江西新余铁矿的地球化学特征及其与华北BIFs铁矿的对比*

李志红 朱祥坤 孙剑

中国地质科学院地质研究所，国土资源部同位素地质重点实验室，大陆构造与动力学国家重点实验室，北京 100037

1 引言

条带状铁建造(Banded Iron-Formations，简称BIFs)一般被认为是海相的化学沉积岩，在前寒武纪广泛发育。最早的BIF形成于38亿年前，25亿年前左右达到峰值，到18亿年前左右大规模的BIF结束，直到8～6亿年前因雪球地球事件而在全球再次出现(Klein，2005)。BIF形成于前寒武纪，当时地球正处于大气、海洋和生物演化的一个重要阶段，因此，BIF记录了地球早期大气和海洋化学组成、地球深部过程、生物演化等重要信息。

BIF型铁矿是全球最重要的铁矿类型，根据其形成条件和成因，可进一步分为Algoma型、Superior型和Rapitan型(Gross，1965;Basta et al.，2011)。Algoma 型规模相对较小，并且与火山岩关系密切，产于大陆边缘盆地或岛弧盆地;Superior型规模较大，与火山岩关系不明显，形成于被动大陆边缘或陆内裂谷;Rapitan型是指形成于雪球地球事件期间的BIF铁矿。我国是世界上BIF型铁矿重要发育区之一，华北地区太古宙-古元古代BIF型铁矿最为丰富，主要集中于鞍山-本溪、冀东、五台-吕梁等地区(Zhang et al.，2014);而华南江西新余是我国Rapitan型铁矿的典型分布区。许多学者对新余和华北地区BIF铁矿进行了详细研究(钱祥麟等，1985;汤加富等，1987;翟明国等，1989;周世泰，1994;沈其韩，1998;李志红等，2008，2010，2012;李延河等，2010;张连昌等，2012;李厚民等，2012)，但对其成矿物质来源、形成机理及地球早期大气-海洋氧化还原状态的演化仍存在着不同的认识。

近年来，由于分析测试技术的提高，元素地球化学的研究被广泛应用于示踪源区、成矿作用及沉积环境等许多方面(Robert and Ali，2007;Spier et al.，2007;Alexander et al.，2008;Halverson et al.，2011)。在对华北地区典型BIF铁矿已有研究的基础上(李志红等，2008，2010，2012)，本文重点报道对江西新余BIF铁矿进行的主量元素、微量元素和稀土元素研究，并和华北地区代表性BIF型铁矿进行对比，进而探讨铁矿的成矿物质来源与古环境的演化。

2 矿床地质特征

江西新余式铁矿是我国时代最新的BIF型铁矿，处于华南加里东地槽褶皱带北缘之武功隆起区(曾书明等，2011)。区内出露地层主要为南华系和寒武系浅变质岩，晚古生代地层发育齐全，铁矿赋存于南华系杨家桥群下坊组。杨家桥群为一套火山-沉积碎屑岩及其火山-沉积硅铁质建造，据岩性组合由下而上划分为古家组、下坊组和大沙江组。铁矿经历了多次变质作用，变质程度主要为绿片岩相。由于多次构造运动，形成了形态复杂多变的“红绸舞”式的褶皱(图1)。在新余铁矿田内已发现有杨家桥、良山、松山等一批大中型铁矿床，铁矿床金属矿物主要为磁铁矿，脉石矿物主要为石英、绿泥石、黑云母(图2)，矿石以粒状变晶结构、鳞片状-粒状变晶结构为主，局部见交代结构。铁矿为南华冰期富禄间冰期之产物，其产出时代约为700～740Ma(汤加富等，1987)，相当于Rapitan型铁矿。

华北地区是我国BIF铁矿分布最广泛且产出相对集中的区域，主要分布在辽宁鞍山-本溪、冀东、山西五台-吕梁等地区。已有的研究表明，鞍本、冀东和五台地区绝大多数BIF铁矿的形成与海相火山作用在时间上、空间上和成因上密切相关，属于Algoma型，其形成时代约以2500Ma最为发育(Zhang et al.，2011;Nutman et al.，2011)。吕梁地区BIF 铁矿主要赋存在吕梁群上部的袁家村组，是以沉积作用为主的铁矿床，属于Superior型，其形成时代为2300Ma左右(于津海等，1997)。铁矿主要由磁铁矿、赤铁矿、角闪石、辉石和少量铁白云石等矿物组成。

图1 良山铁矿的褶皱构造Fig.1 The folding structure of BIF in Liangshan area

图2 新余铁矿的显微照片Fig.2 Photomicrograph of BIF in Xinyu area

3 样品及分析方法

新余地区采样的铁矿区分别为良山、杨家桥、松山、赣闽矿区。本次研究的矿石类型主要为磁铁石英岩以及与矿石相邻的上下盘围岩(千枚岩)，铁矿的主要组成矿物为磁铁矿和石英。挑选新余地区新鲜且有代表性的磁铁石英岩和围岩共19个全岩样品和冀东、五台-吕梁地区22个铁矿样品进行了主量元素、微量元素和稀土元素的分析测定。

主量元素在国家地质实验测试中心的等离子光谱进行测定。首先分取约4g已溶解好的溶液于清洗干净的塑料离心管中，加入同等重量的内标溶液，摇匀后在IRIS型等离子光谱上进行主量元素的测定。对于FeO的检测方法为:称取试样0.1000～0.5000g(称样量视样品的氧化亚铁含量定)于聚四氟坩埚中，加入氢氟酸和硫酸分解样品，重铬酸钾标准溶液滴定氧化亚铁含量。

微量元素和稀土元素分析在国家地质实验测试中心的电感耦合等离子体质谱仪(TJA-PQ-ExCell ICP-MS)上进行测定。称取全岩粉末样品放入Teflon瓶中，往瓶中加入HF和HNO3混合酸且用Teflon封闭反应罐进行溶样，溶解后的样品在等离子体质谱仪上进行微量元素和稀土元素的分析测试。用组合标准工作溶液对仪器进行标准化，以含0.8mol/L HNO3的高纯水得到的计数率与内标计数率的比值为低点，以组合标准工作溶液中各元素的计数率与内标计数率的比值为高点，得到各元素的两点标准化直线，然后对样品溶样进行测定。在95%的置信度范围内，RSD优于10%。

4 地球化学特征

4.1 主量元素

研究区样品的主量元素化学分析数据列于表1。由表1可知，新余地区铁矿石Fe2O3T含量的变化范围为18.86% ～55.40%，平均值为30.77%;SiO2含量的变化范围为30.00%～59.70%，平均值为 48.08%;Al2O3含量的变化范围为1.63% ～5.26%，平均值为 3.56%;TiO2含量的变化范围为0.14% ～0.39%，平均值为0.29%。与铁矿相比，围岩具有极低的Fe2O3T和更高的 SiO2、Al2O3、TiO2含量。其中，围岩Fe2O3T含量的变化范围为 0.91% ～4.26%，平均值为2.14%;SiO2含量的变化范围为 59.40% ～75.30%，平均值为 67.88%;Al2O3含量的变化范围为 6.48% ～16.90%，平均值为 11.51%;TiO2含量为 0.54% ～0.91%，平均值为0.73%。因此，新余地区铁矿石主要由Fe2O3T和SiO2组成，而其它组分的含量较低。

华北地区BIF铁矿的主量元素具有非常相似的特征，即化学成分主要为SiO2、Fe2O3T，其它组分(Al2O3和TiO2等)的含量均极低。其中，鞍本地区铁矿Fe2O3T含量的平均值为45.03%;SiO2含量的平均值为51.15%;Al2O3含量的平均值为0.66%(李志红等，2008，2012)。由表1可知，冀东地区铁矿Fe2O3T含量的平均值为48.96%;SiO2含量的平均值为47.57%;Al2O3含量的平均值为0.24%。五台地区铁矿Fe2O3T含量平均值为 47.26%;SiO2含量的平均值为含量的平均值为0.53%。吕梁地区铁矿含量的平均值为53.57%;SiO2含量的平均值为47.28%;Al2O3含量的变化范围为0.09% ～0.42%，平均值为0.17%。

由上可知，新余和华北地区BIF铁矿的主量元素特征非常相似，即均主要由Fe2O3T和SiO2组成;主要差异为新余地区铁矿Al2O3和TiO2的含量增加。这些特征表明与华北BIF相比，新余地区铁矿是由相对较多碎屑物质加入的化学沉积建造。

图3 新余地区铁矿(a)和围岩(b)的微量元素图解及新余与华北地区BIF铁矿的微量元素对比图解(c)Fig.3 PAAS-normalized trace element compositions of BIF(a)and of wall-rocks(b)in Xinyu area，and comparison of PAAS-normalized trace element compositions of BIF between Xinyu and North China(c)

4.2 微量元素

研究区样品的微量元素分析结果列于表1，用PAAS(Post Archean Australian Shale)(McLennan，1989)进行标准化后的微量元素图解如图3所示。

新余地区铁矿石中绝大部分微量元素的平均含量较华北BIF高(表1、图3a)。其中，Rb含量的变化范围为0.19×10-6～76.4×10-6，平均值为19.47×10-6;Zr含量的变化范围为54.6×10-6～223 ×10-6，平均值为124.1×10-6;Hf含量的变化范围为0.88×10-6～3.59×10-6，平均值为2.13 ×10-6;Nb含量的变化范围为 2.75 ×10-6～7.55 ×10-6，平均值为5.61×10-6;Ta含量的变化范围为 0.11×10-6～0.42×10-6，平均值为0.28×10-6;Co含量的变化范围为20.7×

10-6～557×10-6，平均值为132.3 ×10-6。围岩具有更高的微量元素含量(表1，图3b)，其中，Rb(变化范围为0.33×10-6～221×10-6，平均值为 97.11 ×10-6)、Zr(变化范围为169×10-6～1695×10-6，平均值为 593.1×10-6)、Nb(变化范围为12.7 ×10-6～45.7 ×10-6，平均值为24.23×10-6)含量均比铁矿中相应元素的含量高。

表1 新余和华北地区条带状铁建造的主量元素(wt%)、微量元素和稀土元素(×10-6)组成Table 1 Major(wt%)，trace and rare earth element(×10-6)compositions of BIF from Xinyu and North China area

续表1Continued Table 1

续表1Continued Table 1

续表1Continued Table 1

华北地区铁矿具有相似的微量元素含量，各元素的含量均较低(表1、图3c)。其中，鞍本地区铁矿Rb含量的变化范围为0.46×10-6～0.74 ×10-6，平均值为 0.58 ×10-6;Zr含量的变化范围为0.36×10-6～1.13×10-6，平均值为0.68 ×10-6;Nb含量的的变化范围为 0.05 ×10-6～0.13 ×10-6，平均值为0.10×10-6(李志红等，2012)。冀东地区铁矿Rb含量的变化范围为0.39×10-6～8.21×10-6，平均值为1.71 ×10-6;Zr含量的变化范围为 0.78 ×10-6～6.17 ×10-6，平均值为2.59×10-6;Hf含量的变化范围为 0.02 ×10-6～0.16×10-6，平均值为0.07×10-6;Nb含量的变化范围为0.14×10-6～1.32×10-6，平均值为 0.39 ×10-6;五台地区铁矿 Rb含量的变化范围为 0.01 ×10-6～5.73 ×10-6，平均值为 1.5×10-6;Hf含量的变化范围为 0.01 ×10-6～0.55 ×10-6，平均值为0.22×10-6;Nb含量的变化范围为0.10×10-6～0.69×10-6，平均值为 0.30 ×10-6;Th 含量的变化范围为0.02×10-6～0.96×10-6，平均值为 0.39 ×10-6;Co含量的变化范围为 2.15 ×10-6～8.96 ×10-6，平均值为 4.49 ×10-6。吕梁地区铁矿Rb含量的变化范围为0.16×10-6～1.88×10-6，平均值为 0.51 ×10-6;Zr含量的变化范围为1.22×10-6～5.75×10-6，平均值为2.38 ×10-6;Nb含量的变化范围为 0.09 ×10-6～0.76 ×10-6，平均值为 0.21 ×10-6;Th含量的的变化范围为 0.05 ×10-6～0.19 ×10-6，平均值为0.10×10-6;Co含量的变化范围为 0.44×10-6～4.92 ×10-6，平均值为 1.74 ×10-6。

由上可知，华北地区铁矿的微量元素具有大致相似的特征，即微量元素含量均较低(绝大多数微量元素的含量小于10×10-6);与华北BIF铁矿相比，新余地区铁矿的Rb、Zr、Hf、Nb、Ta、Co 等微量元素含量升高(图3c)，这可能与更高含量碎屑物质加入有关。

4.3 稀土元素

研究区样品的稀土元素分析结果列于表1，经PAAS标准化后的稀土元素配分图解如图4所示。La异常用La/La*=LaPAAS/(3PrPAAS-2NdPAAS)来计算;Ce异常用 Ce/Ce*=2CePAAS/(LaPAAS+PrPAAS)来计算;Eu异常用 Eu/Eu*=2EuPAAS/(SmPAAS+GdPAAS)来计算;Y异常用Y/Y*=2YPAAS/(DyPAAS+HoPAAS)来计算(Robert et al.，2004)。

新余地区铁矿石和围岩样品经PAAS标准化后的REE配分曲线分别如图4a，b所示。由表1和图4a，b可知，铁矿石的稀土元素总量相对较高(ΣREE=60.39×10-6～216.3 ×10-6，平均值为127.6 ×10-6);稀土元素的配分图解显示:轻稀土相对亏损，重稀土相对富集(Pr/Yb=0.14～0.53);无明显的 Eu 和 Y 正异常(Eu/Eu*=0.67 ～1.09，Y/Y*=0.85 ～1.11)，低 Y/Ho 比值(Y/Ho=21.28 ～ 29.81)。围岩的稀土元素总量更高(ΣREE=148.6×10-6～826.9×10-6，平均值为 367.2×10-6)呈现 Eu负异常(Eu/Eu*=0.48 ～0.93)、正负 Y 异常(Y/Y*=0.79 ～1.13)和低 Y/Ho比值(Y/Ho=21.88 ～26.34)。

华北地区铁矿具有非常一致的稀土元素特征(表1、图4c)。其中，鞍本地区铁矿稀土元素总量较低(ΣREE=3.16×10-6～24.02×10-6);轻稀土相对亏损，重稀土相对富集(Pr/Yb=0.17 ～ 0.51);呈现 La 正异常(La/La*=1.03 ～2.12)、强烈的 Eu正异常(Eu/Eu*=2.17 ～6.48)和 Y 正异常(Y/Y*=1.15 ～2.02)，且 Y/Ho比值的变化范围为 30.36～50(李志红等，2008，2012)。冀东地区铁矿的稀土总量低(ΣREE=8.83×10-6～48.34×10-6);LREE 相对亏损(Pr/Yb=0.19 ～0.53);具有明显地 La正异常(La/La*=1.12 ～2.00)、Eu 正异常(Eu/Eu*=1.59 ～5.56)、Y 正异常(Y/Y*=1.21 ～2.20);Y/Ho比值的变化范围为 30.25 ～54.01。五台地区铁矿稀土元素的总量较低(ΣREE=10.61×10-6～36.13 ×10-6);LREE 相对亏损(Pr/Yb=0.23 ～0.48);明显地 La正异常(La/La*=1.01 ～2.01)、Eu 正异常(Eu/Eu*=2.14 ～4.40)、Y 正异常(Y/Y*=1.18 ～1.62);Y/Ho比值的变化范围为31.29～38.44。吕梁地区铁矿稀土元素的总量较低(ΣREE=6.94×10-6～26.25 ×10-6);LREE 相对亏损(Pr/Yb=0.17 ～0.36);明显地 La正异常(La/La*=1.06 ～2.26)、相对弱的 Eu 正异常(Eu/Eu*=1.43 ～2.53)、Y 正异常(Y/Y*=1.18 ～1.60);Y/Ho比值的变化范围为 30.97～39.28。

由上可知，华北地区铁矿具有非常一致的稀土元素特征，即稀土总量低;轻稀土相对亏损，重稀土相对富集;呈现La、Eu、Y的正异常和高Y/Ho比值。与华北BIF铁矿相比，新余地区铁矿也具有轻稀土相对亏损，重稀土相对富集的分馏模式;但稀土总量较高，无明显的Eu和Y正异常、且较低Y/Ho比值(图4c)，这可能与碎屑物质加入有关。

5 讨论

5.1 成矿物质来源演化

如前所述，新余和华北地区BIF铁矿化学成分均主要由SiO2、Fe2O3T组成，其它组分(MnO、MgO、CaO、Na2O、K2O、P2O5、Al2O3和TiO2)的含量较低。已有的研究表明，高温和低温热液流体中通常富集Fe和Si组分(Gurvich，2006)，而Al、Ti等组分反映了陆源物质加入的多少。因此，新余和华北和的BIFs均为典型的化学沉积建造，碎屑物质较少。

华北BIF铁矿呈现轻稀土相对亏损，重稀土相对富集;Eu、La、Y的正异常。与华北BIFs相似，新余区铁矿也具有轻稀土相对亏损，重稀土相对富集的分馏模式，但无明显的Eu和Y正异常。由新余、华北BIF、热液和现代海水的稀土配分图解可以看出(图5)，现代海水的REE配分模式具有轻稀土亏损、重稀土富集、La和Y正异常的特征(Bau et al.，1995;Zhang and Nozaki，1996;Alibo and Nozaki，1998);海底高温热液通常具有强烈的 Eu正异常(Danielson et al.，1992;Bau and Dulski，1999);海底低温热液显示弱的或者无Eu正异常(Michard et al.，1993)。由表1和图6可知，不同时代和不同类型BIF中铕异常的程度不同，例如，新太古代鞍本、冀东、五台地区Algoma型铁矿Eu/Eu*平均值为3.25、古元古代吕梁地区Superior型铁矿Eu/Eu*平均值为1.77，新元古代新余地区Rapitan型铁矿Eu/Eu*平均值为0.93。这些数据表明，随着BIF沉积年龄的减小，高温热液流体对于海洋的贡献相对减少，而低温热液的贡献相对增加(Sreenivas and Murakami，2005)。也就是说，高温热液对华北地区新太古代或古元古代的BIF的贡献明显，而对新元古代的新余式铁矿的贡献不明显。海洋中铁源的这一演化趋势与地球的热演化是一致的。

图5 新余和华北BIF、热液、海水的REE配分图解Fig.5 PAAS-normalised REE diagram of BIFs from Xinyu and North China，hydrothermal fluids and seawater

图6 Eu异常随时间的演化图解Fig.6 Diagram showing the temporal trend of Eu anomalies of BIFs

另外，由表1和图7可知，与太古代-古元古代的华北BIF具有极低的稀土总量相比(ΣREE=15.35×10-6)，新元古代的新余铁矿稀土总量较高(ΣREE=127.6×10-6)，这可能与陆源碎屑物质的加入有关(Arora et al.，1995)。Y3+和Ho3+具有相似的离子半径而被认为具有相似的地球化学行为，但由于表层络合能力的不同，使得Ho从海水中沉淀的速率比Y约高两倍，Y/Ho比值成为区别海相和非海相沉积环境的有用指标(Nozaki et al.，1997)。研究表明，球粒陨石的Y/Ho比值为26～28，上地壳岩石和陆源沉积物的Y/Ho比值与球粒陨石相似;现代海水的Y/Ho为44～74(Bau and Dulski，1996);由表1和图8可知，华北地区BIF的Y/Ho平均值为37.40，明显高于球粒陨石平均值，而更接近于海水的Y/Ho值;新余铁矿Y/Ho平均值为26.50，与陆源沉积物的相似。因此，尽管华北和新余的BIFs都是海相沉积的产物，但他们指示的古海洋地球化学特征不尽相同。华北地区的BIFs的地球化学特征反映了这些铁建造沉积与典型的海洋环境;而新余地区BIFs的地球化学特征则反映了这些化学沉积建造中有更多碎屑组分加入，或这个时期的海水与典型海水的化学成分有所不同。

图7 ∑REE随时间的演化图解Fig.7 Diagram showing the temporal trend of∑REE contents of BIFs

图8 Y/Ho比值随时间的演化图解Fig.8 Diagram showing the temporal trend of Y/Ho ratios of BIFs

5.2 古海洋氧化还原状态演化与雪球地球事件

Ce、Eu和Fe是对氧化还原敏感的元素，通常被用来示踪氧化还原环境的变化。在自然界，REE常呈稳定的+3价离子，当环境发生氧化-还原变化时Ce被氧化为四价，Eu可还原为二价，从而使Ce、Eu等元素与其他REE元素发生解耦，即产生REE配分曲线中的异常。铁是一种很活泼的元素，主要以0、+2、+3价形式存在，铁的变价特征导致它在不同的氧化还原反应中显示出不同的地球化学性质。

与其它稀土元素相比，Ce异常的判别往往会受到La正异常的影响。因此，本文采取了Bau and Dulski(1996)的Ce/Ce*-Pr/Pr*图解来判断真正的Ce负异常(图9中灰色区域代表Ce负异常)。我们将新余和华北地区BIF数据投在判别图解上，可以看出:无论是新余还是华北地区BIF铁矿，绝大部分样品均落在了La正异常区域，并未落在Ce负异常区域，因此，新余和华北地区BIF中Ce/Ce*值并不是真正的Ce负异常，而是意味着La的正异常。通常，Ce的负异常被认为反映了氧化环境，在氧化的海水中，经页岩标准化后的海水具有强烈的 Ce负异常(Bau et al.，1995;Zhang and Nozaki，1996;Alibo and Nozaki，1998);然而，低氧或缺氧的海水缺乏明显的Ce负异常。这是因为在氧化的海水中，Ce3+氧化成Ce4+，Ce4+易发生水解而被Fe-Mn的氢氧化物、有机物和粘土等吸附而发生沉淀，造成海水中Ce的亏损(Byrne and Sholkovitz，1996)。与现代的化学沉积岩(例如灰岩)或现代海水显示强烈Ce负异常不同，新余和华北地区BIF铁矿均缺乏Ce负异常，表明在铁矿沉积时海水的氧化还原状态为氧逸度很低的环境。

前人的研究表明，Fe同位素可以用来示踪地质历史中海水的氧化还原状态(Rouxel et al.，2005;Whitehouse and Fedo，2007;Anbar and Rouxel，2007;von Blanckenburg et al.，2008)。当海洋完全氧化时，海水中的Fe接近完全沉淀，也就是没有发生铁同位素分馏，那么沉淀的Fe3+氧化物的铁同位素代表了当时海水的铁同位素信息。已有的研究表明，海水铁同位素的δ56Fe值为负值或接近于零(Johnson et al.，2008)。当海水中的Fe完全氧化时，Fe3+氧化物的δ56Fe值也在零附近。而海洋还没有完全氧化时，海水中的Fe部分沉淀，生成Fe3+氧化物会发生Fe同位素分馏，并且相对于溶液中的二价铁，沉淀物呈现重同位素富集(Bullen et al.，2001;Balci et al.，2006)。华北新太古代鞍本地区和广西新元古代BIF铁矿均富集铁重同位素(李志红等，2008，2012;闫斌等，2010)，正的Fe同位素比值表明海水中的铁发生了部分而非完全氧化。这说明在形成新余和华北铁矿的新元古代-太古代，海洋中氧化剂的含量是有限的，即当时铁矿沉淀的海洋处于一种低氧逸度的状态。

图9 Ce负异常的判别图解(据Bau and Dulski 1996)(ⅢA)-Ce正异常;(ⅢB)-Ce负异常;(ⅡA)-La正异常且无Ce异常;(ⅡB)-La负异常且无Ce异常Fig.9 Ce/Ce*versus Pr/Pr*discrimination diagram established by Bau and Dulski(1996)(IIIA)-positive Ce anomaly;(ⅢB)-negative Ce anomaly;(ⅡA)-positive La anomaly but no Ce anomaly;(ⅡB)-negative La anomaly but no Ce anomaly

应当指出，尽管形成新元古代新余BIF时的海洋处于与新太古代类似的低氧逸度状态，但这并不一定意味着整个元古宙的海洋环境都处于低氧逸度状态。研究表明，太古宙和古元古代早期气球处于贫氧还原状态。但在2.4Ga左右，大气圈的氧逸度开始明显上升，称为大氧化事件(Catling and Claire，2005)。随着大气氧逸度的升高，海水的氧逸度也逐渐升高，使得表层海水被氧化(Holland，1984;Bekker et al.，2004)。海水中的Fe2+逐渐被氧化生成Fe3+沉淀物，含量随之逐步减少，导致了1.8Ga前后全球性的BIF在沉积地层中的消失。整体而言，与太古宙和古元古代早期相比，中、新元古代地球大气和海洋的氧逸度已明显升高(Kump，2008)。

然而，新元古代新余式条带状铁建造记录的水体氧化还原条件与新太古代的类似。这种看似与前人研究相矛盾的结果实际上是新元古代特殊地质事件的反映。新元古代晚期，地球的气候系统发生了巨大的变化，出现了几次地球历史上最严酷的冰期，被称为新元古代“雪球地球”事件(Hoffman et al.，1998)。根据“雪球地球”假说，全球性冰盖隔绝了大气与海洋间的物质交换，造成海洋停滞，出现了还原性的海洋水体。在还原条件下，可溶性Fe2+在海水中富集。海水中富集的铁不仅包括海底热液的贡献，也有来自海底风化和在还原条件下海洋沉积物中铁重新活化的组份。与新太古代和古元古代不同，新元古代海洋中高温热液对铁的贡献不再占主导地位。

一旦冰盖融化，这种富铁的还原性海水被氧化，就会出现大量含铁建造。新余式铁矿正是雪球地球事件的产物。因此，中断十余亿年之后，条带状铁建在新元古代的重新出现为雪球地球假说提供了有力证据。重铁同位素富集和Ce异常缺失等特征指示的低氧逸度环境，表明新余式铁建造形成于冰盖开始融化的初期，当时的海洋还不是一个开放环境，没有与大气进行充分的物质交换。冰川溶化后大量悬浮细碎屑物质的淡水加入，可能导致新余式铁建造相对富集碎屑物质和Y异常不明显的原因。

6 结论

本文报道了新余铁矿和华北地区BIF铁矿的主量元素、微量元素、稀土元素等地球化学数据，通过新余和华北BIF铁矿元素地球化学特征的详细对比，得到如下结论:

(1)新余和华北地区BIF铁矿的化学成分均主要由Fe2O3T和SiO2组成、经页岩标准化的稀土元素配分曲线均呈现轻稀土亏损、重稀土富集的分馏模式。与华北BIF相比，新余铁矿具有更高的Al2O3和TiO2含量、微量元素含量、稀土总量，以及更低的Eu异常和Y/Ho比值，这些特征均表明华北和新余地区的BIF都是化学沉积的产物，但与华北地区的BIF相比，新余地区的BIF中碎屑物质较多，高温热液对成矿物质的贡献不显著。

(2)新余和华北地区BIF中均缺乏明显的Ce负异常，且同时代的BIF富集重铁同位素，说明当时铁矿沉淀的水体为低氧逸度环境。

(3)新余地区的BIF是新元古代雪球地球事件的产物，形成于冰盖开始融化的初期，当时的海洋没有与大气进行充分的物质交换。

致谢 江西新余良山铁矿的罗辉平和江西省地矿局九零二地质大队在野外考察期间给予了很大帮助;张招崇教授和两位评审人对文稿进行了认真审阅，并提出了建设性意见;在此一并致以最诚挚的感谢!

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