华北五台地区古元古界滹沱群北大兴组分枝柱状叠层石的形态特征和成因分析^*

Paleoproterozoic branched columnar stromatolites from the Beida-xing Formation of Hutuo Group in Wutai area,North China: morphological characteristics and genetic analysis

摘要

古元古代叠层石保存的微生物与环境相互作用的构造特征,为解析微生物群落演化与早期环境协同转变提供了关键的生物沉积学证据。本研究以华北五台地区滹沱群北大兴组底部(~2.0 Ga)的分枝柱状叠层石为研究对象,通过宏观—微观多尺度构造特征分析,揭示了其形态特征、控制因素及演化意义。研究结果表明,五台地区北大兴组底部叠层石发育典型的分枝柱状构造,柱体内部保存有周期性交替的明暗纹层及微凝块等微观构造,其中明暗纹层中的明层由微晶或亮晶白云石组成,暗层主要为泥晶白云石,两者交替可能反映了微生物群落对环境波动的周期性响应,而微凝块构造则可能受微生物席降解和微生物钙化的影响。综合宏观形态特征(柱体的倾斜生长、直径变化及空间分布密度的差异)和沉积学特征(频繁的冲刷-侵蚀面、生长间断面及丰富的似球粒)分析,北大兴组分枝柱状叠层石形成主要受控于水动力条件、生长空间、光照条件及沉积物输入通量等关键环境因素的动态平衡,其主要沉积于潮间带下部至浅潮下带,发育环境以中—高能水动力条件为特征,沉积输入通量较低且沉积速率适中,且频繁受到风暴或潮汐作用的影响。

Abstract

Paleoproterozoic stromatolites preserve structural features of microbial-environmental interactions,providing crucial biosedimentary records for deciphering the co-evolution of microbial communities and early environmental transitions. This study focuses on the branched columnar stromatolites from the basal Beidaxing Formation(~2.0 Ga)of the Hutuo Group in Wutai area,North China. Through macro-to-micro scale structural characterization,we elucidate their morphological features,controlling factors,and evolutionary significance. The results demonstrate that these stromatolites exhibit typical branched columnar structures,preserving well-defined alternating light-dark laminae(with light layers composed of microsparry or sparry dolomite and dark layers primarily of micritic dolomite), along with microclots and other microstructures. The alternating light-dark laminae reflect periodic microbial responses to environmental fluctuations,while the microclot structures originate from the synergistic interplay between microbial calcification and microbial mat degradation. Comprehensive analysis of both macroscopic morphological characteristics(including column inclination,diameter variations,and spatial distribution density)and sedimentological features(frequent scour surfaces,growth discontinuities,and abundant peloids)indicates their formation was governed by a dynamic equilibrium of key environmental factors: hydrodynamic conditions,growth space,light availability,and sediment input,etc. These stromatolites developed in moderate-to-high energy environments spanning the lower intertidal to shallow subtidal zones,characterized by low terrigenous input,moderate sedimentation rates,and frequent storm or tidal influences.

Graphical abstract

关键词

分枝柱状叠层石 / 红层 / 北大兴组 / 滹沱群 / 古元古代 / 华北

Key words

branched columnar stromatolites / red beds / Beidaxing Formation / Hutuo Group / Paleoproterozoic / North China

0 前言

叠层石是指以蓝细菌为主的底栖微生物群落在生长和代谢活动过程中,通过粘结和捕获沉积质点、诱导矿物沉淀及生物矿化作用而形成的纹层状生物沉积构造(Burne and Moore,1987;Riding,1999)。作为早期微生物与环境相互作用的产物,叠层石记录了微生物对沉积物增生的影响(Allwood et al., 2006;Knoll and Nowak,2017),为揭示早期地球生态系统和环境演化提供了关键线索(Riding,1991;Riding and Liang,2005;Kah and Riding,2007)。太古宙叠层石记录比较稀少(Riding,2011),从古元古代初期开始,叠层石的丰度和类型显著增加,自新元古代(~1 Ga)起呈不规则下降趋势,至今整体丰度较低(Awramik and Sprinkle,1999;Riding,2006;Schopf et al., 2007;Allwood et al., 2009;Peters et al., 2017)。叠层石的演化反映了地球系统演化过程中生物与环境相互作用的复杂关系,从古元古代到新元古代,叠层石的兴衰过程与地球氧化事件、环境变迁及生物竞争等关键因素密切相关(Riding,2006;房启飞和张虎权,2014;Peters et al., 2017;旷红伟等,2019)。具体而言,古元古代大氧化事件(Great Oxidation Event,GOE)通过改变海洋化学环境和促进微生物群落演化,可能推动了叠层石的繁盛(Riding,2006;Peters et al., 2017),而新元古代后的一系列全球性变化事件(包括雪球事件、超大陆裂解事件以及后生动物演化等)则通过改变碳酸盐沉积速率和微生物生态位,共同导致了叠层石的长期衰退(Riding,2006;房启飞和张虎权,2014;旷红伟等,2019)。

古元古代初期是地球表层环境发生重大变化的关键时期,其中GOE是最为显著的事件,大约发生在 2.45-2.06 Ga(Holland,2006;Lyons et al., 2014)。GOE标志着地球大气氧含量的首次大规模上升,并导致海洋化学、全球碳循环及微生物生态系统发生深刻变化(Canfield,2005)。GOE的结束通常以古元古代早期碳酸盐岩碳同位素组成(${\delta }^{13}{\mathrm{C}}_{\mathrm{c}\mathrm{a}\mathrm{r}\mathrm{b}}$)的正异常(被称作Lomagundi-Jatuli事件,即LJE)终止为标志,时间大致为2.06 Ga(Karhu and Holland,1996)。一般来说,高${\delta }^{13}{\mathrm{C}}_{\mathrm{c}\mathrm{a}\mathrm{r}\mathrm{b}}$值是由高有机碳埋藏分数所引起的,据此推测该时期大气是富氧的(Karhu and Holland,1996)。

中国华北克拉通古元古界滹沱群形成时代(2.1-1.9 Ga)处于GOE的尾声,发育类型丰富的叠层石。朱士兴等(1987)对滹沱群叠层石开展了系统研究,建立了包括51个群、95个形的分类体系,识别出层状、穹窿状、柱状和锥状等主要形态类型。其中,分枝柱状叠层石(branched columnar stromatolites)作为柱状叠层石的特殊构造类型,主要特征是柱体分枝,并可进一步分为简单分枝和复杂分枝(Guhey et al., 2011;范正秀等,2018),且这种形态的复杂化可能与环境演变和微生物代谢活动的变化密切相关(Preiss,1976;Hofmann et al., 1991;Grotzinger and Knoll,1999;曹瑞骥和袁训来,2003;Zhang et al., 2023)。然而,目前关于古元古代分枝柱状叠层石的研究仍较为有限,特别是滹沱群北大兴组底部的记录尚未得到充分的重视和分析。

本研究对华北地块五台地区古元古界滹沱群北大兴组分枝柱状叠层石进行了系统的宏观—微观构造分析,详细描述其柱状形态、纹层构造及微观构造特征,探讨分枝柱状叠层石的环境控制因素和形成机制。

1 地质背景

华北克拉通是世界上最古老的克拉通之一,其经历了多阶段的大陆生长,可划分为西部地块、东部地块和中间的跨华北造山带中部(Zhao et al., 2001)。华北克拉通的稳定发生在新太古代晚期(~2.5 Ga;Zhai et al., 2000)。古元古代的基底隆升和裂谷发育,响应了哥伦比亚超大陆的聚合和随后的裂解(Zhao et al., 2005)。滹沱群主要出露在华北地块五台山南坡的五台县境内,与下伏的古元古界高凡群或新太古界五台群呈沉积不整合接触(图1)(白瑾,1986)。滹沱群自下而上可分为3个亚群、14个组(白瑾,1986): 豆村亚群底部以陆源碎屑沉积为主,中上部发育中厚层碳酸盐岩,顶部为玄武岩; 东冶亚群下部以紫红色砂岩、板岩为主,上部以中厚层碳酸盐岩为主,局部发育千枚岩; 郭家寨亚群主要由粉砂岩、砂岩和砾岩组成(图2-A)。豆村亚群由下至上划分为四集庄组、南台组和大石岭组,东冶亚群由下至上划分为青石村组、纹山组、河边村组、建安村组、大关洞组、槐荫村组、北大兴组和天蓬垴组,而郭家寨亚群由下至上划分为西河里组、黑背山组和雕王山组(白瑾,1986)。豆村亚群和东冶亚群沉积格局总体是发生大规模的海侵,沉积物为滨海相至浅海相,郭家寨亚群则发育于河流—冲积环境(白瑾,1986;Du et al., 2017;Ouyang et al., 2020)。滹沱群叠层石垂向上可划分为4个组合(8个亚组合),从豆村亚群的层-柱状叠层石主导到东冶亚群的锥状叠层石及具壁的柱状类型增多,反映出潮坪—浅海环境的阶段性演变(朱士兴等,1987)。

研究剖面位于山西省忻州市五台县东冶镇西北约 1.5 km处的槐荫村北山坡(图1)。该剖面槐荫村组顶部与北大兴组底部地层均出露良好,且后者叠层石发育较为丰富。槐荫村组厚10 m(图2-B),未见底,由青灰色厚层泥晶白云岩夹砾屑白云岩组成。北大兴组整合覆于槐荫村组之上,底部有厚50 m左右的地层出露,并可分为3段: 下段厚14 m,为浅灰色板岩与紫红色叠层石白云岩互层; 中段厚27 m,为浅紫红色厚层含叠层石白云岩夹浅灰色、紫色板岩,底部夹1层砾屑白云岩; 上段厚9 m,为紫红色含叠层石白云岩(图2-B)。前人已对北大兴组叠层石做过比较详细的描述,认为下部以中小型分枝柱状叠层石为主,中部发育含硅质锥状叠层石和小型柱状叠层石,上部主要发育大型柱状叠层石(朱士兴等,1987)。

北大兴组的地质年代尚缺乏直接的年龄约束。北大兴组之下的纹山组含岩屑石英砂岩的碎屑锆石 ²⁰⁷Pb/²⁰⁶Pb 加权平均年龄为2068±3 Ma(杜利林等,2011),青石村组镁铁质基岩锆石U-Pb年龄为2057±25 Ma(Peng et al., 2017)。而从之上的西河里组底部砂岩中获得的最年轻碎屑锆石年龄为1958±10 Ma(杜利林等,2011)(图2-A)。由此推断,北大兴组沉积时代介于2.06-1.96 Ga之间,再根据沉积速率估算,约为2.0 Ga。北大兴组${\delta }^{13}{\mathrm{C}}_{\mathrm{c}\mathrm{a}\mathrm{r}\mathrm{b}}$显示出明显的负值(图2-B),She等(2016)也发现槐荫村组至北大兴组记录了明显的${\delta }^{13}{\mathrm{C}}_{\mathrm{c}\mathrm{a}\mathrm{r}\mathrm{b}}$值负漂移现象,指示其形成于GOE和LJE刚结束的时期,与上述推断基本一致。

2 材料和方法

2.1 微生物岩多尺度构造分析

采用微生物岩多尺度构造分析方法(Shapiro,2000),本研究对北大兴组底部分枝柱状叠层石的宏观—微观构造特征及其控制因素进行了系统研究。野外露头研究包括剖面测量描述、样品采集以及对北大兴组叠层石宏观构造和中型构造的详细测量和描述,采集叠层石样品8个。叠层石微观构造分析在北京大学地球与空间科学学院古生物实验室完成,主要是使用KEYENCE VHX-1超景深显微系统在多尺度下对7块光面和120块薄片中的叠层石进行详细描述和分析。

2.2 扫描电子显微镜(SEM)分析

SEM分析在北京大学综合实验室完成。实验采用Tescan VEGA3型扫描电子显微镜,配备牛津AztecOne XT EDS检测器。实验条件如下: 真空压力为0.001 mbar,电子束电压为15 kV,束流为0.5 nA,工作距离为9.7 mm。通过EDS检测器收集选定区域的X射线信号强度分布,并利用AztecOne软件绘制元素分布图。此外,采用EDS点分析确定样品的元素组成,数据经ZAF校正计算并进行标准化处理,以确保结果的准确性和可靠性。

2.3 显微拉曼光谱分析

显微拉曼光谱分析在北京大学地球与空间科学学院实验室完成。测试仪器为LabRAM HR型共聚焦拉曼光谱成像系统,搭载532 nm的激光器,激光强度为0.5 mW,仪器配备50×、100×物镜及自动步进电机驱动的物台。显微拉曼光谱分析使用600 grooves/mm的光栅以提供100~2000 cm^-1的带宽。

2.4 碳氧同位素分析

无机碳氧同位素分析在中国科学院南京地质古生物所完成,测试仪器为MAT 253质谱仪。分析前,将约0.2 mg碳酸盐岩粉末在70 ℃下与100%磷酸反应,使CO₂从碳酸盐岩中完全释放。该测试使用VPDB标准,同位素比率以每千分偏差(‰)的增量表示,${\delta }^{13}{\mathrm{C}}_{\mathrm{c}\mathrm{a}\mathrm{r}\mathrm{b}}$和${\delta }^{18}{\mathrm{O}}_{\mathrm{c}\mathrm{a}\mathrm{r}\mathrm{b}}$的分析精度分别为0.1‰和0.3‰。

3 北大兴组分枝柱状叠层石的构造特征及地球化学特征

3.1 宏观—中型构造特征

叠层石在五台县槐荫村北山坡出露良好。该地主要发育紫红色分枝柱状叠层石及少量深灰色柱状叠层石,由这些叠层石构成的生物礁横向延伸数十米。部分紫红色分枝柱状叠层石夹于2层红层之间(图3-A),上覆、下伏红层均为紫红色泥岩,厚约1 m。

分枝柱状叠层石主要呈粉红色—紫红色(图3;图4-A,4-B,4-C),少部分为米黄色(图4-D)。柱体由分枝的次圆柱状、短柱状或块茎状柱体组成(图3-D,3-E;图4-A,4-C,4-D),高度10~30 cm,最高不超过30 cm。在横截面上,柱体主要呈圆形、椭圆形、卵形,少数为不规则多边形(图3-C;图4-B),直径2~5 cm(图3-C至3-E;图4-C至4-F),可见柱体间的横向连接现象(图3-B;图4-F)。柱体分枝频繁,以简单分枝为主(图3-D,3-E;图4-A,4-D),复杂分枝较少(图4-C)。分枝后的子柱体直径大小具有明显差异(图3-D;图4-D),可分为短径和长径,前者长0.3~1 cm,一般为0.5 cm左右,而后者长1~2 cm, 一般为1.5 cm左右。少数柱体分枝后的子柱体直径大小较为均匀(图3-E)。柱体一般垂直层面向上生长(图3-E;图4-A,4-C),但也有部分柱体和小的子柱体倾斜生长(图3-D;图4-D)。柱体侧表面不光滑,多数有波状起伏(图4-A)。柱体间界线清楚,紧密排列(图3-D,3-E;图4-C,4-D),且柱体间的距离一般比叠层石柱体的直径小,为0.5~1 cm(图3-C至3-E;图4)。

3.2 微观构造特征

分枝柱状叠层石纹层构造清晰,在部分光面上可识别出明暗层(图4-C,4-D)。纹层构造作为叠层石柱体的主要组成部分,厚度一般为0.1~0.5 mm,呈向上凸起的弧形,为中等曲率堆积(图5-A;图6-A;图7-A)。纹层构造主要由泥晶纹层及微晶或亮晶胶结物组成: 明层呈浅灰色(图5-A;图6-A;图7-A),主要由微晶白云石和少量亮晶白云石胶结物组成(图5-C;图6-B), 发育窗孔构造(图5-C),厚度在0.5~3 mm之间(图5-C),一般平行于纹层,充填亮晶白云石胶结物(图5-A;图6-A;图7-A);暗层呈深灰色(图5-A)、棕红色(图6-A;图7-A),主要由致密泥晶白云石组成(图5-C;图6-B;图7-B)。纹层内部未保存有微生物的残余结构。部分叠层石的纹层构造较模糊(图7-A;图8-A),但发育有微凝块构造(图8)。这些微凝块由深棕红色微晶白云石组成(图8),颜色较周围白云石颗粒更深; 直径在50~400 μm之间,形状上呈圆形、椭圆形、多边卵形或不规则形状,边缘相对清晰(图8-C,8-D); 一般被浅色泥晶或微晶白云石包围,分布较为密集,部分凝块之间存在融合现象(图8-C,8-D)。微凝块内部较难识别出丝状微生物。

分枝柱状叠层石柱体与充填构造之间的界线清晰可辨(图5;图6;图7)。充填构造主要由泥晶似球粒(图5-F;图6-E;图7-D)和均匀的泥晶组成(图6-C,6-E,6-F)。似球粒的直径在50~600 μm之间(图5-F;图6-E;图7-D),呈圆形、椭圆形、多边卵形(图5-E,5-F;图6-E,6-F;图7-C,7-D),边缘清晰,一般被浅色亮晶或微晶白云石包围(图6-E;图7-E)。大多数似球粒的分布均匀且密集(图6-E,6-F;图7-C),但在部分充填构造中似球粒大小不等,且分布从下至上逐渐稀疏(图5-E)。似球粒之间存在融合现象(图6-F;图7-C)。充填构造冲刷-侵蚀面常见,部分充填构造中可见多期冲刷-侵蚀面,一般第1次冲刷-侵蚀面上部为似球粒沉积(图6-E,6-F),第2次冲刷-侵蚀面上部沉积均匀的泥晶(图6-E,6-F)。此外,冲刷-侵蚀面常与叠层石柱体的生长变化同时出现,一般在冲刷-侵蚀面上部,叠层石柱体变小(图6-B)或仅残余较小的生长基底(图5-D)。叠层石的分枝也常发育在冲刷-侵蚀面上部,且分枝后的较小子柱体生长会有一定角度的倾斜(图5-A)。

在北大兴组紫红色分枝柱状叠层石内部出现铁质浸染现象(图6;图7;图8),其中浅黄色分枝柱状叠层石的铁质浸染程度相对较低(图5)。一些叠层石柱体整体铁质浸染程度较高(图6),部分浸染发生在叠层石柱体边缘或顶部(图7),表现为从柱体边缘到中心铁质浸染逐渐变弱(图7-C),被浸染后的柱体呈较深的颜色,未被浸染的柱体仍保留原始的泥晶或微晶构造。在充填构造中,泥晶似球粒的铁质浸染现象较常见(图5-F;图6-F;图7-D),大多数泥晶似球粒的铁质浸染从边缘向核心扩散(图5-F),有部分似球粒铁质浸染程度较高(图6-F)。在一些充填构造中,均匀的泥晶也出现铁质浸染的现象(图7-A)。

3.3 地球化学特征

能谱面扫描分析(EDS mapping)结果显示,含似球粒(peloids)的分枝柱状叠层石主要由白云石组成,未见其他碳酸盐矿物保存(图9)。点分析(point analysis)结果显示,2个似球粒(Peloid-1, Peloid-2)的Fe含量(质量分数)分别为4.3%和3.4%,Al含量分别为1.0%和0.4%,K含量分别为0.7%和0.3%(图9-E,9-F),而基质中的2个微晶碳酸盐矿物(Micrite-1,Micrite-2)中Fe、Al、K含量较低,Fe含量分别为1.9%和1.1%,Al含量分别为0.1%和0.1%,K含量分别为0.1%和0.1%(图9-G,9-H)。面扫描分析结果进一步表明,似球粒相较于周围基质显著富集Fe、Al等元素(图9-C,9-D)。

显微拉曼光谱特征显示,北大兴组紫红色分枝柱状叠层石内部不同组构的矿物组成存在一定差异(图10)。叠层石柱体间的微晶碳酸盐矿物拉曼光谱显示特征峰位于176.74 cm^-1、301.50 cm^-1、725.34 cm^-1和1098.51 cm^-1(图10-B),这些谱峰与标准白云石显微拉曼光谱特征完全吻合,证实其主要由白云石组成。柱体间的似球粒(图10-D)在176.74 cm^-1、300.74 cm^-1和1097.83 cm^-1处观察到白云石特征峰,同时检测到411.33 cm^-1和611.40 cm^-1这2个赤铁矿特征峰,表明该似球粒为白云石基质中含少量赤铁矿的混合矿物相。叠层石柱体内微凝块(图10-F)在411.57 cm^-1和612.14 cm^-1处出现强赤铁矿特征峰,245.97 cm^-1和1319.41 cm^-1处的弱峰进一步确认有赤铁矿存在,而175.95 cm^-1、299.20 cm^-1和1098.51 cm^-1处的弱峰则指示少量白云石残留。

4 讨论

4.1 北大兴组分枝柱状叠层石的控制因素

叠层石的生长形态和结构均受控于内在(微生物群落)和外在(环境)因素的相互作用。内在生物因素主要包括微生物群落组成(Planavsky and Grey,2008)与微生物代谢活动(Riding,2000;Dupraz et al., 2006),外在环境因素包括光照条件(Planavsky and Grey,2008)、水深(Bosak et al., 2013;Zhang et al., 2023)、水动力条件(Dupraz et al., 2006;Tosti and Riding,2017)、沉积物输入通量与沉积速率(Grotzinger and Knoll,1999;Planavsky and Grey,2008)、生长空间(Zhang et al., 2023)、营养物供给(Dupraz et al., 2009)、海水化学性质(碳酸钙饱和度、盐度、pH)(Dupraz and Visscher,2005)及风暴事件(Andres and Reid,2006)等。

微生物代谢活动主要影响北大兴组叠层石中观—微观构造的形成过程(Riding,2000;Dupraz et al., 2006)。显微拉曼分析和能谱测试结果表明,北大兴组叠层石经历了显著的白云岩化改造(图9;图10),但仍有部分叠层石柱体保留了良好的纹层构造(图5-C;图6-B;图7-B)。这些纹层具有较高的曲率,表明原始微生物席可能通过蓝细菌的趋光性或趋化性作用向上生长并形成表面微隆起(Butterfield,2015)。虽然强烈的成岩作用导致纹层构造中未能保存明显的钙化蓝细菌,但由泥晶白云石组成的暗层与微晶或亮晶白云石组成的明层呈周期性交替(图7-B),仍可能指示了微生物群落的周期性活动与环境因素的协同作用(Adachi et al., 2019)。现代浅海叠层石研究表明,纹层构造的形成与微生物群落的循环及其相关的钙化过程密切相关(Reid et al., 2000, 2024)。丝状蓝细菌层与异养细菌层的交替出现导致毫米级明暗纹层的形成,蓝细菌通过光合作用改变微环境pH并分泌胞外聚合物(EPS),从而促进碳酸盐在微生物席表面周期性沉淀(Reid et al., 2000, 2024)。此外,部分叠层石柱体内部可观察到被微晶或亮晶包围的微凝块构造(图8-C,8-D),其通常为深色泥晶构造(图8-C,8-D),表明它们经历的后期改造较弱。微凝块的形态不规则且清晰(图8-C,8-D),表明其形成源于蓝细菌钙化和EPS降解(Yi et al., 2025),而非碳酸盐沉积物的机械分解。微凝块构造通常被认为与微生物代谢活动有关,类似的构造在中元古代、新元古代有一定记录(Harwood and Sumner, 2012; Adachi et al., 2019),其可能是在蓝细菌钙化过程中形成的(Adachi et al., 2004,2019;Harwood and Sumner, 2012),同时丝状微生物降解后的有机质也可能进一步影响叠层石内部构造的复杂程度(Turner et al., 2000)。

北大兴组分枝柱状叠层石宏观构造的形成主要受水动力条件、生长空间、光照条件及沉积物输入通量等环境因素的共同控制(Grotzinger and Knoll,1999;Planavsky and Grey,2008;Bosak et al., 2013;Zhang et al., 2023)。柱体间频繁出现的冲刷-侵蚀面(图6-C)以及充填构造中非均质分布的似球粒(图5-E),共同证实了高能水动力环境的存在。在遭受环境扰动(风暴或潮汐作用)后,部分叠层石柱体的局部形态产生调整或破坏,如图6-B中的叠层石柱体直径从~1 cm缩减至~0.5 cm,类似的柱体直径变化在北大兴组底部地层中较为常见(图3-C,3-D;图4),反映了水动力条件增强对柱体形态的影响(Planavsky and Grey,2008;Zhang et al., 2023)。这种动态高能的水动力条件为分枝柱状叠层石的形成提供了必要条件,并通过以下机制影响叠层石形态发育: 首先,动态扰动促使叠层石产生分枝(图5-A)和倾斜生长(图3-D)等适应性形态变化; 其次,冲刷-侵蚀后残留的微隆起可作为新的生长核心(图5-D),引导微生物群落通过调整生长方向来适应变化的环境条件(水动力条件、光照条件或营养物质等)。为获得更多生长空间,北大兴组叠层石也倾向于向上发生复杂分枝变化,并使得分布密度更高(图3-D)。相比之下,在生长空间充足且水动力条件稳定时,北大兴组叠层石垂直向上生长、分枝减少且分布密度较低(图3-E)。分枝后子柱体直径大小的差异(图4-D),可能是微生物为争夺营养空间和适应水流能量增强的结果(Bosak et al., 2013;Zhang et al., 2023)。沉积速率、沉积物输入通量与微生物生长的动态平衡也是叠层石柱体发育的关键控制因素(Grotzinger and Knoll,1999;Dupraz et al., 2006)。沉积速率过高或过低均会抑制柱体生长,如图5-D中微隆起的保存说明沉积物未完全覆盖叠层石顶部并成为继续生长的核心,指示其具有适中的沉积速率,而图6-C中叠层石顶部被沉积物覆盖形成的生长间断面阻碍了其继续向上生长,则反映出较高速率沉积物输入对柱体生长的抑制(Planavsky and Grey,2008)。数值模拟研究证实,沉积物输入通量与叠层石形态存在明确关联(Horodyski,1977;Grotzinger and Knoll,1999;Dupraz et al., 2006),Planavsky和Grey(2008)的研究也表明叠层石Acaciella australica从穹窿状到分枝柱状的形态变化与沉积物供应减少有关。此外,分枝柱状叠层石的形成还可能依赖于泥质供应与水流的动态平衡,泥质过多会导致柱体分枝、横向分离,而泥质不足则会促进柱体扩张与合并(Tosti and Riding,2017)。北大兴组分枝柱状叠层石的发育环境以中—高能水动力条件为特征,主要沉积于潮间带下部至浅潮下带,沉积速率适中且沉积物输入通量较低,并频繁受到风暴或潮汐作用的影响。

除北大兴组底部的分枝柱状叠层石外,滹沱群还发育层状、波状、穹窿状、锥状和不分枝柱状叠层石(朱士兴等,1987;高危言等,2009;刘建波等未发表数据)。朱士兴等(1987)提出滹沱群叠层石在垂向演化上具有一定的旋回性,结合刘建波等未发表数据分析,从豆村亚群到东冶亚群,滹沱群叠层石的形态由层状、穹窿状、简单柱状的组合逐渐演化为层状、穹窿状、锥状、不分枝柱状和分枝柱状的组合类型。从地层分布来看,豆村亚群(如大石岭组)主要产出层状、低缓穹窿状和不分枝柱状叠层石,形成环境为潮坪—浅海低能环境; 东冶亚群(纹山组—北大兴组)则主要产出层状、穹窿状、不分枝柱状和分枝柱状叠层石以及少量锥状叠层石,其主要生长在潮坪环境且相对集中在潮间带。在东冶亚群中,分枝柱状叠层石主要发育在河边村组、建安村组、大关洞组和北大兴组等地层中,其分枝模式主要为简单分枝(朱士兴等,1987;刘建波等未发表数据),在北大兴组底部出现的复杂分枝可能代表了滹沱群叠层石形态的复杂化。

4.2 分枝柱状叠层石的地史演化规律及形成环境

分枝柱状叠层石作为一种特殊的柱状叠层石构造,在全球范围内分布广泛,除华北滹沱群外,在南非、澳大利亚、加拿大等地均有记录(e.g.,Truswell and Eriksson,1972,1973;Beukes and Lowe,1989;van Kranendonk et al., 2012;Fralick and Riding,2015;Barlow et al., 2016)。从太古宙到古元古代,其形态演化呈现出一定的阶段性规律(表1)。太古宙(3.5-2.5 Ga)分枝柱状叠层石以简单分枝为主,如南非Swaziland超群(3.5-3.3 Ga)的假柱状构造、 南非Pongola超群Nsuze群(3.0 Ga)和加拿大Mosher Carbonate组(2.8 Ga)的细长柱状构造,它们的分枝方式均为简单分枝,柱体直径多为1~3 cm。古元古代(2.5-1.6 Ga)分枝柱状叠层石出现复杂分枝,如澳大利亚Turee Creek群(2.4-2.21 Ga)中的水平/垂直分枝、华北北大兴组(2.0 Ga)中的复杂分枝以及澳大利亚Duck Creek组(1.8 Ga)中的微指状构造,其最小直径小于1 cm。尽管存在保存不完整、研究程度低等原因,但分枝模式的演化也有可能反映了氧化环境对微生物群落的影响(Barlow et al., 2016)。分枝柱状叠层石主要沉积于中—高能水动力条件的潮间带环境,其沉积环境也显示出一定的变化趋势。太古宙时期,分枝柱状叠层石除常见于潮间带外,还发育于一些特殊环境中,如南非Swaziland超群的浅海低能环境/硼热泉系统、加拿大Mosher Carbonate组的台内低能环境以及澳大利亚Fortescue群Tumbiana组的湖泊—滨海过渡环境。进入古元古代后,潮间带高能环境逐渐成为其主要发育场所,典型实例包括印度Chitradurga群、南非Transvaal超群、华北北大兴组等。值得注意的是,澳大利亚Turee Creek群的水平分枝构造被认为是对海平面变化的响应(Barlow et al., 2016)。

分枝柱状叠层石的形态特征是其形成过程中微生物活动与环境因素协同作用的结果。从新太古界Pongola超群Nsuze群到中元古界雾迷山组,再到新元古界神农架群和陡山沱组,微生物活动始终是控制分枝柱状叠层石发育的关键因素(e.g., Beukes and Lowe,1989;范正秀等,2018;Kuang et al., 2019;张懿等,2021)。尽管太古宙—古元古代的分枝柱状叠层石普遍经历了强烈的成岩改造(包括重结晶、白云岩化和硅化作用),导致纹层构造内部的微生物记录大多缺失,但仍有部分证据可提供支持: 加拿大Mosher Carbonate组保存的残留有机质为早期微生物代谢活动提供了直接证据(Fralick and Riding,2015);澳大利亚Fortescue群Tumbiana组硅质叠层石中发现的丝状体残余结构进一步证实了微生物的参与(Schopf and Walter,1983);而华北北大兴组分枝柱状叠层石中保存的不规则且清晰的微凝块构造表明其可能来源于微生物席的降解,柱体顶部保留的生长核心也体现了微生物席对环境的适应性策略。除微生物活动外,水动力条件(波浪、潮汐)等环境因素通过影响沉积物供给和微生物席生长速率,对叠层石宏观形态产生显著影响,如印度Chitradurga群和华北铁岭组发育的细长柱体结构是对波浪与潮汐作用的典型响应,而澳大利亚Duck Creek组的复杂分枝则可能反映了间歇性暴露的环境特征,这些实例充分展示了分枝柱状叠层石对环境变化的响应与记录。

4.3 北大兴组紫红色分枝柱状叠层石的颜色成因

北大兴组紫红色分枝柱状叠层石发育在红层中,其形成时代约为2.0 Ga,处于GOE结束后的早期阶段。GOE是地球演化史上的重要转折点(Holland,2006;Lyons et al., 2014),期间大气、海洋中的氧气浓度显著上升,对地球的化学环境、生物演化和地质过程产生了深远影响,并引发了古元古代红层、Huronian冰期及LJE等全球性事件(Karhu and Holland,1996;Kuang et al., 2022)。在全球范围内,红层的发育与GOE密切相关,如2.3-2.2 Ga南非Transvaal超群、2.3 Ga加拿大Huronian超群等地均有红层记录(Schad et al., 2019;Kuang et al., 2022)。而${\delta }^{13}{\mathrm{C}}_{\mathrm{c}\mathrm{a}\mathrm{r}\mathrm{b}}$负漂移事件(如Shunga-Francevillian事件)则反映了GOE结束后有机碳埋藏减少和氧化条件增强的全球性趋势(赵显烨等,2023)。北大兴组紫红色分枝柱状叠层石表现出显著铁质富集特征(图9;图10),其形成与红层沉积环境密切相关(图2-A)。在叠层石柱体内部铁质分布具有明显的空间分异性,图6中叠层石柱体整体浸染程度较高,而图7中赤铁矿主要富集于柱体边缘及顶部区域; 充填构造中的泥晶似球粒同样普遍发育铁质浸染现象(图9),浸染模式多表现为自边缘向核部的扩散式分布(图5-F),部分似球粒甚至达到完全浸染状态(图6-F)。这一铁质分布特征为成岩过程提供了重要约束,表明早期成岩阶段存在2期铁质浸染事件: 第1期发生于叠层石柱体形成过程中(图6),导致柱体整体浸染; 第2期发生于柱体格架基本固结后的充填构造沉积期,浸染过程为铁质沿柱体边缘裂隙渗透并通过扩散作用逐渐浸染充填构造及柱体。北大兴组的红层可能与氧化界面的变化相关,反映了氧化条件对沉积环境的显著影响(Grădinaru et al., 2020)。GOE期间的氧化环境导致海水中的Fe²⁺氧化为Fe³⁺,同时冰期后的温暖气候使风化作用增强并进一步促进Fe²⁺氧化,最终导致古元古代红层的出现(Kopp et al., 2005;Shapiro and Konhauser,2015;Kuang et al., 2022)。GOE期间氧化环境的增强不仅促进了红层的形成(Kuang et al., 2022),也可能影响了微生物碳酸盐沉淀过程(Khaled et al., 2024)。北大兴组底部${\delta }^{13}{\mathrm{C}}_{\mathrm{c}\mathrm{a}\mathrm{r}\mathrm{b}}$平均值偏负,可能对应GOE/LJE后的${\delta }^{13}{\mathrm{C}}_{\mathrm{c}\mathrm{a}\mathrm{r}\mathrm{b}}$负漂移事件(She et al., 2016;赵显烨等,2023),与同步发生的全球碳循环重大扰动有关(Ossa et al., 2018;Hodgskiss et al., 2019)。冰期后的风化作用增强或Kenorland超大陆的裂解可能导致了红层沉积和有机碳风化,使红层和${\delta }^{13}{\mathrm{C}}_{\mathrm{c}\mathrm{a}\mathrm{r}\mathrm{b}}$负漂在北大兴组底部出现,表明北大兴组紫红色叠层石的形成可能受到了全球环境变化的深刻影响。

5 结论

1)华北五台地区古元古界滹沱群北大兴组底部的叠层石宏观形态构造为分枝柱状。综合宏观形态特征(柱体的倾斜生长、直径变化及空间分布密度的差异)和沉积学特征(频繁的冲刷-侵蚀面、生长间断面及丰富的似球粒),认为该叠层石形成主要受控于水动力条件、生长空间、光照条件及沉积物输入通量等关键环境因素的动态平衡,其主要沉积于潮间带下部至浅潮下带,发育环境以中—高能水动力条件为特征,沉积速率适中且沉积输入通量较低,频繁受到风暴或潮汐作用的影响。

2)北大兴组分枝柱状叠层石保存有周期性交替的明暗纹层及微凝块等微观构造,其中暗层主要为泥晶白云石,明层由微晶或亮晶白云石组成,而充填构造主要由似球粒和均匀的泥晶组成。明暗纹层的交替可能反映了微生物群落对环境变化的周期性生长和衰退过程,而微凝块构造源于微生物碳酸盐沉淀,受微生物席降解和微生物钙化过程的影响。

3)从太古宙到古元古代,分枝柱状叠层石的形态演化呈现出明显的阶段性,其中太古宙以简单分枝为主,古元古代出现复杂分枝。分枝柱状叠层石主要沉积于中—高能水动力条件的潮间带环境,微生物活动和水动力条件等环境变化是控制分枝柱状叠层石发育的主要因素。

4)北大兴组底部的红层和${\delta }^{13}{\mathrm{C}}_{\mathrm{c}\mathrm{a}\mathrm{r}\mathrm{b}}$负漂的同时出现可能源于地质活动(如风化增强、构造运动)和氧化环境的协同作用,即大气氧的积累既推动红层沉积,又通过增强有机质氧化驱动${\delta }^{13}{\mathrm{C}}_{\mathrm{c}\mathrm{a}\mathrm{r}\mathrm{b}}$负漂。

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基金资助

*国家自然科学基金重大项目(42293292)

山西省基础研究计划(20210302123378)