2013, Vol. 29
2. 中国地质调查局花岗岩成岩成矿地质研究中心，武汉 430205;
3. 东华理工大学核资源与环境教育部重点实验室，南昌 330013;
4. 中国地质科学院矿产资源研究所，北京 100037;
5. 中国地质科学院地质研究所，北京 100037;
6. 中国地质大学地球科学与资源学院，北京 100083;
7. 河北省区域地质矿产调查研究所，廊坊 065000
2. Research Center of Granitic Diagenesis and Mineralization, CGS, Wuhan 430205, China;
3. Key Laboratory of Nuclear Resources and Environment, Ministry of Education, East China Institute of Technology, Nanchang 330013, China;
4. Institute of Mineral Resources, CAGS, Beijing 100037, China;
5. Institute of Geology, CAGS, Beijing 100037, China;
6. School of Earth Sciences and Resources, China University of Geosciences, Beijing 100083, China;
7. Hebei Institute of Regional Geology and Mineral Resources Survey, Langfang 065000, China
矽卡岩型矿床是在岩浆侵位-结晶的过程中，岩浆-热液与围岩发生广泛的接触交代作用，形成大量矽卡岩矿物及退化蚀变矿物 (如石榴子石、透辉石、金云母、阳起石、蛇纹石、绿帘石、绿泥石、石英、方解石等)，同时伴随着矿质沉淀富集的岩浆-热液矿床 (Lu et al., 2003；Baker et al., 2004；Meinert et al., 2005；赵一鸣等，1990)。
国土资源大调查以来，在冈底斯中北部地区发现了尼雄铁铜多金属矿田，落布勒、隆格尔、敌布错、大架夏玛、饿阿次尔等铁矿床，且均已达到大-中型规模，由于其恶劣的自然条件导致工作程度相对较低。中生代矽卡岩Fe-Cu多金属成矿作用的代表--尼雄矿田位于西藏冈底斯陆缘火山-岩浆弧 (李光明等，2004) 北侧，是冈底斯铜铁多金属成矿带的重要组成部分。目前，研究者多关注于矿田基本地质特征、成岩成矿时代等 (曲晓明等, 2006, 曹圣华等，2007；辛洪波和曲晓明, 2006; 辛洪波等，2007；张晓倩等，2010；于玉帅等, 2011, 2012a)，而成矿作用的研究相对滞后。滚纠铁矿作为冈底斯碰撞前增生造山期两阶段 (约110Ma和90Ma，于玉帅等，2011) 矽卡岩成矿作用的典型代表，清晰刻画矿床的成矿作用机制，将极大的促进区域找矿的开展，同时也可以为区域成矿作用的研究提供可靠翔实的资料积累。本文通过对矽卡岩及其退化蚀变矿物的成因矿物学研究，揭示成矿流体运移过程中物理化学条件的变化；借助矿物稳定同位素的研究，限定成矿流体、成矿物质来源；最后阐明成矿流体演化及其对成矿元素富集、沉淀的制约，探索矿床成矿作用机制。
1 矿床地质特征滚纠铁矿出露地层简单，主要为下石炭-早二叠统拉嘎组 (C2-P1l) 含砾砂岩、粉砂岩及粉砂质泥岩，中二叠统下拉组 (P2x) 生物碎屑微晶灰岩、灰质粉晶白云岩夹生物碎屑灰岩，晚二叠统敌布错组 (P3d) 含砾砂岩、粉砂质泥岩局部夹微晶灰岩和第四系松散堆积物 (图 1；于玉帅等，2011)。矿区岩浆活动强烈，出露大量中酸性侵入岩，其中花岗闪长岩和二长花岗岩与成矿作用关系密切，研究表明两者均为I型花岗岩，显示弧岩浆作用特点，岩石形成于碰撞后伸展环境，源区为壳幔混源，LA-ICP-MS锆石年龄为113.6±1.2Ma和112.6±1.2Ma，为早白垩世岩浆活动产物，岩浆活动受班公湖-怒江洋壳向南俯冲控制 (于玉帅等，2011)。受区域NW-NWW断裂影响，矿体产于侵入岩与下拉组灰岩和敌布错组砂岩接触带，少量出现在层间破碎带中。矿体走向NWW-NW，倾向NNE-NE，空间形态呈层状、似层状、宽脉状、条带脉状、透镜状。矿石主要类型为致密的块状磁铁矿矿石、角砾状磁铁矿矿石，另有少量赤铁矿、穆磁铁矿等。在侵入岩体与碳酸盐围岩接触带及附近区域发育广泛的接触交代作用，形成大量的矽卡岩和退化蚀变矿物。于玉帅等 (2012a)对矿区金云母进行了详细的矿物学研究，并获得40Ar-39Ar年龄112.6Ma，与成矿岩体年龄一致，指示矿床形成于印度-亚洲大陆碰撞前的增生造山阶段 (侯增谦等，2003；Hou and Cook, 2009)。
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图 1 滚纠铁矿地质简图 (据于玉帅等，2011) 1-第四系；2-敌布错组；3-下拉组；4-拉嘎组；5-花岗岩；6-二长花岗岩；7-花岗闪长岩；8-酸性岩脉；9-断层及产状；10-矿体及编号；11-矿区位置 Fig. 1 Sketch geological map of Gunjiu iron deposit (after Yu et al., 2011) 1-Quaternary; 2-Dibucuo Formation; 3-Xiala Formation; 4-Laga Formation; 5-granite; 6-monzonitic granite; 7-granodiorite; 8-acid vein; 9-fault and its occurrence; 10-ore body and its number; 11-ore district location |
滚纠铁矿侵入岩体与围岩接触带矽卡岩化强烈，矽卡岩化带宽数百米到数千米不等，主要有石榴子石、透辉石-次透辉石-铁次透辉石，金云母、绿帘石矽卡岩、阳起石、蛇纹石、绿泥石等，以及金属硫化物黄铁矿、黄铜矿、雌黄铁矿等。远离接触带的灰岩、白云质灰岩多发生大理岩化、白云石化，局部还发育不同程度的硅化。通过对矿区探槽和钻孔进行详细的编录，结合矿物共生组合特征、穿插关系和显微结构构造特征等，将滚纠铁矿成矿作用过程中主要矿物形成期次划分如下 (详见表 1)。
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表 1 滚纠铁矿主要矿物生成顺序 Table 1 Mineral forming sequence of Gunjiu iron deposit |
(1) 矽卡岩期：分为早期矽卡岩和晚期矽卡岩两个阶段
Ⅰ早期矽卡岩阶段：以形成无水硅酸盐矿物石榴子石和透辉石为特征，组成大范围分布的石榴子石矽卡岩、石榴子石透辉石矽卡岩。石榴子石穿插晚期黄铁矿细脉 (图 2a, b)，辉石中存在晚期结晶的磁铁矿团块 (图 2c) 等；
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图 2 滚纠铁矿矽卡岩矿物显微照片 (a、b)-石榴子石中的黄铁矿脉；(c)-透辉石颗粒间的磁铁矿；(d)-放射状绿帘石；(e、f)-磁铁矿中的金云母、蛇纹石和黄铁矿；(g)-磁铁矿、透辉石被两期蛇纹石细脉切穿；(h)-方解石脉切穿绿泥石化矽卡岩矿物.Grt-石榴子石；Di-透辉石；Ep-绿帘石；Phl-金云母；Srp-蛇纹石；Chl-绿泥石；Cal-方解石；Mt-磁铁矿；Py-黄铁矿 Fig. 2 Microscope photos of typical skarn minerals from Gunjiu iron deposit (a, b)-pyrite vein in garnet; (c)-magnetite in diopside grains; (d)-radial epidote; (e, f)-phlogopite, serpentine and pyrite in magnetite; (g)-magnetite and diopside are cut through by two serpentine veins; (h)-chlorite and calcite vein. Grt-garnet; Di-diopside; Ep-epidote; Phl-phlogopite; Srp-serpentine; Chl-chlorite; Cal-calcite; Mt-magnetite; Py-pyrite |
Ⅱ晚期矽卡岩阶段：形成含水硅酸盐矿物金云母、阳起石等主体，其次为蛇纹石、绿帘石、磁铁矿等 (图 2d-f)。镜下见有早期形成的石榴子石和透辉石，它们部分被后期的蛇纹石或绿帘石等所穿插或发生不同程度的蚀变 (图 2g)。
(2) 退化蚀变期
Ⅲ氧化物阶段：该阶段是矿质沉淀富集的主要阶段，除形成大量铁的氧化物磁铁矿以少量赤铁矿、磁赤铁矿外，在磁铁矿结晶晚期或者末期伴随有云母类 (如金云母) 矿物的形成 (图 2e, f)。少量石英、绿帘石、蛇纹石、绿泥石等矿物亦可在该阶段结晶沉淀，形成细脉切穿磁铁矿 (2g)。
Ⅳ石英硫化物阶段：该阶段形成石英和黄铁矿，并伴有少量黄铜矿的沉淀。黄铁矿呈浸染状、脉状或团块状产于早期矽卡岩矿物的矿物间隙、裂隙中 (图 2a)，抑或呈浸染状、脉状或小团块状产于蚀变岩体中。
Ⅴ碳酸盐阶段：该阶段主要形成碳酸盐和方解石、绿泥石、蛇纹石等 (2g, h)，此外少量黄铁矿、黄铜矿亦可能在早期沉淀，它们可以切穿早期形成的矽卡岩矿物和硫化物，亦可是早期矽卡岩矿物的蚀变产物此外，在成矿作用过程后，矿床还遭受了表生氧化作用，表现为原生矽卡岩型矿石遭受地表氧化淋滤，形成褐铁矿，是重要的野外找矿标志。
2 矿物学特征 2.1 石榴子石滚纠铁矿石榴子石非常发育，具特征的油脂光泽，以红褐色为主，少量暗绿色，与透辉石共生，形成致密块状石榴子石透辉石矽卡岩，还呈脉状分布于角岩中，亦可见晶体形态较好的石榴子石与磁铁矿共生，形成石榴子石磁铁矿矿石。
ZK10702石榴子石电子探针分析结果见表 2，其中SiO2为35.37%~38.82%，平均37.01%；Al2O3为0.05%~15.25%，平均6.58%；FeO为8.51%~27.78%，平均19.58%；CaO为29.57%~34.59%，平均32.84%。计算得到滚纠磁铁矿石榴子石端元组分以钙铁榴石和钙铝榴石为主，其中钙铁榴石变化范围28.02~97.36，平均66.89，钙铝榴石变化范围1.90~69.16，平均30.01，另还有少量的镁铝榴石、铁铝榴石和锰铝榴石，但其总量不超过4(表 2)，这与世界大型矽卡岩型铁矿的石榴子石特征一致 (图 3a)(Meinert, 1992; Meinert et al., 2005)。
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表 2 滚纠铁矿石榴子石电子探针成分分析结果 (wt%) Table 2 Electron microprobe analyses (wt%) of garnet from Gunjiu iron deposit |
滚纠铁矿辉石呈绿色-暗绿色，常与石榴子石共生，蚀变发育，常见有蛇纹石化、绿泥石化。晚期磁铁矿呈细脉状、小团块状分布于其中 (图 2c)。单偏光镜下多呈半自形-他形，短柱状、粒状，偶见横断面呈正方形或八边形，聚片双晶发育，弱的多色性，正高突起，可见辉石式解理 (图 2c)。
ZK10702辉石电子探针分析结果显示 (表 3)，SiO2为49.60%~54.84%，平均52.65%；Al2O3为0.12%~4.11%，平均1.29%；FeO为3.56%~19.88%，平均10.57%；MgO为3.98%~15.72%，平均10.78%；CaO为20.41%~25.30%，平均23.52%。计算得到滚纠铁矿辉石组分分别为：Wo含量44.79~51.58，En含量12.27~44.14，Fs含量5.90~38.41，与我国矽卡岩型铁矿辉石富含透辉石、次透辉石和铁次透辉石特征相吻合 (图 3b)(赵一鸣等，1997)。
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表 3 滚纠铁矿辉石电子探针分析结果 (wt%) Table 3 Electron microprobe analyses (wt%) of pyroxene from Gunjiu iron deposit |
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图 3 滚纠铁矿石榴子石和辉石分类图解 Fig. 3 Classification of garnet and clinopyroxenes from Gunjiu iron deposit |
绿泥石主要形成于石英-硫化物阶段晚期和碳酸盐阶段，在矽卡岩内外接触带均有发育，接近岩体部位，发生大规模的绿泥石化，早期形成的各矽卡岩矿物绿泥石化现象也非常丰富。显微镜下呈淡绿色-暗绿色-亮黄色，多色性明显，发育有异常干涉色 (图 2h)。
对绿泥石进行电子探针分析结果 (表 4) 显示，SiO2为23.19%~27.92%，平均25.56%；Al2O3为14.22%~19.17%，平均17.81%；FeO为26.82%~41.32%，平均36.84%；MgO为3.97%~14.95%，平均6.71%。Al/(Al+Fe+Mg) 比值为0.28~0.36，均值0.34，指示绿泥石是由铁镁质岩石蚀变形成。样品Mg/(Fe+Mg) 比值低，介于0.14~0.41之间，相对富铁贫镁，与含铁建造条件下形成的绿泥石特征相符 (Zang and Fyfe, 1995)，绿泥石分类图解显示滚纠铁矿绿泥石主体为铁镁绿泥石 (图 4)。依据Battaglia (1999)绿泥石温度计算公式，得到滚纠铁矿蚀变绿泥石形成温度变化于206~268℃，平均238℃。
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表 4 滚纠铁矿绿泥石电子探针分析结果 (wt%) Table 4 Electron microprobe analyses (wt%) of chlorite from Gunjiu iron deposit |
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图 4 滚纠铁矿绿泥石分类图解 (据Deer et al., 1962) Fig. 4 Classification of chlorite from Gunjiu iron deposit (after Deer et al., 1962) |
在灰岩、矽卡岩矿物中、花岗岩中都有黄铁矿存在，呈浸染状、星点状、细脉状、小团块状等。本次选择磁铁矿、矽卡岩矿物中的脉状、团块状的黄铁矿为电子探针分析对象 (图 2b, e, f)。滚纠铁矿黄铁矿电子探针分析显示Fe含量为47.06%~48.68%，平均为47.76%，S含量为49.80%~51.58%，平均为50.51%，S/Fe为1.05~1.07，平均1.06(表 5)。与黄铁矿理论值Fe和S的含量分别为46.55%和53.45%，S/Fe比值为1.15相比，弱富铁亏硫，这与典型的沉积成因黄铁矿Fe、S含量与理论值相近或硫略多明显不同 (徐国风和邵洁涟，1980)，也与低温条件下形成或沉积成因的黄铁矿S/Fe比值较大相悖 (陈光远等，1987)，而与热液成因黄铁矿特征一致。
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表 5 滚纠铁矿黄铁矿电子探针分析结果 (wt%) Table 5 Electron microprobe analyses (wt%) of pyrite from the Gunjiu iron deposit |
石榴子石、磁铁矿、石英氢-氧同位素测试工作在国土资源部同位素地质重点实验室完成，测试仪器为MAT-251EM型质谱计 (Finnigan公司生产)，分析精度 (2σ) 为±2‰。滚纠铁矿石榴子石δDV-SMOW=-121‰，δ18OV-SMOW=8.5‰，磁铁矿δDV-SMOW为-129‰~-107‰，δ18OV-SMOW为4.7‰~6.7‰，石英δDV-SMOW值变化范围为-124‰~-105‰，δ18OV-SMOW为15.9‰~17.1‰(表 6)。结合流体包裹体显微测温结果 (另文发表)，利用矿物-水同位素分馏方程：
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表 6 滚纠铁矿矿物氢、氧同位素组成 Table 6 H and O isotope composition of minerals from Gunjiu iron deposit |
1000lnα石榴石-水=1.22×106/T2-3.70 (Bottinga and Javoy, 1975)
1000lnα磁铁矿-水=2.88×106/T2-11.36 (Zheng, 1993)
1000lnα石英-水=3.38×106/T2-3.40 (Clayton, 1972)
计算出成矿流体的δ18OH2O变化范围为8.7‰~11.3‰，略高于正常岩浆水5.5‰~9.5‰的范围，而δDV-SMOW值，变化范围为-121‰~-105‰，均值-118‰，较正常岩浆水-80‰~-40‰低。
3.2 碳氧同位素示踪方解石碳-氧同位素测试在国土资源部同位素地质重点实验室完成，测试仪器MAT-251EM型质谱计 (Finnigan公司生产)。采用100%正磷酸法，分析精度 (2σ) 为±0.2‰。滚纠铁矿3件方解石样品δ13CV-PDB值变化范围为-2.4‰~-0.5‰，δ18OV-PDB介于-20.4‰~-18.3‰之间 (表 7)。滚纠矿区方解石中无共生石墨，故方解石碳同位素组成代表矿物沉淀热液的总碳同位素组成 (Ohmoto and Rye, 1979)。Bottinga and Javoy (1975)认为方解石在200℃结晶沉淀时较成矿流体中δ13CV-PDB低0.2‰，结合方解石流体包裹体测温结果约为208℃，认为滚纠矿成矿流体中δ13C∑C为-2.6‰~-0.7‰，平均-1.9‰。根据公式：
δ18OV-SMOW=1.03086δ18OV-PDB+30.86(Friedman O’Neil, 1977)
计算δ18OV-SMOW变化范围为+9.8‰~+12.0‰，平均+11.2‰。
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表 7 滚纠铁矿方解石碳同位素组成 Table 7 C isotopic composition of calcite Gunjiu iron deposit |
黄铁矿硫同位素测试工作在国土资源部同位素地质重点实验室MAT-251EM型质谱计 (Finnigan公司生产) 上完成，分析精度为±0.2‰(2σ)，采用V-CDT标准。矿区10件黄铁矿硫同位素测试结果显示δ34S值介于-16.0‰~11.1‰之间 (表 8)，除一件角岩中黄铁矿为-16.0‰，其他均为正值，变化范围是4.2‰~11.1‰，平均8.4 ‰。
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表 8 滚纠铁矿黄铁矿硫同位素组成 Table 8 S isotopic composition of pyrite from Gunjiu iron deposit |
矽卡岩型矿床是典型的岩浆-热液矿床，大量研究成果显示矽卡岩矿床成矿流体以岩浆水为主 (Einaudi et al., 1981；Zhao et al., 1999；赵一鸣等，1990)。本次氢-氧同位素研究结果表明，成矿流体的δ18OH2O为8.7‰~11.3‰，δDV-SMOW‰值为-121‰~-105‰，分别略高于和低于正常岩浆水范围，在δD-δ18OH2O关系图上 (图 5a)，样品点都落在靠近岩浆水的下方，具有原生岩浆水特点，反映成矿流体主要来源于岩浆水，但有其他来源水的参与。成矿流体中δ13C∑C为-2.6‰~-0.7‰，与花岗岩质碳同位素相吻合 (δ13CV-PDB=-5.0‰±2.0‰，Ohmoto and Rye, 1979)，δ18OV-SMOW值变化范围为+9.8‰~+12.0‰，与火山岩氧同位素一致 (5.0‰~15.0‰，郑永飞和陈江峰，2000)。在δ13CV-PDB-δ18OV-SMOW图解上 (图 5b)，样品点落在花岗岩区或附近，同样反映出岩浆碳来源的特点。
电子探针分析表明，磁铁矿、矽卡岩矿物中的黄铁矿均为热液成因，样品Co含量0.050~0.235，Ni含量0.011~0.013，可以计算出Co/Ni值为7.73~9.54，与岩浆热液矿床黄铁矿Co/Ni＞1一致，指示与磁铁矿或矽卡岩矿物密切伴生的黄铁矿具岩浆热液亲缘性 (陈光远等，1987；郑有业等，2006)。一件角岩中黄铁矿δ34S=-16.0‰，这与福建马坑矽卡岩铁矿相似，张承帅等 (2013)认为这可能与地层中的生物还原作用有关；研究表明，δ34S值的变化范围不超过10.0‰，可以认为硫源是均一的，矿石中的黄铁矿变化于4.2‰~11.1‰之间，位于花岗质岩浆硫 (δ34S值5.0‰~15.0‰，Ohmoto and Rye, 1979; Ohmoto and Goldhaber, 1997) 变化范围内。绝大多数δ34S值小于10.0‰，极差6.9‰，指示硫源单一性的特点。
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图 5 滚纠铁矿成矿流体δD-δ18OH2O(a.西藏地热水据郑淑蕙等，1982) 和方解石的δ13CV-PDB-δ18OV-SMOW关系图 (b, 据刘家军等，2004) Fig. 5 Diagram of δDV-SMOWvs. δ18OH2O of ore-forming fluid (a, geothermal water of Tibet is from Zheng et al., 1982) and δ13CV-PDBvs. δ18OV-SMOW of calcite from Gunjiu iron deposit (b, original figure after Liu et al., 2004) |
总的来说，滚纠铁矿稳定同位素和电子探针研究结果清晰指示，不论是成矿流体还是成矿物质来源都与花岗质岩浆密切相关。
4.2 流体性质滚纠铁矿主要发育钙铁榴石、透辉石、次透辉石和铁次透辉石等矽卡岩矿物，不仅意味着矿床是典型的是氧化型矿床 (Lu et al., 2003)，同时还指示矽卡岩阶段成矿流体处于较低酸性、高温和高氧逸度环境下 (赵斌和Barton，1987；赵一鸣等，1997；Baker et al., 2004)。根据ZK10702石榴子石分析结果，由矽卡岩内接触带至矽卡岩外接触带，石榴子石端元组成存在明显的变化趋势 (钙铁榴石含量增加，钙铝榴石含量降低，图 6)。即内矽卡岩接触带主要发育钙铝榴石 (550~700℃，中酸性条件，弱氧化-弱还原条件，梁祥济，1994)，外矽卡岩接触带以发育钙铁榴石 (450~600℃，pH=4.0~11.0，氧化-弱氧化条件，梁祥济，1994) 为特征。这种与日阿铜多金属矿床相似的矿物特征 (于玉帅等，2012b)，反映了成矿流体在由内矽卡岩接触带运移至外矽卡岩接触带过程中，温度逐渐降低，而pH和氧逸度逐渐升高 (Jamtveit et al., 1993, 1995)。
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图 6 滚纠铁矿石榴子石内接触带到外接触带成分变化图 Fig. 6 The composition change trend of garnet in Gunjiu iron deposit from endocontact to exocontact |
研究表明，低氧化、低pH值条件有利于形成富镁绿泥石, 而还原环境有利于形成铁绿泥石 (Inoue, 1995)。滚纠铁矿绿泥石为鲕绿泥石、蠕绿泥石和铁镁绿泥石，富铁贫镁，指示其在低pH值和还原环境下形成。绿泥石形成于206~268℃(平均238℃) 温度条件下，略高于方解石流体包裹体测温结果 (约208℃，另文发表)，指示在铁质沉淀之后，成矿流体向低温、低pH值、还原条件演化。
4.3 成矿作用机制矽卡岩铁矿床铁质来源主要有：岩浆来源、沉积围岩来源 (赵一鸣等, 1990, 1992)。滚纠铁矿稳定同位素和矽卡岩矿物电子探针研究表明，成矿流体、成矿物质都来源于花岗质岩浆。那么，成矿物质是如何进入岩浆中的呢？高温、高氧逸度对成矿元素的富集起着至关重要的作用，地幔熔融可以形成高氧逸度的岩浆，高氧逸度是金属元素进入岩浆的最主要条件 (Silltoe, 1997)。Simon et al.(2003)研究表明氧逸度不仅影响矽卡岩的金属含量，还与岩浆中硫的含量、种类以及矿物的成分和稳定性有密切关系 (Einaudi et al., 2003)。在450~650℃范围内，Fe的萃取量跟温度成正比 (梁祥济，2000)。也就是说，岩浆中存在大量的成矿元素是形成滚纠铁矿先决条件，这就要求成矿花岗质岩浆必须具备高温和高氧逸度的特点。侵入岩中的原生副矿物 (Streck and Dilles, 1998) 和Fe2O3/(FeO+Fe2O3) 比值 (Meinert et al., 2005) 等方法是用来判断岩浆氧逸度有效方法；侵入岩主要矿物的成因矿物学研究则能准确揭示岩浆温度和氧逸度 (陈光远等，1987)。滚纠铁矿相关的二长花岗岩和花岗闪长岩中含有原生榍石和磁铁矿，且滚纠铁矿二长花岗岩和花岗闪长岩全岩的Fe2O3/(FeO+Fe2O3) 值为0.57~0.73，平均高达0.67(于玉帅等，2011)，反映岩浆具较高氧逸度。花岗闪长岩中黑云母和角闪石矿物化学研究获得成岩温度约630~680℃，估算氧逸度logfO2约为-14~-16(于玉帅等，2013)，这种高温和高氧逸度是铁质大量进入岩浆必要条件。
羌塘地体和冈底斯地体于早白垩世晚期对接碰撞，形成富含成矿金属元素的壳幔混源岩浆 (张晓倩等，2010；Zhu et al., 2011；于玉帅等, 2011, 2013)。受古特提斯、特提斯洋的演化作用控制，混源岩浆沿NW-NWW断裂构造上升侵位、冷却结晶形成矿区二长花岗岩和花岗闪长岩 (于玉帅等，2011)，随着岩浆结晶分异，其中的挥发份过饱和，使得熔体相和流体相不混溶而相互分离，分异出大量高氧逸度、高温并富含成矿物质的流体 (Heinrich，2007)。成矿流体运移过程中与二叠世下拉组和敌布错组灰岩、白云岩等发生双交代作用，形成早期矽卡岩矿物石榴子石、透辉石、次透辉石等。滚纠铁矿石榴子石发育程度远高于辉石，要形成大量以钙铁榴石为主的早期矽卡岩矿物，需要足量的Fe3+，亦即高氧逸度条件。钙铁榴石 (约500℃，另文发表) 的结晶改变了成矿流体中的Fe3+/Fe2+，成矿流体变为以还原为主的环境，促使含低价铁 (Fe2+) 为主体的金云母、阳起石、绿帘石等退化蚀变矿物形成。由于成矿流体和围岩的持续反应，其他流体成分的加入，成矿流体温度降低、pH值增大、氧逸度升高等，导致其中的Fe溶解度降低，于氧化物阶段开始大量沉淀 (Hezarkhani et al., 1999；Meinert et al., 2005；赵一鸣等, 1990, 1992；芮宗瑶等，2003)，约112.6Ma (金云母40Ar-39Ar年龄) 富集形成滚纠铁矿 (于玉帅等，2012a)。矿区磁铁矿略晚于金云母结晶，磁铁矿化学式为Fe3O4，其中FeO 31.03%，Fe2O3 68.96%，其中既有Fe3+又有Fe2+，说明此时成矿流体并非处于强氧化或强还原条件，应为氧化-弱氧化条件。随着Fe3+的沉淀富集，成矿流体向还原环境演化，使得高氧逸度条件下高价硫被还原成低价态的S2-，便与Fe2+、Cu2+结合，在石英硫化物阶段沉淀形成黄铁矿和黄铜矿 (约300℃，另文发表)。碳酸盐阶段富铁贫镁的铁镁绿泥石的发育，表明成矿流体演化为低温 (238℃) 的还原环境。
5 结论(1) 滚纠铁矿产于早白垩世晚期花岗闪长岩、二长花岗岩与二叠纪下拉组、敌布错组的接触带，主要矽卡岩矿物和退化蚀变矿物有钙铁榴石、钙铝榴石、透辉石、次透辉石、铁次透辉石、金云母、阳起石、绿帘石、蛇纹石、绿泥石、方解石等；
(2) 滚纠铁矿碳-氢-氧-硫同位素指示成矿流体主要来源于花岗质岩浆，黄铁矿电子探针和硫同位素证明成矿物质同样来源于花岗质岩浆；
(3) 高温、高氧逸度的条件使大量成矿金属元素进入岩浆，岩浆沿NW-NWW断裂构造上升侵位结晶分异出低pH值、高温、高氧逸度并富含成矿物质的流体。成矿流体运移过程中与围岩发生接触交代作用，形成矽卡岩矿物和退化蚀变矿物，同时伴随着成矿流体物理化学性质的变化，在温度 (180~400℃)、氧化-弱氧化和弱碱性-碱性条件下，矿质富集沉淀，形成磁铁矿。之后，成矿流体逐渐演化为以形成退化蚀变矿物铁镁绿泥石为主的低pH值、低温和还原条件。
致谢 野外地质工作在江西省地质调查院胡为正、曹圣华、黄建村等高级工程师的帮助下完成；电子探针分析在东华理工大学核资源与环境教育部重点实验室郭国林老师的指导下完成；成文过程得到武汉地质矿产研究所戴平云高级工程师、周云工程师以及中国地质大学 (北京) 朱玉娣博士的帮助；审稿专家细致地审阅并提出了宝贵意见；在此一并表示衷心的感谢！| [] | Baker T, Van Ryan AEC, Lang JR. 2004. Composition and evolution of ore fluids in a magmatic-hydrothermal skarn deposit. Geology, 32(2): 117–120. DOI:10.1130/G19950.1 |
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