鄂东南矿集区铁山铁矿床中磁铁矿元素地球化学特征及其地质意义

王 伟，王敏芳,2，郭晓南，魏克涛，柯于富，胡明月，刘 坤

(1. 中国地质大学(武汉)资源学院，湖北武汉 430074;2. 地质过程与矿产资源国家重点实验室(中国地质大学)，湖北武汉 430074;3. 湖北省地质局第一地质大队，湖北大冶 435100; 4. 国家地质实验测试中心，北京 100037)



鄂东南矿集区铁山铁矿床中磁铁矿元素地球化学特征及其地质意义

王 伟1，王敏芳1,2，郭晓南1，魏克涛3，柯于富3，胡明月4，刘 坤1

(1. 中国地质大学(武汉)资源学院，湖北武汉 430074;2. 地质过程与矿产资源国家重点实验室(中国地质大学)，湖北武汉 430074;3. 湖北省地质局第一地质大队，湖北大冶 435100; 4. 国家地质实验测试中心，北京 100037)

中国东部中生代经受由挤压向伸展的构造转换，为中酸性岩浆的运移和上侵提供了构造通道和空间，因此湖北东南部铁山铁矿床的成矿作用与燕山中晚期的中酸性岩浆侵入作用关系密切。许多学者对铁山铁矿床的矿床地质特征、成矿流体性质、控矿构造等问题进行了相应的研究，但对成矿物质来源、矿床成因、成矿流体温度、以及太平洋板块俯冲背景等的认识缺乏地球化学依据。本文在详细研究铁山铁矿床成矿地质背景和总结前人有关研究成果的基础上，通过电子探针和LA-ICP-MS原位分析，研究了该地区的磁铁矿元素的地球化学特征，认为铁山铁矿床主要存在镁矽卡岩型和岩浆—热液复合型两种矿床成因类型，其成矿物质主要来源于壳幔混溶型岩浆。这些研究为深入阐明鄂东南矿集区铁矿床成矿规律提供了新的地球化学依据。

磁铁矿 地球化学 成矿物质来源 铁山铁矿床

Wang Wei, Wang Min-fang, Guo Xiao-nan, Wei Ke-tao, Ke Yu-fu, Hu Ming-yue, Liu Kun. Geochemical characteristics of magnetite elements in the Tieshan iron deposit in southeastern Hubei Province and geological implications [J]. Geology and Exploration, 2015, 51(3):0451-0465.

1 引言

长江中下游多金属成矿带是中国东部著名成矿带之一，鄂东南矿集区位于成矿带的西段，矿集区内以Fe、Cu矿产为主，其次为Au、W、Mo等，矿床类型主要有矽卡岩型和矽卡岩—斑岩复合型(刘蕴光等，2012;王敏芳等，2009;Wang Metal.，2009, 2014)。区内出露从古生代到中、新生代地层，三叠纪大冶组碳酸盐岩、蒲圻组砂页岩，侏罗纪武昌组含煤砂页岩和自流井组砂质碎屑岩、灵乡组和大寺组火山岩及火山碎屑岩分布广泛。其中，三叠纪大冶组大理岩和蒲圻组砂页岩为区内矽卡岩型铁铜矿最重要的赋矿围岩(谢桂青等，2008a)。铁山铁矿床是鄂东南矿集区最为重要的铁铜矿床之一，位于大冶市西北方向15 km处，矿区地理坐标为东经114°54′43″，北纬30°13′10″。前人对铁山铁矿床的地质特征、矿石组构特点、成矿期次等方面进行了相应的研究工作，但对利用磁铁矿矿物微量元素地球化学特征分析铁山铁矿床的成矿物质来源及岩浆演化过程，还未开展相应工作。

磁铁矿是广泛存在于自然界的金属矿物，在不同成因类型的矿床中，磁铁矿一般都具有矿物标型特征。前人研究表明，利用磁铁矿矿物中的稀土元素特征可以示踪物质来源(江少卿等，2013)，并能对矿床的成因起到指示作用(Dupuisetal.，2011；段超等，2012； Nold J Letal.，2014)。因此，利用磁铁矿的主微量元素和稀土元素地球化学特征，可以有效反映成矿作用的某些过程(苏玉平等，2005；毛光武等，2013)、成矿物质来源(杨守业等，2000)和矿床成因类型(杨富全等，2007；杨合群等，2013)等问题。本文以铁山铁矿床中磁铁矿为研究对象，在野外实地观测、采样及室内岩相学、矿相学研究分析的基础上，对磁铁矿矿物的元素地球化学特征进行了测试和分析，探讨了铁山磁铁矿矿床成矿物质来源以及矿床成因问题，为进一步研究鄂东南矿集区具相似地质背景的同类型矿床的成矿物质来源、成矿流体演化特征及矿床成因提供具有借鉴意义的基础资料。

2 区域地质背景

鄂东南矿集区位于扬子板块北缘，秦岭—大别造山带和华北板块南侧，西北界为襄樊—广济断裂，断裂以北为大别造山带，以南为长江中下游西段；东北界为郯庐断裂，断裂以西为大别造山带和华北板块，以东为长江中下游中东段；南界为阳新—常州断裂，以北为长江中下游地段，以南为扬子板块，内部发育沿江分布的断裂带以及北西向断裂(图1)(瞿泓滢等，2012a)。鄂东南地区NWW向褶皱和断裂为本区最主要的控矿构造，近南北向褶皱和断裂发育较差。该区岩浆岩主要为燕山期，与铜铁矿产有关的多期次侵入的复式岩体规模不等，其中主要的自北向南依次有程潮、铁山、金山店、鸡冠嘴、铜绿山、铜山口等岩体(丁丽雪等，2013)(图1)。

该区重要的矿床类型和典型矿床包括：“大冶式”大型高品位矽卡岩型铁矿床(如铁山、金山店、程潮)、斑岩—矽卡岩型铜钼矿床(铜山口和丰山洞)、矽卡岩型铜金矿床(鸡笼山、鸡冠嘴)、矽卡岩型铜钨矿床(阮家湾)和全国最大的矽卡岩型铜矿床(铜绿山)，这些矿床均属于与燕山期中酸性侵入岩有关的成矿系列。区内的构造变形主要由印支—燕山期构造运动所形成，印支期形成一系列褶皱束和叠瓦式的逆冲滑覆构造带，主要表现为NWW向至EW向走向的弧形褶皱及逆冲断裂，上覆以滑片；燕山期形成NNE向的隆坳带，叠加褶皱、断裂，并缀以箕式盆地(瞿泓滢等，2012b)。

3 矿床地质特征

大冶铁山铁矿床位于燕山期铁山岩体南缘中段的接触带上，与下三叠统大冶群的大理岩或白云质大理岩接触断裂复合，NWW向断裂接触带是大冶铁矿的主要控矿构造。矿床由6个矿体组成，从东至西依次为尖山、狮子山、象鼻山、尖林山、龙洞、铁门坎等矿体，走向NWW，总长4300m，其中尖林山矿体为盲矿体(图2)。矿体沿接触带展布，产状随接触带的转折而变化。

图1 长江中下游成矿带区域地质略图(据谢桂青等，2008a，修改)Fig. 1 Sketch map of main metallogenic provinces and deposits in the Middle and Lower Yangtze River mineralization belt(modified after Xie et al., 2008a) XGF-襄樊-广济断裂；YCF-阳新-常州断裂；TLF-郯庐断裂 XGF-Xiangfan-Guangji fault; YCF-Yangxin-Changzhou fault; TLF-Tanlu fault

铁山岩体是燕山期多期次岩浆活动形成的复式岩体(钱晶等，2013)。铁山岩体的岩性主要为中细粒含石英闪长岩、中粒黑云母透辉石闪长岩、正长闪长岩和斑状含石英闪长岩。石英闪长岩由斜长石、钾长石、石英、角闪石、黑云母以及磷灰石、榍石、磁铁矿等组成。

围岩蚀变主要有矽卡岩化、钠化、钾化、碳酸盐化、绿泥石化和蒙脱石化等，前三种蚀变与矿化关系密切，且在黑云母透辉石闪长岩分布地段发育较强烈(薛清波等，2006)。矿床范围内多数地段矿体与围岩呈截然接触，仅在黑云母透辉石闪长岩地段出现矿体与围岩的渐变浸染状矿石带(石准立等，1983)。

矿石结构主要有网脉状结构、溶蚀边结构、镶边结构、共结边结构等。矿石构造类型主要为块状磁铁矿矿石，其次为角砾状浸染状磁铁矿矿石。金属矿物主要有磁铁矿、黄铁矿、磁黄铁矿、黄铜矿、闪锌矿、铜蓝、斑铜矿等，非金属矿物主要有石榴子石、透辉石、钠长石、绿帘石等。

图2 铁山铁矿床地质略图(据薛清泼等，2006，修改)Fig. 2 Geological map of the Tieshan iron deposit (modified after Xue et al., 2006) 1-第四系；2-大冶群七段白云质大理岩; 3-大冶群六段白云质大理岩; 4-大冶群五段大理岩; 5-大冶群四段含角岩条带大理岩; 6-大治群三段含石榴石条带大理岩; 7-大治群二段含角岩条带大理岩; 8-大治群一段泥质灰岩; 9-硅质岩、角岩; 10-含石英闪长岩; 11-正长闪长岩; 12-辉石闪长岩; 13-中细粒含石英闪长岩; 14-闪长玢岩; 15-煌斑岩; 16-花 岗斑岩; 17-矽卡岩; 18-矿体; 19-断层；20-采样点 1-Quaternary;2-dolomitic marble(T1d7); 3-dolomitic marble(T1d6); 4-marble(T1d5); 5-brecciated strip marble(T1d4); 6-garnet bearing strip marble(T1d3); 7-brecciated strip marble(T1d2); 8-argillaceous limestone(T1d1); 9-silicalite,hornstone;10-quartz bearing diorite;11-syenodiorite;12-augite diorite;13-medium fine grained quartz diorite;14-diorite-porphyrite;15-lam prophyre;16-granite porphyry;17-skarn;18-ore body;19-fault；20-sample site

4 样品采集及测试方法

本次研究样品采自铁山铁矿床象鼻山和尖山两个矿段，共计4件样品，其中采自象鼻山矿段样品2件(TS2、TS5)，采自尖山矿段样品2件(TS10、TS17)。象鼻山和尖山磁铁矿样品均为致密块状构造。室内岩相学、矿相学观察，发现在磁铁矿矿石中可见磁铁矿交代透辉石矽卡岩，说明磁铁矿形成于矽卡岩之后，这种矽卡岩为含矿矽卡岩。另外，在中细粒含石英闪长岩和黑云母辉石闪长岩体内，沿裂隙亦有矽卡岩发育，呈脉状、网脉状，主要矿物有钙铁榴石、钙铝榴石、透辉石、金云母等，磁铁矿矿化非常微弱，从空间上与主矿体不相邻，故称为不含矿矽卡岩(赵爱醒等，1990)。

主量元素测试在中国地质大学地质过程与矿产资源国家重点实验室(GPMR)的EPMA实验室完成，电子仪器型号为日本JXA-8100，工作加速电压15kV，电流20nA，分析束直径为10 μm，寻峰时间为10s。微量元素分析在国家地质实验测试中心完成，采用激光剥蚀电感耦合等离子质谱仪(LA-ICP-MS)，使用仪器为Thermo Element II等离子质谱仪，激光剥蚀系统为New Wave UP-213，实验采用He作为剥蚀物质的载气，激光波长213 nm，束斑40 μm，脉冲10 Hz，能量0.176 m/J，密度 23～25 J /cm2，测试过程中首先遮挡激光束，进行空白背景采集15 s，然后进行样品连续剥蚀采集45 s，停止剥蚀后继续清扫15s清洗进样系统，单点测试分析时间75 s。

5 磁铁矿矿物元素地球化学特征

5.1 矿物化学组成特征

通过电子探针测试(表1)，可知象鼻山和尖山矿段磁铁矿均富含MgO，贫TiO2。象鼻山MgO的含量明显高于尖山MgO的含量，象鼻山wMgO=1.456%～3.393%,平均2.425%，尖山wMgO=0.298%～1.945%，平均1.122%。象鼻山矿段MgO含量高可能与该矿段围岩为白云质灰岩有关，当热液流经围岩时，与围岩发生交代作用，将围岩中的Mg2+萃取到成矿流体中并发生运移，使成矿流体中的Mg2+含量升高，进而发生磁铁矿沉淀时使得磁铁矿中MgO含量升高。象鼻山磁铁矿wNa2O= 0.002%～0.044%，含量低且变化范围大，而尖山磁铁矿wNa2O = 0.015%～0.166%，其含量明显高于象鼻山且变化范围相对集中。象鼻山磁铁矿wK2O = 0.002%～0.044%，尖山磁铁矿wK2O = 0.018%～0.122%。

由此而知，铁山铁矿床的磁铁矿中Na2O和K2O的低含量，表明铁山岩体中可能存在碱性长石的晶出，造成成矿流体中Na2O和K2O的含量较低。通过对铁山矿床主量元素的对比研究，发现象鼻山和尖山矿段的磁铁矿的主量元素存在显著差别(图3)，这与不同矿段的成矿作用是否有关？如何相关？这些将在后文论述。

前人研究表明，磁铁矿可以形成于各种地质环境中，其化学成分的变化对磁铁矿地球化学形成过程有着重要的指示意义。因此，前人通过对磁铁矿单矿物化学分析数据进行统计，建立了磁铁矿的MgO-TiO2-Al2O3成因图解(图4)。

铁山铁矿床磁铁矿在TiO2-Al2O3-MgO成因图解中(图4)，主要集中于Ⅶ、Ⅷ、Ⅸ、Ⅺ区域。象鼻山磁铁矿由于相对富MgO低TiO2，均处于镁矽卡岩型成因区域；尖山磁铁矿集中分布于热液型和过渡型区域，这与镜下观察发现尖山矿段样品出现轻微赤铁矿化相吻合。同时，前人研究表明，在尖山矿段近矿的大理岩中，发现了大量熔融包裹体，并且发现熔融包裹体的大理岩中存在一些具有岩浆性质的地质证据(汪劲草等，2006)，由此我们推测形成尖山磁铁矿的流体可能部分与幔源岩浆有关。尖山磁铁矿的成因可能是早期岩浆贯入与后期热液接触交代复合型。在石英-硫化物期，尖山磁铁矿经后期热液叠加改造，致使大量黄铜矿、黄铁矿等叠加在早期磁铁矿成矿阶段之上，多呈斑点状散布于块状磁铁矿中，这与野外采集标本时所发现尖山矿段的磁铁矿矿石中含有较多硫化物现象相一致。

5.2 矿物微量化学组成特征

铁山铁矿床磁铁矿中Nb和Ta，Hf和Zr均具有明显的正相关关系(图5a，5b)。Nb和Ta在金红石中是高度相容元素，在岩浆结晶分异过程中Nb和Ta会优先进入金红石的晶格中，而铁山铁矿床中Ta的低含量并非是由于幔源岩浆中金红石的结晶分异造成的，因为在铁山铁矿床微量元素蛛网图上并没有显示Ta的负异常，而是正异常(图6)，因此可以排除由于金红石结晶分异作用而造成在成矿流体中Ta含量低的可能性，而Ta的正异常则可能与幔源岩浆的复杂演化有关。

象鼻山和尖山高场强元素Zr、Hf、Nb、Ta的含量变化较小(图5a，5b)。w(Sn)为(2.257～7.577)×10-6，w(Ga)为(2.407～17.955)×10-6(表2)，象鼻山和尖山不同矿段样品的亲硫元素组合Zn、Ge含量值差异较大(图7)，从象鼻山到尖山矿段w(Zn)为(168.425～379.965)×10-6，平均值为274.195×10-6；w(Ge)为(4.761～8.046)×10-6，平均值为6.404×10-6，w(Ni)为(8.038～53.686)×10-6，平均值为30.862×10-6。象鼻山磁铁矿中V的平均含量为128.954×10-6；尖山磁铁矿中V的平均含量为168.678×10-6。在亲铁元素组合中，V的含量明显高于其它亲铁元素含量(图7)，这与V经常以类质同象形式存在于磁铁矿中有关。

图3 铁山铁矿床磁铁矿主量元素成分特征Fig. 3 Binary plots of major elements in magnetite from Tieshan iron deposit

图4 磁铁矿TiO2-Al2O3- MgO成因分类图解(底图据应立娟等, 2006)Fig. 4 TiO2-Al2O3-MgO magnetite genetic classification diagram(after Ying et al., 2006) Ⅰ-花岗岩区；Ⅱ-玄武岩区；Ⅲ-辉长岩区；Ⅳ-橄榄岩区；Ⅵ-金伯利岩区；Ⅶ-热液型及钙矽卡岩型(虚线以上主要为深成热液型，以下为热液型及矽卡岩型)；Ⅷ-热液型，镁矽卡岩型；Ⅸ-沉积变质，热液叠加型；X-碳酸盐岩区；Ⅺ-过渡区；V1-角闪岩区；V2-闪长岩区 Ⅰ-granite; Ⅱ-basalt; Ⅲ-gabbro; Ⅳ-peridotite; Ⅵ-kimberlite; Ⅶ -hydrothermal Ca-skarn(the dotted line above is katathermal solution origin, the dotted line below is hydrothermal and skarn origin); Ⅷ-hydrothermal origin, Mg-skarn origin; Ⅸ-diagenetic megamorphism, hydrothermal overprited; X-carbonate; Ⅺ-transition; V1-am- phibolite; V2-diorite

图5 铁山铁矿床磁铁矿微量元素特征Fig. 5 Binary plots of trace elements in magnetite from the Tieshan iron deposit

图6 铁山铁矿床磁铁矿微量元素蛛网图(标准化值据Thompson,1982)Fig. 6 Spider diagram of trace elements in magnetite from the Tieshan iron deposit (normalized values after Thompson, 1982)

Dupuis和Beaudoin利用磁铁矿的(Ca+Al+Mn)-(Ti+V)，进行了磁铁矿的成因分类图解(图8)。图上可知，铁山铁矿床主要集中于矽卡岩型矿床成因区域。但有两个点落到矽卡岩矿床区域之外，主要是因为象鼻山矿段的围岩是白云质灰岩,具高Mg低Ca的特点(wCaO= 0.001%～0.199%,wMgO=1.456%～3.393%)。在接触双交代过程中，象鼻山成矿流体中Al(wAl2O3= 0.147%～0.505%)、Fe、Si向外迁出，围岩中Ca 、Mg向成矿流体方向迁入，致使象鼻山达到平衡状态的成矿溶液中Ca+Al+Mn的含量较之尖山而言，整体含量偏低(图8)。铁山磁铁矿具有高V低Ti的特点，微量元素w(V)为(16.431～241.476)×10-6，w(Ti)为(0.019～0.024)×10-6。研究表明岩浆成因高钛磁铁矿的TiO2的含量大于4.5%(林师整，1982)，岩浆成因磁铁矿Ti和V含量具有显著正相关关系。尽管在微量元素蛛网图上象鼻山和尖山磁铁矿中的高场强元素Ti具备明显负异常特征，但蛛网图上Ta却显示正异常，因此可以进一步排除幔源岩浆中金红石的结晶分异使Ti进入其晶格内，而造成成矿流体中低Ti的可能性。经研究发现，铁山铁矿床尖山磁铁矿中Ti4+与Fe3+呈显著负相关关系(图9a)，尖山磁铁矿低Ti的真正原因可能是磁铁矿中的Ti4+与Fe3+发生类质同象作用的结果。象鼻山磁铁矿同样具有高V低Ti特征，但图9a上象鼻山磁铁矿中Ti4+与Fe3+相关性不显著，表明象鼻山磁铁矿Ti的低含量并非是Ti4+与Fe3+发生类质同象作用的结果，其真正原因可能是象鼻山磁铁矿Ti4+与Mg2+之间发生类质同象作用的结果(图9b)。前人通过对铁山铁矿床各矿段δS34以及Rb/Sr同位素等时线计算等方法证明了成矿物质来源于地幔；尖山矿体δO18≈5.7‰，象鼻山矿体δO18=6.09‰～8.8‰，两者δO18变化不大，说明象鼻山和尖山矿体具有相同的物质来源(陈运轩，1997)。此外，象鼻山和尖山磁铁矿的高场强元素Zr、Hf、Ta整体含量变化范围较小，且其较小的变化具有连续紧密的线性关系。高场强元素的较小变化以及Ti元素的相对稳定，表明象鼻山和尖山磁铁矿具有一致的成矿物质来源。

在铁山铁矿床磁铁矿微量元素蛛网图上(图6)，象鼻山和尖山磁铁矿的微量元素分布型形式基本相似。表现为Ti、P、Ba等元素强烈负异常，大离子亲石元素Rb及高场强元素Ta、Hf出现强烈正异常。大离子亲石元素Sr在斜长石中表现为高度相容性，若岩浆在结晶分异过程中有大量斜长石晶出，微量元素蛛网图上会表现出Sr明显负异常，然而铁山铁矿床磁铁矿并未出现Sr的负异常(图6)，象鼻山磁铁矿Rb/Sr值为0～0.4，Sm/Nd值为0.1～0.9；尖山磁铁矿Rb/Sr值为0.05～0.35，Sm/Nd值为0～0.8。因此，铁山铁矿床磁铁矿具有低Rb/Sr比值、低Sm/Nd比值，且变化范围小的特点(表2、表3)，反映了成矿流体中Sr和Nd含量均较高，因而可以进一步排除岩浆结晶分异过程中存在大量斜长石晶出的可能性，结合微量元素球粒陨石标准化丰度图上Eu的微弱负异常特征(图10)，可以推断铁山铁矿床成矿热液演化分异过程中只可能出现少量斜长石的晶出。

表2 铁山铁矿床磁铁矿样品微量元素测试成分特征表(×10-6)Table 2 Trace elements analysis of magnetite from the Tieshan iron deposit (×10-6)

5.3 矿物稀土元素特征

稀土元素测试结果见表3，象鼻山磁铁矿w(ΣREE)为(1.458～4.284)×10-6，尖山磁铁矿w(ΣREE)为(6.283～6.396)×10-6，尖山磁铁矿稀土元素总量明显高于象鼻山磁铁矿。象鼻山和尖山磁铁矿均表现为轻微右倾型(图10)，表明磁铁矿富集轻稀土(LREE)。LREE/HREE值在3.239～12.279之间，轻、重稀土元素间均发生了分馏作用，表现为(Gd/Yb)N=0.202～0.831，(La/Yb)N=2.138～7.104。象鼻山磁铁矿样品TS2和TS5的Eu异常表现不一致，而尖山矿段采集的两件磁铁矿样品Eu均表现负异常(Eu/Eu*=0.830～0.817)，其原因可能是岩浆结晶分异过程中有少量斜长石晶出造成的。此外，象鼻山磁铁矿表现轻微Ce负异常，Ce/Ce*为0.486～0.937，尖山磁铁矿Ce/Ce*为0.882～0.985(表3)。

表3 铁山铁矿床磁铁矿样品稀土元素含量(×10-6)Table 3 Rare earth element contents of magnetite from the Tieshan iron deposit (×10-6)

象鼻山磁铁矿LREE/HREE为3.239～5.570，(Gd/Yb)N为0.202～0.831，(La/Yb)N为2.138～3.169，Eu/Eu*为0.550～0.959，表明轻稀土元素比较富集、重稀土内部分馏度比较高、总体上呈向右倾的稀土配分模式。铁山磁铁矿重稀土元素Er、Tm、Yb、Lu等的亏损程度较低(图10)，造成轻、重稀土元素虽发生分馏，但分馏程度相对较低。赵劲松等(2007)认为，Eu异常的峰值越高，则氧化程度越强。而象鼻山磁铁矿TS5中Eu出现负异常，反映了氧逸度较低，还原程度较强的地质环境。而象鼻山矿段样品TS2未显示Eu负异常，其原因可能是受不同期次后期热液叠加改造的影响，掩盖了早期岩浆热液中Eu负异常的结果。国外有关学者研究表明，高温条件是决定成矿流体中是否出现Eu正异常的重要条件，而象鼻山和尖山矿段的大部分磁铁矿均显示Eu负异常。一般认为在成岩成矿过程中，随着温度的降低，磁铁矿都是从高Ti到低Ti方向演化，而象鼻山和尖山磁铁矿的Ti表现出不同程度的负异常(图6、图9)，这些都表明了象鼻山磁铁矿可能是在中低温条件下成矿。尖山磁铁矿为岩浆—热液接触交代复合型矿床，因此尖山磁铁矿可能是在高温向中温转换阶段成矿。

图7 铁山铁矿床磁铁矿微量元素变化曲线图Fig.7 Curves of trace elements of magnetite from the Tieshan iron deposit

图8 磁铁矿(Ca+Al+Mn)-(Ti+V)成因分类 图解(底图据Dupuis et al.，2011)Fig. 8 (Ca+Al+Mn)-(Ti+V) magnetite genetic classi- fication diagram (base diagram from Dupuis et al.，2011)

图9 铁山铁矿床磁铁矿Ti4+-Fe3+-Mg2+变化趋势图Fig. 9 Trend diagrams of trace elements in magnetite from the Tieshan iron deposit

Ce属于变价元素，分别有Ce3+和Ce4+两种价态，在还原条件下，Ce可呈Ce3+，并以Ce3+的形式释放到水体中，形成Ce的负异常。象鼻山磁铁矿TS2出现Ce负异，表明了TS2曾长期处于还原环境，这与象鼻山磁铁矿TS5中Eu负异常所表明的结果相一致，都反映了象鼻山磁铁矿的形成初期处于还原状态。丁振举等(2003)认为矿石中Ce的相对亏损，也是成矿热液中Ce相对亏损的表现，这是由于海水的加入引起的。象鼻山和尖山磁铁矿普遍出现Ce负异常现象(表3)，表明铁山磁铁矿成矿流体中海水的加入可能与中生代晚侏罗至早白垩纪古太平洋板块的俯冲作用有关。尖山磁铁矿(La/Sm)N为5.202～7.724，较象鼻山磁铁矿轻稀土元素组内分异作用更为强烈，尖山磁铁矿重稀土内部发生分异,(Gd/Yb)N为0.514～0.653。尖山磁铁矿w(ΣREE)为12.679×10-6，LREE/HREE为9.464～12.279，(La/Yb)N为7.038～7.104，Eu/Eu*为0.817～0.830，反映轻稀土元素比较富集，轻、重稀土之间的分馏程度相对较低，与象鼻山磁铁矿轻、重稀土分馏成因模式一致。象鼻山和尖山磁铁矿具有相似的稀土元素配分模式，表明两矿体具有相同的地质构造背景和成矿物质来源。

6 讨论

6.1 成矿物质来源

铁山铁矿床位于长江中下游成矿带，磁铁矿中稀土元素Ce普遍具负异常(表3，图10)，当成矿过程处于缺氧环境时，Ce被活化并以Ce3+的形式释放到水体中，导致矿化沉积物中呈Ce的负异常(De Baaretal.,1985; 杨兴莲等，2008；曾红等，2014)。铁山磁铁矿Ce的普遍负异常可能与海水加入有关，从微量元素地球化学角度佐证了前人研究认为的中生代古太平洋板块高速斜向俯冲到大陆板块之下(董树文等，2011；周涛发等，2012；常印佛等，2012)，进而引发玄武岩浆底侵作用。当太平洋板块俯冲到一定深度，由于温度和压力的逐渐增大，下插洋壳过渡为榴辉岩相，榴辉岩中常含有金红石，而金红石高度富集Nb、Ta、Zr、Hf、Ti等元素(Zacketal,2002; 陈振宇等，2006)，但由于榴辉岩拆沉与软流圈地幔上升的相向运动造成巨厚榴辉岩外缘发生部分熔融并混入软流圈地幔中，同时，榴辉岩边缘的部分金红石可能发生部分熔融而进入上升软流圈地幔中，造成早期成矿流体中具有相对较高的Ta、Zr、Hf、Ti含量。但是Ta、Zr、Hf、Ti作为高场强元素(HFSE)，在流体中的地球化学行为具有高度的一致性(刘勇胜等，1998；高长贵等，2008)。而铁山铁矿床磁铁矿中却出现了Ta、Zr、Hf与Ti解耦的现象(图6)，经磁铁矿矿物元素相关性分析发现造成高场强元素解耦的原因在于虽然早期成矿流体中也含有较高的Ti含量，但在铁山铁矿床成矿流体运移过程中高Ti成矿流体中Ti4+与Fe3+、Ti4+与Mg2+之间发生了类质同象作用，致使后期成矿流体中的Ti含量大大降低(图9)。这也就不难解释本应具有一致活动性的高场强元素Ta、Zr、Hf与Ti之间会发生解耦的原因了。

图10 铁山铁矿床磁铁矿稀土元素球粒陨石 标准化配分模式图(标准化值据Sun and McDonough, 1989)Fig. 10 Chondrite-normalized REE patterns in magnetite from the Tieshan iron deposit (Chondrite values after Sun and McDonough, 1989)

鄂东南地区中酸性侵入岩中经常发育有中基性的岩石包体(马昌前,1994; 谢桂青等，2008b；瞿泓滢等,2012d)，表明中酸性岩浆侵位时普遍存在幔源岩浆活动。中基性包体与中酸性寄主岩的母岩浆为高温岩浆，同样表明该地区高温岩浆可能是底侵的幔源玄武质岩浆加热、熔融下地壳的产物。结合前人通过对鄂东南矿集区地层及岩相条件研究发现，地层为矿床提供成矿物质的潜力不大(周涛发等，2000；谢桂青等，2013)，同时，根据岩浆岩和矿石稀土配分模式、同位素及岩浆黑云母化学参数特征判断，成矿物质来源与岩浆源密切相关(王瑜等，2007)，地球化学模型也显示鄂东南地区侵入体发生同化混染作用，混有2%～3%的下地壳物质(Xieetal., 2008)。因此铁山铁矿床成矿物质的主要来源为古太平洋板块俯冲诱发的壳幔相互作用下形成的中酸性岩浆。

6.2 成矿构造环境

鄂东南矿集区侵入岩是成矿物质的主要来源，但其成因和构造背景的研究较为薄弱，长江中下游地区在中生代晚侏罗至早白垩纪期间经历了重要的构造体制转换，主构造格局由近EW向转换为NE-NNE向(任纪舜等，1999；周涛发等，2008)。很多学者强调，中生代大规模的火山-侵入作用和成矿作用主要发生在大陆伸展-地壳减薄期，长江中下游地区成矿带是由于受到古太平洋板块俯冲作用的影响(李文达等，1998；陈江峰等，2005)，而导致区内岩浆作用和成矿作用的发生。但也有学者认为长江中下游地区中生代岩浆活动与古太平洋板块的俯冲无关(王元龙等，2001；Wangetal.,2006)。对鄂东南矿集区中生代成矿构造环境的演化过程大致有三种观点：(1) 由于增厚下地壳拆沉作用而引发玄武质岩浆与地幔橄榄岩反应生成成矿岩浆(Athertonetal.,1993;张旗等，2001a; Xuetal.2002)。(2) 古太平洋洋壳俯冲到大陆板块之下，进而熔融交代地幔楔而形成成矿岩浆(Defantetal., 1990)。(3) 古太平洋洋壳俯冲到深部产生榴辉岩相变而诱发拆沉作用，进而诱发壳幔相互作用(Lietal.,1993;Castilloetal., 1999；毛景文等，2003)。

实验岩石学表明玄武质下地壳部分熔融形成的岩浆通常具有高Na2O(>4.3%)(Rappetal.,1995), 而铁山成矿岩体主量元素Na2O含量的变化范围较大(2.50%～6.53%)(Xieetal., 2008)。此外，拆沉下地壳上升过程中与地幔橄榄岩交代所产生的埃达克岩具有较高MgO、Cr和Ni含量，如华北板块源于拆沉下地壳的埃达克岩具有高MgO(平均3.7%，可高达5.7%)、Cr(127×10-6～402×10-6)和Ni(82×10-6～311×10-6)(Gaoetal.,2004)。然而铁山侵入岩体(MgO=0.09%～2.19%；Cr=2.93×10-6～87.8×10-6;Ni=2.47×10-6～52.5×10-6)(Xieetal., 2008),明显与拆沉下地壳形成的埃达克岩的性质不同。此外，大规模的下地壳增厚多仅见于碰撞造山作用，主要发生在碰撞造山带(陈亮，1998)，长江中下游地区早三叠纪之前一直为一个持续发育的坳陷槽，连续接受浅海相碳酸盐和碎屑岩沉积。扬子克拉通与华北克拉通在238～218Ma之间碰撞对接，强烈的陆内碰撞造山作用便已开始(李曙光等，1997；Rowleyetal.,1997;宋传中等，2010)，而包括鄂东南矿集区在内的长江中下游成矿带大规模的岩浆侵入活动发生在140Ma左右，若是由增厚下地壳拆沉诱发底辟玄武质岩浆与地幔橄榄岩反应，那么从碰撞拆沉到岩浆侵入的时间间隔不会长达80～100Ma之久。因此，元素地球化学方面的证据显示鄂东南地区侵入岩不太可能直接由拆沉下地壳部分熔融而成，因此第一种观点存在的可能性不大。笔者认为第二种观点也有待商榷，原因在于若是由俯冲洋壳交代地幔楔而提供了主要成矿物质来源，则具交代特征的地幔楔应该表现为富集大离子亲石元素的特征，由于成岩成矿过程具有继承性，而铁山象鼻山和尖山两矿段的磁铁矿样品中除Rb外，其它大离子亲石元素均未呈现正异常，因而不太可能是交代地幔楔熔融的结果。第三种观点有其可取之处，长江中下游成矿带位于扬子克拉通北缘，但其成矿地球动力学与华北克拉通基本一致(Lietal., 2003;毛景文等，2003a)。当洋壳下插到陆壳之下，俯冲洋壳极有可能在高温高压条件下由角闪岩相过渡为榴辉岩相。当然,古太平洋板块俯冲相变为榴辉岩进而拆沉的观点仅是初步认识，今后需要进一步的地质、地球化学和地球物理资料的支持。

晚侏罗世至早白垩世期间，古太平洋板块俯冲至大陆板块之下100～120 km左右，发生脱水并释放出大量热(毛建仁等，1990)。根据二辉石温压计计算辉石闪长岩的平衡温度和压力分别为1108～1167℃和3～3.6Gpa(陶奎元等，1998)，由于温度和压力的骤然增大，俯冲的部分洋壳逐渐过渡为榴辉岩相。榴辉岩的密度(ρ=3.43g/cm3)较之上地幔橄榄岩密度(ρ=3.2g/cm3)大，由于密度大重力不稳的原因有可能使下插洋壳发生拆沉作用(曾融生等，1996；高山等，2002)。之后软流圈地幔的上升使长江中下游构造动力体制由挤压向拉张环境转换(周涛发等，2008；常印佛等，2012)。当古太平洋板块继续向大陆板块之下进行俯冲时，由于受到板片拉力作用的影响，会使前缘板片拉断并发生板片撕裂形成板片构造窗，其形成为软流圈地幔上升置换岩石圈地幔开辟了空间。软流圈地幔上升过程中会汲取大洋板片的脱水和释放的热量，并在上升减压过程中发生较高程度的部分熔融作用，壳幔相互作用剧烈。因此，古太平洋板块的俯冲为软流圈能够发生较高程度的部分熔融提供了重要的水和热量来源，增强了壳幔相互作用的强度，加速了陆壳伸展和裂解作用的发生，岩浆继续上侵使下地壳发生部分熔融，形成壳幔混熔型岩浆并逐渐向中酸性岩浆演化。

6.3 对区域成矿的指示

近年来，研究表明鄂东南矿集区的成矿年龄与长江中下游铁铜金成矿带的成矿年龄相似，毛景文等(2004)测得铜陵等矿集区辉钼矿样品的Re-Os年龄，认为长江中下游地区Cu-Mo-Au(Fe)矿床形成于134.7±2.2Ma～143.7±l.6Ma之间。金山店石英闪长岩LA-ICP-MS锆石U-Pb年龄加权平均值为128.6±0.88Ma，铁山石英闪长岩LA-ICP-MS锆石U-Pb年龄加权平均值为138.9±0.96 Ma。两大成矿区在成矿时代上表现出极为相似的等时性，可能是古太平洋板块向亚欧大陆俯冲过程中，由于俯冲板片撕裂，导致软流圈沿裂开处上涌，以至于发生壳幔相互作用。因而，长江中下游成矿带从西向东出现5个花岗岩集中区和与之有关的铜多金属矿化区，依次为鄂东南矿集区、九瑞矿集区、安庆贵池矿集区、铜陵和宁芜矿集区。研究表明，鄂东南地区矽卡岩铁矿床和长江中下游地区矽卡岩型铜多金属矿床为同一期成矿事件，整理已有的矿床高精度测年结果表明长江中下游地区存在两期重要的成矿事件，时代集中于132～145Ma和123～125Ma(Xieetal.，2007)，但成矿地球动力学背景需要进一步研究。因此，通过对长江中下游多个矿集区的成矿时代和成矿规律的总结，有利于在长江中下游多金属成矿带中通过相似类比的方法，寻找地质构造背景相似的同种矿床类型。同时，也有利于通过矿床地质特征求异的方法寻找新的矿床类型。

7 结论

通过对铁山铁矿床磁铁矿样品的野外系统采集到室内镜下矿石组构的观察和研究，综合铁山铁矿床各矿段磁铁矿的主微量和稀土元素地球化学特征分析，可初步得到如下认识：

(1) 铁山铁矿床象鼻山和尖山磁铁矿成因类型存在差异：象鼻山磁铁矿为镁矽卡岩型铁矿，Ti4+与Mg2+发生类质同象作用；尖山磁铁矿为岩浆—热液接触交代复合型矿床，Ti4+与Fe3+发生类质同象作用。结合象鼻山和尖山磁铁矿不同成因类型，可以初步推断象鼻山磁铁矿可能是在中低温条件下成矿，而尖山磁铁矿可能是在高温向中温过渡阶段成矿。

(2) 中生代晚侏罗-早白垩纪古太平洋板块的俯冲引发软流圈地幔上升，大洋板片的撕裂及构造窗的形成为软流圈地幔上升置换岩石圈地幔开辟了空间，进而引发强烈的壳幔相互作用，形成壳幔混熔型岩浆，并在其向中酸性岩浆演化过程中形成了成矿物质的主要来源。

(3) 长江中下游多金属成矿带的形成与中生代中国东部构造体制转换密切相关，软流圈地幔上升过程中汲取大洋板片的脱水和释放的热量，并在上升减压过程中发生较高程度的部分熔融作用，壳幔相互作用剧烈。因此，古太平洋板块的俯冲为软流圈能够发生较高程度的部分熔融提供了重要的水和热量来源，增强了壳幔相互作用的强度，加速了陆壳伸展和裂解作用的发生。

(4) 铁山铁矿床磁铁矿中出现Ta、Zr、Hf与Ti解耦的原因在于铁山铁矿床成矿流体运移过程中高Ti成矿流体中Ti4+与Fe3+、Ti4+与Mg2+之间发生了类质同象作用，致使后期成矿流体中的Ti含量大大降低，因此会出现高场强元素之间的解耦现象。

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Geochemical Characteristics of Magnetite Elements in the Tieshan Iron Deposit in Southeastern Hubei Province and Geological Implications

WANG Wei1, WANG Min-fang1,2, GUO Xiao-nan1, WEI Ke-tao3, KE Yu-fu3, HU Ming-yue4, LIU Kun1

(1.FacultyofEarthResources,ChinaUniversityofGeosciences,Wuhan,Hubei430074;2.StateKeyLaboratoryofGeologicalProcessesandMineralResources,ChinaUniversityofGeosciences,Wuhan,Hubei430074;3.TheFirstGeologicalBrigadeofHubeiGeologicalBureau,Daye,Hubei435100;4.NationalResearchCenterforGeoanalysis,Beijing100037)

During Mesozoic, eastern China mainland experienced a transformation from compression to extension, which provided space and channels for migration of intermediate-acid magma. Therefore, metallogenesis of the Tieshan iron deposit in southeastern Hubei Province has close relationship with the intermediate-acid intrusion of the Middle-Late Yanshanian period in such a dynamic setting. Many researchers have studied geological characteristics, ore-forming fluid and ore-controlling structures of this iron deposit. However, their results on metallogenic material sources, genesis of the deposit, temperature of ore-forming fluid and the subduction model of the Pacific plate lack support of geochemical evidence. Based on detailed data of metallogenic geological background and previous work about petrological and geochemical evidence of the Tieshan iron deposit, this work performed in situ electron microprobe and LA-ICP-MS analysis of the magnetite elements in this area. The resultant geochemical characteristics of magnetite show that this iron deposit involves Mg-Skarn and magmatic-hydrothermal polygenetic genesis types. Its metallogenetic materials mainly emanated from mixed magma of crust and mantle. These insights provide new geochemical evidence for further elucidating the metallogenetic regularities of Fe-Cu deposits in southeastern Hubei Province.

magnetite, geochemistry, metallogenic material sources, Tieshan iron deposit

2014-05-26;[修改日期] 2015-01-01[[责任编辑]陈伟军。

国家自然科学基金面上项目(项目编号41272097)、地质过程与矿产资源国家重点实验室开放课题(GPMR201006)、中央高校基本科研业务费专项资金(项目编号CUG120702)、中国地质大学(武汉)教学实验室开放基金项目(项目编号SKJ2014010)联合资助。

王伟(1989年—)，男，硕士研究生，矿产普查与勘探专业。E-mail: yt6757212@126.com。

王敏芳(1980年—)，女，副教授，硕士生导师，现从事矿床学教学和研究工作。 E-mail: wang_minfang@163.com。

P618.31

A

0495-5331(2015)03-0451-15