我國鐵礦成礦背景與富鐵礦成礦機制
張招崇1*，李厚民2，李建威3，宋謝炎4
胡浩3，李立興2，柴鳳梅5，侯通1，許德如6,7
1 中國地質大學地質過程與礦產資源國家重點實驗室
2 中國地質科學院礦產資源研究所
3 中國地質大學地質過程與礦產資源國家重點實驗室
4 中國科學院地球化學研究所礦床地球化學國家重點實驗室
5 新疆大學新疆中亞造山帶大陸動力學與成礦預測實驗室
6 東華理工大學核資源與環(huán)境國家重點實驗室
7 中國科學院廣州地球化學研究所礦物學與成礦學重點實驗室
內容提綱
1 引言
我國鐵礦資源雖然豐富，但富鐵礦（＞50%Fe）嚴重不足，鐵礦石平均品位僅30%左右（圖la）。國際上，無論是總的鐵礦資源量還是富鐵礦石儲量，均主要來自條帶狀鐵建造（banded iron formation，BIF）鐵礦（占85%以上）。該類型鐵礦產于長期穩(wěn)定的克拉通環(huán)境，富鐵礦主要是條帶狀鐵建造經過長期風化淋濾作用形成的赤鐵礦富礦。我國20世紀實施的兩次鐵礦大會戰(zhàn)曾努力尋找這類富鐵礦，但收效甚微。研究結果表明，我國元古宙以來的構造-巖漿活動十分頻繁和強烈，不利于形成和保存赤鐵礦富礦。但頻繁強烈的構造-巖漿活動卻為與巖漿作用有關的矽卡巖型、火山巖型、巖漿型富鐵礦的形成以及沉積變質型鐵礦的疊加改造富集創(chuàng)造了有利的成礦條件。
過去的研究表明，富鐵礦的形成可能與多期次的疊加改造富集或鐵礦漿的直接貫入成礦有關。然而，對不同類型富鐵礦的成因、富鐵礦關鍵控制因素以及是否存在純鐵礦漿等關鍵科學問題的認識尚存在較大爭議。本文以我國最重要的富鐵礦類型為研究對象，結合作者和前人的已有研究成果，深入探討各類富鐵礦成礦機制的關鍵科學問題。
2 我國富鐵礦的資源現(xiàn)狀
Dill(2010)按照鐵礦與構造和巖石的關系，將鐵礦劃分為與巖漿巖有關的鐵礦、與構造有關的鐵礦、與沉積巖有關的鐵礦以及與變質巖有關的鐵礦等4種類型。趙一鳴等(2004)則將我國鐵礦劃分為8種類型：巖漿型、矽卡巖型、火山巖型、熱液型、沉積變質型、沉積型、風化淋濾型以及成因不明型。其中火山巖型又進一步劃分為陸相火山巖型和海相火山巖型。陸相火山巖型鐵礦也稱玢巖型，國際上稱為Kiruna型或磁鐵礦-磷灰石型(ironoxide-apatitetype，即IOA型)。巖漿型可進一步分為產于層狀巖體中的攀枝花式鐵礦和產于元古宙斜長巖中的大廟式鐵礦。張招崇等(2014)將上述兩種分類方案進行了對比分析，發(fā)現(xiàn)有的有對應關系，有的沒有對應關系，其中沒有對應關系的類型鐵礦規(guī)模較小，經濟價值不大。本文采取趙一鳴等(2004)的分類方案。我國的熱液型及成因不明型鐵礦規(guī)模均很小，總的資源量也很有限，經濟價值不大，本文將不予討論。
由圖1b和1c可知，我國的沉積變質型鐵礦儲量最大，大型礦床的數量最多，這一點和國外的鐵礦類型儲量占比相似。但是就富鐵礦而言，與國外富鐵礦主要是沉積變質型赤鐵礦富礦為主不同的是，我國富鐵礦主要是矽卡巖型，占50%以上，其次是沉積變質型、火山巖型、沉積型和巖漿型(圖1d)。沉積型富鐵礦床的礦石多為難選礦石，工業(yè)意義不大，而巖漿型鐵礦雖然富鐵礦的比例較低，但是都是工業(yè)意義大的釩鈦磁鐵礦礦石。綜上所述，我國富鐵礦的主要類型包括沉積變質型、矽卡巖型、火山巖型和巖漿型。
3 我國鐵礦的成礦地質背景與時空分布規(guī)律
鐵礦類型具有鮮明的時代屬性，其形成與某些重大地質事件密切相關。沉積變質型鐵礦由條帶狀鐵建造變質而成，一般沉積于太古宙至古元古代，與海底火山-熱液活動以及全球大氧化事件密切相關；新元古代“雪球地球（snowballearth）”事件也形成了少量條帶狀鐵建造。其他類型鐵礦形成于自元古宙以來的各種構造環(huán)境中（圖2）。
3.1 主要類型鐵礦的成礦地質背景
3.1.1 沉積變質型鐵礦的成礦地質背景
條帶狀鐵建造是形成于前寒武紀的富鐵（Fe>15%）海相化學沉積巖，通常由互層的富鐵和富硅條帶組成。BIF經過后期變質作用形成鐵礦床，稱為沉積變質型鐵礦床。我國的BIF按其沉積時間可以劃分為兩種類型 ：一類沉積于新太古代末-古元古代初，主要分布于我國華北克拉通地區(qū)，是我國最大的沉積變質型鐵礦分布區(qū)；另一類沉積于新元古代，在我國分布較少，主要位于華南地區(qū)，代表性礦床包括江西新余地區(qū)的楊家橋鐵礦床和海南石碌鐵礦床。限于篇幅，在此重點討論華北克拉通BIF沉積的地質構造背景。
華北克拉通的BIF絕大多數屬于阿爾戈馬型（Algoma-type），沉積于新太古代晚期（2.55?2.50Ga），主要集中在華北克拉通東部的遼寧鞍山-本溪、冀東和魯西等地區(qū)，構成一個弧形的巨型沉積變質型鐵礦成礦帶。BIF主要形成于3.8?1.8Ga，BIF的出現(xiàn)通常指示了缺氧、富鐵海洋環(huán)境。李延河等（2014）發(fā)現(xiàn)BIF的δ56Fe均為正值，而且存在硫同位素的非質量分餾效應，暗示華北地區(qū)BIF的沉積環(huán)境為低氧逸度環(huán)境，當時的海洋處于大氧化事件的初期，海水并未完全氧化，形成上層相對氧化而下層還原的層化海洋。LiHM等（2014）通過對遼寧弓長嶺和河南舞陽鐵礦的研究，提出BIF形成于淺海環(huán)境。綜合以上這些信息，提出華克拉通在新太古代晚期BIF巨量沉積的過程如下：
（1）中-新太古代，古陸殼很薄，容易拉張形成海盆，大量富含鐵質的幔源基性-超基性巖漿噴發(fā)到海底，由于大氣缺氧，所以海洋上部為缺氧環(huán)境。在海底同生斷裂地震泵的作用下，海水發(fā)生對流循環(huán)，從新生洋殼中淋濾出大量鐵質，在還原的環(huán)境下以Fe2+的形式溶解于下部水體中（圖3a）。
⑵大氧化事件初期，溶解了巨量Fe2+的海水在上升洋流等的作用下運移到淺海環(huán)境潮線以下的層化海洋氧化-還原界面附近，此時Fe2+被氧化為Fe3+，導致鐵質大量沉淀形成BIF（圖3b）。這一模式可以解釋我國華北克拉通的BIF沉積于淺海環(huán)境、形成時代十分集中、鐵同位素和硫同位素非質量分餾以及其所反映的海水部分缺氧、部分氧化的特征。
3.1.2 矽卡巖型和陸相火山巖型鐵礦的成礦地質背景
我國矽卡巖型和陸相火山巖型鐵礦床主要分布在中國東部長江中下游成礦帶和華北克拉通中東部（圖2）。其中矽卡巖型鐵礦床主要分布于揚子克拉通東北緣長江中下游成礦帶的大冶礦集區(qū)、華北克拉通東部陸塊的萊蕪、淄博和濟南礦集區(qū)以及華北克拉通中部造山帶的邯邢和臨汾礦集區(qū)，而陸相火山巖型鐵礦則僅限于長江中下游成礦帶的寧蕪和廬樅礦集區(qū)。這些礦集區(qū)的空間分布與區(qū)域深大斷裂的展布一致，顯示了區(qū)域深大斷裂對成礦作用及相關巖漿活動的控制。大冶、廬樅和寧蕪礦集區(qū)分別位于長江中下游成礦帶的西段、中段和東段，其空間展布與長江深斷裂完全吻合。萊蕪、淄博和濟南礦集區(qū)嚴格受郯廬斷裂的北西向次級斷裂控制，根據Wilson等（1973）提出的走滑斷裂構造配套體系，這套北西向構造屬于郯廬走滑斷裂的R'斷裂系。位于華北克拉通中部造山帶的邯邢礦集區(qū)和臨汾礦集區(qū)則受以太行山山前斷裂為代表的一組北東向斷裂控制，斷裂走向與華北中部造山帶近于平行，后者是華北克拉通西部陸塊和東部陸塊于古元古代時期碰撞造山作用的產物。
大量高精度同位素年代學數據顯示，中國東部矽卡巖型和陸相火山巖型鐵礦床的形成時代均主要集中在130Ma左右，顯示出聚集性爆發(fā)成礦的特點。這一時期中國東部的構造背景從擠壓向伸展轉變，在這種構造背景下，華北和揚子克拉通的陸下交代富集巖石圈地幔首先在深大斷裂發(fā)育的區(qū)域（即上述長江深斷裂帶、華北中部造山帶、郯廬斷裂帶）發(fā)生減壓部分熔融，產生的玄武質巖漿沿深大斷裂構造向上侵位，在此過程中經歷不同程度的分離結晶、巖漿混合及地殼混染并于地殼淺部形成各類中基性-中酸性侵入巖。巖石圈伸展的構造背景還有利于巖漿體系快速減壓而使其中的揮發(fā)分溶解度降低并達到過飽和，形成富鐵流體參與成礦。另外，中國東部矽卡巖型和陸相火山巖型鐵礦床多與復式巖體有關，是多期次巖漿侵位的產物。這種多期次巖漿活動有利于維持巖漿房的熱狀態(tài)和巖漿的分離結晶，并促進巖漿流體的持續(xù)出溶和供給，是大型矽卡巖型富鐵礦成礦的另一重要條件。
3.1.3 海相火山巖型鐵礦的成礦地質背景
海相火山巖型鐵礦均分布于西部地區(qū)（圖2），主要礦集區(qū)包括西天山阿吾拉勒、東天山、東準噶爾北緣、阿爾泰山南緣、阿爾金山東段的喀臘大灣地區(qū)以及揚子板塊的西南緣（如大紅山和鵝頭廠）。近年來，在新疆西天山阿吾拉勒地區(qū)相繼發(fā)現(xiàn)了備戰(zhàn)、查崗諾爾、智博和敦德等大型鐵礦床以及其他一系列中小型鐵礦床，并且富鐵礦石占的比例大。最近的同位素年代學研究結果表明，含礦火山巖和鐵礦均形成于330~310Ma。基于含礦火山巖的地球化學研究結果，認為該類礦床形成于大陸弧邊緣。但是為什么全球絕大多數大陸弧邊緣沒有形成海相火山巖型鐵礦?張招崇等（2016）通過對不同地區(qū)含礦火山巖的巖石學和地球化學綜合研究，發(fā)現(xiàn)含礦火山巖均具有正的εNd(t)值，且與成礦有關的中酸性巖石是原始的基性巖漿分離結晶作用的結果，表明巖漿源區(qū)為虧損的軟流圈地幔，而非洋殼或大陸地殼部分熔融形成的，亦即軟流圈地幔發(fā)生了部分熔融，而洋殼或大陸殼并未發(fā)生部分熔融，從而提出俯沖帶的熱結構是“熱幔-冷殼”（圖4）：冷的大洋殼由于密度大導致高角度俯沖，其脫水作用導致軟流圈地幔發(fā)生部分熔融，形成基性巖漿，富鐵的基性巖漿為后期鐵的成礦奠定了重要的物質基礎。“熱幔-冷殼”背景下的高角度俯沖模式可以很好地解釋海相火山巖型鐵礦的礦床地質特征及其形成機制，如早期高鹽度巖漿熱液的形成與擠壓背景下巖漿房內巖漿的分離結晶作用有關，而成礦階段巖漿熱液與海水的混合熱液是由于在伸展背景下巖漿流體釋放后與下滲海水混合的結果。正是這種特殊的背景導致了全球范圍內海相火山巖型鐵礦較少。
3.1.4 巖漿型鐵礦的成礦地質背景
巖漿型鐵礦與其他類型鐵礦不同的是除了鐵之外，還是鈦和釩的主要來源。按照賦礦巖體的性質，可以進一步分為兩類 ：一類是與元古宙斜長巖體有關的釩鈦磁鐵礦床，僅在華北克拉通北部的承德大廟-黑山一帶發(fā)育，稱之為大廟式鐵礦，形成時代大約1.8~1.7Ga；另一類是與基性層狀巖體有關的釩鈦磁鐵礦床，雖然分布較為廣泛，但最具經濟價值的礦床集中在四川的攀西地區(qū)，該地區(qū)是全球最大的釩鈦磁鐵礦礦集區(qū)。圍繞大廟式鐵礦的成礦地質背景已開展了大量研究并達成共識，認為其形成于碰撞后伸展環(huán)境，在此不再贅述。
攀西地區(qū)位于峨眉山大火成巖省的內帶，呈南北向分布，與二疊紀（?260Ma）的峨眉山地幔柱密切相關。大量的研究表明，以攀枝花為代表的含礦巖體的母巖漿均為鐵質玄武巖。Hou等（2013）通過對攀枝花礦區(qū)苦橄玢巖的進一步研究，估算原始巖漿成分為鐵質苦橄巖。雖然鐵質苦橄巖可以由地幔源區(qū)在高壓條件下部分熔融形成，但是其部分熔融形成的鐵質巖漿應同時富堿，這一點與攀西地區(qū)含礦巖體的母巖漿性質明顯不同。另一方面，根據實驗巖石學結果，要形成鐵質苦橄巖，要求源區(qū)除了橄欖巖外，還要有富鐵組分的加入，如榴輝巖或輝石巖。Hou等（2011，2013）通過對攀西地區(qū)紅格、攀枝花、太和和白馬等4個典型含礦巖體的橄欖石、單斜輝石的惰性氣體同位素以及攀枝花礦區(qū)苦橄玢巖的Re-Os同位素研究，提出源區(qū)有俯沖組分的加入，這一結論和攀枝花巖體單斜輝石的低18O同位素（＜5.5%。）一致。由此推測原始巖漿富鐵更可能是由于源區(qū)存在俯沖成因的榴輝巖或輝石巖。結合區(qū)域地質特征，提出攀西地區(qū)巨量釩鈦磁鐵礦床形成的背景是：新元古代時大洋巖石圈向東俯沖于揚子地塊之下，在到達攀西地區(qū)時達到榴輝巖相，其在二疊紀峨眉山地幔柱的作用下和地幔柱一起發(fā)生部分熔融形成原始的鐵質苦橄質熔體，這種鐵質苦橄質熔體的存在是攀西地區(qū)巨量富集釩鈦磁鐵礦床的基礎（圖5）。
3.2 我國主要類型鐵礦的時空分布規(guī)律
我國主要富鐵礦類型與不同地質時期的構造演化密切相關，顯示出有規(guī)律的演化。太古宙末-古元古代初（2.6?2.5Ga）大氧化事件初期階段，在華北克拉通內部沉積BIF（后期變質為沉積變質型鐵礦）；中元古代（1.7Ga左右），華北克拉通拉張在北部承德一帶形成與斜長巖有關的大廟式巖漿型釩鈦磁鐵礦床；古生代，中亞造山作用時期的大洋板塊俯沖形成海相火山巖型鐵礦；二疊紀，峨眉山地幔柱作用在攀西地區(qū)形成全球最大的攀枝花式巖漿型釩鈦磁鐵礦床；中生代（130Ma左右），中國東部巖石圈大規(guī)模減薄背景下形成大量的矽卡巖型鐵礦和陸相火山巖型鐵礦（圖2）。
4 我國富鐵礦的礦床地質特征
4.1 沉積變質型富鐵礦
4.1.1 與新太古代-古元古代BIF有關的沉積變質型富鐵礦
我國與BIF有關的沉積變質型富鐵礦以磁鐵礦富礦（Fe>50%）為主，主要分布在遼寧鞍本地區(qū)。鞍本地區(qū)發(fā)育兩類規(guī)模和蝕變類型不同的沉積變質型磁鐵礦富礦。一類是規(guī)模達到大型的“弓長嶺式”，富鐵礦石量1.64億噸，主要賦存于弓長嶺二礦區(qū)，礦體產于BIF的順層斷裂中，邊部普遍發(fā)育以石榴子石為特征的蝕變巖，磁鐵礦富礦石呈致密塊狀構造，與蝕變巖界線截然（圖6a），可見富礦脈穿切BIF的現(xiàn)象，富礦石中有時發(fā)育BIF被交代殘留的硅質條帶（圖6b），礦石由粗晶磁鐵礦以及少量的石英和綠泥石組成。另一類是規(guī)模僅為中小型的“齊大山式”，富鐵礦石量1145萬噸，主要賦存于齊大山、南芬、歪頭山和東鞍山等礦床，礦體產于BIF的順層斷裂中或褶皺的虛脫部位，礦體邊部普遍發(fā)育以綠泥石為特征的蝕變巖，磁鐵礦富礦石主要呈致密塊狀構造，與BIF接觸界線截然（圖6c），也可見富礦脈穿切BIF，脈旁BIF的鐵條帶消失而變?yōu)槭r（圖6d），富鐵礦石主要由粗晶磁鐵礦以及少量假象赤鐵礦、石英、綠泥石和透閃石組成。近年來，冀東地區(qū)杏山鐵礦床在深部勘查過程中，部分鉆孔見到磁鐵礦富礦，單孔見礦厚度在100m以上。
華北克拉通罕見具經濟價值的赤鐵礦富礦，僅在山西呂梁地區(qū)袁家村的古元古代BIF中有少量發(fā)育，富鐵礦石量僅有424萬噸（Fe平均53.4%）。赤鐵礦富礦體大小不一，全部賦存于BIF的斷裂中，與周圍的BIF接觸界線截然。赤鐵富礦石一般呈條帶狀或塊狀，可見微弱條帶狀礦石向塊狀礦石過渡的現(xiàn)象，條帶狀礦石具有明顯的“層孔”或“孔穴”構造，主要由假象赤鐵礦、板條狀赤鐵礦和少量石英組成。
4.1.2 與新元古代BIF有關的沉積變質型富鐵礦——以石碌礦床為例
與新元古代BIF有關的沉積變質型鐵礦在我國分布較少，主要位于華南地區(qū)，代表性礦床包括江西新余鐵礦床、海南石碌鐵礦床，下面以石碌鐵礦床為例說明其主要特征。
海南石碌鐵礦床以赤鐵礦礦石為主，伴生鈷、銅等有用金屬，曾被譽為“亞洲最大的富鐵礦床”。石碌鐵礦床已累計查明的鐵礦石量約5億噸（平均品位51%），是國內罕見的與新元古代BIF有關的沉積變質型富鐵礦。該礦床主要受軸向北西-南東向的復式向斜控制，鐵、鈷銅礦體呈層狀、似層狀賦存在復式向斜槽部及兩翼向槽部過渡的部位。礦區(qū)賦礦地層為中-上元古界石碌群，為一套以綠片巖相變質為主、局部達角閃巖相的淺海相、淺海-潟湖相的碎屑沉積巖和碳酸鹽巖建造。石碌群共有7層，其中鐵、鈷銅多金屬礦體主要賦存于第六層位，由條帶狀透輝石透閃石巖、含石榴子石眼球或條帶的透輝石透閃石巖、白云巖、鐵質千枚巖或鐵質砂巖組成（圖7a），局部夾有重晶石、石膏和碧玉層。礦區(qū)及周緣侵入巖發(fā)育，主要為印支-燕山期花崗巖，燕山晚期巖脈如花崗斑巖、煌斑巖、輝綠巖等沿斷裂或不同巖性界面侵入。
石碌礦區(qū)目前已發(fā)現(xiàn)鐵礦體38個、鈷礦體17個、銅礦體41個。垂向上，鐵礦體通常分布在銅鈷礦體上部30~60m。鐵礦體總體呈層狀-似層狀的“S”或反“S”形透鏡體產出，與構造面理及共軛剪張節(jié)理關系密切，走向上可長達3525m，寬達463m，垂向厚度最大430m。富鐵礦體與賦礦圍巖常呈突變關系（圖7b），但在脆-韌性剪切斷裂附近，出現(xiàn)由含鐵圍巖向強硅化圍巖到貧鐵礦再到富鐵礦的漸變過渡（圖7c）。根據赤鐵礦的含量，可將鐵礦石分為富鐵礦石（圖6d）和貧鐵礦石，前者礦石礦物由赤鐵礦（?85vol%）和少量磁鐵礦、鏡鐵礦組成，脈石礦物為石英和少量絹云母；以鱗片變晶結構和塊狀構造為主要特征。貧鐵礦石主要由赤鐵礦（20~40vol%）、磁鐵礦（20?45vol%）、石英、長石、鈣鐵-鈣鋁榴石、透輝石、透閃石、綠簾石、絹云母、方解石、白云石和少量重晶石等組成；以塊狀構造、條紋/條帶狀構造、眼球狀構造，以及鱗片變晶結構、變余砂狀結構和斑狀變晶結構為特征。
4.2 矽卡巖型富鐵礦
矽卡巖型富鐵礦床主要產于中基性-中酸性侵入巖與含膏巖層碳酸鹽巖的接觸帶，部分礦體產于巖體內部的圍巖捕虜體中或距成礦巖體數百米的圍巖地層中。礦體呈不規(guī)則板狀、似層狀、脈狀、透鏡狀和囊狀等，主要受侵入接觸帶、脆性斷裂、圍巖層間破碎帶及圍巖捕虜體控制。與低品位鐵礦體相比，富鐵礦體的矽卡巖化蝕變通常不發(fā)育，多數情況下僅數厘米至十幾厘米，蝕變與圍巖的界線截然（圖8a）。有的富鐵礦礦體兩側甚至幾乎不發(fā)育蝕變暈，僅在礦體內部零星分布少量金云母、綠簾石和方解石等礦物，如大冶礦集區(qū)靈鄉(xiāng)礦田的廣山、小包山和腦窖鐵礦，程潮鐵礦的III號礦體，鐵山鐵礦的象鼻山、尖山和鐵門坎礦體，萊蕪張家洼鐵礦的I號礦段，邯邢西石門鐵礦的1號和2號礦體等。這些礦體中的富鐵礦石通常具有呈致密塊狀、脈狀、粉狀（圖8b）、多孔狀、角礫狀構造，顯著區(qū)別于貧礦體的浸染狀和斑雜狀構造。另外，富鐵礦體和富鐵礦石的礦物組成以磁鐵礦為主，通常磁鐵礦的含量可達80?90%以上，有的可發(fā)育少量赤鐵礦，而脈石礦物則很少，以少量或零星出現(xiàn)的透輝石、鈉長石、方柱石、綠簾石、黃鐵礦、石英、方解石等為主。
與富鐵礦有關的矽卡巖規(guī)模相對較小，成分上以鎂矽卡巖及富鎂的鈣-鎂矽卡巖為主，常見的主要礦物包括鎂尖晶石、鎂橄欖石、透輝石、硅鎂石、金云母和蛇紋石等（圖8C），典型實例包括大冶程潮鐵礦及萊蕪張家洼鐵礦。這種鎂矽卡巖的發(fā)育實際上反映了成礦圍巖以白云質灰?guī)r為主。由于鎂矽卡巖礦物中基本不含鐵，因此成礦流體中的鐵主要在退化矽卡巖階段以磁鐵礦的形式沉淀，有利于形成富鐵礦。此外，富鐵礦的磁鐵礦結構和化學組成也有一定的獨特性，磁鐵礦通常不發(fā)育環(huán)帶，微量元素組成以富鎂為特征；與此相反，與鈣矽卡巖有關的磁鐵礦通常發(fā)育環(huán)帶結構，以富硅、鋁及鈣等元素為特征。此外，與鎂矽卡巖有關的富鐵礦中，磁鐵礦常與鎂鈦礦、鈦鐵礦、錳鈦鐵礦、剛玉、金紅石等氧化物共生，并可見細粒鎂尖晶石的出溶。矽卡巖型富鐵礦中的磁鐵礦一般發(fā)育豐富多樣的再平衡結構（圖8d）及多孔狀、海綿狀、不規(guī)則島狀結構，反映早期磁鐵礦被后期熱液反復交代，在此過程中磁鐵礦中的雜質元素被淋濾遷移，而鐵的含量逐漸升高。相反，一些小而貧的矽卡巖型鐵礦的磁鐵礦則基本不發(fā)育這種結構，如大冶地區(qū)的王豹山矽卡巖鐵礦床。
4.3 火山巖型富鐵礦
4.3.1 陸相火山巖型富鐵礦
陸相火山巖型鐵礦與同期的（次）火山巖存在密切的時空聯(lián)系。依據地質位置和圍巖巖性可將富鐵礦的礦化類型基本分為兩類。
另一類是次火山巖體與前火山巖系沉積巖接觸帶中的富鐵礦石，典型礦床包括寧蕪火山盆地的姑山、鳳凰山、白象山和和睦山等礦床。在這些礦床中，富鐵礦主礦體無一例外都產在三疊系黃馬青組（砂頁巖、粉砂巖和頁巖）和青龍群灰?guī)r與閃長玢巖接觸帶中。由閃長玢巖侵位所形成的穹隆構造、短軸背斜和軸向斷裂以及地層中層間裂隙和不整合面等構造都可以控制礦體的產狀，形成透鏡狀、似層狀、囊狀、鐘狀、樹枝狀以及脈狀等富鐵礦體。最高品位的富鐵礦石為假象赤鐵礦致密塊狀礦石，其他品位略低的富鐵礦石一般都含有少量磷灰石和透輝石等脈石礦物，產在閃長玢巖和灰?guī)r接觸帶的富鐵礦石礦物共生組合中常見金云母，屬于典型的IOA礦床。圍巖常以發(fā)育熱接觸變質作用（角巖化）為特征。例如，姑山鐵礦床疊加蝕變較弱，但出現(xiàn)大規(guī)模的強烈高嶺土化、硅化和碳酸鹽化。其他典型礦床的圍巖蝕變與其他陸相火山巖型鐵礦相比沒有明顯區(qū)別。
上述兩種產出類型的富鐵礦石中的磁鐵礦均以低鈦為特征，其TiO2含量多數＜1wt%。
4.3.2 海相火山巖型富鐵礦
海相火山巖型鐵礦部分礦床發(fā)育矽卡巖，部分則不發(fā)育，有的礦床見侵入巖，有的礦區(qū)沒有侵入巖，但也發(fā)育矽卡巖，如東天山雅滿蘇鐵礦。富鐵礦體主要分布于海相中基性-中酸性火山熔巖、火山碎屑巖和次火山巖中，也有部分礦體賦存于與海相火山巖接觸的矽卡巖中。賦存于火山巖中的富鐵礦體多呈層狀、似層狀和脈狀產出，礦體與圍巖界線截然且無明顯圍巖蝕變（如西天山的智博鐵礦、查崗諾爾鐵礦、東天山的沙泉子鐵礦和阿爾泰阿巴宮鐵礦）（圖9a）。賦存于矽卡巖中的富鐵礦體多呈透鏡狀和脈狀產出，與圍巖產狀基本一致，與貧礦體、矽卡巖和火山巖呈漸變過渡關系（圖9b），偶見貧鐵礦體與圍巖呈突變接觸（圖9c）。富鐵礦石以磁鐵礦為主，含少量石英、磷灰石、方解石、黃鐵礦、鉀長石、鈉長石、透輝石、綠簾石和石榴子石等，TFe品位介于45?68%。富鐵礦石以致密塊狀、角礫狀構造（智博鐵礦、查崗諾爾鐵礦、雅滿蘇鐵礦、阿巴宮鐵礦等）為主（圖9d），也發(fā)育有流動構造和氣孔構造（智博鐵礦、查崗諾爾鐵礦、阿巴宮鐵礦等）（圖9e），磁鐵礦發(fā)育樹枝狀（圖9f）和板條狀結構（圖9g），明顯不同于貧鐵礦石中廣為發(fā)育的條帶狀、浸染狀和磁鐵礦為角礫的角礫狀構造（圖9h、9i），鉀長石化綠簾石化蝕變強烈（圖9j），磁鐵礦交代火山巖（圖9k）或早期磁鐵礦呈現(xiàn)出再平衡結構等特征（圖91）。
海相火山巖型富鐵礦石中的磁鐵礦常呈細粒自形-半自形晶，其TiO2含量低且變化不大（＜0.2%），明顯不同于巖漿結晶形成的副礦物磁鐵礦高TiO2含量（平均8%）的特征。磁鐵礦中的Ti含量和溫度以及氧逸度有關，其中溫度越高、氧逸度越低，磁鐵礦中Ti的含量越高。
此外，與海相火山巖型富鐵礦有關的矽卡巖為鈣質矽卡巖，矽卡巖礦物組合在不同礦床中略有差異，如蒙庫鐵礦床I號礦體石榴子石不發(fā)育，但IX號礦體則主要發(fā)育石榴子石；東天山的沙泉子鐵礦床則主要發(fā)育綠簾石矽卡巖等。而且石榴子石形態(tài)、結構以及成分也有明顯不同的變化，早期為細粒鈣鐵榴石，晚期主要為呈震蕩環(huán)帶發(fā)育的鈣鋁-鈣鐵榴石或粗粒鈣鋁榴石。
4.4 巖漿型富鐵礦
4.4.1 攀枝花式富鐵礦
與世界其他類似的釩鈦磁鐵礦礦床不同，攀西地區(qū)這些礦床都呈層狀賦存在大型層狀鎂鐵-超鎂鐵巖體的下部和中部巖相帶，而不是上部巖相帶。然而，這些礦床以產出浸染狀貧礦為主，致密塊狀富鐵礦層主要產于攀枝花和紅格礦床。
就攀枝花巖體而言，致密塊狀富礦層主要出現(xiàn)在下部巖相帶II和V旋回的下部，厚度分別達60和40m，富鐵礦體與輝長巖以及貧鐵礦接觸界線清楚（圖10a）。富礦層中普遍存在10?30cm厚并且橫向延伸穩(wěn)定的磁鐵輝長巖夾層，宏觀上構成條帶狀構造，并且其中的礦物呈定向排列（圖10b）。富鐵礦石鈦鐵氧化物含量通常超過85%，單斜輝石、斜長石和橄欖石等硅酸鹽礦物<10%，填隙狀磁黃鐵礦和鎳黃鐵礦約2?3%。鈦鐵氧化物絕大多數為磁鐵礦（約占85?90%），普遍呈中粒或鑲嵌粒狀集合體，并且鈦鐵礦出溶條紋十分發(fā)育；鈦鐵礦占鈦鐵氧化物總量的10?15%，一般呈自形或半自形中細粒狀，磁鐵礦出溶條紋少見。硅酸鹽礦物呈細粒狀或不規(guī)則狀，礦物顆粒邊緣出現(xiàn)因熔蝕形成的“港灣狀”（圖10c），單斜輝石席列構造非常發(fā)育。其鈦鐵氧化物含量小于50%，其中未見致密塊狀釩鈦磁鐵礦的細脈。圍巖蝕變基本不發(fā)育。
4.4.2 大廟式富Fe-Ti-P礦床
大廟式富Fe-Ti-P礦床指的是產于河北承德大廟斜長巖體內部斜長巖裂隙中的富Fe-Ti-P礦脈群（圖10d）。富Fe-Ti-P礦脈群集中發(fā)育在黑山-東大洼礦區(qū)，包括89個礦體，為富鐵鈦磷礦石，主要由不同比例的鈦磁鐵礦、鈦鐵礦和磷灰石組成（圖10e），基本不含硅酸鹽礦物。
富Fe-Ti-P礦體受斜長巖體中NE和NW向兩組斷裂構造控制，與圍巖斜長巖接觸界線截然。富礦體大小不一，分支多（圖10d），產狀復雜，厚度、長度和深度分別可達50、250和200m。富礦體兩側普遍發(fā)育以綠泥石化為特征的圍巖蝕變，蝕變范圍與礦體的規(guī)模呈正比，是重要的找礦標志。富礦體具有上磷下鐵和邊磷中鐵的礦化分帶現(xiàn)象，上部和邊部富Fe-Ti-P礦石中磷灰石比例最高可達70%，而下部和中部富鐵礦石中磷灰石比例常<5%，但礦物比例的變化規(guī)律不明顯，有時為漸變過渡，有時為突然變化（圖10f）。富Fe-Ti-P礦脈和富Fe-Ti-P巖脈空間上密切共生，在接觸處富Fe-Ti-P礦石與富Fe-Ti-P巖石具有漸變過渡關系，輝石和斜長石逐漸增多，而鐵鈦氧化物和磷灰石逐漸減少。
5 富鐵礦的成礦機制
5.1 沉積變質型富鐵礦
5.1.1 與新太古代-古元古代BIF有關的沉積變質型富鐵礦
遼寧鞍本地區(qū)“弓長嶺式”和“齊大山式”磁鐵礦富礦雖然在地質特征上有明顯差別，但它們的礦體均受構造控制且發(fā)育明顯的熱液蝕變特征，因此被認為是流體改造BIF（~30%Fe）導致鐵質富集的產物。
近年來，一些學者通過不同的方法，將“弓長嶺式”磁鐵礦富礦的成礦時代準確限定在?1.86Ga。磁鐵礦富礦成礦時代與區(qū)域上廣泛發(fā)育的1.85Ga左右的酸性巖漿活動時間一致，說明磁鐵礦富礦的形成與古元古代末期伸展背景下巖漿活動有關，而與傳統(tǒng)認為的2.50Ga區(qū)域變質或混合巖化作用無關。但是，“弓長嶺式”磁鐵礦富礦的鐵質富集機制還存在爭議，有“去硅富鐵”（即條帶狀鐵建造由于熱液作用導致硅發(fā)生遷移后殘留磁鐵礦形成富鐵礦石）和“鐵質活化再富集”（即條帶狀鐵建造由于熱液作用導致鐵發(fā)生遷移，在有利的構造位置發(fā)生沉淀形成富鐵礦石）兩種觀點。但目前更多的證據表明“去硅富鐵”機制可能性更大，主要證據包括：（1）貧礦石中可見磁鐵礦交代石英形成磁鐵礦富礦石、“吞噬”石英條帶的現(xiàn)象（圖6b）；（2）富鐵礦石邊部發(fā)育石榴子石蝕變，說明蝕變作用發(fā)生在堿性環(huán)境，并且趙斌和李統(tǒng)錦（1980）的實驗模擬表明，還原性的高溫（500?600°C）弱堿性（pH為8~10）流體淋濾BIF可以導致其中的硅質溶解遷移，從而形成磁鐵礦富礦石和富石榴子石蝕變巖；（3）富鐵礦和貧鐵礦中磁鐵礦的氧同位素接近，說明蝕變過程中鐵并沒有遷移。這是因為如果富鐵礦石中的磁鐵礦是外來熱液帶來的，則由于同位素分餾的緣故，外來的磁鐵礦與原地的貧礦中的磁鐵礦的氧同位素就會不同。富鐵礦石與貧鐵礦石中磁鐵礦的氧同位素類似，說明磁鐵礦都是原來BIF的，鐵沒有遷移；（4）遷移出的硅部分和富鋁圍巖作用形成鐵鋁榴石，部分和含鐵碳酸鹽巖作用形成陽起石和鎂鐵閃石蝕變礦物，而多余的硅形成石英脈：SiO2+富鋁圍巖-鐵鋁榴石，SiO2+含鐵碳酸鹽巖-陽起石巖+鎂鐵閃石，SiO2-石英脈。
“齊大山式”磁鐵礦富礦經常產在BIF和混合花崗巖的接觸部位，目前多數學者認為成礦與?2.50Ga構造-巖漿活動有關。野外和同位素研究表明富鐵礦的形成可能是“鐵質活化再富集”的結果，主要證據包括：（1）野外見到磁鐵礦富礦體呈不規(guī)則脈狀穿插失鐵的BIF，失鐵的BIF條帶清晰可見（圖6d）；（2）圍巖蝕變包括黑云母和綠泥石，而無石榴子石，說明蝕變過程是發(fā)生在酸性條件，而在酸性條件下鐵容易發(fā)生遷移；（3）磁鐵礦富礦石和BIF中石英δ18Ov-smow峰值一致，但磁鐵礦富礦石中磁鐵礦δ18Ov-smow峰值比BIF中低，說明鐵質被活化。
我國20世紀70?80年代的富鐵礦會戰(zhàn)曾經非常重視尋找與BIF有關的赤鐵礦富礦，但無果而終，研究者們推斷這可能與我國華北克拉通不具備長期的表生風化淋濾條件有關，然而此觀點不能解釋袁家村赤鐵礦富礦受構造控制和成礦深度大（可下延至400m，而風化淋濾成因＜80m）的特征。LiLX等（2020）通過赤鐵礦富礦石中石英流體包裹體研究表明，赤鐵礦富礦的形成與沿斷裂發(fā)生的深部流體（溫度313?370℃，鹽度~20wt%NaClequiv。）的交代有關，而與表生風化淋濾作用無關。結合國內外赤鐵礦富礦成礦條件對比和區(qū)域地質演化歷史，推測華北克拉通缺乏赤鐵礦富礦的原因不是沒有形成，而是形成后被剝蝕破壞。
5.1.2 與新元古代BIF有關的沉積變質型富鐵礦
與國內外典型的BIF鐵礦相比，石碌鐵-鉆-銅礦床由于受多期次、多階段的構造變形及伴隨的變質與熱液蝕變作用影響，表現(xiàn)出復雜的成礦特征，因此有關該礦床的成礦物質來源、成礦時代、礦床成因類型，特別是富鐵礦的富集過程與機理，一直備受爭議，礦床模式也存在矽卡巖型、沉積變質+巖漿熱液型、鹵水沉積變質型、火山-沉積變質型、熱液鐵氧化物銅金型等不同觀點。
通過對礦區(qū)富鐵礦體的空間展布格局及其與構造和層位賦存關系的系統(tǒng)分析，Xu等（2013）將石碌礦區(qū)的構造變形及相關變質作用分為兩個期次，即D1和D2。D1構造變形期主要形成軸向NW-SE向復式向斜，伴隨著褶皺變形過程中的韌性剪切和高溫塑性流動，鐵多金屬成礦物質往向斜核部或核部到兩翼的過渡部位富集，從而形成了富鐵礦體；D2階段形成了疊加于D1期復式向斜之上的NE-SW向剪切褶皺（D2a-b）以及一些大型伸展滑脫剪切斷裂系統(tǒng)（D2c），其中，D2a-b階段變形進一步致使富Fe、Co、Cu和Si的高溫變質流體向褶皺疊加的有利部位遷移、富集和沉淀。根據富鐵石和賦礦圍巖的Sm-Nd等時線年齡830和213Ma、獨居石CHIME峰值年齡560?440Ma、陽起石的Ar-Ar坪年齡132Ma等，上述構造變形作用時限可分別約束在560?450Ma（D1）、260?210Ma（D2a-b）、130~90Ma（D2c）。同時結合賦礦圍巖和鐵礦石的碎屑鋯石SHRIMP、LA-ICP-MSU-Pb定年以及獨居石CHIME定年，石碌BIF及互層圍巖的沉積時限可限制于ca.1075?840Ma。由此可見，石碌礦床是沉積作用、構造變形、變質作用和熱液活動等多期地質作用的產物，具有典型的多因復成礦床特征。
結合礦床地質特征和最新地球化學研究成果，石碌鐵多金屬礦床可被歸為受構造-熱液改造富化的與BIF有關的富鐵礦床，Xu等（2015）對石碌富鐵礦的形成構建了四階段的成礦模式：（1）1075~840Ma形成條帶狀鐵建造（BIF）（圖11a）；（2）560~450Ma加里東期褶皺變形及伴隨的高溫韌性剪切和角閃巖相變質作用導致去硅富鐵，同時磁鐵礦變?yōu)槌噼F礦（圖11b），這是富鐵礦形成的最主要時期；（3）260~210Ma花崗質巖漿上侵和構造變形有關的熱液改造富化（圖11c）；（4）130~90Ma熱液疊加礦化階段（圖11d）。
圖11 石碌鐵多金屬礦床成礦模式圖
5.2 矽卡巖型富鐵礦
大量流體包裹體顯微測溫數據顯示，矽卡巖型富鐵礦床的成礦流體為高溫、高鹽度富鐵巖漿熱液，如大冶地區(qū)程潮和鐵山礦床早期矽卡巖礦物中發(fā)育含赤鐵礦、石鹽、鉀鹽、光鹵石、硬石膏等子礦物的包裹體，表明早期成礦流體具有很高的濃度和鐵含量；邯邢地區(qū)西石門鐵礦床的成礦巖體造巖礦物和矽卡巖礦物中也均發(fā)育大量含磁黃鐵礦的流體包裹體，根據體積法估算成礦流體中的鐵含量達12wt%。這些含子礦物包裹體的均一溫度通常高達600?800°C以上，說明早期成礦流體溫度極高，代表了巖漿冷卻和結晶分異過程中出溶的高溫巖漿熱液。對大冶地區(qū)程潮鐵礦、小包山鐵礦、尖山鐵礦和象鼻山鐵礦及萊蕪地區(qū)張家洼鐵礦等典型富鐵礦的實地觀察和礦相學研究表明，富鐵礦的主要礦物成分除磁鐵礦外，其他僅見零星分布的金云母、綠簾石和熱液碳酸鹽礦物（方解石、白云石和菱鐵礦），但基本未見石英和透輝石、石榴子石、符山石、方柱石等矽卡巖礦物，這種礦物組合反映了成礦流體具有貧硅貧鋁的特點，不利于鋁硅酸鹽礦物（即矽卡巖礦物）的形成。萊蕪張家洼富鐵礦中還廣泛發(fā)育鎂鈦礦、鈦鐵礦、錳鈦鐵礦、金紅石等氧化物，進一步證明富鐵熱液具有貧硅和貧鋁的特點，這是因為貧硅貧鋁的高溫熱液無法與圍巖發(fā)生接觸交代作用并使硅和鋁與圍巖中的鈣和鎂結合形成富鋁硅酸鹽礦物（即矽卡巖礦物），流體中的鐵最終主要以磁鐵礦的形式沉淀富集，而流體對圍巖碳酸鹽的溶解則導致磁鐵礦之后各種熱液碳酸鹽礦物的沉淀。這種貧硅和貧鋁的富鐵熱液可能與成礦巖漿充分的結晶分異有關，而多期次的巖漿侵位則維持了巖漿的熱狀態(tài)并促進巖漿的結晶分異和流體出溶。
中國東部矽卡巖型富鐵礦的磁鐵礦普遍發(fā)育豐富多樣的結構再平衡現(xiàn)象，說明磁鐵礦形成之后遭受了后期流體的交代和改造，對形成高品質富鐵礦石具有重要作用，主要表現(xiàn)在：（1）廣泛發(fā)育的溶解-再沉淀作用使原生磁鐵礦中的雜質元素在溶解過程中發(fā)生淋濾作用，從而使得鐵礦得到進一步的富集；（2）造成磁鐵礦中的脈石礦物被萃取淋濾，形成廣泛發(fā)育的粉狀富鐵礦礦石，典型的如大冶鐵礦。另外，多期次的巖漿熱液活動還可以形成新的鐵礦化和多期磁鐵礦，造成鐵礦石進一步的富集。而導致多期次的巖漿熱液活動的原因則是與多期次的巖漿侵位有關。
綜上所述，高溫、高濃度、富鐵、貧硅貧鋁巖漿熱液出溶，流體沸騰和快速降溫及在開放構造體系中的充填成礦，膏巖層對成礦流體的演化，多期次流體交代和疊加成礦是中國東部矽卡巖型富鐵礦形成的主要成礦機制。
5.3 火山巖型富鐵礦
5.3.1 陸相火山巖型富鐵礦
陸相火山巖型鐵礦的成因模式需與全球IOA礦床的成因作為一個整體來考慮。IOA礦床野外礦體形態(tài)獨特，塊狀礦石常呈現(xiàn)出類似熔巖的結構和構造，如我國安徽姑山鐵礦富鐵礦石具有類似熔巖的構造，如樹枝狀和繩狀構造、流動構造以及氣孔的定向排列等。根據這些現(xiàn)象，前人提出了鐵礦漿貫入的成礦模式，即致密塊狀鐵礦石結晶于氧化物熔體。這個模式的主要問題在于缺少實驗的證實，具體來說，要么氧化物熔體都是在簡單體系實驗中獲得的，要么就是在復雜體系獲得不混溶氧化物熔體時的溫度過高，從而導致這些實驗的地質意義存疑。Hou等（2018）在最接近自然界可發(fā)生的條件下，首次獲得較為接近鐵礦石組分的端元——富含揮發(fā)分的不混溶作用形成鐵鈣磷熔體。值得指出的是，由于這種鐵鈣磷熔體的親濕性較好，即易于“膠結”磁鐵礦或者磷灰石（圖12），所以它們聚合在一起所形成的混合物（如鐵鈣磷熔體+磁鐵礦）更符合鐵礦漿的性質，是可以解釋絕大部分富鐵礦石成因的。但不得不承認，這個模式所形成的鐵礦漿或多或少總是要含有鈣磷等雜質的，而且鐵氧化物往往鈦含量較高，因此由幾乎純的低鈦鐵氧化物形成的致密塊狀富鐵礦石必須有熱液作用的疊加改造，而這一點與該類型鐵礦廣泛發(fā)育的熱液蝕變是一致的。
圖12 不混溶實驗結果
實驗形成的混合物的化學成分接近富鐵礦石的混合物。
對于導致熱液蝕變和礦石加富的流體來源基本不存在爭議，大家普遍認為是來自巖漿結晶晚期的流體出溶，但是之前對于這種巖漿熱液流體的性質認識不足。我們最近的研究發(fā)現(xiàn)成礦巖漿出溶的熱液流體包裹體普遍含赤鐵礦及氯化鈉等晶體，說明成礦巖漿出溶的熱液流體高鹽度、富鐵，其鐵含量可達12%。這種流體不但可以在巖漿期后導致廣泛的熱液蝕變，如鈉長石化；也可以對礦石進行改造，比如磁鐵礦的再溶解去雜加富形成富鐵礦。如果有合適的物理化學條件，這種流體只要富集4?5倍就可以直接沉淀形成富鐵礦。
另外，與矽卡巖型富鐵礦相似，膏巖層也參與了陸相火山巖型富鐵礦的成礦作用，其主要證據包括：（1）廬樅羅河、泥河鐵礦和寧蕪太山鐵礦發(fā)育的獨特的膏輝巖（石膏-透輝石）組合，這是閃長玢巖巖漿與膏鹽層發(fā)生高溫相互作用的最好證據；（2）廣泛發(fā)育的透輝石、透閃石、陽起石、鈉長石、鈉柱石、方柱石、鉀長石化等可能是膏鹽層參與巖漿-熱液蝕變之產物；（3）石膏δ34S值多在20%。以上，硫化物的δ34S值大部分>100‰，遠高于幔源硫的分布范圍，硫同位素計算表明礦床中80%以上硫來自膏鹽層；（4）富鐵礦床含礦巖體一個共同的特征是常發(fā)育大面積的鈉化蝕變。膏巖層在富鐵礦形成過程中的作用與矽卡巖富鐵礦類似，在此不再重復。
綜上所述，陸相火山巖型富鐵礦很可能是在巖漿-熱液階段內，多次高溫、高鹽度、富鐵的熔體熔離以及熱液的快速熔離、出溶充填和膏巖層對成礦流體的演化、多階段流體交代作用疊加復合的結果。
5.3.2 海相火山巖型富鐵礦
由于海相火山巖型鐵礦國外尚無報道，所以對該類型富鐵礦的成因研究僅限國內礦床，主要認識包括火山氣液交代充填-礦漿貫入型、火山熱液充填交代型、火山噴溢沉積-熱液加富火山巖型、火山噴溢熔離型、礦漿貫入疊加熱液改造型等。
許多鐵礦床中可見礦體與圍巖呈截然的突變接觸關系，礦石發(fā)育隱爆角礫狀構造，磁鐵礦發(fā)育板條狀和樹枝狀結構等，顯示了“礦漿或富鐵流體”貫入成礦的典型特征（智博鐵礦、查崗諾爾鐵礦、蒙庫鐵礦床和阿巴宮鐵礦床），但是這些礦床顯示出強烈的交代作用，如礦體與圍巖中均發(fā)育有矽卡巖，并且礦石中磁鐵礦低的Ti含量均表明其不是巖漿形成的，而是熱液作用的產物。那么，富鐵礦又是如何通過熱液作用形成的?
對一些與鐵礦有關的火山巖研究表明，常存在富鐵火山巖，如LiNB等（2015）報道在西天山查崗諾爾鐵礦發(fā)現(xiàn)有鐵質玄武巖（TFe2O3為14.55?22.68wt%），LiHM等（2015b，2018）則在東天山雅滿蘇鐵礦、黑尖山鐵礦的火山巖中發(fā)現(xiàn)富鐵火山巖角礫和團塊，其TFe2O3達26wt%。另外，王雯等（2017）在阿爾泰吉伯特鐵礦床中發(fā)現(xiàn)早期石榴子石的核部存在大量富鐵熔體和磁鐵礦子晶的熔融包裹體。這些都說明巖漿通過演化形成富鐵巖漿，從而導致巖漿演化晚期鐵發(fā)生初步富集，并為富鐵流體的形成創(chuàng)造了條件。另外，與上述熔融包裹體共存的還有流體包裹體，這些流體包裹體富含螢石、微晶磁鐵礦（圖13a）、石鹽（圖13b），表明成礦流體是富含F(xiàn)的高鹽度富鐵流體。這種富F的高鹽度流體具有很強的淋濾早期富鐵火山巖中的鐵的能力，使得成礦流體中鐵的濃度不斷提高，這種高濃度的富鐵流體在各種構造體系的遷移過程中因溫度梯度很大而快速冷卻，導致流體中鐵的溶解度降低和磁鐵礦的快速沉淀形成富鐵礦體（矽卡巖不發(fā)育），或者與圍巖碳酸鹽反應導致鐵的沉淀形成富鐵礦石（發(fā)育矽卡巖）。
圖13 海相火山巖型鐵礦的富螢石和磁鐵礦子晶的熔流體包裹體（a）和流體包裹體中的石鹽子晶（b）的單偏光鏡下照片
V-氣泡; G-玻璃; L-液相; C-螢石子晶; MFe-磁鐵礦子晶
與矽卡巖型富鐵礦相似，磁鐵礦也存在溶解-再沉淀的再平衡結構現(xiàn)象（圖9j、9k）。在許多海相火山巖型富鐵礦中均發(fā)現(xiàn)多個階段的磁鐵礦和石榴子石，且石榴子石與磁鐵礦顯多個世代并具有明顯不同的成分，晚期磁鐵礦顯示出熱液性質并明顯交代早期巖漿成因磁鐵礦，存在磁鐵礦角礫被矽卡巖礦物膠結現(xiàn)象(雅滿蘇鐵礦、百靈山鐵礦、查崗諾爾鐵礦和智博鐵礦)，而且晚階段的磁鐵礦鐵的含量要高，說明多階段的流體作用導致去雜富鐵。但是導致矽卡巖型富鐵礦中磁鐵礦溶解-再沉淀的驅動機制主要是多期次的巖漿侵入，而驅動海相火山巖型富鐵礦磁鐵礦溶解-再沉淀的機制則可能與其地殼巖漿房產生的熱驅動的熱對流有關。
張招崇等(2016)的研究發(fā)現(xiàn)，與海相火山巖鐵礦有關的火山巖均存在角閃石和黑云母等斑晶，說明巖漿經歷了巖漿房的演化過程，而且?guī)r漿是富流體的，所以為鐵礦成礦提供了流體的來源。由于巖漿房中可能不斷有新的巖漿補充，從而不斷出溶富鐵的巖漿熱液流體加入成礦系統(tǒng)，導致早期沉淀的磁鐵礦的溶解進而發(fā)生再沉淀形成富鐵礦石。
綜上所述，海相火山巖型富鐵礦的形成可以歸結為下列過程：1)巖漿演化導致鐵的富集；2)富F高鹽度富鐵流體的形成；3)多期次巖漿補充導致這種富鐵流體的持續(xù)供給；4)流體淋濾火山巖導致富鐵成礦流體的形成；5)早期的貧鐵礦石去雜形成富鐵礦石。
5.4 巖漿型富鐵礦
5.4.1 攀枝花式富鐵礦
雖然該類型鐵礦以貧鐵礦為主，但也有少量的富鐵礦石，如攀枝花底部和下部的塊狀礦石。然而，對于富鐵礦的形成還存在激烈的爭論，總體上有兩種觀點：一是認為富鐵礦是由富鐵巖漿發(fā)生不混溶作用直接形成磁鐵礦礦漿結晶形成；另一種觀點認為，磁鐵礦從富鐵巖漿中分離結晶，直接堆積形成富鐵礦石。前一種觀點正如前面所述，得不到高溫高壓實驗的證明，后一種觀點則無法解釋塊狀礦石和輝長巖呈截然的接觸關系，因為分離結晶作用會導致礦物呈漸變過渡關系。最近，Wang等(2017)在磷灰石中識別出富鐵和富硅的熔融包裹體，由此提出巖漿演化過程中，晶粥(mush)層發(fā)生的粒間不混溶作用形成富鐵和富硅熔體，其中富硅熔體密度較輕上升，而富鐵熔體下沉并發(fā)生分離結晶作用形成富鐵礦石。但是這個模式依然無法解釋塊狀礦石和輝長巖呈截然的接觸關系。
巖相學觀察表明，磁鐵礦是最早結晶的礦物，而且早期形成的單斜輝石普遍存在磁鐵礦的席列構造，說明母巖漿是富鐵熔體，并且磁鐵礦是在這種富鐵熔體中最早結晶的，這一認識也得到了MELTS軟件模擬的支持。另外，前已述及，富鐵礦石及其共生的輝長巖都顯示出礦物的定向排列(圖10b)，說明巖漿發(fā)生了流動分異。因此，富鐵礦體的形成可以歸因于早期結晶的磁鐵礦在巖漿流動過程中進一步富集的結果，即富鐵礦層是“流動分選”的物理分異現(xiàn)象，這一推測也得到Forien等(2015)的實驗支持。他們的實驗模擬結果表明，不同密度的物質可以在液體流動條件下由于密度差發(fā)生重力分選而富集，密度差越大，其純度越高，形成的界線越截然(圖14)。由于磁鐵礦的密度實際上比鉻鐵礦的密度大，所以在流動分選過程中將更加顯著。因此利用這一模式不僅可以很好地解釋攀枝花富鐵礦石與輝長巖的截然接觸關系，同時也可以解釋不同部位礦石厚度不同的現(xiàn)象。攀枝花鐵礦區(qū)朱家包包-尖山礦段致密塊狀富鐵礦層厚度巨大，表明巖體北側是巖漿房下凹的部位，巖漿向下凹部位流動的動力更強，流動分選作用和鈦鐵氧化物的堆積自然更加充分。
5.4.2 大廟式富鐵礦
大廟式富Fe-Ti-P礦脈邊部廣泛發(fā)育圍巖蝕變，說明流體活動與成礦關系密切。富鐵礦石的磷灰石中發(fā)育大量的原生流體包裹體，顯微測溫結果表明成礦有關的流體為富CaCb-NaCl-HzO-CO2體系。磷灰石中也發(fā)育含有蛭石和綠泥石的結晶熔融包裹體，說明巖漿演化晩期富Fe-Ti-P巖漿中存在較多流體。富Fe-Ti-P礦石中鋯石成因礦物學研究和揮發(fā)分組成研究表明，富Fe-Ti-P巖漿演化晚期H2O和CO2等流體含量的不斷增加導致巖漿的氧逸度升高，最終造成磁鐵礦的大量結晶。值得注意的是，大廟式富Fe-Ti-P礦脈主要發(fā)育在蝕變后的白色斜長巖中，而新鮮的暗色斜長巖中幾乎沒有富礦體。巖相學觀察發(fā)現(xiàn)，暗色斜長巖的斜長石中發(fā)育大量細小的鐵鈦氧化物棒狀出溶體，而白色斜長巖的斜長石中則沒有該包裹體發(fā)育，說明暗色斜長巖蝕變過程中，大量棒狀鐵鈦氧化物包裹體中的鐵被淋濾出來，并通過熱液帶到斜長巖的裂隙中沉淀形成富Fe-Ti-P礦脈。LiLX等(2019c)根據未蝕變斜長巖、蝕變斜長巖和富鐵礦石中斜鋯石-鋯石相變關系，揭示成礦流體在>700°C溫度條件下從巖漿中出溶，在約350°C時仍非常活躍，提出大廟斜長巖型富Fe-Ti-P礦為巖漿-熱液過渡成因，鐵鈦氧化物形成于巖漿階段，而磷灰石的形成貫穿整個巖漿-熱液成礦過程。
5.5 富鐵礦成因機制與關鍵控制因素
5.5.1 鐵礦漿與塊狀富鐵礦石
由前所述，無論是巖漿型礦床還是火山巖型(包括陸相火山巖型和海相火山巖型)或矽卡巖型鐵礦，均存在塊狀礦石與圍巖呈截然接觸關系的現(xiàn)象，所以有學者提出它們可能是由不混溶作用形成的純的鐵(磷)礦漿直接灌入冷凝形成的。然而，大量不混溶實驗無法獲得這種純的鐵(磷)礦漿，不混溶實驗產生的是含硅酸鹽的富鐵巖漿)。所以很多學者并不認可自然界有這種熔體的存在。因此，與巖漿有關的塊狀礦石是否是純鐵(磷)礦漿一直存在疑問，并爭論了半個多世紀。
最近，Hou等(2018)在富水和高氧逸度(FMQ+3.1?FMQ+3.3)條件下，獲得了不混溶產生的Fe-P熔體或Fe-Ca-P熔體，以及富硅的流紋質熔體。Xie等(2019)在智利ElLaco鐵礦中找到了與不混溶實驗結果成分相似的熔融包裹體(Fe-P熔體和流紋質熔體)。然而，這一實驗結果也與塊狀礦石有一定差別，如不混溶熔體中含有少量的SiO2、MgO和CaO，說明塊狀礦石不是直接由純的鐵（磷）礦漿冷凝形成的，而是經過后期的進一步改造形成的。另外，實驗產物中的磁鐵礦均是富鈦的，而火山巖型（包括陸相和海相火山巖型）和矽卡巖型富鐵礦中的磁鐵礦均為低鈦磁鐵礦，因此火山巖型和矽卡巖型富鐵礦不太可能是純的鐵礦漿直接結晶形成的。至于大廟式斜長巖型富Fe-Ti-P礦石，不混溶作用可能發(fā)揮了重要作用，但是也經過了后期的改造，如分離結晶以及流體的作用。
5.5.2 富鐵礦的成礦機制：多期次-多階段復合疊加-改造
縱觀沉積變質型、矽卡巖型、火山巖型和巖漿型富鐵礦的形成機制，均不是單一的成礦過程形成的，而是經歷了多期次-多階段復合疊加-改造過程。按照不同階段的時間演化關系，可以將其劃分為兩個類型：一是不同階段成礦在時間演化上是連續(xù)的，本文稱之為不同階段疊加復合型，即大體上是同一構造-巖漿活動期中，在巖漿熱源和構造應力的驅動下的同源富鐵巖漿/礦液多次疊加成礦作用，是成礦作用類型相似、各次活動彼此有一定關聯(lián)的成礦作用的疊加復合。此類礦床包括巖漿型釩鈦磁鐵礦床（包括攀枝花式和大廟式）、矽卡巖型、陸相火山巖型和海相火山巖型富鐵礦；二是不同期次成礦在時間演化上是不連續(xù)的，我們稱之為不同期次疊加改造型，指的是成礦地質作用類型完全不同、時代相差很大，彼此之間缺乏明顯關聯(lián)的多次成礦作用疊加改造形成的礦床，即多時期、多成因和多物源復合疊加改造成因的礦床，如沉積變質型富鐵礦（包括海南石碌富鐵礦和遼寧弓長嶺二礦區(qū)富鐵礦）。
不同階段疊加復合形成的富鐵礦一般可劃分為三個階段：一是巖漿階段成礦，以攀枝花式釩鈦磁鐵礦床為代表，所有成礦作用均發(fā)生在巖漿階段，其中分離結晶起到了重要作用，流動分異導致的高密度的磁鐵礦進一步富集；二是巖漿-熱液過渡階段成礦，以大廟式釩鈦磁鐵礦床為代表，富鐵礦最終發(fā)生在巖漿-熱液過渡階段；三是巖漿熱液階段富集成礦，包括矽卡巖型、海相火山巖型和陸相火山巖型，富鐵礦的形成均經歷了巖漿階段和熱液階段，巖漿階段導致出溶高溫高鹽度的富鐵流體，為富鐵礦的形成奠定了重要的物質基礎，但富鐵礦的形成發(fā)生于熱液階段，是多階段熱液演化導致疊加改造去雜的結果。
6 結論
（1）我國富鐵礦成礦地質背景：條帶狀鐵建造型鐵礦是全球性的太古宙晚期的缺氧環(huán)境下，鐵質在層化海洋的淺海環(huán)境巨量堆積的產物；中國東部矽卡巖型和陸相火山巖型鐵礦爆發(fā)性巨量堆積成礦與巖石圈快速伸展減薄有關；地幔柱背景下巖石圈地幔中存在早期俯沖成因的榴輝巖是攀西地區(qū)釩鈦磁鐵礦巨量堆積成礦的關鍵因素；熱幔-冷殼背景下的高角度俯沖是海相火山巖型鐵礦巨量堆積成礦的關鍵。
（2）與巖漿作用有關的塊狀富鐵礦石不是由不混溶作用的純鐵礦漿直接冷凝形成的，而是巖漿-熱液系統(tǒng)經過多階段復合疊加改造的結果。
（3）不同類型富鐵礦是貧礦經去硅富鐵、去雜富鐵、鐵質活化再富集等多期次-多階段復合疊加改造的結果。按照時間演化可以分為不同期次疊加改造型和不同階段疊加復合型，前者為沉積變質型富鐵礦，后者則是與巖漿-熱液有關的富鐵礦，包括矽卡巖型、火山巖型和巖漿型。
致謝 感謝三位礦床領域的專家審閱了全文并提出了寶貴的修改建議和意見，使論文質量得以顯著提高。前人對富鐵礦進行過大量的研究，本文撰寫過程中參考了大量前人的資料，但限于篇幅，無法對前人的工作一一列舉，謹此表示歉意。
7 讀后感-找礦方向分析
依據研究成果，《覆蓋區(qū)找礦》公眾號編輯拋磚引玉，簡要分析我國富鐵礦找礦方向如下：
（1）與新太古代-古元古代BIF有關的沉積變質型富鐵礦的找礦方向：
國際上，無論是總的鐵礦資源量還是富鐵礦石儲量，均主要來自條帶狀鐵建造（BIF）鐵礦。該類型鐵礦產于長期穩(wěn)定的克拉通環(huán)境，富鐵礦主要是條帶狀鐵建造經過長期風化淋濾作用形成的赤鐵礦富礦。我國元古宙以來的構造-巖漿活動十分頻繁和強烈，不利于形成和保存赤鐵礦富礦，因此目前發(fā)現(xiàn)的這類富鐵礦很少。根據“推測華北克拉通缺乏赤鐵礦富礦的原因不是沒有形成，而是形成后被剝蝕破壞”研究結論，可將不易遭受剝蝕破壞的古斷裂構造下盤的新元古代、古生代沉積區(qū)作為找礦方向。
（2）與新元古代BIF有關的沉積變質型富鐵礦的找礦方向：
我國海南石碌鐵礦屬于此類礦床。根據“石碌鐵多金屬礦床可被歸為受構造-熱液改造富化的與BIF有關的富鐵礦床”研究結論及其四階段成礦模式，可將有深大斷裂構造活動的弧后沉積盆地區(qū)可作為找礦方向。
（3）矽卡巖型富鐵礦找礦方向：
根據“多期次流體交代和疊加成礦是中國東部矽卡巖型富鐵礦形成的主要成礦機制”研究結論，我國東部有深大斷裂帶（如長江斷裂帶、郯廬斷裂帶、皖北符離集斷裂等）存在的古生代地層分布區(qū)（多為覆蓋區(qū)），是該類富鐵礦的找礦方向，老礦山深邊部、礦集區(qū)是重要勘查區(qū)。近年來不斷出現(xiàn)的找礦新成果說明有很大找礦前景，如前期發(fā)現(xiàn)的安徽懷寧縣朱沖大型富鐵礦和近期發(fā)現(xiàn)的山東齊河富鐵礦等。
（4）陸相火山巖型富鐵礦找礦方向：
該類富鐵礦主要分布在中國東部地區(qū)。依據“陸相火山巖型富鐵礦很可能是在巖漿-熱液階段內，多次高溫、高鹽度、富鐵的熔體熔離以及熱液的快速熔離、出溶充填和膏巖層對成礦流體的演化、多階段流體交代作用疊加復合的結果”的研究結論，膏巖層發(fā)揮了重要作用，附近有古生代膏巖層的火山巖盆地將成為重要找礦方向，已知的老礦山深邊部、礦集區(qū)是重要勘查區(qū)。此外，該類火山巖盆地邊部還是尋找矽卡巖型富鐵礦（如安徽龍橋鐵礦）的重要方向。
其它類型富鐵礦找礦方向由讀者自行分析。
以上內容，僅供讀者參考。
原文來源：張招崇，李厚民，李建威，宋謝炎，胡浩，李立興，柴鳳梅，侯通，許德如. 2021. 我國鐵礦成礦背景與富鐵礦成礦機制。中國科學：地球科學，51（6）：827-852，doi：10. 1360/SSTe-2020-0184
