王長樂 高亮 謝尚君 張新 彭自棟 董志國 白陽 張連昌

1.中國科學院地質(zhì)與地球物理研究所,礦產(chǎn)資源研究院重點實驗室,北京 100029 2.中國科學院大學地球與行星科學學院,北京 100049 3.太原理工大學礦業(yè)工程學院,太原 030024

條帶狀鐵建造(Banded Iron Formation,簡稱BIF)是早前寒武紀(3.8～1.9Ga)特有且分布最為廣泛的海相化學沉積巖,全鐵含量一般大于15%,以互層的富鐵(15%～40% Fe)和富硅(40%～60% SiO2)條帶為特征,常形成于正常浪基面之下的半深水-深水環(huán)境(James,1954; Simonson,1985; Trendall,2002)。BIF是前寒武紀地質(zhì)演化與環(huán)境演變耦合作用的產(chǎn)物(Bekkeretal.,2014; Konhauseretal.,2017; M?ndetal.,2022),且與BIF相關(guān)的鐵礦石,在世界鐵礦資源中儲量最大、分布最廣,是全球鋼鐵產(chǎn)業(yè)最主要的鐵礦石來源(Isley,1995; Bekkeretal.,2010; Lietal.,2014; Zhangetal.,2014,2021)。因而,加強BIF的成因分析,不僅可為探討地球早期的構(gòu)造演化、古大氣和古海洋的氧化還原狀態(tài)與化學組成以及早期生命演化等方面提供重要信息,而且可為找尋該類鐵礦資源奠定堅實的理論基礎(chǔ)(張連昌等,2012; Bekkeretal.,2014; Konhauseretal.,2017)。

BIF自太古宙到元古宙均有分布,主要分布于新太古代和古元古代早期,但在2.4～2.0Ga期間存在明顯的低谷期,且自～1.9Ga之后基本上消失殆盡,一直到新元古代末期(0.8～0.6Ga)又重新大規(guī)模出現(xiàn)(Klein,2005; Bekkeretal.,2010; 王長樂等,2012; Wuetal.,2020)。新元古代末期的鐵建造,成因與全球“雪球事件”密切相關(guān),相比于早前寒武紀BIF,未經(jīng)歷變質(zhì)作用或變質(zhì)程度較低,條帶不發(fā)育,尤其缺乏典型的硅質(zhì)條帶,且主要礦物為赤鐵礦和碧玉,因而,大部分學者傾向認為其不屬于典型BIF,而只是鐵建造的一種特殊類型(Halversonetal.,2011; Lechteetal.,2019)。

BIF礦物組成單一,最主要礦物為磁鐵礦或赤鐵礦,其次為細晶狀石英,部分含有少量碳酸鹽和硅酸鹽礦物(Trendall,2002)。BIF不同的含鐵礦物組合常構(gòu)成其4個特色的沉積礦物相,即:氧化物相、硅酸鹽相、碳酸鹽相和硫化物相(James,1954)。硫化物相以出現(xiàn)黃鐵礦或磁黃鐵礦為特征,對應(yīng)巖性一般為黃鐵礦化的碳質(zhì)頁巖或板巖,因而并非為一種鐵建造類型(Hofmannetal.,2003; Bekkeretal.,2010)。BIF中氧化物相和硅酸鹽相最為常見,前者主要含鐵組分為磁鐵礦和赤鐵礦,后者以出現(xiàn)鐵硅酸鹽礦物為特征,硅酸鹽礦物種類較大程度上取決于沉積后的變質(zhì)作用。BIF中碳酸鹽相主要組成則是菱鐵礦、鐵白云石和方解石。各沉積相的分布特征或反映水體氧逸度的變化(James,1954),或受控于有機質(zhì)和熱液的輸入以及海洋氧化還原狀態(tài)的變化(Beukes and Gutzmer,2008; Smithetal.,2013; Wangetal.,2015; Tongetal.,2021a)。

BIF的成因之謎涉及到諸多方面,其中關(guān)于BIF原始礦物組成、韻律條帶的形成機制、BIF分相沉積模式、鐵質(zhì)與硅質(zhì)的沉淀方式和沉積時的古環(huán)境條件等五個方面的研究尤為重要,是當前探討的熱點和難點問題。盡管對于BIF的研究已經(jīng)持續(xù)了半個多世紀,但由于現(xiàn)代海洋缺乏可與其類比的巖相建造,且BIF在沉積后常會遭受成巖、變質(zhì)及熱液作用等的改造(Bekkeretal.,2010),從而致使對BIF的成因及古海洋環(huán)境的反饋信息常存在不同看法?；卮疬@些問題最為有效和直接的方法是對BIF原始礦物組成的深入研究。雖然后期地質(zhì)作用會導(dǎo)致BIF組成礦物的連續(xù)轉(zhuǎn)變、礦物顆粒粒徑的變化和原始沉積結(jié)構(gòu)的破壞(Klein,2005),但是現(xiàn)存BIF礦物組合仍會保留些許早期礦物的“遺跡”。通過對BIF現(xiàn)存礦物組合的巖相學、地球化學及相關(guān)同位素特征的研究,既可甄別和推導(dǎo)原始礦物組成,準確識別原始沉積的結(jié)構(gòu)構(gòu)造,也可揭示礦物在成巖和變質(zhì)等過程中的具體演變機制和形成的物理化學條件,從而推測古海洋環(huán)境。

綜上可見,原生礦物信息是BIF研究最基本的命題,具有特殊的理論意義和實際意義,具體表現(xiàn)在:(1)有助于理解BIF的沉淀機制和條帶的形成過程(Posthetal.,2008; Rasmussenetal.,2013);(2)可精細約束BIF各沉積礦物相的內(nèi)在形成機制(Klein and Beukes,1989);(3)為運用BIF全巖和單礦物巖相學、地球化學及同位素特征提供揭示礦物與古環(huán)境演化的重要基礎(chǔ)與前提(Hoashietal.,2009; Johnsonetal.,2013);(4)是探討B(tài)IF型富鐵礦成因的主要依據(jù)(Clout and Simonson,2005)?；诖?同時考慮到近些年來國內(nèi)外學者在BIF礦物特征和成因方面已取得實足的重要進展,本文對BIF原始礦物組成的研究進展進行了詳細梳理和綜合整理,指出其中存在的問題和爭議以及今后的研究方向,以期為深入探討B(tài)IF成因及其古環(huán)境指示意義提供借鑒信息,借此推動我國BIF的相關(guān)理論研究。

1 BIF原始沉積物的基本認識

BIF普遍遭受到沉積后成巖和變質(zhì)作用的改造,導(dǎo)致其原始礦物組成和結(jié)構(gòu)構(gòu)造發(fā)生不同程度的變化。從BIF主要的礦物組分可大致推斷早期的沉積物富Fe富Si但貧Al(<1%) (Trendall,2002),這與早前寒武紀海洋富鐵(0.03～0.5mM; Holland,1973; Morris,1993)富硅(1～2mM; Malivaetal.,2005)的特征一致。經(jīng)受低級變質(zhì)的BIF常由燧石、磁鐵礦、赤鐵礦、碳酸鹽(菱鐵礦和白云石到鐵白云石系列)、鐵蛇紋石、黑硬綠泥石和鈉閃石等組成。據(jù)此,Klein (2005)定性推斷BIF原始沉積物主要由鐵硅酸鹽凝膠(化學成分類似于鐵蛇紋石和黑硬綠泥石)、SiO2凝膠、三價鐵的氫氧化物(Fe(OH)3)和細粒的碳酸鹽軟泥。當前,關(guān)于BIF原始沉積物的認識主要有以下三種觀點:

(1) BIF早期最主要的原生沉積物為三價鐵的氫氧化物和硅質(zhì)(Spencer and Percival,1952; Ayres,1972; Cloud,1973; Dimroth and Chauvel,1973; Beukes and Gutzmer,2008; Pecoitsetal.,2009; Sunetal.,2015),后期經(jīng)歷成巖和變質(zhì)作用,這些沉積物逐漸演變?yōu)楝F(xiàn)今可見的礦物組合。該觀點最早提出,為學者們廣泛接受和支持。

(2) BIF最為主要的原生礦物為鐵硅酸鹽顆粒——鐵蛇紋石(Krape?etal.,2003; Rasmussenetal.,2013),赤鐵礦為鐵硅酸鹽微粒后期發(fā)生氧化所致(Rasmussenetal.,2016),且在后期的成巖和變質(zhì)作用過程中形成各式鐵硅酸鹽礦物。

下面,就有關(guān)BIF原始沉積物及其相應(yīng)成巖-變質(zhì)產(chǎn)物的基本認識做詳細闡述。

2 三價鐵的氫氧化物

該觀點的形成最早源自BIF的顯微巖相學特征,如BIF富鐵條帶、燧石或者碳酸鹽礦物中可見細小的赤鐵礦球粒,直徑變化范圍為120nm～15μm (Trendall and Blockley,1970; Ayre,1972; Ahn and Buseck,1990; Beukes and Gutzmer,2008; Morganetal.,2013; Orbergeretal.,2017),故推測這些應(yīng)為原始三價鐵的氫氧化物膠體在中性條件下(pH=7～8)脫水形成(Schwertmann and Murad,1983)。Li (2014)在BIF中發(fā)現(xiàn)赤鐵礦微粒組成的納米級(～26nm)條帶,認為其代表每天原始鐵的沉積量;Sunetal.(2015)進一步通過掃描和透射電鏡開展了更為精細的巖相學工作,發(fā)現(xiàn)在加拿大～2.7Ga Abitibi綠巖帶和南非～2.46Ga Kuruman BIF中赤鐵礦具有多種形態(tài):富鐵條帶中納米級(3～5nm)的赤鐵礦、富鐵和富硅條帶過渡層中隨機分布的次微米赤鐵礦以及交代黑硬綠泥石或碳酸鹽的針狀和纖維狀赤鐵礦,由此認為前兩種應(yīng)為原生赤鐵礦,而后一種應(yīng)為次生成因。值得注意的是,上述這些赤鐵礦微粒呈現(xiàn)的特征均滿足原始鐵沉積物的巖相學準則(LaBerge,1964),如一般顆粒粒徑較小(小于0.2μm),常分布于赤鐵礦微條帶或孤立分布于硅質(zhì)條帶中,沿原始沉積層理展布,綜合可說明BIF原始沉積物應(yīng)主要為三價鐵的氫氧化物。此外,這些球粒與在希臘米洛斯島第四紀熱液區(qū)(Chi Fruetal.,2013)以及紅海現(xiàn)代鐵氧化物沉積物中發(fā)現(xiàn)的赤鐵礦微球粒極為相似(Taitel-Goldman and Singer,2002),進一步佐證微球粒赤鐵礦可能為原始三價鐵的氫氧化物在早期成巖過程中發(fā)生脫水轉(zhuǎn)變的產(chǎn)物。

雖然BIF中存在原始成因的赤鐵礦,但同樣需要格外注意的是,也會發(fā)現(xiàn)次生成因的赤鐵礦,這些赤鐵礦或交代磁鐵礦以及其他硅酸鹽和碳酸鹽礦物(Sunetal.,2015; Sun and Li,2017a),或沿微小裂隙穿層分布(Rasmussenetal.,2016),或局部遭受熱液改造富集形成富鐵礦石(Tayloretal.,2001; Thorneetal.,2009)。因而在今后BIF的研究過程中,赤鐵礦的成因判斷需十分謹慎。

考慮到前寒武紀海洋富含溶解的二價鐵離子,原始赤鐵礦的出現(xiàn)表明BIF的形成必然需要二價鐵的氧化。通常研究者會認為鐵的氧化方式為氧氣與二價鐵的反應(yīng),借此認為太古宙海洋應(yīng)為氧化海洋(Hoashietal.,2009)。然而,此觀點與早前寒武紀地球整體缺氧的背景不相符合(Lyonsetal.,2014),且隨后的研究認為原始赤鐵礦可形成于極低氧逸度的海水中(Lietal.,2013a)。此外,也有人認為這些原始赤鐵礦為早期硅酸鹽礦物后期發(fā)生氧化所致(Rasmussenetal.,2014a)。當前,BIF鐵的氧化機制可劃分為生物與非生物成因兩種(Kappleretal.,2021),其中,生物成因機制可進一步細分為與自由氧有關(guān)和無關(guān)的兩類。前者(圖1a)具體包括:(1)產(chǎn)氧光合作用(藍藻)產(chǎn)生的氧氣直接氧化溶解的二價鐵離子(Cloud,1973);(2)微量需氧鐵氧化菌可在低氧條件下利用自由氧氧化溶解的鐵質(zhì)(Emerson and Moyer,2002; Fieldetal.,2016);(3)硝酸鹽還原鐵氧化菌可利用硝酸根離子來氧化二價鐵(Straubetal.,1996; Kappleretal.,2005)。后者為厭氧光合鐵氧化菌在缺氧條件下利用光和二氧化碳來氧化二價鐵(Garrelsetal.,1973; Hartman,1984)。由于地球早期大氣氧逸度極低并缺乏穩(wěn)定的臭氧層,因而地球表面遭受的紫外輻射會異常強,可造成水體中二價鐵離子發(fā)生氧化(Cairns-Smith,1978; Bratermanetal.,1983)。然而,在類似前寒武紀富鐵、富硅和富碳酸根離子的溶液條件下,紫外光催化二價鐵的氧化反應(yīng)貢獻有限,主要形成的是鐵硅酸鹽和鐵碳酸鹽礦物,不能造成大量的三價鐵沉淀(Konhauseretal.,2007)。此外,紫外光氧化作用產(chǎn)生的鐵同位素分餾系數(shù)較小(+1.2‰,45℃) (Nieetal.,2017),不能用來解釋一些太古代BIF中非常高的鐵同位素值(高達+2.5‰) (Johnsonetal.,2022a)。這么看來,早期海洋中二價鐵的氧化機制主要應(yīng)是生物作用(Konhauseretal.,2018)。

圖1 早前寒武紀海洋中有自由氧參加的鐵循環(huán)模型(a,據(jù)Konhauser et al.,2005; Schad et al.,2019a修改)及其礦物生成順序(b,據(jù)Pecoits et al.,2009修改)

由于顯生宙之前缺乏消耗硅的生物,因而,前寒武紀海洋硅的濃度異常高(1～2mM),是現(xiàn)代海洋(～0.1mM)的數(shù)十倍,接近無定形硅的飽和濃度(Siever,1992; Malivaetal.,2005)。在這種高硅的海洋背景下,形成的原始三價鐵的氫氧化物極有可能富含硅。光譜學研究表明,三價鐵與硅的混合溶液形成的沉淀物不是單獨的三價鐵和硅質(zhì),而是一種特定的三價鐵的硅質(zhì)凝膠(Doelschetal.,2000,2001,2003);Percak-Dennettetal.(2011)和Wuetal.(2012)在高濃度硅的水體中進行二價鐵的氧化實驗,發(fā)現(xiàn)生成物中為富含硅的大量三價鐵凝膠,且其在納米尺度上組成較為均一,說明鐵、硅在沉淀過程中是緊密相連的,而并非簡單的吸附作用(Lalondeetal.,2007; Fischer and Knoll,2009)。這種特定的三價鐵硅質(zhì)凝膠也得到BIF硅同位素特征的支持,如Delvigneetal.(2012)發(fā)現(xiàn)～2.9Ga Pongola BIF單條帶的硅同位素值(δ30Si)自下而上逐漸升高,從而認為溶解的硅可能被原始三價鐵的氫氧化物吸附沉淀,隨后在埋藏成巖作用過程中,發(fā)生垂向硅的逃逸,重新沉淀于水-沉積物界面上,形成了富硅的BIF。此外,BIF的δ30Si值整體低于同時期與BIF無關(guān)的燧石的δ30Si值(Marin-Carbonneetal.,2014),最早歸因于硅質(zhì)吸附于三價鐵氫氧化物時產(chǎn)生的分餾(Delstancheetal.,2009),但該分餾并不能解釋偏負的硅同位素值(<-1‰)。進一步的模擬實驗研究表明,溶解硅與三價鐵-硅凝膠(Zhengetal.,2016),甚至是二價與三價鐵混合的硅質(zhì)凝膠(Reddyetal.,2016)之間可存在較大的硅同位素分餾現(xiàn)象,明顯大于吸附作用產(chǎn)生的分餾,為BIF整體尤其是富含磁鐵礦的BIF偏負的δ30Si值提供了全新的解釋,進一步說明原始三價鐵的氫氧化物應(yīng)富含硅質(zhì)。盡管如此,最近的鐵氧化實驗結(jié)果卻表明,在太古宙海洋條件下,形成的沉淀應(yīng)該還是獨立分開的三價鐵氫氧化物和硅質(zhì)相(Schadetal.,2019b),這一點也得到BIF單條帶地球化學和同位素特征的支持(Wangetal.,2017; Bauetal.,2022)。

石英或燧石在BIF中廣泛存在,通常被認為是早期沉淀的硅質(zhì)在成巖或后期變質(zhì)過程中重結(jié)晶的產(chǎn)物(圖1b)(Trendall,1983; Klein,2005)。硅質(zhì)沉淀可能由于蒸發(fā)作用或溫度影響導(dǎo)致的過飽和沉淀(Garrels,1987; Posthetal.,2008)或者與固相含鐵礦物同沉淀,先吸附在三價鐵氫氧化物表面或形成三價鐵-硅凝膠(Zhengetal.,2016),在成巖過程中三價鐵的氫氧化物發(fā)生還原作用,硅質(zhì)解吸附并釋放到孔隙水中,隨后形成的沉淀(Ewers,1983; Fischer and Knoll,2009)。

磁鐵礦作為BIF中最主要的含鐵礦物,目前普遍認為其是原始三價鐵的氧化物或氫氧化物在成巖和變質(zhì)過程中發(fā)生轉(zhuǎn)變的產(chǎn)物(Ayres,1972; Lietal.,2013c) (圖1)。典型巖相學證據(jù)為BIF中可見分散的磁鐵礦顆粒或磁鐵礦紋層穿切沉積層理(Krape?etal.,2003; Sun and Li,2017b);也可見磁鐵礦顆?；虺拭}狀展布,或沿裂隙分布(Krape?etal.,2003),或沿著赤鐵礦邊緣生長(Pecoitsetal.,2009)。其次,BIF硅質(zhì)條帶中原始的硅質(zhì)“豆莢”內(nèi)主要可見細粒的赤鐵礦,而“豆莢”外部硅質(zhì)條帶中卻可見磁鐵礦和菱鐵礦顆粒,說明磁鐵礦和菱鐵礦可能為成巖作用過程中的產(chǎn)物(Beukes and Gutzmer,2008)。再次,BIF中赤鐵礦和不同形態(tài)的磁鐵礦具有不同的氧同位素值(Becker and Clayton,1976; Lietal.,2013b),反映沉積-成巖過程中同位素特征的重置作用以及鐵氧化物的演變歷史。其中,分散分布的細粒赤鐵礦具有偏負的氧同位素值,可能為原生沉積成因;而富硅磁鐵礦相比低硅(<1% SiO2)磁鐵礦(Hubertyetal.,2012),具有最高的氧同位素值,說明其應(yīng)該是沉積后成巖或者變質(zhì)作用的產(chǎn)物,形成溫度可高達～250℃ (Lietal.,2013b)。最后,磁鐵礦在水體中的形成可伴隨較大的鐵同位素分餾(Δ56FeFe(II)-磁鐵礦=-1.6‰)(Frierdichetal.,2014),如果將該分餾系數(shù)應(yīng)用于含磁鐵礦BIF的鐵同位素特征上(Johnsonetal.,2008a),會發(fā)現(xiàn)磁鐵礦無法與海水中的二價鐵離子在鐵同位素組成達到平衡,說明磁鐵礦不可能為原始沉積產(chǎn)物(Frierdichetal.,2014)。

針對上述特征,關(guān)于磁鐵礦具體的形成機制,主要有以下三種認識:

(2)在溫度低于200℃且貧硫、貧有機質(zhì)的條件下,三價鐵的氫氧化物與熱液中二價鐵離子反應(yīng)可形成磁鐵礦(Ohmoto,2003),反應(yīng)式為:2Fe(OH)3+Fe2+→Fe3O4+2H2O+2H+。該方式說明磁鐵礦或形成于海水中(Smithetal.,2013),或形成于孔隙水中。前者可能與上述磁鐵礦的巖相學特征不符合,而孔隙水中二價鐵離子的來源可能是多源,無法準確約束。

(3)赤鐵礦和菱鐵礦在溫度和壓力較高的條件下發(fā)生反應(yīng)可形成磁鐵礦(Koziol,2004; Mloszewskaetal.,2012),反應(yīng)式為:3FeCO3+Fe2O3→Fe3O4+CO2(T=480～650℃,P=5～12MPa) (Koziol,2004)。然而,由于磁鐵礦廣泛分布于不同變質(zhì)級別的BIF中,且目前并未發(fā)現(xiàn)其同時交代赤鐵礦和菱鐵礦的現(xiàn)象,因此,該種途徑可能僅為經(jīng)歷中高級變質(zhì)作用的BIF中磁鐵礦形成的一種機制。

在淺變質(zhì)或未變質(zhì)的BIF中,常見菱鐵礦-白云石系列的礦物。BIF中菱鐵礦可呈較小的球粒狀(<20μm),可與自形菱形晶菱鐵礦共生,也可被菱形狀菱鐵礦包裹,逐漸全部替代成為自形菱形晶(Ayres,1972; LaBergeetal.,1987; Carrigan and Cameron,1991)。此外,在一些BIF層中,會出現(xiàn)菱鐵礦結(jié)核且伴隨著差異壓實,說明其形成時間可能早于深部埋藏。據(jù)此,早期學者認為菱鐵礦類似于海相碳酸鹽巖,為直接化學沉積的產(chǎn)物(Ayres,1972; Klein and Beukes,1989; Kaufmanetal.,1990),其碳同位素組成可代表同期海水(Beukesetal.,1990)。

經(jīng)歷不同變質(zhì)程度的BIF,硅酸鹽礦物種類略有差異,其中黑硬綠泥石為較為低級的變質(zhì)礦物,經(jīng)?？梢娖浯┎彖F蛇紋石(Klein,2005),故推測鐵蛇紋石可能是更為早期的礦物,其化學組成與現(xiàn)代海洋沉積物中自生綠脫石相似,富鐵貧鋁(Bekkeretal.,2014)。綠脫石常在洋底還原的低溫熱液環(huán)境中由三價鐵的氫氧化物和溶解的硅質(zhì)反應(yīng)生成(Dekovetal.,2007)。其余硅酸鹽礦物如鐵滑石、鈉閃石和鎂鐵閃石等常見其交代早期硅酸鹽或碳酸鹽礦物的現(xiàn)象(圖1b)(Klein,2005),故推測這些硅酸鹽礦物應(yīng)由早期礦物在成巖和變質(zhì)作用過程中發(fā)生轉(zhuǎn)換所致。

3 鐵硅酸鹽

盡管大部分學者認為BIF中鐵硅酸鹽應(yīng)是在成巖或變質(zhì)作用過程中形成的,但也有學者提到了原始硅酸鹽沉積的可能性(Eugster and Chou,1973),如Krape?etal.(2003)通過分析Hamersley盆地Brockman BIF現(xiàn)存礦物成分和形態(tài)結(jié)構(gòu)等,認為原始礦物組成可與現(xiàn)代海底黑煙囪附近的富鐵沉積物類比,主要由富鐵蒙脫石和三價鐵的氫氧化物等組成。富鐵蒙脫石可在后期地質(zhì)作用過程中轉(zhuǎn)化為鐵蛇紋石或黑硬綠泥石(Alibert and McCulloch,1993)。Rasmussenetal.(2013,2015a,2017)采取光學顯微鏡、掃描電鏡和透射電鏡對西澳Hamersley盆地和南非Transvaal盆地BIF展開詳細的巖相學觀察,結(jié)果顯示BIF中均存在鐵硅酸鹽微粒(<20μm),成分為黑硬綠泥石或鐵蛇紋石,邊部被硅質(zhì)環(huán)繞,推測這些鐵硅酸鹽的形成應(yīng)早于硅質(zhì)膠結(jié),可能為原生沉積礦物。接著,Muhling and Rasmussen (2020)在大氧化事件(Great Oxidation Event; GOE; 2.5～2.2Ga)之前的數(shù)個BIF中同樣發(fā)現(xiàn)鐵硅酸鹽微球粒(5～10μm),進一步確定了這種原始礦物在BIF中的普遍性。

針對鐵硅酸鹽的自生成因,Toscaetal.(2016)通過條件實驗研究發(fā)現(xiàn),鐵蛇紋石可在類似于前寒武紀海水的水體條件下由二價鐵離子和無定形硅在低溫條件下直接反應(yīng)生成;進一步依據(jù)熱液(250℃,pH=3.47)和太古宙海水(25℃,pH=7.5,厭氧且富硅)的混合計算,認為古代熱液柱中的礦物應(yīng)主要是鐵蛇紋石(Toscaetal.,2019),進而推測鐵蛇紋石微顆粒的形成起始于海底熱液噴口附近,并隨熱液羽流遷移至沉積盆地中。不同于硅質(zhì)直接沉淀或吸附于三價鐵的氫氧化物共沉淀的模式,Krape?etal.(2003)、Pickardetal.(2004)和Rasmussenetal.(2015b)在對Hamersley盆地BIF的野外和顯微鏡觀察發(fā)現(xiàn),層狀燧石中存在侵蝕面,燧石可以三維的和微尺度的透鏡體產(chǎn)出,且在BIF薄層中可發(fā)現(xiàn)硅質(zhì)交代早期沉積物的現(xiàn)象和不連續(xù)的硅質(zhì)條帶以及硅質(zhì)內(nèi)碎屑。這些現(xiàn)象說明BIF中的燧石可能類似與現(xiàn)代海底的硬底,形成于壓實之前的早期成巖過程,由硅在海水-沉積物界面上或其下交代和膠結(jié)早期沉積物所致。然而,Rasmussenetal.(2021a)也并未排除原始鐵硅酸鹽顆粒吸附海水中硅質(zhì)的可能性,認為吸附的硅質(zhì)在鐵硅酸鹽顆粒埋藏壓實后會釋放到孔隙水中(圖2a)。

圖2 層狀含鐵燧石-鐵蛇紋石-二氧化硅梭狀物形成示意圖(a)及澳大利亞Hamersley群Brockman鐵建造的礦物共生次序(b)(據(jù)Rasmussen et al.,2021a)

針對BIF中赤鐵礦的原始成因問題,Rasmussenetal.(2014a,b,2016)進一步的巖相學證據(jù)顯示,赤鐵礦可呈鐵硅酸鹽晶形假象,且在鐵硅酸鹽微粒的部分空洞中存在自形的赤鐵礦晶體,同時,也可交代鐵碳酸鹽顆粒,因而推測赤鐵礦可能為鐵硅酸鹽微粒后期發(fā)生氧化所致,而并非原始沉積的三價鐵的氫氧化物脫水形成(圖2b)。此外,Rasmussenetal.(2014b)認為這種氧化作用可能與～2.2Ga的碰撞造山事件相關(guān),赤鐵礦應(yīng)該是氧化加熱(>200～400℃)的地下水沿著BIF的沉積層交代原始鐵硅酸鹽所致。

雖然鐵硅酸鹽礦物的觀點目前已被不少學者接受并使用,但仍存在較大爭議。首先,鐵蛇紋石主要形成于熱液噴口附近(Muhling and Rasmussen,2020)。雖然Rasmussenetal.(2021a)強調(diào)鐵蛇紋石顆?？梢噪S著熱液羽流遷移至遠端的沉積盆地,但是也極有可能會沉積在遠離穩(wěn)定大陸架的位置,而大陸架位置正好是BIF大量沉積的部位(Bekkeretal.,2014)。此外,如果是遷移再沉淀,說明這些顆粒是搬運過來的,不是原位沉積,形成的微球?？赡苁怯捎陂L距離的搬運形成的,并非原始沉積所致,無法用于反映周圍海水的化學組成,這與BIF傳統(tǒng)的認識是不同的。應(yīng)注意到的是,Haugaardetal.(2016)發(fā)現(xiàn)Hamersley盆地Joffre BIF及其圍巖凝灰質(zhì)泥巖中均存在黑硬綠泥石微球粒,認為其與火山灰物質(zhì)有關(guān),并非原生沉積。其次,BIF中赤鐵礦的氧同位素值較低,說明其形成溫度較低(Lietal.,2013b),這與鐵硅酸鹽氧化形成赤鐵礦時的溫度不符合(Rasmussenetal.,2014b)。另外,考慮到在接近中性的條件下,三價鐵在水體中的溶解度很低(Dauphas and Rouxel,2006),此時鐵硅酸鹽發(fā)生氧化形成的赤鐵礦應(yīng)繼承原來鐵硅酸鹽的鐵同位素組成,且具有特定的稀土元素特征,如低于球粒隕石的Y/Ho值(<28; Ernst and Bau,2021)。鐵蛇紋石形成于厭氧條件,形成過程中并未涉及到二價鐵的價態(tài)變化,因而,其鐵同位素組成可能會接近同期海水(～0‰; Johnsonetal.,2020)。然而,BIF中赤鐵礦的鐵同位素值具有較大的變化范圍(Lietal.,2013b),且具有一致高的Y/Ho值(Alibert,2016),明顯與次級氧化成因不符。此外,Johnsonetal.(2022b)模擬了鐵蛇紋石的氧化作用,認為在缺乏水-巖相互作用的流體條件下,原始鐵蛇紋石經(jīng)歷氧化后,其鐵同位素值保持不變。當水-巖比例較高時(106～107),氧化性流體可將其鐵同位素值提高至接近大部分BIF的水平(Planavskyetal.,2012)。然而,在這種條件下,也會造成巖石中鐵的大量流失遷移,BIF稀土元素特征也會發(fā)生重置(Bau,1993),這與BIF普遍類似海水的稀土元素特征不符(Planavskyetal.,2010)。當水-巖比例較低時(～104),厭氧性質(zhì)的流體也可將其鐵同位素值提高到接近大部分BIF的水平(Planavskyetal.,2012)。此時,雖然BIF鐵質(zhì)不會大量流失,但該厭氧條件與Rasmussenetal.(2021a)提出的氧化性的地下水不符。并且,BIF鐵蛇紋石的鐵同位素值(-0.78‰～-0.1‰; Frostetal.,2007),明顯低于大部分BIF的鐵同位素值(Planavskyetal.,2012),說明BIF的形成需要海水中鐵質(zhì)的氧化。再次,鐵蛇紋石形成的pH條件為7.75～8.3 (Toscaetal.,2016),明顯高于太古宙的海水pH (6.5～7; Halevy and Bachan,2017)。雖然Hinzetal.(2021)在pH為6.5和7的實驗條件下同樣可見鐵蛇紋石的沉淀,但該沉淀物并非只含二價鐵,還有三價鐵,且實驗溶液中需提前添加三價鐵離子。此外,BIF中的鐵蛇紋石微粒主要存在于硅質(zhì)條帶中,且相比實驗沉淀物具有非常低的Mg含量(<0.5%)(Johnsonetal.,2018)。需注意的是,Johnsonetal.(2018)通過同步輻射技術(shù)測定了BIF鐵蛇紋石中鐵的價態(tài),發(fā)現(xiàn)鐵蛇紋石中確實含有一定量(10%～20%)的三價鐵,因而認為早期海洋部分二價鐵經(jīng)歷了氧化。他們進一步提出可能有三種途徑形成含有三價鐵的鐵蛇紋石(圖3):(1)二價鐵在海水中先發(fā)生部分氧化形成三價鐵,隨后與海洋中的硅和二價鐵發(fā)生反應(yīng)形成鐵蛇紋石;(2)二價鐵在海水中先發(fā)生部分氧化形成三價鐵,隨之形成綠銹,綠銹接著與海洋中的硅發(fā)生反應(yīng)形成鐵蛇紋石;(3)二價鐵在海水中先發(fā)生氧化形成三價鐵,在海洋中鐵還原細菌的作用下,三價鐵部分還原成二價鐵,再與硅反應(yīng)形成鐵蛇紋石。仔細看來,這三種機制無法準確區(qū)分,但鐵蛇紋石中三價鐵的出現(xiàn),明顯與Rasmussenetal.(2021a)認為的鐵蛇紋石中全部為二價鐵的想法不一致,間接證實了BIF的形成需要海洋中二價鐵的氧化,這極大提高了BIF原始沉積物中存在三價鐵的氫氧化物的可能性。然而,鐵蛇紋石中含量不一的三價鐵,也有可能是后期作用中流體氧化所致。最后,Robbinsetal.(2019)通過建立全新的水文地質(zhì)模型來判斷地下水氧化Hamersley盆地中BIF的可能性。他們發(fā)現(xiàn),在小于250Ma (BIF沉積時間為～2.45Ga;氧化發(fā)生的時間為～2.2Ga)的時間范圍內(nèi),地下水無法造成該盆地BIF的氧化。然而,Rasmussenetal.(2021a)認為該模型存在諸多問題,如這個模型并未解釋BIF中赤鐵礦交代鐵硅酸鹽的現(xiàn)象;模型中假設(shè)BIF中鐵氧化物均為成巖過程中氧化性流體或者地下水氧化鐵硅酸鹽形成,但BIF中常見的磁鐵礦卻可能形成自菱鐵礦在深部埋藏過程中的熱分解作用(Rasmussen and Muhling,2018)。

圖3 在海水硅濃度飽和的條件下BIF燧石層中含三價鐵的鐵蛇紋石的形成機制

針對BIF中磁鐵礦的成因,Rasmussen and Muhling (2018)通過詳細的巖相學特征再次證實磁鐵礦并非原始沉積產(chǎn)物(圖2b),如碳酸鹽礦物條帶過渡為磁鐵礦條帶、部分蝕變的菱鐵礦、鐵白云石和鐵硅酸鹽顆粒邊緣會出現(xiàn)磁鐵礦、磁鐵礦顆粒穿切條帶以及磁鐵礦包裹或交代碳酸鹽礦物等。此外,依據(jù)這些巖相學特征,他們推測磁鐵礦應(yīng)是早期碳酸鹽礦物熱化學分解反應(yīng)形成。該種生成方式也可見于火星隕石(Steeleetal.,2012)和西格陵蘭～3.8Ga的高級變質(zhì)巖石中(van Zuilenetal.,2003),可能的反應(yīng)方程式有兩種:(1) 6FeCO3→Fe3O4+5CO2+C;(2) 3FeCO3+H2O→Fe3O4+3CO2+H2。前者反應(yīng)發(fā)生于無水、低氧以及溫度高于400℃條件下(French,1971),后者發(fā)生在有水條件下,溫度可低至200℃以下(McCollom,2003; Milesietal.,2015)。這些釋放的CO2或隨著變質(zhì)流體遷移,或與H2在適宜的條件下形成碳氫化合物,或可能參與形成后期的碳酸鹽礦物(Rasmussenetal.,2021a)。

針對BIF中菱鐵礦的成因,Rasmussenetal.(2021a)發(fā)現(xiàn)菱鐵礦可被磁鐵礦、赤鐵礦和鐵滑石交代,且沒有顯示任何沉積的結(jié)構(gòu)構(gòu)造,經(jīng)?？梢娧刂樾碱w粒的邊緣生長等,故推測菱鐵礦應(yīng)為早期成巖產(chǎn)物(圖2b)。此外,Jiang and Tosca (2019)通過菱鐵礦的沉淀實驗?zāi)M發(fā)現(xiàn),在太古宙水體環(huán)境中,菱鐵礦的飽和臨界值不可能達到,說明海水中菱鐵礦的自沉淀在太古宙可能并不常見,但成巖過程中形成菱鐵礦是可能的,因為早期礦物表面有利于降低菱鐵礦的飽和臨界值,導(dǎo)致菱鐵礦沉淀(Toscaetal.,2019)。Siahietal.(2020)接著在研究富錳BIF時,發(fā)現(xiàn)巖石薄片中存在富錳鐵的高鎂方解石的殘余相,據(jù)此推測其應(yīng)為早期海水中直接沉淀的產(chǎn)物,而菱鐵礦-鐵白云石應(yīng)為成巖過程中交代高鎂方解石的產(chǎn)物,但鏡下并未見此種明顯的交代現(xiàn)象。Jiangetal.(2022)進一步發(fā)現(xiàn)菱鐵礦生長過程中的動力學效應(yīng)會導(dǎo)致碳同位素的分餾現(xiàn)象,相比于流體,其碳同位素會偏負(～-8‰)。這些可用來解釋BIF中菱鐵礦大部分的碳同位素值,說明菱鐵礦的形成過程中并非需要微生物或有機質(zhì),可以直接從孔隙水中沉淀下來。在此基礎(chǔ)上,Rasmussenetal.(2021a)認為熱液流體的參與可能會導(dǎo)致菱鐵礦的碳同位素值更加偏負,因為洋中脊熱液流體具有較低的碳同位素值(～-7‰) (Shanks III,2001)。雖然這種方式解釋了BIF中菱鐵礦的碳同位素值和變化范圍,但考慮到菱鐵礦與水體中二價鐵離子之間的鐵同位素分餾系數(shù)為-0.48‰(Wieslietal.,2004),菱鐵礦的鐵同位素值基本均應(yīng)為負值,這與BIF中菱鐵礦的同位素特征明顯不符(Heimannetal.,2010)。總體來看,菱鐵礦應(yīng)為早期成巖產(chǎn)物,與前人不同的是,菱鐵礦的生成方式不同,并不需要有機質(zhì)和三價鐵的氫氧化物,與BIF中低的有機質(zhì)含量(<0.5%)一致(Klein,2005)。但是,Tsikosetal.(2022)擴大了Siahietal.(2020)的想法,基于Jiangetal.(2022)的碳同位素的動力學分餾效應(yīng),認為菱鐵礦可以是直接的水體沉淀物,但此觀點與諸多證據(jù)不符。

4 綠銹

綠銹為混合價態(tài)鐵的氫氧化物,根據(jù)其中夾層陰離子種類,主要可劃分為三種類型:硫酸鹽型、碳酸鹽型和鹵化物型(Usmanetal.,2018)。由于其穩(wěn)定性較差,自然界很少報道該種礦物,但可見于印度尼西亞Matano湖中(Zegeyeetal.,2012)。該湖水為分層水體,上部氧化,下部鐵化,碳酸鹽型鐵銹礦物主要出現(xiàn)在氧化還原變線下部的附近區(qū)域。Zegeyeetal.(2012)認為可能有三種途徑導(dǎo)致綠銹形成:(1)水體中直接的超飽和沉淀;(2)厭氧光合氧化菌或者異化還原作用的副產(chǎn)物;(3)氧化還原過渡帶中水鐵礦與二價鐵的反應(yīng)產(chǎn)物。Sumoonduretal.(2008)認為硫酸鹽型綠銹在厭氧條件下可轉(zhuǎn)化為磁鐵礦。當pH為9且綠銹中Fe(II)/Fe(III)為0.5～1時,綠銹可轉(zhuǎn)換成磁鐵礦;當pH為7且Fe(II)/Fe(III)為0.5時,綠銹較為穩(wěn)定,不能轉(zhuǎn)化為磁鐵礦。Halevyetal.(2017)進一步依據(jù)實驗?zāi)M結(jié)果,首次提出碳酸鹽型綠銹可能為BIF的原始沉積物。他們將氧氣緩慢充入含二價鐵的還原水體中,形成了綠銹的沉淀,當pH大于7時,發(fā)現(xiàn)綠銹沉淀物在無硅條件下可轉(zhuǎn)變?yōu)榱忤F礦和磁鐵礦,而在硅存在的條件下,轉(zhuǎn)變?yōu)殍F硅酸鹽礦物如黑硬綠泥石。Lietal.(2017)進一步通過實驗來模擬缺氧環(huán)境下三價鐵氫氧化物與二價鐵離子的反應(yīng),發(fā)現(xiàn)在pH大于7.5且溫度大于50℃的厭氧條件下,形成的綠銹可轉(zhuǎn)變?yōu)榇盆F礦,借此認為太古宙尤其是與火山巖密切相關(guān)的Algoma型BIF中的磁鐵礦應(yīng)是原生礦物,可由富二價鐵的熱液與三價鐵氫氧化物形成的綠銹在水體中轉(zhuǎn)換形成(圖4)。Toscaetal.(2018)通過實驗也證明了在pH大于7的厭氧條件下,綠銹可快速轉(zhuǎn)變?yōu)榇盆F礦。

圖4 太古宙富鐵海水中綠銹轉(zhuǎn)變?yōu)榇盆F礦的過程(a,據(jù)Li et al.,2017)以及假設(shè)綠銹為海水原始沉淀物BIF其礦物共生次序(b)

總體看來,綠銹可形成于水體中,但由于其亞穩(wěn)態(tài)性質(zhì),只能短暫存在,隨后演變?yōu)殍F氧化物、硅酸鹽以及碳酸鹽等,其演變產(chǎn)物種類取決于溶液的pH、氧化還原條件和溶液中的硅質(zhì)等。此外,鐵銹中的三價鐵說明其形成需要鐵的氧化過程,這與鐵硅酸鹽形成過程不同。然而,自然界和室內(nèi)實驗中未涉及到高硅濃度的條件,由于前寒武紀海洋富硅,硅濃度接近無定形硅的飽和度(～2.2mM) (Toscaetal.,2019),因而,無法確定在高硅條件下水體中能否形成綠銹,同時也無法確定在高硅條件下,形成的綠銹能轉(zhuǎn)變成何種礦物。應(yīng)注意到的是,在低硅條件下,綠銹會轉(zhuǎn)變成為鐵硅酸鹽,而不是磁鐵礦(Halevyetal.,2017)。另外,當前綠銹具體的形成途徑也存在爭議,且綠銹轉(zhuǎn)變?yōu)槠渌V物的條件和途徑也存在未知。Etiqueetal.(2016)實驗?zāi)M發(fā)現(xiàn),磁鐵礦或者三價鐵的氫氧化物在鐵還原細菌作用下可形成綠銹。Lietal.(2017)強調(diào)了原生磁鐵礦的可能性,但這與BIF中支持磁鐵礦是成巖或變質(zhì)成因的巖相學特征不符(Konhauseretal.,2017; Rasmussenetal.,2021a)。雖然他們強調(diào)了熱液的作用,認為與BIF中正Eu異常一致(Planavskyetal.,2010),但正Eu異常通常指示海底高溫還原性熱液(>250℃)的參與(Bau and Dulski,1999),此溫度明顯高于該實驗的反應(yīng)溫度,且該溫度也高于太古宙海水溫度(Kastingetal.,2006; Krissansen-Tottonetal.,2018)。此外,所有實驗均說明綠銹轉(zhuǎn)變?yōu)槠渌V物發(fā)生的pH條件需大于7,但該pH條件高于太古宙的海水pH范圍(6.5～7; Halevy and Bachan,2017),說明這些產(chǎn)物可能形成于沉積物孔隙水中。最近,Hanetal.(2020)實驗發(fā)現(xiàn)厭氧光合鐵氧化細菌可以氧化水體中的綠銹,進一步降低了綠銹在古海洋中存在的可能性。此外,BIF的鐵同位素特征也可說明綠銹不太可能是原始沉積物,因為綠銹與二價鐵離子之間的鐵同位素平衡分餾系數(shù)很小(+0.2‰) (Wieslietal.,2004),但BIF鐵同位素變化范圍較大且偏正(Planavskyetal.,2012; Czajaetal.,2013; Lietal.,2013b)。

5 華北BIF礦物成因的研究現(xiàn)狀

華北克拉通作為國際上BIF的重要產(chǎn)區(qū)之一,主要集中于遼寧鞍山-本溪、冀東、山西五臺-呂梁、河南舞陽及安徽霍邱等地區(qū)。BIF產(chǎn)在前寒武紀表殼巖系中,大多賦存于新太古代末期花崗-綠巖帶中。相比于國外典型BIF,國內(nèi)大部分BIF明顯遭受后期變質(zhì)-變形作用的疊加改造,變質(zhì)程度可從綠片巖相跨越到麻粒巖相,一般可達角閃巖相(Zhai and Windley,1990; 沈保豐等,2006; 張連昌等,2012; Lietal.,2014)。

前人較為全面的野外和鏡下特征觀察(錢祥麟等,1985; 田永清等,1987; 周世泰,1994) 顯示:BIF礦物組成豐富,主要為磁鐵礦、石英、硅酸鹽礦物以及少量碳酸鹽和硫化物;沉積礦物相主要為硅酸鹽相,其次為氧化物相,極少會出現(xiàn)碳酸鹽相;磁鐵礦為最普遍的鐵氧化物,在淺部表生條件下,常見赤鐵礦交代磁鐵礦,呈現(xiàn)磁鐵礦的假象;硅酸鹽礦物主要為閃石類礦物,少數(shù)BIF中可見輝石、橄欖石、黑硬綠泥石以及鐵滑石等礦物;碳酸鹽礦物主要為方解石,偶爾可見菱鐵礦和含鐵白云石等;硫化物主要為黃鐵礦,但其是否為原始沉積成因較難判斷。近年來,一些BIF礦物顯微巖相學及元素-同位素特征的聯(lián)合分析相繼展開,逐步揭示了華北BIF的礦物成因(圖5),如磁鐵礦是成巖-變質(zhì)期的產(chǎn)物(Wangetal.,2014,2015; 王長樂等,2015; Sunetal.,2017a,b; 佟小雪等,2018; 張連昌等,2018; Lanetal.,2019; Tongetal.,2021a);各式硅酸鹽礦物尤其是各類角閃石和輝石等,應(yīng)當是進變質(zhì)作用的產(chǎn)物(Wangetal.,2014,2015; 王長樂等,2015; 張連昌等,2018; Lanetal.,2019);菱鐵礦-鐵白云石應(yīng)是成巖期的產(chǎn)物(Wangetal.,2015; 王長樂等,2015; 佟小雪等,2018; 張連昌等,2018; Tongetal.,2021a,b),借此推測BIF的原始礦物組成主要為三價鐵的氫氧化物和無定形硅膠,這些沉積物在隨后的成巖期和區(qū)域變質(zhì)作用下發(fā)生了礦物之間的相互轉(zhuǎn)變,從而形成了現(xiàn)今BIF中的礦物組合。值得注意的是,在一些低級變質(zhì)的BIF中,發(fā)現(xiàn)了可能為原始成因的粉塵狀赤鐵礦(Wangetal.,2015)和較為低級的硅酸鹽礦物,如黑硬綠泥石(Wangetal.,2015; Tongetal.,2021a),還有類似于鐵硅酸鹽微球粒的特殊結(jié)構(gòu)(王長樂等,2015),這些獨特的礦物和結(jié)構(gòu)的成因意義需要進一步更為精細的工作予以判別。此外,Sunetal.(2022)在研究五臺綠巖帶柏枝巖組中的BIF時,發(fā)現(xiàn)六邊形的磁鐵礦顆粒,由于綠銹常呈六邊形,故推測其應(yīng)是綠銹后期轉(zhuǎn)變形成的。然而,前人綠銹實驗中,磁鐵礦的晶形不僅僅是六邊形,還有其他晶形,如渾圓狀(Halevyetal.,2017; Lietal.,2017; Toscaetal.,2018)。另外,三價鐵的氫氧化物和有機質(zhì)在鐵還原細菌作用下也可形成六邊形磁鐵礦(Li,2012)。

圖5 華北早前寒武紀BIF礦物的可能共生次序(據(jù)張連昌等,2018修改)

總體來講,雖然對于華北各類BIF的組成礦物均已基本識別,但關(guān)于BIF的原始礦物組成及演化規(guī)律的研究仍處于初級階段,一些主要的認識主要基于早期立論,一些關(guān)鍵的細節(jié)問題仍缺少精細過程與解釋,如赤鐵礦成因研究偏少;磁鐵礦具體轉(zhuǎn)變機制不明,變質(zhì)作用與磁鐵礦的關(guān)系需進一步闡述;原始硅酸鹽礦物如鐵蛇紋石的賦存狀態(tài)缺乏觀察等,這些問題直接影響對我國BIF的深入研究與成因意義的探討。

6 總結(jié)與展望

原生礦物信息為BIF成因研究及其鐵礦成礦理論的核心與關(guān)鍵問題,是探討古環(huán)境條件的基礎(chǔ)和前提。本文在系統(tǒng)總結(jié)當前BIF原始礦物組成和各礦物成因的研究基礎(chǔ)上,發(fā)現(xiàn)三價鐵的氫氧化物應(yīng)該是BIF最為重要且主要的原始鐵質(zhì)物,但相繼的一些典型巖相學和實驗證明,鐵硅酸鹽(化學組成類似于鐵蛇紋石和黑硬綠泥石)也極有可能為另外一種BIF的原生鐵質(zhì)物(圖6a)(Schadetal.,2022),但該結(jié)論仍缺乏自生硅酸鹽元素特征和同位素效應(yīng)的支持,急需更多實驗方面的驗證。三價鐵的氫氧化物和鐵蛇紋石在不同地質(zhì)歷史時間與空間尺度上各自的主導(dǎo)性可能不同。在GOE之前,鐵蛇紋石在海洋中可能占主導(dǎo)地位,而在GOE期間或之后,三價鐵的氫氧化物會占主導(dǎo)地位;鐵蛇紋石主要形成于深水環(huán)境,而三價鐵的氫氧化物主要應(yīng)形成于光合帶或淺水環(huán)境。至于前寒武紀海洋中大量的硅質(zhì),究竟是否與原始鐵質(zhì)礦物形成硅膠或梭狀物還是各自形成獨立的礦物相,需要更多實驗?zāi)M與地球化學特征等方面的證據(jù)。

圖6 BIF的原始礦物組成形成示意圖(a,據(jù)Konhauser et al.,2017修改)以及依據(jù)當前所有證據(jù)BIF最可能的礦物共生次序(b)

硅酸鹽相BIF以大量硅酸鹽礦物出現(xiàn)為特征,由于該沉積礦物相的形成機制較難約束,因而,在沉積礦物相的形成模式中,往往將其忽略,不加深入討論(Smithetal.,2013)。BIF原始鐵硅酸鹽形成于海底熱液噴口附近的深水環(huán)境,或許可約束該沉積礦物相的形成位置,進行相關(guān)的成因探討。

磁鐵礦是BIF最為常見的礦物,遍布各個礦物相,巖相學特征表明其與碳酸鹽礦物關(guān)系密切,推測應(yīng)主要是碳酸鹽礦物變質(zhì)作用過程中的產(chǎn)物(圖6b)(Rasmussenetal.,2021a)。然而,生成磁鐵礦的方式不僅有此種無機成因,還有有機成因,但缺乏巖相學的支持。究竟何種途徑為主要形成方式是今后探討的方向。

菱鐵礦-鐵白云石系列是成巖產(chǎn)物,早期的認識為成巖作用過程中的有機-生物成因,但近年來非生物的無機成因論對此提出了質(zhì)疑,其中爭議在于BIF富鐵碳酸鹽礦物的碳同位素特征的解釋上。統(tǒng)計表明,BIF碳同位素特征變化范圍較大(-15‰～-2‰)(Konhauseretal.,2017),這種組成究竟是無機與有機碳源的不同比例混合還是無機碳源的動力學分餾效應(yīng)導(dǎo)致而成,需要更多證據(jù)來判別,其背后的驅(qū)動機制也急需探討。

此外,當前學者也開始關(guān)注BIF中有機質(zhì)(Doddetal.,2019)和副礦物(磷灰石)的成因(Rasmussenetal.,2021b),以此探討早期地球生產(chǎn)力和生命元素循環(huán)及其對早期生命演化的指示意義。

我國BIF的礦物成因研究相比于發(fā)達國家,整體相對落后;但我國BIF廣泛分布且被作為鐵礦資源長期開采,已形成了得天獨厚的觀測和采樣條件。同時,我國BIF具有不同變質(zhì)級別,包括古元古代淺變質(zhì)和太古宙晚期大部分中-深變質(zhì)的BIF,完整記錄了早前寒武紀BIF沉積-成巖-變質(zhì)作用過程,有利于探討礦物在不同變質(zhì)作用下的轉(zhuǎn)變,追溯早期礦物組成,深化礦物成因研究。加強我國BIF礦物學研究,將有助于提升我國BIF和鐵礦成礦理論的研究水平,為新一輪找礦突破戰(zhàn)略行動提供理論支撐。

致謝非常感謝中國地質(zhì)科學院萬渝生研究員、兩位匿名評審老師以及北京大學陳衍景教授對本文提出的寶貴修改意見。