鞍山陈台沟BIF铁矿与太古代地壳增生:锆石U-Pb年龄与Hf同位素约束

引用本文

代堰锫, 张连昌, 朱明田, 王长乐, 刘利. 2013. 鞍山陈台沟BIF铁矿与太古代地壳增生:锆石U-Pb年龄与Hf同位素约束. 岩石学报, 29(7): 2537-2550 复制到剪切板

DAI YP, ZHANG LC, ZHU MT, WANG CL and LIU L. 2013. Chentaigou BIF-type iron deposit, Anshan area associated with Archean crustal growth: Constraints from zircon U-Pb dating and Hf isotope. Acta Petrologica Sinica, 29(7): 2537-2550(in Chinese with English abstract) 复制到剪切板

鞍山陈台沟BIF铁矿与太古代地壳增生:锆石U-Pb年龄与Hf同位素约束

代堰锫^1,2, 张连昌¹, 朱明田¹, 王长乐^1,2, 刘利^1,2

1. 中国科学院地质与地球物理研究所，中国科学院矿产资源研究重点实验室，北京 100029;
2. 中国科学院大学，北京 100049

2013-02-01 收稿; 2013-04-28 改回.

基金项目: 本文受国家重点基础研究发展计划“973”项目 (2012CB416601) 和中国科学院知识创新工程重要方向项目群(KZCX-2YW-Q04-07)联合资助

第一作者简介: 代堰锫，男，1986年生，博士生，矿床学专业，E-mail: diyeplas@foxmail.com

通讯作者: 张连昌，男，博士，研究员，矿床地球化学专业，E-mail: lczhang@mail.iggcas.ac.cn

摘要: 新发现的陈台沟隐伏铁矿床位于辽宁鞍山附近，矿石类型以条带状铁矿石为主，铁矿层顶板围岩为绿泥石英片岩，底板围岩为黑云石英片岩。元素地球化学分析表明，铁矿石及磁铁矿单矿物均富集重稀土，具La、Eu及Y正异常，无明显Ce负异常，反映成矿物质来源于海底高温热液 (约占0.1%) 与海水的混合溶液，且BIF沉积时海水处于缺氧环境。标型组分分析显示铁矿石及磁铁矿属于沉积变质型或BIF型。原岩恢复表明，绿泥石英片岩原岩为酸性火山岩，黑云石英片岩原岩为泥砂质岩石，二者皆富集Rb、Th、U、LREE，亏损Nb、Ta、Ti。构造背景分析表明两类片岩的原岩均形成于岛弧背景，反映了陈台沟BIF沉积时的构造环境。LA-ICP-MS锆石U-Pb定年显示铁矿体夹层绿泥石英片岩中岩浆锆石形成于2551±10Ma，代表陈台沟BIF形成时代；变质锆石形成于2469±23Ma，代表后期变质作用时代。Hf同位素分析显示大多数锆石具有正的ε_Hf(t) 值 (-2.23~7.54) ，表明岩浆源区以亏损地幔物质为主，但明显受到古老地壳物质的混染；二阶段模式年龄 (t_DM2) 主要介于3133~2580Ma之间。结合其他矿区Hf同位素资料，指示鞍本地区可能存在新太古代(~2.55Ga)地壳增生事件。综合分析认为，陈台沟铁矿属Algoma型BIF，是新太古代末华北克拉通大规模BIF成矿事件的代表之一。

关键词: 条带状铁建造绿泥石英片岩太古代地壳增生陈台沟铁矿鞍山地区

Chentaigou BIF-type iron deposit, Anshan area associated with Archean crustal growth: Constraints from zircon U-Pb dating and Hf isotope

DAI YanPei^1,2, ZHANG LianChang¹, ZHU MingTian¹, WANG ChangLe^1,2, LIU Li^1,2

1. Key Laboratory of Mineral Resources, Institute of Geology and Geophysics, Chinese Academy of Sciences, Beijing 100029, China;
2. Universuty of Chinese Academy of Sciences, Beijing 100049, China

Abstract: Located in the Anshan area, Liaoning Province, the newly discovered Chentaigou concealed iron deposit mainly consists of banded iron ores, with the roof rock of chlorite-quartz schist and the bottom rock of biotite-quartz schist. Geochemical data show the iron ore and magnetite are enriched in HREE characterized by positive La, Eu and Y anomaly without apparent negative Ce anomaly, indicating that the ore-forming materials were derived from mixtures of high-T hydrothermal fluids (~0.1%) and seawater, and implying that the seawater was under anoxic condition during the deposition. Typomorphic studies indicate that the iron ore and magnetite are metamorphosed sedimentary-type or BIF-type. The protolith of chlorite-quartz schist was acid volcanic rock while that of biotite-quartz schist was pelitic or arenaceous rocks, which are all enriched in Rb, Th, U and LREE, and depleted in Nb, Ta and Ti. The protolith of these schists was formed under island arc setting, suggesting that the Chentaigou BIF was deposited in island arc setting. LA-ICP-MS zircon U-Pb dating shows the magmatic zircons were crystallized at 2551±10Ma, representing the formation age of the Chentaigou BIF, while the metamorphic zircons were formed at 2469±23Ma, reflecting the age of later metamorphic event. Hf isotopic data indicate that most of the zircons have positive ε_Hf(t) values between -2.23 and 7.54, implying that the magma provenance was mainly made up of materials from depleted mantle with contamination of recycled old crust. Two-stage model ages (t_DM2) are primarily between 3133Ma and 2580Ma. Combined with Hf isotopic data of other deposits, it is suggested that Neoarchean (~2.55Ga) crustal growth occurred in the Anshan-Benxi area. To sum up, we propose that the Chentaigou iron deposit belongs to the Algoma-type BIF, which represents a large-scale Neoarehean BIF metallogenic event widely distributed in the North China craton.

Key words: Banded iron formation Chlorite-quartz schist Archean Crustal growth Chentaigou iron deposit Anshan area

1 引言

条带状铁建造(banded iron formation, 简称BIF)是世界上最重要的铁矿资源类型, 广泛分布于3.8~1.9Ga之间(Huston and Logan, 2004)。BIF是早前寒武纪特殊环境的产物, 记录了当时地球深部、大气、海洋和生物等方面的重要信息(Bekker et al., 2010)。近来, Rasmussen et al.(2012)发现BIF沉积高潮与地壳增生峰期的对应关系, 指出地壳快速生长反映了大规模海底火山-热液活动, 与BIF具有成因联系。但究竟哪种增生方式与BIF成矿关系更为密切, 迄今尚无定论(Isley and Abbott, 1999; Rasmussen et al., 2012)。

中国的BIF多产自华北克拉通, 分布于鞍山-本溪、冀东、鲁西、五台-吕梁、内蒙古固阳、河南舞阳及安徽霍邱等地区。这些BIF多形成于新太古代, 围岩以变质火山岩为主, 且往往被后期地质作用强烈改造(Zhai and Windley, 1990; 沈保丰等, 2006; Zhang et al., 2012; 万渝生等, 2012)。鞍本地区是我国最大的铁矿石资源产地, 分布有诸多大型-特大型的BIF型铁矿床。几十年来, 中国学者在这一地区开展了大量研究工作, 取得了一系列重要成果(程裕淇, 1957; Zhai et al., 1990; 周世泰, 1994)。本次工作选取鞍山地区新发现的陈台沟隐伏BIF型铁矿, 通过对条带状铁矿石及围岩的岩石地球化学、锆石U-Pb年代学和Hf同位素分析, 探讨该矿床的形成时代及与太古代华北克拉通地壳增生事件的联系。

2 区域地质与BIF铁矿特征

鞍本地区位于华北克拉通东北缘(图 1a), 区内基底地层为太古宙鞍山群、古元古代辽河群, 盖层有震旦系、古生界、中生界及新生界。条带状铁建造赋存于太古宙中上鞍山群(图 1b)。中鞍山群多分布于本溪及北台一带, 以斜长角闪岩、混合岩化片麻岩及黑云变粒岩为主, 夹云母石英片岩及绿泥石英片岩, 原岩为基性-中酸性火山岩夹泥质-粉砂质沉积岩, 变质程度为角闪岩相；上鞍山群主要分布于鞍山附近, 为绢云石英千枚岩、绢云绿泥片岩及绿泥石英片岩, 夹变粒岩及薄层斜长角闪岩, 原岩为泥质-粉质沉积岩夹少量基性-中酸性火山岩, 变质程度为绿片岩相(周世泰, 1994)。万渝生(1993)指出, 原认为是上下关系的表壳岩很可能形成于同一时代, 当属空间相变的产物。区内断裂构造主要分为NNE、NE、NW及EW向四组, 沿断裂带多发育鞍山群变质岩及混合岩化岩石。前人认为鞍山地区太古宙地壳存在过多期构造变形, 使BIF经历了强烈的叠加改造与复杂的内部变形(郭洪方, 1994; 张宝华等, 1986)。太古宙地质体主要出露于鞍山、弓长岭、南芬、本溪和歪头山等地, 约由30%的含铁岩系和70%的花岗质岩石组成, 含铁岩系以较陡的倾角分布于花岗质岩石之中(万渝生, 1993)。花岗质岩石岩性主要包括位于歪头山附近的TTG岩系、分布于歪头山-北台一带的二长花岗岩及花岗闪长岩、大致呈弧形展布于鞍本地区的正长花岗岩(图 1b)。鞍山附近出露的大量早太古代花岗质杂岩体最为引人瞩目, 包括白家坟片麻岩(3804Ma, Song et al., 1996)、陈台沟斑状花岗岩(3306Ma, Song et al., 1996)、陈台沟片麻状花岗岩(3360Ma, 伍家善等, 1998)等(图 1c)。陈台沟附近发育表壳岩系, 岩性主要为斜长角闪岩、石英岩、黑云斜长岩夹少量BIF, 形成时代为3362~3342Ma(Song et al., 1996)。万渝生等(2012)认为华北克拉通时代最古老的BIF即赋存于陈台沟表壳岩中, 但规模很小、磁铁矿含量很低, 按严格定义不能称之为BIF。

图 1 研究区地质简图 (a)-鞍本地区大地构造位置(据潘桂棠等, 2009)；(b)-鞍本地区条带状铁建造与太古宙地质体分布图(据沈其韩, 1998修改)；(c)-陈台沟地区地质图(据伍家善等, 1998修改)；(d)-陈台沟BIF型铁矿钻孔ZK26柱状图及采样点位置 Fig. 1 Geological map of studied area (a)-the tectonic position of the Anshan-Benxi area(modified after Pan et al., 2009);(b)-the distribution of banded iron formations and Archean geological bodies in Anshan-Benxi area, Liaoning Province(modified after Shen, 1998);(c)-the geological map of Chentaigou area(modified after Wu et al., 1998);(d)-column of the dill hole ZK26 in the Chentaigou BIF-type iron deposit and the position of samples

新探明的陈台沟隐伏BIF型铁矿位于陈台沟村东侧(图 1c), 目前尚无公开的地质资料发表。正在施工的ZK26钻孔反映大约在-750m深见矿, 单矿层厚度大于60m。顶板岩石为绿泥石英片岩, 上下铁矿层间发育厚约1.5m的绿泥石英片岩夹层, 底板岩石为黑云石英片岩(图 1d), 顶底板围岩与铁矿层呈整合接触(图 2a)。矿石为硅铁互层的磁铁石英岩, 硅质层宽度0.1~1.5cm, 主要由石英(粒径50~550μm)组成, 含少量磁铁矿；铁质层为暗色条带, 宽约0.1~1.2cm, 主要由磁铁矿(粒径40~450μm)及少量石英组成(图 2d)。磁铁石英岩中发育大量剪切-揉皱作用, 部分条带发生弯曲变形(图 2a)。绿泥石英片岩为灰绿色(图 2b), 中粗粒粒状变晶结构, 具定向构造；主要成分为石英(60%~65%)、绿泥石(15%~20%)、斜长石(5%~8%), 兼含少量黑云母(＜5%)及磁铁矿(＜1%)等。石英为粒状, 粒度0.05~1.2mm, 多具波状消光；绿泥石常发育于矿物边部, 定向性明显(图 2e)；斜长石为板状, 粒径0.3~0.8mm, 发育聚片双晶(图 2f)。黑云石英片岩为灰黑色(图 2c), 细粒粒状变晶结构, 具定向构造；主要含石英(80%~85%)、黑云母(5%~10%)及少量绿泥石(＜3%)、长石(＜1%)等。石英粒度较细, 约0.05~0.5mm；黑云母粒径0.05~0.2mm, 发育一组极完全解理(图 2g)。

图 2 岩矿石手标本及镜下照片 (a)-铁矿层与绿泥石英片岩为整合接触；(b)-灰绿色绿泥石英片岩；(c)-灰黑色黑云石英片岩；(d)-条带状铁矿石由铁层与硅层组成(反射光)；(e)-绿泥石英片岩主要由石英及绿泥石组成(单偏光)；(f)-绿泥石英片岩中斜长石发育聚片双晶(正交偏光)；(g)-黑云石英片岩主要由石英及黑云母组成(正交偏光) Fig. 2 Hand specimens and photomicrographs of rocks and iron ores (a)-the contact relationship between BIF and chlorite-quartz schist;(b)-grey-green chlorite-quartz schist;(c)-dark gray biotite-quartz schist;(d)-banded iron ores consisting of iron layer and silicon layer(catoptric light);(e)-chlorite-quartz schist mainly consisting of quartz and chlorite(plane polarized light);(f)-polysynthetic twin of plagioclase in the chlorite-quartz schist(cross polarized light);(g)-biotite-quartz schist mainly consisting of quartz and biotite(cross polarized light)

3 样品采集与测试方法

本次样品采集于正在施工的ZK26钻孔(图 1d)。矿石主量元素测试在核工业北京地质研究院分析测试中心完成, 采用Phillips PW 2404型X荧光光谱仪分析, RSD＜2%~3%。矿石微量元素、围岩主微量元素分析由中国科学院地质与地球物理研究所矿产资源研究重点实验室完成, 主量元素采用熔片XRF方法, 使用XRF-1500型X荧光光谱仪测试, RSD=0.1%~1%；微量及稀土元素先采用Teflon熔样罐进行熔样, 然后用美国Finnigan MAT公司生产的ICP-MS Element仪器测试, RSD＜2.5%。磁铁矿原位微区分析在国家地质实验测试中心Thermo Element Ⅱ等离子质谱仪上进行, 激光剥蚀系统为New Wave UP-213, 采用He作为剥蚀物质的载气, 束斑直径30μm, RSD＜5%；测试数据采用内标和外标相结合的方法, 内标选择为铁元素, 外标使用NIST-612。铁矿石、片岩及磁铁矿主微量分析结果见表 1。

表 1 陈台沟矿区铁矿石、磁铁矿及片岩主量元素(wt%)和微量元素(×10^-6)分析结果 Table 1 Major(wt%)and trace element(×10^-6)contents of iron ores, magnetite and schist in the Chentaigou iron deposit

样品号	CTG-2	CTG-9	CTG-13	CTG-16	CTG-3-1	CTG-3-2	CTG-3-3	CTG-9-1	CTG-9-2	CTG-9-3	CTG-5	CTG-6	CTG-7	CTG-8
岩性	条带状铁矿石				磁铁矿						黑云石英片岩		绿泥石英片岩
SiO₂	52.52	59.02	49.90	52.53	0.51	0.37	0.71	0.17	0.58	1.06	87.48	83.21	66.35	65.87
Al₂O₃	1.80	0.18	0.28	0.51	0.12	0.10	0.13	0.09	0.10	0.15	1.45	1.17	13.92	14.21
Fe₂O₃^T	40.10	34.25	42.74	41.00	99.16	99.32	98.80	99.65	99.14	98.45	8.81	15.19	6.60	7.22
MgO	1.85	0.76	0.85	0.79	735	690	0.11	0.03	0.07	0.10	0.37	0.36	3.14	3.46
CaO	1.42	3.44	3.66	2.87	309	175	0.09	0.00	0.03	0.08	0.38	0.11	1.56	1.43
Na₂O	0.14	0.01	0.01	0.01	0.00	0.00	0.00	0.00	0.00	0.06	0.07	0.08	4.04	4.19
K₂O	0.12	0.03	0.13	0.03	182	146	0.03	0.004	0.007	0.02	0.10	0.05	1.84	1.35
MnO	0.06	0.10	0.08	0.06	328	0.03	0.06	0.04	0.05	0.03	0.03	0.04	0.09	0.09
TiO₂	0.06	0.02	0.02	0.02	380	0.04	0.04	0.01	0.01	0.02	0.04	0.02	0.51	0.51
P₂O₅	0.30	0.09	0.14	0.14	0.003	0.008	0.007	0.00	0.007	0.00	0.05	0.02	0.14	0.14
LOI	1.22	1.77	1.73	1.62							2.10	0.92	1.66	1.98
Total	99.59	99.66	99.53	99.58	99.99	99.97	99.98	99.99	99.99	99.96	100.88	101.17	99.85	100.45
La	13.6	2.72	5.97	6.80	2.60	35.0	4.46	0.15	0.21	0.22	3.66	3.39	27.0	19.3
Ce	23.4	5.43	12.2	11.7	5.58	63.8	9.46	0.11	0.33	0.14	6.84	5.88	56.4	43.8
Pr	2.91	0.79	1.61	1.53	0.69	8.08	1.00	0.03	0.06	0.29	0.87	0.67	6.04	4.38
Nd	11.1	3.59	6.69	6.36	2.23	30.6	4.23	0.10	1.10	0.81	3.61	2.48	22.3	16.0
Sm	1.98	1.03	1.35	1.36	0.59	4.29	0.98	0.02	0.19	0.15	0.91	0.49	3.68	2.75
Eu	0.79	0.53	0.50	0.64	0.20	2.49	0.49	0.01	0.13	0.87	0.18	0.08	1.07	0.84
Gd	1.96	1.30	1.38	1.64	0.58	3.75	2.14	0.02	0.12	1.14	1.08	0.42	3.22	2.36
Tb	0.32	0.22	0.22	0.28	0.07	0.31	0.46	0.00	0.02	0.10	0.18	0.05	0.46	0.36
Dy	1.98	1.35	1.23	1.62	0.28	1.31	4.03	0.07	0.14	0.10	0.98	0.24	2.56	2.00
Y	12.6	8.61	6.87	10.5	4.26	12.5	26.0	0.54	0.73	1.75	4.66	1.01	12.6	11.5
Ho	0.45	0.30	0.26	0.38	0.06	0.20	0.98	0.02	0.03	0.03	0.19	0.04	0.52	0.42
Er	1.29	0.80	0.76	1.04	0.13	0.46	4.31	0.08	0.00	0.10	0.49	0.12	1.43	1.20
Tm	0.17	0.11	0.11	0.14	0.03	0.06	0.83	0.02	0.01	0.00	0.07	0.02	0.22	0.19
Yb	1.21	0.72	0.75	0.96	0.24	0.21	6.56	0.14	0.09	0.21	0.45	0.13	1.45	1.26
Lu	0.19	0.11	0.12	0.15	0.02	0.07	0.74	0.03	0.02	0.03	0.08	0.02	0.23	0.20
V	20.4	6.50	6.71	10.2	29.0	26.9	27.8	10.7	10.2	12.3	14.4	17.5	101	105
Co	3.63	2.66	2.61	2.92	0.85	1.06	1.00	0.57	0.41	1.38	6.84	5.27	18.5	18.2
Ni	28.5	21.5	15.2	13.7	5.08	18.4	25.0	15.6	8.19	118	35.6	19.3	51.8	52.4
Ga	3.26	1.02	1.00	1.98	2.89	3.81	3.71	1.31	1.16	2.99	2.02	2.35	15.8	15.6
Ge					22.6	19.1	18.6	27.1	21.9	10.9
Rb	8.86	3.24	6.49	3.87	3.01	3.45	7.51	0.55	0.76	3.11	7.41	1.76	37.6	33.0
Sr	48.1	30.6	74.8	84.9	3.17	2.15	5.62	0.31	1.24	4.18	7.60	2.12	226	212
Zr	13.4	0.35	2.63	1.00	0.00	0.00	1.58	0.00	0.00	15.9	31.2	25.2	160	170
Nb	0.76	0.02	0.18	0.19	0.55	0.25	0.31	0.00	0.21	0.63	0.94	0.34	6.31	6.42
Cs	2.67	2.55	0.87	2.10	0.18	0.20	0.47	1.04	0.10	1.96	3.46	0.27	3.45	2.99
Ba	35.5	44.1	14.5	52.5	13.1	8.98	9.59	14.7	8.55	34.1	35.9	22.9	721	536
Hf	0.39	0.01	0.05	0.03	0.00	0.00	0.23	0.12	0.00	0.00	0.78	0.62	4.46	4.76
Ta	0.08	0.00	0.02	0.02	0.07	0.00	0.15	0.00	0.00	0.40	0.14	0.05	0.54	0.53
Pb	2.72	1.13	12.6	2.87	3.45	0.71	2.06	0.03	1.49	4.10	1.27	0.46	17.9	23.7
Bi	0.02	0.01	0.11	0.01	0.01	0.01	0.05	0.04	0.00	0.00	0.09	0.17	0.16	0.12
Th	2.29	0.11	0.44	0.30	0.13	0.60	0.15	0.03	0.00	0.19	0.72	0.85	11.7	10.6
U	0.87	0.05	0.14	0.12	0.37	0.11	0.23	0.01	0.09	0.29	0.22	0.26	3.08	3.20
∑REE	74.0	27.6	40.0	45.1	17.5	163	66.7	1.34	3.18	5.93	19.5	14.0	126	95.1
(La/Yb)_N	0.83	0.28	0.59	0.52	0.80	12.13	0.05	0.08	0.17	0.08	5.55	17.1	12.6	10.3
La/La^*	1.07	1.27	1.03	1.24	0.66	0.98	1.29	0.92		0.11
Ce/Ce^*	0.89	0.94	0.92	0.93	0.77	0.87	1.16	0.36		0.04	0.88	0.87	1.00	1.08
Eu/Eu^*	1.94	2.28	1.82	2.11	1.87	3.54	1.44	3.83	3.85	13.2	0.54	0.52	0.92	0.98
Eu/Eu^*	1.83	2.08	1.68	1.96	1.58	2.84	1.41	2.29	3.68	5.97
Y/Y^*	1.06	1.08	0.97	1.06	2.67	1.91	1.04	1.35	0.90	2.55
Y/Ho	28.0	28.6	26.3	27.5	72.2	61.6	26.7	36.0	24.2	58.5
Ge/Si					3648	4270	2166	13350	3129	851
Sr/Ba	1.36	0.69	5.17	1.62	0.24	0.24	0.59	0.02	0.14	0.12
Ti/V	28.8	25.1	22.9	22.5	7.86	8.54	9.62	8.28	8.70	9.72
注：(1)铁矿石与磁铁矿∑REE含Y元素, 磁铁矿Ge/Si单位为μmol/mol；(2)La/La^=La_PAAS/(3Pr_PAAS-2Nd_PAAS), Ce/Ce^=Ce_PAAS/(2Pr_PAAS-Nd_PAAS)(Bolhar et al., 2004), Eu/Eu^=Eu_PAAS/(0.67Sm_PAAS+0.33Tb_PAAS)(Bau and Dulski, 1996), Y/Y^=2Y_PAAS/(Dy_PAAS+Ho_PAAS), PAAS标准化数据据Mclennan(1989)；Eu/Eu^=2Eu_NASC/(Sm_NASC+Gd_NASC), NASC标准化值据Gromet et al.(1984)；(3)片岩Ce/Ce^=2Ce_N/(La_N+Pr_N), Eu/Eu^*=2Eu_N/(Sm_N+Gd_N), 球粒陨石标准化值据Taylor and McLennan(1985)

锆石分选在河北区域地质调查院完成, 于双目镜下将锆石粘到双面胶上并制成靶。透反射显微照相及阴极发光图象分析在中国科学院地质与地球物理研究所完成。LA-ICP-MS锆石U-Pb定年与锆石微量元素分析在西北大学大陆动力学国家重点实验室完成, 测试工作在连接Geolas-193型紫外激光剥蚀系统的Agilient 7500A型ICP-MS上进行, 束斑直径40μm, 每测定6个样品点测定一个锆石91500和一个NIST610, 年龄计算以91500为外标进行同位素比值分馏校正, 元素浓度计算采用NIST610作外标, Si作内标, 同位素比值及年龄误差均为1σ(柳小明等, 2007)。锆石U-Pb定年与微量元素分析结果分别列于表 2及表 3。锆石Hf同位素原位分析在中国科学院地质与地球物理研究所完成, 采用Neptune多接收电感耦合等离子体质谱仪和Geolas-193nm准分子激光取样系统(LA-MC-ICP-MS), 激光频率为8 HZ, 束斑直径60μm, 信号采集时间26s, 同时采用锆石GJ-1与Mud Tank作外标, 详细分析流程见Wu et al.(2006)。Hf同位素分析结果见表 4。

表 2 陈台沟绿泥石英片岩锆石U-Pb定年结果 Table 2 Zircon U-Pb dating results of chlorite-quartz schist in the Chentaigou iron deposit

表 3 锆石微量元素分析结果(×10^-6) Table 3 Trace element contents of zircons(×10^-6)

测点号	La	Ce	Pr	Nd	Sm	Eu	Gd	Tb	Dy	Ho	Er	Tm	Yb	Lu	Hf	∑REE	Ce/Ce^*	Eu/Eu^*
CTG-7-1	0.24	20.6	0.16	2.44	3.46	0.89	13.5	4.22	44.8	16.1	70.6	15.2	148	26.6	9450	367	23.7	0.35
CTG-7-2	0.11	8.45	0.15	2.14	4.12	1.35	22.0	7.53	85.8	31.2	136	28.1	270	50.0	7637	647	12.9	0.35
CTG-7-3	0.02	8.25	0.02	0.36	0.85	0.29	3.84	1.59	19.7	8.00	38.9	9.15	99.8	20.3	10155	211	80.6	0.41
CTG-7-4	5.26	50.6	1.61	8.48	4.07	1.62	12.0	3.81	44.2	17.1	79.6	18.9	203	40.2	9601	490	4.06	0.65
CTG-7-6	0.07	25.1	0.07	1.44	2.96	1.19	16.1	5.52	67.5	26.2	125	27.9	295	58.3	8639	653	72.0	0.42
CTG-7-7	0.27	28.8	0.17	1.58	2.33	0.74	12.2	4.29	53.8	22.1	107	25.0	263	54.7	9448	577	30.1	0.34
CTG-7-8	0.02	6.75	0.01	0.20	0.51	0.15	2.80	1.34	17.8	7.87	42.3	10.9	131	29.3	10479	251	126	0.30
CTG-7-9	0.02	22.1	0.03	0.66	1.78	0.60	7.70	2.48	29.9	12.3	62.7	15.0	172	36.0	9951	363	152	0.42
CTG-7-10	0.08	23.2	0.15	1.70	2.36	1.52	9.27	2.92	34.9	12.9	59.8	13.4	140	28.5	8491	330	37.0	0.86
CTG-7-11	7.66	67.7	2.96	18.7	13.5	4.67	39.2	11.1	112	38.8	168	36.8	372	73.8	9801	967	3.33	0.57
CTG-7-12	0.55	30.2	0.41	3.26	3.26	1.31	13.8	4.44	50.1	18.6	84.3	18.4	186	36.6	8138	452	14.0	0.51
CTG-7-14	10.8	60.2	3.56	19.1	6.14	1.49	17.6	5.99	72.4	29.8	143	33.0	346	72.1	9613	822	2.27	0.41
CTG-7-16	2.03	12.2	1.15	7.12	3.21	0.86	10.4	3.20	35.6	13.3	57.9	12.3	125	23.8	8875	308	1.84	0.41
CTG-7-18	0.27	21.0	0.21	2.82	3.49	1.31	12.7	3.78	40.1	15.0	67.0	14.7	151	29.5	6923	363	19.7	0.53
CTG-7-19	0.12	14.4	0.13	1.63	2.29	1.13	12.9	4.28	54.9	23.3	116	27.4	300	64.4	8445	622	23.6	0.50
CTG-7-22	0.38	24.9	0.23	1.52	1.64	0.60	6.62	2.09	23.7	9.34	46.0	11.1	121	25.2	9542	274	19.1	0.48
CTG-7-23	0.07	28.5	0.09	1.90	3.44	1.15	16.3	5.46	63.0	24.9	116	26.1	267	54.2	8650	609	68.9	0.39
CTG-7-24	0.36	14.5	0.37	4.50	6.17	2.04	25.4	8.06	88.0	31.6	133	27.5	265	48.2	10242	655	8.31	0.43
CTG-7-5^*	7.17	34.2	3.67	21.4	8.37	2.98	17.7	4.98	48.6	16.8	72.6	15.9	166	34.1	8951	455	1.54	0.73
CTG-7-13^*	44.1	104	9.94	41.0	10.5	4.17	21.7	5.75	56.9	19.4	81.7	17.2	173	32.1	8671	621	1.12	0.83
CTG-7-15^*	0.39	17.0	0.30	2.10	2.72	0.92	9.88	3.43	39.9	15.9	75.6	18.0	191	40.3	9886	417	10.9	0.48
CTG-7-17^*	32.3	134	14.9	73.8	17.2	3.59	25.7	6.27	68.5	26.0	122	27.3	280	57.5	8705	889	1.42	0.52
CTG-7-20^*	0.49	18.8	0.51	4.26	4.31	2.01	15.4	5.09	58.1	22.2	99.9	22.0	215	42.3	7873	510	7.77	0.67
CTG-7-21^*	9.74	42.8	2.33	10.1	3.21	0.77	8.95	2.85	33.1	13.1	66.3	16.1	178	38.3	9496	425	2.06	0.41
注：点号带为变质锆石；Ce/Ce^=2Ce_N/(La_N+Pr_N), Eu/Eu^*=2Eu_N/(Sm_N+Gd_N), 球粒陨石标准化数据引自Taylor and McLennan(1985)

表 3 锆石微量元素分析结果(×10^-6) Table 3 Trace element contents of zircons(×10^-6)

表 4 锆石Hf同位素分析结果 Table 4 Hf isotopic compositions of zircons

测点号	¹⁷⁶Yb/¹⁷⁷Hf	±2σ	¹⁷⁶Lu/¹⁷⁷Hf	±2σ	¹⁷⁶Hf/¹⁷⁷Hf	±2σ	t(Ma)	ε_Hf(t)	t_DM1(Ma)	t_DM2(Ma)
CTG-7-1	0.034060	0.000985	0.001164	0.000036	0.281246	0.000050	2608	2.46	2813	2934
CTG-7-2	0.024827	0.000400	0.000899	0.000011	0.281257	0.000051	2730	6.04	2780	2810
CTG-7-19	0.028698	0.000533	0.000985	0.000011	0.281133	0.000046	2733	1.53	2954	3087
CTG-7-3	0.022327	0.000361	0.000794	0.000012	0.281286	0.000042	2549	3.18	2733	2844
CTG-7-4	0.021705	0.000084	0.000827	0.000002	0.281207	0.000043	2551	0.35	2842	3019
CTG-7-6	0.029783	0.000211	0.001124	0.000008	0.281220	0.000066	2541	0.10	2846	3026
CTG-7-7	0.053453	0.000172	0.001989	0.000003	0.281228	0.000053	2554	-0.85	2901	3094
CTG-7-8	0.010875	0.000099	0.000432	0.000004	0.281215	0.000044	2553	1.39	2802	2957
CTG-7-9	0.026929	0.000755	0.000937	0.000026	0.281225	0.000033	2546	0.72	2825	2992
CTG-7-10	0.032966	0.000672	0.001076	0.000018	0.281281	0.000028	2553	2.61	2759	2882
CTG-7-11	0.027117	0.000698	0.000937	0.000022	0.281206	0.000037	2571	0.60	2851	3019
CTG-7-12	0.020346	0.000810	0.000691	0.000027	0.281147	0.000029	2554	-1.48	2913	3133
CTG-7-14	0.030222	0.000582	0.001077	0.000021	0.281207	0.000040	2553	0.00	2860	3042
CTG-7-16	0.010621	0.000122	0.000372	0.000004	0.281385	0.000042	2553	7.54	2570	2580
CTG-7-18	0.029803	0.000239	0.001034	0.000006	0.281174	0.000031	2554	-1.12	2902	3111
CTG-7-22	0.014327	0.000189	0.000493	0.000006	0.281198	0.000026	2554	0.71	2829	3000
CTG-7-23	0.027738	0.000801	0.001025	0.000034	0.281236	0.000039	2556	1.16	2817	2973
CTG-7-24	0.013254	0.000369	0.000505	0.000012	0.281161	0.000033	2553	-0.65	2880	3082
CTG-7-5	0.037255	0.000862	0.001301	0.000027	0.281275	0.000049	2471	0.20	2783	2966
CTG-7-13	0.017756	0.000355	0.000608	0.000011	0.281196	0.000032	2467	-1.53	2840	3069
CTG-7-15	0.022784	0.000327	0.000782	0.000013	0.281188	0.000030	2468	-2.09	2864	3104
CTG-7-17	0.026491	0.000311	0.000921	0.000010	0.281189	0.000038	2470	-2.23	2872	3115
CTG-7-20	0.029846	0.000658	0.000987	0.000017	0.281289	0.000035	2469	1.16	2743	2906
CTG-7-21	0.023566	0.000296	0.000806	0.000010	0.281190	0.000030	2470	-2.02	2863	3101
注：相关计算公式和标准值参考吴福元等(2007)

表 4 锆石Hf同位素分析结果 Table 4 Hf isotopic compositions of zircons

4 分析结果 4.1 条带状铁矿石组成

铁矿石SiO₂含量在49.90%~59.02%之间, Fe₂O₃^T含量在34.25%~42.74%之间, 二者占氧化物组分的92.62%~93.53%。Al₂O₃含量介于0.18%~1.80%, MgO含量介于0.76%~1.85%, CaO含量介于1.42%~3.66%, 其他氧化物组分含量均很低, 表明大陆碎屑物质加入极少。铁矿石稀土总量(∑REE+Y)为27.6×10^-6~74.0×10^-6, 平均为46.7×10^-6。PAAS(Post Archean Australian Shale)标准化稀土配分型式显示铁矿石富集重稀土[(La/Yb)_PAAS=0.28~0.83], 具有La正异常(La/La^*=1.03~1.27)、强烈的Eu正异常(Eu/Eu^*=1.82~2.28)与轻微的Y正异常(Y/Y^*=0.97~1.08)(图 3a)。现代海水具有重稀土富集、La及Y正异常特征(Alibo and Nozaki, 1999), 海底高温热液则具有强烈的Eu正异常特征(Bau and Dulski, 1999), 表明陈台沟铁矿石中稀土元素可能来自海水与深海高温热液的混合溶液。海水Y/Ho比值约为44~74, 且随着深度增加而减小；陆地岩石与球粒陨石的Y/Ho值恒为26；洋中脊高温热液Y/Ho比值为28~39(Bau and Dulski, 1999; Bolhar et al., 2004)。陈台沟铁矿石Y/Ho值介于26.3~28.6, 平均为27.6, 与高温热液相似。在原始地幔标准化微量元素配分图上, 铁矿石显示强烈的高场强元素Nb、Ta、Zr、Hf、Ti负异常(图 3b)。火山岩和海相沉积物的Sr/Ba值大于1, 陆源沉积岩的Sr/Ba值小于1；铁质页岩Ti/V值变化于1.33~10.90, 火山建造为13~85(沈其韩等, 2009)。陈台沟铁矿石Sr/Ba值平均为2.21, Ti/V值平均为24.8, 暗示成矿与火山作用有关。

图 3 铁矿石稀土元素PAAS标准化配分图(a)和微量元素原始地幔标准化蛛网图(b) PAAS与原始地幔标准化值分别据McLennan(1989)与Sun and McDonough(1989), NPDW(North Pacific deep water)数据据Alibo and Nozaki(1999), 高温热液数据据Bau and Dulski(1999) Fig. 3 PAAS-normalized REE patterns(a)and primitive-mantle-normalized trace element pattern(b)of iron ores The values of PAAS and primitive mantle after McLennan(1989), Sun and McDonough(1989), respectively; the data of NPDW(North Pacific deep water)and high-T hydrothermal fluids after Alibo and Nozaki(1999), Bau and Dulski(1999), respectively

4.2 磁铁矿单矿物成分

磁铁矿组分以Fe₂O₃^T(平均99.08%)与SiO₂(平均0.57%)为主, 还含有少量的Al₂O₃(平均0.11%)、MgO(平均0.07%)、CaO(平均0.04%)、K₂O(平均0.02%)、MnO(平均0.04%)、TiO₂(平均0.03%)、P₂O₅(平均0.004%), Na₂O仅一例磁铁矿高于检测限。稀土总量(∑REE+Y)变化很大, 介于1.34×10^-6~163×10^-6, 平均为43.0×10^-6。尽管稀土元素含量有较大波动, 但PAAS标准化稀土元素配分型式依然大多显示出富集重稀土及La、Eu、Y正异常特征(图 4a), 表明磁铁矿稀土元素来自海水与深海高温热液的混合溶液(Alibo and Nozaki, 1999; Bau and Dulski, 1999)。磁铁矿Y/Ho比值介于24.2~74.2, 平均46.5, 与海水显示亲缘关系(Bau and Dulski, 1999; Bolhar et al., 2004)。微量元素中V(平均19.5×10^-6)、Ni(平均31.7×10^-6)、Ba(平均14.9×10^-6)含量较高, 其他微量元素含量均很低。BIF硅铁条带Ge/Si比值解耦现象被广泛关注, 铁质层具有较高的Ge/Si比值, 被认为继承于热液流体；硅质层Ge/Si比值较低, 与陆源物质的加入有关(Hamade et al., 2003; Frei and Polat, 2007)。本次工作对磁铁矿Ge/Si比值进行了计算, 由于磁铁矿几乎均由Fe₂O₃^T组成, 故具有相当高的Ge/Si比值(851~13350μmol/mol), 且与磁铁矿中SiO₂含量呈负相关(图 4b)。

图 4 磁铁矿稀土元素PAAS标准化配分图(a, PAAS标准化值据McLennan, 1989)和磁铁矿SiO₂与Ge/Si比值关系图(b) Fig. 4 PAAS-normalized REE pattern of magnetite(a, the values of PAAS after McLennan, 1989)and the relation between SiO₂ and Ge/Si ratios of magnetite(b)

4.3 BIF围岩主微量组成

绿泥石英片岩SiO₂含量为65.87%~66.35%, Al₂O₃含量为13.92%~14.21%, Fe₂O₃^T含量为6.60%~7.22%, MgO含量为3.14%~3.46%, CaO含量为1.43%~1.56%, Na₂O含量为4.04%~4.19%, K₂O含量为1.35%~1.84%, TiO₂、MnO及P₂O₅含量很低。黑云石英片岩主要成分为SiO₂(83.21%~87.48%)、Al₂O₃(1.17%~1.45%)及Fe₂O₃^T(8.81%~15.19%), 其他氧化物含量均较低。绿泥石英片岩稀土元素总量(∑REE)为95.1×10^-6~126×10^-6, 明显高于黑云石英片岩稀土元素总量(14.0×10^-6~19.5×10^-6), 暗示二者可能为不同成因, 且高稀土含量的绿泥石英片岩具内生岩浆来源的特点。绿泥石英片岩(La/Yb)_N=10.3~12.6, 黑云石英片岩(La/Yb)_N=5.55~17.1, 表明二者轻重稀土均存在明显分馏。两类片岩球粒陨石标准化稀土配分型式均显示富集轻稀土(图 5a), 不具有明显的Ce异常(Ce/Ce^*分别为1.00~1.08, 0.87~0.88)；绿泥石英片岩无明显Eu负异常(Eu/Eu^*=0.92~0.98), 而黑云石英片岩具有较强烈Eu负异常(Eu/Eu^*=0.52~0.54)。在原始地幔标准化微量元素蛛网图上, 二者均显示强烈亏损高场强元素Nb、Ta和Ti, 富集Rb、Th、U及LREE, 黑云石英片岩还具有Sr元素的强烈亏损(图 5b)。TiO₂-SiO₂、A-C-FM及(Fe+Al+Ti)-(Mg+Ca)图解表明绿泥石英片岩属正变质岩, 而黑云石英片岩原岩为泥砂质岩石(图 5c-e)。Zr/TiO₂-Nb/Y图解进一步显示绿泥石英片岩原岩为流纹英安岩-英安岩(图 5f), 与绿泥石英片岩具有的高SiO₂含量一致。

图 5 片岩地球化学图解 (a)-稀土元素球粒陨石标准化配分图, 标准化值据Taylor and McLennan(1985)；(b)-微量元素原始地幔标准化蛛网图, 标准化值据Sun and McDonough(1989)；(c-f)-原岩恢复图解, 分别据Tarney(1976), 王仁民等(1987)及Winchester and Floyd(1977) Fig. 5 Geochemical diagrams of schists (a)-chondrite-normalized REE patterns of schist, the values of chondrite after Taylor and McLennan(1985);(b)-primitive-mantle-normalized trace element pattern of schist, the values of primitive mantle after Sun and McDonough(1989);(c-f)-protolith reconstruction diagrams of schist, after Tarney(1976), Wang et al.(1987), Winchester and Floyd(1977), respectively

4.4 锆石U-Pb年龄及Hf同位素组成

锆石选自铁矿体夹层中的绿泥石英片岩。阴极发光图像显示锆石呈长柱状, 长度为80~160μm, 长宽比约为2:1(图 6a)。锆石²⁰⁷Pb/²⁰⁶Pb年龄明显分为三群：(1)2733~2608Ma, 3个测试点位于锆石核部, 应属捕获锆石, 与谐和线上交点年龄为2739±50Ma(MSWD=0.2)；(2)2571~2541Ma, 15粒锆石均具有清晰的振荡环带, 为典型的岩浆锆石, 上交点年龄为2551±10Ma(MSWD=0.078)；(3)2471~2467Ma, 6粒锆石阴极发光图像发白, 振荡环带不发育, 为典型的变质锆石, 上交点年龄为2469±23Ma(MSWD=0.0046)。这些锆石均具有较高的Th、U含量及Th/U比值(图 6b), 表明变质锆石是在原有岩浆锆石的基础上发生不完全重结晶作用形成, 在第13、14个测试点上能体现出来(图 6a)。岩浆锆石∑REE=211×10^-6~967×10^-6, 平均504×10^-6；变质锆石∑REE=308×10^-6~889×10^-6, 平均535×10^-6。在稀土元素球粒陨石标准化配分图上(图 6c), 岩浆锆石明显富集重稀土, 具有强烈的Ce正异常(Ce/Ce^*平均39.39)及Eu负异常(Eu/Eu^*平均0.47), 属典型岩浆成因锆石(Hoskin and Schaltegger, 2003)。变质锆石稀土配分型式相对平坦, Ce正异常(Ce/Ce^*平均2.62)及Eu负异常(Eu/Eu^*平均0.59)均弱于岩浆锆石。

图 6 绿泥石英片岩锆石U-Pb年龄及典型阴极发光照片(a)、Th/U-²⁰⁷Pb/²⁰⁶Pb年龄图解(b)及锆石稀土元素球粒陨石标准化配分图(c, 标准化值据Taylor and McLennan, 1985) Fig. 6 Zircon U-Pb age and representative cathodoluminescent images(a), Th/U ratios vs. ²⁰⁷Pb/²⁰⁶Pb age of zircons(b)and chondrite-normalized REE pattern of zircons(c, the values of chondrite after Taylor and McLennan, 1985)from chlorite-quartz schist

锆石Hf同位素是在年龄点的同一位置进行原位微区分析。3颗核部锆石¹⁷⁶Hf/¹⁷⁷Hf比值分布于0.281133~0.281257, ε_Hf(t)值为1.53~6.04, t_DM2介于3087~2810Ma；15粒岩浆锆石¹⁷⁶Hf/¹⁷⁷Hf比值集中于0.281147~0.281385, ε_Hf(t)值为-1.48~7.54, 平均值为0.95, t_DM2介于3133~2580Ma；6颗变质锆石¹⁷⁶Hf/¹⁷⁷Hf比值分布于0.281188~0.281289, ε_Hf(t)值为-2.23~1.16, 平均值为-1.09, t_DM2介于3115~2906Ma。除¹⁷⁶Hf/¹⁷⁷Hf比值最大的岩浆锆石t_DM2为2580Ma外, 其他锆石t_DM2主要分布于3133~2810Ma之间(图 7), 与锆石²⁰⁷Pb/²⁰⁶Pb年龄存在一定差异。在ε_Hf(t)与²⁰⁷Pb/²⁰⁶Pb年龄关系图解上, 所有测试数据点均落于3.2~2.6Ga地壳演化线之间, 且ε_Hf(t)值与²⁰⁷Pb/²⁰⁶Pb年龄值显示正相关关系(图 7)。

图 7 锆石ε_Hf(t)-²⁰⁷Pb/²⁰⁶Pb年龄图解 Fig. 7 Plot of ε_Hf(t)vs. ²⁰⁷Pb/²⁰⁶Pb age of the analyzed zircons

5 讨论 5.1 矿床类型及成矿时代

前人工作指出, 不同成因类型铁矿床的磁铁矿成分具有标型特征(陈光远等, 1987; Dupuis and Beaudoin, 2011)。陈光远等(1987)通过对磁铁矿单矿物化学成分的统计建立了TiO₂-Al₂O₃-MgO图解, 在该图解中陈台沟铁矿石中的磁铁矿落于沉积变质-接触交代区域(图 8a)。Dupuis and Beaudoin(2011)总结整理了世界上典型铁矿床磁铁矿的成分资料, 提出了涵括多种类型磁铁矿的(Ca+Al+Mn)-(Ti+V)图解(横纵坐标均为离子含量), 在该图解中陈台沟磁铁矿位于BIF型区域附近(图 8a)。Gross(1983)根据BIF形成时代及含矿建造, 将其分为两类：Algoma型主要产于太古宙, 通常形成于岛弧、弧后盆地或克拉通内裂谷带中, 与海底火山活动关系密切；Superior型主要产于早元古代, 一般形成于浅海环境且与沉积作用密切相关, 不含或含有极少量的火山岩, 其沉积规模远大于Algoma型。陈台沟铁矿石Sr/Ba值与Ti/V值与火山建造相似, 并且铁矿层夹层的绿泥石英片岩原岩为酸性火山岩(图 5c-f), 表明成矿与火山活动关系密切, 属Algoma型BIF。Huston and Logan(2004)认为两类BIF由于与火山活动关系的差异导致二者具有不同程度的Eu异常：Algoma型BIF具有较高的(Eu/Eu^*)_NASC值(>1.8), 而Superior型BIF的(Eu/Eu^*)_NASC值偏低(＜1.8)。陈台沟铁矿石(Eu/Eu^*)_NASC介于1.68~2.08, 平均1.89；磁铁矿(Eu/Eu^*)_NASC介于1.41~5.97, 平均2.96(表 1), 进一步证明该矿床为Algoma型BIF。

图 8 TiO₂-Al₂O₃-MgO磁铁矿成因图解(a, 底图据陈光远等, 1987)和(Ca+Al+Mn)-(Ti+V)磁铁矿成因图解(b, 底图据Dupuis and Beaudoin, 2011) Fig. 8 TiO₂-Al₂O₃-MgO magnetite genetic classification diagram(a, after Chen et al., 1987)and(Ca+Al+Mn)-(Ti+V)magnetite genetic classification diagram(b, after Dupuis and Beaudoin, 2011)

绿泥石英片岩中锆石分为三类：(1)核部捕获锆石²⁰⁷Pb/²⁰⁶Pb年龄介于2733~2608Ma, 上交点年龄为2739Ma, 代表早期岩浆活动时限；(2)岩浆锆石²⁰⁷Pb/²⁰⁶Pb年龄介于2571~2541Ma, 上交点年龄为2551Ma, 代表绿泥石英片岩锆石结晶年龄；(3)变质锆石²⁰⁷Pb/²⁰⁶Pb年龄介于2471~2467Ma, 上交点年龄为2469Ma, 代表后期变质作用时代。由于Algoma型BIF与火山活动关系密切, 故铁矿体夹层变质火山岩的年龄可以间接代表BIF的形成时代(Wilson et al., 1995; Zhang et al., 2012; Cabral et al., 2012)。基于上述, 本文认为陈台沟隐伏BIF型铁矿形成于2551±10Ma, 后期经历了2469±23Ma的变质作用。这一认识与前人对华北克拉通大多数BIF的研究结果完全吻合(Zhang et al., 2011, 2012; 李延河等, 2011; 代堰锫等, 2012; 刘利等, 2012; 万渝生等, 2012), 代表了新太古代末华北克拉通普遍发育的一期BIF成矿事件。

5.2 沉积环境及物质来源

自然界中Ce一般呈稳定的+3价离子。在氧化条件下Ce被氧化为+4价, Ce⁺⁴易发生水解, 从而导致REE配分曲线中的Ce负异常。因此, 根据Ce异常可以有效判断古海洋的氧化还原状态。Bau and Dulski(1996)认为常规算法下Ce负异常的出现与La正异常有关, 并建立了用常规算法计算的Ce/Ce^*和Pr/Pr^*来判别真正Ce负异常的图解。在该图解中, 陈台沟铁矿石位于正La异常区域, 并未落于Ce负异常区域(图 9a), 与采用Bolhar et al.(2004)推荐的算法一致(Ce/Ce^*=0.89~0.94)(表 1)。Ce负异常的缺失, 表明BIF沉积时海水处于缺氧环境, 而缺氧环境正是BIF形成的必要条件之一(Bekker et al., 2010)。

图 9 Ce异常判别图解(a, 底图据Bau and Dulski, 1996)、Fe/Ti-Al/(Al+Fe+Mn)判别图解(b, NMC=Nogolí Metamorphic Complex, 底图Boström, 1973)和Sm/Yb-Eu/Sm图解(c, 底图据Alexander et al., 2008) Fig. 9 Ce anomaly discrimination diagram(a, after Bau and Dulski, 1996), Fe/Ti-Al/(Al+Fe+Mn)discrimination diagram(b, after Boström, 1973)and Sm/Yb-Eu/Sm discrimination diagram(c, after Alexander et al., 2008)

在PAAS标准化的稀土元素配分图上, 铁矿石与磁铁矿均显示富集重稀土、La及Y正异常, 与现代海水特征一致(Alibo and Nozaki, 1999)；同时, 二者又具有强烈的Eu正异常, 呈现海底高温热液特征(Bau and Dulski, 1999)。铁矿石Y/Ho值介于26.28~28.64, 与海底高温热液显示亲缘性；磁铁矿Y/Ho比值介于24.2~74.2, 与海水显示亲缘关系(Bau and Dulski, 1999; Bolhar et al., 2004)。此外, 在Fe/Ti-Al/(Al+Fe+Mn)图解上, 陈台沟铁矿石与磁铁矿接近于现代海洋金属沉积物, 位于热液沉积物范围之内, 与现代远洋沉积物及陆源沉积物相差甚远(图 9b)。Sm/Yb-Eu/Sm图解更进一步表明, 陈台沟BIF原始混合溶液中仅含有0.1%的海底高温热液组分(图 9c), 与前人对其他地区BIF研究结果相同(Alexander et al., 2008)。铁矿石除Fe₂O₃^T与SiO₂外, 其他氧化物含量均很低, 同时贫Th、U、Zr等陆源性质元素, 表明大陆碎屑物质对BIF贡献极少。综上所述, 本文认为陈台沟BIF成矿物质主要来源于海底高温热液与海水的混合溶液。

5.3 构造背景及地壳增生

原岩恢复显示铁矿体夹层及顶板的绿泥石英片岩原岩为流纹英安岩-英安岩, 底板黑云石英片岩原岩为泥砂质岩石(图 5c-f)。前人业已指出, 利用地球化学性质稳定的微量元素可以对岩石大地构造环境进行有效示踪。在岩浆岩Rb-(Y+Nb)构造环境判别图解上(Pearce et al., 1984), 绿泥石英片岩落于火山弧花岗岩区域(图略), 暗示其原岩形成于岛弧环境；在沉积岩Th-Co-Zr/10构造背景判别图解上(Bhatia and Crook, 1986), 黑云石英片岩位于大洋岛弧区域(图略), 表明其原岩也形成于岛弧背景。此外, 在原始地幔标准化微量元素蛛网图上, 二者亏损Nb、Ta、Ti和Sr, 富集Rb、Th、U及LREE(图 5b), 同样显示岛弧岩石的特征(Winter, 2001)。Gross(1983)指出, Algoma型BIF通常形成于岛弧-弧后盆地或克拉通内部裂谷带。本文认为铁矿体顶底板围岩及夹层均产于岛弧环境, 代表了陈台沟BIF形成时的构造背景。

Hf同位素分析显示变质锆石(ε_Hf(t)=-2.23~1.16)与岩浆锆石(ε_Hf(t)=-1.48~7.54)Hf同位素组成相似(表 4), 表明变质重结晶作用对锆石的Hf同位素体系未产生明显影响。锆石ε_Hf(t)值变化范围较大, 可能是新生地壳物质与古老地壳物质共同参与熔融的结果。多数锆石具有正的ε_Hf(t)值, 表明岩石在形成过程中源区有相当比例的亏损地幔物质, 这也是弧岩浆具有的同位素特征；少数锆石ε_Hf(t)值相对偏低, 反映了古老地壳物质的加入。此外, 锆石边部往往具有相对核部偏低的ε_Hf(t)值(图 6a), 同样指示了壳源(低ε_Hf(t)值)和幔源(高ε_Hf(t)值)岩浆混合作用。锆石t_DM2主要分布于3133~2810Ma之间, 与锆石²⁰⁷Pb/²⁰⁶Pb年龄存在较大差异, 表明绿泥石英片岩原岩岩浆源区存在大量古老地壳物质的混染, 并于2551Ma左右发生部分熔融形成中酸性岩浆。在ε_Hf(t)-²⁰⁷Pb/²⁰⁶Pb年龄图解上(图 7), 锆石大多均沿着3.2~2.8Ga地壳演化线变化, 表明古老地壳物质贡献较大。值得注意的是, 有一颗岩浆锆石(点16)给出接近其²⁰⁷Pb/²⁰⁶Pb年龄(2553Ma)的t_DM2值(2580Ma), 与歪头山矿区斜长角闪岩的Hf同位素组成(作者未发表数据)非常一致, 且显示出2.6~2.55Ga的t_DM2峰值(图 7), 暗示鞍本地区存在新太古代地壳增生事件。前人认为华北克拉通以~2.7Ga地壳增生为主(Wu et al., 2005; Jiang et al., 2010), 也有部分学者认为~2.5Ga同样发育地壳增生事件(Liu et al., 2009, 2012; Diwu et al., 2011)。本次工作进一步表明鞍山地区可能存在新太古代地壳增生事件。就增生方式而言, 是地幔柱活动还是地壳侧向生长与BIF成矿关系更为密切还存在争议(Isley and Abbott, 1999; Rasmussen et al., 2012)。地球化学判别图解显示铁矿体夹层绿泥石英片岩原岩形成于板片俯冲环境, 暗示陈台沟BIF与岛弧岩浆活动或地壳侧向增生作用具有成因联系。

6 结论

本文通过对陈台沟BIF铁矿石、磁铁矿及顶底板围岩的主量元素、微量元素分析, 结合对绿泥石英片岩夹层的锆石U-Pb定年及Hf同位素分析, 获得如下认识：

(1) 陈台沟铁矿属Algoma型BIF, 成矿物质主要来源于海底高温热液与海水的混合溶液, 高温热液约占原始混合溶液的0.1%；

(2) 铁矿床形成于2551Ma的岛弧环境, 代表了新太古代末华北克拉通普遍发育的一期BIF成矿事件, 且后期经历了2469Ma的变质作用；

(3) 鞍山地区可能存在新太古代地壳增生事件, 并与BIF大规模成矿具有一定成因联系。

致谢感谢杨晓勇教授、李厚民研究员与第五春荣博士对本文初稿提出的诸多建设性意见！中国科学院地质与地球物理研究所多接收等离子体质谱仪实验室、成矿年代学实验室、岩矿制样与分析实验室、西北大学大陆动力学国家重点实验室、核工业北京地质研究院分析测试中心及国家地质实验测试中心帮助完成分析测试工作, 在此表示衷心感谢！

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岩石学报 2013, Vol. 29 Issue (7): 2537-2550	PDF