中国赋存在海相火山岩中的铁矿床除了与海相火山岩关系密切外，通常还发生强烈的矽卡岩 化，在全国重要矿产资源潜力评价项目选定的25个海相火山岩型典型矿床中，11个有强烈矽 卡岩化（李厚民等，2012），这种现象经常导致“海相火山岩型"和“矽卡岩型"的矿床类型 之 争（王登红等，2001；Zhang et al.，2014；Jiang et al.，2014；Duan et al.，2014；X u et al.，2010；Yang et al.，2010）。新疆雅满苏铁矿床是东天山产于石炭纪火山岩中 的铁矿床，矿区发育碳酸盐岩及矽卡岩，对其成因也存在海相火山岩型（丁天府，1990；卢 登蓉等，1995；张江等，1996；张洪武等，2001；王志福等，2012）和矽卡岩型（黎广荣等 ，2013）之争。本文对雅满苏铁矿区的碳酸盐岩开展了系统的地质地球化学研究，旨在探讨 矿区碳酸盐岩与矽卡岩是否有成因联系，进而对矿床类型的厘定提供制约。
         雅满苏铁矿床位于东天山雅满苏早石炭世弧后盆地内（图1），往北依次为苦水_干墩早石炭 世弧后盆地边缘相带、觉罗    塔格（小热泉子_梧桐窝子）早石炭世弧间盆地和大南湖_头苏泉 志留纪—早石炭世岛弧，南侧为中天山前寒武纪结晶基底（李锦轶等，2002；2004）。据刘 德权等（1996）和秦克章等（2002）研究，雅满苏地区石炭纪早期处于被动陆缘拉张环境， 沉积了陆源碎屑岩_钙碱系列火山岩建造及双峰式火山岩建造，是区内铁矿形成的主要时期 ，雅满苏铁矿床即形成于这一阶段（罗婷等，2012；Hou et al.，2014；李厚民等，2014） ；到了晚石炭世初期，本地区转入汇聚环境，沉积了复理石建造及中酸性火山岩建造，有钙 碱性花岗岩侵入；晚石炭世中后期沉积了磨拉石建造；二叠纪起转入稳定时期。
        查明雅满苏铁矿床铁矿石量为3549×10⁴ t，w(TFe)平均46.69%，其中，TF e品位大于50 %的富铁矿石占77%，属中型富铁矿床（董连慧等，2013），该矿床赋存于下石炭统雅满苏组 上亚组（C₁yb）。这一岩组又细分为5个岩性段，矿区出露其中下部的4个岩性段： C₁y^b_1和C₁y^b_2岩性段总体为灰白色灰岩、大理岩，夹英安质、 玄武质火山凝灰岩、火山角砾岩及流纹质凝灰岩、流纹质玻屑凝灰岩，并有次火山岩相玄武 玢岩、玄武粗安玢岩；上部的C₁y^b_3和C₁y^b_4岩性段总体为流纹 质玻屑凝灰岩（发育钠长石化）、流纹质晶屑凝灰岩、流纹质凝灰 岩及玄武质晶屑凝灰岩、玄武质玻屑凝灰岩，夹灰岩、砂屑灰岩，并有次火山岩相辉石安山 玢岩、辉石闪长玢岩。火山岩总体具有高钾、富钠、低钙的基本特征。磁铁矿体产于C₁ y^b_3下部的石榴子石矽卡岩带、复杂矽卡岩带以及蚀变的火山凝灰岩中，复杂矽卡 岩主要是葡萄石化、绿泥石化的石榴子石矽卡岩、透辉石矽卡岩等。 矿床产于雅满苏背斜南翼近轴部，总体为一向南倾的单斜构造，次一级断裂发育。矿区含矿 带呈近东西向展布，在长约2900 m、南北宽100～200 m的石榴子石矽卡岩夹复杂矽卡岩带中 （图1）共发现大小矿体20余个，其中，Fe₁及Fe2+3是矿区最主要的矿体。倾角3 5～60°（图2）。近年在矿区实施了几个深孔，在深部也发现有矿体，规模不大，除了铁矿 外，还有铜、钴矿。
         钻孔资料显示，Fe₁矿体与顶板矽卡岩为突变或渐变接触关系，与底板则多为突变接触关 系 ； Fe2+3产于Fe₁矿体之上的矽卡岩中，与顶底板的矽卡岩为渐变或突变接触关系 。在上盘围岩矿化蚀变带中有透镜状大理岩捕虏体，捕虏体与蚀变岩之间界线截然。
        在采坑中可辨别矽卡岩化至少包括3期：第一期为石榴子石矽卡岩，在区内广泛分布，石榴 子石颗粒往往比较粗大；第二期为是含透辉石、绿帘石、绿泥石等矿物的复杂矽卡岩，应该 是交代第一期矽卡岩而成；第三期仍为石榴子石矽卡岩，零星分布，石榴子石颗粒细小。观 察发现磁铁矿与矽卡岩的产出关系有3种：一是磁铁矿与矽卡岩呈条带状分布（图3a、b）， 表现为交代成矿的特点，这主要见于早期石榴子石矽卡岩和复杂矽卡岩中；另一种是矿体呈 脉状穿插进矽卡岩（图3c）或方解石构造片岩中，接触界线截然，表现为热液充填成矿的特 点 ，主要见于早期石榴子石矽卡岩和复杂矽卡岩中；第三种表现为早期形成的磁铁矿和复杂矽 卡岩呈角砾产于晚期的石榴子石矽卡岩中（图3d），角砾呈棱角_次棱角状，应该是早期形 成的磁铁矿和复杂矽卡岩因构造作用或隐爆作用而发生破碎，被晚期的与石榴子矽卡岩成分 相当的热液产物胶结而成。从数量上看，以第一期石榴子石矽卡岩分布最为广泛。
矿石自然类型主要为石榴子石_磁铁矿矿石，次为透辉石_绿帘石_磁铁矿矿石。矿石中金属 氧化物主要为磁铁矿（35%～95％）、假象赤铁矿、褐铁矿，次为赤铁矿、水锰矿、针铁矿 、镜铁矿、穆磁铁矿；金属硫化物主要为黄铁矿（4%～35％），次为方铅矿、闪锌矿、磁黄 铁矿、辉铜矿、白铁矿、斑铜矿、黄铜矿等；脉石矿物主要为石榴子石（10%～30％），次 为绿泥石、绿帘石、黄钾铁矾、透辉石、透闪石、阳起石、钠长石、方解石、石英等。
矿石结构主要为半自形_他形粒状结构，次为交代结构、固熔体分离结构、似海绵陨铁结构 ；矿石构造主要为块状构造，次为条带状、浸染状构造。
        本文在雅满苏矿区及外围测制了13条地质剖面（图1中L1～L13），除L12外，所有剖面均见 到 碳酸盐岩，主要岩石类型有微晶灰岩、细晶灰岩、细晶大理岩、大理岩化灰岩、细晶含凝 灰质大理岩、大理岩化含凝灰质灰岩、钙质糜棱岩、含硅钙质糜棱岩、 方解石构造片岩 等。将这些碳酸盐岩中除方解石构造片岩之外的岩性归并为灰岩，结合前人成果，绘制出矿 区灰岩和方解石构造片岩的分布图（图4）。从图4可知，方解石构造片岩只分布在矿体附近 ，而灰岩除分布于矿体附近外，大量分布在矿区外围。这些碳酸盐岩主要呈层状、似层状、 透镜状等顺层分布于火山岩地层中，层厚度几十厘米到几十米不等。
         通过剖面测制并结合前人工作成果，本矿区及外围雅满苏组上亚组各岩性段中碳酸盐岩的分 布特征如下：
        （1） 第1岩性段（C₁y^b_1）中碳酸盐岩主要为灰岩、凝灰质灰岩，夹英安质 凝灰岩。
        （2） 第2岩性段（C₁y^b_2）中碳酸盐岩为大理岩化灰岩、生物碎屑灰岩和方 解石构造片岩， 呈薄层夹于英安质凝灰岩、玄武安山玢岩、杏仁状安山岩、英安斑岩、流纹斑岩中，与石榴 子石矽卡岩、复杂矽卡岩、绿帘石岩在空间上密切共生。
        （3） 第3岩性段（C₁y^b_3）中的碳酸盐岩为钙质糜棱岩、方解石构造片岩， 呈薄层夹于英安 质凝灰岩、英安质角斑岩、蚀变玄武质凝灰岩（角砾岩）、蚀变（绿帘石化、黝帘石化）安 山玢岩、熔结角砾岩、酸性熔岩中，与石榴子石矽卡岩、透辉石矽卡岩及条带状、网脉状磁 铁矿化在空间上比邻。
        （4） 第4岩性段（C₁y^b_4）中的碳酸盐岩为含砂灰岩薄层，局部出现，夹于 英安质火山角砾岩、凝灰岩、英安玢岩中，火山岩有矽卡岩化。
        （5） 第5岩性段（C₁y^b_5）中的碳酸盐岩为生物碎屑灰岩，夹于英安质凝灰 岩、英安玢岩中。
第1、2岩性段为矿区灰岩产出的主要层位，灰岩总厚度可达300余m（新疆地质调查院，2010 ）。其他岩性段虽然也有分布，但相对这两层要少，呈透镜状、似层状零星分布。
采坑中可见白色方解石构造片岩与矽卡岩界线截然（图5a）；方解石构造片岩中有铁矿脉穿 插（图5b），但完全没有矽卡岩化；在该采坑大理岩附近，可见分布有灰色的条带状细晶灰 岩（图5c）。在矿区外围，碳酸盐岩露头呈灰白色（图5d），新鲜面呈灰色，呈层状产于火 山岩中。
将矿区内的碳酸盐岩归并为灰岩、大理岩、方解石糜棱岩和方解石构造片岩4类，介绍如下 。
        矿区内的灰岩按碳酸盐矿物的粒径可进一步分为微晶灰岩和细晶灰岩。
        微晶灰岩碳酸盐矿物的粒径小于0.001 mm，主要分布于矿区矿体下盘围岩（样 号515_25、 515_26、515_27、515_29、YMS_29）、矿体上盘围岩（L13_7）和矿区外围剖面上（L3_5、L 7_1）。这类灰岩的碳酸盐矿物颗粒细小，较纯净，仅发育少量含泥质的暗色团块， 偶见 燧石状石英团块，镜下除见到一些后期活化的方解石网脉外，基本上见不到原矿物的重结晶 现象（图6a）。有时可见竹叶状灰岩，其竹叶状砾屑呈细晶质，但其胶结物仍为微晶状的灰 泥（图6b）。
        细晶灰岩碳酸盐矿物的粒径为0.01～0.06 mm，主要分布于矿体下盘围岩（YMS_2 7、YMS_29 ）和外围剖面上（L2_13、L2_14、L4_6、L6_4、L6_7、L6_8、L6_9、L6_11、L6_12），包括 细晶灰岩、（含）生物碎屑灰岩、鲕粒灰岩、含凝灰质灰岩等。细晶灰岩呈灰色，条带状（ 图 5c）、块状（图6c），细粒致密，较纯，主要由细晶方解石组成（图6d）。生物碎屑灰岩的 生物碎屑主要为海百合茎、珊瑚等，均有一定程度的压扁或拉长，具弱定向排列（图6e）， 镜下见由细晶方解石组成，可见生物结构（图6f、g）。鲕粒灰岩见于雅满苏组第2岩性段上 部，鲕粒的矿物颗粒较细，其胶结物较粗较亮，而鲕的核部常为较亮的方解石，边部较暗。 显微镜下还见多心鲕（复鲕）（图6h），该现象表明灰岩的沉积环境可能是位于浪基面以上 动荡的海水环境。
        区内还见部分含凝灰质碎屑的灰岩，采样位置位于雅满苏组顶部（第5岩性段）及沙泉子组 底部。凝灰物质包括长石碎屑、火山岩岩屑及火山玻璃碎屑等。显微镜下可见细晶方解石与 火山物质互层形成微层理，表明碳酸盐物质和火山物质系同时沉积。              包括了细晶大理岩、细晶含凝灰质大理岩及大理岩化含凝灰质灰岩等。由于该区的火山岩基 本上未变质，表明区域变质程度很低，因此，该区的大理岩应是碳酸盐 岩经热变质作用形成的，实际上是大理岩化灰岩。为了便于与前述灰岩相区别，称为大理岩 。这些大理岩的粒径为0.1～0.3 mm，按是否含火山物质分为大理岩和含凝灰质大理岩。
        大理岩除局部分布于矿体底板（L1_3）外，主要分布于矿区外围（L3_4、L6_2、 L6_3、L8 _1、L8_11），块状构造，主要由方解石组成。矿体底板大理岩白色，方解石粒径较粗，达0 .3 mm，半自形晶，洁净（图7a）。矿区外围大理岩也呈白色，粒度较细，为0.1 mm左右 ，半自形粒状，洁净（图7b）。
        含凝灰质大理岩分布于矿体下盘围岩中（515_29）和矿区外围（L3_6、L4_4）。 这类大理 岩呈条带状，方解石颗粒细小，为0.1～0.2 mm，他形粒状，岩石中有大量英安斑岩岩屑 及钠 长石晶屑等火山物质（图7c）；或者方解石他形颗粒之间有大量火山灰或硅质（图7d）。               方解石糜棱岩主要分布于矿区外围（L2_15、L5_5、L5_7、L5_8）及矿体上盘围岩中（L13_9 ），包括钙质糜棱岩和含硅钙质糜棱岩。
        这类岩石碎斑发育，碎基组成的糜棱面理发育（图8a），碎斑、碎基的主要成分均由方解石 组成； 当糜棱岩化极强时，碎斑很少，形成类似千枚岩的主要由碳酸盐组成的千糜岩，并 有大量细粒硅质，残留少量定向拉长的方解石丝带（图8b），长宽比值可达10～20。
        研究区的方解石糜棱岩常常会发生重结晶，使碎基方解石粒度变大，碎斑则多发育机械双晶 （图8c、d）。             矿区的方解石构造片岩呈白色，致密块状，全部分布在矿体底板（YMS_1、YMS_3、L1_4、L1 _5、L9_1、L10_1）。
        这类岩石全部由粗晶方解石组成，粒径长可达2 mm以上，宽可达0.5 mm，他形粒状，均表 现 出不同程度的定向性，常见应力（机械）双晶，表现为双晶纹波状折曲，说明重结晶时，岩 石受到了强应力作用。当构造作用非常强烈时，方解石呈叶片状，长可达2 mm以上，长宽比 可达10∶1（图9a）；变形较弱时，呈粒径0.5 mm左右的半自形晶（图9b）。对比多个样品 后发现，定向性越明显的大理岩，方解石矿物颗粒越粗，说明构造强烈变形地带的热液作用 更强。
        笔者对雅满苏铁矿区及外围碳酸盐岩进行了主、微量元素分析，测试工作在核工业北京地质 研究院分析测试研究中心完成，主量元素采用X荧光光 谱分析（XRF）方法，测试结果如表1所示；微量元素和稀土元素采用ICP_MS进行分析，测试 结果如表2所示。
        由于碳酸盐岩主要成分为方解石，其次有少量由硅酸盐组成的火山物质或硅质，因此采用Ca O和SiO₂二组分作散点图（图10）。从表1和图10可以看 出，样品主量成分明显集中于2个 区域：微晶灰岩、细晶灰岩、大理岩、糜棱岩和方解石构造片岩的w（CaO） 为48. 99%～54.61%，w（SiO₂）为0.27%～8.72%；其他常量元素含量很低，w （MgO）为0.127%～0.734%，w（TFeO）为0.066%～0.836%，w（MnO） 为0. 044%～0.336%，w（Al₂O₃）为0.082%～0.978%，w（Na₂O）为0 .037%～0.081%，w（K₂O）为0.009～0.085%，w（TiO₂）为0.00 8～0.049%，w（P₂O₅）为0.014～0.052%，属于低铁、锰、镁高钙的碳酸盐 岩，不同岩性之间主量成分含量变化没有明显规律性。
        含凝灰质的大理岩和糜棱岩的w（CaO）为37.27%～44.42%，w（SiO₂） 为18.32%～22.89%；w（Al₂O₃）为0.235%～5.300%，w（TFeO） 为0.192%～2.330%，w（K₂O）为0.027%～2.090%，w（Na₂O） 为0.053%～0.867%，相对于不含凝灰质的碳酸盐岩高；w（MgO）为0.154%～0. 790%，w（MnO）为0.081%～0.334%，w（TiO₂）为0.017%～0.303% ，w（P₂O₅）为0.012%～0.074%，与不含凝灰质的碳酸盐岩类似。
        雅满苏铁矿区及外围碳酸盐岩的稀土元素含量见表2。根据表中数据，作稀土元素总量_轻稀 土元素/重稀土元素比值（LREE/HREE）散点图（图11a），其中轻稀土元素总量（LREE） 包括La、Ce、Pr、Nd、Sm、Eu共6个元素含量的总和，重稀土元素总量（HREE）包括Gd、Tb 、Dy、Ho、Er、Tm、Yb、Lu八个元素含量的总和。从图11a可知，含凝灰质大理岩的 稀土元素总量最高，变化范围较宽，为20.11×10^-6～ 86.90×10^-6，平均42.57×10^-6；较纯净的大理岩
     稀土元素总量较低，变化 范围也较窄。其中，方解石构造片岩的稀土元素总量最低，为 1.03×10^-6～3.58×10^-6，平均1.79×10^-6；微晶灰岩、细晶灰岩 、大理岩、方解石糜棱岩的稀土元素 总量分别为2.56×10^-6～11.05×10^-6（平均 5.06×10^-6）、 1.56×10^-6～14.54×10^-6（平均6.17×10^-6）、2.32×10^-6～13.71×10^-6（平均9.24×10^-6）、 2.17×10^-6～9.77×10^-6（平均6.44×10^-6）。这不仅表明火山物 质是稀土元素的主要宿主， 而且表明热液改造造成了研究区碳酸盐岩稀土元素总量的降低。从图11a还可以看出：稀 土元素总量与轻稀土元素/重稀土元素比值之间具有明显的正相关趋势，即稀土元素总量的 增减主要是轻稀土元素的增减，表明了热液活动影响的主要是轻稀土元素。
            表2中，稀土元素含量采用太古界后澳大利亚沉积岩（PAAS）标准化后，计算的铕异常和铈 异常散点图如图11b。从图11b中可知，与PAAS相比，本区碳酸盐岩表现为正铕异常及负铈异 常，不同类型碳酸盐岩之间的变化规律不明显，仅方解石构造片岩的负铈异常更加明显。
        对区内碳酸盐样品进行Yb/Ca_Yb/La图解（图12）分析，发现样品点基本上落在热液方解石 区内以及石灰岩向热液方解石过渡的范围内，表明区内的碳酸盐岩均受到一定程度的热液作 用的影响。从图12可以看出，受热液影响最大的是含凝灰质大理岩，这种现象有可能与岩石 本身含有较多火山物质有关；其次是方解石糜棱岩，说明糜棱岩化的过程中热液活 动也较强。
        表3为雅满苏铁矿区及外围碳酸盐岩的除稀土元素外的微量元素含量。数据分析显示，岩石 中微量元素含量变化较大，尤其是Cu、Zn等成矿元素。
            采用微晶灰岩（515_25、515_26、L3_5和L7_1）微 量元素的平均值作为标准值，对表3中碳酸盐岩的微量元素含量进行标准化，以探讨其他碳酸盐岩中微量元素的含量变化，结果如图 13a～f所示。图中显示，除含凝灰质的碳酸盐岩的微量元素含量普遍较微晶灰岩富集外（图 13d），其他碳酸盐岩相对于微晶灰岩微量元素没有明显的规律性富集或亏损（图13b、c、e ）；仅方解石构造片岩相对于微晶灰岩微量元素基本上处于亏损状态（图13f），说明构造_ 热液活动中，热液的作用只是将碳酸盐岩中的杂质带走，而很少有新物质的带入。
        雅满苏铁矿区及外围下石炭统雅满苏组中的碳酸盐岩包括生物碎屑灰岩，生物碎屑包括珊瑚 、海百合茎等海相生物化石，灰岩中还可见竹叶状砾屑和鲕粒，碳酸盐岩与火山岩呈互层状 分布，还有凝灰质灰岩、碳酸盐化凝灰岩等过渡类型岩石，说明碳酸盐岩和火山岩同时沉积 ，沉积环境为浅海环境，可能是位于浪基面以上动荡的浅水环境（郭峰，2011；郭一华等， 1983）。
        碳酸盐岩的正铕异常及负铈异常，说明了成岩时海水环境相对富氧，与其沉积于浅海环境相 吻合。
        碳酸盐岩的后期改造过程主要是热力作用下的重结晶过程，由微晶灰岩重结晶为细晶灰岩、 细晶大理岩（A.B.Лапиь，1987）；其次是构造作用下的构造变形过程，形成方解石糜 棱 岩、方解石构造片岩等。雅满苏矿区大理岩的岩相学特征表明，区内碳酸盐岩同时受到了热 力和强烈的构造应力的双重作用，在重结晶的同时也了发生变形。
        主量元素分析表明，不同的碳酸盐岩岩性之间主量成分含量变化没有明显规律性，表明碳酸 盐岩在后期变质的过程中，主要成分基本上没有变化。
        对研究区碳酸盐岩的稀土元素特征分析可以看 出，从微晶灰岩到大理岩再到方解石糜棱岩和方解 石构造片岩，稀土元素总量有降低的趋势，而降低主 要表现为轻稀土元素的降低，说明碳酸盐 岩在变质和蚀变过程中有物质的流失。Yb/Ca_Yb/La图解（图12）分析显示，研究区的碳酸 盐岩普遍受到了热液作用的影响。其中，方解石构造片岩的稀土元素总量和轻稀土元素/重 稀土元素比值最低，微量元素也明显亏损，表明强烈的重结晶过程是一个去除杂质的过程。 方解石构造片岩的负铈异常更加明显，可能说明沿构造带运移的热液氧逸度相对较高。
        微量元素特征分析显示，与本区微晶灰岩相比，细晶灰岩、大理岩、方解石糜棱岩等，微量 元 素的量均没有大的变化（图13），进一步说明碳酸盐岩在变质过程中没有明显的物质交换； 只有方解石构造片岩相对于微晶灰岩表现为微量元素弱的亏损，佐证了方解石构造片岩的变 成过程有物质的带出，是一去除杂质的过程。
        综上分析，矿区碳酸盐岩被改造的过程中存在物质的流失，但并没有明显的外来物质加入， 尤其是成矿物质的带入。
        矽卡岩化一般发生在中酸性侵入岩体与碳酸盐岩的接触带，通过热液扩散交代作用或渗 滤交代作用形成，有大量物质带入带出，自交代作用的中心向碳酸盐岩一侧往往会有矽卡岩 →矽卡岩化大理岩→大理岩的蚀变分带。但是，雅满苏矿区的矽卡岩 化的表现则明显不同，在勘探线纵剖面上，大理岩与 矽卡岩之间隔着断层和矿体，几乎没有直接接触，在野外实测剖 面（水平）中只有L5和L7两个剖面观察到大理岩与矽卡岩直接接触，但无论是手标本还是显 微镜下，均观察不到接触处的碳酸盐岩有明显的矽卡岩化。
        那么，矿区的碳酸盐岩是否没有受到成矿热液活动的影响呢？矿区外围及矿体上盘围岩中的 碳酸盐岩虽然也发生了强烈糜棱岩化（L5_5、L5_7、L5_8、L13_9），但重结晶不强，表明 它们没有受到热液活动影响或影响较弱。而分布于矿体底板的方解石构造片岩颗粒粗大、构 造变形明显、普遍存在波状双晶纹、书斜式构造，说明矿体底板的碳酸盐岩同时受到了构造 变形和成矿热液的双重作用的影响，矿体与下盘与碳酸盐岩之间的断层可能是火山热液上升 的主要通道。
        雅满苏矿区的矽卡岩主要是火山岩、含碳酸盐的火山岩经过热液改造形成的（李厚民等，20 14），区内可见火山岩与矽卡岩之间过渡的岩石类型，如矽卡岩化熔结角砾岩、矽卡岩化凝 灰岩，甚至矽卡岩化辉绿玢岩（脉岩也发生了矽卡岩化）等。
        矿区矽卡岩化是否有碳酸盐岩的贡献？赋矿地层的下部雅满苏组第一和第二岩性段中有厚大 的碳酸盐岩，可以为形成矽卡岩提供钙质，但这目前还没有证据，还需要进一步研究证实。
        矽卡岩型矿床的概念可分为“狭义的"和“广义的"两种意见。中国的矽卡岩矿床多采用“狭 义 的"概念，又称接触交代型矿床，指在中酸性_中基性侵入岩类与碳酸盐类岩石或火山_沉积 岩系内外接触带上或其附近、由含矿气水溶液交代作用形成的矿床，一般具有典型的矽卡岩 矿物组合，矿化在空间上和成因上与矽卡岩有关（袁见齐等，1984）。而国外多采用"广义 的"概念，泛指产于矽卡岩中的矿床，而不管该矽卡岩是接触交代形成的还是其他方式形成 的（如区域变质矽卡岩、火山热液交代矽卡岩等）。
        海相火山岩型铁矿是与海相火山作用有密切成因联系的一组矿床，与长江中下游宁芜地区的 陆相火山岩型铁矿（玢岩铁矿）类似，也包括矽卡岩型、矿浆型、热液交代型、脉型等多种 矿化类型，不同类型的矿化是同一成矿系统的产物，属同一矿床成矿系列，其中，矽卡岩属 广义矽卡岩。海相火山岩型铁矿床类型的厘定意义重大，其控矿条件主要为海相火山岩地层 、热液活动、火山机构等，不限于侵入体、碳酸盐岩和接触带。在火山岩地层中寻找此类矿 床时，各种矿化类型可以互为找矿标志，碳酸岩围岩的存在与否不再是找矿的必要条件。
        雅满苏铁矿区没有发现与矽卡岩有成因联系的侵入体，矿区碳酸盐岩没有发生矽卡岩化，矽 卡岩为含碳酸盐矿物的火山岩经火山_次火山气液交代形成的，属于广义矽卡岩范畴。与雅 满苏铁矿床处于同一成矿带、同一地层中的红云滩铁矿的铁矿体也产在矽卡岩带中（王正铤 ，1980；王立成等，2013），但矿区没有发现碳酸盐岩地层，其矽卡岩也属广义矽卡岩。因 此，雅满苏铁矿床和红云滩铁矿床的矿床类型归为海相火山岩型较合适，它们最重要的成矿 要素为：雅满苏组火山岩（必要条件），深大断裂（必要条件），而碳酸盐作为矿体的直接 围岩而存在不是预测此类矿床的必要条件。
        （1） 雅满苏铁矿区的碳酸盐岩中有浅海相生物化石及鲕粒结构，与火山岩呈互层状产出， 表明该碳酸盐岩与火山岩同期沉积，形成于浅海环境。碳酸盐岩的正铕异常及负铈异常为确 定其成岩环境提供了佐证。
        （2） 对矿区的碳酸盐岩进行主微量元素分析表明，各碳酸盐岩岩石类型之间差别不大。说 明在变质和热液改造过程中，没有明显的物质带入带出，包括成矿物质。因此推测，矿区的 碳酸盐岩并没有发生明显的矽卡岩化。
        （3） 分布于矿体底板的方解石构造片岩，显然是受到了构造作用与热液作 用的双重影响，此类岩石与火山热液改造作用和成矿作用有着密切成因联系。
        （4） 雅满苏铁矿区没有发现与矽卡岩有成因联系的侵入体、矿区碳酸盐岩没有发生矽卡岩 化、矽卡岩为含碳酸盐矿物的火山岩经火山_次火山气液交代形成的广义矽卡岩等证据表明 ，雅满苏铁矿床属于海相火山岩型铁矿床，其矿化形式属广义矽卡岩型矿化。广义矽卡岩型 矿化是海相火山岩型矿床的有机组成部分。    
        志谢在野外工作过程中，新疆地矿局第六地质大队雅满苏项目组的同仁给予了 很大帮助 ；论文在完成过程中，审稿专家对论文提出了宝贵的修改意见，在此一并表示诚挚的谢意！