张连昌 兰彩云 王长乐 彭自栋 佟小雪 李文君 董志国

1 中国科学院地质与地球物理研究所，中国科学院矿产资源研究重点实验室，北京 100029 2 中国科学院大学，北京 100049 3 西北大学地质学系，大陆动力学国家重点实验室，陕西西安 710069

1 概述

纵观地球演化历史，新太古代—古元古代(2.7～1.8 Ga)地球发生了一系列转变，尤其是大气氧的出现，成为地球区别于其他星球的重要标志，亦是地球宜居环境形成的基础(Condieetal.，2018)。在这一演变过程的初期(2.6～2.4 Ga)，地球表生环境开始向有氧方向转变，并开始发生巨量条带状铁建造(BIF)沉积。进入古元古代，特别是2.45～2.20 Ga 期间，出现藻类生物繁衍、大规模铁建造、多次冰期、大氧化事件(GOE)等表生环境事件(Holland，2009；Konhauseretal.,2009)。但对于大气增氧的具体时间及机制等问题仍然存在争议，是当前国际前寒武纪研究亟待解决的难题之一。由于新太古代—古元古代铁建造的发育具有连续性和集中性，记录了表生环境的重要信息(Bekkeretal.,2010；赵振华，2010；朱祥坤等，2013；Konhauseretal.,2017)，因此深入开展新太古代—古元古代铁建造研究，有助于揭示铁建造发育规模与大气增氧过程之间的关系。

图 1 华北克拉通早前寒武纪条带状铁建造分布简图(据张连昌等，2012)Fig.1 Distribution sketch map of the early Procambrian BIFs in North China Craton(after Zhang et al.,2012)

已有的研究表明，与表生环境有关的沉积建造记录了一系列反映大氧化事件前后海洋环境变化的地球化学信息：Farquhar等(2000)统计的沉积岩样品Δ33S值在2.5～2.45 Ga 发生了急剧的变化；Rouxel等(2005)提出BIF中黄铁矿的δ56Fe值明显降低，碳酸盐岩δ13C值在2.3～2.0 Ga发生了明显的正漂移；Bekker等(2004)发现在大氧化事件期间或之后赤铁矿在铁建造中的含量明显升高。上述特征表明大氧化事件期间表层海水可能已经发生氧化，并伴随着层化海洋的出现，由此导致铁建造的元素地球化学行为和沉积相模式发生一系列变化(Planavskyetal.,2010；Wangetal.,2015)。

华北克拉通前寒武纪条带状铁建造分布广泛(图 1)。近年来，对该铁建造的研究工作取得了一些重要进展，主要包括铁建造的形成时代、构造背景、成因类型、物质来源、形成机制及古环境等方面(Zhai and Windley,1990； 万渝生等,2012； 张连昌等,2012； Zhangetal.,2012； Hanetal.,2014； Lietal.,2014； Wangetal.,2014a,2014b,2015； Yangetal.,2014； Lanetal.,2017,2019a,2019b)。 已基本查明华北克拉通绝大部分条带状铁建造形成于新太古代晚期(2.56～2.52 Ga),主要分布于鞍本(鞍山和本溪)、 固阳、 冀东和五台等地区,属阿尔戈玛型铁建造(Zhangetal.,2012； Lietal.,2014)； 少量条带状铁建造形成于古元古代(2.4～2.2 Ga),主要分布于山西吕梁袁家村、 河南舞阳和鲁山等地区,属苏必利尔型铁建造(Wangetal.,2014a； Lanetal.,2017)； 而山东昌邑和安徽霍邱铁建造的形成时代还存在新太古代与古元古代的争议。

总体来看，华北BIF沉积时代贯穿于GOE前后，通过对铁建造的研究不仅可以深入认识不同时代与不同类型铁建造的形成条件及形成机理，而且对于了解GOE前后古海洋、大气化学成分及氧化还原状态，揭示早期地球表生环境变化机制和生命效应均具有重要的科学意义。

表 1 华北克拉通新太古代主要条带状铁建造铁矿地质特征Table1 Geological features of the Neoarchean BIF iron deposits in North China Craton

2 新太古代BIF矿物组成与岩相学

华北克拉通新太古代BIF主要赋存于绿岩带，且大部分BIF明显遭受到后期变质—变形作用的强烈改造。从BIF围岩的岩性及变质程度(相)看，大多数BIF的围岩以角闪岩相变质为主，如本溪地区歪头山和南芬、冀东地区石人沟和水厂、五台地区王家庄和峨口的BIF等；部分地区围岩变质程度较低，为绿片岩相，如鞍山地区的大孤山、西鞍山和东鞍山的BIF等；极少数地区围岩变质程度较高，可达麻粒岩相，如清原地区小莱河、河南舞阳的BIF等(Lanetal.,2017，2019a；彭自栋等，2018；张连昌等，2020)。BIF与相关岩系呈整合接触，夹层及围岩常为变基性火山岩(斜长角闪岩)，如本溪南芬BIF(Zhuetal.,2015)和五台王家庄BIF(Wangetal.,2014a)；次为变中酸性火山岩，如冀东司家营BIF夹层岩石为黑云斜长片麻岩和角闪斜长片麻岩(变英安岩)(Wangetal.,2017)，弓长岭BIF夹层岩石为黑云变粒岩(变英安岩)(万渝生等，2012)。除绿岩带外，一些BIF赋存于变碎屑沉积岩序列中，如鞍山齐大山BIF(表 1)。

华北克拉通新太古代绝大多数BIF矿物组成主要为磁铁矿、石英、硅酸盐矿物，含少量碳酸盐矿物，个别含硫化物(如清原下甸BIF)。从BIF矿物组合(相)看，BIF以磁铁矿氧化物相和硅酸盐相为主，少见碳酸盐相(表 1)。其中，氧化物相指含铁矿物组合中一般无原生的赤铁矿，以磁铁矿为主，有时见赤铁矿交代磁铁矿，呈现磁铁矿假象，其他含铁矿物包括铁蛇纹石、黑硬绿泥石、铁滑石、含铁碳酸盐等。硅酸盐相的矿物组成较复杂，取决于沉积后的变质程度，主要矿物为黑硬绿泥石、铁蛇纹石和角闪石等，偶见辉石、橄榄石、铁滑石等矿物，其他含铁矿物主要为铁碳酸盐、磁铁矿等。碳酸盐相中含铁矿物组合一般为菱铁矿和铁白云石等，其他含铁矿物包括黄铁矿、磁铁矿、黑硬绿泥石、铁滑石等(表 1)。

图 2 辽宁鞍山地区大孤山铁矿地质图(A)(改自辽宁省冶金地质勘查局地质勘查研究院图件资料，2011)(1)辽宁省冶金地质勘查局地质勘查研究院. 2011. 辽宁鞍山地区大孤山铁矿地质勘察报告：1-180.图 3所示为典型BIF矿物组成及岩相特征。其中冀东司家营、鞍本地区的东鞍山和南芬矿区BIF由磁铁矿氧化物相和硅酸盐相组成(图 3-A，3-B，3-C)，山西五台王家庄、清原下甸矿区BIF主要为由角闪石、铁闪石和黑硬绿泥石组成的硅酸盐相(图 3-D，3-E，3-F)，鞍山地区大孤山BIF除氧化物相和硅酸盐相外，还出现碳酸盐相(图 3-G，3-H，3-I)。和大孤山矿区野外实测剖面图(B)(据佟小雪等，2018)Fig.2 Geological map of the Dagushan iron deposit in Anshan area, Liaoning Province(modified from maps from Institute of Geological Survey，Bureau of Metallurgical Geological Survey，Liaoning Province, 2011) and measured section of the Dagushan iron deposit(after Tong et al.,2018)

A，B和C—分别为冀东司家营、鞍本东鞍山和南芬磁铁矿氧化物相BIF，主要由磁铁矿(Mt)和石英(Q)组成(正交光)；D，E和F—分别为五台王家庄、清原下甸硅酸盐相BIF，主要由磁铁矿(Mt)、石英(Q)、角闪石(Am)、铁闪石(Gru)、黑硬绿泥石(Stp)和方解石(Cal)等组成 (正交光)；G，H和Ⅰ—为大孤山碳酸盐相BIF，主要由磁铁矿(Mt)、菱铁矿(Sd)、石英(Q)及绿泥石(Chl)组成(正交光)图 3 华北克拉通新太古代典型条带状铁建造岩相学特征Fig.3 Petrographic features of the Neoarchean typic BIFs in North China Craton

表 2 华北克拉通主要古元古代条带状铁建造地质特征Table2 Geological features of the Paleoproterozoic BIFs in North China Craton

例如，大孤山BIF铁矿是鞍山地区南矿带的典型矿床，矿区岩系主要为新太古界鞍山群樱桃园组变沉积岩、古元古界辽河群千枚岩以及震旦系钓鱼台组石英岩(图 2)。大孤山BIF赋存于樱桃园组绿片岩相变沉积岩中，该组主要由绿泥石石英片岩、黑云变粒岩、磁铁石英岩和云母石英片岩组成。BIF矿体分为中部主矿体和北部矿体2个部分。中部主矿体整体产状为陡倾的单斜，主要由氧化物相—硅酸盐相BIF组成。北部矿体呈薄层状，分布范围较小，主要由碳酸盐相BIF组成。氧化物相主要含铁矿物为磁铁矿，硅酸盐相主要由磁铁矿(40%)、黑硬绿泥石和镁铁闪石等铁硅酸盐矿物(50%)组成，而碳酸盐相主要由磁铁矿(60%)、菱铁矿(25%)和石英(10%)组成，还见少量绿泥石等矿物(佟小雪等，2018)。

3 古元古代BIF矿物组成与岩相学

华北克拉通古元古代BIF以山西吕梁地区的袁家村和河南舞阳地区的铁山庙、 鲁山和登封地区的BIF较为典型(表 2)。 从BIF围岩的岩性及变质程度(相)看,其围岩一般为浅变质细碎屑岩或碳酸盐岩,变质相以绿片岩相为主,少量为角闪岩—麻粒岩相。 这些古元古代的BIF具有苏必利尔型BIF的特征。

华北克拉通古元古代绝大多数BIF的矿物组成主要为赤铁矿、磁铁矿、石英、硅酸盐和碳酸盐矿物。从BIF中含铁矿物组合(相)看，BIF以赤铁矿氧化物相和硅酸盐相为主，少见碳酸盐相(表 2)。其中赤铁矿氧化物相中存在原生赤铁矿，同时含变质成因的磁铁矿。硅酸盐相中主要出现硅酸盐类矿物，多见黑硬绿泥石、铁滑石和角闪石，偶尔可见辉石等矿物。碳酸盐相主要由菱铁矿、铁白云石等碳酸盐矿物组成(表 2)。

例如，依据山西吕梁袁家村BIF矿物共生组合及产出特征，可大致将其划分为氧化物相、硅酸盐相和碳酸盐相。其中BIF氧化物相约占60 vol.%，主要出现于研究区的北部，石英赤铁矿和石英磁铁矿各占24 vol.%和36 vol.%；硅酸盐相次之，主要由不同的铁硅酸盐矿物组成，约占30 vol.%，在研究区内分布较广；而碳酸盐相较少，主要的含铁碳酸盐矿物(菱铁矿和铁白云石)只占10 vol.%，集中于研究区的南部(图 4)。

图 4 山西吕梁袁家村条带状铁建造岩相平面分布 (据田永清等，1986(2)田永清，袁国屏，路九如，荆毅，余建宏，李敏敏. 1986. 山西省岚县袁家村前寒武纪变质—沉积铁矿床的地质构造特征与形成条件研究. 山西: 地质矿产局测绘队，1-270.；Wang et al.,2015)Fig.4 Geologic sketch showing distribution of various petrographic facies of BIFs in Yuanjiacun area，Lüliang District of Shanxi Province(after Tian et al.,1986;Wang et al.,2015)

袁家村BIF氧化物相是该区BIF最主要的岩相，根据铁氧化物类型，可将该相进一步划分为赤铁矿亚相和磁铁矿亚相。其中赤铁矿亚相中可见赤铁矿呈豆粒状产出，豆粒一般沿层理分布，延长方向与条纹一致(图 5-A)，大小不一，粒径为1～2 mm，胶结物主要是石英。推测该豆粒是在浅部动荡的水中，由硅胶和氧化铁的水化物在悬浮物的表面积聚而成。石英赤铁矿一般呈条带状构造，条带平直连续，宽度0.05～7 mm(图 5-B)，矿物组成主要为石英和赤铁矿，基本不见其他矿物。在部分富硅条带中，有一些条纹状的赤铁矿呈粉尘状，粒径小至0.002 mm(图 5-C)，有的富铁与富硅条带接触较截然(图 5-D)。赤铁矿常以2种状态存在于BIF中，一种是呈分散的板条状赤铁矿，一般位于石英颗粒的三联点上，有时被半自形的石英颗粒所包裹(图 5-E)；另一种赤铁矿因区域变质重结晶作用而形成鳞片状、长柱状的镜铁矿(图 5-F)。

Wang等(2015)对吕梁袁家村古元古代BIF进行了系统的沉积相与沉积环境分析，获得了与GOE之前BIF特征不同的沉积模型，即氧化物相同时形成于上部弱氧化水体之中，其余相BIF均形成于下部还原的水体之中。近岸一侧主要为氧化物相，而远岸一侧(接近热液喷口)主要为碳酸盐相，硅酸盐相介于二者之间。该模型可用来阐释GOE期间及之后BIF的分相特征。

4 新太古代与古元古代BIF地球化学特征对比

BIF是记录地球早期古海洋环境变化的重要载体，BIF中一系列元素及同位素组成反映了古海洋化学组成及环境变化的丰富信息。近年来，对华北克拉通新太古代和古元古代典型地区的BIF地球化学特征开展了不同程度的研究工作，在BIF的微量元素和稀土元素，C、O、S稳定同位素及Fe、33S等非传统同位素方面取得了一系列成果(表 3)。

A—赤铁矿(Hem)呈细小的豆粒状沿条带分布，粒径1～2 mm；B—条带状石英赤铁矿，条带宽0.05～7 mm，条带平直连续；C—富硅条带中的细条纹赤铁矿，宽约0.05 mm(反射光)；D—富铁条带与富硅条带接触较截然，富硅条带中散布着粉尘状的赤铁矿，粒径约0.002 mm(反射光)；E—细小的赤铁矿颗粒或分布在石英颗粒的三联点上，或被石英颗粒包裹(正交光)；F—赤铁矿因区域变质作用重 结晶，形成镜铁矿(反射光)图 5 山西吕梁袁家村古元古代条带状铁建造岩相特征Fig.5 Petrographic features of the Paleoproterozoic typic BIFs in Yuanjiacun area，Lüliang District of Shanxi Province

表 3 华北新太古代与古元古代条带状铁建造环境敏感元素含量(μg/g)及同位素组成Table3 Content and isotopic composition of environmentally sensitive elements for the Neoarchean and Paleoproterozoic BIFs in North China Craton

PAAS为后太古代澳大利亚页岩，稀土元素数据来自McLennan，1989图 6 华北克拉通新太古代条带状铁建造 标准化稀土元素配分图Fig.6 PAAS-normalized REE patterns for the Neoarchean BIFs in North China Craton

PAAS来源同图 6图 7 山西吕梁袁家村古元古代条带状铁建造 稀土元素配分图(Wang et al.,2014b)Fig.7 PAAS-normalized REE patterns for the Paleoproterozoic BIFs in Yuanjiacun area，Lüliang District of Shanxi Province (after Wang et al.,2014b)

A区域为古元古代晚期铁建造区域(<2. 0 Ga)； B区域为新太古代与古元古代铁建造区域(>2. 4 Ga)(据李志红等,2008； Planavsky et al.,2010； Zhang et al.,2011； Zhu et al.,2015)； 山西吕梁袁家村BIF跨越A、 B区域,同时赤铁矿相具明显的负Ce异常。 (Pr/Pr*)PAAS=[2Pr/(Ce+Nd)]PAAS； (Ce/Ce*)PAAS=[2Ce/(La+Pr)]PAAS,据Bolhar et al.(2004)； PAAS来源同图 6图 8 华北新太古代与古元古代条带状铁建造稀土元素 Pr-Ce判别图(据Bau and Dulski，1996；Wang et al.,2015)Fig.8 Plot of Ce and Pr anomalies normalized to PAAS for Neoarchean and Paleoproterozoic BIF samples，discriminating between positive La anomalies and true Ce anomalies(after Bau and Dulski，1996;Wang et al.,2015)

4.1 稀土元素

BIF的稀土元素组成能反映古海水的化学成分和氧化还原条件，其中Ce异常是衡量海水氧化还原状态最有效的方法之一。一般来说，氧化的现代海水会显示明显的负Ce异常、LREE亏损和La-Y正异常(图 6)，而次氧化和厌氧的水体缺乏负Ce异常(German and Elderfield，1990；Byrne and Sholkovitz，1996)。

华北克拉通冀东、鞍本、五台和固阳等地的新太古代BIF稀土元素配分形式不具有明显的Ce负异常(图 6)，可能反映BIF沉积时古海洋处于缺氧环境；但其具有富集重稀土、La-Y正异常及高Y/Ho值的特征，暗示新太古代海水与现代海水仍然具有某些相似的稀土元素组成。同时，新太古代BIF稀土配分Eu正异常与海底热液具有相似性(图 6)，反映海底热液参与了BIF的沉淀。Frei等(2008)发现前寒武纪BIF的Eu异常随着时间演化逐渐降低，推测与地幔温度以及热液活动逐渐减弱有关。

华北克拉通古元古代BIF稀土元素配分形式与新太古代总体一致，具LREE亏损、La-Y和Eu正异常的特征(图 7)。但袁家村BIF的Ce异常范围较大，可从正异常过渡到负异常，其中赤铁矿相Ce异常值为0.60～0.83，磁铁矿相为0.59～1.18，硅酸盐相为0.64～0.89。

Wang等(2014a, 2014b)曾认为新太古代五台王家庄稀土元素显示出真实的Ce负异常，暗示水体环境部分已发生弱氧化或出现“氧气绿洲”。该推论与国际上部分学者的研究结果一致，如Cabral等(2016)对巴西大约2.65 Ga的 Itabira组BIF主微量元素特征研究发现，该BIF具有较低的Th/U值、较高的Y/Ho值和真实的负Ce异常，可能说明沉积时海水已有微弱的氧化。

Y和Ho具有相同的地球化学行为，但是当有海水参与时可以形成异常高的Y/Ho值(Bau and Dulski，1999)，现代海水Y/Ho值(大约44)高于球粒陨石(26～28)(Bolharetal.，2004)。Planavsky等(2010)研究表明，太古宙和古元古代早期BIF显示正Y异常，Y/Ho平均值为39，而古元古代晚期BIF具有相对较低的Y/Ho值，平均为32。从 表 3 统计看，华北新太古代BIF的Y/Ho值为26～40，古元古代早期BIF的Y/Ho值为26～46，二者变化不大。

4.2 环境敏感元素

氧化还原敏感元素如V、Cr、Mo、U 等，通常在氧化条件下呈溶解态，在还原沉积环境下大多易被还原成低价态转移至沉积物中富集，因此可以利用环境敏感元素在沉积物中的含量及特征比值来重建古海洋的氧化还原状态和沉积环境(Algeo，2004；Algeo and Maynard，2004；Rimmer，2004；Tribovillardetal.，2006)。Mn、Mo、Cr、V、Th和U等变价元素的溶解度随氧化还原条件的改变而产生较大变化，导致沉积物中的元素含量发生变化。氧化还原敏感元素Ni、Cu、Zn、Cd在海水中通常作为微量营养元素被浮游生物吸收利用，并以有机质为载体进入沉积物中，当有机质被降解时，这些元素被重新释放进入间隙水，在缺氧条件、尤其是H2S存在的条件下，这些元素可形成自生的硫化物矿物，在沉积物中明显富集(Tribovillardetal.,2006)。这些环境敏感元素的地球化学行为是古海洋氧化还原条件变化的指示剂，可作为恢复古海洋氧化还原环境变化的地球化学指标。

Th对氧化还原条件不敏感,以不可溶的Th4+形式存在； U在氧化条件下以可溶的U6+形式存在,只有在还原环境下被还原成不可溶的U4+时才在沉积物中富集。 因此,Th/U值在氧化条件下由于U从沉积物中被释放到海水中而偏高,在强烈氧化条件下该值可以达到8,在缺氧环境中偏低,通常在0～2之间(Wignall and Twitchett, 1996)。 从 表 3 可见,华北古元古代和新太古代BIF的Th/U值分别为2.2～10和0.2～2.7,反映古元古代海洋环境呈次氧化—氧化环境,而新太古代则为缺氧环境。

4.3 非传统同位素

华北克拉通前寒武纪BIF中非传统同位素的研究处于起步阶段，目前主要在Fe、Si同位素方面取得一批数据，在Cr、Mo、Δ33S等同位素方面还处于探索阶段。

为了研究BIF中硅质的来源，Jiang等(1993)、Li等(1995)最先对华北BIF的硅同位素组成进行测试，结果表明中国 BIFs的δ30SiNBS28值普遍较低，大部分位于-2.0‰～-0.3‰之间，平均-0.9‰。同时认为中国与世界其他地区不同时代不同类型 BIFs 的硅同位素组成非常相似，均与现代海底热液活动形成的硅华组成一致，为BIF物质来自于海底火山热液的观点提供了佐证(Isley and Abbot, 1999)。

硫同位素非质量分馏的研究，主要应用于讨论地球早期大气成分的演化。一些科学家(Farquharetal.,2000；Bekkeretal.,2004)以沉积岩中硫同位素非质量分馏效应的消失，将GOE的发生时间限定在～2.45 Ga，并认为此前大气中的自由氧含量应低于10-5PAL(Present Atmospheric Level)。中国学者以早前寒武纪BIF为例积极进行探索，侯可军等(2007)、李延河等(2012)发现辽宁鞍山—本溪地区太古代条带状硅铁建造中存在明显的硫同位素非质量分馏，Δ33S=-0.89‰～+1.21‰，说明气相光化学氧化在2.5 Ga 前的硫同位素循环中发挥了重要作用，进而推测太古代大气氧水平相当于现代大气氧水平的10-2～10-3。

BIF中的关键成矿元素是铁，故Fe同位素是重建古海洋氧化还原状态最佳的方法。近年来，中国学者开展了大量有关BIF中Fe同位素的研究工作。李志红等(2008)报道，华北新太古代BIF中磁铁矿的δ56Fe值均为正值，如鞍本地区BIF 样品均富集铁重同位素，δ56Fe的变化范围为0.08‰～1.27‰，认为BIF是在较低氧—缺氧条件下沉淀的。Wang等(2014a，2014b)的研究表明，山西吕梁袁家村BIF赤铁矿和磁铁矿有相似的正铁同位素(δ56Fe=+0.35‰～+1.09‰)，反映低氧—贫氧环境，并推测磁铁矿可能为三价铁的氢氧化物成岩转变而成。Lan等(2019a)对古元古代铁山庙BIF中条带状矿石和块状矿石进行了Fe同位素分析，表明2种矿石的δ56Fe值较为一致，介于-0.01‰～-1.25‰之间，反映低氧化条件。彭自栋等(2018)分析了辽宁清原新太古代绿岩带中上部的太阳沟和下甸子硅酸盐相BIF中的磁铁矿，其δ56FeMg值为-0.65‰～-0.83‰，证实了它们沉淀之前水体中的Fe2+已经发生了部分氧化。

在前人基础上，笔者统计了世界和华北太古宙和古元古代BIF的全岩和单矿物的δ56Fe值(图 9)，结果显示BIF的δ56Fe介于-2.5‰～+2.7‰之间，其中晚太古代和古元古代早期负δ56Fe较为常见。虽然磁铁矿、碳酸盐(菱铁矿和铁白云石)及黄铁矿具有正的和负的δ56Fe值，但铁氧化物普遍具有最高的δ56Fe值，而碳酸盐矿物则具有较低的负δ56Fe值。如Planavsky等(2014)对全球24个太古代和古元古代BIF全岩的铁同位素特征进行了研究，发现3.0～2.4 Ga的BIF中δ56Fe 值平均为0.4‰，2.32～1.88 Ga的BIF中δ56Fe 均值为0，说明中—新太古代BIF 沉积时海水中的铁仅发生了部分氧化，而非完全氧化。

图 9 华北克拉通条带状铁建造中δ56Fe同位素组成及 全球对比(改自Bekker et al.,2010)Fig.9 δ56Fe composition of BIFs in North China Craton and global comparison(modified from Bekker et al.,2010)

5 总结与展望

华北克拉通新太古代BIF岩相主要为磁铁矿型氧化物相和硅酸盐相，极少数出现碳酸盐相(如鞍山地区的东鞍山和大孤山BIF等)，而古元古代BIF岩相包括赤铁矿型和磁铁矿型氧化物相、硅酸盐相和碳酸盐相(如吕梁袁家村BIF)，且赤铁矿相是古元古代BIF独有的。在地球化学特征方面则具有如下特征：(1)华北克拉通新太古代BIF的稀土元素特征与世界上典型BIF类似，缺乏明显的负Ce异常，相对富集重稀土元素，具明显的La-Y和Eu正异常，反映同期海水处于缺氧环境，BIF沉积时有海底热液参与，但少量BIF(如王家庄和大孤山)具弱氧化条件的负Ce异常以及较大变化范围的Th/U值等特征；古元古代BIF与新太古代BIF基本相似，但Ce异常有正有负，而赤铁矿相BIF具明显的负Ce异常。(2)华北克拉通新太古代和古元古代BIF中一些环境敏感元素如V、Cr、Ni、U 等的含量及特征比值可用来重建古海洋的氧化还原状态和沉积环境，Ni/Co、V/(V+Ni)和Th/U等比值均反映古元古代海洋环境呈次氧化—氧化环境，新太古代则为缺氧环境。(3)新太古代和古元古代BIFs的硅同位素组成相似，二者均强烈亏损30Si,与海底喷气沉积成因硅质岩的硅同位素组成一致。(4)新太古代BIF 强烈富集重铁同位素，δ56Fe多为正值，S同位素非质量分馏效应比较明显，Δ33S 多为负值；而古元古代BIF相对富集轻铁同位素，δ56Fe多为负值，S同位素非质量分馏效应不明显。依据上述华北克拉通BIF的岩相学及地球化学特征，可见新太古代海洋环境整体缺氧，但局部可能存在氧气“绿洲”，暗示光合产氧作用在太古代晚期已经存在；而在大氧化事件期间(2.4～2.2 Ga)及之后，古海洋总体呈上部氧化、下部还原的分层环境，但这种氧化还原环境具动态变化特征。

尽管华北克拉通BIF的研究在相关领域取得了多方面的成果，但与先进国家相比仍有一定的差距。例如，欠缺太古代BIF沉积环境的精细解剖和系统研究，研究的新思路和手段也相对缺乏。部分学者通过BIF的地球化学研究，发现大氧化事件在华北BIF中有记录，但对于大氧化事件如何影响BIF的形成及其精细过程，尚缺少深入的研究工作。因此在华北克拉通早前寒武纪BIF与环境关系方面，需要进一步研究的问题还包括深化新太古代—古元古代BIF与早期海洋氧化还原环境和大气成分变化的耦合关系，如BIF中氧化还原敏感元素(如Cr、U和Mo)含量及相关同位素(如Cr、Cu、Zn同位素)组成变化对古海洋环境的制约，BIF氧化沉淀机制与增氧事件的关系，早期地球产氧光合生物的起源、繁盛和衰落及对古海洋—大气和表生沉积的影响等。同时应注意，在利用氧化还原敏感元素及有关同位素进行古环境重建时，应首先评估沉积物或沉积岩中特定元素的来源和贡献，剔除非自生部分的影响，然后利用多元素和多同位素指标综合判别古环境的氧化还原条件，才能获得可靠的结论。

致谢对杜远生教授的热情约稿、张帮禄博士和张新研究生等的帮助以及审稿人的宝贵修改意见表示衷心感谢!