国内外研究表明MT微亮晶成分和组构都表现出极其一致的特征。臼齿微亮晶为方解石, 呈5~15 μ m的均匀、等粒状, 规则或不规则多边形, 具有结晶核心和结晶边缘。同基质相比, 微亮晶干净、明亮、无杂质, 粒径明显小于基质颗粒, 与基质呈突变或溶蚀边接触。MT边缘发育有机质富集的纹带, 微晶集合体内局部可见硅质碎屑或黄铁矿自型晶。化学成分上, MT以更富Ca为特征; 能谱分析显示Ca、Al、Si、K、Fe等多种组分明显富集(旷红伟等, 2004)。通过对MT宿主岩石与MT微亮晶宏观微观特征的对比分析表明, 二者在成分、结构上均明显不同, 但其镜下特征和C、O、Sr同位素等显示准同生特征(James et al., 1998; 葛铭等, 2003; Pollock et al., 2006; 旷红伟等, 2006b, 2008, 2009), 这些在前期的研究中已达成共识, 有关MT宿主岩石的特征, 在此不再赘述。

中国新元古代及南非太古代MT微观组构的阴极发光(CL)和背散射(BS)图像都显示, MT微亮晶内部都大致存在模糊或清晰的似棱形晶核, 晶核外为叠置的微亮晶方解石晶簇, 看似晶粒物质增生加大的产物(图 2, 图3)。由于每个方解石晶粒(晶核+裙边)的直径仅为5~15μ m, 颗粒之间还存在1~2μ m的间隙, 因此, 从晶核到外部的增生加大过程可能是在非常短的时间内完成的。CL图像可见, 初期臼齿微亮晶为似球状微亮晶, 之后围绕该微亮晶颗粒呈多边形增生加大, 该形成过程同基质沉积物中占主体的碳酸盐颗粒的形成有明显的差异。CL图像也揭示出基质碳酸盐颗粒大小、形态的多样性(图 1)。

尽管在基质中也偶尔出现似臼齿微亮晶组分, 但它们的颗粒多表面模糊, 或为多重发光的自形白云石菱形结构, 呈现被改造过的特点。因此, 基质碳酸盐岩成分的形成可能涉及更复杂的过程。MT微亮晶的结晶是一次CaCO₃的微结晶与微成岩过程, 是常见的CaCO₃结晶及胶结过程的缩微。这种微过程发生的原因以及缘何仅出现在隐生宙末次冰期前是值得进一步探索和研究的核心问题。

前人成果给出了MT发育的几个必要条件: (1)古海洋地球化学背景有利于CaCO₃形成, 并能析出足够多的量以使水体中CaCO₃达到过饱和并沉淀; (2) 粒径5~15μ m的细小微亮晶从CaCO₃过饱和的水介质中析出, 结晶速度要特别迅速。通常物质越纯越容易结晶, 结晶越快, 晶粒越细小(Neumann and Land, 1975); (3) MT形成必须先有空间载体。MT与宿主岩石是同生或准同生的, MT并非独立存在, 而是必须依存于宿主岩石(Smith, 1968; ’ Connor, 1972; Frank and Lyons, 1998; James et al., 1998; Shields, 2002; Bishop and Sumner, 2006; Pollock et al., 2006)。

图1

Fig.1

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	图1 单偏光显微镜(左)与阴极发光(右)下臼齿碳酸盐岩微亮晶特征（图中A、B为南非太古代样品, 图C、D、E、F为大连金石滩兴民村组样品; A为单偏光镜下MT显示为等粒或多边形的方解石晶体, B为同一样品在阴极发光下表现为次圆状和方解石晶核不发光, 其核心周边为橙黄色方解石加大加边(据Pollock et al., 2006), C、E为单偏光照片, D、F为阴极发光图像, MT在单偏光下为均一的等粒结构方解石, 阴极发光 图像显示MT由不发光的次圆状核心与发橙黄光的增生边共同组成, C、D为同一样品, E、F亦为同一样品）Fig.1 Images of MT carbonate rocks under monopolarized microscope(left) and cathodeluminescence microscope(right)

图2

Fig.2

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	图2 臼齿碳酸盐岩微亮晶背散射图像（安徽张渠组MT: 左为单偏光显微镜下照片(放大100倍), 右为背散射图像; 其右上角为Pollock等(2006)MT微亮晶背散射照片, 二者MT晶体中心均显示出不规则雾心）Fig.2 Backscattering images of MT carbonate rocks

图3

Fig.3

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	图3 前寒武纪古海洋化学性质、生物演化与MT的发育（A— 本文; B— 据Anbar and Knoll, 2002; C— 据Pollock et al., 2006; D-G— 据Kaufman and Xiao, 2003; H, I— 据Robert and Chaussidon, 2006）Fig.3 Chemical properties of paleo-ocean, biological evolution and Molar Tooth development in the Precambrian

太古代古海洋碳酸盐沉淀受海水化学性质控制, 海底原地直接沉淀方解石是晚太古代海洋中一种非常重要的岩石形成过程(James et al., 2006)。太古代海洋中, Fe²⁺提高了碳酸盐饱和度, 从而改变了方解石的沉淀模式(Sumner, 1997)。而800 Ma年以前的前寒武纪海洋主要是由重碳酸盐而不是氯控制, 从而形成“ 苏打海” (Kempe and Degens, 1985), pH值达到9~11, 远高于现代海洋的8.1(pH)。晚太古代到早、中、新元古代时期, 全球碳酸盐岩碳同位素的正向漂移反映了全球碳循环中有机碳的埋藏量处于稳定增加的状态。晚太古代时期无机碳库很庞大, 导致较高的CaCO₃饱和度, 表明海洋中有较高的碱含量(Bartley and Kah, 2004)。早元古代晚期— 中元古代早中期, 古海洋无机碳含量提高, 碳的最大饱和度提高, PCO2升高(Anbar and Knoll, 2002; Kaufman and Xiao, 2003), 碳同位素水平稳定在0附近, 仅有微小波动。中元古代晚期— 新元古代, 由于有机碳含量增高, 碳同位素值增高到3.5‰ (Bartley and Kah, 2004), 并很快达到新的平衡。

前寒武纪古海洋的地球化学性质与特征表明, 在太古代— 早元古代早期多是碳酸盐的直接沉淀。而水体相对闭塞且Fe²⁺含量较高的局部区域, 由于碳酸盐饱和度提高, 使基质的石化速度变缓。在早元古代晚期— 新元古代早中期, 由于海洋中无机碳含量的增加, 使碳酸盐饱和度提高, 无机碳酸盐沉淀减少, 基质的石化也相对缓慢。至新元古代末次冰期后, 海洋中CO₂的含量大大降低, 大气中氧含量大大增加, 有氧生物大量增加, 碳同位素大幅升高, 有机质含量显著增加(有氧生物导致)。但同时也带来了不利于MT形成的因素, 并最终导致MT消失:(1) PCO2快速降低, 碳酸盐饱和度随之降低, 基质石化加速, 导致裂隙难以形成, 或虽形成裂隙, 但难以保持, 从而失去了MT赋存的空间; (2)O₂的持续增加, 使浅海海底与海水接触面附近变为氧化环境(Anbar and Knoll, 2002)。有机质被埋藏的机率降低, 靠有机质分解产生气体的机率也大大降低; (3)底栖生物增加并可能破坏已形成的MT。因此, 新元古代末次冰期前后的前寒武纪古海洋性质与地球化学条件大不相同(图 3), 而这正是决定MT裂隙及微亮晶能否形成的基本条件。

前寒武纪巨厚的碳酸盐岩沉积反映了古海洋中曾经处于CaCO₃饱和状态。太古代— 新元古代海洋中较高的碳酸盐饱和度导致了基质物质石化变缓。在还原或弱氧化环境下, 当基质中含有大量有机质时, 其分解产生的CH₄、CO₂或H₂S等能导致未固结的基质内产生裂隙, 饱和碳酸盐介质进入空隙或裂隙。在这些气体的作用下形成MT(CaCO₃)晶核, 它们在过饱和CaCO₃的介质环境中进一步增生加大, 最终形成微亮晶集合体(MT)。

基质裂隙的产生源于与水接触处的沉积物(海底灰泥)及其内部有机质分解而产生的气体, 与Furniss等(1998)所做的熟石膏、黏土、水、醋和酵母混和产生CO₂及气泡和裂隙的实验类似。由于基质石化的减缓, 随着气体浓度增加, 压力也增加, 最终在封闭系统中持续气体供应作用下形成大小、规模及形态各异的裂隙(Pollock et al., 2006), 但也可能受到外力作用, 如风暴浪或斜坡处的, 而使裂隙进一步扩大或变形。

同时, MT发育并存在于基质原生微裂隙中还因为:

1)有机质分解产生的气体不但导致裂隙生成, 而且使气体在裂隙中聚集, 并源源不断地供应气体, 使裂隙不断加长加大。基质中的重碳酸钠溶液在上覆或周围基质的相互挤压下向裂隙中渗入, 使裂隙能够保持, 为MT的形成提供了空间和时间。孔隙水中C O32-与Ca²⁺合成CaCO₃。

2)裂隙中的介质来自基质隙间水, 非常纯净, 因而能快速形成微晶并石化; 而晶核的形成则是有机质参与的结果(Naka et al., 1999; Naka and Chujo, 2001)。

3)有机质或泥质的催化作用。MT形成的基质通常是细粒的泥灰岩或较低能环境下形成的纹层状泥晶灰岩等, 或许就是泥质的存在催化了有机质不断生成CH₄等生物气体, 还原介质中还可产生H₂S、SO₂等, 甚至一些细菌的作用比如硫酸盐厌氧菌(旷红伟等, 2006a, 2006b)的作用进一步加速了MT微亮晶晶核的生成(Naka and Chujo, 2001)。

4)气体作用产生裂隙而形成的MT多为条带状或斑点状等, 而那些在外力作用下裂隙被破坏或扩大情况下形成的MT呈分散状, 并与基质混杂在一起。微细MT呈胶结物状分散于基质中。

前述表明, 元古代与显生宙以来的古海洋物理— — 地球化学背景条件存在巨大的差异。同时, 即使有局部的地球化学性质和条件的改变也不是臼齿微亮晶沉淀的直接原因。从碳同位素数据上来看, 臼齿微亮晶和周围基质沉积物之间也并没有表现出明显的不同(Frank and Lyons, 1998)。如北美Belt超群Kittchener组MT脉和母岩的δ ¹³C, 母岩δ ¹³C平均值为0.4‰ , MT脉δ ¹³C平均值为0.2‰ ; 西伯利亚Turukhansk新元古界Burovaya组母岩、巨型早期成岩白云岩结核和发育于其中的MT脉的δ ¹³C测定分别为2.6‰ ~3.2‰ 、2.6‰ ~2.7‰ (Michael et al., 2003), 该值与辽南南关岭组MT与其宿主岩石的碳同位素值非常一致; 辽东、苏皖地区新元古代含MT碳酸盐岩的δ ¹³C为6.0‰ ~2.0‰ (表 1)。无论不同地区、不同时代碳同位素值有多么不同, 但同一层位处的值均表现出基质与微亮晶之间的相似性。因此, 元古代特征的古海洋性质是MT形成的直接原因之一。同时也正是这一时期较高的碳酸盐饱和度为裂隙的产生创造了条件。

表1

Table1

表1(Table1)

表1 MT与宿主岩石碳同位素组分统计 Table1 Carbon isotope compositions of MT and host rocks 位 置 母岩(PDB, ‰ ) MT(PDB, ‰ ) 数据来源 北美Belt超群Kittchener组 0.4 0.2 Frank and Lyons, 1998 西伯利亚Turukhansk新元古界Burovaya组 2.6~3.2 2.6~2.7 Michael et al., 2003 燕山中元古界蓟县系高于庄组 -0.5~3.2 储雪蕾等, 2003 辽东、苏皖地区新元古界含MT碳酸盐岩 2.0~4.0 柳永清等, 2005 大连金石滩兴民村组 3.9 4.4 本文 大连复州赵坎子营城子组 3.8 3.0 本文 大连瓦房店市谢屯镇七间房南关岭组 3.2 2.9 本文

表1 MT与宿主岩石碳同位素组分统计 Table1 Carbon isotope compositions of MT and host rocks

实验证明, 类似晶核的微小多边形方解石的产生是有机质参与的结果。目前, 在溶解有机分子参与的沉淀实验中已经培育了似球状方解石晶体。在六边形钙质碳酸盐颗粒的实验(Naka et al., 1999; Naka and Chujo, 2001; Dickinson et al., 2002; Kitamura, 2002)中, 对含有机分子和不含有机分子两种条件分别进行实验, 结果表明, 在有机分子参与时形成了大量的碳酸盐沉淀颗粒和各种独特的形态。

CL观察实验形成的各种沉积物多呈似球状, 直径在3 μ m左右, 与臼齿微亮晶晶核在大小和形态上是一致的。原地生成的MT分布于细粒富含有机质的碳酸盐岩母岩中, 早已是不争的事实。这也印证了基质中有机质为营厌氧生活的菌藻(旷红伟等, 2004)、前寒武纪氧含量水平较低(Anbar and Knoll, 2002)以及MT发育于潮下沉积环境等一系列研究成果。大气中较高的 PCO2及低氧含量, 使更多厌氧类菌藻发育, 提供了形成裂隙的动力来源及加速石化的催化因子。

臼齿构造主要发育在中元古代— 新元古代早期的浅海沉积物中, 这可能反映了全球海水碳酸盐饱和度的演化历史。除了一些特殊的环境以外, 在太古代和古元古代时期, 在较高的碳酸盐饱和度和基质的快速石化条件下, 基质受到的压力远大于基质内部、导致基质发生变形、处于移动状态气体的压力, 因此, 此期MT较少见; 但在Fe²⁺含量较高的地方, 碳酸盐达到饱和状态, 可使基质固结减缓(如南非的太古代)(Sumner, 1997), 气体足以发挥作用, 故也能生成MT。中元古代到新元古代早期, 适宜的碳酸盐饱和度限制了基质的快速石化, 因此, 移动气体可以导致基质内孔隙的变形改造, 并在理想的成核条件和机理下, 微亮晶在气体成因的孔隙中或具有渗透性的孔隙中发生沉淀。由于新元古代晚期 PCO2不断降低, 碳酸盐饱和度不断降低, 加速了基质的固结; 同时, 大气中氧含量显著提高, 在浅海区海水与沉积物接触处很难营造出无氧或弱氧化还原环境, 有机质多被氧化, 难以产生持续的生物气的供给, 使微裂隙不易形成。此外, 臼齿微亮晶沉淀所需的基质石化慢、而微亮晶石化快的条件难以达到, 但若没有快速的石化作用使已产生的裂隙迅速被填充, 这些臼齿裂隙将很快被破坏而难以保留。

现今发现的所有MT微亮晶的特点都是由直径5~15μ m左右、等轴或多边形的方解石晶体集合体组成。通过背散射及阴极发光显微镜观察, 其晶体内部通常具有不规则的晶核(Pollock et al., 2006)。因此快速成核、迅速结晶、微小、等轴或多形的方解石晶体是它最主要的特点。MT为等轴或多面体形态, 在Mg²⁺及Na⁺丰度较低的极早期成岩环境中多形成此类晶形(Folk, 1959)。而如何才能迅速结晶, 应当与当时环境中的温度、浓度、加速剂(有机质的参与)、纯净度都有关系。中— 新元古代古海洋正好具备这样的环境条件。

古地磁研究表明(张世红等, 2000), 不同板块发育MT的时代所处的古纬度基本都位于赤道附近, 如南非克拉通在2.5 Ga时, 1.46~1.27 Ga的劳亚大陆, 1.5~1.38 Ga西伯利亚板块南部, 以及1.8~1.4 Ga的华北板块、印度板块、西非、南非等、北美北部(Zhao et al., 2004)莫不如此。硅、氧同位素研究表明, MT发育时地球处于炎热时期, 平均古水温在50~70 ℃(Robert and Chaussidon, 2006)。这种条件无疑有利于CaCO₃的沉淀。

古地磁(张世红等, 2000)及古大陆拼合再造(Zhao et al., 2004)方面的研究表明, 发育MT的古陆均属克拉通性质, 中元古代隶属于哥伦比亚大陆, 是在哥伦比亚大陆聚合完成后伸展发育的稳定期(1.3~1.6 Ga), 盆地稳定充填时期形成的; 新元古代的MT也主要发育于Rodinia大陆聚合(1.1~0.9Ga)完成后的稳定伸展充填沉积期(0.7~0.9 Ga); Columbia及Rodinia裂解的中后期, 成为MT发展的峰期。