深度分析澳洲资源量最大的皮尔巴拉地区矿床

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收藏文章 赞一个 已赞 2016-05-16 矿业澳洲


【皮尔巴拉地区的铁矿石】澳大利亚作为世界上铁矿石资源最为丰富的国家之一,所有的州都有铁矿床产出,但 90% 的铁矿石资源量和产量都来自西澳洲皮尔巴拉克拉通 ( Pilbara craton) 的 哈 默 斯 利 省( Hamersley Province) ,澳大利亚资源量超过10亿吨的18处铁矿均产在这里,这里也是世界上主要铁矿区域之一 ( Jaques et al.,2002; Jaireth andHuleatt,2010) ,其铁矿石资源总量估计有 400 亿吨( Morris and Kneeshaw,2011) 。近年来在西澳伊尔岗克拉通( Yilagarn Craton) 也发现了一些铁矿床,但是规模和品位都不及皮尔巴拉地区的铁矿。


皮尔巴拉地区的铁矿以赤铁矿为主,磁铁矿很少。相比较而言,伊尔岗克拉通上铁矿石的磁铁矿含量较高,被认为是与更高级的区域变质作用有关( Morris and Kneeshaw,2011) 。




【三种矿床类型】皮尔巴拉地区的铁矿有三种类型,分别是: ①赋存在条带状含铁建造 ( Banded Iron Formation,BIF) 中的层状铁矿床( bedded iron deposit,BID) ,矿石中的矿物主要为赤铁矿和赤铁矿—针铁矿; ② 产在古河道中的河道型铁矿床( channel iron deposit,CID) ,矿石中的矿物主要为针铁矿—赤铁矿,③ 主要由 BID 受侵蚀崩塌或冲积形成的碎屑型铁矿床( detrital iron deposit,DID) ,量少,矿石中的矿物主要 为 赤 铁 矿—针 铁 矿 ( Ramanaidou et al.,2003;Morris and Ramanaidou,2007) 。


BID 型铁矿通常品位高,规模大,是本区最为重要的矿床类型,其矿床成因尚存在争论,主要有三种观点,分别是表生—变质模式、同造山的热液模式和深成—表生模式。


CID 型铁矿由于其规模较大和容易开采,因此在西澳的铁矿石开采中占有很重要的地位,矿石以球粒状构造和富含铁化的木屑为主要特点。关于 CID 型矿床的成因,争议较大,观点甚多。一些学者认为 CID 型矿床的形成受特定条件( 包括气候、地表风化和地质背景) 的控制; 而有些学者则认为 CID 型矿床形成于一个富含有机酸的饱和地下水的加积河道内,与铁的原位溶解和再沉淀有关。矿化发生在古地下水—大气界面,因此受地下水位的控制。由于对铁矿的矿床成因没有形成统一的认识,因此对指导找矿产生了较大影响。


而对DID 型铁矿,尽管也是一种矿床类型,但是作为单一铁矿床产出的非常少,而且单个矿床规模小,从 200~ 1000 万吨,其资源总量大约只有 5 亿吨,年产量也仅有约 500 万吨,与皮尔巴拉地区每年 2 ~ 3 亿吨的铁矿石总产量相比,几乎可以忽略不计( Morris and Ramanaidou,2007) 。由于 DID 型铁矿成因相对简单,因此也很少有文章对其专门进行论述。



鉴于澳洲铁矿主要产于皮尔巴拉地区,而对铁矿床的研究也主要集中在这个地区,因此,可以说皮尔巴拉地区哈默斯利盆地铁矿床的研究现状基本上就代表了澳洲地区铁矿床的研究现状。




【皮尔巴拉地质背景】西澳皮尔巴拉克拉通被认为保存了世界上最为完整的太古宙岩石( 3. 51 ~2. 85Ga) ,由绿岩和花岗岩组成,其上被一套含有 BIF 的火山—沉积岩所覆盖( Rasmussen et al.,2005) 。这些 BIF 产于皮尔巴拉克拉通南部的哈默斯利盆地,它是一个长近 600 km,最宽处达 350 km 的长轴呈北西西向的一个椭圆形盆地,面积大约 15 万 km2。该盆地是由皮尔巴拉克拉通南部边缘在新太古代—古元古代时期伸展发育形成的( Tyler and Thorne,1990) 。盆地沉积环境为海相和河流相,沉积时间大约在 2775 ~ 1843Ma,主要岩性为硅质碎屑岩、BIF、白云岩、镁铁质和长英质火山岩。


哈默斯利盆地中沉积的最古老地层为福特斯库群( Fortescue Group,沉积时间为 2775 ~ 2600Ma) ,不整合覆盖在皮尔巴拉克拉通基底岩石之上,岩性主要为基性熔岩、科马提岩、长英质火山岩、凝灰岩和泥岩,沉积厚度超过 4500m。其上整合沉积的是哈默斯利群( Hamersley Group) ,主要岩性为 BIF、碳酸盐岩、页岩和酸性火山岩。这套岩层是哈默斯利地区铁矿的主要赋矿层位,出露面积超过 60000 km 2( Morris,1980) ,沉 积 时 间 为 2600 ~ 2450Ma ( Barley et al.,1992,1997; Trendall et al.,1998; Brown et al.,2004; Morris and Kneeshaw,2011) ,沉积厚度约 2400m,其中含铁建造( BIF) 的沉积厚度约为 1145m,约占整个地层厚度的 48%。这些 BIF 中铁的含量大约在 30% 左右。哈默斯利群有 3 套含铁建造,BID 型铁矿主要产于马拉曼巴含铁建造( Marra Mamba Iron Formation)和布洛克曼含铁建造( Brockman Iron Formation) 中,其沉积厚度分别为 230m 和 620m。


在哈默斯利群上面的是整合沉积的图里克里克群( Turee Creek Group,沉积时间为2450~2300Ma) ,其主要岩性为页岩、砂岩、粉砂岩、砾岩和碳酸盐岩,沉积厚度大约为5000m。上述这三个群地层共同组成了布鲁斯山超群( Mt.Bruce Supergroup),沉积岩总厚度近13. 5 km。


这套地层记录了盆地的发育从最初的裂谷到稳定的台地阶段,再到最后由于构造活动不断增强从而形成一些浅水沉积( Tyler and Thorne,1990) 。在布鲁斯山超群上面不整合沉积了维鲁群,它记录了由陆地浅海向深水沉积的变化,构造环境从活动大陆边缘向前陆盆地的转变( Tyler and Thorne,1990) 。


哈默斯利盆地的 BIF 是由微晶状硅质岩和铁氧化物组成的细纹层状化学沉积物于 2. 60 ~ 2. 45Ga 沉积在一个缓慢沉降的大陆边缘( Morris,1985; Barley et al.,1997) 。沉积作用发生在一个大型的构造—岩浆事件期间,BIF中的Fe和Si是在一个或多个大型海底热液活动增强期间由富含Fe和Si的低氧海水逐渐上涌到大陆架沉淀形成的( Barley et al.,1997) 。


盆地沉积学与锆石年代学研究表明,福特斯库群和哈默斯利群上部沉积速率较快,而哈默斯利群中部沉积速率相对较慢,反应早期盆地快速沉降的特点,到了后期盆地沉降速率发生较大变化。对不同岩性的沉积速率研究表明,哈默斯利群中 BIF、碳酸盐和页岩的沉积速率具有较大差别,其平均沉积速率分别为: 约 180 m/Ma、12 m/Ma 和 5 m/Ma( Trendall et al.,2004),因此,总的来说,BIF 是在盆地快速沉降期间沉积形成的。


哈默斯利省的区域构造特征是北部变形弱,南部变形强。哈默斯利省北部的沉积岩地层基本未受变质,向南缓倾( 倾角只有几度) ; 靠近中部为一些走向北至北西的开阔褶皱,地层缓倾斜; 靠近南部边缘,地层中等到强烈褶皱并局部倒转,是铁矿床的主要产地( Harmsworth et al.,1990; Brown et al.,2004) 。区域地层大致经历了 5 期变形,从D1到D5 ( Brown et al.,2004; Powell and Martin,1996; Ronaszecki,1992) 。


早期变形( D1 ) 可能与成岩作用有关,形成一些中等规模的张性构造,没有明显的地层重复或者缺失,推测发生在 2450 Ma 之后不久( 哈默斯利群沉积结束) 。


第二期变形为奥夫萨尔米亚造山运动( Ophthalmia orogeny) ( D2 ) ,开始于皮尔巴拉和伊尔岗克拉通之间的南北向汇聚,发生于约 2439 ~ 2209 Ma 之 间( Trendall et al.,1998) 。


第三期变形( D3 ) 持续了大约400 Ma,至少包括两期事件,一期是隆起和剥蚀事件,另外一期是褶皱事件。


第四期变形为卡普里考恩造山运动( Capricorn orogeny) ( D4 ) ,大约发生在 1700~1650 Ma,是伊尔岗和皮尔巴拉克拉通斜向碰撞的结果( Tyler and Thorne,1990) 。


第五期变形,紧接着在卡普里考恩造山运动之后,区域上发生了右旋断裂和局部的褶皱( D5 ) 。由奥夫萨尔米亚造山运动产生的区域变质作用在哈默斯利省北部的变质程度最低( 葡萄石—绿纤石相) ,向南变质程度逐渐增加,达到绿片岩相( Smith et al.,1982) 。




哈默斯利省地区岩浆活动相对较弱,出露的侵入岩主要为一些基性岩脉。另外,在新太古代—古元古代的地层中也有一些火山岩分布。


【西澳皮尔巴拉地区BID 型矿床】西澳皮尔巴拉地区的 BID 型铁矿主要产在哈默斯利盆地的南部,并且绝大多数产在布罗克曼含铁建造( Brockman Iron Formation) 分布区,少量产在马拉曼巴含铁建造( Marra Mamba Iron Formation) 分布区 ,与这些 BIF 地层关系非常密切。


BID 型矿床又可以进一步细分为两种不同的矿石类型: 即中生代—古新世由表生作用形成的假像赤铁矿—针铁矿( martite-goethite,缩写 M-G) 矿石和大约 2. 0Ga 形成的高品位的假像赤铁矿—微板状赤铁矿( martite-microplaty hematite,缩写M-mplH)矿石( Morris and Kneeshaw,2011) 。表生作用形成的 M-G 矿石在澳大利亚以外并不常见,而 MmplH矿石则是世界范围内主要的铁矿石资源。


Morris and Kneeshaw( 2011) 总结了 BID 型矿床具有如下特点: ① 规模: 单个矿床的铁矿石( 品位 >64% ) 储量从几千吨到30 亿吨,沿走向延伸可达7 km甚至更多,宽达 4 km,通常在不到 1m 的范围内就可以从矿石( >55% Fe) 突变到 BIF( < 30% Fe) ; ② 矿石的纯度: 矿石以三价铁氧化物为主,还有少量残余的铝/硅质成分,外来成分极其罕见; ③ 矿石的氧化状态: 尽管有一些规模较小的矿床以磁铁矿为主,还有一些是磁铁矿和赤铁矿,但是世界范围内的铁矿石主要是由氧化的赤铁矿或赤铁矿—针铁矿组成。尽管它们具有氧化特征,但是通常它们都延伸到大气能够影响到的深度之下,而且浅部矿石与深部矿石在矿物组成上没有明显的区别; ④ 地层细节的保存: 矿石中常见原岩层理,从厚层理到微层理。


皮尔巴拉地区典型的 BID 型铁矿包括: 世界上最大的露天铁矿山———鲸背山( Mt. Whaleback) 、汤姆普拉尔斯山( Mt. Tom Price )和帕拉伯杜-查纳( Paraburdoo-Channar) 、哈默斯利( Hamersley) 、西安吉拉斯( West Angelas) 、采矿区 C( Mining Area C) 、吉姆布勒巴( Jimblebar) 、霍普当斯( Hope Downs) 、所罗门( Solomon) 、迪普达尔·简( Deepdale J) 、巴尔毛拉尔南部( Balmoral Southern) 、巴尔毛拉尔中部( Balmoral Central) 、开 普 兰 姆 伯 特 ( Cape Lambert ) 、帕杜( Pardoo) 和圣诞小溪( Christmas Creek) 等大型铁矿床。


【BID 型矿床成因】最初,哈默斯利省的这些 BID 型铁矿床都被认为是表生成因,与古近纪的风化作用有关( Macleod,1966) 。后来,由于对矿石矿物学、BIF 以及整个哈默斯利省地质历史的详细研究,对这一古近纪成矿时代和表生成因结论提出了疑问,King( 1989) 认为是同生成因,而 Tyler and Thorne( 1990) 和 Powell 等( 1999)认为完全是深成成因,Kneeshaw( 1975) 认为是深成模式但是有后期的表生作用叠加。


总的来说,大致有三种不同的模式来解释哈默斯利省铁矿床的成因,分别是表生—变质模式、同造山的热液模式和深成—表生模式,下面分别予以介绍。


【表生—变质模式】基于对哈默斯利区域铁矿床的长期研究,Morris( 1985) 曾提出了一个被广泛接受的表生—变质成矿模型,建立了 M-G 矿石的表生模式( supergene model)和 M-mplH 矿 石 的 表 生—变 质 模 式 ( supergenemetamorphic model)  。Morris( 1985) 和 Morris and Kneeshaw( 2011) 认为最初在 2 ± 0. 2Ga 在哈默斯利省发生了 BIF 的表生富集,这些 M-G 矿石形成于古元古代大气能够到达的位置,受季节性氧化的电化学反应在 BIF 母岩( 阴极) 的渗流带通过导电的磁铁矿层到深部反应带( 阳极) ,硅质和碳酸盐被古元古代风化面下的靠近地表的大气降水淋滤掉。这些 M-G矿石在元古宙约 80 ~ 100℃的区域变质作用/成岩作用过程中,在局部热液环境中从基质针铁矿中形成微板状赤铁矿( mplH) ,并从残余的针铁矿中形成 MmplH矿石。在白垩纪—古新世由于暴露和侵蚀,发生了表生富集,形成了第二期的 M-G 矿石,受到地下水的淋滤和侵蚀,带走了大量残余的针铁矿,留下了低磷的赤铁矿矿石,形成了 Mt.Whaleback 和Mt.Tom Price 矿床中不含针铁矿的M-mplH 矿石。而在Paraburdoo 矿床中的M-mplH—针铁矿矿石中,残余的针铁矿很常见,说明该矿床是近期才暴露出来,没有受到表生作用的改造。


但是,Goode( 2012) 认为,哈默斯利盆地富含针铁矿的矿体可能与中生代晚期—古近纪地表下的深层风化作用有关。在这个模型中,微板状赤铁矿( mplH) 的形成包括两个阶段,① 在古元古代风化面之下靠近地表的地下水通过电化学反应使得 BIF 发生表生富集,形成假像赤铁矿—针铁矿,②深达5km 的埋藏变质作用使得假像赤铁矿—针铁矿变成微板状赤铁矿( Harmsworth et al.,1990) ,并在中生代的表生作用下,使得BIF( 35% TFe) 变成高品位的铁矿石( >65% TFe)。( after Morris and Kneeshaw,2011)




根据Morris and Kneeshaw ( 2011) 提出的这个模式,假像赤铁矿—针铁矿是在哈默斯利群和图利克里克群沉积之后由于地下水循环形成的,并在此之后埋藏在维鲁群下部接受变质作用,从而形成微板状赤铁矿矿石。但是,在维鲁群底部砾岩层中发现了微板状赤铁矿碎屑颗粒,使得表生模式遇到了挑战,因为没有证据表明,在图利克里克群和维鲁群沉积岩之间,有厚达 5km 的岩石被剥蚀掉。相反,盆地分析表明( Powell et al.,1999) ,维鲁群下部与波尔吉达组和图利克里克群都是沉积在同一前陆盆地,以致一些微板状赤铁矿矿体是在奥夫萨尔米亚造山运动期间形成的。在纽曼地区,靠近与 D2同期或稍后形成的赤铁矿—石英脉,赤铁矿直接交代了含磁铁矿—石英的BIF,这说明流体运移和矿化是与奥夫萨尔米亚期构造事件同时发生的,Powell 等( 1999) 等因此提出了同造山热液成因模式。而 Lascelles( 2012a) 认为,这些高品位的 M-G 铁矿床的铁矿石里没有指示曾经含有硅质条带,因此可能本来就不含硅质条带,所以也就不存在这些硅质条带被表生作用淋滤掉。Morris and Kneeshaw( 2012) 反驳认为,Paraburdoo砾岩中的沉积针铁矿可能是最近风化形成的,而不是古元古代,并且这些砾岩甚至有可能是有矿业公司在早期填图时搞错了,而把它放在了 Mount McGrath 组里面。




【同造山热液模型】Powell 等( 1999) 用同造山热液模型( synorogenic hydrothermal model) 来解释 BID 矿床的成因,认为富含赤铁矿的矿石不是形成于埋藏变质作用,而是由早古元古宙造山作用期间氧化的热液流体( > 200 –400℃) 和还原的 BIF 反应的结果。他们认为,不仅哈默斯利盆地南缘的富含赤铁矿的矿石形成于大约2450 ~2200 Ma 的奥夫萨尔米亚造山运动,而且还认为 M-G 矿石也可能是微板状赤铁矿矿石的低温变体,并且形成在远离造山前锋。Li 等( 2000) 基于广泛的古地磁研究,拓展了这个模型,并提出了 M-mplH矿石形成或重结晶的两个主要阶段,一个可能与奥夫萨尔米亚造山运动有关,另外一个与 1800 ~ 1650 Ma的阿诗伯顿造山运动( Ashburton Orogeny) 有关,成矿受隆起山脉到前陆盆地驱动的盆地热流体与更冷的大气降水的混合作用控制。


【深成—表生模式】基于对哈默斯利省高品位赤铁矿床的系统研究,Taylor等( 2001)提出了M-mplH 矿石的深成—表生模式( hypogene-supergene model) ,认为本区铁矿床受元古代时期隆起和伸展阶段形成的正断层系统控制,赤铁矿石赋存在布鲁克曼含铁建造里,成矿是由于脉石矿物多阶段不断从主岩中迁出,致使铁在残余物中富集,并认为这些高品位铁矿的形成经历了 4 个主要阶段: 第 1 阶段是深成作用阶段,由相对还原的、低温( 150 ~250℃) 、咸的盆地热流体从 BIF 中带走了所有的自由 Si,剩下铁氧化物、碳酸盐、镁硅酸盐和凝灰质,铁矿物的氧化状态没有发生明显改变。第 2 阶段是深部大气降水循环作用阶段,大气降水向下深循环,磁铁矿—菱铁矿组合被氧化成赤铁矿—铁白云石,形成了特征的微板状赤铁矿,并且磁铁矿也转变成了假像赤铁矿。成矿流体中温,低盐度,具有氧化性,表明很可能来自地表。第 3 阶段为淋滤阶段,从BIF 中带走了残余的碳酸盐脉石矿物,留下了磁铁矿—磷灰石或赤铁矿—磷灰石矿物组合,并夹有富镁的页岩条带。第 4 段为表生作用阶段,与现代风化作用没有区别,但是在现在的地表下面穿透很深。镁硅酸盐转变成高岭土残余,大大减薄了页岩条带,磷灰石被破坏,较深的风化作用又淋滤带走了 Ca 和 P,最终产物是具有微板状结构的多孔状赤铁矿石,夹有高岭石化页岩( Taylor et al.,2001) 。根据 Taylor 等( 2001) 的研究成果,主要矿化作用的时间发生在2210 ~1840 Ma,即在奥夫萨尔米亚造山运动之后,阿诗伯顿造山运动之前。


对于 Taylor 等( 2001) 提出的深成模式,Morris and Kneeshaw( 2011) 认为存在如下缺点: ① 矿床通常缺少流体通道,以及与成矿有关的围岩蚀变; ② 需要大量的二阶铁迁移到矿床沉积场所然后氧化成三价铁再沉淀下来; ③ 缺少成矿前的热液矿物; ④ 在矿床中出现同时代的低温相,如重结晶的针铁矿,没有被完全淋滤或强烈变质。


从前人的研究成果中不难看出,要形成 BID 型铁矿,首先是要有一个含铁较高的矿源层,即 BIF,其次是后期的改造,不管是变质热液、盆地卤水、大气降水还是表生作用,其实都需要流体对矿源层进行改造。


这种改造非常重要,没有改造,成矿物质不能进一步富集,也就成不了富矿。而对一个具体的矿床来说,其流体类型有可能是多种多样的,有的是以盆地卤水为主,有的是以变质热液为主,甚至还有的是以大气降水为主,还有的是以表生作用为主,或者这几种流体都很重要,共同作用形成了 BID 型铁矿。


【 CID 矿床】从全球范围来看,除了哈萨克斯坦曾报道也发现有CID 型铁矿外( Morris and Ramanaidou,2007) ,其他的所有 CID 型铁矿都产在西澳的皮尔巴拉地区 ,而且皮尔巴拉地区的 CID 型铁矿比哈萨克斯坦的CID 型铁矿规模大、品位高。因此,可以说为 CID 型铁矿是皮尔巴拉地区所独有的一种铁矿床。


西澳皮尔巴拉地区 CID 型铁矿的资源总量预计>70 亿吨。从 1972 年开始在 Robe 古河道上游开始开采 CID 型铁矿石,到 2005 年,开采的 CID 型铁矿石量占当年哈默斯利省铁矿石开采总量的 40%,并且在这之后这个比例还在逐年增加 ( Morris and Ramanaidou,2007) ,可见 CID 型铁矿在皮尔巴拉地区的铁矿资源中占有很重要的地位。尽管其资源总量不及 BID 型铁矿,但是由于其具有品位高( TFe 含量>57% ) 和容易开采的特点,因此每年的采矿量都很大。在国内的相关报告和文献中尚查不到每年从澳大利亚进口的 CID 型铁矿的矿石量。哈默斯利省的 CID 型铁矿主要产在 Robe 河和754 地 质 论 评 2013 年Marillana 山谷( 著名的 Yandi 铁矿就产于这条古河道中) 的古河道中( 图 4) 。矿体厚度 1 ~ 100m,宽度从<1km 到几 km 不等。Robe 古河道是最长的,其产出的 CID 型铁矿长度超过 150km,Marillana 古河道保留的 CID 型 铁矿长度达80km ( Ramanaidou et al.,2003) 。


根据岩相学研究结果,Morris and Ramanaidou( 2007) 将 CID 型矿石成分划分为似球粒( pelletoid) 、球粒( peloid) 、木化石和基质四部分。① 似球粒: 是一种具有内核和外壳的呈球粒状的针铁矿或赤铁矿,大小从 0. 25 ~2mm 的鲕粒到 2 ~ 10mm 的豆粒,是矿石的主要组成部分; ② 球粒: 通常是由细粒的针铁矿组成,没有明显的内部结构,其粒度一般要比伴生的似球粒大一些; ③ 木化石: 通常是指铁化的木屑 ,保存了木质结构; ④ 基质:主要是少量孔状的铁质。


【CID 型铁矿】CID 型铁矿具有如下特点,它们可能与矿床的成因有关( Morris and Ramanaidou,2007) : ① CID 型矿床是以河道为边界的河流沉积矿床,目前仅发现于西澳和哈萨克斯坦,因此形成这种大型 CID 型矿床需要特殊的地质条件,如富铁的成矿物质,有利的风化条件;② 西澳的 CID 型铁矿,几乎见不到残余的岩石结构;③ CID 矿床中数十亿吨的球粒与其上下覆 DID 矿石中的几千万吨的球粒形成了鲜明对比,这表明形成CID 型铁矿需要特殊的条件;④与缺少残余的岩石结构( 如 BIF) 和 BID 矿石结构相比,CID 矿石中常见大量的保存完好的铁化木碎屑( 图 7) ,这说明原位的碎屑交代扮演了一种重要角色。


【CID 型铁矿矿床成因】尽管哈默斯利省 CID 型铁矿的勘探和开采已经有 40 多年的历史了,但是关于 CID 型铁矿的成因仍然存在争议( Morris and Ramanaidou,2007) 。主要观点有:


( 1) CID 型铁矿是河道中的碧玉铁质岩( jaspilite) 碎屑交代与去硅化形成的( MacLeod et al.,1963) ;


( 2) 主要是化学沉淀形成的沼铁矿( bog iron ore)( Harms and Morgan,1964) ;


( 3) 由 BIF 风化形成的含铁碎屑堆积的结果( Campana et al.,1964) ;

( 4) 沼泽中含铁沉积物和少量碎屑一起沉积的结果( Butler,1976) ;


( 5) 河道中富铁碎屑先聚集成一个核,然后进一步沉淀铁氧化物形成的( Hall and Kneeshaw,1990) ;


( 6) 矿石中的似球粒是土壤成因,但是球粒是似球粒和木化石蚀变的结果( Stone,2005) ;


( 7) 是由富铁碎屑、蚀变 BIF 和木头堆积后经过铁质交代作用形成的( Heim et al.,2006) ;


( 8) 矿石中的似球粒成分主要是土壤成因,球粒是在层内或表土中形成的,而由针铁矿交代的木屑假像则多发生于固结的沉积物内( Morris et al.,1993;Morris and Ramanaidou,2007) 。




Morris and Ramanaidou( 2007) 认为,CID 矿床形成于中新世,主要矿石矿物是针铁矿和赤铁矿,形成于成熟地表的辫状古河道,其原岩包括: 前寒武纪花岗岩、火山岩、变质沉积岩、BIF 和含铁的古近纪河谷沉积物; 球粒状矿石的核部为赤铁矿,外面包裹有针铁矿。并且,Morris and Ramanaidou( 2007) 认为一些独特条件的共同作用才形成了 CID 型矿床。


( 1) 独特的气候条件: 推测在中新世时期,在哈默斯利盆地的地表很可能发育有一种容易被侵蚀的富铁土壤,它形成于一个雨量中等、长期温暖、非季节性的气候环境下。这种富铁土壤可能以含铝的针铁矿为主,总体上缺少母岩结构,并含有大量铁化的细木屑或木炭。


在沉积物内,铁泥与有机质的反应似乎使得二价铁交代木屑,形成铁化木屑。似球粒的增生膜表明这些球粒曾经历了多期的埋藏、铁化,然后又重新暴露,反映了从干旱到多雨气候的这种快速和经常性的变化( Morris and Ramanaidou,2007) 。从湿润到干旱气候的周期性变化可能会延续上千年,或者更少一些,如果野火扮演一个重要的角色,使得地表的针铁矿脱水后变成赤铁矿( 或者假像磁铁矿—磁赤铁矿) ,然后沿着裂缝破碎,并随着土壤滑动,由于风化作用而逐步降低颗粒的大小。颗粒的形状和大小对运移机制的影响很大,显然球形颗粒要比不规则的颗粒运移起来需要的力更小。CID 型矿床似球粒的粒径大小在 1 ~3mm,表明这个范围内的颗粒是最容易聚集和迁移的。在中新世中期,皮尔巴拉地区的中心大约位于南纬 31°,比现在位置更靠近南极 10°左右,受向南和北西向延伸的海岸线影响。因此,其降水主要受两个系统的影响,一个是一股冬季与南极有关的冷风( 就像今天西澳西南部那样) 与南赤道流有关的向北的海洋暖流相互作用,另一个是不受限制的印度尼西亚贯流( 露纹流,Leeuwin Current) 。这种双气候模式的相互作用可能使得陆内的 Yandi 地区有比沿海更高的降水量,但是其周围局部地区却在这个所需要的降水量之下。


( 2) 独特的地表条件: 在 CID 型矿石中,总体上缺少玉髓和粘土,表明风化面主要是铁的氧化物,而那些各种不同的非铁成分可能在流向河道或在河道内运移过程中丢失了。在形成 CID 的时候,其地表可能生长有独特的植物,类似荒野的地方,并且地表很少有能够识别出原始结构的岩石碎屑。现代找不到这种地表。在植被稀薄的情况下,河道沉积有可能会加速。在约 15 ~ 11 Ma,CID 矿床形成时的海平面在大约 150 ~0m。


( 3) 独特的地质环境: 这种贯穿全年的潜在的有利降水反过来又需要必要的地质背景,即必须要有大量的含铁建造( BIF) 提供矿源。为什么在 BID 型铁矿产出的地方几乎没有发现 CID 型铁矿? 主要原因一是 BID 矿床产出的地方褶皱紧密,导致 BIF 露头较少,而在 CID 矿床产出的地方均为开阔褶皱,BIF 露头面积大; 二是 BID 型矿床表面不利于形成大量的CID 矿床中常见的似球粒。


Heim 等 ( 2006) 提出了 BID 型铁矿成因的另外一种观点。他们用( U—Th) /He 方法在 Yandi CID 型铁矿里的自生针铁矿中获得的测年结果表明,顶部针铁矿的形成年龄为约 18Ma,而底部针铁矿的形成年龄为约 5Ma,这说明随着深度加深,矿化却有逐渐变年轻的趋势。这一趋势被认为与西澳在新近纪的干旱化使得地下水面逐渐下降,针铁矿在地下水—大气界面沉积是一致的。成熟、宽阔和缓倾斜的古河道,说明 CID 矿床所在流域曾经历了比西澳今天更为潮湿的环境。


河床底部沉积的花粉也表明本区在早渐新世时期曾是一种更为寒冷和潮湿的气候,而在这之后,河道加积表明气候逐渐转为干旱,之前地表风化形成的碎屑被快速剥蚀、充填到河道里。这些碎屑多数是富铁的岩屑( 以前形成的铁质硬壳或者部分风化的 BIF) 和木屑。为了避免植物碎屑被腐烂掉,要求河道加积必须非常快,使得这些岩屑和木屑能够被快速埋藏。因此,在干旱刚开始的时候就必须发生加积,这样也可以避免加积的河道被侵蚀。由于这些碎屑的形态和孔隙度/渗透率与周围的围岩形成鲜明对比,因此加积的河道很可能还是地下水聚集和潜流的所在地。


与大量埋藏的有机质反应能在河道内产生具有还原性质的酸性地下水,从而使富铁碎屑发生部分溶解,被溶解的 Fe2 + 很快又被氧化成 Fe3 + ,然后在地下水—大气界面作为针铁矿胶结物再沉淀下来。有利于河道铁化的地球化学条件也明显促进了木屑的铁化。有机物质被针铁矿的假像交代需要地下水饱和,一方面能避免有机质分解,另一方面能为交代作用连续提供离子。体积缩小产生的坍塌将破坏大的碎屑或铁化木屑的原始结构。随着新近纪干旱程度逐渐增加,发生在地下水—大气界面的铁质胶结作用明显向下迁移,紧随逐渐下降的地下水位。虽然构造隆升也可以造成地下水位下降,但是没有证据表明这一时期本区在抬升。河道的铁化可能持续了整个新近纪。总之,铁质胶结作用受整个新近纪地下水位降低控制,针铁矿的胶结发生在古地下水—大气界面。因此,CID 型矿床形成于一个富含有机酸的饱和地下水的加积河道内,与铁的原位溶解和再沉淀有关( Heim et al.,2006)。显然,Heim 等 ( 2006) 没有对CID 矿石中为什么有这么多的球粒作出解释,因此还需要进一步的深化研究。


Macphail and Stone( 2004) 对 Yandi CID 矿床的成因研究认为,Yandi CID 矿床的形成与沿皮尔巴拉海岸向南流的露纹流( Leeuwin Current) 有关。很可能在晚渐新世—早中新世期间,随着全球变暖,季节性的雨水增多,有利于形成 CID 型矿床。而到了早中新世晚期,气候逐渐变干燥,从而有利于 Yandi CID矿床的保存。


【总结性回顾】( 1) 矿床成因研究方面: 不难看出,无论是对皮尔巴拉地区哈默斯利盆地上的 BID 型铁矿还是 CID型铁矿,其成因均存在很大争议,尤其是对 BID 型矿床,尽管越来越多的证据显示热液活动参与了成矿,并且可能是成矿的主导因素,但是依然存在一些不足( Morris and Kneeshaw,2011) ,需要继续深入研究,以便揭示 BID 矿床形成的真正机理。


( 2) 找矿模式方面: 由于哈默斯利盆地上的铁矿床中基本不含磁铁矿,矿石磁性很弱或者没有磁性,不能利用磁法来直接找矿,加上该地区地表露头也不太好,因此找矿工作难度较大。尽管已经发现了不少大型铁矿,也总结了一些找矿规律,但是这些规律在找矿尤其是隐伏矿的时候都有一定的局限性。利用近年来颇为流行的 BID 型矿床的深成模型和相关蚀变晕去找矿,至今也没有获得新的重大发现( Morrisand Kneeshaw,2011) 。归根结底,可能还是对矿床的成因没有完全搞清楚。


——江思宏,梁清玲,白大明,聂凤军,刘翼飞,陈春良

中国地质科学院矿产资源研究所,国土资源部成矿作用与资源评价重点实验室


——MiningAu矿产研究,敬请传播




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