張 強，丁清峰，宋 凱，程 龍

吉林大學地球科學學院，長春 130061

0 引言

洪水河鐵礦區(qū)位于青海省東距都蘭縣城153 km的布爾漢布達山北坡洪水河中游，大地構造位置位于東昆侖造山帶中段北帶。東昆侖造山帶是青海省重要的鐵礦成礦帶，鐵礦床成因類型多樣，尤以矽卡巖型和沉積變質型鐵礦礦床為主[1]。其中，沉積變質型代表性礦床為清水河、洪水河、南門峽等中大型礦床以及大西溝、磁鐵山等小型礦床[2]。而洪水河鐵礦又是東昆侖沉積變質型鐵礦中研究程度相對較高、規(guī)模達中型的一個鐵礦床。申勇勝等[3-6]認為洪水河鐵礦床成因類型為沉積變質成因；賈啟元等[7]通過對礦區(qū)賦礦千枚巖地球化學特征的研究，認為該區(qū)千枚巖是形成于被動大陸邊緣的物源為長英質巖石的一套粉砂巖組合；廖鵬程等[8]通過對洪水河鐵礦石和賦礦圍巖的主微量和稀土元素的研究，認為該礦床為幔源巖漿活動的熱水沉積產(chǎn)物；賈啟元等[9]通過對與鐵礦體共生的硅質巖地球化學的研究，認為該礦床為海相熱水沉積成因，形成于大陸邊緣深海環(huán)境。上述作者有關礦石、賦礦圍巖及硅質巖的地球化學研究將為本文提供一定的理論基礎和參考價值。雖然前人的研究成果豐富了關于洪水河鐵礦的理論研究，但仍存在諸多問題值得進一步深入研究，尤其是賦礦圍巖的沉積時代問題。元古宙沉積變質型鐵礦往往是雪球地球(冰期)結束的重要標志[10-11]，因此系統(tǒng)地研究該類礦床的賦礦圍巖特征及成巖時代，對于恢復成礦時古地理古氣候以及探討礦床成因等均至關重要。據(jù)已有文獻[3-6]報道，洪水河鐵礦的賦礦圍巖為一套淺變質的薊縣系狼牙山組鎂質碳酸鹽巖、碳酸鹽巖組合為主夾細碎屑巖的地層。本文在野外調研基礎之上，系統(tǒng)地對洪水河鐵礦的賦礦圍巖進行了巖石地球化學分析和LA-ICP-MS碎屑鋯石U-Pb定年以及Hf同位素研究，以期恢復洪水河鐵礦床直接賦礦圍巖的原巖，分析其物源和沉積構造環(huán)境并限定其沉積年代，這對限定洪水河鐵礦床的成礦時代和成礦地球動力學背景，并指導進一步找礦有重要意義。

1 研究區(qū)地質背景

研究區(qū)位于東昆侖造山帶中段，即昆中斷裂北部，大地構造分區(qū)屬于昆中陸塊，北鄰柴達木盆地，南接東昆侖南坡俯沖碰撞增生雜巖帶(圖1)。整個區(qū)域經(jīng)歷了前寒武紀古陸形成、加里東(奧陶紀--志留紀)造山、晚海西--印支(石炭紀--二疊紀)造山、中新生代(三疊紀及新生代)疊覆造山4個主要的構造演化階段[4-6]。出露地層主要為古元古界金水口巖群和新元古界薊縣系狼牙山組以及新生界。本文研究對象主要是前人命名的狼牙山組，該組地層是區(qū)域沉積變質鐵礦含礦地層，主要巖性為白云石大理巖、綠泥千枚巖、硅質巖、泥硅質巖、結晶灰?guī)r、變質砂巖等，變質程度處在中級綠片巖相到低級角閃巖相區(qū)間，原巖為砂巖--粉砂巖--鎂質碳酸鹽巖建造。區(qū)內巖漿巖發(fā)育，前加里東期、加里東期、海西期、印支期、燕山期5個階段皆有活動[5]。

前人[2]研究表明，沉積變質鐵礦包括與鐵硅質建造有關的鐵礦和與碳酸鹽建造有關的鐵礦。洪水河鐵礦屬于后者，含礦巖系韻律性顯著，層位穩(wěn)定，礦層一般賦存于碳酸鹽巖所夾的泥質巖石(板巖、千枚巖等)中。礦區(qū)出露地層主要為新元古界狼牙山組(Pt3l)和第四系。狼牙山組分為2個巖性段[8]：下部以千枚巖夾白云質結晶灰?guī)r為主，是鐵礦的主要賦存地層，分布于礦區(qū)北部；上部為硅質巖、硅質白云質灰?guī)r夾千枚巖，分布于礦區(qū)南部。近年來發(fā)現(xiàn)的硅質巖呈層狀分布于礦體上盤，與礦體上覆千枚巖整合接觸，該套硅質巖與鐵礦體系同沉積期產(chǎn)物[9]。礦區(qū)緊鄰昆中斷裂，受其影響，礦區(qū)內產(chǎn)生同區(qū)域一致的南東東-北西西向構造線。礦區(qū)巖漿活動不強烈，僅有以小巖脈產(chǎn)出的侵入巖，巖性主要為花崗閃長巖、閃長巖, 其次是角閃輝石巖、正長斑巖與花崗巖[4-5]。

洪水河鐵礦呈北西西向展布(圖2)，主要包括2個礦帶(分別為FeⅠ與FeⅡ)和4個礦體，位于礦區(qū)南部。其中FeⅠ礦帶規(guī)模較大，長度大于2 500 m。鐵礦帶產(chǎn)于狼牙山組鈣質綠泥千枚巖和綠泥千枚巖中，頂部為白云石大理巖、千枚巖和硅質巖。

1.第四系；2.新元古界狼牙山組；3.中元古界長城系小廟組；4.古元古界金水口巖群；5.印支期淺紅色似斑狀花崗巖；6.印支期淺肉紅色中細?；◢弾r；7.華力西期灰白色中細?；◢彴邘r；8.華力西期斑狀花崗巖；9.華力西期灰色花崗閃長巖；10.華力西期灰色閃長巖；11.地質界線；12.逆斷層；13.平移斷層；14.研究區(qū)位置。據(jù)文獻[6]修編。圖1 洪水河地區(qū)區(qū)域地質礦產(chǎn)圖Fig.1 Region geology and mineral map of Hongshuihe area

2 樣品采集與巖相學特征

本次在洪水河鐵礦床Fe I-3礦體采坑和Fe I-4礦體采場分別開展了地質調查和取樣工作。在Fe I-3礦體的A--A′剖面由南向北采集了標本號為HSH01-B1--B10的10個樣品(GPS： 90°56′26" E， 36°00′14" N)(圖3)，其中B1、B9和B10采自圍巖，其余7個樣品采自礦體；在Fe I-4礦體B--B′剖面由南向北采集了標本號為HSH02-B1--B9的9個樣品(圖略)，其中B3、B4、B5和B6采自磁鐵石英巖礦體，其余采自圍巖；2個采樣剖面系同一層位(圖2)。

圍巖手標本呈灰綠色，綠泥石化、綠簾石化、碳酸鹽化、硅化蝕變顯著，千枚狀構造，鏡下為變余泥質結構到鱗片變晶結構，部分樣品含有少量的自形-半自形粒狀黃鐵礦和極少量黃銅礦(圖4)，結合顯微鏡下特征可鑒定圍巖樣品巖性為綠泥千枚巖。磁鐵石英巖的金屬礦物主要為磁鐵礦，其次為赤鐵礦和褐鐵礦，結構主要為他形粒狀結構，礦石構造主要為浸染狀構造、微細條帶狀構造、塊狀構造。

1.硅化結晶灰?guī)r;2.千枚巖夾礦層;3.鈣質、碳質千枚巖;4.黑云母千枚巖與鈣質綠泥千枚巖夾礦層;5.鈣質綠泥千枚巖;6.結晶灰?guī)r;7.黑云母千枚巖;8.鐵礦體;10.鐵礦體編號;11.斷層編號;12.閃長巖;13.花崗閃長巖;14.第四系;15.本次工作剖面位置；16.產(chǎn)狀。據(jù)文獻[4]修編。圖2 洪水河鐵礦區(qū)FeⅠ礦帶地質簡圖Fig.2 Geological map of FeⅠ ore zone of Hongshuihe iron deposit

圖3 洪水河鐵礦床Fe I-3礦體A--A′剖面素描及取樣位置簡圖Fig.3 Simple A-A′section of Fe I-3 ore body and sampling locations Hongshuihe iron deposit

a.綠泥石化、綠簾石化、碳酸鹽化發(fā)育的綠泥千枚巖巖石樣品(單偏光)；b.綠泥石化、綠簾石化、碳酸鹽化發(fā)育的綠泥千枚巖巖石樣品，可見板片狀硬綠泥石(單偏光)；c.變余泥質結構的綠泥千枚巖，圖為碳酸鹽細脈切斷石英-碳酸鹽-綠泥石-泥質礦物脈體(正交偏光)；d.綠泥石化、碳酸鹽化、硅化發(fā)育的綠泥千枚巖巖石樣品(正交偏光)；e.含有硬綠泥石、棱角狀石英的綠泥千枚巖巖石樣品；f.綠泥石化、綠簾石化、硅化發(fā)育的綠泥千枚巖巖石樣品。Cal.方解石；Chl.綠泥石；Cld.硬綠泥石；Ep.綠簾石；Qtz.石英。圖4 洪水河鐵礦區(qū)賦礦千枚巖鏡下特征Fig.4 Microscope characteristics of ore-bearing phyllite of Hongshuihe iron deposit

3 分析方法

3.1 巖石地球化學測試

巖石地球化學測試是在廣州澳實分析檢測有限公司完成的。主量元素由Axios儀器利用熔片X-射線熒光光譜法(XRF)測定，分析精度和準確度優(yōu)于5%；微量元素測試是用電感耦合等離子體-原子發(fā)射光譜(Varian VISTA ICP-AES)和電感耦合等離子體-質譜分析方法(Perkin Elmer Elan 6000 ICP-MS)進行；稀土元素(REE)是利用Agilent 7700x電感耦合等離子體-質譜儀(ICP-MS)進行分析測試，微量和稀土元素分析精度和準確度為5%～10%，具體流程可參見文獻[12]。

3.2 樣品處理和CL照相

鋯石分選在河北省廊坊市宏信地質勘查技術服務有限公司進行，采用常規(guī)重液和電磁分選并結合雙目鏡下手工挑選的方法獲取純凈鋯石顆粒。在挑選時要求不區(qū)分顏色、粒度和自形程度，盡可能全部或絕大部分挑出以避免人為篩選。樣品中鋯石含量豐富，每件樣品可挑選出1 000～2 000顆以上鋯石顆粒備用。同樣不分類別隨機挑選鋯石顆粒用樹脂固定制成樣品靶，為使所測定的碎屑鋯石具有代表性，每件樣品選取300顆以上鋯石顆粒制靶。經(jīng)過磨制拋光，粘于樣品靶面的鋯石內部剖面得以完全暴露；對制好的樣品靶進行反射光、透射光及陰極發(fā)光(CL)照相，以獲取鋯石的結晶形態(tài)及內部結構信息，用以選取合適的區(qū)域進行U-Pb同位素測定。鋯石陰極發(fā)光照相在廊坊市宏信地質勘查技術服務有限公司使用FEI QUANTA 450(配有MONO CL4)掃描電鏡完成。

3.3 鋯石LA-ICP-MS定年

用于U-Pb定年研究的碎屑鋯石樣品選自洪水河鐵礦Fe I-3礦體千枚巖圍巖的HSH01-B10樣品。本次鋯石U-Pb測年實驗在中國冶金地質總局山東局測試中心完成。該實驗中心的LA-ICP-MS激光剝蝕系統(tǒng)為GeoLasPro 193 nm ArF 準分子系統(tǒng)，ICP-MS為Thermo Fisher ICAP Q。激光器波長為193 nm，束斑直徑為30 μm，采用Plesovice(年齡為(337.00±0.37)Ma)和GJ-1標準鋯石(TIMS獲得諧和年齡為(600±5)Ma)作為外標進行基體校正；成分標樣采用NIST SRM 610，其中，29Si/91Zr作為內標元素。樣品的同位素比值及元素含量計算采用ICPMSDATACAL數(shù)據(jù)處理程序，普通鉛校正采用Anderson[13]提出的ComPbCorr#3.17校正程序，U-Pb諧和圖、年齡分布頻率圖繪制和年齡權重平均計算采用Isoplot/Ex_ver3[14]程序完成。

3.4 鋯石原位Lu-Hf同位素測定

Hf同位素的研究對象為LA-ICP-MS鋯石U-Pb測年所用鋯石。Hf同位素的測試是在南京大學內生金屬礦床成礦機制國家重點實驗室進行，所用儀器為Neptune II MC-ICP-MS，該儀器配有New Wave UP213激光剝蝕探針。儀器條件設置和數(shù)據(jù)采集詳見文獻[15-16]。標樣為鋯石MT和鋯石Plai，其176Hf/177Hf 值分析結果分別為0.282 502±0.000 005(2σ，n=26)和0.282 914±0.000 012(2σ，n=24)。對于εHf(t)的計算，采用常數(shù)如下：176Lu為1.867×10-11[17]，(176Lu/177Hf)CHUR=0.033 6，(176Hf/177Hf)CHUR=0.282 785[18]，虧損地幔Hf模式年齡(TDM1)計算應用的是測量176Lu/177Hf 鋯石值，并且假設現(xiàn)在球粒隕石地幔176Hf/177Hf值為0.283 250，虧損地幔176Lu/177Hf值為0.038 4[19]。鋯石兩階段模式年齡計算是將鋯石初始176Hf/177Hf值投影到地幔增長曲線上，其中所用平均大陸地殼176Lu/177Hf平均值為0.015[20]。

4 分析結果

4.1 巖石地球化學分析結果

千枚巖主量、微量及稀土元素分析結果分別列于表1。由表1可知：研究區(qū)洪水河千枚巖樣品主量元素質量分數(shù)具有變化范圍較大的SiO2(22.60%～72.09%)、Al2O3(3.29%～14.27%)、TFe2O3(5.19%～38.63%)、MgO(3.41%～15.49%)、CaO(2.25%～24.34%)、K2O(0.01%～4.23%)和Na2O(0.01%～2.05%)以及質量分數(shù)相對低的TiO2(0.22%～0.86%)、MnO(0.32%～1.82%)、P2O5(0.09%～1.57%)。千枚巖Ba的質量分數(shù)除了HSH01-B1外，其余樣品明顯高于大陸地殼的平均值[21]。

表1 洪水河鐵礦區(qū)中賦礦千枚巖主量、微量、稀土元素質量分數(shù)

續(xù)表1

注：w(TFe2O3) =w(Fe2O3) + 1.111w(FeO)；主量元素質量分數(shù)單位為%；微量、稀土元素質量分數(shù)單位為10-6。

4.2 碎屑鋯石年代學(LA-ICP-MS定年)結果

本次工作對采自賦礦圍巖千枚巖樣品HSH01-B10進行了碎屑鋯石LA-ICP-MS U-Pb年齡測定，共挑選出的143個鋯石顆粒，隨機挑選了61顆鋯石進行定年測試，取得了63組諧和的年齡數(shù)據(jù)，結果見表2。鋯石均呈無色透明，形態(tài)多呈次圓狀-次棱角狀、粒狀或短柱狀，顆粒大小不均，多數(shù)為70～80 μm，部分鋯石顯示清晰的環(huán)帶特征，但是多較為破碎，反映出鋯石經(jīng)過一定距離的搬運，遭受到了沉積作用的磨損。典型碎屑鋯石CL圖像及LA-ICP-MC U-Pb測年位置見圖5。多數(shù)碎屑鋯石的CL圖像大都顯示巖漿結構(圖5)，U和Th質量分數(shù)分別為(65.7～808.9)×10-6、(39.4～429.9)×10-6，鋯石普遍具有較高的Th/U值(0.12～1.50，平均0.58)，顯示其為巖漿成因鋯石特點。

HSH01-B10樣品中61顆碎屑鋯石的LA-ICP-MS U-Pb定年結果表明，年齡諧和度為90%～100%的有58顆鋯石(表2)。大多數(shù)鋯石年齡位于206Pb/238U-207Pb/235U諧和圖的諧和線上，或分布在其附近(圖6a)。碎屑鋯石年齡主要集中于 699～1 914 Ma，主要有4個峰值：788、1 118、1 557和1 831 Ma附近(圖6)，其中以788 Ma的數(shù)據(jù)較多，約占所測數(shù)據(jù)的14%；另外，第11號點位(打點位置為繼承核上)所測得的年齡值為(3 071±14)Ma，屬于中太古代(圖5)。

4.3 鋯石Hf同位素

實驗過程中由于部分鋯石顆粒過小，不能進行原位Hf同位素研究，所以本次實驗僅獲得37個鋯石Hf同位素分析數(shù)據(jù)。洪水河樣品HSH01-B10(綠泥千枚巖)中鋯石Hf同位素分析點的176Yb/177Hf和176Lu/177Hf范圍分別為0.003 960～0.099 423和0.000 150～0.003 394(表3)。176Lu/177Hf的值僅有第27個打點位置的數(shù)據(jù)為0.003 394(大于0.002)，其余樣品176Lu/177Hf非常接近或遠小于0.002，表明源區(qū)具有極低的放射性成因176Hf的積累。因此，分析獲得的176Hf/177Hf值能夠代表源區(qū)的Hf同位素組成[22]。

實圈代表鋯石U-Pb年齡打點位置，虛圈代表Lu-Hf同位素打點位置。圖5 洪水河鐵礦區(qū)賦礦千枚巖(HSH01-B10)碎屑鋯石典型CL圖像特征Fig.5 CL imaging of detrital zircons in ore-bearing phyllite (HSH01-B10) in Hongshuihe iron deposit

測試點號wB/10-6年齡/MaPbThU207Pb/206Pb 1σ207Pb/235U1σ206Pb/238U1σ208Pb/232Th1σ諧和度/%HSH01-B10-1172.8144.3267.31 563561 558211 554171 5531798HSH01-B10-246.259.097.81 117251 122151 119121 1472399HSH01-B10-3144.356.5276.41 854141 916131 956171 9763897HSH01-B10-4147.788.8265.61 881151 858151 821211 6975097HSH01-B10-5160.661.5508.81 362511 345181 334131 3321496HSH01-B10-6123.0126.7149.21 557211 550161 531151 5522698HSH01-B10-7135.186.7193.61 855141 866141 863201 8763599HSH01-B10-8250.2182.5339.61 769141 795121 803151 8313199HSH01-B10-9161.9238.2362.11 154221 082141 039141 0592495HSH01-B10-1087.298.090.51 512221 505171 500181 5743399HSH01-B10-11126.342.193.83 071143 090163 099263 1576399HSH01-B10-1290.060.4226.71 430201 400151 374151 4343398HSH01-B10-1379.177.1167.31 381791 331271 300191 2941895HSH01-B10-1470.992.6147.51 211291 139171 094141 1393195HSH01-B10-15111.375.1183.81 783171 725151 667171 7253496HSH01-B10-16205.4146.0374.01 914131 857121 793141 3232996HSH01-B10-17204.7130.0350.31 835141 770141 704171 7423496HSH01-B10-1862.454.7143.31 278551 281181 282131 2821298HSH01-B10-1987.3162.4231.3906268141277888831995HSH01-B10-20200.4192.6808.91 0075396014940119371196HSH01-B10-21118.6226.1409.9720257341173587511699HSH01-B10-2297.7199.2208.28823381216785128522096HSH01-B10-23154.5333.2291.98512482912818108431898HSH01-B10-2493.561.9155.21 793581 698221 623221 6082293HSH01-B10-25341.495.0351.51 864861 879381 892231 8953889HSH01-B10-2681.2171.7253.8829247431171287241395HSH01-B10-27242.1251.6482.91 673231 446211 284261 2633688HSH01-B10-2872.758.6219.11 196581 151181 127111 1231195HSH01-B10-2991.490.8150.81 639221 506191 408221 3663193HSH01-B10-30160.6210.4314.11 118911 099281 090151 0881495HSH01-B10-3151.897.4165.18672979314760107772195HSH01-B10-3233.572.6105.18284573418705117122395HSH01-B10-33156.7148.3215.51 558211 568171 561181 5933499HSH01-B10-34134.3242.1548.9750257361172387121698HSH01-B10-35210.6218.5166.21 900171 807161 716191 7153394HSH01-B10-36150.295.4196.71 606761 543301 497151 4881686HSH01-B10-3782.173.190.71 746251 750211 732231 7463998HSH01-B10-38197.991.8357.11 812151 870131 901151 8763798HSH01-B10-3943.539.465.71 528271 508181 483161 5233798HSH01-B10-4057.999.4165.89043384316814118402196

續(xù)表2

圖6 研究區(qū)碎屑鋯石 U-Pb年齡諧和圖(a)和碎屑鋯石U-Pb年齡頻率統(tǒng)計直方圖(b)Fig.6 Zircon U-Pb Concordia diagram of Hongshuihe phyllite (a) and U-Pb age histograms of detrital zircons(b) in the study area

表3 洪水河鐵礦圍巖千枚巖中碎屑鋯石Hf同位素結果

5 討論

5.1 原巖恢復

在野外調研基礎之上，筆者對這套沉積變質巖的主微量元素和稀土元素進行了系統(tǒng)分析，以期恢復其原巖，并對其物源和沉積構造環(huán)境進行分析。

通過計算尼格里特征值(c、al、fm、alk、Si)發(fā)現(xiàn)，在尼格里四面體圖解(圖7)上，樣品全部落在殘余沉積/黏土質沉積物區(qū)域。在(al-alk)-c圖解(圖8a)上，顯示其原巖可能為長石質黏土巖和雜砂巖，在(al+fm)-(c+alk)-Si圖解(圖8b)上，樣品相對分散，絕大部分落在泥、砂質、鈣質沉積巖區(qū)域，個別樣品落在火山巖與泥質沉積巖的邊緣區(qū)域。由Zr/TiO2-w(Ni)圖解(圖9a)可知，千枚巖原巖為變質沉積巖而不是變質火山巖；La/Yb-w(∑REE)圖解(圖9b)中，樣品基本落入沉積巖區(qū)域。源于殼層的花崗巖類以及各類沉積巖的Sm/Nd值一般小于0.3，本區(qū)千枚巖中Sm/Nd值范圍為0.198～0.247，平均值0.215，顯示了沉積巖的特點，野外現(xiàn)象也顯示了千枚巖沉積的特征?？傊?，巖石化學成分分析表明，洪水河鐵礦近礦圍巖千枚巖原巖可能為砂質沉積巖。

底圖據(jù)文獻[23]。圖7 洪水河鐵礦區(qū)千枚巖尼格里四面體圖解Fig.7 Niggli tetrahedron diagrams of Hongshuihe iron ore district phyllite

a.底圖據(jù)文獻[24]；b.底圖據(jù)文獻[25]。圖8 研究區(qū)(al-alk) - c圖解(a)和(al+fm)-(c+alk) -Si圖解(b)Fig.8 (al-alk) - c (a) and (al+fm)-(c+alk)-Si (b) in the study area

礦區(qū)變質巖變質程度淺，顯微鏡下多見變余砂狀和粉砂狀結構，巖石亦多呈條帶狀構造，原巖結構清晰可見，表明其原巖應為正常沉積巖，以砂質或砂泥質沉積巖為主。Al2O3/SiO2值可作為碎屑沉積物成熟度的指標，比值越大，成熟度越小[28]。本套巖石的Al2O3/SiO2值為0.07～0.35，成熟度較高，與砂巖、雜砂巖相當，表明碎屑沉積構造較為穩(wěn)定。研究區(qū)變質沉積巖的K2O/Al2O3值為0.002～0.357，表明母巖中堿性長石含量較低[29]；Al2O3/TiO2值為14.04～17.73，均值為15.42，表明物質來源主要是長英質巖石而不是鎂鐵質巖石[30]。

5.2 巖石地球化學指數(shù)對源區(qū)性質的約束

物源區(qū)分析(provenance analysis)的目的是約束古地理、古氣候和古構造重建[31]。在w(HREE)-w(LREE)相關圖解(圖10a)上，洪水河鐵礦區(qū)千枚巖均落于上下地殼區(qū)附近，指示千枚巖的物質應為殼源區(qū)，即主要為陸源碎屑沉積形成；w(SiO2)-w(Al2O3)圖解(圖10b)上，顯示千枚巖更可能為水成成因，而且本區(qū)千枚巖Eu無正異常，表明其形成過程與熱液無關。Y/Ho值(27.38～31.48，均值為29.44)接近上地殼平均值26，表明該區(qū)千枚巖源巖來自于上地殼[33]。

a.底圖據(jù)文獻[26]；b.底圖據(jù)文獻[27]。圖9 研究區(qū)Zr/TiO2和w(Ni)的相關圖(a)和La/Yb-w(∑REE)圖解(b)Fig.9 Correlogram of Zr/TiO2 and w(Ni) (a) and La/Yb-w(∑REE) (b) in the study area

底圖據(jù)文獻[32]。圖10 研究區(qū)w(HREE)- w(LREE)判別圖(a)和w(SiO2)-w(Al2O3)判別圖(b) Fig.10 w(HREE)- w(LREE) discriminant (a) and w(Al2O3)- w(SiO2) discriminant (b) in the study area

蝕變化學指數(shù)(ICA)是一個十分有用的沉積巖原巖成熟度指標[34]，常用于示蹤沉積巖的物源[35]。洪水河鐵礦區(qū)千枚巖ICA值為66～97，表明其遭受中等偏上并達到強烈的化學風化程度，不穩(wěn)定礦物充分分解，反映了物源區(qū)處于溫暖濕潤的氣候條件或者處于構造活動區(qū)。此外，源區(qū)巖石風化程度高，剝蝕速率低，表明源區(qū)構造環(huán)境相對穩(wěn)定。研究區(qū)千枚巖ICV指數(shù)為1.51～15.68，平均值為5.52，均大于1，意味著研究區(qū)沉積再循環(huán)的作用影響極小，是在活動構造帶內的首次沉積[29]。綜合以上研究，洪水河鐵礦床千枚巖的源區(qū)應是殼源，古氣候古地理特征應是溫暖濕潤環(huán)境，經(jīng)歷了中-高程度的化學風化作用，物源為堿性長石含量較低的長英質巖石，為活動構造帶內的首次沉積，沉積分異作用使得石英碎屑含量差別較大，進而引起巖性上的不同。

鋯石的εHf(t)值可以代表鋯石形成時的Hf同位素組成。碎屑鋯石的Hf同位素組成代表沉積巖源區(qū)物質形成時Hf同位素的特征，這使得鋯石成為探討地球早期地殼演化的重要工具，且鋯石的單階段Hf模式年齡TDM代表了鋯石寄主巖石源區(qū)從虧損地幔分離進入地殼的事件[36]。

碎屑鋯石的εHf(t)值為-30.4～8.3，變化范圍較大，數(shù)據(jù)點較為分散，表明本次研究區(qū)域千枚巖樣品的Hf同位素來源組成具有極大的非均一性[37]。根據(jù)千枚巖中碎屑鋯石的εHf(t)值(圖11)，可將碎屑鋯石分為兩類：一類碎屑鋯石具有大于0的εHf(t)值，其單階段Hf模式年齡(1 952～1 340 Ma)與其形成年齡(1 563～1 069 Ma)較為接近，表明這類鋯石應該是幔源巖漿(虧損地幔為源區(qū))的產(chǎn)物[38]；另一類碎屑鋯石具有小于0的εHf(t)值，其兩階段模式年齡(4 204～1 975 Ma)明顯大于鋯石形成年齡(3 071～699 Ma)，表明它們形成于古老的地殼物質再造，源區(qū)物質在地殼滯留時間相對較長(1.1～1.8 Ga)，且后一種碎屑鋯石所占的比例較大(>85%)。

圖11 研究區(qū)鋯石Hf同位素特征Fig.11 Zircon Hf isotope characteristics in the study area

按照鋯石的結晶年齡來分類，可以將此次研究的鋯石分為3類：

1)年齡值為(3 071±14)Ma的鋯石。屬于中太古代，εHf(t)為-5.3，TDM1(3 517 Ma)和TDM2(3 781 Ma)年齡相近，與其形成年齡3 071 Ma相差較多，反映其可能形成于較為古老的地殼源區(qū)，暗示本區(qū)源區(qū)可能有太古宙地殼物質的存在。據(jù)以往資料[39]，該地區(qū)太古宙巖漿記錄較少，這與此次研究僅有單顆鋯石為太古宙的事實比較吻合，目前有確切證據(jù)的太古宙地質體主要出露于阿爾金帶。

2)1 900～1 000 Ma的中元古代主體年齡鋯石。源區(qū)可能是中元古代裂谷活動時裂谷肩部的基底地層，東昆侖基底可能主要形成于古元古代晚期，屬于元古宙造山帶基底[40]，基底地層在裂谷盆地沉積時風化成為碎屑沉積到本區(qū)地層狼牙山組之中。這些中元古代年齡鋯石的εHf(t)值為-30.4～8.3，兩階段模式年齡為3 596～1 448 Ma，具有正和負的εHf(t)值，說明這類鋯石的母巖中既有新生的地殼物質，又有再造的古老地殼，可能分別對應中元古代的新生地殼和太古宙地殼再造。其中，5個鋯石(HSH01-B10-01、02、43、46、59)的εHf(t)值為正值，其中HSH01-B10-02、43、59具有與球粒隕石類似的Hf同位素組成，其Hf單階段模式年齡為1 600 Ma左右，推測這些鋯石的母巖漿是中元古代殼幔物質共同作用的產(chǎn)物。有關東昆侖地區(qū)及其鄰區(qū)1 600 Ma左右的中元古代構造-巖漿事件的記錄極少，是否存在這一時代的地質事件證據(jù)不足。與這一時期最為接近的構造巖漿事件為發(fā)生于1 800 Ma的古元古代晚期構造-巖漿事件，這期事件在塔里木陸塊南部、華北陸塊西南部及秦祁昆地塊群形成了較多的中酸性侵入體，同時伴隨有少量基性巖的侵入和火山作用[41]。但是關于這一事件在1 600 Ma左右是否仍在持續(xù)，顯然并未有充分的證據(jù)，仍需后期研究的跟進。其余21顆鋯石均具有負的εHf(t)值，對應的Hf單階段模式年齡明顯大于鋯石結晶年齡，表明它們形成于古老的陸殼物質部分熔融，源區(qū)物質具有相對較長(>0.44 Ga)的地殼滯留時間。東昆侖造山帶廣泛發(fā)育前寒武紀變質巖系，包括東昆侖中帶的金水口巖群、冰溝群，以及東昆侖南帶的苦海群、萬寶溝群，這些前寒武紀變質巖系是深入研究東昆侖造山帶構造演化的基礎和關鍵所在。陳能松等[42]在東昆侖山香日德南部白沙河巖組石英巖中發(fā)現(xiàn)了大量2 100～1 900 Ma的碎屑鋯石；張建新等[43]在金水口地區(qū)的深熔花崗巖中獲得了年齡為1 600～1 800 Ma的繼承鋯石，并主張這些鋯石的源區(qū)為白沙河巖組。此次研究得到絕大部分鋯石年齡為1 500～1 900 Ma，與上述鋯石具有極大的相似性，所以推測白沙河組為本區(qū)地層狼牙山組碎屑巖石的主要物源之一，白沙河巖組與苦海群(表4)同物異名。

在中元古代晚期，于1 300～1 000 Ma發(fā)生了一次強烈的全球性的地質事件，地質學家稱之為格林威爾運動[44]。1 300～1 000 Ma結晶的鋯石顯示具有正和負的εHf(t)值，說明這類鋯石的母巖中既有新生的地殼物質，又有再造的古老地殼，說明該時間內的侵入巖體的風化剝蝕產(chǎn)物可能是狼牙山組物源之一，另外新太古代和古元古代早期的地殼物質重熔再沉積也是該區(qū)物源之一。王國燦等[45]報道了萬寶溝群變玄武巖的年齡為(1 343±30)Ma，張海迪等[46]報道了萬寶溝群斜長角閃巖的年齡為(1 123±110)Ma，王國燦等[47]報道了小廟群變碎屑巖中存在1 035和1 074 Ma的年齡記錄，小廟群為原金水口群上巖組(表4)，本文得到的1 300～1 000 Ma的碎屑鋯石與前人報道的年齡在誤差允許范圍內具有一致性，所以萬寶溝群和小廟群也可能是狼牙山組的物源之一。本文此次研究1 400 Ma左右結晶的鋯石幾乎不存在，關于這一時期的構造-巖漿作用也少有記載，側面反映了這一時期可能為構造穩(wěn)定期。

3) 位于788 Ma峰值附近年齡值小于1 000 Ma的鋯石。其樣品有10個數(shù)據(jù)點，且這些點的εHf(t)值均小于0，范圍為-29.5～-3.8，其兩階段模式年齡(3 469～1 975Ma)明顯大于鋯石形成年齡(875～699 Ma)，表明它們形成于古太古代到古元古代古老的地殼物質再造，源區(qū)物質在地殼滯留時間相對較長，說明本區(qū)地層狼牙山組是由古元古代的地殼物質裂谷作用后巖漿重熔再沉積形成的，表現(xiàn)為古老地殼的再造。這一時期的作用機制可能與東昆侖地區(qū)新元古代早期(1 000～800 Ma)構造-巖漿事件有關，這期運動在東昆侖地區(qū)及其鄰區(qū)表現(xiàn)強烈[54]，伴隨著大量的火山活動和中酸性侵入體的產(chǎn)生，巖體的風化剝蝕物質可能是其物質來源之一。

5.3 沉積環(huán)境判別

沉積巖的地球化學數(shù)據(jù)常用來限定沉積盆地的古地球動力學背景[28]。通過對樣品北美頁巖標準化制作的REE配分圖(圖12)可見，本區(qū)千枚巖樣品配分曲線較為平坦，表明他們沉積環(huán)境較為一致。與此同此，這些樣品的千枚巖具有較高的稀土總量(表1)，w(∑REE)為(58.50～228.10)×10-6，w(LREE)為(46.82～203.16)×10-6，LREE/HREE為4.03～8.14，K2O/Na2O值為0.11～44.00，均值8.38，Eu/Eu*范圍為0.87～1.16，總體上顯示出被動大陸邊緣環(huán)境細碎屑物質的特征[56]。Ce是氧化還原敏感元素，可以指導沉積水體的氧化還原條件。Murray等[57]在研究美國西海岸加利福尼亞黑色巖系后認為，可以利用Ce/Ce*值區(qū)分沉積構造環(huán)境，其中在大陸邊緣環(huán)境中，頁巖Ce/Ce*變化范圍為0.90～1.30。洪水河圍巖有較多部分具有Ce正異常，Ce/Ce*值的范圍為0.99～1.25，進一步印證了洪水河圍巖具有大陸邊緣沉積環(huán)境的特征。此外，本區(qū)狼牙山組碎屑鋯石給出了少量太古宙和大量1 800～1 600 Ma的年齡，代表了鋯石主要源區(qū)物質年齡，與祁連--柴達木地區(qū)以及揚子地塊的地殼形成年齡基本一致，反映柴南緣(東昆侖北緣)的變質基底與揚子克拉通具有明顯的親緣性[43]。

表4 東昆侖地區(qū)前寒武紀變質巖系年齡資料

北美頁巖標準化數(shù)據(jù)據(jù)文獻[55]。圖12 洪水河鐵礦圍巖千枚巖稀土元素配分模式圖Fig.12 NASC-normalized REE patterns of Hongshuihe phyllite

5.4 地層沉積時限

前人對冰溝群的年代學研究，主要是通過碳酸鹽巖中產(chǎn)出的疊層石形態(tài)特征對比，判定其形成時代為中-新元古代[51]。但由圖6b可以看出，碎屑鋯石的年齡在788 Ma左右的數(shù)據(jù)較多，重復性較好，代表了最年輕碎屑鋯石組的年齡值，也由此限定了狼牙山組的沉積年齡不早于(788±9)Ma，說明該組的沉積時代最早為新元古代中期，并非前人認為的中元古代薊縣紀。再者，東昆侖地區(qū)發(fā)育大量侵入于含礦建造所屬地層的巖漿巖，這些侵入巖的時代可以限定沉積的最小年齡，雖然本研究區(qū)的巖漿活動不甚發(fā)育，但是也有一定的巖脈產(chǎn)出。根據(jù)前人[58-61]研究資料，本區(qū)最早的侵入巖的年齡為(515.2±4.4)Ma，屬于中寒武世，其可以作為限定沉積時代的最小年齡。

全球大部分的條帶狀含鐵建造都是在新太古代和古元古代早期形成的(3.2～1.8 Ga)，但是也有少部分含鐵建造是在新元古代(0.85～0.7 Ga)形成的，雖然這一時期形成的鐵礦床規(guī)模較小，但是在全球廣泛分布，記錄了地球演化的重要信息[62]。例如，Lei等[62]對中天山小沙龍BIF型鐵礦床中石英云母片巖的碎屑鋯石定年結果為(760.4±6.7)Ma，與本文沉積下限年齡相似，由此推測洪水河鐵礦屬于全球新元古代含鐵建造的范疇。根據(jù)雪球地球模式，新元古代鐵建造的形成與雪球地球事件密切相關，鐵建造形成之前的全球性冰期應為720～710 Ma的Sturtian冰期；可以想象，只有該冰期結束進入間冰期后，冰蓋消融，大氣和海洋循環(huán)重新出現(xiàn)，上升洋流把二價鐵帶到淺部氧化，才形成了又一次全球性的新元古代含鐵建造[10-11]。新元古代鐵建造是Sturtian冰期的產(chǎn)物，一般為冰期之間的間冰期產(chǎn)生而并非冰期之后，洪水河鐵礦應該是當時全球性含鐵建造的一個實例之一，反映的是Sturtian冰期的結束進入間冰期而產(chǎn)生。

6 結論

1)主微量元素物源分析結果顯示，洪水河鐵礦床賦礦圍巖狼牙山組千枚巖的原巖可能是一套成熟度高的砂巖，源區(qū)應是殼源，古氣候古地理特征應是溫暖濕潤環(huán)境，經(jīng)歷了中-高程度的化學風化作用，物源為堿性長石含量較低的長英質巖石，沉積構造環(huán)境可能處于被動大陸邊緣。

2)碎屑鋯石年代學研究結果顯示，洪水河鐵礦區(qū)狼牙山組的沉積年齡可能為(788±9)～(515.2±4.4)Ma，說明該組的沉積時代最早為新元古代中期，并非前人認為的薊縣紀。本次研究成果系首次提供了狼牙山組可靠的沉積下限年齡信息。洪水河鐵礦床應該是新元古代全球性含鐵建造的實例之一，反映的是Sturtian冰期的結束。

3)洪水河鐵礦區(qū)賦礦千枚巖的碎屑鋯石的εHf(t)值為-30.4～8.3，說明Hf同位素來源組成具有極大的非均一性，兩階段模式年齡為3 596～1 448 Ma。通過對鋯石年齡分類討論，并將碎屑鋯石年齡與其鄰區(qū)出露的老地層和巖體時代進行對比，推測太古宙基底物質、白沙河巖組、小廟群、萬寶溝群及中元古代晚期在東昆侖地區(qū)形成的中酸性巖體為其物源。