西天山石炭紀式可布臺鐵礦沉積-成巖過程：巖相學與礦物學的證據(jù)*

張新 董志國 彭自棟 張連昌 張幫祿 王長樂

西天山分布有我國著名的阿吾拉勒鐵多金屬成礦帶，該礦帶由多個大-中型鐵礦床組成，自東向西主要包括敦德、備戰(zhàn)、智博、查崗諾爾、尼新塔格、松湖和式可布臺等鐵礦(董連慧等，2011；張作衡等，2012；Zhangetal.，2014；荊德龍等，2014；張招崇等，2016；Jiangetal.，2018；申萍等，2020)。近年來，對礦帶西段式可布臺鐵礦地質(zhì)及地球化學方面的研究取得了一定進展，但對其礦床成因類型的認識尚存在海底火山噴流-熱水沉積型鐵礦床(莫江平等，1997；李鳳鳴，2013)和前寒武紀條帶狀鐵建造(BIF)(Yangetal.，2019，2021)兩種不同認識。同時，就其成礦過程方面也存在不同看法，如陳杰等(2014)將礦床分為四個成礦階段：即黃鐵礦-赤鐵礦-鐵碧玉-重晶石階段、菱鐵礦-軟錳礦階段、石英-鏡鐵礦階段以及氧化物階段；李瀟林斌(2015)根據(jù)成礦機理將礦物生成順序劃分為赤鐵礦階段(火山-沉積作用)、鏡鐵礦-磁鐵礦階段(熱液-變質(zhì)-交代作用)以及褐鐵礦-孔雀石階段(次生作用)；Yangetal.(2019)依據(jù)赤鐵礦鱗片狀結(jié)構(gòu)和鐵同位素組成的不均一性(-0.58‰～+0.61‰)，認為赤鐵礦由水體中Fe(Ⅱ)部分氧化成Fe(Ⅲ)氫氧化物，在成巖早期脫水形成，而菱鐵礦是在成巖晚期由Fe(Ⅲ)氫氧化物通過異化鐵還原作用(Dissimilatory Iron Reduction, DIR)形成。本文認為產(chǎn)生上述不同認識的原因可能是前人對式可布臺鐵礦含鐵礦物形態(tài)結(jié)構(gòu)、礦物間相互關(guān)系、礦物微區(qū)化學組成及礦物成因等方面仍缺少全面和細致的觀察研究，尤其缺乏與典型沉積鐵礦床礦物組合和成因等方面的系統(tǒng)對比，這直接影響對礦床成因類型和形成機制的準確認識。

目前國內(nèi)外針對赤鐵礦和菱鐵礦的礦物成因研究取得了一定進展，發(fā)現(xiàn)沉積鐵礦中赤鐵礦顆粒多呈微粒形態(tài)，直徑約為3～5nm(Han，1978；Lietal.，2013)，與現(xiàn)代海底含金屬沉積物中的赤鐵礦形態(tài)相似(Taitel-Goldman and Singer，2002)，因此認為赤鐵礦可能是由原始沉積的Fe(Ⅲ)氫氧化物在成巖早期脫水所形成(Morris，1993；Klein，2005)。近年來，Rasmussenetal.(2014)對Hamersley盆地BIF中的赤鐵礦開展研究發(fā)現(xiàn)，鐵硅酸鹽和鐵碳酸鹽巖等礦物被赤鐵礦交代，指示赤鐵礦可能是由其他礦物氧化形成。關(guān)于菱鐵礦的成因，有學者認為其形成過程與碳酸鹽巖相似，是由水中溶解態(tài)二氧化碳與Fe(Ⅱ)直接結(jié)合形成的(Klein and Beukes，1989；Bolharetal.，2005；Klein，2005)；此外，多數(shù)學者則根據(jù)菱鐵礦包裹燧石和赤鐵礦以及菱鐵礦低于同期碳酸鹽礦物或海水的碳同位素值(～0‰)等證據(jù)，認為菱鐵礦是在成巖階段形成(Fischeretal.，2009；Pecoitsetal.，2009)。

圖1 研究區(qū)構(gòu)造位置(a)及西天山區(qū)域地質(zhì)及主要鐵礦床分布圖(b，據(jù)Gao et al.，2009；Xiao et al.，2013修改)Fig.1 Tectonic location of the studied area (a) and regional geological map of West Tianshan also showing the locations of major iron deposits in this area(b, modified after Gao et al.，2009；Xiao et al.，2013)

針對上述問題，本文選擇西天山石炭紀式可布臺鐵礦，在詳細地質(zhì)調(diào)查的基礎(chǔ)上，選擇不同類型礦石，進行巖相學和礦物化學方面的詳細分析，力圖恢復(fù)礦物共生次序；并重點分析了主要組成礦物的形成過程，推測出原始沉積礦物組合。再進一步與條帶狀鐵建造和噴流沉積礦床典型特征對比，綜合推斷該礦床的成因類型。

1 區(qū)域地質(zhì)概況

西天山造山帶位于中亞造山帶的西南緣，是全球顯生宙陸殼增生與改造最顯著的大陸造山帶。該造山帶介于準噶爾地塊與塔里木克拉通之間，自北向南可劃分為北天山增生體、伊犁地塊、中天山地塊和南天山地塊4個構(gòu)造域，各構(gòu)造域之間分別被中天山北緣斷裂、那拉提北緣斷裂和中天山南緣斷裂所分割(eng?retal.，1993；Gaoetal.，1998，2009；圖1)。西天山造山帶經(jīng)歷了復(fù)雜的構(gòu)造演化，包括古-中元古代和新元古代超大陸的增生與裂解(左國朝等，2008)、早古生代多陸塊(微板塊)及多島弧古亞洲洋向南和向北兩次碰撞的構(gòu)造運動(Allenetal.，1993)、晚古生代準噶爾地塊與塔里木克拉通之間古生代海洋的閉合以及新生代再次發(fā)生的陸內(nèi)強烈構(gòu)造變形(Gaoetal.，2009；Xiaoetal.，2013)。

阿吾拉勒鐵多金屬成礦帶地處伊犁地塊東南緣，帶內(nèi)廣泛出露石炭紀火山-沉積巖系地層，包括下石炭統(tǒng)大哈拉軍山組(C1d)和上石炭統(tǒng)伊什基里克組(C2y)。其中，大哈拉軍山組為海相中酸性火山巖-火山碎屑巖夾沉積巖，主要巖性為安山巖、流紋巖和安山質(zhì)凝灰?guī)r，夾少量灰?guī)r和砂巖。礦帶內(nèi)備戰(zhàn)、敦德、智博、查崗諾爾、尼新塔格以及松湖等火山巖型磁鐵礦床產(chǎn)出于該地層內(nèi)(馮金星等，2010；申萍等，2020)。伊什基里克組為海-陸交互相中酸性火山巖和火山碎屑巖夾沉積巖，主要巖性為安山巖、流紋巖、火山角礫巖和安山質(zhì)凝灰?guī)r，局部夾灰?guī)r和砂巖，式可布臺赤鐵礦床賦存于該地層中(陳杰等，2014)。該成礦帶除賦存于石炭紀地層中的鐵錳礦床外，還分布一系列銅、鋅和金等礦床(李鳳鳴等，2011)。

阿吾拉勒成礦帶斷裂構(gòu)造發(fā)育，整體呈北西西向，主要發(fā)育北側(cè)喀什河和南側(cè)鞏乃斯河兩條大斷裂，形成一組近平行的高角度逆沖斷層，控制成礦帶內(nèi)地層展布形態(tài)。該成礦帶內(nèi)褶皺構(gòu)造發(fā)育于大哈拉軍山組和伊什基里克組中，主要為阿吾拉勒山復(fù)式背斜構(gòu)造和鞏乃斯復(fù)式倒轉(zhuǎn)向斜構(gòu)造，均由兩條北西西向脆性大斷裂所控制(Gaoetal.，1998；陳世偉，2012)。

阿吾拉勒成礦帶內(nèi)巖漿活動劇烈，侵入巖發(fā)育，主要形成時代為石炭紀和二疊紀。石炭紀發(fā)育有閃長玢巖、石英閃長巖和黑云母花崗巖等；二疊紀發(fā)育有輝綠巖、石英閃長巖、黑云母花崗巖和花崗閃長巖侵入體等(荊德龍，2016)。

圖2 西天山式可布臺鐵礦地質(zhì)簡圖(據(jù)田培仁, 1990; Yang et al., 2019修改)Fig.2 Geological map of the Shikebutai iron deposit in West Tianshan(modified after Tian, 1990; Yang et al., 2019)

2 礦床地質(zhì)特征

式可布臺鐵礦位于阿吾拉勒成礦帶最西端，礦區(qū)內(nèi)出露地層主要為上石炭統(tǒng)伊什基里克組(C2y)，沿北西西向帶狀展布。根據(jù)火山噴發(fā)-沉積韻律和巖性特征，該地層自下而上可劃分為四段，其中第二段為賦礦地層(圖2)。第一巖性段(C2y1)主要為流紋巖、安山巖、安山質(zhì)凝灰?guī)r、凝灰?guī)r，頂部過渡至凝灰質(zhì)變砂巖和千枚巖等；第二巖性段(C2y2)主要為千枚巖、含鐵質(zhì)千枚巖、鐵礦層、片巖、凝灰質(zhì)千枚巖和安山質(zhì)凝灰?guī)r等；第三巖性段(C2y3)主要為安山巖、安山質(zhì)凝灰?guī)r、安山質(zhì)火山角礫巖和火山集塊巖等；第四巖性段(C2y4)主要為安山巖、粗安巖、粗面巖和沉火山角礫巖，底部為復(fù)成分火山角礫巖，該段在本區(qū)缺失。上石炭統(tǒng)伊什基里克組與下伏下石炭統(tǒng)大哈拉軍山組呈角度不整合或斷層接觸，與上覆下-中二疊統(tǒng)烏郎組以角度不整合接觸(李瀟林斌，2015；Yangetal.，2019)。

礦區(qū)內(nèi)斷裂構(gòu)造發(fā)育，整體與區(qū)域構(gòu)造線方向一致，主要受控于南部礦區(qū)外側(cè)的山前深大斷層和北部的吐爾拱大斷層，呈北西西向展布。礦區(qū)位于兩條斷層之間，還發(fā)育有多條大小不等的斷層構(gòu)造。礦區(qū)褶皺構(gòu)造主要為式可布臺向斜，向斜軸部位于礦區(qū)北側(cè)山嶺，呈近東西向展布，褶皺北翼被吐爾拱東西向斷層截斷，使向斜缺失，向斜南翼地層為賦礦層位，呈近東西走向，向北傾斜，向斜核部地層大部分被第四系沉積物覆蓋(李瀟林斌，2015)。

式可布臺赤鐵礦床賦存于上石炭統(tǒng)伊什基里克組第二巖性段中，礦體在礦區(qū)內(nèi)斷續(xù)分布長達4.6km，自北向南依次為上部層位的主礦體和東礦體、中部層位的西礦體和西南礦體以及下部層位的南礦體和東南礦體組成(圖2)。實測地質(zhì)剖面(圖3)顯示主礦體形態(tài)呈層狀、似層狀和透鏡狀，產(chǎn)狀與地層一致。礦體頂?shù)装鍘r性主要為千枚巖和含鐵千枚巖，主礦體東段下盤見順層分布的黃鐵礦層。東礦體、西礦體、西南礦體、南礦體及東南礦體中，礦層數(shù)量少，單層厚度較薄，單層最厚約10m，平均厚約2m，礦層沿走向和傾向延伸較不穩(wěn)定。主礦體規(guī)模最大，東西長約1000m，南北寬約100m，共圈定14層分礦體，其中有3層分礦體較厚，東西長約400～600m，單層最厚可達約24m，平均厚約8m。礦體傾向近正北，傾角較陡，約為70°～80°(圖2、圖3)。礦體沿走向厚度呈由寬至窄再尖滅的形態(tài)，局部礦體出現(xiàn)尖滅后再現(xiàn)形態(tài)。礦層厚度變化劇烈，傾向延伸大于走向延長，沿傾向深部延伸，礦體厚度逐漸減薄，局部出現(xiàn)多礦層分支復(fù)合變厚的展布形態(tài)，鐵碧玉夾層逐漸增多(田培仁，1990；袁濤，2003)。

式可布臺鐵礦礦石的全鐵平均品位為56.7%，最高品位可達66.7%，其中富鐵礦石約占70%以上，主礦體鐵品位最富(袁濤，2003)。礦石構(gòu)造類型主要為致密塊狀構(gòu)造，次之為似條帶狀構(gòu)造，富鐵礦石多為塊狀構(gòu)造，貧鐵礦石一般為似條帶狀構(gòu)造。主要金屬礦物為赤鐵礦，次為菱鐵礦、黃鐵礦以及少量的黃銅礦，常呈自形-半自形細粒、顯微鱗片狀及葉片狀，非金屬礦物主要為鐵碧玉、石英和重晶石，次為綠泥石和絹云母。

3 樣品采集與分析方法

基于對式可布臺鐵礦床礦體及其圍巖詳細的野外地質(zhì)調(diào)查，沿實測剖面分別采集了不同層位、具代表性的新鮮礦石樣品(采樣位置見圖3)。通過對所采集樣品進行清洗、篩選，甄選出無蝕變的礦石樣品，共磨制薄片100個，通過顯微鏡及掃描電鏡觀察，確定礦物成分及性質(zhì)。

圖3 式可布臺鐵礦野外實測剖面圖Fig.3 The measured two sections of the Shikebutai iron deposit

圖4 式可布臺鐵礦礦石類型(a)塊狀赤鐵礦礦石；(b)塊狀重晶石-赤鐵礦礦石；(c)粗粒塊狀黃鐵礦礦石；(d)似條帶狀鐵碧玉-赤鐵礦礦石；(e)透鏡狀鐵碧玉-赤鐵礦礦石；(f)似條帶狀鐵碧玉-菱鐵礦-赤鐵礦礦石. Hem-赤鐵礦；Sid-菱鐵礦；Py-黃鐵礦；Bar-重晶石；Jasper-鐵碧玉Fig.4 Different types of the iron ores in Shikebutai deposit(a) massive hematite ore; (b) massive barite-hematite ore; (c) coarse-grained massive pyrite ore; (d) banded-like jasper-hematite ore; (e) jasper-hematite ore of lenticular jasper; (f) banded-like hematite ore showing alternating jasper-rich (red color), siderite-rich (buff color), and hematite-rich (steel gray in color) layers. Hem-hematite; Sid-siderite; Py-pyrite; Bar-barite

圖5 赤鐵礦礦石掃描電鏡及鏡下顯微特征(a)板柱狀赤鐵礦(背散射)；(b)鱗片狀赤鐵礦(背散射)；(c)葉片狀赤鐵礦(背散射)；(d)葉片狀赤鐵礦發(fā)生變形(反射光)；(e)葉片狀赤鐵礦與粗粒黃鐵礦形成紋層狀構(gòu)造(反射光)；(f)粗粒狀赤鐵礦(背散射)；(g)粗粒狀赤鐵礦(背散射)；(h)微粒狀赤鐵礦(背散射)；(i)微粒狀赤鐵礦(背散射). Qtz-石英；OM-有機質(zhì)Fig. 5 Scanning electron microscopy and microscopic characteristics of hematite ores(a) plate columnar hematite (BSE); (b) scaly hematite (BSE); (c) phylloid hematite (BSE); (d) deformation in phylloid hematite (reflected light); (e) lamellar structure formed between phylloid hematite and coarse-grained pyrite (reflected light); (f) coarse-grained hematite (BSE); (g) coarse-grained hematite (BSE); (h) particulate hematite (BSE); (i) particulate hematite (BSE). Qtz-quartz; OM-organic matter

采用光學顯微鏡和掃描電子顯微鏡(BSE)對樣品進行巖石礦相學觀察，并通過電子探針(EPMA)確定礦物主量元素組成，以上實驗均在中國科學院地質(zhì)與地球物理研究所相關(guān)實驗室完成。背散射圖像采用Hitachi TM4000Plus臺式掃描電鏡進行詳細礦物學觀察，并利用Bruker Quantax75能譜儀來識別和確認不同的礦物；礦物主量元素分析采用JEOLJXA-8100型電子探針儀完成，工作電壓為15kV，電流為10nA，束斑直徑為3～5μm，數(shù)據(jù)采集時間20～40s，以天然樣品和人工合成氧化物為標準樣品，分析精確度優(yōu)于2%。

4 分析結(jié)果

4.1 礦石組構(gòu)與礦物組成

式可布臺鐵礦床礦石可分為富礦和貧礦兩種礦石類型，富礦石主要以塊狀構(gòu)造為主，貧礦石主要以似條帶狀構(gòu)造為主。塊狀構(gòu)造礦石中，塊狀赤鐵礦礦石多呈鋼灰色(圖4a)，部分呈赤紅色；塊狀重晶石-赤鐵礦礦石為灰白色重晶石與鋼灰色赤鐵礦緊密堆積形成塊狀構(gòu)造(圖4b)；粗粒塊狀黃鐵礦礦石由粗粒黃鐵礦顆粒緊密堆積形成(圖4c)。似條帶狀構(gòu)造礦石中，鐵碧玉條帶連續(xù)性較差，寬度從0.5cm到2cm不等，常為紅色鐵碧玉與鋼灰色赤鐵礦形成似條帶狀構(gòu)造(圖4d)，部分鐵碧玉出現(xiàn)彎曲變形，形成透鏡狀鐵碧玉(圖4e)，鐵碧玉透鏡體寬度可從1cm到10cm不等，少量似條帶狀礦石形成鐵碧玉、菱鐵礦與赤鐵礦互層的現(xiàn)象(圖4f)。

礦物學和礦相學觀察表明，式可布臺鐵礦床礦石的主要組成礦物為赤鐵礦，含少量菱鐵礦、黃鐵礦、重晶石及鐵碧玉等。

赤鐵礦是礦石中最主要的含鐵礦物。掃描電鏡及顯微鏡觀察表明，赤鐵礦具有結(jié)構(gòu)復(fù)雜、形態(tài)多樣的特征，主要可分為四種礦物形態(tài)。第一類赤鐵礦(Hem 1)呈板柱狀(圖5a)，長約5～50μm，寬約2～5μm，礦物緊密堆積，與少量半自形石英和他形重晶石等礦物共同構(gòu)成定向排列，其方向與片理一致。第二類赤鐵礦(Hem 2)呈鱗片狀(圖5b)和葉片狀(圖5c)，長約10～100μm，寬約5～20μm，礦物松散堆積，葉片狀赤鐵礦間常見他形石英和重晶石分布，部分葉片狀赤鐵礦具變形結(jié)構(gòu)(圖5d)，無明顯定向排列，與粗粒黃鐵礦形成紋層狀構(gòu)造(圖5e)。第三類赤鐵礦(Hem 3)呈粒狀結(jié)構(gòu)(圖5f，g)，粒徑約30～200μm，粒狀赤鐵礦堆積緊密，少量他形石英、他形重晶石和半自形綠泥石分布于粒狀顆粒間(圖5f)，部分粗粒赤鐵礦內(nèi)包裹自形細粒石英顆粒(圖5g)。第四類赤鐵礦(Hem 4)呈微粒狀(圖5h，i)，粒徑細，約為1～20μm，多“漂浮”于鐵碧玉內(nèi)部，部分分布于他形石英顆粒內(nèi)部(圖5g)。

菱鐵礦礦石在本礦區(qū)內(nèi)分布較少。掃描電鏡顯微觀察表明，菱鐵礦主要與鐵碧玉、赤鐵礦形成似條帶狀礦石。菱鐵礦在塊狀礦石中分布較少，主要呈他形結(jié)構(gòu)，粒徑不超過100μm，在粗粒赤鐵礦中常與有機質(zhì)共存(圖6a，b)，極少部分菱鐵礦被黃鐵礦包裹(圖6b)；菱鐵礦在似條帶狀礦石中呈他形不規(guī)則狀，直徑一般大于100μm，常見菱鐵礦包裹有微粒狀赤鐵礦、細粒重晶石和細粒石英(圖6c，d)。

圖6 富菱鐵礦-赤鐵礦礦石掃描電鏡顯微特征(a)粗粒狀赤鐵礦中他形結(jié)構(gòu)菱鐵礦與有機質(zhì)共存(背散射)；(b)粗粒狀赤鐵礦中他形結(jié)構(gòu)菱鐵礦與有機質(zhì)共存，部分菱鐵礦被黃鐵礦包裹(背散射)；(c)菱鐵礦包裹有微粒狀赤鐵礦、細粒重晶石和細粒石英(背散射)；(d)菱鐵礦包裹有微粒狀赤鐵礦和細粒石英(背散射)Fig.6 Scanning electron microscopy microscopic characteristics of siderite-rich hematite ore(a) anhedral siderite often coexisting with organic matter in coarse-grained hematite (BSE); (b) anhedral siderite coexisting with organic matter in coarse-grained hematite, and part of siderite encapsulated by pyrite (BSE); (c) siderite wrapped with particulate-like hematite, fine-grained barite, and fine-grained quartz (BSE); (d) siderite wrapped with particulate hematite and fine-grained quartz (BSE)

赤鐵礦礦層下部出露有薄層黃鐵礦體(圖3剖面B)，其礦石主要為粗粒塊狀構(gòu)造，與赤鐵礦礦層過渡部位形成條帶狀構(gòu)造(細條帶狀和透鏡狀)(圖7a，b)。塊狀黃鐵礦礦石中黃鐵礦顆粒多呈自形-半自形結(jié)構(gòu)，粒徑變化大，約10～400μm不等，可見他形菱鐵礦包裹細粒黃鐵礦(圖7c-e)。部分塊狀黃鐵礦礦石中偶見透鏡狀鐵碧玉(圖7b)，鐵碧玉內(nèi)部可見自形粒狀黃鐵礦、自形微粒狀赤鐵礦和少量自形菱鐵礦(圖5h、圖7c)。另一種類型黃鐵礦在塊狀赤鐵礦礦石中少量分布，呈半自形粒狀結(jié)構(gòu)，粒徑約為50～150μm，零散分布于粗粒赤鐵礦顆粒間，部分黃鐵礦包裹他形石英和菱鐵礦(圖5f、圖6b)。

硅質(zhì)在鐵礦石中以兩種形態(tài)呈現(xiàn)。第一種為鐵碧玉，是一種含大量微粒狀赤鐵礦的紅色燧石，在似條帶狀構(gòu)造礦石中多為不連續(xù)條帶狀(圖7f)或呈透鏡狀(圖7g)，鐵碧玉內(nèi)部包裹大量微粒狀赤鐵礦，少量自形-半自形菱鐵礦和有機質(zhì)(圖5i)。第二種為他形粒狀石英，在塊狀礦石中分布于粗粒赤鐵礦顆粒之間(圖5g)，石英粒徑不超過100μm，常包裹微粒狀赤鐵礦(圖5c，f)，在似條帶狀礦石的條帶過渡部位，石英結(jié)晶程度相對偏好，呈半自形-他形結(jié)構(gòu)，粒徑約50～200μm不等，可見石英包裹微粒狀赤鐵礦(圖5g、圖6c)，少量石英包裹細粒重晶石(圖6c)。

重晶石是本礦區(qū)的特征礦物之一，在塊狀礦石中重晶石主要呈他形粒狀結(jié)構(gòu)，部分重晶石晶形保存較好，單礦物直徑不超過100μm，分布在粗粒徑赤鐵礦之間(圖5g、圖6c)，在條帶狀礦石和塊狀含重晶石礦石中，重晶石呈自形細粒結(jié)構(gòu)(多小于30μm)和他形粗粒結(jié)構(gòu)(多為50～250μm)，多被他形菱鐵礦包裹，少量被他形石英包裹(圖5c、圖7h)。

4.2 礦物化學成分

本文主要對不同類型礦石中赤鐵礦、菱鐵礦和黃鐵礦分別進行了電子探針(EPMA)分析。

赤鐵礦的化學成分見表1，赤鐵礦具有極高含量的全Fe(以FeO計算)，F(xiàn)eOT含量達87.05%～91.78%，平均為89.86%；Mn可類質(zhì)同象代替Fe，但式可布臺赤鐵礦Mn含量極低，小于0.04%；赤鐵礦中SiO2含量為0%～0.68%，平均為0.07%。，Al2O3含量為0%～0.09%，平均為0.02%；TiO2含量為0%～0.13%，平均為0.03%；CaO含量為0%～0.09%，平均為0.01%；MgO含量為0%～0.04%，平均為0.01%。

菱鐵礦的化學成分見表2，菱鐵礦具有較高含量的全Fe(以FeO計算)，F(xiàn)eOT含量為48.66%～58.75%，平均為53.74%，Mn、Mg、Ca?？深愘|(zhì)同象代替菱鐵礦中的Fe，菱鐵礦中MnO含量為1.29%～4.87%，平均為3.46%；MgO含量為0.25%～8.00%，平均為3.36%；CaO含量為0.21%～1.00%，平均為0.49%。

黃鐵礦的化學成分見表3，黃鐵礦具有較高的Fe和S，其中，F(xiàn)e含量為46.63%～47.88%，平均為47.27%；S含量為51.41%～53.80%，平均為52.60%，As含量為0%～0.52%，平均含量為0.29%； Co含量為0.03%～0.11%，平均為0.07%；Ni含量為0%～0.05%，平均為0.01%。

表1 式可布臺鐵礦床中赤鐵礦探針分析結(jié)果(wt%)Table 1 Results of electron microprobe analysis of hematites from the Shikebutai iron deposit (wt%)

表2 式可布臺鐵礦床中菱鐵礦探針分析結(jié)果(wt%)Table 2 Results of electron microprobe analysis of siderites from the Shikebutai iron deposit (wt%)

表3 式可布臺鐵礦床中黃鐵礦探針分析結(jié)果(wt%)Table 3 Results of electron microprobe analysis of pyrites from the Shikebutai iron deposit (wt%)

圖7 透鏡狀鐵碧玉-黃鐵礦礦石、似條帶狀鐵碧玉-赤鐵礦礦石掃描電鏡及鏡下顯微特征(a)細條帶狀黃鐵礦-赤鐵礦(薄片)；(b)透鏡狀鐵碧玉-黃鐵礦(薄片)；(c)鐵碧玉中分布粗粒黃鐵礦(反射光)；(d)粗粒狀黃鐵礦，粒間可見他形菱鐵礦包裹細粒黃鐵礦(背散射)；(e)他形菱鐵礦包裹細粒黃鐵礦(背散射)；(f)不連續(xù)似條帶狀鐵碧玉-赤鐵礦(薄片)；(g)透鏡狀鐵碧玉-赤鐵礦(薄片)；(h)粗粒赤鐵礦包裹細粒石英，部分石英顆粒包裹微粒狀赤鐵礦(背散射)Fig.7 Scanning electron microscopy and microscopic characteristics of massive pyrite ore and banded-like jasper-hematite ore(a) thin banded pyrite-hematite (thin section); (b) jasper- pyrite of lenticular jasper (thin section); (c) coarse pyrite distributed in jasper (reflected light); (d) coarse-grained pyrite, and intergranular siderite in the inclusion of fine pyrite (BSE); (e) anhedral siderite encapsulated with fine pyrite (BSE); (f) discontinuous banded-like jasper-hematite (thin section); (g) lenticular jasper-hematite (Thin section); (h) coarse hematite encapsulating fine quartz, and some quartz particles encapsulating particulate hematite (BSE)

5 討論

5.1 特征礦物成因分析

赤鐵礦作為式可布臺鐵礦最主要的礦物，分布廣泛，形態(tài)結(jié)構(gòu)多樣，探討其成因?qū)Τ傻V機制研究具有重要意義。早期學者研究發(fā)現(xiàn)，沉積鐵礦中赤鐵礦顆粒多呈微粒形態(tài)，直徑一般為3～5nm(Ayres，1972；Han，1978；Lietal.，2013)，與現(xiàn)代海底含金屬沉積物中的赤鐵礦形態(tài)相近(Taitel-Goldman and Singer，2002)，因此認為赤鐵礦可能是由原始沉積的Fe(Ⅲ)氫氧化物(水鐵礦)在成巖早期脫水所形成的產(chǎn)物(Ahn and Buseck，1990；Morris，1993；Klein，2005)。這種Fe(Ⅲ)氫氧化物由Fe(Ⅱ)氧化而來，在酸性條件(pH=4)時，轉(zhuǎn)變?yōu)獒樿F礦和少量赤鐵礦，當在中性-弱堿性條件(pH=7～8)時，主要轉(zhuǎn)變?yōu)槌噼F礦(Schwertmann and Murad，1983)。近年來，Rasmussenetal.(2014)通過對Hamersley盆地BIF中的赤鐵礦開展巖相學研究發(fā)現(xiàn)，鐵硅酸鹽和鐵碳酸鹽巖等礦物被赤鐵礦交代，指示赤鐵礦可能是由其他礦物氧化形成。式可布臺鐵礦床赤鐵礦電子探針表明其成分簡單，全鐵含量高，Ti、Al等元素含量很低，小于0.01%，說明元素類質(zhì)同象置換極低。此外，也并未發(fā)現(xiàn)赤鐵礦交代其他礦物的現(xiàn)象，表明赤鐵礦不是由硅酸鹽礦物氧化形成。具體來講，式可布臺鐵礦中的赤鐵礦形態(tài)多樣，其中，鐵碧玉中的微粒狀赤鐵礦(Hem 4)(圖5h，i)，呈微米級粒度，非定向分布，與海底熱液含金屬沉積物中原生微小球體形態(tài)赤鐵礦相似(Sunetal.，2015)，因此，推測微粒狀赤鐵礦為原生礦物，是由Fe(Ⅲ)氫氧化物在成巖早期脫水形成，而其他粒徑較粗大的赤鐵礦顆粒(Hem 1、Hem 2、Hem 3)(圖5a，b，f)，可能是在成巖晚期或淺變質(zhì)過程中由早期微粒狀赤鐵礦重結(jié)晶形成。

圖8 式可布臺鐵礦赤鐵礦中氧化物圖解(據(jù)Dupuis and Beaudoin, 2011)Fig.8 Oxides relationship diagram of hematites from the Shikebutai iron deposit(after Dupuis and Beaudoin, 2011)

鐵氧化物中的元素(Ca+Al+Mn)-(Ti+V)圖解對礦床成因有一定指示意義(Dupuis and Beaudoin, 2011)，式可布臺鐵礦中不同形態(tài)赤鐵礦電子探針數(shù)據(jù)綜合顯示，赤鐵礦多位于BIF型礦床外圍(圖8)，表明其可能與BIF中的赤鐵礦形成機制不同。式可布臺鐵礦與BIF中赤鐵礦FeO-MnO以及Mn-Mg-Ca圖解顯示(圖9)，前者的赤鐵礦具有相對較高的Fe和Mn含量，且Mn含量分布較為集中，Ca和Mg的含量較低，后者的赤鐵礦Fe和Mn含量相對偏低，Ca和Mg的含量相對較高但分布不均一，礦物化學成分特征的不同，表明式可布臺鐵礦中赤鐵礦的形成過程與BIF中赤鐵礦不同。

在本研究區(qū)與BIF中菱鐵礦FeO-MnO以及Mn-Mg-Ca圖解中(圖10)，前者的菱鐵礦具有相對較高的Fe和Mn含量，Mn含量分布范圍較大，Mg的含量較低，相比而言，后者的菱鐵礦Fe和Mn含量相對偏低，Mn含量分布較為集中，Mg的含量較高并且集中分布。菱鐵礦化學成分特征的不同，表明相比BIF而言，式可布臺鐵礦中菱鐵礦的形成過程中可能有錳氧化物的參與，與BIF的形成機制不同。

圖10 式可布臺鐵礦床菱鐵礦化學成分圖解Fig.10 Chemical composition diagram of siderites from the Shikebutai iron deposit

圖11 式可布臺鐵礦黃鐵礦 Co-Ni 圖解(據(jù)Bajwah et al.，1987)Fig.11 The Co-Ni diagram of pyrite from the Shikebutai iron deposit(after Bajwah et al.，1987)

黃鐵礦作為礦區(qū)中最為重要的硫化物，對其形成機制的探討有助于進一步約束礦床成因。黃鐵礦可形成于多種環(huán)境，但在不同環(huán)境中形成的黃鐵礦形貌、粒徑以及礦物化學成分上存在差異，如草莓、微粒黃鐵礦是典型的沉積黃鐵礦，而粗粒黃鐵礦多為熱液成因黃鐵礦，這種粗粒黃鐵礦是由混合了海水的上升熱液在海底快速結(jié)晶形成(Herzig and Hannington, 1995；Kelleyetal., 2004；Xu and Scott, 2005)。式可布臺礦區(qū)中分布在塊狀黃鐵礦礦石和塊狀赤鐵礦礦石的黃鐵礦顆粒均呈粗粒結(jié)構(gòu)，表明黃鐵礦可能是由熱液混合少量海水迅速結(jié)晶、沉淀形成。同時，黃鐵礦晶體中Fe常被Co、Ni元素所置換，因此，不同成因的黃鐵礦Co、Ni含量以及Co/Ni比值不同。沉積型黃鐵礦Co、Ni含量較低，Co/Ni比值小于1；熱液成因型黃鐵礦Co、Ni含量變化較大，Co/Ni值通常大于1.17而小于5；火山噴流塊狀硫化物型黃鐵礦Co/Ni值則大于5而小于50(Bajwahetal.，1987)。式可布臺鐵礦中兩種類型黃鐵礦的Co/Ni值為1.16～8.86，平均為3.44(圖11)，指示黃鐵礦為熱液成因型黃鐵礦。此外，式可布臺鐵礦黃鐵礦δ34S同位素值分布于-6.1‰～6.5‰之間，集中分布于-3‰～-1‰，平均為-1.6‰，(莫江平等，1997；陳杰，2016)，與熱液礦床中硫化物的S同位素值相似(δ34S=-3‰～1‰)(Hoefs，2015)，推測黃鐵礦中的硫主要來源于深源熱液。

硅質(zhì)沉淀在研究區(qū)中普遍存在，以結(jié)晶石英和鐵碧玉兩種形態(tài)出現(xiàn)。石英和燧石常被認為是早期沉淀的無定形硅膠經(jīng)歷成巖作用后重結(jié)晶形成的產(chǎn)物(Klein，2005)。前人研究表明，海水中硅質(zhì)的沉淀可能與蒸發(fā)作用或溫度劇烈變化導(dǎo)致的過飽和相關(guān)(Morrisetal.，1988；Posthetal.，2008)，或者與固相含鐵礦物(三價鐵氫氧化物)共同沉淀(Ewers，1983；Fischer and Knoll，2009；Delvigneetal.，2012)。Krape?etal.(2003)和Pickardetal.(2004)發(fā)現(xiàn)，Hamersley赤鐵礦床中層狀碧玉條帶連續(xù)性較差，多呈呈透鏡狀、結(jié)核狀產(chǎn)出，局部見交代含鐵礦物的現(xiàn)象，推測鐵碧玉可能形成于壓實之前的早期成巖過程，而非直接沉淀成因。式可布臺鐵礦中石英在礦石中呈他形結(jié)構(gòu)，鐵碧玉呈透鏡狀或不連續(xù)條帶狀，常見鐵碧玉中有微粒狀赤鐵礦(圖5h，i)，因此，推測鐵碧玉和石英為早期成巖產(chǎn)物?？紤]到石炭紀海水中由于硅質(zhì)海綿和放射蟲的存在(Racki and Cordey，2000)，海水中硅的濃度應(yīng)該普遍較低(～0.67mM)(Planavskyetal.，2010)。因而，早期硅質(zhì)沉淀可能是強烈的海底熱液活動，在進入海水的過程中，由于物理化學條件的快速變化導(dǎo)致熱液中硅質(zhì)濃度過飽和所致(Posthetal.，2008)，這些硅質(zhì)沉淀繼而在后期成巖過程中轉(zhuǎn)變成石英。也有可能為熱液中硅質(zhì)被Fe(Ⅲ)氫氧化物吸附形成硅質(zhì)的鐵氫氧化物共沉淀(Konhauseretal.，2017)，在成巖早期Si-Fe(Ⅲ)凝膠脫水形成鐵碧玉，進而包裹微粒狀的赤鐵礦。

重晶石是本研究礦區(qū)特征礦物，主要呈半自形和他形結(jié)構(gòu)。當前關(guān)于重晶石的成因認識主要集中于熱液成因和冷泉成因兩種。熱液重晶石主要由富Ba熱液流體與海水硫酸鹽相互作用沉淀形成(Heinetal.，2007；Eickmannetal.，2014)，通常發(fā)育于海底熱液中心附近(Koskietal.，1988)。熱液成因重晶石礦物通常以他形板狀晶形產(chǎn)出，顆粒大小通常為20～70μm，通常與金屬硫化物共生(Koskietal.，1988；Torresetal.，2003)，其硫同位素組成與同時期海水相近(Van Stempvoort and Krouse，1994)。冷泉重晶石形成于大陸邊緣環(huán)境下，通常在沉積物-水界面附近，由富Ba和甲烷的孔隙水與富硫酸鹽的孔隙水相互作用而形成(Paytanetal., 2002；Torresetal., 2003；Feng and Roberts, 2011)。冷泉成因重晶石礦物顆粒形態(tài)完整，大小通常在20～700μm，多成玫瑰狀和結(jié)核狀構(gòu)造，常見有生物化石，缺少金屬硫化物，重晶石的硫同位素變化較大，遠高于同時期海水(Torresetal., 2003；Feng and Roberts, 2011；Canetetal., 2014)。式可布臺礦區(qū)重晶石多呈他形-半自形結(jié)構(gòu)出現(xiàn)，粒徑通常小于100μm，表明重晶石是熱液成因，可能是由富Ba熱液與海水硫酸鹽作用沉淀形成，部分重晶石粒徑粗大，可能是在成巖過程中由早期細粒重晶石重結(jié)晶形成。重晶石的δ34S平均值為17.09‰(陳杰，2016)，與晚石炭世海水δ34S值(δ34S≈18.4‰)相似(Kampschulte and Strauss, 2004)，進一步佐證重晶石的形成與海水硫酸鹽作用相關(guān)。

5.2 沉積-成巖過程

通過礦體特征、礦石組構(gòu)、礦物類型、礦物顆粒間相互關(guān)系以及礦物成因的研究，將式可布臺鐵礦床沉積-成巖過程劃分為兩期：沉積期和成巖期，其中成巖期可劃分為成巖早期和成巖晚期(圖12、圖13)。

沉積期 鐵碧玉中包裹的微粒狀原生赤鐵礦表明，含鐵礦物是由原始沉積物轉(zhuǎn)變而來，因此認為原始沉積物可能為無定形的Fe(Ⅲ)氫氧化物，其在沉積期大量沉淀積累。硅質(zhì)通常在沉積期以無定形二氧化硅存在，常被Fe(Ⅲ)氫氧化物吸附形成無定形Si-Fe(Ⅲ)氫氧化物凝膠。同時，部分重晶石呈他形結(jié)構(gòu)，被菱鐵礦所包裹或分布于赤鐵礦顆粒間(Hem 1、Hem 2)(圖6d)，表明其也應(yīng)為早期產(chǎn)物。早期細粒重晶石可能是由熱液中的Ba2+離子與海水硫酸鹽結(jié)合沉淀形成。黃鐵礦主要位于赤鐵礦礦體底部并單獨成層，顆粒粗大，自形程度較好，部分細粒黃鐵礦被菱鐵礦包裹(圖6b)，說明其形成早于菱鐵礦，可能在沉積期直接形成。

成巖早期 該階段主要形成大量赤鐵礦、鐵碧玉和結(jié)晶石英，沉積期所形成的無定形Fe(Ⅲ)氫氧化物在該時期經(jīng)歷脫水過程形成大量微粒狀赤鐵礦顆粒；無定形Si-Fe(Ⅲ)氫氧化物凝膠后期脫水，可能形成了鐵碧玉。無定形的二氧化硅結(jié)晶轉(zhuǎn)變?yōu)槭?，呈他形粒狀結(jié)構(gòu)分布于赤鐵礦(Hem 1、Hem 2)間，部分包裹微粒狀赤鐵礦(Hem 4)。

成巖晚期 該階段主要形成菱鐵礦，常見菱鐵礦包裹成巖早期階段形成的微粒狀赤鐵礦、細粒重晶石和細粒石英，部分與有機質(zhì)共同存在，表明菱鐵礦形成晚于赤鐵礦、重晶石和石英，推測菱鐵礦主要由無定形Fe(Ⅲ)氫氧化物在微生物的參與下，與有機質(zhì)發(fā)生還原作用形成。同時，沉積期和成巖早期所形成的礦物在該階段中可發(fā)生不同程度重結(jié)晶。成巖早期所形成的大量微粒狀赤鐵礦重結(jié)晶形成粒徑較粗的長柱狀、葉片狀和粒狀赤鐵礦(Hem 1、Hem 2、Hem 3)，部分粗粒赤鐵礦包裹細粒自形石英，表明結(jié)晶石英在赤鐵礦重結(jié)晶之前形成。

圖12 式可布臺鐵礦礦物共生次序圖Fig.12 The paragenetic sequence for the Shikebutai iron deposit

圖13 式可布臺鐵礦含鐵礦物形成示意圖Fig.13 Formation diagram of iron-bearing minerals in the Shikebutai iron deposit

5.3 物理化學條件

圖14 ΣSO4/ΣH2S-ΣS圖解，顯示25℃和75℃條件下含鐵礦物的穩(wěn)定區(qū)域和鐵的溶解度(據(jù)Huston and Logan，2004)Fig.14 ΣSO4/ΣH2S versus total sulfur diagrams calculated at 25℃ and 75℃ at modern oceanic pH and salinity showing Fe-Ba-S-O mineral stabilities and Fe solubilities(after Huston and Logan，2004)

5.4 礦床成因類型探討

礦物共生組合是揭示成礦地球化學條件的基礎(chǔ)，也是探討礦床成因的重要方面。目前式可布臺鐵礦存在噴流沉積和化學沉積(類似BIF)兩種觀點，基于礦床成因方面存在的爭議，本文對相關(guān)成因礦床的礦物組成和形成過程進行了對比，其中：

前寒武紀地層中發(fā)育大規(guī)模的BIF，其主要由燧石(石英)、磁鐵礦、赤鐵礦、菱鐵礦、鐵白云石、鐵蛇紋石、黑硬綠泥石及鈉閃石等礦物組成。前人根據(jù)對BIF的詳細研究，認為BIF的形成是在富鐵缺氧的海洋中，熱液來源的Fe(Ⅱ)上涌至大陸邊緣淺海盆地和陸棚的光合帶，經(jīng)氧化形成Fe(Ⅲ)氫氧化物沉積物，F(xiàn)e(Ⅲ)氫氧化物與海水中的Fe(Ⅱ)或經(jīng)DIR作用形成的Fe(Ⅱ)發(fā)生反應(yīng)后轉(zhuǎn)化為磁鐵礦(Clout and Simonson，2005；王長樂等，2012)。

古元古代晚期和古生代奧陶紀的鐵碧玉礦床中，均發(fā)現(xiàn)有大量的鐵碧玉(石英)和赤鐵礦，局部保存少量的水鐵礦，部分鐵碧玉樣品發(fā)現(xiàn)黃鐵礦、綠泥石、綠簾石及黑硬綠泥石等礦物。Grenne and Slack(2003，2005，2019)和Slacketal.(2007)研究認為該類礦床形成于偏氧化的海洋，海底高溫熱液噴出后與富硅海水形成熱液羽流，熱液中Fe(Ⅱ)氧化形成Fe(Ⅲ)氫氧化物，促進無定形硅吸附形成富硅的鐵氫氧化物，隨熱液羽流擴散、沉淀出Fe-Si(Ⅲ)氫氧化物，成巖期經(jīng)歷脫水、結(jié)晶形成鐵碧玉、赤鐵礦和少量其他礦物。

現(xiàn)代海底熱液活動中發(fā)育大量的含金屬沉積物，主要由結(jié)晶程度較差的鐵氧化物(無定形水鐵礦、針鐵礦)和富鐵蒙脫石(綠脫石)等礦物組成，在高溫熱液噴口附近常出現(xiàn)黃鐵礦、黃銅礦等硫化物，遠離噴口的洋脊兩翼主要由鐵錳氧化物、石英、重晶石及各類黏土礦物組成的含金屬沉積物(Dekovetal., 2009, 2010)?，F(xiàn)代海底含金屬沉積物形成于海底熱液活動中，高溫熱液流體自噴出后迅速與海水作用形成攜帶大量金屬元素(Fe、Mn、Cu等)和顆粒物的浮力羽流，在近噴口附近沉淀出粗粒的硫化物，當浮力羽流上升至與海水密度接近時，演化為非浮力羽流橫向擴散、沉降，沉淀出Fe-Si-Mn氧化物和自生黏土礦物，形成分布范圍很廣的含金屬沉積物(Millsetal., 1993, 2010; Hrischeva and Scott, 2007)。

式可布臺鐵礦主要組成礦物為赤鐵礦、鐵碧玉、重晶石以及少量黃鐵礦和菱鐵礦，相較于前寒武紀BIF(表4)，式可布臺鐵礦的金屬礦物主要為赤鐵礦，與BIF中以磁鐵礦為主要金屬礦物的特征不同，且研究區(qū)發(fā)育黃鐵礦、重晶石等特征礦物，未發(fā)現(xiàn)硅酸鹽礦物，與BIF中大量保存硅酸鹽礦物完全不同。此外，相較于BIF，式可布臺鐵礦的礦石缺乏特征性的硅質(zhì)條帶，僅發(fā)育不連續(xù)的鐵碧玉條帶和透鏡狀鐵碧玉。綜合礦床礦物組成及礦石結(jié)構(gòu)構(gòu)造特征表明，式可布臺鐵礦的成礦過程可能與BIF不同；相反，研究區(qū)礦物組合與古生代鐵碧玉礦床及現(xiàn)代海底熱液成因含金屬沉積物相似(表4)，均具有鐵氧化物(脫水形成赤鐵礦)、鐵碧玉(石英)和黃鐵礦等礦物，其中黃鐵礦和重晶石在本研究區(qū)礦石和現(xiàn)代海底熱液成因含金屬沉積物中均大量產(chǎn)出，可能指示式可布臺鐵礦形成過程與現(xiàn)代海底含金屬沉積物相似。因此，我們認為式可布臺鐵礦應(yīng)為噴流沉積成因。

6 結(jié)論

(1)式可布臺鐵礦位于西天山石炭紀阿吾拉勒成礦帶西端， 是該成礦帶內(nèi)以赤鐵礦為特色的典型沉積型鐵礦床， 該鐵礦主要由赤鐵礦和少量菱鐵礦、鐵碧玉、重晶石及黃鐵礦等組成。

表4 前寒武紀條帶狀鐵建造(BIF)、現(xiàn)代海底熱液成因含金屬沉積物、古生代鐵碧玉礦床及式可布臺鐵礦特征對比Table 4 Comparison of characteristics of Precambrian banded iron formation (BIF), modern seafloor hydrothermal metal-bearing sediments, Paleozoic jasper deposits and Sikebutai iron deposit

(2)依據(jù)式可布臺鐵礦床礦體特征、礦石組構(gòu)、礦物類型以及礦物顆粒間相互關(guān)系以及礦物成因，將成礦期次劃分為沉積期和成巖期。在沉積期以原始沉積物為主，包括Fe(Ⅲ)氫氧化物、無定形二氧化硅、無定形Si-Fe(Ⅲ)氫氧化物凝膠等松散沉積物，以及重晶石和黃鐵礦等結(jié)晶礦物。在成巖期，早期沉積物經(jīng)歷脫水作用轉(zhuǎn)變?yōu)槌噼F礦、石英和鐵碧玉，部分Fe(Ⅲ)氫氧化物與有機質(zhì)反應(yīng)形成菱鐵礦。

(3)礦物學研究表明，推測赤鐵礦是由Fe(Ⅲ)氫氧化物在成巖早期脫水形成；菱鐵礦可能是由Fe(Ⅲ)氫氧化物在成巖階段通過異化鐵還原作用(DIR)作用形成；黃鐵礦的粗粒結(jié)構(gòu)以及Co/Ni值表明可能其為熱液成因；重晶石可能為海底熱液成因，是由富Ba熱液與海水硫酸鹽作用沉淀形成；鐵碧玉可能由海底熱液中硅質(zhì)被Fe(Ⅲ)氫氧化物吸附形成無定形Fe-Si(Ⅲ)氫氧化物沉積物，在成巖早期Si-Fe(Ⅲ)凝膠脫水形成。

(4)相較于前寒武紀條帶狀鐵建造(BIF)和現(xiàn)代海底含金屬沉積物，式可布臺鐵礦的礦物組合特征與前者不同，而與后者相似，指示礦床的形成過程與現(xiàn)代海底熱液成因含金屬沉積物相似，說明式可布臺鐵礦為海底噴流沉積成因。

致謝新疆伊犁鋼鐵有限責任公司式可布臺鐵礦相關(guān)負責人在野外工作中提供了大力協(xié)助與支持；同時，承蒙兩位匿名審稿人認真審閱本文，并提出了寶貴的修改意見；在此一并深表感謝！