深度分析澳洲資源量最大的皮爾巴拉地區(qū)礦床匯總

1、深度分析澳洲資源量最大的皮爾巴拉地區(qū)礦床【皮爾巴拉地區(qū)的鐵礦石】澳大利亞作為世界上鐵礦石資源最為豐富的國家之一，所有的州都有鐵礦床產(chǎn)出，但 90% 的鐵礦石資源量和產(chǎn)量都來自西澳洲皮爾巴拉克拉通 ( Pilbara craton) 的 哈 默 斯 利 省( Hamersley Province) ，澳大利亞資源量超過10億噸的18處鐵礦均產(chǎn)在這里，這里也是世界上主要鐵礦區(qū)域之一 ( Jaques et al，2002; Jaireth andHuleatt，2010) ，其鐵礦石資源總量估計有 400 億噸( Morris and Kneeshaw，2011) 。近年來在西澳伊爾崗克拉通( Y

2、ilagarn Craton) 也發(fā)現(xiàn)了一些鐵礦床，但是規(guī)模和品位都不及皮爾巴拉地區(qū)的鐵礦。皮爾巴拉地區(qū)的鐵礦以赤鐵礦為主，磁鐵礦很少。相比較而言，伊爾崗克拉通上鐵礦石的磁鐵礦含量較高，被認(rèn)為是與更高級的區(qū)域變質(zhì)作用有關(guān)( Morris and Kneeshaw，2011) ?！救N礦床類型】皮爾巴拉地區(qū)的鐵礦有三種類型，分別是: 賦存在條帶狀含鐵建造 ( Banded Iron Formation，BIF) 中的層狀鐵礦床( bedded iron deposit，BID) ，礦石中的礦物主要為赤鐵礦和赤鐵礦針鐵礦; 產(chǎn)在古河道中的河道型鐵礦床( channel iron deposit，C

3、ID) ，礦石中的礦物主要為針鐵礦赤鐵礦， 主要由 BID 受侵蝕崩塌或沖積形成的碎屑型鐵礦床( detrital iron deposit，DID) ，量少，礦石中的礦物主要 為 赤 鐵 礦針 鐵 礦 ( amanaidou et al，2003;Morris and amanaidou，2007) 。BID 型鐵礦通常品位高，規(guī)模大，是本區(qū)最為重要的礦床類型，其礦床成因尚存在爭論，主要有三種觀點，分別是表生變質(zhì)模式、同造山的熱液模式和深成表生模式。CID 型鐵礦由于其規(guī)模較大和容易開采，因此在西澳的鐵礦石開采中占有很重要的地位，礦石以球粒狀構(gòu)造和富含鐵化的木屑為主要特點。關(guān)于 CID 型礦

4、床的成因，爭議較大，觀點甚多。一些學(xué)者認(rèn)為 CID 型礦床的形成受特定條件( 包括氣候、地表風(fēng)化和地質(zhì)背景) 的控制; 而有些學(xué)者則認(rèn)為 CID 型礦床形成于一個富含有機酸的飽和地下水的加積河道內(nèi)，與鐵的原位溶解和再沉淀有關(guān)。礦化發(fā)生在古地下水大氣界面，因此受地下水位的控制。由于對鐵礦的礦床成因沒有形成統(tǒng)一的認(rèn)識，因此對指導(dǎo)找礦產(chǎn)生了較大影響。而對DID 型鐵礦，盡管也是一種礦床類型，但是作為單一鐵礦床產(chǎn)出的非常少，而且單個礦床規(guī)模小，從 200 1000 萬噸，其資源總量大約只有 5 億噸，年產(chǎn)量也僅有約 500 萬噸，與皮爾巴拉地區(qū)每年 2 3 億噸的鐵礦石總產(chǎn)量相比，幾乎可以忽略不計(

5、Morris and Ramanaidou，2007) 。由于 DID 型鐵礦成因相對簡單，因此也很少有文章對其專門進(jìn)行論述。鑒于澳洲鐵礦主要產(chǎn)于皮爾巴拉地區(qū)，而對鐵礦床的研究也主要集中在這個地區(qū)，因此，可以說皮爾巴拉地區(qū)哈默斯利盆地鐵礦床的研究現(xiàn)狀基本上就代表了澳洲地區(qū)鐵礦床的研究現(xiàn)狀?！酒柊屠刭|(zhì)背景】西澳皮爾巴拉克拉通被認(rèn)為保存了世界上最為完整的太古宙巖石( 3. 51 2. 85Ga) ，由綠巖和花崗巖組成，其上被一套含有 BIF 的火山沉積巖所覆蓋( asmussen et al，2005) 。這些 BIF 產(chǎn)于皮爾巴拉克拉通南部的哈默斯利盆地，它是一個長近 600 km，最寬處達(dá)

6、 350 km 的長軸呈北西西向的一個橢圓形盆地，面積大約 15 萬 km2。該盆地是由皮爾巴拉克拉通南部邊緣在新太古代古元古代時期伸展發(fā)育形成的( Tyler and Thorne，1990) 。盆地沉積環(huán)境為海相和河流相，沉積時間大約在 2775 1843Ma，主要巖性為硅質(zhì)碎屑巖、BIF、白云巖、鎂鐵質(zhì)和長英質(zhì)火山巖。哈默斯利盆地中沉積的最古老地層為福特斯庫群( Fortescue Group，沉積時間為 2775 2600Ma) ，不整合覆蓋在皮爾巴拉克拉通基底巖石之上，巖性主要為基性熔巖、科馬提巖、長英質(zhì)火山巖、凝灰?guī)r和泥巖，沉積厚度超過 4500m。其上整合沉積的是哈默斯利群( H

7、amersley Group) ，主要巖性為 BIF、碳酸鹽巖、頁巖和酸性火山巖。這套巖層是哈默斯利地區(qū)鐵礦的主要賦礦層位，出露面積超過 60000 km 2( Morris，1980) ，沉 積 時 間 為 2600 2450Ma ( Barley et al，1992，1997; Trendall et al，1998; Brown et al，2004; Morris and Kneeshaw，2011) ，沉積厚度約 2400m，其中含鐵建造( BIF) 的沉積厚度約為 1145m，約占整個地層厚度的 48%。這些 BIF 中鐵的含量大約在 30% 左右。哈默斯利群有 3 套含鐵建造，

8、BID 型鐵礦主要產(chǎn)于馬拉曼巴含鐵建造( Marra Mamba Iron Formation)和布洛克曼含鐵建造( Brockman Iron Formation) 中，其沉積厚度分別為 230m 和 620m。在哈默斯利群上面的是整合沉積的圖里克里克群( Turee Creek Group，沉積時間為24502300Ma) ，其主要巖性為頁巖、砂巖、粉砂巖、礫巖和碳酸鹽巖，沉積厚度大約為5000m。上述這三個群地層共同組成了布魯斯山超群( MtBruce Supergroup)，沉積巖總厚度近13. 5 km。這套地層記錄了盆地的發(fā)育從最初的裂谷到穩(wěn)定的臺地階段，再到最后由于構(gòu)造活動不斷增

9、強從而形成一些淺水沉積( Tyler and Thorne，1990) 。在布魯斯山超群上面不整合沉積了維魯群，它記錄了由陸地淺海向深水沉積的變化，構(gòu)造環(huán)境從活動大陸邊緣向前陸盆地的轉(zhuǎn)變( Tyler and Thorne，1990) 。哈默斯利盆地的 BIF 是由微晶狀硅質(zhì)巖和鐵氧化物組成的細(xì)紋層狀化學(xué)沉積物于 2. 60 2. 45Ga 沉積在一個緩慢沉降的大陸邊緣( Morris，1985; Barley et al，1997) 。沉積作用發(fā)生在一個大型的構(gòu)造巖漿事件期間，BIF中的Fe和Si是在一個或多個大型海底熱液活動增強期間由富含F(xiàn)e和Si的低氧海水逐漸上涌到大陸架沉淀形成的( B

10、arley et al，1997) 。盆地沉積學(xué)與鋯石年代學(xué)研究表明，福特斯庫群和哈默斯利群上部沉積速率較快，而哈默斯利群中部沉積速率相對較慢，反應(yīng)早期盆地快速沉降的特點，到了后期盆地沉降速率發(fā)生較大變化。對不同巖性的沉積速率研究表明，哈默斯利群中 BIF、碳酸鹽和頁巖的沉積速率具有較大差別，其平均沉積速率分別為: 約 180 m/Ma、12 m/Ma 和 5 m/Ma( Trendall et al，2004)，因此，總的來說，BIF 是在盆地快速沉降期間沉積形成的。哈默斯利省的區(qū)域構(gòu)造特征是北部變形弱，南部變形強。哈默斯利省北部的沉積巖地層基本未受變質(zhì)，向南緩傾( 傾角只有幾度) ; 靠近

11、中部為一些走向北至北西的開闊褶皺，地層緩傾斜; 靠近南部邊緣，地層中等到強烈褶皺并局部倒轉(zhuǎn)，是鐵礦床的主要產(chǎn)地( Harmsworth et al，1990; Brown et al，2004) 。區(qū)域地層大致經(jīng)歷了 5 期變形，從D1到D5 ( Brown et al，2004; Powell and Martin，1996; Ronaszecki，1992) 。早期變形( D1 ) 可能與成巖作用有關(guān)，形成一些中等規(guī)模的張性構(gòu)造，沒有明顯的地層重復(fù)或者缺失，推測發(fā)生在 2450 Ma 之后不久( 哈默斯利群沉積結(jié)束) 。第二期變形為奧夫薩爾米亞造山運動( Ophthalmia orogen

12、y) ( D2 ) ，開始于皮爾巴拉和伊爾崗克拉通之間的南北向匯聚，發(fā)生于約 2439 2209 Ma 之 間( Trendall et al，1998) 。第三期變形( D3 ) 持續(xù)了大約400 Ma，至少包括兩期事件，一期是隆起和剝蝕事件，另外一期是褶皺事件。第四期變形為卡普里考恩造山運動( Capricorn orogeny) ( D4 ) ，大約發(fā)生在 17001650 Ma，是伊爾崗和皮爾巴拉克拉通斜向碰撞的結(jié)果( Tyler and Thorne，1990) 。第五期變形，緊接著在卡普里考恩造山運動之后，區(qū)域上發(fā)生了右旋斷裂和局部的褶皺( D5 ) 。由奧夫薩爾米亞造山運動產(chǎn)生的

13、區(qū)域變質(zhì)作用在哈默斯利省北部的變質(zhì)程度最低( 葡萄石綠纖石相) ，向南變質(zhì)程度逐漸增加，達(dá)到綠片巖相( Smith et al，1982) 。哈默斯利省地區(qū)巖漿活動相對較弱，出露的侵入巖主要為一些基性巖脈。另外，在新太古代古元古代的地層中也有一些火山巖分布。【西澳皮爾巴拉地區(qū)BID 型礦床】西澳皮爾巴拉地區(qū)的 BID 型鐵礦主要產(chǎn)在哈默斯利盆地的南部，并且絕大多數(shù)產(chǎn)在布羅克曼含鐵建造( Brockman Iron Formation) 分布區(qū)，少量產(chǎn)在馬拉曼巴含鐵建造( Marra Mamba Iron Formation) 分布區(qū) ，與這些 BIF 地層關(guān)系非常密切。BID 型礦床又可以進(jìn)一

14、步細(xì)分為兩種不同的礦石類型: 即中生代古新世由表生作用形成的假像赤鐵礦針鐵礦( martite-goethite，縮寫 M-G) 礦石和大約 2. 0Ga 形成的高品位的假像赤鐵礦微板狀赤鐵礦( martite-microplaty hematite，縮寫M-mplH)礦石( Morris and Kneeshaw，2011) 。表生作用形成的 M-G 礦石在澳大利亞以外并不常見，而 MmplH礦石則是世界范圍內(nèi)主要的鐵礦石資源。Morris and Kneeshaw( 2011) 總結(jié)了 BID 型礦床具有如下特點: 規(guī)模: 單個礦床的鐵礦石( 品位 64% ) 儲量從幾千噸到30 億噸，沿

15、走向延伸可達(dá)7 km甚至更多，寬達(dá) 4 km，通常在不到 1m 的范圍內(nèi)就可以從礦石( 55% Fe) 突變到 BIF( 30% Fe) ; 礦石的純度: 礦石以三價鐵氧化物為主，還有少量殘余的鋁/硅質(zhì)成分，外來成分極其罕見; 礦石的氧化狀態(tài): 盡管有一些規(guī)模較小的礦床以磁鐵礦為主，還有一些是磁鐵礦和赤鐵礦，但是世界范圍內(nèi)的鐵礦石主要是由氧化的赤鐵礦或赤鐵礦針鐵礦組成。盡管它們具有氧化特征，但是通常它們都延伸到大氣能夠影響到的深度之下，而且淺部礦石與深部礦石在礦物組成上沒有明顯的區(qū)別; 地層細(xì)節(jié)的保存: 礦石中常見原巖層理，從厚層理到微層理。皮爾巴拉地區(qū)典型的 BID 型鐵礦包括: 世界上最大

16、的露天鐵礦山鯨背山( Mt. Whaleback) 、湯姆普拉爾斯山( Mt Tom Price )和帕拉伯杜-查納( Paraburdoo-Channar) 、哈默斯利( Hamersley) 、西安吉拉斯( West Angelas) 、采礦區(qū) C( Mining Area C) 、吉姆布勒巴( Jimblebar) 、霍普當(dāng)斯( Hope Downs) 、所羅門( Solomon) 、迪普達(dá)爾·簡( Deepdale J) 、巴爾毛拉爾南部( Balmoral Southern) 、巴爾毛拉爾中部( Balmoral Central) 、開 普 蘭 姆 伯 特 ( Cape L

17、ambert ) 、帕杜( Pardoo) 和圣誕小溪( Christmas Creek) 等大型鐵礦床。【BID 型礦床成因】最初，哈默斯利省的這些 BID 型鐵礦床都被認(rèn)為是表生成因，與古近紀(jì)的風(fēng)化作用有關(guān)( Macleod，1966) 。后來，由于對礦石礦物學(xué)、BIF 以及整個哈默斯利省地質(zhì)歷史的詳細(xì)研究，對這一古近紀(jì)成礦時代和表生成因結(jié)論提出了疑問，King( 1989) 認(rèn)為是同生成因，而 Tyler and Thorne( 1990) 和 Powell 等( 1999)認(rèn)為完全是深成成因，Kneeshaw( 1975) 認(rèn)為是深成模式但是有后期的表生作用疊加?？偟膩碚f，大致有三種不

18、同的模式來解釋哈默斯利省鐵礦床的成因，分別是表生變質(zhì)模式、同造山的熱液模式和深成表生模式，下面分別予以介紹。【表生變質(zhì)模式】基于對哈默斯利區(qū)域鐵礦床的長期研究，Morris( 1985) 曾提出了一個被廣泛接受的表生變質(zhì)成礦模型，建立了 M-G 礦石的表生模式( supergene model)和 M-mplH 礦 石 的 表 生變 質(zhì) 模 式 ( supergenemetamorphic model)  。Morris( 1985) 和 Morris and Kneeshaw( 2011) 認(rèn)為最初在 2 ± 0. 2Ga 在哈默斯利省發(fā)生了 BIF 的表生富集，這些 M

19、-G 礦石形成于古元古代大氣能夠到達(dá)的位置，受季節(jié)性氧化的電化學(xué)反應(yīng)在 BIF 母巖( 陰極) 的滲流帶通過導(dǎo)電的磁鐵礦層到深部反應(yīng)帶( 陽極) ，硅質(zhì)和碳酸鹽被古元古代風(fēng)化面下的靠近地表的大氣降水淋濾掉。這些 M-G礦石在元古宙約 80 100的區(qū)域變質(zhì)作用/成巖作用過程中，在局部熱液環(huán)境中從基質(zhì)針鐵礦中形成微板狀赤鐵礦( mplH) ，并從殘余的針鐵礦中形成 MmplH礦石。在白堊紀(jì)古新世由于暴露和侵蝕，發(fā)生了表生富集，形成了第二期的 M-G 礦石，受到地下水的淋濾和侵蝕，帶走了大量殘余的針鐵礦，留下了低磷的赤鐵礦礦石，形成了 MtWhaleback 和MtTom Price 礦床中不含針

20、鐵礦的M-mplH 礦石。而在Paraburdoo 礦床中的M-mplH針鐵礦礦石中，殘余的針鐵礦很常見，說明該礦床是近期才暴露出來，沒有受到表生作用的改造。但是，Goode( 2012) 認(rèn)為，哈默斯利盆地富含針鐵礦的礦體可能與中生代晚期古近紀(jì)地表下的深層風(fēng)化作用有關(guān)。在這個模型中，微板狀赤鐵礦( mplH) 的形成包括兩個階段， 在古元古代風(fēng)化面之下靠近地表的地下水通過電化學(xué)反應(yīng)使得 BIF 發(fā)生表生富集，形成假像赤鐵礦針鐵礦，深達(dá)5km 的埋藏變質(zhì)作用使得假像赤鐵礦針鐵礦變成微板狀赤鐵礦( Harmsworth et al，1990) ，并在中生代的表生作用下，使得BIF( 35% TF

21、e) 變成高品位的鐵礦石( 65% TFe)。( after Morris and Kneeshaw，2011)根據(jù)Morris and Kneeshaw ( 2011) 提出的這個模式，假像赤鐵礦針鐵礦是在哈默斯利群和圖利克里克群沉積之后由于地下水循環(huán)形成的，并在此之后埋藏在維魯群下部接受變質(zhì)作用，從而形成微板狀赤鐵礦礦石。但是，在維魯群底部礫巖層中發(fā)現(xiàn)了微板狀赤鐵礦碎屑顆粒，使得表生模式遇到了挑戰(zhàn)，因為沒有證據(jù)表明，在圖利克里克群和維魯群沉積巖之間，有厚達(dá) 5km 的巖石被剝蝕掉。相反，盆地分析表明( Powell et al，1999) ，維魯群下部與波爾吉達(dá)組和圖利克里克群都是沉積在同

22、一前陸盆地，以致一些微板狀赤鐵礦礦體是在奧夫薩爾米亞造山運動期間形成的。在紐曼地區(qū)，靠近與 D2同期或稍后形成的赤鐵礦石英脈，赤鐵礦直接交代了含磁鐵礦石英的BIF，這說明流體運移和礦化是與奧夫薩爾米亞期構(gòu)造事件同時發(fā)生的，Powell 等( 1999) 等因此提出了同造山熱液成因模式。而 Lascelles( 2012a) 認(rèn)為，這些高品位的 M-G 鐵礦床的鐵礦石里沒有指示曾經(jīng)含有硅質(zhì)條帶，因此可能本來就不含硅質(zhì)條帶，所以也就不存在這些硅質(zhì)條帶被表生作用淋濾掉。Morris and Kneeshaw( 2012) 反駁認(rèn)為，Paraburdoo礫巖中的沉積針鐵礦可能是最近風(fēng)化形成的，而不是古

23、元古代，并且這些礫巖甚至有可能是有礦業(yè)公司在早期填圖時搞錯了，而把它放在了 Mount McGrath 組里面。【同造山熱液模型】Powell 等( 1999) 用同造山熱液模型( synorogenic hydrothermal model) 來解釋 BID 礦床的成因，認(rèn)為富含赤鐵礦的礦石不是形成于埋藏變質(zhì)作用，而是由早古元古宙造山作用期間氧化的熱液流體( 200 400) 和還原的 BIF 反應(yīng)的結(jié)果。他們認(rèn)為，不僅哈默斯利盆地南緣的富含赤鐵礦的礦石形成于大約2450 2200 Ma 的奧夫薩爾米亞造山運動，而且還認(rèn)為 M-G 礦石也可能是微板狀赤鐵礦礦石的低溫變體，并且形成在遠(yuǎn)離造山前

24、鋒。Li 等( 2000) 基于廣泛的古地磁研究，拓展了這個模型，并提出了 M-mplH礦石形成或重結(jié)晶的兩個主要階段，一個可能與奧夫薩爾米亞造山運動有關(guān)，另外一個與 1800 1650 Ma的阿詩伯頓造山運動( Ashburton Orogeny) 有關(guān)，成礦受隆起山脈到前陸盆地驅(qū)動的盆地?zé)崃黧w與更冷的大氣降水的混合作用控制?！旧畛杀砩Ｊ健炕趯估「咂肺怀噼F礦床的系統(tǒng)研究，Taylor等( 2001)提出了M-mplH 礦石的深成表生模式( hypogene-supergene model) ，認(rèn)為本區(qū)鐵礦床受元古代時期隆起和伸展階段形成的正斷層系統(tǒng)控制，赤鐵礦石賦存在布魯克曼含鐵

25、建造里，成礦是由于脈石礦物多階段不斷從主巖中遷出，致使鐵在殘余物中富集，并認(rèn)為這些高品位鐵礦的形成經(jīng)歷了 4 個主要階段: 第 1 階段是深成作用階段，由相對還原的、低溫( 150 250) 、咸的盆地?zé)崃黧w從 BIF 中帶走了所有的自由 Si，剩下鐵氧化物、碳酸鹽、鎂硅酸鹽和凝灰質(zhì)，鐵礦物的氧化狀態(tài)沒有發(fā)生明顯改變。第 2 階段是深部大氣降水循環(huán)作用階段，大氣降水向下深循環(huán)，磁鐵礦菱鐵礦組合被氧化成赤鐵礦鐵白云石，形成了特征的微板狀赤鐵礦，并且磁鐵礦也轉(zhuǎn)變成了假像赤鐵礦。成礦流體中溫，低鹽度，具有氧化性，表明很可能來自地表。第 3 階段為淋濾階段，從BIF 中帶走了殘余的碳酸鹽脈石礦物，留下

26、了磁鐵礦磷灰石或赤鐵礦磷灰石礦物組合，并夾有富鎂的頁巖條帶。第 4 段為表生作用階段，與現(xiàn)代風(fēng)化作用沒有區(qū)別，但是在現(xiàn)在的地表下面穿透很深。鎂硅酸鹽轉(zhuǎn)變成高嶺土殘余，大大減薄了頁巖條帶，磷灰石被破壞，較深的風(fēng)化作用又淋濾帶走了 Ca 和 P，最終產(chǎn)物是具有微板狀結(jié)構(gòu)的多孔狀赤鐵礦石，夾有高嶺石化頁巖( Taylor et al，2001) 。根據(jù) Taylor 等( 2001) 的研究成果，主要礦化作用的時間發(fā)生在2210 1840 Ma，即在奧夫薩爾米亞造山運動之后，阿詩伯頓造山運動之前。對于 Taylor 等( 2001) 提出的深成模式，Morris and Kneeshaw( 2011

27、) 認(rèn)為存在如下缺點: 礦床通常缺少流體通道，以及與成礦有關(guān)的圍巖蝕變; 需要大量的二階鐵遷移到礦床沉積場所然后氧化成三價鐵再沉淀下來; 缺少成礦前的熱液礦物; 在礦床中出現(xiàn)同時代的低溫相，如重結(jié)晶的針鐵礦，沒有被完全淋濾或強烈變質(zhì)。從前人的研究成果中不難看出，要形成 BID 型鐵礦，首先是要有一個含鐵較高的礦源層，即 BIF，其次是后期的改造，不管是變質(zhì)熱液、盆地鹵水、大氣降水還是表生作用，其實都需要流體對礦源層進(jìn)行改造。這種改造非常重要，沒有改造，成礦物質(zhì)不能進(jìn)一步富集，也就成不了富礦。而對一個具體的礦床來說，其流體類型有可能是多種多樣的，有的是以盆地鹵水為主，有的是以變質(zhì)熱液為主，甚至還

28、有的是以大氣降水為主，還有的是以表生作用為主，或者這幾種流體都很重要，共同作用形成了 BID 型鐵礦?！?CID 礦床】從全球范圍來看，除了哈薩克斯坦曾報道也發(fā)現(xiàn)有CID 型鐵礦外( Morris and amanaidou，2007) ，其他的所有 CID 型鐵礦都產(chǎn)在西澳的皮爾巴拉地區(qū) ，而且皮爾巴拉地區(qū)的 CID 型鐵礦比哈薩克斯坦的CID 型鐵礦規(guī)模大、品位高。因此，可以說為 CID 型鐵礦是皮爾巴拉地區(qū)所獨有的一種鐵礦床。西澳皮爾巴拉地區(qū) CID 型鐵礦的資源總量預(yù)計70 億噸。從 1972 年開始在 Robe 古河道上游開始開采 CID 型鐵礦石，到 2005 年，開采的 CID

29、型鐵礦石量占當(dāng)年哈默斯利省鐵礦石開采總量的 40%，并且在這之后這個比例還在逐年增加 ( Morris and Ramanaidou，2007) ，可見 CID 型鐵礦在皮爾巴拉地區(qū)的鐵礦資源中占有很重要的地位。盡管其資源總量不及 BID 型鐵礦，但是由于其具有品位高( TFe 含量57% ) 和容易開采的特點，因此每年的采礦量都很大。在國內(nèi)的相關(guān)報告和文獻(xiàn)中尚查不到每年從澳大利亞進(jìn)口的 CID 型鐵礦的礦石量。哈默斯利省的 CID 型鐵礦主要產(chǎn)在 Robe 河和754 地 質(zhì) 論 評 2013 年Marillana 山谷( 著名的 Yandi 鐵礦就產(chǎn)于這條古河道中) 的古河道中( 圖 4)

30、 。礦體厚度 1 100m，寬度從1km 到幾 km 不等。Robe 古河道是最長的，其產(chǎn)出的 CID 型鐵礦長度超過 150km，Marillana 古河道保留的 CID 型 鐵礦長度達(dá)80km ( Ramanaidou et al，2003) 。根據(jù)巖相學(xué)研究結(jié)果，Morris and amanaidou( 2007) 將 CID 型礦石成分劃分為似球粒( pelletoid) 、球粒( peloid) 、木化石和基質(zhì)四部分。 似球粒: 是一種具有內(nèi)核和外殼的呈球粒狀的針鐵礦或赤鐵礦，大小從 0. 25 2mm 的鮞粒到 2 10mm 的豆粒，是礦石的主要組成部分; 球粒: 通常是由細(xì)粒的

31、針鐵礦組成，沒有明顯的內(nèi)部結(jié)構(gòu)，其粒度一般要比伴生的似球粒大一些; 木化石: 通常是指鐵化的木屑 ，保存了木質(zhì)結(jié)構(gòu); 基質(zhì):主要是少量孔狀的鐵質(zhì)?！綜ID 型鐵礦】CID 型鐵礦具有如下特點，它們可能與礦床的成因有關(guān)( Morris and Ramanaidou，2007) : CID 型礦床是以河道為邊界的河流沉積礦床，目前僅發(fā)現(xiàn)于西澳和哈薩克斯坦，因此形成這種大型 CID 型礦床需要特殊的地質(zhì)條件，如富鐵的成礦物質(zhì)，有利的風(fēng)化條件; 西澳的 CID 型鐵礦，幾乎見不到殘余的巖石結(jié)構(gòu); CID 礦床中數(shù)十億噸的球粒與其上下覆 DID 礦石中的幾千萬噸的球粒形成了鮮明對比，這表明形成CID 型

32、鐵礦需要特殊的條件;與缺少殘余的巖石結(jié)構(gòu)( 如 BIF) 和 BID 礦石結(jié)構(gòu)相比，CID 礦石中常見大量的保存完好的鐵化木碎屑( 圖 7) ，這說明原位的碎屑交代扮演了一種重要角色。【CID 型鐵礦礦床成因】盡管哈默斯利省 CID 型鐵礦的勘探和開采已經(jīng)有 40 多年的歷史了，但是關(guān)于 CID 型鐵礦的成因仍然存在爭議( Morris and amanaidou，2007) 。主要觀點有:( 1) CID 型鐵礦是河道中的碧玉鐵質(zhì)巖( jaspilite) 碎屑交代與去硅化形成的( MacLeod et al，1963) ;( 2) 主要是化學(xué)沉淀形成的沼鐵礦( bog iron ore)(

33、 Harms and Morgan，1964) ;( 3) 由 BIF 風(fēng)化形成的含鐵碎屑堆積的結(jié)果( Campana et al，1964) ;( 4) 沼澤中含鐵沉積物和少量碎屑一起沉積的結(jié)果( Butler，1976) ;( 5) 河道中富鐵碎屑先聚集成一個核，然后進(jìn)一步沉淀鐵氧化物形成的( Hall and Kneeshaw，1990) ;( 6) 礦石中的似球粒是土壤成因，但是球粒是似球粒和木化石蝕變的結(jié)果( Stone，2005) ;( 7) 是由富鐵碎屑、蝕變 BIF 和木頭堆積后經(jīng)過鐵質(zhì)交代作用形成的( Heim et al，2006) ;( 8) 礦石中的似球粒成分主要是土壤

34、成因，球粒是在層內(nèi)或表土中形成的，而由針鐵礦交代的木屑假像則多發(fā)生于固結(jié)的沉積物內(nèi)( Morris et al，1993;Morris and amanaidou，2007) 。Morris and amanaidou( 2007) 認(rèn)為，CID 礦床形成于中新世，主要礦石礦物是針鐵礦和赤鐵礦，形成于成熟地表的辮狀古河道，其原巖包括: 前寒武紀(jì)花崗巖、火山巖、變質(zhì)沉積巖、BIF 和含鐵的古近紀(jì)河谷沉積物; 球粒狀礦石的核部為赤鐵礦，外面包裹有針鐵礦。并且，Morris and amanaidou( 2007) 認(rèn)為一些獨特條件的共同作用才形成了 CID 型礦床。( 1) 獨特的氣候條件: 推測

35、在中新世時期，在哈默斯利盆地的地表很可能發(fā)育有一種容易被侵蝕的富鐵土壤，它形成于一個雨量中等、長期溫暖、非季節(jié)性的氣候環(huán)境下。這種富鐵土壤可能以含鋁的針鐵礦為主，總體上缺少母巖結(jié)構(gòu)，并含有大量鐵化的細(xì)木屑或木炭。在沉積物內(nèi)，鐵泥與有機質(zhì)的反應(yīng)似乎使得二價鐵交代木屑，形成鐵化木屑。似球粒的增生膜表明這些球粒曾經(jīng)歷了多期的埋藏、鐵化，然后又重新暴露，反映了從干旱到多雨氣候的這種快速和經(jīng)常性的變化( Morris and amanaidou，2007) 。從濕潤到干旱氣候的周期性變化可能會延續(xù)上千年，或者更少一些，如果野火扮演一個重要的角色，使得地表的針鐵礦脫水后變成赤鐵礦( 或者假像磁鐵礦磁赤鐵礦

36、) ，然后沿著裂縫破碎，并隨著土壤滑動，由于風(fēng)化作用而逐步降低顆粒的大小。顆粒的形狀和大小對運移機制的影響很大，顯然球形顆粒要比不規(guī)則的顆粒運移起來需要的力更小。CID 型礦床似球粒的粒徑大小在 1 3mm，表明這個范圍內(nèi)的顆粒是最容易聚集和遷移的。在中新世中期，皮爾巴拉地區(qū)的中心大約位于南緯 31°，比現(xiàn)在位置更靠近南極 10°左右，受向南和北西向延伸的海岸線影響。因此，其降水主要受兩個系統(tǒng)的影響，一個是一股冬季與南極有關(guān)的冷風(fēng)( 就像今天西澳西南部那樣) 與南赤道流有關(guān)的向北的海洋暖流相互作用，另一個是不受限制的印度尼西亞貫流( 露紋流，Leeuwin Current)

37、 。這種雙氣候模式的相互作用可能使得陸內(nèi)的 Yandi 地區(qū)有比沿海更高的降水量，但是其周圍局部地區(qū)卻在這個所需要的降水量之下。( 2) 獨特的地表條件: 在 CID 型礦石中，總體上缺少玉髓和粘土，表明風(fēng)化面主要是鐵的氧化物，而那些各種不同的非鐵成分可能在流向河道或在河道內(nèi)運移過程中丟失了。在形成 CID 的時候，其地表可能生長有獨特的植物，類似荒野的地方，并且地表很少有能夠識別出原始結(jié)構(gòu)的巖石碎屑?，F(xiàn)代找不到這種地表。在植被稀薄的情況下，河道沉積有可能會加速。在約 15 11 Ma，CID 礦床形成時的海平面在大約 150 0m。( 3) 獨特的地質(zhì)環(huán)境: 這種貫穿全年的潛在的有利降水反過

38、來又需要必要的地質(zhì)背景，即必須要有大量的含鐵建造( BIF) 提供礦源。為什么在 BID 型鐵礦產(chǎn)出的地方幾乎沒有發(fā)現(xiàn) CID 型鐵礦? 主要原因一是 BID 礦床產(chǎn)出的地方褶皺緊密，導(dǎo)致 BIF 露頭較少，而在 CID 礦床產(chǎn)出的地方均為開闊褶皺，BIF 露頭面積大; 二是 BID 型礦床表面不利于形成大量的CID 礦床中常見的似球粒。Heim 等 ( 2006) 提出了 BID 型鐵礦成因的另外一種觀點。他們用( UTh) /He 方法在 Yandi CID 型鐵礦里的自生針鐵礦中獲得的測年結(jié)果表明，頂部針鐵礦的形成年齡為約 18Ma，而底部針鐵礦的形成年齡為約 5Ma，這說明隨著深度加深，礦化卻有逐漸變年輕的趨勢。這一趨勢被認(rèn)為與西澳在新近紀(jì)的干旱化使得地下水面逐漸下降，針鐵礦在地下水大氣界面沉積是一致的。成熟、寬闊和緩傾斜的古河道，說明 CID 礦床所在流域曾經(jīng)歷了比西澳今天更為潮濕的環(huán)境。河床底部沉積的花粉也表明本區(qū)在早漸新世時期曾是一種更為寒冷和潮濕的氣候，而在這之后，