山西新太古界柏芝巖組條帶狀鐵建造中的菱鐵礦：成因機制與古環(huán)境意義*

謝寶增 孫龍飛 方 浩 史曉穎 湯冬杰

1 中國地質(zhì)大學(xué)(北京)生物地質(zhì)與環(huán)境地質(zhì)國家重點實驗室，北京 100083 2 中國地質(zhì)大學(xué)(北京)地球科學(xué)與資源學(xué)院，北京 100083 3 中國地質(zhì)大學(xué)(北京)科學(xué)研究院，北京 100083

早期的研究多利用地球化學(xué)手段研究菱鐵礦的成因機制，近年的研究則表明詳細的巖相學(xué)分析能夠提供一些不可替代的礦物成因信息(Rasmussen and Muhling，2019;Vuilleminetal.，2019;Qiuetal.，2020)。為了深刻認識BIF中菱鐵礦的成因，并有效運用菱鐵礦恢復(fù)古大氣和海洋化學(xué)條件，選擇中國具有代表性的山西代縣羊角溝的柏芝巖組BIF為研究對象，運用場發(fā)射掃描電鏡(FESEM)、能譜儀(EDS)和電子背散射衍射探測器(EBSD)，開展了詳細的巖相學(xué)分析，發(fā)現(xiàn)在BIF中同時存在原生、早期成巖和晚期成巖多種成因的菱鐵礦。這個發(fā)現(xiàn)，一方面從巖相學(xué)角度證實原生菱鐵礦可以在前寒武紀早期富鐵、低硫酸鹽濃度海水中直接沉淀生成；另一方面也指出BIF中菱鐵礦的地球化學(xué)測試和環(huán)境解析需要分組構(gòu)進行。

1 地質(zhì)背景

華北地塊是世界上最古老的克拉通之一，它被中央造山帶分割為東、西2個陸塊(圖 1;Zhaoetal.，2001，2004，2005;Kr?neretal.，2005)，主要由太古宙—古元古代早期變質(zhì)基底和上覆的中元古代至新生代地層組成(Zhao and Zhai，2013)。五臺地區(qū)位于華北地塊中部，其前寒武紀巖石單元包括五臺群、滹沱群以及部分花崗巖類。五臺群主要分布于五臺地區(qū)，阜平北部、恒山南坡也有零星分布，總面積約5600ikm2，西起原平，東至靈丘，呈NNE向展布(沈保豐和毛德寶，2003)。五臺群是一套旋回性清楚、基性至酸性火山巖為主的火山-沉積建造，夾有BIF，與花崗巖相伴分布，組成五臺綠巖帶(劉敦一等，1984;Wildeetal.，2004)；后期經(jīng)歷了多期構(gòu)造變形和中、低級區(qū)域變質(zhì)(白瑾，1986;王汝錚等，1997)，是華北克拉通典型的綠巖帶之一。據(jù)巖性組合和變質(zhì)程度，五臺群通常可分為3個亞群，自下而上為石咀亞群、臺懷亞群和高凡亞群(圖 2;Tian，1991;Kusky and Li，2003)，它們的變質(zhì)程度依次減弱，分別為角閃巖相、綠片巖相和低綠片巖相(白瑾，1986)。石咀亞群具火山-沉積(綠巖帶)特征，可見方輝橄欖巖和純橄巖，被認為形成在弧前盆地環(huán)境(Polatetal.，2005)。臺懷亞群是五臺綠巖帶主要的組成部分，以多期構(gòu)造疊加、地層重復(fù)為特征，原玄武巖中保存有完好的氣孔狀和杏仁狀構(gòu)造，偶有枕狀構(gòu)造；濱海相石英巖中發(fā)育交錯層理和波痕(白瑾，1986;李江海等，2006)。高凡亞群由一套低綠片巖相海相濁積巖組成，可能為前陸盆地深水沉積(李江海等，2006)。

A—華北克拉通基底構(gòu)造單元劃分與研究區(qū)位置(據(jù)Zhao and Zhai，2013；有修改)；B—研究區(qū)交通圖，羊角溝為采樣點位；C—研究區(qū)地質(zhì)簡圖(據(jù)全國1︰50萬地質(zhì)圖，中國地質(zhì)調(diào)查局，2013)圖 1 山西代縣羊角溝礦區(qū)新太古界柏芝巖組地質(zhì)背景圖Fig.1 Geological setting of the Neoarchean Baizhiyan Formation in Yangjiaogou Mining Area，Dai County，Shanxi Province

石咀亞群，自下而上發(fā)育板峪口組、金崗庫組、莊旺組和文溪組4個組，主要由鎂鐵質(zhì)-長英質(zhì)火山巖和穩(wěn)定大陸邊緣的沉積巖組成，火山物質(zhì)以巖塊的形式出現(xiàn)在沉積巖基質(zhì)中，構(gòu)成混合雜巖，并向上逐漸增加(圖 2;白瑾，1986;Kusky and Li，2003)。臺懷亞群，由柏芝巖組和鴻門巖組構(gòu)成，主要由鎂鐵質(zhì)-長英質(zhì)火山巖、變粒巖和BIF組成(圖 2;白瑾，1986)。上部高凡亞群由白云巖、石英巖、變質(zhì)粉砂巖和千枚巖組成(圖 2)。變質(zhì)砂巖中見有鮑馬序列和卷積層理，可能為深水濁流沉積(白瑾，1986;王凱怡等，1997;Hanetal.，2017)。

圖 2 山西新太古界五臺群地層柱狀圖(修改自Han et al.，2017)Fig.2 Stratigraphic column of the Neoarchean Wutai Group in Shanxi Province(modified from Han et al.，2017)

A—柏芝巖組BIF，由富含石英的富硅和富含磁鐵礦的富鐵條帶交互構(gòu)成；B—柏芝巖組BIF光面，上部可見層內(nèi)碎屑顆粒(箭頭)，中下部可見疑似交錯層理；C—BIF內(nèi)的疑似交錯層理詳細特征；D—波狀起伏的BIF條帶(箭頭)。Qz=石英；Mag=磁鐵礦圖 3 山西新太古界柏芝巖組BIF的宏觀特征Fig.3 Macroscopic features of BIF from the Neoarchean Baizhiyan Formation in Shanxi Province

目前在五臺群內(nèi)有一系列高精度測年數(shù)據(jù)，很好地約束了其形成年齡(圖 2)。五臺群下部石咀亞群金崗庫組的變質(zhì)玄武巖鋯石SHRIMP U-Pb年齡為2543.0±4.1iMa(Wangetal.，2014)，莊旺組2套變質(zhì)安山巖SHRIMP U-Pb年齡和1套黑云母石英片巖鋯石LA-MC-ICP-MS U-Pb年齡分別為2529±10iMa、2513±8iMa和2519±10iMa(Wildeetal.，2004，2005;Liuetal.，2016)，因此石咀亞群沉積年齡可大致限制在2.54—2.52iGa。五臺群中部臺懷亞群柏芝巖組的變質(zhì)安山巖鋯石SHRIMP U-Pb年齡和底部變質(zhì)礫巖的鋯石LA-MC-ICP-MS U-Pb年齡分別為2524±10iMa和2520±9iMa(Wildeetal.，2004;Liuetal.，2016)，據(jù)此可將柏芝巖組底部年齡限定在約2.52iGa(Liuetal.，2016)。上覆鴻門巖組的變粒巖中夾有少量的變質(zhì)流紋巖、變質(zhì)英安巖、流紋英安質(zhì)熔巖和變質(zhì)流紋英安巖，它們的鋯石SHRIMP U-Pb年齡分別為2533±8iMa、2523±9iMa、2524±8iMa和2516±10iMa(Wildeetal.，2004)，故臺懷亞群的沉積年齡可限制在2.53—2.52iGa。五臺群上部高凡亞群的沉積年齡的限定仍存在爭議，有新太古代(沈保豐和毛德寶，2003;Wildeetal.，2004;Kuskyetal.，2007;Li and Kusky，2007)和古元古代2種觀點(萬渝生等，2010;趙飛凡和陳衍景，2020)。高凡亞群底部絹云母綠泥石英巖碎屑鋯石LA-MC-ICP-MS U-Pb年齡為2516±22iMa(Liuetal.，2016)，長英質(zhì)片巖SHRIMP U-Pb鋯石年齡為2528±6iMa(Wildeetal.，2004)，石英巖碎屑鋯石LA-MC-ICP-MS U-Pb年齡為2529±13iMa(Liuetal.，2016)，基于此高凡亞群被認為沉積在新太古代(沈保豐和毛德寶，2003;Wildeetal.，2004)。但有學(xué)者對高凡亞群207Pb/206Pb 鋯石年齡數(shù)據(jù)進行分析，認為高凡亞群的沉積年齡晚于2340iMa，甚至晚于2331±38iMa(趙飛凡和陳衍景，2020)；頂部變質(zhì)凝灰?guī)r(絹云母石英片巖)的鋯石SIMS U-Pb年齡為2183±5iMa(Pengetal.，2017)，由此認為高凡亞群沉積在古元古代(萬渝生等，2010;趙飛凡和陳衍景，2020)。值得指出的是，五臺群的各亞群并非嚴格意義的地層單元，它們在時間上大體等時，可能是強烈的構(gòu)造疊加和變質(zhì)變形的結(jié)果(Hanetal.，2017)。臺懷亞群內(nèi)的大型鐵礦(BIF)主要發(fā)育在柏芝巖組下部，略早于其底部變質(zhì)礫巖，因此可將柏芝巖組的BIF沉積年齡大致限定為2.52iGa。

山西羊角溝柏芝巖組BIF風(fēng)化面呈紅褐色(圖 3-A)，新鮮面呈黑灰色(圖 3-B)，由厘米級富鐵條帶(磁鐵礦為主)和富硅(石英為主)條帶交互構(gòu)成，具有明顯的條帶狀結(jié)構(gòu)。這些條帶界線明顯，有些平直連續(xù)或略有彎曲狀，有的則表現(xiàn)出內(nèi)碎屑層和可能的交錯層理(圖 3)。內(nèi)碎屑層一般為厚厘米級別，由磁鐵礦和燧石碎屑構(gòu)成，代表了原始沉積的BIF被風(fēng)暴原地或近原地打碎的結(jié)果。由于內(nèi)碎屑層內(nèi)同時發(fā)育后期脈，導(dǎo)致內(nèi)碎屑較難辨識，但內(nèi)碎屑主要集中在特定層內(nèi)，而后期脈導(dǎo)致的破碎脈可延伸至臨近層內(nèi)(圖 3-B)。部分層內(nèi)可見富硅條帶和富鐵條帶與層面斜交(圖 3-C)，因此可識別為疑似交錯層理，但具體的交錯層理類型較難判別。這些特征表明BIF整體沉積于缺乏擾動的較深水環(huán)境(水平紋層)，但偶爾受到風(fēng)暴影響(內(nèi)碎屑層和疑似交錯層理)，其沉積水深可能位于風(fēng)暴浪基面之下。

A—BIF富硅與富鐵條帶交替(反射光)；B—BIF次級富鐵與富硅條帶交互(正交偏光)；C—富鐵條帶內(nèi)層狀菱鐵礦(反射光)；D—C的透射光特征。Qz=石英；Mag=磁鐵礦；Sd=菱鐵礦圖 4 山西新太古界柏芝巖組BIF光學(xué)顯微鏡下特征Fig.4 Microscopic features of BIF from the Neoarchean Baizhiyan Formation in Shanxi Province

2 樣品和方法

研究樣品采自山西代縣羊角溝村(圖 1-B，1-C)柏芝巖組的BIF鐵礦層(38°59′09.16″N，113°14′02.21″E)，共13份。 樣品經(jīng)去皮處理，僅中間新鮮部分用于巖相學(xué)分析。 磨制探針片13張，氬離子拋光樣品26個，每個手標(biāo)本分別磨制了富硅和富鐵條帶樣品各1個。 氬離子拋光前先使用不同粗細的砂紙逐級打磨樣品表面，使其光亮平整，超聲清洗烘干后，采用Gatan Ilion 697型氬離子拋光儀進行拋光，加速電壓和光束傾角分別為6￣￣kV和60°，拋光時長2￣￣h。 為增強掃描電鏡樣品導(dǎo)電性和圖像分辨率，在樣品表面經(jīng)高精度鍍膜儀噴碳4inm。

樣品的礦物巖相原位微區(qū)分析在中國地質(zhì)大學(xué)(北京)場發(fā)射掃描電鏡實驗室完成。掃描電鏡型號為Zeiss Supra 55型，工作距離15imm，加速電壓20 kV；SE2探頭用于形貌成像，AsB探頭用于背散射成分成像。成分定量分析利用與電鏡相連的Oxford X-act型能譜儀實施，加速電壓20 kV，工作距離15imm，信號采集區(qū)域直徑約2iμm，標(biāo)樣為美國MINM25-53礦物及合成物，分析誤差一般小于3%。電子背散射衍射(EBSD)分析用于礦相鑒定，通過與場發(fā)射掃描電鏡相連的Oxford EBSD實現(xiàn)。為增強EBSD信號強度，本研究采用預(yù)傾臺對樣品進行70°傾斜，加速電壓20 kV，高束流模式，工作距離25imm。手動采集衍射圖樣，使用AZtec軟件實時自動分析，菊池花樣條帶一般6～8條，平均角度偏差一般小于1.0°，氬離子拋光樣品的EBSD識別率可達80%。

A—層狀菱鐵礦產(chǎn)出于富鐵條帶內(nèi)，菱鐵礦內(nèi)“懸浮”有碎屑顆粒；B—圖A放大，示其內(nèi)包含的碎屑石英、綠泥石、鐵白云石顆粒；C—層狀菱鐵礦內(nèi)以非穩(wěn)態(tài)產(chǎn)出的碎屑石英顆粒；D—層狀菱鐵礦中包含的不規(guī)則碎屑顆粒；E—圖A中“+”處的磁鐵礦EDS譜圖；F—圖A中“o”處的菱鐵礦EDS譜圖；G—磁鐵礦EBSD分析結(jié)果；H—菱鐵礦EBSD分析結(jié)果；I—富鐵層中他形菱鐵礦與鐵白云石緊密伴生，構(gòu)成支撐基質(zhì)；J—菱鐵礦與鐵白云石和綠泥石緊密伴生，填充在磁鐵礦晶體間的間隙內(nèi)；K—圖J中“+”處的鐵白云石EDS譜圖；L—菱鐵礦充填于綠泥石層間呈“馬尾狀”；M—菱鐵礦脈截切石英、綠泥石和鐵白云石；N—圖L中“+”處的綠泥石EDS譜圖；O—綠泥石EBSD 分析結(jié)果。Mag=磁鐵礦；Qz=石英；Chl=綠泥石；Ank=鐵白云石；Sd=菱鐵礦圖 5 山西新太古界柏芝巖組BIF礦物組成以及菱鐵礦產(chǎn)出特征Fig.5 Mineral composition of BIF and occurrences of siderite from the Neoarchean Baizhiyan Formation in Shanxi Province

A—層狀菱鐵礦背散射照片(BSE)；B—EDS面掃描結(jié)果(Si元素)，Si含量最高處主要為石英，Si含量較高區(qū)域主要為綠泥石；C—EDS面掃描結(jié)果(Fe元素)，最高Fe含量區(qū)域為磁鐵礦，較高Fe含量處為菱鐵礦；D—EDS面掃描結(jié)果(Ca元素)，最高Ca含量區(qū)域為鐵白云石，較高Ca含量區(qū)域為菱鐵礦；E—EDS面掃結(jié)果，示具較低含量的Mg元素；F—EDS面掃描結(jié)果(C元素)，較高C含量區(qū)域為鐵白云石和菱鐵礦；G—EDS面掃描結(jié)果(Al元素)，高Al含量區(qū)域主要為綠泥石；H—EDS面掃描結(jié)果(P元素)，較高P含量區(qū)域為磷 灰石。Mag=磁鐵礦；Qz=石英；Chl=鮞綠泥石；Sd=菱鐵礦；Ap=磷灰石圖 6 山西新太古界柏芝巖組BIF中層狀菱鐵礦BSE和EDS元素面掃描結(jié)果Fig.6 BSE images and EDS element mapping results of BIF from the Neoarchean Baizhiyan Formation in Shanxi Province

3 結(jié)果

光學(xué)顯微鏡照片、背散射成分成像(BSE)、能譜微區(qū)成分定量分析(EDS)和EBSD礦相綜合分析表明，研究的BIF主要由石英為主的富硅條帶和磁鐵礦為主的富鐵條帶交互組成(圖 4；圖 5；圖 6)。BIF內(nèi)還發(fā)育菱鐵礦、鐵白云石以及綠泥石，它們在富硅和富鐵層內(nèi)均有產(chǎn)出但豐度略有差異(圖 5；圖 6)。菱鐵礦主要有3種產(chǎn)出形式： (1)以層狀產(chǎn)出于富鐵層內(nèi)(圖 4-C，4-D；圖 5-A—5-D)，占比約20%；(2)以不規(guī)則形態(tài)散布于富鐵層中(圖 5-I，5-J)，占比高于50%；(3)以脈狀形式產(chǎn)出(圖 5-L，5-M)，占比低于30%。

層狀菱鐵礦產(chǎn)于富鐵層內(nèi)，厚亞毫米級，橫向連續(xù)，但厚度略有變化(圖 4-C，4-D； 圖 5-A； 圖 6-A)。 菱鐵礦層與上、 下富鐵層呈沉積接觸關(guān)系，無截切現(xiàn)象。 層狀菱鐵礦內(nèi)部最顯著特征為 “懸浮” 的碎屑顆粒(圖 5-A—5-D； 圖 6)。 這些碎屑顆粒主要包括石英、 綠泥石和磷灰石，多呈棱角至次圓狀，部分以非穩(wěn)定的形態(tài)產(chǎn)出(近直立狀)。 雖然層狀菱鐵礦內(nèi)含有碎屑顆粒，但無論是在低倍還是高倍BSE照片中均未顯示這些菱鐵礦本身具有碎屑顆粒特征。 層狀菱鐵礦具高Fe(40.61iwt%～41.63iwt%)和低Ca(1.83iwt%～2.26iwt%)、Mg(1.12iwt%～1.83iwt%)、 Mn(0.00iwt%～0.63iwt%)含量特征(表 1；樣品No.01至No.04)。

不規(guī)則他形菱鐵礦常與鐵白云石相伴生，在富鐵層中構(gòu)成支撐基質(zhì)或孔隙充填物(圖 5-I，5-J)。它們的輪廓形態(tài)顯著受控于磁鐵礦晶體之間剩余空間的形態(tài)。這種菱鐵礦的粒徑一般較小，僅數(shù)十微米，與之伴生的鐵白云石粒徑較大，可達數(shù)百微米。這種菱鐵礦的Fe、Mn含量與層狀菱鐵礦相近，分別為39.83iwt%～40.18iwt%和0.00iwt%～0.65iwt%；Mg含量較層狀菱鐵礦高，為2.03iwt%～3.61iwt%(表1；樣品No.05至No.08)；Ca含量相對較低，為0.41iwt%～1.31iwt%。鐵白云石較與之伴生的菱鐵礦，具有明顯低且變化范圍大的Fe含量(17.09iwt%～19.07iwt%)和相對高的Ca含量(17.71iwt%～19.00iwt%)。

脈狀產(chǎn)出的菱鐵礦多見于富硅層(圖 5-L，5-M)。 這些菱鐵礦脈寬度不一，從數(shù)微米至數(shù)百微米不等，能貫穿綠泥石層間，將綠泥石層撐開，形成“馬尾狀”(圖 5-L)，或截切石英、 綠泥石等礦物(圖 5-M)。 “馬尾狀” 菱鐵礦的Fe、 Mg、 Ca、 Mn含量分別為40.92iwt%～42.08iwt%，2.02iwt%～3.44iwt%，0.41iwt%～1.31iwt%，0.00iwt%～0.15iwt%(表1；樣品No.09至No.11)； 截切石英和綠泥石脈的菱鐵礦Fe、 Mg、 Ca、 Mn含量分別為36.71iwt%～42.65iwt%，1.90iwt%～3.77iwt%，0.40iwt%～4.52iwt%，0.00iwt%～0.17iwt%(表 1；樣品No.12至No.22)。 綠泥石在富鐵層和富硅層均有產(chǎn)出，常是脈狀產(chǎn)出菱鐵礦的截切對象(圖 5-M)。 這些綠泥石的FeO、 MgO、 Al2O3、 SiO2含量分別為34.4iwt%～37.2iwt%、 8.4iwt%～11.6iwt%、 18.9iwt%～22.6iwt%、 21.8iwt%～28.0iwt%(表 2)。

4 討論

4.1 BIF菱鐵礦成因機制

有關(guān)前寒武紀缺氧鐵化海水中是否可直接沉淀菱鐵礦的認識主要基于理論推測和無機碳同位素數(shù)據(jù)的判斷。在前寒武紀強烈富鐵且低硫酸鹽濃度的海洋化學(xué)條件背景下，理論上菱鐵礦可以從水柱中成核-生長-沉淀(Pecoitsetal.，2009)。對全新世鐵化湖泊菱鐵礦紋泥的研究則表明，當(dāng)Fe2+達到一定濃度時，湖泊堿度的季節(jié)性變化則是原生菱鐵礦形成的主控因素(Wittkopetal.，2014)。隨后有研究發(fā)現(xiàn)一些BIF中的菱鐵礦具有接近于現(xiàn)代海水的碳同位素組成，表明它們的形成幾乎未受到有機質(zhì)降解釋放的HCO3-影響，因此可能具有原生成因(Garciaetal.，2016)，而非早期成巖階段經(jīng)DIR過程形成(Heimannetal.，2010)。后者因?qū)⒂袡C質(zhì)的碳轉(zhuǎn)化到菱鐵礦內(nèi)從而使其具有明顯虧損的碳同位素組成(Canfieldetal.，2018;Tangetal.，2018)。這一研究為前寒武紀原生菱鐵礦的產(chǎn)出提供了地球化學(xué)證據(jù)，但仍缺乏巖相學(xué)特征的支持。

表 1 山西新太古界柏芝巖組BIF中菱鐵礦及其伴生的鐵白云石EDS定量分析結(jié)果Table1 Quantitative EDS analysis results of siderite and ankerite in BIF from the Neoarchean Baizhiyuan Formation in Shanxi Province

表 2 山西新太古界柏芝巖組條帶狀鐵建造中綠泥石EDS定量分析結(jié)果Table2 Quantitative EDS analysis results of chlorite in BIF from the Neoarchean Baizhiyan Formation in Shanxi Province

菱鐵礦產(chǎn)出的巖相學(xué)特征對其成因機制具有重要的指示意義。 菱鐵礦以層狀或塊狀產(chǎn)出的形態(tài)曾被作為原生成因的重要標(biāo)志之一(Ohmotoetal.，2004)，然而即使是層狀產(chǎn)出的菱鐵礦也可能具有早期成巖成因，由鐵氫氧化物和有機質(zhì)經(jīng)DIR過程轉(zhuǎn)化而成(Canfieldetal.，2018; Tangetal.，2018)。 因此，本研究中層狀產(chǎn)出菱鐵礦(圖 6)的成因還需具體分析，其可能成因有以下4種： (1)晚期成巖菱鐵礦順層切割形成脈體，(2)碎屑菱鐵礦經(jīng)異地搬運而來，(3)早期成巖階段DIR過程轉(zhuǎn)化而成，(4)原生菱鐵礦在水柱或沉積物/水界面沉淀而成。 顯微觀察顯示，層狀菱鐵礦與臨近的富鐵條帶并無截切關(guān)系，表明這種層狀菱鐵礦并非晚期成巖階段順層截切形成的脈。 層狀菱鐵礦內(nèi)部發(fā)育棱角狀的碎屑石英顆粒，表明它們可能系風(fēng)暴搬運快速沉積的產(chǎn)物。 與這些碎屑顆粒類似，菱鐵礦可能也具有碎屑成因，經(jīng)風(fēng)暴搬運而來。 但低倍和高倍BSE照片均未顯示出這些菱鐵礦具有碎屑顆粒輪廓，因此它們不具有異地搬運成因。 這些菱鐵礦是否由水柱沉淀的鐵氫氧化物和有機質(zhì)在早期成巖階段經(jīng)DIR過程轉(zhuǎn)化而來，實際較難判斷，因為如果DIR過程轉(zhuǎn)化完全則可以不保留或極少保留鐵氫氧化物(后期轉(zhuǎn)化為赤鐵礦)或有機質(zhì)殘余物(Canfieldetal.，2018; Tangetal.，2018)。 但是，這些層狀菱鐵礦內(nèi)碎屑石英和長石顆粒以不穩(wěn)定的姿態(tài) “懸浮” 在菱鐵礦的基質(zhì)內(nèi)，很可能表明在碎屑顆粒沉積之前已有部分菱鐵礦形成于沉積物/水界面，并且能持續(xù)沉積以覆蓋這些碎屑顆粒。 此外，這種層狀菱鐵礦與頁巖中沉積的早期成巖碳酸鹽結(jié)核明顯不同，不具有 “位移” 生長的特征(Gaines and Vorhies，2016; Liuetal.，2019)，并沒有由于生長將上下巖層撐開的跡象。 值得指出的是，研究區(qū)的柏芝巖組經(jīng)歷了綠片巖相的變質(zhì)作用(白瑾，1986)，即使是這種層狀菱鐵礦，可能也遭受了一定程度的變質(zhì)改造而發(fā)生重結(jié)晶和次生加大。

本研究中第3種類型的菱鐵礦以脈狀形式產(chǎn)出，呈 “馬尾狀” 充填在綠泥石的層間(圖 5-L)，或可截切石英和綠泥石(圖 5-M)。這些特征明確指示這種類型的菱鐵礦具有晚期成巖至變質(zhì)流體改造成因，其形成要明顯晚于綠泥石、石英和鐵白云石等礦物。由于綠泥石是良好的地質(zhì)溫度計，可以記錄其結(jié)晶時的溫度(Cavarrettaetal.，1982;Battaglia，1999;華仁民等，2003)，因此可以根據(jù)綠泥石地質(zhì)溫度計對這種類型的菱鐵礦成因做進一步的限定。綠泥石四面體位置的Al和八面體位置Fe原子數(shù)與結(jié)晶溫度有很好的線性關(guān)系，同時前者決定了綠泥石的層間距(d001)，因此Battaglia(1999)提出了d001與溫度之間的線性方程：t=(14.379-d001)/0.001，其中d001=14.339-0.115n(AlⅣ)-0.0201n(Fe2+)(綠泥石的結(jié)構(gòu)式按14個氧原子計算)。 基于此，計算得出本研究中自生-變質(zhì)綠泥石的形成溫度范圍為231～267i℃，平均約為240i℃(表 2)。 這一溫度已明顯高于晚期成巖階段有機質(zhì)熱脫羧導(dǎo)致菱鐵礦形成的溫度條件(170i℃)(K?hleretal.，2013)，但是并沒有形成實驗?zāi)M導(dǎo)致的球形菱鐵礦晶體，而是脈狀產(chǎn)出的菱鐵礦。 這可能表明盡管有機質(zhì)熱脫羧是BIF內(nèi)菱鐵礦形成的一種可能機制(K?hleretal.，2013; Posthetal.，2013; Halamaetal.，2016)，但這種機制并未在菱鐵礦的形成過程中發(fā)揮主導(dǎo)作用。 這種脈狀產(chǎn)出的菱鐵礦，可能是變質(zhì)流體遷移-結(jié)晶的結(jié)果。

4.2 BIF菱鐵礦的古環(huán)境意義

不同成因類型的菱鐵礦在指示古環(huán)境方面具有不同的意義。在本研究中，含有碎屑且呈層狀產(chǎn)出的菱鐵礦可能具有原生成因，表明風(fēng)暴浪基面之下的海水強烈缺氧、富鐵并具有低硫酸鹽濃度特征。在晶間孔隙充填的菱鐵礦可能形成于早期成巖階段，由鐵氫氧化物和有機質(zhì)在異化鐵還原細菌的作用下，在晶間孔隙水中形成。這雖然不能直接反映海水的化學(xué)條件，但也間接地說明即使在大氧化事件前夕(GOE;Farquharetal.，2000;Holland，2002;Bekkeretal.，2004;Guoetal.，2009)，淺海也存在活躍的鐵氧化還原循環(huán)并形成了鐵氫氧化物(Canfieldetal.，2018;Tangetal.，2018)。這種觀點與Rasmussen等(2017)提出的在GOE之前BIF的原生礦物可能為鐵蛇紋石，其形成不涉及鐵的氧化還原循環(huán)而只與pH值變化有關(guān)的觀點明顯不同，從而表明BIF形成具有復(fù)雜性和多樣性。由于在GOE之前，大氣和海洋整體缺氧，鐵的氧化還原循環(huán)可能由不產(chǎn)氧光合細菌導(dǎo)致(Kappleretal.，2005)，或由產(chǎn)氧光合細菌產(chǎn)生的自由氧所氧化而成(Cloud，1965;Trouwborstetal.，2007)。在營養(yǎng)豐富的淺海區(qū)域還有可能因初級生產(chǎn)力的繁盛，導(dǎo)致局部形成氧氣“綠洲”(Allwoodetal.，2006;Awramik，2006;Hoashietal.，2009;Ridingetal.，2014)，從而促進鐵的氧化還原循環(huán)。晚期成巖或后期成因的脈狀菱鐵礦，可能不具有指示古海洋化學(xué)條件的意義。但熱脫羧成因球狀菱鐵礦的缺乏，可能表明實驗?zāi)M提出的菱鐵礦熱脫羧成因模式，并不一定是BIF菱鐵礦形成的主導(dǎo)過程。

值得注意的是，在同一套樣品，甚至在同一塊手標(biāo)本中，可以同時見到原生、早期成巖、晚期成巖的菱鐵礦。這種多種成因菱鐵礦在BIF中的同時產(chǎn)出，要求研究者在應(yīng)用菱鐵礦進行古環(huán)境分析時，需要分組構(gòu)選擇合適的區(qū)域進行微區(qū)取樣或原位微區(qū)分析。任何對菱鐵礦的全巖分析，都有可能是多種成因菱鐵礦的混合結(jié)果，從而很難準(zhǔn)確獲取其成因信息和環(huán)境指示意義。

5 結(jié)論

通過對山西代縣新太古代末期(約2.52iGa)五臺群柏芝巖組BIF中產(chǎn)出菱鐵礦的巖相學(xué)特征的精細研究，取得了以下主要認識：

1)柏芝巖組BIF中的菱鐵礦具有含碎屑包體的層狀、不規(guī)則他形斑塊狀和截切其他礦物的脈狀3種產(chǎn)出形式，它們分別具有原生、早期成巖、晚期成巖成因。

2)本研究為太古宙原生菱鐵礦的產(chǎn)出提供了重要的巖相學(xué)證據(jù)，表明當(dāng)時淺海具有強烈鐵化和低硫酸鹽濃度的特征。

3)缺乏有機質(zhì)熱脫羧形成的典型球狀菱鐵礦晶體，表明雖然實驗研究證實有機質(zhì)熱脫羧可能是BIF中菱鐵礦形成的一種方式，但在實際情況中并不占主導(dǎo)地位。

4)原生-早期成巖-晚期成巖菱鐵礦會共生產(chǎn)出，這要求在利用菱鐵礦進行古海洋條件分析時，需要分組構(gòu)取樣研究或進行原位微區(qū)分析。

致謝感謝中國地質(zhì)大學(xué)(北京)的吳孟亭同學(xué)在野外樣品采集中提供的幫助；中國科學(xué)院地質(zhì)與地球物理研究所的周錫強老師、審稿專家對論文修改提出的寶貴建議，在此一并致謝!