四川攀枝花钒钛磁铁矿床Fe同位素特征及其成因指示意义

王世霞, 朱祥坤*, 宋谢炎, 陈列锰

1)中国地质科学院地质研究所, 国土资源部同位素地质重点实验室, 大陆构造与动力学国家重点实验室, 北京 100037;2)中国科学院地球化学研究所, 矿床地球化学国家重点实验室, 贵州贵阳 550002

四川攀枝花钒钛磁铁矿床Fe同位素特征及其成因指示意义

王世霞1), 朱祥坤1)*, 宋谢炎2), 陈列锰2)

1)中国地质科学院地质研究所, 国土资源部同位素地质重点实验室, 大陆构造与动力学国家重点实验室, 北京 100037;2)中国科学院地球化学研究所, 矿床地球化学国家重点实验室, 贵州贵阳 550002

本文系统研究了四川攀枝花含钒钛磁铁矿层状岩体全岩和矿石矿物磁铁矿的Fe同位素组成特征。研究获得全岩δ57Fe的范围为 0.02‰～0.25‰, 平均值为0.17‰, 磁铁矿的δ57Fe范围为0.05‰～0.61‰, 平均值为0.36‰。相对于磁铁矿单矿物, 全岩Fe同位素组成变化不大。相对于全岩, 磁铁矿具有相对重的Fe同位素组成, 并且其相对偏重程度与样品中磁铁矿的含量呈反相关关系。磁铁矿Fe同位素组成与形成环境氧逸度之间的负相关关系表明磁铁矿从岩浆中结晶出来之后没有发生重力分异, 赋存于岩体和矿体中的磁铁矿是原位结晶的。磁铁矿的 Fe同位素特征表明攀枝花岩体是多次岩浆补充和分离结晶共同作用的结果:形成下部岩相带过程中, 玄武质岩浆补充频繁, 形成巨厚的块状磁铁矿层, 其中的磁铁矿的δ57Fe值变化较小; 而形成中部岩相带过程中, 玄武质岩浆补充的频率逐渐降低, 形成多个旋回以及交替产生的磁铁辉长岩和辉长岩。同时, 形成攀枝花岩体和矿体的初始岩浆的氧逸度很高, 在高氧逸度环境下富集成矿, 演化过程中岩浆体系氧逸度逐渐降低, 很好地解释了攀枝花 V-Ti磁铁矿主矿体赋存在含矿岩体下部的辉长岩中的成矿机制。

攀枝花钒钛磁铁矿; 全岩; 磁铁矿; Fe同位素; 矿床成因

近年来, 随着多接收器电感耦合等离子体质谱(MC-ICP-MS)的出现, Fe同位素分析技术和测试精度大幅提高, 使得Fe同位素逐渐成为重要的地球化学示踪剂而广泛地应用于地学各领域(Zhu et al.,2000, 2001, 2002; Beard et al., 2003; Rouxel et al.,2003; Johnson et al., 2003, 2008; Dauphas et al., 2004,2006, 2007, 2009; Zhao et al., 2010, 2012; Wang et al.,2011; 李志红等, 2008; 唐索寒等, 2008; 朱祥坤等,2008; 李世珍等, 2011)。目前研究结果显示地球上δ57Fe 的分布范围为–5.18‰～4.65‰, 平均值为–0.34‰(Johnson et al., 2003; Dauphas et al., 2004;Rouxel et al., 2005; Dauphas et al., 2007; Whitehouse et al., 2007; 李志红等, 2008; 赵新苗等, 2008; 王跃,2011)。其中火成岩Fe同位素δ57Fe组成变化范围很小, 约为–0.05‰～0.34‰, 平均组成 0.15‰(Zhu et al., 2002; Beard et al., 2003; Poitrasson et al., 2004;Weyer et al., 2007), 但是对于岩浆演化过程中火成岩 Fe同位素的演化规律和分馏机理则没有系统的研究。

本文以岩浆演化过程中形成的具有典型韵律特征的四川攀枝花V-Ti磁铁矿矿床作为研究对象, 通过分析岩浆结晶过程中形成的岩石和矿物的 Fe同位素组成变化特征, 来探究玄武质岩浆分离结晶过程中Fe同位素的演化规律和分馏机理。

攀枝花含V-Ti磁铁矿层状岩体具有典型的层状构造和韵律结构, 是岩浆经历特殊演化的产物(宋谢炎等, 1996)。通常玄武质岩浆演化过程中, 橄榄石和辉石先结晶, 致使岩浆中的氧逸度增高, 促使 Ti-Fe氧化物结晶。因此, V-Ti磁铁矿多是岩浆结晶分异晚期的产物, 世界上典型的含磁铁矿层状岩体(如格陵兰的 Skaergarrd侵入体和南非的 Bushveld杂岩体)中的磁铁矿矿层多位于岩体上部的辉长岩带(McBirney et al., 1990; Cawthorn, 1996)。而攀枝花V-Ti磁铁矿主矿体赋存在岩体下部的辉长岩中, 这表明其成岩、成矿机制不同于国外的典型层状岩体。目前对于攀枝花V-Ti磁铁矿矿床形成阶段的研究没有统一结论, 主要有晚期成矿、早期成矿和多期成矿等观点(Zhou, 2005; Pang et al., 2008a, b, 2009; 王正允, 1982; 卢记仁, 1988a, b; 宋谢炎等, 1994, 2005;张晓琪等, 2011)。

针对目前对于攀枝花V-Ti磁铁矿矿床形成机制的分歧, 本文通过系统研究不同岩相带、不同旋回、不同韵律层中磁铁矿Fe同位素组成的分布特征, 结合岩浆分异过程中 Fe同位素分馏机理探讨体系氧逸度演化趋势, 并根据磁铁矿的Fe同位素组成特征进一步制约攀枝花岩体不同部位矿石的形成机制。

1 地质背景和样品采集

地幔柱上升是地球各圈层进行物质和能量交换的一种重要方式, 巨量玄武质岩浆活动为大规模岩浆成矿作用提供了物质条件。已有研究表明, 我国峨眉山大火成岩省中攀西地区含V-Ti磁铁矿层状岩体与晚二叠世地幔柱活动密切相关(张招崇等, 2001,2005, 2007; 胡瑞忠等, 2005, 2010)。

攀西地区位于峨眉山大火成岩省的内带, 是世界上最大的 V-Ti磁铁矿矿集区, 其中多处为大型-超大型V-Ti磁铁矿床(Zhou, 2005; 宋谢炎等, 2005;张招崇等, 2007; 胡瑞忠等, 2010)。沿南北向的磨盘山—元谋断裂和攀枝花断裂带发育一系列含Fe-Ti-V 矿的层状基性-超基性岩体, 从北向南依次为太和岩体、白马岩体、新街岩体、红格岩体和攀枝花岩体。

攀枝花层状辉长岩体走向北东, 倾向北西, 倾角 50°～60°, 长 19 km, 宽 2 km, 厚 2000～300 m,出露面积约30 km2。下部主要含矿带厚70～500 m,平均210 m, 其中矿体累计厚度为20～230 m, 平均130 m, 沿倾向延伸850 m未见变薄(李德惠等, 1982;王正允, 1982; 宋谢炎等, 1994)。后期由于受南北向反扭性平移断裂破坏, 自北东向南西可将矿床划分为朱家包包、兰家火山、尖山、刀马坎、公山等赋矿地段(图1)。岩体上盘因断层影响只见三叠纪地层与之呈断层接触。下盘围岩争议较大, 多认为靠近岩体底部的大理岩是岩体底板围岩, 并认定属于上震旦统灯影灰岩(图1)。

图1 攀枝花岩体地质示意图(据张晓琪等, 2011)Fig. 1 Geological map of the Panzhihua Intrusion(after ZHANG Xiao-qi et al., 2011)

攀枝花岩体自下而上可分为边缘带、下部岩相带、中部岩相带和上部岩相带等4个岩相带。边缘带以暗色细粒辉长岩为主; 下部岩相带由交替出现的块状磁铁矿层和暗色辉长岩构成, 厚约 160 m;中部岩相带由磁铁辉长岩和辉长岩构成, 以韵律层理发育为特征, 厚约800 m, 可划分出五个旋回; 上部岩相带则以磷灰石含量的突然增高为标志, 韵律层理减弱(王正允, 1982; 宋谢炎等, 1994)。

攀枝花岩体中部岩相带火成韵律构造发育, 富含斜长石的辉长岩和富含单斜辉石、橄榄石和钛铁氧化物(包括磁铁矿和少量钛铁矿)的暗色辉长岩交替出现(李德惠等, 1982; 王正允, 1982)。原生火成韵律构造与岩体产状一致。岩石中硅酸盐矿物常呈定向排列。块状矿体主要产于下部岩相带, 磁铁辉长岩则产于中部岩相带每个旋回的下部。

本文根据岩浆分异作用研究的需要和实验测定Fe同位素含量的样品需要选取韵律层发育良好的下部岩相带和中部岩相带进行研究(图2)。全岩样品采自朱家包包矿区, 本矿区是攀枝花岩体岩相出露最全、矿体厚度较大、剥露最好的矿段。矿区主要岩石包括辉长岩、磁铁辉长岩和块状矿石。磁铁矿在国土资源部同位素地质重点实验室自行碎样挑选。

图2 岩性剖面图及取样点位Fig. 2 Lithologic profile and sampling point

2 分析方法

2.1 全岩和单矿物处理过程

全岩样品: 将全岩样品磨制 200目以下, 待溶样用;

磁铁矿样品: 将全岩样品磨制 40～80目之间,双目镜下挑出磁铁矿。

2.2 溶样过程

称取 0.1 g左右的全岩样品, 用混合酸(浓 HF:浓HNO3=4: 1), 在T=115℃条件下溶解3 h, 使样品完全溶解。

称取3 mg左右的磁铁矿单矿物样品, 用3 mL浓HCl, 在T=120℃条件下溶解3 h, 使样品完全溶解。

2.3 Fe的化学分离

首先将溶解后的样品蒸干后用 HNO3溶解再蒸干用以赶HF, 随后用HCl溶解蒸干反复三次将样品转化为 HCl介质。随后在样品中滴入几滴 H2O2确保样品中 Fe全部以 Fe3+形式存在。然后采用AG-MP-1阴离子交换树脂应用离子交换层析法将Fe与其它元素分离(唐索寒等, 2006a, b)。最后将淋洗液转为HNO3介质, 用于质谱测试。

2.4 Fe的分析测试

Fe同位素组成的测定在国土资源部同位素地质重点实验室引进的英国 Nu Instruments的高分辨多接收器电感耦合等离子体质谱仪(Nu Plasma HR)上进行。化学分离后的样品溶液通过DSN-100膜去溶进入等离子体, 在7000 K的高温下将样品等离子化,等离子化的样品在高分辨模式下经电场和磁场的双聚焦后, 进入法拉第杯接收器进行测定。该仪器在高分辨模式下可以将干扰信号与样品的 Fe信号有效分开, 从而去除其他质量数相同的原子或离子团的干扰(朱祥坤等, 2008)。

Fe的测试过程中采用样品-标样交叉法来校正仪器的质量分馏(Belshaw et al., 2000; Zhu et al.,2002; 侯可军等, 2012)。在标准的工作条件下, 样品的进样浓度约为5×10-6, 介质为1%的HNO3溶液。样品和标样之间分别用10%和1%的HNO3溶液清洗3 min和2 min。数据采用牛津大学Belshaw博士提供的基于 Unix操作系统的控制软件进行自动采集(朱祥坤等, 2008)。Fe同位素的分析结果用相对于国际标准物质IRMM-014的千分偏差δxFe来表示, 即

3 结果

表1所示为样品的全岩和磁铁矿的Fe同位素组成结果。

全岩的Fe同位素组成特征: 攀枝花钒钛磁铁矿区朱家包包矿体全岩δ57Fe的分布范围为 0.02‰～0.25‰, 平均组成为 0.17‰。矿区主要岩石为辉长岩、磁铁辉长岩和块状矿石, 其中辉长岩全岩δ57Fe的分布范围为0.13‰～0.25‰, 平均值为0.18‰; 磁铁辉长岩全岩δ57Fe的分布范围为 0.02‰～0.22‰,平均值为0.15‰; 块状矿石全岩δ57Fe的分布范围为0.16‰～0.25‰, 平均组成为0.20‰(表1, 图 3)。前人研究表明, 地球上火成岩Fe同位素组成的显著特征之一就是不同时代、构造背景下形成的火成岩的Fe同位素组成变化不大, 其平均组成δ57Fe约为0.15‰(Zhu et al., 2002; Beard et al., 2003; Poitrasson et al., 2004; Weyer et al., 2007)。本研究中不同岩矿体的Fe同位素组成显示了同样的特征。

表1 攀枝花岩体朱家包包矿段全岩、磁铁矿Fe同位素组成特征Table 1 Fe isotope composition of whole rock and magnetite from Zhujiabaobao section of Panzhihua intrusion

图3 攀枝花岩体朱家包包矿段样品全岩、磁铁矿Fe同位素分布特征Fig. 3 Fe isotope distribution of whole rock and magnetite from Zhujiabaobao section of Panzhihua intrusion

磁铁矿的 Fe同位素组成特征: 攀枝花矿区三类主要岩石辉长岩、磁铁辉长岩、块状矿石中挑磁铁矿的δ57Fe分布范围为 0.20‰～0.61‰, 平均值为0.36‰。相对全岩样品, 磁铁矿Fe同位素分馏程度较大, 且具有相对重的Fe同位素组成(表1, 图3)。同时图4显示每一个样品中, 相对于全岩, 高价态Fe集中的磁铁矿单矿物均具有相对重的Fe同位素组成。

不同岩相带中磁铁矿单矿物的 Fe同位素组成分布范围差异较大。下部岩相带中磁铁矿单矿物δ57Fe的分布范围为 0.20‰～0.34‰; 中部岩相带中磁铁矿单矿物δ57Fe的分布范围为 0.29‰～0.61‰,与中部岩相带相比, 下部岩相带中磁铁矿的Fe同位素组成较轻, 分布范围较小。

攀枝花钒钛磁铁矿区朱家包包矿体中辉长岩中磁铁矿单矿物δ57Fe的分布范围为 0.26‰～0.61‰,平均值为0.44‰; 磁铁辉长岩中磁铁矿单矿物δ57Fe的分布范围为0.25‰～0.59‰, 平均值为0.36‰; 块矿矿石中磁铁矿单矿物δ57Fe的分布范围为0.20‰～0.41‰, 平均值为 0.27‰(表 1)。其中辉长岩样品中磁铁矿δ57Fe相对于全岩Fe同位素偏重的程度较大; 磁铁辉长岩样品中磁铁矿δ57Fe偏重的程度较小; 块状矿石样品中磁铁矿δ57Fe相对于全岩 Fe同位素偏重的程度最小(表1)。从块状磁铁矿层到磁铁辉长岩再到辉长岩, 磁铁矿的含量是逐渐降低的。结果表明: 全岩样品中磁铁矿的含量越高,磁铁矿Fe同位素组成越接近全岩水平, 相对全岩偏重程度越小。

图4 攀枝花岩体朱家包包矿段样品中全岩、磁铁矿Fe同位素组成对比Fig. 4 Fe isotope comparison of whole rock and magnetite from Zhujiabaobao section of Panzhihua intrusion

4 讨论

4.1 岩浆分离结晶过程中的Fe同位素分馏

本文结果显示攀枝花钒钛磁铁矿区朱家包包矿体中主要岩石辉长岩、磁铁辉长岩和块状矿石的全岩δ57Fe的分布范围为0.02‰～0.25‰, 明显小于磁铁矿的Fe同位素分馏0.05‰～0.61‰。磁铁矿之间较大的Fe同位素组成变化范围, 表明岩浆演化过程中, 单矿物磁铁矿结晶同时也与岩浆之间发生了瑞利分馏。若体系处于封闭状态, 岩浆演化过程中结晶矿物与岩浆之间的 Fe同位素分馏系数保持不变,那么随着岩浆发生分离结晶, 火成岩全岩的Fe同位素组成会随之发生明显的变化, 但实际结果并非如此, 前人研究和本文结果都显示火成岩全岩Fe同位素组成变化不大(Zhu et al., 2002; Beard et al., 2003;Poitrasson et al., 2004; Weyer et al., 2007)。

在磁铁矿含量最低的辉长岩中, 结晶矿物磁铁矿的Fe同位素组成δ57Fe相对于全岩偏重程度最大,达到0.27‰; 磁铁辉长岩中结晶矿物磁铁矿的Fe同位素组成δ57Fe相对于全岩平均偏重0.21‰; 磁铁矿含量最高的块状矿石中, 结晶矿物磁铁矿的Fe同位素组成δ57Fe相对于全岩平均偏重0.08‰, 接近全岩水平。

上述结果显示了岩浆过程中结晶矿物磁铁矿与全岩之间的Fe同位素分馏程度的不一致性, 产生这一结果的原因与控制 Fe同位素分馏的分馏机理有关。

同位素分馏理论表明, 共生物相之间同位素分馏和化学键能相关, 键能大的原子或基团富集重同位素, 键能小的原子或基团富集轻同位素。电荷是影响化学键键能的重要因素, 对于 Fe同位素而言,通常以Fe2+或Fe3+形式赋存在矿物中, Fe3+的键能大于Fe2+, 因而富含Fe3+的矿物相对富集重Fe同位素,富含 Fe2+的矿物相对富集轻 Fe同位素。在达到 Fe同位素分馏平衡的岩浆演化体系, 全岩中 Fe2+和Fe3+之间Fe同位素分馏相应也应达到平衡。假设体系中富含Fe的矿物A含量高于矿物B, 若A富含Fe2+而B富含Fe3+, 根据质量平衡原理, 则矿物A相对全岩富集轻Fe同位素的程度小于矿物B相对全岩富集重Fe同位素的程度; 相反若A富含Fe3+而B富含Fe2+, 则矿物A相对全岩富集重Fe同位素的程度小于矿物 B相对全岩富集轻 Fe同位素的程度。即全岩中大量存在的总含Fe量最高的矿物的Fe同位素组成最接近全岩 Fe同位素组成。火成岩全岩Fe同位素组成变化主要由岩浆过程中矿物结晶分异所致, 当结晶出的能够对全岩Fe同位素组成起主导作用的矿物的Fe同位素组成最接近全岩水平时, 则整体上全岩Fe同位素组成变化不大。

攀枝花钒钛磁铁矿全岩中含铁共生矿物主要包括橄榄石、辉石、角闪石等铁硅酸盐矿物和以磁铁矿为主的铁氧化物, 其中 Fe2+主要赋存于铁硅酸盐矿物, 高价态的 Fe3+大多集中在磁铁矿中。因此岩浆分异过程中, 铁硅酸盐矿物富集轻Fe同位素, 磁铁矿富集重Fe同位素。根据上述“全岩中大量存在的总含Fe量最高的矿物的Fe同位素组成最接近全岩Fe同位素组成”结论, 块状矿石中磁铁矿含量最大, 因而块状矿石中磁铁矿的Fe同位素组成相对全岩偏重程度最小, 最接近全岩水平; 辉长岩中磁铁矿含量最小, 所以磁铁矿的Fe同位素相对全岩偏重程度最大。

4.2 氧逸度对Fe同位素分馏的控制

玄武质岩浆演化过程中, 体系Fe同位素分馏与体系氧逸度密切相关。氧逸度高的体系中, Fe3+/Fe2+比例较高, Fe3+含量高, 磁铁矿含量也相对较高, 根据岩浆分离过程中Fe同位素分馏机理, 此时磁铁矿Fe同位素组成相对全岩偏重程度较小, 具有相对轻的 Fe同位素组成; 相反在相对低氧逸度体系中,Fe3+/Fe2+比例较低, Fe2+含量高, 铁硅酸盐矿物含量较高, 磁铁矿含量相对较低, 磁铁矿Fe同位素组成相对全岩偏重程度较大, 具有相对较重的Fe同位素组成。因此体系氧逸度与体系中磁铁矿的Fe同位素组成应呈现负相关关系。表1、图4、图5也都显示出攀枝花岩体和矿体中体系氧逸度与磁铁矿 Fe同位素组成之间良好的负相关关系。

下部岩相带和中部岩相带氧逸度的差异主要由不同岩性层位导致。块状矿石中磁铁矿含量大, 氧逸度指数(Fe2O3/FeO)比较高, 形成环境的氧逸度比较高; 辉长岩和磁铁辉长岩形成环境的氧逸度相对较低。在攀枝花岩体和矿体中, 下部岩相带含有少量薄层状的辉长岩和磁铁辉长岩, 因而下部岩相带样品中有几个和中部岩相带交叉的氧逸度较低的数据点; 中部岩相带底部有一层块状矿体, 导致所测样品中有一个氧逸度异常高的数据点(图5)。整体而言, 下部岩相带含大量块状矿石, 形成环境的氧逸度较高; 中部岩相带大多辉长岩和磁铁辉长岩, 形成环境氧逸度较低。

比较图5中分别表征下部岩相带和中部岩相带磁铁矿的数据点可以看出, 下部岩相带磁铁矿形成环境的氧逸度相对较高, Fe同位素组成相对较轻;中部岩相带磁铁矿形成环境的氧逸度相对较低, Fe同位素组成相对较重。下部岩相带和中部岩相带中磁铁矿 Fe同位素组成与形成环境氧逸度之间的负相关对应关系表明赋存于不同部位岩矿体中的磁铁矿主体上具有原位结晶的演化趋势。

4.3 对矿床成因的指示

已有研究表明攀枝花下部岩相带巨厚的块状磁铁矿层的形成以及中部岩相带多个旋回的形成说明攀枝花岩矿体并非形成于同一次岩浆灌入, 而是由多次岩浆补充形成(张晓琪等, 2011)。攀枝花钒钛磁铁矿中部岩相带中磁铁矿的δ57Fe分布范围为0.29‰～0.61‰, 而下部岩相带中磁铁矿的δ57Fe为0.20‰～0.34‰, 变化范围小于中部岩相带, 且具有明显偏轻的Fe同位素组成(表1, 图4)。这种差异表明下部岩相带磁铁矿并非由于中部岩相带中磁铁矿发生重力分异沉降到底部形成, 而磁铁矿Fe同位素组成与氧逸度之间的关系也表明攀枝花岩矿体中磁铁矿是原位结晶堆积的(图5)。下部岩相带中块状矿体最厚, 表明下部岩相带形成过程中, 岩浆补充非常频繁, 导致磁铁矿大量堆积, 形成小的磁铁矿的δ57Fe分布范围; 而中部岩相带中由于岩浆补充的频率逐渐降低, 形成不同旋回及其旋回内部交替产生的磁铁辉长岩和辉长岩, 并导致中部岩相带磁铁矿δ57Fe同位素变化幅度较大。

中部岩相带中, 每一旋回都由一次岩浆补充形成(张晓琪等, 2011)。除第一旋回底部为块状矿石外,其余每一旋回底部都是磁铁辉长岩(图4)。五个旋回底部都含有较高含量的磁铁矿, 表明形成每一旋回补充侵入的岩浆具有相对富氧化态 Fe3+, 形成富含磁铁矿的磁铁辉长岩韵律层沉在旋回底部。随着分离结晶的进行, 岩浆逐渐演化为相对富还原态 Fe2+,这种富 Fe2+岩浆随后结晶形成辉长岩覆于磁铁辉长岩上部。前面提到磁铁矿形成于高氧逸度环境。先形成富磁铁矿的磁铁辉长岩韵律层, 后形成贫磁铁矿的辉长岩韵律层的过程也揭示了形成中部岩相带各旋回的岩浆从高氧逸度向低氧逸度演化的趋势,初始岩浆均形成于高氧逸度环境。

下部岩相带主体是富含磁铁矿的块状矿体, 中间夹杂少量薄层硅酸盐。相对于形成中部岩相带的岩浆, 形成下部岩相带的岩浆体系富含更多氧化态Fe3+, 初始岩浆体系的氧逸度更高。

攀枝花岩矿体中, 形成下部岩相带的初始岩浆氧逸度高于中部岩相带; 中部岩相带每一旋回内部也是经历了岩浆从高氧逸度向低氧逸度的演化过程。世界上典型的含磁铁矿层状岩体(如格陵兰的Skaergarrd侵入体和南非的Bushveld杂岩体)形成过程中岩浆体系是从低氧逸度向高氧逸度演化(Snyder et al., 1993)。而岩浆演化过程中磁铁矿形成于高氧逸度环境, 这很好地解释了世界上典型的含磁铁矿层状岩体中的磁铁矿矿层多位于岩体上部的辉长岩带而攀枝花 V-Ti磁铁矿主矿体赋存在含矿岩体下部的辉长岩中的机制。

5 结论

1)玄武质岩浆演化过程中, 攀枝花岩体中的全岩和磁铁矿均发生了Fe同位素分馏。岩浆分离结晶过程对玄武岩全岩 Fe同位素分馏影响较小, 全岩Fe同位素组成变化不大。相对于全岩, 磁铁矿具有相对重的Fe同位素组成; 并且其相对偏重程度与样品中磁铁矿的含量呈反相关关系。

2)攀枝花不同部位岩矿体中磁铁矿Fe同位素组成与形成环境氧逸度之间负相关关系表明赋存于岩矿体中的磁铁矿主体上具有原位结晶的演化趋势。

3)攀枝花岩矿体是多次岩浆补充和分离结晶共同作用的结果。下部岩相带形成过程中, 岩浆补充频繁, 形成巨厚的块状磁铁矿层; 中部岩相带形成过程中, 岩浆补充的频率逐渐降低, 形成多个旋回以及交替产生的磁铁辉长岩和辉长岩。

4)研究显示形成攀枝花岩矿体的初始岩浆的氧逸度很高, 在高氧逸度环境下富集成矿, 演化过程中岩浆体系氧逸度逐渐降低。整个岩浆过程具有从高氧逸度向低氧逸度演化的趋势。

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Fe Isotopic Characteristics of V-Ti Magnetite Deposit in Panzhihua Area of Sichuan Province and Their Genetic Implications

WANG Shi-xia1), ZHU Xiang-kun1), SONG Xie-yan2), CHEN Lie-meng2)
1)Laboratory of Isotope Geology, MLR, Institute of Geology, Chinese Academy of Geological Sciences,State Key Laboratory for Continential Tectonics and Dynamics, Beijing100037;2)StateKey Laboratory of Ore Deposit Geochemistry, Institute of Geochemistry, Chinese Academy of Sciences,Guiyang, Guizhou550002

The whole rock and ore mineral magnetite Fe isotope compositions of layered rocks and ores in the Panzhihua vanadium-titanium magnetite deposit of Sichuan Province were analyzed in this paper. The distribution range ofδ57Fe in the whole rock is about 0.02‰ to 0.25‰, with the average of 0.17‰, and that in magnetite is about 0.05‰ to 0.61‰, with the average of 0.36‰. Fe isotope composition of magnetite is higher than that of whole rock in every sample, and there exists a negative correlation between the heavy degree and the magnetite content. The negative correlation between Fe isotope composition of magnetite and environmental oxygen fugacity suggests that the magnetite in the whole rock was in-situ crystallized, and no gravitational differentiation of magnetite happened. The characteristics of magnetite Fe isotope composition demonstrats that the process of magma complement and fractional crystallization resulted in the formation of the Panzhihua vanadium-titanium magnetite deposit. During the creation of bottom petrofacies, frequent basaltic magma complement formed bulk magmetite with insignificant variation ofδ57Fe. During the creation of middle petrofacies, infrequent magma complement formed many alternations of magnet gabbro and gabbro. The ore-forming oxygen fugacity of the initial magma in Panzhihua was relatively high, and the oxygen fugacity gradually decresed with the magma evolution. The conclusion also reveals the ore-forming mechanism of the Panzhihua vanadium-titanium magnetite deposit in Sichuan.

Panzhihua V-Ti magnetite; whole rock; magnetite; Fe isotope; genesis of deposit

P618.31; P578.12; P597.2

A

10.3975/cagsb.2012.06.20

本文由中国地质大调查项目(编号: 1212011120295)、国家“973”项目(编号: 2012CB416806, 2012CB416804)和国家自然科学基金(编号:41103002, 40730420)联合资助。

2012-09-20; 改回日期: 2012-10-12。责任编辑: 张改侠。

王世霞, 女, 1983年生。博士后。主要从事同位素地球化学研究。通讯地址: 100037, 北京市百万庄大街26号。电话:010-68999751。E-mail: wangshixia83@163.com。

*通讯作者: 朱祥坤, 男, 1961年生。研究员。主要从事同位素地球化学研究。通讯地址: 100037, 北京市百万庄大街26号。电话:010-68999798。E-mail: xiangkun@cags.ac.cn。