℃/min的速率降低至-92 ℃ ，确保包裹体完全冰住后以速率为10～15 ℃/min升温至-25℃时，将速率逐渐降低到2 ～5 ℃/min，当冰块开始融化时，以2 ℃/min的速率升温至最后一块冰块融化，测试精 度±0.2 ℃；均一温度测定时，开始以10～25 ℃/min的速率升温至包裹体气泡开始变小或跳动时， 将速率降低为2～5 ℃/min，直至气泡消失。由于冰点的最后一块冰块的消失以及均一 相变都有可能在包裹体的边缘发生，因此所有的相变点都以显微镜下观察为准。
        利用Ⅰa型包裹体测得的冰点温度对盐度进行了计算，计算采用的公式： w（NaCl eq）=0.00+1.78tm-0.0442 tm²+0.000557 tm³（Hall e t al. ，1988）。其中，tm为冰点下降温度。包裹体测温结果如表1所示，黄玉单晶中245个 Ⅰa型流体 包裹体均一到液相的温度范围200～509℃，其中温度高于420℃的达到223个，峰值位于420 ～500℃之间（图5a），冰点温度变化较大，在-15.5～-2.6℃之间，计算出的盐度w （NaCl_eq）为4.32%～19.22%，峰值位于17%～19%（图5b）；Mph_4号包裹体 片中有3个Ⅴ型包裹体均一到液相的部分均一温度为418.5～464℃，升温至595℃子矿物仍未消失（表1）。另外 ，本次研究未对含石盐的包裹体进行显微测温测试，所以该类型的高盐度数据并未获得。 
本次激光拉曼探针分析测试工作在南京大学能 源科学研究院激光拉曼实验室完成，实验使用的仪器是日本HORIBA显微激光拉曼光谱仪LabRAM HR。实验条件：温度20℃，Si标准520.5 cm^-1，Ar离子激光器（532 nm），光栅1800，扫描时间30 s，扫描次数为3次，200～ 4000 cm^-1全波段取峰。
注： Ⅰa—富液两相包裹体； Ⅴ—含子矿物包裹体； t_m,ice—冰融化温度； t_h/℃—气相均一为液相温度； t_m,s—子矿物消失温度。              本次研究主要选取了与黑钨矿共生的黄玉单晶 中有代表性的样品不同类型流体包裹体（未经 热台加热的包裹体）进行流体包裹体成分分析和子矿物分析。显微激光拉曼图谱显示，主矿 物黄玉在各类型包裹体中的特征峰都比较明显（图6a～f），富液两相包裹体、富气两相包 裹体 的气泡中多数可以检测到典型的CO₂峰（图6a、b）；三相包裹体无论是液相的气泡还是气 相的气泡均可检测到典型的CO₂峰（图6c），其中含CO₂三相包裹体中的液相气体较气相 气体已检测到的CO₂峰值强度较高；含子矿物包裹体中可测到拉曼位移为1086 cm^-1、1089 cm^-1的方解石子矿物（图6d）、以及467 cm^-1的石英子矿 物（图6e），同时还可以测到宽泛的H₂O的包络峰（图6d、e），在含子矿物包裹体的气泡 中除检测到典型的CO₂峰（图6d）外，还显示了N₂、CH₄的特征峰（图6f）。在本次显 微 激光拉曼光谱测试中，大部分子矿物的成分未能确定，即拉曼光谱除显示黄玉的特征峰谱线 外，无其他矿物的特征谱线，有待开展更精细的研究工作。
        黄玉属于含水的铝硅酸盐矿物，其理想分子式为Al₂［SiO₄］（F，OH）₂，通常既有 岩浆成因 ，也有岩浆期后高温热液成因。岩浆成因的黄玉高度富氟，是岩浆岩少见的主要成分，源于 高铝质富氟硅酸岩浆的结晶（Anna et al.，2014），而热液成因的黄玉则相对富含水，是 岩浆期后的气相变化的产物（Taylor，2009）。在香花岭岩、铌钽花岗岩的黄玉中均发育熔 融包裹体（夏卫华等，1984；常海亮，1985），尖峰岭似伟晶岩的黄玉晶体中则发现 了熔流包裹体（常海亮等，1998），这些包裹体记录了岩浆晚阶段乃至岩浆_热液过渡阶段 的关键信息，本文研究的黄玉主要产于热液脉中，主要记录了热液流体早阶段的特征。
胡东泉等（2011）获得的茅坪钨矿床黑钨矿中流 体包裹体均一温度范围320～412℃，盐度w（NaCl_eq）范围4%～12%；黄玉中流体包裹体均一温度集中于340～360℃， 盐度 w（NaCl_eq）范围5.7%～9.6%；石英中流体包裹体均一温度主要集中于190 ～250℃和300～360℃两个区间，盐度w（NaCl_eq）范围1.6%～7.9%。无独 有偶，郑跃鹏等（1991） 获得该矿中锡石、黄玉、石英、萤石矿物中流体包裹体均一温度 分别为： 280～330℃、270～380℃、70～380℃、70～240℃；盐度w（NaCl_eq ）分别为： 5.7%～9.5%、8.7%～12.7%、2.2%～9.5%、 1.2%～8.5%。相较而言，本文获得的黄玉单晶中 流体包裹体均一温度以及盐度明显要高出许多（ 表1、图5a、b） 。黄玉结晶时温度和盐度均比较高，为成矿早期的产物。另外，黄玉单晶中流体富含CO₂ 等挥发组分及子矿物，进一步说明为来自于岩浆的早期成矿流体，且具有高温、高盐度、富 含挥发分及多种元素的特征。
        有研究表明赣南地区石英脉型钨矿早期成矿流体主要来源于岩浆水，南岭地区与钨锡矿化有 关的成矿流体是一种岩浆_热液过渡性质的流体（张德会，1987； 1988； 余行祯，1988； 常海亮等，2001； 2007b）。西华山矿脉中绿柱石和黑钨矿中熔融包裹体、熔_流包裹体的 发 现及其与流体包裹体的共存（常海亮等，2001；刘家齐等，2002；常海亮，2007b；黄惠兰 等， 2012；2015），也证实了脉钨矿床的成矿流体早期具有岩浆_热液过渡性流体的特征，富含 SiO₂、挥发组分及成矿元素是该阶段流体的又一特征（常海亮等，2001）。此阶段中的熔 融 包裹体初熔温度520～630℃，均一温度可达650～820℃（刘家齐等，2002）。石英中的流体 包裹体均一温度变化较大，范围为115～435℃，峰值主要位于200～240℃和280～320℃，而 黑钨矿、锡石、黄玉中包裹体的均一温度总体上高于石英的均一温度，集中在较高温度（26 0～412℃）阶段（Campbell et al .，1990；常海亮等，2001；王旭东等，2008；2010；20 12a；2012b；2013a；2013b；席斌斌等，2008；胡东泉等，2011；黄惠兰等，2013；吴开兴 ，2013；Ni et al.，2014），从现有数据看茅坪钨矿石英脉中黄玉单晶及石英中高 温数据（420～500℃）和高盐度数据（17%～19%）的获得，在一定程度上证实了更高温度和 更高盐度成矿流体的存在，填补了赣南地区石英脉型钨矿成矿流体演化在高温度和高盐度 阶段的空缺，为恢复石英脉型钨矿成矿流体演化的历史提供了有力的证据。
        茅坪钨矿黄玉单晶中含CO₂流体包裹体发育，并在室温下从一些两相包裹体的气泡中检测 到典型的CO₂峰，说明CO₂为成矿流体的重要组成部分，西华山、淘锡坑、大吉山、盘 古山、黄沙、新安子等石英脉型钨矿床的流体亦含有较多的CO₂组分（Cai et al.，1984 ；G iuliani et al.，1988；王旭东等，2008；2010；2012a；席斌斌等，2008； Wei et al.， 2012）。
        近年来国内外研究成果显示，大多数钨矿床成矿流体中普遍含有CO 2组分（Rioset al.，2003；Beuchat et al.，2004；王巧云等，2007；Naumov et al.，20 11；Yang et al.，2012；Zdeněk et al.，2012；黄诚等，2013；Mohamed，2013；Moura et al.，20 14；Zhu et al.，2012）。Higgins（1980）认为高温高压条件下，在富含CO₂的成矿流 体中钨可能以碳酸盐、重碳酸盐的形式迁移；Cai等（1984）对盘古山钨矿流体包裹体研究 认为黑钨矿矿化富集程度与包裹体丰度及CO₂包裹体的密集程度密切相关，说明矿液中的C O₂ 在钨的迁移沉淀过程中非常重要。除了普遍检测到CO₂外，在茅坪黄玉单晶流体包裹体中 还 检测到了少量的CH₄，反映含矿流体处于相对低氧逸度的还原环境，一定程度上为铁锰以 低 价态存在及黑钨矿的形成创造了条件。Naden等（1989）认为，流体中CH₄组分的加入可以 使 NaCl_H₂O_CO₂流体在更深的部位发生不混溶作用。大量挥发分的存在为钨的迁移提供 了良好 的媒介（Wood，1992；Wood et al.，2000）。另外，茅坪钨矿石英脉型矿体中黄玉非常发 育，矿脉中的黄玉、萤石本身就富含氟，而氟的存在很可能起到岩浆解聚的作用，从而提高 了钨在富水岩浆中的溶解度，增加了钨在岩浆中的富集程度，延缓了含钨热液从岩浆中的分 离（马东升，2009）。
        关于热液型钨矿床的形成机制前人已有大量的研究，主要形成机制有流体不混溶作用（Wilk inson，2001；Zdeněk et al.，2012；Yang，2012）、流体混合作用（Wilkinson，2001； Beuchat et al.，2004；Moura et al.，2014；Zhu，2015）、自然冷却（Samson，1990；M orishita，1991；Beuchat et al.，2004）。在包裹体的岩相学研究中，常可观察到沸腾包 裹体群的存在，茅坪钨 矿相对低温的流体包裹体通常很少含有CO₂（胡东泉，2011），说明 茅坪钨矿成矿流体在早期高温阶段的演化过程中经历了以CO₂逃逸为特征的流体不混溶作 用 。在均一温度与盐度散点图（图7）中， 显示原始成矿流体与不同盐度的流体等温混合的结 果，说明黄玉单晶中的流体，在高温阶段流体的演化经历了不混溶作用和等温混合的过程。 胡东泉等（2011）认为在412～360℃温度阶段，成矿流体发生了沸腾作用而导致黑钨矿的沉 淀，到晚期360℃左右，因低温低盐度的大气降水的兑入，流体在晚期发生了 混合作用。另外，氢、氧同位素研究显示成矿流体主 要来自于岩浆，到晚期逐渐有大气降水的混入（李 毅等，1991；郑跃鹏等，1991）。因此，笔者认为茅坪钨矿成 矿早期流体演化以不混溶作用为主，到成矿后期则 显示出较多的流体混合的特征；由于黑钨矿的结晶主要是在高温阶段完成的，所以黑钨矿的 沉淀主要受控于流体不混溶作用。
        （1） 黄玉的流体包裹体测温结果显示茅坪钨矿早阶段的成矿流体具有高温（包裹体均一温 度峰值为420～500℃）、中高盐度（盐度w（NaCl_eq）主要集中在17%～19% ）的特征，较前人 获得的石英脉型钨矿床成矿温度和盐度均高出许多，在一定程度上证实了更高温度和更高盐 度的成矿流体的存在，填补了赣南地区石英脉型钨矿成矿流体演化在高温度和高盐度阶段的 空缺，衔接了石英脉型黑钨矿高温阶段的演化历史，为恢复石英脉型钨矿成矿流体演化的历 史提供了有力的证据。
        （2） 激光拉曼光谱显示，茅坪钨矿早阶段的成矿流体具有富CO₂、含CH₄、N₂特征 ，以这些挥发分逃逸为特征的流体不混溶作用，可能对促成黑钨矿的结晶起到了重要作用 。
        （3） 黄玉单晶流体包裹体中富含子矿物，可确定的种类有石盐、方解石、石英等，另有大 量子矿物尚未确定成分，显示早期的成矿流体可能富含多种金属离子。
    
        志谢野外工作得到了茅坪钨矿、江西有色地质勘查局二队等单位领导、同行的 大力支持 ；测试分析过程中得到东华理工大学严兆斌老师、南京大学万野同学的帮助，东北大学王旭 东博士修改了全文，谨向以上单位和个人表谢！