張兆年，曹 毅**，朱裕振，龐振山，沈立軍,，管繼云，郭晨芳

（1中國地質(zhì)大學（北京）地球科學與資源學院，北京 100083；2山東省煤田地質(zhì)規(guī)劃勘察研究院，山東濟南 250104；3中國地質(zhì)調(diào)查局發(fā)展研究中心，北京 100037；4中國地質(zhì)調(diào)查局昆明自然資源綜合調(diào)查中心，云南昆明 650111）

中國鐵礦資源豐富，礦化類型多樣，但大多數(shù)鐵礦床礦石品位較低，而富鐵礦（TFe品位≥50%）嚴重不足，僅占全國鐵礦資源儲量的4.6%（趙一鳴，2013），導致中國鐵礦石長期以來對外依存度較高，嚴重影響中國經(jīng)濟建設的長遠穩(wěn)定發(fā)展（朱永光等，2017）。因此，加強中國富鐵礦成礦機制研究，提高富鐵礦的勘查開發(fā)效率，是當前一項重要而緊迫的任務。中國富鐵礦礦床類型主要包括矽卡巖型、沉積變質(zhì)型、海相和陸相火山巖型和巖漿型礦床（張招崇等，2021）。其中，矽卡巖型鐵礦床提供了中國一半以上的富鐵礦資源儲量，是中國最重要的富鐵礦來源（趙一鳴等，2004；張招崇等，2021），具有重要的科學研究價值。前人從成巖成礦時代（陳艷等，2014；Deng et al.,2014;2017;Mazhari et al.,2017）、礦床地質(zhì)（翟裕生等，1992；Yang et al.,2017;Chang et al.,2019）、成礦巖體（Meinert et al.,2005;Xie et al.,2015;Jin et al.,2015;Mazhari et al.,2017）、礦床地球化學（Hawkins et al.,2015;Hu et al.,2017;Liu et al.,2019）、成礦流體（Li et al.,2019;Mehrabi et al.,2021）和成礦構(gòu)造（Zhang et al.,2014;Zhang et al.,2016）等方面對矽卡巖型鐵礦床進行了大量研究，并分析了其成礦機制（Meinert et al.,2005;Li et al.,2019;張招崇等，2021）。然而，對于矽卡巖型鐵礦中高品位鐵礦石形成機制的認識仍存在頗多爭議，目前主要存在以下幾種觀點：①流體沸騰或相分離作用是導致矽卡巖型高品位鐵礦石形成的主要機制（Zhang et al.,2011;Cao et al.,2012;2016;Mehrabi et al.,2021）；②膏巖層對成礦流體的氧化作用對矽卡巖型富鐵礦的形成具有至關重要的作用（Hawkins et al.,2015;Zhu et al.,2015;Wen et al.,2017;段壯，2019）；③鐵礦漿-硅酸鹽熔體熔離與貫入作用是導致矽卡巖型富鐵礦形成的一種重要機制（翟裕生等，1992；杜楊松等，2011；Tornos et al.,2016）；④多世代磁鐵礦的疊加作用可能是矽卡巖型鐵礦中高品位礦石形成的重要機制（Li et al.,2014;李偉等，2016；Xie et al.,2021）。

魯西地區(qū)是中國重要的矽卡巖型富鐵礦成礦區(qū)之一，也是中國平爐富鐵礦的重要產(chǎn)地。區(qū)內(nèi)矽卡巖型鐵礦床主要集中分布于萊蕪、淄博、濟南、齊河-禹城等礦集區(qū)（張招崇等，2021）。這些鐵礦床主要賦存于早白堊世中基性侵入巖與奧陶系碳酸鹽巖接觸帶及其附近，礦石品位多高于50%（沈立軍等，2021）。同位素年代學資料顯示，魯西地區(qū)矽卡巖型鐵礦床及相關侵入巖主要形成于135～125 Ma（楊承海等，2005；Xie et al.,2015）。巖石學與地球化學研究揭示，與鐵礦相關巖漿巖主要為輝長-閃長質(zhì)巖石，具有高氧逸度特征（Jin et al.,2015;Xie et al.,2015），成礦過程中可能有膏巖層的加入（Zhu et al.,2015;Wen et al.,2017;段壯，2019）。此外，唐超等（2015）研究指出，成礦物質(zhì)主要來源于巖漿出熔熱液和后期對巖體的堿質(zhì)交代作用。由上可見，魯西地區(qū)矽卡巖型富鐵礦床地質(zhì)特征典型，是研究該類礦床中高品位鐵礦石形成機制的理想場所，且前人對該區(qū)成礦巖體、礦床地質(zhì)、地球化學和年代學等方面進行了大量研究，積累了豐富的資料，但對于流體演化過程中鐵的富集機制這一礦床學研究中的重點和難點問題的研究卻相對比較薄弱。

大張鐵礦位于齊河-禹城礦集區(qū)，是魯西地區(qū)近年來新發(fā)現(xiàn)的一個矽卡巖型富鐵礦床。該礦床主要分布于大張閃長巖巖體與奧陶系碳酸鹽巖接觸帶內(nèi)，礦石品位普遍高于50%（郝興中等，2019），是研究矽卡巖型富鐵礦形成機制的理想對象。因此，本文對大張矽卡巖型鐵礦床開展了詳細的礦床地質(zhì)、流體包裹體和氫氧同位素研究，在此基礎上分析了成礦流體的性質(zhì)、來源與演化過程，重點探討了流體演化過程中鐵的遷移富集機制，以期為正確認識魯西地區(qū)鐵礦成礦過程以及矽卡巖型富鐵礦成礦機制補充新的依據(jù)。

1 成礦地質(zhì)背景

魯西地區(qū)是華北克拉通的重要組成部分，位于郯廬斷裂帶以西，聊城-蘭考斷裂以東，齊河-廣饒斷裂以南，豐沛斷層以北，大別-蘇魯超高壓碰撞帶西北側(cè)（圖1a）。魯西地區(qū)出露的巖石主要包括中-太古界沂水群麻粒巖，新太古界泰山群角閃巖、片麻巖、變粒巖和TTG巖系，古元古界沉積變質(zhì)巖、變火山巖和花崗巖類，新元古界沉積巖，古生界碳酸鹽巖夾碎屑巖，中生界陸相碎屑巖夾沉積火山巖以及新生界堆積物（Liu et al.,2008）。區(qū)域內(nèi)巖漿巖主要分布有新太古代、中元古代和中生代侵入巖。其中，新太古代侵入巖分布在章丘-長清的南部地區(qū)，巖性以中酸性侵入巖為主；中元古代侵入巖分布廣泛，巖性以基性侵入巖為主；中生代侵入巖主要分布在禹城-濟南一帶，以中基性侵入巖為主（山東省地質(zhì)科學研究院，2016）。

圖1 魯西地區(qū)大地構(gòu)造位置示意圖（a，據(jù)段壯，2019）和魯西地質(zhì)簡圖（b，據(jù)朱裕振等，2018修改）1—第四系沉積物；2—奧陶系；3—寒武系；4—新太古界泰山巖群；5—輝長巖；6—閃長巖；7—花崗巖；8—鐵礦床；9—斷層Fig.1 Tectonic setting(a,after Duan,2019)and sketch geological map(b,modified after Zhu et al.,2018)of the Luxi district 1—Quaternary sediments;2—Ordovician;3—Cambrian;4—Neoarchean Taishan Group;5—Gabbro;6—Diorite;7—Granite;8—Iron ore deposit;9—Fault

齊河-禹城礦集區(qū)位于魯西地區(qū)西北部，濟南礦集區(qū)以西（圖1b），是近年來魯西地區(qū)深部找礦勘查工作中取得重大突破的地區(qū)。該區(qū)成礦潛力巨大，先后發(fā)現(xiàn)李屯、潘店和大張等矽卡巖型富鐵礦床，有望成為魯西地區(qū)繼萊蕪、淄博、濟南之外又一個重要的富鐵礦產(chǎn)地。區(qū)內(nèi)地層由古到新依次發(fā)育寒武系碳酸鹽巖夾含少量頁巖，奧陶系中厚層狀灰?guī)r和白云巖，石炭系—二疊系泥巖、砂巖和粉砂巖夾少量煤層，第四系沉積物。區(qū)內(nèi)巖漿巖以中生代閃長質(zhì)侵入巖為主，結(jié)晶年齡為131.6 Ma（郝興中等，2018）。區(qū)內(nèi)構(gòu)造活動強烈，以斷裂構(gòu)造為主，主要發(fā)育NE-NNE向、NW-NNW向和近EW向斷裂（張錫明等，2007）。

2 礦床地質(zhì)

大張鐵礦位于齊河-禹城礦集區(qū)南部。礦區(qū)地表被第四系沉積物覆蓋。鉆孔揭露深部發(fā)育奧陶系灰?guī)r和石炭系—二疊系砂巖、粉砂巖夾頁巖（圖2）。礦區(qū)巖漿巖為大張石英二長閃長巖，巖石呈灰白色，似斑狀結(jié)構(gòu)，斑晶主要由斜長石和角閃石組成，基質(zhì)為中細粒粒狀結(jié)構(gòu)，主要由角閃石、黑云母、斜長石、鉀長石和石英組成，副礦物包含鋯石、磷灰石、榍石和磁鐵礦等。此外，礦區(qū)還發(fā)育輝長-輝綠巖脈。

圖2 大張矽卡巖型鐵礦床勘探線地質(zhì)剖面圖（據(jù)朱裕振等，2016修改）1—第四系沉積物；2—石炭系—二疊系砂巖；3—奧陶系灰?guī)r；4—石英二長閃長巖；5—鐵礦體；6—鉆孔及編號；7—推測斷層；8—采樣位置Fig.2 Geological section along exploration line through the Dazhang skarn iron deposit(modified after Zhu et al.,2016)1—Quaternary sediments;2—Carboniferous-Permian sandstone;3—Ordovician limestone;4—Quartz monzodiorite;5—Iron ore body;6—Drill holes and its number;7—Inferred faults;8—Sampling position

礦體主要賦存于大張石英二長閃長巖體與奧陶系灰?guī)r接觸帶及其附近，形態(tài)為透鏡狀，埋藏深度在-748～-854 m，走向NE35°，傾向SE，傾角6°。礦石TFe最高品位可達64.44%，平均品位為56.52%。礦石結(jié)構(gòu)主要為粒狀結(jié)構(gòu)、交代結(jié)構(gòu)、增生結(jié)構(gòu)和充填結(jié)構(gòu)。礦石構(gòu)造主要為塊狀構(gòu)造、脈狀構(gòu)造、浸染狀構(gòu)造和角礫狀構(gòu)造。礦石中金屬礦物主要為磁鐵礦和赤鐵礦，其次為黃鐵礦、黃銅礦和磁黃鐵礦等礦物（圖3），非金屬礦物主要有石榴子石、透輝石、透閃石、綠簾石、絹云母、綠泥石、石英和方解石等（圖3a～i）。

礦區(qū)圍巖蝕變作用強烈，主要發(fā)育鈉長石化、矽卡巖化、綠簾石化、透閃石化和絹云母化等。鈉長石化主要發(fā)育在石英二長閃長巖體的頂部，向深處逐漸減弱。矽卡巖化分布于侵入巖與碳酸鹽巖的接觸帶上。透閃石化、綠簾石化和絹云母化等蝕變疊加于鈉長石化和矽卡巖化蝕變帶之上，其中透閃石化和綠簾石化與磁鐵礦化密切相關，絹云母化與黃鐵礦、黃銅礦等硫化物密切伴生。

基于脈體間的穿插關系、礦物共生組合及圍巖蝕變等特征，將大張鐵礦的成礦過程劃分為矽卡巖階段、氧化物階段、硫化物階段和碳酸鹽階段（表1）。其中，矽卡巖階段以發(fā)育石榴子石和透輝石等無水矽卡巖礦物為特征。大張鐵礦床中透輝石矽卡巖較為發(fā)育（圖3a），而石榴子石矽卡巖相對較少（圖3b）。氧化物階段是主要成礦階段，該階段礦石多呈致密塊狀（圖3c）或脈狀，主要由磁鐵礦、透閃石和綠簾石等礦物組成（圖3d）。鉆孔中可見脈狀磁鐵礦礦石穿插于早期透輝石矽卡巖中；顯微鏡下可見磁鐵礦呈他形充填于自形粒狀的透輝石間隙內(nèi)（圖3e）或交代石榴子石和透輝石等礦物。硫化物階段主要形成黃鐵礦、黃銅礦、磁黃鐵礦和石英等礦物（圖3f～h），野外可見黃鐵礦和黃銅礦等硫化物呈脈狀穿插于早期形成的磁鐵礦礦石中（圖3f、g）。碳酸鹽階段方解石主要呈脈狀貫入早期硫化物及磁鐵礦礦石中（圖3h、i）。

圖3 大張矽卡巖型鐵礦床不同階段代表性樣品照片a.矽卡巖階段自形粒狀透輝石；b.矽卡巖階段自形粒狀石榴子石；c.塊狀磁鐵礦礦石；d.磁鐵礦與透閃石共生；e.磁鐵礦呈他形充填于自形粒狀的透輝石間隙內(nèi)；f.石英硫化物脈切穿磁鐵礦礦石；g.黃鐵礦脈貫穿磁鐵礦礦石；h.方解石脈切穿石英硫化物團塊和磁鐵礦礦石；i.方解石脈切穿磁鐵礦礦石Di—透輝石；Grt—石榴子石；Mt—磁鐵礦；Tr—透閃石；Q—石英；Py—黃鐵礦；Cal—方解石Fig.3 Photographs of representative rock&ore samples of different stages from the Dazhang skarn iron deposit a.Euhedral granular diopside in skarn stage;b.Euhedral granular garnet in skarn stage;c.Massive magnetite ore;d.Magnetite are intergrown with tremolite;e.Anhedral magnetite filled in pores among euhedral granular diopside grains;f.Quartz sulfide veins cut across magnetite ore;g.Pyrite veins cut across magnetite ore;h.Calcite veins cut across quartz sulfide masses and magnetite ore;i.Calcite veins cut across magnetite ore Di—Diopside;Grt—Garnet;Mt—Magnetite;Tr—Tremolite;Q—Quartz;Py—Pyrite;Cal—Calcite

表1 大張矽卡巖型鐵礦床礦物生成順序表Table 1 Paragenetic mineral table for the Dazhang skarn iron deposit

3 樣品采集和分析方法

本次用于流體包裹體研究的25件樣品均取自大張矽卡巖型鐵礦床鉆孔DZK1標高-780～-850 m處揭露透鏡狀磁鐵礦礦體附近。通過詳細的巖相學研究，選取具有代表性的流體包裹體樣品進行包裹體測溫，同時挑選不同成礦階段代表性的樣品進行了氫、氧同位素測試分析。

流體包裹體測溫研究是在中國地質(zhì)大學（北京）地球科學與資源學院流體包裹體實驗室完成，對透輝石、綠簾石、石英和方解石等4種透明礦物內(nèi)的包裹體進行了測溫工作，使用儀器為LinKam MDSG600型冷熱臺，冷熱臺測溫范圍-196～600℃，測試精度隨不同溫度而變化，在-100～25℃、25～400℃和400℃以上測試精度分別為±0.1℃、±1℃和±2℃。實驗過程中，一般控制測試升降溫速率在5～20℃范圍內(nèi)，相變點升溫速率控制在0.2～1.0℃范圍內(nèi)。

氫、氧同位素測試分析是在在核工業(yè)北京地質(zhì)研究院分析測試研究中心完成，使用儀器為MAT253型穩(wěn)定同位素質(zhì)譜儀。對透輝石、石英、方解石進行氧同位素和流體包裹體氫同位素分析，對透閃石和綠簾石進行了氫、氧同位素分析。氫同位素分析使用連續(xù)流方式進行分析，分析精度±1‰。氧同位素使用五氟化溴法測定，分析進度優(yōu)于±0.2‰。氫、氧同位素測試結(jié)果均以SMOW為標準。

4 分析結(jié)果

4.1 流體包裹體巖相學

依據(jù)常溫下流體包裹體的相態(tài)特征，將大張矽卡巖型鐵礦床中流體包裹體劃分為含子礦物包裹體、富氣相包裹體和富液相包裹體3種類型（圖4）。其中，含子礦物包裹體（圖4a）由子礦物、液相和氣相三相組成，子礦物為透明立方體子礦物，根據(jù)其晶體特征和測溫過程中的變化推斷為石鹽，包裹體長度在8～40μm范圍內(nèi)，大小不一，形態(tài)各異，主要分布于矽卡巖階段。富氣相包裹體由氣、液兩相組成，氣相分數(shù)介于60%～85%之間（圖4c），加熱均一至氣相，包裹體長度在6～20μm范圍內(nèi)，主要分布于矽卡巖階段。富液相包裹體由氣、液兩相組成，氣相分數(shù)介于5%～40%之間，加熱均一至液相，包裹體長度在5～20μm范圍內(nèi)，形態(tài)多為橢圓狀，各成礦階段皆有分布。

圖4 大張矽卡巖型鐵礦床不同成礦階段流體包裹體顯微照片a、b.透輝石(Di)內(nèi)含子礦物三相包裹體；c.透輝石(Di)內(nèi)富氣相包裹體；d.透輝石(Di)內(nèi)富液相包裹體；e、f.綠簾石(Ep)內(nèi)富液相包裹體；g、h.石英(Q)內(nèi)富液相包裹體；i.方解石(Cal)內(nèi)富液相包裹體L—液相；S—固相；V—氣相；Di—透輝石；Grt—石榴子石；Ep—綠簾石；Q—石英；Cal—方解石Fig.4 Micrographs of fluid inclusions in different mineralization stages of the Dazhang skarn iron deposit a,b.Three-phase inclusion in diopside;c.Gas rich inclusion in diopside;d.Liquid rich inclusion in diopside;e,f.Liquid rich inclusion in epidote;g,h.Liquid rich inclusion in quartz;i.Liquid rich inclusion in calcite L—Liquid phase;S—Solid phase;V—Gas phase;Di—Diopside;Grt—Garnet;Ep—Epidote;Q—Quartz;Cal—Calcite

4.2 流體包裹體熱力學

在對不同成礦階段的代表性礦物（透輝石代表矽卡巖階段、綠簾石代表氧化物階段、石英代表硫化物階段、方解石代表碳酸鹽階段）內(nèi)的原生流體包裹體進行詳細的鏡下觀察后，確定不同階段流體包裹體的組合類型和豐度，對一定數(shù)量的代表性流體包裹體進行測溫工作，所得測試數(shù)據(jù)如表2。其中，氣、液兩相包裹體鹽度根據(jù)查閱冰點與鹽度關系表（Bodnar,1993），含子礦物包裹體鹽度通過石鹽子晶熔化溫度與鹽度計算公式（Hallet al.,1988）得到，包裹體密度通過密度計算公式（劉斌等，1999）求得。

矽卡巖階段透輝石內(nèi)主要發(fā)育含子礦物包裹體和富液相包裹體，另含有少量富氣相包裹體。含子礦物包裹體均一溫度介于510.5～550℃之間（表2），部分包裹體在加熱至550℃時仍未均一，其子晶熔化溫度介于420.3～491.4℃之間，對應鹽度w(NaCleq)為50.01%～56.42%，密度介于1.02～1.18 g/cm3之間。富液相包裹體均一溫度介于494.1～550℃之間，部分包裹體在加熱至550℃時仍未均一，其冰點溫度介于-19.4～-14.9℃之間，對應鹽度w(NaCleq)為19.03%～22.56%，密度介于0.60～0.73 g/cm3之間。富氣相包裹均一溫度介于540.7～550℃之間，部分在加熱至550℃時仍未均一，其冰點溫度介于-15.8～-14.3℃之間，對應鹽度w(NaCleq)為18.07%～19.49%，密度介于0.63～0.65 g/cm3之間。

表2 大張矽卡巖型鐵礦床流體包裹體顯微測溫結(jié)果Table 2 Microthermometric results of fluid inclusions in the Dazhang skarn iron deposit

氧化物階段綠簾石中主要發(fā)育富液相包裹體，均一溫度介于363.5～433.5℃之間，峰值為390～410℃（圖5），其冰點溫度介于-9.5～-4.2℃之間，對應鹽度w(NaCleq)為6.88%～13.94%，峰值為10%～12%，密度介于0.62～0.72 g/cm3之間，平均密度為0.68 g/cm3。

圖5 大張矽卡巖型鐵礦床包裹體均一溫度頻數(shù)直方圖和鹽度頻數(shù)直方圖Fig.5 Frequency histogram of homogenization temperatures and salinities of fluid inclusions in the Dazhang skarn iron deposit

硫化物階段石英內(nèi)主要發(fā)育富液相包裹體，均一溫度介于272.4～352.7℃之間，峰值為290～310℃，其冰點溫度介于-4.4～-1.5℃之間，對應鹽度w(NaCleq)為3.10%～6.63%，峰值為4%～6%，密度介于0.63～0.79 g/cm3之間，平均密度為0.72 g/cm3。

碳酸鹽階段方解石內(nèi)主要發(fā)育富液相包裹體，均一溫度介于156.4～225.1℃之間，峰值為170～190℃，其冰點溫度介于-3.7～-0.6℃之間，對應鹽度w(NaCleq)為1.23%～6.16%，峰值為2%～4%，密度介于0.86～0.95 g/cm3之間，平均密度為0.92 g/cm3。

4.3 氫、氧同位素

對不同階段的代表性礦物及其中的流體包裹體進行了氫、氧同位素測試，結(jié)果見表3。不同階段成礦流體的氧同位素組成根據(jù)礦物-水氧同位素平衡交換分餾方程求得，計算公式分別為：①1000 lnα透輝石-水=3.92×106/T2-8.43×103/T+2.40(Zheng YF,1993a)；②1000 lnα綠簾石-水=4.05×106/T2-7.81×103/T+2.29(Zheng YF,1993b)；③1000 lnα透閃石-水=3.95×106/T2-8.28×103/T+2.38(鄭 永 飛 等，2000)；④1000 lnα石英-水=3.38×106/T2-3.40(Clayton et al.,1972)；⑤1000 lnα方解石-水=2.78×106/T2-3.39(O’Neil et al.,1969)。透輝石、石英和方解石中流體包裹體的氫同位素組成由實驗直接測得。綠簾石和透閃石中流體包裹體的氫同位素根據(jù)礦物-水氫同位素平衡交換分餾方程求得，計算公式為：①1000 lnα綠簾石-水=9.3×106/T2-61.9(Chacko et al.,1999)；②1000 lnα透閃石-水=-21.7(Graham et al.,1980)。

由測試結(jié)果可知（表3），矽卡巖階段成礦流體的δ18Ofluid=11.4‰，δDfluid=-101.1‰；氧化物階段成礦流體的δ18Ofluid=4.9‰～10.3‰，δDfluid=-100.0‰～-93.40‰；硫化物階段成礦流體的δ18Ofluid=3.3‰～4.0‰，δDfluid=-97.9‰～-95.1‰；碳酸鹽階段成礦流體δ18Ofluid=-1.8‰，δDfluid=-93.4‰。

5 討論

5.1 成礦流體來源與演化

流體包裹體是礦物生長過程中圈閉的古流體，保存了古流體的各種地質(zhì)地球化學信息，是示蹤流體來源與演化最直接的素材（Roedder,1984；盧煥章等，2004）。不同來源的流體通常具有不同的溫度和鹽度特征。巖漿流體通常顯示出高溫高鹽度的特征，大氣降水為低溫低鹽度特征，而地層熱鹵水以低溫高鹽度為特征（陳衍景等，2007；倪培等，2018）。大張鐵礦床中矽卡巖階段流體包裹體的均一溫度集中分布于490～550℃之間，并有部分包裹體加熱至550℃時仍未均一，鹽度w(NaCleq)分布于18.07%～56.42%之間，顯示出高溫、中高鹽度的特征，與巖漿流體特征基本一致。此外，氫、氧同位素是示蹤流體來源的有效手段之一。大張鐵礦矽卡巖階段成礦流體的氫、氧同位素組成（表3）與巖漿熱液同位素組成相近，進一步表明矽卡巖階段成礦流體主要來源于巖漿熱液。然而，在δD-δ18O圖解（圖6）中，矽卡巖階段成礦流體的氫同位素值落于巖漿水下方，而氧同位素值略高于巖漿水。這一特征表明：①成礦早期流體可能發(fā)生了沸騰作用，導致大量揮發(fā)分逃逸，并伴隨著氫同位素（D/H）的分餾作用，致使殘留流體的δD值逐漸降低（Driesner et al.,2000），這一認識得到了流體包裹體巖相學和顯微測溫數(shù)據(jù)的支持；②成礦早期流體可能與碳酸鹽巖地層（δ18O=12‰～29‰;Viezer et al.,1976）發(fā)生了相互作用，并伴隨著同位素的交換，導致成礦流體的δ18O值升高。流體包裹體研究顯示，矽卡巖階段透輝石中同一視域內(nèi)可見含子晶三相、富液相和富氣相流體包裹體共存現(xiàn)象，這些包裹體具有相近的均一溫度（490～550℃），但具有不同的鹽度（圖7）和均一方式（含子晶三相和富液相包裹體均一至液相，而富氣相包裹體均一至氣相），表明矽卡巖階段流體發(fā)生了沸騰作用。綜合以上資料推測，大張鐵礦矽卡巖階段成礦流體主要來源于巖漿熱液，在流體演化過程中發(fā)生流體沸騰以及流體-碳酸鹽巖相互作用。

圖6 大張矽卡巖型鐵礦床成礦流體氫氧同位素組成（底圖據(jù)Taylor，1997）Fig.6 δ18O versusδD plots of the isotopic compositions of fluid inclusions in the Dazhang skarn iron deposit(Base drawing according to Taylor,1997)

表3 大張矽卡巖鐵礦床成礦流體氫氧同位素組成Table 3 Hydrogen and oxygen isotopic composition of ore-forming fluid in the Dazhang skarn iron deposit

與矽卡巖階段相比，氧化物階段流體包裹體類型單一，僅發(fā)育富液相包裹體，其均一溫度和鹽度也明顯偏低，分別集中于390～410℃和w(NaCleq)10%～12%。氧化物階段的成礦流體δ18O值和δD值分別為4.9‰～10.3‰和-100.0‰～-93.40‰，在δD-δ18O圖解（圖6）中，落于矽卡巖階段流體與大氣降水同位素組成之間，表明氧化物階段成礦流體可能來源于巖漿水與大氣降水形成的混合流體。硫化物階段與氧化物階段流體包裹體類型基本一致，但其均一溫度和鹽度明顯降低（分別集中于290～310℃和w(NaCleq)=4%～6%），氫、氧同位素組成向大氣降水方向偏移更顯著，表明硫化物階段流體來源可能與氧化物階段一致，為巖漿水與大氣降水形成的混合流體，但大氣降水比例偏高。在大張鐵礦中，碳酸鹽階段流體均一溫度和鹽度最低，氫、氧同位素組成最接近大氣降水，反映出碳酸鹽階段流體可能是巖漿流體與大量大氣降水混合形成的。

由上可見，大張鐵礦成礦流體經(jīng)歷了由高溫中高鹽度的巖漿流體向低溫低鹽度的巖漿水與大氣降水混合流體的演化，演化過程中先后發(fā)生了流體沸騰、流體-碳酸鹽巖相互作用和流體混合等地質(zhì)過程。

5.2 鐵的遷移形式與沉淀富集機制

鐵元素在熱液中的遷移形式是正確認識富鐵礦石形成機制的重要因素。實驗研究表明，在高溫、富氯化物和酸性條件下，鐵主要以氯化物絡合物（如FeCl+和FeCl2）的形式在熱液中遷移；而在高溫、貧氯化物和堿性條件下或低溫堿性條件下，鐵主要以氫氧化物絡合物的形式（Fe（OH））在溶液中遷移（Chou et al.,1977;Kwak et al.,1986）。流體包裹體研究揭示，大張鐵礦矽卡巖階段成礦流體具有高溫中高鹽度的特征。同時大張鐵礦中矽卡巖主要由透輝石和少量石榴子石組成，未見明顯磁鐵礦礦化，反映出矽卡巖階段流體為高溫、弱酸性還原性富氯流體（梁祥濟，2000；費詳惠等，2014）。根據(jù)以上特征推測，大張鐵礦矽卡巖階段鐵元素在流體中可能主要以氯化物絡合物（如FeCl+和FeCl2）的形式遷移。

已有研究表明，氧逸度、氯離子濃度、pH值和溫度等因素的改變將導致氯化物絡合物的分解，而流體沸騰、流體混合、溫度降低和水-巖反應將改變流體的物理化學性質(zhì)（如氧逸度、pH值等），是導致鐵的氯化物絡合物分解以及鐵沉淀富集的幾種可能的主要機制（Reed et al.,1985;Logan,1999;杜楊松等，2000；Calagari,2004;顧雪祥等，2010；盧煥章，2011；Cao et al.,2012,2016;Li et al.,2019）。流體包裹體和氫、氧同位素研究表明，大張鐵礦成礦流體演化過程中經(jīng)歷了沸騰、流體-碳酸鹽巖相互作用、混合和降溫等地質(zhì)過程。其中，流體沸騰作用主要出現(xiàn)于矽卡巖階段，而該階段無明顯鐵礦化，表明流體沸騰作用不是導致大張鐵礦鐵沉淀富集的主要機制。但流體沸騰作用導致矽卡巖階段形成了高溫高鹽度流體，而這種高溫高鹽度流體具有較強的攜帶鐵元素的能力（Kwak et al.,1986;Yang et al.,2017），有利于高濃度鐵元素的遷移聚集，為富鐵礦的形成提供了物質(zhì)保障。由于碳酸鹽巖具有較高的氧同位素值（δ18O=12‰～29‰;Viezer et al.,1976），因此，流體-碳酸鹽巖相互作用將導致流體氧同位素值升高，但相對于矽卡巖階段，氧化物階段成礦流體的氧同位素值明顯偏低，處于氧化物階段流體和大氣降水之間（圖6），表明流體-碳酸鹽巖相互作用也不是導致鐵沉淀富集的主要機制。

流體包裹體和氫、氧同位素研究顯示，氧化物階段成礦流體可能是巖漿水與大氣降水形成的混合流體，暗示著流體混合可能在鐵的氯化物絡合物分解以及鐵沉淀富集過程中發(fā)揮著重要作用。流體包裹體均一溫度-鹽度演變關系是判別流體演化趨勢的一種有效手段。在流體混合過程中捕獲的流體包裹體的均一溫度與鹽度在一定程度上顯示出正相關關系；而在流體沸騰過程中捕獲的流體包裹體的均一溫度與鹽度無明顯相關性，其鹽度變化較大，但均一溫度基本不變（Shepherd et al.,1985;盧煥章等，2004）。在流體包裹體均一溫度-鹽度圖解（圖7）中，無論是從氧化物階段單獨來看，還是從矽卡巖階段-氧化物階段—硫化物階段—碳酸鹽階段整體來看，流體包裹體的鹽度都隨著均一溫度的降低而降低，呈現(xiàn)出明顯的正相關關系，進一步表明流體混合作用可能是導致大張鐵礦中鐵元素沉淀富集的主要機制。

圖7 大張矽卡巖型鐵礦床成礦流體均一溫度-鹽度關系圖解Fig.7 Diagram of homogenization temperatures vs salinity of fluids inclusions in the Dazhang skarn iron deposit

此外，從矽卡巖階段到氧化物階段，成礦流體的溫度由500℃下降至400℃。而溫度的下降將導致熱液中鐵的溶解度的降低，有利于鐵元素的沉淀（劉英俊等，1982；張德會，1997）。因此，溫度降低可能對大張鐵礦中鐵元素的沉淀富集起到促進作用。

6 結(jié)論

（1）根據(jù)脈體穿切關系、礦物共生組合與蝕變交代特征將大張矽卡巖型鐵礦床成礦過程劃分為矽卡巖階段、氧化物階段、硫化物階段和碳酸鹽階段。矽卡巖階段發(fā)育含子晶三相、富液相和富氣相3種流體包裹體，其他階段主要發(fā)育富液相流體包裹體。

（2）大張矽卡巖型鐵礦床中早期成礦流體具有高溫中高鹽度特征，而晚期成礦流體具有低溫低鹽度特征。結(jié)合氫氧同位素數(shù)據(jù)，表明大張鐵礦早期流體為巖漿熱液，晚期有大氣水加入，流體演化過程中發(fā)生了流體沸騰、流體-碳酸鹽巖相互作用和流體混合等地質(zhì)過程。

（3）大氣降水與巖漿熱液的混合作用可能是導致大張鐵礦中鐵元素沉淀富集的主要機制。而溫度降低可能對大張鐵礦中鐵元素的沉淀富集起到一定的促進作用。

致 謝本文在野外工作過程中得到了山東省地質(zhì)調(diào)查院李英平、郝興中等人員的大力幫助和支持，室內(nèi)研究工作得到了中國地質(zhì)大學（北京）劉麗老師和褚海霞老師的幫助，孫祥教授和審稿專家對論文提出了許多建設性的意見，在此一并表示感謝!