冀东杏山BIF 铁矿形成时代及成因探讨*

2015-03-15郑梦天张连昌王长乐朱明田李智泉王亚婷

岩石学报 2015年6期

关键词：斜长黑云锆石

郑梦天张连昌王长乐朱明田李智泉，3 王亚婷，3

ZHENG MengTian1，2，ZHANG LianChang1＊＊，WANG ChangLe1，2，ZHU MingTian1，LI ZhiQuan1，3 and WANG YaTing1，3

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

2. 中国科学院大学，北京 100049

3. 中国地质大学，北京 100083

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

2. University of Chinese Academy of Sciences，Beijing 100049，China

3. China University of Geosciences，Beijing 100083，China

2014-11-01 收稿，2015-02-07 改回.

1 引言

条带状铁建造(Banded Iron Formation，简称BIF)通常是指全铁含量大于15%，主要由互层的硅质条带和铁质条带组成的早前寒武纪特有的海相化学沉积岩(James，1954)。而与BIF 有关的铁矿是我国乃至世界上最重要的铁矿类型，据统计，与BIF 相关的铁矿石产量占全球铁矿石产量的90%(Isley，1995)。在我国，BIFs 集中发育于华北克拉通上，主要产地有辽宁鞍山-本溪、冀东-密云、山西五台-吕梁及鲁西等地，类型多为Algoma 型(Gross，1980;张连昌等，2012)。

冀东地区发育有水厂、杏山、二马、大石河、孟家沟、司家营和马城等多个大-中型BIF 铁矿床。杏山BIF 作为其中的代表之一，位于迁安曹庄岩组的西侧。早期学者基于以下原因认为曹庄岩组发育有华北克拉通最古老的岩石，理由如下:(1)曹庄岩组中的斜长角闪岩的Sm-Nd 等时线年龄为3500Ma(Huang et al.，1986;乔广生等，1987;Jahn et al.，1987);(2)曹庄铬云母石英片岩中获得3800Ma 的碎屑锆石年龄(Liu et al.，1990，1992;刘敦一等，1994，2007;Wu et al.，2005)。据此，杏山铁矿可能是中国最古老的铁矿床，形成于古太古代(沈保丰等，2006)。但近年来的研究表明，在黄柏峪一带只有很小规模分布的岩石为古-中太古代产物，其余大部分为新太古代晚期产物(Nutman et al.，2011;Liu et al.，2013;耿元生和陆松年，2014)。鉴于杏山BIF 产出位置的特殊性和形成时代的争议性，本文基于详细的矿床地质研究，结合岩石地球化学以及锆石年代学工作，对杏山铁矿的时代、成矿物质来源以及成因进行了初步探讨。

2 区域地质背景

作为我国最大最古老的克拉通，华北克拉通基底主要由3.8 ～2.5Ga 的TTG 片麻岩、绿片岩相-麻粒岩相火山沉积岩组成(Liu et al.，1990，1992;Zhao et al.，2001;万渝生等，2005)，其上则覆盖着中元古代长城-蓟县系至中新生代盖层。现今，华北克拉通基底由多个微陆块拼贴而成已达成共识，但对于微陆块的划分，拼贴机制上却存在很大争议(伍家善等，1998;Zhai and Santosh，2011;Zhai，2014;Zhao et al.，2001，2012)。现主流的观点主要有两个:其一是认为华北克拉通至少可划分出六个微陆块，包括有胶辽陆块(JL)、迁怀陆块(QH)、阜平陆块(FP)、集宁陆块(JN)、许昌陆块(XCH)和阿拉善陆块(ALS)(Zhai and Santosh，2011;Zhai，2014)(图1a)，这些微陆块在2.5Ga 拼贴形成统一的克拉通，围绕着微陆块分布的新太古代绿岩带则为这些古老的大陆弧碰撞的证据;其二是认为华北克拉通可以分成被中央造山带分隔的东部陆块和西部陆块，其中西部陆块在1.95Ga 由鄂尔多斯陆块和阴山陆块沿着东西向孔兹岩带碰撞形成，其后东西部陆块在1.85Ga 沿着中央造山带碰撞拼合最后克拉通化(赵国春，2009;Zhao et al.，2012)。

图1 华北克拉通基底构造单元划分图(a，据Zhai，2014)和冀东前寒武纪区域地质及BIF 铁矿分布简图(b，据Li et al.，2010;Nutman et al.，2011 修改)Fig.1 Tectonic subdivision of the North China Craton (a，after Zhai，2014)and sketch map of Precambrian geology and distribution of BIF iron deposits in the eastern Hebei (b，after Li et al.，2010;Nutman et al.，2011)

杏山铁矿位于冀东迁安地区，大地构造位置属于华北克拉通迁怀陆块北东缘。区域上出露的早前寒武纪基底地层主要有迁西岩群和遵化岩群，其上覆盖有古元古代至新生代沉积盖层(图1b)。遵化岩群一般被认为形成于晚太古代，但长期以来对迁西岩群的时代却存在不同的认识。曹庄岩组(或称杂岩体)在1980 年以前曾作为迁西岩群的一部分(沈其韩等，1996)，后根据发育其中的斜长角闪岩3.5Ga 左右的全岩Sm-Nd 等时线年龄(Huang et al.，1986;乔广生等，1987;Jahn et al.，1987)及铬云母石英岩中均大于3.5Ga 的碎屑锆石年龄(Liu et al.，1990，1992;刘敦一等，1994，2007;Wu et al.，2005)，前人将曹庄岩组从迁西岩群中解体出来，并认为它形成于古太古代。曹庄岩组出露于杏山东部，迁安曹庄-黄柏峪-脑峪门一带，岩性以大理岩、透辉石岩、角闪岩、黑云片麻岩、铬云母石英岩、斜长角闪岩及磁铁石英岩为主(Li et al.，2010;Zhai and Santosh，2011)，变质程度为高角闪岩相-麻粒岩相。迁西岩群主体根据水厂-羊崖山地区顺层侵入铁建造中的岩席状花岗岩2960Ma 的锆石U-Pb 一致年龄和同一样品2980Ma 的单颗粒锆石蒸发法年龄(Liu et al.，1990)以及水厂大桥旁紫苏花岗岩中黑云变粒岩包体3047Ma 的锆石U-Pb 一致年龄(沈其韩等，1996)，而被认为形成于中太古代。该岩群主要出露于水厂-松汀、平林镇、娄子山等地，为一套角闪岩相-麻粒岩相变质表壳岩。岩性包括黑云斜长片麻岩、角闪斜长片麻岩、含紫苏辉石黑云变粒岩、二辉斜长麻粒岩、斜长角闪岩的透镜体以及磁铁石英岩，其原岩为基性熔岩和中-酸性火山喷发岩。晚太古代遵化岩群根据其区域构造样式、变质作用程度及类型、原岩形成的构造环境和同位素年代学与迁西群的不同而被认为位于迁西群之上(沈其韩等，1996)。按照遵化和太平寨地区构造样式及表壳岩岩石组合上的差异可分为两个岩石构造单元，即高角闪岩相的遵化单元和麻粒岩相的太平寨单元(Li et al.，2010)。其中，遵化单元以强烈的线性构造为特征，多发育表壳岩，其性质相当于深变质的绿岩带(王仁民，1994);而太平寨单元以复杂的穹窿状褶皱为特征，表壳岩相对较少，主要为一套深成TTG 片麻岩，性质相当于太古宙高级片麻岩区(伍家善等，1998)。遵化岩群在这两单元中的表壳岩岩性基本一致，主要为斜长角闪岩、二辉麻粒岩、麻粒岩、黑云片麻岩及磁铁石英岩。近年来，随着锆石原位定年技术的发展，新的年代学数据显示这两个岩群的年龄可能都较为年轻(Geng et al.，2006;Nutman et al.，2011;Zhang et al.，2011，2012)，甚至有学者将它们都重新划入新太古代晚期(耿元生和陆松年，2014)。

冀东地区发育的褶皱构造单元为东西向展布，从北至南分别为兴隆复向斜、马兰峪-山海关复背斜及蓟县复向斜。而马兰峪-山海关复背斜又分为马兰峪背斜、青龙背斜、双山子穹窿、迁安隆起等。迁安铁矿区位于迁安隆起的西缘，受迁安隆起西缘褶皱带控制，北起水厂-西峡口，南至杏山-赵店子一带，呈现为向西凸出的弧形带状紧密褶皱(丁文君等，2009)，代表性的铁矿有石人沟、水厂、二马及杏山等(图1b)。

图2 迁安杏山铁矿区地质简图(据丁文君，2010;周永贵等，2012 修改)1-第四系;2-中元古界长城系;3-太古界单塔子群白庙子组;4-太古代三屯营组第四岩性段第五亚层，岩性为辉石斜长片麻岩，斜长二辉岩夹黑云浅粒岩;5-三屯营组第四岩性段第四亚层，岩性为黑云变粒岩、黑云浅粒岩夹斜长角闪岩;6-三屯营组第四岩性段第三亚层，岩性为黑云变粒岩、斜长角闪岩、夕线石英片岩、夕线黑云变粒岩及磁铁石英岩;7-三屯营组第四岩性段第二亚层，岩性为黑云浅粒岩、黑云变粒岩、角闪黑云变粒岩及斜长角闪岩，下部夹薄层磁铁石英岩;8-三屯营组第四岩性段第一亚层，岩性为辉石斜长角闪岩夹辉石变粒岩及角闪斜长片麻岩;9-三屯营组第三岩性段第一亚层，岩性为紫苏麻粒岩、石榴紫苏黑云斜长片麻岩和磁铁石英岩;10-基性岩脉;11-铁矿体;12-压扭性断层;13-推测断层;14-张扭性断层;15-韧性变质带;16-推测向斜枢纽;17-地质界线;18-不整合界限;19-勘探线及编号;20-钻孔及编号Fig.2 The geological sketch map of Xingshan iron deposit in Qian’an (after Ding，2010;Zhou et al.，2012)

3 矿床地质特征

杏山BIF 型铁矿位于曹庄-黄柏峪一带铬云母石英岩的西北部。根据首钢地研所资料(李绍兴，2009①李绍兴. 2009.河北省迁安市迁安铁矿接替资源勘查(杏山区普查)报告. 北京:首钢地质勘察院地质研究所)，杏山铁矿区地层主要有太古代迁西群三屯营组、中元古界长城系沉积岩及第四系残坡积物(图2)。铁矿赋存于三屯营组第四岩性段(Ars4)中，由于岩性差异及其组合自下而上划分为5 个亚层(如图2)，地层总体走向为北西-北北西，岩性为一套(辉石)斜长角闪岩、黑云变粒岩、黑云浅粒岩、石榴黑云变粒岩、斜长二辉石岩及混合岩等岩石的组合。中元古界长城系沉积岩以碎屑岩及碳酸盐岩建造为主，分布于矿区南西部，呈角度不整合覆盖于三屯营组之上(李绍兴，2009)。

杏山铁矿位于护国寺-杏山-脑门峪复向斜褶皱区内。受该复向斜的影响，杏山铁矿主体上呈向斜构造，向斜轴面倾向南西，倾角约75°。东翼倾向南西，倾角为50° ～60°，西翼倾向南东东，倾角为60° ～65°。矿区内发育的北北东向F9断裂切割了该向斜构造，将矿体分割成大、小杏山矿体。F9断裂为一旋扭性断层，倾向北西，走向上长500m，宽约8 ～10m，倾向上延伸达700 ～800m。除此，矿区还有一条几乎贯穿全区的脑峪门断裂，从三岔峪-脑峪门-白龙港一直向北东方向延伸，走向为北东20° ～30°，倾向南东，倾角80°，特征为挤压破碎，局部糜棱岩化。虽然脑峪门断裂规模较大，但对矿体的连续性影响较小(图2)。

杏山铁矿主要的矿体为F9 断裂所分割的大、小杏山矿体，其中大杏山铁矿体位于F9 断裂以西，地表出露长度为340m，其西端被长城系地层所覆盖。厚度在垂向上呈现上下薄，中间厚的枣核形，平均厚度为120m。矿体呈层状、似层状，总体走向10° ～40°，倾向南东-南东东，倾角60°。F9 断裂的旋扭作用也使得大杏山矿体显得厚大而陡峭。小杏山矿体位于F9 断裂以东，地表出露的长度为300m。矿体走向110°，在-100m 以下转向南或南西，矿体倾向近南，倾角52°～60°。矿体平均厚度为30 ～50m，呈层状、似层状，具有分支复合现象，可分为小杏山上和下两层矿。杏山铁矿体总体上为一个复杂的向斜构造，从地表形态上来看，大杏山矿体要比小杏山矿体规模大，但往深部延伸，大杏山矿体逐渐变小，而小杏山矿体逐渐变大。

图3 杏山铁矿区矿石围岩野外手标本及镜下照片(a)变形的条带状矿石;(b)矿石与斜长角闪岩整合接触，矿石呈条带状，由磁铁矿条带及石英条带组成;(c)条带状矿石与斜长角闪岩中夹薄层绿泥石片岩;(d)条带状磁铁矿镜下照片(正交偏光);(e)条带状铁矿石主要由磁铁矿和石英组成，含少量镁铁闪石和透闪石(正交偏光);(f)角砾状矿石，胶结物为碳酸盐矿物;(g)斜长角闪岩由角闪石及斜长石组成，斜长石表面多绢云母化(单偏光);(h)黑云石英片岩由片状黑云母及定向石英组成(正交偏光);(i)黑云钾长片麻岩由黑云母、钾长石、斜长石及石英组成，斜长石表面多绢云母化(正交偏光).Bi-黑云母;Cum-镁铁闪石;Hbl-普通角闪石;Kfs-钾长石;Mt-磁铁矿;Pl-斜长石;Q-石英;Tr-透闪石Fig.3 The field and microscopic characteristics of iron ores and wallrocks in the Xingshan iron deposit

矿区内矿石矿物以磁铁矿为主，地表多见赤铁矿、褐铁矿及假象赤铁矿，硫化物可见少量的黄铁矿。脉石矿物主要是石英、镁铁闪石、透闪石及少量辉石、阳起石、黑云母及石榴石。而蚀变矿物有绿泥石、绿帘石及碳酸盐矿物。矿石中矿物多为半自形至他形，中细粒或中粗粒粒状变晶结构。矿石构造为细条纹状至条带状构造，条带多平直连续，但也可见柔皱变形(图3a)。此外还可见块状及角砾状构造。

条纹-条带状矿石根据其中各矿物种类和含量的不同，可分为磁铁石英岩、角闪磁铁石英岩、含透闪石角闪磁铁石英岩及赤铁磁铁石英岩(图3b-e)。以前三种类型矿石最为常见，所含矿物以磁铁矿和石英为主，次为镁铁闪石及透闪石。磁铁矿一般为半自形至他形粒状，粒度为0.05 ～0.5mm，含量30% ～50%，呈条带状分布，另可见少量分布在角闪石类矿物解理、裂隙中的他形磁铁矿以及在石英中呈细小包体形式的磁铁矿;石英颗粒多为半自形-他形，粒度为0.1 ～1mm，含量25% ～55%，也多呈条带状分布，受区域变质变形作用而常见波状消光及拉长现象;透闪石为针状，长0.2 ～0.8mm，含量5% ～15%;镁铁闪石呈粒状或板条状，大小0.2 ～0.6mm，含量为10% ～15%。赤铁磁铁石英岩在矿区多分布于近地表，赤铁矿为磁铁矿遭受后期氧化作用所致。块状矿石多为富铁矿，与条纹-条带状贫矿体呈渐变过渡关系。组成矿物以磁铁矿为主，约占50% ～75%，其次为石英(15% ～25%)和绿泥石(5% ～15%)。此外，局部见方解石-石英细脉，推测是与富矿形成有关的热液叠加的产物。角砾状磁铁矿石多发育于断裂裂隙中，胶结物一般为碳酸盐矿物(图3f)。

图4 杏山铁矿大杏山-75m 中段剖面图Fig.4 Profile map of Daxingshan ore body at the depth of -75m from the Xingshan iron deposit

4 样品采集及分析方法

本次工作的样品采于大杏山矿体-75m 中段中(图4)，主要以条纹-条带状磁铁矿、斜长角闪岩、黑云钾长片麻岩和黑云石英片岩为主，其中斜长角闪岩与矿体互层产出(图3b，c 和图4)。在经过镜下岩相鉴定后，选出新鲜、无蚀变的样品进行分析。所有样品在粉碎至200 目后进行主微量及稀土元素分析，并选取斜长角闪岩(编号XS2-1)用于LAICP-MS 锆石U-Pb 定年。

大杏山矿体中的条纹-条带状铁矿石为深灰色，中-细粒粒状变晶结构，主要矿物为磁铁矿、石英以及少量镁铁闪石、透闪石和黑云母(如图3d，e)。其中暗色条带主要由磁铁矿和少量石英、镁铁闪石、透闪石组成，部分角闪石被黑云母交代;白色条带主要由石英及镁铁闪石组成，次为磁铁矿及透闪石。

斜长角闪岩为绿黑色，粒状柱状变晶结构，块状构造，主要成分为角闪石、斜长石，以及少量磁铁矿、石英和黑云母。其中柱状角闪石粒径多为0.2 ～1mm，含量约70% ～75%;斜长石绢云母化蚀变明显，粒径为0.05 ～0.6mm，含量约为15% ～20%;黑云母为鳞片状，多顺着角闪石裂隙或边部生长，应为角闪石退变质产物，粒径为0.05 ～0.2mm，含量小于5%;石英呈半自形-他形粒状，含量约5%;磁铁矿则为半自形-他形，粒径大小为0.03 ～0.1mm，含量小于5%，多分布于角闪石裂隙或解理内(图3g)。黑云石英片岩呈灰色，主要矿物有石英(65%)、黑云母(25%)、斜长石(10%)。石英呈不规则粒状，均匀分布，粒径为0.1 ～0.5mm;黑云母多色性明显，常分布在石英颗粒或石英与长石颗粒之间，呈鳞片状，片径为0.2 ～1mm;斜长石基本未发生蚀变。岩石呈粒状变晶结构，片状构造，总体上有向黑云浅粒岩过渡的趋势(图3h)。

黑云钾长片麻岩呈灰黑色，主要矿物为长石(55%)、黑云母(35%)、石英(10%)和极少量的角闪石。其中，在长石类矿物中斜长石约占长石20%，钾长石约占80%，其中斜长石基本均已发生绢云母化，粒度为0.1 ～0.6mm;黑云母呈鳞片状定向分布，片径长0.1 ～1mm;石英呈不规则粒状，不均匀分布。岩石总体呈不等粒鳞片变晶结构，片麻状构造(图3i)。

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，而矿石微量及围岩的主微量元素分析是在中国科学院地质与地球物理研究所完成。铁矿石主量元素采用Phillips PW 2404 型X 荧光光谱仪分析测试，RSD ＜2% ～3%;围岩的主量分析采用XRF-4500 型X 荧光光谱仪测试，RSD=0.1% ～1%;矿石及围岩的微量及稀土元素分析利用酸溶法制备样品，在Finnigan Element 型ICP-MS 下进行测试，RSD ＜2.5%。

单矿物锆石的分选是在河北省廊坊地质调查院完成。样品经过常规粉碎、磁选和重选后，在双目显微镜下进行人工挑纯，最后将锆石粘至双面胶上并制成靶。透反射显微照相、阴极发光图像分析及锆石定年是在西北大学大陆动力学国家重点实验室的激光剥蚀电感耦合等离子体质谱(LAICP-MS)仪上完成。激光剥蚀(LA)系统为德国MicroLas 生产的GeoLas200M，其激光束斑直径为30μm，剥蚀深度为20～40μm，激光脉冲10Hz。锆石的微量和同位素数据采用GLITTER 程序，普通铅修正采用Anderson 的方法。年龄计算通过Isoplot ver3 完成(Ludwig，2003)，详细分析方法见袁洪林等(2003)和Gao et al.(2002)。

5 分析结果

5.1 主微量地球化学结果

矿石主微量测试结果见表1。其主要的氧化物组分为Fe2O3T和SiO2，含量分别为36.38% ～56.69%和37.90% ～56.93%，两者呈现明显的负相关线性关系。除了MgO 和CaO含量分别为3.15% ～4.92%和0.73% ～1.69%外，其余氧化物Al2O3(0.04% ～0.45%)、Na2O(0.04% ～0.16%)、K2O(0.01% ～0.02%)、MnO(0.09% ～0.15%)、TiO2(0.00% ～0.01%)和P2O5(0.04% ～0.10%)的含量很低，含量均未超过0.50%。矿石的微量元素含量很低，通常小于5 ×10-6。Cr、Ni、Cu、Zn、Sr 含量高，变化较大，分别为133.6 ×10-6～222.4 ×10-6、4.89 ×10-6～74.4 ×10-6、0.4 ×10-6～27.8 ×10-6、3.2 × 10-6～37.31 × 10-6和2.55 × 10-6～16.47 ×10-6。高场强元素，如Hf 和U 含量尤其低，小于0.50×10-6。

表1 杏山铁矿矿石主量元素(wt%)和微量元素(×10 -6)分析结果Table 1 Major (wt%)and trace (×10 -6)element contents of iron ores in the Xingshan deposit

条带状矿石的稀土总量(ΣREE + Y)为8.61 ×10-6～12.59 × 10-6，平均为10.07 × 10-6。铁矿石稀土元素经PAAS 标准化(Post Archean Australian Shale)(Mclennan，1989)后的配分型式图(图5a)显示出明显的重稀土((La/Yb)PAAS=0.38 ～0.70，平均0.46)富集。所有样品具强烈的Eu 正异常(Eu/=1.91 ～2.45，平均2.22)、La 正异常(La/=1.44 ～2.12，平均1.78)和Y 的正异常(Y/=1.59 ～2.13，平均1.89)，而Pr 异常(Pr/=0.96 ～1.03，平均0.98)则不明显。除此之外，矿石的Y/Ho 值为38.89 ～56.57，平均46.81，远高于球粒陨石的比值(26)，接近海水的Y/Ho 值(＞44)(Nozaki et al.，1997;Bolhar et al.，2004)。

夹层斜长角闪岩主微量测试结果见表2，斜长角闪岩中的SiO2、TiO2、MnO、P2O5含量较低，分别为47.29% ～53.07%、0.52% ～0.76%、0.10% ～0.20% 和0.06% ～0.07%。此外，Al2O3、Fe2O3T、MgO、CaO、Na2O 和K2O 则为15.21% ～18.47%、8.05% ～12.7%、5.74% ～9.44%、7.57% ～9.24%、1.43% ～2.15%和1.52% ～2.08%。在微量元素原始地幔标准化蛛网图中，大离子亲石元素Rb、Ba 和Sr 等富集，高场强元素Th 和U 明显亏损，而Nb、Ta、Ti、Zr 和Hf 等则无明显亏损(图6b)。斜长角闪岩的稀土总量(ΣREE)为19.55 ×10-6～20.09 ×10-6。球粒陨石标准化稀土配分模式表现出近于平坦型，轻重稀土无明显分馏((La/Yb)N=0.95 ～1.02)(图6a)，但有着微弱的Ce 负异常(Ce/Ce*=0.79 ～0.92，平均0.84)和明显的Eu 正异常(Eu/Eu*=1.25 ～1.57，平均1.35)。

表2 杏山铁矿围岩主量元素(wt%)和微量元素(×10 -6)分析结果Table 2 Major (wt%)and trace (×10 -6)element contents of wallrocks in the Xingshan deposit

图5 杏山铁矿石和国外Isua 铁建造PAAS 标准化稀土元素配分图(a)和现代海水、高温流体及低温流体PAAS 标准化稀土元素配分图(b)(PAAS 标准化值据McLennan，1989)图5b 中的NPDW(北太平洋2500m 深的海水)、South Pacific(南太平洋0.9m 和30m 深的海水平均值)、高温流体和低温流体数据均来源于Bolhar and van Kranendonk，2007Fig.5 PAAS-normalized REY patternsof iron ores and Iuse BIF (a)and PAAS-normalized REY patterns of modern seawater，high-T hydrothermal fluid and low-T hydrothermal fluid (b)(normalization values after McLennan，1989)The data of NPDW (2500m deep seawater from North Pacific)，South Pacific (the average value of 0.9m deep seawater and 30m deep seawater from South Pacific)，high-T hydrothermal fluid and low-T hydrothermal fluid in Fig.5b after Bolhar and van Kranendonk，2007

图6 杏山围岩球粒陨石标准化稀土元素配分图(a、c)和原始地幔标准化微量元素蛛网图(b、d)(标准化值及N-MORB 值据Sun and McDonough，1989)Fig.6 Chondrite-normalized REE patterns (a，c)and primitive mantle-normalized trace element patterns (b，d)for the wallrocks of Xingshan (normalization values and N-MORB values after Sun and McDonough，1989)

围岩黑云石英片岩的主微量元素分析结果见表2。黑云石英片岩中SiO2含量较高，为68.60% ～69.44%;Al2O3含量为9.97% ～10.10%;Fe2O3T含量为8.15% ～9.05%;MgO 含量为5.64% ～6.17%;CaO 含量为0.21% ～0.27%;Na2O 含量为0.13% ～0.14%;K2O 含量为3.03% ～3.43%;MnO 含量为0.03%;TiO2含量为0.43%;P2O5含量为0.09% ～0.10%。黑云石英片岩的稀土总量(ΣREE)为168.7 ×10-6～171.0 ×10-6。球粒陨石标准化后的稀土配分形式呈现明显的右倾模式，显示轻稀土强烈的富集((La/Yb)N=6.81 ～7.07)(图6c)，不具有明显的Ce 异常(Ce/Ce*=0.94)，但Eu 有着较弱的负异常(Eu/Eu*=0.64 ～0.68)。

黑云钾长片麻岩中SiO2、Al2O3、Fe2O3T、MgO 和K2O 含量分别为51.04% ～51.68%、16.93% ～19.71%、5.73% ～8.76%、6.91% ～8.95% 和5.06% ～8.63%;TiO2含量为0.57% ～0.73%;其余氧化物含量则相对较低(表2)。从微量元素及稀土元素特征上来看(图6c，d)，黑云钾长片麻岩稀土总量(ΣREE)为59.46 ×10-6～66.99 ×10-6，负Eu 异常不明显(Eu/Eu*=0.77 ～0.91)以及无Nb 和Ta 的亏损，都有别于黑云石英片岩，这暗示着黑云钾长片麻岩与黑云石英片岩可能具有不同的成因。

杏山铁矿围岩都经历了中-高级的变质作用，因此对这些岩石进行原岩恢复来了解原岩的性质是十分必要的。前人研究表明，主量元素(Si、Al、Mg、Fe、Ca、Na 和P)、过渡族元素(Ni、Co、Cr、Ti、Sc、V、Mn、Zn 和Cu)、高场强元素(Zr、Hf、Y和Nb)和稀土元素在辉长岩转变至角闪岩的变质过程中含量是保持不变的(Alirezaei and Cameron，2002)。尤其是高场强元素及稀土元素，它们被认为在变质等地质作用过程中是不易活动的(Pearce and Norry，1979;Taylor et al.，1986)。因此，这些惰性元素经常被用来约束变质岩(甚至是榴辉岩相的变质岩)的原岩(Jahn and Zhang，1984;赵振华，1997)。(al+fm)-(c+alk)vs. Si 图解通常用来区分变沉积岩和变火山岩(Simonen，1953)，在该图解上，斜长角闪岩落在火山岩区域或附近，黑云钾长片麻岩和黑云石英片岩具有泥质沉积岩趋势(图7a)。而在不活动元素构成的Zr/TiO2-Nb/Y 图解上(图7b)，斜长角闪岩落入亚碱性玄武岩至安山玄武岩区。因此，本文认为斜长角闪岩的原岩应为玄武岩或安山质玄武岩，黑云石英片岩和黑云钾长片麻岩可能为泥质碎屑岩，这一结论也符合前述的矿物组合。

图7 杏山铁矿变质岩主微量元素原岩恢复图解(a，b 分别据Simonen，1953 和Winchester and Floyd，1976 修改)Fig.7 Major and trace element diagrams for discriminating the protoliths of metamorphic rocks in Xingshan iron deposit (a，b are modified after Simonen，1953;Wincester and Floyd，1976，respectively)

5.2 锆石U-Pb 定年

本文锆石选自与铁矿体互层的斜长角闪岩中。锆石多数透明，无色或淡粉色。阴极发光图像显示(图8)有两类锆石:一类锆石具圆化外形，呈长柱状，长60 ～125μm，长宽比为2∶1 ～3∶1，阴极发光图显示具清晰的振荡环带，为典型岩浆锆石，而与典型基性岩锆石不一致，推测为捕获或继承早期花岗质岩石中的锆石;另一类锆石颗粒也多呈圆化外形，大小为50 ～110μm，锆石颗粒表面无振荡环带，为典型的变质锆石(Hoskin and Schaltegger，2003)，有些颗粒可见较为清晰的核边结构，部分表面具溶蚀现象，这说明锆石受到强烈变质作用改造。

图8 杏山斜长角闪岩锆石阴极发光图像上排五个为岩浆锆石形态;下排五个为变质锆石Fig. 8 Cathodoluminescence (CL)images of zircons selected from amphibolite in the Xingshan deposit

本次工作主要对斜长角闪岩样品XS2-1 中的32 个锆石进行了分析(表3)，锆石年龄点明显可分为两群(图9、表3):第一群锆石207Pb/206Pb 年龄介于2533 ～2878Ma，U 和Th含量分别为282 ×10-6～1896 ×10-6和131 ×10-6～1126 ×10-6，从锆石形态上看均具典型岩浆锆石特征，18 个锆石年龄点构成一条不一致线，上交点年龄为2859 ±22Ma(MSWD=3，图10)。通常基性岩中并不发育如此密集环带的岩浆锆石，因此，2859 ±22Ma 应代表着斜长角闪岩捕获的一次早期岩浆事件的年龄;另一群(14 个锆石)锆石从形态上(具变质锆石特征，图8)及207Pb/206Pb 年龄(介于2480 ～2518Ma)分布上看，明显要区别于第一群锆石(表3、图9)，U 和Th 含量分别为62 ×10-6～1032 ×10-6和26 ×10-6～454 ×10-6。14个锆石上交点年龄为2491 ±13Ma(MSWD=0.43，如图9)，而位于谐和线附近的4 个锆石点(点1、4、13 和17)206Pb/207Pb 加权平均年龄为2488 ±46Ma(MSWD=0.14，如图9)，两者在误差范围内一致，代表着一次变质事件发生的时间。

6 讨论

6.1 杏山铁矿成矿时代及其地质意义

杏山BIF 位于曹庄岩组附近，早期的一些学者认为其可能形成于古太古代(沈保丰等，2006)。最近，Han et al.(2014)对杏山铁矿区的石榴石斜长片麻岩进行了SHRIMP锆石U-Pb 定年，获得了3389.5 ±7.6Ma 的年龄，但他们并没有阐述石榴石斜长片麻岩的原岩岩性及其与BIF 的关系。所以，这个年龄所代表的地质意义值得商榷。本次工作选取了杏山铁矿夹层斜长角闪岩(变安山玄武岩-玄武岩)展开年代学工作，其中锆石可分为两类(图8、图9):第一类为捕获的早期岩浆成因锆石，由于在变质作用过程中铅的丢失致使锆石的年龄点均落在谐和线下方，形成一条不一致线，2859±22Ma 的上交点年龄可代表早期岩浆事件的发生时间;另一类为变质成因锆石，2491 ±13Ma 的上交点年龄代表着斜长角闪岩原岩经历后期一次变质事件的时间。综上所述，可认为杏山BIF 形成于新太古代(2.8 ～2.5Ga)，而非古太古代，并在～2.5Ga 左右遭受一期变质作用。

表3 杏山铁矿斜长角闪岩锆石U-Pb 定年结果Table 3 Zircon U-Pb dating results of amphibolite in the Xingshan deposit

表4 冀东BIF 相关岩系的形成及变质年龄一览表Table 4 The formation epoch and metamorphic ages of the rocks associated with BIF in the the eastern Hebei

图9 杏山铁矿斜长角闪岩中锆石U-Pb 年龄Fig.9 Zircon U-Pb ages of amphibolite in the Xingshan deposit

在曹庄地区，最新的年代学资料同样显示曹庄的主体岩石(变粒岩和花岗质片麻岩)形成于新太古代晚期(Li et al.，2010;Nutman et al.，2011)，如曹庄麻粒岩(编号J06/10)的形成年龄为2548 ±7Ma，变质年龄为2506Ma;该区BIF 围岩变粒岩(编号J00/33)的原岩形成年龄为2534 ±8Ma。如果不考虑杏山BIF 围岩具体的地层归属问题，这将在一定程度上佐证了杏山BIF 形成于新太古代的可能性。结合近些年来冀东BIF 相关岩系年代学的研究工作(表4)，它们均形成于新太古代晚期(万渝生等，2012;耿元生和陆松年，2014)，说明冀东整个地区的早前寒武纪(＞2.5Ga)地层并不存在上、下层位关系，当属同一时代空间相变的产物(耿元生和陆松年，2014)。这么看来，杏山BIF 极有可能同样形成于新太古代晚期。

斜长角闪岩中捕获的一期～2.8Ga 左右的岩浆锆石年龄说明，该区确实存在中太古代的表壳岩。这一点与Nutman et al.(2011)的认识一致。他们认为曹庄地区确实存在少量的中太古代的片麻岩，它们可能都是以包体形式存在于新太古代的花岗质片麻岩中，但具体的规模和精细的年代学工作需要进一步的研究。

6.2 成矿物质来源

铁建造的物质来源是一个长期存在争议的问题。多数学者认为，海洋高温热液对洋底玄武岩和科马提岩的淋滤能提供铁和硅的来源(Bau，1993;Kato et al.，1998;Polat and Frei，2005);而少数学者认为铁和硅来自于风化的基性陆壳(Adekoya，1998;Kholodov and Butuzova，2001)。由于REE在氧化铁或氢氧化铁的沉淀过程中分馏程度极低，因此REE可以有效的指示铁建造的物质来源及沉积时的环境(Bekker et al.，2010)。此外，铁建造系统的封闭性和极低的水岩反应速率说明铁建造中的REE 并不受成岩及成岩后的区域变质或接触变质作用的影响(Bau，1993)。然而，铁建造在沉淀过程中可能会受到陆源碎屑物质的混染，导致其不能反映原始的沉积特征(王长乐等，2014)。

杏山BIF 具有极低的Al2O3(平均为0.21%)、TiO2含量(小于0.01%)，并且二者之间缺乏相关性(R2=0.14)，说明杏山BIF 几乎不受陆源混染作用的影响(Pecoits et al.，2009)。另外，BIF 中Th、Hf、Zr 和Sc(平均为0.11 ×10-6、0.03 ×10-6、1.18 ×10-6、0.18 ×10-6)等不相容元素含量非常低，且Zr 和Y/Ho 之间(R2=0.58)及TiO2和Zr 之间(R2= 0.10)缺乏相关性，这些特征同样佐证了上述结论(Manikyamba and Naqvi，1995;Bolhar et al.，2004)。

图10 杏山BIF 高温热液及海水的二元混合判别图(据Alexander et al.，2008)(a)Y/Ho-Eu/Sm 图解;(b)Y/Ho-Sm/Yb 图解. 高温热液流体(＞350℃)基于Bau and Dulski，1999;太平洋海水基于Alibo and Nozaki，1999Fig.10 Two-component mixing discrimination diagram of high-temperature and seawater for Xingshan BIFs (after Alexander et al.，2008)(a)Y/Ho vs. Eu/Sm;(b)Y/Ho vs. Sm/Y. High-temperature (＞350℃)hydrothermal fluids based on Bau and Dulski (1999)and Pacific seawater based on Alibo and Nozaki (1999)

研究表明(如图5b)，经PAAS 标准化的海水稀土特征表现为轻稀土亏损、La 和Y 的正异常、Ce 的负异常以及远大于球粒陨石的Y/Ho 值(＞44)(Bau and Dulski，1999;Bolhar et al.，2004)。从图5a 及表1 可以看出，杏山矿石PAAS 标准化后的REE 配分曲线明显富集重稀土，具La 和Y 的正异常，且Y/Ho 值平均为46.81，表现出典型的海水特征。由于极少量的碎屑物质就会降低海洋化学沉积物的Y/Ho 比值(Bolhar et al.，2004)，杏山铁矿与现代海水相似的Y/Ho 值说明杏山矿石几乎没有遭受陆源碎屑混染。除此，杏山铁矿石稀土配分还表现有较强烈的Eu 正异常，而这一特征并不能从海水中继承，因此推测应有其它来源的热液混入。Balhar et al.(2004)及Bolhar and van Kranendonk(2007)认为高温热液具有高的Eu 正异常和较大的(Sm/Yb)PAAS值，而低温热液中的Eu 正异常非常低(图5b)。因此，杏山矿石较大的正Eu 异常说明，矿石沉积的过程中有高温热液的参与。

总之，杏山铁矿的成矿物质来源于海底高温热液与周围海水的混合。Alexander et al.(2008)建立了高温热液流体和现代海水的二元模型来评估二者相对的混合比例。在Eu/Sm-Y/Ho 及Sm/Yb-Y/Ho 图中(图10)可以看出，杏山BIF与世界上其它BIFs 类似(如Isua BIF)，样品都落入海水区附近，高温热液流体对BIF 的沉积贡献较低，仅为0.1%。Klein and Beukes(1989)将典型的北大西洋海水和深海热液流体以1000∶1 的比例混合后，混合物的稀土配分型式与前寒武纪的BIFs 比较一致。因此，在BIF 的沉积过程中，高温热液的参与比例很小。

由于Ce 对氧逸度非常敏感，并且不同价态的Ce 离子溶解度不一样，因此Ce 能很好的指示铁建造沉积时海水的氧化还原环境(German and Elderfield，1990)。通常，Ce3+氧化成Ce4+后溶解度降低，这导致Ce 优先进入Fe-Mn 氢氧化物、有机物质及粘土颗粒当中(Byrne and Sholkovitz，1996)。所以，氧化的现代海水表现出强烈的负Ce 异常，相反次氧化或还原的水体缺乏Ce 的负异常(German and Elderfield，1990;Byrne and Sholkovitz，1996)。对于Ce 异常值的计算，通常是按照常规的内插法(Ce/Ce*PASS=2 ×CePAAS/(LaPAAS+PrPAAS))来计算，但Bau and Dulski(1996)研究认为，用常规的方法计算出的Ce 异常值通常是由La 的异常值所导致，并不能代表真正的Ce 异常值，因此他们提出了用常规方法计算出的Ce 和Pr 异常值来综合判别Ce 的真异常(图11)。如图所示，杏山铁矿石和Isua 铁建造一样，都未落入Ce 的负异常区域，显示出一致的正La 异常，说明杏山BIF 铁矿是在较低氧逸度环境下沉积的。

6.3 杏山斜长角闪岩成因及构造背景探讨

图11 杏山铁矿石Ce 异常判别图解(据Bau and Dulski，1996)Fig.11 Ce/Ce* vs. Pr/Pr* discrimination diagram for Ce anomaly of iron ores in the Xingshan deposit (after Bau and Dulski，1996)

由于研究区围岩多经历有角闪岩相，甚至麻粒岩相的变质作用。因此在讨论岩石成因之前必须对元素的活动性进行评估。烧失量(LOI)的大小通常被用来讨论岩石蚀变过程中元素的活动性(Polat et al.，2002)。杏山围岩黑云钾长片麻岩都有着较高的烧失量(4.61% ～5.52%)(表2)，这说明其明显受后期变质作用或蚀变作用的影响。而斜长角闪岩及黑云石英片岩具有低的烧失量(＜3%)及弱的Ce 异常说明它们受二次蚀变作用的影响非常小。由于Zr 在变质及蚀变作用过程中是非常稳定的(Pearce et al.，1992)，因此Zr与其它元素的相关性也可用来评估元素的活动性。杏山斜长角闪岩中Zr 与主量元素TiO2及P2O5的相关性(R2)为-0.67 和0.82，与一些高场强元素和稀土元素La、Sm、Th、Nb、Ta、Y、Yb 及Hf 的相关性很高，分别为0.99、0.83、0.97、0.98、0.86、0.99、0.99 和0.99，这说明这些元素在后期变质作用及蚀变过程中活动性较弱。因此，可应用这些元素讨论岩石的成因。

在La/Sm-La 图解中(图12a)，杏山斜长角闪岩数据在一定程度上显示有较大的斜率，说明它们的母岩浆可能来源于亏损地幔的部分熔融(Treuil and Joron，1975)。在Sm/Yb-Sm 图解上(图12b)，样品均落入尖晶石二辉橄榄岩30%的部分熔融点上(Wang et al.，2007;Caulfield et al.，2008)。由于石榴子石矿物-熔体间的HREE 分配系数远大于LREE的分配系数，因此石榴子石在部分熔融残余体中富集会使熔体富集轻稀土。杏山斜长角闪岩具有低的ΣREE 含量(19.55 × 10-6～20.09 × 10-6)和(La/Yb)N值(0.95 ～1.02)，说明斜长角闪岩的母岩浆来源于不含石榴子石的尖晶石二辉橄榄岩的部分熔融。样品中Eu 的正异常则可能是结晶分异过程中富集斜长石导致的。在Nb/Th-Nb/Yb 图解中(图12c)，样品的Nb/Th 值均比原始地幔及富集地幔高(Münker，2000)，但趋势与洋岛玄武岩(A)一致，说明镁铁质母岩浆来源于亏损地幔的部分熔融，并富集俯冲沉积物熔体。而这一认识也在Nb/Ta-Nb 图中得到支持，图中数据点表现为近垂直的趋势说明镁铁质母岩浆在分异结晶过程中有地壳物质的加入(图12d，Caulfield et al.，2008)，2859 ±22Ma 这期岩浆锆石可能就是斜长角闪岩在结晶分异过程中所捕获的。

图12 杏山斜长角闪岩岩石成因判别图解图a 据Treuil and Joron (1975);图b 显示镁铁质母岩浆的源区组分和部分熔融程度(据Wang et al. ，2007);图c 显示生成镁铁质岩浆的亏损地幔部分熔融的影响因素，A-OIB 趋势，B-俯冲熔体趋势，C-俯冲流体趋势，据Münker，2000;图d 显示杏山斜长角闪岩的地幔源区被富集了，虚线箭头方向为亏损地幔部分熔融程度逐渐变大，据Caulfield et al. (2008).DM-亏损地幔;EM-富集地幔;PM-原始地幔;MORB-洋中脊玄武岩;OIB-洋岛玄武岩Fig.12 A group diagrams of the petrogenesis discrimination for amphibolites of the XingshanFig.12a after Treuil and Joron (1975);Fig.12b showing source compositions of the mafic parental magmas and partial melting degrees (after Wang et al. ，2007);Fig.12c showing partial melting factors of the depleted mantle where the mafic magmas were generated，A-OIB trend，B-trend for subduction melt and C-trend for subduction fluid (after Münker，2000);Fig.12d showing the mantle sources were enriched for amphibolite of the Xingshan，a dash line with arrow indicates increasing partial melting degree of the depleted mantle (after Caulfield et al. ，2008). DM-depleted mantle;EM-enriched mantle;PM-primitive mantle;MORB-mid-oceanic basalts;OIB-oceanic island basalts

杏山斜长角闪岩的微量元素蛛网图显示高场强元素Th、U 明显亏损，而Nb、Ta、Ti、Zr、Hf 等无明显亏损的特征(图7b)，这与N-MORB 特征极为相似。稀土配分图上(图7a)，接近平坦的的轻重稀土分馏模式((La/Yb)N=0.95 ～1.02)具有N-MORB 与E-MORB 的过渡特征，说明斜长角闪岩原岩应来源于亏损地幔，并受地壳物质的混染。一般认为，N-MORB 通常产于洋中脊或弧后盆地中(Gill，2010)。Algoma 型BIF 的产出与火山活动联系紧密，主要形成于岛弧/弧后盆地(Veizer，1983)或克拉通内部裂谷(Gross，1983)中，并且BIF 的沉积需要构造稳定的半浅水-深水盆地。杏山BIF 铁矿石发育有特征性的条纹-条带状构造，反映了沉积时相对稳定的环境。从而，可推测杏山BIF 可能形成于类似弧后盆地的构造环境中。

7 结论

(1)条带状铁矿富集重稀土((La/Yb)PAAS平均0.46)，具Eu(Eu/平均2.19)和Y(La/平均2.14)的正异常，较高的Y/Ho(平均46.81)值，说明成矿物质来源于海底高温热液与周围海水;较低的Al2O3和TiO2含量反映BIF沉积过程中几乎没有陆源碎屑物的加入;无Ce 负异常说明BIF 形成于低氧逸度的环境中。

(2)岩石学和地球化学研究表明，杏山BIF 夹层斜长角闪岩的原岩为玄武岩-安山质玄武岩，而围岩黑云石英片岩及黑云钾长片麻岩的原岩可能为泥质碎屑岩。斜长角闪岩与N-MORB 的地球化学组成特征相似，推测斜长角闪岩原岩的母岩浆来源于尖晶石二辉橄榄岩30%的部分熔融，且母岩浆在分异结晶过程中可能受到陆壳物质的混染。

(3)对夹层变基性火山岩(斜长角闪岩)LA-ICP-MS 锆石定年显示其原岩玄武质岩石形成于2859 ±22Ma 至2491 ±13Ma 之间，并在2491 ±13Ma 发生一期变质作用，且很有可能形成于新太古代晚期，这间接约束了杏山BIF 型铁矿的形成时代，并暗示着迁西岩群的主体可能仍形成于新太古代晚期。而2859 ±22Ma 的捕掳锆石年龄反映杏山-曹庄地区确实有少量中太古代表壳岩的存在。

致谢感谢赵太平研究员、李厚民研究员和颉颃强博士对本文初稿提出的诸多建设性意见;感谢李文君和高炳宇工程师对微量元素测试实验的帮助;也感谢代堰锫博士在年代学测试工作给予的指导。

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