甘肅敦煌小獨(dú)山西鎢礦床成礦流體特征及來(lái)源分析*

張鳴遠(yuǎn)，劉戰(zhàn)慶**，崔豐智，李瑞霜，席 昊，陳玉峰，陶超群，岑炬標(biāo)

（1 桂林理工大學(xué)地球科學(xué)學(xué)院，廣西桂林 541004；2 甘肅省有色金屬地質(zhì)勘查局張掖礦產(chǎn)勘查院，甘肅張掖 734000；3 長(zhǎng)安大學(xué)地球科學(xué)與資源學(xué)院，陜西西安 710054）

石英脈型鎢礦床是世界上鎢金屬的重要來(lái)源，其常見(jiàn)類型為石英脈型黑鎢礦床，主要分布在中國(guó)的湘粵贛地區(qū)。而甘肅敦煌小獨(dú)山西鎢礦床是石英脈型大型白鎢礦床，該礦床的發(fā)現(xiàn)受到了眾多學(xué)者的關(guān)注。前人已對(duì)該地區(qū)進(jìn)行了一系列的研究，包括對(duì)礦區(qū)成巖成礦年代分析、脈體流體包裹體測(cè)試及氫氧同位素測(cè)試（陳玉峰等，2009；肖澤忠等，2011；孫倉(cāng)平等，2017）、地球化學(xué)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(cāng)平等，2017）、礦床礦石特征（李克等，2009）等研究。查明了該礦區(qū)的鎢礦主要為燕山中期產(chǎn)物，與成礦密切相關(guān)的二長(zhǎng)花崗巖形成于燕山早-中期，確定了該礦區(qū)的地質(zhì)特征、控礦條件對(duì)該區(qū)成礦的影響。

盡管前人對(duì)小獨(dú)山西鎢礦區(qū)進(jìn)行了一系列的研究并且對(duì)該區(qū)的流體包裹體進(jìn)行了研究，但這些成果還遠(yuǎn)遠(yuǎn)不夠，前人在對(duì)流體包裹體的研究中，并未涉及到通過(guò)流體包裹體實(shí)驗(yàn)總結(jié)該礦床的沉淀機(jī)制，建立黑鎢礦與白鎢礦成礦關(guān)系。因此，筆者在前人研究成果的基礎(chǔ)上，通過(guò)該區(qū)的流體包裹體特征及來(lái)源對(duì)該礦床的沉淀機(jī)制進(jìn)行進(jìn)一步分析。以小獨(dú)山西鎢礦區(qū)不同階段的熱液型含礦石英脈流體包裹體為研究對(duì)象，根據(jù)包裹體巖相學(xué)、流體包裹體顯微溫度測(cè)試、激光拉曼探針?lè)治龊吞肌?氧同位素分析，探討了該地區(qū)成礦流體的特征和成礦機(jī)制，為在北山地區(qū)鎢礦床研究提供依據(jù)。

1 區(qū)域地質(zhì)

甘肅小獨(dú)山西鎢礦區(qū)位于塔里木板塊東端（敦煌地塊），北山陸緣活動(dòng)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(jí)斷裂）的復(fù)合疊加位置。北山地區(qū)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(gòu)造運(yùn)動(dòng)強(qiáng)烈，區(qū)域主要出露有前長(zhǎng)城系、震旦系上統(tǒng)、寒武系、奧陶系、泥盆系中統(tǒng)、石炭系、二疊系、新近系上新統(tǒng)及第四系。該區(qū)經(jīng)歷了多期次構(gòu)造運(yùn)動(dòng)，斷裂構(gòu)造、褶皺構(gòu)造十分發(fā)育，區(qū)域構(gòu)造復(fù)雜，控制著本區(qū)巖漿活動(dòng)、沉積地層和各種礦物的產(chǎn)出和分布。構(gòu)造以EW 向、NW向?yàn)橹?。區(qū)域構(gòu)造應(yīng)力主要來(lái)自SN 向的擠壓形成EW 向構(gòu)造，EW 向構(gòu)造發(fā)展于前震旦紀(jì)，成熟定型于石炭紀(jì)。NW 向構(gòu)造生成發(fā)展于石炭紀(jì)，疊加在EW向構(gòu)造之上，并受其限制，于二疊紀(jì)成熟，對(duì)區(qū)域成礦有一定的控制作用（馬德成等，2011）。

區(qū)內(nèi)含較大的褶皺包括鹽灘東-白山復(fù)式向斜、白山東南復(fù)式背斜、白山北側(cè)下二疊統(tǒng)組成軸向EW向的向斜。鹽灘東-白山復(fù)式向斜軸向?yàn)镹EE向，核部受華力西晚期巖體多次侵入，形態(tài)較為復(fù)雜。白山東南復(fù)式背斜呈NEE向展布，背斜特征復(fù)雜，可能為多期構(gòu)造運(yùn)動(dòng)的結(jié)果。白山北側(cè)下二疊統(tǒng)組成軸向EW 向的向斜，呈近EW 向展布，并且呈現(xiàn)出向東傾伏的特征，研究區(qū)即位于該褶皺上。

2 礦區(qū)地質(zhì)

礦區(qū)斷裂極為發(fā)育，主要發(fā)育有近EW 向、NW向、NE向3組斷裂，其中最為發(fā)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(qū)域斷裂派生而來(lái)。其中，F(xiàn)1斷裂規(guī)模較大表現(xiàn)為左行平移斷層，傾向南，是第五、第六巖性段的分界線，F(xiàn)1-1表現(xiàn)為左行平移逆斷層，F(xiàn)1-2是規(guī)模較大的山前斷裂，是本區(qū)地形地貌的重要分界線，也是Ⅱ號(hào)礦化帶的北界線；F2是區(qū)內(nèi)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(zhì)，F(xiàn)2-2斷層是下二疊統(tǒng)第一巖性段與第二巖性段的接觸分界線，F(xiàn)2-3斷裂是石炭系與二疊系的分界線。NW 向和NE 向的斷裂規(guī)模較小，多屬本區(qū)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(dú)山西鎢礦床構(gòu)造位置示意圖（a，據(jù)李煜航，2009修改）和敦煌小獨(dú)山西鎢礦區(qū)地質(zhì)圖（b，據(jù)陳玉峰等，2009）1—第四系；2—下二疊統(tǒng)紅柳河組第六巖性段；3—下二疊統(tǒng)紅柳河組第五巖性段；4—下二疊統(tǒng)紅柳河組第四巖性段；5—下二疊統(tǒng)紅柳河組第三巖性段；6—下二疊統(tǒng)紅柳河組第二巖性段；7—下二疊統(tǒng)紅柳河組第一巖性段；8—中石炭統(tǒng)矛頭山組；9—玄武巖；10—鈉長(zhǎng)石英斑巖；11—閃長(zhǎng)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(shí)間較晚，是成礦后的斷裂，被早期的F1-2和F2-3所錯(cuò)斷，它們分別控制了Ⅰ號(hào)礦化帶的東界、西界及Ⅱ號(hào)礦化帶的東界，切錯(cuò)了經(jīng)過(guò)的近EW向地層和構(gòu)造，斷層斷距普遍不超過(guò)10 m，對(duì)北西向礦化帶和礦體的完整性影響不大。

Ⅰ號(hào)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(hào)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(hào)礦帶走向相當(dāng)（陳玉峰等，2009）因斷層切割，無(wú)法按走向圈定，暫按工程控制圈定呈東西向，東段與Ⅰ號(hào)礦化帶交界。

結(jié)合前人對(duì)該礦區(qū)的研究（陳玉峰等，2009），礦區(qū)內(nèi)主要出露中石炭統(tǒng)、下二疊統(tǒng)、第四系，其中，下二疊統(tǒng)紅柳河組與成礦關(guān)系密切（圖2a～d）。根據(jù)巖性組合特征，將礦區(qū)的下二疊統(tǒng)紅柳河組分成6 個(gè)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(zhì)砂巖及凝灰質(zhì)粗砂巖、鈣質(zhì)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(zhì)細(xì)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(zhì)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(zhì)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(zhì)砂巖；第六巖性段主要為灰色、灰綠色凝灰質(zhì)砂巖、細(xì)砂巖，下部夾土黃色鈣質(zhì)粉砂巖，與第五巖性段為斷層接觸。中石炭統(tǒng)矛頭山組受淤泥河大斷裂長(zhǎng)期多次的構(gòu)造擠壓活動(dòng)，中石炭統(tǒng)矛頭山組巖石普遍具片理化和糜棱巖化。

圖2 敦煌小獨(dú)山西鎢礦床礦石、礦化石英脈地質(zhì)觀察及礦相學(xué)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(lán)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(jié)構(gòu)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(qū)內(nèi)未見(jiàn)有大型侵入巖體，小巖枝、巖脈較為發(fā)育。其主要巖性有玄武巖、花崗閃長(zhǎng)巖、花崗巖、花崗斑巖、鈉長(zhǎng)石英斑巖、輝綠巖、石英脈等。前人采集了礦區(qū)南側(cè)3 km 處的二長(zhǎng)花崗巖并對(duì)其進(jìn)行了全巖Rb-Sr 年齡測(cè)定，測(cè)定年齡為（207.1±6）Ma，系燕山早期產(chǎn)物（陳玉峰等，2009）。

礦區(qū)內(nèi)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(zhǎng)石、方解石、白云母、螢石絹云母等。

結(jié)合前人研究小獨(dú)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(gè)成礦階段：Ⅰ階段為黑鎢礦-石英階段，形成溫度較高，屬高溫?zé)嵋弘A段，區(qū)內(nèi)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?zé)嵋弘A段，區(qū)內(nèi)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(cè)試方法

筆者分別采集了甘肅小獨(dú)山西鎢礦區(qū)不同熱液礦化階段的流體包裹體樣品，進(jìn)行了巖相學(xué)觀察、激光拉曼探針?lè)治?，?duì)15 件流體包裹體樣品進(jìn)行了顯微測(cè)溫分析，對(duì)2件Ⅰ階段及7件Ⅱ階段的樣品進(jìn)行了氫氧同位素分析測(cè)試，對(duì)2 件方解石樣品進(jìn)行碳氧同位素分析測(cè)試。

流體包裹體顯微測(cè)溫與激光拉曼測(cè)試均在桂林理工大學(xué)廣西隱伏金屬礦產(chǎn)勘查重點(diǎn)實(shí)驗(yàn)室進(jìn)行，流體包裹體顯微測(cè)溫儀器為英國(guó)產(chǎn)的Linkam-MDS600冷熱臺(tái)，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(cè)試儀器為Renishaw in Via，實(shí)驗(yàn)選取熱液成礦期的包裹體作為拉曼分析的研究對(duì)象。

碳、氫-氧同位素均在北京中科礦研檢測(cè)技術(shù)有限公司完成。方解石的碳、氧同位素實(shí)驗(yàn)分析測(cè)試所用儀器為253Plus氣體穩(wěn)定同位素質(zhì)譜儀，以PDB和SMOW 為標(biāo)準(zhǔn)報(bào)出δ13C 和δ18O。石英流體包裹體樣品的氫氧同位素所用測(cè)試儀器為MAT-253型質(zhì)譜儀，分析結(jié)果均以SMOW為標(biāo)準(zhǔn)報(bào)出δ18O和δD。

4 分析測(cè)試結(jié)果

4.1 包裹體巖相學(xué)

通過(guò)巖相學(xué)觀察發(fā)現(xiàn)，含鎢礦石英脈中普遍發(fā)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(jù)流體包裹體室溫相態(tài)分類準(zhǔn)則（Clayton et al.,1972；盧煥章等，2004），此次試驗(yàn)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(dú)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(tài)相同的流體包裹體組合；f.生長(zhǎng)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(cè)試

包裹體測(cè)溫試驗(yàn)使用均一溫度法和冷凍法，對(duì)的石英中的包裹體進(jìn)行均一溫度和冰點(diǎn)溫度的測(cè)試，根據(jù)Hall等（1988）提出的冰點(diǎn)鹽度計(jì)算公式W=0.00+1.78Ti-0.0442Ti2+0.000557Ti3，W為NaCl 的質(zhì)量分?jǐn)?shù)，Ti為冰點(diǎn)溫度，求得鹽度（表1）。

表1 敦煌小獨(dú)山西鎢礦床顯微測(cè)溫結(jié)果Table 1 Microthermometric results of fluid inclusions in quartz from the Xiaodushanxi tungsten deposit in Dunhuang

研究區(qū)內(nèi)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(fā)育的Ⅱ型包裹體，其CO2三相點(diǎn)溫度介于-59.3～-57.5℃，低于純CO2的三相點(diǎn)溫度（-56.6℃），包裹體加熱過(guò)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(dú)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(duì)小獨(dú)山西鎢礦區(qū)熱液型含鎢礦石英包裹體的9件樣品進(jìn)行測(cè)試，其中，成礦Ⅰ階段2件樣品、成礦Ⅱ階段7件樣品。測(cè)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(jù)Clayton 等（1972）提出的石英-水系統(tǒng)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(jì)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(dú)山西鎢礦及國(guó)內(nèi)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(cè)試

對(duì)小獨(dú)山西鎢礦區(qū)的熱液型方解石脈包裹體的2 件樣品進(jìn)行了測(cè)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(dú)山西鎢礦床熱液型方解石碳、氧同位素測(cè)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(dú)山西鎢礦床含礦石英脈包裹體顯微測(cè)溫結(jié)果表明，成礦Ⅰ階段流體呈中高溫度、中鹽度特點(diǎn)，主成礦期流體呈中高溫、中低鹽度特點(diǎn)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(jù)均一溫度與鹽度圖示（圖4），發(fā)現(xiàn)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(xiàn)出正相關(guān)的關(guān)系。造成這種原因可能是該地區(qū)不同類型的流體發(fā)生了混合，成礦流體發(fā)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(qū)的流體在混合過(guò)程中，受壓力與溫度影響，流體內(nèi)部產(chǎn)生了去氣作用，致使部分揮發(fā)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(duì)于Ⅰ階段與Ⅱ階段中測(cè)得低于白鎢礦與黑鎢礦成礦流體溫度、鹽度的現(xiàn)象，其原因可能是捕獲了低鹽度、低密度的流體。

結(jié)合小獨(dú)山西鎢礦區(qū)的石英包裹體氫-氧同位素實(shí)驗(yàn)數(shù)據(jù)（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(gè)點(diǎn)投出了接近于原生巖漿水的值，而另1 個(gè)點(diǎn)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(shuō)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(lái)源為巖漿水，而促使2個(gè)階段成礦的則是成礦熱液受到大氣降水的混合。顯微測(cè)溫結(jié)果證明，該地區(qū)黑鎢礦的成礦溫度高于白鎢礦的成礦溫度，且熱液來(lái)源一致，即高溫的黑鎢礦先形成，后由于溫度的逐漸降低，內(nèi)部發(fā)生交代作用形成白鎢礦。

該礦床氫-氧同位素特征，與中國(guó)贛南地區(qū)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(xiàn)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(duì)比分析發(fā)現(xiàn)δD與的值存在部分差異（表2），研究區(qū)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(zhǎng)時(shí)間的演化過(guò)程中，發(fā)生了強(qiáng)烈的去氣作用，野外及已有地質(zhì)資料顯示，礦床受NE 向、NW 向次級(jí)斷裂的控制，成礦流體的去氣作用也應(yīng)受該構(gòu)造的控制。而值發(fā)生了所謂的“δ18O 漂移”現(xiàn)象，即受大氣降水影響，大氣降水與巖漿水中的氧同位素發(fā)生了不同程度的交換。這類特征與內(nèi)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(dú)山西鎢礦床成礦流體δ18-δD圖解（底圖據(jù)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(shí)驗(yàn)數(shù)據(jù)，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(guān)系圖解（圖6）中，2 個(gè)樣品均落在了原始區(qū)偏遠(yuǎn)的左側(cè)。前人的研究結(jié)果表明，成礦熱液系統(tǒng)中的碳主要來(lái)源為3 種：①沉積巖中碳酸鹽巖脫氣或含鹽鹵水與泥質(zhì)巖相互作用，這種來(lái)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(wěn)定在0（Veizer et al.,1980）；②深部來(lái)源的碳來(lái)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(zhì)巖與火成巖中的有機(jī)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(dú)山西鎢礦床方解石δ18OV-SMOW-δ13CV-PDB圖解（底圖據(jù)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(jù)小獨(dú)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(dāng)（δ13CV-PDB=-1‰～2‰）（Ohmoto.,1972），但δ18OV-SMOW極低，出現(xiàn)了自然界中罕見(jiàn)的負(fù)數(shù)（-1.26‰、-3.73‰），與云南白秧坪銀銅多金屬礦、內(nèi)蒙古烏日尼圖鎢鉬礦床（劉家軍等，2004；楊增海等，2013）相似，這說(shuō)明成礦熱液在早期碳酸鹽階段成礦流體來(lái)源于巖漿，在后期演化過(guò)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(fā)生了強(qiáng)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(shuō)明該地區(qū)受到了大氣降水的影響。

5.2 礦床沉淀機(jī)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(tài)存在和運(yùn)移。受溫度影響，W的存在方式也不同，高溫環(huán)境下鎢主要以鎢酸、鎢酸鹽及離子形態(tài)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(luò)合物（如[WO3F]-、[WO2F4]2-等）對(duì)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(duì)鎢的離子態(tài)有著穩(wěn)定和保護(hù)作用，因此，鎢會(huì)主要以的形式遷移，而鎢的陽(yáng)離子沉淀劑Ca2+、Fe2+、Mn2+，可以在溶液中與鎢一起搬運(yùn)（許泰，2012）。筆者通過(guò)對(duì)流體包裹體進(jìn)行激光拉曼分析，發(fā)現(xiàn)包裹體常見(jiàn)組分以CO2、H2O、CH4為主（圖7），測(cè)溫結(jié)果已知成礦流體具有中高溫度的特點(diǎn)，根據(jù)陳玉峰等（2009）對(duì)成礦流體的液相成分分析結(jié)果顯示，礦區(qū)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(luò)合物的形式遷移提供了物質(zhì)基礎(chǔ)，且CO2的存在對(duì)鎢的離子態(tài)起到保護(hù)作用，故該礦床鎢的遷移方式可能以鎢的氟氧絡(luò)合物（如[WO3F]-、[WO2F4]2-等）以及為主。當(dāng)物理化學(xué)條件發(fā)生變化時(shí)，鎢的絡(luò)合物發(fā)生分解，并在合適的空間下形成鎢的沉淀。

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

表4 小獨(dú)山西鎢礦床石英包裹體液相成分（數(shù)據(jù)來(lái)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(luò)合物發(fā)生分解、沉淀的過(guò)程（王旭東等，2012）。鎢的沉淀機(jī)制被認(rèn)為主要有流體的混合作用（Ramboz et al.,1985;Bailly et al.,2002;張德會(huì)等，1997；魏文鳳等，2011）、流體沸騰（不混溶）作用（Ramboz et al.,1982;張德會(huì)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(dú)山西鎢礦床受多期次的構(gòu)造運(yùn)動(dòng)的影響，致使礦區(qū)內(nèi)部斷裂裂隙發(fā)育，為成礦熱液的運(yùn)移提供了通道和儲(chǔ)存空間，也為大氣降水提供了充足的通道，強(qiáng)烈的巖漿活動(dòng)為該區(qū)提供了豐富的成礦物質(zhì)及溫度條件，當(dāng)高溫度、高鹽度的成礦流體填充進(jìn)地層與低溫、低鹽度的流體混合時(shí)，發(fā)生了流體混合作用，該混合作用也得到了顯微測(cè)溫?cái)?shù)據(jù)、碳、氫-氧同位素的證實(shí)。流體的混合作用造成成礦流體物理化學(xué)條件發(fā)生變化，致使鎢的絡(luò)合物發(fā)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(luò)合物與富含Ca 的地層結(jié)合，形成白鎢礦的沉淀并富集。

6 結(jié)論

（1）敦煌小獨(dú)山西鎢礦床熱液成礦階段主要?jiǎng)澐譃槭?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(cè)溫結(jié)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(cè)試結(jié)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(xiàn)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(luò)合物與富含Ca 的地層結(jié)合，形成白鎢礦的沉淀并富集。

（3）碳氧同位素測(cè)試顯示，方解石內(nèi)流體的δ13C值為-0.26‰～-0.73‰，δ18O 值為-1.26‰～-3.73‰，說(shuō)明成礦晚期與大氣降水發(fā)生了強(qiáng)烈的氧同位素交換。

（4）該地區(qū)經(jīng)歷了強(qiáng)烈的巖漿活動(dòng)為該區(qū)帶來(lái)了豐富的成礦條件，多期次的構(gòu)造運(yùn)動(dòng)為成礦熱液的運(yùn)移提供了通道和儲(chǔ)存空間，使得成礦熱液可以很好的充填在下二疊統(tǒng)紅柳河組各巖性層中并與低溫、低鹽度流體發(fā)生流體混合作用形成鎢礦床。