前人对华北克拉通太古宙BIF铁矿已作了大量的研究，但对古元古代BIF铁矿研究得较少，这可能与古元古代BIF发育较少有关。古元古代BIF与太古宙BIF之间存在何种差异以及它们是如何演化的，回答这些问题不仅关系到前寒武条带状铁建造的成因问题，同时也关系到华北克拉通前寒武地质纪演化问题。

位于华北克拉通东缘的胶北地体(图 1a)，发育有典型的古元古代地层--粉子山群以及荆山群，在这些地层中发现了较多的BIF铁矿，其中以莱州-安丘铁矿带为代表。该铁矿带位于胶北地体西部、沂沭断裂带(郯庐断裂山东段) 之昌邑-大店断裂东侧，北起莱州西部，向南经平度西部、昌邑东部，至安丘东部，全长约100km，宽约8~15km，总体呈15°~40°方向展布(王松涛等，2007)。带内磁异常较多，中、小型铁矿分布范围广，该带已发现中、小型铁矿20余处(图 1b)，目前正在开采利用的昌邑铁矿、西铁埠铁矿、海郑铁矿、大浞河铁矿等，为昌邑、莱州地区重要的铁矿石来源。

本文试图以昌邑BIF铁矿为切入点，通过详细的矿床地质研究，揭示华北克拉通东缘古元古代BIF的地质特征及其与太古代宙BIF的差异，同时探讨古元古代BIF的成因。

1 区域地质背景

昌邑铁矿位于山东省昌邑市，在大地构造位置上属于华北克拉通东缘的胶北地体，西与沂沭断裂毗邻(图 1)。区域上出露的地层主要为上太古界胶东群、下元古界粉子山群和荆山群以及中、新生界地层。含矿地层粉子山群主要岩性为大理岩、黑云变粒岩、透闪岩、石墨透闪岩、含石墨岩系夹菱镁矿、滑石矿、浅粒岩、斜长角闪岩、长石石英岩、磁铁石英岩、夕线黑云片岩等，变质程度达高绿片岩相-低角闪岩相，石榴石-白云母-石英片岩中碎屑锆石SHRIMP年龄为2.9~2.2Ga (Wan et al., 2006)，形成于早元古代晚期(王世进等，2009)。

侵入岩主要为中生代晚侏罗世玲珑二长花岗岩和早白垩世郭家岭花岗闪长岩类以及中、基性脉岩。

区内褶皱构造和断裂构造均较发育。褶皱构造主要见于前寒武纪结晶基底中，如在东辛庄矿段西南端粉子山群的背斜轴向北东30°左右，轴面倾向北西，倾角75°，控制了东辛庄矿段铁矿床的分布。断裂构造包括北北东向、北东向以及北西向断裂，其中北北东向断裂主要是昌邑-大店断裂，是沂沭断裂带最东边的一条重要断裂，走向20°左右，断裂倾向西，西侧发育中生代地层，东侧发育粉子山群地层；北东向断裂分布于研究区东南部，走向30°左右，西倾，两侧均为粉子山群含铁变质岩系，其构造线与莱州-安丘磁异常铁成矿带方向及地层产状一致；北西向断裂分布于研究区南部，走向320°~330°，横截铁成矿带，对铁矿起破坏作用。

2 矿床地质

昌邑铁矿呈北东向展布，主要包含莲花山和东辛庄两个矿区。2004年山东省第四地质矿产勘查院提交的《山东省昌邑市东辛庄-莲花山矿区铁矿详查报告》显示其332+333类铁矿资源量1253万吨，Fe^T平均品位29.2%，其中332类资源量为473万吨，占总资源量的37.7%，Fe^T平均品位29.7%。矿体主要赋存在古元古代粉子山群变质岩中，在深部被花岗岩枝侵入(图 2)。

2.1 矿体围岩特征

昌邑铁矿的围岩主要为各种变质岩，岩性变化多样，总体上可以分为三类：酸性的斜长片麻岩和变粒岩类、含石榴石的片岩和片麻岩类以及中、基性的角闪岩和斜长角闪岩类。代表性岩性描述如下：

含绿泥葡萄石斜长片麻岩，片麻状构造，主要含四种矿物，即长石、石英、葡萄石和绿泥石，长石含量约60%，石英含量约30%，葡萄石+绿泥石含量约10%。长石粗粒他形，多发生绢云母化，主要为钠长石，少量钾长石；葡萄石+绿泥石不连续长条状分布，单偏无色-浅褐色，具非常浅的蓝绿多色性，葡萄石中间有时夹含长条状绿泥石，同样平行消光，解理不明显，葡萄石和绿泥石可能由角闪石蚀变而来，葡萄石也可能是变质成因。

含黑云母斜长片麻岩，片麻状构造，主要由斜长石、石英和黑云母组成。斜长石他形，卡钠双晶发育，含量约65%；石英他形粒状，颗粒大小变化大，镶嵌结构，含量约30%；黑云母细条状，含量约5%。

黑云斜长片麻岩，片麻状构造，由斜长石、黑云母和石英组成。斜长石含量约50%，黑云母含量约35%，石英含量约15%。

黑云斜长变粒岩，弱片麻状构造，主要由石英、长石和黑云母组成。石英含量约65%，粒状他形，镶嵌结构，变形不明显；长石他形，发生强烈绢云母化，含量约25%；黑云母短条他形，含量约10%。

含石榴石黑云斜长片麻岩，强片麻状构造，主要由斜长石、石英、黑云母和少量石榴石组成。斜长石他形，粒度变化大，含量约50%；石英粒度同样变化大，含量约30%；黑云母细长条状定向分布，含量约20%；石榴石细粒零星分布或粗粒集合体分布，粗粒中含石英包裹体，含量小于1%。

石榴石岩，块状构造，主要由石榴石和石英组成，石榴石含量约85%，粒度变化大，通常包含石英颗粒；石英含量约15%，粒度变化大。

石榴石黑云母片岩，主要由石英、黑云母和石榴石组成。石英镶嵌结构，含量约40%；黑云母含量约30%，部分转变为绿泥石；石榴石粗粒自形，含大量石英包体，含量约30%。

绿泥石榴石角闪岩，主要由角闪石、绿泥石、石榴石、石英组成。角闪石他形粒状-短柱状，绿干涉色，含量约30%；绿泥石浅黄-浅黄绿多色性，浅蓝干涉色，可能角闪石蚀变而来，含量约25%；石榴石细粒集合体状，含量约30%；石英分布不均匀，粒度变化大，含量约10%。

黑云角闪岩，片麻状构造，主要由角闪石、黑云母和斜长石组成，富角闪石和富黑云母条带相间。角闪石自形细粒状，含量约70%；黑云母长条状，含量约20%；斜长石呈斑晶状，强烈绢云母化，含量约10%。

斜长角闪片麻岩，强片麻状构造，主要由角闪石和石英+斜长石组成。角闪石细长条状定向排列，含量约60%；石英+长石含量约40%。

角闪岩，主要由角闪石组成，含少量石英。角闪石蓝绿多色性，长条状定向排列，自形-半自形，含量大于95%；石英零星分布，含量少于5%。

2.2 矿体及矿石特征

矿体呈层状、透镜状，平行排列或斜列产出，产状与围岩一致(图 3)；矿体与顶底板岩石界线清晰，沿走向具尖灭、膨缩现象；矿体一般几十至数百米，最长者2458m，厚度几厘米到几十米，最厚可达36m。东辛庄矿区矿体总体走向30°左右，倾向南东，倾角10°~70°，莲花山矿区矿体总体走向70°，倾向南东，局部反倾，倾角0~35°。

矿石矿物主要为磁铁矿，局部地方含黄铁矿，脉石矿物主要为石英、角闪石、黑云母，局部地方含石榴石、绿帘石和绿泥石等。根据矿石中各种矿物含量的变化，可将矿石划分为(含) 角闪石英磁铁岩、含黑云石英磁铁岩、含黑云角闪石英磁铁岩、磁铁角闪石英石榴石岩、磁铁石英角闪岩等，各种矿石类型描述如下：

石英磁铁岩(图 4a)，弱片理化，不见明显的条带状构造，主要由石英和磁铁矿组成，石英他形，粒状-不规则状，粒径140~520μm，含量约50%；磁铁矿同样粒状-不规则状，粒径120~810μm，含量50%。矿石局部地方被碳酸盐脉穿插和交代。

(含) 角闪石英磁铁岩(图 4b)，条带状构造，粒状变晶结构，主要由石英、磁铁矿和少量角闪石组成。石英粒状-不规则状，粒径110~630μm，含量45%~60%；磁铁矿粒状-不规则状，自形-他形，粒径80~540μm，粒度大小总体上与石英颗粒相近，含量30%~45%；角闪石他形，粒状-长柱状，粗粒中含石英包裹体，长径80~510μm，含量5%~25%。发育富铁和富硅微条带，二者为此消彼长的渐变关系，富硅条带石英颗粒更粗，而富铁条带角闪石更多。

黑云石英磁铁岩(图 4c)，主要由石英、磁铁矿和黑云母组成，含较多黄铁矿。石英镶嵌结构，粒度变化大，110~1000μm，含量约45%；磁铁矿粒状-不规则状，自形-他形，粒径140~350μm含量约35%；黑云母长条状，长径变化为100~700μm，含量约15%；黄铁矿含量约5%。

含角闪黑云磁铁石英岩(图 4d)，主要由石英、磁铁矿、黑云母和角闪石组成，含零星黄铁矿。石英镶嵌结构，190~600μm，含量约50%；磁铁矿粒状-不规则状，自形-他形，粒径140~430μm，含量25%~30%；黑云母细长条状，150~390μm，含量约15%；角闪石不规则状-长柱状，290~680μm，含量5%~10%。

磁铁角闪石英石榴石岩(图 4e)，主要由石榴石、石英、角闪石、磁铁矿和黑云母组成，见零星黄铁矿。石榴石粒状-不规则状，自形-他形，粒度变化大，粒径500~2400μm，包含大量石英颗粒，粗大颗粒裂纹发育，在颗粒周围常包围一圈黑云母，总体含量约50%；石英他形，粒状-不规则状，镶嵌结构，分布不均、大小不均，粒径80~800μm，含量约25%；角闪石短柱-长柱状，颗粒粗大，最长可达5000μm，包含石英和磁铁矿颗粒，含量约15%；磁铁矿粒状-不规则状，自形-他形，粒径50~700μm，含量约10%；黑云母板状，长10~700μm，含量少于5%。

磁铁石英角闪岩(图 4f)，弱片麻状，主要由角闪石、石英、磁铁矿组成，含浸染状黄铁矿。角闪石粗粒粒状-短柱状，常包含椭圆状石英，粒径310~1490μm，含量约60%；石英分布不均匀，粒状-不规则状，粒度变化较大，粒径110~770μm，含量约25%；磁铁矿粒状-不规则状，粒径140~600μm，含量约15%；黄铁矿具有沿片麻理分布的特征，且分布不均匀，含量 < 5%。

矿石以(含) 角闪石英磁铁岩为主，其余类型零星分布。一个值得注意的现象是，出现黑云母的矿石一般都含有零星分布的或者浸染状黄铁矿，而这种黄铁矿在矿体中仅局部出现，没有连续性，这可能暗示黄铁矿不是后期大规模的热液蚀变或者交代形成，而很可能是在局部的变质流体中沉淀出来的，变质流体可能造成角闪石转变为黑云母。粗大的石榴石和角闪石颗粒中常含石英和磁铁矿颗粒，表明石榴石和角闪石是后期变质作用中形成的。此外，矿石局部地方还发生碳酸盐化。

3 矿床地球化学研究 3.1 矿物化学成分

本次研究对矿石及围岩中的典型矿物如磁铁矿、角闪石、黑云母和石榴石进行了电子探针成分分析。实验在中国科学院地质与地球物理研究所电子探针实验室JXA-8100型电子探针上完成，加速电压为15kV，加速电流20nA。

分析结果表明磁铁矿的FeO变化为91.6%~94.3%(表 1)，平均92.6%，接近磁铁矿的FeO理论值(93.1%)，此外还含有很少量的其他元素，如Al₂O₃为0.02%~0.53%，TiO₂为0%~0.52%，MnO为0%~0.34%，SiO₂含量0%~0.17%，Na₂O为0%~0.15%，其余元素含量均低于0.1%，这表明昌邑铁矿的磁铁矿为较纯的磁铁矿。

围岩和铁矿石中的角闪石成分没有系统差别，总体上SiO₂含量为40.3%~50.2%，FeO变化为12.3%~23.5%，Al₂O₃为6.6%~16.5%，CaO为9.9%~12.3%，MgO为4.6%~13.1%，Na₂O为0.56%~1.54%，K₂O为0.22%~1.28%，TiO₂为0%~0.71%(表 2)。尽管在SiO₂、FeO、Al₂O₃和MgO含量上具有相对较大的变化，所有角闪石均属于钙角闪石族。根据国际矿物学协会新矿物及矿物命名委员会(IMA-CNMM) 角闪石专业委员会推荐的角闪石命名法(Leake et al., 1997)，角闪石主要为镁角闪石、铁闪石和铁镁钙闪石，少量镁钙闪石。在角闪石Ti-Si成因判别图解中均位于变质角闪石区域(图 5a)，而在角闪石Ti-(Na+K) 和Al^Ⅵ-Al^Ⅳ变质相判别图解中均位于角闪岩相区域(图 5b，c)，表明矿石和围岩中的角闪石基本上都是变质角闪石，并且变质程度都达到了角闪岩相。

围岩中的黑云母SiO₂含量为36.3%~41.7%，FeO变化为19.1%~27.9%，Al₂O₃为15.9%~17.6%，MgO为6.8%~11.4%，K₂O为2.2%~9.2%，个别样品富Ba (可达2%)。K₂O含量变化大，低K₂O样品的成分向绿泥石演化，表明发生了绿泥石化。在TiO₂-100×Fe/(Fe+Mg) 变质相判别图解中，所有点均落在角闪岩相区域(图 5d)，与角闪石的结果一致。

石榴石的SiO₂含量为37.8%~39.0%，FeO变化为28.4%~38.8%，Al₂O₃为20.1%~20.9%，CaO为2.2%~10.4%，含少量MgO (0.88%~1.99%) 和MnO (0%~2.61%)(表 3)，表明石榴石主要为铁铝榴石(62.8%~87.4%)，但含有少量钙铝榴石(3.3%~28.6%) 和镁铝榴石(3.5%~8.0%) 组分。粗粒石榴石中通常包含大量石英颗粒，形成包含嵌晶变晶结构或筛状变晶结构。此外粗粒石榴石周围通常发育一圈黑云母，形成环状或冠状反应边结构，可能代表了石榴石的退变质作用。在磁铁角闪石英石榴石岩中，石英、磁铁矿以及铁铝榴石的存在指示了原岩富硅、富铁和富铝的特征，暗示原岩很可能为富铁的泥质岩，这对昌邑BIF铁矿的沉积环境具有重要的指示意义。

3.2 变质温度

昌邑BIF铁矿的磁铁矿呈自形-他形粒状，显示粒状变晶结构，表明其经历了变质重结晶过程。角闪石也表明矿石经历了角闪岩相变质作用。为了限定变质作用的温度，本次研究对磁铁矿进行了热爆法测温。谢奕汉和李秉伦(1983)对磁铁矿热爆温度的可靠性进行了详细研究，认为其热爆法测温可以作为成矿温度测量的可靠方法。此外，李秉伦和谢奕汉(1984)使用磁铁矿热爆法测温对宁芜型铁矿进行了成因研究，获得了良好的结果。这些研究结果表明磁铁矿热爆法测温基本上是可靠的，爆裂温度可以反映磁铁矿形成时的温度。

实验在在中国科学院地质与地球物理研究所流体包裹体实验室完成，实验仪器为DT-5型矿物包裹体热爆测温仪。样品粒径0.2~0.3mm (60~80目)，用样量30mg，测温精度±2℃。对两个样品(CY2-19和CY2-54) 的测试结果表明，CY2-19的起爆温度为638℃，CY2-54的起爆温度为636℃(图 6)，二者非常一致，表明其可能经历了温度高达636℃的变质作用，该温度应代表了角闪岩相变质作用的温度。在起爆温度之前爆裂曲线非常平坦，表明磁铁矿在经历了温度大于636℃的变质作用之后基本上未受到后期地质事件的扰动。

3.3 变质流体组分

变质作用不仅可能导致磁铁矿的重结晶，变质作用中的流体对磁铁矿的形成可能同样具有重要意义。为了限定变质作用中变质流体的性质，本次研究同样对磁铁矿进行了群体包裹体气相成分分析。流体包裹体成分测试在中国科学院地质与地球物理研究所流体包裹体实验室完成。人工挑选矿石中的磁铁矿，纯度大于99%，粒度在0.2~0.3mm (60~80目)。取适量样品放入100mL玻璃烧杯，加入40mL (1:1) 盐酸，在80℃的电热板上加热12h；倒掉酸，用去离子水清洗样品数次，超声震荡10min，再用去离子水反复漂洗，至漂洗液的电导值与去离子水的电导值一致；将清洗干净的样品于80℃烘箱内烘干备用。分析时，取清洗干净的样品0.5g放入石英管内，逐渐升温至500℃，抽真空至分析管真空度 < 6×10^-6Pa后，以1℃/3s的速度将爆裂炉内温度逐渐升高到700℃，爆裂释放出的气体进入RG202型四极杆质谱，测得气体成分，重复测定精度 < 5%。

对4个样品的分析结果表明，磁铁矿中的包裹体气相组分主要为H₂O (77.5mol%~89.18mol%)，其次为CO₂(10.1mol%~21.64mol%)，含少量的N₂(0.34mol%~0.71mol%)、CH₄(0.17mol%~0.53mol%) 和C₂H₆(0.043mol%~0.137mol%)(表 4)。总体上为H₂O-CO₂组分，与变质流体(陈衍景等，2007) 相似，含少量还原性组分(如甲烷)。还原性气体的参与表明变质作用发生于相对还原的环境，这可能是昌邑铁矿的矿石矿物以磁铁矿而不是赤铁矿出现的主要原因之一。

3.4 矿石主量元素特征

矿石主量元素含量见表 5。全岩主量元素分析在中国科学院地质与地球物理研究所岩矿分析实验室完成。称取0.5g样品与5g四硼酸锂(Li₂B₄O₇，67%)+偏硼酸锂(LiBO₂，33%) 混合熔剂均匀混合后加入4滴NH₄Br用M4自动熔样机将样品熔制成玻璃饼，然后用X射线荧光光谱仪(AXIOS Minerals) 测定主量元素，分析精度0.1%~1%(RSD%)，准确度优于1%。

矿石中Fe₂O₃^T含量变化范围为40.2%~60.2%(平均值为48.1%)，SiO₂含量的变化范围为31.0%~54.4%(平均值为43.7%)，Al₂O₃为0.58%~5.19%(平均值为2.75%)，MgO含量变化为1.35%~3.86%(平均值为2.57%)，CaO含量变化为0.13%~4.19%(平均值为2.24%)，Na₂O为0.10%~0.97%(平均值为0.34%)，K₂O为0.03%~0.64%(平均值为0.22%)，MnO变化为0.04%~0.11%，TiO₂为0.01%~0.07%。与辽宁弓长岭、冀东迁安、山西五台山以及鲁西韩旺等太古宙BIF相比，昌邑铁矿的矿石在SiO₂和Fe₂O₃^T含量上与其并没有显著差别，总体上Fe₂O₃^T含量稍低，但是本矿的Al₂O₃、CaO、MgO和K₂O含量明显高于上述铁矿(表 5)，暗示更多的其他物质如碎屑物质参与了本矿的形成。与加拿大阿尔戈马型和苏比利尔湖型BIF (Gross and Mcleod, 1980) 相比，昌邑铁矿的SiO₂较低，而TFe₂O₃含量比二者高了8%左右，Al₂O₃和Na₂O含量位于二者之间，MgO比二者略高，CaO和K₂O与苏比利尔湖型接近(表 5)。

A-C-FM图解被广泛应用于变质岩原岩成分的研究，该图解能区分较多的原岩类型，包括各种沉积岩和火成岩，并且计算结果不易受交代作用的影响(王仁民等，1987)。在该图解中，昌邑铁矿石的投点落在铁硅质沉积岩亚类区域(图 7)，该亚类原岩被认为是胶体化学沉积岩。条带状铁矿中主要的化学成分SiO₂和Fe₂O₃^T的含量对判断铁矿的沉积作用类型有一定的指示意义(沈其韩等，2011)。昌邑铁矿的SiO₂与Fe₂O₃^T之和变化为82.5%~97.7%，平均值91.8%，变化较大，并且平均值比辽宁弓长岭、冀东迁安、山西五台山以及鲁西韩旺太古宙BIF铁矿都低(表 5)，表明昌邑铁矿的矿石原岩可能是有较多碎屑物质加入的化学沉积岩，并且碎屑物质的参与很不均匀。一般认为沉积变质铁矿的SiO₂/Al₂O₃的比值应小于10，火山沉积变质铁矿的SiO₂/Al₂O₃应大于10(沈其韩等, 2009, 2011)。昌邑铁矿的SiO₂/Al₂O₃比值变化为6.0~93.8，平均值32.4，显示极不均匀的特征，并且平均值也比华北克拉通太古宙BIF低(表 5)，这表明昌邑铁矿可能总体上还是以火山沉积为主，但有大量碎屑物质的参与。铁铝榴石在矿石中的局部出现以及在围岩中的大量出现也从矿物学上证明富铝沉积物(泥质或粘土) 的存在。大量碎屑物质或泥质的参与表明昌邑铁矿的沉积环境比较浅或者较为动荡，这与铁矿体呈透镜状、具有类似交错层理的特征一致。

3.5 矿石微量稀土元素特征

矿石微量稀土元素含量见表 5。全岩微量稀土元素分析在中国科学院地质与地球物理研究所微量元素分析实验室完成。称取40mg粉末样品于Teflon罐中，加入HNO₃和HF充分溶解后，稀释至49mL，并加入1mL浓度为500×10^-9的In作内标。在Finnigan MAT Element型电感耦合等离子质谱仪(ICP-MS) 上测定微量元素，多数元素分析精度优于5%，整个分析流程实验本底对多数元素小于100ng。

在微量元素原始地幔标准化蛛网图中，高场强元素Nb、Ta、Zr、Hf和Ti明显亏损，大离子亲石元素Sr和Ba总体上也亏损，但个别样品的Ba含量很高(可达604×10^-6) 且变化大(图 8a)，表明其物质来源可能是不均匀的。一般认为火山岩和海相沉积物的Sr/Ba比值大于1，陆源沉积岩的Sr/Ba值小于1(沈其韩等, 2009, 2011)。昌邑铁矿的Sr/Ba比值为0.02~153(表 5)，变化非常大，表明陆相和海相沉积可能都参与了铁矿的形成。Ti/V比值常用来区分成矿物质来源和条带状铁矿的成因类型，在铁质页岩中Ti/V的平均比值变化于1.33~10.9，在火山建造中则为13~85(转沈其韩等, 2009, 2011)。昌邑铁矿的Ti/V比值为6.3~24.0，平均值为14.5，向火山建造接近，表明物质来源与火山沉积有关，但部分低值的存在不排除陆源沉积物的参与。作为亲铁元素的Cr、Co、Ni在化学沉积过程中对金属来源具有很好的示踪意义(Raju，2009)。昌邑铁矿石富集Cr、Co、Ni和Zn等元素，该特征可能与沉积盆地同时期的火山活动有关(Kerrich et al., 2000；Raju，2009)。此外，尽管存在个别的离散点，Cr与Ni和Co总体上具有正相关关系(图 9)，暗示火山物质可能确实参与了铁矿的沉淀(Raju，2009)。

昌邑铁矿的稀土元素总量较低，为5.52×10^-6~43.7×10^-6，平均值21.5×10^-6，总体上高于华北克拉通太古宙BIF铁矿的稀土总量(表 5)。在稀土元素PAAS (post Archean Australian shale) 标准化图解中，昌邑铁矿具有较为一致的配分模式(图 8b)，即轻稀土元素相对重稀土元素亏损((La/Yb)_PAAS=0.14~0.65，平均值0.36) 和强烈的Eu正异常(Eu/Eu^*为1.33~2.86，平均值为1.93)，除个别样品外，多数样品显示La正异常(La/La^*为0.91~1.34，平均值为1.13) 和Y正异常(Y/Y^*为0.89~1.36，平均值为1.12)，无明显的Ce负异常。这些特征与华北克拉通内的BIF特征(如, 沈其韩等, 2009, 2011；李志红等，2010；刘军和靳淑韵，2010；Zhang et al., 2011)，或者说与世界上其他地区多数BIF的特征(Klein，2005) 基本一致，尽管不同元素在异常的强度上可能有一定的差别。

轻稀土元素相对重稀土元素亏损、Ce负异常以及Y和La的正异常是现代海水的特征(Zhang and Nozaki, 1996；Alibo and Nozaki, 1999)。昌邑铁矿的稀土配分模式与其相比，除了不存在明显的Ce负异常，其余特征相符，暗示海水可能参与了铁矿的形成。此外，Y/Ho比值同样是区别海水和非海水沉积的的重要指标。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比值(Bau and Dulski, 1999)，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比值。研究表明，陆壳岩石及外生碎屑的Y/Ho比值为28左右(Nozaki et al., 1997；Bau and Dulski, 1999)，洋中脊高温热液的Y/Ho比值为28~30(Bau and Dulski, 1999)，现代海水的Y/Ho比值为43~80(Nozaki et al., 1997)，古元古代海水为49~65(Bau and Dulski, 1999)。昌邑铁矿的Y/Ho比值为33~48，平均值为38，远高于球粒陨石和陆壳岩石以及高温热液，向海水的特征靠近，进一步表明铁矿中海水的参与。Ce负异常的缺乏不仅在昌邑铁矿中出现，在华北克拉通多数BIF中同样出现(沈其韩等, 2009, 2011；李志红等，2010；Zhang et al., 2011)，这可能与当时的海水相对缺氧有关。在现代海水中Ce相对于相邻REE元素亏损，原因是在氧化的海水中, Ce³⁺氧化成Ce⁴⁺，Ce⁴⁺相对不溶而被Fe-Mn的氢氧化物吸附发生沉淀(Masuzawa and Koyama, 1989; Byrne and Sholkovitz, 1996)，从而造成海水中Ce的亏损。如果铁矿沉积时的海水氧化能力较弱，Ce³⁺未被氧化为C^e4+，则Ce负异常很可能不出现或者甚至出现Ce正异常，这得到German et al.(1991)工作的证实。其对黑海不同深度海水的Ce异常进行了系统研究，发现从海水氧化到次氧化界面，Ce从强烈的负异常变为中-弱的负异常，而到更深部的硫化环境甚至没有出现Ce负异常。昌邑铁矿的围岩锆石U-Pb年龄限定其形成于2193~2240Ma (未刊数据) 之间，据此可以推测22亿年之前研究区大气可能是缺氧的，这与Cloud、Walker、Kasting和Holland等认为的22亿年之后大气中的O₂才显著增加(转赵振华，2010) 的观点相符。

关于BIF中Eu的正异常，前人已作了较多研究，一般认为Eu的正异常是海底高温热液的特征，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)。昌邑铁矿显著的Eu正异常可能暗示了较多高温热液的参与。结合上文主量以及微量元素的研究，该高温热液可能与海底火山活动有关。昌邑铁矿多数样品的Eu正异常强度比冀东、五台以及鲁西地区的太古宙BIF (沈其韩等, 2009, 2011；李志红等，2010；刘军和靳淑韵，2010；Zhang et al., 2011) 低，而与吕梁地区同样属于古元古代的BIF的Eu正异常强度相当，这暗示华北克拉通太古宙与古元古代BIF之间在热液的参与上可能存在系统的差别。李志红等(2010)研究发现冀东、五台和吕梁地区BIF铁矿的Eu正异常具有从中太古代(Eu/Eu^*平均值为3.65) 到新太古代(Eu/Eu^*平均值为2.84) 到古元古代(Eu/Eu^*平均值为2.01) 依次降低的特征，认为这可能反映了随着BIF沉积年龄的减小，进入到该地区海水中的高温热液流体逐渐减少。如果该结论是正确的，那么其很可能与前寒武纪岩石圈演化有关。太古宙是华北克拉通最重要的陆壳增生期，发育大规模的火山-岩浆活动(翟明国，2008)，而古元古代基本上已经完成了克拉通化，处于相对稳定的构造环境(翟明国和彭澎，2007)，火山-岩浆活动剧减，从而可能导致地壳尺度的热液活动减少，同时可能反映了前寒武纪上地幔温度的持续降低(Bau and Möller, 1993)。还有一种观点认为BIF中的Eu异常从太古宙正异常到中、新元古代呈逐渐增强的负异常，反映的是大气圈从缺氧到富氧的变化(赵振华，2010)。

4 矿床成因讨论

尽管铁建造的研究历史已长达一个世纪，但关于其成因仍然存在诸多争议，争议的内容包括其韵律条带形成以及铁元素的来源、搬运和沉淀机制等。BIF通常具有不同矿物分层的韵律条带，按规模大小可分为微条带(microbanding)、中条带(mesobanding) 和大条带(macrobanding)(Trendall and Blockley, 1970)，对这些条带的形成，存在不同的观点：其可能与沉积环境的季节或年度变化有关(Trendall and Blockley, 1970)，也可能与富Fe热液的阶段性活动有关(Morris，1993；李延河等，2010)，还可能受控于海洋中密度流/浊积流的运动(Stow and Bowen, 1980；Bouma，2000) 或者后期成岩、变质作用的影响(Webb et al., 2003)。昌邑铁矿同样存在大条带和微条带之分，大条带即为矿体，一般长几十至数百米，厚度几厘米到几十米，而微条带则为矿体内部富铁和富硅分带，一般厚约几毫米(图 4b)。根据矿体类似于交错层理的分布形态(图 3a)，昌邑铁矿的大条带可能主要受控于海浪的波动，形成于浅海环境。事实上前人根据岩相学特征将铁建造划分为BIF (Banded Iron Formation，条带状铁建造) 和GIF (Granular Iron Formation，粒状铁建造)，并认为BIF粒度较细并显示连续性较好的富铁和富硅韵律条带，代表的可能是深水沉积环境，而GIF的颗粒较粗并通常夹杂中-粗粒外生碎屑，不具备BIF那样的韵律条带而普遍显示流动构造如交错层理、波痕和冲刷痕等，代表的是一种浅水高能环境(Trendall，2002)。从这个角度来看，昌邑铁矿可能更偏向于GIF而不是BIF。石英的δ¹⁸O远比磁铁矿的δ¹⁸O高，如果磁铁矿与共生的石英发生氧同位素交换，则可能导致磁铁矿的δ¹⁸O升高。根据本矿磁铁矿的δ¹⁸O随矿石中SiO₂增加而升高的特征(未刊数据)，微条带很可能是变质作用造成的，即在变质作用过程中矿物竟争性颗粒生长使系统向减少颗粒数但加大颗粒体积的状态演化，导致矿物相的成层分异(刘洪波，1996)，也就是导致微条带中石英和磁铁矿的分层。

铁建造的成矿物质来源同样存在一定的争议，多数观点认为Fe来自与大洋中脊或地幔柱有关的热液对基性-超基性岩浆岩或洋壳的萃取(Kato et al., 1996；Polat and Frei, 2005；Lascelles，2007)，少数观点认为Fe来自风化的基性陆壳(Cloud，1973；Adekoya，1998)。根据昌邑铁矿微量稀土元素显示的火山热液参与的特征，其成矿物质很来源很可能与海底火山活动有关。对昌邑铁矿的围岩进行原岩恢复表明，围岩中含有较多酸性到中基性的火山岩，总体上显示双峰式的特点(未刊数据)，可能代表了大陆裂谷环境，这与前人认为的胶辽吉地区古元古代地层是大陆裂陷盆地组合(Zhao et al., 2005；翟明国和彭澎，2007) 的观点一致。因此，昌邑铁矿的成矿物质来源很可能与发育于大陆裂陷盆地的火山活动有关。然而，由于铁矿沉积的环境较浅，大量来源于陆源的碎屑物质或泥质可能同样参与了铁矿的沉积。

Fe的沉淀机制是铁建造成因研究中最具研究意义的问题之一，因为其不仅关系到铁矿的形成过程，还关系到地球早期大气圈的演化过程。Fe的沉淀主要是通过Fe²⁺被氧化为Fe³⁺来实现，目前对Fe的氧化机制的观点可分为两种，即生物氧化和非生物氧化。生物氧化包括蓝藻类微生物通过光合作用产生O₂而氧化Fe²⁺为Fe³⁺[2Fe²⁺+0.5O₂+5H₂O→2Fe (OH)₃+4H⁺](Rao and Naqvi, 1995) 或者嗜铁细菌利用少量的O₂通过新陈代谢将Fe²⁺氧化为Fe³⁺[6Fe²⁺+0.5O₂+CO₂+16H₂O→CH₂O+6Fe (OH)₃+12H⁺]以及厌氧嗜光细菌直接将Fe²⁺氧化为Fe³⁺[4Fe²⁺+CO₂+11H₂O→CH₂O+4Fe (OH)₃+8H⁺](Kappler et al., 2005；Heimann et al., 2010)。非生物氧化机制包括水蒸气和雾气进入大气圈在光解作用下产生低含量O₂氧化Fe²⁺以及紫外线或其它可见日光射线直接让水解的Fe²⁺/FeO[(Fe (OH))⁺]转变为Fe³⁺(Cairns-Smith，1978；Konhauser et al., 2007)。由于铁建造大量沉淀时期同样是地球大气组成的剧变期，如从以CO₂和CH₄为主的缺氧大气演化为富CO₂、含O₂的大气(Bekker and Kaufman, 2007)，因此不同时代的铁建造的沉淀机制很可能不同。Planavsky et al.(2010)对全球18个年龄分布在3.0~1.8Ga的铁建造的稀土元素进行了系统分析，认为在早元古代晚期海水中存在氧化还原界面，而在太古宙以及早元古代早期不存在，因此早元古代晚期铁建造的沉淀是通过微生物在亚氧或缺氧条件下通过新陈代谢作用氧化Fe以及在氧化还原界面非生物氧化Fe共同完成，而在太古宙以及早元古代早期，在不确定紫外光化学氧化Fe以及其他缺氧氧化Fe机制是否起重要作用的情况下，铁建造的沉淀很可能是通过微生物的新陈代谢氧化Fe完成。昌邑铁矿以及华北克拉通太古宙BIF都不具有明显的的Ce负异常，与缺氧的海水显示的特征一致，暗示研究区古元古代以前可能确实存在一个缺氧的环境，海水中可能不存在一个氧化还原界面，因此在缺乏自由氧氧化Fe的情况下铁元素的沉淀可能是通过微生物的氧化来完成。

铁元素在以Fe³⁺方式沉淀下来之后，后期变质作用对其同样产生了重要影响。磁铁矿的流体包裹体爆裂温度以及包裹体成分分析表明，昌邑铁矿经历了温度至少高达636℃的角闪岩相变质作用，在该变质作用中有还原性流体的参与，从而造成部分Fe³⁺被还原成Fe²⁺，这可能是昌邑铁矿的矿石矿物以磁铁矿而不是赤铁矿出现的主要原因。该变质作用可能同样造成富铁的泥质岩转变为石榴石黑云母片岩等含铁铝榴石的变质岩，这得到富含石榴石的变质岩同样富Fe₂O₃^T的证实。换句话说，后期变质作可能造成原始含矿层转变为非矿体。此外，如上文所述，变质作用可能还造成磁铁矿与石英微条带的分层现象。

5 结论

(1) 昌邑铁矿为赋存于古元古代粉子山群变质岩中的BIF铁矿，矿体主要呈透镜状、似层状，以(含) 角闪石英磁铁岩为主要矿石，经历了温度达636℃的角闪岩相变质作用；

(2) 铁矿石主要富SiO₂和Fe₂O₃^T，含少量Al₂O₃、MgO和CaO等，显示主要为化学沉积但有少量碎屑或泥质加入的特征。轻稀土亏损、高的Y/Ho比值以及La和Y正异常表明铁矿沉淀于海相环境，而高的Ti/V比值、高Cr、Co和Ni含量以及Eu的正异常表明火山热液参与了铁矿的形成，成矿物质来源于海底火山活动。无明显的Ce负异常表明当时可能存在一个缺氧的大气环境。

(3) 昌邑铁矿与华北克拉通太古宙BIF相比，在成因上没有太大的差别，但其可能形成于具有更多碎屑物质和更少热液参与的大陆裂陷环境。

致谢 野外工作中得到山东黄金集团昌邑矿业有限公司的相关领导及地测科人员的大力支持；实验测试过程中得到李禾、李文君、谢亦汉和朱和平等实验室老师的帮助；在此一并表示诚挚谢意！