胶东祥山铁矿的成因探讨：来自铁矿石和宿主岩的岩石学、矿物化学和年代学证据*

李旭平 陈燕平 李增胜 李洪奎 陈莉 陈妍蓉 孔凡梅

华北克拉通古元古代造山带中发育多期次的镁铁-超镁铁质侵入体，以岩墙或小岩体的形式产出，其后普遍遭受了角闪岩相-麻粒岩相的变质作用，最终形成铁矿床的却非常有限(Guoetal., 2012; 刘平华等, 2012, 2013; 孔凡梅等, 2015; Peng, 2015; Xuetal., 2018)。对晚太古代-古元古代变质基性岩的地球化学、年代学和同位素地质学研究结果表明，赋存于胶北前寒武纪基底的镁铁-超镁铁质侵入岩浆事件出现在～2.9-2.8Ga、～2.7Ga，以及约2.55～2.50Ga三个地质时期 (Tangetal., 2007; 刘平华等, 2012, 2013, 2014; Liuetal., 2014, 2015b; Zhaoetal., 2015; Santoshetal., 2020)。此外，A型花岗岩和二长花岗片麻岩原岩的侵入时间约2.1～2.2Ga，代表了陆内裂谷时期的岩浆事件(Lanetal., 2014, 2015)，与胶-辽-吉盆地开启、接受沉积作用的年龄一致，反映胶-辽-吉构造带由早期的构造挤压体制转为晚期古元古代的构造伸展体制(Luoetal., 2004; Wanetal., 2006; Zhao and Zhai, 2013; Liuetal., 2017; Lietal., 2018b)。

镁铁-超镁铁质侵入岩变质作用研究构建出的顺时针P-T-t轨迹(Tametal., 2012; Liuetal., 2013)，记录了胶-辽-吉造山带的碰撞造山过程，主要有代表华北克拉通广泛发育～2.50Ga的岩浆事件(Liuetal., 2015b; Lietal., 2018b)；在1.95～1.85Ga发生碰撞引发的峰期变质作用，其后在1.85～1.82Ga发生了麻粒岩相到角闪岩相的退变质作用(Tametal., 2011; Liuetal., 2013, 2014)。胶北地体～1.76Ga的变质年龄可能与弧-陆碰撞造山带的改造有关(Tangetal., 2007)。胶北地体基性麻粒岩的原岩来源于亏损的地幔岩，地球化学研究表明，角闪岩原岩可能是弧岩浆作用(Tangetal., 2007; Santoshetal., 2020)，或弧后扩张环境下岩浆作用的产物(刘平华等, 2012)。锆石的Lu-Hf同位素研究表明这些镁铁-超镁铁质岩浆来源于地幔岩，并受到壳源物质的污染(Zhaoetal., 2015)。

在胶-辽-吉造山带，山东半岛的烟台祥山和平度于埠地区分布具有代表性的岩浆型磁铁矿体，与古元古代镁铁质侵入体有成因上的联系(宋明春等, 2015; 王惠初等, 2021)。岩浆型铁矿矿床在前寒武纪分布不广，规模也较小，目前国内已知的具代表性的该类矿床是河北承德中元古代大庙式铁矿床(沈宝丰等, 2006)。有研究认为祥山铁矿的性质堪比河北大庙铁矿, 属于陆内伸展构造环境产出的层状侵入体类型，赋有铁矿的镁铁-超镁铁质杂岩体就位于荆山群中(图1b)，并卷入古元古代晚期胶-辽-吉构造带的碰撞造山过程，遭受了多期变质变形作用(王惠初等, 2021及其文献)。虽然对祥山铁矿宿主岩体有些研究，但是矿床的矿石矿物特征以及矿产类型还没有详细研究。本文对宿主岩石、矿石的矿物组合、地球化学特征以及年代学进行分析，研究祥山古元古代岩浆型铁矿床及宿主岩石的产出背景与成因，为探讨祥山铁矿的矿床成因提供基本资料和制约。

1 地质背景

华北克拉通被三个古元古代构造带划分为三个构造单元，即东部陆块、西部陆块和纵贯南北的中部造山带，最终在约1.95～1.85Ga碰撞拼合在一起(Zhaoetal., 2005; Zhaietal., 2005)。这三个古元古代造山带即西部陆块的孔兹岩带(又称内蒙古缝合带)、东部陆块的胶-辽-吉带和分割东、西陆块的中部造山带 (Zhaoetal., 2001, 2005; Santoshetal., 2010; Zhao and Zhai, 2013)。

古元古代胶-辽-吉造山带位于华北克拉通东部陆块，呈NNE向展布(图1a)。胶北地体北临渤海，西接郯庐断裂，东南面与苏鲁HP-UHP造山带相邻；作为是胶-辽-吉带在山东半岛的延伸, 与辽吉地区一起在早元古代经历了裂开和俯冲碰撞的两个构造过程(Zhaoetal., 2005; Liuetal., 2014; Zhaietal., 2015; Lietal., 2018b)。胶北地体是前寒武纪变质基底的重要组成部分，主要由新太古代TTG片麻岩、古元古代粉子山群和荆山群、新元古代蓬莱群，以及其他岩石组成。

图1 研究区地质图(a)华北克拉通构造分区(据Zhao et al., 2005)；(b)胶东地区地质构造简图(据Li et al., 2018b)；(c)胶北地体前寒武纪基底岩石、变镁铁-超镁铁岩及采样位置(据王惠初等, 2021和山东省地质调查院, 2003(1)山东省地质调查院. 2003. 中华人民共和国烟台幅地质图(1:250000)和区域地质调查报告. 济南: 山东省地质印刷厂印刷修改)Fig.1 Geological maps of study area(a) tectonic subdivision of the North China Craton (after Zhao et al., 2005); (b) structural sketch diagram of the Eastern Block of the North China Craton (modified after Li et al., 2018b); (c) sketch diagram of the Precambrian rocks distributed in the Jiaobei terrane and sampling localities (modified after Wang et al., 2021)

太古代TTG片麻岩包括英云闪长片麻岩、奥长花岗片麻岩、花岗闪长片麻岩以及少量花岗质片麻岩。古元古代粉子山群主要在胶北地体的西北部出露，包含变质表壳岩、大理岩、钙硅酸岩和少量斜长角闪岩，经历了高绿片岩相-低角闪岩相变质作用；荆山群位于胶北地体的东南部，包含基性高压麻粒岩和泥质高压麻粒岩，以中压顺时针P-T-t轨迹为特征，指示了胶-辽-吉带的碰撞闭合过程(卢良兆等, 1996; Zhaoetal., 2005; Zhouetal., 2008)。在新太古代花岗质或TTG质片麻岩中，胶北地体中含有较多的变质镁铁-超镁铁质岩石，主要分布在莱西-莱阳、栖霞一带，这些岩石以不规则透镜体、岩墙/岩脉群等形式产出，岩性为斜长角闪岩和基性麻粒岩(图1b)，其面理与周围TTG和花岗质片麻岩一致(刘平华等, 2012; 李旭平等, 2013; Lietal., 2018b)。

莱山区祥山铁矿是岩浆(分异)型铁矿，矿区内地层为古元古代荆山群野头组，岩性主要为黑云母片岩、斜长透辉岩等，侵入岩为古元古代细粒花岗岩、辉石岩、辉长岩和角闪石岩；铁矿体呈层状、扁豆状、囊状、透镜状产出在变质镁铁-超镁铁质岩体中(图1b)。矿石矿物为磁铁矿，脉石矿物主要为透辉石、普通辉石、阳起石、普通角闪石，其次可见绿帘石、绿泥石等；矿石TFe品位30%～45%。本文研究的矿石和脉石样品采自金村东南约2km的铁矿采场，采有变质辉长岩、变质辉石岩、辉石角闪岩，以及磁铁矿矿石等样品(图2)。通过变质作用、岩石地球化学、锆石以及磷灰石的U-Pb年代学和微量元素研究，表明岩浆分异与变质交代作用对祥山磁铁矿床的形成在不同阶段有不同程度的贡献。

2 分析方法

2.1 电子探针

电子探针测试工作山东省地质科学研究院自然资源部金矿成矿过程与资源利用重点实验室完成，仪器型号为日本电子(JEOL)JXA-8230，波谱分析所用加速15kV，电流1×10-8A，束斑直径1～10μm。所用标准样品均为加拿大Astimex标样。

2.2 全岩主、微量元素分析

全岩主、微量元素分析在武汉上谱分析科技有限责任公司完成。全岩主量元素使用日本理学(Rigaku)生产的 ZSX Primus Ⅱ型波长色散X射线荧光光谱仪(XRF)进行分析测试，全岩微量元素利用Agilent 7700e ICP-MS分析完成。标准曲线使用国家标准物质岩石系列GBW07101-14建立，测试相对标准偏差(RSD)<2%。

2.3 锆石U-Pb定年和原位微量元素分析

样品的锆石分选在河北廊坊区域地质矿产勘查院矿物分选实验室完成。锆石制靶、阴极发光照相，以及年龄和原位微量元素测试均在武汉上谱分析技术有限公司完成。采用激光剥蚀-电感耦合等离子体质谱(LA-ICP-MS)对锆石U-Pb定年、锆石微量元素进行分析，本次分析的激光束斑和频率分别为30μm和6Hz。U-Pb同位素定年和微量元素含量处理中采用锆石标准91500和玻璃标准物质NIST610作外标分别进行同位素和微量元素分馏校正。每个时间分辨分析数据包括大约20～30s空白信号和50s样品信号。对分析数据的离线处理(包括对样品和空白信号的选择、仪器灵敏度漂移校正、元素含量及U-Pb同位素比值和年龄计算)采用软件ICPMSDataCal(Liuetal., 2008, 2010)完成。锆石样品的U-Pb年龄谐和图绘制和年龄加权平均计算采用Isoplot/Ex_ver4.15(Ludwig, 2012)完成。

2.4 磷灰石U-Pb定年、原位微量元素和Rb-Sr同位素分析

磷灰石定年和原位微量元素的测定在南京岛弧科技有限公司微区分析实验室使用激光剥蚀-电感耦合等离子体质谱仪(LA-ICPMS)完成。采用束斑直径50μm、剥蚀频率10Hz、能量密度3.5J/cm2，详细的调谐参数见Thompsonetal.(2018)。Madagascar磷灰石作为校正标样(Thomsonetal., 2012)，Durango磷灰石作为监测标样(McDowelletal., 2005)，采用207Pb方法进行普通Pb校正。以NIST 610作为外标，43Ca作为内标计算微量元素含量，内标值设定化学计量式。

磷灰石Rb-Sr同位素测试在南京岛弧科技有限公司微区分析实验室使用Neptune Plus MC-ICP-MS结合J-200 343nm飞秒激光剥蚀系统(Applied Spectra，美国)完成。测试光斑尺寸为30μm、激光重复频率为8Hz、光束能量密度为1.5J/cm2的线状模式下进行烧蚀。详细的方法与步骤见Lietal.(2018a)。

2.5 磁铁矿微量元素分析测试

磁铁矿的微量元素在中国冶金地质总局山东局测试中心完成。使用的LA-ICP-MS激光剥蚀系统为美国Conherent公司生产的GeoLasPro 193nm ArF准分子系统，ICP-MS为Thermo Fisher ICAP Q。测试束斑直径为30μm，在频率6Hz、能量密度约为10～12J/cm2激光剥蚀条件下分析。

图2 祥山铁矿区宿主岩、铁矿石的手标本以及野外采区(a)铁矿野外采区和荆山群围岩；(b)角闪辉石岩；(c)辉石角闪岩；(d)铁矿石Fig.2 Field outcrops and hand specimen of country rock and iron mine of the Xiangshan iron mine(a) iron mine and country rock; (b) amphibole pyroxenite; (c) clinopyroxene amphibolite; (d) iron ore

3 宿主岩石和矿石的矿物组合及化学成分特征

本次研究在矿区内采集磁铁矿石及宿主岩体，其中宿主岩体的岩石类型主要包括变质辉长岩、角闪辉石岩、辉石角闪岩。矿物化学成分列在电子版附表1和附表2中(见官网)，矿物代号参看Whitney and Evans (2010)，其岩相学和矿物化学成分特征分别描述如下。

3.1 变质辉长岩

岩石主要矿物为中-粗粒单斜辉石(60%～70%)、斜长石(10%～15%)和角闪石(7%～15%)，其中斜长石和角闪石填充在单斜辉石缝隙之间，显示堆晶结构；其他矿物有石英、磁铁矿、赤铁矿、榍石和磷灰石(图3a, b)。单斜辉石多为钙铁辉石，其化学成分平均值为Wo=0.46、En=0.25、Fs=0.29，但残留在磁铁矿中的早期单斜辉石(Cpx-r)为透辉石(图3a, b，附表1)；斜长石在晚期的退变质过程都已退变为钠长石(Ab=91.80～99.93)，角闪石为早期铁普通角闪石(Amp-Ⅰ)(平均Mg#=0.42；单位分子式的Si=7.24，K+Na=0.1)和晚期铁阳起石(Amp-Ⅱ)(平均Mg#=0.21；单位分子式的Si=7.72，K+Na=0.15)。Amp-Ⅰ与单斜辉石共生，Amp-Ⅱ沿裂隙形成于退变质过程。磁铁矿呈他形，粒径约1～2mm，磁铁矿与早期单斜辉石和角闪石共生，表明其形成于岩浆作用阶段；其内含早期单斜辉石包裹体，可能是岩浆作用后的产物。此外，石英出现在磁铁矿边缘(图3a)，偶见铁蛇纹石(Mg#=0.28)出现在单斜辉石颗粒边界间。

3.2 角闪辉石岩

岩石主要矿物为粗粒的单斜辉石(65%～75%)和角闪石(10%～15%)；次要矿物包括绿帘石(5%～8%)、钾长石(2%～4%)和方解石(1%～2%)；副矿物由磁铁矿、赤铁矿、磷灰石等组成(图3c, d)。单斜辉石呈半自形-他形，皆为透辉石(化学成分平均值为Wo=0.50、En=0.35、Fs=0.16)；角闪石填隙在辉石中，呈堆晶结构，为普通角闪石、浅闪石和铁浅闪石(Mg#=0.21～0.43；单位分子式的Si=6.78～7.11，K+Na=0.30～1.62)。绿帘石(单位分子式平均值为Fe3+=0.90)出现在单斜辉石的边界，或在晚期碳酸盐交代过程中与方解石共生，与碳酸盐化同时还发生了钾长石交代作用(图3d)。磁铁矿和赤铁矿呈细粒分散在岩石中(<1%)。

图3 胶北祥山宿主岩和铁矿石的显微结构照片(a、b)变质辉长岩：单斜辉石、角闪石变晶、磁铁矿内含单斜辉石包体；(c、d)变角闪辉石岩：角闪石充填在中-粗粒辉石之间；晚期钙铁石榴石、绿帘石、方解石和钾长石沿着单斜辉石的解理缝和裂隙中分布；(e-h)变辉石角闪岩：角闪石表面发生绿泥石化，磁铁矿在黄铁矿边缘生长，并与晚期黄铁矿共生，磷灰石呈成分分带现象；(i-l)磁铁矿矿石20XS11和(m-p)磁铁矿矿石20XS13：磁铁矿可分为两期，早期大颗粒磁铁矿被碳酸盐脉切穿(o)，晚期磁铁矿与碳酸盐脉共生(n、o)；磷灰石也分两期，早期颗粒较大，可作为包体出现在早期磁铁矿中(k、l)，或与黑云母、角闪石共生(m、n)；晚期磷灰石出现在碳酸盐脉中，与晚期磁铁矿共生(n、o).照片(c、e、i、k、m)在单偏光下拍摄；(a、n、o)在正交偏光下拍摄;(f、l)在反射偏光下拍摄，其余皆为背散射图像Fig.3 Microphotographs of host rocks and iron ore in Xiangshan, Jiaobei terrane(a, b) meta-gabbro: metacrysts of clinopyroxene, amphibole; Magnetite contains clinopyroxene inclusion; (c, d) metamorphic Amp clinopyroxenite: hornblendes are filled in between medium-coarse grained clinopyroxenes；late epidote, calcite and K-feldspar were distributed along cleavages and fissures of clinopyroxene; (e-h) metamorphic Cpx amphibolite: amphibole surface was suffered chloritization, magnetite grows over the amrgin of pyrite and asocciated with late pyrites, and apatite shows compositional zoning; (i-l) magnetite ore of sample 20XS11 and (m-p) magnetite ore of sample 20XS13. Magnetites can be divided into two groups, the early large-grained Mag-A is cut through by carbonate veins, while the late fine grained Mag-B can be seen associated with carbonate veins. Apatite can also be divided into two stages: the early Ap-I may appear as inclusion in early magnetite (k, l) or coexist with biotite and hornblende (m, n). Photos (c, e, i, k, m) under plane-polarized light; (a, n, o) under crossed polars; (f, l) under reflection-polarized light; all the others were BSE images

3.3 辉石角闪岩

岩石主要矿物为单斜辉石(10%～20%)、角闪石(40%～50%)、斜长石(5%～10%)、绿帘石(10%～15%)、绿泥石(8%～10%)；副矿物包括黄铁矿、磁铁矿、磷灰石和榍石等。单斜辉石多为透辉石(化学成分平均值为Wo=0.49、En=0.41、Fs=0.10)，偶尔见普通辉石(Wo=0.28、En=0.55、Fs=0.17)；角闪石分早、晚两期：早期角闪石(0.1～0.2mm)为细粒变晶结构，成分为普通角闪石(平均Mg#=0.68；单位分子式的Si=7.08，K+Na=0.35)、浅闪石(平均Mg#=0.63；单位分子式的Si=6.81，K+Na=0.66)；晚期角闪石(Amp-Ⅱ)是阳起石(平均Mg#=0.73；单位分子式的Si=7.70，K+Na=0.20)(附表1)，在绿帘石、钠长石或方解石脉中呈细小纤维状产出(图3g, h)。绿帘石(单位分子式的平均Fe3+=0.90)与阳起石或方解石等共生(图3g, h)。绿泥石交代角闪石、单斜辉石，在这些矿物的表面或沿解理缝生长(图3e, g)。岩石中的早期磁铁矿与早期单斜辉石、角闪石和黄铁矿共生(图3g)；晚期磁铁矿沿黄铁矿边缘生长，形成时间晚于黄铁矿，或在基质中以细颗粒出现，与晚期角闪石伴生(图3e, g)。磷灰石为半自形到他形晶，可达1～2mm，大颗粒的磷灰石内含单斜辉石、角闪石，甚至绿帘石、钠长石和方解石等晚期矿物，但仍然保留了一定的成分环带变化，从核部到边部SiO2、Ce2O3和F的含量都在减少(图3g)，化学成分分析表明磷灰石为氟磷灰石，F和Cl的含量分别为0.76%～3.07%和0.01%～0.04%(附表2)。

3.4 磁铁矿矿石

在选取研究的3个样品中，主要矿物磁铁矿的含量达25%～35%，单斜辉石20%～40%，角闪石5%～15%，黑云母5%～10%；次要矿物黄铁矿5%～8%，绿泥石5%～7%，钠长石0～5%，方解石3%～5%，磷灰石2%～3%；副矿物有磁黄铁矿、赤铁矿。磁铁矿可分为两期，为了与宿主岩中磁铁矿相区别，命名早期粗粒磁铁矿(Mag-A)，可达到1～3mm，与早期脉石矿物单斜辉石和角闪石伴生(图3i, j, p)，结构致密或被碳酸盐脉切割(图3o)；晚期磁铁矿(Mag-B)呈多孔状，分散在矿物颗粒之间，或生长在早期磁铁矿周围，与碳酸盐脉或钠长石脉同时形成(图3i, j, m-o)。脉石矿物单斜辉石为中粒普通辉石和钙铁辉石，平均化学成分分别为Wo=0.50、En=0.36、Fs=0.14和 Wo=0.50、En=0.36、Fs=0.14。角闪石为早期的普通角闪石(平均Mg#=0.63；单位分子式的Si=7.17，K+Na=0.20)、钠闪石(平均Mg#=0.77；单位分子式的Si=6.09，K+Na=0.77)以及晚期的阳起石(平均Mg#=0.42；单位分子式的Si=7.89，K+Na=0.04)。颗粒较大的早期角闪石与单斜辉共生(图3j)，晚期的阳起石与黑云母共生或在钠长石脉中出现(图3k, l, p)。磷灰石也可分为两期，早期磷灰石(Ap-Ⅰ)与早期磁铁矿Mag-A共生，以包裹体形式出现在磁铁矿中的磷灰石(Ap-0)代表了变质前的岩浆作用产物(图3k)，中粒的早期磷灰石Ap-Ⅰ受到角闪岩相以及其后退变质作用的影响应该已经发生了重结晶作用(图3m, n, p)；晚期磷灰石(Ap-Ⅱ)出现在碳酸盐脉中，与晚期磁铁矿Mag-B同期形成(图3m-o)。磷灰石为富氟的磷灰石，F和Cl的含量分别为1.59%～2.63%和 0.01%～0.23%(附表2)。铁矿石在成矿晚期普遍地发育碳酸盐化现象。

4 岩石及矿石地球化学特征

本文对在祥山铁矿采集到的9件宿主岩石和3件矿石样品进行岩石地球化学分析，包括变质辉长岩2件，角闪辉石岩3件，辉石角闪岩4件，铁矿石3件，分析结果列在表1中。

表1 胶北地体祥山宿主岩石和铁矿石样品的主量元素(wt%)和微量元素(×10-6)组成Table 1 Major element (wt%) and trace element (×10-6) compositions of host rocks and samples of iron ore from the Xiangshan, Jiaobei terrane

续表1Continued Table 1

变质镁铁-超镁铁质宿主岩石的SiO2=39.84%～51.89%，全碱的含量变化较大NaO+K2O=0.49%～4.10%，但含较低的K2O=0.07%～0.58%。原岩主要为辉长岩和橄榄辉长岩，属亚碱性岩浆系列(图4a)，其中有2个样品落入碱性系列, 实际上是有几个辉石角闪岩，受到了较为严重的绿泥石化和钾质交代作用(图4b)。全岩的FeO和Fe2O3含量分别为3.85%～9.30%和4.82%～10.98%，MgO=6.50%～11.26%、MgO/(MgO+FeO)=0.25%～0.50%、Al2O3=4.59%～10.27%、CaO=14.83%～25.58%, 表明岩石富铁、Al2O3偏低；CaO变化较大，这与晚期碳酸盐交代作用相关。磁铁铁矿石具有较低的SiO2=12.58%～30.12%，FeO和Fe2O3含量分别为13.30%～21.60%和25.74%～46.92%，相较于宿主岩石含有较高的K2O=0.10%～1.36%。

岩石稀土元素的总量较低(∑REE=59.48×10-6～186.8×10-6)。球粒陨石标准化稀土配分图呈现轻稀土弱富集的较为平坦的曲线形态((La/Yb)N=0.95～5.57)，表现出中等程度的分馏和铕负异常(δEu=0.39～0.68)；磁铁矿石呈现轻稀土强富集的右倾型稀土配分曲线((La/Yb)N=4.71～28.80)和中等到微弱铕负异常(δEu=0.69～0.92)(图4c)。宿主岩和铁矿石的原始地幔标准化曲线表现出大离子亲石元素(如Rb、Ba、K、Sr、Pb)含量变化较大。显著的Sr亏损和Pb的富集表明岩石结晶形成时斜长石成分进入到熔体中及其壳源物质的存在(图4d)。高场强元素Th、U、Nb、Ta、Zr和Ti中，只有Nb、Ta和Ti亏损。磷从亏损到高度富集与磁铁矿化有关，除了一个绿泥石化角闪岩样品 (表1，20XS09)，铁矿石中磷灰石的普遍含量高于变质辉长岩、角闪辉石岩和辉石角闪岩等宿主岩石(图4d)。

5 矿物的U-Pb定年、微量元素和同位素特征

5.1 锆石U-Pb定年和微量元素特征

本研究对1件辉石角闪岩(20XS09)和2件铁矿石样品(20XS11和20XS13)进行锆石U-Pb定年和微量元素测定，测试结果见电子版附表3和附表4。

样品20XS09为辉石角闪岩，锆石颗粒呈半自形到自形，长度范围为50～100μm，长宽比为1.5～1(图5)。CL图像显示无明显的振荡分带，多呈扇形分带和变质增生边结构。锆石颗粒44和45号分析点的CL发光强度显著不同，但测得的年龄值1868±40Ma、1888±13Ma在误差范围内没有差别。分析的45粒锆石，呈变质锆石特征，Th/U值为0～0.11，207Pb/206Pb谐和交点年龄为1889±19Ma(MSWD=1.7)，加权平均年龄1859±6.4Ma(MSWD=1.5)(图6a)。锆石的球粒陨石归一化稀土元素配分表现为左倾陡坡((Gd/Yb)N=0～0.03)，δEu表现出弱到中负异常(0～0.54)，δCe则变化较大，大多为强正异常(0.96～120.7)(图6b)。

图4 祥山铁矿宿主岩及铁矿石地球化学特征(a)变质镁铁-超镁铁质岩的TAS图(据Middlemost, 1994)；变质镁铁质-超镁铁质岩和铁矿石样品的(b)碱性交代图(b,据Salin et al., 2021及其文献)、球粒陨石标准化稀土元素配分图(c)；原始地幔标准化微量元素蜘蛛图(d)(标准化值据McDonough and Sun, 1995)Fig.4 Whole-rock geochemical characteristics of host rocks and iorn ore from the Xiangshan mine(a) total alkali vs silica (TAS) diagram for metamafic-ultramafic rocks (after Middlemost, 1994)；(b) alkali alteration diagram (b, after Salin et al., 2021 and reference therein), chondrite-normalized REE patterns (c) and primitive mantle-normalized spider diagrams (d) for metamafic-ultramafic rocks and iron ore samples (normalization values from McDonough and Sun, 1995)

图5 祥山宿主辉石角闪岩和铁矿石样品的锆石CL图像圆圈表示LA-ICP-MS测定锆石U-Pb年龄的区域；圈内的数字为附表3、附表4中测点号；年龄单位为MaFig.5 Representative CL images of zircons for samples of Chl-Cpx amphibolite and iron ore from the Xiangshan ore mineThe circles mark the areas of the LA-ICP-MS measurements for zircon U-Pb age dating; numbers in circles refer to analyzed data in appendix table 3 and appendix table 4; 年龄单位为Ma

图6 宿主辉石角闪岩和铁矿石的锆石U-Pb谐和年龄以及锆石的球粒陨石标准化稀土元素配分图(标准化值据McDonough and Sun, 1995)Fig.6 U-Pb concordia diagrams of zircon ages and chondrite-normalized REE zircons (normalization values from McDonough and Sun, 1995) from host Cpx amphibolite and iron ore of the Xiangshan, Jiaobei terrane

图7 祥山宿主辉石角闪岩和铁矿石样品的磷灰石CL图像圆圈表示LA-ICP-MS测定锆石U-Pb年龄的区域；圈内的数字为附表5、附表6中测点号; 年龄单位为MaFig.7 Representative CL images of apatites for host Chl-Cpx amphibolite and iron ore from the Xiangshan ore mineThe circles mark the areas of the LA-ICP-MS measurements for apatite U-Pb age dating; numbers in circles refer to analyzed data in appendix table 5 and appendix table 6

图8 胶北祥山辉石角闪岩和铁矿石样品中磷灰石的U-Pb年龄和球粒陨石标准化稀土元素配分图(标准化值据McDonough and Sun, 1995)Fig.8 U-Pb concordia diagrams of apatite ages and chondrite-normalized REE patterns (normalization values from McDonough and Sun, 1995) from host Cpx amphibolite and iron ore of the Xiangshan, Jiaobei terrane

图9 胶北祥山宿主岩石和铁矿中磁铁矿的陆壳标准化多元素变化图(据Broughm et al., 2017；标准化值据Rudnick and Gao, 2003)Fig.9 Continental crust normalized multi-element variation of magnetites in the meta-mafic rocksand iron ore from the Xiangshan (after Broughm et al., 2017; normalization values from Rudnick and Gao, 2003)

图10 祥山铁矿宿主岩石以及磁铁矿矿石的地球化学判别图(a) Th/Hf-Ta/Hf图解(据Schandl and Gorton, 2002)；(b)Nb/La-La/Yb图(据Alavijeh et al., 2019)；(c)TiO2×10-Al2O3-K2O×10判别图(据Santosh et al., 2020)；(d)AFM图区分堆晶和非堆晶成因镁铁-超镁铁质岩(据Beard, 1986)；(e-g)P2O5与SiO2、K2O和Fe2O3相关图Fig.10 Geochemical discrimination diagrams of host rocks of the Xiangshan iron ore(a) Th/Hf vs. Ta/Hf diagram discriminating active continental margin and within plate tectonic fields (after Schandl and Gorton, 2002); (b) Nb/La vs. La/Yb variation diagram for the Xiangshan metamafic rocks (after Alavijeh et al., 2019); (c) TiO2×10-Al2O3-K2O×10 diagram discriminating geological setting (after Santosh et al., 2020); (d) AFM diagram discriminating cumulate and non-cumulate mafic-ultramafic rocks (Beard, 1986); (e-g) diagrams showing relations of P2O5 vs. SiO2, K2O and Fe2O3

图11 祥山辉石角闪岩和铁矿石中磷灰石的SiO2-MnO图(a，据Zafar et al., 2019)和Sr/Y-∑LREE图(b，据O’Sullivan et al., 2020)ALK-富碱岩浆岩；IM-I型花岗质岩石和基性岩浆岩；LM-低中级变质岩或交代变质岩；HM-高级变质岩；S-S型花岗质岩石；UM-超铁镁-超基性岩(包括碳酸岩)Fig.11 Discrimination diagrams of SiO2 vs. MnO (a, after Zafar et al., 2019) and Sr/Y vs. ∑LREE of apatite from clinopyroxene amphibolite and iron ore in the Xiangshan iron mineALK-alkali-rich igneous rocks; IM-I-type granitoids and mafic igneous and rocks; LM-low- and medium-grade metamorphic and metasomatic; HM-partial melts/leucosomes/high-grade metamorphic; S-S-type granitoids; UM-ultramafc rocks including carbonatites, lherzolites and pyroxenites

图12 祥山变质基性宿主岩与铁矿中磁铁矿的成因图解(a)V/Ti-Fe图(据Wen et al., 2017)；(b)Ti-Ni/Cr关系图(据 Dare et al., 2014)；(c)Al+Mn-Ti+V 与形成温度关系(据 Nadoll et al., 2014修改)；(d)V-Ti图(据 Knipping et al., 2015，Maghfouri et al., 2021)；(e)Ge/Si-Ge判别图(据Meng et al., 2017)；(f)V/Ti -Ni/Ti判别图(据Broughm et al., 2017)Fig.12 Diagrams to discriminate characteristic of magnetite in the Xiangshan metamafic rock and iron ore(a) V/Ti vs. Fe (after Wen et al., 2017); (b) Ti vs. Ni/Cr (after Dare et al., 2014); (c) Al+Mn vs. Ti+V (after Dare et al., 2014); (d) V vs. Ti (after Knipping et al., 2015; Maghfouri et al., 2021); (e) Ge/Si vs. Ge (after Meng et al., 2017); (f) V/Ti vs. Ni/Ti (after Broughm et al., 2017)

样品20XS11和20XS13皆为铁矿石，锆石颗粒呈他形浑圆状，长度范围为50～120μm，长宽比1～2(图5)。CL图像多显示无分带结构，仅少数呈变质增生边结构，两个样品的CL发光强度都很弱。分析两个样品的锆石颗粒分别为41粒和40粒，Th/U值为分别为0～0.28和0.04～0.56；谐和曲线上207Pb/206Pb的交点年龄分别为1832±7.7Ma(MSWD=1.9)和1841±7.2Ma(MSWD=1.8)；加权平均年龄分别为1823±6.7Ma(MSWD=3.0)和1829±5.4Ma(MSWD=3.8)(图6c, e)。20XS11和20XS13样品锆石的球粒陨石标准化稀土元素配分图都表现为左倾陡坡，分别有(Gd/Yb)N=0.02～0.11和(Gd/Yb)N=0.01～0.05，δEu也表现为弱到中负异常分别是 0.53～0.84和0.22～0.85，δCe几乎皆为强正异常，分别是3.04～39.61和22.96～322.5，不是典型的变质成因REE配分曲线(图6d, f)。在含有石榴石的高级变质岩中，由于石榴石矿物富集重稀土元素(HREE)致使同期变质锆石的重稀土元素大大降低，从而展现重稀土平坦的REE配分曲线(Rubatto, 2017)。本研究的宿主岩和铁矿石都没有石榴石出现，因而HREE没有得到分馏，从而保留了稀土配分曲线左倾的特征。

5.2 磷灰石U-Pb定年、微量元素和Rb-Sr同位素特征

研究选取与锆石研究相同的3件样品即辉石角闪岩(20XS09)和铁矿石样品(20XS11、20XS13)进行磷灰石U-Pb定年、微量元素和Rb-Sr同位素分析测试，测试结果分别见电子版附表5、附表6、附表7中。

如前所述，变质镁铁-超镁铁质岩和磁铁矿矿石的磷灰石是氟磷灰石，颗粒大小0.1～0.25mm，大者可达1～2mm(图3i)。CL图像显示取自宿主辉石角闪岩中的磷灰石多在0.25mm左右，多为他形晶，结构疏松，有明显的后期流体交代现象(图7)；铁矿石(20XS11)中的磷灰石，粒径较大，在0.25mm左右，半自形晶到他形晶，结构大多致密，表面干净，由于该矿石结构致密, 鲜见晚期碳酸盐脉交代(图3i-l，图7)。定年所选磷灰石皆为早期大颗粒磷灰石(Ap-Ⅰ)；而铁矿石(20XS13)普遍受到晚期碳酸盐化的交代作用，早期磷灰石受到晚期碳酸盐脉和钠长石的交代而碎裂(图3m-p)，因而该样品发育碳酸盐脉中晚期磷灰石(Ap-Ⅱ)。CL图像显示此类磷灰石颗粒细小(<0.1mm，图7；20XS13)。此外，宿主岩磷灰石的Th=394×10-6～696×10-6，U=68×10-6～149×10-6，而铁矿石20XS11(Ap-Ⅰ)和20XS13(Ap-Ⅱ)的Th 分别为～312×10-6～658×10-6和0～150×10-6，U分别为83×10-6～188×10-6和1.80×10-6～47.00×10-6，三者中磷灰石的Th/U分别为4.63～6.70、3.03～4.32和0～3.62(除了2个值，多在0～0.42)。宿主岩21粒磷灰石U-Pb定年的加权平均年龄为131±17Ma(MSWD=1.8)，铁矿石14粒早期磷灰石(20XS11，Ap-Ⅰ)的加权平均年龄为368±36Ma(MSWD=1.8)，11粒晚期磷灰石(20XS13，Ap-Ⅱ)的加权平均年龄为285±22Ma(MSWD=1.1)(图8a, c, e)。值得注意的是，晚期磷灰石(Ap-Ⅱ)，单颗粒分析的年龄误差可以很大(如图7，20XS13中的点7和点9)，表明晚期热液交代作用不均一和不完全，有些年龄保留了有早期磷灰石(Ap-Ⅰ)的向晚期磷灰石过渡的年龄。前人对这种热液交代作用不完全而形成的年龄变化大、误差大的研究实例很多(Lietal., 2010)。

胶北祥山辉石角闪岩和铁矿石样品中磷灰石的球粒陨石标准化稀土元素配分模式表明，辉石角闪岩的磷灰石和铁矿石中早期磷灰石(Ap-Ⅰ，20XS11)具有相同的特征，而铁矿石中晚期磷灰石(Ap-Ⅱ，20XS13)则表现出完全不同的特征(图8b)。辉石角闪岩与磁铁矿矿石中的早期磷灰石(Ap-Ⅰ)和晚期磷灰石(Ap-Ⅱ)的Sr含量分别为269×10-6～555×10-6、315×10-6～605×10-6和514×10-6～607×10-6，Y的含量分别为318×10-6～461×10-6、212×10-6～438×10-6和181×10-6～337×10-6。辉石角闪岩和磁铁矿矿石中早期磷灰石(Ap-Ⅰ)的球粒陨石标准化稀土元素配分模式主要表现为稀土分馏强烈，(Ce/Yb)N值分别为22.26～31.45和40.87～75.97，具有右倾型轻稀土高度富集配分模式(图8b，d)，此外，分别有Eu负异常δEu=0.55～0.61和0.50～0.56，弱到中的Ce正异常δCe=1.15～1.40和1.00～1.16；然而，铁矿石中晚期磷灰石(AP-Ⅱ)的(Ce/Yb)N值为0.63～19.68，除了2条线，均具有中稀土略微凸起的基本平坦型配分模式(图8f)，其Eu呈负异常δEu=0.73～0.86，δCe=0.96～1.09。

对辉石角闪岩(20XS09)和铁矿石(20XS13)中的磷灰石进行原位Rb-Sr同位素分析，其87Sr/86Sr值分别为0.70627～0.70742和0.70886～0.71603(附表7)

5.3 磁铁矿微量元素特征

祥山宿主岩石和铁矿石样品磁铁矿的主量和微量元素化学分析结果见电子版附表8。两件宿主岩石的样品角闪辉石岩(20XS04)和辉石角闪岩(20XS09)，前者的烧失量(LOI=0.68)远低于后者(LOI=12.67)，表明样品20XS04受到晚期交代作用影响较小。角闪辉石岩中的磁铁矿根据成分的不同，可划分为两期(Mag-Ⅰ和Mag-Ⅱ)(图9a)。而辉石角闪岩角闪石含量高，且角闪石多见有绿泥石化现象，晚期交代作用明显，该样品多保留了晚期磁铁矿(Mag-Ⅱ)的成分(图9b)。磁铁矿的陆壳标准化微量元素模式可以看出，宿主岩的早期磁铁矿(Mag-Ⅰ)不活动元素 (如Ti、Zr、Nb、Ta和Hf) 相对亏损，不相容元素(Si、Ca和P)不富集，它们通常在岩浆磁铁矿中丰度极低。且相比于晚期磁铁矿Mag-Ⅱ)，早期磁铁矿(Mag-Ⅰ)的Y、Mg、Pb和Mo含量较高，但相容元素Ga的含量较低。磁铁矿矿石中两期磁铁矿(Mag-A和Mag-B)的陆壳标准化微量元素模式表现出相似的特征(图9c, d)，其不活动元素 (如Ti、Zr、Nb和Hf)的含量仍显亏损，但较之于宿主岩Ta相对富集；不相容元素(Si、Ca、Y和Cu)不富集；磁铁矿相容元素(Ti、V、Ga)含量高，P的含量在两期磁铁矿中都富集。不同之处在早期磁铁矿(Mag-A)Zn、Co和Ni的含量较晚期磁铁矿(Mag-B)高(图9c, d)。

6 讨论

6.1 变质镁铁-超镁铁质岩的形成环境

祥山变质镁铁-超镁铁岩主量元素特征表明原岩是亚碱性系列的橄榄辉长岩和辉长岩。稀土元素配分图轻微右倾并具有明显的Eu负异常，有较明显的岩浆分异现象；高场强元素Nb、Ta和Ti亏损，或许与弧岩浆关联；P从亏损到富集，在铁矿石中尤其富集(图4c, d)。在Th/Hf-Ta/Hf图中，岩石落入板内构造环境，磁铁矿石显然在后期成矿富集过程中偏离了岩浆应有的性质，因而失去了指示地质背景的意义(图10a)；Nb/La-La/Yb图表明变质镁铁质岩原岩可能产生于下地壳的岩石圈地幔，并与软流圈地幔岩浆发生了混合作用(图10b)；从主元素TiO2×10-Al2O3-K2O×10和AFM三角图中可见，赋矿岩体与岛弧环境及造山带玄武岩成因相关(图10c)，并且属于与岛弧相关的堆晶岩(图10d)。

6.2 磷灰石的年代学与矿物学指示意义

前面的研究表明宿主岩石和铁矿石中的磷灰石皆为氟磷灰石(Ca10(PO4)6(F, OH, Cl)2)，其矿物结构中的元素易于受到稀土元素(REE)、Si、Sr、Ba等替代而发生成分变化，从而反映地质环境的变化。本研究中磷灰石的SiO2含量从宿主辉石角闪岩到磁铁矿矿石中呈明显的降低趋势。SiO2-MnO图解可用来判别磷灰石成因类型，磁铁矿矿石中的磷灰石由早期(Ap-Ⅰ)的岩浆成因逐渐转变为晚期(Ap-Ⅱ)热液成因(图11a)。此外如前所示，大颗粒磷灰石从核部到边部SiO2和Ce2O3的减少(图3g)，也显示了磷灰石从核部到边部由岩浆成因向热液成因的过渡。

微量元素总量可以更明确地区分宿主辉石角闪岩和铁矿石中两期磷灰石的成因类型。宿主岩辉石角闪岩和铁矿石的早期磁铁矿(Ap-Ⅰ)的轻稀土(La+Ce+Pr+Nd)总量较高，落入岩浆成因区域；而晚期的磷灰石(Ap-Ⅱ)的轻稀土总量则较低，落入低级变质岩和或交代变质岩区域(图11b)。这与球粒陨石标准化的REE模式的特征指示的成因特征是一致的(图8b)。宿主辉石角闪岩的磷灰石和铁矿石中早期的磷灰石(Ap-Ⅰ)具有轻稀土(LREE)富集、Eu呈负异常的特征，是典型岩浆成因磷灰石的成分特征(Belousovaetal., 2002; Odlum and Stockli, 2020)。铁矿石晚期磷灰石(Ap-Ⅱ)则多表现为轻稀土元素的亏损、中稀土(MREE)富集和Eu呈轻度亏损，是典型的变质成因(Nutman, 2007; Anderssonetal., 2019; O’Sullivanetal., 2020)。这可能是因为晚期磷灰石(Ap-Ⅱ)在结晶过程中丢失了轻稀土元素而致(Hammerlietal., 2014)。Prowatke and Klemme (2006)认为独居石和磷钇矿富集LREE和少量HREE(+Y)，这两种矿物的浸出有利于磷灰石晶体结构富集中稀土元素(MREE)。磷灰石原位Sr同位素分析显示，宿主岩石中磷灰石的87Sr/86Sr比值较低，为0.70627～0.70742，而铁矿石(20XS13)磷灰石的87Sr/86Sr比值高，为0.70886～0.71603。宿主岩石磷灰石与早期的变质矿物组合单斜辉石、角闪石和黄铁矿伴生(图3g)，虽然经历了角闪岩相或其后的变质作用的叠加，但仍基本保留了岩浆磷灰石的Sr同位素特征。而铁矿石的磷灰石出现在碳酸盐脉中，显然受到了壳源物质的污染。此外，宿主岩石和铁矿石中P2O5与K2O和Fe2O3成正比(图10f-g)，由此可见，成矿流体可能来源于岩浆热液与晚期富钾、富铁和富CO2流体的叠加作用。

祥山铁矿区位于五莲-烟台断裂和牟平-荣成断裂之间的牟乳金成矿区，处于胶北地体和苏鲁造山带交界处(图1；于学峰等, 2016; 宋明春等, 2019; Songetal., 2021; Zhangetal., 2020)。本研究中宿主辉石角闪岩的磷灰石记录了年龄约131±17Ma，其年龄较之铁矿石中两期磷灰石的年龄都小，但仍然保持着岩浆成因的Sr同位素特征(0.70627～0.70742)。很显然这个年龄不是辉石角闪岩原岩形成的年龄，而是代表了～131Ma的一次热事件，与胶东地区金矿大省早白垩世金矿主成矿期相吻合。众所周知，与郭家岭片麻状花岗闪长岩-花岗岩组合有关的主期金矿成矿作用，如典型的三山岛金矿、焦家金矿和玲珑金矿等，成矿年龄在约108～133Ma之间(陈衍景等, 2004; 李洪奎等, 2017; 于学峰等, 2019; Zhangetal., 2020)。

铁矿石中早期磷灰石(Ap-Ⅰ)的U-Pb年龄为368±36Ma，尽管保留了岩浆磷灰石的微量元素特征(图6、图11b)，但仍记录了矿石原岩经历了俯冲碰撞造山、早古生代晚泥盆世的变质改造事件。这个年龄在秦岭造山带的北祁连地块有记录，代表古生代造山带微陆碰撞期麻粒岩相变质作用之后，在415～390Ma发生的角闪岩相退变质作用(Ratschbacheretal., 2006; Wu and Zheng, 2013; Dongetal., 2011)。但在胶东半岛鲜有报道，也许是因为磷灰石的LA-ICPMS原位U-Pb定年是近几年来发展起来的新技术，所获得的低温热液形成的年龄有限，今后或许会得到更多的年龄支持。

晚期磷灰石(Ap-Ⅱ)的U-Pb年龄为晚古生代285Ma±22Ma，这个年龄在胶东也未见报道。这一样品的锆石U-Pb定年为1832±7.7Ma，代表胶北地体基性麻粒岩-角闪岩峰期变质后折返的年代。随着地块抬升到近地表，在长期的地质演化过程中，接受地表水进入而形成热液，这个过程在不需要很高的岩浆热流的情况下也可以发生低级变质作用，从而产生了出现在碳酸盐脉中晚期磷灰石(Ap-Ⅱ)和磁铁矿(Mag-B)(图3m-o)。

De Boorder (2015)在总结晚古生代和晚中生代大火成岩省、造山与成矿背景下的胶东金矿时，展示了欧亚大陆307～270Ma的中亚-塔里木大火成岩省岩浆事件、300～285Ma早二叠世金成矿事件和252～242Ma晚二叠-早三叠世的大火成岩岩浆事件。然而上述早古生代到早中生代的岩浆事件和金成矿事件，到了胶东都已消失(De Boorder, 2015)。在过去的30年以来，中外科学家提出了华北克拉通东部“岩石圈减薄”或“去根”的概念(邓晋福等, 1994; Fanetal., 2000; Zhuetal., 2011)。由于西太平洋板块的俯冲，大量的流体进入陆下地幔，原本稳定的地壳在160～140Ma发生了大规模韧性变形和岩浆-成矿活动，并在早白垩世(～125Ma)达到峰期(Lietal., 2017; Yangetal., 2021)。从而造成华北克拉通东部发生了100多千米的岩石圈地幔丢失，使得华北克拉通整体失稳而遭受破坏或被去克拉通化(吴福元等, 2008; Zhuetal., 2011)。这种大规模中生代岩浆-成矿活动或许是华北东部消涂或弱化古生代年代记录的原因。

6.3 磁铁矿的化学成份与矿物学指示意义

不同地质环境下形成的磁铁矿通常具有不同的微量元素组成(Dupuis and Beaudoin, 2011; Nadolletal., 2014)。宿主岩辉石角闪岩晚期磁铁矿(Mag-Ⅱ)与铁矿石中的两期磁铁矿(Mag-A和Mag-B)显示相似的微量元素配分模式，具有不相容元素(Si、Ca、Y和Cu)不富集、磁铁矿相容元素(Ti、V、Ga)含量高以及两期磁铁矿中均富集P，但铁矿石的早期磁铁矿(Mag-A)Zn、Co和Ni的含量高于晚期磁铁矿(Mag-B)的特征(图9c, d)，可能指示了一个共同的来源和成因，而铁矿石早期和晚期的磁铁矿可能代表了同源却不同演化阶段的产物。

由于Ti在热液条件下的地球化学性质通常是不活动的，而V即使在低温热液流体中也是可活动的, 因此，Wenetal.(2017)构建了用来区分岩浆磁铁矿和热液磁铁矿的Fe-V/Ti判别图。岩浆成因磁铁矿铁含量低(<66%)、V/Ti<1，并且这一比值从基性到中、酸性岩逐渐降低，说明在岩浆分异过程中，V是一种相容元素，而Ti则不相容。上地壳环境下火成岩经常受到热液蚀变的影响，流体诱导溶解-再沉淀是导致火成岩磁铁矿再平衡的主要机制，在再平衡过程中，火成岩磁铁矿晶格中钛铁矿片层出溶，随流体流失的Ti也可与流体或周围矿物反应在磁铁矿裂隙中形成榍石 (Plümper and Putnis, 2009; Wenetal., 2017及其文献)，因而磁铁矿晶体中钛含量降低，V/Ti升高。因此，Fe-V/Ti图可以有效区分磁铁矿的岩浆成因和热液成因，以及两者之间的再平衡趋势。在Fe-V/Ti图上，祥山宿主岩角闪辉石岩和辉石角闪岩中的磁铁矿都表现为岩浆磁铁矿被热液磁铁矿叠加的再平衡特征，而铁矿石中早期磁铁矿(Mag-A)继再平衡磁铁矿后，随着晶格中V也开始流失而进入热液磁铁矿区域；流体的进一步作用，导致铁矿石晚期磁铁矿(Mag-B)V/Ti进一步降低(图12a)。

此外，岩浆磁铁矿和热液磁铁矿的一个重要区别是Ni和Cr的行为。Ni在流体中的溶解度比Cr高，因此磁铁岩浆成因的磁铁矿Ni/Cr≤1，而热液环境中磁铁矿通常有Ni/Cr≥1。所以Ni/Cr比值可有效区分热液环境和岩浆环境中的磁铁矿(Dareetal., 2014; Wenetal., 2017)。Ti-Ni/Cr图显示，祥山宿主辉石角闪岩中的两期磁铁矿(Mag-Ⅰ、Ⅱ)与铁矿石中早期磁铁矿(Mag-A)皆显示岩浆成因，而铁矿石中晚期磁铁矿(Mag-B)清楚表明是热液成因(图12b)。以往的研究表明，磁铁矿的结构和组成对矿物形成时的物理化学条件非常敏感(Dupuis and Beaudoin, 2011; Dareetal., 2014; Nadolletal., 2014)。Nadolletal.(2014)根据前人研究的大量数据，总结了磁铁矿晶体中Ti+V和Al+Mn的变化与温度变化呈正相关，构建了Ti+V、Al+Mn与温度范围之间的定性评价图鉴。可以看到无论是宿主岩石还是铁矿石的各类磁铁矿都记录了200～300℃的形成温度，宿主岩石似乎受流体作用的温度还要低些(图12c)。

6.4 祥山铁矿的成因归属探讨

6.4.1 岩浆作用相关的铁矿成因

与岩浆岩相关的铁矿成因模型可从单纯的岩浆成因到不同程度的热液流体参与演化，主要有如下几种：

(1)岩浆不混溶(熔离)作用成矿：富铁熔体由原始成分均匀的硅酸盐岩浆的结晶分异作用形成，这些熔体与母体硅酸盐熔体不混溶，聚集在岩浆房较低的部分，大量的铁钛氧化物形成了以钒钛磁铁矿床(Fe-Ti-(V)为主的氧化物矿床(Broughmetal., 2017; Mengetal., 2017; Houetal., 2017, 2018; Wangetal., 2019)。这一结果已得到合成实验证据的支持(Houetal., 2017)。大规模的该类型矿床往往与大火成岩省的幔源火山作用有关(Mengetal., 2017; Huetal., 2017; Wangetal., 2019)，如四川攀枝花钒钛磁铁矿(Liuetal., 2015a)、承德大庙铁矿(Chenetal., 2013; Heetal., 2016)和加拿大魁北克Grenville省的Morin和Mirepoix钛铁矿-磁铁矿矿床等(Diotetal., 2003; Morissetetal., 2013; Charlieretal., 2015)，但也不排除高温岩浆矿床形成后受到后期中低热液的交代叠加(Charlieretal., 2015; Wangetal., 2019)。

(2)宿主岩石受到富铁热液置换成矿或热液成床：这种模式认为富铁热液是一种岩浆后期的流体，它从周围岩体中萃取铁，并交代火山岩。如南澳大利亚Olympic Dam的Cu-U-Au-Ag矿床局部被Fe交代形成Cu-U-Au-Fe矿床和瑞典北部Kiruna地区Tjarrojakka P-Fe和Cu-Au矿床(Hitzmanetal., 1992; Edfeltetal., 2005; Knippingetal., 2015)。又如，智利的El Laco磁铁矿矿床，由98%以上的磁铁矿组成。原以为是一种罕见的喷出氧化铁熔体的岩浆成因例子，但近年来详细的磁铁矿微量元素研究表明其含量不同于岩浆磁铁矿以及El Laco地区未蚀变安山岩宿主岩的原生磁铁矿，而是富铁热液交代了宿主安山岩形成铁矿床(Dareetal., 2015)，或是富挥发分熔体交代了宿主安山岩形成铁矿床(Broughmetal., 2017)，是典型的热液成因矿床。

(3)岩浆-热液混合成矿，即高度分异的岩浆结晶后不久，在冷却过程中与岩浆产生的流体或外部流体反应形成的铁矿床(Rojasetal., 2018; Ghazietal., 2019)。Rojasetal.(2018)对智利北部最大的氧化铁-磷灰石(IOA)矿床之一El Romeral铁矿进行精细的磁铁矿矿物化学分析, 得出早期Ⅰ型磁铁矿含有高含量的V和Ti以及高温硅酸盐矿物包裹体(800～1020℃)，为岩浆成因；而晚期Ⅱ型磁铁矿具有高V和低Ti的特征，阐明了该成矿事件由岩浆条件向热液条件转变；此外，在矿床浅部，Co/Ni比值较低(<0.5)的黄铁矿和Cl含量相对于F较高的羟基磷灰石的存在，记录了低温热液条件(<600℃)的特征，表明该阶段岩浆的贡献较小。综上因素建立了El Romeral的岩浆-热液形成模式。Knippingetal.(2015)在研究Kiruna型铁矿床时也观察到早期磁铁矿斑晶从结晶安山岩熔体中分离出来，随后被热液磁铁矿叠加。

然而，许多矿床都具有多成因性，或在不同的位置表现出不同的成因类型。磁铁矿-磷灰石(Iron oxide-apatite, IOA)矿床或称Kiruna型铁矿床是重要的铁矿类型，广泛存在于世界各地。这类矿床的成因一直存在争议，从单纯的岩浆成因到涉及不同程度的热液流体参与成因模式(Rojasetal., 2018)。近年来在对智利北部白垩纪海岸Cordillera地区Carmen、Fresia、Mariela和El Romeral地区IOA矿床的磁铁矿的显微结构分析与磁铁矿化学成分的结合研究表明，磁铁矿在IOA矿床的形成和演化过程中呈现结构变化、易受多种成分再平衡事件的影响，从而认为IOA矿床的形成是岩浆作用与热液作用共同作用的结果(Rojasetal., 2018; Palmaetal., 2020)。在Andean山脉IOA矿床中不同亚类矿床本质上是由深度控制的。形成矿床的条件从深部的高温(>600℃)和还原(低fO2)的岩浆环境, 经中部低温岩浆热液和中等fO2到浅部的低温(200～300℃)和高fO2的热液环境(Palmaetal., 2020)。

6.4.2 祥山铁矿的成因探讨

随着原位LA-ICP-MS分析技术的发展，原位主微量元素的精确测定得以实现。磁铁矿化学成分已被认为在指示宿主岩石和铁矿石成因、识别成矿地质环境和铁质的来源方面具有重要的意义。由于Ti和V在岩浆磁铁矿中平均含量较高，热液磁铁矿含量相对低，采用Ti-V图可以区分磁铁矿是岩浆还是热液成因(Nadolletal., 2014)。岩浆磁铁矿中富含磷灰石和低钛磁铁矿矿床，称之为Kiruna型铁矿床(Knippingetal., 2015; Ghazietal., 2019)。祥山铁矿宿主岩的磁铁矿在Ti-V图中基本落在岩浆磁铁矿和热液磁铁矿的边界，但多落在在该图圈定的成分范围之外低Ti的一测(图12d)；铁矿石早期磁铁矿(Mag-A)也显示属于岩浆成因磁铁矿，与Ni/Cr鉴别的结果是一致的(图12b)；但铁矿石晚期磁铁矿(Mag-B)与宿主岩的磁铁矿一样落在Ti-V图圈定的成分范围之外低Ti的一测。这种现象与Broughmetal.(2017)阐述的现象一样，由于非常低的Ti含量没有投入到Kiruna型铁矿床范围内，是受到热液影响的结果。因此Loberg and Horndahl (1983)认为早期的Ti-V图解中V的值应该具有更宽范围，从而有效地显示本研究和一些其他研究中磁铁矿-磷灰石矿石中的Kiruna型磁铁矿范围(Loberg and Horndahl, 1983; Broughmetal., 2017)。Mengetal.(2017)总结了岩浆矿床、铁建造、矽卡岩矿床、氧化铁铜金矿床和岩浆岩热液矿床中磁铁矿的Ge的地球化学特征，发现磁铁矿的原位分析Ge/Si比值可作为地球化学示踪剂，为铁矿成因提供新的约束，来自岩浆热液的磁铁矿具有比其他类型铁矿床更高的Ge/Si比值(图12e)。祥山铁矿石中的两期磁铁矿(Mag-A和Mag-B)大都落入岩浆热液铁矿区域，而宿主岩石的角闪辉石岩和辉石角闪岩Ge的含量变化较大，落在了岩浆热液铁矿区域周围，这可能与构建Ge/Si-Ge图获取的岩浆热液铁矿区域的数据有限而致 (Mengetal., 2017)。而在V/Ti-Ni/Ti判别图中祥山所有宿主岩和铁矿石的磁铁矿都落入磁铁矿-磷灰石铁矿床/磷灰石-磁铁矿床(IOA)的范围内(图12f；Broughmetal., 2017)。

综上所述，祥山铁矿的成因应为岩浆-热液混合成矿模式，与Kiruna型铁矿床类型类似。如前所述，胶辽吉盆地在2.2～2.1Ga时形成(Lietal., 2004, 2011, 2018; Luoetal., 2004; Li and Zhao, 2007)，这也是胶北地体基性岩侵入的年龄 (Luetal., 2006; Li and Chen, 2014, Mengetal., 2014)。荆山群中泥质高压麻粒岩和基性高压麻粒岩都以中-高压顺时针P-T轨迹为特征，指示了胶-辽-吉带的碰撞闭合(Zhaoetal., 2005; Tametal., 2011; Liuetal., 2013)。峰期的变质年龄从1.95Ga到1.85Ga，退变质年龄出现在1.85～1.82Ga(Tametal., 2011; Liuetal., 2013, 2014, 2015b)。祥山铁矿的宿主岩和铁矿石都没有记录原岩的年龄。宿主辉石角闪岩和两件铁矿石样品的锆石Ti温度计计算记录的温度分别为: 589～662℃、470～554℃和495～659℃，达到了角闪岩相的变质程度(附表4)，宿主辉石角闪岩的锆石U-Pb年代学定年结果为1889Ma，两个铁矿石样品的年龄分别为1832～1841Ma，分别代表了胶-辽-吉带的峰期变质年龄和发生碰撞的时间，也代表了磁铁矿最早形成的年龄上限。年代学研究的结果表明，宿主辉石角闪岩的磷灰石年龄～131Ma，由于磷灰石的U-Pb同位素封闭温度约350～550℃(Chew and Spikings, 2015)，这个年龄记录的是最晚期交代变质作用的时间。铁矿石早期磁铁矿(Mag-A)与Amp-Ⅱ-Bt矿物组合共生(图3k, l)，共生的磷灰石记录～368Ma，晚期磁铁矿(Mag-B)与碳酸盐脉同时形成，与其同时形成的晚期磷灰石(Ap-Ⅱ)的年龄～282Ma，分别代表了早古生代和晚古生代的形成时代，与原岩和俯冲/碰撞的年代间隔不同的地质旋回。正如BIF硅铁建造在太古宙-古元古代的沉积盆地中形成后，在元古代造山事件发生变质和变形，并将原岩铁英岩转化为较高品位BIF铁矿石后，又从中生代到近代的风化改造的表生作用过程中进一步提高矿石品位(李旭平和陈妍蓉，2021及其文献)，祥山铁矿在古元古代形成之后，经历了造山变质作用，又通过漫长的地质历史演化，在古生代晚泥盆和晚石炭-早二叠世时进一步富集。

7 结论

(1)宿主岩的岩石地球化学研究结果表明宿主岩原岩岩浆来自于下地壳岩石圈地幔，岩石形成于岛弧相关的陆内伸展环境；

(2)宿主辉石角闪岩和两个铁矿石样品的锆石U-Pb年代学的定年结果分别为1889±19Ma、1832±7.7Ma和1841±7.2Ma的变质年龄，分别代表了胶-辽-吉造山带碰撞、折返和铁矿最初形成的年龄；

(3)锆石U-Pb年龄表明铁矿石的早期磁铁矿形成大于1841～1832Ma，磷灰石的U-Pb年龄在368±36Ma和285±22Ma。表明铁矿成矿有多期性，从中元古代的岩浆作用成矿，在古生代的晚泥盆和早二叠世的晚期热液成矿作用叠加。宿主岩磷灰石记录的～131Ma年龄虽然与胶东金成矿期的年龄一致，但只是与研究区铁成矿无关的一次热液交代事件。

(4)磁铁矿的主、微量元素研究表明，祥山铁矿的成因是岩浆-热液混合成因，具有Kiruna型铁矿特征。

致谢衷心感谢审稿专家刘福来研究员和陈衍景教授的细心评阅及提出的宝贵建议。