張招崇 侯通 李厚民 李建威 張作衡 宋謝炎

1.中國地質(zhì)大學地質(zhì)過程與礦產(chǎn)資源國家重點實驗室，北京 100083

2.中國地質(zhì)科學院礦產(chǎn)資源研究所，北京 100037

3.中國地質(zhì)大學地質(zhì)過程與礦產(chǎn)資源國家重點實驗室，武漢 430074

4.中國科學院地球化學研究所，礦床地球化學國家重點實驗室，貴陽 550002

鋼鐵是國家經(jīng)濟、國防與社會發(fā)展的重要物質(zhì)基礎(chǔ)。隨著我國工業(yè)化和城鎮(zhèn)化的迅猛發(fā)展，國產(chǎn)鐵礦石特別是富礦石遠遠不能滿足需求，大量依賴進口，鐵礦石對外依存度已達60%以上，對國家經(jīng)濟安全構(gòu)成了嚴重威脅。因此，立足國內(nèi)，發(fā)現(xiàn)和探明一批大型富鐵礦，是一項迫在眉睫的重大任務(wù)。

國際上，無論是總的鐵礦資源量還是富鐵礦石，主要為沉積變質(zhì)型鐵礦，該類型鐵礦產(chǎn)于長期穩(wěn)定的克拉通環(huán)境，富鐵礦的形成主要與長期的風化淋濾作用有關(guān)(Morey，1999;Powell et al.，1999;Taylor et al.，2001)。我國大陸由于長期受三大構(gòu)造域相互作用(北部的古亞洲洋構(gòu)造域、西南部的特提斯構(gòu)造域和東部的西太平洋構(gòu)造域)的影響，因而具有特殊的活動性(任紀舜等，1999)，不利于形成國外的沉積變質(zhì)型富鐵礦。但另一方面，多期次的構(gòu)造巖漿活動也為與巖漿活動有關(guān)的矽卡巖型、玢巖型、海相火山巖型、巖漿型富鐵礦的形成提供了重要的物質(zhì)基礎(chǔ)和有利的成礦條件。過去的大量研究表明，上述類型富鐵礦的形成均與巖漿-熱液過程有關(guān)(如趙一鳴等，2004;李厚民等，2012;Dill，2010)，因此闡明巖漿-熱液過程中鐵的富集機理不僅具有重要的理論意義，而且對于指導該類型的找礦也具有重要的現(xiàn)實意義。

迄今為止，全球發(fā)現(xiàn)的與巖漿作用有關(guān)的鐵礦既有產(chǎn)在基性-超基性巖中，也有產(chǎn)在中性巖以及酸性巖中，其時代跨度大(從元古宙-新生代)，構(gòu)造環(huán)境復雜，這為我們研究巖漿中鐵的富集機理提供了極好的機會。眾所周知，巖漿從基性-中 性-酸 性，鐵 的 含 量 依 次 下 降 (Wedepohl，1969;Maynard，1983)，換言之，鐵主要富集在基性巖中，在酸性巖中鐵的含量較低。然而，與巖漿作用有關(guān)的富鐵礦主要產(chǎn)在與中酸性巖有關(guān)的矽卡巖型礦床中(趙一鳴等，2004;李厚民等，2012)，而與基性-超基性巖有關(guān)的鐵礦雖然規(guī)模大，但主要是貧鐵礦石，只有極少數(shù)是富鐵礦石。由此就自然引出這樣的問題:與中酸性巖有關(guān)的鐵礦巨量鐵的來源?其超常富集機理是什么?基性-超基性巖中少量的富鐵礦石是如何形成的?本文首先簡單介紹鐵礦的主要類型，以說明哪些類型與巖漿-熱液系統(tǒng)有關(guān)，然后再通過對相關(guān)鐵礦地質(zhì)特征的分析，結(jié)合近年來鐵礦成礦理論取得的進展，探討巖漿-熱液系統(tǒng)中鐵的富集機理。

1 與巖漿-熱液系統(tǒng)有關(guān)的鐵礦類型

趙一鳴等(2004)將我國鐵礦劃分為8種類型:巖漿型、矽卡巖型、火山巖型、熱液型、沉積變質(zhì)型、沉積型、風化淋濾型以及成因不明型。其中火山巖型又劃分為陸相火山巖型(即玢巖型;長江中下游火山巖區(qū)鐵礦研究組，1977)和海相火山巖型。國際上，Dill(2010)按照與構(gòu)造-巖石的關(guān)系，將鐵礦劃分為4類，并且每類均劃分為若干亞類和次亞類(表1)。為了更好地理解兩種不同分類方案之間的關(guān)系，筆者將兩種分類的對應關(guān)系也一并列于表1。

由表1可以看出，Dill(2010)的分類中的巖漿型鐵礦床實際上是與巖漿巖有關(guān)的鐵礦，并非都是通過巖漿作用過程形成的鐵礦，多數(shù)是通過熱液作用形成的，所以實際上包含了趙一鳴等(2004)中的巖漿型鐵礦、矽卡巖型鐵礦、陸相火山巖型，所以這些類型鐵礦的形成均與巖漿-熱液過程有關(guān)。然而，筆者通過對國內(nèi)外與巖漿巖有關(guān)的鐵礦地質(zhì)特征的研究發(fā)現(xiàn)，上述與巖漿巖有關(guān)的鐵礦與巖漿巖的巖性和產(chǎn)狀密切相關(guān)，具體見表2。從表2可以看出，除了與基性-超基性深成侵入巖和堿性深成巖有關(guān)的鐵礦基本沒有蝕變影響，特別是不存在與礦化有關(guān)的蝕變作用外，與其他巖石有關(guān)的鐵礦均與蝕變作用密切相關(guān)，說明后者與熱液作用有關(guān)，而前者則與巖漿作用過程有關(guān)，因此在以下內(nèi)容中筆者將分別分析巖漿過程和熱液過程中鐵的富集機理。

表1 鐵礦類型劃分(據(jù)Dill，2010)Table 1 Classification scheme of iron deposits(after Dill，2010)

2 巖漿過程中鐵的富集機理

巖漿過程包括源區(qū)的部分熔融形成原始巖漿的過程——巖漿的形成階段以及原始巖漿形成后所經(jīng)歷的演化過程，包括巖漿的分異(液態(tài)分異和固-液分異)、同化混染(固-液混合)和巖漿混合過程。這些過程可能對鐵的富集均產(chǎn)生了不同程度的影響。

前已述及，與巖漿過程有關(guān)的鐵礦類型均與基性超基性巖有關(guān)(與堿性巖有關(guān)的鐵礦事實上也是產(chǎn)在堿性的基性-超基性巖中)，因此鐵一定來自地幔源區(qū)。目前對于與鐵磷礦床有關(guān)的堿性超基性巖的地幔源區(qū)研究較少，是否存在特殊性尚不清楚，所以本文只討論含釩鈦磁鐵礦的基性超基性巖的地幔源區(qū)特點。

最近的研究表明(Zhang et al.，2009;Hou et al.，2012;Song et al.，2013;Zhou et al.，2013)，以攀枝花巖體為代表的含釩鈦磁鐵礦的巖體的母巖漿為富鐵鈦的玄武質(zhì)巖漿，而且這種富鐵鈦的玄武質(zhì)母巖漿是原始的富鐵鈦苦橄質(zhì)巖漿在深部巖漿房發(fā)生分離結(jié)晶的結(jié)果。Zhang et al.(2009)認為要形成原始的富鐵鈦苦橄質(zhì)巖漿需要源區(qū)存在特殊的巖石圈地幔，即富鐵鈦的特殊巖石圈地幔。雖然攀枝花巖體的Sr-Nd-Pb同位素成分表明其源區(qū)除了地幔柱物質(zhì)外還有巖石圈地幔的混入，但低的氧同位素值(＜5‰)暗示源區(qū)中有俯沖物質(zhì)的加入。Hou et al.(2011a)通過對攀西地區(qū)攀枝花、紅格、白馬和太和等4個巖體的惰性氣體同位素研究，認為該巖體可能存在俯沖的物質(zhì)。Zhong et al.(2011)以及Hou et al.(2013a)分別通過對新街巖體和攀枝花巖體的Os同位素研究則為源區(qū)中存在俯沖物質(zhì)提供了進一步的證據(jù)。此外，大量的實驗研究表明，要形成富鐵的苦橄質(zhì)巖漿，需要地幔橄欖巖中存在榴輝巖或輝石巖(Tuff et al.，2005)。所以結(jié)合區(qū)域地質(zhì)背景可以推測，新元古代羅迪尼亞大洋板片俯沖到揚子地塊之下形成榴輝巖，二疊紀時在地幔柱作用下含有榴輝巖的地幔橄欖巖發(fā)生部分熔融形成原始的富鐵鈦苦橄質(zhì)巖漿，正是由于這種原始的富鐵鈦苦橄質(zhì)巖漿的存在為攀西地區(qū)巨量富集釩鈦磁鐵礦奠定了重要的物質(zhì)基礎(chǔ)。

雖然原始的富鐵鈦的苦橄質(zhì)巖漿相對普通的地幔巖漿富集鐵和鈦，但其簡單的結(jié)晶堆積尚不能形成鐵礦。要形成鐵礦，需要通過一系列的巖漿演化過程使得其中的鐵質(zhì)富集。

礦鐵、碳的 巖 巖 主關(guān) 入 石 為有 侵 造 礦巖成 、輝 狀 構(gòu) 鐵性深 巖 、脈 狀 磁堿霞巖 狀 染 鈦與霓酸 層 浸 低礦地硫鐵巖 巖，呈量的巖 長 圍制 少關(guān)入 閃 和控狀 和有侵 崗 豆 狀帶成-花體礦巖觸扁染酸淺 巖接和 浸 鐵中中 巖 受的狀 和 磁與崗 格鏡 狀 鈦物花 嚴層透 塊 低化地，呈 硫巖巖制 量入圍 狀 少侵巖 和控豆 狀 和成長 體帶扁 染 礦淺-二 巖觸和 浸 鐵中 巖 受接狀 和 磁長 格的鏡 狀 鈦物礦閃 嚴層透 塊 低化鐵的，、關(guān)部產(chǎn) 狀有頂，也 染巖的內(nèi)性 相 體體 、浸中巖陸 狀 礦與山巖巖火巖中鐵-次玢玢在巖、脈狀磁長在產(chǎn)圍狀礫鈦r o c ks 巖 閃 產(chǎn)既在 塊角 低火i g ne o us ，有山明狀少磁狀制 染 和層控 浸 ，有礦主巖相、似位 脈 銅t o 為r e l a t e d 海 山 礦-安 狀 ，層 、細 、黃層狀 造 鐵礦巖 呈脈 構(gòu) 磁鐵礦g e ne t i c a l l y 武 要呈 狀造 鈦黃鐵巖玄 主的顯 塊構(gòu) 低量黃山火的狀-次量巖圍產(chǎn)礦狀礫de po s i t s 周 ，少角相山礦鏡鐵礦巖 和 鐵黃鐵火陸巖、透玢狀狀和橄中的塊玢磁礦i r o n 關(guān) 橄 脈苦裂 密造 鈦鐵在苦斷 致呈構(gòu) 低菱t he 有征 巖 、特 性 產(chǎn) 狀、斑 量、磁要o f 基 狀 染狀 少礦主-超 巖 鏡內(nèi) 。礫、浸c ha r a c t e r i s t i c s鐵礦性、透和巖成基狀淺體 、角 鐵（黃）型巖 狀綠 塊狀 磁物礦類 與 綠 層輝 密脈狀 鈦化鐵礦輝 似在 致網(wǎng)雜 低硫黃鐵-的a i n巖 為狀 造 和關(guān)m 長 狀脈 構(gòu) 礦有巖-輝 層為中體 狀 鐵巖a nd成深 巖巖 、似時巖 染 磁礦漿石長 狀，有于 浸主 鈦鐵巖y pe s T 輝斜 層主產(chǎn) 以為 釩鈦與2 2征 石合 體出征 造 物表a bl e T 特巖組礦產(chǎn)特石結(jié)礦構(gòu)構(gòu)要礦主石礦、石 位 科 ，以，輝 聯(lián)鹽，品 蘇 品見 酸-小 、鈾hi bi ny產(chǎn)主常變-中 土 、前K 副為石、碳 蝕 大 、稀 山 是的 數(shù)土灰石無模、磷礬島稀長本北半多或磷鉀 基 規(guī)低 鐵 河拉 鐵磷以長、的物。 鈉 高 坑 礦礦等 位 、錫 馬 鐵巖鹽 且 、鎢 建 型卡酸 ，品碳 ，并 型 、鋅 、福 崗 巖矽的 化見 大 冶黃 卡為期 巖常 中 、鉛大古 矽要晚 卡化 模 、銅 北蒙 于種主及 矽石 規(guī) 鐵 湖內(nèi) 屬一以長北的物鈉高礦礦等 位 、河鐵巖鹽 且 嶺 型卡酸 ，品碳 ，并 型 、金 巖矽的 化見 小 蕪 卡為期 巖常 中 寧門 矽要晚 卡化 模 、鈷 東石 于種主及 矽石 規(guī) 鐵 山西 屬一長、 、 型，鈉 石 山 ，國起高位姑 巖礦礦高徽i r una 山鐵鐵量、陽 見 ，品K 火巖型含石 常 型 、安典 相玢納石柱 化 大 山 陸或魯灰、鈉母石中梅、瑞稱基云長模、硫蘇山內(nèi)礦稱磷石金 鈉 規(guī) 鐵 江凹 國鐵外泥、型、綠 ，有 ，有 ，局 庫石化化 高 蒙 巖石長 巖石 位 疆 山、輝 、鈉 變 火石 卡泥蝕 ，品 、新 相石石灰 矽綠生育型山海博磷簾 育子發(fā)發(fā)發(fā) 大 、金 紅 為榴、綠見不中大、智稱可泛只可模、銅南戰(zhàn)內(nèi)礦石石時 廣的部 規(guī) 鐵 云備 國鐵、磷 石 位石泥泥綠，品、綠和型礦化小川鐵石鹽中平 型解石酸 模 川 液方灰 碳化 規(guī)高 鐵 四 熱、陽泥 期 位 國石、綠o r n-C輝石等 ，后 ，品、美為、透簾石代型海代礦小、綠解 交 稱石堿交 中 磁a l l 外鐵長石、方 期鎂 模 、鈷 疆 國鈉起石 早鈣 規(guī)高 鐵 新o r nw C 在a l l型w長灰 漿、斜磷 低位、紅花廟 巖石有 變 枝大 為輝時 蝕 ，品，有 無 大 、鐵 攀北 稱斜礦本模 、鈦 川、河 常 鐵單石石 基 規(guī) 釩 四格 通型要脈物巖變征模素合性床注主石礦圍蝕特規(guī)品位和 元組 表代礦 備

關(guān)于基性-超基性巖中鐵的富集問題，基本上有兩種觀點，一是認為是通過分離結(jié)晶作用形成的;二是通過熔離作用形成的。分離結(jié)晶作用的觀點又可以分為兩種，一是由于氧逸度較低，抑制鐵鈦氧化物在早期發(fā)生結(jié)晶，使得一些硅酸鹽特別是貧鐵礦物首先發(fā)生結(jié)晶(如橄長巖:橄欖石+斜長石，Reynolds，1985)，導致殘留的巖漿富鐵，產(chǎn)生的礦體賦存于層狀巖體的上部，如南非 Bushveld巖體(Reynolds，1985;Scoon and Mitchell，1994)、美國 Stillwater巖體(Parks and Hill，1986)、Muskox巖體(Irvine，1975)和東格陵蘭的Skaergaard(Hunter and Sparks，1987;McBirney，1996)等。然而，一些實驗研究表明，在貧堿的條件下，通過這種過程產(chǎn)生的富鐵巖漿形成的礦石品位一般較低，其全FeO含量不超過22%(Veksler，2009)。很顯然，用這種機制無法解釋攀枝花巖體富集在底部的層狀塊狀礦石，也無法解釋元古宙中產(chǎn)于斜長巖體中的脈狀塊狀礦石。因此，一些學者認為攀枝花巖體底部厚層(厚達60m)塊狀礦石是由于高的氧逸度導致鐵鈦氧化物在早期發(fā)生分離結(jié)晶作用下沉的結(jié)果，這一認識得到巖相學的支持，即鐵鈦氧化物被橄欖石包裹，說明前者比最早結(jié)晶的硅酸鹽還要早(Pang et al.，2008，2013)，而高的氧逸度可能是由于巖漿同化圍巖大理巖的結(jié)果(Ganino et al.，2008，2013a，b)。然而，這種機制無法解釋攀枝花巖體塊狀礦石和輝長巖呈截然接觸，而非過渡關(guān)系，因為雖然鐵鈦氧化物早于橄欖石結(jié)晶，但并不是鐵鈦氧化物結(jié)晶結(jié)束后橄欖石才開始結(jié)晶，亦即隨著溫度降低鐵鈦氧化物繼續(xù)結(jié)晶，橄欖石、輝石和斜長石等硅酸鹽也開始結(jié)晶，所以單純的分離結(jié)晶作用不太可能形成塊狀的磁鐵礦石，也不可能導致塊狀礦石和輝長巖圍巖有明顯的界線。鑒于此，Zhou et al.(2005，2013)提出塊狀礦石是礦漿熔離的結(jié)果。然而，需要指出的是，正如Lindsley(2003)指出的那樣，鐵礦漿符合野外地質(zhì)觀察，但得不到實驗的支持，因為迄今為止在高溫條件下基性巖漿產(chǎn)生不了不混溶的鐵鈦氧化物礦漿。這一點可以用吉布斯自由能來解釋:ΔG=ΔH-TΔS，該公式表明在高溫條件下，ΔG為負值，系統(tǒng)是穩(wěn)定的，不可能發(fā)生不混溶作用，只有在低溫條件下，ΔG才能為正值，使得系統(tǒng)不穩(wěn)定發(fā)生不混溶作用。

Jakobsen et al.(2005)在Skaergaard巖體上部的磷灰石中發(fā)現(xiàn)了富鐵和富硅兩類熔融包裹體，認為這是侵入巖中能發(fā)生不混溶作用的重要證據(jù)，兩類熔融包裹體的FeOT和SiO2含量分別為30.9±4.2%、40.7±3.6%和8.6±5.9%、65.6±7.3%。后來，Veksler et al.(2007)通過實驗在1110～1120℃條件下也成功地獲得了富鐵和富硅不混溶巖漿，其FeOT和SiO2含量分別為21%、46%和7.4%、64.5%。但是無論是熔融包裹體還是實驗結(jié)果均遭到Morse(2008)質(zhì)疑，并且堅信在超過1100℃時不可能發(fā)生不混溶作用，他認為Veksler et al.(2007)所獲得的不混溶液相是代表了基性巖漿和酸性巖漿的過渡相，其成分變化范圍很大，所以它們代表了準穩(wěn)態(tài)下的相分離。然而，無論是熔融包裹體還是實驗結(jié)果，其獲得富鐵液相的FeOT含量均不高，無法解釋基性-超基性巖體的塊狀礦石(FeOT＞60%)。

一些相關(guān)的實驗研究表明，P能夠降低Fe-Ti-P熔體的熔點，引起液態(tài)不混溶作用形成硅酸鹽相和富鐵磷相(Philpotts，1967;Tollari et al.，2006)，這一點也可以從熔體結(jié)構(gòu)的角度來得到佐證。P5+在硅酸鹽熔體中為四面體配位，但對高聚合程度熔體和低聚合程度熔體的影響是不同的，在低聚合程度的熔漿一礦物平衡系統(tǒng)中加入P2O5，使具有不同聚合程度的礦物首晶區(qū)之間的界限向系統(tǒng)的貧SiO2部分遷移;而在聚合程度很高的熔漿一礦物平衡系統(tǒng)中加入P2O5，使聚合程度最低的礦物的首晶區(qū)擴大，所以加入P2O5會使酸性熔體與基性熔體之間的不混溶區(qū)擴大，這樣在晚期巖漿階段P的富集會導致液態(tài)不混溶。雖然理論上和實驗都可以證明在溫度相對低的條件下，富磷的巖漿可以產(chǎn)生液態(tài)不混溶作用，但是Tollari et al.(2006)的不混溶實驗是巖漿中含有10%的P2O5條件下進行的，這顯然與實際不吻合，因此不混溶的觀點并沒有被普遍接受。

Duchesne(1996)認為無論是簡單的分離結(jié)晶作用還是不混溶作用均無法形成純的鐵鈦氧化物熔體;對于產(chǎn)于元古宙斜長雜巖中的塊狀鐵磷礦石，Duchesne(1999)認為可以用亞固相線顆粒再調(diào)整(Subsolidus grain boundary readjustment)來解釋，即在溫度下降到500℃時，早結(jié)晶的鐵鈦氧化物可以發(fā)生重結(jié)晶或與粒間熔體發(fā)生反應，鐵鈦氧化物顆粒之間可以發(fā)生聚集，同時在充填過程中通過擠壓作用熔體發(fā)生遷移，殘留的鐵鈦氧化物發(fā)生富集形成塊狀礦石，該機制可以比較合理地解釋挪威南部的Rogaland斜長雜巖，如塊狀礦石具有堆晶結(jié)構(gòu)，和擠壓造成的定向排列。然而，在河北大廟-黑山礦區(qū)，并沒有發(fā)現(xiàn)這種擠壓造成的定向構(gòu)造，所以其是不混溶作用形成的還是分離結(jié)晶作用形成的還需要更多的野外和巖相學證據(jù)，目前這兩種機制都還不能排除。

如前所述，在攀枝花礦區(qū)，厚層塊狀礦石賦存在巖體的下部，礦石中并不存在磷灰石的富集，早期的巖漿溫度均在1100℃以上，而且礦石也不富集稀土，所以很難用不混溶作用來解釋(Veksler et al.，2006)，當然也無法用簡單的分離結(jié)晶作用來解釋。最近的研究表明，攀枝花巖體存在多期貫入和巖漿流動的現(xiàn)象，所以可以用分離結(jié)晶+巖漿流動+多期貫入來解釋，即早期結(jié)晶的鐵鈦氧化物(高氧逸度條件下)在巖漿流動過程中由于密度較大聚集在通道的中心，在通道的低洼處流速由快變緩時發(fā)生沉淀形成富鐵礦石。多期次的巖漿貫入導致厚大礦體的形成(Song et al.，2013)。

在某些海相火山巖型鐵礦中，鐵的富集也可能與巖漿流動作用有關(guān)。如在云南大紅山鐵礦中，在局部地段可見塊狀礦體富集在中心，向兩側(cè)硅酸鹽含量增加，磁鐵礦含量降低，變成浸染狀礦石，直至和圍巖呈漸變過渡關(guān)系(錢錦和和沈遠仁，1990)，而且礦石中蝕變作用并不發(fā)育(局部地段，有些地段則廣泛發(fā)育鈉長石化和矽卡巖化，見后)。研究表明，大紅山鐵礦的火山巖為古元古代拉斑玄武巖(作者未發(fā)表數(shù)據(jù))，所以可以推測該鐵礦的形成可能是由于在低氧逸度條件下，早期發(fā)生硅酸鹽結(jié)晶導致殘留巖漿富鐵，其富鐵的巖漿由于密度大于海水，在海底發(fā)生流動并在流動過程中使得密度大的富鐵巖漿集中于中心，密度低富硅酸鹽的巖漿位于邊部，由此導致了礦體與圍巖呈過渡關(guān)系。

雖然不混溶作用在解釋基性超基性巖漿中富鐵礦的形成遇到一些困難，但是對于演化的中性巖漿中富鐵巖漿和硅酸鹽熔體的不混溶現(xiàn)象已經(jīng)得到一些實驗的支持(李九玲等，1986;喻學慧，1984)，并為多數(shù)學者所接受，而且在智利El Laco地區(qū)新生代的原生磁鐵礦流(由磁鐵礦、赤鐵礦以及少量的磷灰石和石英)形成繩狀構(gòu)造、多氣泡的“熔巖流”(Park，1961)，這為鐵在巖漿中不混溶作用提供了直接的證據(jù)。El Laco鐵礦在國際上被歸為基魯納型(以瑞典基魯納鐵礦命名，我國稱之為玢巖鐵礦或陸相火山巖型鐵礦)，所以有些學者認為至少部分該礦床是通過熔離的鐵礦漿形成的(Zhai et al.，1996)。安徽姑山鐵礦是典型的基魯納型鐵礦，而且其中的一些塊狀礦石也具有類似的熔巖證據(jù)，如氣孔構(gòu)造、羽毛狀構(gòu)造、球顆結(jié)構(gòu)和斑狀結(jié)構(gòu)等，所以很多學者認為其為礦漿成因(如于景林和趙云佳，1977;宋學信等，1981)。Hou et al.(2011b)通過對與該礦床密切相關(guān)的閃長玢巖的單斜輝石和斜長石的系統(tǒng)成分分析發(fā)現(xiàn)，從單斜輝石的核部到邊部均存在Fe的含量從緩慢升高到突然降低繼而又緩慢升高的現(xiàn)象，而斜長石的An含量則一直呈降低的趨勢。對于單斜輝石而言，正常的巖漿演化其鐵的含量會逐漸升高。所以單斜輝石斑晶中鐵的突然降低可能存在兩種情況，一是鐵礦漿的不混溶作用，另一是新的相對原始的巖漿的補充，后者會導致斜長石An含量的升高。由于姑山閃長玢巖斜長石斑晶一直顯示出An含量降低的趨勢，所以單斜輝石的鐵含量突然降低的現(xiàn)象不是巖漿補充造成的，而是不混溶作用的結(jié)果。另一方面，由于該斜長石為基性的拉長石，說明其原始巖漿為基性巖漿，閃長玢巖是基性巖漿分離結(jié)晶作用的結(jié)果。結(jié)合磷灰石的Sr同位素值(表明有地殼物質(zhì)的混染)以及MELTS模擬，Hou et al.(2010)提出基性巖漿在巖漿房中發(fā)生單斜輝石和斜長石的分離結(jié)晶作用形成富鐵的閃長質(zhì)巖漿，其在上升過程中混染了地層中的磷導致液態(tài)不混溶，從而形成貧鐵的閃長質(zhì)巖漿和鐵礦漿。該模型很好地解釋了姑山鐵礦所觀察到的現(xiàn)象。但是不可否認的是，在長江中下游地區(qū)的寧蕪和廬樅盆地中的其他玢巖鐵礦也與后期的熱液作用有關(guān)，這將在下面討論。

在酸性巖漿中，鐵的含量低，熔體聚合程度高，粘度大，影響巖漿階段的熔離作用，所以按此分析，與酸性巖有關(guān)的矽卡巖型富鐵礦不大可能是由鐵礦漿形成的，盡管一些野外證據(jù)可能顯示某些礦漿特點(杜楊松等，2011)。

總之，巖漿過程可導致鐵的富集，具體包括部分熔融和巖漿演化過程:部分熔融過程主要涉及含榴輝巖的地幔橄欖巖的熔融可以形成富鐵的苦橄質(zhì)巖漿/玄武質(zhì)巖漿，此類巖漿是形成釩鈦磁鐵礦的基礎(chǔ)。巖漿演化過程包括分離結(jié)晶過程和不混溶過程。鐵礦漿的不混溶作用可能主要發(fā)生在富磷的條件下巖漿演化的晚期(低溫)，如一些玢巖鐵礦具有氣孔構(gòu)造的塊狀含磷礦石，部分產(chǎn)于元古宙斜長巖中的脈狀鐵磷礦石;低氧逸度條件下貧鐵硅酸鹽的分離結(jié)晶作用可導致殘留巖漿富鐵，在海底環(huán)境下的流動可形成部分海相火山巖型鐵礦的塊狀-浸染狀礦石;高氧逸度條件下，磁鐵礦首先成為液相線礦物首先晶出，簡單的分離結(jié)晶作用只能形成浸染狀的貧礦石，但是在巖漿流動條件下可形成塊狀礦石。如果不斷有新的巖漿補充，則可形成厚的富鐵礦體。

3 巖漿熱液的形成過程

對與巖漿熱液系統(tǒng)有關(guān)的鐵礦(如海相火山巖型、玢巖型和矽卡巖型鐵礦)的流體包裹體以及H、O同位素研究表明，上述三種類型鐵礦的早期礦化階段的成礦流體均以巖漿流體為主(馬芳等，2006;周振華等，2011;張作衡等，2012;洪為等，2012a;范裕等，2012)，說明巖漿流體在鐵礦成礦過程中起到重要作用，所以闡明巖漿流體/熱液的形成過程及其控制機理對于鐵的富集過程或機理具有重要的意義。

巖漿流體的形成簡單地可歸結(jié)于流體在巖漿中的出溶，而要使流體出溶則需要巖漿中流體達到飽和-過飽和，所以巖漿流體形成的控制因素也就歸結(jié)于流體在巖漿中由不飽和達到飽和的因素。很顯然，流體在巖漿中是否飽和，則受制于流體在巖漿中的溶解度。大量的研究表明，流體在巖漿中的溶解度受多種因素控制，除受巖漿成分控制外，還受溫度、壓力、CO2和SO2的濃度等因素控制。

3.1 流體出溶的影響因素

總體上，基性程度越高，流體在熔體中的溶解度也越高(圖1)，所以對于相同的流體含量，基性巖漿由于溶解度高，所以不會出溶，酸性巖漿很可能達到飽和，這一點可以由很多熱液礦床與中酸性巖體有關(guān)的現(xiàn)象得到佐證。反之，由中基性巖漿演化到中酸性巖漿，流體可由不飽和變?yōu)轱柡?，所以巖漿的分離結(jié)晶作用有利于流體的形成，這一點也可以由很多矽卡巖礦床和復式巖體有關(guān)得到佐證，如山東金嶺鐵礦(楊承海等，2006)和萊蕪鐵礦(孟慶麗，1988)以及湖北大冶鐵礦(Li et al.，2014)等。

研究表明，溫度和壓力的降低會導致流體在巖漿中的溶解度降低(Webster，2004)。巖漿中CO2和SO2的濃度的升高也會降低流體特別是其中 Cl的溶解度(Bowers and Helgeson，1983;Joyce and Holloway，1993;Webster et al.，1989;Webster，2004)。將上述條件聯(lián)系到具體地質(zhì)環(huán)境，我們很容易推測，導致流體的出溶的有利地質(zhì)條件為巖體的侵位深度較淺(壓力降低)、巖體緩慢冷卻(溫度降低)、巖體侵位到碳酸鹽地層中(混染了碳酸鹽地層導致巖漿中CO2濃度升高)、巖體混染了膏鹽層(導致巖漿中SO2濃度升高)。再結(jié)合我國的具體地質(zhì)情況，我們就很容易理解非常罕見的超淺成侵位的四川平川苦橄玢巖(侵位到二疊紀茅口組灰?guī)r地層)和新疆磁海淺成侵位的輝綠玢巖也能形成巖漿熱液(Wang et al.，2014;Hou et al.，2013b)，也不難理解在華北克拉通中部形成邯邢、魯中、臨汾和安陽矽卡巖鐵礦礦集區(qū)、在長江中下游地區(qū)形成矽卡巖和玢巖型鐵礦礦集區(qū)，因為在這兩個地區(qū)均存在膏鹽層，前者為中奧陶世馬家溝組，后者為中三疊世青龍群或嘉陵江組，而且成礦巖體均侵位于含膏鹽層地層中，這一點已得到大量S同位素的支持(李延河等，2013及其所引參考文獻)。

圖1 2kbar條件下Cl和H2O在不同硅酸鹽熔體中的溶解度(a)和在相同的圖中用實線表示出從熔體中出溶流體的H2O/Cl比值的范圍(b)(據(jù)Webster，2004)B-玄武巖;A-安山巖;L-粗安巖;P-響巖;TR-黃玉流紋巖;G-花崗巖Fig.1 Cl and H2O solubility in variable silicate melts at 2kbar(a)and labeled bold lines，overlain on the same solubility curves，that delimit the minimum(Cl/H2O)weight ratios in melt required for saturation and exsolution of hydrosaline chloride liquid(b)(after Webster，2004)B-basalt;A-andesite;L-latite;P-phonolite;TR-topaz rhyolite;G-granite

此外，壓力的大小也會影響巖漿-流體的轉(zhuǎn)換過程。在低壓條件下，由圖2a可知，隨著溫度的降低，巖漿結(jié)晶出硅酸鹽礦物，導致巖漿不斷富水，當溫度到達Tc時，出現(xiàn)氣相，并且?guī)r漿不斷氣化，硅酸鹽持續(xù)晶出，直到巖漿全部耗盡。然后溫度繼續(xù)下降，繼續(xù)結(jié)晶出硅酸鹽，當溫度下降到Td時，氣相發(fā)生液化，直至耗盡，然后溫度繼續(xù)下降，硅酸鹽繼續(xù)結(jié)晶，直到溫度下降到Te，結(jié)晶結(jié)束，殘留的全部為液相。然而，在高壓條件下，則不經(jīng)過氣化階段，巖漿結(jié)晶后殘留的直接轉(zhuǎn)變?yōu)橐后w，也就是逐漸轉(zhuǎn)變?yōu)闊嵋弘A段(圖2b)。

3.2 影響出溶流體中Cl濃度的因素

富Cl的鹵水流體在鐵礦形成過程中起到重要作用(這一點將在下面會重點討論)，所以闡明富Cl的鹵水流體的形成機制和控制因素對揭示鐵礦的形成機制將會起到重要作用。由圖1b可以看出，玄武巖巖漿的Cl/H2O＞0.55，安山巖巖漿的Cl/H2O＞0.35，而花崗質(zhì)巖漿的Cl/H2O＞0.05，這表明與花崗質(zhì)巖漿中的水含量相對最高，Cl含量最低，表明由安山巖演化到酸性巖，Cl會大量進入流體中，從而形成富Cl的鹵水。同樣，對于鈣堿性系列的石英閃長巖、花崗閃長巖和二長巖而言，其Cl、H2O的含量逐漸降低，并且Cl/H2O也有明顯的降低(圖3)，說明由石英閃長巖演化到花崗閃長巖和石英二長巖，不僅會形成大量的流體，而且出溶的流體中Cl的含量也會升高。

圖2 硅酸鹽-H2O系統(tǒng)等壓相圖(轉(zhuǎn)引自鄧晉福，1987)(a)-低壓;(b)-高壓Fig.2 Isobar phase relation of silicate-H2O system(after Deng，1987)(a)-low-pressure;(b)-high pressure

圖3 石英閃長巖、花崗閃長巖和石英二長巖熔體中Cl和H2O的溶解度(據(jù)Webster，2004)Fig.3 Cl and H2O solubility in quartz diorite，granodiorite and quartz monozonite melts(after Webster，2004)

另外，Webster(2004)的實驗還表明，熔體中SO2濃度的升高會大大降低Cl的溶解度，所以我們很容易推測，一旦巖漿混染了膏鹽層，由于膏鹽層中含有高濃度的SO42－，其還原形成的SO2將會促使巖漿中的Cl進入流體中，形成富Cl的鹵水流體。

3.3 流體出溶過程中鐵的分配

前已述及，在低壓條件下，也就是在噴出或淺成侵位時，首先會發(fā)生氣化，而在高壓條件下，則不經(jīng)過氣化階段，直接從巖漿演化為熱液。大量的流體包裹體和實驗研究表明，有些金屬是以氣相遷移，而有些金屬則在液相中遷移，由此可導致金屬的分離。研究表明，Na、K、Fe、Pb、Zn、Mo 是以氯化物的形式存在于鹵水液相中(Roedder，1971;Eastoe，1978;Bodnar，1995)，而 Cu、Au、Ag 則和水、CO2、SO2、H2O、HCl、HF等一起賦存于氣相中(Heinrich et al.，1999;Simon et al.，2007;Nagaseki and Hayashi，2008)。因此，在巖漿演化到熱液階段，至少已經(jīng)有部分鐵進入到液相中，說明成礦熱液中并不是所有的鐵都是通過后期的淋濾作用形成。

總之，高侵位、緩慢冷卻、巖漿分離結(jié)晶作用以及碳酸鹽地層和膏鹽層的混染有利于巖漿中流體的飽和而出溶，而巖漿分離結(jié)晶作用以及碳酸鹽地層和膏鹽層的混染則會導致出溶的流體中Cl濃度的升高，從而為鐵的富集提供有利的條件。

4 鐵在巖漿熱液中的富集機制

大量的研究表明，雖然不同類型鐵礦蝕變類型、蝕變分帶以及礦化的賦存空間存在著差別，但是無論是海相火山巖型鐵礦，還是玢巖型鐵礦或矽卡巖型鐵礦，其礦化蝕變過程存在著相似性，均大致經(jīng)歷了這樣的蝕變礦化過程，鈉長石化(少部分為鉀長石化)→干矽卡巖化(石榴子石和透輝石)→濕矽卡巖化(或退化蝕變作用，以形成含水礦物為特征)→硫化物階段→石英碳酸鹽化。其中鐵礦主要形成于濕矽卡巖化階段。這些相似的蝕變礦化過程可能反映了不同類型鐵礦成礦物質(zhì)的遷移和沉淀機制的相似性。然而，直到目前，雖然多數(shù)學者已經(jīng)認識到這一點，但很少注意到這些過程實際上所反映的物理化學過程。

4.1 巖漿流體中鐵富集的化學過程

前已述及，巖漿出溶的巖漿流體為高鹽度的流體，這種開始出溶的流體不論是何種巖性，通常是高溫的，一般＞500℃，多數(shù)在700～1000℃之間。這種高鹽度流體的化學反應如下:

由于在＞500℃時，K1＞K2(王玉榮等，1981)，所以這種高溫高鹽度流體呈堿性，因此當其與巖漿巖中的斜長石、輝石、角閃石和黑云母作用時，可發(fā)生下列反應:

上述反應除了黑云母外，其他礦物的鈉長石化均在堿性條件下進行，隨著Na+不斷被消耗，成礦流體逐漸轉(zhuǎn)變?yōu)樗嵝?，同時上述鈉長石化過程也導致了Ca2+和(Mg，F(xiàn)e)2+進入溶液中，為后期的鈣化和鐵進入流體創(chuàng)造了物質(zhì)基礎(chǔ)。另一方面，由于Na+的消耗，流體中的Cl－的濃度就會大大提高，由此為金屬元素(包括鐵)的搬運創(chuàng)造了條件。

在干矽卡巖階段，熱液中的硅與碳酸鹽作用形成矽卡巖礦物，其反應式如下:

上述反應中的SiO2、Al2O3、Fe2O3由流體提供，不一定是侵入體，反應可能是在高溫的超臨界條件下發(fā)生的(Einaudi et al.，1981)。但是如果地層中沒有碳酸鹽，則可能缺失干矽卡巖，如西天山的智博海相火山巖型鐵礦(Jiang et al.，2013)。而在發(fā)現(xiàn)有干矽卡巖的鐵礦中，有的礦床以石榴石矽卡巖為主，如東天山雅滿蘇海相火山巖型鐵礦(Hou et al.，2014)，也有的礦床以透輝石矽卡巖為主，如山東金嶺矽卡巖型鐵礦。形成石榴石矽卡巖還是透輝石矽卡巖，主要取決于流體的氧逸度和深度(Meinert et al.，2005):高氧逸度和低的深度有利于石榴石的形成，反之，則有利于透輝石的形成(圖4)。

圖4 矽卡巖系統(tǒng)的氧化還原狀態(tài)與矽卡巖特征的關(guān)系(轉(zhuǎn)引自Pirajno，2009)Fig.4 Oxidation states of skarn system relation to host characteristics(after Pirajno，2009 and therein)

值得注意的是，早期階段氧逸度對鐵礦的形成有重要的影響，這是因為在低氧逸度條件下，S以低價的形式出現(xiàn)與鐵結(jié)合形成黃鐵礦，從而會導致流體中鐵的降低而不利于成礦;相反，在高氧逸度條件下，S則以SO42－的形式溶解于溶液中，抑制S形成黃鐵礦，可使得鐵以離子的形式存在于溶液中發(fā)生遷移。因此，早期高氧逸度的條件有利于鐵礦的形成。

濕矽卡巖階段主要是接近臨界狀態(tài)下，在水的參與下對早期矽卡巖礦物的交代，形成含水硅酸鹽類礦物，如陽起石、透閃石、角閃石和綠簾石等，主要反應式如下:

實驗研究表明，在350℃以上時，鐵以Cl的絡(luò)合物運移，其形成形式為Na(FeCl4)或Na2(FeCl4)，這兩種絡(luò)合物存在以下平衡(Pirajno，2009):

很顯然，提高Cl－濃度以及酸性條件有利于鐵的Cl絡(luò)合物的穩(wěn)定，使得其發(fā)生長期的遷移。因此，如果地層中存在膏鹽層，而膏鹽層中有豐富的 NaCl，CaCl2，MgCl，CaSO4，MgSO4等，這樣膏鹽層中的一些離子進入成礦流體中可提供豐富的Cl－，有利于鐵的搬運:

上述反應都是在酸性條件下進行的。在酸性條件下，可使得早期形成的磁鐵礦發(fā)生溶解:

這種早期形成的磁鐵礦可以通過這種再溶解的方式，導致成礦流體中鐵的超常富集，從而為富鐵礦的形成創(chuàng)造了有利條件(Hu et al.，2014;胡浩等，2014)。

另外，膏鹽層中的磷還可導致磁鐵礦和磷灰石的沉淀，由此形成鐵磷礦石，如長江中下游寧蕪和廬樅盆地中的很多玢巖鐵礦:

當這種偏酸性鐵的氯絡(luò)合物在遷移過程中遇到偏堿性的碳酸鹽地層時會發(fā)生沉淀:

在不存在碳酸鹽地層的堿性條件下，這種偏酸性的氯絡(luò)合物亦可發(fā)生沉淀形成磁鐵礦:

在某些條件下也可產(chǎn)生磁鐵礦和黃鐵礦的共生組合:

隨著溫度的下降，大氣降水量的增加或海水的增加，可促使Cl的絡(luò)合物會變得不穩(wěn)定發(fā)生沉淀:當溫度下降到350℃以下時，Cl的絡(luò)合物逐漸為硫的絡(luò)合物所代替，其中低價的硫可能通過如下的途徑形成(Rona，1984;Hutchinson，1990):

產(chǎn)生的低價態(tài)硫可和流體中的賤金屬結(jié)合形成硫化物，從而產(chǎn)生晚期的硫化物礦化。但此過程并不一定都存在，如在華北克拉通內(nèi)部的邯邢式鐵礦中就很少有硫化物，可能與系統(tǒng)中的高氧逸度有關(guān)。

隨著溫度的進一步下降，溶解于水中的CO2將與流體中的Ca2+結(jié)合形成碳酸鹽:

4.2 巖漿流體中鐵富集的物理過程

雖然不同類型礦床中鐵富集的化學過程大致相似，但是鐵礦石形成的空間位置則由于不同類型礦床形成環(huán)境的不同而存在明顯差別。下面就海相火山巖型鐵礦、玢巖鐵礦和矽卡巖型鐵礦鐵富集的物理過程分別討論，由于玢巖鐵礦和矽卡巖型鐵礦前人已進行過大量的研究，所以本文的重點將探討海相火山巖型鐵礦。

4.2.1 海相火山巖型鐵礦鐵富集的物理過程

海相火山巖型鐵礦國外雖然有報道，但是對于其成因研究很少。我國海相火山巖型鐵礦近年來找礦取得了很重要的進展，特別是在西天山阿吾拉勒成礦帶上發(fā)現(xiàn)了備戰(zhàn)、敦德、智博、查崗諾爾等大型鐵礦和一系列中小型鐵礦。在阿爾泰(Yang et al.，2012)和阿爾金山(陳柏林等，2009)以及青海開心嶺地區(qū)(趙振明等，2013)亦有新的發(fā)現(xiàn)，并且這些礦床中富鐵礦均占較大的比例，因此是一種潛在的富鐵礦類型。該類礦床的礦體多樣，既有脈狀充填，也有呈層狀、似層狀和透鏡狀。既可以和熔巖共生，也有與火山碎屑巖或火山沉積巖甚至沉積巖共生(張作衡等，2012;Hou et al.，2013)?？傮w而言，與火山沉積巖和沉積巖共生的鐵礦蝕變比較弱，而與熔巖和火山碎屑巖共生的鐵礦則蝕變作用發(fā)育，而且多數(shù)發(fā)育矽卡巖化。但是與傳統(tǒng)的矽卡巖不同的是，缺乏相應的侵入巖，如東天山雅滿蘇鐵礦(Hou et al.，2014a)、西天山的備戰(zhàn)和查崗諾爾鐵礦(張作衡等，2012)和云南大紅山鐵礦(Zhao，2010)。目前，由于對這種矽卡巖的成因不同認識導致了對于這些鐵礦的成因的不同認識，大致上有兩種不同的觀點，一種認為其為矽卡巖礦床(楊富全等，2011;Yang et al.，2012;Xu et al.，2010;Li et al.，2014);也有人認為其為海底火山熱液礦床(胡秀軍和陳文革，2010;Hou et al.，2014a，b)。

最近的一些同位素測年結(jié)果表明，海相火山巖型鐵礦中的矽卡巖和火山巖基本上同時代的，如洪為等(2012b)利用Sm-Nd等時線方法測定了西天山查崗諾爾矽卡巖的時代為316.8±6.7Ma，而該火山巖的年齡為321.2±2.3(汪幫耀和姜常義，2011);Hou et al.(2014a)利用鋯石U-Pb方法對東天山雅滿蘇鐵礦的石榴石矽卡巖和火山巖的測定年齡分別為323.47±0.95Ma和324.40±0.94Ma。上述年齡測定結(jié)果說明，矽卡巖和火山巖基本上是同時形成的，說明矽卡巖是海底火山作用晚期的產(chǎn)物，是海底火山作用晚期巖漿-熱液演化的結(jié)果。

眾所周知，火山噴發(fā)過程中巖漿不可能發(fā)生分異形成巖漿熱液，所以巖漿熱液的形成應該是在巖漿房中分異作用的結(jié)果。筆者對許多與鐵礦有關(guān)的海相火山巖的巖相學觀察結(jié)果表明，火山巖都不同程度存在斑晶，說明巖漿經(jīng)過巖漿房演化過程，另外，其巖石化學成分也表現(xiàn)出變化比較寬的特點，表明巖漿在巖漿房中經(jīng)歷過充分的分異作用。前已述及，巖漿在巖漿房中發(fā)生分異形成高溫鹵水，同時巖漿房提供大量的熱可以加熱海水使其發(fā)生對流循環(huán)從圍巖中淋濾出成礦物質(zhì)進入流體中形成富鐵流體，這種富鐵流體然后可以噴發(fā)到海底形成鐵礦。然而，高溫的巖漿流體和低溫的海水簡單的混合作用可以使得巖漿房溫度快速下降，所以不利于長期的熱液循環(huán)，因而也不利于大型礦床的形成。鑒于此，作者通過對一些海相火山巖型鐵礦的綜合研究，提出了一個雙層對流模型(圖5)來解釋該類型大型鐵礦的成礦流體的形成過程。

圖5 海相火山巖型鐵礦成礦流體形成的卡通圖Fig.5 Genetic model cartoon showing the formation of iron deposits associated with submarine volcanic sequences

在火山口附近，往往有大量與火山作用有關(guān)的放射狀或環(huán)狀斷裂/裂隙，這些斷裂/裂隙成為海水下滲的通道。考慮到下滲的海水深度可能是有限的，所以估計巖漿房的深度應該在5km以下。如前所述，巖漿分異出的熱液一般為高鹽度的鹵水，這種高鹽度的鹵水含有部分的鐵(出溶過程中進入流體中)，其在巖漿房熱的作用下發(fā)生對流循環(huán)并不斷淋濾出火山巖(特別是中基性火山巖)中的鐵使其進入熱液中形成富鐵流體。但是，要發(fā)生長期的對流循環(huán)，其外需要有一層不透水層(如粘土、硅質(zhì)巖和長英質(zhì)火山巖等)可使得對流循環(huán)在一個相對封閉的環(huán)境下進行，這樣就在巖漿房外形成鹵水對流循環(huán)，形成下部對流循環(huán)系統(tǒng)。流體循環(huán)可能主要通過火山巖中的孔隙進行，特別是火山碎屑巖(孔隙度較高)，所以早期存在火山碎屑巖的地區(qū)有利于對流循環(huán)系統(tǒng)的形成。由于巖漿分異出的流體相對較少，所以該循環(huán)系統(tǒng)中水/巖比值較低，可能小于1。水/巖相互作用的結(jié)果導致鐵等金屬從圍巖中淋濾進入流體，而流體中的Si，Ca和Na則從流體進入圍巖形成相應的蝕變帶。不透水層之外，海水沿火山噴發(fā)過程中形成的裂隙下滲，然后被下部對流層通過不透水層加熱而發(fā)生對流循環(huán)，形成上部對流循環(huán)系統(tǒng)，即冷的、密度大的海水下滲，然后通過加熱形成熱的、密度低的溶液而上升。這種加熱的海水也做對流循環(huán)并從巖石中淋濾出Fe，Si，Na，Ca進入流體中，由于下滲海水的量較大，所以推測水/巖比值＞1。下部循環(huán)系統(tǒng)形成的富鐵熱液和上部熱液不同程度混合后的熱液沿裂隙上升在適當部位卸載成礦。

上升的含礦流體在什么部位卸載成礦取決于海水的深度以及流體的密度:當海水深度較淺時，壓力較低，含有大量揮發(fā)分的成礦流體還沒有到達海底就會在上升的通道中發(fā)生沸騰而卸載成礦，因而充填在裂隙中形成脈狀礦床，如西天山的備戰(zhàn)鐵礦(張作衡等，2012)。當海水深度較深時，壓力較大，成礦流體可直接上升到海底，不會在通道發(fā)生卸載成礦，形成海底噴流作用。但是成礦流體噴出海底后的情況取決于成礦流體的密度和海水的密度差，可能存在三種情況:(1)當成礦流體鹽度高，密度大于海水的密度時，噴出海底的成礦流體就會很快下降沿著火山口的斜坡向下流動，直到在低洼處形成鹵水池，這樣就在低洼處形成層狀或似層狀的厚大礦體，如西天山的查崗諾爾鐵礦(洪為等，2012a)、智博鐵礦(Jiang et al.，2014)以及阿爾泰的蒙庫鐵礦等(Yang et al.，2012);(2)當成礦流體密度小于海水的密度，但是當與海水混合后的熱液密度大于海水時，其上升到一定高度后會很快下降，于是在火山口附近形成透鏡狀礦體，如西天山的敦德鐵礦(Duan et al.，2014);(3)當成礦流體密度小于海水，混合后的熱液密度依然小于海水時，噴發(fā)出的流體就會噴得很高并隨海水遷移較遠，于是在遠離火山口地區(qū)與火山沉積巖或沉積巖一起形成層狀鐵礦體，如西天山的松湖(王春龍等，2012)和莫托薩拉鐵錳礦(邵青紅等，2011)。因此，不同產(chǎn)出狀態(tài)的海相火山巖型鐵礦實際上代表了一組與海底火山巖漿-熱液系統(tǒng)有關(guān)的礦床，它們在時間上、空間上和成因上有著密切的聯(lián)系，受地質(zhì)環(huán)境、巖漿性質(zhì)、巖漿演化、火山構(gòu)造等多種地質(zhì)因素控制，這些因素互相依存、互相制約，并以特定的控礦系統(tǒng)的形式對這些礦床的形成發(fā)揮了整體控礦的效果。

4.2.2 矽卡巖型鐵礦鐵富集的物理過程

與其他類型矽卡巖型礦床相同，矽卡巖型鐵礦也產(chǎn)于中酸性侵入巖與碳酸鹽巖的接觸帶，受接觸帶控制。

大量的研究表明，矽卡巖型鐵礦早期是以巖漿流體為主，晚期大氣降水所占的比例逐漸增加，而晚期大氣降水則主要是由于巖體的侵入所產(chǎn)生的熱加熱發(fā)生對流循環(huán)形成的。因此，該類型大型鐵礦的一個重要條件是有長時間的熱能夠加熱地下水使其發(fā)生長期的對流循環(huán)。另外，前已述及，初始的成礦流體來自于分異的巖漿，它要進行水/巖相互作用則必須要有足夠的空間發(fā)生流動，形成對流系統(tǒng)。因此巖體與圍巖的接觸帶構(gòu)造也是形成這類礦床的關(guān)鍵。

關(guān)于長期的熱源形成問題，侵入體的體積當然是一個重要的因素，體積大，提供的熱量多，冷卻緩慢。但是大的侵入體往往侵位深度較深，不利于成礦(見下文)。另外，在巖漿體積一定的情況下，多期次的巖漿侵入是保持穩(wěn)定熱源的一個非常關(guān)鍵的因素。這種多期次的巖漿侵入雜巖，有的是形成于一個巖漿活動期，是深部巖漿房發(fā)生分異作用后再呈脈動式多期次侵入形成的，如～133Ma的山東萊蕪巖體(孟慶麗，1988)、山東淄博巖體(楊承海等，2006)以及冀南的邯邢地區(qū)的含礦巖體(鄭建民等，2007)，它們巖性復雜，包括輝長閃長巖、閃長巖、石英閃長巖、二長閃長巖、二長巖。裴榮富等(2011)將這種分異作用稱為補余分異脈動侵位。也有的是形成于多期次的巖漿事件，如湖北大冶鐵礦，主要巖性有石英閃長巖、石英二長巖、二長閃長巖、花崗閃長巖和花崗巖等，時代為晚侏羅世-早白堊世(157～132Ma，Li et al.，2014)。

關(guān)于成礦流體流動和沉淀空間問題，矽卡巖型鐵礦的定位空間主要在巖體和碳酸鹽巖的接觸帶，而接觸帶的空間首先與巖體的定位深度有關(guān)。巖體定位深度淺，其在冷凝過程中容易產(chǎn)生一些脆性斷裂/裂隙，而在定位深度深(如＞10km)時，則容易發(fā)生韌性變形不容易形成脆性斷裂/裂隙，所以中淺成侵入體容易成礦，這就是為什么很多礦床與中淺成巖體有關(guān)的主要原因。另外，地層和構(gòu)造因素也是影響空間的主要因素:1)地層中膏鹽層的存在意味著構(gòu)造薄弱層，可為成礦流體的運移和定位提供有利的空間;2)碳酸鹽巖地層中有其他巖石的夾層時，由于不同巖性間物理化學性質(zhì)差異明顯，往往在不同巖石之間存在薄弱的界面，受構(gòu)造影響時容易沿層間破碎;3)圍巖節(jié)理、裂隙和孔隙度發(fā)育有利于成礦流體的流動;4)侵入體超覆在圍巖之上，可產(chǎn)生更多的空間;5)巖體的凹部往往裂隙較為發(fā)育，有利于成礦;5)褶皺軸面彎曲處、褶皺傾伏端及褶皺的方向發(fā)生變化處;6)巖體內(nèi)部灰?guī)r捕虜體的接觸帶構(gòu)造(往往和侵入巖的被動侵位有關(guān))。

矽卡巖型鐵礦形成的過程可簡單歸結(jié)為:當巖漿侵入到地層中時，由于受巖漿熱的影響，圍巖發(fā)生熱接觸變質(zhì)作用，形成角巖和大理巖等，這種接觸變質(zhì)巖在巖漿繼續(xù)就位過程中構(gòu)造調(diào)節(jié)的影響下容易發(fā)生脆性破裂。隨著巖漿的冷凝，出溶的流體逐漸從巖體中析出，并引起侵入體或角巖發(fā)生水裂作用(hydrofracturing)。在溫度梯度和壓力梯度的驅(qū)動下，流體沿著巖體與碳酸鹽巖的接觸界面上升，在圍巖中滲濾，并與碳酸鹽巖發(fā)生水-巖作用釋放出Ca和CO2，部分Ca和CO2回滲到巖體形成內(nèi)矽卡巖，在碳酸鹽巖中加入Fe，Al，Si等形成外矽卡巖。隨著物理化學條件的改變，分別形成氧化物、硫化物和碳酸鹽等。上述過程受成礦流體運移過程中的成分、濃度等的變化、構(gòu)造作用的間歇性活動等因素的影響，形成不同的礦物組合，但礦體的形態(tài)主要受接觸帶的形態(tài)控制。

4.2.3 玢巖鐵礦鐵富集的物理過程

玢巖鐵礦鐵富集的物理過程與矽卡巖型鐵礦有所相似，這是因為它們都是侵入體侵入到地層的結(jié)果，主要都是受侵入體和圍巖的接觸帶控制，但是由于玢巖型鐵礦主要是淺成-超淺成侵入體，而且不一定是侵入到碳酸鹽巖地層，所以其形成過程肯定會有所區(qū)別。

圖6 玢巖系統(tǒng)巖漿-熱液形成示意圖形成順序分別為(a)，(b)和(c)，解釋見正文Fig.6 Evolution of a magmatic-hydrothermal fluid regimes during cooling of a dioritic porphyry subvolcanic intrusionThe sequences(a)，(b)and(c)are explained in the text

當淺成-超淺成侵入體在構(gòu)造薄弱地帶侵入到圍巖地層中時，往往形成向上突起的巖穹(長江中下游火山巖區(qū)鐵礦研究組，1977)，而且上部圍巖開始發(fā)育與巖穹有關(guān)的裂隙系統(tǒng)。由于侵位深度淺，侵入體周圍會發(fā)生快速冷卻形成一個固化殼，這種固化殼上部較厚，往下由于溫度升高逐漸變薄(圖6a)。這時玢巖體內(nèi)部還處于熔體狀態(tài)，并且逐漸結(jié)晶，流體開始出溶并逐漸向穹部集中，由此在固化殼之下形成一個水飽和帶(圖6a)。當氣體的壓力超過圍壓時會發(fā)生水熱爆炸使得上部已固結(jié)的巖體以及上覆圍巖發(fā)生破碎，形成隱爆角礫巖和蘑菇狀裂隙系統(tǒng)(圖6b)，如安徽姑山鐵礦(Hou et al.，2010)。隱爆作用使得壓力瞬時釋放，導致成礦物質(zhì)在裂隙中發(fā)生沉淀，從而形成角礫狀礦體(磁鐵礦出現(xiàn)在膠結(jié)物中)。壓力的降低促使玢巖體內(nèi)的熔體進一步結(jié)晶形成新的水飽和帶，這個水飽和帶比前一個水飽和帶更靠下部。當其達到一定程度時會釋放進入先前的裂隙中，同時與下滲的地下水混合形成對流熱液系統(tǒng)，并不斷從玢巖體、火山巖或沉積地層中淋濾出成礦物質(zhì)(圖6c)。但是要形成一個長期穩(wěn)定的對流系統(tǒng)，需要上覆圍巖中有一個不透水層，使得對流的熱液不至于很快向上逸散。不透水層可以是沉積巖，也可以是透水性較差的酸性火山巖或凝灰?guī)r等，如安徽羅河鐵礦(黃清濤和尹恭沛，1989)。受不透水層的阻擋，含礦熱液會沿著不透水層的底面擴散，從而形成似層狀礦體。當含礦熱液在一些裂隙中發(fā)生卸載時則形成脈狀礦體。隨著循環(huán)的的進行，溫度逐漸降低，大氣降水逐漸占主導地位，鐵礦化逐漸變?yōu)榱蚧锏V化，最后形成一些中低溫礦物。

5 結(jié)語

巖漿-熱液系統(tǒng)中鐵的富集過程大致可以劃分為3個階段:巖漿階段、巖漿流體出溶階段和流體演化階段。除了巖漿型釩鈦磁鐵礦只是形成于巖漿階段外，其他與巖漿巖有關(guān)的鐵礦則經(jīng)歷了所有3個階段。

巖漿型釩鈦磁鐵礦床的形成一般經(jīng)歷了兩次巖漿房演化過程，即深部巖漿房和淺部巖漿房過程。在深部巖漿房中，富鐵鈦苦橄質(zhì)巖漿的分離結(jié)晶作用形成更加富鐵鈦的玄武質(zhì)母巖漿，這種母巖漿在淺部巖漿房中由于具有高氧逸度的特點導致磁鐵礦成為最早的液相線礦物而發(fā)生結(jié)晶并堆積在下部，同時多期次的深部巖漿的補充以及巖漿流動導致塊狀礦石的形成。如果母巖漿處于低氧逸度條件，則早期發(fā)生硅酸鹽礦物的分離結(jié)晶作用，導致晚期殘留的巖漿富集鐵，從而導致磁鐵礦石形成于層狀巖體的上部，但是這種礦石都不是高品位礦石，而是低品位的浸染狀礦石。雖然野外一些證據(jù)表明，某些塊狀礦石，特別是元古宙斜長巖中的磷鐵礦石可能是不混溶作用形成的，但目前尚無實驗證據(jù)。

野外和顯微鏡觀察表明，玢巖鐵礦中的某些磷灰石-磁鐵礦石可能是不混溶作用形成的:在低氧逸度條件下玄武質(zhì)巖漿發(fā)生單斜輝石和斜長石的分離結(jié)晶作用形成富鐵的閃長質(zhì)巖漿，并在上升過程中混染了地層中的磷導致不混溶，分別形成貧鐵的閃長質(zhì)巖漿和鐵礦漿。

除了上述少數(shù)玢巖鐵礦外，其他大部分玢巖鐵礦以及所有的矽卡巖鐵礦和海相火山巖型鐵礦可能都與巖漿熱液有關(guān)，雖然并不排除少數(shù)礦床可能與礦漿熔離有關(guān)。這些不同類型的礦床蝕變和礦化過程具有相似性，反映了它們形成過程的相似性，但是巖漿源區(qū)、巖漿性質(zhì)、分離結(jié)晶過程以及地質(zhì)環(huán)境均會導致熱液性質(zhì)的差異，從而對礦床的規(guī)模和特點產(chǎn)生明顯影響?？傮w上，鐵主要來自于幔源的巖漿，高侵位、巖漿的分離結(jié)晶作用以及碳酸鹽地層和膏鹽層的混染有利于巖漿流體的形成，而巖漿分離結(jié)晶作用以及碳酸鹽地層和膏鹽層的混染則會導致出溶的流體中Cl濃度的升高，流體出溶過程中鐵富集在液相中。大型富鐵礦的形成需要一個長期穩(wěn)定的流體對流循環(huán)系統(tǒng)，而巖漿的多期侵位或巖漿房以及在相對封閉的環(huán)境中(需要一個不透水層)一個有利于流體循環(huán)的斷裂/裂隙系統(tǒng)是形成一個長期穩(wěn)定的流體對流循環(huán)系統(tǒng)的必要條件。但是由于不同地質(zhì)環(huán)境，流體中鐵的卸載方式和位置會有明顯差別，由此導致不同的礦石結(jié)構(gòu)構(gòu)造和不同的礦體產(chǎn)狀。

雖然近年來國內(nèi)外與巖漿-熱液系統(tǒng)有關(guān)的鐵礦研究取得了很大的進展，但是仍然有許多重要的科學問題需要進一步解決:

(1)高溫的基性巖漿是否能發(fā)生不混溶作用?如果能發(fā)生，其關(guān)鍵控制因素是什么?

(2)中基性巖漿有較高的鐵含量，而酸性巖漿鐵的含量很低，與酸性的花崗質(zhì)巖石有關(guān)的矽卡巖型鐵礦為什么能形成大型鐵礦?鐵來自巖體還是地層?

(3)不同類型的鐵礦往往呈礦集區(qū)的形式出現(xiàn)，為什么在相同的背景下有些地區(qū)形成鐵礦集區(qū)，而有些則沒有?在同一礦集區(qū)中為什么時代相近、巖性相似的巖體或海相火山巖的含礦性不同?

(4)大量的證據(jù)表明，膏鹽層在鐵礦形成過程中發(fā)揮了重要作用，但是目前還不清楚的是膏鹽層主要是提供鐵遷移的Cl－和Na+還是在鐵沉淀過程中起到氧化障的作用?另外，膏鹽層是巖漿侵位過程中通過同化過程中進入巖漿系統(tǒng)中的還是流體對流循環(huán)過程中進入流體系統(tǒng)中的?

上述問題的解決必將對我們揭示富鐵礦的形成機制起到關(guān)鍵作用，為我們尋找大型富鐵礦提供理論依據(jù)和找礦方向。

Bodnar RJ.1995.Fluid-inclusion evidence for a magmatic source for metals in porphyry copper deposits.Mineralogical Association of Canada Short Course Series，23:139－152

Bowers TS and Helgeson HC.1983.Calculation of the thermodynamic and geochemical consequences of nonideal mixing in the system H2O-CO2-NaCl on phase relations in geologic systems:Equation of state for H2O-CO2-NaCl fluids at high pressures and temperatures.Geochimica et Cosmochimica Acta，47(7):1247－1275

Chen BL，Jiang RB，Li L，Chen ZL，Qi WX，Liu R，Cui LL and Wang SX.2009.Discovery of iron ore zones in the Kaladawan area within the eastern part of the Altun Mountains and its significance.Acta Geoscientica Sinica，30(2):143－154(in Chinese with English abstract)

Deng JF.1987.Phase Equilibrium of Rocks and Petrogenesis.Wuhan:Wuhan Geological College Press，198(in Chinese)

Dill HG.2010.The“chessboard”classification scheme of mineral deposits:Mineralogy and geology from aluminum to zirconium.Earth Science Reviews，100(1－4):1－420

Du YS，Cao Y，Zhang ZY，Pang ZS and Li DP.2011.Mesozoic In-situ and external skarn magmatic-hydrothermal mineralization in the Anhui segment of the Lower Yangtze metallogenic belt.Acta Geologica Sinica，85(5):699－711(in Chinese with English abstract)

Duan SG，Zhang ZH，Jiang ZS，Zhao J，Zhang YP，Li FM and Tian JQ.2014.Geology，geochemistry，and geochronology of the Dunde ironzinc ore deposit in western Tianshan，China.Ore Geology Reviews，57:441－461

Duchesne JC.1996.Liquid ilmenite or liquids ilmenite:A comment on the nature of ilmenite vein deposits.In:Demai ED(ed.).Petrology and Geochemistry of Magnatic Suites of Rocks in the Continental and Oceanic Crusts.A Volume Dedicated to Professor Jean Michot，Universite?Libre de Bruxelles，Royal Museum for Central Africa(Tezvuren)，73－82

Duchesne JC.1999.Fe-Ti deposits in Rogaland anorthosites(South Norway): Geochemical characteristics and problems of interpretation.Mineralium Deposita，34(2):182－198

Eastoe CJ.1978.A fluid inclusion study of the Panguna porphyry copper deposit，Bougainville，Papua New Guinea.Economic Geology，73(5):721－748

Einaudi MT，Meinert LD and Newberry RJ.1981.Skarn Deposits.Economic Geology，75thAnniversary Volume，317 －391

Fan Y，Zhou TF，Hao L，Yuan F，Zhang LJ and Wang WC.2012.Oreforming fluid characteristic of Nihe iron deposit in Lu-Zong basin，Anhui Province and its significance to ore genesis.Acta Petrologica Sinica，28(10):3113－3124(in Chinese with English abstract)

Ganino C，Arndt NT，Zhou MF，Gaillard F and Chauvel C.2008.Interaction of magma with sedimentary wall rock and magnetite ore genesis in the Panzhihua mafic intrusion，SW China.Mineralium Deposita，43(6):677－694

Ganino C，Arndt NT，Chauvel C，Jean A and Athurion C.2013a.Melting of carbonate wall rocks and formation of the heterogeneous aureole of the Panzhihua intrusion，China.Geoscience Frontiers，4(5):535－546

Ganino C，Harris C，Arndt NT，Prevec SA and Howarth GH.2013b.Assimilation of carbonate country rock by the parent magma of the Panzhihua Fe-Ti-V deposit(SW China):Evidence from stable isotopes.Geoscience Frontiers，4(5):547 －554

Heinrich CA，Günther D，Audétat A，Ulrich T and Frischknecht R.1999.Metal fractionation between magmatic brine and vapor，determined by microanalysis of fluid inclusions.Geology，27(8):755－758

Hong W，Zhang ZH，Li FM and Liu XZ.2012a.Stable isotopic characteristics of the chagangnuoer iron deposit in western Tianshan，Xinjiang and its geological significance.Rock and Mineral Analysis，31(6):1077－1087(in Chinese with English abstract)

Hong W，Zhang ZH，Li HQ，Li FM and Liu QZ.2012b.Metallogenic epoch of Chagangnuoer iron deposit in western Tianshan Mountains，Xinjiang:Information from garnet Sm-Nd isochron age.Mineral Deposits，31(5):1067－1074(in Chinese with English abstract)

Hou T，Zhang ZC，Encarnacion J，Du YS，Zhao ZD and Liu JL.2010.Geochemistry of Late Mesozoic dioritic porphyries associated with Kiruna-style and stratabound carbonate-hosted Zhonggu iron ores，Middle-Lower YangtzeValley，eastern China:Constraintson petrogenesis and iron sources.Lithos，119(3－4):330 －344

Hou T，Zhang ZC，Ye X，Encarnacion J and Reichow MK.2011a.Noble gas isotopic systematics of Fe-Ti-V oxide ore-related maficultramafic layered intrusions in the Panxi area，China:The role of recycled oceanic crustin theirpetrogenesis.Geochimica et Cosmochimica Acta，75(22):6727－6741

Hou T，Zhang ZC and Kusky T.2011b.Gushan magnetite-apatite deposit in the Ningwu basin，Lower Yangtze River Valley，SE China:Hydrothermal or Kiruna-type?Ore Geology Reviews，43(1):333 －346

Hou T，Zhang ZC and Pirajno F.2012.A new metallogenic model of the Panzhihua giant V-Ti iron oxide deposit in the Emeishan large province:Based on high-Mg olivine-bearing wehrlites and new field evidence.International Geology Review，54(15):1721－1745

Hou T，Zhang ZC，Encarnacion J，Santosh M and Sun Y.2013a.The role recycled oceanic crust in magmatism and metallogenesis:Os-Sr-Nd isotpes，U-Pb geochronology and geochemistry of picritic dykes in the Panzhihua giant Fe-Ti oxide deposit，central Emeishan large igneous province.Contributions to Mineralogy and Petrology，165(4):805－822

Hou T，Zhang ZC，Santosh M，Encarnacion J and Wang M.2013b.The Cihaidiabase in the Beishan region，NW China:Isotope geochronology，geochemistry and implications for Cornwall-style iron mineralization.Journal of Asian Earth Sciences，70－71:231－249

Hou T， ZhangZC， SantoshM， ZhuJandLuoWJ. 2014a.Geochronology and geochemistry of submarine volcanic rocks in the Yamansu iron deposit，Eastern Tianshan Mountains，NW China:Constraints on the metallogenesis.Ore Geology Reviews，56:487 －502

Hou T，Zhang ZC，Pirajno F，Santosh M，Encarnacion J，Liu J，Zhao Z and Zhang L.2014b.Geology，tectonic settings and iron ore metallogenesis associated with submarine volcanism in China:An overview.Ore Geology Reviews，57:498－517

Hu H，Li JW，Lentz D，Ren Z，Zhao XF，Deng XD and Hall D.2014.Dissolution-reprecipitation process of magnetite from the Chengchao iron deposit:Insights into ore genesis and implication for in-situ chemical analysis of magnetite.Ore Geology Reviews，57:393－405

Hu H，Duan Z，Luo Y，Ren Z and Li JW.2014.Geochemical characteristics of magnetite from the Chengchao iron deposit in the Daye district:Insights into ore genesis.Acta Petrologica Sinica，30(5):1292－1306(in Chinese with English abstract)

Hu XJ and Chen WG.2010.Geological characteristics and genesis of Chagangnuoer large-sized magnetite deposit in southern Tianshan，Xinjiang.Resources Survey and Environment，31(3):185 － 193(in Chinese with English abstract)

Huang QT and Yan GP.1989.Luohe Iron Deposit in Lujiang，Anhui.Beijing:Geological Publishing House，131－167(in Chinese)

Hunter RH and Sparks RSJ.1987.The differentiation of the Skaergaard intrusion.Contributions to Mineralogy and Petrology，95(4):451－461

Hutchinson RW.1990.Precious metals in massive base metal sulfide deposits.Geologische Rundschau，79(2):241－263

Irvine TN.1975.Crystallization sequences in Muskox intrusion and other layered intrusions.II.Origin of chromitite layers and similar deposits of other magmatic ores.Geochimica et Cosmochimica Acta，39(6 －7):991－1020

Jakobsen JK，Veksler IV，Tegner C and Brooks CK.2005.Immiscible iron-and silica-rich melts in basalt petrogenesis documented in the Skaergaard intrusion.Geology，33(11):885－888

Jiang ZS，Zhang ZH，Wang ZH，Duan SG，Li FM and Tian JQ.2013.Geology，geochemistry，and geochronology of the Zhibo iron deposit in the western Tianshan，NW China:Constraints on metallogenesis and tectonic setting.Ore Geology Reviews，57:406 －424

Joyce DB and Holloway JR.1993.An experimental determination of the thermodynamic properties of H2O-CO2-NaCl fluids at high pressures and temperatures.Geochemica et Cosmochemical Acta，57(4):733－746

Li HM，Chen YC，Li LX and Wang DH.2012.Metallogeny of the Iron Deposits in China.Beijing:Geological Publishing House，1 － 246(in Chinese)

Li J，Vasconcelos P，Zhou M，Deng X，Cohen B，Bi S，Zhao X and Selby D.2014.Longevity of magmatic-hydrothermal systems in the Daye Cu-Fe-Au district，eastern China with implications for mineral exploration.Ore Geology Reviews，57:375 －392

Li JL，Zhang GL and Su LH.1986.An experimental study on the iron ore deposits formed by“ore magma”related to FeO-Ca5(PO4)3-NaAlSiO4-CaMgSi2O6system.Bulletin of The Institute of Mineral Deposits，Chinese Academy of Geological Sciences，(2):198 －204(in Chinese with English abstract)

Li YH，Xie GQ，Duan C，Han D and Wang CY.2013.Effect of sulfide evaporate salt layer over the formation of skarn-type iron ores.Acta Geologica Sinica，87(9):1324 －1334(in Chinese with English abstract)

Lindsley DH.2003.Do Fe-Ti oxide magma exist?Geology:Yes;Experiment:No.NGU Special Publication，9:34－35

Ma F，Jiang SF，Ni P and Ling HF.2006.Fluid inclusions and H-O isotopic compositions in the Washan and Dongshan iron deposits，Ningwu basin，China.Acta Petrologica Sinica，22(10):2581 －2589(in Chinese with English abstract)

Maynard JB. 1983. Geochemistry ofSedimentary Ore Deposits.Heidelberg:Springer Verlag，305

McBirney AR.1996.The Skaergaard intrusion.In:Cawthorn RG(ed.).Layered Intrusions.Amsterdam:Elsevier，147 －180

Meinert LD，Dipple GM and Nicolescu S.2005.World skarn deposits.In:Hedenquist JW et al. (eds.). Economic Geology 100thAnniversary Volume. Littleton， Colorado， USA:Society of Economic Geologists，299－336

Meng QL.1988.On polygene of Laiwu magmatic complex，Shandong Province.Journal of Changchun University of Earth Science，18(1):43－52(in Chinese with English abstract)

Morey GB.1999.High-grade iron ore deposits of the Mesabi Range，Minnesota:Product of a continental-scale Proterozoic ground-water flow system.Economic Geology，94(1):133－142

Morse SA. 2008. Compositionalconvection trumpssilicate liquid immiscibility in layered intrusions:A discussion of‘Liquid immiscibility and the evolution of basaltic magma’by Veksler et al.，Journal of Petrology 48，2187 －2210.Journal of Petrology，49:2157－2168

Nagaseki H and Hayashi K.2008.Experimental study of the behavior of copper and zinc in a boiling hydrothermal system.Geology，36(1):27－30

Pang KN，Zhou MF，Lindsley D，Zhao D and Malpas J.2008.Origin of Fe-Ti oxide ores in mafic intrusions:Evidence from the Panzhihua Intrusion，SW China.Journal of Petrology，49(2):295－313

Pang KN，Zhou MF，Qi L，Chung SL，Chu CH and Lee HY.2013.Petrology and geochemistry at the Lower Zone-Middle Zone transition ofthe Panzhihua intrusion，SW China:Implications for differentiation and oxide ore genesis.Geoscience Frontiers，4(5):517－533

Park CF.1961.A magnetite“flow”in northern Chile.Economic Geology，56(2):431－436

Parks J and Hill RET.1986.Phase compositions and cryptic variation in a 2.2-km section of the Windimurra layered gabbroic intrusion，Yilgarn block，Western Australia:A comparison with the Stillwater complex.Economic Geology，81(5):1196 －1202

Pei RF，Li JW，Wang YL and Wang HL.2011.Metallogeny of the tectonomagmatic emplacing contact structural systems of the metallogenic belt in Middle and Lower Reaches of Yangtze.Geology and Resources，20(6):401 －412(in Chinese with English abstract)

Philpotts AR.1967.Origin of certain iron-titanium oxide and apatite rocks.Economic Geology，62(3):303 －315

Pirajno F.2009.Hydrothermal Processes and Mineral Systems.Berlin，Germany:Springer，1016

Powell CM，Oliver NS，Li ZX，Martin MB and Ronaszecki J.1999.Hypogenic hydrothermal origin for giant Hamersley iron oxide ore bodies.Geology，27:175－178

Qian JH and Shen YR.1990.The Dahongshan Paleovolcanic Iron-Copper Deposit. Beijing:Geological Publishing House，1 － 236(in Chinese)

Ren JS，Wang ZX，Chen BW，Jiang CF，Niu BG，Li JY，Xie GL，He ZJ and Liu ZG.1999.See Tectonics of China from a Global Scale:A Brief Introduction to the Tectonic Map of China and Adjacent Areas.Beijing:Geological Publishing House，1 －50(in Chinese)

Reynolds IM.1985.The nature and origin of titaniferous magnetite-rich layers in the upper zone of the Bushveld complex:A review and synthesis.Economic Geology，80(4):1089 －1108

Roedder E.1971.Fluid inclusion studies on the porphyry-type ore depositsatBingham， Utah， Butte， Montana， and Climax，Colorado.Economic Geology，66(1):98－118

Rona PA.1984.Hydrothermal mineralization at seafloor spreading centers.Earth Science Reviews，20(1):1 －104

Scoon RN and Mitchell AA.1994.Discordant iron-rich ultramafic pegmatites in the Bushveld complex and their relationship to ironrich intercumulus and residual liquids.Journal of Petrology，35(4):881－917

Shao QH，Liu SF，Liu XQ and Tian JQ.2011.Geological characteristics ofthe Motuosala Fe-Mn deposits.West-China Exploration Engineering，23(2):131－135(in Chinese)

Simon AC，Pettke T，Candela PA，Piccoli PM and Heinrich CA.2007.The partitioning behavior of As and Au in S-free and S-bearing magmatic assemblages.Geochimica et Cosmochimica Acta，71(7):1764－1782

Song XX，Chen YC，Sheng JF and Ai YD.1981.On iro deposits formed volcanogenic-hypabyssal ore magma.Acta Geologica Sinica，(1):51－54(in Chinese with English abstract)

Song XY，Qi H，Hu RZ，Chen LM，Yu SY and Zhang JF.2013.Formation of thick stratiform Fe-Ti oxide layers in layered intrusion and frequent replenishment of fractionated mafic magma:Evidence from the Panzhihua intrusion，SW China.Geochemistry Geophysics Geosystems，14(3):712 －732

Taylor D，Dalstra HJ，Harding AE，Broadbent GC and Barley ME.2001.Genesis of high-grade hematite ore bodies of the Hamersley province，Western Australia.Economic Geology，96(4):837 －873

Tollari N， Toplis MJ and Barnes SJ.2006. Predicting phosphate saturation in silicate magmas:An experimental study of the effects of melt composition and temperature.Geochimica et Cosmochimica Acta，70(6):1518－1536

Tuff J，Takahashi E and Gibson SA.2005.Experimental constraints on the role of garnet pyroxenite in the genesis of high-Fe mantle plume derived melts.Journal of Petrology，46(10):2023－2058

Veksler IV，Dorfman AM，Danyushevsky LM，Jakobsen JK and Dingwell DB. 2006. Immiscible silicate liquid partition coefficients:Implications for crystal-meltelementpartitioning and basalt petrogenesis.Contributions to Mineralogy and Petrology，152(6):685－702

Veksler IV，Dorfman AM，Borisov AA，Wirth R and Dingwell DB.2007.Liquid immiscibility and the evolution of basaltic magma.Journal of Petrology，48(11):2187－2210

Veksler IV.2009.Extreme iron enrichment and liquid immiscibility in mafic intrusions:Experimental evidence revisited.Lithos，111(1 －2):72－82

Volcanic Iron Deposit Research Group of the Middle-lower Chang Jiang Valley.1977.Porphyrite iron ore:A genetic model of a group of iron deposits in andesitic volcanic area.Acta Geologica Sinica，(1):1－18(in Chinese with English abstract)

WangBY and Jiang CY. 2011. Petrogenesisand geochemical characteristics of Carboniferous volcanic rocks of Chagannur iron deposit area in western Tianshan，Xinjiang.Geological Science and Technology Information，30(6):18－27(in Chinese with English abstract)

Wang CL， Wang YT，Dong LH， Zhang B and Ren Y.2012.Geochemicalcharacteristics ofrare earth and trace elements compositions of Songhu iron deposit in western Tianshan of Xinjiang and their significance.Mineral Deposits，31(5):1038 －1050(in Chinese with English abstract)

Wang M，Zhang Z，Santosh M and Hou T.2014.Geochemistry of Late Permian picritic porphyries associated with Pingchuan iron ores，Emeishan Large Igneous Province，Southwest China:Constraints on petrogenesis and iron sources.Ore Geology Reviews，57:602 －617

Wang YR，F(xiàn)an WD and Yu YM.1981.Geochemical mechanism of alkali metasomatism and the formation of iron deposits.Geochimica，(1):95－103(in Chinese with English abstract)

Webster JD，Holloway JR and Hervig RL.1989.Partitioning of lithophile trace elements between topaz rhyolite melt and H2O and H2O+CO2fluids.Economic Geology，84(1):116 －134

Webster JD.2004.The exsolution of magmatic hydrosaline chloride liquids.Chemical Geology，210(1－4):33－48

WedepohlKH. 1969. Handbook ofGeochemistry. New York:Springer Verlag

Xu L，Mao J，Yang F，Daniel H and Zheng J.2010.Geology，geochemistry and age constraints on the Mengku skarn iron deposit in Xinjiang Altai，NW China.Journal of Asian Earth Sciences，39(5):423－440

Yang CH，Xu WL，Yang DB，Liu CC，Liu XM and Hu ZC.2006.High-Mg diorites in West Shandong Province:Evidences from chronology and petro-geochemistry.Earth Science，31(1):81－92(in Chinese with English abstract)

Yang F，Mao J，Pirajno F，Yan SH，Liu GR，Zhou G，Zhang ZX，Liu F，Geng XX and Guo CL.2012.A review of the geological characteristics and geodynamic setting of Late Paleozoic porphyry copper deposits in the Junggar region，Xinjiang Uygur Autonomous Region，Northwest China.Journal of Asian Earth Sciences，49:80－98

Yang FQ，Zhang ZQ，Qu WJ，Geng XX，Lü SJ，Chai FM，Jiang LP and Liu F.2011.Re-Os age of molybdenite from the Mengku iron deposit in Altay，Xinjiang and its implication for metallogeny.Acta Geologica Sinica，85(3):396 －404(in Chinese with English abstract)

Yu JL and Zhao YJ.1977.Discussion on the genesis of the Gushan iron deposit.Geology and Prospecting，(1):22 － 24(in Chinese with English abstract)

Yu XH.1984.The geological sgnicance and the phase equilibrium experiments of wustite-fluor-phlogopite-diopside melt system at one bar and high temperature.Earth Sciences，24(1):12 － 17(in Chinese with English abstract)

Zhai YS，Xiong YY，Yao SZ and Liu XD.1996.Metallogeny of copper and iron deposits in the eastern Yangtze Craton，east-central China.Ore Geology Reviews，11(4):229－248

Zhang ZC，Mao JW，Saunders AD，Ai Y，Li Y and Zhao L.2009.Petrogenetic modeling of three mafic-ultramafic layered intrusions in the Emeishan large igneous province，SW China，based on isotopic and bulk chemical constraints.Lithos，113(3－4):369－392

Zhang ZH，Hong W，Duan SG，Wang ZH，Li M，Shi FP，Zhao J and Zheng RQ.2012.Geological features，mineralization types and metallogenic setting of Late Paleozoic iron deposits in western Tianshan Mountains of Xinjiang.Mineral Deposits，31(5):941 －964(in Chinese with English abstract)

Zhao XF.2010.Paleoproterozoic crustal evolution and Fe-Cu metallogeny of the western Yangtze block，SW China.Ph.D.Dissertation.Hong Kong:The University of Hong Kong

Zhao YM，Wu LS，Bai G，Yuan ZX，Ye QT，Huang MZ，Rui ZY，Sheng JF，Lin WW，Deng SP，Mao JW，Bi CS，Dang ZF，Wang LF，Zhang ZH and Chen WS.2004.Metallogeny of the Major Metallic Ore Deposits in China.Beijing:Geological Publishing House，13－62(in Chinese)

Zhao ZM，Chen SJ，Ji WH，Zhang GX，Zha XF and Zhang HJ.2013.The geological characteristics and formation of the magnetite-rich Kaixinling iron ore-deposit during Permian in Qinghai Province，China.Geotectonica et Metallogenia，37(3):422 － 439(in Chinese with English abstract)

Zheng JM，Mao JW，Chen MH，Li GD and Ban CY.2007.Geological characteristics and metallogenic model of skarn iron deposits in the Handan-Xingtai area，southern Hebei，China.Geological Bulletin of China，26(2):150－154(in Chinese with English abstract)

Zhong H，Qi L，Hu RZ，Zhou MF，Gou TZ，Zhu WG，Liu BG and Chu ZY.2011.Rhenium-osmium isotope and platinum-group elements in the Xinjie layered intrusion，SW China:Implications for source mantle composition， mantle evolution， PGE fractionation andmineralization.Geochimica et Cosmochimica Acta，75(6):1621－1641

Zhou MF，Robinson PT，Lesher CM，Keays RR.Zhang CJ and Malpas J.2005.Geochemistry，petrogenesis and metallogenesis of the Panzhihua gabbroic layered intrusion and associated V-Ti-Fe oxide deposits，Sichuan Province，SW China.Journal of Petrology，46(11):2253－2280

Zhou MF，Chen WT，Wang CY，Prevec SA，Liu PP，and Howarth GH.2013.Two stages of immiscible liquid separation in the formation of Panzhihua-type Fe-Ti-V oxide deposits， SW China. Geoscience Frontiers，4(5):481 －502

Zhou ZH，Wang AS and Li T.2011.Fluid inclusion characteristics and metallogenic mechanism of Huanggang Sn-Fe deposit in Inner Mongolia.Mineral Deposits，30(5):867 －889(in Chinese with English abstract)

附中文參考文獻

陳柏林，蔣榮寶，李麗，陳正樂，祁萬修，劉榮，崔玲玲，王世新.2009.阿爾金山東段喀臘大灣地區(qū)鐵礦帶的發(fā)現(xiàn)及其意義.地球?qū)W報，30(2):143－154

鄧晉福.1987.巖石相平衡與巖石成因.武漢:武漢地質(zhì)學院出版社，198

杜楊松，曹毅，張智宇，龐振山，李大鵬.2011.安徽沿江地區(qū)中生代原地和異地矽卡巖巖漿-熱液成礦作用.地質(zhì)學報，85(5):699－711

范裕，周濤發(fā)，郝麟，袁峰，張樂駿，王文財.2012.安徽廬樅盆地泥河鐵礦床成礦流體特征及其對礦床成因的指示.巖石學報，28(10):3113－3124

洪為，張作衡，李鳳鳴，劉興忠.2012a.新疆西天山查崗諾爾鐵礦床穩(wěn)定同位素特征及其地質(zhì)意義.巖礦測試，31(6):1077－1087

洪為，張作衡，李華芹，李鳳鳴，劉興忠.2012b.新疆西天山查崗諾爾鐵礦床成礦時代——來自石榴子石Sm-Nd等時線年齡的信息.礦床地質(zhì)，31(5):1067－1074

胡浩，段壯，Luo Y，任喆，李建威.2014.長江中下游成礦帶鄂東南礦集區(qū)程潮鐵礦床磁鐵礦的微量元素組成及其對礦床成因的制約.巖石學報，30(5):1292－1306

胡秀軍，陳文革.2010.新疆南天山查崗諾爾大型磁鐵礦礦床地質(zhì)特征及礦床成因.資源調(diào)查與環(huán)境，31(3):185－193

黃清濤，尹恭沛.1989.安徽廬江羅河鐵礦.北京:地質(zhì)出版社，131－167

李厚民，陳毓川，李立興，王登紅.2012.中國鐵礦成礦規(guī)律.北京:地質(zhì)出版社，1－246

李九玲，張桂蘭，蘇良赫.1986.與礦漿成礦有關(guān)的 FeO-Ca5(PO4)3-NaAlSiO4-CaMgSi2O6模擬實驗研究.中國地質(zhì)科學院礦床地質(zhì)研究所所刊，(2):198－204

李延河，謝桂青，段超，韓丹，王成玉.2013.膏鹽層在矽卡巖型鐵礦成礦中的作用.地質(zhì)學報，87(9):1324－1334

馬芳，蔣少涌，姜耀輝，倪培，凌洪飛.2006.寧蕪盆地凹山和東山鐵礦床流體包裹體和氫氧同位素研究.巖石學報，22(10):2581－2589

孟慶麗.1988.論山東萊蕪巖漿雜巖的多源成因.長春地質(zhì)學院學報，18(1):43－52

裴榮富，李進文，王永磊，王浩琳.2011.長江中下游成礦帶構(gòu)造巖漿侵位的接觸構(gòu)造體系與成礦.地質(zhì)與資源，20(6):401－412

錢錦和，沈遠仁.1990.云南大紅山古火山巖鐵銅礦床.北京:地質(zhì)出版社，1－236

任紀舜，王作勛，陳炳蔚，姜春發(fā)，牛寶貴，李錦軼，謝廣連，和政軍，劉志剛.1999.從全球看中國大地構(gòu)造——中國及鄰區(qū)大地構(gòu)造簡要說明.北京:地質(zhì)出版社，1－50

邵青紅，劉銘峰，劉興忠，田敬全.2011.莫托薩拉鐵錳礦床地質(zhì)特征.西部探礦工程，23(2):131－135

宋學信，陳毓川，盛繼福，艾永德.1981.論火山-淺成礦漿鐵礦床.地質(zhì)學報，(1):51－54

長江中下游火山巖區(qū)鐵礦研究組.1977.玢巖鐵礦-安山質(zhì)火山巖地區(qū)鐵礦床的一組成因模式.地質(zhì)學報，(1):1－18

汪幫耀，姜常義.2011.西天山查崗諾爾鐵礦區(qū)石炭紀火山巖地球化學特征及巖石成因.地質(zhì)科技情報，30(6):18－27

王春龍，王義天，董連慧，張兵，任毅.2012.新疆西天山松湖鐵礦床稀土和微量元素地球化學特征及其意義.礦床地質(zhì)，31(5):1038－1050

王玉榮，樊文答，郁云妹.1981.堿交代與鐵礦形成的地球化學機理探討.地球化學，(1):95－103

楊承海，許文良，楊德彬，劉長春，柳小明，胡兆初.2006.魯西中生代高Mg閃長巖的成因:年代學與巖石地球化學證據(jù).地球科學，31(1):81－92

楊富全，張志欣，屈文俊，耿新霞，呂書君，柴鳳梅，姜麗萍，劉鋒.2011.新疆阿爾泰蒙庫鐵礦床的輝鉬礦Re-Os年齡及意義.地質(zhì)學報，85(3):396－404

于景林，趙云佳.1977.姑山式鐵礦成因探討.地質(zhì)與勘探，(1):22－24

喻學慧.1984.常壓高溫下方鐵礦(FeO)-氟-金云母(KMg3(AlSi3O10)F2)-透輝石(CaMgSi2O6)熔融體系相平衡實驗及地質(zhì)意義.地球科學，24(1):12－17

張作衡，洪為，蔣宗勝，段士剛，王志華，李鳳鳴，石福品，趙軍，鄭仁喬.2012.新疆西天山晚古生代鐵礦床的地質(zhì)特征、礦化類型及形成環(huán)境.礦床地質(zhì)，31(5):941－964

趙振明，陳守建，計文化，張更新，查顯鋒，張海軍.2013.青海開心嶺二疊紀鐵礦床富磁鐵礦體的地質(zhì)特征及成因分析.大地構(gòu)造與成礦學，37(3):422－439

趙一鳴，吳良士，白鴿，袁忠信，葉慶同，黃民智，芮宗瑤，盛繼福，林文蔚，鄧順平，毛景文，畢承思，黨澤發(fā)，王龍生，張作衡，陳偉十.2004.中國主要金屬礦床成礦規(guī)律.北京:地質(zhì)出版社，13－62

鄭建民，毛景文，陳懋弘，李廣棟，班長勇.2007.冀南邯鄲-邢臺地區(qū)矽卡巖鐵礦的地質(zhì)特征及成礦模式.地質(zhì)通報，26(2):150－154

周振華，王挨順，李濤.2011.內(nèi)蒙古黃崗錫鐵礦床流體包裹體特征及成礦機制研究.礦床地質(zhì)，30(5):867－889