滇东南板仑磁铁矿集区矽卡岩矿物学、地球化学特征及其形成机制

李睿昱 覃小锋 王宗起 戴昱 戴翔 毕婧怡 李东任 赵钰磊

矽卡岩型矿床具有矿石品位高、成矿元素相对较简单和易于采选等特点,因而它是世界上具有较高经济价值和工业意义的矿床类型之一,一直吸引着众多中外地质学者对其开展广泛的深入研究(Meinert, 1992; Misra, 2000; Meinertetal., 2005; Maoetal., 2011; 赵一鸣等, 2012; 许凌霄等, 2017)。位于滇-桂交界处的个旧-文山-德保锡钨多金属成矿带是我国14条重要矽卡岩型成矿带之一,该成矿带总体上呈近东西向延伸,西起云南个旧,东经文山、马关、富宁至广西西南部的德保、靖西地区,总长度约360km(赵一鸣等, 2017)。在该矽卡岩型成矿带内,除产出有一系列特色鲜明且潜力巨大的Sn、W、Zn、In、Be等多金属矿床(点),如西部的个旧和白牛厂锡多金属矿床、都龙(老君山)锡-钨-锌-铟多金属矿床以及东部的德保钦甲铜锡矿床等中、大型-超大型矿床(刘玉平等, 2000; 马毅等, 2006; 王永磊等, 2010; Chengetal., 2013; 李建康等, 2013; Xuetal., 2015; Yuanetal., 2018, 2019; Zhaoetal., 2018; Zhouetal., 2018; 杨光树等, 2019; 牛浩斌等, 2020; 刘仕玉等, 2021;Zhaoetal., 2022)外,在成矿带中部滇东南富宁县-桂西南那坡县交界处的板仑地区,近年来也陆续发现了一系列与中基性侵入岩密切相关的磁铁矿床(点)(尹红光等, 2008; 朱明波, 2010; 赵红果和闫晓波, 2013; 熊风等, 2014, 2015),表明该区具有良好的磁铁矿找矿潜力。这些磁铁矿床(点)主要分布于中基性侵入杂岩体(即“安定型”岩体)的周边,产出于杂岩体内接触变质带中,磁铁矿体的直接赋矿围岩主要是矽卡岩,表明其应属于接触交代成因,是由侵入岩与碳酸盐岩接触交代形成的矽卡岩型磁铁矿床(尹红光等, 2008; 朱明波, 2010; 熊风等, 2014, 2015)。

近年来,前人虽然对这些磁铁矿床(点)做了一些研究工作,但其研究重点主要侧重于与矽卡岩型磁铁矿成因有关的中基性侵入岩的岩石学、地球化学及其形成的构造环境和时代等方面(熊风等, 2014; 江文等, 2017; 刘兵等, 2018; 向忠金, 2018; 李锦诚等, 2019; 熊风, 2020),而对磁铁矿床本身的研究则仅开展了少量的矿床地质特征(尹红光等, 2008; 朱明波, 2010; 赵红果和闫晓波, 2013)和矿床成因(朱明波, 2010)等方面的研究工作。然而,对于板仑磁铁矿集区内最重要的赋矿围岩同时也是直接找矿标志的矽卡岩,目前尚缺乏系统的研究工作,尤其是对成矿过程中物化条件的变化特征及其所处的氧化-还原环境等研究更少,矽卡岩的形成机制及其与相关矿床的成矿关系等尚不清楚,这严重制约了对该矿集区内矽卡岩成因的认识及磁铁矿找矿潜力的准确评价。鉴于此,本文以滇东南富宁县板仑矿集区中最为典型的坤洪和洞哈这两个磁铁矿床的矽卡岩为主要研究对象,在对矽卡岩及相关岩石的野外地质特征和岩相学等方面进行详细研究的基础上,借助LA-ICP-MS和EPMA等方法手段,重点对矽卡岩的岩石地球化学和矿物化学特征进行系统研究,进而探讨矽卡岩的成因及其形成机制,并为进一步认识本区矽卡岩型磁铁矿床及地质找矿提供依据。

1 区域地质概况

研究区位于滇-桂两省交界处的富宁县境内,大地构造上处于华夏、扬子和印支板块交接部位的右江盆地南缘(图1a)(Chengetal., 2013; 李建康等, 2013; Xuetal., 2015; 杨光树等, 2019; 牛浩斌等, 2020; 刘仕玉等, 2021)。由于受到古特提斯洋盆俯冲-消减、印支板块与华南板块汇聚-碰撞作用的影响,区内构造-岩浆演化与成矿过程漫长而强烈,构造作用复杂多样,复合成矿作用突出,是我国重要成矿区带之一——南盘江-右江成矿带的重要组成部分,具有滇黔桂“金三角”的美誉(丁丽雪等, 2018);同时,该区还位于赵一鸣等(2017)划分的个旧-文山-德保矽卡岩型锡钨多金属成矿带的中部。特殊的大地构造位置造就了该区优越的成矿地质条件,区内尤以铜、镍、铁、钛等与中基性岩浆有关的内生矿床最丰富。

图1 滇东南板仑矿集区地质略图(a,据李建康等, 2013; Xu et al., 2015; 杨光树等, 2019修改;b,据云南省地质局第二区域地质调查队, 1978(1)云南省地质局第二区域地质调查队. 1978. 1:20万富宁幅区域地质调查报告(内部资料); 朱明波, 2010; 李亚辉和蒋秀坤, 2012; 雷浩, 2016修改)和典型矿床地质图(c,据朱明波, 2010修改;d,据尹红光等, 2008修改)

区内出露的地层主要有寒武系-三叠系。此外,还出露有少量的古近系和新近系,缺失志留系、上三叠统、侏罗系和白垩系(图1b)。区内岩浆岩十分发育,岩性主要为中基性侵入岩和喷溢火山岩,以侵入岩为主,具多期性和多阶段演化的特征。其中侵入岩体可划分为两类:(1)晚二叠世基性杂岩体,相当于1:20万富宁幅区调报告中划分的“半瓦型”岩体(云南省地质局第二区域地质调查队, 1978),主要岩性有(橄榄)钛辉辉长辉绿岩、钛辉辉绿岩和部分辉长岩等,属于碱性岩类,以富含钛铁矿为特征,是本区钛铁矿等矿床的成矿母岩,前人获得其锆石U-Pb年龄在263～254Ma之间(刘兵等, 2018; 向忠金, 2018; 李锦诚等, 2019);(2)中三叠世中-基性杂岩体,相当于1:20万富宁幅区调报告中划分的“安定型”岩体(云南省地质局第二区域地质调查队, 1978),主要岩性有(橄榄)辉长苏长岩、苏长辉长岩、辉绿岩和闪长岩等,属于亚碱性岩类,是本区铜镍硫化物型矿床的成矿母岩,前人获得其锆石U-Pb年龄为244.2±4.4Ma(刘兵等, 2018)。此外,在靠近中三叠世中-基性杂岩体(即“安定型”岩体)一侧的内接触变质带中还产出有矽卡岩型磁铁矿床。而火山岩主要为晚二叠世和早-中三叠世的火山岩,其中晚二叠世火山岩主要赋存于上二叠统领薅组中,主要岩性为玄武岩、玄武安山岩及少量火山碎屑岩和石英角斑岩;早-中三叠世火山岩主要赋存于下三叠统石炮组和中三叠统百逢组中,主要岩性为玄武岩、玄武安山岩、玄武安山玢岩、火山角砾岩和火山碎屑岩。

板仑磁铁矿集区位于富宁县的东南部,该区的矽卡岩型磁铁矿床和铜镍硫化物型矿床均十分发育,已发现那谢、瓦窑、龙楼、那孟、牙牌、腊兰、玉林、莫勺-坡冬山、坡地、尉上、田湾、政感、坡桑、安定等铜镍硫化物型矿床(点)14处;板仑、洞哈、坤洪、牙牌、鱼圹、尉上、莫勺、毛家湾、玉响等矽卡岩型磁铁矿床(点)10多处(图1b)。前人认为这些磁铁矿床和铜镍硫化物型矿床成因上均与中三叠世中-基性杂岩体(即“安定型”岩体)具有密切的关系(刘兵等, 2018),“安定型”岩体出露面积约60km2,出露的岩体个数多达19个,这些岩体空间上主要分布于那坡-富宁和董堡-那桑圩这两条区域性断裂带所夹持的块体内及其两侧。在这两条区域性断裂带所夹持的块体内出露有安定和洞哈两个规模较大的中三叠世中-基性杂岩体(即“安定型”岩体),而本区的矽卡岩型磁铁矿床(点)则大部分分布于这两个杂岩体的内接触变质带中,其中东南部安定中三叠世中-基性杂岩体的内接触变质带中已发现牙牌、坤洪、安定、那纳和毛尖山等磁铁矿床(点);而在西北部洞哈中三叠世中-基性杂岩体的内接触变质带中也发现了洞哈、尉上和牙牌山等一系列磁铁矿床(点)(图1b)。

2 矿床地质及矽卡岩岩相学特征

板仑磁铁矿集区中的矽卡岩型磁铁矿床(点)均分布于靠近中三叠世中-基性杂岩体(即“安定型”岩体)一侧的内接触变质带中(图1b),其中以分布于矿集区东南部安定中三叠世中-基性杂岩体内接触变质带中的坤洪磁铁矿床和西北部洞哈中三叠世中-基性杂岩体内接触变质带中的洞哈磁铁矿床最为典型。

2.1 矿床地质特征

2.1.1 坤洪磁铁矿床

矿区内出露的地层主要为中二叠统岩头组和上二叠统领薅组以及少量第四系;岩浆岩主要为中三叠世中-基性杂岩体(即“安定型”岩体),在矿区北部还出露有晚二叠世基性杂岩体(即“半瓦型”岩体)。矿区内断裂构造较发育,主要发育有NW-NNW向、NE向和NEE-近EW向三组断裂(图1c)。矿体主要产出于靠近安定中三叠世中-基性杂岩体一侧的内接触变质带中,目前该矿已转为以露天开采为主,从开采面上可以清晰地观察到矿体呈似层状赋存于接触变质带中,由两个似层状矿体组成(图2a):(1)下层矿体厚度相对较大,平均厚度约3.2m,其矿体的下部围岩为大理岩,二者之间发育一产状较陡的错动面(图2a),表明该矿体底部与围岩呈断层接触关系;而矿体的上部围岩则为(透辉)石榴矽卡岩类,在该层矿体与矽卡岩的接触面部位可以看到,(透辉)石榴矽卡岩边部发育有宽约几厘米的由绿泥石、绿帘石等矿物组成的蚀变矿物带(图2b)。(2)上层矿体厚度相对较小,平均厚度约1.5m,其上、下部围岩均为矽卡岩类;在矿体与围岩的接触面部位观察,虽然接触面产状大致与矽卡岩的产状基本一致,但在接触面部位的矽卡岩一侧边部也见其发育有几厘米宽的由绿帘石、绿泥石等绿色矿物组成的蚀变矿物带(图2c)。

图2 坤洪和洞哈磁铁矿床典型矽卡岩和矿石特征

2.1.2 洞哈磁铁矿床

该磁铁矿床位于洞哈村附近,矿区内出露的地层主要为上石炭统顺甸河组和上二叠统领薅组;岩浆岩主要为中三叠世中-基性杂岩体(即“安定型”岩体)。矿区内构造较简单,仅发育有走向分别为近SN向、NW向和NE向的3条断裂(图1d)。矿体主要产出于洞哈中三叠世中-基性杂岩体与上二叠统领薅组之间的内接触变质带中,与坤洪磁铁矿床一样,矿体亦由两个层状、似层状的矿体组成:①号矿体(下层矿体)位于洞哈中三叠世中-基性杂岩体和上二叠统领薅组的接触面部位,其上部围岩为矽卡岩,下部围岩为洞哈中三叠世中-基性杂岩体,矿体走向NW,倾向NE,总体倾角约30°,矿体沿走向延伸长度约160m;矿体厚度相对较小,在1.0～2.0m之间。②号矿体(上层矿体)位于矽卡岩带上部与上二叠统领薅组变质程度较低的大理岩化灰岩分界处,矿体下部围岩为含石榴石矿物较少的透辉矽卡岩,上部围岩为大理岩化灰岩;矿体呈似层状、层状产出,沿走向延伸长度大于1100m,沿倾斜方向延深大于200m;矿体厚度相对较大,平均厚度约8.4m(尹红光等, 2008)。

坤洪和洞哈磁铁矿床的矿石特征基本相同,均表现出矿石的金属矿物组合较简单,金属矿物以磁铁矿为主(占金属矿物含量的85%以上),另外还含有少量的赤铁矿(占金属矿物含量少于8%)和钛铁矿(占金属矿物含量少于4%)。此外,在一些方解石细脉或网脉中还见有少量的黄铁矿和黄铜矿等金属矿物与绿泥石、绢云母、石英等矿物充填于其中。但两个矿床的矿石构造较复杂,可将其划分为4种类型:(1)块状矿石,是两个矿床中较为常见的矿石类型,矿石具块状构造,矿石中磁铁矿含量较高,呈均匀状分布,结构较均一,无定向性;非金属矿物主要有蚀变矿物(绿帘石、绿泥石等)及少量石榴石和透辉石,零星分布于磁铁矿中(图2d)。(2)细脉状矿石,在两个矿床中均较为少见,矿石具细脉状构造,磁铁矿呈细脉状沿裂隙或沿矽卡岩层间贯入,两侧岩石具强烈蚀变现象,形成一些绿帘石、绿泥石等蚀变矿物,有时见有硅质岩条带相伴分布(图2e)。(3)浸染状矿石,是两个矿床中最主要的矿石类型,矿石具浸染状构造,磁铁矿呈稠密或稀疏浸染状分布于石榴石、透辉石等矽卡岩矿物之中(图2f)。(4)条带状矿石,也是两个矿床中较为常见的矿石类型,磁铁矿聚集成条带状沿矽卡岩的一定“层”分布,与矽卡岩一起构成条带状构造(图2g);有时还见“矽卡岩条带”被硅质岩条带交代、替代,矽卡岩呈残余状被包裹在硅质岩条带中(图2h),或者仅残存一些石榴石、透辉石等矽卡岩矿物零星分布于硅质岩条带中(图2i)。

2.2 接触变质带的空间分布及矽卡岩岩相学特征

坤洪和洞哈磁铁矿床中的矽卡岩均分布于靠近中三叠世中-基性杂岩体(即“安定型”岩体)一侧的内接触变质带中,其应属于接触交代变质作用形成的矽卡岩。两个矿床中的矽卡岩在内接触变质带中均显示出较好的分带特征,从中三叠世中-基性杂岩体(即“安定型”岩体)与围岩的接触面处围绕岩体往外,除了洞哈磁铁矿床在与岩体接触处出现一层较纯的大理岩层外,两个矿床由内往外均相继出现:石榴石晶形较自形的石榴石矽卡岩带(图2j)→呈“韵律”状产出透辉石榴矽卡岩-(含)石榴透辉矽卡岩带(图2k)→透辉石矽卡岩带(图2l)→(含)黑云母大理岩带(图2a),即从矿物分带上两个矿床由内往外均表现为由石榴石带→石榴石-透辉石带→透辉石带→黑云母带,其中①号矿体(下层矿体)往往产出于与岩体接触部位的石榴石带或石榴石-透辉石带中,而②号矿体(上层矿体)一般产出于石榴石-透辉石带和透辉石带分界处。各类矽卡岩的岩相学特征如下:

2.2.1 石榴石矽卡岩

一般出现在内接触变质带的靠近岩体一侧,主要由石榴石(70%～95%)、方解石(5%～25%)和少量的磁铁矿等矿物组成。此外,由于后期叠加热液蚀变作用,岩石中有时还含有较多的绿泥石和绿帘石等蚀变矿物。其中石榴石可分为两种类型:(1)整个石榴石晶体均发育环带结构,由于不同环带的消光异常,可见其呈“聚片双晶”同心环带特征(图3a)。(2)石榴石晶体中心部位不发育环带,成分较均匀且裂解发育,并含有较多的包裹体,在正交偏光下呈均质性全消光;而边部发育成分环带(图3b),由于消光异常,正交偏光下显示出“聚片双晶”环带。上述特征表明,其至少存在两个世代的石榴石,其中无成分环带的颗粒中心部位石榴石是早期形成的;而具“聚片双晶”同心环带的石榴石是后期形成的。方解石呈不规则状紧密镶嵌于石榴石颗粒之间(图3b),表明二者应为同期形成的产物。绿帘石和绿泥石等蚀变矿物往往在靠近下层矿体的岩石中含量较多,其中绿帘石主要分布于石榴石的边部,具交代石榴石的现象(图3a),或者呈细脉状侵入到石榴石矽卡岩中,并见一些石榴石矿物呈不规则残晶状分布于绿帘石细脉中(图3c)。而在下层矿体条带状矿石的含矿石榴矽卡岩条带中,可见石榴石被绿泥石等矿物强烈交代蚀变,呈不规则残晶颗粒分布于不规则隐晶质绿泥石集合体中(图3d)。此外,在含矿石榴矽卡岩条带和硅质岩条带接触部位观察,可见硅质岩条带呈隐晶质结构,主要由玉髓和少量石英组成(图3e);在硅质岩条带与含矿石榴矽卡岩条带之间发育有由绿泥石及少量磁铁矿组成的隐晶-微晶质“微层”,磁铁矿呈零星或局部聚集分布,“微层”有侵蚀石榴石矽卡岩现象(图3f)。由此表明,这些“硅质岩条带”应为(岩浆)热液沿条带状构造贯入充填、交代形成的。

图3 坤洪和洞哈磁铁矿床典型矽卡岩矿物镜下特征

2.2.2 透辉石榴矽卡岩和石榴透辉矽卡岩

出现在内接触变质带的石榴石矽卡岩带外侧,二者在矿物组成上基本相同,均为主要由石榴石和透辉石组成。此外,一些岩石中有时还出现少量的方解石等次要矿物和绿泥石、绿帘石、透闪石、黑云母等蚀变矿物以及磁铁矿等副矿物。但二者在矿物含量上存在差异,其中透辉石榴矽卡岩以石榴石多于透辉石为特征(图3g, h);而石榴透辉矽卡岩以透辉石多于石榴石为特征(图3i);二者空间上有时呈“韵律状”产出(图2k)。在透辉石榴矽卡岩中的石榴石矿物往往发育两个世代,其中第一世代石榴石一般出现于颗粒的中心部位;而第二世代石榴石出现在颗粒的边部,并发育有成分环带结构(图3g),或者形成完全自形的六边形晶形(图3h);透辉石矿物粒度相对较细小,呈半自形或不规则他形粒状分布于石榴石颗粒之间。而在石榴透辉矽卡岩中的石榴石矿物颗粒往往较细小,且以不发育成分环带结构的第一世代石榴石为主,个别粒度相对较大的颗粒边部有时见有第二世代石榴石环绕其分布(图3i);而透辉石矿物颗粒粒度大小不一,一些粒度较大的辉石颗粒内部常发育有较明显的成分环带结构(图3j)。

在靠近上层矿体的岩石中,常见矽卡岩矿物发生较强烈的热液蚀变现象,形成一些不规则状浅黄绿色的黑云母矿物环绕石榴石和透辉石边部分布,或者沿着石榴石颗粒内发育的裂解分布(图3k);有时见透辉石矿物发生较强烈的透闪石化(图3l),或者透辉石和石榴石发生较强烈的绿泥石、绿帘石化而形成交代残余结构或交代假晶结构(图3m)。

2.2.3 透辉石矽卡岩

出现在内接触变质带的透辉石榴矽卡岩-(含)石榴透辉矽卡岩带外侧,主要由透辉石和少量不透明的磁铁矿组成。透辉石含量在90%以上,呈半自形短柱状-他形粒状,部分颗粒常发生碳酸盐化和绿泥石化等蚀变现象,内部有时偶见有细小的绿帘石包裹体;磁铁矿呈不规则粒状颗粒零星分布于岩石中(图3n)。此外,在上层矿体条带状磁铁矿石的透辉石矽卡岩条带中,透辉石已发生较强烈退变质形成纤柱状阳起石集合体;而透辉石矽卡岩和磁铁矿条带之间则发育有一“层”由绿泥石+绢云母+绿帘石隐晶-微晶质集合体组成的“微层”,且在“微层”内部靠近透辉石矽卡岩一侧含绿帘石矿物较多,而向磁铁矿条带方向,绿帘石含量减少而逐渐过渡为以隐-微晶质绿泥石+绢云母集合体为主,并逐渐出现磁铁矿矿物(图3o)。

综合上述矿床地质及各类矽卡岩的岩相学特征,根据矿物组合及蚀变矿物之间的穿插关系等可将坤洪和洞哈磁铁矿床中矽卡岩的热液蚀变过程及其成矿阶段划分为早期进变质矽卡岩阶段、晚期退变质矽卡岩阶段和硫化物-碳酸盐阶段等3个阶段,其中早期进变质矽卡岩阶段除形成透辉石、两个世代的石榴石以及大理岩中的方解石和棕褐色黑云母等矿物外,还形成一些较自形的磁铁矿,但该阶段的成矿作用相对较弱,是磁铁矿的次要成矿阶段;晚期退变质矽卡岩阶段主要形成透闪石、阳起石、绿帘石、绿泥石、浅黄绿色黑云母等含水热液蚀变矿物以及硅质岩条带,并伴随形成了条带状、浸染状和块状矿石中的磁铁矿,表明该阶段是磁铁矿的主成矿阶段;而硫化物-碳酸盐阶段主要发生碳酸盐化形成细脉状或网脉状分布的方解石,并伴随有黄铁矿和黄铜矿等的矿化。成岩成矿各阶段矿物的生成顺序见表1。

表1 坤洪和洞哈磁铁矿床各阶段矿物生成顺序表

3 样品采集及分析方法

本次研究在对坤洪和洞哈磁铁矿床中矽卡岩及相关岩石的野外地质特征及室内岩相学等进行详细研究的基础上,选取各类代表性矽卡岩及相关岩石进行岩石地球化学和矿物化学成分分析测试工作。

其中进行岩石地球化学分析测试的样品,除了晚二叠世基性杂岩体(即“半瓦型”岩体)的2个样品采自坤洪磁铁矿床外围的天然露头外,其他样品均采自坤洪和洞哈磁铁矿床露天采矿面上的新鲜岩(矿)石,包括采自坤洪磁铁矿床露天采矿区靠近磁铁矿体部位的中三叠世中-基性杂岩体(即“安定型”岩体)样品3个和无矿矽卡岩样品3个,以及采自洞哈磁铁矿床磁铁矿体内的含矿矽卡岩样品3个和磁铁矿体附近的无矿矽卡岩样品4个。上述样品首先磨成小于200目的岩石粉末,然后送广州澳实分析检测有限公司实验室进行主、微量和稀土元素的分析测试,其中全岩主量元素采用硼酸锂-硝酸锂熔融,X荧光光谱(XRF)法分析,分析测试的误差优于5%;微量和稀土元素采用硼酸锂熔融+四酸消解,在ME-MS81型电感耦合离子体质谱仪(ICP-MS)上进行分析测试,其中含量>10×10-6的元素分析误差小于5%,而<10×10-6的元素分析误差小于10%。

本次研究进行矿物化学成分分析测试的样品均为坤洪和洞哈磁铁矿床中含矿或石榴石含量较高的石榴石矽卡岩、透辉石榴矽卡岩和石榴透辉矽卡岩。首先对这些样品进行显微镜下详细的岩相学分析鉴定,确定矽卡岩矿物的组合特征及其矿物世代关系;然后圈定出拟进行分析测试的石榴石和辉石等目标矿物,经喷碳后采用电子探针(EMPA)进行单矿物主量元素分析测试;最后选取已经开展过电子探针分析的部分代表性石榴石和辉石矿物进行原位LA-ICP-MS微量元素和稀土元素分析测试。其中单矿物原位LA-ICP-MS微量元素和稀土元素分析测试在湖北省地质实验测试中心完成,测试仪器采用的是由美国Coherent Inc公司生产的GeoLasPro全自动版193nm ArF准分子激光剥蚀系统(LA)和美国Agilent公司生产的7700X型电感耦合等离子质谱仪(ICP-MS),联用构成激光剥蚀电感耦合等离子体质谱分析系统(LA-ICP-MS)。激光剥蚀过程中采用氦气作载气、氩气为补偿气以调节灵敏度。本次分析的激光束斑直径为44μm,频率为8Hz;采用玻璃标样NIST 610为外标,样品总采集时间为60s,包括10s空白信号、40s的样品信号及10s的冲洗时间。对分析数据的离线处理采用软件ICPMSDataCal完成。单矿物电子探针(EMPA)主量元素分析测试在桂林理工大学广西隐伏金属矿产勘查重点实验室和湖北省地质实验测试中心共同完成。其中桂林理工大学广西隐伏金属矿产勘查重点实验室的实验仪器型号为JXA-8230,是在加速电压15kV、电流20nA以及束班直径5μm的实验条件下完成的,对Si、Fe、Ti、Al、Mg、Mn、Ca、Na、K等多个元素进行分析测试,分析精度优于0.1%。而湖北省地质实验测试中心的实验仪器型号为岛津EPMA-1720H,测试条件:电压15kV,电流20nA以及束班直径5μm;测试方法:元素特征峰的测量时间为10s,上下背景的测量时间与元素特征测量时间均为10s,最后用ZAF3进行校正。矿物中阳离子参数和端元成分计算方法采用geokit软件。

4 分析结果

4.1 矽卡岩及相关岩石地球化学特征

坤洪和洞哈磁铁矿床含矿和无矿矽卡岩、硅质岩条带及岩体的主量元素、微量和稀土元素分析结果见表2。

表2 坤洪和洞哈磁铁矿床矽卡岩及相关岩石的主量元素(wt%)、微量和稀土元素(×10-6)分析结果

4.1.1 主量元素特征

从表2中可以看出,中三叠世中-基性杂岩体(即“安定型”岩体)和晚二叠世基性杂岩体(即“半瓦型”岩体)的主量元素存在较大差别,其中前者SiO2含量较高,含量在53.55%～57.18%之间,总体上属于偏中性的岩石类型;TiO2含量相对较低,在0.68%～1.21%之间。而后者SiO2含量较低,含量在45.23%～45.25%之间,属于基性岩类;其TiO2含量较高,在4.40%～4.77%之间。在TAS分类图解(Middlemost, 1994)中投影,前者的投点均落入亚碱性系列区,其中一个样品落入闪长岩类区,其他两个样品的投点则落入辉长闪长岩类区;而后者的投点均落入碱性系列的辉长岩区(图4a)。在SiO2-K2O图解(Morrison, 1980)中投影,前者均落在中钾钙碱性系列区,而后者落入高钾钙碱性系列区内(图4b)。由此表明,前者属于中钾钙碱性(亚碱性)系列的基-中性杂岩体,而后者属于高钾钙碱性(碱性)系列的基性杂岩体。

图4 两类岩体TAS分类图解(图a, 据Middlemost, 1994; 碱性与亚碱性系列分界线来自Irvine and Baragar, 1971)和SiO2-K2O图解(图b, 据Morrison, 1980)

图5 坤洪和洞哈磁铁矿床中硅质岩条带Al-Fe-Mn图(a, Adachi et al., 1986)和Cr-Zr成因判别图(b, Marchig et al., 1982)

图6 坤洪和洞哈铁矿床矽卡岩的(al+fm)-(c+alk)—Si图解(a, 据Simonen, 1953)和(Al+∑Fe+Ti)-(Ca+Mg)图解(b, 据Moine and de la Roche, 1968)

4.1.2 微量和稀土元素

从表2和图7中可以看出,中三叠世中-基性杂岩体(即“安定型”岩体)和晚二叠世基性杂岩体(即“半瓦型”岩体)的微量元素和稀土元素存在较大差别,其中前者的稀土总量(∑REE)相对比后者的稀土总量(∑REE)低,二者的稀土总量分别在90.15×10-6～161.8×10-6和180.4×10-6～199.9×10-6。二者的δEu值分别在0.60～0.70和1.19～1.24之间,前者具有明显的铕负异常特征,表明斜长石的分离结晶程度较高;而后者具有铕正异常特征,表明斜长石的分离结晶程度较弱,存在斜长石的聚集或堆晶作用,显示堆晶辉长岩的特征。在球粒陨石标准化稀土元素配分图(图7a)上可以看出,中三叠世中-基性杂岩体表现为向右倾斜的“V”型曲线,且其曲线总体上与岛弧型火山岩的配分曲线较为相似(Omranietal., 2008);而晚二叠世基性杂岩体显示出向右倾斜的轻稀土富集型,具有与洋岛型(OIB型)玄武岩类似的配分模式。中三叠世中-基性杂岩体在原始地幔标准化微量元素蛛网图上均表现出Rb、Th、U和K等大离子亲石元素(LILE)富集,而Nb、Ta、P和Ti等高场强元素(HFSE)明显亏损 (图7b), 反映其岩浆源区可能有比较多壳源物质的加入或者是源区在俯冲过程中受流体交代作用,从而导致岩石显示出Nb、Ta、P和Ti等元素明显亏损的特征(Wilson, 1989);而晚二叠世基性杂岩体在原始地幔标准化微量元素蛛网图上则显示出与洋岛型(OIB型)玄武岩类似的模式曲线特征(图7b)。

图7 坤洪和洞哈磁铁矿床矽卡岩及相关岩石的球粒陨石标准化稀土元素配分图(a、c)和原始地幔标准化微量元素蛛网图(b、d)(标准化值据Sun and McDonough, 1989)

坤洪和洞哈磁铁矿床中4个硅质岩条带样品的微量元素含量均较低,除V、Cr、Co、Ni、Cu、Zn和Sr等含量相对较高外,其他元素含量均非常低;其稀土总量(∑REE)也非常低,在6.45×10-6～22.83×10-6之间(表2)。硅质岩条带与晚二叠世基性杂岩体的原始地幔标准化微量元素蛛网图和球粒陨石标准化稀土元素配分图存在显著的差异(图7a, b);而与中三叠世中-基性杂岩体的模式曲线较为相似,显示出Nb、Ta、P和Ti等元素明显亏损的特征。由此表明,形成硅质岩条带的热液流体可能来源于中三叠世中-基性杂岩体而不是晚二叠世基性杂岩体有关的岩浆热液。一些地质学者的研究表明,来自热液(特别是高温热液)的硅质岩,其稀土元素球粒陨石标准化后表现出明显的Eu的正异常(Diasetal., 2011),本区硅质岩条带具显著Eu正异常的特征表明,其可能是由较高温热液形成的。此外,一些地质学者认为Zr/Nb、La/Nb、Ba/Nb、Ba/Th、Th/La和Ba/La等是判断硅质岩成因及其氧化-还原环境的良好指标(Adachietal., 1986; Jones and Manning, 1994; Kimura and Watanabe, 2001)。本区硅质岩条带的Zr/Nb、La/Nb、Ba/Nb、Ba/Th、Th/La和Ba/La等参数值与热水成因和氧化环境形成的硅质岩的参数值相似(表3),亦表明其属于(岩浆)热液成因,可能形成于氧化环境。

表3 坤洪和洞哈磁铁矿床硅质岩条带有关微量和稀土元素参数

坤洪和洞哈磁铁矿床中含矿矽卡岩和无矿矽卡岩的稀土总量(∑REE)分别为6.98×10-6～37.32×10-6和89.62×10-6～293.6×10-6,含矿矽卡岩的稀土总量明显低于无矿矽卡岩的稀土总量,且前者更接近于硅质岩条带的含量(表2)。在球粒陨石标准化稀土元素配分图(图7c)上可以看出,各类矽卡岩均表现出向右倾斜的反“V”型曲线特征,与中三叠世中-基性杂岩体表现出向右倾斜的正“V”型曲线特征存在一定的区别,但其配分模式曲线与硅质岩条带的曲线十分相似,且含矿矽卡岩比无矿矽卡岩无论在稀土元素含量还是模式曲线上均更加接近于热液成因的硅质岩条带。坤洪和洞哈磁铁矿床中矽卡岩的微量元素含量总体较低,且含矿矽卡岩的含量明显低于无矿矽卡岩的含量(表2、图7d)。在原始地幔标准化微量元素蛛网图(图7b, d)上可见,除少数微量元素含量略高于中三叠世中-基性杂岩体的含量外,无矿矽卡岩的微量元素含量多数介于中三叠世中-基性杂岩体和硅质岩条带的含量之间,受中三叠世中-基性杂岩体和硅质岩条带的含量所限制,且无矿矽卡岩的微量元素模式曲线与硅质岩条带较为相似,与中三叠世中-基性杂岩体的模式曲线也具有一定的相似性;而含矿矽卡岩无论在微量元素含量还是模式曲线上均十分接近于热液成因的硅质岩条带。

4.2 矽卡岩矿物化学成分特征

4.2.1 石榴石的矿物化学成分特征

石榴石矿物电子探针(EMPA)主量元素以及LA-ICP-MS微量和稀土元素分析结果见表4和表5。

表5 坤洪和洞哈磁铁矿床石榴石的微量和稀土元素分析结果(×10-6)

4.2.1.1 主量元素特征

石榴石的主量元素含量总体上变化不大,其中以含SiO2、FeOT和CaO为主,含量分别在35.01%～36.90%、23.84%～27.98%和30.91%～32.94%之间(表4)。此外,石榴石中还含有一定量的Al2O3(在0.28%～3.44%);而其他成分的含量则很少。从图8中可见,石榴石的SiO2和CaO总体上呈正相关关系(图8a);而Al2O3和FeOT则呈良好的负相关关系,且第一世代石榴石相对富Al2O3、贫FeO,而第二世石榴石相对贫Al2O3、富FeO(图8b)。上述特征表明,石榴石中的Al3+离子可能是主要通过类质同像的方式占据Fe3+离子的晶格,从而导致第一世代石榴石和第二世石榴石表现出负相关性特征。但从洞哈磁铁矿床第二世代石榴石的测试结果看,其成分环带由核部→边部除Al2O3总体上表现为先增后降的变化趋势外,其他成分的变化趋势不明显(表4)。

图8 坤洪和洞哈磁铁矿床石榴石SiO2-CaO和Al2O3-FeOT相关性图解

根据主量元素换算成标准矿物可以看出(表4),坤洪和洞哈磁铁矿床中石榴石的端元组分均以钙铁榴石(And)为主,但第一世代石榴石的含量相对比第二世代石榴石少,二者含量分别为80.08～83.06和85.97～93.28;其次为铁铝榴石(Alm),二者含量分别为9.22～11.33和6.37～12.14。此外,在第一世代石榴石中还含有较多的钙铝榴石(Gro),含量在5.15～7.15。而镁铝榴石(Pyr)、锰铝榴石(Spe)和钙铬榴石(Uva)在第一世代石榴石和第二世代石榴石中含量都非常少。上述成分特征表明,第一世代石榴石和第二世代石榴石成分存在一定的差异,虽然二者均为钙铁榴石(And)占绝对含量,但前者属于钙铁-铁铝-钙铝榴石系列(And80-83Alm9-11Gro5-7),含较多的Gro;而后者属于钙铁-铁铝榴石系列(And86-93Alm6-12),基本上不含或仅含极少量的Gro(21-DH-8(Grt-3)测点除外)。反映出二者在形成的物理化学条件和形成作用上存在一定差异。

4.2.1.2 微量和稀土元素特征

坤洪磁铁矿床石榴石的稀土总量较高,在362.8×10-6～479.8×10-6(平均为446.4×10-6),明显高于相对应的无矿矽卡岩的稀土总量;而洞哈磁铁矿床中石榴石的稀土总量变化较大,在23.40×10-6～518.1×10-6(平均为192.7×10-6),平均值亦相对高于相对应的无矿矽卡岩的稀土总量(表5),表明矽卡岩中稀土元素有向石榴石矿物富集的趋势。坤洪磁铁矿床中石榴石的(La/Yb)N和(Gd/Yb)N分别为10.32～37.64和1.17～2.85;洞哈磁铁矿床中石榴石的(La/Yb)N和(Gd/Yb)N分别为9.86～309.1和1.02～1.52,表明两个磁铁矿床中石榴石的轻、重稀土元素分异程度较高,且明显高于相对应的无矿矽卡岩;但其重稀土之间的分异不明显。两个磁铁矿床中石榴石的δEu值分别为6.46～51.26和7.95～35.70,亦明显大于相对应的无矿矽卡岩的δEu值,表明石榴石的铕正异常比相对应的全岩更强烈。前人的研究表明,Ho和Y元素具有相似的电价和离子半径,其地球化学行为较为相近,在不同类型岩石、矿物以及球粒陨石(Y/Ho值为28)中变化不大,只有在水溶液中才会发生明显的行为分异(Bau, 1991; 杨光树等, 2019)。因此,Y/Ho值常被用来判别岩石和矿物是否被热液改造过的指标。坤洪和洞哈磁铁矿床中石榴石的Y/Ho值分别为20.44～47.14和16.53～96.84,变化范围较大,且偏离了球粒陨石的Y/Ho值(28),显示出这些石榴石具有热液成因的特征。在球粒陨石标准化稀土元素配分图(图9a)上可以看出,洞哈磁铁矿床中石榴石的重稀土元素含量普遍较低,很多元素含量低于检测线,故在模式曲线上显示不出来;但两个磁铁矿床中石榴石的稀土配分模式曲线与相对应的无矿矽卡岩的曲线十分相似,均表现出向右倾斜的反“V”型曲线特征。从表5及原始地幔标准化微量元素蛛网图(图9b)上可以看出,坤洪和洞哈磁铁矿床中石榴石的U、La、Ce、Eu等元素相对较富集,而Nb、Ta、P和Ti等高场强元素相对亏损,且其模式曲线与两个磁铁矿床相对应的无矿矽卡岩的全岩模式曲线较为相似。

图9 坤洪和洞哈磁铁矿床石榴石和辉石的球粒陨石标准化稀土元素配分图(a、c)和原始地幔标准化微量元素蛛网图(b、d) (标准化值据Sun and McDonough, 1989)

4.2.2 辉石的矿物化学成分特征

辉石矿物电子探针(EMPA)主量元素以及LA-ICP-MS微量和稀土元素分析结果见表6和表7。

表7 洞哈磁铁矿床的辉石微量和稀土元素分析结果(×10-6)

4.2.2.1 主量元素特征

从表6中可以看出,坤洪磁铁矿床中辉石的主量元素主要为SiO2(49.21%～52.06%)、FeOT(7.94%～13.60%)、MgO(9.31%～15.42%)和CaO(18.25%～25.94%)以及少量的Al2O3(1.11%～2.14%)、MnO(0.25%～0.53%)、Na2O(0.01%～0.27%)和TiO2(0.00%～0.54%),主量元素总体上含量变化不大,呈现出高Fe、Ca、Mg而低Al、Ti、Na、Mn的特点。而洞哈磁铁矿床的辉石常发育有较明显的成分环带结构,因此其MgO和FeOT的含量变化较大,含量分别在0.03%～16.79%和2.03%～28.09%之间;CaO和SiO2的含量较高,分别在21.47%～25.26%和47.72%～53.97%之间;此外,还含有少量的Al2O3(0.08%～2.31%)、MnO(0.10%～1.33%、Na2O(0.01%～0.57%)和TiO2(0.00%～0.35%)。对样品21-DH-20(透辉石矽卡岩)中发育有成分环带结构且粒度较大的辉石颗粒进行电子探针(EMPA)主量元素分析测试结果表明,由核部测点(表6中Cpx-1至Cpx-6)→边部测点(表6中Cpx-7至Cpx-12):MgO由0.47%～1.10%→13.55%～13.96%,Al2O3由0.46%～1.42%→1.96%～2.31%,CaO由21.47%～22.06%→24.66%～25.00%,SiO2由48.02%～49.41%→51.37%～53.79%,而FeOT由25.72%～26.83%→5.74%～6.08%,MnO由0.29%～0.47%→0.24%～0.39%、Na2O由0.18%～0.57%→0.01%～0.04%,TiO2由0.02%～0.35%→0.00%。由此表明,早期(核部)辉石相对比晚期(边部)辉石具有富铁,略富锰、钠和钛,而贫镁、铝,略贫钙、硅的特点。

根据主量元素换算成标准矿物可以看出(表6),坤洪磁铁矿床中辉石的Wo、En和Fs三个端元组分含量分别为37.11～51.98、26.63～43.60和12.48～21.70;而洞哈磁铁矿床中辉石的Wo、En和Fs三个端元组分含量分别为48.03～51.46、0.08～46.53和3.15～49.75。在单斜辉石的Wo-En-Fs分类图解(图10)中投影,坤洪磁铁矿床的辉石主要落在次透辉石和普通辉石区域内;洞哈磁铁矿床的辉石落在次透辉石、钙铁辉石和透辉石区域内都有,其中早期辉石(环带核部)主要落入钙铁辉石区域内,而晚期辉石(环带边部)主要落入次透辉石区域内,表明早期辉石(环带核部)具富铁而晚期辉石(环带边部)具富镁的特点。

图10 坤洪和洞哈磁铁矿床的单斜辉石Wo-En-Fs分类图解(据Morimoto, 1988)

在辉石的主量元素关系图解中可以看出,坤洪和洞哈磁铁矿床的辉石由核部→边部显示出较明显的FeOT-MgO和FeOT-Al2O3的负相关关系以及SiO2-MgO和FeOT-MnO的正相关关系(图11),表明随着热液流体活动的演化,辉石端员组分中钙铁辉石所占的比例逐渐减少,而透辉石的含量则具相对增加趋势,暗示热液流体中的Fe2+含量具逐渐增加趋势。

图11 坤洪和洞哈磁铁矿床主量元素相关性图解

4.2.2.2 微量和稀土元素特征

辉石的稀土总量(∑REE)在9.59×10-6～53.81×10-6,明显低于相对应的无矿矽卡岩的稀土总量(表7)。其LREE/HREE和(La/Yb)N分别为2.15～9.50和7.40～67.77,表明辉石的轻、重稀土元素分异程度较高;辉石的δEu值在0.09～0.81之间,具铕负异常特征,与无矿矽卡岩表现出较强烈铕正异常的特征明显不同。在球粒陨石标准化稀土元素配分图(图9c)上可以看出,辉石的稀土元素含量总体上也低于无矿矽卡岩的含量,且其除了铕显示出负异常以外,其模式曲线与矽卡岩的曲线较为相似。辉石的Y/Ho值在16.49～129.71之间,多数高于球粒陨石的Y/Ho值(28),与石榴石一样,亦显示出这些辉石具有热液成因的特征(Bau, 1991)。从表7和图9d中可以看出,辉石的大离子亲石元素(LILE)含量普遍较低,很多元素低于检测线,仪器检测不出来;检测出来的部分元素均表现为Rb、Ba、K等大离子亲石元素(LILE)以及Nb、Zr、Hf等高场强元素(HFSE)亏损的特征;微量元素的含量总体上比相对应的无矿矽卡岩的含量低,但二者在原始地幔标准化微量元素蛛网图上的模式曲线较为相似(图9d)。

5 讨论

5.1 矽卡岩及相关岩石地球化学特征对成岩成矿作用的指示

野外地质调查研究表明,滇东南板仑磁铁矿集区内坤洪和洞哈磁铁矿床的矽卡岩均分布于靠近中三叠世岛弧型中-基性杂岩体(即“安定型”岩体)一侧的内接触变质带中,往外则为由碳酸盐岩组成的地层。矽卡岩的岩相学研究表明,岩石的结构以粒状变晶结构和交代结构等变成结构为主,不具有岩浆岩结构的特征。而矽卡岩的原岩恢复结果表明,其在各类原岩恢复图解中大部分投点落入钙质沉积岩区或玄武岩类和碳酸盐岩类(白云岩)之间的过渡区内(图6)。由此表明,本区矽卡岩的原岩主要是含钙较高的沉积岩类(主要为碳酸盐岩类以及钙质泥质岩等),主要是通过接触交代作用形成的。此外,可能还存在有少量岩浆成因的矽卡岩。

前人的研究结果表明,接触交代成因的矽卡岩,其地球化学特征主要受围岩的主微量元素含量、热液流体的主微量元素含量(包括热液流体运移主微量元素的能力以及水-岩反应的速率)、主微量元素在流体与新形成的矿物相之间分配系数的变化情况以及组成矽卡岩的不同矿物容纳主微量元素的晶格位置等方面因素控制(Kato, 1999; 冷秋锋, 2016)。因此,矽卡岩在接触交代热液蚀变过程中,其主量和微量元素都会发生规律性的变化,可以通过对矽卡岩、围岩及相关岩浆岩的地球化学特征(尤其是微量元素特征)进行对比分析来确定其岩石成因,示踪与岩浆作用有关的成岩成矿环境(秦克章和王之田, 1993; 冷秋锋, 2016)。前面岩相学的研究结果表明,本区矽卡岩的形成过程可划分为早期进变质矽卡岩和晚期退变质矽卡岩两个阶段;在矽卡岩形成过程中还伴随出现有较多的硅质岩条带,这些硅质岩条带在岩相学和地球化学特征上均显示出(岩浆)热液成因的特征,是在氧化环境下形成的(表3)。将坤洪和洞哈磁铁矿床早期进变质矽卡岩阶段形成的无矿矽卡岩、晚期退变质矽卡岩阶段形成的强烈蚀变(绿泥石、绿帘石化等)的含矿矽卡岩以及(岩浆)热液成因的硅质岩条带与矿集区内中三叠世岛弧型中-基性杂岩体(即“安定型”岩体)和晚二叠世OIB型基性杂岩体(即“半瓦型”岩体)进行对比发现,(岩浆)热液成因的硅质岩条带与晚二叠世OIB型基性杂岩体在原始地幔标准化微量元素蛛网图和球粒陨石标准化稀土元素配分图上均存在显著的差异;但在原始地幔标准化微量元素蛛网图上与中三叠世岛弧型中-基性杂岩体的模式曲线较为相似,均显示出Nb、Ta、P和Ti等元素明显亏损的特征(图7a, b)。在原始地幔标准化微量元素蛛网图上,无矿矽卡岩的模式曲线与硅质岩条带的模式曲线较为相似,与中三叠世岛弧型中-基性杂岩体的模式曲线也具有一定的相似性;而含矿矽卡岩相对比无矿矽卡岩无论在微量元素含量还是模式曲线上均十分接近于(岩浆)热液成因的硅质岩条带(图7b, d)。

在球粒陨石标准化稀土元素配分图上,各类矽卡岩和硅质岩条带均显示出较强烈正Eu异常向右倾斜的反“V”型曲线特征,与板仑磁铁矿集区内中三叠世岛弧型中-基性杂岩体显示出负Eu异常向右倾斜的正“V”型曲线特征存在一定的区别(图7a, c)。一些地质学者的研究表明,呈正Eu异常的矽卡岩主要与矿物成分有关,岩石中钙铝榴石含量越高,越容易表现出Eu负异常;而钙铁榴石含量越高,则显示出Eu正异常的特征(Gasparetal., 2008)。从前面的岩相学和矿物化学研究结果表明,本区的矽卡岩均富含钙铁榴石,其显示出与中三叠世岛弧型中-基性杂岩体不一致的正Eu异常,可能是由于岩石中含有较多的钙铁榴石所致;从本区的石榴石均显示出较强烈的正Eu异常而辉石的Eu正、负异常不明显的特征(图9)也说明这一点。

综合上述特征表明,早期进变质阶段矽卡岩的形成可能与板仑磁铁矿集区内中三叠世岛弧型中-基性杂岩体(即“安定型”岩体)有关,热液流体可能主要来源于中三叠世岛弧型中-基性杂岩体(即“安定型”岩体)而不是晚二叠世OIB型基性杂岩体(即“半瓦型”岩体)有关的岩浆热液;在晚期退变质矽卡岩阶段,由于受这些含矿岩浆热液流体进一步交代作用的影响,从而导致含矿矽卡岩与热液流体(硅质岩条带)发生同化,使含矿矽卡岩比无矿矽卡岩表现出更加相似于(岩浆)热液成因硅质岩条带的特征。

5.2 矽卡岩矿物对成岩成矿环境的指示

矽卡岩中的矿物组合受围岩和侵入岩体的性质及其形成时的温度、压力、深度、酸碱度以及氧逸度等综合因素的控制。因此,矽卡岩的矿物组合及其化学成分对于反演其形成过程中的物化条件变化情况,示踪其成岩、成矿环境具有重要的意义(Meinertetal., 2005; 赵一鸣等, 2012; 冷秋锋, 2016; 李壮等, 2017; 杨光树等, 2019)。

从前面的岩相学研究结果表明,板仑磁铁矿集区内的矽卡岩在早期进变质矽卡岩阶段主要形成透辉石和石榴石等矽卡岩矿物,且石榴石矿物发育有两个世代。矿物化学的研究结果表明,由石榴石核部(第一世代)→边部(第二世)其FeOT具由少变多,而Al2O3具由多变少的变化趋势(图8b)。虽然第一世代和第二世代石榴石的端元组成均以钙铁榴石(And)占绝对含量,但第一世代石榴石属于钙铁-铁铝-钙铝榴石系列(And80-83Alm9-11Gro5-7),含较多的钙铝榴石(Gro);而第二世代石榴石属于钙铁-铁铝榴石系列(And86-93Alm6-12),基本上不含或仅含极少量的钙铝榴石(Gro)。颗粒较大的辉石矿物也发育有较明显的成分环带结构,且早期(核部)辉石相对比晚期(边部)辉石具有富铁而贫镁、铝的特征(图11);由早期(核部)辉石→晚期(边部)辉石,辉石端员组分中钙铁辉石所占的比例减少,而透辉石的含量则具显著增加趋势(图10)。由此表明,矽卡岩中早期(第一世代)石榴石相对比晚期(第二世代)石榴石中出现更多的钙铝榴石(Gro)端元;而早期(核部)辉石富铁,以钙铁辉石端元为主,晚期(边部)辉石则富镁,以透辉石端元为主。前人的实验研究结果表明,在较还原环境下生成的石榴石往往富含钙铝榴石(Gro)端元,而在氧化环境条件下生成的石榴石则更富钙铁榴石(And)端元(Gustafson, 1974);梁祥济(1994)对钙铝榴石-钙铁榴石形成过程的实验模拟结果也表明,钙铝榴石容易形成于弱还原-弱氧化环境,形成的温度一般在550～700℃之间;而钙铁榴石容易形成于弱氧化-氧化环境(lgf(O2)=-11.07～-28.64),形成的温度通常在450～600℃之间,且其pH在4.0～11.0之间。而陈光远等(1987, 1989)的研究也认为,矿物种属、矿物中Fe元素的价态常常作为衡量氧化-还原条件的标志,由于石榴石中主要以Fe3+形式出现,而单斜辉石中以Fe2+形式出现居多,当矽卡岩中主要矿物组合为钙铁辉石-钙铝榴石时,说明成矿流体中的Fe主要进入到辉石中,以Fe2+形式存在,指示较还原的环境;当主要矿物组合为透辉石-钙铁榴石时,说明矽卡岩矿物形成于高氧逸度环境。根据前述矽卡岩中石榴石和透辉石的含铁端元比例变化情况判断,板仑磁铁矿集区内矽卡岩的形成和演化过程中,在进变质矽卡岩阶段早期形成于一种相对还原的状态(弱还原-弱氧化环境),而进变质矽卡岩阶段晚期的成岩成矿环境则由相对还原状态转变为较氧化的状态(弱氧化-氧化环境),说明本区进变质矽卡岩阶段的成岩成矿过程中氧逸度有逐渐增高的趋势。在本区退变质矽卡岩阶段伴随形成了(岩浆)热液成因的硅质岩条带,而前面对这些硅质岩条带的研究结果表明,其各种参数值与热水成因和氧化环境形成的硅质岩的参数值相似(表3),表明其应形成于氧化环境。

5.3 矽卡岩的成岩成矿机制探讨

前面已提及,根据矿物组合及蚀变矿物之间的穿插关系等可将板仑磁铁矿集区坤洪和洞哈两个矽卡岩型磁铁矿床中矽卡岩的成岩成矿演化过程划分为早期进变质矽卡岩阶段、晚期退变质矽卡岩阶段和硫化物-碳酸盐阶段等3个阶段。矽卡岩及相关岩石的岩相学和岩石地球化学特征的研究结果表明,早期进变质阶段矽卡岩的形成可能与板仑磁铁矿集区内中三叠世岛弧型中-基性杂岩体(即“安定型”岩体)有关,热液流体可能主要来源于中三叠世岛弧型中-基性杂岩体(即“安定型”岩体)而不是晚二叠世OIB型基性杂岩体(即“半瓦型”岩体)有关的岩浆热液;在晚期退变质矽卡岩阶段,由于受这些含矿岩浆热液流体进一步交代作用的影响,从而导致含矿矽卡岩与热液流体(硅质岩条带)发生同化,使含矿矽卡岩比无矿矽卡岩表现出更加相似于(岩浆)热液成因硅质岩条带的特征。

矽卡岩的矿物化学特征研究结果表明,进变质矽卡岩阶段早期形成于一种相对还原的状态(即弱还原-弱氧化环境),而进变质矽卡岩阶段晚期的成岩成矿环境则由相对还原状态转变为较氧化的状态(弱氧化-氧化环境),说明本区进变质矽卡岩阶段的成岩成矿过程中氧逸度有逐渐增高的趋势。进变质矽卡岩阶段晚期由于处于较高氧逸度的氧化环境中,成矿流体与围岩中碳酸盐岩不断发生反应,使溶液中的碱性增强,钙铁辉石在碱性介质中被分解为透辉石、阳起石-透闪石和方解石以及呈较自形晶粒状零星分布于石榴石、透辉石和方解石矿物颗粒之间第一世代较自形的磁铁矿。随着流体的演化,在退变质矽卡岩阶段由于处于较高氧逸度的氧化环境,绿泥石、绿帘石、透闪石、阳起石等矿物大量出现并交代早期透辉石和石榴石等矿物,伴随形成了大量的磁铁矿,并聚集形成块状、浸染状和条带状等磁铁矿矿石。之后,随着绿泥石、绿帘石、透闪石、阳起石等矿物交代早期石榴石和透辉石等而消耗了大量的“氧”,指示本区成矿环境已由相对氧化的状态转变为较为还原的状态,随后在相对还原的环境中发生了本区硫化物-碳酸盐阶段的黄铁矿和黄铜矿等金属硫化物的沉淀矿化。

由此表明,板仑磁铁矿集区矽卡岩型磁铁矿床的成岩成矿环境至少经历了从进变质矽卡岩阶段早期相对还原环境→进变质矽卡岩阶段晚期-退变质矽卡岩阶段相对氧化环境→后期硫化物-碳酸盐阶段相对还原环境的转变过程。

6 结论

通过以上对滇东南板仑磁铁矿集区坤洪和洞哈磁铁矿床中矽卡岩及相关岩石的研究,我们得出以下几点初步认识。

(1)滇东南板仑磁铁矿集区内的矽卡岩是接触交代变质作用形成的,形成矽卡岩的热液流体主要来源于中三叠世岛弧型中-基性杂岩体(即“安定型”岩体)有关的岩浆热液。

(2)矽卡岩的成岩演化过程可划分为早期进变质矽卡岩阶段、晚期退变质矽卡岩阶段和硫化物-碳酸盐阶段等3个阶段,其中早期进变质矽卡岩阶段形成的第一世代石榴石属于钙铁-铁铝-钙铝榴石系列(And80-83Alm9-11Gro5-7),第二世代石榴石属于钙铁-铁铝榴石系列(And86-93Alm6-12);由早期辉石→晚期辉石,辉石端员组分中钙铁辉石所占的比例相对减少而透辉石的含量则具显著增加趋势。

(3)综合分析认为,滇东南板仑磁铁矿集区矽卡岩型磁铁矿床的成岩成矿环境至少经历了从进变质矽卡岩阶段早期相对还原环境→进变质矽卡岩阶段晚期-退变质矽卡岩阶段相对氧化环境→后期硫化物-碳酸盐阶段相对还原环境的转变过程。

致谢参加部分野外工作的还有李东硕士、冯毅硕士和崔安文硕士等,单矿物电子探针分析得到湖北省地质实验测试中心工作人员的帮助,两位评审专家提出了宝贵的修改意见,使本文的质量得到很大提升。在此一并致以诚挚的感谢。