2016, Vol. 32
2. 广东省地质过程与矿产资源探查重点实验室, 广州 510275;
3. 中国地质大学地球科学与资源学院, 北京 100083;
4. 中山大学地球科学与地质工程学院, 广州 510275
, ZHAI MingGuo1, ZHANG LianChang1
, LI ZhiQuan3, ZHENG MengTian1, NIU Jia2,4, YU PengPeng2,4
2. Guangdong Provincial Key Laboratory of Geological Processes and Mineral Resource Survey, Guangzhou 510275, China;
3. School of Earth Science and resources, China University of Geosciences, Beijing 100083, China;
4. School of Earth Science and Geological Engineering, Sun Yat-sen University, Guangzhou 510275, China
西昆仑地区铁矿成因存在一定的分歧。青藏高原北缘的西昆仑山造山带一直是学术界关注的焦点，学术界围绕其地质演化(毕华等，1999; 曲军峰等，2007; 张传林等，2007; 王建平，2008; 刘文平等，2013)和成矿作用(燕长海等，2012; 李智泉等，2015)开展了大量研究。在西昆仑地区，布伦阔勒群地层被证实为形成于早前寒武纪(计文化等，2011)，该地层内发育有赞坎、老并、叶里克等大型铁矿床(李智泉等，2015)。随着布伦阔勒群地层中早古生代的碎屑锆石的发现(燕长海等，2012)，西昆仑地区铁矿的成因及时代归属开启了“早前寒武纪BIF建造”和“早古生代膏铁建造”的争论。事实上，西昆仑地区经历了复杂的构造岩浆演化(毕华等，1999)，这导致布伦阔勒群地层发生了多期次的复杂变质作用(刘文平等，2013)。正是因为这些复杂的岩浆及变质作用，它们为西昆仑地区铁矿的岩石学、全岩地球化学和成矿年代学的研究及成因的确认带来了许多困难，这也就是铁矿成因产生分歧的原因所在。
新疆赞坎铁矿是西昆仑地区典型的铁矿之一。赞坎铁矿区内发育有一套厚约20余米的硅质岩，它与铁矿层(或磁铁矿石英岩层)之间关系极为密切。前人研究表明，硅质岩因致密、坚硬而表现出极高的地球化学稳定性(Murray et al., 1991; 薛春纪，1991; Murray，1994; 刘家军等，1999; 张成立等，2006; 李红中等，2009)，这为反演其形成环境和成因等提供了可能(周永章等，2008; Li et al., 2013a)。关于铁矿石的研究中，全岩地球化学特征可以揭示其形成环境(Zhai et al., 1990; Zhang et al., 2012; Sun et al., 2015)，而磁铁矿的矿物学特征能够极好的揭示其成因和形成过程(Li et al., 2011，2014a; 李红中等，2013)。在西昆仑地区铁矿的已有研究中，争议的焦点主要来自于伦阔勒岩群地层内变流纹岩(计文化等，2011)和碎屑岩(燕长海等，2012)中锆石所揭示的时代差异，而解决上述争论的关键“铁矿的成因及形成环境”却尚未得到足够的重视。事实上，铁矿石的成因可以通过磁铁矿的微区标型特征予以揭示(Li et al., 2011，2013b，2014a)，而沉积环境则可以通过化学沉积岩系的地球化学特征予以示踪(Murray，1994; Li et al., 2013a)。然而，铁矿的成因及形成环境特征在赞坎铁矿区内得到了一套由硅质岩和铁矿石(也称磁铁矿石英岩)所组成的化学沉积岩系的记录，故关于该套岩石的综合研究将可以揭示西昆仑地区铁矿的成因及形成环境。基于此，本研究对赞坎地区的铁矿及其紧密联系的硅质岩进行了全岩地球化学、矿物组构及矿物地球化学特征研究，旨在探究该类型铁矿床的成因及形成环境。
1 区域与矿区地质特征赞坎矿区位于西昆仑地造山带西部的塔什库尔干地区(图 1)，其东部以北西向的瓦恰-康西瓦大断裂为界，西侧以塔阿希断裂为界与西侧的羌北地块相分离。在大地构造上，赞坎矿区属于羌塘弧盆系内的塔什库尔干-甜水海地块，成矿区归属于慕士塔格-阿克赛钦Fe-Cu-Au-Pb-Zn-RM-白云母-宝玉石矿带。区域内发育有一长约100km的古元古代含铁建造，该建造构成了西昆仑地区最为重要沉积变质型铁矿带，迄今已经发现的铁矿床有赞坎、老并、叶里克、协尔波力、塔阿希等磁铁矿床(新疆维吾尔自治区地质矿产局，1985)。
赞坎矿区位于南疆塔什库尔干县境内的东南部地区，是该地区最大的铁矿床，该矿床地质特征主要如下(图 2)。
 | 图 2 西昆仑赞坎矿区地质简图(底图据李智泉等，2015) Fig. 2 Geological sketch map of Zankan ore deposit in West Kunlun area(after Li et al., 2015) |
矿区大面积出露地层主要为古元古界布伦阔勒群，其南侧以断裂与志留系地层相接，局部发育有第四系洪冲积物。古元古界布伦阔勒群地层中岩性均为整合接触关系，这在矿区内大面积分布并构成了矿区内主要含矿地层单元，岩性主要为绿泥石化角闪斜长片岩、斜长角闪片岩、黑云石英片岩、阳起石石英片岩为主，局部夹少量的(含磁铁矿)黑云石英片岩、角闪斜长片岩。志留系温泉沟群主要产于矿区内的南西侧，北侧以断裂与上覆的古元古界布伦阔勒群地层相接，岩性主要为变砂岩、大理岩及石英岩等。总体走向为北西-南东向。第四系洪冲积物主要为松散的砂土及砾石。
矿区构造相对简单。主体为向东北倾向的单斜构造，在古元古界布伦阔勒群地层与志留系地层的接触带发育一条宽约50~100m左右的逆断层，并与区域内的塔阿希大断裂对应。局部可见地层或矿层发生的波状弯曲形象。
矿区岩浆岩发育并主要分布于矿区中部及北东部，形成时代主要为晚元古代或古生代二长花岗岩、闪长岩和霏细斑岩、第四纪正长岩等出露于矿区北侧。霏细岩的岩浆热液改造作用导致其附近矿体的品位偏高。
2 样品采集及分析方法 2.1 样品采集及岩石学特征硅质岩采样点位于赞坎矿区，硅质岩层以夹层的形式产于一套与铁矿层整合接触的黑云母片岩地层中(图 3)。在黑云母片岩中，硅质岩与黑云斜长角闪片岩(原岩为一套海相火山岩)呈整合接触，二者构成了黑云母石英片岩中的稳定夹层。野外考察结果显示(图 4)，该套硅质岩露头厚约20m并与上盘的黑云石英母片岩及下盘的黑云母角闪斜长片岩呈整合接触，硅质岩层内包含着数层硅质凝灰岩或凝灰质硅质岩。手标本下(图 4)，该硅质岩总体上致密坚硬，可详细划分为硅质岩和凝灰质硅质岩。硅质岩手标本为黄色、结晶程度极低，显微镜下表现为微晶石英所构成的紧密堆积结构(图 5b)。凝灰质硅质岩主要为灰-黑色、结晶程度低，显微镜下表现为微晶石英和火山玻璃质所构成的紧密堆积结构(图 5b)。从矿物组成和结构来看，这些硅质岩岩石学特征与发育于华北克拉通内熊耳群火山岩内的硅质岩夹层的极为相似(李红中等，2012)。矿石手标本为灰黑色，由铁条带和石英(或角闪石、辉石)条带所组成。在富铁矿石中，矿石的铁条带通常较石英条带更宽(图 6a)，铁条带中主要为磁铁矿、辉石和少量的石英(图 6b)。
 | 图 3 赞坎矿区硅质岩相关的地质剖面 Fig. 3 Siliceous rocks associated geological profiles in the Zankan ore area |
 | 图 4 赞坎地区硅质岩地层及标本照片 Fig. 4 Photos of strata and samples of the siliceous rocks in Zankan ore area |
 |
图 5 硅质岩的正交偏光显微镜照片 (a)硅质岩；(b)凝灰质硅质岩 Fig. 5 Orthogonal polarizing microscope photos of siliceous rocks in Zankan ore area (a) siliceous rock; (b) tuffaceous siliceous rock |
 | 图 6 赞坎铁矿矿石(a, 单偏光下)和铁条带(b, 正交偏光下)的显微镜照片 Fig. 6 Polarizing microscope photos of iron ore (a, under PPL) and its iron band (b, under CPL) in Zankan ore area |
样品的预处理过程在岩石圈演化国家重点实验室完成。研究中选取新鲜矿石和硅质岩样品，样品均分为两份并分别用于粉末制作和薄片磨制。样品的预处理在中国科学院岩石圈演化国家重点实验室完成，一份经清洁干燥后在反复清洗后的颚式碎样机粗碎致粒径0.3cm左右，再用SL301型全密封式样品粉碎机按标准程序磨碎至200~400目。岩石薄片的制作在北京矿物岩石薄片标本厂完成，磨制的光薄片厚度d≤0.03mm，激光薄片d≈0.1mm。
地球化学分析用岩石样品的预处理及溶解按照标准流程进行。常量元素的在分析在岩石圈演化国家重点实验室完成，采样X荧光光谱法(XRF)，仪器型号为Shimadzu XRF-1700/1500，分析过程详见文献(彭澎等，2012)。微量及稀土元素分析在广东省地质过程与矿产资源探查重点实验室完成，仪器为美国Thermo公司生产的X2型电感耦合等离子体质谱仪(ICP-MS)，分析过程详见文献(Li et al., 2013a)。
X射线粉晶衍射(XRD)分析在中山大学化学与化学工程学院生物无机与合成化学教育部重点实验室完成。XRD分析仪器型号为理学电机D/Max-2200 vpc，实验条件为：Cu靶，Kα射线，工作电压40kV，电流30mA，分析过程及数据处理参见文献(李红中等，2011)。鉴于本研究的样品矿物组成复杂，故矿物解译的时候采用了八强峰的匹配方法。
扫描电镜(SEM)分析在中国科学院岩石圈演化国家重点实验室完成。扫描电镜分析仪器配置LEO1450VP型电子光学显微镜系统，INCAENERGY 300型能谱仪，电镜的分辨率为3.5nm，放大倍数：9~9000000倍。
LA-ICPMS分析在中国地质科学院国家地质实验测试中心完成，仪器型号Thermo Element Ⅱ，激光型号UP213，激光输出波长213nm，载气(He)流速为0.6031L/min，束斑直径40μm，脉冲频率10Hz，冷却气流速(Ar)16.11L/min，样品气流速(Ar)0.641L/min，剥蚀时间40s，每峰点数100，背景采集时间20s，测量时间5ms，RSD<5%。为了避免矿物边缘之外的其它物质对微区成分的影响，激光分析区域均选择在磁铁矿颗粒的中心部位，分析过程参照文献(Li et al., 2014a)以保证磁铁矿颗粒严格不被激光穿透。
3 分析结果 3.1 铁矿石的全岩地球化学分析 3.1.1 常量元素矿石全岩的主量元素分析结果见表 1，其中 SiO2含量范围为 4.97%~17.06%、平均10.64%；具有非常低的碱和Al2O3含量，其中K2O含量为0.07%~0.11%、平均0.09%，Na2O含量为0.12%~0.44%、平均0.29%，Al2O3含量为0.46%~1.50%、平均0.96%；全铁Fe2O3T含量为67.73%~84.99%、平均77.88%；亚铁FeO含量变化范围也较小，为15.3%~16.4%；MnO/Fe2O3T比值极低(0~0.02)吻合矿石的热水沉积成因(Sugitani，1992)。与典型的Algoma和Lake Superior型BIF(Gross and McLeod， 1980)相比，赞坎铁矿石的氧化物变化趋势与典型BIF总体上基本相似(图 7)，其中SiO2、Al2O3和K2O相对偏低，而Fe2O3T、MgO、CaO和P2O5明显偏高。
 | 表 1 赞坎铁矿石的全岩常量(wt%)和微量(×10-6)元素组成 Table 1 Major (wt%) and trace (×10-6) element analysis data for iron ore from Zankan area |
 |
图 7 铁矿石全岩的常量元素蛛网图 Lake Superior和Algoma数据来源Gross and McLeod， 1980 Fig. 7 Spider diagrams of major elements for iron ore in Zankan ore area Lake Superior and Algoma types BIF after Gross and McLeod， 1980 |
矿石全岩的微量元素分析结果见表 1。矿石样品微量元素的含量稳定性偏低，Cr(平均41.66×10-6)、Ni(平均25.79×10-6)、Sr(平均26.78×10-6)、Zr(平均1.79×10-6)、Ba(平均92.84×10-6)和Tl(平均0.05×10-6)的平均含量均低于典型的Algoma和Lake Superior型BIF，而V(平均2853×10-6)、Yb(平均7.70×10-6)和Y(平均72.63×10-6)的平均含量均高于典型的Algoma和Lake Superior型BIF(Gross and McLeod， 1980)，其中V和Tl与典型的Algoma和Lake Superior型BIF(Gross and McLeod， 1980)存在明显的差异。
矿石全岩的稀土元素分析结果见表 2。稀土元素的含量极不稳定且总体偏高，ΣREE值介于107.6×10-6~1633×10-6、平均778.8×10-6，(La/La*)SN值介于 0.86~1.86、平均1.32，(Ce/Ce*)SN值介于0.73~1.01、平均0.89，(Pr/Pr*)SN值0.92~1.04、平均0.97，(Eu/Eu*)SN介于0.40~4.30、平均2.01，这些地球化学指标中(Eu/Eu*)SN与典型的BIF(Bolhar et al., 2004)基本吻合，而(La/La*)SN、(Ce/Ce*)SN和(Pr/Pr*)SN值则明显偏离典型的BIF。此外，赞坎矿区BIF的ΣREE值明显偏高。经PAAS标准化，赞坎矿石的REE配分曲线明显分为两组：第一组曲线右倾、正Eu异常(图 8a)，另一组平缓且负Eu异常(图 8b)。
| 表 2 赞坎铁矿的全岩稀土元素组成(×10-6) Table 2 REE element analysis data for iron ore from Zankan area(×10-6) |
 |
图 8 PAAS标准化后的铁矿石REE判别图(标准化用的PAAS值据Mclennan，1989) A组数据据本研究；B组数据据燕长海(2012) Fig. 8 PAAS normalized distribution patterns of REE for iron ores in Zankan ore area(PAAS of normalization after Mclennan，1989) Data of group A from this study; data of group B after Yan(2012) |
鉴于硅质岩具有高地球化学稳定性(Murray et al., 1991; 薛春纪，1991; Murray，1994; 刘家军等，1999; 张成立等，2006; Li et al., 2013a，2014b)，本研究选择了纯硅质岩进行常量、微量和稀土元素的地球化学分析。分析结果见表 3、表 4和表 5。
| 表 3 赞坎地区硅质岩的常量元素分析结果(wt%) Table 3 Major element analysis data (wt%) for siliceous rocks from Zankan ore area |
| 表 4 赞坎地区硅质岩的微量元素分析结果(×10-6) Table 4 Trace element analysis data for siliceous rocks from Zankan ore area (×10-6) |
| 表 5 赞坎地区硅质岩的稀土元素分析结果(×10-6) Table 5 REE analysis data for siliceous rocks from Zankan ore area (×10-6) |
硅质岩的常量元素分析结果见表 3，各种形成环境指示特征主要如下：
(1)硅质岩的成因指示特征主要包括SiO2含量70.58%~81.78%且平均74.76%，Si/Al值4.21~6.70、平均值5.25较，MgO含量0.04%~1.87%、平均0.70%，Fe/Ti值1.79~10.63、平均5.60和(Fe+Mn)/Ti值1.80~10.65、平均5.62。成因判别图的投点结果显示(图 9)，新疆赞坎矿区硅质岩在SiO2/(K2O+Na2O)-MnO2/TiO2判别图中均位于热水沉积成因硅质岩的范围。
 | 图 9 新疆赞坎地区硅质岩的常量元素成因判别图(底图来源Murray，1994) Fig. 9 Discrimination diagram of genesis for major elements from siliceous rocks from Zankan ore area(after Murray，1994) |
(2)硅质岩形成环境的示踪指标包括Al/(Al+Fe+Mn)值介于0.68~0.96且平均值0.82，MnO/TiO2值0.00~0.05、平均0.02，Al/(Al+Fe)值0.74~0.97、平均0.86，Al2O3/TiO2值18.28~62.66、平均32.24。硅质岩形成环境判别结果显示，新疆赞坎地区硅质岩均形成于大陆边缘海环境(图 10a，b)。
 | 图 10 新疆赞坎地区硅质岩形成环境的常量元素判别图(底图据Murray，1994) Fig. 10 Discrimination diagram of formation environment for major elements from siliceous rocks from Zankan ore area(after Murray，1994) |
(3)硅质岩与火山作用关系的特征指标包括K2O/Na2O值0.03~7.46、平均2.23，SiO2/(K2O+Na2O)值8.17~20.02、平均13.13，SiO2/Al2O3值 4.78~7.60、平均5.96，SiO2/MgO值37.74~1770、平均266.6。关于硅质岩形成的判别图示踪结果显示，硅质岩Al2O3-(Na2O+K2O)判别图投点结果均位于火山 活动相关的硅质岩区域(图 11)，这与凝灰质硅质岩的存在相吻合(图 5b)。
 | 图 11 硅质岩的Al2O3-(Na2O+K2O)形成过程判别图(底图据韩发和Harrison，1989) Fig. 11 Discrimination diagram of genesis for major elements from siliceous rocks from Zankan ore area(after Han and Harrison， 1989) |
研究区硅质岩微量元素分析结果见表 4，其特征主要特征指标如下：
(1)硅质岩成因的特征稀土元素指标包括Ba含量6.91×10-6~886.3×10-6、平均372.4×10-6介于MORB(12.00×10-6)(Sun，1980)与地壳(707.0×10-6)(Weaver and Tarney， 1984)之间；U含量1.02×10-6~5.07×10-6、平均2.21×10-6同样介于MORB(0.10×10-6)(Sun，1980)与地壳(1.30×10-6)(Weaver and Tarney， 1984)之间。此外，硅质岩的U/Th值0.33~0.86、平均0.52，Ba/Sr值0.87~143.62、平均43.14。Mn-10×(Cu+Co+Ni)-Fe判别图的示踪结果显示，赞坎地区硅质岩基本都落在热水沉积硅质岩附近(图 12)。
 | 图 12 新疆赞坎地区硅质岩的成因判别图(底图据Rona，1988) Fig. 12 Discrimination diagram of genesis for siliceous rocks from Zankan ore area(after Rona，1988) |
(2)硅质岩形成环境判别指标包括Sc/Th值2.22~7.07、平均3.61和U/Th值0.33~0.86、平均0.52和Ni/Co值0~14.39、平均3.10。
3.2.3 稀土元素研究区硅质岩的稀土元素分析结果见表 5，其特征总体指示如下：
(1)硅质岩物质来源的稀土元素判别指标主要包括ΣREE值7.83×10-6~270.8×10-6、平均97.37×10-6。经PAAS标准化(图 13)，本研究硅质岩的稀土配分模式图总体表现为左倾、无Ce异常，反映了热水沉积硅质岩的特征。硅质岩的ΣREE值自“西(底部)→东(顶部)”表现出总体逐渐降低的特点(表 5)，并可进一步将该套硅质岩自“西(底部)→东(顶部)”划分为三段：第一段硅质岩的REE配分曲线略微左倾且Eu负异常(图 13a)，第二段硅质岩的REE配分曲线明显左倾且Eu正异常(图 13b)，第三段硅质岩的REE配分曲线明显左倾且Eu负异常(图 13c)。值得说明的是，深部对流热水因高还原性而导致典型热水沉积硅质岩REE配分曲线呈明显的正Eu异常(张成立等，2006; 周永章等，2008; Li et al., 2013a)，而本研究中的硅质岩REE配分曲线却呈现明显的Eu负异常并吻合前人关于大陆边缘硅质岩的研究成果(Armstrong et al., 1999)，这极可能指示形成环境相对富氧。
 | 图 13 新疆赞坎地区硅质岩的PAAS标准化稀土配分模式图(标准化用的PAAS值据Mclennan，1989) Fig. 13 PAAS normalized distribution patterns of REE for siliceous rocks in Zankan ore area(PAAS of normalization after Mclennan，1989) |
(2)硅质岩形成环境的稀土元素指标包括(La/Yb)N值0.04~2.00、平均0.58，(La/Ce)N值0.49~1.16、平均0.95，δCe值0.87~1.00、平均0.95，δEu值0.55~1.16、平均0.76。(La/Ce)N-Al2O3/(Al2O3+Fe2O3)判别图示踪结果显示，研究区硅质岩的投点均位于边缘海区域及其附近(图 14)。
 | 图 14 新疆赞坎地区硅质岩形成环境的判别图(底图据Murray，1994) Fig. 14 Discrimination diagram of formation environment for major elements from siliceous rocks from Zankan ore area(after Murray，1994) |
原位LA-ICPMS分析结果表明(表 6)，磁铁矿颗粒的的FeOT含量介于99.00%~99.21%，平均含量为99.05%。在以FeO为主要成分的磁铁矿颗粒中，杂质元素主要为Al、Si、Ti、V、Cr、Mg和Mn，这些元素的氧化物平均含量按照Cr2O3(2764×10-6)、Al2O3(2494×10-6)、V2O5(1494×10-6)、SiO2(1255×10-6)、TiO2(589.7×10-6)、MnO(162.5×10-6)、MgO(114.9×10-6)依次降低。此外，微量元素Sc、Co和Zn在磁铁矿的含量也较为稳定，这些元素的平均含量分别为0.90×10-6、3.10×10-6和6.13×10-6。在杂质元素的蛛网图中(图 15)，TiO2、Al2O3、V2O5、Cr2O3、SiO2、MgO、CaO、K2O、Co、Zn和Sc的含量均较为稳定并具有相似的变化关系，仅Na2O的含量变化范围较大。在磁铁矿单矿物的成因地球化学判别图中(图 16a，b)，赞坎地区铁矿石中的磁铁矿颗粒投点均位于沉积变质型铁矿的区域及其边界。磁铁矿单矿物的成因示踪结果表明该铁矿明显属于沉积变质型铁矿(图 16a，b)。然而，部分磁铁矿组成与典型沉积变质型铁矿的偏离应该反映了后期岩浆作用及构造热事件的改造，这极好的吻合了前人研究中赞坎铁矿的矿石全岩地球化学分析结果与典型BIF之间的差异(燕长海，2012)。
| 表 6 赞坎铁矿石磁铁矿单矿物的主要化学组成(×10-6) Table 6 Element analysis data for magnetite in iron ore from Zankan ore area (×10-6) |
 | 图 15 新疆赞坎地区铁矿石中磁铁矿内主要杂质元素成分的蛛网图 Fig. 15 Spider diagrams of major impurity elements for magnetite in iron ore from Zankan ore |
 |
图 16 新疆赞坎铁矿石磁铁矿单矿物的成因判别图(a，据林师整，1982；b，据陈光远等，1987) A-副矿物型；B-岩浆型；C-火山岩型；D-接触交代型；E-矽卡岩型；F-沉积变质型.I-沉积变质型；Ⅱa-超基性-中性岩浆磁铁矿；Ⅱb-酸-碱性岩浆磁铁矿 Fig. 16 Discrimination diagrams of genesis for magnetite in iron ore from Zankan ore area(a，after Lin，1982; b，after Chen et al., 1987) |
XRD和背散射电子图像(EBSD)分析揭示了铁矿石富铁条带中的主要矿物为磁铁矿、磷灰石和辉石。XRD分析结果表明(图 17)，赞坎地区的铁矿石中主要矿物为磁铁矿、磷灰石和辉石：①磁铁矿(Mag)为等轴(立方)晶系，化学分子式Fe3O4，PDF卡片号为75-1610、空间群Fd-3m(227)，晶胞参数为a=b=c=8.394Å，z=8；②磷酸钙(Clph)为单斜晶系，化学分子式Ca3(PO4)2，PDF卡片号为70-0364、空间群P21/a(14)，
 |
图 17 赞坎地区矿石铁条带的XRD矿物图谱 Clph-磷灰石；Mag-磁铁矿；Agt-辉石 Fig. 17 XRD pattern of iron bands in iron ore from Zankan area |
晶胞参数为a=12.887Å，b=27.28Å，c=15.219Å，Z=24；③辉石(Agt)为单斜晶系，化学分子式Ca0.61Mg0.76Fe0.49(SiO3)2，PDF卡片号为76-0544、空间群C2/c(15)，晶胞参数为a=9.726Å，b=8.909Å，c=5.268Å，Z=4。尽管XRD分析结果中还存在一些微弱的峰位，但它们的含量太低而无法准确识别。EBSD分析结果表明(图 18)，赞坎铁矿石中的富铁条带中包含的主要矿物为磁铁矿及少量的辉石、磷灰石和石英。在XRD和EBSD分析结果对比显示，磷酸钙应该对应了磷灰石、而石英的含量因太低而未能在谱图中明确显示。
 |
图 18 赞坎地区铁矿石中富铁条带的EBSD图像 Mt-磁铁矿；Qtz-石英；Agt-辉石；Apt-磷灰石 Fig. 18 EBSD image of iron bands in iron ore from Zankan area |
不同的形成方式和演化过程会导致磁铁矿矿物晶胞参数存在差异，因此磁铁矿的晶胞参数可以响应其形成方式。前人研究表明(徐国风和邵洁涟，1979; 叶庆同，1982)，沉积变质型磁铁矿的晶胞参数为a=b=c=8.398Å，这与本研究磁铁矿颗粒的晶胞参数基本吻合。据此，磁铁矿颗粒的晶胞参数支持赞坎铁矿属于沉积变质成因。
4 讨论 4.1 赞坎铁矿的成因及沉积环境赞坎地区的铁矿属于古元古代BIF，它们形成于沉积变质作用。尽管前人研究结果显示赞坎铁矿与典型BIF之间存在一定程度的差异(燕长海，2012)，这应该与西昆仑地区经历的复杂构造岩浆演化(刘文平等，2013)有关。前人研究表明(刘文平等，2013)，西昆仑地区经历了海西期古特提斯洋的闭合相关的构造碰撞并叠加了印支期构造抬升过程中的剪切作用，这得到了布伦阔勒岩群内原岩形成于岛弧环境的石榴斜长角闪片麻岩和孔兹岩的证实。在古元古代布伦阔勒岩群形成以后，西昆仑地区经历了“活动-稳定-活动-稳定-活动”五个构造岩浆演化阶段(毕华等，1999)，这些岩浆作用对布伦阔勒群进行了反复的影响和改造。
在赞坎地区，广泛发育的岩浆岩对铁矿体或多或少都产生了影响改造，这些改造作用往往可以导致早期形成的矿石发生再次富集并形成富矿。因此，局部地区的矿石全岩地球化学特征极可能因遭受到了后期的变质改造(如变质热液导致铁的富集和古风化去硅作用等(徐国风和邵洁涟，1979))而无法完全反映其原始沉积特征。尽管如此，磁铁矿的矿物学特征却能较好的记录其成因和形成过程(徐国风和邵洁涟，1979; Huberty et al., 2012; Orberger et al., 2012; Li et al., 2013b)。在本研究中，磁铁矿的晶胞参数完全吻合沉积变质型铁矿(图 8)，并得到了矿物地球化学特征的有力支持(图 16a，b)。因此，赞坎地区铁矿应该属于沉积变质成因，而部分与典型沉积变质型BIF铁矿略有差异的磁铁矿矿物学特征应该归属于后期改造作用的产物(图 16a，b)。
赞坎地区的化学沉积体系(BIF和硅质岩)见证了相对富氧的大气环境。氧化作用往往导致海水中的Ce3+转变为低溶解度的Ce4+并优先迁移至Fe-Mn的氧化物、有机物和粘土颗粒中进而导致PAAS标准化后的REE配分曲线具有强烈的Ce负异常(Byrne and Sholkovitz， 1996)，而还原环境下Fe-Mn颗粒中的还原性溶解释放出的Ce会导致海水经PAAS标准化后的REE配分曲线缺失Ce负异常(German and Elderfield， 1990)，这得到了古海洋环境缺氧环境下沉积的BIF矿石中Ce无异常的证实(Bau and Dulski， 1996; Bekker et al., 2010)。在(Pr/Pr*)SN-(Ce/Ce*)SN判别图中(Bau and Dulski， 1996)，部分硅质岩具有明显的Ce负异常这明显指示了形成环境为富氧环境，这与硅质岩REE配分曲线中的负Eu异常形成了极好的吻合(图 19)。铁矿石REE配分曲线中的负Eu异常应该反映了沉积环境的富氧(图 19)，而它们在(Pr/Pr*)SN-(Ce/Ce*)SN判别图(Bau and Dulski， 1996)中却并未落在Ce异常区域可能反映了后期的改造作用或是环境缺氧。此外，赞坎地区硅质岩的Ni/Co值0~14.39、平均3.10，这进一步证实了沉积环境的富氧特征(Yarincik et al., 2000)。据报道，硅质岩因致密、坚硬而具有极高的地球化学稳定性和极强的抗改造能力(张成立等，2003; 李红中等，2009; Li et al., 2013a)，就连形成于早前寒武纪的硅质岩也能记录其原始沉积成岩特征(Knauth and Lowe， 2003; 李红中等，2012)。因此，本研究硅质岩和BIF矿石记录了原始的沉积环境，CeSN负异常的出现证实了相对富氧的大气环境。
 |
图 19 硅质岩和铁矿石的(Pr/Pr*)SN-(Ce/Ce*)SN判别图(底图据Bau and Dulski， 1996) Ⅰ-LaSN和CeSN均无异常，Ⅱa-LaSN正异常和CeSN无异常，Ⅱb-LaSN负异常和CeSN无异常，Ⅲa-CeSN正异常，Ⅲb-CeSN负异常 Fig. 19 (Pr/Pr*)SN-(Ce/Ce*)SN discrimination diagram for siliceous rocks and iron ore from Zankan ore area(after Bau and Dulski， 1996) |
新疆赞坎地区的硅质岩见证了古元古代相对富氧的大气环境。前人研究表明(计文化等，2011)，古元古界布伦阔勒岩群中片理化变流纹岩的形成时代为2481±14Ma，这将布伦阔勒岩群的形成时代限定在了古元古代早期。据此，本研究中的化学沉积BIF和硅质岩均属于古元古代早期的布伦阔勒群。赞坎地区硅质岩的CeSN负异常证实了形成环境的富氧，这说明布伦库勒群形成时期的大气中存在一定浓度的氧气，即赞坎硅质岩证实了24亿年左右的相对富氧大气。在地质历史上，大氧化事件[“Great Oxidation Event”(GOE)]被证实开始于2.4~2.3Ga(Bekker et al., 2004; Holl and ，2009)，这与本研究中赞坎地区古元古代早期硅质岩形成时的富氧环境基本吻合。在赞坎地区的化学沉积岩系中(图 3)，化学沉积BIF(底层)和硅质岩(顶层)之间所夹的一套黑云母石英片岩原岩为一套海相火山沉积岩，这指示研究区曾经历了“硅质岩→海相火山岩→BIF”的连续沉积过程。海相火山岩的形成通常对应了拉张的构造背景，这种背景往往导致区域内的海侵作用(海水深度增加)或地面下降，因此BIF沉积时的海水深度应该较大。随着海水深度的增大，海水中的氧气含量因溶解度越小而减少，因而BIF沉积过程中的环境还原性更强，这就是铁矿石的全岩地球化学特征中不存在CeSN负异常的原因。
4.2 大地构造背景赞坎地区硅质岩形成于近似大陆边缘海相环境。在硅质岩中，Al、Ti元素的含量可反映陆源物质的输入(Bostrom and Peterson， 1969)，而热水沉积作用则以Fe、Mn的富集为特征(Murray，1994)，因而硅质岩的Al/(A1+Fe+Mn)值具有“大陆边缘的0.619→大洋盆地及洋岛的0.319→大洋中脊的0.00819”的逐级递减趋势(Baltuck，1982)。在本研究中，硅质岩常量元素的Al/(A1+Fe+Mn)值0.68~0.96，明显接近大陆边缘硅质岩。大陆边缘的海相硅质沉积物以MnO/TiO2<0.5为特征(Adachi et al., 1986)，这与本研究硅质岩的MnO/TiO2值0~0.05明显相吻合。硅质岩的Al/(Al+Fe)值在洋中脊平均0.12、大陆边缘平均0.6(Sugisaki et al., 1982)，故本研究中的Al/(Al+Fe)值0.74~0.97明显吻合了大陆边缘硅质岩特征。微量元素的Sc/Th值2.22~7.07，U/Th值0.33~0.86，这些指标也指示该硅质岩形成于大陆边缘环境(Girty et al., 1996)。据报道(Murray，1994; Murray et al., 1990)，硅质岩的(La/Yb)N值具有“大陆边缘(1.1~1.4)→远洋或深海盆地(0.70)→大洋中脊(0.3)”逐渐降低的特点，δCe值沿“大洋中脊(0.29)→大洋盆地(0.55)→大陆边缘沉积环境(0.90~1.30)”逐渐变化，δEu值从洋中脊1.35降低到距洋中脊75km处时为1.02(Murray et al., 1991)。据此，本研究硅质岩的稀土元素(La/Yb)N值0.04~2.00和(La/Ce)N值0.49~1.16均吻合大陆边缘硅质岩特征。然而，硅质岩的δCe值0.87~1.00介于大陆边缘和大洋盆地之间且平均为0.95更接近大洋盆地环境(Murray et al., 1990)，而δEu值0.55~1.16、平均0.76则指示了远离洋中脊的特征(Murray et al., 1992)。δCe和δEu指标总体上并不违背边缘海环境特征，它们可能指示形成环境的水体深度相对较大，这与硅质岩Sr/Ba<1时往往反映深海或滞流浅海相环境(孙少华等，1993)一致，极好的吻合了Sr/Ba值0.01~1.15指示的弱的水动力条件。此外，关于形成环境的地球化学判别图都一致指示了边缘海环境(图 10a，b和图 14)。因此，研究区硅质岩总体上形成于近似大陆边缘海相环境，但水体的深度可能存在反复的动荡。
4.3 硅质岩的形成过程热水沉积作用是硅质岩SiO2的主要物质来源。尽管Si/Al值略低于纯硅质岩(Murray et al., 1992)，但本研究硅质岩的SiO2含量70.58%~81.78%也完全满足纯度较高热水硅质岩特征。微量元素在热水沉积硅质岩中具有高Ba和U含量为特征(Adachi et al., 1986; Herzig et al., 1988)，这与本研究硅质岩的Ba和U的含量偏高基本吻合。此外，硅质岩Ba/Sr值0.87~143.62和U/Th值0.33~0.86均吻合热水沉积成因硅质岩的特征(Girty et al., 1996; Marchig et al., 1982; Peter and Scott， 1988; Yasuhiro et al., 2002)。成因判别图解进一步指示，该硅质岩在Al2O3-SiO2判别图(图 3a)和SiO2/(K2O+Na2O)-MnO2/TiO2判别图(图 3b)和Mn-10×(Cu+Co+Ni)-Fe判别图(图 6)中的投点结果基本都落在热水成因区域，经PAAS标准化后具有左倾特征的稀土配分模式图也同样与热水沉积特征相吻合(图 9和图 12)。上述常量、微量、稀土元素示踪结果的彼此呼应度极高，这说明硅质岩的热水沉积成因这一判别结果可靠。然而，硅质岩的MgO含量0.04%~1.87%，Fe/Ti值1.79~10.63，(Fe+Mn)/Ti值1.80~10.65，Al/(Al+Fe+Mn)值0.68~0.96等特征与典型的热水沉积硅质岩(Bostrom and Peterson， 1969; Rona，1988; Sugisaki and Kinoshita， 1982)存在不同程度的偏离，该偏差明显反映了原始沉积体系中存在陆源硅酸盐风化产物的加入。前人研究表明，从海水中直接吸取是热水沉积成因硅质岩REE的最主要汲取途径，其次为陆源输入和从海底火山碎屑中继承(丁林和钟大赉，1995)，因而富含REE重要载体粘土质矿物的陆源输入物(Murray et al., 1991)极易影响低REE含量的纯热水SiO2质体系(Girty et al., 1996)。通常情况下，常温条件下的陆源溶解SiO2往往会因溶解度极低而很难发生沉淀(刘家军和郑明华，1991)，即使低浓度SiO2的长期持续搬运或极端条件下的快速沉淀也很难形成极高纯度、极大规模的SiO2沉积体系(李红中，2012; Li et al., 2014b)，因此只有热水成因才可以较好的解释研究区内发育的十余米厚的高纯度的硅质岩。
陆源非热水沉积物参与了硅质岩的沉积过程。硅质岩的主要物质来源于热水沉积成因，但原始水体中的SiO2本底值应该属于陆源风化产物，这得到了硅质岩中偏高Al2O3含量的证实。陆源物质中的铝硅酸盐类粘土矿物和碎屑矿物等均属于REE的重要载体并因参与热水沉积过程导致海相热水沉积物中的ΣREE>200×10-6(付伟，2007)，纯热水成因的硅质岩ΣREE则往往偏低(如加利福尼亚弗朗希斯科杂岩中硅质岩的∑REE值从洋中脊10.9×10-6有规律的上升到距洋中脊120km以外的72.6×10-6(Murray et al., 1991))，故本研究的硅质岩ΣREE值7.83×10-6~270.8×10-6、平均97.37×10-6，虽然平均值满足纯热水沉积硅质岩特征，但个别明显偏高ΣREE值的样品却指示了陆源物质的加入。硅质岩中的Eu异常主要受控于流体的氧逸度(fO2)(Sverjensky，1984)，而热水沉积岩经北美页岩标准化后的REE配分曲线模式图以表现为不同程度的向左倾斜为典型标志(Fleet，1983)，本研究硅质岩的REE配分曲线左倾但无明显的正异常，应该反映了环境的氧化作用。综上所述，尽管该硅质岩主要来源于热水沉积作用，但部分样品的Al2O3含量和ΣREE值偏高及无明显Eu异常明显指示非热水成因的陆源沉积物特点。
硅质岩的形成过程存在火山作用的贡献。前人研究表明(Sugisaki et al., 1982)，正常生物化学作用硅质岩以K2O/Na2O>>1为特征，而海底火山作用有相关的硅质岩K2O/Na2O<1，故本研究硅质岩K2O/Na2O值0.03~7.46部分样品吻合海底火山作用相关的硅质岩。此外，硅质岩的SiO2/(K2O+Na2O)值8.17~20.02总体吻合火山喷发相关的化学沉积作用硅质岩(唐朝晖和曾允孚，1990)，SiO2/Al2O3值4.78~7.60吻合岩浆作用硅质岩(SiO2/Al2O3<13.7(张复新，1989))。然而，SiO2/MgO值37.74~1770与典型的火山喷发相关的化学沉积作用硅质岩(张复新，1989)存在一定的偏差，这应该反映硅质岩的形成过程中并非完全受控于火山活动。关于硅质岩形成的判别图示踪结果显示，硅质岩Al2O3-(K2O+Na2O)判别图投点结果均位于火山活动相关的硅质岩区域(图 11)，这得到了凝灰质硅质岩的有力支持(图 5b)。此外，硅质岩的Al2O3/TiO2值18.28~62.66进一步证实影响硅质岩的火山岩浆可能偏中性(Al2O3/TiO2=17~50(Girty et al., 1996))，这极可能反映硅质岩的沉积环境可能与岛弧有关。
综合上述讨论，新疆赞坎矿区硅质岩是热水沉积作用和非热水沉积作用的共同参与的产物。该硅质岩的地球化学特征总体支持物源供应体系具有热水成因和非热水成因两种途径，其中热水沉积物构成了物质来源的主体并伴随了一定程度的陆源物质输入。
5 结论(1)赞坎地区铁矿为沉积变质成因。铁矿石的主要矿物为磁铁矿、石英、辉石和微量磷灰石。XRD分析结果显示，磁铁矿颗粒的晶胞参数a=b=c=8.394Å，z=8。矿物地球化学分析表明，磁铁矿内杂质元素的氧化物平均含量按照Cr2O3、Al2O3、V2O5、SiO2、TiO2、MnO、MgO依次降低。XRD分析结果和矿物地球化学特征均吻合沉积变质型磁铁矿特征。
(2)赞坎地区化学沉积体系形成于类似边缘海相环境。硅质岩的全岩Al/(A1+Fe+Mn)值0.68~0.96，MnO/TiO2值0.00~0.05，Al/(Al+Fe)值0.74~0.97，Sc/Th值2.22~7.07，U/Th值0.33~0.86，(La/Yb)N值0.04~2.00，(La/Ce)N值0.49~1.16，这些指标指示该硅质岩形成于大陆边缘海。硅质岩的Al2O3/TiO2值平均32.24吻合于源区岩浆岩相对偏中性的特点，这说明该边缘海极可能为弧后盆地。
(3)赞坎地区硅质岩及铁矿形成于类似相对富氧且水动力总体偏弱的沉积环境。硅质岩的全岩Ni/Co值0~14.39、平均3.10吻合富氧环境，Sr/Ba值介于0.01~1.15、平均0.23指示该硅质岩形成环境的水动力总体偏弱，部分样品的Sr/Ba>1反映了硅质岩形成环境阶段性变化。
(4)赞坎地区硅质岩主要为热水成因，并存在非热水成因陆源物质的贡献。该硅质岩结晶程度低，具有细微晶石英构成的紧密堆积结构，这些都反映了热水成因硅质岩快速结晶的特征。地球化学分析结果显示，硅质岩的SiO2含量70.58%~81.78%、Ba含量平均372.4×10-6、U含量平均2.21×10-6、ΣREE值平均97.37×10-6，这些特征均吻合热水成因特征。此外，部分样品偏高的Al2O3含量和ΣREE值及无明显Eu异常指示非热水成因的陆源沉积物参与了原始沉积过程。
致谢 感谢中国科学院地质与地球物理研究所朱明田、代堰锫、王长乐和黄华博士在野外和分析测试工作中予以的帮助；感谢新疆维吾尔自治区第二地质大队郝延海工程师等在野外工作中予以的指导和帮助；感谢中国地质科学院国家地质实验测试中心的胡明月和孙冬阳、中国科学院地质与地球物理研究所岩矿分析实验室和广东省地质过程与矿产资源探查重点实验室在数据测试方面予以的帮助；感谢赵太平研究员、俞良军老师和匿名审稿人给予的修改建议，这对提高本文的质量具有重要的意义。| [1] | Adachi M, Yamamoto K and Sugisaki R. 1986. Hydrothermal chert and associated siliceous rocks from the northern Pacific their geological significance as indication of ocean ridge activity. Sedimentary Geology, 47(1-2): 125-148 |
| [2] | Armstrong HA, Owen AW and Floyd JD. 1999. Rear earth geochemistry of Arenig chert from the Ballantrae ophiolite and Leadhills imbricate zone, southern Scotland: Implications for origin and significance to the Caledonian Orogeny. Journal of the Geological society, 156: 549-560 |
| [3] | Baltuck M. 1982. Provenance and distribution of Tethyan pelagic and hemipelagic siliceous sediments, Pindos Mountains Greece. Sedimentary Geology, 31(1): 63-88 |
| [4] | Bau M and 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 |
| [5] | Bekker A, Holland HD, Wang PL, Rumble D, Stein HJ, Hannah JL, Coetzee LL and Beukes NJ. 2004. Dating the rise of atmospheric oxygen. Nature, 427(6970): 117-120 |
| [6] | Bekker A, Slack JF, Planavsky N, Krapež B, Hofmann A, Konhauser KO and Rouxel OJ. 2010. Iron formation: The sedimentary product of a complex interplay among mantle, tectonic, oceanic, and biospheric processes. Economic Geology, 105(3): 467-508 |
| [7] | Bi H, Wang ZG, Wang YL and Zhu XQ. 1999. Tectonic and magmatic evolution history of West Kunlun orogenic belt. Science in China (Series D), 29(5): 398-406 (in Chinese) |
| [8] | Bolhar R, Kamber BS, Moorbath S, Fedo CM and Whitehouse MJ. 2004. Characterisation of Early Archaean chemical sediments by trace element signatures. Earth and Planetary Science Letters, 222(1): 43-60 |
| [9] | Bostrom K and Peterson MNA. 1969. The origin of Al-poor ferromaganoan sediments in areas of high heat flow on the East Pacific Rise. Marine Geology, 7: 427-447 |
| [10] | Byrne RH and Sholkovitz ER. 1996. Marine chemistry and geochemistry of the lanthanides. In: Gschneidner KA Jr and Eyring L (eds.). Handbook on the Physics and Chemistry of Rare Earths. Amsterdam: North Holland, 23: 497-593 |
| [11] | Bureau of Geology and Mineral Resources of Xinjiang Uygur Autonomous Region. 1985. Regional Geology of Xinjiang Uygur Autonomous Region. Beijing: Geological Publishing House, 1-841 (in Chinese) |
| [12] | Chen GY, Sun DS and Yin HA. 1987. Genetic Mineralogy and Prospecting Mineralogy. Chongqing: Chongqing Publishing House, 1-880 (in Chinese) |
| [13] | Ding L and Zhong DL. 1995. Characteristics of rare earth elements and Ce anomaly of chert from palaeo-Tethys in Changning-Menglian belt, western Yunnan. Science in China (Series B), 25(1): 93-100 (in Chinese) |
| [14] | Fleet AJ. 1983. Hydrothermal and hydrogenous ferro-manganese deposits: Do they form a continuum? In: Rona PA, Bostrom K, Laubier L et al. (eds.). The Rare Earth Element Evidence. New York: Plenum Press, 537-570 |
| [15] | Fu W. 2007. Study on petrogenesis and mineralization of chert formation and SiO2-rich hydrothermal fluids in South Tibet. Ph. D. Dissertation. Guangzhou: Sun Yat-Sen University, 1-193 (in Chinese with English summary) |
| [16] | German CR and Elderfield H. 1990. Application of the Ce anomaly as a paleoredox indicator: The ground rules. Paleooceanography, 5(5): 823-833 |
| [17] | Girty GH, Ridge DL, Knaack C, Johnson D and Al-Riyami RK. 1996. Provenance and depositional setting of Paleozoic chert and argillite, Sierra Nevada, California. Journal of Sedimentary Research, 66(1): 107-118 |
| [18] | Gross GA and McLeod CR. 1980. A preliminary assessment of the chemical composition of iron formations in Canada. The Canadian Mineralogist, 18: 223-229 |
| [19] | Han F and Harrison RW. 1989. Evidence for exhalative origin for rocks and ores of the Dachang tin polymetallic field: The ore-bearing formation and hydrothermal exhalative sedimentary rocks. Mineral Deposits, 8(2): 25-40 (in Chinese with English abstract) |
| [20] | Herzig PM, Becker KP, Stoffers P, Bäcker H and Blum N. 1988. Hydrothermal silica chimney fields in the Galapagos spreading center at 86°W. Earth and Planetary Science Letters, 89(3-4): 261-272 |
| [21] | Holland HD. 2009. Why the atmosphere became oxygenated: A proposal. Geochimica et Cosmochimica Acta, 73(18): 5241-5255 |
| [22] | Huberty JM, Konishi H, Heck PR, Fournelle JH, Valley JW and Xu HF. 2012. Silician magnetite from the Dales Gorge Member of the Brockman Iron Formation, Hamersley Group, Western Australia. American Mineralogist, 97(1): 26-37 |
| [23] | Ji WH, Li RS, Chen SJ, He SP, Zhao ZM, Bian XW, Zhu HP, Cui JG and Reng JG. 2011. The discovery of Palaeoproterozoic volcanic rocks in the Bulunkuoler Group from the Tianshuihai Massif in Xinjiang of Northwest China and its geological significance. Science China (Earth Sciences) 54(1): 61-72 |
| [24] | Knauth LP and Lowe DR. 2003. High Archean climatic temperature inferred from oxygen isotope geochemistry of cherts in the 3.5Ga Swaziland Supergroup, South Africa. Geological Society of America Bulletin, 115: 566-580 |
| [25] | Li HZ, Zhou YZ, Yang ZJ, Gu ZH, Lü WC, He JG, Li W and An YF. 2009. Geochemical characteristics and their geological implication of cherts from Bafangshan-Erlihe area in western Qinling orogen. Acta Petrologica Sinica, 25(11): 3094-3102 (in Chinese with English abstract) |
| [26] | Li HZ, Zhou YZ, Yang ZJ, Zhou GF, He JG, Ma ZW, Lü WC, Li W, Liang J and Lu WJ. 2011. Diagenesis and metallogenesis evolution of chert in West Qinling orogenic belt: A case from Bafangshan-Erlihe Pb-Zn ore deposit. Journal of Jilin University (Earth Science Edition), 41(3): 715-723 (in Chinese with English abstract) |
| [27] | Li HZ. 2012. Chert sedimentary system and its indications on tectonic evolution, petrogenesis and mineralization in northern and southern margins of Yangtze Platform, China. Ph. D. Dissertation. Guangzhou: Sun Yat-Sen University, 1-318 (in Chinese with English summary) |
| [28] | Li HZ, Zhou YZ, Zhang LC, He JG, Yang ZJ, Liang J, Zhou LY and Waxi LL. 2012. Study on geochemistry and development mechanism of Proterozoic chert from Xiong'er Group in southern region of North China Craton. Acta Petrologica Sinica, 28(11): 3679-3691 (in Chinese with English abstract) |
| [29] | Li HZ, Zhai MG, Zhang LC, Yang ZJ, Zhou YZ, He JG, Liang J and Zhou LY. 2013a. The distribution and composition characteristics of siliceous rocks from Qinzhou Bay-Hangzhou Bay Joint Belt, South China: Constraint on the tectonic evolution of plates in South China. The Scientific World Journal, 2013: Article ID 949603, doi: 10.1155/2013/949603 |
| [30] | Li HZ, Zhai MG, Zhang LC, Yang ZJ, Zhou YZ, Wang CL, Liang J and Luo A. 2013. Study on microarea characteristics of calcite in Late Archaean BIF from Wuyang area in south margin of North China Craton and its geological significances. Spectroscopy and Spectral Analysis, 33(11): 3061-3065 (in Chinese with English abstract) |
| [31] | Li HZ, Zhai MG, Zhang LC, Yang ZJ, Kapsiotis A, Zhou YZ, He JG, Wang CL and Liang J. 2014a. Mineralogical and microfabric characteristics of magnetite in the Wuyang Precambrian BIFs, southern North China Craton: Implications for genesis and depositional processes of the associated BIFs. Journal of Asian Earth Sciences, 94: 267-281 |
| [32] | Li HZ, Zhai MG, Zhang LC, Gao L, Yang ZJ, Zhou YZ, He JG, Liang J, Zhou LY and Voudouris PC. 2014b. Distribution, microfabric and geochemical characteristics of siliceous rocks in central orogenic belt, China: Implications for a hydrothermal sedimentation model. The Scientific World Journal, 2014: Article ID 780910, doi: 10.1155/2014/780910 |
| [33] | Li YL, Konhauser KO, Cole DR and Phelps TJ. 2011. Mineral ecophysiological data provide growing evidence for microbial activity in banded-iron formations. Geology, 39(8): 707-710 |
| [34] | Li YL, Konhauser KO, Kappler A and Hao XL. 2013b. Experimental low-grade alteration of biogenic magnetite indicates microbial involvement in generation of banded iron formations. Earth and Planetary Science Letters, 361: 229-237 |
| [35] | Li ZQ, Zhang LC, Xue CJ, Zheng MT, Hao YH and Shi YJ. 2015. Geological and geochemical characteristics of Zankan iron deposit in the West Kunlun Mountains. Chinese Journal of Geology, 50(1): 100-117 (in Chinese with English abstract) |
| [36] | Lin SZ. 1982. A contribution to the chemistry, origin and evolution of magnetite. Acta Mineralogica Sinica, 2(3): 166-174 (in Chinese) |
| [37] | Liu JJ and Zhen MH. 1991. New origin of siliceous rocks: Hydrothermal sedimentation. Acta Geologica Sichuan, 11(4): 251-254 (in Chinese) |
| [38] | Liu JJ, Zheng MH, Liu JM, Zhou YF, Gu XX and Zhang B. 1999. The geological and geochemical characteristics of Cambrian chert and their sedimentary environmental implications in western Qinling. Acta Petrologica Sinica, 15(1): 145-154 (in Chinese with English abstract) |
| [39] | Liu WP. 2012. Metamorphic P-T paths of the Bulunkuole Group in Taxkorgan, Western Kunlun. Master Degree Thesis. Guangzhou: Guangzhou Institute of Geochemistry, Chinese Academy of Sciences, 1-111 (in Chinese with English summary) |
| [40] | Liu WP, Wang H, Tong LX, Wu YF, Huang CY and Hu J. 2013. Geochemical characteristics and metamorphic P-T paths of the Bulunkuole Group in Taxkorgan, Western Kunlun. Acta Petrologica Sinica, 29(3): 923-937 (in Chinese with English abstract) |
| [41] | Marchig V, Gundlach H, Moller P and Schley F. 1982. Some geological indicators for discrimination between diagenetic and hydrothermal metalliferous sediments. Marine Geology, 50(3): 241-256 |
| [42] | Mclennan SM. 1989. Rare earth elements in sedimentary rocks: Influences of provenance and sedimentary processes. In: LiPin BR and McKay GA (eds.). Geochemistry and Mineralogy of Rare Earth Elements. Reviews in Mineralogy, 21: 169-200 |
| [43] | Murray RW, Buchholtz Ten Brink MR, Jones DL, Gerlach DC and Russ GP. 1990. Rare earth elements as indicators of different marine depositional environments in chert and shale. Geology, 18(3): 268-271 |
| [44] | Murray RW, Buchholtz Ten Brink MR, Brumsack HJ, Gerlach DC and Russ GP. 1991. Rare earth elements in Japan Sea sediments and diagenetic behavior of Ce/Ce*: Results from ODP Leg 127. Geochimica et Cosmochimica Acta, 55(9): 2453-2466 |
| [45] | Murray RW, Buchnoltz T, Brink MR and Gerlach DC. 1992. Interoceanic variation in the rare earth, major and trace element depositional chemistry of chert: Perspectives gained from the DSDP and ODP record. Geochimica et Cosmochimica Acta, 56: 1913-1987 |
| [46] | Murray RW. 1994. Chemical criteria to identify the depositional environment of chert: General principles and applications. Sedimentary Geology, 90(3-4): 213-232 |
| [47] | Orberger B, Wagner C, Wirth R, Quirico E, Gallien JP, Derré C, Montagnac G, Noret A, Jayananda M, Massault M and Rouchon V. 2012. Origin of iron oxide spherules in the banded iron formation of the Bababudan Group, Dharwar Craton, Southern India. Journal of Asian Earth Sciences, 52: 31-42 |
| [48] | Peng P, Li Y, Liu F and Wang F. 2012. Geological relation of Late Archean lithologic units in Northwest Hebei, North China Craton: Implication for building of early continental crust. Acta Petrologica Sinica, 28(11): 3531-3544 (in Chinese with English abstract) |
| [49] | Peter JM and Scott SD. 1988. Mineralogy, composition, and fluid-inclusion microthermometry of seafloor hydrothermal deposits in the southern trough of Guaymas Basin, Gulf of California. Canadian Mineralogist, 26: 567-587 |
| [50] | Qu JF, Zhang LF, Ai YL, Lü Z, Wang JP, Zhou H and Wang S. 2007. Discovery and P-T path of high-pressure granulite in Taxkorgan, western Kunlun and its tectonic significance. Science in China (Series D), 37(4): 429-441 (in Chinese) |
| [51] | Rona PA. 1988. Hydrothermal mineralization at oceanic ridges. Canadian Mineralogist, 26: 431-465 |
| [52] | Sugisaki R and Kinoshita T. 1982. Major elements chemistry of the sediments on the central Pacific Transect, Wake to Tahiti, GH80-1 cruise. In: Mizuno A (ed.). Geology Survey Japan Cruise Report, 18: 293-312 |
| [53] | Sugisaki R, Yamamoto K and Adachi M. 1982. Triassic bedded cherts in central Japan are not pelagic. Nature, 268(5875): 644-647 |
| [54] | Sugitani K. 1992. Geochemical characteristics of Archean cherts and other sedimentary rocks in the Pilbara Block, Western Australia: Evidence for Archean seawater enriched in hydrothermally-derived iron and silica. Precambrian Research, 57(1-2): 21-47 |
| [55] | Sun SH, Zhang QH, Qin QX et al. 1993. Sedimentary geochemistry significance of Sr/Ba-V/Ni. In: Ouyang ZY (eds.). New Exploration of Mineral, Rock and Geochemistry. Beijing: Earthquake Publishing House, 128-130 (in Chinese) |
| [56] | Sun SS. 1980. Lead isotopic study of young volcanic rocks from mid-ocean ridge, ocean islands and island arcs. Philosophical Transactions of the Royal Society of London, 297: 409-445 |
| [57] | Sun WL, Niu YL, Ma YX, Liu Y, Zhang GR, Hu ZX, Zhang ZW, Chen S, Li JY, Wang XL and Gong HM. 2015. Petrogenesis of the Chagangnuoer deposit, NW China: A general model for submarine volcanic-hosted skarn iron deposits. Science Bulletin, 60(3): 363-379 |
| [58] | Sverjensky DA. 1984. Europium redox equilibria in aqueous solution. Earth and Planetary Science Letters, 67(1): 70-78 |
| [59] | Tang ZH and Zeng YF. 1990. Petrology, geochemistry and origin of cherts in the uraniferous formations, Middle Silurian in West Qinling range. Acta Petrologica Sinica, (2): 62-71 (in Chinese) |
| [60] | Wang JP. 2008. Geological features and tectonic significance of melange zone in the Taxkorgan area, West Kunlun. Geological Bulletin of China, 27(12): 2057-2066 (in Chinese with English abstract) |
| [61] | Weaver BL and Tarney J. 1984. Empirical approach to estimating the composition of the continental crust. Nature, 310: 575-577 |
| [62] | Xu GF and Shao JL. 1979. The typomorphic characteristics of magnetite and its practical significances. Geology and Prospecting, (3): 30-37 (in Chinese) |
| [63] | Xue CJ. 1991. A study on the seafloor hydrothermal sedimentary nature of jasperoid rocks in Yingdongzi. Journal of Mineralogy and Petrology, 11(2): 31-40 (in Chinese with English abstract) |
| [64] | Yan CH. 2012. "Pamir-type" Iron Deposits. Beijing: Geological Publishing House, 1-256 (in Chinese) |
| [65] | Yan CH, Chen CJ, Cao XZ, Zhang WS, Chen JK, Li SP and Liu PD. 2012. The Discovery of the "Pamir-type" iron ore deposits in Taxkorgan area of Xinjiang and its geological significance. Geological Bulletin of China, 31(4): 549-557 (in Chinese with English abstract) |
| [66] | Yarincik KM, Murray RW, Lyons TW, Peterson LC and Haug GH. 2000. Oxygenation history of bottom waters in the Cariaco Basin, Venezuela, over the past 578000 Years: Results from redox-sensitive metals (Mo, V, Mn, and Fe). Paleoceanography, 15(6): 593-604 |
| [67] | Yasuhiro K, Kyoko N and Yukio I. 2002. Geochemistry of Late Permian to Early Triassic pelagic cherts from Southwest Japan: Implications for an oceanic redox change. Chemical Geology, 182: 15-34 |
| [68] | Ye QT. 1982. Typomorphic characteristics and genesis significance of magnetite from some iron ore deposits in eastern Guangdong. Acta Petrologica Mineralogica et Analytica, 1(1): 44-51 (in Chinese) |
| [69] | Zhai MG, Windley BF and Sills JD. 1990. Archaean gneisses amphibolites, banded iron-formation from Anshan area of Liaoning, NE China: Their geochemistry, metamorphism and petrogenesis. Precambrian Research, 46(3): 195-216 |
| [70] | Zhang CL, Gao S, Zhang GW, Guo AL, Yuan HL, Liu XM and Liu XM. 2003. Geochemistry characteristics of ophiolite suit cherts in Qinling orogenic belt and its formation environments. Science in China (Series D), 33(12): 1154-1162 (in Chinese) |
| [71] | Zhang CL, Zhou DW, Lu GX, Wang JL and Wang RS. 2006. Geochemical characteristics and sedimentary environments of cherts from Kumishi ophiolitic mélange in southern Tianshan. Acta Petrologica Sinica, 22(1): 57-64 (in Chinese with English abstract) |
| [72] | Zhang CL, Lu SN, Yu HF and Ye HM. 2007. Tectonic evolution on Western Kunlun Orogen, northern margin of the Tibetan Plateau. Science in China (Series D), 37(2): 145-154 (in Chinese) |
| [73] | Zhang FX. 1989. The recognition and exploration significance of exhalites related to Pb-Zn mineralizations in Devonian formations in Qinling Mountains. Geology and Prospecting, 25(5): 11-18 (in Chinese with English abstract) |
| [74] | Zhang LC, Zhai MG, Zhang XJ, Xiang P, Dai YP, Wang CL and Pirajno F. 2012. Formation age and tectonic setting of the Shirengou Neoarchean banded iron deposit in eastern Hebei Province: Constraints from geochemistry and SIMS zircon U-Pb dating. Precambrian Research, 222-223: 325-338 |
| [75] | Zhou YZ, Fu W, Yang ZJ, He JG, Nie FJ, Li W and Zhao WX. 2008. Geochemical characteristics of Mesozoic chert from southern Tibet and its petrogenic implications. Acta Petrologica Sinica, 24(3): 600-608 (in Chinese with English abstract) |
| [76] | 毕华, 王中刚, 王元龙, 朱笑青. 1999. 西昆仑造山带构造岩浆演化史. 中国科学(D辑), 29(5): 398-406 |
| [77] | 陈光远, 孙岱生, 殷辉安. 1987. 成因矿物学与找矿矿物学. 重庆: 重庆出版社, 1-880 |
| [78] | 丁林, 钟大赉. 1995. 滇西昌宁-孟连带古特提斯洋硅质岩稀土元素和铈异常特征. 中国科学(B辑), 25(1): 93-100 |
| [79] | 付伟. 2007. 藏南硅质岩及富SiO2热水流体成岩成矿作用研究. 博士学位论文. 广州: 中山大学, 1-193 |
| [80] | 韩发,Harrison RW. 1989.大厂锡多金属矿床热液喷气沉积的证据——含矿建造及热液沉积岩. 矿床地质, 8(2): 25-40 |
| [81] | 计文化, 李荣社, 陈守建, 何世平, 赵振明, 边小卫, 朱海平, 崔继岗, 任绢刚. 2011. 甜水海地块古元古代火山岩的发现及其地质意义. 中国科学(地球科学), 41(9): 1268-1280 |
| [82] | 李红中, 周永章, 杨志军, 古志宏, 吕文超, 何俊国, 李文, 安燕飞. 2009. 秦岭造山带西段八方山-二里河地区硅质岩的地球化学特征及其地质意义. 岩石学报, 25(11): 3094-3102 |
| [83] | 李红中, 周永章, 杨志军, 周国富, 何俊国, 马占武, 吕文超, 李文, 梁锦, 卢文姬. 2011. 西秦岭造山带硅质岩的成岩成矿演化特征——以八方山-二里河Pb-Zn矿区赋矿硅质岩为例. 吉林大学学报(地球科学版), 41(3): 715-723 |
| [84] | 李红中. 2012. 扬子地台南北缘硅质岩沉积体系及其对构造演化与成岩成矿的指示意义. 博士学位论文. 广州: 中山大学, 1-318 |
| [85] | 李红中, 周永章, 张连昌, 何俊国, 杨志军, 梁锦, 周留煜, 瓦西拉里. 2012. 华北克拉通南部元古代熊耳群硅质岩地球化学及形成机制研究. 岩石学报, 28(11): 3679-3691 |
| [86] | 李红中, 翟明国, 张连昌, 杨志军, 周永章, 王长乐, 梁锦, 罗安. 2013. 华北克拉通南缘舞阳地区晚太古代BIF中方解石的微区特征及地质意义研究. 光谱学与光谱分析, 33(11): 3061-3065 |
| [87] | 李智泉, 张连昌, 薛春纪, 郑梦天, 郝延海, 石玉君. 2015. 西昆仑赞坎铁矿地质和地球化学特征及矿床类型探讨. 地质科学, 50(1): 100-117 |
| [88] | 林师整. 1982. 磁铁矿矿物化学、成因及演化的探讨. 矿物学报, 2(3): 166-174 |
| [89] | 刘家军, 郑明华. 1991. 硅岩的新成因——热水沉积作用. 四川地质学报, 11(4): 251-254 |
| [90] | 刘家军, 郑明华, 刘建明, 周渝峰, 顾雪祥, 张斌. 1999. 西秦岭寒武系金矿床中硅岩的地质地球化学特征及其沉积环境意义. 岩石学报, 15(1): 145-154 |
| [91] | 刘文平. 2012. 西昆仑塔什库尔干布伦阔勒群变质作用P-T轨迹研究. 硕士学位论文. 广州: 中国科学院广州地球化学研究所, 1-111 |
| [92] | 刘文平, 王核, 仝来喜, 吴玉峰, 黄朝阳, 胡军. 2013. 西昆仑塔什库尔干布伦阔勒群的岩石地球化学特征及变质P-T轨迹. 岩石学报, 29(3): 923-937 |
| [93] | 彭澎, 李云, 刘富, 王芳. 2012. 冀西北晚太古代岩石单元的地质关系: 对早期陆壳形成的指示. 岩石学报, 28(11): 3531-3544 |
| [94] | 曲军峰, 张立飞, 艾永亮, 吕增, 王建平, 周辉, 王世炎. 2007. 西昆仑塔什库尔干高压麻粒岩PT轨迹、SHRIMP锆石定年及其大地构造意义. 中国科学(D辑), 37(4): 429-441 |
| [95] | 孙少华, 张琴华, 秦清香等. 1993. Sr/Ba-V/Ni比值组的沉积地球化学意义. 见: 欧阳志远主编. 矿物岩石地球化学新探索. 北京: 地震出版社, 128-130 |
| [96] | 唐朝晖, 曾允孚. 1990. 西秦岭中志留统含铀岩系中硅质岩的岩石学、地球化学及其成因. 岩石学报, (2): 62-71 |
| [97] | 王建平. 2008. 西昆仑塔什库尔干混杂岩的地质特征及其大地构造意义. 地质通报, 27(12): 2057-2066 |
| [98] | 新疆维吾尔自治区地质矿产局. 1985. 新疆维吾尔自治区区域地质志. 北京: 地质出版社, 1-841 |
| [99] | 徐国风, 邵洁涟. 1979. 磁铁矿的标型特征及其实际意义. 地质与勘探, (3): 30-37 |
| [100] | 薛春纪. 1991. 银洞子似碧玉岩的海底热液沉积特征研究. 矿物岩石, 11(2): 31-40 |
| [101] | 燕长海, 陈曹军, 曹新志, 张旺生, 陈俊魁, 李山坡, 刘品德. 2012. 新疆塔什库尔干地区"帕米尔式"铁矿床的发现及其地质意义. 地质通报, 31(4): 549-557 |
| [102] | 燕长海. 2012. 帕米尔式铁矿床. 北京: 地质出版社, 1-256 |
| [103] | 叶庆同. 1982. 粤东一些铁矿床中磁铁矿的标型特征及其成因意义. 岩矿测试, 1(1): 44-51 |
| [104] | 张成立, 高山, 张国伟, 郭安林, 袁洪林, 柳小明, 王建其. 2003. 秦岭造山带蛇绿岩带硅质岩的地球化学特征及其形成环境. 中国科学(D辑), 33(12): 1154-1162 |
| [105] | 张成立, 周鼎武, 陆关祥, 王居里, 王润三. 2006. 南天山库米什蛇绿混杂岩带中硅质岩的元素地球化学特征及其形成环境. 岩石学报, 22(1): 57-64 |
| [106] | 张传林, 陆松年, 于海锋, 叶海敏. 2007. 青藏高原北缘西昆仑造山带构造演化: 来自锆石SHRIMP及LA-ICP-MS测年的证据. 中国科学(D辑), 37(2): 145-154 |
| [107] | 张复新. 1989. 秦岭泥盆系中与铅锌矿化有关喷流岩的识别与找矿. 地质与勘探, 25(5): 11-18 |
| [108] | 周永章, 付伟, 杨志军, 何俊国, 聂凤军, 李文, 赵文霞. 2008. 藏南地区中生代硅质岩的地球化学特征及其成因意义. 岩石学报, 24(3): 600-608 |