2012, Vol. 28
2. 中国科学院地质与地球物理研究所，岩石圈演化国家重点实验室, 北京 100029;
3. 中国地质科学院地质研究所，北京 100037
2. State Key Laboratory of Lithospheric Evolution, Institute of Geology and Geophysics, Chinese Academy of Sciences, Beijing 100029, China;
3. Institute of Geology, Chinese Academy of Geological Sciences, Beijing 100037, China
条带状铁建造(Banded Iron-Formation，简称BIF)，是形成于前寒武纪的海相化学沉积岩，当铁含量达到工业品位时就成为BIF铁矿床。世界上最早的BIF形成于38亿年，27亿年达到峰值，到18亿年左右大规模BIF趋于结束(Klein, 2005)，可见BIF在地球演化历史上的出现具有不可重复性，集中出现在地球早期晚太古代-早元古代，是地质演化和环境变化耦合的结果。
国际上将条带状铁建造大致分两类：即阿尔戈马(Algoma) 和苏比利尔(Superior) 湖型(Gross, 1980)。阿尔戈马型主要产在太古宙绿岩带中，与海底火山作用密切相关，如加拿大阿比蒂比、南非巴伯顿绿岩带中的铁建造, 大多发育在由基性火山岩向酸性火山岩或沉积岩过渡部位，主要矿体形成于火山喷发的宁静期；苏比利尔湖型与正常沉积的细碎屑岩-碳酸盐岩共生，例如美国-加拿大Superior湖地区、澳大利亚Hamersley地区和巴西Carajas地区的铁建造, 通常发育在被动大陆边缘或稳定克拉通盆地的浅海沉积环境，规模更为巨大，与火山作用没有直接联系。
前寒武纪条带状铁建造型铁矿是世界上最重要的铁矿类型，其特点是规模大、易开采、易选矿。该类铁矿床形成的富矿占世界富铁矿储量的70%左右，占全球铁矿产量的90%以上。国际上前寒武纪条带状铁矿主要分布在俄罗斯、澳大利亚、巴西、加拿大、非洲、印度和美国等地。我国是世界上条带状铁矿重要发育区之一，条带状铁资源在我国具有龙头地位，而华北地区的条带状铁矿最为丰富，主要集中于鞍山-本溪、密云-冀东、五台-吕梁、霍邱-舞阳和鲁西等地区(图 1)。
|
图 1 华北克拉通前寒武纪地质与BIF铁矿分布简图 Fig. 1 The distribution sketch of the Precambrian geology and BIF-iron ore deposits |
条带状铁建造及相关(火山) 沉积岩系记录了丰富的地质构造演化、环境演化和生物演化的信息。深入研究华北克拉通条带状建造，对于揭示华北古大陆演化历史和地球早期环境变迁、丰富BIF成矿理论具有特殊的科学意义。近年，我国迎来了新的一轮BIF铁矿勘查和研究热潮，其中在绿岩带与铁建造发育规律、地质年代学、古构造环境、BIF成矿机制与富矿成因、BIF与古海洋古环境的关系等方面均取得重要进展，但仍存在需要进一步探讨的问题。
1 绿岩带与BIF发育规律 1.1 绿岩带发育规律绿岩带是指由前寒武纪变质火山-沉积岩系组成的表壳岩，通常由早期的火山岩和晚期的沉积岩或火山碎屑沉积岩组成，火山岩下部以超基性-基性岩为主(常含科马提岩)，上部为钙碱性火山岩。条带状铁建造(BIF) 分布广泛，但主要集中在绿岩层序的中上部。绿岩带主要产出在古陆核之间或其边缘，少数为古陆核的组成部分。平面上，绿岩带呈大小不等的长条状或不规则状分布在同构造期的花岗岩类或灰色片麻岩内，如清原花岗岩-绿岩带的原岩由60%的花岗质岩石和40%的表壳岩组成(沈保丰等, 2005, 2006)。
国际上，代表性绿岩带地层序列分3段，自下而上为：1) 超镁铁质火山岩组合，底部为科马提岩和玄武岩，顶部为双峰式火山岩；2) 玄武岩-安山岩-流纹岩钙碱性岩浆组合；3) 沉积岩组合，底部为杂砂岩-条带状铁矿-硅质岩-少量火山岩，顶部为页岩-碳酸盐岩。典型代表有南非巴伯顿绿岩带(图 2a) 和津巴布韦绿岩带(图 2b)，但二者BIF的发育程度不尽相同，前者BIF主要出现于绿岩带层序的上部沉积岩系中，而后者BIF广泛发育，既可出现在中下部火山岩系，也可发育于火山岩与沉积岩的过渡带和沉积岩系中。
|
图 2 华北代表性绿岩带与国外典型绿岩带剖面对比 (a)-南非巴伯顿绿岩带(Anhaeusser, 1971)；(b)-津巴布韦绿岩带(据Hofmann et al., 2003修编)；(c)-固阳绿岩带；(d)-舞阳绿岩带 Fig. 2 Stratigraphic section of greenstone belts from North China and South Africa |
华北克拉通绿岩带的发育规律大致可与国外绿岩带相比，但同时具有分布范围和规模较小、科马提岩不发育、变质程度高和受后期构造-岩浆作用改造强烈等特色(沈保丰等, 2005, 2006)。比较公认的科马提岩是鲁西雁翎关科马提岩，局部保留有鬣刺结构。近期研究表明，固阳晚太古代绿岩带色尔腾山群为一套经历了绿片岩相至低角闪岩相变质的火山-沉积岩系(图 2c)，自下而上可划分为三个岩组：第一岩组为超镁铁质及镁铁质火山岩组合，夹有钙碱性火山岩及条带状硅铁质岩；第二岩组为钙碱性长英质火山岩及火山碎屑岩组合，夹有拉斑玄武岩及少量条带状硅铁质岩和泥质粉砂岩；第三岩组为长英质火山碎屑岩和不成熟的碎屑沉积岩组合和碳酸盐岩。固阳绿岩带产出多种火成岩，自下而上典型岩石类型包括科马提岩、玄武质科马提岩、拉斑玄武岩、高镁安山岩、富Nb玄武岩。BIF型铁矿主要产于固阳绿岩带中下部，与科马提岩等超基性岩有一定关系(陈亮，2007；刘利等，2012)，较重要铁矿有三合明、书记沟、东五分子、公益民和汗海子铁矿等。色尔腾山群主要分布在固阳西部和乌拉特前期一带，岩性以变镁铁质火山岩为主的变火山-沉积岩系，色尔腾山岩群自下而上分为东五分子组、柳树沟组和点力素泰组，BIF铁矿主要集中分布在东五分子组中。东五分子组主要由灰绿色斜长角闪岩夹磁铁石英岩、灰绿色绿帘斜长片岩夹长石石英片岩、钠长阳起片岩，顶部含橄榄透辉大理岩。原岩建造为基性火山岩、少量中酸性火山碎屑岩、沉积岩夹硅铁建造。
舞阳含铁建造主要发育在晚太古代太华群铁山庙组和赵案庄组(图 2d)。其中下部赵案庄组为基性-超基性火山-侵入岩组合，主要由辉石岩、角闪岩、大理岩和磁铁蛇纹岩组成。赵案庄铁矿以整合产出在赵案庄组上部超基性岩中的块状磷灰蛇纹磁铁矿为特征，矿石品位较富。矿石成分较复杂，以矿物组合可分为磷灰石-磁铁矿、白云石-磁铁矿、硬石膏-磁铁矿和透辉石-磁铁矿类矿石。在上部铁山庙组内，出现斜长角闪片麻岩与磁铁辉石岩、白云质大理岩韵律互层。如铁山庙和经山寺铁矿主要产于白云质大理岩中，矿石以条带状辉石-磁铁矿，石英-磁铁矿组合为主，但矿层内常夹有蛇纹石化大理岩、角闪片麻岩和硅质岩夹层。
冀东铁矿带的原始含矿建造大致有四个基本类型，即晚太古代迁西岩群火山岩系-硅铁建造、含沉积岩的火山岩系-硅铁建造、遵化岩群-滦县岩群火山岩-沉积岩系-硅铁建造、朱杖子岩群含火山岩-沉积岩系-硅铁建造四套赋矿层位。总体看，冀东铁矿的原岩以火山-火山沉积岩为主，构造背景为晚太古代岛弧-陆缘弧火山盆地沉积环境，铁矿层多位于由基性火山岩向偏酸性火山岩或沉积岩的过渡部位，形成于晚太古代火山喷发的间隙期(Zhang et al., 2011a)，典型BIF铁矿包括水厂、孟家沟、二马、大石河、龙湾和石人沟等，大多矿床类型相当于阿尔戈马型铁矿。但司家营、马城、柞栏杖子等铁矿因位于一套以沉积变质岩为主夹少量火山碎屑岩，应当是形成于绿岩带上部层位的阿尔戈马型铁矿。
鞍本地区铁矿是我国最大的条带状铁矿成矿区，位于华北地台东北缘胶辽台隆的西北部。除个别小型铁矿(如陈台沟铁矿) 赋存于古太古宙地层中外，绝大多数条带状铁矿赋存于晚太古宙的鞍山群火山沉积变质岩系(绿岩带) 中。如鞍山地区的铁矿包括东鞍山、西鞍山、齐大山和大孤山等，弓长岭地区包括弓长岭一矿区、二矿区、独木和中茨等，本溪地区包括南芬、歪头山等。其中分布于本溪及北台一带，以斜长角闪岩、混合岩化片麻岩及黑云变粒岩为主，夹云母石英片岩、绿泥石英片岩及条带状铁矿层，原岩为基性-中酸性火山岩、火山碎屑岩，夹泥质-粉砂质沉积岩和硅铁质岩，变质程度为角闪岩相；分布于鞍山地区的主要为绢云石英千枚岩、绢云绿泥片岩、绿泥石英片岩，夹变粒岩、磁铁石英岩及薄层斜长角闪岩，原岩为泥质-粉质沉积岩，夹硅铁质岩及少量基性-中酸性火山岩，变质程度为绿片岩相。值得注意的是，原认为是上下关系的表壳岩，很可能形成于同一时代。研究表明歪头山铁矿、南芬铁矿和弓长岭铁矿的原岩建造为基性火山岩-中酸性(火山) 杂砂岩、泥质岩-硅铁质沉积建造，矿床的形成与海相火山作用在时间上、空间上和成因上密切相关，属于(火山) 沉积变质类型，相当于阿尔戈马型铁矿(代堰锫等，2012)。
安徽霍邱铁矿带，位于华北克拉通南缘东西晚太古代鲁山-舞阳-霍邱BIF铁矿带的东段。霍邱铁矿赋存于一套晚太古代中高级变质作用的含铁建造中，经过数十年的勘探，已经相继探明了周集、张庄、李老庄、周油坊、范桥、吴集、李楼等大型矿床十余处。霍邱群下部以中性火山岩及凝灰岩、杂砂岩为主, 夹基性凝灰岩及火山熔岩、沉积岩；中部和上部主要由泥质岩、泥质杂砂岩、杂砂岩、泥灰岩及铁硅质岩组成。具工业价值的矿体主要产在氧化物相含铁建造中，其矿物共生组合有四类：①石英+磁铁矿；②石英+镜铁矿；③石英+磁铁矿+硅酸盐；④石英+磁铁矿+镜铁矿+硅酸盐。从绿岩带层序看，该矿床应为形成于绿岩带上部层位的阿尔戈马型铁矿，但也有作者认为属晚太古代苏必利尔湖与阿尔戈马铁建造的过渡类型(杨晓勇等，2012)。
鲁西绿岩带在华北克拉通中展布面积最大。根据近年来的研究(Wan et al., 2011)，泰山岩雁翎关岩组和柳行岩组的下段形成时代为~2.7Ga，主要由变质镁铁质和超镁铁质岩石组成，BIF只零星存在；山草峪岩组和柳行岩组的上段形成时代为~2.5Ga，主要由碎屑沉积岩组成，存在较大规模的BIF。发育大规模BIF铁矿的济宁岩群形成时代为新太古代晚期(王伟等，2010)，而不是以往认为的古元古代(~1.8Ga)。近年来，在鲁西沂水杨庄一带发现了一定规模的沉积变质铁矿(赖小东和杨晓勇，2012)，铁矿体位于柳行岩组的上部，矿区出露的柳杭组地层岩性组合为黑云斜长变粒岩、黑云角闪变粒岩、斜长角闪岩、磁铁石英角闪岩、磁铁角闪石英岩以及黑云片岩等。主要矿化岩为磁铁石英角闪岩和磁铁角闪石英岩。矿石矿物以磁铁矿为主，另有少量磁黄铁矿、黄铁矿矿体顶板为黑云角闪变粒岩、斜长角闪岩，底板一般为黑云角闪变粒岩，局部为石榴黑云斜长变粒岩。
1.2 从绿岩带看BIF建造类型根据BIF在绿岩带序列中的产出部位和岩石组合关系，可将华北BIF划分为5种类型：
1) 斜长角闪岩(夹角闪斜长片麻岩)-磁铁石英岩组合，主要分布于遵化、五台和固阳等地；原岩建造主要为基性火山岩(夹中酸性火山岩)-硅铁质建造，矿体顶底板均为斜长角闪岩(少量中酸性火山岩)，矿体厚度较小，常多层分布，规模中小型，主要产于绿岩带的中下部；典型铁矿如固阳地区的公益民、三合明、东五分子、书记沟，遵化的石人沟、龙湾，五台的山羊坪、柏枝岩等。
2) 斜长角闪岩-黑云变粒岩-云母石英片岩-磁铁石英岩组合，这是阿尔戈马型铁矿的主要类型，分布较广，主要见于冀东迁安、山西五台、辽宁本溪、鲁西等地区；原岩建造为厚度较大的基性火山岩-中酸性火山岩-沉积粉砂岩-硅铁质建造，火山活动间歇期成矿；矿体形态为层状-透镜状，矿床规模可达大型，主要产于绿岩带的中部，主要铁矿有冀东水厂、孟家沟、大石河，本溪南芬、歪头山及弓长岭地区的铁矿。
3) 黑云变粒岩(夹黑云石英片岩)-磁铁石英岩组合，主要见于冀东滦县、青龙等，安徽霍邱地等；原岩为中酸性火山岩-凝灰岩-硅铁质沉积岩建造，铁矿的形成是在火山末期发生的喷流沉积作用；矿体形态多为层状，矿床规模多为大型-超大型，主要产于绿岩带的中上部；典型铁矿包括滦县司家营、马城、长凝，青龙柞栏杖子，霍邱的吴集、周集等铁矿。
4) 黑云变粒岩-绢云绿泥片岩-黑云石英片岩-磁铁石英岩组合，此类型分布较为广泛，也是阿尔戈马型的重要类型，矿床主要见于鞍山、五台山等地区；原岩建造为含火山物质的沉积-铁建造；此类矿床一般分布在绿岩带的上部，如鞍山岩群上部的樱桃园组产有东鞍山、西鞍山、大弧山等铁矿，五台绿岩带有八塔、张仙堡铁矿。
5) 斜长角闪岩(片麻岩)-大理岩-磁铁石英岩组合，主要分布于河南舞阳和安徽霍邱等地；原岩为基性火山岩-硅铁建造-碳酸盐岩，如在舞阳绿岩带的上部铁山庙组内，出现斜长角闪片麻岩与磁铁辉石岩、白云质大理岩韵律互层，铁山庙和经山寺铁矿主要产于白云质大理岩中，矿石以条带状辉石-磁铁矿，石英-磁铁矿组合为主，但矿层内常夹有蛇纹石化大理岩、角闪片麻岩和硅质岩夹层。霍邱李老庄铁矿主要产于周集组碳酸盐岩-铁建造中，主要矿化类型包括石英-镜铁矿石、石英-磁铁-镜铁矿石等。
2 陆壳增生与BIF铁矿形成过程 2.1 BIF铁矿形成时代的限定华北克拉通前寒武纪沉积变质铁矿(BIF) 曾存在时代不清、数据质量不高或年龄偏老(古太古代-中太古代) 等情况，近年我们根据华北BIF铁矿多为阿尔戈马型铁矿，即铁矿与海相火山岩存在密切关系、铁矿体围岩或夹层的原岩多为同期火山岩的事实，利用火山岩样品进行锆石年代学研究。由于一些锆石存在核幔结构，能够区分原岩浆锆石(核部) 与变质锆石增生边(幔部)，我们利用二次离子探针SIMS技术，分别获得了一些矿区火山岩的原岩年龄和变质年龄，为BIF铁矿形成时代及变质事件提供了较为精确的限制(Zhang et al., 2011a, b)。
研究表明，尽管华北克拉通存在3.8Ga以上的演化历史，但最强烈的早前寒武纪构造-变质-热事件和BIF时代为新太古代晚期(2.52~2.60Ga)。这一时代的地质体和BIF铁矿广泛分布于华北克拉通不同地区，包括鞍山-本溪、冀东、固阳、五台、舞阳、鲁西等。如，我们通过对冀东石人沟铁矿夹层火山岩进行锆石观察和U-Pb年龄测定，发现一些锆石具明显的核幔结构，其核部具有岩浆锆石的特征，年龄反映岩浆锆石年龄或火山岩年龄，而幔部或边部具变质锆石特征，其年龄反映变质锆石或变质作用年龄；由此提出石人沟条带状铁矿围岩(火山岩) 形成时代为2553~2540Ma, 而变质年龄为2510~2520Ma左右(Zhang et al., 2011a)。研究表明固阳绿岩带中的科马提岩、高镁闪长岩、玄武岩和BIF，形成时代均在2.53~2.58Ga范围内(陈亮，2007；刘利等，2012)。SIMS锆石U-Pb定年显示本溪歪头山铁矿斜长角闪岩原岩形成于2.53Ga，代表了歪头山BIF的成矿年龄。山东济宁及鲁西地区BIF铁矿围岩时代在2.52~2.60Ga (王伟等，2010；万渝生等，2012；赖小东和杨晓勇，2012)。同时我们对鞍山、五台、冀东等地的其它BIF铁矿也进行了详细的年代学工作，限定了BIF的形成时代。通过甄别和统计有效的年代学数据，表明华北克拉通BIF形成时代范围为3.3~1.8Ga，但峰值在2.56~5.52Ga之间(图 3a)。
|
图 3 华北克拉通前寒武纪BIF与岩浆活动(a) 和地壳增生的关系(b) (a) 图为华北克拉通火成岩侵入年龄(据沈其韩等，2005) 与BIF形成时代的统计；(b) 图为华北克拉通火成岩岩浆源区亏损地幔模式年龄(据Wu et al., 2005) Fig. 3 Relationship between BIFs and magmtic activity (a) and crustal growth (b) |
过去一些学者曾认为冀东地区有古中太古代地质体的存在，部分地调单位和学者目前仍将迁西岩群置于中太古代。但是，目前除曹庄地区存在古中太古宙的残留外，几乎所有的变质深成岩的测年数据均介于2550~2450Ma之间(Geng et al., 2012)。由此证实冀东地区太古宙陆壳的生长主要集中在新太古代晚期，遵化岩群与迁西岩群并非是新老关系，很可能是形成构造背景或构造层次上的差异。在华北是否存在中-古太古代的BIF还需进一步的研究。如冀东杏山铁矿，前人曾认为大于3.0Ga，陈正乐(2011，个人通讯) 也获得锆石U-Pb年龄为3.3Ga的资料，鞍山陈台沟铁矿可能形成于3.3Ga (万渝生等, 2005)。杏山铁矿床的规模较大，为中型矿床。该条带状铁建造铁矿床与斜长角闪岩、夕线黑云斜长片麻岩夹石榴或菫青石英岩、黑云片岩等共同产出，变质作用为高角闪岩相至麻粒岩相，原岩建造为基性火山岩-泥砂质-不纯碳酸盐-硅铁质沉积建造，以大小不等的包体分布在早期英云闪长岩和新太古代的花岗闪长岩和花岗岩内，零星分布。铁矿石为贫矿，条带状、条纹条带状构造，中粗粒结构，主要矿物为磁铁矿、石英、镁铁闪石，次要矿物有阳起石、普通角闪石。
同时华北也存在古元古代有关的的BIF (铁矿)，如山西吕梁袁家村铁矿、吉林大栗子铁矿等。在华北克拉通，已发现的古元古代早期BIF不多，实际上，这一时代的表壳岩系也很少见。在大青山地区，近年来的研究从原上乌拉山岩群中分辨出古元古代早期(2.4~2.5Ga) 表壳岩系(万渝生等, 2009)，主要由高角闪岩相-麻粒岩相变质泥沙质岩石组成，发现少量BIF铁矿。霍邱地区霍邱群BIF时代还不清楚，目前仅可限制在1.85~2.7Ga之间(万渝生等, 2009)。河北滦平县周台子铁矿位于华北克拉通北缘，是产于前寒武纪单塔子群变质岩系中的鞍山式铁矿，具有条带状铁建造(BIF) 特征。锆石U-Pb定年结果显示出几组年龄，分别是2512±21Ma、2452±9.6Ma。大体看，2512Ma代表了火山喷发和周台子铁矿BIF沉淀年龄，2452Ma左右的锆石年龄代表了TTG质花岗片麻岩的侵位结晶年龄(相鹏等，2012)。山东昌邑铁矿位于华北克拉通东部的胶北地体，为赋存于古元古代粉子山群变质岩中的条带状铁建造(BIF) 铁矿(蓝廷广等，2012)。
2.2 陆壳增生与BIF铁矿的关系随着高精度锆石U-Pb年龄数据的迅速增加，华北克拉通大陆地壳生长的阶段性逐渐清晰。华北克拉通最老的地质记录是>3.8Ga (Liu et al., 1992; 万渝生等，2005)，最强烈的岩浆活动发生在太古代末2.50~2.6Ga (图 3a)，有较多的火山作用与沉积作用，形成新太古代绿岩带和条带状铁建造，同时有大量的壳熔花岗岩和TTG片麻岩形成，这一时代的地质体广泛分布于华北克拉通不同地区，包括固阳、五台、冀东、辽西、吕梁、中条、霍邱、鲁西等(沈其韩等, 2009, 2011; 万渝生等，2009; Wilde et al., 2002; Zhai and Santosh, 2011)。然而，华北克拉通Nd同位素(Wu et al., 2005) 的研究结果揭示(图 3b), 2.7~2.8Ga也是华北克拉通地壳生长的重要阶段，而且2.7~2.8Ga的时间与全球地壳幕式增生特点，以及造山带的形成和超级大陆循环的时期表现出很强的一致性。
新太古代(2.8~2.5Ga) 时期，全球范围内的主要克拉通普遍经历了大规模的陆壳生长过程，成为绿岩地体形成最为集中的阶段，现今陆壳的80%以上形成于这一阶段(翟明国，2010；Zhai and Santosh, 2011)。在北美、西澳和印度的克拉通基底中，绿岩地体的形成峰期均在2.7Ga前后，中国华北古老克拉通也出现该期地壳生长事件(Zhai and Santosh, 2011)。此外，在包括华北和北欧的波罗地等少数克拉通中，还存在2.5Ga的花岗-绿岩地体，是太古宙末期局部范围的地壳增生事件，其生长过程除与地幔柱活动有关外，还可能与板块构造过程相联系。近期，刘富等(2009)等在研究怀安片麻岩地体时发现，怀安片麻岩是2.5Ga增长的新生地壳；Diwu et al.(2011)也认为华北克拉通南缘存在2.5Ga增长的新生地壳，所以对于华北地壳增长可能出现2.5Ga和2.7Ga两个时期。
作者等近期研究表明，华北克拉通BIF形成时代与早前寒武纪岩浆活动的时间基本一致(2.5~2.6Ga，图 3a)。华北克拉通是中国大陆最为古老的陆块，于新太古代末期(2.5Ga) 由不同的古老小陆块拼合而成，此后又经历了多期构造和岩浆作用的改造(翟明国，2010；Zhai and Santosh, 2011)。现有研究表明，2.5Ga是华北克拉通一次重要的构造-岩浆热事件，与世界其它克拉通普遍存在2.7Ga的陆壳增生事件明显不同。
总体看，华北克拉通大规模陆壳物质的生长发生在新太古代2.8~2.5Ga，其中同位素资料显示的地壳物质生长的峰期在2.8~2.7Ga，与全球典型克拉通相似；但最强烈的岩浆活动出现在太古宙末2.55~2.5Ga，这是华北不同于全球典型克拉通的一个特点。因此，推测华北在2.8~2.7Ga的巨量地壳生长之后，并没有顺利进入稳定的克拉通阶段，而是继续发生小规模地壳生长和已有地壳的分异(Wu et al., 2005；沈其韩等, 2005；Zhai et al., 2007; 翟明国，2012)。Zhang et al.(2011b)测定了水厂铁矿围岩斜长角闪片麻岩锆石Hf同位素，表明εHf(t) 值为0.4~-10.5，加权平均值为-8.7±0.38，反映BIF围岩的原岩可能基性古老下地壳物质的重熔。同时前人曾测得冀东BIF的εNd(t) 值为1.5~-3.5(朱祥坤等，2011①)，这也说明2.55Ga左右的BIF物质来源确实有部分古老下地壳的加入。
①朱祥坤等.2011.前寒武纪环境演化与条带状铁矿的形成(内部资料)
3 BIF形成的构造背景翟明国和卞爱国(2000)、Zhai et al.(2005)将认为华北克拉通划分为七个主要的微陆块(胶辽、迁怀、阜平、集宁、许昌、徐淮、阿拉善)，各微陆块之间的绿岩带普遍经历了新太古代末期的拼合事件，形成了华北克拉通前寒武纪结晶基底。随后华北克拉通进入相对稳定期，在~1.8Ga发生大规模裂解事件。但Zhao et al.(2005)认为西部陆块与东部陆块沿华北中部造山带在1.85Ga左右，发生陆-(弧-) 陆碰撞拼合，形成现今的华北克拉通统一的结晶基底。Kröner et al.(2005)提出华北克拉通构造演化格局与Zhao et al.(2005)的划分模式相似，认为1850Ma以前，东部地块与西部地块之间发育古老洋盆，西部地块东缘为被动大陆边缘，东部地块西缘为活动大陆边缘。在被动大陆边缘之上沉积了类似古元古代孔兹岩类沉积物，在活动大陆边缘形成包括TTG、岛弧火山岩，甚至具有洋壳特点的镁铁质-超镁铁质岩石，洋盆消减方向由西向东俯冲。1850Ma，洋盆彻底消减，导致陆-陆碰撞。
对于绿岩带形成的大地构造背景，有陆内裂谷、岛弧、弧后盆地-小洋盆以及大洋组合等不同意见(翟明国，2012)。华北克拉通在~2.5Ga发生了强烈的构造拼合事件，其构造属性同样存在很大争议。一些地质学家提出岛弧岩浆作用模式(万渝生等，2005; Kröner et al., 2005; Kusky, 2011)；而一些地质学家认为是地幔柱或板底垫托作用导致了华北克拉通新太古代晚期陆壳生长(Geng et al., 2006)。Zhao et al.(2005)、赵国春(2009)认为，东部和西部陆块在~2.5Ga开始相互靠近，直到古元古代晚期才最终碰撞，完成克拉通化。另一种观点认为华北克拉通在新太古代末期(~2.5Ga) 就已成为一个统一的整体(翟明国和彭澎, 2007; Zhai and Santosh, 2011; Wan et al., 2011)。之后，这个统一的克拉通再次发生裂解聚合，并在古元古代晚期完成最终克拉通化。大量壳源花岗岩形成被认为是华北克拉通在新太古代晚期已形成统一基底的重要标志。
显然，华北克拉通在新太古代晚期是否形成统一的基底，将直接制约新太古代晚期-古元古代早期BIF铁矿形成背景。本文研究表明晚太古代一系列BIF铁矿可能形成于2.5Ga前的华北地区诸多块体拼贴环境，而山西吕梁袁家村铁矿可能形成于古元古代早期西部陆块(克拉通) 的东缘沉积盆地环境。
研究表明，区域构造拼贴、变质作用主要发生在2.53~2.52Ga，2.52Ga之后构造体制从挤压向伸展转化, 这可能是华北克拉通的普遍特征，但不同地区发生转化的具体时间可能稍有不同。冀东地区双山子岩群总体上形成于伸展环境，其形成时代可限制在一个很小的区间内(2.52~2.50Ga)，虽形成于太古宙，但具“沉积盖层”的特点，它们应是BIF铁矿寻找和研究重点之一。最近研究表明，在冀东出露的浅变质火山-沉积岩(青龙表壳岩系)，及其BIF铁矿(柞栏杖子铁矿) 和在华北北部广泛分布的浅变质火山-沉积岩(红旗营子群和单塔子群) 的形成年龄是2.50~2.51Ga (Lv et al., 2012；孙会一等，2010)，它们的火山岩显示陆内裂谷的双峰式特征，形成时代应在区域麻粒岩相变质作用之后，应代表华北新太古代末克拉通化之后的沉积盖层(Zhai，2011)。
华北克拉通新太古代晚期大多数BIF形成的构造环境有可能形成于岛弧构造环境。但固阳BIF铁矿可能形成于深部有地幔柱发育的岛弧环境(陈亮，2007；刘利等，2012)，镁铁质新生洋壳形成后，由下伏岩浆房加热，海水对流循环并从新生洋壳中淋滤出铁和硅等元素，然后在海底减压排泄成矿(图 4)。
|
图 4 固阳绿岩带BIF铁矿成矿构造模式(构造模式图据陈亮，2007) Fig. 4 Ore-forming tectonic model of BIFs in the Guyang greenstone belt (The tectonic model after Chen, 2007) |
前人从不同的侧面对BIFs进行了广泛的研究，为认识BIFs的成因和地球早期大气与海洋环境提供了大量资料(Huston and Logan, 2004；André et al., 2006; Steinhoefel et al., 2009; 赵振华, 2010)。
地球早期硫同位素非质量分馏的发现(Farquhar et al., 2000) 为了解地球早期大气成分及其演化开辟了一条独特的新途径。火山喷出的SO2经过太阳紫外线照射可以产生硫同位素非质量分馏，这种光化学反应的发生和反应产物的保存都需要一个缺氧的大气环境。Farquhar et al.(2000)认为当时大气氧浓度上限不足现代大气氧水平1‰。Pavlov and Kasting (2002)认为只有在低于现代大气氧水平10-5的情况下，硫同位素非质量分馏现象才能够产生并得以保存。李延河等(2010)对华北地台不同时代和不同类型的硅铁建造Si、O、S同位素进行了系统研究，发现BIFs的δ30Si值普遍较低，大部分在-2.0‰~-0.3‰之间，平均-0.8‰，是目前地球上发现的δ30Si值最低的岩石类型之一；BIF的δ18OV-SMOW绝大部分位于12‰~16‰之间，平均13.9‰，相对较高，但低于常温下形成的海相硅质岩的δ18O值，具热水沉积硅质岩的氧同位素组成特征。BIFs的δ30Si和δ18OV-SMOW与现代泉华、海底黑烟囱和古代海底热水喷气成因硅质岩的Si、O同位素组成相似，强烈亏损30Si，富集18O，说明无论是Algoma型，还是Superior型BIFs都是由海底喷气作用形成的。前寒武纪BIFs大规模出现，δ30Si普遍偏低，说明当时海水中SiO2的浓度很高，SiO2的溶解度和沉淀速度不仅取决于温度，与溶液的pH值也密切相关。pH=7时，SiO2的溶解度最低，沉淀速度最快。pH=3时，SiO2的溶解度最大，沉淀速度最慢。由此推断当时海水呈酸性，pH值介于3~5.5之间。
前寒武纪条带状铁建造是典型的无碎屑状岩屑化学沉积物，它的稀土元素组成反映了当时海水的地球化学，进而可推测当时的大气圈氧化状态(如Ce和Eu异常，赵振华，2010)。李志红等(2012)根据BIF中缺乏Ce负异常，富集重铁同位素组成等，推测当时海水中只有少部分铁发生了氧化和沉淀，而未发生完全氧化沉淀，说明氧化剂的含量是有限的；进而认为当时铁矿沉淀的环境为低氧或缺氧环境。事实上，无论是阿尔戈马型还是苏必利尔湖型BIFs都具有明显的铕正异常，可能指示BIFs为热水沉积成因。铕正异常的强弱实际反映了BIFs形成时高温热液活动的强弱。与阿尔戈马型相比，苏必利尔湖型BIF的铕正异常相对较小，Eu/EuNASC*＜1.8(Huston and Logan, 2004)，反映了苏必利尔湖型BIF形成过程中有较少火山热液物质的参与。
山西吕梁BIF主要赋存于古元古代吕梁群袁家村组沉积岩系演化序列中，分布在由碎屑沉积向化学沉积的过渡层位，属苏比利尔湖型铁建造。根据上覆和下伏含火山岩地层的时代，推测袁家村组形成于2.3~2.1Ga，晚于或在大氧化事件(GOE) 发生的时间范围(2.4~2.2Ga) 内。袁家村组条带状铁建造的沉积相可划分为氧化物相、硅酸盐相、碳酸盐相和硫化物相。但以氧化物相为主，硫化物相相对发育较差，而氧化物相以磁铁矿亚相较发育，其次为赤铁矿亚相。矿石矿物以磁铁矿为主，见少量的黄铁矿，亦见赤铁矿、镜铁矿等；脉石矿物以石英为主，亦见较少铁碧玉、绿泥石、白云石和方解石等。矿石一般具微条带-中等条带状构造，富铁和富硅条带交互形成韵律层。初步的地球化学研究表明，矿石稀土元素/PAAS比值范围与古元古代晚期( < 2.0Ga) 世界典型铁建造基本一致，即吕梁地区2.3~2.1Ga古海洋具氧化还原状态分层的海洋特征，其原因推测与当时发生的大氧化事件有关(王长乐等，2012)。
5 BIF成因及其富矿的形成机制 5.1 BIF铁矿成因成矿物质来源是矿床学的重点研究对象。目前，主要应用一些成熟的同位素体系和地球化学方法来解决这个问题，例如微量元素、稀土元素、Pb同位素和S同位素等。但这些传统的方法并没有对成矿金属的来源进行直接约束，Fe作为直接参与成矿的元素，其同位素组成在成矿作用过程中的变化规律，为金属物质来源的直接示踪提供了可能。据王跃和朱祥坤(2012)资料，太古宙和元古宙条带状铁建造铁同位素组成整体分布范围为δ57Fe=-3.02‰~4.65‰，最大值出现在磁铁矿单矿物中，最小值出现在菱铁矿单矿物中。世界范围内的条带状铁矿都具有大致相似的Fe同位素组成特征，即总体上显示Fe的重同位素富集的特征。对于Fe质来源：一直存在陆壳风化来源、海底火山来源、海底水岩反应来源等不同观点。新的地球化学资料，如：Eu异常、REE异常和Nd同位素特征等，更倾向于支持Fe质来源于海底火山喷发后的深海热液活动。
Zhang et al.(2011b)对8个铁质条带和8个硅质条带分别进行稀土元素分析(图 5a-d)，表明所有的单矿物条带REY的PAAS标准化配分型式均具有亏损LREE，富集HREE的特点，铁质条带和硅质条带的La/YbPAAS比值分别为0.25~0.69和0.22~0.72；均具有La的正异常，铁质条带的La/LaPAAS*比值为1.05~1.35，硅质条带的La/LaPAAS*比值为1.07~1.35；Eu表现为正异常特征(Eu/EuPAAS*=1.86~3.23)；都具有轻微的Y正异常，铁质条带和硅质条带的Y/YPAAS*比值分别为1.12~1.42和1.03~1.38；铁质条带的Y/Ho平均值为42.3±2.0，硅质条带的Y/Ho平均值为39.0±3.2，均显示比较高的Y/Ho比值。
|
图 5 水厂铁矿条带状矿石照片(a) 及矿石(b)、铁质(c) 和硅质(d) 条带稀土元素PAAS标准化配分型式图(据Zhang et al., 2011b) Fig. 5 BIF photo (a), PAAS-normalized REE pattern of iron ore samples (b) and individual Fe (c) and Si bands (d) from Shuichang iron ore deposit (after Zhang et al., 2011b) |
李文君等(2012)研究表明，司家营BIF的Zr、Sc、Th含量极低，表明未受陆源碎屑的污染；铁质与硅质具有低LREE、高HREE、La和Y正异常的海水REE特征，同时具有Eu正异常的热液REE特征；Ce负异常的缺乏，说明当时的古海洋是一个缺氧的环境。研究发现富铁条带的稀土总量大于富硅条带的稀土总量，这可能与硅、铁沉积物的地球化学习性相关，铁质沉积物更易吸收稀土元素。富矿和普通矿石具有原生的热液与海水的混合来源，部分富矿受到后期流体的强烈扰动，甚至表现出热液流体的特征。李志红等(2008)对鞍山-本溪地区南芬、弓长岭一矿和独立矿区、东鞍山、大孤山和齐大山等矿区的贫矿样品进行了Fe同位素和REE分析，结果表明不同矿区样品均显示Fe的重同位素富集的特征。δ57Fe值为0.52‰~1.66‰, 稀土元素配分模式呈现轻稀土元素亏损、重稀土元素富集，并且具有显著的Eu、Y和La正异常。而且BIF的Fe同位素组成与Eu的异常存在明显的正相关关系，由此推测鞍本地区BIF铁的来源与海底火山热液活动有关。
李志红等(2012)利用页岩标准化的稀土元素配分模式呈现轻稀土亏损、重稀土富集；具有明显的La、Eu、Y的正异常；较高的Y/Ho比值。这些特征均表明鞍山-本溪地区条带状铁矿是由极少碎屑物质加入的古海洋的化学沉积岩，成矿物质主要来源于火山热液的贡献。代堰锫等(2012)根据矿石元素地球化学分析，认为铁矿石富集重稀土[(La/Yb)PAAS=0.24~0.33]，具La正异常(La/La*=1.43~1.61)、Eu正异常(Eu/Eu*=2.40~4.54) 及Y正异常(Y/Y*=1.10~1.30)，Y/Ho值平均30.59，Sr/Ba值平均17.62，Ti/V值平均19.45，反映成矿物质可能来源于由海底火山活动带来的高温热液与海水的混合溶液。铁矿石无明显Ce负异常(Ce/Ce*=0.92~1.06)，暗示BIF沉积时海水处于缺氧环境。除Fe2O3T与SiO2外，铁矿石中其它氧化物含量均非常低，且贫Th、U、Zr等具有陆源性质的元素，表明大陆碎屑物质对BIF贡献极少。
对于Fe和Si的物质来源问题，目前有陆壳风化对海洋供给和海底火山喷发后热液活动两种主流的观点，而近年来越来越多的地球化学证据包括Eu异常，REE异常和Nd同位素特征等支持成矿物质主要来自深海热液(Holland, 1973; Rao and Naqvi, 1995)。对含铁流体运移、沉淀形成BIF大矿的机制主要有上升洋流和海底喷流两种认识：(1) 上升洋流模式：深部富Fe2+的海水上涌到大陆边缘浅海盆地和陆棚时，Fe2+在缺氧水体与上部氧化层界面附近氧化成Fe3+，大量沉淀形成含铁建造(Clout and Simonson, 2005)；(2) 海底喷流模式：下伏岩浆房加热新形成的镁铁质-超镁铁质洋壳，海水对流循环从新生洋壳中淋滤出Fe和Si等元素，在海底减压排泄成矿，成矿流体的脉动式喷发导致形成条带状构造(Wang et al., 2009)。近年来，国际学术界有人研究微生物参与铁迁移和沉淀的过程和机理(Huston and Logan, 2004)，可是截止到目前，没有发现直接的微生物参与的证据。
5.2 富铁矿的成因华北克拉通富矿主要有三种类型：原始沉积富铁矿、受后期构造-热液改造叠加形成富铁矿和古风化壳富铁矿。风化壳型矿床，国外也称二次富集矿床，常与世界大型BIF铁矿带密切伴生，产于大型铁矿盆地或河道中，以苏必利尔湖型的二次风化富化矿床品位最高，规模最大，次为阿尔戈马型。
1) 原始沉积富铁矿，是与BIF同时形成并经历了相同地质演化，常以块状-纹层状、细粒高含量磁铁矿形式存在。在部分矿区、在部分BIF磁铁矿体的局部、延长或延深方向，可见磁铁矿的条带变厚变富，形成富铁矿体，其富矿与贫矿界线为过渡关系，在富矿地段构造变形和热液作用不明显。如在冀东司家营、霍邱李老庄、本溪南芬等矿区出现的与BIF整合产出的富矿体。
滦县司家营铁矿的含矿岩系是滦县岩群的上段，其中的富矿体规模较小，单层厚度一般0.5~2.0m。富矿产于贫矿之间，多见于厚层状矿体的中下部。富矿与贫矿产状基本一致，界限渐变。矿石矿物主要为磁铁矿、脉石矿物以石英为主，角闪石为次，矿石以致密细纹状构造为主。
2) 受后期构造-热液改造叠加形成富铁矿。目前研究表明这种类型是华北与BIF有关富矿的主要类型，其形成原因包括构造作用、变质和混合岩化热液、矽卡岩化叠加作用等。富矿体形态呈似层状、透镜状为主，少量脉状、团块和不规则状。富矿多数为磁铁富矿，少数为赤铁富矿，富矿石以致密块状为主，其次是稠密浸染和细纹状构造，矿石结构多为半自形粒状结构，矿物粒径一般较粗，富矿主要矿物是磁铁矿、脉石矿物有石英、阳起石、透闪石和绿泥石等。富矿与贫矿相比TFe、P、Ni、V和Ge等含量有显著增高，而SiO2明显减少。这表明贫矿富化过程中有明显的去硅富铁作用，同时富矿围岩一般发育蚀变现象。富矿一般受褶皱和断裂构造控制，如本溪南芬铁矿主要富矿呈倾斜的长筒状赋存在Fe3含铁石英岩层的褶皱轴部，该富铁矿体沿走向延长仅百米，而沿倾斜延深达600~700m。
辽宁弓长岭铁矿床是我国重要的沉积变质型铁矿床，其二矿区以磁铁矿石为主的富矿资源储量超过1亿吨，属目前我国规模最大的沉积变质型磁铁矿富矿床。与其他沉积变质型铁矿床不同的是，弓长岭铁矿床二矿区发育与富矿体在空间上密切相伴的由石榴石、角闪石、绿泥石等组成的蚀变岩。李厚民等(2012)在弓长岭二矿区西北部第6层铁矿体顶板发现了厚度较大的白云质大理岩层，并且发现了类矽卡岩直接交代大理岩的现象，并推测富铁矿与矿区大理岩的成因有一定联系。富铁矿均受贫铁矿层控制，本区富铁矿均产于贫铁矿层中，特别是第六层磁铁贫矿层中尤为常见，主要是交代磁铁石英岩而成。富铁矿体呈似层状、脉状、团块状等，厚度由几十厘米到几十米不等，延长由几米至千余米，延深由几米到数百米。富铁矿体一般都是上部小而零星，至下部增大，向深部贫铁矿层几乎全部被富矿取代了，在其富铁矿体内还有条带状贫铁矿残留体。富铁与贫铁矿之间是渐变的，但二者之间的界线较清楚，在深部富铁矿体绝大部分是磁铁富矿。弓长岭二矿区富矿与矽卡岩空间关系密切，表明富矿可能与矽卡岩化过程有关。
3) 古风化壳富铁矿，是BIF贫铁矿在不同地质时期，受地表风化和天水淋滤去硅等表生作用而形成的氧化富铁矿。目前研究表明，这类铁矿仅在华北地区的个别铁矿区局部分布，如舞阳的铁古坑、霍邱的张庄和鞍山地区的西鞍山等矿区可见到氧化富铁矿。
6 需要进一步研究的几个问题我国华北条带状铁矿具有一些显著特点，如以晚太古代为主，古元古代为次；含矿岩系主要为晚太古代火山岩和火山-沉积岩系；矿石相对较贫, 磁铁矿为主；矿体遭受强烈变质变形影响，部分矿体产状陡，富矿在深部。同时还不同程度的受到古生代和中生代构造叠加作用的影响，与加拿大、澳洲、南非等稳定克拉通地区铁矿的展布规律、发育大量风化壳型富铁矿的特征明显不同。我国矿床类型以产于绿岩带中(如冀东、鞍本、舞阳、固阳等) 的阿尔戈马型铁矿为主，少量为发育于克拉通盆地内(如吕梁) 的苏比利尔型铁矿。但对于BIF铁矿的物质来源、成矿条件和机制、富铁矿成因、华北克拉通不发育苏比利尔湖型铁矿的原因等方面，还亟待深入研究。
6.1 成矿条件空间上，BIF铁矿在华北克拉通广泛分布，但为什么大规模的BIF主要分布在华北克拉通东部的鞍山、冀东和鲁西等地区。时间上，华北克拉通时代最古老的BIF形成于始太古代，最年轻BIF形成于古元古代早期，但为什么大规模的BIF仅形成于新太古代晚期(2.52~2.56Ga)。作为表壳岩系的一部分，华北克拉通BIF普遍遭受角闪岩相-麻粒岩相变质作用改造，少部分遭受绿片岩相变质。在一些地区，BIF的变质程度存在明显的空间变化，如冀东迁西-迁安一带铁矿的变质程度达角闪岩-麻粒岩相，而遵化和滦县铁矿为绿片岩-角闪岩相，其形成原因如何，是构造环境不同还是遭受剥蚀深度不同？
国际上关于BIF成矿物质来源和形成条件的主流认识为(Trendall, 2002):(1) 构造稳定保存超过百万年；(2) 水足够深，可以避免外源碎屑的混入和海底扰动；(3) 盆地的位置使得大洋深处的水体能够通畅的进入和流出盆地。全球BIF成矿主要在2.7~2.3Ga期间(Trendall, 2002)，存在两个重要的控制因素：1) 这期间大气氧的不断增高，氧的存在把一部分二价铁转变为三价铁，是BIF形成的必要物理化学条件。由于大气的流动性，大气组成的全球均匀性很容易达到，可以认为全球大气氧是同步增高的，但为什么对BIF的影响程度不同，BIF的空间分布及成矿特征可能还受区域地质背景的控制？2)2.7Ga左右强烈的构造热事件在全球范围内形成规模巨大的克拉通，为巨型BIF形成提供所需的稳定沉积环境，西澳大利亚于新太古代晚期-早元古代在稳定克拉通之上沉积了哈莫斯利巨大的苏必利尔型BIF (Trendall, 2002)，但华北克拉通这类矿床却不发育，其原因尚有待进一步研究。另外2.4Ga左右发生的全球大氧化事件在华北成矿事件的记录与识别，及其对古元古代BIF建造的影响也是亟待研究的问题。
今后应通过对火山-沉积系列的精细解剖，研究绿岩带的性质与演化，及其与条带状铁矿的关系和成因联系。加强铁的源区、铁矿的形成环境和在地质历史中演化特点的研究，揭示华北克拉通太古宙、元古宙演化历史以及与其它克拉通的相似性与特殊性，大型和超大型矿床形成的地质背景和特殊的地质、构造和环境控制要素。加强铁矿在火山沉积演化序列中出现规律的研究。通过元素和同位素地球化学研究，尤其是通过条带状铁矿铁同位素与不同时代铁矿铁同位素的对比研究，结合其它稳定和放射性同位素、微量-稀土元素特征，探讨Fe的物质来源、火山作用及其搬运和沉积的地质背景和化学机制；利用热力学研究Fe搬运和沉积的物理化学条件。
6.2 成矿后期变化依据华北克拉通条带状铁矿具有强烈变质变形的特征，以BIF铁矿的沉积-变质重结晶-流体叠加-构造变形的研究，阐明条带状铁矿沉积之后的改造过程，探讨华北条带状富铁矿的形成机理，分析富铁资源前景。根据矿物组合特征、流体包裹体的分布和组成特征、构造变形特征、次生矿物定年、元素和同位素组成变化规律等方面的研究，确定后期地质事件的类型及其与Fe进一步富集成矿之间的联系。解决华北条带状铁矿的成矿地质背景和控矿地质因素，查明该类型铁矿床的分布，赋存的构造位置和层位，综合成矿规律，提炼找矿标志，建立找矿模式。
6.3 BIF铁矿类型的判别本文认为在探讨BIF铁矿类型时，需要从绿岩带发育序列进行综合判别。不同BIF及铁矿发育在绿岩带层序的不同部位，有的为中下部，有的中上部或上部，但均为绿岩带的组成部分，即均为阿尔戈马型铁矿，不能仅依据容矿围岩为沉积岩就称之为苏比利尔湖型铁矿。必须结合地质构造背景，即阿尔戈马铁矿一般产于克拉通基底(绿岩带) 环境，苏比利尔湖型铁矿一般形成于稳定克拉通上的海相沉积盆地或被动大陆边缘环境(表 1)。
|
表 1 阿尔戈马型和苏比利尔湖型BIF铁矿类型的判别 Table 1 The BIFs contrast of Algoma and Superior-lake types |
但实际上，一些矿床类型的划分还是有不同的看法，如东鞍山和西鞍山就被一些学者认为是苏比利尔湖型铁矿(Hou et al., 2007; 李延河等, 2010, 2012, 沈其韩等，2012)。一些地方的铁矿显示阿尔戈马型和苏必利尔湖型BIF之间存在过渡关系(万渝生等，2012；杨晓勇等，2012)。研究表明无论是阿尔戈马型，还是苏必利尔湖型BIFs都是由海底(火山) 喷气(流) 沉积作用形成的，二者的差异主要是形成构造背景或环境不同。在有些环境和条件下，以形成阿尔戈马型型或苏必利尔湖型BIF为主，在有些环境和条件下，二者可密切共生，空间上相互过渡。如山西袁家村硅铁建造，北部袁家村矿段具有明显的苏必利尔湖型BIF特征，南部尖山-狐姑山矿段则具有明显的阿尔戈马型BIF特征；辽宁东鞍山与西鞍山情况也是如此(李延河等，2012)。一些学者从板块构造观点，认为阿尔戈马型铁矿形成于火山活动区的岛弧和大洋中脊环境，而苏比利尔湖型铁矿形成于远离火山活动区的近陆一侧或被动大陆边缘(图 6)。实际上一些铁矿的形成环境具有弧后盆地性质，这就为过渡型BIF铁矿的形成提供了条件。
|
图 6 BIF铁矿的板块构造成因模式(据Franco, 2011, 个人通讯) Fig. 6 Ore-forming model of BIF in plate tectonic setting (after Franco, 2011) |
陆壳生长机制一直是前寒武纪地质研究的核心主题之一。太古宙尤其是晚太古代，是陆壳生长的主要阶段，该时期全球范围内的陆壳生长、壳幔分异过程产生的岩浆衍生物在各主要克拉通中构成了太古宙地体的主体。但华北克拉通晚太古代是否存在2.7Ga和2.5Ga两期陆壳增生事件？新太古代晚期华北克拉通陆壳增生的机制是地幔柱模式或岛弧模式？哪种机制更有利于形成BIF及其铁矿床？华北克拉通绿岩带形成于裂谷环境还是岛弧环境？新太古代末华北克拉通是否已成为统一的整体？这些都是需要进一步研究的问题。
致谢 在BIF铁矿研究过程中，曾得到沈保丰、李厚民、朱祥坤、李延河等研究员的指导和帮助，同时还得到彭澎副研究员、陈亮副教授、崔敏利、朱明田、李红中博士及兰彩云、黄华博士生的帮助，在此一并表示衷心感谢！| [] | André L, Cardinal D, Alleman LY, Moorbath S. 2006. Silicon isotopes in~3.8Ga West Greenland rocks as clues to the Eoarchaean supracrustal Si cycle. Earth and Planetary Science Letters, 245(1-2): 162–173. DOI:10.1016/j.epsl.2006.02.046 |
| [] | Anhaeusser CR. 1971. Cyclic volcanicity and sedimentation in the evolutionary development of Archaean greenstone belts of shield areas. In: Geological Society of Australia Special Publication. Johannesburg: University of the Witwatersrand, 3: 103-120 |
| [] | Chen L. 2007. Geochemistry and chronology of the Guyang greenstone belt. Post-Doctor Research Report. Beijing: Institute of Geology and Geophysics, Chinese Academy of Science, 1-40(in Chinese with English summary) |
| [] | Clout JMF and Simonson BM. 2005. Precambrian iron formations and iron formation-hosted iron ore deposits. In: Hedenquist JW, Thompson JFH, Goldfarb RJ and Richards JP (eds.). Economic Geology One Hundredth Anniversary Volume, 1905-2005. Littleton, Society of Economic Geologists, 643-679 |
| [] | Dai YP, Zhang LC, Wang CL, Liu L, Cui ML, Zhu MT, Xiang P. 2012. Genetic type, formation age and tectonic setting of the Waitoushan banded iron formation, Benxi, Liaoning Province. Acta Petrologica Sinica, 28(11): 3574–3594. |
| [] | Diwu CR, Sun Y, Guo AL, Wang HL, Liu XM. 2011. Crustal growth in the North China Craton at~2.5Ga: Evidence from in situ zircon U-Pb ages, Hf isotopes and whole-rock geochemistry of the Dengfeng complex. Gondwana Research, 20(1): 149–170. DOI:10.1016/j.gr.2011.01.011 |
| [] | Farquhar J, Bao HM, Thiemens M. 2000. Atmospheric influence of Earth's earliest sulfur cycle. Science, 289(5480): 756–758. DOI:10.1126/science.289.5480.756 |
| [] | Geng YS, Liu FL, Yang CH. 2006. Magmatic event at the end of the Archean in eastern Hebei Province and its geological implication. Acta Geologica Sinica, 80(6): 819–833. |
| [] | Geng YS, Du LL, Ren LD. 2012. Growth and reworking of the Early Precambrian continental crust in the North China Craton: Constraints from zircon Hf isotopes. Gondwana Research, 21(2-3): 517–529. DOI:10.1016/j.gr.2011.07.006 |
| [] | Gross GA. 1980. A classification of iron formations based on depositional environments. The Canadian Mineralogist, 18(2): 215–222. |
| [] | Hofmann A, Dirks PHGM, Jelsma HA, Matura N. 2003. A tectonic origin for ironstone horizons in the Zimbabwe craton and their significance for greenstone belt geology. Journal of the Geological Society, 160(1): 83–97. DOI:10.1144/0016-764901-172 |
| [] | Holland HD. 1973. The oceans: A possible source of iron in iron-formation. Economic Geology, 68(7): 1169–1172. DOI:10.2113/gsecongeo.68.7.1169 |
| [] | Hou KJ, Li YH, Wan DF. 2007. Constraints on the Archean atmospheric oxygen and sulfur cycle from mass-independent sulfur records from Anshan-Benxi BIFs, Liaoning Province, China. Science in China (Series D), 50(10): 1471–1478. DOI:10.1007/s11430-007-0106-9 |
| [] | Huston DL, Logan GA. 2004. Barite, BIFs and bugs: Evidence for the evolution of the Earth's early hydrosphere. Earth and Planetary Science Letters, 220(1-2): 41–55. DOI:10.1016/S0012-821X(04)00034-2 |
| [] | Klein C. 2005. Some Precambrian banded iron-formations (BIFs) from around the world: Their age, geologic setting, mineralogy, metamorphism, geochemistry, and origins. American Mineralogist, 90(10): 1473–1499. DOI:10.2138/am.2005.1871 |
| [] | Kröner A, Wilde SA, Li JH, Wang KY. 2005. Age and evolution of a Late Archean to Paleoproterozoic upper to lower crustal section in the Wutaishan/Hengshan/Fuping terrain of northern China. Journal of Asian Earth Sciences, 24(5): 577–595. DOI:10.1016/j.jseaes.2004.01.001 |
| [] | Kusky TM. 2011. Geophysical and geological tests of tectonic models of the North China Craton. Gondwana Research, 20(1): 26–35. DOI:10.1016/j.gr.2011.01.004 |
| [] | Lai XD, Yang XY. 2012. Characteristics of the banded iron formation (BIF) and its zircon chronology in western Shandong. Acta Petrologica Sinica, 28(11): 3612–3622. |
| [] | Lan TG, Fan HR, Hu FF, Yang KF, Zheng XL, Zhang HD. 2012. Geological and geochemical characteristics of Paleoproterozoic Changyi banded iron formation deposit, Jiaodong Peninsula of eastern China. Acta Petrologica Sinica, 28(11): 3595–3611. |
| [] | Li HM, Liu MJ, Li LX, Yang XQ, Chen J, Yao LD, Hong XK, Yao T. 2012. Geology and geochemistry of the marble in the Gongchangling iron deposit in Liaoning Province and their metallogenic significance. Acta Petrologica Sinica, 28(11): 3497–3512. |
| [] | Li WJ, Jin XD, Cui ML, Wang CL. 2012. Characterisics of rare rarth rlements, trace elements and geological significations of BIF from Sijiaying in eastern Hebei. Acta Petrologica Sinica, 28(11): 3670–3678. |
| [] | Li YH, Hou KJ, Wan DF, Zhang ZJ, Yue GL. 2010. Formation mechanism of Precambrian banded iron formation and atmosphere and ocean during early stage of the earth. Acta Geologica Sinica, 84(9): 1359–1373. |
| [] | Li YH, Hou KJ, Wan DF, Zhang ZJ. 2012. A compare geochemistry study for Algoma and Superior type banded iron formations. Acta Petrologica Sinica, 28(11): 3513–3519. |
| [] | Li ZH, Zhu XK, Tang SH. 2008. Characters of Fe isotopes and rare earth elements of banded iron formations from Anshan-Benxi area: Implications for Fe source. Acta Petrologica et Mineralogica, 27(4): 285–290. |
| [] | Li ZH, Zhu XK, Tang SH. 2012. Formation mechanism of banded iron formation from Anshan-Benxi area and ocean during early stage of the earth: The evidence from Fe isotope and elemental geochemistry. Acta Petrologica Sinica, 28(11): 3545–3558. |
| [] | Liu DY, Nutman AP, Compston W, Wu JS, Shen QH. 1992. Remnants of 3800Ma crust in the Chinese part of the Sino-Korean Craton. Geology, 20: 339–342. DOI:10.1130/0091-7613(1992)020<0339:ROMCIT>2.3.CO;2 |
| [] | Liu F, Guo JH, Lu XP, Diwu CY. 2009. Crustal growth at~2.5Ga in the North China Craton: Evidence from whole-rock Nd and zircon Hf isotopes in the Huai'an gneiss terrane. Chinese Science Bulletin, 54(24): 4704–4713. |
| [] | Liu L, Zhang LC, Dai YP, Wang CL, Li ZQ. 2012. Formation age, geochemistry characteristics and geological significance of the Sanheming BIF-type iron deposit in the Guyang greenstone belt, Inner Mongolia. Acta Petrologica Sinica, 28(11): 3623–3638. |
| [] | Lv B, Zhai MG, Li TS, Peng P. 2012. Zircon U-Pb ages and geochemistry of the Qinglong volcano-sedimentary rock series in eastern Hebei: Implication for~2500Ma intra-continental rifting in the North China Craton. Precambrian Research, 208-211: 145–160. DOI:10.1016/j.precamres.2012.04.002 |
| [] | Pavlov AA, Kasting JF. 2002. Mass-independent fractionation of sulfur isotopes in Archean sediments: Strong evidence for an anoxic Archean atmosphere. Astrobiology, 2(1): 27–41. DOI:10.1089/153110702753621321 |
| [] | Rao TG, Naqvi SM. 1995. Geochemistry, depositional environment and tectonic setting of the BIF's of the Late Archaean Chitradurga Schist Belt, India. Chemical Geology, 121(1-4): 217–243. DOI:10.1016/0009-2541(94)00116-P |
| [] | Shen BF, Zhai AM, Yang CL, et al. 2005. Temporal-spatial distribution and evolutional characters of precambrian iron deposits in China. Geological Survey and Research, 28(4): 196–206. |
| [] | Shen BF, Zhai AM, Chen WM, Yang CL, Hu XD, Cao XL, Gong XH. 2006. The Precambrian Mineralization of China. Beijing: Geological Publishing House: 1-362. |
| [] | Shen QH. 1998. Geological signature and setting of Precambrian banded iron formations in North China Craton. In: Cheng YQ (ed.). Early Precambrian Research in North China Craton. Beijing: Geological Publishing House, 1-30(in Chinese) |
| [] | Shen QH, Geng YS, Song B, Wan YS. 2005. New information from the surface outcrops and deep crust of Archean rocks of the North China and Yangtze blocks, and Qinling-Dabie Orogenic Belt. Acta Geologica Sinica, 79(5): 616–627. |
| [] | Shen QH, Song HX, Zhao ZR. 2009. Characteristics of rare earth elements and trace elements in Hanwang Neo-Archaean banded iron formations, Shandong Province. Acta Geoscientica Sinica, 30(6): 693–699. |
| [] | Shen QH, Song HX, Yang CH, Wan YS. 2011. Petrochemical characteristics and geological significations of banded iron formations in the Wutai Mountain of Shanxi and Qian'an of eastern Hebei. Acta Petrologica et Mineralogica, 30(2): 161–171. |
| [] | Steinhoefel G, Horn I, von Blanckenburg F. 2009. Micro-scale tracing of Fe and Si isotope signatures in banded iron formation using femtosecond laser ablation. Geochimica et Cosmochimica Acta, 73(18): 5343–5360. DOI:10.1016/j.gca.2009.05.037 |
| [] | Sun HY, Dong CY, Xie HQ, Wang W, Ma MZ, Liu DY, Nutman A, Wan YS. 2010. The formation age of the Neoarchean Zhuzhangzi and Dantazi groups in the Qinglong area, eastern Hebei Province: Evidence from SHRIMP U-Pb zircon dating. Geological Review, 56(6): 888–898. |
| [] | Trendall AF. 2002. The significance of iron-formation in the Precambrian stratigraphic record. In: Altermann W and Corcoran PL (eds.). Precambrian Sedimentary Environments: A Modern Approach to Ancient Depositional Systems. Spec. Publ. Int. Assoc. Sedim., 33: 33-66 |
| [] | Wan YS, Song B, Yang C, Wu JS. 2005. Zircon SHRIMP U-Pb geochronology of Archaean rocks from the Fushun-Qingyuan area, Liaoning Province and its geological significance. Acta Geologica Sinica, 79(1): 78–87. |
| [] | Wan YS, Liu DY, Wang SY, Zhao X, Dong CY, Zhou HY, Yin XY, Yang CX, Gao LZ. 2009. Early Precambrian crustal evolution in the Dengfeng area, Henan Province (eastern China): Constraints from geochemistry and SHRIMP U-Pb zircon dating. Acta Geologica Sinica, 83(7): 982–999. |
| [] | Wan YS, Liu DY, Wang SJ, Yang EX, Wang W, Dong CY, Zhou HY, Du LL, Yang YH, Diwu CR. 2011. 2.7Ga juvenile crust formation in the North China Craton (Taishan-Xintai area, western Shandong Province): Further evidence of an understated event from U-Pb dating and Hf isotopic composition of zircon. Precambrian Research, 186(1-4): 169–180. DOI:10.1016/j.precamres.2011.01.015 |
| [] | Wan YS, Liu DY, Wang SJ, Jiao XM, Wang W, Dong CY, Xie HQ, Ma MZ. 2012. Redefinition of Early Precambrian supracrustal rocks and formation age of BIF in western Shandong, North China Craton. Acta Petrologica Sinica, 28(11): 3457–3475. |
| [] | Wang CL, Zhang LC, Lan CY, Dai YP. 2012. Geochemistry and origin BIF ores from Yuanjiacun iron deposit in Lvliang region of Shanxi. Mineral Deposits, 31(Suppl.): 129–130. |
| [] | Wang W, Wang SJ, Liu DY, Li PY, Dong CY, Xie HQ, Ma MZ, Wan YS. 2010. Formation age of the Neoarchaean Jining Group (banded iron formation) in the western Shandong Province: Constraints from SHRIMP zircon U-Pb dating. Acta Petrologica Sinica, 26(4): 1175–1181. |
| [] | Wang Y, Zhu XK. 2012. Fe isotope systematics and its implications in ore deposit geology. Acta Petrologica Sinica, 28(11): 3638–3654. |
| [] | Wang YF, Xu HF, Enrique M, et al. 2009. Generation of banded iron formations by internal dynamics and leaching of oceanic crust. Nature Geoscience, 2(11): 781–784. DOI:10.1038/ngeo652 |
| [] | Wilde SA, Zhao GC, Sun M. 2002. Development of the North China Craton during the Late Archaean and its final amalgamation at 1.8Ga: Some speculations on its position within a global Palaeoproterozoic supercontinent. Gondwana Research, 5(1): 85–94. DOI:10.1016/S1342-937X(05)70892-3 |
| [] | Wu FY, Zhao GC, Wilde SA, Sun DY. 2005. Nd isotopic constraints on crustal formation in the North China Craton. Journal of Asian Earth Sciences, 24(5): 523–545. DOI:10.1016/j.jseaes.2003.10.011 |
| [] | Xiang P, Zhang LC, Wu HY, Zhang XJ, Chen ZG. 2012. Geological characteristics, ages of host rocks and its geological significance of the Zhoutaizi iron deposit in Luanping, Hebei Province. Acta Petrologica Sinica, 28(11): 3655–3669. |
| [] | Yang XY, Wang BH, Du ZB, Wang QC, Wang YX, Tu ZB, Zhang WL, Sun WD. 2012. On the metamorphism of the Huoqiu Group, formation ages and BIF forming mechanism of the Huoqiu iron deposit, South margin of North China carton. Acta Petrologica Sinica, 28(11): 3476–3496. |
| [] | Zhai MG, Bian AG. 2000. Supercontinent formation in Neoarchean and rifting in Paleoproterozoic Midproterozoic of the North China Craton. Sciences in China (Series D)(Suppl.): 129–137. |
| [] | Zhai MG, Guo JH, Liu WJ. 2005. Neoarchean to Paleoproterozoic continental evolution and tectonic history of the North China Craton: A review. Journal of Asian Earth Sciences, 24(5): 547–561. DOI:10.1016/j.jseaes.2004.01.018 |
| [] | Zhai MG, Peng P. 2007. Paleoproterozoic events in the North China Craton. Acta Petrologica Sinica, 23(11): 2665–2682. |
| [] | Zhai MG, Xiao WJ, Kusky T, Santosh M. 2007. Tectonic evolution of China and adjacent crustal fragments. Gondwana Research, 12(1-2): 1–3. DOI:10.1016/j.gr.2006.11.010 |
| [] | Zhai MG. 2010. Tectonic evolution and metallogenesis of North China Craton. Mineral Deposits, 29(1): 24–36. |
| [] | Zhai MG. 2011. Cratonization and the Ancient North China Continent: A summary and review. Science China (Earth Science), 54: 1110–1120. DOI:10.1007/s11430-011-4250-x |
| [] | Zhai MG, Santosh M. 2011. The Early Precambrian odyssey of the North China Craton: A synoptic overview. Gondwana Research, 20(1): 6–25. DOI:10.1016/j.gr.2011.02.005 |
| [] | Zhai MG. 2012. Evolution of the North China Craton and early plate tectonics. Acta Geologica Sinica, 86(9): 1335–1349. |
| [] | Zhang LC, Zhai MG, Zhang XJ, Xiang P, Dai YP, Wang CL, Franco P. 2011a. Formation age and tectonic setting of the Shirengou Neoarchean banded iron deposit in eastern Hebei Province: Constraints from geochemistry and SIMS zircon U-Pb dating. Precambrian Research. DOI:10.1016/j.precamres.2011.09.007 |
| [] | Zhang XJ, Zhang LC, Xiang P, Wan B, Pirajno F. 2011b. Zircon U-Pb age, Hf isotopes and geochemistry of Shuichang Algoma-type banded iron-formation, North China Craton: Constraints on the ore-forming age and tectonic setting. Gondwana Research, 20(1): 137–148. DOI:10.1016/j.gr.2011.02.008 |
| [] | Zhao GC, Sun M, Wilde SA, et al. 2005. Late Archean to Paleoproterozoic evolution of the North China Craton: Key issues revisited. Precambrian Research, 136(2): 177–202. DOI:10.1016/j.precamres.2004.10.002 |
| [] | Zhao GC. 2009. Metamorphic evolution of major tectonic units in the basement of the North China Craton: Key issues and discussion. Acta Petrologica Sinica, 25(8): 1772–1792. |
| [] | Zhao ZH. 2010. Banded iron formation and related great oxidation event. Earth Science Frontiers, 17(2): 1–12. |
| [] | 陈亮. 2007.固阳绿岩带的地球化学和年代学.博士后出站报告.北京:中国科学院地质与地球物理研究所, 1-40 |
| [] | 代堰锫, 张连昌, 王长乐, 刘利, 崔敏利, 朱明田, 相鹏. 2012. 辽宁本溪歪头山条带状铁矿的成因类型、形成时代及构造背景. 岩石学报, 28(11): 3574–3594. |
| [] | 赖小东, 杨晓勇. 2012. 鲁西杨庄条带状铁建造特征及锆石年代学研究. 岩石学报, 28(11): 3612–3622. |
| [] | 蓝廷广, 范宏瑞, 胡芳芳, 杨奎锋, 郑小礼, 张华东. 2012. 鲁东昌邑古元古代BIF铁矿矿床地球化学特征及矿床成因讨论. 岩石学报, 28(11): 3595–3611. |
| [] | 李厚民, 刘明军, 李立兴, 杨秀清, 陈靖, 姚良德, 洪学宽, 姚通. 2012. 辽宁弓长岭铁矿区大理岩地质地球化学特征及其成矿意义. 岩石学报, 28(11): 3497–3512. |
| [] | 李文君, 靳新娣, 崔敏利, 王长乐. 2012. BIF微量稀土元素分析方法及其在冀东司家营铁矿中的应用. 岩石学报, 28(11): 3670–3678. |
| [] | 李延河, 侯可军, 万德芳, 张增杰, 乐国良. 2010. 前寒武纪条带状硅铁建造的形成机制与地球早期的大气和海洋. 地质学报, 84(9): 1359–1373. |
| [] | 李延河, 侯可军, 万德芳, 张增杰. 2012. Algoma型和Superior型硅铁建造地球化学对比研究. 岩石学报, 28(11): 3513–3519. |
| [] | 李志红, 朱祥坤, 唐索寒. 2008. 鞍山-本溪地区条带状铁建造的铁同位素与稀土元素特征及其对成矿物质来源的指示. 岩石矿物学杂志, 27(4): 285–290. |
| [] | 李志红, 朱祥坤, 唐索寒. 2012. 鞍山-本溪地区条带状铁矿的成矿机理及地球早期的海洋环境--来自Fe同位素和元素地球化学的证据. 岩石学报, 28(11): 3545–3558. |
| [] | 刘富, 郭敬辉, 路孝平, 第五春荣. 2009. 华北克拉通2.5Ga地壳生长事件的Nd-Hf同位素证据:以怀安片麻岩地体为例. 科学通报, 54(17): 2517–2526. |
| [] | 刘利, 张连昌, 代堰锫, 王长乐, 李智泉. 2012. 内蒙古固阳绿岩带三合明BIF型铁矿的形成时代、地球化学特征及地质意义. 岩石学报, 28(11): 3623–3638. |
| [] | 沈保丰, 翟安民, 杨春亮, 等. 2005. 中国前寒武纪铁矿床时空分布和演化特征. 地质调查与研究, 28(4): 196–206. |
| [] | 沈保丰, 翟安民, 陈文明, 等. 2006. 中国前寒武纪成矿作用. 北京: 地质出版社: 1-362. |
| [] | 沈其韩. 1998.华北地台早前寒武纪条带状铁英岩地质特征和形成的地质背景.见:程裕淇主编.华北地台早前寒武纪地质研究论文集.北京:地质出版社, 1-30 |
| [] | 沈其韩, 耿元生, 宋彪, 万渝生. 2005. 华北和扬子陆块及秦岭-大别造山带地表和深部太古宙基底的新信息. 地质学报, 79(5): 616–627. |
| [] | 沈其韩, 宋会侠, 赵子然. 2009. 山东韩旺新太古代条带状铁矿的稀土和微量元素特征. 地球学报, 30(6): 693–699. |
| [] | 沈其韩, 宋会侠, 杨崇辉, 万渝生. 2011. 山西五台山和冀东迁安地区条带状铁矿的岩石化学特征及其地质意义. 岩石矿物学杂志, 30(2): 161–171. |
| [] | 孙会一, 董春艳, 颉颃强, 王伟, 马铭株, 刘敦一, NutmanA, 万渝生. 2010. 冀东青龙地区新太古代朱杖子群和单塔子群形成时代:锆石SHRIMP U-Pb定年. 地质论评, 56(6): 888–898. |
| [] | 万渝生, 宋彪, 杨淳, 伍家善. 2005. 辽宁抚顺-清原地区太古宙岩石SHRIMP锆石U-Pb年代学及其地质意义. 地质学报, 79(1): 78–87. |
| [] | 万渝生, 刘敦一, 王世炎, 赵逊, 董春艳, 周红英, 殷小艳, 杨长秀, 高林志. 2009. 登封地区早前寒武纪地壳演化-地球化学和锆石SHRIMP U-Pb年代学制约. 地质学报, 83(7): 982–999. |
| [] | 万渝生, 刘敦一, 王世进, 焦秀美, 王伟, 董春艳, 颉颃强, 马铭株. 2012. 华北克拉通鲁西地区早前寒武纪表壳岩系重新划分和BIF形成时代. 岩石学报, 28(11): 3457–3475. |
| [] | 王伟, 王世进, 刘敦一, 李培远, 董春艳, 颉颃强, 马铭株, 万渝生. 2010. 鲁西新太古代济宁群含铁岩系形成时代: SHRIMP U-Pb锆石定年. 岩石学报, 26(4): 1175–1181. |
| [] | 王跃, 朱祥坤. 2012. 铁同位素体系及其在矿床学中的应用. 岩石学报, 28(11): 3638–3654. |
| [] | 王长乐, 张连昌, 兰彩云, 代堰锫. 2012. 山西吕梁袁家村铁矿矿石地球化学特征及成因探讨. 矿床地质, 31(增刊): 129–130. |
| [] | 相鹏, 张连昌, 吴华英, 张晓静, 陈志广. 2012. 河北滦平周台子条带状铁矿地质特征、围岩时代及其地质意义. 岩石学报, 28(11): 3655–3669. |
| [] | 杨晓勇, 王波华, 杜贞保, 王启才, 王玉贤, 涂政标, 张文利, 孙卫东. 2012. 论华北克拉台南缘霍邱群变质作用、形成时代及霍邱BIF铁矿控矿机制. 岩石学报, 28(11): 3476–3496. |
| [] | 翟明国, 卞爱国. 2000. 华北克拉通新太古代末超大陆拼合及古元古代末-中元古代裂解. 中国科学(D辑)(增刊): 129–137. |
| [] | 翟明国, 彭澎. 2007. 华北克拉通古元古代构造事件. 岩石学报, 23(11): 2665–2682. |
| [] | 翟明国. 2010. 华北克拉通的形成演化与成矿作用. 矿床地质, 29(1): 24–36. |
| [] | 翟明国. 2012. 华北克拉通的形成以及早期板块构造. 地质学报, 86(9): 1335–1349. |
| [] | 赵国春. 2009. 华北克拉通基底主要构造单元变质作用演化及其若干问题讨论. 岩石学报, 25(8): 1772–1792. |
| [] | 赵振华. 2010. 条带状铁建造(BIF) 与地球大氧化事件. 地学前缘, 17(2): 1–12. |