岩浆和岩浆热液过渡阶段的成矿作用是矿床界的研究热点之一(Veksler，2004)。广西栗木钽铌锡多金属矿床是我国重要的稀有金属资源产地，成矿花岗岩不但具有典型花岗岩型稀有金属矿床的垂向矿化分带，而且花岗岩上部还存在似伟晶岩型矿体和石英脉型钨锡矿体(林德松，1996)，可视为位于典型花岗岩型钽铌矿床和石英脉型钨锡矿床之间的过渡类型，是研究花岗岩浆和岩浆热液成矿作用的典型实例。

长期以来，稀有金属矿化花岗岩存在岩浆自交代和结晶分异两种成因观点，即稀有金属矿化花岗岩是岩浆期后热液自交代作用的结果(莫柱孙，1980; 南京大学地质系，1981; 袁中信等，1987; Samson and Williams-Jones， 2012; Gysi and Williams-Jones， 2012)，还是岩浆充分结晶分异作用的产物(郭承基，1959; Наумов，1971; 周凤英等，1995; 朱金初等，1996; 李福春等， 2000a，b，c; 朱金初等，2002)。栗木矿区存在的石英脉型钨锡矿体暗示岩浆期后产出了大量的热液，那么，岩浆期后热液是否对早期结晶花岗岩进行了较大规模的交代作用，导致了稀有金属成矿系统的熔体和流体包裹体研究可以较好的解释该问题。但目前，前人对该类型矿床的研究主要集中于矿物学、构造学和地球化学等方面(林德松和王开选，1986; 林德松， 1993，1996; 朱金初等，1996)，对成矿流体的研究比较薄弱，仅甘晓春等(1992)对花岗岩中的少量熔体包裹体进行了一定的测温工作，但其研究缺乏必要的图像记录，实验过程和实验技术不清楚。

综合以上因素，有必要对栗木矿区的熔体和流体包裹体开展系统研究，分析花岗岩型钽铌矿体和石英脉型钨锡矿体间成矿流体的演化关系。为了得到更加可靠和准确的数据，本次研究应用热液金刚石压腔(HDAC)开展了熔体包裹体的均一实验研究，即在高温高压的环境中，原位观测熔体包裹体的相变(Bassett et al., 1993; Schmidt et al., 1998; Chou，2001; Darling and Bassett， 2002)，以防止熔体包裹体在加热过程中发生破裂或物质泄漏(李建康等，2009)。

栗木矿区位于广西壮族自治区恭城县栗木镇境内，区域地质构造处于湘南SN向构造带与南岭EW向构造带中段北缘衔接部位，恭城-莲花复式向斜北部扬起端西侧，是一个多金属矿山，主要产锡、钽、铌、钨等稀有和有色金属。

矿区由西向东依次出露有寒武系边溪组、泥盆系和石炭系(图 1)。寒武系边溪组为浅变质砂岩、板岩、泥质灰岩等，是该区最古老的地层，为一套浅海相复理石建造；泥盆系为砂岩、石英砂岩、白云质灰岩和泥质灰岩等，与寒武系呈角度不整合接触，为碎屑岩建造；石炭系为碳质灰岩、条带状灰岩、泥质灰岩和碳质页岩等，与泥盆系呈断层接触，主要为碳酸盐岩建造。区内断裂构造主要有SN向和EW向两组，其次为NNE、NE；另外在隐伏岩体的上覆地层中广泛发育小型褶皱，宽度一般为几米至十几米。

图 1

Fig. 1

图 1 栗木矿区区域地质图(据广西地质调查研究院，2007①修改 .①广西地质调查研究院．2007．1:10000广西恭城县栗木锡矿区 域地质图) 1-寒武系边溪组；2-泥盆系下统莲花山组；3-泥盆系下统贺县组；4-燕山早期花岗岩；5-泥盆系中统信都组；6-泥盆系中统唐家湾组；7-泥盆系上统融县组；8-石炭系下统尧云岭组；9-石炭系下统英塘组；10-石炭系下统黄金组；11-实测性质不明断裂；12-航片判译断层；13-推测逆断层；14-不整合界限；15-铌钽矿 Fig. 1 Regional geological map of Limu ore area 1-Cambrian Bianxi Formation; 2-Lower Devonian Lianhuashan Formation; 3-Lower Devonian Hexian Formation; 4-Early Yanshanian granite; 5-Middle Devonian Xindu Formation; 6-Middle Devonation Tangjiawan Formation; 7-Upper Devonation Rongxian Formation; 8-Lower Carboniferous Yaoyunling Formation; 9-Lower Carboniferous Yingtang Formation; 10-Lower Carboniferous Huangjin Formation; 11-measured faults; 12-eastimated faults by aerial photo images; 13-speculated reverse faults; 14-unconformity boundary; 15-Nb-Ta deposits

栗木花岗岩为一同源、同期、不同幕的复式岩体，产于多组构造复合部位，主体轴向南北，呈岩株状侵入上中泥盆系与石炭系地层，出露面积约1.5km²，深部可能是一个岩基。根据岩石、矿物特征，副矿物组合，接触关系和同位素年龄，将岩体分为三幕。第一幕岩性为细粒斑状铁白云母花岗岩，被第二幕花岗岩切割、包裹，细粒斑状结构，同位素地质年龄 196~185Ma；第二幕岩性为细-中粒斑状锂铁白云母花岗岩和中粒似斑状锂铁白云母花岗岩，同位素地质年龄174Ma，是内接触带钨锡石英脉型矿床的成矿母岩；第三幕岩性为细-中粒铁锂云母钠长石花岗岩，中细粒结构，同位素地质年龄160Ma(林德松，1996)，呈岩钟状突起，是钽铌、锡矿体赋存部位。

1.2 矿床地质特征 栗木矿区目前已发现三处花岗岩型锡铌钽矿床，即老虎头表露矿床、水溪庙隐伏矿床和金竹源隐伏矿床。上述矿床均位于第三幕花岗岩体的顶突部位，矿体是岩体的一部分，矿体呈厚薄不均的似层状或皮壳状。三个矿床中除锡铌钽外，均伴有可综合利用的钨。

按成矿类型划分，栗木矿区同时存在花岗岩型矿体和石英脉型矿体。

花岗岩型钽铌矿体主要产于细-中粒白云母(或锂云母)花岗岩的顶部及其边缘隆起部位。金竹源钽铌花岗岩矿床位于岩体西部边缘的隆起顶部，水溪庙钽铌花岗岩矿床位于岩体东南部，矿体均沿压扭性构造带侵入，面积都不大，前者出露，后者隐伏。金竹源钽铌花岗岩矿床，在垂直方向上由上往下分为：萤石锂云母脉带→石英脉带→花岗岩脉带→钠长石花岗岩带。水溪庙钽铌花岗岩矿床，有明显的垂直分带现象，从地表至深部可分(章锦统，1989)：萤石锂云母细脉带→长石石英脉带→花岗伟晶岩及似伟晶岩带→含矿的钠长石花岗岩带。其中钠长花岗岩是钽铌矿物的主要富集部位，构成具工业意义的矿体，岩体的下部过渡到贫矿钠长石花岗岩(图 2)。花岗岩型钽铌矿体中的主要矿石矿物为铌钽锰矿和锡石，其次为细晶石、钽金红石、黑钨矿、胶态锡石、黝锡矿、毒砂、磁黄铁矿、黄铁矿和白钨矿等。脉石矿物主要有石英、钠长石、含锂云母、微斜长石、黄玉、氟磷锰矿、萤石、绢云母和碳酸盐(方解石、白云石、含锰菱铁矿)。矿石具自形粒状结构、压碎结构和交代结构。矿石构造为浸染状，在水溪庙矿床中还发育条带状构造。

图 2

Fig. 2

图 2 栗木水溪庙矿床矿化分带特征图(底图据林德松，1996)图中标记为黑色实心点代表采样点的位置 Fig. 2 The sketch of mineralized zones in Shuiximiao minet，Limu ore area(after Lin，2996)The solid black points in the sketch map show the sampling points

石英脉型钨锡矿体有两类，一类为产于岩体内接触带的石英脉型；另一类为产于岩体外接触带的长石石英脉型。内带石英脉型钨锡矿床分布于岩体的西南线和北侧的冷缩张裂隙中，脉体膨大缩小、尖灭再现、分支复合现象较普遍。外带的长石石英脉型钨锡矿床主要产于水溪庙隐伏岩体上部的下石炭统碳酸盐岩中。矿脉由受近南北向压扭性构造裂隙及东西向引张裂隙的制约，以走向18°、倾向西或东、倾角60°~80°的脉组为主，矿脉呈左侧幕式排列。

云英岩化作用在水溪庙矿床和金竹源矿床中的似伟晶岩和钠长石花岗岩中都有发育，如在似伟晶岩样品中云英岩化表现为细小的白云母和石英沿微裂隙产出，分布在长石的边缘或周围，它们之间呈现出渐变的过渡关系。

本次研究选择栗木矿区中的水溪庙和金竹源两个隐伏矿床进行重点研究，在金竹源矿床的190中段采集了云英岩化钠长石花岗岩样品；在水溪庙矿床的-15中段和-25中段采集了似伟晶岩和云英岩化钠长石花岗岩样品，在地表采集了石英脉和萤石锂云母细脉的样品，采样位置见图 2。

显微观测表明，在水溪庙和金竹源矿床的岩石样品中，石英矿物中主要赋存盐水溶液包裹体、少量H₂O-CO₂-NaCl包裹体及熔体包裹体。三者的特征描述如下:

盐水溶液包裹体 在钠长石花岗岩、似伟晶岩、长石石英脉和萤石细脉中均有分布。钠长石花岗岩中的盐水溶液包裹体形状以椭圆形、不规则状和负晶形为主，圆形和三角形次之，大小主要为3~5μm，主要沿着裂隙分布，裂隙切过相邻矿物边界，呈现出次生特点(图 3a)；似伟晶岩中的盐水溶液包裹体形状以不规则状和椭圆形为主，负晶形、圆形和三角形次之，大小主要集中于3~7μm，分布上定向性明显，也具有一定次生特点(图 3b)；长石石英脉中的盐水溶液包裹体形状以负晶形、椭圆形和不规则状为主，圆形和长条状次之，大小主要为5~8μm，空间上呈成群或孤立状产出，定向排列的包裹体未切过相邻矿物颗粒边界，呈现出原生包裹体特点(图 3c)；锂云母萤石细脉中的盐水溶液包裹体形状主要为不规则状和椭圆形，长条状、圆形和菱形次之，大小为6~8μm，包裹体成群或孤立分布，定向排列的包裹体群未切穿相邻矿物颗粒边界，也呈原生包裹体特点(图 3d)。

图 3

Fig. 3

图 3 栗木水溪庙矿床盐水溶液包裹体照片 (a-d)分别为云英岩化钠长石花岗岩、似伟晶岩、长石石英脉和锂云母萤石细脉中流体包裹体分布特征照片 Fig. 3 Photographs showing the distribution of brine fluid inclusions in Shuiximiao deposit，Limu ore area (a-d)showing the distribution of fluid inclusions in the greisenized albite granite，stockscheider，quartz vein and lepidolite-fluorite vein respectively

H₂O-CO₂-NaCl包裹体 主要存在于钠长石花岗岩和似伟晶岩中，数量较少，往往孤立分布，尺寸明显大于周围呈定向分布的盐水溶液包裹体(图 4)。H₂O-CO₂-NaCl形态以椭圆形、不规则状和三角形为主，长条状、圆形和负晶形次之，包裹体大小一般在10μm左右。包裹体中CO₂相体积百分数在10%~90%之间，且大多数大于50%，表现出富气的特征，另外在钠长石花岗岩中还发现了一些纯CO₂包裹体。激光拉曼分析发现，H₂O-CO₂-NaCl包裹体气相成分相似，均含有少量的CH₄。

图 4

Fig. 4

图 4 东栗木矿区钠长石花岗岩(a)和似伟晶岩(b)中的H2O-CO2-NaCl包裹体照片 Fig. 4 Photographs showing the H2O-CO2-NaCl fluid inclusions in albite granite(a) and stockscheider(b)in Limu ore area

熔体包裹体 赋存于似伟晶岩和钠长石花岗岩中，由结晶质固相和一定量的流体相组成，按照流体相的相对多少，可分为富流体相熔体包裹体(一般流体相所占的体积比例>5%)(图 5a)和含流体相熔体包裹体(一般流体相所占的体积比例≤5%)(图 5b)。熔体包裹体不同程度地受到了后期流体的破坏，一些熔体包裹体的形态极为不规则，存在类似于“卡脖子”形态(图 5c)，一些熔体包裹体已被完全打开，仅残留熔体包裹体的轮廓(图 5d)。利用激光拉曼对熔体包裹体中的子矿物部分进行了测试分析，结果表明子矿物主要为白云母。

图 5

Fig. 5

图 5 栗木矿区中的熔体包裹体照片 (a)富流体相的熔体包裹体；(b)含流体相的熔体包裹体；(c)类似于“卡脖子”形态的熔体包裹体；(d)被后期流体完全破坏的熔体包裹体Fig. 5 Photographs showing the melt inclusions in Limu ore area (a)aqueous fluid-rich melt inclusion;(b)aqueous fluid-bearing melt inclusion;(c)melt inclusion with neckdown-like shape;(d)melt inclusion damaged completely by hydrothermal fluids in the late stage of magmatic-hydrothermal process

钠长石花岗岩中熔体包裹体与H₂O-CO₂-NaCl包裹体和盐水溶液包裹体三者之间存在空间上的共存关系(图 6)。由图 6可见，熔体包裹体由结晶质固相和少量液相组成，个体很大，熔体包裹体最长轴可达70μm；H₂O-CO₂-NaCl包裹体分布在熔体包裹体的周围，包裹体数量较少，其形态规则，以椭圆形为主，长条状和圆形次之，空间上孤立分布，个体明显大于盐水溶液包裹体，显示出原生的特征(图 6a′，b′)；盐水溶液包裹体个体最小，分布在熔体包裹体和H₂O-CO₂-NaCl包裹体的周围，有的沿着闭合的微裂隙空间上呈直线排列，显示出次生的特征(图 6a，b)。

图 6

Fig. 6

图 6 栗木矿区钠长石花岗岩中熔体包裹体、H2O-CO2-NaCl包裹体和盐水溶液包裹体共存的照片 (a)、(a＇)和(b)、(b＇)分别为两个熔体包裹体与其周围分布的H2O-CO2-NaCl包裹体和盐水溶液包裹体在不同层面上的照片 Fig. 6 Photographs showing Spatial relationships of melt inclusions，H2O-CO2-NaCl fluid inclusions and brine fluid inclusions of albite granite in Limu ore area (a)，(a＇) and (b)，(b＇)showing the spatial relationships of melt inclusion，H2O-CO2-NaCl inclusions and brine fluid inclusions at different burial depth respectively

本次研究的流体和熔体包裹体的显微测温实验是在国土资源部成矿作用与资源评价重点实验室完成的，实验方法分别描述如下。

流体包裹体的显微测温实验采用Linkam THMSG600型冷热台。在正式测温前用人工合成的流体包裹体标准样品对冷热台进行了温度标定。该冷热台在-120~-70℃测温区间的精度为±0.5℃，在-70~100℃温度区间的精度为±0.2℃，在100~500℃区间的测试精度为±2℃。在对流体包裹体的正式测温过程中，一般将其控制在0.2~5℃/min，在观察到流体包裹体中的气相或液相即将消失时，升温速率降至0.2~0.5℃/min，以便能够准确记录包裹体的相变温度。当包裹体达到均一后继续升温5~10℃，并仔细观察包裹体是否确实实现均一。

3.2 熔体包裹体的均一实验方法 本次熔体包裹体的加热实验采用Type V热液金刚石压腔(HDAC)，其结构如图 7所示。样品存放在金属垫片的孔洞内，上下两颗金刚石压合在金属垫片上，组成封闭的样品腔，通过旋转螺丝施压，使样品腔封闭。上下两颗金刚石底座的周边缠绕电阻丝，金刚石侧壁粘贴热电偶，达到加热和测量温度的效果。实验采用纯H₂O为压力介质，铼片作为HDAC的金属垫片。铼垫片的内径为1.0mm，厚度为0.25mm，金刚石表面直径为1.6mm，由此构成的样品腔的直径为1.0mm，深度略低于0.25mm。

图 7

Fig. 7

图 7 最新式Type V HDAC的结构图(据Anderson et al., 2010; Li et al., 2013) Fig. 7 Structure of the newest Type V HDAC(after Anderson et al., 2010; Li et al., 2013)

实验前，首先把双面抛光的包裹体片磨至厚度小于0.25mm；卸载薄片后，选择和圈定包含熔体包裹体的部分，然后把这部分薄片碎成宽度和长度均小于1.0mm的碎片；而后，把薄片碎片和蒸馏水一起封存到由金刚石和金属垫片组成的样品腔中，装载样品后的样品腔如图 8所示，主要由包裹体薄片、液态H₂O和空气泡组成。在进行正式加热前，先进行尝试性加热，以调整样品腔内空气泡的消失温度，如果消失温度过低，则通过旋松螺丝释放适当H₂O，如果消失温度过高则只能重新装载样品，该操作重复进行直至空气泡消失温度达到理想的温度，从而使熔体包裹体在熔化和均一时，样品腔内有足够的压力以防止包裹体发生流体泄漏，同时也避免压力过大，使主矿物熔化或外界流体进入熔体包裹体中。

图 8

Fig. 8

图 8 装载包裹体样品后的HDAC样品腔照片Fig. 8 Photograph of HDAC after being loaded with samples

加热过程采用随着温度升高，逐渐降低升温速率的加热方式，在均一温度超过400℃时，加热速率降为1℃/min.，此时均一温度的实测值与真实值相近(Student and Bodnar， 1999)。

测温结果表明，栗木水溪庙矿床中盐水溶液包裹体的均一温度范围集中在150~210℃的温度区间内；盐度主要集中在1.0%~9.0% NaCleqv的区间内； 密度为0.83~1.05g/cm³，具有低均一温度、低盐度和低密度的特点(表 1)。而且在水溪庙矿床中， 自云英岩化钠长石花岗岩→似伟晶岩→长石石英脉型→锂云母萤石脉，盐水溶液包裹体的均一温度、盐度和密度逐渐降低。但在不同岩性中，流体的密度均表现出随着均一温度的降低而升高的趋势，表明了流体在等压降温过程中的压缩作用(图 9、图 10、图 11、图 12)。

表 1

Table 1

表 1Table 1)

表 栗木水溪庙矿床中盐水溶液包裹体特征统计表 Table 1 Statistical characteristics of brine fluid inclusions in Shuiximiao deposit，Limu ore area 样品号 岩性 形态 大小 (μm) 均一温度 (℃) 盐度 (wt%NaCleqv) 密度 (g/cm3) SXM-1-1b 锂云母 萤石细脉 以椭圆形和不规则状为主，三角 形、圆形和长条状次之 6~8 159~197 2.2~7.2 0.89~0.96 SXM-1-7 153~197 1.6~2.4 0.88~0.92 SXM-2-1-1 长石 石英脉 以负晶形、椭圆形和不规则状为 主，圆形和长条状次之 5~8 176~243 2.9~9.0 0.84~0.93 SXM-2-1-2 147~171 1.2~9.0 0.93~0.97 SXM-2-3-1 164~204 0.7~4.0 0.83~0.93 SXM-2-3-2 140~215 3.4~6.7 0.84~0.94 SXM-15-3-1 166~215 5.7~7.6 0.90~0.96 SXM-25-2-2 似伟晶岩 以不规则状和椭圆形为主，负晶 形、圆形和三角形次之 3~7 145~215 0.5~5.4 0.87~0.96 SXM-25-2-3 136~217 1.1~7.0 0.84~0.96 SXM-15-1-3 177~261 5.6~8.8 0.87~0.94 SXM-25-4-2 钠长石 花岗岩 以不规则状、椭圆形和负晶形为 主，圆形和三角形次之 3~5 153~213 1.4~8.6 0.90~0.96 SXM-25-4-3 123~211 7.3~15.9 0.94~1.05 SXM-25-4-4 117~254 6.6~14.7 0.87~1.02

表 1 栗木水溪庙矿床中盐水溶液包裹体特征统计表 Table 1 Statistical characteristics of brine fluid inclusions in Shuiximiao deposit，Limu ore area

图 9

Fig. 9

图 9 栗木水溪庙矿床不同矿化带中盐水溶液包裹体均一温度分布直方图 Fig. 9 Histograms of homogenization temperatures of brine fluid inclusions in different mineralization zones in Shuiximiao deposit，Limu ore area

图 10

Fig. 10

图 10 栗木水溪庙矿床不同矿化带盐水溶液包裹体盐度分布直方图Fig. 10 Histograms of salinities of brine fluid inclusions in different mineralization zones in Shuiximiao deposit，Limu ore area

图 11

Fig. 11

图 11 栗木水溪庙矿床不同矿化带的盐水溶液包裹体密度分布直方图Fig. 11 Histograms of densities of brine fluid inclusions in different mineralization zones in Shuiximiao deposit，Limu ore area

图 12

Fig. 12

图 12 栗木水溪庙矿床盐水溶液包裹体的密度-均一温度关系图Fig. 12 Densities vs. homogenization temperatures of brine fluid inclusions in Shuiximiao deposit，Limu ore area

钠长石花岗岩和似伟晶岩中H₂O-CO₂-NaCl包裹体的显微测温结果表明(表 2)，CO₂固相完全熔化温度在-59.8~-56.4℃，CO₂笼形物熔化温度在5.3~9.6℃之间，其所对应的H₂O-CO₂-NaCl包裹体的盐度变化范围在0.8%~8.5% NaCleqv之间；钠长石花岗岩和似伟晶岩中H₂O-CO₂-NaCl包裹体的均一温度和盐度都基本相近，变化不大(图 13、图 14)。

表 2

Table 2

表 2Table 2)

表 2 栗木矿区中H2O-CO2-NaCI包裹体的特征统计表 Table 2 Statistical characteristics of H2O-CO2-NaCl fluid inclusions in Limu ore area 样品号 岩性 形态 大小 (μm) Tm，CO2 (℃) Tm，cla (℃) Th，CO2 (℃) CO2 相均一相 Th，tot (℃) VCO2 (%) 盐度 (wt% NaCleqv) SXM-15-1 似伟晶岩 以椭圆形和三角形为主长条状、负晶形、不规则状和圆形状之 7~10 -59.3 ~ -57.6 6.3 ~ 8.6 24.6 ~ 27.2 LCO2、GCO2 262 ~ 347 30 ~ 90 2.8 ~ 6.9 SXM-15-2 -57.9 ~ -57.6 5.3 ~ 7.9 21.4 ~ 27.7 GCO2、ICO2 280 ~ 323 20 ~ 85 4.1 ~ 8.5 SXM-15-3 -57.8 ~ -56.4 7.1 ~ 8.7 22.8 ~ 25.4 ICO2 299 ~ 355 40 ~ 70 2.6 ~ 5.5 SXM-25-4 钠长石花岗岩 以椭圆形为主，不规则状、圆形、三角形、长条形和负晶形次之 6 ~ 10 -57 ~ -56.7 6.7 ~ 9.5 20.6 ~ 21.7 ICO2 318 ~ 334 70 ~ 90 1 ~ 6.2 JZY-5-2 -57.9 ~ -57.2 5.5 ~ 9.3 24.9 ~ 27.3 ICO2 293 ~ 319 20 ~ 90 1.4 ~　8.2 JZY-6-1 -58.3 ~ -57.2 8.4 ~ 9.6 25.3 ~ 31 临界均一CCO2 270 ~ 317 10 ~ 85 0.8 ~ 3.2 JZY-8-2 59.8 ~ 57.5 8.8 20.7 ~ 27.3 ICO2 263 ~ 277 10 ~ 90 2.4 注：表中Tm，co2代表CO2三相点；Tm，cla代表CO2水合物的熔化温度；Th，co2代表CO2部分均一温度；LCO2、GCO2、CCO2分别表示CO2气相及二者的临近相；Th，tot表示完全均一的温度；VCO2表示CO2气相体积百分数

表 2 栗木矿区中H2O-CO2-NaCI包裹体的特征统计表 Table 2 Statistical characteristics of H2O-CO2-NaCl fluid inclusions in Limu ore area

图 13

Fig. 13

图 13 栗木矿区H2O-CO2-NaCl包裹体盐度分布直方图Fig. 13 Histograms of salinities of H2O-CO2-NaCl fluid inclusions in Limu ore area

图 14

Fig. 14

图 14 栗木矿区H2O-CO2-NaCl包裹体均一温度分布直方图Fig. 14 Histograms of homogenization temperatures of H2O-CO2-NaCl fluid inclusions in Limu ore area

在均一实验中，许多熔体包裹体发生泄漏，本次实验仅获得少量熔体包裹体的测温数据，实验结果见表 3。由实验结果可知，栗木矿区钠长石花岗岩和似伟晶岩中能成功获得均一实验结果的熔体包裹体的形态较规则，多为圆形和椭圆形；包裹体大小为10~22μm；各个熔体包裹体的固相初熔温度和完全均一温度相差不大，固相初熔温度在560~600℃范围内，完全均一温度在704~853℃范围内。

表 3

Table 3

表 3Table 3)

表 3 栗木矿区中熔体包裹体的均一实验测温数据统计表 Table 3 Statistical characteristics of homogenization temperatures of melt inclusions in Limu ore area 包裹体编号 样品 岩性 包裹体 形态 包裹体种类 包裹体大小 (μm) 固相初熔 温度(℃) 完全均一 温度(℃) 液相盐度 (wt% NaCleqv) 气液相部分 均一温度(℃) SXM-15-1 似伟晶岩 圆形 富流体相熔体包裹体 21×20 590~600 730 2.9 154 SXM-15-2 椭圆 含流体相熔体包裹体 21×12 ~600 847 / / SXM-15-3 圆形 含流体相熔体包裹体 10×10 560~600 704 / / SXM-25-4 钠长石 花岗岩 负晶形 含流体相熔体包裹体 16×11 560~590 780 / / JZY-6-1a 椭圆 富流体相熔体包裹体 22×14 ~600 853 / / JZY-6-1b 椭圆 富流体相熔体包裹体 70×52 — — 5.6 254 JZY-6-1c 椭圆 富流体相熔体包裹体 24×18 — — 4.9 284 注：表中“—”表示均一实验失败，没有得到数据；“/”表示该熔体包裹体的流体相未发生明显的气液分离，无法得到流体相的盐度和均一温度数据

表 3 栗木矿区中熔体包裹体的均一实验测温数据统计表 Table 3 Statistical characteristics of homogenization temperatures of melt inclusions in Limu ore area

花岗岩和似伟晶岩中的熔体包裹体代表了原始结晶岩浆，均一温度(704~853℃)可代表岩浆的结晶温度。图 15和图 16显示的两个熔体包裹体分别为富H₂O熔体包裹体和含H₂O熔体包裹体的均一实验过程，二者均一过程截然相反：富流体相熔体包裹体的固相完全熔化形成富H₂O相和贫H₂O相，再继续加热，富H₂O相逐渐膨大直至占据整个熔体包裹体，实现完全均一，代表了一种相对富H₂O的硅酸盐熔体(图 15)；含流体相熔体包裹体的固相完全熔化后，富H₂O相和贫H₂O相共存，再继续加热，富H₂O相逐渐缩小直至消失，实现完全均一，代表了一种相对贫H₂O的硅酸盐熔体(图 16)。这种现象说明岩浆在演化过程中，可能逐渐分异出富H₂O的硅酸盐熔体。

图 15

Fig. 15

图 15 富流体相熔体包裹体(JZY-6-1a)的均一实验过程Fig. 15 Photographs showing homogenization process of a aqueous fluid-rich melt inclusion(JZY-6-1a)

图 16

Fig. 16

图 16 含流体相熔体包裹体(SXM-15-2)的加热均一实验过程Fig. 16 Photographs showing homogenization process of a aqueous fluid-bearing melt inclusion(SXM-15-2)

另一方面，富流体相熔体包裹体流体相与盐水溶液包裹体具有相近的均一温度和盐度，说明二者为同种流体，盐水溶液包裹体可能为岩浆结晶后的残留流体，即固结后的残余流体。因此，在云英岩化花岗岩和似伟晶岩中，盐水溶液包裹体表现出较明显的次生特征，破坏了大量早期捕获的熔体包裹体。而且，自云英岩化钠长石花岗岩→似伟晶岩→长石石英脉型→锂云母萤石脉，盐水溶液包裹体的均一温度、盐度和密度逐渐降低，但均表现出随着均一温度的降低而升高的趋势(图 9-图 12)。这进一步说明，这些盐水溶液的来源相同，即不同成矿带中的盐水溶液均来源于岩浆固结后的残余流体，且在向上迁移过程中，无其它来源流体的明显混入。结合钠长石花岗岩和似伟晶岩中普遍发育的云英岩化现象，以及盐水溶液包裹体在不同成矿带中的次生和原生特征，可推断盐水溶液包裹体捕获于岩浆云英岩化阶段，盐水溶液是长石石英脉和锂云母萤石细脉形成的原始流体来源。

在岩浆演化过程中，H₂O-CO₂-NaCl流体可能较早地自岩浆中分离出来，较少的存在量可能是被晚期盐水溶液破坏的结果。依据主要有以下几个方面:(1)熔体包裹体的流体相和盐水溶液包裹体中均未探测出明显的CO₂或CH₄；(2)H₂O-CO₂-NaCl包裹体的均一温度较高，多数包裹体均一温度超过300℃，部分在超过300~400℃爆裂，说明H₂O-CO₂-NaCl包裹体捕获于较高的温度阶段；(3)相对于盐水溶液包裹体来说，H₂O-CO₂-NaCl包裹体尺寸较大，分布孤立，形态规则，表现出原生的特点。

综上所述，熔体包裹体代表了原始岩浆阶段，H₂O-CO₂-NaCl包裹体在岩浆演化过程中分离出来，盐水溶液包裹体是岩浆固结后的残余流体，图 6所示的三种包裹体的空间分布关系也为此论断提供了依据。由此，可以把成矿过程分为两个阶段(图 17)，花岗岩型钽铌矿体形成于岩浆的结晶分异作用，以捕获大量结晶质的熔体包裹体为代表，并分异出少量H₂O-CO₂-NaCl流体。在岩浆较充分结晶作用的晚期，残余流体自岩浆分离，该类流体一方面对早期结晶相进行交代，发生云英岩化，同时向上迁移，随着温度、压力和密度的降低，进一步演化，依次形成长石石英脉型岩脉、石英脉和锂云母萤石细脉，发生钨锡矿化。

图 17

Fig. 17

图 17 栗木矿区成矿过程中岩浆-流体演化过程示意图Fig. 17 Sketch map of magma-fluid evolution during the ore-forming process in Limu ore area

由前文的论述可知，栗木矿区花岗岩中的盐水溶液包裹体可对应于花岗岩的云英岩化阶段，因此可以根据云英岩化的温度范围300~500℃(Shcherba，1970)来界定盐水溶液的捕获条件。在云英岩化花岗岩中，盐水溶液的均一温度主要集中在160~210℃的温度区间内；盐度主要集中在5%~15% NaCleqv的区间内。由此，采用含10% NaCl-H₂O体系的相图，得到盐水溶液包裹体的捕获压力大于100~200MPa(图 18)。

图 18

Fig. 18

图 18 云英岩化温度与流体包裹体等容线相交法计算压力的图解(底图据Shcherba，1970)Fig. 18 Diagram illustrating the entrapped condition estimated through the greisenization temperature(after Shcherba，1970) and the isochores of fluid inclusions

一般来说，在熔体包裹体的均一过程中，当流体相均一，固相开始熔化后，熔体包裹体的P-T轨迹沿着H₂O饱和花岗岩浆固相线移动，直至固相完全熔化。因而，熔体包裹体中固相的初熔温度可以在H₂O饱和花岗岩浆固相线上限定1个压力值(李建康等，2011)。在栗木矿区，花岗岩浆侵位于相对封闭的构造环境，可能与熔体包裹体具有同步的固结过程。因此，熔体包裹体的初熔温度和压力可代表原始岩浆固结时的温压条件，压力相当于岩浆最终就位时的压力。

由表 3可知，栗木矿区熔体包裹体的初熔温度主要在600℃左右，此温度在栗木钽铌花岗岩的熔融曲线(林德松，1993)上，对应的压力约为270Ma(图 19)，此压力可近似代表花岗岩浆的就位压力。在栗木矿区花岗岩和似伟晶岩的矿物石英中流体包裹体H₂O的氢氧同位素数值投影于岩浆水的变化范围内(祝新友等，2012^①.①祝新友，王艳丽，汤静如. 2012. 广西栗木锡矿典型矿床研究. 湘南粤北锡钨多金属矿床成矿规律总结研究-3)，说明岩浆未受到大气水的影响，即表明成岩成矿压力主要为静岩压力。按照Roedder and Bodnar(1980)提供的上地幔岩石平均密度(ρ=3.3g/cm³)计算，270MPa对应的成岩成矿深度约为8km。

图 19

Fig. 19

图 19 花岗岩的熔融曲线与熔体包裹体固相初熔温度相结合计算压力的图解(底图林德松，1993)Fig. 19 Diagram illustrating the entrapped pressure estimated through the granite melting curve(after Lin，1993) and initial melting temperature of melt inclusion

与稀有金属成矿有关的花岗岩是一种偏酸性、过Al、富Na、富含挥发性组分(H₂O、F、Cl、B和P)和稀有金属元素(Li、Rb、Cs、Be、Ta、Nb、Sn和W)的岩石，具备富氟花岗岩的特征(李建康等，2008)。此类花岗岩浆的矿化类型主要为花岗伟晶岩型和花岗岩型(Li et al., 2012)。根据伟晶岩矿物体系的相图(London，1984)，在大于600℃的条件下，锂辉石等稀有金属矿物的结晶压力约为350MPa，与锂辉石共生的钽铌矿物也形成于相近的温压条件。由本文的估算可知，栗木稀有金属花岗岩的成岩成矿压力约为270Ma，明显小于同温度花岗伟晶岩的压力。从而，相对于花岗伟晶岩型矿床，钽铌等成矿元素只能在花岗岩浆阶段得到相对贫化的富集。

成矿元素的富集作用实际上就是稀有金属元素在岩浆结晶分异演化过程中所产生的不同相之间分配富集的结果(张德会和龚庆杰，2001)。实验研究表明，Nb和Ta在钠长石花岗岩浆体系中的流体和硅酸盐熔体间的分布系数值较小，表明Nb和Ta的富集矿化主要发生在岩浆结晶演化晚期(赵劲松等， 1996a，b)。W在钠长石花岗岩浆体系中的流体和硅酸盐熔体间的分布系数D_W^{流体/熔体}随着温度的降低而增大，表明在岩浆结晶演化过程中W倾向富集于流体相中，且D_W^{流体/熔体}值随着压力的降低而成倍增大(赵劲松等， 1996a，b)。Sn在稳定共存的流体相和花岗质熔体相间的分配系数受温度、压力、氧逸度、PH值和体系成分等因素的制约，当压力下降，流体的氧逸度和PH值降低，体系中Cl和H₂O的活度增大时，均有利于Sn分配进入流体相(Keppler，1993; 胡晓燕等，2007)。由此，可以解释在栗木矿区，钽铌成矿作用主要发生在花岗岩浆结晶阶段，形成花岗岩型矿体，而钨锡成矿作用主要发生岩浆热液阶段，形成石英脉型矿体。

(1)本次利用最新式热液金刚石压腔(Type V HDAC)对熔体包裹体展开的原位观测均一实验在国内外的同类实验中属于较早的尝试，虽然实验中存在一些难度，但是我们还是取得了比较客观可信的实验数据。

(2)熔体包裹体的存在说明钠长石花岗岩和似伟晶岩是岩浆结晶作用的结果；盐水溶液包裹体显示出晚期捕获的特征，代表了岩浆结晶分异后残余的流体，是发生花岗岩云英岩化及形成长石石英脉和锂云母萤石细脉的成矿流体。

(3)根据熔体包裹体的固相初始熔化温度，以及栗木花岗岩的熔融曲线，熔体包裹体的完全固结压力(270MPa)可作为估算成矿深度的参考。

(4)相对于花岗伟晶岩而言，栗木矿区的成矿压力降低，因而钽铌等成矿元素只能在富集程度相对较弱的花岗岩浆结晶阶段富集，形成花岗岩型矿体；钨锡，特别是钨易于迁移到热液的地球化学特性，决定了其倾向于在岩浆热液阶段富集成矿，形成石英脉型矿体。