赣南是我国最重要的黑钨矿生产基地和资源基地，也是世界著名的钨矿资源集中区之一。黄沙钨矿是区内一大型黑钨矿石英脉型钨多金属矿床，位于江西省于都县丰田镇。前人对黄沙钨矿开展了较为详尽的研究工作(夏宏远等，1982，1984；项尝培，1985；夏宏远和梁书艺，1987；陈尊达和胡力檖，1984；干国梁，1988，冯志文等，1989；夏宏远，1989；任英忱，1998；於崇文，2004；陈祥，2007)，取得了一系列的认识和成果。但针对矿床流体包裹体的研究相对较少，相关的研究工作也限于流体包裹体的显微测温和利用包裹体群分析技术获取流体的信息方面，也没有基于流体包裹体研究的角度解释矿床的成因机制。随着测试技术和研究方法的进步，对该矿床的流体包裹体进行深入、系统的研究工作可以获得更为准确的流体信息，并有助于对矿床的成因机制进行合理的解释。

流体包裹体组合(FIA)理论是近年来流体包裹体研究的重要进展之一，FIA是指通过岩相学方法能够分辨出来的、代表了一个在时间上分得最细的包裹体捕获事件的一组包裹体(Goldstein and Reynolds 1994；Goldstein，2003)。FIA的研究方法可以使测试的数据更具有效性、数据的结果更具代表性(池国祥和卢焕章，2008)。

本文以石英中流体包裹体为研究对象，在详细的岩相学观察的基础上，采用流体包裹体组合(FIA)的研究方法对黄沙钨矿床主要成矿阶段，即黑钨矿-石英脉阶段和硫化物-(黑钨矿)-石英阶段石英脉中流体包裹体进行了显微测温和激光拉曼光谱学测试，并据此对黄沙钨矿成矿流体的性质和流体中金属元素的沉淀机制进行探讨。

1 区域与矿床地质

赣南地区在大地构造上处于欧亚板块与滨西太平洋板块消减带内侧的华夏板块中，武夷山和南岭两大成矿带的交汇复合部位(朱焱龄等，1981)。区内出露自新元古界神山群至第四系地层(江西省地质矿产局，1984)，其中震旦纪-寒武纪基底岩系及泥盆纪地层具有高于地壳克拉克值几倍至几十倍钨含量(徐克勤等，1984a；韩久竹等，1984)，被认为与区内钨的成矿作用有着密切的关系。

赣南的岩浆活动强烈，岩性以不同时代、不同类型的花岗岩类为主，其中燕山期花岗岩类与本区钨成矿关系密切，该花岗岩类主要是以高硅、富碱、富挥发分、铝过饱和为特征(徐克勤等，1984b)。

区内矿产资源丰富，尤以钨矿床(点)大量产出为特征，钨矿床(点)主要汇集于区内西南部的诸广山聚集带，中东部于山聚集带和南部的九连山聚集带。区内钨矿床类型包括石英脉型、变花岗岩型、云英岩型、矽卡岩型、蚀变破碎带型等，其中石英脉型为最重要的矿床类型(康永孚和李崇佑，1991)。黄沙钨矿处于于山聚集带中，南与盘古山、北与隘上、西与上坪等钨矿相邻。(图 1)。

矿区内出露地层主要为寒武系浅变质砂岩和板岩，其次是泥盆系上统中棚组及第四系，其中寒武系的浅变质岩系是主要的赋矿围岩。对寒武系变质岩的主要成矿元素的定量分析结果表明，钨、锡、铋、铍等成矿元素含量均是克拉克值20倍以上(陈祥，2007)。

矿区内岩浆活动表现为燕山期花岗岩浆的多次侵入，形成了铁山垅复式花岗岩体和黄沙隐伏复式花岗岩体及少量呈岩脉或岩墙状产出的花岗斑岩。铁山垄花岗岩岩株出露于矿区东北部，北东向断层和北西向断裂交接复合处。平面上呈椭圆形，长轴为南北向，出露面积约24km²，该复式岩体主体为中粗粒似斑状黑云母花岗岩，夏宏远和梁书艺(1987) 曾报道其同位素K-Ar年龄为184Ma和177Ma，属燕山早期产物，在牛角山、铜岭、杨坑山等地也发育有细粒二云母花岗岩以及白云母花岗岩，呈岩滴、岩瘤状产出于主岩体之中，构成补体花岗岩。

黄沙矿区深部隐伏的花岗岩为铁山垅花岗岩的西南延伸部分，在隐伏花岩的突出部位云英岩化广泛发育，其上部强烈处形成云英岩型W(Mo)矿体。云英岩化花岗岩白云母的同位素K-Ar年龄为153.2Ma(夏宏远和梁书艺，1987)。在云英岩与围岩的接触处，局部可见似伟晶岩(长石、石英)壳发育，并有花岗岩脉产于变质岩中。往下则云英岩化减弱而钠长石化增强，铌钽矿化发育，部分可达到工业品位。

花岗斑岩呈岩脉或岩墙出露于矿区北部和南部，在14中段见早期花岗岩碎块以俘虏体的形式赋存于该期花岗斑岩之中，花岗斑岩沿EW向断层断续分布。

对区内出露岩浆岩系统的地球化学研究表明(夏宏远和梁书艺，1987；李光来，2011)，主体花岗岩与补体花岗岩可能为同源岩浆演化不同阶段的产物，花岗岩的分异演化可能对成矿元素的预富集发挥重要作用。而晚期就位的花岗斑岩演化程度更低，与主体花岗岩、补体花岗岩并非同源岩浆演化的产物。

矿区内断裂异常发育，以近东西向为主，北东向和南北向次之。近东西向裂隙为规模较大的剪切裂隙，北东向和南北向裂隙为张性裂隙，规模较小。前者分布于矿区中部，形成较早；后者分布于矿区南北两侧，形成较晚，以上各组裂隙与区内分布的矿脉相对应。矿区内各组构造裂隙皆遭受不同程度的矿化，其中以F3和北部的东西向断层矿化较强，与成矿作用密切相关。

黄沙钨矿床为典型的石英脉型黑钨矿床，据矿体的产出特征，可分为石英细脉带型和单脉型，其中石英细脉带型为本矿床主要的工业矿体，单脉型储量较小。石英脉(带)赋存标高在300m到800m之间，延长300m到1300m不等，倾向南或北，倾角60°~85°，走向分为NE向-NEE向、EW向、NWW 向和SN向。

自北向南分别为樟木林组、北组、中组、青山窝组、芭蕉坑组、南组、南北脉组和内带盲脉组(本组全产于花岗岩体中)(图 2、图 3)。其中前五组多呈脉带产出，在剖面上具典型的“五层楼”(古菊云，1984)形态分布特征，钨矿床的主要储量存在于此；后三组多呈单脉产出，所含的储量相对较少。

黄沙钨矿床的成矿作用具有多阶段的特征，前人根据矿物组合及矿脉之间的穿插关系，将该矿床从早到晚划分为：硅酸盐-氧化物阶段、黑钨矿-石英阶段、硫化物-(黑钨矿)-石英阶段、条带状硫化物石英阶段和萤石-碳酸盐阶段等五个矿化阶段，其中黑钨矿-石英阶段、硫化物-(黑钨矿)-石英阶段为主要的矿化阶段。在矿区内，这两个矿化阶段比较容易辨认，除在有些区段硫化物-(黑钨矿)-石英脉切割黑钨矿-石英脉外，矿脉(带)的中上部硫化物矿化明显，中下部黑钨矿的矿化发育是矿床的一个重要的特征。

矿床中辉钼矿Re-Os同位素年龄为146.4±6.1Ma，辉钼矿中的Re含量，与南岭东部石英脉型钨矿中伴生的辉钼矿的Re的较低含量接近，显示了成矿物质的壳源特征(Mao et al.，1999; 李光来，2011)。

矿床中矿石矿物以黑钨矿为主，次为白钨矿、黄铜矿、辉钼矿、辉铋矿、锡石、黄铁矿、闪锌矿和含银硫盐等；脉石矿物主要为石英，次为白云母、锂白云母、黄玉、钾长石、萤石、方解石等，其中黑钨矿主要以自形针柱状、长柱状、短柱状、以及他形不规则状产出。矿石结构有自形-半自形粒状结构和他形粒状结构、碎裂结构等。矿石构造主要为囊状构造、块状构造、条带状构造、晶洞构造等。

围岩蚀变类型有白云母化、硅化、电气石化、绢云母化、黄铁矿化、萤石化、黄玉化及绿泥石化等，围岩蚀变在垂向上具有分带的特征，如矿体上部的白云母化较强，而硅化相对较弱；往深部则硅化、黄铁矿化增强。

2 样品特征与分析方法

本次研究的矿石样品采自黄沙钨矿北组、中组、青山窝组和芭蕉坑组矿化特征突出的黑钨矿-石英阶段和硫化物-(黑钨矿)-石英阶段的石英脉。两类矿石在矿化上有较大差别，黑钨矿-石英脉矿石，主要是黑钨矿矿化(图 4a)，硫化物-(黑钨矿)石英脉矿石，黑钨矿矿化较弱，以强烈的硫化物矿化为特征(图 4b)。

本次研究先将这些样品磨制成厚度约为0.3mm双面抛光的薄片，以流体包裹体组合(FIA)(Goldstein and Reynolds，1994；Goldstein，2003)的方法对样品石英中流体包裹体进行详细的岩相学观察及显微测温，然后选择有代表性的包裹体进行激光拉曼探针分析。流体包裹体测试在南京大学内生金属成矿机制研究国家重点实验室包裹体室进行，显微测温所采用仪器为英国产的Linkam-THMS600冷热台(温度范围：-195~+600℃)，分析精度为：±0.2℃，＜30℃，±1℃，＜300℃，±2℃，＜600℃。激光Raman探针为英国产Renishaw RM2000型，实验条件：温度23℃，Ar离子激光器(514nm)，风冷，狭缝宽50μm，光栅1800，扫描时间60s，扫描次数为1次。

3 流体包裹体研究 3.1 流体包裹体类型

黄沙钨矿床两个主要矿化阶段石英脉石英中均发育大量的流体包裹体。根据Roedder(1984) 和卢焕章等(2004) 提出的流体包裹体在室温下相态分类准则及冷冻回温过程中的相态变化，可将流体包裹体划分为富液相两相水溶液包裹体(Ⅰ型)、富气相两相水溶液包裹体(Ⅱ型)、纯气相包裹体(Ⅲ型)、含液相CO₂的三相水溶液包裹体(Ⅳ型)四类。

Ⅰ型：富液相两相水溶液包裹体，此类包裹体占石英中流体包裹体的总量90%以上，孤立状(图 5a)或成小群分布(图 5b)。包裹体长径长0.5~50μm，绝大多数为5~15μm，气相百分数5%~10%不等，形状一般为不规则状、椭圆形、长条形或石英负晶形。

Ⅱ型：富气相两相水溶液包裹体，此类包裹体数量非常少，个体通常较小，长径长5~10μm，形状一般为圆形、椭圆形，气相百分数在70%~90%之间，一般和Ⅰ型包裹体相伴生(图 5c)。

Ⅲ型：纯气相包裹体，同Ⅱ型包裹体一样，此类包裹体数量也非常少，形状为不规则状、长条形，长径长2~10μm，呈单一相，颜色较暗，与Ⅰ型包裹体共生或孤立状产出(图 5d)。

Ⅳ型：含液相CO₂的三相水溶液包裹体，在本次研究中，此类包裹体在硫化物-(黑钨矿)-石英脉中没有发现，在黑钨矿-石英脉中则较为发育，该类包裹体中CO₂相的相比例均较大，从占包裹体总体积的接近50%到80％不等，长径长8~15μm，形态呈圆形、椭圆形，空间上与Ⅰ型包裹体共生产出(图 5e,f)。

3.2 流体包裹体显微测温

在详细的岩相学观察的基础上，对流体包裹体开展了显微测温工作，因Ⅱ型包裹体数量非常少，且个体较小，在测试中难以对此类包裹体进行准确的测温工作，本次也没有获得此类包裹体准确的相变温度数据。对Ⅲ型包裹体的冷冻加热过程中没有观察到相态的变化。测试的主要对象是原生和假次生的Ⅰ型和Ⅳ型包裹体。

Ⅰ型包裹体盐度的计算采用Hall et al.(1988)的公式：W_NaCl=0.00+1.78T_m-0.0442 T_m²+0.000557 T_m³，其中T_m为冰点下降温度。Ⅳ型包裹体盐度的计算据Roedder(1984) 提供的公式：W_NaCl=15.52022-1.02342×T-0.05286×T²，其中T为笼形物融化温度。测温及盐度计算结果见表 1，利用测试得到的和计算得到的温度盐度数据作图见图 6、图 7。

测温及计算结果表明，黑钨矿-石英阶段中Ⅰ型包裹体均一温度的分布区间为256~336℃，盐度为4%~8% NaCleqv，Ⅳ型包裹体的均一温度区间为298~351℃，盐度为1.4%~2.4% NaCleqv；硫化物-(黑钨矿)-石英阶段中Ⅰ型包裹体均一温度的主要分布区间为190~240℃，盐度主要分布区间为1%~7%NaCleqv。黑钨矿-石英阶段中Ⅳ型包裹体的三相点温度为-58.3~-64.4℃，低于纯CO₂的三相点(-56.6℃)，表明除CO₂外，还混有其他挥发组分(Shepherd et al.，1985)，这也被其后的流体包裹体激光拉曼测试所证实。在均一方式上，两个成矿阶段中Ⅰ型包裹体的均一方式都为均一到液相。一些CO₂相比例较大的Ⅳ型包裹体在完全均一前爆裂，可测到完全均一温度的Ⅳ型包裹体的均一方式为均一到气相。

3.3 流体包裹体的激光拉曼探针测定

选择黄沙钨矿黑钨矿-石英脉和硫化物-(黑钨矿)-石英脉中具有代表性的、不同类型的流体包裹体进行了拉曼探针分析。 测试结果显示，在黑钨矿-石英脉Ⅰ型包裹体中主要检测到宽泛的液相H₂O的包络峰(图 8a)，该阶段石英脉中的Ⅳ型包裹体除检测到CO₂外，均不同程度的检测到CH₄和N₂，相对于CH₄，表现在拉曼谱图上出现典型的CO₂谱峰，典型的N₂谱峰，以及CH₄谱峰(图 8b,c)从拉曼谱图上上看，个别包裹体中CH₄含量很高，但包裹体中N₂的含量均较少。

在硫化物-(黑钨矿)-石英脉Ⅰ型包裹体中主要检测到宽泛的液相H₂O的包络峰(图 9a，b)，没有检测到CO₂组分，在极少数Ⅰ型包裹体中检测到了少量CH₄组分(图 9c)。

4 讨论 4.1 成矿流体的性质

流体包裹体测试结果表明，黄沙钨矿主要成矿阶段中早期的黑钨矿-石英脉的成矿流体为中-高温、低盐度的NaCl-H₂O-CO₂-CH₄流体体系；晚阶段的硫化物-(黑钨矿)-石英脉的成矿流体则为中-低温、低盐度的NaCl-H₂O流体体系。从成矿早阶段到晚阶段，流体的温度降低明显，盐度变化不大。

因黑钨矿-石英脉中Ⅳ型包裹体中不同程度的检测到CH₄组分，利用该类包裹体CO₂的熔化温度和部分均一温度作图(图 10)，从图上可以看出，该成矿阶段Ⅳ型包裹体的摩尔体积除个别大于70cm³/mol外，主要在55~60cm³/mol，部分包裹体中CH₄的摩尔分数介于0.07~0.12之间，但也有部分点投在了CH₄-CO₂的临界曲线之上，CH₄的摩尔分数的变化，可能与流体的不混溶作用有关(范宏瑞等，2005)。本文没有对流体中CH₄的来源开展进一步的工作，CH₄可能来自初始的岩浆流体，也可能是在复杂的流体演化过程中，与H₂渗透进入到流体包裹体内发生再平衡作用有关(胡芳芳等，2007)。

根据流体包裹体的显微测温数据，利用Flincor流体包裹体计算软件(Brown，1989)对黄沙钨矿成矿流体的密度和压力进行了计算。结果表明，黑钨矿-石英脉Ⅰ型包裹体流体密度介于0.73~0.82g/cm³之间，Ⅳ型流体包裹体CO₂的摩尔分数为0.29~0.49，密度为0.68~0.77g/cm³，采用Ⅳ型流体包裹体对该阶段的流体压力进行了估算，该阶段的流体压力介于97.3~156.6MPa之间；硫化物-(黑钨矿)-石英脉中其Ⅰ型包裹体流体密度介于0.86~0.92g/cm之间，因该阶段含矿石英脉中不发育Ⅳ型流体包裹体，采用Ⅰ型包裹体流体对流体压力进行了参考性的估算，结果表明，该阶段的流体压力介于6.0~28.0MPa之间。可以看出，两个矿化阶段的流体压力差别较大，矿化晚阶段的流体压力较低。根据矿床的产出特征，采用相关公式(Shepherd et al.，1985)对成矿深度进行了估算，其相应两个成矿阶段的成矿深度分别为3.7~5.9km和0.2 ~1.1km。两个成矿阶段的流体压力和估算的成矿深度存在较大的差别，硫化物-(黑钨矿)-石英阶段流体压力偏低可能是计算压力时采用流体体系的不同所致。黑钨矿-石英脉阶段的成矿深度大于硫化物-(黑钨矿)-石英脉与本矿床硫化物矿化发生在浅部，黑钨矿矿化发生在深部的地质事实是相符的。同时作者也考虑，因存在早期矿脉被晚期矿脉截然切割的事实，两阶段成矿作用是否是两期相对独立的热液活动的结果，而这两期流体在温压地球化学特征上存在较为明显的不同？这有待于开展进一步的工作去研究。

4.2 流体的不混溶作用和流体混合作用

黄沙钨矿主成矿阶段较早的黑钨矿-石英脉中Ⅳ型包裹体较为发育，且该类包裹体和Ⅰ型包裹体共生于同一流体包裹体组合(FIA)的现象较为常见，显示了两者同时捕获的特征。在显微测温过程中，Ⅳ型包裹体和Ⅰ型包裹体表现出不同的均一方式，Ⅰ型包裹体均一到液相，Ⅳ型包裹体均一到气相，后者的均一温度略高、而盐度低于前者，以上现象表明其捕获后流体发生了不混溶作用(Shepherd et al.，1985)。造成富液相两相水溶液包裹体盐度高于含CO₂水溶液包裹体的原因可解释为在发生流体不混溶时，由于压力和温度的降低，使得在较高压力和温度条件下溶解于流体中CO₂相分离出来，并由于气体的逸失，导致剩余流体中的盐度的升高。

在流体包裹体均一温度-盐度相关图(图 11)上，可以明显的看出，黄沙钨矿黑钨矿-石英脉中的流体在演化过程中经历了不混溶的作用。

本次研究在黑钨矿-石英脉中Ⅳ型包裹体还不同程度的检测到CH₄组分。已有研究表明，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(Naden and Shepherd，1989)。

相对于较早的黑钨矿-石英脉，本次研究没有在硫化物-(黑钨矿)-石英脉中发现Ⅳ型包裹体，该类脉中Ⅰ型包裹体的盐度变化范围较大，且均一温度与盐度之间有较为明显的线性关系，从高温区间到低温区间，随着均一温度的降低，盐度也表现出相应的降低趋势(图 10)，显示了一定的流体混合特征。表明了在流体演化过程中可能发生了较高温度、盐度的流体与较低温度、盐度流体的混合作用。该阶段流体混合作用也得到了H、O同位素研究的证实，冯志文等(1989) ，干国梁(1988) 的研究表明，黄沙钨矿黑钨矿-石英脉中的成矿流体主要是岩浆水，在硫化物-(黑钨矿)-石英脉阶段，有向大气水过渡的趋势。李光来(2011) 通过开展该矿床流体包裹体He-Ar同位素的研究工作，也证实了在硫化物-(黑钨矿)-石英脉矿化阶段有大气水的加入。本次流体包裹体研究工作进一步证实了该成矿阶段流体的混合作用。

研究表明，钨在成矿流体中呈多种络合物的形式迁移(Wood，1992；Wood and Samson，2000)，热液型钨矿床的成矿作用，本质上就是流体中钨的络合物的分解、沉淀作用。

钨的络合物在热液中分解、沉淀的机制一般被解释成流体体系的自然冷却(Ramboz et al.，1985；Seal et al.，1987；Samson，1990；O’Reilly et al.，1997)、不同流体的混合(Landis and Rye，1974；Ramboz et al.，1985；Jackson et al.，1989；Heinrich，1990；Bailly et al.，2002；Beuchat et al.，2004；Wang et al.，2010)、流体的不混溶(沸腾或CO₂的泡腾)(Higgins and Kerrich，1982；Ramboz et al.，1982； Seal et al.，1987；Lynch，1989；Polya，1989；Giamello et al.，1992；So and Yun，1994；Graupner et al.，1999)、pH值升高、水岩反应(Kelly and Rye，1979；Seal et al.，1987；Polya，1989；Clark et al.，1990；Catallani and Williams，1991)、压力的降低(Polya，1989，1990)及围岩中非极性挥发份的加入(O’Reilly et al.，1997)等。大量研究表明，不同流体的混合和流体的不混溶作用是含矿流体中钨的络合物的分解、沉淀的主要机制。

本次对黄沙钨矿床主成矿阶段的流体包裹体研究工作表明，其早阶段黑钨矿-石英脉的成矿流体在演化过程中发生了以CO₂逸失为特征的流体不混溶作用，流体不混溶作用是该阶段含矿流体中络合物分解并沉淀成矿的主要因素。晚阶段硫化物-(黑钨矿)-石英脉中成矿元素沉淀的主导因素则是流体的混合作用。

4.3 CO₂在成矿中作用的讨论

研究表明，不同程度的含有CO₂组分是大多数钨矿床成矿流体的普遍特征(Landis and Rye，1974；Kelly and Rye，1979；Higgins，1980；Bussink and Kreulen，1984；Ramboz et al.，1985；Kamilli et al.，1992；Noronha et al.，1992；Graupner et al.，1999；Rios et al.，2003，王旭东等，2010)但也有部分矿床不含或仅含微量的CO₂(Rankin and Alderton，1983；Zaw，1984；Shelton et al.，1986；Thorn，1988；Vallance et al.，2001；刘若兰等，1985；Giuliani et al.，1988；刘若兰和慕纪录，1990；王旭东等，2008；胡东泉等，2011)。就赣南地区而言，崇-犹-余矿集区的钨矿床含矿石英脉石英中一般不含或仅含微量的CO₂等挥发分，而不同程度的含有CO₂组分是九连山矿集区及于山矿集区中的钨矿床的显著特征，对于本次研究的黄沙钨矿床，主成矿阶段黑钨矿-石英脉流体中含有CO₂组分，硫化物-(黑钨矿)-石英脉中则没有发现含CO₂的包裹体。是什么样的地质因素造成这样的差别，仍需进一步的研究。

Higgins(1980) 在对前人工作总结的基础上，认为在高温高压的条件下，在富CO₂流体中钨可能以碳酸盐、重碳酸盐的形式迁移，Ramboz et al.(1985) 则认为没有确定的证据表明钨是在含CO₂的流体中迁移或是在水溶液中迁移，Wood and Samson(2000) 的研究表明，在一定的温压条件下，在NaCl-HCl-H₂O溶液中，钨主要以简单钨酸(如H₂WO₄，HWO₄₄^-，WO^2-和KHWO₄⁰)和碱性钨酸盐离子对(如NaHWO₄⁰，KWO₄^-和NaWO₄^-)形式迁移，钨的浓度可达数千×10^-6的浓度，足以形成钨的热液矿床。

尽管CO₂组分在钨在成矿流体中迁移所起到的作用尚需进一步的研究，但大多数钨矿床成矿流体中均不同程度的含CO₂组分表明CO₂是热液钨矿床形成的有利因素之一。

4.4 矿床的成因机制

黄沙钨矿主成矿阶段含矿石英脉石英中流体包裹体研究表明，黑钨矿-石英脉与硫化物-(黑钨矿)-石英脉的含矿流体具有不同的演化过程，并由此引起成矿元素沉淀成矿的方式的不同。早阶段的黑钨矿-石英脉中成矿元素的沉淀主要是含矿流体发生以CO₂逸失为特征的不混溶作用导致，其可能的过程为：岩浆作用形成的并具有较大内压的含矿流体，在岩浆期后热动力的驱动下，沿矿区内的断裂向裂隙发育的低压地带运移，在此过程中，随着温度、压力等条件的改变，流体发生了以CO₂等挥发分逸出为特征的不混溶作用，流体不混溶使含矿流体的酸碱性、氧化还原等条件发生改变，致使含矿流体中的络合物分解，并且由于CO₂等挥发分的逸失导致残余流体浓度升高，甚至造成流体的瞬时过饱和。在这个过程中，金属络合物分解，WO₄^2-与流体中的Fe²⁺、Mn²⁺等金属阳离子结合而沉淀成矿。晚阶段的硫化物-(黑钨矿)-石英脉中成矿元素的沉淀则主要由混合作用引起，其可能的过程为：上升的、富含成矿元素的岩浆流体与通过矿区内断裂和裂隙下渗的、被加热并萃取了围岩中一定量金属元素的大气水混合，混合作用引起流体体系物理化学条件的不断改变，在此过程中，金属络合物分解，在有利的构造地段沉淀成矿。

5 结论

(1) 黄沙钨矿主要矿化阶段中早阶段黑钨矿-石英脉成矿流体为中-高温、低盐度的NaCl-H₂O-CO₂-CH₄体系，晚阶段硫化物-(黑钨矿)-石英脉的成矿流体为中-低温、低盐度的NaCl-H₂O体系，从早阶段到晚阶段，流体的温度降低明显，盐度变化不大，两者的成矿压力及由此计算的成矿深度存在较大的差别，表明两者成矿条件的不同。

(2) 矿床主成矿阶段中早阶段的黑钨矿-石英脉的成矿流体在演化过程中，经历了以CO₂逸失为特征的流体不混溶作用，流体不混容作用是导致含矿流体中的金属络合物分解并沉淀成矿的主要机制。晚阶段硫化物-(黑钨矿)-石英脉中矿质的沉淀则主要是流体的混合作用导致。

致谢 论文的写作得到了毛景文研究员的悉心指导；两位审稿人对论文初稿提出了宝贵的修改意见；在此一并表示衷心的感谢。