膠東祥山鐵礦的成因探討：來(lái)自鐵礦石和宿主巖的巖石學(xué)、礦物化學(xué)和年代學(xué)證據(jù)*

李旭平 陳燕平 李增勝 李洪奎 陳莉 陳妍蓉 孔凡梅

華北克拉通古元古代造山帶中發(fā)育多期次的鎂鐵-超鎂鐵質(zhì)侵入體，以巖墻或小巖體的形式產(chǎn)出，其后普遍遭受了角閃巖相-麻粒巖相的變質(zhì)作用，最終形成鐵礦床的卻非常有限(Guoetal., 2012; 劉平華等, 2012, 2013; 孔凡梅等, 2015; Peng, 2015; Xuetal., 2018)。對(duì)晚太古代-古元古代變質(zhì)基性巖的地球化學(xué)、年代學(xué)和同位素地質(zhì)學(xué)研究結(jié)果表明，賦存于膠北前寒武紀(jì)基底的鎂鐵-超鎂鐵質(zhì)侵入巖漿事件出現(xiàn)在～2.9-2.8Ga、～2.7Ga，以及約2.55～2.50Ga三個(gè)地質(zhì)時(shí)期 (Tangetal., 2007; 劉平華等, 2012, 2013, 2014; Liuetal., 2014, 2015b; Zhaoetal., 2015; Santoshetal., 2020)。此外，A型花崗巖和二長(zhǎng)花崗片麻巖原巖的侵入時(shí)間約2.1～2.2Ga，代表了陸內(nèi)裂谷時(shí)期的巖漿事件(Lanetal., 2014, 2015)，與膠-遼-吉盆地開(kāi)啟、接受沉積作用的年齡一致，反映膠-遼-吉構(gòu)造帶由早期的構(gòu)造擠壓體制轉(zhuǎn)為晚期古元古代的構(gòu)造伸展體制(Luoetal., 2004; Wanetal., 2006; Zhao and Zhai, 2013; Liuetal., 2017; Lietal., 2018b)。

鎂鐵-超鎂鐵質(zhì)侵入巖變質(zhì)作用研究構(gòu)建出的順時(shí)針P-T-t軌跡(Tametal., 2012; Liuetal., 2013)，記錄了膠-遼-吉造山帶的碰撞造山過(guò)程，主要有代表華北克拉通廣泛發(fā)育～2.50Ga的巖漿事件(Liuetal., 2015b; Lietal., 2018b)；在1.95～1.85Ga發(fā)生碰撞引發(fā)的峰期變質(zhì)作用，其后在1.85～1.82Ga發(fā)生了麻粒巖相到角閃巖相的退變質(zhì)作用(Tametal., 2011; Liuetal., 2013, 2014)。膠北地體～1.76Ga的變質(zhì)年齡可能與弧-陸碰撞造山帶的改造有關(guān)(Tangetal., 2007)。膠北地體基性麻粒巖的原巖來(lái)源于虧損的地幔巖，地球化學(xué)研究表明，角閃巖原巖可能是弧巖漿作用(Tangetal., 2007; Santoshetal., 2020)，或弧后擴(kuò)張環(huán)境下巖漿作用的產(chǎn)物(劉平華等, 2012)。鋯石的Lu-Hf同位素研究表明這些鎂鐵-超鎂鐵質(zhì)巖漿來(lái)源于地幔巖，并受到殼源物質(zhì)的污染(Zhaoetal., 2015)。

在膠-遼-吉造山帶，山東半島的煙臺(tái)祥山和平度于埠地區(qū)分布具有代表性的巖漿型磁鐵礦體，與古元古代鎂鐵質(zhì)侵入體有成因上的聯(lián)系(宋明春等, 2015; 王惠初等, 2021)。巖漿型鐵礦礦床在前寒武紀(jì)分布不廣，規(guī)模也較小，目前國(guó)內(nèi)已知的具代表性的該類(lèi)礦床是河北承德中元古代大廟式鐵礦床(沈?qū)氊S等, 2006)。有研究認(rèn)為祥山鐵礦的性質(zhì)堪比河北大廟鐵礦, 屬于陸內(nèi)伸展構(gòu)造環(huán)境產(chǎn)出的層狀侵入體類(lèi)型，賦有鐵礦的鎂鐵-超鎂鐵質(zhì)雜巖體就位于荊山群中(圖1b)，并卷入古元古代晚期膠-遼-吉構(gòu)造帶的碰撞造山過(guò)程，遭受了多期變質(zhì)變形作用(王惠初等, 2021及其文獻(xiàn))。雖然對(duì)祥山鐵礦宿主巖體有些研究，但是礦床的礦石礦物特征以及礦產(chǎn)類(lèi)型還沒(méi)有詳細(xì)研究。本文對(duì)宿主巖石、礦石的礦物組合、地球化學(xué)特征以及年代學(xué)進(jìn)行分析，研究祥山古元古代巖漿型鐵礦床及宿主巖石的產(chǎn)出背景與成因，為探討祥山鐵礦的礦床成因提供基本資料和制約。

1 地質(zhì)背景

華北克拉通被三個(gè)古元古代構(gòu)造帶劃分為三個(gè)構(gòu)造單元，即東部陸塊、西部陸塊和縱貫?zāi)媳钡闹胁吭焐綆В罱K在約1.95～1.85Ga碰撞拼合在一起(Zhaoetal., 2005; Zhaietal., 2005)。這三個(gè)古元古代造山帶即西部陸塊的孔茲巖帶(又稱(chēng)內(nèi)蒙古縫合帶)、東部陸塊的膠-遼-吉帶和分割東、西陸塊的中部造山帶 (Zhaoetal., 2001, 2005; Santoshetal., 2010; Zhao and Zhai, 2013)。

古元古代膠-遼-吉造山帶位于華北克拉通東部陸塊，呈NNE向展布(圖1a)。膠北地體北臨渤海，西接郯廬斷裂，東南面與蘇魯HP-UHP造山帶相鄰；作為是膠-遼-吉帶在山東半島的延伸, 與遼吉地區(qū)一起在早元古代經(jīng)歷了裂開(kāi)和俯沖碰撞的兩個(gè)構(gòu)造過(guò)程(Zhaoetal., 2005; Liuetal., 2014; Zhaietal., 2015; Lietal., 2018b)。膠北地體是前寒武紀(jì)變質(zhì)基底的重要組成部分，主要由新太古代TTG片麻巖、古元古代粉子山群和荊山群、新元古代蓬萊群，以及其他巖石組成。

圖1 研究區(qū)地質(zhì)圖(a)華北克拉通構(gòu)造分區(qū)(據(jù)Zhao et al., 2005)；(b)膠東地區(qū)地質(zhì)構(gòu)造簡(jiǎn)圖(據(jù)Li et al., 2018b)；(c)膠北地體前寒武紀(jì)基底巖石、變鎂鐵-超鎂鐵巖及采樣位置(據(jù)王惠初等, 2021和山東省地質(zhì)調(diào)查院, 2003(1)山東省地質(zhì)調(diào)查院. 2003. 中華人民共和國(guó)煙臺(tái)幅地質(zhì)圖(1:250000)和區(qū)域地質(zhì)調(diào)查報(bào)告. 濟(jì)南: 山東省地質(zhì)印刷廠印刷修改)Fig.1 Geological maps of study area(a) tectonic subdivision of the North China Craton (after Zhao et al., 2005); (b) structural sketch diagram of the Eastern Block of the North China Craton (modified after Li et al., 2018b); (c) sketch diagram of the Precambrian rocks distributed in the Jiaobei terrane and sampling localities (modified after Wang et al., 2021)

太古代TTG片麻巖包括英云閃長(zhǎng)片麻巖、奧長(zhǎng)花崗片麻巖、花崗閃長(zhǎng)片麻巖以及少量花崗質(zhì)片麻巖。古元古代粉子山群主要在膠北地體的西北部出露，包含變質(zhì)表殼巖、大理巖、鈣硅酸巖和少量斜長(zhǎng)角閃巖，經(jīng)歷了高綠片巖相-低角閃巖相變質(zhì)作用；荊山群位于膠北地體的東南部，包含基性高壓麻粒巖和泥質(zhì)高壓麻粒巖，以中壓順時(shí)針P-T-t軌跡為特征，指示了膠-遼-吉帶的碰撞閉合過(guò)程(盧良兆等, 1996; Zhaoetal., 2005; Zhouetal., 2008)。在新太古代花崗質(zhì)或TTG質(zhì)片麻巖中，膠北地體中含有較多的變質(zhì)鎂鐵-超鎂鐵質(zhì)巖石，主要分布在萊西-萊陽(yáng)、棲霞一帶，這些巖石以不規(guī)則透鏡體、巖墻/巖脈群等形式產(chǎn)出，巖性為斜長(zhǎng)角閃巖和基性麻粒巖(圖1b)，其面理與周?chē)鶷TG和花崗質(zhì)片麻巖一致(劉平華等, 2012; 李旭平等, 2013; Lietal., 2018b)。

萊山區(qū)祥山鐵礦是巖漿(分異)型鐵礦，礦區(qū)內(nèi)地層為古元古代荊山群野頭組，巖性主要為黑云母片巖、斜長(zhǎng)透輝巖等，侵入巖為古元古代細(xì)?；◢弾r、輝石巖、輝長(zhǎng)巖和角閃石巖；鐵礦體呈層狀、扁豆?fàn)?、囊狀、透鏡狀產(chǎn)出在變質(zhì)鎂鐵-超鎂鐵質(zhì)巖體中(圖1b)。礦石礦物為磁鐵礦，脈石礦物主要為透輝石、普通輝石、陽(yáng)起石、普通角閃石，其次可見(jiàn)綠簾石、綠泥石等；礦石TFe品位30%～45%。本文研究的礦石和脈石樣品采自金村東南約2km的鐵礦采場(chǎng)，采有變質(zhì)輝長(zhǎng)巖、變質(zhì)輝石巖、輝石角閃巖，以及磁鐵礦礦石等樣品(圖2)。通過(guò)變質(zhì)作用、巖石地球化學(xué)、鋯石以及磷灰石的U-Pb年代學(xué)和微量元素研究，表明巖漿分異與變質(zhì)交代作用對(duì)祥山磁鐵礦床的形成在不同階段有不同程度的貢獻(xiàn)。

2 分析方法

2.1 電子探針

電子探針測(cè)試工作山東省地質(zhì)科學(xué)研究院自然資源部金礦成礦過(guò)程與資源利用重點(diǎn)實(shí)驗(yàn)室完成，儀器型號(hào)為日本電子(JEOL)JXA-8230，波譜分析所用加速15kV，電流1×10-8A，束斑直徑1～10μm。所用標(biāo)準(zhǔn)樣品均為加拿大Astimex標(biāo)樣。

2.2 全巖主、微量元素分析

全巖主、微量元素分析在武漢上譜分析科技有限責(zé)任公司完成。全巖主量元素使用日本理學(xué)(Rigaku)生產(chǎn)的 ZSX Primus Ⅱ型波長(zhǎng)色散X射線熒光光譜儀(XRF)進(jìn)行分析測(cè)試，全巖微量元素利用Agilent 7700e ICP-MS分析完成。標(biāo)準(zhǔn)曲線使用國(guó)家標(biāo)準(zhǔn)物質(zhì)巖石系列GBW07101-14建立，測(cè)試相對(duì)標(biāo)準(zhǔn)偏差(RSD)<2%。

2.3 鋯石U-Pb定年和原位微量元素分析

樣品的鋯石分選在河北廊坊區(qū)域地質(zhì)礦產(chǎn)勘查院礦物分選實(shí)驗(yàn)室完成。鋯石制靶、陰極發(fā)光照相，以及年齡和原位微量元素測(cè)試均在武漢上譜分析技術(shù)有限公司完成。采用激光剝蝕-電感耦合等離子體質(zhì)譜(LA-ICP-MS)對(duì)鋯石U-Pb定年、鋯石微量元素進(jìn)行分析，本次分析的激光束斑和頻率分別為30μm和6Hz。U-Pb同位素定年和微量元素含量處理中采用鋯石標(biāo)準(zhǔn)91500和玻璃標(biāo)準(zhǔn)物質(zhì)NIST610作外標(biāo)分別進(jìn)行同位素和微量元素分餾校正。每個(gè)時(shí)間分辨分析數(shù)據(jù)包括大約20～30s空白信號(hào)和50s樣品信號(hào)。對(duì)分析數(shù)據(jù)的離線處理(包括對(duì)樣品和空白信號(hào)的選擇、儀器靈敏度漂移校正、元素含量及U-Pb同位素比值和年齡計(jì)算)采用軟件ICPMSDataCal(Liuetal., 2008, 2010)完成。鋯石樣品的U-Pb年齡諧和圖繪制和年齡加權(quán)平均計(jì)算采用Isoplot/Ex_ver4.15(Ludwig, 2012)完成。

2.4 磷灰石U-Pb定年、原位微量元素和Rb-Sr同位素分析

磷灰石定年和原位微量元素的測(cè)定在南京島弧科技有限公司微區(qū)分析實(shí)驗(yàn)室使用激光剝蝕-電感耦合等離子體質(zhì)譜儀(LA-ICPMS)完成。采用束斑直徑50μm、剝蝕頻率10Hz、能量密度3.5J/cm2，詳細(xì)的調(diào)諧參數(shù)見(jiàn)Thompsonetal.(2018)。Madagascar磷灰石作為校正標(biāo)樣(Thomsonetal., 2012)，Durango磷灰石作為監(jiān)測(cè)標(biāo)樣(McDowelletal., 2005)，采用207Pb方法進(jìn)行普通Pb校正。以NIST 610作為外標(biāo)，43Ca作為內(nèi)標(biāo)計(jì)算微量元素含量，內(nèi)標(biāo)值設(shè)定化學(xué)計(jì)量式。

磷灰石Rb-Sr同位素測(cè)試在南京島弧科技有限公司微區(qū)分析實(shí)驗(yàn)室使用Neptune Plus MC-ICP-MS結(jié)合J-200 343nm飛秒激光剝蝕系統(tǒng)(Applied Spectra，美國(guó))完成。測(cè)試光斑尺寸為30μm、激光重復(fù)頻率為8Hz、光束能量密度為1.5J/cm2的線狀模式下進(jìn)行燒蝕。詳細(xì)的方法與步驟見(jiàn)Lietal.(2018a)。

2.5 磁鐵礦微量元素分析測(cè)試

磁鐵礦的微量元素在中國(guó)冶金地質(zhì)總局山東局測(cè)試中心完成。使用的LA-ICP-MS激光剝蝕系統(tǒng)為美國(guó)Conherent公司生產(chǎn)的GeoLasPro 193nm ArF準(zhǔn)分子系統(tǒng)，ICP-MS為T(mén)hermo Fisher ICAP Q。測(cè)試束斑直徑為30μm，在頻率6Hz、能量密度約為10～12J/cm2激光剝蝕條件下分析。

圖2 祥山鐵礦區(qū)宿主巖、鐵礦石的手標(biāo)本以及野外采區(qū)(a)鐵礦野外采區(qū)和荊山群圍巖；(b)角閃輝石巖；(c)輝石角閃巖；(d)鐵礦石Fig.2 Field outcrops and hand specimen of country rock and iron mine of the Xiangshan iron mine(a) iron mine and country rock; (b) amphibole pyroxenite; (c) clinopyroxene amphibolite; (d) iron ore

3 宿主巖石和礦石的礦物組合及化學(xué)成分特征

本次研究在礦區(qū)內(nèi)采集磁鐵礦石及宿主巖體，其中宿主巖體的巖石類(lèi)型主要包括變質(zhì)輝長(zhǎng)巖、角閃輝石巖、輝石角閃巖。礦物化學(xué)成分列在電子版附表1和附表2中(見(jiàn)官網(wǎng))，礦物代號(hào)參看Whitney and Evans (2010)，其巖相學(xué)和礦物化學(xué)成分特征分別描述如下。

3.1 變質(zhì)輝長(zhǎng)巖

巖石主要礦物為中-粗粒單斜輝石(60%～70%)、斜長(zhǎng)石(10%～15%)和角閃石(7%～15%)，其中斜長(zhǎng)石和角閃石填充在單斜輝石縫隙之間，顯示堆晶結(jié)構(gòu)；其他礦物有石英、磁鐵礦、赤鐵礦、榍石和磷灰石(圖3a, b)。單斜輝石多為鈣鐵輝石，其化學(xué)成分平均值為Wo=0.46、En=0.25、Fs=0.29，但殘留在磁鐵礦中的早期單斜輝石(Cpx-r)為透輝石(圖3a, b，附表1)；斜長(zhǎng)石在晚期的退變質(zhì)過(guò)程都已退變?yōu)殁c長(zhǎng)石(Ab=91.80～99.93)，角閃石為早期鐵普通角閃石(Amp-Ⅰ)(平均Mg#=0.42；單位分子式的Si=7.24，K+Na=0.1)和晚期鐵陽(yáng)起石(Amp-Ⅱ)(平均Mg#=0.21；單位分子式的Si=7.72，K+Na=0.15)。Amp-Ⅰ與單斜輝石共生，Amp-Ⅱ沿裂隙形成于退變質(zhì)過(guò)程。磁鐵礦呈他形，粒徑約1～2mm，磁鐵礦與早期單斜輝石和角閃石共生，表明其形成于巖漿作用階段；其內(nèi)含早期單斜輝石包裹體，可能是巖漿作用后的產(chǎn)物。此外，石英出現(xiàn)在磁鐵礦邊緣(圖3a)，偶見(jiàn)鐵蛇紋石(Mg#=0.28)出現(xiàn)在單斜輝石顆粒邊界間。

3.2 角閃輝石巖

巖石主要礦物為粗粒的單斜輝石(65%～75%)和角閃石(10%～15%)；次要礦物包括綠簾石(5%～8%)、鉀長(zhǎng)石(2%～4%)和方解石(1%～2%)；副礦物由磁鐵礦、赤鐵礦、磷灰石等組成(圖3c, d)。單斜輝石呈半自形-他形，皆為透輝石(化學(xué)成分平均值為Wo=0.50、En=0.35、Fs=0.16)；角閃石填隙在輝石中，呈堆晶結(jié)構(gòu)，為普通角閃石、淺閃石和鐵淺閃石(Mg#=0.21～0.43；單位分子式的Si=6.78～7.11，K+Na=0.30～1.62)。綠簾石(單位分子式平均值為Fe3+=0.90)出現(xiàn)在單斜輝石的邊界，或在晚期碳酸鹽交代過(guò)程中與方解石共生，與碳酸鹽化同時(shí)還發(fā)生了鉀長(zhǎng)石交代作用(圖3d)。磁鐵礦和赤鐵礦呈細(xì)粒分散在巖石中(<1%)。

圖3 膠北祥山宿主巖和鐵礦石的顯微結(jié)構(gòu)照片(a、b)變質(zhì)輝長(zhǎng)巖：?jiǎn)涡陛x石、角閃石變晶、磁鐵礦內(nèi)含單斜輝石包體；(c、d)變角閃輝石巖：角閃石充填在中-粗粒輝石之間；晚期鈣鐵石榴石、綠簾石、方解石和鉀長(zhǎng)石沿著單斜輝石的解理縫和裂隙中分布；(e-h)變輝石角閃巖：角閃石表面發(fā)生綠泥石化，磁鐵礦在黃鐵礦邊緣生長(zhǎng)，并與晚期黃鐵礦共生，磷灰石呈成分分帶現(xiàn)象；(i-l)磁鐵礦礦石20XS11和(m-p)磁鐵礦礦石20XS13：磁鐵礦可分為兩期，早期大顆粒磁鐵礦被碳酸鹽脈切穿(o)，晚期磁鐵礦與碳酸鹽脈共生(n、o)；磷灰石也分兩期，早期顆粒較大，可作為包體出現(xiàn)在早期磁鐵礦中(k、l)，或與黑云母、角閃石共生(m、n)；晚期磷灰石出現(xiàn)在碳酸鹽脈中，與晚期磁鐵礦共生(n、o).照片(c、e、i、k、m)在單偏光下拍攝；(a、n、o)在正交偏光下拍攝;(f、l)在反射偏光下拍攝，其余皆為背散射圖像Fig.3 Microphotographs of host rocks and iron ore in Xiangshan, Jiaobei terrane(a, b) meta-gabbro: metacrysts of clinopyroxene, amphibole; Magnetite contains clinopyroxene inclusion; (c, d) metamorphic Amp clinopyroxenite: hornblendes are filled in between medium-coarse grained clinopyroxenes；late epidote, calcite and K-feldspar were distributed along cleavages and fissures of clinopyroxene; (e-h) metamorphic Cpx amphibolite: amphibole surface was suffered chloritization, magnetite grows over the amrgin of pyrite and asocciated with late pyrites, and apatite shows compositional zoning; (i-l) magnetite ore of sample 20XS11 and (m-p) magnetite ore of sample 20XS13. Magnetites can be divided into two groups, the early large-grained Mag-A is cut through by carbonate veins, while the late fine grained Mag-B can be seen associated with carbonate veins. Apatite can also be divided into two stages: the early Ap-I may appear as inclusion in early magnetite (k, l) or coexist with biotite and hornblende (m, n). Photos (c, e, i, k, m) under plane-polarized light; (a, n, o) under crossed polars; (f, l) under reflection-polarized light; all the others were BSE images

3.3 輝石角閃巖

巖石主要礦物為單斜輝石(10%～20%)、角閃石(40%～50%)、斜長(zhǎng)石(5%～10%)、綠簾石(10%～15%)、綠泥石(8%～10%)；副礦物包括黃鐵礦、磁鐵礦、磷灰石和榍石等。單斜輝石多為透輝石(化學(xué)成分平均值為Wo=0.49、En=0.41、Fs=0.10)，偶爾見(jiàn)普通輝石(Wo=0.28、En=0.55、Fs=0.17)；角閃石分早、晚兩期：早期角閃石(0.1～0.2mm)為細(xì)粒變晶結(jié)構(gòu)，成分為普通角閃石(平均Mg#=0.68；單位分子式的Si=7.08，K+Na=0.35)、淺閃石(平均Mg#=0.63；單位分子式的Si=6.81，K+Na=0.66)；晚期角閃石(Amp-Ⅱ)是陽(yáng)起石(平均Mg#=0.73；單位分子式的Si=7.70，K+Na=0.20)(附表1)，在綠簾石、鈉長(zhǎng)石或方解石脈中呈細(xì)小纖維狀產(chǎn)出(圖3g, h)。綠簾石(單位分子式的平均Fe3+=0.90)與陽(yáng)起石或方解石等共生(圖3g, h)。綠泥石交代角閃石、單斜輝石，在這些礦物的表面或沿解理縫生長(zhǎng)(圖3e, g)。巖石中的早期磁鐵礦與早期單斜輝石、角閃石和黃鐵礦共生(圖3g)；晚期磁鐵礦沿黃鐵礦邊緣生長(zhǎng)，形成時(shí)間晚于黃鐵礦，或在基質(zhì)中以細(xì)顆粒出現(xiàn)，與晚期角閃石伴生(圖3e, g)。磷灰石為半自形到他形晶，可達(dá)1～2mm，大顆粒的磷灰石內(nèi)含單斜輝石、角閃石，甚至綠簾石、鈉長(zhǎng)石和方解石等晚期礦物，但仍然保留了一定的成分環(huán)帶變化，從核部到邊部SiO2、Ce2O3和F的含量都在減少(圖3g)，化學(xué)成分分析表明磷灰石為氟磷灰石，F(xiàn)和Cl的含量分別為0.76%～3.07%和0.01%～0.04%(附表2)。

3.4 磁鐵礦礦石

在選取研究的3個(gè)樣品中，主要礦物磁鐵礦的含量達(dá)25%～35%，單斜輝石20%～40%，角閃石5%～15%，黑云母5%～10%；次要礦物黃鐵礦5%～8%，綠泥石5%～7%，鈉長(zhǎng)石0～5%，方解石3%～5%，磷灰石2%～3%；副礦物有磁黃鐵礦、赤鐵礦。磁鐵礦可分為兩期，為了與宿主巖中磁鐵礦相區(qū)別，命名早期粗粒磁鐵礦(Mag-A)，可達(dá)到1～3mm，與早期脈石礦物單斜輝石和角閃石伴生(圖3i, j, p)，結(jié)構(gòu)致密或被碳酸鹽脈切割(圖3o)；晚期磁鐵礦(Mag-B)呈多孔狀，分散在礦物顆粒之間，或生長(zhǎng)在早期磁鐵礦周?chē)c碳酸鹽脈或鈉長(zhǎng)石脈同時(shí)形成(圖3i, j, m-o)。脈石礦物單斜輝石為中粒普通輝石和鈣鐵輝石，平均化學(xué)成分分別為Wo=0.50、En=0.36、Fs=0.14和 Wo=0.50、En=0.36、Fs=0.14。角閃石為早期的普通角閃石(平均Mg#=0.63；單位分子式的Si=7.17，K+Na=0.20)、鈉閃石(平均Mg#=0.77；單位分子式的Si=6.09，K+Na=0.77)以及晚期的陽(yáng)起石(平均Mg#=0.42；單位分子式的Si=7.89，K+Na=0.04)。顆粒較大的早期角閃石與單斜輝共生(圖3j)，晚期的陽(yáng)起石與黑云母共生或在鈉長(zhǎng)石脈中出現(xiàn)(圖3k, l, p)。磷灰石也可分為兩期，早期磷灰石(Ap-Ⅰ)與早期磁鐵礦Mag-A共生，以包裹體形式出現(xiàn)在磁鐵礦中的磷灰石(Ap-0)代表了變質(zhì)前的巖漿作用產(chǎn)物(圖3k)，中粒的早期磷灰石Ap-Ⅰ受到角閃巖相以及其后退變質(zhì)作用的影響應(yīng)該已經(jīng)發(fā)生了重結(jié)晶作用(圖3m, n, p)；晚期磷灰石(Ap-Ⅱ)出現(xiàn)在碳酸鹽脈中，與晚期磁鐵礦Mag-B同期形成(圖3m-o)。磷灰石為富氟的磷灰石，F(xiàn)和Cl的含量分別為1.59%～2.63%和 0.01%～0.23%(附表2)。鐵礦石在成礦晚期普遍地發(fā)育碳酸鹽化現(xiàn)象。

4 巖石及礦石地球化學(xué)特征

本文對(duì)在祥山鐵礦采集到的9件宿主巖石和3件礦石樣品進(jìn)行巖石地球化學(xué)分析，包括變質(zhì)輝長(zhǎng)巖2件，角閃輝石巖3件，輝石角閃巖4件，鐵礦石3件，分析結(jié)果列在表1中。

表1 膠北地體祥山宿主巖石和鐵礦石樣品的主量元素(wt%)和微量元素(×10-6)組成Table 1 Major element (wt%) and trace element (×10-6) compositions of host rocks and samples of iron ore from the Xiangshan, Jiaobei terrane

續(xù)表1Continued Table 1

變質(zhì)鎂鐵-超鎂鐵質(zhì)宿主巖石的SiO2=39.84%～51.89%，全堿的含量變化較大NaO+K2O=0.49%～4.10%，但含較低的K2O=0.07%～0.58%。原巖主要為輝長(zhǎng)巖和橄欖輝長(zhǎng)巖，屬亞堿性巖漿系列(圖4a)，其中有2個(gè)樣品落入堿性系列, 實(shí)際上是有幾個(gè)輝石角閃巖，受到了較為嚴(yán)重的綠泥石化和鉀質(zhì)交代作用(圖4b)。全巖的FeO和Fe2O3含量分別為3.85%～9.30%和4.82%～10.98%，MgO=6.50%～11.26%、MgO/(MgO+FeO)=0.25%～0.50%、Al2O3=4.59%～10.27%、CaO=14.83%～25.58%, 表明巖石富鐵、Al2O3偏低；CaO變化較大，這與晚期碳酸鹽交代作用相關(guān)。磁鐵鐵礦石具有較低的SiO2=12.58%～30.12%，F(xiàn)eO和Fe2O3含量分別為13.30%～21.60%和25.74%～46.92%，相較于宿主巖石含有較高的K2O=0.10%～1.36%。

巖石稀土元素的總量較低(∑REE=59.48×10-6～186.8×10-6)。球粒隕石標(biāo)準(zhǔn)化稀土配分圖呈現(xiàn)輕稀土弱富集的較為平坦的曲線形態(tài)((La/Yb)N=0.95～5.57)，表現(xiàn)出中等程度的分餾和銪負(fù)異常(δEu=0.39～0.68)；磁鐵礦石呈現(xiàn)輕稀土強(qiáng)富集的右傾型稀土配分曲線((La/Yb)N=4.71～28.80)和中等到微弱銪負(fù)異常(δEu=0.69～0.92)(圖4c)。宿主巖和鐵礦石的原始地幔標(biāo)準(zhǔn)化曲線表現(xiàn)出大離子親石元素(如Rb、Ba、K、Sr、Pb)含量變化較大。顯著的Sr虧損和Pb的富集表明巖石結(jié)晶形成時(shí)斜長(zhǎng)石成分進(jìn)入到熔體中及其殼源物質(zhì)的存在(圖4d)。高場(chǎng)強(qiáng)元素Th、U、Nb、Ta、Zr和Ti中，只有Nb、Ta和Ti虧損。磷從虧損到高度富集與磁鐵礦化有關(guān)，除了一個(gè)綠泥石化角閃巖樣品 (表1，20XS09)，鐵礦石中磷灰石的普遍含量高于變質(zhì)輝長(zhǎng)巖、角閃輝石巖和輝石角閃巖等宿主巖石(圖4d)。

5 礦物的U-Pb定年、微量元素和同位素特征

5.1 鋯石U-Pb定年和微量元素特征

本研究對(duì)1件輝石角閃巖(20XS09)和2件鐵礦石樣品(20XS11和20XS13)進(jìn)行鋯石U-Pb定年和微量元素測(cè)定，測(cè)試結(jié)果見(jiàn)電子版附表3和附表4。

樣品20XS09為輝石角閃巖，鋯石顆粒呈半自形到自形，長(zhǎng)度范圍為50～100μm，長(zhǎng)寬比為1.5～1(圖5)。CL圖像顯示無(wú)明顯的振蕩分帶，多呈扇形分帶和變質(zhì)增生邊結(jié)構(gòu)。鋯石顆粒44和45號(hào)分析點(diǎn)的CL發(fā)光強(qiáng)度顯著不同，但測(cè)得的年齡值1868±40Ma、1888±13Ma在誤差范圍內(nèi)沒(méi)有差別。分析的45粒鋯石，呈變質(zhì)鋯石特征，Th/U值為0～0.11，207Pb/206Pb諧和交點(diǎn)年齡為1889±19Ma(MSWD=1.7)，加權(quán)平均年齡1859±6.4Ma(MSWD=1.5)(圖6a)。鋯石的球粒隕石歸一化稀土元素配分表現(xiàn)為左傾陡坡((Gd/Yb)N=0～0.03)，δEu表現(xiàn)出弱到中負(fù)異常(0～0.54)，δCe則變化較大，大多為強(qiáng)正異常(0.96～120.7)(圖6b)。

圖4 祥山鐵礦宿主巖及鐵礦石地球化學(xué)特征(a)變質(zhì)鎂鐵-超鎂鐵質(zhì)巖的TAS圖(據(jù)Middlemost, 1994)；變質(zhì)鎂鐵質(zhì)-超鎂鐵質(zhì)巖和鐵礦石樣品的(b)堿性交代圖(b,據(jù)Salin et al., 2021及其文獻(xiàn))、球粒隕石標(biāo)準(zhǔn)化稀土元素配分圖(c)；原始地幔標(biāo)準(zhǔn)化微量元素蜘蛛圖(d)(標(biāo)準(zhǔn)化值據(jù)McDonough and Sun, 1995)Fig.4 Whole-rock geochemical characteristics of host rocks and iorn ore from the Xiangshan mine(a) total alkali vs silica (TAS) diagram for metamafic-ultramafic rocks (after Middlemost, 1994)；(b) alkali alteration diagram (b, after Salin et al., 2021 and reference therein), chondrite-normalized REE patterns (c) and primitive mantle-normalized spider diagrams (d) for metamafic-ultramafic rocks and iron ore samples (normalization values from McDonough and Sun, 1995)

圖5 祥山宿主輝石角閃巖和鐵礦石樣品的鋯石CL圖像圓圈表示LA-ICP-MS測(cè)定鋯石U-Pb年齡的區(qū)域；圈內(nèi)的數(shù)字為附表3、附表4中測(cè)點(diǎn)號(hào)；年齡單位為MaFig.5 Representative CL images of zircons for samples of Chl-Cpx amphibolite and iron ore from the Xiangshan ore mineThe circles mark the areas of the LA-ICP-MS measurements for zircon U-Pb age dating; numbers in circles refer to analyzed data in appendix table 3 and appendix table 4; 年齡單位為Ma

圖6 宿主輝石角閃巖和鐵礦石的鋯石U-Pb諧和年齡以及鋯石的球粒隕石標(biāo)準(zhǔn)化稀土元素配分圖(標(biāo)準(zhǔn)化值據(jù)McDonough and Sun, 1995)Fig.6 U-Pb concordia diagrams of zircon ages and chondrite-normalized REE zircons (normalization values from McDonough and Sun, 1995) from host Cpx amphibolite and iron ore of the Xiangshan, Jiaobei terrane

圖7 祥山宿主輝石角閃巖和鐵礦石樣品的磷灰石CL圖像圓圈表示LA-ICP-MS測(cè)定鋯石U-Pb年齡的區(qū)域；圈內(nèi)的數(shù)字為附表5、附表6中測(cè)點(diǎn)號(hào); 年齡單位為MaFig.7 Representative CL images of apatites for host Chl-Cpx amphibolite and iron ore from the Xiangshan ore mineThe circles mark the areas of the LA-ICP-MS measurements for apatite U-Pb age dating; numbers in circles refer to analyzed data in appendix table 5 and appendix table 6

圖8 膠北祥山輝石角閃巖和鐵礦石樣品中磷灰石的U-Pb年齡和球粒隕石標(biāo)準(zhǔn)化稀土元素配分圖(標(biāo)準(zhǔn)化值據(jù)McDonough and Sun, 1995)Fig.8 U-Pb concordia diagrams of apatite ages and chondrite-normalized REE patterns (normalization values from McDonough and Sun, 1995) from host Cpx amphibolite and iron ore of the Xiangshan, Jiaobei terrane

圖9 膠北祥山宿主巖石和鐵礦中磁鐵礦的陸殼標(biāo)準(zhǔn)化多元素變化圖(據(jù)Broughm et al., 2017；標(biāo)準(zhǔn)化值據(jù)Rudnick and Gao, 2003)Fig.9 Continental crust normalized multi-element variation of magnetites in the meta-mafic rocksand iron ore from the Xiangshan (after Broughm et al., 2017; normalization values from Rudnick and Gao, 2003)

圖10 祥山鐵礦宿主巖石以及磁鐵礦礦石的地球化學(xué)判別圖(a) Th/Hf-Ta/Hf圖解(據(jù)Schandl and Gorton, 2002)；(b)Nb/La-La/Yb圖(據(jù)Alavijeh et al., 2019)；(c)TiO2×10-Al2O3-K2O×10判別圖(據(jù)Santosh et al., 2020)；(d)AFM圖區(qū)分堆晶和非堆晶成因鎂鐵-超鎂鐵質(zhì)巖(據(jù)Beard, 1986)；(e-g)P2O5與SiO2、K2O和Fe2O3相關(guān)圖Fig.10 Geochemical discrimination diagrams of host rocks of the Xiangshan iron ore(a) Th/Hf vs. Ta/Hf diagram discriminating active continental margin and within plate tectonic fields (after Schandl and Gorton, 2002); (b) Nb/La vs. La/Yb variation diagram for the Xiangshan metamafic rocks (after Alavijeh et al., 2019); (c) TiO2×10-Al2O3-K2O×10 diagram discriminating geological setting (after Santosh et al., 2020); (d) AFM diagram discriminating cumulate and non-cumulate mafic-ultramafic rocks (Beard, 1986); (e-g) diagrams showing relations of P2O5 vs. SiO2, K2O and Fe2O3

圖11 祥山輝石角閃巖和鐵礦石中磷灰石的SiO2-MnO圖(a，據(jù)Zafar et al., 2019)和Sr/Y-∑LREE圖(b，據(jù)O’Sullivan et al., 2020)ALK-富堿巖漿巖；IM-I型花崗質(zhì)巖石和基性巖漿巖；LM-低中級(jí)變質(zhì)巖或交代變質(zhì)巖；HM-高級(jí)變質(zhì)巖；S-S型花崗質(zhì)巖石；UM-超鐵鎂-超基性巖(包括碳酸巖)Fig.11 Discrimination diagrams of SiO2 vs. MnO (a, after Zafar et al., 2019) and Sr/Y vs. ∑LREE of apatite from clinopyroxene amphibolite and iron ore in the Xiangshan iron mineALK-alkali-rich igneous rocks; IM-I-type granitoids and mafic igneous and rocks; LM-low- and medium-grade metamorphic and metasomatic; HM-partial melts/leucosomes/high-grade metamorphic; S-S-type granitoids; UM-ultramafc rocks including carbonatites, lherzolites and pyroxenites

圖12 祥山變質(zhì)基性宿主巖與鐵礦中磁鐵礦的成因圖解(a)V/Ti-Fe圖(據(jù)Wen et al., 2017)；(b)Ti-Ni/Cr關(guān)系圖(據(jù) Dare et al., 2014)；(c)Al+Mn-Ti+V 與形成溫度關(guān)系(據(jù) Nadoll et al., 2014修改)；(d)V-Ti圖(據(jù) Knipping et al., 2015，Maghfouri et al., 2021)；(e)Ge/Si-Ge判別圖(據(jù)Meng et al., 2017)；(f)V/Ti -Ni/Ti判別圖(據(jù)Broughm et al., 2017)Fig.12 Diagrams to discriminate characteristic of magnetite in the Xiangshan metamafic rock and iron ore(a) V/Ti vs. Fe (after Wen et al., 2017); (b) Ti vs. Ni/Cr (after Dare et al., 2014); (c) Al+Mn vs. Ti+V (after Dare et al., 2014); (d) V vs. Ti (after Knipping et al., 2015; Maghfouri et al., 2021); (e) Ge/Si vs. Ge (after Meng et al., 2017); (f) V/Ti vs. Ni/Ti (after Broughm et al., 2017)

樣品20XS11和20XS13皆為鐵礦石，鋯石顆粒呈他形渾圓狀，長(zhǎng)度范圍為50～120μm，長(zhǎng)寬比1～2(圖5)。CL圖像多顯示無(wú)分帶結(jié)構(gòu)，僅少數(shù)呈變質(zhì)增生邊結(jié)構(gòu)，兩個(gè)樣品的CL發(fā)光強(qiáng)度都很弱。分析兩個(gè)樣品的鋯石顆粒分別為41粒和40粒，Th/U值為分別為0～0.28和0.04～0.56；諧和曲線上207Pb/206Pb的交點(diǎn)年齡分別為1832±7.7Ma(MSWD=1.9)和1841±7.2Ma(MSWD=1.8)；加權(quán)平均年齡分別為1823±6.7Ma(MSWD=3.0)和1829±5.4Ma(MSWD=3.8)(圖6c, e)。20XS11和20XS13樣品鋯石的球粒隕石標(biāo)準(zhǔn)化稀土元素配分圖都表現(xiàn)為左傾陡坡，分別有(Gd/Yb)N=0.02～0.11和(Gd/Yb)N=0.01～0.05，δEu也表現(xiàn)為弱到中負(fù)異常分別是 0.53～0.84和0.22～0.85，δCe幾乎皆為強(qiáng)正異常，分別是3.04～39.61和22.96～322.5，不是典型的變質(zhì)成因REE配分曲線(圖6d, f)。在含有石榴石的高級(jí)變質(zhì)巖中，由于石榴石礦物富集重稀土元素(HREE)致使同期變質(zhì)鋯石的重稀土元素大大降低，從而展現(xiàn)重稀土平坦的REE配分曲線(Rubatto, 2017)。本研究的宿主巖和鐵礦石都沒(méi)有石榴石出現(xiàn)，因而HREE沒(méi)有得到分餾，從而保留了稀土配分曲線左傾的特征。

5.2 磷灰石U-Pb定年、微量元素和Rb-Sr同位素特征

研究選取與鋯石研究相同的3件樣品即輝石角閃巖(20XS09)和鐵礦石樣品(20XS11、20XS13)進(jìn)行磷灰石U-Pb定年、微量元素和Rb-Sr同位素分析測(cè)試，測(cè)試結(jié)果分別見(jiàn)電子版附表5、附表6、附表7中。

如前所述，變質(zhì)鎂鐵-超鎂鐵質(zhì)巖和磁鐵礦礦石的磷灰石是氟磷灰石，顆粒大小0.1～0.25mm，大者可達(dá)1～2mm(圖3i)。CL圖像顯示取自宿主輝石角閃巖中的磷灰石多在0.25mm左右，多為他形晶，結(jié)構(gòu)疏松，有明顯的后期流體交代現(xiàn)象(圖7)；鐵礦石(20XS11)中的磷灰石，粒徑較大，在0.25mm左右，半自形晶到他形晶，結(jié)構(gòu)大多致密，表面干凈，由于該礦石結(jié)構(gòu)致密, 鮮見(jiàn)晚期碳酸鹽脈交代(圖3i-l，圖7)。定年所選磷灰石皆為早期大顆粒磷灰石(Ap-Ⅰ)；而鐵礦石(20XS13)普遍受到晚期碳酸鹽化的交代作用，早期磷灰石受到晚期碳酸鹽脈和鈉長(zhǎng)石的交代而碎裂(圖3m-p)，因而該樣品發(fā)育碳酸鹽脈中晚期磷灰石(Ap-Ⅱ)。CL圖像顯示此類(lèi)磷灰石顆粒細(xì)小(<0.1mm，圖7；20XS13)。此外，宿主巖磷灰石的Th=394×10-6～696×10-6，U=68×10-6～149×10-6，而鐵礦石20XS11(Ap-Ⅰ)和20XS13(Ap-Ⅱ)的Th 分別為～312×10-6～658×10-6和0～150×10-6，U分別為83×10-6～188×10-6和1.80×10-6～47.00×10-6，三者中磷灰石的Th/U分別為4.63～6.70、3.03～4.32和0～3.62(除了2個(gè)值，多在0～0.42)。宿主巖21粒磷灰石U-Pb定年的加權(quán)平均年齡為131±17Ma(MSWD=1.8)，鐵礦石14粒早期磷灰石(20XS11，Ap-Ⅰ)的加權(quán)平均年齡為368±36Ma(MSWD=1.8)，11粒晚期磷灰石(20XS13，Ap-Ⅱ)的加權(quán)平均年齡為285±22Ma(MSWD=1.1)(圖8a, c, e)。值得注意的是，晚期磷灰石(Ap-Ⅱ)，單顆粒分析的年齡誤差可以很大(如圖7，20XS13中的點(diǎn)7和點(diǎn)9)，表明晚期熱液交代作用不均一和不完全，有些年齡保留了有早期磷灰石(Ap-Ⅰ)的向晚期磷灰石過(guò)渡的年齡。前人對(duì)這種熱液交代作用不完全而形成的年齡變化大、誤差大的研究實(shí)例很多(Lietal., 2010)。

膠北祥山輝石角閃巖和鐵礦石樣品中磷灰石的球粒隕石標(biāo)準(zhǔn)化稀土元素配分模式表明，輝石角閃巖的磷灰石和鐵礦石中早期磷灰石(Ap-Ⅰ，20XS11)具有相同的特征，而鐵礦石中晚期磷灰石(Ap-Ⅱ，20XS13)則表現(xiàn)出完全不同的特征(圖8b)。輝石角閃巖與磁鐵礦礦石中的早期磷灰石(Ap-Ⅰ)和晚期磷灰石(Ap-Ⅱ)的Sr含量分別為269×10-6～555×10-6、315×10-6～605×10-6和514×10-6～607×10-6，Y的含量分別為318×10-6～461×10-6、212×10-6～438×10-6和181×10-6～337×10-6。輝石角閃巖和磁鐵礦礦石中早期磷灰石(Ap-Ⅰ)的球粒隕石標(biāo)準(zhǔn)化稀土元素配分模式主要表現(xiàn)為稀土分餾強(qiáng)烈，(Ce/Yb)N值分別為22.26～31.45和40.87～75.97，具有右傾型輕稀土高度富集配分模式(圖8b，d)，此外，分別有Eu負(fù)異常δEu=0.55～0.61和0.50～0.56，弱到中的Ce正異常δCe=1.15～1.40和1.00～1.16；然而，鐵礦石中晚期磷灰石(AP-Ⅱ)的(Ce/Yb)N值為0.63～19.68，除了2條線，均具有中稀土略微凸起的基本平坦型配分模式(圖8f)，其Eu呈負(fù)異常δEu=0.73～0.86，δCe=0.96～1.09。

對(duì)輝石角閃巖(20XS09)和鐵礦石(20XS13)中的磷灰石進(jìn)行原位Rb-Sr同位素分析，其87Sr/86Sr值分別為0.70627～0.70742和0.70886～0.71603(附表7)

5.3 磁鐵礦微量元素特征

祥山宿主巖石和鐵礦石樣品磁鐵礦的主量和微量元素化學(xué)分析結(jié)果見(jiàn)電子版附表8。兩件宿主巖石的樣品角閃輝石巖(20XS04)和輝石角閃巖(20XS09)，前者的燒失量(LOI=0.68)遠(yuǎn)低于后者(LOI=12.67)，表明樣品20XS04受到晚期交代作用影響較小。角閃輝石巖中的磁鐵礦根據(jù)成分的不同，可劃分為兩期(Mag-Ⅰ和Mag-Ⅱ)(圖9a)。而輝石角閃巖角閃石含量高，且角閃石多見(jiàn)有綠泥石化現(xiàn)象，晚期交代作用明顯，該樣品多保留了晚期磁鐵礦(Mag-Ⅱ)的成分(圖9b)。磁鐵礦的陸殼標(biāo)準(zhǔn)化微量元素模式可以看出，宿主巖的早期磁鐵礦(Mag-Ⅰ)不活動(dòng)元素 (如Ti、Zr、Nb、Ta和Hf) 相對(duì)虧損，不相容元素(Si、Ca和P)不富集，它們通常在巖漿磁鐵礦中豐度極低。且相比于晚期磁鐵礦Mag-Ⅱ)，早期磁鐵礦(Mag-Ⅰ)的Y、Mg、Pb和Mo含量較高，但相容元素Ga的含量較低。磁鐵礦礦石中兩期磁鐵礦(Mag-A和Mag-B)的陸殼標(biāo)準(zhǔn)化微量元素模式表現(xiàn)出相似的特征(圖9c, d)，其不活動(dòng)元素 (如Ti、Zr、Nb和Hf)的含量仍顯虧損，但較之于宿主巖Ta相對(duì)富集；不相容元素(Si、Ca、Y和Cu)不富集；磁鐵礦相容元素(Ti、V、Ga)含量高，P的含量在兩期磁鐵礦中都富集。不同之處在早期磁鐵礦(Mag-A)Zn、Co和Ni的含量較晚期磁鐵礦(Mag-B)高(圖9c, d)。

6 討論

6.1 變質(zhì)鎂鐵-超鎂鐵質(zhì)巖的形成環(huán)境

祥山變質(zhì)鎂鐵-超鎂鐵巖主量元素特征表明原巖是亞堿性系列的橄欖輝長(zhǎng)巖和輝長(zhǎng)巖。稀土元素配分圖輕微右傾并具有明顯的Eu負(fù)異常，有較明顯的巖漿分異現(xiàn)象；高場(chǎng)強(qiáng)元素Nb、Ta和Ti虧損，或許與弧巖漿關(guān)聯(lián)；P從虧損到富集，在鐵礦石中尤其富集(圖4c, d)。在Th/Hf-Ta/Hf圖中，巖石落入板內(nèi)構(gòu)造環(huán)境，磁鐵礦石顯然在后期成礦富集過(guò)程中偏離了巖漿應(yīng)有的性質(zhì)，因而失去了指示地質(zhì)背景的意義(圖10a)；Nb/La-La/Yb圖表明變質(zhì)鎂鐵質(zhì)巖原巖可能產(chǎn)生于下地殼的巖石圈地幔，并與軟流圈地幔巖漿發(fā)生了混合作用(圖10b)；從主元素TiO2×10-Al2O3-K2O×10和AFM三角圖中可見(jiàn)，賦礦巖體與島弧環(huán)境及造山帶玄武巖成因相關(guān)(圖10c)，并且屬于與島弧相關(guān)的堆晶巖(圖10d)。

6.2 磷灰石的年代學(xué)與礦物學(xué)指示意義

前面的研究表明宿主巖石和鐵礦石中的磷灰石皆為氟磷灰石(Ca10(PO4)6(F, OH, Cl)2)，其礦物結(jié)構(gòu)中的元素易于受到稀土元素(REE)、Si、Sr、Ba等替代而發(fā)生成分變化，從而反映地質(zhì)環(huán)境的變化。本研究中磷灰石的SiO2含量從宿主輝石角閃巖到磁鐵礦礦石中呈明顯的降低趨勢(shì)。SiO2-MnO圖解可用來(lái)判別磷灰石成因類(lèi)型，磁鐵礦礦石中的磷灰石由早期(Ap-Ⅰ)的巖漿成因逐漸轉(zhuǎn)變?yōu)橥砥?Ap-Ⅱ)熱液成因(圖11a)。此外如前所示，大顆粒磷灰石從核部到邊部SiO2和Ce2O3的減少(圖3g)，也顯示了磷灰石從核部到邊部由巖漿成因向熱液成因的過(guò)渡。

微量元素總量可以更明確地區(qū)分宿主輝石角閃巖和鐵礦石中兩期磷灰石的成因類(lèi)型。宿主巖輝石角閃巖和鐵礦石的早期磁鐵礦(Ap-Ⅰ)的輕稀土(La+Ce+Pr+Nd)總量較高，落入巖漿成因區(qū)域；而晚期的磷灰石(Ap-Ⅱ)的輕稀土總量則較低，落入低級(jí)變質(zhì)巖和或交代變質(zhì)巖區(qū)域(圖11b)。這與球粒隕石標(biāo)準(zhǔn)化的REE模式的特征指示的成因特征是一致的(圖8b)。宿主輝石角閃巖的磷灰石和鐵礦石中早期的磷灰石(Ap-Ⅰ)具有輕稀土(LREE)富集、Eu呈負(fù)異常的特征，是典型巖漿成因磷灰石的成分特征(Belousovaetal., 2002; Odlum and Stockli, 2020)。鐵礦石晚期磷灰石(Ap-Ⅱ)則多表現(xiàn)為輕稀土元素的虧損、中稀土(MREE)富集和Eu呈輕度虧損，是典型的變質(zhì)成因(Nutman, 2007; Anderssonetal., 2019; O’Sullivanetal., 2020)。這可能是因?yàn)橥砥诹谆沂?Ap-Ⅱ)在結(jié)晶過(guò)程中丟失了輕稀土元素而致(Hammerlietal., 2014)。Prowatke and Klemme (2006)認(rèn)為獨(dú)居石和磷釔礦富集LREE和少量HREE(+Y)，這兩種礦物的浸出有利于磷灰石晶體結(jié)構(gòu)富集中稀土元素(MREE)。磷灰石原位Sr同位素分析顯示，宿主巖石中磷灰石的87Sr/86Sr比值較低，為0.70627～0.70742，而鐵礦石(20XS13)磷灰石的87Sr/86Sr比值高，為0.70886～0.71603。宿主巖石磷灰石與早期的變質(zhì)礦物組合單斜輝石、角閃石和黃鐵礦伴生(圖3g)，雖然經(jīng)歷了角閃巖相或其后的變質(zhì)作用的疊加，但仍基本保留了巖漿磷灰石的Sr同位素特征。而鐵礦石的磷灰石出現(xiàn)在碳酸鹽脈中，顯然受到了殼源物質(zhì)的污染。此外，宿主巖石和鐵礦石中P2O5與K2O和Fe2O3成正比(圖10f-g)，由此可見(jiàn)，成礦流體可能來(lái)源于巖漿熱液與晚期富鉀、富鐵和富CO2流體的疊加作用。

祥山鐵礦區(qū)位于五蓮-煙臺(tái)斷裂和牟平-榮成斷裂之間的牟乳金成礦區(qū)，處于膠北地體和蘇魯造山帶交界處(圖1；于學(xué)峰等, 2016; 宋明春等, 2019; Songetal., 2021; Zhangetal., 2020)。本研究中宿主輝石角閃巖的磷灰石記錄了年齡約131±17Ma，其年齡較之鐵礦石中兩期磷灰石的年齡都小，但仍然保持著巖漿成因的Sr同位素特征(0.70627～0.70742)。很顯然這個(gè)年齡不是輝石角閃巖原巖形成的年齡，而是代表了～131Ma的一次熱事件，與膠東地區(qū)金礦大省早白堊世金礦主成礦期相吻合。眾所周知，與郭家?guī)X片麻狀花崗閃長(zhǎng)巖-花崗巖組合有關(guān)的主期金礦成礦作用，如典型的三山島金礦、焦家金礦和玲瓏金礦等，成礦年齡在約108～133Ma之間(陳衍景等, 2004; 李洪奎等, 2017; 于學(xué)峰等, 2019; Zhangetal., 2020)。

鐵礦石中早期磷灰石(Ap-Ⅰ)的U-Pb年齡為368±36Ma，盡管保留了巖漿磷灰石的微量元素特征(圖6、圖11b)，但仍記錄了礦石原巖經(jīng)歷了俯沖碰撞造山、早古生代晚泥盆世的變質(zhì)改造事件。這個(gè)年齡在秦嶺造山帶的北祁連地塊有記錄，代表古生代造山帶微陸碰撞期麻粒巖相變質(zhì)作用之后，在415～390Ma發(fā)生的角閃巖相退變質(zhì)作用(Ratschbacheretal., 2006; Wu and Zheng, 2013; Dongetal., 2011)。但在膠東半島鮮有報(bào)道，也許是因?yàn)榱谆沂腖A-ICPMS原位U-Pb定年是近幾年來(lái)發(fā)展起來(lái)的新技術(shù)，所獲得的低溫?zé)嵋盒纬傻哪挲g有限，今后或許會(huì)得到更多的年齡支持。

晚期磷灰石(Ap-Ⅱ)的U-Pb年齡為晚古生代285Ma±22Ma，這個(gè)年齡在膠東也未見(jiàn)報(bào)道。這一樣品的鋯石U-Pb定年為1832±7.7Ma，代表膠北地體基性麻粒巖-角閃巖峰期變質(zhì)后折返的年代。隨著地塊抬升到近地表，在長(zhǎng)期的地質(zhì)演化過(guò)程中，接受地表水進(jìn)入而形成熱液，這個(gè)過(guò)程在不需要很高的巖漿熱流的情況下也可以發(fā)生低級(jí)變質(zhì)作用，從而產(chǎn)生了出現(xiàn)在碳酸鹽脈中晚期磷灰石(Ap-Ⅱ)和磁鐵礦(Mag-B)(圖3m-o)。

De Boorder (2015)在總結(jié)晚古生代和晚中生代大火成巖省、造山與成礦背景下的膠東金礦時(shí)，展示了歐亞大陸307～270Ma的中亞-塔里木大火成巖省巖漿事件、300～285Ma早二疊世金成礦事件和252～242Ma晚二疊-早三疊世的大火成巖巖漿事件。然而上述早古生代到早中生代的巖漿事件和金成礦事件，到了膠東都已消失(De Boorder, 2015)。在過(guò)去的30年以來(lái)，中外科學(xué)家提出了華北克拉通東部“巖石圈減薄”或“去根”的概念(鄧晉福等, 1994; Fanetal., 2000; Zhuetal., 2011)。由于西太平洋板塊的俯沖，大量的流體進(jìn)入陸下地幔，原本穩(wěn)定的地殼在160～140Ma發(fā)生了大規(guī)模韌性變形和巖漿-成礦活動(dòng)，并在早白堊世(～125Ma)達(dá)到峰期(Lietal., 2017; Yangetal., 2021)。從而造成華北克拉通東部發(fā)生了100多千米的巖石圈地幔丟失，使得華北克拉通整體失穩(wěn)而遭受破壞或被去克拉通化(吳福元等, 2008; Zhuetal., 2011)。這種大規(guī)模中生代巖漿-成礦活動(dòng)或許是華北東部消涂或弱化古生代年代記錄的原因。

6.3 磁鐵礦的化學(xué)成份與礦物學(xué)指示意義

不同地質(zhì)環(huán)境下形成的磁鐵礦通常具有不同的微量元素組成(Dupuis and Beaudoin, 2011; Nadolletal., 2014)。宿主巖輝石角閃巖晚期磁鐵礦(Mag-Ⅱ)與鐵礦石中的兩期磁鐵礦(Mag-A和Mag-B)顯示相似的微量元素配分模式，具有不相容元素(Si、Ca、Y和Cu)不富集、磁鐵礦相容元素(Ti、V、Ga)含量高以及兩期磁鐵礦中均富集P，但鐵礦石的早期磁鐵礦(Mag-A)Zn、Co和Ni的含量高于晚期磁鐵礦(Mag-B)的特征(圖9c, d)，可能指示了一個(gè)共同的來(lái)源和成因，而鐵礦石早期和晚期的磁鐵礦可能代表了同源卻不同演化階段的產(chǎn)物。

由于Ti在熱液條件下的地球化學(xué)性質(zhì)通常是不活動(dòng)的，而V即使在低溫?zé)嵋毫黧w中也是可活動(dòng)的, 因此，Wenetal.(2017)構(gòu)建了用來(lái)區(qū)分巖漿磁鐵礦和熱液磁鐵礦的Fe-V/Ti判別圖。巖漿成因磁鐵礦鐵含量低(<66%)、V/Ti<1，并且這一比值從基性到中、酸性巖逐漸降低，說(shuō)明在巖漿分異過(guò)程中，V是一種相容元素，而Ti則不相容。上地殼環(huán)境下火成巖經(jīng)常受到熱液蝕變的影響，流體誘導(dǎo)溶解-再沉淀是導(dǎo)致火成巖磁鐵礦再平衡的主要機(jī)制，在再平衡過(guò)程中，火成巖磁鐵礦晶格中鈦鐵礦片層出溶，隨流體流失的Ti也可與流體或周?chē)V物反應(yīng)在磁鐵礦裂隙中形成榍石 (Plümper and Putnis, 2009; Wenetal., 2017及其文獻(xiàn))，因而磁鐵礦晶體中鈦含量降低，V/Ti升高。因此，F(xiàn)e-V/Ti圖可以有效區(qū)分磁鐵礦的巖漿成因和熱液成因，以及兩者之間的再平衡趨勢(shì)。在Fe-V/Ti圖上，祥山宿主巖角閃輝石巖和輝石角閃巖中的磁鐵礦都表現(xiàn)為巖漿磁鐵礦被熱液磁鐵礦疊加的再平衡特征，而鐵礦石中早期磁鐵礦(Mag-A)繼再平衡磁鐵礦后，隨著晶格中V也開(kāi)始流失而進(jìn)入熱液磁鐵礦區(qū)域；流體的進(jìn)一步作用，導(dǎo)致鐵礦石晚期磁鐵礦(Mag-B)V/Ti進(jìn)一步降低(圖12a)。

此外，巖漿磁鐵礦和熱液磁鐵礦的一個(gè)重要區(qū)別是Ni和Cr的行為。Ni在流體中的溶解度比Cr高，因此磁鐵巖漿成因的磁鐵礦Ni/Cr≤1，而熱液環(huán)境中磁鐵礦通常有Ni/Cr≥1。所以Ni/Cr比值可有效區(qū)分熱液環(huán)境和巖漿環(huán)境中的磁鐵礦(Dareetal., 2014; Wenetal., 2017)。Ti-Ni/Cr圖顯示，祥山宿主輝石角閃巖中的兩期磁鐵礦(Mag-Ⅰ、Ⅱ)與鐵礦石中早期磁鐵礦(Mag-A)皆顯示巖漿成因，而鐵礦石中晚期磁鐵礦(Mag-B)清楚表明是熱液成因(圖12b)。以往的研究表明，磁鐵礦的結(jié)構(gòu)和組成對(duì)礦物形成時(shí)的物理化學(xué)條件非常敏感(Dupuis and Beaudoin, 2011; Dareetal., 2014; Nadolletal., 2014)。Nadolletal.(2014)根據(jù)前人研究的大量數(shù)據(jù)，總結(jié)了磁鐵礦晶體中Ti+V和Al+Mn的變化與溫度變化呈正相關(guān)，構(gòu)建了Ti+V、Al+Mn與溫度范圍之間的定性評(píng)價(jià)圖鑒?？梢钥吹綗o(wú)論是宿主巖石還是鐵礦石的各類(lèi)磁鐵礦都記錄了200～300℃的形成溫度，宿主巖石似乎受流體作用的溫度還要低些(圖12c)。

6.4 祥山鐵礦的成因歸屬探討

6.4.1 巖漿作用相關(guān)的鐵礦成因

與巖漿巖相關(guān)的鐵礦成因模型可從單純的巖漿成因到不同程度的熱液流體參與演化，主要有如下幾種：

(1)巖漿不混溶(熔離)作用成礦：富鐵熔體由原始成分均勻的硅酸鹽巖漿的結(jié)晶分異作用形成，這些熔體與母體硅酸鹽熔體不混溶，聚集在巖漿房較低的部分，大量的鐵鈦氧化物形成了以釩鈦磁鐵礦床(Fe-Ti-(V)為主的氧化物礦床(Broughmetal., 2017; Mengetal., 2017; Houetal., 2017, 2018; Wangetal., 2019)。這一結(jié)果已得到合成實(shí)驗(yàn)證據(jù)的支持(Houetal., 2017)。大規(guī)模的該類(lèi)型礦床往往與大火成巖省的幔源火山作用有關(guān)(Mengetal., 2017; Huetal., 2017; Wangetal., 2019)，如四川攀枝花釩鈦磁鐵礦(Liuetal., 2015a)、承德大廟鐵礦(Chenetal., 2013; Heetal., 2016)和加拿大魁北克Grenville省的Morin和Mirepoix鈦鐵礦-磁鐵礦礦床等(Diotetal., 2003; Morissetetal., 2013; Charlieretal., 2015)，但也不排除高溫巖漿礦床形成后受到后期中低熱液的交代疊加(Charlieretal., 2015; Wangetal., 2019)。

(2)宿主巖石受到富鐵熱液置換成礦或熱液成床：這種模式認(rèn)為富鐵熱液是一種巖漿后期的流體，它從周?chē)鷰r體中萃取鐵，并交代火山巖。如南澳大利亞Olympic Dam的Cu-U-Au-Ag礦床局部被Fe交代形成Cu-U-Au-Fe礦床和瑞典北部Kiruna地區(qū)Tjarrojakka P-Fe和Cu-Au礦床(Hitzmanetal., 1992; Edfeltetal., 2005; Knippingetal., 2015)。又如，智利的El Laco磁鐵礦礦床，由98%以上的磁鐵礦組成。原以為是一種罕見(jiàn)的噴出氧化鐵熔體的巖漿成因例子，但近年來(lái)詳細(xì)的磁鐵礦微量元素研究表明其含量不同于巖漿磁鐵礦以及El Laco地區(qū)未蝕變安山巖宿主巖的原生磁鐵礦，而是富鐵熱液交代了宿主安山巖形成鐵礦床(Dareetal., 2015)，或是富揮發(fā)分熔體交代了宿主安山巖形成鐵礦床(Broughmetal., 2017)，是典型的熱液成因礦床。

(3)巖漿-熱液混合成礦，即高度分異的巖漿結(jié)晶后不久，在冷卻過(guò)程中與巖漿產(chǎn)生的流體或外部流體反應(yīng)形成的鐵礦床(Rojasetal., 2018; Ghazietal., 2019)。Rojasetal.(2018)對(duì)智利北部最大的氧化鐵-磷灰石(IOA)礦床之一El Romeral鐵礦進(jìn)行精細(xì)的磁鐵礦礦物化學(xué)分析, 得出早期Ⅰ型磁鐵礦含有高含量的V和Ti以及高溫硅酸鹽礦物包裹體(800～1020℃)，為巖漿成因；而晚期Ⅱ型磁鐵礦具有高V和低Ti的特征，闡明了該成礦事件由巖漿條件向熱液條件轉(zhuǎn)變；此外，在礦床淺部，Co/Ni比值較低(<0.5)的黃鐵礦和Cl含量相對(duì)于F較高的羥基磷灰石的存在，記錄了低溫?zé)嵋簵l件(<600℃)的特征，表明該階段巖漿的貢獻(xiàn)較小。綜上因素建立了El Romeral的巖漿-熱液形成模式。Knippingetal.(2015)在研究Kiruna型鐵礦床時(shí)也觀察到早期磁鐵礦斑晶從結(jié)晶安山巖熔體中分離出來(lái)，隨后被熱液磁鐵礦疊加。

然而，許多礦床都具有多成因性，或在不同的位置表現(xiàn)出不同的成因類(lèi)型。磁鐵礦-磷灰石(Iron oxide-apatite, IOA)礦床或稱(chēng)Kiruna型鐵礦床是重要的鐵礦類(lèi)型，廣泛存在于世界各地。這類(lèi)礦床的成因一直存在爭(zhēng)議，從單純的巖漿成因到涉及不同程度的熱液流體參與成因模式(Rojasetal., 2018)。近年來(lái)在對(duì)智利北部白堊紀(jì)海岸Cordillera地區(qū)Carmen、Fresia、Mariela和El Romeral地區(qū)IOA礦床的磁鐵礦的顯微結(jié)構(gòu)分析與磁鐵礦化學(xué)成分的結(jié)合研究表明，磁鐵礦在IOA礦床的形成和演化過(guò)程中呈現(xiàn)結(jié)構(gòu)變化、易受多種成分再平衡事件的影響，從而認(rèn)為IOA礦床的形成是巖漿作用與熱液作用共同作用的結(jié)果(Rojasetal., 2018; Palmaetal., 2020)。在Andean山脈IOA礦床中不同亞類(lèi)礦床本質(zhì)上是由深度控制的。形成礦床的條件從深部的高溫(>600℃)和還原(低fO2)的巖漿環(huán)境, 經(jīng)中部低溫巖漿熱液和中等f(wàn)O2到淺部的低溫(200～300℃)和高fO2的熱液環(huán)境(Palmaetal., 2020)。

6.4.2 祥山鐵礦的成因探討

隨著原位LA-ICP-MS分析技術(shù)的發(fā)展，原位主微量元素的精確測(cè)定得以實(shí)現(xiàn)。磁鐵礦化學(xué)成分已被認(rèn)為在指示宿主巖石和鐵礦石成因、識(shí)別成礦地質(zhì)環(huán)境和鐵質(zhì)的來(lái)源方面具有重要的意義。由于Ti和V在巖漿磁鐵礦中平均含量較高，熱液磁鐵礦含量相對(duì)低，采用Ti-V圖可以區(qū)分磁鐵礦是巖漿還是熱液成因(Nadolletal., 2014)。巖漿磁鐵礦中富含磷灰石和低鈦磁鐵礦礦床，稱(chēng)之為Kiruna型鐵礦床(Knippingetal., 2015; Ghazietal., 2019)。祥山鐵礦宿主巖的磁鐵礦在Ti-V圖中基本落在巖漿磁鐵礦和熱液磁鐵礦的邊界，但多落在在該圖圈定的成分范圍之外低Ti的一測(cè)(圖12d)；鐵礦石早期磁鐵礦(Mag-A)也顯示屬于巖漿成因磁鐵礦，與Ni/Cr鑒別的結(jié)果是一致的(圖12b)；但鐵礦石晚期磁鐵礦(Mag-B)與宿主巖的磁鐵礦一樣落在Ti-V圖圈定的成分范圍之外低Ti的一測(cè)。這種現(xiàn)象與Broughmetal.(2017)闡述的現(xiàn)象一樣，由于非常低的Ti含量沒(méi)有投入到Kiruna型鐵礦床范圍內(nèi)，是受到熱液影響的結(jié)果。因此Loberg and Horndahl (1983)認(rèn)為早期的Ti-V圖解中V的值應(yīng)該具有更寬范圍，從而有效地顯示本研究和一些其他研究中磁鐵礦-磷灰石礦石中的Kiruna型磁鐵礦范圍(Loberg and Horndahl, 1983; Broughmetal., 2017)。Mengetal.(2017)總結(jié)了巖漿礦床、鐵建造、矽卡巖礦床、氧化鐵銅金礦床和巖漿巖熱液礦床中磁鐵礦的Ge的地球化學(xué)特征，發(fā)現(xiàn)磁鐵礦的原位分析Ge/Si比值可作為地球化學(xué)示蹤劑，為鐵礦成因提供新的約束，來(lái)自巖漿熱液的磁鐵礦具有比其他類(lèi)型鐵礦床更高的Ge/Si比值(圖12e)。祥山鐵礦石中的兩期磁鐵礦(Mag-A和Mag-B)大都落入巖漿熱液鐵礦區(qū)域，而宿主巖石的角閃輝石巖和輝石角閃巖Ge的含量變化較大，落在了巖漿熱液鐵礦區(qū)域周?chē)?，這可能與構(gòu)建Ge/Si-Ge圖獲取的巖漿熱液鐵礦區(qū)域的數(shù)據(jù)有限而致 (Mengetal., 2017)。而在V/Ti-Ni/Ti判別圖中祥山所有宿主巖和鐵礦石的磁鐵礦都落入磁鐵礦-磷灰石鐵礦床/磷灰石-磁鐵礦床(IOA)的范圍內(nèi)(圖12f；Broughmetal., 2017)。

綜上所述，祥山鐵礦的成因應(yīng)為巖漿-熱液混合成礦模式，與Kiruna型鐵礦床類(lèi)型類(lèi)似。如前所述，膠遼吉盆地在2.2～2.1Ga時(shí)形成(Lietal., 2004, 2011, 2018; Luoetal., 2004; Li and Zhao, 2007)，這也是膠北地體基性巖侵入的年齡 (Luetal., 2006; Li and Chen, 2014, Mengetal., 2014)。荊山群中泥質(zhì)高壓麻粒巖和基性高壓麻粒巖都以中-高壓順時(shí)針P-T軌跡為特征，指示了膠-遼-吉帶的碰撞閉合(Zhaoetal., 2005; Tametal., 2011; Liuetal., 2013)。峰期的變質(zhì)年齡從1.95Ga到1.85Ga，退變質(zhì)年齡出現(xiàn)在1.85～1.82Ga(Tametal., 2011; Liuetal., 2013, 2014, 2015b)。祥山鐵礦的宿主巖和鐵礦石都沒(méi)有記錄原巖的年齡。宿主輝石角閃巖和兩件鐵礦石樣品的鋯石Ti溫度計(jì)計(jì)算記錄的溫度分別為: 589～662℃、470～554℃和495～659℃，達(dá)到了角閃巖相的變質(zhì)程度(附表4)，宿主輝石角閃巖的鋯石U-Pb年代學(xué)定年結(jié)果為1889Ma，兩個(gè)鐵礦石樣品的年齡分別為1832～1841Ma，分別代表了膠-遼-吉帶的峰期變質(zhì)年齡和發(fā)生碰撞的時(shí)間，也代表了磁鐵礦最早形成的年齡上限。年代學(xué)研究的結(jié)果表明，宿主輝石角閃巖的磷灰石年齡～131Ma，由于磷灰石的U-Pb同位素封閉溫度約350～550℃(Chew and Spikings, 2015)，這個(gè)年齡記錄的是最晚期交代變質(zhì)作用的時(shí)間。鐵礦石早期磁鐵礦(Mag-A)與Amp-Ⅱ-Bt礦物組合共生(圖3k, l)，共生的磷灰石記錄～368Ma，晚期磁鐵礦(Mag-B)與碳酸鹽脈同時(shí)形成，與其同時(shí)形成的晚期磷灰石(Ap-Ⅱ)的年齡～282Ma，分別代表了早古生代和晚古生代的形成時(shí)代，與原巖和俯沖/碰撞的年代間隔不同的地質(zhì)旋回。正如BIF硅鐵建造在太古宙-古元古代的沉積盆地中形成后，在元古代造山事件發(fā)生變質(zhì)和變形，并將原巖鐵英巖轉(zhuǎn)化為較高品位BIF鐵礦石后，又從中生代到近代的風(fēng)化改造的表生作用過(guò)程中進(jìn)一步提高礦石品位(李旭平和陳妍蓉，2021及其文獻(xiàn))，祥山鐵礦在古元古代形成之后，經(jīng)歷了造山變質(zhì)作用，又通過(guò)漫長(zhǎng)的地質(zhì)歷史演化，在古生代晚泥盆和晚石炭-早二疊世時(shí)進(jìn)一步富集。

7 結(jié)論

(1)宿主巖的巖石地球化學(xué)研究結(jié)果表明宿主巖原巖巖漿來(lái)自于下地殼巖石圈地幔，巖石形成于島弧相關(guān)的陸內(nèi)伸展環(huán)境；

(2)宿主輝石角閃巖和兩個(gè)鐵礦石樣品的鋯石U-Pb年代學(xué)的定年結(jié)果分別為1889±19Ma、1832±7.7Ma和1841±7.2Ma的變質(zhì)年齡，分別代表了膠-遼-吉造山帶碰撞、折返和鐵礦最初形成的年齡；

(3)鋯石U-Pb年齡表明鐵礦石的早期磁鐵礦形成大于1841～1832Ma，磷灰石的U-Pb年齡在368±36Ma和285±22Ma。表明鐵礦成礦有多期性，從中元古代的巖漿作用成礦，在古生代的晚泥盆和早二疊世的晚期熱液成礦作用疊加。宿主巖磷灰石記錄的～131Ma年齡雖然與膠東金成礦期的年齡一致，但只是與研究區(qū)鐵成礦無(wú)關(guān)的一次熱液交代事件。

(4)磁鐵礦的主、微量元素研究表明，祥山鐵礦的成因是巖漿-熱液混合成因，具有Kiruna型鐵礦特征。

致謝衷心感謝審稿專(zhuān)家劉福來(lái)研究員和陳衍景教授的細(xì)心評(píng)閱及提出的寶貴建議。