孫慶龍，孫景貴，李程錦，楊 嬌，王曉丹，張劍喬

(1.遼寧省冶金地質(zhì)勘查局地質(zhì)勘查研究院，遼寧 鞍山 114038；2.遼寧森源礦業(yè)投資開發(fā)有限公司，遼寧 鞍山 114038；3.吉林大學地球科學學院，長春 130061)

黑龍江鹿鳴鉬礦床成礦流體特征

孫慶龍1,2，孫景貴3，李程錦1,2，楊 嬌1,2，王曉丹1,2，張劍喬1,2

(1.遼寧省冶金地質(zhì)勘查局地質(zhì)勘查研究院，遼寧 鞍山 114038；2.遼寧森源礦業(yè)投資開發(fā)有限公司，遼寧 鞍山 114038；3.吉林大學地球科學學院，長春 130061)

鹿鳴鉬礦床是小興安嶺—張廣才嶺成礦帶上典型的特大型斑巖型鉬礦床，礦體主要產(chǎn)于早中生代早期中細粒似斑狀二長花崗巖內(nèi)，礦化類型以細脈浸染狀礦化為主。根據(jù)礦物共生組合及脈體穿插關系將鹿鳴鉬礦床劃分為4個成礦階段：黃鐵礦-石英階段(Ⅰ)，石英-輝鉬礦階段(Ⅱ)，綠泥石-輝鉬礦-石英階段(Ⅲ)，石英-碳酸鹽階段(Ⅳ)。成礦流體包裹體有3類：A型氣液兩相包裹體(L+V)，B型含子晶三相包裹體(L+V+S)，C型氣相包裹體(V)。不同階段流體包裹體的成分、均一溫度、鹽度等特征顯示成礦流體由早階段的高溫、高鹽度的H2O-CO2-NaCl體系逐漸演變?yōu)橥黼A段的低溫、低鹽度的H2O-NaCl體系。氫氧同位素特征顯示成礦早階段以巖漿水為主，隨成礦演化有不同程度大氣水的加入。根據(jù)礦床產(chǎn)出特征、礦物共生組合和流體包裹體特征，認為流體的沸騰作用和CO2等氣相組分大量逸失是成礦流體形成礦床的主要因素。

鹿鳴鉬礦；斑巖；成礦流體；包裹體；氫氧同位素；黑龍江省

0 引言

小興安嶺—張廣才嶺是我國重要內(nèi)生鉬礦成礦區(qū)(帶)，繼發(fā)現(xiàn)了大黑山大型斑巖型鉬礦床以來，近十年內(nèi)又相繼發(fā)現(xiàn)鹿鳴、霍吉河、大石河、劉生店和福安堡等大中型斑巖型鉬礦床，以及翠宏山鐵多金屬礦床、蘇家圍子鐵鋅鉬礦床和五道嶺鉬礦床等矽卡巖型礦床，使得此區(qū)成為國內(nèi)外矚目的鉬礦成礦和找礦區(qū)。

鹿鳴鉬礦床位于小興安嶺中南部的鹿鳴林場區(qū)內(nèi)，它是2003年由黑龍江省第五地質(zhì)勘察院發(fā)現(xiàn)的一座特大型斑巖鉬礦床，目前已探明鉬資源儲量≥80×104t，平均品位w(Mo)=0.084%。前人對鹿鳴鉬礦床的礦床地質(zhì)特征[1-4]、礦床地球化學[2-3]、地球物理特征及找礦標志[4]等方面已開展研究工作。本文將在前人研究基礎上，通過對不同成礦階段流體包裹體、氫氧同位素研究，以期揭示成礦流體性質(zhì)和成礦關系。

1 礦區(qū)地質(zhì)概況

黑龍江鹿鳴鉬礦床地處興蒙造山帶東段，屬于小興安嶺—張廣才嶺成礦帶的小興安嶺成礦區(qū)(圖1a)。此成礦區(qū)是一個經(jīng)歷了古亞洲洋演化和中生代疊加古太平洋板塊俯沖作用的復合成礦區(qū)。區(qū)內(nèi)發(fā)育早古生代的變質(zhì)火山-沉積巖系和中生代火山-次火山巖；構(gòu)造以NW、SN 及NE 向斷裂構(gòu)造為主，其中近SN向牡丹江斷裂具有明顯的控巖、控礦特征；廣泛發(fā)育的中生代花崗巖沿牡丹江斷裂帶西側(cè)呈近SN向縱貫小興安嶺，并以堿長花崗巖—似斑狀二長花崗巖—正長花崗巖在空間上密切伴生構(gòu)成復合巖基形式產(chǎn)出。

鹿鳴鉬礦區(qū)內(nèi)出露地層主要為下寒武統(tǒng)鉛山組(∈1q)，中奧陶統(tǒng)小金溝組(O2x)陸緣淺海相碎屑巖—碳酸鹽巖建造，下二疊統(tǒng)土門嶺組(P2t)陸源細碎屑巖—碳酸鹽巖建造，中侏羅統(tǒng)太安屯組(J2t)中酸性火山熔巖及其凝灰?guī)r，以及第四紀沉積物。侵入巖有早中生代早期中細粒似斑狀二長花崗巖，早中生代中期細粒二長花崗斑巖，早中生代晚期中細粒正長花崗巖等。斷裂主要是NE向的北關—平安—鹿鳴—伊林斷裂、列河—聯(lián)合斷裂，其與NW、SN 向裂隙構(gòu)成復雜的構(gòu)造-裂隙網(wǎng)形式。礦床產(chǎn)在侏羅世早期中細粒似斑狀二長花崗巖內(nèi)(圖1b)。

圖2 鹿鳴鉬礦床礦體剖面圖Fig.2 Geological section of ore bodyin the Luming molybdenum deposit 1.花崗斑巖；2.二長花崗巖；3.斷裂；4.鉬礦體w(Mo)>0.06%；5.鉬礦化體w(Mo)為0.03%～0.06%；6.剖面及鉆孔

2 礦床地質(zhì)特征

鹿鳴鉬礦床目前勘探揭示有5條工業(yè)鉬礦體和3條鉬礦化體，其中I號礦體為主要礦體。

I號礦體呈透鏡狀產(chǎn)出，地表出露長、寬在1 000 m以上，面積約1 km2，向深部有呈鍋底形尖滅的趨勢(未完全封閉)；南西側(cè)被F3斷層截斷，并與似斑狀二長花崗巖呈斷層接觸(斷層傾角30°～37°)，有較緩慢尖滅的趨勢；其它邊界均為向內(nèi)傾(傾角30°～70°)收縮?？傮w上，勘探線上的礦體南部邊界稍緩，北側(cè)邊界較陡而呈現(xiàn)為快速尖滅的趨勢(圖2)。

與成礦密切相關的圍巖蝕變主要類型有硅化、鉀長石化 、黑云母化、黃鐵礦化、青磐巖化、云英巖化和高嶺土化等。其中，硅化、鉀石化與輝鉬礦化關系密切，二者呈正相關關系。礦區(qū)蝕變總體上呈現(xiàn)為面狀特征，蝕變中心為硅化-鉀長石化帶，向外是硅化-黃鐵礦化帶→黑云母化帶，最外側(cè)為青磐巖化帶。

礦石呈細脈狀、細脈浸染狀、角礫狀(?)構(gòu)造，半自形-它形粒狀結(jié)構(gòu)、似斑狀結(jié)構(gòu)、斑狀結(jié)構(gòu)等(圖3)。礦石礦物主要有輝鉬礦、黃鐵礦、黃銅礦等，脈石礦物主要有石英、鉀長石、斜長石、黑云母和綠泥石等。其中，輝鉬礦不均勻分布，主要呈彎曲程度不等的片狀、板狀及其集合體嵌布在脈石礦物中，粒度以0.1～0.4 mm為主，部分小于0.1 mm。

根據(jù)礦石的礦物組成和共生關系，可將其成礦過程從早到晚分為4個階段：黃鐵礦-石英階段(Ⅰ)，石英-輝鉬礦階段(Ⅱ)，綠泥石-輝鉬礦-石英階段(Ⅲ)，石英-碳酸鹽階段(Ⅳ)。其中，Ⅱ、Ⅲ階段是輝鉬礦的主要形成階段。

圖3 鹿鳴鉬礦床礦石礦物特征Fig.3 Ore and mineral photographs of the Luming molybdenum deposit a,b.浸染狀輝鉬礦化二長花崗巖；c.充填于石英顆粒間的片狀輝鉬礦集合體；d.他形黃鐵礦與黃銅礦共生Mo.輝鉬礦；Py.黃鐵礦；Ccp.黃銅礦

3 流體包裹體及氫氧同位素特征

3.1 樣品采集與測試方法

本次流體包裹體研究所選樣品采自鹿鳴鉬礦床的采坑內(nèi)，測試樣品以礦床中與成礦密切相關的硫化物石英脈為對象，在顯微測溫的基礎上，進行單個流體包裹體氣相的激光拉曼光譜分析。顯微測溫工作在吉林大學地球科學學院地質(zhì)流體實驗室完成，所使用的儀器為Linkamthms-600型冷熱臺(-196～600 ℃)。測定前，使用人造純H2O及鹽度為w(NaCl,eq)=25%的H2O-NaCl包裹體(國際標樣)對測試設備進行參數(shù)系統(tǒng)校正，誤差為±0.1 ℃。測試期間，當溫度小于30 ℃時，升溫速率為1 ℃/min；當溫度為200 ℃以上時，升溫速率為10 ℃/min；在相變化及冰點附近，升溫速率小于0.2 ℃/min。單個流體包裹體的拉曼成分測試在北京核工業(yè)地質(zhì)分析測試研究中心完成，所用儀器為LABHR-VIS LabRAM HR800型顯微激光拉曼光譜儀，實驗條件為：波長532 nm，Yag晶體倍頻，固體激光器，激光束斑≥1 μm，掃描時間為10 s，掃描2次。

流體包裹體的氫氧同位素測試采用脈石礦物石英進行，實驗在中國地質(zhì)科學院礦產(chǎn)資源研究所同位素實驗室完成，測試儀器為MAT253EM型氣體質(zhì)譜儀。氧同位素分析過程：①挑選不同成礦階段的石英并研磨至200 μm，干燥后取10～30 mg樣品；②分析樣品與BrF5在550～700 ℃下恒溫反應獲得氧氣；③將經(jīng)過純化的氧氣與碳棒逐級反應后送到質(zhì)譜儀進行分析。氫同位素分析過程：①將流體包裹體通過真空熱爆法打開，分離并獲得水；②將獲得的水與鋅反應，然后把產(chǎn)生的氫氣送入質(zhì)譜儀測試。δ18O與δD均以SMOW標準返回，氧同位素的分析精度為±0.2×10-3，氫同位素的分析精度為±2×10-3。

3.2 流體包裹體類型

通過對包裹體巖相學特征的觀察和激光拉曼光譜特征分析，可將鹿鳴鉬礦床的成礦流體包裹體(圖4)劃分為A型、B型和C型3類(表1)。

圖4 鹿鳴鉬礦床包裹體顯微照片F(xiàn)ig.4 Photomicrographs of fluid inclusion in the Luming molybdenum depositL+V+S.含子晶三相包裹體；L+V.氣液兩相包裹體；V.氣相包裹體；VCO2.氣相二氧化碳；VH2O.氣相水；LH2O.液相水；SNaCl.石鹽子晶

類型個體形態(tài)長軸大小/μm分布狀態(tài)氣液比/%A型近橢圓形、不規(guī)則形和長條形3～18孤立或成群出現(xiàn)5～40B型不規(guī)則形5～15孤立狀5～15C型橢圓形、不規(guī)則形4～10孤立狀100

A型為氣液兩相包裹體(L+V)(圖4 a, b, e, i)，占包裹體數(shù)量的70%～90%，孤立或成群出現(xiàn)，一般為近橢圓形和不規(guī)則狀等，在成礦Ⅰ、Ⅱ、Ⅲ和Ⅳ階段普遍存在；其大小介于3～18 μm之間，氣液比變化較大，多為5%～40%；室溫下以氣液兩相存在，加熱均一后為液相。

B型為含子晶三相包裹體(L+V+S)(圖4 d, h)，占包裹體數(shù)量的5%～10%，常與氣液兩相包裹體共生，多呈不規(guī)則狀，少數(shù)為橢圓狀，主要出現(xiàn)在成礦Ⅱ和Ⅲ階段；大小一般為5～15 μm，氣液比多在5%～15%之間變化，透明子晶礦物主要為石鹽(晶形較好，呈立方體)；室溫下為三相，加熱時氣泡先消失，均一后成液相，但個別加熱到500 ℃時其子礦物仍未溶解。

C型為氣相包裹體(V)(圖4c, h)，占包裹體數(shù)量較少，主要出現(xiàn)在成礦Ⅰ階段，含量在5%以下；此類包裹體顏色較深，以灰黑色為主，多呈孤立狀分布；其直徑較小，一般為4～10 μm，氣液比在80%～90%之間，偶見純氣相包裹體。

3.3 成礦溫度-壓力與深度估算

(1)黃鐵礦-石英階段(Ⅰ)，發(fā)育A型和C型包裹體。前者的均一溫度為412～472 ℃，平均值為444 ℃；w(NaCl,eq)介于2.56%～8.40%之間，平均為5.00%；密度、靜水壓力與深度分別為0.39～0.52 g/cm3、32.17～45.93 MPa和1.19～1.70 km(見表2、圖5、圖6)。未測到氣相包裹體的數(shù)據(jù)。

圖5 鹿鳴鉬礦床不同成礦階段流體包裹體均一溫度直方圖Fig.5 Histograms of homogenization temperature for fluid inclusions of different stages of Luming molybdenum deposit

(2)石英-輝鉬礦階段(Ⅱ)，主要發(fā)育A型與B型包裹體。前者均一溫度介于320～392 ℃之間；鹽度為w(NaCl,eq)=4.17%～8.81%，平均為5.54%；密度為0.59～0.73 g/cm3，捕獲壓力25.60～34.35 MPa，深度為0.95～1.27 km。后者的均一溫度為320～370 ℃，w(NaCl,eq)=31.48%～37.58%，靜水壓力、深度分別為29.81～27.64 MPa、1.02～1.25 km(見表2、圖5、圖6)。

(3)綠泥石-輝鉬礦-石英階段(Ⅲ)，包裹體以A型為主，其次是B型包裹體。A型包裹體的均一溫度為231～316 ℃，鹽度為w(NaCl,eq)=1.56%～10.11%，平均4.79% ；密度、靜水壓力與深度分別為0.74～0.86 g/cm3、10.16～30.57 MPa、0.60～1.13 km。B型包裹體的均一溫度為264～289 ℃，w(NaCl,eq)=33.85%～46.14% ，靜水壓力、深度分別為21.97～25.50 MPa、0.81～0.94 km。

(4)石英-碳酸鹽階段(Ⅳ)，僅發(fā)育A型包裹體。包體均一溫度為110～210 ℃，鹽度w(NaCl,eq)=2.89%～8.94%，平均5.49%；密度、靜水壓力與深度分別為0.88～1.00 g/cm3、8.30～19.25 MPa和0.31～0.71 km(見表2、圖5、圖6)。

3.4 流體包裹體成分特征

3.5 氫氧同位素特征

采自礦化石英脈中的3件石英礦物的流體包裹體氫氧同位素測定結(jié)果顯示，δ18OQ=8.5×10-3～11.5×10-3，平均值為10.47×10-3；δDV-SMOW=-92×10-3～-101×10-3，平均值為-97.33×10-3。依據(jù)礦物-流體平衡關系式(1000 lnα石英-水=3.38×106/T2-3.40)(據(jù)Clayton et al, 1972)，計算平衡成礦流體中的δ18OH2O為-0.09×10-3～3.09×10-3，平均值為1.85×10-3(表3)。

4 討論

4.1 成礦流體性質(zhì)與演化

鹿鳴斑巖型鉬礦床流體包裹體研究表明，黃鐵礦-石英階段(Ⅰ)包裹體的均一溫度介于410～475 ℃之間，鹽度為w(NaCl,eq)=2.56%～8.40%，壓力介于32.17～45.93 MPa之間；表明初始成礦流體具有高溫的特征。隨溫度降低，這種高溫、高堿金屬離子的初始巖漿-流體系統(tǒng)自然導致黑云母、鉀長石、鈉長石、石英等造巖礦物的形成，通常表現(xiàn)為“堿交代”[7]。石英-輝鉬礦階段(Ⅱ)包裹體的均一溫度集中在320～400 ℃之間，A型包裹體鹽度為w(NaCl,eq)=4.17%～8.81%、壓力介于25.60～34.35 MPa，B型包裹體鹽度為w(NaCl,eq)=31.48%～37.58% (不包括不熔子礦物的貢獻)、壓力介于29.81～27.64 MPa。綠泥石-輝鉬礦-石英階段(Ⅲ)包裹體的均一溫度集中在220～320 ℃，A型包裹體的鹽度為w(NaCl,eq)=1.56%～10.11% 、壓力介于10.16～30.57 MPa，B型包裹體的鹽度為w(NaCl,eq)=33.85%～46.14%(不包括不熔子礦物的貢獻)、壓力介于21.97～25.50 MPa。石英-碳酸鹽階段(Ⅳ)的均一溫度集中在110～210 ℃之間，鹽度介于2.89%～8.94%之間，壓力8.30～19.25 MPa之間。Ⅱ和Ⅲ階段出現(xiàn)氣液兩相和高鹽度的包裹，且兩種包裹體共存，同時氣液比變化范圍很大，暗示了該階段曾發(fā)生過沸騰作用。

表2 鹿鳴鉬礦床各階段流體包裹體測溫結(jié)果

注：中低鹽度和密度分別采用Potter(1978)和劉斌等(1987)的公式計算；飽和或過飽和鹽度與密度均采用Bischoff(1991)的公式計算。

圖6 鹿鳴鉬礦床流體包裹體鹽度直方圖、鹽度—均一溫度關系圖(底圖據(jù)Bodnar，1983)Fig.6 Histgrams of homogenization temperature and diagram oftemperature versus salinity of fluid inclusions in the Luming molybdenum deposit

圖7 鹿鳴鉬礦床流體包裹體激光拉曼譜Fig.7 Laser raman spectra of fluid inclusion of the Luming molybdenum deposit

表3 鹿鳴鉬礦床氫-氧同位素實驗分析結(jié)果

總體而言，初始成礦熱液為H2O-CO2-NaCl體系，具有高溫(最高可達500 ℃以上)、富CO2、高鹽等特征；經(jīng)流體沸騰、CO2逸失、溫度降低、壓力減小等過程，導致輝鉬礦、黃銅礦等大量金屬硫化物沉淀。晚期由于大氣降水的混入，溫度和壓力逐漸降低，演化為晚期低溫、低鹽度、貧CO2的H2O-NaCl體系。

圖8 鹿鳴鉬礦床成礦流體平衡水δD—δ18O圖解(底圖據(jù)Hedenquist and Lowenstern, 1994)Fig.8 δD—δ18O diagram of oreforming fluids in the Luming molybdenum deposit

4.2 成礦流體來源

將氫氧同位素測試結(jié)果在δ18OH2O—δD圖解上投圖(圖8)可知，鹿鳴鉬礦床主成礦期階段所有石英樣品的投點均偏離原始巖漿水區(qū)域向雨水線一側(cè)遷移。其中，δD同位素值整體上低于原生巖漿水，這可能反映了成礦流體在長時間的演化過程中強烈的去氣過程；δ18OH2O值也明顯低于巖漿水的值，并向雨水線靠近，即發(fā)生了所謂的“δ18OH2O漂移”現(xiàn)象，反映成礦流體以巖漿水為主，并有不同比例大氣降水混合。此外，成礦晚期階段主要發(fā)育低溫、低鹽度和中溫、中鹽度的的流體包裹體，說明成礦晚期隨著溫度、壓力的降低，流體體系趨于開放，可能存在大氣降水的混入。由此可以斷定，主成礦期成礦流體具有巖漿水和大氣降水相混合的特征。

5 結(jié)語

(1)黑龍江鹿鳴鉬礦床含礦石英脈中的流體包裹體主要為氣液兩相、含子晶三相、氣相包裹體3種類型；以氣液兩相包裹體為主，流體氣相成分以CO2和CH4為主，其次為H2S。

(2)根據(jù)礦物共生組合及其生成順序、礦石組構(gòu)和脈體穿插關系，將鹿鳴鉬礦床成礦作用從早到晚分為4個階段：Ⅰ黃鐵礦-石英階段、Ⅱ石英-輝鉬礦階段、Ⅲ綠泥石-輝鉬礦-石英階段和Ⅳ石英-碳酸鹽階段。其所對應的均一溫度分別為410～475 ℃、320～400 ℃、220～320 ℃、110～210 ℃，成礦溫度逐漸降低；階段Ⅱ成礦流體的鹽度w(NaCl,eq)值分兩組：4.17%～8.81%和31.48%～37.58%；階段Ⅲ成礦流體的鹽度w(NaCl,eq)值也有兩組：1.56%～10.11%和33.85%～46.14%；階段Ⅰ和Ⅳ流體的鹽度w(NaCl,eq)值范圍分別為2.56%～8.40%和2.89%～8.94%。成礦流體系統(tǒng)由早期的高溫、高鹽度的H2O-CO2-NaCl體系逐漸演變?yōu)橥砥诘蜏?、低鹽度的H2O-NaCl體系。綜合研究礦床產(chǎn)出特征、礦物共生組合和流體包裹體特征，認為流體的沸騰、CO2等氣相組分大量逸失成礦流體形是成礦床的主要因素。

(3)氫氧同位素測試研究結(jié)果表明，主成礦期成礦流體具有巖漿水和大氣降水相混合的特征。

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Characteristics of ore fluid of the Luming porphyry Mo deposit in Heilongjiang province

SUN Qinglong1,2, SUN Jinggui3, LI Chengjin1,2,YANG Jiao1,2, WANG Xiaodan1,2, ZHANG Jianqiao1,2

(1.InstituteofMetallurgicalGeologyandExplorationofLiaoningBureauofMetallurgicalGeologyandExploration,Anshan114038,Liaoning,China; 2.LiaoningSenyuanMiningInvestmentandDevelopmentCompanyLimited; 3.CollegeofEarthSciences,JilinUniversity,Changchun130061,China)

The Luming molybdenum deposit is a super-large porphyry molybdenum deposit in Xiaoxinganling-Zhangguangcailing ore belt. Ore bodies mainly occurr in the early stage medium-fine grained porphyroid monzonitic granite of Early Mesozoic Era. The mineralization is mainly veinlet-dissemination type. According to crosscutting relationships of different veins and mineral paragenesis there are four ore-forming stages: (Ⅰ) the pyrite-quartz; (Ⅱ) the quartz-molybdenite; (Ⅲ) the chlorite- molybdenite-quartz; and (Ⅳ) the quartz-carbonate. Three types of fluid inclusions have been distinguished: type A vapor-liquid (L+V two-phase) inclusions, type B-daughter crystal-bearing inclusions (L+V+S three phase) and type C-vapor inclusions(V). Composition, homogeneity temperature and salinity of fluid inclusions from different stages demonstrate that the mineralizing fluid of the Luming deposit is characterized by evolution from the early stage high temperature and high salinity H2O-CO2-NaCl system to the late stage low temperature and low salinity H2O-NaCl system. Hydrogen and oxygen isotopic compositions indicate that magmatic fluid was dominant in early mineralization stage and meteoric water incorporates to some extent with the evolution. The above mentioned characteristics suggest that fluid boiling and CO2escaping were the leading factor for the formation of the deposit.

Luming Mo deposit; porphyry; Ore fluid; inclusion; H,O isotopes; Heilongjiang province

2015-04-16； 責任編輯： 王傳泰

孫慶龍(1987—)，男，碩士研究生，從事地質(zhì)調(diào)查及礦床學方面研究工作。通信地址：遼寧省鞍山市鐵東區(qū)298號，遼寧省冶金地質(zhì)勘查局地質(zhì)勘查研究院；郵政編碼：114038；E-mail：sxn_3375@163.com

10.6053/j.issn.1001-1412.2015.04.001

P613，P618.65

A