潘鴻迪 申萍 李昌昊 馮浩軒 馬華東 武陽 郭新成 張建收

新疆西天山阿吾拉勒成礦帶發(fā)育一系列鐵礦床，包括查崗諾爾、智博、敦德、備戰(zhàn)等。已有的研究表明，這些鐵礦床主要賦存在下石炭統(tǒng)大哈拉軍山組的中-基性火山巖中，礦床形成與石炭紀海相火山活動密切相關(guān)(馮金星等，2010；董連慧等，2011；張作衡等，2012；Duanetal.，2018；Lietal.，2020；馮浩軒等，2020)，我國學者將其稱之為海相火山巖型鐵礦床(馮金星等，2010；張作衡等，2012；Houetal.，2014；Zhangetal.，2014, 2021)。

備戰(zhàn)鐵礦床位于阿吾拉勒成礦帶最東端，是該成礦帶中規(guī)模最大的鐵礦床(Duanetal.，2018)。前人對該礦床進行了系統(tǒng)的研究，取得了重要進展，普遍認為，礦區(qū)的賦礦圍巖為大哈拉軍山組的中-基性火山巖，主要巖性為玄武巖和凝灰?guī)r(郭新成等，2009；劉俊玉等，2014；鄭勇等，2014；張博等，2015；孟志豪，2016；張博，2016；張招崇等，2016；Duanetal.，2018；Yangetal.，2018)。然而，對該礦床的成因目前有諸多不同認識，比如，郭新成等(2009)提出火山沉積-接觸交代復(fù)合型成因的認識；隨后，毛磊(2012)和劉學良等(2013)基于該礦床的磁鐵礦和矽卡巖地球化學特點，支持了該認識；董連慧等(2011)根據(jù)成礦地質(zhì)環(huán)境、礦床地質(zhì)特征等，提出上疊裂谷火山巖型成因認識；此外，還有不少學者提出了巖(礦)漿-熱液疊加的成因認識(李鳳鳴等，2011；李大鵬，2012；王騰，2014；張博等，2015；孟志豪，2016；張博，2016；趙雪晶和王彥軍，2017)；另外一些學者則提出其屬于與海底火山作用有關(guān)的熱液礦床，鐵來自于出熔的巖漿熱液以及火山巖的認識(張招崇等，2014, 2016; Zhangetal., 2021)。

我們對備戰(zhàn)礦區(qū)進行了地質(zhì)剖面測量和鉆孔巖芯編錄工作，在礦區(qū)發(fā)育的下石炭統(tǒng)大哈拉軍山組的碳酸鹽巖地層中識別出多個薄層狀鐵礦(化)體；通過進一步的巖相學、巖石地球化學和礦物學研究，表明其賦礦的碳酸鹽巖主要為白云巖，并獲取了一批碳酸鹽巖的碳、氧同位素和元素地球化學數(shù)據(jù)；提出礦區(qū)白云巖形成于淺海、堿性、還原環(huán)境，白云巖中主要賦存的層狀鐵礦(化)體為沉積成因，少量脈狀鐵礦體為熱液成因的新認識。可見，備戰(zhàn)礦區(qū)賦礦圍巖除了大哈拉軍山組的中-基性火山巖外，還有碳酸鹽巖，賦存在碳酸鹽巖中的鐵礦體主要為沉積成因鐵礦(化)體，并有少量熱液成因鐵礦體疊加其上。備戰(zhàn)鐵礦床的沉積巖中原始賦鐵層位的發(fā)現(xiàn)，為備戰(zhàn)礦區(qū)鐵質(zhì)的來源提供了新的渠道，對備戰(zhàn)鐵礦床的成因研究及深部找礦勘查取得突破具有重要的意義。

圖1 西天山造山帶大地構(gòu)造及礦產(chǎn)分布圖(據(jù)Gao et al.，2009；董連慧等，2011修改)Fig.1 Tectonic map of the Western Tianshan Orogen Belt, also showing the distribution of ore deposits and the location of the Awulale iron metallogenic belt(modified after Gao et al.，2009；Dong et al.，2011)

1 地質(zhì)背景

阿吾拉勒成礦帶位于新疆西天山東部的阿吾拉勒山，大地構(gòu)造上位于伊犁地塊東緣(圖1)。該成礦帶主要出露石炭紀地層，包括下石炭統(tǒng)大哈拉軍山組和上石炭統(tǒng)伊什基里克組，以前者為主。大哈拉軍山組為一套海相火山噴發(fā)-沉積碎屑巖夾碳酸鹽巖建造(馮金星等，2010)，進一步分為三個亞組：第一亞組為安山質(zhì)晶屑凝灰?guī)r、安山巖；第二亞組為流紋質(zhì)熔結(jié)凝灰?guī)r、大理巖、晶屑巖屑凝灰?guī)r；第三亞組為安山質(zhì)晶屑玻屑凝灰?guī)r夾安山巖。阿吾拉勒成礦帶發(fā)育的查崗諾爾、智博、敦德和備戰(zhàn)等海相火山巖型鐵礦床均賦存于第三亞組中(馮金星等，2010；董連慧等，2011)。

阿吾拉勒成礦帶內(nèi)斷裂構(gòu)造及火山機構(gòu)發(fā)育，斷裂構(gòu)造以尼勒克和鞏乃斯等高角度逆沖斷裂為代表，火山機構(gòu)以巨型艾肯達坂古火山口為代表，其面積為314km2(陳毓川等，2008；蔣宗勝，2014)。已有的研究表明，艾肯達坂古火山口可能至少經(jīng)歷了四次以上的噴溢塌陷過程(馮金星等，2010；汪幫耀等，2011)，查崗諾爾和智博鐵礦賦存其中，其形成與艾肯達坂古火山機構(gòu)有關(guān)(李鳳鳴等，2011；張作衡等，2012；張喜，2013；蔣宗勝，2014；荊德龍，2016)；此外，在查崗諾爾、智博、敦德和備戰(zhàn)礦區(qū)范圍內(nèi)也發(fā)育獨立的古火山口，與艾肯達坂古火山口相比，礦區(qū)發(fā)育的古火山口規(guī)模較小，地表出露面積分別為10km2、15km2、6km2和4km2不等(申萍等，2020)，查崗諾爾、智博、敦德和備戰(zhàn)等礦床的形成也與礦區(qū)發(fā)育的規(guī)模較小的古火山機構(gòu)有關(guān)。

阿吾拉勒成礦帶侵入巖廣泛分布，侵入時代以二疊紀為主，有少量石炭紀的，巖性包括花崗巖、花崗閃長巖、石英閃長巖和閃長巖等。

2 礦床地質(zhì)

備戰(zhàn)鐵礦區(qū)廣泛出露下石炭統(tǒng)大哈拉軍山組第三亞組和阿克沙克組第一亞組，以前者為主(圖2)。根據(jù)巖性的不同，大哈拉軍山組第三亞組又可以劃分為四個巖性段：第一巖性段以凝灰?guī)r為主，有少量安山巖、英安巖、凝灰?guī)r夾砂巖，深部見有磁鐵礦體；第二巖性段為玄武巖、安山巖、灰?guī)r、白云巖夾大理巖化灰?guī)r等，是主要的含礦層；第三巖性段為英安巖、白云質(zhì)灰?guī)r、白云巖夾大理巖化灰?guī)r等；第四段為灰?guī)r、砂巖、礫巖和熔結(jié)角礫巖等(郭新成等，2009；新疆地質(zhì)礦產(chǎn)勘查開發(fā)局第十一地質(zhì)大隊, 2017)。其中，英安巖和流紋巖的年齡為329.1±1.0Ma～ 301.3± 0.8Ma(張作衡等，2012；李大鵬等，2013；荊德龍，2016)，指示中酸性火山噴發(fā)形成于石炭紀。潘鴻迪等(2021)在礦區(qū)英安巖、凝灰?guī)r和灰?guī)r中新厘定了多層硅質(zhì)巖，這些硅質(zhì)巖為火山沉積成因，其沉積環(huán)境為淺海、氧化環(huán)境。阿克沙克組第一亞組包括2個巖性段：第一巖性段以灰?guī)r為主；第二巖性段以碳質(zhì)灰?guī)r為主。

圖2 備戰(zhàn)鐵礦床地質(zhì)圖(據(jù)新疆地質(zhì)礦產(chǎn)勘查開發(fā)局第十一地質(zhì)大隊，2017(1)新疆地質(zhì)礦產(chǎn)勘查開發(fā)局第十一地質(zhì)大隊.2017. 新疆和靜縣備戰(zhàn)鐵礦1:2000地質(zhì)礦產(chǎn)圖資料修改)Fig.2 Geological map of the Beizhan iron deposit

礦區(qū)侵入巖發(fā)育，主要為鉀長花崗巖和鉀長花崗斑巖，鋯石U-Pb年齡為306.8±1.6Ma～ 301.4±0.9Ma(韓瓊等，2013；鄭勇等，2014)，稍晚于礦區(qū)發(fā)育的火山巖年齡；此外，礦區(qū)中-基性脈巖發(fā)育，以閃長巖和輝綠巖為主，呈近東西向展布，侵位于礦區(qū)地層及南部的花崗巖中(圖2)。

礦區(qū)斷裂和褶皺構(gòu)造發(fā)育，斷裂構(gòu)造多為高角度壓扭性正斷層，受火山機構(gòu)影響，這些斷裂均呈弧形展布；礦區(qū)含礦地層、礦體、基性巖脈和斷裂等均呈向北凸出的弧形分布，指示備戰(zhàn)礦區(qū)火山活動中心位于礦區(qū)南部，整個古火山口呈橢圓形，面積約為 4km2，礦床位于火山口北緣，礦體賦存于環(huán)狀斷裂系中(申萍等，2020)。礦區(qū)褶皺構(gòu)造為夏格孜達坂復(fù)式向斜，礦床位于該復(fù)式向斜南翼(郭新成等，2009)。

備戰(zhàn)礦區(qū)發(fā)育的鐵礦體包括L1、L2和L3礦體，以層狀、似層狀產(chǎn)于大哈拉軍山組玄武巖中，所有礦體的頂、底板巖性主要為中-基性火山熔巖(玄武巖)，少量為火山碎屑巖(凝灰?guī)r)，巖石多已發(fā)生蝕變，礦體與頂、底板圍巖之間通常為整合接觸，局部呈漸變過渡的接觸關(guān)系(李大鵬，2012；王騰，2014；張博，2016)。

L3礦體為礦區(qū)的主礦體，位于礦區(qū)中部，長度約為720m，平均厚度為61.85m，總體走向為97°，傾向北，傾角37°～79°，礦體上陡下緩，傾向最大延伸約1000m，礦體TFe品位變化于20.07%～49.72%之間。L1礦體位于L3礦體北東方向的山坡上，呈似層狀產(chǎn)出，傾向北，傾角為43°～60°，厚度約11～58m，沿其傾向最大延伸約460m，礦體TFe品位變化于20.4%～30.8%之間。L2礦體位于L3礦體的南西方向，呈層狀產(chǎn)出，傾向北西，傾角為55°～75°，厚度約2～13m，沿其傾向最大延伸約110m，礦體TFe品位變化于22.40%～42.50%之間(郭新成等，2009；孟志豪，2016；張博，2016)。

礦區(qū)內(nèi)的圍巖蝕變主要為矽卡巖化、硅化、碳酸鹽化等，矽卡巖化以透輝石化、綠簾石化為主；成礦期包括巖漿期和熱液期(李大鵬，2012；王騰，2014；張博等，2015；張博，2016；趙雪晶和王彥軍，2017)，巖漿期形成透輝石與磁鐵礦組合及塊狀、角礫狀、浸染狀礦石；熱液期包括矽卡巖、硫化物和碳酸鹽等階段，矽卡巖階段發(fā)育磁鐵礦-石榴子石-透輝石-綠簾石組合及脈狀和浸染狀礦石，硫化物階段主要為黃鐵礦-磁黃鐵礦組合，碳酸鹽階段形成方解石細脈(李大鵬，2012；王騰，2014；張博，2016)。

3 碳酸鹽巖及鐵礦體特征

3.1 碳酸鹽巖中鐵礦體產(chǎn)出特征

在備戰(zhàn)礦區(qū)進行了多條剖面測量，以采坑中東部的3476m和3656m平臺剖面為代表(圖3、圖4)，對多個鉆孔進行了巖芯編錄，以ZK007鉆孔為代表(圖5)。結(jié)果表明，礦區(qū)的鐵礦體除了賦存在大哈拉軍山組火山巖中之外，也賦存在大哈拉軍山組碳酸鹽巖中，礦體明顯受地層層位的控制。

圖4 備戰(zhàn)礦區(qū)碳酸鹽巖地層中鐵礦體(L1)照片(a)灰?guī)r及其中的小褶皺和脈狀富礦體，顯示樣品19BZ8-15采樣位置處；(b)白云巖和灰?guī)r接觸帶及白云巖中的貧鐵礦體，顯示樣品19BZ8-17采樣位置處；(c)白云巖和灰?guī)r接觸帶及其中的脈狀富礦體、白云巖中的貧礦體；(d)脈狀富礦體及樣品19BZ8-22采樣位置處；(e)白云巖中的貧礦體及樣品19BZ8-23采樣位置處Fig.4 Photographs for iron orebody hosted in carbonite rocks from the Beizhan iron deposit(a)Limestone, small folds and vein-type magnetite-rich ore bodies in the limestone, Sample 19BZ8-15;(b)Contact zone of dolomite and limestone contains magnetite-poor ore bodies in the dolomite, Sample 19BZ8-17；(c)Contact zone of dolomite and limestone contains vein-type magnetite-rich ore bodies and magnetite-poor ore bodies in the dolomite；(d)Vein-type magnetite-rich ore bodies, Sample 19BZ8-22; (e)Magnetite-poor ore bodies in the dolomite, Sample 19BZ8-23

圖5 備戰(zhàn)鐵礦區(qū)0勘探線剖面圖(據(jù)新疆地質(zhì)礦產(chǎn)勘查開發(fā)局第十一地質(zhì)大隊，2017資料修改)及在鉆孔ZK007中的含礦白云巖的巖芯樣品照片(a-e)中數(shù)字代表樣品采樣深度(m)Fig.5 Geological profile of Line 0 from the Beizhan iron deposit and photos of host dolomite samples from Drillhole ZK007(a-e) the number in each figure represents the depth (m) of the sample

采坑中進行的剖面測量與研究發(fā)現(xiàn)，碳酸鹽巖中發(fā)育的鐵礦體呈似層狀、透鏡狀產(chǎn)出(圖3、圖4)，與碳酸鹽巖地層產(chǎn)狀一致，走向近東西向，傾向北，傾角50°～ 80°(圖3)；礦體厚度一般在5～10m之間，少量富礦體在碳酸鹽巖地層中呈脈狀產(chǎn)出，厚度變化較大，通常在0.1～1m之間(圖4a, c)。鉆孔ZK007巖芯編錄中也見有相同的情況，即礦區(qū)深部鐵礦體，其直接賦礦圍巖除了火山巖之外，還有碳酸鹽巖，在L1和L3礦體之間孔深316m至496m處發(fā)育的巖石主要為碳酸鹽巖(圖5)。

3.2 碳酸鹽巖特征

礦區(qū)碳酸鹽巖主要出露在礦區(qū)中北部(圖3)，在礦區(qū)深部發(fā)育的L1和L3礦體之間也有碳酸鹽巖產(chǎn)出(圖5)。碳酸鹽巖的巖性主要為灰?guī)r、含泥質(zhì)灰?guī)r、硅質(zhì)灰?guī)r、白云質(zhì)灰?guī)r、鈣質(zhì)白云巖和白云巖等，巖石發(fā)生不同程度的大理巖化，強烈大理巖化地段形成大理巖，大理巖的礦物顆粒明顯變粗；在灰?guī)r和硅質(zhì)灰?guī)r中還見有硅質(zhì)巖夾層。碳酸鹽巖主要為薄層狀，厚度一般為0.5～2cm，少量為中薄層狀，厚度為2～10cm，巖石呈灰黑色、深灰色、灰白色，少量呈灰紫色。礦區(qū)北部的薄層灰?guī)r中發(fā)育緊密小褶皺，呈尖棱狀(圖4a)。

灰?guī)r的礦物成分主要為方解石，含有少量白云石及微量的粘土礦物和粉砂等雜質(zhì)(圖6a)，局部地段可見灰?guī)r中含有較多的石英和長石等粉砂質(zhì)碎屑物(25%～30%)，這些灰?guī)r為硅質(zhì)灰?guī)r(圖6b)；巖石具有碎屑結(jié)構(gòu)，主要由內(nèi)碎屑、泥晶基質(zhì)和少量的亮晶膠結(jié)物構(gòu)成，泥晶基質(zhì)為灰泥，顆粒細小(<0.05mm)，亮晶膠結(jié)物是充填于巖石顆粒之間細小的方解石晶體顆粒(0.01～0.05mm)；巖石中含有少量的黃鐵礦，一般沒有磁鐵礦。

白云巖由白云石和方解石組成，含有少量的有機質(zhì)團塊(圖6c)；局部地段的白云巖中含有較多的方解石(25%～30%)，這些白云巖為鈣質(zhì)白云巖(圖6d)；也見有一些白云巖發(fā)生了熱液蝕變，蝕變礦物以綠泥石為主。巖石具有晶粒結(jié)構(gòu)，是由化學作用沉淀而成的晶體顆粒。巖石中通常含有黃鐵礦、磁黃鐵礦和磁鐵礦，因此，白云巖(包括鈣質(zhì)白云巖)為礦區(qū)的賦礦碳酸鹽巖。

圖6 備戰(zhàn)礦區(qū)碳酸鹽巖單偏光下顯微照片(a)灰?guī)r(19BZ8-21)，由方解石和少量白云石組成；(b)硅質(zhì)灰?guī)r(19BZ8-20)，含較多石英等碎屑物；(c)白云巖(ZK007-446)，由白云石和少量方解石組成；(d)鈣質(zhì)白云巖(18BZ15-1)，由白云石和方解石組成.Cal-方解石；Dol-白云石；Qz-石英Fig.6 Microphotoes under plane-polarized light of carbonate rocks from the Beizhan iron deposit(a) limestone (19BZ8-21)，comprising of calcite and minor dolomite；(b) siliceous limestone (19BZ8-20)，containing considerable quartz and clastics；(c) dolominite (ZK007-446)，comprising of dolomite and minor calcite；(d) calcareous dolomite (18BZ15-1)，comprising of dolomite and calcite. Cal-calcite；Dol-dolominite；Qz-quartz

圖7 備戰(zhàn)礦區(qū)碳酸鹽巖中鐵礦石照片(a、b)紋層狀礦石(19BZ8-17)；(c、d)浸染狀礦石(ZK007-376)；(e、f)條帶狀礦石(19BZ8-23)；(g、h)塊狀礦石(19BZ8-22).(a、c、e、g)是標本的薄片照片，其余為單偏光下顯微照片. Mt-磁鐵礦；Py-黃鐵礦; Phl-金云母Fig.7 Photographs for Fe ore bodies hosted in limestones from the Beizhan iron deposit(a, b) lamellar ores(19BZ8-17); (c, d) disseminated ores (zk007-376)；(e, f) banded ores (19BZ8-23)；(g, h) massive ores (19BZ8-22). (a, c, e, g) are thin section photos of the specimen, and the rest are microphotographs under plane-polarized light. Mt-magnetite；Py-pyrite；Phl-phlogopite

圖8 備戰(zhàn)礦區(qū)大哈拉軍山組碳酸鹽巖微量元素與平均顯生宙灰?guī)r以及與澳大利亞后太古宙頁巖(PAAS)標準值對比圖Fig.8 Average Phanerozoic limestone- and PAAS-normalized trace elements distribution patterns of carbonate rocks from the Dahalajunshanzu Formation in Beizhan area

3.3 碳酸鹽巖中鐵礦石特征

備戰(zhàn)礦區(qū)碳酸鹽巖中發(fā)育的鐵礦石按照其結(jié)構(gòu)構(gòu)造可劃分為4種類型：紋層狀、浸染狀、條帶狀和塊狀礦石(圖7)。紋層狀和浸染狀礦石中的磁鐵礦含量較低(3%～10%)，粒度較細(0.05～0.1mm)，形態(tài)不規(guī)則，呈他形粒狀；其中，紋層狀礦石具有紋層狀構(gòu)造，暗色磁鐵礦呈不連續(xù)細條帶賦存在淺色白云巖中，組成明暗相間的細條帶(圖7a, b)，一般不出現(xiàn)熱液蝕變礦物；浸染狀礦石的磁鐵礦呈細粒浸染狀分布于白云巖中(圖7c, d)，礦石中常見黃鐵礦和磁黃鐵礦(1%～3%)，這些硫化物呈浸染狀和細脈狀產(chǎn)出，礦石中可見有熱液蝕變礦物，以綠泥石為主。

條帶狀礦石中的磁鐵礦含量較高(30%～45%)，粒度為中細粒(0.05～0.1mm)，呈半自形粒狀。條帶狀礦石與紋層狀礦石類似，所不同的是條帶狀礦石的條帶較寬(1～5mm)，較平直且連續(xù)(圖7e, f)，此外，條帶狀礦石常發(fā)育以金云母為主的熱液蝕變礦物。塊狀礦石中的磁鐵礦含量高(50%～60%)，粒度為中細粒(0.1～0.3mm)，呈半自形粒狀；塊狀礦石具有塊狀構(gòu)造(圖7g, h)，常見有伴生的硫化物(黃鐵礦、磁黃鐵礦)。

4 碳酸鹽巖和鐵礦石地球化學特征

4.1 樣品采集及分析方法

在詳細的野外地質(zhì)調(diào)查基礎(chǔ)上，系統(tǒng)采集了礦區(qū)采坑中3476m和3656m開采平臺及ZK007鉆孔中具代表性的巖石和礦石樣品。對這些樣品進行了巖相學和礦相學研究，挑選出15件碳酸鹽巖樣品進行了全巖地球化學和C-O同位素分析，挑選了碳酸鹽巖中發(fā)育的4種礦石類型的樣品進行了電子探針(EMPA)分析。

碳酸鹽巖的常量、微量元素和碳氧同位素測試均由核工業(yè)北京地質(zhì)研究院分析測試研究中心完成。全巖主量元素分析在AB104L，AxiosmAX波長色散X射線熒光光譜儀上進行，分析精度在0.5%以內(nèi)。全巖微量元素和稀土元素測試在NEXION300D等離子體質(zhì)譜儀上進行，分析精度在5%以內(nèi)。C-O同位素測試所用儀器為MAT-253氣體同位素質(zhì)譜儀，測量結(jié)果以PDB為標準，記為δ13CV-PDB(精度優(yōu)于0.1‰)，δ18OV-PDB(精度優(yōu)于0.2‰)。

礦石中的磁鐵礦電子探針分析在中國科學院地質(zhì)與地球物理研究所電子探針與電鏡實驗室完成，所使用的儀器為JXA8100和CAMECA SX51，工作電壓為15kV，電20nA，束斑大小為2～5μm，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2.0%。

磁鐵礦微量元素的激光剝蝕等離子體質(zhì)譜(LA-ICP-MS)分析在中國地質(zhì)科學院礦床資源研究所自然資源部成礦作用和資源評價重點實驗室完成，使用儀器為Bruker M90電感耦合等離子體質(zhì)譜，激光剝蝕系統(tǒng)為RESOlution S-155型193nm準分子激光。實驗采用He作為剝蝕物質(zhì)的載氣，氬氣為補償氣以調(diào)節(jié)靈敏度，激光波長213nm、束斑40μm、脈沖頻率10Hz，測試過程中首先遮擋激光束進行空白背景采集15～20s，然后進行樣品連續(xù)剝蝕采集40～45s，停止剝蝕后繼續(xù)吹掃15s清洗進樣系統(tǒng)，單點測試分析時間75s。元素含量以USGS的BCR-2G、BIR-1G和GSE-1G為校正標準，采用多外標、無內(nèi)標法對元素含量進行定量計算(Liuetal., 2008, 2010)。對所測數(shù)據(jù)的離線處理(包括對樣品和空白信號的選擇、儀器靈敏度漂移校正、元素含量計算) 采用ICPMSDataCal完成。分析精度優(yōu)于±10%。

4.2 碳酸鹽巖的常量、微量元素特征

備戰(zhàn)礦區(qū)大哈拉軍山組碳酸鹽巖樣品的常量、微量和稀土元素含量的分析結(jié)果列于表1中。本區(qū)灰?guī)r以CaO(49.76%～50.66%)為主，含有少量的SiO2(4.74%～5.61%)、MgO(2.33%～2.92%)和Al2O3(1.13%～1.20%)。硅質(zhì)灰?guī)r以CaO(35.52%～44.46%)為主，含較高SiO2(15.8%～24.38%)和Al2O3(3.45%～5.35%)和少量的MgO(0.70%～4.25%)。白云巖(包括鈣質(zhì)白云巖)以CaO(26.88%～43.31%)和MgO(10.33%～21.91%)為主，含少量SiO2(1.17%～6.42%)和Fe2O3T(0.72%～4.74%)。

圖9 備戰(zhàn)礦區(qū)大哈拉軍山組碳酸鹽巖稀土元素PAAS配分圖Fig.9 PAAS-normalized REE distribution patterns of carbonate rocks from Dahalajunshan Formation in Beizhan area

礦區(qū)碳酸鹽巖微量元素含量變化較大，與平均顯生宙灰?guī)r值(Condieetal., 1991)相比(圖8a-c)，礦區(qū)灰?guī)r和硅質(zhì)灰?guī)r微量元素含量接近于平均顯生宙灰?guī)r，白云巖微量元素含量低于平均顯生宙灰?guī)r；與澳大利亞后太古宙頁巖PAAS(Post Archean Australian Shale)標準值(McLennan，1989)相比(圖8d-f)，備戰(zhàn)礦區(qū)灰?guī)r和硅質(zhì)灰?guī)r微量元素含量低于PAAS標準值，白云巖微量元素含量明顯低于PAAS標準值。

本區(qū)碳酸鹽巖的稀土元素及其特征參數(shù)如表1所示，采用PAAS標準值對本區(qū)碳酸鹽巖稀土元素進行標準化，標準化后的結(jié)果和參數(shù)均以下標N標注，本文中的稀土元素相關(guān)參數(shù)計算公式為：δEu=EuN/(SmN+GdN)0.5；δCe=CeN/(LaN+PrN)0.5。備戰(zhàn)礦區(qū)碳酸鹽巖樣品稀土元素含量總體較低，稀土元素總量(ΣREE)為6.81×10-6～57.08×10-6，明顯低于大陸上地殼平均值(148.10×10-6，Rudnick and Gao，2014)，也低于PAAS標準值(184.77×10-6，McLennan，1989)；LREE/HREE比值范圍為2.14～3.88，反映了本區(qū)碳酸鹽巖總體上具有輕稀土富集的特征。本區(qū)灰?guī)r樣品的ΣREE、δEu值和δCe值分別為16.03～16.52、0.77～0.58、1.02～0.87；硅質(zhì)灰?guī)r樣品的ΣREE、δEu值和δCe值分別為37.93～57.08、0.70～1.05、0.85～0.94；白云巖樣品的ΣREE、δEu值和δCe值分別為6.81～21.53、0.67～1.56、0.83～0.97，有一個樣品(ZK007-323)δEu值較高(2.56)是由于熱液蝕變(綠泥石化)所致。可見，本區(qū)碳酸鹽巖稀土總量ΣREE具有硅質(zhì)灰?guī)r、灰?guī)r和白云巖依次降低的特點。

本區(qū)碳酸鹽巖樣品經(jīng)PAAS標準化(McLennan, 1989)的稀土元素配分曲線如圖9所示，可見，本區(qū)碳酸鹽巖樣品輕、重稀土元素分餾不明顯，稀土元素配分曲線比較平坦，僅僅灰?guī)r的稀土元素配分曲線為微左傾型。礦區(qū)內(nèi)碳酸鹽巖在總體上，具有稀土總量低、無明顯Ce負異常、有Eu正和負異常的特征。

圖10 備戰(zhàn)礦區(qū)大哈拉軍山組碳酸鹽巖δ13CV-PDB-δ18OSMOW圖解(底圖據(jù)劉建明和劉家軍，1997；劉家軍等，2004)圖14圖例同此圖Fig.10 δ13CV-PDB vs. δ18OSMOW diagram for carbonate rocks from Dahalajunshan Formationin the Beizhan deposit(based map after Liu and Liu，1997；Liu et al.，2004)The legend of Fig.14 is the same as this figure

4.3 碳酸鹽巖的碳氧同位素

備戰(zhàn)礦區(qū)14件碳酸鹽巖樣品的C-O同位素分析結(jié)果見表2。樣品的碳同位素δ13CV-PDB為3.0‰～5.2‰，數(shù)據(jù)變化范圍窄，δ18OV-PDB為-21.7‰～-12.3‰，δ13CSMOW為8.5‰～18.2‰，數(shù)據(jù)相對較離散。在δ13CV-PDB-δ18OSMOW圖中(圖10)，碳同位素組成與海相碳酸鹽巖的類似，其氧同位素組成與海相碳酸鹽巖的明顯不同。

4.4 礦石中磁鐵礦主量元素

在本次研究中，選取了紋層狀、浸染狀、條帶狀和塊狀礦石中的代表性礦石各1件，對其中的磁鐵礦進行了電子探針成分分析，分析結(jié)果見表3和圖11。

各類磁鐵礦礦石中，紋層狀礦石(19BZ8-17)和浸染狀礦石(ZK007-376)中的FeOT含量高(圖11a)，多集中于88%～91%，條帶狀礦石(19BZ8-23)和塊狀礦石(19BZ8-22)中的FeOT含量變化大，且含量較低，多集中于82%～91%(圖11a)；紋層狀和浸染狀礦石中的SiO2、CaO、MgO含量低，條帶狀和塊狀礦石中的SiO2、CaO、MgO含量高；所有礦石中磁鐵礦的TiO2和V2O3含量均很低。

在SiO2-CaO關(guān)系圖中，從紋層狀和浸染狀礦石到條帶狀和塊狀礦石，SiO2與CaO有一定的線性關(guān)系(圖11b)。在Al2O3-MgO-TiO2關(guān)系圖中(圖11c)，紋層狀和浸染狀礦石均富含MgO，這與賦礦巖石為白云巖一致；在V+Ti對Ca+Al+Mn圖中(圖11d)，紋層狀礦石主要落在前寒武紀條帶狀含鐵建造BIF型(Banded Iron Formation)鐵礦范圍內(nèi)，與變質(zhì)化學沉積成因的BIF鐵礦特點一致，浸染狀礦石主要落在矽卡巖范圍內(nèi)，接近于BIF范圍，而條帶狀和塊狀礦石主要落在矽卡巖范圍內(nèi)。

表1 備戰(zhàn)鐵礦碳酸鹽巖主量(wt%)和微量(×10-6)元素成分特征Table 1 Major elements (wt%) and trace elements (×10-6) of the carbonate rocks in Beizhan iron deposit

續(xù)表1Continued Table 1

表2 備戰(zhàn)鐵礦碳酸鹽巖碳氧同位素組成Table 2 Carbon and oxygen isotopic compositions of the carbonate rocks in Beizhan iron deposit

表3 不同類型磁鐵礦主要元素成分特征(wt%)Table 3 EMPA results (wt%) of different types of magnetites in the Beizhan iron deposit

圖11 備戰(zhàn)鐵礦床不同類型磁鐵礦主量元素含量分布特征(a)FeO含量箱式圖；(b)CaO-SiO2圖解；(c)MgO-TiO2-Al2O3三角圖(陳光遠等，1987)；(d)(Ca+Al+Mn)-(Ti+V)圖解(底圖據(jù)Dupuis and Beaudoin, 2011). BIF-條帶狀含鐵建造; Skarn-矽卡巖型Fe-Cu 礦床; IOCG-鐵氧化物-Cu-Au礦床; Porphyry-斑巖銅礦; Kiruna-基魯納型磷灰石-磁鐵礦礦床; Fe-Ti, V-巖漿Fe-Ti，V氧化物礦床. 圖13圖例同此圖Fig.11 Main elements distribution characteristics of different types of magnetites in the Beizhan iron deposit(a)Box diagram of FeO；(b)CaO vs. SiO2 diagram；(c)MgO-TiO2-Al2O3 ternary diagram (Chen et al., 1987)；(d)(Ca+Al+Mn) vs.(Ti+V)diagram (after Dupuis and Beaudoin, 2011). BIF-banded iron formation; Skarn-Fe-Cu skarn deposits; IOCG-iron oxide-copper-gold deposits; Porphyry-porphyry Cu deposits; Kiruna-Kiruna apatite-magnetite deposits; Fe-Ti, V- magmatic Fe-Ti-oxide deposits. The legend of Fig.13 is the same as this figure

表4 備戰(zhàn)鐵礦床磁鐵礦LA-ICP-MS 微量元素測試成分表(×10-6)Table 4 LA-ICP-MS trace element analysis results for magnetites in the Beizhan iron deposit (×10-6)

需要說明的是，備戰(zhàn)鐵礦與BIF鐵礦雖然都具有條帶狀構(gòu)造，但其組成明顯不同，備戰(zhàn)礦區(qū)的細粒紋層狀礦石是由鐵質(zhì)(磁鐵礦)和碳酸質(zhì)(白云石、方解石)薄層條帶互層組成，BIF是由鐵質(zhì)(赤鐵礦、磁鐵礦)和硅質(zhì)(燧石、石英)薄層條帶互層組成。

4.5 礦石中磁鐵礦微量元素

選取了紋層狀、浸染狀和條帶狀礦石的代表性樣品各1件，對其中的磁鐵礦進行了LA-ICP-MS成分分析。磁鐵礦微量元素原位LA-ICP-MS分析中，紋層狀礦石磁鐵礦B、V、Zn、Sb、La、Ce、Pr、Nd的含量高于檢出限，其他元素含量接近檢出限或未能得到有效數(shù)值(圖12a)，本次分析的紋層狀礦石磁鐵礦有效元素為B、V、Zn、Sb、La、Ce；浸染狀礦石磁鐵礦的絕大多數(shù)元素含量接近檢出限或未能得到有效數(shù)值(圖略)，這些數(shù)據(jù)本次分析未使用；條帶狀礦石磁鐵礦B、V、Cr、Zn、Sr、Sb、Ba、La、Ce的含量高于檢出限，其他元素接近于檢出限或未能得到有效數(shù)值(圖12b)；因此，本次分析的有效元素為B、V、Cr、Zn、Sr、Sb、Ba、La、Ce、Pr、Nd，具體結(jié)果見表4。

沉積和熱液礦石中的磁鐵礦具有不同的微量元素組成，從紋層狀礦石到條帶狀礦石，磁鐵礦中微量元素Mg、B、V、Zn、Sb、La、Ce、Pr、Nd含量減少，Ga、Sr、Ba、Si、Ti含量增加(表4)，表明沉積礦石中的磁鐵礦受地層圍巖成分的影響較大，而熱液礦石中的磁鐵礦則除了受地層圍巖成分的影響之外，還受巖漿熱液流體組分的控制。

在V+Ti對Al+Mn圖中(圖13)，紋層狀礦石主要落在BIF型鐵礦范圍內(nèi)，而條帶狀主要落在矽卡巖范圍內(nèi)。需要說明的是，與電子探針成分分析結(jié)果在Ti+V對Ca+Al+Mn圖中的投點位置相比較(圖11d)，LA-ICP-MS微量元素成分分析結(jié)果在V+Ti對Al+Mn圖中的投點位置更集中，且更接近于BIF型鐵礦和矽卡巖鐵礦的區(qū)域(圖13)，這也說明礦區(qū)碳酸鹽巖地層中發(fā)育的沉積和熱液礦石中的磁鐵礦受地層圍巖成分的影響均較大。

圖12 備戰(zhàn)鐵礦床碳酸鹽巖地層中磁鐵礦LA-ICP-MS微量元素蛛網(wǎng)圖及其與儀器檢測限的對照Fig.12 Spider diagrams of the trace elements from LA-ICP-MS analytical results (×10-6) of magnetites in the Beizhan iron deposit compared with the instrument limits of detection

圖13 備戰(zhàn)鐵礦床磁鐵礦(Al+Mn)-(Ti + V)成因圖解(底圖據(jù)Dupuis and Beaudoin，2011)Fig.13 Plots of Al+Mn vs. Ti+V for LA-ICP-MS data of magnetite from Beizhan iron deposit(base map after Dupuis and Beaudoin, 2011)

5 討論

5.1 沉積期碳酸鹽巖的陸源碎屑混染作用

研究表明，在沉積巖系中，Al主要源自粘土礦物碎屑顆粒(Sugisaki，1984)，Ti及不相容元素(如Th、Zr、Hf、Sc等)在海底熱液流體中的活動性很弱，是評估碎屑輸入的可靠指標(Sugisaki，1984)，因此，Al和Ti等元素是良好的陸源物質(zhì)供應(yīng)指示劑。備戰(zhàn)礦區(qū)灰?guī)r和白云巖的Al2O3和TiO2含量低(Al2O3=0.03%～1.35%，TiO2=0.01%～0.19%)，說明在其沉積時沒有受到明顯的富Al碎屑或火山物質(zhì)的混染；然而，硅質(zhì)灰?guī)r樣品的Al2O3和TiO2含量明顯增高(Al2O3=3.45%～5.35%，TiO2=0.15%～0.25%)，且Zr、La、Ce等的含量高于平均顯生宙灰?guī)r(圖9b)，說明在其沉積時明顯受到陸源物質(zhì)的混染，這與巖石薄片中見有較多的石英砂礫和少量粘土礦物等雜質(zhì)的觀察是一致的。此外，圖9顯示，硅質(zhì)灰?guī)r與灰?guī)r和白云巖的稀土元素總量及分配模式存在一定差異，暗示沉積時硅質(zhì)灰?guī)r樣品受物源或水動力條件等因素影響，成巖作用具有一定的差異?？梢?，備戰(zhàn)礦區(qū)碳酸鹽巖沉積時期海水的沉積環(huán)境不穩(wěn)定，在灰?guī)r和白云巖沉積時受陸源碎屑物影響較小，而硅質(zhì)灰?guī)r沉積時有豐富的陸源碎屑物的加入。

圖14 備戰(zhàn)礦區(qū)碳酸鹽巖δ13CV-PDB-δ18OV-PDB值協(xié)變圖Fig.14 δ13CV-PDB vs. δ18OV-PDB diagram of carbonate rocks from the Dahalajunshan Formationin Beizhan area

5.2 沉積期后碳酸鹽巖的成巖作用

碳酸鹽巖原始的氧同位素組成受沉積環(huán)境變化的影響明顯，成巖作用可使δ18O值明顯降低(Guoetal.，2007)，前人研究認為當樣品的δ18OV-PDB<-5‰時，碳酸鹽巖中的氧同位素已發(fā)生一定程度的改變；當樣品的δ18OV-PDB<-10‰時，碳酸鹽巖中的碳、氧同位素都經(jīng)歷了強烈的成巖作用改造(Derryetal.，1994; Kaufman and Knoll, 1995)。備戰(zhàn)礦區(qū)灰?guī)r和白云巖的δ18OV-PDB值分別為-21.7‰～-14.0‰和-19.8‰～-12.3‰，與正常海相碳酸鹽的δ18OV-PDB值(-10‰～-2‰，Veizer and Demovic，1974)相比，礦區(qū)樣品的δ18O值明顯較小，表明礦區(qū)碳酸鹽巖中的碳、氧同位素組成在埋藏期間受成巖作用影響。

持續(xù)的成巖作用通常會使碳酸鹽巖δ18O與δ13C值都朝著減小的方向發(fā)展，碳酸鹽巖的C、O 同位素值呈正相關(guān)關(guān)系(Kaufman and Knoll, 1995; Schobbenetal.，2016)。從備戰(zhàn)礦區(qū)碳酸鹽巖同位素δ18OV-PDB與δ13CV-PDB值協(xié)變圖解(圖14)來看，灰?guī)r(包括硅質(zhì)灰?guī)r)和白云巖的δ18O與δ13C值相關(guān)系數(shù)R2分別為0.79和0.12，二者之間相關(guān)性較差，表明備戰(zhàn)礦區(qū)碳酸鹽巖樣品的C、O同位素值在成巖作用過程中一致性改造的協(xié)變特點遭受到后期作用的破壞，δ18O值的降低可能與成巖期后的熱液作用及流體物質(zhì)交換有關(guān)。

在δ13C-δ18O圖解上(圖10)，本區(qū)碳酸鹽巖樣品的δ13C值基本位于海相碳酸鹽巖的分布范圍內(nèi)，表明沉積期后的C同位素組成未受到明顯的影響，但δ18O值則遠離海相碳酸鹽巖的δ18O值分布范圍，且沿著碳酸鹽溶解作用的趨勢分布，表明本區(qū)碳酸鹽巖在沉積期后發(fā)生了溶解作用，使其O同位素組成發(fā)生了虧損。但硅質(zhì)灰?guī)r的O同位素比灰?guī)r和白云巖的O同位素虧損程度更大，結(jié)合灰?guī)r和白云巖中碎屑物質(zhì)很少，而硅質(zhì)灰?guī)r富含豐富的碎屑物質(zhì)甚至與硅質(zhì)條帶互層產(chǎn)出的地質(zhì)特征分析認為，硅質(zhì)灰?guī)r較之于灰?guī)r和白云巖沉積時期有更多的陸源碎屑物質(zhì)及淡水進入沉積盆地，這在一定程度上改變了沉積水體的物理化學性質(zhì)，加劇了碳酸鹽的溶解作用，致使硅質(zhì)灰?guī)r具有更小的O同位素組成。

5.3 碳酸鹽巖的沉積環(huán)境

備戰(zhàn)礦區(qū)含礦碳酸鹽巖與鐵礦體應(yīng)為同一時代、同一構(gòu)造環(huán)境的產(chǎn)物，因此，碳酸鹽巖的沉積環(huán)境可有效制約地層沉積時，即成礦時的環(huán)境。

氧化-還原環(huán)境的判別主要是根據(jù)沉積物中明顯受氧化還原狀態(tài)控制的元素及其比值來推斷沉積期的氧化還原條件。由于碳酸鹽巖在沉積之后受到成巖作用的影響，因此，需要選擇沒有或較小受到成巖作用影響的元素，來反映碳酸鹽巖沉積期的海水特點。通常選擇微量元素U/Th、V/Cr和Ni/Co值用來判別沉積環(huán)境的氧化-還原性，U/Th>0.5為還原環(huán)境，運用δU與Th的關(guān)系式(δU=U/[0.5×(Th/3+U0]進行計算)，δU>為缺氧環(huán)境，δU<則為正常的水體環(huán)境(Tengeretal.，2005)；Ni/Co<5指示氧化環(huán)境，Ni/Co>7，指示還原環(huán)境，介于二者之間為過渡環(huán)境(Jones and Manning，1994)；V/Cr<2指示氧化環(huán)境，V/Cr>4.25指示還原環(huán)境，介于二者之間為過渡環(huán)境(Tribovillardetal.，2004)。礦區(qū)灰?guī)r的U/Th、δU、Ni/Co和V/Cr值分別為0.39～0.52、1.08～1.25、7.49～7.59、1.37～2.32；硅質(zhì)灰?guī)r的U/Th、δU、Ni/Co和V/Cr值分別為0.19～0.30、0.72～0.94、2.99～6.39和1.89～1.96；白云巖大部分樣品U/Th > 0.5，δU為1.10～1.69，Ni/Co為6.01～18.36，V/Cr比值為2.06～5.38。綜合考慮，礦區(qū)灰?guī)r沉積環(huán)境為氧化-還原過渡環(huán)境，硅質(zhì)灰?guī)r沉積環(huán)境為弱氧化環(huán)境，而白云巖沉積環(huán)境為弱還原環(huán)境。

研究表明， Ce對環(huán)境的氧化還原性非常敏感，在氧化條件下，Ce3+被氧化呈Ce4+，而Ce4+易生成絡(luò)合物，很難溶解(Frimmel, 2009)，所以海水中虧損Ce，而沉積物中則富集Ce；反之，在缺氧的條件下，Ce呈Ce3+，海水中富集Ce，沉積物中則虧損Ce；因此，當沉積物中出現(xiàn)δCe>1時，指示海水處于氧化的沉積環(huán)境中；反之，當沉積物中出現(xiàn)δCe<1時，指示海水處于還原環(huán)境中。碳酸鹽巖的ΣLREE、ΣREE、Y/Ho值、Mn的氧化物等會影響Ce異常(Nothdurftetal., 2004)，造成Ce異常的變化，不能準確反映海水特征。備戰(zhàn)礦區(qū)碳酸鹽巖中δCe與ΣLREE、ΣREE、Y/Ho值、Mn的氧化物等均沒有相關(guān)性，其相關(guān)系數(shù)R2均小于0.12(圖略)，反映δCe沒有遭受到后期成巖作用影響。礦區(qū)灰?guī)r和硅質(zhì)灰?guī)r樣品的δCe值介于0.85～1.02之間，Ce異常不明顯，指示海水處于弱氧化-弱還原的沉積環(huán)境中；白云巖的δCe值介于0.83～0.98之間，具有負Ce異常，指示海水處于弱還原的沉積環(huán)境中。

在對碳酸鹽巖沉積水體氧化還原條件進行研究時，還應(yīng)結(jié)合野外沉積物特征才能取得碳酸鹽巖沉積時水體的氧化還原條件。我們前期的研究發(fā)現(xiàn)，備戰(zhàn)礦區(qū)灰?guī)r和硅質(zhì)灰?guī)r中有硅質(zhì)巖夾層，該硅質(zhì)巖為火山沉積成因硅質(zhì)巖，沉積環(huán)境為淺海、氧化環(huán)境(潘鴻迪等，2021)，因此，硅質(zhì)巖夾層也能間接反映礦區(qū)灰?guī)r和硅質(zhì)灰?guī)r為氧化沉積。此外，結(jié)合礦區(qū)碳酸鹽巖中硫化物的分析，也可推斷礦區(qū)碳酸鹽巖的沉積環(huán)境，比如，灰?guī)r和硅質(zhì)灰?guī)r中可見少量硫化物，表明灰?guī)r和硅質(zhì)灰?guī)r為弱氧化環(huán)境；白云巖發(fā)育硫化物(黃鐵礦、磁黃鐵礦)，并有一些有機物團塊出現(xiàn)(圖6)，表明白云巖沉積期盆地整體范圍內(nèi)處于相對還原環(huán)境。

對碳酸鹽巖沉積水體酸堿度進行研究，主要借助于野外沉積物的特征進行分析。從礦區(qū)剖面測量(圖3、圖4)和鉆孔巖芯編錄(圖5)可知，備戰(zhàn)礦區(qū)在火山噴發(fā)的間歇期，碳酸鹽巖沉積時首先沉積的是含礦的白云巖，通常沒有陸源碎屑物的加入，也不可能有大量淡水的注入，因此，白云巖沉積時的海水應(yīng)為弱堿性環(huán)境；隨后，有硅質(zhì)灰?guī)r和灰?guī)r的沉積，并在硅質(zhì)灰?guī)r中有火山成因硅質(zhì)巖夾層出現(xiàn)，表明有陸源碎屑物和淡水加入，海水由堿性環(huán)境逐漸變?yōu)樗嵝原h(huán)境?？梢?，備戰(zhàn)礦區(qū)從白云巖到灰?guī)r夾硅質(zhì)巖，其pH值逐漸降低。

基于上述礦區(qū)大哈拉軍山組碳酸鹽巖的巖相學、礦物組成、微量元素和穩(wěn)定同位素地球化學特征等資料分析，礦區(qū)大哈拉軍山組白云巖沉積時期海水主體為偏堿性、還原環(huán)境，而灰?guī)r和硅質(zhì)灰?guī)r沉積時期海水主體為一種受陸源碎屑混染作用影響的偏酸性、氧化-還原過渡和弱氧化環(huán)境；碳酸鹽巖沉積之后又受到了普遍的成巖作用的影響。因此，備戰(zhàn)礦區(qū)從下部白云巖到上部的灰?guī)r、硅質(zhì)灰?guī)r夾硅質(zhì)巖，沉積環(huán)境逐漸從偏堿性還原環(huán)境到偏酸性氧化環(huán)境，而下部偏堿性還原環(huán)境有利于Fe(OH)3膠體沉淀以及鐵以Fe2+大量溶解于海水中，為本區(qū)沉積鐵礦的形成創(chuàng)造了條件，此外，普遍的成巖作用也有利于磁鐵礦的形成。

5.4 碳酸鹽巖與鐵成礦作用

前已述及，備戰(zhàn)礦區(qū)碳酸鹽巖中礦石包括紋層狀、浸染狀、條帶狀和塊狀等類型，相應(yīng)的，磁鐵礦主要呈三種形式，一是紋層狀礦石中的細粒磁鐵礦，二是浸染狀礦石中與黃鐵礦和磁黃鐵礦共生的細粒磁鐵礦，三是塊狀和條帶狀礦石中的中粗粒磁鐵礦。

5.4.1 紋層狀礦石中的細粒磁鐵礦

紋層狀礦石中的磁鐵礦形態(tài)不規(guī)則，顆粒較小(圖7a, b)，在V+Ti對Ca+Al+Mn圖中(圖11d)，磁鐵礦數(shù)據(jù)落在BIF范圍和矽卡巖范圍內(nèi)，在V+Ti對Al+Mn圖中(圖13)，磁鐵礦數(shù)據(jù)集中在BIF附近，表明紋層狀礦石中的磁鐵礦具有沉積成因的特點，同時，碳酸鹽巖沉積地層成分也對其有影響。

已有的研究表明，碳酸鹽大量沉淀開始于pH值為7.8的弱堿性條件，同時，pH=7.8的弱堿性條件也是Fe(OH)3膠體的等電點(McConchie，1987)，即鐵在pH = 7.8開始大量沉淀，且以Fe(OH)3膠體形式沉淀，構(gòu)成沉積巖中鐵質(zhì)成分的主要來源。備戰(zhàn)鐵礦發(fā)育未受陸源碎屑混染作用影響的白云巖，表明該白云巖沉積時海水pH值應(yīng)接近于7.8，這種弱堿性近中性環(huán)境十分有利于Fe(OH)3膠體的沉淀；可見，三價鐵氫氧化物可能是備戰(zhàn)礦區(qū)碳酸鹽巖鐵礦體的原生礦物的主要成分，在后期成巖作用過程中轉(zhuǎn)變?yōu)榇盆F礦，主要由以下2種形成機制:

(1)在有很少量的H2S和有機碳供給的條件下，三價鐵氫氧化物與富Fe2+的熱液流體反應(yīng)形成磁鐵礦(Ohmoto，2003):

2Fe(OH)3+Fe2+→Fe3O4+2H++2H2O

(1)

備戰(zhàn)鐵礦白云巖沉淀時海水為還原環(huán)境，因此，鐵以Fe2+溶解于海水中；白云巖中發(fā)育有機質(zhì)物質(zhì)，因此，富Fe2+熱液和先前存在的Fe3+氫氧化物之間可能發(fā)生上述(1)反應(yīng)，形成細粒紋層狀磁鐵礦。

(2)在成巖過程中，三價鐵氫氧化物在微生物異化還原作用(Dissimilatory Iron Reduction，簡稱DIR)下形成磁鐵礦(Konhauseretal.，2005, 2017; Johnsonetal.，2008; Pecoitsetal.，2009; Lietal.，2011):

CH3COO-+24Fe(OH)3+OH-→8Fe3O4+2HCO3-+37H2O

(2)

當前通過實驗?zāi)M微生物異化還原反應(yīng)過程、分析磁鐵礦的晶體化學等證據(jù)可以證明，三價鐵氫氧化物的后期轉(zhuǎn)化是形成磁鐵礦的主要途徑(Johnsonetal.，2008; Lietal.，2011，2013; Rayeetal.，2015)，備戰(zhàn)鐵礦白云巖沉淀時海水為還原環(huán)境，此機制可能適用于備戰(zhàn)礦區(qū)。

5.4.2 浸染狀礦石中的與黃鐵礦和磁黃鐵礦共生的細粒磁鐵礦

在備戰(zhàn)礦區(qū)，浸染狀礦石中的磁鐵礦呈他形粒狀分布于白云石顆粒之間，與黃鐵礦和磁黃鐵礦共生(圖7c, d、圖15a-j)。在V+Ti對Ca+Al+Mn圖中(圖11d)，浸染狀礦石的磁鐵礦主要落在矽卡巖范圍內(nèi)，接近于BIF范圍，表明該磁鐵礦受到了碳酸鹽巖沉積地層和后期熱液作用的影響，這與礦石賦存在白云巖中及發(fā)育綠泥石化蝕變(圖15b，g)的特點一致。

常見白云巖地層中發(fā)育黃鐵礦和磁黃鐵礦(圖15a-j)，一些白云巖樣品(ZK007-376、496、378)中可見磁鐵礦交代黃鐵礦現(xiàn)象(圖15c-h)，所形成的磁鐵礦顆粒細小(0.05～0.1mm)，形態(tài)不規(guī)則；常見黃鐵礦發(fā)生破裂并局部碎?；@些碎粒黃鐵礦又進一步被磁鐵礦交代，也見有磁鐵礦沿黃鐵礦邊緣生長的現(xiàn)象(圖15c, e, f, h)，這是磁鐵礦交代黃鐵礦作用過程的有力證據(jù)，其形成機制有以下2種:

(1)流體活動：Carrels (1960)在研究了鐵的氧化物、硫化物、碳酸鹽和硅酸鹽在水中的穩(wěn)定場關(guān)系后, 編制了相應(yīng)的表生條件下的pH-Eh相圖(圖16)。由圖16可見，磁鐵礦和黃鐵礦都形成于還原環(huán)境，其中黃鐵礦需要弱酸性-弱堿性的介質(zhì)條件，磁鐵礦需要堿性條件。備戰(zhàn)礦區(qū)白云巖沉積地層形成時的海水為堿性、還原環(huán)境，這種水介質(zhì)條件適合磁鐵礦生長，因此，在白云巖中已有的黃鐵礦常被磁鐵礦交代，導致白云巖地層中磁鐵礦沉淀。

圖15 備戰(zhàn)礦床不同類型磁鐵礦的共生礦物組合及特征(a-c)浸染狀礦石(ZK007-376)：(a)細粒磁鐵礦與黃鐵礦共生；(b)白云巖中的綠泥石蝕變；(c)磁鐵礦與黃鐵礦共生，可見磁鐵礦交代黃鐵礦.(d-f)浸染狀礦石(ZK007-496)，細粒磁鐵礦與黃鐵礦和磁黃鐵礦共生.(g-i)浸染狀礦石(ZK007-378)：(g)磁鐵礦周圍有綠泥石化；(h)黃鐵礦邊部被交代形成不規(guī)則細粒磁鐵礦；(i)自形磁鐵礦和不規(guī)則磁鐵礦.(j)白云巖(ZK007-323)中發(fā)育黃鐵礦和磁黃鐵礦.(k)塊狀礦石(19BZ8-22)中的粗粒磁鐵礦.(l)塊狀礦石(19BZ8-22)中的具有環(huán)帶結(jié)構(gòu)的磁鐵礦.(a、d)為單偏光；(b、g)為正交偏光；(c、e、h-j)為反射光；(f、k、l)為BSE圖像. Dol-白云石；Chl-綠泥石；Mt-磁鐵礦；Po-磁黃鐵礦；Py-黃鐵礦Fig.15 Mineral assemblages and characteristics of different types of magnetites in the Beizhan deposit(a-c) disseminated ore (ZK007-376): (a) fine-grained magnetite coexisting with pyrite in disseminated ores; (b) chlorite alteration in dolominite; (c) magnetite coexisting with pyrite which is replaced by magnetite. (d-f) disseminated ore (ZK007-496): fine-grained magnetite coexisting with pyrite and pyrrhotite in disseminated ores. (g-i) disseminated ore (ZK007-378): (g) chlorite alteration around in magnetite; (h) the edge of pyrite is metasomatized and form irregular fine-grained magnetite; (i) idiomorphic magnetite and irregular magnetite. (j) pyrite and pyrrhotite occurred in dolomite (ZK007-323). (k) coarse-grained magnetite in massive ore (19BZ8-22). (l) coarse-grained magnetite in massive ore (19BZ8-22) shows zoned texture.(a, d)under plane-polarized light;(b, g) under crossed-polarized light;(c, e, h-j) under reflect light;(f, k, l)are BSE images. Dol-dolominite；Mt-magnetite；Po-pyrrhotite；Py-pyrite

圖16 鐵的氧化物、硫化物、碳酸鹽和硅酸鹽的穩(wěn)定場Eh-pH相圖(據(jù)Carrels，1960)Fig.16 Eh-pH diagram showing the stable field of iron oxides, sulfides, carbonates, and silicates(based map after Carrels，1960)

(2)熱擾動：前人總結(jié)的巖石磁學實驗研究結(jié)果表明，巖石中的黃鐵礦被加熱到約350～500℃就會轉(zhuǎn)變成磁鐵礦(Tarling，1983)，因此，碳酸鹽巖形成后所經(jīng)歷的熱事件可將其自身的熱量傳遞給碳酸鹽巖，從而導致其中的黃鐵礦被磁鐵礦交代。備戰(zhàn)礦區(qū)發(fā)育大哈拉軍山組火山巖及隨后的侵入巖，在火山噴發(fā)和巖漿侵入過程中都能夠提供足夠的熱量，因此，本區(qū)磁鐵礦的形成也可以是由熱擾動引起的。

5.4.3 條帶狀和塊狀礦石中的中粗粒磁鐵礦

在備戰(zhàn)礦區(qū)，條帶狀和塊狀礦石中的磁鐵礦為顆粒較粗的半自形-自形粒狀(圖7e-h、圖15k, l)，呈塊狀或組成條帶狀，一些粗粒磁鐵礦還發(fā)育明顯的環(huán)帶(圖15l)。此類磁鐵礦主要是細粒磁鐵礦在熱液作用下發(fā)生重結(jié)晶作用所致。在V+Ti對Ca+Al+Mn圖中(圖11d)和V+Ti對Al+Mn圖中(圖13)，塊狀和條帶狀中粗粒磁鐵礦主要落在矽卡巖范圍內(nèi)，表明其具有熱液成因的特點。

5.5 碳酸鹽巖中鐵礦體成因

巖相學研究表明，礦區(qū)碳酸鹽巖受熱變質(zhì)為大理巖后，往往具有糖粒狀結(jié)構(gòu)(圖15a, d, g, j)，空隙度較大，易于成礦流體的運移和交代，同時發(fā)現(xiàn)，礦區(qū)薄層白云巖對成礦更為有利，特別是薄層白云巖與其物理性質(zhì)差異較大的巖石(比如玄武巖、凝灰?guī)r)互層時，利于形成規(guī)模較大、品位較高的礦體。此外，紋層狀、浸染狀和條帶狀礦石組成的礦體為層狀貧礦體，均賦存于薄層白云巖中，而塊狀礦石組成的礦體為脈狀富礦體，賦存于不同的巖性界面上(包括白云巖和灰?guī)r、白云巖和硅質(zhì)灰?guī)r的界面)或在斷層破碎帶中發(fā)育(圖3、圖4)。礦區(qū)出露的不同巖石的力學性質(zhì)明顯不同，在后期斷裂構(gòu)造及褶皺變形中，極易發(fā)生破碎和層間滑脫(圖4)，為后期熱液的流通和聚集提供了通道和場所。因而，在區(qū)內(nèi)形成了多層礦體(比如L1、L2、L3)。

鐵礦產(chǎn)出受碳酸鹽巖巖性控制，在白云巖地層中有磁鐵礦體產(chǎn)出，鐵礦體規(guī)模和形態(tài)變化大。根據(jù)紋層狀和浸染狀礦石組成的層狀貧礦體整合產(chǎn)于白云巖地層內(nèi)，礦體產(chǎn)狀與地層產(chǎn)狀一致，且為整合接觸，二者之間有時呈漸變過渡等特征，認為紋層狀和浸染狀礦石組成的層狀貧礦體屬化學沉積，再經(jīng)成巖作用形成。備戰(zhàn)礦區(qū)發(fā)育的大哈拉軍山組碳酸鹽巖沉積期，含F(xiàn)e2+流體進入淺海、堿性、還原環(huán)境，與富含有機質(zhì)的沉積物發(fā)生原始富集沉淀，同時，長期的堿性、還原環(huán)境有利于三價鐵氫氧化物后期轉(zhuǎn)化形成磁鐵礦，也有利于黃鐵礦發(fā)生磁鐵礦化。

根據(jù)塊狀礦石組成的脈狀富礦體與層狀貧礦體不整合、二者之間非漸變過渡等特征，認為富礦屬熱液成因，具體體現(xiàn)在，富礦體主要產(chǎn)出于灰?guī)r和白云巖地層界面或在斷層破碎帶中，受巖性和斷裂構(gòu)造控制，在灰?guī)r和白云巖地層中也有脈狀磁鐵礦體產(chǎn)出，規(guī)模和形態(tài)變化大。備戰(zhàn)礦區(qū)碳酸鹽巖中形成層狀貧礦體之后，伴隨著火山噴發(fā)和巖漿侵入，發(fā)生熱液交代或充填圍巖，形成脈狀富礦體。雖然條帶狀礦石組成的層狀貧礦體與地層產(chǎn)狀一致，但其成因也為熱液成因，這是由于礦石中磁鐵礦的成分具有熱液成因的特點(圖11、圖13)。礦區(qū)不同礦石的主量和微量元素的特征明顯不同(圖11、圖13)，也表明礦區(qū)存在兩種成因的磁鐵礦。

可見，備戰(zhàn)鐵礦碳酸鹽巖地層中發(fā)育的鐵礦體主要為沉積成因，有后期熱液成礦作用的疊加，可歸為沉積-熱液疊加成因。備戰(zhàn)鐵礦床沉積巖中原始賦鐵層位的發(fā)現(xiàn)，為備戰(zhàn)礦區(qū)鐵質(zhì)的來源提供了新的渠道。

6 結(jié)論

(1)備戰(zhàn)礦區(qū)鐵礦體除了賦存于大哈拉軍山組中-基性火山巖中，在碳酸鹽巖地層中也發(fā)育，主要呈層狀賦存于白云巖中，鐵礦體由紋層狀、浸染狀、條帶狀和塊狀礦石組成；

(2)碳酸鹽巖的δ13CV-PDB為3.1‰～5.2‰，δ18OV-PDB為21.7‰～-12.3‰，O同位素組成均發(fā)生了明顯的虧損，碳酸鹽巖沉積之后發(fā)生了強烈的成巖作用。

(3)碳酸鹽巖的沉積環(huán)境不穩(wěn)定，白云巖沉積時為堿性、還原環(huán)境，利于Fe(OH)3膠體沉淀及Fe2+大量溶解；而灰?guī)r尤其是硅質(zhì)灰?guī)r沉積時有陸源碎屑物的加入，為酸性、氧化環(huán)境，不利于鐵的沉積。

(4)碳酸鹽巖中紋層狀和浸染狀礦石中的磁鐵礦是沉積和成巖作用所致，屬于沉積成因，塊狀和條帶狀礦石的磁鐵礦是重結(jié)晶和熱液交代充填作用所致，為熱液成因。

(5)備戰(zhàn)鐵礦的碳酸鹽巖中發(fā)育的鐵礦體屬于沉積-熱液疊加成因。

致謝野外工作期間得到新疆地質(zhì)礦產(chǎn)開發(fā)局第十一地質(zhì)大隊以及礦山領(lǐng)導和技術(shù)人員給予的支持和幫助; 兩位匿名審稿人提出了寶貴的修改意見和建議; 本刊編輯俞良軍也提出了很好的修改建議; 在此謹致謝忱!