沉积变质型铁矿是中国十分重要的铁矿类型(李志红等, 2008; 李厚民, 2012; 李延河等, 2014), 主要形成于前寒武纪，大规模产出于太古代—古元古代(Goodwin, 1973; Gross, 1980; 1983; Ilyin, 2009; 李延河等, 2012; 刘清泉等, 2014)，通常由硅质条带和铁质条带构成，两者互层交替产出，也被称为条带状铁建造(BIF)。作为前寒武纪特有的地质产物和早期地壳的重要组成部分，沉积变质铁矿床不仅具有重要的经济价值，还记录了早期地球的演化信息，是研究前寒武纪大气和海洋的重要线索(Cloud, 1973; Holland, 1973; James, 1983; Walker, 1984; Derry et al., 1990; Huston et al., 2004; 王长乐等, 2012; 李志红等, 2014)。

新元古代条带状铁矿床是继大氧化事件(GOE)后，间断10亿年左右(～1800 Ma至～750 Ma)又再次大规模出现的一种沉积变质铁矿类型(Hoffman et al., 1998; Bekker et al., 2010; 李厚民，2012; Baldwin et al., 2012)。与太古代—古元古代条带状铁建造不同，这类铁矿床常具有粒状构造，多不具有明显的条带，因此也被称为GIF(Granular Iron Formation)(Klein et al., 1993; Manikyamba, 1999; Trendall, 2002; Klein, 2005; 王长乐等, 2012; Angerer et al., 2016)。虽然新元古界铁矿床的规模和经济价值远小于太古代的阿尔戈马型和古元古代的苏必利尔型沉积变质铁矿，但其分布却更为广泛，在北美、南美，非洲、澳大利亚、西伯利亚、中亚、印度及华南扬子地块等均有报道(图1；Sims et al., 1984; 汤家富等，1987; Lottermoser et al., 2000; Young, 2002; 沈保丰等，2005; Carlos et al., 2007; Halverson et al., 2011)。

新元古代条带状铁建造的形成时间从780 Ma一直持续到630 Ma。新元古代氧化事件(NOE)通常被认为是其形成的原因之一(Spence et al., 2016; Och et al., 2012; Hayes et al., 2006)。前期海洋缺氧环境的产生，矿床学家将其归结为雪球地球事件(Klein et al., 1993; Hoffman et al., 1998; 2002)。正是由于冰川的覆盖作用，导致冰下水体具有了贫氧、富铁和高盐的特征；间冰期时，由于冰川融化，进而导致富铁水体氧化而形成相应的铁矿床。实际上，新元古代铁矿并不像太古代—古元古代铁矿床那样(以磁铁矿、赤铁矿或其他矿物相为主)，其成矿矿物组成往往是排外性的赤铁矿(Klein et al., 1993; Cox et al., 2013)，常与冰碛岩相伴生，反映出新元古代中期极端的气候环境(Cox et al., 2013)。Canfield等(1996)指出，在1000～640 Ma之间，地球外部大气的氧含量就已经逐渐升高至现代氧含量水平的5%～18%。在马雷诺冰期之后，深海开始被氧化，铁物质再次大量沉淀(Fike et al., 2007; Canfield et al., 2007)。

塔里木克拉通是中国3大古老克拉通之一，其北缘的库鲁克塔格地块前寒武系出露最为完整，并且普遍发育有含铁建造层。然而，由于环境恶劣、交通不便，前人对该地区新元古界铁建造尚未开展深入研究，对产于此区域的新元古代铁矿所具有的重要意义缺乏深入讨论。本文以塔里木北缘库鲁克塔格地块的库鲁克赛铁矿作为研究对象，通过详细的野外观察、相关地层的锆石年代学以及矿床地球化学工作，阐明该期铁建造的发育特征和形成时代，探讨塔里木新元古界铁建造形成过程、沉积环境和形成机制。

2　区域地质背景

库鲁克塔格地块位于塔里木盆地东北缘，总体近东西向伸展，是塔里木克拉通的重要组成部分。该地块北以辛格尔_铁门关断裂与南天山为界，南以孔雀河断裂与塔里木盆地早古生界接触(图2a、b；Shu et al., 2011)。该地块前寒武纪地层出露最为完整，可以划分为前寒武系变质基底和南华系—震旦系沉积盖层2个部分，呈现出典型的双层结构(冯本智等，1995)。

太古界由斜长角闪岩、灰色片麻岩、云母石英片岩夹少量不稳定大理岩透镜体及肉红色片麻状花岗岩等组成(陆松年, 1992；曹晓峰等, 2012)，主要出露于库鲁克塔格地块的中部地区。

古_中元古界包括达格拉格布拉克群、兴地塔格群和爱尔基干群。达格拉格布拉克群主要由一套片麻岩和混合岩组成，其原岩形成于24亿年左右，后于18.5亿年发生强烈的变质作用。兴地塔格群和爱尔基干群主要是由云母片岩、片麻岩、闪长岩、大理岩以及由碎屑岩和碳酸盐岩组成的海相沉积序列(高振家, 1993; 胡霭琴等, 1997; Wu et al., 2014)。

新元古界沉积地层主要为青白口系帕尔岗塔格群和南华系—震旦系库鲁克塔格群。帕尔岗塔格群主要分布在东库鲁克塔格南坡帕尔岗塔格及库鲁克塔格、兴地塔格、雅尔当山等地。据新疆地质矿产局1∶50 000矿产地质调查地层划分方案，帕尔岗塔格群下部(独断山组)为一套厚度不大的变质粉砂岩、粉砂质页岩、石英岩地层，与蓟县系爱尔基干群呈假整合或整合接触；其上部(横断山组)为一套富含叠层石礁的厚层白云质灰岩、结晶灰岩、白云岩地层，与上覆库鲁克塔格群呈明显的不整合接触关系。高振家等(1984)将库鲁克塔格群自上而下划分为：震旦系汉格尔乔克组、水泉组、育肯沟组和扎摩克提组；南华系特瑞艾肯组、阿勒通沟组、照壁山组和贝义西组。

3　矿区地质

库鲁克赛铁矿位于库鲁克塔格地块东段(图3)。矿区内出露的地层有新太古代喀拉阔雄岩群、古元古界兴地塔格群、中元古界长城系杨吉布拉克群和蓟县系爱尔基干群，新元古界青白口系帕尔岗塔格群和南华系—震旦系库鲁克塔格群(图3)。

兴地塔格群、杨吉布拉克群和爱尔基干群主要出露矿区南部。兴地塔格群岩性为二云母石英片岩、石英片岩、大理岩。杨吉布拉克群底部为砾岩，向上变为石英岩、石英片岩，千枚岩。爱尔基干群为一套薄层状白云石大理岩，微晶不纯大理岩地层。

新元古界青白口系帕尔岗塔格群主要出露在矿区中部，呈狭长型，东西向延伸。自下而上可以细分为独断山组和横断山组。独断山组为一套厚度不大的变质石英砂岩夹长石石英砂岩地层，不整合覆盖于爱尔基干群之上。横断山组岩性为块状白云石大理岩、不纯微晶大理岩，与上覆的南华系—震旦系库鲁克塔格群呈角度不整合接触关系。库鲁克赛铁矿的矿体多呈透镜状，周围被横断山组白云岩地层包围，少数呈似层状角度不整合于横断山组之上。

南华系—震旦系库鲁克塔格群主要出露于矿区北部，横断山岭中部位置。岩性为紫红色砂岩、粉砂岩夹少量白云岩。

区内出露的褶皱为横断山岭褶皱，轴迹近东西向延伸，其西部(独断山一带)被震旦系库鲁克塔格群角度不整合覆盖，南侧被横断山断裂限制。褶皱总体为一向斜构造，核部与南翼往往因断层破坏而不完整。该褶皱平面上呈线性褶皱，轴面略有弯曲，总体走向75°，北翼产状近170°∠50°，南翼产状近350°∠65°(新疆地质矿产局, 1995)。

矿区内断裂发育，可见北东向和东西向2组断裂，性质皆为高角度逆断层(图4)。北东向断裂形成较晚，局部地段切割了铁矿体。铁矿体附近发现有一条辉绿岩岩脉，脉体呈北西向延伸，斜切铁矿体。

4　矿床特征

库鲁克赛铁矿区东西长约1500 m，南北宽约100～150 m。矿区内由东向西大体圈定出3个矿化地段，15个铁矿矿体。矿体一般沿地层走向断续出露，总体产状为350°∠60°，形态以似层状、透镜状为主。其中，规模大者长达295 m、宽50 m，小者仅长25 m，宽5 m，整体品位在30%～35%之间。

本文研究对象为第一个矿化段内的1号铁矿体。该矿体长约150 m，富矿体宽约6～15 m，走向近东西，倾角50°～70°。矿体中部被断层和韧性剪切带一分为二(图5a)，韧性剪切带附近发生强烈的千糜岩化，并伴生断层角砾岩和碎裂岩(图5b)。

下部矿体(图5c)与横断山组大理岩呈角度不整合接触，受动力变质作用影响较小，岩性为富铁质砾岩(图5d)。上部矿体与上覆地层呈断层接触，整体岩性为含铁砾岩，矿体中的砾石含量很高，成分相对复杂。受动力变质作用影响，砾石常具压扁拉长形态，部分矿石中可见似坠石特征的石英砂岩岩屑(图5e)，镜下可见有拖尾现象(图5f)。

矿体中矿石矿物主要为赤铁矿和少量镜铁矿，以胶结物的形式产于矿石之中(图5g)。下部矿体的脉石矿物含量较少，类型相对简单，主要为石英砂岩岩屑、碧玉、燧石等，粒径大小不一，大者可达15 cm×5 cm， 小者仅2 mm×1 mm。上部矿体受断裂构造的影响，脉石含量普遍较高，类型相对复杂，但仍以单颗粒石英、燧石和石英岩岩屑为主，大块砾石较多，大者可达30 cm×12 cm，一般3 cm×2 cm。

a. Ductile shearing zone in the middle of the ore deposit; b. Contact zone of cataclasite and phyllonite in upper host rock of the deposit. The cataclasite strata contain abundant gravels; c. Clear contact interface between iron orebody and phyllic zone; d. The iron_rich ore in the lower orebody; e. Possible dropstone in the lower orebody (ks_40); f. Tailing feature of quartz grains in the ore (ks_40; crossed nicols); g. Euhedral platy hematite grains in the ironstone of the deposit (ks_33; reflected light); h. Chlorite alteration of diabase that intruded into the iron formation (KS_J02; plainlight)

矿体中部，韧性剪切带附近的辉绿岩岩脉风化蚀变较为强烈，镜下呈现出的较强的绿泥石化、泥化现象(图5h)。

5　分析方法与结果

5.1　锆石U_Pb定年

本次工作共采集3块样品开展锆石U_Pb定年分析工作，分别编号ks_1、ks_46、KS_J02。样品ks_1是采自铁矿体的铁矿石，质量约3 kg，岩性为富铁质砾岩。样品ks_46是采自矿体下伏的帕尔岗塔格群中下部的石英砂岩(北纬41°11′3.97″；东经89°47′56.83″)，质量约2 kg，岩性为红褐色细粒石英砂岩。样品KS_J02是采自切穿铁矿体的的辉绿岩岩脉的辉绿岩，质量约5 kg。样品ks_46、KS_J02送至河北廊坊进行制靶和CL图像的拍摄工作。样品ks_1粉碎至50～100目，用常规浮选和磁选方法分选后，得到锆石近500粒，然后进行显微照相和制靶，显微照相和制靶流程参见文献(宋彪等, 2002)。

锆石测点位置的选取主要依据反射光、透射光照片和CL图像，力求避开裂隙和包裹体。LA_ICP_MS锆石微区U_Pb年龄测定工作在南京大学内生金属矿床国家重点实验室进行。使用了Agilent 7500a型MC-ICP_MS和Newwave UP 213激光剥蚀系统。详细的分析计算过程及精度控制见文献所述(Griffin et al., 2004; Jackson et al., 2004)。所得结果按照Andersen(2002)所述方法进行普通铅校正后，再由程序Isoplot3.23绘制U_Pb年龄谐和线图和年龄谱图(Ludwig, 2003)。在讨论中，年龄小于1000 Ma的锆石采用206Pb/238U年龄；年龄大于1000 Ma的锆石则采用207Pb/206Pb年龄。不和谐度大于5%或普通铅校正大于2%的数据将不参与讨论。

来自铁质砾岩层的样品(ks_1)共测试分析了90个点(表1)，其中协和度>95%的测点87个(图6a)。由上述图表可知，锆石U_Pb年龄变化于1841～2768 Ma之间，并呈现出1960～2056 Ma(峰值2007 Ma)和2450～2540 Ma(峰值2494 Ma)两个相对集中的年龄峰值(图6b)。

来自青白口系下部独断山组的样品(ks_46)共测试分析了48个锆石(表2)，其中，谐和度>95%的测点44个(图6c)，锆石U_Pb年龄变化于1842～2786 Ma之间，并呈现了1956～2063 Ma(峰值2015 Ma)和2468～2542 Ma(峰值2501 Ma)两个相对集中的年龄峰值(图6d)。样品中，除了3个点的Th/U比值为0.29、0.36和0.01，其他所有年龄谐和锆石的Th/U比值均大于0.4，说明这些锆石大多是岩浆成因的。样品ks_46的锆石CL图像(图7a)显示，年轻一组(<2100 Ma)的锆石常呈次棱角状，多数锆石环带清晰。较老一组年龄(>2400 Ma)的锆石多呈圆状_次圆状(图7a)，说明锆石经过了较长时间的风化剥蚀，这与其年龄特征相符。

切穿含矿地层的辉绿岩样品(KS_J02)中锆石U_Pb年龄分析点共计16个(表3)。部分锆石CL图像见图7b，除5个测点年龄明显不同外，其他11个测点相对集中(图8a)。最年轻一组锆石的206Pb/238U年龄加权平均值为(640.2±5.5) Ma(MSWD=0.79， n=11)(图8b)。样品中年龄协和的锆石Th/U比值除一粒为0.32外，其余均大于0.4。年轻一组锆石(<700 Ma)形态上呈次棱角状_棱角状，完整的锆石颗粒粒径较大，震荡环带清晰；部分锆石颗粒呈破碎状，粒径较小，但是从残留的锆石形态可以推断其未破碎之前应该具有较大的粒径，这些外部形态特征与同一样品中的年龄较老的一组锆石形成了鲜明对比。因而，结合锆石的外部形态特征、锆石内部清晰震荡环带特征及Th/U比值，笔者认为年轻一组的锆石应为原生的岩浆锆石，其谐和年龄代表了辉绿岩的侵位年龄。其他5个相对古老的锆石多数呈圆形_次圆状，磨圆度较高，应是经受长时间风化剥蚀搬运的结果，其年龄可能代表了岩浆上升过程中所捕获基底岩石的年龄(张英利等, 2011; 曹晓峰等, 2012)。

5.2　地球化学

本文主微量元素分析的样品共7个，均为采自矿体的铁矿石，岩性上因砾石含量不同而略有差别，具体编号和采样情况如图4所示，主量元素分析测试工作在南京大学表生地球化学教育部重点实验室进行。所用仪器为Thermo fisher生产的电感耦合等离子体发射光谱仪(ICP_OES)，具体仪器型号为Icap6300。微量元素分析在南京聚谱检测科技有限公司进行，使用由安捷伦科技公司制造的型号为Agilent7700x的电感耦合等离子体质谱仪测量，内精度为3%。7个样品的主量元素测试结果列于表4，微量元素测试分析结果列于表5。

ICP_OES的测试结果显示，样品中w(Al2O3)介于0.5%～35%，除去偏差较大的样品(ks_41)，得到平均值为3.65%。岩石的w(K2O+MgO+CaO)介于0.73%～10.49%，除去明显高于其他样品编号为ks_41的样品，得到平均值为2.29%。

微量元素中测试样品中，w(Sc)范围为(2.29～33.60)×10-6，均值为9.60×10-6，除去十分异常的ks_41，w(Sc)平均值为5.61×10-6。w(Zr)普遍较高，除样品ks_38(w(Zr)为7.81×10-6)外，其余样品均高于60×10-6(变化范围为(62.11～355.11)×10-6，均值为165.26×10-6)。Zn/Co比值介于0.54～1.42，均值0.85。

本区样品的稀土元素总量偏低，且变化范围较大(34.75～340.95)×10-6,平均值为138.58×10-6。轻、重稀土元素比值通常用(La/YbSN)来表征，变化范围为0.16～1.12，均值为0.69。样品的变化范围为0.88～1.14，均值为1.05，在(REE+Y)的配分模式图(图9b)中呈现出铕异常不明显的特征。变化范围较大(0.74～1.24)，在Bau等(1996)的Ce异常判断图解9b)(图中，2个样品表现出明显的Ce负异常，1个样品呈现出Ce的正异常，其他样品Ce异常不显著。样品的Y/Ho比值介于28.48～38.91，均值为33.16，其中，除ks_41的Y/Ho比值与球粒陨石(28；Bau et al., 1997; 1999)相近外，其余样品的值均高于球粒陨石和澳大利亚页岩的Y/Ho比值(26；Pourmand et al., 2011)的值。

注： 比值单位为1。稀土元素页岩标准化简写为“SN"(页岩为前寒武纪澳大利亚页岩，简写为“PAAS")，数据来自Pourmand et al., 2011。 其中，

6　讨　论

6.1　沉积时代的限定

采自铁矿体的富铁砾岩样品(ks_1)及青白口系独断山组砂岩(ks_46)的碎屑锆石U_Pb年龄变化范围分别为1841～2768 Ma和1842～2786 Ma。富铁砾岩的碎屑锆石年龄谱与其下伏的青白口系年龄谱基本一致，其最小的年龄值分别为1841 Ma和1842 Ma，只能代表最大沉积年龄。本次获得侵位于铁矿体中辉绿岩(KS_J02)的锆石U_Pb年龄((640±5.5) Ma)可以约束地层的最小年龄。

前人根据库鲁克赛铁矿下部的地层为青白口系横断山组，将其形成时代划归为青白纪(新疆地质矿产局，1995)。由于构造作用的影响，矿区内新元古界总体褶皱弯曲形成了一个小型的向斜构造。库鲁克赛铁矿的赋存地层位于这一向斜的两翼(图3)，多数矿体呈透镜状被青白系横断山组白云岩地层包围，少数矿体呈似层状角度不整合于青白系横断山组白云岩地层(高振家等, 1984; 1985)之上。向斜的核部为南华系—震旦系库鲁克塔格群火山_沉积岩系。

本区新元古代地层中的碎屑锆石最小年龄峰值为2.0 Ga左右，缺乏中元古代及新元古代早期锆石年龄的记录。这一结果与前人对库鲁克塔格地区新元古代晚期地层中的碎屑锆石年代学研究结果一致，即缺乏8.0～18亿年之间的锆石年龄记录(何景文等, 2015; 高林志等，2013; 张英利等, 2010)，这可能是因为库鲁克塔格地块在这一时期的岩浆热事件较弱，没有大量新生地壳形成。此外，研究区范围内震旦系分布广泛，冰碛岩序列发育(Norin, 1935; 高振家等, 1984; 1985; 2003; 高林志等, 2010; 2013)。库鲁克赛铁矿本身具有冰碛岩特征(图5e)，其下部不整合覆盖于青白口系白云岩之上，与贝义西组岩性组合特征相同。此外，高振家等(1984)和高林志等(2010)将该套地层划归为贝义西组冰碛岩地层，因此，在综合考虑地层特征和前人研究成果的基础上，笔者将库鲁克赛铁矿的形成时期划为库鲁克塔格地区贝义西冰期，其形成时代应介于(768±10) Ma～(740±7) Ma之间(Xu et al., 2005; 2009; 徐备等, 2008; 高林志等, 2013)。

6.2　物质来源

库鲁克赛铁矿的含矿建造为一套铁质胶结的砾岩。岩性因砾石含量不同而略有差别，含铁砾岩主要为碎屑结构，碎屑物质粒径变化极大。镜下观察显示，矿石中的碎屑主要为石英砂岩岩屑、燧石和单颗粒石英等，胶结物几乎均为铁氧化物。矿石样品的主量元素中，w(K2O+MgO+CaO)值普遍小于5%，与镜下观察未发现方解石、长石和黑云母等相关矿物，而仅以石英和铁氧化物相存在的现象一致。样品中的碎屑物质混杂堆积，分选度和磨圆度均很差，且成分单一，反应了其近源堆积的特征。赋矿地层下伏的青白口系独断山组主要岩性为变质石英砂岩(图10a)、变质长石石英砂岩(图10b)、细粒变质石英砂岩(10c)和变质长石杂砂岩(图10d)。该组岩性与矿石中的碎屑(图10e)组分具有较强的一致性。

此外，ks_1(采自矿体)和ks_46(采自独断山组)碎屑锆石年龄谱值也非常一致，且具有2个极为接近的年龄峰值(图6b、d)，暗示了两者的锆石来源也具有一致性。因此，本文推测，库鲁克赛铁矿中的碎屑物质来自其下伏的基底地层；可能与青白口系帕尔岗塔格群独断山组有关。

铁建造中铁的来源主要有3种：海底的热液流体、大陆风化搬运_生物再活化和两者的混合作用(Li et al., 2015)。Eu异常在大洋洋中脊热液体系中较为常见，中高温的海底热液表现出明显的Eu正异常(Michard et al., 1986; Stern et al., 2013; 王祥东等, 2014)。库鲁克赛铁矿整体上缺乏明显的Eu正异常(Eu/Eu*<1.15)，这与Basta等(2011)研究的Wadi Kareim和Um Anab条带状铁建造中铕异常值(1.18±0.05)具有一致性，反应出在铁矿的形成过程中，缺乏中_高温热液流体的加入。

微量元素中，Sc、Zr含量和Zn/Co比值通常被用来作为指示铁质来源的重要判别指标。高的Sc、Zr含量、低Zn/Co比值被认为是陆壳来源的重要证据(Halverson et al., 2011; Sial et al., 2015; Stern et al., 2013)。来自库鲁克赛铁矿体的样品具有较高的w(Sc)(平均值8.5×10-6)、w(Zr)(均值133.49×10-6，除ks_38之外的均值为151.45×10-6)和低的Zn/Co比值(均值为0.85， n=7)(图11a～c)，暗示库鲁克赛铁矿的铁物质主要来自于风化陆壳。

稀土元素的地球化学特征已经成为研究沉积型铁矿床成矿过程和铁物质来源的重要手段(Halverson et al., 2011; Stern et al., 2013)。

Y/Ho比值是区别海水和其他沉积环境的重要指标。前人的研究发现，陆壳岩石和洋中脊高温热液的Y/Ho比值约为28，在风化过程或者海水搬运过程中Y/Ho比值会出现明显的升高，现代海水的Y/Ho比值高达43～80，古元古代表面海水的Y/Ho比值约为65 (Bau et al., 1997; 1999)。库鲁克赛铁矿Y/Ho比值介于27～40，平均为32.4(图11e)，接近陆壳岩石和洋中脊高温热液的Y/Ho比值，明显低于海水的Y/Ho比值，反映出海水本身的铁物质加入是十分匮乏的。考虑到样品中碎屑物质的大量存在以及主量元素和Eu异常的测试结果，Y/Ho比值应该更多的继承于陆壳岩石的风化。Ce负异常是现代富氧海水的主要特征之一 (Zhang et al., 1996;Alibo et al., 1999)。但王一先等(1996)研究南极菲尔德斯半岛湖泊沉积物时发现，湖泊下部的冰碛岩地层中Ce异常不明显(0.87～1.15)。陈志华等(2015)在研究南极半岛东北部海域表层沉积物稀土元素特征时亦发现冰川前缘冰水沉积物中Ce异常不明显的特征。而库鲁克赛铁矿自下而上，整体上轻稀土元素相对重稀土元素亏损、Ce异常不明显(图11d)，可能反映的并不是当时海洋表层水体的特征，而是冰下通道内缺氧冰下水体与富氧海水混合水体的特征。

综合以上分析，本文认为库鲁克赛铁矿是冰川下部陆壳风化产物搬运入海，进而沉积成矿的结果，成矿物质应主要是陆壳风化的产物。

6.3　沉积环境与Fe2+沉淀机制

新元古代铁建造的成因模式一直是学术界讨论的焦点，诸多针对新元古界铁矿建造的成因模式逐渐被提出，如裂谷沉积喷流模式(Sedimentary exhalative_rifting; Eyles et al., 2004)、雪球地球模式(Snowball Earth; Klein et al., 1993; Hoffman et al., 2002; Halverson et al., 2011)、亚冰期沉积模式(Anoxic sub_glacial outwash; Mikucki et al., 2009; Lechte et al., 2016)、缺硫模式(Sulfur limitation; Kump et al., 2005)、大陆剥蚀模式(Continental resurfacing; Swanson_Hysell et al., 2010)和局限洋盆模式(Silled basins; Baldwin et al., 2012)等。上述成因模式之间多具有一定的相关性，并可被概略总结为冰期模式(syn_glacial model)和裂解模式(syn_rifting model)。

新元古代铁建造是在地球氧气含量相对较高的环境下形成的(Canfield, 2005; Frei et al., 2009), 大多数新元古代条带状铁建造与冰期相关，多以层状铁质粉砂岩的形式存在，而不同于以磁铁矿+碧玉条带为特征的太古代—古元古代的铁建造(Cox et al., 2013)。在矿物组成方面，不同于太古代—古元古代条带状铁建造，大多数新元古代铁建造的矿石矿物以赤铁矿的形式存在(Klein et al., 1993; 2004; Halverson et al., 2011; Cox et al., 2013; Angerer et al., 2016)；仅少数铁建造矿石矿物以磁铁矿为主(余志庆等, 1989; Volkert et al., 2010; Freitas et al., 2011; 李厚民, 2012; 李志红等, 2014; Lei et al., 2016)。作为太古代—古元古代铁矿中普遍产出的含铁矿物，磁铁矿通常被认为是在成岩过程中形成的，与Fe(OH)3和有机质的氧化还原反应有关(Johnson et al., 2008)，反映了沉积过程中海洋较高的初级生产力(Li et al., 2015)。库鲁克赛铁矿的矿石矿物为赤铁矿，这指示出Fe2+氧化沉淀的位置处，海水的初级生产力不高，没有大规模有机质与Fe(OH)3共沉淀。因此，氧化Fe2+的氧化剂有较大可能是溶解于海水中的自由氧，而非生物作用。

Black等(1965)研究泰勒冰川下部水体中的生物群体时，发现该冰川流出口处有大量红色液体流出(血瀑布，Blood falls)。随着研究的深入(Angino et al., 1964; Keys, 1979; Lyons et al., 1998)，前人发现液体呈红色是由于含有较高铁氧化物的结果。Keys(1979)随后指出，冰下水体刚流出冰川流出口时并不可见，仅当与外界空气接触时，水体中的二价铁被氧化才显示出红色特征。之后，被氧化的三价铁的氢氧化物沉积下来，以胶结物的形式存在于基底碎屑之间。Mikucki等(2009)认为该富铁、高盐、贫氧、含有较多微生物的水体被氧化沉淀的过程可与新元古代铁建造的形成过程类比。Hoffman等(2011)也认为冰川覆盖下的海水可能像血瀑布附近的冰下水体一样，具有贫氧、高盐、富铁的特征。尽管Cox等(2013)认为规模较大的Rapitan型铁建造不可能以“血瀑布”形成方式产生，但是对于规模较小、分布面积较为局限的铁建造，可参考“血瀑布”形成过程。

6.4　成矿模型

库鲁克赛铁矿形成于新元古代青白口纪末期—南华纪早期(介于(768±10) Ma～(740±7) Ma之间)，赋矿地层为含铁砾岩，矿体分布面积较为局限，均以透镜状、似层状形式产出。矿石矿物主要是以胶结物形式存在的赤铁矿，脉石矿物为粒径大小不一的石英、石英砂岩碎屑，成分单一，无分选和磨圆，反应出冰川前缘冰水沉积物的特征。锆石年龄谱值对比和岩相学研究表明，铁矿床中的碎屑物质主要来自于青白口系下部独断山组石英砂岩地层。此外，库鲁克赛铁矿较高的Sc、Zr含量、低Zn/Co比值、Eu异常不明显的特征以及与陆壳岩石较为相近的Y/Ho比值，反映出铁物质的陆源特征。矿层自上向下Ce异常不明显，结合矿石矿物几乎全部为赤铁矿的事实，这可能反映出成矿过程中亚铁离子快速氧化沉淀而没有出现明显分异的特征。

综合上述分析，本文提出了库鲁克赛铁矿床的冰川前缘沉积模型(图12)。新元古代成冰纪，库鲁克塔格地块总体为冰川覆盖，并发育了多期冰碛岩(Norin, 1935; 高振家等, 2003)。由于巨大的冰盖压蚀作用，冰川下部形成了一定规模的冰下水体。因长时间与大气隔绝，冰下水体呈现出贫氧的特征(Mikucki et al., 2004a; 2004b; Le Heron et al., 2009)。在贫氧环境下，冰下水体中亚铁离子溶解度和含量逐渐升高(Mikucki et al., 2009)。由于外部气候的变化，至间冰期时，冰川开始融化，富含亚铁离子的贫氧冰下水体沿冰川峡谷和冰下河流等冰下通道向无冰川覆盖区溢出。当溢出水体与外界相对富氧的海水和大气进行接触时，其中的亚铁离子被迅速氧化形成三价铁的化合物，三价铁的化合物在水中的溶解度较低，进而以胶体的形式在冰川流出口较近位置沉积下来。冰下水体沿冰下通道溢出时，其所携带的基底(青白口纪帕尔岗塔格群的石英砂岩和白云岩)碎屑物质也相应的沉积下来。由于搬运距离较短，基底碎屑物质未经分选和磨圆，从而形成了库鲁克赛铁质胶结的冰碛砾岩型铁矿。这一过程类似于南极泰勒冰川前缘“血瀑布"的形成过程。

7　结　论

(1) 库鲁克赛铁矿赋存于青白口系横断山组白云岩之上、南华系—震旦系库鲁克塔格群之中；铁矿石中的碎屑锆石U_Pb年龄结果揭示出赋矿地层的形成时代晚于18亿年；侵入于赋矿地层的辉绿岩脉的岩浆锆石年龄显示岩脉侵位时代为(640.2±5.5) Ma。因此，库鲁克赛铁矿应形成于新元古代青白口纪末期—南华纪早期，与全球新元古代早期成铁事件一致。

(2) 矿石中的砾石大小混杂、磨圆度分选均差，可见有大块石英砂岩岩屑和燧石团块；部分矿石中还见有坠石，具有冰水沉积物的特征。结合库鲁克塔格地块广泛发育的与全球4次冰期相对应的冰碛岩，认为库鲁克赛铁矿含矿地层与成冰纪的冰川事件有关，为冰碛砾岩型铁矿床。

(3) 库鲁克赛铁矿中的碎屑物质呈混杂堆积，分选度和磨圆度均差反应出其近源堆积的特征；样品ks_1(采自矿体)和ks_46(采自独断山组)碎屑锆石年龄谱非常一致，揭示出铁矿石中碎屑物质与下伏青白口系独断山组地层的亲缘性。矿石样品具高的Sc、Zr和低的Zn/Co比值特征，缺乏明显的Eu正异常、Y/Ho比值介于27～40值，进一步表明矿床的成矿物质应主要来自于大陆地壳的风化。Ce异常不明显的特征可能与亚铁离子快速氧化沉淀而没有出现明显分异有关。

(4) 库鲁克赛铁矿的形成与成冰纪间冰期冰水沉积作用有关。来自冰下水体，从冰下通道中流出的富铁、贫氧、高盐的水溶液与外界富氧的海水混合时；亚铁离子发生快速氧化沉淀并胶结冰水中的近源砾石，进而形成了此种富铁砾岩型铁矿体。

志　谢　野外工作中得到新疆地矿局同仁的大力支持和帮助，新疆地调院董连慧、屈迅、赵同阳和石福品，东华理工大学黎广荣博士和夏芝广，南京大学王小敏和赵书高参与了野外工作，在此谨志谢忱！

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