新疆西天山备战基性-超基性岩矿物地球化学研究及其对铁成矿作用的制约*

2020-07-13骆文娟张作衡段士刚蒋宗胜王大川

矿床地质 2020年3期

骆文娟，张作衡，段士刚，蒋宗胜，王大川，陈杰

（1中国地质科学院矿产资源研究所自然资源部成矿作用与资源评价重点实验室，北京 100037；2中国地质大学地质过程与矿产资源国家重点实验室，北京 100083）

新疆西天山地区广泛出露一套石炭纪海相火山岩，主要包括玄武岩、玄武安山岩、粗安岩以及流纹岩、凝灰岩等。其中，阿吾拉勒铁铜成矿带发育一套与成矿有关的石炭纪中酸性火山岩（安山岩、英安岩、流纹岩），少量玄武质火山岩。该火山岩组合被称为大哈拉军山组。前人研究认为阿吾拉勒地区海相火山岩型铁矿的形成与大哈拉军山组火山岩或侵入岩具有密切联系（洪为等,2012;张作衡等，2012；李大鹏等，2013；Zhang et al.,2012；2014a；Duan et al.,2014；段士刚等，2014；蒋宗胜，2014；Jiang et al.,2014；Duan et al.,2018；Luo et al.,2018；骆文娟等，2018）。然而，中酸性岩浆自身铁含量相对较低，如何为该区铁矿的形成提供大量铁质来源？是通过岩浆分异富集铁？还是外来物质加入使铁富集？抑或是该区本身具有富铁源区？一般来说，基性岩浆的铁含量较高，形成铁矿的潜力相对较大。鉴于对这些问题的思考，笔者认为在铁矿区必然有同时代的基性-超基性岩产出。在阿吾拉勒海相火山岩型铁矿中，备战铁矿是一个比较特殊的铁矿，它同时具有矽卡岩型和矿浆型矿床的特征，如普遍发育矽卡岩矿物，如透辉石、绿帘石、阳起石、石榴子石等，以透辉石和绿帘石为主；角砾状磁铁矿石中角砾成分为绿帘石或透辉石矽卡岩，小角砾碎块可拼接为一个大角砾，可能为自碎角砾，胶结物为磁铁矿，暗示可能为岩浆分异形成的原生磁铁矿浆。铁矿的赋矿围岩为中酸性火山岩（图3），即矽卡岩化英安岩、英安质/安山质凝灰岩夹大理岩和少量火山熔岩。前人研究认为备战铁矿为矽卡岩型铁矿（Zhang et al.,2012）。但矽卡岩型铁矿通常与中性或中酸性侵入岩侵入于碳酸盐岩地层有关。虽然备战铁矿在空间上与北侧的阿克沙克组碳酸盐岩相邻，但该碳酸盐岩的形成晚于赋矿围岩，并且矿体也并没有发育于火山岩与碳酸盐岩的接触部位（图3），所以两者不存在成因联系。显然，备战铁矿与传统的矽卡岩型铁矿明显存在差异，其成因类型还有待进一步研究。

一些学者认为矽卡岩型铁矿可能与幔源岩浆存在着间接或直接的联系（Meinert et al.,2005;Li et al.,2008;2009;Ray et al.,1999），这一观点启示我们在矿区寻找同时代的基性-超基性岩。备战铁矿区广泛发育辉绿岩墙、岩脉，矿区西南3 km处有少量超基性岩体出露（图2），主要为金云母辉石橄榄岩（骆文娟等，2018）。一般的矽卡岩型铁矿与中性/中酸性岩体有关，而金云母辉石橄榄岩的发现为研究基性-超基性岩与矽卡岩型/类矽卡岩型铁矿的形成提供了罕见的机会。这些基性-超基性岩很可能为备战铁矿的形成提供了大量的铁质来源。因此，本文试图以金云母辉石橄榄岩中铁钛氧化物的矿相学和矿物地球化学特征为切入点，结合矿区其他特征矿物的地球化学特征，解析矿区基性-超基性岩与备战铁矿形成的关系，从而为备战铁矿成矿物质来源提供重要约束。

1 区域地质背景

西天山造山带位于中亚造山带的西南缘，夹于准噶尔板块和塔里木板块之间，是晚古生代增生造山带（Xiao et al.,2013）。中国西天山造山带从北到南主要有4个构造单元组成，包括北天山弧增生体、伊犁板块、中天山复合弧地体、塔里木板块北缘。这些构造单元分别被北天山缝合带、尼古拉耶夫线-北那拉提缝合带和南天山缝合带分割(图1,王作勋等,1990;Windley et al.,1990;Allen et al.,1992;Gao et al.,1998；2009;Zhang X et al.,2012)。这些构造缝合带分别形成于晚古生代北天山洋，早古生代帖尔斯洋和早古生代晚期—晚古生代天山洋的俯冲，并与准噶尔板块、伊犁-中天山板块和塔里木板块的拼合有关(Gao et al.,2009;Qian et al.,2009;Zhang X et al.,2012)。该区晚古生代构造演化以伊犁板块之下的北天山洋南向俯冲和南天山洋北向俯冲为主(Gao et al.,1998;Xiao et al.,2008;龙灵利等,2008;Wang et al.,2008)。

图1 西天山造山带构造图（据Gao et al.,2009;Long et al.,2011）Fig.1 Tectonic map of the Western Tianshan Orogen(after Gao et al.,2009;Long et al.,2011)

伊犁板块是西天山造山带的主要组成部分，其下伏的前寒武基底主要由中元古界到新元古代片麻岩、片岩、碳酸盐岩和碎屑岩组成（Gao et al.,2009）。寒武系碳酸盐岩和碎屑岩、奥陶纪火山岩和志留纪火山沉积岩分布于伊犁板块的南北边缘。泥盆纪花岗岩和海相沉积岩零星分布(王宝瑜等,1994;Wang et al.,2007)。伊犁板块中的晚泥盆世至石炭纪的岛弧岩浆作用形成了大量的火山岩和侵入岩(Long et al.,2011;Wang et al.,2007;Zhu et al.,2009；朱志新等，2011)。其中大哈拉军山组是最为广泛分布的火山岩，主要由玄武岩、安山岩、流纹岩和凝灰岩、火山碎屑岩组成。该区二叠系陆相砂岩和砾岩不整合地覆盖于老地层之上。

阿吾拉勒铁铜成矿带是西天山3条重要成矿带之一（图1），位于伊犁板块的东部。石炭纪海相火山岩型铁矿主要位于阿吾拉勒铁铜成矿带的东部，如备战、敦德、智博、查岗诺尔等，该类型铁矿中磁铁矿主要为贫Ti磁铁矿，并且没有Cu、Au矿化伴生。

2 矿区地质概况

图2 备战铁矿区地质简图（据新疆地矿局第十一地质大队，2012修改）Fig.2 Geological sketch map of the Beizhan iron ore district(modified after No.11 Geological Party of Xinjiang Bureau of Geology and Mineral Resources,2012)

备战铁矿区位于阿吾拉勒铁铜成矿带东段，出露地层为下石炭统大哈拉军山组和阿克沙克组以及第四系冰川覆盖（图2）。下石炭统大哈拉军山组几乎遍布整个矿区，构成巩乃斯复向斜两翼。岩性主要为英安质凝灰岩、英安岩，局部夹少量砂岩、大理岩化灰岩。局部见硅化凝灰岩，钻孔深部见少量玄武岩。南翼西部因钾长花岗岩体侵入缺失凝灰岩，矽卡岩化较强，中部的凝灰岩已全部变质为矽卡岩，东部蚀变较弱。大哈拉军山组与上覆下石炭统阿克沙克组呈角度不整合接触。阿克沙克组主要分布于矿区北部，构成巩乃斯复向斜核部，以碳酸盐岩、细碎屑岩为主。矿区内岩浆活动活跃，侵入岩在矿区南部、西南部较发育，主要为晚石炭世钾长花岗岩和二长花岗岩，早石炭世石英闪长岩和钾长花岗岩，晚石炭世金云母辉石橄榄岩。矿区还发育花岗斑岩及一些脉岩，如辉绿岩脉、花岗闪长岩脉、闪长岩脉等。矿区北部岩浆活动较弱，仅见少量闪长岩脉、辉绿岩脉等，未见大岩体。矿区未发育大规模断裂构造，但由于位于尼勒克断裂和拉尔敦断裂之间，区内地层层间的小错动明显，小规模断裂、节理发育。

备战矿区目前有6个矿体，其中3号矿体为主矿体，呈脉状、似层状、透镜状，沿东西走向长约630 m，矿体厚度约20～135 m，矿体向下延伸大于300 m，深部厚度逐渐变大，矿体倾角陡（60°～79°），全铁品位为23.6%～47.64%，矿石以磁铁矿为主，伴生黄铁矿、磁黄铁矿、闪锌矿、透辉石、绿帘石等。矿石呈块状、角砾状、浸染状。含矿层主要介于阿克沙克组（灰岩、白云质灰岩、白云岩、大理岩化灰岩）与晚石炭世钾长花岗岩之间（图2），主要赋存在大哈拉军山组火山岩中，具有矽卡岩化特征（主要为绿帘石矽卡岩、透辉石矽卡岩和硅灰石矽卡岩等，石榴子石矽卡岩较为少见）。直接赋矿围岩为矽卡岩化的凝灰岩、英安岩和安山岩。空间上，铁矿体主要受大哈拉军山组和钾长花岗岩共同控制（图2）。

矿区西南基性-超基性岩体（主体为金云母辉石橄榄岩）的基本特征已有详细的描述(骆文娟等，2018），在此不再赘述。

3 实验方法和实验结果

矿物成分分析是在中国地质科学院矿产资源研究所用JEOL JXA-8230型电子探针仪测试完成。实验条件为加速电压15 kV，电流20 nA，电子束斑5μm。采样时间和背景时间分别为10 s、5 s，标样采用天然矿物或合成金属国家标准，分析精度为0.01%。橄榄石、金云母、辉石、铁氧化物的电子探针测试结果如下。

3.1 橄榄石

电子探针分析结果（表1）显示，备战金云母辉石橄榄岩中橄榄石的w(FeO)较低，介于19.22%～23.79%，w(MgO)较高，介于37.35%～41.30%，橄榄石Fo介于0.74～0.79，属于贵橄榄石。橄榄石的w(CaO)非常低，介于0～0.03%之间（仅1个点为0.16%），属于低钙橄榄石（w(CaO)＜0.15%，Kamenetsky et al.,2006）。随着岩浆的演化，橄榄石Fo与w(Ni)由负相关变为正相关又变为负相关关系（图4）。

图3 备战铁矿地质剖面简图（据新疆地矿局第十一地质大队，2013修改）Fig.3 Geological sketch section of the Beizhan iron deposit(modified after No.11 Geological Party of Xinjiang Bureau of Geology and Mineral Resources,2013)

表1 备战金云母辉石橄榄岩中橄榄石电子探针分析数据表Table 1 Electron microprobe analyses of olivines from Beizhan phlogopite pyroxene peridotite

3.2 辉石

金云母辉石橄榄岩中的辉石主要为古铜辉石和斜紫苏辉石（Wo0.47～2.49En77.02～79.95Fs19.33～20.39Ac0～0.46），以及少量的贫钙普通辉石（Wo24.19En63.57Fs11.27Ac0.97），硅化火山岩中辉石为透辉石（Wo47.54～48.69En42.75～46.26Fs4.95～8.44Ac0.10～1.13），矽卡岩中辉石为透辉石和普通辉石（Wo36.82～47.02En36.72～42.35Fs10.20～24.49Ac0.43～1.98）。在w(SiO2)-w(Al2O3)图（图5）中，金云母辉石橄榄岩中的辉石均落于亚碱性系列区内，单斜辉石w(Al2O3)-w(Na2O)-w(TiO2)图（图6）中，辉石均在拉斑玄武岩系列区域。

3.3 金云母

图4 备战金云母辉石橄榄岩中橄榄石Fo-w(Ni)图Fig.4 Fo-w(Ni)diagram of olivines from Beizhan phlogopite pyroxene peridotite

图5 单斜辉石的w(SiO2)-w(Al2O3)图（据邱家骧,2001）Fig.5 w(SiO2)-w(Al2O3)diagram of clinopyroxenes(after Qiu,2001)

表2 备战矿区辉石电子探针分析数据表Table 2 Electronic microprobe analysis of pyroxenes from the Beizhan iron deposit district

图6 单斜辉石w(Al2O3)-w(Na2O)-w(TiO2)图（据邱家骧等，1996）Fig.6 Diagram of w(Al2O3)-w(Na2O)-w(TiO2)of clinopyroxenes(after Qiu et al.,1996)

金云母主要发育于金云母辉石橄榄岩中，在一些铁矿石中也可识别。金云母辉石橄榄岩中的金云母具有高镁、低铝、低铁的特征（w(MgO)=19.65%～24.76%，w(Al2O3)=15.42%～18.92%，w(FeO)=5.91%～11.10%）。w(K2O)为3.66%～7.02%，w(Na2O)为0.11%～2.35%，w(CaO)小于0.16%，显示富钾、低钠、贫钙的特征。w(SiO2)为34.27%～39.88%，w(TiO2)为0～2.42%。相比之下，铁矿石中金云母含更低的w(TiO2)(0.05%～0.12%)、w(FeO)(1.74%～11.35%)、w(Na2O)(0.07%～0.16%)、w(Al2O3)(14.15%～15.58%)，更高的w(K2O)(9.46%～10.11%)，以及相近的w(SiO2)(39.99%～40.70%)，w(MgO)(21.19%～24.16%)，w(CaO)(0.01%～0.02%)。

3.4 铁氧化物

矿区基性-超基性岩中的铁氧化物电子探针分析数据（表4）显示有4种铁氧化物：①较纯的磁铁矿，主要发育于金云母辉石橄榄岩中的金云母解理、角闪石解理、橄榄石蚀变裂隙中或包裹于蛇纹石中，其w(FeO)为89.45%～93.40%，其他元素含量均较低；中基性岩脉中也发育一些较纯的磁铁矿，同时发育少量含Si、Al、Cr的磁铁矿；②钛铁矿，主要发育于闪长岩等中基性岩脉中，金云母辉石橄榄岩中较少见，钛铁矿w(FeO)为 40.28%～57.11%，w(TiO2)为36.53%～57.98%，w(MnO)为0.11%～4.34%，w(MgO)为0～5.11%（大多数样品为高w(MnO)、低w(MgO),只有2个点为低w(MnO)、高w(MgO)）；③含钛铬磁铁矿，主要包裹于橄榄石或者金云母中，其w(FeO)为66.60%～78.15%，w(Cr2O3)为9.16%～17.62%，w(TiO2)为1.92%～5.30%，w(MnO)为0.33%～0.85%，w(V2O3)为0.20%～0.40%，w(MgO)为0.41%～1.14%，w(Al2O3)为2.70%～6.47%；④铬铁矿，主要发育于橄榄石或蛇纹石化橄榄石中，其w(FeO)为40.96%～72.17%，w(Cr2O3)为 19.68%～26.56%，w(MgO)为 0.53%～5.55%，w(Al2O3)为5.17%～29.86%。总体上来看，基性-超基性岩中的磁铁矿与矿区围岩中磁铁矿和铁矿石中磁铁矿在矿物成分上没有明显区别，均为较纯磁铁矿，其他元素含量较低（表4）。

表3 备战矿区金云母电子探针分析数据表Table 3 Electron microprobe analyses of phlogopites from the Beizhan iron ore district

4讨论

4.1 矿区基性超基性岩与铁矿时空关系

备战金云母辉石橄榄岩出露于备战铁矿区西南约3 km处，与矿区普遍发育的中基性岩脉一起侵入于大哈拉军山组中（图2）。虽然对于矿区南部花岗岩（钾长花岗岩、花岗斑岩）的命名不同，但前人获得的锆石U-Pb年龄基本集中在301～307 Ma（韩琼等，2013；2015；郑勇等，2014；孙吉明等，2012），而对矿区内赋矿火山岩进行锆石U-Pb年龄测试，获得了2组年龄结果，即约330～340 Ma和约300～304 Ma（孙吉明等，2012；韩琼等，2015）。对于这2组年龄前人也有不同的解释：孙吉明等（2012）认为英安岩中（296.7±2.0）Ma的年龄代表英安岩中的锆石封闭系统受到后期花岗岩侵入热事件的影响重新形成的年龄，而备战铁矿区英安岩的形成时代应该为较老的年龄，即（329.1±1.0）Ma。韩琼等（2015）则认为备战铁矿至少有2期成矿期，即（335.5±1.2）Ma和（304.2±1.6）Ma。在成因上为火山沉积后期叠加矽卡岩化的磁铁矿矿床。Zhang等(2014b）经过统计分析也认为该区有2次成矿期，第一期为早石炭世（320～336 Ma），第二期为晚石炭世（300～316 Ma）。此外，骆文娟等（2018）测得金云母辉石橄榄岩中金云母40Ar/39Ar坪年龄为（298.1±1.9）Ma，锆石U-Pb年龄为（302.5±1.3）Ma，属于第二次成矿期的晚期范畴，并且该年龄结果与最新的铁矿石中的黄铁矿Re-Os年龄(302.5±8.2)Ma和白云母40Ar-39Ar年龄(304～308 Ma)接近（Duan et al.,2018），表明备战矿区在300 Ma左右的岩浆活动与备战铁矿有成因联系。

换言之，以上年龄数据从时间上表明备战铁矿晚期的成矿事件与该金云母辉石橄榄岩的发育为同一地质事件的产物（骆文娟等，2018）。

4.2 磁铁矿低钛的问题

基鲁纳型磁铁矿-磷灰石矿床中的磁铁矿一般是贫Ti的（Guilbert et al.,1986;Farquhar et al.,1994;Williams et al.,2005;Chai et al.,2014），而布什维尔德层状岩体中的钒钛磁铁矿是富Ti的（Rey-nolds,1985）。目前，前人对于磁铁矿的地球化学特征做了大量研究，并根据磁铁矿的地球化学成分特征来判别铁矿成因类型（Dupuis et al.,2011;Nadoll et al.,2014）。一部分学者认为基鲁纳型磁铁矿的低Ti特征是热液成因的表现（Dare et al.,2014；2015）。然而，不可忽视的一个事实是长英质岩体中的磁铁矿成分通常接近于化学计量Fe3O4（Andersen,1984;

Frost et al.,1991;Velasco et al.,2016），这显然说明了不是所有的岩浆成因磁铁矿都是富Ti的。此外，在还原性熔体中，Ti容易进入磁铁矿晶体，而在氧化性熔体中，Ti在磁铁矿中是不相容的(Buddington et al.,1964;Frost et al.,1991;Hawley,1962；Naldrett,1969;Andersen et al.,1998;Jakobsen et al.,2005)。Sudbury岩体中与岩浆硫化物共生的磁铁矿是贫Ti的，而不含硫的熔体是富Ti的(Kontak et al.,2002;Clark et al.,2004)。同样Skeargard岩体中的磁铁矿也是贫Ti的，尤其是与硫化物共生的磁铁矿(Andersen et al.,1998;Larocque et al.,2000)，这反映了岩浆中硫含量是影响磁铁矿成分的重要因素之一。最新的研究认为在不混溶过程中Ti主要进入硅酸盐熔体相，从而在富铁熔体中是亏损的（Velasco et al.,2016）。因此，根据磁铁矿Ti含量的高低来判别磁铁矿成因类型的方法值得商榷，并需要更多的地质事实来支持。

表4 备战矿区铁氧化物电子探针分析数据表Table 4 Electron microprobe analyses of iron oxidesfrom the Beizhan iron ore district

续表 4Continued Table 4

本次研究笔者发现在矿区的基性岩脉中发育含钛磁铁矿与金红石共生组合（图8a），并且含钛磁铁矿中有钛铁尖晶石/钛铁矿出溶（图8b）。这一特征可能是铁钛分离的表现（即含钛磁铁矿→钛铁尖晶石/钛铁矿→金红石）。Bohlen等(1977)研究认为，磁铁矿中出溶钛铁矿是钛铁尖晶石在亚固相条件下发生氧化作用形成的产物（6Fe2TiO4+O2=2Fe3O4+6FeTiO3）。此外，钛铁矿-赤铁矿固溶体在亚固相条件下发生氧化作用，会使固溶体逐渐贫钛，并析出金红石(Fe2O3·5FeTiO3(Ti-richIlm-Hemss)+O2=3Fe2O3·FeTiO3(Ti-poorIlm-Hemss)+4TiO2，Lindsley,1963;Southwick,1968;Tan et al.,2015）。实验证明磁铁矿-钛铁尖晶石在亚固相氧化条件下可形成钛铁矿-磁铁矿共生矿物对（Buddington et al.,1964）。因此，铁钛氧化物固溶体在亚固相条件下氧化作用会使固溶体发生分离。在地质过程中这一现象主要发生于火成岩缓慢冷却过程中，并且在喷出或浅成条件下的氧化作用会使钛磁铁矿变得不稳定，从而发生磁铁矿-钛铁矿固溶体分离（Buddington et al.,1964）。钛铁尖晶石/钛铁矿的出溶会带走含钛磁铁矿内部大量的杂质元素，从而形成成分更为纯净的磁铁矿矿相，所以矿体中的基性岩脉普遍发育较纯磁铁矿而非含Ti磁铁矿。

实验岩石学研究表明，熔体中P可以与Fe3+形成Fe3+（PO4）3-络合物，从而降低岩浆中 Fe3+/Fe2+比值，抑制磁铁矿结晶，从而利于岩浆中铁的富集（Toplis et al.,1994a;1994b;兰彩云等，2015）。在岩浆演化的晚期磷灰石和磁铁矿同时饱和晶出，形成磷灰石磁铁矿共生组合。这一过程很可能形成纯净相磁铁矿，如基鲁纳型磷灰石-磁铁矿型矿床中的磁铁矿。本次研究在矿区围岩中发现磁铁矿-磷灰石矿物共生组合，其背散射图像（图8c）显示磁铁矿包裹着椭圆形液滴状磷灰石（其中还有许多细小的液滴状磷灰石），并且磁铁矿颗粒边界呈浑圆状或港湾状，这一特征佐证了以上认识。此外，矽卡岩中发育大量磷灰石（图8d），这对备战矿区较纯磁铁矿（低Ti）的形成很可能起到了一定作用。

备战金云母辉石橄榄岩中橄榄石Fo变化不大（0.74～0.79），表明在橄榄石结晶过程中没有新岩浆的贯入和补充。橄榄石的w(Ni)大多低于从S不饱和玄武岩浆中结晶出来的橄榄石w(Ni)。橄榄石中低的w(Ni)可能暗示橄榄石结晶的同时发生了硫化物的熔离(陈列锰等，2009)。但是由于没有持续岩浆的补充，无法形成铜镍硫化物矿床。由图4可知橄榄石Fo与w(Ni)由负相关变为正相关又变为负相关。若粒间熔浆为硅酸盐岩浆,橄榄石-熔体平衡会导致橄榄石Fo降低,但不改变w(Ni)-Fo的正相关关系；若粒间熔浆是硫化物熔浆,晶体-熔体平衡过程中Ni-Fe交换反应会产生负的w(Ni)-Fo关系(Li et al.,1999；官建祥等，2010)。所以可以推测在备战金云母辉石橄榄岩结晶过程中橄榄石与粒间硫化物熔浆发生过Ni-Fe交换反应，这从另一方面证实岩浆中含有丰富的硫。前已述及，硫可以使磁铁矿成为较纯的磁铁矿，所以岩浆中的高硫特征很可能是备战铁矿发育较纯磁铁矿（低Ti）的原因之一。

4.3 对成矿的制约

备战铁矿发育于石炭纪大哈拉军山组火山岩中，铁矿体主要赋存在矽卡岩化英安岩、凝灰岩中，赋矿围岩局部夹大理岩化灰岩，越靠近矿体，矽卡岩化矿物如透辉石、石榴子石、绿帘石、绿泥石、阳起石越多，且这些矿物与磁铁矿具有密切伴生关系。矿体围岩除了矽卡岩化外，还有大量硅化和钠化特征，发育大量的硅化凝灰岩和钠长岩。所有这些特征均表明备战铁矿具有丰富的热液活动特征。

对于备战铁矿，其铁质主要有3种可能来源：其赋矿围岩（大哈拉军山组火山岩）、深部岩浆源和与含矿层接触的钾长花岗岩。虽然也有一些其他铁矿与花岗岩伴生的例子（陈艳等，2012），如福建马坑铁矿、广东大顶铁矿、内蒙古朝不楞铁多金属矿、海南石碌铁钴铜矿、四川泸沽铁矿等。但是这些铁矿区通常还发育一些中基性岩石和富铁地层。此外，钾长花岗岩含铁较低，目前尚未有相关实验可证明从其中可以活化析出足够的铁来形成矿体，因此其成为铁矿来源的可能性不大；其次备战铁矿的赋矿围岩为中酸性火山岩，虽然偶见一些玄武质岩石，但是数量较少，不足以提供形成大型铁矿的物质来源；所

以最有可能的成矿物质来源是深部岩浆源。而深部岩浆源在地表的代表性岩石就是基性-超基性岩，该基性-超基性岩最有可能的就是与矿体同时代发育的金云母辉石橄榄岩以及矿区大量发育的基性岩脉。在w(SiO2)-w(Al2O3)图（图5）中，金云母辉石橄榄岩中的辉石均落于亚碱性系列，在w(Al2O3)-w(Na2O)-w(TiO2)图（图6）中，这些辉石均落在拉斑玄武岩系列区域，这些特征表明金云母辉石橄榄岩等基性-超基性岩属于具有富铁演化趋势的拉斑玄武岩系列岩浆，而该系列的岩浆很可能为备战铁矿的形成提供了物质基础。并且，备战基性-超基性岩体中发育大量金云母，表明原始岩浆富含挥发分。值得注意的是铁矿石中同样发育一些金云母，暗示形成铁矿的母岩浆也是富含挥发分的。

图7 金云母辉石橄榄岩背散射图像a.角闪石包裹着铬铁矿，磁铁矿沿着蛇纹石化橄榄石裂理分布；b.较纯磁铁矿沿着金云母解理分布，含钛铬磁铁矿包裹于橄榄石中或矿物粒间；c.含钛铬磁铁矿依次被斜方辉石和橄榄石包裹，斜方辉石被橄榄石包裹，表明有一期富铁镁的岩浆加入；d.含钛铬磁铁矿包裹于橄榄石中，纯磁铁矿分布于橄榄石裂理和金云母解理中；e.具有一定圆度的铬铁矿被较纯磁铁矿包裹，形成具有铬铁矿核的磁铁矿；f.铬铁矿被较纯磁铁矿包裹，其中Cr比Cr0的铁含量更高，表明富铁流体对原铬铁矿（Cr0）进行了交代，从而形成更富铁的铬铁矿（Cr），最外层为从富铁流体中结晶的纯磁铁矿Ol—橄榄石；Mt—纯磁铁矿；Ti/Cr-Mt—含钛铬磁铁矿；Cr—铬铁矿；Phl—金云母；Ser—蛇纹石；Opx—斜方辉石；Am—角闪石Fig.7 Backscattered electron images of phlogopite pyroxene peridotitea.Chromitesurrounded by amphiboleand magnetite distributed along thefissureof serpentinized olivine;b.Thepuremagnetite distributed along thecleavageof phlogopite,and titanium-chromium-bearing magnetite wrapped in olivineor between mineral grains;c.Thetitanium-chromium-bearing magnetitesuccessively wrapped by orthopyroxeneand olivine,and theorthopyroxenewrapped by olivine,indicating that aphaseof iron-rich magmaswasadded;d.Thetitanium-chromium-bearing magnetitewrapped in olivineand puremagnetitedistributed in thefissureof olivineand the cleavageof phlogopite;e.Thechromite with fineroundnesscoated with apuremagnetite,forming amagnetitewith chromite core;f.Chromiteencased in a pure magnetite,where Cr has a higher content of iron than Cr0,indicating that the original chromite(Cr0)was metasomated by ferrorich fluids,thusforming amore ferro-rich chromite(Cr).Theouter layer of thechromiteisthepuremagnetitecrystallized from ferro-rich fluids Ol—Olivine;Mt—Pure magnetite;Ti/Cr-Mt— Titanium—chromium—bearing magnetite;Cr—Chromite;Phl—Phlogopite;Ser—Serpentine;Opx—Orthopyroxene;Am—Amphibole

图8 备战铁矿区岩石中铁氧化物与磷灰石背散射特征图a.含钛磁铁矿与金红石共生，含钛磁铁矿中有钛铁尖晶石/钛铁矿出溶（矿体中中基性岩脉，14bz-8-1）；b.含钛磁铁矿中有钛铁尖晶石/钛铁矿出溶（矿体中中基性岩脉，14bz-8-1）；c.较纯磁铁矿包裹磷灰石颗粒（矿区围岩，样品14BZ-17-1）；d.透辉石中发育较多磷灰石，并有钙铁榴石发育（矽卡岩，样品14bz-4-2）Rt—金红石；Mt—磁铁矿；Ilm—钛铁矿；Ap—磷灰石；Di—透辉石Fig.8 Backscattered electron images of iron oxides and apatites from the rocks of the Beizhan iron ore districta.The titanomagnetite intergrowing with rutile,and the exsolution of ulvite/ilmenite from titanomagnetite(intermediate—basic rock vein occurring in the iron ore body,sample 14bz-8-1);b.The exsolution of ulvite/ilmenite from titanomagnetite(intermediate—basic rock vein occurring in the iron orebody,sample14bz-8-1);c.Apatiteswrapped in thepuremagnetite(host rock,sample 14BZ-17-1);d.Apatitesoccurring in thediopside;diopsideassociated with andradite(skarn,sample14bz-4-2)Rt—Rutile;Mt—Magnetite;Ilm—Ilmenite;Ap—Apatite;Di—Diopside

与四川攀枝花钒钛磁铁矿岩体中橄榄石（w(FeO)平均24.2%～30.7%，w(MgO)平均31.9%～36.5%，张晓琪等，2011）相比，备战金云母辉石橄榄岩中橄榄石的w(FeO)较低，介于19.22%～22.20%，w(MgO)较高，介于39.52%～41.30%。这种特征可能暗示备战金云母辉石橄榄岩岩浆氧逸度较高，即Fe3+/Fe2+较高，岩浆中Fe2+含量较低，从而导致橄榄石中w(FeO)较低。在图7c可见含钛铬磁铁矿依次被斜方辉石和橄榄石包裹，其中斜方辉石被橄榄石包裹，表明橄榄石形成晚于斜方辉石，为新的一期富铁镁岩浆加入而形成，该富铁镁岩浆为早期原始岩浆经历拉斑玄武岩演化趋势形成的富铁岩浆，而岩浆的拉斑玄武岩演化趋势通常是在低氧逸度条件下发生，因此，可以推测岩浆经历了从低氧逸度到高氧逸度的演变过程。并且闪长岩等中基性岩脉与金云母辉石橄榄岩中的钛铁矿w(MnO)为0.11%～4.34%，w(MgO)为0～5.11%，大多数样品显示高w(MnO)、低w(MgO)的特征（只有2个点为低w(MnO)、高w(MgO)的特征）。钛铁矿中高w(MnO)、低w(MgO)的特征表明其可能形成于岩浆晚期阶段或与热液交代有关（Kaminsky et al.,2009;Cassidy et al.,1988），并且形成于较高氧逸度条件（Tompkins et al.,1985）。因此，备战基性-超基性岩体的岩浆源区经历了氧逸度从低到高的演化过程，最终成为富挥发分、高氧逸度的岩浆。通常挥发分可以降低岩浆的液相线和固相线温度，从而使磁铁矿不能过早结晶；其次成矿元素与挥发分结合形成易溶的络合物，大大降低自身的结晶温度，使成矿元素在岩浆熔体中一直残留到主要硅酸盐矿物之后结晶富集。有研究认为矽卡岩型铁矿的形成与富挥发分的高氧逸度岩浆有关(Jin et al.,2015)，由于岩浆的氧逸度较高，S只能以硫酸盐的形式存在，而不能以S2-存在，抑制铁与硫结合形成黄铁矿，有利于铁在流体中的迁移富集。

金云母辉石橄榄岩中的蛇纹石中发育具有铬铁矿核的磁铁矿（图7e、f），即核部为铬铁矿边部为较纯磁铁矿，该边部磁铁矿与矿区矿石中磁铁矿成分相似。可以肯定的是铬铁矿核应为原岩浆中结晶而成，而边部磁铁矿则具有橄榄石蛇纹石化过程中形成和原生成因两种可能性。由于在新鲜的橄榄石中没有发现类似的具有磁铁矿边的铬铁矿，并且这种结构的矿物组合主要分布于蛇纹石中，因此认为该磁铁矿边主要形成于橄榄石蛇纹石化过程中。此外，橄榄石包裹着一些含钛铬磁铁矿（含铬尖晶石）（图7b～d），不难推测这些含钛铬磁铁矿就是铬铁矿核的前身。图7f显示铬铁矿被较纯磁铁矿包裹，其中Cr比Cr0的铁含量更高，表明蛇纹石化过程中形成的富铁流体对原铬铁矿（Cr0）进行了交代，从而形成更富铁的铬铁矿（Cr），最外层为从富铁流体中结晶的纯磁铁矿。这些特征表明岩浆期后的中低温变质作用对于铁矿的加富具有重要的意义。

在金云母、角闪石的解理和橄榄石的裂理中普遍发育较纯的磁铁矿（图7a～d），可能为镁铁硅酸盐矿物分解或出溶作用的结果（任启江等，1987）。由图7b可以看出，在橄榄石蛇纹石化的部分，所析出的磁铁矿很有限，因此这些磁铁矿主要为出溶作用的产物（但图7e、f显示蛇纹石中分布着含铬铁矿核的磁铁矿，因此不能完全排除镁铁硅酸盐矿物蚀变分解对磁铁矿形成的贡献）。该出溶过程很可能与上文所述的亚固相条件下的氧化作用有关，即在氧逸度增大的条件下，橄榄石和金云母结构中的Fe2+被氧化为Fe3+（陈立辉等，2000），矿物的结构发生调整，从而出溶形成磁铁矿。并且，这些解理和裂理中的磁铁矿化学成分主要为较纯的磁铁矿（化学成分接近于磁铁矿分子式），与备战铁矿矿石中的磁铁矿成分类似（表4），表明两者具有一定的成因联系。此外，大量研究表明热液环境中形成的磁铁矿通常具有较高的Si，较低的Al、Ti，而在岩浆中结晶的磁铁矿，Si的含量常常低于电子探针的检出限，但相对富Al和 Ti（Von Gruenewaldt et al.,1985;Shiga,1989；Shimazaki,1998;Dupuis et al.,2011;黎广荣等，2013）。然而，备战铁矿石中的磁铁矿为较纯的磁铁矿，Si、Al、Ti等杂质元素含量均较低，w(FeO)为90.98%～92.51%，与标准磁铁矿中 w(Fe3O4)值（约93.1%）接近。因此，备战铁矿的形成过程不是单一的热液过程或岩浆过程。由上文描述可知，矿区基性岩脉中发育含钛磁铁矿-金红石组合（图8a），以及含钛磁铁矿中有钛铁尖晶石/钛铁矿出溶(图8b)。一般而言，金红石形成于高温环境（高于500℃），若按照含钛磁铁矿→钛铁尖晶石/钛铁矿→金红石的形成顺序（图8a），则含钛磁铁矿的形成温度和钛铁尖晶石/钛铁矿的出溶温度高于金红石的形成温度，因此可以推测铁钛分离过程（即较纯磁铁矿形成）发生于晚期岩浆阶段到岩浆热液阶段的过渡阶段，铁矿石很可能形成于该过渡阶段。

综上所述，备战铁矿的成矿物质主要来自于基性-超基性岩岩浆，该岩浆早期在低氧逸度条件下岩浆具有拉斑玄武质系列岩浆演化趋势，富集铁质。随着富铁岩浆的上侵，氧逸度的升高，在亚固相条件下发生氧化作用促使富铁熔体的出溶、逐渐富集、最后与母岩浆发生分离，从而在岩浆-热液过渡阶段成矿。此外，岩浆期后的中低温变质作用对于铁矿的加富具有重要的意义。