地质年代表的主要优点在于可以为地质学家提供一种普遍而精确的语言来讨论地质时间并揭示地球的历史(van Kranendonk et al., 2012)。由于在多细胞动物的“ 寒武纪大爆发” 之前、近40× 10⁸年的漫长地史进程中, 地球上的生命主要为单细胞, 因此这个时间段就被非正式地定义为前寒武纪, 代表了从寒武系约0.541 Ga的底界面(Amthor et al., 2003; Bowring et al., 2007)回溯到地球形成时(4.567 Ga)的复杂历史(van Kranendonk et al., 2012)。经过长时间的探索与研究, 地质学家们从前寒武纪地质记录的分析中, 揭示出了一系列随着时间变化而发生的成因相关事件, 而这些事件可以作为建立一个更加接近自然变化的地质年代表的标准和基础。一个修订后的前寒武纪地质年代表将前寒武纪划分为3个宙(宇):(1)地球早期的发育和变化历史(冥古宙:4.567— 4.03 Ga); (2)地壳形成与生物圈确立的主要阶段, 以高度还原性的大气圈为特征(太古宙:4.03— 2.42 Ga); (3)一个以大气圈氧气逐渐增加为特征的时期, 包括超大陆旋回以及更加复杂的(真核生物的)生命进化的时期(元古宙:2.420— 0.542 Ga)。van Kranendonk 等(2012)对前寒武纪地质年代表的修订, 代表了当前在前寒武纪复杂演变历史研究方面的最新进展。

基于大致平均的地质构造活动最小时限, 现今所使用的太古宙的时限范围被定义为大致从4.0 Ga到2.5 Ga(章森桂等, 2009); 修订后的太古宙(van Kranendonk et al., 2012)被定义为前寒武纪历史进程中具有以下特征的时间段(4.03— 2.42 Ga):(1)地表上保存下来的最古老岩石的首次出现(4.03 Ga的Acasta片麻岩), 代表太古宙的底界; (2)大致在2.42 Ga广泛的冰川岩石、变冷的地球条件和大气圈氧气含量上升的首次出现, 标定了太古宙的顶界。

古元古代早期(2.42— 2.25 Ga)可能是在之后的4.0 Ga的地质记录中具有代表性的时间段。尽管在该时期还存在着一些地质活动的证据(dos Santos et al., 2009; Berman et al., 2010), 但是, 全球性的、太古宙晚期的地幔— 地壳喷裂在这个时期明显减慢了, 所以, 这个时间段被解释为全球性岩浆活动关闭了的时期(Condie et al., 2009)。岩浆活动减速的一个可能的原因是地幔的明显变冷过程(Ernst, 2009), 而在这个构造活动明显受到限制的特殊时间段, 发生了全球大气圈的变冷过程以及大气圈氧气含量的上升。多年研究的结果表明, 许多地质证据将大气圈氧气含量的上升都设置在~2.45 Ga至~2.32 Ga, 并将其定义为巨型氧化作用事件(Great Oxidation Event; GOE; Kirschvink et al., 2000; Canfield, 2005), 其正好发生在新修订的太古宙与元古宙的过渡时期。虽然只是设置了一个产生氧气的光合作用起源的最小年龄值, 但是, 大气圈氧气含量的明显上升, 确实代表了生命演化历史的一个里程碑, 因为氧气是生物过程、尤其是光合作用过程的建造物。作为地球大气圈构成的一个具有重要意义的革新, 分子氧(O₂)的出现, 对于生物圈和地圈来讲是一个巨大的事件, 而且也铺平了动物进化的道路; 但是, 氧气是在什么时间、以何种方式聚集在地球上, 还是一个谜一样的问题, 有待于进一步探索和研究(Sessions et al., 2009)。

在巨型氧化作用事件之前, 地质学家们(Fischer, 1965; Hayes, 1983; Kasting, 1992)早就预测到, 在受到保护的边缘海环境中, 发育着“ 太古宙氧气绿洲” , 原因是即使在缺氧的大气圈之下, 分子氧的实质性的量可能局部聚集在浅水环境中, 因为这样的环境中有利于蓝细菌的生产, 并且这样的环境将被有效地孤立起来以至于氧气没有被马上完全消除掉, 从而导致了“ 太古宙氧气绿洲” 的形成和发育(Riding et al., 2014)。所以说, 太古宙氧气绿洲的识别和研究, 是深入理解大气圈氧气含量上升和生氧光合作用起源的重要线索, 也成为近年来前寒武纪沉积学研究中的热点问题之一。值得注意的是, 几个代表性的研究实例, 如2.8 Ga的太古宙海相灰岩(Riding et al., 2014)、3.46 Ga的氧化海洋中形成的原生赤铁矿(Hoashi et al., 2009)和3.43 Ga的叠层石生物礁(Allwood et al., 2006; Awramik, 2006), 已成为识别和探索太古宙氧气绿洲的成功实例, 而这些研究与发现, 亦为今后的进一步探索与研究提供了许多有益的思考途径和研究理念。追踪这些开创性的研究, 不仅有益于对地球早期表层环境的复杂演变进行深入了解和对早期地球进行古地理重塑, 而且对拓宽沉积学和古地理学的研究范畴具有重要的科学意义; 同时, 追踪太古宙氧气绿洲的科学内涵, 希望能够引起同行对“ 太古宙氧气绿洲” 的关注和研究兴趣。

上文已经提及, 许多地质证据将大气圈氧气水平的明显上升设置在~2.45 Ga与~2.32 Ga之间, 并将其定义为巨型氧化作用事件(Great oxidation event; GOE), 而这个事件正好发生在新修订的太古宙与元古宙的过渡时期。这个重要事件形成在构造活动明显受到限制的时期, 所伴随的是全球大气圈的变冷过程, 从而产生了广泛的乃至全球性的冰川沉积。独立于质量的硫同位素研究表明, 在这个广泛的而且可能是全球性的冰川作用期间, 也就是大致在2.4 Ga至2.3 Ga期间, 大气圈的氧气含量水平达到了10^-5 PAL以上(现代大气圈水平)(Kirschvink et al., 2000; Young, 2002; Williford et al., 2011)。Goldblatt等(2006)将这个变化, 解释为大气圈氧气的2种稳定状态(即早期的低氧稳定状态与一个较为年轻的高氧稳定状态)的主要转变, 以及是随着对流层的紫外线屏蔽作用变化而发生的变化。在古元古代冰川作用幕之后, 在巨型氧化作用事件之后, 大气圈氧气含量水平的上升呈现出一个阶梯式的样式, 并大致在7× 10⁸年的新元古代冰川作用之后才达到现代水平(Kasting and Catling, 2003)。

巨型氧化作用事件形成的原因, 科学家们已经提出了很多的模式来进行解释:(1)生物作用机制。这个机制将巨型氧化作用事件解释为可能与生氧光合作用的进化相关联(Kopp et al., 2005), 或者与2.4 Ga之前蓝细菌局限在淡水环境、2.4 Ga左右进入海水环境并多样化相关联(Blank and Sá nchez-Baracaldo, 2010)。(2)与生物作用伴随着的更加复杂的变化机制。这个机制考虑到氧气的光合作用开始得更早(e.g., Nisbet et al., 2007), 说明了巨型氧化作用事件的发生是由于还原剂(还原性的硫和铁)储库在海洋中被填满的结果, 而且与进入大气圈的还原性火山气体的体积减小作用相关联, 这是变冷的地球体系所造成的火山活动强度减弱所产生的最终结果(Barley et al., 2005)。(3)大气圈构成的巨大变化结果。也就是说, 大气圈的氧气含量水平的明显上升所产生的巨型氧化作用, 是地球早期的“ 甲烷温室效应” 崩溃的结果, 这也是进入太空的氢气损耗的结果(Catling et al., 2001; Zahnle et al., 2006)。(4)与超大陆的形成存在成因关联。这个认识主张大气圈氧气含量水平的上升与超大陆的形成存在着成因联系, 超大陆的形成和发育将向海洋提供营养物(如铁和磷), 为蓝细菌的繁盛提供了一个媒介, 从而造成光合作用中氧气含量的明显上升(Lindsay and Brasier, 2002; Campbell and Allen, 2008)。(5)大陆成熟作用的响应结果。该观点为Kump 和 Barley(2007)所主张, 认为陆上火山活动及其更加具有氧化性的气体(就是二氧化硫)的增加会导致大气圈的氧气上升, 这反映了大陆的成熟作用, 这个认识还被Holland(2009)所推崇, 他认为大气圈氧化作用状态的逐渐增强产生于火山气体中的CO₂/H₂O值以及 SO₂/H₂O值的增加。(6)地幔变冷过程的一个响应结果。该观点为Konhauser等(2009)所推崇, 认为海洋中镍的亏损, 实际上就是变弱的科马提岩火山活动以及变冷的地幔温度的结果, 这将造成产甲烷微生物的窒息, 从而造成同时代大气圈甲烷含量水平的降低以及相应的氧气含量水平的上升。这也就像Melezhik(2006)所认识到的那样, 这个复杂的作用过程还可能是古元古代早期大气圈氧气含量上升与冰川作用存在着时间重叠的主要原因。

总的来讲, 大气圈和水圈的渐进氧化作用, 对地球表面环境以及生命的起源和发育具有长时间的影响。在巨型氧化作用事件之前, 大气圈和水圈氧化作用的开始主要归因于太古宙蓝细菌生氧光合作用的进化和发展(Canfield, 2005; 徐桂荣等, 2005; Holland, 2006)。大约2.7 Ga至3.0 Ga前的生氧光合作用的存在(Olson and Blankenship, 2004; Canfield, 2005; Nisbet et al., 2007; Buick, 2008; Schwartzman et al., 2008; Farquhar et al., 2010; Schopf, 2011; Olson et al., 2013; Riding et al., 2014; 梅冥相和高金汉, 2015)主要表现在以下几个方面:(1)2.92— 2.98 Ga沉积物中的铬同位素和对氧化— 还原敏感的痕迹金属元素(Frei et al., 2009; Crowe et al., 2013); (2)2.76 Ga时较负的碳同位素值, 表明了甲烷氧化作用(Hayes, 1994); (3)2.72 Ga的叠层石中的磷酸盐化的被确定为丝状蓝细菌的丝状体(Buick, 1992); (4)2.72— 2.56 Ga的具生氧光合作用蓝细菌的生命标志物(Eigenbrode et al., 2008); (5)2.68 Ga的沉积物中可以对比的铁和钼的同位素构成(Czaja et al., 2012)。太古宙早期的多数自由分子氧气(O₂), 被认为是通过与海水中可溶解铁的反应而消失, 这主要归因于太古宙早中期深水背景中富铁和富硅的条带状铁建造的沉积作用(Canfield, 2005; Holland, 2006)。但最为特别的是2.8 Ga的太古宙海相灰岩(Riding et al., 2014)、3.46 Ga的氧化海洋中形成的原生赤铁矿(Hoashi et al., 2009)及3.43 Ga的叠层石生物礁(Allwood et al., 2006; Awramik, 2006), 对它们的探索与解释, 成为识别和探索巨型氧化作用事件之前太古宙氧气绿洲的成功实例, 这些研究实例所代表的重要发现, 也因为成为了拓宽沉积岩石学与古地理学研究范畴的典型实例而具有重要的科学意义。

太古宙灰岩的形成是氧气、还有可能是蓝细菌产生的氧气对铁迁移的结果, 因为发育在富集营养物而且促进蓝细菌生长的浅海陆架中的氧气绿洲、以及与开阔大洋循环的孤立作用, 限制了被迁移的铁的补充。结果, 堆积在这些氧气绿洲中的灰岩, 形成了较古老而特别的浅水碳酸盐岩台地(Riding et al., 2014), 大约2.8 Ga的Steep Rock灰岩就是这样一个实例, 因为Riding等(2014)基于上述理念和结论所进行的探索与解释的过程之中, 为后来的研究者提供了许多有益的研究方法和科学理念。

3.1 Steep Rock灰岩的基本特征

在加拿大安大略西北部Steep Rock Lake地区大约2.8 Ga的碳酸盐岩地层中, 发育500m厚的钙质碳酸盐岩(CaCO₃)单元, 被称为Steep Rock灰岩。该单元保存较好(Wilks and Nisbet, 1988), 沉积在一个海洋火山平原上, 在横向上和纵向上相变成铁建造(Fralick et al., 2008)。

Steep Rock灰岩覆盖在大约3.0 Ga的英云闪长片麻岩地层上, 二者之间为被河流砂岩和砾岩填充的古水道网所代表的侵蚀作用面(Wilks and Nisbet, 1988; Fralick et al., 2008)。Steep Rock灰岩代表了一个主要沉积碳酸钙的海侵海洋, 其中含有薄层的白云石、铁白云石和菱铁矿等各种原生沉积。Steep Rock灰岩发育在浅水台地环境之中, 而且与较深水环境相邻。在灰岩的下部单元中, 发育着各种形态的、相对小型(小于0.5m的厚度)而且纹层起皱的柱状和穹窿状叠层石(图 1), 这些叠层石代表了石化的微生物席; 其上部单元, 主要为宽度可以达到5m而且由层间的窗格组构所构成的穹窿状体, 被解释为微生物和晶体扇纹层, 由文石海底沉淀物所形成(Sumner and Grotzinger, 2000; 图1)。锰和铁的氧化物沉积(“ 颜料岩石(paint rock)” )直接覆盖在灰岩上, 由此表明, Steep Rock灰岩代表的浅水碳酸盐岩台地结束于相对海平面上升期间, 因为碳酸盐岩台地被这些较深水的锰和铁沉积所覆盖(Wilks and Nisbet, 1988; Fralick et al., 2008)。

图1

Fig.1

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	图1 Steep Rock灰岩中的叠层石和相关沉积组构(据Riding等, 2014)Fig.1 Stromatolites and relative depositional fabrics in Steep Rock Limestone(after Riding et al., 2014)

3.3 Steep Rock灰岩的成因意义

基于地球化学研究的结果, Riding等(2014)推测到, Steep Rock灰岩直接反映了所沉淀的浅海环境及其特征性的氧化— 还原条件, 也就是说, Steep Rock灰岩形成在氧化— 还原界面之上的亚氧化或氧化的浅水环境之中。

Steep Rock灰岩主要为方解石所构成, 也保存有文石和方解石共存的原始证据, 这2种碳酸钙矿物在相同序列中的产出, 可以用来对海水中的可溶解氧气进行合理的估计。因此, Riding等(2014)进行了以下合理的推断:(1)只是轻微影响文石沉淀作用的Fe²⁺浓度, 可能会完全阻碍方解石的沉淀作用(Herzog et al., 1989), 因为在Fe²⁺逐渐从含铁的海水中迁移的过程中, 文石沉淀之后继之沉淀的应该是菱铁矿, 随着Fe²⁺进一步被氧化迁移, 然后才是方解石的沉淀作用; (2)根据对太古宙海水中Ca²⁺浓度(Veizer et al., 1982)和温度(Hren et al., 2009; Rosing et al., 2010)的估计, 当Fe²⁺的浓度低于51 μ M的时候, 文石可能会比菱铁矿更加有易于沉淀, 当二价铁离子的浓度低于10 μ M的时候, 方解石又比文石更加有利于沉淀(Herzog et al., 1989); (3)在文石— 菱铁矿平衡的条件下, 随后是方解石的沉淀作用, 这就需要浓度至少为41 μ M的Fe²⁺发生氧化迁移, 而要完成这个过程, 至少需要10.25 μ M的氧气浓度, 大致等于0.06 PAL(现代大气圈含量水平)。这个针对Steep Rock灰岩对氧气需求量的最小估计, 即处在0.06 PAL的氧气含量水平之下, 与太古宙海水处在实质上缺氧的大气圈条件下的可能局部聚集氧气的状况(Kasting, 1992; Pavlov and Kasting, 2002)相吻合, 也与最近基于准三维模型的计算结果(Olson et al., 2013)相吻合。这个计算结果表明, 太古宙氧气绿洲所具有的氧气含量水平大致为1~10 μ M。

以前对Steep Rock灰岩所进行的生氧光合作用推断是基于有机碳同位素值的(-30.6‰ ~-21.6‰ ), 但是, 就像Schopf(2011)在更加古老的太古宙样品所注意到的那样, 相似的值也可能是不生氧光合作用的结果(des Marais, 2001)。虽然这些碳同位素值不是确定性的标志, 但是还是与Steep Rock灰岩形成所表征的生氧光合作用相吻合(Nisbet et al., 2007), 就像多样的叠层石(Wilks and Nisbet, 1988)和尖头状的窗格组构(Sumner, 1997)表现出的那样, 形成这些构造(图 1)的微生物群落可能包含有蓝细菌。再者, 与Steep Rock灰岩相邻的较深水铁建造中的黑色页岩, 所具有的有机碳含量可以达到15%, 这个特征已表明了一个生产性的浮游微生物群落(蓝细菌为主)的作用特征。灰岩之上含锰氧化物的“ 颜料岩石” 的沉积作用, 表明了在氧气绿洲存在末期的氧化作用可能变弱(Nisbet et al., 2007), 因为富含铁和锰的海水淹没了碳酸盐岩台地(图 2)。

图2

Fig.2

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	图2 Steep Rock灰岩沉积环境的解释性横剖面图(据Riding等, 2014, 有修改)Fig.2 Interpretative cross-sections showing sedimentary environments inferred from Steep Rock Limestone (modified from Riding et al., 2014)

考虑到太古宙大气圈的含氧量水平还很低(Wille et al., 2013), 例如, 根据南非2.92— 2.98 Ga的沉积物中的铬同位素和痕迹金属元素的估计与计算(Crowe et al., 2013), 大气圈的氧气含量水平只有6× 10^-5 PAL, 也可能高达3× 10^-3 PAL。这些值分别对等于现代大气圈含氧量水平的0.000 06, PAL与 0.003 PAL, 这比Riding等(2014)所估计的、在Steep Rock灰岩中能够造成钙碳酸盐沉淀作用的最小氧气含量水平(0.06 PAL), 大致要低20倍。这个估计, 与下列研究的结果较为吻合:(1)太古宙铁建造中的铬同位素值(Frei et al., 2009)以及很负的有机碳同位素值(≤ -60‰ ), 说明了需要氧气和氧化物的甲烷氧化作用(Hayes, 1983, 1994); (2)沉积构造研究表明, 蓝细菌生物席在2.9 Ga前已经存在(梅冥相等, 2007; Noffke et al., 2008; 梅冥相, 2011a, 2011b, 2014); (3)黄铁矿可能的陆源氧化作用, 也与2.7 Ga至2.8 Ga的海水瞬时性氧化作用代表的氧气绿洲的发育相吻合(Stü eken et al., 2012)。

所以说, Riding 等(2014)得出的结论是, 太古宙海相灰岩是氧化作用的代表物, 这个解释得到了表明氧化作用的Steep Rock灰岩的REE分析结果的支持。他们还对Steep Rock灰岩的沉积作用特征进行了精妙的分析:(1)靠近Steep Rock台地边缘, 由于遭受过富铁海水的侵入, 将沉淀文石; (2)在台地内部, 铁迁移的增强将允许方解石沉淀。相反, 沉淀在非海相水体中的太古宙灰岩, 可能堆积在缺氧的环境中。所以说, Steep Rock台地以及相似的太古宙碳酸盐岩台地, 处在富铁的缺氧海水的边缘地带, 反映了一个地球表面环境演变的早期过渡性阶段, 随着氧气含量上升开始其发育, 并最终在缺氧大气圈下的局部氧化的海洋占据着主导地位(图2), 成为太古宙氧气绿洲识别的一个典型而且成功的实例。

在澳大利亚Pilbara克拉通的一套绿色玉髓建造中, 即3.46 Ga的Marble Bar Chert段(MBC)玉髓或燧石单元, 在所保存下来的与热水沉积相关联的海相沉积岩中发现了原生赤铁矿晶体及与其相关的矿物; 这些岩石被解释为形成在一个3.46 Ga的氧化水体中, 从而成为识别更加古老的“ 太古宙氧气绿洲” 的一个较为典型而成功的实例, 而且这个可能的“ 太古宙氧气绿洲” 发育在热水沉积之中(Hoashi et al., 2009)。

4.2 MBC中的赤铁矿晶体及其共生产物

在MBC的带Ⅳ 和带V中, 赤铁矿晶体毫无例外地产在富集赤铁矿的显微条带之中(而不是交切的脉体或细脉之中), 这样的显微条带与层面平行, 厚度变化在~10μ m 至~1mm之间, 横向变化在1cm 至10m之间(图 3)。显微条带由分散的赤铁矿颗粒和束状体(直径在1~100μ m之间)所组成, 较为典型的赤铁矿晶体的直径是0.1~0.6μ m。这些特征表明, 在MBC中的每一个赤铁矿晶体均由单个的晶体所组成, 而不是赤铁矿纳米颗粒的多晶聚合体, 因为后者是三价铁氢氧化物(水铁矿、针铁矿或纤铁矿)聚合体转化而来的产物(Trolard and Tardy, 1987)。

图3

Fig.3

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	图3 MBC中的赤铁矿晶体特征(据Hoashi等, 2009, 有修改)Fig.3 Images showing features of haematite crystals in MBC(modified from Hoashi et al., 2009)

菱铁矿(FeCO₃)、黄铁矿(FeS₂)和磁铁矿(Fe₃O₄)晶体, 在带Ⅳ 和带V中经常与赤铁矿晶体一起产出(图 3-A)。一般情况下, 当暴露在富含氧气的地下水中的时候, 菱铁矿与黄铁矿很容易被氧化成三价铁的氢氧化物(Postma, 1983)。但是, 在MBC的样品之中, 包括来自于地表和来自于钻井岩心的样品, 这些矿物均较为典型地表现为自形晶体的形态, 具有清洁的表面和突变的边缘, 因此, Hoashi 等(2009)认为, 它们不是“ 受到侵蚀过的” 三价铁的氢氧化物。

菱铁矿晶体总体较大(直径多在0.3~2μ m), 要比赤铁矿晶体大很多, 而且在一些菱铁矿晶体中还发现赤铁矿包裹物(图 3-B, 3-C)。Hoashi等(2009)认为, 这些特征就成为赤铁矿形成在菱铁矿之前的准确证据, 也是赤铁矿不是菱铁矿或黄铁矿的氧化作用产物的确切证据。因为菱铁矿不可能形成或保存在富集氧气的水体之中, 与赤铁矿晶体一起产出的菱铁矿晶体, 更有可能形成在海底(在未固结的富集二氧化硅和铁沉积物质中), 在这里孔隙水中的可溶解氧气可能由于与沉积物中的有机质以及与热水溶液中的Fe²⁺反应被消耗(Ohmoto et al., 2004), 菱铁矿还可能形成在与富集Fe²⁺的热水溶液、与富集CO₃^2-和HCO₃^-的孔隙水(海水)反应的时候。

Hoashi等(2009)观察了超过1000颗的赤铁矿和磁铁矿颗粒, 发现赤铁矿晶体从来就没有位于磁铁矿晶体附近, 从而说明赤铁矿不是形成在磁铁矿之后。也就是说, 磁铁矿像菱铁矿一样, 要比赤铁矿形成得晚一些; 更进一步讲, 磁铁矿可能形成在MBC的堆积作用期间(在早期成岩作用期间), 通过非氧化— 还原反应(Ohmoto, 2003; Otake et al., 2007)形成在较老的赤铁矿晶体与富集Fe²⁺的热水流体之间。

早年被认为是一种藻席(应该修订为微生物席; 梅冥相, 2011a, 2011b, 2014)正向生长构造的叠层石, 不仅是一种代表性的微生物形成的原生沉积构造, 而且是微生物碳酸盐岩的典型代表(Riding, 2000); 目前已经取得了共识的是, 叠层石确实是微生物席的建造物(Dupraz et al., 2009; 梅冥相, 2011a, 2014; 梅冥相和高金汉, 2015)。但是, 以Lowe(1994)以及Grotzinger 和 Rothman(1996)为代表的学者, 考虑到许多太古宙叠层石宏观形态相对简单而且缺乏有机质残余物质, 还经历了强烈的成岩硅化作用和重结晶作用, 认为古老的(大于3.2 Ga)叠层石是化学沉淀作用的产物; 而且Riding(2008, 2011)也认为前寒武纪(尤其是太古宙)叠层石一些是非生物成因的, 一些是微生物成因的。但太古宙叠层石的非生物成因, 也受到更多学者的质疑, 因为确实存在生命活动的证据(Allwood et al., 2006; Awramik, 2006; Altermann, 2008; Schopf, 2011), 就像Schopf(2006)所指出的那样, “ 要无可争议地证明, 所报道的大多数太古宙叠层石确实是非生物成因的问题, 似乎是很困难的、而且似乎是不可能的” 。需要特别指出的是, 即使是那些属于胶结物相的元古宙叠层石(微指状叠层石; 梅冥相等, 2008)曾经被Riding(2008, 2011)解释为非生物成因, 但汤东杰等(2012)对其超微组构的研究结果证明, 这种类型的叠层石与微生物诱发的有机矿化作用(梅冥相, 2012)相关, 表现为微生物成因。

在澳大利亚西部Pilbara克拉通上, 3.43 Ga的叠层石生物礁发育在Strelley Pool Chert(SPC)单元中, 许多证据表明其是微生物成因的(Allwood et al., 2006; Awramik, 2006), 甚至是蓝细菌生物席的建造物(Altermann et al., 2006); 尤其是其中形态迥异的锥状叠层石(图 4), 较为特征地表明了其与生养光合作用的蓝细菌存在着成因关联, 所以, 也成为“ 太古宙氧气绿洲” 的典型标志(Bosak et al., 2009; Petroff et al., 2010; Riding et al., 2014)。

图4

Fig.4

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	图4 澳大利亚西部Pilbara克拉通约3.43 Ga的锥状叠层石Fig.4 Images showing conical stromatolites of ca.3.43 Ga from Pilbara Craton in western part of Australia

Allwood 等(2006)的研究表明, SPC中的叠层石生物礁由7种类型(或7种相)的叠层石组成:(1)结壳的穹窿状纹层构成的叠层石; (2)小型结壳的锥状纹层构成的叠层石; (3)尖头状突出的洼状纹层构成的叠层石; (4)“ 鸡蛋形— 纸箱形纹层” 构成的叠层石; (5)大型复杂的锥状叠层石(图 4所示); (6)波状纹层构成的叠层石; (7)较薄而连续的、波状和凹凸不平的纹层组成的铁质岩叠层石。Allwood等(2006)进一步论述到, 在SPC的7种特征性的叠层石类型中, 每一种均表现出容易进行生物成因解释的属性组合, 而且均已经出现在已知的地质记录中的叠层石类群之中; 相反, 要把这7种类型的叠层石解释为非生物成因, 不但要求一种未知的、而且在自然界是不可能的平衡作用过程, 而且还要求这些过程具有横向和时间的持续性, 来再生垂向上继承性的、横向重复的叠层石形态。因此, 他们得出了以下较为精辟的结论:在3.43 Ga之前的 Pilbara克拉通上, 一个宽阔的环潮坪碳酸盐岩台地上微生物繁盛, 随着地表被淹没, 在浅水环境中快速产生了一个生物礁建隆。各种各样的叠层石的发育表明, SPC不仅可能包含着一些地球上最早期的一个多样化的化石“ 生态系” , 其由缺乏陆源碎屑沉积物输入的浅水水体维持着, 这正是光合作用最为理想的条件, 而且这也正是在被海水淹没的较高地势上所发生的结果。

将图4所示的锥状叠层石作为太古宙氧气绿洲的识别标志, 主要基于Awramik(2006)的分析和认识: (1)迄今为止, 还没有发现能够形成锥状叠层石的机械过程, 但是, 已经确定的是, 现代的锥状叠层石是微生物席的建造物; (2)对建造锥状叠层石的微生物群落的生长试验表明, 锥的宏观形态形成于光合作用丝状微生物(一种蓝细菌)的滑动过程, 水平滑动的丝状体彼此缠绕而形成丛块状, 而且其他的丝状体会碰撞到这个丛块体, 并会向上朝向光偏转, 最终形成锥状的形态; (3)这样的构造通过沉积物的捕获过程和粘结过程而变成化石, 或者在锥状体生长期间通过矿物物质的沉淀作用而形成叠层石锥状体。

实际上, Allwood等(2009)随后对Strelley Pool Chert多样化的叠层石生物礁组合的研究, 更加证实了上述推断和解释。虽然直接的微观生物学证据, 即生物沉积组构的有机微生物残余物, 迄今为止, 由于强烈重结晶作用与硅化作用而在叠层石中缺乏, 但是, 与叠层石共生变化的残余组构和有机纹层, 将叠层石形态学特征的多样性与沉积作用及海底矿物沉淀作用联系起来, 从而推断出微生物席的发育。更为重要的是, 在Strelley Pool Chert中, 锥状叠层石的形态学特征表明了一个垂向生长的趋势(Allwood et al., 2006), 这可能有利于光合作用微生物群落的垂向迁移(Batchelor et al., 2005)。但是, 趋化性(chemotaxis)和沉积物的沉落过程, 在造成叠层石的垂向生长中同样会起着主要作用。也就是说, 连续的沉积作用可能会促进微生物朝着沉积物— 水界面迁移, 这个迁移将沿着沉积物在数毫米级别的垂向化学梯度中迁移。再者, 叠层石生物礁沿着台地边缘残留地势分布的特点, 就像图3所示的特别的太古宙碳酸盐岩台地代表了氧气绿洲的局部性发育那样, Strelley Pool Chert中主要为由锥状叠层石(图 4)组成的叠层石生物礁, 也可能代表着一个局部发育的氧气绿洲, 这个解释和认识, 得到了许多学者(如Bosak et al., 2009, 2010; Petroff et al., 2010; Petryshyn and Corsetti, 2011; Mata et al., 2012)针对锥状叠层石生长和发育机理的若干开创性研究的支持。

锥状叠层石是一种特征性的形态组合, 迄今为止, 还没有发现过与之可以类比的非生物成因构造, 但是, 它们的微生物建造者的新陈代谢起源, 在那些老于2.4 Ga的构造之中还难以确定, 从而产生了一些争论。现代锥状叠层石, 其特殊的形态代表着特殊的微生物作用过程, 因为即使在完全缺乏石化作用的时候, 丝状蓝细菌也能够形成小型锥状体; 而且在现代建造锥状叠层石的生物膜之中, 对于蓝细菌生物体的生长来说, 光是一个关键性的因素。这些认识所代表的科学理念, 导致Bosak等(2009)认为, 锥状叠层石, 是早到3.5 Ga的水生环境之中的光合作用和趋光性微生物存在的重要标志。他们还进一步指出, 蓝细菌不但建造了元古代早期的锥状叠层石, 这类叠层石生长包含着生氧光合作用进化的时间进程, 而且成为超前于元古宙早期大气圈巨型氧化作用事件的地球化学记录(Canfield, 2005; Holland, 2006)。后来, Bosak等(2010)的进一步研究表明:(1)稳定的光合作用气泡, 可能以一些具有近乎圆形的亚毫米级别和毫米级别的气泡及其残余物保存在一些元古代锥状叠层石的脊部, 在微生物席内的气体将产生一些特征化的而且可以保存的气泡, 这些气泡可以穿越上覆微生物席的总体浮力而进行简单增加和延伸, 而且下伏气泡还会造成生物席的延伸; (2)这些毫米级别和亚毫米级别的稳定气泡, 将形成在微生物席的锥状体、塔状物以及毫米级别管状物的地势较高处; (3)当光合作用微生物席产生、繁殖并稳定富含氧气的气泡逃逸到周围液体或溶液中的时候, 这些构造就能够形成, 尤其以锥状叠层石最为典型。

虽然一些胶结物相叠层石的微生物成因还存在疑问(Grotzinger and Rothman, 1996), 但是, 很多太古代的小型锥状叠层石, 还是被识别为地球最早期的光合作用微生物群落演化的标志(Petroff et al., 2010)。Petroff 等(2010)基于生物物理学原理, 建立一个定量关系来探索锥状叠层石的几何形态及其与生物物理过程之间的成因关系; 而且他还注意到, 所有现代的锥状叠层石, 以及很多至少形成在2.8 Ga的锥状叠层石, 均表现出在相邻的构造之间存在特征性的空间间距, 而这代表着锥状叠层石的组织化作用, 被解释为锥状叠层石之间调节性竞争的扩散作用过程的结果, 表明了叠层石生长与营养物扩散相响应的生长样式。他们还进一步认为, 锥状叠层石与一些现代微生物席之间的相似性, 表明了古代锥状叠层石的光合作用成因。

针对锥状叠层石作为光合作用微生物席发育的重要标志, 而且作为太古宙氧气绿洲的识别标志之一, Petryshyn和 Corsetti(2011)基于现代叠层石的研究与观察, 说明了表现出向光性行为的光合作用微生物群落的活动, 不是产生柱状叠层石所必需的因素, 这改变了以前研究得出的概念:即柱状叠层石构造是形成在光合作用生物对光有用性的响应过程(趋光性)中; 从另一个侧面表明, 锥状叠层石和柱状叠层石的生长, 是光合作用气泡沿着地势较高处聚集的结果(Bosak et al., 2009, 2010)。Mata等(2012)对来自于黄石国家公园现代纹层状硅质叠层石中的蓝细菌丝状体的定向性进行了系统研究, 表明蓝细菌丝状体的定向性总体上是平行或垂直于纹层的, 甚至当纹层处在倾斜的情况下, 因此, 趋光性在这些叠层石中不是显微组构发育的主要控制因素; 他们将形成叠层石的微生物席光合作用气泡所产生的窗格组构, 定义为沙漏器相关的渗滤组构, 还进一步阐释到, 在锥状叠层石之中的圆形窗格组构或沙漏器相关的渗滤组构, 就像Bosak等(2009, 2010)的认识和解释那样, 属于保存下来的富含氧气的光合作用气泡的残余物, 因为现代丝状蓝细菌在光合作用期间能够围绕和缠绕着气泡生长, 而且这个过程还会在丝状体网状物中产生圆形孔隙空间及与其相关的窗格状组构。这些形成在光合作用期间的气泡, 集中分布在正在生长的微生物丝状体的锥状聚集物的尖端而产生锥状叠层石, 从而进一步支持了Bosak等(2009, 2010)对锥状叠层石生长和发育机理较为准确的解释。

空气是生物建造物, 在主要的气体之中, 分子氧和二氧化碳是通过含氧光合作用和呼吸作用而循环的。就像Macgregor在1927年指出的那样, 空气的历史是前寒武纪最大的谜。在生命历史长河中的所有生物化学创造中, 光合作用体系Ⅱ , 包括充分利用阳光来氧化水并还原和固定二氧化碳的机制, 无疑是最伟大的创造; 不但早期的蓝细菌进化到使用水作为燃料, 而且还具有一个几乎没有限制的能量供应优势。最为重要的是, 在光合作用过程中, 作为废料的氧气生产, 确实明显改变了地球海洋、大陆和大气圈构成(Sessions et al., 2009)。

针对光合作用的起源与进化, 还面临着以下没有得到合理解答的问题, 如:(1)地球早期光合作用生物的属性以及光合作用生物如何获取光合作用装置等基本问题, 其可能已经消失在时间的长河之中(Olson and Blankenship, 2004; Olson et al., 2013); (2)生物成因氧气的命运, 在氧气出现在大气圈之前还是处于推测性的状态(Olson et al., 2013); (3)产生氧气的光能自养生物, 从其不生氧的进化前体起源的时间还难以准确确定(Buick, 2008; Schopf, 2011); (4)均变论假说认为, 关键的光合作用催化剂, 即Rubisco的优化和起源, 可能发生在很早的时间, 但是缺乏可靠证据来证明(Nisbet et al., 2007); (5)氧气含量的上升一直是地球科学家最为关注的问题, 这个问题的很多方面还没有得到解决(Sessions et al., 2009)等。尽管如此, 可以肯定的2个事实是:(1)地球最早期的大气圈是缺乏氧气的; (2)今天的大气圈含有21%的氧气。发生在这2个时间点的大多数事件已经得到了高度的肯定, 一系列地质证据表明, 从缺氧到含氧的大气圈的转变大致发生在2.5— 2.0 Ga前, 这个转变就是著名的巨型氧化作用事件(Allwood et al., 2006; Awramik, 2006; Kump and Barley, 2007; Williford et al., 2011)。巨型氧化作用事件可能是生氧光合作用生物进化的直接结果(Kopp et al., 2005), 但是, 氧气生物成因的开启和初期演变, 可能已经掩盖在巨型氧化作用事件之前的历史中, 所以说, 巨型氧化作用事件是一个地球表面氧化剂与还原剂之间平衡状态的非生物成因复杂演变的结果; 这个争论, 通过寻找巨型氧化作用事件之前的氧气的短期和局部聚集的证据而得到强调(Anbar et al., 2007), 这就成为寻找和确定太古宙氧气绿洲的强大驱动力。

从殷鸿福等(2004)的《生物地质学》到谢树成等(2011)的《地球生物学》, 不仅代表了从古生物学到地球生物学的跨越, 而且其与徐桂荣等(2005)的《生物与环境的协同演化》等重要著作一起, 为沉积学家探求早期特殊沉积岩和沉积相形成的生物学过程, 提供了一些重要的思考途径。冯增昭(2013)主编的沉积学巨著《中国沉积学》(第二版)囊括了沉积学的方方面面, 为沉积学研究提供了许多基本概念和研究思路, 浓缩了许多中国沉积学家的智慧和新成果, 为今后从沉积学方面去探索地球生物学中的复杂沉积作过程, 奠定了坚实的沉积学基础。

对“ 太古宙氧气绿洲” 的研究, 为研究地壳形成与生物圈确立这一个特别的地球历史时期复杂的圈层耦合提供了许多重要的线索和证据; 对太古宙缺氧的大气圈之下与光合作用相关的特殊的沉积相的甄别和解释, 拓宽了沉积学与古地理学的研究范畴。几个代表性的研究实例, 成为识别和探索“ 太古宙氧气绿洲” 的成功实例:(1)Riding等(2014)对2.8 Ga的太古宙海相灰岩的甄别与解释, 就像图2所示的沉积模式那样, 提供了一个特殊背景下的特殊沉积作用过程所形成的特殊沉积相的典型实例, 因为这样一个代表“ 太古宙氧气绿洲” 的浅水碳酸盐台地发育在铁建造之间; (2)Hoashi等(2009)对3.46 Ga的氧化海洋中形成的原生赤铁矿晶体的研究, 展示了一种特别的从缺氧过程到氧化过程、从菱铁矿到赤铁矿的特殊的热水沉积实例(图 3), 成为在较深水的热水背景之中寻找“ 太古宙氧气绿洲” 的一个成功实例, 也成为在早期地球的表面海洋中甄别还原相和氧化相的典型代表; (3)Allwood等(2006)与Awramik(2006)对3.43 Ga的叠层石生物礁的分析和研究, 就像图4所示的那些复合型锥状叠层石那样, 其精美的保存和特别的形态学特征, 成为早到3.5 Ga的水生环境之中的光合作用和趋光性微生物存在的重要标志(Bosak et al., 2009, 2010; Petroff et al., 2010; Petryshyn and Corsetti, 2011; Mata et al., 2012), 而地质学家们对锥状叠层石形成机理所进行的分析, 为从沉积物中寻找复杂的生物作用过程树立了一个典范。因此, 文中所介绍的太古宙氧气绿洲的概念, 以及科学家们的精细研究和精美阐释, 因在更加宽泛的科学理念下拓宽了沉积相研究和古地理重塑的内容而具有重要的科学意义, 希望能激起同行的兴趣并起到抛砖引玉的作用。