成功，孫衛(wèi)賓，李尚林，羅彥軍，李丹

(1.中南大學地球科學與信息物理學院，有色金屬成礦預測教育部重點實驗室，湖南 長沙 410083；2.中國地質調查局西安地質調查中心，陜西 西安 710054)

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印度達爾瓦爾克拉通綠巖帶BIF型鐵礦地質特征及成因分析

成功1，孫衛(wèi)賓1，李尚林2，羅彥軍2，李丹1

(1.中南大學地球科學與信息物理學院，有色金屬成礦預測教育部重點實驗室，湖南 長沙 410083；2.中國地質調查局西安地質調查中心，陜西 西安 710054)

印度鐵礦儲量約占全球的7%，礦石類型以前寒武紀BIF鐵礦為主，其中產于綠巖帶以及綠片巖相巖石中的BIF型鐵礦是印度最重要的鐵礦類型。南印度地盾達爾瓦爾克拉通發(fā)育眾多綠巖帶，綠巖帶中發(fā)育大規(guī)模BIF鐵礦，BIF鐵礦屬于不同的地層序列，有不同的巖石組合關系。筆者對吉德勒杜爾加綠巖帶和庫斯赫塔吉綠巖帶BIF地球化學分析表明，根據(jù)Al2O3含量，BIF分為頁巖BIF(Al2O3≥2%)和石英巖BIF(Al2O3≤2%)，BIF呈石英氧化物相，碳酸鹽相和硫化物相BIF主量和微量元素表明BIF為陸源碎屑沉積和火山碎屑沉積共同作用形成；稀土元素表明BIF鐵礦呈Ce負異常和Eu正異常。達爾瓦爾克拉通測年數(shù)據(jù)表明，經(jīng)過2.7～2.65 Ga和2.58～2.54 Ga兩期主要的火山作用，2.7～2.6 Ga和2.58～2.52 Ga 2個階段的大陸增生作用，形成了達爾瓦爾克拉通和綠巖帶。BIF成礦來源上，AMOR的高溫熱液提供大量的Fe和SiO2，海洋中生物光合作用提供了O2，在化學沉積和碎屑沉積共同作用下，形成了BIF鐵礦。

達爾瓦爾克拉通；綠巖帶；BIF；地球化學；成因

綠巖帶是指由前寒武紀變質火山-沉積巖系組成的表殼巖，通常由早期的火山巖和晚期的沉積巖或火山碎屑沉積巖組成。綠巖帶主要產出在古陸核之間或其邊緣，少數(shù)為古陸核的不成部分。綠巖帶通常為長條狀或不規(guī)則狀，在同構造期片麻巖類或花崗類巖石內分布。條帶鐵建造(Banded Iron Formation，簡稱BIF)，大多形成于前寒武紀，為變質沉積巖。條帶鐵建造中鐵含量達到工業(yè)品位就成為BIF鐵礦床。

印度是重要的鐵礦生產國，鐵礦總量占世界鐵礦總量的7%，鐵礦年產量位居第四位，僅次于中國，巴西和澳大利亞。產于綠巖帶以及綠片巖相巖石中的鐵礦是印度最重要的鐵礦類型，位于達爾瓦爾克拉通和巴斯塔爾克拉通。其中達爾瓦爾克拉通經(jīng)過太古代2個階段形成發(fā)育眾多綠巖帶，在形成過程中和形成后，長期的火山作用和沉積作用形成了豐富的金屬礦產資源，其中，BIF鐵礦尤其富集。

新太古宙(2.8～2.5 Ga)時期，全球范圍內的主要克拉通普遍經(jīng)歷了大規(guī)模的陸殼生長過程，是綠巖帶形成最為集中的階段，現(xiàn)今超過80%的陸殼形成于這一階段(翟明國,2010)。世界上最早的BIF形成于38億年，在27億年達到峰值，大規(guī)模BIF在18億年左右趨于結束(KLEIN C,2005)?？死˙IF形成時代與早前寒武紀巖漿活動的時間基本一致(張連昌等，2012)，GROSS將條帶鐵建造分為2類：阿爾戈馬型(Algoma)和蘇比利爾湖(Superior)型(GROSS G A,1980)。中國條帶狀鐵建造鐵礦床以綠巖帶阿爾戈馬型為主，蘇必利爾湖型條帶狀鐵建造鐵礦床在中國分布不多,多形成于古元古代，發(fā)育于克拉通盆地內(沈保豐等，2005；張連昌等，2012)。印度達爾瓦爾克拉通綠巖帶地質年代跨度大，記錄了豐富的克拉通演化信息。BIF鐵礦床多發(fā)育在綠巖帶，且具有不同的巖相和巖石組合，礦床類型、成礦來源及成礦環(huán)境存在爭議。研究達爾瓦爾克拉通綠巖帶和BIF發(fā)育規(guī)律，對研究克拉通演化、地質年代學、前寒武紀時期構造環(huán)境和綠巖帶型BIF礦床成礦機制具有重要作用。

1 地質背景

達爾瓦爾克拉通(Dharwar)面積不到50萬km2，南部是新元古代麻粒巖帶，北部是德干巖群，東北是卡里姆納加爾麻粒巖帶(2.6 Ga)，東部是元古宙東高止山活動帶(圖1)。達爾瓦爾克拉通是太古代地域典型的“三部曲”結構：早太古宙—中太古宙的半島片麻巖基底，2期火山-沉積綠巖帶——薩爾古爾群和達爾瓦爾超群綠巖帶，新太古宙鈣堿性到K質深成巖體(CHARDON D,2011)。根據(jù)花崗巖和片麻巖不同年齡和特征，綠巖分布，地殼厚度，變質礦物組合和基底融化程度等，達爾瓦爾克拉通分為東克拉通(EDC)和西克拉通(WDC)，沿吉德勒杜爾加(Chitradurga)綠巖帶東部邊界的剪切帶被認為是2個地塊間的分界線(JAYANANDA,2006)。達爾瓦爾克拉通為太古宙大陸殼，巖相從北部向南部依次為綠巖相、角閃巖相、麻粒巖相漸變。近來，結合U-Pb鋯石年齡和Nd同位素數(shù)據(jù)，達爾瓦爾克拉通被分為西、中、東達爾瓦爾省。西達爾瓦爾省是主要的老地殼(3.4～3.2 Ga)，中達爾瓦爾省為老地殼(3.4～3.2 Ga)和新地殼(2.56～2.52 Ga)混合，東達爾瓦爾省主要是新地殼(2.7～2.52 Ga)(DEY S,2013)。

圖1 達爾瓦爾克拉通及綠巖帶地質簡圖(據(jù)JAYANANDA M，2013，改繪)Fig.1 Geological sketch map of the Dharwarcraton and greenbelts(After JAYANANDA M, 2013 modified)

西達爾瓦爾克拉通(WDC，以下簡稱WDC)由TTG半島片麻巖，較早的薩爾古爾群和較晚的達爾瓦爾超群綠巖帶以及新鈣堿性到鉀質深成巖組成(JAYANANDA,2006)。半島片麻巖在3.6～3.2 Ga經(jīng)過幾個階段的增生作用形成。薩爾古爾群綠巖帶主要為科馬提巖-玄武巖火山巖，還有一些長英質火山巖，夾有石英巖-泥質巖-碳酸鹽巖-BIF沉積巖。達爾瓦爾超群分為下巴巴不丹群和上吉德勒杜爾加群，不整合覆蓋半島片麻巖和薩爾古爾群巖石。巴巴不丹群包括單成分礫巖，千枚巖，長英質火山巖和BIF。吉德勒杜爾加群包括多成分礫巖，鐵鎂質火山巖，雜砂巖和頂層包括碳酸鹽巖、長英質火山巖和BIF的泥質巖。薩爾古爾群綠巖帶科馬提巖的Sm-Nd同位素年齡為(3 352±110) Ga(JAYANANDA,2006)，長英質火山巖鋯石SHIMP U-Pb年齡為(3 298±7) Ma(PEUCAT J J,1995)。達爾瓦爾超群年代為3.0～2.5 Ga(CHARDON D,2011)，花崗質深成巖年代為2.61 Ga(JAYANANDA,2006)。東達爾瓦爾克拉通(EDC，以下簡稱EDC)包括TTG片麻巖和混合巖、細長的綠巖帶、鈣堿性到鉀質深成巖體。TTG片麻巖為2.7～2.5 Ga，含有少量3.0～3.4 Ga陸殼痕跡。綠巖帶年代為2.7～2.5 Ga(SARMA D S,2011)，深成巖體為2.56～2.50 Ga(CHARDON D,2011)，巖體中最突出的是Closepet巖基。EDC大多數(shù)綠巖帶邊界與新太古宙同構造深成巖為侵入接觸關系，只有科拉爾綠巖帶不是這種關系，科拉爾綠巖帶西緣不整合覆蓋在基底上，基底年代為3.1Ga(CHARDON D,2002)。EDC綠巖巖系主要是火山巖和BIF，火山巖包括科馬提巖，高Mg玄武巖，安山巖，埃達克巖和流紋巖。

達爾瓦爾克拉通出露眾多新太古宙綠巖帶(圖1)，這些綠巖帶包括科馬提巖玄武巖中性到長英質火山巖。WDC主要有吉德勒杜爾加綠巖帶、巴巴不丹(Bababudan)、希莫加(Shimoga)綠巖帶，EDC主要有庫斯赫塔吉(Kushtagi)、森杜爾(Sandur)、拉瑪吉里(Ramagiri)、科拉爾(Kolar)等綠巖帶。

WDC的吉德勒杜爾加綠巖帶長450 km，是印度最長的太古宙綠巖帶。南端是北北東走向，北部是北北西走向。綠巖帶從北部格德格延伸到南部的邁索爾塞林伽巴丹，在吉德勒杜爾加附近，寬度達到最大的50 km，在南部最窄處只有2 km，面積大約6 000 km2。片麻巖上層是達爾瓦爾超群，包括下巴巴不丹群和上吉德勒杜爾加群，2個群分隔明顯，以底部多成分碎屑礫巖為界。薩爾古爾群主要沿片巖帶東部和西部邊界出露。巴巴不丹群，出露在片巖帶西部邊界，包括石英-卵石單成分碎屑底礫巖，頂部石英巖和鐵鎂質巖套。吉德勒杜爾加群覆蓋大部分綠巖帶，有些不整合覆蓋巴巴不丹群，另外一些直接覆蓋片麻巖。吉德勒杜爾加群分為3組：Vanivilas組，包括礫巖、綠泥石片巖、石英巖、石灰?guī)r、白云巖、錳-鐵條帶；Ingaldhal組，包括酸性、中性、基性火山巖和火成碎屑巖；希里尤爾組，包括雜砂巖-泥質巖套、BIF、變玄武巖和多源碎屑巖。侵入吉德勒杜爾加綠巖帶中部的花崗巖年齡接近2 620 Ma，北部格德格區(qū)域花崗巖為2 550 Ma(JAYANANDA M,2013)。

EDC中，科拉爾綠巖帶長40 km，北—南向斜。主要的巖石是拉斑玄武巖和較小的科馬提巖。玄武巖的枕狀結構表明是水下環(huán)境噴發(fā)。玄武質單元包括輝長巖層和間歇輝巖條帶。綠巖帶東部一組巖石被稱為查姆平片巖帶(champion gneiss)，包括長英質火山巖、火山塊巖、變質雜砂巖、帶片麻巖卵石的復礦碎屑礫巖、花崗巖和火山質碎屑。綠巖帶西部包括TTG基底片麻巖和石英二長巖的花崗狀巖石侵入綠巖，綠巖帶東緣和南緣與混雜片麻巖和同構造的深成巖接觸變形。根據(jù)已有測年數(shù)據(jù)，科拉爾綠巖帶鐵鎂質火山作用年齡可能為2.7 Ga(PEUCAT J J,2013)。綠巖帶基底年齡為3.3 Ga，在2.7 Ga綠巖盆地侵位，2.55 Ga再造，形成長英質深成巖作用和火山作用(JAYANANDA M,2000)。森杜爾綠巖帶長10 km，寬35 km，是克拉通晚太古宙高溫變質區(qū)域，該區(qū)域與晚太古宙低溫區(qū)域被一個韌性剪切帶分隔?；鹕綆r系包括鐵鎂質和超鐵鎂質、塊狀和枕狀玄武巖、中型-長英質巖，例如，安山巖、流紋巖和埃達克巖。沉積巖包括砂質巖、濁積巖、頁巖、疊層碳酸鹽巖、BIF、條帶錳建造(BMF)和石英。長英質火山巖鋯石U-Pb SHRIMP年齡為2.7 Ga，高Mg玄武巖和科馬提巖Sm/Nd同位素年齡為2.7 Ga(MANIKYAMBA C,2006)。

格德瓦爾(Gadwal)綠巖帶為北北西—南南東向，長85 km，寬1～15 km。綠巖系包括基底變質玄武巖、角閃巖、上層的英安巖、流紋英安巖、流紋巖和火山角礫巖。對變質玄武巖主量和微量元素研究表明，變質玄武巖中的玻安巖為耐熔地幔濕地幔熔融形成(MANIKYAMBA C,2007)。207Pb/206Pb測定年齡為2 585 Ma，該年齡可能對應石英質巖漿流結晶(JAYANANDA M,2013)。哈蒂綠巖帶位于EDC，主要是少量沉積成分的雙峰火山巖。綠巖帶與周圍片麻巖接觸，通常受花崗巖狀深成巖剪切和侵入。綠巖帶火山巖主要是枕狀變質玄武巖，在玄武巖內有細粒流紋巖和凝灰?guī)r。綠巖帶已有的同位素測年數(shù)據(jù)顯示綠巖帶鐵鎂質火山作用發(fā)生在2.7～2.65 Ga，長石質火山巖流、周圍深成巖侵位和礫巖形成大概在2.58～2.54 Ga，花崗巖侵入體接近2.2 Ga(JAYANANDA M,2013)。拉瑪吉里綠巖帶從南部的拉瑪吉里延伸到北部的Hungund，長180 km。綠巖帶西部主要為玄武巖，包括玄武巖、安山巖、英安巖和帶有少量BIF的流紋巖。在拉瑪吉里有超鐵鎂質片巖出露，在Hungund區(qū)域則是枕狀玄武巖。已有測年數(shù)據(jù)顯示綠巖帶年齡為2.7 Ga(NUTMAN A P,1996)。

2.8～2.5 Ga，全球范圍內主要克拉通普遍經(jīng)歷大規(guī)模陸殼生長過程，超基性-基性巖漿流、TTG和鈣堿性花崗巖套侵位克拉通。達爾瓦爾克拉通綠巖帶經(jīng)過長期沉積變質作用形成豐富的BIF鐵礦等礦產資源，尤其在WDC的吉德勒杜爾加、巴巴不丹、希莫加綠巖帶和EDC的庫斯赫塔吉、森杜爾等綠巖帶，有大量的BIF鐵礦，在WDC的吉德勒杜爾加、EDC的拉瑪吉里、科拉爾等綠巖帶有大量條帶錳建造和金礦。研究這些綠巖帶可以解釋達爾瓦爾克拉通增生機制及成礦作用。

2 BIF鐵礦地質特征

達爾瓦爾克拉通BIF礦床眾多，主要分為赤鐵礦和磁鐵礦。主要的赤鐵礦有貝拉里(Bellary)地區(qū)的多里瑪蘭(Donimalai)和Aarpee礦床，吉德勒杜爾加地區(qū)的錫瓦甘加(Sivaganga)和希里尤爾(Hiriyur)礦床，希莫加地區(qū)的恰恩納吉里礦床，以及杜姆古爾(Tumku)地區(qū)、北卡納拉(North Kanara)地區(qū)，阿嫩達布爾(Anantapur)地區(qū)等，主要的磁鐵礦有吉格默格盧爾(Chikmagalur)的巴巴不丹礦床、庫德雷穆克(Kuderamukh)礦床和北卡納拉的Kodalgadde礦床。其中多里瑪蘭礦床探明儲量為1.55億t，平均品位Tfe為64.5%。庫德雷穆克礦床探明鐵礦儲量為7億t，礦石平均品位Tfe為38.6%。在達爾瓦爾克拉通BIF礦床中，赤鐵礦礦床品位較高，均在58%以上，磁鐵礦礦床品位較低，一般為30%～40%。

Naqvi提出綠巖帶有5個地層序列(NAQVI S M,1988)，在達爾瓦爾克拉通，BIF分布在2.6～3.5 Ga時期內的5個連續(xù)的沉積單元中，分別為BIF1、BIF2、BIF3、BIF4、BIF5。第一個BIF單元分布在較老的綠巖帶中；第二個BIF分布在Javanahalli群；第三個單元BIF最為集中，BIF層厚度也最大，形成于3.0～2.8 Ga，主要分布在巴巴不丹、庫德雷穆克、薩恩杜爾、庫斯赫塔吉等綠巖帶，BIF主要呈石英質和氧化物-硫化物-碳酸鹽混合相，沉積環(huán)境為穩(wěn)定陸棚；第四個單元BIF有氧化物、碳酸鹽和硫化物相，主要分布在吉德勒杜爾加綠巖帶；第五個單元BIF層很薄，主要是石英和頁巖氧化物相。

2.1 庫斯赫塔吉綠巖帶BIF

東達爾瓦爾克拉通庫斯赫塔吉綠巖帶長115 km，寬15 km，面積1 500 km2，北西—南東走向。綠巖帶西北部BIF，曾經(jīng)被Kaladgi巖石覆蓋，現(xiàn)在出露，這些BIF是達爾瓦爾克拉通變質最晚的BIF。泥質條帶在純化學沉積條帶之間，沒有經(jīng)受同沉積和沉積后蝕變和風化作用。綠巖帶包括枕裝玄武巖、鐵鎂質片巖、長英質火山巖、碳酸鹽巖、變質沉積亞氯酸片巖/千枚巖和BIF，偶有花崗質侵入體。

綠巖帶BIF主要含赤鐵礦和石英，這些BIF可分為兩種類型，石英BIF(CBIF)和頁巖BIF(SBIF)。兩種類型都不含假象赤鐵礦和磁鐵礦。石英BIF含少量碎屑成分，主要為他形赤鐵礦和隱晶質到微晶石英和少量碎屑白云母的蝕變帶。不同地層富鐵層厚度和赤鐵礦富集度差異明顯。在一些地方地層從富二氧化硅到富鐵突變，一些地方則為漸變。在富石英條帶，赤鐵礦呈浸染狀顆?；蛘呒殫l帶。相比石英BIF，頁巖BIF含大量碎屑巖。頁巖BIF與石英BIF間層，頁巖BIF除赤鐵礦和石英之外，還含高嶺石和白云母。這些高嶺土不是原地風化形成，而是鐵和二氧化硅沉積之前的細粒黏土質沉積。

Khan對duiHiremagi-Ramthal和Aihole-Sulebhavi鐵礦床的BIF進行采樣、分析，得到了庫斯赫塔吉綠巖帶BIF的微量元素和稀土元素等地球化學特征(NAQVI S M, 2006)。根據(jù)Al2O3含量將綠巖帶BIF分為石英BIF和頁巖BIF，Al2O3含量<2%為石英BIF，含量>2%則為頁巖BIF。

2.1.1 微量元素

Al、Zr、Hf、Y、Rb、Sr、Ta、U、Th，由長英質巖石風化后進入海水，鐵鎂礦物元素Cr、Ni、Co、V、Sc來源于鐵鎂質巖石，可能是鐵鎂質巖石風化也可能是盆內火山作用。庫斯赫塔吉綠巖帶BIF鐵礦中Zr、Hf、Y、Rb、Sr富集，表明BIF序列沉積過程中盆地中存在陸源物質(BAU, 1993)。類似地Ni、Cr、Co、V、Sc富集可能表明鐵鎂質-超鐵鎂質物質進入盆地。BIF樣品顯示Al2O3與Zr呈正相關(相關系數(shù)為0.9)，表明連續(xù)或間歇的細粒陸源碎屑進入盆地。石英BIF中Hf、Zr分別低于0.35×10-6和16×10-6(KHAN，1996)，頁巖BIF可達到8.18×10-6和276.88×10-6(KHAN，1996)。Al2O3與V、Sc同樣呈正相關(相關系數(shù)分別為0.8和0.9)，頁巖BIF比石英BIF更為富集V和Sc。庫斯赫塔吉綠巖帶BIF樣品中Sc/La大多小于1，表明不同BIF巖層中陸源碎屑物質和火山碎屑物質類型和數(shù)量不同，2種類型碎屑以不同比例與化學沉積一同作用。如果不是常量型的數(shù)據(jù)，最好都配參考文獻，或者原始數(shù)據(jù)并注明出處。

2.1.2 稀土元素

根據(jù)北美頁巖標準化REE型式，石英BIF中LREE/HREE<1，Nd/Yb<1(Khan，1996)，強Eu正異常。頁巖BIF標準化型式總體與石英BIF相同，只是REE總量更高，表現(xiàn)不完全的Ce負異常。庫斯赫塔吉綠巖帶BIF樣品大多數(shù)表現(xiàn)Eu正異常，可能表明含F(xiàn)e、SiO2的溶液來源于還原環(huán)境，富Eu熱液流體進入海洋使得BIF中Eu呈正異常。REE總量與Zr含量呈正相關(相關系數(shù)為0.87) (KHAN，1996)，高Zr含量提升了REE總量，REE富集則表明BIF含陸源成分。

2.2 吉德勒杜爾加綠巖帶BIF

吉德勒杜爾加綠巖帶以變沉積巖為主，其主要是單成分和多成分碎屑礫巖，雜砂巖和疊層碳酸鹽巖。雜砂巖、多成分碎屑巖礫巖和長石砂巖在不同巖層顯示遞變層理?；鹕綆r顯示枕狀結構，刺玻結構。綠巖帶一個重要的特征是疊層巖白云巖和石英經(jīng)含錳碳酸鹽頁巖過渡到BIF。疊層巖層、水流層理和波痕的石英巖、石英礫巖，片麻巖自上而下分布。

吉德勒杜爾加綠巖帶BIF主要集中在希里尤爾、Sibaganga、Bhimasamudra、Medikeripura、Kadlegudam等地，包括石英氧化物相BIF，石英碳酸鹽相BIF和硫化物相BIF，這3種BIF都伴有頁巖BIF。BIF有3種巖石組合關系：①砂質巖-疊層巖-碳酸鹽巖-泥質巖。②火山巖-火山碎屑巖。③雜砂巖-泥質巖火山巖套。第一種組合關系中，石英和頁巖質的碳酸鹽和氧化物相BIF發(fā)育在一套基底序列中，這一序列包括石英巖、正負角閃巖、疊層石碳酸鹽巖、碳質燧石、含錳碳酸鹽巖和千枚巖。這套巖石位于綠巖帶西緣，屬于吉德勒杜爾加群Vanivilas組的一部分。第二種巖石組合主要在綠巖帶中部發(fā)育，碳酸鹽和硫化物相BIF與火山巖和火山碎屑巖伴生。這些碳酸鹽巖和硫化物相BIF為石英和頁巖質。在硫化物相BIF上部和下部，是火山灰、角礫集塊巖、火山碎屑火山彈和枕狀熔巖。第三種BIF組合包括氧化物相BIF，雜砂巖和泥質巖，該組合中BIF層薄，普遍呈北—南向，其中頁巖和石英質BIF都有發(fā)現(xiàn)。RAO(1995)對吉德勒杜爾加綠巖帶不同地區(qū)不同類型BIF進行采樣并分析了它們的地球化學數(shù)據(jù)圖2。

圖2 吉德勒杜爾加綠巖帶地質簡圖(據(jù)JAYANANDA M，2013，改繪)Fig.2 Geological sketch map of the Chitradrga green belt(After JAYANANDA M, 2013 modified)

2.2.1 主量元素

吉德勒杜爾加綠巖帶中BIF的Fe2O3、Al2O3、SiO2是BIF中3種主要的成分，以Al2O3含量2%為界，BIF可分為含量高的頁巖BIF和含量低的石英BIF。Fe、SiO2含量總的呈反比，F(xiàn)e2O3/SiO2摩爾比依賴鐵和二氧化硅交替層的厚度。SiO2、Fe2O3呈不同程度負相關，其中石英BIF主要由SiO2和Fe2O3組成，二者呈相關最為明顯，而鹽酸鹽相BIF因CaO含量不同相關程度也不同，硫化物相相關程度較石英BIF稍弱。頁巖BIF富Al2O3、TiO2，表明碎屑源包括陸源和火山碎屑。大多數(shù)石英氧化物相BIF低Al2O3(0.01%～0.1%)和TiO2(0.01%～0.2%)，表明主要為化學沉積(RAO，1995)。

2.2.2 微量元素

Zr、Hf、Y、Sr來源于長石風化，而Cr、Ni、Co、V、Sc為鐵鎂質源。吉德勒杜爾加綠巖帶BIF中Zr、Hf、Y、Rb、Sr的富集和Na2O、K2O的虧損，可能表明一段時間BIF序列沉積中陸源物質沉積。Zr、Hf在頁巖BIF正相關(比值0.9)，而在其他BIF中豐度低且隨機分布。Zr-Al2O3和Hf-Al2O3正相關(摩爾比分別為0.9和0.79)。3種類型BIF都含Ni、Cr、Co，其中頁巖BIF相對富Cr、Ni，硫化物相BIF相對富Co，也較富Ni、Cr，3種元素之間呈明顯正相關，而大部分氧化物相BIF虧損Ni、Cr(RAO，1995)。

2.2.3 稀土元素

石英BIF和頁巖BIF在REE組分上表現(xiàn)不同的豐度，La富集、Ce虧損程度。氧化相、碳酸鹽相、硫化物相太古宙平均沉積巖標準化REE型式基本相同，而硫化物相REE總量較高，尤其是高Al2O3的硫化物相BIF。石英BIF虧損REE，頁巖BIF富集。石英BIF表現(xiàn)La富集，頁巖BIF則虧損La。頁巖BIF硫化物相不表現(xiàn)Ce虧損，而氧化物和碳酸鹽相BIF因Ce3+氧化為Ce4+表現(xiàn)負Ce異常，硫化物相BIF不表現(xiàn)Ce負異常。大部分BIF表現(xiàn)Eu正異常(RAO，1995)。

3 成因分析

3.1 克拉通大陸增長和綠巖帶火山作用

達爾瓦爾克拉通新太古宙大陸增生構造環(huán)境還存在爭議，但巖石測年數(shù)據(jù)越來越多，達爾瓦爾克拉通大陸地殼生長的階段性也逐漸清晰。根據(jù)這些測年數(shù)據(jù)，JAYANANDA將達爾瓦爾克拉通在新太古宙的大陸增長分為2.7～2.65 Ga和2.58～2.52 Ga 2個階段(JAYANANDA M, 2013)。第一階段為西達爾瓦爾克拉通東緣鐵鎂質巖漿巖和長石質深成巖增生；第二階段為TTG和鈣堿性深成巖和長石質火山巖侵位。

第一階段2.7～2.65 Ga增生作用發(fā)生在吉德勒杜爾加綠巖帶東部和科拉爾綠巖帶及其東部，主要是長英質深成巖作用和綠巖火山作用，與之有關的鐵鎂質巖漿活動沒有表現(xiàn)出受已有大陸影響的特征。這一階段增生作用可能發(fā)生在以>3.0 Ga，WDC為邊界的海洋環(huán)境，并通過融化下地殼，鉀質深成巖侵位和局部變形影響WDC東緣，在WDC內部沒有發(fā)現(xiàn)2.6 Ga之后的巖漿增生作用，從WDC到科拉爾綠巖帶，花崗-綠巖區(qū)從WDC侵位到科拉爾綠巖帶，這一過渡區(qū)即為中達爾瓦爾省。2.56～2.51 Ga期間的超熱造山運動對整個東達爾瓦爾克拉通都有著結構、巖漿作用、變質作用的影響，這次造山運動與第二階段2.58～2.52 Ga的增生作用關聯(lián)，這一階段增生事件包括TTG/鈣堿性深成巖化作用，長石質火山活動貫穿整個EDC(CHARDON D, 2011)。這是太古宙時期最晚的造山運動和巖漿質增生，對>3.0 Ga的WDC、>3.0～2.7 Ga的中達爾瓦爾省和2.7～2.65 Ga的東達爾瓦爾省都有影響。如此廣泛的影響區(qū)域，還有同期火成或殼源的深成巖和長石火山巖，表明可能為活動邊緣環(huán)境或者混合弧/地幔柱環(huán)境(MOYEN J F, 2003)。在中達爾瓦爾和EDC下部的西傾俯沖板塊導致EDC下部巨地幔柱上升，進而引發(fā)第二次增生。上升到地幔柱引起地殼再造、局部變質和2.52～2.50 Ga的太古宙地殼克拉通化。

達爾瓦爾克拉通新太古宙綠巖帶U-Pb和Nd數(shù)據(jù)和同位素/年齡數(shù)據(jù)表明有2次主要的綠巖帶火山活動，分別在新太古宙2.7～2.65 Ga和2.61～2.54 Ga。在巖漿活動期間有較多的火山作用與沉積作用發(fā)生，形成新太古宙綠巖帶和條帶鐵建造，同時有大量的殼融花崗巖和TTG片麻巖形成。

在達爾瓦爾克拉通內，2.7 Ga的火山作用主要是鐵鎂質巖漿流， 2.61～2.54 Ga主要是中性和長英質巖漿。吉德勒杜爾加、科拉爾、拉瑪吉利、薩恩杜爾、哈蒂等綠巖帶的同位素測年數(shù)據(jù)表明鐵鎂質火山作用接近2.7 Ga?？评瓲?、卡迪里(CHARDON D, 2002)、拉瑪吉利(BALAKRISHNAN S, 1999)和森杜爾綠巖帶(NUTMAN A P, 1996)附近的片麻巖和深成巖鋯石數(shù)據(jù)表明這次火山作用與TTG侵位綠巖帶處于同一時期。2.61～2.54 Ga的第二次長英質火山作用與西達爾瓦爾克拉通希莫加-達爾瓦爾盆地2.61 Ga的流紋巖、東達爾瓦爾克拉通哈蒂、科拉爾、卡迪里、格德瓦爾綠巖帶2.58～2.54 Ga的流紋巖一致。在東達爾瓦爾克拉通2.61 Ga長英質火山作用與下地殼融化來源的鉀質花崗巖(吉德勒杜爾加和Arsikere-Banavara花崗巖)侵位相關。2.58～2.54 Ga長英質火山作用與EDC廣泛的鈣堿性巖漿作用和地殼再造同時期(CHARDON D,2011)。

3.2 BIF鐵礦成因分析

達爾瓦爾克拉通大規(guī)模鐵礦成礦需要大量的FeO、SiO2和O供給。Fe有3個可能的來源：①近陸來源，溶解在水中由河流進入海洋。②碎屑在海洋深部沉積，F(xiàn)e在還原環(huán)境中慮出。③火山噴流。O可能來自光合作用、或者化學自養(yǎng)、水電離作用。在克拉通一些綠巖帶，BIF伴生在雜砂巖、石英巖層中，在某些地方，這些石英巖層還包含微化石。在一些綠巖帶，BIF與富Mn條帶表現(xiàn)出均夷作用。Mn條帶與雜砂巖伴生，可能表明太古宙時期有機物活動和光合作用比較旺盛。

庫斯赫塔吉和吉德勒杜爾加綠巖帶BIF地球化學特征表明，綠巖帶BIF中REE、Fe、SiO2來自AMOR的熱液溶液。SEYFRIED和JANECKY(1985)提出熱液流體中Fe濃度取決于350～425 ℃范圍的熱液溫度，F(xiàn)e在流體溫度425 ℃時的濃度大約是它在流體為350 ℃時濃度的100倍。熱液溶劑和高出口溫度使熱液中Fe具有高濃度，為綠巖帶鐵礦成礦提供大量Fe。SiO2可能因為更高的逸出溫度和太古宙熱液增加的堿性，大量SiO2溶解在熱液中進入海水。海水溫度和堿性相對較低，SiO2隨之沉積下來。除了熱液溶液，陸源碎屑也是BIF物質來源。庫斯赫塔吉綠巖帶頁巖BIF的REE型式與太古宙頁巖相似，表明化學沉積和陸源物質的共同作用，吉德勒杜爾加綠巖帶中，純化學沉積Ce虧損，BIF中Ce富集，表明Ce在化學沉積中氧化，又從碎屑成分中得到積累。REE總量與Al2O3等關系也表明BIF中REE成分因碎屑而增加，表明BIF的碎屑來源。氧化亞鐵到氧化鐵的過程需要大量O2，DRAGANIC(1991)否定了通過光解作用和水電解作用產生O2的推論，克拉通一些綠巖帶含大量錳條帶，MnO2與雜砂巖和含藍藻菌的石英條帶伴生，Rao從綠巖帶的微化石和δ13C的值(-1.65%PDB)推論，O2最可能的來源是光合作用(MOYEN J F, 2003)。

吉德勒杜爾加綠巖帶3種不同類型的BIF巖石組合代表了3種不同的沉積環(huán)境。第一種為淺陸棚環(huán)境，熱液和化學物質分異、上涌，富Fe、SiO2熱液海水進入陸棚并在陸棚與O反應，形成鐵氧化物并沉積。砂質巖-疊層石可能是海侵-海退循環(huán)和海水因熱液溶液而富集FeO的產物。第二種巖石組合中，硫化物相BIF在火山口附近還原環(huán)境中沉積，碳酸鹽巖相BIF在還原環(huán)境和氧化環(huán)境都有形成。海水中溶解的CO2和熱液溶液中FeO反應形成Fe碳酸鹽。另一個碳酸鹽相BIF形成途徑可能為有機質與鐵氧化物和鐵氫氧化物反應，這種成巖作用在有機物多的盆地邊緣更為普遍。砂質巖-疊層巖碳酸鹽巖相BIF組合和硫化物相火山巖火山碎屑巖組合可能是同一個盆地中不同化學和物理性質的2個不同部位沉積。但是，雜砂巖氧化物相BIF可能是更晚的事件。BIF上、下層的雜砂巖代表了匯聚條件下對流方向改變和洋底移動。

4 結論

通過對達爾瓦爾克拉通中綠巖帶及BIF的地質特征的綜合分析，可得到以下結論。

(1)達爾瓦爾克拉通在新太古宙有2次綠巖火山作用，分別發(fā)生在2.7～2.67 Ga和2.58～54 Ga。達爾瓦爾克拉通有2階段的增生作用。第一階段發(fā)生在2.7～2.6 Ga，沿西達爾瓦爾克拉通東緣，以鐵鎂質巖漿作用和長英質深成巖作用為主，后形成東達爾瓦爾克拉通。第二階段發(fā)生在2.58～2.52 Ga，中和東達爾瓦爾省內TTG、鈣堿深成巖和長英火山巖侵位。

(2)綠巖帶中Fe、SiO2來自AMOR的熱液溶液，高溫下熱液中含高濃度的Fe使得BIF能夠大量沉積。BIF中REE來自熱液和陸源碎屑的共同作用，氧化亞鐵氧化為氧化鐵需要的大量O2可能來源于生物光合作用。海平面變化導致海侵-海退循環(huán)，海侵時大部分BIF沉積作用發(fā)生，海退時陸源碎屑覆蓋沉積，頁巖BIF沉積作用發(fā)生。

(3)吉德勒杜爾加綠巖帶BIF成礦物質既有幔源碎屑又有殼源碎屑，屬火山-沉積成因。蘇比利爾型 BIF 多數(shù)與沉積建造有關，它們沉積在海進序列的相對穩(wěn)定的淺海環(huán)境中，沉積環(huán)境為大陸架被動大陸邊緣。綠巖帶BIF中單成分和多成分碎屑礫巖，雜砂巖和疊層碳酸鹽巖建造在太古宙阿爾戈馬型鐵建造中少見。根據(jù)上述特征，暫可將這些綠巖帶BIF鐵礦歸結為蘇比利爾型和阿爾戈瑪型之間的過渡類型。這些綠巖帶BIF具有沉積和火山建造雙重特點，結合達爾瓦爾克拉通演化，可能為島弧和陸緣之間的沉積產物，之后又遭受較強的變質作用改造。

翟明國. 華北克拉通的形成演化與成礦作用[J]. 礦床地質, 2010 (1): 24-36.

ZHAI Mingguo.Tectonic evolution and metallogenesis of North China Craton[J]. Mineral Deposits, 2010 (1): 24-36.

張連昌，翟明國，萬渝生，等. 華北克拉通前寒武紀 BIF 鐵礦研究: 進展與問題[J]. 巖石學報，2012，28(11): 3431-3445.

ZHANG LC, ZHAI MG, WAN YS, et al. Study of the Precambrian BIF-iron depositsin the North China Craton: Progresses and questions[J]. Acta Petrologica Sinica, 2012, 28( 11) : 3431-3445.

沈保豐，翟安民，楊春亮，等. 中國前寒武紀鐵礦床時空分布和演化特征[J]. 地質調查與研究，2005，28(4): 196-206.

SHEN Baofeng, ZHAI Anmin, YANG Chunliang, et al.TemporalSpatial Distribution and Evolutional Charactersof Precambrian Iron Deposits in China[J].Geological Survey and Research, 2005, 28(4): 196-206.

CHARDON D, JAYANANDA M, PEUCAT J J. Lateral constrictional flow of hot orogenic crust: insights from the Neoarchean of south India, geological and geophysical implications for orogenicplateaux[J]. Geochemistry, Geophysics, Geosystems, 2011, 12(2):1-24.

JAYANANDA, M.,CHARDON, D., PEUCAT, J.-J., CAPDEVILA, R.. 2.61 Gapotassic granites and crustal reworking in the western Dharwarcraton, southern India: tectonic,geochronologic and geochemical constraints[J]. Precambrian Research,2006,150(1-2):1-26.

DEY S. Evolution of Archaean crust in the Dharwarcraton: The Nd isotope record[J]. Precambrian Research, 2013, 227(4): 227-246.

PEUCAT J J, JAYANANDA M, CHARDON D, et al. The lower crust of the Dharwar Craton, Southern India: patchwork of Archeangranuliticdomains[J]. Precambrian Research, 2013, 227(4): 4-28.

CHADWICK B, VASUDEV VN, HEGDE GV. The Dharwarcraton, southern India, interpreted as the result of Late Archaean oblique convergence[J]. Precambrian Research, 2000, 99(1): 91-111.

PEUCAT J J, BOUHALLIER H, FANNING CM, et al. Age of the Holenarsipur greenstone belt, relationships with the surrounding gneisses (Karnataka, South India)[J]. The Journal of Geology, 1995,103(6): 701-710.

SARMA DS, FLETCHER IR, RASMUSSEN B, et al. Archaean gold mineralization synchronous with late cratonization of the Western Dharwar Craton, India: 2.52 Ga U-Pb ages of hydrothermal monazite and xenotime in gold deposits[J]. Mineralium Deposita, 2011, 46(3): 273-288.

CHARDON D, PEUCAT JJ, JAYANANDA M, et al. Archean granite-greenstone tectonics at Kolar (south India): Interplay of diapirism and bulk inhomogeneous contraction during juvenile magmatic accretion[J]. Tectonics, 2002, 21(3): 7-1-7-17.

JAYANANDA M, PEUCAT JJ, CHARDON D, et al. Neoarchean greenstone volcanism, Dharwarcraton, southern India: constraints from SIMS zircon geochronology and Nd isotopes[J]. Precambrian Research, 2013, 227: 55-76.

JAYANANDA M, MOYEN JF, MARTIN H, et al. Late Archaean (2550-2520 Ma) juvenile magmatism in the Eastern Dharwarcraton, southern India: constraints from geochronology, Nd-Sr isotopes and whole rock geochemistry[J]. Precambrian Research, 2000, 99(3): 225-254.

MANIKYAMBA C, KERRICH R. Geochemistry of black shales from the Neoarchaean Sandur Superterrane, India: first cycle volcanogenic sedimentary rocks in an intraoceanic arc-trench complex[J]. Geochimicaet Cosmochimica Acta, 2006, 70(18): 4663-4679.

MANIKYAMBA C, KHANNA TC. Crustal growth processes as illustrated by the Neoarchaeanintraoceanicmagmatism from Gadwal greenstone belt, Eastern DharwarCraton, India[J]. Gondwana Research, 2007, 11(4): 476-491.

NUTMAN AP, CHADWICK B, KRISHNA RAO B, et al. SHRIMP U/Pb zircon ages of acid volcanic rocks in the Chitradurga and Sandur groups, and granites adjacent to the Sandur schist belt, Karnataka[J]. Journal of the Geological Society of India,1996,47(2): 153-164.

NAQVI SM, SAWKAR RH, RAO DVS, et al. Geology, geochemistry and tectonic setting of Archaeangreywackes from Karnataka nucleus, India[J]. Precambrian research, 1988, 39(3): 193-216.

NAQVI SM, KHAN R MK, Manikyamba C, et al. Geochemistry of the NeoArchaean high-Mg basalts, boninites and adakites from the Kushtagi-Hungund greenstone belt of the Eastern DharwarCraton (EDC); implications for the tectonic setting[J]. Journal of Asian Earth Sciences, 2006, 27(1): 25-44.

KHAN RMK, NAQVI SM. Geology, geochemistry and genesis of BIF of Kushtagi schist belt, Archaean Dharwar Craton, India[J]. Mineralium Deposita. 1996,1(1-2):123-133.

BAN M, MOLLER P. Rare earth element systematics of the chemically precipitated component in Early Precambrian iron formations and the evolution of the terrestrial atmosphere-hydrosphere-lithosphere system[J]. Geochimicaet Cosmochimica Acta, 1993, 57(10): 2239-2249.

RAO TG, NAQVI SM. Geochemistry, depositional environment and tectonic setting of the BIF's of the Late Archaean Chitradurga Schist Belt, India[J]. Chemical Geology, 1995, 121(1): 217-243.

MOYEN JF, MARTIN H, JAYANANDA M, et al. Late Archaean granites: a typology based on the DharwarCraton (India)[J]. Precambrian Research, 2003, 127(1): 103-123.

BALAKRISHNAN S, RAJAMANI V, HANSON G N. U-Pb Ages for Zircon and Titanite from the Ramagiri Area, Southern India: Evidence for Accretionary Origin of the Eastern Dharwar Craton during the Late Archean[J]. The Journal of geology, 1999, 107(1): 69-86.

SEYFRIED WE, JANECKY DR. Heavy metal and sulfur transport during subcritical and supercritical hydrothermal alteration of basalt: Influence of fluid pressure and basalt composition and crystallinity[J]. GeochimicaetCosmochimica Acta, 1985, 49(12): 2545-2560.

DRAGANIC IG, BJERGBAKKE E, DRAGANIC ZD, et al. Decomposition of ocean waters by potassium-40 radiation 3800 Ma ago as a source of oxygen and oxidizing species[J]. Precambrian Research, 1991, 52(3): 337-345.

KLEIN C. Some Precambrian banded iron-formations (BIFs) from around the world: Their age, geologic setting, mineralogy, metamorphism, geochemistry, and origins[J]. American Mineralogist, 2005, 90(10): 1473-1499.

GROSS G A. A classification of iron formations based on depositional environments[J]. The Canadian Mineralogist, 1980, 18(2): 215-222.

Geological Characters and Genesis Analysis of Greenstone-type BIF Iron Deposits in Dharwar Craton, India

CHENG Gong1, SUN Weibin1, LI Shanglin2, LUO Yanjun2, LI Dan1

(1.School of Geosciences and Info-Physics, Key Laboratory of Metallogenic Prediction of Nonferrous Metals, Central South University, Changsha 410083, China;2.Xi’an Center of China Geology Survey, Xi’an 710054, Shaanxi, China)

India takes up about 7% of iron ore reserves in the world, which is dominated by Precambrian BIF iron. In which, the BIF iron ores occurred within greenstone belt or green schist serve as the most important type of iron deposits in India. The greenstone belts were well developed in Dharwar Craton and South India Shield, where a lots of BIF iron deposits were developed in different strata sequences and rock association.The geochemical characters of BIF deposits in Chitradurga and Kushtagi greenstone belts have been analyzed and discussed in this paper. The results show that these BIFs can be classified into shaleand quartz BIFs by using the limit of 2% Al2O3content. And these BIFs show three lithofacies, such as quartzoxide, carbonate or sulfides phases. The major and trace elements geochemistry show that these BIFs were formed by the joint action of terrigenous clastic and volcanic clastic sedimentary. The rare earth elements geochemistry shows that these BIFs have negative Ceanomalies and positive Eu anomalies.The dating data of Dharwarcraton suggest that two major volcanisms occurred in 2.7～2.65 Ga and 2.58～2.54 Ga, and two stages continental accretions happened in 2.7～2.6 Ga and 2.58～2.52 Ga, which caused the formation of Dharwarcraton and related greenstone belts. As for the ore-forming materials source of these BIFs deposits, the Feand SiO2were came from the high-temperature hydrothermal of AMOR, the O2was sourced from marine biological photosynthesis, and these BIF deposits were formed by the combined action of chemical and clastic sediments under this environment.

Dharwar; greenstone belt; BIF; geochemistry; genesis

2015-09-12；

2016-06-01

澳洲-印度克拉通重要礦床地質背景與成礦規(guī)律研究(1212011120325)，南亞地區(qū)基礎地質圖件編制與成礦地質背景研究(1212011120333)

成功(1972-)，男，講師，碩士生導師，在職博士，主要從事遙感及地質找礦等研究。E-mail：417375394@qq.com

P617

A

1009-6248(2016)04-0136-10