李延河 段超 韓丹 陳新旺 王叢林 楊秉陽 張成 劉鋒

1.國土資源部成礦作用和資源評(píng)價(jià)重點(diǎn)實(shí)驗(yàn)室，中國地質(zhì)科學(xué)院礦產(chǎn)資源研究所，北京 100037 2.馬鋼集團(tuán)礦業(yè)公司南山礦，馬鞍山 243033

長江中下游是我國著名的多金屬成礦帶，發(fā)育一系列大中型鐵銅金礦床。其中寧蕪和廬樅中生代火山巖盆地產(chǎn)出一系列與白堊紀(jì)中基性火山-次火山巖有關(guān)的玢巖鐵礦床。寧蕪研究項(xiàng)目編寫小組(1978)根據(jù)礦床產(chǎn)出位置、礦化類型和礦石巖石礦物組合將寧蕪玢巖鐵礦分為三類八式:產(chǎn)于火山巖中的鐵礦床為龍旗山式、竹園山式、龍虎山式;產(chǎn)于次火山巖體(輝石閃長玢巖)及其附近火山巖層中的鐵礦床為梅山式、凹山式、陶村式;產(chǎn)于次火山巖體與前火山巖系沉積巖接觸帶中的鐵礦為鳳凰山式、姑山式。建立了著名玢巖鐵礦成礦模式，發(fā)展了成礦理論，有效指導(dǎo)了玢巖鐵礦找礦工作。在此基礎(chǔ)上，人們又對(duì)長江中下游玢巖鐵礦形成的地質(zhì)背景、成礦時(shí)代、成礦流體演化、礦床的空間分布規(guī)律和不同礦床類型之間的成因聯(lián)系等開展了大量深入系統(tǒng)的研究(李秉倫和謝奕漢，1984;常印佛等，1991;胡文瑄等，1991;翟裕生等，1992;丁毅，1992;周濤發(fā)等，2008，2011;董樹文等，2010;范裕等，2008;段超等，2011，2012;侯可軍和袁順達(dá)，2010)，取得一系列重要成果，豐富和發(fā)展了玢巖鐵礦成礦理論，深部找礦取得重大突破。大量地質(zhì)事實(shí)表明長江中下游玢巖鐵礦與三疊系膏鹽地層(含石膏、石鹽和碳酸鹽的蒸發(fā)沉積地層)關(guān)系密切，但以前沒有引起應(yīng)有的重視，現(xiàn)在雖然認(rèn)識(shí)到膏鹽層在玢巖鐵礦成礦作用中的重要性，但膏鹽層的控礦機(jī)理還不清楚，“膏鹽層氧化障”在玢巖鐵礦成礦中的作用國內(nèi)外鮮有報(bào)道;是否存在礦漿型鐵礦體及其形成機(jī)制，國內(nèi)外都存在激烈地爭(zhēng)論(翟裕生等，1982;林新多，1984;趙永鑫，1993;Meinert et al.，2005;Barton and Johnson，1996;Frutos and Oyarzun，1975;Henriquez et al.，2003;Haller and Fontbote，2009)。玢巖鐵礦成礦模式反映的主要是淺層礦化，深部礦化基本沒有涉及。雖然寧蕪-廬樅盆地深部找礦工作取得重大進(jìn)展，但對(duì)深部礦體的賦存部位、礦化類型和控礦因素知之甚少(高道明和趙云佳，2008;林剛和許德如，2010;杜建國和常丹燕，2011;周濤發(fā)等，2011)。本文展示了三疊紀(jì)膏鹽層與玢巖鐵礦的空間關(guān)系和二者存在成因聯(lián)系的地質(zhì)和硫同位素證據(jù)，揭示了膏鹽層氧化障的控礦機(jī)理和鐵礦漿的形成過程，探討了長江中下游玢巖鐵礦的“雙層成礦結(jié)構(gòu)”及深部礦體的賦存部位和礦化形式。

圖1 長江中下游多金屬成礦帶與三疊紀(jì)巖相古地理及膏鹽層分布(據(jù)王文斌等，1994;范洪源等，1995;畢仲其和丁保良，1997;侯增謙等，2004略修改)Fig.1 Map of Triassic lithofacies-paleogeography，showing the distribution of anhydrock sequences and related mineral deposits in the Middle-Lower Yangtze area(modified after Wang et al.，1994;Fan et al.，1995;Bi and Ding，1997;Hou et al.，2004)

1 長江中下游玢巖鐵礦的主要類型和地質(zhì)特征

長江中下游多金屬成礦帶位于揚(yáng)子板塊北緣，華北板塊和秦嶺-大別造山帶南側(cè)。在早白堊世135Ma后，長江中下游區(qū)域構(gòu)造體制發(fā)生了重大轉(zhuǎn)變，進(jìn)入太平洋構(gòu)造體制，主構(gòu)造線方向由近EW轉(zhuǎn)換為NE-NNE。太平洋板塊斜向俯沖、巖石圈拆沉、軟流圈上涌加劇，區(qū)域伸展作用加強(qiáng)。這種后期構(gòu)造疊加在早期基底之上，在區(qū)內(nèi)形成眾多隆起區(qū)和繼承性斷陷盆地，并爆發(fā)大規(guī)模火山巖漿活動(dòng)和成礦作用，形成了一系列大中型玢巖型、斑巖型、矽卡巖型和熱液型Fe-Cu-Au-Mo-Pb-Zn等礦床(常印佛等，1991;翟裕生等，1992;董樹文等，2010;周濤發(fā)等，2008;Mao et al.，2011)(圖1)。玢巖鐵礦主要分布在侏羅紀(jì)-白堊紀(jì)陸相斷陷火山沉積盆地之中，從西到東依次為懷寧、廬樅、滁州、繁昌、寧蕪、溧水、溧陽盆地。寧蕪和廬樅火山巖盆地是其典型代表，火山盆地規(guī)模大，鐵礦最為發(fā)育。下面以寧蕪火山盆地及賦存的玢巖鐵礦為例，做一簡(jiǎn)要介紹。

寧蕪火山盆地以方山-小丹山斷裂，長江斷裂帶，蕪湖斷裂和南京-湖熟斷裂為邊界，從南京至蕪湖呈NE-SW向展布，長約60km，寬約20km，總面積1200km2，中生代火山巖和玢巖鐵礦床廣泛發(fā)育。該盆地從下至上分為三個(gè)構(gòu)造層:下部構(gòu)造層由前火山巖系的地層組成，構(gòu)成了盆地的“基底”，中部構(gòu)造層由火山巖系組成，上部構(gòu)造層由火山巖系之后的地層組成(寧蕪研究項(xiàng)目編寫小組，1978)。寧蕪盆地基底地層主要有三疊紀(jì)上青龍組(T1s)海相碳酸鹽建造，周沖村組(T2z)白云質(zhì)灰?guī)r、膏巖層和泥質(zhì)灰?guī)r，黃馬青組(T2h)紫紅色鈣質(zhì)粉砂巖、粉砂質(zhì)頁巖和頁巖;侏羅紀(jì)象山群(J1-2x)陸相碎屑巖建造，西橫山組(J3x)類磨拉石建造;白堊紀(jì)早期火山巖-次火山巖在盆地中廣泛發(fā)育;此后浦口組(K2p)砂巖、礫巖，赤山組(K2c)細(xì)砂巖、粉砂巖以及第三紀(jì)砂礫巖覆蓋于火山巖之上(寧蕪研究項(xiàng)目編寫小組，1978;胡文瑄，1991;翟裕生等，1992;唐永成等，1998)。盆地中白堊紀(jì)火山巖被劃分為四個(gè)火山噴發(fā)噴溢旋回，從早到晚依次為龍王山組、大王山組、姑山組和娘娘山組，各火山巖旋回以爆發(fā)相開始，此后溢流相增多，最后以火山沉積相結(jié)束。在大王山組火山活動(dòng)之后，火山噴發(fā)活動(dòng)變?nèi)?，巖漿侵入活動(dòng)增強(qiáng)，廣泛發(fā)育與鐵礦床形成關(guān)系密切的輝石閃長巖-輝石閃長玢巖。礦體往往圍繞著一個(gè)火山-侵入活動(dòng)中心分布。

圖3 寧蕪凹山礦田玢巖鐵礦的主要礦石類型(a)-凹山礦床角礫狀礦石，角礫為含浸染狀磁鐵礦的輝石閃長玢巖，膠結(jié)物為磁鐵礦;(b)-凹山礦床偉晶狀磷灰石-磁鐵礦-陽起石礦石;(c)-高村礦床磁鐵礦-陽起石-磷灰石礦脈穿切早期浸染狀礦石Fig.3 Photos of main ore types of Washan ore field in Ninbgwu ore district(a)-breccia ore from Washan deposit.The breccia is pyroxene diorite porphyrite with disseminated magnetite，and binding material is mainly magnetite;(b)-pegmatitic magnetite-catinolite-apatite vein from Washan deposit;(c)-magnetite-catinolite-apatite vein cut earlier disseminated magnetite ore

寧蕪盆地內(nèi)4組火山巖的鋯石U-Pb年齡分別為:龍王山組 134.8±1.8Ma;大王山組 132.2±1.6Ma、130.3±0.9Ma;姑山組 129.5±0.8Ma、128.2±1.3Ma、128.5±1.8Ma;娘娘山組126.8±0.6Ma(周濤發(fā)等，2011;侯可軍和袁順達(dá)，2010)。含礦輝石閃長玢巖的鋯石U-Pb年齡集中分布在128～132Ma之間(侯可軍和袁順達(dá)，2010;范裕等，2008，2010;段超等，2011)。礦后花崗閃長斑巖的鋯石U-Pb年齡為126～128Ma(侯可軍和袁順達(dá)，2010;段超等，2011;Duan et al.，2012)。寧蕪玢巖鐵礦的成礦年齡為～130Ma，多形成于大王山組火山巖旋回晚期。

寧蕪火山盆地玢巖鐵礦分為三個(gè)礦田，從北至南依次是:梅山礦田、凹山礦田和鐘姑礦田。典型礦床有梅山、凹山、高村(陶村)、南山、東山、和尚橋、姑山、鐘山、和睦山、白象山、楊莊鐵礦床等(圖2)。鐵礦床主要賦存于輝石閃長玢巖巖體隆起部位與火山巖接觸帶附近的輝石閃長玢巖巖體之中。鐵礦床以透輝石(陽起石)-磷灰石-磁鐵礦三礦物組合為特色，普遍含有石膏，富磷、釩和鈦。礦床圍巖蝕變強(qiáng)烈，以鈉化(鈉長石化)、鉀化(鉀長石化)、氯化(鈉柱石、方柱石)和石膏化、黃鐵礦化為特色。圍巖蝕變具有明顯的分帶，從下而上相應(yīng)的可分為三個(gè)帶:下部淺色蝕變帶，分布在巖體之中，主要由早期蝕變產(chǎn)物透輝石、鈉長石、鉀長石構(gòu)成;中部深色蝕變帶分布在巖體上部至接觸帶附近的安山質(zhì)火山巖中，主要由早期的石榴子石、透輝石、磁鐵礦、石膏及中期疊加的綠泥石、綠簾石等組成;上部淺色蝕變帶分布于接觸帶之上的安山質(zhì)火山巖中，主要發(fā)育有黃鐵礦化、硅化、石膏化和泥化等(寧蕪項(xiàng)目研究編寫小組，1978)。礦石礦物主要有磁鐵礦、赤鐵礦、菱鐵礦和黃鐵礦，脈石礦物主要有透輝石、陽起石、磷灰石、石膏、綠泥石、綠簾石、石榴石、鈉長石、鉀長石、方柱石和石英、方解石、高嶺石等組成。礦石結(jié)構(gòu)構(gòu)造以浸染狀、塊狀、角礫狀、脈狀和偉晶狀為主(圖3)。不同種類的礦石之間穿切關(guān)系明顯，由早到晚分別為浸染狀/塊狀礦石→角礫狀礦石→網(wǎng)脈狀礦石→偉晶狀礦石。浸染狀礦石主要分布于凹山礦田，位于礦體的下部，磁鐵礦呈浸染狀發(fā)育于輝石閃長玢巖中;塊狀礦石主要分布姑山和梅山礦田，磁鐵礦/赤鐵礦粒度細(xì)，氣孔狀構(gòu)造發(fā)育;角礫狀礦石多分布于礦體的邊部，磁鐵礦膠結(jié)輝石閃長玢巖或含浸染狀磁鐵礦礦石，角礫多發(fā)育綠泥石化、陽起石化和鈉長石化;粗粒脈狀磁鐵礦礦石分布于礦體的中部，礦物組合主要為陽起石-磁鐵礦-磷灰石，陽起石含量較多，呈纖維狀集合體，磁鐵礦呈中-粗粒自形晶，磷灰石含量較少，脈體圍巖多發(fā)育鈉長石化;偉晶狀磁鐵礦礦石分布于礦體的上部，礦物組合主要為磷灰石-磁鐵礦-(陽起石)，磷灰石與磁鐵礦含量多達(dá)70% ～90%，呈偉晶狀，自形-半自形，陽起石含量較少。在近地表氧化帶中，磁鐵礦多被氧化為赤鐵礦。后期發(fā)育有黃鐵礦、赤鐵礦、菱鐵礦、鏡鐵礦、石英脈、方解石脈等。

寧蕪玢巖鐵礦礦化類型復(fù)雜多樣，既有鐵礦漿貫入式，也有熱液交代-充填式(寧蕪項(xiàng)目研究編寫小組，1978;李秉倫和謝奕漢，1984;宋學(xué)信等，1981;Hou et al.，2010，2011)。礦漿貫入式礦體以赤鐵礦為主，礦石品位特富，塊狀、氣孔狀和角礫狀構(gòu)造發(fā)育，多數(shù)與圍巖界線截然。礦化類型與基底地層的埋深具有明顯的相關(guān)性。位于寧蕪盆地南段的姑山礦田基底地層埋藏最淺，區(qū)內(nèi)見有上青龍組和黃馬青組地層出露，姑山礦床主體為礦漿型;位于寧蕪盆地北段的梅山礦田基底地層埋藏也比較淺，在鳳凰山地區(qū)也見有上青龍組地層出露，梅山礦床則既有礦漿型礦體，也有熱液交代-充填型礦體，二者密切共生;凹山礦田位于寧蕪盆地的中部，火山巖系厚度巨大，礦床則以熱液交代-充填型為主。區(qū)內(nèi)玢巖鐵礦的類型雖然不同，但成礦階段和成礦過程非常相似，可以相互對(duì)比。

廬樅盆地巖漿火山侵入活動(dòng)、成礦作用和形成時(shí)代與寧蕪盆地非常相似(周濤發(fā)等，2010，2008，2011;Zhou et al.，2007;范裕等，2008，2012;吳明安等，2011;董樹文等，2010)。比較而言，廬樅盆地鐵礦體的埋藏較深，礦床中硫化物和石膏硫酸鹽含量較高，發(fā)育獨(dú)特的透輝石-石膏-磁鐵礦(膏輝巖)和石榴石-石膏-磁鐵礦組合，有些地段則形成了獨(dú)立的硫鐵礦和石膏礦礦體(圖4、圖5)。廬樅盆地的典型玢巖鐵硫礦床有羅河、泥河、楊山、龍橋和大鮑莊。

圖4 廬樅盆地泥河鐵礦Ⅰ縱剖面圖(據(jù)范裕等，2012修改)Fig.4 NumberⅠgeological longitudinal section map of Nihe deposit in Luzong basin(after Fan et al.，2012)

2 膏鹽層與玢巖鐵礦的關(guān)系

膏鹽層是指富含石膏/硬石膏和石鹽的蒸發(fā)巖地層;巖性通常為含石膏的白云巖、白云質(zhì)灰?guī)r或含石膏的灰?guī)r，有些地段則形成石膏礦，常見石鹽假晶。長江中下游地區(qū)膏鹽層屬于中下三疊統(tǒng)，相當(dāng)于鄂東的嘉陵江組、安徽的馬鞍山組和江蘇的周沖村組，分布范圍從鄂東經(jīng)皖南到蘇南，綿延500km，發(fā)育陶廠等大中型層狀石膏/硬石膏礦床(點(diǎn))30余處，石膏礦層厚度由數(shù)十米到數(shù)百米(蔡本俊，1980;范洪源等，1995;侯增謙等，2004)。長江中下游玢巖鐵礦與三疊紀(jì)膏鹽層關(guān)系密切，三疊紀(jì)蒸發(fā)盆地膏鹽層分布與玢巖鐵礦分布空間上完全一致(圖1)。玢巖鐵礦中普遍含有石膏，在有些礦床和地段石膏富集形成獨(dú)立的石膏礦。玢巖鐵礦-石膏礦-硫鐵礦空間上緊密共生(圖4、圖5、圖6)，這既是長江中下游玢巖鐵礦的一大特色，也是重要找礦標(biāo)志。

長江中下游玢巖鐵礦中鈉化、鉀化、鈣化(透輝石化、透閃石化、陽起石化)和氯化(方柱石化、鈉柱石化)、石膏化、碳酸鹽巖化、黃鐵礦化等普遍發(fā)育、規(guī)模大。在廬樅羅河、泥河鐵礦和寧蕪太山鐵礦則形成了獨(dú)特的膏輝巖(石膏-透輝石)組合，是輝石閃長玢巖巖漿與膏鹽層高溫反應(yīng)的最好證據(jù)。巖漿巖和蝕變巖石中大量增加的堿金屬(Na、K)、堿土金屬(Ca、Mg)和礦化劑(Cl、F、CO2、SO4)等正是膏鹽層的主要成分。這些堿金屬和鹵素元素是鐵離子遷移搬運(yùn)的重要絡(luò)合劑，與鐵礦化關(guān)系密切。

表1 寧蕪和廬樅盆地玢巖鐵礦、硫鐵礦的硫同位素組成Table 1 Sulfur isotopic compositions of porphyrite iron ore and pyrite ore from Ningwu and Luzong basin，China

圖5 羅河鐵、硫礦床I線縱剖面圖(據(jù)胡文瑄和徐克勤，1992)1-硬石膏礦;2-鐵礦;3-硫鐵礦;Sh-雙廟組火山巖;Zh1-2-磚橋組各巖性段火山巖;L-龍門院組火山巖;DA-硬石膏透輝石巖(膏輝巖);FrP-堿性長石蝕變巖;Si-硅質(zhì)巖或/和硅化巖;δμ-輝石粗安玢巖Fig.5 Number Ⅰ Geological longitudinal section map of Luohe deposit in Luzong basin(after Hu and Xu，1992)1-anhydrite ore body;2-iron ore body;3-pyrite ore body;Sh-Shuangmiao Formation; Zh1-2-Zhuanqian Formation; LLongmenyuan Formation;DA-diopside-anhydrite;FrP-alkali feldspar alteration;Si-silicification;δμ-diorite porphyrite

3 膏鹽層控礦的硫同位素證據(jù)

玢巖鐵礦中普遍存在石膏等硫酸鹽礦物。在硫酸鹽-硫化物體系中，硫酸鹽強(qiáng)烈富集34S，硫化物剛好相反。如果礦床中的硫主要來自深源巖漿，δ34S∑SV-CDT≈0，根據(jù)質(zhì)量平衡，在硫酸鹽和磁鐵礦/赤鐵礦普遍存在的情況下，硫化物的δ34SV-CDT應(yīng)為很低的負(fù)值(Ohmoto and Rye，1979)。我們分析統(tǒng)計(jì)了長江中下游玢巖鐵礦中硫化物和石膏的硫同位素組成，結(jié)果列于表1，示于圖7、圖8、圖9。由圖表可以看出，寧蕪玢巖鐵礦及伴生硫鐵礦中黃鐵礦的δ34SV-CDT值普遍較高，平均值均在5‰以上，姑山礦田達(dá)到10‰以上，遠(yuǎn)高于幔源硫的分布范圍。在已知的成礦條件下，幔源巖漿硫(δ34S∑SV-CDT≈0)無論如何都不可能演化出如此高的δ34SV-CDT值。礦床中石膏的δ34SV-CDT值大部分分布在20‰左右，與三疊紀(jì)海相硫酸鹽及區(qū)內(nèi)周沖村組膏鹽層中硬石膏的硫同位素組成(28.0‰～28.2‰)(儲(chǔ)雪蕾等，1986)相似，說明玢巖鐵礦和硫鐵礦中的硫主要來自區(qū)內(nèi)中下三疊統(tǒng)膏鹽層，而不是來自原始巖漿。玢巖鐵礦中硫化物的硫同位素組成主要取決于原始巖漿硫和膏鹽層硫所占比例及膏鹽層硫酸鹽的還原溫度和成礦系統(tǒng)的氧逸度。在礦床中石膏普遍存在、鐵礦-石膏礦密切共生的條件下，礦床中硫化物的硫同位素組成則主要取決于原始巖漿硫和膏鹽層硫所占比例及膏鹽層硫酸鹽的還原溫度，膏鹽層硫所占比例和硫酸鹽的還原溫度越高，硫化物的δ34SV-CDT值越高;反之原始巖漿硫所占比例越高，硫酸鹽的還原溫度越低，硫化物的δ34SV-CDT值也越低。

圖6 寧蕪盆地姑山南部73101線地質(zhì)剖面圖(據(jù)林剛和許德如，2010)1-第四系;2-膏鹽層;3-黃馬青組;4-周沖村組;5-閃長玢巖;6-閃長巖;7-鐵礦體+石膏;8-斷裂Fig.6 Geological sections map of 73101 line in the south of Gushan deposit(after Lin and Xu，2010)1-Quaternary;2-saltlayers;3-Huangmaqing Formation;4-Zhoucongcun Formation;5-diorite porphyrite;6-diorite;7-iron ore body+gypsum;8-fault

圖7 寧蕪玢巖鐵礦和硫鐵礦的硫同位素組成Fig.7 Sulfur isotope characteristics of iron ore in Ningwu basin

圖8 廬樅盆地羅河鐵礦黃鐵礦和石膏的硫同位素組成(據(jù)儲(chǔ)雪蕾等，1984;黃清濤和尹恭沛，1989)Fig.8 Sulfur isotope characteristics of Luohe deposit in Luzong(after Chu，1984;Huang and Yin，1989)

廬樅盆地羅河和泥河玢巖鐵礦中黃鐵礦的硫同位素變化范圍較大，磁鐵礦階段黃鐵礦的δ34SV-CDT值明顯高于硫化物階段黃鐵礦的值。羅河鐵礦中黃鐵礦的δ34SV-CDT值自下而上逐漸降低，硬石膏的δ34SV-CDT值隨深度變化不明顯(儲(chǔ)雪蕾等，1984，黃清濤和尹恭沛，1989)(圖9)，說明成礦溶液中硫酸鹽硫占絕對(duì)優(yōu)勢(shì)，硫酸鹽的硫同位素組成基本代表了成礦熱液中總硫的硫同位素組成，黃鐵礦的硫同位素組成主要取決于硫酸鹽-黃鐵礦之間的硫同位素分餾(△34S)，也就是硫酸鹽-黃鐵礦的平衡溫度。從下至上，成礦溫度逐漸降低，二者之間的硫同位素分餾不斷增大，在SO42－占絕對(duì)優(yōu)勢(shì)的含硫熱液成礦系統(tǒng)，黃鐵礦的δ34SV-CDT值則隨著溫度的降低而不斷減少，而硫酸鹽的δ34SV-CDT值則基本保持不變。假設(shè)原始巖漿硫的δ34SV-CDT值為0‰，三疊紀(jì)膏鹽層的δ34SV-CDT值為28‰(儲(chǔ)雪蕾等，1986)，礦床中石膏的δ34SV-CDT值代表成礦熱液中總硫的硫同位素組成，則可以根據(jù)礦床中石膏和膏鹽層的硫同位素組成，利用二元混合模式估算礦床中膏鹽層硫所占的比例。計(jì)算結(jié)果表明礦床中60%～80%的硫來自周沖村組膏鹽層。若以20‰代表膏鹽層的硫同位素組成，計(jì)算出的膏鹽層硫所占比例更高。

圖9 廬樅羅河鐵礦黃鐵礦和石膏的硫同位素組成隨深度的變化(據(jù)儲(chǔ)雪蕾等，1984;黃清濤和尹恭沛，1989)Fig.9 Variation of sulfur isotope characteristics with depth in Luohe deposit in Luzong(after Chu，1984;Huang and Yin，1984)

統(tǒng)計(jì)結(jié)果顯示礦床中黃鐵礦的硫同位素組成與礦床成因類型密切相關(guān)。寧蕪盆地姑山礦田黃鐵礦的δ34SV-CDT值最高，為10.8‰，梅山礦田次之，為7.85‰，凹山礦田最低，為5.01‰(圖7);礦床成因類型也發(fā)生了相應(yīng)變化，礦漿型→礦漿-熱液型→熱液型。根據(jù)黃鐵礦與硫酸鹽的硫同位素平均值計(jì)算出的硫酸鹽的平均還原溫度450～580℃(表1)，姑山＞梅山＞凹山。儲(chǔ)雪蕾等(1984)計(jì)算出的羅河鐵礦淺色蝕變帶的硫同位素地質(zhì)溫度為240～340℃，與其他方法獲得溫度基本一致，深色蝕變帶的硫同位素溫度異常高，534～961℃，大部分在600℃以上，明顯高于其他方法獲得的溫度(表2)，因而認(rèn)為深色蝕變帶中硫酸鹽-硫化物之間沒有達(dá)到硫同位素平衡。實(shí)際上該溫度可能真實(shí)地反映了硫酸鹽的最低還原溫度，表明硫酸鹽的還原主要是在巖漿與膏鹽層的同化混染過程中發(fā)生的，只是深色蝕變帶中硫化物的沉淀就位時(shí)間稍晚，沉淀溫度較低，硫酸鹽-硫化物之間尚未達(dá)到新的硫同位素平衡。

表2 廬樅羅河鐵礦硫同位素地質(zhì)溫度計(jì)算結(jié)果與其他測(cè)溫結(jié)果的對(duì)比Table 2 A contrast of temperature between calculated by sulfur isotope thermometry and other methods，Luohe iron deposit in Luzong ore district

4 討論

鐵在硅酸鹽熔體、礦物和水溶液中主要以Fe2+存在，在成礦溶液中以Na-Fe-Cl3等絡(luò)合物的形式搬運(yùn)(劉玉山等，1981;Chou and Eugster，1977;Zhang et al.，2014;張招崇等，2014)。在鐵礦中則主要以Fe3+(Fe3O4/Fe2O3)形式存在(菱鐵礦除外)。因此鐵礦的形成不僅需要豐富的Fe成礦物質(zhì)、Cl－、Na+等礦化劑，同時(shí)需要將Fe2+氧化成Fe3+。膏鹽層富含SO42－、CO32－、Cl－和 Ca2+、Mg2+、Na+、K+等組分，不僅可以為鐵礦化提供上述礦化劑，使成礦物質(zhì)活化遷移;膏鹽層還是地殼深部最重要的氧化障，使熔體和熱液中Fe2+氧化富集沉淀，這可能是玢巖鐵礦與膏鹽層關(guān)系密切的根本原因。關(guān)于膏鹽層為鐵礦提供礦化劑的作用，國內(nèi)外已有很多專家學(xué)者開展過研究(蔡本俊，1980;Barton and Johnson，1996;Sillitoe，2003)，但膏鹽層氧化障在鐵礦成礦中作用國內(nèi)外鮮有報(bào)道(李延河等，2013)。

4.1 巖漿熔體的氧化

鐵在硅酸鹽熔體中主要以Fe2+形式存在。在地殼深部巖漿房中熾熱巖漿與膏鹽CaSO4發(fā)生同化混染時(shí)，SO42－將硅酸鹽熔體中的Fe2+氧化成Fe3+，F(xiàn)e3+無法進(jìn)入硅酸鹽礦物晶格之中，而形成Fe3O4/Fe2O3，導(dǎo)致熔體中Fe2+含量降低，使本應(yīng)形成的鐵輝石轉(zhuǎn)化為透輝石、鐵閃石則轉(zhuǎn)變?yōu)橥搁W石等貧鐵礦物;SO42－被首先還原為SO2，SO2是氣體氧化劑，可以快速擴(kuò)散進(jìn)入熔體;SO2進(jìn)一步氧化 Fe2+形成Fe3O4，SO2最終被還原形成H2S/FeS2。寧蕪和廬樅地區(qū)廣泛發(fā)育的透輝石/陽起石化和膏輝巖化等很好地證明了這一點(diǎn)?；痉磻?yīng)形式如下:

巖漿熔體中的鐵氧化物在磷、水和NaCl等鹽類物質(zhì)作用下，在巖漿房中與硅酸鹽熔體發(fā)生液態(tài)不混熔，熔離形成鐵礦漿，在構(gòu)造有利部位充填形成礦漿型鐵礦床。巖漿熔離/分異形成鐵礦漿的作用過程并非專屬于基性-超基性巖漿作用，中酸性巖漿熔離/分異作用也可形成鐵礦漿。Philpotts(1967)所做的閃長巖-磁鐵礦-磷灰石系統(tǒng)的熔離實(shí)驗(yàn)證實(shí)了這一點(diǎn)。蘇良赫(1984)所做的FeO-Ca5(PO4)3FNaAlSiO4-CaMgSiO6實(shí)驗(yàn)、袁家錚(1990)所做的方鐵礦-磷灰石-透輝石-霞石四元系實(shí)驗(yàn)和喻學(xué)惠(1984)所做的 FeOCaMgSi2O6-KMg3(AlSi3O10)F2實(shí)驗(yàn)，均證明了中-酸性巖漿在磷等揮發(fā)分的參與下可以熔離出鐵礦漿。磷的參與是巖漿發(fā)生液態(tài)不混溶形成鐵礦漿的重要因素，但不是唯一因素。富鐵巖漿熔體與膏鹽層氧化障的同化混染，熔體氧逸度升高可能是形成鐵礦漿的必要條件，NaCl、H2O等鹽類物質(zhì)和揮發(fā)份的加入是巖漿發(fā)生液態(tài)不混熔形成鐵礦漿的重要因素。Snyder et al.(1993)實(shí)驗(yàn)證明在富鐵玄武質(zhì)巖漿體系氧逸度升高將引起鐵氧化物大量提前形成。鐵氧化物在硅酸鹽液相線溫度之上提前形成有利于鐵氧化物熔體的形成(Naslund，1983)。巖漿與膏鹽層的反應(yīng)將導(dǎo)致巖漿體系的氧逸度快速大幅度升高，使鐵氧化物在熔體中大規(guī)模提前形成。最近Veksler et al.(2007，2008)采用高溫原位離心熔離技術(shù)實(shí)驗(yàn)研究了玄武質(zhì)巖漿和K2O-CaO-FeO-Al2O3-SiO2巖漿體系的液相不混熔，結(jié)果表明富鐵-富硅熔體不僅可以通過分離結(jié)晶產(chǎn)生，也可以通過硅酸鹽的液相不混熔形成，而且液相不混熔不是發(fā)生在傳統(tǒng)觀念認(rèn)為的巖漿結(jié)晶的最后階段，而是在較早階段，這為鐵礦漿的形成提供了新的實(shí)驗(yàn)依據(jù)?；鹕綆r中富鐵-富硅熔融包裹體的發(fā)現(xiàn)進(jìn)一步證實(shí)了上述實(shí)驗(yàn)結(jié)果(Philpotts，1982)。

在玢巖鐵礦中礦漿充填型鐵礦床(體)應(yīng)該是很普遍的成礦形式，只是以前人們沒有認(rèn)識(shí)到或沒有識(shí)別出來而已。雖然還存在爭(zhēng)論，但智利、瑞典Kiruna型鐵礦和寧蕪姑山、梅山部分礦體的礦漿成因已得到很多人的認(rèn)可(Park，1961;Nystroem and Henriquez，1994;Henriquez et al.，2003;寧蕪研究項(xiàng)目編寫小組，1978;宋學(xué)信等，1981;Hou et al.，2010)。礦漿貫入式礦石品位特富，多呈塊狀產(chǎn)出，氣孔狀和角礫狀構(gòu)造發(fā)育(圖10)。最近在鐘姑礦田楊莊鐵礦下部發(fā)現(xiàn)的鐵礦體與閃長玢巖的漸變過渡關(guān)系(從致密塊狀細(xì)粒磁鐵礦經(jīng)稠密浸染→浸染→稀疏浸染狀磁鐵礦漸變?yōu)闇\灰色閃長玢巖)為鐵礦漿的形成過程提供了很好的野外證據(jù)。根據(jù)玢巖鐵礦中硫酸鹽-硫化物的硫同位素組成計(jì)算出的硫酸鹽最低還原溫度多分布在450～600℃之間(表1)，羅河鐵礦深色蝕變帶的硫同位素溫度大部分在600℃以上，最高達(dá)到961℃，為玢巖鐵礦的礦漿成因提供了理論依據(jù)。礦石的氣孔狀構(gòu)造是判定礦漿成因的重要證據(jù)，但不是唯一的證據(jù)，深部巖漿不混熔形成的礦漿，因氣體無法逸出，氣孔狀構(gòu)造則可能不發(fā)育。

Hou et al.(2011)對(duì)姑山閃長玢巖中的單斜輝石斑晶進(jìn)行了電子探針分析，結(jié)果發(fā)現(xiàn)，從中心到邊緣，F(xiàn)e含量存在從逐漸升高到突然降低而后又慢慢升高的現(xiàn)象。提出鐵含量的突然降低是發(fā)生鐵礦漿熔離的結(jié)果;認(rèn)為富鐵的輝長質(zhì)巖漿在上升過程中混染了富磷的地層，導(dǎo)致了不混熔，形成鐵礦漿以及貧鐵的閃長質(zhì)巖漿。實(shí)際上區(qū)域內(nèi)并沒有特別富磷的地層。巖漿在上升過程中與膏鹽層同化混染，導(dǎo)致系統(tǒng)氧逸度快速升高，熔體中Fe2+被氧化成Fe3+，形成大量Fe3O4/Fe2O3，熔體中Fe2+濃度降低，可能才是形成鐵礦漿的真正原因，磷、水、NaCl等揮發(fā)分和鹽類物質(zhì)可能促進(jìn)了熔體的不混熔和鐵礦漿的熔離。因此巖漿與膏鹽層的同化混染是導(dǎo)致鐵礦漿形成的關(guān)鍵因素。

鐵礦漿的形成需要幾個(gè)條件:①膏鹽層規(guī)模大，能夠?qū)⒐杷猁}熔體中的鐵充分氧化，形成足夠鐵氧化物;②巖漿房溫壓條件和組分適合鐵礦漿熔離/結(jié)晶分離;③熔體中鐵氧化物有充足的聚集熔離時(shí)間。

4.2 成礦熱液的氧化

以溶液形式搬運(yùn)的Fe2+遇到膏鹽層氧化障時(shí)被快速氧化，生成鐵氧化物，在原地或遷移一段距離后隨著溫度降低，沉淀富集形成熱液交代型/熱液充填型鐵礦床?；痉磻?yīng)如下:

在同一個(gè)玢巖鐵礦床中，礦漿充填和熱液交代/充填型礦化作用可能同時(shí)存在，只是有的礦體以礦漿充填型為主，有的礦體以熱液交代-充填型為主，但礦漿型鐵礦沒有引起應(yīng)有的重視。二者在空間上具有一定的分帶性，礦漿型礦石帶主要賦存深部成礦巖體與膏鹽層接觸帶附近，向上逐漸過渡為熱液交代-充填型礦石帶;時(shí)間上礦漿型鐵礦形成較早。

4.3 膏鹽的還原

膏鹽將Fe2+氧化成Fe3+并富集形成鐵礦床的同時(shí)，石膏等硫酸鹽自身被還原，形成H2S/S2－，向成礦系統(tǒng)提供硫源，S2－與Fe2+結(jié)合，形成黃鐵礦等硫化物。因此玢巖鐵礦、硫鐵礦與石膏礦密切共生(圖4、圖5、圖6)。礦床中黃鐵礦的 δ34SV-CD值普遍較高(表1、表2、圖7、圖8、圖9)，根據(jù)石膏-硫化物礦物對(duì)計(jì)算出的硫酸鹽最低還原溫度多在450℃之上。這暗示大部分S2－可能是在巖漿熔體與膏鹽層的高溫反應(yīng)過程中形成的，只是硫化物的沉淀溫度相對(duì)較低，就位時(shí)間較晚而已。伴生硫鐵礦與玢巖鐵礦具有相似的成礦機(jī)制，二者屬于同一成礦系列。

5 火山盆地的“雙層成礦結(jié)構(gòu)”

在巖漿上侵過程中，首先穿越深部的三疊紀(jì)膏鹽層。巖漿熔體與膏鹽層發(fā)生同化混染和氧化還原作用，硅酸鹽熔體中的Fe2+被氧化成Fe3+，F(xiàn)e3+無法進(jìn)入硅酸鹽礦物晶格，而形成Fe3O4/Fe2O3，進(jìn)入熔體。鐵氧化物在磷、水和NaCl等鹽類物質(zhì)作用下，在巖漿房中與硅酸鹽熔體發(fā)生液態(tài)不混熔，形成鐵礦漿。鐵礦漿溫度高，粘滯性強(qiáng)，難以長距離遷移，因此大部分鐵礦漿充填型-接觸交代型鐵礦體一般賦存于成礦巖體與膏鹽層的接觸帶附近，少量鐵礦漿在蓋層較薄和構(gòu)造有利部位，隨巖漿上侵到早期火山巖之中，形成姑山、梅山等礦漿充填型礦床。在火山盆地中心，火山巖蓋層很厚，礦漿難以穿越，而以絡(luò)合物形式搬運(yùn)的成礦熱液流動(dòng)性強(qiáng)，遷移距離遠(yuǎn)，可以在遠(yuǎn)離巖體與膏鹽層接觸帶部位富集沉淀。因此在盆地中部凹山地區(qū)淺層火山巖中僅發(fā)育熱液交代-充填型鐵礦。膏鹽在巖漿-熱液的作用下也會(huì)發(fā)生遷移和再沉淀，在有些地段富集形成脈狀-透鏡狀石膏礦。

寧蕪和廬樅火山盆地可能存在“雙層成礦結(jié)構(gòu)”(高道明和趙云佳，2008;周濤發(fā)等，2011)，在盆地深部巖體與膏鹽層的接觸部位產(chǎn)出“大冶式”礦漿充填-接觸交代型富鐵礦體，規(guī)?？赡艹^了賦存于淺部火山-次火山中的“熱液型玢巖鐵礦”。最近在姑山礦田楊莊鐵礦下部成礦巖體與黃馬青組地層接觸帶部位發(fā)現(xiàn)的巨厚富礦體及在廬樅盆地羅河鐵礦下部2000多米深處發(fā)現(xiàn)的厚層富鐵礦就是最好的證明。位于寧蕪盆地南北兩端的姑山和梅山地區(qū)，白堊紀(jì)火山巖蓋層的厚度較小，賦存于深部巖體與膏鹽層的接觸部位的“大冶式”礦漿充填-接觸交代型富鐵礦體埋藏也比較淺，是找尋“大冶式”礦漿充填-接觸交代型富鐵礦的有利地段;位于寧蕪盆地中心的凹山地區(qū)，其深部可能也存在“大冶式”礦漿充填-接觸交代型富鐵礦體，由于火山巖蓋層的厚度較大，埋藏可能較深(圖11)。

6 結(jié)論

(1)長江中下游中三疊統(tǒng)周沖村組膏鹽層不僅為玢巖鐵礦的成礦提供大量Na+、Cl－等礦化劑，使圍巖發(fā)生鈉化和氯化等蝕變、Fe2+以Na-Fe-Cl3等絡(luò)合物形式搬運(yùn)，膏鹽層還是地殼深處最重要的氧化障，能夠?qū)⒐杷猁}熔體和成礦溶液中的Fe2+氧化成Fe3+，使鐵富集形成鐵礦床，是玢巖鐵礦成礦和控礦的關(guān)鍵因素。

(2)在巖漿上侵過程中，首先穿越三疊紀(jì)膏鹽層。巖漿與膏鹽層發(fā)生同化混染和氧化還原反應(yīng)，硅酸鹽熔體中的Fe2+被氧化成Fe3+，F(xiàn)e3+無法進(jìn)入硅酸鹽礦物晶格，而形成Fe3O4/Fe2O3，鐵氧化物在磷、NaCl和水等組分的作用下，在巖漿房中與硅酸鹽熔體發(fā)生液態(tài)不混熔，形成鐵礦漿，礦漿沿構(gòu)造有利部位充填，形成礦漿型鐵礦床。以溶液形式遷移的反應(yīng)生成Fe3+，沉淀富集形成熱液交代型/熱液充填型鐵礦床。膏鹽在巖漿-熱液作用過程中也會(huì)發(fā)生遷移和再沉淀，在膏鹽層上部形成石膏礦。

圖11 長江中下游玢巖鐵礦“雙層成礦結(jié)構(gòu)”1-梅山鐵礦;2-凹山鐵礦;3-東山鐵礦;4-高村鐵礦;5-和睦山鐵礦;6-白象山鐵礦;7-姑山鐵礦Fig.11 “Double-Metallogenic Structure”of iron porphyrite deposits1-Meishan deposit;2-Washan deposit;3-Dongshan deposit;4-Gaocun deposit;5-Hemushan deposit;6-Baixiangshan deposit;7-Gushan deposit

(3)在SO42－將熔體和溶液中Fe2+氧化成Fe3+的同時(shí)，自身被還原為S2－，向成礦系統(tǒng)提供硫源，S2－與Fe2+結(jié)合形成硫鐵礦礦床。玢巖鐵礦與硫鐵礦空間上密切共生，二者具有內(nèi)在成因聯(lián)系和相似的成礦機(jī)制，屬于同一成礦系列。

(4)礦床中的硫60%～80%來自膏鹽層硫酸鹽的還原，還原溫度多在450℃以上。膏鹽層硫酸鹽所占比例和硫酸鹽還原溫度越高，硫化物的δ34SV-CDT值越高。硫化物的沉淀溫度較硫酸鹽的還原溫度低，就位時(shí)間晚。

(5)在玢巖鐵礦中，礦漿型和熱液型礦體同時(shí)存在，二者在空間上具有明顯的分帶，垂向上呈“雙層成礦結(jié)構(gòu)”。在盆地深部巖體與膏鹽層的接觸帶附近主要產(chǎn)出“大冶式”礦漿充填-接觸交代型富鐵礦床，在淺部火山-次火山巖中則主要發(fā)育熱液交代-充填型鐵礦。位于寧蕪盆地南北兩端的姑山和梅山礦田是找尋“大冶式”礦漿充填-接觸交代型富鐵礦的有利地段。

致謝 在野外工作期間得到了馬鋼集團(tuán)南山礦業(yè)公司和姑山礦業(yè)公司的大力支持與幫助;二位審稿專家提出了富有建設(shè)性的修改意見;在此一并致謝。

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