2013, Vol. 29
前寒武纪条带状铁建造(banded iron formations, 简称BIFs)是世界上最重要的铁矿源区和地球早期特有的化学沉积建造类型, 广泛分布于太古代-古元古代(3.2~1.8Ga), 记录了地球早期岩石圈、水圈、大气圈的地球化学状态和演化。它们在硅酸质沉积岩中含有广泛的富铁和富硅层, 并且两层一般呈交替出现(Holland, 2005; Klein, 2005)。前人对BIFs的成因进行了广泛的研究, 为寻找BIFs型矿床积累了大量的理论知识(Gross, 1980; Cloud, 1973)。根据BIFs形成的构造地质环境、岩石组合和规模, 国际上一般将BIFs大致分为两类：即阿尔戈马(Algoma型, 简称A型)和苏必利尔湖型(Superior型, 简称S型)(Gross, 1980)。A型BIFs规模相对较小, 与火山岩建造密切相关, 多形成于岛弧、弧后盆地和裂谷带等深水古海洋环境, 如加拿大阿比蒂比、南非巴伯顿绿岩带中的铁建造；而S型BIFs规模普遍较大, 一般与正常沉积的细碎屑岩-碳酸盐岩互层, 如美国-加拿大苏必利尔湖地区等, 通常发育在被动大陆边缘或稳定克拉通盆地的浅海沉积环境。
华北克拉通广泛分布BIFs铁矿, 主要集中于鞍山-本溪、密云-冀东、五台-吕梁、霍邱-舞阳和鲁西等地区。前人对华北克拉通BIFs铁矿进行了大量的地质构造、地质年代学、和地球化学研究, 揭示了华北古大陆演化和地球早期变迁过程, 丰富了BIFs成矿理论(张连昌等, 2012及其文中参考文献)。但是, 文献调查发现, 安徽霍邱铁矿受到的关注很少(沈福农等, 1982；邱元珍, 1982；邢凤鸣和任思明, 1984；亓润章, 1987；Du and Yang, 1994；孙玉宝, 2007；Wan et al., 2010), 本区已探明的储量为17亿吨, 远景储量十分可观, 储量位居华东第一。安徽霍邱铁矿田位于华北克拉通南缘。铁矿赋存于一套新太古代中高级变质作用的含铁建造中, 经过数十年的勘探, 已经相继探明了周集、张庄、李老庄、周油坊、范桥、吴集、李楼等大型矿床十余处(杨晓勇等, 2012)。霍邱群底部以中性火山岩及凝灰岩、杂砂岩为主, 夹基性凝灰岩及火山熔岩、沉积岩；中部和上部主要有泥质岩、泥质杂砂岩、泥灰岩及铁硅质岩组成。条带状磁铁矿石矿物互层组合主要有：磁铁矿、镜铁矿、石英、角闪石和铁铝榴石, 铁硅质层以沉积为主, 夹泥灰质及泥质薄层。根据锆石LA-ICP-MS定年结果, 认为霍邱铁矿形成时间为2.7Ga(杨晓勇等, 2012), 与华北克拉通BIFs形成峰期的年龄组(2.5~2.7Ga)重合(张连昌等, 2012)。
根据矿体赋存的地质构造特征, Du and Yang(1994)曾认为霍邱铁矿属于A型, 主要矿体其自下而上分别为变粒岩-云母片岩-磁铁石英岩建造和云母片岩-大理岩-镜铁石英岩建造。矿体呈层状、似层状产出。矿石主要有磁铁矿和镜铁矿, 脉石矿物主要为石英, 有少量角闪石。而李延河等(2012)根据霍邱铁矿硅氧同位素特征和硫同位素非质量分馏效应认为霍邱铁矿属于S型建造。从绿岩带层序看, 霍邱铁矿应为绿岩带上部层位的A型铁矿, 但也有作者认为霍邱铁矿属于太古代S与A型建造的过渡类型(杨晓勇等, 2012)。
本文选择霍邱铁矿两个代表性的矿区, 班台子矿区和周油坊矿区进行对比研究, 前者矿体与硅酸岩互层, 后者矿体与碳酸盐岩互层。针对二者不同的地质特征, 本研究将运用主微量元素联合的示踪方法, 以期对安徽霍邱BIFs铁矿的成矿建造类型、成矿物源、成矿机理及早期大气-海洋的氧化还原状态进行制约。
2 区域地质背景及样品描述 2.1 基底组成安徽省淮河流域前寒武基底属我国变质岩区构造单元的华北构造区豫皖分区, 由新太古代霍邱群、五河群和早元古代凤阳群组成, 为安徽构造分区江淮台隆和淮河台拗两个Ⅱ级构造单元。通过钻孔揭露和周边地质的综合调查, 表明该区出露的基底地层主要为太古界霍邱群, 霍邱群在构造上表现为一复式向斜。
2.2 霍邱铁矿田地质构造及样品霍邱铁矿田位于霍邱城关西北部的周集至重新集一带, 处于合肥盆地的西北隅, 整个矿区南北长度约为40km, 东西宽度为2~8km, 由10个矿床组成, 已探明储量为17.12×108t, 远景储量为20×108t, 位居华东第一。霍邱铁矿自上个世纪60年代发现至今, 安徽省地质勘查局337地质队和省区调队对其先后进行了普查和部分矿床详查工作, 并将该区出露的经混合岩化作用改造的中深区域变质岩系划分为霍邱群(安徽省地质矿产局, 1982, 1987)。霍邱铁矿在20世纪60至70年代先后由国家地质总局航空物探大队905队、安徽省地质局物探大队做过航空磁力测量、电测深以及1:50万布伽重力异常测量, 于1967年经安徽省地矿局337地质队进行钻探验证获得铁矿层, 在此后数十年的勘探中, 积累了丰富的地层、矿产和构造资料。
霍邱铁矿属于隐伏的前寒纪沉积变质铁矿床, 呈南北向分布于颍上陶坝至霍邱重新集一线(图 1)。经地质工作证实为一储量大、矿物组成简单, 其S、P含量低的大型铁矿田, 由大不等的数十个铁矿床组成, 霍邱群主要为含铁角闪石英磁铁矿及角闪云母片岩、浅粒岩、黑云斜长片麻岩、斜长角闪岩等。根据岩石组合可分为两个建造系列和三个岩石地层组(花园组、吴集组、周集组), 其原岩建造相当于一个中基性火山-沉积旋回。
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图 1 安徽霍邱铁矿田地质矿产图(据安徽省地质矿产局;1986①; 安徽省地质矿产局313地质队, 1991②) 1-第四系；2-下白垩统新庄组；3-上侏罗统黑石渡组；4-上侏罗统毛坦组；5-寒武系；6-震旦系；7-青白口系刘老碑组；8-青白口系曹店组；9-古元古界凤阳群下岩组；10-新太古界霍邱群周集组；11-新太古界霍邱群吴集组；12-新太古界霍邱群花园组；13-铁矿体；14-实测、推测地质界线15-推测地层不整合界线；16-地层出露界线；17-推测正断层；18-推测逆断层；19-实测及推测断层(箭头代表断层平移运动方向)；20-地层产状；21-线理及倒转片理产状;22-本研究采样位置 Fig. 1 The geological-mineral resource plot of the Huoqiu BIF ore deposit 1-Quaternary; 2-Lower Cretaceous of Xinzhuang Fm.; 3-Upper Jurassic of Heishidu Fm.；4-Upper Jurassic of Maotan Fm.; 5-Cambrian System; 6-Sinian System; 7-Liulaobei Fm.(Qingbaikou System); 8-Caodian Fm.(Qingbaikou System); 9-Paleo-Proterozoic of Lower Fengyang Fm.; 10-Neo-Archean of Zhouji Fm., Huoqiu Group; 11-Neo-Archean of Wuji Fm., Huoqiu Group; 12-Neo-Archean of Huayuan Fm., Huoqiu Group; 13-iron ore bodies; 14- measured-speculated geological boundaries; 15-speculated unconformity boundaries; 16-exposed boundaries formation boundaries; 17-speculated normal faults; 18-speculated thrust faults; 19-measured and speculated fault(arrow-parallel displacement fault)；20-formation boundaries; 21-linear and reverse cleavage；22-sample locality |
① 安徽省地质矿产局. 1986. 中华人民共和国区域地质调查报告：1:5万三河尖-运河集、 桥沟-高塘集、蒋集-刘集三副联测
② 安徽省地质矿产局313地质队.1991. 安徽霍邱铁矿报告
本次研究样品分别采自霍邱铁矿田班台子铁矿区的钻孔岩芯和周油坊铁矿区坑道, 采样位置见图 1。
3 BIF铁矿矿化特征根据区内变质矿物组合特征, 如角闪石、石榴石、黑云母、长石共存组合的出现, 特别是十字石、蓝晶石-红柱石-夕线石组合, 结合一些共存的矿物温度计测温资料, 确定区域变质强度和变质带。初步认为霍邱群区域变质温度大体在550℃(蓝晶石-红柱石-夕线石的共结点)到750℃之间(变粒岩中黑云母-石榴石矿物平衡温度计, 据亓润章和姚光炎, 1982), 此外大理岩中出现橄榄石也表明区域变质温度应该不低于600℃。
本区具工业价值的矿体主要产在氧化物相含铁建造中, 除因风化作用而形成的表生赤铁矿外, 我们所见到的变质矿石, 其矿物共存组合基本有四类：①石英＋磁铁矿(图 2a, i)；②石英＋镜铁矿(图 2b)；③石英＋磁铁矿＋硅酸盐(角闪石、铁闪石-镁铁闪石, 阳起石-透闪石、透辉石)(图 2g)；④石英＋磁铁矿＋镜铁矿＋硅酸盐(角闪石、阳起石-透闪石、透辉石)(图 2f, h)。
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图 2 霍邱铁矿区不同铁矿类型及矿物共存组合特征 (a)-石英＋磁铁矿；(b)-石英＋镜铁矿；(c)-片麻岩；(d)-斜长角闪岩；(e)-斜长角闪岩显微照片；(f)-石英＋磁铁矿＋镜铁矿；(g)-石英＋磁铁矿＋硅酸盐(角闪石、铁闪石-镁铁闪石, 阳起石-透闪石、透辉石)；(h)-石英＋磁铁矿＋镜铁矿＋硅酸盐(角闪石、阳起石-透闪石、透辉石)；(i)-石英＋磁铁矿.Mt-磁铁矿；Hem-赤铁矿；Pl-斜长石；Am-角闪石；Qrt-石英 Fig. 2 The characteristics of mineral assemblages from different types of iron ores in the Huoqiu iron deposit (a)-quartz+magnetite；(b)-quartz+specularite ore；(c)-gneiss;(d)-amphibolite；(e)-micrograph of amphibolite;(f)-quartz+magnetite+specularite iron ore;(g)-quartz+magnetite+silicate(amphibole, gruenerite-cummingtonite, actinolite-tremolite and diopside)；(h)-quartz+magnetite iron ore+specularite+silicate(amphibole, actinolite-tremolite and diopside);(i)-micrograph of quartz+magnetite. Mt-magnetite；Hem-hematite; Pl-plagioclase; Am-hornblende; Qrt-quartz |
按铁的氧化物特征, 可将霍邱铁矿的矿石再细分为赤铁矿(或镜铁矿)亚相和磁铁矿亚相两类：
赤铁矿(或镜铁矿)亚相 主要岩石类型包括镜铁石英岩(或石英镜铁矿石)、磁铁-镜铁石英岩(或石英磁铁-镜铁矿石)两类。该亚相的主要(标型)矿物, 常与微粒石英组成条带状含铁建造。镜铁矿主要以片状-板状和粒状两种状态存在于含铁建造中, 细分片状-板状镜铁矿和粒状镜铁矿两类。石英、片状镜铁矿及细粒状赤铁矿常单独构成条纹和细纹, 少为细条带, 相间排列。条带宽度一般0.1~3mm, 少为5~10mm。条带一般清晰, 边界较平整, 少部分显有韵律性, 每一韵律层的下部常为石英, 上部主要为镜铁矿。在以石英为主的条带中, 含有极少量细小(＜0.1mm)粒状磁铁矿、镜铁矿；在粒状镜铁矿中亦含有石英(粒度0.2~0.5mm)。另外, 尚有重结晶(粒度达1~3mm)的镜铁矿, 以及呈脉状(细脉或星点浸染脉状)分布的镜铁矿等。
磁铁矿亚相 主要岩石类型由石英、磁铁矿及闪石类等矿物相间排列组成。主要属中、低品位矿石。岩石普遍含微-极少量硫化物矿物, 如黄铁矿、磁黄铁矿和黄铜矿等。主要含铁矿物是磁铁矿, 在氧化带中由于氧化作用, 它经常以假象赤铁矿的形式出现。在磁铁矿颗粒中似有显示原生意义的穆磁铁矿。假象赤铁矿是磁铁矿经氧化作用而形成的赤铁矿, 其外形和粒度以及产生形式均与磁铁矿相同。位于氧化带的矿石, 常见到赤铁矿沿磁铁矿晶粒的边缘及八面体裂开进行交代, 形成交代格架状结构、交代假象结构及交代周边、残余结构等。交代完全者形成假象赤铁矿, 交代不完全者构成半假象赤铁矿。
磁铁矿为半自形-他形粒状, 少量为自形粒状, 粒度为0.05~0.25mm, 呈聚粒状或散粒状产出。矿石主要为变晶结构, 少量为包含、压碎、胶状和显微网脉状结构, 条纹条带状构造、细条纹状构造, 少量块状构造、压碎构造和皱纹构造, 有时见残留交错层纹状构造。在矿石形成过程中, 有热液参与活动, 表现在斜长石钾长石化、角闪石黑云母化、硅质条带被溶蚀、阳起石透辉石化、碳酸盐岩石的白云石-菱镁铁矿-菱铁镁矿-菱镁矿系列交代变化、普通角闪石的蛇纹石化、普通角闪石铁闪石化等, 其热液可能来自变质作用和混合岩化作用的残余溶液。这类矿石以条纹状-细纹状和细条带状构造为主。
4 实验分析方法挑选新鲜的全岩样品经过不锈钢质鄂式破碎机粉碎, 放入玛瑙研磨机中进一步粉碎到200目以下。全岩的主量元素、微量元素和稀土元素在广州澳实矿物实验室完成。按要求制备定量的样品(~0.6g), 加入到~4.8g Li2B4O7熔剂中, 混合均匀, 在1000℃的熔炉中熔化。主量元素采用X-射线荧光融片法进行含量测定。仪器型号为ME-XRF06。各项元素的分析精度(RSD)分别为：SiO2：0.8％；Al2O3：0.5％；Fe2O3：0.4％；MgO：0.4％；CaO：0.6％；Na2O：0.3％；K2O：0.4％；MnO：0.7%；TiO2：0.9%；P2O5：0.8％。微量元素和稀土元素分析采用HF+HNO3密封溶解, 加入Rh内标溶液后转化为1％HNO3介质, 分别进行ICP-MS和ICP-AES测定。ICP-MS测定使用的仪器型号为PE Elan6000型电感耦合等离子质谱计。微量元素分析精度为：Ba：2.7%；Ta：2.1%；Nb：1.6％；Zr：2.2％；Hf：2.1％；Th：2.1％；U：3.4％；Pb：3.2％；Ga：1.9％；Cr：5.3%；Co：0.8%；Ni：11％；Cu：3.5％；Rb：2.1％；Sr：1.7％；Sc：4.2％；V：3.2％；Zn：3.0％。稀土元素分析采用阳离子交换分离-电感耦合等离子体原子发射光谱法(ICP-AES), 其元素分析精度为：La：4.7%；Ce：5.2%；Pr：1.8%；Sm：4.7%；Eu：1.2%；Gd：1.4%；Tb：3.2%；Dy：4.3%；Ho：2.4%；Er：3.9%；Tm：4.8%；Yb：4.3%；Lu：3.9%；Y：1.8%。
5 结果 5.1 主量元素班台子矿区有11件样品进行了主量元素, 稀土元素和微量元素分析, 分析结果见表 1。主量元素分析表明角闪岩(BT816-1, BT816-2, BT403-4)的K2O含量较低, 在1.19%~1.44%之间, SiO2含量介于42.8%~53.58%之间, 属于钙碱性中钾系列的拉斑玄武岩。角闪岩的Al2O3/TiO2比值较高(21.38~25.81), 具有岛弧拉班玄武岩的特征(Church and Coish, 1976)。Na2O的含量相对K2O含量有两个样品含量较低(BT816-1, BT403-4), 分别为0.50％和0.90％, 另一个含量较高的为2.64％(BT816-2)。片麻岩样品(BT816-3, BT816-4, BT403-1, BT403-3, BT209-5)SiO2含量变化较大(56.57％~75.52%), 而Na2O+K2O含量变化较小(4.22%~7.97％)。此外, Al2O3的含量变化于12.39％与20.21％之间、TiO2含量介于0.12％和0.86％之间。在TAS图中(图 3a), 角闪岩岩的原岩成分从苦橄质玄武岩到玄武质安山岩系列变化。铁矿石(BT403-5, BT403-6, BT4-2)主量成分以Fe2O3T(47.44%~50.92%)和SiO2(42.09%~49.28%)为主, 二者之和超过90％, 其次含有少量的Al2O3(0.28%~1.84％)、MgO(2.21%~2.37％)和CaO(1.62%~2.56％)。
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图 3 班台子矿区铁矿石及互层岩石的主量元素成分 (a)-与铁矿互层的角闪岩的原岩恢复TAS图解;(b)-与铁矿互层的片麻岩、角闪岩以及铁矿石中Al2O3和TiO2相关性 Fig. 3 Major compositions of the Bantaizi iron deposit and their interlayer rocks (a)-protolith recovery TAS plot for the amphibolite;(b)-linear correlation between Al2O3 and TiO2 for the gneiss, amphibolite and intergrowth iron ores |
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表 1 班台子铁矿矿石及围岩主量(wt%)和微量(×10-6)元素成分 Table 1 Compositions of major(wt%)and trace(×10-6)elements of iron ores and their wall rocks in the Bantaizi iron deposit |
周油坊矿区有17件样品进行了主量元素, 稀土元素和微量元素分析, 分析结果见表 2。主量分析表明大理岩(ZYF-6, ZYF-7, ZYF-8, ZYF-9, ZYF-10)主要由CaO、MgO、CO2(反映在烧失量LOI中)和少量的SiO2(2.45%~6.10%)和Fe2O3(0.31%~1.24%)组成。MgO、CaO与烧失量LOI相匹配, 说明大理岩主要由白云石和方解石组成。白泥化大理岩(ZYF-14, ZYF-15, ZYF-16)中SiO2含量相对大理岩显著增加(38.37%~47.36％), CaO、MgO和CO2相对减少, Fe2O3和Al2O3虽然有增加但总量仍然较低。这一特征说明白泥化过程是一个SiO2强烈带入、CaO和MgO明显带出的过程, 这一过程与辽宁弓长岭铁矿区发生了蚀变及矿化作用的大理岩的地球化学特征很相似(李厚民等, 2012)。云母片岩(ZYF-12, ZYF-13)SiO2含量分别为67.57％和69.01％, 具有较高Al2O3含量, 分别为13.69％和15.27％, K2O含量远大于Na2O含量, 且K2O含量较高, 分别为2.61％和3.04％。
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表 2 周油坊铁矿矿石及围岩主量(wt%)和微量(×10-6)元素成分 Table 2 Compositions of major(wt%)and trace(×10-6)elements of iron ores and their wall rocks in the Zhouyoufang iron deposit |
霍邱BIFs铁矿的铁矿石及其互层的岩石组合的稀土元素分析结果见表 1和表 2。稀土元素的含量采用PAAS(Post Archean Austrilian Shale, Shale Normalize, 简记SN)(McLennan, 1989)进行标准化, 班台子铁矿石及其互层的角闪岩和片麻岩的稀土配分曲线如图 4。周油坊矿区铁矿石及互层的大理岩和云母片岩的稀土配分曲线如图 5。表 1和2中元素异常的计算公式分别为：La异常为La/La*=LaSN/(3PrSN-2NdSN); Ce异常为Ce/Ce*=2CeSN/(PrSN+LaSN); Pr异常为Pr/Pr*=2PrSN/(CeSN+NdSN); Eu异常为Eu/Eu*=2EuSN/(SmSN+GdSN); Gd异常为Gd/Gd*=GdSN/(2TbSN-DySN); Y异常为Y/Y*=2YSN/(DySN+HoSN)(Bolhar et al., 2004; Bau and Dulski, 1996)。
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图 4 班台子片麻岩(a)、角闪岩(b)及互层的铁矿石(c)的稀土元素PAAS标准化配分型式图(PAAS值据McLennan, 1989) Fig. 4 The PAAS-normalized REE pattern diagram of gneiss(a), amphibolite(b)and interlayer iron ores(c)from the Bantaizi iron deposit(PAAS values after McLennan, 1989) |
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图 5 周油坊大理岩(a), 云母片岩(b)及互层的铁矿石(c)的稀土元素PAAS标准化配分型式图(PAAS值据McLennan, 1989) Fig. 5 The PAAS-normalized REE pattern diagram of marble(a), mica schist(b)and interlayer iron ores(c)from the Zhouyoufang iron deposit(PAAS values after McLennan, 1989) |
班台子矿区的铁矿石样品的稀土总量都比较低, ∑REE平均值为28.4×10-6, 但是与其互层的片麻岩和角闪岩的稀土总量相对较高, ∑REE平均值分别为142.5×10-6和73.5×10-6。从稀土元素配分图解上(图 4)可见, 班台子矿区片麻岩呈现轻稀土富集, 重稀土亏损的型式, 轻重稀土元素明显分异, 尤其是样品BT403-3, BT816-4和BT209-5。除Eu表现明显的正异常(Eu/Eu*=1.02~1.79), 其他元素未见明显的异常, 并且该稀土配分型式与太古代TTG岩石具有很大的相似性(Martin et al., 2005), 因此, 该片麻岩的原岩可能是太古代TTG。角闪岩的稀土配分型式呈现轻稀土元素亏损, 重稀土元素相对富集的特征, 并且展示出明显的Eu的正异常(Eu/Eu*=1.48~2.63), 其他元素没有明显的异常。铁矿石样品之间的稀土含量相差较大, 但稀土配分的型式具有较好的相似性, 一般表现为平坦的轻重稀土的配分型式, (如BT403-5和BT403-6), 且具有明显的正Eu异常(Eu/Eu*=1.57~1.82)。而BT4-2表现了总稀土含量最低, 轻稀土元素相对亏损, 重稀土元素相对富集的特征, 且具有较大的La正异常(La/La*=2.15)。
周油坊矿区的假象镜铁矿(ZYF-19, ZYF-20, ZYF-21, ZYF-22, ZYF-23, ZYF-24, ZYF-25)及大理岩(ZYF-6, ZYF-7, ZYF-8, ZYF-9, ZYF-10)和白泥化大理岩(ZYF-14, ZYF-15, ZYF-16)中的稀土总含量非常低, ∑REE一般介于3.4×10-6和15.1×10-6之间, 而云母片岩(ZYF-12, ZYF-13)的稀土元素含量较高, ∑REE分别为143.3×10-6和144.8×10-6。稀土配分图(图 5)显示大理岩及白泥化大理岩的轻重稀土元素一般分布较平坦, 都具有明显的Eu正异常, Eu/Eu*=1.09~1.85。白泥化大理岩相对大理岩具有轻稀土元素含量低, 重稀土元素含量高的特征, 说明大理岩的白泥化会导致轻稀土元素的亏损。大理岩具有轻微的La正异常, 平均La/La*=1.16, 而白泥化大理岩没有这一特征。云母片岩的稀土配分型式表明轻稀土元素富集, 而重稀土元素亏损, 轻重稀土元素分异较大, (La/Yb)SN分别为4.16和4.00。假象镜铁矿稀土元素总含量平均值为6.4, 稀土配分型式显示两类不同特征。一类是重稀土富集轻稀土亏损, 另一类是富集轻稀土亏损重稀土元素, 但是两类都具有相似的Eu正异常(Eu/Eu*=1.93~3.41)、明显的La正异常(La/La*=1.22~4.87)和Y正异常(Y/Y*=1.25~2.02), 且无明显的Ce异常(Ce/Ce*=0.63~1.01)。
5.3 微量元素班台子矿区的铁矿石及其互层的岩石组合的微量元素分析结果见表 1和表 2。班台子矿区片麻岩中微量元素经过原始地幔均一化后得到的蜘蛛图(图 6)中显示, 大离子亲石元素相对富集, 高场强元素相对亏损, 其中Nb, Ta, Ti, P, Zr, Hf明显负异常, U, K, Pb, Nd, Sm表现出正异常, 这一系列的特征与大陆弧安山岩较为相似(Rudnick and Gao, 2003)。角闪岩中LILE相对富集, 但较片麻岩富集程度有所降低, HFSE元素相对亏损, U, K, Pb, Nd表现出明显的正异常。铁矿石的微量元素含量较片麻岩和角闪岩低, 其中BT403-5和BT403-6表现出相似的微量元素配分型式, 具有LILE富集, HFSE亏损的特征, U和P表现正异常；而BT4-2呈现较平坦的分布型式, 尤其是LILE和HREE。但三个样品都具有Sr, Nb, Zr, Hf, Ti的负异常。
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图 6 班台子片麻岩(a), 角闪岩(b)及互层的铁矿石(c)的微量元素原始地幔标准化蛛网图(原始地幔值据Sun and McDonough, 1989) 大陆弧安山岩数据自Rudnick and Gao(2003), 岛弧玄武岩数据自Elliott(2003) Fig. 6 Primitive mantle-normalized trace elements spidergrams for gneiss(a), amphibolite(b)and interlayer iron ores(c)from the Bantaizi iron deposit(primitive mantle values after Sun and McDonough, 1989) The average trace element composition of continental arc andesite and island arc basalt after Rudnick and Gao(2003), Elliott(2003), respectively |
周油坊矿区大理岩及其白泥化后的大理岩的微量元素含量列于表 2中。与平均显生宙石灰岩相比(Condie et al., 1991), 周油坊大理岩大离子亲石元素Al、Ba、Rb、Sr亏损, 高场强元素Zr、Nb、Ti、La、Ce、Y明显亏损, 这些特征支持其物源主要来自海相环境。周油坊云母云母片岩呈现了LILE富集, HFSE亏损这一岛弧的特征, 其中Pb, U, Nd, Sm显示正异常, 而Nb, Ta, Zr, Hf和Ti显示明显的负异常, P没有显示异常(图 7)。假象镜铁矿中微量元素含量较低, LILE相对原始地幔没有显著的变化, 而Nb和Ti显示明显的负异常, 但P显示微弱的正异常。另一个明显的特征是U和Pb正异常和Sr的负异常, 这些现象与班台子矿区铁矿较为一致。
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图 7 周油坊大理岩(a), 云母片岩(b)及互层的铁矿石(c)的微量元素原始地幔标准化蛛网图(原始地幔值据Sun and McDonough, 1989) Fig. 7 Primitive mantle-normalized spidergrams for marble(a), mica schist(b)and interlayer iron ores(c)from the Zhouyoufang iron ore zone(primitive mantle values after Sun and McDonough, 1989) |
BIFs铁矿往往与角闪岩和片麻岩伴生, 如鞍山-本溪BIFs铁矿(Zhai et al., 1990)。杨晓勇等(2012)对霍邱铁矿伴生的斜长角闪岩进行了LA-ICP-MS锆石U-Pb定年, 认为2.8Ga代表了其原岩形成的年代。前人对霍邱地区的花岗质片麻岩进行了锆石SHRIMP定年工作, 确认了2.75Ga和2.56Ga的两次热构造事件(Wan et al., 2010)。因此, 在误差范围内可以认为角闪岩和片麻岩的原岩形成时代具有相互吻合的特征。根据区域年代学资料, 霍邱铁矿的成矿时代被限制在2.7Ga(杨晓勇等, 2012)。形成时代上的一致性结合野外构造特征说明霍邱铁矿的成矿作用与互层的片麻岩和角闪岩具有密切联系。片麻岩的原岩经过判别为火成岩, 它们最有可能是形成于岛弧环境下的花岗质岩石(图 8)。角闪岩野外产状(杨晓勇等, 2012)及地球化学分析显示它们的原岩化学性质类似于产于大陆环境下的岛弧拉斑玄武岩(图 9)。在TiO2-Al2O3图上(图 3b), 我们发现铁矿与围岩片麻岩和角闪岩具有很好的正相关性, 也即它们的Al2O3/TiO2比值相似, 说明铁矿中少量的Al2O3、TiO2与围岩具有来源的一致性。片麻岩和角闪岩的原岩恢复表明它们是变火成岩。在原岩恢复TAS图解上(图 3a), 前者的原岩有流纹岩、英安岩和安山岩, 而后者的原岩从橄榄质玄武岩到玄武质安山岩。二者的原岩年龄相似, 这些特征指示它们有可能形成于晚太古代的双峰式火山作用。Hochstaedter et al.(1990a, b)报道了日本Izu弧中部裂谷双峰式火山岩的特征, 其中玄武岩具有弧后盆地玄武岩(BABB)的特征, 相比N-MORB, 富集碱金属和碱土金属元素, 轻微亏损HFSE和REE, Ba/Zr(0.7)、Ba/Ce(4)和Zr/Ce(6)接近于E-MORB的相应比值, 而后者分别为0.1, 1和9。与玄武岩共存的流纹岩的微量元素和稀土元素特征与BABB类似, 且具有负Eu异常, Ba/Zr、Y/Zr比值较低。而班台子角闪岩的Ba/Zr(28.32~45.88)、Ba/Ce(11.57~16.67)和Zr/Ce(0.25~0.59)都远离上述参考值, 片麻岩具有明显Eu正异常, Ba/Zr比值都较高, 平均值为29.47。因此, 可以排除双峰式火山作用的成因。班台子矿区角闪岩的(La/Yb)SN=0.43~1.35, (Ce/Yb)SN=0.5~1.1, Henderson(1984)认为大陆裂谷玄武岩的(La/Yb)SN 和(Ce/Yb)SN 值均大于12, 最高可达20, 因此, 班台子角闪岩的产出环境与大陆裂谷无关。
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图 8 班台子片麻岩构造环境判别图 (a)-主量元素原岩恢复图解(Tarney, 1976)；(b)-Ta-Yb构造环境判别图(Pearce et al., 1984) Fig. 8 Discrimination diagram of the Bantaizi gneiss in the tectonic environment (a)-major element diagram for protolith reconstruction(Tarney, 1976);(b)-Ta-Yb tectonic discrimination diagram(Pearce et al., 1984) |
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图 9 班台子角闪岩的构造环境判别图 (a)-TiO2-K2O-P2O5判别图解(Pearce et al., 1975);(b)-利用K2O-SiO2图解对亚碱性岩石进一步分类(Rickwood, 1989) Fig. 9 Discrimination diagram of the Bantaizi amphibolite in the tectonic environment (a)-the TiO2-K2O-P2O5 discrimination diagram(Pearce et al., 1975);(b)-the K2O-SiO2 discrimination diagram for subalkaline rocks(Rickwood, 1989) |
班台子矿区角闪岩具有低的K2O含量与岛弧拉斑玄武岩的特征类似(Wilson, 1989)。Condie(1989)认为, 岛弧拉斑玄武岩具有较低的Ti/V值(＜30), 而板内玄武岩该值较大(>30)。班台子角闪岩的Ti/V＝22.7~25.9, 平均24.5, 与岛弧拉斑玄武岩一致。Zhai and Santosh(2011)研究表明, 华北克拉通绿岩带变基性岩几乎都形成于岛弧或弧后盆地背景。Fretzdorff et al.(2002)与Gill(2010)认为弧后盆地玄武岩化学组成具有岛弧拉斑玄武岩及N-MORB的特征。BIFs的形成往往需要构造稳定的半深水-深水盆地, 弧后盆地能够为BIFs韵律条带的产生提供稳定的沉积环境(Trendall, 2002)。因此, 班台子矿区角闪岩形成于弧后盆地, 代表了班台子铁矿形成的构造环境, 这与前人的研究结论一致(杨晓勇等, 2012)。
霍邱铁矿石样品的稀土元素PAAS标准化图(图 4、图 5)显示轻稀土微弱富集, 重稀土微弱亏损, 相对明显的Eu正异常(Eu/Eu*=1.57~3.41), 无明显的Ce异常(Ce/Ce*=0.63~1.01, 平均为0.88)和Pr异常(Pr/Pr*=0.86~1.05, 平均值为0.96), Gd/Gd*介于0.78~1.73之间, 这些稀土元素特征与典型的BIFs具有很大的相似性(Klein, 2005), 说明霍邱铁矿与典型BIFs具有相同的成因, 都是海相化学沉积的产物(Derry and Jacobsen, 1990; Horstmann and Hälbich, 1995; Frei and Polat, 2007)。Y/Ho比值可以作为判断海水沉积或者非海相沉积的依据, 海水中Y/Ho>44, 热液流体中＝26~28(Nozaki et al., 1997; Bau and Dulski, 1996)。当热液流体与海水混合时, Y与Ho会发生强烈的解耦(Bau and Dulski, 1999; Bolhar et al., 2005)。而霍邱铁矿石的Y/Ho=31.05~56.67, 平均为46.65, 说明霍邱铁矿继承了海水与热液的特征, 其中, 海水对其的贡献更大一些。Ce异常通常被用来判断海水的氧化还原环境(Nozaki et al., 1999)。在氧化环境中Ce3+被氧化为溶解度低的Ce4+并被水体中的悬浮物强烈吸收从而导致水体显示负Ce异常(Sholkovitz et al., 1994)。Bau and Dulski(1996)认为Ce负异常的出现与La正异常有关, 并建立了Ce/Ce*-Pr/Pr*来判别是否有Ce负异常。如图 10所示, 霍邱铁矿石并没有落在负Ce异常区域, 绝大部分没有异常。Ce异常的缺失表明铁建造沉积时海水处于缺氧环境, 大气中的氧含量足以使亚铁离子氧化成三价铁离子形成Fe(OH)3, 但不能将Ce3+氧化成Ce4+。
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图 10 Ce异常判别图解(据Bau and Dulski, 1996) Fig. 10 Ce/Ce*-Pr/Pr* discrimination diagram for Ce anomalies(after Bau and Dulski, 1996) |
高温热液流体具有Eu正异常的特征(Danielson et al., 1992)。无论是A型还是S型BIFs都具有明显的Eu的正异常, 一般在1.33~6.5之间(李志红等, 2008), 指示热水沉积成因。Eu正异常的强弱实际反映了BIFs形成环境的氧化还原状态, 热液组分多, 形成环境越还原, 其Eu异常越明显, 反之亦然(李延河等, 2012)。A型BIFs与火山活动密切相关, 矿石具有较高的(Eu/Eu*)SN正异常(一般>1.8)；S型BIFs与火山作用无直接联系, (Eu/Eu*)SN值较低(一般＜1.8)(Huston and Logan, 2004)。班台子铁矿石的(Eu/Eu*)SN＝1.57~1.82, 与S型BIFs特征一致；而周油坊假象镜铁矿的(Eu/Eu*)SN＝1.93~3.41, 与A型BIFs特征比较吻合。李延河等(2012)通过对A型和S型BIFs的硅、氧和硫同位素比较发现, 无论是A型还是S型BIFs都与火山活动关系密切, 只是二者距离火山活动中心的远近不同而已。因此, 我们推断霍邱地区BIFs型铁矿形成位置与海底火山热液喷气口的距离比较特别, 处于A型向S型过渡的位置。
6.2 铁矿石物质来源及成因前寒武纪条带状硅铁建造主要有SiO2和铁的氧化物及少量的碳酸盐岩组成。前人研究表明, BIFs全岩化学组分非常相似, 全铁氧化物(20%~40％)和SiO2(43%~56％)含量较高, 而氧化铝含量非常低(0.09%~1.8％)(Klein, 2005)。如前所述, 霍邱铁矿石主要化学成分为SiO2和Fe2O3T组成, 指示陆源碎屑组分的Al2O3和TiO2含量较低分别为(0.05%~2.39％)和(＜0.01~0.8%)说明陆源碎屑组分的加入非常有限。Zr、Sc和Th等微量元素经常被用来作为陆源碎屑物质的指示(Calvert and Pedersen, 1993; Tribovillard et al., 1994; Hild and Brumsack, 1998；Böing et al., 2004)。班台子和周油坊矿区铁矿石中Zr含量分别为0.70×10-6~6.10×10-6和0.50×10-6~1.90×10-6；Sc为0.30×10-6~2.90×10-6和0.10×10-6~0.50×10-6；Th为0.2×10-6~0.8×10-6和0.2×10-6~0.5×10-6。这些元素的含量非常低, 可以排除陆源物质的混染, 与主量元素指示的结论一致。
现代海水的稀土元素以LREE亏损, HREE富集和La、Y的正异常为标志(Alibo and Nozaki, 1999; Bolhar et al., 2004)。班台子矿区铁矿石和周油坊矿区假象镜铁矿一般具有明显的La、Y的正异常, 但轻重稀土分异不明显。同时, 正Eu异常一般被认为是高温热液流体的特征(Danielson et al., 1992)。因此, 推断霍邱BIFs是海水与热液作用的叠加, 具有热液与海水的混合来源, 这与冀东司家营地区BIFs成矿物质来源较一致(李文君等, 2012)。Eu正异常的强弱代表热液流体加入的多少(Danielson et al., 1992)。周油坊矿区假象镜铁矿的Eu正异常高于班台子铁矿, 说明热液流体对周油坊假象镜铁矿的贡献更大, 因此, 周油坊矿区成矿位置应该较班台子矿区离海底热液喷气口更近。
Isley and Abbott(1999)认为BIFs中巨量铁应主要来源于海水对玄武岩的侵蚀, 并由热液提供部分铁质。在本研究中, 班台子角闪岩具有高Fe2O3T含量(8.96~33.22%, 平均21.86％), 表明岛弧火山活动能够为BIFs沉积提供充分的铁质来源, 角闪岩与铁矿石的Al2O3和TiO2的相关性(图 3b)也说明了来源的继承性, 即铁矿石与角闪岩的原岩-玄武岩具有一定的相关性。
7 结论霍邱铁矿田形成于晚太古代弧后盆地环境中的海相沉积环境。班台子矿区铁矿石与其赋存的角闪岩和片麻岩具有良好的Al2O3和TiO2的线性关系, 说明铁矿石铁质的部分来源为侵蚀弧后盆地玄武岩派生的成矿热液流体。根据BIF中正Eu异常大小可以判断周油坊矿区的成矿热液流体贡献大于班台子铁矿, 成矿流体的另一个来源是海水, 霍邱矿田铁矿石的Y/Ho比值介于31.05~56.67之间, 有力地说明铁矿的发育为海水与热液的混合, 可以推测, 其海水的贡献略大于热液的贡献。据此推断霍邱地区BIF铁矿形成环境比较特殊, 处于A型向S型过渡的弧后盆地的海相环境。
致谢 感谢审稿人张连昌研究员和许德如研究员的宝贵意见和建议。| [] | Alibo DS, Nozaki Y. 1999. Rare earth elements in seawater: Particle association, shale-normalization, and Ce oxidation. Geochimica et Cosmochimica Acta, 63(3-4): 363–372. DOI:10.1016/S0016-7037(98)00279-8 |
| [] | Bau M, Dulski P. 1996. Distribution of yttrium and rare-earth elements in the Penge and Kuruman iron-formations, Transvaal Supergroup, South Africa. Precambrian Research, 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. Chemical Geology, 155(1-2): 77–90. DOI:10.1016/S0009-2541(98)00142-9 |
| [] | Böing P, Brumsack HJ, Bötcher ME, Schnetger B, Kriete C, Kallmeyer J, Borchers SL. 2004. Geochemistry of Peruvian near-surface sediments. Geochimica et Cosmochimica Acta, 68(21): 4429–4451. DOI:10.1016/j.gca.2004.04.027 |
| [] | Bolhar R, Kamber BS, Moorbath S, Fedo CM, Whitehoused MJ. 2004. Characterizations of Early Archaean chemical sediments by trace element signatures. Earth and Planetary Science Letters, 222(1): 43–60. DOI:10.1016/j.epsl.2004.02.016 |
| [] | Bolhar R, Van Kranendonk MJ, Kamber BS. 2005. A trace element study of siderite-jasper banded iron formation in the 3.45Ga Warrawoona Group, Pilbara Craton-Formation from hydrothermal fluids and shallow seawater. Precambrian Research, 137(1-2): 93–114. DOI:10.1016/j.precamres.2005.02.001 |
| [] | Bureau of Geology, Mineral Resources of Anhui Province. 1982. Regional Geology of Anhui Province. Beijing: Geological Publishing House: 5-60. |
| [] | Bureau of Geology, Mineral Resources of Anhui Province. 1987. Regional Geology of Anhui Province. Beijing: Geological Publishing House: 548-558. |
| [] | Calvert SE, Pedersen TF. 1993. Geochemistry of recent oxic and anoxic marine sediments: Implications for the geological record. Marine Geology, 113(1-2): 67–88. DOI:10.1016/0025-3227(93)90150-T |
| [] | Church WR, Coish RA. 1976. Oceanic Versus Island arc origin of ophiolites. Earth and Planetary Science Letters, 31(1): 8–14. DOI:10.1016/0012-821X(76)90091-1 |
| [] | Cloud P. 1973. Paleoecological significance of the banded iron-formation. Economic Geology, 68(7): 1135–1143. DOI:10.2113/gsecongeo.68.7.1135 |
| [] | Condie KC. 1989. Geochemical changes in basalts and andesites across the Archaean-Proterozoic boundary: Identification and significance. Lithos, 23(1-2): 1–18. DOI:10.1016/0024-4937(89)90020-0 |
| [] | Condie KC, Wilks M, Rosen DM, Zlobin VL. 1991. Geochemistry of meta-sediments from the Precambrian Hapschan Series, eastern Anabar Shield, Siberia. Precambrian Research, 50(1-2): 37–47. DOI:10.1016/0301-9268(91)90046-D |
| [] | Danielson A, Möller P, Dulski P. 1992. The europium anomalies in banded iron formations and the thermal history of the oceanic crust. Chemical Geology, 97(1-2): 89–100. DOI:10.1016/0009-2541(92)90137-T |
| [] | Derry LA, Jacobsen SB. 1990. The chemical evolution of Precambrian seawater: Evidence from REEs in banded iron formations. Geochimica et Cosmochimica Acta, 54(11): 2965–2977. DOI:10.1016/0016-7037(90)90114-Z |
| [] | Du ZB, Yang XY. 1994. The study of metallogenesis of the sedimentary metamorphic iron deposit in the Huoqiu region, west Anhui. Geotectonica et Metalogenica Sinica, 18(3): 235–236. |
| [] | Elliott T. 2003. Tracers of the slab. Geophysical Monograph Series, 138: 23–45. |
| [] | Frei R, Polat A. 2007. Source heterogeneity for the major components of ~3.7Ga banded iron formations (Isua greenstone belt, Western Greenland): Tracing the nature of interacting water masses in BIF formation. Earth and Planetary Science Letters, 253(1-2): 266–281. DOI:10.1016/j.epsl.2006.10.033 |
| [] | Fretzdorff S, Livermore RA, Devey CW, Leat PT, Stoffers P. 2002. Petrogenesis of the back-arc East Scotia Ridge, South Atlantic Ocean. Journal of Petrology, 43(8): 1435–1467. DOI:10.1093/petrology/43.8.1435 |
| [] | Gill R. 2010. Igneous Rocks and Processes: A Practical Guide. Chichester: Wiley-Blackwell, 1-472 |
| [] | Gross GA. 1980. A classification of iron formations based on depositional environments. Canadian Mineralogist, 18(2): 215–222. |
| [] | Henderson P. 1984. Comment on “Geochemistry and petrogenesis of the Fiskenaesset anorthosite complex, Southern West Greenland: Nature of the parent magma” by Weaver BL, Tarney J and Windley B. Geochimica et Cosmochimica Acta, 48(2): 415–416. DOI:10.1016/0016-7037(84)90264-3 |
| [] | Hild E, Brumsack HJ. 1998. Major and minor element geochemistry of Lower Aptian sediments from the NW German Basin (core Hohenegglesen KB 40). Cretaceous Research, 19(5): 615–633. DOI:10.1006/cres.1998.0122 |
| [] | Hochstaedter AG, Gill JB, Kusakabe M, Newman S, Pringle M, Taylor B, Fryer P. 1990a. Volcanism in the Sumisu Rift. I.Major element, volatile, and stable isotope geochemistry.Earth and Planetary Science Letters, 100(1-3): 179–194. |
| [] | Hochstaedter AG, Gill JB, Morris J. 1990b. Volcanism in the Sumisu Rift. Ⅱ.Subduction and non-subduction related components.Earth and Planetary Science Letters, 100(1-3): 195–209. |
| [] | Holland HD. 2005. 100th anniversary special paper: Sedimentary mineral deposits and the evolution of earth’s near-surface environments. Economic Geology, 100(8): 1489–1509. DOI:10.2113/gsecongeo.100.8.1489 |
| [] | Horstmann UE, Hälbich IW. 1995. Chemical composition of banded iron-formations of the Griqualand West Sequence, Northern Cape Province, South Africa, in comparison with other Precambrian iron formations. Precambrian Research, 72(1-2): 109–145. DOI:10.1016/0301-9268(94)00086-7 |
| [] | Huston DL, Logan CA. 2004. Barite, BIFs and bugs: Evidence for the evolution of the Earth’s early hydrosphere. Earth and Planetary Science Letters, 220(1-2): 41–55. DOI:10.1016/S0012-821X(04)00034-2 |
| [] | Isley AE, Abbot DH. 1999. Plume-related mafic volcanism and the deposition of banded iron formation. Journal of Geophysical Research, 104(B7): 15461–15477. DOI:10.1029/1999JB900066 |
| [] | 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 |
| [] | Li HM, Liu MJ, Li LX, Yang XQ, Chen J, Yao LD, Hong XK, Yao T. 2012. Geology and geochemistry of the marble in the Gongchangling iron deposit in Liaoning Province and their metallogenic significance. Acta Petrologica Sinica, 28(11): 3497–3512. |
| [] | Li WJ, Jin XD, Cui ML, Wang CL. 2012. Characterisics of rare rarth rlements, trace elements and geological significations of BIF from Sijiaying in eastern Hebei. Acta Petrologica Sinica, 28(11): 3670–3678. |
| [] | Li YH, Hou KJ, Wan DF, Zhang ZJ. 2012. A compare geochemistry study for Algoma- and Superior-type banded iron formations. Acta Petrologica Sinica, 28(11): 3513–3519. |
| [] | 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. |
| [] | Martin H, Smithies RH, Rapp R, Moyen JF, Champion D. 2005. An overview of adakite, tonalite-trondhjemite-granodiorite (TTG), and sanukitoid: Relationships and some implications for crustal evolution. Lithos, 79(1-2): 1–24. DOI:10.1016/j.lithos.2004.04.048 |
| [] | 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 the Rare Earth Elements. Mineralogical Society of America, 21(1): 169-200 |
| [] | Nozaki Y, Zhang J, Amakawa H. 1997. The fractionation between Y and Ho in the marine environment. Earth and Planetary Science Letters, 148(1-2): 329–340. DOI:10.1016/S0012-821X(97)00034-4 |
| [] | Nozaki Y, Alibo DS, Amakawa H, Gamo T, Hasumoto H. 1999. Dissolved rare earth elements and hydrography in the Sulu Sea. Geochimica et Cosmochimica Acta, 63(15): 2171–2181. DOI:10.1016/S0016-7037(99)00142-8 |
| [] | Pearce JA, Harris NB, Tindle AG. 1984. Trace element discrimination diagrams for the tectonic interpretation of granitic rocks. Journal of Petrology, 25(4): 956–983. DOI:10.1093/petrology/25.4.956 |
| [] | Pearce TH, Gorman BE, Birkett TC. 1975. The TiO2-K2O-P2O5 diagram: A method of discrimination between oceanic and non-oceanic basalts. Earth and Planetary Science Letters, 24(3): 419–426. DOI:10.1016/0012-821X(75)90149-1 |
| [] | Qi RZ, Yao GY. 1982. The metamorphism of Huoqiu Group. Bulletin of Nanjing Institute of Geology and Mineral Resources, 3(3): 30–46. |
| [] | Qi RZ. 1987. A discussion on the genesis of BIF of the Precambrian Huoqiu Group. Bulletin of Nanjing Institute of Geology and Mineral Resources, 8(1): 1–20. |
| [] | Qiu YZ. 1982. The mineralogy and metamorphic characteristics of Huoqiu Group. Bulletin of Nanjing Institute of Geology and Mineral Resources, 3(3): 1–29. |
| [] | Rickwood PC. 1989. Boundary lines within petrologic diagrams which use oxides of major and minor elements. Lithos, 22(4): 237–263. |
| [] | Rudnick RL, Gao S. 2003. Composition of the continental crust. Treatise on Geochemistry, 3: 1–64. |
| [] | Shen FN, Yan JC, Yu FC, Song TY, Qian PY and Du ZW. 1982. The strtatigraphic sequence and metamorphism of Huoqiu Group in western Anhui. Journal of Northwest University, (Special Issue): 84-98 (in Chinese with English abstract) |
| [] | Sholkovitz ER, Landing WM, Lewis BL. 1994. Ocean particle chemistry: The fractionation of rare earth elements between suspended particles and seawater. Geochimica et Cosmochimica Acta, 58(6): 1567–1579. DOI:10.1016/0016-7037(94)90559-2 |
| [] | Sun SS and McDonough WF. 1989. Chemical and isotopic systematics of oceanic basalts: Implications for mantle composition and processes. In: Saunders AD and Norry MJ (eds.). Magmatism in the Ocean Basins. Geological Society, London, Special Publications, 42(1): 313-345 |
| [] | Sun YB. 2007. Geological characteristics and metallogenic types of the Lilaozhuang iron-magnesite deposit in Huoqiu, Anhui. Mineral Resources and Geology, 21(5): 532–537. |
| [] | Tarney J. 1976. Geochemistry of Archean high grade gneisses with implications as to origin and evolution of the Precambrian crust. In: Windley BF (ed.). The Early History of Earth. London: Wiley, 405-417 |
| [] | Trendall AF. 2002. The significance of iron-formation in the Precambrian stratigraphic record. In: Altermann W and Corcoran PL (eds.). Precambrian Sedimentary Environments: A Modern Approach to Ancient Depositional Systems. International Association of Sedimentologists Special Publication. New York: John Wiley & Sons, Inc., 33-66 |
| [] | Tribovillard NP, Desprairies A, Lallierverges E, et al. 1994. Geochemical study of organic-matter rich cycles from the Kimmeridge Clay Formation of Yorkshire (UK): Productivity versus anoxia. Palaeogeography, Palaeoclimatology, Palaeoecology, 108(1-2): 165–181. DOI:10.1016/0031-0182(94)90028-0 |
| [] | Wan YS, Dong CY, Wang W, Xie HQ, Liu DY. 2010. Archean basement and a Paleoproterozoic collision orogen in the Huoqiu area at the southeastern margin of north China craton: Evidence from sensitive high resolution ion micro-probe U-Pb zircon geochronology. Acta Geologica Sinica, 84(1): 91–104. DOI:10.1111/j.1755-6724.2010.00173.x |
| [] | Wilson BM. 1989. Igneous Petrogenesis: A Global Tectonic Approach. London: Unwin Hyman: 1-466. |
| [] | Xing FM, Ren SM. 1984. The preliminary study on origin of the banded and striped silico-iron formation of Huoqiu Group in western Anhui. Acta Geologica Sinica, 58(1): 35–48. |
| [] | Yang XY, Wang BH, Du ZB, Wang QC, Wang YX, Tu ZB, Zhang WL, Sun WD. 2012. On the metamorphism of the Huoqiu Group, forming ages and mechanism of BIF and iron deposit in the Huoqiu region, Southern margin of North China carton. Acta Petrologica Sinica, 28(11): 3476–3496. |
| [] | Zhai MG, Windley BF, Sills JD. 1990. Archaean gneisses, amphibolites and banded iron-formations from the Anshan area of Liaoning Province, NE Chian: Their geochemistry, metamorphism and petrogenesis. Precambrian Research, 46(3): 195–216. DOI:10.1016/0301-9268(90)90002-8 |
| [] | Zhai MG, Santosh M. 2011. The Early Precambrian odyssey of the North China Craton: A synoptic overview. Gondwana Research, 20(1): 6–25. DOI:10.1016/j.gr.2011.02.005 |
| [] | Zhang LC, Zhai MG, Wan YS, Guo JH, Dai YP, Wang CL, Liu L. 2012. Study of the Precambrian BIF-iron deposits in the North China Craton: Progresses and questions. Acta Petrologica Sinica, 28(11): 3431–3445. |
| [] | 安徽省地质矿产局.1982.中华人民共和国地质矿产部地质专报. 一、区域地质第5号, 安徽省区域地质志.北京:地质出版社, 5-60 |
| [] | 安徽省地质矿产局.1987.安徽省区域地质志. 北京:地质出版社, 548-558 |
| [] | 李厚民, 刘明军, 李立兴, 杨秀清, 陈靖, 姚良德, 洪学宽, 姚通. 2012. 辽宁弓长岭铁矿区大理岩地质地球化学特征及其成矿意义. 岩石学报, 28(11): 3497–3512. |
| [] | 李延河, 侯可军, 万德芳, 等. 2012. Algoma型和Superior型硅铁建造地球化学对比研究. 岩石学报, 28(11): 3513–3519. |
| [] | 李文君, 靳新娣, 崔敏利, 王长乐. 2012. BIF微量稀土元素分析方法及其在冀东司家营铁矿中的应用. 岩石学报, 28(11): 3670–3678. |
| [] | 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. |
| [] | 亓润章, 姚光炎. 1982. 论霍邱群变质作用特征. 中国地质科学院南京地质矿产研究所所刊, 3(3): 30–46. |
| [] | 亓润章. 1987. 霍邱群BIF成因讨论. 中国地质科学院南京地质矿产研究所所刊, 8(1): 1–20. |
| [] | 邱元珍. 1982. 霍邱群的矿物特征及其变质作用. 中国地质科学院南京地质矿产研究所所刊, 3(3): 1–29. |
| [] | 沈福农, 炎金才, 于凤池, 宋同云, 骞平义, 杜占武. 1982. 皖西霍邱群地层层序与变质作用. 西北大学学报(特刊): 84–98. |
| [] | 孙玉宝. 2007. 安徽霍邱李老庄铁矿-菱镁矿矿床地质特征及矿床成因类型. 矿产与地质, 21(5): 532–537. |
| [] | 邢凤鸣, 任思明. 1984. 皖西霍邱群条带状硅铁建造成因雏议. 地质学报, 58(1): 35–48. |
| [] | 杨晓勇, 王波华, 杜贞保, 王启才, 王玉贤, 涂政标, 张文利, 孙卫东. 2012. 论华北克拉通南缘霍邱群变质作用、形成时代及霍邱BIF铁矿成矿机制. 岩石学报, 28(11): 3476–3496. |
| [] | 张连昌, 翟明国, 万渝生, 郭敬辉, 代堰培, 王长乐, 刘利. 2012. 华北克拉通前寒武纪BIF铁矿研究: 进展与问题. 岩石学报, 28(11): 3431–3445. |