2018, Vol. 34
2. 中国地质科学院矿产资源研究所, 北京 100037
2. Institute of Mineral Resources, Chinese Academy of Geological Sciences, Beijing 100037, China
西天山成矿带是中亚成矿域的重要组成部分(朱永峰等，2007; 朱永峰, 2009)，带内发现有大量的铁、铜、金等金属矿产资源。其中阿吾拉勒铁铜成矿带的铁资源最为丰富，从西往东依次分布有式可布台、松湖、尼新塔格、查岗诺尔、智博、敦德、备战等大中型铁矿床，是中国十大重要金属矿产资源接替基地之一(张作衡等，2012)。该带的主要铁矿多数赋存于石炭系大哈拉军山组及伊什基里克组地层中，与晚古生代海相火山-次火山岩均有密切关系，但成矿特征略有差异。部分地质现象的多解性导致对其成矿作用认识的分歧，例如磁铁矿品位富、矿石组合简单、磁铁矿胶结围岩角砾、围岩蚀变强度变化极明显、局部与围岩截然接触关系和少量气孔状矿石的发现等，既被作为岩(矿)浆成因的主要证据，也被认为是岩浆气液交代充填矿石的常见特征。因此，对于该带铁矿床的成因一直存有岩(矿)浆成因(新疆维吾尔自治区地质矿产局，1982；姚培慧等，1993；王登红等，2006；冯金星等，2010；汪帮耀等，2011；蒋宗胜等，2012b)和气液交代充填成因(涂光炽等，1978；赵一鸣等，1990；陈毓川和朱裕生，1993；张江和张相周，1996；薛春纪等，2000；洪为等, 2012a, b；Duan et al., 2014)的争议。更宏观的矿床地质特征无法得窥全貌，故需要通过其他方法和手段来研究矿床成因。
磁铁矿是各类铁矿床的主要矿石矿物，其作为副矿物也广泛存在于各类岩浆岩、沉积岩、变质岩和众多热液矿床中。磁铁矿属于尖晶石族矿物，化学通式为AB2X4，其中A组主要阳离子为Fe2+、Mg2+、、Zn2+、Mn2+及Ni2+等，B组主要为高价阳离子Al3+、Fe3+、Ti4+、Cr3+等，X为O2-。其晶体结构由氧离子的立方紧密堆积构成，含有八面体和四面体空隙，同时还可赋存V、Co、Ni、Cu、Au、Ag、Ga、Se等二十多种元素(段士刚等，2014)。磁铁矿内的类质同象代替可能由结晶时的物理化学条件所决定，如流体或熔体的化学成分、浓度、温度和氧逸度等，在不同条件下形成的磁铁矿微量元素组成及含量具有一定的差异性。因此，磁铁矿的标型特征对于判别矿床类型具有重要的指示意义(徐国风和邵洁涟，1979)，针对其开展研究对于解决上述问题更具有直接性。基于此，本文选择智博大型铁矿床中的磁铁矿作为研究对象，对其进行元素地球化学特征分析及氧同位素分析，揭示不同类型磁铁矿的元素组成特征，讨论磁铁矿的成矿物质来源及矿床成因。
1 矿区地质特征西天山位于新疆西北部，呈楔形位于依连哈比尔尕断裂带和长阿吾子-乌瓦门缝合带之间，向西延至哈萨克斯坦境内。西天山为晚古生代增生造山带(Xiao et al., 2009；高俊等，2009)，构造演化复杂。经历了元古代“Pangea-I”泛大陆、Rodinia超大陆的形成与裂解(左国朝等，2008)，出露元古代变质结晶基底(高俊等，1995；李继磊等，2009)；早古生代进入多陆块演化阶段(左国朝等，2008)；晚古生代经历了侧向和垂向增生(Windley et al., 1990; Xiao et al., 2009)，早石炭世末结束增生造山，二叠纪进入后碰撞演化阶段。其中，在晚古生代增生造山过程中，本区火山活动强烈，伴生多期次的壳幔相互作用，造成了金属的富集，自西北向东南分别形成了别珍套-汗吉尕铜多金属成矿带、博罗霍洛铜金成矿带和阿吾拉勒铁铜成矿带三个主要成矿带，构成了中亚成矿域的重要组成部分。阿吾拉勒铁铜成矿带主要分布在阿吾拉勒山脉及两侧，南北分别以博罗霍洛山和乌孙山-那拉提山为界。
区内出露地层有元古界、志留系、泥盆系、石炭系、二叠系、三叠系、侏罗系及第四系。其中石炭系大哈拉军山组(C1d)分布最为广泛，为一套海相火山-沉积碎屑岩夹碳酸盐岩建造，是主要的铁矿赋矿层位。
区内断裂构造和火山机构广泛发育，断裂总体走向南西、倾向北，断层破碎带宽数厘米至数十米，构造角砾发育，蚀变较强。海西晚期的中酸性侵入岩体非常发育，主要为一套与洋盆收敛俯冲有关的钙碱性侵入岩、与同碰撞有关的富铝花岗岩以及后造山的富钾花岗岩等(朱志新等，2011)。
带内分布有查岗诺尔、备战、智博、敦德、式可布台、松湖、尼新塔格等大中型铁矿，它们都含有一定规模的富铁矿资源。陈毓川等(2008)认为阿吾拉勒铁铜成矿带内可布台铁矿属于海相火山-沉积型，将查岗诺尔和备战等铁矿划归为海相火山岩型。张作衡等(2012)根据矿化类型将阿吾拉勒铜铁成矿带内海相火山岩型铁矿初步划分为火山沉积型、火山岩浆-热液型、类矽卡岩型三个亚类，成矿带东段查岗诺尔、智博、敦德、备战四个大型铁矿(图 1)均与火山岩浆-热液活动有关，与西段的式可布台、松湖铁矿在地质特征和矿床成因(火山沉积型)方面存在一定差别。
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图 1 西天山区域地质图及铁矿(点)分布图(据李凤鸣等，2011修改) 1-中-新生界; 2-二叠系; 3-石炭系; 4-泥盆系; 5-志留系; 6-奥陶系; 7-寒武系; 8-前寒武系; 9-二叠纪花岗岩; 10-石炭纪花岗岩; 11-泥盆纪花岗岩; 12-志留纪花岗岩; 13-铁镁-超铁镁岩; 14-主要断裂; 15-地质界线; 16-铁矿点及其编号.图中铁矿编号：1-阔拉萨依铁矿; 2-式可布台铁矿; 3-松湖铁矿; 4-尼新塔格-阿克萨依铁矿; 5-查岗诺尔铁矿; 6-智博铁矿; 7-敦德铁矿; 8-备战铁矿; 9-莫托萨拉铁锰矿.断裂编号：①-依连哈比尕断裂; ②-尼古拉耶夫线-那拉提北坡断裂；③-长阿吾子-乌瓦门断裂 Fig. 1 Geological map of the Western Tianshan Mountain and the distribution of iron deposits (modified after Li et al., 2011) 1-Cenozoic-Mesozoic; 2-Permian; 3-Carboniferous; 4-Devonian; 5-Silurian; 6-Ordovician; 7-Cambrian; 8-Precambrian; 9-Permian granitoids; 10-Carboniferous granitoids; 11-Devonian granitoids; 12-Silurian granitoids; 13-mafic-ultramafic granitoids; 14-fault; 15-geological boundary; 16-Fe deposit/occurrence and their number. Number of Fe deposits: 1-Kuolasayi; 2-Shikebutai; 3-Songhu; 4-Nixintage-Akesayi; 5-Chagangnuoer; 6-Zhibo; 7-Dunde; 8-Beizhan; 9-Motuosala. Number of faults: ①-Yilianhabierga Fault; ②-Nikolaev-North Nalati Fault; ③-Chang'awuzi-Wuwamen Fault |
智博铁矿矿区出露的地层为石炭系大哈拉军山组第二亚组的一套火山岩地层，总体呈单斜产出，北东倾向，倾角50°~75°左右，局部受构造影响，倾角较缓，10°~30°之间。矿区内构造形迹较为复杂，断裂、裂隙、劈理和节理比较发育，层内韧性变形复杂。磁铁矿矿体主要产在该套地层中，矿体产状倾向北东。赋矿围岩主要为玄武质安山岩、安山岩、粗面安山岩、英安岩、凝灰岩等。矿区西南部出露少量花岗闪长岩岩体，呈北西向条带状侵入；北部和西部出露石英闪长岩体，与中部的火山岩地层之间为侵入接触关系(图 2a)。矿区岩石普遍遭受强烈蚀变，离矿体越近，蚀变越强烈，主要的围岩蚀变有绿帘石化、阳起石化、钾长石化等。
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图 2 智博铁矿床矿区地质图(a)和东矿段地质简图(b)(据王志华等，2012修改) Fig. 2 Geogical map of the Zhibo iron deposit (a) and its eastern mining section (b) (modified after Wang et al., 2012) |
智博铁矿的矿石产状类型较多，有致密块状、浸染状、条带纹层状、网脉状、角砾状等类型，其中以块状和稠密浸染状矿石为主。根据矿床地质特征及矿石组构特征，笔者将成矿期分为岩浆成矿期与热液成矿期(王志华等，2012)，矿石对应划分为岩浆型和热液型两类。
岩浆型矿石：矿体主要呈层状、似层状、透镜状展布，矿石多为块状或稠密浸染状，矿体边部或者与围岩接触的部位可见斑杂状、角砾状矿石，局部可见磁铁矿与安山岩的截然界线(图 3a, d)。块状矿石位于主矿体的中下部，磁铁矿含量80%左右甚至更高，镜下多为细粒他形结构(图 4a, c, d)，黄铁矿含量约5%左右，常见少量黄铁矿、钠长石、透辉石、绿帘石、阳起石等硅酸盐矿物充填磁铁矿间隙(图 3b, c、图 4a, f)。矿石受后期构造应力影响，可见细小裂隙发育(图 3f)。浸染状矿石分布于主矿体的边缘或呈矿脉产出，一般与其他构造类型矿石或围岩呈过渡关系，磁铁矿含量约在20%~70%之间。围岩发育绿帘石化、绿泥石化和阳起石化，局部矿石出现气孔状构造，部分被后期降水淋滤氧化。角砾状矿石中，磁铁矿角砾及安山岩角砾大小不一、棱角明显，推测多为原地半塑性流体破碎而成，运移距离极小。
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图 3 智博铁矿床矿石类型照片 (a)磁铁矿与安山岩的截然界线；(b)具有流动构造的磁铁矿石；(c)细粒磁铁矿与绿帘石共生；(d)稠密浸染状矿石与安山岩的界线；(e)树枝状磁铁矿石；(f)磁铁矿被绿帘石、透辉石等硅酸盐矿物胶结；(g)热液型粗粒磁铁矿矿石；(h)发育钾长石化的热液型稀疏浸染状矿石；(i)与黄铁矿、石英共生的热液型磁铁矿.Mt-磁铁矿; Py-黄铁矿; Ep-绿帘石; Kf-钾长石; Ads-安山岩; Qtz-石英 Fig. 3 Photos of ores from the Zhibo iron deposit (a) the clear boundary between massive magnetite and andesite; (b) magnetite with flow structure; (c) fine grained magnetite is symbiotic with epidote; (d) the boundary between densely disseminated ore and andesite; (e) dendritic magnetite ore; (f) magnetite cemented by silicate minerals of epidote and diopterite; (g) hydrothermal coarse grain magnetite ore; (h) hydrothermal sparse disseminated ores with potassic alterations; (i) hydrothermal magnetite with pyrite and quartz. Mt-magnetite; Py-pyrite; Ep-epidote; Kf-k-feldspar; Ads-andesite; Qtz-quartz |
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图 4 磁铁矿样品显微镜下照片 (a)岩浆型浸染状磁铁矿石，磁铁矿和黄铁矿均为他形结构；(b)含两期磁铁矿的块状矿石；(c)岩浆型块状磁铁矿石；(d)热液型块状磁铁矿石，黄铁矿为半自形结构；(e)热液型块状矿石，磁铁矿为自形结构；(f)岩浆型细粒他形磁铁矿与透辉石共生；(g)热液型矿石，磁铁矿弱定向；(h)热液型矿石中，两期磁铁矿与钾长石、绿帘石伴生；(i)具有流动构造的热液型磁铁矿石.Mt1-早期磁铁矿；Mt2-晚期磁铁矿；Di-透辉石 Fig. 4 Photomicrographs of magnetites from different stages (a) magmatic disseminated magnetite ores, both magnetite and pyrite having xenomorphic granular texture; (b) massive ores containing two phases of magnetites; (c) massive magmatic magnetite ores; (d) hypidiomorphic textures of pyrite in the massive hydrothermal ores; (e) massive hydrothermal ores, with idiomorphic granular textures of the magnetite; (f) magmatic fine-grained magnetite and diopside; (g) weakly aligned magnetites in hydrothermal ores; (h) two phases of magnetites associated with K-feldspar and epidote in hydrothermal ores; (i) hydrothermal magnetite ores with flow structures. Mt1-early magnetite; Mt2-late magnetite; Di-diopside |
热液型矿石：后期热液沿原岩浆通道、断裂、裂隙运移、充填、交代围岩并改造矿体，使部分磁铁矿重结晶形成颗粒较粗、晶形较好的矿石(图 4e, i)。一般位于矿体的边缘部位，主要呈透镜状、脉状产出，可见条带状、浸染状(图 3g)、角砾状矿石，局部可见流动构造。块状矿石和浸染状矿石中磁铁矿为中粗粒，黄铁矿的粒度变大，晶形更好，呈团块状、条带状或脉状充填于磁铁矿中。常伴生绿帘(泥)石和钾长石、石英等矿物(图 3h, i)。镜下局部明显可见两期磁铁矿(图 4b, h)，晚期磁铁矿(Mt2)穿插、交代早期磁铁矿(Mt1)。纹层(网脉)状矿石一般位于矿体边部与围岩接触部位，磁铁矿和绿帘石、钾长石或黄铁矿呈互层分布，单层厚度为2~30mm之间。树枝状矿石为后期热液交代早期矿石，生成中-粗粒自形板状磁铁矿，呈枝杈状生长分布(图 3e)，局部具有弱定向(图 4g)，镜下可观察到切穿早期的黄铁矿或其他脉石矿物(图 4b)。黄铁矿含量有所增加，一般呈团块状(图 3g、图 4b, d)、脉状或条带状分布于矿体或者与围岩的接触带上。
2 样品采集样品主要采自矿床东矿段20号勘探线到40号勘探线之间的几个见矿情况较好的钻孔岩芯中，采样深度从地表到地下600多米。采样空间分布较广，采样类型多样，具有一定的代表性。用以测试稀土微量的磁铁矿样品产状及采集位置见表 1。用以测试O同位素的样品类型及采集位置见表 2。其中zb035、zb044、zb062、zb159、zb190、zb237、zb277、zb419、zb491为岩浆期磁铁矿矿石。
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表 1 智博铁矿床磁铁矿的稀土元素和微量元素分析结果(×10-6) Table 1 REE and trace element analysis data from magnetite in Zhibo iron deposit (×10-6) |
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表 2 智博铁矿磁铁矿氧同位素分析结果 Table 2 Oxygen isotope analysis results of magnetite from Zhibo iron deposit |
将上述样品粉碎、清洗、晒干后，筛分出20~40目样品进行淘洗和烘干，在双目镜下挑选纯度可达99%以上的磁铁矿单矿物，然后在玛瑙研钵中研磨至200目以下备用。微量稀土元素分析在国家地质实验测试中心完成。准确称取200目以下的样品50mg，溶于HF和HNO3的混合溶液中，放入PTFE坩埚中密闭置于200℃的条件下48h。然后用HNO3清洗后，加上内标溶液配制成待测样品，将所得溶液在等离子质谱X-Series测定，执行标准为DZ/T0023-2001，分析误差小于5%，检测限为0.05×10-6。分析方法和流程详见文献(Qi et al., 2000; Zheng et al., 2015)
氧同位素分析在国土资源部同位素地质重点实验室测试完成，仪器为MAT-253EM型质谱计，采用传统的BrF5分析方法(Clayton and Mayeda, 1963)，用BrF5与含氧矿物在真空和高温条件下反应提取矿物氧，并与灼热电阻石墨棒燃烧转化成CO2气体，再用液氮吸收CO2气体，纯化后的CO2在仪器中测定O同位素组成，分析精度为±0.2‰，相对标准为V-SMOW。
3.2 测试结果 3.2.1 稀土及微量元素16件磁铁矿单矿物的稀土微量元素分析结果列于表 1，主要选取了一些代表性的亲铁元素进行分析，包括Ti、V、Cr、Co、Ni、Cu、Ga、Ge、Sc、In、Pb、Zn等12种元素。
由表 1可见，岩浆型磁铁矿中的V含量在116×10-6~957×10-6之间，均值393×10-6；Ti含量比较稳定在139×10-6~523×10-6之间，均值在238×10-6；Cr含量在3.91×10-6~32.9×10-6之间，均值15.6×10-6；Co含量在1.67×10-6~22.3×10-6，均值在8.67×10-6；Ni含量在11.7×10-6~358×10-6之间，均值169×10-6；Cu含量在167×10-6~404×10-6之间，均值251×10-6；Pb含量8.01×10-6~22.9×10-6，均值14.0×10-6；Zn含量在92×10-6~330×10-6之间，均值195×10-6。
热液型磁铁矿中的V含量在40.6×10-6~696×10-6之间，均值257×10-6；Ti含量比较稳定，在93.6×10-6~1088×10-6之间，均值428×10-6；Cr含量在4.19×10-6~32.5×10-6之间，均值14×10-6；Co含量在2.63×10-6~28.1×10-6，均值10.2×10-6；Ni含量在18.4×10-6~378×10-6之间，均值117×10-6；Cu含量在77.3×10-6~307×10-6之间，均值183×10-6；Pb含量5.72×10-6~23.6×10-6，均值11.7×10-6；Zn含量在75.4×10-6~246×10-6之间，均值155×10-6。
岩浆期矿石中磁铁矿的V、Ni平均含量比热液期矿石含量稍高，Ti含量除了一个样品较高之外，二者平均含量较为接近；两期矿石中Cr含量相似。岩浆型的磁铁矿中的Ga平均含量(17.63×10-6)比热液型的磁铁矿中的要高(14.29×10-6)。Ge和Sc、Pb、Zn含量在两期磁铁矿中的差别不大，In含量在不同的磁铁矿均低于检测限。总体上两期磁铁矿中，Ti、Cr、Cu、Ge、Sc、Pb、Zn含量接近，岩浆期的磁铁矿表现出富V、Ni、Ga的特点，Ti/V比值变化不大，0.17~4.51，平均1.18；Ni/Co比值较高(1.68~171，平均38.7)；热液期的磁铁矿则呈现出低V、Ni，Co含量稍高的特征，Ti/V比值变化较大(0.66~14.61，平均3.19)，Ni/Co比值一般较低(2.92~31.8，平均12.3)。
岩浆型磁铁矿总体上轻重稀土间分异作用明显，轻稀土相对富集且分异强烈，重稀土元素分异相对较弱，基本无铕异常或弱铕负异常、弱铈异常，稀土配分模式整体为轻稀土富集的右倾型。具体特征如下：
稠密浸染状磁铁矿(图 5a，样品zb035)：稀土总量ΣREE=2.81×10-6。LREE/HREE=3.32，(La/Yb)N=1.67，轻重稀土之间的分异作用不很明显。(La/Sm)N=5.27，(Gd/Yb)N=0.55，轻稀土元素内部分异较强烈，而重稀土元素内部分异相对较弱。δEu=0.96，δCe=0.97，基本无铕、铈异常。
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图 5 智博铁矿磁铁矿及围岩球粒陨石标准化稀土元素配分模式图(标准化值据Sun and McDonough, 1989) 图 5d围岩数据来自蒋宗胜等，2012a Fig. 5 Chondrite-normalized rare earth element patterns for magnetite and wall rocks from Zhibo iron deposit (normalized values after sun and McDonough, 1989) Data of wall rocks in Fig. 5d from Jiang et al., 2012a |
致密块状磁铁矿(图 5a，样品zb044)：ΣREE=9.18×10-6。LREE/HREE=7.58，(La/Yb)N =8.64，轻稀土元素相对富集。(La/Sm)N=7.15，(Gd/Yb)N=1.04，轻稀土元素内部分异较强烈，而重稀土元素内部分异相对较弱。δEu=0.68，δCe =0.80，具有较强的负铕异常、弱铈异常。
角砾状磁铁矿(图 5a，样品zb419)：ΣREE=10.86×10-6，LREE/HREE=12.1，(La/Yb)N=8.56，轻稀土元素相对富集。(La/Sm)N=13.5，(Gd/Yb)N=0.41，轻重稀土元素内部均有较强分异作用。δEu=0.98，δCe=0.87，基本无明显铕、铈异常。
树枝状磁铁矿(图 5a，样品zb237、zb491)：ΣREE=11.50×10-6~21.00×10-6。LREE/HREE=9.94~12.2，(La/Yb)N=11.4~12.4，轻重稀土之间发生了强烈的分异作用，轻稀土元素相对富集。(La/Sm)N=3.78~9.77，(Gd/Yb)N=0.90~2.05，轻稀土元素内部发生了较强的分异作用，而重稀土元素间分异作用不明显。δEu=0.65~0.85，δCe=0.85~0.91，较明显的铕负异常和弱负铈异常。
纹层(网脉)状磁铁矿(图 5a，zb277)：ΣREE=4.73×10-6，LREE/HREE=11.8，(La/Yb)N=11.8，轻重稀土分异明显，轻稀土元素相对富集。(La/Sm)N=7.69，(Gd/Yb)N=1.14，轻稀土元素内部发生了较强的分异作用，而重稀土元素间分异作用不明显。δEu=0.99，δCe=0.85，无铕异常和弱负铈异常。
热液型磁铁矿的稀土配分模式与岩浆型接近，整体为轻稀土富集的右倾型。轻重稀土间分异作用明显，轻稀土相对富集，轻稀土元素内部分异强烈，重稀土元素内部分异相对较弱，较强的铕负异常、弱铈异常，具体如下：
星点状磁铁矿(图 5b，样品zb023；图 5c，样品zb345)：ΣREE=2.54×10-6~12.08×10-6。LREE/HREE=2.30~6.11，(La/Yb)N=1.27~7.50，轻、重稀土分异明显，相对富集LREE。(La/Sm)N=2.10~5.65，(Gd/Yb)N=0.56~1.15，轻稀土元素内部分异作用强于重稀土元素。δEu=0.69~1.00，δCe=0.78~0.95，明显的铕负异常和弱负铈异常。
浸染状磁铁矿(图 5b，样品zb232、zb342、zb417)：ΣREE=1.91×10-6 ~15.19×10-6。LREE/HREE=2.18~3.78，(La/Yb)N=1.11~2.55，轻、重稀土分异明显，相对富集LREE。(La/Sm)N=2.66~3.81，(Gd/Yb)N=0.27~0.77，轻、重稀土元素内部发生一定程度的分异作用。δEu=0.58~0.71，δCe=0.67~0.90，显示强的负铕异常，弱负铈异常。
纹层(网脉)状磁铁矿(图 5b，样品zb492；图 5c，zb448)：ΣREE=2.78×10-6~11.09×10-6，LREE/HREE=3.89~4.45，(La/Yb)N=3.02~3.45，轻、重稀土分异明显，相对富集LREE。(La/Sm)N=3.04~3.81，(Gd/Yb)N=0.71~0.94，轻稀土元素内部分异作用强于重稀土元素。δEu=0.49~1.00，δCe=0.84~0.91，较强的负铕异常和弱负铈异常。
3.2.2 氧同位素6件岩浆期块状、角砾状矿石以及矿化安山岩中的磁铁矿的δ18OV-SMOW变化于0.6‰~5.5‰(表 2)，平均为3.4‰，矿化安山岩中磁铁矿δ18OV-SMOW值偏高(5.5‰)。17件采自不同钻孔、深度以及不同结构类型的热液期的磁铁矿δ18OV-SMOW介于-0.7‰~9.8‰之间，平均为4.1‰，其中块状矿石和浸染状矿石磁铁矿δ18OV-SMOW要高于其他类型磁铁矿的。相较于岩浆期磁铁矿氧同位素，热液期磁铁矿氧同位素值分布范围较大些。
4 讨论 4.1 成矿物质特征 4.1.1 亲铁微量元素特征Kisvarsanyi and Proctor (1967)认为磁铁矿的微量元素具有标型意义，其微量元素的显著差异反映了矿物组合、成矿物质来源以及其它地质条件的不同。从表 1和图 6可知，所分析样品亲铁元素的含量存在一定的差别。两期磁铁矿的V、Ti、Cr的含量相对接近，但Cr的整体含量相对较低，与基鲁纳型铁矿床呈现富Ti、V，贫Cr的特征(Nyström and Henríquez, 1994)非常相似，暗示了矿石具有岩浆成因的特点。热液期磁铁矿表现出贫Ni、V，略微富集Co的特点。Nadoll (2011)提出热液成因的磁铁矿相对于岩浆作用成因磁铁矿具有较低的Ti(< 2300×10-6)、V(< 400×10-6)及Ga等特点。本次研究结果显示，虽然两期磁铁矿矿石中的Ti含量尚未达到Nadoll(2011)所说的岩浆成因范围，但与矿区内火山岩亏损高场强元素(如Nb、Ta、Ti)的特点一致(蒋宗胜等，2012a)，暗示磁铁矿可能与火山岩同源。而磁铁矿石中V的含量有多在400×10-6以下，显示出热液成因的特点，但仍有部分矿V含量高于400×10-6，不能否认存在岩浆成因的可能。磁铁矿Ti/V比值和Ni/Co比值具有一定的成因意义，智博铁矿床早期磁铁矿Ti/V比值为0.17~4.51，与岩浆侵入成因的密西西比型磁铁矿-磷灰石矿床的Ti/V的变化范围为1.68~5.30(Kisvarsanyi and Proctor, 1967)非常接近，显示存在岩浆侵入型成矿作用的可能性。而本区大量热液型矿石也具有相似的Ti/V和Ni/Co比值，其中，Ti/V比值平均值为3.19，Ni/Co比值平均值12.3，与典型热液成因磁铁矿的Ti/V=0.1、Ni/Co=0.1左右的比值(Kisvarsanyi and Proctor, 1967)有一定的差别，暗示本区矿石在一定程度上继承了岩浆期矿石的特征。此外两期磁铁矿中Ge的含量较低(平均3×10-6)，与海相火山-沉积作用(Ge平均10.34×10-6)的磁铁矿略有不同(王文斌等，1982)。整体而言，本次分析的两期磁铁矿样品具有相似的微量元素含量和稀土分布曲线，二者成分差异不太大，这可能是由于智博铁矿矿石以岩浆成因磁铁矿为主，又叠加岩浆期后热液及其他热液流体作用而导致两期磁铁矿成分接近或类似。
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图 6 智博铁矿床磁铁矿单矿物微量元素分布图 Fig. 6 Trace element distribution of magnetite grains from the Zhibo iron deposit |
由表 1可见，本矿两期磁铁矿具有相近的稀土元素含量及相似的稀土配分模式，其中，热液型的磁铁矿稀土总量ΣREE=1.09×10-6~15.19×10-6，岩浆型磁铁矿的稀土总量ΣREE=2.81×10-6~21×10-6，二者都具有右倾型稀土配分曲线。这也与赋矿火山岩的配分模式(图 5d)相似，差别主要在于其稀土总含量以及轻重稀土元素分馏程度的不同，后者大部分样品的稀土元素含量及ΣREE在10×10-6左右，暗示了磁铁矿与火山岩可能为同一岩浆来源。此外，热液型样品zb345中发育大量斜长石和钾长石斑晶，zb448与围岩发生一定的蚀变交代、发育有大量的黄铁矿化以及绿帘石化，zb456则发育大量钾化及绿帘石化蚀变，这3个样品的稀土总量在1×10-6附近或者略高于1×10-6，可能与之遭受的热液蚀变、交代作用有关，这与前人认为原岩和热液流体中稀土元素对热变质和强烈蚀变岩中稀土元素的分布影响显著(赵斌等，1999)相吻合。
在Y/Ho-La/Ho图解中，岩浆型磁铁矿和热液型磁铁矿的数据点呈水平分布(图 7)，在(La/Sm)N-(La/Yb)N图中二者呈正相关(图 8)，均表明二者具有同源性。Bau and Dulski(1995)认为Y/Ho的比值在岩浆岩中没有明显变化，与球粒陨石中Y/Ho比值一致，为28。智博铁矿中磁铁矿Y/Ho值(25~31.5)均接近球粒陨石中的值，暗示磁铁矿的形成与岩浆活动有关。
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图 7 智博铁矿磁铁矿单矿物的Y/Ho-La/Ho图解 Fig. 7 The Y/Ho vs. La/Ho diagram of magnetite grains from the Zhibo iron deposit |
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图 8 智博铁矿磁铁矿单矿物的(La/Sm)N-(La/Yb)N图 Fig. 8 The (La/Sm)N vs. (La/Yb)N diagram of magnetite grains from the Zhibo iron deposit |
多数热液期的磁铁矿石和部分岩浆期的磁铁矿石都具有微弱的Eu负异常。前人研究表明，长英质火成岩中长石斑晶与流体离子交换反应、矿物或岩石对Eu2+离子存在一定的吸附作用、吸附与络合的复合作用而造成岩浆岩Eu正异常，而岩浆演化晚期则表现为Eu负异常，其中温度条件是影响流体是否发育Eu异常的重要因素(Bau, 1991; Klinkhammer et al., 1994; Hass et al., 1995；丁振举等，2003；赵劲松等，2007)。大部分智博铁矿床的岩浆期磁铁矿没有或有微弱的Eu负异常，热液期磁铁矿石均出现相对明显的Eu负异常，暗示岩浆成矿阶段为温度较高的岩浆流体，而到后期成矿流体温度降低。矿石中发育的钠长石斑晶以及热液成矿期发育的大量钾长石化可能是造成Eu负异常的原因之一。此外，Ce和Eu异常也可反映成岩成矿的氧逸度(肖成东和刘学武，2002；赵劲松等，2007)。在氧化环境下，沉积物中呈现Ce正异常或无明显的负异常，而当处于缺氧环境或还原环境下，沉积物中呈现Ce负异常。智博铁矿岩浆期磁铁矿无明显Eu异常及弱的负Ce异常，但热液期磁铁矿具有负Eu、弱负Ce异常，从岩浆期到热液期δEu与δCe一起减少(图 9)，具有较好的相关性，总体上也表明成矿流体的还原程度越来越高。成矿流体在早期的高温氧化环境下形成了岩浆型磁铁矿，后期在逐渐转变为低温还原环境的过程中形成热液型磁铁矿及硫化物。
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图 9 智博铁矿床磁铁矿单矿物δEu-δCe图解 Fig. 9 The δEu vs. δCe diagram of magnetite grains from the Zhibo iron deposit |
不同类型铁矿中的磁铁矿的δ18O值组成具有一定的差别(图 10)，火山岩型铁矿(包括岩浆型)磁铁矿δ18O值变化范围比较窄，一般处于2‰~6‰的范围内，集中在4‰左右，与岩浆热液的δ18O组成非常接近；矽卡岩型铁矿磁铁矿δ18O值变化范围相对火山岩型铁矿较宽，可以分为两组，一组为正值(1.5‰~8.8‰)，比较接近火山岩型铁矿磁铁矿δ18O值，与岩浆水相当，另一组在零值附近(-1.78‰~1.0‰)，可能与热液流体参入、围岩蚀变等因素有关；沉积变质型铁矿磁铁矿δ18O值具有较大负值(-10‰)和较大的正值(>10‰)，可能是因为该类型矿床一般形成于前寒武时期，普遍遭受了强烈的变质、变形作用的影响；沉积型铁矿磁铁矿δ18O一般也具有较大的正值，但出现强烈亏损δ18O(< 0‰)的情况比较少见，其变化范围不如沉积变质型铁矿的宽(赵一鸣等，2012)。因此，磁铁矿的δ18O组成特点具有成因指示意义。
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图 10 不同类型铁矿中磁铁矿的δ18O组成(据洪为，2012c) 基鲁纳铁矿区和拉科铁矿据Nyström等(2008); 宁芜铁矿据袁家铮等(1997); 马坑铁矿据韩发和葛朝华(1983); 查岗诺尔铁矿据洪为等(2012c); 其它数据资料据赵一鸣等(2012) Fig. 10 Oxygen isotope compositions of magnetites from various types of iron deposits (after Hong, 2012c) Date sources: Kiruna iron deposit and Laco iron deposit from Nyström et al., 2008; Ningwu iron deposit from Yuan et al., 1997; Makeng iron deposit from Han and Ge, 1983; Chagangnuoer from Hong et al., 2012c; others from Zhao et al., 2012 |
Taylor (1967)指出，岩浆成因的磁铁矿的δ18O/δ16O值非常地均一(δ18O=+1‰~+4‰)，δ18O值略微超出这个范围的的磁铁矿，可能具有不同的成因，或经历了重结晶作用，或遭受了后期的蚀变作用。智利拉科铁矿磁铁矿δ18O值变化于2.3‰~4.2‰，其中具有岩浆成因的磁铁矿δ18O平均值3.7‰，与辉石共生的、具有热液成因的脉状磁铁矿的平均δ18O值为2.4‰。智博铁矿岩浆期的磁铁矿δ18O值介于0.6‰ ~5.5‰，平均为3.4‰，与典型岩浆成因的智利拉科铁矿的磁铁矿δ18O值非常接近(3.7‰)，与同成矿带查岗诺尔铁矿的岩浆期磁铁矿δ18O值也非常接近(2.4‰)(图 10)；热液期的磁铁矿δ18O值介于-0.7‰~9.8‰之间，平均为4.1‰，比岩浆期的磁铁矿的δ18O值范围更大些。Nyström et al. (2008)认为磁铁矿氧同位素的降低与热液蚀变引起的氧化作用密切相关，与Hoefs (2009)“强烈的围岩蚀变能导致δ18O值亏损”的观点吻合，而样品zb278中存在的赤铁矿化现象也印证了这一观点。智博铁矿从成矿的早期到晚期，磁铁矿δ18O值具有范围变大的趋势，反映了围岩蚀变等热液活动对磁铁矿δ18O值的改变，为划分不同成因的磁铁矿提供了一定的依据。
结合磁铁矿的微量、稀土元素等含量特征以及氧同位素的变化特征，可以认为智博铁矿为一个与火山-次火山作用有关的岩浆-热液型矿床。早石炭世(350~330Ma左右)，北天山洋向伊犁地块俯冲，在伊犁地块边缘发育一系列强烈的构造-岩浆活动，由俯冲洋壳脱水或熔融形成的流体或熔体，交代上覆地幔楔并使之发生部分熔融，形成火山岩与铁矿的母岩浆。这些岩浆在经历结晶分异和地壳混染作用后，沿区域断裂向上运移喷出地表，形成众多火山机构以及大量钙碱性火山岩。在315~310Ma期间北天山洋闭合，地幔楔部分熔融所产生岩浆的持续供给，使得深部岩浆房铁质逐步富集，经液态不混溶作用或者在低氧逸度条件下沿Fenner趋势演化分异形成富铁流体，再沿火山通道与断裂向上运移，在火山岩裂隙或层间薄弱带聚集成矿。随着成矿作用的进行，铁质不断沉淀，而水含量逐渐升高，外界流体不断加入，流体热液成矿作用越来越显著，成矿方式逐渐过渡为以热液交代作用为主，并伴随广泛的钾长石化、绿帘石化等蚀变。综上，智博铁矿成矿物质主要源于岩浆演化作用形成的富铁流体，后期由于热液流体(火山期后热液及外源流体)的加入，使得部分磁铁矿具有了热液成因的特征。
5 结论本文在野外典型矿床解剖及室内镜下观察的基础上，根据矿石组构类型、矿物组合特征及矿物晶形特点，将智博铁矿的矿石分为岩浆型和热液型两种类型，通过对比分析磁铁矿单矿物的微量稀土元素特征及氧同位素特征，获得以下认识：
(1) 智博铁矿的两期磁铁矿地球化学特征具有一定差异性，岩浆型磁铁矿相对热液期的磁铁矿富V、Ni、Ga等元素，热液型矿石中相对富Co，贫V、Ni等元素。
(2) 两期磁铁矿单矿物稀土配分模式与矿区火山岩接近，暗示成矿物质与火山岩同源；Y/Ho比值在25~31.5之间，接近球粒陨石中的值；在Y/Ho-La/Ho图解中和(La/Sm)N-(La/Yb)N图中两期磁铁矿表现出同源性，暗示矿区内主要矿石的产生与火山岩浆作用有关。
(3) 岩浆期的磁铁矿δ18O值平均为3.4‰，与基鲁纳型和拉科铁矿的磁铁矿δ18O非常接近；而热液期的磁铁矿δ18O值平均为4.1‰，比岩浆期的磁铁矿的δ18O值范围更大些，可能与热液流体参入、围岩蚀变等因素有关导致δ18O变化范围增大。
(4) 磁铁矿的地球化学特征及氧同位素均暗示智博铁矿磁铁矿形成主要为岩浆成因，但也受到岩浆期后热液活动的影响。
致谢 在野外地质调查研究过程中得到了新疆地质矿产勘查开发局、第三地质大队智博铁矿项目组成员以及和静县凯宏矿业有限公司的大力支持和帮助; 审稿专家及编辑部俞良军老师提出许多宝贵意见；在此一并表示衷心的感谢。
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