駱文娟，張作衡，段士剛，蔣宗勝，王大川，陳 杰

（1中國地質(zhì)科學(xué)院礦產(chǎn)資源研究所自然資源部成礦作用與資源評價重點實驗室，北京 100037；2中國地質(zhì)大學(xué)地質(zhì)過程與礦產(chǎn)資源國家重點實驗室，北京 100083）

新疆西天山地區(qū)廣泛出露一套石炭紀海相火山巖，主要包括玄武巖、玄武安山巖、粗安巖以及流紋巖、凝灰?guī)r等。其中，阿吾拉勒鐵銅成礦帶發(fā)育一套與成礦有關(guān)的石炭紀中酸性火山巖（安山巖、英安巖、流紋巖），少量玄武質(zhì)火山巖。該火山巖組合被稱為大哈拉軍山組。前人研究認為阿吾拉勒地區(qū)海相火山巖型鐵礦的形成與大哈拉軍山組火山巖或侵入巖具有密切聯(lián)系（洪為等,2012;張作衡等，2012；李大鵬等，2013；Zhang et al.,2012；2014a；Duan et al.,2014；段士剛等，2014；蔣宗勝，2014；Jiang et al.,2014；Duan et al.,2018；Luo et al.,2018；駱文娟等，2018）。然而，中酸性巖漿自身鐵含量相對較低，如何為該區(qū)鐵礦的形成提供大量鐵質(zhì)來源？是通過巖漿分異富集鐵？還是外來物質(zhì)加入使鐵富集？抑或是該區(qū)本身具有富鐵源區(qū)？一般來說，基性巖漿的鐵含量較高，形成鐵礦的潛力相對較大。鑒于對這些問題的思考，筆者認為在鐵礦區(qū)必然有同時代的基性-超基性巖產(chǎn)出。在阿吾拉勒海相火山巖型鐵礦中，備戰(zhàn)鐵礦是一個比較特殊的鐵礦，它同時具有矽卡巖型和礦漿型礦床的特征，如普遍發(fā)育矽卡巖礦物，如透輝石、綠簾石、陽起石、石榴子石等，以透輝石和綠簾石為主；角礫狀磁鐵礦石中角礫成分為綠簾石或透輝石矽卡巖，小角礫碎塊可拼接為一個大角礫，可能為自碎角礫，膠結(jié)物為磁鐵礦，暗示可能為巖漿分異形成的原生磁鐵礦漿。鐵礦的賦礦圍巖為中酸性火山巖（圖3），即矽卡巖化英安巖、英安質(zhì)/安山質(zhì)凝灰?guī)r夾大理巖和少量火山熔巖。前人研究認為備戰(zhàn)鐵礦為矽卡巖型鐵礦（Zhang et al.,2012）。但矽卡巖型鐵礦通常與中性或中酸性侵入巖侵入于碳酸鹽巖地層有關(guān)。雖然備戰(zhàn)鐵礦在空間上與北側(cè)的阿克沙克組碳酸鹽巖相鄰，但該碳酸鹽巖的形成晚于賦礦圍巖，并且礦體也并沒有發(fā)育于火山巖與碳酸鹽巖的接觸部位（圖3），所以兩者不存在成因聯(lián)系。顯然，備戰(zhàn)鐵礦與傳統(tǒng)的矽卡巖型鐵礦明顯存在差異，其成因類型還有待進一步研究。

一些學(xué)者認為矽卡巖型鐵礦可能與幔源巖漿存在著間接或直接的聯(lián)系（Meinert et al.,2005;Li et al.,2008;2009;Ray et al.,1999），這一觀點啟示我們在礦區(qū)尋找同時代的基性-超基性巖。備戰(zhàn)鐵礦區(qū)廣泛發(fā)育輝綠巖墻、巖脈，礦區(qū)西南3 km處有少量超基性巖體出露（圖2），主要為金云母輝石橄欖巖（駱文娟等，2018）。一般的矽卡巖型鐵礦與中性/中酸性巖體有關(guān)，而金云母輝石橄欖巖的發(fā)現(xiàn)為研究基性-超基性巖與矽卡巖型/類矽卡巖型鐵礦的形成提供了罕見的機會。這些基性-超基性巖很可能為備戰(zhàn)鐵礦的形成提供了大量的鐵質(zhì)來源。因此，本文試圖以金云母輝石橄欖巖中鐵鈦氧化物的礦相學(xué)和礦物地球化學(xué)特征為切入點，結(jié)合礦區(qū)其他特征礦物的地球化學(xué)特征，解析礦區(qū)基性-超基性巖與備戰(zhàn)鐵礦形成的關(guān)系，從而為備戰(zhàn)鐵礦成礦物質(zhì)來源提供重要約束。

1 區(qū)域地質(zhì)背景

西天山造山帶位于中亞造山帶的西南緣，夾于準噶爾板塊和塔里木板塊之間，是晚古生代增生造山帶（Xiao et al.,2013）。中國西天山造山帶從北到南主要有4個構(gòu)造單元組成，包括北天山弧增生體、伊犁板塊、中天山復(fù)合弧地體、塔里木板塊北緣。這些構(gòu)造單元分別被北天山縫合帶、尼古拉耶夫線-北那拉提縫合帶和南天山縫合帶分割(圖1,王作勛等,1990;Windley et al.,1990;Allen et al.,1992;Gao et al.,1998；2009;Zhang X et al.,2012)。這些構(gòu)造縫合帶分別形成于晚古生代北天山洋，早古生代帖爾斯洋和早古生代晚期—晚古生代天山洋的俯沖，并與準噶爾板塊、伊犁-中天山板塊和塔里木板塊的拼合有關(guān)(Gao et al.,2009;Qian et al.,2009;Zhang X et al.,2012)。該區(qū)晚古生代構(gòu)造演化以伊犁板塊之下的北天山洋南向俯沖和南天山洋北向俯沖為主(Gao et al.,1998;Xiao et al.,2008;龍靈利等,2008;Wang et al.,2008)。

圖1 西天山造山帶構(gòu)造圖（據(jù)Gao et al.,2009;Long et al.,2011）Fig.1 Tectonic map of the Western Tianshan Orogen(after Gao et al.,2009;Long et al.,2011)

伊犁板塊是西天山造山帶的主要組成部分，其下伏的前寒武基底主要由中元古界到新元古代片麻巖、片巖、碳酸鹽巖和碎屑巖組成（Gao et al.,2009）。寒武系碳酸鹽巖和碎屑巖、奧陶紀火山巖和志留紀火山沉積巖分布于伊犁板塊的南北邊緣。泥盆紀花崗巖和海相沉積巖零星分布(王寶瑜等,1994;Wang et al.,2007)。伊犁板塊中的晚泥盆世至石炭紀的島弧巖漿作用形成了大量的火山巖和侵入巖(Long et al.,2011;Wang et al.,2007;Zhu et al.,2009；朱志新等，2011)。其中大哈拉軍山組是最為廣泛分布的火山巖，主要由玄武巖、安山巖、流紋巖和凝灰?guī)r、火山碎屑巖組成。該區(qū)二疊系陸相砂巖和礫巖不整合地覆蓋于老地層之上。

阿吾拉勒鐵銅成礦帶是西天山3條重要成礦帶之一（圖1），位于伊犁板塊的東部。石炭紀海相火山巖型鐵礦主要位于阿吾拉勒鐵銅成礦帶的東部，如備戰(zhàn)、敦德、智博、查崗諾爾等，該類型鐵礦中磁鐵礦主要為貧Ti磁鐵礦，并且沒有Cu、Au礦化伴生。

2 礦區(qū)地質(zhì)概況

圖2 備戰(zhàn)鐵礦區(qū)地質(zhì)簡圖（據(jù)新疆地礦局第十一地質(zhì)大隊，2012修改）Fig.2 Geological sketch map of the Beizhan iron ore district(modified after No.11 Geological Party of Xinjiang Bureau of Geology and Mineral Resources,2012)

備戰(zhàn)鐵礦區(qū)位于阿吾拉勒鐵銅成礦帶東段，出露地層為下石炭統(tǒng)大哈拉軍山組和阿克沙克組以及第四系冰川覆蓋（圖2）。下石炭統(tǒng)大哈拉軍山組幾乎遍布整個礦區(qū)，構(gòu)成鞏乃斯復(fù)向斜兩翼。巖性主要為英安質(zhì)凝灰?guī)r、英安巖，局部夾少量砂巖、大理巖化灰?guī)r。局部見硅化凝灰?guī)r，鉆孔深部見少量玄武巖。南翼西部因鉀長花崗巖體侵入缺失凝灰?guī)r，矽卡巖化較強，中部的凝灰?guī)r已全部變質(zhì)為矽卡巖，東部蝕變較弱。大哈拉軍山組與上覆下石炭統(tǒng)阿克沙克組呈角度不整合接觸。阿克沙克組主要分布于礦區(qū)北部，構(gòu)成鞏乃斯復(fù)向斜核部，以碳酸鹽巖、細碎屑巖為主。礦區(qū)內(nèi)巖漿活動活躍，侵入巖在礦區(qū)南部、西南部較發(fā)育，主要為晚石炭世鉀長花崗巖和二長花崗巖，早石炭世石英閃長巖和鉀長花崗巖，晚石炭世金云母輝石橄欖巖。礦區(qū)還發(fā)育花崗斑巖及一些脈巖，如輝綠巖脈、花崗閃長巖脈、閃長巖脈等。礦區(qū)北部巖漿活動較弱，僅見少量閃長巖脈、輝綠巖脈等，未見大巖體。礦區(qū)未發(fā)育大規(guī)模斷裂構(gòu)造，但由于位于尼勒克斷裂和拉爾敦斷裂之間，區(qū)內(nèi)地層層間的小錯動明顯，小規(guī)模斷裂、節(jié)理發(fā)育。

備戰(zhàn)礦區(qū)目前有6個礦體，其中3號礦體為主礦體，呈脈狀、似層狀、透鏡狀，沿東西走向長約630 m，礦體厚度約20～135 m，礦體向下延伸大于300 m，深部厚度逐漸變大，礦體傾角陡（60°～79°），全鐵品位為23.6%～47.64%，礦石以磁鐵礦為主，伴生黃鐵礦、磁黃鐵礦、閃鋅礦、透輝石、綠簾石等。礦石呈塊狀、角礫狀、浸染狀。含礦層主要介于阿克沙克組（灰?guī)r、白云質(zhì)灰?guī)r、白云巖、大理巖化灰?guī)r）與晚石炭世鉀長花崗巖之間（圖2），主要賦存在大哈拉軍山組火山巖中，具有矽卡巖化特征（主要為綠簾石矽卡巖、透輝石矽卡巖和硅灰石矽卡巖等，石榴子石矽卡巖較為少見）。直接賦礦圍巖為矽卡巖化的凝灰?guī)r、英安巖和安山巖?？臻g上，鐵礦體主要受大哈拉軍山組和鉀長花崗巖共同控制（圖2）。

礦區(qū)西南基性-超基性巖體（主體為金云母輝石橄欖巖）的基本特征已有詳細的描述(駱文娟等，2018），在此不再贅述。

3 實驗方法和實驗結(jié)果

礦物成分分析是在中國地質(zhì)科學(xué)院礦產(chǎn)資源研究所用JEOL JXA-8230型電子探針儀測試完成。實驗條件為加速電壓15 kV，電流20 nA，電子束斑5μm。采樣時間和背景時間分別為10 s、5 s，標樣采用天然礦物或合成金屬國家標準，分析精度為0.01%。橄欖石、金云母、輝石、鐵氧化物的電子探針測試結(jié)果如下。

3.1 橄欖石

電子探針分析結(jié)果（表1）顯示，備戰(zhàn)金云母輝石橄欖巖中橄欖石的w(FeO)較低，介于19.22%～23.79%，w(MgO)較高，介于37.35%～41.30%，橄欖石Fo介于0.74～0.79，屬于貴橄欖石。橄欖石的w(CaO)非常低，介于0～0.03%之間（僅1個點為0.16%），屬于低鈣橄欖石（w(CaO)＜0.15%，Kamenetsky et al.,2006）。隨著巖漿的演化，橄欖石Fo與w(Ni)由負相關(guān)變?yōu)檎嚓P(guān)又變?yōu)樨撓嚓P(guān)關(guān)系（圖4）。

圖3 備戰(zhàn)鐵礦地質(zhì)剖面簡圖（據(jù)新疆地礦局第十一地質(zhì)大隊，2013修改）Fig.3 Geological sketch section of the Beizhan iron deposit(modified after No.11 Geological Party of Xinjiang Bureau of Geology and Mineral Resources,2013)

表1 備戰(zhàn)金云母輝石橄欖巖中橄欖石電子探針分析數(shù)據(jù)表Table 1 Electron microprobe analyses of olivines from Beizhan phlogopite pyroxene peridotite

3.2 輝石

金云母輝石橄欖巖中的輝石主要為古銅輝石和斜紫 蘇 輝 石（Wo0.47～2.49En77.02～79.95Fs19.33～20.39Ac0～0.46），以及少量的貧鈣普通輝石（Wo24.19En63.57Fs11.27Ac0.97），硅化火山巖中輝石為透輝石（Wo47.54～48.69En42.75～46.26Fs4.95～8.44Ac0.10～1.13），矽卡巖中輝石為透輝石和普通輝石（Wo36.82～47.02En36.72～42.35Fs10.20～24.49Ac0.43～1.98）。在w(SiO2)-w(Al2O3)圖（圖5）中，金云母輝石橄欖巖中的輝石均落于亞堿性系列區(qū)內(nèi)，單斜輝石w(Al2O3)-w(Na2O)-w(TiO2)圖（圖6）中，輝石均在拉斑玄武巖系列區(qū)域。

3.3 金云母

圖4 備戰(zhàn)金云母輝石橄欖巖中橄欖石Fo-w(Ni)圖Fig.4 Fo-w(Ni)diagram of olivines from Beizhan phlogopite pyroxene peridotite

圖5 單斜輝石的w(SiO2)-w(Al2O3)圖（據(jù)邱家驤,2001）Fig.5 w(SiO2)-w(Al2O3)diagram of clinopyroxenes(after Qiu,2001)

表2 備戰(zhàn)礦區(qū)輝石電子探針分析數(shù)據(jù)表Table 2 Electronic microprobe analysis of pyroxenes from the Beizhan iron deposit district

圖6 單斜輝石w(Al2O3)-w(Na2O)-w(TiO2)圖（據(jù)邱家驤等，1996）Fig.6 Diagram of w(Al2O3)-w(Na2O)-w(TiO2)of clinopyroxenes(after Qiu et al.,1996)

金云母主要發(fā)育于金云母輝石橄欖巖中，在一些鐵礦石中也可識別。金云母輝石橄欖巖中的金云母具有高鎂、低鋁、低鐵的特征（w(MgO)=19.65%～24.76%，w(Al2O3)=15.42%～18.92%，w(FeO)=5.91%～11.10%）。w(K2O)為3.66%～7.02%，w(Na2O)為0.11%～2.35%，w(CaO)小于0.16%，顯示富鉀、低鈉、貧鈣的特征。w(SiO2)為34.27%～39.88%，w(TiO2)為0～2.42%。相比之下，鐵礦石中金云母含更低的w(TiO2)(0.05%～0.12%)、w(FeO)(1.74%～11.35%)、w(Na2O)(0.07%～0.16%)、w(Al2O3)(14.15%～15.58%)，更高的w(K2O)(9.46%～10.11%)，以及相近的w(SiO2)(39.99%～40.70%)，w(MgO)(21.19%～24.16%)，w(CaO)(0.01%～0.02%)。

3.4 鐵氧化物

礦區(qū)基性-超基性巖中的鐵氧化物電子探針分析數(shù)據(jù)（表4）顯示有4種鐵氧化物：①較純的磁鐵礦，主要發(fā)育于金云母輝石橄欖巖中的金云母解理、角閃石解理、橄欖石蝕變裂隙中或包裹于蛇紋石中，其w(FeO)為89.45%～93.40%，其他元素含量均較低；中基性巖脈中也發(fā)育一些較純的磁鐵礦，同時發(fā)育少量含Si、Al、Cr的磁鐵礦；②鈦鐵礦，主要發(fā)育于閃長巖等中基性巖脈中，金云母輝石橄欖巖中較少見，鈦鐵礦w(FeO)為 40.28%～57.11%，w(TiO2)為36.53%～57.98%，w(MnO)為0.11%～4.34%，w(MgO)為0～5.11%（大多數(shù)樣品為高w(MnO)、低w(MgO),只有2個點為低w(MnO)、高w(MgO)）；③含鈦鉻磁鐵礦，主要包裹于橄欖石或者金云母中，其w(FeO)為66.60%～78.15%，w(Cr2O3)為9.16%～17.62%，w(TiO2)為1.92%～5.30%，w(MnO)為0.33%～0.85%，w(V2O3)為0.20%～0.40%，w(MgO)為0.41%～1.14%，w(Al2O3)為2.70%～6.47%；④鉻鐵礦，主要發(fā)育于橄欖石或蛇紋石化橄欖石中，其w(FeO)為40.96%～72.17%，w(Cr2O3)為 19.68%～26.56%，w(MgO)為 0.53%～5.55%，w(Al2O3)為5.17%～29.86%?？傮w上來看，基性-超基性巖中的磁鐵礦與礦區(qū)圍巖中磁鐵礦和鐵礦石中磁鐵礦在礦物成分上沒有明顯區(qū)別，均為較純磁鐵礦，其他元素含量較低（表4）。

表3 備戰(zhàn)礦區(qū)金云母電子探針分析數(shù)據(jù)表Table 3 Electron microprobe analyses of phlogopites from the Beizhan iron ore district

4討 論

4.1 礦區(qū)基性超基性巖與鐵礦時空關(guān)系

備戰(zhàn)金云母輝石橄欖巖出露于備戰(zhàn)鐵礦區(qū)西南約3 km處，與礦區(qū)普遍發(fā)育的中基性巖脈一起侵入于大哈拉軍山組中（圖2）。雖然對于礦區(qū)南部花崗巖（鉀長花崗巖、花崗斑巖）的命名不同，但前人獲得的鋯石U-Pb年齡基本集中在301～307 Ma（韓瓊等，2013；2015；鄭勇等，2014；孫吉明等，2012），而對礦區(qū)內(nèi)賦礦火山巖進行鋯石U-Pb年齡測試，獲得了2組年齡結(jié)果，即約330～340 Ma和約300～304 Ma（孫吉明等，2012；韓瓊等，2015）。對于這2組年齡前人也有不同的解釋：孫吉明等（2012）認為英安巖中（296.7±2.0）Ma的年齡代表英安巖中的鋯石封閉系統(tǒng)受到后期花崗巖侵入熱事件的影響重新形成的年齡，而備戰(zhàn)鐵礦區(qū)英安巖的形成時代應(yīng)該為較老的年齡，即（329.1±1.0）Ma。韓瓊等（2015）則認為備戰(zhàn)鐵礦至少有2期成礦期，即（335.5±1.2）Ma和（304.2±1.6）Ma。在成因上為火山沉積后期疊加矽卡巖化的磁鐵礦礦床。Zhang等(2014b）經(jīng)過統(tǒng)計分析也認為該區(qū)有2次成礦期，第一期為早石炭世（320～336 Ma），第二期為晚石炭世（300～316 Ma）。此外，駱文娟等（2018）測得金云母輝石橄欖巖中金云母40Ar/39Ar坪年齡為（298.1±1.9）Ma，鋯石U-Pb年齡為（302.5±1.3）Ma，屬于第二次成礦期的晚期范疇，并且該年齡結(jié)果與最新的鐵礦石中的黃鐵礦Re-Os年齡(302.5±8.2)Ma和白云母40Ar-39Ar年齡(304～308 Ma)接近（Duan et al.,2018），表明備戰(zhàn)礦區(qū)在300 Ma左右的巖漿活動與備戰(zhàn)鐵礦有成因聯(lián)系。

換言之，以上年齡數(shù)據(jù)從時間上表明備戰(zhàn)鐵礦晚期的成礦事件與該金云母輝石橄欖巖的發(fā)育為同一地質(zhì)事件的產(chǎn)物（駱文娟等，2018）。

4.2 磁鐵礦低鈦的問題

基魯納型磁鐵礦-磷灰石礦床中的磁鐵礦一般是貧Ti的（Guilbert et al.,1986;Farquhar et al.,1994;Williams et al.,2005;Chai et al.,2014），而布什維爾德層狀巖體中的釩鈦磁鐵礦是富Ti的（Rey-nolds,1985）。目前，前人對于磁鐵礦的地球化學(xué)特征做了大量研究，并根據(jù)磁鐵礦的地球化學(xué)成分特征來判別鐵礦成因類型（Dupuis et al.,2011;Nadoll et al.,2014）。一部分學(xué)者認為基魯納型磁鐵礦的低Ti特征是熱液成因的表現(xiàn)（Dare et al.,2014；2015）。然而，不可忽視的一個事實是長英質(zhì)巖體中的磁鐵礦成分通常接近于化學(xué)計量Fe3O4（Andersen,1984;

Frost et al.,1991;Velasco et al.,2016），這顯然說明了不是所有的巖漿成因磁鐵礦都是富Ti的。此外，在還原性熔體中，Ti容易進入磁鐵礦晶體，而在氧化性熔體中，Ti在磁鐵礦中是不相容的(Buddington et al.,1964;Frost et al.,1991;Hawley,1962；Naldrett,1969;Andersen et al.,1998;Jakobsen et al.,2005)。Sudbury巖體中與巖漿硫化物共生的磁鐵礦是貧Ti的，而不含硫的熔體是富Ti的(Kontak et al.,2002;Clark et al.,2004)。同樣Skeargard巖體中的磁鐵礦也是貧Ti的，尤其是與硫化物共生的磁鐵礦(Andersen et al.,1998;Larocque et al.,2000)，這反映了巖漿中硫含量是影響磁鐵礦成分的重要因素之一。最新的研究認為在不混溶過程中Ti主要進入硅酸鹽熔體相，從而在富鐵熔體中是虧損的（Velasco et al.,2016）。因此，根據(jù)磁鐵礦Ti含量的高低來判別磁鐵礦成因類型的方法值得商榷，并需要更多的地質(zhì)事實來支持。

表4 備戰(zhàn)礦區(qū)鐵氧化物電子探針分析數(shù)據(jù)表Table 4 Electron microprobe analyses of iron oxidesfrom the Beizhan iron ore district

續(xù)表 4Continued Table 4

本次研究筆者發(fā)現(xiàn)在礦區(qū)的基性巖脈中發(fā)育含鈦磁鐵礦與金紅石共生組合（圖8a），并且含鈦磁鐵礦中有鈦鐵尖晶石/鈦鐵礦出溶（圖8b）。這一特征可能是鐵鈦分離的表現(xiàn)（即含鈦磁鐵礦→鈦鐵尖晶石/鈦鐵礦→金紅石）。Bohlen等(1977)研究認為，磁鐵礦中出溶鈦鐵礦是鈦鐵尖晶石在亞固相條件下發(fā)生氧化作用形成的產(chǎn)物（6Fe2TiO4+O2=2Fe3O4+6FeTiO3）。此外，鈦鐵礦-赤鐵礦固溶體在亞固相條件下發(fā)生氧化作用，會使固溶體逐漸貧鈦，并析出金紅石(Fe2O3·5FeTiO3(Ti-richIlm-Hemss)+O2=3Fe2O3·FeTiO3(Ti-poorIlm-Hemss)+4TiO2，Lindsley,1963;Southwick,1968;Tan et al.,2015）。實驗證明磁鐵礦-鈦鐵尖晶石在亞固相氧化條件下可形成鈦鐵礦-磁鐵礦共生礦物對（Buddington et al.,1964）。因此，鐵鈦氧化物固溶體在亞固相條件下氧化作用會使固溶體發(fā)生分離。在地質(zhì)過程中這一現(xiàn)象主要發(fā)生于火成巖緩慢冷卻過程中，并且在噴出或淺成條件下的氧化作用會使鈦磁鐵礦變得不穩(wěn)定，從而發(fā)生磁鐵礦-鈦鐵礦固溶體分離（Buddington et al.,1964）。鈦鐵尖晶石/鈦鐵礦的出溶會帶走含鈦磁鐵礦內(nèi)部大量的雜質(zhì)元素，從而形成成分更為純凈的磁鐵礦礦相，所以礦體中的基性巖脈普遍發(fā)育較純磁鐵礦而非含Ti磁鐵礦。

實驗巖石學(xué)研究表明，熔體中P可以與Fe3+形成Fe3+（PO4）3-絡(luò)合物，從而降低巖漿中 Fe3+/Fe2+比值，抑制磁鐵礦結(jié)晶，從而利于巖漿中鐵的富集（Toplis et al.,1994a;1994b;蘭彩云等，2015）。在巖漿演化的晚期磷灰石和磁鐵礦同時飽和晶出，形成磷灰石磁鐵礦共生組合。這一過程很可能形成純凈相磁鐵礦，如基魯納型磷灰石-磁鐵礦型礦床中的磁鐵礦。本次研究在礦區(qū)圍巖中發(fā)現(xiàn)磁鐵礦-磷灰石礦物共生組合，其背散射圖像（圖8c）顯示磁鐵礦包裹著橢圓形液滴狀磷灰石（其中還有許多細小的液滴狀磷灰石），并且磁鐵礦顆粒邊界呈渾圓狀或港灣狀，這一特征佐證了以上認識。此外，矽卡巖中發(fā)育大量磷灰石（圖8d），這對備戰(zhàn)礦區(qū)較純磁鐵礦（低Ti）的形成很可能起到了一定作用。

備戰(zhàn)金云母輝石橄欖巖中橄欖石Fo變化不大（0.74～0.79），表明在橄欖石結(jié)晶過程中沒有新巖漿的貫入和補充。橄欖石的w(Ni)大多低于從S不飽和玄武巖漿中結(jié)晶出來的橄欖石w(Ni)。橄欖石中低的w(Ni)可能暗示橄欖石結(jié)晶的同時發(fā)生了硫化物的熔離(陳列錳等，2009)。但是由于沒有持續(xù)巖漿的補充，無法形成銅鎳硫化物礦床。由圖4可知橄欖石Fo與w(Ni)由負相關(guān)變?yōu)檎嚓P(guān)又變?yōu)樨撓嚓P(guān)。若粒間熔漿為硅酸鹽巖漿,橄欖石-熔體平衡會導(dǎo)致橄欖石Fo降低,但不改變w(Ni)-Fo的正相關(guān)關(guān)系；若粒間熔漿是硫化物熔漿,晶體-熔體平衡過程中Ni-Fe交換反應(yīng)會產(chǎn)生負的w(Ni)-Fo關(guān)系(Li et al.,1999；官建祥等，2010)。所以可以推測在備戰(zhàn)金云母輝石橄欖巖結(jié)晶過程中橄欖石與粒間硫化物熔漿發(fā)生過Ni-Fe交換反應(yīng)，這從另一方面證實巖漿中含有豐富的硫。前已述及，硫可以使磁鐵礦成為較純的磁鐵礦，所以巖漿中的高硫特征很可能是備戰(zhàn)鐵礦發(fā)育較純磁鐵礦（低Ti）的原因之一。

4.3 對成礦的制約

備戰(zhàn)鐵礦發(fā)育于石炭紀大哈拉軍山組火山巖中，鐵礦體主要賦存在矽卡巖化英安巖、凝灰?guī)r中，賦礦圍巖局部夾大理巖化灰?guī)r，越靠近礦體，矽卡巖化礦物如透輝石、石榴子石、綠簾石、綠泥石、陽起石越多，且這些礦物與磁鐵礦具有密切伴生關(guān)系。礦體圍巖除了矽卡巖化外，還有大量硅化和鈉化特征，發(fā)育大量的硅化凝灰?guī)r和鈉長巖。所有這些特征均表明備戰(zhàn)鐵礦具有豐富的熱液活動特征。

對于備戰(zhàn)鐵礦，其鐵質(zhì)主要有3種可能來源：其賦礦圍巖（大哈拉軍山組火山巖）、深部巖漿源和與含礦層接觸的鉀長花崗巖。雖然也有一些其他鐵礦與花崗巖伴生的例子（陳艷等，2012），如福建馬坑鐵礦、廣東大頂鐵礦、內(nèi)蒙古朝不楞鐵多金屬礦、海南石碌鐵鈷銅礦、四川瀘沽鐵礦等。但是這些鐵礦區(qū)通常還發(fā)育一些中基性巖石和富鐵地層。此外，鉀長花崗巖含鐵較低，目前尚未有相關(guān)實驗可證明從其中可以活化析出足夠的鐵來形成礦體，因此其成為鐵礦來源的可能性不大；其次備戰(zhàn)鐵礦的賦礦圍巖為中酸性火山巖，雖然偶見一些玄武質(zhì)巖石，但是數(shù)量較少，不足以提供形成大型鐵礦的物質(zhì)來源；所

以最有可能的成礦物質(zhì)來源是深部巖漿源。而深部巖漿源在地表的代表性巖石就是基性-超基性巖，該基性-超基性巖最有可能的就是與礦體同時代發(fā)育的金云母輝石橄欖巖以及礦區(qū)大量發(fā)育的基性巖脈。在w(SiO2)-w(Al2O3)圖（圖5）中，金云母輝石橄欖巖中的輝石均落于亞堿性系列，在w(Al2O3)-w(Na2O)-w(TiO2)圖（圖6）中，這些輝石均落在拉斑玄武巖系列區(qū)域，這些特征表明金云母輝石橄欖巖等基性-超基性巖屬于具有富鐵演化趨勢的拉斑玄武巖系列巖漿，而該系列的巖漿很可能為備戰(zhàn)鐵礦的形成提供了物質(zhì)基礎(chǔ)。并且，備戰(zhàn)基性-超基性巖體中發(fā)育大量金云母，表明原始巖漿富含揮發(fā)分。值得注意的是鐵礦石中同樣發(fā)育一些金云母，暗示形成鐵礦的母巖漿也是富含揮發(fā)分的。

圖7 金云母輝石橄欖巖背散射圖像a.角閃石包裹著鉻鐵礦，磁鐵礦沿著蛇紋石化橄欖石裂理分布；b.較純磁鐵礦沿著金云母解理分布，含鈦鉻磁鐵礦包裹于橄欖石中或礦物粒間；c.含鈦鉻磁鐵礦依次被斜方輝石和橄欖石包裹，斜方輝石被橄欖石包裹，表明有一期富鐵鎂的巖漿加入；d.含鈦鉻磁鐵礦包裹于橄欖石中，純磁鐵礦分布于橄欖石裂理和金云母解理中；e.具有一定圓度的鉻鐵礦被較純磁鐵礦包裹，形成具有鉻鐵礦核的磁鐵礦；f.鉻鐵礦被較純磁鐵礦包裹，其中Cr比Cr0的鐵含量更高，表明富鐵流體對原鉻鐵礦（Cr0）進行了交代，從而形成更富鐵的鉻鐵礦（Cr），最外層為從富鐵流體中結(jié)晶的純磁鐵礦Ol—橄欖石；Mt—純磁鐵礦；Ti/Cr-Mt—含鈦鉻磁鐵礦；Cr—鉻鐵礦；Phl—金云母；Ser—蛇紋石；Opx—斜方輝石；Am—角閃石Fig.7 Backscattered electron images of phlogopite pyroxene peridotitea.Chromitesurrounded by amphiboleand magnetite distributed along thefissureof serpentinized olivine;b.Thepuremagnetite distributed along thecleavageof phlogopite,and titanium-chromium-bearing magnetite wrapped in olivineor between mineral grains;c.Thetitanium-chromium-bearing magnetitesuccessively wrapped by orthopyroxeneand olivine,and theorthopyroxenewrapped by olivine,indicating that aphaseof iron-rich magmaswasadded;d.Thetitanium-chromium-bearing magnetitewrapped in olivineand puremagnetitedistributed in thefissureof olivineand the cleavageof phlogopite;e.Thechromite with fineroundnesscoated with apuremagnetite,forming amagnetitewith chromite core;f.Chromiteencased in a pure magnetite,where Cr has a higher content of iron than Cr0,indicating that the original chromite(Cr0)was metasomated by ferrorich fluids,thusforming amore ferro-rich chromite(Cr).Theouter layer of thechromiteisthepuremagnetitecrystallized from ferro-rich fluids Ol—Olivine;Mt—Pure magnetite;Ti/Cr-Mt— Titanium—chromium—bearing magnetite;Cr—Chromite;Phl—Phlogopite;Ser—Serpentine;Opx—Orthopyroxene;Am—Amphibole

圖8 備戰(zhàn)鐵礦區(qū)巖石中鐵氧化物與磷灰石背散射特征圖a.含鈦磁鐵礦與金紅石共生，含鈦磁鐵礦中有鈦鐵尖晶石/鈦鐵礦出溶（礦體中中基性巖脈，14bz-8-1）；b.含鈦磁鐵礦中有鈦鐵尖晶石/鈦鐵礦出溶（礦體中中基性巖脈，14bz-8-1）；c.較純磁鐵礦包裹磷灰石顆粒（礦區(qū)圍巖，樣品14BZ-17-1）；d.透輝石中發(fā)育較多磷灰石，并有鈣鐵榴石發(fā)育（矽卡巖，樣品14bz-4-2）Rt—金紅石；Mt—磁鐵礦；Ilm—鈦鐵礦；Ap—磷灰石；Di—透輝石Fig.8 Backscattered electron images of iron oxides and apatites from the rocks of the Beizhan iron ore districta.The titanomagnetite intergrowing with rutile,and the exsolution of ulvite/ilmenite from titanomagnetite(intermediate—basic rock vein occurring in the iron ore body,sample 14bz-8-1);b.The exsolution of ulvite/ilmenite from titanomagnetite(intermediate—basic rock vein occurring in the iron orebody,sample14bz-8-1);c.Apatiteswrapped in thepuremagnetite(host rock,sample 14BZ-17-1);d.Apatitesoccurring in thediopside;diopsideassociated with andradite(skarn,sample14bz-4-2)Rt—Rutile;Mt—Magnetite;Ilm—Ilmenite;Ap—Apatite;Di—Diopside

與四川攀枝花釩鈦磁鐵礦巖體中橄欖石（w(FeO)平均24.2%～30.7%，w(MgO)平均31.9%～36.5%，張曉琪等，2011）相比，備戰(zhàn)金云母輝石橄欖巖中橄欖石的w(FeO)較低，介于19.22%～22.20%，w(MgO)較高，介于39.52%～41.30%。這種特征可能暗示備戰(zhàn)金云母輝石橄欖巖巖漿氧逸度較高，即Fe3+/Fe2+較高，巖漿中Fe2+含量較低，從而導(dǎo)致橄欖石中w(FeO)較低。在圖7c可見含鈦鉻磁鐵礦依次被斜方輝石和橄欖石包裹，其中斜方輝石被橄欖石包裹，表明橄欖石形成晚于斜方輝石，為新的一期富鐵鎂巖漿加入而形成，該富鐵鎂巖漿為早期原始巖漿經(jīng)歷拉斑玄武巖演化趨勢形成的富鐵巖漿，而巖漿的拉斑玄武巖演化趨勢通常是在低氧逸度條件下發(fā)生，因此，可以推測巖漿經(jīng)歷了從低氧逸度到高氧逸度的演變過程。并且閃長巖等中基性巖脈與金云母輝石橄欖巖中的鈦鐵礦w(MnO)為0.11%～4.34%，w(MgO)為0～5.11%，大多數(shù)樣品顯示高w(MnO)、低w(MgO)的特征（只有2個點為低w(MnO)、高w(MgO)的特征）。鈦鐵礦中高w(MnO)、低w(MgO)的特征表明其可能形成于巖漿晚期階段或與熱液交代有關(guān)（Kaminsky et al.,2009;Cassidy et al.,1988），并且形成于較高氧逸度條件（Tompkins et al.,1985）。因此，備戰(zhàn)基性-超基性巖體的巖漿源區(qū)經(jīng)歷了氧逸度從低到高的演化過程，最終成為富揮發(fā)分、高氧逸度的巖漿。通常揮發(fā)分可以降低巖漿的液相線和固相線溫度，從而使磁鐵礦不能過早結(jié)晶；其次成礦元素與揮發(fā)分結(jié)合形成易溶的絡(luò)合物，大大降低自身的結(jié)晶溫度，使成礦元素在巖漿熔體中一直殘留到主要硅酸鹽礦物之后結(jié)晶富集。有研究認為矽卡巖型鐵礦的形成與富揮發(fā)分的高氧逸度巖漿有關(guān)(Jin et al.,2015)，由于巖漿的氧逸度較高，S只能以硫酸鹽的形式存在，而不能以S2-存在，抑制鐵與硫結(jié)合形成黃鐵礦，有利于鐵在流體中的遷移富集。

金云母輝石橄欖巖中的蛇紋石中發(fā)育具有鉻鐵礦核的磁鐵礦（圖7e、f），即核部為鉻鐵礦邊部為較純磁鐵礦，該邊部磁鐵礦與礦區(qū)礦石中磁鐵礦成分相似。可以肯定的是鉻鐵礦核應(yīng)為原巖漿中結(jié)晶而成，而邊部磁鐵礦則具有橄欖石蛇紋石化過程中形成和原生成因兩種可能性。由于在新鮮的橄欖石中沒有發(fā)現(xiàn)類似的具有磁鐵礦邊的鉻鐵礦，并且這種結(jié)構(gòu)的礦物組合主要分布于蛇紋石中，因此認為該磁鐵礦邊主要形成于橄欖石蛇紋石化過程中。此外，橄欖石包裹著一些含鈦鉻磁鐵礦（含鉻尖晶石）（圖7b～d），不難推測這些含鈦鉻磁鐵礦就是鉻鐵礦核的前身。圖7f顯示鉻鐵礦被較純磁鐵礦包裹，其中Cr比Cr0的鐵含量更高，表明蛇紋石化過程中形成的富鐵流體對原鉻鐵礦（Cr0）進行了交代，從而形成更富鐵的鉻鐵礦（Cr），最外層為從富鐵流體中結(jié)晶的純磁鐵礦。這些特征表明巖漿期后的中低溫變質(zhì)作用對于鐵礦的加富具有重要的意義。

在金云母、角閃石的解理和橄欖石的裂理中普遍發(fā)育較純的磁鐵礦（圖7a～d），可能為鎂鐵硅酸鹽礦物分解或出溶作用的結(jié)果（任啟江等，1987）。由圖7b可以看出，在橄欖石蛇紋石化的部分，所析出的磁鐵礦很有限，因此這些磁鐵礦主要為出溶作用的產(chǎn)物（但圖7e、f顯示蛇紋石中分布著含鉻鐵礦核的磁鐵礦，因此不能完全排除鎂鐵硅酸鹽礦物蝕變分解對磁鐵礦形成的貢獻）。該出溶過程很可能與上文所述的亞固相條件下的氧化作用有關(guān)，即在氧逸度增大的條件下，橄欖石和金云母結(jié)構(gòu)中的Fe2+被氧化為Fe3+（陳立輝等，2000），礦物的結(jié)構(gòu)發(fā)生調(diào)整，從而出溶形成磁鐵礦。并且，這些解理和裂理中的磁鐵礦化學(xué)成分主要為較純的磁鐵礦（化學(xué)成分接近于磁鐵礦分子式），與備戰(zhàn)鐵礦礦石中的磁鐵礦成分類似（表4），表明兩者具有一定的成因聯(lián)系。此外，大量研究表明熱液環(huán)境中形成的磁鐵礦通常具有較高的Si，較低的Al、Ti，而在巖漿中結(jié)晶的磁鐵礦，Si的含量常常低于電子探針的檢出限，但相對富Al和 Ti（Von Gruenewaldt et al.,1985;Shiga,1989；Shimazaki,1998;Dupuis et al.,2011;黎廣榮等，2013）。然而，備戰(zhàn)鐵礦石中的磁鐵礦為較純的磁鐵礦，Si、Al、Ti等雜質(zhì)元素含量均較低，w(FeO)為90.98%～92.51%，與標準磁鐵礦中 w(Fe3O4)值（約93.1%）接近。因此，備戰(zhàn)鐵礦的形成過程不是單一的熱液過程或巖漿過程。由上文描述可知，礦區(qū)基性巖脈中發(fā)育含鈦磁鐵礦-金紅石組合（圖8a），以及含鈦磁鐵礦中有鈦鐵尖晶石/鈦鐵礦出溶(圖8b)。一般而言，金紅石形成于高溫環(huán)境（高于500℃），若按照含鈦磁鐵礦→鈦鐵尖晶石/鈦鐵礦→金紅石的形成順序（圖8a），則含鈦磁鐵礦的形成溫度和鈦鐵尖晶石/鈦鐵礦的出溶溫度高于金紅石的形成溫度，因此可以推測鐵鈦分離過程（即較純磁鐵礦形成）發(fā)生于晚期巖漿階段到巖漿熱液階段的過渡階段，鐵礦石很可能形成于該過渡階段。

綜上所述，備戰(zhàn)鐵礦的成礦物質(zhì)主要來自于基性-超基性巖巖漿，該巖漿早期在低氧逸度條件下巖漿具有拉斑玄武質(zhì)系列巖漿演化趨勢，富集鐵質(zhì)。隨著富鐵巖漿的上侵，氧逸度的升高，在亞固相條件下發(fā)生氧化作用促使富鐵熔體的出溶、逐漸富集、最后與母巖漿發(fā)生分離，從而在巖漿-熱液過渡階段成礦。此外，巖漿期后的中低溫變質(zhì)作用對于鐵礦的加富具有重要的意義。

5 結(jié)論

（1）備戰(zhàn)基性-超基性巖與備戰(zhàn)鐵礦在時間和空間上具有緊密的聯(lián)系。

（2）備戰(zhàn)鐵礦中磁鐵礦低Ti的原因可能為：成礦巖漿中含有較高的硫；成礦巖漿具有高氧逸度特征；鐵鈦氧化物固溶體在亞固相條件下的氧化作用使固溶體發(fā)生分離；巖漿過程中鐵磷絡(luò)合物對Fe的富集遷移作用。

（3）電子探針顯示備戰(zhàn)鐵礦石中磁鐵礦與礦區(qū)圍巖中磁鐵礦、以及金云母輝石橄欖巖中磁鐵礦的化學(xué)組成類似，表明該鐵礦的形成與該區(qū)基性-超基性巖有成因聯(lián)系。金云母輝石橄欖巖的顯微特征表明在巖漿階段曾有一期富鐵鎂巖漿的加入，這很可能為備戰(zhàn)鐵礦的形成提供了主要的鐵質(zhì)來源。

致 謝野外工作得到了備戰(zhàn)鐵礦各級領(lǐng)導(dǎo)和礦區(qū)項目組成員的大力支持，測試分析工作得到中國地質(zhì)科學(xué)院礦產(chǎn)資源研究所電子探針實驗室相關(guān)工作人員的大力協(xié)助，審稿人為本文的修改提出了很多寶貴意見，在此一并表示感謝!