黑龙江鹿鸣钼矿床成矿流体特征

孙庆龙，孙景贵，李程锦，杨 娇，王晓丹，张剑乔

(1.辽宁省冶金地质勘查局地质勘查研究院，辽宁 鞍山 114038；2.辽宁森源矿业投资开发有限公司，辽宁 鞍山 114038；3.吉林大学地球科学学院，长春 130061)

黑龙江鹿鸣钼矿床成矿流体特征

孙庆龙1,2，孙景贵3，李程锦1,2，杨 娇1,2，王晓丹1,2，张剑乔1,2

(1.辽宁省冶金地质勘查局地质勘查研究院，辽宁 鞍山 114038；2.辽宁森源矿业投资开发有限公司，辽宁 鞍山 114038；3.吉林大学地球科学学院，长春 130061)

鹿鸣钼矿床是小兴安岭—张广才岭成矿带上典型的特大型斑岩型钼矿床，矿体主要产于早中生代早期中细粒似斑状二长花岗岩内，矿化类型以细脉浸染状矿化为主。根据矿物共生组合及脉体穿插关系将鹿鸣钼矿床划分为4个成矿阶段：黄铁矿-石英阶段(Ⅰ)，石英-辉钼矿阶段(Ⅱ)，绿泥石-辉钼矿-石英阶段(Ⅲ)，石英-碳酸盐阶段(Ⅳ)。成矿流体包裹体有3类：A型气液两相包裹体(L+V)，B型含子晶三相包裹体(L+V+S)，C型气相包裹体(V)。不同阶段流体包裹体的成分、均一温度、盐度等特征显示成矿流体由早阶段的高温、高盐度的H2O-CO2-NaCl体系逐渐演变为晚阶段的低温、低盐度的H2O-NaCl体系。氢氧同位素特征显示成矿早阶段以岩浆水为主，随成矿演化有不同程度大气水的加入。根据矿床产出特征、矿物共生组合和流体包裹体特征，认为流体的沸腾作用和CO2等气相组分大量逸失是成矿流体形成矿床的主要因素。

鹿鸣钼矿；斑岩；成矿流体；包裹体；氢氧同位素；黑龙江省

0 引言

小兴安岭—张广才岭是我国重要内生钼矿成矿区(带)，继发现了大黑山大型斑岩型钼矿床以来，近十年内又相继发现鹿鸣、霍吉河、大石河、刘生店和福安堡等大中型斑岩型钼矿床，以及翠宏山铁多金属矿床、苏家围子铁锌钼矿床和五道岭钼矿床等矽卡岩型矿床，使得此区成为国内外瞩目的钼矿成矿和找矿区。

鹿鸣钼矿床位于小兴安岭中南部的鹿鸣林场区内，它是2003年由黑龙江省第五地质勘察院发现的一座特大型斑岩钼矿床，目前已探明钼资源储量≥80×104t，平均品位w(Mo)=0.084%。前人对鹿鸣钼矿床的矿床地质特征[1-4]、矿床地球化学[2-3]、地球物理特征及找矿标志[4]等方面已开展研究工作。本文将在前人研究基础上，通过对不同成矿阶段流体包裹体、氢氧同位素研究，以期揭示成矿流体性质和成矿关系。

1 矿区地质概况

黑龙江鹿鸣钼矿床地处兴蒙造山带东段，属于小兴安岭—张广才岭成矿带的小兴安岭成矿区(图1a)。此成矿区是一个经历了古亚洲洋演化和中生代叠加古太平洋板块俯冲作用的复合成矿区。区内发育早古生代的变质火山-沉积岩系和中生代火山-次火山岩；构造以NW、SN 及NE 向断裂构造为主，其中近SN向牡丹江断裂具有明显的控岩、控矿特征；广泛发育的中生代花岗岩沿牡丹江断裂带西侧呈近SN向纵贯小兴安岭，并以碱长花岗岩—似斑状二长花岗岩—正长花岗岩在空间上密切伴生构成复合岩基形式产出。

鹿鸣钼矿区内出露地层主要为下寒武统铅山组(∈1q)，中奥陶统小金沟组(O2x)陆缘浅海相碎屑岩—碳酸盐岩建造，下二叠统土门岭组(P2t)陆源细碎屑岩—碳酸盐岩建造，中侏罗统太安屯组(J2t)中酸性火山熔岩及其凝灰岩，以及第四纪沉积物。侵入岩有早中生代早期中细粒似斑状二长花岗岩，早中生代中期细粒二长花岗斑岩，早中生代晚期中细粒正长花岗岩等。断裂主要是NE向的北关—平安—鹿鸣—伊林断裂、列河—联合断裂，其与NW、SN 向裂隙构成复杂的构造-裂隙网形式。矿床产在侏罗世早期中细粒似斑状二长花岗岩内(图1b)。

图2 鹿鸣钼矿床矿体剖面图Fig.2 Geological section of ore bodyin the Luming molybdenum deposit 1.花岗斑岩；2.二长花岗岩；3.断裂；4.钼矿体w(Mo)>0.06%；5.钼矿化体w(Mo)为0.03%～0.06%；6.剖面及钻孔

2 矿床地质特征

鹿鸣钼矿床目前勘探揭示有5条工业钼矿体和3条钼矿化体，其中I号矿体为主要矿体。

I号矿体呈透镜状产出，地表出露长、宽在1 000 m以上，面积约1 km2，向深部有呈锅底形尖灭的趋势(未完全封闭)；南西侧被F3断层截断，并与似斑状二长花岗岩呈断层接触(断层倾角30°～37°)，有较缓慢尖灭的趋势；其它边界均为向内倾(倾角30°～70°)收缩。总体上，勘探线上的矿体南部边界稍缓，北侧边界较陡而呈现为快速尖灭的趋势(图2)。

与成矿密切相关的围岩蚀变主要类型有硅化、钾长石化 、黑云母化、黄铁矿化、青磐岩化、云英岩化和高岭土化等。其中，硅化、钾石化与辉钼矿化关系密切，二者呈正相关关系。矿区蚀变总体上呈现为面状特征，蚀变中心为硅化-钾长石化带，向外是硅化-黄铁矿化带→黑云母化带，最外侧为青磐岩化带。

矿石呈细脉状、细脉浸染状、角砾状(?)构造，半自形-它形粒状结构、似斑状结构、斑状结构等(图3)。矿石矿物主要有辉钼矿、黄铁矿、黄铜矿等，脉石矿物主要有石英、钾长石、斜长石、黑云母和绿泥石等。其中，辉钼矿不均匀分布，主要呈弯曲程度不等的片状、板状及其集合体嵌布在脉石矿物中，粒度以0.1～0.4 mm为主，部分小于0.1 mm。

根据矿石的矿物组成和共生关系，可将其成矿过程从早到晚分为4个阶段：黄铁矿-石英阶段(Ⅰ)，石英-辉钼矿阶段(Ⅱ)，绿泥石-辉钼矿-石英阶段(Ⅲ)，石英-碳酸盐阶段(Ⅳ)。其中，Ⅱ、Ⅲ阶段是辉钼矿的主要形成阶段。

图3 鹿鸣钼矿床矿石矿物特征Fig.3 Ore and mineral photographs of the Luming molybdenum deposit a,b.浸染状辉钼矿化二长花岗岩；c.充填于石英颗粒间的片状辉钼矿集合体；d.他形黄铁矿与黄铜矿共生Mo.辉钼矿；Py.黄铁矿；Ccp.黄铜矿

3 流体包裹体及氢氧同位素特征

3.1 样品采集与测试方法

本次流体包裹体研究所选样品采自鹿鸣钼矿床的采坑内，测试样品以矿床中与成矿密切相关的硫化物石英脉为对象，在显微测温的基础上，进行单个流体包裹体气相的激光拉曼光谱分析。显微测温工作在吉林大学地球科学学院地质流体实验室完成，所使用的仪器为Linkamthms-600型冷热台(-196～600 ℃)。测定前，使用人造纯H2O及盐度为w(NaCl,eq)=25%的H2O-NaCl包裹体(国际标样)对测试设备进行参数系统校正，误差为±0.1 ℃。测试期间，当温度小于30 ℃时，升温速率为1 ℃/min；当温度为200 ℃以上时，升温速率为10 ℃/min；在相变化及冰点附近，升温速率小于0.2 ℃/min。单个流体包裹体的拉曼成分测试在北京核工业地质分析测试研究中心完成，所用仪器为LABHR-VIS LabRAM HR800型显微激光拉曼光谱仪，实验条件为：波长532 nm，Yag晶体倍频，固体激光器，激光束斑≥1 μm，扫描时间为10 s，扫描2次。

流体包裹体的氢氧同位素测试采用脉石矿物石英进行，实验在中国地质科学院矿产资源研究所同位素实验室完成，测试仪器为MAT253EM型气体质谱仪。氧同位素分析过程：①挑选不同成矿阶段的石英并研磨至200 μm，干燥后取10～30 mg样品；②分析样品与BrF5在550～700 ℃下恒温反应获得氧气；③将经过纯化的氧气与碳棒逐级反应后送到质谱仪进行分析。氢同位素分析过程：①将流体包裹体通过真空热爆法打开，分离并获得水；②将获得的水与锌反应，然后把产生的氢气送入质谱仪测试。δ18O与δD均以SMOW标准返回，氧同位素的分析精度为±0.2×10-3，氢同位素的分析精度为±2×10-3。

3.2 流体包裹体类型

通过对包裹体岩相学特征的观察和激光拉曼光谱特征分析，可将鹿鸣钼矿床的成矿流体包裹体(图4)划分为A型、B型和C型3类(表1)。

图4 鹿鸣钼矿床包裹体显微照片Fig.4 Photomicrographs of fluid inclusion in the Luming molybdenum depositL+V+S.含子晶三相包裹体；L+V.气液两相包裹体；V.气相包裹体；VCO2.气相二氧化碳；VH2O.气相水；LH2O.液相水；SNaCl.石盐子晶

类型个体形态长轴大小/μm分布状态气液比/%A型近椭圆形、不规则形和长条形3～18孤立或成群出现5～40B型不规则形5～15孤立状5～15C型椭圆形、不规则形4～10孤立状100

A型为气液两相包裹体(L+V)(图4 a, b, e, i)，占包裹体数量的70%～90%，孤立或成群出现，一般为近椭圆形和不规则状等，在成矿Ⅰ、Ⅱ、Ⅲ和Ⅳ阶段普遍存在；其大小介于3～18 μm之间，气液比变化较大，多为5%～40%；室温下以气液两相存在，加热均一后为液相。

B型为含子晶三相包裹体(L+V+S)(图4 d, h)，占包裹体数量的5%～10%，常与气液两相包裹体共生，多呈不规则状，少数为椭圆状，主要出现在成矿Ⅱ和Ⅲ阶段；大小一般为5～15 μm，气液比多在5%～15%之间变化，透明子晶矿物主要为石盐(晶形较好，呈立方体)；室温下为三相，加热时气泡先消失，均一后成液相，但个别加热到500 ℃时其子矿物仍未溶解。

C型为气相包裹体(V)(图4c, h)，占包裹体数量较少，主要出现在成矿Ⅰ阶段，含量在5%以下；此类包裹体颜色较深，以灰黑色为主，多呈孤立状分布；其直径较小，一般为4～10 μm，气液比在80%～90%之间，偶见纯气相包裹体。

3.3 成矿温度-压力与深度估算

(1)黄铁矿-石英阶段(Ⅰ)，发育A型和C型包裹体。前者的均一温度为412～472 ℃，平均值为444 ℃；w(NaCl,eq)介于2.56%～8.40%之间，平均为5.00%；密度、静水压力与深度分别为0.39～0.52 g/cm3、32.17～45.93 MPa和1.19～1.70 km(见表2、图5、图6)。未测到气相包裹体的数据。

图5 鹿鸣钼矿床不同成矿阶段流体包裹体均一温度直方图Fig.5 Histograms of homogenization temperature for fluid inclusions of different stages of Luming molybdenum deposit

(2)石英-辉钼矿阶段(Ⅱ)，主要发育A型与B型包裹体。前者均一温度介于320～392 ℃之间；盐度为w(NaCl,eq)=4.17%～8.81%，平均为5.54%；密度为0.59～0.73 g/cm3，捕获压力25.60～34.35 MPa，深度为0.95～1.27 km。后者的均一温度为320～370 ℃，w(NaCl,eq)=31.48%～37.58%，静水压力、深度分别为29.81～27.64 MPa、1.02～1.25 km(见表2、图5、图6)。

(3)绿泥石-辉钼矿-石英阶段(Ⅲ)，包裹体以A型为主，其次是B型包裹体。A型包裹体的均一温度为231～316 ℃，盐度为w(NaCl,eq)=1.56%～10.11%，平均4.79% ；密度、静水压力与深度分别为0.74～0.86 g/cm3、10.16～30.57 MPa、0.60～1.13 km。B型包裹体的均一温度为264～289 ℃，w(NaCl,eq)=33.85%～46.14% ，静水压力、深度分别为21.97～25.50 MPa、0.81～0.94 km。

(4)石英-碳酸盐阶段(Ⅳ)，仅发育A型包裹体。包体均一温度为110～210 ℃，盐度w(NaCl,eq)=2.89%～8.94%，平均5.49%；密度、静水压力与深度分别为0.88～1.00 g/cm3、8.30～19.25 MPa和0.31～0.71 km(见表2、图5、图6)。

3.4 流体包裹体成分特征

3.5 氢氧同位素特征

采自矿化石英脉中的3件石英矿物的流体包裹体氢氧同位素测定结果显示，δ18OQ=8.5×10-3～11.5×10-3，平均值为10.47×10-3；δDV-SMOW=-92×10-3～-101×10-3，平均值为-97.33×10-3。依据矿物-流体平衡关系式(1000 lnα石英-水=3.38×106/T2-3.40)(据Clayton et al, 1972)，计算平衡成矿流体中的δ18OH2O为-0.09×10-3～3.09×10-3，平均值为1.85×10-3(表3)。

4 讨论

4.1 成矿流体性质与演化

鹿鸣斑岩型钼矿床流体包裹体研究表明，黄铁矿-石英阶段(Ⅰ)包裹体的均一温度介于410～475 ℃之间，盐度为w(NaCl,eq)=2.56%～8.40%，压力介于32.17～45.93 MPa之间；表明初始成矿流体具有高温的特征。随温度降低，这种高温、高碱金属离子的初始岩浆-流体系统自然导致黑云母、钾长石、钠长石、石英等造岩矿物的形成，通常表现为“碱交代”[7]。石英-辉钼矿阶段(Ⅱ)包裹体的均一温度集中在320～400 ℃之间，A型包裹体盐度为w(NaCl,eq)=4.17%～8.81%、压力介于25.60～34.35 MPa，B型包裹体盐度为w(NaCl,eq)=31.48%～37.58% (不包括不熔子矿物的贡献)、压力介于29.81～27.64 MPa。绿泥石-辉钼矿-石英阶段(Ⅲ)包裹体的均一温度集中在220～320 ℃，A型包裹体的盐度为w(NaCl,eq)=1.56%～10.11% 、压力介于10.16～30.57 MPa，B型包裹体的盐度为w(NaCl,eq)=33.85%～46.14%(不包括不熔子矿物的贡献)、压力介于21.97～25.50 MPa。石英-碳酸盐阶段(Ⅳ)的均一温度集中在110～210 ℃之间，盐度介于2.89%～8.94%之间，压力8.30～19.25 MPa之间。Ⅱ和Ⅲ阶段出现气液两相和高盐度的包裹，且两种包裹体共存，同时气液比变化范围很大，暗示了该阶段曾发生过沸腾作用。

表2 鹿鸣钼矿床各阶段流体包裹体测温结果

注：中低盐度和密度分别采用Potter(1978)和刘斌等(1987)的公式计算；饱和或过饱和盐度与密度均采用Bischoff(1991)的公式计算。

图6 鹿鸣钼矿床流体包裹体盐度直方图、盐度—均一温度关系图(底图据Bodnar，1983)Fig.6 Histgrams of homogenization temperature and diagram oftemperature versus salinity of fluid inclusions in the Luming molybdenum deposit

图7 鹿鸣钼矿床流体包裹体激光拉曼谱Fig.7 Laser raman spectra of fluid inclusion of the Luming molybdenum deposit

表3 鹿鸣钼矿床氢-氧同位素实验分析结果

总体而言，初始成矿热液为H2O-CO2-NaCl体系，具有高温(最高可达500 ℃以上)、富CO2、高盐等特征；经流体沸腾、CO2逸失、温度降低、压力减小等过程，导致辉钼矿、黄铜矿等大量金属硫化物沉淀。晚期由于大气降水的混入，温度和压力逐渐降低，演化为晚期低温、低盐度、贫CO2的H2O-NaCl体系。

图8 鹿鸣钼矿床成矿流体平衡水δD—δ18O图解(底图据Hedenquist and Lowenstern, 1994)Fig.8 δD—δ18O diagram of oreforming fluids in the Luming molybdenum deposit

4.2 成矿流体来源

将氢氧同位素测试结果在δ18OH2O—δD图解上投图(图8)可知，鹿鸣钼矿床主成矿期阶段所有石英样品的投点均偏离原始岩浆水区域向雨水线一侧迁移。其中，δD同位素值整体上低于原生岩浆水，这可能反映了成矿流体在长时间的演化过程中强烈的去气过程；δ18OH2O值也明显低于岩浆水的值，并向雨水线靠近，即发生了所谓的“δ18OH2O漂移”现象，反映成矿流体以岩浆水为主，并有不同比例大气降水混合。此外，成矿晚期阶段主要发育低温、低盐度和中温、中盐度的的流体包裹体，说明成矿晚期随着温度、压力的降低，流体体系趋于开放，可能存在大气降水的混入。由此可以断定，主成矿期成矿流体具有岩浆水和大气降水相混合的特征。

5 结语

(1)黑龙江鹿鸣钼矿床含矿石英脉中的流体包裹体主要为气液两相、含子晶三相、气相包裹体3种类型；以气液两相包裹体为主，流体气相成分以CO2和CH4为主，其次为H2S。

(2)根据矿物共生组合及其生成顺序、矿石组构和脉体穿插关系，将鹿鸣钼矿床成矿作用从早到晚分为4个阶段：Ⅰ黄铁矿-石英阶段、Ⅱ石英-辉钼矿阶段、Ⅲ绿泥石-辉钼矿-石英阶段和Ⅳ石英-碳酸盐阶段。其所对应的均一温度分别为410～475 ℃、320～400 ℃、220～320 ℃、110～210 ℃，成矿温度逐渐降低；阶段Ⅱ成矿流体的盐度w(NaCl,eq)值分两组：4.17%～8.81%和31.48%～37.58%；阶段Ⅲ成矿流体的盐度w(NaCl,eq)值也有两组：1.56%～10.11%和33.85%～46.14%；阶段Ⅰ和Ⅳ流体的盐度w(NaCl,eq)值范围分别为2.56%～8.40%和2.89%～8.94%。成矿流体系统由早期的高温、高盐度的H2O-CO2-NaCl体系逐渐演变为晚期低温、低盐度的H2O-NaCl体系。综合研究矿床产出特征、矿物共生组合和流体包裹体特征，认为流体的沸腾、CO2等气相组分大量逸失成矿流体形是成矿床的主要因素。

(3)氢氧同位素测试研究结果表明，主成矿期成矿流体具有岩浆水和大气降水相混合的特征。

[1] 张苏江. 黑龙江铁力地区钼(铜)矿床成矿地质条件及找矿潜力分析[D]. 长春: 吉林大学, 2009.

[2] 时永明, 崔彬, 贾维林. 黑龙江省铁力市鹿鸣钼矿床地质特征[J]. 地质与勘探, 2007, 43( 2): 19-22.

[3] 杨言辰, 韩世炯, 孙德有, 等. 小兴安岭—张广才岭成矿带斑岩型钼矿床岩石地球化学特征及其年代学研究[J]. 岩石学报, 2011, 28(2): 379-390.

[4] 马新春, 陈其所. 鹿鸣钼多金属矿床地球化学、地球物理特征及找矿标志[J]. 黑龙江科技信息, 2012(05): 40.

[5] 韩振哲, 赵海玲, 李娟娟, 等. 小兴安岭东南伊春一带早中生代花岗岩与多金属成矿作用[J]. 中国地质, 2010, 37(1): 74-86.

[6] 朱训, 黄崇轲, 芮宗瑶, 等. 德兴斑岩铜矿床[M]. 北京: 地质出版社, 1983: 1-336.

[7] 胡受奚, 赵乙英, 孙景贵, 等. 华北地台重要金矿成矿过程中的流体作用及其来源研究[J]. 南京大学学报(自然科学版), 2002, 38 (3): 381-391.

[8] 张德会. 流体的沸腾和混合在热液成矿中的意义[J]. 地球科学进展, 1997, 12(6): 546-552.

[9] 杨增海, 王建平, 刘家军, 等. 内蒙古乌日尼图钨钼矿床成矿流体特征及地质意义[J]. 地球科学, 2012, 37(6): 1268-1278.

[10] 白令安, 孙景贵, 孙庆龙, 等. 大兴安岭中段莲花山铜矿床的成矿流体性质与矿床成因研究[J]. 矿床地质, 2012, 31(6): 1249-1258.

[11] 谭红艳, 舒广龙, 吕骏超, 等. 小兴安岭鹿鸣大型钼矿LA-ICP-MS锆石U-Pb和辉钼矿Re-Os年龄及其地质意义[J].吉林大学学报(地球科学版), 2012, 42(6): 1757-1770.

[12] 张勇, 孙景贵, 陈东, 等. 延边地区天宝山多金属矿田的流体特征与成矿模式[J]. 吉林大学学报(地球科学版), 2012, 42(6): 1665-1675.

[13] 褚少雄, 曾庆栋, 刘建明, 等. 西拉沐伦钼矿带车户沟斑岩型钼-铜矿床成矿流体特征及其地质意义[J]. 岩石学报, 2010, 26(8): 2465-2481.

[14] 李诺, 陈衍景, 倪智勇, 等. 河南省嵩县鱼池岭斑岩钼矿床成矿流体特征及其地质意义[J]. 岩石学报, 2009, 25 (11): 2509-2522.

[15] 陈衍景, 张成, 李诺, 等. 中国东北钼矿床地质[J]. 吉林大学学报(地球科学版), 2012, 42(5): 1223-1268.

[16] 卢焕章, 范洪瑞, 倪培, 等. 流体包裹体[M]. 北京: 科学出版社, 2004: 200-210.

[17] 韩振哲, 金哲岩, 吕军, 等. 小兴安岭东南鹿鸣—兴安—前进地区早中生代含矿花岗岩成岩成矿特征[J]. 地质与勘探, 2010, 46(5): 852-862.

[18] Bischoff J L. Densities of liquids and vapors in boiling NaCl-H2O solutions: a PVTX summary from 300 to 500℃[J]. American Journal of Science, 1991: 309-338.

[19] Bodnar R J. A method of calculating fluid inclusion volumes based on vapor bubble diameters and P-V-T-X properties of inclusion fluids[J]. Economic Geology, 1983, 78: 535-542.

[20] Potter R W. The volumetric properties of aqueous sodium chloride solutions from 0℃ to 500℃ at pressures up to 2000 based on a regression of available data in the literature[J]. U. S. Geol. Survey Bull, 1978, 1421-C: 36.

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； 责任编辑： 王传泰

孙庆龙(1987—)，男，硕士研究生，从事地质调查及矿床学方面研究工作。通信地址：辽宁省鞍山市铁东区298号，辽宁省冶金地质勘查局地质勘查研究院；邮政编码：114038；E-mail：sxn_3375@163.com

10.6053/j.issn.1001-1412.2015.04.001

P613，P618.65

A