湘东桐木山云英岩型锡矿床锡石及共生石英中流体包裹体研究*

2021-04-26王旭东赵海杰于周平张腾飞

岩石学报 2021年3期

王旭东赵海杰于周平张腾飞

1.中国地质科学院矿产资源研究所,自然资源部成矿作用和资源评价重点实验室,北京 1000372.绍兴文理学院元培学院,绍兴 312000

锡田锡多金属矿田是南岭钨锡多金属成矿带的重要组成部分(毛景文等,2007,2008；Yuanetal.,2011,2015；袁顺达等,2012)，位于湖南省茶陵县东25km处，是新一轮国土资源大调查中重大突破之一。锡田矿区主要矿体累计估算(332+333+3341)资源量(Sn+WO3)为32.5×104吨，达超大型规模。矿田内矿床矿化类型以矽卡岩型为主，其次为云英岩型及破碎带蚀变岩型，桐木山锡矿床是矿田内最具代表性的云英岩型矿床。

与锡田相关的研究工作绝大部分都集中在2003年以后，内容涉及岩体的地球化学特征及其形成构造背景(马铁球等，2004；Wuetal.,2016；何苗等，2018)、岩浆作用及物质来源(苏红中等，2015；邓渲桐等，2017)、矿床地质特征及找矿潜力(Liuetal.,2019)、成岩成矿时代(刘国庆等，2008；马丽艳等，2008；付建明等，2012；姚远等，2013；郭春丽等，2014；Zhouetal.,2015；邓湘伟等，2015；牛睿等，2015；王敏等，2015；Liangetal.,2016)、成矿规律(刘飚等，2018)等方面。尽管矿区内不同类型矿床的成矿流体研究也先后得到开展(杨晓君等，2007；刘曼等，2015；熊伊曲等，2016；Xiongetal.,2017；Liuetal.，2019)，但这些研究的对象均为脉石矿物，针对矿石矿物中流体包裹体的研究工作则尚未开展。

对矿石矿物中原生流体包裹体的测定是获取真实成矿流体信息最可靠的手段(Campbell and Robinson-Cook,1987;Campbell and Panter,1990;Lüders and Ziemann,1999;Kouzmanovetal.,2010；袁顺达和赵盼捞，2021)。锡石是为数不多的适合在可见光下进行流体包裹体研究的矿石矿物(Little,1960;Haapala and Kinnunen,1979)。因此，本文在详尽的野外地质调查、矿石结构观察、流体包裹体岩相学研究的基础上，采用流体包裹体组合(FIA)的研究方法(Goldstein and Reynolds,1994;Goldstein,2003;池国祥等，2003；池国祥和卢焕章，2008)，利用冷热台、激光拉曼等测试手段，对锡田矿田内桐木山云英岩型锡矿床锡石中流体包裹体进行直接的测定，同时开展与锡石共生的石英中流体包裹体对比研究，以期获取矿床的成矿流体特征、来源、演化过程及金属元素在流体中沉淀的机制等信息，进而对矿床的成因机理进行探讨。

1 区域地质概况

研究区位于南岭钨锡多金属成矿带中段北部，钦-杭成矿带中部。区内出露地层有上古生界上泥盆统锡矿山组、佘田桥组、中泥盆统棋梓桥组、跳马涧组及下石炭统岩关阶，锡田岩体北西侧出露早白垩世红层。区内地层岩性主要为浅海相碳酸岩、碎屑岩、粘土岩，在石炭系中夹有滨海沼泽相含煤岩系。中泥盆统棋梓桥组和上泥盆统佘田桥组由一套不纯的碳酸岩所组成，在其与岩体的接触部位发育强矽卡岩化和钨锡矿化。泥盆系上统锡矿山组下段不纯碳酸岩与锡田复式岩体接触部位则主要形成锡矿化。

区内主要由基底构造和盖层构造两部分组成。基底构造(寒武系-奥陶系)以较为紧密的近SN向线型褶曲、断裂变形为主，主要分布在锡田岩体南东接触带及锡田上古生界盖层之下；盖层构造(泥盆系-石炭系)以较为开阔的NE向线型褶曲、断裂变形为主，主要分布在锡田岩体的NE及SW接触带。

区内褶皱构造总体为一轴向NE30°～50°的复式向斜，形成于印支期，由上古生界泥盆系、石炭系组成。中部被锡田岩体切割，形成岩体西侧为NE扬起、SW倾伏的严塘复式向斜，东侧为SW扬起、NE倾伏的小田复式向斜。矿区范围内仅出露复式向斜的次一级褶皱，西侧有垄上向斜，东侧为晒禾岭向斜、荷树下向斜等。

区内断裂构造主要有NE向、近SN向和NW向三组，其中NE向为主，次为NW向。区内构造对矿床控制作用明显，裂隙发育地段、不同产状断裂带交汇地段，为矿床定位地段。

除东南部有小面积加里东期的万洋山岩体出露外(伍光英等,2008)，区内出露的主要为印支期的锡田和邓阜仙两个岩体(图1)。其中锡田岩体大部分在湖南省茶陵县境内，少部分在江西省宁岗县境内，其空间形态大致呈近NW向展布的哑铃状，出露面积约230km2。岩体多期次侵入特征明显，根据野外接触关系及同位素定年结果，锡田岩体分为三个侵入期次：第一期岩体岩性为中细粒斑状黑云母二长花岗岩，年龄为220～233Ma(马铁球等,2005;刘国庆等,2008;付建明等,2009;姚远等,2013；牛睿等,2015;Wuetal.,2016)；第二期为零星分布的中细粒二云母二长花岗岩，年龄为151～157Ma(马铁球等,2005；刘国庆等,2008;姚远等,2013；Zhouetal.,2015；牛睿等,2015)，第三期为呈岩瘤、岩枝状产出的二云母二长花岗岩，年龄为114±14Ma(刘国庆等，2008)。

2 矿床地质特征

研究区内已发现规模较大的锡多金属矿脉30多条，主要沿锡田花岗岩体哑铃柄地段东西两侧内外接触带分布，包括垄上矿床、晒禾岭矿床、桐木山矿床以及荷树下矿床等(图2)。矿化类型主要为矽卡岩型，其次为云英岩型及破碎带蚀变岩型，同一矿床往往由不同矿化类型的矿体组成。其中产于垄上、晒禾岭、荷树下等地的矿床以矽卡岩矿化为主，其中晒禾岭、垄上矿床也包括少部分破碎带蚀变岩型矿体，产于晒禾岭、荷树下的矿床包括少部分云英岩型矿体，产于桐木山的矿床主要由云英岩型矿体和少部分矽卡岩型矿体组成。从总体上看，垄上矿床是区内矽卡岩型矿床的典型代表，桐木山矿床则是区内最具代表意义的云英岩型矿床。

图2 锡田地区地质略图(据杨晓君等，2007修改)1-石炭系页岩、泥灰岩夹粉砂岩；2-泥盆系灰岩、砂岩、页岩；3-印支期中粗粒花岗岩；4-燕山期细粒花岗岩；5-闪长岩；6-花岗细晶岩；7-花岗斑岩；8-断层；9-矽卡岩型钨锡矿脉；10-云英岩脉；11-破碎带蚀变岩型钨锡矿脉Fig.2 Geological map of Xitian area (modified after Yang et al.,2007)1-Carboniferous shale and marl with siltstone;2-Devonian limestone,sandstone and shale;3-Indosinian medium coarse grained granite;4-Yanshanian fine-grained granite;5-diorite;6-granite aplite;7-granite porphyry;8-fault;9-skarn type tungsten-tin vein;10-greisen vein;11-altered rock type tungsten-tin vein in fracture zone

桐木山矿床位于锡田岩体东南部，赋存在岩体与泥盆系中统棋梓桥组、泥盆系上统锡矿山组下段内外接触带，矿床由矽卡岩型与云英岩型两类矿体构成。矽卡岩型矿体呈近水平状或不规则产于围岩与花岗岩的内外接触带，云英岩型矿体位于矽卡岩型矿体下部，呈带状产于岩体顶部云英岩化花岗岩内发育的裂隙带中(图3)。矽卡岩型矿体矿石为他形-半自形粒状结构、交代结构，浸染状、条带状、块状构造。主要矿石矿物为锡石、白钨矿、黄铁矿、黄铜矿，脉石矿物为透辉石、石英、绿泥石，少量萤石、方解石、绿帘石。围岩蚀变主要有矽卡岩化、大理岩化。云英岩型矿体矿石具半自形-他形粒状结构，浸染状、梳状、团块状、块状构造。矿石矿物主要为锡石、闪锌矿、黄铁矿，次为黄铜矿、黑钨矿、方铅矿、辉钼矿、辉铋矿、毒砂等，脉石矿物主要为石英、长石、云母，次为黄玉、绿泥石、绢云母等。围岩蚀变主要为云英岩化、萤石化、硅化、绿泥石化及电气石化。

图3 桐木山矿床100线地质剖面图1-第四系；2-棋梓桥组灰岩；3-印支期中细粒黑云母花岗岩；4-燕山期中细粒二云母花岗岩；5-矽卡岩型富矿体；6-矽卡岩型贫矿体；7-云英岩型富矿体；8-云英岩型贫矿体；9-萤石脉；10-钻孔及编号Fig.3 Cross-section of No.100 segment in Tongmushan mine1-Quaternary;2-limestone of Qiziqiao Formation;3-Indosinian medium fine-grained biotite granite;4-Yanshanian medium fine-grained two mica granite;5-rich ore-bodies of skarn type;6-low-grade ore bodies of skarn type;7-rich ore-bodies of greisen type;8-low-grade ore bodies of greisen type;9-fluorite vein;10-drillhole and number

桐木山矿床成矿年龄尚未见报道，但锡田矿田内其他矿床，如垄上(马丽艳等，2008)、花里泉(付建明等，2012)、荷树下(刘国庆等，2008；王敏等，2015)、山田(郭春丽等，2014)的年代学数据表明，矿田内矿床的成矿年龄均集中在150～160Ma，为华南中生代晚侏罗世大规模成矿作用的产物。

3 样品特征与分析方法

本次研究的样品均取自桐木山矿床云英岩型矿体，图4a为典型的云英岩型矿石标本，肉眼可见明显的锡石矿物颗粒，锡石呈半透明、半自形、短柱状，本次研究手标本中锡石粒径最大可达5mm。图4b为云英岩型矿石被后期石英脉所切割，石英脉中则未见明显矿化。矿石的镜下特征如图5所示，图5a,b为矿石薄片在正交光下的照片，表明矿石的脉石矿物主要由颗粒大小不等的石英、金云母和白云母构成。图5c为矿石薄片在单偏光下的照片，锡石与石英、金云母相互包裹，显示了三者共生的关系，图5d是与图5c是同一视域内的反射光照片，显示了锡石在反射光下的光学特征。

图4 桐木山云英岩型矿体典型矿石标本照片Fig.4 Samples from Tongmushan greisen type deposit

图5 桐木山云英岩型矿体矿石镜下照片(a、b)为正交光;(c)为单偏光;(d)为反射光.Phl-金云母；Qtz-石英；Cst-锡石；Ms-白云母Fig.5 Ore structures and textures of greisen type ore body under microscope(a-b) under perpendicular polarized light;(c) under plane polarized light;(d) underreflected light.Phl-phlogopite;Qtz-quartz;Cst-cassiterite;Ms-muscovite

本次工作对桐木山云英岩型锡矿床典型矿石中锡石、与锡石共生的石英以及切割云英岩的后期石英脉石英中流体包裹体开展了岩相学观察、显微测温工作及激光拉曼测试。流体包裹体的显微测温和激光拉曼光谱测试在中国地质科学院矿产资源研究所的流体包裹体实验室完成。流体包裹体显微测温采用英国产的Linkam-THMS600冷热台，温度范围：(-196～+600℃)，分析精度为：(±0.2℃，<30℃;±1℃，<300℃;±2℃，<600℃)。拉曼测试使用英国Renishaw公司RM200型激光拉曼探针，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30～60s，扫描次数根据需要选择在1～3次不等，扫描范围为1000～4000cm-1。

4 流体包裹体岩相学及显微测温

4.1 流体包裹体岩相学

石英和锡石中流体包裹体均十分发育，根据Roedder(1984)和卢焕章等(2004)提出的流体包裹体在室温下的分类准则并结合冷冻升温过程中的相态变化，分别对两类矿物中的包裹体类型进行划分。

4.1.1 石英中流体包裹体

矿石石英中流体包裹体可划分为I、Ⅱ、III、IV四种类型。

I型：富液相两相水溶液包裹体。本类包裹体数量最多，呈孤立状(图6a)、小群(图6e)或离散分布(图6g)。包裹体大小通常为5～20μm，最大可达50μm，气相百分数5%～20%不等，形状一般为不规则状、椭圆形、长方形等。产于同一小群的包裹体气相百分数相近，则将其划为一个FIA。

图6 桐木山云英岩石英中流体包裹体Fig.6 Fluid inclusions in quartz from greisen type ore body

Ⅱ型：富气相两相水溶液包裹体。包裹体大小5～30μm不等，少量孤立状产出(图6b)，部分成小群产出(图6f)，部分与I型共生产出(图6h)，形状一般为不规则状、椭圆形、长条形等，气相的颜色较暗，气相百分数50%～70%不等，将产于同一小群的包裹体划为一个FIA。

III型：含液相CO2三相水溶液包裹体。包裹体大小10～30μm不等，由水溶液、液相CO2和气相CO2构成，CO2相体积变化较大，占包裹体总体积30%～80%不等。形态呈圆形、椭圆形、不规则形等。少量孤立产出(图6c)，大多数与I型共生产出(图6i)。

IV型：含子矿物三相水溶液包裹体。根据子矿物形态判断，子矿物为氯化钠晶体。此类包裹体数量不多。大小10～20μm左右，形态为椭圆形、菱形、不规则形，与I型包裹体伴生产出(图6d)。

4.1.2 锡石中流体包裹体

锡石中流体包裹体主要为富液相两相水溶液包裹体。为与石英中同类型中包裹体的分类相区别，本文将锡石中流体包裹体命名为ISn型。

锡石中流体包裹体均呈孤立状(图7a,b)或成小群(图7c,d)产出。包裹体个体大小不均匀，介于5～30μm之间，气相百分数比共生的石英略大，介于15%～30%之间，形状呈圆形、椭圆形、长条形、不规则形等。

图7 桐木山云英岩型矿体锡石中流体包裹体Fig.7 Fluid inclusions in quartz from greisen type ore body

4.1.3 切割云英岩型矿体后期石英脉中流体包裹体

桐木山云英岩型矿床切割矿体的后期石英脉中流体主要为富液相两相水溶液包裹体。为与云英岩石英中同类型中包裹体的分类相区别，本文将后期脉石英中包裹体命名为Ib型。流体包裹体呈小群(图8a)、孤立状(图8b)或离散(图8c)产出，体积变化较大，小于5μm和大于50μm的包裹体都较为常见，气相百分数介于5%～10%之间。形态有不规则状、菱形、椭圆形、长条形等。将产于同一小群中流体包裹体划为一个FIA。

图8 桐木山切割云英岩型矿体后期石英脉中流体包裹体Fig.8 Fluid inclusions in cassiterite from quartz veins which cutting orebody

4.2 流体包裹体显微测温

对桐木山云英岩型锡矿床石英中Ⅰ型、Ⅱ型、Ⅲ型、Ⅳ型流体包裹体、锡石中ISn型及后期脉石英中Ib型包裹体开展了显微测温工作。测温及计算得盐度结果见表1，利用温度和盐度数据作图，见图9。其中，两相水溶液包裹体的盐度利用冰点温度计算，采用Halletal.(1988)提供的公式；含液相CO2三相水溶液包裹体的盐度利用CO2笼形物的熔化温度计算，据Roedder(1984)提供的公式。

表1 桐木山锡矿床流体包裹体测温结果Table 1 Summary of microthermometric data for fluid inclusions in the Tongmushan deposit

图9 桐木山云英岩型矿床流体包裹体均一温度(a)和盐度(b)直方图1-石英中均一到液相的包裹体；2-石英中均一到气相的包裹体；3-石英中含CO2包裹体；4-锡石中包裹体；5-后期脉中包裹体Fig.9 Histogram of homogenization temperature (a) and salinity (b) in fluid inclusions from Tongmushan deposit1-inclusions homogeneous to liquid in quartz;2-inclusions homogeneous to gas in quartz;3-CO2-bearing inclusions in quartz;4-inclusions in Cassiterite;5-inclusions in late vein

石英中I型包裹体均一到液相，总的均一温度范围为173～355℃，可进一步细分为173～250℃、270～310℃两个主要温度范围；盐度则没有显示出明显不同的区间，介于3.2%～10.4% NaCleqv，主要集中于4%～9% NaCleqv。

Ⅱ型包裹体均一到气相，均一温度为191～344℃，主要集中在300～340℃之间；盐度为0.5%～2.4% NaCleqv。

大部分III型包裹体均一到气相，少量CO2相比例低于50%的均一到液相。均一温度为239～379℃，可进一步细分为239～280℃和350～379℃两个主要温度范围，盐度2.4%～5.4% NaCleqv。该类型包裹体的固相CO2熔化温度介于-56.9～-62.2℃之间，CO2部分均一温度28.1～29℃。CO2熔化温度低于纯CO2的三相点(-56.6℃)，表明除CO2外，还混有其他挥发组分(Shepherdetal.,1985)。

在加热过程中，部分Ⅱ型包裹体和III型包裹体在均一前发生爆裂，爆裂前显示出明显的均一到气相的趋势。所有的IV型流体包裹体中的子矿物在温度升高至600℃均未融化，其气泡的消失温度介于135～301℃之间。

后期脉石英中Ib型包裹体均一到液相。均一温度为154～231℃，可进一步细分为160～180℃和190～231℃两个主要温度范围；盐度为2.2%～9.9% NaCleqv，也可分为3%～4% NaCleqv和6%～9% NaCleqv两个分布区间。

锡石中ISn型包裹体均一到液相。均一温度为161～373℃，进一步细分为160～190℃和220～310℃两个主要温度范围；但160～190℃温度区间内的流体包裹体数量不多，大部分流体包裹体的均一温度都在220℃以上。盐度为4%～12.2% NaCleqv，主要集中于6%～9% NaCleqv。

4.3 流体包裹体拉曼测试

对样品中具有代表性的各类型包裹体进行了激光拉曼测试，石英中I型、Ib型包裹体中均仅检测到了宽泛的液相H2O的包络峰(图10a,b)。Ⅱ型包裹体中除检测到宽泛的液相H2O的包络峰外，还检测到了较弱的CO2的峰(图10c)。

图10 桐木山矿床流体石英中包裹体拉曼光谱Fig.10 Raman spectra of fluid inclusions in quartz from the Tongmushan deposit

在III型包裹体中除检测到CO2外，还不同程度的检测到CH4和N2组分(图10d)，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，这与显微测温结果相符。

对锡石中流体包裹体进行拉曼测试时，因背景干扰值太高，没有成功获取流体包裹体中的拉曼光谱。

需要指出的是，由于Ⅱ型包裹体中含有少量的CO2，在对该类包裹体进行显微测温时，可能会导致测得的冰点温度高于真实的冰点温度，从而造成对包裹体盐度的低估。因此对于少量冰点高于0℃的该类包裹体，采用含CO2的水溶液包裹体的盐度计算公式计算盐度。

5 成矿流体特征和演化

流体包裹体测温及盐度计算结果显示，与桐木山云英岩型矿体锡石形成相关的流体为中高温、中低盐度的NaCl-H2O流体体系；与其共生的石英形成相关的流体则为中高温、中低盐度的NaCl-H2O-CO2±CH4±N2的流体体系。

石英中富液相两相水溶液包裹体的均一方式、总的均一温度范围、盐度与锡石中流体包裹体较为接近；富气相的流体包裹体和含CO2的流体包裹体的均一方式与锡石中包裹体不同，其均一温度区间略高于锡石中包裹体的高温区间，二者的盐度则低于锡石和石英中富液相包裹体的盐度，其中富气相水溶液包裹体的盐度更低。

石英中含子矿物的包裹体加热到600℃时，子矿物未融化。因此类包裹体数量较少，难以从产状上判断是否捕获于均匀的流体体系(包裹体的固相相比例是否相近)，表明该类包裹体或是在更高温度捕获，或在流体不均匀的状态下捕获。测温结果显示，后期脉石英中的包裹体捕获于更低的温度，应为云英岩型矿体中锡石、石英形成后热液活动的产物。

锡石与石英中捕获的流体包裹体体系不同，表明与锡石和石英形成相关的流体经历的演化过程不同。

石英中发育均一温度较高且均一到气相的富气相流体包裹体和含CO2的包裹体，表明在这个温度区段内，流体发生过相分离的作用，即水的蒸汽相及CO2相从盐水溶液中分离出去，而锡石中流体包裹体则没有这些记录。

需要指出的是，在一些锡多金属矿床中，CO2是流体中常见的组分(Mangas and Arribas,1987,1991)，但此次对桐木山锡石中流体包裹体研究时没有发现此类型的包裹体。而在与锡石共生的石英中则发现了含CO2、CH4、N2等挥发分的流体包裹体，并且石英中含CO2流体包裹体的均一温度略高于锡石中流体包裹体的均一温度。这表明两类流体可能来源不同或经历的演化过程不同。石英中流体包裹体的CO2可能来自于岩浆的分异，也可能来自于流体流经碳酸盐时碳酸盐矿物的分解。

石英中富气相的水溶液包裹体和含CO2的包裹体和水溶液包裹体共生于同一流体包裹体组合的现象较为常见，表明了确凿的同时捕获特征(图11)。这两类包裹体和同时捕获的富液相两相水溶液包裹体均一方式不同，并且后两者的均一温度略高于、盐度低于前者，表明其捕获时流体发生了不混溶作用(Shepherdetal.,1985)。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(Naden and Shepherd,1989)。本次工作中，富气相的水溶液包裹体和含CO2的包裹体在均一前爆裂，也显示了部分包裹体在捕获过程中，流体处于不均匀的状态。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，因一部分气体的逸失，并且导致剩余流体中的盐度的升高。

图11 桐木山云英岩型矿体石英中发生不混溶作用的流体包裹体组合Fig.11 Typical fluid inclusions of immiscibility in quartz from the Tongmushan deposit

6 矿床的成因机制

研究表明，锡石在NaCl溶液中的溶解度随着温度、氧逸度和盐度的升高而升高(Eadington,1983;Eugster and Wilson,1985;Jackson and Helgeson,1985)。因此，锡石的沉淀可归因于压力、温度、氧逸度和盐度的降低。也有研究表明，300～500℃的温度范围内，pH 值的升高，也能导致锡石的晶出(Jackson and Helgeson,1985;Volosovetal.,1991)，而流体与围岩的反应也是锡在流体中沉淀的重要方式(Heinrich,1990;Halteretal.,1998；Yuanetal.,2018，2019)。

如前文所述，桐木山云英岩型锡矿与石英形成相关的流体发生了不混溶作用，但对锡石中流体包裹体的研究则没有反映与锡矿化相关的流体经历了不混溶作用。锡石中流体包裹体中均一温度、盐度的分布范围较窄，均一温度与盐度之间不存在明显的线性关系，表明与锡成矿相关的流体也没有经历过明显的流体混合作用。相对于锡石中流体包裹体较窄的盐度分布范围，均一温度则显示了流体从370℃到160℃的降低过程。因此，流体体系的冷却作用是桐木山云英岩型锡矿形成的主要原因。

结合文中图12，桐木山云英岩型锡矿的矿石矿物及脉石矿物可能的形成过程如下：由花岗岩岩浆冷凝分异出的、含挥发份并溶解一部分金属元素的岩浆水，与花岗岩发生云英岩化作用，在此过程中，流体的温度降低，流体中的金属元素进一步富集，形成含矿流体。在温度降至370℃左右，锡石开始从流体中开始沉淀，在220～310℃的温度区间内，锡石大量沉淀，温度降到220℃以下时，流体中的锡不饱和，锡石的沉淀出现间断，当温度降到190℃时，锡在流体中重新达到饱和，在温度降低的过程中，又开始沉淀，在温度降到160℃以下右时，锡的沉淀结束。

图12 桐木山云英岩型矿床流体包裹体均一温度-盐度图1-石英中均一到液相的包裹体；2-锡石中包裹体；3-石英中含CO2包裹体；4-石英中均一到气相的包裹体；5-后期石英脉中流体包裹体Fig.12 Plot of homogenization temperatures vs.salinities of fluid inclusion in Tongmushan deposit1-inclusions homogeneous to liquid in quartz;2-inclusions homogeneous to gas in quartz;3-CO2-bearing inclusions in quartz;4-inclusions in cassiterite;5-inclusions in late vein

从图12还可以看出，在含锡流体的降温过程中，盐度表现了一定的升高趋势，因含锡流体没有经历不混溶作用，盐度的升高可能是在降温过程中，流体与围岩的持续反应所致，而盐度的升高有助于含锡络合物的分解，因此流体与围岩的反应是锡从流体从沉淀出来的另一重要因素。

本次研究表明，与锡石共生的石英经历了流体不混溶作用，流体不混溶作用包含了CO2等挥发分与NaCl-H2O溶液的分离和NaCl-H2O溶液自身的沸腾作用。从图12可以看出，流体的不混溶作用导致了剩余流体中的盐度的增高。

切割云英岩型矿体后期石英脉中流体包裹体的均一温度和盐度之间没有明显的线性关系，根据其温度、盐度特征，表明在后期石英脉的形成过程中存在大气水的大量掺入。

锡田是一个由矽卡岩型、云英岩型、破碎带蚀变岩型等多种类型矿床组成的超大型矿田。结合前人研究成果，以及我们对矿田内其他类型矿床流体包裹体的研究工作，认为矿田内不同类型矿床均与燕山期花岗岩有密切的成因关系，形成何种类型的矿床与构造条件和围岩岩性有关：围岩为碳酸盐，微裂隙发育地段，有利于形成矽卡岩型矿床；规模比较大的裂隙发育地段，有利于形成破碎带蚀变岩型矿床及少量的石英脉型矿床；围岩非碳酸盐，并且裂隙不发育地段，云英岩化作用强烈，则形成云英岩型矿体。