沉積型黃鐵礦的形成機制

在海洋環境中，沉降在海底的有機物質會被微生物與各種電子接收者作用而 分解掉，一開始受到氧氣的作用分解，隨著氧氣耗盡進入無氧環境後，主要的反 應以硫酸鹽還原作用為主，是缺氧環境中氧化有機物質的主要機制之一 (Berner, 1982; Canfield, 1993)，其反應式如下：

2 (CH2O) + SO42- → 2 HCO3- + H2S

反應所產生的硫化氫氣體會與沉積物中的含鐵礦物，如 ferrihydrite、lepidocrocite 和 hematite 等反應 (Canfield, 1989) ，生成硫化鐵礦物，如 greigite、mackinawite、

pyrrhotite 等，這類的硫化鐵礦物通常比較不穩定，且可溶於酸，被稱為酸可揮 發硫 (Acid volatile acid, AVS) ，部分硫化鐵礦物與硫化氫被孔隙水中的微量溶氧 或是部分微生物氧化成元素硫，元素硫再與硫化鐵礦物產生黃鐵礦，被保存於沉 積物中 (圖 1-1)。

圖 1-1 沉積型黃鐵礦之形成示意圖。(修改自 Berner,1984)

從圖 1-1 可以看出控制沉積型黃鐵礦生成的因素有三個，分別是有機碳的供 應、孔隙水中的硫酸鹽含量以及含鐵礦物的含量 (Berner, 1984) 。其中有機碳的 供應與其埋藏的速率有相關，沉積速率快速且硫酸鹽含量充足的地區，其有機碳 的供應充足，且可能在被耗氧氧化分解前就已進入缺氧環境，促進硫酸還原菌進 行硫酸還原作用；相較於沉積速率慢的地區，可產生較高之硫酸鹽還原速率，擁 有更高的黃鐵礦產量 (Goldhaber, 1974)。

在一般海洋環境中，硫酸鹽含量與含鐵礦物充足，因此控制黃鐵礦產生的最 大因素則是有機碳的供應，常可在海洋沉積物中看到有機碳含量與黃鐵礦含量呈 現正比關係，因此被視為一般海洋沉積物中有機碳為限制黃鐵礦生成的證據 (Berner, 1982; Berner and Raiswell, 1984) ；在淡水環境下，有機碳含量與含鐵礦 物充足，硫酸鹽含量會限制微生物進行硫酸還原反應，所以在淡水環境下黃鐵礦 的多寡與硫酸鹽含量相關 (Berner and Raiswell, 1984)。硫酸鹽還原反應是沉積物 中的常見反應，而產生的黃鐵礦可以穩定的保留在沉積物中，因此一般可以透過

分析沉積物中的黃鐵礦含量與有機碳含量，觀察兩者之相對關係或計算比值 (C/S) 作為辨別海洋或非海洋環境的指標，一般海洋環境之 C/S 約為 2.8±1.5，

如圖1-2 所示 (Berner and Raiswell, 1984)。

圖 1-2 有機碳與黃鐵礦之分布圖 (重量百分比) 。實心三角形為海洋環境，空心 圓形為非海洋的淡水環境。 (Berner and Raiswell, 1984)

黃鐵礦是地殼上最豐富且廣泛分布的硫化礦物，從沉積岩、火成岩甚至是中 高度的變質岩中都曾發現，除了前面所描述的沉積型的黃鐵礦外，有些黃鐵礦是 含鐵物質與含豐富硫化氫的氣體或是溶液作用後所產生 (Ramanarayanan and Smith, 1990)。形成於成岩作用中的沉積型黃鐵礦，初期產狀多為莓球狀 (framboids) (Love and Amstutz, 1966; Sweeney and Kaplan, 1973) ，或是在成岩作 用後期產生的微米尺寸的自形晶體 (euhedral crystals) －立方體 (Passier et al., 1997;Raiswell, 1982; Taylor and Macquaker, 2000)。黃鐵礦除了可以穩定的保留在 沉積岩中也常在變質岩內發現，因為它在低壓下擁有很高的熱穩定度 (thermal stability) 約在 742 °C (Craig et al., 1998)，幾乎可以在所有的變質相下保存。

McClay and Ellis (1984) 指出在低度變質環境下，黃鐵礦主要是以壓溶作用 (pressure solution) 和壓碎流 (cataclastic flow) 為主要的變形機制；到了綠色片岩 變質相以上，由於黃鐵礦本身的硬度及抵抗能力，大多會以再結晶的方式為主要 的變形機制。經過再結晶的黃鐵礦會有退火條痕 (annealed textures) 的產生，也 會使得黃鐵礦顆粒大小增加，許多研究也曾指出，一般來說黃鐵礦的顆粒大小會 隨著變質度上升而有增加的趨勢 (Mookherjee, 1971; McClay and Ellis, 1983;

Templeman-Kluit, 1970; Vokes 1968; )。