沈其韓 宋會俠

SHEN QiHan and SONG HuiXia

中國地質科學院地質研究所，北京 100037

Institute of Geology，Chinese Academy of Geological Sciences，Beijing 100037，China

2015-08-01 收稿，2015-09-09 改回.

1 引言

新太古代條帶狀鐵建造廣泛分布于華北克拉通內的鞍山-本溪、遼北、遼西、冀東、密云、內蒙古、山西五臺、山東、河南等地區(qū)。古元古代鐵建造主要見于山西呂梁地區(qū)，在安徽霍邱和河南舞陽等地亦有分布，但霍邱鐵礦是否屬新太古代尚有爭議。在不同的歷史時期，各地區(qū)的條帶狀鐵建造都得到了不同程度的研究。其中鞍山-本溪地區(qū)條帶狀鐵建造發(fā)現最早，已有100 多年的歷史，其富鐵礦的發(fā)現和研究也有近百年的歷史，富鐵礦早已被開采利用。其他條帶狀鐵建造分布區(qū)，大部分是在新中國建立后，隨著國民經濟建設的發(fā)展，因急需鐵礦資源，于20 世紀50 ～70 年代陸續(xù)被普查發(fā)現，同時伴隨著進行了詳細的勘查、勘探和地質研究。在冀東地區(qū)的若干礦區(qū)和呂梁地區(qū)的袁家村礦區(qū)，先后發(fā)現有富鐵礦的存在并進行了不同程度的研究?？傮w上說，我國條帶狀鐵建造中富鐵礦的研究延續(xù)歷史較長，在各個歷史階段，所研究地區(qū)和研究重點并不相同。

2 條帶狀鐵建造中富鐵礦研究階段劃分

我國條帶狀鐵建造中富鐵礦的研究大體上可以劃分為以下5 個階段。

2.1 1949 年新中國建立之前

這一階段，對條帶狀鐵建造中的貧鐵礦和富鐵礦的研究主要集中在遼寧鞍本地區(qū)，研究比較零星而分散。我國地質學家翁文灝和王錫賓(1918①翁文灝，王錫賓. 1918. 弓長嶺鐵礦地質報告)首次在鞍本地區(qū)開展了富鐵礦的初步研究。隨后日本地質工作者都留一雄(1931，1932，1935)先后對廟爾溝鐵礦床、歪頭山鐵礦床和弓長嶺鐵礦床進行了研究并涉及有關富鐵礦，淺野五郎和岡田重光(1940)對弓長嶺富鐵礦有關的鐵鋁榴石、淺野五郎和岡田重光(1940)對滿洲之鐵礦床、待倉勇(1942)對弓長嶺礦區(qū)與富鐵礦伴生的石榴石等進行了研究。對不同地區(qū)富鐵礦的成因初步提出了一些不同認識，包括原生(與貧鐵礦同時生成)、接觸變質、冷水溶濾(與鐵質交代)、熱液溶濾和熱液交代等不同說法。由于當時缺乏對礦區(qū)進行詳細的地面和地下的地質工作，對變質巖的層序、巖石組合以及構造特征等均不夠了解，對區(qū)域混合巖化作用也尚未認識，所以對富鐵礦成因的認識還比較粗淺。

2.2 1950 ～1965 年期間

新中國建立初期，為了盡快發(fā)展東北的鋼鐵工業(yè)，急需大量鐵礦資源，為此，在1950 ～1951 年期間，首先在遼寧鞍本地區(qū)鞍山一帶鐵礦區(qū)、弓長嶺、一二三鐵礦區(qū)、八盤嶺鐵礦區(qū)、本溪的歪頭山鐵礦區(qū)和南芬廟爾溝鐵礦區(qū)開展了條帶狀鐵建造及其伴生的條帶狀貧鐵礦的普查和詳查，開展了地面大比例尺的地質制圖和條帶狀鐵礦地質特征兼條帶狀貧鐵礦中賦存的富鐵礦的研究。在弓長嶺等礦區(qū)，通過對變質地層、礦區(qū)構造、區(qū)域變質和混合巖化作用以及礦體產狀、礦物組合等方面較詳細的研究和分析，首次明確了富鐵礦體與貧鐵礦層的緊密關系和構造控制作用，也初步明確了富鐵礦生成與熱液的關系。

因大量的地質工作積累了較多的條帶狀鐵建造貧鐵礦與賦存富鐵礦的基本地質情況和地質發(fā)育歷史，對條帶狀鐵建造中富鐵礦的生成有了較深入的了解，提出了鞍山式鐵礦中富鐵礦具有四種成因類型:(1)由貧鐵礦經含鐵熱液交代富集而成富鐵礦，這是大型富鐵礦最主要的一種類型;(2)變質的原生富礦;(3)由貧鐵礦經熱液淋濾而生成的富鐵礦，以赤鐵礦為主;(4)由貧鐵礦經天水溶蝕去除硅質而成的褐鐵-赤鐵礦。

關于熱液成因的富鐵礦以磁鐵富礦為主，程裕淇(1957)和關廣岳(1961)分別首次提出較有依據的混合巖化熱液成礦說和變質作用熱液(變質水)成礦說。這一階段雖然積累了大量變質巖、變質地層和礦區(qū)(礦體)地質特征的資料(以宏觀為主)，還缺乏必要的巖相學、礦物巖石化學和地球化學資料，有些必要的實驗資料和同位素年代學資料基本缺乏，總的來講對富鐵礦的形成過程、機理、熱液來源等問題了解尚不夠深入，觀察以宏觀為主。

2.3 1978 ～1986 年期間

這一時期是對我國條帶狀貧鐵礦及其中富鐵礦研究的一個高潮時期，此時，我國地質工作者已了解到國外條帶狀鐵礦中富鐵礦極大多數屬風化淋濾型富赤鐵礦，而且規(guī)模巨大。必須要弄清楚我國條帶狀鐵建造分布區(qū)有沒有這樣的富鐵礦。為此，有關部門設置了在冀東以及其他地區(qū)開展尋找風化淋濾型富鐵礦的專題研究。研究結果明確了冀東地區(qū)條帶狀鐵建造分布區(qū)沒有形成面型風化淋濾型富鐵礦的條件，轉而對鉆孔中出現的一些富鐵礦進行研究。在鞍山弓長嶺地區(qū)，陳光遠等對貧鐵礦中的磁鐵富礦進行了詳細的成因礦物學研究。呂梁地區(qū)袁家村鐵礦區(qū)前后經過了三次詳勘，在深部發(fā)現了一些富礦體，對其類型和規(guī)模也進行了研究，對河南舞陽地區(qū)條帶狀鐵建造中小型縫隙狀風化淋濾型富鐵礦也進行了一些研究。

在鞍本地區(qū)，任英忱(1981)和王守倫(1986)對富鐵礦提出了不同成因類型，特別是對弓長嶺礦區(qū)貧礦中的磁鐵富礦，因其規(guī)模巨大可達大型，有重要的工業(yè)意義，不斷投入大量研究和探礦工作。先后采用了硫、氧同位素測定、流體包裹體研究、地球化學模型、成因礦物學、實驗成礦學、蝕變巖石學等多學科和多種技術方法，從不同方面對富鐵礦的成因進行了研究，積累了豐富的實際資料，結合鉆孔和地表的宏觀地質資料，許多學者在原來多種成因的基礎上，補充和加強了對原有一些成因類型的認識或者提出了不同的成因類型，發(fā)表了許多文章，引起了爭鳴。

2.4 1987 ～1994 年期間

這一階段已積累了大量詳查和勘探資料，許多高等院校和科研機構參與富鐵礦的合作或單獨研究，編寫了許多地區(qū)條帶狀鐵礦地質專著或全國性鐵礦床綜論，豐富了條帶狀鐵建造和其中富鐵礦地質特征的資料，特別對鞍本地區(qū)的條帶狀鐵建造及其伴生的富鐵礦進行了不同方面、不同程度的總結，對富鐵礦的地質特征、成因類型和遠景有了更多了解，對尚存在的問題也有了較為清楚的認識。

2.5 2009 年以來

1994 年以后至2009 年條帶狀鐵礦和其中富鐵礦的研究較為低潮，很少有文章發(fā)表，2009 年底開始才又有文章刊出。

為查明我國條帶狀鐵建造的遠景，加大了對條帶狀鐵建造中鐵礦的普查和勘探，特別對已知礦床的深部和地球物理顯示的深部隱伏鐵礦床，加大了找礦的力度。而對其中富鐵礦特別是遼寧鞍本地區(qū)弓長嶺二礦區(qū)的磁鐵富礦，因其規(guī)模大而作為研究重點，設置了多個重點專題進行研究。如楊秀清等(2014)對于遼寧鞍山本溪地區(qū)鐵礦床流體包裹體和硫、氫、氧同位素特征進行了研究，李延河等(2014)對鞍本地區(qū)沉積變質型富鐵礦中的Fe、Si、O、S 同位素進行了研究，查明富鐵礦的成因。

在鞍本地區(qū)的弓長嶺二礦區(qū)，對條帶狀鐵礦中的輝鉬礦和黃鐵礦進行了Re-Os 同位素定年，對富鐵礦周圍蝕變巖中與鐵鋁榴石伴生的熱液鋯石進行了SHRIMP U-Pb 定年，獲得了富鐵礦中熱液的形成年齡。對弓長嶺二礦區(qū)與鐵建造伴生的大理巖的地球化學特征進行了研究，并與富鐵礦的成因聯系起來，對與富鐵礦緊密伴生的鐵鋁榴石的礦物化學重新進行了研究，并探討了它與富鐵礦的成因聯系。

近年來，在危機礦山接替資源勘查工作中，遷安杏山大型富鐵礦體被發(fā)現，隨之展開了這種富礦體形成條件和成因的一些專題研究(丁文君等，2009;陳正樂等，2010;周永貴等，2012;鄭夢天等，2015;張龍飛等，2015)，在冀東司家營對BIF 鐵礦的流體包裹體和氧同位素以及富鐵礦的成礦條件也進行了相關研究(陳靖等，2014;許英霞等，2014)。目前鞍本地區(qū)的富鐵礦尚有一些專題在繼續(xù)研究中。

3 條帶狀鐵建造中富鐵礦的基本地質特征

3.1 鞍本地區(qū)的富鐵礦

3.1.1 弓長嶺二礦區(qū)的富鐵礦

本區(qū)的條帶狀鐵建造中鐵礦由多層貧礦(6 層為主，實際達7 層)及其圍巖組成，總體表現為單斜層狀產出，褶皺構造不明顯，而斷裂構造非常發(fā)育，主要有走向斷層和橫向斷層，前者是區(qū)域變質過程中形成的，主要為逆斷層，是富鐵礦主要的控礦斷層。

富鐵礦均產于條帶狀貧鐵礦層中，以Fe6 層中最多，硅質層中次之，Fe5 和Fe4 中又次之，富礦體主要見于深部，下圖(圖1)為弓長嶺二礦區(qū)地質剖面圖，從圖中可以清楚地看出富鐵礦體與貧鐵礦層密切相關。

據周世泰(1992)描述，弓長嶺二礦區(qū)貧鐵礦層中共區(qū)分出138 個富礦體，Fe6 層中有65 個富礦體，儲量占77.1%，其中最大的是RI富礦體，其次是RII和RIII。RI富礦體產于中央區(qū)和西北區(qū)的Fe6 層貧鐵礦中，其儲量占本區(qū)富鐵礦儲量的一半以上，此礦體沿走向延長2840m，礦體向上尖滅，深部延伸到-500m 以下，上下延伸500 ～600m 以上，礦體厚1 ～30m，其中中央區(qū)較厚(遠大于30m)，西北區(qū)較薄(1 ～9m)，礦體呈似層狀，局部呈復雜的脈狀，局部有分枝現象。富鐵礦與條帶狀貧鐵礦產狀總體一致。RII富鐵礦產于中央區(qū)的Fe6 中，為弓長嶺區(qū)第二大富礦體，占總儲量的14.5%，富礦體長1550m，在地表有出露，在深部100m 附近尖滅，礦體厚5 ～30m，產狀與條帶狀貧鐵礦一致，呈似層狀，總的趨勢是上小下大，上薄下厚。Fe4 層中有28 個富礦體，儲量占總儲量的13%。RIII富礦體產于中央區(qū)Fe4 中，礦體長720m，厚3 ～26m，產狀與Fe4 一致，規(guī)模較小。硅質層內富礦體有29 個，占總儲量的0.5%。Fe5 貧礦層中有19 個富礦體，儲量占2.5%，Fe2 中有3 個富礦體，占0.4%，Fe3 中僅有1 個富礦體。

圖1 弓長嶺鐵礦床二礦區(qū)地質剖面圖(據周世泰，1994)1-混合巖(M);2-斜長角閃巖(Am);3-條帶狀鐵礦(Fe);4-富鐵礦(FeR);5-下部片巖(PSP);6-中部片巖(SPS);7-黑云變粒巖層(K);8-綠泥片巖(Ch);9-硅質巖層(S)Fig.1 Geological profile map of No.2 mining district in Gongchangling iron deposit (after Zhou，1994)1-migmatite (M);2-amphibolite (Am);3-banded iron ore (Fe);4-iron rich ore (FeR);5-lower schist (PSP);6-middle schist(SPS);7-biotite leptynite (K);8-chlorite schist (Ch);9-siliceous bed (S)

弓長嶺二礦區(qū)富鐵礦總儲量在億噸以上，屬大型，TFe品位45% ～60%的占42.6%，大于60%的占52% ～54%。近年來的勘查顯示富鐵礦的儲量有所增加。

富鐵礦有兩類:一是磁鐵富礦，另一類是赤鐵富礦。前者占絕對優(yōu)勢，后者很少，只在東南區(qū)見到，據李厚民等(2012)介紹，蝕變巖(類矽卡巖)具分帶性，由富礦向外分別為(鎂)鐵閃石、(鎂)鐵閃石和石榴子石，綠泥巖，綠泥石巖和綠泥石化角閃巖(陽起石巖)。

磁鐵富礦大多呈致密塊狀，少數尚保留著交代殘余的條帶-條紋構造。據陳光遠等(1984)報道，在磁鐵富礦中細紋層理尤為發(fā)育，在石英磁鐵富礦中，還發(fā)現變余鮞粒構造，在鐵閃磁鐵富礦層中可見黃鐵礦、磁鐵礦、鐵閃石、石英、鐵蛇紋石、綠泥石等構成具不同環(huán)帶構造的單鮞粒與復鮞粒，反映了變膠體沉積的特征。

極少數富鐵礦呈疏松多孔狀，一般呈粒狀結構，有細粒和粗粒之分，磁鐵礦呈半自形、自形，細粒粒徑在0.1cm 左右，粗粒在0.2cm 左右，地表部分磁鐵礦被氧化為假象赤鐵礦，脈石礦物有石英、鎂鐵閃石、陽起石、鐵鋁榴石、綠泥石和黑云母等，菱鐵礦、方解石等次之，以及很少的黃鐵礦和電氣石。

3.1.2 櫻桃園地區(qū)富鐵礦

據周世泰(1994)的研究和介紹，櫻桃園富鐵礦體位于現今鞍山齊大山鐵礦床中西四砬子段及北三山之間的斷裂帶中(圖2、圖3)。20 世紀50 年代曾單獨開采，20 世紀60 年代齊大山全面露采后即已停采。富鐵礦均產于斷裂帶兩側的條帶狀貧鐵礦中。大多數情況下，富鐵礦一側是條帶狀貧鐵礦，而另一側是蝕變巖和混合巖化巖。富鐵礦呈扁豆狀、墨魚狀或不規(guī)則脈狀，已知有13 個礦體、最大的為1 號礦體和13 號礦體，厚25 ～50m，長100 ～150m，延深350 ～450m，礦體都有延深大于延長的特點，富鐵礦達中型。富鐵礦石主要是磁鐵富礦，局部有少量假象赤鐵礦。礦石呈塊狀構造，其邊部為條帶狀貧鐵礦。富鐵礦的組成礦物為磁鐵礦、石英、綠泥石和少量黃鐵礦和黃銅礦等，蝕變圍巖存在于富鐵礦體的周圍或一側，主要是綠泥石化和白云母化巖石，其中綠泥石化與富鐵礦關系更為密切，就像“皮殼”包圍著，分布極為廣泛。

3.1.3 王家堡子富鐵礦

據周世泰(1994)研究，本礦床位于鞍山鐵礦田北礦帶北部的齊大山鐵礦床的南段，王家堡子鐵礦床主體為條帶狀貧鐵礦，礦層厚200 ～300m，長度1500m，條帶狀貧鐵礦層的上、下盤為千枚巖、綠泥石英巖、云母石英片巖和混合巖等(實際為花崗巖)，富鐵礦產于條帶狀貧鐵礦層的近NE 盤之處，詳見圖4。

富鐵礦呈脈狀和扁豆狀產出，產狀與條帶狀貧鐵礦層一致，只是局部富鐵礦有分枝現象與條帶狀貧鐵礦斜交。富鐵礦在延長1500m 的條帶狀貧鐵礦中斷續(xù)延長1100m，按礦體的自然間斷可劃分為5 個大小不等的富礦體，其厚度一般為2 ～5m，延長70 ～250m，延深達400m 深度以下。此礦20 世紀50 年代曾單獨開采過，20 世紀60 年代以后，齊大山貧鐵礦整體露采后富鐵礦即已停止開采。

3.1.4 老嶺-八盤嶺富鐵礦體

圖2 櫻桃園富鐵礦剖面圖1-第四系(Q);2-綠泥巖(Ch);3-磁鐵石英巖(Fep);4-千枚巖(Ph);5-云母石英巖(QM);6-磁鐵富礦;7-石英綠泥巖(Chq);8-假象赤鐵石英巖(Feh);9-混合巖(M);10-斷層Fig.2 Geological profile map of iron rich ore deposit in Yingtaoyuan (after Zhou，1994)1-Quaternary (Q);2-chlorite rock (Ch);3-magnetite quartzite(Fep);4-phyllite (Pb);5-mica quartzite (QM);6-magnetite rich ore;7-quartz-chlorite rock (Chq);8-pseudo hematite quartzite(Feh);9-migmatite (M);10-fault

本區(qū)富鐵礦位于弓長嶺二礦區(qū)向東延長部分，礦區(qū)地層基本與弓長嶺二礦區(qū)相同，整個含鐵建造作為一個大的殘留體包于混合巖化巖石中，富鐵礦的產出特征詳見圖5 和圖6。

富鐵礦主要賦存于Fe6、Fe4 和Fe3 條帶狀貧鐵礦層中及其上下的層位中，在硅質層相當于Fe7 的貧鐵礦中也見有富鐵礦存在。

八盤嶺地區(qū)的富鐵礦長250m，厚50 ～140m，沿傾向延伸270m，可分為3 ～6 個小富礦體，呈脈狀、似層狀、扁豆狀，圍巖往往為蝕變巖，有的單個富礦體沿走向延長30 ～225m，厚2 ～20m，沿傾向延深40 ～235m，硅質層中富礦體長60m，厚4 ～10m，延深40 ～130m，總體上規(guī)模都很小，屬小型礦床。

富鐵礦主要由磁鐵礦組成，另有少量假象赤鐵礦，其次有石英、綠泥石、鎂鐵閃石等，礦石呈塊狀構造，局部有呈粉末狀的，有的仍顯示殘余條帶，一般為細粒至中粒，粗粒較少，礦石的平均品位60% ～65%，硫、磷、錳含量均低。圍巖蝕變主要有綠泥石化、石榴子石化和陽起石化。

3.1.5 南芬(廟爾溝)富鐵礦

據鄭寶鼎(1992)研究，富鐵礦體賦存于條帶狀貧鐵礦的褶皺軸部層間空隙中，地表沿走向僅出露百余米，寬10 ～20m，沿傾斜軸部可長達600 ～700m，呈傾斜桶狀，詳見圖7。富鐵礦圍巖為陽起石磁鐵石英巖，圍巖蝕變不發(fā)育，僅見綠泥石化，富鐵礦呈柱狀、脈狀，受平行層面的片理帶和次級拗曲控制。富鐵礦一般品位為50%左右，少數最高可達60%以上，富鐵礦與條帶狀貧鐵礦的硫同位素近似，δ34S 均較低，平均值為-0.29‰～0.73‰。

3.1.6 其他富鐵礦

本溪歪頭山貧鐵礦層中也有一些小型富鐵礦，工業(yè)意義很小。

3.2 冀東、呂梁和河南舞陽地區(qū)的富鐵礦

3.2.1 冀東地區(qū)的富鐵礦

在本區(qū)許多鐵礦區(qū)的條帶狀鐵建造的貧礦層中，富鐵礦都有發(fā)育，如石人溝、杏山、龍山、張莊、榆關、司家營、大賈莊、杜峪、馬城、李復莊、長凝等鐵礦區(qū)。近年來，在遷安杏山鐵礦中發(fā)現了較大的富鐵礦。以司家營和大賈莊礦區(qū)中的富鐵礦比較集中，做過一定研究，其他地區(qū)多數僅有1 ～2 個鉆孔，或部分鉆孔中見有富鐵礦，而且分布零星，規(guī)模不大，均無工業(yè)意義，現以司家營-大賈莊鐵礦作為代表予以介紹。

據錢祥麟等(1986)的研究，在司家營鐵礦區(qū)的30 多個鉆孔中均發(fā)現一些富鐵礦體，全部產于磁鐵石英巖貧礦層中，部分產于貧礦層的頂部、部分產于底部，有的在中部，尚無規(guī)律可循。迄今未發(fā)現離開貧礦體而出現于圍巖中的富鐵礦體。

富礦體的形態(tài)大都呈似層狀和透鏡狀，基本順層產出，與貧鐵礦產狀一致(詳見圖8)，二者呈突變關系，界線比較清楚。富礦體的規(guī)模較小，單個礦體的厚度一般為0.53m，最大厚度13m，礦體延伸長度不大，除個別鉆孔能連起來以外，大多數邊界多是單孔控制，富鐵礦的平均品位在50%以上，30 多個鉆孔計算出的富鐵礦體僅有幾萬噸、十幾萬噸、幾十萬噸，總數只有300 多萬噸(還有的計算達400 多萬噸)，礦體比較分散，工業(yè)意義不大。

富鐵礦礦石以磁鐵礦為主，其次是假象赤鐵礦，赤鐵礦和鏡鐵礦，因伴生礦物不同，可分為綠泥石型磁(赤)鐵礦富礦，約占40%左右，碳酸鹽型磁(赤)鐵富礦，約占30%，黑云母型磁(赤)鐵富礦，約占15%，角閃石型磁(赤)鐵礦，約占15%，他們之間是過渡的，形成一些過渡類型，副礦物有石英、磷灰石、黃鐵礦和黃銅礦等。富鐵礦石的構造以致密塊狀為主，其次是稠密浸染狀構造和變余細紋狀構造，礦石結構多為半自形粒狀，也有自形和他形粒狀，富礦粒度一般為0.1 ～1mm，較貧鐵礦(0.1 ～0.3mm)粗，近礦圍巖蝕變有綠泥石化、碳酸鹽化和黑云母化，白云母化不常見。

圖3 櫻桃園富鐵礦坑道地質平面圖(據周世泰，1994)1-富鐵礦(FeR);2-條帶狀鐵礦(磁鐵貧礦)(Fep);3-條帶狀鐵礦(假象赤鐵石英巖)(Fehp);4-綠泥片巖(Ch);5-石英綠泥片巖(Chq);6-絹云母石英片巖(Qs);7-混合巖(M);8-綠泥石千枚巖(Ph);9-斷層Fig.3 The geological plane diagram of tunnel of iron rich ore in Yingtaoyuan (after Zhou，1994)1-iron rich ore (FeR);2-banded iron ore (magnetite lean ore)(Fep);3-banded iron ore (pseudo hematite quartzite)(Fehp);4-chlorite schist(Ch);5-qtz-chlorite schist (Chq);6-sericite-quartz schist (Qs);7-migmatite (M);8-chlorite phyllite (Ph);9-fault

3.2.2 遷安杏山富鐵礦

杏山富鐵礦是近年來對危機礦山進行勘探時發(fā)現的。據陳正樂等(2010)研究，富鐵礦體均產于地下。據工程揭露的富礦體均賦存于貧鐵礦層中，兩者產狀一致，并呈過渡關系，富鐵礦體中夾有貧礦層，貧礦層中夾有富鐵礦層，富鐵礦體頂底板貧礦層的全鐵品位明顯高于區(qū)內不含富鐵礦體的貧鐵礦石，富鐵礦體整體形態(tài)呈透鏡狀，富鐵礦主要由磁鐵礦和少量假象赤鐵礦、黃鐵礦、石英、鎂鐵閃石、輝石和少量碳酸鹽礦物組成。副礦物有磷灰石和鋯石，富鐵礦石一般呈塊狀構造，不同產出狀態(tài)的富鐵礦粒度不均一，細粒富鐵礦呈層紋狀，中粗粒富鐵礦呈塊狀，局部可見重結晶加大，呈變斑晶特征，原貧鐵礦層中的條紋條帶特征幾乎完全消失。常見綠泥石化、碳酸鹽巖化，呈分散狀分布于磁鐵礦周邊，并在晚期礦碎帶發(fā)育少量石英切穿富礦體，但發(fā)育不如碳酸鹽脈。富鐵礦與貧鐵礦石稀土元素配分非常一致，其中Eu、Ce的正異常(La/Yb)特點均表明稀土元素具有海水和流體疊加的特點，二者物質來源一致。

3.2.3 呂梁地區(qū)袁家村鐵礦區(qū)的富鐵礦

富鐵礦主要為假象赤鐵礦，均賦存于礦石成分完全相同的貧鐵礦層中(詳見圖9、圖10)。富鐵礦斷面呈扁豆狀，整個形態(tài)可能成餅狀(12 號礦體)或似層狀，礦體大小不一，主要分布在10、11 號貧礦層中，其次為2、1 和6 號貧礦體中。

富鐵礦的礦石類型主要為石英假象赤鐵礦和石英鏡(赤)鐵礦，其次是閃石石英假象赤鐵礦，個別為石英磁鐵礦，與包圍它的貧鐵礦類型一致。

富鐵礦的化學成分特征與貧鐵礦一致，只是鐵含量稍高，SiO2含量相對較低，含鐵最高可達66.87%，最低為45.19%，平均53.4%(據田永清等，1986)。

圖4 王家堡子富鐵礦床剖面圖(據周世泰，1994)1-第四系(Q);2-千枚巖(Ph);3-極貧礦(Fepp);4-假象赤鐵石英巖(Fehp);5-磁鐵石英巖;6-磁鐵富礦;7-透閃磁鐵石英巖;8-綠泥片巖(Ch);9-綠泥石英巖(Qch);10-綠泥滑石片巖(Tch);11-云母石英片巖(Qm);12-混合巖(M)Fig.4 Geological profile map of iron rich ore in Wangjiabaozi (after Zhou，1994)1-Quaternary (Q);2-phylite (Ph);3-very lean iron ore (Fepp);4-pseudo hematite quartzite (Fehp);5-magnetite quartzite;6-magnetite rich ore;7-tremolite magnetite quartzite;8-chlorite schist(Ch);9-chlorite quartzite (Qch);10-chlorite talc schist (Tch);11-mica quartz schist (Qm);12-migmatite (M)

工程圈定的38 個富礦體周圍未見構造破碎現象，與貧鐵礦之間為過渡關系，有的礦體一側是綠泥片巖(圍巖)，有的被變輝綠巖切穿。38 個富鐵礦體分布在28 線至南5 線之間，最大的一個富礦體資源量達112 萬噸，大于15 萬噸至35萬噸的礦體有8 個，大部分為幾千噸至幾萬噸，總儲量為424萬噸，另一統(tǒng)計數字較大達800 萬噸(據劉凱，1980①劉凱. 1980. 嵐縣袁家村鐵礦富礦成因規(guī)律及其遠景研究(初稿)未出版數據)，均分散在貧鐵礦層中，難以單獨開采。

3.2.4 河南舞陽地區(qū)的富鐵礦

據曾玖吾等(1992)研究，舞陽地區(qū)并無形成面型風化殼富鐵礦的地質條件，只是在上部強烈淋濾的構造裂隙中，局部出現了一些線型的赤鐵富礦或富化礦石。主要在鐵山廟貧鐵礦區(qū)段發(fā)現有赤鐵富礦出露，在鐵古坑貧鐵礦段的8 線以東也有同類礦石發(fā)育，在崗廟劉鐵礦區(qū)713 號鉆孔中見到另一種赤褐鐵礦富礦。

鐵山廟富赤鐵礦呈薄層狀和透鏡狀產于貧鐵礦的層間破碎帶中，與貧鐵礦整合接觸，產狀一致。富鐵礦規(guī)模小，延伸不穩(wěn)定，一般厚度不到2m，延長數米，最長30 ～40m，延深幾米至10m。崗廟劉富鐵礦體一般厚度也不超過2m，以塊狀赤鐵礦和弱片狀赤鐵礦為主，其次有條帶狀碧玉赤鐵礦，崗廟劉富化巖石為粉末狀和蜂窩狀的赤-褐鐵礦，礦物成分比較簡單，主要有假象赤鐵礦、赤鐵礦、石英和碧玉等。崗廟劉富化礦石尚含有水赤鐵礦、水針鐵礦、針鐵礦和褐鐵礦等，并顯示淋濾和交代殘余構造。鐵山廟富赤鐵礦具有塊狀、弱片狀構造，粒狀變晶結構和球粒狀和流動膠狀結構(曾玖吾等，1992)。

以上富鐵礦均具風化淋濾特征，成因無爭議，但規(guī)模小，不具工業(yè)意義。

3.3 條帶狀鐵建造中富鐵礦成因類型討論的歷史回顧

對于華北克拉通條帶狀鐵建造中富鐵礦的成因類型，李俊健等(1995)曾進行過簡略論述，認為存在原生沉積型富礦、原生沉積-后期熱液改造形成富鐵礦和風化淋濾型富鐵礦三種情況。張連昌等(2014)認為華北克拉通鐵建造中富鐵礦主要有三種類型，分別為原始沉積富鐵礦，代表性礦床為冀東灤縣司家營、霍邱老李廟和本溪南芬等鐵建造中的富鐵礦;受后構造-熱液疊加形成的富鐵礦，代表性礦床為鞍本地區(qū)弓長嶺二礦區(qū)的磁鐵富礦，其形成原因包括構造作用、變質和混合巖化熱液、矽卡巖化疊加作用，該磁鐵富礦資源儲量超過一億噸，是我國目前規(guī)模最大的沉積變質型磁鐵富礦床;古風化殼富鐵礦是BIF 貧鐵礦在不同地質時期受地表風化和天水淋濾去硅作用而形成氧化富鐵礦，代表性礦床如河南舞陽鐵古坑、霍邱、張莊和西鞍山鐵礦床的局部地帶，規(guī)模都很小，不具工業(yè)意義。

目前，關于我國風化淋濾型富鐵礦床的特點、分布和規(guī)律均已取得一致意見，認為不具工業(yè)意義，不是今后找礦的對象，因此本文不予以論述，其他富鐵礦成因類型的討論，主要集中于鞍本地區(qū)、冀東地區(qū)和呂梁地區(qū)，而以鞍本地區(qū)弓長嶺二礦區(qū)富鐵礦成因問題的討論、爭議較多，為本文論述的重點。

4 富鐵礦成因討論

4.1 鞍本地區(qū)

本區(qū)富鐵礦的系統(tǒng)研究，主要從1949 年新中國建立以后開始，以后有許多地質工作者參與其中，提出許多不同和相似的或不完全一致的觀點，使該區(qū)鐵礦的研究不斷取得新進展。

程裕淇(1957)最早提出，鞍本地區(qū)鞍山式條帶狀鐵建造中富鐵礦按其生成條件大致可分為以下三種類型:(1)由貧鐵礦經含鐵熱液交代富集而成的富鐵礦，這是最重要的一個類型，弓長嶺二礦區(qū)中富鐵礦是這一類型的最好實例，是混合巖化熱(氣)液交代貧鐵礦而成的富鐵礦;(2)變質原生富鐵礦。在本溪廟爾溝，鞍山胡家廟子富礦體，其與貧鐵礦層位一致，延展方向一致，礦帶斷續(xù)分布，礦體中尚保存有沉積構造，與貧鐵礦分界不清，規(guī)模小，無大的經濟價值;(3)由貧鐵礦經熱液淋濾而成的富礦體。如廟爾溝的一個富礦體，礦石比較疏散，規(guī)模很小，無工業(yè)意義。

圖5 弓長嶺鐵礦床八盤嶺區(qū)地質剖面圖(據周世泰，1994)1-第四系(Q);2-震旦系釣魚臺組石英巖層(Zd);3-磁鐵富礦;4-假象赤鐵富礦;5-條帶狀貧鐵礦(磁鐵石英巖);6-條帶狀鐵礦(假象磁鐵石英巖);7-斜長角閃巖(Am);8-石英綠泥片巖(Chq);9-綠泥石英巖(Qch);10-絹云綠泥變粒巖(K);11-混合巖(M)Fig.5 Geological profile map in Bapanling area of Gongchangling ore deposit (after Zhou，1994)1-Quaternary (Q);2-Sinian systerm Diaoyutai mationquartzite bed(Zd);3-magnetite rich ore;4-pseudo-hematite rich ore;5-banded iron lean ore (magnetite quartzite);6-banded iron ore (pseudo magnetite quartzite);7-plagioclase amphibolite (Am);8-quartz chlorite schist(Chq);9-chlorite quartzite (Qch);10-sericite chlorite leptynite (K);11-migmatite (M)

關廣岳(1961)對鞍本地區(qū)富鐵礦的成因有以下幾點認識:(1)鞍本地區(qū)鞍山式鐵礦中的磁鐵富礦的形成主要與區(qū)域變質作用有關，原生沉積富礦及巖漿熱液交代也存在，但遠遜于前者;(2)磁鐵富礦體圍巖的所謂蝕變巖，乃是變質水與圍巖(主要是含鐵石英巖)相互交代的典型變質作用產物，進行交代的物質組分是巖石自身所有的，并未從外面帶來新的物質，主要是鎂鐵交代作用;(3)磁鐵富礦是在褶曲過程中造成的，富鐵礦分布規(guī)律受這種褶曲構造及其衍生的次一級構造的控制;(4)富鐵礦主要生成期為進行變質作用的晚期(相當于褶曲時期)，在退變質作用開始時已基本結束，富鐵礦形成時期為前震旦紀;(5)含鐵石英巖不利于花崗巖化的進行;(6)變質礦床的特點是礦石與圍巖的組成在性質上相近，其礦物組合也屬于同一礦物相，礦石和圍巖的差別主要表現在有用組分的數量上，但礦石到圍巖可以看到有用組分的遞減現象。變質水在成礦過程中起決定作用，但也不應忽視巖漿水(在區(qū)域變質作用控制下的)的作用。成礦作用以交代為主。

圖6 弓長嶺鐵礦床八盤嶺區(qū)地質剖面圖(據周世泰，1994)1-第四系(Q);2-富鐵礦(Fe);3-條帶狀貧鐵礦;4-絹云綠泥石英片巖(Qchs);5-石榴石英綠泥片巖(Chgqr);6-混合巖(M);7-坑道Fig.6 Geological profile map in Bapanling area of Gongchangling ore deposit (after Zhou，1994)1-Quaternary(Q);2-iron rich ore(Fe);3-banded iron lean ore;4-sericite chlorite quartzite schist (Qchs);5-garnet-quartz-chlorite schist (chqgr);6-migmatite (M);7-tunnel

李秉倫等(1977)根據礦區(qū)地質和包體研究，證明弓長嶺二礦區(qū)磁鐵富礦是在沉積變質作用中形成的磁鐵貧礦的基礎上，在呂梁運動時由混合巖化派生的熱液，沿磁鐵礦含礦層的走向逆斷層帶上升，對貧鐵礦進行淋濾富集作用而形成的。這種熱液是一種高溫含一定數量碳酸根的堿性溶液。成礦作用是在深部高溫(535 ～570℃)和還原環(huán)境中進行，形成富鐵礦的鐵質來源主要是磁鐵貧礦(在包體中未發(fā)現含鐵的子礦物)。

圖7 南芬廟爾溝鐵礦床地質圖和剖面圖(據鄭寶鼎，1992)1-第四系;2-角閃巖;3-鐵建造;4-磁鐵富礦;5-云母石英巖;6-混合巖(M)Fig.7 Geological profile map of Miaoergou iron ore deposit in Nanfen (after Zheng，1992)1-Quaternary;2-amphibolite;3-BIF;4-magnetite rich ore;5-mica quartzite;6-migmatite (M)

李紹柄(1979)認為弓長嶺地區(qū)含石墨的磁鐵富礦床是產于前寒武紀含鐵巖石中的菱鐵礦層受到區(qū)域變質作用形成的，后又遭受與混合巖化后期有關的熱液疊加的影響，使磁鐵礦發(fā)生重結晶作用形成粗粒塊狀含石墨的磁鐵富礦。

施繼錫和李本超(1980)通過包裹體的研究，認為弓長嶺二礦區(qū)磁鐵富礦是在原生沉積比較富的基礎上，經過區(qū)域變質作用和變質作用新產生的變質熱液流體改造而成。即原始含鐵硅質沉積經受早期區(qū)域變質作用、巖石脫水形成較富的磁鐵石英巖，同時形成以一組包裹體為代表的變質熱液，隨著變質作用的發(fā)展，磁鐵石英巖重結晶，物質發(fā)生重新分配，磁鐵礦和硅質相對集中并形成另一組包裹體為代表的晚期熱液。由于含鐵石英巖及角閃巖中各種礦物的分解，變質熱液中就富含了Mg、Ca、Na、Cl 等組分，熱液在有利的構造地段交代圍巖形成鎂鐵閃石、石榴子石等蝕變礦物，與此同時，熱液得到圍巖提供的堿分，使石英溶解，在擠壓帶被分離出來形成石英團塊而使鐵質更加富集，形成磁鐵富礦。

趙斌和李統(tǒng)錦(1980)根據野外觀察和實驗資料，初步認為弓長嶺二礦區(qū)磁鐵富礦是由沉積的條帶狀赤鐵石英巖經區(qū)域變質后又遭受高溫氣熱溶液淋濾交代去硅富鐵而成，很可能屬于受層控淋濾交代型矽卡巖鐵礦床，并且在高溫(500 ～600℃)弱堿性(Ph=8 ～10)強還原(fO2≤10-25巴)條件下形成的。

任英忱(1981)根據富鐵礦的地質產狀、礦石組成和熱液蝕變等特征，將富鐵礦分為受變質沉積富鐵礦和變質熱液富鐵礦兩類。前者以東鞍山鐵礦床和歪頭山鐵礦床中的富鐵礦為代表，后者富鐵礦又可分為2 個亞類:西鞍山鐵礦床和櫻桃園鐵礦床中的富鐵礦，以及弓長嶺二礦區(qū)鐵砂礦床中的富鐵礦。

李曙光(1982)、李曙光等(1983)認為弓長嶺型磁鐵富礦既有原始沉積的特點又有熱液再造的特征，并且含石墨富礦的原始沉積物含有相當數量的碳酸鹽，該富鐵礦顯然是多成因的，任何單一成因的觀點都難以解釋該礦復雜的地質現象。他指出富礦成因的地球化學模型可分為沉積階段、區(qū)域變質階段和熱液階段。

沉積階段:在硅鐵沉積時，同時沉積了鐵氧化物和碳酸鐵的混合沉積物，而不大可能是菱鐵礦石。它們以透鏡體或似層狀形式夾于硅鐵沉積物中，礦石中原來就有相當數量的磁鐵礦，并非全由菱鐵礦轉化而來。鞍山地區(qū)(弓長嶺、紅山嶺)目前已發(fā)現的硫酸鹽鐵礦石均為原生富礦，而且都是赤鐵礦-碳酸鹽礦石，含石墨磁鐵礦富礦中很少見有鎂鐵閃石，石英也很少，這說明原礦石是富礦。

區(qū)域變質階段:在角閃巖相區(qū)域變質作用條件下和強還原條件下，菱鐵礦分解，形成含石墨磁鐵礦富礦和礦體邊緣不含石墨的磁鐵富礦。該類型富礦的原始礦石可能是一種含大量菱鐵礦的碳酸鹽型鐵礦石。

熱液階段:在變質作用晚期，由于斷裂構造作用導致變質水或混合巖化熱液聚集，從而在含石墨磁富鐵礦體周圍引起熱液的交代和蝕變作用，這就造成富鐵礦與蝕變巖空間分布密切相關。這種高溫高壓的熱水溶液與磁鐵石英巖發(fā)生以鐵帶入硅帶出為特征的交代作用，形成交代型磁鐵富礦。

張湖(1982)總結鞍本地區(qū)富鐵礦成礦在垂直方向上由下而上形成五個分帶，即A、B、C、D、E 帶，E 帶與磁鐵富礦成礦無關系，故略。

A 帶，為磁鐵富礦帶，以弓長嶺二礦區(qū)深部為代表，本帶由磁鐵石英巖貧礦和大型磁鐵富礦組成，圍巖蝕變強烈，磁鐵富礦與石榴子石和/或綠泥石共生，成礦氣液通道及磁鐵富礦賦存位置主要與早期的走向斷裂有關。

B 帶，為黑礦帶，見于弓長嶺二礦區(qū)地表和櫻桃園礦帶深部，主要由磁鐵石英巖貧礦組成，局部有小型磁鐵富礦，蝕變帶窄，主要位于小富礦體周圍附近，蝕變帶中部含石榴子石，閃石等礦物沒有消失。

C 帶，紅黑過渡帶，發(fā)育于櫻桃園的齊大山礦井和弓長嶺茨山。本帶磁鐵石英巖和假象赤鐵礦(紅鐵礦)伴生，并互相過渡，有小型的紅-黑富鐵礦體，形成一定的資源量，常群集在一起。蝕變巖屬綠泥石-白云母組合，基本不含石榴子石。

D 帶，為紅富礦帶，以假象赤鐵礦為主，含少量小型紅富礦，受各種方向斷裂控制，蝕變不發(fā)育。假象赤鐵礦是由磁鐵石英巖氧化而來，有的地區(qū)氧化不徹底，保留了磁鐵石英巖。

圖8 司家營-大賈莊富鐵礦體在貧鐵礦中的分布圖(據錢祥麟等，1985)Ⅰ-司家營N4 勘探線剖面;Ⅱ-司家營N2 勘探線剖面;Ⅲ-司家營N10勘探線剖面;Ⅳ-大賈莊2 勘探線剖面.1-第四系(Q);2-元古界(Pt);3-變質巖(A);4-貧鐵礦;5-富鐵礦Fig.8 Distribution diagram of iron rich ore in Sijiaying and Dajiazhuang iron ore deposit (after Qian et al.，1985)Ⅰ-the section of N4 exploration prospective line in Sijiaying;Ⅱ-the section of N2 prospective line in Sijiaying;Ⅲ-the section of N10 prospective line in Sijiaying;Ⅳ-the section of 2nd prospective line in Dajiazhuang. 1-Quaternary (Q);2-Proterozoic ore (Pt);3-metamorphic rock (A);4-iron lean ore;5-iron rich ore

張湖(1982)認為成礦熱液可能來自兩個方面。一是向上運移的深部熱液，其主體是深部氣成-高溫熱液(鹵水)。根據A 帶實際情況，它的性質應該是高溫、高壓、堿性、還原性、高鹽度;二是向下流動的淺部熱液，是成礦當時(17 億年前)的水圈水直接滲流到地下淺部，因地熱增溫和混入深部氣液而升溫形成地下熱水。淺部熱液沒有經過長途滲流，性質與水圈水相近，這兩種熱液相互混合，可能還有側向流動，構造運動對礦化也產生一定影響。

徐光榮和陳洪江(1984，1992)、陳洪江等(1984)認為弓長嶺礦區(qū)貧鐵礦形成之后，經高綠片巖相至低角閃巖相變質并產生褶皺和斷裂，有利于富鐵礦的富集，后又經過混合巖化作用的影響，混合巖化堿性溶液于構造發(fā)育地段發(fā)生交代作用，是貧鐵礦中鐵質富集變?yōu)榇盆F富礦。

張秋生(1984)認為鞍本地區(qū)含鐵建造中富鐵礦的形成，似乎與變質作用的強弱無直接關系，除部分可能是原生富礦外，早前寒武紀的鉀質花崗巖的侵入及其派生的熱液是富鐵礦體形成的主要原因。

陳光遠等(1984)通過詳細的成因礦物學研究，認為弓長嶺二礦區(qū)的磁鐵富礦是原生火山沉積變質的產物，而富鐵礦脈則是含鐵礦層少量物質局部活化運動的產物，遲文仲(1978)也同樣有這種觀點(轉引自陳光遠等，1984;萬渝生，1993)。

圖9 呂梁地區(qū)袁家村礦區(qū)第3 勘探線富鐵礦分布略圖(據田永清等，1986)1-寒武系蓋層( );2-綠泥片巖(Ac);3-含鐵石英巖(Afa);4-變輝綠巖(βμ);5-貧鐵礦體;6-富鐵礦體;7-鉆孔Fig.9 Distribution diagram of iron rich ore of No.3 prospective line of Yuanjiacun iron deposit in Lvliang area (after Tian et al.，1996)1-Cambrian system ( );2-chlorite schist (Ac);3-iron bearing quartzite (Afa);4-metamorphic diabase (βμ);5-iron lean bed;6-iron rich ore;7-drill hole

陳光遠等(1984)的觀點的主要依據之一是本區(qū)磁鐵富礦與貧鐵礦都屬綠巖，層狀富鐵礦獨立成層或與貧鐵礦相伴，逐漸過渡，兩者產狀一致，與上下圍巖基本整合;之二是不同類型富鐵礦頂底板不同，但與上下圍巖整合，貧、富鐵礦有的成為互層，不同富礦石類型有的也交互成層，反映了沉積韻律性變化;之三是石英磁鐵礦富礦的粒序層理上存在脈動性，石英很少的條帶形成中粒磁鐵富礦薄層，石英較多的條帶形成細粒石英磁鐵富礦薄層，它們互相變化，形成韻律，在綠泥磁鐵礦中也有所見;之四是在磁鐵富礦中普遍見有顯微層理的殘余，此外，石英磁鐵富礦中，還出現變余鮞粒構造，如在鐵閃磁鐵富礦中，可見黃鐵礦、磁鐵礦、石英、鐵蛇紋石、綠泥石構成不同環(huán)帶構造的單個鮞粒和復雜鮞粒，它們是變膠體沉積的產物;之五是經X 射線巖組分析檢查，在貧鐵礦和富鐵礦中的磁鐵礦的晶粒(100)面網，均呈定向排列，顯示它們均為火山-沉積的區(qū)域變質產物疊加的熱流變質導致不同程度的重結晶，但并未改變它們的原始沉積變質時的結晶方位，相反，在脈狀富礦體中，便不像在貧礦和富鐵礦層中結晶方位平行層面或面向分布，而是顯示垂直脈壁生長的條帶對稱分布。

通過成因礦物學的研究，貧、富礦體中與近礦圍巖中磁鐵礦、赤鐵礦、石榴子石、堇青石、十字石、電氣石、鐵閃石、鎂鐵閃石、綠泥石、黑云母、鉻白云母均屬膠體化學沉積，經區(qū)域變質形成。

由于古元古代花崗巖的侵入，另有熱液活動，可見磁鐵石英巖被熱液富鐵礦包裹，但這種熱液富礦是次要的。

陳江峰等(1985)通過硫同位素組成和地質特征的研究，將鞍本地區(qū)磁鐵石英巖中的磁鐵富礦分成兩種成因類型:弓長嶺式磁鐵富礦中硫為重硫，具明顯的熱液特征(δ34S =+10‰)，南芬式磁鐵富礦中富鐵礦和貧鐵礦的δ34S 均接近于0，礦床和礦體無明顯熱液特征。

王守倫(1986)按富鐵礦的不同富化過程，將鞍本地區(qū)的富鐵礦床分為四種成因類型:

(1)受變質的原生沉積富礦(歪頭山式)，富鐵礦由鐵質在原始沉積過程中局部富集和經區(qū)域變質而形成。富鐵礦石類型為鎂鐵閃石、石英磁鐵富礦和蛇紋石、石英磁鐵富礦，貧富礦石顆粒均較細，大小相似，一般為0.03 ～0.05mm，TFe品位一般為40% ～45%，最高達50.5%。

(2)后生退化變質富鐵礦(廟爾溝式)(關于后生退化變質一詞，作者原意是指區(qū)域變質作用晚期又經后期疊加的熱動力變質作用而形成的退變作用)，富鐵礦是由沉積變質貧鐵礦經后期熱動力變質作用引起的鐵質遷移富集而成。礦石類型為陽起石(鎂鐵閃石)磁鐵富礦，鎂鐵閃石磁鐵富礦，富鐵礦顆粒為0.12 ～0.15mm，貧鐵礦顆粒為0.04 ～0.05mm，富鐵礦TFe 含量50%左右。富鐵礦與貧鐵礦比較，其常量元素Fe2O3、FeO 和TiO2增加，SiO2、MgO 和CaO 減少，微量元素Ba 和Sc 有所增加，其余常量元素和微量元素均相近，δ34S 接近于0。

圖10 呂梁地區(qū)袁家村礦區(qū)第5 勘探線富鐵礦剖面略圖(據田永清等，1986)1-寒武系蓋層( );2-綠泥片巖(Ac);3-含鐵石英巖(Afa);4-變輝綠巖(βμ);5-貧鐵礦體;6-富鐵礦體;7-鉆孔Fig.10 Profile map of iron rich ore of No.5 prospective line of Yuanjiacun iron deposit in Lvliang area (after Tian et al.，1996)1-Cambrian systerm ( );2-chlorite schist (Ac);3-iron bring quartzite (AFa);4-metamorphic diabase (βμ);5-iron lean ore;6-iron rich ore;7-drill hole

(3)原生沉積-后生退變質富鐵礦(弓長嶺式)，該類型富鐵礦是在原生沉積較富的貧礦基礎上經后期退化變質而成。原生沉積較富的證據有兩個，其一是其產出的上含鐵帶具有良好的鐵質沉積條件，海水中提供了較充分的鐵質來源;其二是弓長嶺貧礦的鐵含量較高，鞍本地區(qū)貧礦鐵含量一般在30%(歪頭山鐵礦區(qū)為31.3%，廟爾溝鐵礦區(qū)為30.39%，櫻桃園鐵礦區(qū)為28%，弓長嶺鐵礦區(qū)為33.08%)，其中上含鐵帶富礦體周圍貧礦中鐵含量為36.79%。上述兩點說明鐵質的原生富集是弓長嶺二礦區(qū)富鐵礦形成的重要因素之一。原生品位較高的礦石遭受區(qū)域變質作用后形成等顆粒的中富礦，退化變質作用是后生加富過程，其依據有五條:1)富鐵礦與一般統(tǒng)稱的“蝕變巖”在空間上密切伴生(主要是石榴綠泥巖)，而綠泥石主要為退化變質的產物，總之，在空間上與富鐵礦緊密伴生的“蝕變巖”主要是由區(qū)域變質作用形成的石榴黑云母片巖、斜長角閃巖等，遭受后期退化變質作用而形成石榴綠泥巖;2)礦石中存在粗細兩個世代的磁鐵礦，細者都分布在貧鐵礦中，粒度為0.05 ～0.02mm，粗者部分分布在富鐵礦中，粒度在0.1 ～0.2mm。可以說，富鐵礦是在原生較富的礦石和中富礦形成后疊加的一次變質熱液交代作用而形成的，這種熱液的成分主要取自圍巖和貧鐵礦本身，而不是來自含礦巖系之外的混合巖等。另外，貧、富礦礦石成分只在鐵、硅上存在差別，Mg、Ca 相關性高的特征，由貧鐵礦后期疊加所形成的富礦基本是等化學位條件下的產物，這種富化過程主要表現為鎂鐵質和鐵的交代，與前述退變質的綠泥石交代作用一致;3)硫同位素資料表明，富鐵礦石與蝕變巖均具有較高的δ34S(+0.9‰ ～+16‰)，這是形成富鐵礦的熱液造成硫同位素分餾所致，這種熱液不是混合巖化熱液;4)上述退化變質作用和貧鐵礦的再富集過程伴隨了一次晚期構造運動;5)很難用用進化變質和混合巖化來解釋弓長嶺富鐵礦的成因。

就鞍本地區(qū)來看，弓長嶺二礦區(qū)與其他礦區(qū)比較，顯著的差別就是在綠簾角閃巖相區(qū)域變質作用背景下疊加了強烈的退化變質作用，形成強烈的蝕變巖—石榴綠泥巖，構成了一個綠片巖變質階段，退化變質作用是在硅質層和角閃巖(包括石榴黑云片巖)層兩種物理性質不同的巖層之間進行，由后期構造活動而產生的層間動力變質作用產生的變質熱液所引起的。

(4)原生沉積-變質后經混合巖化熱液形成的富鐵礦(櫻桃園式)，富鐵礦是由沉積變質貧礦中的原生沉積較富地段，經后期混合巖化去硅而進一步加富而成的。在櫻桃園礦區(qū)不少地段，在巨厚貧鐵礦層中，經?？梢砸姷胶穸炔淮蠛脱娱L不遠的局部含鐵高的礦段，一般TFe 不超過40%，這些地段有利于富鐵礦的形成。

富鐵礦經混合巖化改造的證據有三個:1)富鐵礦體均勻分布于兩條晚期斷裂所構成的破碎帶中，富鐵礦體沿北破碎帶的東南方向延伸達300m 以上，在剖面上構成兩個尖棱狀褶皺形態(tài)的礦體群，這是由于富礦體形成后更晚期的褶皺構造所致。破碎帶中有白云母混合花崗巖，其白云母與磁鐵富礦伴生的白云母同位素年齡基本一致，二者在形成時代上密切相關;2)孔隙度測定，富鐵礦石大于貧鐵礦石，前者平均為5.77%，最高達14.4%，后者平均僅為1.7%，在富鐵礦分布地段，見到殘留的未經壓實的粉末狀富礦，其中有殘骸狀石英顆粒，這都說明富鐵礦石遭受了去硅作用;3)富鐵礦石與貧鐵礦石成分相比，除硅低鐵高外，Na、Ca、Pb、Zn、Sr、Er 和Sn 均明顯增高，這些是混合巖化的特征組分，Na2O 的含量增高，說明富鐵礦形成時有堿性溶液去硅作用。

張秋生(1988)在論述鞍本地區(qū)富鐵礦的成因時指出:鞍本地區(qū)太古代硅鐵建造在沉積之后，遭受了角閃巖相區(qū)域變質作用的改造，在強變形過程中，在緊閉倒轉褶皺的翼部，出現縱向斷裂和橫向斷裂，隨著鉀質花崗巖的侵位，富含堿性熱溶液沿著這些斷裂移動，在高溫高壓條件下，對圍巖首先進行鎂鐵交代和去硅作用，形成磁鐵富礦，在富鐵礦的形成過程中，由于富鈉、鉀的堿性介質的參與，使硅鐵建造中的鐵再次活躍遷移富集，這種成礦過程又稱為化學重新就位作用，它是鞍本地區(qū)形成富鐵礦的一種重要的成礦作用。

鄭寶鼎(1992)、李鴻業(yè)(1992)都認為鞍山式富鐵礦主要是混合巖化熱液成因，鐵質來源于貧鐵礦本身。

鄭寶鼎(1992)將磁鐵富礦的成礦作用分為三個階段:(1)太古代火山沉積階段，形成硅鐵建造中貧鐵礦和圍巖;(2)區(qū)域變質階段，在新太古代和早元古代發(fā)生兩次區(qū)域變質作用，早期形成西北向構造和晚期東北向構造。區(qū)域變質可使鐵建造中貧鐵礦中鐵質活化遷移，在局部有利構造部位富化形成規(guī)模較小的磁鐵富礦;(3)在區(qū)域變質后期形成混合巖和(混合)花崗巖，主要來自混合巖和/或混合花崗巖的CO2/H2O 值高的弱酸性熱液(氣)(也可能有滲透地下水的加入)，使深部鐵建造和角閃巖等巖石的Mg、Fe、Na 等組分活化，形成含礦溶液，遷移到低壓膨脹帶，物理化學條件不斷改變，先后產生鎂鐵交代和鐵交代，使鐵建造中貧鐵礦和其他沉積巖形成規(guī)模較大的磁鐵富礦和蝕變巖。

才玉民(1992)認為弓長嶺富鐵礦是由貧礦有限改造而成的，富鐵礦不僅因襲了區(qū)域變質作用，而且汲取了混合巖化熱液中的某些組分，故成礦熱液是復合性的，熱液來源是多源的，既有變質熱液特色，又有混合巖化熱液特色。

萬渝生(1993)將弓長嶺二礦區(qū)磁鐵富礦分為細粒磁鐵富礦和粗粒磁鐵富礦兩類。細粒磁鐵富礦主要為原生變質成因(部分由菱鐵礦分解而成)，粗粒磁鐵富礦是高溫熱液對細粒磁鐵富礦作用的結果。其贊同遲文仲(1979)和陳光遠(1984)的觀點，即細粒磁鐵富礦為原生沉積變質成因，但強調粗粒磁富鐵礦的后期高溫熱液的改造作用。

沈保豐等(1994)認為弓長嶺二礦區(qū)的富鐵礦是在早期形成鐵建造的基礎上，受后期TTG 巖系的侵入，形成以天水為主、摻加部分變質水的深部循環(huán)熱流體，后對貧礦進行改造形成的。周世泰(1994)在研究鞍本地區(qū)的磁鐵富礦時，認為鞍本地區(qū)含鐵建造遭受區(qū)域變質作用時有較強的變質熱液活動，變質熱液的溫度在350℃以上，而且具有氧同位素低的特點。條帶狀鐵建造中貧鐵礦比其圍巖的孔隙度高，在區(qū)域變質過程中，條帶狀貧鐵礦和邊部容易產生斷裂或裂隙，成為變質熱液積極活動的場所，在變質熱液活動過程中，條帶狀貧鐵礦石中的大部分SiO2被溶濾帶走，原有磁鐵礦被改造成長條狀，并且相對富集而成磁鐵富礦，同時也形成了以綠泥石化為主的近礦圍巖蝕變。

鞠振南等(2009)認為弓長嶺二礦區(qū)富鐵礦具有明顯的熱液交代特征。富鐵礦形成于含鐵石英巖區(qū)域變質之后，是含鐵石英巖經熱液交代，使鐵礦物進一步富集形成的。富鐵礦的形成經歷了火山噴發(fā)沉積作用、區(qū)域變質作用和混合巖化熱液交代作用。在高溫條件下，成礦溶液由酸性變?yōu)閴A性，經歷了鎂鐵質交代和鐵交代兩個成礦階段，使硅含量減少，同時使磁鐵礦富集形成磁鐵富礦。

鄭柱和藍海洋(2009)認為弓長嶺的富鐵礦比貧鐵礦至少多了一次地質作用，富鐵礦是由貧鐵礦經熱液改造而成的，富鐵礦不但因襲了變質作用的熱液特征，而且汲取了巖漿熱液中的某些特征組分。富鐵礦中鐵質來源于條帶狀磁鐵石英巖，成礦熱液是復合成因的，既有變質熱液特色，又有巖漿熱液屬性。

劉軍和靳淑韻(2010)研究了弓長嶺二礦區(qū)磁鐵石英巖和磁鐵富礦的主量元素、微量元素和稀土元素特征，并測試了其氧同位素值，再與前人研究成果對比，得出以下三點認識:

(1)磁鐵富礦和磁鐵石英巖的微量元素特征非常相似并且二者的稀土配分形式也非常一致，總的配分曲線呈右傾型或平坦型，具正Eu 異常，顯示二者的一致性和繼承性。

(2)磁鐵石英巖中磁鐵礦的δ18O 值變化范圍為-4‰ ～+1.8‰，包含了磁鐵富礦的變化范圍，這與磁鐵富礦賦存在磁鐵石英巖中的地質產狀完全一致，表明磁鐵富礦是由負δ18O 值的熱液改造磁鐵石英巖而成。

(3)磁鐵富礦應該是由區(qū)域變質階段形成的變質熱液(溫度在500℃以上，而且δ18O 值低，一般具負值)交代條帶狀磁鐵石英巖，通過去硅作用而形成的。

劉明軍等(2012)通過對弓長嶺二礦區(qū)類矽卡巖的巖石學、礦物學、礦物化學特征的研究，將弓長嶺鐵礦中的類矽卡巖劃分為石榴石巖、含石榴石綠泥石巖、含磁鐵礦陽起石和綠泥石巖四種類型。根據矽卡巖類的宏觀特征，認為這些類矽卡巖不是區(qū)域變質成因，而是熱液交代成因。弓長嶺鐵礦中類矽卡巖與富鐵礦具有密切的成因關系，二者是由熱液交代改造磁鐵貧礦過程中形成的。

楊秀清等(2012)對遼寧弓長嶺鐵礦床磁鐵礦稀土元素特征的研究結果表明，在磁鐵富礦樣品中磁鐵礦的稀土元素總量和Y 具有非常一致的特征，稀土元素總量較低，Y/Ho 比值較高，稀土配分模式大部分呈現La 正異常，所有樣品都明顯的Eu 和Y 正異常;富鐵礦中磁鐵礦石的稀土元素總量和Eu 含量明顯高于貧鐵礦的磁鐵礦，而且含富礦的上含鐵帶的Eu 異常明顯較高，表明富鐵礦石磁鐵礦更具有高于貧鐵礦的熱液特征，是在貧鐵礦基礎上受熱液活動形成的。

王恩德等(2012)對弓長嶺二礦區(qū)磁鐵富礦有以下4 點認識:(1)弓長嶺二礦區(qū)磁鐵富礦與磁鐵石英巖和圍巖與構造密切相關;(2)弓長嶺二礦區(qū)磁鐵石英巖沉積間隙沉積的含鋁質的泥質-粉砂質是磁鐵富礦形成的主要因素，在富鐵礦形成過程中起到了消耗磁鐵石英巖中帶出的硅，形成石榴子石、綠泥石等礦物的作用;(3)區(qū)域變質作用為磁鐵富礦的形成提供了變質熱液，變質熱液運移動力、物質轉換，提供了所需的溫壓條件，區(qū)域變質作用是磁鐵富礦形成的重要條件;(4)在弓長嶺二礦區(qū)含有多層磁鐵石英巖之間，夾有泥質-粉砂質沉積物，導致受力變形以及SiO2吸收，這兩方面都比單一磁鐵石英巖有利于磁鐵富礦的形成，所以二礦區(qū)更易形成磁鐵富礦。

李厚民等(2012)認為弓長嶺二礦區(qū)Fe6 礦層附近大理巖的存在及其蝕變作用進一步支持了富礦的熱液成因，其贊同成礦流體可能為富Al、K 的混合巖化熱液(趙斌和李統(tǒng)錦，1980)的認識。蝕變過程中，Si、Mg 均就近來自圍巖，但Al 明顯是隨熱液外來帶入，還有大量K 帶入，如在Fe6 礦層附近還見有黑云母綠泥石巖，呈粗粒和放射狀，顯示熱液交代成因的特點。

陽起石由大理巖交代而成，大理巖交代形成陽起石時，Al、Si 屬于明顯帶入元素，Si 來自于貧礦形成富礦時的去硅作用。由于陽起石的形成消耗了從貧礦層中移出的SiO2，有利于富礦的形成，因此，大理巖在富礦的形成過程中，起到了SiO2沉淀劑的作用，綠泥石巖、石榴子石巖和鎂鐵閃石均由貧礦交代而成。Mg、Al 為帶入組分，Mg 來自白云質大理巖，Al 來自熱液，富鐵礦由貧礦去硅而成，部分來自鎂鐵閃石形成時脫出的鐵。

在野外實地觀察到了富鐵礦由貧鐵礦交代去硅而來的證據，在礦石中可以看到富礦與貧礦逐漸過渡，富礦中殘留有貧礦的硅質條帶，富礦呈脈狀、不規(guī)則狀沿貧礦帶或其條帶進行交代，清晰地顯示了后期熱液交代去硅現象。

構造作用使大理巖石英化，并經熱液作用形成石墨。

楊秀清等(2013)對歪頭山貧鐵礦和富鐵礦石的地球化學特征進行了研究，認為歪頭山礦區(qū)貧鐵礦和富鐵礦具有非常相似的地球化學特征和礦物組合，都為磁鐵礦+石英+角閃石組合，主要由Fe2O3和SiO2組成，其他氧化物含量很少，為典型的化學沉積巖。

礦石中微量元素和稀土元素含量很低，但與鎂鐵質有關的Ni、Cr、Co 等微量元素相對較高，PAAS 標準化后的稀土元素配分模式表現為輕稀土相對虧損、重稀土相對富集，并且具有明顯的Eu 正異常，Y/Ho 比值較高，表明成礦物質來源于海底熱液和海水。

較富鐵礦石與較貧鐵礦石在地球化學上既有一致性又有差異性，較富鐵礦石微量元素和稀土元素含量高于貧鐵礦石，并且顯示更多的熱液特征，較富鐵礦石地球化學組成與混合花崗巖某些組分具有相似性:K2O 含量大于Na2O 含量，大離子親石元素Rb、Ba、K、Th、U 和高場強元素Er 和Hf 等含量相對較高，結合野外地質特征，表明歪頭山鐵礦床較富鐵礦石可能是在貧鐵礦石的基礎上受混合巖化作用形成的。

代堰锫等(2013)認為磁鐵富礦可能是在BIF 基礎之上經熱液作用改造而成。富鐵礦中多發(fā)育黃鐵礦化，對南芬BIF 中挑選的熱液鋯石U-Pb 定年顯示其形成于2480Ma，與綠泥角閃片巖中變質鋯石年齡2484Ma 一致，表明變質熱液曾作用于BIF。

劉明軍等(2014)對鞍本地區(qū)條帶狀鐵建造鐵礦床中的黃鐵礦和輝鉬礦進行了Re-Os 定年，取得如下結果:(1)本次研究中，有2 件黃鐵礦樣品得到了2567Ma 和2540Ma 的模式年齡，是目前我國獲得的最老的黃鐵礦Re-Os 模式年齡，可能代表了鐵建造的原生沉積年齡;(2)其中1 件輝鉬礦樣品和1 件黃鐵礦樣品分別獲得2376Ma 和2237Ma 的模式年齡，代表了兩次古元古代的熱液活動，2237Ma 代表黃鐵礦的一次熱液成因，這次熱液活動可能對鞍本地區(qū)磁鐵石英巖的富化具有一定的貢獻。4 件黃鐵礦樣品獲得Re-Os 同位素等時線年齡為1522 ±14Ma，為更晚期熱液成因，也可能測試結果偏小，通過這次測定獲知在古元古代-中元古代，本區(qū)曾有多次熱液活動，有的對磁鐵石英巖具有一定的改造作用。

李厚民等(2014)對弓長嶺二礦區(qū)中與磁鐵富礦有密切成因聯系的富含石榴子石的蝕變巖中賦存的熱液成因鋯石進行了同位素年齡測定，采用鋯石SHRIMP U-Pb 測定方法，獲得其年齡為1840 ±7Ma，限定了弓長嶺二礦區(qū)磁鐵富礦密切有關的蝕變巖的形成時代為古元古代晚期，相當于華北克拉通古元古代晚期拉伸構造環(huán)境。

李延河等(2014)通過對鞍本地區(qū)弓長嶺二礦區(qū)等磁鐵富礦Fe、Si、O、S 同位素的研究認為磁鐵富礦是由貧鐵礦后期熱液改造形成，成礦熱液主要由大氣降水演化形成，而非變質熱液或混合巖化熱液。

邢樹文等(2014①邢樹文，李厚民，張增奇. 2014. 國土資源部公益性行業(yè)科研專項項目(201111002 -067))通過研究認為我國沉積-變質型鐵礦中的富礦主要為磁鐵富礦(以弓長嶺二礦區(qū)磁鐵富礦為代表)，它的形成與變質流體和大氣降水有關，該變質流體不是巖漿水。對沉積變質型富鐵礦的形成機理提出了三點認識:(1)沉積貧鐵礦形成之后，區(qū)域變質作用導致含鐵建造中形成變質熱液。(2)我國北方沉積變質型富鐵礦主要形成于古元古代1.8 ～1.9Ga，該期變質流體通過“去硅富鐵”或“去鐵富硅”的方式交代沉積變貧鐵礦和圍巖而形成。(3)在斷裂的控制下，成礦流體上移，在與大氣降水混合的情況下礦質沉淀形成富礦。

楊秀清等(2014)通過對鞍山-本溪地區(qū)鐵礦床流體包裹體Fe、S、H、O 同位素特征進行研究，理出了以下三點認識:(1)本區(qū)貧鐵礦和富鐵礦的上述特征既有一致性性也有差異性，富鐵礦石中石英流體包裹體、黃鐵礦、δ34S 和磁鐵礦δ18O值除了繼承貧礦的特征，還顯示更多的后期熱液特征，結合其他有關資料，本區(qū)貧、富礦石的形成可能經歷了不同的地質熱事件，富鐵礦石是在貧鐵礦石的基礎上受后期熱液作用形成的。(2)富鐵礦石磁鐵礦-石英氫同位素指示其溫度為458℃，形成富鐵礦體的流體屬NaCl-H2O ± CO2，鹽度為2% ～8% NaCleqv，密度集中在0.74 ～0.84g/cm3。(3)氫氧同位素特征和地質特征表明形成富鐵礦熱液流體可能主要為混合巖化熱液，富鐵礦的形成最主要通過去硅富鐵作用，同時也有鐵質的活化轉移。

如上所述，鞍本地區(qū)弓長嶺二礦區(qū)磁鐵富礦的成因爭論最多，為便于比較，現簡單歸納如下:

1. 接觸交代成礦說

1-1 一般性的論述，代表學者有翁文灝和王錫賓(1918)、都留一雄(1935)、淺野五郎和岡田重光(1940);

1-2 層控淋濾交代型矽卡巖礦床，代表學者有趙斌和李統(tǒng)錦(1980)。

2. 原生沉積富礦疊加區(qū)域變質成礦說

2-1 主要為原生沉積富礦遭受區(qū)域變質成礦說，代表學者有遲文仲(1979)、陳光遠等(1984);

2-2 限于細粒富鐵礦，代表學者有萬渝生(1993)。

3. 原生沉積較富的貧鐵礦，后生退變質(后期疊加的熱動力變質)成礦說，代表學者有王守倫(1986)。

4. 熱液成礦說

4-1 變質熱液成礦說，代表學者有關廣岳(1961，1992)、施繼錫和李本超(1980)、任英忱(1981)、周世泰(1994)、劉軍和靳淑韻(2010)、王恩德等(2012)和代堰锫等(2013);

4-2 非造山巖漿熱液與大氣降水成礦熱液說，代表學者有李延河等(2014);

4-3 大氣降水和變質熱液成礦說，代表學者有沈保豐等(1994)、邢樹文等(2014);

4-4 混合巖化熱液成礦說，代表學者有程裕淇(1957)、董申保等(1972)、李秉倫等(1977)、李紹柄(1979)、張秋生(1984)、徐光榮和陳洪江(1984)、陳洪江等(1984)、鄭寶鼎(1992)、李鴻業(yè)(1992)、萬渝生(1993)(限于粗粒磁鐵富礦)和李厚民等(2012);

4-5 巖漿熱液成礦說，代表學者有羅耀星(1957)、張秋生(1988);

4-6 熱液成礦但未明確熱液性質，代表學者有張湖(1982)、陳江峰(1985)、劉明軍等(2012)和楊秀清等(2012)。

5. 多元熱液交代成礦說(即有變質熱液，又有混合巖化熱液)，代表學者有李曙光(1982)、李曙光等(1983)、才玉民(1992)、鄭柱和藍海洋(2009)和鞠振南等(2009)。

6. 菱鐵礦交代形成富鐵礦說

6-1 在區(qū)域變質條件下，菱鐵礦轉化為磁鐵礦，后又受到混合巖化影響，改造成含石墨的磁鐵富礦，代表學者有李紹柄(1979);

6-2 在區(qū)域變質條件下，部分菱鐵礦轉化為磁鐵礦，后又經混合巖化形成含石墨和不含石墨的磁鐵富礦，代表學者有李曙光(1982)、李曙光等(1983)和萬渝生(1993)。

4.2 冀東-呂梁地區(qū)的富鐵礦

4.2.1 冀東以灤縣司家營-大賈莊為代表的富鐵礦

魏菊英等(1979)通過對冀東灤縣一帶含鐵石英巖中磁鐵礦氧同位素組成的研究，認為司家營礦區(qū)零星富鐵礦的形成方式有兩種，一種是與貧鐵礦一樣是原生沉積變質的，另一種是磁鐵石英巖經地表水熱液富集改造形成的富鐵礦。

河北省地質礦產局第二地質大隊王寬德(1983①王寬德. 1983. 河北省灤縣司家營鐵礦地質構造及含礦巖系特征)也認為灤縣司家營鐵礦區(qū)的富鐵礦有兩種成因，一種是原生沉積變質型富鐵礦，另一種是混合巖化熱液型富鐵礦，而且以第一種為主，其特點是產于貧礦中間，多見于上部含礦層位的厚層狀礦體的中、下部，富鐵礦與貧鐵礦平行產出，界線是漸變的，礦石以致密細紋狀構造為主，細粒變晶結構，貧、富礦粒度相同，蝕變作用不明顯，礦石礦物主要為磁鐵礦，呈他形、半自形粒狀，脈石礦物主要為石英，角閃石類次之，礦石的黑白條帶主要由磁鐵礦和石英組成。由混合巖化熱液形成的富鐵礦，其特征同錢祥麟等(1985)的論述。

許英霞等(2014)認為司家營鐵礦床富鐵礦礦石的形成與后期熱液活動密切相關，富鐵礦礦石中更加富鐵鎂質礦物或其蝕變產物，鐵鎂質礦物的富集可能與原始沉積有關，后期熱液蝕變，進一步發(fā)生富集作用，形成富鐵礦。

陳靖等(2014)通過對流體包裹體和氧同位素的研究，認為熱液蝕變和韌性剪切期的NaCl +H2O 體系低溫流體是司家營BIF 中礦石發(fā)生“去硅富鐵”作用并形成少量塊狀磁鐵石英巖(富礦石)的主要原因。

錢祥麟等(1985)通過對灤縣司家營-大賈莊鐵礦區(qū)富鐵礦的研究認為該區(qū)富鐵礦主要為混合巖化熱液成因，主要依據有以下六點:(1)富鐵礦與貧鐵礦之間有比較明顯的漸變關系，另外，在富鐵礦體中多數可以見到有交代殘留的貧鐵礦及原貧鐵礦的細紋狀構造假象—變余細紋狀構造;(2)富鐵礦的周圍都發(fā)育有明顯的圍巖蝕變，靠近富鐵礦蝕變強，遠離富鐵礦蝕變減弱;(3)富鐵礦的產出明顯受到構造裂隙的控制;(4)富鐵礦和貧鐵礦在成分、結構構造、類型等方面有較顯著的差異，如石英在貧礦中是主要的脈石礦物，而在富鐵礦中則為少量或微量礦物;堿性角閃石在貧礦中有少量，而在富礦中則沒有;黑云母、綠泥石、碳酸鹽是富礦的主要脈石礦物，而在貧礦中則呈少量、微量或沒有;在化學成分方面，富鐵礦與貧鐵礦相比，SiO2含量明顯減少，而CaO、MgO、Al2O3、Fe2O3、FeO、H2O 等明顯增高;在礦物粒度方面，富鐵礦比貧鐵礦粒度明顯增大;在礦石結構方面，貧鐵礦主要是條紋狀、細脈狀構造，而富鐵礦呈塊狀、稠密浸染狀、變余細紋狀構造;(5)富鐵礦和貧鐵礦中磁鐵礦的晶胞參數和氧同位素值組成不同，富鐵礦中均有兩種不同晶胞參數的磁鐵礦，一種同鉆孔中貧鐵礦的磁鐵礦晶胞參數相近，另一種普遍比貧礦中的值稍大，說明富鐵礦中的磁鐵礦有一種是原來沉積的，另一種是經熱液作用改造形成的。富鐵礦與貧鐵礦中磁鐵礦的氧同位素組成不同，特別是司家營和大賈莊礦區(qū)同時產出的貧、富鐵礦體，富鐵礦中磁鐵礦δ18O 值比貧鐵礦中磁鐵礦的δ18O 低得多并為負值，最低達-5.45‰，而貧鐵礦中磁鐵礦的δ18O 值大于3‰，這表明富鐵礦是貧鐵礦經熱液改造而成，從而使δ18O 值有不同程度的降低;(6)認為熱液不是來源于變質熱液，這可由富鐵礦中存在有混合巖化的殘留脈體而證明，本區(qū)的混合巖化熱液主要來自紅色混合巖，富鐵礦的形成晚于紅色混合巖化作用。

4.2.2 遷安杏山的富鐵礦

據陳正樂等(2010)和周永貴等(2012)研究，遷安杏山富鐵礦體是在原始沉積富集的貧礦基礎上，由于后期構造變形的疊加，磁鐵礦發(fā)生定向流動，在褶皺核部重結晶，促使鐵礦體在褶皺核部局部加大變富形成富礦體。據最近萬渝生收集的巖心顯示有明顯的熱液特征，成礦可能有一定復雜性。

張龍飛等(2015)在野外勘查和巖(礦)相學基礎上，對杏山鐵礦塊狀富礦和條帶狀普通礦石進行主量元素、微量元素和稀土元素等了系統(tǒng)研究。指出杏山鐵礦石主要由磁鐵礦和石英組成，其中塊狀富鐵礦石相較于條帶狀普通礦石含有較多的鎂鐵質礦物，富鐵礦蝕變程度較弱，其富礦成因與后期熱液相關度不高，僅限于富鐵條帶，微量元素和稀土元素配分模式表明，條帶狀貧鐵礦與塊狀富礦有共同的成礦物質來源，富鐵礦和貧礦都是在缺氧環(huán)境下通過海底熱液與海水混合后同沉積形成的，而后期褶皺變形作用使貧鐵礦層加厚的同時，也使富鐵層加厚。

鄭夢天等(2015)對杏山鐵礦進行了地球化學分析，對BIF 進行了成因探討，對BIF 夾層斜長角閃巖中鋯石進行了LA-ICP-MS 鋯石U-Pb 定年，取得2859 ±22Ma ～2491 ±13Ma的年齡，最有可能形成于新太古代晚期，2859 ±22Ma 的捕虜鋯石年齡反映可能有中太古代表殼巖的存在。該文未涉及富鐵礦的成因。

4.2.3 呂梁地區(qū)袁家村鐵礦區(qū)的富鐵礦體

據田永清等(1986)的研究，呂梁地區(qū)袁家村貧鐵礦中的富鐵礦體主要是假象赤鐵礦，與原生沉積的板狀赤鐵礦伴生，常見豆狀、球狀和內碎屑結構等，說明這種假象赤鐵礦是原生的，是在變形之前的晚期成巖作用至多是早期埋藏變質作用的產物。

袁家村條帶狀貧鐵礦在形成作用過程中，陸源巖石中的水通過硅鐵建造向外泄出時，便起到了成礦溶液的作用，使一部分SiO2帶出，并使早期成巖階段形成的磁鐵礦氧化為假象赤鐵礦，從而使鐵礦富化。從富礦體在貧礦中呈透鏡狀或香腸狀展布上看，它與成巖交代和收縮有關，其實質是含鐵石英巖中的石英小層溶出而使層狀距離縮小，這時巖石的體積可以減少30% ～40%，所以假象赤鐵礦雖然具有交代結構和層孔構造，但礦石仍然相當稠密，也只有在這一階段，SiO2是無定形的膠狀，很容易被水溶出。

對這種假象赤鐵礦，劉凱(1980)則有不同認識，他指出本區(qū)富鐵礦主要在①②⑥⑩號5 個礦體中，其中⑩號礦體中是主要的富礦體，從6 線至南5 線間1800m 范圍內，有30個工程中見到富礦，單層最大厚度21m，共圈出16 個礦體，儲量達800 萬噸，其中11 號富礦體規(guī)模最大達600 萬噸，平均品位54%，類型屬于線狀風化殼型富鐵礦。

富鐵礦的形成主要受裂隙控制，與地下水的淋濾和氧化作用有直接關系，特別是厚大礦體的中部地下一定標高是富鐵礦的主要地段，此外，菱鐵礦富礦的出現，它與赤鐵礦和鐵白云母伴生，其內在聯系有待進一步研究。

5 鞍本弓長嶺二礦區(qū)磁鐵富礦成因類型的初步歸納

目前對磁鐵富礦研究已取得4 點一致性意見:

(1)磁鐵富礦均賦存于條帶狀鐵建造的貧鐵礦層中，呈互層或過渡，沒有脫離貧鐵礦層而出現于圍巖中;

(2)磁鐵富礦由貧鐵礦改造而成，鐵質來源于貧礦，有確實的證據表明，被改造的貧鐵礦鐵含量本就較高;

(3)貧鐵礦與富鐵礦的地球化學特征除少數有些差異外基本一致;

(4)都認為早期的褶皺構造和斷裂構造是富鐵礦的控礦構造。

現有資料都不支持矽卡巖成礦說和菱鐵礦經區(qū)域變質轉化成富鐵礦說。根據目前資料，與磁鐵富礦密切伴生的蝕變巖中石榴子石主要為鐵鋁榴石，為熱液成因，與典型矽卡巖中的鈣鋁榴石有較大差別，蝕變巖中的角閃石-透閃石和綠泥石一部分屬區(qū)域變質成因，一部分為熱液成因，富鐵礦周圍圍巖并未見到任何巖漿巖與之發(fā)生接觸變質關系，因此，矽卡巖成礦說不能成立。關于菱鐵礦經變質轉化形成富鐵礦說，亦有多人進行了研究，據夏建明(2011)研究，本區(qū)礦床中貧鐵礦和圍巖中的石墨是原始泥質沉積物經區(qū)域變質作用形成的，通過物理條件計算結果，鐵氧化物在純水條件下賦存形式為赤鐵礦，在石墨存在的情況下，鐵氧化物的賦存形式為磁鐵礦。據李厚民等(2012)的研究，弓長嶺鐵礦床中貧鐵礦和富鐵礦石的δ57Fe 均為正值(54‰ ～115‰)(李志紅等，2008)，與宣龍式鐵礦床中赤鐵礦的δ57Fe 值一致，宣龍式赤鐵礦與之共生的菱鐵礦δ57Fe 值(- 10.6‰ ～-9.8‰)則為負值。山西袁家村鐵礦區(qū)磁鐵礦和赤鐵礦的δ57Fe 值為3.1‰～23.1‰，而菱鐵礦的δ57Fe 為-1.7‰，本區(qū)的貧、富鐵礦均沒有繼承菱鐵礦鐵同位素負值的痕跡，因此他認為弓長嶺二礦區(qū)的富鐵礦不是菱鐵礦分解而來。

此外，如磁富鐵礦由菱鐵礦轉化而來，磁鐵富礦體最高可增加49%的孔隙度，實際比這一限度低一些，要比同一變質壓力作用下磁鐵石英巖的孔隙度高得多，受壓必將產生壓裂和破碎，但磁鐵富礦與貧鐵礦呈互層比較正常，磁鐵富礦主要呈致密塊狀，沒有壓縮的現象。

除少數學者認為富鐵礦為原生沉積的以外，極大部分學者都支持磁鐵富礦的熱液成因說，但屬變質熱液還是混合巖化或巖漿熱液，一直存在爭議未取得一致意見，少數學者還認為磁鐵富礦的形成與大氣降水有關。最新資料表明，非變質熱液成礦的證據越來越多，考慮原來所認為的混合巖化熱液雖有一定依據，但目前證據尚顯不足，我們暫以古元古代晚期熱液加以區(qū)別。

非變質熱液的證據有以下幾點:

(1)區(qū)域變質作用階段主要是產生變質重結晶，原來極細的鐵質重結晶增大，其他鐵鎂組分形成變質礦物綠泥石、角閃石、堇青石和黑云母等，屬于中低溫礦物，而與磁鐵富礦伴生的石榴石巖、綠泥石榴石巖、鎂鐵閃石石榴石巖等成帶分布，石榴子石為鐵鋁榴石，角閃石為透閃石，綠泥石為蠕綠泥石，鐵綠泥石大部分為熱液成因而非區(qū)域變質作用成因。前者溫度高于后者。

(2)本區(qū)條帶狀含鐵建造的生成年齡為2560 ～2520Ma間，區(qū)域變質作用時間為2500 ～2450Ma，產自鐵鋁榴石中的熱液鋯石的SHRIMP U-Pb 年齡為1840 ±7Ma，而部分貧、富鐵礦中黃鐵礦和輝鉬礦測得Re-Os 同位素年齡為23 億年，尚需進一步驗證外，黃鐵礦除有原生沉積成因(年齡為2500Ma)外，尚有22 億年和﹤17 億年的年齡，則表明磁鐵富礦的熱液時代在古元古代晚期。雖然測試精度不高，但可作為參考。

(3)弓長嶺富鐵礦中石英和磁鐵礦的δ18OV-SNOW平均值分別為9.30‰(n=4)和-2.17‰(n=49)，二者均較貧鐵礦中石英和磁鐵礦的δ18OV-SNOW平均值明顯偏低，表明弓長嶺富鐵礦在形成過程中受到了外來貧18O 成礦溶液的顯著影響，而不大可能為變質熱液的結果(李延河等，2014)。

(4)有些磁鐵富礦中包有貧鐵礦層殘體，說明磁鐵富礦的形成晚于區(qū)域變質作用。

6 華北克拉通條帶狀鐵建造中富鐵礦的成因類型及其遠景

華北克拉通條帶狀鐵建造中富鐵礦的成因類型較多，至少有五種，分別為:(1)風化淋濾型富鐵礦;(2)原生沉積變質富鐵礦;(3)變質熱液富鐵礦;(4)古元古代晚期熱液富鐵礦;(5)原生較富貧鐵礦經強烈褶皺，軸部磁鐵礦因流變加富而成富鐵礦。

(1)風化淋濾型富鐵礦，這一類型在國外是一種主要的富鐵礦類型，規(guī)模巨大。而在我國，條帶狀鐵建造沉積后的漫長地質時期，沒有出現大規(guī)模面型風化殼形成的地質古地理和古氣候條件，因而不存在大規(guī)模的面型古風化殼淋濾型富鐵礦，只在局部地區(qū)，在斷裂和裂隙附近，形成一些規(guī)模很小、零星分布的小型點狀和裂隙狀風化淋濾型赤鐵礦，沒有工業(yè)意義。

(2)原生沉積變質富鐵礦，即原來沉積時鐵礦就較富，經變質重結晶形成磁鐵富礦。這一類型的富鐵礦在許多地區(qū)都有發(fā)現，呈小條狀或互層狀產于貧鐵礦層中，但延展都不大，厚度也較小，說明大部分地區(qū)條帶狀鐵建造沉積時，海水中大都缺乏豐富的鐵質來源，只有局部地區(qū)鐵質較為集中，才可能形成富鐵礦。本類富鐵礦工業(yè)意義較小。

(3)變質熱液成因富鐵礦，以往在鞍本地區(qū)弓長嶺二礦區(qū)磁鐵礦成因的爭議中曾占有重要位置，但近年來的新資料表明，此種成因的依據越來越不足，而其他地區(qū)所見此種類型富鐵礦大都規(guī)模小，無工業(yè)意義。

(4)古元古代晚期熱液成因磁鐵富礦，相當于前人所稱的混合巖化富鐵礦，由于目前欠缺混合巖化的證據，而熱液的時代已得到初步限定，為1840 ±7Ma，相當于古元古代晚期，故暫以時代命名加以區(qū)別。本類型富鐵礦是富鐵礦找礦中最有遠景和具有工業(yè)規(guī)模的一種類型，以鞍本地區(qū)弓長嶺二礦區(qū)為代表，工業(yè)規(guī)模已過億噸以上，其他地區(qū)亦有此種類型，統(tǒng)稱混合巖化熱液成因鐵礦，規(guī)模都很小，夾于貧鐵礦層中，呈層狀產出，工業(yè)意義不大。

(5)原生沉積較富的貧鐵礦，經強烈構造變形，在褶皺軸部，磁鐵礦產生流變加富形成磁鐵富礦，可能還有熱液疊加，這種類型可達中型，典型礦床是遷西杏山鐵礦，其他地區(qū)尚不多見。

7 富鐵礦研究中尚存在的主要科學問題

(1)熱液來源問題。熱液是來自于混合巖化熱液、或巖漿熱液、或大氣降水、或兩者的結合，大都是推斷，實際依據尚很不足，尤待深入研究。

(2)熱液發(fā)生的時間。由離子探針測定的與石榴石共生的熱液鋯石的U-Pb 年齡為1840 ±7Ma，但由Re-Os 方法測定黃鐵礦年齡尚有23 億年、22 億年和17 億年多期，由于測定誤差大和多解性，只能作為參考，所以同位素定年尚須從多方面加強。

(3)華北克拉通條帶狀鐵建造極大部分遭受高綠片巖相至低角閃巖相的區(qū)域變質作用，在區(qū)域變質的過程中，除重結晶作用外，能析出多少變質水(熱液)，在形成各種變質礦物過程中，變質水起到什么作用，這些看起來是變質作用過程中的實際問題，也是理論問題，其形成機理必須進一步深入探討并進行實驗研究，將有助于變質作用與成礦作用的聯系。

(4)杏山地區(qū)流變及物理重結晶作用對富礦的形成機制還有待研究。

(5)大氣降水與變質巖漿或巖漿熱液成礦說尚需尋找確切的依據。

致謝 感謝中國地質科學院地質研究所劉福來研究員和任留東研究員對本文中英文摘要寫作上的幫助，感謝楊紅助理研究員和王舫助理研究員對本文圖件進行了繪制，感謝中國地質科學院礦產與資源研究所李厚民研究員與作者就富鐵礦成因進行了探討，也感謝兩位審稿人對本文提出了中肯的修改意見。

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