2012, Vol. 28
条带状铁建造(Banded Iron-Formation，简称BIF) 一般被认为是海相的化学沉积岩，在前寒武纪广泛发育。最早的BIF形成于38亿年前，25亿年前左右达到峰值，到18亿年前左右大规模的BIF结束(Klein, 2005)。由于BIF主要形成于早前寒武纪，当时地球正处于大气、海洋和生物活动的一个重要演化阶段，因此，BIF记录了地球早期大气和海洋化学组成、地球深部过程、生物演化等重要信息。条带状铁建造是我国乃至全球最重要的铁矿类型，根据其形成条件和成因，BIF可进一步分为阿尔戈马型(Algoma型) 和苏必利尔湖型(Superior型)(Gross, 1965)。前者规模相对较小，并且与火山作用关系密切；后者规模较大，与火山作用关系不明显。
多接收器等离子体质谱仪(MC-ICP-MS) 的诞生，使非传统稳定同位素--铁元素的同位素研究得以迅猛发展。近十年的研究，人们对Fe同位素的分布特征和分馏机制有了基本的认识。现代各种构造环境下的火成岩具有几乎相同的Fe同位素组成且汇聚于0附近(Zhu et al., 2002；Beard et al., 2003；Anbar and Rouxel, 2007；王跃和朱祥坤，2012)；与之相比，化学沉积岩则具有较大的Fe同位素变化范围，其中前寒武纪条带状铁建造的Fe同位素组成变化范围最大，从-1.5‰到5.2‰(Johnson et al., 2003, 2008；Dauphas et al., 2004, 2007；Rouxel et al., 2005；Whitehouse and Fedo, 2007；Frost et al., 2007；Steinhoefel et al., 2009；Craddock and Dauphas, 2011；Planavsky et al., 2012；李志红等, 2008)。在同位素分馏机制方面，实验研究表明低温溶液状态下的氧化还原过程是导致Fe同位素发生较大分馏的最重要因素(Bullen et al., 2001；Skulan et al., 2002；Wiesli et al., 2004；Croal et al., 2004；Balci et al., 2006)，并且在含三价铁相中富集Fe的重同位素, 在二价铁溶液中富集Fe的轻同位素(Johnson et al., 2002；Anbar et al., 2005)。上述研究为Fe同位素的应用奠定了基础。近年来的研究表明，Fe同位素在示踪铁矿床的物质来源、成矿机理、海洋氧化还原过程、生物演化等方面具有重要价值(Dauphas and Rouxel, 2006；Johnson and Beard, 2006；Anbar and Rouxel, 2007；Wang et al., 2011；李志红等，2008；闫斌等，2010；孙剑等，2012)。
辽宁省鞍山-本溪地区的BIF是我国最大的铁矿成矿区，也是我国铁矿研究最早、最典型的地区之一。许多学者对铁矿进行了详细研究(翟明国等，1989；蒋少涌等，1993；万渝生，1993；周世泰，1994；沈其韩，1998；李延河等，2010)，但对其成矿物质来源、形成机理及地球早期的大气-海洋的氧化还原状态仍存在着不同的认识。本研究将运用矿化元素-铁的同位素和主微量元素联合的示踪方法，对鞍山-本溪地区BIF的成矿物质来源、成矿机理及地球早期大气-海洋的氧化还原状态进行制约。
2 矿床地质特征鞍山-本溪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。地层自老至新有太古宙鞍山群、元古宙辽河群、震旦纪、古生代、中生代及新生代的地层出露，条带状铁矿赋存于太古宙的中上鞍山群中(图 1)。鞍山-本溪地区铁矿主要集中于鞍山地区(东鞍山、西鞍山、齐大山、大孤山)、弓长岭地区(弓长岭一矿区、二矿区、独木、中茨) 和南芬地区。南芬和弓长岭地区铁矿其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；而鞍山地区的东西鞍山、齐大山和大孤山铁矿原岩建造为泥质-中酸性杂砂岩(夹基性火山岩)-硅铁质沉积建造，是产在以沉积岩为主的铁矿床(沈其韩，1998)，相当于苏必利尔湖型。其变质作用的类型为绿片岩-低角闪岩相(沈其韩，1998；周世泰，1994)。
|
图 1 辽宁鞍山-本溪地区条带状铁矿地质略图(据沈其韩，1998) Fig. 1 Geological sketch map of Anshan-Benxi BIF (after Shen, 1998) |
对出露于鞍本地区的条带状铁矿的形成年龄，许多地质工作者做了大量的研究测试工作。乔广生等(1990)对齐大山等地的含铁建造中斜长角闪岩全岩Sm-Nd年龄进行了测定，获得2792±245Ma的等时线年龄；万渝生(1993)用离子探针质谱法测定弓长岭二矿区的黑云变粒岩中锆石的年龄为2500~2700Ma；最新的研究结果表明鞍山-本溪地区条带状铁建造形成于2500Ma左右的新太古代晚期(Wan et al., 2011)。
采样的铁矿区分别为东鞍山、西鞍山、齐大山、大孤山、活龙寨、弓长岭一矿区、弓长岭二矿区、弓长岭独木、弓长岭中茨和南芬矿区。本次研究的矿石类型包括磁铁石英岩和赤铁石英岩，以及与矿石相邻的围岩(绿泥角闪石片岩、绿泥石榴石片岩、斜长角闪岩)。磁铁石英岩通常具有黑白相间的条带状构造(图 2)，主要组成矿物为石英和磁铁矿(图 3)；赤铁石英岩的主要矿物为石英、赤铁矿和镜铁矿。挑选新鲜且有代表性的磁铁石英岩、赤铁石英岩和围岩共19个全岩样品进行了主量元素、微量元素、稀土元素的测定，对磁铁矿石英岩中磁铁矿和矿石全岩、赤铁石英岩中赤铁矿和矿石全岩、围岩全岩的39个样品进行了Fe同位素分析测试。
|
图 2 南芬地区条带状铁矿照片 Fig. 2 Photogragh of BIF in Nanfen area |
|
图 3 南芬地区条带状铁矿的显微照片 Fig. 3 Photomicrograph for BIF in Nanfen area |
全岩主量元素含量在国家地质实验测试中心实验室的等离子光谱进行测定。首先分取约4g已溶解好的溶液于清洗干净的塑料离心管中，加入同等重量的内标溶液，摇匀后在IRIS型等离子光谱上进行主量元素的测定。对于FeO的检测方法为：称取试样0.1000~0.5000g (称样量视样品的氧化亚铁含量定) 于聚四氟坩埚中，加入氢氟酸和硫酸分解样品，重铬酸钾标准溶液滴定氧化亚铁含量。
全岩微量元素和稀土元素分析在国家地质实验测试中心实验室的电感耦合等离子体质谱仪(TJA-PQ-ExCell ICP-MS) 上进行测定。称取全岩粉末样品放入Teflon瓶中，往瓶中加入HF和HNO3混合酸且用Teflon封闭反应罐进行溶样, 溶解后的样品在等离子体质谱仪上进行微量元素和稀土元素的分析测试。用组合标准工作溶液对仪器进行标准化，以含0.8mol/L HNO3的高纯水得到的计数率与内标计数率的比值为低点，以组合标准工作溶液中各元素的计数率与内标计数率的比值为高点，得到各元素的两点标准化直线，然后对样品溶样进行测定。在95%的置信度范围内，RSD优于10%。
3.2 铁同位素分析方法Fe同位素组成的化学分离和测定在国土资源部同位素地质重点实验室的超净化学实验室和Nu Plasma HR型多接收电感耦合等离子体质谱(MC-ICP-MS) 上进行。将定量称取的全岩样品放入Teflon溶样器中，以HF和HNO3混合酸溶解全岩样品，磁铁矿和赤铁矿样品用盐酸将其消解，溶解后的样品均转换为盐酸介质并且确保样品中的Fe全部被氧化成Fe3+后，采用离子交换层析法，使Fe与其它元素有效分离(唐索寒和朱祥坤，2006)。化学分离后的样品溶液通过DSN-100膜去溶进入等离子体，在高分辨模式下对Fe同位素进行高精度分析测定(朱祥坤等，2008)。采用样品-标样交叉法(sample-standard bracketing) 来校正仪器的质量分馏。Fe同位素的分析结果用相对于国际标准物质IRMM-014的千分偏差δxFe来表示，其中，δxFe (‰)=[(xFe/54Fe)样品/(xFe/54Fe)标样-1.0]×1000(X=57, 56)，δ56Fe的外部精度为±0.02(2σ)。
4 地球化学特征 4.1 主量元素研究区样品的主量元素化学分析数据列于表 1。磁铁石英岩Fe2O3T含量的变化范围为29.98%~54.56%，平均值为45.89%；SiO2含量的变化范围为26.77%~69.19%，平均值为44.38%；Al2O3含量的变化范围为0.59%~0.68%，平均值为0.65%；TiO2含量 < 0.01%。赤铁石英岩Fe2O3T含量的变化范围为49.46%~53.24%，平均值为51.47%；SiO2含量的变化范围为44.94%~48.14%，平均值为46.11%；Al2O3含量的变化范围为0.58%~0.64%，平均值为0.61%；TiO2含量均为 < 0.01%。与铁矿相比，围岩的Fe2O3T和SiO2的变化范围更大且具有更高的Al2O3和TiO2含量。其中，围岩Fe2O3T含量的变化范围为6.15%~48.44%，平均值为27.58%；SiO2含量的变化范围为25.59%~68.14%，平均值为42.47%；Al2O3含量的变化范围为5.71%~17.96%，平均值为12.79%；TiO2含量为0.23%~1.71%，平均值为0.83%。
|
表 1 鞍山-本溪地区条带状铁建造的主量元素(wt%)、微量元素和稀土元素(×10-6) 组成 Table 1 major (wt%), trace and rare earth element (×10-6) compositions of BIF from Anshan-Benxi area |
因此，鞍本地区条带状铁矿(磁铁石英岩和赤铁石英岩) 主要由Fe2O3T和SiO2组成，具有很低的Al2O3和TiO2含量，这些特征表明鞍本地区铁矿是由极少碎屑物质加入的化学沉积岩。
4.2 微量元素研究区样品的微量元素分析结果列于表 1。磁铁石英岩中各微量元素的含量均较低，其中，Rb含量的的变化范围为0.46×10-6~0.74×10-6，平均值为0.58×10-6；Zr含量的变化范围为0.36×10-6~1.13×10-6，平均值为0.68×10-6；Hf含量的的变化范围为0.01×10-6~0.03×10-6，平均值为0.02×10-6；Nb含量的的变化范围为0.05×10-6~0.13×10-6，平均值为0.10×10-6；Ta含量的的变化范围为0.02×10-6~0.08×10-6，平均值为0.04×10-6；Th含量的的变化范围为0.04×10-6~0.20×10-6，平均值为0.09×10-6；U含量的的变化范围为0.08×10-6~0.45×10-6，平均值为0.27×10-6。与磁铁矿石英岩相似，赤铁矿石英岩也具有低的Rb (变化范围为0.49×10-6~2.29×10-6，平均值为1.11×10-6)、Zr (变化范围为0.37×10-6~1.18×10-6，平均值为0.70×10-6)、Hf (变化范围为0.01×10-6~0.02×10-6，平均值为0.01×10-6)、Nb (变化范围为0.04×10-6~0.13×10-6，平均值为0.07×10-6)、Ta (变化范围为0.02×10-6~0.03×10-6，平均值为0.02×10-6)、Th (变化范围为0.05×10-6~0.32×10-6，平均值为0.15×10-6)、U (变化范围为0.10×10-6~2.28×10-6，平均值为0.85×10-6) 含量。与铁矿不同，围岩具有较高的微量元素含量，其中，Rb (变化范围为2.93×10-6~165.7×10-6，平均值为60.26×10-6)、Zr (变化范围为31.72×10-6~157.7×10-6，平均值为84.31×10-6)、Ba (变化范围为1.18×10-6~924.9×10-6，平均值为225.9×10-6) 含量均比铁矿中相应元素的含量高。
由上可知，鞍本地区条带状铁矿(磁铁石英岩和赤铁石英岩) 的各微量元素的含量均较低，绝大多数微量元素的含量均小于10×10-6，这表明鞍本地区条带状铁矿中碎屑物质的加入较少。
4.3 稀土元素研究区样品的稀土元素分析结果列于表 1。因Y的地球化学性质与REE相似，故也列于表中与REE一并讨论。La异常用La/La*=LaPAAS/(3PrPAAS-2NdPAAS)；Ce异常用Ce/Ce*=2CePAAS/(LaPAAS-PrPAAS) 来计算；Eu异常用Eu/Eu*=2EuPAAS/(SmPAAS+GdPAAS) 来计算；Y异常用Y/Y*=2YPAAS/(DyPAAS+HoPAAS) 来计算(Robert et al., 2004)。稀土元素用PAAS (Post Archean Australian Shale)(McLennan, 1989) 进行标准化。
磁铁石英岩、赤铁石英岩和围岩样品经PAAS标准化后的REE配分曲线分别如图 4、图 5和图 6所示。由表 1和图 4、图 5、图 6可知，磁铁石英岩稀土元素总量较低(ΣREE=9.88×10-6~24.02×10-6，平均值为14.70×10-6))；稀土配分曲线特征为：轻稀土相对亏损，重稀土相对富集(Pr/Yb=0.14~0.51)；呈现La正异常(La/La*=1.17~2.12)、强烈的Eu正异常(Eu/Eu*=2.17~4.47) 和Y正异常(Y/Y*=1.20~1.67)，且Y/Ho比值的变化范围为31.92~41.47。赤铁石英岩也具有较低的稀土元素总量(ΣREE=9.22×10-6~15.78×10-6)；轻稀土相对亏损，重稀土相对富集的分馏模式(Pr/Yb=0.25~0.48)；呈现La正异常(La/La*=1.00~2.10)、强烈的Eu正异常(Eu/Eu*=1.96~5.49) 和Y正异常(Y/Y*=1.01~1.72)；Y/Ho比值的变化范围为26.39~42.89。而围岩具有与铁矿石不同的稀土元素特征，稀土总量较高(ΣREE=24.03×10-6~145.8×10-6)、正负La异常(La/La*=0.87~2.08)、正负Eu异常(Eu/Eu*=0.62~3.80)、正负Y异常(Y/Y*=0.87~1.24)、低Y/Ho比值(Y/Ho=23.99~24.39)。
|
图 4 磁铁石英岩的稀土元素配分图解 Fig. 4 PAAS-normalized REE patterns of magnetitic iron formation |
|
图 5 赤铁石英岩的稀土元素配分图解 Fig. 5 PAAS-normalized REE patterns of hematitic iron formation |
|
图 6 围岩的稀土元素配分图解 Fig. 6 PAAS-normalized REE patterns of wall rock |
因此，鞍本地区条带状铁矿(磁铁石英岩和赤铁石英岩) 具有非常相似稀土元素特征：稀土总量低；具有轻稀土相对亏损，重稀土相对富集的分馏模式；呈现La、Eu、Y的正异常和高Y/Ho比值。
4.4 Fe同位素对研究区磁铁石英岩中的磁铁矿、赤铁石英岩中的赤铁矿和矿石全岩、围岩全岩进行了Fe同位素分析测定，测试结果列于表 2和图 7。为了便于磁铁矿与全岩比较，我们将李志红等(2008)对鞍本地区磁铁石英岩全岩的Fe同位素数据结果一同列于表中。
|
图 7 鞍山-本溪地区BIF的Fe同位素分布特征 Fig. 7 Histograms of Fe isotope compositions in BIF from Anshan-Benxi area |
|
|
表 2 鞍山-本溪地区条带状铁建造的Fe同位素组成 Table 2 Fe isotope compositions of banded iron formations from Anshan-Benxi area |
由表 2和图 7可知，磁铁石英岩中磁铁矿样品最显著的特征是铁的重同位素富集且具有较大的变化范围。不同矿区磁铁石英岩中磁铁矿δ56Fe总的变化范围为0.08‰~1.27‰，平均值为0.55‰。其中，南芬地区磁铁矿δ56Fe变化范围为0.08~1.27‰，平均值为0.61‰；弓长岭地区(二矿区、一矿区、独木、中茨) 磁铁矿δ56Fe变化范围为0.22‰~1.08‰，平均值为0.53‰；鞍山地区(东鞍山、齐大山、大孤山、活龙寨) 磁铁矿δ56Fe变化范围为0.20‰~0.76‰，平均值为0.53‰，因此，不同地区不同类型磁铁矿δ56Fe为正值且具有相似的变化范围。由表 2可知，磁铁矿与全岩的Fe同位素组成在误差范围内一致，这与磁铁矿是磁铁石英岩中铁的主要载体的事实相符。在所分析的磁铁石英岩中，绝大部分的铁寄主在磁铁矿中，因此，磁铁矿总体上基本代表了磁铁石英岩的铁同位素组成。南芬铁矿矿石样品NF06-20的全岩δ56Fe为0.52‰, 而与之相距不到1m的围岩NF06-23的全岩δ56Fe为-0.17‰，这表明变质作用没有使Fe同位素充分均一化，就不同的手标本样品的整体而言，BIF在很大程度上保留了原始沉积的Fe同位素信息。
赤铁石英岩中赤铁矿及全岩样品Fe同位素组成均显示重同位素富集且较小的变化范围。不同矿区赤铁矿δ56Fe总的变化范围为0.58‰~0.76‰，平均值为0.70‰；全岩δ56Fe总的变化范围为0.65‰~0.83‰，平均值为0.76‰。由表 2可知，赤铁矿与全岩的Fe同位素组成在误差范围内一致，因此，赤铁矿总体上代表了赤铁石英岩的铁同位素组成。
由表 2可知，围岩全岩样品Fe同位素比值均聚集于0附近，不同矿区围岩全岩δ56Fe总的变化范围为-0.17‰~0.04‰，平均值为-0.04‰。鞍本地区围岩全岩样品的Fe同位素值分布在0附近，这与不同构造环境下现代火成岩和陆源沉积岩的Fe同位素值相一致(Zhu et al., 2002；Beard et al., 2003；Poitrasson et al., 2004；Dauphas et al., 2007)。
综上所述，鞍本地区条带状铁矿(磁铁石英岩和赤铁石英岩) 具有非常相似的Fe同位素特征：Fe同位素为正值，即均富集铁的重同位素。
5 讨论 5.1 成矿物质来源如前所述，鞍山-本溪地区条带状铁矿矿石化学成分主要由Fe2O3T和SiO2组成，指示陆源碎屑组份的Al2O3和TiO2含量较低；微量元素含量低，绝大多数微量元素的含量小于10×10-6；稀土元素的总量均较低；稀土配分曲线呈现轻稀土亏损、重稀土富集；具有明显的Eu、Y和La的正异常；较高的Y/Ho比值，这与世界上其他地区BIF具有非常一致的特征(Frei and Polat, 2007；Spier et al., 2007；Frei et al., 2008；Planavsky et al., 2010；沈其韩等, 2009, 2011；李志红等, 2008, 2010)。
已有的研究结果表明，现代海水REE配分模式具有轻稀土亏损、重稀土富集、La和Y正异常及高Y/Ho比值(Bau and Dulski., 1995；Zhang and Nozaki., 1996；Alibo and Nozaki., 1998)。而Eu的正异常是高温海底热液的特征(Danielson et al., 1992；Bau and Dulski, 1999)。也就是说，释放到海水中的高温热液越多，Eu的正异常越明显。鞍本地区铁矿可见明显Eu正异常，表明该地区铁矿形成中有较多的热液输入。同时，鞍本地区BIF的Fe同位素和Eu异常存在明显的正相关关系(李志红等，2008)，以上这些特征表明鞍山-本溪地区BIF是前寒武纪海洋化学沉积的产物且成矿物质铁主要来源于海底热液。
5.2 成矿机理由于磁铁矿与寄主磁铁石英岩的铁同位素组成基本一致，磁铁矿成因与BIF的形成机理是同样的。磁铁矿的形成包括复杂的过程，但这些过程概括为两步：海洋中二价铁溶液(Feaq2+) 氧化为三价铁溶液(Feaq3+) 和三价铁溶液沉淀为三价铁的氧化物或者氢氧化物(Feppt3+) 两个过程(Klein, 2005；Dauphas and Rouxel, 2006)。通常认为在太古代缺氧环境下有三种可能过程可以将海洋中的二价铁氧化为三价铁。第一种为有氧氧化，即二价铁与海洋溶解的自由氧反应被氧化为三价铁(Holland, 1973)。第二种为生物媒介的氧化，具体可分为两类，其一为产氧光合细菌产生的氧将二价铁氧化(Cloud, 1968)；其二为生物的厌氧氧化，即不产氧的光合自养细菌通过吸收电子将二价铁氧化(Widdel et al., 1993；Kappler et al., 2005)。第三种为非生物的光化学氧化，前寒武纪早期强幅射的宇宙射线在贫氧的情况下直接使二价铁氧化(Cairns-Smith, 1978; Braterman et al., 1983)，不过近来的研究表明这种可能较小(Konhauser et al., 2007)。因此，在讨论条带状铁矿中磁铁矿Fe同位素组成变化时首先要清楚氧化与沉淀过程的Fe同位素分馏。
许多学者对氧化和沉淀过程中Fe同位素的分馏进行了实验研究(Bullen et al., 2001；Skulan et al., 2002；Johnson et al., 2002；Welch et al., 2003；Croal et al., 2004；Balci et al., 2006)。Bullen et al.(2001)的无生物参与低温水溶液条件下二价铁氧化成三价铁并沉淀的实验表明，六方针铁矿沉淀物比二价铁溶液富集铁的重同位素，沉淀物的δ56Fe比溶液重约1.1‰。Johnson et al.(2002)通过对室温下CaCO3共沉淀分离的研究发现Feaq3+比Feaq2+的δ56Fe重约2.7‰。Welch et al.(2003)也做了类似的BaCO3共沉淀分离试验，分析的结果表明Feaq3+比Feaq2+的δ56Fe重达2.9‰。Croal et al.(2004)研究了pH为7时不产氧的光合自养细菌将二价铁直接氧化为三价的六方针铁矿沉淀时的Fe同位素分馏发现，六方针铁矿沉淀物比二价铁溶液的δ56Fe重约1.5‰。Balci et al.(2006)研究了室温下pH值为2.2~3.5时在生物作用下将Feaq2+氧化形成Feaqt3+，结果表明Feaq3+比Feaq2+的δ56Fe重~3.1‰，Feppt3+和Feaq3+的Fe同位素比值相等或Feaq3+的Fe同位素成分较Feppt3+略大。Skulan et al.(2002)的研究表明由Feaq3+沉淀为Feppt3+发生了动力学分馏，在沉淀物中富集铁的轻同位素，Feppt3+较Feaq3+的δ56Fe轻-1.0‰；且分馏的程度与沉淀速率有关，沉淀速率越慢，分馏越小；沉淀速率越快，分馏越大。当发生完全氧化和沉淀时，Feppt3+和Feaq2+的具有相同的Fe同位素组成(Dauphas and Rouxel, 2006)。
因此，无论是生物或是非生物参与的化学反应均可以产生相似大小的Fe同位素分馏。其中，Feaq2+氧化为Feaq3+会产生较大的同位素平衡分馏，且在Feaq3+富集Fe的重同位素；而Feaq3+沉淀为Feppt3+由于未改变氧化状态和配位，所产生的同位素分馏较小，在Feppt3+中富集Fe的轻同位素。总的结果是，在不完全氧化沉淀的情况下，相对于二价铁溶液，三价铁沉淀物富集Fe的重同位素。
由于部分氧化沉淀过程中Fe同位素可以发生较大的质量分馏，并且相对于溶液中的二价铁，沉淀物呈现重同位素富集。因此，根据质量平衡原理，溶液中残留部分的Fe同位素组成将随着沉淀的进行而变轻，从而使后期沉淀的铁比前期沉淀的铁具有较轻的同位素组成。也就是说，沉淀物的Fe同位素组成将会受沉淀程度的影响。如果假定沉淀物形成之后与溶液中的Fe同位素交换可以忽略不计，则沉淀物的Fe同位素成分随沉淀程度的变化可以通过瑞利分馏模式进行模拟。由于太古代海洋的温度约为70℃(Robert and Chaussidon, 2006)，根据三价铁沉淀物与溶液中的二价铁的同位素分馏系数(Welch et al., 2003；Croal et al., 2004；Balci et al., 2006)，我们模拟计算了70℃时鞍山-本溪地区BIF中磁铁矿Fe同位素组成随沉淀程度变化的瑞利分馏模式(图 8所示)。模拟计算假设沉淀开始时海水的Fe同位素组成类似于现代洋中脊热液；磁铁矿的同位素分馏计算按其标准化学分子式进行，并假定其中二价铁的同位素组成与海水中的二价铁的同位素组成相同；图中与x轴平行的经过坐标原点的实线为Fe同位素标准物质IRMM-014的组成，它基本代表了地球硅酸盐总体的Fe同位素平均值；与过原点的水平实线平行的虚线，代表现代洋中脊热液的Fe同位素组成。由图 8可以看出：(1) 随着沉淀比例的增大，磁铁矿和海水中残留的Fe同位素组成逐渐变轻；(2) 沉淀开始后任何一瞬间形成的沉淀物的Fe同位素组成要比该瞬间及其以前形成的所有沉淀物的Fe同位素成分平均值轻。因此，鞍本地区条带状铁矿Fe同位素组成的变化可以通过不同沉淀程度得到解释。
|
图 8 鞍山-本溪地区BIF δ56Fe与沉淀百分比的相关图解 Fig. 8 A chart illustrating the relationship between Fe isotope composition and degree of precipitation |
一些学者对现代洋中脊热液进行了Fe同位素分析，结果表明从洋中脊热液口喷发的流体富集Fe的轻同位素，δ56Fe总的变化范围为-0.9‰~-0.1‰，平均值为-0.3‰(Sharma et al., 2001；Severmann et al., 2004；Rouxel et al., 2008；Bennett et al., 2009)。
综上所述，如果新太古代由洋中脊喷发的含二价铁溶液与现代热液具有相同的Fe同位素组成(δ56Fe平均值为-0.3‰)，由于二价铁的部分氧化会产生富集重铁同位素的三价铁氧化物(Feaq3+-Feaq2+=2‰~3‰)，因此，鞍本地区条带状铁矿富集Fe的重同位素(δ56Fe平均值为0.55‰) 是来源于洋中脊热液的二价铁，经过了部分氧化和沉淀的结果，沉淀程度的不同是控制BIF中Fe同位素组成变化的重要因素。
5.3 与世界其它铁建造的Fe同位素对比鞍山-本溪地区BIF与世界其它大部分地区铁建造的磁铁矿具有相似的Fe同位素特征(Dauphas et al., 2004, 2007；Rouxel et al., 2005；Whitehouse and Fedo, 2007；Steinhoefel et al., 2009；Planavsky et al., 2012；李志红等，2008)，即显示Fe的重同位素富集，如图 9所示。例如，格陵兰岛3.8Ga铁建造中磁铁矿的δ56Fe值变化范围为-0.75‰~2.73‰，平均值为1.10‰(Dauphas et al., 2004, 2007；Whitehouse and Fedo, 2007)；津巴布韦2.7Ga的Wanderer铁建造中磁铁矿δ56Fe值变化范围为0.67‰~1.02‰，平均值为0.81‰(Steinhoefel et al., 2009)；津巴布韦2.7Ga的Belingwe铁建造中磁铁矿δ56Fe值变化范围为1.02‰~1.61‰，平均值为1.21‰(Rouxel et al., 2005)；美国1.9Ga的Biwabik铁建造中磁铁矿δ56Fe值变化范围为0.12‰~0.82‰，平均值为0.39‰(Frost et al., 2007)；鞍山-本溪地区2.5Ga铁建造中磁铁矿δ56Fe值变化范围为0.08‰~1.27‰，平均值为0.55‰；这些BIF中磁铁矿为正值被认为是继承了二价铁部分氧化而形成的富集重铁同位素的三价铁氧化物或氢氧化物的Fe同位素组成。
|
图 9 鞍山-本溪与世界其它地区BIF中磁铁矿的Fe同位素组成 Fig. 9 Fe isotope compositions of BIF from Anshan-Benxi area and worldwide |
而澳大利亚Hamersley和南非Transvaal地区2.5Ga具有磁铁矿和碳酸盐条带的铁建造中磁铁矿δ56Fe既有正值又有负值，其变化范围为-1.21‰~1.20‰，平均值为~0‰；菱铁矿δ56Fe值变化范围为-2.06‰~1.00‰，平均值为~-0.63‰(Johnson et al., 2003, 2008)，他们认为Fe同位素为正值的磁铁矿是继承了二价铁部分氧化而形成的富集重铁同位素的三价铁氧化物或氢氧化物的Fe同位素组成，而Fe同位素为负值的磁铁矿是由于在成岩过程中微生物异化还原铁(Dissimilatory Iron Reduction, 简称DIR) 产生的富轻同位素的二价铁流体的加入。也有学者对Hamersley地区BIF中磁铁矿进行了Fe同位素研究，发现磁铁矿δ56Fe不是负值而具有正值(Craddock and Dauphas, 2011)。因此，该地区BIF的Fe同位素还有待于更深入的研究。
5.4 地球早期海洋的氧化还原状态Ce、Eu和Fe是对氧化还原敏感的元素，通常被用来示踪氧化还原环境的变化。在自然界，REE常呈稳定的+3价离子，当环境发生氧化-还原变化时Ce被氧化为四价，Eu可还原为二价，从而使Ce、Eu等元素与其他REE元素发生解耦，即产生REE配分曲线中的异常。铁是一种很活泼的元素，主要以0、+2、+3价形式存在，铁的变价特征导致它在不同的氧化还原反应中显示出不同的地球化学性质。
由表 1和图 4、图 5可知，鞍山-本溪地区条带状铁矿REE的配分模式呈现轻稀土相对亏损、重稀土相对富集；明显地La、Eu、Y的正异常。与其它稀土元素相比，Ce异常的判别往往会受到La正异常的影响。因此，本文采取了Bau and Dulski (1996)的Ce/Ce*-Pr/Pr*图解来判断真正的Ce负异常(图 10中灰色区域代表Ce负异常)。我们将鞍本地区数据投在判别图解上，可以看出：绝大部分样品均落在了La正异常区域，并未落在Ce负异常区域，因此，鞍本地区BIF中Ce/Ce*值(变化范围为0.73~0.92) 并不是真正的Ce负异常，而是意味着La的正异常。Ce的负异常被认为反映了氧化环境，通常，在氧化的海水中，经页岩标准化后的海水具有强烈的Ce负异常(Bau and Dulski, 1995；Zhang and Nozaki, 1996；Alibo and Nozaki, 1998)；然而，低氧或缺氧的海水缺乏明显的Ce负异常。这是因为在氧化的海水中，Ce3+氧化成Ce4+，Ce4+易发生水解而被Fe-Mn的氢氧化物、有机物和粘土等吸附而发生沉淀，造成海水中Ce的亏损(Byrne and Sholkovitz, 1996)。与现代的化学沉积岩(例如灰岩) 或现代海水显示强烈Ce负异常不同，鞍本地区条带状铁矿缺乏Ce负异常，表明在铁矿沉积时海水的氧化还原状态为氧逸度很低的还原环境。
|
图 10 Ce负异常的判别图解(据Bau and Dulski 1996) (ⅢA) Ce正异常; (ⅢB) Ce负异常; (ⅡA) La正异常且无Ce异常; (ⅡB) La负异常且无Ce异常 Fig. 10 Ce/Ce* versus Pr/Pr* discrimination diagram (after Bau and Dulski, 1996) (ⅢA) positiveCe anomaly; (ⅢB) negative Ce anomaly; (ⅡA) positive La anomaly but no Ce anomaly; (ⅡB) negative La anomaly but no Ce anomaly |
前人的研究表明，Fe同位素可以用来示踪地质历史中海水的氧化还原状态(Rouxel et al., 2005；Whitehouse et al., 2007；Anbar and Rouxel, 2007；von Blanckenburg et al., 2008)。当海洋完全氧化时，海水中的Fe接近完全沉淀，也就是没有发生铁同位素分馏，那么沉淀的Fe3+氧化物的铁同位素代表了当时海水的铁同位素信息。已有的研究表明，海水铁同位素的δ56Fe值为负值或接近于零(Johnson et al., 2008)。当海水中的Fe完全氧化时，Fe3+氧化物的δ56Fe值也在零附近。而海洋还没有完全氧化时，海水中的Fe部分沉淀，生成Fe3+氧化物会发生Fe同位素分馏，并且相对于溶液中的二价铁，沉淀物呈现重同位素富集(Bullen et al., 2001；Balci et al., 2006)。由表 2可知，鞍本地区BIF样品均富集铁重同位素，δ56Fe的变化范围为0.08‰~1.27‰，正的Fe同位素比值表明海水中的铁发生了部分而非完全氧化。将研究区Fe同位素组成投在图 8中(右上方为磁铁矿的Fe同位素组成)，以鞍本地区BIF中磁铁矿的Fe同位素平均成分计算(δ56Fe平均值为0.55‰)，海水中Fe的沉淀程度约为30%，大部分Fe仍储存在海水中。这说明在形成铁矿的新太古代晚期，海洋中氧化剂的含量是有限的，即当时铁矿沉淀的海洋处于一种低氧逸度的状态。
6 结论本文报道了新太古代辽宁省鞍山-本溪地区条带状磁铁石英岩、赤铁石英岩和围岩的主量元素、微量元素、稀土元素和Fe同位素组成的测试结果，并获得如下结论：
(1) 条带状铁矿的化学成分主要由Fe2O3T和SiO2组成，具有较低的Al2O3和TiO2含量；微量元素含量和稀土总量均较低；经页岩标准化的稀土元素配分模式均呈现轻稀土亏损、重稀土富集；具有明显的La、Eu、Y的正异常；较高的Y/Ho比值。这些特征均表明鞍本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，同时具有明显的火山热液的贡献。
(2) 磁铁石英岩中的磁铁矿、赤铁石英岩中的赤铁矿和全岩的Fe同位素均显示重铁同位素富集的典型特征，这是二价铁溶液经部分氧化和沉淀形成的富集重铁同位素的三价铁氧化物或氢氧化物的结果, 且沉淀程度的不同是控制BIF中Fe同位素组成变化的重要因素。
(3) BIF中缺乏Ce负异常，这与氧化的海水具有强烈地Ce负异常不同，而与低氧或缺氧的海水缺乏明显的Ce负异常相似；同时，BIF富集重铁同位素表明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。铁矿中无明显Ce负异常和Fe同位素为正值暗示当时铁矿沉淀的环境为低氧逸度环境。
致谢 鞍钢集团弓长岭矿业公司勘测设计研究所的邴国雷、邢振国、田迎春和南芬露天铁矿地测科的蒋国夫、王长军，以及中国地质科学院地质研究所闫斌博士和孙剑博士在野外考察期间均给予了很大的帮助，在此一并致以最诚挚的谢意！| [] | Alibo DS, Nozaki Y. 1998. Rare earth elements in seawater: Particle association, shale normalization, and Ce oxidation. Geochimica et Cosmochimica Acta, 63(3-4): 363–372. |
| [] | Anbar AD, Jarzecki AA, Spiro TG. 2005. Theoretical investigation of iron isotope fractionation between Fe (H2O)63+and Fe (H2O)62+: Implications for iron stable isotope geochemistry. Geochimica et Cosmochimica Acta, 69(4): 825–837. DOI:10.1016/j.gca.2004.06.012 |
| [] | Anbar AD, Rouxel O. 2007. Metal stable isotopes in paleoceanography. Annu. Rev. Earth. Planet. Sci., 35: 717–746. DOI:10.1146/annurev.earth.34.031405.125029 |
| [] | Balci N, Bullen TD, Witte-Lien K, Shanks WC, Motelica M, Mandernack KW. 2006. Iron isotope fractionation during microbially stimulated Fe (Ⅱ) oxidation and Fe (Ⅲ) precipitation. Geochimica et Cosmochimica Acta, 70(3): 622–639. DOI:10.1016/j.gca.2005.09.025 |
| [] | Bau M, Dulski P. 1995. Yttrium and holmium in South Pacific seawater: Vertical distribution and possible fractionation mechamisms. Chem. Erde., 55: 1–15. |
| [] | Bau M, Dulski P. 1996. Distribution of yttrium and rare-earth elements in the Penge and Kuruman iron-formations, Transvaal Supergroup, South Afica. Precamb. Rea., 79(1-2): 37–55. DOI:10.1016/0301-9268(95)00087-9 |
| [] | Bau M, Dulski P. 1999. Comparing yttrium and rare earths in hydrothermal fluids from the Mid-Atlantic Ridge: Implications for Y and REE behaviour during near-vent mixing and for the Y/Ho ratio of Proterozoic seawater. Chem. Geol., 155(1-2): 77–90. DOI:10.1016/S0009-2541(98)00142-9 |
| [] | Beard BL, Johnson CM, Skulan JL, Nealson KH, Cox L, Sun H. 2003. Application of Fe isotopes to tracing the geochemical and biological cycling of Fe. Chem. Geol., 195(1-4): 87–117. DOI:10.1016/S0009-2541(02)00390-X |
| [] | Bennett SA, Rouxel O, Schmidt K, Garbe-Schönberg D, Statham PJ, German CR. 2009. Iron isotope fractionation in a buoyant hydrothermal plume, 5 degrees S Mid-Atlantic Ridge. Geochimica et Cosmochimica Acta, 73(19): 5619–5634. DOI:10.1016/j.gca.2009.06.027 |
| [] | Braterman PS, Cairns-Smith AG, Sloper RW. 1983. Photo-oxidation of hydrated Fe2+: Significance for banded iron formations. Nature, 303(5913): 163–164. DOI:10.1038/303163a0 |
| [] | Bullen TD, White AF, Childs CW, Vivit DV, Schulz MS. 2001. Demonstration of significant abiotic iron isotope fractionation in nature. Geology, 29(8): 699–702. DOI:10.1130/0091-7613(2001)029<0699:DOSAII>2.0.CO;2 |
| [] | Byren RH and Sholkovitz ER. 1996. Marine chemistry and geochemistry of the lanthanides. In: Gschneider KA Jr and Eyring L (eds.). Handbook on the Physics and Chemistry of the Rare Earths. Amsterdam: Elsevier, 23(79): 497-593 |
| [] | Cairns-Smith AG. 1978. Precambrian solution photochemistry, inverse segregation, and banded-iron formations. Nature, 276(5690): 807–808. DOI:10.1038/276807a0 |
| [] | Cloud PE. 1968. Atmospheric and hydrospheric evolution on the primitive earth. Science, 160(3829): 729–736. DOI:10.1126/science.160.3829.729 |
| [] | Craddock PR, Dauphas N. 2011. Iron and carbon isotope evidence for microbial iron respiration throughout the Archean. Earth Planet. Sci. Lett., 303(1-2): 121–132. DOI:10.1016/j.epsl.2010.12.045 |
| [] | Croal LR, Johnson CM, Beard BL, Newman DK. 2004. Iron isotope fractionation by Fe (Ⅱ)-oxidizing photoautotrophic bacteria. Geochimica et Cosmochimica Acta, 68(6): 1227–1242. DOI:10.1016/j.gca.2003.09.011 |
| [] | Danielson A, Möller P, Dulski P. 1992. The europium anomalies in banded iron formations and the thermal history of the oceanic crust. Chem. Geol., 97(1-2): 89–100. DOI:10.1016/0009-2541(92)90137-T |
| [] | Dauphas N, van Zuilen M, Wadhwa M, Davis AM, Marty B, Janney PE. 2004. Clues from Fe isotope variations on the origin of Early Archean BIFs from Greenland. Science, 306(5704): 2077–2080. DOI:10.1126/science.1104639 |
| [] | Dauphas N, Rouxel O. 2006. Mass spectrometry and natural variations of iron isotopes. Mass. Spectrom. Rev., 25(4): 515–550. DOI:10.1002/(ISSN)1098-2787 |
| [] | Dauphas N, Van Zuilen M, Busigny V, Lepland A, Wadhwa M, Janney PE. 2007. Iron isotope, major and trace element characterization of Early Archean supracrustal rocks from SW Greenland: Protolith identification and metamorphic overprint. Geochimica et Cosmochimica Acta, 71(19): 4745–4770. DOI:10.1016/j.gca.2007.07.019 |
| [] | Frei R, Polat A. 2007. Source heterogeneity for the major components of~3.7Ga banded iron formation (Isua Greenstone Belt, western Greenland): Tracing the nature of interacting water masses in BIF formation. Earth and Planetary Science Letters, 253: 266–281. DOI:10.1016/j.epsl.2006.10.033 |
| [] | Frei R, Dahl PS, Duke EF, Frei KM, Hansen TR, Frandsson MM, Jensen LA. 2008. Trace element andisotopic characterization of Neoarchean and Paleoproterozoic Fe formations in the Black Hills (South Dakota, USA): Assessment of chemical change during 2.9~1.9Ga depositionbracketing the 2.4~2.2Ga first rise of atmospheric oxygen. Precambrian Res., 162(3-4): 441–474. DOI:10.1016/j.precamres.2007.10.005 |
| [] | Frost CD, von Blanckenburg F, Schoenberg R, Frost BR, Swapp SM. 2007. Preservation of Fe isotope heterogeneities during diagenesis and metamorphism of banded iron formation. Contrib. Mineral. Petrol., 153(2): 211–235. DOI:10.1007/s00410-006-0141-0 |
| [] | Gross GA. 1965. Geology of Iron Deposits in Canada-general Geology and Evaluation of Deposits. Ottawa: Geology Survey of Canada. |
| [] | Holland HD. 1973. The ocean; A possible source of iron in iron-formations. Econ. Geol., 68(7): 1169–1172. DOI:10.2113/gsecongeo.68.7.1169 |
| [] | Jiang SY, Ding TP, Wan DF, Li YH. 1993. Silicon isotopic compositions of Archean Banded Si-Fe Formation (BIF) in the Gongchangling ore deposit, Liaoning Province, China. Science in China (Series B), 36(4): 483–489. |
| [] | Johnson CM, Skulan JL, Beard BL, Sun H, Nealson KH, Braterman PS. 2002. Isotopic fractionation between Fe (Ⅲ) and Fe (Ⅱ) in aqueous solutions. Earth Planet. Sci. Lett., 195(1-2): 141–153. DOI:10.1016/S0012-821X(01)00581-7 |
| [] | Johnson CM, Beard BL, Beukes NJ, Klein C, O'Leary JM. 2003. Ancient geochemical cycling in the Earth as inferred from Fe isotope studies of banded iron formations from the Transvaal Craton. Contrib. Mineral. Petrol., 144(5): 523–547. DOI:10.1007/s00410-002-0418-x |
| [] | Johnson CM, Beard BL. 2006. Fe isotopes: An emerging technique in understanding modern and ancient biogeochemical cycles. GSA Today, 16: 4–10. |
| [] | Johnson CM, Beard BL, Klein C, Beukes NJ, Roden EE. 2008. Iron isotopes constrain biologic and abiologic processes in banded iron formation genesis. Geochimica et Cosmochimica Acta, 72(1): 151–169. DOI:10.1016/j.gca.2007.10.013 |
| [] | Kappler A, Pasquero C, Konhauser KO, Newman DK. 2005. Deposition of banded iron formations by anoxygenic phototrophic Fe (Ⅱ)-oxidizing bacteria. Geology, 33(11): 865–868. DOI:10.1130/G21658.1 |
| [] | 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 |
| [] | Konhauser KO, Amskold L, Lalonde SV, Posth NR, Kappler A, Anbar A. 2007. Decoupling photochemical Fe (Ⅱ) oxidation from shallow-water BIF deposition. Earth Planet. Sci. Lett., 258(1-2): 87–100. DOI:10.1016/j.epsl.2007.03.026 |
| [] | 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 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, Li J, Liu H. 2010. Characteristics of rare earth elements and geological significations of BIFs from Jidong Wutai and Lüliang area. Geoscience, 24(5): 840–846. |
| [] | McLennan SB. 1989. Rare earth elements in sedimentary rocks: Influence of provenance and sedimentary processes. In: Lipin BR and Mckay GA (eds.). Geochemistry and Mineralogy of Rare Earth Elements. Washington: Mineralogical Society of America, 21: 169-200 |
| [] | Planavsky N, Bekker A, Rouxel OJ, Kamber B, Hofmann A, Knudsen A, Lyons TW. 2010. Rare Earth Element and yttrium compositions of Archean and Paleoproterozoic Fe formations revisited: New perspectives on the significance and mechanisms of deposition. Geochimica et Cosmochimica Acta, 74(22): 6387–6405. DOI:10.1016/j.gca.2010.07.021 |
| [] | Planavsky N, Rouxel OJ, Bekker A, Hofmann A, Little CTS, Lyons TW. 2012. Iron isotope composition of some Archean and Proterozoic iron formations. Geochimica et Cosmochimica Acta, 80: 158–169. DOI:10.1016/j.gca.2011.12.001 |
| [] | Poitrasson F, Halliday AN, Lee DC, Levasseur S, Teutsch N. 2004. Iron isotope differences between Earth, Moon, Mars and Vesta as possible records of contrasted accretion mechanisms. Earth Planet. Sci. Lett., 222(3-4): 253–266. |
| [] | Qiao GS, Zhai MG, Yan YH. 1990. Geochronological study of Archaean rocks in Anshan, Liaoning Province. Scientia Geologica Sinica(2): 158–164. |
| [] | Robert B, Kamber BS, Moorbath S, Fedo CM, Whitehouse MJ. 2004. Characterisation of Early Archaean chemical sediments by trace element signatures. Earth Planet. Sci. Lett., 222(1): 43–60. DOI:10.1016/j.epsl.2004.02.016 |
| [] | Robert F, Chaussidon M. 2006. A palaeo-temperature curve for the Precambrian oceans based on silicon isotopes in cherts. Nature, 443(7114): 969–972. DOI:10.1038/nature05239 |
| [] | Rouxel OJ, Bekker A, Edwards KJ. 2005. Iron isotope constraints on the Archean and Paleoproterozoic ocean redox state. Science, 307(5712): 1088–1091. DOI:10.1126/science.1105692 |
| [] | Rouxel OJ, Shanks WC, Bach W, Edwards KJ. 2008. Integrated Fe-and S-isotope study of seafloor hydrothermalvents at East Pacific rise 9-10 degrees N. Chem. Geol., 252(3-4): 214–227. DOI:10.1016/j.chemgeo.2008.03.009 |
| [] | Severmann S, Johnson CM, Beard B L, German CR, Edmonds HN, Chiba H, Green DRH. 2004. The effect of plume processes on the Fe isotope composition of hydro-thermally derived Fe in the deep ocean as inferred from the Rainbow vent site, Mid-Atlantic Ridge, 36 degrees 140N. Earth Planet. Sci. Lett., 225(1-2): 63–76. DOI:10.1016/j.epsl.2004.06.001 |
| [] | Sharma M, Polizzotto M, Anbar AD. 2001. Iron isotopes in hot springs along the Juan de Fuca Ridge. Earth Planet. Sci. Lett., 194(1-2): 39–51. DOI:10.1016/S0012-821X(01)00538-6 |
| [] | Shen QH. 1998. Geological signature and setting of Precambrian banded iron formations in North China Craton. In: Chen YQ (ed.). Early Precambrian Research in North Chian Craton. Beijing: Geological Publishing House, 1-30(in Chinese) |
| [] | 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. |
| [] | Skulan JL, Beard BL, Johnson CM. 2002. Kinetic and equilibrium Fe isotope fractionation between aqueous Fe (Ⅲ) and hematite. Geochimica et Cosmochimica Acta, 66(17): 2995–3015. DOI:10.1016/S0016-7037(02)00902-X |
| [] | Spier CA, de Oliveira SMB, Sial AN, Rios FJ. 2007. Geochemistry and genesis of the banded Fe formations of the Caue Formation, Quadrilatero Ferrifero, Minas Gerais, Brazil. Precambrian Res., 152(3-4): 170–206. DOI:10.1016/j.precamres.2006.10.003 |
| [] | 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 J, Zhu XK, Chen YL, Fang N. 2012. Fe isotope compositions of related geological formation in Bayan Obo area and their constrains on the genesis of Bayan Obo ore deposit. Acta Geologica Sinica, 86(5): 819–828. |
| [] | Tang SH, Zhu XK. 2006. Chromatographic separation of Cu, Fe, Zn using AGMP-1 an iron exchange resin for isotope determination by MC-ICP-MS. Rock and Mineral Analysis, 25(1): 5–8. |
| [] | von Blanckenburg F, Mamberti M, Schoenberg R, Kamber BS, Webb GE. 2008. The iron isotope composition of microbial carbonate. Chem. Geol., 249(1-2): 113–486. DOI:10.1016/j.chemgeo.2007.12.001 |
| [] | Wan YS. 1993. Formation and Evolution of the Iron-bearing Rock Series of the Gongchagnling Area, Liaoning Province. Beijing: Science and Technology Press: 66-75. |
| [] | Wan YS, Dong CY, Liu DY, Krönera A, Yang CH, Wang W, Du LL, Xie HQ, Ma MZ. 2011. Zircon ages and geochemistry of late Neoarchean syenogranites in the North China Craton: A review. Precambrian Research. DOI:10.1016/j.precamres.2011.05.001 |
| [] | Wang Y, Zhu XK, Mao JW, Li ZH, Cheng YB. 2011. Iron isotope fractionation during skarn-type metallogeny: A case study of Xinqiao Cu-S-Fe-Au deposit in the Middle-Lower Yangtae Valley. Ore Geology Reviews, 42(1): 194–202. |
| [] | Wang Y, Zhu XK. 2012. Fe isotope systematics and its implications in ore deposit geology. Acta Petrologica Sinica, 28(11): 3638–3654. |
| [] | Welch SA, Beard BL, Johnson CM, Braterman PS. 2003. Kinetic and equilibrium Fe isotope fractionation between aqueous Fe (Ⅱ) and Fe (Ⅲ). Geochimica et Cosmochimica Acta, 67(22): 4231–4250. DOI:10.1016/S0016-7037(03)00266-7 |
| [] | Whitehouse MJ, Fedo CM. 2007. Microscale heterogeneity of Fe isotopes in >3.71Ga banded iron formation from the Isua Greenstone Belt, Southwest Greenland. Geology, 35(8): 719–722. DOI:10.1130/G23582A.1 |
| [] | Widdel F, Schnell S, Heising S, Ehrenreich A, Assmus B, Schink B. 1993. Ferrous iron oxidation by anoxygenic photo-trophic bacteria. Nature, 362(6428): 834–836. |
| [] | Wiesli RA, Beard BL, Johnson CM. 2004. Experimental determination of Fe isotope fractionation between aqueous Fe (Ⅱ), siderite and "green rust" in abiotic systems. Chem. Geol., 211(3-4): 343–362. DOI:10.1016/j.chemgeo.2004.07.002 |
| [] | Yan B, Zhu Xk, Tang SH, Zhu MY. 2010. Fe isotopic characteristics of the Neoproterozoic BIF in Guangxi Province and its implications. Acta Geologica Sinica, 84(7): 1080–1086. |
| [] | Zhai MG, Windley BF, Sills JD, Yang RY, Han S. 1989. REE and trace element geochemistry of the Archean Anshan-Benxi BIF, Liaoning, Northeast China. Geochimica(3): 241–249. |
| [] | Zhang J, Nozaki Y. 1996. Rare earth elements and yttrium in seawater: ICP-MS determination in the East Caroline, Coral Sea, and South Fiji basins of the western South Pacific Ocean. Geochimica et Cosmochimica Acta, 60(23): 4631–4644. DOI:10.1016/S0016-7037(96)00276-1 |
| [] | Zhou ST. 1994. The Geology of Banded iron Formation in Anshan-benxi Area. Beijing: Geological Publishing House: 101-104. |
| [] | Zhu XK, Guo YL, Williams RJP, O'Nions RK, Matthews A, Belshaw NS, Canters GW, de Waal EC, Weser U, Brugess BK, Salvato B. 2002. Mass fractionation processes of transition metal isotopes. Earth and Planetary Science Letters, 200(1-2): 47–62. DOI:10.1016/S0012-821X(02)00615-5 |
| [] | Zhu XK, Li ZH, Zhao XM, Tang SH, He XX, Belshaw NS. 2008. High precision measurements of Fe isotopes using MC-ICP-MS and Fe isotope compositions of geological reference materials. Acta Petrologica et Mineralogica, 27(4): 263–272. |
| [] | 蒋少涌, 丁悌平, 万德芳, 李延河. 1993. 辽宁弓长岭太古代条带状硅铁建造(BIF) 的硅同位素组成特征. 中国科学(B辑), 22(6): 626–631. |
| [] | 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, 李津, 刘辉. 2010. 冀东、五台和吕梁地区条带状铁矿的稀土元素特征及其地质意义. 现代地质, 24(5): 840–846. |
| [] | 乔广生, 翟明国, 阎月华. 1990. 鞍山地区太古代岩石同位素地质年代学研究. 地质科学(2): 158–164. |
| [] | 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:程裕淇编.华北台早前寒武地质研究论文集.北京:地质出版社, 1-30 |
| [] | 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. |
| [] | 孙剑, 朱祥坤, 陈岳龙, 房楠. 2012. 白云鄂博地区相关地质单元的铁同位素特征及其对白云鄂博矿床成因的制约. 地质学报, 86(5): 819–828. |
| [] | 唐索寒, 朱祥坤. 2006. 用于多接收等离子体质谱铜铁锌同位素测定的离子交换分离方法. 岩矿测试, 25(1): 5–8. |
| [] | 万渝生. 1993. 辽宁弓长岭含铁岩系的形成与演化. 北京: 北京科学技术出版社: 66-75. |
| [] | 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. |
| [] | 闫斌, 朱祥坤, 唐索寒, 朱茂炎. 2010. 广西新元古代BIF的铁同位素特征及其地质意义. 地质学报, 84(7): 1080–1086. |
| [] | 翟明国, WindleyBF, SillsJD, 杨瑞英, 韩松. 1989. 鞍本太古代条带状铁建造(BIF) 的稀土及微量元素特征. 地球化学(3): 241–249. |
| [] | 周世泰. 1994. 鞍山-本溪地区条带状铁矿地质. 北京: 地质出版社: 101-104. |
| [] | 朱祥坤, 李志红, 赵新苗, 唐索寒, 何学贤, BelshawNS. 2008. 铁同位素的MC-ICP-MS测定方法与地质标准物质的铁同位素组成. 岩石矿物学杂志, 27(4): 263–272. |