侯 通，潘榮昊，楊宗鵬，秦婧怡

（中國地質(zhì)大學地質(zhì)過程和礦產(chǎn)資源國家重點實驗室，北京 100083）

精細刻畫成礦過程和機制是當前成礦學的發(fā)展趨勢之一。由于自然系統(tǒng)的復雜性，導致地質(zhì)現(xiàn)象和地球化學數(shù)據(jù)常常具有多解性，所以以描述為主要內(nèi)容的傳統(tǒng)礦床學研究在這個方面則顯得有些“力不從心”。因此，以成巖成礦過程及物理化學條件為主要模擬對象的高溫高壓實驗，能夠通過控制變量來尋找礦床成因關(guān)鍵控制因素（Lukkari et al.,2007；Lledo et al.,2008;Webster et al.,2009;Song et al.,2016;Derrey et al.,2017;Hou et al.,2017；2018）。這不但是解決與成礦作用相關(guān)的一系列關(guān)鍵科學問題的重要途徑，也是礦床學進一步發(fā)展的內(nèi)在要求。

磁鐵礦-磷灰石（Iron Oxide-Apatite，簡稱IOA）型鐵礦，國際上也稱之為Kiruna型鐵礦（基魯納型），在中國也稱為陸相火山巖型鐵礦或者“玢巖鐵礦”。此類型鐵礦在時空上常與中酸性火山巖-次火山巖密切相關(guān)，是高品位鐵礦石的主要來源之一。礦石中除了磁鐵礦和磷灰石以外，還含有陽起石，形成特征的磁鐵礦-磷灰石-陽起石礦物共生組合。IOA型鐵礦在全球廣泛產(chǎn)出，例如中國東部寧蕪和廬樅2盆地、新疆阿爾泰地區(qū)、伊朗Bafq、瑞典Kiruna礦集區(qū)、秘魯Marcona和智利El Laco等地（Naslund et al.,2003;Hou et al.,2011;Jonnson et al.,2013）。該類型鐵礦一直是國內(nèi)外學術(shù)界關(guān)注的熱點，但其成因至今還存在很大爭議。針對其成因，前人提出的模式主要包括巖漿和熱液2種，而巖漿成因除了傳統(tǒng)的鐵礦漿不混溶模式以外（Naslund et al.,2003），還有磁鐵礦氣泡懸浮富集模式（Knipping et al.,2015a），熱液成因模式則有熱液交代和流體出溶沉淀成礦2種（Hildebrand,1986;中國科學院地球化學研究所,1987;趙永鑫,1993;Gleason et al.,2000;Sillitoe et al.,2002;Dare et al.,2014）。值得指出的是，巖漿模式中的2種類型并不排斥巖漿期后熱液過程，并且是將二者統(tǒng)籌考慮的。由于對于巖漿系統(tǒng)來說，熱液過程總是相對晚于巖漿過程的，而且部分IOA型礦床并不發(fā)育與成礦有關(guān)的熱液蝕變作用（如阿巴宮），所以先搞清楚巖漿期發(fā)生了什么，即厘清IOA型礦床的原生過程（primordial process）是建立成礦模式的前提。具體來說，查明巖漿期究竟是否有鐵質(zhì)的（超常）富集，是否有鐵礦漿的出現(xiàn)，揮發(fā)分在巖漿作用中發(fā)揮了怎樣的作用是解決該類型礦床成因的關(guān)鍵?？墒怯捎趲r漿期后熱液作用的疊加改造，導致自然樣品很難完整保留巖漿過程的相關(guān)信息。正因如此，本文即從成巖成礦實驗的角度，聚焦IOA型礦床形成的原生過程，側(cè)重介紹巖漿過程的相關(guān)實驗，對國內(nèi)外相關(guān)研究予以歸納總結(jié)，以期幫助我們所有人對這種礦床的成巖成礦過程有更加深入的理解。

1 液態(tài)不混溶作用實驗研究

IOA型礦床具有獨特的礦體形態(tài)和礦石結(jié)構(gòu)構(gòu)造，其塊狀礦石呈現(xiàn)出類似火山巖的特征（Park,1961;Henríquez et al.,1978;宋學信等,1981;Nystr?m et al.,1994;Henríquez et al.,1998;Naslund,2002；Chen et al.,2010)，比如智利拉科鐵礦產(chǎn)出的致密塊狀礦石具有流動構(gòu)造，樹枝狀和繩狀構(gòu)造等，以及可以指示層面的定向排列的氣孔；磁鐵礦熔巖流層面平行火山斜坡，構(gòu)成完整的熔巖單元，即頂部氣孔發(fā)育，往下氣孔減少等。在中國寧蕪盆地的姑山鐵礦不但可以觀察到這些類似的現(xiàn)象，還可以觀察到斑狀、菊花狀和熔渣狀礦石等（翟裕生等，1992）。因此，國內(nèi)外學者早期的研究根據(jù)這些野外現(xiàn)象提出了鐵礦漿貫入的成礦模式，即致密塊狀鐵礦石直接結(jié)晶于純的鐵氧化物熔體（Park,1961；Frietsch,1978；寧蕪研究項目編寫小組，1978；常印佛等,1991;翟裕生等,1992）。由于只有在簡單體系不混溶實驗中才能獲得純的氧化物熔體，如FeO-Fe2O3-SiO2-H2O體系（Gibbon et al.,1967），F(xiàn)e-C-O體系（Weidner,1982）和鐵橄欖石-白榴石-石英體系（Lester et al.,2013），所以將鐵氧化物熔體作為鐵礦漿的模式遭到了很多研究者的反對。從熱力學的角度來說，如果要在巖漿溫度下形成熔體，則必須有足夠的網(wǎng)絡形成子（成網(wǎng)離子，network former）形成熔體結(jié)構(gòu)來“溶解”或“承載”網(wǎng)絡修飾子（變網(wǎng)離子，network modifier）。雖然Fe3+是網(wǎng)絡形成子，F(xiàn)e2+是網(wǎng)絡修飾子，但是在巖漿溫度下，顯然前者不足以聚合成熔體來“溶解”后者。具體的表現(xiàn)就是在FeO-Fe2O3-TiO2三元系中，不論鐵的價態(tài)和鈦含量的高低，鐵鈦氧化物的熔點都要高于玄武巖的液相線溫度（～1200℃；圖1a）。所以鐵氧化物熔體在IOA礦床的形成過程中，甚至在所有的巖漿系統(tǒng)成巖成礦過程中，存在的可能性極低（Lindsley et al.,2017）。

圖1 常壓下（1 atm）FeO-Fe2O3-TiO2體系相圖（a,據(jù)Taylor,1963）及常壓下（1 atm）磁鐵礦-磷灰石-閃長巖體系相圖（b，據(jù)Philpotts,1967，實驗溫度為1420℃）Fig.1 Liquidus(melting)diagram for oxides in the system FeO-Fe2O3-TiO2at one atm(a,modified after Taylor，1964)and liquidus(melting)diagram in the system diorite-magnetite-apatite at one atm(b,modified after Philpotts,1967,experiments were carried out at 1420℃)

既然如此，考慮到礦石中往往不同程度富磷，那么鐵礦漿會不會是以熔融態(tài)的磷灰石-磁鐵礦的形式存在呢？實際上，巖漿體系的液態(tài)不混溶實驗所產(chǎn)生的富鐵相基本都是富磷的（Ryerson et al.,1978；Naslund,1983;李九玲等,1986;袁家錚,1990；Longhi,1990；Hess et al.,1975;Rutherford et al.,1974;Dixon et al.,1979;Philpotts et al.,1983;Bogaerts et al.,2006；Veksler et al.,2007;Charlier et al.,2012），但是富鐵相除了富磷以外，還含有至少20%的SiO2（Wang et al.,2017），此成分與磁鐵礦+磷灰石成分仍相去甚遠。雖然Philpotts(1967)的實驗（圖1b）在磁鐵礦-磷灰石-閃長巖體系中獲得了不混溶的磁鐵礦+磷灰石成分熔體，但是實驗溫度高達1420℃，依然遠高于玄武巖的液相線溫度，所以類似鐵氧化物熔體，很難將實驗結(jié)果外推到地質(zhì)環(huán)境中。最近，Hou等(2018)針對IOA成礦體系，進行了含氟、水和硫的復雜體系實驗，溫度和壓力條件是最接近自然界可發(fā)生的條件，即壓力為100 MPa，溫度為1000～1040℃。在不同條件下，實驗分別獲得了2種基本不含硅的不混溶的富鐵磷熔體，一種是基本接近礦石組分的Fe-Ca-PO熔體；另一種是Fe-P-O熔體。這些熔體的礦物親濕性都很好，實驗產(chǎn)物中磁鐵礦和磷灰石都優(yōu)先被其包裹（圖2），形成的熔體-礦物混合物的化學成分可以解釋不同品位礦石的形成。特別是Fe-P-O熔體，與Xie等(2019)在拉科鐵礦塊狀礦石中磁鐵礦粒間發(fā)現(xiàn)的鐵的磷酸鹽（Fe phosphate）的成分基本是一致的，與Mungall等(2018)的實驗獲得的鐵的磷酸鹽熔體成分也是非常類似的。因此，上述2種熔體與磁鐵礦和磷灰石以不同比例的混合形成鐵礦漿可以解釋絕大部分IOA礦石的形成。值得指出的是，實驗結(jié)果還表明，氟是非常重要的揮發(fā)分，它不但可以降低系統(tǒng)的固相線溫度，延長巖漿演化的時間，更可以通過與熔體中鋁的結(jié)合提高鐵的活度，使不混溶富鐵相中鐵的含量進一步增大，所形成的氟磷灰石也與IOA型礦床的實際情況是一致的。另外一個重要發(fā)現(xiàn)是當不混溶作用發(fā)生后，水優(yōu)先富集在富硅熔體中，這與前人推斷的富鐵熔體富水是不同的（Lester et al.,2013;Tornos et al.,2016；2017），但這恰好與巖漿巖廣泛發(fā)育的熱液蝕變是一致的。

圖2 鐵氧化物被Fe-Ca-P熔體包裹形成鐵礦漿（1020℃，具體實驗細節(jié)詳見Hou et al.，2018）Fig.2 Iron oxides preferentially enclosed by Fe-Ca-P liquid due to wetting property at 1020℃(Experiment,details see Hou et al.,2018)

2 巖漿磁鐵礦-氣泡懸浮模式及其實驗證據(jù)

智利鐵礦帶中的IOA型礦床多數(shù)都是貧磷灰石的。因此，美國密歇根大學Adam Simon團隊（Knipping et al.,2015a；2015b；2019a;Ovalle et al.,2018;Simon et al.,2018）針對其中的El Laco和Los Colorados礦床開展研究。根據(jù)礦床不同深度礦石的結(jié)構(gòu)和化學成分、磁鐵礦的核幔顯微結(jié)構(gòu)、地球化學成分及Fe-O同位素特征，提出了巖漿磁鐵礦-氣泡懸浮模型。為了檢驗這個模型，Knipping等(2019b)使用含水和氧化的巖漿開展了巖漿脫氣作用的模擬實驗，通過對比250 MPa和250～150 MPa的等溫（1050℃）減壓實驗，發(fā)現(xiàn)磁鐵礦可以作為早期液相線礦物先結(jié)晶而出，同時由于壓力降低而出現(xiàn)流體出溶產(chǎn)生的大量氣泡。由于氣泡對磁鐵礦的親濕性較好而附著在磁鐵礦表面成核并生長，形成密度較小的、富含F(xiàn)eCl2的磁鐵礦-氣泡對（magnetite-bubble pair）懸浮液而上升。依據(jù)這樣的實驗結(jié)果，他們提出了磁鐵礦-氣泡懸浮成礦模式（圖3a～c），即總體密度較小的磁鐵礦-氣泡對懸浮液在浮力作用下，在巖漿房中不斷上升而聚集；當達到一定位置后，因構(gòu)造應力的變化形成水壓致裂（hydraulic fracture），懸浮液迅速上升，并且在冷卻過程中巖漿磁鐵礦微晶外圍疊加形成熱液磁鐵礦。這些懸浮液作為鐵礦漿，為成礦奠定了重要的物質(zhì)基礎(chǔ)。這個模式可以解釋礦石中的磁鐵礦發(fā)育核幔環(huán)帶結(jié)構(gòu)，且內(nèi)部磁鐵礦的Ti、V等元素偏高的現(xiàn)象，也可以解釋廣泛發(fā)育的熱液蝕變以及礦物中的高鹽度包裹體。

圖3 基魯納型IOA礦床的磁鐵礦-氣泡對懸浮成礦模型簡圖（未按比例繪制；據(jù)Knipping et al.,2019b）a.原生磁鐵礦作為早期液相線礦物結(jié)晶，由于密度比硅酸鹽熔體高，在巖漿房內(nèi)下沉；b.如果富鹽流體因為壓力降低而出溶產(chǎn)生氣泡，由于磁鐵礦親濕性較好，這些氣泡會附著在磁鐵礦表面形成磁鐵礦-氣泡對；c.磁鐵礦-氣泡對總體密度較小，便會在巖漿房內(nèi)上升、聚合形成磁鐵礦-流體懸浮液，如果拉張的構(gòu)造應力產(chǎn)生了裂隙，懸浮液便會沿裂隙迅速上升直至地表，在低溫和低壓下，次生熱液作用便會圍繞原生磁鐵礦疊加形成熱液磁鐵礦Fig.3 Schematicillustrationofthemagnetite-flotationmodelforKiruna-typeironoxide-apatitedeposits(afterKnippingetal.,2019b)a.Primary igneous magnetite crystallizes from silicate melt in a magma reservoir and should gravitationally settle owing to its higher density relative to melt.However,b.If saline fluid exsolves during decompression and bubbles nucleate on magnetite crystals owning to favorite wetting properties;c.Magnetite-bubble pairs form and buoyantly ascend,coalesce and separate as a magnetite-fluid suspension within the magma,and can escape the magma if extensional tectonic stress opens crustal fractures wherein secondary magmatic-hydrothermal magnetite can precipitate,at lower pressures and temperatures,and surround primary igneous magnetite crystals

然而，由于目前沒有實驗表明磁鐵礦和磷灰石會在含水巖漿中同時以最早的液相線礦物出現(xiàn)，故無法形成磁鐵礦+磷灰石-氣泡懸浮對。所以雖然這個模式可以用來解釋一些貧磷灰石IOA型礦床的形成，但是仍然無法用來解釋磁鐵礦和磷灰石的同步富集，也無法解釋El Laco塊狀磁鐵礦礦石粒間鐵的磷酸鹽的產(chǎn)出（Mungall et al.,2018）。

3 陽起石的巖漿成因?qū)嶒烌炞C

陽起石為硅酸鹽類礦物，它是透閃石中的鎂離子2%以上被二價鐵離子置換而成的礦物，所以比透閃石富鐵，也是閃石系列中的一員。陽起石作為IOA型礦床中重要的礦石礦物組成之一，其成因?qū)﹃U明成礦機制和構(gòu)建成礦模式至關(guān)重要。然而，過去很多研究往往直接默認礦石中的陽起石為熱液蝕變產(chǎn)物，類似矽卡巖礦床中的濕矽卡巖階段形成的陽起石，從而默認它們?yōu)榻淮篙x石的產(chǎn)物，并由此推斷IOA型礦床為熱液成因。然而，在很多礦石中是觀察不到陽起石交代透輝石的，陽起石常常以自型柱狀或者纖維狀與磁鐵礦和磷灰石共生。在智利的一些IOA型礦床的礦區(qū)范圍內(nèi)，新鮮的火山熔巖和碎屑巖中可以看到自形的陽起石斑晶或者集合體（Lledo et al.,2008）。這些證據(jù)表明，至少有一部分陽起石，尤其是塊狀礦石中與磁鐵礦和磷灰石共生的那一部分，很可能是從巖漿中直接結(jié)晶出來的。

因此，幾十年來國外學者對不同成分的透閃石-陽起石系列開展過一系列的熱穩(wěn)定性上限（upper thermal stability）檢驗實驗，以明確其能否在巖漿溫度下穩(wěn)定存在，從而檢驗其是否為巖漿結(jié)晶的產(chǎn)物。然而，絕大部分的實驗初始物質(zhì)都使用的是富鎂端員透閃石（Jenkins et al.,1990;1991;Welch et al.,1991;Chernosky et al.,1998），或者是人造的富鐵陽起石端員成分（Ernst,1966;Hellner et al.,1966；Jenkins et al.,2003）。目前只有Lledo等（2008）的實驗初始物質(zhì)（Fe值=n(Fe)/(n(Fe)+n(Mg))=0.5）最為接近IOA礦床中比較中性的相對富鎂陽起石的化學成分（Fe值=0～0.4;Verkouteren et al.,2000）。實驗表明，在750～900℃的巖漿溫度下，100～400 MPa的壓力范圍內(nèi)，相對富鎂的中性陽起石是可以穩(wěn)定存在的，從而證實了IOA礦床中在該成分范圍內(nèi)的陽起石是巖漿結(jié)晶礦物。值得指出的是，如圖4所示，陽起石的穩(wěn)定域（stability field）與富水安山質(zhì)巖漿的溫壓條件（固相線和液相線之間的范圍；Stern et al.,1975）存在明顯的重疊。這進一步表明IOA型礦床中常見的陽起石是可以從富水的安山質(zhì)巖漿中直接結(jié)晶而成的。除此以外，如上所述，如果富水的安山巖通過液態(tài)不混溶作用形成鐵礦漿的話，就可以很好地解釋磁鐵礦-磷灰石-陽起石為什么是IOA型礦床的典型共生礦物組合。

4 存在問題及未來研究展望

綜上所述，相關(guān)實驗為研究者理解IOA礦床形成的原生過程提供了重要的思路和理論基礎(chǔ)，充分表明巖漿過程，包括分離結(jié)晶、液態(tài)不混溶、巖漿脫氣等作用對IOA型礦床的形成至關(guān)重要。然而由于實驗模擬本身受條件局限，會在一定程度上偏離真實的地質(zhì)環(huán)境和過程。因此，相關(guān)實驗還存在一些問題，仍然需要進一步加強工作。

圖4 富水條件下陽起石Fe值等值線p-t關(guān)系圖（體系中存在單斜輝石、斜方輝石和石英，忽略低溫下可能出現(xiàn)的鎂鐵閃石）。水飽和條件下英云閃長巖的固相線和液相線引自Stern等(1975)。貧Fe陽起石穩(wěn)定域與安山巖熔融區(qū)域存在大范圍重疊Fig.4 p-t diagram showing calculated isopleths of constant Fe-number in actinolite coexisting with clinopyroxene,orthopyroxene,quartz,and water(ignoring the probable appearance of cummingtonite at lower temperatures)compared with the water-saturated solidus and liquidus of tonalite(andesite)reported by Stern et al.,1975.The large extent of overlap in the upper thermal stability of Fe-poor actinolite and the onset of melting in an andesite should be noted

（1）在IOA成礦體系中需要進一步加強其他揮發(fā)分作用的研究，查明它們對巖漿階段相平衡的影響，以及熔體-流體分配系數(shù)及其影響因素。例如，有證據(jù)表明巖漿演化晚期出溶的流體是一種富氯的高鹽度流體，但是氯的作用仍不明確，所以需要進一步的實驗來回答，含氯體系是否還會發(fā)生不混溶作用，是否還會產(chǎn)生Fe-P-O和Fe-Ca-P-O熔體？如果會繼續(xù)誘發(fā)液態(tài)不混溶作用的話，是否會改變相關(guān)元素比如Ca和P的分配系數(shù)？能否產(chǎn)生相對貧Ca和P的熔體？如果氯會抑制液態(tài)不混溶作用，那么它會對磁鐵礦以及磷灰石的結(jié)晶產(chǎn)生什么樣的影響？巖漿演化到晚期氯又會如何影響出溶流體的成分？Fe在熔體-流體之間的分配及其影響因素的實驗研究仍然是相當薄弱的。

（2）在IOA成礦體系中需要進一步開放體系實驗研究，查明巖漿脫氣作用（去氣作用；magma degassing）的具體影響。由于IOA型礦床多形成在淺成-超淺成的環(huán)境中，壓力的降低，脫氣作用在所難免，這將對巖漿的氧逸度等物理化學性質(zhì)產(chǎn)生重要影響，比如氧逸度的變化不但會影響不混溶作用的發(fā)生（Naslund,1983），也會影響磁鐵礦的結(jié)晶（Botcharnikov et al.,2008）。此外，脫氣作用對氣泡-磁鐵礦懸浮模式的可行性至關(guān)重要。因此，巖漿脫氣作用實驗需要與巖漿演化實驗相結(jié)合，來查明在巖漿演化過程中，是否存在一個同時結(jié)晶磁鐵礦和磷灰石并與脫氣作用發(fā)生耦合的階段。

（3）除少量礦床以外，絕大部分IOA型礦床都是富磷的，甚至在某些礦床中可以形成獨立的磷礦體。因此，筆者認為對IOA型礦床成因的考慮應該放在一個更為寬泛的范圍來考慮，即為什么磁鐵礦和磷灰石這2種密度不同、成分迥異的礦物總是產(chǎn)出在一起？不但在IOA型礦床，在與斜長巖體型有關(guān)的鐵鈦磷灰?guī)r（nelsonite；Chen et al.,2013），在與堿性巖有關(guān)的巖漿型磷礦（河北礬山；Hou et al.,2015），甚至在一般的全晶質(zhì)的巖漿巖中，二者也往往是共生關(guān)系。除了液態(tài)不混溶作用可以同步富集磁鐵礦和磷灰石以外，Tollari等(2006)的實驗表明，巖漿中磷灰石和磁鐵礦的溶解度是正相關(guān)的，也就是說一種礦物的結(jié)晶是會降低另一種礦物的溶解度的。所以不論怎樣，針對IOA型礦床的成因，任何一種成礦模式的提出，都必須建立在將這個問題考慮在內(nèi)的基礎(chǔ)上，才是令人信服的。

致 謝衷心感謝毛景文院士的誠摯邀請，在論文成文過程中得到了張招崇教授和德國美因茨大學Roman Botcharnikov教授的幫助和建議以及兩位匿名審稿人對稿件的評審，在此一并感謝。