杨 帆，张 伟，李 壮*，张 茜，崔 莹

(1. 中国石油大学(北京) 地球科学学院，北京 102249; 2. 北京大学 地球与空间科学学院，北京 100871)

0 引 言

条带状铁建造(Banded Iron Formation,BIF)一般指前寒武纪古老克拉通内特有的全铁(FeOT)含量(质量分数，下同)大于15%的化学沉积岩(含铁硅质岩)，由燧石(变质后为石英)和含铁矿物构成黑白相间的条带状、条纹状或者细纹状等构造[1-4]。BIF型铁矿床是地球上最重要的铁矿资源[5]，按照形成的构造环境、岩石组合和规模可将BIF划分阿尔戈马型(Algoma型)和苏必利尔型(Superior型)[2,4-6]。阿尔戈马型BIF主要产于太古宙—古元古代绿岩带火山-沉积序列中，规模相对较小，形成过程通常与海底火山作用有关[7-8]；苏必利尔型BIF则主要赋存于古元古代细碎屑岩-碳酸盐岩等沉积地层中，不含或含极少量的火山岩，一般形成于被动大陆边缘的大陆架浅海环境，且规模普遍较大[6-7,9-10]。BIF成因研究对揭示早前寒武纪古海洋、古大气的化学成分和氧化-还原环境以及进一步认识早期地球表生环境演化机制和构造环境等均有重要意义[11-14]。

底图引自文献[24]，有所修改图1 辽宁清原地区地质简图Fig.1 Simplified Geological Sketch of Qingyuan Area in Liaoning

对BIF型铁矿成矿物质的来源问题[4,15-18]，长期以来存在着较大的争议[5,9]：一种观点认为成矿物质来源于陆源物质的风化，如Wang等对五台绿岩带王家庄BIF及围岩开展岩石学和地球化学研究认为，成矿过程中存在大量陆源碎屑输入，主要基于BIF存在少量的富铝矿物，且具有较高的Al2O3及高场强元素(HFSE)含量，以及Al2O3、高场强元素和稀土元素含量之间成正相关关系等特征[19]；另一种观点认为成矿物质来源于海底火山作用，如Planavsky等对BIF、海相碳酸盐岩及现代海水的稀土元素特征对比研究认为，BIF是海底高温热液和海水混合的产物[20]，Zhang等对河北石人沟BIF的元素和U-Pb-O同位素研究认为，其形成于大洋板块俯冲过程有关的海底火山活动[21]。此外，Li等还揭示出磷灰石和乙酸铁盐与磁铁矿共存的现象，据此认为西澳大利亚铁建造形成于生物参与的沉积作用[22]。中国BIF主要分布在华北克拉通，集中在鞍山—本溪、密云—冀东、五台—吕梁、霍邱—舞阳、清原和鲁西等地区[9,15](图1)。前寒武纪BIF型铁矿床与火山成因块状硫化物矿床存在时间上的耦合性[14]，并且在空间上二者的耦合关系已逐渐成为众多学者关注的焦点[23]，如鞍山—本溪和密云—冀东地区存在大量的大型—超大型BIF[5]，但并不发育火山成因块状硫化物矿床，而清原地区BIF型铁矿床与火山成因块状硫化物矿床共生组合产出于绿岩带中部[10](图2)。张连昌等对清原绿岩带变质火山岩组合的岩石学及地球化学研究认为，清原绿岩带BIF型铁矿床与火山成因块状硫化物矿床共生组合形成于新太古代弧后盆地环境[14]。彭自栋等对清原绿岩带BIF的围岩开展地球化学研究认为，其形成于双峰式火山岩广泛发育的拉张构造环境[10,23,25]。以上对清原绿岩带BIF的构造环境等研究多集中于火山岩围岩，本文试图通过BIF和碎屑沉积岩围岩的成因研究为构造环境提供新的制约。鉴于此，本文以华北克拉通清原地区小莱河BIF和碎屑沉积岩围岩为切入点，在野外地质调查的基础上，开展系统的矿物学、主量元素、微量元素及同位素地球化学分析，厘定岩石成因和物质来源等，以期对小莱河BIF甚至华北克拉通BIF的形成机理及演化提供制约。

1 区域地质与矿区特征

华北克拉通是世界上最古老的克拉通之一，拥有大于3.8 Ga的地质演化史[12,26-27]，亦是中国境内三大克拉通之一，总面积约3×105km2(图1)[28]。华北克拉通的基底组成至少有两种主流认识[29-30]：翟明国等认为华北克拉通基底由6个微陆块组成，依次为胶辽陆块、迁怀陆块、阜平陆块、许昌陆块、集宁陆块和阿拉善陆块[28-29]；而Zhao等认为华北克拉通基底分为西部陆块、东部陆块和华北中部碰撞造山带[27,31](图1)。

底图引自文献[36]，有所修改图2 清原地区太古宙表壳岩系综合柱状图Fig.2 Stratigraphic Column Showing Formation and Member Names for the Archean Supracrustal Rocks in Qingyuan Area

辽宁清原地区位于华北克拉通东部陆块(或胶辽陆块)东北缘。前人研究认为，太古宙基底被浑河断裂分成新太古代浑南高级区和中太古代浑北绿岩带[27,32](图1)。已发表的年代学数据表明，浑河断裂南北两侧的岩石形成时代主要为2.50 Ga，为新太古代晚期，南北两侧的岩石并无明显的年龄差异[33-35]。另外，浑河断裂两侧的岩石在矿物组合上也具有相似性，均呈现出角闪岩相至麻粒岩相变质的特征[33-34]，表明浑河断裂并非高级区和绿岩带的分界。清原地区新太古代基底可以划分为TTG-花岗质片麻岩和绿岩带表壳岩系[36]。表壳岩系由3个主要序列组成，自下而上依次为石棚子组、红透山组和南天门组[27,36](图2)。绿岩带底部的石棚子组岩性主要为变质基性—超基性火山岩，夹中酸性火山岩，变质程度达到麻粒岩相，可进一步划分为两段：下段以斜长角闪岩、辉石角闪岩和少量黑云母斜长片麻岩为主，基本无BIF发育；而上段则主要由互层的斜长角闪岩和黑云母斜长片麻岩组成，局部为少量含辉石角闪岩、云母石英片岩和BIF，原岩建造上具有双峰式火山岩特征[14,36]。中部的红透山组由互层产出的斜长角闪岩和黑云斜长片麻岩组成，并有少量BIF和黑云母片岩[37]。顶部的南天门组主要由角闪岩相变质沉积岩组成，下段有少量BIF和变质玄武岩[23,38]。

小莱河BIF型铁矿床位于浑河断裂以南敖家堡村附近，是辽宁清原地区规模最大的铁矿床[36,39]。矿体及表壳岩系围岩呈残留体形式分布于太古宙TTG片麻岩中(图1)。小莱河BIF的围岩主要为下伏石棚子组上段互层的斜长角闪岩和黑云斜长片麻岩、变粒岩等(原岩为基性岩和中酸性火山岩)，上覆斜长角闪岩和紫苏麻粒岩，局部可见到薄层的石榴黑云斜长片麻岩(原岩为碎屑沉积岩)[36,39]。BIF与围岩整合接触，接触界面无混合、侵蚀等现象。BIF的单层厚度差异大，几米至数十米不等。受断层和沉积后变质-变形作用强烈改造的BIF分布以单斜构造为主，局部呈复式褶皱，走向大致沿SN向，倾向NE，倾角为30°～60°[36]。

2 岩石学特征和分析方法

Mag为磁铁矿；Qtz为石英；Opx为斜方辉石；Pl为斜长石；Gr为石榴石；Bi为黑云母；LQ1、LQ4、LQ8为电子探针分析点编号图3 小莱河BIF的野外和镜下照片Fig.3 Field Photos and Photomicrographs of Xiaolaihe BIF

本文研究的样品采自华北克拉通东北部辽宁清原地区小莱河铁矿区[图3(a)],采样点经纬度为(41°53′04″N，124°41′30″E)，包括了BIF和变质碎屑沉积岩围岩[图3(b)]。小莱河BIF呈铁黑色，具有条带状构造，颗粒大小为1～3 mm，镶嵌中粒等粒粒状变晶结构[图3(c)]，主要由磁铁矿(体积分数为35%～50%)、石英(25%～35%)和硅酸盐(辉石类和角闪石类，15%～30%)组成，含少量黄铁矿(少量经氧化成褐铁矿)及方解石等(<5%)[37,39](如样品LQ7-1)[图3(d)]。斜方辉石为浅绿色，发育两组近直交解理，解理夹角为87°或93°，中正至高正突起，糙面显著(如样品LQ7-2-1)[图3(e)]，推测与其变质程度较高(麻粒岩相变质)有关，与清原绿岩带岩石经历角闪岩相至麻粒岩相变质的特征[33-34]一致。变质碎屑沉积岩围岩的岩性变化较大且遭受不同程度的绿帘石化或绿泥石化等蚀变(表3)，如石榴黑云斜长片麻岩主要由石英(体积分数为10%～25%)、斜长石(35%～40%)、黑云母(15%～20%)、石榴子石(10%～15%)、角闪石(3%～5%)和磁铁矿(1%～3%)组成，部分围岩样品的磁铁矿体积分数较高(>10%)。

矿物电子探针分析在南京宏创地质勘查技术服务有限公司电子探针与电镜实验室日本岛津公司EPMA-1600型电子探针仪上完成。工作电压为15 kV，加速电流为20 nA，束斑直径为2～5 μm，以天然样品和人工合成氧化物为标准样品，分析精确度优于2%。样品需经偏光显微镜鉴定后，再选择新鲜样品进行地球化学分析，样品的粉碎加工均在无污染设备中进行。样品主量元素分析于武汉上谱分析科技有限责任公司实验室完成，采用熔片X射线荧光光谱(XRF)分析法，使用XRF-1500型X荧光光谱仪测试，分析误差为1%～3%，烧失量的数值是根据1 g粉末加热1 h时获得。样品微量元素(含稀土元素)分析在中国地震局地壳应力研究所实验室完成，采用电感耦合等离子体质谱分析法，标样为国家级岩石标准样品GSR-1(黑云母花岗岩)和GSR-3(橄榄玄武岩)。质谱测定过程中，以多元素混合标准溶液制作工作曲线来校准元素含量。当元素含量大于10×10-6时，分析精度优于5%；当含量小于10×10-6时，分析精度优于10%。将50 mg岩石粉末溶解于混合酸(HF/HClO4)置于封盖的Savillex Teflon破碎机中，恒温120 ℃条件下加热6 d，干燥成湿盐并重新溶解在0.5 mL HClO4溶液中；在140 ℃条件下蒸发成湿盐，并在120 ℃条件下利用1 mL HNO3溶液和3 mL水混合液中复溶24 h，以待测试。样品Sm-Nd同位素分析在中国地质调查局天津地质调查中心同位素实验室完成，测试仪器为美国THERMO FISHER公司生产的Triton型热电离同位素质谱仪(TIMS)，143Nd/144Nd值按照146Nd/144Nd值为0.721 900进行标准化，调整至JMC Nd2O3143Nd/144Nd值为0.511 122。在浓度测量中，Sm和Nd浓度影响同位素稀释的不确定性(0.2%～0.5%)，Sm平均程序空白为50 pg，Nd平均程序空白为50～100 pg，147Sm衰变常数为0.006 54 Ga-1。Sm-Nd同位素分析的样品前处理工作在北京大学造山带与地壳演化教育部重点实验室完成。使用HCl溶液清洗过的二次阳离子交换柱对Sm和Nd进行提纯处理[40]。

3 结果分析

3.1 矿物化学特征

本文选取辽宁清原地区小莱河BIF中的斜方辉石进行电子探针分析[图3(e)]。斜方辉石SiO2含量为48.15%～50.87%，FeO含量为27.19%～35.31%，MgO含量为11.79%～12.86%，Al2O3含量为0.70%～0.98%，CaO含量为0.42%～0.95%，MnO含量为0.83%～0.90%，Cr2O3、TiO2、Na2O及K2O含量均较低(表1)。在Wo-En-Fs图解(图4)[41]中，顽火辉石端元(MgSiO3)含量为33.54%～39.71%，铁辉石端元(FeSiO3)含量为55.67%～61.51%，硅辉石端元(CaSiO3)含量为0.91%～1.94%，表明小莱河BIF中的斜方辉石为铁紫苏辉石。

表1 斜方辉石样品LQ7-2-1电子探针分析结果Table 1 EPMA Results of Orthorhombic Pyroxene (Sample LQ7-2-1)

3.2 岩石化学特征

小莱河BIF主量元素分析结果见表2。从表2可以看出：SiO2含量为39.04%～61.36%，平均值为48.95%；FeOT含量范围较大(32.19%～52.39%)，平均值为43.32%；Al2O3含量变化范围很小(0.45%～1.17%)，平均值为0.85%；MgO含量为1.90%～5.36%，平均值为3.60%；CaO含量为0.65%～4.07%，平均值为1.62%；大部分样品MnO、TiO2及碱金属氧化物(Na2O和K2O)含量不足1%。小莱河BIF的SiO2与FeOT含量呈现出明显的负相关关系(图5)，但与其他氧化物相关性不强。

表2 小莱河BIF主量和微量元素分析结果Table 2 Analysis Results of Major and Trace Elements of Xiaolaihe BIF

碎屑沉积岩围岩的主量元素分析结果见表3。从表3可以看出：SiO2含量为38.60%～63.52%，平均值为48.95%；FeOT含量范围较大(20.34%～46.71%)，平均值为33.62%；TiO2含量为0.06%～1.03%，平均值为0.31%；Al2O3含量变化范围较大(2.49%～16.36%)，平均值为8.45%；MnO含量为0.02%～0.69%，平均值为0.26%；MgO含量为1.61%～7.54%，平均值为3.45%；CaO含量变化范围较大(0.95%～9.55%)，平均值为4.00%；碱金属氧化物(Na2O和K2O)含量较低，Na2O含量为0.03%～2.54%，平均值为0.39%，K2O含量为0.04%～1.47%，平均值为0.38%。碎屑沉积岩围岩的SiO2与其他氧化物含量相关性均不强(图5)。样品中的碱金属氧化物含量变化范围较大[图5(g)、(h)]，大多数样品具有较低的K2O和Na2O含量，因此，高K2O和Na2O含量可能是在变质过程中K和Na的高迁移率导致的[41]。

底图引自文献[41]，有所修改图4 辉石端元组分图解Fig.4 Endmember Diagram of Pyroxene

图5 小莱河BIF和碎屑沉积岩围岩哈克图解Fig.5 Harker Diagrams of Xiaolaihe BIF and Its Associated Clastic Sedimentary Rock

在后太古代澳大利亚页岩(PAAS)标准化稀土元素配分模式(图6)中，BIF及围岩均呈现出轻稀土元素(LREE)相对亏损、重稀土元素(HREE)相对富集的特点。除样品LQ7-1外，BIF的(La/Yb)PAAS值变化范围较小(0.22～0.47)，呈现出显著的Ce负异常至微弱的正异常(0.85～1.04)和显著的Eu正异常(1.40～2.57)，Y/Ho值为29.67～37.00。碎屑沉积岩围岩的(La/Yb)PAAS值变化范围较大(0.01～0.47)，平均值为0.21，呈现出轻微的Ce负异常(0.90～0.97)，而Eu异常变化范围较大(0.24～1.77)，Y/Ho值为27.13～35.42。

ws为样品含量；wPAAS为PAAS含量；PAAS标准化值引自文献[43]图6 小莱河BIF和碎屑沉积岩围岩PAAS标准化稀土元素配分模式Fig.6 PAAS-normalized REE Patterns of Xiaolaihe BIF and Its Associated Clastic Sedimentary Rock

3.3 Sm-Nd同位素特征

1件小莱河BIF样品和5件碎屑沉积岩围岩样品的Sm-Nd同位素分析结果见表4和图7。小莱河BIF样品的147Sm/144Nd值为0.131 9，143Nd/144Nd值为0.511 87，εNd(2.50 Ga)值为5.7，呈现出亏损型地幔源区特征。碎屑沉积岩围岩样品的147Sm/144Nd值为0.105 8～0.445 6，143Nd/144Nd值为0.511 280～0.516 438，εNd(2.50 Ga)值为-5.3～3.8。

图7 Sm-Nd同位素等时线图Fig.7 Isochron Diagram of Sm-Nd Isotope

4 讨 论

4.1 碎屑沉积岩围岩地球化学特征

因为辽宁清原地区小莱河BIF的碎屑沉积岩围岩遭受绢云母化等蚀变和角闪岩-麻粒岩相变质作用[36]，所以在分析岩石成因之前需要考虑以上过程等对地球化学特征的影响。碎屑沉积岩围岩的烧失量较低(0.2%～4.0%,表3)以及微弱的Ce异常[图6(b)]，表明其未发生明显的次生蚀变、碳化及硅化等作用。Ague指出沉积岩主量元素在变质过程中迁移率较低，在经历角闪岩相变质作用之后仍能保持CaO、Na2O和K2O等含量基本不变[42]。综上所述，本文研究的碎屑沉积岩围岩地球化学特征可以用来揭示物质来源和构造环境等。在原岩判别图解中，样品均落于泥质沉积岩区[图8(a)]，说明小莱河BIF的围岩为副变质岩，这些泥质岩样品落于铁砂和铁页岩范围[图8(b)]。

表3 小莱河BIF的围岩主量和微量元素分析结果Table 3 Analysis Results of Major and Trace Elements of the Wall Rocks Associated with Xiaolaihe BIF

续表 3

表4 小莱河BIF和围岩Sm-Nd同位素分析结果Table 4 Analysis Results of Sr-Nd Isotope of Xiaolaihe BIF and Its Wall Rock

陆源碎屑物质的化学成分受若干地质因素影响，包括化学风化、沉积分选、再循环和成岩作用等[43-45]，对判别沉积物源区特征及构造环境等会产生一定的干扰[46]。因此，首先需要对以上过程进行分析。碎屑岩的化学蚀变指数(CIA)常用来定量评价源区化学风化程度[47-48]。研究表明，未风化的岩石化学蚀变指数通常小于50，遭受强烈风化的岩石化学蚀变指数可达100[40,49]。碎屑沉积岩围岩的化学蚀变指数为21.97～90.44，平均值为58.40，表明大部分样品的源区遭受低—中程度化学风化(表3)。A-CN-K图解既可以为源区风化趋势提供制约，又可以利用风化趋势反向投影到长石连线(斜长石-碱性长石的连线)上的交点来推断沉积物源区的组成，该交点可近似代表物源区的斜长石和碱性长石相对比例[48,50]。碎屑沉积岩围岩的风化趋势平行于Al2O3-CaO*+Na2O轴[图8(c)]，接近英云闪长岩-花岗闪长岩-花岗岩的理想风化趋势，风化趋势与长石连线的交点靠近斜长石端元，表明围岩物源区组分中的碱性长石含量极低，沉积物源区应该存在奥长花岗岩和英云闪长岩组分[41]。此外，多数样品均远离Al2O3-K2O轴，表明源区的风化过程受控于斜长石分解过程，与样品的低—中程度化学风化特征[41]一致。仅有一个样品靠近Al2O3-K2O轴，可能是后期的钾质交代导致[41]。

x(·)为化合物摩尔分数；CaO*为硅酸盐组分中的CaO；图(c)中3个箭头分别代表英云闪长岩、花岗闪长岩和花岗岩的理想风化趋势；图(a)底图引自文献[53]；图(b)底图引自文献[52]，有所修改；图(c)引自文献[48]，有所修改；图(d)底图引自文献[54]；图(e)底图引自文献[55]；图(f)底图引自文献[52]图8 碎屑沉积岩围岩物源分析图解Fig.8 Provenance Diagrams of Clastic Sedimentary Rock

Th/Sc-Zr/Sc图解可以揭示沉积物的沉积分选和沉积再循环程度[51-52]。酸性岩富集Th，而基性岩富集Sc，因此，在沉积分选过程中Th/Sc值变化范围较大，而在沉积再循环过程中Th/Sc值变化范围较小。由于锆石在沉积循环过程中较为稳定，所以沉积再循环的Zr/Sc值显著增加。受物源区成分变化控制的沉积物Th/Sc和Zr/Sc值之间往往成正相关关系[54-56][图8(d)]。小莱河BIF的碎屑沉积岩围岩Th/Sc值分布在0.03～1.18，Zr/Sc值分布在0.05～11.25，表明围岩的化学特征主要受成分变化控制而非沉积再循环过程，且沉积物源区可能相对复杂。

Sm-Nd同位素特征结合微量元素比值(如Th/Sc值)可以进一步揭示沉积物源区的性质[55]。例如，McLennan等提出弧后和大陆弧背景下的沉积岩主要沿岛弧安山岩和上地壳之间的混合线分布，而形成于弧前背景下的沉积岩落在岛弧安山岩和洋中脊玄武岩之间[52]。小莱河BIF的碎屑沉积岩围岩主要落在岛弧安山岩与长英质成分过渡区域，与沉积物源区存在奥长花岗岩和英云闪长岩组分相吻合，但其中一个样品投在洋中脊玄武岩区域，暗示物源区可能存在少量基性—超基性岩[56][图8(d)]。Roser等指出K2O/Na2O值和SiO2含量可以区分不同的构造环境[57]。小莱河BIF的碎屑沉积岩围岩均落在岛弧环境[图8(f)]，与样品主要落在岛弧安山岩、长英质成分和上地壳之间的特征一致[图8(e)]，表明围岩可能形成于大洋岛弧体制下的弧后盆地构造环境。碎屑沉积岩围岩的Sm-Nd同位素等时线结果通过Isoplot 4.15软件[58]计算得出(图7)，获得的等时线年龄为2 528 Ma(样品为4个)，初始143Nd/144Nd值为0.509 513±0.000 351，与前人通过锆石U-Pb方法获得小莱河铁矿角闪变粒岩(火山岩围岩)的原岩年龄为2.51 Ga在误差范围内一致[33,36]，因此，应将小莱河BIF的形成时代厘定为新太古代晚期。

4.2 BIF成因

BIF物质来源一直存在不同观点[9]，如陆壳风化、海底火山或者海底水岩反应等[59-61]。全岩SiO2和FeOT含量对判别BIF沉积物源有一定的指示意义[62]。小莱河BIF的SiO2+FeOT含量变化范围较大为(72.98%～90.70%)，多数落于世界BIF范围内，与五台山铁矿范围完全一致(图9)。但个别样品Al2O3含量较高(表2)，表明这些样品在沉积过程中有少量陆源碎屑物质输入[16,61-62]。

底图引自文献[16]图9 FeOT-CaO+MgO-SiO2图解Fig.9 Diagram of FeOT-CaO+MgO-SiO2

小莱河BIF内潜在的陆源碎屑物质包括了清原地区太古宙超基性岩类、玄武岩、石英闪长岩、石英二长闪长岩、英安-流纹岩和TTG片麻岩等[56,63](图10)。Condie认为Cr/Th、Co/Th与Sc/Th值可以灵敏地反映碎屑物源：岩石越偏基性，Cr/Th、Co/Th与Sc/Th值越高；在Co/Th-Sc/Th图解中，超基性岩类斜率最大，Co/Th值最高，平均为1 100，玄武岩次之，Co/Th平均值为75，中酸性岩Co/Th平均值为2，酸性岩Co/Th值最低，平均值仅为0.1[64]。小莱河BIF样品的Co/Th值为4.48～24.10，平均值为15.53，呈现出与中酸性岩石一致的演化趋势(图10)，与A-CN-K图解中碎屑沉积岩围岩呈现出奥长花岗岩和英云闪长岩的风化趋势特征吻合[图8(c)]，进一步说明陆源碎屑物质主要来自中酸性物源区。结合小莱河BIF具有显著的Sr负异常至轻微的正异常及Nb、Ta负异常(图11)，以及与TTG片麻岩的地球化学特征[56]一致，指示小莱河BIF的碎屑物质主要是TTG片麻岩的贡献，但并不能完全排除石英闪长岩、石英二长闪长岩和基性—超基性岩物源等。

各类岩石数据引自文献[56];底图引自文献[59]，有所修改图10 Co/Th-Sc/Th图解Fig.10 Diagram of Co/Th-Sc/Th

wc为球粒陨石含量；同一图中相同线条代表不同样品；热液数据引自文献[65]；海水数据引自文献[66]；混合溶液数据引自文献[67]；PAAS标准化值引自文献[40];球粒陨石标准化值引自文献[45];超基性岩类数据引自文献[54]图11 小莱河BIF的PAAS标准化和球粒陨石标准化稀土元素配分模式Fig.11 PAAS- and Chondrite-normalized REE Patterns of Xiaolaihe BIF

稀土元素具备相似的地球化学特征及在水中低的溶解度，因而成为厘定沉积物源的重要工具[68]。影响BIF稀土元素特征的物质包括了陆源碎屑物质、火山灰和海水中的磷酸盐矿物[10,69]。为了获得较“纯净”的BIF，需进行如下步骤挑选样品：①由于陆源碎屑物质具有较高的Al2O3含量，首先以Al2O3含量小于1%为标准，选取Al2O3含量低的样品排除陆源碎屑物质对稀土元素的影响；②小莱河BIF样品的Zr与Th含量之间缺乏相关性，且不相容元素Zr、Sc、Th等含量均极低，表明未受到火山物质的混染[13]；③Th/U值与P2O5含量之间缺乏相关性，排除了磷酸盐矿物的混染[59]。综上所述，Al2O3含量低的样品未受到碎屑物质的混染，是相对“纯净”的化学沉积物，可以用来分析小莱河BIF成因。

经PAAS标准化后的“纯净”小莱河BIF稀土元素配分模式呈现与世界上其他BIF一致的特征，即轻稀土元素相对重稀土元素亏损，La、Eu、Y正异常及无Ce异常的特征[16,62,70]。现代海水以轻稀土元素亏损，重稀土元素富集，La、Y正异常为标志，高温热液流体则具有Eu正异常的特征[65-67]。小莱河BIF稀土元素配分模式，与高温热液和海水按照1∶100混合产物的稀土元素配分模式[71]一致，暗示小莱河BIF可能是海水和高温热液共同作用的结果。样品LQ7-1与高温热液的稀土元素配分模式更接近，可能是高温热液对该样品的贡献较大造成的[图11(a)]。

前人对BIF物质来源的研究表明，热液可以通过淋滤海底的火山岩提供Fe和Si[72-74]。Wang等通过热力学计算发现，高Al的大洋玄武岩Fe2+会被热液蚀变形成的绿泥石圈闭，而低Al的科马提岩类热液蚀变形成蛇纹石，Fe2+会被自由淋滤出[73]。同时，Mg/Si值太高会圈闭Si，因此，能够淋滤出富Si、Fe的洋壳岩石只有科马提岩类[73,75]。考虑到小莱河BIF产于清原绿岩带底部的镁铁质—超镁铁质岩石组合内部(含科马提岩类)[56,76-77]，同时小莱河BIF稀土元素配分模式(尤其是中—重稀土元素含量)[图11(b)]及Nd同位素强烈亏损(表4)与清原绿岩带底部的超基性岩类相似，整体呈平缓型，暗示其物质来源可能是高温热液对超基性岩类的淋滤。

综合产状、时代、成因和围岩形成环境等地质资料，小莱河BIF为形成于新太古代晚期弧后盆地内的阿尔戈马型BIF[9]。至于辽宁清原地区是否存在地幔柱或者原始地幔柱的叠加作用[24]，还需要进一步工作证实，但本文可以提供3个思路：①清原绿岩带内超基性岩的成因解释，若超基性岩属于科马提岩类[76]，科马提岩类呈现出异常高的地幔潜能温度，表明其来源于异常热的地幔源区，很难在板块俯冲带附近的上地幔环境中产生[77]。②清原地区新太古代基底岩石的时空分布，首先基底TTG-花岗质片麻岩构造样式为卵形穹窿构造(图1)，其次结合华北克拉通东部其他陆块新太古代晚期基底岩石(包括TTG-花岗质片麻岩和绿岩带)的年代学资料，自西至东800 km宽度范围内没有任何系统性或者区域上的形成时代递增或者递减变化，即在短时间内形成巨量岩浆岩，明显不同于显生宙岩浆弧的构造样式和时空关系。③BIF型铁矿床与火山成因块状硫化物矿床的成因联系，二者矿物质均来自热液系统，且在时空分布上存在耦合关系，BIF型铁矿床在清原绿岩带各层位中都有产出(图2)，如石棚子组上段的小莱河和于家堡，红透山组的大荒沟、太阳沟和马家店以及南天门组下部的下甸子等BIF型铁矿床[37]，而火山成因块状硫化物矿床均产于绿岩带中部的红透山组(图2)，如红透山、树基沟、大荒沟、稗子沟、张胡子沟和红旗山等火山成因块状硫化物矿床[38]。

5 结 语

(1)辽宁清原地区Al2O3含量高的样品BIF遭受以TTG片麻岩为主的陆源碎屑物质的混染，而未受陆源碎屑输入影响的BIF与高温热液、海水混合溶液及绿岩带底部的超基性岩稀土元素配分模式相似，暗示来源可能是高温热液对超基性岩类的淋滤。

(2)小莱河BIF碎屑沉积岩围岩地球化学特征表明物源区以长英质岩石为主，呈中—低程度化学风化，形成在岛弧体系下。

(3)小莱河BIF原岩沉积于新太古代晚期的大洋岛弧体系下的弧后盆地环境，系阿尔戈马型BIF。

李 壮：恰逢西安地质调查中心组建六十周年，我和学生杨帆共同撰文表达我们的衷心祝贺！我所在的中国石油大学(北京)与西安地质调查中心在科学研究、人才培养等方面开展了较多合作并取得了不错的成绩！祝福西安地质调查中心在新的征程上再铸辉煌！此外，多位同行在本次研究期间提供了大量帮助，特别是彭自栋博士分享了大量研究资料，在此一并表示感谢！