新疆备战火山岩型铁矿床大哈拉军山组碳酸盐岩中铁矿体的发现及成因意义*

2022-11-12潘鸿迪申萍李昌昊冯浩轩马华东武阳郭新成张建收

岩石学报 2022年10期

潘鸿迪申萍李昌昊冯浩轩马华东武阳郭新成张建收

新疆西天山阿吾拉勒成矿带发育一系列铁矿床，包括查岗诺尔、智博、敦德、备战等。已有的研究表明，这些铁矿床主要赋存在下石炭统大哈拉军山组的中-基性火山岩中，矿床形成与石炭纪海相火山活动密切相关(冯金星等，2010；董连慧等，2011；张作衡等，2012；Duanetal.，2018；Lietal.，2020；冯浩轩等，2020)，我国学者将其称之为海相火山岩型铁矿床(冯金星等，2010；张作衡等，2012；Houetal.，2014；Zhangetal.，2014, 2021)。

备战铁矿床位于阿吾拉勒成矿带最东端，是该成矿带中规模最大的铁矿床(Duanetal.，2018)。前人对该矿床进行了系统的研究，取得了重要进展，普遍认为，矿区的赋矿围岩为大哈拉军山组的中-基性火山岩，主要岩性为玄武岩和凝灰岩(郭新成等，2009；刘俊玉等，2014；郑勇等，2014；张博等，2015；孟志豪，2016；张博，2016；张招崇等，2016；Duanetal.，2018；Yangetal.，2018)。然而，对该矿床的成因目前有诸多不同认识，比如，郭新成等(2009)提出火山沉积-接触交代复合型成因的认识；随后，毛磊(2012)和刘学良等(2013)基于该矿床的磁铁矿和矽卡岩地球化学特点，支持了该认识；董连慧等(2011)根据成矿地质环境、矿床地质特征等，提出上叠裂谷火山岩型成因认识；此外，还有不少学者提出了岩(矿)浆-热液叠加的成因认识(李凤鸣等，2011；李大鹏，2012；王腾，2014；张博等，2015；孟志豪，2016；张博，2016；赵雪晶和王彦军，2017)；另外一些学者则提出其属于与海底火山作用有关的热液矿床，铁来自于出熔的岩浆热液以及火山岩的认识(张招崇等，2014, 2016; Zhangetal., 2021)。

我们对备战矿区进行了地质剖面测量和钻孔岩芯编录工作，在矿区发育的下石炭统大哈拉军山组的碳酸盐岩地层中识别出多个薄层状铁矿(化)体；通过进一步的岩相学、岩石地球化学和矿物学研究，表明其赋矿的碳酸盐岩主要为白云岩，并获取了一批碳酸盐岩的碳、氧同位素和元素地球化学数据；提出矿区白云岩形成于浅海、碱性、还原环境，白云岩中主要赋存的层状铁矿(化)体为沉积成因，少量脉状铁矿体为热液成因的新认识。可见，备战矿区赋矿围岩除了大哈拉军山组的中-基性火山岩外，还有碳酸盐岩，赋存在碳酸盐岩中的铁矿体主要为沉积成因铁矿(化)体，并有少量热液成因铁矿体叠加其上。备战铁矿床的沉积岩中原始赋铁层位的发现，为备战矿区铁质的来源提供了新的渠道，对备战铁矿床的成因研究及深部找矿勘查取得突破具有重要的意义。

图1 西天山造山带大地构造及矿产分布图(据Gao et al.，2009；董连慧等，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 地质背景

阿吾拉勒成矿带位于新疆西天山东部的阿吾拉勒山，大地构造上位于伊犁地块东缘(图1)。该成矿带主要出露石炭纪地层，包括下石炭统大哈拉军山组和上石炭统伊什基里克组，以前者为主。大哈拉军山组为一套海相火山喷发-沉积碎屑岩夹碳酸盐岩建造(冯金星等，2010)，进一步分为三个亚组：第一亚组为安山质晶屑凝灰岩、安山岩；第二亚组为流纹质熔结凝灰岩、大理岩、晶屑岩屑凝灰岩；第三亚组为安山质晶屑玻屑凝灰岩夹安山岩。阿吾拉勒成矿带发育的查岗诺尔、智博、敦德和备战等海相火山岩型铁矿床均赋存于第三亚组中(冯金星等，2010；董连慧等，2011)。

阿吾拉勒成矿带内断裂构造及火山机构发育，断裂构造以尼勒克和巩乃斯等高角度逆冲断裂为代表，火山机构以巨型艾肯达坂古火山口为代表，其面积为314km2(陈毓川等，2008；蒋宗胜，2014)。已有的研究表明，艾肯达坂古火山口可能至少经历了四次以上的喷溢塌陷过程(冯金星等，2010；汪帮耀等，2011)，查岗诺尔和智博铁矿赋存其中，其形成与艾肯达坂古火山机构有关(李凤鸣等，2011；张作衡等，2012；张喜，2013；蒋宗胜，2014；荆德龙，2016)；此外，在查岗诺尔、智博、敦德和备战矿区范围内也发育独立的古火山口，与艾肯达坂古火山口相比，矿区发育的古火山口规模较小，地表出露面积分别为10km2、15km2、6km2和4km2不等(申萍等，2020)，查岗诺尔、智博、敦德和备战等矿床的形成也与矿区发育的规模较小的古火山机构有关。

阿吾拉勒成矿带侵入岩广泛分布，侵入时代以二叠纪为主，有少量石炭纪的，岩性包括花岗岩、花岗闪长岩、石英闪长岩和闪长岩等。

2 矿床地质

备战铁矿区广泛出露下石炭统大哈拉军山组第三亚组和阿克沙克组第一亚组，以前者为主(图2)。根据岩性的不同，大哈拉军山组第三亚组又可以划分为四个岩性段：第一岩性段以凝灰岩为主，有少量安山岩、英安岩、凝灰岩夹砂岩，深部见有磁铁矿体；第二岩性段为玄武岩、安山岩、灰岩、白云岩夹大理岩化灰岩等，是主要的含矿层；第三岩性段为英安岩、白云质灰岩、白云岩夹大理岩化灰岩等；第四段为灰岩、砂岩、砾岩和熔结角砾岩等(郭新成等，2009；新疆地质矿产勘查开发局第十一地质大队, 2017)。其中，英安岩和流纹岩的年龄为329.1±1.0Ma～ 301.3± 0.8Ma(张作衡等，2012；李大鹏等，2013；荆德龙，2016)，指示中酸性火山喷发形成于石炭纪。潘鸿迪等(2021)在矿区英安岩、凝灰岩和灰岩中新厘定了多层硅质岩，这些硅质岩为火山沉积成因，其沉积环境为浅海、氧化环境。阿克沙克组第一亚组包括2个岩性段：第一岩性段以灰岩为主；第二岩性段以碳质灰岩为主。

图2 备战铁矿床地质图(据新疆地质矿产勘查开发局第十一地质大队，2017(1)新疆地质矿产勘查开发局第十一地质大队.2017. 新疆和静县备战铁矿1:2000地质矿产图资料修改)Fig.2 Geological map of the Beizhan iron deposit

矿区侵入岩发育，主要为钾长花岗岩和钾长花岗斑岩，锆石U-Pb年龄为306.8±1.6Ma～ 301.4±0.9Ma(韩琼等，2013；郑勇等，2014)，稍晚于矿区发育的火山岩年龄；此外，矿区中-基性脉岩发育，以闪长岩和辉绿岩为主，呈近东西向展布，侵位于矿区地层及南部的花岗岩中(图2)。

矿区断裂和褶皱构造发育，断裂构造多为高角度压扭性正断层，受火山机构影响，这些断裂均呈弧形展布；矿区含矿地层、矿体、基性岩脉和断裂等均呈向北凸出的弧形分布，指示备战矿区火山活动中心位于矿区南部，整个古火山口呈椭圆形，面积约为 4km2，矿床位于火山口北缘，矿体赋存于环状断裂系中(申萍等，2020)。矿区褶皱构造为夏格孜达坂复式向斜，矿床位于该复式向斜南翼(郭新成等，2009)。

备战矿区发育的铁矿体包括L1、L2和L3矿体，以层状、似层状产于大哈拉军山组玄武岩中，所有矿体的顶、底板岩性主要为中-基性火山熔岩(玄武岩)，少量为火山碎屑岩(凝灰岩)，岩石多已发生蚀变，矿体与顶、底板围岩之间通常为整合接触，局部呈渐变过渡的接触关系(李大鹏，2012；王腾，2014；张博，2016)。

L3矿体为矿区的主矿体，位于矿区中部，长度约为720m，平均厚度为61.85m，总体走向为97°，倾向北，倾角37°～79°，矿体上陡下缓，倾向最大延伸约1000m，矿体TFe品位变化于20.07%～49.72%之间。L1矿体位于L3矿体北东方向的山坡上，呈似层状产出，倾向北，倾角为43°～60°，厚度约11～58m，沿其倾向最大延伸约460m，矿体TFe品位变化于20.4%～30.8%之间。L2矿体位于L3矿体的南西方向，呈层状产出，倾向北西，倾角为55°～75°，厚度约2～13m，沿其倾向最大延伸约110m，矿体TFe品位变化于22.40%～42.50%之间(郭新成等，2009；孟志豪，2016；张博，2016)。

矿区内的围岩蚀变主要为矽卡岩化、硅化、碳酸盐化等，矽卡岩化以透辉石化、绿帘石化为主；成矿期包括岩浆期和热液期(李大鹏，2012；王腾，2014；张博等，2015；张博，2016；赵雪晶和王彦军，2017)，岩浆期形成透辉石与磁铁矿组合及块状、角砾状、浸染状矿石；热液期包括矽卡岩、硫化物和碳酸盐等阶段，矽卡岩阶段发育磁铁矿-石榴子石-透辉石-绿帘石组合及脉状和浸染状矿石，硫化物阶段主要为黄铁矿-磁黄铁矿组合，碳酸盐阶段形成方解石细脉(李大鹏，2012；王腾，2014；张博，2016)。

3 碳酸盐岩及铁矿体特征

3.1 碳酸盐岩中铁矿体产出特征

在备战矿区进行了多条剖面测量，以采坑中东部的3476m和3656m平台剖面为代表(图3、图4)，对多个钻孔进行了岩芯编录，以ZK007钻孔为代表(图5)。结果表明，矿区的铁矿体除了赋存在大哈拉军山组火山岩中之外，也赋存在大哈拉军山组碳酸盐岩中，矿体明显受地层层位的控制。

图4 备战矿区碳酸盐岩地层中铁矿体(L1)照片(a)灰岩及其中的小褶皱和脉状富矿体，显示样品19BZ8-15采样位置处；(b)白云岩和灰岩接触带及白云岩中的贫铁矿体，显示样品19BZ8-17采样位置处；(c)白云岩和灰岩接触带及其中的脉状富矿体、白云岩中的贫矿体；(d)脉状富矿体及样品19BZ8-22采样位置处；(e)白云岩中的贫矿体及样品19BZ8-23采样位置处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

图5 备战铁矿区0勘探线剖面图(据新疆地质矿产勘查开发局第十一地质大队，2017资料修改)及在钻孔ZK007中的含矿白云岩的岩芯样品照片(a-e)中数字代表样品采样深度(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

采坑中进行的剖面测量与研究发现，碳酸盐岩中发育的铁矿体呈似层状、透镜状产出(图3、图4)，与碳酸盐岩地层产状一致，走向近东西向，倾向北，倾角50°～ 80°(图3)；矿体厚度一般在5～10m之间，少量富矿体在碳酸盐岩地层中呈脉状产出，厚度变化较大，通常在0.1～1m之间(图4a, c)。钻孔ZK007岩芯编录中也见有相同的情况，即矿区深部铁矿体，其直接赋矿围岩除了火山岩之外，还有碳酸盐岩，在L1和L3矿体之间孔深316m至496m处发育的岩石主要为碳酸盐岩(图5)。

3.2 碳酸盐岩特征

矿区碳酸盐岩主要出露在矿区中北部(图3)，在矿区深部发育的L1和L3矿体之间也有碳酸盐岩产出(图5)。碳酸盐岩的岩性主要为灰岩、含泥质灰岩、硅质灰岩、白云质灰岩、钙质白云岩和白云岩等，岩石发生不同程度的大理岩化，强烈大理岩化地段形成大理岩，大理岩的矿物颗粒明显变粗；在灰岩和硅质灰岩中还见有硅质岩夹层。碳酸盐岩主要为薄层状，厚度一般为0.5～2cm，少量为中薄层状，厚度为2～10cm，岩石呈灰黑色、深灰色、灰白色，少量呈灰紫色。矿区北部的薄层灰岩中发育紧密小褶皱，呈尖棱状(图4a)。

灰岩的矿物成分主要为方解石，含有少量白云石及微量的粘土矿物和粉砂等杂质(图6a)，局部地段可见灰岩中含有较多的石英和长石等粉砂质碎屑物(25%～30%)，这些灰岩为硅质灰岩(图6b)；岩石具有碎屑结构，主要由内碎屑、泥晶基质和少量的亮晶胶结物构成，泥晶基质为灰泥，颗粒细小(<0.05mm)，亮晶胶结物是充填于岩石颗粒之间细小的方解石晶体颗粒(0.01～0.05mm)；岩石中含有少量的黄铁矿，一般没有磁铁矿。

白云岩由白云石和方解石组成，含有少量的有机质团块(图6c)；局部地段的白云岩中含有较多的方解石(25%～30%)，这些白云岩为钙质白云岩(图6d)；也见有一些白云岩发生了热液蚀变，蚀变矿物以绿泥石为主。岩石具有晶粒结构，是由化学作用沉淀而成的晶体颗粒。岩石中通常含有黄铁矿、磁黄铁矿和磁铁矿，因此，白云岩(包括钙质白云岩)为矿区的赋矿碳酸盐岩。

图6 备战矿区碳酸盐岩单偏光下显微照片(a)灰岩(19BZ8-21)，由方解石和少量白云石组成；(b)硅质灰岩(19BZ8-20)，含较多石英等碎屑物；(c)白云岩(ZK007-446)，由白云石和少量方解石组成；(d)钙质白云岩(18BZ15-1)，由白云石和方解石组成.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

图7 备战矿区碳酸盐岩中铁矿石照片(a、b)纹层状矿石(19BZ8-17)；(c、d)浸染状矿石(ZK007-376)；(e、f)条带状矿石(19BZ8-23)；(g、h)块状矿石(19BZ8-22).(a、c、e、g)是标本的薄片照片，其余为单偏光下显微照片. Mt-磁铁矿；Py-黄铁矿; 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

图8 备战矿区大哈拉军山组碳酸盐岩微量元素与平均显生宙灰岩以及与澳大利亚后太古宙页岩(PAAS)标准值对比图Fig.8 Average Phanerozoic limestone- and PAAS-normalized trace elements distribution patterns of carbonate rocks from the Dahalajunshanzu Formation in Beizhan area

3.3 碳酸盐岩中铁矿石特征

备战矿区碳酸盐岩中发育的铁矿石按照其结构构造可划分为4种类型：纹层状、浸染状、条带状和块状矿石(图7)。纹层状和浸染状矿石中的磁铁矿含量较低(3%～10%)，粒度较细(0.05～0.1mm)，形态不规则，呈他形粒状；其中，纹层状矿石具有纹层状构造，暗色磁铁矿呈不连续细条带赋存在浅色白云岩中，组成明暗相间的细条带(图7a, b)，一般不出现热液蚀变矿物；浸染状矿石的磁铁矿呈细粒浸染状分布于白云岩中(图7c, d)，矿石中常见黄铁矿和磁黄铁矿(1%～3%)，这些硫化物呈浸染状和细脉状产出，矿石中可见有热液蚀变矿物，以绿泥石为主。

条带状矿石中的磁铁矿含量较高(30%～45%)，粒度为中细粒(0.05～0.1mm)，呈半自形粒状。条带状矿石与纹层状矿石类似，所不同的是条带状矿石的条带较宽(1～5mm)，较平直且连续(图7e, f)，此外，条带状矿石常发育以金云母为主的热液蚀变矿物。块状矿石中的磁铁矿含量高(50%～60%)，粒度为中细粒(0.1～0.3mm)，呈半自形粒状；块状矿石具有块状构造(图7g, h)，常见有伴生的硫化物(黄铁矿、磁黄铁矿)。

4 碳酸盐岩和铁矿石地球化学特征

4.1 样品采集及分析方法

在详细的野外地质调查基础上，系统采集了矿区采坑中3476m和3656m开采平台及ZK007钻孔中具代表性的岩石和矿石样品。对这些样品进行了岩相学和矿相学研究，挑选出15件碳酸盐岩样品进行了全岩地球化学和C-O同位素分析，挑选了碳酸盐岩中发育的4种矿石类型的样品进行了电子探针(EMPA)分析。

碳酸盐岩的常量、微量元素和碳氧同位素测试均由核工业北京地质研究院分析测试研究中心完成。全岩主量元素分析在AB104L，AxiosmAX波长色散X射线荧光光谱仪上进行，分析精度在0.5%以内。全岩微量元素和稀土元素测试在NEXION300D等离子体质谱仪上进行，分析精度在5%以内。C-O同位素测试所用仪器为MAT-253气体同位素质谱仪，测量结果以PDB为标准，记为δ13CV-PDB(精度优于0.1‰)，δ18OV-PDB(精度优于0.2‰)。

矿石中的磁铁矿电子探针分析在中国科学院地质与地球物理研究所电子探针与电镜实验室完成，所使用的仪器为JXA8100和CAMECA SX51，工作电压为15kV，电20nA，束斑大小为2～5μm，以天然样品和人工合成氧化物为标准样品，分析精确度优于2.0%。

磁铁矿微量元素的激光剥蚀等离子体质谱(LA-ICP-MS)分析在中国地质科学院矿床资源研究所自然资源部成矿作用和资源评价重点实验室完成，使用仪器为Bruker M90电感耦合等离子体质谱，激光剥蚀系统为RESOlution S-155型193nm准分子激光。实验采用He作为剥蚀物质的载气，氩气为补偿气以调节灵敏度，激光波长213nm、束斑40μm、脉冲频率10Hz，测试过程中首先遮挡激光束进行空白背景采集15～20s，然后进行样品连续剥蚀采集40～45s，停止剥蚀后继续吹扫15s清洗进样系统，单点测试分析时间75s。元素含量以USGS的BCR-2G、BIR-1G和GSE-1G为校正标准，采用多外标、无内标法对元素含量进行定量计算(Liuetal., 2008, 2010)。对所测数据的离线处理(包括对样品和空白信号的选择、仪器灵敏度漂移校正、元素含量计算) 采用ICPMSDataCal完成。分析精度优于±10%。

4.2 碳酸盐岩的常量、微量元素特征

备战矿区大哈拉军山组碳酸盐岩样品的常量、微量和稀土元素含量的分析结果列于表1中。本区灰岩以CaO(49.76%～50.66%)为主，含有少量的SiO2(4.74%～5.61%)、MgO(2.33%～2.92%)和Al2O3(1.13%～1.20%)。硅质灰岩以CaO(35.52%～44.46%)为主，含较高SiO2(15.8%～24.38%)和Al2O3(3.45%～5.35%)和少量的MgO(0.70%～4.25%)。白云岩(包括钙质白云岩)以CaO(26.88%～43.31%)和MgO(10.33%～21.91%)为主，含少量SiO2(1.17%～6.42%)和Fe2O3T(0.72%～4.74%)。

图9 备战矿区大哈拉军山组碳酸盐岩稀土元素PAAS配分图Fig.9 PAAS-normalized REE distribution patterns of carbonate rocks from Dahalajunshan Formation in Beizhan area

矿区碳酸盐岩微量元素含量变化较大，与平均显生宙灰岩值(Condieetal., 1991)相比(图8a-c)，矿区灰岩和硅质灰岩微量元素含量接近于平均显生宙灰岩，白云岩微量元素含量低于平均显生宙灰岩；与澳大利亚后太古宙页岩PAAS(Post Archean Australian Shale)标准值(McLennan，1989)相比(图8d-f)，备战矿区灰岩和硅质灰岩微量元素含量低于PAAS标准值，白云岩微量元素含量明显低于PAAS标准值。

本区碳酸盐岩的稀土元素及其特征参数如表1所示，采用PAAS标准值对本区碳酸盐岩稀土元素进行标准化，标准化后的结果和参数均以下标N标注，本文中的稀土元素相关参数计算公式为：δEu=EuN/(SmN+GdN)0.5；δCe=CeN/(LaN+PrN)0.5。备战矿区碳酸盐岩样品稀土元素含量总体较低，稀土元素总量(ΣREE)为6.81×10-6～57.08×10-6，明显低于大陆上地壳平均值(148.10×10-6，Rudnick and Gao，2014)，也低于PAAS标准值(184.77×10-6，McLennan，1989)；LREE/HREE比值范围为2.14～3.88，反映了本区碳酸盐岩总体上具有轻稀土富集的特征。本区灰岩样品的ΣREE、δEu值和δCe值分别为16.03～16.52、0.77～0.58、1.02～0.87；硅质灰岩样品的ΣREE、δEu值和δCe值分别为37.93～57.08、0.70～1.05、0.85～0.94；白云岩样品的ΣREE、δEu值和δCe值分别为6.81～21.53、0.67～1.56、0.83～0.97，有一个样品(ZK007-323)δEu值较高(2.56)是由于热液蚀变(绿泥石化)所致。可见，本区碳酸盐岩稀土总量ΣREE具有硅质灰岩、灰岩和白云岩依次降低的特点。

本区碳酸盐岩样品经PAAS标准化(McLennan, 1989)的稀土元素配分曲线如图9所示，可见，本区碳酸盐岩样品轻、重稀土元素分馏不明显，稀土元素配分曲线比较平坦，仅仅灰岩的稀土元素配分曲线为微左倾型。矿区内碳酸盐岩在总体上，具有稀土总量低、无明显Ce负异常、有Eu正和负异常的特征。

图10 备战矿区大哈拉军山组碳酸盐岩δ13CV-PDB-δ18OSMOW图解(底图据刘建明和刘家军，1997；刘家军等，2004)图14图例同此图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 碳酸盐岩的碳氧同位素

备战矿区14件碳酸盐岩样品的C-O同位素分析结果见表2。样品的碳同位素δ13CV-PDB为3.0‰～5.2‰，数据变化范围窄，δ18OV-PDB为-21.7‰～-12.3‰，δ13CSMOW为8.5‰～18.2‰，数据相对较离散。在δ13CV-PDB-δ18OSMOW图中(图10)，碳同位素组成与海相碳酸盐岩的类似，其氧同位素组成与海相碳酸盐岩的明显不同。

4.4 矿石中磁铁矿主量元素

在本次研究中，选取了纹层状、浸染状、条带状和块状矿石中的代表性矿石各1件，对其中的磁铁矿进行了电子探针成分分析，分析结果见表3和图11。

各类磁铁矿矿石中，纹层状矿石(19BZ8-17)和浸染状矿石(ZK007-376)中的FeOT含量高(图11a)，多集中于88%～91%，条带状矿石(19BZ8-23)和块状矿石(19BZ8-22)中的FeOT含量变化大，且含量较低，多集中于82%～91%(图11a)；纹层状和浸染状矿石中的SiO2、CaO、MgO含量低，条带状和块状矿石中的SiO2、CaO、MgO含量高；所有矿石中磁铁矿的TiO2和V2O3含量均很低。

在SiO2-CaO关系图中，从纹层状和浸染状矿石到条带状和块状矿石，SiO2与CaO有一定的线性关系(图11b)。在Al2O3-MgO-TiO2关系图中(图11c)，纹层状和浸染状矿石均富含MgO，这与赋矿岩石为白云岩一致；在V+Ti对Ca+Al+Mn图中(图11d)，纹层状矿石主要落在前寒武纪条带状含铁建造BIF型(Banded Iron Formation)铁矿范围内，与变质化学沉积成因的BIF铁矿特点一致，浸染状矿石主要落在矽卡岩范围内，接近于BIF范围，而条带状和块状矿石主要落在矽卡岩范围内。

表1 备战铁矿碳酸盐岩主量(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

续表1Continued Table 1

表2 备战铁矿碳酸盐岩碳氧同位素组成Table 2 Carbon and oxygen isotopic compositions of the carbonate rocks in Beizhan iron deposit

表3 不同类型磁铁矿主要元素成分特征(wt%)Table 3 EMPA results (wt%) of different types of magnetites in the Beizhan iron deposit

图11 备战铁矿床不同类型磁铁矿主量元素含量分布特征(a)FeO含量箱式图；(b)CaO-SiO2图解；(c)MgO-TiO2-Al2O3三角图(陈光远等，1987)；(d)(Ca+Al+Mn)-(Ti+V)图解(底图据Dupuis and Beaudoin, 2011). BIF-条带状含铁建造; Skarn-矽卡岩型Fe-Cu 矿床; IOCG-铁氧化物-Cu-Au矿床; Porphyry-斑岩铜矿; Kiruna-基鲁纳型磷灰石-磁铁矿矿床; Fe-Ti, V-岩浆Fe-Ti，V氧化物矿床. 图13图例同此图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 备战铁矿床磁铁矿LA-ICP-MS 微量元素测试成分表(×10-6)Table 4 LA-ICP-MS trace element analysis results for magnetites in the Beizhan iron deposit (×10-6)

需要说明的是，备战铁矿与BIF铁矿虽然都具有条带状构造，但其组成明显不同，备战矿区的细粒纹层状矿石是由铁质(磁铁矿)和碳酸质(白云石、方解石)薄层条带互层组成，BIF是由铁质(赤铁矿、磁铁矿)和硅质(燧石、石英)薄层条带互层组成。

4.5 矿石中磁铁矿微量元素

选取了纹层状、浸染状和条带状矿石的代表性样品各1件，对其中的磁铁矿进行了LA-ICP-MS成分分析。磁铁矿微量元素原位LA-ICP-MS分析中，纹层状矿石磁铁矿B、V、Zn、Sb、La、Ce、Pr、Nd的含量高于检出限，其他元素含量接近检出限或未能得到有效数值(图12a)，本次分析的纹层状矿石磁铁矿有效元素为B、V、Zn、Sb、La、Ce；浸染状矿石磁铁矿的绝大多数元素含量接近检出限或未能得到有效数值(图略)，这些数据本次分析未使用；条带状矿石磁铁矿B、V、Cr、Zn、Sr、Sb、Ba、La、Ce的含量高于检出限，其他元素接近于检出限或未能得到有效数值(图12b)；因此，本次分析的有效元素为B、V、Cr、Zn、Sr、Sb、Ba、La、Ce、Pr、Nd，具体结果见表4。

沉积和热液矿石中的磁铁矿具有不同的微量元素组成，从纹层状矿石到条带状矿石，磁铁矿中微量元素Mg、B、V、Zn、Sb、La、Ce、Pr、Nd含量减少，Ga、Sr、Ba、Si、Ti含量增加(表4)，表明沉积矿石中的磁铁矿受地层围岩成分的影响较大，而热液矿石中的磁铁矿则除了受地层围岩成分的影响之外，还受岩浆热液流体组分的控制。

在V+Ti对Al+Mn图中(图13)，纹层状矿石主要落在BIF型铁矿范围内，而条带状主要落在矽卡岩范围内。需要说明的是，与电子探针成分分析结果在Ti+V对Ca+Al+Mn图中的投点位置相比较(图11d)，LA-ICP-MS微量元素成分分析结果在V+Ti对Al+Mn图中的投点位置更集中，且更接近于BIF型铁矿和矽卡岩铁矿的区域(图13)，这也说明矿区碳酸盐岩地层中发育的沉积和热液矿石中的磁铁矿受地层围岩成分的影响均较大。

图12 备战铁矿床碳酸盐岩地层中磁铁矿LA-ICP-MS微量元素蛛网图及其与仪器检测限的对照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

图13 备战铁矿床磁铁矿(Al+Mn)-(Ti + V)成因图解(底图据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 讨论

5.1 沉积期碳酸盐岩的陆源碎屑混染作用

研究表明，在沉积岩系中，Al主要源自粘土矿物碎屑颗粒(Sugisaki，1984)，Ti及不相容元素(如Th、Zr、Hf、Sc等)在海底热液流体中的活动性很弱，是评估碎屑输入的可靠指标(Sugisaki，1984)，因此，Al和Ti等元素是良好的陆源物质供应指示剂。备战矿区灰岩和白云岩的Al2O3和TiO2含量低(Al2O3=0.03%～1.35%，TiO2=0.01%～0.19%)，说明在其沉积时没有受到明显的富Al碎屑或火山物质的混染；然而，硅质灰岩样品的Al2O3和TiO2含量明显增高(Al2O3=3.45%～5.35%，TiO2=0.15%～0.25%)，且Zr、La、Ce等的含量高于平均显生宙灰岩(图9b)，说明在其沉积时明显受到陆源物质的混染，这与岩石薄片中见有较多的石英砂砾和少量粘土矿物等杂质的观察是一致的。此外，图9显示，硅质灰岩与灰岩和白云岩的稀土元素总量及分配模式存在一定差异，暗示沉积时硅质灰岩样品受物源或水动力条件等因素影响，成岩作用具有一定的差异。可见，备战矿区碳酸盐岩沉积时期海水的沉积环境不稳定，在灰岩和白云岩沉积时受陆源碎屑物影响较小，而硅质灰岩沉积时有丰富的陆源碎屑物的加入。

图14 备战矿区碳酸盐岩δ13CV-PDB-δ18OV-PDB值协变图Fig.14 δ13CV-PDB vs. δ18OV-PDB diagram of carbonate rocks from the Dahalajunshan Formationin Beizhan area

5.2 沉积期后碳酸盐岩的成岩作用

碳酸盐岩原始的氧同位素组成受沉积环境变化的影响明显，成岩作用可使δ18O值明显降低(Guoetal.，2007)，前人研究认为当样品的δ18OV-PDB<-5‰时，碳酸盐岩中的氧同位素已发生一定程度的改变；当样品的δ18OV-PDB<-10‰时，碳酸盐岩中的碳、氧同位素都经历了强烈的成岩作用改造(Derryetal.，1994; Kaufman and Knoll, 1995)。备战矿区灰岩和白云岩的δ18OV-PDB值分别为-21.7‰～-14.0‰和-19.8‰～-12.3‰，与正常海相碳酸盐的δ18OV-PDB值(-10‰～-2‰，Veizer and Demovic，1974)相比，矿区样品的δ18O值明显较小，表明矿区碳酸盐岩中的碳、氧同位素组成在埋藏期间受成岩作用影响。

持续的成岩作用通常会使碳酸盐岩δ18O与δ13C值都朝着减小的方向发展，碳酸盐岩的C、O 同位素值呈正相关关系(Kaufman and Knoll, 1995; Schobbenetal.，2016)。从备战矿区碳酸盐岩同位素δ18OV-PDB与δ13CV-PDB值协变图解(图14)来看，灰岩(包括硅质灰岩)和白云岩的δ18O与δ13C值相关系数R2分别为0.79和0.12，二者之间相关性较差，表明备战矿区碳酸盐岩样品的C、O同位素值在成岩作用过程中一致性改造的协变特点遭受到后期作用的破坏，δ18O值的降低可能与成岩期后的热液作用及流体物质交换有关。

在δ13C-δ18O图解上(图10)，本区碳酸盐岩样品的δ13C值基本位于海相碳酸盐岩的分布范围内，表明沉积期后的C同位素组成未受到明显的影响，但δ18O值则远离海相碳酸盐岩的δ18O值分布范围，且沿着碳酸盐溶解作用的趋势分布，表明本区碳酸盐岩在沉积期后发生了溶解作用，使其O同位素组成发生了亏损。但硅质灰岩的O同位素比灰岩和白云岩的O同位素亏损程度更大，结合灰岩和白云岩中碎屑物质很少，而硅质灰岩富含丰富的碎屑物质甚至与硅质条带互层产出的地质特征分析认为，硅质灰岩较之于灰岩和白云岩沉积时期有更多的陆源碎屑物质及淡水进入沉积盆地，这在一定程度上改变了沉积水体的物理化学性质，加剧了碳酸盐的溶解作用，致使硅质灰岩具有更小的O同位素组成。

5.3 碳酸盐岩的沉积环境

备战矿区含矿碳酸盐岩与铁矿体应为同一时代、同一构造环境的产物，因此，碳酸盐岩的沉积环境可有效制约地层沉积时，即成矿时的环境。

氧化-还原环境的判别主要是根据沉积物中明显受氧化还原状态控制的元素及其比值来推断沉积期的氧化还原条件。由于碳酸盐岩在沉积之后受到成岩作用的影响，因此，需要选择没有或较小受到成岩作用影响的元素，来反映碳酸盐岩沉积期的海水特点。通常选择微量元素U/Th、V/Cr和Ni/Co值用来判别沉积环境的氧化-还原性，U/Th>0.5为还原环境，运用δU与Th的关系式(δU=U/[0.5×(Th/3+U0]进行计算)，δU>为缺氧环境，δU<则为正常的水体环境(Tengeretal.，2005)；Ni/Co<5指示氧化环境，Ni/Co>7，指示还原环境，介于二者之间为过渡环境(Jones and Manning，1994)；V/Cr<2指示氧化环境，V/Cr>4.25指示还原环境，介于二者之间为过渡环境(Tribovillardetal.，2004)。矿区灰岩的U/Th、δU、Ni/Co和V/Cr值分别为0.39～0.52、1.08～1.25、7.49～7.59、1.37～2.32；硅质灰岩的U/Th、δU、Ni/Co和V/Cr值分别为0.19～0.30、0.72～0.94、2.99～6.39和1.89～1.96；白云岩大部分样品U/Th > 0.5，δU为1.10～1.69，Ni/Co为6.01～18.36，V/Cr比值为2.06～5.38。综合考虑，矿区灰岩沉积环境为氧化-还原过渡环境，硅质灰岩沉积环境为弱氧化环境，而白云岩沉积环境为弱还原环境。

研究表明， Ce对环境的氧化还原性非常敏感，在氧化条件下，Ce3+被氧化呈Ce4+，而Ce4+易生成络合物，很难溶解(Frimmel, 2009)，所以海水中亏损Ce，而沉积物中则富集Ce；反之，在缺氧的条件下，Ce呈Ce3+，海水中富集Ce，沉积物中则亏损Ce；因此，当沉积物中出现δCe>1时，指示海水处于氧化的沉积环境中；反之，当沉积物中出现δCe<1时，指示海水处于还原环境中。碳酸盐岩的ΣLREE、ΣREE、Y/Ho值、Mn的氧化物等会影响Ce异常(Nothdurftetal., 2004)，造成Ce异常的变化，不能准确反映海水特征。备战矿区碳酸盐岩中δCe与ΣLREE、ΣREE、Y/Ho值、Mn的氧化物等均没有相关性，其相关系数R2均小于0.12(图略)，反映δCe没有遭受到后期成岩作用影响。矿区灰岩和硅质灰岩样品的δCe值介于0.85～1.02之间，Ce异常不明显，指示海水处于弱氧化-弱还原的沉积环境中；白云岩的δCe值介于0.83～0.98之间，具有负Ce异常，指示海水处于弱还原的沉积环境中。

在对碳酸盐岩沉积水体氧化还原条件进行研究时，还应结合野外沉积物特征才能取得碳酸盐岩沉积时水体的氧化还原条件。我们前期的研究发现，备战矿区灰岩和硅质灰岩中有硅质岩夹层，该硅质岩为火山沉积成因硅质岩，沉积环境为浅海、氧化环境(潘鸿迪等，2021)，因此，硅质岩夹层也能间接反映矿区灰岩和硅质灰岩为氧化沉积。此外，结合矿区碳酸盐岩中硫化物的分析，也可推断矿区碳酸盐岩的沉积环境，比如，灰岩和硅质灰岩中可见少量硫化物，表明灰岩和硅质灰岩为弱氧化环境；白云岩发育硫化物(黄铁矿、磁黄铁矿)，并有一些有机物团块出现(图6)，表明白云岩沉积期盆地整体范围内处于相对还原环境。

对碳酸盐岩沉积水体酸碱度进行研究，主要借助于野外沉积物的特征进行分析。从矿区剖面测量(图3、图4)和钻孔岩芯编录(图5)可知，备战矿区在火山喷发的间歇期，碳酸盐岩沉积时首先沉积的是含矿的白云岩，通常没有陆源碎屑物的加入，也不可能有大量淡水的注入，因此，白云岩沉积时的海水应为弱碱性环境；随后，有硅质灰岩和灰岩的沉积，并在硅质灰岩中有火山成因硅质岩夹层出现，表明有陆源碎屑物和淡水加入，海水由碱性环境逐渐变为酸性环境。可见，备战矿区从白云岩到灰岩夹硅质岩，其pH值逐渐降低。

基于上述矿区大哈拉军山组碳酸盐岩的岩相学、矿物组成、微量元素和稳定同位素地球化学特征等资料分析，矿区大哈拉军山组白云岩沉积时期海水主体为偏碱性、还原环境，而灰岩和硅质灰岩沉积时期海水主体为一种受陆源碎屑混染作用影响的偏酸性、氧化-还原过渡和弱氧化环境；碳酸盐岩沉积之后又受到了普遍的成岩作用的影响。因此，备战矿区从下部白云岩到上部的灰岩、硅质灰岩夹硅质岩，沉积环境逐渐从偏碱性还原环境到偏酸性氧化环境，而下部偏碱性还原环境有利于Fe(OH)3胶体沉淀以及铁以Fe2+大量溶解于海水中，为本区沉积铁矿的形成创造了条件，此外，普遍的成岩作用也有利于磁铁矿的形成。

5.4 碳酸盐岩与铁成矿作用

前已述及，备战矿区碳酸盐岩中矿石包括纹层状、浸染状、条带状和块状等类型，相应的，磁铁矿主要呈三种形式，一是纹层状矿石中的细粒磁铁矿，二是浸染状矿石中与黄铁矿和磁黄铁矿共生的细粒磁铁矿，三是块状和条带状矿石中的中粗粒磁铁矿。

5.4.1 纹层状矿石中的细粒磁铁矿

纹层状矿石中的磁铁矿形态不规则，颗粒较小(图7a, b)，在V+Ti对Ca+Al+Mn图中(图11d)，磁铁矿数据落在BIF范围和矽卡岩范围内，在V+Ti对Al+Mn图中(图13)，磁铁矿数据集中在BIF附近，表明纹层状矿石中的磁铁矿具有沉积成因的特点，同时，碳酸盐岩沉积地层成分也对其有影响。

已有的研究表明，碳酸盐大量沉淀开始于pH值为7.8的弱碱性条件，同时，pH=7.8的弱碱性条件也是Fe(OH)3胶体的等电点(McConchie，1987)，即铁在pH = 7.8开始大量沉淀，且以Fe(OH)3胶体形式沉淀，构成沉积岩中铁质成分的主要来源。备战铁矿发育未受陆源碎屑混染作用影响的白云岩，表明该白云岩沉积时海水pH值应接近于7.8，这种弱碱性近中性环境十分有利于Fe(OH)3胶体的沉淀；可见，三价铁氢氧化物可能是备战矿区碳酸盐岩铁矿体的原生矿物的主要成分，在后期成岩作用过程中转变为磁铁矿，主要由以下2种形成机制:

(1)在有很少量的H2S和有机碳供给的条件下，三价铁氢氧化物与富Fe2+的热液流体反应形成磁铁矿(Ohmoto，2003):

2Fe(OH)3+Fe2+→Fe3O4+2H++2H2O

(1)

备战铁矿白云岩沉淀时海水为还原环境，因此，铁以Fe2+溶解于海水中；白云岩中发育有机质物质，因此，富Fe2+热液和先前存在的Fe3+氢氧化物之间可能发生上述(1)反应，形成细粒纹层状磁铁矿。

(2)在成岩过程中，三价铁氢氧化物在微生物异化还原作用(Dissimilatory Iron Reduction，简称DIR)下形成磁铁矿(Konhauseretal.，2005, 2017; Johnsonetal.，2008; Pecoitsetal.，2009; Lietal.，2011):

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

(2)

当前通过实验模拟微生物异化还原反应过程、分析磁铁矿的晶体化学等证据可以证明，三价铁氢氧化物的后期转化是形成磁铁矿的主要途径(Johnsonetal.，2008; Lietal.，2011，2013; Rayeetal.，2015)，备战铁矿白云岩沉淀时海水为还原环境，此机制可能适用于备战矿区。

5.4.2 浸染状矿石中的与黄铁矿和磁黄铁矿共生的细粒磁铁矿

在备战矿区，浸染状矿石中的磁铁矿呈他形粒状分布于白云石颗粒之间，与黄铁矿和磁黄铁矿共生(图7c, d、图15a-j)。在V+Ti对Ca+Al+Mn图中(图11d)，浸染状矿石的磁铁矿主要落在矽卡岩范围内，接近于BIF范围，表明该磁铁矿受到了碳酸盐岩沉积地层和后期热液作用的影响，这与矿石赋存在白云岩中及发育绿泥石化蚀变(图15b，g)的特点一致。

常见白云岩地层中发育黄铁矿和磁黄铁矿(图15a-j)，一些白云岩样品(ZK007-376、496、378)中可见磁铁矿交代黄铁矿现象(图15c-h)，所形成的磁铁矿颗粒细小(0.05～0.1mm)，形态不规则；常见黄铁矿发生破裂并局部碎粒化，这些碎粒黄铁矿又进一步被磁铁矿交代，也见有磁铁矿沿黄铁矿边缘生长的现象(图15c, e, f, h)，这是磁铁矿交代黄铁矿作用过程的有力证据，其形成机制有以下2种:

(1)流体活动：Carrels (1960)在研究了铁的氧化物、硫化物、碳酸盐和硅酸盐在水中的稳定场关系后, 编制了相应的表生条件下的pH-Eh相图(图16)。由图16可见，磁铁矿和黄铁矿都形成于还原环境，其中黄铁矿需要弱酸性-弱碱性的介质条件，磁铁矿需要碱性条件。备战矿区白云岩沉积地层形成时的海水为碱性、还原环境，这种水介质条件适合磁铁矿生长，因此，在白云岩中已有的黄铁矿常被磁铁矿交代，导致白云岩地层中磁铁矿沉淀。

图15 备战矿床不同类型磁铁矿的共生矿物组合及特征(a-c)浸染状矿石(ZK007-376)：(a)细粒磁铁矿与黄铁矿共生；(b)白云岩中的绿泥石蚀变；(c)磁铁矿与黄铁矿共生，可见磁铁矿交代黄铁矿.(d-f)浸染状矿石(ZK007-496)，细粒磁铁矿与黄铁矿和磁黄铁矿共生.(g-i)浸染状矿石(ZK007-378)：(g)磁铁矿周围有绿泥石化；(h)黄铁矿边部被交代形成不规则细粒磁铁矿；(i)自形磁铁矿和不规则磁铁矿.(j)白云岩(ZK007-323)中发育黄铁矿和磁黄铁矿.(k)块状矿石(19BZ8-22)中的粗粒磁铁矿.(l)块状矿石(19BZ8-22)中的具有环带结构的磁铁矿.(a、d)为单偏光；(b、g)为正交偏光；(c、e、h-j)为反射光；(f、k、l)为BSE图像. Dol-白云石；Chl-绿泥石；Mt-磁铁矿；Po-磁黄铁矿；Py-黄铁矿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

图16 铁的氧化物、硫化物、碳酸盐和硅酸盐的稳定场Eh-pH相图(据Carrels，1960)Fig.16 Eh-pH diagram showing the stable field of iron oxides, sulfides, carbonates, and silicates(based map after Carrels，1960)

(2)热扰动：前人总结的岩石磁学实验研究结果表明，岩石中的黄铁矿被加热到约350～500℃就会转变成磁铁矿(Tarling，1983)，因此，碳酸盐岩形成后所经历的热事件可将其自身的热量传递给碳酸盐岩，从而导致其中的黄铁矿被磁铁矿交代。备战矿区发育大哈拉军山组火山岩及随后的侵入岩，在火山喷发和岩浆侵入过程中都能够提供足够的热量，因此，本区磁铁矿的形成也可以是由热扰动引起的。

5.4.3 条带状和块状矿石中的中粗粒磁铁矿

在备战矿区，条带状和块状矿石中的磁铁矿为颗粒较粗的半自形-自形粒状(图7e-h、图15k, l)，呈块状或组成条带状，一些粗粒磁铁矿还发育明显的环带(图15l)。此类磁铁矿主要是细粒磁铁矿在热液作用下发生重结晶作用所致。在V+Ti对Ca+Al+Mn图中(图11d)和V+Ti对Al+Mn图中(图13)，块状和条带状中粗粒磁铁矿主要落在矽卡岩范围内，表明其具有热液成因的特点。

5.5 碳酸盐岩中铁矿体成因

岩相学研究表明，矿区碳酸盐岩受热变质为大理岩后，往往具有糖粒状结构(图15a, d, g, j)，空隙度较大，易于成矿流体的运移和交代，同时发现，矿区薄层白云岩对成矿更为有利，特别是薄层白云岩与其物理性质差异较大的岩石(比如玄武岩、凝灰岩)互层时，利于形成规模较大、品位较高的矿体。此外，纹层状、浸染状和条带状矿石组成的矿体为层状贫矿体，均赋存于薄层白云岩中，而块状矿石组成的矿体为脉状富矿体，赋存于不同的岩性界面上(包括白云岩和灰岩、白云岩和硅质灰岩的界面)或在断层破碎带中发育(图3、图4)。矿区出露的不同岩石的力学性质明显不同，在后期断裂构造及褶皱变形中，极易发生破碎和层间滑脱(图4)，为后期热液的流通和聚集提供了通道和场所。因而，在区内形成了多层矿体(比如L1、L2、L3)。

铁矿产出受碳酸盐岩岩性控制，在白云岩地层中有磁铁矿体产出，铁矿体规模和形态变化大。根据纹层状和浸染状矿石组成的层状贫矿体整合产于白云岩地层内，矿体产状与地层产状一致，且为整合接触，二者之间有时呈渐变过渡等特征，认为纹层状和浸染状矿石组成的层状贫矿体属化学沉积，再经成岩作用形成。备战矿区发育的大哈拉军山组碳酸盐岩沉积期，含Fe2+流体进入浅海、碱性、还原环境，与富含有机质的沉积物发生原始富集沉淀，同时，长期的碱性、还原环境有利于三价铁氢氧化物后期转化形成磁铁矿，也有利于黄铁矿发生磁铁矿化。

根据块状矿石组成的脉状富矿体与层状贫矿体不整合、二者之间非渐变过渡等特征，认为富矿属热液成因，具体体现在，富矿体主要产出于灰岩和白云岩地层界面或在断层破碎带中，受岩性和断裂构造控制，在灰岩和白云岩地层中也有脉状磁铁矿体产出，规模和形态变化大。备战矿区碳酸盐岩中形成层状贫矿体之后，伴随着火山喷发和岩浆侵入，发生热液交代或充填围岩，形成脉状富矿体。虽然条带状矿石组成的层状贫矿体与地层产状一致，但其成因也为热液成因，这是由于矿石中磁铁矿的成分具有热液成因的特点(图11、图13)。矿区不同矿石的主量和微量元素的特征明显不同(图11、图13)，也表明矿区存在两种成因的磁铁矿。

可见，备战铁矿碳酸盐岩地层中发育的铁矿体主要为沉积成因，有后期热液成矿作用的叠加，可归为沉积-热液叠加成因。备战铁矿床沉积岩中原始赋铁层位的发现，为备战矿区铁质的来源提供了新的渠道。