“大冶式”铁矿位于鄂东南矿集区（图1），其勘查开发历史悠久，研究程度很高。例如，黄懿等（1957）首次发表了《论大冶式铁矿》重要论文，提出“大冶式”铁矿是指湖北省东南部大冶、鄂城一带面积1300 km²范围内的铁矿，从北向南为鄂城、铁山、金山店和灵乡4个岩体附近均发育“大冶式”铁矿，认为其为接触式热液交代矿床，成矿主要为热液期，主要矿体产于岩体与地层的接触带、地层褶皱轴部和断裂带。裴荣富院士参加了湖北大冶铁矿的普查勘探，发表了《再论大冶式铁矿》重要论文，据统计提出铁山（又称大冶铁矿）、程潮、金山店和灵乡等大中型矿床占鄂东南地区总储量的93%，并将铜绿山铜铁金矿放在一起讨论，提出“大冶式铁矿为广义矽卡岩型矿床”的概念（裴荣富等，1985）。翟裕生等（1984）系统探讨鄂东“大冶式”铁矿成因的若干问题，包括岩浆活动和铁矿的多期性、矿浆成矿特点和成矿模式，提出“大冶式”铁矿是闪长岩类岩浆演化的产物，建立了鄂东区域铁矿床模式。裴荣富等（2011）研究表明“大冶式”铁矿存在4类岩浆侵入构造体系，其中，岩体侵位包围围岩突入岩体凹部是侧向延展发现新矿体的有利接触构造，岩体与围岩超复转折接触构造的凹凸位是垂向找矿有利部位。这些已成为后人研究“大冶式”铁矿的成矿规律和矿床模型的重要参考文献。在裴荣富院士和毛景文院士等项目负责人指导下，作者全面梳理了大冶铁山铁矿的勘查、研发和研究简史（谢桂青等，2016），本文在前人工作的基础上，研究总结20余年来 “大冶式”铁矿的研究成果，联合一线地勘单位，探讨“大冶式”铁矿的两期成岩成矿事件、成铜岩体和成铁岩体、膏盐地层参与成矿作用、成铜与成铁的差异性，初步地建立“大冶式”铁矿的成矿-找矿模型，期望为今后该类型铁矿床找矿提供科学参考。

尽管“大冶式”铁矿的矿床成因在80年代存在一定的争议，主流观点认为它们为产于岩体与碳酸盐岩地层接触带的矽卡岩矿床，与中酸性岩浆具有密切成因联系（黄懿等，1957；裴荣富等，1985；常印佛等，1991；翟裕生等，1992）。地质前辈很早就提到“大冶式”铁矿不仅限于铁矿资源，如黄懿等（1957）认为“大冶式”铁矿以含钴，或含铜、钴的磁铁矿和赤铁矿为主，统称为铜铁综合的矽卡岩矿床。早期学者提到“大冶式”铁矿存在多期次的杂岩体和多期次的铁和铜矿化，如翟裕生等（1984） 主要根据全岩K-Ar和Rb-Sr法的年龄数据，提出鄂东南地区发育燕山早期、中期和晚期的3期侵入岩，对应3期铁矿成矿期，另外还有第4期岩浆活动末期的小型铁矿和庐枞式铁矿化。裴荣富等（1985）提出“大冶式”铁矿区发育燕山早期和晚期的两期杂岩体，对应的两期成矿事件，分别为149~139 Ma的铁铜矿和135~90 Ma铁矿。因此，“大冶式”铁矿是以铁为主的多金属矿床，存在多期岩浆-成矿事件。由于当时测年方法存在较大的误差或局限性，导致同位素年龄数据与地质现象有矛盾，需要开展高精度成岩成矿测年工作，厘定“大冶式”铁矿的成岩成矿时空格架。

近20年来，学者采用锆石等副矿物原位U-Pb法、辉钼矿Re-Os法、含钾矿物Ar-Ar法等相对精确测年方法，精确厘定了“大冶式”铁矿所在的鄂东南地区侵入岩和斑岩-矽卡岩铜铁金矿的时空分布格架（Xie et al., 2007；2008；2011；2012；Li et al., 2009；2014；Zhu et al., 2017），发现“大冶式”铁矿存在两期成岩成矿事件，即早期矽卡岩铜+铁+金矿床 （以下简称矽卡岩铜铁矿床，137~144 Ma）和晚期矽卡岩铁矿床（不含铜金矿化，132~133 Ma），两期矽卡岩矿床分别对应两期不同的岩浆岩组合（136~147 Ma和127~133 Ma），早期矽卡岩铜铁矿主要分布于矿集区东部，以铜绿山和铁山大型矿床为代表，晚期矽卡岩铁矿主要分布于矿集区西部，以金山店和程潮矿床为代表（图1），灵乡岩体南部铁矿床的成矿时代约130 Ma（魏克涛等，2021），与程潮和金山店矽卡岩铁矿同期形成。舒全安等（1992）提出鄂东南矿集区铜铁矿可以划分为以铜为主的铜绿山矿床和以铁为主的铁山矿床，已有的年代学资料表明这2个典型矿均属于早期矽卡岩铜铁矿。

已有研究表明，长江中下游成矿带发育铜（金）和铁两大成矿系列，均与侵入-火山岩浆岩有成因联系（常印佛等，1991；翟裕生等, 1992），分别对应成铜岩体和成铁岩体（Yang et al., 2011）。“大冶式”铁矿的成矿岩浆具有多期次、多样化特点，如黄懿等（1957）认为含矿岩体为花岗岩、花岗闪长岩、石英二长岩、闪长岩。裴荣富等（1985）提出“大冶式”铁矿区存在燕山早期杂岩体形成铁铜矿、晚期杂岩体形成铁矿的规律，与二者相关的岩体稀土元素特征存在明显差异，不同期次的岩体具有同源特征，是从早期到晚期逐渐分异演化的产物。因此，“大冶式”铁矿两期成矿事件对应相关的岩体分别称为早期成铜岩体、晚期成铁岩体，两类型岩体的差异性如何？

鄂东南地区发育火山-侵入岩，出露面积占全区总面积的17%，是长游中下游成矿带岩浆岩面积出露最多的地区。区内地表出露鄂城、铁山、金山店、灵乡、阳新和殷祖6个岩体、铜山口等100多个花岗闪长斑岩等小岩株和西部金牛盆地火山岩（谢桂青等，2016）。早期矽卡岩铜铁矿主要分布于铁山、阳新岩体外接触带，铁山和铜绿山矿区以石英闪长岩和闪长岩为主，将铁山和阳新岩体称为成铜岩体；晚期矽卡岩铁矿主要分布于金山店、鄂城岩体外接触带，程潮、金山店铁矿区以二长岩和花岗岩为主，少量闪长岩和辉长岩，将程潮和金山店岩体称成铁岩体（Xieet al., 2011；2012；Zhu et al., 2017；Li et al., 2019）。据大量野外调查和解剖研究表明，上述不同类型岩石之间无明显的截然接触，主要以渐变过渡关系，成矿与多个阶段岩浆有成因联系，类似于全球其他斑岩铜矿床，后者成矿作用与不少于两个阶段斑岩体有成因联系（Sillitoe, 2010；2020）。另外，灵乡岩体南部探明了10余个中小型铁矿床，近年来因无新增矿产资源目前基本不再开采，这些铁矿床中石榴子石矽卡岩矿物组合不发育，与灵乡岩体没有直接成因联系，是深部岩浆热液沿构造裂隙上升在浅部充填成矿的结果（魏克涛等，2021）。殷祖岩体以石英闪长岩和闪长岩为主，是鄂东南矿集区最早的岩浆活动，锆石U-Pb年龄表明它形成于148 Ma，锆石和磷灰石等地球化学暗示原始岩浆含水富硫氧化性，有成铜矿的潜力（Zhou et al., 2022a），但到目前为止，仅在该岩体东南缘地层中，探明了10余处中小型规模与岩浆有关的远端低温金多金属矿床（罗恒等，2021），能否形成大中型规模矽卡岩铜铁矿目前还不清楚。本文主要侧重于矽卡岩铁和/或铜矿床，未将殷祖和灵乡岩体放在一起讨论。综上所述，早期成铜、晚期成铁岩体的岩性组合明显不同，本文选择岩体全岩烧失量（LOI）小于4%的主微量元素数据、Sr-Nd-Hf同位素，探讨成铜岩体、成铁岩体的差异性及其根本原因。

已有资料表明，成铜岩体、成铁岩体具有不同的元素和同位素地球化学特征（图2），成铜岩体主体为中基性岩高钾碱性系列（w(SiO₂)=54.61%~66.95%），岩性为石英闪长岩-闪长岩；而成铁岩体w(K₂O)和w(SiO₂)变化范围较大，如w(SiO₂)=48.45%~75.46%，w(SiO₂)最低，为少量辉长岩，主体为花岗岩+二长岩+闪长岩（谢桂青等，2016）。成铜岩体具有相对较高和变化较大的Sr/Y（36.0~201）、（La/Yb）_N（15.0~172）和w(Yb)（0.51×10^-6~1.93×10^-6）及铕异常（δEu=0.67~1.3）（图2a、b），类似于全球埃达克质岩，暗示原始岩浆形成于厚地壳（>50 km），源区存在石榴子石残余相（Xie et al., 2008；2015）或在深部经历了角闪石分离结晶（Duanet al., 2017；Zhou et al., 2022b）。相比而言，成铁岩体具有较低且变化较大的Sr/Y（0.66~51.3）、（La/Yb）_N（2.28~30.0）和w(Yb)（1.07×10^-6~5.17×10^-6）及铕异常（δEu=0.22~1.3）（图2a、b），类似于弧岩浆岩，暗示原始岩浆形成于正常地壳（~30 km），源区存在斜长石残余相（Xie et al., 2008；2015）或在浅部岩浆经历斜长石分离结晶（Zhou et al., 2022b）。

成铜岩体具有中度富集且变化较大的Sr-Nd-Hf同位素，如锶同位素初始值（⁸⁷Sr/⁸⁶Sr）_i=0.7053~0.7076，ε_Nd（t）为-10.0~-3.4，锆石ε_Hf（t）=-19.1~-5.4（图2c；Xie et al., 2011；2015），与长江中下游成矿带早白垩世（140~124 Ma）辉长质和玄武质岩浆具有类似的Sr-Nd-Hf同位素，后者被认为源于富集地幔部分熔融（Yan et al., 2008；Xie et al., 2011）。相比而言，成铁岩体具有富放射性的Sr-Nd-Hf同位素，如锶同位素初始值（⁸⁷Sr/⁸⁶Sr）_i=0.7058~0.7085，ε_Nd（t）为-12.7~-4.9，锆石ε_Hf（t）变化很大（范围为-28.2~-5.9）（图2c；Xie et al., 2011；2015），其中花岗岩的锆石ε_Hf（t）最低值为-28.2，与苏鲁造山带早白垩世二长花岗岩（ε_Hf（t）=-6.2±1.0）类似，后者主要源于下地壳熔融，混入少量地幔物质（Yang et al., 2005）。总体来说，成铜岩体、成铁岩体的Sr-Nd-Hf同位素变化较大，暗示它们是壳幔混源岩浆经历了不同程度地壳混染的产物，相比成铁岩体，野外调查表明成铜岩体普遍发育富角闪石基性包体，Nd-Sr模拟计算暗示成铜岩浆源于富集地幔的部分熔融，经历了相对较低（5%~20%）的下地壳混染和分离结晶作用；成铁岩浆是富集地幔的部分熔融和分离结晶后发生较大比例（高达35%）的下地壳混染的产物（Xie et al., 2015）。

上述的“大冶式”铁矿早期成铜岩浆比晚期成铁岩浆有更多幔源物质参与的观点，可从硫化物稀有气体同位素组成得到佐证。早期矽卡岩铜铁矿床中硫化物He同位素（³He/⁴He=0.75~1.87Ra，Ra=1.4×10⁻⁶）明显高于晚期矽卡岩铁矿床中硫化物He同位素（³He/⁴He=0.08~0.93Ra，Ra=1.4×10⁻⁶）（图2d），暗示早期矽卡岩铜铁矿床比晚期矽卡岩铁矿床有更多幔源物质的贡献（Xie et al., 2016）。全岩Nd同位素和锆石Hf同位素的对比研究表明，长江中下游鄂东南、九瑞和铜陵地区岩浆源区的幔源组分贡献越高，对成铜矿越有利（蒋少涌等，2019）。鄂东南矿集区矽卡岩铜铁矿床含矿岩体中磷灰石（⁸⁷Sr/⁸⁶Sr）_i为0.7055~0.7061，低于矽卡岩铁矿床含矿岩体中磷灰石(⁸⁷Sr/⁸⁶Sr)_i（0.7072~0.7082），暗示成铜岩体、成铁岩浆源于富集岩石圈地幔，成铁岩浆有更多地壳物质参与，成铜岩体（如铜绿山）的磷灰石Sr/Y和锆石Eu/Eu*大于成铁岩体(如程潮、金山店和灵乡），暗示成铜岩浆在高压条件下角闪石分离结晶，而成铁岩浆经历了斜长石分离结晶，成铜岩浆比成铁岩浆有更高的水含量（Wen et al., 2020; Zhou et al., 2022b）。综上所述，“大冶式”铁矿两期成矿事件对应的早期成铜岩体、晚期成铁岩体，在岩石组合、岩浆性质、地幔贡献比例方面存在明显不同，推测它们是造成成铜岩体、成铁岩体差异性的主要原因，其内在控制机制还需要进一步研究。

众所周知，矽卡岩铜和铁矿床是含矿岩浆与含钙围岩双交代的产物，通常碳酸盐岩提供了矽卡岩矿物组合不可缺少的钙等组分，称为去碳酸盐反应（Meinert, 2020）。对于“大冶式”矽卡岩铁矿床，很多地质前辈提出围岩地层参与成矿作用。如黄懿等（1957）发现“大冶式”矿床不受某一特定的赋矿地层所控制，但矿体规模的大小和品位受地层岩性控制，若围岩为石灰岩，矿体规模大且品位高；若围岩为砂岩和页岩，几乎没有具有工业价值的矿体。蔡本俊（1981）注意到鄂东南94%的铁矿资源量和70%以上的铜矿资源量集中于三叠系，该地层普遍发育盐溶角砾岩，在程潮等矿区可见厚层石膏和硬石膏矿层，铁矿体与硬石膏岩在空间共生，推测“大冶式”铁矿床是岩浆与蒸发岩作用的结果。裴荣富等（1985）提出“大冶式”铁矿的矿床成因方面有“膏盐促进闪长岩成矿”的观点。王焰新等（1994）从古水文地质学角度分析地层与矽卡岩矿床的关系，提出含硬石膏/石膏碳酸盐岩是“大冶式”矽卡岩铁矿的4个控制因素之一。膏盐层参与岩浆热液铁多金属矿床的成矿作用在全球较为普遍存在（Barton et al., 1996），如美国宾夕法尼亚、长江中下游、华北邯邢地区（Rose et al., 1985; 范洪源等, 1995; Shen et al., 2013; Wen et al., 2017）。然而，“大冶式”铁矿发育两期成矿事件，膏盐层参与这两期成矿事件的贡献是否存在差异还不清楚，膏盐层参与“大冶式”铁矿的关键证据和具体形式的研究相对不足。

本文通过分析程潮、金山店、铁山和铜绿山4个典型“大冶式”铁矿的已有资料，提出膏盐层参与成矿作用的地质、矿物学和同位素证据，认为成铁岩浆在浅部地壳中同化少量的膏盐地层，在热液阶段形成大规模硬石膏/石膏，并推测膏盐层参与晚期矽卡岩铁矿床成矿作用的比例大于早期矽卡岩铜铁矿床，主要依据如下：

（1） 地质方面：区域地层对比表明，鄂东南矿集区在三叠纪形成了3个膏盐分布区，其中，程潮和金山店大型矽卡岩铁矿床均位于膏盐分布区，铁山岩体东侧黄石石膏分布区探明了狮子立山超大型热液天青石矿床（Zhu et al., 2022），而早期矽卡岩铜铁矿床均不在膏盐分布区（图1）。晚期矽卡岩铁矿床（程潮和金山店）赋矿地层主要为中下三叠统嘉陵江组的白云质碳酸盐岩夹有厚层膏盐；而早期矽卡岩铜铁矿床（铁山和铜绿山）赋矿地层主要为下三叠统大冶组灰岩为主的碳酸盐岩，仅有少量石膏假晶（Xie et al., 2016），表明矽卡岩铁矿赋矿地层明显晚于铜铁矿赋矿地层。王焰新等（1994）提出金山店矽卡岩铁矿区的硬石膏主要为热液成因，基本上是“就地取材”，来源于原生沉积的硬石膏-石膏。据统计，矽卡岩铁矿床共伴生硬石膏规模大于矽卡岩铜铁矿，如程潮和金山店铁矿石中热液硬石膏普遍存在，可见角岩化蚀变；而铁山和铜绿山铜铁矿石很难见到硬石膏，仅在铜绿山局部可见（余元昌等，1985）。长江中下游成矿带铁矿资源量最大（1984年资料2.8亿吨铁矿储量，王永基，2007）的程潮矽卡岩铁矿区，发现大型规模的硬石膏（资源量4563万吨，平均含量78%，姚培慧等，1993），可见磁铁矿石中角砾中部为有沉积层理细粒沉积硬石膏，边部可见与热液磁铁矿共生的偏紫色粗粒硬石膏（图3a~c）；金山店铁矿伴生硬石膏规模超过200万吨（谢桂青等，2016），可见热液紫色硬石膏交代磁铁矿（图3d）。

（2） 矿物方面：矽卡岩铁矿区普遍发育大规模热液硬石膏，还可见矿化膏溶角砾岩（朱乔乔等，2016），在金山店矽卡岩铁矿中还识别与磁铁矿共存的富Cl蚀变矿物（图3d、e），方柱石和角闪石的Cl含量分别高达4%和3%，类似于岩浆热液同化蒸发岩中方柱石的成分（Zhu et al., 2015）。程潮铁矿石榴子石中流体包裹体发育硬石膏、磁铁矿等子矿物（图3f），高温（大于1000 ℃还未均一），高盐度（w(NaCl_eqv)=66%~98%）的“熔体包裹体”形式存在（Li et al., 2019），类似于长江中下游成矿带玢岩铁矿和茶亭斑岩铜金矿中高盐熔流包裹体，后者被认为岩浆同化混染/溶解了围岩地层中的膏盐层（Zhao et al., 2024）或者是岩浆与膏盐层反应脱气的产物（Xu et al., 2023）。金山店铁矿床中与成矿同期的方柱石Cl/Br比值（2900~6200）明显高于铁山铁铜矿床中热液方柱石（650±40；Pan et al., 2003; Zeng et al., 2020），据此推测膏盐层参与矽卡岩铁矿成矿作用的比例大于矽卡岩铁铜矿。

（3）同位素方面：铁山和铜绿山矽卡岩铜铁矿床中硫化物的硫同位素范围为-6.2‰~+8.7‰（n=118，平均值为+1.2‰），硬石膏的硫同位素范围为+13.2‰~+15.2‰（n=5）（图4a），明显不同于矽卡岩铁矿，类似于花岗岩的硫同位素（δ³⁴S=+1.0‰±6.1‰；Seal, 2006）、斑岩型铜矿的硫化物(δ³⁴S=-10‰~+10‰；Simon et al., 2011）和硫酸盐 （Field et al., 2005）。程潮和金山店矽卡岩铁矿中硫化物阶段中热液硬石膏和黄铁矿的硫同位素分别为+18.9‰~+30.8‰（n=23，平均值为+26.1‰）和+10.3‰~+20.0‰（n=48, 平均值为+16.2‰；图4b），其中，硬石膏硫同位素平均值类似于长江中下游中三叠世海相石膏的硫同位素（δ³⁴S约+28.0‰；陈锦石等, 1986），与长江中下游泥河玢岩铁矿中热液硬石膏（δ³⁴S=+14.1‰~+24.2‰；Zhang, 1986）和河北省邯邢式夕卡岩型铁矿中热液硬石膏（（δ³⁴S=+21.3‰~+25.5‰；蔡本俊，1987）范围相近，后两者铁矿床中硫主要来源于膏盐层（Zhang, 1986；蔡本俊, 1987；Wen et al., 2017）；黄铁矿的硫同位素明显不同于花岗岩中硫同位素（δ³⁴S=+1.0±6.1‰）（Seal, 2006），其同位素组成范围类似于美国宾夕法尼亚东南部矽卡岩铁矿中黄铁矿（δ³⁴S=+6.3‰~+19.9‰；Rose et al., 1985）、河北省邯邢地区矽卡岩铁矿中黄铁矿（δ³⁴S=+7.3‰~+16.5‰；Shen et al., 2013），后两者矽卡岩铁矿的硫主要来源于膏盐层（Rose et al., 1985；Shen et al., 2013；Wen et al., 2017）。程潮和金山店矽卡岩铁矿硫化物阶段中热液硬石膏的锶同位素以高放射性为主（⁸⁷Sr/⁸⁶Sr=0.70721~0.70948），类似于该区超大型天青石矿床中硫酸锶的锶同位素值（⁸⁷Sr/⁸⁶Sr=0.708521~0.708800）和沉积硬石膏的Sr同位素值（⁸⁷Sr/⁸⁶Sr=0.70786~0.70890）（图5a；Zhu et al.,2023）。最近研究表明，程潮和金山店矽卡岩铁矿中岩体中岩浆和热液磷灰石的锶同位素组成与三叠纪海水的Sr同位素范围（⁸⁷Sr/⁸⁶Sr=0.7075~0.7085）有较大的重叠区（图5b），结合富Cl方柱石和角闪石早于磁铁矿（图3d、e），推测膏盐层在岩浆演化晚阶段加入到成矿体系（Zhu et al., 2015; 2023; Zeng et al., 2020; Zhou et al., 2022b）。

矽卡岩铜矿床是全球数量最多的矽卡岩矿床，矽卡岩铁矿床是全球规模最大的矽卡岩矿床（Meinert et al., 2005）。但是，造成矽卡岩铜矿与铁矿成矿差异的根本原因尚不清楚。有些学者根据岩体的主量元素特征，推测矽卡岩铁矿床含矿岩浆的地幔物质比例高于矽卡岩铜矿床（Meinert, 1995）。由于含矿岩体普遍受到不同程度的蚀变，因而基于全岩主量元素的研究结果可能存在较大的不确定性。全球已探明了多处与酸性侵入体密切相关的矽卡岩铁矿床，如中国东部最大矽卡岩铁矿—马坑（Pons et al., 2009; 2010;赵一鸣等, 2012），暗示矽卡岩型铁矿的含矿岩浆可以有较多壳源物质的贡献。如前文所述，“大冶式”铁矿的早期成铜岩浆源于厚地壳，晚期成铁岩浆源于正常地壳，暗示它们形成于中国东部晚中生代岩石圈减薄背景（谢桂青等, 2016）。全岩和磷灰石Sr-Nd同位素和锆石Hf同位素、硫化物He-Ar同位素证据表明，“大冶式”铁矿矽卡岩铜铁矿床含矿岩浆的地幔物质所占比例高于矽卡岩铁矿床（Xie et al., 2015; 2016; Zhou et al., 2022b），矿区普遍发育多时代、多类型的侵入岩，发育不同成因暗色包体，推测基性岩浆注入成铜岩浆的比例大于成铁岩浆。近年来，常见多个世代磁铁矿和磁铁矿溶解再沉淀结构等丰富多样的结构再平衡现象，识别出晚世代高Ti高温磁铁矿叠加了早世代低Ti低温磁铁矿（Hu et al., 2014; Li et al., 2019），是晚阶段基性岩浆注入所造成。全球斑岩铜矿系统的成矿机制与基性岩浆注入密切相关，早阶段和中阶段斑岩体叠加部位常发育高品位矿体（Sillitoe, 2010; 2020）。因此，作者推测基性岩浆注入比例不同导致“大冶式”铁矿两期成岩成矿事件的差异，结合前面资料，提出岩浆演化（如岩浆源区和侵位深度、结晶分异矿物、地壳同化混染比例、岩浆混合程度）是矽卡岩矿床铜铁共生分离的主要机制之一，但是，穿地壳岩浆系统与“大冶式”铁矿成矿系统的耦合关系还需要进一步研究。

传统观点认为，矽卡岩铜和铁矿床主要产于岩体内外接触带，已有矿床地质和多元素同位素证据表明，成矿所需的硫主要源于岩浆，与地层无关（Bowman, 1998; Meinert et al., 2005）。但是，全球多处矽卡岩铜铁矿体远离成矿岩体，常产于层状矽卡岩中，且赋存于含膏盐的地层且共/伴生硬石膏/石膏矿床（Rose et al., 1985; Barton et al., 1996; 赵一鸣等, 2012）。如前文所述，“大冶式”矽卡岩独立铁矿床所需的硫并非主要来自岩浆，而主要源于围岩中的膏盐层，膏盐层在岩浆阶段晚期加入到成矿体系时促使Cl和Fe进入出溶的流体相中，形成富铁的高温高盐度流体。在热液阶段中，膏盐层不仅可以为成矿提供大量Na⁺、Cl^-等矿化剂，形成了与矿化密切相关的钠长石化和方柱石化（氯化）等蚀变, 而且可以将成矿流体Fe²⁺氧化成Fe³⁺富集成矿（李延河等, 2013），而矿区矽卡岩铜铁矿床赋矿地层膏盐成分较少，同时矿区未见大规模热液硬石膏，硫主要来源于岩浆（谢桂青等，2016），得到成铜岩体中磷灰石的Sr同位素佐证（图5a；Zhu et al., 2023）。氧化性岩浆与含有膏盐的氧化地层双交代反应主要形成以石榴子石为主的矽卡岩铜矿床（Chang, 2021）。因此，膏盐层加入成矿比例的不同是造成矽卡岩铜铁矿床、铁矿床差异的主要原因之一，但定量评估膏盐层在“大冶式”铁矿的两期矽卡岩铜铁矿床岩浆/热液过程的贡献需要进一步研究。

矿床模型是矿床形成的地质背景、过程、时空分布规律和找矿标志的高度概括，被美国地质调查局认为是评价未发现矿床的重要手段，是成矿理论的具体表达，也是找矿实践的必然产物（毛景文等，2012a）。长江中下游是全球矽卡岩铜铁金矿床分布最集中的地区，发育断隆区、断凹区和断隆向断凹过渡3种不同环境（常印佛等，1991），其中，断隆区以146~135 Ma（峰值140 Ma）矽卡岩铜金矿床为主，而断凹区以135~127 Ma（峰值130 Ma）玢岩铁矿和矽卡岩铁矿床为主（周涛发等, 2017）。鄂东南矿集区位于断隆向断凹过渡地区，发育两期矽卡岩铜铁矿床及相应的岩浆岩组合，是破解长江中下游矽卡岩矿床成矿规律的理想研究对象。翟裕生等（1982）根据矿体与岩体的空间关系，将“大冶式”铁矿分为岩体内部、顶部、侧部和外围4大类型，建立鄂东地区铁矿床模式，称为陆内坳陷带中与中酸性侵入岩有关的（大冶式）铁（铜）矿床模型（翟裕生, 1995），被编入《中国矿床模式》（裴荣富主编, 1995），该书首次在全国范围内划分出4大构造成矿域和27个成矿堆积环境，建立了92个普适性矿床模式。

“大冶式”铁矿存在早期矽卡岩铜铁矿床、晚期矽卡岩铁矿床的两期成矿事件。早期矽卡岩铜铁矿床与长江中下游铜陵和九瑞矿集区的斑岩-矽卡岩铜矿床成矿时代一致（谢桂青等, 2016；周涛发等，2017）；晚期矽卡岩铁矿与长江中下游成矿带玢岩铁矿形成于同一成矿事件（毛景文等，2012b）。相比长江中下游成矿带其他矿集区主要发育一期成矿事件，鄂东南地区两期矽卡岩铜铁矿床的时空分布规律独具特色，正如常印佛等（2017）总结：以该矿集区西南角旋转轴，成岩成矿作用随时间的推移，由东向西作“折扇状”展开的美妙动态图像，其核心实质就是“时空物质，同步定向迁移”，这就是隆凹两期成岩成矿作用的过渡型特征之所在。这种两期矽卡岩铜铁矿床时空分带规律在国内外较为普遍发育，如阿根廷西部Neuquén盆地呈现南部45~60 Ma斑岩-矽卡岩铜金矿床，北部为~15 Ma 矽卡岩铁矿，矽卡岩铁矿区发育花岗岩和闪长岩（Ponet al., 2009；2010）。

根据长江中下游成矿带矽卡岩铁矿与玢岩铁矿的成因联系，毛景文等（2012b）建立陆相火山-侵入岩有关的铁多金属矿床模型。在鄂东南矿集区西侧金牛火山岩盆地边缘的王豹山铁矿床中，识别出矽卡岩铁矿同期的磁铁矿-磷灰石型矿体，与130 Ma 闪长岩有密切成因联系（Hu et al., 2020）。近年来，有些学者提出长江中下游成矿带火山岩盆地基底或盆地与隆起区过渡部分，具有寻找“大冶式”铁矿的找矿潜力（杜建国等，2011），玢岩铁矿深部膏盐层与岩体的接触带寻找“大冶式”铁矿的找矿方向（李延河等，2014），最近在铜陵矽卡岩铜矿集区北缘浅覆盖区新发现了矽卡岩含铜富铁矿体。已有地质资料表明，鄂东南地区最好磁异常位于金山店铁矿南侧，结合在石英闪长岩可见低品位磁铁矿体、火山岩盆地边缘深部可见三叠纪碎屑岩中角岩化蚀变等少量钻孔资料（中国冶金地质总局中南地质调查院资料，2008），推测金牛火山岩盆地边部下伏三叠纪地层与隐伏岩体接触带有寻找“大冶式”矽卡岩铁矿或在火山岩中寻找玢岩铁矿的潜力。

综上所述，“大冶式”铁矿存在两期成岩成矿事件，早期（137~144 Ma）矽卡岩铜铁矿床，成铜岩体为136~147 Ma石英闪长岩+闪长岩；晚期（132~133 Ma）矽卡岩铁矿，成铁岩体为127~133 Ma花岗岩+二长岩+闪长岩，基于此，建立“大冶式”铁矿床组合模型 （图6），该模型修正了国际上关于“矽卡岩铁矿床的硫源于岩浆”的观点，提出矽卡岩矿床岩浆岩成矿专属性的新认识，成铜岩浆的地幔物质所占比例大于成铁岩浆，膏盐层参与矽卡岩铁矿床成矿作用的比例大于矽卡岩铜铁矿床，幔源组分和膏盐层参与成矿比例的不同，是造成矽卡岩铜铁矿与铁矿成矿差异的主要原因，火山岩盆地边缘有寻找矽卡岩铁矿的找矿潜力，不排除有玢岩铁矿的可能性。

找矿模型是科学找矿的基本内容之一，也是发现矿床的最佳途经，是以地质为基础的地质、物化探、航卫技术方法的最佳组合（陈毓川等，1993）。中国近90%的磁铁矿是通过磁测异常发现的，“大冶式”铁矿普遍发育大量的磁铁矿，且矽卡岩铜铁矿床发育磁铁矿、黄铜矿和黄铁矿等矿物，已开展了大量的地面磁法和航空磁法的调查工作。如大冶铁山铁铜矿床开展过4次航磁测量，分别为1∶10万航磁（1957年）、1∶5万航磁（1974年）、1∶2.5万航磁（1976年）、1∶2.5万磁电放综合测量（1993年），另外还有1970年前后开展的1∶1万和2004年底开展的1∶2000高精度地面磁法测量（于长春等，2007；2010）。据统计，“大冶式”铁矿的铁山、金山店、程潮和铜绿山4个重要矿床在20世纪90年代已完成勘探工作。2005年在铁山、金山店和铜绿山实施危机矿山接替资源勘查项目和整装勘查项目在矿床深边部又新增一批铜和铁资源储量，截至2018年底，新增铁矿石量0.79亿吨、铜金属量82万吨，其中金山店新增铁矿石量0.38亿吨、铜绿山新增铁矿石量0.25亿吨和铜金属量33万吨（魏克涛等，2021）。 “大冶式”铁矿的找矿空间为深部第3个台阶-600~-1000 m标高（骆华宝等，2009；刘玉成，2010），需要高精度、大深度、多种物探方法联合开展低次级磁异常的提取和识别。

近20年以来，“大冶式”铁矿开展了大比例尺高精度的航磁和地面磁法，如2005年在大冶铁山铁铜矿床采取了硬架式直升机测量系统集成和飞行方法，获得1∶1万高精度航磁异常，圈定找矿靶区并实施钻孔验证（于长春等，2007；2010）。铁山危机矿山项目开展有效找矿技术方法组合，具体为1∶5万高精度航磁+1∶2000地面高磁+可控源大地电磁（刘玉成, 2010）。其中1∶5万高精度航磁采用曲面位场数据处理技术和精细反演解释技术；1∶2000地面磁测采用离散波多尺度分解和谱分析技术提取弱异常和2.5D反演计算，结合井中磁测的结果，建立“空地井”找矿方法组合（于长春等，2007；2010；高宝龙等，2010a）。以上技术方法组合在金山店矽卡岩铁矿取得了突出找矿效果（高宝龙等，2010b；2015）。因此，本文以铁矿资源找矿突破明显的金山店为对象，提出隐伏矽卡岩铁矿的找矿勘查技术方法组合为：1∶5万~1∶1万高精度航磁+1∶2000地面高磁+高精度磁法+井中磁测+可控音频大地电磁（图7，图8），突破以往的浅表单一的磁法找矿方法。首先，根据矿床模型，开展矿化蚀变专题填图，重点关注寻找花岗质岩体与膏盐层的接触带，加强接触构造在垂向和水平上侧伏规律的研究，圈定找矿远景区，利用1∶5万~1∶1万高精度航磁的资料，在找矿远景区开展1∶1万高精度地面磁法面积和1∶2000剖面测量，以获得不同精度的磁异常；在低缓磁异常重点地区开展可控源大地电磁探测推断接触带空间形态；已知钻孔开展井中三分量磁测，确定井旁磁异常，开展电磁联合精细化反演，据此圈定可供勘查的找矿靶区，通过钻探验证找矿技术方法的有效性，实现找矿突破。根据以上方法，在金山店、程潮、铁山矿区深边部和金牛盆地东部边缘均发现矽卡岩富铁矿的有利靶区。

近年在铜绿山矿区开展了大量的成矿规律和物化探方法工作，铜绿山矿田（面积11 km²）探明了多个“大冶式”铁矿的早期矽卡岩铜铁金矿，查明铁矿石量1.22亿吨，铜和金资源量分别高达250万吨、201 t，占湖北省内资源量近一半。本文总结提出深部找矿勘查思路：追索已知矿体走倾向延伸，扩大矿床规模；利用矿体尖灭再现、侧列再现规律在已知矿体边深部寻找新矿体，实现找矿突破；利用物化探异常相似类比原则，结合成矿地质条件验证已知矿床周边低缓的物化探异常发现新矿体，实现找矿突破（魏克涛等，2021）。赵岩岩等（2023）利用Surpac建模软件和证据权预测方法，构建了铜绿山三维综合预测模型，圈定了深部找矿靶区，显示深部找矿潜力较大。本文以铜绿山4线剖面为例，提出隐伏矽卡岩铜铁矿有效找矿勘查技术方法组合（图9）为可控源音频大地电磁+广域电磁法+微动探测+多元素化探原生晕。相比以往的找矿方法，该技术方法组合增加多种深部探测方法。首先，根据矿床模型，开展矿化蚀变专题填图，圈定找矿远景区；其次，利用可控源音频大地电磁探测深部的断裂和接触带形态，采用微动探测和广域电磁法相结合，精细刻画深部断裂和接触带形态等信息；最后，通过三维建模等技术，圈定可供勘查的找矿靶区，边钻探验证边研究岩芯多元素化探原生晕，确定矿体走向和倾向延伸情况，预测旁侧或井底盲矿，验证找矿技术方法的有效性。该方法提出，铜绿山矿田石头咀、蚌壳地、许家咀等深边部，以及超覆岩体下接触带均具有寻找矽卡岩铜铁金矿的找矿潜力。

本文查明“大冶式”铁矿存在2期成岩成矿事件，分别为：早期矽卡岩铜铁矿床和成铜岩体和晚期矽卡岩铁矿和成铁岩体。矽卡岩铜铁矿床含矿岩浆的地幔物质所占比例明显高于矽卡岩铁矿床。大型矽卡岩铁矿所需的硫主要源于围岩中的膏盐层，膏盐层中的硫在岩浆-热液过渡阶段参与成矿作用，且参与矽卡岩铁矿床成矿作用的比例大于矽卡岩铜铁矿床。以上两个因素，是造成矽卡岩铜铁矿与铁矿成矿差异的主要原因，建立了“大冶式”铁矿的矿床模型。文章提出两套隐伏“大冶式”铁矿的有效找矿技术组合，矽卡岩铁矿床和铜铁矿床分别为：1∶5万~1∶1万高精度航磁+1∶2000地面高磁+井中磁测+可控源音频大地电磁、可控源音频大地电磁+广域电磁法+微动探测+多元素原生晕，拓宽了“大冶式”铁矿的找矿方向。

后记：2024年是裴荣富院士101岁华诞暨从事地质工作80周年，裴先生是中国矿产资源研究与勘查领域的旗帜性人物之一，博学广闻， 思路开阔，严谨求实，重视实践，开拓创新，成就卓著。第一作者自2003年进入中国地质科学院矿产资源研究所以来，因崇拜裴先生而有缘结识他，多次当面请教裴先生，且有幸于2010年5月12~14日陪同裴先生到湖北大冶地区考察铁山矿区，他的言传身教，终身受益。第一作者在鄂东南地区20余年野外调查过程中，得到了中国冶金地质总局中南地质调查院和湖北省地质局第一地质大队的大力帮助和支持，在此表示衷心感谢。同时，非常感谢两位审稿专家的建议性意见。

图1鄂东南地区地质简图，显示“大冶式”铁矿分布、两类岩体、火山岩和膏盐层分布区（据谢桂青等，2016修编） 1—白垩纪中期火山岩；2—白垩纪中期成矿岩体；3—晚侏罗世—早白垩世成铜岩体；4—矽卡岩型铁矿床；5—矽卡岩型铜多金属矿床； 6—天青石矿床；7—膏岩层分布区

Fig. 1 Simplified geological map of Edongnan district, showing the distribution of “Daye-type” iron deposits, two types of intrusions, volcanic rocks and evaporite rocks（modified from Xie et al., 2016） 1—Mid-Cretaceous volcanic rocks; 2—Mid-Cretaceous ore-forming intrusions; 3—Late Jurassic to Early Cretaceous copper-forming intrusions; 4—Skarn-type iron deposit; 5—Skarn-type copper-polymetallic deposit; 6—Celestite deposit; 7—Gypsum rock layer distribution area

图2 “大冶式”铁矿成铜岩体、成铁岩体的地球化学特征（a~c）和铜铁和铁矿中热液硫化物He-Ar同位素组成（d，原始数据来源于Xie et al., 2015; 2016）

Fig. 2 Geochemical characteristics of the “Daye-type” iron ore-forming and iron ore-bearing intrusions（a~c）and He-Ar isotopic composition of hydrothermal sulfides in the copper-iron and iron deposits（d, original data from Xie et al., 2015; 2016）

图3 “大冶式”铁矿中膏盐层参与成矿作用的矿物和流体包裹体证据 a、b. 沉积和热液硬石膏（Li et al., 2016）； c. 热液紫色硬石膏交代磁铁矿； d. 磁铁矿交代富Cl方柱石（Zhu et al., 2015）；e.磁铁矿交代富Cl角闪石（Zhu et al., 2015）； f. 石榴子石发育含磁铁矿和硬石膏等子矿物的流体包裹体（Li et al., 2019） Anh-H—热液硬石膏；Anh-S—沉积硬石膏； Mt—磁铁矿；Amp—角闪石；Grt—石榴子石；Scp—方柱石

Fig. 3 Mineral and fluid inclusion evidence for the involvement of gypsum layers in the metallogenic processes of the “Daye-type” iron ore a, b. Sedimentary and hydrothermal anhydrite（Li et al., 2016）; c. Hydrothermal violet anhydrite replacing magnetite;d. Magnetite replacing Cl-rich scapolite（Zhu et al., 2015）; e. Magnetite replacing Cl-rich amphibole（Zhu et al., 2015）;f. Garnet containing fluid inclusions with sub-minerals such as magnetite and anhydrite（Li et al., 2019） Anh-H—Hydrothermal anhydrite; Anh-S—Sedimentary anhydrite; Mt—Magnetite; Amp—Amphibole; Grt—Garnet; Scp—Scapolite

图4 矽卡岩铁矿、铜铁矿中热液硫化物和硫酸盐矿物的硫同位素（据谢桂青等，2016修改）

Fig. 4 Sulfur isotopes of hydrothermal sulfides and sulfate minerals in skarn iron and copper-iron deposits iron ore (modified from Xie et al., 2016)

图5“大冶式”铁矿不同类型岩体磷灰石的锶同位素（a）和热液硫酸盐中δ³⁴S_CDT-⁸⁷Sr/⁸⁶Sr同位素相关图（b）（原始数据来源于Xie et al., 2015；Li et al., 2016；Zhou et al., 2022b；Zhu et al., 2022；2023） 1、4、8—石英闪长岩；2、3、6—闪长岩；5—花岗岩；7、9—石英二长岩

Fig. 5 Strontium isotopes (a) in apatite from different types of intrusions and δ³⁴S_CDT versus ⁸⁷Sr/⁸⁶Sr isotopes (b) in hydrothermal sulfates from the “Daye-type” iron ore (original data from Xie et al., 2015; Li et al., 2016; Zhou et al., 2022b; Zhu et al., 2022; 2023)1, 4, 8—Quartz diorite; 2, 3, 6—Diorite; 5—Granite; 7, 9—Quartz monzonite

图6“大冶式”铁矿床组合模型，显示两期成岩成矿作用、矽卡岩铜铁矿与铁矿的成矿差异

Fig. 6 Ore deposit model of the “Daye-type” iron ore deposit, illustrating two episodes magmatic and metallogenic processes and highlighting the metallogenic differences between skarn copper-iron deposits and iron deposits

图7 金山店矽卡岩铁矿39线的高精度磁法测量（a）和可控源音频大地电磁法二维反演电阻率（b）（据中国冶金地质总局中南地质调查院资料修改，2008）

Fig. 7 High-precision magnetic survey(a) and CSAMT 2D inversion resistivity(b) of No.39 profile from Jinshandian skarn iron deposit (modified from data provided by the Central South Bureau of China Metallurgical Geology Bureau,China,2008)

图8 金山店矽卡岩铁矿ZK2817柱状图(a)和井中磁测曲线图(b-e)(据中国冶金地质总局中南地质调查院资料修改，2008 )

Fig. 8 Stratigraphic column (a) and downhole magnetic survey (b-e) of drill ZK2817 from the Jinshandian skarn iron deposit (modified from data provided by the Central South Bureauof China Metallurgical Geology Bureau,China, 2008)

图9 铜绿山矽卡岩铜铁矿4线地质剖面（a）、可控源大地电磁测深剖面（b）、广域电磁法电阻率剖面（c）和微动探测视横波速度剖面图（d）（修编自湖北省地质局第一地质大队资料，2021）

Fig. 9 Geological cross-section along line 4（a）, controlled-source audio-frequency magnetotellurics（CSAMT）profile（b）, wide-area electromagnetic（MT）resistivity profile（c）andmicrotremor detection pseudo-shear wave velocity profile（d）of the Tonglvshan skarn copper-iron deposit (modified from data provided by the First Geological Team of Hubei Geological bureau, 2021)

参考文献