自生沉积岩类

第十章自生沉积岩类

(Authigenicrocks)与它生沉积岩类相反，自生沉积岩类的沉积物直接形成于盆地内部。沉积物补给来源太平洋第一节、碳酸盐岩碳酸盐岩(carbonaterock)：一种碳酸盐类矿物含量超过50%的沉积岩，主要矿物成分是方解石、白云石、铁白云石，混入的矿物有石英、云母、长石、及各种重矿物和粘土。碳酸岩(carbonatite)：由碳酸盐矿物（方解石、白云石、菱镁矿等碳酸盐矿物占80%以上）酸组成的火成岩。在碳酸岩中，次要矿物种类很多，数量不等，常见的有辉石、金云母、黑云母、磷灰石、钛铁矿、微斜长石、霞石、黑榴石以及含稀有、稀土元素的矿物（如烧绿石、氟碳铈矿等）。中粗粒结构，块状构造，常形成超基性岩-碱性岩-碳酸岩组合。灰岩与白云岩自生碳酸盐矿物含量超过50%的沉积岩称碳酸盐岩，自生碳酸盐矿物中若一半以上为方解石称石灰岩或简称灰岩，若一半以上为白云石称白云岩或简称云岩。就体积而言，碳酸盐岩估计只占所有沉积岩的4%左右，但在大陆地表的沉积岩中它却可占10-35%（Blatt,1970;Folk,1974），仅次于泥质岩（包括粉砂岩）而和砂岩不相上下，是最常见、也是最重要的一类自生沉积岩。碳酸盐岩的绝大部分都沉积在温暖气候带的海水环境中，少数沉积在温暖的湖泊内，它们都是化学、生物或复合沉积作用的产物。现在的大西洋、印度洋和南太平洋中的大片区域都被碳酸盐沉积物覆盖着。碳酸盐岩是第二大生油岩和产油岩，它蕴藏着世界近一半的石油，是生产石灰、水泥等的主要原料，也可直接用于建筑、垫铺铁轨的石料。在化学、钢铁工业中也有广泛用途。为什么？

碳酸盐岩的绝大部分都沉积在温暖气候带的海水环境中CaCO3+CO2+H2OCa2++2HCO3—一、石灰岩的一般特征1、野外宏观特征几乎所有石灰岩都是带有区域性的稳定层状，尤其是海成石灰岩，有时可连续分布达数省范围，也可与净砂岩互层。湖成石灰岩规模一般不大，且多夹在泥质岩或细碎屑岩之间或在这类岩石中以条带状出现。2、颜色与层理构造岩石可为灰白、灰、灰黑或紫红等色，沉积构造类型不如砂岩或细碎屑岩丰富，除水平层理相对常见外，其它纹层状层理（如交错层理）较少见于颗粒性岩石中，在风暴或浊流等再沉积石灰岩中也有粒序层理出现，而更多见的只是块状层理。3、其它构造叠层构造和鸟眼构造可发育在特定石灰岩中。其它沉积构造有泥裂、生痕、生物扰动、结核、缝合线等，特别是虫孔、生物扰动、硅质（燧石）结核和缝合线很常见。4、石灰岩的构成与成岩作用许多石灰岩几乎由纯的方解石构成，其它成分的总含量常在5%以下，其中较为常见的是粘土矿物、石英粉砂、铁质微粒、海绿石、有机质等。在与砂岩过渡的灰岩中可含较多陆源碎屑，白云石化也可使白云石含量增加。石灰岩的结构以泥晶结构和各种颗粒结构为主，在生物礁、生物丘或生物层中则为特殊的生物骨架结构、粘结结构或障积结构。钟乳石、石灰华等次要岩石或一般石灰岩受重结晶改造可呈结晶结构。不太强的白云石化或硅化也可使原结构叠加上交代结构。石灰岩的固结与陆源碎屑岩类似，也以压实和胶结为主，但溶蚀、交代和重结晶等作用则比陆源碎屑岩常见。二．石灰岩的分类命名1、按矿物成分划分石灰岩中除方解石（含量＞50%）以外的其它成分超过5%时可采用这种划分法。以含白云石或砂级陆源碎屑为例，其岩石类型见图16-1。从图中可以看出，这种划分所使用的数量界线和命名方法与图15-4和图15-3最下面的一种划分是一样的。实际上，这种划分通常用在一种岩石向另一种岩石过渡的情况下而不论相互过渡的是哪两种岩石。这种划分称为三级划分，其中5%这个界线在欧美国家也有用10%的。需要注意的是，划分时各界线含量不是指相关成分在整个岩石中的含量，而是指两种相互过渡成分之间的相对含量。2、按结构特征划分石灰岩的结构最能反映石灰岩的成因，按结构特征划分理所当然地成了当今主要的石灰岩划分方法而被誉为“现代石灰岩分类”。但石灰岩的结构特征涉及到许多方面，不同人强调的侧面可以有很大不同，再加上多少有些人为色彩（如含量界线、岩石名称拟定等），因而已经提出的划分方案非常多，虽然它们各有特色，但大多是在先面世方案的基础上或启发下修改而成的，常常都有些亲缘关系。自Folk（1959）提出他的具划时代意义的方案至今，绝大多数方案已在实践中被搁置起来，成为石灰岩研究的历史见证。分类方案①各英文名为原分类使用的名称②“基质支撑”之下两种岩石之间的颗粒含量界线在原分类中是10%③“沉积组分被粘结”中的生物骨架灰岩（Framestone）、粘结灰岩（Bindstone）和障积灰岩（Bafflestone）按EmbryandKlovan（1971）增补，其中的粘结灰岩包括叠层石灰岩（Stromatoliticlimestone），但最好将有叠层构造的粘结灰岩独立出来称叠层石灰岩。特别申明原始或新鲜的泥晶大致在4μ以下，但在沉积后不久就可重结晶成微亮晶（4-10μ左右），以后还经常重结晶得更粗一些。如果将泥晶限定在原始泥晶的范围，那势必会给岩石分类命名造成额外麻烦，所以在Folk之后提出的分类都把泥晶粒度的上限提高到了最细小胶结物亮晶的粒度下限。本教材取30μ，不到30μ者仍称泥晶，超过30μ者称亮晶。在实际工作中或在某些场合还常常使用一些泛称，如生物碎屑灰岩、砾屑（竹叶状）灰岩、鲕粒灰岩等等。这些灰岩并无严格的颗粒含量、支撑类型、泥晶、亮晶等的限制，但概括性也更强一些。三．石灰岩研究及成因分析由于一般石灰岩几乎全由方解石构成，所以石灰岩鉴定的主要目的是揭示岩石的结构，其中包括颗粒类型、大小的均匀程度、泥晶基质、支撑特征以及压实（压溶）、胶结、溶蚀、交代、重结晶等。石灰岩经常有白云石化现象（形成交代结构）。但仅凭一般光性特点却很难将白云石与方解石区分开。为解决这一问题，现在石灰岩（和白云岩）的常规鉴定都使用染色薄片。最常用的染色剂是茜素红—S（它是磨片室或实验室的常备试剂），它可使方解石染成红色或紫红色，却对白云石（和石英、石膏等）不起作用。这种差异染色效果可使很微弱的白云石化也变得清晰。在陆源碎屑岩研究中不止一次提到这些岩石的沉积环境解释在很大程度上要依赖沉积序列的发育特点，这种情况在石灰岩中却常常要颠倒过来，即石灰岩沉积序列所代表的沉积环境常常要靠石灰岩沉积条件分析才能被确立。之所以会这样，主要是因为陆源碎屑岩受盆地边界条件（包括母岩、盆地所在构造部位等）影响很大，而具体的环境条件对岩石的影响往往只处于从属地位。石灰岩则不然，它并不与特定边界条件发生直接联系而是由具体沉积环境“自生”出来的，只对环境条件的变化反应敏感。因此，在环境研究中，石灰岩就具有某种“先天”优势。1、石灰岩与陆源碎屑岩对环境响应的差别研究石灰岩的沉积环境除可凭借特殊沉积构造（如叠层构造、鸟眼构造、泥裂等）外，主要是围绕颗粒和泥晶进行的。岩石中泥晶的多少，或者颗粒和泥晶的含量之比（称粒基比，颗粒中不包括团粒、粉屑，但可包括陆源砂）是衡量环境水动力条件的首要指标，就是说，即使岩石中的颗粒只有在高能条件下才能形成（如同心鲕）或明显带有被高能条件改造过的痕迹（如破碎比较强的生屑），只要岩石还同时含有较多泥晶，该岩石就只能是较低能环境的沉积产物。相反，若岩石缺少泥晶，颗粒只被亮晶胶结，那么无论颗粒自身有何特点都可将其看成是高能或淘洗作用较强的作用结果。沉积环境研究内容低能环境：

水深过大的环境：主要是正常浪基面以下的陆架及陆坡、海盆内部等，这里海水常年安静，即使偶有风暴流或浊流活动也因没有淘洗而成为泥晶的重要聚集地。水深过小的滨海环境。在海底坡度很平缓的滨海地带，波浪或潮汐因受底部摩擦，其作用强度会向着陆地方向减弱，所以这里的潮下带上部、潮间带和潮上带都是低能的（称潮坪环境），沉积或保留的泥晶也很多，还常有藻叠层发育。某些背风、低凹、泻湖或海水活动受到限制的部位，这些部位常常以某个高能环境作为自己的屏障或完全被高能环境所环绕，例如礁后，水下隆起（台地、滩坝等等）的向陆一侧或环礁顶部的泻湖、台地内部的局部低地等等。2、低能环境与高能环境典型高能环境主要是在开放水域中或向着开放水域的较浅水环境，如礁前或对称礁翼的浅部，台地、滩坝的顶部，滨海潮下带或还包括部分潮间带等等。低能潮间带中的潮汐水道（成股潮水流动的通道）一般也是高能的。有一点要注意，正常浪基面的最大深度约为几十米并不是说浅于几十米的海水环境就是高能环境。实际上，在大多数时间内，浪基面的深度只有几米到十几米，所以真正的高能环境只在这个深度以内，即滨海潮下带，而超过这个深度的外海（即滨外）环境仍为低能。从总的情况看，海洋中的低能环境要比高能环境广泛得多，所以泥晶灰岩或含有泥晶的颗粒灰岩也就比不含泥晶的颗粒灰岩常见得多。高能环境低能环境和高能环境都有许多类型，进一步区分这些环境需结合泥晶（或颗粒）相对含量、颗粒自身特点以及沉积构造等作综合分析，其中的生物碎屑特别重要，常常是通过显微沉积特征作沉积环境分析的主要研究对象。低能与高能环境的特征几乎全由泥晶构成，仅含零星细小生屑，可鉴定生屑为自形厚壁有孔虫，它形双壳和介形虫等，均为浅海底栖种类。这说明沉积环境能量很低，也不适宜生物生存。生屑带有明显搬运、分选特点，所以最有可能的沉积环境是泻湖中的较深水区。（如果生屑含量稍多，自形到它形混杂也可能为陆坡上部环境；或者生屑都是浮游或深海底栖生物，则可能为CCD以上深海环境）。泥晶灰岩（图16-2-1）岩石为含泥颗粒支撑，生屑以腕足、介形虫和海百合为主，多半自形到它形，粒度主要在中细砂级范围，分选好。富含泥晶说明是低能环境，但生屑物理改造较强，又带有高能作用的特点，故生屑不是沉积环境的原地类型。推测沉积环境为毗邻高能生物滩的凹地，生屑是从生物滩上搬运进来的。泥晶生屑颗粒灰岩（图16-2-2）岩石为含泥颗粒支撑，生屑以正常盐度的头足、海百合为主，自形到半自形，粒度细到粗砂级，分选中等到差，磨蚀微弱，排列杂乱。生屑未经太强物理改造说明基本为原地生物，这与较多泥晶显示的低能条件吻合，为较典型的滨外正常海水环境。泥晶生屑颗粒灰岩（图16-2-3）岩石为无泥颗粒支撑，亮晶胶结。生屑以有孔虫、粗枝藻为主，少量海百合和腕足。有孔虫自形或半自形；粗枝藻、海百合它形。粒度多为中细砂级，分选好。岩石不含泥晶和高分选都说明沉积环境为高能或淘洗较强，可解释为浅水高能滩环境。也可能为潮汐水道环境，（这时可能还会发育交错层理）。生屑颗粒灰岩（图16-2-4）共生相标志显微沉积特征分析又称微相分析，是研究石灰岩成因的重要途径。但许多时候分析并不能给出确切的环境解释，只能缩小环境解释的可能范围。因此，在实际工作中，也要考虑与研究岩石连续沉积的下伏或上覆岩石的环境特征。连续沉积的上下两种岩石的沉积环境在水平方向上也是连续的。这种可作为共生岩石沉积环境标志的特定环境中的沉积产物称为共生相标志（Syngeneticfaciesindicator）。白云岩是碳酸盐岩中的另一大类岩石，可单独产出，也可与石灰岩或砂岩等共生，或者在石灰岩中以斑块、条带形式存在。白云岩风化面常布满方向杂乱的“刀砍纹”，沉积构造则与石灰岩相仿。除前寒武纪白云岩可含结构纤细的藻细胞痕迹化石外，寒武纪和以后的白云岩一般没有化石，或者只有化石的假像。较纯的白云岩多呈结晶结构，少数呈鲕粒、内碎屑或藻粘结结构而很像相当的石灰岩，有时则与石灰岩有明显的交代关系，可在石灰岩和白云岩之间构成连续的过渡岩石系列。四、白云岩及其成因由于现代海水不能直接沉淀白云石，在常温常压条件下也不能人工合成出白云石来，所以人们普遍认为至少寒武纪以后的白云岩主要是碳酸盐沉积物或石灰岩的白云石化产物。但对前寒武纪和某些以后形成的白云岩（或白云石）以及在某些高盐泻湖中沉积的白云石的成因却有绝然不同的看法，有人认为是直接的化学沉淀（包括生物化学），也有人认为是刚刚沉淀的文石立即就被交代或沉积后才被交代的。这就引出了“沉淀白云岩”、“交代白云岩”和“原生白云岩”、“次生白云岩”的争议。在沉积学中，这个问题被称为“白云岩问题”。现在这个问题还没有完全解决，即使在交代成因的白云岩中，按交代时间的早晚也有不同的成因性岩石名称，如同生（交代）白云岩、准同生（交代）白云岩、成岩（交代）白云岩等。有人把同生或准同生（交代）白云岩归于原生白云岩范畴，将浅埋成岩阶段交代的白云岩称成岩（交代）白云岩，而将沉积物固结之后才交代形成的白云岩称次生或后生（交代）白云岩。1、“白云岩问题”白云石化的主要作用对象是文石、方解石等贫镁或无镁的CaCO3矿物，因此交代时必须要有充足Mg2+的供应（同时排除部分Ca2+），已经提出的白云石化机理和模式都可看成是对这个基本要求所作的理论解释。2、白云石化的主要机理模式在高温条件下受高盐，高镁钙比（Mg/Ca）和高pH值的浓缩海水作用所实现的白云石化，其中最重要的模式是毛细管浓缩（Capillaryconcentration）模式（FriedmanandSanders,1967），或称蒸发泵吸（Evaporativepumping）模式（图16-3）。其白云石化机理过程是，在高温气候背景中，潮上带表层CaCO3沉积物，因急剧蒸发而脱水，紧邻的海水通过松散沉积物的毛细作用不断向这里运移补充并在这里被浓缩，文石和石膏先后晶出，Ca2+被大量消耗，剩余孔隙水的Mg/Ca比随之增高，结果就使表层沉积物被白云石化。由于这时的作用还是沉积物与海水的作用，只是该海水是稍稍离开了环境的海水，故被称为准同生（Penecontemporaneous）作用，所形成的白云岩也被称为准同生白云岩。这种白云岩在现在波斯湾西海岸的潮上带被最后确立，那里是一片荒芜的盐坪地区，其孔隙水的平均温度达30°以上，盐度是正常海水的5-8倍，Mg/Ca常大于10，pH值则在9以上，当地阿拉伯人称之为萨勃哈（Shbkha）。(1)高盐水（浓缩海水）白云石化机理模式现在“萨勃哈”已成为潮上盐坪的代名词被广泛使用。这种白云石化模式也被称为萨勃哈模式。在古代，典型萨勃哈白云岩的鉴别标志是具浅红或浅黄等氧化色，薄层状，有时有干裂，均匀的泥晶或极细晶结构，含石膏或其假晶，无化石（图16-4）。另外，由于反应进行太快，所形成的白云石有序度不高，主要是富钙白云石。(1)高盐水（浓缩海水）白云石化机理模式最早由Badiozamani（1973）在研究美国威斯康星州中奥陶统白云岩时提出。他首先用实验方法证明，含5-30%左右海水的海淡混合水对白云石过饱和而对方解石不饱和，所以，当这种混合水作用于方解石时就会引起白云石化。他用海洋中隆升岛的形式示意性地表示了这种白云岩的形成模式（图16-5）。(2)混合水（Mixedwater）机理模式实际上，海水和淡水混合还可以有许多种模式，单就混合水作用时原沉积物所处成岩阶段而言就有同生混合（如泻湖海水与大气降水或高水头地下淡水混合）、准同生混合（如潮间或潮上带孔隙海水与大气降水混合）和成岩混合（如在被埋藏但尚未完全固结、沉积物内由潜流地下淡水与潜流海水混合）等，图16-5所示的混合只是成岩混合中的一种可能。正是由于混合水出现的广泛性使得用混合水机理解释古代白云岩也很广泛。(2)混合水（Mixedwater）机理模式在混合水中交代形成的白云岩称混合水白云岩（Doragdolostone），它具有以下特征：岩石一般不具氧化色（可呈灰白、灰、深灰等色），层厚不定（薄层到块状层），白云石化强度向着相邻石灰岩减弱；强交代常形成细—极细晶结构，相对较弱的交代可保留一些原石灰岩的残余；有时交代不均匀，强交代部位可受原石灰岩沉积结构或原生沉积构造的控制（大多泥晶基质交代更强，有时自生颗粒交代更强）；白云石晶体常有由杂质显示的雾心或环带，这可看成是混合水盐度高低变化的反映（图16-6）。晶体有序度较高。(2)混合水（Mixedwater）机理模式图16-6左为细晶白云岩，具细晶结构或镶嵌菱面体结构，白云石晶体普遍有雾心。右为残余生屑含灰细晶白云岩，白云石晶体大小不均匀，较大晶体有雾心。原岩可能为泥晶生屑颗粒灰岩或生屑颗粒泥晶灰岩，泥晶基质已全部被交代，可能有部分生屑也已被交代。安徽淮南寒武纪，单偏光，视域直径2.5mm已提出的其它白云石化模式还有高盐水渗透回流模式（高度浓缩的泻湖海水顺底部松散沉积物向广海方向渗透回流使途经的沉积物白云石化）（戴菲斯等，1965）、调整模式（上部层位镁方解石被淡水溶解后提高了孔隙水的镁钙比而使下部层位白云石化）（GoodellandGarman,1969）和海水白云石化模式（交代水溶液为较冷的或稍咸化的海水）(Saller,1984)等。上面这些模式都属于早期成岩阶段的白云石化模式，而有些古代白云岩则是在深埋条件下形成的（后生白云岩）。这类深埋成因的白云岩常出现在石灰岩中的断层，褶曲轴部或构造裂隙系统中，有时也可在缝合线基础上发展形成，与相邻石灰岩呈突变接触或渐变过渡，其交代水溶液主要是压实水，深部地下水，也可能与上升的变质水或岩浆水有关。与早期成岩白云石化不同的是，深埋白云石化对交代水溶液Mg/Ca的要求会随温度的升高而降低，如在90℃时，只需Mg/Ca=1/4，190℃时，只需Mg/Ca=1/10（BlattandTracy,1995）。这意味着，深埋白云石化可能更容易发生。深埋白云岩均为结晶结构，大多还经历过重结晶，白云石晶体常常比较粗大，有时为铁白云石或铁白云石与普通白云石构成环带，氧化后呈褐色（图16-7）或因晶格被破坏而溶解成菱面体铸模孔。由于Fe3+不能进入碳酸盐晶格，所以铁白云石只能形成在还原条件，这与它的深埋成因显然是联系在一起的。2、白云石化的主要机理模式由于大多数白云岩为交代成因，所以一般只按岩石中白云石与方解石的相对含量作三级划分。BissellandChilingar（1967）曾推荐过一个结合成分和结构的分类，Raymond（1993）只是在原石灰岩名称前加上一个前缀来命名白云岩，如Dolomudstone，Dolowackestone等等，而对具结晶结构的白云岩则统称结晶白云岩。考虑到实际需要和使用方便，这里在BissellandChilingar（1967）推荐分类的基础上修改简化，提出如表16-2的分类。给具体岩石命名可直接采用表内的名称，也可将表中的“颗粒”按类型具体化或同时考虑白云石晶粒的大小，如残余生屑灰质白云岩，残余鲕粒状含灰白云岩，残余鲕状含灰极细晶白云岩、阴影状细晶白云岩、亮晶鲕粒白云岩等等。2、白云岩的分类命名白云岩分类太平洋中的环礁第二节、硅质岩自生硅质矿物含量超过50%的沉积岩称硅质岩（Siliceousrocks）或硅岩（Slicastone），欧美国家或国际上则多统称为燧石（Chert）。在数量上硅质岩虽然被排在沉积岩中的第四位，但较之砂岩、碳酸盐岩等却要少得多而且分布极不均匀。前寒武纪是硅质岩的产出高峰期。在北美、欧洲、非洲等地的古老地盾上由燧石和铁质岩共同构成的巨厚燧石铁建造（ChertyironFormation）至今仍大面积地完好保存着。大致从中元古的较早时期开始，硅质岩的数量明显减少，除了某些造山带以外，大多只是地层柱中的次要岩石类型。但是，硅质岩，特别是原生硅质岩的特殊成因却使它具有重要的理论研究价值。硅质岩在工业上可作为研磨、耐火材料，其中的硅藻土或硅藻岩则是重要的沉积矿床，可广泛用于漂白、净化、隔音或作为填料等。一．硅质岩的一般特征主要的硅质岩均以稳定层状产出，层厚一般不大（细—中层，少数厚层）。前寒武纪的硅质岩大多与铁质岩互层，以后则多与碳酸盐岩、页岩或火山岩、火山碎屑岩互层或共生。次要却更常见的硅质岩呈结核、条带形式产在其它沉积岩内，尤其在碳酸盐岩中比较普遍。层状硅质岩的沉积构造较为简单，多为块状层理，有时可见水平纹层，偶尔有交错纹层、粒序层理或叠层构造。大多数硅质岩都很致密；硬度很大，可以为乳白、灰白、深灰、灰黑或红、黄、绿等多种颜色。露头上，差异风化常使它比共生岩石更为突出。1．硅质岩的物质构成硅质岩中的硅质矿物有三种，即蛋白石、玉髓和石英，但蛋白石较为少见，多出现在结核状硅质岩中或以硅质生物硬体形式出现在层状硅质岩中。硅质生物主要是硅藻、放射虫和硅质海绵（常是它的骨针）。一般硅质岩几乎全由硅质矿物构成，在某些结核状或与其它岩石互层的层状硅质岩内，其它矿物可能稍多一些并常与相邻岩石的成分有关，如与页岩互层的硅质岩可含一些粘土矿物和其它杂质（包括有机质），与碳酸盐岩互层或产在碳酸盐岩中的结核状硅质岩可含一些碳酸盐矿物，燧石铁建造中的硅质岩常含赤铁矿、磁铁矿、黄铁矿、菱铁矿等等。2．硅质岩的结构特征绝大多数硅质岩都为结晶结构，少数层状或条带状硅质岩为颗粒结构，颗粒常为生物硬体、鲕粒、内碎屑或团粒。有的层状硅质岩几乎全由生物硬体构成，习惯上也称为具有生物结构。另外，发育叠层构造的硅质岩也可具有粘结结构。3．硅质岩的成岩变化硅质岩表现出的成岩变化主要是重结晶，它会使大多数硅质岩，特别是时代较老的硅质岩都变成粒状石英，原始沉积的特征硅质生物也会因此而变得模糊或完全被破坏。1、按产状划分层状硅质岩（国内也称燧石岩）：以稳定层状产出结核或条带状硅质岩（或燧石结核或燧石条带）：以结核或条带状产出2、按主要硅质矿物划分蛋白石硅质岩（或蛋白岩、蛋白土）：主要由蛋白石构成玉髓硅质岩：主要由玉燧构成石英硅质岩：主要由自生石英构成二．硅质岩的分类命名3、按结构划分具结晶结构：（普通）硅质岩或燧石岩对具体岩石可根据情况或需要作综合命名，如层状藻迹硅质岩（或燧石岩）蛋白石硅藻岩含放射虫石英硅质岩等等除上述规范化的分类命名以外，还有一些习惯性或具特殊成因的硅质岩名称，其中使用较多的有：碧玉岩（Jasperite）：泛指含有铁的氧化物的硅质岩，可以呈各种颜色，但主要为红色。硅板岩（Lydite）：含一些粘土，强烈压实、易呈板状裂开的黑色硅质岩。硅华（Geyserite）：产于温泉出口处，由热水溶液沉淀而成，较疏松，杂质多。三、硅质岩的主要类型几种常见或典型硅质岩的显微结构示于图16-8中。1.玉髓硅质岩，四川峨眉山二叠纪2．硅藻岩，据Raymond（1995），美国加利福尼亚中生代3．海绵岩，据McBride等（1969），美国得克萨斯泥盆纪4．放射虫岩，由夏文臣、张宁提供，广西钦州泥盆纪（1为正交偏光，2、3、4为单偏光，视域直径1、3为1mmm，2为0.2mm，4为2mm）

三、硅质岩的主要类型玉髓硅质岩主要由粒状玉髓和少量纤状玉髓或蛋白石构成，部分玉髓可能会转变成石英而向石英硅质岩过渡。硅藻岩（或硅藻土）主要由硅藻外壳堆积而成，有时含少量放射虫或海绵骨针并有粘土、碳酸盐等等矿物混入。硅藻很小，多在几到几十微米左右，形态变化很大，球、椭球、纺缍、圆锥、节管状等等，壳面布满小孔或沟脊，蛋白石质。可以确证的硅藻产生侏罗纪或以后的地层中。更古老的硅藻则因壳体已向玉髓或石英转化而不易识别。海绵岩主要由海绵骨针构成，有时含少量放射虫，也有粘土、碳酸盐等等杂质。骨针比硅藻粗大一些，长可达几百微米，粗细约几十微米，蛋白石质，变成玉髓质后常常仍可辨认，若岩石含杂质较多，变成石英质后也不难鉴别。放射虫岩主要由放射虫构成，可含少量硅藻和海绵骨针，有时还有钙质生物（如有孔虫），常见其它混入物也是粘土、碳酸盐等等。三、硅质岩的主要类型放射虫相对较大，多超过0.1mm最大可达2.0mm左右，以球或钟罩形为主，中空，表面多孔，大多有刺，刺的长短多少不一，最长可占壳体一半以上，呈放射状排列。虫腔可被杂质或硅质充填。壳体也是蛋白石质，也会向玉髓或石英转化，但在杂质背景中一般都不难辨认。上述所有生物硅质岩若含杂质较少、被硅质矿物胶结或有强烈压实或重结晶，其生物结构都将向结晶结构转变。四．硅质岩成因在现代海洋和湖泊中生活着5千多种硅藻，少数还可在大陆湿地生活。在两极和中纬度地区的海底广泛分布有硅藻软泥（Diatomaceousooze），其中硅藻最高可达70-90%。这说明，硅藻岩（或硅藻土）可以沉积在多种环境中，但以海洋环境为主。在地质历史中，硅藻生活区有从海洋向淡水扩展的趋势。我国山东临朐县山旺地区中新统的著名硅藻土（含大量完整的淡水鱼类、两栖类、爬行类、蝌蚪等化石）就是淡水湖泊成因。四．硅质岩成因古生代或更早时期的硅藻，还没有找到确切的化石证据，但前国际沉积学会主席、美藉华人许靖华仍认为前寒武纪的许多硅质岩都是硅藻的沉积产物。实际上，具有硅质硬体的藻类并非只有硅藻，已被确证的最古老硅质藻类是前寒武纪和寒武纪之交的金藻（Allison,1981），大小为16-83μ，而许多人则认为是太古代到早元代的始球藻，大小约28-32μ（图16-9），在海洋营漂浮生活，当时许多燧石铁建造中的硅质岩几乎完全由这类始球藻以“微生物雨”方式堆积而成（LaBerge,1987,Robbinsetal,1987），它们被称为藻燧石或藻碧玉（Algaljasper）。我国震旦纪的硅质岩也含有相当大小的球状藻细胞，它们是以残余有机质的痕迹形式保存的，被看成是浅海底栖型藻类，这种岩石被称为藻细胞燧石岩（本教材称藻迹硅质岩）。看来，硅质藻类（无论有无硬体）都有惊人的富集硅的能力。图16-9加拿大苏必利尔湖区早元古代（19±2亿年）硅质岩中的始球藻，由石英中的赤铁矿微粒或有机质的“染色”作用显现，这些赤铁矿被看成是始球藻行光合作用时的氧化和粘结物。

四、硅质岩成因我国南方震旦系陡山沱组黑色页岩中已发现硅质海绵，但硅质岩中的海绵则最早见于泥盆纪，它们与放射虫岩共生。现代硅质海绵极少生活在淡水湖泊，主要分布在海洋中且水深较大，但堆积成海绵软泥者少见，大多以次要成分混在放射虫或硅藻软泥中，一般海绵岩均可看成是深海成因。放射虫岩是人们最感兴趣的生物硅质岩。放射虫在寒武纪就已出现并一直延续到今天，全部海生浮游。现代放射虫软泥分布纬度比硅藻低，其中放射虫密度在赤道区和洋中脊两侧常常更高，但同时也要受当地CCD的