2012, Vol. 28
2. 中国地质大学，地质过程与矿产资源国家重点实验室，北京 100083;
3. 辽宁省冶金地质勘查局地质勘查研究院，鞍山 114002
, LIU MingJun2, LI LiXing1, YANG XiuQing2, CHEN Jing1, YAO LiangDe3, HONG XueKuan3, YAO Tong1
2. State Key Laboratory of Geological Processes and Mineral Resources, China University of Geosciences, Beijing 100083, China;
3. Institute of Geological Exploration, Liaoning Bureau of Metallurgic Geological Exploration, Anshan 114002, China
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，属于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发育。为了研究和叙述方便，笔者将该蚀变岩称为类夕卡岩。虽然前人普遍认为这种类夕卡岩与富矿具有密切的成因联系(赵斌等，1980；施继锡等，1980；陈光远等，1981；刘军等，2010)，但对其成因存在争议，如陈光远等(1981)认为其是区域变质以及由弓长岭花岗岩和麻峪花岗岩侵入所导致的热变质成因，而赵斌等(1980)认为其是混合花岗岩化热液交代形成的夕卡岩。造成这些成因认识差异的主要原因在于矿区碳酸盐岩发现不多，只有陈光远等(1981)提到弓长岭二矿区“西北区段的陈家，可见15cm厚，有黄铁矿和磁铁矿浸染的白云大理岩，夹于阳起磁铁石英岩中。在东南区段底部角闪岩层的下部可见4m厚的石英、长石、绿帘石、普通角闪石条带状方解石大理岩”、万渝生(1993)提到“弓长岭二矿区西北区下含铁岩段剖面出露3.5m的绿泥透闪滑石大理岩”，因此没有人将该矿区类夕卡岩同碳酸盐岩相联系，也没有对矿区碳酸盐岩进行过研究。最近，笔者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，并且发现了类夕卡岩直接交代大理岩的现象，这为深入探讨类夕卡岩、富铁矿与矿区大理岩的成因联系提供了可能。本文将对该大理岩的地质特征和地球化学特征进行研究，并探讨其成矿意义。
1 大理岩地质特征弓长岭铁矿床位于辽宁省鞍山-本溪地区(简称鞍本地区)，是该区众多沉积变质型铁矿床之一(图 1)。本文研究的大理岩位于弓长岭铁矿床二矿区西北部5勘探线附近(图 2)，产于Fe6铁矿层顶部，紧邻片理化的阳起石岩，片理化阳起石岩北侧为糜棱岩化混合花岗岩(图 3a, c)。该大理岩整合于Fe6铁矿层之上，表面风化呈褐红色，新鲜岩石为灰白色，内部有顺层条带(可能为残存的层理)，被以阳起石为主的类夕卡岩交代呈灰绿色，交代强烈处变为阳起石岩型铁矿体，局部有阳起石岩脉穿插大理岩(图 3b)。大理岩顶板构造破碎带顺层发育，破碎带中灰绿色阳起石片岩呈构造透镜体分布(图 3b)。
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图 1 辽宁鞍山-本溪地区地质简图(据沈其韩，1998) Fig. 1 Geological map of Anshan-Benxi area in Liaoning Province (after Shen, 1998) |
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图 2 弓长岭铁矿床二矿区地质平面图(据周世泰, 1994, 略有修改) 1-第四系；2-下奥陶统；3-上混合岩；4-下混合岩；5-石英岩层；6-斜长角闪岩层；7-黑云变粒岩(K层)；8-钠长角闪岩、绿泥角闪片岩；9-绿泥云母片岩、绿泥角闪片岩；10-底部角闪岩；11-磁铁富矿；12-条带状磁铁石英岩；13-类夕卡岩、绿泥片岩；14-长英岩脉；15-实测及推测断层 Fig. 2 Geological map of No.2 mine of Gongchangling iron deposit (modified after Zhou, 1994) |
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图 3 辽宁弓长岭铁矿床二矿区西北部大理岩产出状态 (a)-大理岩产于Fe6铁矿层顶部，紧邻片理化的阳起石类夕卡岩，最北部白色者为糜棱岩化混合花岗岩；(b)-大理岩及类夕卡岩剖面：GCL2-34、11XB-5为大理岩(G2-1、G2-2、G2-3、G2-4、G2-5也为大理岩，未在图中标出)，11XB-4、11XB-9为类夕卡岩化大理岩，GCL2-35、11XB-6、11XB-8、11XB-10为类夕卡岩，GCL2-37、11XB-3、11XB-7、11XB-11为类夕卡岩化铁矿石，GCL2-38、11XB-2为构造片理化绿泥石化阳起石类夕卡岩；(c)-糜棱岩化混合花岗岩 Fig. 3 Occurence of the marble in the northwestern part of No.2 mine of Gongchangling iron deposit |
在手标本上，可见绿色阳起石岩交代灰白色大理岩，在交代前锋有宽2~4cm的深灰色交代边(图 4a)，为阳起石化的大理岩。在光薄片中，可见大理岩主要由方解石、白云石和少量磁铁矿组成，自形粒状，粒径较粗，一般0.5~1mm，常见解理和应力双晶，为含磁铁矿的白云质大理岩(图 4b)；磁铁矿在大理岩中呈浸染状或条带状分布(图 4b)，单个磁铁矿颗粒呈他形粒状，结晶形态差，沿白云石粒间分布者多见，可能是后期热液活动过程中形成的，但其条带状构造可能是原沉积层理的残留。手标本上阳起石岩呈绿色(图 4a)，单偏光下呈淡绿色，与大理岩的接触界线参差不平，接触面斜交层理，显示热液交代特征(图 4c)；阳起石岩中除少量自形粒状磁铁矿外，基本上由阳起石组成，阳起石呈长柱状自形-半自形晶，粒径粗大，长可达1~10mm，具角闪石式解理，二级鲜艳干涉色(图 4d)。磁铁矿在阳起石岩中分布不均匀，有的阳起石岩不含磁铁矿，有的主要为磁铁矿，阳起石居于次要地位，构成阳起磁铁矿石(图 4e)。大理岩的热液蚀变除磁铁矿化、阳起石化外，还有硅化，见自形粒状石英、阳起石、磁铁矿交代大理岩，有时保留其条带状构造，与含阳起石的条带状磁铁石英岩很相似(图 4f)。
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图 4 大理岩及其共蚀变岩石的手标本及镜下特征 (a)-大理岩被以阳起石为主的类夕卡岩交代(图中角闪石为阳起石)；(b)-含磁铁矿的白云石大理岩(GCL2-34，光薄片，单偏光)；(c)-含磁铁矿的阳起石岩交代白云石大理岩(11XB-4，光薄片，正交偏光，图中角闪石为阳起石)；(d)-含磁铁矿的阳起石岩(11XB-10，光薄片，正交偏光)；(e)-阳起磁铁矿石，主要由磁铁矿组成，脉石矿物为含量小于50%的阳起石(11XB-3，光薄片，单偏光)；(f)-条带状阳起石英磁铁矿石(GCL2-36，光薄片，正交偏光)；(g)-强片理化镁铁闪石岩(11XB-2，光薄片，单偏光)；(h)-已重结晶的糜棱岩化混合花岗岩(GCL2-39，光薄片，正交偏光) Fig. 4 Field photographs and photomicrographs of the marbles and related altered rocks in No.2 mine of Gongchangling iron deposit |
该大理岩层的原始厚度可能比现在要大得多，只是受到强烈交代变为阳起石岩等类夕卡岩，仅在二矿区西北部局部残留。大理岩北侧的破碎带呈绿色，其中残留的构造透镜体为强片理化的镁铁闪石片岩(图 4g)，该岩石在整个二矿区均作为Fe6铁矿层的顶板存在，从二矿区西北部向东南及深部，绿泥石化更强，石榴石也更发育，磁铁矿富矿的规模也更大。
破碎带北侧的混合花岗岩在露头上见有清晰的糜棱岩面理(图 3d)，反映该处曾是一个糜棱岩带，混合花岗岩遭受了韧性剪切，但是该岩石在显微镜下仅见白云母“鱼”保留了曾经受过韧性变形的历史，斜长石、石英均呈粒状(图 4h)，可能反映后来地质作用改造破坏了韧性变形的痕迹。
2 大理岩及其蚀变岩的主量元素地球化学特征 2.1 岩石化学成分特征大理岩及其蚀变岩石的主量元素含量如表 1所示。
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表 1 弓长岭大理岩及其蚀变岩石的主量元素成分分析(wt%) Table 1 Major element compositions of the marbles and altered rocks from Gongchangling iron deposit (wt%) |
大理岩(表 1中GCL2-34、11XB-5、G2-1、G2-2、G2-3、G2-4、G2-5) 主要由MgO、CaO、FeOT和CO2(反映在烧失量LOI中) 组成，有少量SiO2和MnO。结合岩矿鉴定可知，FeOT主要来自磁铁矿；而MgO、CaO与烧失量LOI相匹配，来自40%~50%的白云石和50%~60%的方解石。因此，该大理岩为含磁铁矿的白云质大理岩。
大理岩发生了阳起石化蚀变及矿化。随着蚀变增强，SiO2明显增加，CaO明显减少，Al2O3虽然略有增加但幅度不大，MgO、FeO没有明显变化。这一特征表明，蚀变过程是一SiO2强烈带入、CaO强烈带出的过程。如果镁铁闪石岩也是热液交代成因的话，除需要带入SiO2、带出CaO外，还要带入部分MgO。
2.2 矿物电子探针成分分析弓长岭铁矿床二矿区大理岩及其蚀变岩中阳起石和碳酸盐矿物的电子探针分析结果如表 2所示。可以看出白云石中含少量铁FeO，MnO含量低；而方解石中含FeO、MnO、MgO均较低。
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表 2 弓长岭大理岩及其蚀变岩石中矿物电子探针分析(wt%) Table 2 Electron microprobe analyses of the marbles and altered rocks from Gongchangling iron deposit (wt%) |
不同岩石中阳起石的主要元素含量有一定差异：蚀变大理岩(11XB-4、11XB-9) 中阳起石比阳起石岩(GCL2-37) 中阳起石的Na2O、Al2O3、FeO、MnO低，而MgO、CaO较高，前者的Na2O为0.04%~0.16%、Al2O3为0.23%~0.76%、FeO为6.95%~9.77%、MnO为0.11%~0.20%、MgO为18.34%~20.09%、CaO为12.55%~12.93%；而后者的Na2O为0.47%~0.57%、Al2O3为2.56%~3.09%、FeO为11.02%~11.21%、MnO为0.28%~0.34%、MgO为16.49%~16.94%、CaO为11.59%~12.21%。这一特征与前述大理岩热液蚀变过程中Ca带出、Al带入的结论一致，反映了Mg、Ca来自白云质大理岩，而Na2O、Al2O3、MnO由热液带来，FeO也部分由热液带来。阳起磁铁石英岩中阳起石的Na2O、Al2O3、MnO与阳起石岩中阳起石的差异较大而与蚀变大理岩中阳起石的更接近；但阳起磁铁石英岩中阳起石的FeO高于、MgO低于蚀变大理岩中阳起石，这可能反映了阳起磁铁石英岩中阳起石继承了矿层自身高Fe低Mg的特点。
阳起磁铁石英岩(GCL2-36，矿石) 中阳起石的成分介于蚀变大理岩和阳起石岩的阳起石之间。
3 大理岩及其蚀变岩的微量元素和稀土元素特征 3.1 微量元素弓长岭铁矿床二矿区大理岩及其蚀变岩石的微量元素含量列于表 3中。该表还列出了Condie et al.(1991)的平均显生宙石灰岩微量元素数据进行对比。
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表 3 弓长岭大理岩及其蚀变岩石的微量元素含量(×10-6) Table 3 Trace element compositions of the marbles and altered rocks from Gongchangling iron deposit (×10-6) |
从图 5a可以看出，与Condie et al.(1991)的平均显生宙石灰岩相比，弓长岭大理岩大离子亲石元素Al、Ba、Rb、Sr亏损，高场强元素Zr、La、Ce、Y、Nb、Ti明显亏损，进一步支持其物质来源主要不是陆源；过渡族元素Mn富集可能与Fe富集有关，而Pb富集的原因还不清楚。
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图 5 弓长岭大理岩与显生宙石灰岩(a)、蚀变大理岩(b)、类夕卡岩(c) 以及磁铁矿与铁矿石(d) 相比的微量元素富集系数 Fig. 5 Trace element enrichment coefficient of Gongchangling marbles compared to Phanerozoic limestone (a), altered marbles (b), skarniod (c) and magnetite and iron ores (d) |
为了解大理岩蚀变过程中微量元素的变化，以表 3中11XB-4和11XB-9两个蚀变大理岩微量元素含量的平均值为分子，以大理岩的微量元素含量为分母，作图 5b。从图 5b可以看出，大理岩变为蚀变大理岩时，多个元素如Al、Be、Zn、W、Sn、La、Ce、Eu、Y、Ga、Th、U等明显富集，表明多数微量元素由热液活动带入；而亏损的元素只有Pb、Sr、Ni、Cd等少数几个，由热液活动带出。U、Th的变化趋势十分一致，可能反映了热液蚀变过程为还原环境，U以U4+形式存在，Th以Th4+形式存在, Th4+与U4+地球化学特点相似，在还原环境中不发生分异。
为了解大理岩与类夕卡岩的微量元素特征差异，以表 3中阳起石岩(11XB-6) 和镁铁闪石岩(GCL2-38) 微量元素含量的平均值为分子，以大理岩的微量元素含量为分母，作图 5c。从图 5c可以看出，大理岩与类夕卡岩相比，类夕卡岩中除Al、Be、Zn、Sn、Eu、Y、Ga、Th明显富集外，Cs、Rb、Co、Ni、Sc、Zr、Ti也明显富集；类夕卡岩中亏损的元素除Pb、Sr、Cd外，还有Ba、Mn、W、Mo、La、U。这一特征同样表明热液活动带来了多数微量元素。与图 5b不同的是，图 5c中类夕卡岩Ni富集而W亏损，Th、U分异，反映了类夕卡岩的形成环境更为氧化，U以高度溶解的U6+形式存在，与Th (仅有Th4+存在形式) 发生分离。
为了解铁矿石中微量元素的赋存特征，以表 3中铁矿石(11XB-3、11XB-7) 的微量元素含量作为分子，将磁铁矿(G2-34.1、G2-34.2) 的微量元素含量的平均值作分母，作图 5d。从图 5d可以看出，除Pb、W外，绝大多数微量元素在矿石中的含量均高于在磁铁矿单矿物中的含量。
3.2 稀土元素弓长岭铁矿床二矿区大理岩及其蚀变岩石的稀土元素含量列于表 4中。该表还列出了McLennen (1989)的后太古代平均澳大利亚沉积岩(PAAS) 作为标准化值。测试数据采用PAAS标准化后计算的部分参数列于表 4中，配分曲线如图 6所示。
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图 6 弓长岭大理岩及其蚀变岩石、矿石和磁铁矿的稀土配分曲线 (a)-实线为大理岩，虚线为蚀变大理岩；(b)-虚线为类夕卡岩，实线为铁矿石及磁铁矿 Fig. 6 REE patterns of the marbles and altered rocks from Gongchangling iron deposit |
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表 4 弓长岭大理岩及其蚀变岩石的稀土元素含量及特征参数(×10-6) Table 4 REE compositions of the marbles and altered rocks from Gongchangling iron deposit (×10-6) |
(1) 与后太古代平均澳大利亚沉积岩(PAAS) 相比，测试样品的稀土元素整体亏损，标准化后数据几乎全部小于1。大理岩(GCL2-34、11XB-5、G2-1、G2-2、G2-3、G2-4、G2-5) 中稀土元素总量低，在蚀变大理岩(11XB-4、11XB-9) 中稀土总量增高(图 6a)；铁矿石(11XB-3、11XB-7) 中稀土总量较高，但在磁铁矿单矿物(G2-34.1、G2-34.2) 中稀土总量低，表明铁矿石中的稀土元素含量主要不在磁铁矿中，而在脉石矿物中(图 6b)；类夕卡岩(图 6b)(11XB-6、GCL2-38) 的稀土总量介于铁矿石和磁铁矿之间。
(2) 测试样品除镁铁闪石岩(GCL2-38) 外，包括磁铁矿单矿物在内的所有样品均具有十分明显的正铕异常(δEu为2.14~6.74)，而铈异常不明显(δCe为0.86~0.96)，这与海底喷气沉积产物的正铕异常明显、铈异常不明显的特征一致。大理岩在蚀变过程中铕异常基本稳定，但铈异常渐趋明显，δCe从大理岩的0.97~0.92变化为蚀变大理岩、蚀变岩和铁矿石的0.86~0.90，可能表明蚀变热液较为氧化。
(3) 总体上，分析样品轻稀土富集，LREE/HREE比值大于1。随着大理岩蚀变作用增强，轻重稀土分异程度下降，LREE/HREE比值变小。但在矿石中LREE/HREE比值变化大。
(4) 测试样品除镁铁闪石岩(GCL2-38) 的Y/Ho比值为24外，其余样品的Y/Ho比值为31~39。由于古元古代表层海水与现代海水Y/Ho比值类似，为44~65，陆源碎屑的Y/Ho比值约为26(Robert et al., 2007)，因此该Y/Ho比值既不同于海水，也不同于陆源碎屑，可能来自海底喷气热液。
(5) 镁铁闪石岩(GCL2-38) 的稀土元素特征与大理岩、铁矿石、其他蚀变岩均不相同，可能表明其具有不同的物质来源，有待进一步深入研究。
4 大理岩的碳氧同位素特征由于大理岩样品较少，因此仅分析了3件样品的碳氧同位素组成，其分析数据如表 5所示。该数据投图如图 7所示，可见其碳同位素组成与海相碳酸盐岩的明显不同，位于或靠近地幔多相体系，δ13CV-PDB为-7.0‰~-6.0‰，在热液蚀变过程中也没有明显改变；其氧同位素组成δ18OV-SMOW值11.3‰，与硅铁建造中石英的δ18OV-SMOW值8.1‰~21.5‰(平均13.9‰) 比较接近，与现代海底黑烟囱、泉华及热水沉积硅质岩的氧同位素组成相似(李延河等，2010)。氧同位素在热液蚀变过程中有明显改变，δ18OV-SMOW由11.3‰降低为7.6‰~12.1‰。
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表 5 弓长岭大理岩碳氧同位素组成 Table 5 Carbon and oxygen isotopic compositions of the marbles from Gongchangling iron deposit |
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图 7 弓长岭大理岩的碳氧同位素示踪(底图据刘家军等，2004) Fig. 7 Carbon and oxygen isotopic tracer of the marble from Gongchangling iron deposit (after Liu et al., 2004) |
国内外早前寒武纪铁建造(BIF) 中的沉积碳酸盐岩均异常富集12C，如南非早前寒武纪含磁铁矿的铁建造中的碳酸盐δ13CPDB为-9.6‰~-3.5‰(Perry et al., 1973)；南非Kalahari锰矿田古元古代Hotazel铁建造中碳酸盐的同位素组成为δ13CPDB为-18‰~-4‰，δ18OSMOW为12‰~20‰(Tsikos et al., 2003)；西澳Mt Tom Price矿区北矿床磁铁矿-菱铁矿-铁硅酸盐蚀变带中的深成菱铁矿δ13CPDB为-8.8‰±0.7‰，来自赤铁矿-铁白云石-磁铁矿蚀变带的铁白云石的δ13CPDB为-4.9‰±2.2‰(Thorne et al., 2004)；西英格兰伊苏亚沉积物δ13C平均值为-2.5‰±1.7‰(Schidlowski，1979)；巴西Urucum矿区碳酸盐δ13CPDB为-7.0‰~-5.2‰(Cornelis et al., 2004)；新元古代“雪球地球事件”形成的帽碳酸盐岩的δ13C值达到-6‰(Nogueira et al., 2007；Kumar et al., 2002)。
对前寒武纪BIF中碳酸盐岩亏损13C的成因认识存在争议。(1) 同沉积成因：Becker and Clayton (1972)认为这种负值是同沉积形成的，是在沉积物-水接触界面形成的。(2) 变质、热液等后生作用成因：Perry et al.(1973)认为这种负值与成岩及变质作用有关；Schidlowski (1979)测得西英格兰伊苏亚沉积物的δ13C平均值为-2.5‰±1.7‰，而正常值应在0‰左右，他也认为δ13C值的降低是由于沉积物受到渐进变质作用之故；Deines and Gold (1969)研究了加拿大蒙特利尔地区火成岩体接触带变质碳酸盐碳、氧同位素组成，发现未变质灰岩，大理岩(接触变质带)，侵入体内方解石的δ13C值为1.13‰、0.58‰、-3.91‰，δ18O值为24.12‰、18.4‰、11.06‰，这种δ13C和δ18O值的降低被认为是由变质流体作用和脱挥发份作用造成的，脱碳反应使得气态的CO2富集δ13C；郑永飞等(1996)认为岩浆CO2去气作用能够导致岩石中碳酸盐显著亏损13C，其δ13C值能够从原始-5‰变化到-20‰(PDB)，岩浆CH4去气作用则导致岩石中碳酸盐相对富集13C，其δ13C值能够从原始-5‰变化到+4‰。(3) 有机作用影响：Goodwin et al.(1976)认为这种负值系受到有机碳的影响；Harilaos et al.(2004)认为南非Kalahari锰矿田古元古代Hotazel铁建造亏损13C与成岩过程中有机碳的氧化和Fe3+沉积物的还原有关。(4) 缺氧环境造成：Cornelis and Eduardo (2004)认为巴西Urucum矿区碳酸盐的13C亏损反映了它们沉淀于冰海环境，与雪球地球事件有关；孔凡凡等(2011)在采用碳同位素研究山西五台地区滹沱群古元古代冰期事件时认为，在全球寒冷气候条件下, 深部海水有机质被硫酸盐氧化为CO2，形成大量富轻碳的HCO3-，冰期后它们被携带到表层海水，使得表层海水中HCO3-的12C相对富集，表层海水中过量的HCO3-快速沉淀贫13C的碳酸盐岩，出现碳同位素显著负漂移。(5) 海底喷气成因：储雪蕾(2004)认为是洋中脊排出的CO2所致，其δ13C值正好为-6‰±1‰。
太古代生物作用不明显，由于弓长岭大理岩在热液蚀变过程中其δ13C没有明显变化(图 7)，因此弓长岭大理岩的δ13CV-PDB为-6.5‰~-7.0‰(13C亏损) 可能与后生作用、有机质作用关系不大。由于该大理岩的碳同位素和地幔值一致，因笔者倾向于认为是地幔流体(洋中脊排出的CO2) 海底喷气沉积成因的，形成于深海缺氧环境。
5.1.2 稀土元素示踪几乎所有的前寒武纪含铁建造均被认为是与深海热液活动有关的海洋化学沉积产物(Robert et al., ，2008)，其经PAAS标准化的稀土元素配分曲线具轻稀土元素相对亏损、重稀土元素相对富集、无明显Ce负异常、强烈的Eu正异常、稀土总量低的特征(Spier et al., 2007；Robert et al., 2007；李志红等，2008；赵振华等，2010)。弓长岭大理岩及其蚀变岩石的稀土元素特征与其围岩含铁建造类似，也具有十分明显的正铕异常(δEu为2.14~6.74)，铈异常不明显(δCe为0.86~0.96)(李志红等，2008)，可能暗示其成因类似。Eu是变价元素，有Eu2+和Eu3+，Eu2+氧化为Eu3+的氧化电位为0.43 V，在早前寒武纪大气圈以CO2为主时，海水呈明显酸性，pH值4~5，Eh值为负值，Eu主要呈Eu2+，与其他呈三价的稀土元素性质不同，很容易在大理岩中代替Ca2+, Mg2+而相对富集呈正异常；Ce也有两种价态Ce3+和Ce4+，Ce4+是难溶的，而Ce3+氧化为Ce4+需要高氧化电位(在酸性介质中为1.3~1.7V，碱性介质内为0.3V)，因此在缺氧的还原条件下Ce很难被氧化成Ce4+而形成Ce负异常。因此，弓长岭大理岩强烈的正铕异常及铈异常不明显可能表明，其沉积时的前寒武纪海洋处于缺氧环境。
综上所述，碳同位素和稀土元素特征均表明，弓长岭大理岩沉积时为缺氧的海洋环境。这种环境有利于铁以Fe2+大量溶解于海水中，为巨量沉淀形成BIF创造了条件。
5.2 原始沉积的酸碱条件信息38亿年时形成的水圈其地表水水量不大，约由80×105~90×105Pa的水蒸气冷凝形成，分布在撞击坑等地表低凹处，形成浅海盆地，接受沉积，此时地球上便首次出现了沉积岩(刘秀明等，2002)。格陵兰岛西部Isua上壳岩带的BIFs是迄今发现最早的BIFs，它的沉积作用至少始于3.75Ga，接近于前生命起源期。在它之前地球经历了天文演化阶段宇宙尘旋转堆积与金属地核、高对流地幔和密集气体圈层形成的增热过程。随着宇宙尘旋转堆积能量输出减弱，出现了壳幔快速交换和灾难性脱气，以及大气冷却造雨形成海洋的地球表面降温过程。水蒸气冷凝成液态水后，HCl、Cl2、HF、SO2、H2SO4等易溶强酸性气体和部分H2、CO、CH4、NH3、H2S等还原性组分溶于水中，使海水呈强酸性和还原性，其pH值约为0.3以下，Eh值也低至足以使大量铁、锰、铜、硫等元素呈低价离子形式广泛运移(Holland, 1984)。
依据水溶液平衡原理，当阳离子的活度(浓度) 和CO32-的活度(浓度) 的乘积大于碳酸盐的溶解度时，就会生成碳酸盐矿物。前寒武纪早期由科马提岩、枕状玄武岩和基性-超基性海相火山岩等构成的绿岩带在世界范围内广泛出露，与其有关的海底火山和洋壳内流体活动无疑将大量地幔脱气的无机CO2排入大气圈和海洋，但是对于太古代强酸性海水来说，海水pH值太低致使CO32-活度太低，导致碳酸盐岩不能生成，因此太古宙碳酸盐沉积物极不发育，仅西澳Warrawoona首次出现了少量稳定连续的碳酸盐岩沉积，南非Pongola群(3.0Ga) 和西澳Fortescul群(2.7Ga) 出现陆台碳酸盐岩，加拿大、津巴布韦和西伯利亚绿岩带局部出现薄层含叠层石碳酸盐岩(3.0~2.5Ga)。因此，与2.6Ga以后出现的广泛而巨厚的元古界台地型碳酸盐岩沉积相比，太古代碳酸盐岩不发育表明：太古代大气-海洋系统中高含量CO2导致了海洋中溶解性CO2过饱和，从而阻碍了碳酸盐的大量沉淀(李伟源，1997)。
在火山喷发旋回的火山间歇期，随着陆地风化作用的强烈进行，大量Na+，K+，Ca2+，Mg2+，Al3+，Fe2+，Mn2+和其它金属离子被不断带入海洋，并结合为氯化物、氟化物和硼酸盐，这些作用使水圈得到中和，海水的pH值逐渐由低向高演化或波动，最高可到4.5。在此pH值范围内可形成厚层硅质岩、非晶质硅质岩层、条带状铁硅建造等沉淀。
碳酸盐大量沉淀开始于pH值达7.8的弱碱性条件。弓长岭大理岩的沉积，表明当时海水的pH值已达7.8。pH=7.8也是Fe (OH)3胶体的等电点(McConchie，1987)，即铁在pH=7.8开始大量沉淀。因此，碳酸盐岩沉淀的弱碱性环境对铁沉淀十分有利，造成弓长岭大理岩与铁矿层共生。
5.3 原始沉积物质来源信息如前所述，弓长岭大理岩的碳氧同位素组成与现代海底喷气沉积物类似，指示其物质来源可能为海底喷气热液；其稀土元素组成也与现代海底喷气沉积类似，具有强正铕异常、铈异常不明显的特征，同样指示其物质来源为海底喷气热液。
古元古代表层海水与现代海水的Y/Ho比值类似，为44~65，陆源碎屑的Y/Ho比值约为26(Robert et al., 2007)。因此，形成于晚太古代~古元古代的弓长岭大理岩的Y/Ho比值为31~39，既不同于当时的海水，也不同于陆源碎屑，可能来自海底喷气热液。
国内外BIFs具有相同的硅同位素组成特征(李延河等，2010)。我国不同时代和不同类型条带状硅铁建造中石英的硅同位素组成非常相似，强烈亏损30Si，δ30SiNBS-28大部分位于-2.0‰~-0.3‰之间，平均-0.8‰(李延河等，2010)，弓长岭铁矿床磁铁石英岩的δ30SiNBS-28值为-0.9‰~-2.2‰(蒋少涌等，1992)，与现代海底黑烟囱、泉华及热水沉积硅质岩的硅同位素组成相似；硅铁建造中石英的δ18OV-SMOW相对较高，8.1‰~21.5‰，平均13.9‰，与现代海底黑烟囱、泉华及热水沉积硅质岩的氧同位素组成相似(李延河等，2010)。这些特征表明弓长岭硅铁建造是在太古代海盆的热水沉积环境中化学沉淀的产物(蒋少涌等，1992；李延河等，2010)。大理岩与条带状铁建造共生，其物质来源来自海底喷气热液是可能的。
5.4 磁铁富矿成矿作用信息弓长岭铁矿床二矿区的磁铁富矿均呈似层状或透镜状整合产于贫矿层内，矿体产状与贫矿条带产状一致，绝大部分富矿与蚀变围岩在空间上密切伴生，主要沿富矿层位Fe6附近的走向断层分布(图 8)。富铁矿石主要呈致密块状构造，有的含有石墨。蚀变岩(类夕卡岩) 具分带性，由富矿向外分别为(镁) 铁闪石岩、(镁) 铁闪石石榴石岩、石榴石绿泥岩、绿泥岩和绿泥石化角闪岩(阳起石岩)。
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图 8 弓长岭铁矿床二矿区地质剖面图(据李曙光等，1983略有修改) 1-上混合岩；2-石英岩层；3-断层；4-蚀变岩；5-上部角闪岩；6-黑云母石英钠长变粒岩(K层)；7-中部片岩；8-底部片岩；9-底部角闪岩；10-下混合岩；11-不含石墨富矿；12-磁铁石英岩(贫矿)；13-含石墨富矿 Fig. 8 Geological profile of No.2 mine of Gongchangling iron deposit (modified after Li et al., 1983) |
对弓长岭二矿区磁铁富矿的成因前人研究很多，主要有3种认识：(1) 原始沉积成因：陈光远等(1984)根据富矿与贫矿整合接触、贫矿富矿有时渐变过渡并呈互层、以及矿物之间稳定共生等成因矿物学特征，认为贫矿富矿均属胶体化学沉积，再经区域变质形成。(2) 菱铁矿改造成因：李曙光(1982)及李曙光等(1983)主要根据弓长岭磁铁富矿中发育石墨，认为其是由原生沉积的菱铁矿在强还原条件下经变质分解形成的。(3) 热液改造成因：主要根据富矿与类夕卡岩密切共生，许多人认为弓长岭富矿与后期热液改造有关(程裕淇，1957；关广岳，1961；赵斌等，1980；郑宝鼎，1992；刘军等，2010)，如赵斌等(1980)根据野外观察和实验资料，初步认为弓长岭富磁铁矿床是由沉积的条带状赤铁石英岩先经过区域变质，而后又在高温(500~600℃)、弱碱性(pH约8~10)、强还原条件下，通过高温气热溶液淋滤交代去硅富铁而成，很可能属于层控的淋滤交代型夕卡岩铁矿床；刘军等(2010)根据弓长岭二矿区磁铁石英岩和磁铁富矿两种矿石的微量元素、稀土元素特征的相似性，认为磁铁富矿是由区域变质阶段形成的变质水热液交代条带状磁铁石英岩，通过去硅作用而形成的。
由于富矿的围岩为强烈热液蚀变形成的类夕卡岩，目前多数研究者认为该富矿原始沉积成因的可能性不大。李曙光等(1983)测得Fe6矿层富矿中石墨的δ13C值为-7.4‰~-1.0‰，平均-4.7‰，认为石墨和富矿中磁铁矿是菱铁矿区域变质作用分解的产物。笔者根据石墨与大理岩位于同一层位并且处于构造带上、大理岩的δ13C值(-7.0‰~-6.0‰) 与石墨类似，认为该石墨可能是大理岩构造作用碳化及热液重结晶的产物。碳酸铁(菱铁矿) 与氧化铁(赤铁矿、磁铁矿) 的铁同位素组成有明显差异：Clark et al.(2008)研究发现，澳大利亚Hamersley盆地和南非Transvaal克拉通巨量的25亿年BIF中磁铁矿的δ56Fe平均值近于0，而菱铁矿的δ56Fe值为约-0.5‰；我国宣龙式铁矿中赤铁矿δ57Fe值为3.7‰~10.7‰，而与其共生的菱铁矿的δ57Fe值为-10.6‰~-9.8‰(朱祥坤，私人通讯)，二者差值达13.5‰~21.2‰；山西袁家村铁矿区磁铁矿和赤铁矿的δ57Fe值为3.5‰~23.9‰，而菱铁矿的δ57Fe值为-1.7‰(李延河，私人通讯)。弓长岭铁矿床贫矿石和富矿石的δ57Fe值均为正值，为5.4‰~11.5‰(李志红等，2008)，与宣龙式铁矿床赤铁矿的δ57Fe值一致，没有继承菱铁矿负值的痕迹。弓长岭有多层富矿，但仅产于Fe6矿层中的富矿有石墨。因此，笔者认为，富铁矿中的铁质不是菱铁矿分解而来。
弓长岭铁矿床二矿区Fe6矿层附近大理岩的存在及其蚀变作用，进一步支持了富矿的热液成因。富矿及类夕卡岩的形成过程示意于图 9。图 9中条带状磁铁石英岩(贫矿)、富矿采用刘军等(2010)的弓长岭磁铁石英岩和弓长岭富矿的主量元素含量，镁铁闪石岩、阳起石岩、含磁铁矿白云质大理岩分别采用表 1中GCL2-38、11XB-6和7件大理岩样品平均值的主量元素含量，石榴石岩(GCL2-67) SiO2为31.33%、FeOT为40.63%、Al2O3为17.96%、MgO为7.16%、CaO为0.40%，含磁铁矿石榴石绿泥石岩(GCL2-53) MgO为7.48%、SiO2为37.14%、FeOT为33.57%、Al2O3为16.11%(另文发表)。
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图 9 富矿及类夕卡岩形成过程示意图 (a)-矿化蚀变过程中元素迁移方向示意：条带状磁铁石英岩中SiO2迁出及部分FeO由近旁带入形成富矿，来自含磁铁矿白云质大理岩的MgO和由流体从外部带入的Al2O3将条带状磁铁石英岩蚀变为类夕卡岩并出现分带，来自条带状磁铁石英岩的SiO2和来自流体的Al2O3将含磁铁矿白云质大理岩蚀变为阳起石岩；(b)-矿化蚀变后矿石和蚀变岩(类夕卡岩) 的分带示意及其主要元素含量分布 Fig. 9 Schematic diagram of the formation of high-grade iron ores and skarnoid |
(1) 阳起石岩的形成
阳起石岩由大理岩交代而成。大理岩交代形成阳起石岩时Al、Si属于明显带入元素，Si来自贫矿形成富矿时的去硅作用：
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由于阳起石的形成，消耗了从贫铁矿层中移出的SiO2，有利于富矿的形成。因此，大理岩在富矿的形成过程中，起到SiO2沉淀剂的作用。
(2) 绿泥石岩、石榴石岩的形成
绿泥石岩、石榴石岩由贫矿交代而成，Mg、Al为带入组分，Mg来自白云质大理岩，Al来自热液：
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(3) 镁铁闪石岩的形成
镁铁闪石岩也由贫矿交代而成，Mg、Al为带入组分，Mg来自白云质大理岩，Al来自热液；Fe部分带出，就近参与富矿的形成：
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(4) 富矿的形成
富矿由贫矿去Si而成，部分来自镁铁闪石形成时脱出的Fe。
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在野外实地观察到了富矿由贫矿交代去硅而来的证据。在矿石中，可以看到富矿与贫矿逐渐过渡，富矿中残留有贫矿的硅质条带残留(图 10a)，富矿呈脉状、不规则状沿贫矿条带或穿条带进行交代，清晰地显示了后期热液交代去硅现象。赵斌等(1980)通过实验查明，在1000~1500大气压和大于450℃的条件下，条带状磁铁石英岩经弱碱性溶液淋滤，去硅富铁，形成富铁矿是完全可能的，在相同的物理化学条件下也完全可以形成在弓长岭二矿区所见到的蚀变岩。
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图 10 热液交代成因的铁矿石及黑云母绿泥石岩 (a)-贫矿(条带状) 经热液交代去硅变为富矿(块状)；(b)-热液交代形成的黑云母绿泥石岩，岩石中放射状深色者为黑云母，浅色基体为绿泥石 Fig. 10 Photographs of the iron ore and biotite-rich chloritite formed by metasomatism |
笔者赞同成矿流体可能为富Al、K的混合岩化热液(赵斌等，1980) 的认识。蚀变过程中，Si、Mg均就近来自围岩，但Al明显是随热液外来带入的，还有大量K带入，如在Fe6矿层富矿附近还见黑云母绿泥石岩(图 10b)，呈粗粒和放射状，显示热液交代成因的特点。陈光远等(1981)也曾研究指出弓长岭矿区铁矿体附近黑云母发育，与成矿关系密切。
综上所述，由于大理岩层为构造软弱层和化学活动性岩层，在后期构造作用及混合岩化过程中，容易沿其发生顺层断层及热液交代，贫铁矿层中的Si质活化迁出，残留下Fe质形成富矿；迁出的硅质交代含磁铁矿的白云质大理岩形成阳起石岩，而来自大理岩的Mg和热液带来的Al质交代富铁矿旁侧的贫铁矿层，形成石榴石岩、绿泥石岩和镁铁闪石岩，形成自贫矿向外依次为富矿带、镁铁闪石带、石榴石带、绿泥石带、阳起石带的蚀变分带，直到未蚀变的含磁铁矿白云质大理岩；同时，构造作用使大理岩碳化，并经热液作用形成石墨。
6 结论(1) 弓长岭铁矿床二矿区西北部发现的含磁铁矿白云质大理岩为与条带状硅铁建造整合产出的原始沉积成因碳酸盐岩，其主要化学组成CaO为30.15%~34.32%，MgO为9.86%~11.95%，FeO为6.76%~15.82%。大理岩层不仅为构造作用提供了构造软弱带，而且为热液蚀变提供了Mg质。
(2) 与平均显生宙石灰岩相比，弓长岭大理岩除Pb、Mn富集外，大离子亲石元素和高场强元素明显亏损，Y/Ho比值既不同于海水也不同于陆源碎屑，表明其物质来源主要不是陆源，可能为海底喷气沉积成因；与后太古代平均澳大利亚沉积岩(PAAS) 相比，大理岩稀土元素总量低，明显正铕异常，铈负异常不明显，显示形成于缺氧的海洋环境。
(3) 弓长岭大理岩明显富集12C，δ13CV-PDB为-7.0‰~-6.0‰，显示与海底热液有关。
(4) 在热液蚀变过程中，弓长岭大理岩由于SiO2的加入被交代形成阳起石岩，多数微量元素由热液活动带入，带出的元素很少；稀土元素含量在蚀变过程中增高，δCe负异常有变明显的趋势，可能表明蚀变热液较为氧化。
(5) 大理岩的沉积还表明当时海水的pH条件已达中性-弱碱性，有利于铁胶体沉淀成矿。
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