山东齐河—禹城地区李屯富铁矿床地球化学特征及地质意义

沈立军朱裕振王怀洪李双高志军张心彬周明磊

1)山东省煤田地质规划勘察研究院,中国地球物理学会煤田地球物理重点实验室,山东省煤炭资源数字化工程技术研究中心,济南,250104;

2)山东省地质调查院,济南,250014

内容提要:李屯铁矿为近年在山东省齐河—禹城地区发现的隐伏富磁铁矿床,为空白区地质找矿新发现。 本文通过详细野外调查、室内镜下观察及地球化学分析测试,对矿床地质、地球化学特征进行了系统研究,初步揭示矿床成因。 磁铁矿体赋存于李屯岩体与石炭纪—二叠纪地层接触带附近的砂泥岩地层内。 李屯铁矿中岩体微量元素分配模式具有较好的一致性,均不同程度地富集Rb、Ba、Sr 等大离子亲石元素,亏损Zr、Nb、Ta 等高场强元素,磁铁矿石中富集大离子亲石元素Sr,亏损K;高场强元素富集U、P、Hf、Ta,亏损Nb、Ti。 岩体与磁铁矿石稀土元素均表现出轻稀土富集、重稀土亏损的右倾型配分模式。 李屯铁矿形成于岩石圈大规模快速减薄期,成矿构造背景应为板块伸展扩张环境。 李屯岩体的岩浆来源为壳幔混源,尖晶石相二辉橄榄岩发生部分熔融产生的的岩浆熔体;成矿物质来源于深源岩浆及其形成的岩浆岩。 磁铁矿成矿与李屯岩体关系密切,矿床成因类型应是接触交代型矽卡岩铁矿床。

李屯铁矿床位于山东省西北部齐河—禹城地区,该矿床发现于2015 年,在厚覆盖层下揭露单层厚度近99 m 的富磁铁矿,取得了铁矿找矿空白区重大新发现(张增奇等,2016;朱裕振等,2018);近年随勘查工作推进,李屯及南部大张、潘店等地区深部找矿不断取得新进展,指示了该区良好的找矿前景(吴成平等,2019, 2020),有望成为鲁西地区继莱芜张家洼、淄博金岭后又一富铁矿基地。

鲁西地区作为我国重要的接触交代型铁矿成矿区带(李厚民等,2012),也是国内少有的具大型富磁铁矿的地区之一(赵一鸣,2013),前人针对鲁西莱芜张家洼、淄博金岭等矿床开展了较多的研究工作(费详惠等,2014;韩鎏,2014;李洪奎等,2016;于学峰等,2016;金子梁,2017),但由于李屯富铁矿床为近年新发现,针对该矿床的研究工作相对较少,自发现以来,仅郭延明等(2017)探讨了地面高精度磁在区内富铁矿勘查中的应用效果;朱裕振等(2018,2019)分析了李屯地区地质、地球物理特征,探讨了成矿潜力,应用磁法三维反演进一步圈定了找矿靶区;沈立军等(2020)对矿区深部控矿岩体地质特征进行了初步探讨。

以往研究工作主要集中于地球物理找矿方法方面,矿床及岩体特征也仅进行了初步探讨,对成矿构造背景、成矿物质来源等方面的研究尚属空白,本文在系统野外地质调查和室内镜下观察的基础上,对区内中性岩浆岩、矿石进行了系统的地球化学特征进行了系统研究,以探讨矿床成矿地质背景、成矿物质来源及矿床成因等,为该矿床进一步富铁矿成矿机制研和成矿理论究奠定基础,为该区富铁矿深部找矿工作提供参考。

1 地质背景

李屯岩体位于鲁西隆起区的西北缘(图1a),大地构造位置为华北板块(Ⅰ)鲁西隆起区(Ⅱ)鲁中隆起(Ⅲ)泰山—济南断隆(Ⅳ)齐河潜凸起(Ⅴ)的西北部。

图1 山东齐河—禹城地区李屯铁矿床大地构造位置(a)、区域地质(b)及矿区前新近系基岩地质图(c)Fig. 1 Tectonic location map (a) , regional geological sketch map (b) and geological map of base rocks under Neogene in Litun iron ore deposit, Qihe—Yucheng area,Shandong Province

区域地层区划属华北地层区之鲁西地层分区,区域古老基底为泰山岩群,上覆地层由老至新为寒武系、奥陶系、石炭系、二叠系、古近系、新近系及第四系。 区域构造以断裂构造为主,总体上分布有NE—NNE 向、NW—NNW 向、近EW 向三组断裂构造,且以前两者较发育,SN 向断层在该区不甚发育,各组大断裂互相切割,控制了区域内凸起、凹陷的产生和发育。 区域内岩浆岩分布较广泛,主要分布有新太古代、中元古代和中生代侵入岩,以新太古代侵入岩最为发育;岩石类型上,超基性—基性—酸性均有出现,且以中酸性侵入岩为主;中生代侵入岩分布局限,以中基性岩为主(图1b)。

矿区地表为第四系覆盖,现阶段钻孔揭露深部地层为石炭系—二叠系月门沟群、二叠系石盒子群及新近系。 构造以断裂构造为主,主要有齐广断裂、务头断层、莒镇断层等(图1c),其中齐广断裂为区域性断裂,控制了南北两侧地层发育及岩浆岩分布。矿区内岩浆岩主要为李屯岩体,隐伏产出,上部以中基性岩为主,主要为闪长岩类和辉长岩类;闪长岩下揭露一期酸性侵入岩,岩性主要为二长花岗岩、正长花岗岩;岩体内穿插有闪斜煌岩、闪长玢岩、花岗斑岩脉。

2 矿床地质特征

2.1 矿体特征

矿区内现阶段共圈定磁铁矿体5 个,矿体形态以似层状为主,矿体倾向西南,倾角较缓, 约20°左右,赋存深度1157 ～1303 m。 矿体顶底板为矽卡岩或角岩,赋存位置与莱芜、淄博等地矽卡岩型铁矿不同,并非赋存于岩体与地层接触带内,而是赋存于闪长岩体与石炭系—二叠系地层接触带附近的地层中,矿体与岩体间仍有16 ～64 m 的石炭系—二叠系砂岩、泥岩,岩石角岩化严重,并发育少量矽卡岩化。

主矿体Ⅳ号矿体:矿体形态为似层状(图2),现控制矿体部位倾向240°,倾角约21°。 目前矿体倾向控制长度189 m,走向控制长度273 m,矿体赋存标高-1157.12 ～-1259.33 m。 钻遇厚度57.33 ～99.56 m,真厚度53.57 ～97.45 m,平均真厚度77.39 m,属厚度变化简单矿体。 矿体单样品最高品位TFe(全铁)为68.85%,mFe(磁铁)为67.07%;最低TFe 为25.16%,mFe 为21.27%,局部含少量夹石(品位TFe 为9.46%,mFe 为4.23%),厚度较小未达夹石剔除厚度;矿体平均品位TFe 为58.18%,mFe 为54.49%,属品位变化均匀矿体。

图2 齐河—禹城地区李屯铁矿矿体地质剖面简图Fig. 2 Geological profile of the ore body in Litu iron depsoit,Qihe—Yucheng area,Shandong

2.2 矿石特征

磁铁矿石结构以半自形—他形粒状结构为主,少量交代结构、填隙结构及包含结构等。 半自形—他形粒状结构:磁铁矿呈半自形—他形粒状分布(图3a),并与透辉石、透闪石等脉石矿物等共生。交代结构:矿石中可见黄铁矿交代早期磁铁矿(图3b),磁黄铁矿交代磁铁矿、黄铁矿,黄铜矿交代黄铁矿(图3c)等。 填隙结构:黄铁矿充填于磁铁矿的晶隙之间(图3d)。 包含结构:黄铁矿包含磁铁矿(图3e),磁铁矿内包含磁黄铁矿(图3f)等。

矿石构造以致密块状、浸染状构造为主,少量脉状、角砾状矿石。 致密块状构造:磁铁矿呈致密集合体分布,脉石矿物较少,仅见少许黄铁矿、黄铜矿等共伴生(图3g)。 浸染状构造:黄铁矿呈星点状分布于磁铁矿及脉石矿物中(图3h)。 条带状构造:磁铁矿呈条带状与脉石矿物间隔分布(图3i)。 角砾状构造:矿石中可见三种类型角砾状矿石,一种角砾为磁铁矿,后期碳酸岩脉胶结(图3j);一种角砾包含磁铁矿、围岩两种类型,胶结物为碳酸岩脉(图3k);另有较低品位矿石,角砾为围岩地层,胶结物为磁铁矿(图3l)。

矿石中金属矿物主要为磁铁矿,少量黄铁矿、黄铜矿、磁黄铁矿、赤铁矿等(图3),矿体边部矽卡岩化较强部位偶见少量方铅矿、闪锌矿;非金属矿物主要为透辉石、石榴子石、金云母、透闪石、绿帘石、绿泥石和方解石等。 磁铁矿为矿石主要金属矿物,铁黑色,半金属光泽,不透明,具强磁性,反光镜下呈钢灰色,结构以半自形—他形粒状为主,部分呈半自形粒状,粒度一般0.05 ～0.3 mm,部分0.3 ～0.5 mm,少0.5～1 mm,不等粒,晶粒间常常致密接触,杂乱排列,主要以集合体形态产出。

图3 齐河—禹城地区李屯铁矿床矿石典型结构、构造照片Fig. 3 Texture and structure photos of ores in the Litun iron ore deposit, Qihe—Yucheng area,Shandong

2.3 围岩蚀变

矿体两侧围岩及岩体内均发育不同程度的蚀变作用,主要有矽卡岩化、钾长石化、绢云母化、绿帘石化及绿泥石化等,近矿围岩大多数可见矽卡岩化,但矽卡岩化强度相对较低,宽度相对较窄,与周边张家洼、金岭等矽卡岩矿床具一定差别,同时围岩中碳酸岩不发育,因而大理岩化不发育,角岩化较强。

蚀变类型:区内矽卡岩化类型有石榴子化和透辉石化,手标本上矽卡岩主要由石榴子石和透辉石组成,石榴石颗粒中充填细粒磁铁矿,常蚀变为绿帘石和绿泥石。 矽卡岩化多分布于矿体与围岩的接触带附近,部分铁矿与矽卡岩呈过度接触、局部铁矿与角岩围岩之间矽卡岩带较窄,甚至矽卡岩不发育,矿体直接与角岩接触。 绿帘石化在矿体周边地层、矽卡岩及岩体内普遍发育,在岩体内绿帘石化常与绢云母化相互叠加,常与绿泥石伴生,星点状分布于闪长岩中可见。 绢云母化在岩体之中较为发育,蚀变较强,斜长石常被蚀变为绢云母,使得原岩整体泛青绿色,绢云母化常常叠加在早期的钾长石化上。 钾化蚀变是闪长岩体内最常见的蚀变,岩体绢云母化、绿帘石化、绿泥石化等常叠加在钾长石化之上,岩石中斜长石多被钾长石交代,使岩石颜色偏肉红色。

矿床围岩蚀变具一定分带特征,从地层至岩体依次为砂泥岩地层—角岩—矽卡岩—磁铁矿体—矽卡岩化—角岩—绿帘石、绿泥石化—绢云母化—钾长石化—新鲜岩体,局部地段矽卡岩带较薄或直接缺失。 岩体从深到浅发生钾化、绢云母化、绿帘石化,但三者界线模糊,且绢云母化、绿帘石化都叠加在早期的钾化上;角岩是热液对围岩的地层进行热烘烤变质而成,分布较广;矽卡岩化带是在角岩的基础上,叠加了矽卡岩化,形成石榴子石、透辉石矽卡岩。 各蚀变带之间界面通常不明显,大多数是相互叠加的结果,总体上从近岩体到矿体外围蚀变强度依次减弱,强烈的矽卡岩化是近矿蚀变的标志。

2.4 成矿期次

通过野外钻孔内现象和手标本的观察、室内镜下观察矽卡岩及矿石内矿物的共生组合及穿插关系,将李屯铁矿床的成岩成矿过程由早到晚分为4个阶段(表1):

(1)早矽卡岩化阶段:矽卡岩的主要形成阶段,在该阶段高温成矿热液流体与碳酸盐岩围岩发生反应,把溶解的碳酸盐中Ca、Mg 向侵入体方向运移,二者相互反应形成石榴子石、透辉石等矿物,多呈半自形—他形粒状,在野外手标本中局部可见晶形较好的石榴子石。

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(2)晚矽卡岩阶段:为磁铁矿主成矿阶段,随温度、Ph、氧逸度等条件变化,磁铁矿大规模沉淀,可见磁铁矿包裹早期矽卡岩角砾,磁铁矿多呈半自形—他形粒状或致密粒状集合体状,分布于石榴子石、透辉石间隙。 同时富水硅酸盐开始析出,金云母、透闪石、阳起石、绿帘石等矿物形成,与磁铁矿共生或包裹早期的磁铁矿、石榴子石、透辉石等,并可见该期矿物沿早期透辉石、石榴子石等矿物裂隙分布。

(3)硫化物阶段:随着温度的继续下降及氧逸度的降低,形成黄铁矿、黄铜矿、磁黄铁矿等硫化物,硫化物常呈浸染状分布于矽卡岩或磁铁矿石内,亦可见呈脉状或网脉状充填于磁铁矿集合体裂隙中或矽卡岩裂隙中,石英产出较少,偶见少量硫化物与石英呈细脉切穿早期磁铁矿。

(4)碳酸盐阶段:为成矿作用的晚期,形成大量方解石矿物,并伴随少量黄铁矿,常见含包含黄铁矿的碳酸岩脉切穿早期形成的磁铁矿、黄铁矿及矽卡岩等矿物,亦可见碳酸岩脉切穿早期黄铁矿脉,对早期矿物交代不明显。

3 分析方法

本次研究采集了李屯矿床岩体内近矿、远矿岩浆岩及典型矿石样品,进行了主量、微量、稀土元素的分析测试。 岩浆岩样品测试工作由河北省区域地质矿产调查研究所实验室完成,主量元素采用Axios max 型X 射线荧光光谱仪,分析相对误差小于3%,微量、稀土元素采用X Serise 2 等离子体质谱仪,实验温度在22～28℃,相对湿度为38%～60%,样品用1 L 浓HF+0.5 L 浓HNO3在190 ℃溶解48 h,以保证样品完全溶解,元素分析相对误差小于5%;矿石样品测试由河北地质大学地质实验测试中心完成,主量元素采用 Axios PW 4400 型X 射线荧光光谱仪(XRF)分析完成,分析相对误差小于1%,微量元素及稀土元素采用电感耦合等离子体质谱(ELANDRC-e 型ICP-MS)完成,分析相对误差小于3%,测试环境温度20 ℃,湿度30%。

4 结果

主量、微量、稀土元素分析结果见表2。

表2 齐河—禹城地区李屯铁矿岩矿石主量元素(%)、微量和稀土元素(×10-6)分析结果Table 2 Major elements(%)、trace and rare earth elements(×10-6) data of magmatic rock and iron ore in the Litun iron deposit, Qihe—Yucheng area,Shandong

4.1 主量元素

矿区内远矿岩浆岩在TAS 图解(图4a)中显示,主要为闪长岩、二长闪长岩及二长岩,SiO2含量平均59.38%,略高于中国闪长岩SiO2含量(57.39%;黎彤等,1990),为中性岩;CaO 含量平均5.50%,与中国闪长岩CaO 含量5.58%基本相近;K2O 含量平均2.11%,略低于中国闪长岩K2O 含量(2.57%);ALK 值介于6.15%～7.27%之间,平均6.46%,略低于中国闪长岩ALK 含量6.83%,里特曼指数在2.14～2.75 之间,小于3.3,属于钙碱性系列;K2O/Na2O平均为0.50<1,为钠质岩石;MgO/CaO 平均为0.88<1,指示岩体具富钙特征,这与岩石平均富钙率0.33 显示结果相吻合;MgO 含量4.46%～5.40%,平均为4.79%,高于中国闪长岩MgO 含量3.77%,说明岩石的富镁性质;Mg#值41.24 ～46.68;TFe2O3含量平均6.04%低于中国闪长岩TFe2O3含量(7.71%),说明岩体贫铁;A/CNK 为1.28>1,属过铝质岩石。 在K2O—SiO2图(图4b)中,部分落入高钾钙碱性系列,部分落入钙碱性系列,总体显示为钙碱性系列。 总体上,李屯岩体远矿闪长岩为富钙、富镁、贫铁的过铝质岩石。

区内近矿岩浆岩在TAS 图解(图4a)中显示,主要为石英二长岩、花岗闪长岩,SiO2含量平均64.14%,远高于中国闪长岩SiO2含量(57.39%),为中酸性岩;CaO 含量平均4.87%,低于中国闪长岩CaO 含量5.58%;K2O 含量平均1.37%,远低于中国闪长岩K2O 含量(2.57%);ALK 值介于7.51%～8.37%之间,平均7.99%,高于中国闪长岩ALK 含量6.83%,里特曼指数在2.41 ～3.71 之间,平均3.02,总体属钙碱性系列;K2O/Na2O 平均为0.26<1,为钠质岩石;MgO/CaO 平均为0.58<1,指示岩体具富钙特征,这与岩石平均富钙率0.48 显示结果相吻合;MgO 含量2.43%～2.90%,平均为2.68%,远低于中国闪长岩MgO 含量3.77%,说明岩石的贫镁性 质; Mg#值40.99 ～68.32; TFe2O3含 量 平 均2.31%,远低于中国闪长岩TFe2O3含量(7.71%),说明岩体贫铁;A/CNK 为1.25>1,属过铝质岩石。在K2O—SiO2图(图4b)中投点较为分散,低钾钙碱性、钙碱性、高钾钙碱性均有分布,说明近矿岩浆岩可能经历后期热液影响较大。 总体上,李屯岩体近矿岩浆岩为贫钾、富钙、贫铁、贫镁的过铝质岩石。

图4 齐河—禹城地区李屯矿床岩浆岩TAS 分类图(a, 底图据Middlemost,1994)和K2O—SiO2图(b, 实线据Peccerillo and Taylor,1976;虚线据Middlemost,1985)Fig. 4 TAS diagram(a, after Middlemost,1994) and K2O—SiO2diagram(b, solid lines from Peccerillo and Taylor,1976;dashed lines from Middlemost,1985) of magmatic rocks in the Litun iron deposit, Qihe—Yucheng area,Shandong

样品编号 ZK4YQ1 ZK4YQ2 ZK4YQ3 ZK4YQ4 ZK4YQ5 ZK4YQ6 ZK1YQ4 ZK1YQ5 ZK1YQ6 ZK1YQ7 ZK1YQ8 y527 y533 LREE/HREE 9.25 9.21 9.67 8.8 9.52 8.41 11.41 9.96 11.31 10.88 9.06 5.21 5.82 LaN/YbN 9.43 9.47 11.64 9.04 9.78 8.83 11.12 9.19 11.62 10.91 9.53 8.68 9.04 δEu 1.31 1.34 1.31 0.90 1.25 1.06 0.83 0.89 1.11 1.36 0.98 1.96 1.79 δCe 1.00 1.00 0.89 1.01 1.01 0.99 1.08 1.05 1.02 1.00 0.91 0.72 0.62注:ALK=ω(Na2O)+ω(K2O),其中Na2O 和K2O 为去除烧失量后重新换算为100%的结果;里特曼指数σ=[ω(Na2O)+ω(K2O) ]2 ω(SiO2)-43%;富钙率= ω(CaO)ω(Fe2O3+ω(FeO)+ω(MnO)+ω(MgO)+ω(CaO) ; A/CNK= n(Al2O3)n(CaO)+n(K2O)+n(Na2O); Mg#=100× n(Mg2+)n(Mg2+)+n(TFe2+)(见邓晋福等,2015)。

磁铁矿石主量分析结果显示,TFe2O3含量66.64%～86.24%,SiO2含量3.30%～9.05%,Al2O3含量0.44% ～4.42%,MgO 含量0.88% ～3.45%,CaO 含量0.91%～2.10%。 TFe2O3含量越高,SiO2、MgO、CaO 等含量越低。

4.2 微量元素

远矿岩浆岩微量元素分析结果见表2,样品Ba含量主要介于1025×10-6～1724×10-6之间,平均含量为1428×10-6;Sr 含量在705.0×10-6～955.9×10-6之间,平均含量为836.7×10-6;Ba 平均含量远高于其大陆地壳平均值(Ba=390×10-6)(Rudnick and Fountain,1995),Sr 远高于上地壳值350×10-6和下地壳值230×10-6,显示了原始岩浆的深源性。 在火山岩样品原始地幔标准化微量元素蛛网图上(图5a)可以看出,闪长岩微量元素分配模式具有较好的一致性,均不同程度地富集Rb、Ba、Sr 等大离子亲石元素(LILEs),亏损Zr、Nb、Ta 等高场强元素(HFSEs)。

图5 齐河—禹城地区李屯铁矿岩浆岩原始地幔标准化微量元素蛛网图(标准化数值据Sun and McDonough,1989)Fig. 5 Ratio spidergrams of trace elements for magmatic rocks in the Litun iron deposit,Qihe—Yucheng area,Shandong(Normalized values of the primary mantle after Sun and McDonough,1989)

近矿岩浆岩微量元素除Rb、K 元素外一致性也较好,在原始地幔标准化微量元素蛛网图上(图5b)可以看出,均不同程度地富集Rb、Ba、Sr 等大离子亲石元素(LILEs),亏损Zr、Nb、Ta 等高场强元素(HFSEs)。 样品Ba 含量主要介于501.4×10-6～1863×10-6之间,平均含量为895.6×10-6;Sr 含量在615.0×10-6～915.5×10-6之间,平均含量为737.8×10-6;Ba 平均含量远高于其大陆地壳平均值(Ba=390×10-6)(Rudnick and Fountain,1995),Sr 远高于上地壳值350×10-6和下地壳值230×10-6,显示了原始岩浆的深源性。

磁铁矿石微量元素分析结果显示,矿石大离子亲石元素中富集Sr,亏损K;高场强元素中富集U、P、Hf、Ta,亏损Nb、Ti。

由李屯铁矿床闪长岩、磁铁矿石微量元素含量分析结果可以看出,近矿闪长岩与远矿闪长岩微量元素分布特质基本一致,反映了两种岩石是同源的,均来自于深源岩浆;各类岩矿石微量元素总量大小关系为:远矿岩浆岩>近矿岩浆岩>磁铁矿石,说明在李屯岩体在成矿作用过程中微量元素逐渐流失。

4.3 稀土元素

远矿岩浆岩的ΣREE 为94.66×10-6～175.8×10-6,平均为124.0×10-6,其中LREE 为85.78×10-6～157.8×10-6,平均为111.7×10-6,HREE 为8.87×10-6～17.93×10-6,平均为12.35×10-6,LREE/HREE为8.41 ～9.67,平均为9.14,LaN/YbN为8.83 ～11.64,平均为9.14,在球粒陨石标准化配分曲线上(图6a),所有闪长岩一致性较好,表现出轻稀土富集、重稀土亏损的右倾型配分模式,轻稀土分馏较明显(LaN/SmN为2.91～4.40),重稀土配分曲线相对较平坦分馏较差(GdN/YbN为1.69 ～1.90),多具弱的正铕异常(δEu 为0.90 ～1.34),铈异常不明显(δCe 为0.89～1.01),Eu 异常值说明岩石形成过程并未发生斜长石的分离结晶作用。

近矿岩浆岩的ΣREE 为93.10×10-6～110.2×10-6,平均为106.0×10-6,其中LREE 为84.84×10-6～104.6×10-6,平均为96.83×10-6,HREE 为8.51×10-6～9.80×10-6,平均为9.22×10-6,LREE/HREE为9.06 ～11.41,平均为10.52,LaN/YbN为9.18 ～11.12,平均为10.52,在球粒陨石标准化配分曲线上(图6b),所有近矿岩浆岩一致性较好,表现出轻稀土富集、重稀土亏损的右倾型配分模式,轻稀土分馏较明显(LaN/SmN为3.48 ～4.12),重稀土配分曲线相对较平坦分馏较差(GdN/YbN为1.50 ～1.84),铕异常(δEu 为0.83～1.36)、铈异常(δCe 为0.91 ～1.05)不明显。

图6 山东齐河—禹城地区李屯铁矿床岩矿石稀土元素的球粒陨石标准化配分模式图及对比图Fig. 6 REE distribution pattern and comparison diagram of magmatic rocks and iron ore in the Litun iron deposit, Qihe—Yucheng area,Shandong

磁铁矿石的ΣREE 为35.73×10-6～38.92×10-6,平均为37.33×10-6,其中LREE 为30.49×10-6～32.65×10-6,平均为31.57×10-6,HREE 为5.24×10-6～6.27×10-6,平均为5.75×10-6,LREE/HREE为5.21 ～5.82,平均为5.51,LaN/YbN为8.68 ～9.04,平均为8.86,在球粒陨石标准化配分曲线上(图6c),一致性较好,表现出轻稀土富集、重稀土亏损的右倾型配分模式,轻稀土分馏较明显(LaN/SmN为4.95～6.29),重稀土配分曲线相对较平坦分馏较差(GdN/YbN为0.88 ～1.11),具正铕异常(δEu为1.78～1.96),负铈异常(δCe 为0.62～0.67)。

李屯铁矿床闪长岩、矿石稀土元素分析结果显示,远矿闪长岩→近矿闪长岩→矿石,稀土元素总量表现为逐渐降低的趋势(图6d);典型矿石中虽然稀土含量很低,但是其配分模式、(La/Yb)N 及(La/Sm)N 数值与近矿闪长岩大体相同,表明矿石与闪长岩体的关系较为密切。

5 讨论

5.1 成岩成矿构造背景

燕山期华北克拉通岩石圈发生大减薄,产生了大规模的岩浆活动(吴福元等,1999,2008,2014;邓晋福等,1999)。 受中生代燕山期地球动力学背景的制约,华北地区中生代出现大规模成岩成矿作用事件(Faure et al.,1996;华仁民和毛景文,1999;Zhou Xinmin et al.,2006;翟明国,2010)。

毛景文等(2003)系统研究了华北地区地球动力学演化及中生代金属矿床的时空分布特征,提出中国东部爆发式成矿作用主要集中于三个阶段:为190 ～160 Ma、140 Ma 和130～110 Ma,这三期成矿时间分别对应了后碰撞造山过程、构造体制大转折晚期和岩石圈大规模快速减薄期三大地球动力学事件。 这与许文良(2004)、翟明国(2010)等认为的华北克拉通岩石圈减薄高峰期为120 ～130 Ma 观点基本一致。

李屯铁矿床与铁矿有关的中性侵入岩锆石LAICP-MS 测定年龄为(130.0±2.3) Ma(MSWD=1.5)(王玉往等❶,2017),该时期本区正处于岩石圈大规模快速减薄时期,为板块伸展扩张环境。 区内闪长岩样品在Th∕Hf—Ta∕Hf 大地构造环境判别图(图7)上大部分落入大陆板内拉张带区域。 李屯岩体与成矿关系密切,成岩成矿构造背景应为板块伸展扩张环境。

图7 山东齐河—禹城地区李屯铁矿区闪长岩Th/Hf—Ta/Hf 构造环境判别图(底图据滕彦国等,2001)Fig. 7 Th/Hf—Ta/Hf tectonic setting distinguish diagram of the diorite in Litun iron deposit, Qihe—Yuchen area(base map from Teng Yanguo et al., 2001＆)

5.2 成岩成矿物质来源

5.2.1 成矿岩体岩浆来源

区内采集李屯岩体样品在地球化学性质上十分相似,都属于钙碱性系列,在主量元素Harker 图解中可以看出两者的元素变化趋势大部分比较一致;具有相似的微量和稀土的配分曲线。 这都指示了李屯岩体内采集的闪长岩样品是由同一母岩浆演化形成。 岩石较大的MgO 和Mg#变化范围(Wilson,1989),及哈克图解中岩石主要元素与SiO2良好的相关性,这都指示其经历了一定的结晶分异作用;相容元素的变化范围较大,如Cr(65.4×10-6～236×10-6)、Ni(21.6×10-6～62.1×10-6),这也表明岩浆演化过程中发生了分离结晶作用(Frey et al.,1978;Hess,1992)。 综上所述,区内采集闪长岩样品为同一母岩浆通过岩浆分异演化作用形成。

Atherton 和Petford(1993)研究指出下地壳铁镁质岩石部分熔岩形成的岩浆,由于未与地幔发生相互作用,Mg#值小于45;Kelemen(1995)则提出Mg#>60 和Ni>100×10-6的岩浆代表了地幔熔体。 本矿区闪长岩的Mg#多为45 ～60,显示其可能为壳幔混源。

岩石普遍具富Na(Na2O/K2O 最高达23.04)特点、Mg#值较高、富集Cr、Co、Ni 等过渡元素,岩石Zr/Nb 值(8.04 ～24.76) 高 于OIB 的Zr/Nb 值(5.83),这都指示了初始岩浆来源或主要来源于岩石圈地幔。

岩石Ta/La 值(0.019 ～0.030)低于原始地幔Ta/La 值(0.06,Wood et al.,1979);Ce/Pb 值(0.61～9.78,均值为5.55),明显低于洋中脊玄武岩(MORB)和洋岛玄武岩(OIB)的Ce/Pb 值(25),与上地壳的Ce/Pb 的值(3.2)较为相近;岩石具富集大离子亲石元素(Rb、Ba、Sr 等)和轻稀土元素,亏损高场强元素(Zr、Hf、Nb、Ta 等)的特点;以上表明可能有壳源物质的加入。 同时,岩石中大量古老基底锆石(2443±49 Ma)的捕获也都进一步证明发生了地壳的混染。

通常情况下,尖晶石相源区形成的原始岩浆La/Yb 和Dy/Yb 值较稳定,而石榴子石相源区形成的原始岩浆La/Yb 和Dy/Yb 值变化较大。 本次采集岩石样品La/Yb 为8.83～11.64,Dy/Yb 为1.48～1.73,比值变化相对较稳定,表明源区可能为尖晶石相。 岩体的La/Yb—Dy/Yb 图(图8)中显示,投点多分布在尖晶石二辉橄榄岩和含角闪石尖晶石二辉橄榄岩部分熔融演化线之间,整体显示初始岩浆由尖晶石相二辉橄榄岩部分熔融形成的。

图8 山东齐河—禹城地区李屯矿床闪长岩La/Yb—Dy/Yb 图解(据Hou Tong et al.,2010)Fig. 8 La/Yb—Dy/Yb diagram of diorite in the Litun iron deposit, Qihe—Yuchen area(after Hou Tong et al.,2010)

综上所述,李屯铁矿床中基性岩的岩浆来源为壳幔混源,尖晶石相二辉橄榄岩发生部分熔融产生的的岩浆熔体,在上侵过程中经历了地壳混染,最终通过岩浆分异演化作用形成李屯岩体中性侵入岩。

5.2.2 成矿物质来源

闪长岩主微量测试结果显示,李屯铁矿近矿岩浆岩与远矿岩浆岩来源于同一母岩浆,但近矿岩浆岩TFe2O3含量平均2.31%,远低于远矿岩浆岩TFe2O3平均含量6.04%,推测岩体在成矿过程中提供了一部分铁质;岩体与矿石相似的微量、稀土元素分布特征,也显示了其与铁矿密切的成因联系。 同时,根据区域内同类型金岭铁矿研究显示,从岩浆中出溶的流体是富铁的(金子梁,2017),李屯铁矿与金岭铁矿为同时期同一构造背景下形成的矽卡岩矿床,具有相似的地质特征,推测本区成矿物质来源也部分来自岩浆出熔的富铁流体,这也与本区闪长岩TFe2O3含量普遍低于中国闪长岩平均TFe2O3含量(7.71%)相吻合。 综上所述,李屯铁矿成矿物质来源于深源岩浆及其形成的岩浆岩。

5.3 矿床成因

李屯矿床矿体及围岩内发育石榴子石、透辉石、绿帘石等矽卡岩矿物组合,并具一定分带特征,为典型矽卡岩型铁矿床。 矽卡岩型矿床特指具备一套特定蚀变硅酸盐矿物组合的矿床,前人对其形成机制、成因类型等进行了大量研究(常印佛等,1983;Meinert et al., 2003; Oyman, 2010; 杜 杨 松 等,2011),黎广荣和吴昌志(2013)在前人研究基础上将矽卡岩总结为交代成因模式和岩浆成因模式两类。 交代成因矽卡岩是由两种化学性质不平衡的介质(碳酸盐岩石和铝硅酸盐岩石)在高温下通过接触反应交代而生成(Meinert,1992)。 岩浆成因矽卡岩是岩浆结晶(林新多,1987, 1998;吴言昌和常印佛,1998;赵劲松等,2008)或岩浆不混熔(Fulignati et al.,2000,2001)的结果。

一般情况下,接触交代型矽卡岩的稀土元素配分模式主要受侵入岩、围岩地层及流体内稀土元素含量及配分模式控制,但是中酸性侵入岩的稀土元素含量一般比围岩地层中的高几倍(甚至几个数量级),因此接触交代成因矽卡岩稀土元素配分模式基本继承了岩体的稀土元素分布模式。 研究区内矽卡岩稀土元素配分模式和岩体的稀土元素配分模式基本一致,指示区内铁矿床为接触交代矽卡岩型铁矿床;同时矿体周边角岩、岩体内均可见矽卡岩化,并未见大规模贯入式矽卡岩脉;矿石内见矽卡岩角砾被磁铁矿物胶结;磁铁矿、透辉石等矿物镜下显微照片均可见交代残余结构,故综合岩体及岩矿石特征,李屯铁矿床成因类型应为接触交代型矽卡岩铁矿床。

6 结论

(1)山东齐河—禹城地区李屯铁矿中岩浆岩微量元素分配模式具有较好的一致性,均不同程度地富集Rb、Ba、Sr 等大离子亲石元素(LILEs),亏损Zr、Nb、Ta 等高场强元素(HFSEs),磁铁矿石中富集大离子亲石元素Sr,亏损K;高场强元素富集U、P、Hf、Ta,亏损Nb、Ti。 岩浆岩与磁铁矿石稀土元素均表现出轻稀土富集、重稀土亏损的右倾型配分模式。

(2)李屯铁矿形成于岩石圈大规模快速减薄期,成矿构造背景应为板块伸展扩张环境。

(3)李屯铁矿床闪长岩的岩浆来源为壳幔混源,尖晶石相二辉橄榄岩发生部分熔融产生的的岩浆熔体;成矿物质来源于深源岩浆及其形成的岩浆岩。

(4)李屯铁矿磁铁矿成矿与李屯岩体关系密切,矿床成因类型应是接触交代型矽卡岩铁矿床。

致谢: 本研究工作及论文成文过程中得到了李洪奎、李秀章研究员的大力指导,审稿专家提出了宝贵意见,作者在此一并表示衷心的感谢！

注释/Note

❶ 王玉往,解洪晶,石煜.2017. 山东省齐河—禹城地区接触交代型富铁矿综合信息找矿预测地质模型.北京:北京矿产地质研究院.