山西五台绿岩带柏枝岩组条带状铁建造(BIFs)成因及其环境意义

2021-11-04孙迪李秋根陈隽璐王宗起高山松YASINRahim胡鹏月

西北地质 2021年4期

孙迪，李秋根＊，陈隽璐，王宗起，高山松，YASIN Rahim，胡鹏月

(1.造山带与地壳演化教育部重点实验室，北京大学地球与空间科学学院，北京 100871；2.中国地质调查局西安地质调查中心，陕西西安 710054；3.中国地质科学院矿产资源研究所，北京 100037)

条带状铁建造(Banded Iron Formations，简称BIFs)是指由富铁矿物(以磁铁矿、赤铁矿为主)和脉石矿物(以石英为主)组成的条带状构造的化学沉积岩(James，1954)。据统计，来源于该类型的铁矿在世界铁矿资源中储量最大、分布最广，是全球钢铁产业最主要的矿石来源(王长乐等，2012)，具有非常重要的经济意义。BIFs作为地球早期特有的化学沉积建造类型，连续分布于太古代—古元古代(3.2～1.8 Ga)，记录了地球早期构造和环境的变化(Bekker，et al.，2010)，可为研究全球动力学体制转变、大气圈-水圈-生物圈的地球化学状态和演化过程等提供独特途径(Widdel，et al.，1993；Kappler，et al.，2005；Planavsky，et al.，2012；Partin，et al.，2013；Windley，et al.，2021)。

SiO2和TFe2O3是BIFs的主要组分，其余元素氧化物如CaO、MgO、MnO、Al2O3、Na2O、K2O、TiO2和 P2O5等含量相对较低。其中，由于Al3+和Ti4+在海水中很难溶解，且在风化、成岩和热液交代过程中比较稳定，因此常用来判断是否混入了碎屑物质(Bonatti，1975)。不同碎屑物质具有不同的微量元素特征，其高场强元素(Zr、Th、Hf、Sc等)和过渡元素(Cr、Co、Sc等)比值是进一步示踪碎屑物质来源的有效手段(Condie，et al.，1990)。此外，稀土元素具有非常稳定的地球化学特性，并且Fe与稀土元素在运移和沉淀过程中几乎不发生分异，因而如EuPAAS异常、Sm/Yb、Y/Ho值等地球化学指针被广泛用来研究BIFs的物质来源(Bau，et al.，1996；Bekker，et al.，2010；Planavsky，et al.，2010)。再者，Eu、Ce、Mn、U等变价元素对氧化还原程度比较敏感，并且含量达到现有测试条件，可用来示踪BIFs沉积时的海洋氧化还原状态(Konhauser，et al.，2009；Bekker，et al.，2010)。

作为世界上最古老的克拉通之一，华北克拉通广泛分布着BIFs，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(张连昌等，2012)。其中，五台绿岩带作为早前寒武纪岩石典型出露区之一，蕴含了丰富的BIFs型铁矿，主要分布在石咀亚群的金岗库组和文溪组以及台怀亚群的柏枝岩组中(李树勋等，1986)。其中，柏枝岩组中的铁矿最具工业规模和开采价值。近年来，一些学者对五台绿岩带柏枝岩组BIFs进行了地球化学和地质年代学分析(李志红等，2010；沈其韩等，2011；Gao，et al.，2019，2020)。李志红等(2010)依据八塔BIFs的稀土元素特征，认为其来源于火山热液和海水的混合溶液，并根据缺乏明显Ce负异常，认为BIFs沉积海水为缺氧环境。沈其韩等(2011)对3个柏枝岩BIFs样品进行了比较全面的主微量元素、稀土元素分析，认为BIFs形成于热海水环境，并基于李树勋等(1986)获得的δ34S值在零附近而推测Fe来源于地幔。Gao，et al. (2019)对铺上和麻黄沟BIFs样品赋存的长英质凝灰岩层进行了锆石U-Pb定年，利用其加权平均年龄将五台BIFs沉积时间限定为2 558～2 471 Ma。随后，Gao，et al. (2020)对其中富碳酸盐相BIFs进行了方解石的碳氧同位素分析以及黄铁矿的硫同位素分析，认为五台BIFs为Algoma型，并且指出它们沉积于海洋碳酸盐环境。虽然以上研究促进了人们对该组BIFs成因的理解，但是这些研究只针对柏枝岩组局部地区进行了取样，而忽略了柏枝岩组BIFs东西向岩相学和地球化学的差异，缺乏对柏枝岩组完整的研究，因而，未能全面理解其成因。为此，笔者对柏枝岩组BIFs分布的整个区域进行了勘查，选择其中涵盖了全区特点的8个代表性矿区及出露点进行了取样，在弄清该组BIFs沉积时代、岩相学差异的基础上，对全区BIFs样品的地球化学特征做了全面分析，力图准确而全面地阐释柏枝岩组BIFs主要成矿物质和沉积环境。

1 地质背景

华北克拉通位于中国东部，是由中亚造山带、祁连、秦岭-大别、苏鲁造山带围限的前寒武纪稳定地块组成，经历了复杂的构造演化，记录了前寒武纪许多重大地质事件(Kusky，et al.，2003，2016；Wilde，et al.，2004a，2004b，2005；Zhao，et al.，2005，2012；Zhai，et al.，2013；万渝生等，2017；Tang，et al.，2018；Sun，et al.，2019)。尽管华北克拉通有多种划分模型(伍家善等，1998；Kusky，et al.，2003；Santosh，et al.，2010；Zhai，et al.，2011；Zhao，et al.，2012)，“三分”方案仍被广泛接受，包括东部陆块、西部陆块和二者之间的中部造山带(古元古代“Trans-North China Orogen(TNCO)”由Zhao，et al. (2005，2012)提出或新太古代“Central Orogenic Belt (COB)”由Kusky，et al. (2003，2016)提出(图1a)。

五台绿岩带位于华北克拉通中部造山带的中心地区，是早前寒武纪岩石典型出露区之一，主要由新太古代—古元古代花岗质岩石和低级变质的表壳岩(五台群)组成(图1b)(白瑾，1986；Zhao，et al.，2012)。区内岩浆活动较为广泛，花岗质岩石大多呈岩株状产出，多遭受变质作用改造(白瑾，1986)。根据侵位年龄和岩性，可以将研究区花岗质岩石分为4期：2.56～2.52 Ga遭受强烈变形的闪长岩-英云闪长岩-奥长花岗岩-花岗闪长岩(Liu，et al.，2004；Wilde，et al.，2005)；2.52～2.48 Ga呈显著片麻理的英云闪长岩-花岗闪长岩(Wilde，et al.，2005；Sun，et al.，2019)；2.18～2.08 Ga弱改造的正长-二长花岗岩(王凯怡等，2002；Wilde，et al.，2005；Wan, et al.,2018)以及～1.8 Ga非造山花岗岩(白瑾，1986；王凯怡等，2002)。

1.华北克拉通出露的太古宙—古元古代基底；2.华北克拉通未出露的基底；3.被内蒙古—河北北部造山带覆盖的中部造山带；4.研究区；5.滹沱群；6.高凡亚群；7.台怀亚群鸿门岩组；8.台怀亚群柏枝岩组；9.石咀亚群文溪组；10.石咀亚群庄旺组；11.石咀亚群金岗库组；12.石咀亚群板峪口组；13古元古代花岗岩；14.晚太古代花岗岩；15.恒山杂岩；16.阜平杂岩；17.“COB”界限；18.“TNCO”界限；19.主要断层；20.主要剪切带；21.城市或村庄；22.采样点图1 (a)华北克拉通前寒武纪结晶基底构造分区图(据Zhao，et al.，2005；Kusky，et al.，2016)和(b)五台绿岩带地质图(据白瑾，1986；Wilde，et al.，2005修改)Fig.1 (a) Tectonic subdivision of the Precambrian basement of North China Craton(After Zhao，et al.，2005；Kusky，et al.，2016) and (b) Geological map of the Wutai greenstone belt(Modified after Bai，1986；Wilde，et al.，2005)

五台群为一套变质火山岩-沉积岩系，下部与阜平片麻岩呈构造不整合接触，上部被古元古界滹沱群不整合覆盖(白瑾，1986)。根据岩性组合和变质程度，五台群自下而上分为石咀亚群、台怀亚群和高凡亚群(图2)。石咀亚群广泛分布在五台绿岩带的西北部和东部，变质程度达角闪岩相，自下而上可分为板峪口组、金岗库组、庄旺组和文溪组，其主体岩石组合为石英岩和变粒岩、斜长角闪岩以及大理岩，火山物质向上逐渐增多，局部分布的超镁铁质岩块体被认为是残余的洋壳(Wang，et al.，2004；Li，et al.，2008)。根据前人的研究，石咀亚群的年龄为2 513～2 543 Ma(图2)(Wilde，et al.，2004a，2005；Wang，et al.，2014a；Han，et al.，2017)，年龄范围较为宽泛，几乎包含了五台群所有的年龄。台怀亚群主要分布在绿岩带的中部和西部地区，平面呈“之”字形展布，它是一套以绿片岩相为主的变质火山岩组合，主要由绢英片岩、绿泥石片岩、磁铁石英岩和变质砂砾岩组成，可分为下部的柏枝岩组和上部的鸿门岩组，两者以有无磁铁石英岩相区分(白瑾，1986)。柏枝岩组按岩性可分为下部变碎屑岩段和上部变火山岩含铁岩段。其下部变碎屑岩段厚度变化大，变质砾石成分以石英长石砂岩、绿片岩和花岗质岩石为主，砾石含量为30%～50%，砾径为2～30 cm，呈平行定向排列；上段是柏枝岩组的主体部分，主要由绿泥钠长片岩、绿泥片岩和绢云绿泥片岩等组成，夹有磁铁石英岩，目前已经查明的大中型铁矿大都产在此层位。鸿门岩组分布范围和岩性与柏枝岩组基本相同，底部夹薄层长石石英岩，上段地层以绢英岩、绢英片岩等浅色凝灰岩为主，二者呈消长关系(白瑾，1986)。Wilde，et al. (2004a)报道了该亚群变质火山岩的年龄为2 524～2 516 Ma。Sun，et al. (2019)随后也获得了鸿门岩变质流纹岩(2 519±5) Ma的年龄，与其结果一致。顶部高凡亚群出露面积较小，主要分布在五台山西部的滩上—洪寺一带，是由细粒石英岩、变质粉砂岩和千枚岩等组成的一套次绿片岩相变质沉积岩(白瑾，1986；李树勋等，1986)。Peng，et al. (2017)利用SIMS测试方法获得漠河组凝灰岩层锆石U-Pb年龄为(2 186±8) Ma。结合之前获得的玄武质火山岩形成年龄(～2 140±14) Ma(Du，et al.，2013)和上部滹沱组的最初沉积年龄～2 350 Ma(Liu，et al.，2016)，将高凡亚群的年龄限定在2 350～2 150 Ma。

1.长石石英砂岩；2.石英岩；3.黑云变粒岩；4.大理岩；5.基性-超基性喷出岩；6.斜长角闪岩；7.云母片岩；8.绿泥钠长片岩；9.绢云绿泥片岩；10.绿泥片岩；11.绢云母石英片岩；12.黑云角闪变粒岩；13.变质砾岩；14.变质粉砂岩；15.千枚岩；16.板岩；17.白云岩；18.BIF；19.VMS；20.叠层石图2 五台群和滹沱群岩性柱状图(据白瑾，1986；田永清，1991；Polat，et al.，2005修改)Fig.2 The lithological column of Wutai and Hutuo Groups

滹沱群分布于五台山南部，不整合覆盖在五台群之上，为一套次绿片岩相变质的浅海-滨海相沉积岩系(田永清，1991)。该群自下而上可分为豆村亚群、东冶亚群和郭家寨亚群(白瑾，1986)(图2)。底部的豆村亚群岩石组合以砾岩、石英岩、白云岩和千枚岩为主，其底部砾岩角度不整合于五台群之上；中部的东冶亚群以含叠层石碳酸盐岩和千枚岩为主，夹少许变质火山岩和硅质碎屑岩；上部的郭家寨亚群主要为粉砂质-砂质千枚岩和粗碎屑岩，呈磨拉石类建造特征(白瑾，1986)。长英质凝灰岩、中基性火山岩、砂岩和花岗斑岩的锆石定年结果限定了滹沱群的沉积时代为2.2～2.1 Ga(Wilde，et al.，2004b；杜利林等，20l1；Liu，et al.，2010)。

此外，五台地区矿产种类丰富，目前已发现铁矿、金矿、铜矿等20余种矿产均赋存于层状变质岩系中(李树勋等，1986；骆辉等，1994；沈其韩等，2011；Wang，et al.，2014a，2014b；Han，et al.，2017；Zhang，et al.，2017；赵娜等，2019)。其中，铁矿为最重要的矿产之一，以沉积变质型铁矿为主，主要产于石咀亚群下部金岗库组、上部文溪组以及台怀亚群的柏枝岩组中，产出层位稳定，分布广泛。金岗库组含铁建造分布于五台岩带南北两侧，出露为2个不连续北东东向带。其中北带分布在五台山北麓，沿滹沱河向南延伸约为100 km，宽为1～4 km；南带在五台山南部，长约为40 km，宽为0.2～1 km。该建造岩性和厚度变化较大。文溪组含铁建造分布十分有限，主要出露在石咀群复向斜的核部，长约为36 km，宽为1～4 km，岩性和厚度变化不大(白瑾，1986；李树勋等，1986)。这2组铁建造基本都产于基性火山岩中，岩性组合以斜长角闪岩-黑云变粒岩为主，常见矿物组合为闪石-石英-磁铁矿、闪石-磁铁矿、闪石-石英-磁铁矿-碳酸盐等。柏枝岩组含铁建造分布于五台复式向形的中部，东西长约为73 km，宽为1～20 km，呈“之”字形展布(李树勋等，1986)(图1b)。在每一个含矿带内，铁建造断续产出，集中分布，形成一系列规模大小不等的铁矿床或矿点。受原始沉积盆地形态、分布和后期构造的控制，台怀亚群 BIFs 形态较复杂，有的铁矿呈单斜构造产出，矿体之间大致平行，有的铁矿呈复合和犬牙交错现象(白瑾，1986)，不同于石咀亚群含铁建造，该组 BIFs 主要产在中性和中-酸性火山凝灰岩中，岩性组合主要包括绿泥片岩、绿泥钠长片岩和绢云片岩。该组形成的中央矿带纵横展布于整个五台群，储量约占80%以上，是五台绿岩带最有利的成矿找矿层位(李树勋等，1986)。

2 样品采集及岩相学特征

针对五台绿岩带柏枝岩组8个BIFs矿区及出露点进行采样，共采集了36件BIFs样品，其中包括东部柏枝岩村沿路出露点(5件)和废弃太平沟矿区(5件)，中部麻黄沟(6件)、岩头(6件)和铺上矿区(4件)，西部八塔(5件)、张仙堡(5件)和山碰矿区(4件)。本次研究选择其中12件BIFs样品用于全岩地球化学分析。此外，采集了东部柏枝岩组出露有BIFs地层中的1件变质火山岩(石英绿泥钠长片岩)用于锆石LA-ICP-MS U-Pb定年。具体野外及岩相学特征如下。

东部的柏枝岩BIFs出露点和太平沟BIFs矿区主要产于五台向斜东翼，坐标分别为N39°02′55″，E113°36′05″和N39°04′33″，E113°39′04″(图1b)，为一走向70°、倾向160°的单斜构造(姚培慧，1993)。东部断裂构造发育，对矿体连续性有不同程度的破坏作用，矿体多呈似层状和透镜状产出。BIFs主要赋存于绿泥片岩和绿泥钠长片岩中(图3a)，硅铁条带清晰，边界较为平整，单条带宽为5～10 mm，韵律性较好(图3b)。BIFs矿石成分简单，主要以石英(50%～60%)和磁铁矿(30%～40%)为主，含有少量角闪石和铁白云石(5%～10%)、方解石、褐铁矿、赤铁矿和黄铁矿等。在结构上，矿石呈半自形-自形粒状全晶质结构。磁铁矿呈细小粒状，粒径为3～30 μm，裂隙中部分磁铁矿已氧化为褐铁矿脉(图4a)，几乎未见有赤铁矿交代磁铁矿的现象；石英呈粒状齿形镶嵌结构，颗粒相比磁铁矿较大，为20～180 μm，自形程度较高；铁白云石主要以半自形分布在石英条带中，常与他形片状角闪石伴生(图4b)。定年样品变质火山岩(石英绿泥钠长片岩)19BZY1-6采样坐标为N39°02′32″，E113°36′11″，样品呈灰绿色，具有片状构造，主要由钠长石(45%～50%)、绿泥石(30%～35%)和石英(10%～15%)组成，含有少量碳酸盐和绢云母(5%)。其中，绿泥石呈显微鳞片状变晶定向排列，而钠长石呈粒状变晶结构分布于鳞片状矿物间隙中(图4c)。

a.柏枝岩BIFs赋存于绿泥片岩和绿泥钠长片岩中；b.太平沟BIFs硅铁条带清晰，边界较为平整；c.麻黄沟BIFs硅铁条带整体弯曲连续；d.岩头BIFs硅铁条带边界较为平整；e.铺上BIFs发育碳酸盐脉；f.八塔BIFs条带宽度大；g.张仙堡BIFs出现层内挠曲变形构造；h.山碰BIFs产于绿泥片岩中(人的高度、地质锤长度、铅笔长度、野外记录本长度和相机盖直径分别为170 cm、30 cm、12 cm、18 cm和7.5 cm)图3 柏枝岩组BIFs野外照片Fig.3 Field photographs of BIFs from the Baizhiyan Formation

麻黄沟、岩头和铺上BIFs矿区位于柏枝岩组中部，坐标分别为N38°55′06″、E113°18′09″，N39°03′03″、E113°19′10″和N38°56′34″、E113°21′11″(图1b)。不同于东部BIFs，中部断裂构造不发育，仅在东北部发育一条延伸不远的小断裂，几乎未破坏矿体的原始产出状态。因此，在这些出露区，矿体以连续性较好、近平行分布的层状、似层状产出，这些BIFs主要赋存于绢云绿泥片岩、绿泥片岩和绿泥绢云片岩中，单条带宽为0.1～5 mm，间距变化较大。大部分硅铁条带边界较为平整(图3d、图3e)，少部分条带整体弯曲连续，局部加粗(图3c)。铁矿石矿物成分主要为石英(50%～70%)和磁铁矿(25%～45%)，其次为铁白云石、菱铁矿等铁碳酸盐类矿物(10%～15%)，含量比东部BIFs明显增多(图4d—图4g)。其中铁白云石颗粒较大，呈黄褐色菱形切面，双晶纹平行于菱形解理的短对角线，具有“雾心亮边”的环带构造；而菱铁矿呈细粒无色菱面体，自形程度较高，其边缘由于风化呈现黄褐色锈斑(图4e)。除此之外，含有少量的黄铁矿、黄铜矿、绿泥石等(图4d)，经常可见赤铁矿交代磁铁矿(图4g)和发育碳酸盐脉(图3e)。

八塔、张仙堡和山碰BIFs矿区位于五台向斜西翼，坐标分别为N 38°53′57″、E 113°06′32″，N 38°54′13″、E 113°02′36″和N 38°55′39″、E 112°56′11″，产于钠长绿泥片岩-钙质绢云千枚岩-碳酸盐-磁铁石英岩建造之中，沉积于由基性火山岩向黏土岩堆积的界面附近(白瑾，1986)。BIFs整体产状稳定，呈条带状-块状构造，条带状构造不如东部和中部发育(图3f、图3g、图3h)，呈断续产出，常见层内挠曲变形构造(图3g)。并且矿石成分与之存在很大区别，金属矿物以铁碳酸盐(铁白云石和菱铁矿)为主(18%～25%)，其次为磁铁矿和赤铁矿(12%～20%)，少量黄铁矿(图4i)。赤铁矿多以交代磁铁矿的状态产出，其中仅在八塔地区发现自形板状赤铁矿，粒径为0.01～0.1 mm，产在石英颗粒或石英与碳酸盐颗粒间，呈平行定向排列(图4h)；脉石矿物以石英(50%～60%)、方解石(5%)为主，可见方解石脉被褐铁矿交代(图4j)，少见闪石类矿物。

3 分析方法

定年样品锆石的挑选在河北省廊坊区域地质调查研究所实验室利用重液和磁选分离技术完成。在双目显微镜下观测并人工挑选锆石，将得到的锆石晶体与标样锆石一起用无色透明的环氧树脂固定成靶，等待其充分固化后对其表面进行抛光。制靶完成后，在北京大学造山带和地壳演化教育部重点实验室利用FEI QUANTA-650FEG 型扫描电镜进行 CL 图像拍摄，结合锆石颗粒的反射光和透射光图像，选取测点位置。

锆石LA-ICP-MS U-Pb同位素分析在北京大学造山带和地壳演化教育部重点实验室完成，测试仪器使用美国Agilent Technologies公司的电感耦合等离子体质谱仪Agilent ICP-MS7500ce，并连接Coherent Lambda Physik公司生产的GeoLas 2005激光剥蚀系统，激光束斑直径为32 μm。U-Pb定年数据以锆石91 500作为外标，锆石微量元素含量采用NIST 610作为外标，29Si为内标元素进行定量计算。数据处理采用GLITTER ver 4.0完成(Van achterbergh，et al.，2001)，普通铅校正采用Andersen(2002)推荐的方法，年龄计算及谐和图的绘制采用Ludwig(2003)编写的Isoplot程序。样品锆石的LA-ICP-MS U-Pb定年和稀土元素分析结果见表1、表2。

BIFs的FeO含量运用了化学滴定法在廊坊市中铁物探勘察有限公司完成测试，其余主量元素、微量和稀土元素测试在广州澳实矿物实验室中心完成。主量元素采用AXIOS Minerals型X射线荧光光谱仪测定，并采用等离子光谱和化学法测定进行互相检测；微量元素和稀土元素采用Elan DRC-II型电感耦合等离子质谱仪(ICP-MS)进行测定。主量元素分析精度和准确度优于5%, 微量和稀土元素分析精度和准确度优于10%。笔者所述岩石样品的主量、稀土和微量元素分析结果见表3。

a.样品19BZY1-3，裂隙中部分磁铁矿已氧化为褐铁矿脉(单偏光)；b.样品19TPG1-1，铁白云石主要以半自形分布在石英条带中(正交偏光)；c.样品19BZY1-6，石英绿泥钠长片岩(单偏光)；d.样品18MHG1-1(单偏光)；e.样品18MHG1-6，铁白云石“雾心亮边”的环带构造(单偏光)；f.样品18YT1-3(正交偏光)；g.样品18PS1-4，赤铁矿交代磁铁矿(单偏光)；h.样品18BT1-4，自形板状赤铁矿定向排列(单偏光)；i.样品18ZXP1-1(正交偏光)；j.样品18SP1-7，方解石脉被针铁矿交代(单偏光)； Qtz.石英；Mt.磁铁矿；Lm.褐铁矿；Amp.角闪石；Ank.铁白云石；Ab.钠长石；Chl.绿泥石；Sd.菱铁矿；Hem.赤铁矿图4 柏枝岩组代表性BIFs及变质火山岩样品的薄片显微照片Fig.4 Photomicrographs of representative BIFs and metamorphic volcanic rock from the Baizhiyan Formation

4 结果

4.1 锆石U-Pb定年

本次样品(石英绿泥钠长片岩)19BZY1-6仅挑选出7颗锆石。锆石多呈短柱状-卵状，颗粒细小，长约为35～90 μm，长宽比约为1∶1～2∶1(图5a)。CL图像显示大多数锆石具有典型的岩浆锆石生长环带(#1和#2)，少数锆石具有明显的核-幔-边结构(#4和#6)，发育厚薄不均匀的亮白色增生边。锆石的稀土元素呈现轻稀土(LREE)亏损、重稀土(HREE)极度富集的特点，从La至Lu含量依次升高，Ce显示强烈的正异常，Eu显示强烈的负异常(图5c、表2)，且Th/U值为0.43～0.62(表1)，为典型的岩浆成因锆石属性。该样品测试了7个分析点，获得的年龄较集中，为2 521～2 538 Ma(表1)。具体来说，7个锆石分析点落在一条不谐和线上，上交点年龄为(2 526±14) Ma(MSWD=0.14)，与其207Pb/206Pb加权平均年龄(2 530±20) Ma(MSWD=0.059)在误差范围内保持一致(图5b)。综合CL图像和锆石REE特征，上交点年龄(2 526±14) Ma可以解释为该样品原岩的结晶年龄。

4.2 全岩地球化学

柏枝岩组BIFs样品主要由SiO2和TFe2O3组成。SiO2和TFe2O3含量分别为 35.9%～61.7%和27.2%～58.8%；Al2O3(0.06%～2.01%)和TiO2(0.01%～0.06%)变化范围较大，暗示可能有少量的陆源碎屑物质混入。自柏枝岩组东—西部，MgO和MnO含量变化不大，分别为0.66%～2.79%和0.03%～0.42%，而CaO含量和FeO/Fe2O3值有明显增加的趋势，东部CaO含量为1.10%～2.49%，FeO/Fe2O3为0.36～0.41；中部CaO含量为1.53%～3.21%，FeO/Fe2O3为0.24～0.66；西部CaO含量为2.14%～5.97%，FeO/Fe2O3为0.59～0.80(表3)，与上述的BIFs含铁矿物中氧化铁含量逐渐降低、碳酸铁含量逐渐增加相对应；其他主量元素如Na2O、K2O、P2O5含量都很低(<1%)。

高场强元素除Zr含量变化范围较大外(0.7×10-6～32×10-6)，其余元素如Hf、Th、U等变化范围较小，分别为<0.1×10-6～0.6×10-6、0.02×10-6～1.85×10-6和<0.05×10-6～0.19 ×10-6。对于过渡元素来说，除少数BIFs具有较高含量外(Sc=1.1×10-6～2.3×10-6，Cr =1×10-6～7×10-6, V=8×10-6～32×10-6和Cu=22×10-6～321×10-6)(表3)，大部分BIFs含量较低(Sc=0.1×10-6～1.0×10-6，Cr<1×10-6～4×10-6，V=2×10-6～8×10-6，Cu=0.2×10-6～100×10-6)，与其他太古宙—古元古代BIFs相一致(Planavsky，et al.，2010)。样品的稀土元素总量(TREY)变化范围较大，为10.8×10-6～47 ×10-6。样品通过PAAS标准化后的稀土元素配分见图6。LREEPAAS、MREEPAAS相对HREEPAAS明显亏损，且亏损程度自东向西明显降低，东部(La/Yb)PAAS=0.17～0.39，(Sm/Yb)PAAS=0.31～0.6；中部(La/Yb)PAAS=0.16～0.39，(Sm/Yb)PAAS=0.37～0.64；西部(La/Yb)PAAS=0.26～0.59，(Sm/Yb)PAAS=0.38～0.77。所有样品表现出LaPAAS(La/La*=0.88～1.49)轻微负异常-正异常、YPAAS(Y/Y*=1.10～1.68)正异常、CePAAS(Ce/Ce*=0.84～1.16)弱负异常-弱正异常，以及强烈的EuPAAS(Eu/Eu*=1.31～6.41)正异常的特征，并且注意到柏枝岩组西部BIFs的Eu正异常(平均值为4.50)明显大于中部(平均值为2.56)和东部BIFs(平均值为2.21)。此外，样品Y/Ho值波动较大(30～43)，介于海水(>44)和陆源物质-热液流体(～26)之间，可能暗示二者的混合。

5 讨论

5.1 柏枝岩组BIFs沉积年龄

BIFs由于简单的矿物组成和后期变质作用等的影响不能被准确直接地限定时代，从而导致其沉积年龄很大程度上依赖于其上、下或者其中可测定年龄岩石的时代。由于柏枝岩组BIFs赋存于变质火山岩(石英绿泥钠长片岩)序列中，二者几乎同时形成，因此，样品19BZY1-6的结晶年龄可以用来约束BIFs的沉积年龄。根据锆石定年结果，本次获得样品原岩的结晶年龄为(2 526±14) Ma，与前人获得的柏枝岩组变质火山岩年龄(2 524±10) Ma(Wilde，et al.，2004a)在误差范围内保持一致。因此，柏枝岩组BIFs沉积年龄应为2 526～2 524 Ma，稍大于鸿门岩组形成时代(2 524～2 516 Ma)。

图5 (a)变质火山岩19BZY1-6锆石阴极发光图像、(b)锆石U-Pb年龄谐和图和207Pb/206Pb加权平均年龄图和(c)锆石稀土元素球粒陨石标准化配分图(标准化数据据Sun，et al.，1989)Fig.5 (a)Cathodoluminescence images,(b)U-Pb concordia diagram and 207Pb/206Pb weighted average age diagram and (c)Chondrite-normalized REE patterns of zircons from meta-volcanic rock(19BZY1-6)

(现代南太平洋海水来自Bolhar，et al.，2004；高温热液流体来自Bau，et al.，1999；低温热液流体来自Michard，et al.，1993)图6 PAAS标准化后的柏枝岩组BIFs稀土元素配分图(标准化数据据Mclennan，1989)Fig.6 PAAS-normalized REE patterns of BIF samples(PAAS-normalized data from Mclennan，1989)

然而，前人获得石咀亚群的年龄为2 543～2 513 Ma(图2)(Wilde，et al.，2004a，2005；Wang，et al.，2014a；Han，et al.，2017)，该范围过于宽泛，甚至包含了其上台怀亚群形成的年龄(2 524～2 516 Ma)(图2)，与上下地层叠置关系明显不符。笔者注意到除了Wilde，et al. (2004a)获得了庄旺组一个较为年轻的年龄(2 513±8) Ma外，石咀亚群其余年龄都集中于2 542～2 528 Ma。根据Wilde，et al. (2004a)的描述，该样品产出于峨口至岩头道路路边，采集于去往峨口铁矿转弯处向北100 m，然而，笔者并没有在那里找到出露点，但根据文章中岩相学描述，该样品为角闪岩相退变出的岩石，长石和石英呈集合体散布于定向排列的二云母之中，并且该样品产出在石榴子石云母片岩中，没有厚度和产状的描述。据此，笔者推测长石-石英集合体很可能是原岩中的变斑晶，原岩中长英和石英呈聚斑结构，该样品可能是鸿门岩组火山岩喷发过程中残留在火山通道中的次火山岩(图2)，其年龄应该代表鸿门岩组的形成年龄。

5.2 物质来源

5.2.1 同沉积和沉积后过程的影响

BIFs的地球化学特征、特别是稀土元素被广泛用来限定成矿物质来源、地球早期海洋的化学组成和氧化还原状态(Bau，et al.，1996；Bolhar，et al.，2004；Alexander，et al.，2008；Planavsky et al., 2012；Lan，et al.，2014；成功等，2016；王浩然等，2018)。但是其地球化学组成可能受到同沉积(碎屑或者火山物质混染)或沉积后过程(成岩、变质、水热蚀变等)的影响(Bau，1993；Alexander，et al.，2008；Albut，et al.，2018)，因此笔者在分析过程中要十分慎重。

沉积岩中的Al2O3、TiO2和高场强元素(Zr，Hf，Th，U)主要起源于地壳岩石的风化。例如，广泛分布的富铝长石，富钛的金红石和榍石等。由上述实验结果可知，大部分柏枝岩组BIFs主要由SiO2和 TFe2O3组成，具有较低的Al2O3(<0.8%)、TiO2(<0.02%)、极低的高场强元素 (Zr，Hf，Th，U；<1×10-6)、TREY(<20×10-6)和较高的Y/Ho值(30～43)，说明大部分BIFs是纯净的化学沉积物，没有受到碎屑物质混染(Bolhar，et al.，2004)。然而，少数BIFs样品(19BZY1-1和18ZXP1-1)表现出较高的Al2O3(>1%)、不相容元素含量(>1×10-6)及近似球粒陨石的Y/Ho值(平均值为30)，暗示其在沉积时可能遭受了不同程度的碎屑物质混染(Bau，1993；Bolhar，et al.，2004)。

沉积后过程影响机制包括成岩、热液蚀变和变质作用。对于成岩过程来说，BIFs的稀土元素特征可能会发生均一化，使得条带之间的稀土元素特征表现出一致的特点(Alexander，et al.，2008)。但是前人经过对比富硅和富铁条带的稀土元素特征，发现二者之间的稀土特征存在明显的差异，因此说明BIFs在成岩过程中稀土元素是不易活动的(Bau，et al.，1996)。此外，五台绿岩带柏枝岩组经历了绿片岩相的变质作用，并且在BIFs中发育碳酸盐脉(图3e)，说明样品在成岩后曾受热液蚀变和变质作用的影响。BIFs在形成之后若受到热液蚀变作用，会使得氧化还原敏感元素，如Ce和Eu相比邻近元素更易活动，因而在有流体的存在下，任何潜在的氧化还原变化都会导致这些元素优先激发(Bolhar，et al.，2015)。然而，在本次样品中，Ce和Eu与其相邻元素显示良好的线性关系(R2=0.96和0.63)，说明热液蚀变影响是可以忽略不计的。并且所有样品展现出较一致的稀土配分形式，没有发现Eu亏损现象。因此，认为样品稀土元素和微量元素受蚀变和变质作用影响较小，保留了比较完整的原始信息。

5.2.2 微量陆源碎屑物输入

根据全岩地球化学分析结果可知，相比其他样品，样品19BZY1-1、18MHG1-1、18ZXP1-1以及18SP1-7的Al2O3(0.85%～2.01%)、TiO2(0.03%～0.06%)、高场强元素如Zr(13.5×10-6～32 ×10-6)和Th(0.21×10-6～1.85×10-6)和TREY含量(23×10-6～47×10-6)明显升高(表3)。并且其Y/Ho值为29～31，小于世界上其他BIFs，如Isua BIFs(平均值为42；Bolhar，et al.，2004)和Dales Gorge BIFs(平均值为43；Pecoits，et al.，2009)，暗示这些样品遭受了一定程度的碎屑混染。由图7a～图7d可以看出，当Al2O3<0.8%时，Al2O3、TiO2、TREY和Y/Ho之间不具有相关性；而当Al2O3≥0.8%时，样品的Al2O3、TiO2和TREY之间呈现良好的正相关。Al2O3与Y/Ho具有很好的负相关，为这4个样品遭受碎屑混染提供了强有力的证据。

a.Al2O3 vs.TiO2；b.Al2O3 vs.Y/Ho；c.Al2O3 vs.TREY；d.TiO2 vs.TREY；e.Al2O3 vs.Zr；f.Zr vs.Y；g.MgO vs.Ni；h.MgO vs.Co，说明BIFs受到长英质碎屑混入图7 BIFs样品中元素相关性图Fig.7 Correlation diagrams of BIFs samples showing felsic detrital input

通常来说，Zr、Hf、Rb、Y和Sr等来源于地壳长英质岩石的风化，而Cr、Ni、Co和V等过渡元素来源于镁质源区(Gnaneshwar，et al.，1995；Sunder，2009)。图7e—图7f中Al2O3和Zr、Y和Zr呈现明显的正相关，而MgO和Cr、Ni缺乏相关关系(图7g、图7h)，说明碎屑物质可能主要来源于长英质地壳源区，不含或者含有少量的镁质碎屑物质。此外，La/Sc、Th/Sc等不相容元素和相容元素的值可以用来很好的区分长英质和镁质物质(Condie，1993；Li，et al.，2008；Wang，et al.，2014b；南景博等，2017)。在La-Th-Sc三角图中(图8a)，将收集的五台变质玄武岩、酸性火山岩、恒山-阜平-赞皇TTG片麻岩及五台花岗质岩石数据标注其上，可见这4个受碎屑混染的样品都远离玄武岩端元，而靠近长英质端元。并且在Zr/Sc vs.Th/Sc图中(图8b)，这些样品呈简单的正相关关系，趋向于长英质端元。因此，研究认为BIF中的碎屑物质主要来自于长英质岩石。

a.La-Th-Sc三角图(据Wang，et al.，2014b)；b.Zr/Sc vs.Th/Sc(据Li，et al.，2008)；数据来源：五台变质玄武岩和酸性火山岩来自Wang，et al.，2004，2014a；五台花岗质岩石数据来自Liu，et al.，2004；恒山-阜平-赞皇TTG片麻岩数据来自Liu，et al.，2004和Yang，et al.，2013；科马提岩、玄武岩、安山岩、流纹岩、TTG、花岗岩数据来自Condie，1993(样品符号同图7)图8 BIFs中碎屑物质来源判别图Fig.8 Discriminant plots of detrital material in BIFs

5.2.3 大量海水和少量海底高温热液混合

尽管少数样品受到陆源碎屑混染，但大部分BIFs显示出一致的LaPAAS正异常、YPAAS正异常、LREEPAAS亏损、HREEPAAS富集及高于球粒陨石的 Y/Ho(30～43)值的特征(图6)，与现代海水 REY特征相一致(Alibo，et al.，1999)。但是，该组BIFs还显示出强烈的正Eu异常，这是海水所不具备的。在现代海洋环境中，正Eu异常只在高温热液中出现，尤其是以洋中脊及弧后扩张中心的热液活动为代表(Bau，et al.，1996)。海底热液以250 ℃为界，可分为高温热液(>250 ℃)与低温热液(<250 ℃)，前者以EuPAAS>1且具有较高的Sm/Yb值为特征，而后者EuPAAS≈1且具有较低的Sm/Yb值(Michard，et al.，1993)。考虑到柏枝岩组BIF样品的Eu正异常(Eu/Eu*=1.31～6.41)非常发育，且Sm/Yb值变化范围较大，从而认为低温热液参与的可能性不大，而高温热液的输入发挥了主要作用。在TREE vs.Cu+Co+Ni、Al2O3vs.SiO2，以及Fe-Mn-Al三角判别图(图9)(Dymek，et al.，1988；Wonder，et al.，1988；Peter，et al.，1996)上，纯净的柏枝岩组BIFs都落在热液沉积物区域，指示柏枝岩组BIFs主要来自于海水和高温热液流体的混合溶液。

综合以上分析，柏枝岩组BIFs的成矿物质主要来源于海水和高温热液流体的混合，并在沉积过程中混入少量陆源碎屑物。其中潜在的长英质地壳物质来源包括早于BIFs或与其同时期形成的中酸性火山岩、五台花岗质岩石及～2.7Ga 恒山-阜平-赞皇的TTG片麻岩(Liu，et al.，2004；Wang，et al.，2004，2014a；Yang，et al.，2013)。如图10所示，笔者改进了Alexander，et al. (2008)提出的利用现代太平洋海水(<500 m)(Alibo，et al.，1999)和大西洋中脊的高温热液流体(>250 ℃)(Bau，et al.，1999)的Sm/Yb vs.Y/Ho和 Eu/Sm vs.Sm/Yb元素混合计算的二元混合模型，增加了地壳物质端元。根据模拟结果(图10)，大量的海水、少量海底高温热液(0.1%～1%)和微量长英质地壳组分(<0.1%)混合可以很好的拟合BIFs的稀土元素特征，陆源碎屑物质的加入可以更好地解释相对较低的Y/Ho值和较高的Sm/Yb值。并且相比西部BIFs，东部和中部BIFs受到陆源碎屑物质的贡献比例更大。

5.3 沉积环境

前寒武纪BIFs是早期地球环境演化的特殊产物，其形成需要特定的沉积环境。BIFs的特征稀土元素异常(Ce、Eu)常可用来指示沉积盆地古海水的氧化还原状态(Alexander，et al.，2008；Frei，et al.，2008；Planavsky，et al.，2010)。一般来说，Ce呈稳定的Ce3+，在氧化条件下Ce3+被氧化为Ce4+，大大降低了Ce的溶解度，并且优先被吸附在Fe-Mn氢氧化物、有机质和黏土颗粒等物质表面，从而脱离原来的REE 配分曲线，出现Ce负异常(German，et al.，1990；Bekker，et al.，2010)。相反地，在缺氧环境中，Ce3+的氧化作用减弱，并且富Fe-Mn颗粒沉淀被还原溶解，因此在次氧化和缺氧的水体中缺乏Ce负异常现象(German，et al.，1991；Planavsky，et al.，2010)。由于海水和海洋沉积物中的Ce异常受La异常变化影响很复杂，Bau，et al. (1996)建立了Ce/Ce*和Pr/Pr*图解来判别真正的Ce负异常(图11)。在(Pr/Pr*)PAASvs.(Ce/Ce*)PAAS图解中，柏枝岩组纯净的BIFs样品大都落在无Ce异常-Ce正异常和La无异常-正异常范围内，与其他太古宙—古元古代早期BIFs Ce异常范围相一致，反映当时水体整体处于缺氧环境中。另外，Th/U值也是反映沉积环境氧化还原状态的重要指标。Th在水体中溶解度极低，在沉积物中的富集不受氧化还原条件的控制，而U元素在沉积物中的富集受到海水穿透深度和沉积速率的控制。因此，在氧化的水体中，U主要以高价态可溶性络合物的形式存在，Th/U值一般大于3.8，而在还原水体中，U以不溶氧化物的形式吸附保存在沉淀物中，其Th/U值一般介于0～2(Condie，1993)。在本次研究中，柏枝岩组纯净BIFs的Th/U值为1.80～3.67，同样说明BIFs沉积于缺氧水体中。此外，Mn2+不同于Fe2+，其氧化需要较多的自由氧，不能在厌氧环境中进行(Planavsky，et al.，2014)。考虑到本次纯净样品具有较低的MnO(0.03%～0.18%)含量以及特别高的Fe/Mn值(217～1 021)，也暗示BIFs在沉淀时水体保持缺氧状态，Mn2+最终并未被氧化。

a.TREE vs.Cu+Co+Ni(据Dymek，et al.，1988)；b.Al2O3 vs.SiO2(据Wonder，et al.，1988)；c.Al-Fe-Mn三角图(据Peter，et al.，1996)(样品符号同图7)图9 BIFs热液成因判别图Fig.9 Discriminant plots of hydrothermal origin of BIFs

a.Sm/Yb vs.Y/Ho；b.Eu/Sm vs.Sm/Yb；数据来源：现代太平洋海水来自 Alibo，et al.，1999；大西洋中脊的高温热液流体来自Bau，et al.，1999；五台变质玄武岩和酸性火山岩数据来自Wang，et al.，2004，2014a；五台花岗质岩石数据来自Liu，et al.，2004；恒山-阜平-赞皇TTG片麻岩数据来自Liu，et al.，2004和Yang，et al.，2013(样品符号同图7)图10 改进的Y/Ho, Sm/Yb和Eu/Sm元素混合计算模型(据Alexander，et al.，2008)Fig.10 Improved elemental mixing models using Y/Ho, Sm/Yb and Eu/Sm ratios of modern shallow seawater,high-temperature hydrothermal fluids and felsic detrital sources

数据来源：早前寒武纪BIFs来自Planavsky，et al.，2010；新元古代BIFs来自Basta，et al.，2011；Busigny，et al.，2018(样品符号同图7)图11 BIFs Ce异常判别图(据Bau，et al.，1996)Fig.11 Plot of CePAAS and PrPAAS anomalies for pure BIFs

此外，本次研究获得的柏枝岩组BIFs沉积年龄为2 526～2 524 Ma，该年龄恰好处于Sun，et al. (2019)提出的五台绿岩带新太古宙—古元古代构造演化模式的第一阶段末期(2.56～2.52 Ga)。在该阶段内，洋壳开始向东俯冲导致五台洋内弧的形成，并且随着“前进式”俯冲向东进行，五台弧逐渐靠近东部陆块，整体处于挤压状态。然而通常BIFs形成于伸展环境中(Bekker，et al.，2010)，且柏枝岩组底部出现了厚层砾岩，说明该组初期曾经出现过抬升，这可能是由于板块边界应力解耦造成的，其过程可能类似于Juan de Fuca和北美板块边界的解耦过程(Hyndman，et al.，1996)。总的来说，柏枝岩组BIFs形成于五台绿岩带新太古宙—古元古代构造演化第一阶段的末期，沉积时水体整体处于缺氧状态，但其水体是不均一的，出现了细微的氧化还原状态分层。西部富碳酸盐BIFs沉积于深部的还原水体中，而中部和东部富磁铁矿相BIFs沉积于相对较浅的弱还原水体中。