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引用本文
张强, 丁清峰, 宋凯, 等. 东昆仑洪水河铁矿区狼牙山组千枚岩碎屑锆石U-Pb年龄、Hf同位素及其地质意义[J]. 吉林大学学报(地球科学版), 2018, 48(4): 1085-1104
Zhang Qiang, Ding Qingfeng, Song Kai, et al. Detrital Zircon U-Pb Geochronology and Hf Isotope of Phyllite of Langyashan Formation in Hongshuihe Iron Ore District of Eastern Kunlun and Their Geological Significance[J]. Journal of Jilin University(Earth Science Edition), 2018, 48(4): 1085-1104.
东昆仑洪水河铁矿区狼牙山组千枚岩碎屑锆石U-Pb年龄、Hf同位素及其地质意义
张强, 丁清峰, 宋凯, 程龙     
吉林大学地球科学学院, 长春 130061
收稿日期: 2017-12-20
作者简介: 张强(1991-), 男, 研究生, 主要从事矿物学、岩石学、矿床学方面的研究, E-mail:610354492@qq.com
通信作者: 丁清峰(1976-), 男, 教授, 博士, 主要从事矿床学研究和教学工作, E-mail:dingqf@jlu.edu.cn
基金项目: 国家自然科学基金项目（41572056）
摘要: 洪水河铁矿区位于东昆仑造山带中段北带。在野外地质工作的基础上，对狼牙山组近矿围岩千枚岩开展了岩相学、地球化学、LA-ICP-MS碎屑锆石U-Pb年代学及Hf同位素研究工作。主微量元素结果显示，狼牙山组千枚岩的原岩可能是一套来自壳源的成熟度高的砂岩，古气候古地理特征是温暖湿润环境，经历了中高程度的化学风化作用，物源为碱性长石含量较低的长英质岩石，沉积构造环境可能处于被动大陆边缘。碎屑锆石年代学研究结果显示，本区狼牙山组千枚岩的沉积年龄可能为（788±9）~（515.2±4.4）Ma，说明其沉积时代并非前人认为的蓟县系。洪水河铁矿床应该是当时全球性含铁建造的实例之一，反映的是Sturtian冰期的结束。另外，这些碎屑锆石的εHf（t）值为-30.4~8.3，说明Hf同位素来源组成具有极大的非均一性，两阶段模式年龄为3 596~1 448 Ma，具有正和负的εHf（t）值，说明这类锆石的母岩中既有新生的地壳物质，又有再造的古老地壳，可能分别对应中元古代的新生地壳和太古宙地壳的再造。通过对锆石年龄分类讨论，并将碎屑锆石年龄与其邻区出露的老地层和岩体时代进行对比，推测太古宙基底物质、白沙河岩组、小庙群、万宝沟群及中元古代晚期在东昆仑地区形成的中酸性岩体为其物源。
关键词: Hf同位素     碎屑锆石     地球化学     千枚岩     洪水河铁矿床     东昆仑造山带    
Detrital Zircon U-Pb Geochronology and Hf Isotope of Phyllite of Langyashan Formation in Hongshuihe Iron Ore District of Eastern Kunlun and Their Geological Significance
Zhang Qiang, Ding Qingfeng, Song Kai, Cheng Long     
College of Earth Sciences, Jilin University, Changchun 130061, China
Supported by National Natural Science Foundation of China(41572056)
Abstract: The Hongshuihe iron ore district is located in the north-middle part of the eastern Kunlun orogenic belt. On the basis of geological field work, the authors applied petrography, geochemistry, LA-ICP-MS detrital zircon U-Pb geochronology, and Hf isotope to the ore-hosting phyllite of the Langyashan Formation. The results of the main and trace elements showed that the original rocks of the phyllite of the Langyashan Formation were possibly composed of high-maturity sandstones from the crust source, showing the warm and humid paleo-climate and paleo-geographic features. The original rocks were experienced the medium-high degree chemical weathering, whose provenance was the felsic rocks with low content of alkaline feldspar. Their sedimentary tectonic environment might be on the edge of the passive continent. The detrital zircon geochronological results showed that the sedimentary age of the phyllite was between (788±9) Ma and (515.2±4.4) Ma, different from the age of Jixianian. The Hongshuihe iron deposit should be one of the examples of the global banded iron formations, which reflect the end of the Sturtian ice age. In addition, the εHf(t) values of these detrital zircons varies from -30.4 to 8.3, indicating that the composition of Hf isotope sources is highly heterogeneous, with a two-stage model age of 3 596-1 448 Ma, which indicates that the source rocks of these zircons include both newborn crust material and reconstructed ancient crust material. The newborn crust might be from Mesoproterozoic, and the reconstructed crust might be from Archean. Through discussing on the classification of zircon ages and comparing the ages of some old sedimentary strata and intrusive rocks of the adjacent areas, it is inferred that the basement of Archean, Baishahe Formation, Xiaomiao Group, Wanbaogou Group and the intermediate-acid rocks formed in the eastern Kunlun in the late period of Mesoproterozoic are the possible provenances.
Key words: Hf isotope     detrital zircons     geochemistry     phyllite     Hongshuihe iron deposit     eastern Kunlun orogenic belt    

0 引言

洪水河铁矿区位于青海省东距都兰县城153 km的布尔汉布达山北坡洪水河中游，大地构造位置位于东昆仑造山带中段北带。东昆仑造山带是青海省重要的铁矿成矿带，铁矿床成因类型多样，尤以矽卡岩型和沉积变质型铁矿矿床为主[1]。其中，沉积变质型代表性矿床为清水河、洪水河、南门峡等中大型矿床以及大西沟、磁铁山等小型矿床[2]。而洪水河铁矿又是东昆仑沉积变质型铁矿中研究程度相对较高、规模达中型的一个铁矿床。申勇胜等[3-6]认为洪水河铁矿床成因类型为沉积变质成因；贾启元等[7]通过对矿区赋矿千枚岩地球化学特征的研究，认为该区千枚岩是形成于被动大陆边缘的物源为长英质岩石的一套粉砂岩组合；廖鹏程等[8]通过对洪水河铁矿石和赋矿围岩的主微量和稀土元素的研究，认为该矿床为幔源岩浆活动的热水沉积产物；贾启元等[9]通过对与铁矿体共生的硅质岩地球化学的研究，认为该矿床为海相热水沉积成因，形成于大陆边缘深海环境。上述作者有关矿石、赋矿围岩及硅质岩的地球化学研究将为本文提供一定的理论基础和参考价值。虽然前人的研究成果丰富了关于洪水河铁矿的理论研究，但仍存在诸多问题值得进一步深入研究，尤其是赋矿围岩的沉积时代问题。元古宙沉积变质型铁矿往往是雪球地球(冰期)结束的重要标志[10-11]，因此系统地研究该类矿床的赋矿围岩特征及成岩时代，对于恢复成矿时古地理古气候以及探讨矿床成因等均至关重要。据已有文献[3-6]报道，洪水河铁矿的赋矿围岩为一套浅变质的蓟县系狼牙山组镁质碳酸盐岩、碳酸盐岩组合为主夹细碎屑岩的地层。本文在野外调研基础之上，系统地对洪水河铁矿的赋矿围岩进行了岩石地球化学分析和LA-ICP-MS碎屑锆石U-Pb定年以及Hf同位素研究，以期恢复洪水河铁矿床直接赋矿围岩的原岩，分析其物源和沉积构造环境并限定其沉积年代，这对限定洪水河铁矿床的成矿时代和成矿地球动力学背景，并指导进一步找矿有重要意义。

1 研究区地质背景

研究区位于东昆仑造山带中段，即昆中断裂北部，大地构造分区属于昆中陆块，北邻柴达木盆地，南接东昆仑南坡俯冲碰撞增生杂岩带(图 1)。整个区域经历了前寒武纪古陆形成、加里东(奥陶纪——志留纪)造山、晚海西——印支(石炭纪——二叠纪)造山、中新生代(三叠纪及新生代)叠覆造山4个主要的构造演化阶段[4-6]。出露地层主要为古元古界金水口岩群和新元古界蓟县系狼牙山组以及新生界。本文研究对象主要是前人命名的狼牙山组，该组地层是区域沉积变质铁矿含矿地层，主要岩性为白云石大理岩、绿泥千枚岩、硅质岩、泥硅质岩、结晶灰岩、变质砂岩等，变质程度处在中级绿片岩相到低级角闪岩相区间，原岩为砂岩——粉砂岩——镁质碳酸盐岩建造。区内岩浆岩发育，前加里东期、加里东期、海西期、印支期、燕山期5个阶段皆有活动[5]。

1.第四系；2.新元古界狼牙山组；3.中元古界长城系小庙组；4.古元古界金水口岩群；5.印支期浅红色似斑状花岗岩；6.印支期浅肉红色中细粒花岗岩；7.华力西期灰白色中细粒花岗斑岩；8.华力西期斑状花岗岩；9.华力西期灰色花岗闪长岩；10.华力西期灰色闪长岩；11.地质界线；12.逆断层；13.平移断层；14.研究区位置。据文献[6]修编。 图 1 洪水河地区区域地质矿产图 Figure 1 Region geology and mineral map of Hongshuihe area
图选项

前人[2]研究表明，沉积变质铁矿包括与铁硅质建造有关的铁矿和与碳酸盐建造有关的铁矿。洪水河铁矿属于后者，含矿岩系韵律性显著，层位稳定，矿层一般赋存于碳酸盐岩所夹的泥质岩石(板岩、千枚岩等)中。矿区出露地层主要为新元古界狼牙山组(Pt3l)和第四系。狼牙山组分为2个岩性段[8]：下部以千枚岩夹白云质结晶灰岩为主，是铁矿的主要赋存地层，分布于矿区北部；上部为硅质岩、硅质白云质灰岩夹千枚岩，分布于矿区南部。近年来发现的硅质岩呈层状分布于矿体上盘，与矿体上覆千枚岩整合接触，该套硅质岩与铁矿体系同沉积期产物[9]。矿区紧邻昆中断裂，受其影响，矿区内产生同区域一致的南东东－北西西向构造线。矿区岩浆活动不强烈，仅有以小岩脉产出的侵入岩，岩性主要为花岗闪长岩、闪长岩, 其次是角闪辉石岩、正长斑岩与花岗岩[4-5]。

洪水河铁矿呈北西西向展布(图 2)，主要包括2个矿带(分别为FeⅠ与FeⅡ)和4个矿体，位于矿区南部。其中FeⅠ矿带规模较大，长度大于2 500 m。铁矿带产于狼牙山组钙质绿泥千枚岩和绿泥千枚岩中，顶部为白云石大理岩、千枚岩和硅质岩。

1.硅化结晶灰岩; 2.千枚岩夹矿层; 3.钙质、碳质千枚岩; 4.黑云母千枚岩与钙质绿泥千枚岩夹矿层; 5.钙质绿泥千枚岩; 6.结晶灰岩; 7.黑云母千枚岩; 8.铁矿体; 10.铁矿体编号; 11.断层编号; 12.闪长岩; 13.花岗闪长岩; 14.第四系; 15.本次工作剖面位置；16.产状。据文献[4]修编。 图 2 洪水河铁矿区FeⅠ矿带地质简图 Figure 2 Geological map of FeⅠ ore zone of Hongshuihe iron deposit
图选项
2 样品采集与岩相学特征

本次在洪水河铁矿床Fe Ⅰ-3矿体采坑和Fe Ⅰ-4矿体采场分别开展了地质调查和取样工作。在Fe Ⅰ-3矿体的A——A′剖面由南向北采集了标本号为HSH01-B1——B10的10个样品(GPS：90°56′26" E，36°00′14" N)(图 3)，其中B1、B9和B10采自围岩，其余7个样品采自矿体；在Fe Ⅰ-4矿体B——B′剖面由南向北采集了标本号为HSH02-B1——B9的9个样品(图略)，其中B3、B4、B5和B6采自磁铁石英岩矿体，其余采自围岩；2个采样剖面系同一层位(图 2)。

图 3 洪水河铁矿床Fe Ⅰ-3矿体A-A′剖面素描及取样位置简图 Figure 3 Simple A-A′section of Fe Ⅰ-3 ore body and sampling locations Hongshuihe iron deposit
图选项

围岩手标本呈灰绿色，绿泥石化、绿帘石化、碳酸盐化、硅化蚀变显著，千枚状构造，镜下为变余泥质结构到鳞片变晶结构，部分样品含有少量的自形-半自形粒状黄铁矿和极少量黄铜矿(图 4)，结合显微镜下特征可鉴定围岩样品岩性为绿泥千枚岩。磁铁石英岩的金属矿物主要为磁铁矿，其次为赤铁矿和褐铁矿，结构主要为他形粒状结构，矿石构造主要为浸染状构造、微细条带状构造、块状构造。

a.绿泥石化、绿帘石化、碳酸盐化发育的绿泥千枚岩岩石样品（单偏光）；b.绿泥石化、绿帘石化、碳酸盐化发育的绿泥千枚岩岩石样品，可见板片状硬绿泥石（单偏光）；c.变余泥质结构的绿泥千枚岩，图为碳酸盐细脉切断石英-碳酸盐-绿泥石-泥质矿物脉体（正交偏光）；d.绿泥石化、碳酸盐化、硅化发育的绿泥千枚岩岩石样品（正交偏光）；e.含有硬绿泥石、棱角状石英的绿泥千枚岩岩石样品；f.绿泥石化、绿帘石化、硅化发育的绿泥千枚岩岩石样品。Cal.方解石；Chl.绿泥石；Cld.硬绿泥石；Ep.绿帘石；Qtz.石英。 图 4 洪水河铁矿区赋矿千枚岩镜下特征 Figure 4 Microscope characteristics of ore-bearing phyllite of Hongshuihe iron deposit
图选项
3 分析方法 3.1 岩石地球化学测试

岩石地球化学测试是在广州澳实分析检测有限公司完成的。主量元素由Axios仪器利用熔片X-射线荧光光谱法(XRF)测定，分析精度和准确度优于5%；微量元素测试是用电感耦合等离子体-原子发射光谱(Varian VISTA ICP-AES)和电感耦合等离子体-质谱分析方法(Perkin Elmer Elan 6000 ICP-MS)进行；稀土元素(REE)是利用Agilent 7700x电感耦合等离子体-质谱仪(ICP-MS)进行分析测试，微量和稀土元素分析精度和准确度为5%~10%，具体流程可参见文献[12]。

3.2 样品处理和CL照相

锆石分选在河北省廊坊市宏信地质勘查技术服务有限公司进行，采用常规重液和电磁分选并结合双目镜下手工挑选的方法获取纯净锆石颗粒。在挑选时要求不区分颜色、粒度和自形程度，尽可能全部或绝大部分挑出以避免人为筛选。样品中锆石含量丰富，每件样品可挑选出1 000~2 000颗以上锆石颗粒备用。同样不分类别随机挑选锆石颗粒用树脂固定制成样品靶，为使所测定的碎屑锆石具有代表性，每件样品选取300颗以上锆石颗粒制靶。经过磨制抛光，粘于样品靶面的锆石内部剖面得以完全暴露；对制好的样品靶进行反射光、透射光及阴极发光(CL)照相，以获取锆石的结晶形态及内部结构信息，用以选取合适的区域进行U-Pb同位素测定。锆石阴极发光照相在廊坊市宏信地质勘查技术服务有限公司使用FEI QUANTA 450(配有MONO CL4)扫描电镜完成。

3.3 锆石LA-ICP-MS定年

用于U-Pb定年研究的碎屑锆石样品选自洪水河铁矿Fe Ⅰ-3矿体千枚岩围岩的HSH01-B10样品。本次锆石U-Pb测年实验在中国冶金地质总局山东局测试中心完成。该实验中心的LA-ICP-MS激光剥蚀系统为GeoLasPro 193 nm ArF准分子系统，ICP-MS为Thermo Fisher ICAP Q。激光器波长为193 nm，束斑直径为30 μm，采用Plesovice(年龄为(337.00±0.37)Ma)和GJ-1标准锆石(TIMS获得谐和年龄为(600±5)Ma)作为外标进行基体校正；成分标样采用NIST SRM 610，其中，29Si/91Zr作为内标元素。样品的同位素比值及元素含量计算采用ICPMSDATACAL数据处理程序，普通铅校正采用Anderson[13]提出的ComPbCorr#3.17校正程序，U-Pb谐和图、年龄分布频率图绘制和年龄权重平均计算采用Isoplot/Ex_ver3[14]程序完成。

3.4 锆石原位Lu-Hf同位素测定

Hf同位素的研究对象为LA-ICP-MS锆石U-Pb测年所用锆石。Hf同位素的测试是在南京大学内生金属矿床成矿机制国家重点实验室进行，所用仪器为Neptune Ⅱ MC-ICP-MS，该仪器配有New Wave UP213激光剥蚀探针。仪器条件设置和数据采集详见文献[15-16]。标样为锆石MT和锆石Plai，其176Hf/177Hf值分析结果分别为0.282 502±0.000 005(2σ，n=26)和0.282 914±0.000 012(2σ，n=24)。对于εHf(t)的计算，采用常数如下：176Lu为1.867×10-11[17]，(176Lu/177Hf)CHUR=0.033 6，(176Hf/177Hf)CHUR=0.282 785[18]，亏损地幔Hf模式年龄(TDM1)计算应用的是测量176Lu/177Hf锆石值，并且假设现在球粒陨石地幔176Hf/177Hf值为0.283 250，亏损地幔176Lu/177Hf值为0.038 4[19]。锆石两阶段模式年龄计算是将锆石初始176Hf/177Hf值投影到地幔增长曲线上，其中所用平均大陆地壳176Lu/177Hf平均值为0.015[20]。

4 分析结果 4.1 岩石地球化学分析结果

千枚岩主量、微量及稀土元素分析结果分别列于表 1。由表 1可知：研究区洪水河千枚岩样品主量元素质量分数具有变化范围较大的SiO2(22.60%~72.09%)、Al2O3(3.29%~14.27%)、TFe2O3(5.19%~38.63%)、MgO(3.41%~15.49%)、CaO(2.25%~24.34%)、K2O(0.01%~4.23%)和Na2O(0.01%~2.05%)以及质量分数相对低的TiO2(0.22%~0.86%)、MnO(0.32%~1.82%)、P2O5(0.09%~1.57%)。千枚岩Ba的质量分数除了HSH01-B1外，其余样品明显高于大陆地壳的平均值[21]。

表 1 洪水河铁矿区中赋矿千枚岩主量、微量、稀土元素质量分数 Table 1 Major element、trace element、rare earth element quality fraction of ore-bearing phyllite in Hongshuihe iron deposit
样品编号 SiO2 TiO2 Al2O3 TFe2O3 MnO MgO CaO Na2O K2O P2O5 烧失量 总和 Rb Sr Ba W Sn V Cr Ga Nb Ta Zr Hf U Th Y La Ce Pr Nd Sm Eu Gd Tb Dy Ho Er Tm Yb Lu ∑REE LREE/
HREE
HSH01-B1 18.19 0.45 6.32 31.10 0.53 11.20 11.35 0.09 0.01 1.26 16.30 96.80 0.4 69.7 11.5 1 1 140 80 8.9 8.2 0.6 106 2.5 1.37 7.16 40.7 31.2 66.9 7.52 30.8 6.11 1.47 6.58 1.05 6.94 1.37 3.90 0.58 3.62 0.58 168.60 5.85
HSH01-B9 47.38 0.78 12.89 9.13 0.32 8.45 8.94 0.57 1.82 0.08 9.17 99.53 56.9 374.0 7 160.0 1 1 260 430 14.7 2.1 0.2 64 1.9 0.71 1.83 17.8 9.3 20.4 2.55 11.1 2.74 0.73 3.14 0.51 3.17 0.65 1.73 0.30 1.86 0.27 58.50 4.03
HSH01-B10 67.53 0.77 11.78 5.39 0.44 4.35 2.19 0.63 4.12 0.16 1.89 99.25 152.0 96.7 4 210.0 3 3 94 90 17.2 13.2 1.1 157 4.0 1.58 15.55 37.8 42.7 105.5 9.36 36.5 7.52 1.58 7.29 1.17 6.67 1.30 3.78 0.56 3.64 0.55 228.10 8.14
HSH02-B1 32.60 0.16 2.40 7.74 0.23 11.30 17.75 0.01 0.44 0.30 26.61 99.54 14.6 139.5 2 940.0 1 1 48 40 4.1 3.0 0.2 38 1.0 1.68 3.28 22.3 14.5 34.2 3.99 17.0 3.69 0.91 4.13 0.63 3.82 0.75 2.12 0.33 1.79 0.29 88.20 5.36
HSH02-B2 31.63 0.33 4.13 26.77 0.93 7.85 7.38 0.15 0.25 0.42 18.87 98.71 18.9 117.5 2 710.0 1 1 100 60 6.9 6.0 0.4 72 1.7 1.74 5.29 25.2 19.0 42.5 4.73 19.4 4.21 0.85 4.36 0.67 4.40 0.87 2.59 0.42 2.59 0.40 107.00 5.56
HSH02-B7 68.35 0.63 10.17 5.30 0.35 3.23 2.18 0.84 3.63 0.13 4.24 99.05 168.5 81.9 4 470.0 4 3 84 90 15.1 11.1 1.0 135 3.6 1.33 13.45 34.3 35.4 86.4 7.99 30.2 6.44 1.19 6.33 1.02 5.90 1.15 3.30 0.52 3.32 0.52 189.70 7.60
HSH02-B8 65.70 0.69 11.10 4.86 0.60 3.73 2.58 0.66 3.65 0.14 5.46 99.17 159.0 133.5 4 840.0 5 3 94 80 16.9 12.5 1.1 147 3.8 1.55 14.50 37.3 38.6 94.7 8.66 33.8 7.01 1.39 6.71 1.04 6.40 1.27 3.58 0.55 3.61 0.55 207.90 7.77
HSH02-B9 53.59 0.59 10.46 5.88 1.62 5.32 6.38 1.82 3.14 0.13 10.62 99.55 147.0 222.0 3 490.0 4 3 96 60 17.1 11.7 1.0 153 4.2 1.65 12.00 38.1 33.5 72.1 7.75 29.3 6.37 1.29 6.08 1.03 6.09 1.21 3.60 0.58 3.70 0.61 173.20 6.56
注：w(TFe2O3) =w(Fe2O3) + 1.111w(FeO)；主量元素质量分数单位为%；微量、稀土元素质量分数单位为10-6。
表选项
4.2 碎屑锆石年代学(LA-ICP-MS定年)结果

本次工作对采自赋矿围岩千枚岩样品HSH01-B10进行了碎屑锆石LA-ICP-MS U-Pb年龄测定，共挑选出的143个锆石颗粒，随机挑选了61颗锆石进行定年测试，取得了63组谐和的年龄数据，结果见表 2。锆石均呈无色透明，形态多呈次圆状－次棱角状、粒状或短柱状，颗粒大小不均，多数为70~80 μm，部分锆石显示清晰的环带特征，但是多较为破碎，反映出锆石经过一定距离的搬运，遭受到了沉积作用的磨损。典型碎屑锆石CL图像及LA-ICP-MC U-Pb测年位置见图 5。多数碎屑锆石的CL图像大都显示岩浆结构(图 5)，U和Th质量分数分别为(65.7~808.9)×10-6、(39.4~429.9)×10-6，锆石普遍具有较高的Th/U值(0.12~1.50，平均0.58)，显示其为岩浆成因锆石特点。

实圈代表锆石U-Pb年龄打点位置，虚圈代表Lu-Hf同位素打点位置。 图 5 洪水河铁矿区赋矿千枚岩（HSH01-B10）碎屑锆石典型CL图像特征 Figure 5 CL imaging of detrital zircons in ore-bearing phyllite (HSH01-B10) in Hongshuihe iron deposit
图选项
表 2 洪水河铁矿区围岩千枚岩中碎屑锆石LA-ICP-MS U-Pb定年结果 Table 2 LA-ICP-MS U-Pb dating for detrital zircons from ore-bearing phyllite in Hongshuihe iron deposit
测试点号 wB/10-6 年龄/Ma 谐和度/
%
Pb Th U 207Pb/206Pb 1σ 207Pb/235U 1σ 206Pb/238U 1σ 208Pb/232Th 1σ
HSH01-B10-1 172.8 144.3 267.3 1 563 56 1 558 21 1 554 17 1 553 17 98
HSH01-B10-2 46.2 59.0 97.8 1 117 25 1 122 15 1 119 12 1 147 23 99
HSH01-B10-3 144.3 56.5 276.4 1 854 14 1 916 13 1 956 17 1 976 38 97
HSH01-B10-4 147.7 88.8 265.6 1 881 15 1 858 15 1 821 21 1 697 50 97
HSH01-B10-5 160.6 61.5 508.8 1 362 51 1 345 18 1 334 13 1 332 14 96
HSH01-B10-6 123.0 126.7 149.2 1 557 21 1 550 16 1 531 15 1 552 26 98
HSH01-B10-7 135.1 86.7 193.6 1 855 14 1 866 14 1 863 20 1 876 35 99
HSH01-B10-8 250.2 182.5 339.6 1 769 14 1 795 12 1 803 15 1 831 31 99
HSH01-B10-9 161.9 238.2 362.1 1 154 22 1 082 14 1 039 14 1 059 24 95
HSH01-B10-10 87.2 98.0 90.5 1 512 22 1 505 17 1 500 18 1 574 33 99
HSH01-B10-11 126.3 42.1 93.8 3 071 14 3 090 16 3 099 26 3 157 63 99
HSH01-B10-12 90.0 60.4 226.7 1 430 20 1 400 15 1 374 15 1 434 33 98
HSH01-B10-13 79.1 77.1 167.3 1 381 79 1 331 27 1 300 19 1 294 18 95
HSH01-B10-14 70.9 92.6 147.5 1 211 29 1 139 17 1 094 14 1 139 31 95
HSH01-B10-15 111.3 75.1 183.8 1 783 17 1 725 15 1 667 17 1 725 34 96
HSH01-B10-16 205.4 146.0 374.0 1 914 13 1 857 12 1 793 14 1 323 29 96
HSH01-B10-17 204.7 130.0 350.3 1 835 14 1 770 14 1 704 17 1 742 34 96
HSH01-B10-18 62.4 54.7 143.3 1 278 55 1 281 18 1 282 13 1 282 12 98
HSH01-B10-19 87.3 162.4 231.3 906 26 814 12 778 8 883 19 95
HSH01-B10-20 200.4 192.6 808.9 1 007 53 960 14 940 11 937 11 96
HSH01-B10-21 118.6 226.1 409.9 720 25 734 11 735 8 751 16 99
HSH01-B10-22 97.7 199.2 208.2 882 33 812 16 785 12 852 20 96
HSH01-B10-23 154.5 333.2 291.9 851 24 829 12 818 10 843 18 98
HSH01-B10-24 93.5 61.9 155.2 1 793 58 1 698 22 1 623 22 1 608 22 93
HSH01-B10-25 341.4 95.0 351.5 1 864 86 1 879 38 1 892 23 1 895 38 89
HSH01-B10-26 81.2 171.7 253.8 829 24 743 11 712 8 724 13 95
HSH01-B10-27 242.1 251.6 482.9 1 673 23 1 446 21 1 284 26 1 263 36 88
HSH01-B10-28 72.7 58.6 219.1 1 196 58 1 151 18 1 127 11 1 123 11 95
HSH01-B10-29 91.4 90.8 150.8 1 639 22 1 506 19 1 408 22 1 366 31 93
HSH01-B10-30 160.6 210.4 314.1 1 118 91 1 099 28 1 090 15 1 088 14 95
HSH01-B10-31 51.8 97.4 165.1 867 29 793 14 760 10 777 21 95
HSH01-B10-32 33.5 72.6 105.1 828 45 734 18 705 11 712 23 95
HSH01-B10-33 156.7 148.3 215.5 1 558 21 1 568 17 1 561 18 1 593 34 99
HSH01-B10-34 134.3 242.1 548.9 750 25 736 11 723 8 712 16 98
HSH01-B10-35 210.6 218.5 166.2 1 900 17 1 807 16 1 716 19 1 715 33 94
HSH01-B10-36 150.2 95.4 196.7 1 606 76 1 543 30 1 497 15 1 488 16 86
HSH01-B10-37 82.1 73.1 90.7 1 746 25 1 750 21 1 732 23 1 746 39 98
HSH01-B10-38 197.9 91.8 357.1 1 812 15 1 870 13 1 901 15 1 876 37 98
HSH01-B10-39 43.5 39.4 65.7 1 528 27 1 508 18 1 483 16 1 523 37 98
HSH01-B10-40 57.9 99.4 165.8 904 33 843 16 814 11 840 21 96
HSH01-B10-41 113.3 181.6 121.3 1 048 25 1 123 15 1 152 13 1 099 21 97
HSH01-B10-42 200.0 233.3 170.0 1 495 18 1 541 14 1 562 15 1 429 26 98
HSH01-B10-43 51.0 49.9 140.1 1 179 96 1 112 39 1 044 12 1 429 125 93
HSH01-B10-44 178.2 429.9 351.6 677 30 752 12 769 8 678 15 97
HSH01-B10-45 251.4 204.1 326.6 1 821 43 1 747 33 1 660 30 1 742 104 94
HSH01-B10-46 80.4 97.5 166.2 1 165 28 1 189 17 1 192 13 1 051 24 99
HSH01-B10-47 137.6 102.6 217.0 1 615 87 1 582 35 1 558 16 1 553 14 94
HSH01-B10-48 73.5 147.9 252.6 742 33 728 13 717 8 686 17 98
HSH01-B10-49 65.1 92.5 251.8 823 73 797 18 788 9 786 8 96
HSH01-B10-50 175.2 90.4 310.0 1 778 15 1 839 13 1 879 15 1 739 31 97
HSH01-B10-51 75.1 77.7 155.8 1 277 22 1 274 15 1 268 15 1 228 27 99
HSH01-B10-52 32.1 55.0 129.8 730 27 740 11 742 8 723 17 99
HSH01-B10-53 64.8 144.1 198.8 767 27 717 11 699 8 695 15 97
HSH01-B10-54 138.6 83.8 215.2 1 831 17 1 841 15 1 840 18 1 841 41 99
HSH01-B10-55 27.3 48.2 76.4 858 34 870 16 875 11 846 21 99
HSH01-B10-56 63.0 64.5 145.6 1 235 75 1 218 25 1 209 16 1 207 15 97
HSH01-B10-57 93.0 75.0 134.7 1 632 15 1 666 13 1 685 16 1 666 32 98
HSH01-B10-58 42.2 70.1 136.4 826 29 840 13 841 9 840 18 99
HSH01-B10-59 70.0 93.6 173.9 1 069 24 1 057 13 1 046 11 1 051 19 98
HSH01-B10-60 71.8 106.0 142.3 1 102 22 1 067 14 1 049 12 1 092 22 98
HSH01-B10-61 72.2 131.7 268.1 713 24 746 10 753 7 766 15 99
HSH01-B10-62 100.0 90.6 191.3 1 336 18 1 392 13 1 419 13 1 433 28 98
HSH01-B10-63 142.1 141.8 193.6 1 834 20 1 761 17 1687 17 1 432 36 95
表选项

HSH01-B10样品中61颗碎屑锆石的LA-ICP-MS U-Pb定年结果表明，年龄谐和度为90%~100%的有58颗锆石(表 2)。大多数锆石年龄位于206Pb/238U-207Pb/235U谐和图的谐和线上，或分布在其附近(图 6a)。碎屑锆石年龄主要集中于699~1 914 Ma，主要有4个峰值：788、1 118、1 557和1 831 Ma附近(图 6)，其中以788 Ma的数据较多，约占所测数据的14%；另外，第11号点位(打点位置为继承核上)所测得的年龄值为(3 071±14)Ma，属于中太古代(图 5)。

图 6 研究区碎屑锆石U-Pb年龄谐和图(a)和碎屑锆石U-Pb年龄频率统计直方图(b) Figure 6 Zircon U-Pb Concordia diagram of Hongshuihe phyllite (a) and U-Pb age histograms of detrital zircons(b) in the study area
图选项
4.3 锆石Hf同位素

实验过程中由于部分锆石颗粒过小，不能进行原位Hf同位素研究，所以本次实验仅获得37个锆石Hf同位素分析数据。洪水河样品HSH01-B10 (绿泥千枚岩)中锆石Hf同位素分析点的176Yb/177Hf和176Lu/177Hf范围分别为0.003 960~0.099 423和0.000 150~0.003 394(表 3)。176Lu/177Hf的值仅有第27个打点位置的数据为0.003 394(大于0.002)，其余样品176Lu/177Hf非常接近或远小于0.002，表明源区具有极低的放射性成因176Hf的积累。因此，分析获得的176Hf/177Hf值能够代表源区的Hf同位素组成[22]。

表 3 洪水河铁矿围岩千枚岩中碎屑锆石Hf同位素结果 Table 3 Lu-Hf isotopic composition dating for detrital zircons from ore-bearing phyllite in Hongshuihe iron deposit
测试点号 年龄/
Ma		 176Yb/
177Hf		 176Lu/
177Hf		 176Hf/
177Hf		 2σ εHf(0) εHf(t) 2σ TDM1/
Ma		 TDM2/
Ma		 fLu/Hf
HSH01-B10-01 1 563 0.031 616 0.001 217 0.281 870 0.000 020 -32.4 1.6 0.7 1 952 2 179 -0.96
HSH01-B10-02 1 117 0.025 839 0.000 890 0.282 101 0.000 019 -24.2 0.2 0.7 1 615 1 914 -0.97
HSH01-B10-03 1 854 0.039 140 0.001 385 0.281 219 0.000 016 -55.4 -15.3 0.6 2 861 3 439 -0.96
HSH01-B10-04 1 881 0.030 154 0.001 044 0.281 213 0.000 015 -55.6 -14.5 0.5 2 843 3 409 -0.97
HSH01-B10-06 1 557 0.018 093 0.000 720 0.281 809 0.000 028 -34.5 -0.2 1.0 2 010 2 285 -0.98
HSH01-B10-08 1 769 0.015 552 0.000 587 0.281 258 0.000 018 -54.0 -14.8 0.6 2 749 3 344 -0.98
HSH01-B10-11 3 071 0.029 100 0.001 055 0.280 716 0.000 031 -73.2 -5.3 1.1 3 517 3 781 -0.97
HSH01-B10-15 1 783 0.025 891 0.000 934 0.281 615 0.000 031 -41.4 -2.3 1.1 2 288 2 590 -0.97
HSH01-B10-16 1 914 0.045 859 0.001 654 0.281 190 0.000 024 -56.4 -15.4 0.8 2 922 3 488 -0.95
HSH01-B10-23 818 0.048 654 0.001 835 0.281 897 0.000 022 -31.4 -14.1 0.8 1 946 2 571 -0.95
HSH01-B10-24 1 793 0.010 489 0.000 398 0.281 631 0.000 040 -40.8 -0.8 1.4 2 234 2 508 -0.99
HSH01-B10-26 712 0.029 676 0.001 023 0.281 935 0.000 031 -30.1 -14.7 1.1 1 852 2 521 -0.97
HSH01-B10-27 1 673 0.099 423 0.003 394 0.280 971 0.000 039 -64.2 -30.4 1.4 3 378 4 204 -0.90
HSH01-B10-29 1 639 0.035 856 0.001 344 0.281 673 0.000 036 -39.3 -3.9 1.3 2 232 2 575 -0.96
HSH01-B10-36 1 606 0.031 707 0.001 186 0.281 655 0.000 025 -39.9 -5.1 0.9 2 247 2 622 -0.96
HSH01-B10-41 1 048 0.003 960 0.000 150 0.281 698 0.000 015 -38.4 -15.1 0.5 2 131 2 806 -1.00
HSH01-B10-42 1 495 0.024 494 0.000 979 0.281 752 0.000 027 -36.5 -3.9 0.9 2 103 2 464 -0.97
HSH01-B10-43 1 179 0.026 293 0.001 124 0.282 086 0.000 015 -24.7 0.8 0.5 1 647 1 923 -0.97
HSH01-B10-44 769 0.028 496 0.001 057 0.281 483 0.000 018 -46.1 -29.5 0.7 2 477 3 469 -0.97
HSH01-B10-46 1 165 0.012 960 0.000 469 0.282 289 0.000 025 -17.5 8.3 0.9 1 340 1 448 -0.99
HSH01-B10-47 1 615 0.022 600 0.000 884 0.281 648 0.000 016 -40.2 -4.8 0.6 2 240 2 614 -0.97
HSH01-B10-48 717 0.035 748 0.001 179 0.281 866 0.000 028 -32.5 -17.1 1.0 1 955 2 673 -0.96
HSH01-B10-49 788 0.021 258 0.000 942 0.282 083 0.000 027 -24.8 -7.7 1.0 1 643 2 150 -0.97
HSH01-B10-50 1 778 0.031 714 0.001 156 0.281 273 0.000 016 -53.5 -14.8 0.6 2 770 3 348 -0.97
HSH01-B10-51 1 277 0.024 570 0.000 923 0.281 884 0.000 024 -31.9 -4.0 0.9 1 918 2 300 -0.97
HSH01-B10-52 742 0.032 586 0.001 082 0.282 019 0.000 021 -27.1 -11.1 0.8 1 738 2 322 -0.97
HSH01-B10-53 699 0.020 392 0.000 725 0.281 804 0.000 019 -34.7 -19.4 0.7 2 017 2 806 -0.98
HSH01-B10-54 1 831 0.033 550 0.001 198 0.281 145 0.000 015 -58.0 -18.2 0.5 2 948 3 596 -0.96
HSH01-B10-55 875 0.021 141 0.000 745 0.282 136 0.000 018 -22.9 -3.8 0.6 1 562 1 975 -0.98
HSH01-B10-56 1 235 0.040 063 0.001 398 0.281 737 0.000 020 -37.1 -10.5 0.7 2 146 2 669 -0.96
HSH01-B10-57 1 632 0.024 531 0.000 931 0.281 382 0.000 017 -49.6 -13.9 0.6 2 606 3 183 -0.97
HSH01-B10-58 841 0.028 993 0.000 966 0.282 078 0.000 021 -25.0 -6.8 0.7 1 651 2 131 -0.97
HSH01-B10-59 1 069 0.012 997 0.000 457 0.282 133 0.000 016 -23.1 0.6 0.6 1 555 1 854 -0.99
HSH01-B10-60 1 102 0.022 244 0.000 769 0.281 986 0.000 015 -28.2 -4.1 0.5 1 769 2 171 -0.98
HSH01-B10-61 753 0.045 723 0.001 467 0.281 676 0.000 022 -39.2 -23.2 0.8 2 235 3 074 -0.96
HSH01-B10-62 1 336 0.023 948 0.000 909 0.281 680 0.000 016 -39.1 -9.9 0.6 2 198 2 710 -0.97
HSH01-B10-63 1 834 0.022 580 0.000 814 0.281 391 0.000 017 -49.3 -8.9 0.6 2 585 3 036 -0.98
表选项
5 讨论 5.1 原岩恢复

在野外调研基础之上，笔者对这套沉积变质岩的主微量元素和稀土元素进行了系统分析，以期恢复其原岩，并对其物源和沉积构造环境进行分析。

通过计算尼格里特征值(c、al、fm、alk、Si)发现，在尼格里四面体图解(图 7)上，样品全部落在残余沉积/黏土质沉积物区域。在(al-alk)-c图解(图 8a)上，显示其原岩可能为长石质黏土岩和杂砂岩，在(al+fm)-(c+alk)-Si图解(图 8b)上，样品相对分散，绝大部分落在泥、砂质、钙质沉积岩区域，个别样品落在火山岩与泥质沉积岩的边缘区域。由Zr/TiO2-w(Ni)图解(图 9a)可知，千枚岩原岩为变质沉积岩而不是变质火山岩；La/Yb- w(∑REE)图解(图 9b)中，样品基本落入沉积岩区域。源于壳层的花岗岩类以及各类沉积岩的Sm/Nd值一般小于0.3，本区千枚岩中Sm/Nd值范围为0.198~0.247，平均值0.215，显示了沉积岩的特点，野外现象也显示了千枚岩沉积的特征。总之，岩石化学成分分析表明，洪水河铁矿近矿围岩千枚岩原岩可能为砂质沉积岩。

底图据文献[23]。 图 7 洪水河铁矿区千枚岩尼格里四面体图解 Figure 7 Niggli tetrahedron diagrams of Hongshuihe iron ore district phyllite
图选项
底图据文献[24]；b.底图据文献[25]。 图 8 研究区(al-alk) - c图解(a)和(al+fm)-(c+alk) -Si图解(b) Figure 8 (al-alk) - c (a) and (al+fm)-(c+alk)-Si (b) in the study area
图选项
a.底图据文献[26]；b.底图据文献[27]。 图 9 研究区Zr/TiO2和w(Ni)的相关图(a)和La/Yb-w(∑REE)图解(b) Figure 9 Correlogram of Zr/TiO2 and w(Ni) (a) and La/Yb-w(∑REE) (b) in the study area
图选项

矿区变质岩变质程度浅，显微镜下多见变余砂状和粉砂状结构，岩石亦多呈条带状构造，原岩结构清晰可见，表明其原岩应为正常沉积岩，以砂质或砂泥质沉积岩为主。Al2O3/SiO2值可作为碎屑沉积物成熟度的指标，比值越大，成熟度越小[28]。本套岩石的Al2O3/SiO2值为0.07~0.35，成熟度较高，与砂岩、杂砂岩相当，表明碎屑沉积构造较为稳定。研究区变质沉积岩的K2O/Al2O3值为0.002~0.357，表明母岩中碱性长石含量较低[29]；Al2O3/TiO2值为14.04~17.73，均值为15.42，表明物质来源主要是长英质岩石而不是镁铁质岩石[30]。

5.2 岩石地球化学指数对源区性质的约束

物源区分析(provenance analysis)的目的是约束古地理、古气候和古构造重建[31]。在w(HREE)- w(LREE)相关图解(图 10a)上，洪水河铁矿区千枚岩均落于上下地壳区附近，指示千枚岩的物质应为壳源区，即主要为陆源碎屑沉积形成；w(SiO2)-w(Al2O3)图解(图 10b)上，显示千枚岩更可能为水成成因，而且本区千枚岩Eu无正异常，表明其形成过程与热液无关。Y/Ho值(27.38~31.48，均值为29.44)接近上地壳平均值26，表明该区千枚岩源岩来自于上地壳[33]。

底图据文献[32]。 图 10 研究区w(HREE)- w(LREE)判别图(a)和w(SiO2)-w(Al2O3)判别图(b) Figure 10 w(HREE)- w(LREE) discriminant (a) and w(Al2O3)- w(SiO2) discriminant (b) in the study area
图选项

蚀变化学指数(ICA)是一个十分有用的沉积岩原岩成熟度指标[34]，常用于示踪沉积岩的物源[35]。洪水河铁矿区千枚岩ICA值为66~97，表明其遭受中等偏上并达到强烈的化学风化程度，不稳定矿物充分分解，反映了物源区处于温暖湿润的气候条件或者处于构造活动区。此外，源区岩石风化程度高，剥蚀速率低，表明源区构造环境相对稳定。研究区千枚岩ICV指数为1.51~15.68，平均值为5.52，均大于1，意味着研究区沉积再循环的作用影响极小，是在活动构造带内的首次沉积[29]。综合以上研究，洪水河铁矿床千枚岩的源区应是壳源，古气候古地理特征应是温暖湿润环境，经历了中－高程度的化学风化作用，物源为碱性长石含量较低的长英质岩石，为活动构造带内的首次沉积，沉积分异作用使得石英碎屑含量差别较大，进而引起岩性上的不同。

锆石的εHf(t)值可以代表锆石形成时的Hf同位素组成。碎屑锆石的Hf同位素组成代表沉积岩源区物质形成时Hf同位素的特征，这使得锆石成为探讨地球早期地壳演化的重要工具，且锆石的单阶段Hf模式年龄TDM代表了锆石寄主岩石源区从亏损地幔分离进入地壳的事件[36]。

碎屑锆石的εHf(t)值为-30.4~8.3，变化范围较大，数据点较为分散，表明本次研究区域千枚岩样品的Hf同位素来源组成具有极大的非均一性[37]。根据千枚岩中碎屑锆石的εHf(t)值(图 11)，可将碎屑锆石分为两类：一类碎屑锆石具有大于0的εHf(t)值，其单阶段Hf模式年龄(1 952~1 340 Ma)与其形成年龄(1 563~1 069 Ma)较为接近，表明这类锆石应该是幔源岩浆(亏损地幔为源区)的产物[38]；另一类碎屑锆石具有小于0的εHf(t)值，其两阶段模式年龄(4 204~1 975 Ma)明显大于锆石形成年龄(3 071~699 Ma)，表明它们形成于古老的地壳物质再造，源区物质在地壳滞留时间相对较长(1.1~1.8 Ga)，且后一种碎屑锆石所占的比例较大(>85%)。

图 11 研究区锆石Hf同位素特征 Figure 11 Zircon Hf isotope characteristics in the study area
图选项

按照锆石的结晶年龄来分类，可以将此次研究的锆石分为3类：

1)年龄值为(3 071±14)Ma的锆石。属于中太古代，εHf(t)为-5.3，TDM1(3 517 Ma)和TDM2(3 781 Ma)年龄相近，与其形成年龄3 071 Ma相差较多，反映其可能形成于较为古老的地壳源区，暗示本区源区可能有太古宙地壳物质的存在。据以往资料[39]，该地区太古宙岩浆记录较少，这与此次研究仅有单颗锆石为太古宙的事实比较吻合，目前有确切证据的太古宙地质体主要出露于阿尔金带。

2) 1 900~1 000 Ma的中元古代主体年龄锆石。源区可能是中元古代裂谷活动时裂谷肩部的基底地层，东昆仑基底可能主要形成于古元古代晚期，属于元古宙造山带基底[40]，基底地层在裂谷盆地沉积时风化成为碎屑沉积到本区地层狼牙山组之中。这些中元古代年龄锆石的εHf(t)值为-30.4~8.3，两阶段模式年龄为3 596~1 448 Ma，具有正和负的εHf(t)值，说明这类锆石的母岩中既有新生的地壳物质，又有再造的古老地壳，可能分别对应中元古代的新生地壳和太古宙地壳再造。其中，5个锆石(HSH01-B10-01、02、43、46、59)的εHf(t)值为正值，其中HSH01-B10-02、43、59具有与球粒陨石类似的Hf同位素组成，其Hf单阶段模式年龄为1 600 Ma左右，推测这些锆石的母岩浆是中元古代壳幔物质共同作用的产物。有关东昆仑地区及其邻区1 600 Ma左右的中元古代构造-岩浆事件的记录极少，是否存在这一时代的地质事件证据不足。与这一时期最为接近的构造岩浆事件为发生于1 800 Ma的古元古代晚期构造-岩浆事件，这期事件在塔里木陆块南部、华北陆块西南部及秦祁昆地块群形成了较多的中酸性侵入体，同时伴随有少量基性岩的侵入和火山作用[41]。但是关于这一事件在1 600 Ma左右是否仍在持续，显然并未有充分的证据，仍需后期研究的跟进。其余21颗锆石均具有负的εHf(t)值，对应的Hf单阶段模式年龄明显大于锆石结晶年龄，表明它们形成于古老的陆壳物质部分熔融，源区物质具有相对较长(>0.44 Ga)的地壳滞留时间。东昆仑造山带广泛发育前寒武纪变质岩系，包括东昆仑中带的金水口岩群、冰沟群，以及东昆仑南带的苦海群、万宝沟群，这些前寒武纪变质岩系是深入研究东昆仑造山带构造演化的基础和关键所在。陈能松等[42]在东昆仑山香日德南部白沙河岩组石英岩中发现了大量2 100~1 900 Ma的碎屑锆石；张建新等[43]在金水口地区的深熔花岗岩中获得了年龄为1 600~1 800 Ma的继承锆石，并主张这些锆石的源区为白沙河岩组。此次研究得到绝大部分锆石年龄为1 500~1 900 Ma，与上述锆石具有极大的相似性，所以推测白沙河组为本区地层狼牙山组碎屑岩石的主要物源之一，白沙河岩组与苦海群(表 4)同物异名。

表 4 东昆仑地区前寒武纪变质岩系年龄资料 Table 4 Age of precambrian metamorphic rocks in eastern Kunlun area
地质单元 岩性 年龄 测试方法 资料来源 结论
金水口群 黑云斜长片麻岩 不老于1 270 Ma LA-ICP-MS [48] 中元古代晚期
石英岩 1.6~1.0 Ga 锆石Pb-Pb蒸发法 [49] 中元古代
黑云斜长片麻岩 1 683~1 554 Ma LA-ICP-MS [50] 中元古代早期
冰沟群 碳酸盐岩及碎屑岩类 叠层石 [51] 蓟县纪—青白口纪
苦海群 斜长角闪片麻岩 2.3 Ga~750 Ma LA-ICP-MS [45] 左—中元古代
苦海湖西北基性岩墙群 等时线2.2 Ga Sm-Nd同位素 [52] 古元古代
万宝沟群 玄武岩 (1 441±230)Ma Sm-Nd同位素 [53] 中元古代
变玄武岩 (1 343±30)Ma LA-ICP-MS [45] 中元古代
斜长角闪岩 (1 123±110)Ma LA-ICP-MS [46] 中元古代
表选项

在中元古代晚期，于1 300~1 000 Ma发生了一次强烈的全球性的地质事件，地质学家称之为格林威尔运动[44]。1 300~1 000 Ma结晶的锆石显示具有正和负的εHf(t)值，说明这类锆石的母岩中既有新生的地壳物质，又有再造的古老地壳，说明该时间内的侵入岩体的风化剥蚀产物可能是狼牙山组物源之一，另外新太古代和古元古代早期的地壳物质重熔再沉积也是该区物源之一。王国灿等[45]报道了万宝沟群变玄武岩的年龄为(1 343±30)Ma，张海迪等[46]报道了万宝沟群斜长角闪岩的年龄为(1 123±110)Ma，王国灿等[47]报道了小庙群变碎屑岩中存在1 035和1 074 Ma的年龄记录，小庙群为原金水口群上岩组(表 4)，本文得到的1 300~1 000 Ma的碎屑锆石与前人报道的年龄在误差允许范围内具有一致性，所以万宝沟群和小庙群也可能是狼牙山组的物源之一。本文此次研究1 400 Ma左右结晶的锆石几乎不存在，关于这一时期的构造-岩浆作用也少有记载，侧面反映了这一时期可能为构造稳定期。

3) 位于788 Ma峰值附近年龄值小于1 000 Ma的锆石。其样品有10个数据点，且这些点的εHf(t)值均小于0，范围为-29.5~-3.8，其两阶段模式年龄(3 469~1 975Ma)明显大于锆石形成年龄(875~699 Ma)，表明它们形成于古太古代到古元古代古老的地壳物质再造，源区物质在地壳滞留时间相对较长，说明本区地层狼牙山组是由古元古代的地壳物质裂谷作用后岩浆重熔再沉积形成的，表现为古老地壳的再造。这一时期的作用机制可能与东昆仑地区新元古代早期(1 000~800 Ma)构造-岩浆事件有关，这期运动在东昆仑地区及其邻区表现强烈[54]，伴随着大量的火山活动和中酸性侵入体的产生，岩体的风化剥蚀物质可能是其物质来源之一。

5.3 沉积环境判别

沉积岩的地球化学数据常用来限定沉积盆地的古地球动力学背景[28]。通过对样品北美页岩标准化制作的REE配分图(图 12)可见，本区千枚岩样品配分曲线较为平坦，表明他们沉积环境较为一致。与此同此，这些样品的千枚岩具有较高的稀土总量(表 1)，w(∑REE)为(58.50~228.10)×10-6，w(LREE)为(46.82~203.16)×10-6，LREE/HREE为4.03~8.14，K2O/Na2O值为0.11~44.00，均值8.38，Eu/Eu*范围为0.87~1.16，总体上显示出被动大陆边缘环境细碎屑物质的特征[56]。Ce是氧化还原敏感元素，可以指导沉积水体的氧化还原条件。Murray等[57]在研究美国西海岸加利福尼亚黑色岩系后认为，可以利用Ce/Ce*值区分沉积构造环境，其中在大陆边缘环境中，页岩Ce/Ce*变化范围为0.90~1.30。洪水河围岩有较多部分具有Ce正异常，Ce/Ce*值的范围为0.99~1.25，进一步印证了洪水河围岩具有大陆边缘沉积环境的特征。此外，本区狼牙山组碎屑锆石给出了少量太古宙和大量1 800~1 600 Ma的年龄，代表了锆石主要源区物质年龄，与祁连——柴达木地区以及扬子地块的地壳形成年龄基本一致，反映柴南缘(东昆仑北缘)的变质基底与扬子克拉通具有明显的亲缘性[43]。

北美页岩标准化数据据文献[55]。 图 12 洪水河铁矿围岩千枚岩稀土元素配分模式图 Figure 12 NASC-normalized REE patterns of Hongshuihe phyllite
图选项
5.4 地层沉积时限

前人对冰沟群的年代学研究，主要是通过碳酸盐岩中产出的叠层石形态特征对比，判定其形成时代为中－新元古代[51]。但由图 6b可以看出，碎屑锆石的年龄在788 Ma左右的数据较多，重复性较好，代表了最年轻碎屑锆石组的年龄值，也由此限定了狼牙山组的沉积年龄不早于(788±9)Ma，说明该组的沉积时代最早为新元古代中期，并非前人认为的中元古代蓟县纪。再者，东昆仑地区发育大量侵入于含矿建造所属地层的岩浆岩，这些侵入岩的时代可以限定沉积的最小年龄，虽然本研究区的岩浆活动不甚发育，但是也有一定的岩脉产出。根据前人[58-61]研究资料，本区最早的侵入岩的年龄为(515.2±4.4)Ma，属于中寒武世，其可以作为限定沉积时代的最小年龄。

全球大部分的条带状含铁建造都是在新太古代和古元古代早期形成的(3.2~1.8 Ga)，但是也有少部分含铁建造是在新元古代(0.85~0.7 Ga)形成的，虽然这一时期形成的铁矿床规模较小，但是在全球广泛分布，记录了地球演化的重要信息[62]。例如，Lei等[62]对中天山小沙龙BIF型铁矿床中石英云母片岩的碎屑锆石定年结果为(760.4±6.7)Ma，与本文沉积下限年龄相似，由此推测洪水河铁矿属于全球新元古代含铁建造的范畴。根据雪球地球模式，新元古代铁建造的形成与雪球地球事件密切相关，铁建造形成之前的全球性冰期应为720~710 Ma的Sturtian冰期；可以想象，只有该冰期结束进入间冰期后，冰盖消融，大气和海洋循环重新出现，上升洋流把二价铁带到浅部氧化，才形成了又一次全球性的新元古代含铁建造[10-11]。新元古代铁建造是Sturtian冰期的产物，一般为冰期之间的间冰期产生而并非冰期之后，洪水河铁矿应该是当时全球性含铁建造的一个实例之一，反映的是Sturtian冰期的结束进入间冰期而产生。

6 结论

1) 主微量元素物源分析结果显示，洪水河铁矿床赋矿围岩狼牙山组千枚岩的原岩可能是一套成熟度高的砂岩，源区应是壳源，古气候古地理特征应是温暖湿润环境，经历了中－高程度的化学风化作用，物源为碱性长石含量较低的长英质岩石，沉积构造环境可能处于被动大陆边缘。

2) 碎屑锆石年代学研究结果显示，洪水河铁矿区狼牙山组的沉积年龄可能为(788±9)~(515.2±4.4)Ma，说明该组的沉积时代最早为新元古代中期，并非前人认为的蓟县纪。本次研究成果系首次提供了狼牙山组可靠的沉积下限年龄信息。洪水河铁矿床应该是新元古代全球性含铁建造的实例之一，反映的是Sturtian冰期的结束。

3) 洪水河铁矿区赋矿千枚岩的碎屑锆石的εHf(t)值为-30.4~8.3，说明Hf同位素来源组成具有极大的非均一性，两阶段模式年龄为3 596~1 448 Ma。通过对锆石年龄分类讨论，并将碎屑锆石年龄与其邻区出露的老地层和岩体时代进行对比，推测太古宙基底物质、白沙河岩组、小庙群、万宝沟群及中元古代晚期在东昆仑地区形成的中酸性岩体为其物源。

参考文献
[1] 许长坤, 刘世宝, 赵子基, 等. 青海省东昆仑成矿带铁矿成矿规律与找矿方向研究[J]. 地质学报, 2012, 86(10): 1621-1636.
Xu Changkun, Liu Shibao, Zhao Ziji, et al. Metallogenic Law and Prospect Direction of Iron Deposits in the East Kunlun Metallogenic Belt in Qinghai[J]. Acta Geologica Sinica, 2012, 86(10): 1621-1636. DOI:10.3969/j.issn.0001-5717.2012.10.006
[2] 王力援, 陈国恩, 李从辉. 青海省铁矿成因类型的划分及基本特征[J]. 青海国土经略, 1986(1): 27-44.
Wang Liyuan, Chen Guoen, Li Conghui. Classification and Basic Features of Genetic Types of Iron Ore in Qinghai Province[J]. Strategy of Qinghai Land, 1986(1): 27-44.
[3] 申勇胜, 王旭春, 张玉洁. 青海省洪水河铁矿床地质特征及成因初探[J]. 矿产与地质, 2009, 23(4): 308-310.
Shen Yongsheng, Wang Xuchun, Zhang Yujie. Study on Genesis and Geological Characteristics of Hongshuihe Iron Deposit in Qinghai Province[J]. Mineral Resources and Geology, 2009, 23(4): 308-310.
[4] 张芬英, 霍海清, 郝丽红, 等. 都兰县洪水河铁矿地质特征及成因分析[J]. 黄金科学技术, 2009, 17(3): 35-39.
Zhang Fenying, Huo Haiqing, Hao Lihong, et al. Analysis on Geological Characteristics and Genesis of Hongshuihe Iron Ore in Dulan County[J]. Gold Science and Technology, 2009, 17(3): 35-39.
[5] 保守礼, 叶积龙, 祁俊霞, 等. 青海省都兰县洪水河铁矿床成因及找矿远景探讨[J]. 青海大学学报(自然科学版), 2010, 28(2): 42-46.
Bao Shouli, Ye Jilong, Qi Junxia, et al. Investigation on the Hongshuihe Iron Deposit Forming Reason and Ore Searching Prospect in Dulan County of Qinghai Province[J]. Journal of Qinghai University (Nature Science), 2010, 28(2): 42-46.
[6] 刘世宝, 张爱奎, 刘光莲, 等. 东昆仑洪水河铁锰矿床特征及发现意义[J]. 西北地质, 2016, 49(1): 197-205.
Liu Shibao, Zhang Aikui, Liu Guanglian, et al. Geological Characteristics of the Hongshuihe Iron-Manganese Deposit in Eastern Kunlun Metallogenic Belt and Its Discovery Significance[J]. Northwestern Geology, 2016, 49(1): 197-205.
[7] 贾启元, 吕新彪, 廖鹏程, 等. 青海洪水河铁矿区千枚岩地球化学特征及成矿意义[J]. 矿物学报, 2015(增刊1): 686-869.
Jia Qiyuan, Lü Xinbiao, Liao Pengcheng, et al. Geochemical Characteristics and Metallogenic Significance of Phyllite in Hongshuihe Iron Ore Area, Qinghai Province[J]. Acta Mineralogica Sinica, 2015(Sup.1): 686-869.
[8] 廖鹏程, 吕新彪, 贾启元, 等. 青海省洪水河铁矿床岩石学、地球化学特征及其成因[J]. 矿物岩石地球化学通报, 2016, 35(2): 285-294.
Liao Pengcheng, Lü Xinbiao, Jia Qiyuan, et al. Petrologic and Geochemical Characteristics of the Hongshuihe Iron Deposit in Qinghai Province:Implication for Ore Genesis[J]. Bulletin of Mineralogy, Petrology and Geochemistry, 2016, 35(2): 285-294.
[9] 贾启元, 吕新彪, 韦晓青, 等. 青海洪水河铁矿区硅质岩岩石学、地球化学特征及地质意义[J]. 矿物岩石地球化学通报, 2016, 35(5): 984-993.
Jia Qiyuan, Lü Xinbiao, Wei Xiaoqing, et al. Petrological and Geochemical Characteristics of Cherts in the Hongshuihe Fe Deposit, Qinghai and Their Geological Significances[J]. Bulletin of Mineralogy, Petrology and Geochemistry, 2016, 35(5): 984-993.
[10] Hoffman P F, Schrag D P. The Snowball Earth Hypothesis:Testing the Limits of Blobal Change[J]. Terra Nova, 2010, 14(3): 129-155.
[11] Hoffman P F, Kaufman A J, Halverson G P, et al. A Neoproterozoic Snowball Earth[J]. Science, 1998, 281: 1342-1346. DOI:10.1126/science.281.5381.1342
[12] Ding Q F, Jiang S Y, Sun F Y. Zircon U-Pb Geochronology, Geochemical and Sr-Nd-Hf Isotopic Compositions of the Triassic Granite and Diorite Dikes from the Wulonggou Mining Area in the Eastern Kunlun Orogen, NW China:Petrogenesis and Tectonic Implications[J]. Lithos, 2014, 205(9): 266-283.
[13] Andersen T. Correction of Common Lead in U-Pb Analyses that Do not Report 204Pb[J]. Chemical Geology, 2002, 192(1/2): 59-79.
[14] Ludwig K R. ISOPLOT 3.0:A Geochronology Toolkit for Microsoft Excel[J]. Berkeley Geochronological Center, Special Publication, 2003, 4: 1-70.
[15] Wu Fuyuan, Yang Yueheng, Xie Liewen, et al. Hf Isotopic Compositions of the Standard Zircons and Baddeleyites Used in U-Pb Geochronology[J]. Chemical Geology, 2006, 234(1/2): 105-126.
[16] Hou K J, Li Y H, Zou T R, et al. Laser Ablation-MC-ICP-MS Technique for Hf Isotope Microanalysis of Zircon and Its Geological Applications[J]. Acta Petrologica Sinica, 2007, 23(10): 2595-2604.
[17] Söderlund U, Patchett P J, Vervoort J D, et al. The Decay Constant of 176Lu Determined from Lu-Hf and U-Pb Isotope Systematics of Terrestrial Precambrian High-Temperature Mafic Intrusions[J]. Meteoritics & Planetary Science Supplement, 2004, 219(3/4): 311-324.
[18] Bouvier A, Vervoort J D, Patchett P J. The Lu-Hf and Sm-Nd Isotopic Composition of CHUR:Constraints from Unequilibrated Chondrites and Implications for the Bulk Composition of Terrestrial Planets[J]. Earth & Planetary Science Letters, 2008, 273(1/2): 48-57.
[19] Griffin W L, Pearson N J, Belousova E, et al. The Hf Isotope Composition of Cratonic Mantle:LA-MC-ICP-MS Analysis of Zircon Megacrysts in Kimberlites[J]. Geochimica et Cosmochimica Acta, 2000, 64(1): 133-147. DOI:10.1016/S0016-7037(99)00343-9
[20] Griffin W L, Wang X, Jackson S E, et al. Zircon Chemistry and Magma Mixing, SE China:In-Situ Analysis of Hf Isotopes, Tonglu and Pingtan Igneous Complexes[J]. Lithos, 2002, 61(3): 237-269.
[21] Rudnick R L, Gao S. The Composition of the Con-tinental Crust[J]. Treatise on Geochemistry, 2003, 3: 1-64.
[22] 侯可军, 李延河, 邹天人, 等. LA-MC-ICP-MS锆石Hf同位素的分析方法及地质应用[J]. 岩石学报, 2007, 23(10): 2595-2604.
Hou Kejun, Li Yanhe, Zou Tianren, et al. Analytical Methods and Geological Applications of LA-MC-ICP-MS Zircon Hf Isotopes[J]. Acta Petrologica Sinica, 2007, 23(10): 2595-2604. DOI:10.3969/j.issn.1000-0569.2007.10.025
[23] Niggli P, Parker R L. Rocks and Mineral Deposits[M]. New York: W H Freeman and Company, 1954.
[24] Tarney J. Geochemistry of Archaean High-Grade Gneisses, with Implications as to the Origin and Evolution of the Precambrian Crust[M]. New York: Wiley, 1976: 405-417.
[25] Simonen A. Stratigraphy and Sedimentation of the Svecofennidic, Early Archean Supracrustal Rocks in Southwestern Finland[J]. Bulletin of the Geological Society of Finland, 1953, 160: 1-64.
[26] 王仁民. 变质岩原岩图解判别法[M]. 北京: 地质出版社, 1987.
Wang Renmin. Metamorphic Rock Graphic Identification Methods[M]. Beijing: Geological Publishing House, 1987.
[27] Allègre C J, Hart S R. Trace Elements in Igneous Petrology[M]. Amsterdam: Elsevier, 1978: 1-12.
[28] Roser B P, Korsch R J. Determination of Tectonic Setting of Sandstone-Mudstone Suites Using, Content and Ratio[J]. Journal of Geology, 1986, 94(5): 635-650. DOI:10.1086/629071
[29] Cox R, Lowe D R, Cullers R L. The Influence of Sediment Recycling and Basement Composition on Evolution of Mudrock Chemistry in the Southwestern United States[J]. Geochimica et Cosmochimica Acta, 1995, 59(14): 2919-2940. DOI:10.1016/0016-7037(95)00185-9
[30] Girty G H, Ridge D L, Knaack C, et al. Provenance and Depositional Setting of Paleozoic Chert and Argillite, Sierra Nevada, California[J]. Journal of Sedimentary Research, 1996, 66(1): 107-118.
[31] Haughton P D W, Todd S P, Morton A C. Sedi-mentary Provenance Studies[J]. Geological Society London Special Publications, 1991, 57(1): 1-11. DOI:10.1144/GSL.SP.1991.057.01.01
[32] Wonder J D, Spry P G, Windom K E. Geochemistry and Origin of Manganese Rich Rocks Related to Iron-Formation and Sulfide Deposits, Western Georgia[J]. Economic Geology, 1988, 83(5): 1070-1081. DOI:10.2113/gsecongeo.83.5.1070
[33] Papike J J, Fowler G W, Shearer C K, et al. Ion Microprobe Investigation of Plagioclase and Orthopyroxene from Lunar Mg-Suite Norites:Implications for Calculating Parental Melt REE Concentrations and for Assessing Postcrystallization REE Redistribution[J]. Geochimica et Cosmochimica Acta, 1996, 60(20): 3967-3978. DOI:10.1016/0016-7037(96)00212-8
[34] Nesbitt H W, Young G M. Early Proterozoic Cli-mates and Plate Motions Inferred from Major Element Chemistry of Lutites[J]. Nature, 1982, 299: 715-717. DOI:10.1038/299715a0
[35] Cullers R L, Podkovyrov V N. Geochemistry of the Mesoproterozoic Lakhanda Shales in Southeastern Yakutia, Russia:Implications for Mineralogical and Provenance Control, and Recycling[J]. Precambrian Research, 2000, 104(1/2): 77-93.
[36] 第五春荣, 孙勇, 袁洪林, 等. 河南登封地区嵩山石英岩碎屑锆石U-Pb年代学、Hf同位素组成及其地质意义[J]. 科学通报, 2008, 53(16): 1923-1934.
Diwu Chunrong, Sun Yong, Yuan Honglin, et al. Detrital Zircon U-Pb Geochronology and Hf Isotope of the Quartzite of Songshan in Dengfeng from Henan Province and Their Geological Significance[J]. Chinese Science Bulletin, 2008, 53(16): 1923-1934. DOI:10.3321/j.issn:0023-074X.2008.16.009
[37] 王冠, 孙丰月, 李碧乐, 等. 东昆仑夏日哈木矿区闪长岩锆石U-Pb年代学、地球化学及其地质意义[J]. 吉林大学学报(地球科学版), 2014, 44(3): 876-891.
Wang Guan, Sun Fengyue, Li Bile, et al. Zircon U-Pb Geochronology and Geochemistry of Diorite in Xiarihamu Ore District from East Kunlun and Its Geological Significance[J]. Journal of Jilin University(Earth Science Edition), 2014, 44(3): 876-891.
[38] 吴福元, 李献华, 郑永飞, 等. Lu-Hf同位素体系及其岩石学应用[J]. 岩石学报, 2007, 23(2): 185-220.
Wu Fuyuan, Li Xianhua, Zheng Yongfei, et al. Lu-Hf Isotopic Systematics and Their Applications in Petrology[J]. Acta Petrologica Sinica, 2007, 23(2): 185-220.
[39] 李惠民, 陆松年, 郑健康, 等. 阿尔金山东端花岗片麻岩中3.6 Ga锆石的地质意义[J]. 矿物岩石地球化学通报, 2001, 20(4): 259-262.
Li Huimin, Lu Songnian, Zheng Jiankang, et al. Dating of 3.6 Ga Zircons in Granite-Gneiss from the Eastern Altyn Mountains and Its Geological Significance[J]. Bulletin of Mineralogy, Petrology and Geochemistry, 2001, 20(4): 259-262.
[40] 莫宣学, 罗照华, 邓晋福, 等. 东昆仑造山带花岗岩及地壳生长[J]. 高校地质学报, 2007, 13(3): 403-414.
Mo Xuanxue, Luo Zhaohua, Deng Jinfu, et al. East Kunlun Orogenic Belt Granite and Crustal Growth[J]. Geological Journal of China Universities, 2007, 13(3): 403-414.
[41] 靳立杰, 周汉文, 王继林, 等. 东昆仑地区纳赤台群碎屑岩段碎屑锆石LA-ICP-MS U-Pb年龄及其地质意义[J]. 地质通报, 2015, 34(10): 1848-1859.
Jin Lijie, Zhou Hanwen, Wang Jilin, et al. LA-ICP-MS U-Pb Dating of the Detrital Zircons from Clastic Rocks of Naij Tal Group in East Kunlun and Its Geological Implications[J]. Geological Bulletin of China, 2015, 34(10): 1848-1859. DOI:10.3969/j.issn.1671-2552.2015.10.009
[42] 陈能松, 李晓彦, 张克信, 等. 东昆仑山香日德南部白沙河岩组的岩石组合特征和形成年代的锆石Pb-Pb定年启示[J]. 地质科技情报, 2006, 25(6): 1-7.
Chen Nengsong, Li Xiaoyan, Zhang Kexin, et al. Lithological Characteristics of the Baishahe Formation to the South of Xiangride Town, Eastern Kunlun Mountains and Its Age Constrained from Zircon Pb-Pb Dating[J]. Geological Science and Technology Information, 2006, 25(6): 1-7.
[43] 张建新, 孟繁聪, 万渝生, 等. 柴达木盆地南缘金水口群的早古生代构造热事件:锆石U-Pb SHRIMP年龄证据[J]. 地质通报, 2003, 22(6): 397-404.
Zhang Jianxin, Meng Fancong, Wan Yusheng, et al. Early Paleozoie Tectono-Thermal Event of the Jinshuikou Group on the Southern Margin of Qaidam:Zircon U-Pb SHRIMP Age Evidence[J]. Geological Bulletin of China, 2003, 22(6): 397-404.
[44] Condie K C. Continental Growth During Formation of Rodinia at 1.35-0.9 Ga[J]. Gondwana Research, 2001, 4(1): 5-16. DOI:10.1016/S1342-937X(05)70650-X
[45] 王国灿, 魏启荣, 贾春兴, 等. 关于东昆仑地区前寒武纪地质的几点认识[J]. 地质通报, 2007, 26(8): 929-937.
Wang Guocan, Wei Qirong, Jia Chunxing, et al. Some Understandings About Precambrian Geology in East Kunlun Area[J]. Geological Bulletin of China, 2007, 26(8): 929-937.
[46] 张海迪. 昆南构造混杂岩带物质组成及其构造变形特征[D]. 北京: 中国地质大学, 2012.
Zhang Haidi. The Material Composition and Tectonic Deformation Characteristics of the Southern Kunlun Tectonic Melanges[D]. Beijing: China University of Geosciences, 2012.
[47] 王国灿, 王青海, 简平, 等. 东昆仑前寒武纪基底变质岩系的锆石SHRIMP年龄及其构造意义[J]. 地学前缘, 2004, 11(4): 481-490.
Wang Guocan, Wang Qinghai, Jian Ping, et al. Zircon SHRIMP Ages of Precambrian Metamorphic Basement Rocks and Their Tectonic Significance in the Eastern Kunlun Mountains, Qinghai Province, China[J]. Earth Science Frontiers, 2004, 11(4): 481-490.
[48] 陆松年, 李怀坤, 王惠初, 等. 秦祁昆造山带元古宙副变质岩层碎屑锆石年龄谱研究[J]. 岩石学报, 2009, 25(9): 2195-2208.
Lu Songnian, Li Huaikun, Wang Huichu, et al. Study on the Detrital Zircon Age Spectrum of the Paleozoic Paratoid Strata in the Qin-Qi-Kun Orogenic Belt[J]. Acta Petrologica Sinica, 2009, 25(9): 2195-2208.
[49] 陈能松, 李晓彦, 王新宇, 等. 柴达木地块南缘昆北单元变质新元古代花岗岩锆石SHRIMP U-Pb年龄[J]. 地质通报, 2006, 25(11): 1311-1314.
Chen Nengsong, Li Xiaoyan, Wang Xinyu, et al. Zircon SHRIMP U-Pb Age of Neoproterozoic Metagranite in the North Kunlun Unit on the Southern Margin of the Qaidam Block in China[J]. Geological Bulletin of China, 2006, 25(11): 1311-1314. DOI:10.3969/j.issn.1671-2552.2006.11.010
[50] 陈有炘, 裴先治, 李瑞保, 等. 东昆仑造山带东段元古界小庙岩组的锆石U-Pb年龄[J]. 现代地质, 2011, 25(3): 510-521.
Chen Youxin, Pei Xianzhi, Li Ruibao, et al. Zircon U-Pb Age of Xiaomiao Formation of Proterozoic in the Eastern Section of the East Kunlun Orogenic Belt[J]. Geoscience, 2011, 25(3): 510-521.
[51] 青海省地质矿产局. 青海省区域地质志[M]. 北京: 地质出版社, 1991: 1-662.
Qinghai Provincial Bureau of Geology and Mineral Resources. Regional Geology in Qinghai Province[M]. Beijing: Geological Publishing House, 1991: 1-662.
[52] 王秉璋, 祁生胜, 朱迎堂, 等. 苦海赛什塘地区古元古代变质基性岩墙群的地质特征及意义[J]. 青海国土经略, 1999(1): 6-11.
Wang Bingzhang, Qi Shengsheng, Zhu Yingtang, et al. Geological Features of the Paleoproterozoic Meta-Basic Dike Swarms in Kuhai-Saishitang Region and Its Significance[J]. Strategy of Qinghai Land, 1999(1): 6-11.
[53] 阿成业, 王毅智, 任晋祁, 等. 东昆仑地区万宝沟群的解体及早寒武世地层的新发现[J]. 中国地质, 2003, 30(2): 199-206.
A Chengye, Wang Yizhi, Ren Jinqi, et al. Disintegration of the Wanbangou Group and Discovery of Early Cambrian Strata in the East Kunlun Area[J]. Geology in China, 2003, 30(2): 199-206.
[54] 朱云海, PanYuanming, 张克信. 东昆仑造山带东段晋宁期岩浆活动及其演化[J]. 地球科学, 2000, 25(3): 231-266.
Zhu Yunhai, Pan Yuanming, Zhang Kexin. Magmatic Activities and Evolution of Jinning Period in the Eastern Segment of East Kunlun Orogenic Belt[J]. Earth Science, 2000, 25(3): 231-266.
[55] Haskin L A. Petrogenetic Modelling-Use of Rare Earth Elements[C]//Henderson P. Rare Earth Element Geo-Chemistry. New York: Elsevier, 1984: 115-150.
[56] Gao S, Wedepohl K H. The Negative Eu Anomaly in Archean Sedimentary Rocks:Implications for Decomposition, Age and Importance of Their Granitic Sources[J]. Earth & Planetary Science Letters, 1995, 133(1/2): 81-94.
[57] Murray R W, Buchholtz T B M R, Jones D L, et al. Rare Earth Elements as Indicators of Different Marine Depositional Environments in Chert and Shale[J]. Geology, 1990, 18(3): 268. DOI:10.1130/0091-7613(1990)018<0268:REEAIO>2.3.CO;2
[58] 张亚峰, 裴先治, 丁仨平, 等. 东昆仑都兰县可可沙地区加里东期石英闪长岩锆石LA-ICP-MS U-Pb年龄及其意义[J]. 地质通报, 2010, 29(1): 79-85.
Zhang Yafeng, Pei Xianzhi, Ding Saping, et al. LA-ICP-MS Zircon U-Pb Age of Quartz Diorite at the Kekesha Area of Dulan County, Eastern Section of the East Kunlun Orogenic Belt, China and Its Significance[J]. Geological Bulletin of China, 2010, 29(1): 79-85.
[59] 罗明非, 莫宣学, 喻学惠, 等. 东昆仑五龙沟晚二叠世花岗闪长岩LA-ICP-MS锆石U-Pb定年、岩石成因及意义[J]. 地学前缘, 2015, 22(5): 182-195.
Luo Mingfei, Mo Xuanxue, Yu Xuehui, et al. Zircon U-Pb Geochronology, Petrogenesis and Implication of the Later Permian Granodiorite from the Wulonggou Area in East Kunlun, Qinghai Province[J]. Earth Science Frontiers, 2015, 22(5): 182-195.
[60] 张斌, 孔会磊, 李智明, 等. 东昆仑哈日扎铅锌多金属矿区英云闪长岩锆石U-Pb定年、地球化学及其地质意义[J]. 地质科技情报, 2016, 35(5): 9-17.
Zhang Bin, Kong Huilei, Li Zhiming, et al. Zircon U-Pb Dating, Geochemical and Geological Significance of the Tonalites from the Harizha Lead-Zinc Polymetallic Mine in East Kunlun Mountains[J]. Geological Science and Technology Information, 2016, 35(5): 9-17.
[61] 李金超, 杜玮, 孔会磊, 等. 青海省东昆仑大水沟金矿英云闪长岩锆石U-Pb测年、岩石地球化学及其找矿意义[J]. 中国地质, 2015, 42(3): 509-520.
Li Jinchao, Du Wei, Kong Huilei, et al. Zircon U-Pb Dating and Geochemical Characteristics of the Tonalite in the Dashuigou Gold Deposit of Eastern Kunlun Mountains, Qinghai Province[J]. Geology in China, 2015, 42(3): 509-520.
[62] Lei Ruxiong, Wu Changzhi, Li Guangrong. Neopro-terozoic Banded Iron Formation in the Central Tianshan, NW China:The Shalong Example[J]. Acta Geologica Sinica(English Edition), 2016, 90(4): 1543-1544. DOI:10.1111/acgs.2016.90.issue-4
http://dx.doi.org/10.13278/j.cnki.jjuese.20170179
吉林大学主办、教育部主管的以地学为特色的综合性学术期刊
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文章信息

张强, 丁清峰, 宋凯, 程龙
Zhang Qiang, Ding Qingfeng, Song Kai, Cheng Long
东昆仑洪水河铁矿区狼牙山组千枚岩碎屑锆石U-Pb年龄、Hf同位素及其地质意义
Detrital Zircon U-Pb Geochronology and Hf Isotope of Phyllite of Langyashan Formation in Hongshuihe Iron Ore District of Eastern Kunlun and Their Geological Significance
吉林大学学报(地球科学版), 2018, 48(4): 1085-1104
Journal of Jilin University(Earth Science Edition), 2018, 48(4): 1085-1104.
http://dx.doi.org/10.13278/j.cnki.jjuese.20170179

文章历史

收稿日期: 2017-12-20

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