南太行山平顺铁矿床成矿物质来源示踪:微量元素、S和Pb同位素

张海东，刘建朝，彭淑霞，张苏楠，门文辉，王瑞美，吴继莲，黄水文

(1长安大学资源学院，陕西西安 100541;2长安大学成矿作用及其动力学国土资源部开放研究实验室，陕西西安 710054)

0 引言

西安里铁矿位于太行山南段山西省长治市平顺县龙溪镇境内，主要包括北洛峡、水沟、卢沟、龙降沟、北秋房等矿区，是太行山南段典型的矽卡岩型矿床，是华北地区重要的矽卡岩型铁矿矿集区，其和邯邢铁矿以及安阳－林县铁矿构成了太行山南段矽卡岩型铁矿床成矿带。以往研究主要集中在邯郸－邢台地区，提出了岩体是由大陆拆沉作用和大洋俯冲作用形成(邓晋福等，2000;罗照华等，1997)，并具有壳幔岩浆混合的特点(陈斌等，2005，2006)，邯邢式铁矿的形成受邯郸地幔柱的控制(毛景文等，2005)等观点，并在此基础上探讨了铁矿床的形成时代和成矿规律(刑集善等，2007)。虽然西安里矽卡岩型铁矿床在20世纪60～70年代就开始了大量的地质勘探工作，但是科研工作却没有相应展开。本区岩体和矿体最早被认为是由火山作用形成(张海东等，2009)，随后根据岩体钠化蚀变特征，提出晚期闪长岩为本矿区主要成矿母岩的看法，并对北落峡矿床流体包裹体特征进行了一些研究，认为流体温度、盐度降低以及沸腾作用与磁铁矿沉淀有一定关系(李宁等，1989)，Pb同位素组成特征显示成矿物质来源于闪长岩体(张海东等，2009)。但对铁矿成矿物质来源和运移驱动力及成矿模式没有进行深入研究，所提出的认识只是一些感性的认识，缺乏有利论据。本文拟通过对西安里铁矿岩矿石微量元素、稀土元素和Pb同位素组成研究，来示踪成矿物质来源，并在此基础上建立成矿模式。

1 研究区地质概况

图1 西安里铁矿区地质简图Fig.1 Generalized geological map of the Xi’anli iron-ore area

研究区在大地构造位置上位于吕梁－太行断块的太行块隆南段，与邯郸－邢台和安阳－林县地区具有相同大地构造背景，空间上处于大型宽缓的太行山复式背斜的西翼，南北向两个宽缓的背斜隆起带(图1a、b)。

区域内由东向西由老至新分布着长城系、寒武系、奥陶系、中上石炭统、二叠系和第四系。它们是整体上向西缓倾的单斜层，倾角4°～7°。矿区及附近出露地层简单，主要为中奥陶统马家沟组灰岩和泥灰岩，其中二、四段灰岩为主要成矿围岩。断裂和褶皱均以北北东向为主，背斜构造倾末端及背斜构造的轴部或翼部岩层易发生层间滑动、裂隙发育、断裂集中，为矿液聚集形成有利空间。

中生代燕山期岩浆岩分布较广泛，侵入岩大多呈岩盖、岩脉、岩床和小岩株产出。岩石类型主要为闪长岩－二长岩、角闪闪长岩和橄榄辉长岩组成，其中，闪长岩－二长闪长岩出露规模最大，与成矿关系最为密切(图1c)。闪长岩和橄榄辉长岩SHRIMP锆石U－Pb年龄分别为125.5±2.3Ma和123.4±1.70Ma(据张海东，数据未发表)，岩石地球化学特征相似，表现为:低硅高镁;轻稀土富集而重稀土亏损，并显示轻微Eu正异常;富集大离子亲石元素(如 Sr、Ba、K)和亏损高场强元素(如 Nb、Ta、Ti)，表明平顺杂岩体是同一次岩浆作用的产物(刘建朝等，2009)。铁矿体呈板状、透镜状、不规则状分布在岩体与围岩的接触带附近(图1c)。

图2 北洛峡1－1/勘探线矿化蚀变带剖面图Fig.2 Cross section of the mineralized alteration zone along 1－1/exploration line in Beiluoxia

2 矿床地质特征

2.1 矿体特征

区内共有大小矿体126个，矿体大小不等，长度一般为几十米到几百米，每个矿区均有一、二个或几个比较重要的主矿体，它们的储量常占矿区总储量的70%以上。矿体的形态明显受到接触面及周边构造形态的控制，呈不规则板状、透镜状、分枝状、羽状及其它各种形状(图1c)。

2.2 矿石特征

矿石的矿物组成简单，以磁铁矿为主，次为黄铁矿，还有微量磁黄铁矿、黄铜矿和铜兰等。脉石矿物以透辉石和碳酸盐矿物为主，次为角闪石、镁橄榄石、石榴石、绿帘石等。晚期蚀变矿物有透闪石、金云母、铁云母、绿泥石、蛇纹石、滑石，及晚期碳酸盐矿物等。

矿石结构以自形－半自形和他形结构为主，其次为包含状结构、熔蚀和交代残余结构、压碎结构;矿石构造以浸染状、致密块状、条纹－条带状、斑杂状、细脉状为主，并含有少量晶洞状、角砾状和胶状构造。

2.3 蚀变带特征

西安里铁矿体的形成与岩体期后气－液蚀变作用关系密切。本区矽卡岩型铁矿床近围岩均有不同程度的蚀变，不同类型的蚀变作用在时间上有先后，在空间上往往互相叠加，但蚀变分带特征仍十分明显，如图2所示。根据蚀变带内矿物种类和含量的不同，从岩体到围岩可将蚀变带依次划分为以下5个带:钠长岩带、次透辉石钠长石岩带和球状葡萄石带、透辉斜长石岩带、磁铁矿体带和大理岩带。它们是重要的找矿标志之一。

3 地球化学特征

3.1 采样与测试

图3 平顺地区铁矿石微量元素蛛网图和稀土元素配分图Fig.3 Chondrite-normalized REE patterns and primitive mantle-normalized spidergrams of iron ore in the Pingshun area

分析样品为芦沟、水沟、盘马池等地段含黄铁矿铁矿石或矽卡岩样品，黄铁矿在铁矿石中大多呈浸染状、微脉或细脉状分布。S、Pb同位素数据均在核工业北京地质研究院分析测试研究中心完成(表1)。Pb同位素分析流程如下:① 称取适量样品放入聚四氟乙稀坩埚中，加入氢氟酸中、高氯酸溶样。样品分解后将其蒸干，再加入盐酸溶解蒸干，加入0.5 N HBr溶液溶解样品进行铅的分离;② 将溶解的样品倒入预先处理好的强碱性阴离子交换树脂中进行铅的分离，用0.5 N HBr溶液淋洗树脂，再用2 N HCl溶液淋洗树脂，最后用6 N HCl溶液解脱，将解脱溶液蒸干备质谱测定。分离纯化好的铅样品上机进行铅同位素比值测试。用热表面电离质谱法进行铅同位素测量，仪器型号为ISOPROBE－T热电离质谱仪。1μg铅的208Pb/206Pb测量精度≤0.005%，NBS981 标准(2δ):208Pb/206Pb=2.1681 ±0.0008，207Pb/206Pb=0.91464 ±0.0003，204Pb/206Pb=0.059042±0.000037。S同位素检测依据和标准为DZ/T0184.14－1997硫化物中硫同位素组成的测定，利用型号MAT－253质谱计进行测试分析，分析精度δ34S≤0.2‰。矿物微量元素和稀土元素均在长安大学地质实验室中心完成，测试仪器为ICP－MS。

3.2 矿石微量、稀土元素特征

将不同地质体的微量元素、稀土元素特征与矿石的微量元素、稀土元素特征进行对比，根据它们之间的相似性和差异性可以判断成矿物质的可能来源(Wu et al.，2001;Lu et al.，2006)。本论文选择平顺地区不同类型铁矿石5件，对其进行稀土元素、微量元素分析，并与本区各类型岩浆岩进行对比，旨在探讨铁质来源。

3.2.1 矿石微量元素特征:

平顺地区铁矿石微量元素含量见表1，其经原始地幔标准化后的微量元素蛛网图见图3a，样品间微量元素的变化曲线之间存在差异，但整体趋势较一致，且含量较低。5件不同类型的铁矿石样品具有 U、La、Sr、Sm 显正异常，Nb、Ce、Zr、Hf、Y 显负异常，特别是Ta负异常更明显，这与本区出露各类岩浆岩的微量元素变化趋势(刘建朝等，2009)大体一致，说明铁矿体与本区出露的岩浆岩具有密切成因联系。

相比较玄武岩熔体体系中磁铁矿微量元素含量特征(陈福坤等，2006)，本区磁铁矿具有富集Co、V、Ni，相对亏损Cr的特征，显示具有岩浆成因的特点。一般认为火山岩和海相沉积物的Sr/Ba比值大于1，陆源沉积岩的Sr/Ba比值小于1(江永宏等，2010)，平顺铁矿石的 Sr/Ba比值为 1.27～21.55，平均值为6.3。另外，铁矿石Nb/Ta比值普遍大(＞24)，二者均说明铁矿床的形成与岩浆岩有关，这与上面分析相吻合。

3.2.2 矿石稀土元素特征

在表1、2中，铁矿石的稀土总量为2.10μg/g～35.56μg/g，远低于各类岩石(91.24 ～108.39);具富集轻稀土型分布模式(LREE/HREE=4.48～14.75，LaN/YbN=5.69 ～35.53)，较各类岩石轻稀土富集程度(LREE/HREE=6.01 ～7.86，(La/Yb)N=5.94～8.75)高;轻稀土和重稀土分异程度差异明显(LaN/SmN∶GdN/YbN=(3.2 ～267.3)∶(1.61 ～3.57));除BLX－02和LG02样品以外，其它样品都具有明显的微弱铕正异常和弱铈负异常(δEu=0.08 ～4.29，平均值为 1.67;δCe=0.47 ～ 0.77，平均值为0.61)，这与各类岩体铈、铕异常基本一致(δEu=1.11 ～1.25;δCe=0.99 ～1.00)。

在图3b中，矿石 B011、JGP－01、212－05的稀土配分曲线与各类岩体配分曲线基本相似(刘建朝等，2009);矿石LG02配分曲线基本与上面一致，只是强烈亏损Sm、Eu，这可能与金云母矿物大量存在有关;矿石BLX－02轻稀土配分曲线与其它矿石基本一致，但重稀土强烈(Tb、Dy、Ho、Er、Tm)亏损，这可能与缺少重稀土富集矿物有关，如石榴石等。5件铁矿石稀土元素配分曲线变化，基本与本区岩体一致，说明铁矿石的形成与岩体有关，结合矿床地质特征，可以确定成矿物质(铁质)来源于岩体，这与上面的分析相吻合。

表1 平顺地区铁矿石微量元素、稀土元素分析数据(10－6)Table 1 Trace and rare earth elements of iron ore in the Pingshun area(10－6)

表2 平顺铁矿床主要赋矿岩石与铁矿石稀土元素特征参数Table 2 Rare earth element characteristics of iron ore and main occurrence ore rocks in the Pingshun iron deposit

3.3 硫同位素特征

所测7件硫化物样品δ34S均为正值，并以富集重硫为特征，变化较集中，δ34S值分布在12.5‰～17.4‰，平均值为15.0‰，硫化物硫值变化范围小，说明硫组成较稳定(表3和图4)。研究表明(Hoefs et al.，1997;Ohmotto et al.，1979)，流体氧逸度较低时，硫主要以 HS－、S2－存在，沉淀黄铁矿 δ34S与整个流体的δ34S相近，不会发生相对亏损和富集;流体氧逸度高时，会发生富34S硫酸盐沉淀，会使残留流体和后形成的硫化物(黄铁矿)发生34S亏损。总之，硫化物δ34S不会高于原始流体δ34S。因此，平顺铁矿床原始流体应该具有更大 δ34S(≥17.4‰)，如此高的δ34S不可能直接来自于有机硫，因为有机δ34S为很大的负数;也不可能来自于地幔或岩浆，因为地幔或岩浆的δ34S一般在0～2‰(张静等，2009);其最大可能是来源于含硫酸盐的沉积岩石，因为只有含硫酸盐的沉积地层才能够提供如此高的δ34S，考虑到马家沟组灰岩底部存在膏岩层的实际情况，推测硫源可能来自膏岩层，但是也不能够排除其受到其它硫源(地幔、岩浆或有机硫)混合，再平衡作用(席明杰等，2009)。

表3 平顺地区铁矿石或矽卡岩中黄铁矿S、Pb同位素组成表Table 3 S and Pb isotopic composition of pyrites from skarn rocks or iron ores in the Pingshun area

图4 平顺铁矿床矿石黄铁矿硫同位素组成直方图Fig.4 Histogram ofδ34 S of pyrites from Pingshun iron deposit

3.4 铅同位素特征

为更好地探讨成矿物质来源，本文分别对岩体(橄榄辉长岩、角闪闪长岩和闪长岩)和铁矿石中黄铁矿进行了铅同位素分析，并根据该矿床成因类型和岩浆岩锆石U－Pb年龄测试结果，按照成矿年代120Ma对所有样品铅同位素组成进行了时间校正，结果见表3。10件黄铁矿样品铅同位素组成差别比较明显，显示其铅源具有多源性，即不同地区、不同类型黄铁矿来源不一样。矿石铅206Pb/204Pb=17.365～ 19.032，平均值为 18.121，大部分大于18.000;207Pb/204Pb=15.417 ～15.689，平均值为15.543，大部分大于 15.300;208Pb/204Pb=37.433 ～39.762，平均值为 38.379，总体低于 39.000，显示铀铅富集，钍铅亏损的特征。矿石μ=9.21～9.28，高于正常铅 μ 值范围(8.676～9.238)，ω =34.6～39.33，也高于正常铅 ω 值(35.55)(张静等，2009)，表明该矿床铅源成熟度较高，且富铀铅，具有造山带和富集地幔物质的特征，但也不排除来源于上地壳的可能。

在207Pb/204Pb－206Pb/204Pb演化模式图解上(图5a)，所有黄铁矿样品均落入地幔、造山带和上地壳增长线之间，并靠近地幔和造山带演化线，同样表明该地区铅源比较复杂，具有地幔铅、造山带铅和下地壳铅特征，并以地幔和造山带铅为主，这与上面分析相一致。其中模式图中的造山带铅的含义不明确，它实际上包括了高μ值的整合铅、俯冲带壳幔混合铅、海底热水作用铅和部分沉积与变质作用铅。这种混合作用通常以沉积作用、火山作用、岩浆作用、变质作用以及极速的侵蚀循环作用等方式把来源地幔、上地壳和下地壳的铅混合，形成具有均一U/Pb和Th/Pb的造山带铅。在208Pb/204Pb－206Pb/204Pb演化模式图解中(图5b)，大部分样品都落入造山带演化线、地幔演化线和下地壳演化线间，少数样品落入上地壳演化线附近，再次说明铅源复杂，并以地幔、造山带铅为主。

图5 平顺铁矿床岩石和矿石矿物Pb同位素构造模式图解(据Zartman and Doe 1981)Fig.5 Tectonic model for rocks and ores in Pingshun iron deoosit

为了进一步确定平顺铁矿铅同位素来源，本文将该区与成矿有关的橄榄辉长岩、角闪闪长岩和闪长岩与黄铁矿共同投图发现:除B24和B43两个样品具有较高铅同位素比值外，其余黄铁矿样品分布和岩浆岩样品分布一致，基性橄榄辉长岩具有较低的207Pb/204Pb和208Pb/204Pb比值，似乎符合作为另一端元物源区条件，闪长岩具有较高207Pb/204Pb和208Pb/204Pb比值，可作为另一端元物源区，并且黄铁矿样品靠近闪长岩一端，可能暗示闪长岩体是本区磁铁矿的主要成矿母岩，而辉长岩体也为磁铁矿的形成提供了一定量的物质来源，其过程可能是:较晚期的辉长岩体在早期闪长岩体还没有固结的情况下侵入其中，二者发生岩浆混合交代作用，辉长质岩石中铁镁质矿物进入闪长岩体，间接为铁矿体的形成提供物质来源;对于少量铅同位素比值接近或略高于闪长岩的黄铁矿样品(特别是样品B24和B43)，其可能受到了上地壳或下地壳强烈混染，这可能与岩浆在上升侵位过程中捕掳围岩或岩浆后期热液萃取地壳物质有关。在图6中，平顺铁矿床黄铁矿样品落入地幔、造山带和上地壳铅源的范围内，与上面的认识相一致。

4 成矿模式

从上述蚀变带中元素的带入带出关系不难看出，铁矿石中的铁是由闪长岩从深部带出，在岩体就位以后，受钠化蚀变形成白色钠长岩带并将铁质析出，进而形成磁铁矿，钠化规模与铁矿规模成正比。据以往钻孔资料显示，钠长岩最厚达300m左右，这显然不可能是一次岩浆侵入体在边部已经结晶成岩的情况下，内部残余的热液导致形成如此大规模的蚀变(Kumazawa et al.，1994)。很可能是多期侵入岩共同作用的结果，在后期侵入岩体的热液和高热能的作用下，前期岩体发生钠化蚀变，带出铁质形成钠长岩。

平顺铁矿床的地质特征、岩矿石微量稀土元素、S－Pb同位素组成特征表明:① 成矿物质来源于岩体，其中，较早期闪长岩是主要成矿母岩，晚期辉长岩通过岩浆混合交代间接为铁矿的形成提供了一定的成矿物质来源;②岩浆热液(或成矿热液)具有多期活动的特征，这与多期岩浆活动相对应，并有流体包裹体研究结果的佐证;③岩浆在上升侵位过程中捕掳和萃取大量地壳物质，这在铁矿石S、Pb同位素中有明显指示，地壳物质的参与(特别是元素Cl、Na和Ca)对Fe质的萃取、搬运和沉淀有着重要的意义。在此基础上，建立成矿模式(邢集善等，2007;刘继顺等，2005;郑建明，2007)(图 7)，其成矿过程为:

壳幔混合岩浆沿着太行山深大断裂多次上侵(图7a)，并在奥陶统灰岩中定位(图7b)。该区主要的两期岩浆活动相隔时间很短，早期闪长质岩浆在还没有固结的情况下，较晚期辉长质岩浆就侵入其中，并与其发生混合交代作用，在二者接触部位形成角闪闪长岩，并伴随着辉长质岩浆中的Fe进入闪长质岩浆体系中。与此同时，多期次岩浆上侵捕获和萃取了大量地壳物质，使其成分更加复杂，特别是在萃取了中奥陶统马家沟组底部含岩盐的膏岩层后，岩浆热液中Na、Cl元素含量大幅度提高，Na的加入使岩浆岩发生钠化蚀变，大量Fe质被析出进入岩浆热液，并与Cl结合形成氯铁络合物，氯铁络合物的形成，一方面可以使Fe长距离搬运(图7c)，另一方面提高了Fe的溶解度，增加了Fe的含量。另外，多期次、短间隔岩浆侵入活动所携带的热和流体以及顺着太行山深大断裂上升的岩浆期后热液共同作用势必会加强这一地质作用的发生，这为大型铁矿床的形成奠定了重要基础，也是我国重大矽卡岩型铁矿床(例如邯邢式铁矿、大冶铁矿等)形成的必要条件。富铁岩浆热液(成矿热液)在长距离运移过程中，当热液靠近钙质围岩时，热液的物理化学条件发生骤然变化，Fe质开始沉淀，大量灰岩的加入中和了与铁沉淀伴随形成的盐酸，使得Fe可以连续沉淀。与此同时形成许多热液蚀变矿物，如透辉石、石榴石、阳起石、绿帘石、方解石等。

5 结论

(1)平顺铁矿床为典型矽卡岩铁矿床，矿体主要分布在岩体与围岩接触带及其附近，矿体多呈不规则板状、透镜状，矿化蚀变强烈。

(2)S、Pb同位素组成特征表明:铁矿的成矿物质主要来源于较早期闪长岩体，晚期橄榄辉长岩为铁矿的形成提供了一定的成矿物质来源和热源;岩浆在上升侵位过程中捕掳和萃取大量地壳物质，对Fe质的萃取、搬运和沉淀有着重要的意义。

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