張?jiān)鼋? 孫敬博, 胡明月, 紀(jì)宏偉, 陳 文*

1)中國(guó)地質(zhì)科學(xué)院礦床資源研究所, 國(guó)土資源部成礦作用與資源評(píng)價(jià)重點(diǎn)開發(fā)實(shí)驗(yàn)室, 北京 100037;2)中國(guó)地質(zhì)科學(xué)院地質(zhì)研究所, 北京 100037;3)國(guó)家地質(zhì)測(cè)試中心, 北京 100037

東天山紅云灘鐵礦穩(wěn)定同位素地質(zhì)特征及其對(duì)成礦作用過(guò)程的指示

張?jiān)鼋?), 孫敬博2), 胡明月3), 紀(jì)宏偉2), 陳 文2)*

1)中國(guó)地質(zhì)科學(xué)院礦床資源研究所, 國(guó)土資源部成礦作用與資源評(píng)價(jià)重點(diǎn)開發(fā)實(shí)驗(yàn)室, 北京 100037;2)中國(guó)地質(zhì)科學(xué)院地質(zhì)研究所, 北京 100037;3)國(guó)家地質(zhì)測(cè)試中心, 北京 100037

東天山覺羅塔格紅云灘鐵礦大多被認(rèn)為是海相火山巖型鐵礦, 該類礦床的成礦機(jī)理通常被描述為早期形成的礦源層被后期熱液交代改造富集。本文通過(guò)對(duì)紅云灘鐵礦穩(wěn)定同位素特征的研究發(fā)現(xiàn), 該礦床其實(shí)為特定火山巖層經(jīng)過(guò)前期廣泛堿交代，然后疊加矽卡巖化而形成的熱液交代礦床。成礦過(guò)程先后分為五個(gè)階段: 火山巖礦源層形成、堿交代、矽卡巖蝕變、磁鐵礦生成和石英-硫化物沉淀。在紅云灘鐵礦成礦過(guò)程中, 成礦流體是不斷的演化的: 在最初紅云灘巖體石英形成階段, 可能就有少量大氣降水的參與使其石英的氫同位素虧損2H; 在大量礦石礦物磁鐵礦形成階段, 可能有較多大氣降水的流體加入使磁鐵礦虧損18O;在成礦后期大量石英和硫化物形成階段, 有大量大氣降水加入, 此時(shí)成礦流體則不但繼承了先前巖漿熱液低δD值的特征, 也繼承了磁鐵礦形成期流體δ18O值稍低的特征, 不同于巖漿水也區(qū)別于變質(zhì)水。

穩(wěn)定同位素特征; 成礦作用過(guò)程; 紅云灘鐵礦

火山巖型鐵礦是新疆儲(chǔ)量最大的鐵礦類型,占 47.24%, 其中, 海相火山巖型是新疆富鐵礦的最重要的類型, 占新疆富鐵礦的 77.6%, 也是新疆鐵礦勘察找礦的最主要的類型(董連惠等, 2011)。東天山阿齊山—雅滿蘇—沙泉子鐵成礦帶就是新疆非常重要的海相火山巖型鐵礦成礦區(qū), 關(guān)于此類鐵礦成礦機(jī)制目前的觀點(diǎn)主要是兩期成礦(李耀增等, 1984; 丁天府, 1990; 姜福芝等, 2002; 董連慧等, 2011; 徐仕琪等, 2011): 早期階段礦源層的形成和晚期階段熱液交代改造富集。對(duì)于該成礦帶的紅云灘鐵礦, 有火山熱液型觀點(diǎn)(祁志明等, 1985),也有接觸交代的觀點(diǎn)(王登紅等, 2006)。本文擬從穩(wěn)定同位素入手, 探討該礦床的成礦作用過(guò)程, 闡明其成礦機(jī)理。

0 礦區(qū)基本地質(zhì)概況

礦區(qū)大地構(gòu)造位置屬塔里木板塊北緣活動(dòng)帶的覺羅塔格晚古生代島弧帶內(nèi), 覺羅塔格復(fù)背斜阿奇山背斜的東南翼。該區(qū)北以大草灘—大南湖斷裂帶為界與準(zhǔn)噶爾成礦省的哈爾里克成礦帶毗鄰, 南以阿齊克庫(kù)都克—沙泉子斷裂與星星峽中間地塊毗鄰(見圖 1)。

區(qū)域范圍內(nèi)的地層主要為石炭系下統(tǒng)的雅滿蘇組、干墩組、白山組: 主要有海相雙峰式火山巖建造、海相碳質(zhì)頁(yè)巖-硅質(zhì)巖建造、碎屑-碳酸鹽建造、濱海古砂礦建造。石炭系上統(tǒng)的底坎爾組、梧桐窩子組、吐古土布拉克組: 主要有海相中酸性火山-沉積建造、復(fù)理石及類復(fù)理石建造、碎屑-碳酸鹽建造。礦區(qū)以南有元古界地層, 巖性為片巖夾少量碳酸鹽巖薄層, 局部為黑云石英片巖和大理巖互層。礦區(qū)范圍內(nèi)構(gòu)造特征為一北東東向的向斜, 東部巖層傾角較緩, 而在南西端傾角較陡。礦區(qū)外圍有區(qū)域性的斷裂發(fā)育, 最主要是阿齊克庫(kù)都克大斷裂, 呈北西西至東西向, 橫貫礦區(qū)南部, 延伸長(zhǎng), 規(guī)模大。礦區(qū)周圍巖漿活動(dòng)強(qiáng)烈, 巖漿巖分布極為廣泛, 從巖性和期次上主要分為兩期: 第一期以中性侵入巖為主, 巖性為含石英輝長(zhǎng)巖、石英閃長(zhǎng)巖、石英二長(zhǎng)閃長(zhǎng)巖; 第二期為酸性侵入巖, 巖性為花崗閃長(zhǎng)巖、二長(zhǎng)花崗巖、鉀長(zhǎng)花崗巖、石英正長(zhǎng)巖。二者為侵入接觸。礦區(qū)巖體主要為紅云灘巖體, 為第二期侵入體, 成巖年齡為 328.5 Ma(吳昌志等,2006)。其巖性主要為二長(zhǎng)花崗巖、花崗閃長(zhǎng)巖和英云閃長(zhǎng)巖?；◢忛W長(zhǎng)巖與英云閃長(zhǎng)巖呈相變過(guò)渡關(guān)系, 并與二長(zhǎng)花崗巖呈侵入接觸。

圖1 東天山覺羅塔格鐵礦地質(zhì)圖(據(jù)徐仕琪等, 2011)Fig. 1 Geological map of the Qoltag iron deposit in Eastern Tianshan(after XU et al., 2011)

紅云灘鐵礦主要賦存在下石炭統(tǒng)雅滿蘇組第二巖性段-安山質(zhì)凝灰?guī)r中, 鉀化黑云母花崗巖與安山質(zhì)凝灰碎屑巖的外接觸帶。礦體明顯受層位和構(gòu)造破碎帶控制。礦體呈似層狀、透鏡狀產(chǎn)出, 上部厚,向深部逐漸變薄, 乃至尖滅, 深部多出現(xiàn)盲礦體。礦體中富邊貧、大部分富礦體的兩側(cè)常出現(xiàn)貧礦或表外礦。紅云灘鐵礦區(qū)共有大小地表礦體和盲礦體115個(gè), 其中礦區(qū)東部Ⅴ號(hào)帶的 7個(gè)礦體和礦區(qū)中部Ⅱ號(hào)礦體群的16個(gè)礦體具有一定的規(guī)模。紅云灘鐵礦礦石類型主要為透輝石-陽(yáng)起石-磁鐵礦礦石, 另外還有石榴石-透輝石-陽(yáng)起石-磁鐵礦組合、石英-石榴石-磁鐵礦組合、石英-磁鐵礦組合、黃鐵礦-磁鐵礦組合。礦石礦物主要為磁鐵礦、磁赤鐵礦、鏡鐵礦,硫化物有黃鐵礦、黃銅礦等。脈石礦物主要為綠簾石、陽(yáng)起石、透輝石、石榴石、石英等, 其次為透閃石、綠泥石、黑云母、螢石等。礦石結(jié)構(gòu)主要為半自形粒狀結(jié)構(gòu)、壓碎結(jié)構(gòu)、他形粒狀結(jié)構(gòu)。礦石構(gòu)造主要為浸染狀構(gòu)造、塊狀構(gòu)造。礦體圍巖蝕變多為強(qiáng)烈鉀化、鈉化、透輝石化、陽(yáng)起石化、石榴石化、以及硅化。礦區(qū)內(nèi)發(fā)育的輝綠巖, 為成礦期后脈巖。

1 樣品采集與分析方法

本研究采集的樣品包括紅云灘鐵礦礦石、礦化圍巖, 巖漿巖和后期脈巖, 一共13個(gè)。礦化圍巖為陽(yáng)起石化蝕變圍巖, 巖漿巖為紅云灘巖體的兩個(gè)相,黑云母花崗巖和似斑狀花崗巖, 也是成礦的間接圍巖。后期脈巖為輝綠巖。樣品采集后, 粉碎分選, 分別挑出磁鐵礦、石英和黃鐵礦進(jìn)行穩(wěn)定同位素分析測(cè)試。

本文穩(wěn)定同位素分析測(cè)試共分為三個(gè)部分:1)礦石中磁鐵礦以及礦化圍巖、成礦后期輝綠巖、紅云灘黑云母花崗巖中磁鐵礦的氧同位素組成分析;2)礦石中脈石礦物石英以及成礦圍巖紅云灘巖體中石英的氫和氧同位素分析; 3)礦石礦物黃鐵礦硫同位素組成分析。氧和氫同位素測(cè)試是在國(guó)土資源部同位素地質(zhì)重點(diǎn)實(shí)驗(yàn)室完成的: 所有氧同位素都是利用強(qiáng)氧化劑BrF5在高溫反應(yīng)器中把樣品中的氧轉(zhuǎn)化成氧氣, 然后再在 700℃與石墨反應(yīng)轉(zhuǎn)化為 CO2,最后在MAT253質(zhì)譜上測(cè)量出結(jié)果, 測(cè)量精度0.1‰;氫同位素的測(cè)量采用爆裂法取水, 然后 Zn法制氫,再送質(zhì)譜MAT253質(zhì)譜測(cè)出結(jié)果, 精度為1‰; 硫同位素是在核工業(yè)北京地質(zhì)研究院同位素實(shí)驗(yàn)室測(cè)試的, 方法為利用 CuO和 V2O5混合氧化劑在高溫下把硫化物中的硫氧化為 SO2, 然后利用 MAT251質(zhì)譜測(cè)出結(jié)果, 測(cè)試結(jié)果精度為0.1‰。

2 分析結(jié)果

2.1 礦石與巖體磁鐵礦氧同位素組成

磁鐵礦氧同位素分析結(jié)果列于表1、圖2。由圖表可知, 礦石磁鐵礦的δ18OV-SMOW值和輝綠巖中磁鐵礦的δ18OV-SMOW值相似, 為 1.0‰～2.0‰, 礦化含陽(yáng)起石蝕變圍巖中磁鐵礦的δ18OV-SMOW值為5.0‰～6.0‰, 而圍巖巖體黑云母花崗巖中磁鐵礦的δ18OV-SMOW值在前兩者范圍之間為2.0‰～3.0‰。

2.2 礦石和巖體中石英氫氧同位素組成

由表 1可以看出, 礦石中石英氧同位素值范圍為 4.8‰～6.8‰, 均 小 于 巖 體 中 石 英 的 值7.3‰‰～9.8‰; 礦石氫同位素值–92‰～–104‰, 略大于巖體石英的值, 低于變質(zhì)水的相應(yīng)范圍。

2.3 礦石硫同位素組成

圖2 紅云灘鐵礦巖體、礦化圍巖和礦石中磁鐵礦氧同位素分布頻數(shù)直方圖Fig. 2 Frequency histogram of magnetite δ18O values in magmatic rock, host rock and ore of the Hungyuntan iron deposit

圖3 紅云灘鐵礦區(qū)輝綠巖、礦化圍巖和礦石中黃鐵礦硫同位素分布頻數(shù)直方圖Fig. 3 Frequency histogram of pyrite δ18O values in diabase, mineralized host rocks and ores of the Hungyuntan iron deposit

表1 紅云灘鐵礦礦石和圍巖中氧、氫、硫同位素分析結(jié)果表Table 1 Analytical results of O, H and S isotopic compositions of ores and host rocks of the Hongyuntan deposit

根據(jù)本文測(cè)試硫同位素組成作礦石圍巖和輝綠巖黃鐵礦硫同位素分布頻數(shù)圖(見圖3), 礦石硫化物硫同位素值分布區(qū)間為–1‰～1‰, 屬于隕石硫–2‰～+3‰的范圍, 顯示具有幔源的特征。礦化圍巖和后期脈巖輝綠巖黃鐵礦硫同位素組成, 也屬于隕石硫范圍, 指示深源的特征。由于礦化圍巖硫同位素值大于礦石相應(yīng)的值, 所以可能顯示成礦流體中硫同位素值較低, 仍具有深源的特征。

3 討論

3.1 成礦流體的性質(zhì)

測(cè)試所給出的僅有(表 1)石英的氧和其流體包裹體氫同位素的值, 需要根據(jù)石英氧和其流體包裹體氧的平衡分餾關(guān)系, 推導(dǎo)出成礦流體氧同位素的值。這需要形成巖體和成礦期石英時(shí)的溫度。

3.1.1 成巖成礦溫度的判斷

根據(jù)巖體石英和磁鐵礦氧同位素δ18O的值(表1中的值), 利用石英-磁鐵礦氧同位素溫度計(jì)1000lnαQ-Mt=5.57×106/T2(Bottinga et al., 1973), 計(jì)算出形成該石英時(shí)的溫度為 840℃。為了進(jìn)一步確認(rèn)該溫度的準(zhǔn)確性, 需要其他方法的驗(yàn)證。應(yīng)用公式:

推導(dǎo)出紅云灘巖體形成鋯石時(shí)的飽和溫度為平均溫度843(℃見表2, 計(jì)算數(shù)據(jù)引用吳昌志等, 2006,計(jì)算方法和過(guò)程參見Hanchar et al., 2003)。所以巖體石英形成時(shí)的溫度為840℃是正確可信的。

紅云灘鐵礦為熱液成因, 一般礦石中石英的形成晚于礦石礦物磁鐵礦的形成。其形成的階段多為石英-硫化物階段, 其溫度范圍為 300 ℃ ～ 200 ℃ , 本文采用250℃作為紅云灘礦石中石英形成的溫度。

3.1.2 成巖成礦流體性質(zhì)的判定

根據(jù)以上成巖成礦溫度的推算和選定, 利用Bottinga 等(1973)公式 1000lnαQ-H2O=4.10×106/T2–3.70, 和張理剛等(1990)的公式 1000lnαQ-H2O=3.306×105/T2–2.71, 分別計(jì)算出巖體和礦石石英流體包裹體氧同位素δ18O的值(見表3)并作圖4。由表3和圖 4可知, 形成巖體石英的巖漿熱液不同于原生巖漿水和變質(zhì)水。其中氫同位素δD值比較低的特征可能指示了俯沖洋殼所夾帶低δD流體, 如大氣水、沉積巖層間水、或富含有機(jī)質(zhì)的流體, 或在巖體母巖漿上侵過(guò)程中有低δD流體加入。形成礦石石英的成礦后期流體繼承了先前形成巖體石英巖漿熱液的特點(diǎn), 既不同于原生巖漿水也不同于變質(zhì)水, 同時(shí)成礦后期流體δ18O值也稍低于紅云灘巖體形成石英時(shí)巖漿熱液的δ18O值, 顯示了向大氣水演化的特點(diǎn)。

圖4 紅云灘鐵礦礦石和巖體石英中流體δD-δ18O圖Fig. 4 δD-δ18O diagram of fluid in quartz of ores and magmatic rocks in the Hongyuntan iron deposit

表2 紅云灘巖體形成鋯石時(shí)飽和溫度推算表Table 2 Calculated zircon saturation temperature of Hongyuntan magmatite

表3 紅云灘鐵礦礦石和巖體石英中氧氫同位素分析和推算結(jié)果表Table 3 Calculation results of O and H isotopic compositions of quartz in ores and magmatic rock of the Hongyuntan deposit

3.2 紅云灘鐵礦成礦作用過(guò)程推測(cè)

3.2.1 紅云灘鐵礦成礦作用特點(diǎn)

根據(jù)礦床地質(zhì)與地球化學(xué)特征, 該礦床的形成的主要與熱液交代作用有關(guān), 論據(jù)如下: 1)礦體受鉀化黑云母花崗巖和安山質(zhì)凝灰?guī)r外接觸帶, 及構(gòu)造破碎帶控制; 2)礦體上富下貧, 中富邊貧, 顯示熱液作用的特征; 3)礦體圍巖蝕變發(fā)育, 具強(qiáng)烈鉀化、鈉化、透輝石化、陽(yáng)起石化、石榴石化以及硅化;4)礦區(qū)僅受低-淺區(qū)域變質(zhì)作用, 但礦石類型主要為磁鐵礦與透閃石、陽(yáng)起石、石榴石、石英等組成礦物組合, 顯示巖漿熱液交代的特征。

紅云灘鐵礦圍巖蝕變的類型可分為兩類: 淺色蝕變和深色蝕變。前者主要為鉀化、鈉化和硅化, 后者主要為透輝石化、石榴石化和陽(yáng)起石化。淺色蝕變實(shí)質(zhì)上就是堿交代, 而深色蝕變實(shí)質(zhì)上就是矽卡巖化。淺色蝕變?cè)诘V區(qū)以及在阿齊山-雅滿蘇-沙泉子鐵成礦帶廣泛發(fā)育, 深色蝕變僅是近礦圍巖蝕變并且晚于淺色蝕變。這非常符合矽卡巖化深色交代之前常常伴有堿交代的規(guī)律。堿交代的實(shí)質(zhì)就是鐵鎂硅酸鹽礦物鉀長(zhǎng)石化和鈉長(zhǎng)石化, 鐵鎂質(zhì)被交代淋濾到成礦熱液中。礦區(qū)的深色交代, 就是矽卡巖化的Ca-Mg交代, 主要是巖漿期后熱液與碳酸鹽反應(yīng)先后生成干、濕矽卡巖礦物, 如石榴石、透輝石和陽(yáng)起石。礦體賦礦圍巖雅滿蘇組為富含碳酸鹽細(xì)粒的安山質(zhì)凝灰?guī)r(丁天府, 1990), 其中鐵質(zhì)以赤鐵礦細(xì)粒稀疏浸染狀分布(張雪玲, 2000), 在接觸帶處與巖漿熱液流體反應(yīng)產(chǎn)生矽卡巖化(主要為透輝石化、石榴石化和陽(yáng)起石化), 并生成磁鐵礦。成礦熱液與特殊層位的安山質(zhì)凝灰?guī)r的交代反應(yīng), 形成干濕矽卡巖礦物之后便形成大量的磁鐵礦而成礦, 這就是紅云灘鐵礦成礦的本質(zhì)原因。紅云灘鐵礦的層控特征主要原因在于安山質(zhì)凝灰?guī)r中的微粒碳酸鹽和其中的細(xì)粒赤鐵礦。

礦石中磁鐵礦氧同位素平均值為 1.6‰, 根據(jù)常用的石英-磁鐵礦氧同位素溫度計(jì)1000lnαQ-Mt=5.57×106/T2(Bottinga et al., 1973), 在500℃溫度下, 與磁鐵礦達(dá)到氧同位素平衡的石英氧同位素值應(yīng)為 10.9‰, 大于實(shí)際礦石中石英氧同位素5.8‰的平均值。如果假定礦石中磁鐵礦和石英氧同位素已達(dá)到平衡, 根據(jù)上述溫度計(jì)公式, 這時(shí)的成礦溫度應(yīng)為883, ℃這與熱液成礦的實(shí)際不符,所以礦石中磁鐵礦和石英并沒(méi)有達(dá)到氧同位素平衡。合理的解釋應(yīng)為: 成礦熱液由于大量磁鐵礦的沉淀而變成酸性, 這直接導(dǎo)致只有在堿性條件下溶解的石英沉淀, 并形成硫化物, 即為矽卡巖化的石英-硫化物階段。正是由于礦石中石英和磁鐵礦不是在同一個(gè)階段形成的, 所以本文所測(cè)試紅云灘礦石中石英和磁鐵礦氧同位素并沒(méi)有達(dá)到平衡。

3.2.2 成礦作用過(guò)程推測(cè)

根據(jù)以上討論, 紅云灘鐵礦成礦過(guò)程可分為五個(gè)階段:

首先下石炭紀(jì)雅滿蘇安山質(zhì)凝灰?guī)r的形成為成礦的第一階段。地層中的微粒碳酸鹽和赤鐵礦為以后鐵礦的形成提供物源和反應(yīng)介質(zhì)。

接著以紅云灘巖體為代表的中酸性巖體侵入到該區(qū), 形成了礦區(qū)的含礦熱液, 引起了全區(qū)的淺色蝕變, 即堿交代。堿交代的結(jié)果使圍巖中鐵質(zhì)被萃取聚集在成礦熱液里。

在礦區(qū)接觸帶的有利部位, 成礦熱液與圍巖雅滿蘇組地層中的微粒碳酸鹽和赤鐵礦反應(yīng), 發(fā)生矽卡巖化、干濕矽卡巖礦物之后, 產(chǎn)生大量磁鐵礦, 形成礦體，即為主成礦階段。

最后一個(gè)階段為石英硫化物階段, 該階段是矽卡巖化形成磁鐵礦后形成的。所以形成石英流體為成礦期后流體, 不代表形成礦體時(shí)的流體。

4 結(jié)論

紅云灘鐵礦, 通常認(rèn)為的海相火山巖型鐵礦,本質(zhì)上為層控的、并且堿交代發(fā)育的矽卡巖礦床。其成礦過(guò)程可先后分為以下幾個(gè)階段: 1)下石炭雅滿蘇火山巖的形成, 其中的安山質(zhì)凝灰?guī)r中含有細(xì)粒碳酸鹽和赤鐵礦; 2)礦區(qū)紅云灘巖體的侵位和巖漿期后熱液的形成, 堿交代礦區(qū)普遍發(fā)育導(dǎo)致了 Fe質(zhì)的淋濾和集聚; 3)在巖體和安山質(zhì)凝灰?guī)r的外接觸帶發(fā)生深色的矽卡巖化; 4)矽卡巖化后的成礦熱液形成大量礦石礦物磁鐵礦; 5)石英、硫化物大量形成, 成礦過(guò)程結(jié)束。在紅云灘鐵礦成礦過(guò)程中, 成礦流體是不斷的演化的: 在最初紅云灘巖體石英形成階段, 可能有低δD值流體的參與使其石英氫同位素虧損2H; 在大量礦石礦物磁鐵礦形成階段, 可能有低δ18O值的立體加入使礦石礦物磁鐵礦虧損18O。在成礦后期大量石英和硫化物形成階段, 此時(shí)成礦流體則不但繼承了先前巖漿熱液低δD值的特征, 也繼承了磁鐵礦形成期流體δ18O值稍低的特征, 不同于巖漿水也不區(qū)別于變質(zhì)水。

丁天府. 1990. 新疆雅滿蘇組層控型鐵礦的地質(zhì)特征[J]. 中國(guó)區(qū)域地質(zhì), 3: 269-272.

董連慧, 馮京, 莊道澤, 李鳳鳴, 屈訊, 劉德權(quán), 唐延齡. 2011.新疆富鐵礦成礦特征及主攻類型成礦模式探討[J]. 新疆地質(zhì), 29(4): 416-422.

姜福芝, 秦克章, 方同輝, 王書來(lái). 2002. 東天山鐵礦床類型、地質(zhì)特征成礦軌列車與找礦方向[J]. 新疆地質(zhì), 20(4):379-383.

李耀增, 孫寶生. 1984. 中國(guó)東天山東部鐵礦分布規(guī)律[J]. 礦床地質(zhì), 3(4): 1-7.

祁志明, 吳琦, 白玉麟. 1985. 新疆天山鐵礦地質(zhì)特征及找礦遠(yuǎn)景[J]. 新疆地質(zhì), 3(4): 29-42.

王登紅, 李純杰, 陳鄭輝, 陳世平, 肖克炎, 李華芹, 梁婷, 2006.東天山成礦規(guī)律與找礦方向的初步研究[J]. 地質(zhì)通報(bào),25(8): 910-915.

魏菊英, 王觀玉, 1988. 同位素地球化學(xué)[M]. 北京: 地質(zhì)出版社:115.

吳昌志, 張遵忠, KHIN Z, FERNADO D, 唐俊華, 鄭遠(yuǎn)川,汪傳勝, 三金柱. 2006. 東天山覺羅塔格紅云灘花崗巖年代學(xué)、地球化學(xué)及其構(gòu)造意義[J]. 巖石學(xué)報(bào), 22(5): 1121-1134.

徐仕琪, 趙同陽(yáng), 馮京, 高永峰, 田江濤, 楊在峰, 劉德權(quán). 2011.東天山海相火山巖型鐵礦區(qū)域成礦規(guī)律研究[J]. 新疆地質(zhì),29(2): 173-177.

張理剛, 劉敬秀, 周環(huán)波, 陳振勝. 1990. 石英-水-鹽體系氧同位素分餾作用[J]. 礦床地質(zhì), 9(2): 158-166.

張雪玲. 2000. 紅云灘鐵礦貧礦選礦試驗(yàn)研究[J]. 新疆鋼鐵,76(4): 1-3.

BOTINGA Y, JAVORY M. 1973. Comments on oxygen isotope geochermometry [J]. Earth and Planetary Science Letters:20(2): 250-265.

DING Tian-fu. 1990. The geological characteristics of stratabound iron deposits in the Yamasu formation in Xinjiang[J]. Regional Geology of China, 3: 269-272(in Chinese with English abstract).

DONG Lian-hui, FENG Jing, ZHUANG Dao-ze, LI Feng-ming,QU Xun, LIU De-quan, TANG Yan-ling. 2011. Discussion of metallogenic models, mineralization characteristic and main type of rich iron ore of Xinjiang [J]. Xinjiang Geology, 29(4):416-422(in Chinese with English abstract).

HANCHAR J, WATSON E. 2003. Zircon saturation thermometry[J]. Reviews in Mineralogy and Geochemisry, 53: 89-112.

JIANG Fu-zhi, QIN Ke-zhang, FANG Tong-hui, WANG Shu-lai.2002. Types, geological characteristics, metallogenic regularity and exploration target of iron deposits in Eastern Tianshan mountains [J]. Xinjiang Geology, 20(4): 379-383(in Chinese with English abstract).

LI Yao-zeng, SUN Bao-sheng. 1984. The distribution regularity of iron ore deposits in Eastern Tianshan mountains[J]. Mineral Deposits, 3(4): 1-7(in Chinese with English abstract).

QI Zhi-ming, WU Qi, BAI Yu-lin. 1985. The geologic features of iron ore deposits of Tianshan and the prospecting target[J].Xinjiang Geology, 3(4): 29-42(in Chinese with English Abstract).

WANG Deng-hong, LI Chun-jie, CHEN Zheng-hui, CHEN Shi-ping, XIAO Ke-yan, LI Hua-qin, LIANG Ting. 2006.Metallogenic characteristics and direction in mineral search in the east Tianshan, Xinjiang, China[J]. Geological Bulletin of China, 25(8): 910-915(in Chinese with English abstract).

WEI Ju-ying, WANG Guan-yu. 1988. Isotope geochemistry[M].Beijing: Geological Publishing House: 115(in Chinese).

WU Chang-zhi, ZHANG Zun-zhong, KHIN Z, FERNADO D,TANG Jun-hua, ZHENG Yuan-chuan, WANG Chuan-sheng,SAN Jin-zhu. 2006. Geochronology, geochemistry and tectonic significances of the Hongyuntan granitoids in the Qoltag area, Eastern Tianshan[J]. Acta Petrologica Sinica, 22(5):1121-1134(in Chinese with English abstract).

XU Shi-qi, ZHAO Tong-yang, FENG Jing, GAO Yong-feng, TIAN Jiang-tao, YANG Zai-feng, LIU De-quan. 2011. Study on regional metallogenic regularity of marine volcanic type iron in the east Tianshan of Xinjinag[J]. Xingjiang Geology, 29(2):173-177(in Chinese with English abstract).

ZHANG Li-gang, LIU Jing-xiu, ZHOU Huan-bo, CHEN Zhen-sheng. 1990. Oxygen isotope fractionation in the quartz-salt system [J]. Mineral Deposit, 9(2): 158-166(in Chinese with English abstract).

ZHANG Xue-ling. 2000. Study on the beneficiability tests of the low grade ores in Hongyuntan iron deposit[J]. Xinjiang Stell,76(4): 1-3(in Chinese).

致謝: 野外工作期間, 得到新疆維吾爾自治區(qū)地質(zhì)礦產(chǎn)勘查開發(fā)局第一地質(zhì)大隊(duì)桑少杰總工程師及李洪斌、楊俊弢、姜立豐、劉國(guó)輝等專家的大力支持;論文修改期間, 受到中國(guó)地質(zhì)科學(xué)院礦產(chǎn)資源研究所李延河研究員的指導(dǎo), 以及本文編輯的耐心幫助,在此一并致以衷心的感謝！

Study on Stable Isotopic Characteristics of the Hongyuntan Iron Deposit of Eastern Tianshan and Their Implications for the Process of Mineralization

ZHANG Zeng-jie1), SUN Jing-bo2), HU Ming-yue3), JI Hong-wei2), CHEN Wen2)
1)MRL Key Laboratory of Metallogeny and Mineral Assessment, Institute of Mineral Resources,Chinese Academy of Geological Sciences, Beijing100037;2)Institute of Geology, Chinese Academy of Geological Sciences, Beijing100037;3)National Research Center for Geoanalysis, Beijing100037

The Hongyuntan iron deposit in Qoltag area of Eastern Tianshan in Xinjiang has long been believed to be a marine volcanic type deposit. The metallogenic mechanism of this type deposit has been regarded as the enrichment of the early formed ore source bed by the later hydrothermal metasomatism. According to the study of stable isotopic characteristics of this deposit, a new opinion is proposed in this paper: Hongyuntan is a pyrometasomatic deposit, which was formed by the superimposition of the later focal skarnization of special volcanic rock sequence upon early extensive alkali metasomatism. The process of the mineralization can be divided into five stages: the formation of special volcanic rock sequence, alkali metasomatism, skarnization,production of magnetite and deposition of quartz and sulfide. During the process of the mineralization, the ore-forming fluid evolved continuously: at the stage of the formation of the quartz in Hongyuntan magmatic rock,the mixture with low δD value fluid caused the depletion of2H in the fluid which produced the quartz; in the course of the massive production of magnetite, the addition of low δ18O fluid resulted in the depletion of18O in the magnetite; during the deposition of massive quartz and sulfide, the ore-forming fluid inherited not only low δD but also low δ18O features, and thus the fluid differed from both magmatic fluid and metamorphic fluid.

stable isotopic characteristics; process of mineralization; Hongyuntan iron deposit

P597.2; P611

A

10.3975/cagsb.2012.06.10

本文由國(guó)土資源部公益性行業(yè)專項(xiàng)(編號(hào): 20091043-13)和中國(guó)地質(zhì)調(diào)查局地質(zhì)調(diào)查項(xiàng)目(編號(hào): 1212011120293)聯(lián)合資助。

2012-09-07; 改回日期: 2012-11-02。責(zé)任編輯: 閆立娟。

張?jiān)鼋? 男, 1974年生。副研究員。主要從事礦床學(xué)和地球化學(xué)研究。通訊地址: 100037, 北京西城區(qū)百萬(wàn)莊大街26號(hào)。E-mail: zengjiezhang@cags.ac.cn。

*通訊作者: 陳文, 男, 1962年生。研究員, 博士生導(dǎo)師。主要從事同位素地質(zhì)年代學(xué)研究。通訊地址: 100037, 北京西城區(qū)百萬(wàn)莊大街26號(hào)。E-mail: chenwenf@vip.sina.com。