淡水湖泊化学及生物化学沉积作用

在化学沉积和生物化学沉积成矿系统中形成了大量的铁、锰、铝矿床，具有重要的经济价值，现以铁、锰、铝矿床为例，加以论述。
1.成矿物质来源
沉积铁、锰、铝矿床的成矿物质可有多种来源，其中陆源物质是大多数矿床的最主要来源。该类矿床多分布于离古陆不远的海盆边缘，在剖面上矿层总是位于沉积间断面上的海侵层序的中、下部或底部。矿层产出特征表明，成矿物质主要是由大陆岩石和矿床的风化产物提供的。在长期沉积间断期间，由于风化作用，岩石和矿石中铁、锰、铝等成矿物质被释放出来，它们由流水等营力搬运到湖、海盆地，沉积形成矿床。例如，宣龙式铁矿床发育在太古宙角闪石片麻岩和磁铁石英岩不整合面之上的中元古界串岭沟组之中。铁质是由这些富含铁的岩石所提供的。又如，世界上铝土矿都产于长期沉积间断的风化侵蚀面上，特别是碳酸盐岩古侵蚀面上。在炎热潮湿气候条件下，铝硅酸盐经长期风化，碱金属和SiO2大量淋失，最后风化残余物为以铝土矿物［Al(OH)3］为主的红土，石灰岩风化残余物为钙红土，当红土中铝土矿物含量及其他指标达工业要求时，即为红土型铝土矿床。红土、钙红土或红土型铝土矿是沉积型铝土矿床最主要的物质来源。
除了大陆风化物质来源外，海底火山喷发、海底热液活动和海底岩石的分解作用也提供铁、锰等成矿物质。海洋中有众多火山，火山喷发物和热液喷出物中的部分铁、锰可以呈低价态进入海水，被海流搬运至海盆边缘，因氧化还原环境改变等原因而发生沉淀。古老的沉积变质铁矿(BIF)铁质被认为是海底火山活动提供的。在现代大洋中脊、岛弧和海盆中，查实有多处正在发生的海底热液沉积成矿作用，热水沉积物中有块状硫化物、铁、锰氧化物层和结核、铁锰碳酸盐等。这些海洋内部来源物质很可能是一些锰矿床矿质的主要来源。我国南方有众多沉积锰矿床多分布在远离古陆的海盆，含矿岩系为较特殊的碳、硅、泥组合，由此推断锰可能为深部来源，有可能是由热液喷溢作用携带到海底的。
表 6-4 不同板块构造环境中盆地类型、沉积建造与主要矿产


( 修改自孟祥化，1993，补充了主要矿产)
2.成矿物质的搬运和沉积
流水搬运成矿物质的形式有:①真溶液;②胶体溶液;③机械悬浮物;④碎屑颗粒滚动搬运。铁、锰的化合物呈前三种形式被流水搬运，至于以哪种形式为主，则存在不同的认识。
大多数学者认为，铁、锰最可能的被搬运形式是胶体。在湿热气候条件下，富含有机质的地表水往往呈弱酸性，有利于胶体的形成。在岩石风化过程中，Si，Al，Fe，Mn的化合物常呈带正电荷的Al(OH)3，Fe(OH)3和带负电荷的MnO2，SiO2的水溶胶，它们被流水带出风化壳，在适量腐殖酸保护下，与腐殖酸结合成稳定的腐殖酸络合物，被河水搬运到水盆地内。由于海水中存在NaCl，MgSO4等电解质，使水溶胶电性中和而凝聚沉淀。胶体凝聚后慢慢固结，析出水分和发生重结晶，形成较大矿物晶体。
铁、锰是变价元素，三价铁和四价锰的化合物难溶于水，二价铁、锰化合物易溶于水。在还原条件或缺氧的水体中，铁、锰往往呈低价的铁、锰重碳酸盐溶液迁移。如在一些局限或半局限海盆下部，往往存在缺氧水体，海底热液活动或海底岩石分解带出的铁、锰物质，可能呈重碳酸盐进入含CO2的海水中。当它们被海流运动带到海盆边缘时，由于海水中CO2逸失或遇到富氧海水，铁、锰就形成碳酸盐或氧化物和氢氧化物而沉淀堆积。
生物化学作用对铁、锰的聚集起一定作用。一些细菌能将铁、锰碳酸盐氧化成氧化物;一些细菌外层有机基质中常充填有铁和锰的氧化物和氢氧化物。宣龙式铁矿床中常见的肾状构造矿石，有研究认为是聚环状藻类吸附铁质形成的。在我国黑色页岩型锰矿床的矿石中，发现大量蓝藻(主要是变异球集藻)和生物细胞降解后形成的显微球粒，结合有机质分析表明，某些碳酸锰是由蓝藻直接形成的，而另一些则是由生物化学作用形成的。
铁、锰等成矿物质最终以哪种矿物沉淀，主要与所在环境的氧化还原电位的高低有关，其次还与介质的pH值有关。
海盆中不同部位的Eh值和pH值有所不同，但pH值变化要小得多。实测数据表明，海湾盆地从边缘向中心，随着海水深度的加大，其物理化学性质及细菌的繁殖情况均表现出规律性变化(图6-18)，这种规律性变化对于成矿物质的沉积，以及不同矿物相的形成起着重要的控制作用。

图6-18 海湾盆地物理化学条件变化示意图(引自袁见齐等，1985)

由盆地边缘向深处可能存在一个由氧化过渡到还原的环境变化，铁矿物也相应出现不同的相(图6-19)。氧化物相位于海湾盆地边缘，氧化界面(即游离氧的下界)直达盆地底部，为充分氧化环境，形成铁的氧化物和氢氧化物，如赤铁矿、褐铁矿等;随着远离海岸和海水变深，海水中氧的含量逐渐减小，海底处于氧化还原界面的过渡地带，形成铁的硅酸盐(鲕绿泥石)等矿物，构成硅酸盐相(鲕绿泥石相);碳酸盐相(菱铁矿相)产在离海岸更远部位，氧化界面在盆地底面以上，处于弱还原带，由于有机质分解产生大量的CO2气体，铁则以低价铁的形式与CO2结合，形成低价铁盐，如菱铁矿等矿物;硫化物相出现在海湾盆地更深地带，氧化界面远在水底盆地之上，处于强还原环境。由于细菌分解有机质产生大量H2S等，使铁以硫化物(黄铁矿、白铁矿等形式)沉淀下来。

图6-19 沉积铁矿床的相变示意图(引自袁见齐等，1985)

沉积锰矿床矿物组合的变化和沉积铁矿相似，有类似的矿物相变分带。在沉积作用中，铁和锰又常彼此分离，锰可以单独形成矿床，这主要受Eh，pH的控制。锰与氧的亲和力低于铁与氧的亲和力，在任何天然Eh-pH条件下，亚铁离子较亚锰离子更容易氧化，铁的化合物无例外地都比锰化合物溶解度小。因此，在任何含有这两种金属的溶液中，除非Mn/Fe值很大，铁总比锰先沉淀。因此，在沉积过程中就发生Fe，Mn的分离。
缺氧海盆环境对锰质的聚集起着重要作用。缺氧环境不但有利于陆源锰和海源锰的彻底海解，而且可以使锰呈溶解状态长期蕴集在水盆地中，也可以使Mn有机质悬浮物蕴集于缺氧海水中。如现代最典型的缺氧盆地黑海中就蕴集着亿吨溶解状态的锰(Roy，1976)。这些在缺氧海中蕴集的锰质，当海平面上升-下降(岸退-岸进)过程中与充氧水混合，形成藻-锰堆积，最终形成氧化锰-碳酸锰矿床。
在地表条件下，氧化铝的活动性很弱，水体中铝的含量极低，因此，关于氧化铝在水体中的搬运方式与Fe，Mn大不相同。研究认为，铝土矿物可能以碎屑、悬浮物迁移。但更多研究认为铝土矿床主要是风化成因的，为红土型铝土矿床。
铁、锰、铝矿床中矿质的高度富集是在沉积作用阶段完成的，在其沉积后被埋藏的成岩过程中，还会发生成矿物质的再分配，形成一些新的矿物组合和矿石组构，甚至导致某些矿质不同程度的再富集。

H.J.Hofmann(1985）提出：“细胞内核的出现和大生物的产生，是里程碑式的演化事件”。世界各国近年来越来越多的发现，证明中、新元古代生物界的真正代表是宏体生物（陈孟莪，1989），并认为早已由胞内物质的生化进化改变到以生物体形学的进化为主的阶段，显示了由小到大、由简单到复杂、由低级到高级（即由原核到真核、由无性繁殖到有性繁殖以及由细胞群体到组织分化）等的进化趋势。Hofmann和Chen Jinbiao(1981）在蓟县剖面的串岭沟组、团山子组中发现了最早的宏体化石；遗迹化石发现的时代更早，高健、宋天锐（1985）在昌平常州沟组中部即发现了约18亿年前的动物遗迹化石。这些真核生物的出现无疑已开始对中元古代的沉积作用产生了影响。
通过对燧石和现代蓝藻的模拟实验（吴庆余等，1986），证明了真核生物对水体化学条件的影响，并影响当时水体中的化学或生物化学沉积作用。在类似于前寒武纪的大气条件下，真核藻类的光合作用可提高水体的pH值，并导致硅质矿物的溶解，从而控制了某些层状燧石的形成，特别是富含有机质层状燧石岩的形成（赵澄林，1980）。
多少年来，对长城系串岭沟组宣龙式铁矿中鲕状赤铁矿和肾状赤铁矿的大量研究（朱世兴，1980；陈志明，1981；侯奎等，1983；杜汝霖等，1992；赵东旭，1994）越来越清楚地表明，它们是有机—无机相互作用成因的，当时的低等菌藻参与了铁矿的成矿作用（萧宗正，1981）。尽管在铁矿的成因上尚有不同的认识，如蓝藻是直接参与生成铁质核形石或藻鲕，还是通过化学或生物化学作用形成的产物，但都认为宣龙式铁矿不是单纯直接以胶状氧化铁沉积成矿的，而是通过藻类的化学和生物化学作用成矿的。由于教学和科研的需要，经笔者多次考察证实，宣龙式铁矿层中的肾状结构具有清晰的叠层石构造，鲕粒结构中具有清晰的暗色辐射带，均为化学和生物化学沉积作用的重要标志。

淡水湖泊中化学及生物沉积类型多样，形成条件也差别很大。湖泊沉积物，尤其是其中的化学和生物成因沉积物（岩），只占地质剖面中很小的一部分。但从Bradley（1929，1931）对始新世格林河组的研究以来，人们得知这些沉积物包含了当地气候、水文、沉积学、地球化学等方面的详细记录，如能对这些做出正确解释，对于了解大陆环境自然地理条件、地化条件、大气条件等演化，将具有不可估量的意义。

淡水湖泊中最主要的化学沉积是淡水碳酸盐沉积物。淡化硬水湖中某一地点沉积物的成分视注入碎屑中有无碳酸盐、二氧化硅（来自硅藻）以及有机物质的混合情况决定（Dean，1981）。在碎屑沉积物占次要地位的大多数硬水湖中，碳酸钙为重要成分。人们通常称这种碳酸钙沉积为化学成因的，因为，温度和二氧化碳平衡的变化也能引起方解石、文石的溶解和沉淀。但应注意，生物作用过程在几乎任何时候都是不可或缺的触媒作用。

碳酸盐有以下四种来源（Kelts et al.，1978）：

1）无机沉淀的原生碳酸盐。通常由于生物活动，较少由温度、蒸发量变化和水体混合等物理过程所致。

2）活生物的钙质介壳或构造成分。

3）来自汇水区的外碎屑。

4）沉积后变化和成岩反应的产物。

对于一定的化学沉积物，通常难以定量说明生物-化学混合物的来源。然而这对于根据湖成白垩再造古气候是很重要的。钙质介壳，包括头足类、软体类和介壳类的壳，一般限于沿岸地带。按生长的显示，其外壳往往被生物碳酸钙所包裹。因此，轮藻和绿藻是主要的碳酸盐生产者，它们也产生钙化的卵囊和一些细胞间的碳酸盐。Dean（1981）估计，在较小的泥灰质湖泊化学沉积物中，轮藻每年在每平方米面积内沉淀数百克碳酸钙。

在较大的湖泊中，开阔水域浮游生物沉淀碳酸盐的作用要比近岸固着的轮藻大得多。然而，与海洋相比，湖泊中的碳酸钙物质浮游生物相当少，深水沉积物可能是白垩泥、泥灰质或黏土。

1.沿岸带环境

在这一带，化学沉积物主要呈被膜和皮壳状。沉积物可以由粗砂质滩急剧变为显植物产生的碳酸盐白垩。Wilkinson et al.（1980）研究了一个小的淡化湖泊，在一个浅的泥灰质阶地上常见豆石、核形石、钙质骨架滞留沉积，核形石在浅水中由连续沉积的碳酸盐核及蓝绿藻壳层结合而成。在罗马尼亚康斯坦察湖，核形石多见于高能岸线与碳酸盐产率较低的深水带之间的边缘带中。它们在水底组成多孔的、易碎的沉积构造。

近岸区稍深处，轮藻占主导地位，并形成藻微晶的“砂状”相，单个晶体极小，但联合成不规则的多孔集合体。稍深环境由富含腹足类和介形类的灰泥组成。近岸碳酸盐沉积常呈无沉积构造的小丘、透镜体、豆荚体等。

2.深水带环境

较大、较深的湖泊中，由微植物沉淀的方解石可能遍布全盆地，形成碳酸盐席。一些近岸灰泥也可由浊流带至深水区。

深水沉积物主要是通过水体沉落的。由于盐度低，絮凝机会减少，故沉降缓慢，且受季节控制。在许多湖泊中，最后形成遍布盆地的细纹层状富有机质的石灰岩。