鄭夢天 張連昌 王長樂 朱明田 李智泉，3 王亞婷，3

ZHENG MengTian1，2，ZHANG LianChang1＊＊，WANG ChangLe1，2，ZHU MingTian1，LI ZhiQuan1，3 and WANG YaTing1，3

1. 中國科學(xué)院礦產(chǎn)資源研究重點(diǎn)實(shí)驗(yàn)室，地質(zhì)與地球物理研究所，北京 100029

2. 中國科學(xué)院大學(xué)，北京 100049

3. 中國地質(zhì)大學(xué)，北京 100083

1. Key Laboratory of Mineral Resources，Institute of Geology and Geophysics，Chinese Academy of Sciences，Beijing 100029，China

2. University of Chinese Academy of Sciences，Beijing 100049，China

3. China University of Geosciences，Beijing 100083，China

2014-11-01 收稿，2015-02-07 改回.

1 引言

條帶狀鐵建造(Banded Iron Formation，簡稱BIF)通常是指全鐵含量大于15%，主要由互層的硅質(zhì)條帶和鐵質(zhì)條帶組成的早前寒武紀(jì)特有的海相化學(xué)沉積巖(James，1954)。而與BIF 有關(guān)的鐵礦是我國乃至世界上最重要的鐵礦類型，據(jù)統(tǒng)計(jì)，與BIF 相關(guān)的鐵礦石產(chǎn)量占全球鐵礦石產(chǎn)量的90%(Isley，1995)。在我國，BIFs 集中發(fā)育于華北克拉通上，主要產(chǎn)地有遼寧鞍山-本溪、冀東-密云、山西五臺-呂梁及魯西等地，類型多為Algoma 型(Gross，1980;張連昌等，2012)。

冀東地區(qū)發(fā)育有水廠、杏山、二馬、大石河、孟家溝、司家營和馬城等多個大-中型BIF 鐵礦床。杏山BIF 作為其中的代表之一，位于遷安曹莊巖組的西側(cè)。早期學(xué)者基于以下原因認(rèn)為曹莊巖組發(fā)育有華北克拉通最古老的巖石，理由如下:(1)曹莊巖組中的斜長角閃巖的Sm-Nd 等時線年齡為3500Ma(Huang et al.，1986;喬廣生等，1987;Jahn et al.，1987);(2)曹莊鉻云母石英片巖中獲得3800Ma 的碎屑鋯石年齡(Liu et al.，1990，1992;劉敦一等，1994，2007;Wu et al.，2005)。據(jù)此，杏山鐵礦可能是中國最古老的鐵礦床，形成于古太古代(沈保豐等，2006)。但近年來的研究表明，在黃柏峪一帶只有很小規(guī)模分布的巖石為古-中太古代產(chǎn)物，其余大部分為新太古代晚期產(chǎn)物(Nutman et al.，2011;Liu et al.，2013;耿元生和陸松年，2014)。鑒于杏山BIF 產(chǎn)出位置的特殊性和形成時代的爭議性，本文基于詳細(xì)的礦床地質(zhì)研究，結(jié)合巖石地球化學(xué)以及鋯石年代學(xué)工作，對杏山鐵礦的時代、成礦物質(zhì)來源以及成因進(jìn)行了初步探討。

2 區(qū)域地質(zhì)背景

作為我國最大最古老的克拉通，華北克拉通基底主要由3.8 ～2.5Ga 的TTG 片麻巖、綠片巖相-麻粒巖相火山沉積巖組成(Liu et al.，1990，1992;Zhao et al.，2001;萬渝生等，2005)，其上則覆蓋著中元古代長城-薊縣系至中新生代蓋層?，F(xiàn)今，華北克拉通基底由多個微陸塊拼貼而成已達(dá)成共識，但對于微陸塊的劃分，拼貼機(jī)制上卻存在很大爭議(伍家善等，1998;Zhai and Santosh，2011;Zhai，2014;Zhao et al.，2001，2012)。現(xiàn)主流的觀點(diǎn)主要有兩個:其一是認(rèn)為華北克拉通至少可劃分出六個微陸塊，包括有膠遼陸塊(JL)、遷懷陸塊(QH)、阜平陸塊(FP)、集寧陸塊(JN)、許昌陸塊(XCH)和阿拉善陸塊(ALS)(Zhai and Santosh，2011;Zhai，2014)(圖1a)，這些微陸塊在2.5Ga 拼貼形成統(tǒng)一的克拉通，圍繞著微陸塊分布的新太古代綠巖帶則為這些古老的大陸弧碰撞的證據(jù);其二是認(rèn)為華北克拉通可以分成被中央造山帶分隔的東部陸塊和西部陸塊，其中西部陸塊在1.95Ga 由鄂爾多斯陸塊和陰山陸塊沿著東西向孔茲巖帶碰撞形成，其后東西部陸塊在1.85Ga 沿著中央造山帶碰撞拼合最后克拉通化(趙國春，2009;Zhao et al.，2012)。

圖1 華北克拉通基底構(gòu)造單元劃分圖(a，據(jù)Zhai，2014)和冀東前寒武紀(jì)區(qū)域地質(zhì)及BIF 鐵礦分布簡圖(b，據(jù)Li et al.，2010;Nutman et al.，2011 修改)Fig.1 Tectonic subdivision of the North China Craton (a，after Zhai，2014)and sketch map of Precambrian geology and distribution of BIF iron deposits in the eastern Hebei (b，after Li et al.，2010;Nutman et al.，2011)

杏山鐵礦位于冀東遷安地區(qū)，大地構(gòu)造位置屬于華北克拉通遷懷陸塊北東緣。區(qū)域上出露的早前寒武紀(jì)基底地層主要有遷西巖群和遵化巖群，其上覆蓋有古元古代至新生代沉積蓋層(圖1b)。遵化巖群一般被認(rèn)為形成于晚太古代，但長期以來對遷西巖群的時代卻存在不同的認(rèn)識。曹莊巖組(或稱雜巖體)在1980 年以前曾作為遷西巖群的一部分(沈其韓等，1996)，后根據(jù)發(fā)育其中的斜長角閃巖3.5Ga 左右的全巖Sm-Nd 等時線年齡(Huang et al.，1986;喬廣生等，1987;Jahn et al.，1987)及鉻云母石英巖中均大于3.5Ga 的碎屑鋯石年齡(Liu et al.，1990，1992;劉敦一等，1994，2007;Wu et al.，2005)，前人將曹莊巖組從遷西巖群中解體出來，并認(rèn)為它形成于古太古代。曹莊巖組出露于杏山東部，遷安曹莊-黃柏峪-腦峪門一帶，巖性以大理巖、透輝石巖、角閃巖、黑云片麻巖、鉻云母石英巖、斜長角閃巖及磁鐵石英巖為主(Li et al.，2010;Zhai and Santosh，2011)，變質(zhì)程度為高角閃巖相-麻粒巖相。遷西巖群主體根據(jù)水廠-羊崖山地區(qū)順層侵入鐵建造中的巖席狀花崗巖2960Ma 的鋯石U-Pb 一致年齡和同一樣品2980Ma 的單顆粒鋯石蒸發(fā)法年齡(Liu et al.，1990)以及水廠大橋旁紫蘇花崗巖中黑云變粒巖包體3047Ma 的鋯石U-Pb 一致年齡(沈其韓等，1996)，而被認(rèn)為形成于中太古代。該巖群主要出露于水廠-松汀、平林鎮(zhèn)、婁子山等地，為一套角閃巖相-麻粒巖相變質(zhì)表殼巖。巖性包括黑云斜長片麻巖、角閃斜長片麻巖、含紫蘇輝石黑云變粒巖、二輝斜長麻粒巖、斜長角閃巖的透鏡體以及磁鐵石英巖，其原巖為基性熔巖和中-酸性火山噴發(fā)巖。晚太古代遵化巖群根據(jù)其區(qū)域構(gòu)造樣式、變質(zhì)作用程度及類型、原巖形成的構(gòu)造環(huán)境和同位素年代學(xué)與遷西群的不同而被認(rèn)為位于遷西群之上(沈其韓等，1996)。按照遵化和太平寨地區(qū)構(gòu)造樣式及表殼巖巖石組合上的差異可分為兩個巖石構(gòu)造單元，即高角閃巖相的遵化單元和麻粒巖相的太平寨單元(Li et al.，2010)。其中，遵化單元以強(qiáng)烈的線性構(gòu)造為特征，多發(fā)育表殼巖，其性質(zhì)相當(dāng)于深變質(zhì)的綠巖帶(王仁民，1994);而太平寨單元以復(fù)雜的穹窿狀褶皺為特征，表殼巖相對較少，主要為一套深成TTG 片麻巖，性質(zhì)相當(dāng)于太古宙高級片麻巖區(qū)(伍家善等，1998)。遵化巖群在這兩單元中的表殼巖巖性基本一致，主要為斜長角閃巖、二輝麻粒巖、麻粒巖、黑云片麻巖及磁鐵石英巖。近年來，隨著鋯石原位定年技術(shù)的發(fā)展，新的年代學(xué)數(shù)據(jù)顯示這兩個巖群的年齡可能都較為年輕(Geng et al.，2006;Nutman et al.，2011;Zhang et al.，2011，2012)，甚至有學(xué)者將它們都重新劃入新太古代晚期(耿元生和陸松年，2014)。

冀東地區(qū)發(fā)育的褶皺構(gòu)造單元為東西向展布，從北至南分別為興隆復(fù)向斜、馬蘭峪-山海關(guān)復(fù)背斜及薊縣復(fù)向斜。而馬蘭峪-山海關(guān)復(fù)背斜又分為馬蘭峪背斜、青龍背斜、雙山子穹窿、遷安隆起等。遷安鐵礦區(qū)位于遷安隆起的西緣，受遷安隆起西緣褶皺帶控制，北起水廠-西峽口，南至杏山-趙店子一帶，呈現(xiàn)為向西凸出的弧形帶狀緊密褶皺(丁文君等，2009)，代表性的鐵礦有石人溝、水廠、二馬及杏山等(圖1b)。

圖2 遷安杏山鐵礦區(qū)地質(zhì)簡圖(據(jù)丁文君，2010;周永貴等，2012 修改)1-第四系;2-中元古界長城系;3-太古界單塔子群白廟子組;4-太古代三屯營組第四巖性段第五亞層，巖性為輝石斜長片麻巖，斜長二輝巖夾黑云淺粒巖;5-三屯營組第四巖性段第四亞層，巖性為黑云變粒巖、黑云淺粒巖夾斜長角閃巖;6-三屯營組第四巖性段第三亞層，巖性為黑云變粒巖、斜長角閃巖、夕線石英片巖、夕線黑云變粒巖及磁鐵石英巖;7-三屯營組第四巖性段第二亞層，巖性為黑云淺粒巖、黑云變粒巖、角閃黑云變粒巖及斜長角閃巖，下部夾薄層磁鐵石英巖;8-三屯營組第四巖性段第一亞層，巖性為輝石斜長角閃巖夾輝石變粒巖及角閃斜長片麻巖;9-三屯營組第三巖性段第一亞層，巖性為紫蘇麻粒巖、石榴紫蘇黑云斜長片麻巖和磁鐵石英巖;10-基性巖脈;11-鐵礦體;12-壓扭性斷層;13-推測斷層;14-張扭性斷層;15-韌性變質(zhì)帶;16-推測向斜樞紐;17-地質(zhì)界線;18-不整合界限;19-勘探線及編號;20-鉆孔及編號Fig.2 The geological sketch map of Xingshan iron deposit in Qian’an (after Ding，2010;Zhou et al.，2012)

3 礦床地質(zhì)特征

杏山BIF 型鐵礦位于曹莊-黃柏峪一帶鉻云母石英巖的西北部。根據(jù)首鋼地研所資料(李紹興，2009①李紹興. 2009.河北省遷安市遷安鐵礦接替資源勘查(杏山區(qū)普查)報(bào)告. 北京:首鋼地質(zhì)勘察院地質(zhì)研究所)，杏山鐵礦區(qū)地層主要有太古代遷西群三屯營組、中元古界長城系沉積巖及第四系殘坡積物(圖2)。鐵礦賦存于三屯營組第四巖性段(Ars4)中，由于巖性差異及其組合自下而上劃分為5 個亞層(如圖2)，地層總體走向?yàn)楸蔽?北北西，巖性為一套(輝石)斜長角閃巖、黑云變粒巖、黑云淺粒巖、石榴黑云變粒巖、斜長二輝石巖及混合巖等巖石的組合。中元古界長城系沉積巖以碎屑巖及碳酸鹽巖建造為主，分布于礦區(qū)南西部，呈角度不整合覆蓋于三屯營組之上(李紹興，2009)。

杏山鐵礦位于護(hù)國寺-杏山-腦門峪復(fù)向斜褶皺區(qū)內(nèi)。受該復(fù)向斜的影響，杏山鐵礦主體上呈向斜構(gòu)造，向斜軸面傾向南西，傾角約75°。東翼傾向南西，傾角為50° ～60°，西翼傾向南東東，傾角為60° ～65°。礦區(qū)內(nèi)發(fā)育的北北東向F9斷裂切割了該向斜構(gòu)造，將礦體分割成大、小杏山礦體。F9斷裂為一旋扭性斷層，傾向北西，走向上長500m，寬約8 ～10m，傾向上延伸達(dá)700 ～800m。除此，礦區(qū)還有一條幾乎貫穿全區(qū)的腦峪門斷裂，從三岔峪-腦峪門-白龍港一直向北東方向延伸，走向?yàn)楸睎|20° ～30°，傾向南東，傾角80°，特征為擠壓破碎，局部糜棱巖化。雖然腦峪門斷裂規(guī)模較大，但對礦體的連續(xù)性影響較小(圖2)。

杏山鐵礦主要的礦體為F9 斷裂所分割的大、小杏山礦體，其中大杏山鐵礦體位于F9 斷裂以西，地表出露長度為340m，其西端被長城系地層所覆蓋。厚度在垂向上呈現(xiàn)上下薄，中間厚的棗核形，平均厚度為120m。礦體呈層狀、似層狀，總體走向10° ～40°，傾向南東-南東東，傾角60°。F9 斷裂的旋扭作用也使得大杏山礦體顯得厚大而陡峭。小杏山礦體位于F9 斷裂以東，地表出露的長度為300m。礦體走向110°，在-100m 以下轉(zhuǎn)向南或南西，礦體傾向近南，傾角52°～60°。礦體平均厚度為30 ～50m，呈層狀、似層狀，具有分支復(fù)合現(xiàn)象，可分為小杏山上和下兩層礦。杏山鐵礦體總體上為一個復(fù)雜的向斜構(gòu)造，從地表形態(tài)上來看，大杏山礦體要比小杏山礦體規(guī)模大，但往深部延伸，大杏山礦體逐漸變小，而小杏山礦體逐漸變大。

圖3 杏山鐵礦區(qū)礦石圍巖野外手標(biāo)本及鏡下照片(a)變形的條帶狀礦石;(b)礦石與斜長角閃巖整合接觸，礦石呈條帶狀，由磁鐵礦條帶及石英條帶組成;(c)條帶狀礦石與斜長角閃巖中夾薄層綠泥石片巖;(d)條帶狀磁鐵礦鏡下照片(正交偏光);(e)條帶狀鐵礦石主要由磁鐵礦和石英組成，含少量鎂鐵閃石和透閃石(正交偏光);(f)角礫狀礦石，膠結(jié)物為碳酸鹽礦物;(g)斜長角閃巖由角閃石及斜長石組成，斜長石表面多絹云母化(單偏光);(h)黑云石英片巖由片狀黑云母及定向石英組成(正交偏光);(i)黑云鉀長片麻巖由黑云母、鉀長石、斜長石及石英組成，斜長石表面多絹云母化(正交偏光).Bi-黑云母;Cum-鎂鐵閃石;Hbl-普通角閃石;Kfs-鉀長石;Mt-磁鐵礦;Pl-斜長石;Q-石英;Tr-透閃石Fig.3 The field and microscopic characteristics of iron ores and wallrocks in the Xingshan iron deposit

礦區(qū)內(nèi)礦石礦物以磁鐵礦為主，地表多見赤鐵礦、褐鐵礦及假象赤鐵礦，硫化物可見少量的黃鐵礦。脈石礦物主要是石英、鎂鐵閃石、透閃石及少量輝石、陽起石、黑云母及石榴石。而蝕變礦物有綠泥石、綠簾石及碳酸鹽礦物。礦石中礦物多為半自形至他形，中細(xì)?；蛑写至Ａ钭兙ЫY(jié)構(gòu)。礦石構(gòu)造為細(xì)條紋狀至條帶狀構(gòu)造，條帶多平直連續(xù)，但也可見柔皺變形(圖3a)。此外還可見塊狀及角礫狀構(gòu)造。

條紋-條帶狀礦石根據(jù)其中各礦物種類和含量的不同，可分為磁鐵石英巖、角閃磁鐵石英巖、含透閃石角閃磁鐵石英巖及赤鐵磁鐵石英巖(圖3b-e)。以前三種類型礦石最為常見，所含礦物以磁鐵礦和石英為主，次為鎂鐵閃石及透閃石。磁鐵礦一般為半自形至他形粒狀，粒度為0.05 ～0.5mm，含量30% ～50%，呈條帶狀分布，另可見少量分布在角閃石類礦物解理、裂隙中的他形磁鐵礦以及在石英中呈細(xì)小包體形式的磁鐵礦;石英顆粒多為半自形-他形，粒度為0.1 ～1mm，含量25% ～55%，也多呈條帶狀分布，受區(qū)域變質(zhì)變形作用而常見波狀消光及拉長現(xiàn)象;透閃石為針狀，長0.2 ～0.8mm，含量5% ～15%;鎂鐵閃石呈粒狀或板條狀，大小0.2 ～0.6mm，含量為10% ～15%。赤鐵磁鐵石英巖在礦區(qū)多分布于近地表，赤鐵礦為磁鐵礦遭受后期氧化作用所致。塊狀礦石多為富鐵礦，與條紋-條帶狀貧礦體呈漸變過渡關(guān)系。組成礦物以磁鐵礦為主，約占50% ～75%，其次為石英(15% ～25%)和綠泥石(5% ～15%)。此外，局部見方解石-石英細(xì)脈，推測是與富礦形成有關(guān)的熱液疊加的產(chǎn)物。角礫狀磁鐵礦石多發(fā)育于斷裂裂隙中，膠結(jié)物一般為碳酸鹽礦物(圖3f)。

圖4 杏山鐵礦大杏山-75m 中段剖面圖Fig.4 Profile map of Daxingshan ore body at the depth of -75m from the Xingshan iron deposit

4 樣品采集及分析方法

本次工作的樣品采于大杏山礦體-75m 中段中(圖4)，主要以條紋-條帶狀磁鐵礦、斜長角閃巖、黑云鉀長片麻巖和黑云石英片巖為主，其中斜長角閃巖與礦體互層產(chǎn)出(圖3b，c 和圖4)。在經(jīng)過鏡下巖相鑒定后，選出新鮮、無蝕變的樣品進(jìn)行分析。所有樣品在粉碎至200 目后進(jìn)行主微量及稀土元素分析，并選取斜長角閃巖(編號XS2-1)用于LAICP-MS 鋯石U-Pb 定年。

大杏山礦體中的條紋-條帶狀鐵礦石為深灰色，中-細(xì)粒粒狀變晶結(jié)構(gòu)，主要礦物為磁鐵礦、石英以及少量鎂鐵閃石、透閃石和黑云母(如圖3d，e)。其中暗色條帶主要由磁鐵礦和少量石英、鎂鐵閃石、透閃石組成，部分角閃石被黑云母交代;白色條帶主要由石英及鎂鐵閃石組成，次為磁鐵礦及透閃石。

斜長角閃巖為綠黑色，粒狀柱狀變晶結(jié)構(gòu)，塊狀構(gòu)造，主要成分為角閃石、斜長石，以及少量磁鐵礦、石英和黑云母。其中柱狀角閃石粒徑多為0.2 ～1mm，含量約70% ～75%;斜長石絹云母化蝕變明顯，粒徑為0.05 ～0.6mm，含量約為15% ～20%;黑云母為鱗片狀，多順著角閃石裂隙或邊部生長，應(yīng)為角閃石退變質(zhì)產(chǎn)物，粒徑為0.05 ～0.2mm，含量小于5%;石英呈半自形-他形粒狀，含量約5%;磁鐵礦則為半自形-他形，粒徑大小為0.03 ～0.1mm，含量小于5%，多分布于角閃石裂隙或解理內(nèi)(圖3g)。黑云石英片巖呈灰色，主要礦物有石英(65%)、黑云母(25%)、斜長石(10%)。石英呈不規(guī)則粒狀，均勻分布，粒徑為0.1 ～0.5mm;黑云母多色性明顯，常分布在石英顆?；蚴⑴c長石顆粒之間，呈鱗片狀，片徑為0.2 ～1mm;斜長石基本未發(fā)生蝕變。巖石呈粒狀變晶結(jié)構(gòu)，片狀構(gòu)造，總體上有向黑云淺粒巖過渡的趨勢(圖3h)。

黑云鉀長片麻巖呈灰黑色，主要礦物為長石(55%)、黑云母(35%)、石英(10%)和極少量的角閃石。其中，在長石類礦物中斜長石約占長石20%，鉀長石約占80%，其中斜長石基本均已發(fā)生絹云母化，粒度為0.1 ～0.6mm;黑云母呈鱗片狀定向分布，片徑長0.1 ～1mm;石英呈不規(guī)則粒狀，不均勻分布。巖石總體呈不等粒鱗片變晶結(jié)構(gòu)，片麻狀構(gòu)造(圖3i)。

礦石主量元素測試在核工業(yè)北京地質(zhì)研究院分析測試中心完成，而礦石微量及圍巖的主微量元素分析是在中國科學(xué)院地質(zhì)與地球物理研究所完成。鐵礦石主量元素采用Phillips PW 2404 型X 熒光光譜儀分析測試，RSD ＜2% ～3%;圍巖的主量分析采用XRF-4500 型X 熒光光譜儀測試，RSD=0.1% ～1%;礦石及圍巖的微量及稀土元素分析利用酸溶法制備樣品，在Finnigan Element 型ICP-MS 下進(jìn)行測試，RSD ＜2.5%。

單礦物鋯石的分選是在河北省廊坊地質(zhì)調(diào)查院完成。樣品經(jīng)過常規(guī)粉碎、磁選和重選后，在雙目顯微鏡下進(jìn)行人工挑純，最后將鋯石粘至雙面膠上并制成靶。透反射顯微照相、陰極發(fā)光圖像分析及鋯石定年是在西北大學(xué)大陸動力學(xué)國家重點(diǎn)實(shí)驗(yàn)室的激光剝蝕電感耦合等離子體質(zhì)譜(LAICP-MS)儀上完成。激光剝蝕(LA)系統(tǒng)為德國MicroLas 生產(chǎn)的GeoLas200M，其激光束斑直徑為30μm，剝蝕深度為20～40μm，激光脈沖10Hz。鋯石的微量和同位素?cái)?shù)據(jù)采用GLITTER 程序，普通鉛修正采用Anderson 的方法。年齡計(jì)算通過Isoplot ver3 完成(Ludwig，2003)，詳細(xì)分析方法見袁洪林等(2003)和Gao et al.(2002)。

5 分析結(jié)果

5.1 主微量地球化學(xué)結(jié)果

礦石主微量測試結(jié)果見表1。其主要的氧化物組分為Fe2O3T和SiO2，含量分別為36.38% ～56.69%和37.90% ～56.93%，兩者呈現(xiàn)明顯的負(fù)相關(guān)線性關(guān)系。除了MgO 和CaO含量分別為3.15% ～4.92%和0.73% ～1.69%外，其余氧化物Al2O3(0.04% ～0.45%)、Na2O(0.04% ～0.16%)、K2O(0.01% ～0.02%)、MnO(0.09% ～0.15%)、TiO2(0.00% ～0.01%)和P2O5(0.04% ～0.10%)的含量很低，含量均未超過0.50%。礦石的微量元素含量很低，通常小于5 ×10-6。Cr、Ni、Cu、Zn、Sr 含量高，變化較大，分別為133.6 ×10-6～222.4 ×10-6、4.89 ×10-6～74.4 ×10-6、0.4 ×10-6～27.8 ×10-6、3.2 × 10-6～37.31 × 10-6和2.55 × 10-6～16.47 ×10-6。高場強(qiáng)元素，如Hf 和U 含量尤其低，小于0.50×10-6。

表1 杏山鐵礦礦石主量元素(wt%)和微量元素(×10 -6)分析結(jié)果Table 1 Major (wt%)and trace (×10 -6)element contents of iron ores in the Xingshan deposit

條帶狀礦石的稀土總量(ΣREE + Y)為8.61 ×10-6～12.59 × 10-6，平均為10.07 × 10-6。鐵礦石稀土元素經(jīng)PAAS 標(biāo) 準(zhǔn) 化(Post Archean Australian Shale)(Mclennan，1989)后的配分型式圖(圖5a)顯示出明顯的重稀土((La/Yb)PAAS=0.38 ～0.70，平均0.46)富集。所有樣品具強(qiáng)烈的Eu 正異常(Eu/=1.91 ～2.45，平均2.22)、La 正異常(La/=1.44 ～2.12，平均1.78)和Y 的正異常(Y/=1.59 ～2.13，平均1.89)，而Pr 異常(Pr/=0.96 ～1.03，平均0.98)則不明顯。除此之外，礦石的Y/Ho 值為38.89 ～56.57，平均46.81，遠(yuǎn)高于球粒隕石的比值(26)，接近海水的Y/Ho 值(＞44)(Nozaki et al.，1997;Bolhar et al.，2004)。

夾層斜長角閃巖主微量測試結(jié)果見表2，斜長角閃巖中的SiO2、TiO2、MnO、P2O5含 量 較 低，分 別 為47.29% ～53.07%、0.52% ～0.76%、0.10% ～0.20% 和0.06% ～0.07%。此外，Al2O3、Fe2O3T、MgO、CaO、Na2O 和K2O 則為15.21% ～18.47%、8.05% ～12.7%、5.74% ～9.44%、7.57% ～9.24%、1.43% ～2.15%和1.52% ～2.08%。在微量元素原始地幔標(biāo)準(zhǔn)化蛛網(wǎng)圖中，大離子親石元素Rb、Ba 和Sr 等富集，高場強(qiáng)元素Th 和U 明顯虧損，而Nb、Ta、Ti、Zr 和Hf 等則無明顯虧損(圖6b)。斜長角閃巖的稀土總量(ΣREE)為19.55 ×10-6～20.09 ×10-6。球粒隕石標(biāo)準(zhǔn)化稀土配分模式表現(xiàn)出近于平坦型，輕重稀土無明顯分餾((La/Yb)N=0.95 ～1.02)(圖6a)，但有著微弱的Ce 負(fù)異常(Ce/Ce*=0.79 ～0.92，平均0.84)和明顯的Eu 正異常(Eu/Eu*=1.25 ～1.57，平均1.35)。

表2 杏山鐵礦圍巖主量元素(wt%)和微量元素(×10 -6)分析結(jié)果Table 2 Major (wt%)and trace (×10 -6)element contents of wallrocks in the Xingshan deposit

圖5 杏山鐵礦石和國外Isua 鐵建造PAAS 標(biāo)準(zhǔn)化稀土元素配分圖(a)和現(xiàn)代海水、高溫流體及低溫流體PAAS 標(biāo)準(zhǔn)化稀土元素配分圖(b)(PAAS 標(biāo)準(zhǔn)化值據(jù)McLennan，1989)圖5b 中的NPDW(北太平洋2500m 深的海水)、South Pacific(南太平洋0.9m 和30m 深的海水平均值)、高溫流體和低溫流體數(shù)據(jù)均來源于Bolhar and van Kranendonk，2007Fig.5 PAAS-normalized REY patternsof iron ores and Iuse BIF (a)and PAAS-normalized REY patterns of modern seawater，high-T hydrothermal fluid and low-T hydrothermal fluid (b)(normalization values after McLennan，1989)The data of NPDW (2500m deep seawater from North Pacific)，South Pacific (the average value of 0.9m deep seawater and 30m deep seawater from South Pacific)，high-T hydrothermal fluid and low-T hydrothermal fluid in Fig.5b after Bolhar and van Kranendonk，2007

圖6 杏山圍巖球粒隕石標(biāo)準(zhǔn)化稀土元素配分圖(a、c)和原始地幔標(biāo)準(zhǔn)化微量元素蛛網(wǎng)圖(b、d)(標(biāo)準(zhǔn)化值及N-MORB 值據(jù)Sun and McDonough，1989)Fig.6 Chondrite-normalized REE patterns (a，c)and primitive mantle-normalized trace element patterns (b，d)for the wallrocks of Xingshan (normalization values and N-MORB values after Sun and McDonough，1989)

圍巖黑云石英片巖的主微量元素分析結(jié)果見表2。黑云石英片巖中SiO2含量較高，為68.60% ～69.44%;Al2O3含量為9.97% ～10.10%;Fe2O3T含量為8.15% ～9.05%;MgO 含量為5.64% ～6.17%;CaO 含量為0.21% ～0.27%;Na2O 含量為0.13% ～0.14%;K2O 含量為3.03% ～3.43%;MnO 含量為0.03%;TiO2含量為0.43%;P2O5含量為0.09% ～0.10%。黑云石英片巖的稀土總量(ΣREE)為168.7 ×10-6～171.0 ×10-6。球粒隕石標(biāo)準(zhǔn)化后的稀土配分形式呈現(xiàn)明顯的右傾模式，顯示輕稀土強(qiáng)烈的富集((La/Yb)N=6.81 ～7.07)(圖6c)，不具有明顯的Ce 異常(Ce/Ce*=0.94)，但Eu 有著較弱的負(fù)異常(Eu/Eu*=0.64 ～0.68)。

黑云鉀長片麻巖中SiO2、Al2O3、Fe2O3T、MgO 和K2O 含量分別為51.04% ～51.68%、16.93% ～19.71%、5.73% ～8.76%、6.91% ～8.95% 和5.06% ～8.63%;TiO2含量為0.57% ～0.73%;其余氧化物含量則相對較低(表2)。從微量元素及稀土元素特征上來看(圖6c，d)，黑云鉀長片麻巖稀土總量(ΣREE)為59.46 ×10-6～66.99 ×10-6，負(fù)Eu 異常不明顯(Eu/Eu*=0.77 ～0.91)以及無Nb 和Ta 的虧損，都有別于黑云石英片巖，這暗示著黑云鉀長片麻巖與黑云石英片巖可能具有不同的成因。

杏山鐵礦圍巖都經(jīng)歷了中-高級的變質(zhì)作用，因此對這些巖石進(jìn)行原巖恢復(fù)來了解原巖的性質(zhì)是十分必要的。前人研究表明，主量元素(Si、Al、Mg、Fe、Ca、Na 和P)、過渡族元素(Ni、Co、Cr、Ti、Sc、V、Mn、Zn 和Cu)、高場強(qiáng)元素(Zr、Hf、Y和Nb)和稀土元素在輝長巖轉(zhuǎn)變至角閃巖的變質(zhì)過程中含量是保持不變的(Alirezaei and Cameron，2002)。尤其是高場強(qiáng)元素及稀土元素，它們被認(rèn)為在變質(zhì)等地質(zhì)作用過程中是不易活動的(Pearce and Norry，1979;Taylor et al.，1986)。因此，這些惰性元素經(jīng)常被用來約束變質(zhì)巖(甚至是榴輝巖相的變質(zhì)巖)的原巖(Jahn and Zhang，1984;趙振華，1997)。(al+fm)-(c+alk)vs. Si 圖解通常用來區(qū)分變沉積巖和變火山巖(Simonen，1953)，在該圖解上，斜長角閃巖落在火山巖區(qū)域或附近，黑云鉀長片麻巖和黑云石英片巖具有泥質(zhì)沉積巖趨勢(圖7a)。而在不活動元素構(gòu)成的Zr/TiO2-Nb/Y 圖解上(圖7b)，斜長角閃巖落入亞堿性玄武巖至安山玄武巖區(qū)。因此，本文認(rèn)為斜長角閃巖的原巖應(yīng)為玄武巖或安山質(zhì)玄武巖，黑云石英片巖和黑云鉀長片麻巖可能為泥質(zhì)碎屑巖，這一結(jié)論也符合前述的礦物組合。

圖7 杏山鐵礦變質(zhì)巖主微量元素原巖恢復(fù)圖解(a，b 分別據(jù)Simonen，1953 和Winchester and Floyd，1976 修改)Fig.7 Major and trace element diagrams for discriminating the protoliths of metamorphic rocks in Xingshan iron deposit (a，b are modified after Simonen，1953;Wincester and Floyd，1976，respectively)

5.2 鋯石U-Pb 定年

本文鋯石選自與鐵礦體互層的斜長角閃巖中。鋯石多數(shù)透明，無色或淡粉色。陰極發(fā)光圖像顯示(圖8)有兩類鋯石:一類鋯石具圓化外形，呈長柱狀，長60 ～125μm，長寬比為2∶1 ～3∶1，陰極發(fā)光圖顯示具清晰的振蕩環(huán)帶，為典型巖漿鋯石，而與典型基性巖鋯石不一致，推測為捕獲或繼承早期花崗質(zhì)巖石中的鋯石;另一類鋯石顆粒也多呈圓化外形，大小為50 ～110μm，鋯石顆粒表面無振蕩環(huán)帶，為典型的變質(zhì)鋯石(Hoskin and Schaltegger，2003)，有些顆粒可見較為清晰的核邊結(jié)構(gòu)，部分表面具溶蝕現(xiàn)象，這說明鋯石受到強(qiáng)烈變質(zhì)作用改造。

圖8 杏山斜長角閃巖鋯石陰極發(fā)光圖像上排五個為巖漿鋯石形態(tài);下排五個為變質(zhì)鋯石Fig. 8 Cathodoluminescence (CL)images of zircons selected from amphibolite in the Xingshan deposit

本次工作主要對斜長角閃巖樣品XS2-1 中的32 個鋯石進(jìn)行了分析(表3)，鋯石年齡點(diǎn)明顯可分為兩群(圖9、表3):第一群鋯石207Pb/206Pb 年齡介于2533 ～2878Ma，U 和Th含量分別為282 ×10-6～1896 ×10-6和131 ×10-6～1126 ×10-6，從鋯石形態(tài)上看均具典型巖漿鋯石特征，18 個鋯石年齡點(diǎn)構(gòu)成一條不一致線，上交點(diǎn)年齡為2859 ±22Ma(MSWD=3，圖10)。通?；詭r中并不發(fā)育如此密集環(huán)帶的巖漿鋯石，因此，2859 ±22Ma 應(yīng)代表著斜長角閃巖捕獲的一次早期巖漿事件的年齡;另一群(14 個鋯石)鋯石從形態(tài)上(具變質(zhì)鋯石特征，圖8)及207Pb/206Pb 年齡(介于2480 ～2518Ma)分布上看，明顯要區(qū)別于第一群鋯石(表3、圖9)，U 和Th 含量分別為62 ×10-6～1032 ×10-6和26 ×10-6～454 ×10-6。14個鋯石上交點(diǎn)年齡為2491 ±13Ma(MSWD=0.43，如圖9)，而位于諧和線附近的4 個鋯石點(diǎn)(點(diǎn)1、4、13 和17)206Pb/207Pb 加權(quán)平均年齡為2488 ±46Ma(MSWD=0.14，如圖9)，兩者在誤差范圍內(nèi)一致，代表著一次變質(zhì)事件發(fā)生的時間。

6 討論

6.1 杏山鐵礦成礦時代及其地質(zhì)意義

杏山BIF 位于曹莊巖組附近，早期的一些學(xué)者認(rèn)為其可能形成于古太古代(沈保豐等，2006)。最近，Han et al.(2014)對杏山鐵礦區(qū)的石榴石斜長片麻巖進(jìn)行了SHRIMP鋯石U-Pb 定年，獲得了3389.5 ±7.6Ma 的年齡，但他們并沒有闡述石榴石斜長片麻巖的原巖巖性及其與BIF 的關(guān)系。所以，這個年齡所代表的地質(zhì)意義值得商榷。本次工作選取了杏山鐵礦夾層斜長角閃巖(變安山玄武巖-玄武巖)展開年代學(xué)工作，其中鋯石可分為兩類(圖8、圖9):第一類為捕獲的早期巖漿成因鋯石，由于在變質(zhì)作用過程中鉛的丟失致使鋯石的年齡點(diǎn)均落在諧和線下方，形成一條不一致線，2859±22Ma 的上交點(diǎn)年齡可代表早期巖漿事件的發(fā)生時間;另一類為變質(zhì)成因鋯石，2491 ±13Ma 的上交點(diǎn)年齡代表著斜長角閃巖原巖經(jīng)歷后期一次變質(zhì)事件的時間。綜上所述，可認(rèn)為杏山BIF 形成于新太古代(2.8 ～2.5Ga)，而非古太古代，并在～2.5Ga 左右遭受一期變質(zhì)作用。

表3 杏山鐵礦斜長角閃巖鋯石U-Pb 定年結(jié)果Table 3 Zircon U-Pb dating results of amphibolite in the Xingshan deposit

表4 冀東BIF 相關(guān)巖系的形成及變質(zhì)年齡一覽表Table 4 The formation epoch and metamorphic ages of the rocks associated with BIF in the the eastern Hebei

圖9 杏山鐵礦斜長角閃巖中鋯石U-Pb 年齡Fig.9 Zircon U-Pb ages of amphibolite in the Xingshan deposit

在曹莊地區(qū)，最新的年代學(xué)資料同樣顯示曹莊的主體巖石(變粒巖和花崗質(zhì)片麻巖)形成于新太古代晚期(Li et al.，2010;Nutman et al.，2011)，如曹莊麻粒巖(編號J06/10)的形成年齡為2548 ±7Ma，變質(zhì)年齡為2506Ma;該區(qū)BIF 圍巖變粒巖(編號J00/33)的原巖形成年齡為2534 ±8Ma。如果不考慮杏山BIF 圍巖具體的地層歸屬問題，這將在一定程度上佐證了杏山BIF 形成于新太古代的可能性。結(jié)合近些年來冀東BIF 相關(guān)巖系年代學(xué)的研究工作(表4)，它們均形成于新太古代晚期(萬渝生等，2012;耿元生和陸松年，2014)，說明冀東整個地區(qū)的早前寒武紀(jì)(＞2.5Ga)地層并不存在上、下層位關(guān)系，當(dāng)屬同一時代空間相變的產(chǎn)物(耿元生和陸松年，2014)。這么看來，杏山BIF 極有可能同樣形成于新太古代晚期。

斜長角閃巖中捕獲的一期～2.8Ga 左右的巖漿鋯石年齡說明，該區(qū)確實(shí)存在中太古代的表殼巖。這一點(diǎn)與Nutman et al.(2011)的認(rèn)識一致。他們認(rèn)為曹莊地區(qū)確實(shí)存在少量的中太古代的片麻巖，它們可能都是以包體形式存在于新太古代的花崗質(zhì)片麻巖中，但具體的規(guī)模和精細(xì)的年代學(xué)工作需要進(jìn)一步的研究。

6.2 成礦物質(zhì)來源

鐵建造的物質(zhì)來源是一個長期存在爭議的問題。多數(shù)學(xué)者認(rèn)為，海洋高溫?zé)嵋簩ρ蟮仔鋷r和科馬提巖的淋濾能提供鐵和硅的來源(Bau，1993;Kato et al.，1998;Polat and Frei，2005);而少數(shù)學(xué)者認(rèn)為鐵和硅來自于風(fēng)化的基性陸殼(Adekoya，1998;Kholodov and Butuzova，2001)。由于REE在氧化鐵或氫氧化鐵的沉淀過程中分餾程度極低，因此REE可以有效的指示鐵建造的物質(zhì)來源及沉積時的環(huán)境(Bekker et al.，2010)。此外，鐵建造系統(tǒng)的封閉性和極低的水巖反應(yīng)速率說明鐵建造中的REE 并不受成巖及成巖后的區(qū)域變質(zhì)或接觸變質(zhì)作用的影響(Bau，1993)。然而，鐵建造在沉淀過程中可能會受到陸源碎屑物質(zhì)的混染，導(dǎo)致其不能反映原始的沉積特征(王長樂等，2014)。

杏山BIF 具有極低的Al2O3(平均為0.21%)、TiO2含量(小于0.01%)，并且二者之間缺乏相關(guān)性(R2=0.14)，說明杏山BIF 幾乎不受陸源混染作用的影響(Pecoits et al.，2009)。另外，BIF 中Th、Hf、Zr 和Sc(平均為0.11 ×10-6、0.03 ×10-6、1.18 ×10-6、0.18 ×10-6)等不相容元素含量非常低，且Zr 和Y/Ho 之間(R2=0.58)及TiO2和Zr 之間(R2= 0.10)缺乏相關(guān)性，這些特征同樣佐證了上述結(jié)論(Manikyamba and Naqvi，1995;Bolhar et al.，2004)。

圖10 杏山BIF 高溫?zé)嵋杭昂Ｋ亩旌吓袆e圖(據(jù)Alexander et al.，2008)(a)Y/Ho-Eu/Sm 圖解;(b)Y/Ho-Sm/Yb 圖解. 高溫?zé)嵋毫黧w(＞350℃)基于Bau and Dulski，1999;太平洋海水基于Alibo and Nozaki，1999Fig.10 Two-component mixing discrimination diagram of high-temperature and seawater for Xingshan BIFs (after Alexander et al.，2008)(a)Y/Ho vs. Eu/Sm;(b)Y/Ho vs. Sm/Y. High-temperature (＞350℃)hydrothermal fluids based on Bau and Dulski (1999)and Pacific seawater based on Alibo and Nozaki (1999)

研究表明(如圖5b)，經(jīng)PAAS 標(biāo)準(zhǔn)化的海水稀土特征表現(xiàn)為輕稀土虧損、La 和Y 的正異常、Ce 的負(fù)異常以及遠(yuǎn)大于球粒隕石的Y/Ho 值(＞44)(Bau and Dulski，1999;Bolhar et al.，2004)。從圖5a 及表1 可以看出，杏山礦石PAAS 標(biāo)準(zhǔn)化后的REE 配分曲線明顯富集重稀土，具La 和Y 的正異常，且Y/Ho 值平均為46.81，表現(xiàn)出典型的海水特征。由于極少量的碎屑物質(zhì)就會降低海洋化學(xué)沉積物的Y/Ho 比值(Bolhar et al.，2004)，杏山鐵礦與現(xiàn)代海水相似的Y/Ho 值說明杏山礦石幾乎沒有遭受陸源碎屑混染。除此，杏山鐵礦石稀土配分還表現(xiàn)有較強(qiáng)烈的Eu 正異常，而這一特征并不能從海水中繼承，因此推測應(yīng)有其它來源的熱液混入。Balhar et al.(2004)及Bolhar and van Kranendonk(2007)認(rèn)為高溫?zé)嵋壕哂懈叩腅u 正異常和較大的(Sm/Yb)PAAS值，而低溫?zé)嵋褐械腅u 正異常非常低(圖5b)。因此，杏山礦石較大的正Eu 異常說明，礦石沉積的過程中有高溫?zé)嵋旱膮⑴c。

總之，杏山鐵礦的成礦物質(zhì)來源于海底高溫?zé)嵋号c周圍海水的混合。Alexander et al.(2008)建立了高溫?zé)嵋毫黧w和現(xiàn)代海水的二元模型來評估二者相對的混合比例。在Eu/Sm-Y/Ho 及Sm/Yb-Y/Ho 圖中(圖10)可以看出，杏山BIF與世界上其它BIFs 類似(如Isua BIF)，樣品都落入海水區(qū)附近，高溫?zé)嵋毫黧w對BIF 的沉積貢獻(xiàn)較低，僅為0.1%。Klein and Beukes(1989)將典型的北大西洋海水和深海熱液流體以1000∶1 的比例混合后，混合物的稀土配分型式與前寒武紀(jì)的BIFs 比較一致。因此，在BIF 的沉積過程中，高溫?zé)嵋旱膮⑴c比例很小。

由于Ce 對氧逸度非常敏感，并且不同價態(tài)的Ce 離子溶解度不一樣，因此Ce 能很好的指示鐵建造沉積時海水的氧化還原環(huán)境(German and Elderfield，1990)。通常，Ce3+氧化成Ce4+后溶解度降低，這導(dǎo)致Ce 優(yōu)先進(jìn)入Fe-Mn 氫氧化物、有機(jī)物質(zhì)及粘土顆粒當(dāng)中(Byrne and Sholkovitz，1996)。所以，氧化的現(xiàn)代海水表現(xiàn)出強(qiáng)烈的負(fù)Ce 異常，相反次氧化或還原的水體缺乏Ce 的負(fù)異常(German and Elderfield，1990;Byrne and Sholkovitz，1996)。對于Ce 異常值的計(jì)算，通常是按照常規(guī)的內(nèi)插法(Ce/Ce*PASS=2 ×CePAAS/(LaPAAS+PrPAAS))來計(jì)算，但Bau and Dulski(1996)研究認(rèn)為，用常規(guī)的方法計(jì)算出的Ce 異常值通常是由La 的異常值所導(dǎo)致，并不能代表真正的Ce 異常值，因此他們提出了用常規(guī)方法計(jì)算出的Ce 和Pr 異常值來綜合判別Ce 的真異常(圖11)。如圖所示，杏山鐵礦石和Isua 鐵建造一樣，都未落入Ce 的負(fù)異常區(qū)域，顯示出一致的正La 異常，說明杏山BIF 鐵礦是在較低氧逸度環(huán)境下沉積的。

6.3 杏山斜長角閃巖成因及構(gòu)造背景探討

圖11 杏山鐵礦石Ce 異常判別圖解(據(jù)Bau and Dulski，1996)Fig.11 Ce/Ce* vs. Pr/Pr* discrimination diagram for Ce anomaly of iron ores in the Xingshan deposit (after Bau and Dulski，1996)

由于研究區(qū)圍巖多經(jīng)歷有角閃巖相，甚至麻粒巖相的變質(zhì)作用。因此在討論巖石成因之前必須對元素的活動性進(jìn)行評估。燒失量(LOI)的大小通常被用來討論巖石蝕變過程中元素的活動性(Polat et al.，2002)。杏山圍巖黑云鉀長片麻巖都有著較高的燒失量(4.61% ～5.52%)(表2)，這說明其明顯受后期變質(zhì)作用或蝕變作用的影響。而斜長角閃巖及黑云石英片巖具有低的燒失量(＜3%)及弱的Ce 異常說明它們受二次蝕變作用的影響非常小。由于Zr 在變質(zhì)及蝕變作用過程中是非常穩(wěn)定的(Pearce et al.，1992)，因此Zr與其它元素的相關(guān)性也可用來評估元素的活動性。杏山斜長角閃巖中Zr 與主量元素TiO2及P2O5的相關(guān)性(R2)為-0.67 和0.82，與一些高場強(qiáng)元素和稀土元素La、Sm、Th、Nb、Ta、Y、Yb 及Hf 的相關(guān)性很高，分別為0.99、0.83、0.97、0.98、0.86、0.99、0.99 和0.99，這說明這些元素在后期變質(zhì)作用及蝕變過程中活動性較弱。因此，可應(yīng)用這些元素討論巖石的成因。

在La/Sm-La 圖解中(圖12a)，杏山斜長角閃巖數(shù)據(jù)在一定程度上顯示有較大的斜率，說明它們的母巖漿可能來源于虧損地幔的部分熔融(Treuil and Joron，1975)。在Sm/Yb-Sm 圖解上(圖12b)，樣品均落入尖晶石二輝橄欖巖30%的部分熔融點(diǎn)上(Wang et al.，2007;Caulfield et al.，2008)。由于石榴子石礦物-熔體間的HREE 分配系數(shù)遠(yuǎn)大于LREE的分配系數(shù)，因此石榴子石在部分熔融殘余體中富集會使熔體富集輕稀土。杏山斜長角閃巖具有低的ΣREE 含量(19.55 × 10-6～20.09 × 10-6)和(La/Yb)N值(0.95 ～1.02)，說明斜長角閃巖的母巖漿來源于不含石榴子石的尖晶石二輝橄欖巖的部分熔融。樣品中Eu 的正異常則可能是結(jié)晶分異過程中富集斜長石導(dǎo)致的。在Nb/Th-Nb/Yb 圖解中(圖12c)，樣品的Nb/Th 值均比原始地幔及富集地幔高(Münker，2000)，但趨勢與洋島玄武巖(A)一致，說明鎂鐵質(zhì)母巖漿來源于虧損地幔的部分熔融，并富集俯沖沉積物熔體。而這一認(rèn)識也在Nb/Ta-Nb 圖中得到支持，圖中數(shù)據(jù)點(diǎn)表現(xiàn)為近垂直的趨勢說明鎂鐵質(zhì)母巖漿在分異結(jié)晶過程中有地殼物質(zhì)的加入(圖12d，Caulfield et al.，2008)，2859 ±22Ma 這期巖漿鋯石可能就是斜長角閃巖在結(jié)晶分異過程中所捕獲的。

圖12 杏山斜長角閃巖巖石成因判別圖解圖a 據(jù)Treuil and Joron (1975);圖b 顯示鎂鐵質(zhì)母巖漿的源區(qū)組分和部分熔融程度(據(jù)Wang et al. ，2007);圖c 顯示生成鎂鐵質(zhì)巖漿的虧損地幔部分熔融的影響因素，A-OIB 趨勢，B-俯沖熔體趨勢，C-俯沖流體趨勢，據(jù)Münker，2000;圖d 顯示杏山斜長角閃巖的地幔源區(qū)被富集了，虛線箭頭方向?yàn)樘潛p地幔部分熔融程度逐漸變大，據(jù)Caulfield et al. (2008).DM-虧損地幔;EM-富集地幔;PM-原始地幔;MORB-洋中脊玄武巖;OIB-洋島玄武巖Fig.12 A group diagrams of the petrogenesis discrimination for amphibolites of the XingshanFig.12a after Treuil and Joron (1975);Fig.12b showing source compositions of the mafic parental magmas and partial melting degrees (after Wang et al. ，2007);Fig.12c showing partial melting factors of the depleted mantle where the mafic magmas were generated，A-OIB trend，B-trend for subduction melt and C-trend for subduction fluid (after Münker，2000);Fig.12d showing the mantle sources were enriched for amphibolite of the Xingshan，a dash line with arrow indicates increasing partial melting degree of the depleted mantle (after Caulfield et al. ，2008). DM-depleted mantle;EM-enriched mantle;PM-primitive mantle;MORB-mid-oceanic basalts;OIB-oceanic island basalts

杏山斜長角閃巖的微量元素蛛網(wǎng)圖顯示高場強(qiáng)元素Th、U 明顯虧損，而Nb、Ta、Ti、Zr、Hf 等無明顯虧損的特征(圖7b)，這與N-MORB 特征極為相似。稀土配分圖上(圖7a)，接近平坦的的輕重稀土分餾模式((La/Yb)N=0.95 ～1.02)具有N-MORB 與E-MORB 的過渡特征，說明斜長角閃巖原巖應(yīng)來源于虧損地幔，并受地殼物質(zhì)的混染。一般認(rèn)為，N-MORB 通常產(chǎn)于洋中脊或弧后盆地中(Gill，2010)。Algoma 型BIF 的產(chǎn)出與火山活動聯(lián)系緊密，主要形成于島弧/弧后盆地(Veizer，1983)或克拉通內(nèi)部裂谷(Gross，1983)中，并且BIF 的沉積需要構(gòu)造穩(wěn)定的半淺水-深水盆地。杏山BIF 鐵礦石發(fā)育有特征性的條紋-條帶狀構(gòu)造，反映了沉積時相對穩(wěn)定的環(huán)境。從而，可推測杏山BIF 可能形成于類似弧后盆地的構(gòu)造環(huán)境中。

7 結(jié)論

(1)條帶狀鐵礦富集重稀土((La/Yb)PAAS平均0.46)，具Eu(Eu/平均2.19)和Y(La/平均2.14)的正異常，較高的Y/Ho(平均46.81)值，說明成礦物質(zhì)來源于海底高溫?zé)嵋号c周圍海水;較低的Al2O3和TiO2含量反映BIF沉積過程中幾乎沒有陸源碎屑物的加入;無Ce 負(fù)異常說明BIF 形成于低氧逸度的環(huán)境中。

(2)巖石學(xué)和地球化學(xué)研究表明，杏山BIF 夾層斜長角閃巖的原巖為玄武巖-安山質(zhì)玄武巖，而圍巖黑云石英片巖及黑云鉀長片麻巖的原巖可能為泥質(zhì)碎屑巖。斜長角閃巖與N-MORB 的地球化學(xué)組成特征相似，推測斜長角閃巖原巖的母巖漿來源于尖晶石二輝橄欖巖30%的部分熔融，且母巖漿在分異結(jié)晶過程中可能受到陸殼物質(zhì)的混染。

(3)對夾層變基性火山巖(斜長角閃巖)LA-ICP-MS 鋯石定年顯示其原巖玄武質(zhì)巖石形成于2859 ±22Ma 至2491 ±13Ma 之間，并在2491 ±13Ma 發(fā)生一期變質(zhì)作用，且很有可能形成于新太古代晚期，這間接約束了杏山BIF 型鐵礦的形成時代，并暗示著遷西巖群的主體可能仍形成于新太古代晚期。而2859 ±22Ma 的捕擄鋯石年齡反映杏山-曹莊地區(qū)確實(shí)有少量中太古代表殼巖的存在。

致謝 感謝趙太平研究員、李厚民研究員和頡頏強(qiáng)博士對本文初稿提出的諸多建設(shè)性意見;感謝李文君和高炳宇工程師對微量元素測試實(shí)驗(yàn)的幫助;也感謝代堰锫博士在年代學(xué)測試工作給予的指導(dǎo)。

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