石英脉型是主要的钨矿床类型，含钨石英脉产于岩体顶部接触带附近。很多矿床发育“五层 楼”分带（柳志青，1980；古菊云，1984；杨明桂等，1989；彭恩生等，1994）。根据含钨 石英脉与花岗岩的空间关系，可进一步划分出多种亚类型。南岭钨矿成矿带中，大部分矿床 的含钨石英脉穿切岩体顶部接触带，脉的主体产于围岩沉积岩中，部分产于花岗岩内 ，即“接触带型”矿床，如瑶岗仙钨矿床（祝新友等，2015b）；少部分矿床的含钨石英脉 主要产于岩体内，如西华山钨矿床，为“带内脉型”，韦星林等（2012）称之为“内接触带 型”。还有很多矿床的石英脉产于岩体外，石英脉基本上不进入成矿花岗岩，这类矿床的岩 体顶部还可能出现花岗岩型（云英岩型）钨矿，其典型代表如江西嶂东坑、茅坪、头天门等 矿床，韦星林等（2012）称之为“外接触带型”矿床。不同亚类型的含钨石英脉的矿化空间 分带、矿化类型组合均不相同，总结其规律对脉型钨矿床研究和勘查有重要的指导意义。湖 南白云仙钨矿田头天门矿床发育完整的花岗岩体、岩墙、云英岩脉、石英脉，构成一个较典 型的带外脉式钨矿床形式。本文以头天门矿床为例，结合南岭地区类似脉型钨矿床的特点， 总结 这种带外脉式钨矿床的成矿地质地球化学特征，探讨了花岗岩浆热液演化过程中成矿物质的 富集规律。
         白云仙钨矿田地处湖南省汝城县小垣镇，位于九峰燕山早期花岗岩体的北部接触带附近，主 要 矿化类型包括石英脉型、花岗    岩型（云英岩型）和矽卡岩型（图1），前两者主要分布于大 蒲_头天门一带，后者分布于猫眉坳一带，在猫眉坳北部的泥盆  系碳酸盐岩中还发育有小规 模铅锌矿。矿田范围内主要地层为震旦系变质石英砂岩、泥盆系台型沉积的石英砂岩、碳酸 盐岩，矿田北部还发育中生代陆相断陷盆地，沉积一套河湖相碎屑岩。
        头天门钨矿床位于小垣镇东北2～4 km，属于白云仙钨矿田的一部分，北部称大蒲，南部称 头天门，本文统称为头天门矿床，是白云仙矿田内石英脉型和云英岩型矿床集中发育地段 。
        震旦系—寒武系变质细碎屑岩分布于矿田中北部，燕山早期花岗岩位于矿田南部，是九峰岩 体的一部分，侵入于震旦系—寒武系变质岩中。花岗岩的主体为斑状黑云母花岗岩，补体为 细粒碱长花岗岩，其中，细粒碱长花岗岩广泛分布于白云仙矿田中，与成矿密切相关。在头 天门矿床中还发育碱长花岗岩岩墙(图2)。花岗岩的主要地质特征如下：
        （1） 中粗粒斑状黑云母花岗岩（简称γⅠ）。大范围分布于矿区南部(图2a)，是九峰岩体 的主体部 分。似斑状结构，斑晶主要为钾长石，基质中粗粒。主要矿物包括钾长石25%～35%，斜长 石2 3%～30%，石英30%～40%，黑云母5%～8%。斜长石An值一般在10～20。花岗岩中未见萤石。
        （2） 细粒碱长花岗岩（简称γⅡ）。分布不规则，向北延伸至矿区深部。主要 矿物包括钾长石25%～35%，钠长石25%～35%，石英35%～45%，白云母5%±。钠长石An<5，岩 石中常见副矿物为石榴子 石（富Mn）、金红石、榍石等，偶见细粒黑钨矿、毒砂、 萤石等矿物分布于长石石英粒间，少量黑钨矿被石英包裹。
        (3) 碱长花岗岩岩墙(简称γⅢ)。侵入于震旦纪变质石英砂岩中(图2b)，紧邻岩墙的砂岩中 有部分黑云母遭受白云母化。宽10～30 m，岩墙上部及南北两端厚度减薄，控制长800 m， 地表出露长约300 m。在平面上中部厚大，向南、北两端分岔。总体走向NE10°，倾向SE， 倾角60～70°。细粒花岗结构，主要矿物：钾长石20%～35%，钠长石15%～30%，石 英20%～4 0%，白云母4%～10%，黄玉<5%，少量萤石（图3a）。黄玉、萤石含量明显高于γⅡ。钠长石 An<5。副矿物与γⅡ相似，含量更多，主要是石榴子石（图3b）、黑钨矿（图3c）、黝锡矿 等，含量一般<0.1%。随着岩浆演化，γⅢ中出现很多不规则状长英质脉，表现为更细粒的 石英_白云母_萤石_长石不规则穿插于早形成的长石、石英粒间（图3d）。
        碱长花岗岩岩墙（γⅢ）是头天门钨矿花岗岩型（云英岩型）矿化的主要载体，矿化发 生于岩墙 中云英岩化强烈部位，主要分布于岩墙的上部（边部矿化强）。岩墙上部及两端的尖灭部位 发生分岔、变薄。在分岔的岩脉边部，常见富硅质云英岩边（图 3a），宽1～5 cm。一部分硅质边向外侧生长，逐渐变化为黑钨矿石英脉。
        （1） 花岗岩型或云英岩型矿体以往报告及矿山地质人员将这种类型称为花岗岩型，在南岭地区多数矿床的研究中称之为云 英岩型（陈毓川等，1989）。矿体位于岩墙上部，是岩墙（γⅢ）的一部分，与岩墙中 较 强云英岩化相对应（图2a、2b）。一般而言，云英岩化越强，W、Sn品位越高。同一水平上 ，矿化在岩墙上、下盘附近强，在中央相对弱，下盘矿化更强，是主要赋矿部位。主要钨矿 物为白钨矿，这些钨矿物或残留有黑钨矿板状外形，或 与这些板状外形的白钨矿共生。白钨矿中均含有微粒黑钨矿，为黑钨矿被白钨矿交代的残留（图3e）。其他金属矿物还有辉钼矿 、辉铋矿、自然铋、黄铜矿等（图3f）。
        未蚀变的γⅢ中一般w(W)<500×10^-6，在云英岩化部位，含量迅速上升。矿体与 γⅢ过渡，边界由品位圈定。矿石为云英岩化花岗岩，花岗结构和热液交代结构，长石减少 ，白云母、黄玉、石英、萤石增多。头天门的花岗岩型矿石伴 有较强烈的云英岩化。
        岩墙（γⅢ）中常见云英岩析离体。析离体呈椭球型（图4a），直径0.5～0.8 m，分带清 楚。核心为富云母云英岩（图4a_1），直径10～20 cm，破碎，部分高岭土化，其中白云母 含量>50%，石英20%±，萤石10%±，黏土10%±。外带为富硅质云英岩（图4a_2），宽20～4 0 cm，粗粒石英含量>80%、钠长石10%，白云母<5%，少量钾长石、黄玉、萤石，含黑 钨矿、辉钼矿、辉铋矿等。部分析离体的边部不均匀发育矿化富云母云英岩（图4a_3）。
        （2） 石英脉型矿体大蒲—头天门一带发育百余条含钨石英脉，分布于南北近3 km、东西近2 km的范围内（图1 ），多组分布，目前已全部采空。其中头天门矿带的工业意义最大（图2a），脉组断 续延长2400余米，脉带宽100～200 m。规模较大的矿脉21条，单脉体长度30～50 m，个别>1 00 m。石英脉带走向NNE，与岩墙（γⅢ）产状平行。大部分石英脉走向NNE10°，倾向SE E，倾角一般为60～80°。脉体主要产于震旦系砂岩中，少量产于D₂t砂岩和粗粒黑云 母花岗岩 （γⅠ）内。根据勘探资料，含钨石英脉多赋存于标高1300 m以上，往下，矿化逐渐 减 弱，少量石英脉延深至1100 m标高(图2c)。石英脉的矿化特点与南岭地区的脉型钨矿特 征相似。
        目前探矿工程尚未揭露到碱长花岗岩岩墙（γⅢ）穿切岩体的现象，但据矿山地质人员 介绍，在深部中段可观察到岩墙（γⅢ）与岩体（γⅡ）间的过渡现象，这种过渡在柿竹园、瑶岗仙以及赣南的嶂斗等矿床中均能见到。岩墙下部的岩性 与γⅡ相似，一般 认为，岩墙是自岩体中生长出来的，较岩体更加富含挥发分矿物黄玉、萤石、白云母等。花 岗岩型矿化位于岩墙中上部，是岩墙的一部分。岩墙边部的云英岩化与岩浆结晶晚期的 流体活动有关，特别集中于岩墙的上盘。岩墙边部出现富硅质云英岩边（图4b），一部分硅质边向外侧生长，逐渐过渡为黑钨矿石英 脉，或与石英脉相连通。
        石英脉分布于岩墙东西两侧500 m范围内，产状与岩墙平行，靠近岩墙，石英脉多，向外逐 渐减少，岩墙分岔部位石英脉更发育。垂向上，石英脉分布水平总体高于岩墙，其延深的最 深部大体与岩墙中强矿化带的位置相当。石英脉可穿切早期的黑云母花岗岩（γⅠ ），但不进入γⅡ，全部产于岩墙（γⅢ）的外侧。这种现象说明，岩墙与石英脉受同一 构造应力场的控制，岩浆→热液作用过程具有连续性，这也是石英脉型钨矿床的较普遍规律 。自下至上、自内而外，岩浆动力减弱，岩浆作用逐渐转变至以热液作用为主。
        与大多数脉型钨矿床相似，头天门钨矿床成矿的多阶段性并不明显，缺乏明显的多阶段脉动 形成的穿切现象，岩浆_热液演化过程是连续的，但成矿流体性质以及相应的矿物组合、矿 化类型均发生很大变化。根据地质体产状 和成矿作用的性质，可以大体将成矿作用划分为3个阶段，即岩浆晚期阶段、岩浆-热液阶 段和岩浆期后热液阶段（图5）。
        岩浆晚期阶段，矿石矿物为黑钨矿、毒砂、黝铜矿等，脉石矿物为钠长石、钾长石、石英、 白云母、黄玉、石榴子石。石英中发育熔融包裹体和熔流包裹体。
        岩浆_热液过渡阶段，即云英岩阶段，形成云英岩析离体以及上、下盘附近的矿化云英岩化 花岗岩（花岗岩型矿体）。矿石矿物为黑钨矿、白钨矿、辉钼矿、辉铋矿、黄铜矿、闪锌矿 等，脉石矿物为钾长石_钠长石、石英、黄玉、白云母、萤石、方解石。石英中原生包 裹体为熔流包裹体和气液包裹体。
        石英_黑钨矿阶段，属于热液阶段，形成含钨石英脉，矿石矿物为黑钨矿、辉钼矿、辉铋矿 、黄铜矿，脉石矿物为石英、白云母、萤石。石英中只发育气液包裹体。
        大部分样品取自头天门矿区1190 m（2中段）和1212 m中段（1中段），一部分样品取自地表 。样品成分分析在核工业北京地质研究院分析测试中心完成，主量成分分析方法为X荧光光 谱法（固体样），仪器型号为AB104_L X射线荧光光谱仪，执行标准GB/T14506.14_2010；氧 化亚铁量测定执行标准GB/T14506.28_2010。微量元素成分分析方法为ICP_MS，王水+HF溶样 ，执行标准GB/T14506.30_2010。电子探针分析设备为JXA_8100电子探针分析仪，执行标准G B/T 15074_2008。流体包裹体研究在北京矿产地质研究院成矿流体实验室完成。
        对头天门矿区不同类型花岗岩中斜长石/钠长石进行电子探针分析，共分析了16个样品的54 点（表1）。样品取自头天门坑道中的花岗岩岩墙南部九峰岩体，包括主体的粗粒斑状 黑云母花岗岩（岩基）和分布于矿区的细粒黑云母花岗岩（ 岩株）。分析结果如表1。粗粒斑状黑云母花岗岩(A)中斜长石的An值为12.87～13.99，平 均13.4 4；细粒黑云母花岗岩岩株(B)斜长石An值为3.15～4.37，平均3.76。作为岩墙的 细粒碱长花岗岩(C)An=0.22～3.20，平均1.28；云英岩化细粒碱长花岗岩(D)An为0.22 ～5.96，平均 2.64，略高于细粒碱长花岗岩，其中有3件样品An值在5～6之间，单点最高值为7.53；云 英岩析离体(E)An=0.05～0.38。
        单点数据的An值相对分散，其直方图如图6。图中γⅠ、γⅡ部分引用了本项目在南部九峰 岩 体中分析的数据（未发表）。花岗岩岩基γⅠ中斜长石An值较高，花岗岩岩株γⅡ的An<5， 花岗岩岩墙γⅢ的An值更低，最低的是云英岩析离体，其中的钠长石An<1。岩墙中随云英 岩化作用，斜长石/钠长石An增高。云英岩化主要靠近岩墙边部发育，而砂岩 围岩的CaO含量较高（3个样品的分析数据分别为 1.17%、1.17%和1.29%），显著高于花岗岩CaO含量（0.30%～1.22%，平均0.59%）， 岩墙边部强烈云英岩化的样品CaO含量也较高，一般>0.8%。显示出围岩 对岩浆存在同化浸染作用。云英岩化花岗岩的斜长石/钠长石An值增高与围岩对岩浆的同化 混染有关 。由于围岩为砂岩，钙含量低，这种同化混染作用程度较弱，远不像矽卡岩型矿床那样强烈 ，在矽卡岩型矿床中，可形成中基性斜长石，甚至钙长石。
        对细粒花岗岩岩墙(γⅢ)中副矿物石榴子石的电子探针分析显示(表2)，石榴子石高度富MnO ，端 员成分锰铝榴石含量32.08%～42.83%，平均 36.31%。明显不同于锡钨多金属矿矿床矽卡 岩中石榴子石富钙铝榴石、钙铁榴石、钙铁榴石成 分的特点，与南岭地区花岗岩中石榴子石成分 大体相似，贫CaO富MnO、FeO，明显不同于矽卡岩中的石榴子石富钙贫锰的特点。与瑶岗仙 花岗岩体中的石榴子石相比(表2)，CaO、MnO偏低，FeO偏高。云英岩化对花岗岩中石榴子石 成分无明显影响。
        白云仙矿区花岗岩主量、微量元素分析结果见表3、表4，由于粗粒黑云母花岗岩(γⅠ)和细 粒 花岗岩（岩株γⅡ）测试样品少，影响了规律性的总结。γⅡ、γⅢ的主、微量成分与 南岭地 区矿区花岗岩大体一致，总体表现为高硅、过铝（图a）、富碱（图5b）、低钙、低钛等特 点。细粒碱长花岗岩岩株 (γⅡ)→细粒花岗岩岩墙(γⅢ)→云英岩化花岗岩→云英岩，SiO₂、P₂O₅含量逐渐升 高， Al₂O₃、Fe₂O₃、FeO、CaO、Na₂O、K₂O、TiO₂、MnO的含量逐渐降低。其中， 岩株→岩墙的成 分变化幅度较小，只有CaO、TiO₂的含量下降相对明显一些。FeO含量上升，Fe₂O₃略 有降低。岩墙→云英岩 化花岗岩→云英岩，成分变化更加明显，其中，w(SiO₂)从75.80%增至82.14% ，显示晚期硅化强烈作用。
        在ACNK_ANK图解（图7a）中，岩株→岩墙，过铝质程度增强，但云英岩化花岗岩和云英岩显 然复杂得多，尤其是云英岩样品分散。在Na₂O_K₂O图解（图7b）中，岩基、岩株、岩墙 均富碱质，但随着云英岩化，变得无规律性。
        成矿元素以及亲硫元素W、Bi、Mo、Cu、Pb、Zn在岩株→岩墙的演化过程中含量迅速增高（ 表4），含量分别增加了32、18、8、3、2、1倍。在岩墙→云英岩化花岗岩→云英岩析离体 的过程中，W、Bi得到进一步富集， Mo含量在岩墙→云英岩化花岗岩阶段增高，但在云英岩 化花岗岩→云英岩阶段降低。Pb略有增高，Cu、Zn含量变化不显著，强硅化云英岩阶段还略 有降低。
岩株(γⅡ)和岩墙(γⅢ)均富集大离子亲石元素和高场强元素，特点与南岭地区钨矿区花 岗岩相似。在岩株(γⅡ)中，w(Li)、w(Be)、w(Nb)、w(T a)分别为44×10^-6、9×10^-6、 33×10^-6、9×10^-6，在岩墙(γⅢ)中它们分别为59×10^-6、126×10 -6、28×10^-6、47×10^-6。随着挥发分含量逐渐增高，Nb/Ta比值迅速降 低。
        在Sr_Rb_Ba三角图解（图7c）中，不同岩石显示出岩浆晚期分异→热液演化过程的轨迹。自 粗粒花岗岩（岩基γⅠ）→细粒花岗岩（岩株γⅡ）→细粒花岗岩（岩墙γⅢ），Rb 含量逐渐增高，显示花岗岩岩浆向更酸性的演化以及其中挥发分含量的逐渐增加过程。但岩 墙(γⅢ)→云英岩化花岗岩→云英岩析离体的演化过程，方向相反，Rb相对含量逐渐降低 ，是流体中热液作用逐渐积累和增强的过程。
        稀土元素标准化配分图解(图7d)显示，粗斑黑云母花岗岩（岩基）配分曲线呈右倾、δEu 负异常 弱，细粒花岗岩岩株呈“V”型、负Eu异常。岩墙以及云英岩化花岗岩稀土元素组成相似， 均以HREE富集、强烈Eu为特点，“四分组”效应明显。云英岩的 LREE更低，强烈亏损Eu，“四分组”效应也很明显， 显示系统中挥发分含量更高。
图 7白云仙头天门矿区花岗岩主量元素(a、b)、微量元素(c)、稀土元素和球粒陨石标准 化曲线图(d)
        流体包裹体类型多，分布在岩体、岩墙、云英岩、石英脉中石英内，主要类型包括：
        （1） 熔融包裹体，主要见于花岗岩体中，直径2～15 μm，固相体积分数>80%，气液相含 量低；这类包裹体见于花岗岩岩株中，在岩墙中也有一部分。
        （2） 熔流包裹体（图8a），固相分数为30%～80%，根据气液部分及CO₂含量，进一步分 为熔流包裹体和富CO₂多相熔流包裹体（图8b）；这类包裹体见于岩墙(γⅢ)及 云英岩析离体、云英岩中。其中，岩墙中固相部分含量相对高，云英岩和云英岩析离体中固 相部分含量低，伴随有大量的气液包裹体。
        （3） 气液包裹体，进一步划分为富气相包裹体、富液相包裹体、纯CO₂包裹体、富 液 相CO₂的三相包裹体；这类包裹体主要见于云英岩析离体、云英岩、石英脉中，特点及组 合相似，其中，石英脉中只见气液包裹体，不发育熔融包裹体或熔流包裹体。
        对气液包裹体开展的显微测定显示，无论是石英脉或是云英岩析离体，均一温度集中于190 ～ 300℃，盐度w(NaCl_eq)集中于3%～15%（图9）。这一温度、盐度范围与南岭 地区脉型钨矿床 的流体包裹体特点一致，如瑶岗仙的流体包裹体均一温度160～300℃，盐度w(NaCl eq)为0.9%～9.5%（于志峰等，201 5；曹晓峰等，2009），江西西华山的流体包裹 体均一温度160～300℃，盐度w(NaCl_eq)为2%～8%（魏文凤等，2011），淘锡坑的流体包裹体均一温度150～350℃，盐度w(NaCl eq)<8%（汪群英等，2012）等，数据点分布集中，没有明显的混合、沸腾等演化轨迹（ 祝新友等，2014；2015a） 。
        岩矿鉴定及化学分析结果显示，白云仙地区的粗粒斑状黑云母花岗岩(γⅠ)（九峰岩体 的主 体）分异程度较低。与成矿作用关系密切的细粒花岗岩(γⅡ)和花岗岩岩墙(γⅢ)均 为碱长 花岗岩，其中绝大部分长石均为碱性长石。一部分钠长石An值>5，与围岩的同化混染作用有 关。这种碱长花岗岩的特点与南岭地区锡钨多金属矿成矿地质体的属性一致（祝新友等，20 12b；周新民，2007），其主、微量元素含量也大体可与瑶岗仙及南岭地区钨矿区 成矿花岗岩相比。作为补体的细粒花岗岩岩株(γⅡ)是岩基(γⅠ)演化的结果， 岩墙(γⅢ)是岩浆在岩株(γⅡ)基础上演化的进一步发展。从岩基γⅠ→岩株γⅡ ，斜 长石/钠长石之An值从13.4降至<5；CaO、Fe₂O₃、FeO、MgO、MnO、TiO₂、P₂O₅ 含量迅 速 降低，岩株γⅡ→岩墙γⅢ，主量元素变化相对较小，Al₂O₃、Fe₂O₃(T) 、MgO、MnO含量略有增加， Rb/Ba比值迅速升高。岩基→岩株、岩墙，LREE/HREE比值、δEu值均迅速降低，SiO₂含量 增高，含F矿物黄玉、萤石从无到有，含量增加；稀土元素四分组效应愈加明显。这一 过 程中岩浆的挥发分含量增加，逐渐向酸性端员演化。本区岩株代表的花岗岩浆演化特点 与瑶岗仙及南岭矿带脉型钨矿区花岗岩相似，而岩墙的分异程度更高。
        从岩基γⅠ→岩株γⅡ→岩墙γⅢ，岩浆中成矿元素及亲硫元素不断聚集，特别是 在岩株γⅡ→岩墙γⅢ阶段，含量迅速增加。其中，w(W)、w(Sn)、w (Bi)、w(Mo)在岩基中分别为7.4×10^-6、17.4×10^-6、3.0×10 ^-6、5.5×10^-6，在岩株中分别为15.8×10^-6、42. 7×10^-6、15.3×10^-6、7.3×10^-6，在岩墙中w(W)、w (Bi)、w(Mo)分别达到523×10^-6、291×10^-6、68.0×10-6  （岩墙中未分析Sn）。在岩株γⅡ和岩墙γⅢ中均能见到黑钨矿、黝 锡矿、辉钼矿等作为副矿物出现。Cu、Pb、Zn含量变化较复杂，在岩基γⅠ→岩株γⅡ 阶段，Cu、Pb略有增高，Zn是降低的。两类元素在熔体/熔体（或硅酸盐固体）、熔体/热液 间的分配机制有所不同。
        γⅠ和γⅡ分别与九峰花岗岩岩基的主体和补体相对应，对南岭复式花岗岩中这类主体、补 体 关系的讨论很多（汪传胜等，2004；王炯辉等，2014）。补体具有显著高的分异程度，其中 更加富含W、Sn等成矿元素，与锡钨成矿作用的关系也更加密切。从岩基→岩株，成矿元素 初步富集，W含量增加一倍；而从岩株→岩墙，W含量增加32倍，显示出随着岩浆中挥 发分的进一步聚集，W及其他成矿物质进一步富集。从岩体形态而言，岩基中补体与主体 分布于同一高程上，补体规模较小，挥发分略高，富集程度相对有限；但岩墙位于岩株顶部 之上方，从岩株γⅡ→岩墙γⅢ，聚集大量的挥发分（常见黄玉、 萤石和富Li白云母）及成矿物质。
        石榴子石成分灵敏地反映出岩浆演化的信息，作为花岗岩中副矿物的石榴子石，高度富MnO 贫CaO，明显区别于矽卡岩中的石榴子石。与瑶岗仙花岗岩岩体相比，头天门矿区花岗岩岩 墙中的石榴子石的MnO略低和FeO略高，显示出岩墙较岩体的演化程度更高，岩浆 已具有一定程度的热液作用的性质。
        在岩墙→云英岩化花岗岩→云英岩析离体的演化过程中，W、Bi、Mo得到进一步富集，其中M o含 量在云英岩化花岗岩→云英岩的演化过程中含量降低，这与Mo更加倾向于分布在晚期岩浆中 ，W、Bi向热液富集的规律是一致的。Pb略有增高，Cu、Zn含量变化不显著，强硅化 云英岩阶段还略有降低。
        岩墙→云英岩化花岗岩→云英岩析离体（或云英岩），岩浆（流体）的演化特点明显不同于 岩基γⅠ→岩株γⅡ→岩墙γⅢ的演化。在微量元素及成矿元素含 量变化上尤其明显，体现了流体性质的重大转变。
        岩墙γⅢ→云英岩化花岗岩→云英岩，主量元素、大离子亲石元素、高场强元素、稀 土元素等含量变化不显著，w(SiO₂)从75.80%增至82.14%，与晚期强烈硅化相 对应。在各类 地质体中，岩株、岩墙的Rb/Sr、Rb/Ba比值最高。在Rb_Sr_Ba三角图解（图6a）中，岩基γ Ⅰ →岩株γⅡ→岩墙γⅢ，样品点逐渐向Rb端员迁移，与南岭钨矿带矿区花岗岩的演化趋势 一致（祝新友等，2012b；2013；2014）。岩墙γⅢ→云英岩化花岗岩→云英岩，样品投点 分散，总体上向远离Rb端员的方向迁移。这种元素变化规律显示出形成岩墙之前与岩墙之后成矿流体的性质从以岩浆作用为主导，到 以热液作用为主导，二者的演化是连续的。
        在岩墙γⅢ→云英岩化花岗岩→云英岩析离体的演化过程中，受岩浆和热液作用的影响， W 、Bi、Mo含量进一步提高，从岩墙γⅢ→云英岩化花岗岩→云英岩析离体，w(W)平 均值从523×10^-6→1276×10^-6→1247×10^-6，w(Bi)平均值从 291×10^-6→371×10^-6→864×10^-6，w(Mo)平均值从68×10 -6→155×10^-6→37×10^-6，Mo在云英岩化花岗岩→云英岩析离体阶 段降低。W、Mo这种富集机制的不同也出现在很多钨矿床中，包括云英岩析离体中W富集于核 部的云英岩内，而Mo富集于边部的云英岩化花岗岩中（祝新友等，2013）；在深部发育的 岩浆岩型钨矿床中，如福建行洛坑（张家菁等，2008）、江西阳储岭、茅坪（胡东泉等， 2011；韦星林，2012）、樟东坑（幸世军等，2010）等矿床中都存在上W下Mo的分带现象， 显示Mo倾向富集于晚期岩浆内，而W更多进入早期热液中。
        Cu、Pb、Zn等元素的变化更加复杂，从岩墙→云英岩化花岗岩→云英岩，w(Pb)分 别为198×10^-6、238×10^-6、331×10^-6，略有增高，Cu、Zn在云英 岩阶段迅速降低了。其他亲硫元素，如Sb、Cd、Co、Ni、In、Tl等含量（表中未列出） ，在岩株→岩墙阶段明显增 高，但在岩墙→云英岩阶段，变化不显著，多数略有增加。这些现象说明，成矿流体与矽卡 岩型钨矿床或多数岩浆热液型铜_钼_铅锌矿床不同，推测成矿热液中并没有足够多的硫，盐 度也不高，导致这些亲硫元素在热液中的富集能力有限              从野外地质特征和流体包裹体地球化学特征看，头天门矿床的成矿流体均表现出明显 的自 岩浆→浆液过渡态流体→热液连续演化的过程，“上液下浆”的特点表现得淋漓尽致，与多 数脉型钨矿床的流体演化过程相似（林新多等，1986；1998；祝新友等，2015b）。
        岩浆阶段，在γⅠ中，流体包裹体类型为熔融包裹体，未见萤石、黄玉等富挥发分矿物。 岩 浆晚期阶段，在γⅡ中，包裹体类型以熔融包裹体和熔流包裹体为主，出现萤石、黄玉，显 示岩浆中富含大量H₂O和挥发分。
        浆液过渡态流体阶段。在岩墙γⅢ中，虽然总体表现为花岗结构，但热液蚀变广泛，尤其是 在矿化发育部位。包裹体类型以熔流包裹体为主，伴随大量气液包裹体，富含萤石、黄 玉、锂白云母等富挥发分矿物，成矿流体更多呈现出浆液过渡态流体的特征。在岩墙上部， 尤其是南北两端分岔部位，岩墙边部常出现富硅的云英岩边或硅质边，这正是高度富含 挥发分和H₂O的岩浆随温度降低自岩浆中分离出来的标志。云英岩更多地集中于岩墙上、 下盘附 近。在岩墙内常见云英岩析离体，是由岩浆分异的过饱和挥发分和H₂O形成，见于瑶岗仙 、 石人嶂等脉型钨矿床中（祝新友等，2013），是浆液过渡态流体形成的标志；析离体外带表 现出岩浆性质，核部表现为热液作用特点。相比瑶岗仙、石人嶂等钨矿床，头天门岩墙中的 析离体岩浆物质更少，富硅边更大。热液阶段，表现为黑钨矿石英脉，脉体无明显多阶段脉动性质，特点与多数脉型钨矿床相似 ，原生包裹体主要是气液两相包裹体，常见富CO₂三相包裹体。
        含钨石英脉大多产于岩体顶部接触带附近（朱焱龄等，1981；古菊云，1984；王小飞等，20 11），不同钨矿床石英脉与岩体的空间产出关系有所不同，概括来说，可分为带内脉式、正 常脉式和带外脉式（韦星林，2012）。带内脉式钨矿以西华山为代表，石英脉产于岩体内， 基本上不进入碎屑岩围岩。大多数钨矿床为正常脉式，主体分布于岩体外侧的碎屑岩中，少 量分布于岩体内。“带外脉式”钨矿床的石英脉几乎全部产于花岗岩外侧，基本不进入岩体 ，代 表性矿床除头天门外（图2b），还有江西嶂东坑（幸世军等，2010）、湖南瑶岗仙之杨梅岭 、福建行洛坑（石英脉）（张玉学等，1993）等钨矿床。
        “带外脉式”钨矿床的形成与岩体顶部水压破裂发生较早有关。含钨石英脉之控矿断裂与岩 浆上 涌的水压致裂作用有关（汪劲草等，2008）。这种水压断裂发生于岩浆完全固结之前，导致 岩体顶部附近富含挥发分和H₂O的岩浆沿断裂上涌形成岩墙。随着温度降低，挥发分和H 2O过 饱和，自岩浆中分离形成云英岩析离体和岩体边部的云英岩或云英岩化花岗岩。受结晶分 异的影响，富含成矿物质和挥发分的流体在岩墙上部富集，形成花岗岩型或云英岩型矿化。 一些分异出的富硅、富成矿物质的热液流体扩散迁移至更上部外侧的断裂裂隙中，形成含钨 石英脉（图9、10）。
制约“带外脉式”钨矿成矿的主要因素包括：岩浆的H₂O与挥发分含量、成矿深度。岩浆 中 的内压明显高于静岩压力，且上部岩石能干性相对差（泥盆系砂岩未变质，能干性低于震旦 系、寒武系变质粉砂岩）。爆裂的规模不是非常大，并未形成网脉，而是形成断裂裂隙带。 爆裂时岩浆并未固结或未完全固结。
        “带外脉式”钨矿床的主要工业矿体为石 英脉型和岩墙内的花岗岩型（云英岩型），成矿物质主要集中于石英脉及岩墙顶部，下部岩 株中一般不出现工业矿体。而花岗岩型矿床，如福建行洛坑钨矿，接触带外侧也发育岩脉和 石英脉，但主要矿化类型为分散浸染状矿体，产于岩体中（顶部）。
        “带外脉式”钨矿床是脉型钨矿床的一个重要亚类型，矿床中除石英脉型矿体外，岩体顶部 附近 往往发育较大规模的云英岩型或花岗岩型钨矿体，表现为上脉下体的二元结构，类似的矿床 还包括江西嶂东坑（黄小娥等，2012）、茅坪（王定生等，2011）等矿床，最近完成的项目 “江西樟斗钨矿深部接替资源勘查”，在岩体顶部的岩墙中发现大规模的钨矿体，初 步控制WO₃资源量超过3000吨（图10）。很多花岗岩型矿床也如此，如福建行洛坑（张玉 学 等，1993；张家菁等，2008）、江西阳储岭（莫名浈，1990）、大湖塘（张志辉，2014）等 矿床，矿化类型以花岗岩型为主，顶部外接触带出现石英脉型钨矿。这种现象也见于国外很 多云英岩型钨锡矿床中，如澳大利亚Cleveland锡矿床（Jackson et al., 2000）、捷克Vyk manov钨矿床（temprok et al., 2005）、巴西Correas钨锡矿床（Bettencourt et al.,  2005）和Pedra Preta钨矿床（Rios et al., 2003）等，矿体发育于岩体顶部突出部位，上 部还可发育黑钨矿石英脉，如伊朗Nezamabad钨矿床（Esmaeily et al., 2009）。
        对于脉型钨矿床而言，成矿地质体为岩墙γⅡ，而对于整个头天门矿床而言，成矿地 质体为深部的隐伏细粒花岗岩体γⅡ。成矿地质体富含成矿物质和挥发分，w(W)>1 0×10^-6。细粒花岗岩γⅡ 岩浆演化至岩墙（岩浆）之后，岩浆中的挥发分和成矿物质进一步富集，w(W)>500 ×10^-6，并随着温度降低分异形成云英岩析离体。
        花岗岩型或云英岩型钨矿（云英岩化花岗岩）由于含矿热液由下向上的聚集，而主要分布于 岩 墙上部，可形成全岩矿化，在岩墙中部的上、下盘也可形成矿体。这类矿石品位不高， w(WO₃) 0.15%～0.3%。含钨石英脉于主要分布于岩墙外侧更上方，与岩墙平 行。
        成矿体系从富含成矿物质和挥发分的隐伏岩体γⅡ，逐步过渡至岩墙γⅢ，热液的迁 移导致在岩墙周围和上方形成含钨石英脉，形成了从下至上岩浆→热液连续演化的成矿模型 （图11）。在白云仙矿田，头天门钨矿剥蚀程度较大，成矿模型顶部的含钨石英脉大部分已 被剥蚀。矿田中西部的猫眉坳矽卡岩 型钨矿床，只保留了接触带附近的块状矽卡岩，网脉 状矽卡岩已遭剥蚀，外围的铅锌矿规模很小，大部分被剥蚀。
        头天门矿床(带外脉式矿床)模型，岩墙及 其中的云英岩构成较大规模的钨矿，岩墙与石英脉可作为相互的找矿指示标志。在此类型 钨矿发育区，顶部呈线状分布的石英脉，深部可能出现较大规模的岩墙状钨矿。同时，根据 上脉下墙的特点，此类型钨矿的成矿模式也可作为评价矿区剥蚀程度的依据。在头天门 地区，由于黑钨矿石英脉大部分已开采殆尽，下一步的找矿重点应调整为以寻找深部矿化岩 墙或花岗岩型钨矿为目标。
        头天门钨矿床粗粒斑状黑云母花岗岩（γⅠ）→细粒花岗岩岩株（γⅡ）→岩墙（γⅢ） → 云英岩化花岗岩→云英岩→石英脉，构成岩浆_热液演化的全过程，这一过程中成矿元素逐 渐聚集。在岩墙之前的演化过程中，成矿元素的富集主要受岩浆晚期分异作用的制约，岩墙 之后的演化强烈受热液作用的影响。
        成矿流体经历了岩浆→浆液过渡态流体→热液的演化 过程，表现出“上液下浆”的分带特点 。其中，浆液过渡态流体主要表现在云英岩化花岗岩、云英岩析离体、岩墙边部出溶的硅质 边以及大量出现的熔流包裹体等方面。
        以白云仙矿田头天门矿床为基础建立的“带外脉式”石英脉型钨矿床成矿模型，成矿地质体 为细粒 碱长花岗岩岩株以及上部的岩墙。岩墙上部或边部形成花岗岩型或云英岩型钨（钼）矿，更 上部及外侧的砂岩中发育与之近于平行的黑钨矿石英脉。带外脉的形成机制包括：岩浆 富挥发分和H₂O引起岩体顶部围岩的破裂发生于岩浆固结之前，富含成矿物质的岩浆沿断 裂充填形成岩墙，并在更外侧形成石英脉。
        头天门矿田钨矿的剥蚀程度较大，顶部呈线状分布的石英脉大部分已 遭剥蚀(已开采殆尽)，但岩墙中的矿化基本保留，因此，下一步的找矿对象应为以岩墙 为主 的花岗岩型钨矿化，并拓展更深部的找矿工作。    
        志谢参加本工作的人员还有焦守