张新 董志国 张帮禄

摘  要：式可布台铁矿床位于新疆西天山阿吾拉勒成矿带西段，其矿体形态呈似层状、层状及透镜状，顺层产出于上石炭统伊什基里克组中。矿石矿物以赤铁矿为主，含少量菱铁矿，脉石矿物主要为铁碧玉和石英。矿石呈自形-半自形粒状、细晶质结构，致密块状和条带状构造。在显微观察的基础上，重点对矿石进行了主量和微量元素及电子探针分析。结果表明，矿石中赤铁矿电子探针数据在（Ti+V）-（Ca+Al+Mn）图的投点落于BIF区域内及其附近，表明其形成过程与BIF相似，菱铁矿电子探针数据MnO含量大于0.5%，说明其为沉积成因;矿石稀土元素具明显的Eu正异常（δEu=1.16～5.16）、高（Sm/Yb）PAAS值及近似的海底热液Y/Ho值（Y/Ho=23.0），均表明成矿物质来源与海底热液有关;矿石主量元素中高的MnO/TiO2值（4.33～49.36）及缺乏强烈的负Ce异常（δCe=0.63～0.85），表明其沉积环境远离陆缘，海水的氧化还原状态为氧化-低氧化的过渡环境。综合研究表明，式可布台铁矿物质来源主要与海底热液有关，赤铁矿为氧化-低氧条件下海水的化学沉积成因，成岩过程中在有机质参与下菱铁矿由赤铁矿转换而形成。

关键词：式可布台铁矿;赤铁矿;菱铁矿;西天山;阿吾拉勒成矿带

式可布台铁矿位于西天山阿吾拉勒成矿带西段，矿床规模大，且成矿条件优越。自20世纪50年代后期发现该铁矿，地质工作者先后就矿床地质特征及含矿围岩建造特征进行了较详细的研究，但有关矿床类型及形成机制等一直存在争议：有认为是热液交代矿床?，有认为属热液富集-沉积变质铁矿?，也有人提出属火山岩型铁矿?或与含铁碧玉建造有关的火山-沉积矿床[1]。20世纪末期，又有地质工作者提出海底火山喷流-沉积型铁矿的观点[2-5]。本文在前人研究基础之上，基于对矿床地质特征详细研究，结合矿石特征、赤铁矿和菱铁矿电子探针、矿石和围岩主量、微量及稀土元素的分析，重点探讨了成矿物质来源及矿床形成环境。

1  区域地质背景

式可布台铁矿床位于西天山阿吾拉勒山北段南麓山前，巩乃斯河北岸的式可布台一带。大地构造位置处于西天山造山带伊犁微板块的阿吾拉勒晚古生代构造带内（图1）。区域内出露有元古界、志留系、泥盆系、石炭系、二叠系、三叠系和侏罗系，且以石炭系和二叠系为主，区域内矿产主要赋存于石炭系中，多以铁矿、铜矿等矿种为主。

区域内构造以断裂为主，主要有位于北缘的依连哈比尔尕断裂（中天山北缘断裂）、南缘的尼古拉耶夫线-那拉提北坡断裂和长阿吾子-乌瓦门断裂（中天山南缘断裂）3大区域性深大断裂构成。区域内岩浆侵入活动强烈且分布范围广泛，侵入活动自志留纪开始，泥盆纪变强，石炭纪达到顶峰，二叠纪结束，形成的侵入岩主要为花岗岩，多呈EW向带状分布的岩基、岩株和岩脉等[4]。

阿吾拉勒铁铜成矿带是区内最重要的成矿带，带内发育有铁、铜、锌、金等众多矿床[3]，其中铁矿床在该成矿带内规模最大，铜矿次之。大型铁矿以智博、敦德、查岗诺尔、备战为代表，中型铁矿有松湖、式可布台、阿克萨依、尼新塔格等铁矿（图1）[6]，小型铁矿较多，约40余处，还存在其他类型矿床，如莫托萨拉铁锰矿等。这些铁矿沿阿吾拉勒山主脊断裂带形成一条长约250 km、宽约20 km的矿带。李凤鸣 等曾将阿吾拉勒成矿带铁矿床类型划分为[3]：①火山岩浆-热液型。包括智博、阿克萨依、尼新塔格、松湖等铁矿，该类铁矿赋存于石炭系大哈拉军山组的火山岩-碎屑岩系中;②类矽卡岩型。包括备战、敦德、查岗诺尔等铁矿，该类铁矿床的含矿岩系也赋存于石炭系大哈拉军山组的火山岩-碎屑岩系中，但矿区周围出露大理岩、碳酸盐岩地层;③火山-沉积型。包括式可布台、莫托萨拉和加曼台等主要的铁（锰）矿床，赋存于石炭系阿克沙克组或伊什基里克组的火山碎屑-沉积岩系中。

2  矿床地质特征

2.1  矿区地层

式可布台铁矿区内主要出露地层为上石炭统伊什基里克组和沿河谷分布的第四系。矿体围岩伊什基里克组自下而上可分为4个岩性段，第一岩性段是主要的赋矿围岩，主要岩性有中酸性火山岩、中酸性火山碎屑岩、绢云母千枚岩、片岩等，含少量泥灰岩夹层;第二岩性段以凝灰岩、安山岩及火山角砾岩为主，含少量热液裂隙充填型磁铁矿;第三岩性段以安山质火山角砾岩、层状凝灰岩、安山岩、粗安岩为主，底层见巨厚层砂砾岩及复成分次圆状火山角砾岩;第四岩性段以安山质凝灰岩、粗安质凝灰岩、安山质火山角砾岩及火山角砾岩为主，底部见厚层次圆状火山角砾巖。此外，矿区中部发育一条EW向含金黄铁矿化硅化角砾岩带。

2.2  矿区构造与侵入岩

矿区内断裂构造发育，褶皱构造较微弱。矿区内整体构造形态由两个呈近EW向的大断裂控制，分别是南部矿区外侧的山前深大断层和吐尔拱大断层，矿区处位于两个断层中央，同时还发育数十条大小不等的断裂，主要呈NE向、NW向和近EW向。依据不同断裂间的相互关系，从早期至晚期依次分为NE向、NW向和近EW 向断裂，早期是一组贯穿矿区的NE向逆断层，倾角近垂直，约为80°;中期形成的NW向断层切穿早期NE向断层，主要为张扭性断层和逆断层，倾角约70°;晚期近EW向逆断层最为发育，近平行分布且切断早期和中期形成的断层，倾角变化大，约为47°～80°。

矿区外围侵入岩发育，东南部发育281 Ma的二叠系中粒二长花岗岩体;南部发育上石炭统中-细粒花岗闪长岩体（313 Ma）及石炭系中-细粒辉长岩体和中-细粒花岗闪长岩体（331 Ma），它们大多被后期断层所切穿[3]。矿区内发育两条石英二长斑岩岩脉，一条岩脉在矿区中部，近EW走向，长约1.2 km;另一条位于东部花岗闪长岩体中，NW走向，并被NE走向的断层切断。矿区南部发育两条辉绿玢岩岩脉（212 Ma），走向近EW向，均被NE走向逆断层切断[3]。

2.3  矿体特征

矿区面积约11 km2，全长约4.6 km，宽约1.3 km，由中部的主矿段及位于两侧的西矿段和东矿段组成[8] （图2）。主矿段矿层呈近EW向延伸，长约1.3 km，宽约120 m，共14层矿体，其中3层较厚，长度约400～600 m，向北倾斜，倾角为40°～70°（图3）。西矿段两个矿带近NW向延伸，北带长300 m，宽5～20 m;南带长400 m，宽20 m。东矿段近NE向延伸，长约1.2 km，南、北带各含2层矿体。矿区内矿体主要赋存于主矿段，较东、西段矿体而言，矿层数更多，厚度更大。矿体形态规则，主要为含大量铁碧玉及重晶石夹层的透镜状、似层状及层状矿体，在绢云母千枚岩中顺层发育。平面上，矿体向两侧由厚变薄直至尖灭;在空间上，矿体向深部延伸厚度减薄、倾角渐陡且铁碧玉增多，在主矿段东侧底部发育厚约20 cm的黄铁矿层。矿体全铁平均品位为56.67%，最高品位可达68.53%[7]。矿体围岩主要为绢云母千枚岩、片岩等，且与矿体整合接触，发育大量石英脉，其中可见结晶较好的镜铁矿。围岩蚀变较发育，主要有绿泥石化、绢云母化、硅化等。

2.4  矿石特征

矿石构造主要有致密块状（图4-A）、条带状构造，次为纹层状-层状构造等（图4-B，C），部分赤铁矿和铁碧玉互层形成条带状构造（图4-B，D，E）。矿石结构较简单，主要为自形-半自形粒状、不等粒和交代结构，其中，赤铁矿多以显微鳞片状结构和叶片状结构为主（图4-F，G）。

矿石矿物组成简单，矿石矿物主要以赤铁矿为主，次为菱铁矿及黄铁矿，此外有少量镜铁矿、黄铜矿等，脉石矿物主要为铁碧玉、石英及重晶石，次为绢云母、绿泥石等。

2.4.1  金属矿物

赤铁矿 矿石中含量最高，占40%～60%，平均50%。手标本为钢灰色，矿物集合体多呈块状或条带状构造（图4-A，B）。显微镜下多是细晶质结构、叶片状结构（图4-F），晶粒大小不等，粒度约为0.01～1 mm，具定向排列结构。局部见亮钢灰色，鳞片变晶结构镜铁矿。

菱铁矿 反射色相比于赤铁矿较暗，晶体形态差，充填结构显著，具深红色的显著内反射色（图4-H）。偶尔可见菱铁矿包裹赤铁矿的现象（图4-G，H），推测菱铁矿为交代赤铁矿的产物。

黄铁矿 在块状赤铁矿中常见自形-半自形粒状中粗粒黄铁矿（图4-I），含量低于1%～5%，粒径约1～3 mm。

2.4.2  脈石矿物

铁碧玉 含大量尘埃状赤铁矿的硅质团粒形成的石英，多为条带状（图4-B，D，E）。显微观察下显示与石英相似的现象，其内反射色呈现美丽的橘红-鲜红色（图4-H）。

石英 不规则状集合体，部分为粒状，局部见波状消光，石英含量约占10%，最多可达20%（图4-D，E，F）。

3  样品采集与分析方法

基于对式可布台铁矿主矿段矿体、围岩详细的野外地质调查，在主矿段东侧剖面不同层位分别采集了具代表性的新鲜矿石样品和上下盘的新鲜围岩样品（采样位置见图3），通过对所采样品进行清洗、磨片和显微镜下岩相学鉴定，甄选出不同构造类型的矿石和无氧化、无蚀变的围岩样品，采用钨钢研磨仪将其磨至200目，用于全岩主、微量及稀土元素分析。

矿物电子探针分析在中国地调局天津地调中心实验室完成，采用EPMA-1600型电子探针仪完成，工作电压为15 kV，加速电流为20 nA，束斑直径2～5 μm，分析精度优于1%。矿石及围岩全岩的主量元素测试在中国科学院地质与地球物理研究所矿产资源研究重点实验室完成，采用熔片XRF分析法，使用XRF-1500型X荧光光谱仪进行测试，分析误差优于5%。矿石及围岩的全岩的微量和稀土元素分析在中国科学院地质与地球物理研究所微量元素分析实验室完成，采用酸溶法制备样品，然后使用Finnigan Element型ICP-MS进行上机测试，当元素含量大于10×10-6时，分析精度优于5%，当含量小于10×10-6时，精度优于10%。

4  含铁矿物及矿石化学组成

4.1  含铁矿物电子探针分析

从表1式可布台铁矿赤铁矿电子探针分析结果可见，块状赤铁矿和条带状赤铁矿样品中赤铁矿FeOT含量87.05%～91.78%，平均89.86%，TiO2平均含量0.04%，CaO平均含量0.12%，Al2O3平均含量0.02%，MnO平均含量0.04%。菱铁矿电子探针分析结果见表2，样品中菱铁矿FeOT含量集中分布在49%、53%和58%附近，平均53.74%;MnO含量集中分布于3.7%左右，平均3.46%，MgO含量集中分布于0～3%和5～8%，平均3.36%。

4.2  主量元素分析

矿石及围岩主量元素分析结果见表3，其中块状赤铁矿和细条带状铁碧玉-赤铁矿矿石全铁（TFe2O3）含量较高，为70.42%～88.60%，平均78.57%，SiO2含量6.69%～20.06%，平均11.92%，MgO含量0.32～2.60%，平均1.26%;条带状铁碧玉-赤铁矿矿石全铁（TFe2O3）49.39%～51.25%，平均50.32%，SiO2含量26.80%～28.0%，平均27.40%，MgO含量0.77%～3.62%，平均2.20%。两类样品中MnO、TiO2、A12O3、Na2O、K2O、P2O5、CaO平均含量均较低，未超过1%。对比两类矿石主量成分发现，条带状铁碧玉-赤铁矿矿石具较高SiO2含量及较低的全铁（TFe2O3）含量。

绢云母千枚岩样品中SiO2含量为59.7%～70.42%，平均为65.91%，Al2O3含量为12.31%～19.18%，平均为15.58%，K2O平均含量为4.67%，全铁TFe2O3平均含量为7.22%，TiO2、MnO、MgO、CaO、P2O5平均含量均较低，未超过1%，围岩主量成分可发现，绢云母千枚岩在形成过程中可能伴有矿体铁质成分的参与。

4.3  微量和稀土元素分析

矿石及围岩微量和稀土元素分析结果见表4，矿石总稀土含量∑REE为11.32×10-6～185.35×10-6，波动范围较大，平均92.25×10-6，LREE平均含量为93.51×10-6，HREE平均含量4.74×10-6，LREE/HREE值为4.11～27.86，平均15.96;围岩总稀土含量∑REE为84.24×10-6～148.88×10-6，平均123.11×10-6，LREE平均含量104.52×10-6，HREE平均含量18.60×10-6，LREE/HREE比值5.04～6.40，平均5.57。矿石与围岩的轻、重稀土比值表明轻、重稀土间分异程度高。在PAAS 稀土元素分布模式图中（REE+Y， 图5）[2] ，矿石明显具LREE富集、HREE亏损的“右倾”模式特征，（La/Yb）PAAS=1.01～17.73，平均8.54，具明显的Eu正异常，δEu=1.16～5.16，平均3.86，δCe=0.63～0.85，平均0.77;围岩具富集HREE、亏损LREE的“左倾”模式，（La/Yb）PAAS=0.46～0.70，平均0.56，具Eu正异常，δEu=1.19～2.23，平均1.75，δCe=0.83～0.87，平均0.85。

5  铁矿床成因与成矿环境分析

5.1  矿床成因及成矿物质来源

含铁矿物成分可以反映铁矿形成的物理化学环境和成因，Dupuis等针对全球不同种类铁矿中含铁矿物的电子探针数据，应用（Ti+V）-（Ca+Al+Mn）图解对铁矿成因分类进行了划分（图6-a）[9]。本文将研究区赤铁矿电子探针数据在 （Ti+V）-（Ca+Al+Mn）图中进行投点，大多数点落于BIF区域内及附近，反映本矿区赤铁矿的形成与BIF铁矿具有相似的形成过程。同时发现菱铁矿的ω（MnO+MgO）与ω（FeOT）之间为反比关系（图6-b），随着ω（FeOT）增加，ω（MnO+MgO）逐渐降低，图中明显分为3个集中部分，所含ω（FeOT）有所差异，反映了在菱铁矿形成过程中，可能由于其所含的MnO和MgO迁移，FeOT越来越富集，从而形成含铁程度不同的菱铁矿。杨时惠认为Mn能暗示菱铁矿成因[10]，当ω（MnO）在1.5%～2.5%之间，说明菱铁矿是沉积成因的，当ω（MnO）在0.5%左右，说明菱铁矿是后期热液成因。从式可布台菱铁矿组分可发现，ω（MnO）为1.29%～4.87%，均大于0.5%，反映该矿床中菱铁矿是沉积（成岩）成因。

式可布台铁矿不同构造类型矿石主量元素具相似性，均以TFe2O3和SiO2的含量为主要成分。其MnO/TFe2O3比值小，为0.002～0.031（小于0.05）（表3），说明主要成矿物质不是陆壳来源，而是海底热液来源[12]。Bau和Bolhar等对现代海水和海底热液流体做了稀土元素特征研究[13-15]，表明现代洋底热液具显著Eu正异常（δEu>1）和高（Sm/Yb）PAAS值。式可布台铁矿稀土元素显现弱La正异常，明显Eu正异常（δEu=1.16～5.16）和高（Sm/Yb）PAAS=3.49～25.25，与海底高温热液特征相似，表明研究区铁矿形成过程中海底热液流体参与了成矿。研究表明，球粒陨石的Y/Ho比值为26～28，上地壳岩石和陆源沉积物的Y/Ho比值與球粒陨石相似，现代海水的Y/Ho为44～74 [16]，海底热液的Y/Ho比值约为26左右。本矿区内赤铁矿矿石Y /Ho均值为23.0，说明与海底热液值更为接近。综上研究，表明式可布台铁矿成矿物质主要与海底热液来源有关。

5.2  成矿环境

Murray和He等曾利用MnO/TiO2比值来反映古地理环境[16-18]，认为低价锰（Mn2+）容易溶解并且成为稳定化合物转至溶液，而Ti作为稳定元素，难以在溶液中变成可溶化合物，因此在机械搬运、风化过程中，随着搬运作用在海水中Mn大量的聚集，难溶的Ti留在原地，致使溶液中Ti含量较低，因此MnO/TiO2值增高显著。大陆斜坡边缘海沉积环境的MnO/TiO2值低于0.5，而距大陆较远的海洋沉积环境MnO/TiO2比值在0.5～3.5之间[19，20]。本矿区赤铁矿矿石的MnO/TiO2值为4.33～49.36（表3），均高于3.5。铁矿石中A12O3含量（小于0.67%）、TiO2含量（小于0.04%），均很低，反映陆缘碎屑物质很少及沉积环境远离陆缘。

式可布台铁矿区赤铁矿δCe值在0.63～0.85之间，表明Ce为弱负异常。Ce的负异常被认为反映氧化环境，通常在氧化的海水中，经页岩标准化后的海水具有强烈的Ce负异常[21];而低氧或缺氧的海水缺乏明显的Ce负异常，这是因为在氧化的海水中，Ce3 +氧化成Ce4 +，Ce4 +易发生水解而被Fe-Mn的氢氧化物、有机物和粘土等吸附而发生沉淀，造成海水中Ce的亏损[22]。与现代的化学沉积岩（例如灰岩） 或现代海水显示强烈Ce负异常不同，式可布台铁矿中缺乏强烈的Ce负异常，可能暗示了在铁矿沉积时海水的氧化还原状态为氧化-低氧过渡环境。

5.3  成矿过程

洋壳富铁火山岩在海底热液活动过程中，Fe2+离子被淋滤随热液迁移至海洋底部，在上升洋流的作用下被带到氧化-低氧过渡环境的浅海，Fe2+离子被氧化为Fe3+，以铁的氢氧化物或水化物的形式沉淀;之后在成岩阶段脱水转化成赤铁矿，在局部因有机质参与部分赤铁矿转化成菱铁矿。Yang等曾分析了矿石中有机质的总量（TOC）为0.14%～5.57%[5]，说明有机质含量较高，能满足菱铁矿形成的条件。

6  结论

本文在矿床地质调查、矿石特征观察与分析的基础上，重点探讨了矿床成因及形成环境，主要认识如下：

（1） 式可布臺铁矿床矿体形态呈似层状、层状及透镜状，在上石炭统伊什基里克组绢云母千枚岩中整合产出。

（2） 矿石主要呈自形-半自形粒状、细晶结构，致密块状、条带状构造。矿石矿物主要为赤铁矿，少量菱铁矿，脉石矿物为铁碧玉和石英。局部有菱铁矿包裹赤铁矿，推测菱铁矿形成于赤铁矿的转化。

（3） 通过对赤铁矿和菱铁矿电子探针、矿石和围岩主量、微量和稀土元素的测试分析，及矿石MnO含量、MnO/TFe2O3比值、MnO/TiO2比值和Y/Ho比值，高的正Eu异常和不明显的负Ce异常，表明式可布台铁矿物质来源主要与海底热液有关，其赤铁矿为氧化-低氧过渡环境海水条件下的化学沉积成因。

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Abstract：The Shikebutai hematite deposit is located in western Awulale metallogenic belt in western Tianshan region.The ore bodies were stratoid，stratiform and lenticular，and were produced in upper Carboniferous （Yishijili Formation） submarine volcano-sedimentary sequences.The ores are mainly composed of hematite，quartz，jasper，and minor siderite with distinct alternating iron-rich and jasper-rich bands.The ores show idiomorphic-subhedral，fine-crystillne structure，and densify and banded structure.Based on microscopic observations，this paper focuses on the analysis of major and trace elements and EPMA of the ore.The results show that the data of EPMA of hematite in the ore falls in and around the BIF area in the plot of （Ti+V）-（Ca+Al+Mn），indicating that the formation process is similar to BIF，and the content of MnO in the data of EPMA of siderite is more than 0.5%，indicating that it is the cause of deposition.The obvious Eu positive anomaly of rare earth elements （δEu=1.16～5.16），high （Sm/Yb）PAAS value and approximate submarine hydrothermal Y/Ho value （Y/Ho=23.0），all indicate that the source of ore-forming materials is related to submarine hydrothermal.The MnO/TiO2 value （4.33～49.36） and the lack of a strong negative Ce anomaly （δCe=0.63～0.85） indicate that its deposition environment is far from the continental margin，and the redox state of seawater is an oxidation-hypoxic transition environment.Comprehensive research shows that the source of Shikebutai iron deposit is mainly related to hydrothermal fluids on the sea floor.Hematite is the source of chemical deposition of seawater under the condition of oxidation hypoxia，and siderite is formed by the conversion of hematite with the participation of organic matter during diagenesis.

Key words：Shikebutai iron deposit;Hematite;Siderite;Awulale metallogenic belt;Western Tianshan