青海省祁漫塔格-都兰铁铜多金属成矿带，位于柴达木盆地南缘。该带分布有一系列层控型大-中型铁矿床，如东段都兰地区的白石崖、海寺等铁矿，西段祁漫塔格地区的肯德可克、野马泉、尕林格等铁矿，中段格尔木地区的磁铁山、洪水河铁矿。有关这些铁矿床的成因认识有多种观点，如沉积-变质型、矽卡岩型、海底热水沉积型及火山热液型等(文雪峰等，2006；许长坤等，2012)。目前研究热点大多集中于东段和西段，而对于中段层控型铁矿的研究鲜有报道。洪水河铁矿是中段格尔木地区典型的铁矿床，前人对其地质特征(沈贵春等，2006)、矿床成因(申勇胜等，2009)及找矿远景(保守礼等，2010)进行了较全面的研究，积累了丰富的基础资料，但尚未开展系统的地球化学研究，本文在详细野外地质调查的基础上，分析了洪水河铁矿床的主、微量元素与稀土元素地球化学特征，探讨了成矿物质来源及成矿环境。

洪水河铁矿位于青海省都兰县，大地构造位置处于东昆仑早古生代—晚古生代—早中生代复合造山系之昆中花岗-变质杂岩带的中东段。受区域性隆起以及昆中断裂的影响，本区构造线呈北西-南东走向(图 1)。出露地层主要为古元古界金水口群和中元古界蓟县系狼牙山组以及新生界地层。含矿地层狼牙山组主要岩性为大理岩、结晶灰岩、含硅质条带结晶灰岩，云母石英千枚岩等，变质程度处在中级绿片岩相到低级角闪岩相区间。区内岩浆岩发育，从前加里东期至加里东期、海西期、印支-燕山期5个阶段均有活动，其中以印支-燕山期酸性岩类活动最为强烈。从该带地层、岩浆活动和构造演化来看，整个区域经历了前寒武纪古陆形成，加里东造山、晚海西-印支造山以及中新生代叠覆造山等4个主要构造演化阶段，复杂的演化过程为各类矿床形成提供了极为有利的条件。

图 1

图 1 洪水河铁矿床区域地质矿产简图(据许长坤等，2012) Fig. 1 Regional map of geology and mineral resources in the Hongshuihe area(after Xu Changkun et al.，2012)

洪水河铁矿呈北西西向展布，主要包括2个矿带，4个矿体。铁矿产于中元古蓟县系狼牙山组的一套浅变质的镁质碳酸盐岩、碳酸盐岩组合为主夹细碎屑岩的地层，矿体赋存于第四岩性段(Jxl^d2)灰绿色千枚岩中(图 2a)，矿体上盘为灰绿色钙质绿泥千枚岩，与下伏地层及上部沉积的铁矿层呈整合接触；下盘为灰黑色黑云母千枚岩，整合于铁矿层之上，与上覆岩层呈整合接触。

图 2

图 2 洪水河铁矿床地质简图(a)(据张芬英等，2009)及实测剖面图(b) Fig. 2 A sketch geological map(a)and a measured profile(b)of the Hongshuihe iron deposit(after Zhang Fenying et al.，2009) 1-第四系冲积、洪积；2-绢云母化碳质钙质千枚岩；3-硅化结晶灰岩；4-钙质绿泥石千枚岩；5-钙质碳质千枚岩；6-黑云母千枚岩与 钙质绿泥石千枚岩夹矿层；7-碳质千枚岩；8-结晶灰岩；9-黑云母千枚岩；10-闪长岩；11-断层及编号；12-铁矿体及编号

矿区出露地层主要为蓟县系狼牙山组(Jxl)和第四系洪积、冲积、风积堆积物。狼牙山组可识别出两个岩性段，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，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，宽2～3 m，产状稳定，延伸较长(图 2b)。

矿区紧邻昆中断裂带，受其影响，矿区内产生同区域一致的北西西-南东东向构造线。矿区为区域褶皱的一翼，主要表现为一单斜地层，构造总体走向近东西，倾向南南西，倾角40°～80°不等；断裂构造为近东西向北倾正断层，北东向正断层，北北东向走滑断层，其中以北东向断层对矿体破坏严重，使沿东西方向延伸的矿体直接断失。

矿区岩浆活动不强烈，仅见少量的小岩脉产出，且多沿层间断裂侵入，主要岩性为变质闪长玢岩、闪长岩，其次为角闪辉石岩、正长斑岩等。

洪水河铁矿床共圈出两个矿带，分别为FeI和FeⅡ(图 2a)。其中FeI为该矿床主矿带，从东至西分别划分为FeI-1、FeI-2、FeI-3矿体，矿体呈层状，似层状，透镜状沿东西向断续排列(图 2b)，矿体长一般200～400 m，最长者2350 m，厚度几厘米至几米(图 3a)，最厚10.45 m。矿体总体倾向南西210°，倾角36°～64°(青海省有色地质勘查局地质矿产勘查院，2007)。围岩蚀变主要为绿泥石化，其次为高岭土化、硅化、碳酸盐化等。

图 3

图 3 铁矿石野外和镜下特征 Fig. 3 Field and microscopic characteristics of iron ores in the Hongshuihe deposit (a)层状矿体；(b)条带状铁矿石；(c)磁铁矿连晶及粒状分布(反射光)； (d)石英具粒状变晶结构(左单偏光、右正交偏光)；Mt-磁铁矿；Qtz-石英；Bi-黑云母

矿石类型主要为块状石英磁铁矿矿石和条带状石英磁铁矿矿石(图 3b)。矿石中主要金属矿物为磁铁矿，其次为褐铁矿和赤铁矿等；脉石矿物以石英居多，其次是绿泥石、方解石，含微量的黑云母等。磁铁矿呈他形-半自形，粒径一般为0.1～2.0 mm，以针点状和粒状集合体(图 3c)镶嵌于重结晶石英颗粒间(图 3d)。

矿石的结构主要为他形-粒状结构、变斑晶结构，其次为包含结构、交代结构；矿石的构造主要为浸染状构造、微细条带构造、块状构造，其次为千枚状构造、脉状构造。

选择洪水河铁矿岩矿样品共计9件，分别为矿区块状磁铁矿矿石、条带状磁铁矿矿石及与矿体关系密切的千枚岩。矿石采自FeI矿带Fe I-3主矿体，千枚岩采自Fe I-3主矿体顶底板。根据野外产出特征和手标本观察结果，结合显微镜岩相学观察后，挑选出具有代表性的样品，在广州澳实矿物实验室完成主量、微量和稀土元素测试。

主量元素用Axios仪器利用熔片X射线荧光光谱法(XRF)分析，分析精度优于5%。采用Elan 9000型电感耦合等离子质谱仪(ICP-MS)测定微量和稀土元素，分析精度优于10%。

由洪水河铁矿典型磁铁矿矿石及赋矿围岩千枚岩主量元素分析数据(表 1)可见，磁铁矿矿石全铁(TFe₂O₃)含量变化范围为30.67％～64.10%，均值为47.73%；SiO₂为32.4％～59.4%，均值为44.03%；Al₂O₃为0.21％～2.03%，均值为0.99%；TiO₂为0.03％～0.12%，均值为0.08%。从 表 1还可以看出，矿石中随着TFe₂O₃含量降低，SiO₂含量逐渐升高，AlO、TiO₂含量也逐渐升高，其他主量元素含量变化规律则不明显，矿石中含量最高的TFe₂O₃、SiO₂，两者之和高达82.6％～98.3%。

表 1

表 1 洪水河铁矿岩、矿石主量元素含量 Table 1 Data of major elemente of rocks and ores in the Hongshuihe iron deposit (％) 样品号 样品名 SiO2 TiO2 Al2O3 TFe2O3 MgO CaO Na2O K2O MnO P2O5 LOI 总量 HSH-01 块状磁铁矿矿石 32.4 0.03 0.30 64.10 0.52 2.52 0.04 0.01 0.05 1.10 -0.82 100.35 HSH-36 块状磁铁矿矿石 36.9 0.06 0.21 61.39 0.25 0.56 0.01 0.02 0.03 0.06 -0.94 99.06 HSH-39 条带状磁铁矿石 38.7 0.05 0.26 53.11 1.26 3.44 0.04 0.12 0.07 0.06 2.48 100.05 HSH-34 条带状磁铁矿石 49.6 0.11 1.18 41.76 1.98 2.32 0.02 0.03 0.20 0.19 2.06 99.66 HSH-15 浸染状磁铁矿矿石 47.2 0.12 1.96 35.36 3.54 4.95 0.03 0.01 0.07 0.29 6.01 100.05 HSH-02 浸染状磁铁矿矿石 59.4 0.11 2.03 30.67 3.10 4.45 0.01 0.01 0.01 0.18 -0.55 99.39 HSH-17 绿泥石千枚岩 50.7 0.82 12.35 6.89 10.20 6.37 0.32 1.30 0.10 0.19 9.77 99.65 HSH-22 黑云母千枚岩 62.7 0.68 11.85 12.91 3.66 0.26 0.10 2.53 1.04 0.15 2.71 99.56 HSH-20 黑云母千枚岩 64.7 0.78 9.00 7.55 0.69 0.22 0.15 4.15 0.01 0.12 11.50 104.75

表 1 洪水河铁矿岩、矿石主量元素含量 Table 1 Data of major elemente of rocks and ores in the Hongshuihe iron deposit

洪水河铁矿9个不同类型铁矿石和围岩样品微量与稀土元素分析结果见 表 2。其中微量元素用原始地幔数据进行标准化，稀土元素经PAAS(Post Archean Australian Shale ; McLennan，1989)标准化。

表 2

表 2 洪水河铁矿床矿石微量元素含量表 Table 2 Data of trace elements of rocks and ores in the Hongshuihe iron deposit (×10-6) 样品号 HSH-01 HSH-36 HSH-39 HSH-34 HSH-15 HSH-02 HSH-17 HSH-22 HSH-20 样品名 块状 磁铁矿矿石 块状 磁铁矿矿石 条带状 磁铁矿石 条带状 磁铁矿石 浸染状 磁铁矿矿石 浸染状 磁铁矿矿石 绿泥石 千枚岩 黑云母 千枚岩 黑云母 千枚岩 Cr 20.00 30.00 20.00 40.00 20.00 40.00 700 60 60.00 Rb 1.60 1.50 7.70 1.90 1.50 2.10 33.9 62.8 106.00 Sr 74.90 19.30 57.10 24.20 78.30 11.70 154 22.4 24.70 Ba 47.70 3000.00 2120.00 140.00 43.80 21.30 3980 6080 5260.00 V 41.00 41.00 50.00 45.00 87.00 13.00 116 159 137.00 Nb 0.70 0.70 0.80 2.30 4.30 0.50 7.7 13.1 18.50 Ta 0.10 0.10 0.10 0.20 0.50 0.10 0.5 1.3 1.60 Zr 8.00 8.00 9.00 33.00 46.00 49.0 123 159 179.00 Hf 0.20 0.20 0.20 0.70 1.00 0.20 3.4 4.6 4.90 Ga 1.60 0.90 0.70 2.40 4.50 0.70 15.1 16.7 16.00 Th 0.37 0.66 0.56 1.64 1.31 0.95 6.42 12.55 12.05 U 0.09 0.06 0.08 0.16 0.63 0.08 1.43 1.15 3.80 La 7.20 6.60 6.50 11.70 4.70 5.10 26.3 33.1 17.80 Ce 14.80 14.10 13.70 25.00 9.20 10.20 48.9 73.1 27.70 Pr 1.80 1.69 1.65 2.98 1.09 1.13 5.61 7.47 2.37 Nd 8.80 8.00 7.70 13.30 4.60 5.70 23 30.5 8.20 Sm 2.11 1.66 1.77 3.05 1.16 1.26 4.45 6.69 2.17 Eu 0.55 0.33 0.40 0.55 0.22 0.23 1.02 1.02 0.34 Gd 2.91 1.81 2.02 2.92 1.00 1.04 3.64 6.43 2.97 Tb 0.47 0.30 0.33 0.45 0.16 0.17 0.51 0.96 0.68 Dy 3.41 2.07 2.48 2.82 1.12 1.37 3.03 6.01 4.99 Ho 0.77 0.48 0.48 0.57 0.24 0.33 0.52 1.17 1.03 Er 2.55 1.64 1.64 1.95 0.90 0.99 1.59 3.89 3.36 Tm 0.34 0.23 0.23 0.28 0.11 0.14 0.21 0.56 0.46 Yb 2.49 1.68 1.66 2.01 0.93 0.97 1.44 4.13 3.32 Lu 0.36 0.28 0.25 0.34 0.13 0.15 0.23 0.64 0.47 ΣREE 48.56 40.87 40.81 67.92 25.56 28.78 120.45 175.67 75.86 (Pr/Yb)PAAS 0.23 0.32 0.32 0.47 0.37 0.37 1.24 0.58 0.23 (Sm/Yb)PAAS 0.43 0.50 0.54 0.77 0.63 0.66 1.57 0.82 0.33 La/La* 2.04 1.69 1.60 1.34 1.24 2.80 1.25 1.17 1.45 Ce/Ce* 0.95 0.97 0.96 0.98 0.94 0.98 0.93 1.07 0.95 Pr/Pr* 0.92 0.93 0.94 0.96 0.98 0.86 0.98 0.93 0.91 Eu/Eu* 1.12 0.93 1.05 0.91 0.98 0.95 1.25 0.78 0.57 Y/Y* 1.28 1.10 0.95 0.94 1.05 0.95 0.92 0.98 1.06 Y/Ho 33.90 28.54 27.08 26.14 28.33 30.77 27.88 27.95 29.32 注：La/La*=LaPAAS/(3PrPAAS-2NdPAAS)，Ce/Ce*=2CePAAS/(LaPAAS+PrPAAS)，Pr/Pr*=2PrPAAS/(CePAAS+NdPAAS)，Eu/Eu*=EuPAAS/(0.67SmPAAS+0.33TbPAAS)，Y/Y*=2YPAAS/(DyPAAS+HoPAAS)，Bau and Dulski，1996。

表 2 洪水河铁矿床矿石微量元素含量表 Table 2 Data of trace elements of rocks and ores in the Hongshuihe iron deposit

洪水河铁矿矿石中绝大部分微量元素的平均含量均较高(表 2，图 5a)。其中，Rb含量的变化范围为1.5×10^-6～7.7×10^-6，均值为2.7×10^-6；Zr含量的变化范围为4.0×10^-6～49.0×10^-6，均值为25.5×10^-6；Nb含量的变化范围为0.5×10^-6～4.5×10^-6，均值为2.20×10^-6。

矿石和围岩原始地幔标准化后的微量元素配分曲线见 图 4。从 表 2和图 4a可以看出矿石微量元素特征和分布型式差异较大，反映出其微量元素来源较复杂。总体上具有Ba、La、P正异常，K、Nb、Ta、Sr、Zr、Hf、Ti呈负异常，而Ba元素含量变化较大，Sr、Ti等元素含量较低。

图 4

图 4 洪水河铁矿岩、矿石微量元素配分曲线 Fig. 4 Trace element spider diagrams for the rocks and ores in the Hongshuihe deposit (a)铁矿石，(b)千枚岩

由 表 2可知，铁矿石的稀土元素总量较高( REE=25.56×10^-6～67.92×10^-6，均值为 42.08×10^-6)；稀土元素的配分图解(图 5a)显示：轻稀土相对亏损，重稀土相对富集(Pr/Yb=0.23～0.47)；无明显的Eu异常和轻微Y正异常(Eu / Eu^*=0.91～1.12，Y /Y*=0.94～1.28)，中等Y/Ho值(Y/Ho=26.14～33.90)。围岩的稀土元素总量更高( REE=75.86×10^-6～175.67×10^-6，平均值为123.99×10^-6)，呈弱Eu负异常(Eu/Eu^*=0.57～1.25)、Y轻微负异常(Y / Y*=0.92～1.06)和相对较低Y/Ho值(Y/Ho=27.88～29.32)。

图 5

图 5 洪水河铁矿岩、矿石稀土元素PAAS标准化分布型式 Fig. 5 PAAS-normalized REE distribution patterns of rocks and ores in the Hongshuihe deposit

铁矿石中铁和硅的来源长期存在争议，多数学者认为来自洋底玄武岩和科马提岩的热液淋滤作用，且与海水发生一定程度的混合而成(Bau，1993; Kato et al.，1998)，少数学者认为来自于陆壳岩石的风化(Kholodov and Butuzova，2001)，还有学者认为铁和硅来源不同，铁来自深部热液，硅来自陆壳岩石的风化(Hamade et al.，2003)。

许长坤等(2012)在系统总结东昆仑成矿带铁矿成矿规律的基础上，认为洪水河铁矿与北祁连镜铁山式铁矿在成矿时代，赋矿围岩等方面均具有类比性，镜铁山式铁矿作为中国典型铁矿类型之一，积累了丰富的研究资料(郭少丰等，2013，2014)，赵东宏等(2001)通过系统研究该铁矿地球化学以及硫、铅同位素特征认为镜铁山矿质来源于为幔源岩浆活动。在讨论成矿物质来源时首先要考虑是否受到陆源物质的混染，洪水河铁矿石具较高的Al₂O₃(最高2.03%)和TiO₂的含量(最高0.12%)，且SiO₂和Al₂O₃之间(R=0.89)，Al₂O₃和TiO₂之间(R=0.91)(图 7)均有较好的相关性，说明洪水河铁矿遭受到陆源物质的混染，但在Al₂O₃-SiO₂判别图解(图 6a)中可见，即使遭受陆源物质的混染，铁矿石样品仍落在热液区，千枚岩则落在了水成区，说明矿质可能来源于热液，而围岩则来源于沉积作用。在HREE-LREE相关图解上(图 6b)，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，铁矿石则集中分布于下地壳区，结合镜铁山铁矿石数据及认识认为洪水河铁矿矿质仍来源于地幔源区，只是在形成过程中受到较多陆源物质的加入。此外，化学沉积物中较高的CaO/(CaO+MgO)值(≈0.8)可能说明了其遭受到来自于扩张洋中脊和活动喷口附近海水和玄武岩相互反应形成的热液流体的叠加(Dasgupta et al.，1999)，洪水河矿石样品中CaO/(CaO+MgO)值为0.53～0.82，均值0.66，小于0.8，暗示铁矿可能形成于远离扩张中脊或者热液喷口的位置。

图 6

图 6 洪水河主量、稀土元素判别图 Fig. 6 Discriminative diagrams for major and rare earth elements of rocks and ores of the Hongshuihe and Jingtieshan deposits (a)Al2O3-SiO2判别图(底图据Wonder et al.，1988)；(b)LREE-HREE判别图(镜铁山数据据赵东宏等，2001)

微量元素对于陆源碎屑具有较好的指示作用(沈其韩等，2009)。从 表 2可见洪水河铁矿Ba含量(21.3×10^-6～3000×10^-6)，变化较大，暗示其物质来源可能是不均匀的。Ewers和Morris(1981)研究表明，Zr(Nb)与Al₂O₃(TiO₂)间的相关性是受陆源碎屑物质的影响，洪水河铁矿主、微量散点图(图 7c～7f)显示，Zr与Al₂O₃(R=0.96)和TiO₂(R=0.99)呈正相关(图 7c，7d)，Nb与Al₂O₃(R=0.96)和TiO₂(R=0.99)也呈正相关(图 9e，9f)，表明洪水河铁建造形成过程中有较多陆源碎屑加入。

图 7

图 7 洪水河铁矿主、微量元素散点图 Fig. 7 Binary covariance diagrams of major and trace elements of rocks and ores in the Hongshuihe deposit

已有研究表明，现代海水稀土元素具有La和Y正异常，Ce负异常，LREE、MREE相对于HREE亏损的特征，而海底高温热液(>250℃)相对于低温热液(<250℃)表现明显的Eu正异常(Eu/Eu^*_PAAS>1)，低温热液没有Eu异常或具有不明显Eu正异常以及较大的(Sm/Yb)_PAAS值的特征(图 8)。洪水河铁矿稀土元素特征显示轻稀土相对亏损，重稀土相对富集，La/La^*具正异常，La/La*=1.24～2.80；显示轻微Y正异常，Y / Y*=0.95～1.28；Ce显示微弱负异常，Ce/Ce^*=0.94～0.98，这些特征均表明洪水河铁矿属前寒武纪海洋化学沉积产物。但洪水河铁矿无明显的Eu异常，Eu /Eu^*=0.95～1.12，由于Eu的正异常为高温热液的特征，Eu异常的大小可以代表混合溶液中高温热液的相对贡献量(Danielson et al.，1992)，Dymek和Klein(1988)做了高温海底热液和海水混合(1 ︰ 100)的实验，结果表明，按此比例混合时，REE配分曲线仍显示Eu正异常，而低温热液与高温热液唯一差别则是Eu异常不明显，洪水河铁矿的REE配分曲线与高温海底热液和海水混合曲线特征除Eu异常外基本一致，Eu异常不明显表明本区铁矿石更倾向来源于低温热液和海水的混合环境。此外，低温热液具有较大的(Sm/Yb)_PAAS值为1.28(Bolhar et al.，2004)，洪水河铁矿(Sm/Yb)_PAAS值为0.43～0.77，均值为0.59，高于典型高温热液与海水作用铁矿的(Sm/Yb)_PAAS值0.41，且(Sm/Yb)_PAAS值与Eu的异常值具有较好的相关性(R=-0.74)，也验证了低温热液的参与。综上可知，洪水河铁矿形成于低温热液和海水混合的环境。

图 8

图 8 热液和海水的REE配分图解(据Frei and Polat，2007) Fig. 8 PAAS-normalized REE patterns of modern hydrothermal fluids and seawater(after Frei and Polat，2007)

Y/Ho值同样是区别海水和非海水沉积重要指标。Y和Ho因具有相近的离子半径而有相似的地球化学行为，因而在普通的火成岩及外生碎屑中具有与球粒陨石相似的Y/Ho值，但由于与无机或有机配位体的络合能力不同，使得Ho从海水中沉淀的速率比Y约高2倍(Nozaki et al.，1997)，从而导致海水具有很高的Y/Ho值。研究表明，现代海水的Y/Ho值为44～74，球粒陨石的Y/Ho值为约为26，上地壳岩石和碎屑沉积物的Y/Ho 值与球粒陨石相似(Bau and Dulski，1996)。洪水河铁矿的Y/Ho值为26.14～33.90(均值为29.13)，高于球粒陨石，由于热液的稀土总量远大于海水，海水中仅需少量热液混合便可得到这种特征，由此可知铁矿形成中有海水的参与。Ce异常通常被用来判断海水的氧化还原环境(Nozaki et al.，1999)。在氧化条件下，Ce³⁺被氧化为溶解度低的Ce⁴⁺，并被溶液中的悬浮物所吸附(Sholkovitz et al.，1994)，从而导致Ce的负异常，洪水河铁矿石出现弱的Ce负异常(Ce/Ce^*=0.94～0.98)，由于海水中La的正异常的干扰，使得Ce异常变得较为复杂，此时的 Ce 负异常并非意味着真正的Ce负异常。为了更好地解释海水的氧化还原环境，Bau和Dulski(1996)建立了用Ce/Ce^*和Pr/Pr^*来判别真正Ce负异常图解。从 图 9可以看出，洪水河铁矿石样品投点大部分落在无异常区域，并未落于Ce负异常区，未显示 Ce 的负异常说明当时的海水是一个较为缺氧的环境。据贾启元等(未刊数据)研究位于矿体上盘的硅质岩认为硅质岩形成时所处环境为氧化-缺氧分界处，铁矿产于硅质岩下部，进而反映洪水河铁建造沉积时海水处于缺氧环境，而缺氧环境正是沉积变质型铁矿形成的必要条件(Bekker et al.，2010)。

图 9

图 9 Ce 异常判别图解(据Bau and Dulski，1996) Fig. 9 Ce/ Ce* versus Pr / Pr*discrimination diagram for Ce anomaly(after Bau and Dulski，1996)

洪水河含矿地层为蓟县系狼牙山组，是一套滨浅海相沉积物，变质程度处在中级绿片岩相到低级角闪岩相区间，原岩恢复显示千枚岩原岩以砂质岩和粉砂岩为主(图 10a)。狼牙山组原岩主要为杂砂岩，Bhatia(1985)研究认为，常量元素中Fe₂O₃+Al₂O₃、TiO₂含量是判别构造环境有效的参数，Fe₂O₃+Al₂O₃对TiO₂图解显示狼牙山组形成于大陆边缘环境(图 10b)，结合前人研究认为其形成于被动大陆边缘环境(范丽琨等，2009；王金礼等，2015)。

图 10

图 10 千枚岩原岩恢复(a)以及构造判别图解(b)(底图据Murray，1994) Fig. 10 Protolith restoration(a)and tectonic discrimination(b)diagrams for phyllite(after Murray，1994)

上述研究表明，洪水河铁矿成矿背景为古元古代末期古昆仑洋向北俯冲结束，导致东昆仑地区结晶基底由挤压变成拉张环境，此后结晶基底裂解形成裂谷，海水侵入，于裂陷槽内沉积形成古元古界金水口岩群上段并在裂陷槽边缘形成蓟县系狼牙山组。由于不断拉张减薄，在拉张减薄程度最大的区域会有中基性岩浆上涌，据1 ︰ 20万诺木洪幅区域地质调查报告显示，矿区北部5 km存在近东西向展布的中元古代闪长岩侵入于狼牙山组和金水口群中，陈有炘(2012)对金水口群上段的小庙岩组研究认为，小庙岩组的原岩建造以陆源碎屑沉积为主夹基性火山岩，基性火山岩原岩为大陆玄武岩，大陆玄武岩的存在则指示于裂陷槽内的确存在深部火山活动。此时在浅海不断接受陆源沉积的狼牙山组由于受到海底低温热液与海水的作用，并在灰绿色千枚岩(Jxl^d2)形成时达到最大，使得狼牙山组在特定的时间段内Fe和Si富集形成了单层铁矿体，此后，热水活动减弱，热水成分中Fe质迅速减少而SiO₂大量富集并逐渐沉淀形成硅质岩，这就是洪水河铁矿体与上下盘界线清晰的原因，而与洪水河铁矿相邻的三通沟、清水河铁矿虽然赋矿岩性略有差别，但均赋存于狼牙山组同一层位中(保守礼等，2010)，说明它们均形成于同一环境中，而这相同的环境则为上涌的中基性岩浆为成矿提供了热液。

(1)洪水河铁矿矿体赋存于蓟县系狼牙山组含铁岩系中，赋矿层位具有专属性，矿体层理清晰；镜下磁铁矿为定向连晶集合体，石英具明显重结晶结构，赋矿围岩千枚岩原岩以泥质、粉砂质为主，为绿片岩相-低角闪岩相变质，据此，洪水河铁矿属沉积变质型铁矿床。

(2)洪水河铁矿矿石主量元素为TFe₂O₃和SiO₂，具有相对较高的Al₂O₃和TiO₂含量；稀土元素配分模式为轻稀土亏损、重稀土富集，无明显Eu异常，无Ce异常。成矿物质来源于地幔源区的热液，而最终形成于远离火山口由海底低温热液与海水混合的还原环境，且形成过程中有较多陆源碎屑物质的混染。

(3)洪水河铁矿主要形成于被动大陆边缘海水比较动荡的半深海-浅海环境，且与北祁连洋的张裂及陆内中基性岩浆上涌提供热液有关。

致谢： 青海勤功卓越资源勘查有限公司覃功平工程师在野外工作和资料收集提供帮助，中国地质大学(武汉)王祥东博士写作过程给予帮助，在此一并致谢。