Geochemical characteristics and genetic analysis of BIF iron deposit background of Xincai iron deposit in He'nan Province
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摘要:
新蔡铁矿床位于华北克拉通南缘舞阳-霍邱铁矿成矿带中部, 矿体赋存于新太古代太华岩群变质岩系中。铁矿体主要呈层状、似层状, 局部为透镜状。矿石构造主要为条带状, 少量浸染状及块状。矿石主要由TFe2O3和SiO2组成, 其次为MgO和CaO, Al2O3及其他如Na2O、K2O、P2O5、TiO2、MnO含量大多小于0.1%。微量及稀土元素分析结果显示, 大离子亲石元素Sr和高场强元素Nb、Ta、Zr、Hf、Ti明显亏损, 此外Rb、U、La、Pb、Eu元素具正异常, Ti/V值平均24.13, 稀土元素总量较低, 平均为12.8×10-6。经PAAS标准化后, 铁矿石均表现为重稀土元素相对轻稀土元素富集((La/Yb)PAAS=0.43~0.79, 平均值0.55), 具有明显的La正异常(La/LaPAAS*平均值1.15)、Eu正异常(Eu/Eu*平均值2.88)和Y异常(Y/YPAAS*平均值1.68), 微弱的Ce负异常(Ce/CePAAS*平均值0.90)。较高的Y/Ho值(平均值44)说明含铁建造形成于相对缺氧的古海洋环境, 成矿物质主要来源于与海底火山活动相关的高温热液和海水的混合溶液。对矿体围岩斜长角闪岩原岩恢复及构造环境判别结果显示, 斜长角闪岩原岩为弧后盆地玄武岩, 代表其形成于弧后盆地的构造环境, 这也基本代表了本区含铁建造沉积时的构造环境。综合分析认为, 新蔡铁矿属于与弧后盆地火山活动密切相关的Algoma型BIF。
Abstract:The Xincai iron deposit is located in the middle part of the Wuyang-Huoqiu iron ore belt on the southern margin of the North China Craton.The ore body is hosted in the Late Archean Taihua Group metamorphic rock series.The iron ore body is mainly lamellar and partially lenticular.The ore structure is mainly banded, with a small amount of disseminated and massive ores.iron ore is mainly composed of TFe2O3 and SiO2, followed by MgO and CaO, and Al2O3 and others such as Na2O, K2O, P2O5, TiO2 and MnO are mostly less than 0.1%。Trace and rare earth element analytical results show that large ionic lithophile element such as Sr, high field strength elements such as Nb, Ta, Zr, Hf and Ti are significantly depleted, in addition, Rb, U, La, Pb, Eu elements are abnormal, and the average Ti/V ratio is 24.13, the total amount of rare earth elements is relatively low, and the average ∑REE is 12.8×10-6.After being standardized by PAAS, iron ore shows enrichment in light rare earth elements ((La/Yb) PAAS=0.43~0.79, average 0.55), with obvious La positive anomaly (La/LaPAAS* average 1.15), Eu positive anomalies (Eu/Eu* average 2.88), Y abnormalities (Y/YPAAS* average 1.68), and weak Ce negative anomalies (Ce/CePAAS* average 0.90).A relatively high Y/Ho value (average of 44) indicates that iron-bearing formation was formed in a relatively hypoxic palaeo-marine environment, and the ore-forming materials were mainly derived from the mixing of high-temperature hydrothermal fluids and seawater associated with volcanic activity on the sea floor.The results for the ore-bearing amphibolite analysis and the tectonic setting for the formation of the orebodies show that the protolith of amphibolite should be a post-arc basin basalt, which represents the tectonic setting of the amphibolite formed in the back-arc basin.The tectonic environment of the amphibolite also basically represents the tectonic environment when the iron-bearing formation was deposited in this area。According to the comprehensive analysis, Xincai iron mine belongs to Algoma type BIF closely related to volcanic activities in the back-arc basin.
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Keywords:
- strip iron construction /
- magnetite /
- genesis of deposit /
- Xincai, He'nan Province
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早中新世后，随着青藏高原隆升，亚洲季风增强，中国北方大部地区逐渐脱离原有的行星气候控制的干旱气候状况，向今天的暖温带季风气候系统转变[1-2]，其生态系统也由原来的草原及荒漠草原为主的植被景观，转变为森林草原-落叶阔叶林为主[2]。亚洲季风区的典型暖温带植被系统不仅对全球周期性气候变化具有明显的指示意义，而且对过去数百万年时间的气候转型具有较好的响应，因此，是近年来研究过去全球变化的重点[3-4]。
晚新近纪以来，全球气候经历了几次重要的调整过程，其中最重要的就是中更新世时期全球气候格局的调整，又称中更新世转型[5-6]。其特征为从“高频低幅”的早更新世气候向中更新世以来“低频高幅”的气候波动，其气候变化周期由40ka的地轴倾斜度周期，转变为100ka 的轨道偏心率周期[7]。期间全球气候降温，陆地表面大部分地区因此变得更加寒冷干燥，冰期时，形成北美、欧洲的冰盖，非洲撒哈拉沙漠形成，亚洲内陆环境进一步干旱化，冬季季风强度增加等[7-9]。研究中更新世气候格局的重新调整，以及转型前后气候周期性对华北地区植被的影响，有利于了解不同区域植被对全球气候环境变化的响应特征，为研究重大气候转型中的生态环境效应提供重要对比参照物[10]。
华北平原主要包括淮北平原、黄河平原和海河平原三大区块，位于中国北方地区的东部，属典型的季风区。华北平原北部海河下游地区的凹陷盆地中沉积了厚度大于5000m 的新生带地层[11]，其中第四系厚280~410m，最厚约450m。目前，基于这些新生带地层，华北地区的古植被研究已有较多积累，如河北黄骅HB1、衡水HS1 及天津CQJ1 孔花粉谱[12-14]，天津G2 孔[15]。但是由于地层中花粉鉴定数量偏少、地层年代学不完善，以及区域地貌、沉积环境等多元因素的影响，用高质量孢粉数据来探讨更新世以来华北地区植被转型与气候变化问题的研究并不多见。本次研究利用华北地区东部天津滨海新区沉积凹陷中G3 钻孔的岩心材料，通过古地磁年代序列及较高质量的孢粉分析数据重建区域植被历史，并结合已有的植被重建资料，探讨第四纪以来华北地区的植被演变特征及气候变化过程。
1. 研究区自然地理概况
位于北纬32°~40°、东经114°~121°的华北平原是中国东部最主要的平原，平均海拔低于50m，由黄河、海河、淮河等带来的泥沙沉积而成。华北平原属暖温带季风气候，四季变化明显，冬季寒冷、少雪；春季干旱，夏季气温高、湿度大、降水集中；全年平均气温8~15℃。年平均降水量南部淮河区800~1000mm，黄河下游600~700mm，海河下游为500~600mm，年降水量分配不平衡，多年平均水面蒸发量为1625mm，降水随季节变化显著，冬、春季少，夏季集中[16]。
研究区自然植被主要由暖温带落叶阔叶林组成。在现代植被中，阔叶类的落叶栎（Quercus）植被组成受纬向的温度效应控制非常明显，在南部为麻栎（Quercus acutissima）、栓皮栎（Quercus variabilis），向北逐渐过渡为蒙古栎（Quercus mongolica）和辽东栎（Quercus liaotungensis）。针叶类以松属（Pinus）占主要地位，以赤松（Pinus densiflora）为主。另外常见温带的枫桦（Betula costata）、五加（Eleutherococcussenticosus）、核桃楸（Juglans mandshurica Max.）、椴属（Tilia）等。华北平原，尤其是海河平原，湖泊和沼泽广布，沼泽植被以芦苇（Phragmites）、香蒲（Ty⁃pha）、水葱（Scirpus）、苔草（Carex）等为主[17]。
全新世晚期以来，由于人类活动的持续加强，华北地区原生落叶阔叶林遭到大规模破坏，形成了今天普遍的灌丛及灌丛草原，其中灌木以荆条、酸枣为主，草丛以黄背草和白羊草为建群种。
2. 研究材料与研究方法
2.1 钻孔地理位置与磁性地层
天津G3 钻孔（孔口坐标：北纬117°25′59.5″、东经38°49′57.6″）位于华北平原东部天津滨海地区的海河南侧，构造上属于黄骅坳陷中的板桥凹陷。孔口高程2.65m，孔深905m（图 1）。岩心直径100mm，全孔取心率90.0%以上。因此，取心率和岩心状况满足磁性地层学及其他研究的要求。
G3 孔200m 以上磁性地层中共有6 个极性段，包括3 个正极性段（N1~N3）和3 个负极性段（R1~R3），正极性段分别为N1（0~85.0m）、N2（95.5~105.9m）和N3（177~191.8m），负极性段分别为R1（85.0~95.5m）、R2（105.9~177.0m）和R3（191.8~212.5m）。其中N1（0~85.0m）以正极性为主，并且包含明显的全新世海相层，对应布容极性时（Brunhes），故确定N1（0~85.0m）对应C1n（0~0.781Ma）。85.0~212.5m（R1~R3）以负极性为主，对应松山极性时（Matuyama），其中，N2（95.5~105.9m）对应C1r.1n（0.988~1.072Ma），为贾拉米罗（Jaramillo）正极性亚时，奥尔都微（Olduvai）正极性亚时持续事件长，且强度大，在渤海湾沿岸其他钻孔中亦有出现，因此推断N3（177~191.8m）对应C2n（1.778~1.945Ma），为Olduvai正极性亚时（图 2）。
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图 2 G3 孔200m 以上岩心柱状图及磁性地层Figure 2. Core column and geomagnetic polarity of the upper 200m strata of Borehole G32.2 花粉分析方法
天津滨海新区大港G3 钻孔花粉样品取样深度在0~905m 之间，取样间隔岩性为粘土、亚粘土、亚砂土和砂。每个样品重量为100g，经盐酸和氢氟酸处理、直径7μm 筛网筛选提取花粉化石。花粉鉴定统计在400 倍日本OLYMPUS 光学生物显微镜下进行，每个样品鉴定统计的花粉数是观察统计3 个玻片以上得到的。
在取得的165 个样品的大部分中发现了花粉化石，但仅在160m 以上发现连续而丰富的花粉，160m以下花粉数量稀少，绝大多数样品中不足50 粒。160m 以上共42 个样品中花粉相对丰富，其中绝大多数样品鉴定粒数高于100 粒，样品平均粒数为218粒。本文选择具有连续有效花粉数据的0~160m 地层（0~1.7Ma），用Tilia 软件对花粉图谱进行百分比图谱的绘制（图 3）。
2.3 研究结果
在42 个有效样品中，共鉴定了9167 粒花粉，分属48 个科属。其中针叶乔木花粉有铁杉属（Tsu⁃ga）、冷杉属（Abies）、云杉属（Picea）和松属（Pinus），落叶阔叶乔木花粉有桦属（Betula）、鹅耳枥属（Car⁃pinus）、桤木属（Alnus）、栗属（Castanea）、落叶栎属（Quercus）、椴属（Tilia）、胡桃属（Juglans）、榆属（Ul⁃mus）、糙叶树属（Aphananthe）、枫香属（Liquidanber）、山核桃属（Carya）、无患子科（Sapindaceae），灌木植物花粉有嚼床科（Acanthaceae）、胡秃子科（Elaeagna⁃ceae）、榛属（Corylus）、虎榛子属（Ostryopsis）、麻黄属（Ephedra）、忍冬科（Caprifoliaceae）、蔷薇科（Rosace⁃ae）。草本植物花粉有旱生的地榆属（Sangnisorba）、葎草属（Humulus）、藜科（Chenopodiaceae）、菊科（Compositea）、蒿属（Artemisia）、茜草科（Rubiace⁃ae）、唇形科（Labiatea）、豆科（Leguminosae）、茄科（Solanaceae）、蓼属（Polygonum）、十字花科（Crcife⁃rae）、石竹科（Caryophllaceae）、伞形花科（Umbella⁃les）等，水生植物有禾本科（Gramineae）、泽泻科（Alismataceae）、香蒲属（Typha）、莎草科（Cyperace⁃ae）、荇菜属（Nymphoides）。蕨类植物孢子有石松科（Lycopodiaceae）、水龙骨属（Polypodium）、凤尾蕨属（Pteridium）、卷柏属（Selaginella）、水蕨科（Parkeria⁃ceae）、单缝孢子（Monolites）和三缝孢子（Trilites）。
通过Canoco 4.5 软件对G3 孔中孢粉属种排序（图 4），发现所有属种可分为4 个类群：①以云杉、松为代表的温性针叶林；②以栎属、榛属、栗属、胡桃等为主的落叶阔叶林；③以蒿属、藜科、禾本科和桦属为主的草原及疏林草原；④以榆属、蔷薇科、胡颓子和铁杉为主的暖温性灌丛。根据属种的分布规律推断，图 4 中第一主轴(横轴)指示湿度，第二主轴（纵轴）指示温度。
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图 4 G3 孔孢粉出现属种DCA 排序结果Figure 4. The pollen species DCA sequencing results of Borehole G3如图 3 所示，根据孢粉聚类分析结果，将G3 孔中花粉百分比图谱分为4 个带。
（1）孢粉带Ⅰ：松属-云杉属-藜属-菊科-蕨类组合（1.6~1.2Ma）
乔木平均为58.6%，以松（12.7%~84.2%）和云杉（0~10.6%）为主，早期有少量铁杉，后过渡为云杉，此外还包含含量较低的栎属、榆属、椴属、桦属、胡桃属等常见暖温性阔叶乔木；草本中藜科最多，平均为8.1%，菊科含量平均4.3%，最高14.3%，蒿属含量少于菊科，平均仅2.8%。蕨类孢子在本带含量较丰富，以石松为主，另外还有水龙骨、凤尾蕨等蕨类。
本段组合指示暖温带针阔叶混交林的特点，其中松属为主要建群种，其花粉的突出代表性使松属在此时具有绝对优势。其中重要的变化在1.5Ma 前后，针叶林成分由铁杉向云杉转变的过程，显示一次降温事件，由此又可以划分出2 个阶段，即Ⅰ -1（1.6~1.5Ma）和Ⅰ -2（1.5~1.2Ma）。草本组合显示，1.5Ma 以前，菊科含量较高，而到后期，禾本科含量逐渐增加，菊科花粉基本消失，显示了区域草地环境由湿转干的过程。
（2）孢粉带Ⅱ：松属-栎属-藜-蒿组合（1.2~0.7Ma）
本段乔木花粉整体比例下降，松属比例由上段的平均51%下降至15%左右，云杉、铁杉等针叶树基本消失，但落叶栎属比例由带Ⅰ的1.2%，显著上升为13.0%，同时桦属花粉也显著增加，另有少量栗属、榆属、胡桃属等阔叶树。草本花粉组成也发生重要改变，藜科、蒿属比例大幅度增加，并伴随禾本科与香蒲属花粉的增加。蒿属平均值由原来的2.7%增加为20.7%。
本段孢粉组合指示暖温带落叶阔叶林的植被特征。草本花粉，尤其是蒿属的比例大幅度增加，显示华北地区在该阶段林地消退与草原发展，指示该时期气候干旱化。
（3）孢粉带Ⅲ：栎属-松属-藜-蒿-香蒲组合（0.7~0.3Ma）
本段乔木花粉比例最低，松属平均值由15%进一步下降，栎属略有下降，伴随较多的桦属与少量云杉属、铁杉属，并出现了零星的枫香属、山核桃属花粉。草本中藜科和蒿属依然占据主导地位，显示草原继续发展，而香蒲比例大幅度上升，显示周边地区湖泊湿地的扩展。本段孢粉组合指示疏林草原的植被景观，同时，湖泊湿地开始大规模发育。
（4）孢粉带Ⅳ：松属-栎属-藜-蒿-香蒲组合(0.3~0Ma)
本段针叶乔木花粉比例回升，松属增加至22.1%，云杉、铁杉花粉含量也有显著增加，而阔叶类乔木比例下降，栎属略微下降，枫香属、山核桃属消失，出现少量椴属、栗属、榆属、胡桃属等阔叶树。草本主要变化为藜科比例下降和香蒲比例升高。本段孢粉组合指示以暖温带落叶阔叶林为主的植被景观，湖泊湿地持续发育。
3. 讨论
3.1 演变趋势
中更新世气候转型期间，全球冰量整体增加了约15%，平均温度显著下降。对于其转型时间，大部分研究显示其大约开始于1.2Ma[6]，另一些研究认为稍晚，在约1.05Ma，或是0.9Ma 前后，另外有人认为这种转型也可能是以一种渐进的方式进行的，始于1.2Ma，到约0.6Ma 才完成转型[18]。
G3 孔指示的中国华北平原地区中更新世植被转型期，对应上述的孢粉带Ⅱ，显示华北地区植被转型开始发生于1.2Ma，主要表现为林地减少，喜湿的针叶林比例下降，较为干旱的落叶阔叶林增加，同时藜科、蒿属、禾本科等草地面积显著增加。这种变化在1.2Ma 左右的某个时间点发生，大致相当于深海O 同位素36 阶段。
黄骅HB1、衡水HS1、天津CQJ2 孔、天津G2 孔的1.28~2.80Ma 为暖温带落叶阔叶林的景观，整体上较暖湿。1.28Ma以来，典型暖温带阔叶乔木花粉比例减小，华北平原草地扩张，而黄骅HB1 孔与衡水HS1 孔在中更新世前后也发生了类似事件[12-15]。
尽管由于孢粉数据分辨率的问题，所有这些钻孔的花粉百分比变化在时间上没有完好吻合，但是1.2Ma 前后，中更新世转型期推动华北平原地区植被整体向干旱类型发展是具有普遍性的。
此后，大约在0.7Ma 前后又发生一次重大转型，林地进一步退化，区域植被由原来的落叶阔叶林向疏林草原转变，对应深海O 同位素18 阶段。之后这种趋势一直延续到0.3Ma 左右才发生转变。黄骅HB1 孔中，0.8~0.7Ma 以后以蒿属和香蒲属为主，草本花粉出现，并分别达到12.5% 和10.9%，衡水HS1孔中以蒿和藜科为代表的草本花粉在0.78Ma 后也显著增长，显示华北平原0.7~0.8Ma 前后草地植被显著扩张[12-14]。此后，在约0.3Ma，即大约O 同位素8 阶段以后，华北地区植被中林地比例再度增加，可能与深海O 同位素11 阶段以后的7 阶段，5 阶段等几次典型的高温期有关。
3.2 周期性气候变化的区域植被响应
尽管由于样品分辨率的问题，周期性气候变化导致的区域植被变化未能完全被花粉谱记录，以致花粉谱更多地指示了区域植被在万年尺度的长期发展趋势。但是，不论是1.2Ma 之前的40ka 轨道倾斜度周期性，还是1.2Ma 之后的100ka 轨道偏心率周期，周期性气候变化对植被的影响，在花粉谱中确有一定表现。
例如在孢粉带Ⅰ中，以松为代表的乔木花粉比例的波动变化为10%~80%，可能对应该时期由地轴倾斜度40ka 周期变化导致的区域植被的变化。在带Ⅳ 也有类似的波动响应。由此可见，不论是1.2Ma 之前40ka 周期的“ 高频低幅”变化，还是1.2Ma 之后，100ka 周期的“低频高幅”变化，对华北地区的植被都有显著影响。
如图 3 所示，华北地区植被在1.6~1.2Ma 期间在40ka 气候周期“高频低幅”的变化中，主要表现为松属、常绿栎、铁杉属、胡桃属的交替变化，指示了区域暖温性与温性植被林地类型的交替变化。而1.2Ma 之后随着草原植被的扩张，100ka 周期的“低频高幅”变化造成的华北地区区域植被的响应更多地表现为草原与森林的交替发展。
4. 结论
华北平原东北部天津G3 孔孢粉数据及周边地区已有花粉研究表明，华北平原地区1.6Ma 以来的植被演化主要可以分为4 个阶段：①1.6~1.2Ma 密闭度较高的暖温带针阔叶混交林；②1.2~0.7Ma 开阔的暖温带落叶阔叶林；③0.7~0.3Ma，阔叶疏林草原；④0.3Ma 至今，暖温带落叶阔叶林。
中国华北平原地区中更新世植被转型期对应于孢粉带Ⅱ，显示该转型始于1.2Ma，大致对应深海O 同位素36 阶段。主要特征为林地减少、喜湿的针叶林比例下降，较为干旱的落叶阔叶林增加，同时，藜科、蒿属、禾本科等草地面积显著增加。
大约在0.7Ma 前后又发生一次重大转型，林地进一步退化，区域植被由原来的落叶阔叶林向疏林草原转变，对应深海O 同位素18 阶段。
G3 孔代表的花粉谱显示，1.6Ma 以来气候周期性的变化对华北地区区域植被有较显著的影响。
在1.2Ma 之前，受40ka 轨道倾斜度气候周期性的影响，主要表现为植被林地类型的交替发展；在1.2Ma之后，受100ka 轨道偏心率气候周期性影响，主要表现为草原与森林交替发展。
致谢: 感谢河南龙成集团有限公司郭忠新经理在野外工作中的大力支持，感谢中国地质大学(武汉)蒋少涌老师和苏慧敏、朱康钰博士在测试及岩相学观察中给予的帮助和指导。 -
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图 2 练村铁矿床矿体剖面
a—1-1′勘查线综合剖面；b—2-2′勘查线综合剖面；c—3-3′勘查线综合剖面
Figure 2. Profile in the Liancun iron deposit
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图版Ⅰ
a、b.条带状磁铁石英岩矿；c.条带状磁铁石英岩透射光；d.条带状磁铁石英岩反射光；e.条带状磁铁矿中Hb+Mtf、Mt+星点状Cp；g.条带状磁铁矿中Mt+Py；h.磁铁黑云石英片岩中Mt+Py。Hb—角闪石；Mt—磁铁矿；Cp—黄铜矿；Py—黄铁矿
图版Ⅰ.
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图 3 练村铁矿区矿石主量元素划分三角图(据参考文献[20]修改，图中阴影部分表示世界BIF铁矿分布区)
Figure 3. Triangulation diagrams of ore main elements in Liancun iron deposit
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图 6 练村铁矿石Pr/Pr*-Ce/Ce*异常判别图解(底图据参考文献[41])
Figure 6. Pr/Pr* versus Ce/Ce* discrimination diagram of Liancun iron ores
表 1 练村铁矿矿石主量、微量和稀土元素组成及相关参数
Table 1 Composition and related parameters of major, trace and rare earth elements in Liancun iron ore
岩性 磁铁角闪石英岩 样品号 练31 练32 练33 练34 练35 练36 练37 练38 TFe2O3 47.79 40.77 47.92 47.69 49.88 45.42 42.76 53.13 SiO2 45.47 45.28 43.26 41.31 40.93 47.23 46.27 40.43 Al2O3 0.39 1.87 0.33 1.64 0.80 0.66 0.76 0.48 MgO 0.46 1.24 1.88 1.88 2.15 1.23 1.77 1.42 CaO 1.32 2.44 2.18 3.06 1.91 1.77 1.38 2.91 Na2O 0.078 0.064 0.037 0.051 0.026 0.050 0.062 0.020 K2O 0.18 0.88 0.034 0.46 0.19 0.062 0.36 0.043 P2O5 0.055 0.14 0.19 0.11 0.10 0.10 0.12 0.089 TiO2 0.025 0.14 0.018 0.075 0.072 0.042 0.038 0.032 MnO 0.076 0.063 0.093 0.13 0.22 0.066 0.092 0.19 Li 6.65 3.52 0.57 5.99 0.82 1.38 8.83 0.24 Be 0.36 0.81 0.11 0.22 0.30 0.04 0.56 0.12 P 362 670 974 488 531 520 899 485 Sc 0.44 1.68 0.31 0.98 0.99 0.65 1.04 0.45 Ti 138 571 65.5 357 284 192 220 123 V 8.65 19.10 4.26 12.80 10.30 6.42 8.09 6.38 Cr 5.32 10.50 3.83 5.13 24.00 4.52 8.35 3.73 Mn 752 445 690 901 1620 453 895 1330 Co 4.95 5.32 4.45 4.95 4.68 4.71 5.31 3.63 Ni 3.38 6.77 3.21 5.14 4.54 2.62 5.17 3.15 Cu 1.77 6.56 1.48 11.80 1.59 1.01 1.31 0.63 Zn 10.80 11.80 9.55 25.80 15.20 15.30 15.30 12.00 Ga 1.26 3.12 0.84 3.45 1.70 3.87 1.97 1.36 Ge 3.18 4.66 1.72 2.45 3.20 1.59 3.60 3.05 Rb 16.50 65.2 1.15 25.3 7.77 2.10 34.6 1.55 Sr 24.5 95.9 41.7 24.8 22.1 13.8 26.5 73.4 Y 2.80 6.22 6.09 4.71 4.57 4.97 7.47 3.80 Zr 5.73 20.0 4.27 10.4 8.94 5.36 7.54 2.93 Nb 0.36 1.21 0.14 0.26 0.47 0.17 0.55 0.28 Mo 0.13 0.16 0.10 0.16 0.66 0.18 0.29 0.09 Sn 0.21 0.22 0.09 0.19 0.17 0.12 0.31 0.11 Cs 3.25 5.21 0.12 2.19 0.27 0.27 3.06 0.10 Ba 68.6 82.9 9.34 40.0 26.2 4.66 62.7 7.94 Hf 0.15 0.49 0.09 0.27 0.23 0.14 0.22 0.08 Ta 0.02 0.04 0.01 0.02 0.02 0.02 0.06 0.02 Pb 1.52 5.23 1.05 2.68 3.68 1.24 0.88 1.39 Th 0.26 0.58 0.11 0.49 0.27 0.24 0.81 0.16 U 0.09 0.30 0.07 0.24 0.11 0.02 0.24 0.06 Sm/Yb 1.24 1.76 1.27 1.72 1.17 0.94 1.22 1.24 Eu/Sm 0.61 0.47 0.67 0.47 0.66 0.78 0.60 0.63 Sr/Ba 0.36 1.16 4.46 0.62 0.84 2.96 0.42 9.24 Ti/V 15.95 29.90 15.38 27.89 27.57 29.91 27.19 19.28 La 1.65 4.08 1.84 3.49 2.56 2.30 2.93 1.46 Ce 2.76 8.03 3.30 6.67 4.58 3.99 5.46 2.83 Pr 0.32 0.99 0.43 0.79 0.55 0.46 0.66 0.36 Nd 1.23 3.94 1.80 3.04 2.12 1.82 2.66 1.49 Sm 0.23 0.80 0.40 0.57 0.40 0.34 0.58 0.31 Eu 0.14 0.38 0.27 0.26 0.26 0.27 0.35 0.20 Gd 0.26 0.83 0.51 0.57 0.46 0.41 0.69 0.35 Tb 0.04 0.12 0.08 0.08 0.07 0.07 0.11 0.05 Dy 0.25 0.74 0.52 0.52 0.46 0.48 0.70 0.35 Y 2.8 6.22 6.09 4.71 4.57 4.97 7.47 3.8 Ho 0.06 0.16 0.13 0.12 0.11 0.12 0.16 0.08 Er 0.19 0.48 0.37 0.34 0.34 0.38 0.50 0.26 Tm 0.03 0.07 0.05 0.05 0.05 0.06 0.08 0.04 Yb 0.19 0.46 0.31 0.33 0.34 0.37 0.47 0.25 Lu 0.03 0.07 0.05 0.05 0.06 0.05 0.08 0.04 ΣREE 7.36 21.15 10.06 16.88 12.36 11.13 15.42 8.07 LREE 6.33 18.22 8.03 14.81 10.47 9.18 12.64 6.64 HREE 1.04 2.93 2.03 2.07 1.89 1.95 2.78 1.42 LREE/HREE 6.10 6.22 3.96 7.17 5.54 4.71 4.54 4.67 (La/Yb)PAAS 0.65 0.66 0.43 0.79 0.55 0.46 0.46 0.43 Eu/EuPAAS* 2.93 2.34 3.04 2.33 3.10 3.47 2.80 3.03 Ce/CePAAS* 0.88 0.92 0.86 0.93 0.89 0.89 0.90 0.91 La/LaPAAS* 1.24 1.05 1.26 1.04 1.11 1.22 1.13 1.16 Y/YPAAS* 1.84 1.43 1.88 1.53 1.61 1.63 1.76 1.77 Pr/PrPAAS* 1.01 1.03 1.02 1.03 1.03 1.01 1.02 1.01 Y/Ho 47 38 48 41 41 41 46 46 注：La/LaPAAS* = LaPAAS(3×PrPASS-2×NdPASS)；Ce/CePAAS*=2CePAAS/(LaPAAS+PrPAAS); Pr/Pr* PAAS =2Pr PAAS /(Ce PAAS +Nd PAAS); Eu/EuPAAS*=Eu PAAS /(0.67Sm PAAS +0.33Tb PAAS); Y/Y* PAAS =2Y PAAS /(Dy PAAS +Ho PAAS); 标准化数据据参考文献[21-22]；主量元素含量单位为%, 微量和稀土元素含量单位为10-6 
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表 2 Algoma型和Superior型BIF铁矿类型判别[19]
Table 2 The BIFs contrast of Algoma and Superior types
判别标志 Algoma型 Superior型 形成时代 中新太古代为主，2.8~2.5 Ga为高峰期 古元古代为主，2.5~1.8 Ga为高峰期 含铁建造类型 与超基性、基性火山岩-火山沉积岩相关 与碎屑岩-碳酸盐岩相关 构造环境 岛弧、弧后盆地或扩张大洋中脊附近 被动大陆边缘，大陆架浅海环境，克拉通内部盆地 矿物相 主要为磁铁矿相 具有明显的相分带，可见磁铁矿、碳酸盐和赤铁矿相 变质相 绿片岩相—角闪岩相，混合岩化较强 一般为绿片岩相变，混合岩化不明显
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沈保丰, 翟安民, 陈文明, 等. 中国前寒武纪成矿作用[M]. 北京: 地质出版社, 2006: 55-63. 沈保丰. 中国BIF型铁矿床地质特征和资源远景[J]. 地质学报, 2012, 86(9): 1376-1395. doi: 10.3969/j.issn.0001-5717.2012.09.005 James H L. Sedimentary facies of iron-formation[J]. Economic Geology, 1954, 49(3): 235-293. doi: 10.2113/gsecongeo.49.3.235
James H L. Distribution of banded iron-formation in space andtime[C]//Trendall A F, Morris R C. Developments in Precambrian Geology, 1983, 6: 471-490.
Gross G A. A classification of iron formations based on depositional environments[J]. Canadian Mineralogist, 1980, 18(2): 215-222. doi: 10.1016/S0304-3991(79)80026-1
代堰锫, 朱玉娣, 张连昌, 等. 国内外前寒武纪条带状铁建造研究现状[J]. 地质论评, 2016, 62(3): 735-757. https://www.cnki.com.cn/Article/CJFDTOTAL-DZLP201603016.htm Hou K J, Li Y H, Gao J F, et al. Geochemistry and Si-O-Fe isotope constraints on the origin of banded iron formations of the Yuanjiacun Formation, Lvliang Group, Shanxi, China[J]. Ore Geology Reviews, 2014, 57: 288-298. doi: 10.1016/j.oregeorev.2013.09.018
程裕淇. 中国东北部辽宁山东等省前震旦纪鞍山式条带状铁矿中富矿的成因问题[J]. 地质学报, 1957, 37(2): 153-189. https://www.cnki.com.cn/Article/CJFDTOTAL-DZXE195702001.htm 万渝生, 董春艳, 颉颃强, 等. 华北克拉通早前寒武纪条带状铁建造形成时代-SHRIMP锆石U-Pb定年[J]. 地质学报, 2012, 86(9): 1447-1478. doi: 10.3969/j.issn.0001-5717.2012.09.008 张连昌, 代堰锫, 王长乐, 等. 鞍山-本溪地区前寒武纪条带状铁建造铁矿时代、物质来源与形成环境[J]. 地球科学与环境学报, 2014, 36(4): 1-15. doi: 10.3969/j.issn.1672-6561.2014.04.001 李延河, 侯可军, 万德芳, 等. Algoma型和Suerior型硅铁建造地球化学对比研究[J]. 岩石学报, 2012, 28(11): 3513-3519. https://www.cnki.com.cn/Article/CJFDTOTAL-YSXB201211008.htm 刘磊, 杨晓勇. 华北克拉通南苑霍邱杂岩岩石成因及BIF成矿作用[J]. 矿物学报, 2015, 增刊: 531. https://www.cnki.com.cn/Article/CJFDTOTAL-KWXB2015S1383.htm 刘磊, 杨晓勇. 安徽霍邱BIF铁矿地球化学特征及其成矿意义——以班台子和周油坊矿床为例[J]. 岩石学报, 2013, 29(7): 2551-2566. https://www.cnki.com.cn/Article/CJFDTOTAL-YSXB201307021.htm 杨晓勇, 王波华, 杜贞保, 等. 论华北克拉通南缘霍邱群变质作用、形成时代及霍邱BIF铁矿成矿机制[J]. 岩石学报, 2012, 28(11): 3476-3496. https://www.cnki.com.cn/Article/CJFDTOTAL-YSXB201211006.htm 姚通, 李厚民, 肇创, 等. 河南舞阳地区铁山庙式铁矿: 一种特殊的BIF[J]. 矿床地质, 2014, 33(增刊): 153-154. https://www.cnki.com.cn/Article/CJFDTOTAL-KCDZ2014S1079.htm 张阔, 沈保丰, 孙丰月, 等. 河南舞阳地区赵案庄铁矿床成矿时代及地质意义——中国最古老的岩浆型铁矿床[J]. 矿床地质, 2016, 35(5): 889-901. https://www.cnki.com.cn/Article/CJFDTOTAL-KCDZ201605001.htm Lan C Y, Yang A Y, Wang C L, et al. Geochemistry, U-Pb zircon geochronology and Sm-Nd isotopes of the Xincaibanded iron formation in the southern margin of the North China Craton: Implications on Neoarchean seawater compositions and solute sources[J]. Precambrian Research, 2017, 326: 240-257. https://www.sciencedirect.com/science/article/pii/S0301926817303455
杨崇科, 卢欣祥, 杨延伟, 等. 河南新蔡练村铁矿床地质特征与成矿构造背景[J]. 矿产与地质, 2018, 32(6): 1027-1034. doi: 10.3969/j.issn.1001-5663.2018.06.008 张连昌, 翟明国, 万渝生, 等. 华北克拉通前寒武纪BIF铁矿研究: 进展与问题[J]. 岩石学报, 2012, 28(11): 3431-3445. https://www.cnki.com.cn/Article/CJFDTOTAL-YSXB201211002.htm 沈其韩, 宋会侠, 赵子然. 山东韩旺新太古代条带状铁矿的稀土和微量元素特征[J]. 地球学报, 2009, 30(6): 693-699. doi: 10.3321/j.issn:1006-3021.2009.06.002 Sun S S, Mcmonough W F. Chemical and isotopic systematics of oceanic basalts: Implications for mantle composition and processes[C]//Saunders A D, Norry M J. Magmatism in the Ocean Basins. London. Geological Society, 1989, 42: 301-315.
Mclennan S M. Rare erath elements in sedimentary rocks: influence of provenance and sedimentary processes[J]. Review in Minerlogy and Geochemistry, 1989, 21: 169-200. https://www.researchgate.net/publication/331162328_Rare_earth_elements_in_sedimentary_rocks_Influence_of_provenance_and_sedimentary_processes
Bau M. Effects of syn-and post-depositional processes on the rare-earth element distribution in Precambrian iron-formations[J]. European Journal of Mineralogy, 1993, 5(2): 257-267. doi: 10.1127/ejm/5/2/0257
Beukes N J, Klein C. Geochemistry and sedimentology of afacies transiton-from microbanded to granular iron-formation-in the Early Proterozoic Transvaal Supergroup, South Africa[J]. Precambrian Research, 1990, 47(1/2): 99-139. doi: 10.1016/0301-9268(90)90033-M
Dymek R F, Klein C. Chemistry, petrology and origin of bandediron-formation lithologies from the 3800Ma Isua supracrustal belt, West Greenland[J]. Precambrian Research, 1998, 39(4): 247-302. https://www.sciencedirect.com/science/article/pii/0301926888900228
Shimizu H, Umemoto N, Masuda A, et al. Sources of iron-formations in the Archean Isua and Malene supracrustals, West Greenland: Evidence from La-Ce and Sm-Nd isotopic data and REE abundances[J]. Geochimica et Cosmochimica Acta, 1990, 54(4): 1147-1154. doi: 10.1016/0016-7037(90)90445-Q
Adekoya J A. The geology and geochemistry of the Maru banded iron-formation, northwestern Nigeria[J]. Journal of African Earth Sciences, 1998, 27(2): 241-257. doi: 10.1016/S0899-5362(98)00059-1
Kholodov V N, Butuzova G Y. Problems of iron and phosphorus geochemistry in the Precambrian[J]. Lithology Mineral Resources, 2001, 36(4): 291-302. doi: 10.1023/A:1010442919377
Hamade T, Konhauser K O, Raiswell R, et al. Using Ge/Si ratios to decouple iron and silica fluxes in Precambrian banded iron formations[J]. Geology, 2003, 31(1): 35-38. doi: 10.1130/0091-7613(2003)031<0035:UGSRTD>2.0.CO;2
Wonder J, Spry P, Windom K. Geochemistry and origin of manganese-rich rocks related to iron-formation and sulfide deposits, western Georgia[J]. Economic Geology, 1988, 83: 1070-1081. doi: 10.2113/gsecongeo.83.5.1070
Bekker A, Slack J F, Planavsky N, et al. Iron formation: The sedimentary product of a complex interplay among mantle, tectonic, oceanic, and biospheric processes[J]. Economic Geology, 2010, 105(3): 467-508. doi: 10.2113/gsecongeo.105.3.467
Bau M, Dulski P. Comparing yttrium and rare earths in hydrothermal fluids from the Mid-Atlantic Ridge: Implications for Y and REE behaviour during near-vent mixing and for the Y/Ho ratio of Proterozoic seawater[J]. Chemical Geology, 1999, 155(1/2): 77-90. https://www.sciencedirect.com/science/article/pii/S0009254198001429
Bolhar R, Kamber B S, Moorbath S, et al. Characterisation of Early Archaean chemical sediments by trace element signatures[J]. Earth and Planetary Science Letters, 2004, 222(1): 43-60. doi: 10.1016/j.epsl.2004.02.016
Byrne R H, Lee J H. Comparative yttrium and rare earth element chemistries in seawater[J]. Marine Chemistry, 1993, 44(2/4): 121-130. https://www.sciencedirect.com/science/article/pii/030442039390197V
Nozaki Y, Zhang J, Amakawa H. The fractionation between Y and Ho in the marine environment[J]. Earth and Planetary Science Letters, 1997, 148: 329-340. doi: 10.1016/S0012-821X(97)00034-4
Danielson A, Moller P, Dulski P. The europium anomalies in banded iron formations and the thermal history of the Oceanic-crust[J]. Chemical Geology, 1992, 97(1/2): 89-100. https://www.sciencedirect.com/science/article/pii/000925419290137T
李志红, 朱祥坤, 唐索寒. 鞍山-本溪地区条带状铁建造的铁同位素与稀土元素特征及其对成矿物质来源的指示[J]. 岩石矿物学杂志, 2008, 27(4): 285-290. doi: 10.3969/j.issn.1000-6524.2008.04.004 Huston D L, Logan G A. Barite, BIFs and bugs: Evidence for the evolution of the Earth's early hydrosphere[J]. Earth and Planetary Science Letters, 2004, 220: 41-55. doi: 10.1016/S0012-821X(04)00034-2
Alexander B W, Bau M, Andersson P, et al. Continentally-derived solutes in shallow Archean seawater: Rare earth element and Nd isotope evidence in iron formation from the 2.9 Ga Pongola Supergroup, South Africa[J]. Geochimica et Cosmochimica Acta, 2008, 72: 378-394. doi: 10.1016/j.gca.2007.10.028
Alibo D S, Nozaki Y. Rare earth elements in seawater: particle association, shale-normalization, and Ce oxidation[J]. Geochim Cosmochim Acta, 1999, 63: 363-372. doi: 10.1016/S0016-7037(98)00279-8
Bau M, Dulski P. Distribution of yttrium and rare-earth elements in the Penge and Kuruman iron formations, Transvaal Supergroup, South Africa[J]. Precambrian Research, 1996, 79: 37-55. doi: 10.1016/0301-9268(95)00087-9
卢欣祥, 韩宁, 杨延伟, 等. 河南东秦岭-大别山及邻区花岗岩和主要金属矿产分布规律图. 2018.
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