謝寶增 孫龍飛 方 浩 史曉穎 湯冬杰

1 中國(guó)地質(zhì)大學(xué)(北京)生物地質(zhì)與環(huán)境地質(zhì)國(guó)家重點(diǎn)實(shí)驗(yàn)室，北京 100083 2 中國(guó)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(guó)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(jī)制，近年的研究則表明詳細(xì)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(rèn)識(shí)BIF中菱鐵礦的成因，并有效運(yùn)用菱鐵礦恢復(fù)古大氣和海洋化學(xué)條件，選擇中國(guó)具有代表性的山西代縣羊角溝的柏芝巖組BIF為研究對(duì)象，運(yùn)用場(chǎng)發(fā)射掃描電鏡(FESEM)、能譜儀(EDS)和電子背散射衍射探測(cè)器(EBSD)，開展了詳細(xì)的巖相學(xué)分析，發(fā)現(xiàn)在BIF中同時(shí)存在原生、早期成巖和晚期成巖多種成因的菱鐵礦。這個(gè)發(fā)現(xiàn)，一方面從巖相學(xué)角度證實(shí)原生菱鐵礦可以在前寒武紀(jì)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(cè)試和環(huán)境解析需要分組構(gòu)進(jìn)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(gè)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(tái)地區(qū)位于華北地塊中部，其前寒武紀(jì)巖石單元包括五臺(tái)群、滹沱群以及部分花崗巖類。五臺(tái)群主要分布于五臺(tái)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(tái)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(tái)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(jí)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(tái)群通?？煞譃?個(gè)亞群，自下而上為石咀亞群、臺(tái)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(rèn)為形成在弧前盆地環(huán)境(Polatetal.，2005)。臺(tái)懷亞群是五臺(tái)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(cuò)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?jiǎng)澐峙c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(diǎn)位；C—研究區(qū)地質(zhì)簡(jiǎn)圖(據(jù)全國(guó)1︰50萬(wàn)地質(zhì)圖，中國(guó)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(kù)組、莊旺組和文溪組4個(gè)組，主要由鎂鐵質(zhì)-長(zhǎng)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(tái)懷亞群，由柏芝巖組和鴻門巖組構(gòu)成，主要由鎂鐵質(zhì)-長(zhǎng)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(tái)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(cuò)層理；C—BIF內(nèi)的疑似交錯(cuò)層理詳細(xì)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(tái)群內(nèi)有一系列高精度測(cè)年數(shù)據(jù)，很好地約束了其形成年齡(圖 2)。五臺(tái)群下部石咀亞群金崗庫(kù)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(tái)群中部臺(tái)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(tái)懷亞群的沉積年齡可限制在2.53—2.52iGa。五臺(tái)群上部高凡亞群的沉積年齡的限定仍存在爭(zhēng)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(diǎn)(萬(wàn)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(zhǎng)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(rèn)為沉積在新太古代(沈保豐和毛德寶，2003;Wildeetal.，2004)。但有學(xué)者對(duì)高凡亞群207Pb/206Pb 鋯石年齡數(shù)據(jù)進(jìn)行分析，認(rèn)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(rèn)為高凡亞群沉積在古元古代(萬(wàn)渝生等，2010;趙飛凡和陳衍景，2020)。值得指出的是，五臺(tái)群的各亞群并非嚴(yán)格意義的地層單元，它們?cè)跁r(shí)間上大體等時(shí)，可能是強(qiáng)烈的構(gòu)造疊加和變質(zhì)變形的結(jié)果(Hanetal.，2017)。臺(tái)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(jí)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(cuò)層理(圖 3)。內(nèi)碎屑層一般為厚厘米級(jí)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(shí)發(fā)育后期脈，導(dǎo)致內(nèi)碎屑較難辨識(shí)，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(shí)別為疑似交錯(cuò)層理，但具體的交錯(cuò)層理類型較難判別。這些特征表明BIF整體沉積于缺乏擾動(dòng)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(cuò)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(jí)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(gè)，每個(gè)手標(biāo)本分別磨制了富硅和富鐵條帶樣品各1個(gè)。 氬離子拋光前先使用不同粗細(xì)的砂紙逐級(jí)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(jìn)行拋光，加速電壓和光束傾角分別為6￣￣kV和60°，拋光時(shí)長(zhǎng)2￣￣h。 為增強(qiáng)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(guó)地質(zhì)大學(xué)(北京)場(chǎng)發(fā)射掃描電鏡實(shí)驗(yàn)室完成。掃描電鏡型號(hào)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(shí)施，加速電壓20 kV，工作距離15imm，信號(hào)采集區(qū)域直徑約2iμm，標(biāo)樣為美國(guó)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(guò)與場(chǎng)發(fā)射掃描電鏡相連的Oxford EBSD實(shí)現(xiàn)。為增強(qiáng)EBSD信號(hào)強(qiáng)度，本研究采用預(yù)傾臺(tái)對(duì)樣品進(jìn)行70°傾斜，加速電壓20 kV，高束流模式，工作距離25imm。手動(dòng)采集衍射圖樣，使用AZtec軟件實(shí)時(shí)自動(dòng)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(shí)別率可達(dá)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?yàn)榇盆F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?yàn)殍F白云石，較高Ca含量區(qū)域?yàn)榱忤F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?yàn)殍F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?yàn)榱?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?cè)诟还韬透昏F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(jí)，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(wú)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(wú)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(dá)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(duì)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(duì)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(duì)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(jī)制

有關(guān)前寒武紀(jì)缺氧鐵化海水中是否可直接沉淀菱鐵礦的認(rèn)識(shí)主要基于理論推測(cè)和無(wú)機(jī)碳同位素?cái)?shù)據(jù)的判斷。在前寒武紀(jì)強(qiáng)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(zhǎng)-沉淀(Pecoitsetal.，2009)。對(duì)全新世鐵化湖泊菱鐵礦紋泥的研究則表明，當(dāng)Fe2+達(dá)到一定濃度時(shí)，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(jī)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(guò)程形成(Heimannetal.，2010)。后者因?qū)⒂袡C(jī)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(jì)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(duì)其成因機(jī)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(jī)質(zhì)經(jīng)DIR過(guò)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(yùn)而來(lái)，(3)早期成巖階段DIR過(guò)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(wú)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(yùn)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(yùn)而來(lái)。 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(yùn)成因。 這些菱鐵礦是否由水柱沉淀的鐵氫氧化物和有機(jī)質(zhì)在早期成巖階段經(jīng)DIR過(guò)程轉(zhuǎn)化而來(lái)，實(shí)際較難判斷，因?yàn)槿绻鸇IR過(guò)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(jī)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(zhǎng)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(yè)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(zhǎng)的特征(Gaines and Vorhies，2016; Liuetal.，2019)，并沒(méi)有由于生長(zhǎng)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(jì)，可以記錄其結(jié)晶時(shí)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(jì)對(duì)這種類型的菱鐵礦成因做進(jìn)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(shí)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(gè)氧原子計(jì)算)。 基于此，計(jì)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(jī)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(méi)有形成實(shí)驗(yàn)?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(jī)質(zhì)熱脫羧是BIF內(nèi)菱鐵礦形成的一種可能機(jī)制(K?hleretal.，2013; Posthetal.，2013; Halamaetal.，2016)，但這種機(jī)制并未在菱鐵礦的形成過(guò)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(qiáng)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(jī)質(zhì)在異化鐵還原細(xì)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(shuō)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(diǎn)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(diǎn)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(xì)菌導(dǎo)致(Kappleretal.，2005)，或由產(chǎn)氧光合細(xì)菌產(chǎn)生的自由氧所氧化而成(Cloud，1965;Trouwborstetal.，2007)。在營(yíng)養(yǎng)豐富的淺海區(qū)域還有可能因初級(jí)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(jìn)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(shí)驗(yàn)?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(guò)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(shí)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(shí)產(chǎn)出，要求研究者在應(yīng)用菱鐵礦進(jìn)行古環(huán)境分析時(shí)，需要分組構(gòu)選擇合適的區(qū)域進(jìn)行微區(qū)取樣或原位微區(qū)分析。任何對(duì)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(guò)對(duì)山西代縣新太古代末期(約2.52iGa)五臺(tái)群柏芝巖組BIF中產(chǎn)出菱鐵礦的巖相學(xué)特征的精細(xì)研究，取得了以下主要認(rèn)識(shí)：

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(shí)淺海具有強(qiáng)烈鐵化和低硫酸鹽濃度的特征。

3)缺乏有機(jī)質(zhì)熱脫羧形成的典型球狀菱鐵礦晶體，表明雖然實(shí)驗(yàn)研究證實(shí)有機(jī)質(zhì)熱脫羧可能是BIF中菱鐵礦形成的一種方式，但在實(shí)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(huì)共生產(chǎn)出，這要求在利用菱鐵礦進(jìn)行古海洋條件分析時(shí)，需要分組構(gòu)取樣研究或進(jìn)行原位微區(qū)分析。

致謝感謝中國(guó)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(guó)科學(xué)院地質(zhì)與地球物理研究所的周錫強(qiáng)老師、審稿專家對(duì)論文修改提出的寶貴建議，在此一并致謝!