闽西南马坑铁矿稀土元素地球化学及其对矿床成因的指示

2021-08-24易锦俊季根源

大地构造与成矿学 2021年4期

易锦俊, 张达, 季根源, 王楠, 王森

易锦俊1, 2, 张达2*, 季根源1, 3, 王楠1, 3, 王森4

(1.自然资源实物地质资料中心, 河北廊坊 065201; 2.中国地质大学(北京) 地球科学与资源学院, 北京 100083; 3.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; 4.北京探矿工程研究所, 北京 100083)

马坑铁矿是国内著名的大型磁铁矿床之一, 为闽西南地区最重要的铁多金属矿床, 其矿体主要呈层状、似层状、透镜状赋存于晚古生代‒中三叠世的碎屑岩‒碳酸盐岩沉积建造中。本次研究对马坑铁矿的辉绿岩、大理岩、林地组砂岩和磁铁矿矿石进行了全岩稀土元素测试, 并利用激光剥蚀‒电感耦合等离子体质谱(LA-ICP-MS)原位微区分析法对各类磁铁矿矿石中的磁铁矿单矿物进行稀土元素测试, 以探讨马坑铁矿的成因类型和成矿作用机制。结果显示, 磁铁矿矿石的稀土元素地球化学特征具有一定的差异, 但Y/Ho值大多变化于24～37之间, 指示为岩浆热液成因; 各类蚀变围岩的稀土元素地球化学特征显示其与磁铁矿矿石具有成因联系; 磁铁矿单矿物具有十分相似的稀土元素地球化学特征, 表明其成因一致; 岩石、矿石以及磁铁矿单矿物的稀土元素地球化学特征表明, 马坑铁矿的成矿作用有较多的壳源物质参与, 成矿流体与矿区内具有明显分异特征的大洋和莒舟花岗岩体密切相关。综合矿床地质特征、前人研究成果以及本次测试结果, 认为马坑铁矿属层间破碎带控制的钙矽卡岩型矿床。

稀土元素; LA-ICP-MS; 成矿流体; 马坑铁矿; 闽西南

0 引言

闽西南坳陷带是华南地区重要的铁、铜多金属成矿带, 区内发现有一系列产于晚古生代‒中三叠世的碎屑岩‒碳酸盐岩中的层状、似层状铁矿, 包括马坑、洛阳、阳山、潘田、银顶格等一批大中型铁矿床, 以马坑铁矿规模最大、最具代表性。马坑铁矿自发现之初, 就得到了国内外众多专家学者的关注。大量的矿区勘查和综合研究表明, 马坑铁矿区内不同阶段的沉积建造、构造以及岩浆作用在空间上相互叠置, 为该区铁多金属矿床的形成创造了良好的地质条件(吴淦国等, 2000; 毛建仁等, 2001; 张达等, 2011a; 王森等, 2015; 张振杰和左仁广, 2015; Zhang et al., 2015), 马坑铁矿的主矿体赋存于下石炭统林地组(C1)砂岩与上石炭统经畲组‒中二叠统栖霞组(C2-P2)碳酸盐岩之间的不整合界面, 并受到燕山期构造岩浆作用的控制(张达等, 2011b)。岩浆侵位、构造界面和地层岩性等多因素对矿体的联合控制, 导致对马坑铁矿成因类型和成矿作用的认识存在较大分歧, 综合起来大致可以分为陆源沉积‒热液改造说(陈跃升, 2002)、复合迭生层状矿床说(潘廓祥等, 1982)、海相火山沉积‒热液改造说(梁士奎等, 1982; 王文斌等, 1982; 邢文臣等, 1982; 刘劲鸿, 1989; 毛建仁等, 2001; 刘武刚和陈友智, 2006)和层控矽卡岩型说(赵一鸣等, 1983a; 张达等, 2011a; 张承帅, 2012; Zhang et al., 2015; Zuo et al., 2015)等四种认识。这些认识虽然存在较大争议, 但无不说明马坑铁矿与热液有关, 因此成矿流体的来源是认识矿床成因的关键。前人对马坑铁矿的成矿流体开展了大量研究, 如福建省地质八队(1982)认为成矿流体是以岩浆水为主的混合型热流体, 成矿经历了从高温到低温多个成矿阶段; 赵一鸣等(1983a)认为成矿流体含有大量的CO2、F、Cl、H2O等挥发性组分; 张达等(2011b)认为岩浆热液与含铁围岩发生气液交代形成含铁矽卡岩带; 张承帅等(2013a)认为岩浆热液的相分离以及大气降水的混合作用是马坑铁矿形成的重要因素; 张振杰(2015)认为矿体附近的围岩发生了强烈的矽卡岩化, 成矿流体萃取了围岩中的Fe、Mg、Ca、Si等元素, 使得成矿流体的pH逐渐增大, 且Fe元素渐趋饱和, 从而发生铁矿化形成铁矿体。但上述研究主要从成矿流体的角度分析了成矿物质来源、性质和演化特征, 缺乏来自各类矿石中磁铁矿地球化学的直接证据, 且对于与铁多金属成矿系统相关的地层、岩浆岩、矿石等地质体相互之间成因联系的研究较少, 在一定程度上制约了对马坑矿床成矿来源、矿床成因与成矿作用机制的进一步认识。

稀土元素的化学性质相近, 它们在岩石或矿物中常表现出一定规律性, 是探索地质和地球化学过程的示踪剂(王莉娟等, 2002)。稀土元素在矿床学研究中的应用已经扩展到成矿物质及流体来源、成矿流体物理化学条件、成因类型等多个领域, 特别是在岩浆矿床、岩浆热液矿床以及火山、次火山岩型热液矿床岩体含矿性方面的研究已经比较成熟(李闫华等, 2007)。前人已对马坑铁矿岩浆岩的稀土元素地球化学进行了系统研究(张承帅, 2012; 张承帅等, 2013b; 张振杰, 2015; 王森, 2016), 而对矿体附近围岩、蚀变围岩、不同类型磁铁矿石及其磁铁矿单矿物的稀土元素地球化学研究较少。鉴于马坑铁矿长期以来在成因及成矿作用机制等方面存在较大分歧, 本文拟在前人研究的基础上, 对矿体附近围岩、磁铁矿矿石以及各类磁铁矿石中的磁铁矿单矿物进行系统的稀土元素分析, 以期探讨成矿流体来源及性质、围岩对成矿的贡献、成矿作用机制等地质问题。

1 区域地质背景

马坑铁矿赋存在闽西南晚古生代坳陷盆地内, 在构造位置上处于华夏板块的东南缘(图1a)。区内除缺失志留系和中下泥盆统之外, 其他时代地层均有发育。比对各地层的岩相、岩性、成岩环境及建造演化史、变质变形程度等的差异, 可将本区地层依次划分为前泥盆纪基底岩系、晚古生代‒中三叠世的陆表海沉积盖层和中新生代的陆相碎屑‒火山岩系3个大的断代岩系, 各断代地层均以明显的角度不整合为界(林东燕, 2011)。

自元古代以来的漫长地质历史时期, 闽西南地区经历了多期次、多阶段的构造‒岩浆作用。不同阶段所处的构造层次、构造应力场存在明显差异, 从而形成了不同时期各具特色的构造组合: 晋宁期以中下构造层次变形的韧塑性剪切变形为主; 加里东期以弹塑性挠曲、脆韧性剪切变形为特征; 海西期则以频繁的振荡活动为主, 显示该阶段构造环境相对稳定; 到了燕山期, 地壳活动频繁、强烈, 此时以地壳浅层次的韧脆性变形为特征, 形成一系列以北东、北北东向为主的脆性、韧脆性断裂带以及隆起‒伸展构造、推覆(滑脱)构造、褶皱构造等。长期的构造运动, 使得本区形成了以北东、北北东向构造为主, 北西、东西向构造次之的构造格局(张达等, 2011a)。

总体来看, 区内构造样式以断裂为主, 包括区域性断裂及推(滑)覆构造, 还存在不同规模的褶皱构造。北北东向政和‒大埔断裂、北东东向南平‒宁化构造带和北西向上杭‒云霄断裂是区内最重要的三大断裂, 它们控制了闽西南坳陷盆地的展布形态。盆地内部推覆构造带主要分布在次一级隆起与凹陷过渡地带, 总体走向北东, 自西向东依次有明溪‒清流推覆构造带、连城‒上杭推覆构造带、三明‒永安推覆构造带、大田‒漳平‒龙岩推覆构造带等(张达等, 2011b)。受印支期以来挤压应力场作用, 褶皱构造以北东向的区域性复式褶皱为主, 主要分布于盆地内部和长汀‒上杭陆缘斜坡(林东燕, 2011), 如宣和背斜、大田向斜、连城‒上杭向斜等。

闽西南地区地处环太平洋构造‒岩浆带, 自元古代到新近纪均有强弱不等的构造岩浆活动, 具有多阶段、多次活动特点。特别是晚三叠世以来, 受控于软流圈物质上升底侵的作用过程, 地壳物质发生了部分熔融, 引发了大规模的火山‒岩浆活动(张振杰和左仁广, 2015)。闽西南地区形成了多阶段的花岗岩, 如大田汤泉花岗闪长岩体(187～158 Ma)(毛建仁等, 2004)、紫金山复式花岗岩(157±1.2 Ma～ 146.3±1.6 Ma)(肖爱芳和黎敦朋, 2012)、马坑大洋、莒舟岩体(145～125 Ma)(张承帅等, 2012)、洛阳花岗岩体(131 Ma)(张达等, 2012)和罗卜岭花岗岩体(111～102 Ma)(Jiang et al., 2013)等。

晚古生代‒中三叠世, 受晚古生代裂陷作用控制, 闽西南地区逐步形成北东向的被动陆缘与陆表海盆地, 区内广泛沉积了交替变化的碎屑岩和碳酸盐岩地层。受后期强烈的构造‒岩浆作用影响, 这些碎屑岩‒碳酸盐岩建造为该区铁多金属矿床的形成创造了良好的地质条件。其中, 与铁多金属成矿关系最密切的地层有下石炭统林地组(C1)、上石炭统经畲组‒中二叠统栖霞组(C2-P2)和中二叠统文笔山组(P2)等(毛建仁等, 2001), 铁多金属矿体主要分布在这些层位内部以及相互之间的界面上(王森, 2016)。

2 矿床地质特征

矿区主要发育上古生界地层, 这些地层大致呈北东‒南西向分布, 以倾向北西为主, 从老到新依次为下石炭统林地组(C1)、上石炭统经畲组‒中二叠统栖霞组(C2-P2)、中二叠统文笔山组(P2)和童子岩组(P2)等, 在矿区东北部还有少量奥陶系‒志留系(O-S)出露(图1b)。区内主要褶皱为马坑背斜, 矿体位于背斜北西翼, 总体形态为一单斜构造, 内部发育多个次一级的背、向斜褶皱和断裂构造。断裂构造大致可分为北东、北西、近南北向三组断层, 其中矿区东部近南北向的天山凹断层、西部近南北向的溪马河断层、南东面北东向的F1断层以及北西面北东向的F3断层4个断层构成了矿区的边界(图1b)。

图1 马坑铁矿大地构造位置(a)及矿区地质简图(b)(据郑明泉等, 2016)

区内侵入岩主要分为晚侏罗世‒早白垩世侵入的中酸性花岗岩和中基性的辉绿岩类侵入体。矿区西部为呈南北向展布的大洋岩体, 东部为呈北北东向展布的莒舟岩体, 马坑铁矿处于两个岩体的下凹处(图1b)。花岗岩体总体侵入林地组石英砂岩中, 林地组地层因遭受破坏而断续出现, 大多数情况下, 岩体与碳酸盐岩地层并不直接接触, 岩体附近的碳酸盐岩地层常常发生矽卡岩化, 经风化后形成褐铁矿化体(图1b、图2)。辉绿岩类主要沿断裂侵入, 形态、产状复杂, 多呈不规则脉状侵入到C1-P2中(图1b)。

马坑铁矿的磁铁矿体分主矿体和小矿体, 而钼矿体则分磁铁矿体中的伴生钼矿和围岩中的独立钼矿。主矿体赋存在C2-P2和C1之间, 矿体形态受地层控制明显; 小矿体主要赋存在主矿体顶板的C2-P2碳酸盐岩中, 少数分布在P2与C2-P2碳酸盐岩接触界面附近, 个别位于主矿体底板之下的C1中; 伴生钼矿主要分布在主矿体中部和下部, 独立钼矿主要赋存在主矿体顶部的矽卡岩、蚀变辉绿岩中(图3)。另有少量呈稀疏浸染状或微、细脉状产出于C1石英砂岩中。

主矿体与顶板的灰岩、大理岩接触界线清晰, 常见细脉状、发丝状的磁铁矿沿着灰岩、大理岩裂隙分布; 底板主要为C1石英砂岩、含砾石英砂岩、粉砂岩等, 与矿体界线清晰, 常因遭受热液蚀变形成各类蚀变砂岩。马坑铁矿区钻孔编录和井下调查显示, 多数穿过主矿体的巷道自下而上都经过了硅化石英砂岩、磁铁矿体、含磁铁矿矽卡岩、矽卡岩以及大理岩的变化规律, 部分矿体附近见辉绿岩脉穿插其间(图4)。

马坑铁矿矿石的金属矿物成分比较单一, 主要为磁铁矿, 其次还包括赤铁矿以及后期热液叠加的辉钼矿、闪锌矿、方铅矿、黄铁矿、黄铜矿等硫化物; 非金属矿物主要有石英、石榴石、透辉石、次透辉石‒钙铁辉石以及透闪石、阳起石、含氯角闪石、镁铁闪石等角闪石族矿物, 次为方解石、萤石、符山石、金云母、钾长石等。根据矿物组合特征, 区内矿石可以划分为十几种类型, 但以石榴石磁铁矿、透辉石磁铁矿、石英磁铁矿和透闪石磁铁矿为主, 还有阳起石磁铁矿、含辉钼矿磁铁矿和铅锌矿等(图5)。

区内围岩蚀变强烈, 蚀变类型极其复杂, 从高温至低温的一系列蚀变矿物均可见, 并常有互相叠加现象, 尤以矽卡岩化最发育、分布最广泛(张承帅, 2012; 张振杰, 2015)。根据矿物穿插交代关系和矿物的共生组合, 大致可将马坑铁矿成矿作用划分为钙矽卡岩化阶段、退化蚀变阶段和石英硫化物‒碳酸盐阶段3个阶段: ①钙矽卡岩化阶段: 本阶段主要以生成石榴石、辉石为主的干矽卡岩矿物为特征, 该阶段后期有大量磁铁矿产出, 为区内最重要的矿化阶段(图6a); ②退化蚀变阶段: 本阶段以改造上一阶段的矽卡岩矿物和生成角闪石(透闪石、阳起石等)、绿帘石等湿矽卡岩矿物为特征, 磁铁矿的形成一直延续到本阶段早期(图6b、c、d); ③石英硫化物阶段: 本阶段主要以绿泥石化、绢云母化、萤石化、大理岩化、碳酸盐化、硅化等低温热液蚀变为特征(图6d、e、f), 同时形成黄铁矿、辉钼矿、方铅矿、闪锌矿等金属硫化物。

3 分析方法

3.1 全岩稀土元素分析

用于全岩稀土元素分析样品共计17件, 包括3件大理岩样品、5件辉绿岩样品、3件砂岩样品和6件磁铁矿矿石样品(表1)。除1-4-1和3-4两个样品的测试在核工业北京地质研究院分析测试研究所完成外,其他样品均在河北省区域地质矿产调查研究所实验室完成。测试方法采用电感耦合等离子体质谱法(ICP-MS),分析误差小于5%。测试结果中REEs球粒陨石标准采用C1球粒陨石数据(Sun和McDonough, 1989)。

1. 经畲‒栖霞组灰岩; 2. 林地组硅化石英砂岩; 3. 文笔山组泥质粉砂岩; 4. 花岗岩; 5. 辉绿岩; 6. 矽卡岩; 7. 断层。

1. 第四系; 2. 中二叠统童子岩组第二段; 3. 中二叠统童子岩组第一段; 4. 中二叠统文笔山组; 5. 燕山期黑云母花岗岩; 6. 矽卡岩; 7. 上石炭统经畲组‒中二叠统栖霞组; 8. 下石炭统林地组; 9. 实、推测断层; 10. 熔结凝灰角砾岩; 11. 断层破碎带; 12. 磁铁矿; 13. 辉绿玢岩; 14. 辉长辉绿岩; 15. 辉绿闪长岩; 16. 辉钼矿; 17. 钻孔编号。

3.2 磁铁矿原位稀土元素分析

用于磁铁矿原位稀土元素分析的磁铁矿石样品共计11件, 为便于统计分析, 本文将以透闪石、阳起石、纤闪石等角闪石族矿物为主要脉石矿物的磁铁矿石统称为角闪石型磁铁矿, 其他样品按主要脉石矿物分别称为石榴石型磁铁矿、透辉石型磁铁矿品、石英型磁铁矿、绿泥石绿帘石型磁铁矿, 样品具体描述见表1。将这些样品磨制双面抛光、厚度约150 μm的光薄片(亦称“厚”薄片), 用于在显微镜下挑选磁铁矿颗粒开展单矿物稀土元素分析, 测试方法采用激光剥蚀‒电感耦合等离子体质谱(LA- ICP-MS)原位微区分析法。

考虑到LA-ICP-MS原位分析是以单点的测试结果来代表整个磁铁矿颗粒的化学组成, 首先通过显微观察、背散射图像(BSE)观察和电子探针面扫描初步分析磁铁矿的微量元素分布情况, 以此来保证待测试的磁铁矿颗粒表面是均匀的(图7a)。将光薄片置于显微镜下进行观察, 选择需要测定的磁铁矿颗粒(图7b)。观察发现, 磁铁矿颗粒内部或微裂隙中常包含有微细的其他金属矿物, 如闪锌矿、磁黄铁矿等(图7a、c), 部分粗粒磁铁矿内可见平行的尖晶石出熔体(图7d)。为减少磁铁矿颗粒内部其他金属矿物和出溶体干扰测试结果, 测试过程中尽量避免这些微细矿物进入测试区。为更好地研究磁铁矿的稀土元素特征, 每个样品的测点数在4～8个不等。

磁铁矿的LA-ICP-MS原位分析在澳大利亚James Cook 大学的Advanced Analytical Center完成, 测试仪器由一台GeoLas 193 nm Excimer激光系统加一台Varian 820-MS系列四极杆ICP-MS组成。将光薄片进行清洗, 随后置于仪器上进行微量、稀土元素测定。测试激光的剥蚀频率为10 Hz, 能量密度控制在6 J/cm2。每个点的分析时间为65 s, 其中, 背景值测量时间30 s, 分析及信号采集时间35 s。实验过程中, 选择硅酸盐玻璃标准样品NIST SRM 610作为外标, Fe作为内标。实验参数及测试过程详见张德贤等(2012)。

1. 林地组硅化石英砂岩; 2. 经畲组‒栖霞组大理岩; 3. 辉绿岩; 4. 磁铁矿; 5. 矽卡岩。

原始数据的处理采用Glitter软件, 处理过程使用标准方法(Longerich et al., 1996)。测试结果的有效性和精度受仪器设置和检测限、分析元素选择、内标和外标选择、激光束大小、质谱干扰等多种因素的影响(张德贤等, 2012)。此外, 磁铁矿颗粒内部的包裹体和出溶体也会影响测试结果。因此, 当测试结果中某元素数值突然异常升高时, 在数据分析时即将该数值或该数值所属测点的全部数据予以剔除。同上, 测试结果中REEs球粒陨石标准采用C1球粒陨石数据(Sun and McDonough, 1989)。

4 测试结果

本次测试共检测出除Pm以外的14种镧系元素以及与其密切相关的元素Y, 岩、矿石全岩分析和磁铁矿单矿物原位微区分析结果分别见表2、表3。其中, 磁铁矿单矿物原位微区分析共测试74个点, 受激光束大小、质谱干扰等因素影响, 样品MK1-2的8号测点、MK4-4的1号测点以及MK4-8的5号和6号测点有多个元素出现数值异常, 因此将这4个测点数据全部剔除。

4.1 辉绿岩

4件蚀变辉绿岩样品的稀土元素总量偏低(∑REE=45.44×10−6～74.59×10−6), 略富集轻稀土元素(LREE/HREE=2.41～2.65, (La/Yb)N=1.68～2.61), 具有弱Ce异常(δCe=0.84～1.15), Eu异常不明显(δEu=0.97～1.09)。1件辉绿岩样品的稀土元素总量相比蚀变辉绿岩略高(∑REE=165.14×10−6), 富集轻稀土元素(LREE/HREE=6.26, (La/Yb)N=7.17); Ce异常不明显(δCe=0.97), 具有弱的Eu异常(δEu=0.72)。4件蚀变辉绿岩具有相似的稀土元素配分曲线, 整体呈轻微右倾折线型, 但辉绿岩样品的轻稀土元素含量比蚀变辉绿岩高, 呈明显的右倾折线型(图8a)。

4.2 大理岩

3件大理岩样品的稀土元素总量较低(∑REE= 3.98×10−6～9.05×10−6), 轻重稀土元素发生了明显的分馏, 富集轻稀土元素(LREE/HREE=3.29～4.17, (La/Yb)N=6.62～11.80), 具有明显的Ce负异常(δCe= 0.30～0.32), 近矿的两件样品具有弱的Eu正异常(δEu=1.08～1.23), 而远矿的样品具有中等的Eu负异常(δEu=0.70)。3件样品具有相似的稀土元素配分曲线, 均为近水平折线型(图8b)。

4.3 林地组砂岩

硅化砂岩样品(MK1-3)的稀土元素总量较低(∑REE=34.46×10−6), 略富集轻稀土元素(LREE/HREE= 2.16, (La/Yb)N=1.29), 基本无Ce、Eu异常(δCe=0.98, δEu=1.05)。含钼硅化砂岩样品(MK3-1)的稀土总量更低(∑REE=10.287×10−6), 明显富集轻稀土元素(LREE/HREE=8.91, (La/Yb)N=11.64), 基本无Ce异常(δCe=1.01), 具有强烈的Eu负异常(δEu=0.13)。而未发生硅化蚀变的黏土质粉砂岩样品(MK3-4)的稀土元素总量相对偏高(∑REE=214.36×10−6), 明显富集轻稀土元素(LREE/HREE=9.65, (La/Yb)N=10.18), 无Ce异常(δCe=0.99), 具有中等Eu负异常(δEu= 0.57)。3件样品具有不同的稀土元素配分模式曲线, 无明显的规律性(图8c)。

(a) 石榴石磁铁矿, 棕褐色石榴石呈团块状分布; (b) 透辉石磁铁矿; (c) 阳起石磁铁矿; (d) 石英磁铁矿, 石英呈粒状和条带分布; (e) 含辉钼矿磁铁矿, 辉钼矿沿矿石表面浸染状分布; (f) 铅锌矿。

(a) 石榴石晶体核部的透辉石, 晶体边缘保留环带结构(正交偏光); (b) 阳起石交代透辉石(单偏光); (c) 镁铁闪石交代石榴石, 可见残留的环带纹(正交偏光); (d) 绿泥石绿帘石磁铁矿, 绿泥石填隙于绿帘石颗粒间(正交偏光); (e) 石英、方解石脉切断早阶段形成的磁铁矿(正交偏光); (f) 阳起石、萤石脉沿着裂隙充填, 切断早期形成的矽卡岩矿物和磁铁矿(单偏光)。矿物代号: Act. 阳起石; Adr. 钙铁榴石; Chl. 绿泥石; Cum. 镁铁闪石; Di. 透辉石; Ep. 绿帘石; Grt. 石榴石; Mt. 磁铁矿; Q. 石英; Tr. 透闪石; Fl. 萤石。

表1 稀土元素测试样品描述

4.4 磁铁矿石

6件矿石样品稀土元素总量整体较低(∑REE= 2.122×10−6～30.98×10−6), 明显富集轻稀土元素(LREE/HREE=2.417～9.274, (La/Yb)N=1.591～13.658), Ce异常呈现为弱Ce负异常到弱Ce正异常(δCe= 0.82～1.058, 平均0.90), Eu异常变化大(δEu=0.73～ 8.02), 其中MK4-3和MK4-4具有强的Eu正异常, MK3-2具有弱的Eu正异常, MK1-2和ZK614-b4基本无Eu异常, MK2-2具有中等的Eu负异常。6件样品的稀土元素配分模式曲线具有一定差异, 但大致都呈轻微右倾型(图8d)。

4.5 磁铁矿单矿物

各类磁铁矿石中磁铁矿单矿物的稀土元素地球化学组成见表3。角闪石型磁铁矿的∑REE=1.47×10−6～ 6.56×10−6, 平均3.05×10−6; (La/Yb)N=2.29～5.94, 平均3.94; δCe=0.68～1.18, 平均0.94; δEu=1.55～2.66, 平均2.07。石榴石型磁铁矿的∑REE=1.02×10−6～ 5.49×10−6, 平均2.36×10−6; (La/Yb)N=1.85～6.94, 平均3.43; δCe=0.76～1.20, 平均0.97; δEu=1.20～2.87, 平均1.93。透辉石型磁铁矿的∑REE=1.11×10−6～ 7.66×10−6, 平均3.51×10−6; (La/Yb)N=2.46～8.89, 平均4.92; δCe=0.61～1.34, 平均0.98; δEu=1.25～2.44, 平均1.95。石英型磁铁矿的∑REE=0.96×10−6～6.82× 10−6, 平均2.73×10−6; (La/Yb)N=1.54～6.17, 平均3.40; δCe=0.67～1.49, 平均1.03; δEu=0.80～2.88, 平均1.77。绿泥石绿帘石型磁铁矿的∑REE=1.52×10−6～2.67×10−6, 平均2.04×10−6; (La/Yb)N=2.78～5.23, 平均3.85; δCe= 0.82～1.09, 平均0.96; δEu=1.20～1.83, 平均1.48。

全部样品的磁铁矿单矿物的稀土元素总量较低(∑REE=0.96×10−6～7.66×10−6, 平均2.74×10−6), 轻稀土元素富集, 重稀土元素亏损(LREE/HREE=2.13～ 8.84, 平均5.38, (La/Yb)N=1.54～8.89, 平均3.91), 轻重稀土元素发生了明显的分馏。样品整体上处于弱的Ce正异常到弱的Ce负异常之间(δCe=0.61～1.49, 平均0.98), 但具有较强的Eu正异常(δEu=0.76～ 2.88, 平均1.83)。整体来看, 不同矿石的磁铁矿单矿物具有相似的稀土元素配分曲线, 整体呈右倾折线型, 且多数样品的Gd、Dy、Er、Yb等重稀土元素出现亏损(图9), 这与张承帅等(2013b)对磁铁矿单矿物的稀土元素地球化学测试结果基本一致。

(a) 磁铁矿的自形‒半自形粒状集合体, 沿磁铁矿颗粒之间和微裂隙中分布有其他金属矿物, 电子探针面扫描分析谱图1显示磁铁矿颗粒之间有闪锌矿充填其间, 谱图2显示测试区磁铁矿的主要微量元素构成为Mn、Al、Si等(BSE); (b) 磁铁矿的半自形晶及LA-ICP-MS测试区的圈定(反射光); (c) 磁铁矿颗粒内部的磁黄铁矿包裹体(反射光); (d) 粗粒磁铁矿颗粒中的尖晶石出熔体(BSE)。矿物代号: Mt. 磁铁矿; Po. 磁黄铁矿; Sp. 闪锌矿; Spl. 尖晶石。

表2 马坑矿区辉绿岩、大理岩、林地组砂岩和磁铁矿石全岩稀土元素分析结果(×10−6)

续表2:

5 稀土元素地球化学特征对矿床成因的指示

5.1 岩石、矿石及磁铁矿单矿物稀土模式的成因

据王森(2016)的测试结果, 矿区两期辉绿岩墙的稀土元素总量偏高(∑REE=131×10−6～194×10−6), Eu异常不明显(δEu=0.71～1.16), 稀土元素分布模式总体上为较缓右倾型, 其他研究者也得到相似的稀土元素地球化学特征(闫鹏程 2013; 张承帅等2013b; Yi and Wang, 2016)。本次研究的新鲜辉绿岩的稀土元素总量为165×10−6, 但蚀变辉绿岩的稀土元素总量相对较低(∑REE=45.4×10−6～74.6×10−6, 平均60.5×10−6), 表明辉绿岩在遭受热液蚀变后轻稀土元素发生了亏损。Sm/Nd值是反映物质来源的一个重要参数, 一般来说, 地幔为0.23～0.375, 大洋玄武岩为0.234～0.425, 而壳源的花岗岩类和各类沉积岩一般远小于0.3(陈德潜和陈刚, 1990)。葛朝华和韩发(1984)测得矿区2个玄武岩(辉绿岩)样品的Sm/Nd值为0.32和0.42, 认为矿区玄武岩(辉绿岩)来自于地幔。本次测试的辉绿岩和蚀变辉绿岩样品的Sm/Nd=0.23～0.29(平均0.27), 接近葛朝华和韩发(1984)报导的数据, 暗示辉绿岩可能在上侵和后期蚀变过程中混入了壳源物质, 这与Wang et al. (2017)对矿区辉绿岩研究得出的结论基本一致。

一般而言, 岩浆成因碳酸岩的稀土元素含量很高(可达1000×10−6以上), 沉积成因的灰岩稀土元素含量则较低(一般不超过100×10−6), 而热液成因的大理岩(方解石)尽管稀土元素含量变化较大, 但一般不超过100×10−6, 且(La/Yb)N值常小于100(王登红等, 2005)。本次所得大理岩及大理岩化灰岩的稀土元素总量较低, 仅为3.98×10−6～9.05×10−6, (La/Yb)N= 6.62～11.8, 指示为热液成因; 远矿大理岩化灰岩(ZK614-b1)的稀土元素总量高于近矿的两个大理岩样品, 且Eu异常由负异常转为弱的正异常, 说明灰岩向大理岩转变的过程中, 其稀土元素组成受热液的影响逐步发生了改变。

据郭承基(1985)统计, 砂岩的∑REE=84×10−6～ 310×10−6。本次测得的林地组砂岩样品(样品号MK3-4)稀土总量为214×10−6, 但两个硅化砂岩样品的稀土总量则大大降低(硅化砂岩样品MK1-3的稀土总量为34.5×10−6, 含钼硅化砂岩样品MK3-1的稀土总量为10.3×10−6)。同时, 硅化砂岩富集轻稀土, 基本无Ce异常, 负Eu异常或基本无Eu异常, 与热水喷流沉积的硅质岩多显示负Ce异常不同, 说明矿区的硅化砂岩是热液蚀变的产物, 而非喷流沉积的硅质岩(石英岩)。林地组砂岩、硅化砂岩和含钼硅化砂岩呈现不同的稀土元素配分模式,且硅化砂岩的稀土总量相比林地组砂岩大大降低, 而含钼硅化砂岩的稀土总量进一步降低, 可能与热液改造过程中稀土元素的逐渐流失有关。林地组砂岩具有中等负Eu异常显示了原岩的Eu异常特征, 硅化砂岩基本无Eu异常可能表明热液流体中的Eu进入了砂岩中, 而含钼硅化砂岩的强负Eu异常则可能显示辉钼矿形成过程中热液流体性质的转变。

图8 辉绿岩(a)、大理岩(b)、砂岩(c)和磁铁矿石(d)的稀土元素配分模式图(球粒陨石标准化值据Sun和McDonough, 1989)

磁铁矿石的稀土元素总量整体较低, 平均10.7×10−6, 特别是方解石磁铁矿仅1.94×10−6, 其次为角闪石磁铁矿和石英磁铁矿, 而石榴石磁铁矿和透辉石磁铁矿则相对较高, 分别为31.0×10−6和14.3×10−6。磁铁矿石LREE/HREE值平均为4.26, (La/Sm)N值平均为2.37, 指示轻重稀土元素发生了明显分馏, 富集轻稀土。磁铁矿石基本处于弱的正Ce异常到弱的负Ce异常之间(δCe=0.82～1.06), 但Eu异常变化较大(δEu=0.73～8.02); 石英磁铁矿(MK4-4)、石榴石磁铁矿和透辉石磁铁矿具有强的正Eu异常; 石英磁铁矿(MK1-2)和方解石磁铁矿基本无异常; 角闪石磁铁矿具有中等的负Eu异常。综合比较, 磁铁矿矿石(包括同类型矿石)的稀土元素地球化学特征具有一定差异。

但磁铁矿单矿物的稀土元素总量整体上相对矿石进一步降低(∑REE=0.96×10−6～7.66×10−6之间, 平均2.74×10−6), 这可能是矿石中脉石矿物稀土元素含量相对较高的侧面反映。如石榴石磁铁矿的稀土元素总量高达31.0×10−6, 但其中的磁铁矿单矿物的稀土元素总量平均仅2.36×10−6, 这与张承帅等(2013b)测得的石榴石单矿物稀土总量5.75×10−6～ 35.9×10−6所反映结果一致。各类矿石磁铁矿单矿物的稀土元素地球化学特征相近, 且具有一致的正Eu异常, 稀土元素配分曲线也相近, 表明矿石中的磁铁矿具有相同的成因。磁铁矿石稀土元素地球化学特征的差异与脉石矿物有关, 可能是不同围岩条件、成矿物理化学条件、交代作用或后期热液改造的结果。磁铁矿单矿物相似的稀土元素地球化学特征显示磁铁矿的形成受成矿条件的影响较小, 后期热液对区内磁铁矿的叠加改造作用不明显。

Y和Ho两个元素在许多地球化学环境中具有相似的化学行为(杨富全等, 2007)。Y/Ho值在不同类型火成岩、硅酸盐碎屑沉积岩及球粒陨石中没有明显变化(Bau and Dulski, 1996), 球粒陨石中Y/Ho值为28(Anders and Grevess, 1989), 但在水溶液体系中两者的化学行为则发生变化(杨富全等, 2007)。本文测得的新鲜辉绿岩Y/Ho=26.9, 林地组砂岩Y/Ho= 24.9, 接近球粒陨石值。但近矿围岩的Y/Ho值则产生了变化, 如4个蚀变辉绿岩样品的Y/Ho=11.7～ 24.7, 平均17.2, 暗示矿体附近围岩受到热液流体的影响。此外, 磁铁矿石的Y/Ho=22.7～44.1, 大多变化于24～37之间, 接近球粒陨石值, 符合岩浆热液成因的特征, 与新疆蒙库铁矿的磁铁矿石成因相似(杨富全等, 2007)。

Bau and Dulski (1995)通过研究认为同源脉石矿物的Y/Ho-La/Ho大致呈水平分布。尽管马坑铁矿不同类型磁铁矿石的稀土元素地球化学特征存在一定差异, 但在Y/Ho-La/Ho图解上(图10), 其呈现近似的水平分布, 暗示磁铁矿石中脉石矿物具有同源性; 而磁铁矿单矿物虽然分布较为集中, 但存在部分偏离的特点, 可能反映了铁质来源的多样性。LREE/HREE、La/Sm、Sm/Nd等参数反映了轻重稀土元素间的分馏程度, 在蚀变围岩和矿石稀土元素地球化学参数变异图解中(图11), 除少量样品有所偏离外, 大部分样品分布较为集中或呈明显的线性关系, 暗示蚀变围岩和各类磁铁矿石具有成因联系, 它们属同一成矿系统的组成部分。

5.2 Eu异常与成矿流体性质

Eu是变价金属, 具有Eu2+和Eu3+两种价态。Eu变价的特性可以指示热液流体的氧化还原环境, 一般情况下, Eu3+在流体中不与其他离子反应, 而在还原条件下, Eu3+易被还原, 并与其他离子结合形成含Eu2+的离子沉淀。Ce的化学性质则与Eu刚好相反, 因此Eu异常和Ce异常能够指示成岩的氧化还原条件(陈实识, 2012)。矿物发生化学沉淀时, Eu2+比Eu3+优先进入矿物晶格, 富Eu流体或流体中Eu2+的出现与否是矿物产生Eu异常的主控因素(MacRae et al., 1992)。因此, 矿物或岩石出现Eu异常有以下两种可能: 一是成岩成矿的流体本身具有Eu的异常富集, 矿物或岩石继承了流体的富Eu特征; 二是流体中的Eu以Eu2+形式存在, 在矿物或岩石形成的过程中, Eu与相邻稀土元素发生分异。丁振举等(2003)认为温度是影响流体发育正Eu异常的重要因素。当温度足够高时, 即便在中等还原环境下Eu也以Eu2+形式存在, 从而与其他稀土元素发生分异, 产生Eu异常, 同时, Eu3+还原成Eu2+的氧逸度随温度增加而增加, 较高温度是Eu2+在流体中以主要形式存在的重要条件。

图10 马坑铁矿围岩、矿石及矿物的Y/Ho-La/Ho图解

本文所测得的磁铁矿单矿物与张承帅等(2013b)所测得的石榴石和辉石的稀土元素数据显示, 这3个矿物的稀土元素地球化学特征相似, 均具有较强的正Eu异常, 基本无Ce异常或Ce异常较弱, 稀土元素配分曲线呈右倾折线型, 显示它们的形成环境基本一致, 也反映其形成时成矿流体具有Eu的异常富集或成矿流体中的Eu是以Eu2+形式存在的。

现代海水中Eu以Eu3+形式出现, Eu2+只有在极端还原的碱性水体中出现, 正常的沉积成岩环境中, 一般很难达到Eu3+的还原条件, 因此, 沉积成因的碳酸盐岩中极难出现正Eu异常(伊海生等, 2008)。同时, 在矽卡岩矿床的热变质阶段, 体系处于相对封闭状态, 流体对围岩体系的稀土元素影响较小, 此时形成的大理岩, 其稀土元素丰度和配分模式特征主要受控于原岩(凌其聪和刘丛强, 2003)。本次测试所得远矿大理岩化灰岩和近矿大理岩具有相似的稀土元素配分曲线且稀土总量较低, 而远矿大理岩化灰岩的负Eu异常反映晚古生代碳酸盐岩的正常沉积成岩环境, 近矿大理岩的正Eu异常应该是受到成矿流体的交代作用影响。此外, 近矿大理岩的正Eu异常还反映了成矿流体富Eu, 正常的含Eu2+热液难以在热变质阶段和矽卡岩阶段同时形成正Eu异常。

图11 马坑铁矿围岩、磁铁矿石稀土元素地球化学参数变异图

众所周知, 海水具有较强的负Ce异常、无明显Eu异常。研究表明, 现代海底热水系统流体及其沉积物发育负Ce异常和正Eu异常(Michard et al., 1983; Mills and Elderfield, 1995; 丁振举等, 2000)。对于一般的喷流沉积或海相火山沉积矿床, 矿石及其中矿物将发育类似海水或海底热水流体的负Ce异常, 且由于海水的加入, 沉积物的正Eu异常将逐渐减弱或消失。本次研究以及张承帅等(2013b)测得的磁铁矿单矿物均呈现出Eu正异常较强、Ce异常不明显的特征, 推断其成矿流体并非来自海底火山热液, 而是与岩浆活动相关的热液流体, 这与前文论述的磁铁矿石稀土模式符合岩浆热液成因特征的结论一致。

马坑矿区的岩浆岩主要包括燕山早期形成的大洋和莒舟两个花岗岩体, 以及晚古生代以来多期侵入的辉绿岩(中基性岩), 关于区内的成矿岩体一直存在争论: 多数专家认为马坑铁矿与区内燕山期花岗岩关系密切(张达等, 2011a; 张承帅, 2012; Zhang and Zuo, 2013), 但部分学者认为辉绿岩(中基性岩)与矽卡岩成矿也有一定关系(Zhang and Zuo, 2014; 王森等, 2015)。

大洋和莒舟岩体的稀土元素总量较高, 具有基本无Ce异常和明显的负Eu异常特征, 稀土元素配分曲线均呈趋于水平的“V”字型, 两个岩体均为壳源成因的陆壳重熔型花岗岩(张承帅, 2012; 王森, 2016); 而区内辉绿岩的稀土元素地球化学特征显示其属于地幔来源。马坑矿区磁铁矿、石榴石和辉石单矿物的轻稀土元素相对富集, 表明成矿作用与岩浆作用密切相关, 且有较多的壳源物质参与成矿(张承帅等, 2013b)。前人对马坑矿区矿石、磁铁矿、花岗岩、辉绿岩、砂岩和灰岩开展的Sr-Nd-Pb同位素研究表明, 成矿流体和成矿物质中的Sr、Nd、Pb很可能与花岗岩具有一致的地壳来源, 成矿与大洋、莒舟花岗岩关系密切(张振杰, 2015)。张振杰(2015)和易锦俊(2018)对矿区花岗岩、辉绿岩、砂岩和磁铁矿的Fe同位素示踪亦得出了相似的结果。

前已述及, 马坑铁矿的磁铁矿、石榴石和辉石单矿物的稀土元素地球化学特征相似, 且均具有较强的Eu正异常, 基本上无Ce异常, 可以推断它们主要由高温、富Eu的岩浆热液在氧化环境下形成的, 这与矽卡岩矿物的流体包裹体均一温度高且存在石盐子晶的事实相符(张承帅等, 2013b)。但上述矿物与花岗岩的稀土元素地球化学特征有明显不同, 如磁铁矿比花岗岩的稀土元素总量大大降低、轻稀土富集、重稀土亏损, 铕异常由强的负异常变为正异常等, 反映了从岩浆到热液流体转变过程中的稀土元素变化。同时, 上述事实还可能暗示在岩体的形成过程中Eu与相邻的稀土元素产生了明显分异, 残余的富Eu岩浆水是成矿流体的主要来源。

磁铁矿石的Eu异常变化较大, 这可能与后期热液流体对矿石的改造密切相关: 矽卡岩阶段形成的石榴石、辉石及随后形成的磁铁矿发育Eu正异常, 从而使得石榴石磁铁矿、透辉石磁铁矿发育强的Eu正异常; 而退化蚀变阶段形成的角闪石、绿泥石、绿帘石及石英硫化物‒碳酸盐阶段形成的方解石发育负Eu异常, 从而拉低了整体矿石的Eu异常, 形成负Eu异常。此外, 张承帅等(2013b)测得的矿体附近黄铁矿单矿物具有较强的Eu正异常(δEu= 1.63～1.70)。这说明磁铁矿成矿期后的热液流体性质发生了很大的变化, 此时热液流体的Eu离子可能是以Eu2+形式存在, Eu2+与其他三价稀土元素产生分异, Eu2+与部分离子结合形成含Eu2+的离子沉淀形成Eu正异常的矿物, 而流体因Eu2+的分异使得δEu逐步降低, 继而产生Eu负异常, 由此形成的矿物发育Eu负异常。前已述及, 在较高的温度条件下, 热液流体中Eu主要以Eu2+形式存在的前提是流体具有相对还原的环境, 表明退化蚀变阶段的热液流体主要处于相对还原的环境。赵一鸣等(1990)认为较高的温度、相对氧化的环境是形成交代矽卡岩的必备条件。因此, 在矽卡岩阶段以及随后的磁铁矿形成时期, 成矿热液应该是一种高温、富Eu、氧化环境下的岩浆热液, Eu离子主要是以Eu3+形式存在的, Eu3+与其他三价稀土元素分异不明显, 矿物的沉淀继承了流体的稀土元素特征而产生Eu正异常。

张承帅(2012)和张承帅等(2013a)对马坑铁矿各阶段典型矿物中流体包裹体测试结果表明, 产于硫化物裂隙、石英脉内的包裹体多为低温、低盐度的气液两相包体, 而产于石榴石、透辉石内的包裹体多为高温、含石盐子晶包体, 且矽卡岩阶段包裹体均一温度为460～600 ℃, 退化蚀变阶段包裹体均一温度为260～540 ℃, 石英硫化物阶段包裹体均一温度为160～400 ℃, 显示成矿流体由高温、高盐度的岩浆热液逐步过渡到低温、低盐度的热水溶液, 同时表明晚期成矿阶段可能有大气降水的加入。

综上分析认为, 马坑铁矿的成矿流体主要来源于矿区的大洋和莒舟花岗岩体, 早期是一种高温、富Eu、氧化环境下的中酸性岩浆热液, 随着矽卡岩矿物和磁铁矿的结晶沉淀, 流体的温度和氧逸度逐渐下降, 在晚期转变为相对低温、还原环境下的热水溶液, 同时伴随着大气降水的加入, 随之发生辉钼矿、闪锌矿等硫化矿的结晶沉淀。

5.3 矿床成因探讨

矿区调查显示, 马坑铁矿的矽卡岩化十分发育, 矽卡岩化通常发育在C2-P2碳酸盐岩和C1砂岩之间的层间破碎带中, 出现在矿体的周边和内部。显微观测表明, 磁铁矿和石榴石、辉石等矽卡岩矿物紧密共生, 磁铁矿稍晚于矽卡岩矿物产出。马坑铁矿的岩石、矿石以及磁铁矿单矿物的稀土元素地球化学特征显示, 磁铁矿具有岩浆热液成因的特征, 矿石与近矿变质围岩具有明显的成因联系, 初始成矿流体主要来源于矿区的大洋和莒舟花岗岩体。综上推断, 马坑铁矿是与花岗质岩浆密切相关的矽卡岩型磁铁矿床。

但大多数情况下, 马坑铁矿的C2-P2碳酸盐岩以及矿体与区内大洋和莒舟岩体并无直接接触, 说明其形成与接触交代作用并无直接关系。Fulignati et al. (2000)认为矽卡岩的形成与接触交代作用并无直接关系, 而是与钙硅质流体的交代作用有关。一些学者在矽卡岩矿物中发现了熔融包裹体, 进而提出岩浆矽卡岩的概念(Gilg et al., 2001; Zhao et al., 2003; Gaeta et al., 2009; 杜杨松等, 2011; 赵劲松等, 2015), 他们认为除传统的接触交代作用形成的矽卡岩外, 矽卡岩质熔流体或岩浆的贯入作用也可以形成矽卡岩。张承帅(2012)在矽卡岩的石榴石内发现了晶质熔融包裹体, 暗示马坑铁矿区可能存在岩浆矽卡岩。此外大洋和莒舟花岗岩具有高硅、富碱、高Y和Th, 以及亏损Ti、Ba、Ta、Nb、Sr及Eu元素的特征, 指示岩浆房中的中酸性岩浆可能经历了显著的结晶分异作用(张承帅, 2012; 王森, 2016)。这种母岩浆的结晶分异作用造成岩浆中的挥发分过饱和, 使熔体相和流体相产生不混溶作用, 从而产生类似于岩浆水的高温、高盐度的过渡性流体(周振华等, 2011)。岩浆矽卡岩与富碱的中酸性侵入岩密切相关, 两者在成分上具有共轭、互补的关系, 是岩浆房中富碱的中酸性岩浆同化熔融钙质围岩后, 经过复杂的水岩反应所衍生出来的不同性质的岩浆产物(吴昌言和常印佛, 1998)。马坑铁矿的磁铁矿、石榴石和辉石单矿物均具有较强的Eu正异常, 区内两个花岗岩体具有明显的Eu负异常, 同时矿石和矿体附近大理岩的稀土元素地区化学特征显示二者具有直接成因联系, 上述事实印证了岩浆与钙质围岩发生交代并产生不混溶分异作用的过程, 并进一步表明马坑铁矿矽卡岩以及磁铁矿的形成与矽卡岩质熔流体或岩浆的贯入作用密切相关。

4件蚀变辉绿岩样品的稀土总量相比新鲜辉绿岩有一定的降低; 远矿大理岩化灰岩的稀土元素总量为9.05×10−6, 而近矿大理岩的稀土元素总量则有所降低; 林地组硅化砂岩、含钼硅化砂岩样品相比未发生硅化的砂岩样品稀土总量也大幅度降低。近矿的大理岩具有弱的Eu正异常, 而远矿的大理岩化灰岩具有中等的Eu负异常; 林地组硅化砂岩基本无Eu异常, 未发生硅化的砂岩具有较强的Eu负异常。近矿围岩和远矿地层呈现不同的Eu异常, 是早期富Eu流体中的Eu进入围岩的结果, 成矿流体对围岩的稀土元素配分模式改造明显。含钼硅化砂岩比未发生硅化的砂岩具有更强的Eu负异常, 是石英硫化物‒碳酸盐阶段的热液流体对砂岩强烈改造的结果, 该阶段形成的辉钼矿及其他矿物具有强烈的Eu负异常。上述事实说明矿区广泛发育的交代作用不仅出现在碳酸盐岩地层附近, 也出现在碎屑岩和辉绿岩等地质体附近。因此, 围岩地层和辉绿岩为成矿提供了部分成矿物质和稀土元素, 来自燕山期花岗岩的岩浆热液对围岩的交代作用以及围岩中成矿物质的活化、迁移、富集和沉淀具有重要作用, 岩浆期后的热液流体与围岩的交代蚀变造成了辉钼矿、黄铁矿、闪锌矿和方铅矿等硫化物的结晶成矿。

野外调查同样发现不同围岩的交代作用, 如矿体下盘C1砂岩中出现了强烈的石英岩化(硅化带), 辉绿岩脉以及C2-P2碳酸盐岩附近常发育大量的矽卡岩化和矿化。矿石类型和矽卡岩矿物组合主要取决于被交代围岩的岩性: 石榴石磁铁矿和透辉石磁铁矿主要是岩浆热液交代碳酸盐岩地层而成; 石英磁铁矿主要是岩浆热液交代林地组石英砂岩而成; 辉绿岩脉附近的磁铁矿是因辉绿岩参与成矿而成。

前已述及, 马坑铁矿的主矿体主要赋存在C2- P2碳酸盐岩和C1砂岩之间的层间破碎带中, 小矿体主要赋存在主矿体顶板上的C2-P2碳酸盐岩中, 少数分布在P2与P2接触界面附近, 矿体并不受单一的层位控制, 但仍受控于晚古生代‒中三叠世的碎屑岩‒碳酸盐岩建造, 与赵一鸣等(1983b)提出的层控钙矽卡岩型铁矿床的特点相似, 显现出一定的层控性特点。综上所述, 虽然与传统的接触交代矽卡岩型矿床有一定的差异, 但前人研究以及岩石、矿石和磁铁矿单矿物的稀土元素地球化学特征等证据显示, 马坑铁矿是与大洋和莒舟花岗岩体密切相关的、受层间破碎带控制的钙矽卡岩型矿床。

6 结论

(1) 磁铁矿石的稀土元素地球化学特征具有一定的差异, 但其Y/Ho值大多变化于24～37之间, 接近球粒陨石值, 符合岩浆热液成因的特征。磁铁矿单矿物的具有相似的稀土元素配分模式曲线, 一致的Eu正异常, 表明矿石中的磁铁矿具有相同的成因。

(2) 在近矿围岩和矿石稀土元素地球化学参数比值图解中, 除少量样品有所偏离外, 大部分样品分布较为集中或呈明显的线性关系, 暗示近矿变质围岩和各类磁铁矿石具有成因联系, 它们属同一成矿系统的组成部分。

(3) 岩石、矿石以及磁铁矿单矿物的Eu异常特征显示, 马坑铁矿的成矿流体主要来源于矿区的大洋和莒舟花岗岩体, 初始流体是一种高温、富Eu、氧化环境下的中酸性岩浆热液, 晚期逐步转变为相对低温、还原环境下的热水溶液, 并伴随着大气降水的加入。

(4) 马坑铁矿属受层间破碎带控制的钙矽卡岩型矿床, 成矿流体与碳酸盐岩等围岩发生交代作用和热液蚀变, 形成石榴石、透辉石等钙矽卡岩矿物以及磁铁矿; 后期大气降水的加入和岩浆期后热液的叠加成矿, 热液性质和环境的改变促使辉钼矿、闪锌矿、方铅矿等硫化物的形成; 马坑铁矿是在岩体、地层、岩浆热液和大气降水的共同作用下形成的。

致谢:福建省地质八队、福建省地质调查研究院提供了部分地质资料, 野外地质工作期间得到了福建马坑矿业股份有限公司相关人员的大力协助, 中南大学邵拥军教授、中国地质科学院矿产资源研究所余金杰研究员对本文提出了宝贵的修改意见, 在此一并表示衷心的感谢！

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REE Geochemistry and its Implication on Genesis of the Makeng Iron Deposit in Southwestern Fujian Province, China

YI Jinjun1, 2, ZHANG Da2*, JI Genyuan1, 3, WANG Nan1, 3and WANG Sen4

(1.Cores and Samples Center of Natural Resources, Langfang 065201,Hebei, China; 2. School of Earth Science and Resources, China University of Geosciences, Beijing 100083, China; 3. MNR Key Laboratory of Metallogeny and Mineral Assessment,Institute of Mineral Resources, CAGS, Beijing 100037, China; 4. Beijing Institute of Exploration Engineering, Beijing 100083, China)

The Makeng iron deposit is the most important iron-polymetallic deposit in Southwest Fujian, and one of China’s famous giant magnetite deposits. The iron ore bodies, occurring as beds, stratoid shapes or lenses, are mainly hosted in the clastic and carbonate rocks of the Late Paleozoic to the Middle Triassic. In order to discuss the genetic type and metallogenic mechanism of the Makeng iron deposit, we carried out whole rock REE (rare earth elements) analysis of the diabases, marbles, sandstones from the Lindi Formation, and magnetite ores by using ICP-MS (inductively coupled plasma mass spectrometry), and LA-ICP-MS (Laser Ablation-Inductively Coupled-Mass Spectrometry) analysis of magnetite from the various magnetite ores of the deposit. The results show that: (1) the magnetite ores have highly vaired REE geochemical characteristics, with Y/Ho ratios vary from 24 to 37, suggestive of a magmatic hydrothermal origin; (2) the REE characteristics of the altered wall rocks show a genetic relation to the magnetite; (3) the magnetite crystals from the ores have similar REE geochemical characteristics, indicating a similar origin; (4) the REE geochemical characteristics of rocks, ores and magnetite crystals indicate thatthe ore-forming process of Makeng iron deposit mainly involved a large amount of crust-derived materials, and the ore-forming fluid is closely related to the Dayang and Juzhou granitic bodies with obvious differentiation characteristics. Considering the REE geochemical characteristics of the ore deposit, we suggest that the Makeng iron deposit is a calcareous skarn-type iron deposit which is controlled by interlayer fractured zone.

REE geochemistry; LA-ICP-MS; ore-forming fluid; Makeng iron deposit; southwest Fujian of China

2020-07-30;

2020-09-09

中国地质调查局地质调查项目(12120114028701、12120113089600、DD20190411)和国家自然科学基金项目(41772069)联合资助。

易锦俊(1984–), 男, 高级工程师, 博士, 主要从事金属矿床成矿规律研究。Email: 282062982@qq.com

张达(1967–), 男, 教授, 博士生导师, 主要从事构造地质学与区域成矿规律研究。Email: zhangda@cugb.edu.cn

P611; P595

1001-1552(2021)04-0705-022

10.16539/j.ddgzyckx.2021.04.005