福建潘田铁矿床花岗岩岩石地球化学特征、锆石U-Pb年代学及其与成矿的关系*

来守华　陈仁义　张达　狄永军　龚勇　袁远　陈良

1. 中国地质大学地球科学与资源学院，北京　1000832. 国土资源部矿产勘查技术指导中心，北京　1001203. 中国五矿集团公司，北京　1000441.

潘田铁矿床矿体主要赋存于潘田花岗岩体外接触带的“硅钙岩性界面”中，其成矿与花岗岩侵入关系密切，是一个具有很大找矿潜力的富铁矿床。但前人对该花岗岩的研究还很薄弱，本文对潘田铁矿花岗岩进行了岩石地球化学特征、锆石U-Pb定年研究，探讨其岩石成因、形成时代、构造环境、及其与成矿的关系。LA-ICP-MS锆石U-Pb定年获得其结晶年龄为131.68±0.48Ma。该岩体为高钾钙碱性系列，属弱过铝质-准铝质岩石；稀土元素总量较低，轻稀土相对于重稀土富集，具有明显铕负异常，重稀土配分模式相对平坦，中稀土相对亏损。微量元素中相对富集大离子亲石元素而亏损高场强元素。岩石地球化学特征表明潘田岩体为高分异I型花岗岩，形成于碰撞后拉张环境。潘田铁矿床矿体与花岗岩体的空间分布规律与成因关系表明，花岗岩侵入作用是控制主成矿阶段矿体空间定位的地质作用，花岗岩是铁矿床的成矿地质体，林地组碎屑岩与黄龙组-栖霞组碳酸盐岩的接触界面是成矿有利部位，矿床类型属于典型“硅钙岩性界面”成矿，本矿床的成因类型属于“多因耦合、临界转换、边界成矿”的典型案例。

高分异I型花岗岩；锆石U-Pb年代学；硅钙岩性界面；铁矿床；潘田

华南地块位于太平洋西缘，是世界上主要火成岩省之一。中生代发生了大规模多期次岩浆活动，可能与古太平洋向欧亚大陆北西向俯冲有关(Zhou and Li, 2000; 胡瑞忠等, 2010)。与中生代岩浆作用伴生产出了大量内生金属矿床，构成了环太平洋成矿带的一个重要组成部分(毛景文等，2004，2008)。闽西南地区位于南岭成矿带东段，属于东南沿海早白垩世岩浆岩带的一部分。福建潘田铁矿床是潘洛铁矿田的重要组成部分，保有铁资源储量达中型规模，矿石品位极富，平均品位>50%，是福建省最重要的富铁矿山之一，与福建马坑铁矿、洛阳铁矿、阳山铁矿等矿床构成了一条重要的铁多金属成矿带，属于闽西南多金属成矿区“马坑式”铁矿的重要组成矿床之一。前人对“马坑式”铁矿的主体-马坑铁矿相关的侵入体(如大洋和莒舟花岗岩)进行了深入研究(洪大卫等，1980；赵一鸣等，1983；张承帅等，2012a，b)，锆石U-Pb定年表明大洋和莒舟岩体均形成于早白垩世，年龄分别为132.6±1.3Ma(SHRIMP)和129.6±0.8Ma(LA-ICP-MS)(张承帅等，2012a)。但是对“马坑式”铁矿其他矿床的相关岩体研究较少，尤其是潘田铁矿，前人仅对其地质构造特征和硫同位素特征进行过叙述(杨志，1982；程天枝，2009)，而对与成矿有关的花岗岩的岩石地球化学、年代学以及与成矿的关系的研究还很薄弱，这无疑影响了对其成矿机制的认识。因此本文重点对该花岗岩体进行了岩石地球化学和锆石U-Pb定年研究，并探讨其岩石成因、构造环境、形成时代及其与成矿的关系，这一研究对该地区寻找隐伏-半隐伏矿床具有重要的指导意义。

1　地质背景及矿床特征

潘田铁矿床位于永梅晚古生代凹陷带的南东缘，政和-大埔大断裂的南东侧(图1)。

区内主体地层由老至新主要为中-上元古界龙北溪组(Pt2-3l)：主要岩性为角闪片岩、云母片岩、石英片岩；下石炭统林地组(C1l)：上部岩性主要为石英砂砾岩、粉砂岩，岩石多已蚀变为红柱石角岩，下部岩性主要为变质含砾粗砂岩和中粗粒砂岩，岩石多已钾长石化、矽卡岩化和磁铁矿化，上、下部岩石均含褐铁矿，铁质含量较高；中石炭统-下二叠统黄龙组-栖霞组(C2-P1q)：岩性主要为微粒灰岩、大理岩化灰岩、大理岩，局部为硅质岩、泥灰岩，底部多见有厚薄不一的磁铁矿体，伴有锌矿化；上三叠统文宾山组(T3w)：岩性主要为变质砂砾岩和石英砂岩；下侏罗统梨山组(J1l)：岩性主要为粉砂岩、泥岩和细砂岩；以及少量第四系(Q)(图1)。

区内断裂十分发育，以北西向、北北西向为主，北东向、北北东向次之，由挤压破碎带和逆断层组成，倾向北东，倾角60°～70°，将龙北溪组推覆于林地组、黄龙组-栖霞组之上(图2)。主要控矿构造为F3正断层，其为一层间断裂，发育于林地组碎屑岩与黄龙-栖霞组灰岩接触界面及附近，长1.6km，走向300°～320°，倾向北东，倾角地表较陡(60°～85°)，深部变缓(0°～30°)。破碎带宽窄不一，呈线状，破碎带较宽的地方常见矿体成群出现，且矿体厚度较大，呈似层状、透镜状(图2)。

侵入岩仅出露于矿区南东角，为长坑岩体，钻孔深部揭露了隐伏花岗岩，呈浅灰-肉红色，他形粒状结构，块状构造；矿物主要由钾长石、斜长石、石英和少量黑云母组成(图3a-c)，其中钾长石呈半自形短柱状，他形不规则粒状，粒径0.5～3.0mm，具卡式双晶，表面高岭土化，含量40%；斜长石呈半自形柱状、他形柱状，粒径0.5～2.0mm，聚片双晶，含量15%；石英呈半自形-他形粒状，粒径0.5～2.0mm，含量30%；副矿物主要为榍石(图3c)。

矿体主要赋存在花岗岩外接触带林地组(C1l)碎屑岩和黄龙组-栖霞组(C2-P1q)碳酸盐岩的硅钙岩性界面(指碳酸盐类岩石和碎屑岩类岩石接触界面，因界面岩石化学成分为CaCO3和硅铝酸盐，叶天竺和薛建玲(2007)称为“硅钙面”(图2)，主矿体长约750m，延伸大于473m，平均厚21m。矿体产状与“硅钙面”产状一致，呈似层状，其上部及底部常有透镜状锌矿层。主要金属矿物为磁铁矿，次为黄铁矿、赤铁矿、闪锌矿、褐铁矿、辉钼矿等；非金属矿物以石榴石、透辉石为主，次为方解石、石英、阳起石、绿泥石、方柱石等；磁铁矿呈他形-半自形-自形粒状结构，部分呈不规则状或八面体自形晶，以块状、斑杂状、稠密浸染状构造为主，粒度为0.01～0.50mm(图3d)。

2　样品及分析方法

2.1　主微量元素分析

本文对矿区南东部长坑岩体2件代表性花岗岩样品及钻孔中1件花岗岩样品进行了主量元素和微量元素测试，分析测试在中国地质科学院地球物理地球化学勘查研究所进行。FeO和烧失量(LOI)采用标准湿化学法进行分析，其它的主量元素采用熔片法X-射线荧光光谱法(XRF)进行分析。稀土和微量元素采用等离子体质谱法(ICP-MS)进行分析。

图1潘田矿区地质简图(据福建省闽东南地质大队，2010*福建省闽东南地质大队. 2010. 福建省安溪县潘田矿区大理岩矿地质报告修绘)

Fig.1Geological map of the Pantian iron ore deposit

图2　潘田铁矿床101线勘查剖面图(据福建省闽东南地质大队，2010修绘)Fig.2　Geological profile of the exploration line No.101 of the Pantian iron ore deposit

2.2　锆石LA-ICP-MS U-Pb定年分析

选取矿区内花岗岩1件样品进行锆石测年工作，样品采于钻孔ZK1204(326.2m处)花岗岩中。钻孔ZK1204开孔GPS点位为x=39580406，y=2800511。岩石比较新鲜，蚀变较弱。首先将样品送实验室机械碎样至200目后经淘洗和磁选后，在双目镜下挑选出锆石，再进行制靶和测试工作。

样品碎样和锆石挑选在河北省区域地质矿产调查研究所实验室完成，锆石样品制靶在中国地质科学院地质力学研究所完成。锆石的U-Pb同位素测试在天津地质矿产研究所同位素实验室的LA-MC-ICP-MS仪器(Thermo Fisher公司制造的Neptune)上完成，采用美国ESI公司生产的UP193-FX ArF准分子激光器(激光波长193nm，激光剥蚀的束斑直径为35μm)。年龄计算时，采用TEMORA作为外部锆石年龄标准。采用中国地质大学刘永胜博士(Liuetal., 2010)研发的ICP-MS Data Cal程序和Ludwig(2012)的Isoplot程序进行数据处理，采用Andersen(2002)的方法进行普通铅校正。利用NIST612玻璃标样作为外标计算锆石样品的Pb、U、Th含量。

3　分析结果

3.1　主量、微量及稀土元素特征

矿区隐伏花岗岩(ZK1204-b1)和南东部地表出露的长坑花岗岩(PT-b6、PT-b7)的岩石化学参数列于表1。其结果表明，隐伏花岗岩与长坑岩体在主量元素组成上非常相似：(1)高硅，SiO2含量介于77.16%～77.68%，高的分异指数(DI)介于93.95%～97.18%，反映了矿区花岗岩经过了高度的分异演化作用；在侵入岩CIPW标准矿物计算的Q′-ANOR分类图解(图4)中，位于碱长花岗岩和正长花岗岩区，与岩相学观察特征一致。(2)富碱，K2O+Na2O介于8.00%～8.54%，且相对富钾，K2O/Na2O介于1.19～1.63，K2O含量介于4.58%～4.96%，在SiO2-K2O图(图5a)上投影于高钾钙碱性系列。岩石的碱度率指数(AR值)介于4.30～5.43，碱铝指数(AKI值)介于0.87～0.94，反映岩石碱含量较高。(3)样品的铝过饱和指数A/CNK值介于0.99～1.02，A/NK介于1.06～1.15，在铝饱和指数图解中位于弱过铝质-准铝质区(图5b)。(4)TiO2、Fe2O3、FeO、MgO、P2O5的含量均很低，TiO2含量介于0.10%～0.14%，P2O5质量分数仅介于0.01%～0.02%，反映出岩浆经历了显著的磁钛铁矿和磷灰石等矿物的分离结晶作用。与马坑铁矿有关的大洋-莒舟花岗岩的主量元素特征基本相似(图5)。

表1潘田矿区花岗岩主量元素(wt%)、微量和稀土元素(×10-6)分析结果

Table 1Major (wt%), trace elements and REE (×10-6) contents of Pantian granite

样品号PT-b6PT-b7ZK1204-b1样品号PT-b6PT-b7ZK1204-b1SiO277.6877.5277.16Ho0.550.550.55TiO20.100.100.14Er1.891.791.87Al2O312.0712.1011.91Tm0.380.330.40Fe2O30.580.430.52Yb2.742.503.04FeO0.150.300.38Lu0.420.400.51MnO0.020.020.03Y15.5715.4117.65MgO0.070.080.16ΣREE109.6122.4143.9CaO0.330.300.93LREE98.90111.6132.3Na2O3.853.803.04HREE10.7010.8011.62K2O4.584.744.96LREE/HREE9.2410.3311.38P2O50.010.010.02(La/Yb)N6.959.119.71烧失量0.290.310.48(La/Sm)N8.748.3810.11Total99.7299.7199.74(Gd/Yb)N0.600.800.68A/NK1.071.061.15δEu0.510.520.63A/CNK1.021.010.99δCe1.110.960.88K2O/Na2O1.191.251.63Rb133.1131.2128.7AKI0.940.940.87Ba112121373K2O+Na2O8.438.548.00Th23.6726.3031.55AR5.255.434.30U3.264.096.90DI97.0897.1893.95K380483936441177La26.5131.7041.11Ta1.741.451.99Ce53.1655.7563.78Nb25.4424.5326.60Pr4.295.316.14Pb12.814.915.3Nd12.6515.9518.13Sr2026138Sm1.962.442.63P45.8345.1297.05Eu0.340.420.53Zr105.6106.873.8Gd1.982.432.49Hf4.514.642.92Tb0.370.410.40Ti582577856Dy2.372.392.37

注：A/NK=Al2O3/(K2O+Na2O)(molar/molar)；A/CNK=Al2O3/(K2O+Na2O+CaO)(molar/molar)；AKI=(K2O+Na2O)/Al2O3(molar/molar)；DI-分异指数；AR-碱度率

图3　潘田矿区内花岗岩和矿石的标本及显微照片(a)-花岗岩与磁铁矿化矽卡岩接触界线；(b)-花岗岩，样品ZK1204-b1；(c-e)-花岗岩的显微照片，样品ZK1204-b1；(f)-矿石显微照片，样品ZK1204-b12.Kfs-钾长石；Pl-斜长石；Qtz-石英；Bi-黑云母；Sph-榍石；Gr-石榴子石；Mag-磁铁矿；Sp-闪锌矿Fig.3　Photographs and microscopic images of granite and iron ore from Pantian deposit(a)-the contact boundary between granite and magnetite skarn; (b)-granite, sample ZK1204-b1; (c-e)-microphotographs of granite, sample ZK1204-b1; (f)-microphotograph of ore, sample ZK1204-b12. Kfs-K-feldspar; Pl-plagioclase; Qtz-quartz; Bi-biotite; Sph-sphene; Gr-garnet; Mag-magnetite; Sp-sphalerite

图4　Q′-ANOR侵入岩分类图解(底图据Streckeisen and Le Maitre, 2002)Fig.4　Q′-ANOR classification diagram (after Streckeisen and Le Maitre, 2002)

图5　潘田花岗岩和莒舟-大洋岩体的SiO2-K2O(a, 底图据Le Maitre, 2002; Rickwood, 1989)和含铝指数(b,底图据Peccerillo, 1976)图解大洋-莒舟岩体数据据赵一鸣等, 1983; 张承帅等, 2012a.图6、图8和图9数据来源同此图Fig.5　SiO2-K2O (a, after Le Maitre, 2002; Rickwood, 1989) and A/CNK-A/NK (b, after Peccerillo, 1976) diagrams for Pantian granite and Dayang-Juzhou granitesData of Dayang-Juzhou granites after Zhao et al., 1983; Zhang et al., 2012a; data source of Fig.6, Fig.8 and Fig.9 same as in this figure

潘田花岗岩稀土元素组成特征总体表现为稀土总量较低，稀土总量(∑REE)介于109.6×10-6～143.9×10-6；轻重稀土比值(LREE/HREE)介于9.24～11.38，(La/Yb)N介于6.95～9.71，变化范围不大，反映出潘田隐伏岩体和南部出露的花岗岩都是岩浆演化到同一阶段的产物，属于轻稀土富集型，且重稀土分异不明显，(La/Sm)N介于8.38～10.11，(Gd/Yb)N介于0.60～0.80；具有中等Eu负异常，δEu值介于0.51～0.63，表现为向右中等倾斜、明显铕负异常的稀土配分模式(图6a)，与大洋-莒舟花岗岩的稀土配分模式相比，后者具有较强的Eu负异常，呈明显的略右倾“V”型稀土配分模式，表明岩浆分异更彻底(图6c)。

潘田花岗岩的微量元素分布比较一致，均表现为富集K、Rb、Th、Yb、Y，贫Sr、Ba、Ti、P；在微量元素蛛网图中，Sr、Ba、Ti、P呈明显的“V”型谷(图6b)，与大洋-莒舟花岗岩的微量元素蛛网图相比，后者更加亏损Sr、Ba、Ti和P(图6d)，表明其经历了钛铁矿、磷灰石等的分离结晶作用(赵希林等，2013)。具典型的低Ba-Sr高Y花岗岩的特征；U、Th含量也显著偏高。上述特征表明岩体的成岩过程经历了高度的分异演化作用。

3.2　锆石LA-ICP-MS U-Pb定年结果

图6　潘田、大洋-莒舟花岗岩稀土元素模式图(a、c)和原始地幔标准化微量元素蛛网图(b、d)(标准化值据McDonough and Sun, 1995)Fig.6　Chondrite-normalized REE patterns (a, c) and primitive-mantle-normalized trace elements patterns (b, d) for Pantian granite and Dayang-Juzhou granites (normalizing values after McDonough and Sun, 1995)

图7　潘田花岗岩ZK1204-b1样品的锆石U-Pb年龄图Fig.7　Zircon U-Pb age and its diagram of sample ZK1204-b1 from Pantian granite

潘田隐伏花岗岩样品ZK1204-b1中的锆石主要呈长柱状、短柱状，无色、透明，内见细小的包裹体及裂纹。阴极发光图像显示锆石具有岩浆震荡环带结构和扇形环带(图7)，应该为岩浆成因(原岩结晶锆石)(Hanchar and Miller, 1993)。锆石Th/U值变化范围为0.06～1.21，表明锆石具有岩浆成因的特征。样品ZK1204-b1锆石共测试了33个点(表2)，其中测试点14、25、28、29、30、31均位于谐和线的下方(图7)，谐和度低，是Pb扩散丢失的结果，其锆石年龄不可靠，不能参与加权平均年龄的计算；测试点26的206Pb/238U年龄为172Ma，明显高于大多数锆石年龄，未参与加权平均年龄的计算，但该测试点落在谐和线上，其锆石也具有清晰的震荡环带结构(图7)，Th/U值为0.84，具有岩浆锆石的特征，可能是被捕获的燕山早期岩浆锆石，与附近区域出现燕山早期花岗岩(如汤泉岩体和紫金山岩体)的现象相吻合。剩余25粒锆石的26个测试点206Pb/238U年龄值介于130～134Ma之间，变化范围较小，谐和度较高(大于95%)，具有非常一致的年龄，说明锆石保持了良好的U-Pb封闭体系，基本没有U、Pb同位素的丢失或加入，其206Pb/238U加权平均年龄为131.68±0.48Ma，MSWD=1.3，属于早白垩世。

4　讨论

4.1　岩石成因类型

图8　Zr+Nb+Ce+Y对FeOT/MgO图解(底图据Whalen et al., 1987)Fig.8　Diagram of Zr+Nb+Ce+Y vs. FeOT/MgO (after Whalen et al., 1987)

潘田花岗岩和马坑铁矿相关的大洋-莒舟花岗岩的岩石地球化学特征、年代学特征非常相似，均形成于早白垩世，且都具有高硅、富碱、贫钙镁铁和高分异指数等特点，属于弱过铝质-准铝质花岗岩；稀土元素总量较低，呈明显铕负异常的中等右倾配分模式；微量元素以富集大离子亲石元素和亏损髙场强元素为特征。这些相似的特征暗示了与“马坑式”铁矿有关的岩体有着相似源区，形成于同一岩浆-构造热事件(林东燕，2011)。潘田、大洋、莒舟花岗岩中均不含过铝质矿物如白云母、堇青石等，且它们的铝饱和指数ACNK<1.1，排除S型花岗岩这种可能性。此外，这些岩体尽管富碱，有着高的K2O+Na2O含量，但是它们的高场强元素含量偏低，Zr+Ce+Nb+Y均小于350×10-6、10000×Ga/Al比值也小于2.6，并且所有样品中均未发现碱性暗色矿物霓石、钠闪石等，暗示了这些花岗岩不属于A型花岗岩(Eby, 1992; 许保良等, 1998; 魏春生, 2000; 蒋少涌等, 2008; Jiangetal., 2011; Yangetal., 2012; Wangetal., 2013)。三个岩体的地球化学特征反应了它们可能是I型花岗岩。在稀土配分曲线图中，中稀土(MREE)相对亏损，Eu负异常较明显，暗示了角闪石的分异(Zhaoetal., 2007)。花岗岩样品均具有极高的SiO2含量和极低的MgO、Fe2O3含量，在Zr+Nb+Ce+Y vs. FeOT/MgO图解上(图8)，除了莒舟花岗岩两个样品外，均投影于高分异型花岗岩区域，所有样品的Zr+Ce+Nb+Y值均小于350×10-6，FeOT/MgO比值绝大多数介于4～16之间，也进一步反映了岩浆在后期经历过分异演化(Whalenetal., 1987; Chappell, 1999; Lietal., 2007; 吴福元等, 2007)。综上所述，我们认为这些与马坑铁矿相关的岩浆岩属于高分异I型花岗岩，很可能由下地壳中变质火成岩部分熔融形成的熔体在岩浆房中进一步分异演化形成的，并提供了部分成矿物质。

4.2　大地构造背景

图9　Rb-(Y+Nb)花岗岩判别图解(底图据Pearce, 1996)Fig.9　Tectonic distinction diagram of Rb vs. (Y+Nb) for granites (after Pearce, 1996)

在华南地块东南缘广泛的壳幔相互作用形成了晚中生代岩浆作用(Zhou and Li, 2000; 胡瑞忠等, 2010; Mengetal., 2012)。侏罗-白垩纪岩浆作用从内陆向沿海逐渐变年轻(Lietal., 2014)。在华南东南沿海地区，巨量的早白垩纪火山-侵入杂岩体构成了一个钙碱性岩浆岩带。这些火成岩侵位的年龄主要集中于135～90Ma，主要包括I型和A型花岗岩类以及少量的双峰式岩浆岩。潘田铁矿位于闽西南坳陷的南东缘。受西太平洋大陆边缘构造活动的影响，本区在中生代产生了北东向为主的构造，并与晚古生代北东向构造复合，使断陷-断裂活动进一步加强，燕山早期岩浆活动强烈，伴随大规模的成矿作用(裴荣富等, 1987; 李建康等, 2013; Maoetal., 2013)。晚侏罗世东南大陆已经有伸展构造的岩浆活动记录，如闽西南地区汤泉花岗闪长岩形成于183～158Ma，是该区开始岩石圈伸展的岩石学记录(毛建仁等，2004)。晚侏罗世-早白垩世，由于闽西南地区政和-大浦断裂NNE走向与古太平洋板块的俯冲缝合线走向一致；135Ma古太平洋板块俯冲方向发生转向，造成大陆岩石圈处于伸展背景，同时导致政和-大浦断裂重新拉张活化，在闽西南地区形成较大规模的火山-岩浆作用，如大洋-莒舟岩体(张承帅等，2012a)。潘田铁矿与马坑铁矿、洛阳铁矿具有相似的成矿地质条件和岩石地球化学特征。在花岗岩类构造判别图解中(图9)，大洋和莒舟岩体的样品均落于板内花岗岩范围内，反映其具有板内拉张环境的特征；潘田花岗岩的样品均落于碰撞后花岗岩区域，可能也暗示具有拉张环境的特征。与此同时，福建省在早白垩世发育的大量A型花岗岩，同样投在板内花岗岩区域，支持早白垩世福建省处于较明显的板内拉张环境。因此，本文认为潘田岩体可能就是在这时期的碰撞后拉张构造环境下形成的。

4.3　岩浆作用与成矿的关系

图10　潘田铁矿床成矿预测模式图Fig.10　Mineralization model of Pantian iron ore deposit

虽然前人对“马坑式”铁矿做了较为系统的研究，但其矿床成因一直存在较多争议，主要观点有：“海相火山沉积-热液改造矿床说”(邹天人等，1981；葛朝华等，1981；梁祥济和曲国林，1982；韩发和葛朝华，1983a，b)、“复合叠生层状矿床说”(潘廓祥等，1982)和“层控钙矽卡岩型铁矿床说”(赵一鸣等，1982，1983)，“马坑式”铁矿床与后期岩浆作用关系密切，髙演化的中生代花岗岩对铁矿成矿作用的后期富集起到了重要作用(赵希林等，2013)，显然研究成矿成岩的时代关系是确定矿床成因的一个重要依据。

马坑铁矿与矿体共生的辉钼矿Re-Os等时线年龄为130.50±0.92Ma(王登红等，2010)至133Ma(张承帅等，2012c)，与成矿有关的莒舟花岗岩单颗粒锆石U-Pb年龄为136Ma和133.9Ma(毛建仁等，2006)，莒舟花岗岩和大洋花岗岩锆石U-Pb年龄分别为129.6±0.8Ma和132.6±1.3Ma(张承帅等，2012a)；洛阳铁矿与矿体共生的辉钼矿Re-Os同位素模式年龄为133.0±1.9Ma～134.0±4.2Ma，与成矿有关的花岗斑岩和中细粒斑状花岗岩的锆石U-Pb年龄分别为131±1Ma和131.64±0.62Ma(张达等，2012)；本文测得与潘田铁矿床成矿有关的花岗岩的锆石U-Pb年龄为131.68±0.48Ma。这些年龄数据说明“马坑式”铁矿的岩体年龄与辉钼矿年龄一致，均形成于早白垩世，而且辉钼矿与磁铁矿共生，证实了成岩成矿时空关系密切。

马坑铁矿的成矿物质来源可能是多方面的。赵一鸣等(1983)对区域上出露较好的黄龙组、林地组地层进行了含铁量测定，发现碎屑岩层中的粉砂岩和细砂岩含铁偏高，累积厚度较大，全铁平均含量可达5%～7%，可能是原始的富铁层位；马坑矿区内的辉绿岩含铁量也较高，实验研究证实了其在一定的条件下相互交代形成了铁矿(梁祥济和曲国林，1982)，但其规模较小，提供铁质有限；马坑铁矿硫同位素研究(张承帅，2012；张承帅等，2012c)也表明矿化硫源主要来源于岩浆硫，部分混染了围岩中的硫。潘田铁矿中没有发现辉绿岩，硫同位素研究表明其硫化物的硫源主要来源于深源岩浆(杨志，1982)。因此，本文认为花岗岩是潘田铁矿床成矿地质作用的实物载体-成矿地质体。

闽西南地区在早白垩世由于下地壳中变质火成岩部分熔融形成花岗质熔体，在拉张环境下向上侵位，到达潘田矿区浅部时发生固液分离，花岗岩结晶的同时分异出富含挥发分、携带大量铁等金属络合剂的超临界流体。超临界流体继续向上迁移，经过林地组碎屑岩层时，SiO2大量加入流体，流体为酸性，并萃取了其中部分铁质并继续迁移，经过林地组(C1l)碎屑岩类岩石和黄龙组-栖霞组(C2-P1q)碳酸盐类岩石接触界面(硅钙面)时，由于接触面岩石化学成份为CaCO3和硅铝酸盐，同时又是构造薄弱部位，成为十分重要的成矿地球化学障。因此，超临界流体很容易直接顺层灌入，在高温高压条件下，首先与碎屑岩交代形成红柱石等角岩化，同时与碳酸盐岩发生交代作用，形成石榴石、透辉石等矽卡岩化，碳酸盐岩中的大量CaCO3转为Ca2+和HCO3-溶入流体，同时分解出OH-(即：CaCO3+H2O→Ca2++HCO3-+OH-)，流体为碱性介质。碱性流体与碎屑岩发生交代作用，形成阳起石Ca2(Mg, Fe)5Si8O22(OH)2、绿泥石AlSi3O10(OH)8等羟基矿物。流体中的OH-随之减少，pH降低，流体性质由碱性向酸性转化。含矿流体中的金属络合物开始大量沉淀，导致铁、锌、钼、硫等成矿物质发生了大规模的卸载、沉淀，沿“硅-钙岩性界面”就位成矿(叶天竺和薛建玲，2007；叶天竺等，2007；叶天竺，2013)(图10)，形成顺层产出的矿体。

根据矿体产出的空间地质特征，本文认为该矿床属于隐伏-半隐伏花岗岩成矿，矿床成因上属于“多因耦合、临界转换、边界成矿”(翟裕生等，2009；翟裕生，2014)的典型案例。潘田铁矿主要成矿要素除花岗岩外，还有岩性界面、物理化学转换面、层间破碎带等，以及提供不同成矿物质的地层等共同构成了多因耦合的重要因素。“硅钙岩性界面”是该矿床寻找隐伏矿体的重要依据，此外，通过野外踏勘，本文认为花岗岩的“超覆部位”也是潘田铁矿床的成矿有利地段，加强岩体“超覆部位”和“硅钙岩性界面”的研究是下一步找矿的重要方向。

5　结论

(1)潘田铁矿床内钻孔揭露的隐伏花岗岩与矿区南东部出露的长坑花岗岩为同一岩体；利用LA-ICP-MS锆石U-Pb定年法测得矿区花岗岩的年龄为131.68±0.48Ma(MSWD=1.3)，岩体形成于早白垩世古太平洋板块碰撞后拉张构造环境。

(2)岩石地球化学特征表明潘田矿区内花岗岩为高钾钙碱性系列，属弱过铝质-准铝质花岗岩，稀土元素总量较低，富集轻稀土，轻稀土分馏程度高于重稀土，具有明显铕负异常，呈中等右倾的稀土配分模式。矿区内花岗岩的微量元素特征也表明岩体的成岩过程经历了高度的分异演化作用。潘田岩体应为高分异I型花岗岩。

(3)通过分析潘田铁矿床矿体与相关花岗岩的空间分布规律与成因关系，结合前人的研究，本文认为花岗岩侵入作用是控制主成矿阶段矿体空间定位的地质作用，花岗岩是潘田铁矿床的成矿地质体，矿床成因属于典型“硅钙岩性界面”成矿，矿体一般呈顺层产出，林地组碎屑岩与黄龙组-栖霞组碳酸盐岩的接触界面是成矿有利部位。花岗岩体的“超覆”部位是下一步找矿的有利地段。

(4)潘田铁矿成因类型上属于“多因耦合、临界转换、边界成矿”的典型案例。该矿床属于隐伏-半隐伏花岗岩成矿，为下一步深部找矿工作的开展以及同区域同类型矿床的找寻提供了科学依据。

致谢野外工作中得到了福建省闽东南地质大队的帮助；锆石U-Pb定年得到天津地质调查中心耿建珍老师的帮助；在论文撰写过程中得到了国土资源部矿产勘查技术指导中心吕志成研究员、李永胜博士和贾儒雅硕士以及中国地质大学(北京)杜泽忠博士和赵婕博士的帮助；审稿人提出了宝贵的修改意见；在此一并表示诚挚的感谢！

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