峨眉山大火成岩省内带黑谷田含钒钛磁铁矿层状岩体成因*

陈列锰 易俊年，2 宋谢炎＊＊ 于宋月 佘宇伟，2 颉炜，2 栾燕，2 向建新

1.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，贵阳 550002 2.中国科学院大学，北京 100049

3.攀钢集团矿业有限公司，攀枝花 617000

1 引言

峨眉山大火成岩省内带发育一系列基性-超基性层状岩体中赋存着具有巨大经济价值的含Fe-Ti氧化物矿床(图1)，从北向南依次为太和(Hou et al.，2012a;She et al.，2014)、白马 (Zhang et al.，2012，2013)、新街(Zhong et al.，2004，2011;赵莉等，2006)、红格(Zhong et al.，2002;Bai et al.，2012;Luan et al.，2014)和攀枝花(宋谢炎等，1999;Zhou et al.，2005;Pang et al.，2008a，b;张晓琪等，2011;Song et al.，2013)。前人对这些岩(矿)体成因机制开展了大量的研究，取得的重要认识包括:①岩体的成岩(矿)年龄与峨眉山玄武岩主喷发年龄(～260Ma)一致，是峨眉山地幔柱活动的产物(Zhou et al.，2002a，2008;宋谢炎等，2005;Zhong et al.，2005;Zhong and Zhu，2006;He et al.，2007;Hou et al.，2012b，2013;Zhang et al.，2014;张招崇等，2014);②含钒钛磁铁矿层状岩体空间上与峨眉山高Ti玄武岩密切相连，地球化学特征表明二者具有内在的成因联系;岩体的母岩浆都为富Fe-Ti的玄武质岩浆(Xu et al.，2003;胡瑞忠等，2005;宋谢炎等，2005;Qi et al.，2008;Zhou et al.，2008;Zhang et al.，2009，2013，2014;张招崇等，2014)，是高Ti苦橄质岩浆在深部经过分离结晶作用形成的(Zhang et al.，2006;Zhong et al.，2006;张招崇等，2007;Hou et al.，2011，2012b，2013;Kamenetsky et al.，2012;Howarth and Prevec，2013)。峨眉山大火成岩省内带Fe-Ti氧化物成矿机制存在两种完全不同的观点:①Fe-Ti氧化物-硅酸盐熔体不混溶作用(Zhou et al.，2005，2013;Wang and Zhou，2013);②Fe-Ti氧化物从玄武质岩浆中分离结晶堆积成矿(Zhong et al.，2005;Pang et al.，2008a，b;Bai et al.，2012)。近年来，Song et al.(2013)及其课题组通过系统对比和研究，指出峨眉山大火成岩省内带的层状岩体成矿的关键控制因素包括Fe-Ti氧化物从富铁钛的玄武质岩浆中较早结晶、富Fe-Ti岩浆频繁补充以及Fe-Ti氧化物重力分选作用(Zhang et al.，2012;Song et al.，2013;She et al.，2014;Luan et al.，2014)。

与峨眉山大火成岩省内带大型含钒钛磁铁矿的基性-超基性层状岩体不同，黑谷田是一个小型的含钒钛磁铁矿层状岩体，该岩体的发现表明小型层状岩体也具有钒钛磁铁矿矿床的找矿潜力。本文通过对黑谷田层状岩体岩相学特征分析，结合其锆石SHRIMP U-Pb年代学、主量及微量元素地球化学及Sr-Nd同位素研究，系统探讨了岩体的成因机制。研究结果表明黑谷田岩体与攀枝花等含钒钛磁铁矿层状岩体一样，都是峨眉山地幔柱主岩浆活动期的产物，与峨眉山高Ti玄武岩具有内在成因联系;岩体的上部和下部岩相带是两期岩浆侵入演化的产物，并且只经历弱的围岩同化混染。这些研究对于更好认识峨眉山大火成岩省内带含钒钛磁铁矿层状岩体的成岩(矿)机制以及进一步明确找矿方向具有重要意义。

2 区域地质背景及黑谷田层状岩体地质特征

峨眉山大火成岩省(ELIP)广泛分布于扬子板块西部三省(云南、四川和贵州)，向南延伸至越南北部，出露面积超过50万平方千米，主要由峨眉山大陆溢流玄武岩、苦橄岩及镁铁—超镁铁质侵入岩、花岗岩和碱性岩组成(图1)(张云湘等，1988;从柏林，1988)，是晚二叠世(～260Ma左右)峨眉山地幔柱活动的结果(Chung and Jahn，1995;Xu et al.，2001;Zhou et al.，2002b，Zhang et al.，2014;张招崇等，2014)。峨眉山玄武岩根据其地球化学特征划分为高钛(Ti/Y＞500)和低钛(Ti/Y＜500)两个岩浆系列:高钛玄武岩在ELIP的内带和外带均有发育，是石榴子石地幔发生低程度部分熔融、经历弱的地壳物质同化混染的产物;低钛玄武岩主要分布在ELIP的内带，是地幔高程度部分熔融、经历不同程度地壳物质同化混染的结果(Xu et al.，2001，2003;Xiao et al.，2004;Song et al.，2009)。其中，一般认为高钛玄武岩与大型的含Fe-Ti氧化物层状岩体(如攀枝花、白马、红格、太和等岩体)具有密切的成因联系，而低钛玄武岩主要与小型的含Ni-Cu硫化物基性-超基性侵入体(力马河、朱布、金宝山、杨柳坪和白马寨等岩体)有关(图1;胡瑞忠等，2005;宋谢炎等，2005;Song et al.，2006;Tao et al.，2007，2009;Zhou et al.，2008)。但亦有一些学者对此提出不同的认识，认为它们之间不存在特定的联系(Pang et al.，2008b;Shellnutt et al.，2009a;Hou et al.，2011)。

图1 峨眉山大火成岩省内带峨眉山大火成岩省内带含Fe-Ti氧化物层状岩体及含Ni-Cu硫化物基性-超基性岩体分布示意图据(据攀西地质大队，1984① 攀西地质大队.1984.攀枝花-西昌地区钒钛磁铁矿共生矿成矿规律与预测研究报告;Song et al.，2009，2013)黑谷田层状岩体年龄为本次研究得到，其它各岩体年龄数据引自Zhou et al.(2002b，2005，2008)、Zhong and Zhu(2006)及Yu et al.(2014)Fig.1 Simplified regional geological map showing the distribution of the layered intrusions hosting giant Fe-Ti oxide deposits and the mafic-ultramafic bodies hosting Ni-Cu-(PGE)sulfide deposits in the central Emeishan large igneous province(modified after Song et al.，2009，2013)Ages of the Heigutian layered is dated from this study，and other intrusions are from Zhou et al.(2002b，2005，2008)，Zhong and Zhu(2006)and Yu et al.(2014)

黑谷田含钒钛磁铁矿层状岩体产于ELIP内带，位于攀枝花岩体以北约50km(图1)。黑谷田岩体长约3km，宽0.2～2km，呈NEE走向，倾向北，倾角50°～70°，岩体底板与二叠纪正长岩呈断层接触，顶板为峨眉山玄武岩(图2，据四川省煤田地质工程勘察设计院，2011)。岩体被近N-S向断层错断，分为东、西两段，Fe-Ti氧化物矿体主要赋存于东段岩体底部(图2)。根据岩体最近勘探资料，结合本次研究采集的样品特征，将黑谷田岩体划分下部、上部两个岩相带:前者主要由中粗粒的橄榄辉石岩及辉长岩组成，后者为细粒辉长岩，二者呈突变接触关系。

图2 黑谷田含钒钛磁铁矿层状岩体矿区地质及岩相剖面示意图(据四川省煤田地质工程勘察设计院，2011① 四川省煤田地质工程勘察设计院.2011.四川省米易县黑谷田钒钛磁铁矿普查报告.内部资料)图中标记Zk1701、HG11-50及线段AB代表采样位置Fig.2 Simplified geological map of the Heigutian Fe-Ti-V oxide layered intrusion and its stratigraphic column The labels of Zk1701，HG11-50 and line AB are the locations of the samples

下部岩相带从底部往顶部依次为中粗粒结构的橄榄辉石岩、磁铁辉长岩、含磷灰石辉长岩及中粒辉长岩(图2)。橄榄辉石岩主要由单斜辉石(60%～80%)和橄榄石(5% ～30%)组成，含少量斜长石(2% ～5%)、Fe-Ti氧化物(1% ～5%)及微量的铬铁矿(＜2%)和硫化物(＜0.5%)(图3a)。橄榄石多为自形-半自形粒状，中粒-中粗粒结构，粒径在2～8mm之间，部分橄榄石包含有细粒的浑圆状铬铁矿颗粒(图3a)。单斜辉石多为自形-半自形柱状，与橄榄石紧密堆积形成堆晶结构、或者包含颗粒较小的橄榄石形成包橄结构。磁铁矿辉长岩可见明显的磁铁矿和斜长石定向排列(图3b)，含有大量磁铁矿(40% ～70%)和钛铁矿(5% ～20%)为主要特征，以及含有10%～50%不等的硅酸盐矿物(主要为单斜辉石和斜长石)及微量的硫化物(＜1%)(图3c)。磁铁矿呈自形粒状，粒径在1～3mm之间。钛铁矿呈半自形-他形粒状，粒径在1～2mm之间。磷灰石辉长岩以单斜辉石(30%～60%)和斜长石(30% ～50%)为主，含较多磷灰石(3% ～8%)及Fe-Ti氧化物(1% ～10%)(图3d)。中粒辉长岩与磷灰石辉长岩结构特征相似，二者主要差别表现在前者几乎不含磷灰石(＜0.5%)(图3e)。上述岩石结构特征表明矿物结晶早晚顺序为:铬铁矿→橄榄石+单斜辉石→单斜辉石+斜长石+Fe-Ti氧化物→单斜辉石+斜长石+磷灰石。上部岩相带细粒辉长岩主要由单斜辉石(40%～60%)和斜长石(35% ～55%)组成，并且含量少量Fe-Ti氧化物(2% ～6%)(图3f)。单斜辉石和斜长石均呈半自形-他形、细粒结构，粒径大部分小于0.5mm，二者紧密堆积。矿物结构关系暗示单斜辉石和斜长石近同时结晶。部分样品可见中粒结构斜长石斑晶，呈自形结构，长柱状，与细粒单斜辉石与斜长石堆积。不规则状Fe-Ti氧化物填隙在单斜辉石和斜长石颗粒之间。

3 采样及分析方法

本研究样品采自岩体西段钻孔22件，包括上部岩相带的细粒辉长岩及下部岩相带的中粒辉长岩和含磷灰石辉长岩。由于西段岩体含矿性较差，本研究同时采集了岩体东段下部岩相带的橄榄辉石岩和磁铁辉长岩样品10件。样品经颚式破碎机破碎，用玛瑙研磨仪研磨至200目。此外，采集下部岩相带中约50kg中粒辉长岩样品，送廊坊地质诚信服务公司进行锆石挑选。

锆石U-Pb年龄分析在北京离子探针中心完成，分析仪器为SHRIMP II二次离子探针。年龄校正所用标样为TEM(417Ma)，U、Th、Pb含量由标样 M257(561.3Ma，U=840 ×10－6)来校正。数据处理采用 Ludwig(2001a，b)所设计的SQUID 1.03和 Isoplot/Ex2.49程序进行计算，普通 Pb用204Pb进行校正。具体分析方法见宋彪等(2002)。分析结果如表1所示。

图3 黑谷田含钒钛磁铁矿层状岩体矿物显微结构及手标本照片依次分别为下部岩相带底部(a)橄榄辉石岩、往上(b)磁体辉长岩中磁铁矿和斜长石定向排列(手标本)、(c)磁体辉长岩(显微照片)、(d)含磷灰石辉长岩，及(e)顶部中粒辉长岩;(f)为上部岩相带的细粒辉长岩.缩写:Ol-橄榄石;Cpx-单斜辉石;Pl-斜长石;Mt-磁铁矿;Ilm-钛铁矿;Chr-铬铁矿;Apt-磷灰石;Oxi-Fe-Ti氧化物;Sul-硫化物Fig.3 Lithological structures and textures of the Heigutian Fe-Ti-V oxide layered intrusion rocks Photos(a)-olivine-pyroxenite;(b)-lineation defined by orientation of magnetite and plagioclase in the magnetite-gabbro;(c)-magnetite-gabbro;(d)-apatite-gabbro and(e)-medium-grained gabbro from base upward of the Lower Zone，respectively;microphotograph(f)showing fine-grained gabbro in the Upper Zone.Ol-olivine;Cpx-clinopyroxene;Pl-plagioclase;Mt-magnetite;Ilm-ilmenite;Chr-chromite;Apt-apatite;Oxi-Fe-Ti oxide;Sul-sulfide

全岩主量元素分析送澳实分析检测(广州)有限公司采用X荧光光谱法完成。三价铁和二价铁含量测定采用湿化学方法分析，分析误差范围1%～5%。全岩微量元素在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完成，测试仪器为Perkin-Elmer Sciex ELAN DRC-e电感耦合等离子体质谱仪，分析精度优于10%。具体方法见Qi et al.(2000)。样品主微量元素测试结果见表2。

Sr-Nd同位素分析在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测定，分析仪器为Thermo Fisher公司TRITON热离子质谱仪。Sr、Nd同位素的质量分馏分别基于86Sr/88Sr=0.1194和146Nd/144Nd=0.7219进行校正。国际标样NBS-98786Sr/88Sr的测试值为0.710255±7(n=40)，国际标样 JNdi-1146Nd/144Nd测试值为0.512096±5(n=40)，标样结果与文献报道值在误差范围内一致(分别为0.710252±13和0.512115±7)。分析结果如表3所示。

表1 黑谷田岩体辉长岩中锆石SHRIMP U-Pb年龄分析结果Table 1 SHRIMP U-Pb isotopic data for zircons from the Heigutian gabbro

4 分析结果

4.1 锆石SHRIMP U-Pb定年

从分析结果(表1)中可以得到锆石U含量在31×10－6～419×10－6之间，Th含量在 24×10－6～468 ×10－6之间，Th/U比值为0.62～1.15，具有典型岩浆锆石的Th/U比值(Williams et al.，1996;Hoskin et al.，2000)。在谐和曲线年龄图中(图4)，样品数据点成群分布，其206Pb/238U年龄的加权平均值为263±5Ma(n=17，MSWD=0.92)，即黑谷田层状岩体侵位时代为晚二叠世。

图4 黑谷田层状岩体辉长岩(HG11-50)中锆石SHRIMP U-Pb谐和曲线图Fig.4 SHRIMP zircon U-Pb concordia diagram of a gabbro(HG11-50)from the Heigutian layered intrusion

4.2 主量元素

如图5所示，下部岩相带底部橄榄辉石岩富 MgO(15.3% ～20.4%)及 CaO(10.9% ～13.2%)，贫 Fe2O3T(全Fe2O3，14.4% ～ 17.1%)、TiO2(1.52% ～ 2.44%)及 Al2O3(4.59% ～8.13%)。磁铁辉长岩以富 Fe2O3T(58.7%～66.6%)、TiO2(13.6% ～15.1%)，贫 CaO(1.83% ～3.51%)及MgO(4.30%～4.83%)为主要特征。含磷灰石辉长岩及中粒辉长岩则富Al2O3(8.15% ～12.3%)及CaO(8.37% ～12.8%)，贫 Fe2O3T(14.8% ～29.3%)、TiO2(3.34% ～11.2%)及 MgO(4.39% ～7.64%)。下部岩相带岩石的Fe2O3T、TiO2与SiO2呈明显的负相关关系。相反，除底部橄榄辉石岩外，其它岩石的Al2O3、CaO与SiO2呈明显正相关性(图5a-d)。主量元素之间的变化与Fe-Ti氧化物岩体样品变化范围一致，而与含Ni-Cu硫化物岩体的差别显著(图5)。

表2 黑谷田岩体岩石中主量(wt%)、微量元素(×10－6)含量分析结果Table 2 Major oxide(wt%)and trace element(×10－6)concentrations of the rocks of the Heigutian i ntrusion

续表2Continued Table 2

续表2Continued Table 2

与下部岩相带相比，上部岩相带的细粒辉长岩的主量元素含量变化很小，主要表现为富 SiO2(42.1% ～48.7%)、Al2O3(12.3% ～14.7%)，贫 Fe2O3T(12.1% ～16.7%)、TiO2(1.82% ～3.10%)，CaO及 MgO的含量分别在10.0% ～13.5%及6.34% ～9.74%之间(表2、图5)。这些主量元素与SiO2(42.1% ～48.7%)无明显的相关关系(图5)。

4.3 微量及稀土元素

从微量元素元素原始地幔标准化图中(图6a-c)可以得到，下部岩相带橄榄辉石岩以Nb、Ta及Ti明显富集、Th强烈亏损为主要特征。磁铁辉长岩、及中粒辉长岩也表现为Nb、Ta、Ti明显富集及Sr弱正异常、Th强烈亏损以及Zr、Hf轻微亏损，这些特征与攀枝花岩体下部岩相带的微量元素元素原始地幔标准化模式一致(图6a，b)。含磷灰石辉长岩则表现为明显的P正异常、Sr负异常，与攀枝花岩体上部岩相带含磷灰石辉长岩的微量元素标准化配分模式特征(Song et al.，2013)相似。上部岩相带细粒辉长岩出现Eu、Ti微弱富集、Zr、Hf轻微亏损、以及Th强烈负异常，此外，部分样品出现弱的Sr正异常(图6c)。

从稀土元素球粒陨石蛛网图中(图6d-f)可以发现，下部岩相带橄榄辉石岩出现微弱的中REE富集、重REE亏损。磁铁辉长岩及辉长岩的REE总量明显少于橄榄辉石岩，整体表现为右倾趋势，重REE亏损，有弱的Eu正异常，与攀枝花岩体下部岩相带的稀土元素标准化配分模式特征相似(Song et al.，2013)。含磷灰石辉长岩的REE总量明显高于其它岩石，暗示REE主要富集在磷灰石中，并且表现为明显的右倾、重REE亏损特征。上部岩相带细粒辉长岩的REE配分模式较为一致，以LREE富集、HREE亏损右倾为主要特征。

图5 黑谷田层状岩体全岩SiO2与Fe2O3T、TiO2、Al2O3、CaO、MgO 二元相关图攀枝花岩体数据引自Song et al.(2013)，其它岩体数据引自Zhou et al.(2008)Fig.5 Plots of SiO2versus Fe2O3T， TiO2， Al2O3， CaO， and MgO for the whole rock of the Heigutian layered intrusion，respectivelyThe data of the Panzhihua intrusion are after Song et al.(2013);the data of other intrusions are after Zhou et al.(2008)

4.4 Sr-Nd同位素

Sr、Nd同位素初始值以263Ma计算得到(表3)。尽管岩体全岩的初始Sr同位素比值 (87Sr/86Sr)263Ma较为均一，但上部、下部岩相带存在一定差别。下部岩相带全岩的 (87Sr/86Sr)263Ma在 0.7041～0.7051之间，εNd(263Ma)值在 2.12～4.44之间(除HG11-17为0.52外);而上部岩相带全岩的(87Sr/86Sr)263Ma在 0.7050～0.7056之间，εNd(263Ma)值在0.62～1.27之间。从(87Sr/86Sr)263Ma与εNd(t)相关图中可以看出，黑谷田岩体的样品落在ELIP高Ti玄武岩投影区域内，与攀枝花、白马、太和等含Fe-Ti氧化物层状岩体的样品的投影范围一致(图7)。

5 讨论

如前所述，与峨眉山大火成岩省内带含Fe-Ti氧化物层状岩体如攀枝花、白马、红格等相比，黑谷田岩体的岩性简单且岩相旋回不发育，下部、上部岩相带的岩石组合、元素及同位素地球化学差别明显，表明二者成岩过程不同。以下我们主要探讨黑谷田岩体的成因机制。

表3 黑谷田岩体岩石中Sr、Nd同位素成分Table 3 Sr and Nd isotopic compositions of the rocks of the Heigutian intrusion

5.1 岩体侵位年龄及其与峨眉山地幔柱的联系

确定岩体侵位年龄是探讨岩体成因机制的一个关键科学问题。已有大量的年代学研究表明峨眉山大火成岩省内带的含Fe-Ti氧化物矿床大型层状岩体(如攀枝花为263±3Ma，Zhou et al.，2005;红格岩体为 259 ±1.3Ma，Zhong and Zhu，2006;白马岩体为261±2Ma，Zhou et al.，2008)、含 Ni-Cu硫化物矿床小型超基性岩体(如力马河岩体263±3Ma，朱布岩体为261±2Ma，Zhou et al.，2008)、以及与之在空间上紧密伴生的碱性侵入岩和花岗岩(白马花岗岩为262±2Ma，Shellnutt et al.，2009b)的侵位年龄集中在 259～263Ma，与峨眉山玄武岩主喷发年龄一致(～260Ma，Zhou et al.，2002b)，是峨眉山地幔柱活动的产物。但是，也有个别小型岩体侵位年龄较晚，如茨达超基性岩体(243±0.8Ma，Luo et al.，2013)和安益碱性岩体(245 ±3.5Ma，Yu et al.，2014)，可能代表了峨眉山大火成岩省岩浆活动的晚期阶段。

本研究获得黑谷田层状岩体的中粒辉长岩中锆石SHRIMP U-Pb年龄为263±5Ma(图4)，与峨眉山大火成岩省内带含Fe-Ti氧化物矿床大型层状岩体侵位年龄一致，并且空间上与峨眉山玄武岩空间上密切共生(图2)，表明黑谷田岩体也是峨眉山地幔柱岩浆主活动期的产物。

5.2 与峨眉山高钛玄武岩的成因联系

峨眉山大火成岩省内带含Fe-Ti氧化物层状岩体是峨眉山地幔柱活动导致石榴石二辉橄榄岩地幔经过低程度部分熔融形成的高Ti苦橄质岩浆，经历分离结晶、及微弱地壳物质同化混染堆积的产物;而含Ni-Cu硫化物基性-超基性岩体则是尖晶石二辉橄榄岩地幔经过高程度部分熔融产生的低Ti高镁玄武岩或苦橄质岩浆，发生不同程度同化混染及分离结晶的结果(Xu et al.，2001;Xiao et al.，2004;Zhou et al.，2008;Song et al.，2009)。如前所述，黑谷田岩体侵入年龄也表明其是峨眉山地幔柱岩浆主活动期的产物。那么，一个重要问题是该岩体与哪个系列的玄武岩具有内在成因联系?

黑谷田层状岩体主要以辉长岩、磁铁辉长岩为主，含少量橄榄辉石岩，并且赋存有Fe-Ti氧化物矿体。岩体的岩石组合特征与峨眉山大火成岩省内带的典型的含Fe-Ti氧化物层状岩体一致，暗示二者可能具有相同性质的母岩浆。类似地，黑谷田岩体与含Fe-Ti氧化物层状岩体相同的主量元素演化趋势、以及与攀枝花岩体相似的微量元素、REE标准化配分模式(图5、图6)，一致表明黑谷田岩体可能与富Fe的高Ti玄武岩具有内在成因联系。与低Ti玄武岩相比，高Ti玄武岩具有低的轻REE/中REE比值及较高的中REE/重REE/比值(Xu et al.，2001，Xiao et al.，2004，Song et al.，2009，He et al.，2010)，因此，利用REE比值可以讨论岩石成因类别。在Sm/Yb-La/Sm图解中，上部岩相带绝大部分未发生明显堆晶作用的样品(见下文5.3.2节)投影在高Ti玄武岩区域内，而下部岩相带样品由于矿物发生堆晶(见下文5.3.1节)导致其La/Sm比值显著降低，与攀枝花岩体的岩石投影范围相同(图8)。特别是，黑谷田岩体样品在(87Sr/86Sr)263Ma与εNd(263Ma)相关图上的投影区域与攀枝花、白马岩体及红格等含Fe-Ti氧化物层状岩体等高度吻合，落在高Ti玄武岩范围内，而与低Ti玄武岩及其具有密切成岩联系的含Ni-Cu硫化物基性-超基性岩体(如力马河、金宝山岩体)差异明显(图7)。黑谷田层状岩体的岩石组合、元素地球化学、及Sr-Nd同位素特征一致表明黑谷田岩体与峨眉山高Ti玄武岩具有密切的内在成因联系。

图6 黑谷田层状岩体微量元素标准化蛛网图和稀土元素标准化配分图(标准化值据Sun and McDonough，1989)攀枝花岩体数据引自Song et al.(2013);峨眉山高Ti和低Ti玄武岩数据引自Xu et al.(2001)，Xiao et al.(2004)，Song et al.(2009)，He et al.(2010)Fig.6 Primitive mantle normalized trace element patterns and chondrite normalized rare earth element patterns of rocks from the Heigutian layered intrusion(normalization values after Sun and McDonough，1989)The data of the Panzhihua intrusion are after Song et al.(2013);the data of the Emeishan low-Ti and high-Ti basalts are from Xu et al.(2001)，Xiao et al.(2004)，Song et al.(2009)and He et al.(2010)

5.3 岩浆演化及成岩机制

5.3.1 下部岩相带

岩相学研究表明黑谷田岩体下部岩相带从底部至顶部依次为橄榄辉石岩、磁铁辉长岩、含磷灰石辉长岩及中粒辉长岩(图2)，指示了橄榄石、单斜辉石、斜长石、Fe-Ti氧化物及磷灰石的堆晶作用是导致岩性变化的主要因素。如前所述，岩石结构特征说明主要矿物结晶顺序为:铬铁矿→橄榄石+单斜辉石→单斜辉石+斜长石+Fe-Ti氧化物→单斜辉石+斜长石+磷灰石。这种堆晶作用也反映在SiO2与主量元素的Harker图解中(图5)，导致Fe2O3T、TiO2与 SiO2呈明显的负相关关系，Al2O3、CaO与SiO2呈明显正相关性，以及橄榄辉石岩较高的MgO、CaO含量。Ti以及高场强元素如Nb、Ta等分别是磁铁矿的强相容和中等相容元素，而在单斜辉石、橄榄石、斜长石等矿物中为强不相容元素。相反，REE是单斜辉石的中等不相容元素，而在磁铁矿中为强不相容元素。因此，单斜辉石堆晶导致岩体底部橄榄辉石岩比磁铁辉长岩含有较高的REE含量，并且出现弱的中REE正异常;而磁铁矿堆晶造成磁铁辉长岩表现出强烈的Ti正异常，及弱的Nb、Ta正异常(图6a，d)。Sr、Eu是斜长石的相容元素，因此，斜长石堆晶使得二者在磁铁辉长岩、中粒辉长岩都表现出正异常(图6a，b，d，e)。类似地，由于REE在磷灰石中为强相容元素 (Fujimaki，1986)，所以磷灰石堆晶导致含磷灰石辉长岩中具有最高的REE含量，并因此造成Sr表现出弱的负异常(图6b，e)。

图7 黑谷田层状岩体全岩初始(86Sr/87Sr)263Ma-εNd(263Ma)关系图含Ni-Cu硫化物岩体数据引自Tao et al.(2007，2008);含Fe-Ti氧化物层状岩体数据引自Zhou et al.(2005，2008)，Shellnutt et al.(2009b)，Zhang et al.(2009)，Song et al.(2013)，Luan et al.(2014)，She et al.(2014);峨眉山高 Ti和低 Ti玄武岩数据引自 Xu et al.(2001)，Xiao et al.(2004)，Song et al.(2009)，He et al.(2010)Fig.7 Plot of the initial(86Sr/87Sr)263Maratios versus εNd(263Ma)values of rocks from the Heigutian layered intrusionThe data of the sulfide-bearing intrusions are from Tao et al.(2007，2008);the data of the oxide-bearing intrusions refer to Zhou et al.(2005，2008)，Shellnutt et al.(2009b)，Zhang et al.(2009)，Song et al.(2013)，Luan et al.(2014)，She et al.(2014);The data of the Panzhihua intrusion are after Song et al.(2013);the data of the Emeishan low-Ti and high-Ti basalts are from Xu et al.(2001)，Xiao et al.(2004)，Song et al.(2009)and He et al.(2010)

图8 黑谷田层状岩体全岩Sm/Yb与La/Sm比值相关图Song et al.(2013);TiTi攀枝花岩体数据Xu引 e自t al.(2001)，Xiao et a峨l.眉(2山00高4)，S和on低g et a玄l.武(2岩00数9)据，H引e 自et al.(2010)Fig.8 Plot of Sm/Yb versus La/Sm ratios for the whole rock of the Heigutian layered intrusion The data of the Panzhihua intrusion are after Song et al.(2013);the data of the Emeishan low-Ti and high-Ti basalts are from Xu et al.(2001)，Xiao et al.(2004)，Song et al.(2009)and He et al.(2010)

下部岩相带一个重要的特征是岩体底部橄榄辉石岩具有高的Cr、Ni含量，特别是其中 Cr的含量(1110×10－6～1730×10－6)远远高于磁铁辉长岩中的 Cr(42.9×10－6～53.6×10－6)。Cr在铬铁矿中是强相容元素，DCrChr/melt(Cr在铬铁矿与岩浆中的分配系数)高达500(Pearce and Parkinson，1993)。橄榄辉石岩中Cr的富集可能由铬铁矿的分离结晶而导致的。橄榄辉石岩中铬铁矿通常被橄榄石包含其中(图3a)，说明铬铁矿早于橄榄石结晶。在MgO与Cr的相关图解中(图9a)，Cr与MgO呈明显的正相关关系表明铬铁矿与橄榄石堆晶造成橄榄辉石岩富集Cr元素。随着铬铁矿的分异，残余岩浆中Cr含量强烈亏损，导致之后结晶的磁铁矿中Cr含量偏低。类似地，尽管Ni在橄榄石和磁铁矿中都为相容元素(DNiOl/melt=1.35 ～13.6，DNiMt/melt=31～65，Nielsen，1992;Righter et al.，2004)，橄榄石较早结晶堆积导致残余岩浆中Ni亏损，因此，底部橄榄辉石岩的Ni含量高于磁铁辉长岩(图9b)。相反，由于P在橄榄石、单斜辉石及Fe-Ti氧化物中都为不相容元素 (Jones，1995;Bindeman et al.，1998)，随着这些矿物分离结晶的进行残余岩浆中P含量不断增大，促使磷灰石结晶堆积(图9c)。下部岩相带岩性从底部到顶部简单变化且岩相旋回不发育，以及不同岩石中Cr、Ni及P等元素在变化特征表明这些岩石具有成因联系，是同一期母岩浆侵入演化堆晶的产物。

图9 黑谷田层状岩体全岩MgO与Cr、Ni、Y以及Sr与Ti/Y比值二元相关图Fig.9 Plots of MgO versus Cr，Ni，and Y，Sr versus Ti/Y ratios for the whole rock of the Heigutian layered intrusion

已有大量研究发现峨眉山大火成岩省内带含钒钛磁铁矿层状岩体经历不同程度的地壳同化混染。基于攀枝花岩体的Sr-Nd同位素特征(εNd(t)=0～4，(87Sr/86Sr)t=0.7039～0.7053)，Zhou et al.(2008)和Song et al.(2013)认为岩体母岩浆演化成岩过程中没有发生明显的地壳混染。类似地，白马和太和岩体高的εNd(t)值(分别为1～5及0.3～3.6)和低 (87Sr/86Sr)t值(分别为0.7047～0.7052及0.7049～0.7056)也说明成岩时没有经历显著的地壳混染 (Zhou et al.，2008)。相反，红格岩体比其它岩体具有相对富集的εNd(t)值(－2.8～ －0.1)和高的 (87Sr/86Sr)t值(0.7057～0.7076)，表明其经历了约10%的围岩变质砂岩同化混染(Luan et al.，2014)。黑谷田层状岩体下部岩相带各岩性非常低的 Th/Nb(0.01～0.08)、Zr/Nb(3.07～8.68，除一个样品为13.3外)与OIB的这些元素比值相似(Th/Nb=0.06，Zr/Nb=4.15;Sun and McDonough，1989)，暗示下部岩相带的同化混染作用并不显著。特别是，岩石较亏损的 εNd(263Ma)值(2.12～4.44，除HG11-17为0.52外)和较低的(87Sr/86Sr)263Ma值(0.7041～0.7051)一致说明母岩浆演化成岩过程中地壳同化混染作用并不强烈。

5.3.2 上部岩相带

与下部岩相带不同，上部岩相带的除3个样品(HG11-8，-9，-19)含有少量中粒斜长石外，其它岩石均为细粒辉长岩。上部岩相带局部与直接玄武岩接触(图2)，暗示岩浆房位置较浅。细粒辉石、斜长石及Fe-Ti氧化物均匀的紧密堆积(图3f)表明上部岩相带是岩浆侵入后快速降温、没有经历充分的分离结晶、尚未发生显著堆晶作用固结的产物。因此，岩石的主量元素含量变化很小，除个别样品表现弱的Sr正异常，大部分样品的微量与稀土元素标准化蛛网图配分模式极其相似(图5、图6)。在MgO与Cr、Ni及Y等微量元素相关图解中，上部岩相带的岩石中这些元素的含量落在下部岩相带不同岩性的样品之间(图9a-c)，暗示上部细粒辉长岩并非下部岩相带残余岩浆演化分离结晶的产物，而是不同期次的岩浆侵入演化的结果。

上部岩相带细粒辉长岩的Th/Nb(0.01～0.02)、Zr/Nb(2.91～5.00)比值很低，暗示其成岩过程中也未经历强烈的地壳物质同化混染作用。然而，与下部岩相带相比，细粒辉长岩具有低的εNd(263Ma)值(0.62～1.27)及高的(87Sr/86Sr)263Ma值(0.7041 ～ 0.7051)。从(87Sr/86Sr)263Ma与 εNd(263Ma)相关图上得到，上部岩相带岩石投影落在攀枝花、白马岩体与红格岩体之间，表明上部岩相带成岩过程中经历了比下部岩相带相对较为强烈的围岩同化混染作用。

5.4 Fe-Ti氧化物成矿机制及对找矿的指示意义

最新研究表明峨眉山大火成岩省内带层状岩体Fe-Ti氧化物成矿与岩浆通道系统密切关联，含矿层状岩体可能处于大量玄武岩浆向上运移的通道部位。对攀枝花、白马、红格、太和等岩体的岩相学、矿物学、及元素地球化学的综合研究和对比，表明Fe-Ti氧化物是苦橄质岩浆在深部岩浆房经历硅酸岩矿物分离结晶形成高氧逸度富铁钛的玄武质岩浆上侵、磁铁矿较早分离结晶的产物;钒钛磁铁矿矿层是岩浆通道内岩浆多次补充、流动过程Fe-Ti氧化物经重力作用分选堆积等一系列过程的耦合(Zhang et al.，2012;Song et al.，2013;Luan et al.，2014;She et al.，2014)。

黑谷田岩体下部岩相带从底部向上依次为橄榄辉石岩、磁铁辉石岩、含磷灰石辉长岩及中粒辉长岩(图2)，顶部未见峨眉山大火成岩省内岩浆演化晚期形成的正长岩和/或花岗岩(Zhong et al.，2011)。这种岩相特征表明黑谷田岩体处于岩浆通道系统上，形成下部岩相带的残余岩浆通过岩浆通道运移到地表或其它地方。岩体底部的橄榄辉石岩与上覆的磁铁辉长岩之间的Cr和Ni含量以及二者与MgO的相关关系，表明磁铁辉长岩是形成橄榄辉石岩之后的残余岩浆发生磁铁矿(以及单斜辉石和/或斜长石)分离结晶堆积的产物。由于下部岩相带成岩过程中没有经历明显的围岩同化混染作用(见5.3.1)，因此，母岩浆发生橄榄石和单斜辉石的分离结晶可能导致残余岩浆在对氧封闭的体系下氧逸度逐渐升高，促使Fe-Ti氧化物从岩浆中分离结晶。峨眉山大火成岩省内带其它岩体(如攀枝花、白马)的MELTS模拟计算得到Fe-Ti氧化物总是与硅酸盐矿物共结，并且前者的量通常少于后者 (Zhang et al.，2012;Song et al.，2013)。黑谷田岩体磁铁辉长岩中磁铁矿的含量明显高于硅酸盐矿物(图3b，c)，并且较厚的钒钛磁铁矿氧化物矿体主要赋存在东段岩体底部下凹部位(图2)，以及磁铁辉长岩出现显著的磁铁矿和斜长石定向排列特征(图3b)，表明经历了磁铁矿的流动分异作用，Fe-Ti氧化物在岩浆流动过程中由于重力分选堆积成矿。

黑谷田岩体Fe-Ti氧化物成矿对铁矿的勘探找矿具有重要指示意义。由于峨眉山大火成岩省内带目前发现的大型-超大型钒钛磁铁矿通常赋存在大型层状岩体中，对小型层状岩体的成矿潜力研究以及勘探找矿工作较为薄弱。黑谷田岩体赋存有良好的钒钛磁铁矿体这一发现表明小型层状岩体也具有一定的成矿潜力。因此，在勘探找矿时小型基性-超基性层状岩体是不可忽视的对象。

6 结论

黑谷田含钒钛磁铁矿层状岩体的锆石SHRIMP U-Pb年龄为263±5Ma，表明其是峨眉山地幔柱岩浆主活动期的产物，并且与峨眉山高Ti玄武岩具有内在的成因联系。岩体上部和下部岩相带是两期岩浆侵入演化的产物:下部岩相带是富Fe-Ti玄武质岩浆上侵后经历橄榄石、单斜辉石、磁铁矿、及斜长石等矿物分离结晶、堆积的产物;上部岩相带是同源不同期次的富Fe-Ti玄武质岩浆未发生充分的矿物分离结晶作用、相对快速固结的结果。黑谷田岩体母岩浆经过橄榄石和单斜辉石分离结晶导致残余岩浆氧逸度增加，并促使磁铁矿分离结晶，是氧化物成矿的先决条件，岩浆流动过程中Fe-Ti氧化物重力作用堆积形成钒钛磁铁矿体。黑谷田岩体钒钛磁铁矿成矿与岩浆通道系统密切相关，表明小型基性-超基性层状岩体也具有钒钛磁铁矿矿床的找矿潜力。

致谢 野外工作得到四川省煤田地质工程勘察设计院的大力协助;微量元素分析得到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胡静和黄艳工程师的帮助;Sr-Nd同位素分析得到矿床地球化学国家重点实验室李晓彪高级工程师和肖芳工程师的指导;两位匿名审稿人对本文提出了具有建设性的意见和建议;在此一并谨致谢意。

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