燕辽盆地位于华北克拉通中部, 保存了较完整的元古宙中期(1.8-0.8 Ga)地层序列, 总厚度逾9 km(图1-A; Lu et al., 2002)。这套地层发育于Columbia超大陆裂解(Zhao et al., 2003, 2011; Zhang et al., 2012)至Rodinia超大陆聚合(Li et al., 2008)的过程中, 自下而上包括长城系1800-1600 Ma; 常州沟组、串岭沟组、团山子组、大红峪组), 蓟县系(1600-1400 Ma; 高于庄组、杨庄组、雾迷山组、洪水庄组、铁岭组、下马岭组)和青白口系(1000-800 Ma; 长龙山组、景儿峪组)。据地层分布和发育特征, 可划分为3个分区, 即燕山分区、太行山分区和平原分区(河北省地质矿产局, 1989)。在太行山分区, 元古宙中期地层呈北东向展布, 厚度较燕山分区明显减薄(河北省地质矿产局, 1989)。燕山地区长城系的下伏地层为迁西群, 太行山地区主要为东焦群或甘陶河群, 均为不整合接触关系(河北省地质矿产局, 1989)。东焦群主要零星的分布在太行山地区东缘, 为一套轻微变质的碎屑沉积岩, 不整合于甘陶河群之上, 又被未变质的长城系地层不整合覆盖(章敬若, 2016)。本研究区位于太行山地区中南段, 出露的东焦群较少, 因此地质图中并未明确标识(图1-B)。长城系以石英砂岩、暗色页岩和少量白云岩为主(Lin et al., 2019; Wei et al., 2021), 变质程度普遍低于葡萄石—绿纤石相, 适合开展岩相学和地球化学的研究(Chu et al., 2007)。

图1

Fig.1

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	图1 华北井陉地质简图及采样剖面位置 A—中国华北克拉通元古宙中期沉积盆地分布, 以及燕辽盆地和采样剖面位置(据Lu et al., 2002修改); B—研究区域地质简图(据河北省地质矿产局, 1968修改)Fig.1 Geological map of Jingxing, North China and sampling sites

研究剖面位于燕辽裂谷南端, 河北井陉县东~10 km的头泉村—岳各庄一带。在研究区内, 大红峪组地层保存较好(图1-B), 不整合于东焦群的变质砂泥岩之上。大红峪组底部可见横向厚度不一的古风化壳层; 上覆地层为蓟县群高于庄组含叠层石碳酸盐岩, 呈整合接触关系(图2)。

图2

Fig.2

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	图2 华北井陉下元古界长城系大红峪组地层柱状图(据Wei et al., 2021, 有修改) 左侧为华北燕山分区古元古代地层柱状图; 中间为研究区(属太行分区)大红峪组地层柱状图; 年龄数据来自陆松年和李惠民(1991)、高林志等(2008)、Lu 等(2008)、Gao等(2009)、李怀坤等(2010)、Li等(2013)、张拴宏等(2013)、段超等(2014)、田辉等 (2015)、刘典波等(2019)Fig.2 Lithostratigraphic column of the Dahongyu Formation of Lower Paleoproterozoic Changcheng System in Jingxing, North China(modified from Wei et al., 2021)

依据研究区大红峪组的岩性特点, 可将其划分为2段: 一段以紫红色含泥中粒石英砂岩为主, 底部发育厚10~30 cm不等的灰白色中—粗粒石英砂岩, 斑点状小砂球发育(部分已脱落), 直径为毫米至厘米级不等(图3-A); 中部及上部为紫红色细粒石英砂岩, 夹少量白云质泥岩, 发育波痕构造(图3-B), 指示潮坪环境。二段下部以灰白色中—粗粒石英砂岩为主, 其中底部为紫红色粉砂岩夹薄层含纹层泥质粉砂岩(图3-C), 并发育有2层微生物席碎片(图3-D), 指示其形成于良好的高能潮间带环境中, 并可作为上、下两段间的界线; 向上至中部MISS含量及类型明显增多(图3-E, 3-F), 并可见低角度交错层理(图3-G)和鱼骨状交错层理(图3-H), 指示水动力较强的潮下带上部至潮间带沉积环境(Tang et al., 2012); 上部为紫红色细粒—中粗粒砂岩与灰白色中粗粒砂岩互层, 发育多层砂球构造, 泥质含量明显增加, 指示水深有所增加, 为水动力较弱的潮下带环境; 顶部为紫红色泥质粉砂岩和灰绿色中层泥质白云岩互层, 与下层相比白云质含量明显增多, 并发育有薄板状硅质条带, 向上与高于庄组呈渐变关系。

图3

Fig.3

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	图3 华北井陉大红峪组沉积特征 A—砂球脱落后形成的孔洞(红黄箭头); B—波痕构造; C—紫红色粉砂岩夹薄层含纹层(箭头)泥质粉砂岩; D—粗砂岩层面的砂质碎片和席碎片构造(箭头); E—砂岩层面曲形脱水砂裂(红黄色箭头)和纺锤状砂裂(黑白箭头); F—砂岩层面弯曲有纺锤状砂裂(箭头); G—低角度交错层理(虚线所示); H—鱼骨状交错层理(虚线所示)Fig.3 Sedimentary features of the Dahongyu Formation in Jingxing, North China

华北地台的长城群和蓟县群是目前全球同期地层年代约束最好的岩石地层单元之一(图2)。在天津蓟县一带, 大红峪组上部富钾火山岩单颗锆石年龄为1625.3±6.2 Ma(陆松年和李惠民, 1991), 2套火山岩的SHRIMP锆石U-Pb年龄为1622±23 Ma和1626±9 Ma(Lu et al., 2008; 高林志等, 2008)。团山子组顶部同沉积钾质火山岩中取得的LA-ICP-MS岩浆锆石U-Pb年龄为1641±4 Ma(张拴宏等, 2013), 因此大红峪组最大沉积年龄不超过~1.64 Ga(Wei et al., 2021)。蓟县地区高于庄组三段下部凝灰岩锆石的LA-MC-ICP-MS U-Pb年龄为1577±12 Ma(田辉等, 2015), 延庆地区高于庄组三段上部凝灰岩锆石的SHRIMP和LA-MC-ICP-MS年龄分别为1559±12 Ma和1560±5 Ma(李怀坤等, 2010)。考虑到地层厚度和沉积速率, 高于庄组底界的沉积年龄可以被约束为~1.60 Ga(Tang et al., 2016)。因此, 大红峪组沉积年龄可大致限定为1.64-1.60 Ga。

井陉大红峪组的MISS主要产于紫红色含泥质中—粗粒石英砂岩中(图2), 形态多样。纺锤状砂裂为中间粗、两端略收尖的直形或略弯曲长条纺锤状砂脊, 单条砂脊长1~6 cm, 宽3~5 mm, 砂脊间相互接触, 未见截切关系(图4-A)。

图4

Fig.4

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	图4 华北井陉大红峪组MISS宏观特征 A—纺锤状砂裂(箭头); B—鸟足状砂裂(箭头); C—多边形砂裂(箭头); D—多边形砂裂在纵向剖面上的“U”形特征(箭头); E—网脉状砂裂; F—网脉状砂裂横剖面“U”形特征(虚线和箭头); G—曲形砂裂(箭头); H—波痕构造及波谷处鸟足状砂裂(箭头)Fig.4 Macroscopic characteristics of MISS from the Dahongyu Formation in Jingxing, North China

鸟足状砂裂由2条或3条长度近乎相等(约2 cm)的砂脊尾端接触组成, 砂脊直径2~4 mm, 砂脊间交角30°~60°, 每组砂裂孤立产出, 形似鸟足(图4-B)。多边形砂裂由近直线形砂脊交互形成不规则的多边形网状结构, 砂脊宽2~3 mm(图4-C), 在横剖面上呈“U”型(图4-D)。网状砂裂的脉状砂脊据其在平面上的宽度可分出不同的级次, 一级砂脊宽2~3 cm, 呈直线形, 沿一级砂脊向外辐射产生宽度逐级变窄的二级砂脊(宽~1.5 cm)和三级砂脊(宽~0.5 cm)(图4-E), 砂脊横断面具“U”形特征(图4-F)。曲形脱水砂裂的砂脊弯曲成圆形, 可组合成“8”字形(图4-G)。

波痕构造呈几组近于平行的波峰—波谷形态, 表面不完全地覆盖了1层薄“皮”, 厚约2 mm; 在波谷内可见微生物席层自身干裂形成的鸟足状裂痕(图4-H)。大红峪组一、二段中部发育有微生物席碎片(图2), 整体表现为顺层分布的不规则泥质砂片状, 直径约5 cm, 厚约3 mm, 表面形态随基底起伏(图3-D), 颜色和成分与围岩存在明显差别, 其中砂片为暗紫色—黑色含泥质细粒石英砂岩, 而围岩为黄色中粗粒石英砂岩。

3.2.1 暗色泥质层 显微观察显示, 大红峪组含MISS砂岩主要由浅色砂岩层(非微生物席层)构成, 夹有毫米级暗色泥质层(微生物席层)(图5)。暗色泥质层横向延续较稳定, 厚度0.1~2 mm, 以不透明矿物为主, 含少量碎屑石英、长石和云母, 贫有机质(图5-A至5-D), 显微放大可见近直立非稳态产出的长条状云母(图5-E)。在背散射(BSE)图像中, 光学显微不透明矿物呈现出较高亮度(图5-F), 具亚微米级片状集合体特征(图5-G), 能谱定量分析显示其主要成分为Fe和O, 并含少量Ti、Al、Si和K(可能测试带入了少量围岩成分)。扣除围岩干扰后的Fe︰O摩尔比近2︰3(图5-H, 5-I), 指示其可能为赤铁矿。存在个别情况, 即少量相对较粗的碎屑石英、长石“悬浮”于暗色泥质层内(图5-K), 偶见长条状长石颗粒呈近直立非稳态产出(图5-L)。元素面扫描结果显示, 暗色泥质层已整体赤铁矿化(图6-A), 含少量包裹在其中的碎屑石英和长石颗粒(图6-B)。

图5

Fig.5

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图5 华北井陉大红峪组MISS微观特征 A—砂脊横断面, 示砂脉下由毫米级暗色泥质层构成的微生物席(岩层顶底方向为直立上下, 后同); B, C—石英砂岩内的暗色泥质夹层; D—图C局部放大, 示波状弯曲的暗色泥质层; E—暗色泥质层高倍显微特征, 示近直立非稳态产出的长条状云母(Ms); F—暗色泥质层背散射(BSE)图像, 示大量产出的赤铁矿(Hem; 灰白色), 少量白色者主要为碎屑锆石; G—高倍BSE照片, 示赤铁矿的片状集合体特征; H—暗色泥质层BSE图像, 示其强烈赤铁矿化; I—图H中“+”处亮色矿物的EDS元素谱图, Fe︰ O摩尔比近2︰3; J, K—BSE图像, 示暗色泥质层内的石英和长石颗粒; L—BSE图像, 示暗色泥质层内近直立产出的长条状长石碎屑(Kfs)及伴生的赤铁矿(Hem)。 Ms-白云母; Hem-赤铁矿; Kfs-钾长石; Qz-石英Fig.5 Microscopic characteristics of Miss from the Dahongyu Formation in Jingxing, North China

图6

Fig.6

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	图6 华北井陉大红峪组MISS暗色泥质层的EDS元素面扫描图 A—赤铁矿化暗色泥质层的EDS元素面扫描结果; B—含较粗碎屑石英、长石颗粒的暗色泥质层元素面扫描结果Fig.6 Element mapping results of microbial mat layer of the Dahongyu MISS from Jingxing, North China

3.2.2 浅色砂岩层 紧邻暗色泥质层的浅色砂岩层主要由石英砂构成, 并含较多绿色矿物(图7-A)。这些绿色矿物主要以2种形式产出, 一种为碎屑颗粒状(异地搬运; 图7-B, 7-D), 另一种为孔隙充填状(原位生长; 图7-C, 7-E), 以前者为主。碎屑颗粒磨圆度较差, 粒径主要集中在226±102 μ m之间(n=41; 范围: 93~496 μ m), 明显大于周围碎屑颗粒的81±16 μ m(n=94; 范围: 48~147 μ m)(图7-A)。孔隙充填型绿色矿物的轮廓受周围碎屑颗粒轮廓限制(图7-C, 7-E), 在BSE图像中可以看出其主要以孔隙充填物形式存在于石英和长石颗粒间的孔隙内(图7-F)。绿色矿物由片状集合体聚集而成(图7-G), 能谱定性分析表明其主要元素为Fe、Si、Al、K、Mg, 与前寒武纪海绿石具有一致的元素组成(图7-H; Tang et al., 2017)。

图7

Fig.7

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	图7 华北井陉大红峪组MISS亮色砂岩层中绿色矿物微观形态 A—单偏光下浅色砂岩层中的绿色矿物整体分布特征, 黄色虚线示微生物席; B—单偏光下碎屑型绿色矿物; C—单偏光下孔隙充填型的绿色矿物; D—图B正交偏光特征; E—图C正交偏光特征; F—BSE照片, 示孔隙充填型绿色矿物, Glt-海绿石、Qz-石英、Kfs-钾长石; G—二次电子高倍放大, 示绿色矿物的层状集合体结构; H—图F中“+”处EDS元素谱图, 包括海绿石所含元素K、Fe、Mg、Al、Si、OFig.7 Microscopical features of glauconite in non-microbial mat layer of the Dahongyu MISS from Jingxing, North China

能谱定量分析显示这2种绿色矿物成分接近, 都具有高K、低Fe的特征。相对而言, 孔隙充填型海绿石较碎屑颗粒型具有更高的Al和更低的Fe含量, 其中碎屑颗粒状绿色矿物主要元素组成为: MgO:(2.88±0.63) wt%(n=88), Al₂O₃:(23.42±4.89) wt%(n=88), SiO₂:(51.53±2.08) wt%(n=88), TFe₂O₃:(8.11±3.24) wt%(n=88), K₂O:(8.78±2.59) wt%(n=88); 孔隙充填型绿色矿物主要元素组成为: MgO:(1.71±0.51) wt%(n=33), Al₂O₃:(31.71±2.62) wt%(n=33), SiO₂:(49.90±2.04) wt%(n=33), TFe₂O₃:(3.28±1.43) wt%(n=33), K₂O:(8.26±0.51) wt%(n=33)。对孔隙充填型绿色矿物的EDS面扫描显示了K、Fe、Mg、Al、Si、O的元素分布(图8)。据绿色矿物光学特征、元素组成及黏土矿物所具有的片状微结构, 可判断其为海绿石。这一判断也得到了全岩黏土矿物组分XRD数据的进一步支持(图9; cf. Tang et al., 2017)。同时, XRD还检测出了较多赤铁矿(图9), 这与赤铁矿化的暗色泥质层对应。

图8

Fig.8

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	图8 华北井陉大红峪组MISS孔隙充填型绿色矿物的EDS元素面扫描图 Glt-海绿石; Kfs-钾长石; Qz-石英Fig.8 Elemental mapping result of authigenic glauconite of the Dahongyu MISS from Jingxing, North China

图9

Fig.9

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	图9 华北井陉大红峪组MISS样品全岩黏土组分的XRD谱图和矿物识别结果 识别出石英、钠长石、钾长石、白云母、赤铁矿、海绿石; 谱图上部数字为超出Y轴的特征峰强度值Fig.9 XRD spectrum and mineral identification result of whole-rock clay fraction in MISS sample of the Dahongyu Formation from Jingxing, North China

由于微生物化石在碎屑岩中难以保存, 因此MISS的识别主要是通过其独特的形态特征及其与现代MISS的比较而实现的(e.g., Schieber, 1999; Hagadorn and Bottjer, 1999)。砂裂是常见的微生物席破坏构造, 主要形成于潮坪环境, 因暴露导致微生物席干裂后被砂充填而成(史晓颖等, 2008; Tang et al., 2012)。砂裂与泥裂的主要区别在于前者发育于砂岩中, 裂口剖面呈浅“U”形, 后者发育在泥岩中, 裂口剖面呈深“V”形, 而这主要是因砂岩孔隙度较大, 自身难以形成干裂, 仅上覆粘稠的微生物席可形成干裂导致的(Noffke et al., 2001; Tang et al., 2012)。从潮间带下部至潮上带, 随着暴露时间增加, 微生物席裂痕可从不连续的纺锤状发展成为连通的网格状, 这也为微生物席砂裂构造的识别提供了进一步的判别标识(Bose and Chafetz, 2009; Tang et al., 2012)。在本研究中, 所有的砂裂均具有浅“U”形横断面(图4-D, 4-F), 且呈现出纺锤状(图4-A)→鸟足状(图4-B)→不规则多边形状(图4-C)→网状(图4-E)的变化序列。此外, 与波痕伴生、发育于波谷之中, 也是微生物席砂裂的常见特征(Noffke, 1998; Noffke et al., 2008; Tang et al., 2012)。这一点在本研究中也有识别(图4-H), 主要是因为波谷相对于波峰能更长时间地集聚水分, 有利于微生物席生长。本研究中砂裂的上述特征, 充分表明其为典型的微生物席破坏构造(史晓颖等, 2008; Tang et al., 2012)。

微生物席碎片也是常见的微生物席破坏构造类型之一(Pflü ger and Gresse, 1996; Schieber, 1998; Noffke et al., 2008; Tang et al., 2012)。微生物席碎片常发育于含砾粗砂岩中, 以明显大于围岩颗粒的薄片状砾石形态产出, 因其常具有粉砂或泥质组成而与粗砂岩指示的高能环境形成鲜明反差。因此, 这些碎片被解释为柔韧的微生物席碎片(e.g., Pflü ger and Gresse, 1996; Tang et al., 2012)。在本研究中, 潮间带砂岩层面也发育粉砂质碎片(图3-D), 因碎片明显大于围岩颗粒, 组成较细, 故属典型微生物席碎片。

在显微尺度下进一步区分微生物席层与非微生物席层, 是比较它们矿物组成差异、探讨微生物活动对铁循环影响的关键。一般而言, 微生物席层相对富含泥质, 呈波状弯曲, 且因其圈捕和黏结碎屑颗粒常形成特定的结构和构造(史晓颖等, 2008; Xing et al., 2019)。在本研究中, 泥质层直接与砂裂相连(图5-A), 提供了它们属微生物席层的确凿证据。进一步观察表明, 泥质层内常发育近直立、非稳态展布的长条形碎屑矿物颗粒(图5-E, 5-L), 如果最初没有黏稠的微生物席黏结, 这些颗粒就不可能以这种形态保存, 因此它们也可指示微生物席的存在(cf. Xing et al., 2019)。

4.2.1 微生物席层内的赤铁矿沉淀机制 红层内的赤铁矿具有多种可能的成因机制: (1)后期成岩改造(Krapež et al., 2003; Rasmussen et al., 2014; Rasmussen and Muhling, 2020); (2)陆源碎屑输入(Lepp and Goldich, 1964); (3)碎屑含铁矿物的早期成岩氧化(Eren and Kadir, 1999); (4)原生—自生沉淀, 先形成铁氢氧化物, 后在成岩阶段转化为赤铁矿(Tang et al., 2020)。

文中研究的MISS样品均采自采石场, 露头新鲜, 风化程度很低, 由后期风化导致大量赤铁矿形成的可能性较低。此外, 微生物席层较非微生物席层更加致密而不易被风化氧化, 但是在微生物席层观察到了相对于非微生物席层更为氧化的特征, 其中保存了丰富的赤铁矿(含Fe³⁺离子), 而非微生物席层中则保存有未被风化的海绿石(以Fe³⁺离子为主, 含Fe²⁺离子), 这进一步说明微生物席层内的赤铁矿并不是由于后期成岩改造或风化所形成的。

区分富铁矿物源自陆源碎屑还是自生沉淀至关重要。如果微生物席层内的赤铁矿和非微生物席层内的海绿石均源自陆源碎屑输入, 它们将不能反映海水和沉积物中微生物活动对铁循环的影响。有下述两方面的证据可以表明, 研究区微生物席层内的赤铁矿并非源自陆源碎屑或富铁碎屑的早期成岩氧化, 而是具有原生—自生成因: (1)绝大部分赤铁矿具有半自形片状晶体形态, 没有陆源碎屑破碎的痕迹(图5-G); (2)微生物席层内赤铁矿丰度极高, 可达50%以上, 罕见其他富铁陆源碎屑矿物(图6)。

4.2.2 砂岩层中海绿石的形成环境 据产出特征, 非微生物席层内的海绿石可以分为2种类型: (1)自生海绿石, 系充填孔隙而形成, 轮廓明显受控于孔隙形态(图7-C, 7-E; 图8), 指示为自生成因; (2)碎屑海绿石, 以明显大于碎屑石英颗粒的碎屑形式产出(图7-A, 7-B, 7-D); 由于海绿石属黏土矿物, 质地柔软易碎, 因此指示其具有近源特征, 不可能为长距离搬运沉积产物。

海绿石属二八面体层状硅酸盐矿物, 同时含有Fe³⁺和Fe²⁺离子, 因此一般形成于次氧化条件下(Odin and Matter, 1981; Tang et al., 2017)。对于缺乏陆源碎屑铁输入的沉积体系(如较纯净的碳酸盐岩), Fe元素氧化还原界面附近的沉积位置最有利于海绿石形成, 界面之上的铁氧化可为海绿石提供Fe³⁺离子, 界面之下还原条件有利于铁元素长距离传输并可为海绿石形成提供Fe²⁺离子(Tang et al., 2017)。本研究中海绿石虽然产出于碎屑岩, 但是陆源碎屑主要为耐风化的石英和长石, 鲜有富铁陆源碎屑矿物(图5至图9), 而自生海绿石的形成需要海水持续补充铁元素。考虑到在有氧海水中铁元素会氧化成Fe³⁺离子, 不能长距离运移(Emerson et al., 2010), 因此缺氧铁化海水中的Fe²⁺离子才是海绿石以及赤铁矿中铁元素的主要来源。

4.2.3 微生物席层内外铁相矿物分布差异及其古环境意义 微生物席层与非微生物席层内的富铁矿物存在系统性差异, 前者以赤铁矿(含Fe³⁺离子)为主, 后者以海绿石(Fe²⁺和Fe³⁺离子共存)为主。导致这种差异的主要原因可能有2个: (1)水动力条件差异; (2)微生物活动差异。

在大多数情况下, 微生物席层的颗粒相对较细, 泥质含量较高(图5-D, 5-E), 而非微生物席层碎屑颗粒相对较粗, 泥质含量较低(图7-A)。因此, 前者可能形成于相对低能环境, 有利于细小铁氢氧化物的沉积; 后者形成于相对高能环境, 细小铁氢氧化物难以沉淀。但是, 有3方面证据表明水动力条件差异可能并不是微生物席层与非微生物席层之间富铁矿物差异的主控因素: (1)铁氢氧化物具有较强的吸附性, 即使水动力条件较强也可能有部分铁氢氧化物吸附于陆源碎屑颗粒表面一同沉淀, 而目前在非微生物席层内并未见赤铁矿(图7-A), 这可能是由于成岩转化或流失导致的; (2)海绿石中铁以Fe³⁺离子占主导(含Fe²⁺离子), 其中Fe³⁺离子可能源自原始沉积的铁氢氧化物, 因此自生海绿石的产出很可能表明砂岩层内原始存在铁氢氧化物, 其中部分转移到了自生海绿石内; 相对于微生物席层而言, 非微生物席层内原始沉积的铁氢氧化物量较少, 早期成岩阶段被还原后没有残余; (3)微生物席层内也有一些类似非微生物席层内较粗的碎屑颗粒, 也伴生有丰富的赤铁矿(图5-K, 5-L), 这可能表明非微生物席层沉积的相对高能水动力条件并不足以完全阻止微小铁氢氧化物的沉积。

微生物席层与非微生物席层间微生物活动的差异性可能是导致其矿物组成存在差异的主控因素(图10)。由于有机质降解在早期成岩阶段容易造成缺氧条件, 在这种条件下细菌异化铁还原会导致先沉积的铁氢氧化物还原溶解, 从而发生流失, 而不是诱发Fe²⁺离子氧化沉淀(e.g., Tang et al., 2018)。因此, 微生物席层内铁氢氧化物(成岩转化为赤铁矿)的形成是当微生物席还具有活性时由微生物代谢所致, 而微生物死亡后的降解过程只能导致沉淀的铁氢氧化物的溶解。如果没有微生物席的存在, 海水的氧化水平仅能导致少量Fe²⁺离子部分氧化形成自生海绿石(非微生物席层)。考虑到MISS发育在潮间带至潮上带环境, 水深极浅, 这进一步说明当时大气和浅海具有低的氧气浓度, 不足以将表层海水中的Fe²⁺离子完全氧化。这支持前人提出的大气低氧观点, 很可能小于0.1% PAL(cf., Canfield, 2005; Planavsky et al., 2014)。

图10

Fig.10

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	图10 华北井陉下元古界大红峪组微生物席参与铁循环过程示意图Fig.10 A model of microbial mat mediating iron cycling in the Lower Paleoproterozoic Dahongyu Formation in Jingxing, North China

本研究从MISS发育的视角, 运用矿物学分析方法, 提供了微生物参与前寒武纪海洋铁循环的新证据。这一方法的推广和应用, 将为揭示微生物参与前寒武纪铁循环过程、阐明前寒武纪大量铁建造的成因机制提供新的地球生物学证据。后续将进一步开展微生物席层与非微生物席层铁同位素的比较研究, 还将可能进一步限定究竟是蓝细菌的产氧光合作用还是微嗜氧铁氧化细菌参与了元古宙古海水中Fe²⁺离子的氧化(cf., Planavsky et al., 2009; Lin et al., 2019)。