2016, Vol. 51
邯邢式铁矿是我国重要的铁矿床类型，它是一种矽卡岩型铁矿床，以产于河北省邯郸—邢台市而得名；邯邢地区是我国重要的铁矿生产和后备基地，大地构造位置属于华北克拉通中部太行山板内造山带中(陈斌等，2005)。规模较大的铁矿主要集中于綦村、矿山村、武安、鼓山和符山5个矿田，主要有西石门大型铁矿、中关大型铁矿、北洺河大型铁矿、王窑大型铁矿床和白涧中型铁矿等(郝俊杰等，2012)。这些铁矿床在地质特征上表现出诸多的相似性，如矿床为燕山期的产物，产于中酸性岩浆岩与奥陶系中统石灰岩的接触带中(郑建民等，2007)。
前人对西石门、西郝庄等铁矿的地质特征、矽卡岩矿物学、成矿流体和成矿物质来源、矿石与矿物的稀土元素、同位素地球化学、成矿规律等方面做了大量研究，取得了诸多成果(郑建民等，2007；Shen et al., 2013；陈永建等，2014)。白涧铁矿床位于綦村矿田南部，与中关铁矿相距较近，近年来初步评价达到中型规模(郝俊杰等，2012)。目前对于该矿床的地质特征、成矿作用还没有进行过系统研究工作，这严重限制了该矿床的勘查和区域同类型矿床寻找工作。本文在大量野外调查的基础上，重点对白涧铁矿床地质特征，选择与成矿有关的闪长岩体进行SIMS锆石U-Pb精确定年，限定成矿作用的时限；通过选择与成矿直接相关的Fe同位素示踪方法，对白涧铁矿的花岗闪长岩、二长闪长岩、磁铁矿矿石、磁铁矿、黄铁矿、灰岩的全岩和单矿物Fe同位素分析研究，旨在对该矿床的成矿物质来源进行示踪，并将该矿床置于华北克拉通区域之中，初步探讨了华北克拉通破坏过程与铁成矿作用的关系，为发展区域成矿学和区域同类型矿床寻找提供理论支撑。
1 区域地质背景白涧铁矿床位于河北省邢台市北20 km处，大地构造位置为华北克拉通太行山隆起与华北沉降带的衔接部位，属于靠近隆起带一侧的次一级构造单元“武安断陷”。
1.1 地层邯邢地区中奥陶统出露面积为1 400 km2，主要分布于武安断陷、和村向斜两侧至涉县向斜一带；区域内总面积达90％的燕山期岩浆岩分布于中奥陶统地层之中，具有工业意义的邯邢式铁矿床也同样分布于中奥陶统地层；綦村矿田中奥陶统地层集中分布于八里庙—西毛村—北冯村、东南部的册井—云驾岭一带；该系与下伏地层寒武系为连续沉积；该系中、下统之间为平行不整合接触，顶部则以中统直接与中石炭统平行不整合接触，属于一套海相碳酸盐岩沉积建造；綦村矿田中奥陶统各组地层出露齐全，是该区主要的成矿围岩；地表浅部以磁县组为主，而马家沟组大部分分布于地下深部；已开采的11个铁矿中，张峪、后坡、寺山、坡山、凤凰山等5个矿床成矿围岩为马家沟组。中奥陶统是邯邢地区矽卡岩型铁矿的控矿层位，铁矿体分布于闪长岩体与中奥陶统灰岩的接触带及其附近，中奥陶统每个组下部均发育有伴生石膏等盐类的角砾岩层位，总厚度为700 m左右。
1.2 构造区域的基底构造主要为4条隐伏的东西向或北西西向基底断裂带，即邢台基底断裂带、紫山—矿山基底断裂带、磁山基底断裂带和安林—平顺基底断裂带，它们均属于燕山期前纬向构造体系，在燕山期又有继承性活动特点，对燕山期构造岩浆活动和伴生的成矿作用具有重要影响(图 1)。
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图 1 邯邢地区区域地质略图(根据Shen et al., 2013) Fig. 1 Sketch regional geological map of H and an-Xingtai area，Hebei(after Shen et al., 2013) |
区域盖层构造可以进一步划分为北东、南北、北北东、北西西—北西向4个主要构造线方向。
(1)北东向构造是区域发育最早的构造体系，构造线方向为北东30°～45°左右；区域北东向构造主要是褶皱构造，其次为断裂构造；前者从西至东可以分为符山背斜、阳邑向斜、先德汪—先贤向斜、紫山西背斜和淑村向斜。
(2)南北向构造总体沿着南北向延伸，构造线方向为北西15°～北东20°之间变化；以断裂带构造为主，其中部分被新华夏系改造；南北向断裂构造主要有桑栈—核桃树断裂带、长亭—土木河断裂带、杏花村西断裂带、柳家河断裂带、后临河—翟庄断裂带、石门沟—南盆水和西佐—王窑—矿山断裂带等，除了上述南北向断裂带构造外，区域内还存在有一些南北向褶皱构造，如鼓山背斜、龙华—綦村复背斜等。
(3)区域内北北东向构造发育较晚，主要以断裂为主，在武安盆地的两侧分布着大量的断裂，而西部分布较少；主要的北北东向断裂带有鼓山东断裂带、马家庄—崔炉断裂带、鼓山西断裂带、刘岗西断裂带、紫泉—娄里断裂带、营里—新城断裂带、康二城—紫山断裂带。
(4)北西西—北西向构造是区域最早的构造形式，由于后期改造，目前不太明显，但是仍然表现出明显的北西西—北西断裂带，为从北向南的控制岩浆活动的3个断裂带，即綦村—新城断裂带、红山—矿山断裂带、磁山—固镇—符山断裂带。
1.3 岩浆岩区域内岩浆岩分布广泛，主要为燕山期中基性、中性和中偏碱性杂岩体，是区域内邯邢式铁矿的主要成矿母岩；根据岩浆岩的空间分布特征，可以进一步划分为西、中、东3个岩浆岩带。
西部岩浆岩带分布于涉县以北，北起圣寺驼，南至鸡鸣铺，东始沙河—秦庄一线，严格限制于土木河南北向断裂以西，向西至偏城附近尖灭，出露面积约为80 km2，符山矿田分布于该岩浆岩带中。
中部岩浆岩带分布于武安盆地西侧，呈北东向展布，自北向南分别为綦村杂岩体、矿山村杂岩体、武安杂岩体和固镇杂岩体；该带规模巨大，自本区北部一直延伸到河南北部的安阳、林县一带，南北向近170 km，是区域内邯邢式铁矿最主要的含矿岩浆岩带，綦村铁矿田、矿山村铁矿田均分布于该岩浆岩带中。
东部岩浆岩带分布于武安盆地东侧，呈北东向展布，北端为新城杂岩体、中部为洪山杂岩体、南端为鼓山杂岩体；新城杂岩体和鼓山杂岩体规模较小，仅有零星出露，岩体周围分布有中小型铁矿床；洪山杂岩体为东部岩带最大的岩体，主要分布于娄里、高窑、永合会、康宿一带，地表呈不规则椭圆状，出露面积约为46 km2。
1.4 区域矿产邯邢铁成矿集中区分布有规模不等的铁矿床上百个，大型铁矿床有中关、白涧、王窑、西石门、云驾岭、北洺河、杨二庄和符山等，共同构成了邯邢地区铁成矿集中区；另外，区域内还分布有煤矿、石膏矿和煤层气资源等(郝俊杰等，2012)。
2 矿床地质特征 2.1 矿区地层据钻探揭露本区地层由老至新为： 古生界奥陶系中统马家沟组、磁县组及峰峰组，石炭系中统本溪组及上统太原组，二叠系下统山西组及下石盒子组，新生界第四系；与成矿有关的地层为马家沟组、磁县组(图 2)。
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图 2 白涧铁矿床地质简图(据孟贵祥等，2009) Fig. 2 Geological map of the Baijian iron ore deposit(after Meng et al., 2009) |
马家沟组与下部的岩体之间为侵入接触关系，接触关系呈覆盖状，凹凸不平；矿区内马家沟组横向上厚度较大，下部岩体顶面凸起部位马家沟组厚度较薄，局部缺失，岩体直接与磁县组接触；岩体顶面凹下去的部位厚度较大；马家沟组为白涧铁矿的直接围岩，Ⅱ号铁矿体产于岩体与马家沟组的接触面上；矿区内马家沟组地层厚度一般在0～160 m左右，其岩性上部为中厚层白云质灰岩和角砾状灰岩，下部为灰色中-厚层状纯灰岩；受下部岩体的影响，岩石多蚀变为结晶灰岩或者大理岩、大理岩化灰岩；另外马家沟组地层中含有多层石膏。
磁县组在矿区内基本稳定，仅仅在个别地段与下部岩体直接接触，呈侵入接触关系。该组地层受岩浆岩的热力作用影响，岩石蚀变较强；本组地层与下伏的马家沟组呈侵入接触关系，与上覆峰峰组呈整合接触；底部岩性为灰黄—黄褐色角砾状灰岩，夹有薄层状泥质灰岩，角砾成分单一，为白云质灰岩角砾；中部为灰色、灰褐色中-厚层状花斑灰岩，夹微细粒纯灰岩及白云质灰岩，上部为褐灰色中层微细粒纯灰岩及白云质灰岩互层、白云质灰岩和角砾状灰岩互层；磁县组为白涧铁矿Ⅰ号矿体的赋存层位，磁铁矿矿体常呈层状、透镜状，近矿部位灰岩蚀变为结晶灰岩、大理岩，局部伴有矽卡岩化。
2.2 侵入岩矿区岩浆岩属中性岩类，主要岩石类型为闪长岩—二长岩类岩石，其次为石英闪长玢岩。区内岩体的形态、产状受中关—窑坡背斜所控制，岩体上隆脊轴与中关—窑坡背斜轴部相一致；岩体上隆脊部呈北西345°略向南西西突出的弧形展布，至中关矿区则折向北北东。岩体脊轴由南而北随背斜轴逐渐翘起而抬升，随背斜轴往南缓缓倾没而下伏，倾伏角为10°左右，并斜切围岩层理；岩体西侧顶面产状较陡，倾角为40°左右，向南产状变缓，约为10°；宏观产状： 走向为15°左右、倾向南东、倾角变化较大，一般为10°～30°，局部可达50°左右。区内岩体规模巨大，侵入的最高标高为-240 m，最低标高为-855 m，标高差为615 m，钻孔揭露最大厚度为361.82 m。
2.3 矿体和矿石特征初步查明白涧矿区为一埋藏较深、规模较大、品位较高的隐伏产出的邯邢式铁矿；矿体主要产于中关—窑坡背斜东翼，其次产于背斜西翼，矿体厚大部分与地面磁异常-600 m解析延拓高值异常区相吻合。如1015孔、0606孔和1024孔，异常值分别为6 000γ和4 500γ，矿体穿越厚度分别为137.03 m和69.66 m，埋深于478.84～1 040.32 m。赋存标高为-849.32～-253.57 m。
铁矿石矿物成分比较简单，主要金属矿物以磁铁矿为主，黄铁矿、赤铁矿、假象赤铁矿次之，另有少量黄铜矿等。主要非金属矿物有透辉石、金云母、蛇纹石，次为绿泥石、方解石、白云石、含铁白云石、透闪石及石榴子石等。矿石结构主要有自形—半自形粒状结构、他形晶粒结构、交代结构、纤状鳞片状花岗变晶结构、碎裂结构、包含结构等。矿石构造主要有致密块状构造、浸染状构造、条带状构造、角砾状构造。此外，尚有斑杂状构造、环带构造、细脉构造、胶状构造、筛眼状构造等。
2.4 围岩蚀变通过对白涧铁矿岩心观察和显微镜下分析发现，矿区内围岩蚀变作用较强，但是不同矿体围岩蚀变作用的强度、类型和蚀变范围有很大的差异。围岩蚀变主要有钠长石化、矽卡岩化、大理岩化；由岩体到灰岩，可分为钠长石化闪长岩带、矽卡岩带、铁矿带、大理岩带；它们之间不仅具有明显的时间、空间关系，而且也具有成因联系；白涧铁矿主要矿体的围岩蚀变特征如下所述。
2.5 成矿期和成矿阶段划分根据白涧铁矿蚀变矿化带中矿物共生组合和矿物相互穿插关系，白涧铁矿床可以划分为气液交代期和热液交代期，前者可以划分为钠长石化阶段和早期矽卡岩化两个阶段，后者可以进一步划分为晚期矽卡岩化和石英—硫化物阶段。
1)钠长石化阶段。该阶段发生于气成热液交代的早期，主要形成一套钠长石化闪长岩和钠长石岩；钠长石化岩石中斜长石、钾长石、角闪石发生不同程度的钠长石化，斜长石、钾长石周缘形成钠长石净化边，形成包含结构，角闪石被钠长石、石英交代，部分角闪石蚀变为透辉石和阳起石，形成残余结构；钠长石中90％以上为钠长石，暗色矿物角闪石阳起石化；经过钠长石化阶段岩石发生褪色，颜色变浅，岩石的结构变细，形成变余结构和变晶结构。
2)早期矽卡岩阶段。该阶段发生在气成热液阶段晚期，由于温压逐渐降低，交代作用演化进入无水矽卡岩阶段，该阶段含矿流体对早期钠长石岩和碳酸盐岩围岩进行交代，交代钠长石岩形成矽卡岩化钠长石岩和方柱石矽卡岩内带，交代碳酸盐岩形成透辉石、次透辉石化矽卡岩外带，上述两个蚀变带常成过渡阶段；该成矿阶段后期，部分磁铁矿交代透辉石和碳酸盐围岩，同时伴随有金云母产生，形成磁铁矿、金云母和透辉石组合；该阶段除形成矽卡岩矿物方柱石、透辉石、金云母外，还出现部分磁铁矿，但是没有石榴石类矿物的形成。
3)晚期矽卡岩阶段。晚矽卡岩阶段发生在高温热液阶段，该阶段除继续有大量的磁铁矿沉淀外，碳酸盐中的钙被大量活化，在高温流体作用下，形成大量含水的矽卡岩矿物透闪石、阳起石、金云母和蛇纹石等矿物组合，这些蚀变矿物与磁铁矿一起，构成透闪石、阳起石、金云母、蛇纹石和磁铁矿共生的磁铁矿矿体。
4)石英—硫化物阶段。该阶段发生于成矿流体交代早期和晚期，随着大量磁铁矿的析出，蚀变矿化进入石英—硫化物阶段，此时，大量的矽卡岩矿物被绿泥石所交代，但是石英和萤石较少，金属矿物主要为黄铁矿和少量黄铜矿，呈浸染状分布；到黄铁矿化阶段的晚期，随着温度的进一步降低，出现大量的碳酸盐化，与此同时，有细脉黄铁矿产出。
3 赋矿岩体的年代学研究 3.1 分析方法采集的样品经镜下鉴定后选择最新鲜的样品粉碎至200 目以下用于地球化学分析，样品的粉碎工作在河北省地质调查局廊坊实验室完成。
本文样品采用常规方法进行破碎，经重力和磁选后在双目镜下挑选出晶形和透明度较好、无裂痕和包裹体的锆石颗粒，并与标准锆石一起置于环氧树脂中做成样品靶(Yuan et al., 2008)，进行锆石透射光、反射光、阴极发光(CL)照相。 选取晶形完整、自形程度高、颗粒较大且具有明显震荡环带的锆石进行SIMS 定年分析测试。 锆石分选工作在河北省地质调查局廊坊实验室完成。 锆石阴极发光照相在中国地质科学院地质研究所北京离子探针中心完成。锆石U-Pb 定年分析在中国科学院地质与地球物理研究所离子探针实验室的Cameca IMS-1280 型二次离子质谱仪(SIMS)上进行。U-Pb 分析点尺度大约为20 μm×30 μm，标样为91500，详细的分析流程见李献华等(2009)，SIMS U-Pb 定年单点分析的同位素比值及年龄结果误差为1σ，数据结果处理采用ISOPLOT 软件(Ludwig，2001)。
3.2 分析结果白涧铁矿闪长岩锆石的U、Th 含量变化范围较大(U=123×10-6～1 806×10-6，Th=77×10-6～6 457×10-6)，Th/U 比均大于0.4，显示岩浆锆石特征(表 1，图 3)。16个分析点的U-Pb 同位素组成在误差范围内谐和(图 4)，206Pb／238U加权平均年龄为128.47±1.2 Ma(MSWD=0.65，95％置信度)，代表了该白涧岩体的结晶年龄。
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表 1 白涧铁矿闪长岩SIMS锆石U-Pb定年结果 Table 1 Zircon U-Pb data determined by monocollector SIMS mode of diorite from Baijian skarn iron deposit |
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图 3 白涧铁矿闪长岩锆石CL图像 Fig. 3 Cathodoluminescence(CL) images of representative zircon from diorite of Baijian |
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图 4 白涧铁矿闪长岩SIMS锆石U-Pb年龄谐和图 Fig. 4 SIMS U-Pb zircon concordia diagrams for diorite of Baijian |
本文样品采集于白涧铁矿ZK0818孔，采集的样品有二长花岗岩、矽卡岩、铁矿石和灰岩(图 5)。Fe同位素分析在中国地质大学(北京)同位素地球化学实验室完成；分析方法的详细见文献(He et al., 2014)，简要叙述如下： 称取约3～10 mg的粉末状样品于聚四氟乙烯坩埚中以氢氟酸、硝酸、高氯酸(HF-HNO3-HCIO4)混合物进行溶样，然后以王水和数滴高氯酸(HCIO4)进行处理以移除HF，样品最终溶于0.5 mL的6 mol/L的盐酸(HCI)中；取出大约含100 μg铁的样品溶液，使用装有1 mLAG1-X8树脂的聚丙烯离子交换柱进行Fe的提纯分离；上述化学分离流程重复两次，以确保杂质被完全移除；Fe同位素测量采用Neptune Plus接收等离子质谱仪(MC-ICPMS)，在“中”分辨模式下进行；仪器分馏通过“样品—标样”(SSB)间差法修正。数据在线处理，以标准δ值为准δiFe=[(iFe/54Fe)样品)/(iFe/54Fe)标样-1]×1000，此处i可能为56或者57；为了获得更好的外部再现性，每份样品溶液测定了4次，表中结果为4次重复分析结果的平均值(n=4)；误差按Dauphas et al.(2009)方法；基于重复分析结果的常规误差也在表 2中列出2SD作为参考；δ56Fe测量的外部精密度与准确度在0.04‰以内(He et al., 2014)。
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图 5 样品采样位置和其Fe同位素组成 Fig. 5 Location of samples and their Fe isotope compositions |
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表 2 白涧铁矿不同样品铁同位素组成 Table 2 Fe isotope compositions of different samples of major geological bodies of Baijian iron deposit |
样品的化学处理和上机测试都在中国地质大学(北京)同位素地球化学实验室完成，所有数据点都严格落在铁同位素的质量分馏线上(图 6)，岩石标样GSP-2测定值与实验室推荐值在误差范围内一致，平行样品数据点也在误差范围内一致，表明我们的实验数据真实可靠(图 6)。
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图 6 样品的铁同位素质量相关分馏判别图解及铁同位素分布 Fig. 6 Samples Fe isotope compositions fractionation of discriminative diagram |
分析样品总体具有大的铁同位素变化范围(δ56Fe=-0.158‰～+0.273‰)，测试结果见表 2。其中花岗闪长岩—二长闪长岩Fe 同位素δ56Fe值在 +0.043‰～+0.166‰之间，平均值为0.0915‰±0.019(2SD，n=8)，落在已报道的岩浆岩的铁同位素范围内；矽卡岩Fe 同位素δ56Fe值在 +0.058‰～+0.083‰之间，平均值为0.0707‰±0.019(2SD，n=3)；灰岩Fe 同位素δ56Fe值在 -0.157‰～+0.042‰之间，平均值为 -0.0575‰±0.019(2SD，n=2)；磁铁矿Fe 同位素δ56Fe值在 +0.114‰～+0.146‰之间，平均值为0.1334‰±0.019(2SD，n=5)；黄铁矿—磁黄铁矿Fe 同位素δ56Fe值在 +0.242‰～+0.270‰之间，平均值为0.2617‰±0.023(2SD， n=3)。
5 讨论 5.1 Fe同位素成矿物质来源示踪闪长岩的Fe同位素变化范围总体落在火成岩的变化范围之内(图 7～图 9；Teng et al., 2013)，而且显著大于δ56Fe测量的外部与准确度(0.019‰)。研究表明，Fe同位素分馏和铁的赋存价态(Fe2+和Fe3+)有直接关系，一般富Fe3+ 的矿物或介质比富Fe2+ 的矿物或介质更富集重Fe同位素(Johnson et al., 2002；Dauphas et al., 2009)。岩浆结晶过程中，磁铁矿一般富集重Fe同位素(Sossi et al., 2012)。分离结晶可以导致显著的Fe同位素分馏，橄榄石和辉石分离结晶会使残余的熔体变重(Sossi et al., 2012；Teng et al., 2013)，而磁铁矿分离结晶会使残余熔体变轻(Sossi et al., 2012)；流体出溶和蚀变是导致岩浆岩Fe同位素分馏的另外一种机制(Poitrasson and Freudier， 2005；Heimann et al., 2008)，出溶流体以FeCl2的形式从岩浆带出轻的Fe同位素而使残余岩浆Fe同位素变重；白涧铁矿床闪长岩经历了不同程度的蚀变作用，全铁含量降低，铁同位素变重。白涧闪长岩的Fe同位素变化范围可能是流体作用的结果。
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图 7 白涧铁矿不同地质体Fe同位素组成 Fig. 7 Fe isotope compositions for major geological bodies |
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图 8 白涧铁矿不同地质体Fe同位素组成(陈永建等，2014) Fig. 8 Fe isotope compositions for Baijian magnetite ores，different-type rocks and iron ore(after Chen et al., 2014) |
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图 9 白涧铁矿与不同类型铁矿Fe同位素组成(陈永建等，2014) Fig. 9 Fe isotope compositions for Baijian iron deposits and ore of different type iron deposits(after Chen et al., 2014) |
铁矿石的Fe同位素能直接反映成矿物质来源，不同成因类型的Fe同位素变化范围有所不同(图 9)；沉积型铁矿(如BIF)和热液型铁矿具有高度变化的δ56Fe，变化范围最高达到5‰(Dauphas et al., 2007a，2007b；Hyslop et al., 2008；李志红等，2008)，这是因为低温下呈现溶解态的Fe3+和Fe2+ 之间Fe同位素分馏系数δ56Fe高达3.0‰(Johnson et al., 2002)，水体或流体中结晶氧化物的δ56Fe比介质自身显著重，而介质自身的δ56Fe持续降低，产生了上述极大的δ56Fe变化范围。矽卡岩型铁矿由于铁是以流体形式进行运移，在不同的成矿阶段结晶磁铁矿和铁的硫化物，也会产生较大的Fe同位素分馏，且矿石的δ56Fe相对于岩浆岩系统偏轻(王艳娟等，2011)；火成岩的δ56Fe为0.0‰～+0.2‰之间(Zhu et al., 2002；Dauphas et al., 2009；Teng et al., 2013)，如攀枝花岩浆型钒钛磁铁矿和白云鄂博岩浆成因的Fe同位素组成和火成岩一致(Sun et al., 2013)；白涧磁铁矿矿石的Fe同位素组成十分均一，δ56Fe值在 +0.114‰～+0.146‰之间，平均值为0.1334‰±0.019(2SD，n=5)，与平均火成岩δ56Fe值(1‰)接近一致，这说明白涧铁矿铁的成矿物质来源于深部岩浆流体。
大量的矿床学研究表明，岩浆流体在热液矿床形成过程中扮演着重要的角色。同时，流体包裹体数据及钻井的热卤水都证实岩浆流体可以具有高达9.3％的铁含量。更为重要的是岩浆热液中铁主要以二价铁的卤化物的形式存在，富集铁的轻同位素。因此我们有理由相信，岩浆流体就是另外一个高铁含量且富集铁的轻同位素的铁质来源。白涧铁矿铁同位素研究表明，邯邢铁矿的铁质来源不仅局限于侵入岩体在蚀变过程中所析出的铁，而且来自于高温岩浆流体中的铁对成矿物质的贡献可能更大。
5.2 成矿动力学过程中国东部中生代以来发生了大规模的岩石圈减薄作用，约 100 km 的岩石圈被消耗掉，快速减薄到 80 km，与之相伴生的是强烈的构造—岩浆活动和大规模成矿作用。 沿太行山断裂岩浆作用发生在 138～127 Ma(陈斌等，2005)，东部与之平行的郯庐断裂发生大规模的位移的时间为 132～120 Ma(朱光等，2001)，而余金杰等(2002)在与郯庐断裂活动有关的宁芜玢岩铁矿区获得了与成矿关系密切的钠长石 40Ar-39Ar 年龄为 125～123 Ma，金云母 40Ar-39Ar 年龄为 126.7±0.17 Ma，杨承海等(2006)获得与矽卡岩铁矿有关的莱芜铁铜沟苏长辉长岩石、辉石闪长岩和金岭黑云母闪长岩的LA-ICPMS U-Pb 谐和加权平均年龄分别为 131.4±4.9.1 Ma、134.5±2.31 Ma和132.8±4.21 Ma。本次研究获得的128 Ma 的白涧铁矿床闪长岩成岩年龄与上述数据接近，说明中国东部在岩石圈大规模减薄过程中伴随着大规模铁矿成矿作用，铁矿的成矿时限大致在 135～125 Ma。该阶段由于太平洋板块的持续俯冲，整个中国东部发展为弧后伸展环境，造成华北克拉通的破坏；在岩石圈伸展—减薄和深断裂强烈活动的构造背景下，深部地幔物质上涌，形成矽卡岩铁矿和玢岩铁矿。
古西太平洋板块俯冲在地幔过渡带的滞留脱水(牛耀龄，2005；Niu，2014)以及上覆地幔的非稳态流动(Zhu et al., 2012)，可能是导致华北克拉通东部发生破坏的主要原因；在白垩世全球地幔增温背景下，不稳定的地幔流动体系造成华北克拉通东部岩石圈地幔中熔体/流体含量的大幅度增加和岩石圈发生强烈熔体/流体交代作用，进而转变为强烈交代富集的地幔属性；正是这种富含熔体/流体和强烈交代富集地幔与下地壳接触，以及熔体/流体与壳源长英质岩浆的相互作用，产生了富铁岩浆，并且出溶形成了含铁流体。白涧铁矿的闪长岩也是在这个阶段侵位的，岩浆流体交代中奥陶统灰岩形成石榴石和透闪石，石榴子石中见有硅酸盐熔融包裹体，表明其捕获于高温的岩浆熔融体。 此类包裹体常与气体包裹体、液体包裹体、含子矿物包裹体、纯气体包裹体等共生。 矿物中熔融包裹体和液体包裹体共存是岩浆—热液过渡性质矿床的显著标志之一(林新多，1999)，也表明形成石榴子石的流体不是单一的热水溶液，而是花岗质岩浆分异出来的残余硅酸盐熔体与流体共存的岩浆—热液过渡性流体(常海亮等，2007)。石榴子石的形成始于岩浆—热液过渡阶段，主要形成于热液阶段。石榴子石的含子矿物包裹体部分包含有不透明的金属矿物，说明矽卡岩阶段流体富含Fe等金属离子，并且一些金属矿物早期开始结晶。在退化蚀变阶段石榴子石和透闪石退化蚀变成含水矿物，如绿帘石、绿泥石、角闪石、阳起石。由于该阶段形成了大量复杂的链状含水硅酸盐矿物—绿帘石，流体中的Fe难于进入硅酸盐格架，从而大量铁进入到流体中，形成含矿流体。 热液系统温度的降低和pH值升高促使金属络合物分解，导致金属氧化物(磁铁矿)大量沉淀，形成磁铁矿体。 随着温度的继续降低，流体中的SiO2达到饱和，开始形成石英，石英中纯气体包裹体、气体包裹体、液体包裹体、含子矿物包裹体和含液体CO2 的三相包裹体共生，表明流体发生了沸腾作用，导致了含矿流体中CO2、H2O、NaCl产生相分离，引起了含矿热液中铜、铁络合物分解，形成少量硫化物(黄铁矿，少量黄铜矿)的沉淀(Reed and Spycher， 1985)。
6 结 论(1)白涧中型铁矿赋存于奥陶系中统马家沟组、磁县组中，空间上与矽卡岩密切相关，矿床的形成经历了气液交代期和热液交代期，气液交代期包括钠长石化阶段和早期矽卡岩化，热液交代期可以进一步划分为晚期矽卡岩化和石英—硫化物阶段。
(2)白涧铁矿闪长岩锆石的U、Th 含量变化范围较大，Th/U 值均大于0.4，显示岩浆锆石特征，17个分析点的U-Pb 同位素组成在误差范围内谐和，206Pb／238U加权平均年龄为128.47±1.2 Ma(MSWD=0.65，95％置信度)，代表了该白涧岩体的结晶年龄，也限制了白涧铁矿床形成的上限年龄。
(3)通过对白涧铁矿闪长岩、矽卡岩、磁铁矿矿石、灰岩的系统Fe同位素分析，表明白涧铁矿矿石和矽卡岩为同一流体体系演化的产物，具有相同的物质来源，来自于岩浆流体；白涧铁矿矽卡岩型矿体为燕山期华北克拉通破坏过程中岩浆流体成矿作用的产物。
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