李旭平 陳妍蓉LI XuPing and CHEN YanRong

山東省沉積成礦作用實(shí)驗(yàn)室，山東科技大學(xué)地球科學(xué)與工程學(xué)院，青島 266510

Key Laboratory of Sedimentary Mineralization & Sedimentary Minerals in Shandong Provinces, College of Earth Science and Engineering, Shandong University of Science and Technology, Qingdao 266510, China

前寒武紀(jì)巖石占據(jù)地殼組成的70%以上，蘊(yùn)藏著十分豐富的礦產(chǎn)資源，并且含有世界級(jí)超大型礦床。前寒武紀(jì)條帶狀鐵建造(BIF)構(gòu)成了世界鐵礦資源的主體。在漫長的地質(zhì)演化中，前寒武紀(jì)巖石及其所含礦床往往遭受了較強(qiáng)的變質(zhì)變形，使得前寒武紀(jì)變質(zhì)礦床在全球礦產(chǎn)資源中的地位尤其特殊和重要。前寒武紀(jì)變質(zhì)礦床具有很好的時(shí)控性，很多重要礦床類型爆發(fā)于地質(zhì)歷史的某個(gè)時(shí)期且具有多旋回性，與特定的地質(zhì)環(huán)境和事件有關(guān)。本文以前寒武紀(jì)條帶狀鐵建造(BIF)為例，研究太古宙到古元古代時(shí)期沉積作用、其后的變質(zhì)作用及其地質(zhì)環(huán)境對BIF鐵礦形成過程的響應(yīng)。綜合前人研究成果，前寒武紀(jì)條帶狀鐵礦的特點(diǎn)可以歸納如下：

(1) BIF鐵礦構(gòu)成了世界鐵礦資源的主體，在太古宙(>2.5Ga)、成鐵紀(jì) (2.5～2.3Ga)、造山紀(jì)(2.05～1.8Ga)、南華紀(jì)(0.8～0.68Ga) 都有出現(xiàn)；在新太古代和古元古代爆發(fā)式形成，中元古代以后很少出現(xiàn)，僅在8億年左右的“雪球事件”期間有少量BIF鐵礦形成(Rosièreetal., 2001; Rosière and Rios, 2004;沈保豐, 2012; Lanetal., 2014; Lietal., 2014; Chen and Tang, 2016；Egglsederetal., 2019)。有些前寒武紀(jì)BIF鐵礦類型只形成于某一時(shí)間段，可能與地球演化的不可逆性相關(guān)。例如，Superior湖型BIF在25～20億年最重要(Reimer, 1984; 馮本智等1995;陳衍景等, 2000; Foustoukos, 2012;沈保豐, 2012; 趙正等2014; Dongetal., 2016)。

(2)大規(guī)模成礦與重大地質(zhì)事件的內(nèi)在聯(lián)系。顯生宙甚至晚前寒武紀(jì), 大規(guī)模成礦與環(huán)境變化、地幔柱活動(dòng)、大氧化事件、超大陸會(huì)聚的并發(fā)關(guān)系和內(nèi)在聯(lián)系，已經(jīng)得到較好揭示和認(rèn)可。在早前寒武紀(jì)，地幔柱活動(dòng)、超大陸匯聚與成礦的研究仍然較為薄弱(Zhaoetal.，2002； Bekkeretal., 2010; 趙振華，2010； 李文淵, 2012; Wangetal., 2014; Lietal., 2018, 2019)。地質(zhì)年代學(xué)研究表明巨型鐵地層沉積的周期性出現(xiàn)，與大火成巖省的形成時(shí)代相吻合，并在成因上與之相關(guān)。古元古代是華北克拉通穩(wěn)定固結(jié)的關(guān)鍵時(shí)期，也是全球板塊構(gòu)造特征趨于明顯的關(guān)鍵時(shí)期，同時(shí)還是哥倫比亞超大陸演化時(shí)期(Zhaoetal., 2005, 2006，2011；趙國春, 2009; Guoetal., 2012; Zhao and Zhai, 2013;李三忠等，2016；李旭平等，2019)。陳衍景(1990)已經(jīng)注意到巖石圈表層、大氣圈、水圈、生物圈等的性質(zhì)在23億年左右發(fā)生了根本性變化。Melezhiketal. (1999)基于Lomagundi事件研究，提出了早期大氧化事件與成礦事件關(guān)聯(lián)圖；近年，次級(jí)事件譜系得到進(jìn)一步完善(Tang and Chen, 2013)，突出地表現(xiàn)為兩階段觀點(diǎn)，即2.5～2.3Ga期間的水圈氧化和2.3～2.05Ga期間的大氣圈充氧，也即2.3Ga的環(huán)境突變(Chen and Tang, 2016)。

(3)區(qū)域性不均勻分布。Algoma型BIF主要產(chǎn)在太古宙-古元古代火山-沉積建造中, 以加拿大Abitibi綠巖帶中的鐵建造為代表(Hagemannetal., 2016)，我國稱為“鞍山式”鐵礦(程裕淇等, 1978)，主要分布于遼寧鞍本地區(qū)、冀東地區(qū)和晉北地區(qū)(萬渝生等，2018)。Superior湖型BIF產(chǎn)于穩(wěn)定陸緣的碎屑巖-碳酸鹽巖建造中，是眾多世界級(jí)超大型鐵礦的來源，主要形成于古元古代(Bekkeretal., 2010; Hagemannetal., 2016)。與加拿大、澳大利亞、南非等世界著名早前寒武紀(jì)克拉通相比，中國貧乏Superior湖型鐵礦床，卻特別發(fā)育Algoma型條帶狀鐵礦(Reimer, 1984; 陳衍景等, 2000; 沈保豐等, 2005；沈保豐, 2012; Foustoukos, 2012; Dongetal., 2016)。

(4)前寒武紀(jì)BIF鐵礦床普遍遭受變質(zhì)作用。有些礦床因變質(zhì)作用富集，有些礦床卻因此而貧化。例如: 前寒武紀(jì)BIF鐵礦常見于經(jīng)歷了低級(jí)-中級(jí)變質(zhì)的巖石中，也可以出現(xiàn)在高級(jí)變質(zhì)巖中，而大多數(shù)高品位BIF鐵礦石形成在峰值變質(zhì)條件之后(Rosière and Rios, 2004; Lietal., 2014, 2016; Hagemannetal., 2016); 有關(guān)變質(zhì)作用對礦床的富集與貧化研究較少，值得關(guān)注和研究。

1 前寒武紀(jì)BIF鐵礦分布及其類型

世界上鐵礦石種類眾多、成礦類型復(fù)雜，其礦物學(xué)、物理特征及其成因等各不相同。本文重點(diǎn)評述前寒武紀(jì)BIF重要鐵礦床的信息，并將高品位鐵礦、研究較好的類型的鐵礦標(biāo)在圖1中，以便后文討論。前寒武紀(jì)沉積變質(zhì)型鐵礦主要有三種類型(圖2)，簡述如下：

圖1 全球著名的前寒武紀(jì)BIF鐵礦床位置及品位(據(jù) Klein, 2005; Hagemann et al., 2016修改)每個(gè)礦床下橫線的累積長度表示鐵的品位Fig.1 Global well-known occurrences and grades of the Precambrian BIFs (modified after Klein, 2005; Hagemann et al., 2016)The cumulative length of the bars beneath each locality indicates the Fe grade

圖2 Algoma型、Superior湖型和Rapitan型BIF鐵建造的構(gòu)造背景(據(jù)Hagemann et al., 2016修改)Fig.2 Geotectonic backgrounds of Algoma-, Lake Superior-, and Rapitan-type BIFs(modified after Hagemann et al., 2016)

(1)Algoma型鐵礦產(chǎn)出在太古宙-古元古代(Hagemannetal., 2016)。典型的Algoma型鐵礦與火山活動(dòng)關(guān)系密切，主要是地殼早期階段形成的。賦存在太古宙和古元古代的聚合邊緣環(huán)境中，地層層序中鐵礦層與海底火山巖互層，主要與噴流沉積作用有關(guān)，構(gòu)成花崗綠巖帶(圖 2; Gross, 1980; Hagemannetal., 2016)。巖石組合主要由變質(zhì)程度不同的巨厚的基性和中性火山巖(拉斑玄武巖、安山巖及其凝灰?guī)r、集塊巖)，流紋巖、粗面巖及其沉積巖(碧玉、硅質(zhì)頁巖、硬砂巖和大理巖)等組成, 空間分布上規(guī)模有限(Planavskyetal., 2012)。世界上較為典型Algoma型鐵礦, 例如位于格陵蘭島西部太古宙(始太古代)綠巖帶中Isua地區(qū)的BIF鐵礦、產(chǎn)在西澳大利亞的南部太古宙綠巖帶中的Yilgarn鐵礦(Klein, 2005；Hagemannetal., 2016)。該類型鐵礦也是我國BIF型礦床的主要類型，主要產(chǎn)出于華北克拉通太古宙。重要礦集區(qū)有遼寧鞍本、冀東、五臺(tái)、魯西、包頭固陽、豫中等，大型典型礦床有弓長嶺、南芬、齊大山、水廠、司家營等(沈其韓，1998;沈保豐, 2012;萬渝生等，2012)。其中較為典型的該類礦床是賦存于新太古代火山沉積變質(zhì)巖系(綠巖帶)中的鞍本地區(qū)和河北石人溝的BIF鐵礦床(Zhangetal., 2012; 萬渝生等，2012；張連昌等, 2014；Wanetal., 2016)。

(2)Superior湖型鐵礦主要產(chǎn)出在古元古代，是BIF型鐵礦床主要類型(圖1)，如澳大利亞Hamersley鐵礦、俄羅斯Krush、烏克蘭的Krivog Rog等鐵礦床，當(dāng)前世界上開采的富鐵礦絕大部分是由該類型BIF鐵礦風(fēng)化淋濾形成的。Superior湖型鐵建造多產(chǎn)出在被動(dòng)大陸邊緣或陸內(nèi)裂谷的構(gòu)造環(huán)境、與成熟度較高的沉積巖共生，沉積巖常為頁巖、碳酸鹽巖、千枚巖、碳質(zhì)千枚巖、硬砂巖等(Bekkeretal., 2010; Planavskyetal., 2012)。盡管Superior湖型鐵礦常在陸架環(huán)境下沉積，與強(qiáng)大的熱液提供的鐵有關(guān) (Bekkeretal., 2010)；并且鐵建造通常可以延展幾百平方千米(Planavskyetal., 2012及其文獻(xiàn))。含礦巖系中火山作用強(qiáng)烈程度不一，鐵礦不總是與火山作用有直接關(guān)系。這些含鐵建造形成后, 在古元古代造山事件發(fā)生變質(zhì)和變形, 將原巖鐵英巖轉(zhuǎn)化為高品位鐵礦石(Hagemannetal., 2016)。與國外相比，中國Superior湖型鐵礦床不典型，分布不廣，目前主要產(chǎn)出在山西呂梁、安徽霍丘、西鞍山等地區(qū)(沈其韓，1998；沈保豐，2012；張連昌等2014)。

Superior湖型與Algoma型鐵礦床無論從賦礦的巖石組合、產(chǎn)出的構(gòu)造環(huán)境、成礦時(shí)代、與火山活動(dòng)關(guān)系等均有一定差別。但大部分太古宙BIFs都經(jīng)受了構(gòu)造變形和不同程度的變質(zhì)作用，從而對其沉積盆地進(jìn)行了整體重建，使得對原始地質(zhì)環(huán)境的恢復(fù)非常困難。有些鐵礦床由于在太古宙形成后的持續(xù)演化，既有Superior湖型鐵礦的特征，又保留有Algoma型鐵礦的特征，很難判別究竟屬于那種類型 (Bekkeretal.，2010)。如位于西澳Pilbara克拉通內(nèi)的Hamersley盆地中，形成于新太古到古元古代期間的大型BIF鐵礦床(Bekkeretal., 2010; Hagemannetal., 2016; Egglsederetal., 2019)。

(3)Rapitan 型 BIF出現(xiàn)在新元古代(715～580Ma)，主要分布于冰川成因的沉積序列中(圖2)，與新元古代雪球地球事件有關(guān)(Hoffmanetal., 1998; Hagemannetal., 2016)。重要的礦床包括巴西的Urucum地區(qū)(Urbanetal., 1992; Angereretal., 2015, 2016)和加拿大西北地區(qū)的Rapitan 地區(qū)(Klein and Beukes, 1993; Halversonetal., 2011)。我國在揚(yáng)子陸塊東南緣中西段贛中礦集區(qū)內(nèi)分布著新余式BIF型鐵礦床。鐵礦床賦存在南華紀(jì)長安亞冰期和南沱亞冰期之間的富祿亞間冰期沉積巖層中(沈保豐，2012)。該類鐵礦主要由赤鐵礦和石英組成，少量的自生方解石、白云石和碎屑赤鐵礦粉砂/泥巖相礦物和綠泥石，有機(jī)質(zhì)稀少(Halversonetal., 2011)。赤鐵礦泥/粉砂相的層理是由赤鐵礦的相對含量和粒度決定的，在較粗的紋層中有細(xì)微的序粒層。在赤鐵礦-碧玉巖相中，層序由幾乎純赤鐵礦和碧玉交替形成(Klein and Beukes, 1993)，少數(shù)小規(guī)模Rapitan 型BIF中的鐵硅酸鹽礦物組合的出現(xiàn)表明這些礦床經(jīng)歷了低級(jí)變質(zhì)作用(Halversonetal., 2011)。

其他類型的BIF鐵礦，如南非的高品位赤鐵礦型Sishen 和Thabazimbi鐵礦，產(chǎn)于南非Kaapvaal克拉通內(nèi)，由表生礦床在深部紅土風(fēng)化過程中，BIF塊體滑入下伏巖溶碳酸鹽巖中，并在其后提高了鐵礦的品位(Hagemannetal., 2016)。

中國的BIF鐵礦都是低品位的Algoma-, Superior湖-和 Rapitan-型的鐵礦床(<50% Fe)，多數(shù)遭受了綠片巖相/角閃巖相的變質(zhì)作用，很少達(dá)到麻粒巖相變質(zhì)程度(Zhangetal., 2012; Lietal., 2014)。BIF鐵礦有磁鐵礦石英型、赤鐵礦型、磁鐵礦-赤鐵礦型、磁鐵礦-赤鐵礦-菱鐵礦型等四種(Hagemannetal., 2016)。

篇幅所限，本文主要闡述太古宙-古元古代時(shí)期的Algoma型以及Superior湖型BIF鐵礦床，試圖從下面幾個(gè)方面研究探討古元古代BIF鐵礦床的沉積成因特征和變質(zhì)富集成礦過程：(1)鐵的來源及其沉積機(jī)制，鐵在溶液中的物態(tài)如何？(2)鐵是怎樣運(yùn)移到很遠(yuǎn)的開闊盆地?(3)如果沉積伊始，大氣和水圈都是缺氧的，溶解在洋盆中二價(jià)鐵是怎樣進(jìn)入氧化過程, 轉(zhuǎn)換為赤鐵礦和磁鐵礦沉積下來的？(4)變質(zhì)作用對BIF鐵建造成礦作用的影響如何？

2 新太古-古元古代時(shí)期代表性BIF鐵建造產(chǎn)生的沉積環(huán)境特征

2.1 BIF鐵建造形成的沉積成因模式

條帶狀鐵建造記錄了前寒武紀(jì)海洋中廣泛的鐵沉積時(shí)間，為研究參與其形成過程的古海洋、古環(huán)境、大氣條件和細(xì)菌代謝提供了一個(gè)重要的研究窗口(Diekrupetal., 2018)。盡管BIFs中鐵的來源和在沉積盆地中的變化過程仍在不斷的研究完善中，目前主要有以下3種模式(圖3)：

圖3 BIF鐵礦的成因模式(a)海底熱液體系Fe來源模式(據(jù)Bekker et al., 2010; Planavsky et al., 2012修改); (b)陸源Fe海洋盆地化學(xué)沉積模式(據(jù)Klein, 2005; Li et al., 2015修改); (c)陸殼與生物循環(huán)Fe雙源模式(據(jù)Li et al., 2015修改)Fig.3 The genesis models of the BIF-hosted iron ores(a) the model of Fe source in BIFs derived from hydrothermal fluids from MORs/ocean floor (Bekker et al., 2010; Planavsky et al., 2012); (b) the proposed model by early studies that Fe in BIFs is originally derived from continental weathering and brought to the oceans by river inputs (Klein, 2005; Li et al., 2015); (c) dual-source model that emphasize both continental sources of Fe derived from coastal sediments and microbial iron recycling (modified after Li et al., 2015)

(1)海底熱液體系Fe來源模式: Algoma型鐵礦與綠巖帶的海底火山巖互層沉積序列中，在某些情況下與火山成因塊狀硫化物礦床伴生(Bekkeretal., 2010)。太古宙各種類型的火山作用，玄武巖-安山巖-流紋巖，在海底占主導(dǎo)地位，在空間和時(shí)間上密切相關(guān)(圖3a, 詳細(xì)解釋見后文)。如果當(dāng)時(shí)陸地面積是現(xiàn)在的10%，海底火山-淺深成活動(dòng)是現(xiàn)在的四倍，因此火山成因溶質(zhì)的濃度將支配海洋物質(zhì)的輸入(Fryeretal., 1979)；陸地徑流輸入的物質(zhì)非常有限；此外太古宙較高的地溫梯度(>60℃/km)將促進(jìn)海水在洋殼中強(qiáng)烈的自由對流，從而形成以火山物質(zhì)為主導(dǎo)的海底熱液體系(Klein, 2005)。大氧化事件(Great Oxidation Event，GOE) 之前，在海洋深水處，在局部的熱液柱中部分亞鐵的氧化，使得形成的三價(jià)氧化鐵輸送到沉積物-水界面，導(dǎo)致Fe2O3沉積形成BIF和其他富含鐵的礦物，表現(xiàn)出δ56Fe>0‰正值。同時(shí)在陸架和斜坡上沉淀為含有黃鐵礦或碳酸鐵黑色頁巖，具有顯著的負(fù)的δ56Fe<0‰，異化鐵還原作用(DIR)在孔隙水中形成一個(gè)輕的Fe2+鐵同位素巖層(Planavskyetal., 2012)。前人的研究認(rèn)為2.7Ga之前細(xì)菌還原海水硫酸鹽(BSR)沒有出現(xiàn), 大多數(shù)太古宙黃鐵礦具有負(fù)的δ56Fe<0‰ 鐵同位素特征和負(fù)的δ34S<0‰硫化鐵礦(Grassineauetal., 2002)。我國遼寧弓長嶺鐵礦的成因堪比此類成因(Lietal., 2016, 2019; 劉大為等, 2017)。

(2)陸源Fe海盆沉積模式：這一模式是Klein(2005)在綜合了許多BIFs研究的基礎(chǔ)上提出的(圖3b)。通過對新太古代西澳的Hamersley Range到古元古代南非Transvaal Supergroup鐵沉積序列中變質(zhì)作用影響極小的BIF鐵礦區(qū)的礦物學(xué)研究表明，其礦物組合由燧石、磁鐵礦、赤鐵礦、碳酸鹽礦物(菱鐵礦、白云石-鐵白云石系列)、黑硬綠泥石、硅鐵礦、鈉閃石、鐵滑石和局部黃鐵礦組成。早期的地球化學(xué)、碳同位素和Eh-pH、pH-O2熱力學(xué)體系研究表明BIF所有原生礦物組合都是在缺氧的原始海洋沉積環(huán)境中化學(xué)沉積的結(jié)果。由于深海中的BIF沉積 (基本上沒有有機(jī)C), 沒有數(shù)據(jù)支持BIF的沉積與微生物活動(dòng)直接相關(guān)，Klein (2005)認(rèn)為Fe和 Si物質(zhì)是陸緣巖石風(fēng)化的無機(jī)物產(chǎn)物。這一模式代表了新太古代-古元古代BIFs的一種沉積環(huán)境(Klein, 2005), 但主要出現(xiàn)在古元古代(Rayeetal., 2015)。然而，很多其他的研究表明，這一過程是有生物作用參與的(Lietal., 2015; Kang and Schmidt, 2017; Rasmussen and Muhling, 2018)，如：BIF中淺水碳酸鹽巖-頁巖巖性 (具有豐富的有機(jī)C)、磷以及Fe3+羥化物將在大陸架附近發(fā)生微生物異化還原Fe2+等等。在整個(gè)前寒武紀(jì)記錄中，BIF的相對發(fā)育程度與前寒武紀(jì)大氣中O2含量演變有關(guān)(圖3b)。

(3)陸源物質(zhì)與海底熱液Fe雙源模式：基于新太古代西澳的Hamersley盆地Dales Gorger處2.50～2.45Ga沉積序列的Nd、Fe同位素?cái)?shù)據(jù)和REE特征，Lietal. (2015)總結(jié)了BIF成因的雙源模型(圖3c)。某些BIFs具有高的εNd和負(fù)δ56Fe值, 表現(xiàn)出熱液組份端元, 而相對低的εNd和δ56Fe值反應(yīng)大陸物質(zhì)組份的貢獻(xiàn), 陸源物質(zhì)是由微生物在還原條件下通過鐵的運(yùn)行通道搬運(yùn)到盆地深部沉積。除了廣泛接受的淺海熱液來源的非生物的Fe，第二種生物來源的Fe也很重要, 兩種物源的比例隨著盆地水循壞的規(guī)模和時(shí)間而有所變化。Smithetal. (2012)通過對太古宙Witwatersrand超群鐵建造的沉積模式研究結(jié)果也表明，BIF鐵層沉積初始，遠(yuǎn)離大陸的海盆基本是海底熱液體系Fe質(zhì)來源；越靠近陸端，陸源硅質(zhì)碎屑明顯增加。

2.2 太古宙到古元古代期間BIF鐵建造形成的沉積過程

在太古宙到古元古代期間(3.8～1.8Ga)，BIFs的平均全巖化學(xué)成分非常相似：富含鐵和二氧化硅，Al2O3含量非常低，表明它們是沒有碎屑輸入的純凈化學(xué)沉積物(Klein, 2005)。大部分保存下來BIF礦床是在幾百米厚度的淺海相沉積建造中，他們是通過氧化表面和上升的還原性深海洋水和富Fe流體之間的相互作用形成(Klein, 2005; Kang and Schmidt, 2017)。然而, 這些鐵沉積建造可能不僅存在于大陸架上，而是整個(gè)海洋盆地；水體中存在有一個(gè)氧化還原反應(yīng)前緣或氧化-還原層(Planavskyetal., 2012). 當(dāng)BIF物源在沒有外來陸緣碎屑流影響的深海盆地沉積,鋁含量非常低(Klein, 2005)。BIF構(gòu)成盆地中主要沉積物時(shí), 通常缺氧，形成碳質(zhì)黑色頁巖和富鐵碳酸鹽互層。深海盆地BIF的厚度可達(dá)幾百米，如澳大利亞西部 Hamersley省份的BIF礦(Pickardetal., 2004)。

沉積過程是指沉積物在初始沉淀、固化成巖后，還未達(dá)到變質(zhì)作用程度前(不包括地表風(fēng)化)的化學(xué)、物理和生物改變的過程(Planavskyetal., 2012)。由于世界各地的BIF礦床在形成過程中的地質(zhì)背景、盆地的構(gòu)造演化、物理化學(xué)條件，物質(zhì)供給和持續(xù)時(shí)間長度存有差異，保存的部位不同等因素，這個(gè)過程中礦物組合的演化也表現(xiàn)出差異，如上一節(jié)中我們總結(jié)的三個(gè)成因模式(圖 3)，它們或許只代表了個(gè)體礦床研究保留的某個(gè)局部，總體發(fā)展過程和各階段的變化還是表現(xiàn)出了一定的規(guī)律性。古元古代晚期的鐵建造鐵質(zhì)沉積發(fā)生在生物氧化和非生物氧化作用的氧化還原條件下。而較老的鐵建造沉積在缺氧的海洋中，那時(shí)二價(jià)鐵被缺氧光合細(xì)菌氧化可能是一個(gè)重要的過程，內(nèi)源和外源物質(zhì)為鐵的沉積提供了必要的條件(Bekkeretal., 2010)。前人工作較詳細(xì)的BIFs沉積過程是對澳大利亞的Hamersley省和南非的Transvaal 和Griqualand西部盆地BIFs進(jìn)行的研究。據(jù)此將較有代表性的兩個(gè)早期前寒武紀(jì)BIF沉積模式剖析如下(圖4):

Bekkeretal. (2010)的總結(jié)性研究認(rèn)為，巨型鐵地層沉積的周期性與大火成巖省的形成時(shí)代相同，并在成因上與之相關(guān)(圖4a)。盡管在某些情況下很難判斷BIFs是否屬于Algoma型還是Superior湖型。一般來說, 在地球早期的歷史 (>2.5Ga), Algoma型更常見, 可能反映了更高的地幔熱流溫度和有限的陸緣海的大小。從～3.3Ga開始記錄中出現(xiàn)了相對較小規(guī)模的Superior湖型BIF鐵建造，直到2.6Ga才達(dá)到顯著的規(guī)模。2.6～2.4Ga期間，全球鎂鐵質(zhì)巖漿作用在南非、澳大利亞、巴西、俄羅斯、烏克蘭等地爆發(fā)，最終沉積為大規(guī)模的Superior湖型BIF。然而大型的發(fā)育在被動(dòng)大陸邊緣的沉積巖序列中的Superior湖型鐵礦，與火山巖普遍缺乏直接的聯(lián)系(Bekkeretal., 2010; Hagemannetal., 2016)。

對于洋盆熱液中物質(zhì)來源，前人的研究多認(rèn)為是海水與火山物質(zhì)的混合，如果靠近陸源，還有陸源碎屑的加入，但在太古代到古元古期間BIF沉積的深水盆地，陸源物質(zhì)加入可以忽略不計(jì)(Bekkeretal., 2010; Planavskyetal., 2012)。對古海洋中鐵的遷移和沉積的研究表明，這時(shí)水體中鐵幾乎只以Fe2+存在; 氯化亞鐵絡(luò)合物是主要的含鐵水種，隨著溶解Cl和溫度的增加，F(xiàn)eCl更加穩(wěn)定(Hagemannetal., 2016及其文獻(xiàn))。BIF中的赤鐵礦存在表明，前寒武紀(jì)海洋或許憑借諸多氧化機(jī)制，將溶解的Fe2+轉(zhuǎn)化為固相富鐵礦物，然后沉淀并沉積在海床上。導(dǎo)致古海洋鐵沉積形成BIFs的基本條件和文獻(xiàn)中最廣泛支持的機(jī)制如Bekkeretal. (2010)所述:

圖4 早前寒武紀(jì)綜合礦物學(xué)、地球化學(xué)和硫、鐵同位素資料的BIF沉積過程概念模型(a)這一模型解釋在GOE之前頁巖和黃鐵礦的δ56Fe負(fù)值以及深海處BIF鐵礦物的δ56Fe正值(據(jù)Bekker et al., 2010)，UV-紫外線輻射; (b)太古宙Witwatersrand超群鐵建造的測向相分布簡化沉積模型(據(jù)Smith et al., 2012)Fig.4 Schematic diagram showing a representative conceptual model for BIF genesis for the Early Precambrian system based on mineralogical, geochemical, S and Fe isotope data(a) model explaining the presence of markedly negative δ56Fe values in pre-GOE black shales and sedimentary pyrites. Partial ferrous Fe oxidation led to deposition of iron formations and other iron-rich sediments with positive δ56Fe values in the deeper water part of the ocean (after Bekker et al., 2010); (b) simplified sedimentary model of the lateral facies spread of the shale-associated BIFs of the Archean Witwatersrand Supergroup (after Smith et al., 2012)

(1)藍(lán)藻光合作用產(chǎn)生的氧氣對溶解的Fe2+進(jìn)行無機(jī)氧化(圖 3a)。這些原核微生物可能在近海岸水域的透光帶繁茂生長，那里的Fe2+和營養(yǎng)物質(zhì)是由大陸風(fēng)化和含有水熱成分的深海洋流上涌的混合而得。盡管有些學(xué)者認(rèn)為海洋是分層的，在缺氧的環(huán)境下，或許存在局部“有氧綠洲”的薄氧區(qū)。有證據(jù)表明, 新太古代氧的光合作用是存在的, 包括西澳Tumbiana組2.7Ga的疊層石巖組合可能是由藍(lán)藻組成，BIF沉積必須存在有氧的光合作用。此外，細(xì)菌代謝性亞鐵氧化是另一種最常見的BIF氧化鐵沉積機(jī)制。由于“鐵細(xì)菌”在富鐵的地下水滲漏和淡水溪流中常見，前人的研究已經(jīng)認(rèn)識(shí)到嗜氧微生物鐵氧化劑可能在BIF沉積中的起著重要作用，并且在海洋系統(tǒng)中廣泛存在。由于微生物的氧化速率可以比非生物氧化速率快50倍以上，在富鐵湖泊中，F(xiàn)e2+氧化細(xì)菌存在于循環(huán)水與非循環(huán)水/氧化還原的界面中。在低氧條件下，嗜氧微生物Fe2+氧化劑可能主導(dǎo)著海洋中的鐵循環(huán)(Sgaardetal., 2000)。

(2)無氧光合氧化(photoferrotrophy)是一種代謝性Fe2+氧化(圖 3a)，與BIF的形成有成因聯(lián)系(Bekkeretal., 2010)。無氧光合作用使用Fe2+而不是H2O作為電子供體，產(chǎn)生Fe3+而不是氧分子(Ehrenreich and Widdel, 1994)。由此利用當(dāng)時(shí)存在的豐富的Fe3+、光和二氧化碳，在沒有氧分子存在的情況下探討B(tài)IF沉積機(jī)理。前人在實(shí)驗(yàn)室用實(shí)驗(yàn)技術(shù)與建模相結(jié)合, 證明這些向光性的細(xì)菌接受氧化的能力使得足夠的Fe2+轉(zhuǎn)化為Fe3+, 是主要的BIF初始沉積產(chǎn)物, 并且沉積速度非常快(Konhauseretal., 2002; Kappleretal.，2005)。在太古宙海洋，光可以在幾百米的水深有效氧化Fe2+, 這樣光可以很容易氧化所有隨熱液流上升的Fe2+，甚至在這些Fe2+上升到上覆氧化層之前就將Fe2+氧化為Fe3+(圖3a；Kappleretal., 2005; Bekkeretal., 2010)。

(3)紫外光線輻射氧化Fe2+: Cairns-Smith (1978)提出, 高通量的紫外光子在大氣中的氧氣發(fā)展成臭氧層之前就到達(dá)地球表面(圖4a)。這種作用在酸性水域暴露在波長為200～300nm的紫外光線輻射下很容易進(jìn)行Fe2+的光合作用氧化，致使溶解的Fe2+被氧化水解沉淀為氧化鐵。實(shí)驗(yàn)表明，平均光化學(xué)氧化速率是0.5mol Fe2+/m2yr-1的，估計(jì)快速上升熱液流的流速可達(dá)4,000m/yr-1，僅這一過程就可以解釋每年沉積高達(dá)1.8×1014mol Fe3+的情況(Fran?ois, 1986)。實(shí)驗(yàn)估算認(rèn)為每年光線輻射氧化Fe2+的總量為2.3×1013mol，這些速率比太古宙和古元古代最大的BIFs沉積期間推斷的年速率要大得多(Bekkeretal., 2010及其文獻(xiàn))。因此紫外光線輻射氧化Fe2+也是導(dǎo)致BIF初始沉積的主要因素。

Smithetal. (2012)對南非中太古代 West Rand條帶狀鐵建造建立 BIF沉積過程模型, 是比較完整的、形成于最大海進(jìn)時(shí)期BIF沉積序列 (圖4b)。該模式反映了從海盆最下部、最遠(yuǎn)端的赤鐵礦-磁鐵礦 BIF，向上、靠近海岸過渡到磁鐵礦-菱鐵礦，再到菱鐵礦 BIF的磁鐵礦碳酸鹽相BIF、含鐵泥巖、含鐵泥巖粉砂巖最終到陸相砂巖的變化。在盆地的一定深度，由于浮力和重力作用的中和, 深部還原的富鐵熱液上涌到上部透光帶以下發(fā)生赤鐵礦-磁鐵礦 BIF沉積?；瘜W(xué)能無機(jī)自養(yǎng)性生物的鐵氧化細(xì)菌, 在有限自由氧分子存在情況下, 能夠利用富鐵水柱與周圍海水之間的差異引發(fā)代謝活動(dòng)，F(xiàn)e2+被氧化形成原始Fe(OH)3，導(dǎo)致最初的三價(jià)鐵的氫氧化物沉積。在遠(yuǎn)離海岸的一端，F(xiàn)e(OH)3在后期的成巖過程中脫水轉(zhuǎn)變?yōu)槌噼F礦保存下來；然而, 在許多地方BIFs沉積序列中沒有保留原生赤鐵礦的證據(jù)(Bekkeretal., 2010)。當(dāng)熱液柱與海底沉積物接觸時(shí)形成極其細(xì)小的早期磁鐵礦；向近岸一側(cè)，隨著有機(jī)碳的加入，F(xiàn)e(OH)3轉(zhuǎn)變?yōu)楦昏F碳酸鹽礦物，并隨著陸源碎屑物質(zhì)的逐漸增強(qiáng)，形成富鐵鋁硅酸鹽礦物，直到形成貧鐵的陸源碎屑沉積物。

如上所述，盡管的淺海熱液來源的非生物的Fe2+已得到廣泛接受, 陸源Fe搬運(yùn)到盆地深部沉積的實(shí)例也多處可見, 如西澳Hamersley 盆地的Brockman BIF, Fe和Nd同位素?cái)?shù)據(jù)表明了25億年前沉積的大型BIF鐵建造的兩個(gè)鐵源。對西澳Hamersley盆地的Brockman某些BIF樣品高的εNd和δ56Fe信息記錄了洋盆內(nèi)熱液組份, 但相對εNd和δ56Fe值的降低反映出大陸組份的貢獻(xiàn)(Lietal., 2013a, b, 2015)。大陸鐵源最好的解釋是在大陸邊緣經(jīng)微生物異化鐵還原(DIR)形成的Fe2+, 通過微生物驅(qū)動(dòng)的鐵通道運(yùn)移到洋盆，經(jīng)洋盆熱液和大陸源富鐵熱液的混合而形成混合源熱液(Lietal., 2015; Huetal., 2020)，成為BIF沉積前攜帶鐵的負(fù)載流體。

赤鐵礦通常被解釋為鐵氧化物/氫氧化物沉淀的脫水產(chǎn)物，而磁鐵礦則被認(rèn)為是由鐵氧化物/氫氧化物通過微生物氧化或細(xì)菌鐵還原形成的(Rasmussen and Muhling, 2018)。Lietal.(2013a)對澳大利亞西部Hamersley組Brockman鐵礦組(BIFs)中2.5Ga Dales峽谷段磁鐵礦和赤鐵礦帶狀鐵層，進(jìn)行了O和Fe同位素的原位分析也說明了這一結(jié)論。他們發(fā)現(xiàn)最初的Fe(OH)3沉積形成于透光區(qū)在非常早期的成巖作用中脫水轉(zhuǎn)變?yōu)槌噼F礦，隨后在后期的成巖/變質(zhì)作用過程中形成磁鐵礦。然而盡管磁鐵礦中O同位素組成發(fā)生了顯著變化，磁鐵礦和赤鐵礦似都保留了早期Fe(OH)3初始產(chǎn)物的δ56Fe值，表明它們來自共同的母體，即磁鐵礦是通過微生物原位還原在軟沉積物中形成的，也可能還包括與水中Fe2+反應(yīng)形成。

對于BIF中黃鐵礦沉積, Rouxeletal. (2005)通過對>2.8Ga到1.8Ga前寒武紀(jì)BIF中不同時(shí)間段和產(chǎn)狀的頁巖中的黃鐵礦和鐵氧化物的Fe同位素進(jìn)行了研究，以探討海洋氧化還原狀態(tài)對大約23Ga前大氣氧氣上升的響應(yīng)問題。鐵同位素證據(jù)表明，海洋鐵循環(huán)的變化與大氣氧化還原狀態(tài)的變化同時(shí)發(fā)生。在2.3Ga之前的黃鐵礦中，其δ56Fe的負(fù)值和變化表明全球海洋受到鐵氧化物沉積的強(qiáng)烈影響；并說明太古宙黃鐵礦黑色頁巖是鐵的輕鐵同位素儲(chǔ)庫的重要組成部分,與盆地深部BIF中鐵氧化物的重鐵同位素沉積呈對應(yīng)互補(bǔ)(Planavskyetal., 2012)。在2.3～1.8Ga之間，黃鐵礦δ56Fe的正值可能反映了氧化還原層狀海洋中鐵硫化物相對于鐵氧化物的沉積量的增加(Rouxeletal., 2005)。在2.7Ga之前黃鐵礦具有負(fù)的δ56Fe特征表明細(xì)菌還原海水硫酸鹽(BSR)沒有出現(xiàn), 因此硫化鐵礦物具有非常負(fù)的δ34S值 (Grassineauetal., 2002; Fabreetal., 2011)。

然而, Diekrupetal. (2018)對～2.74Ga Temagami綠巖帶區(qū)氧化的BIF中多硫同位素系統(tǒng)研究表明，沉積盆地中主要是大氣源元素硫通過細(xì)菌代謝，而不是熱液循環(huán)海水硫酸鹽或火山作用直接輸入硫的沉積；通過鉻的微量元素可還原四硫同位素 (32S-33S-34S-36S) 的含量。他們發(fā)現(xiàn)盡管是靠近火山源頭，SO2也只有很少的貢獻(xiàn)，主要是細(xì)菌代謝導(dǎo)致鐵還原和硫的歧化反應(yīng)，而不是硫酸鹽還原，這與存在有限的有機(jī)質(zhì)和大量的鐵質(zhì)沉積為Fe(OH)3現(xiàn)象是一致。BIF中的硫不是如預(yù)期的那樣由火山熱液直接輸入, 而是在缺氧的大氣條件下光化學(xué)作用產(chǎn)生的硫化物在BIF形成環(huán)境中沉積。

對于碳酸鹽礦物菱鐵礦的沉積，Heimannetal. (2010)根據(jù)對南非Kuruman 2.5Ga條帶狀鐵建造中碳酸鹽和Gamohaan組下伏BIF和臺(tái)地碳酸鹽的含鐵礦物的鐵、碳、氧同位素分析研究，認(rèn)為微生物的異化鐵還原(DIR)是控制菱鐵礦中碳、氧和鐵同位素組成的主要過程 (Huetal., 2020)。他們的研究發(fā)現(xiàn)，在高δ56Fe值的菱鐵礦中經(jīng)常出現(xiàn)氧化鐵包裹體，反映了DIR還原氧化鐵在軟沉積物中形成了“原位”的菱鐵礦。盡管大多數(shù)低鐵碳酸鹽巖中硫鐵礦的存在可能會(huì)影響其鐵同位素組成，但石灰?guī)r/白云巖中低δ56Fe鐵碳酸鹽巖的同位素組成反映了海水環(huán)境的記錄。

此外，還原環(huán)境的海洋下，沉積物原巖的碳主要是有機(jī)成因，只要有來自微生物的Corg存在，在低級(jí)變質(zhì)作用過程中(0.3GPa/200℃), 有機(jī)碳與Fe3+反應(yīng)也可生成鐵白云石和菱鐵礦(Halamaetal., 2016; Kang and Schmidt, 2017)。

3 太古宙-古元古代代表性BIF鐵礦變質(zhì)成礦過程

前人研究總結(jié)出沉積環(huán)境中BIF從低到高品位鐵礦的轉(zhuǎn)化過程，在大多數(shù)大型礦床中，從深部到淺部可觀察到4個(gè)主要成礦階段(Angereretal., 2013; Hagemannetal., 2016): (1)硅淋濾流失、磁鐵礦富集和局部形成碳酸鹽; (2)磁鐵礦氧化形成赤鐵礦, 進(jìn)一步除硅和形成碳酸鹽礦物; (3)進(jìn)一步赤鐵礦化, 赤鐵礦替代硅形成新的赤鐵礦、鏡赤鐵礦，碳酸鹽礦物開始溶解; (4)淺部風(fēng)化帶中針鐵礦替代磁鐵礦和碳酸鹽巖，并形成纖維狀石英和粘土礦物。礦石礦物組合的變化一般從赤鐵礦和磁鐵礦為主并包括微板條狀赤鐵礦-假象赤鐵礦、微板條狀赤鐵礦含少量或不含針鐵礦、微板赤鐵礦-針鐵礦、粒狀變晶赤鐵礦、鏡鐵礦-磁鐵礦到磁鐵礦-鏡鐵礦和磁鐵礦-角閃石的組合。太古宙到古元古代早期形成的BIF鐵建造, 在古元古代晚期的造山事件過程發(fā)生變質(zhì)和變形, 通過構(gòu)造變質(zhì)事件, 將原巖鐵英巖轉(zhuǎn)化為高品位鐵礦石(Beukes and Gutzmer, 2008; Angerer and Hagemann, 2010; Lietal., 2014)。

3.1 BIF鐵建造成巖期后變化

以研究程度較高的澳大利亞西部Yilgarn 克拉通 Weld Range綠巖帶的Beebyn和Madoonga BIF鐵礦為例，在沉積盆地經(jīng)沉積、壓實(shí)、成巖作用后，硅鐵建造經(jīng)歷了大致4個(gè)階段演化到高品位(>55% Fe)鐵礦(Duuring and Hagemann, 2013a, b; Duuringetal., 2020)。第1階段的碧玉鐵質(zhì)巖階段: 主要由石英和浸染狀、<10μm他形的赤鐵礦組成；相鄰的富鐵層由可能由早期成巖的磁鐵礦組成，局部被赤鐵礦交代，形成假象赤鐵礦(圖5)。第2階段的磁鐵礦-滑石脈階段: 發(fā)育在第1階段富鐵層和碧玉鐵質(zhì)巖中，富硅帶被自形晶滑石、深成磁鐵礦所取代; 富鐵氧化物帶顯示早期磁鐵礦晶粒邊緣被葉片狀深成磁鐵礦環(huán)繞。第3階段鏡鐵礦-石英脈階段: BIF被<2m厚的鏡鐵礦-石英脈切割。鏡鐵礦常與自形石英共生。鏡鐵礦片局部含有赤磁鐵礦(kenomagnetite)和細(xì)粒、纖維狀赤鐵礦，說明赤鐵礦經(jīng)還原形成磁鐵礦，再氧化為赤磁鐵礦到纖維赤鐵礦。早期磁鐵礦和第2階段的磁鐵礦局部被赤磁鐵礦和赤鐵礦交代。與以上三個(gè)階段同時(shí)發(fā)生的是BIF完成沉積過程后經(jīng)歷等斜褶皺和逆沖構(gòu)造的第一次變形事件(D1) (圖5)。上述三個(gè)階段的礦物組合與后階段富硅帶被石英被滑石等層狀硅酸鹽礦物替代, 形成富磁鐵礦帶。第4階段的菱鐵礦-石英脈階段:菱鐵礦-石英脈切割第3階段的碧玉鐵質(zhì)巖, 脈體與構(gòu)造面近平行。富硅帶早期構(gòu)造帶(D1)被深成碳酸鹽礦物交代，隨其溶解流失，殘余在富磁鐵礦帶(Duuring and Hagemann 2013a, b), 這個(gè)階段區(qū)域性構(gòu)造事件(D2)的南北向擠壓導(dǎo)致了D1的等斜褶皺和剪切帶型磁鐵礦-滑石脈的褶皺成為直立的褶皺。第5階段的鐵綠泥石-黃鐵礦脈階段: 鐵綠泥石-黃鐵礦呈脈網(wǎng)狀切割第2階段磁鐵礦-滑石脈和第4階段菱鐵礦-石英蝕變帶。第6石英-鐵白云石脈階段:石英-鐵白云石脈切割BIF，礦脈多近平行于BIF條帶走向，但局部有切割條帶現(xiàn)象。以上兩個(gè)礦物組合演化階段與區(qū)域性東-西擠壓(D3)構(gòu)造線相一致，導(dǎo)致形成北向褶皺和深成富磁鐵礦、富赤鐵礦帶的褶皺。在其后的區(qū)域南北縮短的構(gòu)造變形事件D4期間，形成淺成的NNW和NNE相的脆性斷裂和節(jié)理，斷裂切割深成富磁鐵礦和富赤鐵礦帶，形成次褶皺。由于氧化性流體沿著近垂向斷裂帶循環(huán)，并通過斷層和裂縫網(wǎng)絡(luò)進(jìn)入圍巖，BIF發(fā)育了表生針鐵礦-赤鐵礦蝕變帶，沿著BIF南緣剪切帶和變形接觸帶形成針鐵礦-赤鐵礦強(qiáng)烈蝕變。

區(qū)域構(gòu)造變形伴隨的低級(jí)變質(zhì)作用增進(jìn)BIF鐵礦富集過程，在西澳Younami克拉通的Koolyanobbing綠巖帶的中太古代BIF礦床中也廣泛發(fā)育。研究的7個(gè)中等品位(45%～58%鐵)磁鐵礦至高品位(58%～68%鐵)的含磁鐵礦、假象赤鐵礦、鏡鐵礦和針鐵礦的礦體，礦體的形成階段包括太古宙的四個(gè)成礦階段和從二疊紀(jì)和/或中生代到近代的風(fēng)化相關(guān)的過程的提升品位階段(Angerer and Hagemann, 2010)。Angerer and Hagemann (2010)對Koolyanobbing綠巖帶的中太古代BIF礦床進(jìn)行了詳細(xì)的研究，總結(jié)出太古宙早期成礦階段首先使原巖局部發(fā)生鐵碳酸鹽巖和鐵滑石蝕變，形成變質(zhì)石英磁鐵巖; 繼之以同生變形、走滑擠壓變形到緊閉褶皺變形，在這些過程中致使成礦物質(zhì)在流體溶液中遷移和機(jī)械遷移，從而除去碳酸鹽巖、石英和少量鐵滑石，形成中-高品位磁鐵礦的殘留礦體; 同時(shí)變質(zhì)變形的角礫巖及在裂隙中聚集磁鐵礦成礦，形成中品位礦帶，或在BIF鐵建造和一階段變質(zhì)磁鐵巖中疊加磁鐵礦成礦。二疊紀(jì)至新近的風(fēng)化作用提升礦石品位過程包括磁鐵礦化、脈石礦物的淋溶、大多數(shù)礦體中針鐵礦交代太古宙的磁鐵礦和鏡鐵礦±假象赤鐵礦礦體。這表明淺成作用對深成作用形成的鐵礦石的改造有明顯的影響, 表明局部的表生富集過程可能是控制中級(jí)礦石形成的早期階段, 這個(gè)早期提升礦石品位過程不是由BIF中的太古宙-元古宙的構(gòu)造變形改造完成的。強(qiáng)烈的局部的表生改造是大多數(shù)Koolyanobbing礦區(qū)的特征，由富含深成磁鐵礦、鏡鐵礦的中-高級(jí)品位礦帶或深部碳酸鹽蝕變BIF組成。單純的表生作用形成的高品位的礦石(即賦存于BIF中的塊狀的和隱晶質(zhì)針鐵礦)在Koolyanobbing綠巖帶中出現(xiàn)較少。

圖5 西澳大利亞Yilgarn克拉通Madoonga礦床南、北帶早前寒武紀(jì)BIF成巖后在遞進(jìn)熱液交代和相應(yīng)的構(gòu)造變形事件中礦物平衡組合的變化(據(jù)Duuring and Hagemann, 2013b修改)粗線代表主要礦物，細(xì)線代表常見礦物，虛線代表少量礦物Fig.5 Post-diagenetic variation of mineral equilibrium assemblages for progressive hydrothermal alteration and corresponding structural deformation events of the North and South Early Precambrian BIF at the Madoonga deposit in the Yilgarn Craton, Western Australia (modified after Duuring and Hagemann, 2013b)Minerals are shown as thick bars for major, thin bars for moderate, and dashed lines for minor phases

巖相學(xué)研究表明，包裹在燧石層中的微晶石英顆粒中的原生赤鐵礦膠體在石英溶解過程中被釋放出來，然后重組結(jié)晶形成微粒片狀赤鐵礦晶體。逐漸的生長聚合使得微粒片狀赤鐵礦轉(zhuǎn)變?yōu)槌噼F礦條帶(Duuring andHagemann, 2013a, b)。Hamersley帶狀硅鐵建造中也觀察到的針鐵礦直接轉(zhuǎn)換微細(xì)板狀赤鐵礦的證據(jù)，但在高品位赤鐵礦礦石中并沒有發(fā)現(xiàn)大量的針鐵礦或變質(zhì)作用形成的中間碳酸鹽礦物(Egglsederetal., 2019)。然而, 發(fā)育在被動(dòng)邊緣元古代沉積巖序列中Superior型條帶狀鐵建造，與成熟度較高的沉積巖共生；常為, 如頁巖、碳酸鹽巖、千枚告、碳質(zhì)千枚巖、硬砂巖等(Gross, 1980)。這些條帶狀鐵建造包括一些著名的大型BIF的鐵沉積建造，如Hamersley 鐵礦(Angereretal., 2014; Hagemannetal., 2016)和在澳大利亞和南非的Transvaal式鐵沉積(Beukes and Gutzmer, 2008)。硅鐵建造形成后, 在古元古代造山事件發(fā)生變質(zhì)和變形, 將原巖鐵英巖轉(zhuǎn)化為較高品位BIF鐵礦石(Duuring and Hagemann, 2013a, b; Hagemannetal., 2016)，此外顯生宙的后期風(fēng)化改造是提高礦石品位的表生作用過程(Angereretal., 2013; Hagemannetal., 2016; Angerer and Hagemann, 2010)。

3.2 BIF鐵礦與變質(zhì)作用

對低變質(zhì)程度BIF鐵礦區(qū)(如西澳的Hamersley Range和南非的Transvaal Supergroup)的礦物學(xué)研究表明，其礦物組合由燧石、磁鐵礦、赤鐵礦、碳酸鹽礦物(菱鐵礦、白云石-鐵白云石系列)、黑硬綠泥石、硅鐵礦、鈉閃石和局部黃鐵礦組成，此外，鐵滑石也是一種常見的、極低級(jí)的變質(zhì)反應(yīng)產(chǎn)物(Hagemannetal., 2016)。在低級(jí)變質(zhì)作用過程中(0.3GPa/200℃), 有機(jī)碳與三價(jià)鐵反應(yīng)生成鐵白云石和菱鐵礦(Kang and Schmidt, 2017)。上述礦物在logfO2-pH圖上的穩(wěn)定域表明BIF是在缺氧條件下形成 (圖6a)。Crerar and Barnes (1976)的實(shí)驗(yàn)表明，在礦物組合黃鐵礦-磁黃鐵礦-磁鐵礦體系、含NaCl-CO2的流體存在下，在25～350℃之間，F(xiàn)e不可能以二硫化鐵形式運(yùn)移，從而沉積黃鐵礦-磁黃鐵礦-斑銅礦組合。事實(shí)上，二硫化鐵絡(luò)合物在<350℃條件下是不穩(wěn)定的，只有在高溫、低壓，低pH值和低logfO2值的條件下，在高濃度可溶鐵的熱液體系中與磁鐵礦共存(Ding and Seyfried, 1992)。在Fe-Cu-O-S體系下，鐵相礦物黃鐵礦, 黃銅礦, 斑銅礦, 磁鐵礦和赤鐵礦的相平衡穩(wěn)定存在關(guān)系, 表明相較于磁鐵礦和磁黃鐵礦，黃鐵礦形成于較高的fO2條件下，但相較赤鐵礦卻存在于較低的pH條件，并隨著fO2的增高，硫同位素負(fù)值增加(圖 6b)。

圖6 在130℃條件下，LogfO2-pH圖中鈉閃石-菱鐵礦-磁鐵礦-赤鐵礦的相平衡關(guān)系(a，據(jù)Klein, 2005)及Fe-Cu-O-S體系中LogfO2-pH等溫圖中鐵相礦物黃鐵礦-黃銅礦-斑銅礦-磁鐵礦-赤鐵礦的相平衡關(guān)系(b，據(jù)Rajabpour et al., 2017修改)Bn-斑銅礦；Hem-赤鐵礦；Py-黃鐵礦；Ms-白云母；Kaol-高嶺石；K-feld-鉀長石Fig.6 Riebeckite-siderite-magnetite-hematite stability relations according to LogfO2-pH at 130℃ (a，after Klein, 2005) and LogfO2 vs pH isothermal diagram showing stability relationships of pyrite-chalcopyrite-bornitein-magnetite-hematite in the system Fe-Cu-O-S (b, after Rajabpour et al., 2017)Bn-bornite; Hem-hematite; Py-pyrite; Ms-muscovite; Kaol-kaolinite; K-feld-K-feldspar

大多數(shù)已知高品位BIF鐵礦石形成的礦化條件是在峰值變質(zhì)條件之后, 從而認(rèn)為變質(zhì)流體對鐵礦品位提升沒有作用或意義不大(Hagemannetal., 2016)。然而, 鐵的礦化作用與造山事件在構(gòu)造環(huán)境、時(shí)間和空間上，從綠片巖相到角閃巖相變質(zhì)作用都存在著廣泛的聯(lián)系。如：例如巴西Quadrilatero Ferrifero地區(qū)BIF鐵礦從綠片巖到角閃巖都有(Rosièreetal., 2001; Rosière and Rios, 2004), 幾內(nèi)亞Simandou Rang地區(qū)的片狀構(gòu)造鐵礦石(由板狀赤鐵礦和早期的假象赤鐵礦組成)(Copeetal., 2008), 北美Superior省石賦存在角閃巖相巖石中的幾處片狀構(gòu)造鏡赤鐵礦礦床(Hagemannetal., 2016及其文獻(xiàn)), Yilgarn克拉通、Jack Hills (Maskelletal., 2014)和Windarling (Angereretal., 2013)多處從低綠片巖相到低角閃巖相中的磁鐵礦-赤鐵礦礦石，以及烏克蘭Krivoy Rog地區(qū)在角閃巖和麻粒巖相巖石中的磁鐵礦和磁鐵礦-硅酸鹽礦物(角閃石)鐵礦石和在綠色片巖中的富假象赤鐵礦礦石(Dalstra and Guedes, 2004)。

中國的BIF鐵礦多是品位不高的鐵礦床(<50% Fe), 多數(shù)遭受了綠片巖相/角閃巖相的變質(zhì)作用, 很少達(dá)到麻粒巖相(Zhangetal., 2012; Lietal., 2014)。華北克拉通在多期構(gòu)造事件以及古元古代晚期碰撞拼合成整體陸塊(Zhai and Liu, 2003; Zhaoetal., 2005；趙國春，2009；Liuetal., 2013, 2014)。對華北克拉通膠北地體中的昌邑BIF鐵礦的研究表明，該地區(qū)大部分BIF遭受了綠片巖相到角閃巖相的變質(zhì)作用，其～1.85Ma的變質(zhì)時(shí)代與區(qū)域古元古代晚期變質(zhì)事件相關(guān)(王惠初等, 2015; Lanetal., 2014)。磁鐵礦的流體包裹體研究表明昌邑BIF至少遭受角閃巖相變質(zhì)作用(～630℃)(Lanetal., 2014)。遼寧鞍本地區(qū)的弓長嶺Algoma型BIF鐵礦是我國最具經(jīng)濟(jì)價(jià)值的鐵礦床之一，其沉積作用高峰發(fā)生在～2.5Ga, 與華北克拉通地殼時(shí)期一致; 高品位鐵礦體邊緣蝕變帶的獨(dú)居石、鋯石與石榴石共生的U-Pb地年代學(xué)年齡為1.86Ga，代表了鐵礦成礦的形成時(shí)間, 與華北克拉通東北部所記錄的構(gòu)造伸展事件是同時(shí)期的(Lietal., 2016)。弓長嶺BIF鐵礦經(jīng)晚期熱液疊加改造而形成高品位鐵礦(Lietal., 2014)。

已有的初步的變質(zhì)作用研究表明，BIF 沉積變質(zhì)鐵礦達(dá)到的壓力條件都不是很高，基本在低壓到中壓范圍(圖7)。不同變質(zhì)階段的溫壓條件、氧逸度、流體的性質(zhì)、pH值、氧化還原等變質(zhì)條件的變化，都會(huì)影響礦床在沉積建造的不同層位和構(gòu)造環(huán)境中富集(Klein, 2005; 王松濤等, 2007; Posthetal., 2013; Lanetal., 2015)。

圖7 世界各地代表性變質(zhì)BIF的P-T穩(wěn)定域估算Fig.7 Evaluations of the P-T stability fields of represented metamorphic BIF in the world

3.3 BIF鐵礦與俯沖變質(zhì)作用

深海盆地BIF的厚度可達(dá)幾百米，如澳大利亞西部 Hamersley省的BIF礦(Pickardetal., 2004)。它們基本由磁鐵礦+赤鐵礦+石英±菱鐵礦，可能包含少量的鐵白云石, 黑硬綠泥石，油頁巖和石墨等。碳可能來自于碳酸鹽巖沉積物或有機(jī)物質(zhì), 全巖同位素成分常在δ13C約-10‰ 表明多數(shù)情況下是兩者的混合物(Walker, 1984; Webbetal., 2003)。太古宙以來的大多數(shù)海洋盆地負(fù)載BIF的沉積巖俯沖到地球內(nèi)部進(jìn)入殼幔循環(huán) (Dilek and Polat, 2008)。俯沖的BIF在地幔形成一個(gè)極端的地球化學(xué)異常區(qū), 具有XMg<0.22, 氧化后形成磁鐵礦-鐵尖晶石穩(wěn)定的、SiO2飽和的礦物組合特征(Klein, 2005)。前人實(shí)驗(yàn)研究表明，在太古宙高地溫梯度下的俯沖，含碳的BIF可以在6GPa左右融化掉所有的碳酸鹽礦物。富鐵碳酸鹽巖應(yīng)該在近俯沖板片/地幔界面處返回上升，但在自身的重力作用下卻停滯在此處，直到與地幔發(fā)生鐵鎂交換和部分還原反應(yīng)。還原作用導(dǎo)致形成金剛石并產(chǎn)生富鐵和富碳的地幔異常域，進(jìn)而鐵-鎂有望在十億年的時(shí)間尺度上擴(kuò)散與地幔物質(zhì)重新平衡(Kang and Schmidt, 2017)。由此可見，由于鐵含量高, BIF的密度比俯沖板片或地幔都大, 因此BIF俯沖后很少會(huì)折返回到地表。從重力上計(jì)算BIF很可能穩(wěn)定在核幔邊界的超低速帶區(qū)域(Dobson and Brodholt, 2005)。古老俯沖帶的金剛石即可能源于古老俯沖板片BIF的熔體(Kang and Schmidt, 2017)。

綜合前人對各種變質(zhì)BIF及其伴生的硅酸鹽礦物的溫壓條件估計(jì)，BIF鐵建造所記錄的峰期變質(zhì)條件如圖7所示。雖然出露地表、可以見到的很多BIF鐵礦經(jīng)歷了角閃巖相到麻粒巖相的變質(zhì)作用，但大多沒有經(jīng)歷俯沖過程，而是賦存在與俯沖相關(guān)的島弧增生雜巖帶 (Maetal., 2014; Samueletal., 2018; Kuskyetal., 2020)或俯沖上板片弧前蛇綠巖中(Gao and Santosh, 2020; Santoshetal., 2020)。例如，華北克拉通陰山地塊東五分子鐵礦是典型的Algoma型條帶狀鐵礦, 鐵礦體呈層狀, 與斜長石角閃巖共生。東五分子BIF形成于2.5Ga,與華北克拉通其他BIF形成時(shí)間一致，也與世界其他地區(qū)BIF的形成時(shí)間相類似。其形成被認(rèn)為是由洋中脊俯沖，導(dǎo)致地幔通過斷裂板片的窗口上涌, 在陰山陸塊產(chǎn)生科馬提巖和高鐵玄武巖, 再由被加熱的海水從科馬提巖中濾出鐵, 從高鐵玄武巖中濾出硅，在島弧增生雜巖帶中沉積形成BIFs (Maetal., 2014)。又如，在印度南部半島保存著新太古代晚期-古元古代早期的弧巖漿增生雜巖帶, 由BIF鐵建造、角閃巖、變質(zhì)凝灰?guī)r、石榴石-藍(lán)晶石片巖、變質(zhì)輝長巖、輝石巖和紫蘇花崗巖等麻粒巖相變質(zhì)巖和深熔巖石組成, 鋯石U-Pb定年表明原巖年齡為～2.53Ga, 變質(zhì)年齡為2.52～2.48Ga; 與BIF伴生的麻粒巖的溫壓估算900～1000℃/1～1.2GPa, 并得出一條逆時(shí)針P-T軌跡(Samueletal., 2018), 而與BIF伴生的角閃巖的溫壓估算為800～820℃/8.5～9.2kbar (Uthupetal., 2020)。大洋板塊在印度南部半島沿Dharwar克拉通南側(cè)斷裂，引發(fā)洋殼俯沖，俯沖板片的熔融在上沖板塊的頂部沿著Dharwar克拉通的側(cè)翼形成了Nilgiri火山弧, 在最終的碰撞拼合中形成這條增生雜巖帶(Samueletal., 2018; Uthupetal., 2020)。華北克拉通密云雜巖中俯沖上板片的蛇綠巖套，發(fā)育有蛇紋巖、二輝橄欖巖、橄欖單斜輝石巖、二輝巖、輝長巖、輝綠巖、閃長巖、二長巖、變質(zhì)玄武巖、奧長花崗巖等罕見且近乎完整的蛇綠巖序列，與帶狀磁鐵石英巖(BIF)共生。該套巖石的地球化學(xué)特征與俯沖上板片型蛇綠巖(SSZ)一致，其基性和中性巖組份表現(xiàn)與島弧拉斑玄武巖(IAT)和大洋中脊玄武巖(MORB)的親緣關(guān)系，與該蛇綠巖套一起B(yǎng)IF形成于俯沖洋殼熔融產(chǎn)生的俯沖上板片的蛇綠巖套背景之下，并在晚期的熱事件中發(fā)生變質(zhì)(Santoshetal., 2020)。

4 結(jié)語

BIF鐵礦形成的前期沉積作用表現(xiàn)在原巖沉積建造的控礦特征，前寒武紀(jì)海洋的性質(zhì)決定了BIF的沉積過程。

太古宙到早元古代時(shí)期Fe的來源主要是非生物源的、海水與火山物質(zhì)混合的淺海熱液，靠近大陸混入陸源碎屑；該時(shí)期海洋可能存在多種有氧化機(jī)制，諸如藍(lán)綠藻光合作用、無氧光合氧化和紫外光線輻射氧化作用等，將溶解的Fe2+轉(zhuǎn)化為Fe3+, 進(jìn)而沉積固相富鐵礦物。

BIF鐵的礦化作用與大氧化事件、造山事件在時(shí)空上、從綠片巖相到角閃巖相變質(zhì)作用都存在廣泛的聯(lián)系。硅鐵建造在太古宙-古元古代的沉積盆地中形成后, 在元古代造山事件發(fā)生變質(zhì)和變形，并將原巖鐵英巖轉(zhuǎn)化為較高品位BIF鐵礦石，又通過后期風(fēng)化改造的表生作用過程進(jìn)一步提高礦石品位。

然而，BIF鐵礦礦化時(shí)代與變質(zhì)事件、變質(zhì)溫壓條件和變質(zhì)流體的性質(zhì)，以及使鐵礦升級(jí)的具體時(shí)間過程、與變質(zhì)作用的關(guān)系都是模糊不清的(Hagemannetal., 2016)。因此, 在變質(zhì)成礦過程中元素遷移富集規(guī)律，變質(zhì)成礦作用與超大陸事件和大氧化事件的關(guān)系; 不同變質(zhì)階段下, 特別是中、高級(jí)變質(zhì)作用條件下, 伴隨成礦作用的流體來源如何？流體作用過程中成礦元素的遷移、氧逸度和CO2的變遷等對成礦元素的富集和貧化的影響; 環(huán)境突變和變質(zhì)作用對成礦元素聚集的機(jī)理以及對成礦作用影響等等，這些方面的研究仍有很大的探索空間。

致謝衷心感謝審稿專家王惠初研究員和匿名專家的細(xì)心評閱以及提出的寶貴建議。