江西新余良山钼矿氢-氧-硫-铅同位素特征及指示意义

伍俊杰，陈正乐，，付蕾，3，潘家永，韩凤彬，沈滔

(1.东华理工大学地球科学学院，南昌 330013; 2.中国地质科学院地质力学研究所，北京 100081; 3.赣中南地质矿产勘查研究院，南昌 330013)

江西新余良山钼矿氢-氧-硫-铅同位素特征及指示意义

伍俊杰1，陈正乐1，2，付蕾1，3，潘家永1，韩凤彬2，沈滔1

(1.东华理工大学地球科学学院，南昌 330013; 2.中国地质科学院地质力学研究所，北京 100081; 3.赣中南地质矿产勘查研究院，南昌 330013)

在前人研究成果的基础上，对江西新余良山钼矿床的地质特征进行了详细研究，系统测试了矿床中石英脉型钼矿石样品的氢、氧、硫和铅同位素组成，进而探讨钼矿床的成矿流体性质以及成矿物质来源。良山钼矿床δD值变化范围－61‰～－57.9‰，平均值－59.1‰;δ18OV-SMOW值变化于7.1‰～10.5‰，平均值9.2‰，流体的δ18OH2O值变化于－3.32‰～－0.52‰，平均值－1.52‰，表明成矿流体具有岩浆水和大气降水混合流体特征。硫化物的δ34SV-CDT值为－1.8‰～2.6‰，极差4.4‰，平均值1.12‰，其中黄铁矿δ34SV-CDT值为－1.8‰～2.6‰，辉钼矿δ34SV-CDT值为0.8‰～2.3‰，硫同位素表现为较小的正值特征，具有典型的岩浆硫组成特点。良山钼矿石中的矿石铅同位素206Pb/204Pb值为17.555～19.474，207Pb/204Pb值15.486～15.768，208Pb/204Pb值37.942～39.943，μ值9.35～9.7，ω值37.06～38.31，Th/U值3.8～3.96，矿石铅为混合铅，表明成矿物质为混合来源。良山钼矿床应为岩浆热液型-石英脉型钼矿床，是中生代华南板块板内构造演化区域金属成矿作用大爆发的产物。

同位素组成;成矿物质;成矿流体;成矿系统;良山钼矿床

钦杭成矿带(江西段)为环西太平洋成矿带的组成部分，区内地层出露齐全，是我国重要的金属产地。良山钼矿床位于赣中新余市，属于武功山—铅山成矿亚区带西部。新余良山钼矿床近地表主要发育石英脉型钼矿石，多见于细脉浸染状、薄膜状。良山钼矿是在良山铁矿床中产出的有色金属矿床，受矿权限定，并没有形成独立的采矿矿床。但2013年对其进行的矿产资源评估表明，良山钼矿床的资源量已经达到了大中型矿床的规模［1］。对于该钼矿床的成矿流体、成矿物质、成矿时代、控矿因素及矿床成因等尚待进行更深入的研究，而研究的不足对准确把握该地区的区域性金属成矿特点、总结该区域的成矿规律、评估该区的成矿潜力以及指导找矿均具有不利影响。H、O同位素可用于判明成矿流体是来源于岩浆流体、变质流体还是天水流体，而S、Pb同位素则可以有效示踪成矿体系中金属元素的来源［2～8］。本文在前人研究成果的基础上，对新余良山钼矿床的地质特征进行了详细研究，系统测试了良山钼矿床外接触带石英脉型钼矿石样品中的氢、氧、硫和铅同位素组成，探讨其成矿流体来源和成矿物质来源，以期为矿床的成因提供示踪证据。

1 成矿地质背景

新余良山钼矿床大地构造位置属于华夏板块北武夷—江南隆起带内，是华南多金属成矿带的一部分。矿床位于钦杭成矿带南侧，南华造山带北缘武功山—北武夷隆起带西段武功隆起东段之神山倒转背斜南翼北东、黄虎背形向斜轴线以东，主体构造为一单斜构造［9～14］;是区域性铁矿田的控矿构造，主要由东西向神山倒转背斜的南翼及其西部外倾转折端组成。神山复背斜核部由青白口系神山组构成，而南翼则由南华系上施组、下坊组和大砂江地层组成［13］，受次一级构造的影响，神山倒转背斜的倾伏端及其南翼次级褶皱极为发育，形变为近南北向的宽缓褶皱构造，有黄虎背形、狮子山向斜、帽顶庵倒转背斜、枫树下倒转背斜等褶皱构造，其轴线大致呈南北及北北西—南南东方向延伸，轴面倾向西及南西西。矿田东部受神山倒转背斜构造的影响，使得其层位发生倒转，以西为正常层序。

矿田内出露地层主要为晚元古界青白口系及南华系，第三系至上古生界仅在矿田的南北边缘零星分布。地层自井头矿区以东为向北倒转的层序，倾向北(北西)—北东，倾角20°—45°;以西为正常层序，倾向南西—西，倾角20°—70°。区内断裂构造发育，以北东—北北东向和北北西及北东向最为发育;断裂构造是石英脉型钼矿体的赋矿部位，矿体及围岩蚀变主要沿断裂构造发育。区内主要岩浆岩为侵入岩，主要有东部的城上花岗岩体、西部的山庄花岗闪长岩和中部的良山石英闪长斑岩体。城上岩体(又称为“金滩岩体”)为一多期复合岩体，呈岩基侵入震旦系上部地层中;北部为加里东期斜长花岗岩，南部为华力西期黑云母二长花岗岩，并有燕山早期花岗岩侵入［15］(见图1)。良山岩体为燕山期小岩株，侵入含矿地层中，并且切割铁矿层，岩性主要为石英闪长斑岩、花岗闪长斑岩，近地表风化较为严重，石英脉型钼矿体主要产于岩体边缘外接触带(见图2)。区内变质岩系的变质程度不高，褶皱基底层为绿片岩相，局部准盖层为亚绿片岩相，沉积盖层均不出现变质现象。由于经历了多期次的造山活动，变形以及动力变质作用表现十分强烈。变质作用类型主要为区域变质作用，变质等级一般为绿片岩相低级变质程度，板岩、千枚岩发育，局部地段有云母片岩形成。在褶皱构造及其次级叠加构造之上发育的断裂构造为钼矿床的主要赋矿部位和控矿构造。

2 矿体特征

钼矿产出在良山铁矿之内，以侵入接触穿插于铁矿，并且切割铁矿层。含矿地层南华系杨家桥群为一套浅变质的千枚岩和片岩［16～17］，呈南东—北西向展布，倾向北东—北西，倾角20°—30°，组成单斜构造。矿区主体构造主要为褶皱构造及其叠加的次级构造，区内主要发育北北东向、北东向及北北西向断裂。区内岩浆岩主要为良山小岩体，为燕山早期侵入岩，主要岩性为石英闪长斑岩。矿体主要赋存在杨家桥群下坊组，以石英脉型钼矿石为主，分布于78线良山岩体旁边(见图2b)，沿裂隙充填。

图1 江西新余铁矿田地质图(据文献［14］略改)Fig.1 Geologicalmap of the Xinyu iron deposit in Jiangxi Province

图2 江西新余良山钼矿床地质简图(据文献［12］略改)Fig.2 Geologicalmap of the Liangshan molybdenum deposit in Xinyu，Jiangxi Province

良山钼矿在岩体南侧共圈出3个钼矿体［1］，其产状大致与花岗斑岩小岩株南侧的侵入接触界面平行，受断裂控制，呈似层状、脉状、透镜状，长400～500 m，厚0.15～10.5 m，钼品位一般在0.035%～0.62%。

矿石中主要金属矿物为黄铁矿、黄铜矿、方铅矿、辉钼矿等，脉石矿物主要为石英、钾长石、白云母以及少量的绢云母、绿泥石。矿石结构以不等粒状结构和鳞片状结构为主，次为交代残留结构、包含结构和纤维状结构(见图3)。辉钼矿多呈灰黑色，颗粒相对较小，呈细小片状，自形程度较差，有六方板片状、他形鳞片状、片状。但个别呈厚板状、带状分布，晶体常发生弯曲或挠曲，局部辉钼矿聚集呈玫瑰花状、束状或团块集合体，常常发生弯曲，多色性也比较明显。矿物粒度以中细粒为主，一般为0.05～1.1 mm，少数可达2 mm。灰黑色，呈自形—半自形鳞片状晶体产出［18］。

图3 良山钼矿床矿石形态及镜下特征图片Fig.3 Morphological and microscopical characteristics of ores in the Liangshan molybdenum deposit

热液蚀变是成矿的重要组成，该区矿脉的主要热液蚀变类型有硅化、绿泥石化、钾长石化、透闪石化和碳酸盐化;主要矿化类型有黄铁矿化、黄铜矿化、辉铜矿化、白钨矿化、方铅矿化、闪锌矿化、孔雀石化以及褐铁矿化。其中，黄铁矿化、黄铜矿化、硅化和钾长石化与成矿关系密切，碳酸盐化、孔雀石化和褐铁矿化主要发生在成矿后期。规模性的地下水对流循环是围岩蚀变形成的重要因素之一［19］，良山钼矿区由于围岩的渗透性较差，加之良山侵入体体积较小，热力有限，并且受工作程度的影响，使得良山钼矿床蚀变分带的规律尚未查明。一般情况下，蚀变的强度、规模受石英脉厚度及距离石英脉远近的影响较大，蚀变程度与石英脉大小及距离成正比。一般石英脉厚度越大，距离石英脉越近，围岩蚀变越强，反之亦然。

良山石英闪长斑岩与成矿关系较密切。岩石具明显的绢云母化，部分为强烈的云英岩化，其次为绿泥石化等热液蚀变现象;普遍含有1%以上的金属硫化物(呈浸染状分布的黄铁矿)，局部含肉眼可以看到的黄铜矿和辉钼矿(呈细粒星散状)，岩体内有几组平行分布的石英脉。云英岩化的黑云母中含有辉钼矿，辉钼矿与黑云母相伴生，辉钼矿为鳞片状，部分发生弯曲，黑云母具有膝折现象。花岗斑岩与钼矿关系密切，钼矿体多产在花岗斑岩的下盘或接触带附近，钼矿化多呈大脉状、网脉状(脉宽1～10 cm不等)及团块状(粉状)，多与围岩的片理、片麻理(或层理)一致或斜交，并有相互交切现象，说明这些单脉和网脉的形成与岩浆岩热液活动有关，有多期成矿特点。

3 测试方法及结果

3.1 测试方法

本文的S、Pb、H和O同位素分析测试样品均采自新余良山钼矿床石英脉型矿石中。样品处理方法及步骤如下:选取具代表性样品，手工进行逐级破碎、过筛至250～400μm(40～60目)，在双目镜下挑选，得到纯度均大于99%的单矿物样品5 g以上;将挑纯后的单矿物样品在玛瑙钵内研磨至75μm(200目)以下，送实验室分析。样品分析测试在核工业北京地质研究中心完成。

在硫同位素的分析测试中，将挑好的硫化物单矿物与氧化亚铜按一定比例研磨、混合均匀后，进行氧化反应生成SO2并用冷冻法收集，然后用MAT251气体同位素质谱仪分析硫同位素组成，测量结果以V-CDT为标准，分析精度优于±0.2%。铅同位素测试依据GB/T 17672-1999《岩石中铅、锶、钕同位素测定方法》，样品先用混合酸分解，然后用树脂交换法分离出铅，蒸发后用热表面电离质谱法进行铅同位素测量，仪器型号为ISOPROBE-T，测量精度为对1μm铅，其204Pb/206Pb误差低于0.05%，204Pb/208Pb误差低于0.005%。石英流体包裹体氢同位素测试采用热爆裂法从样品中提取原生流体包裹体中的H2O，使之在400℃条件下与Zn反应30 min制取H2，然后用质谱进行氢同位素测定，精度±2‰。氧同位素测试采用常规BrF5法，分析精度±0.2‰。

3.2 氢、氧同位素组成

不同来源的流体具有不同的氢氧同位素组成特征，因此常根据成矿流体的氢氧同位素组成确定成矿流体的来源。目前成矿流体的氢氧同位素数据主要是通过直接测定原生包裹体或测定与成矿流体达到平衡的矿物中的氢氧同位素后计算获得［20］。

新余良山钼矿床可见的矿石主要为良山岩体外接触带的石英脉型，多见于细脉浸染状。含钼石英脉中主要产出石英、黄铁矿、黄铜矿和辉钼矿等。本次氢氧同位素测试样品主要取自石英单矿物，5件石英样品氢、氧同位素组成的测试结果见表1。δD值变化于－61.0‰～－57.9‰，平均值为－59.1‰。δ18OV-SMOW值变化于7.1‰～10.5‰，平均值9.2‰。采用所测得的石英样品中流体包裹体均一温度平均值(另文发表)，利用石英-水分馏方程公式1000lnα石英－水=3.38×106/T2－3.40［21］，计算出流体的δ18OH2O值变化于－3.32‰～－0.52‰，平均值为－1.52‰。

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表1 江西新余良山钼矿矿床石英氢、氧同位素组成Table 1 Hydrogen and oxygen isotopic compositions of the Liangshan molybdenum deposit in Xinyu，Jiangxi

3.3 硫同位素组成

新余良山钼矿硫同位素组成测试结果见表2，共计测试样品14件，其中黄铁矿10件，辉钼矿4件。

表2 江西新余良山钼矿床硫同位素组成Table 2 Sulfur isotopic composition of the Liangshan molybdenum deposit in Xinyu，Jiangxi Province

由表2可得，金属硫化物的δ34SV-CDT值为－1.8‰～2.6‰，极差4.4‰，平均值1.12‰。其中，黄铁矿δ34SV-CDT值－1.8‰～2.6‰，辉钼矿δ34SV-CDT值0.8‰～2.3‰，黄铁矿硫同位素组成变化范围较辉钼矿硫同位素组成变化范围大。硫同位素表现为较小的正值特征。整体来看，良山钼矿矿石硫化物的S同位素组成变化范围窄，分布相对比较集中，δ34S∑S= ±3‰。通常认为，在硫同位素分馏达到平衡条件下，共生硫化物的δ34S值按硫酸盐→辉钼矿→黄铁矿→磁铁矿和闪锌矿→黄铜矿→方铅矿的顺序递减［22］。在良山钼矿的硫同位素组成中，辉钼矿δ34S平均值为1.8‰，黄铁矿δ34S平均值0.85‰，辉钼矿δ34S＞黄铁矿δ34S，说明硫同位素分馏基本达到平衡，且来源较单一，具有典型的岩浆硫组成特点。

3.4 铅同位素组成

铅同位素一般不因环境影响而产生明显的分馏，可以保留较为可信的源区信息。因此铅同位素组成不仅能够反演地壳演化，而且可以示踪成矿物质来源。

一般认为，硫化物的U和Th含量微少，因此硫化物形成后U和Th衰变产生的放射成因铅的数量更少，所以其对铅同位素组成的影响可以忽略不计。因此，本次依据硫化物(黄铁矿等)测试得到的铅同位素组成不需要校正即代表铅锌矿形成时的初始铅同位素比值。

良山钼矿铅同位素组成测试结果见表3。由表3可见，9件矿石样品中金属硫化物的206Pb/204Pb值为17.555～19.474，极差1.919;207Pb/204Pb值为15.486～15.768，极差0.282;208Pb/204Pb值为37.942～39.943，极差2.001。该结果表明，良山钼矿矿石铅同位素比值十分稳定，变化范围较小。总体上，各类硫化物的矿石铅同位素都比较稳定，且在不同成矿阶段的差别不大，显示出正常铅的特征。同时求得μ值为9.35～9.70，明显高于正常铅μ值范围(8.686～9.238［23］);ω值为37.06～38.31，也均高于正常铅ω值(35.55± 0.59［16］);Th/U比值介于3.80～3.96(平均值3.80)，高于地幔值3.45［23］，与地壳的Th/U比值(约为3.88)相当。多数研究者认为μ值大于9.58为高放射成因壳源铅特征，小于9.58说明有低放射成因深源铅存在，一般高μ值被解释为来自上地壳。总体上，研究区硫化物的铅同位素组成变化范围相对较小，相对富集放射性成因铅，说明物源区富238U、232Th，表明成矿物质来源于相对稳定、成熟度相对高的上地壳或者沉积物特征源区。

表3 江西新余良山钼矿床铅同位素组成Table 3 Lead isotopic composition of the Liangshan molybdenum deposit in Xinyu，Jiangxi Province

4 成矿流体及成矿物质来源分析

4.1 成矿流体来源

成矿流体是萃取、溶解、运输和浓集成矿物质的主要媒介，有多种类型和来源。不同来源的流体具有不同的氢氧同位素组成特征，因此常根据成矿流体的氢氧同位素组成确定其来源。水是成矿流体的基本组分，成矿溶液中氢氧同位素组成是研究不同成因水的重要示踪剂。目前成矿流体的氢氧同位素数据主要是通过直接测定原生包裹体或测定与成矿流体达到平衡的矿物中的氢氧同位素后计算获得［19］。

从成矿流体的δD-δ18O投影图(见图4)可以看出，H、O同位素投影点主要落在岩浆水和大气降水的过渡带上，主成矿阶段样品的投影点更加靠近大气降水线方向漂移，表明随着成矿作用的进行，流体δ18O值进一步向大气降水线接近，指示天水源流体的混入比例越来越大。新余良山钼矿床氢氧同位素组成显示成矿流体以大气降水为主，但明显与大气降水不同，相对于雨水线显著右偏，表明岩浆流体的参与必不可少，而且很有可能对成矿作用非常关键［25］。由于无法直接获取岩浆水，其氢氧同位素需要通过计算才能得到，不同研究者给出的δD值和δ18O值存在很明显的差别。多数人认为，将δD变化范围－40‰～－80‰，δ18O值变化范围5.5‰～9.5‰定为岩浆水标准值是可以接受的［25］。将良山钼矿床δD、δ18O值与天然H、O同位素组成［25］进行对比可以看出，δD投点基本落入花岗岩范围内，而δ18O同位素落入花岗岩和大气降水范围内(见图5)，说明H同位素的形成可能源于深部花岗岩体。岩浆体系分异出的原始高温高盐度的岩浆热液，在温度差、压力差、浓度差等驱动下运移，而且后期大气降水含量增多，使得岩石发生水岩相互作用加强，同时伴随着复杂的同位素交换反应，导致了水/岩比值升高，使得含矿石英脉中δ18OH2O降低，投影点向大气降水线方向漂移。根据本次进行的良山钼矿床氢氧同位素投点显示推断，良山钼矿床成矿流体早期以深源流体为主，随着成矿过程的演化，大气降水参与了后期成矿过程。

图4 新余良山钼矿δ18OH2O-δD同位素投影图(底图据文献［21］)Fig.4 The projection graph ofδ18OH2Ovs．δD of the Liangshan molybdenum deposit

图5 良山钼矿床H-O同位素组成与天然H-O同位素对比图解(底图据文献［25］)Fig.5 Contrast of H-O isotopic compositions in Liangshan molybdenum deposit and in nature

4.2 成矿物质来源

S同位素是矿床成因和成矿物理化学条件的指示剂，根据S同位素组成可以确定矿床S的来源，进而推断成矿物质来源［3，27］。S在硫化物矿床中既是成矿物质，又是矿化剂。特别是在硫化物金属矿床中，S同位素在成矿物质富集和沉淀过程中更是起着举足轻重的作用。新余良山钼矿床硫化物主要为黄铁矿、辉钼矿、黄铜矿、方铅矿等。矿物组合简单且缺乏硫酸盐矿物，反映出成矿热液中不同价态S之间以及不同成矿阶段的S同位素分馏都比较弱，因此热液中总硫大致与硫化物的δ34S值相当［28］。

根据Ohmoto等［27］对世界上一些著名热液矿床的硫同位素统计研究，成矿热液δ34S∑S在0值附近，说明矿床成因上与岩浆热液有关，包括岩浆直接释放的S和从岩浆硫化物中淋滤出来的S。本次研究的良山钼矿δ34S值为－1.8‰～2.6‰，变化范围较小。在S同位素直方图(见图6)上呈塔式分布，峰值为1‰，与地幔S同位素组成(δ34S∑S=±3‰)相当，表明矿石中硫的来源单一，主要来源于岩浆。

图6 江西新余良山钼矿硫同位素直方图Fig.6 Frequency histogram ofδ34SV-CDTin ore sulfides from Liangshanmolybdenum deposit in Xinyu，Jiangxi

铅同位素组成除受放射性衰变和混合作用影响外，不会在物理、化学和生物作用过程中发生变化，即在矿质运移和沉淀过程中铅同位素组成保持不变［29］。因此铅同位素组成是示踪成矿物质来源最直接、最有效的一种方法，被广泛应用于各种矿床的研究中［27］。

根据单阶段铅演化模式［29］计算出良山钼矿床硫化物的模式年龄为－399～444.6 Ma，反映了矿石铅并非单阶段正常铅，而是混合铅，有放射性成因铅的加入;可能存在有不同的源区或在演化过程中有不同源区物质的混入［30］。

将良山钼矿床铅同位素数据投影于Zartman铅构造模式图解［31］中可以看到，样品投影点比较集中，部分落在上地壳与造山带演化曲线之间，个别落在上地壳演化曲线之上(见图7)。矿石铅的投影点排列大致呈一条高斜率的直线，直线斜率大意味着它不是一条等时线，而是两组分混合线，即造山带铅与上地壳铅的混合线［32］。在矿石铅同位素构造环境演化图解(见图8)中，样品的投影点在下地壳、洋岛火山岩、造山带及上地壳区域均有分布，显示为混合的俯冲铅(岩浆作用)范围。这些铅同位素信息指示了矿石铅应该是在岩浆-构造热事件中由岩浆热液带来的铅与地层中活化出来的高放射成因铅相互混合作用的共同结果，即岩浆源和地层源的成矿物质对良山钼矿床的发育有一定的贡献。成矿物质主要来自下地壳，并有地幔物质的加入;且在成矿过程(岩浆铅向矿石铅演化过程)中，混染了一定量的放射性成因铅。

中生代华南板块的板内构造演化是区域金属成矿作用大爆发的重要背景［33］，华南岩石圈发生了持续的构造-岩浆演化，并产生了多阶段的成矿作用［34～35］。燕山早期，华南地区构造处于全面伸展地质背景下，底侵的玄武岩浆使得下地壳物质部分熔融形成的花岗岩浆沿断裂构造上侵形成燕山早期花岗岩［36］，良山小岩体也是在这个时期侵入。岩浆演化成岩过程中形成的成矿流体在构造减压和大气降水作用下，导致流体中的成矿物质在适宜的构造部位沉淀成矿。矿床的形成很可能是在碰撞期后的伸展阶段，新生加厚的下地壳熔融导致部分成矿物质从新生的下地壳中活化出来，混染了部分上地壳物质，最终富集成矿。良山钼矿床是与区内燕山期花岗斑岩侵入事件相关的岩浆热液型矿床，矿床类型应属于岩浆期后热液型钼矿床。

图7 新余良山钼矿矿床铅同位素207Pb/204Pb-206Pb/204Pb模式图(底图据文献［23］)Fig.7 Themode pattern of207Pb/204Pb-206Pb/204Pb for the Liangshan molybdenum deposit in Xinyu，Jiangxi Province

图8 新余良山钼矿矿石铅同位素构造环境演化图解(A，B，C，D分别为各区域中样品相对集中区)Fig.8 The lead isotope diagram of tectonic environment evolution in Liangshan molybdenum deposit in Xinyu，Jiangxi Province

5 结论

良山钼矿床矿石中硫的来源单一，主要来源于岩浆;其铅同位素组成变化较大，具有壳幔混源特点，以放射成因铅为主;氢氧同位素研究结果表明，成矿流体具混合流体特征。因此，推断良山钼矿矿床成矿流体早期以深源流体为主，随着成矿过程的演化，大气降水所占的比例也越来越大。总体来说，良山钼矿床的成矿流体和成矿物质同位素地球化学特征都指示了矿床成因与岩浆热液成矿作用具有密切的联系，岩浆热液成矿作用应该构成了良山钼矿床的主导成因机制，矿床类型应该属于岩浆期后热液型钼矿床。

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H-O-S-Pb ISOTOPIC COMPONENTSOF THE LIANGSHAN MOLYBDENUM DEPOSIT IN XINYU，JIANGXIPROVINCE AND THEIR IMPLICATIONS FOR THE ORE FORM ING PROCESS

WU Jun-jie1，CHEN Zheng-le1，2，FU Lei1，3，PAN Jia-yong1，HAN Feng-bin2，SHEN Tao1

(1.East China Institute of Technology，Nanchang 330013，China; 2.Institute of Geomechanics，Chinese Academy of Geological Sciences，Beijing 100081，China)

On the basis of predecessors’research results，We study the geological characteristics of the Liangshan molybdenum deposit in Jiangxi province and test H-O-S-Pb isotopic components of the molybdenum stone samples in quartz vein systematically，and then discusse the metallogenic fluid properties aswell as the source of ore-formingmaterials of themolybdenum deposit．TheδD of the ore-forming fluids are between－61‰～－57.9‰，with the average of－59.1‰;and the δ18OV-SMOWof the ore-forming fluid are between 7.1‰～10.5‰，with the average of9.2‰;and the δ18OH2Oof the ore-foring fluids are between－3.32‰～－0.52‰，with the average of－1.52‰，which indicate that the ore-forming fluid has the characteristics ofmagmatic water andmeteoric water mixed fluid．Theδ34SV-CDTof the sulfide mineral are between－1.8‰～2.6‰，with the range of 4.4‰and the average of1.12‰，ofwhich theδ34SV-CDTof the pyrite are between－1.8‰～2.6‰and theδ34SV-CDTof the molybdenite are between 0.8‰～2.3‰．The sulfur isotope values are smaller positive which show the characteristics of typicalmagmatic sulfur．The values of206Pb/204Pb of the ore samples are between 17.555～19.474，and the values of207Pb/204Pb are between 15.486～15.768，aswell as the values of208Pb/204Pb are between 37.942～39.943，with theμvalues of 9.35～9.7 and theωvalues of 37.06～38.31，as well as the Th/U values of 3.8～3.96，which indicate the ore are rich in mixed lead，and the ore-forming material sources are mixed．The Liangshan molybdenum ore should belong to the magmatic hydrothermal type and quartz vein type deposit，which is a product of the metal mineralization outbreak during the intraplate tectonic evolution of south China plate in Mesozoic．

isotope composition;metallogeneticmaterials;ore-forming fluid;metallogenic system; Liangshan molybdenum deposit

P618.65

A

1006-6616(2016)02-0325-13

2015-11-02

国家自然基金项目(U1403292);中国地质调查局地质调查项目(121201120936);“十二五”国家科技支撑计划项目(2015BAB05B04)

伍俊杰(1990-)，男，江西抚州人，硕士研究生，地质学专业。E-mail:mary_wu901230@sina.com