长江中下游是我国著名的多金属成矿带，发育一系列大中型铁铜金矿床。其中宁芜和庐枞中生代火山岩盆地产出一系列与白垩纪中基性火山-次火山岩有关的玢岩铁矿床。宁芜研究项目编写小组(1978)根据矿床产出位置、矿化类型和矿石岩石矿物组合将宁芜玢岩铁矿分为三类八式：产于火山岩中的铁矿床为龙旗山式、竹园山式、龙虎山式；产于次火山岩体(辉石闪长玢岩)及其附近火山岩层中的铁矿床为梅山式、凹山式、陶村式；产于次火山岩体与前火山岩系沉积岩接触带中的铁矿为凤凰山式、姑山式。建立了著名玢岩铁矿成矿模式，发展了成矿理论，有效指导了玢岩铁矿找矿工作。在此基础上，人们又对长江中下游玢岩铁矿形成的地质背景、成矿时代、成矿流体演化、矿床的空间分布规律和不同矿床类型之间的成因联系等开展了大量深入系统的研究(李秉伦和谢奕汉，1984；常印佛等，1991；胡文瑄等，1991；翟裕生等，1992；丁毅，1992；周涛发等， 2008，2011；董树文等，2010；范裕等，2008；段超等， 2011，2012；侯可军和袁顺达，2010)，取得一系列重要成果，丰富和发展了玢岩铁矿成矿理论，深部找矿取得重大突破。大量地质事实表明长江中下游玢岩铁矿与三叠系膏盐地层(含石膏、石盐和碳酸盐的蒸发沉积地层)关系密切，但以前没有引起应有的重视，现在虽然认识到膏盐层在玢岩铁矿成矿作用中的重要性，但膏盐层的控矿机理还不清楚，“膏盐层氧化障”在玢岩铁矿成矿中的作用国内外鲜有报道；是否存在矿浆型铁矿体及其形成机制，国内外都存在激烈地争论(翟裕生等，1982; 林新多，1984; 赵永鑫，1993; Meinert et al., 2005; Barton and Johnson， 1996; Frutos and Oyarzun， 1975; Henriquez et al., 2003; Haller and Fontbote， 2009)。玢岩铁矿成矿模式反映的主要是浅层矿化，深部矿化基本没有涉及。虽然宁芜-庐枞盆地深部找矿工作取得重大进展，但对深部矿体的赋存部位、矿化类型和控矿因素知之甚少(高道明和赵云佳，2008；林刚和许德如，2010；杜建国和常丹燕，2011；周涛发等，2011)。本文展示了三叠纪膏盐层与玢岩铁矿的空间关系和二者存在成因联系的地质和硫同位素证据，揭示了膏盐层氧化障的控矿机理和铁矿浆的形成过程，探讨了长江中下游玢岩铁矿的“双层成矿结构”及深部矿体的赋存部位和矿化形式。

长江中下游多金属成矿带位于扬子板块北缘，华北板块和秦岭-大别造山带南侧。在早白垩世135Ma后，长江中下游区域构造体制发生了重大转变，进入太平洋构造体制，主构造线方向由近EW转换为NE-NNE。太平洋板块斜向俯冲、岩石圈拆沉、软流圈上涌加剧，区域伸展作用加强。这种后期构造叠加在早期基底之上，在区内形成众多隆起区和继承性断陷盆地，并爆发大规模火山岩浆活动和成矿作用，形成了一系列大中型玢岩型、斑岩型、矽卡岩型和热液型Fe-Cu-Au-Mo-Pb-Zn等矿床(常印佛等，1991; 翟裕生等，1992; 董树文等，2010; 周涛发等，2008; Mao et al., 2011)(图 1)。玢岩铁矿主要分布在侏罗纪-白垩纪陆相断陷火山沉积盆地之中，从西到东依次为怀宁、庐枞、滁州、繁昌、宁芜、溧水、溧阳盆地。宁芜和庐枞火山岩盆地是其典型代表，火山盆地规模大，铁矿最为发育。下面以宁芜火山盆地及赋存的玢岩铁矿为例，做一简要介绍。

图 1

Fig. 1

图 1 长江中下游多金属成矿带与三叠纪岩相古地理及膏盐层分布(据王文斌等，1994; 范洪源等，1995; 毕仲其和丁保良，1997; 侯增谦等，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)

宁芜火山盆地以方山-小丹山断裂，长江断裂带，芜湖断裂和南京-湖熟断裂为边界，从南京至芜湖呈NE-SW向展布，长约60km，宽约20km，总面积1200km²，中生代火山岩和玢岩铁矿床广泛发育。该盆地从下至上分为三个构造层：下部构造层由前火山岩系的地层组成，构成了盆地的“基底”，中部构造层由火山岩系组成，上部构造层由火山岩系之后的地层组成(宁芜研究项目编写小组，1978)。宁芜盆地基底地层主要有三叠纪上青龙组(T₁s)海相碳酸盐建造，周冲村组(T₂z)白云质灰岩、膏岩层和泥质灰岩，黄马青组(T₂h)紫红色钙质粉砂岩、粉砂质页岩和页岩；侏罗纪象山群(J_1-2x)陆相碎屑岩建造，西横山组(J₃x)类磨拉石建造；白垩纪早期火山岩-次火山岩在盆地中广泛发育；此后浦口组(K₂p)砂岩、砾岩，赤山组(K₂c)细砂岩、粉砂岩以及第三纪砂砾岩覆盖于火山岩之上(宁芜研究项目编写小组，1978；胡文瑄，1991；翟裕生等，1992；唐永成等，1998)。盆地中白垩纪火山岩被划分为四个火山喷发喷溢旋回，从早到晚依次为龙王山组、大王山组、姑山组和娘娘山组，各火山岩旋回以爆发相开始，此后溢流相增多，最后以火山沉积相结束。在大王山组火山活动之后，火山喷发活动变弱，岩浆侵入活动增强，广泛发育与铁矿床形成关系密切的辉石闪长岩-辉石闪长玢岩。矿体往往围绕着一个火山-侵入活动中心分布。

宁芜盆地内4组火山岩的锆石U-Pb年龄分别为：龙王山组134.8±1.8Ma；大王山组132.2±1.6Ma、130.3±0.9Ma；姑山组129.5±0.8Ma、128.2±1.3Ma、128.5±1.8Ma；娘娘山组126.8±0.6Ma(周涛发等，2011；侯可军和袁顺达，2010)。含矿辉石闪长玢岩的锆石U-Pb年龄集中分布在128~132Ma之间(侯可军和袁顺达，2010；范裕等， 2008，2010；段超等，2011)。矿后花岗闪长斑岩的锆石U-Pb年龄为126~128Ma(侯可军和袁顺达，2010; 段超等，2011; Duan et al., 2012)。宁芜玢岩铁矿的成矿年龄为~130Ma，多形成于大王山组火山岩旋回晚期。

宁芜火山盆地玢岩铁矿分为三个矿田，从北至南依次是：梅山矿田、凹山矿田和钟姑矿田。典型矿床有梅山、凹山、高村(陶村)、南山、东山、和尚桥、姑山、钟山、和睦山、白象山、杨庄铁矿床等(图 2)。铁矿床主要赋存于辉石闪长玢岩岩体隆起部位与火山岩接触带附近的辉石闪长玢岩岩体之中。铁矿床以透辉石(阳起石)-磷灰石-磁铁矿三矿物组合为特色，普遍含有石膏，富磷、钒和钛。矿床围岩蚀变强烈，以钠化(钠长石化)、钾化(钾长石化)、氯化(钠柱石、方柱石)和石膏化、黄铁矿化为特色。围岩蚀变具有明显的分带，从下而上相应的可分为三个带：下部浅色蚀变带，分布在岩体之中，主要由早期蚀变产物透辉石、钠长石、钾长石构成；中部深色蚀变带分布在岩体上部至接触带附近的安山质火山岩中，主要由早期的石榴子石、透辉石、磁铁矿、石膏及中期叠加的绿泥石、绿帘石等组成；上部浅色蚀变带分布于接触带之上的安山质火山岩中，主要发育有黄铁矿化、硅化、石膏化和泥化等(宁芜项目研究编写小组，1978)。矿石矿物主要有磁铁矿、赤铁矿、菱铁矿和黄铁矿，脉石矿物主要有透辉石、阳起石、磷灰石、石膏、绿泥石、绿帘石、石榴石、钠长石、钾长石、方柱石和石英、方解石、高岭石等组成。矿石结构构造以浸染状、块状、角砾状、脉状和伟晶状为主(图 3)。不同种类的矿石之间穿切关系明显，由早到晚分别为浸染状/块状矿石→角砾状矿石→网脉状矿石→伟晶状矿石。浸染状矿石主要分布于凹山矿田，位于矿体的下部，磁铁矿呈浸染状发育于辉石闪长玢岩中；块状矿石主要分布姑山和梅山矿田，磁铁矿/赤铁矿粒度细，气孔状构造发育；角砾状矿石多分布于矿体的边部，磁铁矿胶结辉石闪长玢岩或含浸染状磁铁矿矿石，角砾多发育绿泥石化、阳起石化和钠长石化；粗粒脉状磁铁矿矿石分布于矿体的中部，矿物组合主要为阳起石-磁铁矿-磷灰石，阳起石含量较多，呈纤维状集合体，磁铁矿呈中-粗粒自形晶，磷灰石含量较少，脉体围岩多发育钠长石化；伟晶状磁铁矿矿石分布于矿体的上部，矿物组合主要为磷灰石-磁铁矿-(阳起石)，磷灰石与磁铁矿含量多达70%~90%，呈伟晶状，自形-半自形，阳起石含量较少。在近地表氧化带中，磁铁矿多被氧化为赤铁矿。后期发育有黄铁矿、赤铁矿、菱铁矿、镜铁矿、石英脉、方解石脉等。

图 2

Fig. 2

图 2 宁芜盆地岩浆岩及矿产分布地质图(据宁芜研究项目编写小组，1978) Fig. 2 Geological map with the distribution of deposits of Ningwu ore district(after Ningwu Research Group，1978)

图 3

Fig. 3

图 3 宁芜凹山矿田玢岩铁矿的主要矿石类型 (a)-凹山矿床角砾状矿石，角砾为含浸染状磁铁矿的辉石闪长玢岩，胶结物为磁铁矿；(b)-凹山矿床伟晶状磷灰石-磁铁矿-阳起石矿石；(c)-高村矿床磁铁矿-阳起石-磷灰石矿脉穿切早期浸染状矿石 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

宁芜玢岩铁矿矿化类型复杂多样，既有铁矿浆贯入式，也有热液交代-充填式(宁芜项目研究编写小组，1978; 李秉伦和谢奕汉，1984; 宋学信等，1981; Hou et al., 2010，2011)。矿浆贯入式矿体以赤铁矿为主，矿石品位特富，块状、气孔状和角砾状构造发育，多数与围岩界线截然。矿化类型与基底地层的埋深具有明显的相关性。位于宁芜盆地南段的姑山矿田基底地层埋藏最浅，区内见有上青龙组和黄马青组地层出露，姑山矿床主体为矿浆型；位于宁芜盆地北段的梅山矿田基底地层埋藏也比较浅，在凤凰山地区也见有上青龙组地层出露，梅山矿床则既有矿浆型矿体，也有热液交代-充填型矿体，二者密切共生；凹山矿田位于宁芜盆地的中部，火山岩系厚度巨大，矿床则以热液交代-充填型为主。区内玢岩铁矿的类型虽然不同，但成矿阶段和成矿过程非常相似，可以相互对比。

庐枞盆地岩浆火山侵入活动、成矿作用和形成时代与宁芜盆地非常相似(周涛发等， 2010，2008，2011; Zhou et al., 2007; 范裕等， 2008，2012; 吴明安等，2011; 董树文等，2010)。比较而言，庐枞盆地铁矿体的埋藏较深，矿床中硫化物和石膏硫酸盐含量较高，发育独特的透辉石-石膏-磁铁矿(膏辉岩)和石榴石-石膏-磁铁矿组合，有些地段则形成了独立的硫铁矿和石膏矿矿体(图 4、图 5)。庐枞盆地的典型玢岩铁硫矿床有罗河、泥河、杨山、龙桥和大鲍庄。

图 4

Fig. 4

图 4 庐枞盆地泥河铁矿Ⅰ纵剖面图据(范裕等，2012修改) Fig. 4 NumberⅠgeological longitudinal section map of Nihe deposit in Luzong basin(after Fan et al., 2012)

图 5

Fig. 5

图 5 罗河铁、硫矿床I线纵剖面图(据胡文瑄和徐克勤，1992) 1-硬石膏矿; 2-铁矿; 3-硫铁矿; Sh-双庙组火山岩; Zh1-2-砖桥组各岩性段火山岩; L-龙门院组火山岩; DA-硬石膏透辉石岩(膏辉岩); FrP-碱性长石蚀变岩; Si-硅质岩或/和硅化岩; δμ-辉石粗安玢岩 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; L-Longmenyuan Formation; DA-diopside-anhydrite; FrP-alkali feldspar alteration; Si-silicification; δμ-diorite porphyrite

膏盐层是指富含石膏/硬石膏和石盐的蒸发岩地层；岩性通常为含石膏的白云岩、白云质灰岩或含石膏的灰岩，有些地段则形成石膏矿，常见石盐假晶。长江中下游地区膏盐层属于中下三叠统，相当于鄂东的嘉陵江组、 安徽的马鞍山组和江苏的周冲村组，分布范围从鄂东经皖南到苏南，绵延500km，发育陶厂等大中型层状石膏/硬石膏矿床(点)30余处，石膏矿层厚度由数十米到数百米(蔡本俊，1980；范洪源等，1995；侯增谦等，2004)。长江中下游玢岩铁矿与三叠纪膏盐层关系密切，三叠纪蒸发盆地膏盐层分布与玢岩铁矿分布空间上完全一致(图 1)。玢岩铁矿中普遍含有石膏，在有些矿床和地段石膏富集形成独立的石膏矿。玢岩铁矿-石膏矿-硫铁矿空间上紧密共生(图 4、图 5、图 6)，这既是长江中下游玢岩铁矿的一大特色，也是重要找矿标志。

图 6

Fig. 6

图 6 宁芜盆地姑山南部73101线地质剖面图(据林刚和许德如，2010) 1-第四系；2-膏盐层；3-黄马青组；4-周冲村组；5-闪长玢岩；6-闪长岩；7-铁矿体+石膏；8-断裂 Fig. 6 Geological sections map of 73101 line in the south of Gushan deposit(after Lin and Xu， 2010) 1-Quaternary; 2-salt layers; 3-Huangmaqing Formation; 4-Zhoucongcun Formation; 5-diorite porphyrite; 6-diorite; 7-iron ore body+gypsum; 8-fault

长江中下游玢岩铁矿中钠化、钾化、钙化(透辉石化、透闪石化、阳起石化)和氯化(方柱石化、钠柱石化)、石膏化、碳酸盐岩化、黄铁矿化等普遍发育、规模大。在庐枞罗河、泥河铁矿和宁芜太山铁矿则形成了独特的膏辉岩(石膏-透辉石)组合，是辉石闪长玢岩岩浆与膏盐层高温反应的最好证据。岩浆岩和蚀变岩石中大量增加的碱金属(Na、K)、碱土金属(Ca、Mg)和矿化剂(Cl、F、CO₂、SO₄)等正是膏盐层的主要成分。这些碱金属和卤素元素是铁离子迁移搬运的重要络合剂，与铁矿化关系密切。

玢岩铁矿中普遍存在石膏等硫酸盐矿物。在硫酸盐-硫化物体系中，硫酸盐强烈富集³⁴S，硫化物刚好相反。如果矿床中的硫主要来自深源岩浆，δ³⁴S_{∑S V-CDT}≈0，根据质量平衡，在硫酸盐和磁铁矿/赤铁矿普遍存在的情况下，硫化物的δ³⁴S_V-CDT应为很低的负值(Ohmoto and Rye， 1979)。我们分析统计了长江中下游玢岩铁矿中硫化物和石膏的硫同位素组成，结果列于表 1，示于图 7、图 8、图 9。由图表可以看出，宁芜玢岩铁矿及伴生硫铁矿中黄铁矿的δ³⁴S_V-CDT值普遍较高，平均值均在5‰以上，姑山矿田达到10‰以上，远高于幔源硫的分布范围。在已知的成矿条件下，幔源岩浆硫(δ³⁴S_{∑S V-CDT}≈0)无论如何都不可能演化出如此高的δ³⁴S_V-CDT值。矿床中石膏的δ³⁴S_V-CDT值大部分分布在20‰左右，与三叠纪海相硫酸盐及区内周冲村组膏盐层中硬石膏的硫同位素组成(28.0‰~28.2‰)(储雪蕾等，1986)相似，说明玢岩铁矿和硫铁矿中的硫主要来自区内中下三叠统膏盐层，而不是来自原始岩浆。玢岩铁矿中硫化物的硫同位素组成主要取决于原始岩浆硫和膏盐层硫所占比例及膏盐层硫酸盐的还原温度和成矿系统的氧逸度。在矿床中石膏普遍存在、铁矿-石膏矿密切共生的条件下，矿床中硫化物的硫同位素组成则主要取决于原始岩浆硫和膏盐层硫所占比例及膏盐层硫酸盐的还原温度，膏盐层硫所占比例和硫酸盐的还原温度越高，硫化物的δ³⁴S_V-CDT值越高；反之原始岩浆硫所占比例越高，硫酸盐的还原温度越低，硫化物的δ³⁴S_V-CDT值也越低。

表 1

Table 1

表 1(Table 1)

表 1 宁芜和庐枞盆地玢岩铁矿、硫铁矿的硫同位素组成 Table 1 Sulfur isotopic compositions of porphyrite iron ore and pyrite ore from Ningwu and Luzong basin，China 矿田/矿床 黄铁矿δ34SV-CDT(‰) 石膏δ34SV-CDT(‰) △34SSO42--S2- (‰) 还原温度 (℃) 数据来源 变化范围 平均 变化范围 平均 凹山矿田 东山 2.4~6.7 5.0(12) 本文 高村 4.9~9.5 6.6(12) 本文 凹山 1.4~7.2 4.2(14) 本文 凹山 2.0~2.4 2.2(3) 熊先孝和姚超美，2000 莺子山 2.5~2.6 2.6(2) 马山 7.4~10.1 8.9(3) 向山 -2.1~9.5 3.0(17) 6.2~24.3 17.9(9) 14.9 442 胡文瑄等，1991; 熊先孝和姚超美，2000 梅山矿田 梅山 1.6~14.3 7.3(20) 18.5~23.3 20.9(7) 13.6 475 本文 云台山 10.4~12.6 11.8(3) 殷友东等，1996 姑山矿田 姑山矿田 -2.5~22.8 10.8(81) 18.6~23.4 21.2 10.4 582 中国科学院地球化学研究所，1987 夏家庄 夏家庄 2.7~14.3 6.3(4) 21.1~31.0 25.2(11) 18.9 362 本文 罗河 泥河 -8.4~9.8 4.2 16.1~23.7 18.4 14.2 459 储雪蕾等，1984; 黄清涛和尹恭沛，1989 罗河 -9.3~10.4 5.2 14.1~24.4 18.3 13.1 490 储雪蕾等，1984; 黄清涛和尹恭沛，1989 注：还原温度按下式计算，103lnα硫酸盐-黄铁矿=2.762×106/T2±1(Ohmoto and Rye， 1979);括号中数字为样品数

表 1 宁芜和庐枞盆地玢岩铁矿、硫铁矿的硫同位素组成 Table 1 Sulfur isotopic compositions of porphyrite iron ore and pyrite ore from Ningwu and Luzong basin，China

图 7

Fig. 7

图 7 宁芜玢岩铁矿和硫铁矿的硫同位素组成 Fig. 7 Sulfur isotope characteristics of iron ore in Ningwu basin

图 8

Fig. 8

图 8 庐枞盆地罗河铁矿黄铁矿和石膏的硫同位素组成(据储雪蕾等，1984；黄清涛和尹恭沛，1989) Fig. 8 Sulfur isotope characteristics of Luohe deposit in Luzong(after Chu，1984; Huang and Yin， 1989)

图 9

Fig. 9

图 9 庐枞罗河铁矿黄铁矿和石膏的硫同位素组成随深度的变化(据储雪蕾等，1984;黄清涛和尹恭沛，1989) Fig. 9 Variation of sulfur isotope characteristics with depth in Luohe deposit in Luzong(after Chu，1984; Huang and Yin， 1989)

庐枞盆地罗河和泥河玢岩铁矿中黄铁矿的硫同位素变化范围较大，磁铁矿阶段黄铁矿的δ³⁴S_V-CDT值明显高于硫化物阶段黄铁矿的值。罗河铁矿中黄铁矿的δ³⁴S_V-CDT值自下而上逐渐降低，硬石膏的δ³⁴S_V-CDT值随深度变化不明显(储雪蕾等， 1984，黄清涛和尹恭沛，1989)(图 9)，说明成矿溶液中硫酸盐硫占绝对优势，硫酸盐的硫同位素组成基本代表了成矿热液中总硫的硫同位素组成，黄铁矿的硫同位素组成主要取决于硫酸盐-黄铁矿之间的硫同位素分馏(△³⁴S)，也就是硫酸盐-黄铁矿的平衡温度。从下至上，成矿温度逐渐降低，二者之间的硫同位素分馏不断增大，在SO₄^2-占绝对优势的含硫热液成矿系统，黄铁矿的δ³⁴S_V-CDT值则随着温度的降低而不断减少，而硫酸盐的δ³⁴S_V-CDT值则基本保持不变。假设原始岩浆硫的δ³⁴S_V-CDT值为0‰，三叠纪膏盐层的δ³⁴S_V-CDT值为28‰(储雪蕾等，1986)，矿床中石膏的δ³⁴S_V-CDT值代表成矿热液中总硫的硫同位素组成，则可以根据矿床中石膏和膏盐层的硫同位素组成，利用二元混合模式估算矿床中膏盐层硫所占的比例。计算结果表明矿床中60%~80%的硫来自周冲村组膏盐层。若以20‰代表膏盐层的硫同位素组成，计算出的膏盐层硫所占比例更高。

统计结果显示矿床中黄铁矿的硫同位素组成与矿床成因类型密切相关。宁芜盆地姑山矿田黄铁矿的δ³⁴S_V-CDT值最高，为10.8‰，梅山矿田次之，为7.85‰，凹山矿田最低，为5.01‰(图 7)；矿床成因类型也发生了相应变化，矿浆型→矿浆-热液型→热液型。根据黄铁矿与硫酸盐的硫同位素平均值计算出的硫酸盐的平均还原温度450~580℃(表 1)，姑山>梅山>凹山。储雪蕾等(1984)计算出的罗河铁矿浅色蚀变带的硫同位素地质温度为240~340℃，与其他方法获得温度基本一致，深色蚀变带的硫同位素温度异常高，534~961℃，大部分在600℃以上，明显高于其他方法获得的温度(表 2)，因而认为深色蚀变带中硫酸盐-硫化物之间没有达到硫同位素平衡。实际上该温度可能真实地反映了硫酸盐的最低还原温度，表明硫酸盐的还原主要是在岩浆与膏盐层的同化混染过程中发生的，只是深色蚀变带中硫化物的沉淀就位时间稍晚，沉淀温度较低，硫酸盐-硫化物之间尚未达到新的硫同位素平衡。

表 2

Table 2

表 2(Table 2)

表 2 庐枞罗河铁矿硫同位素地质温度计算结果与其他测温结果的对比 Table 2 A contrast of temperature between calculated by sulfur isotope thermometry and other methods，Luohe iron deposit in Luzong ore district 蚀变带 硫同位素温度(℃) 其他温度(℃) 资料来源 深色蚀变带 浅色蚀变带 243~343 200~350 储雪蕾等， 1984 磁铁矿体 544~741 350~480 膏辉岩带 534~748 350~500 辉石碱性长石岩带 544~961 400~600

表 2 庐枞罗河铁矿硫同位素地质温度计算结果与其他测温结果的对比 Table 2 A contrast of temperature between calculated by sulfur isotope thermometry and other methods，Luohe iron deposit in Luzong ore district

铁在硅酸盐熔体、矿物和水溶液中主要以Fe²⁺存在，在成矿溶液中以Na-Fe-Cl₃等络合物的形式搬运(刘玉山等，1981; Chou and Eugster， 1977; Zhang et al., 2014; 张招崇等，2014)。在铁矿中则主要以Fe³⁺(Fe₃O₄/Fe₂O₃)形式存在(菱铁矿除外)。因此铁矿的形成不仅需要丰富的Fe成矿物质、Cl^-、Na⁺等矿化剂，同时需要将Fe²⁺氧化成Fe³⁺。膏盐层富含SO₄^2-、CO₃^2-、Cl^-和Ca²⁺、Mg²⁺、Na⁺、K⁺等组分，不仅可以为铁矿化提供上述矿化剂，使成矿物质活化迁移；膏盐层还是地壳深部最重要的氧化障，使熔体和热液中Fe²⁺氧化富集沉淀，这可能是玢岩铁矿与膏盐层关系密切的根本原因。关于膏盐层为铁矿提供矿化剂的作用，国内外已有很多专家学者开展过研究(蔡本俊，1980; Barton and Johnson， 1996; Sillitoe，2003)，但膏盐层氧化障在铁矿成矿中作用国内外鲜有报道(李延河等，2013)。

铁在硅酸盐熔体中主要以Fe²⁺形式存在。在地壳深部岩浆房中炽热岩浆与膏盐CaSO₄发生同化混染时，SO₄^2-将硅酸盐熔体中的Fe²⁺氧化成Fe³⁺，Fe³⁺无法进入硅酸盐矿物晶格之中，而形成Fe₃O₄/Fe₂O₃，导致熔体中Fe²⁺含量降低，使本应形成的铁辉石转化为透辉石、铁闪石则转变为透闪石等贫铁矿物；SO₄^2-被首先还原为SO₂，SO₂是气体氧化剂，可以快速扩散进入熔体；SO₂进一步氧化Fe²⁺形成Fe₃O₄，SO₂最终被还原形成H₂S/FeS₂。宁芜和庐枞地区广泛发育的透辉石/阳起石化和膏辉岩化等很好地证明了这一点。基本反应形式如下：

FeMgSi₂O₆+CaSO₄→CaMgSi₂O₆+Fe₃O₄+FeS₂

Ca₂(Mg，Fe)₅[Si₄O₁₁](OH)₂+CaSO₄→Ca₂Mg₅[Si₄O₁₁](OH)₂+Fe₃O₄+Fe₂S

岩浆熔体中的铁氧化物在磷、水和NaCl等盐类物质作用下，在岩浆房中与硅酸盐熔体发生液态不混熔，熔离形成铁矿浆，在构造有利部位充填形成矿浆型铁矿床。岩浆熔离/分异形成铁矿浆的作用过程并非专属于基性-超基性岩浆作用，中酸性岩浆熔离/分异作用也可形成铁矿浆。Philpotts(1967)所做的闪长岩-磁铁矿-磷灰石系统的熔离实验证实了这一点。苏良赫(1984)所做的FeO-Ca₅(PO₄)₃F-NaAlSiO₄-CaMgSiO₆实验、袁家铮(1990)所做的方铁矿-磷灰石-透辉石-霞石四元系实验和喻学惠(1984)所做的FeO-CaMgSi₂O₆-KMg₃(AlSi₃O₁₀)F₂实验，均证明了中-酸性岩浆在磷等挥发分的参与下可以熔离出铁矿浆。磷的参与是岩浆发生液态不混溶形成铁矿浆的重要因素，但不是唯一因素。富铁岩浆熔体与膏盐层氧化障的同化混染，熔体氧逸度升高可能是形成铁矿浆的必要条件，NaCl、H₂O等盐类物质和挥发份的加入是岩浆发生液态不混熔形成铁矿浆的重要因素。Snyder et al.(1993)实验证明在富铁玄武质岩浆体系氧逸度升高将引起铁氧化物大量提前形成。铁氧化物在硅酸盐液相线温度之上提前形成有利于铁氧化物熔体的形成(Naslund，1983)。岩浆与膏盐层的反应将导致岩浆体系的氧逸度快速大幅度升高，使铁氧化物在熔体中大规模提前形成。最近Veksler et al.(2007，2008)采用高温原位离心熔离技术实验研究了玄武质岩浆和K₂O-CaO-FeO-Al₂O₃-SiO₂岩浆体系的液相不混熔，结果表明富铁-富硅熔体不仅可以通过分离结晶产生，也可以通过硅酸盐的液相不混熔形成，而且液相不混熔不是发生在传统观念认为的岩浆结晶的最后阶段，而是在较早阶段，这为铁矿浆的形成提供了新的实验依据。火山岩中富铁-富硅熔融包裹体的发现进一步证实了上述实验结果(Philpotts，1982)。

在玢岩铁矿中矿浆充填型铁矿床(体)应该是很普遍的成矿形式，只是以前人们没有认识到或没有识别出来而已。虽然还存在争论，但智利、瑞典Kiruna型铁矿和宁芜姑山、梅山部分矿体的矿浆成因已得到很多人的认可(Park，1961; Nystroem and Henriquez， 1994; Henriquez et al., 2003; 宁芜研究项目编写小组，1978; 宋学信等，1981; Hou et al., 2010)。矿浆贯入式矿石品位特富，多呈块状产出，气孔状和角砾状构造发育(图 10)。最近在钟姑矿田杨庄铁矿下部发现的铁矿体与闪长玢岩的渐变过渡关系(从致密块状细粒磁铁矿经稠密浸染→浸染→稀疏浸染状磁铁矿渐变为浅灰色闪长玢岩)为铁矿浆的形成过程提供了很好的野外证据。根据玢岩铁矿中硫酸盐-硫化物的硫同位素组成计算出的硫酸盐最低还原温度多分布在450~600℃之间(表 1)，罗河铁矿深色蚀变带的硫同位素温度大部分在600℃以上，最高达到961℃，为玢岩铁矿的矿浆成因提供了理论依据。矿石的气孔状构造是判定矿浆成因的重要证据，但不是唯一的证据，深部岩浆不混熔形成的矿浆，因气体无法逸出，气孔状构造则可能不发育。

图 10

Fig. 10

图 10 宁芜姑山和梅山铁矿的主要矿石类型 (a)-姑山矿床含气孔的块状赤铁矿矿石；(b)-梅山矿床含气孔的块状赤铁矿矿石；(c)-梅山矿床含气孔的块状赤铁矿矿石，气孔壁为镜铁矿，内部充填物为石英和方解石；(d)-梅山矿床含气孔的块状磁铁矿矿石 Fig. 10 Photos of main ore types of Gushan and Meishan deposits in Ninbgwu ore district (a)-massive hematite ore containing gas cavities from Gushan deposit;(b)-massive hematite ore containing gas cavities from Meishan deposit;(c)-massive hematite ore containing gas cavities from Meishan deposit， and specularite occurred on the wall of cavities with quartz and calcite filling internal;(d)-massive magnetite ore containing gas cavities from Meishan deposit

Hou et al., 2010对姑山闪长玢岩中的单斜辉石斑晶进行了电子探针分析，结果发现，从中心到边缘，Fe含量存在从逐渐升高到突然降低而后又慢慢升高的现象。提出铁含量的突然降低是发生铁矿浆熔离的结果；认为富铁的辉长质岩浆在上升过程中混染了富磷的地层，导致了不混熔，形成铁矿浆以及贫铁的闪长质岩浆。实际上区域内并没有特别富磷的地层。岩浆在上升过程中与膏盐层同化混染，导致系统氧逸度快速升高，熔体中Fe²⁺被氧化成Fe³⁺，形成大量Fe₃O₄/Fe₂O₃，熔体中Fe²⁺浓度降低，可能才是形成铁矿浆的真正原因，磷、水、NaCl等挥发分和盐类物质可能促进了熔体的不混熔和铁矿浆的熔离。因此岩浆与膏盐层的同化混染是导致铁矿浆形成的关键因素。

铁矿浆的形成需要几个条件：①膏盐层规模大，能够将硅酸盐熔体中的铁充分氧化，形成足够铁氧化物；②岩浆房温压条件和组分适合铁矿浆熔离/结晶分离；③熔体中铁氧化物有充足的聚集熔离时间。

以溶液形式搬运的Fe²⁺遇到膏盐层氧化障时被快速氧化，生成铁氧化物，在原地或迁移一段距离后随着温度降低，沉淀富集形成热液交代型/热液充填型铁矿床。基本反应如下：

7Fe²⁺+2SO₄^2-→2Fe₃O₄+FeS₂

在同一个玢岩铁矿床中，矿浆充填和热液交代/充填型矿化作用可能同时存在，只是有的矿体以矿浆充填型为主，有的矿体以热液交代-充填型为主，但矿浆型铁矿没有引起应有的重视。二者在空间上具有一定的分带性，矿浆型矿石带主要赋存深部成矿岩体与膏盐层接触带附近，向上逐渐过渡为热液交代-充填型矿石带；时间上矿浆型铁矿形成较早。

膏盐将Fe²⁺氧化成Fe³⁺并富集形成铁矿床的同时，石膏等硫酸盐自身被还原，形成H₂S/S^2-，向成矿系统提供硫源，S^2-与Fe²⁺结合，形成黄铁矿等硫化物。因此玢岩铁矿、硫铁矿与石膏矿密切共生(图 4、图 5、图 6)。矿床中黄铁矿的δ³⁴S_V-CD值普遍较高(表 1、表 2、图 7、图 8、图 9)，根据石膏-硫化物矿物对计算出的硫酸盐最低还原温度多在450℃之上。这暗示大部分S^2-可能是在岩浆熔体与膏盐层的高温反应过程中形成的，只是硫化物的沉淀温度相对较低，就位时间较晚而已。伴生硫铁矿与玢岩铁矿具有相似的成矿机制，二者属于同一成矿系列。

在岩浆上侵过程中，首先穿越深部的三叠纪膏盐层。岩浆熔体与膏盐层发生同化混染和氧化还原作用，硅酸盐熔体中的Fe²⁺被氧化成Fe³⁺，Fe³⁺无法进入硅酸盐矿物晶格，而形成Fe₃O₄/Fe₂O₃，进入熔体。铁氧化物在磷、水和NaCl等盐类物质作用下，在岩浆房中与硅酸盐熔体发生液态不混熔，形成铁矿浆。铁矿浆温度高，粘滞性强，难以长距离迁移，因此大部分铁矿浆充填型-接触交代型铁矿体一般赋存于成矿岩体与膏盐层的接触带附近，少量铁矿浆在盖层较薄和构造有利部位，随岩浆上侵到早期火山岩之中，形成姑山、梅山等矿浆充填型矿床。在火山盆地中心，火山岩盖层很厚，矿浆难以穿越，而以络合物形式搬运的成矿热液流动性强，迁移距离远，可以在远离岩体与膏盐层接触带部位富集沉淀。因此在盆地中部凹山地区浅层火山岩中仅发育热液交代-充填型铁矿。膏盐在岩浆-热液的作用下也会发生迁移和再沉淀，在有些地段富集形成脉状-透镜状石膏矿。

宁芜和庐枞火山盆地可能存在“双层成矿结构”(高道明和赵云佳，2008；周涛发等，2011)，在盆地深部岩体与膏盐层的接触部位产出“大冶式”矿浆充填-接触交代型富铁矿体，规模可能超过了赋存于浅部火山-次火山中的“热液型玢岩铁矿”。最近在姑山矿田杨庄铁矿下部成矿岩体与黄马青组地层接触带部位发现的巨厚富矿体及在庐枞盆地罗河铁矿下部2000多米深处发现的厚层富铁矿就是最好的证明。位于宁芜盆地南北两端的姑山和梅山地区，白垩纪火山岩盖层的厚度较小，赋存于深部岩体与膏盐层的接触部位的“大冶式”矿浆充填-接触交代型富铁矿体埋藏也比较浅，是找寻“大冶式”矿浆充填-接触交代型富铁矿的有利地段；位于宁芜盆地中心的凹山地区，其深部可能也存在“大冶式”矿浆充填-接触交代型富铁矿体，由于火山岩盖层的厚度较大，埋藏可能较深(图 11)。

图 11

Fig. 11

图 11 长江中下游玢岩铁矿“双层成矿结构” 1-梅山铁矿；2-凹山铁矿；3-东山铁矿；4-高村铁矿；5-和睦山铁矿；6-白象山铁矿；7-姑山铁矿 Fig. 11 “Double-Metallogenic Structure” of iron porphyrite deposits 1-Meishan deposit; 2-Washan deposit; 3-Dongshan deposit; 4-Gaocun deposit; 5-Hemushan deposit; 6-Baixiangshan deposit; 7-Gushan deposit

(1)长江中下游中三叠统周冲村组膏盐层不仅为玢岩铁矿的成矿提供大量Na⁺、Cl^-等矿化剂，使围岩发生钠化和氯化等蚀变、Fe²⁺以Na-Fe-Cl₃等络合物形式搬运，膏盐层还是地壳深处最重要的氧化障，能够将硅酸盐熔体和成矿溶液中的Fe²⁺氧化成Fe³⁺，使铁富集形成铁矿床，是玢岩铁矿成矿和控矿的关键因素。

(2)在岩浆上侵过程中，首先穿越三叠纪膏盐层。岩浆与膏盐层发生同化混染和氧化还原反应，硅酸盐熔体中的Fe²⁺被氧化成Fe³⁺，Fe³⁺无法进入硅酸盐矿物晶格，而形成Fe₃O₄/Fe₂O₃，铁氧化物在磷、NaCl和水等组分的作用下，在岩浆房中与硅酸盐熔体发生液态不混熔，形成铁矿浆，矿浆沿构造有利部位充填，形成矿浆型铁矿床。以溶液形式迁移的Fe²⁺与SO₄^2-反应生成Fe³⁺，沉淀富集形成热液交代型/热液充填型铁矿床。膏盐在岩浆-热液作用过程中也会发生迁移和再沉淀，在膏盐层上部形成石膏矿。

(3)在SO₄^2-将熔体和溶液中Fe²⁺氧化成Fe³⁺的同时，自身被还原为S^2-，向成矿系统提供硫源，S^2-与Fe²⁺结合形成硫铁矿矿床。玢岩铁矿与硫铁矿空间上密切共生，二者具有内在成因联系和相似的成矿机制，属于同一成矿系列。

(4)矿床中的硫60%~80%来自膏盐层硫酸盐的还原，还原温度多在450℃以上。膏盐层硫酸盐所占比例和硫酸盐还原温度越高，硫化物的δ³⁴S_V-CDT值越高。硫化物的沉淀温度较硫酸盐的还原温度低，就位时间晚。

(5)在玢岩铁矿中，矿浆型和热液型矿体同时存在，二者在空间上具有明显的分带，垂向上呈“双层成矿结构”。在盆地深部岩体与膏盐层的接触带附近主要产出“大冶式”矿浆充填-接触交代型富铁矿床，在浅部火山-次火山岩中则主要发育热液交代-充填型铁矿。位于宁芜盆地南北两端的姑山和梅山矿田是找寻“大冶式”矿浆充填-接触交代型富铁矿的有利地段。

致谢 在野外工作期间得到了马钢集团南山矿业公司和姑山矿业公司的大力支持与帮助；二位审稿专家提出了富有建设性的修改意见；在此一并致谢。