甘肃敦煌小独山西钨矿床成矿流体特征及来源分析*

张鸣远，刘战庆**，崔丰智，李瑞霜，席 昊，陈玉峰，陶超群，岑炬标

（1 桂林理工大学地球科学学院，广西桂林 541004；2 甘肃省有色金属地质勘查局张掖矿产勘查院，甘肃张掖 734000；3 长安大学地球科学与资源学院，陕西西安 710054）

石英脉型钨矿床是世界上钨金属的重要来源，其常见类型为石英脉型黑钨矿床，主要分布在中国的湘粤赣地区。而甘肃敦煌小独山西钨矿床是石英脉型大型白钨矿床，该矿床的发现受到了众多学者的关注。前人已对该地区进行了一系列的研究，包括对矿区成岩成矿年代分析、脉体流体包裹体测试及氢氧同位素测试（陈玉峰等，2009；肖泽忠等，2011；孙仓平等，2017）、地球化学分析（何智祖等，2012）、矿床成因（陈玉峰等，2009；马德成等，2011；张红军等，2011；何智祖等，2012；孙仓平等，2017）、矿床矿石特征（李克等，2009）等研究。查明了该矿区的钨矿主要为燕山中期产物，与成矿密切相关的二长花岗岩形成于燕山早-中期，确定了该矿区的地质特征、控矿条件对该区成矿的影响。

尽管前人对小独山西钨矿区进行了一系列的研究并且对该区的流体包裹体进行了研究，但这些成果还远远不够，前人在对流体包裹体的研究中，并未涉及到通过流体包裹体实验总结该矿床的沉淀机制，建立黑钨矿与白钨矿成矿关系。因此，笔者在前人研究成果的基础上，通过该区的流体包裹体特征及来源对该矿床的沉淀机制进行进一步分析。以小独山西钨矿区不同阶段的热液型含矿石英脉流体包裹体为研究对象，根据包裹体岩相学、流体包裹体显微温度测试、激光拉曼探针分析和碳、氢-氧同位素分析，探讨了该地区成矿流体的特征和成矿机制，为在北山地区钨矿床研究提供依据。

1 区域地质

甘肃小独山西钨矿区位于塔里木板块东端（敦煌地块），北山陆缘活动带古生代柳园-俞井子裂谷带西段，及东西向的断裂（天山-阴山断裂）和北东向的断裂（阿尔金次级断裂）的复合叠加位置。北山地区位于华北-塔里木板块、西伯利亚板块和哈萨克斯坦板块3 大板块交汇部位，构造运动强烈，区域主要出露有前长城系、震旦系上统、寒武系、奥陶系、泥盆系中统、石炭系、二叠系、新近系上新统及第四系。该区经历了多期次构造运动，断裂构造、褶皱构造十分发育，区域构造复杂，控制着本区岩浆活动、沉积地层和各种矿物的产出和分布。构造以EW 向、NW向为主。区域构造应力主要来自SN 向的挤压形成EW 向构造，EW 向构造发展于前震旦纪，成熟定型于石炭纪。NW 向构造生成发展于石炭纪，叠加在EW向构造之上，并受其限制，于二叠纪成熟，对区域成矿有一定的控制作用（马德成等，2011）。

区内含较大的褶皱包括盐滩东-白山复式向斜、白山东南复式背斜、白山北侧下二叠统组成轴向EW向的向斜。盐滩东-白山复式向斜轴向为NEE向，核部受华力西晚期岩体多次侵入，形态较为复杂。白山东南复式背斜呈NEE向展布，背斜特征复杂，可能为多期构造运动的结果。白山北侧下二叠统组成轴向EW 向的向斜，呈近EW 向展布，并且呈现出向东倾伏的特征，研究区即位于该褶皱上。

2 矿区地质

矿区断裂极为发育，主要发育有近EW 向、NW向、NE向3组断裂，其中最为发育的是近EW 向平行展布的1 组断裂，其次是NW 向和NE 向的局部平移断层（图1a、b）。近EW 向断裂以F1、F2两条区域断裂派生而来。其中，F1断裂规模较大表现为左行平移断层，倾向南，是第五、第六岩性段的分界线，F1-1表现为左行平移逆断层，F1-2是规模较大的山前断裂，是本区地形地貌的重要分界线，也是Ⅱ号矿化带的北界线；F2是区内最大的1条断裂，也是第三、第四岩性组的分界线，属右行平移正断层性质，F2-2断层是下二叠统第一岩性段与第二岩性段的接触分界线，F2-3断裂是石炭系与二叠系的分界线。NW 向和NE 向的断裂规模较小，多属本区晚期形成，它们不仅切断了EW 向断层，也切断了矿化蚀变带，是成矿后的断裂。

图1 敦煌小独山西钨矿床构造位置示意图（a，据李煜航，2009修改）和敦煌小独山西钨矿区地质图（b，据陈玉峰等，2009）1—第四系；2—下二叠统红柳河组第六岩性段；3—下二叠统红柳河组第五岩性段；4—下二叠统红柳河组第四岩性段；5—下二叠统红柳河组第三岩性段；6—下二叠统红柳河组第二岩性段；7—下二叠统红柳河组第一岩性段；8—中石炭统矛头山组；9—玄武岩；10—钠长石英斑岩；11—闪长玢岩；12—辉绿岩；13—断层；14—矿体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均为右行平移断层形成时间较晚，是成矿后的断裂，被早期的F1-2和F2-3所错断，它们分别控制了Ⅰ号矿化带的东界、西界及Ⅱ号矿化带的东界，切错了经过的近EW向地层和构造，断层断距普遍不超过10 m，对北西向矿化带和矿体的完整性影响不大。

Ⅰ号矿带位于矿床中南部，整体呈面状分布，主要赋存于红柳河组第一至四岩性段；Ⅱ号矿带位于矿床中西部，矿带主要位于红柳河组第三、四岩性段中，矿脉走向与Ⅰ号矿带走向相当（陈玉峰等，2009）因断层切割，无法按走向圈定，暂按工程控制圈定呈东西向，东段与Ⅰ号矿化带交界。

结合前人对该矿区的研究（陈玉峰等，2009），矿区内主要出露中石炭统、下二叠统、第四系，其中，下二叠统红柳河组与成矿关系密切（图2a～d）。根据岩性组合特征，将矿区的下二叠统红柳河组分成6 个岩性段，相邻岩性段均为断层接触。其中，第一岩性段为含火山角砾凝灰质砂岩及凝灰质粗砂岩、钙质砂岩等，是主要富矿地层；第二岩性段主要岩性为灰色、灰绿色糜棱岩、千枚岩化凝灰质细砂岩、绢云母千枚岩、含炭绢云母千枚岩；第三岩性段岩性较为单一，凝灰质砂岩为主；第四岩性段主要岩性为灰色、灰黑色片理化的辉绿岩、凝灰质砂岩、含炭绢云母千枚岩；第五岩性段主要岩性为土黄色、灰色、褐色的凝灰质砂岩；第六岩性段主要为灰色、灰绿色凝灰质砂岩、细砂岩，下部夹土黄色钙质粉砂岩，与第五岩性段为断层接触。中石炭统矛头山组受淤泥河大断裂长期多次的构造挤压活动，中石炭统矛头山组岩石普遍具片理化和糜棱岩化。

图2 敦煌小独山西钨矿床矿石、矿化石英脉地质观察及矿相学照片a.含黑钨矿石英脉穿插于围岩中；b.紫光灯下岩芯中的白钨矿呈淡蓝色；c.白钨矿交代黑钨矿或充填于黑钨矿缝隙中；d.黄铁矿呈固溶体分离结构Qtz—石英；Wf—黑钨矿；Sch—白钨矿；Py—黄铁矿；Cc—辉铜矿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

矿区内未见有大型侵入岩体，小岩枝、岩脉较为发育。其主要岩性有玄武岩、花岗闪长岩、花岗岩、花岗斑岩、钠长石英斑岩、辉绿岩、石英脉等。前人采集了矿区南侧3 km 处的二长花岗岩并对其进行了全岩Rb-Sr 年龄测定，测定年龄为（207.1±6）Ma，系燕山早期产物（陈玉峰等，2009）。

矿区内金属矿物主要有白钨矿、黑钨矿、黄铁矿等（图2a～d）。非金属矿物主要有石英、斜长石、方解石、白云母、萤石绢云母等。

结合前人研究小独山西钨矿的热液成矿期（陈玉峰等，2009；肖泽忠等，2011）可分为3个成矿阶段：Ⅰ阶段为黑钨矿-石英阶段，形成温度较高，属高温热液阶段，区内黑钨矿、黄铁矿主要形成于Ⅰ阶段；Ⅱ阶段为白钨矿-石英阶段，是主成矿阶段，其形成温度略低，属于中温热液阶段，区内白钨矿、黄铁矿、萤石主要形成于该阶段；Ⅲ阶段为碳酸盐岩阶段，形成的温度较低，主要为方解石、白云石组合，另有少量晚期石英。

3 样品采集及测试方法

笔者分别采集了甘肃小独山西钨矿区不同热液矿化阶段的流体包裹体样品，进行了岩相学观察、激光拉曼探针分析，对15 件流体包裹体样品进行了显微测温分析，对2件Ⅰ阶段及7件Ⅱ阶段的样品进行了氢氧同位素分析测试，对2 件方解石样品进行碳氧同位素分析测试。

流体包裹体显微测温与激光拉曼测试均在桂林理工大学广西隐伏金属矿产勘查重点实验室进行，流体包裹体显微测温仪器为英国产的Linkam-MDS600冷热台，其温度控制范围在-196～500℃，加热面积22 mm，加热速率0.01～150℃/min，精度为±0.1℃。激光拉曼测试仪器为Renishaw in Via，实验选取热液成矿期的包裹体作为拉曼分析的研究对象。

碳、氢-氧同位素均在北京中科矿研检测技术有限公司完成。方解石的碳、氧同位素实验分析测试所用仪器为253Plus气体稳定同位素质谱仪，以PDB和SMOW 为标准报出δ13C 和δ18O。石英流体包裹体样品的氢氧同位素所用测试仪器为MAT-253型质谱仪，分析结果均以SMOW为标准报出δ18O和δD。

4 分析测试结果

4.1 包裹体岩相学

通过岩相学观察发现，含钨矿石英脉中普遍发育有流体包裹体，且多为成群或孤立的原生包裹体，包裹体大小不等，主要在3～15 μm之间。

根据流体包裹体室温相态分类准则（Clayton et al.,1972；卢焕章等，2004），此次试验的包裹体主要分为气-液相两相包裹体（Ⅰ型）和含液相CO2三相包裹体（Ⅱ型）2种类型（图3a～f）。

图3 敦煌小独山西石英脉型钨矿床流体包裹体显微照片a～c.Ⅰ型气-液两相包裹体；d.Ⅱ型含CO2三相包裹体；e.同一视域下相态相同的流体包裹体组合；f.生长在石英裂隙的包裹体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 包裹体温度测试

包裹体测温试验使用均一温度法和冷冻法，对的石英中的包裹体进行均一温度和冰点温度的测试，根据Hall等（1988）提出的冰点盐度计算公式W=0.00+1.78Ti-0.0442Ti2+0.000557Ti3，W为NaCl 的质量分数，Ti为冰点温度，求得盐度（表1）。

表1 敦煌小独山西钨矿床显微测温结果Table 1 Microthermometric results of fluid inclusions in quartz from the Xiaodushanxi tungsten deposit in Dunhuang

研究区内Ⅰ阶段的Ⅰ型流体包裹体均一温度介于141.2～352.1℃，平均温度306.1℃；盐度w（NaCleq）变化于3.0%～18.1%，平均9.3%，包裹体呈中高温、中盐度的特征。该段发育的Ⅱ型包裹体，其CO2三相点温度介于-59.3～-57.5℃，低于纯CO2的三相点温度（-56.6℃），包裹体加热过程中，笼合物熔化温度介于6.9～8.5℃，盐度w（NaCleq）为3.0%～5.9%，部分均一温度介于27.3～28.6℃；Ⅱ阶段Ⅰ型包裹体均一温度介于119.0～318.3℃，平均220.7℃；盐度w（NaCleq）为0.2%～21.1%，平均7.0%，包裹体呈中高温、中低盐度的特征；Ⅲ阶段Ⅰ型包裹体均一温度介于97.0～233.1℃，平均153.9℃；盐度w（NaCleq）介于0.8%～5.7%，平均3.9%，包裹体呈低温、低盐度特征（图4）。

图4 敦煌小独山西钨矿床流体包裹体盐度、均一温度直方图Fig.4 Salinity and homogenization temperature histograms of fluid inclusions in quart from the Xiaodushanxi tungsten deposit in Dunhuang

4.3 氢-氧同位素分析

对小独山西钨矿区热液型含钨矿石英包裹体的9件样品进行测试，其中，成矿Ⅰ阶段2件样品、成矿Ⅱ阶段7件样品。测得δDV-SMOW范围-76.4‰～-98.3‰，平均值-88.2‰，δ18OV-SMOW范围11.8‰～13.1‰，平均值12.4‰，根据Clayton 等（1972）提出的石英-水系统的氧同位素平衡方程1000lnα石英-水=3.38×106/T2-3.40（T为包裹体均一温度的平均值）计算出流体的δ18O（H2O）值为0.8‰～5.4‰（表2），平均值2.3‰，低于正常岩浆水的δ18O（H2O）值（5.5‰～9.5‰）（Taylor,1974）。

表2 敦煌小独山西钨矿及国内其他典型钨矿中流体氢-氧同位素组成表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、氧同位素测试

对小独山西钨矿区的热液型方解石脉包裹体的2 件样品进行了测试，得到δ13CV-PDB为-0.26‰、-0.73‰，δ18OV-PDB为-33.59‰、-31.19‰，δ18OV-SMOW为-1.26‰、-3.73‰（表3）。

表3 敦煌小独山西钨矿床热液型方解石碳、氧同位素测试Table 3 Carbon and oxygen isotopic composition of hy⁃drothermal calcite from the Xiaodushanxi tungsten deposit

5 讨论

5.1 成矿流体特征

小独山西钨矿床含矿石英脉包裹体显微测温结果表明，成矿Ⅰ阶段流体呈中高温度、中盐度特点，主成矿期流体呈中高温、中低盐度特点且盐度跨度较大，成矿Ⅲ阶段成矿流体呈中低温度、低盐度特征。根据均一温度与盐度图示（图4），发现Ⅰ、Ⅱ阶段成矿流体的均一温度、盐度变化范围较大，但均一温度与盐度呈现出正相关的关系。造成这种原因可能是该地区不同类型的流体发生了混合，成矿流体发生了流体混合作用。而Ⅰ阶段Ⅰ型包裹体的盐度高于Ⅱ型包裹体盐度的原因，可能是该地区的流体在混合过程中，受压力与温度影响，流体内部产生了去气作用，致使部分挥发份分离出流体，因部分气相逸失，从而使剩余流体中盐度升高。对于Ⅰ阶段与Ⅱ阶段中测得低于白钨矿与黑钨矿成矿流体温度、盐度的现象，其原因可能是捕获了低盐度、低密度的流体。

结合小独山西钨矿区的石英包裹体氢-氧同位素实验数据（表2），得出Ⅰ阶段的δ18OV-SMOW值为12.5‰、12.8‰，为2.1‰、5.4‰；Ⅱ阶 段δ18OV-SMOW为11.8‰～13.1‰,为0.8‰～2.4‰。Ⅰ阶段的1 个点投出了接近于原生岩浆水的值，而另1 个点则与主成矿期Ⅱ阶段投出均低于正常岩浆水值（为5.5‰～9.5‰）（Taylor,1974）（图5），说明黑钨矿与白钨矿的形成均受到了岩浆水与大气降水的影响。早期的热液来源为岩浆水，而促使2个阶段成矿的则是成矿热液受到大气降水的混合。显微测温结果证明，该地区黑钨矿的成矿温度高于白钨矿的成矿温度，且热液来源一致，即高温的黑钨矿先形成，后由于温度的逐渐降低，内部发生交代作用形成白钨矿。

该矿床氢-氧同位素特征，与中国赣南地区典型的石英脉型钨矿床及滇东南南秧田石英脉型钨矿床部分特征相类似，都明显体现出大气降水的参与（庄龙池等，1991；魏文凤等，2011；宋生琼等，2011；王彩艳等；2020），但对比分析发现δD与的值存在部分差异（表2），研究区的值低于原生岩浆水的值（图5）。

δD 同位素可能反映了成矿流体在长时间的演化过程中，发生了强烈的去气作用，野外及已有地质资料显示，矿床受NE 向、NW 向次级断裂的控制，成矿流体的去气作用也应受该构造的控制。而值发生了所谓的“δ18O 漂移”现象，即受大气降水影响，大气降水与岩浆水中的氧同位素发生了不同程度的交换。这类特征与内蒙古乌日尼图钨钼矿床（杨增海等，2013）相似（图5）。

图5 敦煌小独山西钨矿床成矿流体δ18-δD图解（底图据Taylor,1974）Fig.5 δ18-δD diagram of ore-forming fluid in the Xiaodushanxi tungsten deposit(base diagram after Taylor,1974)

2 组方解石包裹体的碳、氧同位素样品实验数据，δ13CPDB为-0.26‰、-0.73‰，δ18OPDB为-33.59‰、-31.19‰，δ18OV-SMOW为-1.26‰、-3.73‰（表3）。在碳酸盐δ18OV-SMOW与δ13CV-PDB组成关系图解（图6）中，2 个样品均落在了原始区偏远的左侧。前人的研究结果表明，成矿热液系统中的碳主要来源为3 种：①沉积岩中碳酸盐岩脱气或含盐卤水与泥质岩相互作用，这种来源的碳同位素组成具有重碳同位素的特征，δ13CV-PDB范围-2‰～3‰，海相碳酸盐δ13CV-PDB大多稳定在0（Veizer et al.,1980）；②深部来源的碳来自地幔去气或岩浆，δ13CV-PDB范围分别为-5‰～-2‰和-9‰～-3‰；③沉积岩、变质岩与火成岩中的有机碳（还原碳），一般富集12C，因而δ13CV-PDB组成很低，其范围为-30‰～-15‰，平均值-22‰。

图6 敦煌小独山西钨矿床方解石δ18OV-SMOW-δ13CV-PDB图解（底图据刘家军等，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)

根据小独山西钨矿床热液方解石碳、氧同位素组成特征（图6）显示，δ13CV-PDB为-0.26‰、-0.73‰，与海相碳酸盐相当（δ13CV-PDB=-1‰～2‰）（Ohmoto.,1972），但δ18OV-SMOW极低，出现了自然界中罕见的负数（-1.26‰、-3.73‰），与云南白秧坪银铜多金属矿、内蒙古乌日尼图钨钼矿床（刘家军等，2004；杨增海等，2013）相似，这说明成矿热液在早期碳酸盐阶段成矿流体来源于岩浆，在后期演化过程中，受到了大气降水的影响，成矿流体为岩浆水与大气降水的混合，与大气降水发生了强烈的氧同位素交换作用（倪怀玮等，2003）。这与氢氧同位素分析都说明该地区受到了大气降水的影响。

5.2 矿床沉淀机制

研究证明，石英脉型钨矿床的W主要以钨酸、钨酸盐及钨的离子形态存在和运移。受温度影响，W的存在方式也不同，高温环境下钨主要以钨酸、钨酸盐及离子形态存在并迁移，如等；在中低温度，高度含氟的流体中，钨的氟氧络合物（如[WO3F]-、[WO2F4]2-等）对钨迁移也具有重要的作用（刘英俊等，1987）。如果石英包裹体中有大量的CO2型包裹体，CO2对钨的离子态有着稳定和保护作用，因此，钨会主要以的形式迁移，而钨的阳离子沉淀剂Ca2+、Fe2+、Mn2+，可以在溶液中与钨一起搬运（许泰，2012）。笔者通过对流体包裹体进行激光拉曼分析，发现包裹体常见组分以CO2、H2O、CH4为主（图7），测温结果已知成矿流体具有中高温度的特点，根据陈玉峰等（2009）对成矿流体的液相成分分析结果显示，矿区的成矿流体阴离子主要以F-、Cl-为主（表4），由此表明，成矿流体为中高温富氟的热液流体，为钨呈氟氧络合物的形式迁移提供了物质基础，且CO2的存在对钨的离子态起到保护作用，故该矿床钨的迁移方式可能以钨的氟氧络合物（如[WO3F]-、[WO2F4]2-等）以及为主。当物理化学条件发生变化时，钨的络合物发生分解，并在合适的空间下形成钨的沉淀。

图7 敦煌小独山西钨矿床石英脉流体包裹体激光拉曼测试Fig.7 Laser Raman measurement of fluid inclusions in quartz vein from the Xiaodushanxi tungsten deposit in Dunhuang

表4 小独山西钨矿床石英包裹体液相成分（数据来源陈玉峰等，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，热液型钨矿床的沉淀作用根本上为成矿流体中钨的络合物发生分解、沉淀的过程（王旭东等，2012）。钨的沉淀机制被认为主要有流体的混合作用（Ramboz et al.,1985;Bailly et al.,2002;张德会等，1997；魏文凤等，2011）、流体沸腾（不混溶）作用（Ramboz et al.,1982;张德会等，1997；席斌斌等，2008；王旭东等，2012）及流体的自然冷却（Ramboz et al.,1985;席斌斌等，2008）。小独山西钨矿床受多期次的构造运动的影响，致使矿区内部断裂裂隙发育，为成矿热液的运移提供了通道和储存空间，也为大气降水提供了充足的通道，强烈的岩浆活动为该区提供了丰富的成矿物质及温度条件，当高温度、高盐度的成矿流体填充进地层与低温、低盐度的流体混合时，发生了流体混合作用，该混合作用也得到了显微测温数据、碳、氢-氧同位素的证实。流体的混合作用造成成矿流体物理化学条件发生变化，致使钨的络合物发生分解，含矿热液在围岩贫钙的地层形成了较少量的黑钨矿，后温度逐渐降低钨的络合物与富含Ca 的地层结合，形成白钨矿的沉淀并富集。

6 结论

（1）敦煌小独山西钨矿床热液成矿阶段主要划分为石英-黑钨矿阶段（Ⅰ阶段）、石英-白钨矿阶段（Ⅱ阶段）、碳酸盐岩阶段（Ⅲ阶段），测温结果表明黑钨矿的成矿温度高于白钨矿，流体混合作用是钨大量富集沉淀的主要原因。

（2）氢-氧同位素测试结果显示，Ⅰ阶段与Ⅱ阶段流体包裹体的δD和δ18O值，分别为-98.3‰～-76.4‰和0.8‰～5.4‰，呈现出成矿早期同主成矿期的大气降水与岩浆水混合的特征，黑钨矿先形成，因温度逐渐降低，钨的络合物与富含Ca 的地层结合，形成白钨矿的沉淀并富集。

（3）碳氧同位素测试显示，方解石内流体的δ13C值为-0.26‰～-0.73‰，δ18O 值为-1.26‰～-3.73‰，说明成矿晚期与大气降水发生了强烈的氧同位素交换。

（4）该地区经历了强烈的岩浆活动为该区带来了丰富的成矿条件，多期次的构造运动为成矿热液的运移提供了通道和储存空间，使得成矿热液可以很好的充填在下二叠统红柳河组各岩性层中并与低温、低盐度流体发生流体混合作用形成钨矿床。