磁铁矿和钛铁矿成分对四川太和富磷灰石钒钛磁铁矿床成因的约束

1 引言

岩浆型的Fe-Ti氧化物矿床主要产于斜长岩套中如挪威Rogal and 斜长岩省的Tellnes矿床(Duchesne，1999; Charlier et al., 2006)，也可以赋存于大型层状岩体的上部如南非的Bushveld杂岩体、格陵兰的Skaergaard岩体、加拿大的Sept Iles岩体(Tegner et al., 2006; McBirney，1996; Namur et al., 2010)。然而，有关岩浆Fe-Ti氧化物矿床的成因仍存在较大的争议。一些学者认为岩浆Fe-Ti氧化物矿床是由于硅酸盐岩浆发生熔体不混溶导致分离Fe-Ti-(P)熔体结晶形成(Kolker，1982; Chen et al., 2013; Vantongeren and Mathez， 2012; Jakobsen et al., 2005; Charlier and Grove， 2012; Zhou et al., 2005)，另一些学者则认为Fe-Ti氧化物可以从富铁岩浆中结晶并通过重力分选堆积形成Fe-Ti氧化物矿床(Tegner et al., 2006; Tollari et al., 2008; Dymek and Owens， 2001; Charlier et al., 2006; Pang et al., 2008a; Zhang et al., 2009; 张招崇等，2014)。

峨眉山大火成岩省内带(攀西地区)是世界上最大的Fe-Ti氧化物矿集区(Zhang et al., 2014)，超大型的Fe-Ti氧化物矿床产于几个镁铁质-超镁铁质层状岩体中，如攀枝花、白马、红格、太和岩体。厚层的Fe-Ti氧化物矿石主要赋存于攀枝花和白马岩体的下部岩相带和红格岩体的中部岩相带(Zhou et al., 2005; Song et al., 2013; Zhang et al., 2012; Zhong et al., 2002; Bai et al., 2012)。然而，攀枝花、白马、红格岩体的Fe-Ti氧化物矿石中都不含磷灰石，但太和岩体除了下部岩 相带顶部不含磷灰石的块状矿层，岩体中部岩相带巨厚的磁铁辉石岩中含有大量磷灰石(She et al., 2014)。之前的研究根据太和岩体硅酸盐矿物成分、全岩地球化学以及Sr-Nd同位素地球化学暗示太和岩体的原始岩浆是源自于地幔柱的苦橄质岩浆，这些苦橄质岩浆在深部岩浆房中经过广泛的橄榄石和单斜辉石结晶分离形成富Fe-Ti的母岩浆，最后这种富Fe-Ti的母岩浆侵入到太和岩浆房中由于Fe-Ti氧化物的早期结晶和重力分选堆积形成下部岩相带顶部的块状Fe-Ti氧化物矿层(Hou et al., 2012; She et al., 2014)。She et al.(2014)认为太和中部岩相带磷灰石磁铁辉石岩是一种不寻常的富Fe-Ti-P岩浆分离结晶的产物，这种岩浆是由源自深部的富Fe-Ti岩浆与中部岩浆房中富P残余岩浆混合形成。然而，该模式尚缺乏矿物学的证据。本文主要是通过对比太和岩体富磷灰石Fe-Ti氧化物矿石与攀枝花岩体不含磷灰石Fe-Ti氧化物矿石以及大庙斜长岩套中富磷灰石Fe-Ti氧化物矿石中磁铁矿和钛铁矿成分来探讨太和中部岩相带磷灰石磁铁辉石岩的成因，为太和矿床的成因提供矿物学的约束。

2 地质背景

峨眉山大火成岩省位于扬子板块西部，向西延伸至青藏高原东缘，向东延伸至广西北部，向南延伸至越南北部，出露面积超过5×105km2(图 1)(Xu et al., 2001; Xiao et al., 2004; Ali et al., 2005; Fan et al., 2008; Song et al., 2001，2004)。峨眉山大火成岩省主要由分布广泛的二叠纪溢流玄武岩、镁铁质-超镁铁质侵入体和长英质侵入体组成。一般认为，峨眉山大火成岩省是峨眉山地幔柱岩浆活动的产物(如Chung and Jahn， 1995; Xu et al., 2001; Zhang et al., 2006，2008，2009)。锆U-Pb定年表明峨眉山大火成岩省主要形成于约260Ma的晚二叠世(Zhou et al., 2002，2005，2008; Zhong and Zhu， 2006; Zhong et al., 2011)。根据溢流玄武岩的厚度、成分等特点可以将峨眉山大火成岩省分为内带和外带。几个赋存超大型岩浆Fe-Ti氧化物矿床的镁铁质-超镁铁质层状侵入体如攀枝花、红格、白马、太和岩体，沿着几条南北走向的深大断裂侵位于峨眉山大火成岩省的内带(攀西地区)(图 1)。

太和岩体位于攀西地区的北部，距四川省西昌市约12km(图 1)，岩体出露长约3km，宽约2km，厚约1.2km，岩体呈层状展布，倾向东南，倾角50°~60°(图 2)。岩体规模小于攀枝花、白马、红格岩体，含有大约810×107t矿石，全FeO平均品位约为33%，TiO2平均品位约为12%，V2O5平均品位约为0.3%(攀西地质大队，1984① )。锆石U-Pb年龄表明太和岩体的结晶年龄约为260Ma左右(She et al., 2014; Zhong et al., 2011)。而岩体被正长岩所包围和穿插则暗示正长岩侵入时间晚于太和岩体(攀西地质大队，1984；钟宏等，2009；魏宇等，2012)。根据岩石矿物组合和矿物含量变化，以及岩石结构构造和韵律层的发育等岩相特征，太和岩体自下而上可以划分为下部岩相带、中部岩相带和上部岩相带(图 2)。

下部岩相带约200m厚，主要以橄榄辉石岩、(橄榄)辉长岩、不含磷灰石的块状Fe-Ti氧化物矿石为主。橄榄辉石岩含有约60%单斜辉石、约30%橄榄石、约5%磁铁矿、约1%钛铁矿。(橄榄)辉长岩含有30%~45%单斜辉石、45%~60%斜长石、8%橄榄石和5%~10%磁铁矿和2%~4%钛铁矿。块状矿层位于下部岩相带的顶部，主要由40%~70%磁铁矿、15%~40%钛铁矿以及小于30%的硅酸盐矿物组成。磁铁矿与钛铁矿颗粒边缘平直，且常呈120°角(图 3a)。中部岩相带厚约500m，韵律旋回发育，其中共有6个较大韵律旋回(I-VI)。除了旋回I底部由磁铁辉石岩构成，旋回II、III、IV、V和VI的底部均为磷灰石磁铁辉石岩，而旋回上部都为(磷灰石)辉长岩。磁铁矿辉石岩含有约10%磁铁矿、约8%钛铁矿、70%~80%单斜辉石和少量斜长石。磷灰石磁铁辉石岩主要组成矿物为50%~60%单斜辉石、5%~15%磁铁矿、5%~20%钛铁矿、5%~12%磷灰石和少量的斜长石和角闪石以及含量变化的橄榄石。自形的磷灰石常与半自形-他形的Fe-Ti氧化 物和硅酸盐矿物堆积在一起（图 3c）。（磷灰石）辉长岩主要含有30%~50%斜长石、30%~40%单斜辉石、5%~10%的Fe-Ti氧化物、小于8%的磷灰石和角闪石。值得注意的是旋回VI的底部含有大量的角闪石（约20%左右）。另外，中部岩相带样品中半自形的橄榄石常包裹一些他形的Fe-Ti氧化物（图 3d）。上部岩相带主要岩石类型为磷灰石辉长岩，主要组成为50%~70%斜长石、15%~35%单斜辉石、1%~5%的钛铁矿、2%~5%磁铁矿、5%~8%的磷灰石和角闪石。不规则的晶间角闪石主要分布在大颗粒的硅酸盐矿物和Fe-Ti氧化物边缘（图 3b）。

本次研究的样品主要来自勘探钻孔ZK1707。样品分析之前，首先选取样品新鲜面制作成岩石切片，然后在偏光显微镜下观察矿物的组成、结构、含量等特征，并选取具有代表性的矿物颗粒进行电子探针分析。磁铁矿和钛铁矿以及橄榄石中磁铁矿成分分析工作是在中国科学院地球化学研究所矿床地球化学国家重点实验室的EPMA-1600型电子探针实验室完成。分析条件为：加速电压25kV，电流10nA，分析束斑直径为10μm。分析精度为0.01%，误差范围小于2%。磁铁矿与钛铁矿中Fe2O3与FeO含量根据其分子式正负电价平衡法则计算。磁铁矿和钛铁矿成分以及包裹在橄榄石中的磁铁矿成分分别见表 1、表 2、表 3。

太和岩体不同岩相带磁铁矿成分变化较大，下部岩相带磁铁矿的成分特征为：TiO2(2.24%~13.58%)、FeO(33.13%~43.59%)、MnO(0.08%~0.39%)、MgO(0.00%~1.12%)、Fe2O3(40.99%~62.65%)、Al2O3(0.07%~2.78%)。中部岩相带的磁铁矿含有高TiO2(0.61%~15.14%)、FeO(30.96%~42.17%)、MnO(0.02%~0.82%)、MgO(0.02%~2.05%)、Al2O3(0.36%~5.32%)，而含有相对低Fe2O3(34.10%~66.29%)。而上部岩相带含有最低TiO2(0.10%~0.38%)、FeO(30.63%~31.84%)、MnO(0.00%)、MgO(0.00%~0.07%)、Al2O3(0.02%~1.90%)，但是却含有最高Fe2O3(65.92%~67.79%)。此外，磁铁矿TiO2分别与FeO、MnO和MgO都呈正相关关系，TiO2与Fe2O3呈负相关关系(图 4)，磁铁矿MgO与Al2O3呈正相关关系(图 5a)。钛铁矿成分在不同的岩相带中也变化较大，下部岩相带钛铁矿含有相对高TiO2(49.57%~52.50%)、FeO(39.17%~44.92%)、MnO(0.86%~1.57%)、MgO(0.29%~2.91%)，和相对低Fe2O3(2.55%~6.36%)。中部岩相带钛铁矿含有TiO2(50.07%~53.18%)、FeO(37.38%~43.28%)、MnO(0.81%~2.43%)、MgO(0.18%~5.20%)、Fe2O3(1.53%~4.96%)。上部岩相带钛铁矿显示低TiO2(48.53%~50.04%)、FeO(41.37%~42.86%)、MgO(0.00%~0.03%)，而含有高MnO(1.61%~2.25%)和Fe2O3(4.23%~7.40%)。钛铁矿的FeO与TiO2和MgO呈负的相关关系，而FeO与Fe2O3和MnO呈正的相关关系(图 6)。钛铁矿MgO与MnO显示负的相关性(图 5b)。太和岩体橄榄石中磁铁矿Cr2O3含量变化范围较大，下部岩相带包裹在橄榄石中磁铁矿含有最高Cr2O3(0.07%~0.21%)，然而中部岩相带包裹在橄榄石中的磁铁矿Cr2O3(0.00%~0.03%)显著降低。此外，这些包裹在橄榄石中的磁铁矿Cr2O3都与斜长石的An牌号与单斜辉石Cr含量呈正相关关系(图 7)。

太和岩体最重要的特点是在中部岩相带厚层磁铁辉石岩中出现大量的磷灰石(5%~12%)。这些磷灰石磁铁辉石岩产于每个韵律旋回的底部，而旋回上部的磷灰石辉长岩中Fe-Ti氧化物的含量明显减少。由于大量的磷灰石和Fe-Ti氧化物出现，因此形成中部岩相带的母岩浆不仅富集Fe和Ti，也富集P。然而，攀西地区同时期的几个Fe-Ti氧化物矿床如攀枝花、白马、红格，其Fe-Ti氧化物矿石中却没有磷灰 石(攀西地质大队，1984)。此外，太和中部岩相带磷灰石磁铁辉石岩的矿物组成与 产于斜长岩套中的钛铁磷灰岩(nelsonite) 有相似之处。因此，下文主要是通过对比太和富磷灰石Fe-Ti氧化物矿石与攀枝花不含磷灰石矿石及其大庙钛铁磷灰岩中的磁铁矿和钛铁矿成分来探讨太和富磷灰石矿层的成因约束。

6.1 太和中部岩相带磷灰石磁铁辉石岩成因

钛铁磷灰岩是一种由约30%磷灰石和约60% Fe-Ti氧化物构成的岩石，硅酸盐矿物很少(小于10%)，他们常产于斜长岩套中(Philpotts，1967; Kolker，1982)。大庙斜长岩套中钛铁磷灰岩含有变化含量磷灰石(10%~60%)和Fe-Ti氧化物(40%~80%)以及含量较低的硅酸盐矿物(小于10%)(陈伟等，2008; Zhao et al., 2009; Chen et al., 2013)。矿石中磷灰石含量变化较大被认为是不混溶富Fe-Ti-P熔体内部分异的结果(Chen et al., 2013)。宏观上看，这些Fe-Ti-P矿石多呈脉状或者透镜状贯入斜长岩中，硅酸盐矿物被Fe-Ti氧化物和磷灰石切割和穿插，矿石普遍发育网状结构，矿石的矿物组成和含量基本符合钛铁磷灰岩特征，这些特征强烈暗示Fe-Ti-P矿石形成于不混溶的富Fe-Ti-P熔体(Kolker，1982)。然而，太和中部岩相带磷灰石磁铁辉石岩含有50%~60%硅酸盐矿物，5%~12%磷灰石，25%~35% Fe-Ti氧化物，这些磷灰石磁铁辉石岩在矿物含量上与典型的钛铁磷灰岩存在明显的区别。此外，太和磷灰石磁铁辉石岩中大量硅酸盐矿物与磷灰石和Fe-Ti氧化物颗粒都呈堆积结构(图 3c)，且矿层都位于每个旋回的下部，这暗示磷灰石和Fe-Ti氧化物可能较早地从岩浆中饱和结晶并堆积下来。太和磷灰石磁铁辉石岩中相对较高的斜长石An(52~62)牌号和橄榄石Fo(62~75)牌号也表明磷灰石可以在相对较高的温度下饱和结晶(She et al., 2014)。

对比太和磷灰石磁铁辉石岩和大庙Fe-Ti-P矿石中磁铁矿成分发现：大庙磁铁矿不仅显示较低的TiO2，而且FeO、MnO、MgO也较低，而Fe2O3较高(图 4)，这可能是由于不混溶的富Fe-Ti-P熔体形成于岩浆演化的晚期，岩浆中大量含Fe2+和Mg2+硅酸盐矿物分离结晶(如橄榄石和单斜辉石)导致分离出的Fe-Ti-P熔体富集Fe3+和亏损Mg。大庙的斜长石An(34.3~51.3)牌号和橄榄石Fo(22.9~17.9)牌号也暗示着不混溶的Fe-Ti-P熔体可能是从高度演化的岩浆中分离出来。这与Chen et al.(2013)估算的母岩浆相对亏损MnO(0.13%)和MgO(1.07%)也是一致的。然而，太和磷灰石磁铁辉石岩的磁铁矿则显示相对较高的TiO2、FeO、MnO、MgO，而且这些元素的含量与攀枝花岩体变化趋势一致(图 4)，暗示太和磁铁矿饱和机制与攀枝花磁铁矿形成机制可能是相似的。早期研究结果显示攀枝花的主要Fe-Ti氧化物矿层位于岩体下部，Fe-Ti氧化物结晶早于硅酸盐矿物，说明Fe-Ti氧化物结晶发生于岩浆分离结晶的早期阶段(Pang et al., 2008a; 张晓琪等，2011; Song et al., 2013)。攀枝花岩体下部岩相带的橄榄石包裹大量Fe-Ti氧化物也暗示着磁铁矿和钛铁矿是早期的结晶相(Pang et al., 2008b)。太和中部岩相带和下部岩相带橄榄石中也发现大量Fe-Ti氧化物包裹体(图 3d)，这些现象与攀枝花岩体是相似的，暗示太和Fe-Ti氧化物在岩浆演化的早期阶段就开始成为液相线矿物。此外，大庙磁铁矿Al2O3与MgO没有相关性，而太和磁铁矿显示正的相关性(图 5a)，这是由于Al和Mg都不相容于磁铁矿，而大庙富Fe-Ti-P熔体中几乎没有硅酸盐矿物结晶，因而对熔体中Al和Mg含量变化影响较小。而太和磁铁矿伴随大量硅酸盐矿物从富Fe-Ti-P的玄武质岩浆中结晶出来，导致岩浆中Al和Mg含量降低。

太和磷灰石磁铁辉石岩和大庙Fe-Ti-P矿石中的钛铁矿成分也存在较大差异。大庙Fe-Ti-P矿石中钛铁矿TiO2与FeO显示正相关，Fe2O3与FeO显示负相关，同时钛铁矿MnO与FeO较高和MgO较低(图 6)，这些特征可能是由于钛铁矿从成分变化较小的高度富Fe-Ti-P熔体中直接结晶导致的。然而，太和磷灰石磁铁辉石岩的钛铁矿FeO分别与TiO2、MgO显示负的相关性，而与Fe2O3、MnO则呈正相关，而且太和钛铁矿成分在不同岩相带中变化较大(图 6)，这些特征暗示太和钛铁矿伴随硅酸盐矿物如橄榄石和单斜辉石从玄武质岩浆中分离结晶。因此，磁铁矿和钛铁矿成分特征暗示太和磷灰石磁铁辉石岩是从富Fe-Ti-P的玄武质岩浆中结晶出来，然后通过重力分选和堆积形成富磷灰石Fe-Ti氧化物矿层。

6.2 太和中部带富Fe-Ti-P母岩浆形成机制

太和中部岩相带厚层的磷灰石磁铁辉石岩全岩成分显示高P2O5(1.5%~4.8%)和全Fe2O3(24%~47%)，然而太和下部岩相带的全岩P2O5含量一般都低于0.186%，且在下部岩相带的顶部形成不含磷灰石的Fe-Ti氧化物块状矿层(She et al., 2014)，这些特征暗示形成中部岩相带和下部岩相带的母岩浆存在显著差异。之前的研究暗示攀西地区赋存Fe-Ti氧化物矿石的层状岩体的母岩浆可能是幔源的苦橄质岩浆在深部岩浆房中经历橄榄石、单斜辉石、铬铁矿等矿物分离结晶之后形成的富集Fe和Ti的残余岩浆。这些残余岩浆再侵入到浅部岩浆房形成Fe-Ti氧化物矿床如攀枝花、白马、红格岩体(Pang et al., 2008a; Song et al., 2013; Zhang et al., 2012; Bai et al., 2012)。She et al.(2014)提出太和下部岩相带的母岩浆可能源自深部岩浆房富Fe-Ti岩浆，这与攀西地区其他岩体的母岩浆来源是相似的。然而太和中部岩相带富Fe-Ti-P母岩浆可能是由深部富Fe-Ti岩浆上升侵入到中部岩浆房中混合了高度演化而富P的残余岩浆，最后这种混合的富Fe-Ti-P岩浆再侵入到太和岩浆房中形成了中部岩相带磷灰石磁铁辉石岩。在混合的过程中，中部岩浆房中一些已结晶的低熔点矿物如磷灰石、磁铁矿、钛铁矿可能被熔蚀吸收导致了混合岩浆更富集Fe、Ti、P。

太和中部岩相带磁铁矿MnO比攀枝花高，但MgO却比攀枝花低(图 4c，d)，这可能是由于中部岩浆房的混合岩浆熔融并重吸收了部分Fe-Ti氧化物，太和磁铁矿中低MgO暗示这种混合岩浆比攀枝花母岩浆更演化。相似地，太和钛铁矿比攀枝花含有更高MnO与更低MgO含量(图 6c，d)。由于Cr强烈相容于磁铁矿和钛铁矿(DCrMt/liq=50~230，DCrIlm/liq=11~43; Klemme et al., 2006; Namur et al., 2010)，岩浆中的Cr2O3含量容易受到大量磁铁矿和钛铁矿分离结晶的影响。然而，包裹在早期结晶的橄榄石中的磁铁矿成分能更好地反映母岩浆中初始Cr2O3含量。如图 7所示，橄榄石中的磁铁矿Cr2O3含量分别与斜长石的An牌号和单斜辉石的Cr含量都成正相关关系。下部岩相带的橄榄辉长岩和橄辉岩中显示相对较高的斜长石An牌号(79~80)和单斜辉石Cr含量(76×10-6~263×10-6)(She et al., 2014)，同时橄榄石中磁铁矿含有相对较高的Cr2O3(0.07%~0.21%)，这暗示形成下部岩相带岩石的母岩浆演化程度相对较低。然而，中部岩相带斜长石An(52~62)牌号和单斜辉石Cr(1.3×10-6~10.5×10-6)含量以及橄榄石中磁铁矿Cr2O3(0%~0.03%)含量相比下部岩相带都突然显著降低，这种明显的成分间断可能是由于后期补充了演化程度更高的富Fe-Ti-P岩浆导致的。这些特征印证了She et al.(2014)提出的中部岩相带的母岩浆是由富Fe-Ti岩浆和富P残余岩浆混合而形成。

太和岩体上部岩相带磷灰石辉长岩中的磁铁矿显示较低的TiO2、FeO、MnO、MgO、 Al2O3含量(图 4、图 5)，而钛铁矿显示较低的TiO2、MgO含量和较高的MnO、Fe2O3含量(图 6)，这些特征都显著区别于太和中部岩相带和下部岩相带样品，暗示上部岩相带Fe-Ti氧化物的成分可能受到其它因素的影响。

磁铁矿可以形成于多种地质过程，基于不同成因的磁铁矿具有不同的成分特点。Dupuis and Beaudoin(2011)提出磁铁矿Ni/(Cr+Mn)与Ti+V判别图解来判定磁铁矿的成因类型。一般地，岩浆磁铁矿含有相对较高Ti+V和变化Ni/(Cr+Mn)，而热液磁铁矿(如斑岩和矽卡岩)含有较低Ti+V。如图 8所示，虽然太和下部岩相带和中部岩相带大多数磁铁矿与攀枝花磁铁矿一起投影在岩浆型磁铁矿区域，但是太和中部岩相带磁铁矿Ni/(Cr+Mn)比值明显低于下部岩相带，这是因为中部岩相带的母岩浆是由源自深部的富Fe-Ti岩浆与中部岩浆房中富P残余岩浆混合而形成，这种演化的混合岩浆相对亏损Ni和Cr(She et al., 2014)。太和岩体上部岩相带和中部岩相带少数磁铁矿具有较低的Ti+V，它们投影在斑岩型和Kiruna型磁铁矿区域。而Kiruna型矿床中铁的氧化物主要是磁铁矿和赤铁矿，而缺失钛铁矿。这种矿床一般与钙碱性-碱性火成岩和热液蚀变有关(Foose and McLell and ，1995; Barton and Johnson， 1996)。因此，太和岩体上部岩相带磁铁矿和中部岩相带顶部的少量磁铁矿显示热液特征可能与热液蚀变有关。值得注意的是太和岩体上部岩相带和中部岩相带顶部旋回VI存在大量岩浆角闪石(She et al., 2014)，这暗示母岩浆含有较高的水含量。另一方面，Sr-Nd同位素地球化学显示太和岩体地壳混染程度较低，暗示这些水可能并不是来源于地壳混染(She et al., 2014)。因此，我们推断在岩浆演化后期，随着无水矿物分离结晶程度增加，太和岩体上部富集大量岩浆热液，这些岩浆水可能与早期结晶的矿物如硅酸盐矿物和Fe-Ti氧化物反应，这与上部岩相带常见角闪石反应边是一致的(图 3b)。这些累积的岩浆热液可能使得Ti从磁铁矿中扩散-迁移出来形成钛铁矿。太和岩体上部岩相带和中部岩相带顶部的磁铁矿较低Ti+V含量可能代表了早期结晶的磁铁矿颗粒受到岩浆演化晚期累积岩浆热液改造。另一种可能的因素是上部岩相带是中部岩相带残余岩浆结晶的产物，由于中部岩相带Fe-Ti氧化物的大量结晶导致了残余岩浆中Ti含量降低，同时也使得岩浆的氧逸度降低，因此，上部岩相带的磁铁矿结晶可能比钛铁矿稍晚，使得磁铁矿的Ti含量较低。

太和岩体中部岩相带磷灰石磁铁辉石岩的成因是Fe-Ti氧化物和磷灰石伴随单斜辉石较早地从富Fe-Ti-P玄武质岩浆中结晶并通过重力分选和堆积而形成。而这种富Fe-Ti-P母岩浆的形成是由于源自深部岩浆房的富Fe-Ti岩浆上升侵入到中部岩浆房中混合了高度演化富P残余岩浆，同时熔蚀了部分低熔点的矿物，最后这种混合岩浆侵入太和岩浆房形成了中部岩相带。太和上部岩相带磁铁矿和中部岩相带的顶部少量磁铁矿可能被岩浆演化晚期累积的岩浆热液所改造。