山西吕梁袁家村条带状铁建造沉积相与沉积环境分析*

2015-03-15王长乐张连昌兰彩云李红中黄华

岩石学报 2015年6期

关键词：赤铁矿绿泥石白云石

王长乐张连昌兰彩云李红中黄华

WANG ChangLe1，2，ZHANG LianChang1＊＊，LAN CaiYun2，3，LI HongZhong1 and HUANG Hua1

1. 中国科学院地质与地球物理研究所，中国科学院矿产资源研究重点实验室，北京 100029

2. 中国科学院大学，北京 100049

3. 中国科学院广州地球化学研究所，广州 510640

1. Key Laboratory of Mineral Resources，Institute of Geology and Geophysics，Chinese Academy of Sciences，Beijing 100029，China

2. University of Chinese Academy of Sciences，Beijing 100049，China

3. Guangzhou Institute of Geochemistry，Chinese Academy of Sciences，Guangzhou 510640，China

2014-09-03 收稿，2015-05-05 改回.

条带状铁建造(Banded iron formations，BIFs)作为前寒武纪地层纪录的重要物质组成，是一种特征的富铁化学沉积岩(TFe ＞15%)，通常由互层的富铁和富硅条带构成(James，1954;Trendall，1983)。它们是火山和构造活动、生物演化及海洋组成相互作用的产物(Huston and Logan，2004;Holland，2005;Bekker et al.，2010)，因而，研究BIF 可为了解地壳的早期构造演化、地球的早期水圈及大气圈的成分等提供重要信息。

James(1954，1966)依据矿物组构用沉积相的观点对BIF 进行了分类，分别运用四个相来对应于不同水深的产物，即氧化物相、硅酸盐相、碳酸盐相、硫化物相。氧化物相主要含铁矿物为磁铁矿和赤铁矿，而碳酸盐相的主要成分则是菱铁矿和铁白云石。硅酸盐相的矿物组成较为复杂，很大程度上取决于沉积后的变质程度。在低级变质的条件下，会出现铁蛇纹石、铁滑石、黑硬绿泥石、铁绿泥石及铁白云母等。随着变质程度的升高，相应会出现镁铁闪石、铁闪石、辉石及铁橄榄石等。硫化物相以出现黄铁矿或磁黄铁矿为特征，可是由于其具有较高的硅质碎屑含量，该相对应的岩性可描述为黄铁矿化的黑色页岩。虽然它与其他相的BIF 联系紧密，可是对于其中的黄铁矿的成因却具有较大争议(Fripp，1976;Phillip et al.，1984;Groves et al.，1987;Simonson，2003)。一些学者认为硫化物相不是一种条带状铁建造的类型(Beukes and Gutzmer，2008;Bekker et al.，2010)。

依据BIF 形成的构造沉积环境，可将其划分为Algoma和Superior 两种类型(Gross，1980，1996)。Algoma 型BIF 主要发育于绿岩带中，规模相对较小，经常与镁铁质-超镁铁质的火山岩或者火山碎屑岩及杂砂岩相关联，产出于岛弧/弧后区域或者克拉通内部的裂谷带中;Superior 型BIF 规模较大且连续性好，通常与被动大陆边缘的大陆架浅海沉积序列密切共生，常见岩性为台地碳酸盐岩、炭质页岩和石英砂岩等。

图1 山西吕梁地区区域地质简图(据万渝生等，2000 改编)吕梁地区在华北克拉通的构造位置可见插图(Zhao et al. ，2005)Fig.1 Sketch geological map of the Lüliang area in Shanxi Province (modified from Wan et al.，2000)，showing the distribution of strata and granitesThe insert shows the location of the Lüliang area in the North China Craton (revised after Zhao et al. ，2005)

华北克拉通是世界上条带状铁建造的重要产区之一，主要集中于鞍山-本溪、冀东、山西五台-吕梁和安徽霍邱等地区。袁家村BIF 位于华北克拉通中部，分布于吕梁地区的岚县袁家村一带，是山西省重要的铁矿资源产地(沈保丰等，2010)。与华北克拉通其他地区的BIF 相比，袁家村BIF 具有特殊的研究意义。首先，大多数BIFs 形成于新太古代(Zhang et al.，2011，2012;万渝生等，2012;代堰锫等，2012;Zhai and Santosh，2013)，而袁家村BIF 形成于古元古代(2.3 ～2.1Ga)(于津海等，1997a;耿元生等，2000;Liu et al.，2012)，处于大氧化事件期间或其后(GOE，2.4 ～2.2Ga)(Bekker et al.，2004)，并且这个时间段同时对应着世界上BIF 的一个明显的低谷期(Bekker et al.，2010);其次，Algoma 型BIF 在我国甚为广泛，而袁家村BIF 却隶属于Superior 型(沈其韩，1998;张连昌等，2012)，极有可能是国内最为典型的Superior 型BIF;最后，国内多数BIFs 变质程度高，一般可达角闪岩相，部分可达麻粒岩相，而袁家村BIF 经受的变质程度较低，为绿片岩相。基于上述，本文选取袁家村BIF 作为研究对象，着重介绍和分析其不同的沉积相及相应矿物学特征，力图还原原始的矿物组成和形成条件，为探讨国内Superior 型BIF 的成因提供翔实资料和研究基础。

1 区域地质概况

华北克拉通中部构造带的西侧吕梁山地区，广泛出露古元古代的表壳岩和花岗岩侵入体(图1)。其中花岗岩类侵入体按照侵入时代可分为构造前TTG 片麻岩、同构造片麻状花岗岩和构造后花岗岩三类(于津海等，2004;Zhao et al.，2008)。最早形成的是云中山片麻岩(2499 ±9Ma)，分布范围较广泛的是赤坚岭-关帝山花岗质片麻岩，时代为2.2 ～2.0Ga(耿元生等，2000);同构造片麻状花岗岩主要为惠家庄片麻状花岗岩(1932 ±11Ma);而后构造花岗岩主要为芦芽山紫苏花岗岩(1815 ～1800Ma)(Zhao et al.，2008)。

表壳岩由四个主要序列组成，依次为界河口群、吕梁群、野鸡山群、黑茶山群或岚河群。界河口群主要呈NNE 向分布于吕梁地区的兴县交楼申、奥家滩、东会至汉高山一带(图1)。主要由变泥砂质岩石和一定数量的大理岩及少量斜长角闪岩等岩石组成，变质程度较深，可达角闪岩相到麻粒岩相。由于其中的变质沉积岩与西部陆块孔兹岩带中的变质沉积岩性质上具有相似性，因此被称为孔兹岩系(万渝生等，2000)。该群与其东面的野鸡山群的接触关系有两种解释，一种为不整合覆盖(万渝生等，2000)，另外一种则为构造接触(于津海等，1997b;张兆琪等，2004)。野鸡山群总体呈南窄北宽的狭长带状分布，在野鸡山一带出露最宽，其东、西分别与赤坚岭花岗质杂岩和界河口群呈断层接触。由下部序列的绿片岩相变玄武岩、安山岩、少量英安岩和上部序列的复理石型沉积物组成(Liu et al.，2011)。黑茶山群或岚河群呈北东-南西向展布于吕梁地区的西北部，呈不整合叠置于吕梁群之上，为一套巨厚的弱变质的砾岩、石英岩和白云大理岩，经历了低绿片岩相变质(Wan et al.，2006)。

吕梁群主要出露于袁家村-寺沟地区(图1)，中、下部序列以碎屑沉积岩为主，底部含有条带状铁建造，中上部为大量的基性火山岩，顶部以酸性火山岩为主，总体经历了绿片岩相到低角闪岩相的变质(于津海等，1999;Liu et al.，2012)。吕梁群自下而上可划分为袁家村组、裴家庄组、近周峪组和杜家沟组。地层走向大致呈南北向，倾向向东，为一倒转背斜的西翼(耿元生等，2004)。目前，关于杜家沟组长英质岩石的属性还有争议。于津海等(1998)认为它们为变质流纹岩，与下部变质玄武岩构成双峰式火山岩。而另外一些学者认为其可能为糜棱岩化的花岗岩(刘树文等，2009)或长石斑岩(杜利林等，2012)。

关于吕梁群的形成时代，于津海等(1997a)根据吕梁群近周峪组变基性火山岩中单颗粒锆石U-Pb 年龄(2051 ±68Ma)和杜家沟组变质流纹岩中锆石U-Pb 年龄(2099 ±41Ma)认为吕梁群火山岩形成于2100Ma 左右;耿元生等(2000)对近周峪组基性火山岩中所夹的中酸性火山凝灰岩进行锆石U-Pb 年龄测定，获得2360 ±95Ma。同时对变质基性火山岩进行Sm-Nd 年龄测定，获得等时线年龄为2351 ±56Ma，二者有很好的一致性。为了更确切确定吕梁群的形成时代，耿元生等(2008)对上部杜家沟组酸性火山岩进行锆石U-Pb 年龄的测定，获得2175Ma。Liu et al. (2012)对吕梁群和野鸡山群中的变基性火山岩的地球化学特征和锆石年代学特征进行了研究，分别获得了二者中变火山岩的形成年龄(2213 ±47Ma 和2210 ±13Ma)及其变质年龄(1832Ma)。通过野外地质调查发现这两个群在层序地层和岩相组合上有相似性，从而认为吕梁群和野鸡山群可能是一种岩性组合的不同部分，这一点同时得到了二者相似的地球化学特征的佐证(刘树文等，2009)。

另外，一些学者也对界河口群和野鸡山群进行了年代学的研究。从野外接触关系上来看，吕梁群和界河口群没有直接的接触关系，但二者都被野鸡山群不整合覆盖。耿元生等(2000)从野鸡山群长英质凝灰岩中获得单颗粒锆石U-Pb 年龄为2124 ±38Ma;万渝生等(2000)获得了界河口群中变泥砂质岩石的两组碎屑锆石年龄(2.80 ±0.11Ga 和2.03 ±0.05Ga)，认为界河口群形成于古元古代，而不是新太古代;Xia et al.(2009)也对具孔兹岩系特征的界河口群进行了锆石年代学的工作，获得的碎屑锆石年龄集中于1.9 ～2.1Ga。这些年龄明显显示界河口群形成时代可能为古元古代晚期，并且界河口群的岩石组合、变质变形与吕梁群存在明显区别，形成环境显然不同，说明界河口群和吕梁群不是地层意义上的上下叠覆关系。由于界河口群中碎屑锆石的U-Pb 年龄以及Hf 同位素特征与野鸡山群不同，但与西部陆块孔兹岩带中的变质沉积岩具有相似性，刘超辉等(2013)认为界河口群在2.0 ～1.85Ga 之间形成于西部陆块东缘被动大陆边缘盆地里，随后在～1.85Ga 的东西陆块碰撞过程中沿着韧性剪切带向东逆冲从而进入中部造山带中。

综上所述，可基本断定吕梁群形成于古元古代(2.3 ～2.1Ga)，间接约束了袁家村条带状铁建造的沉积时代。

2 BIF 岩系地质特征

研究区出露地层有古元古代吕梁群袁家村组变沉积岩系，古生界寒武-奥陶系碳酸盐岩，第四系黄土及残破积零星分布(图2a)。吕梁群袁家村BIF 赋存于袁家村组的含铁岩系中，受层位控制，是吕梁地区最主要的含铁建造。含铁岩系在北部的袁家村地区主要由绿泥片岩、绢云绿泥千枚岩、磁铁石英岩、绢云石英片岩、含铁石英岩组成。自北向南变质程度逐渐增高，从低绿片岩相、高绿片岩相、低角闪岩相到高角闪岩相(于津海等，1999)。在南部尖山、周家沟一带，变质程度增高，出现十字绿泥片岩、斜长角闪岩、角闪片岩等(沈保丰等，2010)。这种变质带的递增现象可从矿物的组合和重结晶变化程度得到验证。从袁家村至尖山，随着变质程度的加深，石英粒径随之加大，从20μm 到700μm(田永清等，1986①田永清，袁国屏，路九如，荆毅，余建宏，李敏敏. 1986. 山西省岚县袁家村前寒武纪变质-沉积铁矿床的地质构造特征与形成条件研究. 山西:地质矿产局测绘队印制，1 -270;Zhu et al.，1988)。

本次研究主要集中于北部变质程度较低的袁家村BIF。研究区位于轴向SSW-NNE 区域复向斜构造东翼的次一级构造带内，袁家村组含铁岩系沿北北东-北东东向呈L 形带状分布，走向延长4.4km，宽1.4km。构造总体走向北北东至南北向，倾向南东至东，倾角60° ～80°。断裂均为BIF 沉积后期的断裂，对BIF 破坏不严重(图2a)。条带状铁建造的围岩主要为含铁石英岩、绿泥片岩、绢云片岩和变辉绿岩等。石英岩、片岩类夹层多呈薄条或扁豆状，与BIF 的接触为渐变接触，且靠近BIF 的部分片理化程度加强;变辉绿岩与BIF的接触界线截然，破坏BIF 的整体性，多呈层间贯入，一般宽数米到百余米，岩石粒度较细，变形较弱，呈致密块状，边部片理较发育。研究区内由北向南，变辉绿岩的数量增多，宽度和粒度增大，退化变质现象增强。除此之外，在研究区的北部分布着片麻状花岗岩，呈岩株状侵入于含铁岩系中，中粗粒他形粒状结构，与围岩呈平整或微波状接触。

图2 袁家村条带状铁建造沉积相特征(a)袁家村条带状铁建造研究区地质图(据田永清等，1986 修改);(b)袁家村铁建造沉积相分布图;(c)据后期褶皱变形复原的沉积相分布图，复原的坐标以4 线(AB 剖面)西端为固定点，将氧化物相-硅酸盐相并入氧化物相，将氧化物相-碳酸盐相和硅酸盐相-碳酸盐相并入碳酸盐相(据田永清等，1986 修改)Fig.2 Features of sedimentary facies of the Yuanjiacun BIF(a)geological map of the Yuanjiacun BIF，showing the distribution of the BIF and associated supracrustal rocks (modified after Tian et al. ，1986);(b)geological sketch of the Yuanjiacun BIF，showing the distribution of various sedimentary facies;(c)palinspastic map of various sedimentary facies in the Yuanjiacun BIF based on later fold deformations，the west end of IV prospecting line (AB section)is regarded as fixed points of the coordinate frame. To highlight the distribution regularity，put the transition facies between oxide and silicate facies and oxide facies together，and incorporate the transition facies between oxide and carbonate facies and the transition facies between silicate and carbonate facies into carbonate facies(modified after Tian et al. ，1986)

研究区达到工业品位的主要有两种类型的铁矿:条带状铁建造和再沉积的砾岩型铁建造。在袁家村至宁家湾南北长约7.5km 的范围内，可划分出大小矿体总共26 个，其中，18、19、20 号属于砾岩型铁矿(田永清等，1986)。图2a 只表示出了矿区的中部和南部矿段，北部由于黄土覆盖而略去。主要的矿体集中于矿区的中部，矿体的形态与其规模有直接的联系。一般大型矿体多呈扁豆状、似层状(如10 号)及分支聚合状(如11 号);中型矿体由于延长小、厚度大一般呈透镜状、扁豆状(如2 号、21 号);小型矿体往往具有一定的延长，但厚度较小，因而多呈层状、似层状(如12 号)。

砾岩型铁建造赋存于寒武系中统的底部，呈角度不整合直接覆于吕梁群之上。该类铁建造是在原先的条带状铁建造经历改造后重新形成的，主要由条带状石英赤(镜)铁矿角砾和碳酸盐胶结物组成。角砾大小不一，分选和磨圆均较差，粒径变化大，从1cm 到几米不等。角砾中的条带状构造仍然清晰可见，条带很细，一般为0.2mm 左右，成分不均匀，部分角砾仅有石英或者赤铁矿组成。据此推测是寒武系河流或者海洋作用致使早期的前寒武纪条带状铁建造破碎，经过短距离搬运再沉积的产物，其中伴随着碳酸盐颗粒的胶结。

图3 袁家村条带状铁建造野外特征(a)条带状铁建造产状陡倾，接近直立;(b)条带状铁建造中大型紧闭褶皱;(c)两期构造变形;(d)旋转碎斑系，裂隙中充填着石英，显示左行剪切的特点;(e)左列右阶的雁列张节理;(f)多期的共轭“X”型节理;(g)层内弯曲变形;(h)层内紧闭褶皱Fig.3 Field photos of the Yuanjiacun BIFOutcrops of the Yuanjiacun BIF showing a steep occurrence (a)，a tight fold (b)， wrinkling deformation (c)， rotated quartz porphyroclasts (d)and en echelon tension joint (e)displaying sinistral shearing characteristics，conjugate X-shaped joints (f)，intraformational bending deformation (g)and tight folds (h)

BIF 层整体产状陡倾(图3a)，变形较弱，局部可见较强的柔皱(图3b，c)。剖面上BIF 呈单斜层，但BIF 中紧密褶曲发育。在部分露头上可见多期的柔皱变形(图3c)，BIF 由于后期剪切应力作用产生的裂隙较发育，可见旋转碎斑系(动态重结晶的石英集合体或细碎粒发生旋转)(图3d)，也可见右阶的雁列张节理(图3e)和多组的共轭“X”型节理(图3f)。另外，在条带状铁建造中发育有层内挠曲(图3g，h)，与上述的构造变形明显不同，具有平卧褶皱样式，常常只局限在个别小层，可以见到顶底面与水平条带呈过渡关系。一般认为此种现象属于准同时变形，经常是浅水海洋沉积的特征，可能是在沉积的同时由于受到震动或重力吸引从而使得原始的沉积物发生滑动垮塌造成的(田永清等，1986)。

3 袁家村BIF 沉积相地质特征

袁家村BIF 的矿物组成较复杂，依据原生矿物的共生组合及产出特征可大致将其划分为上述三个原生的岩相:氧化物相、硅酸盐相、碳酸盐相。下面对三种岩相进行详细介绍。

3.1 氧化物相

氧化物相是本区BIF 最主要的沉积相，根据铁的氧化物种类，可将该相进一步划分为赤铁矿亚相和磁铁矿亚相。

(1)赤铁矿亚相

条带状赤(镜)铁石英岩作为该亚相主要的岩石类型，大部分集中于研究区的东北部，如10 号铁矿体，常与磁铁矿亚相形成过渡(图2)。绿泥片岩、含铁石英岩及绢云片岩经常构成赤铁石英岩的夹层。

赤铁石英岩一般呈灰黑色，条带状构造，条带平直连续，偶有弯曲变形，条带宽度从0.05mm 到7mm 不等(图4a，b)。矿物组成主要为石英和赤铁矿，基本不见其他矿物，偶尔可见少量假象赤铁矿。赤铁矿和石英常各自独立组成条带，但也可见赤铁矿和石英呈一定比例的混合组成条带(图4c)。另外还可见到板片状的赤铁矿与假象赤铁矿各自组成条带(图4d)，条带之间一般是截然的。赤(镜)铁矿一般呈半自形到他形板条状，粒径细，约0.02mm 左右，特别是在一些富硅条带中，有一些细条纹状的赤铁矿，赤铁矿呈粉尘状，粒径小至0.002mm(图4e)。赤铁矿常以两种状态存在于BIF 中，一是呈细分散的板条状赤铁矿，一般位于石英颗粒的三联点上(图4f)，或结晶较大，穿插若干石英颗粒(图5a)，有时被半自形的石英颗粒所包裹(图4f);二是赤铁矿因变质重结晶作用形成鳞片状、长柱状的镜铁矿，矿物鳞片的排列方向常与层理斜交(图5b)。赤铁矿有时胶结石英，围绕半自形的石英颗粒生长(图5c)。石英一般呈自形到半自形粒状，粒径约0.2mm，在富硅条带中一般相互连接构成集合体，而在富铁条带中经常以单颗粒分散分布。

赤铁矿有时可呈豆粒状产出，豆粒一般沿层理分布，延长方向与条纹一致，大小不一，粒径约为1 ～2mm，胶结物主要是石英。该种结构不仅出现在少数赤铁石英岩中，而且在绿泥石英片岩中也可见到(图5d，e)。推测豆粒是在浅而动荡的水中，由硅胶和氧化铁的水化物在各种悬浮物的表面积聚下结合而成的。在个别钻孔中，可发现石英赤铁矿呈碎片状产出(图5f)，粒径大于1cm，这种现象仅局限于某一段，在它的上、下部都对应着正常的平直条带状石英赤铁矿。碎块呈不规则状或长板状，延长方向多与层理一致，一些石英碎块上可含细条纹的赤铁矿，表明它迁移的距离不大。推测BIF 在固结或半固结状态下，由于外部破坏营力例如波浪等扰动或击打破碎形成的。

图4 条带状石英赤铁矿野外和镜下特征(a、b)石英赤铁矿(Q+Hem)，条带宽0.05 ～7mm，条带平直连续;(c)富硅条带中的细条纹赤铁矿，宽约0.05mm(反射);(d)富铁条带中的假象赤铁矿纹层(Mt)，与上、下纹层呈截然接触，粒径约0.04mm(反射);(e)富铁与富硅条带接触较截然，富硅条带分散分布着粉尘状的赤铁矿，粒径约0.002mm(反射);(f)细小的赤铁矿颗粒或分布在石英颗粒的三联点上，或被石英颗粒包裹(正交)Fig.4 Field photos and micro-photographs of hematite quartziteField photos of hematite quartzite including (a)and (b). Hematite quartzite composed of black hematite (Hem)-rich and white quartz (Q)-rich straight microbands，showing a sharp contact between these two units. Photomicrographs showing representative textures and petrographic relationships between the main mineral phases in the BIF，including (c-f). (c)silica-rich microbands containing finely-laminated hematite (about 0.05mm wide)(reflected light);(d)hematite-rich microbands containing finely-laminated martite (Mt)(0.04mm in size)(reflected light);(e)silica-rich microbands with scattered dusty hematite crystals (0.002mm in size)(reflected light);(f)small hematite grains found either within or located in the triple junction of quartz crystals (between crossed polarizers)

(2)磁铁矿亚相

磁铁石英岩作为该亚相主要的岩石类型，主要集中于10号铁矿体的东西两侧(图3)，与赤铁石英岩和硅酸盐相铁建造均可形成过渡。磁铁石英岩一般呈灰黑色，条带状构造，条带宽约0.5 ～1mm，基本上仅由磁铁矿和石英形成，极少见其他矿物(图6a)。条带一般平直连续，偶尔可见柔皱变形，条带的产出各式各样，较少见纯铁和纯硅的条带，条带一般由磁铁矿和石英不同比例混合而成，中等条带中常常夹杂着细小的微条带(图6b)。磁铁矿一般呈半自形到他形粒状，粒径为0.01 ～0.2mm，在富铁条带中，颗粒较大，常相互连接，组成不规则状顺层延伸的集合体(图6b);在贫铁条带中，磁铁矿呈稀疏浸染状散布于石英颗粒之间，粒径较小，常呈单独的晶粒产出。有时可见磁铁矿结晶粗大，呈分散颗粒状穿插切断石英颗粒(图6c)。石英常呈自形-半自形粒状，粒径为0.01 ～1mm，常以集合体的形式产出(图6d)，有时还可见石英呈菱形，且单个颗粒的消光位不一样，应当是受应力作用的结果。

图5 赤铁矿手标本和镜下特征(a)富硅条带中赤铁矿(Hem)呈长条状切穿石英(Q)颗粒(反射);(b)赤铁矿因区域变质重结晶形成镜铁矿，与条带呈斜交(反射);(c)赤铁矿胶结石英颗粒(反射);(d)赤铁矿呈细小的豆粒状沿条带分布，粒径约1 ～2mm;(e)赤铁矿颗粒在绿泥(Chl)石英片岩中沿着片理分布(单偏);(f)石英赤铁矿呈碎块状，仍可见碎块沿层状分布Fig.5 Field photos and micro-photographs of hematiteMicro-photographs of hematite，including (a-c，e). (a)quartz-rich microband with microplaty hematite (Hem)cutting across quartz (Q)grains(reflected light);(b)bunchy specularite aggregates (recrystallization of hematite)occurring locally truncating the banding (reflected light);(c)euhedral quartz crystals surrounded by hematite cements (reflected light);(e)granular hematite occurring parallel to the schistosity defined by chlorite (Chl)in chlorite quartz schist (plain-polarized light). Field photos of hematite quartzite，including(d，f). (d)granular hematite(1 ～2mm in size)occurring parallel to the banding;(f)fragments of hematite quartzite orientated parallel to the early banding

尽管原始沉积的磁铁石英岩经受了后期的变质作用，但仍可见一些原始的沉积结构构造，如板状交错层理，豆状结构(豆状磁铁矿粒径约1 ～2mm)(图6e-g)，它们均指示部分磁铁石英岩可能在较浅且动荡的水中形成，但层系厚度较小，说明水的流速较小。

3.2 硅酸盐相

该相铁建造以大量硅酸盐矿物出现为特征，散布于研究区，经常与石英磁铁矿形成过渡，组成矿物除了石英和磁铁矿之外，还有铁黑硬绿泥石、绿泥石、铁滑石、镁铁闪石和阳起石等。在与碳酸盐相铁建造构成过渡相的岩石中，还可发现大量的铁白云石。新鲜岩石一般呈灰白色或灰绿色(图7a)，经风化表面变红变黄，条带状构造明显，条带平直连续、宽约0.5 ～3mm，但有时可见层间褶皱、旋转碎斑、多期弯曲变形等现象(图3)。条带产出形式多样，少见纯硅和纯铁条带。部分硅质条带中可见不连续的铁质条纹，由细小的结晶好的磁铁矿组成(图7b)。一些富铁条带中保留着未被压实的燧石豆荚(图7c)，豆荚间断分布，周围的富硅条带和铁质条纹均遭到成岩压实作用，条带的宽度不能代表原始沉积的厚度。

图6 石英磁铁矿野外和镜下特征(a)石英磁铁矿由硅质条带和铁质条带组成，富铁条带中有极细的硅质条纹;(b)富硅条带中有极细的铁质条纹，磁铁矿(Mag)在铁质条带中呈不规则的顺层集合体产出，而在硅质条带中分散分布(反射);(c)结晶粗大的磁铁矿穿切石英(Q)颗粒(正交);(d)富硅条带中圆形的石英集合体(正交);(e)石英磁铁矿中可见板状交错层理;(f)磁铁矿呈细小豆粒状产出，粒径约1 ～2mm;(g)为照片(e)中板状交错层理的放大Fig.6 Field photos and micro-photographs of magnetite quartziteField photos of magnetite quartzite，including (a，e-g). (a)the magnetite quartzite composed of black magnetite (Mag)-rich and white quartz (Q)-rich microbands;(e)tabular cross-bedding with small dip angles found within magnetite quartzite;(f)granular magnetite (1 ～2mm in size)occurring parallel to the banding;(g)amplication of the cross-bedding shown in (e). Micro-photographs of magnetite quartzite，including (b-d).(b)magnetite crystals occurring either as irregular aggregates in iron-rich microbands or as small dispersed grains in silica-rich microbands (reflected light);(c)large enhedral and isolated magnetite crystals occurring truncating the banding (between crossed polarizers);(d)round quartz aggregates found within quartz bands (between crossed polarizers)

铁黑硬绿泥石是该相最主要的含铁硅酸盐矿物，呈棕褐色，细柱状或长柱状，一般长0.05 ～0.1mm，宽度约0.01mm，有时结晶较粗大，最长可达0.5 ～1mm，具有明显的多色性，常与磁铁矿、石英、铁白云石、铁滑石等共生。有三种产出形式，或呈条带状产出(图7d);或分散分布，一般在富铁条带状含量较低，而在富硅条带中含量陡增(图7e)，沿着石英的颗粒边缘分布;或与石英或白云石组成细脉穿插原始纹层(后期热液作用所致)(图8a)。铁黑硬绿泥石结晶方向一般与原始纹层斜交，说明其为成岩后变质作用的产物。另外，可见其经常被铁滑石、绿泥石所交代(图8b，c)。

图7 硅酸盐型铁建造野外和镜下特征(a)绿泥石(Chl)、磁铁矿(Mag)和石英(Q)互成条带，可见铁质条带中有极细的硅质条纹;(b)富硅条带中有不连续的铁质条纹，还分布着大量的铁白云石(Ank)，磁铁矿颗粒极细，粒径约0.01mm(单偏);(c)富铁条带中的未被压实的燧石豆荚，豆荚在条带中间断分布，周围铁质条带遭到后期压实作用(单偏);(d)黑硬绿泥石(Stp)呈条带状分布(单偏);(e)黑硬绿泥石主要集中于富硅条带中，沿石英边缘发育(单偏)Fig.7 Field photos and micro-photographs showing the mineralogy and typical textures of the silicate facies iron formation of the Yuanjiacun BIF(a)BIF consisting of alternating magnetite (Mag)，chlorite (Chl)and quartz (Q)bands;(b)quartz bands containing discontinuous laminations comprised of magnetite (0.01mm in size)and subhedral，porphyroblastic crystals of ankerite (Ank)(plain-polarized light);(c)discontinuous chert nodules in iron-rich mesobands containing finely-laminated magnetite (plain-polarized light);(d)stilpnomelane (Stp)microbands intercalated with quartz and magnetite microbands (plain-polarized light);(e)stilpnomelane bundles intergrown with quartz and magnetite，occurring along edges of subhedral quartz crystals (plain-polarized light)

绿泥石在该相中分布较为广泛，鲜绿色，呈片状或他形，常与磁铁矿、石英、黑硬绿泥石或铁白云石共生，或与磁铁矿构成条带，或呈单独的颗粒分散于富硅条带中，一般长约0.05mm(图8c，d)。有时可见后期的绿泥石石英脉穿插早期纹层(图8e)。

铁滑石呈无色，细小长条状，集合体呈束状，可见一组完全解理，颗粒极细，长0.05 ～0.2mm，在镜下与白云母较难区分，最高含量可达10%。常与黑硬绿泥石、磁铁矿、石英共生，常呈星点状分散分布于富硅条带中(图8b，f)。

闪石类矿物在该相较为稀少，仅局部产出，常与石英、磁铁矿、方解石共生，可见其交代早期黑硬绿泥石的现象。镁铁闪石呈很细的纤维状、长条状，单晶长0.1 ～0.3mm，或星点状分散分布，或呈集合体形式产出(图9a)，有时排列方向不受片理限制(图9b);阳起石常呈六边形，有时呈长柱状，或呈团状分布，或星点状展布(图9c)。

图8 黑硬绿泥石、铁滑石和绿泥石镜下特征(a)后期黑硬绿泥石(Stp)石英(Q)脉和方解石(Cal)细脉穿插早期纹层(单偏);(b)铁滑石(M)交代黑硬绿泥石(单偏);(c)绿泥石(Chl)交代黑硬绿泥石，绿泥石在富硅条带中分散分布(单偏);(d)绿泥石与磁铁矿(Mag)组成条带;而在石英条带中分散分布(单偏);(e)后期绿泥石石英脉穿插早期铁白云石(Ank)+石英+磁铁矿纹层(单偏);(f)铁滑石在富硅条带中分散分布(单偏)Fig.8 Micro-photographs under plain-polarized light showing representative textures of stilpnomelane，ferro-talc-minnesotaite and chlorite in the silicate-facies iron formation(a)veins made up of stilpnomelane (Stp)and quartz (Q)and calcite (Cal)cutting cross the banding;(b)tabular stilpnomelane replaced by minnesotaite (M);(c)tabular stilpnomelane replaced by chlorite (Chl);(d)chlorite intergrown with magnetite (Mag)，quartz and stilpnomelane，occurring either as microbands comprising mainly of magnetite and stilpnomelane or scattered anhedral crystals in quartz bands;(e)chlorite veins truncating the banding;(f)minnesotaite intergrown with magnetite and quartz in quartz bands

铁白云石在硅酸盐-碳酸盐的过渡相中分布比较广泛，是最重要的一种碳酸盐矿物。可与磁铁矿、石英、黑硬绿泥石、绿泥石共生。常呈较自形的菱形粒状，粒径与磁铁矿、石英相当，粒径约0.02mm，可呈不规则集合体与磁铁矿、石英组成条带(图9d)，也可较均匀地分布于富硅条带中(图9e)，可见磁铁矿与铁白云石相互交生的现象。部分铁白云石包裹磁铁矿，部分极细的磁铁矿沿着铁白云石的边缘生长，疑似交代铁白云石(图9f，g)。同时，可发现星点状的黄铁矿出现于富含铁白云石的硅质条带中。另外，可发现后期的铁白云石石英脉穿插于早期纹层中，使原始条带发生一定位移的错动(图9h)。

3.3 碳酸盐相

碳酸盐相主要发育于研究区的南部，主要矿物为菱铁矿和铁白云石，前者主要分布在南部碾沟一带，形成矿体;后者主要集中于硅酸盐-碳酸盐相的过渡相中。主要的岩石类型为菱铁石英岩，少量的磁铁铁白云石大理岩(沈保丰等，1982)。由于多年未开采的缘故，野外基本不见新鲜的露头。岩石整体由于风化原因呈黄褐色(图10a)，可见多条石英碳酸盐脉穿插于条带中。因此，这一部分将根据前人资料简单介绍。菱铁石英岩呈条带状构造产出，菱铁矿和石英互成条带，除此之外，还含有少量的碳质、绿泥石、黄铁矿等。菱铁矿常呈半自形到自形菱形粒状，粒径0.02 ～0.05mm，边缘常常发育有黄褐色锈斑。

图9 硅酸盐相铁建造组成矿物镜下特征(a)束状镁铁闪石(Cum)与磁铁矿(Mag)、石英(Q)共生，可见其交代黑硬绿泥石(Stp)(单偏);(b)镁铁闪石集合体方向与纹层斜交(正交);(c)自形的阳起石(Act)与磁铁矿、方解石共生，可见其交代黑硬绿泥石(单偏);(d)铁白云石(Ank)呈他形集合体形式，与磁铁矿和少量石英组成条带(正交);(e)较自形的铁白云石均匀分布于富硅条带中(单偏);(f)富硅条带中磁铁矿沿着菱形铁白云石边缘生长(反射);(g)富硅条带中磁铁矿被自形铁白云石包裹，可见铁白云石常具有溶解边(正交);(h)铁白云石后期活化形成条带使早期纹层发生错动(单偏)Fig.9 Micro-photographs showing representative textures of cummingtonite，actinolite and ankerite in the silicate facies iron formation(a)cummingtonite (Cum)bundles intergrown with magnetite (Mag)，quartz (Q)，replacing early stilpnomelane (plain-polarized light);(b)cummingtonite bundles truncating the banding (between crossed polarizers);(c)euhedral actinolite (Act)intergrown with magnetite，quartz and calcite，replacing early stilpnomelane (plain-polarized light);(d)microbands comprising anhedral ankerite (Ank)aggregates and magnetite intercalated with quartz bands (between crossed polarizers);(e)subhedral ankerite evenly distributed in quartz microbands (plain-polarized light);(f)subhedral-euhedral magnetite crystals occurring along the edges of ankerite (reflected light);(g)ankerite present as euhedral rhomboids with their edges commonly displaying corrosion gulfs，containing magnetite inclusions (between crossed polarizers);(h)later ankerite veins cutting across the banding，resulting into slight displacement of the bands (plain-polarized light)

另外，在研究区南部宁家湾的局部地段和硅酸盐相铁建造的局部位置顺层发育部分黄铁矿(图10b，d)，黄铁矿纹层宽约3mm，与富硅和富铁条带共同组成铁建造。二者野外产状形式相同，但黄铁矿成因却不同。前者黄铁矿呈半自形到他形，部分显示胶状结构，粒径从几十微米变化到几百微米(图10c)，可能为原始沉积的产物;后者黄铁矿交代磁铁矿，呈现磁铁矿的假象(图10e)，另外部分黄铁矿和石英形成细脉呈小角度穿插于早期纹层，可能为成岩后期热液的产物(图10f)。

3.4 袁家村BIF 沉积相空间分布

袁家村BIF 主要有三个沉积相:氧化物相、硅酸盐相和碳酸盐相。在前人地质资料的基础上(田永清等，1986)，通过野外踏勘和室内岩相分析获得了研究区条带状铁建造沉积相的分布图(图2b)。各类沉积相呈带状无规律分布，氧化物相约占60%，主要在研究区的北面，IV 号(A-B)勘探线附近，其中石英赤铁矿和石英磁铁矿各占24%和36%;硅酸盐相次之，约占30%;而碳酸盐相较少，只占10%，集中于研究区的南面。

表1 袁家村条带状铁建造中赤铁矿电子探针分析结果(wt%)Table 1 Electron probe microanalyses of hematite from the Yuanjiacun BIF(wt%)

研究区总体的构造格局是由一个早期背斜和两个晚期背形、一个晚期向形组成的叠加褶皱系列(田永清等，1986)。其中伴随着一系列同期次的次级褶皱，其几何特征与前述四个大型褶皱是相似的。总体上看，褶皱由北向南倾伏。从轴面的倾斜角度看，该褶皱是一个向东倾斜向西倒转的左倾斜歪褶皱体系。依据该构造格局特点将现有的分布图进行复原，获得原始的沉积相分布略图(图2c)，复原的纵坐标以IV 线(A、B 剖面)西端为固定点。为了更能突出沉积相之间的过渡关系，将氧化物相-硅酸盐相并入硅酸盐相，将氧化物相-碳酸盐相和硅酸盐相-碳酸盐相并入碳酸盐相。图中可看出沉积相呈南北向延展，反映出由东向西的相变规律，西边为碳酸盐相，东边为氧化物相，其间是过渡的硅酸盐相。

4 BIF 主要矿物组成及其形成条件

4.1 主要矿物化学组成

铁建造中矿物种类丰富，除了石英之外，我们对其他矿物的主量成分都进行了分析测试。下面将逐一介绍。

(1)赤铁矿

赤铁矿的化学成分见表1。赤铁矿具有较高含量的Fe(以FeO 计算)(86.76% ～88.69%)，Mn 常常类质同象代替Fe，可是袁家村BIF 赤铁矿中Mn 含量很低，小于0.02%，MgO 含量从0 变化到0.08%，且与SiO2的含量缺乏相关性，反映赤铁矿没有受到含铁滑石的影响，Al2O3的含量较高，最高可达0.46%，可能反映Al3+对Fe3+结构上的替换。

(2)磁铁矿

磁铁矿的主量成分见表2。磁铁矿除FeO 含量高(均值为91.14%)外，其余含量均低，其中MnO、NiO、ZnO、TiO2和K2O 含量尤其低(≤0.01%)，SiO2的含量为次高，其变化范围为0.08% ～2.39%，平均含量为0.84%，MgO 的含量也相对较高，从0 ～0.58%变化，P2O5的含量从0 变化到0.14%，平均含量为0.04%，CaO 的含量从0 ～0.2%变化，平均值为0.05%，Na2O、Cr2O3、Al2O3平均含量相同，为0.04%。除此之外，对比同一样品中富硅条带中细粒磁铁矿(＜0.1mm)和富铁条带中较粗粒磁铁矿(＞0.1mm)的主量成分，发现二者几乎相同，并无差异，同时结合野外和镜下特征，可推测条带中磁铁矿粒径的变化可能与原始沉积过程中凝胶团的大小不一有关(沈保丰等，1982)。

(3)铁黑硬绿泥石

铁黑硬绿泥石的主量成分见表3。黑硬绿泥石含有较高含量的FeO(27.55% ～31.24%)，且在薄片中呈现棕色到深褐色的多色性，说明其富含三价铁(Miyano，1982)。黑硬绿泥石一般有两个变种:富含二价和富含三价铁离子。前者在薄片中具有浅绿的多色性，而后者具有棕色到深褐色的多色性。一般认为最早形成的黑硬绿泥石是富含二价铁的，在后期开放的环境中，可能使得部分二价铁氧化为三价铁，从而转化为富含三价铁的变种(Zen，1960;Eggleton，1972)。然而Klein(1974)在研究加拿大Sokoman BIF 时发现两种黑硬绿泥石在条带中交替出现，可能反映早期岩石组合形成时氧化状态是变化的。袁家村铁建造中的黑硬绿泥石的特征可能反映其形成时可能是相对氧化的。另外，黑硬绿泥石具有较高的碱质含量，其中Na2O 的含量(0.24% ～0.48%)明显低于K2O 含量(1.75% ～3.36%)。Al2O3的含量同样也较高，从4.78%变化到5.14%。

(4)绿泥石

绿泥石中Al2O3、MgO、FeO 的含量分别为15.71% ～19.40%、4.91% ～7.31%和34.85% ～39.98%(表4)。绿泥石的Mg/(Fe+Mg)比值为0.19 ～0.28，相对偏低，指示绿泥石形成于富铁的环境下(Laird，1988)。绿泥石的化学成分表明袁家村BIF 中绿泥石的类型主要隶属于鲕绿泥石，其次为铁镁绿泥石(Deer et al.，1962)，这些类型最易形成于还原环境(Inoue，1995)。绿泥石的形成温度与(001)面网间距d001之间存在密切关系(Stefano，1999)，即d001(0.1nm)=14.399 -0.001T(℃);绿泥石的成分与d001之间也存在一定的关系(Nieto，1997)，即d001(0.1nm)=14.399 -0.1155AlIV-0.0201Fe2+。由此，可大致获得绿泥石的形成温度范围，为190 ～215℃。

(5)铁滑石

滑石的化学成分显示出Mg 和Fe 之间是最主要的替换关系，当Fe 绝大部分替换Mg 时，滑石成为铁滑石。袁家村BIF 中滑石中MgO 和FeO 的含量分别为14.81% ～23.52%和9.99% ～28.41%(表3)，该成分应该处于滑石和铁滑石之间的过渡单元，为含铁滑石。MnO 和Al2O3的含量很低(＜0.3%和＜0.1%)，表明其可能极少替换Mg 和Si。

(6)镁铁闪石

镁铁闪石一般富镁(MgO = 12.97% ～13.49%)和Fe(FeO=22.80% ～30.98%)，贫Ca(0.50% ～0.58%)和Al(0.05% ～0.06%)(表4)。但有一个样品较富Ca(5.52%)和Al(0.59%)，据镜下特征推测可能受到周围阳起石的影响。MnO 的含量较低，从0.41%到0.64%，说明Mn 很少代替Fe 和Mg。在高级变质条件下，Mn 的含量可能在B-C 配位上达到2(Deer et al.，1992)，然而此次分析的Mn 在B 配位上普遍小于0.1，说明BIF 没有经受高级的区域变质作用。

表4 袁家村条带状铁建造中绿泥石和角闪石电子探针分析结果(wt%)Table 4 Electron probe microanalyses of chlorite and amphibole from the Yuanjiacun BIF (wt%)

表5 袁家村铁建造中铁白云石和方解石电子探针分析结果(wt%)Table 5 Electron probe microanalyses of ankerite and calcite from the Yuanjiacun BIF(wt%)

(7)阳起石

阳起石是一种富钙的角闪石，与其共生的碳酸盐常常为方解石。阳起石中FeO、MgO、CaO 的平均含量分别为17.78%，12.83%、11.20%(表4)。

(8)铁白云石

铁白云石相对于白云石而言，最明显的区别是具有较高的FeO 的含量(14.59% ～16.64%)，而 MgO 的含量(10.24% ～11.66%)则相应的降低。同时，其具有较少的MnO 含量(0.30% ～0.39%)(表5)。

(9)方解石

本次分析主要是集中于与角闪石共生的方解石。方解石中除了CaO 的含量(52.23% ～59.58%)最高外，较高的是FeO 的含量(0.92% ～1.98%)，另外，MnO 和MgO 的含量均很低(0.35% ～1.77%和0.32% ～0.46%)(表5)。

4.2 原始矿物组成及后生变化

通过袁家村BIF 的岩相学和矿物化学成分的研究，可大致推测原始沉积的矿物组成，探讨成岩和变质作用条件下矿物组成的演变(图11)。石英在铁建造中分布广泛，不同的含铁矿物均与其共生，说明硅质沉淀以不同的速率贯穿于整个铁建造的沉积过程中。前人研究表明(Siever，1992)，前寒武纪海洋硅的浓度异常高，将近是现代海洋的6 倍，接近硅的饱和程度。硅的沉淀可能由于蒸发作用导致的饱和沉淀(Garrels，1987)或者是与固相含铁矿物的同沉淀(Ewers，1983)。而石英最有可能是早期沉淀的无定形硅胶在成岩或后期的变质作用重结晶的产物(Trendall，1983;Klein，2005)。

赤铁矿主要集中于研究区的10 号铁矿体中，分布不广泛，一般认为是水铁矿(三价铁的氢氧化物)在成岩过程中脱水重结晶的产物(Glasby and Schulz，1999)。这种水铁矿(海洋中Fe2+氧化而成)在pH 为4 时，容易转化成为针铁矿和少量赤铁矿;而在pH 为7 ～8 时，主要转变为赤铁矿(Schwertmann and Murad，1983)。因此，我们认为赤铁矿应该是在接近中性的pH 范围内形成的。磁铁矿在铁建造中广泛分布，遍布各个沉积相。目前，没有任何岩相学的证据支持磁铁矿是原生的，均认为磁铁矿是成岩或变质作用过程中的次级产物，主要有以下三种途径:(1)赤铁矿和菱铁矿之间的变质反应(Burt，1972):FeCO3+Fe2O3=Fe3O4+CO2;(2)富含二价铁的热液作用(Ohmoto，2003):Fe(OH)3+Fe2+=Fe3O4+2H2O+2H+;(3)细菌还原作用(Konhauser et al.，2002;Kappler et al.，2005):CH2O + 8H++ 4Fe(OH)3=4Fe2++CO2+11H2O。袁家村BIF 中磁铁矿主要有两种形式:半自形到他形的较小的磁铁矿颗粒，或分散分布，或相互连接组成集合体(图6b);结晶粗大，分散分布(图6c)，切穿重结晶的石英颗粒。前者可能是较早期形成的，来自于上述三种途径;而后者可能是变质作用重结晶的产物。另外，可见磁铁矿部分沿着铁白云石(菱铁矿转变而成，下述)边缘生长(图9f)，推测此部分磁铁矿为菱铁矿转变而成，反应为12FeCO3+2H2O=4Fe3O4+11CO2+CH4(French，1971)。

黑硬绿泥石是一种富铁贫铝的含水硅酸盐矿物，经常作为富铁岩石中特征性的中低级变质矿物，在大多数经受中低级变质作用的铁建造中均可见到(Klein，1983)。绿脱石是现代海洋沉积物中常见的矿物，化学组成与黑硬绿泥石相似，经常在洋底还原的热液环境中由三价铁的氢氧化物和溶解的硅反应生成(Dekov et al.，2007)。鉴于它特殊的形成机制和物质组成，Rasmussen et al.(2013)倾向认为黑硬绿泥石是绿脱石的变质产物。另外，在硅酸盐相铁建造的钻孔中，发现部分黑硬绿泥石集合体呈颗粒状分布于富硅条带的边缘，颗粒大小不一，从0.4mm 到1mm 不等(图12a)。颗粒均发生了碳酸盐化，边缘可发现黑硬绿泥石的残余(图12b，c)。但条带中仍可见未被碳酸盐化的黑硬绿泥石颗粒(图12b)，颗粒中含有少量石英和磁铁矿。颗粒的周围为石英、黑硬绿泥石和极少量的绿泥石(图12d)。部分颗粒被细粒的磁铁矿条纹切穿(图12e，f)。这些黑硬绿泥石的微颗粒与前人在西澳Hamersley 铁建造中发现的铁硅酸盐颗粒相似(Rasmussen et al.，2013)。他们认为这些颗粒最早应该是绿脱石组成的颗粒，是沉积成因的。它们是由隐晶质的软泥(硅酸盐)聚集，随后密度流的作用使其再沉积造成的。这些微颗粒之所以能够保存，可能是由于成岩早期形成的硅质将其完整封存，免受压实的破坏。这么看来，上述细粒的磁铁矿条纹极有可能是在成岩后期磁铁矿活化造成的，而非早期沉积所致。

绿泥石为一种富铝的矿物，一般出现于含有碎屑物质的富铁岩石中(James，1954)。袁家村BIF 中的绿泥石主要有两种分布形式，或交代黑硬绿泥石，或与石英和磁铁矿共生。推测最早可能是富铝的粘土碎屑，随后在后期的变质作用中重结晶或交代其他矿物形成的。然而绿泥石大多数隶属于鲕绿泥石，不能排除部分绿泥石是原生的可能。它们可能是在富Fe2+的海水中，无定形的硅和三价铁的氢氧化物在低温的缺氧环境中反应生成的(Harder，1976，1978)。

铁白云石有两种分布形式，或呈集合体与石英、磁铁矿构成条带，或呈自形的菱形晶均匀分布于硅质条带中。前者可能为早期沉积的细粒碳酸质软泥在成岩期结晶的产物(Klein，2005);后者形成时间可能较晚，可见磁铁矿被其包裹，但不见铁白云石被磁铁矿包裹。经常可见该种铁白云石边缘有溶解边(图9f，g)，推测可能与较早沉淀的菱铁矿成岩期发生溶解反应有关(Ayres，1972;Klein，1973;Pecoits et al.，2009)。

铁滑石主要呈分散状态分布于富硅条带中，与磁铁矿和石英等共生。原始沉积过程中，当缺乏Fe(Ⅲ)的氢氧化物时，二价铁离子可与溶解的硅在特定的PCO2条件下快速反应生成一种无定形的硅酸盐矿物，它们可能是铁蛇纹石的前身(Konhauser et al.，2007)。大量的岩相学证据表明(Klein，1973，1974，2005)，铁滑石可能为铁蛇纹石在低级变质条件下的产物，可能的反应为:Fe6Si4O10(OH)8+ 4SiO2=2Fe3Si4O10(OH)2+2H2O。另外铁建造中可见部分铁滑石交代黑硬绿泥石，可能的反应为:Fe2.7(Si，Al)4(O，OH)12·xH2O+ 0.33Fe2+= Fe3Si4O10(OH)2+ 2H2O + Al + 少量Na，K。

闪石类矿物常与石英、磁铁矿、方解石共生，可见其交代早期的黑硬绿泥石，可能为黑硬绿泥石进一步的变质产物。如果体系中水组分较高，CO2组分较低，那么早期的铁白云石可能会在进变质过程中与硅反应转化成为角闪石类的矿物，其中伴随着方解石的生成。

袁家村条带状铁建造中菱铁矿可能为原始沉积的产物，也可能为原始沉积的水铁矿在成岩期经异化铁细菌的还原作用形成的，这种一般发生于含有有机碳的含铁岩石中(Beukes and Gutzmer，2008)。

综合上述，可大致推测原始的沉积物为无定形硅胶、水铁矿、与铁蛇纹石和黑硬绿泥石组成类似的铁硅酸盐凝胶、富Al 的粘土碎屑和含铁、镁、钙的碳酸盐软泥(Klein，1973，2005)，并且这些沉积物在随后的成岩期和绿片岩相的区域变质作用下发生矿物之间的相互转变。

4.3 矿物形成的物理化学条件

图12 黑硬绿泥石颗粒野外和镜下特征(a)富硅条带中碳酸盐颗粒(Cal)(白色)沿着石英(Q)条带边缘分布;(b、c)碳酸盐颗粒边缘可见黑硬绿泥石(Stp)的残余，可见黑硬绿泥石集合体组成的原始颗粒，颗粒中还含有石英和磁铁矿(Mag)(正交);(d)富硅条带中散布的碳酸盐颗粒，主要集中于条带边缘，颗粒周围为石英、绿泥石、黑硬绿泥石(单偏);(e)变形的细条纹磁铁矿穿切碳酸盐颗粒，磁铁矿条纹形成于黑硬绿泥石颗粒形成之后，但在变形之前(单偏);(f)磁铁矿条纹穿切碳酸盐颗粒(单偏)Fig.12 Field photos and photomicrographs of stilpnomelane granules found locally in silica-rich microbands，almost all of these stilpnomelane granules are replaced by carbonate(a)calcite (Cal)grains are relatively uniform in size，typically ～1mm in diameter，along the edge of quartz microbands;(b，c)relicts of stilpnomelane (Stp)along the edge of calcite grains and stilpnomelane granules containing quartz (Q)and magnetite (Mag)inclusions (between crossed polarizers);(d)calcite grains enclosed in a mosaic of interlocking silica crystals (plain-polarized light);(e，f)finely-laminated magnetite penetrating stilpnomelane granules，indicating that these magnetite are diagenetic in origin (plain-polarized light)

袁家村条带状铁建造中的矿物组合(黑硬绿泥石、铁滑石、绿泥石等)为一套低级(黑云母带)变质作用的平衡组合(Klein，2005)。前寒武纪海洋中硅的浓度接近饱和，伴随着温度的下降，硅的溶解度降低，反之，则提高。在25℃下，溶解硅与无定形硅胶的平衡最大活度为10-2.7(Klein and Bricker，1977)。在此条件下，图13 分别给出了水铁矿、磁铁矿、铁蛇纹石和菱铁矿或白云石各自稳定的PO2和PCO2区间，可见白云石与菱铁矿的稳定区间基本相同。相对于菱铁矿和铁白云石，磁铁矿的形成需要相对较低的PCO2。铁建造中磁铁矿和铁白云石共生，说明局部孔隙水中的PCO2可能在二者稳定的区间范围里发生波动。铁蛇纹石-菱铁矿或铁白云石-磁铁矿可能是袁家村铁建造中未变质之前较为常见的组合，它们共生平衡的PO2很低，大约为10-63。磁铁矿在研究区范围内分布最广，大部分矿物均与磁铁矿共生，考虑到其稳定时较低的PO2，说明铁建造大部分矿物是在缺氧环境中形成的。但是，偶尔可见赤铁矿和假象赤铁矿共生(图4d)，假象赤铁矿是磁铁矿发生后期氧化的产物。赤铁矿和磁铁矿共生需要的氧分压较高，为10-12。另外，铁建造中黄铁矿含量极低，说明体系中硫逸度极低。

图13 25℃下铁蛇纹石、Fe(OH)3、磁铁矿和菱铁矿或白云石的PO2-PCO2 图解，其中硅的浓度接近饱和(据Klein and Bricker，1977)Fig.13 Stability relations among greenalite-Fe(OH)3-magnetite-siderite/dolomite as a function of PO2 and PCO2 at saturation with respect to amorphous silica at 25℃(after Klein and Bricker，1977)

利用Eh 和pH 值可评价水体系中矿物的平衡状态。图14 显示了水铁矿、磁铁矿、黑硬绿泥石、铁蛇纹石和菱铁矿、铁滑石处于稳定状态时的Eh 和pH 范围(Klein，2005)。这个特定的富铁水体系同时受到了氧分压和溶解的碳质的影响。该水体系硅的浓度接近饱和，A［H4SiO4］=10-2.7。在平均的现代海水中(A［H4SiO4］=10-4)(pH≈8.2)，如果存在铁蛇纹石-菱铁矿-磁铁矿的稳定组合，那么体系中Eh 值必定小于0，并且碳的热力学活度接近1(Klein and Bricker，1977)。如果溶解碳质的热力学活度小于0.1，菱铁矿可能不能稳定存在。铁建造中黑硬绿泥石相对比较氧化，与磁铁矿、铁白云石(部分为菱铁矿重结晶而成)、铁滑石(部分为铁蛇纹石变质而成)等共生，是含量最大的含铁硅酸盐矿物，可能出现于较低氧分压，Eh 小于0.2，接近中性或碱性的体系中。水铁矿只存在于相对高的PO2下，而磁铁矿却存在较低的PO2下，pH 接近中性或碱性。铁蛇纹石出现于缺氧的碱性环境中，并且伴随着pH 或溶解的SiO2的升高或温度的下降(Siever，1971;Eugster and Chou，1973)，铁蛇纹石的溶解度下降。铁滑石可能是早期铁蛇纹石、黑硬绿泥石或富铁碳酸盐的变质产物，随着温度的升高(变质程度的增加)，铁滑石的稳定区域将逐步扩大，而铁蛇纹石、黑硬绿泥石和菱铁矿的稳定区域将相应的缩减。另外，可从图中看出在缺氧和酸性条件下，二价铁离子便于累计和转移，说明海水中pH 的变化导致了铁质的沉淀。

袁家村条带状铁建造形成发生在大氧化事件期间或之后(2.3 ～2.1Ga)。前人根据全球BIF 和相关碳酸盐岩的地球化学特征认为古海洋在大氧化事件前后的氧化还原状态是截然不同的(Bekker et al.，2010;Planavsky et al.，2010;Wang et al.，2014)，即大氧化事件之前古海洋整体呈现缺氧状态，而大氧化事件之后古海洋中存在氧化还原变层，上部水体氧化，下部水体还原。综合上述矿物的形成条件，发现袁家村BIF 的沉淀主要受控于Eh、pH 及氧逸度等的骤然变化，由此推测可能由于还原弱酸性的深部富铁海水在海侵的过程中上升到浅部相对氧化和弱碱性的浅水环境中，最终导致铁质的沉淀。

5 结论

袁家村BIF 氧化物相中发育豆粒、内碎屑结构和板状交错层理，可能指示氧化物相铁建造部分是在较高能的浅水环境下沉积的。但铁建造总体上以条纹条带状构造为主，说明大部分BIF 形成于浪基面以下，且在沉积的过程中，盆地内可能比较稳定，受到后期因素的扰动较小(沈保丰等，1982)。现代海洋的浪基面的平均深度为200m(Klein，2005)，可为条带状铁建造的沉淀深度提供参考。

袁家村BIF 原始的沉积物可能为无定形硅胶、水铁矿、与铁蛇纹石和黑硬绿泥石组成类似的铁硅酸盐凝胶、富Al的粘土碎屑和含铁、镁、钙的碳酸盐软泥。它们在后期的成岩和变质作用过程中演变为现今的矿物组合，主要为磁铁矿、黑硬绿泥石、铁滑石、绿泥石、铁白云石等，这些矿物的化学特征和形成条件反映它们是在较低氧逸度下的中性到碱性环境中形成的;而赤铁矿却是在较高氧逸度下才能形成。袁家村BIF 的沉积可能同时发生于氧化和还原的水体之中，伴随着变化的氧逸度和有机碳含量等条件，沉积相从上部的氧化物相逐渐过渡到硅酸盐相再到下部的碳酸盐相，且局部由于较高硫逸度形成黄铁矿。

图14 25℃下富铁水体系中含铁矿物的pH-Eh 图解其中体系中有溶解的碳质，硅的浓度接近饱和，黑硬绿泥石中Fe2+ /Fe3+≈2∶1. 虚线表示氧分压. 阴影区域代表铁滑石的稳定区域(据Klein，2005 修改)Fig. 14 Eh-pH diagrams depicting the stability fields of some minerals (or their precursors)in the system Fe-H2OO2-SiO2-dissolved C with the ratio of Fe2+ /Fe3+ in stilpnomelane approximating 2，at 25℃ and 1atm total pressureBoundaries between aqueous species and solids at A［aqueous species］ =10 -6. Contours show partial pressure of oxygen. This diagram illustrates that at 25℃minnesotaite (the shaded field)is the stable and greenalite the metastable phase (modified after Klein，2005)

致谢感谢太钢集团岚县矿业有限公司杨兆林、岳利平工程师在野外考察中的全力帮助!感谢潘鸿迪老师、朱明田博士和代堰锫博士在岩相观察过程中的指导!感谢赵太平老师、耿元生老师和于津海老师对本文的悉心指导!

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