鐵氧化物氧同位素示蹤原理及其在鐵礦成因研究中的應用

駱文娟，孫 劍

(1. 中國地質(zhì)科學院 礦產(chǎn)資源研究所，自然資源部成礦作用與資源評價重點實驗室， 北京 100037； 2. 中國地質(zhì)科學院 地質(zhì)研究所， 自然資源部同位素地質(zhì)重點實驗室， 自然資源部深地動力學重點實驗室， 北京 100037)

自上個世紀Urey(1947)建立穩(wěn)定同位素地球化學理論以來，氧同位素理論體系已不斷得到發(fā)展和完善(鄭永飛等， 2000)，并廣泛應用于地球科學的各個領域。其中一個重要的應用領域是礦床成因研究(Pat Shanks, 2014)。鐵礦中最主要的含鐵礦物是鐵氧化物，以磁鐵礦和赤鐵礦最為常見；化學沉積鐵礦原始的含鐵礦物主要為鐵氫氧化物。前人已對鐵氧化物、鐵氫氧化物開展過大量的氧同位素分餾系數(shù)的理論計算和實驗測定(Becker and Clayton, 1976； Yapp, 1990a,1990b, 1990c； Zheng, 1991, 1993, 1995, 1998； Bao and Koch, 1999)，并應用鐵氧化物的氧同位素對鐵礦開展礦床成因研究(Thorneetal., 2009； 李延河等，2010, 2017； Jonssonetal., 2013)。前人研究顯示，鐵氧化物的氧同位素組成對于鐵礦的成因研究有很好的應用潛力；但是鐵氧化物的氧同位素分餾行為與常見硅酸鹽礦物有一定差別，不能按傳統(tǒng)的思路來簡單地應用。本文將對鐵氧化物氧同位素的原理進行系統(tǒng)總結梳理，并且以新疆西天山地區(qū)的海相火山巖型鐵礦為例，介紹其在鐵礦成因研究中的應用。

1 鐵礦的分類、形成過程及成礦流體類型

鐵在自然界中普遍存在。鐵是親鐵元素，從地核到地幔到地殼，鐵的含量依次降低。鐵在溶液中的存在形式和氧逸度、pH值有關，在還原、酸性條件下為Fe2+，氧化、堿性條件下易形成鐵的氫氧化物[Fe(OH)3]。自然界中鐵礦的富集過程主要有兩類： ① 與巖漿過程有關：來自地幔的基性-超基性巖漿或富P、Na堿性巖漿分異演化過程發(fā)生鐵的分離和富集； ② 與噴流沉積、氧化沉淀過程有關：海底熱液過程使海水不斷發(fā)生循環(huán)，在還原酸性條件下淋洗萃取圍巖中的鐵，噴流熱液(熱鹵水)進入海水后發(fā)生氧化沉淀；前寒武時期海水氧逸度比現(xiàn)在低很多，因此海水中可以溶解大量鐵，在一定條件下氧化形成條帶狀鐵建造(這也是世界鐵礦資源的主要來源)。

鐵礦的形成過程總伴有流體或水的參與，例如巖漿水、海水和大氣降水，這些不同類型的成礦流體的氧同位素組成特征前人已有總結。以海水平均值SMOW為標準(本文中的氧同位素數(shù)據(jù)均以SMOW為標準)，巖漿水的δ18O變化范圍為5‰～12‰；海水的δ18O穩(wěn)定在0±1‰；大氣降水主要由海水蒸發(fā)冷凝形成，相對海水富集氧的輕同位素，δ18O一般為-20‰～0‰，平均值-4‰(姚書振， 1988； 陳振勝等， 1992； 鄭永飛等， 2000)。自然界中還存在一些其他的流體類型，如變質(zhì)水、孔隙水等，但與這些類型流體相關的鐵礦較少。

前人對世界上不同的鐵礦進行過系統(tǒng)的分類(Dill, 2010； 翟裕生等， 2011； Zhangetal., 2013)。本文根據(jù)鐵礦的形成溫度與流體性質(zhì)，將鐵礦細分為以下幾類：

(1) 巖漿型。鐵礦形成的環(huán)境為巖漿體系，受巖漿結晶分異、不混溶等過程控制，溫度通常>600℃(Robb, 2005)。主要含鐵礦物為磁鐵礦，與其平衡的成礦流體為巖漿水。典型的例子包括與鎂鐵質(zhì)巖相關的釩鈦磁鐵礦(攀枝花等)、與堿性巖-碳酸巖相關的鐵礦(俄羅斯Kola堿性-碳酸巖雜巖體)、基魯納磷灰石-磁鐵礦(低鈦)型鐵礦。

(2) 高溫巖漿-熱液型。鐵礦的形成主要受巖漿作用控制，但鐵礦顯示有熱液參與的特征，其形成環(huán)境可能為巖漿期后熱液體系，也可能有外來熱液(大氣水等)的混合，或者形成之后受熱液交代，鐵礦形成溫度>300℃。主要鐵礦物為磁鐵礦，與其平衡的成礦流體為巖漿-熱液水。典型的例子為矽卡巖型鐵礦?；鹕綆r型鐵礦中的部分鐵礦也可能屬于這一類型。

(3) 中低溫熱液、表生風化型。鐵礦形成的環(huán)境為低溫熱液體系，受低溫熱液交代作用控制，溫度通常<300℃。主要鐵礦物為磁鐵礦、赤鐵礦，與其平衡的成礦流體為低溫熱液水(再循環(huán)海水、大氣水、地下水)。典型的例子有構造帶控制的鐵礦、風化淋濾型鐵礦。

(4) 火山-沉積、沉積、沉積-變質(zhì)型。鐵礦形成的環(huán)境為海水體系，受化學沉積過程、成巖作用、變質(zhì)-熱液作用控制，溫度通常<300℃，少數(shù)經(jīng)歷高級變質(zhì)作用也可高達600℃。主要鐵礦物為鐵氫氧化物、赤鐵礦、磁鐵礦，與其平衡的成礦流體為海水、大氣降水、低溫熱液。典型的例子有宣龍式鐵礦、寧鄉(xiāng)式鐵礦、噴流沉積鐵礦、條帶狀鐵建造。

2 氧同位素分餾理論

2.1 鐵氧化物與H2O之間的氧同位素平衡分餾

自然界中主要的鐵氧化物包括赤鐵礦、磁鐵礦、鐵氫氧化物(如針鐵礦、褐鐵礦)。這些礦物與水的氧同位素平衡分餾理論計算公式如下(Zheng, 1991, 1993, 1998)：

磁鐵礦Fe3+(Fe2+Fe3+)O4： 1 000 lnα磁鐵礦-水=3.02×106/T2-12.00×103/T+3.31

赤鐵礦(Fe3+)2O3： 1 000 lnα赤鐵礦-水=2.69×106/T2-12.82×103/T+3.78

褐鐵礦Fe(OH)3： 1 000 lnα褐鐵礦-水=3.96×106/T2-8.24×103/T+2.37

針鐵礦FeO(OH)： 1 000 lnα針鐵礦-水=3.31×106/T2-10.39×103/T+2.74

石英SiO2： 1 000 lnα石英-水=4.48×106/T2-4.77×103/T+1.71

其中，α表征在熱力學平衡條件下兩種物質(zhì)之間同位素分餾的程度(鄭永飛等， 2000)， 是礦物與水之間的分餾系數(shù)，T是絕對溫度(K)。

礦物-水的氧同位素平衡分餾曲線如圖1所示。從圖1中可以看出，鐵氧化物明顯比石英的氧同位素組成要輕。平衡條件下，氧同位素組成順序通常為：石英>鐵氫氧化物(褐鐵礦>針鐵礦)>H2O>磁鐵礦>赤鐵礦；但是在高溫條件下，氧同位素組成順序為H2O>鐵氫氧化物>磁鐵礦>赤鐵礦。

2.2 流體反應、變質(zhì)作用、相變對鐵氧化物氧同位素影響

在平衡條件下，鐵氧化物(磁鐵礦、赤鐵礦)比H2O的氧同位素組成更輕(圖1)，鐵氧化物-H2O的平衡分餾曲線與石英-H2O的平衡分餾曲線很不相同。因此，通常情況下的流體-鐵氧化物反應(海水或大氣水與鐵氧化物反應)更有可能使鐵氧化物氧同位素組成變輕，通常認為的“低溫水-巖反應使巖石的氧同位素升高，高溫水-巖反應使巖石氧同位素降低”這一規(guī)律并不一定適用于磁鐵礦和赤鐵礦。

變質(zhì)作用(不考慮流體的影響)使鐵氧化物和其他礦物發(fā)生再平衡，改變鐵氧化物原有的氧同位素組成。如果原生的鐵氧化物是高溫巖漿過程形成的，變質(zhì)過程會使鐵氧化物與其他礦物(主要是石英及硅酸鹽礦物)的氧同位素差異變大，鐵氧化物的氧同位素變輕；如果原生的鐵氧化物是低溫沉積作用形成的，變質(zhì)過程使鐵氧化物與其他礦物(主要是石英及硅酸鹽礦物)的氧同位素差異變小，鐵氧化物的氧同位素變重。

圖 1 不同鐵氧化物、鐵氫氧化物、石英與水之間的氧同位素分餾理論計算(數(shù)據(jù)來源： Zheng, 1991, 1993, 1998)Fig. 1 Oxygen isotope fractionation between Fe oxide miner-als, Fe hydroxide minerals, quartz and water (data sources: Zheng, 1991, 1993, 1998)

化學沉積過程一般首先形成鐵的氫氧化物，成巖、變質(zhì)過程使鐵氫氧化物轉(zhuǎn)變成鐵氧化物(赤鐵礦或磁鐵礦)。由于鐵氫氧化物明顯比鐵氧化物的氧同位素組成重，經(jīng)歷這一相變過程，鐵氧化物可能會繼承部分原有的氧同位素組成，更有可能與流體或周圍礦物發(fā)生再平衡使氧同位素組成變輕。

3 鐵礦中鐵氧化物氧同位素分布特征：理論計算與實際觀察

3.1 巖漿型鐵礦鐵氧化物的氧同位素組成

巖漿型鐵礦主要的鐵礦物為磁鐵礦，有時也有鈦鐵礦、鉻鐵礦、赤鐵礦，由于溫度較高，磁鐵礦和巖漿熔體、成礦流體及結晶礦物的氧同位素組成很容易達到平衡。磁鐵礦的氧同位素組成主要受巖漿水的氧同位素及形成溫度控制。

3.1.1 巖漿水的氧同位素組成

巖漿水的氧同位素組成很難被直接測定。理論計算表明高溫條件下巖漿水的氧同位素組成接近或略微高于巖漿巖(Zhao and Zheng, 2003)。幔源巖漿的δ18O一般為5‰～7‰，而花崗質(zhì)巖漿的δ18O可以是5.5‰～12‰，據(jù)此估算巖漿水的δ18O變化范圍為5‰～12‰(鄭永飛等, 2000)。

3.1.2 巖漿型鐵礦磁鐵礦的氧同位素組成

假定磁鐵礦結晶溫度范圍為600～1 200℃，巖漿水的δ18O為5‰～12‰，根據(jù)磁鐵礦和水的氧同位素平衡分餾方程，計算可得： ① 如果巖漿水的δ18O恒定(例如δ18O=8‰)，結晶溫度范圍為600～1 200℃，磁鐵礦δ18O變化范圍為1.5‰～4.6‰； ② 如果磁鐵礦結晶溫度恒定為900℃，巖漿水δ18O變化范圍為5‰～12‰，磁鐵礦δ18O變化范圍為0.3‰～7.3‰； ③ 如果磁鐵礦結晶溫度范圍為600～1 200℃，巖漿水的δ18O為5‰～12‰，磁鐵礦δ18O變化范圍為-1.5‰～8.6‰。

在高溫條件下(>600℃)，磁鐵礦、鈦鐵礦、赤鐵礦的氧同位素平衡分餾非常小(δ18O<1‰)，其中赤鐵礦略微輕于磁鐵礦，鈦鐵礦的氧同位素組成介于磁鐵礦和赤鐵礦之間(Zheng, 1991)。不同鐵礦的巖漿水氧同位素組成、形成溫度會有差異，因而磁鐵礦氧同位素組成也不同。后期熱液作用、水巖反應由于溫度更低、流體氧同位素也比巖漿水低，會使磁鐵礦氧同位素組成變輕。

前人對典型巖漿型鐵礦的磁鐵礦氧同位素測試結果為：攀枝花巖體鈦磁鐵礦的δ18O變化范圍為0.6‰～4.9‰，其中大多數(shù)集中在1.5‰～3.5‰(牟保磊， 1991)；礬山堿性雜巖體磁鐵礦δ18O變化范圍為2.9‰～5.3‰(牟保磊等， 1981)；大廟斜長雜巖體、黑山、大廟等不同礦體鈦鐵礦和磁鐵礦總的δ18O變化范圍為1.3‰～7.2‰(孫靜等， 2009)；智利拉科鐵礦中磁鐵礦的δ18O變化范圍為2.3‰～4.2‰(Nystr?metal., 2008)；瑞典基魯納型鐵礦中磁鐵礦的δ18O變化范圍為-0.4‰～3.7‰(Nystr?metal., 2008； Jonssonetal., 2013)。這些測試數(shù)據(jù)與上文理論計算的結果相吻合。

3.2 高溫巖漿-熱液型鐵氧化物的氧同位素組成

巖漿-熱液鐵礦主要的含鐵礦物為磁鐵礦，形成溫度較高，磁鐵礦和熱液及結晶礦物的氧同位素組成易達到平衡。成礦流體類型可能以巖漿水為主，并混合有一定比例的大氣水等其他熱液。為便于理解，假定其氧同位素組成與巖漿水接近，δ18O為5‰～12‰，形成溫度為300～700℃。根據(jù)磁鐵礦和水的O同位素平衡分餾方程，計算可得：① 如果巖漿-熱液水的δ18O恒定(例如δ18O=8‰)，結晶溫度范圍為300～700℃，磁鐵礦δ18O變化范圍為-0.4‰～2.2‰；② 如果磁鐵礦結晶溫度恒定為500℃，巖漿水δ18O變化范圍為5‰～12‰，磁鐵礦δ18O變化范圍為-2.2‰～4.8‰；③ 如果磁鐵礦結晶溫度范圍為300～700℃，巖漿水的δ18O為5‰～12‰，磁鐵礦δ18O變化范圍為-3.4‰～6.2‰。

據(jù)趙一鳴(1990)的研究及對前人數(shù)據(jù)的總結，矽卡巖型鐵礦磁鐵礦δ18O總的變化范圍為-2‰～9‰，與以上理論計算結果相近。

3.3 中低溫熱液、表生風化型鐵礦鐵氧化物氧同位素組成

低溫熱液型鐵礦常見的鐵礦物為赤鐵礦、磁鐵礦，形成溫度較低，可能的成礦流體類型為再循環(huán)的海水、大氣降水。假定鐵氧化物和流體的氧同位素分餾達到平衡，成礦流體的氧同位素組成與海水一致，δ18O為0‰，形成溫度為0～300℃，根據(jù)鐵氧化物和水的O同位素平衡分餾方程，計算可得：① 磁鐵礦δ18O變化范圍為-8.6‰～-0.1‰；② 赤鐵礦δ18O變化范圍為-11.3‰～-7.1‰。如果成礦流體是低δ18O的大氣降水，磁鐵礦和赤鐵礦的δ18O將會更低。

3.4 火山-沉積、沉積、沉積-變質(zhì)型鐵礦鐵氧化物氧同位素組成

火山-沉積、沉積、沉積-變質(zhì)鐵礦常見的鐵礦物為赤鐵礦、磁鐵礦，它們通常由原先化學沉積的鐵氫氧化物經(jīng)歷成巖變質(zhì)作用轉(zhuǎn)變而來，相關的成礦流體類型為海水、大氣降水。由于形成溫度較低，流體和鐵礦物的氧同位素組成不易達到平衡。假定成礦流體的氧同位素組成與海水一致，δ18O為0‰，形成溫度為0～300℃，根據(jù)鐵氧化物和水的氧同位素平衡分餾方程計算可得： ① 如果原始的鐵沉積物為鐵氫氧化物[Fe(OH)3]，沉積溫度為0～50℃，其δ18O變化范圍為15‰～25‰； ② 如果原生的與海水平衡的鐵礦物為針鐵礦，平衡溫度為0～50℃，其δ18O變化范圍為2.3‰～9.0‰； ③ 如果磁鐵礦或赤鐵礦與海水達到氧同位素平衡，溫度為0～300℃，其δ18O變化范圍為-11.3‰～-0.1‰；④ 如果原始的鐵氫氧化物經(jīng)歷成巖變質(zhì)或熱液作用轉(zhuǎn)變成鐵氧化物(磁鐵礦或赤鐵礦)，氧同位素發(fā)生了一定程度的再平衡，鐵氧化物的δ18O變化范圍較大，可以是-11.3‰～25‰。

據(jù)趙一鳴(1990)、洪為等(2012)對前人數(shù)據(jù)的總結，沉積、沉積-變質(zhì)型鐵礦磁鐵礦的δ18O變化范圍為-8‰～23‰。Thorne等(2009)對西澳Hamersley地區(qū)條帶狀鐵建造的研究顯示，正常變質(zhì)的條帶狀鐵建造磁鐵礦δ18O變化范圍為4‰～13‰，典型熱液蝕變磁鐵礦、赤鐵礦及高品位鐵礦石赤鐵礦的δ18O值更低，變化范圍為-9‰～2‰。

3.5 小結

結合以上理論計算與實際測試數(shù)據(jù)，不同類型鐵礦鐵氧化物的氧同位素組成(圖2)特征可總結為：① 巖漿型的δ18O理論上變化范圍較窄，但由于不同礦體的巖漿水氧同位素組成不同，溫度不同，總的變化范圍可以是-1.5‰～8.6‰；② 巖漿-熱液型鐵礦形成溫度比巖漿型鐵礦低，并且成礦流體巖漿水中可能有一定比例的大氣水等熱液混入，其δ18O總體上相對巖漿型鐵礦略微偏輕，但兩者的δ18O在很大范圍內(nèi)基本重疊；③ 低溫熱液型鐵礦的成礦流體通常為海水或大氣水，其鐵氧化物的δ18O比高溫巖漿-熱液體系的鐵氧化物更輕；④ 沉積、沉積-變質(zhì)型鐵礦的鐵氧化物通常由原始的沉積鐵氫氧化物成巖、變質(zhì)而成，由于鐵氫氧化物和鐵氧化物之間氧同位素分餾系數(shù)的顯著差異，礦物相變過程中不同程度的氧同位素再平衡使得鐵氧化物的δ18O變化范圍很大，可以與巖漿、巖漿-熱液型鐵礦的鐵氧化物氧同位素組成重疊。

圖 2 理論計算的不同類型鐵礦鐵氧化物氧同位素組成Fig. 2 Calculated oxygen isotope compositions of Fe oxide minerals from different iron ore types

4 應用示例： 磁鐵礦氧同位素對新疆海相火山巖型鐵礦成因的制約

新疆西天山海相火山巖型鐵礦是我國著名的富鐵礦，其礦床成因近年來受到學者們的關注(張作衡等， 2012； Zhangetal., 2013)，其中代表性的鐵礦床有智博、查崗諾爾、備戰(zhàn)等。前人已對這些礦床開展了大量的年代學、礦床地質(zhì)、礦物學、地球化學等方面的研究。這些鐵礦的共同特點是與火山巖共生，并具有一些巖漿結構構造特征，如樹枝狀構造、流動構造、氣孔構造等，與基魯納型鐵礦有部分相似，并同時具有高溫和低溫熱液交代/蝕變特征(洪為等，2012；Jiangetal., 2014； Zhangetal., 2015； Luoetal., 2018)。學者們普遍認為這些鐵礦的形成與火山作用/巖漿-熱液作用密切相關，但對于鐵礦是由鐵礦漿直接形成的還是巖漿期后熱液作用/其他熱液作用形成，還存有爭議；對于鐵礦是一期形成的，還是存在多期次疊加的成礦作用，也尚未達成共識。

本文對新疆智博、查崗諾爾、備戰(zhàn)鐵礦的磁鐵礦礦物、共生石榴子石礦物以及該區(qū)發(fā)育的新鮮火山巖全巖及磁鐵礦單礦物，開展了氧同位素研究。氧同位素的測試在自然資源部同位素地質(zhì)重點實驗室和核工業(yè)北京地質(zhì)研究院同位素實驗室完成。所有氧同位素都是利用強氧化劑 BrF5在高溫反應器中把樣品中的氧轉(zhuǎn)化成氧氣, 然后再在700℃與石墨反應轉(zhuǎn)化為CO2，最后在MAT253質(zhì)譜上測試，測量精度0.2‰。測試結果及前人數(shù)據(jù)見表1和圖3。

智博、查崗諾爾、備戰(zhàn)3個鐵礦體的磁鐵礦氧同位素組成基本一致，總體的變化范圍為δ18O=-0.4‰～3.7‰，平均值δ18O=2.1‰±0.9‰(1SD)，與該區(qū)含磁鐵礦火山巖中的磁鐵礦(δ18O=2.4‰～4.4‰，表1)、世界典型高溫巖漿、巖漿-熱液型鐵礦的磁鐵礦相似(圖2)。鐵礦中的磁鐵礦氧同位素變化范圍較小，暗示其氧同位素受后期水巖反應影響程度較小，即使鐵礦經(jīng)歷了后期的水巖反應，也只會使磁鐵礦δ18O變低，原始的δ18O值應該更高，因此無論如何這些磁鐵礦δ18O值均在高溫巖漿-熱液氧同位素范圍內(nèi)。

根據(jù)查崗諾爾磁鐵礦-石榴子石礦物對氧同位素溫度計計算得出磁鐵礦形成溫度為730℃，平衡的成礦流體(水)δ18O為8.5‰(表1)；根據(jù)智博、備戰(zhàn)新鮮(燒失量<1%，這些巖石樣品的燒失量較低，表明它們受后期水巖反應程度低，其氧同位素結果具有參考價值)的含磁鐵礦玄武巖、安山巖、花崗巖及其中的磁鐵礦氧同位素結果，計算得出它們的結晶溫度分別為730℃、760℃、710℃，平衡的巖漿水δ18O為10.1‰、7.9‰、8.3‰(表1)。這些相近的計算結果表明智博、查崗諾爾、備戰(zhàn)鐵礦形成于相類似的高溫巖漿環(huán)境(約710～760℃)，共生成礦流體(水)δ18O為7.9‰～10.1‰，與巖漿水的δ18O范圍吻合。此外，根據(jù)一對疑似不混溶的共生鐵礦石和玄武質(zhì)硅酸鹽巖(燒失量為2.8%)的氧同位素數(shù)據(jù)，計算得出它們的形成溫度為950℃，共生的巖漿水δ18O為7.1‰(表1)，因此可以肯定的是該類鐵礦主要形成于高溫巖漿/巖漿-熱液階段。

智博、查崗諾爾、備戰(zhàn)鐵礦體的磁鐵礦均以細粒磁鐵礦為主，并發(fā)育少量粗粒磁鐵礦，但兩類不同粒度的磁鐵礦氧同位素結果基本一致(表1)，暗示粗粒磁鐵礦的形成條件(溫度、共生成礦流體氧同位素組成)與細粒磁鐵礦類似，為同一成礦期的產(chǎn)物。

綜上所述，新疆智博、查崗諾爾、備戰(zhàn)鐵礦的磁鐵礦氧同位素組成δ18O集中在1‰～3‰之間，這一氧同位素組成特征與礦區(qū)典型火山巖中的磁鐵礦氧同位素組成一致，也與世界典型高溫巖漿、巖漿-熱液型磁鐵礦氧同位素組成吻合；它們的形成溫度參考范圍為約710～760℃，平衡流體的δ18O參考范圍為7.9‰～10.1‰，符合典型巖漿體系特征。此外，粗粒磁鐵礦與細粒磁鐵礦的δ18O相類似，應為同一成礦期的產(chǎn)物。因此，新疆智博、查崗諾爾、備戰(zhàn)鐵礦形成于巖漿作用主導的高溫巖漿-熱液環(huán)境，后期低溫熱液作用對鐵的成礦作用影響有限。

5 結論與啟示

鐵礦的鐵氧化物氧同位素組成主要受流體類型、溫度及自身礦物組成控制。形成于高溫巖漿-熱液體系和表生低溫體系的鐵礦鐵氧化物總體上具有不同的氧同位素組成特征，但具體氧同位素值也可能會有重疊。理論上，高溫巖漿型磁鐵礦δ18O總體變化范圍為-1.5‰～8.6‰；高溫巖漿-熱液型磁鐵礦δ18O變化范圍為-3.4‰～6.2‰；中低溫熱液、表生風化型鐵礦磁鐵礦或赤鐵礦的δ18O<0‰；火山-沉積、沉積、沉積-變質(zhì)型鐵礦鐵氧化物δ18O變化可以是-11.3‰～25‰。因此，鐵氧化物氧同位素組成在示蹤鐵礦成因方面具有一定的潛力。通過開展多個礦物的氧同位素組成，流體包裹體溫度、氧同位素組成測定等，對流體氧同位素組成、成礦溫度等進行限定，可以對鐵礦成因做出更進一步的限定。

鐵氧化物氧同位素地球化學在示蹤鐵礦成因方面的潛在應用包括：① 由于不同類型鐵礦鐵氧化物的氧同位素組成特征不同，氧同位素組成可用于識別鐵礦成因類型。② 確定成礦溫度。比如在已知與鐵氧化物共生的石英等礦物或者成礦流體的氧同位素組成時，根據(jù)鐵氧化物的氧同位素組成可以計算成礦溫度。 ③ 示蹤成礦流體類型。 在已知鐵氧化物形成溫度條件下，根據(jù)鐵氧化物的氧同位素組成可以計算成礦流體的氧同位素組成，從而識別流體類型。④ 示蹤后期變質(zhì)改造作用(比如在BIF型鐵礦成因研究中的應用)。如果鐵礦形成以后遭受后期流體改造，其氧同位素組成很容易發(fā)生改變，根據(jù)氧同位素的變化特征可限定變質(zhì)改造作用的方式。例如，Hamersley地區(qū)熱液蝕變鐵氧化物和富鐵礦比正常條帶狀鐵建造的δ18O明顯偏低，指示富鐵礦經(jīng)歷了熱液改造作用(Thorneetal., 2009)。

表 1 新疆智博、查崗諾爾、備戰(zhàn)鐵礦磁鐵礦氧同位素組成Table 1 Oxygen isotope compositions of magnetite from Zhibo, Chagangnuoer and Beizhan iron ore deposits in Xinjiang

注： Mt—磁鐵礦，WR—全巖。

圖 3 新疆智博、查崗諾爾、備戰(zhàn)鐵礦的磁鐵礦氧同位素組成分布圖Fig. 3 Histograms showing oxygen isotope compositions of magnetite from Zhibo, Chagangnuoer and Beizhan iron ore deposits in Xinjiang

然而需要特別注意的是，不同類型鐵礦鐵氧化物組成的計算是在氧同位素平衡的前提下計算得出的，實際地質(zhì)情況可能比較復雜。成礦流體的氧同位素組成具有一定的變化，后期熱液-水巖反應等可能會改變鐵氧化物原始的氧同位素組成。因此，需要結合地質(zhì)背景，綜合考慮整個體系的氧同位素組成與分餾，包括鐵氧化物及共生礦物的氧同位素組成、礦物的期次、成礦流體(水)的類型及氧同位素組成、形成溫度、礦物-流體相的氧同位素是否達到平衡、后期變質(zhì)改造作用的影響。

致謝朱祥坤研究員一起參加了野外地質(zhì)考察，野外工作得到了智博、查崗諾爾、備戰(zhàn)鐵礦各級領導和礦區(qū)項目組成員的大力支持，測試分析工作得到中國地質(zhì)科學院礦產(chǎn)資源研究所同位素實驗室、核工業(yè)北京地質(zhì)研究院同位素實驗室相關工作人員的大力協(xié)助，審稿人為本文的修改提出很多寶貴意見，編輯老師為稿子的順利出版付出了辛勤的勞動，在此一并表示感謝！