2017, Vol. 33
2. 合肥工业工业大学矿床成因与勘查技术研究中心, 合肥 230009;
3. Centre of Excellence in Ore Deposit, University of Tasmania, Private Bag 79, Hobart
2. Ore Deposit and Exploration Centre, Hefei University of Technology, Hefei 230009, China;
3. Centre of Excellence in Ore Deposit, University of Tasmania, Private Bag 79, Hobart, Australia
硬石膏(CaSO4)是自然界中最为广泛分布的硫酸盐矿物之一，在不同类型成矿系统中均可广泛发育，海底喷流成矿系统(Mills and Tivey, 1999; Tivey et al., 1998; Humphris and Bach, 2005)，斑岩成矿系统(Audétat et al., 2004; Stern et al., 2007; 杨志明等，2008; 杨志明和侯增谦, 2009；肖波等，2009)，超镁铁质岩浆Ni-Cu-PGE成矿系统(Ripley et al., 2010)，这些成矿系统中硬石膏的成因及其对岩浆-流体成矿系统演化过程的制约，近年来已引起研究重视(Cooke et al., 2005; Pirajno, 2009)，并取得了重要的研究成果。庐枞和宁芜火山岩盆地是长江中下游多金属成矿带中重要的多金属矿集区(常印佛等，1991；翟裕生等，1992)。盆地内以磁铁矿-磷灰石型铁矿床最为发育，这些矿床铁矿体中广泛发育硬石膏，局部形成大型硬石膏矿体。国内学者曾对这类矿床中硬石膏的地质特征，硫同位素特征等方面开展了相关研究，提出了不同的硬石膏成因认识。蔡本俊(1980, 1982, 1993)首先提出形成硬石膏的成矿物质来源于中三叠统周冲村组膏盐层的观点，卢炳(1984)、卢志诚(1980)认为硬石膏是玢岩铁矿化及黄铁矿化后的中低温热液交代成因，胡文暄等(1991)、赵玉琛(1994)提出硬石膏为盆地卤水蒸发沉积和岩浆喷气叠加改造成因的观点，熊先孝和姚超美(2000)则认为硬石膏是火山热水沉积作用形成。随着硫同位素、锶同位素、矿物学和岩石地球化学测试技术的应用，越来越多的学者认为长江中下游矽卡岩型和磁铁矿-磷灰石型铁矿床中硬石膏的形成与三叠系膏盐层关系密切，并从多角度论证了膏盐层对成矿作用的制约(储雪蕾等, 1984, 1986；钱兵，2011；李延河等, 2013, 2014；周涛发等，2014；张乐骏，2011；王文财，2013；朱乔乔等, 2013, 2016)。目前对于硬石膏的研究重点集中于其对成矿作用的贡献以及同化的阶段性，然而对于矿床中不同类型硬石膏的运移和沉淀机制的研究相对匮乏，石膏对铁成矿作用的影响仍有很多不足之处，亟需开展相关工作。
近年来矿物原位LA-ICP-MS微量元素分析技术在矿床研究方面的应用发展十分迅速，测试元素种类增多的同时其检测限大大降低，微量元素测试可以提供成矿热液或成矿母岩的重要信息，比如成矿流体来源、特征以及矿石的形成过程。该测试手段现已广泛应用于对于磁铁矿-磷灰石型铁矿床的研究，但测试样品主要针对磁铁矿和磷灰石等成矿阶段矿物，这使得人们在认识该类型矿床中REE的迁移和富集规律的时候出现了局限性。庐枞火山岩盆地泥河磁铁矿-磷灰石型铁矿床从早到晚发育多期次硬石膏，为研究REE在该类型矿床流体中的运移和演化提供了很好的对象。本文在详细的野外地质工作和岩相学观察基础上，系统的对矿床各成矿阶段硬石膏开展了LA-ICP-MS分析测试工作。对其沉淀和地球化学行为进行了剖析和总结，初步探讨了硬石膏在成矿过程中的作用及意义。为今后磁铁矿磷灰石型矿床的研究提供了新的思路。
2 区域地质背景和矿床地质特征庐枞盆地位于长江中下游成矿带中部，区内出露地层主要为中侏罗统罗岭组(J2l)陆相碎屑沉积岩，其与上覆的火山岩地层呈不整合接触。盆地中火山岩出露面积约800km2，火山岩地层由老至新划分为龙门院组、砖桥组、双庙组和浮山组，各组之间均为喷发不整合接触。侵入岩属于火山喷发晚期(间隙期)的产物。庐枞盆地内部目前发现有34个侵入岩体出露，这些岩体按岩性可主要分为二长岩、正长岩和A型花岗岩3种(范裕等，2008；周涛发等, 2010, 2016；Zhou et al., 2015)。庐枞盆地内主要矿床包括罗河、龙桥和泥河等大型铁矿床，岳山大型铅锌银矿床、井边石门庵、天头山和拔茅山等小型铜金矿床以及矾山等大型明矾石矿床，此外，还有马口、杨桥、吴桥和3440、34等铁-铜-金-铀-多金属矿床(点)(图 1)。
|
图 1 庐枞矿集区地质略图(据周涛发等，2010) Fig. 1 Geological sketch map of Lu-Zong volcanic basin (after Zhou et al., 2010) |
泥河铁矿床位于庐枞火山岩盆地的西部边缘，北东向基底隆起带上，北东向的罗河-缺口断裂通过矿区的西北部，南西距罗河铁矿床3km，北东距龙桥铁矿床13km。该矿床为一大型隐伏矿床，发现于2007年，为庐枞矿集区新世纪的重大找矿突破，该矿床的铁矿石资源量16806.83万吨，全铁平均品位30%，伴生硫铁矿资源量6105.79万吨，平均品位22%，硬石膏矿资源量1362.89万吨，品位88.86%(赵文广等，2011)。
泥河矿区内地层由主要为下白垩统砖桥组(K1z)和双庙组(K1s)火山岩，杨湾组(K1)砂岩及第四系(Q)。砖桥组主要为火山碎屑岩和沉火山碎屑岩以及黑云母粗安岩、辉石粗安岩。双庙组均为火山碎屑岩及沉火山碎屑岩，呈喷发不整合覆盖在砖桥组层位之上。杨湾组主要岩性为红色砂砾岩，在矿区内较薄，与下伏双庙组火山岩地层呈沉积不整合接触。矿区火山岩地层产状平缓，深部地层产状略有起伏，总体倾向北西，走向30°~50°，倾角一般10°~20°，火山岩地层整体未形成明显的褶皱，主体为向北西倾的单斜构造，层面较为平直，局部略有起伏。矿区断裂均为浅层断裂，切割一般不深，断层断距也较小，少数深度达到砖桥组上段，断裂活动使得矿区浅部火山岩地层发生错断和位移。断裂均未切割矿体，为成矿后断裂，发育于白垩系双庙旋回之后。矿区侵入岩主要有正长斑岩、安山玢岩、细晶正长岩和辉绿玢岩等，均为成矿期后形成，穿切火山岩地层和矿体(图 2)，为矿床形成后的产物，与成矿作用无关。砖桥组下段产出粗安斑岩，为砖桥旋回火山活动晚期的次火山岩，穿切砖桥组火山岩。粗安斑岩位于矿体上部，受到矿床成矿热液的改造，发生较为强烈的蚀变作用，推测其为矿床形成前的产物。
|
图 2 泥河铁矿床围岩蚀变分带图(据赵文广等，2011修改) Fig. 2 Cross section of the Nihe iron deposit (modified after Zhao et al., 2011) |
矿床是由磁铁矿体、硫铁矿体和硬石膏矿体组成的多矿种共生隐伏矿床(赵文广等，2011)。在垂向上，上部为硬石膏、硫铁矿，下部为磁铁矿。磁铁矿体总体呈厚大的透镜状或似层状，主体产状较平缓，边部产状多变。矿床围岩蚀变十分强烈，分布范围广，围岩蚀变类型蚀变类型多，主要蚀变类型有碱性长石化，硬石膏透辉石化(以下简称膏辉岩化)，黄铁矿化，硬石膏化，硅化，泥化等。围岩蚀变在自上而下可分为三个蚀变带，上部浅色蚀变带(Ⅰ)主要蚀变矿物组合为高岭石、水云母、地开石、石英、绢云母、白色或浅肉红色糖粒状硬石膏。中部深色蚀变带(Ⅱ)主要矿物主要有磁铁矿、辉石、硬石膏、赤铁矿、石榴子石、碱性长石、绿泥石、斜长石、磷灰石、铁白云石和少量黄铁矿等。下部浅色蚀变带(Ⅲ)主要由碱性长石、辉石、硬石膏和斜长石等组成，局部发育榍石、磷灰石和金云母。火山岩中的斜长石往往被碱性长石交代(图 2)。
泥河铁矿床的形成可以划分为6个阶段，分别为碱性长石阶段(阶段1)、硬石膏透辉石磁铁矿阶段(阶段2)、绿泥石绿帘石碳酸盐阶段(阶段3)、硬石膏黄铁矿阶段(阶段4)、石英硫化物阶段(阶段5)以及硫酸盐碳酸盐脉阶段(阶段6)。硬石膏主要发育于阶段2、阶段4以及阶段6。
3 测试样品及方法 3.1 测试样品特征本次工作依据前文所划分的蚀变矿化阶段，系统采集辉石硬石膏磁铁矿、硬石膏黄铁矿和碳酸盐硫酸盐脉三个不同阶段代表性硬石膏样品开展LA-ICP-MS测试工作，第一类硬石膏发育于硬石膏透辉石阶段，与透辉石、磁铁矿、磷灰石和黄铁矿等矿物共生(Type Ⅰ)，在脉体中呈紫色板状。由于其为透辉石硬石膏阶段较晚期生成物，因此部分硬石膏分布于较早矿物(辉石、磁铁矿)晶粒间，构成筛状结构中的筛网部分(图 3a)，单偏光下呈无色，具有多色性，最高干涉色达三级蓝，平行消光，可见简单双晶和聚片双晶及两组交叉的双晶带(图 3b)。第二类硬石膏发育于硬石膏黄铁矿阶段(Type Ⅱ)，为白色，与黄铁矿共生(图 3c，d)，晶体形态主要为板状，与Type Ⅰ硬石膏相似。第三类硬石膏为白色或肉红色，属于晚期碳酸盐硫酸盐阶段(Type Ⅲ)，呈梳状或不规则糖粒状产出，脉体中仅见硬石膏和方解石，无其他矿物出现(图 3e, f)。
|
图 3 泥河铁矿床硬石膏手标本及镜下特征 (a) Type Ⅰ硬石膏呈紫色板状与磁铁矿共生，所形成的硬石膏-磁铁矿-透辉石脉穿切粗安岩；(b) Type Ⅰ硬石膏镜下照片(正交光)，透辉石、磁铁矿呈自形-半自形粒状，被硬石膏包裹；(c) Type Ⅱ硬石膏与黄铁矿共生，并被TypeⅢ硬石膏脉穿切；(d) Type Ⅱ硬石膏黄铁矿组合镜下照片(反射光)，黄铁矿呈半自形-他形粒状，硬石膏呈板状；(e)纯碳酸盐硬石膏脉(Type Ⅲ)穿切绿泥石化粗安岩；(f)碳酸盐硬石膏镜下照片(正交光).Anh-硬石膏；Cb-碳酸盐；Chl-绿泥石；Di-透辉石；Mag-磁铁矿；Py-黄铁矿 Fig. 3 Microscope and sample photos of anhydrite in the Nihe deposit (a) Type Ⅰ anhydrite with magnetite; (b) Photomicrograph of Type Ⅰ anhydrite; (c) Type Ⅱ anhydrite with pyrite, and be cut by Type Ⅲ anhydrite; (d) Photomicrograph of Type Ⅱ anhydrite and pyrite; (e) Type Ⅲ anhydrite and carbonate vein; (f) Photomicrograph of Type Ⅲ anhydrite and carbonate. Anh-anhydrite; Cb-carbonate; Chl-chlorite; Di-diopside; Mag-magnetite; Py-pyrite |
硬石膏样品LA-ICP-MS原位微量元素分析测试工作在澳大利亚塔斯马尼亚大学完成。在对挑选出来的代表性样品进行大量的显微镜观察的基础上，选择并标记出要分析的区域进行LA-ICP-MS原位分析。分析仪器为HP4500型四极杆质谱仪和UP-213 Nd：YAG激光剥蚀系统。实验过程中采用He作为剥蚀物质的载气。实验过程中采用35~50μm的激光束对分析样品进行斑点式剥蚀，频率为5Hz，激光的能量约为2.4~2.7J/cm2。每个样品分析点的分析时间为90s，其中包括30s的剥蚀前的背景值测定，接下来激光开启后的60s的时间内接收的数据为有效分析数据。所有的分析数据都必须用NIST612标样值来进行校正(Danyushevsky et al., 2003), 且以Ca作为内标元素来进行元素含量的计算。其中NIST612标样是一个添加了部分元素的人工合成的玻璃圆盘，在每分析一小时之后，都必须分析两次标样。
4 硬石膏LA-ICP-MS分析结果泥河铁矿床三种硬石膏样品LA-ICP-MS测试结果见表 1、表 2。REE数据显示Type Ⅰ的ΣREE和配分模式与其他两种硬石膏具有很大的差别。Type Ⅰ硬石膏稀土总量为73.4×10-6~422.7×10-6，LREE/HREE比值为41~89，(La/Yb)N比值为162~466，具有明显轻稀土富集特征，具有正Eu异常(1.0~2.5)。Type Ⅱ和Type Ⅲ硬石膏稀土总量均较低，Type Ⅲ部分重稀土低于检测限。Type Ⅱ硬石膏稀土总量为0.46~2.11，LREE/HREE比值为1.74~9.05，(La/Yb)N比值为1.01~32.1，Type Ⅲ硬石膏稀土总量为0.33~7.69，LREE/HREE比值为1.56~24.6，(La/Yb)N比值为1.28~53.3。Type Ⅱ和Type Ⅲ均具有弱轻稀土富集特征，并有不同程度的正Eu或负Eu异常(0.35~1.86)。
|
表 1 泥河铁矿床硬石膏部分微量元素数据(×10-6) Table 1 Trace element data of anhydrite in the Nihe deposit(×10-6) |
|
|
表 2 泥河铁矿床硬石膏稀土元素数据(×10-6) Table 2 REE data of anhydrite in the Nihe deposit(×10-6) |
本次除了REE外还选择了28种微量元素进行测试，大多元素都高于检测限，其中Sr、Na、Si、Fe、Cu、Zn、Ge、Pb元素含量较高，大多元素与REE含量之间没有明显相关性。Y，Mn和Ba元素含量与REE含量程较好的正相关(图 4a-c)。
|
图 4 泥河铁矿微量和REE元素二元图解 Fig. 4 Binary diagrams of trace elements and REE for the anhydrite in the Nihe deposit |
与Fe、Mn、Mg等硫酸盐不同，热液中硬石膏在高压，低温条件下溶解度更高(图 5a)，此外热液流体中盐度会导致硬石膏溶解度大大增加(图 5b)。这是因为CaCl+和NaSO42-的稳定性随着温度升高而增大(Rimstidt, 1997)。因此硬石膏沉淀所需条件为升温，降压或者降低盐度。
|
图 5 Ca-Sr硫酸盐溶解度条件相图(据Rimstidt, 1997) Fig. 5 phase diagram of Ca-Sr sulfate solubility (after Rimstidt, 1997) |
在高温条件下，压力的变化对于硬石膏溶解度的影响并不大，且在矿床中并未见到压力突变的现象和证据(在矿床中未发现隐爆角砾岩)(赵文广等，2011)，因此可以首先排除压力变化对硬石膏沉淀的影响。泥河中石榴子石和透辉石包裹体捕获温度可达780℃，盐度可达~90% NaCleqv(Li et al., 2015)，而矿床中Type Ⅰ硬石膏中的流体包裹体分析表明其形成温度在400~500℃，盐度约为13% NaCleqv，属中高盐度流体，Type Ⅱ硬石膏呈白色板状，其流体包裹体分析表明其形成温度范围为150.0~250.0℃、盐度约4% NaCleqv，温度和盐度明显低于Type Ⅰ硬石膏。Type Ⅲ硬石膏呈独立脉体产出，呈白色或肉红色糖粒状或梳状，形成温度范围为120.0~150.0℃、盐度约为2% NaCleqv(范裕等，2012)，矿床浅部磁铁矿氢氧同位素表明成矿流体晚期有大气水的混入(张乐骏，2011)。如前面所述，硬石膏在高温条件下更容易沉淀，但是让流体演化温度不断升高从而造成硬石膏大量沉淀显然是不现实的，并且温度达到临界值后终究会下降导致硬石膏再次溶解，因此温度的变化并不是泥河三类硬石膏沉淀的因素，泥河铁矿床热液盐度的持续性降低才是硬石膏不断形成的关键因素。
前人研究表明矿物组合会缓冲热液中的硫和氧，加以促进硫酸盐的平衡反应使其沉淀，具体反应如下：
|
(1) |
|
(2) |
|
(3) |
在这种化学条件近平衡的条件下形成的硬石膏往往呈板状，仅由过饱和沉淀过程形成的硬石膏呈糖粒状或不规则状(Rimstidt, 1997)。矿床中阶段2常见硬石膏与磁铁矿共生，而阶段4常见硬石膏和黄铁矿共生，且两种类型硬石膏均呈板状，说明这两种硬石膏生长/沉淀速度较缓慢，形成于近平衡的条件，而Type Ⅲ糖粒状石膏可能是过饱和条件下快速结晶的结果。其共生矿物组合的变化说明与之平衡的矿物由氧化物向硫化物发生了转变。较早的Type Ⅰ硬石膏沉淀主要受氧化物结晶控制，Type Ⅱ硬石膏沉淀平衡反应主要受黄铁矿控制，说明此时热液中的硫逸度较比早期有明显升高的趋势。
硫酸为二元酸，流体中的硫与氧结合在形成H+和SO42-的同时还会形成HSO4-，如果大量的硫以HSO4-形式存在便难以形成硬石膏沉淀。而HSO4-的电离常数往往随温度升高而迅速下降，因此在高温近中性条件下大量的硫酸根离子可能以HSO4-的形式出现(Murray and Cubicciotti, 1983)，游离出来的SO42-较少。但如果将pH值升高，那么HSO4-电离常数会迅速增大，从而形成硬石膏大量沉淀。据此可以推测泥河铁矿床中Type Ⅰ板状硬石膏是在偏碱性环境，近平衡条件下形成的，Type Ⅰ硬石膏形成于泥河铁矿床的主要成矿阶段，该阶段与之共生的其他矿物可能均形成于偏碱性的热液条件，表明了较高的pH值是成矿物质沉淀的有利因素。泥河铁矿床Type Ⅲ硬石膏呈不等粒状结构，可能与流体中硬石膏的过饱和沉淀作用有关。
5.2 硬石膏中REE的控制因素及其指示意义硬石膏中的REE含量受结晶学因素的控制(Mills and Elderfield, 1995)。结晶速率可能会造成晶体大小以及形态上的差异，Nancollas and Gill (1979)提出热液中的SO4/Ca比值会影响到硬石膏的沉淀速率。热液中Sr值与SO4/Ca比值呈正相关，条件相近时，热液中Ca2+含量较高所形成的硬石膏Sr含量较低，以SO42-为主的热液形成的硬石膏Sr含量较高(Ogawa et al., 2007)。泥河铁矿床三类硬石膏热液中Sr分布范围相似且广泛(图 4d-f)，说明它们具有相近的SO4/Ca比值。泥河铁矿床三类硬石膏由于不同的沉淀机制呈板状或糖粒状，说明SO4/Ca不会对晶体大小、晶体形态产生影响。Type Ⅰ和其他两类硬石膏REE含量差别很大，表明SO4/Ca和沉淀速率对硬石膏的REE也没有影响。Type Ⅱ硬石膏中以板状为主，而typeⅢ硬石膏主要为糖粒状，二者REE配分模式并没有明显差别，因此晶体大小和形态也不是控制REE配分的主要因素。综上可以看出泥河铁矿床硬石膏中REE含量受结晶学因素的影响较小。
REE的络合物被认为在REE配分进入硬石膏的过程中起到了关键作用(Bach et al., 2003; Humphris and Bach, 2005)。Bach et al.(2003)认为在TAG硬石膏形成过程中REE行为仅受到Cl-和OH-络合物的控制，因此导致了区域上的REE配分模式较为相似。如果岩浆流体中含有大量F，那么当F-为主要络阴离子时，更倾向于与HREE形成络合物，导致HREE富集而LREE亏损；当Cl-含量增多，LREE易于与之结合形成HREE相对亏损而LREE相对富集的右倾配分型式(Jamtveit and Hervig, 1994; Migdisov et al., 2009; Mayanovic et al., 2002)。此外温度、pH值也是影响REE分异的重要因素，温度会影响水岩反应强度以及所形成的矿物种类并影响REE在硬石膏和溶液之间的分配，而pH值的变化也会对某些稀土络合物(比如REE-F)的影响较大(Bach et al., 2003)。
泥河铁矿床三类硬石膏REE总量差别较大，Type Ⅰ硬石膏与其他两类硬石膏REE配分模式明显不同(图 6)，Type Ⅰ硬石膏中REE元素右倾趋势说明其主要以Cl络合物形式进行搬运。前人研究表明，泥河铁矿床中的磷灰石均为氟磷灰石(张乐骏，2011)，表明热液早期为富F的偏酸性流体，Y元素的性质与HREE相似，当REE以有机络合物或F络合物运移为主时，系统中的Y会与HREE形成退耦作用(Ragnarsdottir et al., 1998; Bau and Dulski, 1999)，尽管泥河铁矿床三类硬石膏配分模式有所差别，但三者Y与轻重REE均呈良好的正相关关系(图 7)，说明泥河铁矿床中三类硬石膏中REE的运移并非以F络合物为主，Type Ⅰ硬石膏形成时流体pH值已演化为偏碱性，这种碱性条件不适合F络合物的形成，但是对于磁铁矿、磷灰石和透辉石等矿物的沉淀具有良好的促进作用。实验证明离子在硬石膏缓慢沉淀的过程中受到四分组效应的控制，而迅速沉淀时硬石膏会不加选择的吸收很多不同的离子(Kagi et al., 1993)。这种对离子无选择性的吸收会继承热液流体的REE特征。泥河铁矿床三类硬石膏REE配分模型表明它们均为快速沉淀的产物，它们之间REE模式的差别代表了不同阶段热液流体本身的差别。在泥河铁矿床早阶段形成了大量磷灰石、榍石、石榴子石(偏钙铁榴石端元)以及绿帘石等富轻稀土矿物，这些矿物的稀土配分模式均呈明显右倾(张乐骏，2011)，表明当时热液中Cl/F比值较大，REE主体呈Cl络合物形式运移，而氟磷灰石的结晶捕获了热液中大量的F，进一步促进了络合物阴离子单一化。富稀土矿物的结晶不但导致了热液中的REE含量降低，同时也会导致热液轻重REE比值发生变化(Koeppenkastrop and De Carlo, 1992; Terakado et al., 1993; Coppin et al., 2002)，这是Type Ⅱ，Type Ⅲ硬石膏低REE总量以及配分模式变化的主要原因。
|
图 6 泥河铁矿床三类硬石膏球粒陨石标准化REE配分图(标准化值据Sun and McDonough, 1989) Fig. 6 Chondrite-normalized REE diagram for anhydrite in the Nihe deposit (normalization values after Sun and McDonough, 1989) |
|
图 7 Y与LREE和HREE二元图解 Fig. 7 Binary diagrams of Y vs. LREE (a) and Y vs. HREE (b) for anhydrite in the Nihe deposit |
Eu异常往往能指示热液环境的氧化还原条件，Type Ⅰ硬石膏中显示出非常一致的Eu正异常(图 6a)，指示了热液并不是处于强氧化状态，这种条件下热液中的Eu通常以EuCl42-络合物形式出现(Bach et al., 2003；Humphris and Bach, 2005)。而Type Ⅱ和Type Ⅲ硬石膏样品部分显示出正Eu异常，部分显示出负异常(图 6b, c)，表明从硬石膏黄铁矿阶段(阶段4)开始流体氧逸度有所升高，Eu3+由于不易进入硬石膏，因此Type Ⅱ和Type Ⅲ硬石膏中出现较弱的正Eu异常甚至负Eu异常。前人通过对斑岩型铜矿床研究表明，硫逸度会随着温度降低而升高(Barton and Skinner, 1967; Einaudi et al., 2003)，泥河铁矿床阶段4大量黄铁矿的出现表明随着温度降低矿床中硫逸度升高的增加速率要快于氧逸度升高速率。
通过三类硬石膏REE配分图解可以看出，Type Ⅰ硬石膏为典型右倾，而其他两种硬石膏REE配分模式较为平坦，它们之间的差别主要在于LREE含量，而HREE含量相差不大。(图 6)。成矿后期体系温度和Cl-浓度均有所降低，早期富稀土矿物沉淀使LREE元素含量大幅度减少，稀土元素络合物阴离子从Cl--SO42-发生了转变，导致了稀土配分模式趋于平滑。Type Ⅲ硬石膏中个别样品具有较高的轻REE(La)(图 6c)，呈较为明显的右倾，这可能是由于晚期大气水的间歇性加入导致了热液中Cl-发生波动性变化，使Type Ⅲ硬石膏发生了溶解再沉淀。因为LREE-Cl络合物较比HREE-Cl络合物在热液中具有更高的稳定性(Ogawa et al., 2007)，因此在硬石膏的溶解过程中可以释放出LREE，这些LREE会在重新沉淀的硬石膏中聚集，造成LREE的富集。
5.3 硬石膏对铁成矿作用的制约大量地质事实表明长江中下游成矿带中铁矿成矿作用与三叠系膏盐层关系密切，这一观点已被越来越多的学者所接受，膏盐层富含Cl-、Ca2+、Mg2+、Na+、K+等组分，可以为铁矿化提供矿化剂和成矿物质来源，使成矿物质活化迁移(蔡本俊，1980；Barton and Johnson, 1996；Sillitoe and Hedenquist, 2003)，近年来，有很多学者提出膏盐层氧化障的作用(李延河等, 2013, 2014)，认为膏盐层可以使熔体或热液中Fe2+氧化富集沉淀，并且石膏的氧化障作用可能是铁矿与膏盐层关系密切的根本原因，该观点现已被广大学者所接受(张招崇等，2014；周涛发等，2014；张舒等，2014)。但石膏的加入对铁成矿作用的具体机制仍有细节尚不明确：石膏层作为氧化障可将Fe2+氧化为Fe3+导致磁铁矿集中沉淀，但庐枞火山岩盆地内的两个大型铁矿床(罗河，泥河)均产于火山岩地层中，并不是位于膏盐层中，说明热液在同化膏盐层后仍然可以携带部分铁质向上运移。实验研究表明，在350℃以上铁以Cl的络合物运移，其形成形式为Na(FeCl4)或Na2(FeCl4)(Pirajno, 2009)，说明在高温条件下(＞350℃)Fe既可以与Fe2+形式运移，也可以以Fe3+形式运移。在庐枞盆地内泥河、罗河铁矿床中发育大量硬石膏，说明其同化了大量SO42-，成矿流体氧逸度应该很高，但事实上泥河铁矿床中有大量热液辉石出现，很多辉石为透辉石和钙铁辉石的固溶体或钙铁辉石系列(张乐骏，2011)，表明当时岩浆-热液体系中仍存在大量Fe2+。这种现象表明成矿岩浆-流体除了受到膏盐层的氧化影响外还受到了粗安岩地层还原作用的影响，铁的氧化并不完全。Type Ⅰ硬石膏在近平衡条件下形成，并与磁铁矿、透辉石等共生，说明大量SO42-的加入确实为岩浆-热液体系氧逸度的提高做出了贡献，体系中如果缺少SO42-，粗安岩会迅速将流体氧逸度降低，从而将大量Fe的价态转变为+2价，导致铁质大量进入透辉石或者呈Fe2+溶于热液而无法集中沉淀。与宁芜盆地中的凹山、高村和梅山铁矿床相比，庐枞盆地中罗河和泥河铁矿床具有相似的黄铁矿硫同位素值(储雪蕾等，1984；黄清涛和尹恭沛，1989；李延河等，2014)，但矿床中硬石膏的含量却明显高于宁芜盆地中的三个矿床(宁芜研究项目编写小组，1978；黄清涛和尹恭沛，1989；赵文广等，2011)，说明其同化沉积石膏的量有很大差异，而与之相对应的是罗河、泥河铁矿床在火山岩内部发育大范围的蚀变和矿化，这说明大量SO42-的加入可以使热液中Fe3+在粗安岩中长距离搬运，因而磁铁矿可以在远离岩体的部位沉淀，但远距离的搬运也导致了铁质沉淀并不集中，因此造成两个矿床具有高储量，低品位的特征。
6 结论(1) 泥河铁矿床可分为三类，TypeI硬石膏具有明显轻稀土富集特征，具有正Eu异常。Type Ⅱ和Type Ⅲ硬石膏稀土总量均较低，Type Ⅲ部分重稀土低于检测限，稀土配分趋于平滑。Type Ⅰ、Type Ⅱ硬石膏的形成与平衡反应有关，二者结晶受到磁铁矿和黄铁矿沉淀的共同制约，前者受磁铁矿沉淀影响较大，后者主要受黄铁矿沉淀影响，随体系温度降低硫逸度明显增加。Type Ⅲ硬石膏主要沉淀机制为盐度降低导致的过饱和作用。
(2) 泥河铁矿床REE络合物阴离子早阶段主要以Cl-为主，晚期向SO42-过渡，磷灰石和榍石等富稀土矿物的结晶是导致不同阶段硬石膏中REE含量差异的主要原因。
(3) 成矿阶段从早到晚氧逸度有所升高，岩浆流体的脉动作用或大气水的间歇性混合可能会导致硬石膏的溶解再沉淀，该过程可以改变硬石膏的La/Lu比值以及REE分布特征。
(4) 沉积石膏的同化提高了体系的氧逸度，提高热液中铁元素的形成磁铁矿的比率从而利于形成大规模铁矿体。
Audétat A, Pettke T and Dolejš D. 2004. Magmatic anhydrite and calcite in the ore-forming quartz-monzodiorite magma at Santa Rita, New Mexico (USA):Genetic constraints on porphyry-Cu mineralization. Lithos, 72(3-4): 147-161. DOI:10.1016/j.lithos.2003.10.003 |
Bach W, Roberts S, Vanko DA, Binns RA, Yeats CJ, Craddock PR and Humphris SE. 2003. Controls of fluid chemistry and complexation on rare-earth element contents of anhydrite from the Pacmanus subseafloor hydrothermal system, Manus Basin, Papua New Guinea. Mineralium Deposita, 38(8): 916-935. DOI:10.1007/s00126-002-0325-0 |
Barton MD and Johnson DA. 1996. Evaporitic-source model for igneous-related Fe oxide-(REE-Cu-Au-U) mineralization. Geology, 24(3): 259-262. DOI:10.1130/0091-7613(1996)024<0259:ESMFIR>2.3.CO;2 |
Barton PB and Skinner BJ. 1967. Sulfide mineral stabilities. In:Barnes HL (ed.). Geochemistry of Hydrothermal Ore Deposits. New York:Holt, Rinehart & Winston, 236-333
|
Bau M and Dulski P. 1999. Comparing yttrium and rare earths in hydrothermal fluids from the Mid-Atlantic Ridge:Implications for Y and REE behaviour during near-vent mixing and for the Y/Ho ratio of Proterozoic seawater. Chemical Geology, 155(1-2): 77-90. DOI:10.1016/S0009-2541(98)00142-9 |
Cai BJ. 1980. The relationship of gypsum salt beds with endogenic copper and iron ores in the Middle-Lower Yangtze Valley. Geochimica, (2): 193-199. |
Cai BJ. 1982. Control of the evaporite beds over the alkaline rocks and its significance. Journal of Mineralogy and Petrology, (4): 1-9. |
Cai BJ. 1993. Reminiscence of the relationship of evaporite rocks with endogenic copper and iron deposits. Contributions to Geology and Mineral Resources Research, 8(1): 95-99. |
Chang YF, Liu XP and Wu YC. 1991. The Copper Iron Belt of the Lower and Middle Reaches of the Changjiang River. Beijing: Geological Publishing House: 71-76.
|
Chu XL, Chen JS and Wang SX. 1984. Sulfur isotopic temperatures and their significance of Luohe iron deposit in Anhui Province. Geochimica, (4): 350-356. |
Chu XL Chen JS and Wang SX. 1986. Study on fractionation mechanism of sulfur isotope and physicochemical conditions of alteration and ore formation in Luohe iron deposit, Anhui. Scientia Geologica Sinica, (3): 276-289. |
Cooke DR, Hollings P and Walshe JL. 2005. Giant porphyry deposits:Characteristics, distribution, and tectonic controls. Economic Geology, 100(5): 801-818. DOI:10.2113/gsecongeo.100.5.801 |
Coppin F, Berger G, Bauer A, Castet S and Loubet M. 2002. Sorption of lanthanides on smectite and kaolinite. Chemical Geology, 182(1): 57-68. DOI:10.1016/S0009-2541(01)00283-2 |
Danyushevsky LV, Robinson P, McGoldrick P, Large R and Gilbert S. 2003. LA-ICPMS of sulphides:Evaluation of an XRF glass disc standard for analysis of different sulphide matrixes. Geochimica et Cosmochimica Acta, 67(18): A73. |
Einaudi MT, Hedenquist JW and Inan EE. 2003. Sulfidation state of fluids in active and extinct hydrothermal systems:Transitions from porphyry to epithermal environments. Society of Economic Geologists and Geochemical Society, Special Publication, 10: 285-313. |
Fan Y, Zhou TF, Yuan F, Qian CC, Lu SM and David CR. 2008. LA-ICP-MS zircon U-Pb ages of the A-type granites in the Lu-Zong (Lujiang-Zongyang) area and their geological significances. Acta Petrologica Sinica, 24(8): 1715-1724. |
Fan Y, Zhou TF, Hao L, Yuan F, Zhang LJ and Wang WC. 2012. Ore-forming fluid characteristic of Nihe iron deposit in Lu-Zong Basin, Anhui Province and its significance to ore genesis. Acta Petrologica Sinica, 28(10): 3113-3124. |
Hu WX, Hu SX and Zhao YC. 1991. Sedimentary genesis of anhydrite deposits in the volcanic series and their relation to the pyrite deposits in Xiangshan district, Anhui Province. Geoscience, 5(2): 164-173. |
Huang QT and Yin GP. 1989. Iron Ore Deposit of Luohe in Lujiang, Anhui Province. Beijing: Geological Publishing House: 1-193.
|
Humphris SE and Bach W. 2005. On the Sr isotope and REE compositions of anhydrites from the TAG seafloor hydrothermal system. Geochimica et Cosmochimica Acta, 69(6): 1511-1525. DOI:10.1016/j.gca.2004.10.004 |
Jamtveit B and Hervig RL. 1994. Constraints on transport and kinetics in hydrothermal systems from zoned garnet crystals. Science, 263(5146): 505-508. DOI:10.1126/science.263.5146.505 |
Kagi H, Dohmoto Y, Takano S and Masuda A. 1993. Tetrad effect in lanthanide partitioning between calcium sulfate crystal and its saturated solution. Chemical Geology, 107(1-2): 71-82. DOI:10.1016/0009-2541(93)90102-O |
Koeppenkastrop D and De Carlo EH. 1992. Sorption of rare-earth elements from seawater onto synthetic mineral particles:An experimental approach. Chemical Geology, 95(3-4): 251-263. DOI:10.1016/0009-2541(92)90015-W |
Li WT, Audétat A and Zhang J. 2015. The role of evaporites in the formation of magnetite-apatite deposits along the Middle and Lower Yangtze River, China:Evidence from LA-ICP-MS analysis of fluid inclusions. Ore Geology Reviews, 67: 264-278. DOI:10.1016/j.oregeorev.2014.12.003 |
Li YH, Xie GQ, Duan C, Han D and Wang CY. 2013. Effect of sulfate evaporate salt layer over the formation of skarn-type iron ores. Acta Geologica Sinica, 87(9): 1324-1334. |
Li YH, Duan C, Han D, Chen XW, Wang CL, Yang BY, Zhang C and Liu F. 2014. Effect of sulfate evaporate salt layer for formation of porphyrite iron ores in the Middle-Lower Yangtze River area. Acta Petrologica Sinica, 30(5): 1355-1368. |
Lu B. 1984. Pyrite Geology in China. Beijing: Geological Publishing House: 108-118.
|
Lu ZC. 1980. Genetic types of gypsum deposits in China. Building Geology, (4): 1-8. |
Mayanovic RA, Jayanetti S, Anderson AJ, Bassett WA and Chou IM. 2002. The structure of Yb3+ aquo ion and chloro complexes in aqueous solutions at up to 500℃ and 270MPa. The Journal of Physical Chemistry A, 106(28): 6591-6599. DOI:10.1021/jp020140q |
Migdisov AA, Williams-Jones AE and Wagner T. 2009. An experimental study of the solubility and speciation of the Rare Earth Elements (Ⅲ) in fluoride-and chloride-bearing aqueous solutions at temperatures up to 300℃. Geochimica et Cosmochimica Acta, 73(23): 7087-7109. DOI:10.1016/j.gca.2009.08.023 |
Mills RA and Elderfield H. 1995. Rare earth element geochemistry of hydrothermal deposits from the active TAG mound, 26°N Mid-Atlantic Ridge. Geochimica et Cosmochimica Acta, 59(17): 3511-3524. DOI:10.1016/0016-7037(95)00224-N |
Mills RA and Tivey MK. 1999. Seawater entrainment and fluid evolution with the TAG hydrothermal mound:Evidence from analysis of anhydrite. In:Cann JR, Elderfield H and Laughton A (eds.). Mid-ocean Ridge. Cambridge, UK:Cambridge University Press, 224-248
|
Murray RC Jr and Cubicciotti D. 1983. Thermodynamics of aqueous sulfur species to 300℃ and potential-pH diagrams. Journal of the Electrochemical Society, 130(4): 866-869. DOI:10.1149/1.2119837 |
Nancollas GH and Gill JS. 1979. Formation and dissolution of high-temperature forms of calcium sulfate scales:The influence of inhibitors. Society of Petroleum Engineers Journal, 19(6): 423-429. DOI:10.2118/7861-PA |
Ningwu Project Group. 1978. The Porphyrite Iron Deposit in Ningwu Area. Beijing: Geological Publishing House: 1-320.
|
Ogawa Y, Shikazono N, Ishiyama D, Sato H, Mizuta T and Nakano T. 2007. Mechanisms for anhydrite and gypsum formation in the Kuroko massive sulfide-sulfate deposits, north Japan. Mineralium Deposita, 42(3): 219-233. DOI:10.1007/s00126-006-0101-7 |
Pirajno F. 2009. Hydrothermal Processes and Mineral System. Berlin, Germany:Springer
|
Qian B. 2011. Geological and geochemical characteristics of Ni-He iron deposit in Lu-Zong Basin, Anhui, China. Master Degree Thesis. Hefei:Hefei University of Technology, 1-80 (in Chinese with English summary)
|
Rimstidt JD. 1997. Gangue mineral transport and deposition. In:Barnes HL (ed.). Geochemistry of Hydrothermal Ore Deposits. New York:John Wiley and Sons
|
Ripley EM, Li CS, Moore CH and Schmitt AK. 2010. Micro-scale S isotope studies of the Kharaelakh intrusion, Noril'sk region, Siberia:Constraints on the genesis of coexisting anhydrite and sulfide minerals. Geochimica et Cosmochimica Acta, 74(2): 634-644. DOI:10.1016/j.gca.2009.10.003 |
Sillitoe RH and Hedenquist JW. 2003. Linkages between volcanotectonic settings, ore-fluid compositions, and epithermal precious metal deposits. Society of Economic Geologists Special Publication, 10: 315-343. |
Stern CR, Funk JA, Skewes MA and Arevalo A. 2007. Magmatic anhydrite in plutonic rocks at the El Teniente Cu-Mo deposit, Chile, and the role of sulfur-and copper-rich magmas in its formation. Economic Geology, 102(7): 1335-1344. DOI:10.2113/gsecongeo.102.7.1335 |
Sun SS and McDonough WF. 1989. Chemical and isotopic systematics of oceanic basalts:Implications for mantle composition and processes. In:Saunders AD and Norry MJ (eds.). Magmatism in Oceanic Basins. Geological Society, London, Special Publications, 42(1):313-345
|
Terakado Y, Fujitani T and Takada J. 1993. Experimental study on the sorption of rare-earth elements and other trace elements during rhyolite-hydrothermal water interactions. Chemical Geology, 106(3-4): 317-330. DOI:10.1016/0009-2541(93)90034-G |
Tivey MK, Mills RA and Teagle DAH. 1998. Temperature and salinity of fluid inclusions in anhydrite as indicators of seawater entrainment and heating in the TAG active mound. In:Herzig PM, Humphris SE, Miller DJ and Zierenberg RA (eds.). Proceedings of the Ocean Drilling Program, Scientific Results. College Station, TX, Ocean Drilling Program, 158:179-190
|
Vala Ragnarsdottir K, Oelkers EH, Sherman DM and Collins CR. 1998. Aqueous speciation of yttrium at temperatures from 25 to 340℃ at Psat:An in situ EXAFS study. Chemical Geology, 151(1-4): 29-39. DOI:10.1016/S0009-2541(98)00068-0 |
Wang WC. 2013. Gypsum-salt layer restriction on the mineralization of Nihe iron deposit. Master Degree Thesis. Hefei:Hefei University of Technology, 1-78 (in Chinese with English summary)
|
Xiao B, Qin KZ, Li GM, Li JX, Xia DX, Chen L and Zhao JX. 2009. S-rich, highly-oxidized ore-bearing magma in the Qulong giant porphyry-type Cu-Mo deposit in Southern Tibet:Evidence from magmatogenic anhydrite. Acta Geologica Sinica, 83(12): 1860-1868. |
Xiong XX and Yao CM. 2000. Hot-water origination of anhydrite in the Xiangshan pyrite ore district, Anhui Province. Geology of Chemical Minerals, 22(2): 81-85. |
Yang ZM, Hou ZQ, Song YC, Li ZQ, Xia DX and Pan FC. 2008. Qulong superlarge porphyry Cu deposit in Tibet:Geology, alteration and mineralization. Mineral Deposits, 27(3): 279-318. |
Yang ZM and Hou ZQ. 2009. Genesis of Giant porphyry Cu deposit at Qulong, Tibet:Constraints from fluid inclusions and H-O isotopes. Acta Geologica Sinica, 83(12): 1838-1859. |
Zhai YS, Yao SZ and Lin XD. 1992. Regularities of Metallogenesis for Copper (Gold) Deposits in the Middle and Lower Reaches of the Yangtze River Area. Beijing: Geological Publishing House: 1-120.
|
Zhang LJ. 2011. Ploymetallic mineralisation and associated magmatic and volcanic activity in the Luzong basin, Anhui Province, eastern China. Ph. D. Dissertation. Hefei:Hefei University of Technology (in Chinese with English summary)
|
Zhang S, Wu MA, Zhao WG, Zhang YY, Li XD and Wang J. 2014. Geochemistry characteristics of Nihe iron deposit in Lujiang, Anhui Province and their constrains to ore genesis. Acta Petrologica Sinica, 30(5): 1382-1396. |
Zhang ZC, Hou T, Li HM, Li JW, Zhang ZH and Song XY. 2014. Enrichment mechanism of iron in magmatic hydrothermal system. Acta Petrologica Sinica, 30(5): 1189-1204. |
Zhao WG, Wu MA, Zhang YY, Wang KY, Fan Y, Wang LY, Wei GH and Che YD. 2011. Geological characteristics and genesis of the Nihe Fe-S deposit, Lujiang Country, Anhui Province. Acta Geologica Sinica, 85(5): 789-801. |
Zhao YC. 1994. Geological characteristics and forming conditions of volcanic type anhydrite deposits in the Xiangshan region. Building Geology, (4): 8-13. |
Zhou TF, Fan Y, Yuan F, Song CZ, Zhang LJ, Qian CC, Lu SM and David RC. 2010. Temporal-spatial framework of magmatic intrusions in Luzong volcanic basin in East China and their constrain to mineralizations. Acta Petrologica Sinica, 26(9): 2694-2714. |
Zhou TF, Fan Y, Yuan F, Wu MA, Zhao WG, Qian B, Ma L, Wang WC, Liu YN and White N. 2014. The metallogenic model of Nihe iron deposit in Lu-Zong basin and genetic relationship between gypsum-salt layer and deposit. Acta Geologica Sinica, 88(4): 562-573. |
Zhou TF, Wang SW, Fan Y, Yuan F, Zhang DY and White NC. 2015. A review of the intracontinental porphyry deposits in the Middle-Lower Yangtze River Valley metallogenic belt, Eastern China. Ore Geology Reviews, 65: 433-456. DOI:10.1016/j.oregeorev.2014.10.002 |
Zhou TF, Wang SW, Yuan F, Fan Y, Zhang DY, Chang YF and White NC. 2016. Magmatism and related mineralization of the intracontinental porphyry deposits in the Middle-Lower Yangtze River Valley Metallogenic Belt. Acta Petrologica Sinica, 32(2): 271-288. |
Zhu QQ, Xie GQ, Wang J, Li W and Yu BF. 2013. The relationship between the evaporate and skarn-type iron deposit:A case study of the Jinshandian iron skarn deposit in Hubei. Acta Geologica Sinica, 87(9): 1419-1429. |
Zhu QQ, Li W, Zhang ZY, Han YX and Wang J. 2016. Tracing incursion of the evaporites into Jinshandian skarn Fe deposit, Hubei Province, by combination of multiple stable isotopes. Acta Geologica Sinica, 90(2): 361-375. |
蔡本俊. 1980. 长江中下游地区内生铁铜矿床与膏盐的关系. 地球化学, (2): 193-199. |
蔡本俊. 1982. 蒸发岩对(偏)碱性岩的控制及其意义. 矿物岩石, (4): 1-9. |
蔡本俊. 1993. 内生铁铜矿床与蒸发岩关系的回顾. 地质找矿论丛, 8(1): 95-99. |
常印佛, 刘湘培, 吴言昌. 1991. 长江中下游铜铁成矿带. 北京: 地质出版社: 71-76.
|
储雪蕾, 陈锦石, 王守信. 1984. 安徽罗河铁矿的硫同位素温度及意义. 地球化学, (4): 350-356. |
储雪蕾, 陈锦石, 王守信. 1986. 罗河铁矿的硫同位素分馏机制和矿床形成的物理化学条件的研究. 地质科学, (3): 276-289. |
范裕, 周涛发, 袁峰, 钱存超, 陆三明, David CR. 2008. 安徽庐江-枞阳地区A型花岗岩的LA-ICP-MS定年及其地质意义. 岩石学报, 24(8): 1715-1724. |
范裕, 周涛发, 郝麟, 袁峰, 张乐骏, 王文财. 2012. 安徽庐枞盆地泥河铁矿床成矿流体特征及其对矿床成因的指示. 岩石学报, 28(10): 3113-3124. |
胡文暄, 胡受奚, 赵玉琛. 1991. 安徽向山地区火山岩层中硬石膏的沉积成因特征及其与硫铁矿的关系. 现代地质, 5(2): 164-173. |
黄清涛, 尹恭沛. 1989. 安徽庐江罗河铁矿. 北京: 地质出版社: 1-193.
|
李延河, 谢桂青, 段超, 韩丹, 王成玉. 2013. 膏盐层在矽卡岩型铁矿成矿中的作用. 地质学报, 87(9): 1324-1334. |
李延河, 段超, 韩丹, 陈新旺, 王丛林, 杨秉阳, 张成, 刘锋. 2014. 膏盐层氧化障在长江中下游玢岩铁矿成矿中的作用. 岩石学报, 30(5): 1355-1368. |
卢炳. 1984. 中国硫铁矿地质. 北京: 地质出版社: 108-118.
|
卢志诚. 1980. 试论中国石膏矿床成因类型. 建材地质, (4): 1-8. |
宁芜研究项目编写小组. 1978. 宁芜玢岩铁矿. 北京: 地质出版社.
|
钱兵. 2011. 安徽庐枞盆地泥河铁矿床地质地球化学特征研究. 硕士学位论文. 合肥: 合肥工业大学, 1-80 http://d.wanfangdata.com.cn/Thesis/Y1886450
|
王文财. 2013. 膏盐层对泥河铁矿床成矿作用的制约. 硕士学位论文. 合肥: 合肥工业大学, 1-78
|
肖波, 秦克章, 李光明, 李金祥, 夏代祥, 陈雷, 赵俊兴. 2009. 西藏驱龙巨型斑岩Cu-Mo矿床的富S、高氧化性含矿岩浆——来自岩浆成因硬石膏的证据. 地质学报, 83(12): 1860-1868. DOI:10.3321/j.issn:0001-5717.2009.12.005 |
熊先孝, 姚超美. 2000. 安徽向山铁硫矿区硬石膏岩热水沉积特征及成因意义. 化工矿产地质, 22(2): 81-85. |
杨志明, 侯增谦, 宋玉财, 李振清, 夏代详, 潘凤雏. 2008. 西藏驱龙超大型斑岩铜矿床:地质、蚀变与成矿. 矿床地质, 27(3): 279-318. |
杨志明, 侯增谦. 2009. 西藏驱龙超大型斑岩铜矿的成因:流体包裹体及H-O同位素证据. 地质学报, 83(12): 1838-1859. DOI:10.3321/j.issn:0001-5717.2009.12.004 |
翟裕生, 姚书振, 林新多. 1992. 长江中下游地区铁铜(金)成矿规律. 北京: 地质出版社: 1-120.
|
张乐骏. 2011. 安徽庐枞盆地成岩成矿作用研究. 博士学位论文. 合肥: 合肥工业大学 http://cdmd.cnki.com.cn/Article/CDMD-10359-1012347281.htm
|
张舒, 吴明安, 赵文广, 张宜勇, 李小东, 汪晶. 2014. 安徽庐江泥河铁矿矿床地球化学特征及其对成因的制约. 岩石学报, 30(5): 1382-1396. |
张招崇, 侯通, 李厚民, 李建威, 张作衡, 宋谢炎. 2014. 岩浆-热液系统中铁的富集机制探讨. 岩石学报, 30(5): 1189-1204. |
赵文广, 吴明安, 张宜勇, 王克友, 范裕, 汪龙云, 魏国辉, 车英丹. 2011. 安徽省庐江县泥河铁硫矿床地质特征及成因初步分析. 地质学报, 85(5): 789-801. |
赵玉琛. 1994. 向山地区火山岩型硬石膏矿地质特征和形成条件. 建材地质, (4): 8-13. |
周涛发, 范裕, 袁峰, 宋传中, 张乐骏, 钱存超, 陆三明, David RC. 2010. 庐枞盆地侵入岩的时空格架及其对成矿的制约. 岩石学报, 26(9): 2694-2714. |
周涛发, 范裕, 袁峰, 吴明安, 赵文广, 钱兵, 马良, 王文财, 刘一男, White N. 2014. 安徽庐枞盆地泥河铁矿床与膏盐层的成因联系及矿床成矿模式. 地质学报, 88(4): 562-573. |
周涛发, 王世伟, 袁峰, 范裕, 张达玉, 常印佛, White NC. 2016. 长江中下游成矿带陆内斑岩型矿床的成岩成矿作用. 岩石学报, 32(2): 271-288. |
朱乔乔, 谢桂青, 王建, 李伟, 于炳飞. 2013. 含膏盐地层与矽卡岩型铁矿的关系:以湖北金山店铁矿为例. 地质学报, 87(9): 1419-1429. |
朱乔乔, 李伟, 张志远, 韩颖霄, 王建. 2016. 多元稳定同位素组合示踪含膏盐地层参与湖北金山店矽卡岩型铁矿成矿作用. 地质学报, 90(2): 361-375. |