虽然还存在争论，但在智利、瑞典Kiruna型铁矿，中国宁芜姑山、梅山玢岩型铁矿、新疆海相火山岩型铁矿、大冶等矽卡岩型铁矿中部分矿体为矿浆成因已得到很多学者的认可(Park, 1961; Frutos and Oyarzun, 1975; Nystrom and Henriquez, 1994; Henriquez et al., 2003; 宁芜研究项目编写小组, 1978; 宋学信等, 1981; 翟裕生等, 1992; Hou et al., 2010; 蒋宗胜等, 2012; 王跃等, 2014; Li et al., 2015; Zhou et al., 2015)。矿浆型铁矿与围岩接触关系截然，矿石粒度细，品位高，多呈块状产出，气孔状、杏仁状、角砾状和流动构造发育。矿石内部磁铁矿、钠长石等常发育与灰绿/辉长结构类似的共结结构(Li et al., 2015)。但深部岩浆液态不混熔形成的矿浆，因气体无法逸出，气孔状构造则不发育，正如火山岩气孔状构造发育，而侵入岩不发育一样，因此仅凭矿石的构造特征判别是否为矿浆型铁矿显然是不够的(李延河等, 2014)。

大量实验模拟证明，中酸性岩浆在高氧逸度、富挥发分和碱性组分、非硅酸盐阴离子(如F、Cl、CO₃、PO₄、BO₃)大量存在条件下，硅酸盐岩浆和铁氧化物熔体可以发生液态不混熔，经熔离演化形成富铁矿浆(Veksler, 2004; Veksler et al., 2008)。Philpotts (1967)所做的闪长岩-磁铁矿-磷灰石体系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-霞石四元体系实验和喻学惠(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。碱金属阳离子K⁺、Na⁺和非硅酸盐阴离子F^-、Cl^-、CO₃^2-等加入也是硅酸盐熔体发生不混熔的重要因素(Veksler, 2004; Veksler et al., 2008)。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)。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岩浆体系的液态不混熔，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态不混熔形成，而且液态不混熔不是发生在传统观念认为的岩浆结晶的最后阶段，而是发生在岩浆演化的较早阶段，这为铁矿浆的形成提供了新的实验依据。火山岩中富铁熔融包裹体的发现进一步证实了上述实验结果(Philpotts, 1982; Sharygin et al., 2012; Tornos et al., 2016)。富铁岩浆熔体与膏盐层氧化障发生同化混染，熔体氧逸度大幅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大量加入是岩浆发生液态不混熔形成铁矿浆的重要因素(李延河等, 2014)。

关于矿浆型铁矿的争论主要集中在以下2个方面：(1)自然界观测到的矿浆型矿床品位普遍较高，但模拟实验无法直接一次性熔离出高品位铁矿浆(Hou et al., 2017)；(2)部分矿浆型铁矿中磁铁矿的钛含量相对较低，与实验观测结果不完全一致。实际上，高品位富铁矿浆可能是经过多次熔离富集形成的，而非一次简单熔离形成；磁铁矿中钛含量偏低，可能与矿浆型铁矿遭受后期热液改造、钛大量丢失有关，最典型的例子莫过于智利拉科铁矿(Dare et al., 2015; Tornos et al., 2016)，最近在湖北大冶矽卡岩铁矿中发现的分布于磁铁矿边部的细粒榍石就是后期热液将磁铁矿中钛活化迁移出来在磁铁矿周围重新沉淀形成的(Hu et al., 2015)。

为了避免不必要的争议，本文将铁矿浆限定为铁氧化物浓度＞30%的富铁熔体，由铁矿浆演化形成的铁矿床称为矿浆型铁矿。富铁熔融包裹体是铁矿浆存在的重要证据(Philpotts, 1982; Sharygin et al., 2012; Tornos et al., 2016)，但熔融包裹体的寻找、识别及测定难度大，成功的例子不多。铁矿浆中磁铁矿与成矿母岩浆或斑晶矿物处于氧同位素平衡状态，因此成矿岩体/斑晶矿物-磁铁矿之间的氧同位素分馏Δ¹⁸O_{成矿岩浆-磁铁矿}或Δ¹⁸O_{锆石-磁铁矿}，可作为矿浆型铁矿的重要判别标准。

长江中下游是我国著名的铁铜金多金属成矿带，发育一系列与中生代中酸性岩浆活动有关的大中型玢岩、矽卡岩、斑岩型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, 2010, 2016; Mao et al., 2011; Pirajno and Zhou, 2015; Xie et al., 2016)(图 1)。其中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，从西向东依次为怀宁、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。

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)海相碳酸盐岩建造，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；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; 胡文瑄等, 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134.8Ma，大王山组132.2~130.3Ma，姑山组129.5~128.2Ma，娘娘山组126.8Ma(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，与次火山相辉石闪长玢岩关系密切。大王山组火山岩与次火山相辉石闪长玢岩为同源同期异相之产物。

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。铁矿床主要赋存于辉石闪长玢岩岩体与周冲村组膏盐层、火山岩接触带附近及辉石闪长玢岩岩体和火山岩之中。铁矿床以透辉石(阳起石)-磷灰石-磁铁矿三矿物组合为特色，普遍含有硬石膏。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)和硬石膏化、黄铁矿化为特色。围岩蚀变具有明显的分带，从下而上可分为三个带：下部浅色蚀变带，中部深色蚀变带和上部浅色蚀变带(宁芜研究项目编写小组, 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、硬石膏、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。从早到晚分为浸染状/块状矿化→角砾状矿化→网脉状矿化→伟晶状矿化。浸染状矿化主要发育于凹山矿田，磁铁矿在辉石闪长玢岩中呈浸染状分布，主要位于矿体的下部；块状矿化主要发育钟姑山和梅山矿田，磁铁矿/赤铁矿粒度细，气孔状构造发育(图 2)；角砾状矿化多发育于矿体的边部，磁铁矿胶结辉石闪长玢岩或浸染状矿石，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。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)姑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；(d)梅山矿床中菱铁矿化石榴石 Fig. 2 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 Gushan 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) siderite mineralization of garnet from Meishan deposit

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(宁芜研究项目编写小组, 1978; 李秉伦和谢奕汉, 1984; 宋学信等, 1981; Hou et al., 2010; 段超等, 2012)。矿浆贯入式矿体以赤铁矿为主，矿石品位高，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及膏盐层的分布具有明显的相关性。位于宁芜盆地南段的鈡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，周冲村组膏盐层发育，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，周冲村组膏盐层发育，梅山矿床则既有矿浆型矿体，也有热液交代-充填型矿体，梅山矿床受后期热液改造比较强烈，早期形成的石榴石多被改造为菱铁矿(图 2)；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，但成矿阶段基本一致，可以相互对比。

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; 李延河等, 2014)。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，很多高品位块状矿体直接产在成矿岩体与膏盐层的接触带附近(周涛发等, 2014)。玢岩铁矿中普遍含有硬石膏，在有些矿床和地段硬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，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(李延河等, 2014)。膏盐层可能也是国外Kiruna型铁矿成矿关键因素。智利-秘鲁Kiruna型铁矿带赋矿地层含有厚大石膏层(Sillitoe and Burrows, 2002; Sillitoe, 2003)，智利拉科铁矿中普遍含有石膏和硬石膏，含量约占热液矿物组合的10%~20%，硬石膏在寄主安山岩的熔融包裹体中也很丰富(Tornos et al., 2016)。瑞典Kiruna铁矿磷灰石中SO₃含量异常高(Edfelt et al., 2005)；伊朗中部Esfordi磷灰石-磁铁矿矿床中黄铁矿的δ³⁴S值高达16.3‰~30.1‰(Jami et al., 2007)。IOCG型铁矿普遍受含盐(NaCl)地层控制，δ³⁴S值普遍较高(Barton and Johnson, 1996)。

膏盐层富含SO₄^2-、CO₃^2-、Cl^-和Ca²⁺、Mg²⁺、Na⁺、K⁺等组分，不仅可以为铁等成矿物质活化迁移提供矿化剂，膏盐层还是重要氧化障，使铁质氧化沉淀富集成矿，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 and Burrows, 2002; Sillitoe, 2003)，但膏盐层氧化障在玢岩铁矿成矿中的作用及铁矿浆的形成过程国内外鲜有报道(李延河等, 2013, 2014)。

铁在正常硅酸盐熔体中主要以Fe²⁺形式存在。在岩浆上侵过程中，炽热岩浆与膏盐CaSO₄发生同化混染，使岩浆系统的氧逸度大幅升高，硅酸盐熔体中的Fe²⁺氧化成Fe³⁺，Fe³⁺无法进入硅酸盐矿物晶格，使铁氧化物Fe₃O₄/Fe₂O₃在共结线之上大量提前形成，同时形成大量贫铁硅酸盐矿物，如透辉石、透闪石等：

岩浆熔体中提前形成的铁氧化物在PO₄^3-、SO₄^2-、CO₃^2-、Cl^-、H₂O和Ca²⁺、Mg²⁺、Na⁺、K⁺等组分的作用下，在岩浆房中富铁岩浆与硅酸盐熔体发生液态不混熔，熔离形成富铁氧化物熔体，经多次熔离富集最终形成铁矿浆，在构造有利部位充填形成矿浆型铁矿床。玢岩铁矿中普遍存在的膏辉岩(硬石膏透辉石岩)就是岩浆-膏盐层相互作用，铁氧化物从岩浆中熔离出来，剩余贫铁硅酸盐岩浆与硬石膏共结晶的产物。

同时在岩浆演化后期，随着结晶作用的进行，富挥发分岩浆和矿浆脱溶形成富铁岩浆热液液。随着温度降低、膏盐和大气降水不断的加入，成矿系统的氧逸度逐渐升高，热液中Fe²⁺被氧化，生成铁氧化物，沉淀富集形成热液型铁矿床。在玢岩铁矿中，矿浆充填型和热液交代/充填型矿体可能同时存在，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。矿浆型和热液型矿体在空间上具有一定的分带性，矿浆型或矽卡岩型矿石带主要赋存于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。

膏盐层在氧化Fe²⁺形成铁矿床的同时，石膏等硫酸盐自身被还原，形成黄铁矿等硫化物：

这是玢岩铁矿与硫铁矿、石膏矿空间上密切共生，玢岩铁矿中硫化物的δ³⁴S值普遍较高的根本原因。在此基础上，建立了石膏矿-玢岩铁矿-硫铁矿三位一体成矿模型和双层成矿结构模型(李延河等, 2014)。该模型已被宁芜鈡姑山矿田杨庄铁矿和庐枞罗河-小包庄铁矿的最新勘查成果所证实(金明, 2014; 尚世贵等, 2014)。因此在玢岩铁矿中准确判别矿浆型与热液型矿体具有重要意义。

为了避免不必要的争议，本文将铁矿浆限定为由岩浆熔离形成的铁氧化物浓度＞30%的富铁熔体，由铁矿浆演化形成的铁矿床称为矿浆型铁矿。因此要判别铁矿体是否为矿浆型矿床，就要查明磁铁矿是否在成矿岩浆固结之前形成。如果矿体中磁铁矿是在岩浆结晶温度之上形成的，则为矿浆型铁矿；反之，为热液型或浆-液过渡型矿体。磁铁矿与成矿母岩浆之间的氧同位素分馏受温度控制，因此可根据矿体中磁铁矿的氧同位素组成与岩浆岩的氧同位素组成，以及磁铁矿-岩浆岩之间的氧同位素分馏方程确定磁铁矿的形成温度。赵子福和郑永飞(1999)研究了矿物斑晶-火山岩之间的氧同位素分馏方程，给出了磁铁矿斑晶-安山岩之间的氧同位素分馏公式，10³lnα_Mt-andesite=-3.89×10⁶/T²。因此可根据磁铁矿和辉石闪长玢岩的氧同位素组成，利用上述分馏公式，计算矿体中磁铁矿的形成温度，判别矿体是否为矿浆成因。宁芜地区成矿辉石闪长玢岩普遍遭受强烈热液蚀变，我们在凹山矿田高村矿区挑选2件相对较新鲜的闪长玢岩，其δ¹⁸O值分别为4.4‰和4.6‰(表 1)。该值较正常闪长玢岩的值明显偏低，说明这2件样品也遭受了一定程度的热液蚀变，不能代表新鲜闪长玢岩的氧同位素组成，不能用于计算磁铁矿的形成温度。

表 1

Table 1

表 1(Table 1)

表 1 宁芜玢岩铁矿氧同位素组成及成因类型判别 Table 1 Oxygen isotopic compositions and origin type of porphyrite iron ore from Ningwu basin 矿床 样品号 样品名称 矿物/岩石 δ18OV-SMOW(‰) 判别结果 姑山 GS14-1 含气孔细粒块状赤铁矿矿石 赤铁矿 5.2 矿浆 GS14-2 块状赤铁矿矿石 赤铁矿 4.3 矿浆 GS14-3 中粒互层状赤铁矿矿层 赤铁矿 3.6 GS14-4 含气孔细粒块状赤铁矿矿石 赤铁矿 -0.6 GS14-5 含气孔细粒块状赤铁矿矿石 赤铁矿 -0.9 GS14-6 中细粒块状赤铁矿矿石 赤铁矿 2.3 GS14-8 角砾状矿石 赤铁矿 -1.2 GS14-hd 晶洞石英 石英 20.7 和睦山-观音山 GYS14-1 细粒含黄铁矿磁铁矿矿石 磁铁矿 2.7 GYS14-2 角砾状磁铁矿矿石 磁铁矿 1.1 GYS14-3 含黄铁矿磁铁矿矿石 磁铁矿 2.4 GYS14-4 含石膏黄铁矿磁铁矿矿石 磁铁矿 3.7 GYS14-5 含黄铁矿细粒磁铁矿矿石 磁铁矿 2.7 GYS14-6 含黄铁矿细粒磁铁矿矿石 磁铁矿 -0.5 GYS14-7 含石膏黄铁矿细粒磁铁矿矿石 磁铁矿 2.0 GYS14-9 含石膏黄铁矿黑云母磁铁矿矿石 磁铁矿 4.4 矿浆 龙山 ZK001-690 含石膏黄铁矿磁铁矿矿石 磁铁矿 3.4 ZK001-695 含浸染状石膏磁铁矿矿石 磁铁矿 3.3 ZK001-696 含紫色石膏磁铁矿矿石 磁铁矿 3.1 ZK001-698 含石膏黄铁矿磁铁矿矿石 磁铁矿 3.9 ZK001-699 含石膏黄铁矿磁铁矿矿石 磁铁矿 4.7 矿浆 ZK001-710-1 石膏胶结玢岩角砾 磁铁矿 2.8 ZK1102-838 含石膏黄铁矿磁铁矿矿石 磁铁矿 4.4 矿浆 ZK1102-873 含石膏黄铁矿磁铁矿矿石 磁铁矿 6.7 矿浆 钟九 ZZK5-2-744 含黄铁矿磁铁矿石膏岩 磁铁矿 5.6 矿浆 ZZK5-2-753 细粒浸染状黄铁矿磁铁矿石膏 磁铁矿 4.9 矿浆 ZZK5-2-763 含黄铁矿磁铁矿粗粒石膏 磁铁矿 4.4 矿浆 ZZK5-1-361 含白色细粒石膏的气孔状矿石 磁铁矿 6.6 矿浆 杨庄铁矿 YZ004-4 1330m 磁铁矿 5.08 矿浆 YZ004-9 1165m 磁铁矿 2.98 YZ004-15 625m 磁铁矿 5.17 矿浆 YZ004-17 750m 磁铁矿 4.20 矿浆 YZ101-1 1125m 磁铁矿 4.24 矿浆 YZ101-5 1050m 磁铁矿 4.48 矿浆 YZ101-13 849m 磁铁矿 3.74 YZ109-3 796m 磁铁矿 3.39 YZ310-1 1091m 磁铁矿 4.08 YZ006-2 573m 磁铁矿 4.20 矿浆 YZ306-2 942m 磁铁矿 5.29 矿浆 YZ503-5 554m 磁铁矿 5.41 矿浆 YZ103-4 556m 假象赤铁矿 6.21 矿浆 YZ405-4 556m 假象赤铁矿 7.50 矿浆 YZ206-2 495m 假象赤铁矿 5.11 矿浆 YZ205-2 550m 假象赤铁矿 5.54 矿浆 YZ009-1 661m 假象赤铁矿 5.25 矿浆 YZ311-2 535m 假象赤铁矿 9.61 矿浆 YZ403-1 575m 假象赤铁矿 5.08 矿浆 YZ1603-2 268m 赤铁矿 4.97 矿浆 梅山铁矿 MS13-02 含气孔块状矿石 磁铁矿 3.3 MS13-04 含气孔块状矿石 磁铁矿 3.6 MS13-05 含气孔块状矿石 磁铁矿 3.5 MS13-09 含石膏矿石 磁铁矿 1.0 凹山 WS11-9 伟晶状阳起石磁铁矿矿石 磁铁矿 2.7 WS11-10 阳起石磁铁矿矿石 磁铁矿 2.5 WS11-12 阳起石磁铁矿矿石 磁铁矿 0.7 WS11-14 伟晶状三组合矿石 磁铁矿 0.1 WS11-15-2 伟晶状三组合矿石 磁铁矿 0.8 WS11-16 含石英伟晶状三组合 磁铁矿 1.6 WS-04 伟晶状磁铁矿石 磁铁矿 3.3 WS-45 伟晶状磁铁矿石 磁铁矿 2.1 WS-46 伟晶状磁铁矿石 磁铁矿 3.1 WS-13 伟晶状磁铁矿石 磁铁矿 3.0 WS-23 粗粒脉状磁铁矿 磁铁矿 3.2 WS-31 细粒磁铁矿 磁铁矿 2.8 WS-44 粗粒脉状磁铁矿 磁铁矿 2.4 WS-71 粗粒脉状磁铁矿石 磁铁矿 2.6 WS-56 角砾状磁铁矿石 磁铁矿 2.6 WS-61 浸染状磁铁矿石 磁铁矿 2.1 WS-018 蚀变岩中脉状磁铁矿石 磁铁矿 3.8 东山 DS11-1 含磷灰石粗粒磁铁矿 磁铁矿 2.4 DS11-6 竹叶状阳起石磁铁矿矿石 磁铁矿 2.6 DS11-12 含磷灰石磁铁矿矿石 磁铁矿 2.8 高村 GC13-04 闪长玢岩 闪长玢岩 4.6 GC13-09 闪长玢岩 闪长玢岩 4.4 GC11-2 伟晶状黄铁磁铁阳起石脉 磁铁矿 1.1 GC11-6 三组合脉 磁铁矿 3.9 注：杨庄铁矿数据金明, 2014；其余皆为本文数据

表 1 宁芜玢岩铁矿氧同位素组成及成因类型判别 Table 1 Oxygen isotopic compositions and origin type of porphyrite iron ore from Ningwu basin

锆石化学性质非常稳定，其同位素年龄和氧同位素组成基本不受后期风化、热液蚀变和变质作用的影响，在中酸性岩浆中结晶时间较早，一般锆石结晶时岩浆还没有固结。锆石的结晶温度可通过锆石钛温度计(Watson and Harrison, 2005; Watson et al., 2006)确定。Valley et al. (2005)通过系列分析研究，建立锆石与寄主岩石之间的氧同位素经验公式：δ¹⁸O_WR≈δ¹⁸O_Zir+0.0612(wt% SiO₂)-2.5(Valley et al., 2005)。根据锆石氧同位素组成和SiO₂含量，即可估算寄主岩石的氧同位素组成，再利用磁铁矿-岩浆岩之间的氧同位素分馏公式计算磁铁矿的形成温度。

实际上，也可直接根据锆石-水、磁铁矿-水、赤铁矿-水之间的氧同位素分馏方程(Zheng, 1991, 1993, 1995)：

推导建立锆石-磁铁矿、锆石-赤铁矿之间的氧同位素分馏方程：

Yan et al. (2015)利用二次离子探针Cameca IMS-1280系统测定了宁芜中生代火山盆地龙王山组、大王山组、姑山组和娘娘山组火山岩中锆石的氧同位素组成，其中大王山组火山岩中锆石的δ¹⁸O_Zircon=5.4‰~7.3‰，平均6.1‰。宁芜中生代火山盆地大王山组火山岩与成矿辉石闪长玢岩为同源同期异相产物，因此二者的锆石氧同位素组成应基本一致，可以相互替代。Yan et al. (2015)利用锆石钛温度计估算出了锆石的形成温度，750~785℃，平均768℃。如果以δ¹⁸O_Zircon平均值6.1‰代表锆石的氧同位素组成，以780℃代表锆石的结晶温度，计算出在该温度下形成的磁铁矿、赤铁矿的δ¹⁸O_Mt、δ¹⁸O_Hem值分别为4.2‰和2.8‰。因此在锆石结晶、岩浆固结之前形成的磁铁矿的δ¹⁸O_Mt≥4‰，赤铁矿的δ¹⁸O_Hem≥3‰。换句话说，如果矿体中磁铁矿的δ¹⁸O_Mt≥4‰，赤铁矿的δ¹⁸O_Hem≥3‰，则该矿体可能为矿浆成因，低于该值则可能为热液成因或浆-液过渡成因。当然，岩浆和磁铁矿/赤铁矿的氧同位素组成可能还会受到围岩同化混染及后期热液作用等因素的影响。磁/赤铁矿是自然界δ¹⁸O值最低的矿物之一，在本文讨论的条件之下，后期热液改造只能降低磁/赤铁矿的δ¹⁸O值，而不会升高，因此有可能将部分受热液改造的矿浆成因磁/赤铁矿判为热液成因，一般不会将热液成因磁/赤铁矿判为矿浆成因。同时，磁/赤铁矿的氧同位素组成无法判别铁矿浆是岩浆熔离形成的，还是结晶分异形成的。因此，就像其他判别指标一样，磁/赤铁矿氧同位素是判别铁矿体是否为矿浆型矿体的重要标准，但不是唯一标准，应用该标准时还需要考虑矿石的其他地质地球化学特征和标志，不能绝对化。

判别结果表明，鈡姑山矿田的姑山铁矿、杨庄铁矿、龙山矿铁矿和钟九铁矿确实存在矿浆型矿体，或者说矿浆型和热液型矿体同时存在，梅山铁矿介于矿浆型-热液型矿体之间，而凹山矿田铁矿则为典型的热液型矿体，这与野外观测及前人研究结果一致。梅山铁矿中赤铁矿的δ¹⁸O值稍低，可能与梅山矿床形成后遭到强烈热液改造有关，矿床中石榴石普遍蚀变形成菱铁矿，但仍保留石榴石的假象(图 2)。同一矿床中，磁铁矿的δ¹⁸O值变化较大可能与矿浆型矿体和热液型矿体同时存在，以及矿浆型矿体遭受后期热液改造有关。我们还测定了姑山矿床晶洞中石英的氧同位素组成(表 1)，石英的δ¹⁸O值高达20.7‰，表明晶洞、气孔可能是富铁矿浆在熔融阶段保留下来的大型气液包裹体，晶洞中的石英等矿物相当于流体包裹体中的子晶，而非后期热液充填之产物，这与晶洞-气孔的形态特征和空间分布是一致的。

(1) 成矿岩浆在上升过程中与膏盐层发生同化混染，导致岩浆成矿系统氧逸度快速升高，岩浆中Fe²⁺被氧化成Fe³⁺，Fe³⁺无法进入硅酸盐矿物晶格，而提前形成铁氧化物。在挥发分和碱性组分、非硅酸盐阴离子的共同作用下，硅酸盐岩浆和富铁氧化物熔体发生液态不混熔，经熔离演化形成铁矿浆(铁氧化物浓度＞30%的富铁熔体)，富铁矿浆经过多次熔离富集，形成矿浆型铁矿体。

(2) 铁矿浆是在熔融状态由岩浆熔离富集形成的，矿浆型铁矿体中磁铁矿的形成温度高于岩浆的最低固结温度。根据大王山组火山岩中锆石的氧同位素组成、锆石形成温度和锆石-磁铁矿之间的氧同位素分馏方程，建立了矿浆型铁矿的磁铁矿氧同位素判别标准。矿体中磁铁矿的δ¹⁸O_Mt≥4‰，赤铁矿的δ¹⁸O_Hem≥3‰，为矿浆型铁矿；δ¹⁸O_Mt＜4‰，δ¹⁸O_Hem＜3‰，为热液型或浆-液过渡型矿体。

(3) 判别结果表明，鈡姑山矿田姑山、杨庄等矿床确实存在矿浆型矿体或矿浆型-热液型矿体同时存在，而凹山矿田铁矿则为热液型，梅山铁矿介于矿浆型-热液型之间，与野外观测及前人研究结果一致。磁铁矿氧同位素是判别矿浆型-热液型铁矿体的重要依据，但不是唯一标准，不能绝对化。