西天山石炭纪式可布台铁矿沉积-成岩过程：岩相学与矿物学的证据*

张新 董志国 彭自栋 张连昌 张帮禄 王长乐

西天山分布有我国著名的阿吾拉勒铁多金属成矿带，该矿带由多个大-中型铁矿床组成，自东向西主要包括敦德、备战、智博、查岗诺尔、尼新塔格、松湖和式可布台等铁矿(董连慧等，2011；张作衡等，2012；Zhangetal.，2014；荆德龙等，2014；张招崇等，2016；Jiangetal.，2018；申萍等，2020)。近年来，对矿带西段式可布台铁矿地质及地球化学方面的研究取得了一定进展，但对其矿床成因类型的认识尚存在海底火山喷流-热水沉积型铁矿床(莫江平等，1997；李凤鸣，2013)和前寒武纪条带状铁建造(BIF)(Yangetal.，2019，2021)两种不同认识。同时，就其成矿过程方面也存在不同看法，如陈杰等(2014)将矿床分为四个成矿阶段：即黄铁矿-赤铁矿-铁碧玉-重晶石阶段、菱铁矿-软锰矿阶段、石英-镜铁矿阶段以及氧化物阶段；李潇林斌(2015)根据成矿机理将矿物生成顺序划分为赤铁矿阶段(火山-沉积作用)、镜铁矿-磁铁矿阶段(热液-变质-交代作用)以及褐铁矿-孔雀石阶段(次生作用)；Yangetal.(2019)依据赤铁矿鳞片状结构和铁同位素组成的不均一性(-0.58‰～+0.61‰)，认为赤铁矿由水体中Fe(Ⅱ)部分氧化成Fe(Ⅲ)氢氧化物，在成岩早期脱水形成，而菱铁矿是在成岩晚期由Fe(Ⅲ)氢氧化物通过异化铁还原作用(Dissimilatory Iron Reduction, DIR)形成。本文认为产生上述不同认识的原因可能是前人对式可布台铁矿含铁矿物形态结构、矿物间相互关系、矿物微区化学组成及矿物成因等方面仍缺少全面和细致的观察研究，尤其缺乏与典型沉积铁矿床矿物组合和成因等方面的系统对比，这直接影响对矿床成因类型和形成机制的准确认识。

目前国内外针对赤铁矿和菱铁矿的矿物成因研究取得了一定进展，发现沉积铁矿中赤铁矿颗粒多呈微粒形态，直径约为3～5nm(Han，1978；Lietal.，2013)，与现代海底含金属沉积物中的赤铁矿形态相似(Taitel-Goldman and Singer，2002)，因此认为赤铁矿可能是由原始沉积的Fe(Ⅲ)氢氧化物在成岩早期脱水所形成(Morris，1993；Klein，2005)。近年来，Rasmussenetal.(2014)对Hamersley盆地BIF中的赤铁矿开展研究发现，铁硅酸盐和铁碳酸盐岩等矿物被赤铁矿交代，指示赤铁矿可能是由其他矿物氧化形成。关于菱铁矿的成因，有学者认为其形成过程与碳酸盐岩相似，是由水中溶解态二氧化碳与Fe(Ⅱ)直接结合形成的(Klein and Beukes，1989；Bolharetal.，2005；Klein，2005)；此外，多数学者则根据菱铁矿包裹燧石和赤铁矿以及菱铁矿低于同期碳酸盐矿物或海水的碳同位素值(～0‰)等证据，认为菱铁矿是在成岩阶段形成(Fischeretal.，2009；Pecoitsetal.，2009)。

图1 研究区构造位置(a)及西天山区域地质及主要铁矿床分布图(b，据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)

针对上述问题，本文选择西天山石炭纪式可布台铁矿，在详细地质调查的基础上，选择不同类型矿石，进行岩相学和矿物化学方面的详细分析，力图恢复矿物共生次序；并重点分析了主要组成矿物的形成过程，推测出原始沉积矿物组合。再进一步与条带状铁建造和喷流沉积矿床典型特征对比，综合推断该矿床的成因类型。

1 区域地质概况

西天山造山带位于中亚造山带的西南缘，是全球显生宙陆壳增生与改造最显著的大陆造山带。该造山带介于准噶尔地块与塔里木克拉通之间，自北向南可划分为北天山增生体、伊犁地块、中天山地块和南天山地块4个构造域，各构造域之间分别被中天山北缘断裂、那拉提北缘断裂和中天山南缘断裂所分割(engöretal.，1993；Gaoetal.，1998，2009；图1)。西天山造山带经历了复杂的构造演化，包括古-中元古代和新元古代超大陆的增生与裂解(左国朝等，2008)、早古生代多陆块(微板块)及多岛弧古亚洲洋向南和向北两次碰撞的构造运动(Allenetal.，1993)、晚古生代准噶尔地块与塔里木克拉通之间古生代海洋的闭合以及新生代再次发生的陆内强烈构造变形(Gaoetal.，2009；Xiaoetal.，2013)。

阿吾拉勒铁多金属成矿带地处伊犁地块东南缘，带内广泛出露石炭纪火山-沉积岩系地层，包括下石炭统大哈拉军山组(C1d)和上石炭统伊什基里克组(C2y)。其中，大哈拉军山组为海相中酸性火山岩-火山碎屑岩夹沉积岩，主要岩性为安山岩、流纹岩和安山质凝灰岩，夹少量灰岩和砂岩。矿带内备战、敦德、智博、查岗诺尔、尼新塔格以及松湖等火山岩型磁铁矿床产出于该地层内(冯金星等，2010；申萍等，2020)。伊什基里克组为海-陆交互相中酸性火山岩和火山碎屑岩夹沉积岩，主要岩性为安山岩、流纹岩、火山角砾岩和安山质凝灰岩，局部夹灰岩和砂岩，式可布台赤铁矿床赋存于该地层中(陈杰等，2014)。该成矿带除赋存于石炭纪地层中的铁锰矿床外，还分布一系列铜、锌和金等矿床(李凤鸣等，2011)。

阿吾拉勒成矿带断裂构造发育，整体呈北西西向，主要发育北侧喀什河和南侧巩乃斯河两条大断裂，形成一组近平行的高角度逆冲断层，控制成矿带内地层展布形态。该成矿带内褶皱构造发育于大哈拉军山组和伊什基里克组中，主要为阿吾拉勒山复式背斜构造和巩乃斯复式倒转向斜构造，均由两条北西西向脆性大断裂所控制(Gaoetal.，1998；陈世伟，2012)。

阿吾拉勒成矿带内岩浆活动剧烈，侵入岩发育，主要形成时代为石炭纪和二叠纪。石炭纪发育有闪长玢岩、石英闪长岩和黑云母花岗岩等；二叠纪发育有辉绿岩、石英闪长岩、黑云母花岗岩和花岗闪长岩侵入体等(荆德龙，2016)。

图2 西天山式可布台铁矿地质简图(据田培仁, 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 矿床地质特征

式可布台铁矿位于阿吾拉勒成矿带最西端，矿区内出露地层主要为上石炭统伊什基里克组(C2y)，沿北西西向带状展布。根据火山喷发-沉积韵律和岩性特征，该地层自下而上可划分为四段，其中第二段为赋矿地层(图2)。第一岩性段(C2y1)主要为流纹岩、安山岩、安山质凝灰岩、凝灰岩，顶部过渡至凝灰质变砂岩和千枚岩等；第二岩性段(C2y2)主要为千枚岩、含铁质千枚岩、铁矿层、片岩、凝灰质千枚岩和安山质凝灰岩等；第三岩性段(C2y3)主要为安山岩、安山质凝灰岩、安山质火山角砾岩和火山集块岩等；第四岩性段(C2y4)主要为安山岩、粗安岩、粗面岩和沉火山角砾岩，底部为复成分火山角砾岩，该段在本区缺失。上石炭统伊什基里克组与下伏下石炭统大哈拉军山组呈角度不整合或断层接触，与上覆下-中二叠统乌郎组以角度不整合接触(李潇林斌，2015；Yangetal.，2019)。

矿区内断裂构造发育，整体与区域构造线方向一致，主要受控于南部矿区外侧的山前深大断层和北部的吐尔拱大断层，呈北西西向展布。矿区位于两条断层之间，还发育有多条大小不等的断层构造。矿区褶皱构造主要为式可布台向斜，向斜轴部位于矿区北侧山岭，呈近东西向展布，褶皱北翼被吐尔拱东西向断层截断，使向斜缺失，向斜南翼地层为赋矿层位，呈近东西走向，向北倾斜，向斜核部地层大部分被第四系沉积物覆盖(李潇林斌，2015)。

式可布台赤铁矿床赋存于上石炭统伊什基里克组第二岩性段中，矿体在矿区内断续分布长达4.6km，自北向南依次为上部层位的主矿体和东矿体、中部层位的西矿体和西南矿体以及下部层位的南矿体和东南矿体组成(图2)。实测地质剖面(图3)显示主矿体形态呈层状、似层状和透镜状，产状与地层一致。矿体顶底板岩性主要为千枚岩和含铁千枚岩，主矿体东段下盘见顺层分布的黄铁矿层。东矿体、西矿体、西南矿体、南矿体及东南矿体中，矿层数量少，单层厚度较薄，单层最厚约10m，平均厚约2m，矿层沿走向和倾向延伸较不稳定。主矿体规模最大，东西长约1000m，南北宽约100m，共圈定14层分矿体，其中有3层分矿体较厚，东西长约400～600m，单层最厚可达约24m，平均厚约8m。矿体倾向近正北，倾角较陡，约为70°～80°(图2、图3)。矿体沿走向厚度呈由宽至窄再尖灭的形态，局部矿体出现尖灭后再现形态。矿层厚度变化剧烈，倾向延伸大于走向延长，沿倾向深部延伸，矿体厚度逐渐减薄，局部出现多矿层分支复合变厚的展布形态，铁碧玉夹层逐渐增多(田培仁，1990；袁涛，2003)。

式可布台铁矿矿石的全铁平均品位为56.7%，最高品位可达66.7%，其中富铁矿石约占70%以上，主矿体铁品位最富(袁涛，2003)。矿石构造类型主要为致密块状构造，次之为似条带状构造，富铁矿石多为块状构造，贫铁矿石一般为似条带状构造。主要金属矿物为赤铁矿，次为菱铁矿、黄铁矿以及少量的黄铜矿，常呈自形-半自形细粒、显微鳞片状及叶片状，非金属矿物主要为铁碧玉、石英和重晶石，次为绿泥石和绢云母。

3 样品采集与分析方法

基于对式可布台铁矿床矿体及其围岩详细的野外地质调查，沿实测剖面分别采集了不同层位、具代表性的新鲜矿石样品(采样位置见图3)。通过对所采集样品进行清洗、筛选，甄选出无蚀变的矿石样品，共磨制薄片100个，通过显微镜及扫描电镜观察，确定矿物成分及性质。

图3 式可布台铁矿野外实测剖面图Fig.3 The measured two sections of the Shikebutai iron deposit

图4 式可布台铁矿矿石类型(a)块状赤铁矿矿石；(b)块状重晶石-赤铁矿矿石；(c)粗粒块状黄铁矿矿石；(d)似条带状铁碧玉-赤铁矿矿石；(e)透镜状铁碧玉-赤铁矿矿石；(f)似条带状铁碧玉-菱铁矿-赤铁矿矿石. Hem-赤铁矿；Sid-菱铁矿；Py-黄铁矿；Bar-重晶石；Jasper-铁碧玉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

图5 赤铁矿矿石扫描电镜及镜下显微特征(a)板柱状赤铁矿(背散射)；(b)鳞片状赤铁矿(背散射)；(c)叶片状赤铁矿(背散射)；(d)叶片状赤铁矿发生变形(反射光)；(e)叶片状赤铁矿与粗粒黄铁矿形成纹层状构造(反射光)；(f)粗粒状赤铁矿(背散射)；(g)粗粒状赤铁矿(背散射)；(h)微粒状赤铁矿(背散射)；(i)微粒状赤铁矿(背散射). Qtz-石英；OM-有机质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

采用光学显微镜和扫描电子显微镜(BSE)对样品进行岩石矿相学观察，并通过电子探针(EPMA)确定矿物主量元素组成，以上实验均在中国科学院地质与地球物理研究所相关实验室完成。背散射图像采用Hitachi TM4000Plus台式扫描电镜进行详细矿物学观察，并利用Bruker Quantax75能谱仪来识别和确认不同的矿物；矿物主量元素分析采用JEOLJXA-8100型电子探针仪完成，工作电压为15kV，电流为10nA，束斑直径为3～5μm，数据采集时间20～40s，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%。

4 分析结果

4.1 矿石组构与矿物组成

式可布台铁矿床矿石可分为富矿和贫矿两种矿石类型，富矿石主要以块状构造为主，贫矿石主要以似条带状构造为主。块状构造矿石中，块状赤铁矿矿石多呈钢灰色(图4a)，部分呈赤红色；块状重晶石-赤铁矿矿石为灰白色重晶石与钢灰色赤铁矿紧密堆积形成块状构造(图4b)；粗粒块状黄铁矿矿石由粗粒黄铁矿颗粒紧密堆积形成(图4c)。似条带状构造矿石中，铁碧玉条带连续性较差，宽度从0.5cm到2cm不等，常为红色铁碧玉与钢灰色赤铁矿形成似条带状构造(图4d)，部分铁碧玉出现弯曲变形，形成透镜状铁碧玉(图4e)，铁碧玉透镜体宽度可从1cm到10cm不等，少量似条带状矿石形成铁碧玉、菱铁矿与赤铁矿互层的现象(图4f)。

矿物学和矿相学观察表明，式可布台铁矿床矿石的主要组成矿物为赤铁矿，含少量菱铁矿、黄铁矿、重晶石及铁碧玉等。

赤铁矿是矿石中最主要的含铁矿物。扫描电镜及显微镜观察表明，赤铁矿具有结构复杂、形态多样的特征，主要可分为四种矿物形态。第一类赤铁矿(Hem 1)呈板柱状(图5a)，长约5～50μm，宽约2～5μm，矿物紧密堆积，与少量半自形石英和他形重晶石等矿物共同构成定向排列，其方向与片理一致。第二类赤铁矿(Hem 2)呈鳞片状(图5b)和叶片状(图5c)，长约10～100μm，宽约5～20μm，矿物松散堆积，叶片状赤铁矿间常见他形石英和重晶石分布，部分叶片状赤铁矿具变形结构(图5d)，无明显定向排列，与粗粒黄铁矿形成纹层状构造(图5e)。第三类赤铁矿(Hem 3)呈粒状结构(图5f，g)，粒径约30～200μm，粒状赤铁矿堆积紧密，少量他形石英、他形重晶石和半自形绿泥石分布于粒状颗粒间(图5f)，部分粗粒赤铁矿内包裹自形细粒石英颗粒(图5g)。第四类赤铁矿(Hem 4)呈微粒状(图5h，i)，粒径细，约为1～20μm，多“漂浮”于铁碧玉内部，部分分布于他形石英颗粒内部(图5g)。

菱铁矿矿石在本矿区内分布较少。扫描电镜显微观察表明，菱铁矿主要与铁碧玉、赤铁矿形成似条带状矿石。菱铁矿在块状矿石中分布较少，主要呈他形结构，粒径不超过100μm，在粗粒赤铁矿中常与有机质共存(图6a，b)，极少部分菱铁矿被黄铁矿包裹(图6b)；菱铁矿在似条带状矿石中呈他形不规则状，直径一般大于100μm，常见菱铁矿包裹有微粒状赤铁矿、细粒重晶石和细粒石英(图6c，d)。

图6 富菱铁矿-赤铁矿矿石扫描电镜显微特征(a)粗粒状赤铁矿中他形结构菱铁矿与有机质共存(背散射)；(b)粗粒状赤铁矿中他形结构菱铁矿与有机质共存，部分菱铁矿被黄铁矿包裹(背散射)；(c)菱铁矿包裹有微粒状赤铁矿、细粒重晶石和细粒石英(背散射)；(d)菱铁矿包裹有微粒状赤铁矿和细粒石英(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)

赤铁矿矿层下部出露有薄层黄铁矿体(图3剖面B)，其矿石主要为粗粒块状构造，与赤铁矿矿层过渡部位形成条带状构造(细条带状和透镜状)(图7a，b)。块状黄铁矿矿石中黄铁矿颗粒多呈自形-半自形结构，粒径变化大，约10～400μm不等，可见他形菱铁矿包裹细粒黄铁矿(图7c-e)。部分块状黄铁矿矿石中偶见透镜状铁碧玉(图7b)，铁碧玉内部可见自形粒状黄铁矿、自形微粒状赤铁矿和少量自形菱铁矿(图5h、图7c)。另一种类型黄铁矿在块状赤铁矿矿石中少量分布，呈半自形粒状结构，粒径约为50～150μm，零散分布于粗粒赤铁矿颗粒间，部分黄铁矿包裹他形石英和菱铁矿(图5f、图6b)。

硅质在铁矿石中以两种形态呈现。第一种为铁碧玉，是一种含大量微粒状赤铁矿的红色燧石，在似条带状构造矿石中多为不连续条带状(图7f)或呈透镜状(图7g)，铁碧玉内部包裹大量微粒状赤铁矿，少量自形-半自形菱铁矿和有机质(图5i)。第二种为他形粒状石英，在块状矿石中分布于粗粒赤铁矿颗粒之间(图5g)，石英粒径不超过100μm，常包裹微粒状赤铁矿(图5c，f)，在似条带状矿石的条带过渡部位，石英结晶程度相对偏好，呈半自形-他形结构，粒径约50～200μm不等，可见石英包裹微粒状赤铁矿(图5g、图6c)，少量石英包裹细粒重晶石(图6c)。

重晶石是本矿区的特征矿物之一，在块状矿石中重晶石主要呈他形粒状结构，部分重晶石晶形保存较好，单矿物直径不超过100μm，分布在粗粒径赤铁矿之间(图5g、图6c)，在条带状矿石和块状含重晶石矿石中，重晶石呈自形细粒结构(多小于30μm)和他形粗粒结构(多为50～250μm)，多被他形菱铁矿包裹，少量被他形石英包裹(图5c、图7h)。

4.2 矿物化学成分

本文主要对不同类型矿石中赤铁矿、菱铁矿和黄铁矿分别进行了电子探针(EPMA)分析。

赤铁矿的化学成分见表1，赤铁矿具有极高含量的全Fe(以FeO计算)，FeOT含量达87.05%～91.78%，平均为89.86%；Mn可类质同象代替Fe，但式可布台赤铁矿Mn含量极低，小于0.04%；赤铁矿中SiO2含量为0%～0.68%，平均为0.07%。，Al2O3含量为0%～0.09%，平均为0.02%；TiO2含量为0%～0.13%，平均为0.03%；CaO含量为0%～0.09%，平均为0.01%；MgO含量为0%～0.04%，平均为0.01%。

菱铁矿的化学成分见表2，菱铁矿具有较高含量的全Fe(以FeO计算)，FeOT含量为48.66%～58.75%，平均为53.74%，Mn、Mg、Ca常可类质同象代替菱铁矿中的Fe，菱铁矿中MnO含量为1.29%～4.87%，平均为3.46%；MgO含量为0.25%～8.00%，平均为3.36%；CaO含量为0.21%～1.00%，平均为0.49%。

黄铁矿的化学成分见表3，黄铁矿具有较高的Fe和S，其中，Fe含量为46.63%～47.88%，平均为47.27%；S含量为51.41%～53.80%，平均为52.60%，As含量为0%～0.52%，平均含量为0.29%； Co含量为0.03%～0.11%，平均为0.07%；Ni含量为0%～0.05%，平均为0.01%。

表1 式可布台铁矿床中赤铁矿探针分析结果(wt%)Table 1 Results of electron microprobe analysis of hematites from the Shikebutai iron deposit (wt%)

表2 式可布台铁矿床中菱铁矿探针分析结果(wt%)Table 2 Results of electron microprobe analysis of siderites from the Shikebutai iron deposit (wt%)

表3 式可布台铁矿床中黄铁矿探针分析结果(wt%)Table 3 Results of electron microprobe analysis of pyrites from the Shikebutai iron deposit (wt%)

图7 透镜状铁碧玉-黄铁矿矿石、似条带状铁碧玉-赤铁矿矿石扫描电镜及镜下显微特征(a)细条带状黄铁矿-赤铁矿(薄片)；(b)透镜状铁碧玉-黄铁矿(薄片)；(c)铁碧玉中分布粗粒黄铁矿(反射光)；(d)粗粒状黄铁矿，粒间可见他形菱铁矿包裹细粒黄铁矿(背散射)；(e)他形菱铁矿包裹细粒黄铁矿(背散射)；(f)不连续似条带状铁碧玉-赤铁矿(薄片)；(g)透镜状铁碧玉-赤铁矿(薄片)；(h)粗粒赤铁矿包裹细粒石英，部分石英颗粒包裹微粒状赤铁矿(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 讨论

5.1 特征矿物成因分析

赤铁矿作为式可布台铁矿最主要的矿物，分布广泛，形态结构多样，探讨其成因对成矿机制研究具有重要意义。早期学者研究发现，沉积铁矿中赤铁矿颗粒多呈微粒形态，直径一般为3～5nm(Ayres，1972；Han，1978；Lietal.，2013)，与现代海底含金属沉积物中的赤铁矿形态相近(Taitel-Goldman and Singer，2002)，因此认为赤铁矿可能是由原始沉积的Fe(Ⅲ)氢氧化物(水铁矿)在成岩早期脱水所形成的产物(Ahn and Buseck，1990；Morris，1993；Klein，2005)。这种Fe(Ⅲ)氢氧化物由Fe(Ⅱ)氧化而来，在酸性条件(pH=4)时，转变为针铁矿和少量赤铁矿，当在中性-弱碱性条件(pH=7～8)时，主要转变为赤铁矿(Schwertmann and Murad，1983)。近年来，Rasmussenetal.(2014)通过对Hamersley盆地BIF中的赤铁矿开展岩相学研究发现，铁硅酸盐和铁碳酸盐岩等矿物被赤铁矿交代，指示赤铁矿可能是由其他矿物氧化形成。式可布台铁矿床赤铁矿电子探针表明其成分简单，全铁含量高，Ti、Al等元素含量很低，小于0.01%，说明元素类质同象置换极低。此外，也并未发现赤铁矿交代其他矿物的现象，表明赤铁矿不是由硅酸盐矿物氧化形成。具体来讲，式可布台铁矿中的赤铁矿形态多样，其中，铁碧玉中的微粒状赤铁矿(Hem 4)(图5h，i)，呈微米级粒度，非定向分布，与海底热液含金属沉积物中原生微小球体形态赤铁矿相似(Sunetal.，2015)，因此，推测微粒状赤铁矿为原生矿物，是由Fe(Ⅲ)氢氧化物在成岩早期脱水形成，而其他粒径较粗大的赤铁矿颗粒(Hem 1、Hem 2、Hem 3)(图5a，b，f)，可能是在成岩晚期或浅变质过程中由早期微粒状赤铁矿重结晶形成。

图8 式可布台铁矿赤铁矿中氧化物图解(据Dupuis and Beaudoin, 2011)Fig.8 Oxides relationship diagram of hematites from the Shikebutai iron deposit(after Dupuis and Beaudoin, 2011)

铁氧化物中的元素(Ca+Al+Mn)-(Ti+V)图解对矿床成因有一定指示意义(Dupuis and Beaudoin, 2011)，式可布台铁矿中不同形态赤铁矿电子探针数据综合显示，赤铁矿多位于BIF型矿床外围(图8)，表明其可能与BIF中的赤铁矿形成机制不同。式可布台铁矿与BIF中赤铁矿FeO-MnO以及Mn-Mg-Ca图解显示(图9)，前者的赤铁矿具有相对较高的Fe和Mn含量，且Mn含量分布较为集中，Ca和Mg的含量较低，后者的赤铁矿Fe和Mn含量相对偏低，Ca和Mg的含量相对较高但分布不均一，矿物化学成分特征的不同，表明式可布台铁矿中赤铁矿的形成过程与BIF中赤铁矿不同。

在本研究区与BIF中菱铁矿FeO-MnO以及Mn-Mg-Ca图解中(图10)，前者的菱铁矿具有相对较高的Fe和Mn含量，Mn含量分布范围较大，Mg的含量较低，相比而言，后者的菱铁矿Fe和Mn含量相对偏低，Mn含量分布较为集中，Mg的含量较高并且集中分布。菱铁矿化学成分特征的不同，表明相比BIF而言，式可布台铁矿中菱铁矿的形成过程中可能有锰氧化物的参与，与BIF的形成机制不同。

图10 式可布台铁矿床菱铁矿化学成分图解Fig.10 Chemical composition diagram of siderites from the Shikebutai iron deposit

图11 式可布台铁矿黄铁矿 Co-Ni 图解(据Bajwah et al.，1987)Fig.11 The Co-Ni diagram of pyrite from the Shikebutai iron deposit(after Bajwah et al.，1987)

黄铁矿作为矿区中最为重要的硫化物，对其形成机制的探讨有助于进一步约束矿床成因。黄铁矿可形成于多种环境，但在不同环境中形成的黄铁矿形貌、粒径以及矿物化学成分上存在差异，如草莓、微粒黄铁矿是典型的沉积黄铁矿，而粗粒黄铁矿多为热液成因黄铁矿，这种粗粒黄铁矿是由混合了海水的上升热液在海底快速结晶形成(Herzig and Hannington, 1995；Kelleyetal., 2004；Xu and Scott, 2005)。式可布台矿区中分布在块状黄铁矿矿石和块状赤铁矿矿石的黄铁矿颗粒均呈粗粒结构，表明黄铁矿可能是由热液混合少量海水迅速结晶、沉淀形成。同时，黄铁矿晶体中Fe常被Co、Ni元素所置换，因此，不同成因的黄铁矿Co、Ni含量以及Co/Ni比值不同。沉积型黄铁矿Co、Ni含量较低，Co/Ni比值小于1；热液成因型黄铁矿Co、Ni含量变化较大，Co/Ni值通常大于1.17而小于5；火山喷流块状硫化物型黄铁矿Co/Ni值则大于5而小于50(Bajwahetal.，1987)。式可布台铁矿中两种类型黄铁矿的Co/Ni值为1.16～8.86，平均为3.44(图11)，指示黄铁矿为热液成因型黄铁矿。此外，式可布台铁矿黄铁矿δ34S同位素值分布于-6.1‰～6.5‰之间，集中分布于-3‰～-1‰，平均为-1.6‰，(莫江平等，1997；陈杰，2016)，与热液矿床中硫化物的S同位素值相似(δ34S=-3‰～1‰)(Hoefs，2015)，推测黄铁矿中的硫主要来源于深源热液。

硅质沉淀在研究区中普遍存在，以结晶石英和铁碧玉两种形态出现。石英和燧石常被认为是早期沉淀的无定形硅胶经历成岩作用后重结晶形成的产物(Klein，2005)。前人研究表明，海水中硅质的沉淀可能与蒸发作用或温度剧烈变化导致的过饱和相关(Morrisetal.，1988；Posthetal.，2008)，或者与固相含铁矿物(三价铁氢氧化物)共同沉淀(Ewers，1983；Fischer and Knoll，2009；Delvigneetal.，2012)。Krapežetal.(2003)和Pickardetal.(2004)发现，Hamersley赤铁矿床中层状碧玉条带连续性较差，多呈呈透镜状、结核状产出，局部见交代含铁矿物的现象，推测铁碧玉可能形成于压实之前的早期成岩过程，而非直接沉淀成因。式可布台铁矿中石英在矿石中呈他形结构，铁碧玉呈透镜状或不连续条带状，常见铁碧玉中有微粒状赤铁矿(图5h，i)，因此，推测铁碧玉和石英为早期成岩产物。考虑到石炭纪海水中由于硅质海绵和放射虫的存在(Racki and Cordey，2000)，海水中硅的浓度应该普遍较低(～0.67mM)(Planavskyetal.，2010)。因而，早期硅质沉淀可能是强烈的海底热液活动，在进入海水的过程中，由于物理化学条件的快速变化导致热液中硅质浓度过饱和所致(Posthetal.，2008)，这些硅质沉淀继而在后期成岩过程中转变成石英。也有可能为热液中硅质被Fe(Ⅲ)氢氧化物吸附形成硅质的铁氢氧化物共沉淀(Konhauseretal.，2017)，在成岩早期Si-Fe(Ⅲ)凝胶脱水形成铁碧玉，进而包裹微粒状的赤铁矿。

重晶石是本研究矿区特征矿物，主要呈半自形和他形结构。当前关于重晶石的成因认识主要集中于热液成因和冷泉成因两种。热液重晶石主要由富Ba热液流体与海水硫酸盐相互作用沉淀形成(Heinetal.，2007；Eickmannetal.，2014)，通常发育于海底热液中心附近(Koskietal.，1988)。热液成因重晶石矿物通常以他形板状晶形产出，颗粒大小通常为20～70μm，通常与金属硫化物共生(Koskietal.，1988；Torresetal.，2003)，其硫同位素组成与同时期海水相近(Van Stempvoort and Krouse，1994)。冷泉重晶石形成于大陆边缘环境下，通常在沉积物-水界面附近，由富Ba和甲烷的孔隙水与富硫酸盐的孔隙水相互作用而形成(Paytanetal., 2002；Torresetal., 2003；Feng and Roberts, 2011)。冷泉成因重晶石矿物颗粒形态完整，大小通常在20～700μm，多成玫瑰状和结核状构造，常见有生物化石，缺少金属硫化物，重晶石的硫同位素变化较大，远高于同时期海水(Torresetal., 2003；Feng and Roberts, 2011；Canetetal., 2014)。式可布台矿区重晶石多呈他形-半自形结构出现，粒径通常小于100μm，表明重晶石是热液成因，可能是由富Ba热液与海水硫酸盐作用沉淀形成，部分重晶石粒径粗大，可能是在成岩过程中由早期细粒重晶石重结晶形成。重晶石的δ34S平均值为17.09‰(陈杰，2016)，与晚石炭世海水δ34S值(δ34S≈18.4‰)相似(Kampschulte and Strauss, 2004)，进一步佐证重晶石的形成与海水硫酸盐作用相关。

5.2 沉积-成岩过程

通过矿体特征、矿石组构、矿物类型、矿物颗粒间相互关系以及矿物成因的研究，将式可布台铁矿床沉积-成岩过程划分为两期：沉积期和成岩期，其中成岩期可划分为成岩早期和成岩晚期(图12、图13)。

沉积期 铁碧玉中包裹的微粒状原生赤铁矿表明，含铁矿物是由原始沉积物转变而来，因此认为原始沉积物可能为无定形的Fe(Ⅲ)氢氧化物，其在沉积期大量沉淀积累。硅质通常在沉积期以无定形二氧化硅存在，常被Fe(Ⅲ)氢氧化物吸附形成无定形Si-Fe(Ⅲ)氢氧化物凝胶。同时，部分重晶石呈他形结构，被菱铁矿所包裹或分布于赤铁矿颗粒间(Hem 1、Hem 2)(图6d)，表明其也应为早期产物。早期细粒重晶石可能是由热液中的Ba2+离子与海水硫酸盐结合沉淀形成。黄铁矿主要位于赤铁矿矿体底部并单独成层，颗粒粗大，自形程度较好，部分细粒黄铁矿被菱铁矿包裹(图6b)，说明其形成早于菱铁矿，可能在沉积期直接形成。

成岩早期 该阶段主要形成大量赤铁矿、铁碧玉和结晶石英，沉积期所形成的无定形Fe(Ⅲ)氢氧化物在该时期经历脱水过程形成大量微粒状赤铁矿颗粒；无定形Si-Fe(Ⅲ)氢氧化物凝胶后期脱水，可能形成了铁碧玉。无定形的二氧化硅结晶转变为石英，呈他形粒状结构分布于赤铁矿(Hem 1、Hem 2)间，部分包裹微粒状赤铁矿(Hem 4)。

成岩晚期 该阶段主要形成菱铁矿，常见菱铁矿包裹成岩早期阶段形成的微粒状赤铁矿、细粒重晶石和细粒石英，部分与有机质共同存在，表明菱铁矿形成晚于赤铁矿、重晶石和石英，推测菱铁矿主要由无定形Fe(Ⅲ)氢氧化物在微生物的参与下，与有机质发生还原作用形成。同时，沉积期和成岩早期所形成的矿物在该阶段中可发生不同程度重结晶。成岩早期所形成的大量微粒状赤铁矿重结晶形成粒径较粗的长柱状、叶片状和粒状赤铁矿(Hem 1、Hem 2、Hem 3)，部分粗粒赤铁矿包裹细粒自形石英，表明结晶石英在赤铁矿重结晶之前形成。

图12 式可布台铁矿矿物共生次序图Fig.12 The paragenetic sequence for the Shikebutai iron deposit

图13 式可布台铁矿含铁矿物形成示意图Fig.13 Formation diagram of iron-bearing minerals in the Shikebutai iron deposit

5.3 物理化学条件

图14 ΣSO4/ΣH2S-ΣS图解，显示25℃和75℃条件下含铁矿物的稳定区域和铁的溶解度(据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 矿床成因类型探讨

矿物共生组合是揭示成矿地球化学条件的基础，也是探讨矿床成因的重要方面。目前式可布台铁矿存在喷流沉积和化学沉积(类似BIF)两种观点，基于矿床成因方面存在的争议，本文对相关成因矿床的矿物组成和形成过程进行了对比，其中：

前寒武纪地层中发育大规模的BIF，其主要由燧石(石英)、磁铁矿、赤铁矿、菱铁矿、铁白云石、铁蛇纹石、黑硬绿泥石及钠闪石等矿物组成。前人根据对BIF的详细研究，认为BIF的形成是在富铁缺氧的海洋中，热液来源的Fe(Ⅱ)上涌至大陆边缘浅海盆地和陆棚的光合带，经氧化形成Fe(Ⅲ)氢氧化物沉积物，Fe(Ⅲ)氢氧化物与海水中的Fe(Ⅱ)或经DIR作用形成的Fe(Ⅱ)发生反应后转化为磁铁矿(Clout and Simonson，2005；王长乐等，2012)。

古元古代晚期和古生代奥陶纪的铁碧玉矿床中，均发现有大量的铁碧玉(石英)和赤铁矿，局部保存少量的水铁矿，部分铁碧玉样品发现黄铁矿、绿泥石、绿帘石及黑硬绿泥石等矿物。Grenne and Slack(2003，2005，2019)和Slacketal.(2007)研究认为该类矿床形成于偏氧化的海洋，海底高温热液喷出后与富硅海水形成热液羽流，热液中Fe(Ⅱ)氧化形成Fe(Ⅲ)氢氧化物，促进无定形硅吸附形成富硅的铁氢氧化物，随热液羽流扩散、沉淀出Fe-Si(Ⅲ)氢氧化物，成岩期经历脱水、结晶形成铁碧玉、赤铁矿和少量其他矿物。

现代海底热液活动中发育大量的含金属沉积物，主要由结晶程度较差的铁氧化物(无定形水铁矿、针铁矿)和富铁蒙脱石(绿脱石)等矿物组成，在高温热液喷口附近常出现黄铁矿、黄铜矿等硫化物，远离喷口的洋脊两翼主要由铁锰氧化物、石英、重晶石及各类黏土矿物组成的含金属沉积物(Dekovetal., 2009, 2010)。现代海底含金属沉积物形成于海底热液活动中，高温热液流体自喷出后迅速与海水作用形成携带大量金属元素(Fe、Mn、Cu等)和颗粒物的浮力羽流，在近喷口附近沉淀出粗粒的硫化物，当浮力羽流上升至与海水密度接近时，演化为非浮力羽流横向扩散、沉降，沉淀出Fe-Si-Mn氧化物和自生黏土矿物，形成分布范围很广的含金属沉积物(Millsetal., 1993, 2010; Hrischeva and Scott, 2007)。

式可布台铁矿主要组成矿物为赤铁矿、铁碧玉、重晶石以及少量黄铁矿和菱铁矿，相较于前寒武纪BIF(表4)，式可布台铁矿的金属矿物主要为赤铁矿，与BIF中以磁铁矿为主要金属矿物的特征不同，且研究区发育黄铁矿、重晶石等特征矿物，未发现硅酸盐矿物，与BIF中大量保存硅酸盐矿物完全不同。此外，相较于BIF，式可布台铁矿的矿石缺乏特征性的硅质条带，仅发育不连续的铁碧玉条带和透镜状铁碧玉。综合矿床矿物组成及矿石结构构造特征表明，式可布台铁矿的成矿过程可能与BIF不同；相反，研究区矿物组合与古生代铁碧玉矿床及现代海底热液成因含金属沉积物相似(表4)，均具有铁氧化物(脱水形成赤铁矿)、铁碧玉(石英)和黄铁矿等矿物，其中黄铁矿和重晶石在本研究区矿石和现代海底热液成因含金属沉积物中均大量产出，可能指示式可布台铁矿形成过程与现代海底含金属沉积物相似。因此，我们认为式可布台铁矿应为喷流沉积成因。

6 结论

(1)式可布台铁矿位于西天山石炭纪阿吾拉勒成矿带西端， 是该成矿带内以赤铁矿为特色的典型沉积型铁矿床， 该铁矿主要由赤铁矿和少量菱铁矿、铁碧玉、重晶石及黄铁矿等组成。

表4 前寒武纪条带状铁建造(BIF)、现代海底热液成因含金属沉积物、古生代铁碧玉矿床及式可布台铁矿特征对比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)依据式可布台铁矿床矿体特征、矿石组构、矿物类型以及矿物颗粒间相互关系以及矿物成因，将成矿期次划分为沉积期和成岩期。在沉积期以原始沉积物为主，包括Fe(Ⅲ)氢氧化物、无定形二氧化硅、无定形Si-Fe(Ⅲ)氢氧化物凝胶等松散沉积物，以及重晶石和黄铁矿等结晶矿物。在成岩期，早期沉积物经历脱水作用转变为赤铁矿、石英和铁碧玉，部分Fe(Ⅲ)氢氧化物与有机质反应形成菱铁矿。

(3)矿物学研究表明，推测赤铁矿是由Fe(Ⅲ)氢氧化物在成岩早期脱水形成；菱铁矿可能是由Fe(Ⅲ)氢氧化物在成岩阶段通过异化铁还原作用(DIR)作用形成；黄铁矿的粗粒结构以及Co/Ni值表明可能其为热液成因；重晶石可能为海底热液成因，是由富Ba热液与海水硫酸盐作用沉淀形成；铁碧玉可能由海底热液中硅质被Fe(Ⅲ)氢氧化物吸附形成无定形Fe-Si(Ⅲ)氢氧化物沉积物，在成岩早期Si-Fe(Ⅲ)凝胶脱水形成。

(4)相较于前寒武纪条带状铁建造(BIF)和现代海底含金属沉积物，式可布台铁矿的矿物组合特征与前者不同，而与后者相似，指示矿床的形成过程与现代海底热液成因含金属沉积物相似，说明式可布台铁矿为海底喷流沉积成因。

致谢新疆伊犁钢铁有限责任公司式可布台铁矿相关负责人在野外工作中提供了大力协助与支持；同时，承蒙两位匿名审稿人认真审阅本文，并提出了宝贵的修改意见；在此一并深表感谢！