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在中国西南三江复合造山带中南段，沿昌宁-孟连结合带东侧断续发育一条赋存于澜沧岩群/大勐龙群的铁成矿带（《中国矿产地质志·云南卷》编委会，2019），其北以澜沧江为界，经澜沧惠民，向南可延伸出国境线外，长愈150 km，最宽达60 km（图1b）。该成矿带产出惠民、西定、大勐龙、疆峰、国防等在内的18个铁矿床，多以大—中型规模为主，矿床类型主要为海相火山岩型铁矿床，热液型、岩浆型铁矿床次之。其中，惠民铁矿床位于该成矿带的中部，探明资源储量达19.94亿t，Fe2O3平均品位30%，达超大型规模，并伴生Mn（约4%）（云南省地质矿产局第五地质大队，1982❶）。前人对惠民铁矿床已开展过较多研究，认为其赋矿围岩为中元古界或新元古界—寒武系澜沧岩群惠民岩组，因其成矿与火山岩关系密切，惠民铁矿床被划定为海相火山沉积型铁矿床（冯本智等，1982; 范承均，1982; 曾群望，1984; 赵准，1993; 罗君烈，1995; 许东等，2010）。
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利用锆石原位U-Pb测年技术，Nie et al.（2015）、Xing et al.（2017）和王维等（2022）对澜沧岩群变质岩开展了大量测年工作，结果表明其沉积时代为中—晚奥陶世（462~454 Ma），并提出澜沧岩群是与原特提斯洋俯冲有关的弧火山-沉积建造。然而，随着昌宁-孟连构造带地质调查研究工作的不断推进，发现这套赋矿岩石的“构造混杂”特点突出，有可能包含不同时代的“岩片”，对该地区地层时代解释错误（杨天南等，2022）很可能会误导矿床学研究。
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在惠民铁矿区的大比例尺地质填图工作中，我们发现，在澜沧岩群惠民岩组内发育一套火山-沉积岩组合，与惠民岩组内其他岩石之间呈不整合接触。显然，这套火山-沉积岩不应该属于惠民岩组，而这套火山-沉积岩正是惠民铁矿床的主要赋矿围岩。因此，惠民铁矿床的赋矿地层层序、所属时代及构造属性均需重新厘定。本文即以这套新发现的火山-沉积岩为研究对象，在厘定其沉积层序、岩石组合及与铁矿化关系的基础上，确定其形成时代，从而为理解铁矿床成矿作用及其与古特提斯洋俯冲作用的成因联系提供新的依据。
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1 地质背景
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分割保山地块与思茅（印支）地块的龙木措-双湖-昌宁-孟连缝合带（钟大赉等，1998; Ueno，2003; Metcalfe，2013; Yang et al.，2014; Zhai et al.，2016）南段东侧发育一条长约500 km、宽约100 km的变质岩带，北起昌宁，经双江、澜沧惠民，南至勐海西定，并延伸出境外。该变质岩带东侧为临沧大型花岗岩基（图1b），岩基以东为思茅中生代盆地。一般认为，临沧花岗岩基的形成与古特提斯洋俯冲相关（莫宣学等，1993; 钟大赉等，1998; Sone and Metcalfe，2008; Cong et al.，2020）。变质岩带的主体地层为澜沧岩群（构造混杂岩），被泥盆系—石炭系南段组不整合覆盖，局部被中—新生代红层不整合覆盖（图2）。18个超大型及大中型铁矿床发育在这套岩石中（图1b）。
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澜沧岩群主要由勐井山岩组、曼来岩组和惠民岩组组成。澜沧岩群岩石已普遍变质、发育强烈变形及局部“构造岩块化”，形成一套“总体有序、局部无序”的构造“岩片”组合（图3），具有显著的“构造混杂岩”特点（彭智敏等，2020）。其中，惠民岩组岩性以低级变质沉积岩、火山岩及火山碎屑岩为主（云南省地质矿产局，1990），锆石U-Pb定年结果表明，其火山岩夹层形成于480~450 Ma（Nie et al.，2015，2016; 王维等，2022），火山岩具有弧岩浆岩属性（沈上越等，2008）。结合变质沉积岩中最年轻的碎屑锆石年龄峰值（~455 Ma，Zhao et al.，2017），推断澜沧岩群主体沉积于中—晚奥陶世弧环境。澜沧构造混杂岩带内还断续出露代表超高压变质的榴辉岩和蓝片岩“岩块”或透镜体（Fan et al.，2015; Wang et al.，2018，2020）。曼来岩组为一套低角闪岩相-绿片岩相变质碎屑岩，具有陆缘复理石沉积特征，碎屑锆石年龄峰值有546 Ma、977 Ma、1013 Ma、1750 Ma、2540 Ma。曼来岩组下伏于惠民岩组，可能形成于寒武纪。
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在惠民地区，我们在原澜沧岩群之内新发现了一套火山-沉积岩。这套火山-沉积岩是惠民矿区铁矿体的主要赋存层位，其西侧不整合覆盖于惠民岩组“构造混杂岩”之上，东侧与曼来岩组呈断层或不整合接触（图2）。我们针对这套新发现的岩石，开展了系统的岩相学和年代学分析。
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2 矿床地质特征
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2.1 赋矿岩系的沉积特征
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大比例尺地质调查主要沿G214国道及旁侧岔路展开，南起惠民镇汽车站，往北西方向经惠民铁矿旱谷坪矿段，止于南坑河村一带，路线总长约12 km（图3）。沿线露头基本连续，岩石较为新鲜，有利于观察地质体的产出状态及各地质体之间接触关系。
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通过详细的野外地质调查，综合岩石组合、岩石叠置关系、岩层产状变化和构造变形特点，我们重新划分了测区地层，确定了如下四个构造地层单元（图3）:① 中—上奥陶统澜沧岩群惠民岩组（O2-3h）构造混杂岩，主要岩石类型包括变质基性—中性火山岩、变质火山碎屑岩及变质碎屑岩，沉积时代为480~450 Ma（王维，2018; 王维等，2022），变质时代集中在230 Ma（赵靖等，1994; 毕丽莎等，2014，2018; Fan et al.，2015; Wang et al.，2020）。② 泥盆系—下石炭统南段组（DC1n）砂岩、泥岩，具类复理石结构特点（Zheng et al.，2019a; Xie et al.，2022），沉积时代为泥盆纪—早石炭世（Liu et al.，1991; 冯庆来等，1996; Zheng et al.，2019b）。③ 中—上三叠统火山-沉积岩序列（本文; 具体见后）。④ 中侏罗统花开佐组（J2h）不整合上覆于南段组之上，自下而上由砾岩逐渐过渡为砂泥岩互层夹泥岩，具多个正粒序沉积韵律。
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新识别出的火山-沉积序列位于观察路线东段（具体位置见图3），角度不整合覆盖在惠民岩组之上。该套地层变形较弱，表现为开阔褶皱与逆断层组合的构造样式。测区内发育三个火山喷发-沉积旋回。各旋回岩石组合从下到上由基性岩渐变为中—酸性岩，夹火山碎屑岩及铁矿层，且铁矿层的厚度具有从下往上逐渐减薄的趋势（图4a）。每一火山旋回底部多为溢流相（玄武岩、安山岩），向上逐渐过渡为火山沉积相（玄武质凝灰岩、流纹质凝灰岩），火山沉积岩中夹多层硅质岩。
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这套火山-沉积岩序列的基底为惠民岩组灰白色绢云石英千枚岩，局部见铁铜矿化。火山-沉积岩沉积序列各段之间呈整合接触关系，总厚度大于1 km。其岩性特征自下而上简述如下:
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图1 青藏高原大地构造简图（a）和高原东南缘暨滇西南地区地质构造简图（b）（铁矿床据《中国矿产地质志·云南卷》编委会，2019）
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Fig.1 Tectonic sketch map of the southeastern Tibetan Plateau (a) and geological sketch map of southwest Yunnan Province, SW China (b) (iron ore deposits are after Editional Committee of Mineral Geology of China·Yunnan Volume, 2019)
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铁矿床（点）:1—湾河; 2—边江; 3—竹塘白掌; 4—大南婆; 5—磨刀河; 6—惠民; 7—班德挡; 8—关双; 9—曼蚌; 10—下曼来; 11—曼老; 12—曼养; 13—十二分厂; 14—大勐龙; 15—疆峰; 16—国防; 17—曼余; 18—曼南坎
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Ironore deposits (occurrences) : 1—Wanhe; 2—Bianjiang; 3—Zhutangbaizhang; 4—Dananpo; 5—Modaohe; 6—Huimin; 7—Bandedang; 8—Guanshuang; 9—Manbang; 10—Xiamanlai; 11—Manlao; 12—Manyang; 13—Shierfenchang; 14—Damenglong; 15—Jiangfeng; 16—Guofang; 17—Manyu; 18—Mannankan
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第一岩性段:灰黑色致密块状玄武岩夹灰绿色玄武质凝灰岩，杏仁状构造发育，玄武岩发育明显熔岩流动构造（图4b、5a）。玄武岩蚀变强烈，暗色矿物多已转变为绿帘石和绿泥石，细小的斜长石呈格架状分布，杏仁体多呈浑圆状，并被燧石、绿帘石所充填（图5b）。玄武岩出露厚度约50 m。向上过渡为菱铁矿绿泥石岩、磁铁绿泥石岩及菱铁磁铁硅质岩互层，偶夹薄层状的纯硅质岩（图4b），出露厚度约100 m。
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图2 惠民铁矿床区域地质图
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Fig.2 Regional geological map of the Hummin iron deposit
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第二岩性段:褐铁矿化凝灰岩与铁矿层互层，铁矿层中夹有菱铁硅质岩、磁铁硅质岩和纯硅质岩。自下而上硅质岩层逐渐变厚，铁矿层逐渐变薄，出露厚度约150 m（图4c、5c）。其中，磁铁硅质岩主要由磁铁矿和细晶石英组成，磁铁矿呈自形—半自形粒状均匀分布于石英晶粒组成的基质中，磁铁矿粒度一般＜80 μm。垂向上，磁铁硅质岩向上渐变为纯硅质岩（图5d）。硅质岩由细小的砂糖状石英晶粒组成，粒度一般＜50 μm，含量＞95%。硅质岩中多顺层发育流纹质凝灰岩条带（纹），凝灰岩多已黏土化或脱玻化，偶见黄铁矿等金属硫化物结核（图5d）。
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第三岩性段:顶部为灰白色气孔状安山熔岩夹灰白色流纹质凝灰岩，出露厚度约10 m（图4d、6a）。安山熔岩具无斑玻晶交织结构，细小的斜长石晶体呈长条状定向排列，其间分布有少量的金属硫化物和火山玻璃，气孔近圆状，边部不甚规整，偶见不规则状火山角砾，角砾多已蚀变成黏土（图6b）。向上逐渐过渡为沉凝灰岩与硅质岩互层，偶夹薄层状磁铁硅质岩薄层，出露厚度约200 m（图4d）。
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第四岩性段:再向上，岩石逐渐过渡为紫红色中厚层状粉砂质泥岩夹泥岩薄层，层理不发育。
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2.2 矿体地质特征
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惠民铁矿区呈北西—南东向展布，可依次分为:大营盘、南雄、旱谷坪及芒云共四个矿段。矿区内共控制了14个层状铁矿体（云南省地质矿产局第五地质大队，1982❶）。矿体产状整体平缓，倾角在10°~30°之间，局部较陡50°~70°。其中，旱谷坪矿段的含矿性最好，铁矿体富大，占矿区总资源储量的90.6%（云南省地质矿产局第五地质大队，1982❶）。下文以旱谷坪矿段中北部的铁矿体为例描述其矿化特征。
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前已述及，所有铁矿体均赋存于新识别的中—晚三叠世火山-沉积岩序列中（图3，具体测年数据见后文）。第一岩性段中的铁矿体呈网脉状产于玄武岩、玄武质凝灰岩夹层中，矿石矿物以磁铁矿、菱铁矿为主，并与黑硬绿泥石、石英共生。磁铁矿呈自形—半自形粒状，粒径小于0.05 mm; 菱铁矿多呈粉晶状，粒径一般小于0.01 mm，磁铁矿、菱铁矿矿体与围岩显示渐变过渡关系，无截然分界，围岩蚀变以绿帘石化、绿泥石化为主。第二岩性段中的铁矿体呈层状、似层状或透镜状与硅质岩、褐铁矿化凝灰岩互层产出，矿石矿物以菱铁矿为主，磁铁矿次之，磁铁矿、菱铁矿主要赋存于硅质岩中，与细—隐晶石英共生，磁铁矿呈自形—半自形粒状充填于石英晶粒之间，粒度一般＜0.08 mm，分布较均匀，多顺层产出（图5c）。其中，磁铁矿在硅质岩中呈现多个沉积韵律，单个韵律可见磁铁矿自下而上由稠密浸染状逐渐过渡为稀疏浸染状（图5d），围岩蚀变不明显。第三岩性段中的铁矿体与中酸性火山岩、凝灰岩及硅质岩层互层，多呈透镜状、浸染状产出。矿石矿物以褐铁矿为主，局部发育磁铁矿，呈半自形粒状（粒度一般＜0.02 mm），以浸染状产于褐铁矿基质中。
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图3 惠民铁矿区地质图
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Fig.3 Geological map of the Huimin iron ore field
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3 样品采集与测试方法
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我们采集了三件样品进行锆石分选及U-Pb年代学分析，样品位置见图3。LC10-1为安山岩，取自惠民镇北东侧旱谷坪露天采场，岩石无风化，具气孔构造; DX242-9和17HM073-1为凝灰岩，风化较强，取自矿区内G214公路开挖边坡。
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锆石的分离和挑选由河北省廊坊市尚艺岩矿检测技术有限公司完成，先通过常规粉碎及重、磁分选方法分离出锆石颗粒，然后在双目镜下进行人工挑纯。阴极发光（CL）采用TESCAN MIRA3场发射扫描电镜和TESCAN公司阴极发光探头进行锆石内部结构分析。锆石测试点的选取先根据其反射光和透射光显微照片进行初选，再与CL图片反复对比，力求避开内部裂隙和包裹体，以期获得最准确的年龄信息。LA-ICP-MS锆石U-Pb定年在中国地质科学院地质研究所矿物/包裹体微区分析实验室使用激光剥蚀-电感耦合等离子体质谱仪（LA-ICP-MS）完成。激光剥蚀平台采用NWR 193uc型193 nm深紫外激光剥蚀进样系统（Elemental Scientific Lasers，美国），质谱仪为Agilent 7900型电感耦合等离子体质谱仪（Agilent，美国）。测试时，采用5个激光脉冲对每个剥蚀区域进行预剥蚀（剥蚀深度~0.3 μm），以去除样品表面可能的污染，在束斑直径30 μm、剥蚀频率5 Hz、能量密度2 J/cm2的激光条件下分析样品。锆石91500作为主标，GJ-1作为副标，同时，以NIST610作为外标，91Zr作为内标计算微量元素含量。本次实验过程中测定的91500（1061.5±3.2 Ma，2σ）、GJ-1（604±6 Ma，2σ）年龄在不确定范围内与推荐值一致。
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图4 惠民铁矿区中—上三叠统火山-沉积岩层序（a）及野外照片（b~d）
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Fig.4 Stratigraphic sequence diagram of middle to upper Triassic volcanic and sedimentary rocks (a) and field photographs (b~d) from the Huimin iron ore field
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数据处理采用Iolite程序。单颗粒锆石测点表面年龄值小于1000 Ma时选用206Pb/238U年龄值，大于1000 Ma时则选用207Pb/206Pb年龄值（Gehrels et al.，2008）。
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4 锆石U-Pb定年结果
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样品LC10-1为安山岩，块状构造，气孔发育，手标本中可见不规则状火山角砾和黄铁矿团块（图6a）。岩石具无斑玻晶交织结构，细小的斜长石晶体呈长条状定向排列，其间分布少量金属矿物和火山玻璃，气孔近圆状，边部不甚整齐，偶见不规则状火山角砾，角砾强烈黏土化（图6b）。
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图5 野外照片示惠民铁矿区矿脉与围岩的接触关系（左列），以及矿石显微结构照片（右列）
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Fig.5 Field photographs showing the relationship between iron ore-body and its host rocks (left) , and microphotographs of the related iron ore body (right) from the Huimin iron ore field (see text for details)
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（a）—玄武质熔岩夹玄武质凝灰岩;（b）—蚀变玄武岩;（c）—硅质岩与菱铁-磁铁硅质岩互层;（d）—磁铁硅质岩;（e）—硅质岩夹凝灰岩;（f）—硅质岩. Chl—绿泥石; Cln—燧石; Ep—绿帘石; Mag—磁铁矿; Pl—斜长石; Py—黄铁矿; Qtz—石英; Qtz-Vent—石英脉; Tuff—凝灰岩
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(a) —basaltic lava intercalated with basaltic tuff; (b) —altered basalt; (c) —siliceous rocks interbedded with siderite-magnetic siliceous rocks; (d) —magnetite siliceous; (e) —siliceous rock intercalated with tuff; (f) —siliceous rock; Chl—chlorite; Ep—epidote; Mag—magnetite; Pl—plagioclase; Py—pyrite; Qtz—quartz
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岩石中锆石颗粒较小（30~100 μm），大多呈椭圆状，少数为棱角状。CL图像显示（图7a），大部分锆石发育完整的振荡环带和扇形分带，无包裹体，为单一岩浆成因。所有测试点均选在锆石的生长环带上。该样品的锆石U-Pb年龄测试点共25个，结果见表1。测试点15测试时锆石被击穿，测试结果谐和度低于90%，予以剔除。Th/U比值除18、19、20三个测点略低外（＞0.1），其余锆石Th/U均大于0.3，具典型岩浆锆石的特征（Hoskin and Schaltergger，2003）。其中，23个分析结果形成两个年龄群，加权平均年龄分别为467±6.2 Ma（n=9，MSWD=0.97）和224.6±3.4 Ma（n=14，MSWD=0.97）。鉴于研究区存在大量早古生代火山岩，我们认为较小的加权平均年龄代表了火山岩年龄。
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续表1
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续表1
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样品17HM073-1-1为玻屑凝灰岩，采自火山-沉积旋回的第三段下部。岩石主要由玻屑（99%）及少量副矿物构成，玻屑粒度＜2 mm（图6d）。锆石无色透明，自形、半自形—短柱状，颗粒大小在50~150 μm之间，长宽比在1~3之间。锆石CL图像呈暗灰色，大部分发育振荡环带（图8b）。选择其中40颗进行LA-ICP-MS锆石U-Pb年龄测试，结果见表1。其中5个测试点（1、2、3、10、27号）剥蚀期间被击穿，年龄结果谐和度低于90%，不用于加权平均计算; 30号测试点可能含其他矿物包体，Th、U含量偏高，予以剔除。34个有效点Th和U含量变化范围较大，分别为29×10-6~1270×10-6和46×10-6~2140×10-6，Th/U比为0.03~1.82。表面年龄分布在229±2~2629±13 Ma之间（图8a），存在多个年龄峰值:229.6 Ma、548.8 Ma、785.4 Ma、959 Ma、1673 Ma和2548 Ma（图8b），其中最年轻的年龄峰值平均年龄为229.6 Ma（3颗）。
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样品DX242-9为沉凝灰岩，采自火山-沉积旋回的第三段中部，条纹状构造（图6c）。锆石无色透明，浑圆状—短柱状，长轴在50~200 μm之间，长宽比1~3。Cl图像显示，大部分锆石发光强度较高，多数锆石发育生长环带（图8d）。共选取66个颗粒开展LA-ICP-MS U-Pb年龄测试，结果见表1。其中10颗锆石在剥蚀期间被击穿，形成谐和度低于90%的测试结果; 其余56个测点Th和U含量变化范围较大，分别为67×10-6~719×10-6和120×10-6~1060×10-6，Th/U比为0.05~1.89。表面年龄分布在223±6~2461±70 Ma之间（图8c），存在226.8 Ma、481.6 Ma、1080.8 Ma、1626.8 Ma、2430 Ma等五个年龄峰值（图8d）。其中，最年轻的年龄群加权平均年龄为226.8 Ma（2颗）。
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图6 惠民铁矿区安山岩和凝灰岩野外露头及显微结构照片
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Fig.6 Field and microstructure photos ofandesites and tuffs from the Huimin iron ore field
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（a，b）—安山岩（LC10-1），气孔构造及火山角砾发育;（c）—沉凝灰岩（DX242-9）;（d）—玻屑凝灰岩（17HM073-1-1，正交偏光）; Pl—斜长石; Py—黄铁矿
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(a, b) —andesite (LC10-1) , hosting stomatal structures and volcanic breccias; (c) —tuffite (DX242-9) ; (d) —vitric fragment tuff (17HM073-1-1, crossed polarized light) ; Pl—plagioclase; Py—pyrite
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5 讨论
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5.1 矿床成因及成矿时代
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前人研究（范承均，1982; 冯本智等，1982; 曾群望，1984; 赵准，1993; 罗君烈，1995; 许东等，2010）认为，惠民铁矿床是赋存于澜沧岩群惠民岩组中、与变质火山岩关系密切的沉积-变质型矿床，其成矿时代一直存在着较大的争议。
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前人认为，该矿床是赋存于中元古代火山岩中的铁矿床，其成矿时代与围岩一致（冯本智等，1982; 许东等，2010）。近年来，随着锆石高精度原位测年技术的广泛应用，在澜沧岩群惠民岩组变质火山岩中获得了精确的年代学数据，限定惠民岩组火山沉积时代为中—晚奥陶世（462~454 Ma，Nie et al.，2015; Xing et al.，2017; 王维等，2022），暗示惠民铁矿的成矿时代为中—晚奥陶世。本研究表明，惠民铁矿的主要含矿地层不整合于惠民岩组之上（图4a），岩石组合由基性岩渐变为中—酸性岩，并夹多层硅质岩及火山碎屑岩薄层，获得安山岩和凝灰岩的成岩时代为235~225 Ma。由此限定惠民铁矿的成矿时代不早于晚三叠世。
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海相火山岩型铁矿产于海相火山-沉积岩系中，矿体的围岩不受岩性限制，既可产在基性—中性—酸性的熔岩中，也可产在相应的火山碎屑岩中，还可以产在火山沉积岩或沉积岩中（Zhang et al.，2014; 张招崇等，2016）。惠民矿区赋存于火山岩中的铁矿体具有明显的双层结构，下部为网脉状，围岩蚀变强烈，广泛发育绿帘石化、绿泥石化等热液蚀变，磁铁矿、菱铁矿与绿泥石、黑硬绿泥石密切共生，与西天山智博铁矿床（骆文娟等，2019; 申萍等，2020）类似，显示火山热液充填成矿的特点; 上部为层状、似层状透镜状，无明显蚀变，矿体与火山岩热水沉积硅质岩呈整合接触关系，菱铁矿、磁铁矿与微晶石英密切共生，与西天山查岗诺尔和备战铁矿床（韩琼等，2015; 潘鸿迪等，2021）较为相似，均显示热水沉积成矿的突出特点。由此可见，惠民铁矿区已知的铁矿体在成因和空间上与晚三叠世基性—中酸性火山岩密切相关，火山喷发期形成网脉状矿体，火山喷发的间歇期形成热水沉积型层状矿体，总体显示同生或准同生火山热液成矿特点。因而，惠民铁矿床可归属于（海相）火山-沉积型矿床，成矿时代与围岩基本一致，为晚三叠世。而对于其成因机制，尚需开展深入的解剖研究。
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图7 惠民铁矿区安山岩（样品LC10-1）锆石阴极发光（CL）图像（a）和锆石U-Pb谐和图（b~d）
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Fig.7 Cathodoluminescence (CL) images (a) and LA-ICP-MS zircon U-Pb concordia diagrams (b~d) of andesite (sample of LC10-1) from the Huimin iron ore field
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5.2 区域成矿构造背景与找矿启示
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目前普遍认为，昌宁-孟连缝合带代表了古特提斯主洋盆俯冲消减的位置（图1b）。在早二叠世—晚三叠世时期，古特提斯洋主洋盆向东（现今地理方位）俯冲于印支大陆之下形成了一系列与俯冲相关的弧火山岩。这些弧火山岩的分布具有穿时性，整体上南部（210 Ma）相较于北部（230 Ma）火山岩年龄更年轻（Yang et al.，2014; 梁明娟等，2015; 唐靓等，2016; Xin et al.，2018）。本文的锆石测年数据表明，惠民铁矿赋矿围岩的形成时代与邻区的弧火山岩同时（包括忙怀组、小定西组等; 彭头平等，2006; Wang et al.，2010; 朱维光，2011; Peng et al.，2013）。因而，我们认为，作为惠民铁矿赋矿围岩的火山岩是古特提斯弧岩浆岩带的一部分，形成于古特提斯洋的俯冲。
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值得注意的是，为什么全球那么多的弧背景，大多没有形成海相火山型铁矿床，而是形成斑岩型或矽卡岩型矿床?针对这一问题，张招崇等（2016）提出，由于海相火山岩型铁矿床和斑岩型铜矿床形成的俯冲带热结构不同，热幔-冷壳背景下的高角度俯冲是控制海相火山岩型铁矿床的重要成矿机制。这一观点在中国西天山阿吾拉勒成矿带得到很好地验证。
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惠民铁矿床与中—晚三叠世古特提斯洋俯冲增生有关弧火山活动密切相关，构造背景以及成矿特点与近年勘查发现的西天山阿吾拉勒铁成矿带均具有相似性（Hou et al.，2014; Yang et al.，2019，2021; 张招崇等，2021）。在空间位置上，惠民海相火山岩型铁矿床分布在大陆弧靠近大洋一侧，而同时代的民乐斑岩型铜矿床（朱维光等，2011）、月亮坪火山块状硫化物矿床（李守奎等，2022）则出现在大陆弧的主体位置。同时，在澜沧—大勐龙地区及兰坪盆地西缘也发育多条类似的铁成矿带或矿集区（图1b）。显而易见，沿这一条三叠纪陆缘弧火山岩带弧前靠近大洋一侧，寻找类似铁矿床，应是后续勘查评价的新方向。
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图8 惠民铁矿区火山碎屑岩样品17HM073-1-1（a、b）和样品DX0242-9（c、d）锆石U-Pb年龄分布图
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Fig.8 LA-ICP-MS zircon U-Pb ages of volcanic clastic rocks of sample17HM073-1-1 (a, b) and DX0242-9 (c, d) from the Huimin iron ore field
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6 结论
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基于对惠民铁矿区澜沧岩群惠民岩组之上新识别的赋矿火山-沉积岩的沉积层序、岩石组合及其锆石U-Pb定年研究，综合有关资料数据，可得出如下结论:
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（1）惠民铁矿床赋矿火山岩主要由玄武岩、安山岩、凝灰岩及硅质岩组成，至少可识别出三个喷发旋回，其不整合覆盖于强变形的澜沧岩群构造混杂岩之上。
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（2）区内已知铁矿体主要呈似层状、层状及网脉状赋存于该套火山-沉积岩中，其产出与同时期火山活动密切相关，其成矿时代为晚三叠世（235~225 Ma），可归属海相火山-沉积型矿床。
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（3）惠民超大型铁矿床及赋矿火山-沉积岩是晚三叠世古特提斯洋东向（现今地理方位）俯冲增生的产物。
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致谢:野外调查得到原中国人民武装警察部队黄金十支队技术人员的大力支持和帮助，向坤、王磊、李东林、杨天云露等参加了野外调查工作; LA-ICP-MS锆石U-Pb法定年测试得到中国地质科学院地质研究所矿物/包裹体微区分析实验室于超助理研究员的大力指导。审稿专家对本文进行了认真审查，并提出宝贵修改意见，在此一并表示衷心感谢。
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注释
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摘要
惠民超大型铁矿床处在西南三江复合造山带中南段的昌宁-孟连结合带东侧,具有火山-沉积岩容矿、磁铁矿-菱铁矿矿化组合及普遍伴生热液蚀变的突出特点。目前,因其赋矿地层时代存在分歧,致使其矿床成因认识不清。野外地质调查表明,矿区内原划分为澜沧岩群惠民岩组的岩石组合可分为两个构造地层单元,即:下部为中—晚奥陶世弧火山岩组合,受到古特提斯洋俯冲增生作用的改造,显示一定的构造混杂特点,局部见铁铜矿化;其上被一套火山-沉积岩组合不整合覆盖。上覆火山-沉积岩由玄武岩、安山岩、凝灰岩及硅质岩组成,属于弧前环境沉积组合,是已知铁矿体的主要赋矿层位,至少可分为3个完整的火山沉积旋回,其间多为整合接触。铁矿体呈层状、似层状多层次产于火山岩、硅质岩中,显示同生沉积成矿特点,普遍伴生陡倾斜(细)脉状铁矿化。容矿火山岩上部火山岩及火山碎屑岩中岩浆锆石U-Pb测年结果显示,其结晶年龄位于235~214 Ma之间,峰期年龄为230~225 Ma,指示铁矿床成矿时代属晚三叠世。由此提出,惠民超大型铁矿床是一个早中生代火山沉积型矿床,其成矿严格受到晚三叠世(可早至晚二叠世)古特提斯洋向东俯冲消减(现今地理方位)有关弧火山活动的控制。这一认识为深入理解惠民铁矿及邻区类似矿床的成矿作用和指导找矿勘查提供了新的依据。
Abstract
The supergiant Huimin iron deposit is located in the eastern part of the Changning-Menglian suture belt in the Sanjiang compound orogenic belt, which notably features volcanoclastics-hosted, magnetite-siderite association, as well as pervasive hydrothermal alteration. At present, the genesis of the deposit is still debated due to controversy in the age of the ore-bearing strata. Detailed field observations reveal two tectonostratigraphic units separated by an unconformity, both of which belong to the Huimin Formation of the Lancang Group. The lower unit is the Middle to Late Ordovician volcanic-sedimentary rocks with arc affinity, which has been intensely modified by the Paleo-Tethyan subduction, and thus exhibits features of tectonic mélanges. Locally, iron and copper mineralization occurred in the older unit. The upper unit consists of basalt, andesite, crystal-rich tuff and hydrothermal siliceous rocks, where numerous iron-layers occurred. These iron layers form the main orebodies. This volcanic succession contains at least three volcanoclastic cycles with mostly conformity contacts between them. The iron ore bodies are stratiform-like and/or lamellar style in shape, and few are steeply-dipped veins and veinlets. Obviously, the mineralization was syn-sedimentary. New zircon LA-ICP-MS U-Pb dating results show that the ore-hosted volcanic rocks were emplaced during 235 to 214 Ma with the volcanism age peaking at 230 to 225 Ma. The Late Triassic volcanic rocks show arc-signatures geochemically, and likely formed in a forearc basin due to the eastward subduction (at present geographic coordination) of the Paleo-Tethys Ocean. These data, combined with the previously published data, suggest that the supergiant Huimin iron deposit is a volcanic-sedimentary deposit formed owing to subduction-related volcanism during the Early Mesozoic. Our new data and ideas presented in this paper shed light on understanding the mineralization of similar iron deposits in the adjacent regions of the Huimin iron deposit, and are helpful in guiding further prospecting.
