青海东昆仑造山带北带分布有一系列层控大-中型铁矿床，如都兰地区的清水河铁矿、白石崖铁矿、洪水河铁矿，格尔木地区的肯德可克、五一河、野马泉、尕林格等铁矿。有关这些矿床的成因，前人研究认识有多种观点，如沉积-变质型、矽卡岩型、海底热水沉积型、火山-热液型及多类型叠加成因等(申勇胜等，2009；卫岗，2012；于淼等，2013；刘建楠等，2013)。本文所研究的洪水河铁矿床是此类铁矿的代表性矿床，其矿层中发育有层状硅质岩，有关层状硅质岩则鲜有研究，其地质特征及成因均不明。研究发现，硅质岩结构致密、抗风化能力强，能够较好的保存地史时期的各种信息。且硅质岩常形成于陆架、岛弧、洋盆及洋中脊等一系列特殊沉积相带(姚旭等，2013)，对沉积环境、成因、物源、重要的构造、地层沉积相和成岩成矿具有重要的成因意义，同时也是多种矿床的赋矿层位、矿源层和含矿岩系(冯彩霞和刘家军，2001)。一般认为，与陆源沉积作用有关的铁矿床中不存在硅质岩，如中国的宁乡式铁矿床(王小红等，2012)。因而，硅质岩对确定铁矿床成因有重要的指示意义。本文通过实测剖面等野外调查，查明硅质岩与矿体之间关系，借助岩石学和地球化学手段来讨论硅质岩的成因和沉积环境，以期从硅质岩的研究来限制铁矿床的成矿作用和成因类型。

1 地质背景

洪水河铁矿位于东昆仑造山带北带，跨柴达木南缘和东昆仑南坡2个地层小区。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(申勇胜等，2009)。矿区内出露地层主要为蓟县纪狼牙山组(Jxl)，为一套以浅变质的镁质碳酸岩组合为主夹碎屑层的地层组合(图 1)。矿体呈层状、似层状位于灰绿色千枚岩(Jxl^d2)之中，矿体下部为黑云母千枚岩、上部为硅质岩和钙质绿泥石千枚岩(图 2)。区内断裂构造发育，按性质可以分为3组：近东西向北倾正断层、北东向正断层和北北东向走滑断层。其中，以北东向断层对矿体破坏严重，使沿东西方向的延伸矿体直接断失。岩浆活动不强烈，仅见少量的小岩脉产出且多沿层间断裂贯入。

矿床共圈出FeI和FeⅡ 2个矿带，矿体呈层状、似层状、透镜状沿东西向断续排列。矿体长一般200~400 m，最长者2350 m，厚度几厘米到几米，最厚可达10.45 m。矿体总体倾向南西210°，倾角60°~70°。矿石矿物主要为磁铁矿，其次为赤铁矿和褐铁矿等；脉石矿物以石英居多，其次是绿泥石、方解石和磷灰石等。矿石结构主要为他形粒状结构、变斑晶结构、包含结构、交代结构等；矿石构造主要为浸染状构造、微细条带构造、块状构造、千枚状构造等。

2 岩石学特征

本次研究对象为矿体上盘的硅质岩，它呈层状分布，宽2~3 m，与地层产状一致，延伸较远(图 2a)。硅质岩为深灰色，微晶结构，块状构造，致密坚硬，节理发育，整体较为破碎(图 2b)。主要成分为石英微晶，呈他形-半自形粒状结构，粒径小于0.02 mm，含量约为90%。石英微晶呈不规则粒状大小混杂，呈镶嵌状及结晶粒状结构区分于碎屑石英(图 2c)。次要成分为黏土矿物和有机质等。黏土矿物为隐晶质或显微鳞片状集合体，散乱分布于硅质岩中；有机质呈尖点状或与黏土矿物结合在一起。

在硅质岩中发育多条石英细脉和碳酸盐脉，石英细脉相互穿插，脉宽为0.05~1.5 mm不等，石英粒度较大，粒径约为0.05 mm，波状消光。碳酸盐脉0.05~0.1 mm，可见2组菱形解理。在硅质岩中可见少量呈星点状或星散状分布的黄铁矿和磁铁矿，黄铁矿呈半自形-自行粒状结构，粒径小于0.02 mm；磁铁矿呈半自形粒状结构，粒径约为0.01 mm。

3 样品及测试

硅质岩样品采集于FeⅠ-3矿体上盘(图 2a)，野外采集蚀变程度最弱的新鲜样品，在磨制好0.3 mm厚的薄片后，结合硅质岩镜下特征选取最具代表性的样品，对样品进行了相关的分析测试。首先将待测样品在65℃左右低温干燥24 h，之后破碎，经多次手工缩分出300 g均匀样品，用无污染钵振动研磨至约200目以备分析测试。主量、微量和稀土元素的测试由广州澳实矿物实验室完成。主量元素用X荧光光谱仪(XRF)测定，分析过程为：在样品中加入Li₂O₄O₇-LiBO₂助熔物，充分混合后放置在自动熔炼仪中，1050~1100℃熔融，将熔融物倒出后制成扁平玻璃片，再用X荧光光谱仪分析主量元素，分析精度优于5%。微量元素和稀土元素用等离子质谱仪(ICP-MS)测定，分析过程为：在样品中加入LiBO₂熔剂，混合均匀，在1000℃以上的熔炉中熔化，熔液冷却后，用硝酸定容，再用等离子体质谱仪分析微量和稀土元素，分析精度优于10%。

4 分析结果

硅质岩主量、微量及稀土元素分析结果分别列于表 1、表 2和表 3。

由表 1可知，硅质岩的SiO₂含量(93.6%~97.2%，均值为95.73%)，相对较高，在纯硅质岩SiO₂含量(91%~99.8%)(Murray et al., 1992)范围内；Al₂O₃含量相对较低(0.36%~0.48%，均值为0.43%)，Fe₂O₃含量相对较低(0.23%~0.34%，均值为0.28%)；其他组分如K₂O、Na₂O和MnO等含量均很低。

由表 2可知，硅质岩Ba的含量(1650×10^-6~2380×10^-6)明显高于平大陆地壳的平均值；W、Sn和Ta的含量与平均大陆地壳值接近；Cr和Zr含量较低且没有相关性；其他元素如Rb和Sr等含量明显低于平均大陆地壳值。

由表 3可知，硅质岩的稀土元素总量较低(3.19×10^-6~4.95×10^-6)，经北美页岩标准化后硅质岩的稀土元素配分曲线比较平缓，重稀土略微富集，具有较弱的Ce负异常和Eu负异常(图 3)。硅质岩Ce/Ce^*值为0.92~0.97，均值为0.92；Eu/Eu^*值为0.21~0.62，均值为0.41；La_N/Ce_N值为1.14~1.17，均值为1.15；(La/Yb)_N值为0.63~1.18，均值为0.86；La_N/Lu_N值为0.42~0.84，均值为0.61。

5 讨论 5.1 硅质岩成因

研究区硅质岩呈层状分布，具有沉积特征。岩性与上下盘千枚岩相差甚远，可能是物源不同引起的。形成硅质岩需要大量的SiO₂溶液，常温下海水中的Si含量极低( < 10×10^-6)(Calvert，1983)，达不到饱和而直接沉淀形成硅质岩，单纯的陆源物质也不可能提供大量的SiO₂。因此，硅质岩最可能是深部富含SiO₂的热水在海底喷溢沉积形成。

研究发现，SiO₂在火山活动的高温热水中的溶解度很大，低含量的TiO₂、Al₂O₃是热水成因硅质岩的重要指标(Sugisaki，1984)；MnO、Fe₂O₃在深海与洋中脊附近沉积物中相对富集，其含量特征可以指示洋中脊热水物质加入的多少(Yamamoto，1987)；MgO在现代大洋中脊热水体系中严重亏损，在东太平洋中脊350℃热水中含量为零，热水中MgO含量的增加是热水和海水混合作用的结果(Rona，1978)。研究区硅质岩富集SiO₂(95.73%)而贫Fe₂O₃(0.28%)、Al₂O₃(0.43%)、TiO₂(0.01%)和MnO(0.02%)等，表明硅质岩具有热水成因特征，富集的SiO₂可能来自海底火山热液，而MgO含量偏高是海水加入引起的。在SiO₂-Al₂O₃图解(图 4)中，硅质岩样品全部落入热水沉积物区，与美国Franciscan台地和广西丹池、甘肃北山红山铁矿床和安徽宁芜北部地区龙旗山等铁矿床发育的典型热水沉积硅质岩特征相近，指示为热水沉积成因。

此外，Al/(Al+Fe+Mn)、Fe/Ti、(Fe+Mn)/Ti值也是判断硅质岩成因的重要参数。海相沉积的硅质岩其Al/(Al+Fe+Mn)值以0.4为界，小于0.4为热液成因，大于0.4为碎屑来源(Yamamoto，1987)。当硅质岩Fe/Ti＞20、(Fe+Mn)/Ti＜25(±5)时为典型热水沉积成因(Boström and Peterson, 1969)。研究区硅质岩Al/(Al+Fe+Mn)值为0.47~0.59，均值为0.52，较典型热水成因硅质岩偏高，暗示有少量陆源物质加入；Fe/Ti值为26.83~39.67，(Fe+Mn)/Ti值为29.4~41.0，也指示为热水沉积成因。

微量元素特征对硅质岩的成因也有一定的指示意义。研究表明，Ba的显著富集是现代洋底热液沉积物的重要特征之一。正常深海沉积物中Th含量往往比U高，热水沉积物却因沉淀堆积过快而富U而贫Th(Girty et al., 1996)；且U/Th值能够反应沉积物或沉积岩中热水物质和陆缘水成物质相对贡献的大小(吕志成等，2004)。在正常深海、成岩含金属沉积物中Zr的含量通常高于100×10^-6，在热水沉积物中一般低于50×10^-6，且不会随Cr含量的升高而升高(Marchig et al., 1982)。研究区硅质岩明显富集Ba(均值1995×10^-6)，U/Th值为0.67~1.21(均值为0.91)，符合热水沉积成因硅质岩特征，U/Th值略低于1可能是由于陆源物质的影响所致。研究区硅质岩Cr含量为10×10^-6~20×10^-6，Zr含量为9×10^-6~11×10^-6，Zr与Cr无相关性。在Zr-Cr图解上，硅质岩投点落在现代热水沉积物的趋势线附近(图 5)，与甘肃红山铁矿床与安徽宁芜北部龙旗山等铁矿床热水沉积成因硅质岩特征相近，指示研究区硅质岩为热水沉积成因。

由于稀土元素很少或几乎不受后期成岩作用的影响，在硅质岩成岩过程中保持稳定，因此可以用稀土元素特征来示踪硅质岩中硅的来源及成因(Murray，1994)。经北美页岩标准化后，硅质岩的稀土元素配分曲线比较平缓，在海水与热液范围内(图 4)，除Eu为负异常外，稀土元素配分曲线与热液和海水1 : 100混合后曲线特征相似，具有较弱的Ce负异常，表现出热水沉积物的稀土配分模式(刘家军和郑明华，1993)。研究表明，海相热水成因硅质岩的REE往往偏低，其∑REE＜200×10^-6(Murray et al., 1991)。这是由于有热水源混入并向下渗透加热而后上升为海水，在热水沉积中能够保留海水固有的REE总量低的特征(Fleet，1983)，但陆源物质的介入会使稀土总量明显增高(李红中等，2009)。另外，典型热水成因硅质岩的La_N/Yb_N＜1、重稀土明显富集(Murray et al., 1991)。研究区硅质岩∑REE为3.19×10^-6~4.95×10^-6，显著偏低；La_N/Yb_N值0.63~1.18，均值为0.86，重稀土富集，这些特征均指示硅质岩为热水沉积成因。

研究表明，Eu/Eu^**是指示热水沉积的重要指标，可以衡量热水作用和正常海水作用所占的比重。Eu正异常的减小是热水作用减弱而海水作用增强的结果(German et al., 1990)。此外，Eu异常主要取决于流体的温度(Bau，1991)，Eu正异常仅出现在温度200℃以上的热液流体中(丁振举等，2000)。热液流体在向远处扩散过程中，伴随海水(尤其氧化的海水)的混合，其还原性与温度都会大幅度降低(邱振等，2011)。因此，热液流体形成的Eu正异常多为热液喷口附近(Murray et al., 1991)。研究区硅质的Eu/Eu^**值0.21~0.62，均值为0.41，表现为负异常，表明硅质岩形成于远离热液喷口，形成过程中有海水加入。

上述硅质岩的主量、微量和稀土元素特征表明，研究区硅质岩是以海相热水沉积为主，热水和海水共同作用形成的，形成过程中有少量陆源物质的加入。

5.2 沉积环境

硅质岩的Al/(Al+Fe)值和Al₂O₃/(Al₂O₃+Fe₂O₃+MnO)值可以反映其沉积构造环境。洋中脊附近硅质岩的Al/(Al+Fe)值为0.05~0.4，深海盆地为0.4~0.7，大陆边缘为0.55~0.9(Murray，1994)。硅质岩Al₂O₃/(Al₂O₃+Fe₂O₃+MnO)值从大陆边缘(0.619)→大洋盆地及洋岛(0.319)→大洋中脊(0.00819)逐渐减小(Baltuck，1982)。研究区硅质岩的Al/(Al+Fe)值为0.48~0.61(均值为0.53)，Al₂O₃/(Al₂O₃+Fe₂O₃+MnO)值为0.54~0.66(均值为0.59)，与大陆边缘硅质岩特征相近。在100×Fe₂O₃/SiO₂-100×Al₂O₃/SiO₂(图 6a)和Fe₂O₃/TiO₂-Al₂O₃/(Al₂O₃+Fe₂O₃)图解中(图 6b)，硅质岩样品均落入大陆边缘区域。

前人研究认为，Th/U值可以判识沉积岩的形成环境。形成于湖泊、河流环境的Th/U值大于7，而海洋环境Th/U值小于2。在海相环境中，仅深海与滞流浅海相环境硅质岩的Sr/Ba值小于1，且深海相的单个元素Sr、Ba的含量相对滞流浅海富集。研究区硅质岩Th/U值为0.83~1.5，Sr/Ba值0.005~0.012，表明硅质岩形成于海洋环境。

硅质岩的Ce异常受介质性质、陆源供给、沉积速率影响，不同沉积环境下的Ce/Ce^*值不同，可作为其沉积构造环境的判别标准。大陆边缘水体中Ce异常亏损不明显(杜远生等，2007)；受陆源物质影响，局限海盆或洋盆也没有明显的Ce负异常；深海沉积物表面有明显的Ce异常亏损，Ce/Ce^*值约为0.25。从洋中脊、大洋盆地到大陆边缘硅质岩的Ce/Ce^*值(经北美页岩标准化)分别为0.30±0.12、0.55±0.04、1.08±0.25(Murray，1994)。研究区硅质岩Ce/Ce^*值0.87~0.97，均值为0.92，指示其形成于大陆边缘环境。一般认为，Eu的正异常是海底热液沉积物的典型特征，而研究区硅质岩Eu/Eu^**值为0.21~0.62，均值为0.41，呈负异常。研究认为，硅质岩中可以出现2种Eu异常：洋脊盆地发育的硅质岩通常形成Eu的正异常，与海底热液活动有关；而大陆边缘相硅质岩受陆源物质控制而形成Eu的负异常或正异常。当受到来自分异较为成熟的古老地壳的陆源物质影响时就会形成Eu的负异常(李红中等，2009)，可见研究区硅质岩形成于大陆边缘环境，但受到古老地壳陆源物质的影响。

硅质岩的La_N/Ce_N值、La_N/Lu_N值和La_N/Yb_N值也可以反映其沉积环境。大陆边缘La_N/Ce_N值为0.5~1.5，≈1，大洋盆地为2~3，洋中脊为3.5(Murray et al., 1991)；La_N/Lu_N值从扩张洋中脊附近的0.65增加到离洋中脊85 km处的1.15，到大洋盆地达最高值2.70，大陆边缘逐渐降低至0.79(Murray et al., 1992)；大陆边缘La_N/Yb_N值为1.1~1.4；大洋盆地La_N/Yb_N约为0.70；洋中脊La_N/Yb_N值均值均为0.3(杜远生等，2007)。研究区硅质岩La_N/Ce_N值1.14~1.17，均值为1.15；La_N/Lu_N值为0.42~0.84，均值为0.61；La_N/Yb_N值为0.63~1.18，均值为0.86。在La_N/Ce_N-Al₂O₃/(Al₂O₃+Fe₂O₃)图中(图 7)，投点落入大陆边缘环境，进一步证明研究区硅质岩形成于大陆边缘环境。

此外，洪水河铁矿主要赋存于灰绿色千枚岩之中，而千枚岩的成岩物质以陆源碎屑为主，主要形成于风化作用。因此，铁矿层上下盘的厚层千枚岩表明铁矿的形成环境应为大陆边缘，否则不能带入大量的陆源碎屑(杨建民等，1999)。以上硅质岩的主量、微量和稀土元素地球化学特征以及矿床地质特征均表明，研究区硅质岩形成于大陆边缘海深海环境，有少量古老地壳的陆源物质加入。

5.3 古氧化还原条件判别

U/Th值是判断沉积环境氧化还原条件的常见参数。U在还原条件下以不溶的U⁴⁺形式存在，导致沉积物中U的富集；在氧化条件下U以可溶的U⁶⁺存在导致沉积物中U亏损(田云涛等，2007)。U/Th低于0.75时反映氧化水体环境，在0.75~1.25时反映贫氧水体环境，U/Th值大于1.25时反映缺氧的水体环境(Jones and Manning, 1994)。研究区硅质岩U/Th值0.67~1.21，均值为0.91，说明沉积环境是一个贫氧环境。研究表明，Ce_anom值可用作判识古缺氧环境的标志。Ce_anom值为-0.1时代表氧化还原的界线，小于为还原环境，大于则为氧化环境(Wright et al., 1987)。研究区硅质岩的Ce_anom值为-0.06~-0.08，均值为-0.07，指示硅质岩形成于弱氧化环境之中。据研究，根据C_Ce(测定的Ce含量)和a(CePO₄)(CePO₄的活度)与海水中pO₂、pH和p_CO2的关系可以解释古海洋某些物理化学条件，这一关系是：lgC_Ce≈lg(CePO₄)=-1.95-0.25lgpO₂+1.5lg(Ca²⁺)(盛吉虎和陈中新，1998)。由此，利用研究区硅质岩的Ce的浓度值和Ca²⁺(由CaO百分含量换算得出)的含量，得出pO₂值为0.00%~0.15%，均值为0.05%，可见硅质岩形成环境的氧逸度较低。以上分析表明，研究区硅质岩形成时的环境为一个相对贫氧的弱氧化环境，这也与硅质岩形成于深海环境相呼应。

5.4 地质意义 5.4.1 成因指示

洪水河铁矿体呈层状、似层状、透镜状顺层产出，含矿层位稳定受地层控制明显(图 1)，矿体与含矿岩系同步褶皱变形延伸。硅质岩赋存于含矿岩系的顶部，位于矿体的正上方且离矿体很近(图 2)。因此，硅质岩与矿床的是同沉积期产物，形成于相同的环境之中。

据内部研究成果，洪水河铁矿床成矿物质来源于地幔源区，在形成过程中有较多陆源物质加入。矿床是以低温热液为主导，海水混合作用形成的(廖鹏程等，2016)。由硅质岩研究可知，研究区沉积事件是热水作用形成的，热水为形成矿床的核心介质。现代海底热水地球化学调查表明，无论是从“白烟囱”还是“黑烟囱”喷溢出的热水流体，都有异常高的SiO₂含量，通常是海水的58~137倍(VonDamm et al., 1985)。Si的溶解度随着水温的增高而迅速增加，富硅的热水遇到冷海水后可迅速达到过饱和状态而发生沉淀(冯彩霞等，2001)。成矿实验证明，热水流体中的SiO₂能增强溶解金属的能力，金属元素的存在也能够增强SiO₂在热水流体中的溶解(涂光炽，1988)。同时，热水流体中的SiO₂溶胶对金属元素的络合物亦有保护作用，富含SiO₂溶胶的热水流体可携带金属元素络合物进行长距离的迁移(孙省利等，2000)。研究区热水沉积形成的硅质岩高度富集SiO₂，可见形成硅质岩的热水流体具有更高含量的SiO₂和Fe质。因此，富含Fe质的热水促进了硅质岩的形成，热水中高含量的SiO₂也极大的促进了矿质的沉淀。

因此，从热液性质和成矿物质源区的角度分析，洪水河铁矿床是由海相热水沉积作用形成的，形成于大陆边缘环境。由千枚岩岩系可知，矿床经受了后期变质作用，变质作用对矿体的影响还有待进一步研究。

5.4.2 构造背景

形成环境研究表明，在中元古代，研究区为有热水活动和陆源物质加入的大陆边缘环境，指示洪水河地区在中元古代处于大陆边缘裂陷构造背景之中。同时，东昆仑地区的狼牙山组下伏小庙岩组发育基性火山岩，其Y、La、Nb、Ta、Th和Hf等具有陆内裂谷玄武岩特征，Th/Ta值为2.86~3.99，在典型裂谷环境玄武岩(1.6~4)范围内，指示小庙岩组形成于陆内拉张裂陷槽或裂谷环境(陈有忻，2012)。且维宝铅锌矿区中狼牙山组发育火山岩，为玄武安山岩的薄层，其原始沉积环境为古陆边缘裂陷槽，火山岩夹层为海底火山喷发作用形成(黄磊，2010)。上述研究说明东昆仑地区在中元古代时期处于大陆边缘裂陷环境。

研究表明，东昆仑地区为前特提斯洋中由地幔柱活动形成的大洋玄武岩高原，在中新元古代就开始了热水活动，随着裂谷加深直至下地壳或上地幔，从而引发了基性火山岩浆喷发，热水活动和火山作用同为拉张构造环境下的产物(卫岗，2012)。由于形成热水要求温度较低，因而热水作用比火山活动更广泛。因此，东昆仑地区在中元古代发生过长时间、大规模的热水沉积和海底喷流作用。中元古代东昆仑地区已发现的具一定规模的铁矿赋矿地层均为蓟县纪狼牙山组中，矿床形成于冒地槽性质海盆沉积(许长坤等，2012)。大规模热水活动的存在指示东昆仑在中元古代为一个规模较大的裂陷盆地，众多裂陷盆地中发育的深大断裂带来了深部富硅热液，且伴有较多陆源物质的加入，在东昆仑地区形成了一系列热水沉积硅质岩及矿床。

5.4.3 热水活动机制

已有研究表明，裂谷环境中构造活动强烈，大陆玄武岩的形成指示该地区深部火山活动强烈(陈有炘，2012)。裂谷环境有利于海水的渗透循环；裂谷带岩浆活动频繁，具有异常的高热流值，可为流体提供物质和能量(陈多福等，1997)；同时，裂谷环境中同沉积断裂发育，由于构造-流体的耦合效应，使得同生深大断裂带来了强烈的热水活动，成为热水流体运动的诱发因素和流体上升、喷溢活动的通道(陈多福等，1997)，形成不同空间分布的硅质岩等热水沉积岩及热水沉积矿床。因此，裂谷环境使得研究区具备产生热水的条件，热水可以利用断裂通道在区域广泛活动，在红水川北查可日塔鄂阿龙北侧的狼牙山组发育硅质岩(卫岗，2012)也证明了这一点。由于热液与海水的作用，使得狼牙山组在特定的时间段内富集了大量的Fe和Si并相继沉淀形成了硅质岩和一系列铁矿床。

6 结论

(1)研究区硅质岩主要成分为石英微晶，具有富集SiO₂而贫Al₂O₃和TiO₂等，富集Ba而Zr和Cr含量较低，稀土元素总量较低等典型特征。一系列地球化学指标表明硅质岩为热水沉积成因，形成过程中有海水和古老地壳陆源物质的加入。

(2)研究区硅质岩的Al/(Al+Fe)值、Al₂O₃/(Al₂O₃+Fe₂O₃+MnO)值、Ce/Ce^*值、Eu/Eu^*、La_N/Ce_N值、La_N/Lu_N值La_N/Yb_N值等均与大陆边缘环境硅质岩相吻合，表明硅质岩形成于大陆边缘环境，且沉积环境氧逸度较低。

(3)研究区硅质岩与铁矿体为同沉积期产物；成矿物质主要来源于热水，热水为裂谷环境的产物；矿床为海相热水沉积型矿床，形成于大陆边缘裂谷环境；东昆仑地区在中元古代时期处于大陆边缘裂陷环境。

致谢: 感谢中国地质大学(武汉)资源学院杨永胜博士的指导及阮班晓博士提出的修改意见。