浅谈前寒武纪条带状铁建造的沉积-变质成矿过程

李旭平 陈妍蓉LI XuPing and CHEN YanRong

山东省沉积成矿作用实验室，山东科技大学地球科学与工程学院，青岛 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

前寒武纪岩石占据地壳组成的70%以上，蕴藏着十分丰富的矿产资源，并且含有世界级超大型矿床。前寒武纪条带状铁建造(BIF)构成了世界铁矿资源的主体。在漫长的地质演化中，前寒武纪岩石及其所含矿床往往遭受了较强的变质变形，使得前寒武纪变质矿床在全球矿产资源中的地位尤其特殊和重要。前寒武纪变质矿床具有很好的时控性，很多重要矿床类型爆发于地质历史的某个时期且具有多旋回性，与特定的地质环境和事件有关。本文以前寒武纪条带状铁建造(BIF)为例，研究太古宙到古元古代时期沉积作用、其后的变质作用及其地质环境对BIF铁矿形成过程的响应。综合前人研究成果，前寒武纪条带状铁矿的特点可以归纳如下：

(1) BIF铁矿构成了世界铁矿资源的主体，在太古宙(>2.5Ga)、成铁纪 (2.5～2.3Ga)、造山纪(2.05～1.8Ga)、南华纪(0.8～0.68Ga) 都有出现；在新太古代和古元古代爆发式形成，中元古代以后很少出现，仅在8亿年左右的“雪球事件”期间有少量BIF铁矿形成(Rosièreetal., 2001; Rosière and Rios, 2004;沈保丰, 2012; Lanetal., 2014; Lietal., 2014; Chen and Tang, 2016；Egglsederetal., 2019)。有些前寒武纪BIF铁矿类型只形成于某一时间段，可能与地球演化的不可逆性相关。例如，Superior湖型BIF在25～20亿年最重要(Reimer, 1984; 冯本智等1995;陈衍景等, 2000; Foustoukos, 2012;沈保丰, 2012; 赵正等2014; Dongetal., 2016)。

(2)大规模成矿与重大地质事件的内在联系。显生宙甚至晚前寒武纪, 大规模成矿与环境变化、地幔柱活动、大氧化事件、超大陆会聚的并发关系和内在联系，已经得到较好揭示和认可。在早前寒武纪，地幔柱活动、超大陆汇聚与成矿的研究仍然较为薄弱(Zhaoetal.，2002； Bekkeretal., 2010; 赵振华，2010； 李文渊, 2012; Wangetal., 2014; Lietal., 2018, 2019)。地质年代学研究表明巨型铁地层沉积的周期性出现，与大火成岩省的形成时代相吻合，并在成因上与之相关。古元古代是华北克拉通稳定固结的关键时期，也是全球板块构造特征趋于明显的关键时期，同时还是哥伦比亚超大陆演化时期(Zhaoetal., 2005, 2006，2011；赵国春, 2009; Guoetal., 2012; Zhao and Zhai, 2013;李三忠等，2016；李旭平等，2019)。陈衍景(1990)已经注意到岩石圈表层、大气圈、水圈、生物圈等的性质在23亿年左右发生了根本性变化。Melezhiketal. (1999)基于Lomagundi事件研究，提出了早期大氧化事件与成矿事件关联图；近年，次级事件谱系得到进一步完善(Tang and Chen, 2013)，突出地表现为两阶段观点，即2.5～2.3Ga期间的水圈氧化和2.3～2.05Ga期间的大气圈充氧，也即2.3Ga的环境突变(Chen and Tang, 2016)。

(3)区域性不均匀分布。Algoma型BIF主要产在太古宙-古元古代火山-沉积建造中, 以加拿大Abitibi绿岩带中的铁建造为代表(Hagemannetal., 2016)，我国称为“鞍山式”铁矿(程裕淇等, 1978)，主要分布于辽宁鞍本地区、冀东地区和晋北地区(万渝生等，2018)。Superior湖型BIF产于稳定陆缘的碎屑岩-碳酸盐岩建造中，是众多世界级超大型铁矿的来源，主要形成于古元古代(Bekkeretal., 2010; Hagemannetal., 2016)。与加拿大、澳大利亚、南非等世界著名早前寒武纪克拉通相比，中国贫乏Superior湖型铁矿床，却特别发育Algoma型条带状铁矿(Reimer, 1984; 陈衍景等, 2000; 沈保丰等, 2005；沈保丰, 2012; Foustoukos, 2012; Dongetal., 2016)。

(4)前寒武纪BIF铁矿床普遍遭受变质作用。有些矿床因变质作用富集，有些矿床却因此而贫化。例如: 前寒武纪BIF铁矿常见于经历了低级-中级变质的岩石中，也可以出现在高级变质岩中，而大多数高品位BIF铁矿石形成在峰值变质条件之后(Rosière and Rios, 2004; Lietal., 2014, 2016; Hagemannetal., 2016); 有关变质作用对矿床的富集与贫化研究较少，值得关注和研究。

1 前寒武纪BIF铁矿分布及其类型

世界上铁矿石种类众多、成矿类型复杂，其矿物学、物理特征及其成因等各不相同。本文重点评述前寒武纪BIF重要铁矿床的信息，并将高品位铁矿、研究较好的类型的铁矿标在图1中，以便后文讨论。前寒武纪沉积变质型铁矿主要有三种类型(图2)，简述如下：

图1 全球著名的前寒武纪BIF铁矿床位置及品位(据 Klein, 2005; Hagemann et al., 2016修改)每个矿床下横线的累积长度表示铁的品位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

图2 Algoma型、Superior湖型和Rapitan型BIF铁建造的构造背景(据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型铁矿产出在太古宙-古元古代(Hagemannetal., 2016)。典型的Algoma型铁矿与火山活动关系密切，主要是地壳早期阶段形成的。赋存在太古宙和古元古代的聚合边缘环境中，地层层序中铁矿层与海底火山岩互层，主要与喷流沉积作用有关，构成花岗绿岩带(图 2; Gross, 1980; Hagemannetal., 2016)。岩石组合主要由变质程度不同的巨厚的基性和中性火山岩(拉斑玄武岩、安山岩及其凝灰岩、集块岩)，流纹岩、粗面岩及其沉积岩(碧玉、硅质页岩、硬砂岩和大理岩)等组成, 空间分布上规模有限(Planavskyetal., 2012)。世界上较为典型Algoma型铁矿, 例如位于格陵兰岛西部太古宙(始太古代)绿岩带中Isua地区的BIF铁矿、产在西澳大利亚的南部太古宙绿岩带中的Yilgarn铁矿(Klein, 2005；Hagemannetal., 2016)。该类型铁矿也是我国BIF型矿床的主要类型，主要产出于华北克拉通太古宙。重要矿集区有辽宁鞍本、冀东、五台、鲁西、包头固阳、豫中等，大型典型矿床有弓长岭、南芬、齐大山、水厂、司家营等(沈其韩，1998;沈保丰, 2012;万渝生等，2012)。其中较为典型的该类矿床是赋存于新太古代火山沉积变质岩系(绿岩带)中的鞍本地区和河北石人沟的BIF铁矿床(Zhangetal., 2012; 万渝生等，2012；张连昌等, 2014；Wanetal., 2016)。

(2)Superior湖型铁矿主要产出在古元古代，是BIF型铁矿床主要类型(图1)，如澳大利亚Hamersley铁矿、俄罗斯Krush、乌克兰的Krivog Rog等铁矿床，当前世界上开采的富铁矿绝大部分是由该类型BIF铁矿风化淋滤形成的。Superior湖型铁建造多产出在被动大陆边缘或陆内裂谷的构造环境、与成熟度较高的沉积岩共生，沉积岩常为页岩、碳酸盐岩、千枚岩、碳质千枚岩、硬砂岩等(Bekkeretal., 2010; Planavskyetal., 2012)。尽管Superior湖型铁矿常在陆架环境下沉积，与强大的热液提供的铁有关 (Bekkeretal., 2010)；并且铁建造通常可以延展几百平方千米(Planavskyetal., 2012及其文献)。含矿岩系中火山作用强烈程度不一，铁矿不总是与火山作用有直接关系。这些含铁建造形成后, 在古元古代造山事件发生变质和变形, 将原岩铁英岩转化为高品位铁矿石(Hagemannetal., 2016)。与国外相比，中国Superior湖型铁矿床不典型，分布不广，目前主要产出在山西吕梁、安徽霍丘、西鞍山等地区(沈其韩，1998；沈保丰，2012；张连昌等2014)。

Superior湖型与Algoma型铁矿床无论从赋矿的岩石组合、产出的构造环境、成矿时代、与火山活动关系等均有一定差别。但大部分太古宙BIFs都经受了构造变形和不同程度的变质作用，从而对其沉积盆地进行了整体重建，使得对原始地质环境的恢复非常困难。有些铁矿床由于在太古宙形成后的持续演化，既有Superior湖型铁矿的特征，又保留有Algoma型铁矿的特征，很难判别究竟属于那种类型 (Bekkeretal.，2010)。如位于西澳Pilbara克拉通内的Hamersley盆地中，形成于新太古到古元古代期间的大型BIF铁矿床(Bekkeretal., 2010; Hagemannetal., 2016; Egglsederetal., 2019)。

(3)Rapitan 型 BIF出现在新元古代(715～580Ma)，主要分布于冰川成因的沉积序列中(图2)，与新元古代雪球地球事件有关(Hoffmanetal., 1998; Hagemannetal., 2016)。重要的矿床包括巴西的Urucum地区(Urbanetal., 1992; Angereretal., 2015, 2016)和加拿大西北地区的Rapitan 地区(Klein and Beukes, 1993; Halversonetal., 2011)。我国在扬子陆块东南缘中西段赣中矿集区内分布着新余式BIF型铁矿床。铁矿床赋存在南华纪长安亚冰期和南沱亚冰期之间的富禄亚间冰期沉积岩层中(沈保丰，2012)。该类铁矿主要由赤铁矿和石英组成，少量的自生方解石、白云石和碎屑赤铁矿粉砂/泥岩相矿物和绿泥石，有机质稀少(Halversonetal., 2011)。赤铁矿泥/粉砂相的层理是由赤铁矿的相对含量和粒度决定的，在较粗的纹层中有细微的序粒层。在赤铁矿-碧玉岩相中，层序由几乎纯赤铁矿和碧玉交替形成(Klein and Beukes, 1993)，少数小规模Rapitan 型BIF中的铁硅酸盐矿物组合的出现表明这些矿床经历了低级变质作用(Halversonetal., 2011)。

其他类型的BIF铁矿，如南非的高品位赤铁矿型Sishen 和Thabazimbi铁矿，产于南非Kaapvaal克拉通内，由表生矿床在深部红土风化过程中，BIF块体滑入下伏岩溶碳酸盐岩中，并在其后提高了铁矿的品位(Hagemannetal., 2016)。

中国的BIF铁矿都是低品位的Algoma-, Superior湖-和 Rapitan-型的铁矿床(<50% Fe)，多数遭受了绿片岩相/角闪岩相的变质作用，很少达到麻粒岩相变质程度(Zhangetal., 2012; Lietal., 2014)。BIF铁矿有磁铁矿石英型、赤铁矿型、磁铁矿-赤铁矿型、磁铁矿-赤铁矿-菱铁矿型等四种(Hagemannetal., 2016)。

篇幅所限，本文主要阐述太古宙-古元古代时期的Algoma型以及Superior湖型BIF铁矿床，试图从下面几个方面研究探讨古元古代BIF铁矿床的沉积成因特征和变质富集成矿过程：(1)铁的来源及其沉积机制，铁在溶液中的物态如何？(2)铁是怎样运移到很远的开阔盆地?(3)如果沉积伊始，大气和水圈都是缺氧的，溶解在洋盆中二价铁是怎样进入氧化过程, 转换为赤铁矿和磁铁矿沉积下来的？(4)变质作用对BIF铁建造成矿作用的影响如何？

2 新太古-古元古代时期代表性BIF铁建造产生的沉积环境特征

2.1 BIF铁建造形成的沉积成因模式

条带状铁建造记录了前寒武纪海洋中广泛的铁沉积时间，为研究参与其形成过程的古海洋、古环境、大气条件和细菌代谢提供了一个重要的研究窗口(Diekrupetal., 2018)。尽管BIFs中铁的来源和在沉积盆地中的变化过程仍在不断的研究完善中，目前主要有以下3种模式(图3)：

图3 BIF铁矿的成因模式(a)海底热液体系Fe来源模式(据Bekker et al., 2010; Planavsky et al., 2012修改); (b)陆源Fe海洋盆地化学沉积模式(据Klein, 2005; Li et al., 2015修改); (c)陆壳与生物循环Fe双源模式(据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)海底热液体系Fe来源模式: Algoma型铁矿与绿岩带的海底火山岩互层沉积序列中，在某些情况下与火山成因块状硫化物矿床伴生(Bekkeretal., 2010)。太古宙各种类型的火山作用，玄武岩-安山岩-流纹岩，在海底占主导地位，在空间和时间上密切相关(图3a, 详细解释见后文)。如果当时陆地面积是现在的10%，海底火山-浅深成活动是现在的四倍，因此火山成因溶质的浓度将支配海洋物质的输入(Fryeretal., 1979)；陆地径流输入的物质非常有限；此外太古宙较高的地温梯度(>60℃/km)将促进海水在洋壳中强烈的自由对流，从而形成以火山物质为主导的海底热液体系(Klein, 2005)。大氧化事件(Great Oxidation Event，GOE) 之前，在海洋深水处，在局部的热液柱中部分亚铁的氧化，使得形成的三价氧化铁输送到沉积物-水界面，导致Fe2O3沉积形成BIF和其他富含铁的矿物，表现出δ56Fe>0‰正值。同时在陆架和斜坡上沉淀为含有黄铁矿或碳酸铁黑色页岩，具有显著的负的δ56Fe<0‰，异化铁还原作用(DIR)在孔隙水中形成一个轻的Fe2+铁同位素岩层(Planavskyetal., 2012)。前人的研究认为2.7Ga之前细菌还原海水硫酸盐(BSR)没有出现, 大多数太古宙黄铁矿具有负的δ56Fe<0‰ 铁同位素特征和负的δ34S<0‰硫化铁矿(Grassineauetal., 2002)。我国辽宁弓长岭铁矿的成因堪比此类成因(Lietal., 2016, 2019; 刘大为等, 2017)。

(2)陆源Fe海盆沉积模式：这一模式是Klein(2005)在综合了许多BIFs研究的基础上提出的(图3b)。通过对新太古代西澳的Hamersley Range到古元古代南非Transvaal Supergroup铁沉积序列中变质作用影响极小的BIF铁矿区的矿物学研究表明，其矿物组合由燧石、磁铁矿、赤铁矿、碳酸盐矿物(菱铁矿、白云石-铁白云石系列)、黑硬绿泥石、硅铁矿、钠闪石、铁滑石和局部黄铁矿组成。早期的地球化学、碳同位素和Eh-pH、pH-O2热力学体系研究表明BIF所有原生矿物组合都是在缺氧的原始海洋沉积环境中化学沉积的结果。由于深海中的BIF沉积 (基本上没有有机C), 没有数据支持BIF的沉积与微生物活动直接相关，Klein (2005)认为Fe和 Si物质是陆缘岩石风化的无机物产物。这一模式代表了新太古代-古元古代BIFs的一种沉积环境(Klein, 2005), 但主要出现在古元古代(Rayeetal., 2015)。然而，很多其他的研究表明，这一过程是有生物作用参与的(Lietal., 2015; Kang and Schmidt, 2017; Rasmussen and Muhling, 2018)，如：BIF中浅水碳酸盐岩-页岩岩性 (具有丰富的有机C)、磷以及Fe3+羟化物将在大陆架附近发生微生物异化还原Fe2+等等。在整个前寒武纪记录中，BIF的相对发育程度与前寒武纪大气中O2含量演变有关(图3b)。

(3)陆源物质与海底热液Fe双源模式：基于新太古代西澳的Hamersley盆地Dales Gorger处2.50～2.45Ga沉积序列的Nd、Fe同位素数据和REE特征，Lietal. (2015)总结了BIF成因的双源模型(图3c)。某些BIFs具有高的εNd和负δ56Fe值, 表现出热液组份端元, 而相对低的εNd和δ56Fe值反应大陆物质组份的贡献, 陆源物质是由微生物在还原条件下通过铁的运行通道搬运到盆地深部沉积。除了广泛接受的浅海热液来源的非生物的Fe，第二种生物来源的Fe也很重要, 两种物源的比例随着盆地水循坏的规模和时间而有所变化。Smithetal. (2012)通过对太古宙Witwatersrand超群铁建造的沉积模式研究结果也表明，BIF铁层沉积初始，远离大陆的海盆基本是海底热液体系Fe质来源；越靠近陆端，陆源硅质碎屑明显增加。

2.2 太古宙到古元古代期间BIF铁建造形成的沉积过程

在太古宙到古元古代期间(3.8～1.8Ga)，BIFs的平均全岩化学成分非常相似：富含铁和二氧化硅，Al2O3含量非常低，表明它们是没有碎屑输入的纯净化学沉积物(Klein, 2005)。大部分保存下来BIF矿床是在几百米厚度的浅海相沉积建造中，他们是通过氧化表面和上升的还原性深海洋水和富Fe流体之间的相互作用形成(Klein, 2005; Kang and Schmidt, 2017)。然而, 这些铁沉积建造可能不仅存在于大陆架上，而是整个海洋盆地；水体中存在有一个氧化还原反应前缘或氧化-还原层(Planavskyetal., 2012). 当BIF物源在没有外来陆缘碎屑流影响的深海盆地沉积,铝含量非常低(Klein, 2005)。BIF构成盆地中主要沉积物时, 通常缺氧，形成碳质黑色页岩和富铁碳酸盐互层。深海盆地BIF的厚度可达几百米，如澳大利亚西部 Hamersley省份的BIF矿(Pickardetal., 2004)。

沉积过程是指沉积物在初始沉淀、固化成岩后，还未达到变质作用程度前(不包括地表风化)的化学、物理和生物改变的过程(Planavskyetal., 2012)。由于世界各地的BIF矿床在形成过程中的地质背景、盆地的构造演化、物理化学条件，物质供给和持续时间长度存有差异，保存的部位不同等因素，这个过程中矿物组合的演化也表现出差异，如上一节中我们总结的三个成因模式(图 3)，它们或许只代表了个体矿床研究保留的某个局部，总体发展过程和各阶段的变化还是表现出了一定的规律性。古元古代晚期的铁建造铁质沉积发生在生物氧化和非生物氧化作用的氧化还原条件下。而较老的铁建造沉积在缺氧的海洋中，那时二价铁被缺氧光合细菌氧化可能是一个重要的过程，内源和外源物质为铁的沉积提供了必要的条件(Bekkeretal., 2010)。前人工作较详细的BIFs沉积过程是对澳大利亚的Hamersley省和南非的Transvaal 和Griqualand西部盆地BIFs进行的研究。据此将较有代表性的两个早期前寒武纪BIF沉积模式剖析如下(图4):

Bekkeretal. (2010)的总结性研究认为，巨型铁地层沉积的周期性与大火成岩省的形成时代相同，并在成因上与之相关(图4a)。尽管在某些情况下很难判断BIFs是否属于Algoma型还是Superior湖型。一般来说, 在地球早期的历史 (>2.5Ga), Algoma型更常见, 可能反映了更高的地幔热流温度和有限的陆缘海的大小。从～3.3Ga开始记录中出现了相对较小规模的Superior湖型BIF铁建造，直到2.6Ga才达到显著的规模。2.6～2.4Ga期间，全球镁铁质岩浆作用在南非、澳大利亚、巴西、俄罗斯、乌克兰等地爆发，最终沉积为大规模的Superior湖型BIF。然而大型的发育在被动大陆边缘的沉积岩序列中的Superior湖型铁矿，与火山岩普遍缺乏直接的联系(Bekkeretal., 2010; Hagemannetal., 2016)。

对于洋盆热液中物质来源，前人的研究多认为是海水与火山物质的混合，如果靠近陆源，还有陆源碎屑的加入，但在太古代到古元古期间BIF沉积的深水盆地，陆源物质加入可以忽略不计(Bekkeretal., 2010; Planavskyetal., 2012)。对古海洋中铁的迁移和沉积的研究表明，这时水体中铁几乎只以Fe2+存在; 氯化亚铁络合物是主要的含铁水种，随着溶解Cl和温度的增加，FeCl更加稳定(Hagemannetal., 2016及其文献)。BIF中的赤铁矿存在表明，前寒武纪海洋或许凭借诸多氧化机制，将溶解的Fe2+转化为固相富铁矿物，然后沉淀并沉积在海床上。导致古海洋铁沉积形成BIFs的基本条件和文献中最广泛支持的机制如Bekkeretal. (2010)所述:

图4 早前寒武纪综合矿物学、地球化学和硫、铁同位素资料的BIF沉积过程概念模型(a)这一模型解释在GOE之前页岩和黄铁矿的δ56Fe负值以及深海处BIF铁矿物的δ56Fe正值(据Bekker et al., 2010)，UV-紫外线辐射; (b)太古宙Witwatersrand超群铁建造的测向相分布简化沉积模型(据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)蓝藻光合作用产生的氧气对溶解的Fe2+进行无机氧化(图 3a)。这些原核微生物可能在近海岸水域的透光带繁茂生长，那里的Fe2+和营养物质是由大陆风化和含有水热成分的深海洋流上涌的混合而得。尽管有些学者认为海洋是分层的，在缺氧的环境下，或许存在局部“有氧绿洲”的薄氧区。有证据表明, 新太古代氧的光合作用是存在的, 包括西澳Tumbiana组2.7Ga的叠层石岩组合可能是由蓝藻组成，BIF沉积必须存在有氧的光合作用。此外，细菌代谢性亚铁氧化是另一种最常见的BIF氧化铁沉积机制。由于“铁细菌”在富铁的地下水渗漏和淡水溪流中常见，前人的研究已经认识到嗜氧微生物铁氧化剂可能在BIF沉积中的起着重要作用，并且在海洋系统中广泛存在。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，在富铁湖泊中，Fe2+氧化细菌存在于循环水与非循环水/氧化还原的界面中。在低氧条件下，嗜氧微生物Fe2+氧化剂可能主导着海洋中的铁循环(Sgaardetal., 2000)。

(2)无氧光合氧化(photoferrotrophy)是一种代谢性Fe2+氧化(图 3a)，与BIF的形成有成因联系(Bekkeretal., 2010)。无氧光合作用使用Fe2+而不是H2O作为电子供体，产生Fe3+而不是氧分子(Ehrenreich and Widdel, 1994)。由此利用当时存在的丰富的Fe3+、光和二氧化碳，在没有氧分子存在的情况下探讨BIF沉积机理。前人在实验室用实验技术与建模相结合, 证明这些向光性的细菌接受氧化的能力使得足够的Fe2+转化为Fe3+, 是主要的BIF初始沉积产物, 并且沉积速度非常快(Konhauseretal., 2002; Kappleretal.，2005)。在太古宙海洋，光可以在几百米的水深有效氧化Fe2+, 这样光可以很容易氧化所有随热液流上升的Fe2+，甚至在这些Fe2+上升到上覆氧化层之前就将Fe2+氧化为Fe3+(图3a；Kappleretal., 2005; Bekkeretal., 2010)。

(3)紫外光线辐射氧化Fe2+: Cairns-Smith (1978)提出, 高通量的紫外光子在大气中的氧气发展成臭氧层之前就到达地球表面(图4a)。这种作用在酸性水域暴露在波长为200～300nm的紫外光线辐射下很容易进行Fe2+的光合作用氧化，致使溶解的Fe2+被氧化水解沉淀为氧化铁。实验表明，平均光化学氧化速率是0.5mol Fe2+/m2yr-1的，估计快速上升热液流的流速可达4,000m/yr-1，仅这一过程就可以解释每年沉积高达1.8×1014mol Fe3+的情况(François, 1986)。实验估算认为每年光线辐射氧化Fe2+的总量为2.3×1013mol，这些速率比太古宙和古元古代最大的BIFs沉积期间推断的年速率要大得多(Bekkeretal., 2010及其文献)。因此紫外光线辐射氧化Fe2+也是导致BIF初始沉积的主要因素。

Smithetal. (2012)对南非中太古代 West Rand条带状铁建造建立 BIF沉积过程模型, 是比较完整的、形成于最大海进时期BIF沉积序列 (图4b)。该模式反映了从海盆最下部、最远端的赤铁矿-磁铁矿 BIF，向上、靠近海岸过渡到磁铁矿-菱铁矿，再到菱铁矿 BIF的磁铁矿碳酸盐相BIF、含铁泥岩、含铁泥岩粉砂岩最终到陆相砂岩的变化。在盆地的一定深度，由于浮力和重力作用的中和, 深部还原的富铁热液上涌到上部透光带以下发生赤铁矿-磁铁矿 BIF沉积。化学能无机自养性生物的铁氧化细菌, 在有限自由氧分子存在情况下, 能够利用富铁水柱与周围海水之间的差异引发代谢活动，Fe2+被氧化形成原始Fe(OH)3，导致最初的三价铁的氢氧化物沉积。在远离海岸的一端，Fe(OH)3在后期的成岩过程中脱水转变为赤铁矿保存下来；然而, 在许多地方BIFs沉积序列中没有保留原生赤铁矿的证据(Bekkeretal., 2010)。当热液柱与海底沉积物接触时形成极其细小的早期磁铁矿；向近岸一侧，随着有机碳的加入，Fe(OH)3转变为富铁碳酸盐矿物，并随着陆源碎屑物质的逐渐增强，形成富铁铝硅酸盐矿物，直到形成贫铁的陆源碎屑沉积物。

如上所述，尽管的浅海热液来源的非生物的Fe2+已得到广泛接受, 陆源Fe搬运到盆地深部沉积的实例也多处可见, 如西澳Hamersley 盆地的Brockman BIF, Fe和Nd同位素数据表明了25亿年前沉积的大型BIF铁建造的两个铁源。对西澳Hamersley盆地的Brockman某些BIF样品高的εNd和δ56Fe信息记录了洋盆内热液组份, 但相对εNd和δ56Fe值的降低反映出大陆组份的贡献(Lietal., 2013a, b, 2015)。大陆铁源最好的解释是在大陆边缘经微生物异化铁还原(DIR)形成的Fe2+, 通过微生物驱动的铁通道运移到洋盆，经洋盆热液和大陆源富铁热液的混合而形成混合源热液(Lietal., 2015; Huetal., 2020)，成为BIF沉积前携带铁的负载流体。

赤铁矿通常被解释为铁氧化物/氢氧化物沉淀的脱水产物，而磁铁矿则被认为是由铁氧化物/氢氧化物通过微生物氧化或细菌铁还原形成的(Rasmussen and Muhling, 2018)。Lietal.(2013a)对澳大利亚西部Hamersley组Brockman铁矿组(BIFs)中2.5Ga Dales峡谷段磁铁矿和赤铁矿带状铁层，进行了O和Fe同位素的原位分析也说明了这一结论。他们发现最初的Fe(OH)3沉积形成于透光区在非常早期的成岩作用中脱水转变为赤铁矿，随后在后期的成岩/变质作用过程中形成磁铁矿。然而尽管磁铁矿中O同位素组成发生了显著变化，磁铁矿和赤铁矿似都保留了早期Fe(OH)3初始产物的δ56Fe值，表明它们来自共同的母体，即磁铁矿是通过微生物原位还原在软沉积物中形成的，也可能还包括与水中Fe2+反应形成。

对于BIF中黄铁矿沉积, Rouxeletal. (2005)通过对>2.8Ga到1.8Ga前寒武纪BIF中不同时间段和产状的页岩中的黄铁矿和铁氧化物的Fe同位素进行了研究，以探讨海洋氧化还原状态对大约23Ga前大气氧气上升的响应问题。铁同位素证据表明，海洋铁循环的变化与大气氧化还原状态的变化同时发生。在2.3Ga之前的黄铁矿中，其δ56Fe的负值和变化表明全球海洋受到铁氧化物沉积的强烈影响；并说明太古宙黄铁矿黑色页岩是铁的轻铁同位素储库的重要组成部分,与盆地深部BIF中铁氧化物的重铁同位素沉积呈对应互补(Planavskyetal., 2012)。在2.3～1.8Ga之间，黄铁矿δ56Fe的正值可能反映了氧化还原层状海洋中铁硫化物相对于铁氧化物的沉积量的增加(Rouxeletal., 2005)。在2.7Ga之前黄铁矿具有负的δ56Fe特征表明细菌还原海水硫酸盐(BSR)没有出现, 因此硫化铁矿物具有非常负的δ34S值 (Grassineauetal., 2002; Fabreetal., 2011)。

然而, Diekrupetal. (2018)对～2.74Ga Temagami绿岩带区氧化的BIF中多硫同位素系统研究表明，沉积盆地中主要是大气源元素硫通过细菌代谢，而不是热液循环海水硫酸盐或火山作用直接输入硫的沉积；通过铬的微量元素可还原四硫同位素 (32S-33S-34S-36S) 的含量。他们发现尽管是靠近火山源头，SO2也只有很少的贡献，主要是细菌代谢导致铁还原和硫的歧化反应，而不是硫酸盐还原，这与存在有限的有机质和大量的铁质沉积为Fe(OH)3现象是一致。BIF中的硫不是如预期的那样由火山热液直接输入, 而是在缺氧的大气条件下光化学作用产生的硫化物在BIF形成环境中沉积。

对于碳酸盐矿物菱铁矿的沉积，Heimannetal. (2010)根据对南非Kuruman 2.5Ga条带状铁建造中碳酸盐和Gamohaan组下伏BIF和台地碳酸盐的含铁矿物的铁、碳、氧同位素分析研究，认为微生物的异化铁还原(DIR)是控制菱铁矿中碳、氧和铁同位素组成的主要过程 (Huetal., 2020)。他们的研究发现，在高δ56Fe值的菱铁矿中经常出现氧化铁包裹体，反映了DIR还原氧化铁在软沉积物中形成了“原位”的菱铁矿。尽管大多数低铁碳酸盐岩中硫铁矿的存在可能会影响其铁同位素组成，但石灰岩/白云岩中低δ56Fe铁碳酸盐岩的同位素组成反映了海水环境的记录。

此外，还原环境的海洋下，沉积物原岩的碳主要是有机成因，只要有来自微生物的Corg存在，在低级变质作用过程中(0.3GPa/200℃), 有机碳与Fe3+反应也可生成铁白云石和菱铁矿(Halamaetal., 2016; Kang and Schmidt, 2017)。

3 太古宙-古元古代代表性BIF铁矿变质成矿过程

前人研究总结出沉积环境中BIF从低到高品位铁矿的转化过程，在大多数大型矿床中，从深部到浅部可观察到4个主要成矿阶段(Angereretal., 2013; Hagemannetal., 2016): (1)硅淋滤流失、磁铁矿富集和局部形成碳酸盐; (2)磁铁矿氧化形成赤铁矿, 进一步除硅和形成碳酸盐矿物; (3)进一步赤铁矿化, 赤铁矿替代硅形成新的赤铁矿、镜赤铁矿，碳酸盐矿物开始溶解; (4)浅部风化带中针铁矿替代磁铁矿和碳酸盐岩，并形成纤维状石英和粘土矿物。矿石矿物组合的变化一般从赤铁矿和磁铁矿为主并包括微板条状赤铁矿-假象赤铁矿、微板条状赤铁矿含少量或不含针铁矿、微板赤铁矿-针铁矿、粒状变晶赤铁矿、镜铁矿-磁铁矿到磁铁矿-镜铁矿和磁铁矿-角闪石的组合。太古宙到古元古代早期形成的BIF铁建造, 在古元古代晚期的造山事件过程发生变质和变形, 通过构造变质事件, 将原岩铁英岩转化为高品位铁矿石(Beukes and Gutzmer, 2008; Angerer and Hagemann, 2010; Lietal., 2014)。

3.1 BIF铁建造成岩期后变化

以研究程度较高的澳大利亚西部Yilgarn 克拉通 Weld Range绿岩带的Beebyn和Madoonga BIF铁矿为例，在沉积盆地经沉积、压实、成岩作用后，硅铁建造经历了大致4个阶段演化到高品位(>55% Fe)铁矿(Duuring and Hagemann, 2013a, b; Duuringetal., 2020)。第1阶段的碧玉铁质岩阶段: 主要由石英和浸染状、<10μm他形的赤铁矿组成；相邻的富铁层由可能由早期成岩的磁铁矿组成，局部被赤铁矿交代，形成假象赤铁矿(图5)。第2阶段的磁铁矿-滑石脉阶段: 发育在第1阶段富铁层和碧玉铁质岩中，富硅带被自形晶滑石、深成磁铁矿所取代; 富铁氧化物带显示早期磁铁矿晶粒边缘被叶片状深成磁铁矿环绕。第3阶段镜铁矿-石英脉阶段: BIF被<2m厚的镜铁矿-石英脉切割。镜铁矿常与自形石英共生。镜铁矿片局部含有赤磁铁矿(kenomagnetite)和细粒、纤维状赤铁矿，说明赤铁矿经还原形成磁铁矿，再氧化为赤磁铁矿到纤维赤铁矿。早期磁铁矿和第2阶段的磁铁矿局部被赤磁铁矿和赤铁矿交代。与以上三个阶段同时发生的是BIF完成沉积过程后经历等斜褶皱和逆冲构造的第一次变形事件(D1) (图5)。上述三个阶段的矿物组合与后阶段富硅带被石英被滑石等层状硅酸盐矿物替代, 形成富磁铁矿带。第4阶段的菱铁矿-石英脉阶段:菱铁矿-石英脉切割第3阶段的碧玉铁质岩, 脉体与构造面近平行。富硅带早期构造带(D1)被深成碳酸盐矿物交代，随其溶解流失，残余在富磁铁矿带(Duuring and Hagemann 2013a, b), 这个阶段区域性构造事件(D2)的南北向挤压导致了D1的等斜褶皱和剪切带型磁铁矿-滑石脉的褶皱成为直立的褶皱。第5阶段的铁绿泥石-黄铁矿脉阶段: 铁绿泥石-黄铁矿呈脉网状切割第2阶段磁铁矿-滑石脉和第4阶段菱铁矿-石英蚀变带。第6石英-铁白云石脉阶段:石英-铁白云石脉切割BIF，矿脉多近平行于BIF条带走向，但局部有切割条带现象。以上两个矿物组合演化阶段与区域性东-西挤压(D3)构造线相一致，导致形成北向褶皱和深成富磁铁矿、富赤铁矿带的褶皱。在其后的区域南北缩短的构造变形事件D4期间，形成浅成的NNW和NNE相的脆性断裂和节理，断裂切割深成富磁铁矿和富赤铁矿带，形成次褶皱。由于氧化性流体沿着近垂向断裂带循环，并通过断层和裂缝网络进入围岩，BIF发育了表生针铁矿-赤铁矿蚀变带，沿着BIF南缘剪切带和变形接触带形成针铁矿-赤铁矿强烈蚀变。

区域构造变形伴随的低级变质作用增进BIF铁矿富集过程，在西澳Younami克拉通的Koolyanobbing绿岩带的中太古代BIF矿床中也广泛发育。研究的7个中等品位(45%～58%铁)磁铁矿至高品位(58%～68%铁)的含磁铁矿、假象赤铁矿、镜铁矿和针铁矿的矿体，矿体的形成阶段包括太古宙的四个成矿阶段和从二叠纪和/或中生代到近代的风化相关的过程的提升品位阶段(Angerer and Hagemann, 2010)。Angerer and Hagemann (2010)对Koolyanobbing绿岩带的中太古代BIF矿床进行了详细的研究，总结出太古宙早期成矿阶段首先使原岩局部发生铁碳酸盐岩和铁滑石蚀变，形成变质石英磁铁岩; 继之以同生变形、走滑挤压变形到紧闭褶皱变形，在这些过程中致使成矿物质在流体溶液中迁移和机械迁移，从而除去碳酸盐岩、石英和少量铁滑石，形成中-高品位磁铁矿的残留矿体; 同时变质变形的角砾岩及在裂隙中聚集磁铁矿成矿，形成中品位矿带，或在BIF铁建造和一阶段变质磁铁岩中叠加磁铁矿成矿。二叠纪至新近的风化作用提升矿石品位过程包括磁铁矿化、脉石矿物的淋溶、大多数矿体中针铁矿交代太古宙的磁铁矿和镜铁矿±假象赤铁矿矿体。这表明浅成作用对深成作用形成的铁矿石的改造有明显的影响, 表明局部的表生富集过程可能是控制中级矿石形成的早期阶段, 这个早期提升矿石品位过程不是由BIF中的太古宙-元古宙的构造变形改造完成的。强烈的局部的表生改造是大多数Koolyanobbing矿区的特征，由富含深成磁铁矿、镜铁矿的中-高级品位矿带或深部碳酸盐蚀变BIF组成。单纯的表生作用形成的高品位的矿石(即赋存于BIF中的块状的和隐晶质针铁矿)在Koolyanobbing绿岩带中出现较少。

图5 西澳大利亚Yilgarn克拉通Madoonga矿床南、北带早前寒武纪BIF成岩后在递进热液交代和相应的构造变形事件中矿物平衡组合的变化(据Duuring and Hagemann, 2013b修改)粗线代表主要矿物，细线代表常见矿物，虚线代表少量矿物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

岩相学研究表明，包裹在燧石层中的微晶石英颗粒中的原生赤铁矿胶体在石英溶解过程中被释放出来，然后重组结晶形成微粒片状赤铁矿晶体。逐渐的生长聚合使得微粒片状赤铁矿转变为赤铁矿条带(Duuring andHagemann, 2013a, b)。Hamersley带状硅铁建造中也观察到的针铁矿直接转换微细板状赤铁矿的证据，但在高品位赤铁矿矿石中并没有发现大量的针铁矿或变质作用形成的中间碳酸盐矿物(Egglsederetal., 2019)。然而, 发育在被动边缘元古代沉积岩序列中Superior型条带状铁建造，与成熟度较高的沉积岩共生；常为, 如页岩、碳酸盐岩、千枚告、碳质千枚岩、硬砂岩等(Gross, 1980)。这些条带状铁建造包括一些著名的大型BIF的铁沉积建造，如Hamersley 铁矿(Angereretal., 2014; Hagemannetal., 2016)和在澳大利亚和南非的Transvaal式铁沉积(Beukes and Gutzmer, 2008)。硅铁建造形成后, 在古元古代造山事件发生变质和变形, 将原岩铁英岩转化为较高品位BIF铁矿石(Duuring and Hagemann, 2013a, b; Hagemannetal., 2016)，此外显生宙的后期风化改造是提高矿石品位的表生作用过程(Angereretal., 2013; Hagemannetal., 2016; Angerer and Hagemann, 2010)。

3.2 BIF铁矿与变质作用

对低变质程度BIF铁矿区(如西澳的Hamersley Range和南非的Transvaal Supergroup)的矿物学研究表明，其矿物组合由燧石、磁铁矿、赤铁矿、碳酸盐矿物(菱铁矿、白云石-铁白云石系列)、黑硬绿泥石、硅铁矿、钠闪石和局部黄铁矿组成，此外，铁滑石也是一种常见的、极低级的变质反应产物(Hagemannetal., 2016)。在低级变质作用过程中(0.3GPa/200℃), 有机碳与三价铁反应生成铁白云石和菱铁矿(Kang and Schmidt, 2017)。上述矿物在logfO2-pH图上的稳定域表明BIF是在缺氧条件下形成 (图6a)。Crerar and Barnes (1976)的实验表明，在矿物组合黄铁矿-磁黄铁矿-磁铁矿体系、含NaCl-CO2的流体存在下，在25～350℃之间，Fe不可能以二硫化铁形式运移，从而沉积黄铁矿-磁黄铁矿-斑铜矿组合。事实上，二硫化铁络合物在<350℃条件下是不稳定的，只有在高温、低压，低pH值和低logfO2值的条件下，在高浓度可溶铁的热液体系中与磁铁矿共存(Ding and Seyfried, 1992)。在Fe-Cu-O-S体系下，铁相矿物黄铁矿, 黄铜矿, 斑铜矿, 磁铁矿和赤铁矿的相平衡稳定存在关系, 表明相较于磁铁矿和磁黄铁矿，黄铁矿形成于较高的fO2条件下，但相较赤铁矿却存在于较低的pH条件，并随着fO2的增高，硫同位素负值增加(图 6b)。

图6 在130℃条件下，LogfO2-pH图中钠闪石-菱铁矿-磁铁矿-赤铁矿的相平衡关系(a，据Klein, 2005)及Fe-Cu-O-S体系中LogfO2-pH等温图中铁相矿物黄铁矿-黄铜矿-斑铜矿-磁铁矿-赤铁矿的相平衡关系(b，据Rajabpour et al., 2017修改)Bn-斑铜矿；Hem-赤铁矿；Py-黄铁矿；Ms-白云母；Kaol-高岭石；K-feld-钾长石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

大多数已知高品位BIF铁矿石形成的矿化条件是在峰值变质条件之后, 从而认为变质流体对铁矿品位提升没有作用或意义不大(Hagemannetal., 2016)。然而, 铁的矿化作用与造山事件在构造环境、时间和空间上，从绿片岩相到角闪岩相变质作用都存在着广泛的联系。如：例如巴西Quadrilatero Ferrifero地区BIF铁矿从绿片岩到角闪岩都有(Rosièreetal., 2001; Rosière and Rios, 2004), 几内亚Simandou Rang地区的片状构造铁矿石(由板状赤铁矿和早期的假象赤铁矿组成)(Copeetal., 2008), 北美Superior省石赋存在角闪岩相岩石中的几处片状构造镜赤铁矿矿床(Hagemannetal., 2016及其文献), Yilgarn克拉通、Jack Hills (Maskelletal., 2014)和Windarling (Angereretal., 2013)多处从低绿片岩相到低角闪岩相中的磁铁矿-赤铁矿矿石，以及乌克兰Krivoy Rog地区在角闪岩和麻粒岩相岩石中的磁铁矿和磁铁矿-硅酸盐矿物(角闪石)铁矿石和在绿色片岩中的富假象赤铁矿矿石(Dalstra and Guedes, 2004)。

中国的BIF铁矿多是品位不高的铁矿床(<50% Fe), 多数遭受了绿片岩相/角闪岩相的变质作用, 很少达到麻粒岩相(Zhangetal., 2012; Lietal., 2014)。华北克拉通在多期构造事件以及古元古代晚期碰撞拼合成整体陆块(Zhai and Liu, 2003; Zhaoetal., 2005；赵国春，2009；Liuetal., 2013, 2014)。对华北克拉通胶北地体中的昌邑BIF铁矿的研究表明，该地区大部分BIF遭受了绿片岩相到角闪岩相的变质作用，其～1.85Ma的变质时代与区域古元古代晚期变质事件相关(王惠初等, 2015; Lanetal., 2014)。磁铁矿的流体包裹体研究表明昌邑BIF至少遭受角闪岩相变质作用(～630℃)(Lanetal., 2014)。辽宁鞍本地区的弓长岭Algoma型BIF铁矿是我国最具经济价值的铁矿床之一，其沉积作用高峰发生在～2.5Ga, 与华北克拉通地壳时期一致; 高品位铁矿体边缘蚀变带的独居石、锆石与石榴石共生的U-Pb地年代学年龄为1.86Ga，代表了铁矿成矿的形成时间, 与华北克拉通东北部所记录的构造伸展事件是同时期的(Lietal., 2016)。弓长岭BIF铁矿经晚期热液叠加改造而形成高品位铁矿(Lietal., 2014)。

已有的初步的变质作用研究表明，BIF 沉积变质铁矿达到的压力条件都不是很高，基本在低压到中压范围(图7)。不同变质阶段的温压条件、氧逸度、流体的性质、pH值、氧化还原等变质条件的变化，都会影响矿床在沉积建造的不同层位和构造环境中富集(Klein, 2005; 王松涛等, 2007; Posthetal., 2013; Lanetal., 2015)。

图7 世界各地代表性变质BIF的P-T稳定域估算Fig.7 Evaluations of the P-T stability fields of represented metamorphic BIF in the world

3.3 BIF铁矿与俯冲变质作用

深海盆地BIF的厚度可达几百米，如澳大利亚西部 Hamersley省的BIF矿(Pickardetal., 2004)。它们基本由磁铁矿+赤铁矿+石英±菱铁矿，可能包含少量的铁白云石, 黑硬绿泥石，油页岩和石墨等。碳可能来自于碳酸盐岩沉积物或有机物质, 全岩同位素成分常在δ13C约-10‰ 表明多数情况下是两者的混合物(Walker, 1984; Webbetal., 2003)。太古宙以来的大多数海洋盆地负载BIF的沉积岩俯冲到地球内部进入壳幔循环 (Dilek and Polat, 2008)。俯冲的BIF在地幔形成一个极端的地球化学异常区, 具有XMg<0.22, 氧化后形成磁铁矿-铁尖晶石稳定的、SiO2饱和的矿物组合特征(Klein, 2005)。前人实验研究表明，在太古宙高地温梯度下的俯冲，含碳的BIF可以在6GPa左右融化掉所有的碳酸盐矿物。富铁碳酸盐岩应该在近俯冲板片/地幔界面处返回上升，但在自身的重力作用下却停滞在此处，直到与地幔发生铁镁交换和部分还原反应。还原作用导致形成金刚石并产生富铁和富碳的地幔异常域，进而铁-镁有望在十亿年的时间尺度上扩散与地幔物质重新平衡(Kang and Schmidt, 2017)。由此可见，由于铁含量高, BIF的密度比俯冲板片或地幔都大, 因此BIF俯冲后很少会折返回到地表。从重力上计算BIF很可能稳定在核幔边界的超低速带区域(Dobson and Brodholt, 2005)。古老俯冲带的金刚石即可能源于古老俯冲板片BIF的熔体(Kang and Schmidt, 2017)。

综合前人对各种变质BIF及其伴生的硅酸盐矿物的温压条件估计，BIF铁建造所记录的峰期变质条件如图7所示。虽然出露地表、可以见到的很多BIF铁矿经历了角闪岩相到麻粒岩相的变质作用，但大多没有经历俯冲过程，而是赋存在与俯冲相关的岛弧增生杂岩带 (Maetal., 2014; Samueletal., 2018; Kuskyetal., 2020)或俯冲上板片弧前蛇绿岩中(Gao and Santosh, 2020; Santoshetal., 2020)。例如，华北克拉通阴山地块东五分子铁矿是典型的Algoma型条带状铁矿, 铁矿体呈层状, 与斜长石角闪岩共生。东五分子BIF形成于2.5Ga,与华北克拉通其他BIF形成时间一致，也与世界其他地区BIF的形成时间相类似。其形成被认为是由洋中脊俯冲，导致地幔通过断裂板片的窗口上涌, 在阴山陆块产生科马提岩和高铁玄武岩, 再由被加热的海水从科马提岩中滤出铁, 从高铁玄武岩中滤出硅，在岛弧增生杂岩带中沉积形成BIFs (Maetal., 2014)。又如，在印度南部半岛保存着新太古代晚期-古元古代早期的弧岩浆增生杂岩带, 由BIF铁建造、角闪岩、变质凝灰岩、石榴石-蓝晶石片岩、变质辉长岩、辉石岩和紫苏花岗岩等麻粒岩相变质岩和深熔岩石组成, 锆石U-Pb定年表明原岩年龄为～2.53Ga, 变质年龄为2.52～2.48Ga; 与BIF伴生的麻粒岩的温压估算900～1000℃/1～1.2GPa, 并得出一条逆时针P-T轨迹(Samueletal., 2018), 而与BIF伴生的角闪岩的温压估算为800～820℃/8.5～9.2kbar (Uthupetal., 2020)。大洋板块在印度南部半岛沿Dharwar克拉通南侧断裂，引发洋壳俯冲，俯冲板片的熔融在上冲板块的顶部沿着Dharwar克拉通的侧翼形成了Nilgiri火山弧, 在最终的碰撞拼合中形成这条增生杂岩带(Samueletal., 2018; Uthupetal., 2020)。华北克拉通密云杂岩中俯冲上板片的蛇绿岩套，发育有蛇纹岩、二辉橄榄岩、橄榄单斜辉石岩、二辉岩、辉长岩、辉绿岩、闪长岩、二长岩、变质玄武岩、奥长花岗岩等罕见且近乎完整的蛇绿岩序列，与带状磁铁石英岩(BIF)共生。该套岩石的地球化学特征与俯冲上板片型蛇绿岩(SSZ)一致，其基性和中性岩组份表现与岛弧拉斑玄武岩(IAT)和大洋中脊玄武岩(MORB)的亲缘关系，与该蛇绿岩套一起BIF形成于俯冲洋壳熔融产生的俯冲上板片的蛇绿岩套背景之下，并在晚期的热事件中发生变质(Santoshetal., 2020)。

4 结语

BIF铁矿形成的前期沉积作用表现在原岩沉积建造的控矿特征，前寒武纪海洋的性质决定了BIF的沉积过程。

太古宙到早元古代时期Fe的来源主要是非生物源的、海水与火山物质混合的浅海热液，靠近大陆混入陆源碎屑；该时期海洋可能存在多种有氧化机制，诸如蓝绿藻光合作用、无氧光合氧化和紫外光线辐射氧化作用等，将溶解的Fe2+转化为Fe3+, 进而沉积固相富铁矿物。

BIF铁的矿化作用与大氧化事件、造山事件在时空上、从绿片岩相到角闪岩相变质作用都存在广泛的联系。硅铁建造在太古宙-古元古代的沉积盆地中形成后, 在元古代造山事件发生变质和变形，并将原岩铁英岩转化为较高品位BIF铁矿石，又通过后期风化改造的表生作用过程进一步提高矿石品位。

然而，BIF铁矿矿化时代与变质事件、变质温压条件和变质流体的性质，以及使铁矿升级的具体时间过程、与变质作用的关系都是模糊不清的(Hagemannetal., 2016)。因此, 在变质成矿过程中元素迁移富集规律，变质成矿作用与超大陆事件和大氧化事件的关系; 不同变质阶段下, 特别是中、高级变质作用条件下, 伴随成矿作用的流体来源如何？流体作用过程中成矿元素的迁移、氧逸度和CO2的变迁等对成矿元素的富集和贫化的影响; 环境突变和变质作用对成矿元素聚集的机理以及对成矿作用影响等等，这些方面的研究仍有很大的探索空间。

致谢衷心感谢审稿专家王惠初研究员和匿名专家的细心评阅以及提出的宝贵建议。