甘肅敦煌小獨山西鎢礦床成礦流體特征及來源分析*

張鳴遠，劉戰慶**，崔豐智，李瑞霜，席 昊，陳玉峰，陶超群，岑炬標

（1 桂林理工大學地球科學學院，廣西桂林 541004；2 甘肅省有色金屬地質勘查局張掖礦產勘查院，甘肅張掖 734000；3 長安大學地球科學與資源學院，陜西西安 710054）

石英脈型鎢礦床是世界上鎢金屬的重要來源，其常見類型為石英脈型黑鎢礦床，主要分布在中國的湘粵贛地區。而甘肅敦煌小獨山西鎢礦床是石英脈型大型白鎢礦床，該礦床的發現受到了眾多學者的關注。前人已對該地區進行了一系列的研究，包括對礦區成巖成礦年代分析、脈體流體包裹體測試及氫氧同位素測試（陳玉峰等，2009；肖澤忠等，2011；孫倉平等，2017）、地球化學分析（何智祖等，2012）、礦床成因（陳玉峰等，2009；馬德成等，2011；張紅軍等，2011；何智祖等，2012；孫倉平等，2017）、礦床礦石特征（李克等，2009）等研究。查明了該礦區的鎢礦主要為燕山中期產物，與成礦密切相關的二長花崗巖形成于燕山早-中期，確定了該礦區的地質特征、控礦條件對該區成礦的影響。

盡管前人對小獨山西鎢礦區進行了一系列的研究并且對該區的流體包裹體進行了研究，但這些成果還遠遠不夠，前人在對流體包裹體的研究中，并未涉及到通過流體包裹體實驗總結該礦床的沉淀機制，建立黑鎢礦與白鎢礦成礦關系。因此，筆者在前人研究成果的基礎上，通過該區的流體包裹體特征及來源對該礦床的沉淀機制進行進一步分析。以小獨山西鎢礦區不同階段的熱液型含礦石英脈流體包裹體為研究對象，根據包裹體巖相學、流體包裹體顯微溫度測試、激光拉曼探針分析和碳、氫-氧同位素分析，探討了該地區成礦流體的特征和成礦機制，為在北山地區鎢礦床研究提供依據。

1 區域地質

甘肅小獨山西鎢礦區位于塔里木板塊東端（敦煌地塊），北山陸緣活動帶古生代柳園-俞井子裂谷帶西段，及東西向的斷裂（天山-陰山斷裂）和北東向的斷裂（阿爾金次級斷裂）的復合疊加位置。北山地區位于華北-塔里木板塊、西伯利亞板塊和哈薩克斯坦板塊3 大板塊交匯部位，構造運動強烈，區域主要出露有前長城系、震旦系上統、寒武系、奧陶系、泥盆系中統、石炭系、二疊系、新近系上新統及第四系。該區經歷了多期次構造運動，斷裂構造、褶皺構造十分發育，區域構造復雜，控制著本區巖漿活動、沉積地層和各種礦物的產出和分布。構造以EW 向、NW向為主。區域構造應力主要來自SN 向的擠壓形成EW 向構造，EW 向構造發展于前震旦紀，成熟定型于石炭紀。NW 向構造生成發展于石炭紀，疊加在EW向構造之上，并受其限制，于二疊紀成熟，對區域成礦有一定的控制作用（馬德成等，2011）。

區內含較大的褶皺包括鹽灘東-白山復式向斜、白山東南復式背斜、白山北側下二疊統組成軸向EW向的向斜。鹽灘東-白山復式向斜軸向為NEE向，核部受華力西晚期巖體多次侵入，形態較為復雜。白山東南復式背斜呈NEE向展布，背斜特征復雜，可能為多期構造運動的結果。白山北側下二疊統組成軸向EW 向的向斜，呈近EW 向展布，并且呈現出向東傾伏的特征，研究區即位于該褶皺上。

2 礦區地質

礦區斷裂極為發育，主要發育有近EW 向、NW向、NE向3組斷裂，其中最為發育的是近EW 向平行展布的1 組斷裂，其次是NW 向和NE 向的局部平移斷層（圖1a、b）。近EW 向斷裂以F1、F2兩條區域斷裂派生而來。其中，F1斷裂規模較大表現為左行平移斷層，傾向南，是第五、第六巖性段的分界線，F1-1表現為左行平移逆斷層，F1-2是規模較大的山前斷裂，是本區地形地貌的重要分界線，也是Ⅱ號礦化帶的北界線；F2是區內最大的1條斷裂，也是第三、第四巖性組的分界線，屬右行平移正斷層性質，F2-2斷層是下二疊統第一巖性段與第二巖性段的接觸分界線，F2-3斷裂是石炭系與二疊系的分界線。NW 向和NE 向的斷裂規模較小，多屬本區晚期形成，它們不僅切斷了EW 向斷層，也切斷了礦化蝕變帶，是成礦后的斷裂。

圖1 敦煌小獨山西鎢礦床構造位置示意圖（a，據李煜航，2009修改）和敦煌小獨山西鎢礦區地質圖（b，據陳玉峰等，2009）1—第四系；2—下二疊統紅柳河組第六巖性段；3—下二疊統紅柳河組第五巖性段；4—下二疊統紅柳河組第四巖性段；5—下二疊統紅柳河組第三巖性段；6—下二疊統紅柳河組第二巖性段；7—下二疊統紅柳河組第一巖性段；8—中石炭統矛頭山組；9—玄武巖；10—鈉長石英斑巖；11—閃長玢巖；12—輝綠巖；13—斷層；14—礦體Fig.1 Tectonic setting(a,modified after Li,2009)and simplified geological map(b,after Chen et al.,2009)of the Xiaodushanxi tungsten deposit in Dunhuang1—Quaternary;2—The 6th lithologic member of the Lower Permian Hongliuhe Formation;3—The 5th lithologic member of the Lower Permian Hongliuhe Formation;4—The 4th lithologic member of the Lower Permian Hongliuhe Formation;5—The 3rd lithologic member of the Lower Permian Hongliuhe Formation;6—The 2nd lithologic member of the Lower Permian Hongliuhe Formation;7—The 1st lithologic member of Hongliuhe Formation of Lower Permian;8—Middle Carboniferous Maotoushan Formation;9—Basalt;10—Albite quartz porphyry;11—Diorite porphyrite;12—Diabase;13—Fault;14—Ore body

F5、F6均為右行平移斷層形成時間較晚，是成礦后的斷裂，被早期的F1-2和F2-3所錯斷，它們分別控制了Ⅰ號礦化帶的東界、西界及Ⅱ號礦化帶的東界，切錯了經過的近EW向地層和構造，斷層斷距普遍不超過10 m，對北西向礦化帶和礦體的完整性影響不大。

Ⅰ號礦帶位于礦床中南部，整體呈面狀分布，主要賦存于紅柳河組第一至四巖性段；Ⅱ號礦帶位于礦床中西部，礦帶主要位于紅柳河組第三、四巖性段中，礦脈走向與Ⅰ號礦帶走向相當（陳玉峰等，2009）因斷層切割，無法按走向圈定，暫按工程控制圈定呈東西向，東段與Ⅰ號礦化帶交界。

結合前人對該礦區的研究（陳玉峰等，2009），礦區內主要出露中石炭統、下二疊統、第四系，其中，下二疊統紅柳河組與成礦關系密切（圖2a～d）。根據巖性組合特征，將礦區的下二疊統紅柳河組分成6 個巖性段，相鄰巖性段均為斷層接觸。其中，第一巖性段為含火山角礫凝灰質砂巖及凝灰質粗砂巖、鈣質砂巖等，是主要富礦地層；第二巖性段主要巖性為灰色、灰綠色糜棱巖、千枚巖化凝灰質細砂巖、絹云母千枚巖、含炭絹云母千枚巖；第三巖性段巖性較為單一，凝灰質砂巖為主；第四巖性段主要巖性為灰色、灰黑色片理化的輝綠巖、凝灰質砂巖、含炭絹云母千枚巖；第五巖性段主要巖性為土黃色、灰色、褐色的凝灰質砂巖；第六巖性段主要為灰色、灰綠色凝灰質砂巖、細砂巖，下部夾土黃色鈣質粉砂巖，與第五巖性段為斷層接觸。中石炭統矛頭山組受淤泥河大斷裂長期多次的構造擠壓活動，中石炭統矛頭山組巖石普遍具片理化和糜棱巖化。

圖2 敦煌小獨山西鎢礦床礦石、礦化石英脈地質觀察及礦相學照片a.含黑鎢礦石英脈穿插于圍巖中；b.紫光燈下巖芯中的白鎢礦呈淡藍色；c.白鎢礦交代黑鎢礦或充填于黑鎢礦縫隙中；d.黃鐵礦呈固溶體分離結構Qtz—石英；Wf—黑鎢礦；Sch—白鎢礦；Py—黃鐵礦；Cc—輝銅礦Fig.2 Geological observation and petrographic photos of the ore and mineralized quartz veins from the Xiaodushanxi tungsten deposit in Dunhuanga.The quartz veins containing wolframite are cutting across the wall rock;b.The scheelite in the core under the UV Fluorescent Light is light blue;c.Scheelite metasomatism wolframite or filling in the cracks of wolframite;d.The pyrite has a solid-solvent separation structure Qtz—Quartz;Wf—Wolframite;Sch—Scheelite;Py—Pyrite;Cc—Chalcocite

礦區內未見有大型侵入巖體，小巖枝、巖脈較為發育。其主要巖性有玄武巖、花崗閃長巖、花崗巖、花崗斑巖、鈉長石英斑巖、輝綠巖、石英脈等。前人采集了礦區南側3 km 處的二長花崗巖并對其進行了全巖Rb-Sr 年齡測定，測定年齡為（207.1±6）Ma，系燕山早期產物（陳玉峰等，2009）。

礦區內金屬礦物主要有白鎢礦、黑鎢礦、黃鐵礦等（圖2a～d）。非金屬礦物主要有石英、斜長石、方解石、白云母、螢石絹云母等。

結合前人研究小獨山西鎢礦的熱液成礦期（陳玉峰等，2009；肖澤忠等，2011）可分為3個成礦階段：Ⅰ階段為黑鎢礦-石英階段，形成溫度較高，屬高溫熱液階段，區內黑鎢礦、黃鐵礦主要形成于Ⅰ階段；Ⅱ階段為白鎢礦-石英階段，是主成礦階段，其形成溫度略低，屬于中溫熱液階段，區內白鎢礦、黃鐵礦、螢石主要形成于該階段；Ⅲ階段為碳酸鹽巖階段，形成的溫度較低，主要為方解石、白云石組合，另有少量晚期石英。

3 樣品采集及測試方法

筆者分別采集了甘肅小獨山西鎢礦區不同熱液礦化階段的流體包裹體樣品，進行了巖相學觀察、激光拉曼探針分析，對15 件流體包裹體樣品進行了顯微測溫分析，對2件Ⅰ階段及7件Ⅱ階段的樣品進行了氫氧同位素分析測試，對2 件方解石樣品進行碳氧同位素分析測試。

流體包裹體顯微測溫與激光拉曼測試均在桂林理工大學廣西隱伏金屬礦產勘查重點實驗室進行，流體包裹體顯微測溫儀器為英國產的Linkam-MDS600冷熱臺，其溫度控制范圍在-196～500℃，加熱面積22 mm，加熱速率0.01～150℃/min，精度為±0.1℃。激光拉曼測試儀器為Renishaw in Via，實驗選取熱液成礦期的包裹體作為拉曼分析的研究對象。

碳、氫-氧同位素均在北京中科礦研檢測技術有限公司完成。方解石的碳、氧同位素實驗分析測試所用儀器為253Plus氣體穩定同位素質譜儀，以PDB和SMOW 為標準報出δ13C 和δ18O。石英流體包裹體樣品的氫氧同位素所用測試儀器為MAT-253型質譜儀，分析結果均以SMOW為標準報出δ18O和δD。

4 分析測試結果

4.1 包裹體巖相學

通過巖相學觀察發現，含鎢礦石英脈中普遍發育有流體包裹體，且多為成群或孤立的原生包裹體，包裹體大小不等，主要在3～15 μm之間。

根據流體包裹體室溫相態分類準則（Clayton et al.,1972；盧煥章等，2004），此次試驗的包裹體主要分為氣-液相兩相包裹體（Ⅰ型）和含液相CO2三相包裹體（Ⅱ型）2種類型（圖3a～f）。

圖3 敦煌小獨山西石英脈型鎢礦床流體包裹體顯微照片a～c.Ⅰ型氣-液兩相包裹體；d.Ⅱ型含CO2三相包裹體；e.同一視域下相態相同的流體包裹體組合；f.生長在石英裂隙的包裹體Fig.3 Micrograph of fluid inclusions in quartz from the Xiaodushanxi tungsten deposit in Dunhuanga～c.Type Ⅰgas-liquid two-phase inclusions;d.Type Ⅱthree-phase inclusion containing liquid CO2;e.FIA with the same phase state in the same field of view;f.Inclusions growing in quartz fractures

4.2 包裹體溫度測試

包裹體測溫試驗使用均一溫度法和冷凍法，對的石英中的包裹體進行均一溫度和冰點溫度的測試，根據Hall等（1988）提出的冰點鹽度計算公式W=0.00+1.78Ti-0.0442Ti2+0.000557Ti3，W為NaCl 的質量分數，Ti為冰點溫度，求得鹽度（表1）。

表1 敦煌小獨山西鎢礦床顯微測溫結果Table 1 Microthermometric results of fluid inclusions in quartz from the Xiaodushanxi tungsten deposit in Dunhuang

研究區內Ⅰ階段的Ⅰ型流體包裹體均一溫度介于141.2～352.1℃，平均溫度306.1℃；鹽度w（NaCleq）變化于3.0%～18.1%，平均9.3%，包裹體呈中高溫、中鹽度的特征。該段發育的Ⅱ型包裹體，其CO2三相點溫度介于-59.3～-57.5℃，低于純CO2的三相點溫度（-56.6℃），包裹體加熱過程中，籠合物熔化溫度介于6.9～8.5℃，鹽度w（NaCleq）為3.0%～5.9%，部分均一溫度介于27.3～28.6℃；Ⅱ階段Ⅰ型包裹體均一溫度介于119.0～318.3℃，平均220.7℃；鹽度w（NaCleq）為0.2%～21.1%，平均7.0%，包裹體呈中高溫、中低鹽度的特征；Ⅲ階段Ⅰ型包裹體均一溫度介于97.0～233.1℃，平均153.9℃；鹽度w（NaCleq）介于0.8%～5.7%，平均3.9%，包裹體呈低溫、低鹽度特征（圖4）。

圖4 敦煌小獨山西鎢礦床流體包裹體鹽度、均一溫度直方圖Fig.4 Salinity and homogenization temperature histograms of fluid inclusions in quart from the Xiaodushanxi tungsten deposit in Dunhuang

4.3 氫-氧同位素分析

對小獨山西鎢礦區熱液型含鎢礦石英包裹體的9件樣品進行測試，其中，成礦Ⅰ階段2件樣品、成礦Ⅱ階段7件樣品。測得δDV-SMOW范圍-76.4‰～-98.3‰，平均值-88.2‰，δ18OV-SMOW范圍11.8‰～13.1‰，平均值12.4‰，根據Clayton 等（1972）提出的石英-水系統的氧同位素平衡方程1000lnα石英-水=3.38×106/T2-3.40（T為包裹體均一溫度的平均值）計算出流體的δ18O（H2O）值為0.8‰～5.4‰（表2），平均值2.3‰，低于正常巖漿水的δ18O（H2O）值（5.5‰～9.5‰）（Taylor,1974）。

表2 敦煌小獨山西鎢礦及國內其他典型鎢礦中流體氫-氧同位素組成表Table 2 Hydrogen and oxygen isotopic composition of fluid in quartz from the Xiaodushanxi tungsten deposit in Dunhuang and other typical tungsten mines in China

4.4 碳、氧同位素測試

對小獨山西鎢礦區的熱液型方解石脈包裹體的2 件樣品進行了測試，得到δ13CV-PDB為-0.26‰、-0.73‰，δ18OV-PDB為-33.59‰、-31.19‰，δ18OV-SMOW為-1.26‰、-3.73‰（表3）。

表3 敦煌小獨山西鎢礦床熱液型方解石碳、氧同位素測試Table 3 Carbon and oxygen isotopic composition of hy?drothermal calcite from the Xiaodushanxi tungsten deposit

5 討論

5.1 成礦流體特征

小獨山西鎢礦床含礦石英脈包裹體顯微測溫結果表明，成礦Ⅰ階段流體呈中高溫度、中鹽度特點，主成礦期流體呈中高溫、中低鹽度特點且鹽度跨度較大，成礦Ⅲ階段成礦流體呈中低溫度、低鹽度特征。根據均一溫度與鹽度圖示（圖4），發現Ⅰ、Ⅱ階段成礦流體的均一溫度、鹽度變化范圍較大，但均一溫度與鹽度呈現出正相關的關系。造成這種原因可能是該地區不同類型的流體發生了混合，成礦流體發生了流體混合作用。而Ⅰ階段Ⅰ型包裹體的鹽度高于Ⅱ型包裹體鹽度的原因，可能是該地區的流體在混合過程中，受壓力與溫度影響，流體內部產生了去氣作用，致使部分揮發份分離出流體，因部分氣相逸失，從而使剩余流體中鹽度升高。對于Ⅰ階段與Ⅱ階段中測得低于白鎢礦與黑鎢礦成礦流體溫度、鹽度的現象，其原因可能是捕獲了低鹽度、低密度的流體。

結合小獨山西鎢礦區的石英包裹體氫-氧同位素實驗數據（表2），得出Ⅰ階段的δ18OV-SMOW值為12.5‰、12.8‰，為2.1‰、5.4‰；Ⅱ階 段δ18OV-SMOW為11.8‰～13.1‰,為0.8‰～2.4‰。Ⅰ階段的1 個點投出了接近于原生巖漿水的值，而另1 個點則與主成礦期Ⅱ階段投出均低于正常巖漿水值（為5.5‰～9.5‰）（Taylor,1974）（圖5），說明黑鎢礦與白鎢礦的形成均受到了巖漿水與大氣降水的影響。早期的熱液來源為巖漿水，而促使2個階段成礦的則是成礦熱液受到大氣降水的混合。顯微測溫結果證明，該地區黑鎢礦的成礦溫度高于白鎢礦的成礦溫度，且熱液來源一致，即高溫的黑鎢礦先形成，后由于溫度的逐漸降低，內部發生交代作用形成白鎢礦。

該礦床氫-氧同位素特征，與中國贛南地區典型的石英脈型鎢礦床及滇東南南秧田石英脈型鎢礦床部分特征相類似，都明顯體現出大氣降水的參與（莊龍池等，1991；魏文鳳等，2011；宋生瓊等，2011；王彩艷等；2020），但對比分析發現δD與的值存在部分差異（表2），研究區的值低于原生巖漿水的值（圖5）。

δD 同位素可能反映了成礦流體在長時間的演化過程中，發生了強烈的去氣作用，野外及已有地質資料顯示，礦床受NE 向、NW 向次級斷裂的控制，成礦流體的去氣作用也應受該構造的控制。而值發生了所謂的“δ18O 漂移”現象，即受大氣降水影響，大氣降水與巖漿水中的氧同位素發生了不同程度的交換。這類特征與內蒙古烏日尼圖鎢鉬礦床（楊增海等，2013）相似（圖5）。

圖5 敦煌小獨山西鎢礦床成礦流體δ18-δD圖解（底圖據Taylor,1974）Fig.5 δ18-δD diagram of ore-forming fluid in the Xiaodushanxi tungsten deposit(base diagram after Taylor,1974)

2 組方解石包裹體的碳、氧同位素樣品實驗數據，δ13CPDB為-0.26‰、-0.73‰，δ18OPDB為-33.59‰、-31.19‰，δ18OV-SMOW為-1.26‰、-3.73‰（表3）。在碳酸鹽δ18OV-SMOW與δ13CV-PDB組成關系圖解（圖6）中，2 個樣品均落在了原始區偏遠的左側。前人的研究結果表明，成礦熱液系統中的碳主要來源為3 種：①沉積巖中碳酸鹽巖脫氣或含鹽鹵水與泥質巖相互作用，這種來源的碳同位素組成具有重碳同位素的特征，δ13CV-PDB范圍-2‰～3‰，海相碳酸鹽δ13CV-PDB大多穩定在0（Veizer et al.,1980）；②深部來源的碳來自地幔去氣或巖漿，δ13CV-PDB范圍分別為-5‰～-2‰和-9‰～-3‰；③沉積巖、變質巖與火成巖中的有機碳（還原碳），一般富集12C，因而δ13CV-PDB組成很低，其范圍為-30‰～-15‰，平均值-22‰。

圖6 敦煌小獨山西鎢礦床方解石δ18OV-SMOW-δ13CV-PDB圖解（底圖據劉家軍等，2004修改）Fig.6 δ18OV-SMOW-δ13CV-PDB diagram of calcite from the Xiaodushanxi tungsten deposit(base diagram modified from Liu et al.,2004)

根據小獨山西鎢礦床熱液方解石碳、氧同位素組成特征（圖6）顯示，δ13CV-PDB為-0.26‰、-0.73‰，與海相碳酸鹽相當（δ13CV-PDB=-1‰～2‰）（Ohmoto.,1972），但δ18OV-SMOW極低，出現了自然界中罕見的負數（-1.26‰、-3.73‰），與云南白秧坪銀銅多金屬礦、內蒙古烏日尼圖鎢鉬礦床（劉家軍等，2004；楊增海等，2013）相似，這說明成礦熱液在早期碳酸鹽階段成礦流體來源于巖漿，在后期演化過程中，受到了大氣降水的影響，成礦流體為巖漿水與大氣降水的混合，與大氣降水發生了強烈的氧同位素交換作用（倪懷瑋等，2003）。這與氫氧同位素分析都說明該地區受到了大氣降水的影響。

5.2 礦床沉淀機制

研究證明，石英脈型鎢礦床的W主要以鎢酸、鎢酸鹽及鎢的離子形態存在和運移。受溫度影響，W的存在方式也不同，高溫環境下鎢主要以鎢酸、鎢酸鹽及離子形態存在并遷移，如等；在中低溫度，高度含氟的流體中，鎢的氟氧絡合物（如[WO3F]-、[WO2F4]2-等）對鎢遷移也具有重要的作用（劉英俊等，1987）。如果石英包裹體中有大量的CO2型包裹體，CO2對鎢的離子態有著穩定和保護作用，因此，鎢會主要以的形式遷移，而鎢的陽離子沉淀劑Ca2+、Fe2+、Mn2+，可以在溶液中與鎢一起搬運（許泰，2012）。筆者通過對流體包裹體進行激光拉曼分析，發現包裹體常見組分以CO2、H2O、CH4為主（圖7），測溫結果已知成礦流體具有中高溫度的特點，根據陳玉峰等（2009）對成礦流體的液相成分分析結果顯示，礦區的成礦流體陰離子主要以F-、Cl-為主（表4），由此表明，成礦流體為中高溫富氟的熱液流體，為鎢呈氟氧絡合物的形式遷移提供了物質基礎，且CO2的存在對鎢的離子態起到保護作用，故該礦床鎢的遷移方式可能以鎢的氟氧絡合物（如[WO3F]-、[WO2F4]2-等）以及為主。當物理化學條件發生變化時，鎢的絡合物發生分解，并在合適的空間下形成鎢的沉淀。

圖7 敦煌小獨山西鎢礦床石英脈流體包裹體激光拉曼測試Fig.7 Laser Raman measurement of fluid inclusions in quartz vein from the Xiaodushanxi tungsten deposit in Dunhuang

表4 小獨山西鎢礦床石英包裹體液相成分（數據來源陳玉峰等，2009）Table 4 Liquid phase composition of fluid inclusions in quartz from the Xiaodushanxi tungsten deposit(data source Chen et al.,2009)

前人的研究表明，熱液型鎢礦床的沉淀作用根本上為成礦流體中鎢的絡合物發生分解、沉淀的過程（王旭東等，2012）。鎢的沉淀機制被認為主要有流體的混合作用（Ramboz et al.,1985;Bailly et al.,2002;張德會等，1997；魏文鳳等，2011）、流體沸騰（不混溶）作用（Ramboz et al.,1982;張德會等，1997；席斌斌等，2008；王旭東等，2012）及流體的自然冷卻（Ramboz et al.,1985;席斌斌等，2008）。小獨山西鎢礦床受多期次的構造運動的影響，致使礦區內部斷裂裂隙發育，為成礦熱液的運移提供了通道和儲存空間，也為大氣降水提供了充足的通道，強烈的巖漿活動為該區提供了豐富的成礦物質及溫度條件，當高溫度、高鹽度的成礦流體填充進地層與低溫、低鹽度的流體混合時，發生了流體混合作用，該混合作用也得到了顯微測溫數據、碳、氫-氧同位素的證實。流體的混合作用造成成礦流體物理化學條件發生變化，致使鎢的絡合物發生分解，含礦熱液在圍巖貧鈣的地層形成了較少量的黑鎢礦，后溫度逐漸降低鎢的絡合物與富含Ca 的地層結合，形成白鎢礦的沉淀并富集。

6 結論

（1）敦煌小獨山西鎢礦床熱液成礦階段主要劃分為石英-黑鎢礦階段（Ⅰ階段）、石英-白鎢礦階段（Ⅱ階段）、碳酸鹽巖階段（Ⅲ階段），測溫結果表明黑鎢礦的成礦溫度高于白鎢礦，流體混合作用是鎢大量富集沉淀的主要原因。

（2）氫-氧同位素測試結果顯示，Ⅰ階段與Ⅱ階段流體包裹體的δD和δ18O值，分別為-98.3‰～-76.4‰和0.8‰～5.4‰，呈現出成礦早期同主成礦期的大氣降水與巖漿水混合的特征，黑鎢礦先形成，因溫度逐漸降低，鎢的絡合物與富含Ca 的地層結合，形成白鎢礦的沉淀并富集。

（3）碳氧同位素測試顯示，方解石內流體的δ13C值為-0.26‰～-0.73‰，δ18O 值為-1.26‰～-3.73‰，說明成礦晚期與大氣降水發生了強烈的氧同位素交換。

（4）該地區經歷了強烈的巖漿活動為該區帶來了豐富的成礦條件，多期次的構造運動為成礦熱液的運移提供了通道和儲存空間，使得成礦熱液可以很好的充填在下二疊統紅柳河組各巖性層中并與低溫、低鹽度流體發生流體混合作用形成鎢礦床。