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( MorrisandKneeshaw，2011) 。归根结底，可能还是对矿床的成因没有完全搞清楚。