四川攀枝花釩鈦磁鐵礦床Fe同位素特征及其成因指示意義

王世霞, 朱祥坤*, 宋謝炎, 陳列錳

1)中國(guó)地質(zhì)科學(xué)院地質(zhì)研究所, 國(guó)土資源部同位素地質(zhì)重點(diǎn)實(shí)驗(yàn)室, 大陸構(gòu)造與動(dòng)力學(xué)國(guó)家重點(diǎn)實(shí)驗(yàn)室, 北京 100037;2)中國(guó)科學(xué)院地球化學(xué)研究所, 礦床地球化學(xué)國(guó)家重點(diǎn)實(shí)驗(yàn)室, 貴州貴陽(yáng) 550002

四川攀枝花釩鈦磁鐵礦床Fe同位素特征及其成因指示意義

王世霞1), 朱祥坤1)*, 宋謝炎2), 陳列錳2)

1)中國(guó)地質(zhì)科學(xué)院地質(zhì)研究所, 國(guó)土資源部同位素地質(zhì)重點(diǎn)實(shí)驗(yàn)室, 大陸構(gòu)造與動(dòng)力學(xué)國(guó)家重點(diǎn)實(shí)驗(yàn)室, 北京 100037;2)中國(guó)科學(xué)院地球化學(xué)研究所, 礦床地球化學(xué)國(guó)家重點(diǎn)實(shí)驗(yàn)室, 貴州貴陽(yáng) 550002

本文系統(tǒng)研究了四川攀枝花含釩鈦磁鐵礦層狀巖體全巖和礦石礦物磁鐵礦的Fe同位素組成特征。研究獲得全巖δ57Fe的范圍為 0.02‰～0.25‰, 平均值為0.17‰, 磁鐵礦的δ57Fe范圍為0.05‰～0.61‰, 平均值為0.36‰。相對(duì)于磁鐵礦單礦物, 全巖Fe同位素組成變化不大。相對(duì)于全巖, 磁鐵礦具有相對(duì)重的Fe同位素組成, 并且其相對(duì)偏重程度與樣品中磁鐵礦的含量呈反相關(guān)關(guān)系。磁鐵礦Fe同位素組成與形成環(huán)境氧逸度之間的負(fù)相關(guān)關(guān)系表明磁鐵礦從巖漿中結(jié)晶出來(lái)之后沒(méi)有發(fā)生重力分異, 賦存于巖體和礦體中的磁鐵礦是原位結(jié)晶的。磁鐵礦的 Fe同位素特征表明攀枝花巖體是多次巖漿補(bǔ)充和分離結(jié)晶共同作用的結(jié)果:形成下部巖相帶過(guò)程中, 玄武質(zhì)巖漿補(bǔ)充頻繁, 形成巨厚的塊狀磁鐵礦層, 其中的磁鐵礦的δ57Fe值變化較小; 而形成中部巖相帶過(guò)程中, 玄武質(zhì)巖漿補(bǔ)充的頻率逐漸降低, 形成多個(gè)旋回以及交替產(chǎn)生的磁鐵輝長(zhǎng)巖和輝長(zhǎng)巖。同時(shí), 形成攀枝花巖體和礦體的初始巖漿的氧逸度很高, 在高氧逸度環(huán)境下富集成礦, 演化過(guò)程中巖漿體系氧逸度逐漸降低, 很好地解釋了攀枝花 V-Ti磁鐵礦主礦體賦存在含礦巖體下部的輝長(zhǎng)巖中的成礦機(jī)制。

攀枝花釩鈦磁鐵礦; 全巖; 磁鐵礦; Fe同位素; 礦床成因

近年來(lái), 隨著多接收器電感耦合等離子體質(zhì)譜(MC-ICP-MS)的出現(xiàn), Fe同位素分析技術(shù)和測(cè)試精度大幅提高, 使得Fe同位素逐漸成為重要的地球化學(xué)示蹤劑而廣泛地應(yīng)用于地學(xué)各領(lǐng)域(Zhu et al.,2000, 2001, 2002; Beard et al., 2003; Rouxel et al.,2003; Johnson et al., 2003, 2008; Dauphas et al., 2004,2006, 2007, 2009; Zhao et al., 2010, 2012; Wang et al.,2011; 李志紅等, 2008; 唐索寒等, 2008; 朱祥坤等,2008; 李世珍等, 2011)。目前研究結(jié)果顯示地球上δ57Fe 的分布范圍為–5.18‰～4.65‰, 平均值為–0.34‰(Johnson et al., 2003; Dauphas et al., 2004;Rouxel et al., 2005; Dauphas et al., 2007; Whitehouse et al., 2007; 李志紅等, 2008; 趙新苗等, 2008; 王躍,2011)。其中火成巖Fe同位素δ57Fe組成變化范圍很小, 約為–0.05‰～0.34‰, 平均組成 0.15‰(Zhu et al., 2002; Beard et al., 2003; Poitrasson et al., 2004;Weyer et al., 2007), 但是對(duì)于巖漿演化過(guò)程中火成巖 Fe同位素的演化規(guī)律和分餾機(jī)理則沒(méi)有系統(tǒng)的研究。

本文以巖漿演化過(guò)程中形成的具有典型韻律特征的四川攀枝花V-Ti磁鐵礦礦床作為研究對(duì)象, 通過(guò)分析巖漿結(jié)晶過(guò)程中形成的巖石和礦物的 Fe同位素組成變化特征, 來(lái)探究玄武質(zhì)巖漿分離結(jié)晶過(guò)程中Fe同位素的演化規(guī)律和分餾機(jī)理。

攀枝花含V-Ti磁鐵礦層狀巖體具有典型的層狀構(gòu)造和韻律結(jié)構(gòu), 是巖漿經(jīng)歷特殊演化的產(chǎn)物(宋謝炎等, 1996)。通常玄武質(zhì)巖漿演化過(guò)程中, 橄欖石和輝石先結(jié)晶, 致使巖漿中的氧逸度增高, 促使 Ti-Fe氧化物結(jié)晶。因此, V-Ti磁鐵礦多是巖漿結(jié)晶分異晚期的產(chǎn)物, 世界上典型的含磁鐵礦層狀巖體(如格陵蘭的 Skaergarrd侵入體和南非的 Bushveld雜巖體)中的磁鐵礦礦層多位于巖體上部的輝長(zhǎng)巖帶(McBirney et al., 1990; Cawthorn, 1996)。而攀枝花V-Ti磁鐵礦主礦體賦存在巖體下部的輝長(zhǎng)巖中, 這表明其成巖、成礦機(jī)制不同于國(guó)外的典型層狀巖體。目前對(duì)于攀枝花V-Ti磁鐵礦礦床形成階段的研究沒(méi)有統(tǒng)一結(jié)論, 主要有晚期成礦、早期成礦和多期成礦等觀點(diǎn)(Zhou, 2005; Pang et al., 2008a, b, 2009; 王正允, 1982; 盧記仁, 1988a, b; 宋謝炎等, 1994, 2005;張曉琪等, 2011)。

針對(duì)目前對(duì)于攀枝花V-Ti磁鐵礦礦床形成機(jī)制的分歧, 本文通過(guò)系統(tǒng)研究不同巖相帶、不同旋回、不同韻律層中磁鐵礦Fe同位素組成的分布特征, 結(jié)合巖漿分異過(guò)程中 Fe同位素分餾機(jī)理探討體系氧逸度演化趨勢(shì), 并根據(jù)磁鐵礦的Fe同位素組成特征進(jìn)一步制約攀枝花巖體不同部位礦石的形成機(jī)制。

1 地質(zhì)背景和樣品采集

地幔柱上升是地球各圈層進(jìn)行物質(zhì)和能量交換的一種重要方式, 巨量玄武質(zhì)巖漿活動(dòng)為大規(guī)模巖漿成礦作用提供了物質(zhì)條件。已有研究表明, 我國(guó)峨眉山大火成巖省中攀西地區(qū)含V-Ti磁鐵礦層狀巖體與晚二疊世地幔柱活動(dòng)密切相關(guān)(張招崇等, 2001,2005, 2007; 胡瑞忠等, 2005, 2010)。

攀西地區(qū)位于峨眉山大火成巖省的內(nèi)帶, 是世界上最大的 V-Ti磁鐵礦礦集區(qū), 其中多處為大型-超大型V-Ti磁鐵礦床(Zhou, 2005; 宋謝炎等, 2005;張招崇等, 2007; 胡瑞忠等, 2010)。沿南北向的磨盤山—元謀斷裂和攀枝花斷裂帶發(fā)育一系列含F(xiàn)e-Ti-V 礦的層狀基性-超基性巖體, 從北向南依次為太和巖體、白馬巖體、新街巖體、紅格巖體和攀枝花巖體。

攀枝花層狀輝長(zhǎng)巖體走向北東, 傾向北西, 傾角 50°～60°, 長(zhǎng) 19 km, 寬 2 km, 厚 2000～300 m,出露面積約30 km2。下部主要含礦帶厚70～500 m,平均210 m, 其中礦體累計(jì)厚度為20～230 m, 平均130 m, 沿傾向延伸850 m未見(jiàn)變薄(李德惠等, 1982;王正允, 1982; 宋謝炎等, 1994)。后期由于受南北向反扭性平移斷裂破壞, 自北東向南西可將礦床劃分為朱家包包、蘭家火山、尖山、刀馬坎、公山等賦礦地段(圖1)。巖體上盤因斷層影響只見(jiàn)三疊紀(jì)地層與之呈斷層接觸。下盤圍巖爭(zhēng)議較大, 多認(rèn)為靠近巖體底部的大理巖是巖體底板圍巖, 并認(rèn)定屬于上震旦統(tǒng)燈影灰?guī)r(圖1)。

圖1 攀枝花巖體地質(zhì)示意圖(據(jù)張曉琪等, 2011)Fig. 1 Geological map of the Panzhihua Intrusion(after ZHANG Xiao-qi et al., 2011)

攀枝花巖體自下而上可分為邊緣帶、下部巖相帶、中部巖相帶和上部巖相帶等4個(gè)巖相帶。邊緣帶以暗色細(xì)粒輝長(zhǎng)巖為主; 下部巖相帶由交替出現(xiàn)的塊狀磁鐵礦層和暗色輝長(zhǎng)巖構(gòu)成, 厚約 160 m;中部巖相帶由磁鐵輝長(zhǎng)巖和輝長(zhǎng)巖構(gòu)成, 以韻律層理發(fā)育為特征, 厚約800 m, 可劃分出五個(gè)旋回; 上部巖相帶則以磷灰石含量的突然增高為標(biāo)志, 韻律層理減弱(王正允, 1982; 宋謝炎等, 1994)。

攀枝花巖體中部巖相帶火成韻律構(gòu)造發(fā)育, 富含斜長(zhǎng)石的輝長(zhǎng)巖和富含單斜輝石、橄欖石和鈦鐵氧化物(包括磁鐵礦和少量鈦鐵礦)的暗色輝長(zhǎng)巖交替出現(xiàn)(李德惠等, 1982; 王正允, 1982)。原生火成韻律構(gòu)造與巖體產(chǎn)狀一致。巖石中硅酸鹽礦物常呈定向排列。塊狀礦體主要產(chǎn)于下部巖相帶, 磁鐵輝長(zhǎng)巖則產(chǎn)于中部巖相帶每個(gè)旋回的下部。

本文根據(jù)巖漿分異作用研究的需要和實(shí)驗(yàn)測(cè)定Fe同位素含量的樣品需要選取韻律層發(fā)育良好的下部巖相帶和中部巖相帶進(jìn)行研究(圖2)。全巖樣品采自朱家包包礦區(qū), 本礦區(qū)是攀枝花巖體巖相出露最全、礦體厚度較大、剝露最好的礦段。礦區(qū)主要巖石包括輝長(zhǎng)巖、磁鐵輝長(zhǎng)巖和塊狀礦石。磁鐵礦在國(guó)土資源部同位素地質(zhì)重點(diǎn)實(shí)驗(yàn)室自行碎樣挑選。

圖2 巖性剖面圖及取樣點(diǎn)位Fig. 2 Lithologic profile and sampling point

2 分析方法

2.1 全巖和單礦物處理過(guò)程

全巖樣品: 將全巖樣品磨制 200目以下, 待溶樣用;

磁鐵礦樣品: 將全巖樣品磨制 40～80目之間,雙目鏡下挑出磁鐵礦。

2.2 溶樣過(guò)程

稱取 0.1 g左右的全巖樣品, 用混合酸(濃 HF:濃HNO3=4: 1), 在T=115℃條件下溶解3 h, 使樣品完全溶解。

稱取3 mg左右的磁鐵礦單礦物樣品, 用3 mL濃HCl, 在T=120℃條件下溶解3 h, 使樣品完全溶解。

2.3 Fe的化學(xué)分離

首先將溶解后的樣品蒸干后用 HNO3溶解再蒸干用以趕HF, 隨后用HCl溶解蒸干反復(fù)三次將樣品轉(zhuǎn)化為 HCl介質(zhì)。隨后在樣品中滴入幾滴 H2O2確保樣品中 Fe全部以 Fe3+形式存在。然后采用AG-MP-1陰離子交換樹(shù)脂應(yīng)用離子交換層析法將Fe與其它元素分離(唐索寒等, 2006a, b)。最后將淋洗液轉(zhuǎn)為HNO3介質(zhì), 用于質(zhì)譜測(cè)試。

2.4 Fe的分析測(cè)試

Fe同位素組成的測(cè)定在國(guó)土資源部同位素地質(zhì)重點(diǎn)實(shí)驗(yàn)室引進(jìn)的英國(guó) Nu Instruments的高分辨多接收器電感耦合等離子體質(zhì)譜儀(Nu Plasma HR)上進(jìn)行?；瘜W(xué)分離后的樣品溶液通過(guò)DSN-100膜去溶進(jìn)入等離子體, 在7000 K的高溫下將樣品等離子化,等離子化的樣品在高分辨模式下經(jīng)電場(chǎng)和磁場(chǎng)的雙聚焦后, 進(jìn)入法拉第杯接收器進(jìn)行測(cè)定。該儀器在高分辨模式下可以將干擾信號(hào)與樣品的 Fe信號(hào)有效分開(kāi), 從而去除其他質(zhì)量數(shù)相同的原子或離子團(tuán)的干擾(朱祥坤等, 2008)。

Fe的測(cè)試過(guò)程中采用樣品-標(biāo)樣交叉法來(lái)校正儀器的質(zhì)量分餾(Belshaw et al., 2000; Zhu et al.,2002; 侯可軍等, 2012)。在標(biāo)準(zhǔn)的工作條件下, 樣品的進(jìn)樣濃度約為5×10-6, 介質(zhì)為1%的HNO3溶液。樣品和標(biāo)樣之間分別用10%和1%的HNO3溶液清洗3 min和2 min。數(shù)據(jù)采用牛津大學(xué)Belshaw博士提供的基于 Unix操作系統(tǒng)的控制軟件進(jìn)行自動(dòng)采集(朱祥坤等, 2008)。Fe同位素的分析結(jié)果用相對(duì)于國(guó)際標(biāo)準(zhǔn)物質(zhì)IRMM-014的千分偏差δxFe來(lái)表示, 即

3 結(jié)果

表1所示為樣品的全巖和磁鐵礦的Fe同位素組成結(jié)果。

全巖的Fe同位素組成特征: 攀枝花釩鈦磁鐵礦區(qū)朱家包包礦體全巖δ57Fe的分布范圍為 0.02‰～0.25‰, 平均組成為 0.17‰。礦區(qū)主要巖石為輝長(zhǎng)巖、磁鐵輝長(zhǎng)巖和塊狀礦石, 其中輝長(zhǎng)巖全巖δ57Fe的分布范圍為0.13‰～0.25‰, 平均值為0.18‰; 磁鐵輝長(zhǎng)巖全巖δ57Fe的分布范圍為 0.02‰～0.22‰,平均值為0.15‰; 塊狀礦石全巖δ57Fe的分布范圍為0.16‰～0.25‰, 平均組成為0.20‰(表1, 圖 3)。前人研究表明, 地球上火成巖Fe同位素組成的顯著特征之一就是不同時(shí)代、構(gòu)造背景下形成的火成巖的Fe同位素組成變化不大, 其平均組成δ57Fe約為0.15‰(Zhu et al., 2002; Beard et al., 2003; Poitrasson et al., 2004; Weyer et al., 2007)。本研究中不同巖礦體的Fe同位素組成顯示了同樣的特征。

表1 攀枝花巖體朱家包包礦段全巖、磁鐵礦Fe同位素組成特征Table 1 Fe isotope composition of whole rock and magnetite from Zhujiabaobao section of Panzhihua intrusion

圖3 攀枝花巖體朱家包包礦段樣品全巖、磁鐵礦Fe同位素分布特征Fig. 3 Fe isotope distribution of whole rock and magnetite from Zhujiabaobao section of Panzhihua intrusion

磁鐵礦的 Fe同位素組成特征: 攀枝花礦區(qū)三類主要巖石輝長(zhǎng)巖、磁鐵輝長(zhǎng)巖、塊狀礦石中挑磁鐵礦的δ57Fe分布范圍為 0.20‰～0.61‰, 平均值為0.36‰。相對(duì)全巖樣品, 磁鐵礦Fe同位素分餾程度較大, 且具有相對(duì)重的Fe同位素組成(表1, 圖3)。同時(shí)圖4顯示每一個(gè)樣品中, 相對(duì)于全巖, 高價(jià)態(tài)Fe集中的磁鐵礦單礦物均具有相對(duì)重的Fe同位素組成。

不同巖相帶中磁鐵礦單礦物的 Fe同位素組成分布范圍差異較大。下部巖相帶中磁鐵礦單礦物δ57Fe的分布范圍為 0.20‰～0.34‰; 中部巖相帶中磁鐵礦單礦物δ57Fe的分布范圍為 0.29‰～0.61‰,與中部巖相帶相比, 下部巖相帶中磁鐵礦的Fe同位素組成較輕, 分布范圍較小。

攀枝花釩鈦磁鐵礦區(qū)朱家包包礦體中輝長(zhǎng)巖中磁鐵礦單礦物δ57Fe的分布范圍為 0.26‰～0.61‰,平均值為0.44‰; 磁鐵輝長(zhǎng)巖中磁鐵礦單礦物δ57Fe的分布范圍為0.25‰～0.59‰, 平均值為0.36‰; 塊礦礦石中磁鐵礦單礦物δ57Fe的分布范圍為0.20‰～0.41‰, 平均值為 0.27‰(表 1)。其中輝長(zhǎng)巖樣品中磁鐵礦δ57Fe相對(duì)于全巖Fe同位素偏重的程度較大; 磁鐵輝長(zhǎng)巖樣品中磁鐵礦δ57Fe偏重的程度較小; 塊狀礦石樣品中磁鐵礦δ57Fe相對(duì)于全巖 Fe同位素偏重的程度最小(表1)。從塊狀磁鐵礦層到磁鐵輝長(zhǎng)巖再到輝長(zhǎng)巖, 磁鐵礦的含量是逐漸降低的。結(jié)果表明: 全巖樣品中磁鐵礦的含量越高,磁鐵礦Fe同位素組成越接近全巖水平, 相對(duì)全巖偏重程度越小。

圖4 攀枝花巖體朱家包包礦段樣品中全巖、磁鐵礦Fe同位素組成對(duì)比Fig. 4 Fe isotope comparison of whole rock and magnetite from Zhujiabaobao section of Panzhihua intrusion

4 討論

4.1 巖漿分離結(jié)晶過(guò)程中的Fe同位素分餾

本文結(jié)果顯示攀枝花釩鈦磁鐵礦區(qū)朱家包包礦體中主要巖石輝長(zhǎng)巖、磁鐵輝長(zhǎng)巖和塊狀礦石的全巖δ57Fe的分布范圍為0.02‰～0.25‰, 明顯小于磁鐵礦的Fe同位素分餾0.05‰～0.61‰。磁鐵礦之間較大的Fe同位素組成變化范圍, 表明巖漿演化過(guò)程中, 單礦物磁鐵礦結(jié)晶同時(shí)也與巖漿之間發(fā)生了瑞利分餾。若體系處于封閉狀態(tài), 巖漿演化過(guò)程中結(jié)晶礦物與巖漿之間的 Fe同位素分餾系數(shù)保持不變,那么隨著巖漿發(fā)生分離結(jié)晶, 火成巖全巖的Fe同位素組成會(huì)隨之發(fā)生明顯的變化, 但實(shí)際結(jié)果并非如此, 前人研究和本文結(jié)果都顯示火成巖全巖Fe同位素組成變化不大(Zhu et al., 2002; Beard et al., 2003;Poitrasson et al., 2004; Weyer et al., 2007)。

在磁鐵礦含量最低的輝長(zhǎng)巖中, 結(jié)晶礦物磁鐵礦的Fe同位素組成δ57Fe相對(duì)于全巖偏重程度最大,達(dá)到0.27‰; 磁鐵輝長(zhǎng)巖中結(jié)晶礦物磁鐵礦的Fe同位素組成δ57Fe相對(duì)于全巖平均偏重0.21‰; 磁鐵礦含量最高的塊狀礦石中, 結(jié)晶礦物磁鐵礦的Fe同位素組成δ57Fe相對(duì)于全巖平均偏重0.08‰, 接近全巖水平。

上述結(jié)果顯示了巖漿過(guò)程中結(jié)晶礦物磁鐵礦與全巖之間的Fe同位素分餾程度的不一致性, 產(chǎn)生這一結(jié)果的原因與控制 Fe同位素分餾的分餾機(jī)理有關(guān)。

同位素分餾理論表明, 共生物相之間同位素分餾和化學(xué)鍵能相關(guān), 鍵能大的原子或基團(tuán)富集重同位素, 鍵能小的原子或基團(tuán)富集輕同位素。電荷是影響化學(xué)鍵鍵能的重要因素, 對(duì)于 Fe同位素而言,通常以Fe2+或Fe3+形式賦存在礦物中, Fe3+的鍵能大于Fe2+, 因而富含F(xiàn)e3+的礦物相對(duì)富集重Fe同位素,富含 Fe2+的礦物相對(duì)富集輕 Fe同位素。在達(dá)到 Fe同位素分餾平衡的巖漿演化體系, 全巖中 Fe2+和Fe3+之間Fe同位素分餾相應(yīng)也應(yīng)達(dá)到平衡。假設(shè)體系中富含F(xiàn)e的礦物A含量高于礦物B, 若A富含F(xiàn)e2+而B富含F(xiàn)e3+, 根據(jù)質(zhì)量平衡原理, 則礦物A相對(duì)全巖富集輕Fe同位素的程度小于礦物B相對(duì)全巖富集重Fe同位素的程度; 相反若A富含F(xiàn)e3+而B富含F(xiàn)e2+, 則礦物A相對(duì)全巖富集重Fe同位素的程度小于礦物 B相對(duì)全巖富集輕 Fe同位素的程度。即全巖中大量存在的總含F(xiàn)e量最高的礦物的Fe同位素組成最接近全巖 Fe同位素組成。火成巖全巖Fe同位素組成變化主要由巖漿過(guò)程中礦物結(jié)晶分異所致, 當(dāng)結(jié)晶出的能夠?qū)θ珟rFe同位素組成起主導(dǎo)作用的礦物的Fe同位素組成最接近全巖水平時(shí), 則整體上全巖Fe同位素組成變化不大。

攀枝花釩鈦磁鐵礦全巖中含鐵共生礦物主要包括橄欖石、輝石、角閃石等鐵硅酸鹽礦物和以磁鐵礦為主的鐵氧化物, 其中 Fe2+主要賦存于鐵硅酸鹽礦物, 高價(jià)態(tài)的 Fe3+大多集中在磁鐵礦中。因此巖漿分異過(guò)程中, 鐵硅酸鹽礦物富集輕Fe同位素, 磁鐵礦富集重Fe同位素。根據(jù)上述“全巖中大量存在的總含F(xiàn)e量最高的礦物的Fe同位素組成最接近全巖Fe同位素組成”結(jié)論, 塊狀礦石中磁鐵礦含量最大, 因而塊狀礦石中磁鐵礦的Fe同位素組成相對(duì)全巖偏重程度最小, 最接近全巖水平; 輝長(zhǎng)巖中磁鐵礦含量最小, 所以磁鐵礦的Fe同位素相對(duì)全巖偏重程度最大。

4.2 氧逸度對(duì)Fe同位素分餾的控制

玄武質(zhì)巖漿演化過(guò)程中, 體系Fe同位素分餾與體系氧逸度密切相關(guān)。氧逸度高的體系中, Fe3+/Fe2+比例較高, Fe3+含量高, 磁鐵礦含量也相對(duì)較高, 根據(jù)巖漿分離過(guò)程中Fe同位素分餾機(jī)理, 此時(shí)磁鐵礦Fe同位素組成相對(duì)全巖偏重程度較小, 具有相對(duì)輕的 Fe同位素組成; 相反在相對(duì)低氧逸度體系中,Fe3+/Fe2+比例較低, Fe2+含量高, 鐵硅酸鹽礦物含量較高, 磁鐵礦含量相對(duì)較低, 磁鐵礦Fe同位素組成相對(duì)全巖偏重程度較大, 具有相對(duì)較重的Fe同位素組成。因此體系氧逸度與體系中磁鐵礦的Fe同位素組成應(yīng)呈現(xiàn)負(fù)相關(guān)關(guān)系。表1、圖4、圖5也都顯示出攀枝花巖體和礦體中體系氧逸度與磁鐵礦 Fe同位素組成之間良好的負(fù)相關(guān)關(guān)系。

下部巖相帶和中部巖相帶氧逸度的差異主要由不同巖性層位導(dǎo)致。塊狀礦石中磁鐵礦含量大, 氧逸度指數(shù)(Fe2O3/FeO)比較高, 形成環(huán)境的氧逸度比較高; 輝長(zhǎng)巖和磁鐵輝長(zhǎng)巖形成環(huán)境的氧逸度相對(duì)較低。在攀枝花巖體和礦體中, 下部巖相帶含有少量薄層狀的輝長(zhǎng)巖和磁鐵輝長(zhǎng)巖, 因而下部巖相帶樣品中有幾個(gè)和中部巖相帶交叉的氧逸度較低的數(shù)據(jù)點(diǎn); 中部巖相帶底部有一層塊狀礦體, 導(dǎo)致所測(cè)樣品中有一個(gè)氧逸度異常高的數(shù)據(jù)點(diǎn)(圖5)。整體而言, 下部巖相帶含大量塊狀礦石, 形成環(huán)境的氧逸度較高; 中部巖相帶大多輝長(zhǎng)巖和磁鐵輝長(zhǎng)巖, 形成環(huán)境氧逸度較低。

比較圖5中分別表征下部巖相帶和中部巖相帶磁鐵礦的數(shù)據(jù)點(diǎn)可以看出, 下部巖相帶磁鐵礦形成環(huán)境的氧逸度相對(duì)較高, Fe同位素組成相對(duì)較輕;中部巖相帶磁鐵礦形成環(huán)境的氧逸度相對(duì)較低, Fe同位素組成相對(duì)較重。下部巖相帶和中部巖相帶中磁鐵礦 Fe同位素組成與形成環(huán)境氧逸度之間的負(fù)相關(guān)對(duì)應(yīng)關(guān)系表明賦存于不同部位巖礦體中的磁鐵礦主體上具有原位結(jié)晶的演化趨勢(shì)。

4.3 對(duì)礦床成因的指示

已有研究表明攀枝花下部巖相帶巨厚的塊狀磁鐵礦層的形成以及中部巖相帶多個(gè)旋回的形成說(shuō)明攀枝花巖礦體并非形成于同一次巖漿灌入, 而是由多次巖漿補(bǔ)充形成(張曉琪等, 2011)。攀枝花釩鈦磁鐵礦中部巖相帶中磁鐵礦的δ57Fe分布范圍為0.29‰～0.61‰, 而下部巖相帶中磁鐵礦的δ57Fe為0.20‰～0.34‰, 變化范圍小于中部巖相帶, 且具有明顯偏輕的Fe同位素組成(表1, 圖4)。這種差異表明下部巖相帶磁鐵礦并非由于中部巖相帶中磁鐵礦發(fā)生重力分異沉降到底部形成, 而磁鐵礦Fe同位素組成與氧逸度之間的關(guān)系也表明攀枝花巖礦體中磁鐵礦是原位結(jié)晶堆積的(圖5)。下部巖相帶中塊狀礦體最厚, 表明下部巖相帶形成過(guò)程中, 巖漿補(bǔ)充非常頻繁, 導(dǎo)致磁鐵礦大量堆積, 形成小的磁鐵礦的δ57Fe分布范圍; 而中部巖相帶中由于巖漿補(bǔ)充的頻率逐漸降低, 形成不同旋回及其旋回內(nèi)部交替產(chǎn)生的磁鐵輝長(zhǎng)巖和輝長(zhǎng)巖, 并導(dǎo)致中部巖相帶磁鐵礦δ57Fe同位素變化幅度較大。

中部巖相帶中, 每一旋回都由一次巖漿補(bǔ)充形成(張曉琪等, 2011)。除第一旋回底部為塊狀礦石外,其余每一旋回底部都是磁鐵輝長(zhǎng)巖(圖4)。五個(gè)旋回底部都含有較高含量的磁鐵礦, 表明形成每一旋回補(bǔ)充侵入的巖漿具有相對(duì)富氧化態(tài) Fe3+, 形成富含磁鐵礦的磁鐵輝長(zhǎng)巖韻律層沉在旋回底部。隨著分離結(jié)晶的進(jìn)行, 巖漿逐漸演化為相對(duì)富還原態(tài) Fe2+,這種富 Fe2+巖漿隨后結(jié)晶形成輝長(zhǎng)巖覆于磁鐵輝長(zhǎng)巖上部。前面提到磁鐵礦形成于高氧逸度環(huán)境。先形成富磁鐵礦的磁鐵輝長(zhǎng)巖韻律層, 后形成貧磁鐵礦的輝長(zhǎng)巖韻律層的過(guò)程也揭示了形成中部巖相帶各旋回的巖漿從高氧逸度向低氧逸度演化的趨勢(shì),初始巖漿均形成于高氧逸度環(huán)境。

下部巖相帶主體是富含磁鐵礦的塊狀礦體, 中間夾雜少量薄層硅酸鹽。相對(duì)于形成中部巖相帶的巖漿, 形成下部巖相帶的巖漿體系富含更多氧化態(tài)Fe3+, 初始巖漿體系的氧逸度更高。

攀枝花巖礦體中, 形成下部巖相帶的初始巖漿氧逸度高于中部巖相帶; 中部巖相帶每一旋回內(nèi)部也是經(jīng)歷了巖漿從高氧逸度向低氧逸度的演化過(guò)程。世界上典型的含磁鐵礦層狀巖體(如格陵蘭的Skaergarrd侵入體和南非的Bushveld雜巖體)形成過(guò)程中巖漿體系是從低氧逸度向高氧逸度演化(Snyder et al., 1993)。而巖漿演化過(guò)程中磁鐵礦形成于高氧逸度環(huán)境, 這很好地解釋了世界上典型的含磁鐵礦層狀巖體中的磁鐵礦礦層多位于巖體上部的輝長(zhǎng)巖帶而攀枝花 V-Ti磁鐵礦主礦體賦存在含礦巖體下部的輝長(zhǎng)巖中的機(jī)制。

5 結(jié)論

1)玄武質(zhì)巖漿演化過(guò)程中, 攀枝花巖體中的全巖和磁鐵礦均發(fā)生了Fe同位素分餾。巖漿分離結(jié)晶過(guò)程對(duì)玄武巖全巖 Fe同位素分餾影響較小, 全巖Fe同位素組成變化不大。相對(duì)于全巖, 磁鐵礦具有相對(duì)重的Fe同位素組成; 并且其相對(duì)偏重程度與樣品中磁鐵礦的含量呈反相關(guān)關(guān)系。

2)攀枝花不同部位巖礦體中磁鐵礦Fe同位素組成與形成環(huán)境氧逸度之間負(fù)相關(guān)關(guān)系表明賦存于巖礦體中的磁鐵礦主體上具有原位結(jié)晶的演化趨勢(shì)。

3)攀枝花巖礦體是多次巖漿補(bǔ)充和分離結(jié)晶共同作用的結(jié)果。下部巖相帶形成過(guò)程中, 巖漿補(bǔ)充頻繁, 形成巨厚的塊狀磁鐵礦層; 中部巖相帶形成過(guò)程中, 巖漿補(bǔ)充的頻率逐漸降低, 形成多個(gè)旋回以及交替產(chǎn)生的磁鐵輝長(zhǎng)巖和輝長(zhǎng)巖。

4)研究顯示形成攀枝花巖礦體的初始巖漿的氧逸度很高, 在高氧逸度環(huán)境下富集成礦, 演化過(guò)程中巖漿體系氧逸度逐漸降低。整個(gè)巖漿過(guò)程具有從高氧逸度向低氧逸度演化的趨勢(shì)。

侯可軍, 秦燕, 李延河. 2012. Fe同位素的 MC-ICP-MS測(cè)試方法[J]. 地球?qū)W報(bào), 33(6): 885-892.

胡瑞忠, 毛景文, 范蔚茗, 華仁民, 畢獻(xiàn)武, 鐘宏, 宋謝炎, 陶琰. 2010. 華南陸塊陸內(nèi)成礦作用的一些科學(xué)問(wèn)題[J]. 地學(xué)前緣, 17(2): 13-26.

胡瑞忠, 陶琰, 鐘宏, 黃智龍, 張正偉. 2005. 地幔柱成礦系統(tǒng):以峨眉山地幔柱為例[J]. 地學(xué)前緣, 12(1): 42-54.

李德惠, 茅燕石. 1982. 四川攀西地區(qū)含釩鈦磁鐵礦層狀侵入體的韻律層及形成機(jī)理[J]. 礦物巖石, (1): 29-43.

李世珍, 朱祥坤, 吳龍華, 駱永明. 2011. 干法灰化和濕法消解植物樣品的銅鋅鐵同位素測(cè)定對(duì)比研究[J]. 地球?qū)W報(bào),32(6): 754-760.

李志紅, 朱祥坤, 唐索寒. 2008. 鞍山-本溪地區(qū)條帶狀鐵建造的鐵同位素與稀土元素特征及其對(duì)成礦物質(zhì)來(lái)源的指示[J].巖石礦物學(xué)雜志, 27(4): 285-290.

盧記仁, 張承信, 張光弟, 顧光先, 劉玉書, 黃與能. 1988a. 攀西地區(qū)釩鈦磁鐵礦礦床的成因類型[J]. 礦床地質(zhì), 7(1): 1-13.

盧記仁, 張光弟, 張承信, 顧光先, 劉玉書, 黃與能. 1988b. 攀西層狀巖體及釩鈦磁鐵礦床成因模式[J]. 礦床地質(zhì), 7(2):3-11.

宋謝炎, 馬潤(rùn)則, 王玉蘭, 張正階. 1994. 攀枝花層狀侵入體韻律層理及巖漿演化特征[J]. 礦物巖石, 14(4): 37-45.

宋謝炎, 王玉蘭, 張正階, 馬潤(rùn)則. 1996. 層狀侵入體韻律層理成因的關(guān)鍵因素[J]. 成都理工學(xué)院學(xué)報(bào), 24(4): 61-64.

宋謝炎, 張成江, 胡瑞忠, 鐘宏, 周美夫, 馬潤(rùn)則, 李佑國(guó). 2005.峨眉火成巖省巖漿礦床成礦作用與地幔柱動(dòng)力學(xué)過(guò)程的耦合關(guān)系[J]. 礦物巖石, 25(4): 35-44.

唐索寒, 朱祥坤, 蔡俊軍, 李世珍, 何學(xué)賢, 王進(jìn)輝. 2006b. 用于多接收器等離子體質(zhì)譜銅鐵鋅同位素測(cè)定的離子交換分離方法[J]. 巖礦測(cè)試, 25(1): 5-8.

唐索寒, 朱祥坤, 李津, 閆斌. 2008. 地質(zhì)樣品銅、鐵、鋅同位素標(biāo)準(zhǔn)物質(zhì)的研制[J]. 巖石礦物學(xué)雜志, 27(4): 279-284.

唐索寒, 朱祥坤. 2006a. AG MP-1陰離子交換樹(shù)脂元素分離方法研究[J]. 高校地質(zhì)學(xué)報(bào), 12(3): 398-403.

王躍. 2011. 銅陵礦集區(qū)Fe、Cu同位素地球化學(xué)研究[D]. 北京:中國(guó)地質(zhì)科學(xué)院.

王正允. 1982. 四川攀枝花含釩鈦磁鐵礦層狀輝長(zhǎng)巖體的巖石學(xué)特征及其成因初探[J]. 礦物巖石, (1): 49-64.

張曉琪, 張加飛, 宋謝炎, 鄧宇峰, 官建祥, 鄭文勤. 2011. 斜長(zhǎng)石和橄欖石成分對(duì)四川攀枝花釩鈦磁鐵礦床成因的指示意義[J]. 巖石學(xué)報(bào), 27(12): 3675-688.

張招崇, 李瑩, 趙莉, 艾羽. 2007. 攀西三個(gè)鎂鐵-超鎂鐵質(zhì)巖體的地球化學(xué)及其對(duì)源區(qū)的約束[J]. 巖石學(xué)報(bào), 23(10):2339-2352.

張招崇, 王福生, 范蔚茗, 鄧海琳, 徐義剛, 許繼峰, 王岳軍.2001. 峨眉山玄武巖研究中的一些問(wèn)題的討論[J]. 巖石礦物學(xué)雜志, 20(3): 239-246.

張招崇, 王福生, 郝艷麗, MAHONEY J J. 2005. 峨眉山大火成巖省和西伯利亞大火成巖省地球化學(xué)特征的比較及其成因啟示[J]. 巖石礦物學(xué)雜志, 24(1): 12-20.

趙新苗, 朱祥坤, 張宏福, 唐索寒. 2008. Fe同位素在地幔地球化學(xué)研究中的應(yīng)用及進(jìn)展[J]. 巖石礦物學(xué)雜志, 27(5):435-440.

朱祥坤, 李志紅, 趙新苗, 唐索寒, 何學(xué)賢, ELSHAW N S. 2008.鐵同位素的 MC-ICP-MS測(cè)定方法與地質(zhì)標(biāo)準(zhǔn)物質(zhì)的鐵同位素組成[J]. 巖石礦物學(xué)雜志, 27(4): 263-272.

BEAED B L, JOHNSON C M, SKULAN J L, NEALSON K H,COX L, SUN H. 2003. Application of Fe isotopes to tracing the geochemical and biological cycling of Fe[J]. Chemical Geology, 195(1-4): 87-117.

BELSHAW N S, ZHU X K, GUO Y L, O’NIONS R K. 2000. High precision measurement of iron isotopes by plasma source mass spectrometry[J]. International Journal of Mass Spectrometry,197(1-3): 191-195.

CAWTHORN R G. 1996. Re-evaluation of magma compositions and processes in the upper most Critical Zone of the Bushveld Complex[J]. Mineralogical Magazine, 60(398): 131-148.

DAUPHAS N, CRADDOCK P R, ASIMOW P D, BENNETT V C,NUTMAN A P, OHNENSTETTER D. 2009. Iron isotopes may reveal the redox conditions of mantle melting from Archean to Present[J]. Earth and Planetary Science Letters, 288(1-2):255-267.

DAUPHAS N, ROUEL O. 2006. Mass spectrometry and natural variations of iron isotopes[J]. Mass Spectrometry Reviews,25(4): 515-550.

DAUPHAS N, VAN ZUILEN M, BUSIGNY V, LEPLAND A,WADHWA M, JANNEY P E. 2007. Iron isotope, major and trace element characterization of early Archean supracrustal rocks from SW Greenland: Protolith identification and metamorphic overprint[J]. Geochimica et Cosmochimica Acta,71(19): 4745-4770.

DAUPHAS N, VAN ZUILEN M, WADHWA M, DAVIS A M,MARTY B, JANNEY P E. 2004. Clues from Fe isotope variations on the origin of early Archean BIFs from Greenland[J].Science, 306(5704): 2077-2080.

HOU Ke-jun, QIN Yan, LI Yan-he. 2012. High-precision Measurements of Fe Isotopes Using MC-ICP-MS[J]. Acta Geoscientica Sinica, 33(6): 885-892(in Chinese with English abstract).

HU Rui-zhong, MAO Jing-wen, FAN Wei-ming, HUA Ren-min, BI Xian-wu, ZHONG Hong, SONG Xie-yan, TAO Yan. 2010.Some scientific questions on the intra-continental metallogeny in the South China continent[J]. Earth Science Frontiers, 17(2):13-26(in Chinese with English abstract).

HU Rui-zhong, TAO Yan, ZHONG Hong, HUANG Zhi-long,ZHANG Zheng-wei. 2005. Mineralization systems of a mantle plume: A case study from the Emeishan igneous province,southwest China[J]. Earth Science Frontiers, 12(1): 42-54(in Chinese with English abstract).

JOHNSON C M, BEARD B L, BEUKRES N J, KLEIN C,O’LEAEY J M. 2003. Ancient geochemical cycling in the Earth as inferred from Fe isotope studies of banded iron formations from the Transvaal Craton[J]. Contributions to Mineralogy and Petrology, 144(5): 523-547.

JOHNSON C M, BEARD B L, KLEIN C, BEUKRES N J, RODEN E E. 2008. Iron isotopes constrain biologic and abiologic processes in banded iron formation genesis[J]. Geochimica et Cosmochimica Acta, 72(1): 151-169.

LI De-hui, MAO Yan-shi. 1982. Formation of the rhythmic layering in layered intrusions in the Pan-Xi district, Sichuan Province,SW China[J]. Journal of Mineralogy and Petrology, (1):29-43(in Chinese).

LI Shi-zhen, ZHU Xiang-kun, WU Long-hua, LUO Yong-ming.2011. A comparative study of plant sample preparation by dry ashing and wet digestion for isotopic determination of Cu, Zn and Fe[J]. Acta Geoscientica Sinica, 32(6): 754-760(in Chinese with English abstract).

LI Zhi-hong, ZHU Xiang-kun, TANG Suo-han. 2008. Characters of Fe isotopes and rare earth elements of banded iron formations from Anshan-Benxi area: implications for Fe source[J]. Acta Petrologica et Mineralogica, 27(4): 285-290(in Chinese with English abstract).

LU Ji-ren, ZHANG Cheng-xin, ZHANG Guang-di, GU Guang-xian,LIU Yu-shu, HUANG Yu-neng. 1988a. Genetic type of V-Ti Magnetite Deposits in Panzhihua-Xichang Area[J]. Mineral Deposits, 7(1): 1-13(in Chinese with English abstract).

LU Ji-ren, ZHANG Guang-di, ZHANG Cheng-xin, GU Guang-xian,LIU Yu-shu, HUANG Yu-neng. 1988b. A Genteic Model for Layered Intrusions and Vanadic Titanomagnetite Depositis in Panzhihua-Xichang Area[J]. Mineral Deposits, 7(2): 3-11(in Chinese with English abstract).

MCBIRNEY A R, NASLUND H R. 1990. The differentiation of the Skaergaard intrusion[J]. Contributions to Mineralogy and Petrology, 104(2): 235-240.

PANG K N, LI C S, ZHOU M F, RIPLEY E M. 2009. Mineral compositional constraints on petrogenesis and oxide ore genesis of the late Permian Panzhihua layered gabbroic intrusion,SW China[J]. Lithos, 110(1-4): 199-214.

PANG K N, LI C S, ZHOU M F, RIPLRY R M. 2008a. Abundant Fe-Ti oxide inclusions in olivine from the Panzhihua and Hongge layered intrusions, SW China: Evidence for early saturation of Fe-Ti oxides in ferrobasaltic magma[J]. Contributions to Mineralogy and Petrology, 156(3): 307-321.

PANG K N, ZHOU M F, LINDSLEY D, ZHAO D G, MALPAS J.2008b. Origin of Fe-Ti oxide ores in mafic intrusions: Evidence from the Panzhihua intrusion, SW China[J]. Journal of Petrology, 49(2): 295-313.

POITRASSON F, HALLIDAY A N, LEE D C, LEVASSEUR S,TEUTSCH N. 2004. Iron isotope differences between Earth,Moon, Mars and Vesta as possible records of contrasted accretion mechanisms[J]. Earth and Planetary Science Letters,223(3-4): 253-266.

ROUXEL O J, BEKKER A, EDWARDS K J. 2005. Iron isotope constraints on the Archean and Paleoproterozoic ocean redox state[J]. Science, 307(5712): 1088-1091.

ROUXEL O, DOBBEK N, LUDDEN J, FOUQUET Y. 2003. Iron isotope fractionation during oceanic crust alteration[J].Chemical Geology, 202(1-2): 155-182.

SNYDER D, CARMICHAEL I S E, WIEBE R A. 1993. Experimental-study of liquid evolution in an Fe-rich, layered mafic intrusion – constraints of Fe-Ti oxide precipitation on the T-fO2and T-Rho paths of tholeiitic magma[J]. Contributions to Mineralogy and Petrology, 113(1): 73-86.

SONG Xie-yan, MA Run-ze, WANG Yu-lan, ZHANG Zheng-jie.1994. The characteristics of layering and magma evolution of Panzhihua Layered intrusion[J]. Journal of Mineralogy and Petrology, 14(4): 37-45(in Chinese with English abstract).

SONG Xie-yan, WANG Yu-lan, ZHANG Zheng-jie, MA Run-ze.1996. Critical factors of the formation of the rhythmic layering of layered intrusion[J]. Journal of Chengdu University of Technology, 24(4): 61-64 (in Chinese with English abstract).SONG Xie-yan, ZHANG Cheng-jiang, HU Rui-zhong, ZHONG Hong, ZHOU Mei-fu, MA Run-ze, LI You-guo. 2005. Genetic links of magmatic deposits in the Emeishan large igneous province with dynamics of mantle plume[J]. Journal of Mineralogy and Petrology, 25(4): 35-44(in Chinese with English abstract).

TANG Suo-han, ZHU Xiang-kun, CAI Jun-jun, LI Shi-zhen, HE Xue-xian, WANG Jin-hui. 2006b. Chromatograhpic separation of Cu, Fe and Zn using AG MP-1 anion exchange resin for isotope determination by MC-ICPMS[J]. Rock and Mineral Analysis, 25(1): 5-8(in Chinese with English abstract).

TANG Suo-han, ZHU Xiang-kun, LI Jin, YAN Bin. 2008. Preparation of reference material for Cu, Fe and Zn isotope measure-ment of geological samples[J]. Acta Petrologica et Mineralogica, 27(4): 279-284(in Chinese with English abstract).

TANG Suo-han, ZHU Xiang-kun. 2006a. Separation of some elements using AG MP-1 anion exchange resin[J]. Geological Journal of China Universties, 12(3): 398-403(in Chinese with English abstract).

WANG Y, ZHU X K, MAO J W, LI Z H, CHENG Y B. 2011. Iron isotope fractionation during skarn-type metallogeny: A case study of Xinqiao Cu-S-Fe-Au deposit in the Middle-Lower Yangtze valley[J]. Ore Geology Reviews, 43(1): 194-202.

WANG Yue. 2011. Iron and Copper Isotope Geochemistry of Tongling district of the Middle-Lower Yangtze valley[M].Beijing: Chinese Academy of Geological Sciences(in Chinese).

WANG Zheng-yun. 1982. The characteristics of petrology and origin of layered gabbros intrusions of Fe-Ti-V oxide deposits in the Pan-Xi district, Sichuan Province, SW China[J]. Journal of Mineralogy and Petrology, (1): 49-64(in Chinese).

WEYER S, IONOV D A. 2007. Partial melting and melt percolation in the mantle: The message from Fe isotopes[J]. Earth and Planetary Science Letters, 259(1-2): 119-133.

WHITEHOUSE M J, FEDO C M. 2007. Microscale heterogeneity of Fe isotopes in >3. 71 Ga banded iron formation from the Isua Greenstone Belt, southwest Greenland[J]. Geology, 35(8):719-722.

ZHANG Xiao-qi, ZHANG Jia-fei, SONG Xie-yan, DENG Yu-feng,GUAN Jian-xiang, ZHENG Wen-qin. 2011. Implications of compositions of plagioclase and olivine on the formation of the Panzhihua V-Ti magnetite deposit, Sichuan Province[J].Acta Petrologica Sinica, 27(12): 3675-688. (in Chinese with English abstract).

ZHANG Zhao-chong, LI Ying, ZHAO Li, AI Yu. 2007. Geochemistry of three layered mafic-ultramafic intrusions in the Panxi area and constraints on their sources[J]. Acta Petrologica Sinica, 23(10): 2339-2352 (in Chinese with English abstract).ZHANG Zhao-chong, WANG Fu-sheng, FAN Wei-ming, DENG Hai-lin, XU Yi-gang, XU Ji-feng, WANG Yue-jun. 2001. A discussion on some problems concerning the study of the Emeishan basalts[J]. Acta Petrologica et Mineralogica, 20(3):239-246(in Chinese with English abstract).

ZHANG Zhao-chong, WANG Fu-sheng, HAO Yan-li, MAHONEY J J. 2005. A geochemical comparison between the Emeishan and Siberian large igneous provinces and its petrogenetic implications[J]. Acta Petrologica et Mineralogica, 24(1):12-20(in Chinese with English abstract).

ZHAO X M, ZHANG H F, ZHU X K, TANG S H, TANG Y J. 2010.Iron isotope variations in spinel peridotite xenoliths from North China Craton: implications for mantle metasomatism[J].Contributions to Mineralogy and Petrology, 160(1): 1-14.

ZHAO X M, ZHANG H F, ZHU X K, TANG S H, YAN B. 2012.Iron isotope evidence for multistage melt-peridotite interactions in the lithospheric mantle of eastern China[J]. Chemical Geology, 292-293: 127-139.

ZHAO Xin-miao, ZHU Xiang-kun, ZHANG Hong-fu, TANG Suo-han. 2008. Applications of Fe isotopes to tracing mantle processes[J]. Acta Petrologica et Mineralogica, 27(5):435-440(in Chinese with English abstract).

ZHOU Mei-fu. 2005. Origin of layered gabbroic intrusions and their giant Fe-Ti-V oxide deposits in the Pan-Xi district, Sichuan Province, SW China[J]. Acta Petrologica et Mineralogica, 24(5): 381-384.

ZHU X K, GUO Y L, O’NIONS R K, YOUNG E D, ASH R D.2001. Isotopic homogeneity of iron in the early solar nebula[J].Nature, 412(6844): 311-313.

ZHU X K, GUO Y L, WILLIAMS R J P, O’NIONS R K,MATTHEWS A, BELSHAW N S, CANTERS G W, DE WAAL E C, WESER U, BURGESS B K, SALVATO B. 2002. Mass fractionation processes of transition metal isotopes[J]. Earth and Planetary Science Letters, 200(1-2): 47-62.

ZHU X K, O’NIONS R K, GUO Y L, REYNOLDS B C. 2000.Secular variation of iron isotopes in North Atlantic deep water[J]. Science, 287(5460): 2000-2002.

ZHU Xiang-kun, LI Zhi-hong, ZHAO Xin-miao, TANG Suo-han,HE Xue-xian, BELSHAW N S. 2008. High-precision measurements of Fe isotopes using MC-ICP-MS and Fe isotope compositions of geological reference materials[J]. Acta Petrologica et Mineralogica, 27(4): 263-272(in Chinese with English abstract).

Fe Isotopic Characteristics of V-Ti Magnetite Deposit in Panzhihua Area of Sichuan Province and Their Genetic Implications

WANG Shi-xia1), ZHU Xiang-kun1), SONG Xie-yan2), CHEN Lie-meng2)
1)Laboratory of Isotope Geology, MLR, Institute of Geology, Chinese Academy of Geological Sciences,State Key Laboratory for Continential Tectonics and Dynamics, Beijing100037;2)StateKey Laboratory of Ore Deposit Geochemistry, Institute of Geochemistry, Chinese Academy of Sciences,Guiyang, Guizhou550002

The whole rock and ore mineral magnetite Fe isotope compositions of layered rocks and ores in the Panzhihua vanadium-titanium magnetite deposit of Sichuan Province were analyzed in this paper. The distribution range ofδ57Fe in the whole rock is about 0.02‰ to 0.25‰, with the average of 0.17‰, and that in magnetite is about 0.05‰ to 0.61‰, with the average of 0.36‰. Fe isotope composition of magnetite is higher than that of whole rock in every sample, and there exists a negative correlation between the heavy degree and the magnetite content. The negative correlation between Fe isotope composition of magnetite and environmental oxygen fugacity suggests that the magnetite in the whole rock was in-situ crystallized, and no gravitational differentiation of magnetite happened. The characteristics of magnetite Fe isotope composition demonstrats that the process of magma complement and fractional crystallization resulted in the formation of the Panzhihua vanadium-titanium magnetite deposit. During the creation of bottom petrofacies, frequent basaltic magma complement formed bulk magmetite with insignificant variation ofδ57Fe. During the creation of middle petrofacies, infrequent magma complement formed many alternations of magnet gabbro and gabbro. The ore-forming oxygen fugacity of the initial magma in Panzhihua was relatively high, and the oxygen fugacity gradually decresed with the magma evolution. The conclusion also reveals the ore-forming mechanism of the Panzhihua vanadium-titanium magnetite deposit in Sichuan.

Panzhihua V-Ti magnetite; whole rock; magnetite; Fe isotope; genesis of deposit

P618.31; P578.12; P597.2

A

10.3975/cagsb.2012.06.20

本文由中國(guó)地質(zhì)大調(diào)查項(xiàng)目(編號(hào): 1212011120295)、國(guó)家“973”項(xiàng)目(編號(hào): 2012CB416806, 2012CB416804)和國(guó)家自然科學(xué)基金(編號(hào):41103002, 40730420)聯(lián)合資助。

2012-09-20; 改回日期: 2012-10-12。責(zé)任編輯: 張改俠。

王世霞, 女, 1983年生。博士后。主要從事同位素地球化學(xué)研究。通訊地址: 100037, 北京市百萬(wàn)莊大街26號(hào)。電話:010-68999751。E-mail: wangshixia83@163.com。

*通訊作者: 朱祥坤, 男, 1961年生。研究員。主要從事同位素地球化學(xué)研究。通訊地址: 100037, 北京市百萬(wàn)莊大街26號(hào)。電話:010-68999798。E-mail: xiangkun@cags.ac.cn。