硅质岩研究进展与思考

硅质岩是由化学、生物和生物化学作用及某些火山、热水作用所形成的含SiO2(质量分数≥70%)的沉积岩。硅质岩分布广泛，其形成沉积环境需要特定的地球化学条件，经常位列非常关键的层位上，能为构造活动和沉积盆地的演化提供重要信息，在生物和化学沉积岩类中的占比位列碳酸盐岩之后，也是造山带中广泛分布的岩石类型。硅质岩按成因可分为生物硅质岩、化学(交代或沉积)硅质岩和凝灰硅质岩；按矿物成分可分为蛋白质硅质岩、玉髓质硅质岩和石英硅质岩；根据岩性特征、产出状态、赋存形式，可划分为层状、非层状硅质岩两种类型，其中层状硅质岩多与砂岩、页岩或碳酸盐岩交互产出，非层状硅质岩多赋存于碳酸盐岩中(含燧石条带和结核)，也可产出于层状硅质岩及膏岩中。不同类型的硅质岩其硅质来源、成因及沉积环境会有很大差异，针对具体岩石可根据研究需要进行综合命名，如蛋白石硅藻岩、层状藻迹硅质岩、含放射虫石英硅质岩等。除了对硅质岩的沉积组合、地层层序、结构构造岩相古地理及大地构造背景等进行研究外，还有学者通过硅质岩的主量元素、微量元素、稀土元素及硅氧同位素等建立了一系列定量化的成因模式和沉积环境判定指标。硅质岩具有特殊的物理性质——结构致密、相对坚硬、不易风化，使其自成岩后较少受后期内外地质作用的改造，很好地保留了当时的古地理、古气候、沉积相带、古环境等地质信息。硅质岩是众多矿源含矿岩系的赋存层位，还与矿床形成条件、地球早期生物演化、碳酸盐岩油气成藏关系密切，因此研究硅质岩具有非常重要的理论意义和实用价值，一直是沉积学界研究的热点课题之一。本文全面梳理了硅质岩研究历史及现状，介绍了硅质岩在岩石学特征、沉积与成岩作用、地球化学特征等方面的研究进展，并思考了当前研究存在的不足及未来的研究方向。1

硅质岩研究历史及现状硅质岩的概念于1893年由Wadsworth首次提出，硅质岩研究历史随着地质学新方法、新技术的更迭不断向前发展。20世纪50年代以前，由于研究方法比较简单，仪器落后，研究内容也仅局限于通过野外地质观察和室内偏光显微镜对硅质岩进行识别，对硅质岩的认识较浅，研究水平不高、成果不多，鲜有专著和文章出版，几乎没有世界性、区域性的学术交流活动，导致硅质岩在当时的关注度不高。20世纪50年代至70年代末期，地质学家对硅质岩的重视程度逐渐提升，最明显的标志是世界范围的学术会议和讨论会陆续召开，硅质岩研究文章和专著也越来越多，当时主要的世界级会议是在美国洛杉矶举办(1959年3月)的“SiliceousSediments”学术研讨会和在荷兰马斯特里赫举办的第二届(1957年)、第三届(1969年)国际硅质岩专题学术研讨会，研讨会结束后均出版了论文集；在该时期相继提出了多种硅质岩形成模型，如硫化氢氧化模型、层状硅岩的生物硅质软泥结晶模型、结晶-交代模型、混合带模型和燧石结核的有机质氧化模型等；该时期硅质岩岩相学观察(包括矿物成分、矿物含量、岩石结构构造等)、古生物学描述、地球化学分析以及成岩后生变化认识等方面的研究前进了一大步。20世纪70年代中期，在海底发现了海底热泉，这为认识硅质来源提供了新的思路。海水在常温下含硅量很低，未达到饱和状态，仅依靠硅质生物形成厚层状硅质岩是很困难的。硅的溶解度随水温的升高而迅速增大，在200℃海水中含硅量为50℃的10倍以上；富硅的热水遇到冷水后，含硅量或将超出常温水溶解度的10～20倍，此时硅因呈过饱和状态而沉淀下来，因此可以看到在海底热泉附近的硅质生物非常丰富。20世纪70年代末期至80年代末期，一些新的方法和技术逐渐被应用于硅质岩研究中，如顺磁共振分析、同位素分析、透射电镜分析等，研究方向不再局限于对硅质岩的古生物观察、岩相学描述和地球化学特征分析，而转为根据不同时代的硅质岩分布和特征开展全球硅质岩对比，如国际地球科学计划(IGCP)115项、187项，此外1981年还在日本召开了第二届太平洋地区硅质沉积物国际学术研讨会。随着世界性的学术研讨会逐渐增多，硅质岩成因和沉积环境的相关研究成果不断涌现，前人对硅质岩沉积来源于深水沉积的认识基本被否定，该时期被广泛接受的学说有生物、交代、碱性湖泊、浅海相沉积成因模式；有学者提出了热水沉积成因理论，这种全新的成因沉积模式在理论上对传统观念产生了巨大冲击，从此热水沉积成因模式成为了硅质岩重要成因模式之一，使纯硅质岩、无硅质生物硅质岩、厚硅质岩层得到了较好的解释。另外，美国-加拿大海山科考队在东太平洋等地区发现了大量SiO2，其存在于海底“黑烟囱”和“白烟囱”之中，在JuandeFuca洋中脊发现了热水成因的胶状硅质岩类，此次发现为热水沉积模式是深海硅质岩的主要成因类型的学说提供了有力证据。从20世纪90年代起，硅质岩研究内容和研究方法更加丰富，更加注重岩相学描述、古生物学观察、地球化学特征分析等方面的交叉融合。MURRAY等建立了一系列硅质岩主量、微量、稀土等元素的判别指标，较好地解决了硅质岩的硅质来源、成因模式、硅质岩沉积环境等问题，使得不同地域和时代的硅质岩地质对比成为可能。杨海生等通过对硅质岩的主量、微量元素特征的研究，解释了硅质岩的热水成因，但这些判别标志无法在一个时空序列上动态反映硅质岩当时形成的地域和物理化学环境。另外，这种不同类型的硅质岩判别指标，多数建立在未受后期改造作用影响或现代沉积物硅质岩基础之上，而那些地层时代较老、明显受后期变质改造作用的硅质岩，由于其成岩物质普遍发生了溶解和再沉淀，硅质岩的原始化学成分已发生了变化，因此在应用这些判别指标进行硅质岩成因模式判别时须考虑各种地球化学标志的实用性。随着微区测试技术的快速发展，运用该技术开展加拿大、非洲等地的硅质岩研究成为了当时的前沿课题，这些研究成果被认为是解开“生命起源”的关键。现代大洋底部的含矿硅质岩、深海沉积、造山带硅质岩等都是当时重点关注的研究对象。21世纪以来，除了硅质岩地球化学特征以及构造环境的指示意义、硅质来源及沉积环境、流体包裹体分析、微区和组构研究、阴极发光测试、氧同位素温度计等研究外，对造山带问题的研究也成为了热点课题。KATO等为西澳大利亚的皮尔巴拉地块马布尔巴蛇绿岩套提供了硅质岩构造信息，同时给出了在太古代存在板块构造的结论。另外，硅质岩对还原当时古环境也有指示意义，PINTI等对太古代中瓦拉沃纳群中硅质岩捕虏体进行了同位素测试，发现太古代的大气中有存在氨气的可能；KNAUTH对太古宙的浅海相硅质岩进行了氧同位素测试，通过反演得出太古宙的洋面温度为55～85℃。硅质岩化石研究也对地球早期生命的演化有着重要作用，BRASIER等在西澳大利亚太古代中拉沃纳群34.65Ga古老硅质岩中发现了细菌、蓝藻等微化石，这为地球早期生命演化阶段的古形态提供了证据。JONES等通过现代热泉微古生物探讨了地球生命的演化进程。深海钻探计划和大洋钻探计划的成果表明，新生代硅质岩广泛分布，始新世硅质岩沉积区间的“额外硅源”是硅质岩沉积过程的主要来源，“额外硅源”在硅源补给充足、气候温暖、生物生产率低的环境中形成。MOORE研究指出，始新世硅质岩形成的主要贡献是洋壳热流的循环，而与洋壳相邻的地层硅质贫乏，并一直伴随着硅质生物的溶解，硅质岩出现的地层层位与海底有一定距离。近年来，在现代大洋硅质岩分布、同位素温度计、硅质岩形成过程、古气候指示意义、硅质岩磁化等方面均取得了一定成果。近几十年来，我国硅质岩研究也取得了一些突破。20世纪80年代中期以前，国内少有学者对硅质岩进行专题研究，研究内容与研究区域也很局限，研究方法相对落后。20世纪80年代中期以后，在涂光炽等老一辈科学家的带领下，国内掀起了层控矿床地球化学研究的热潮，一批学者开始致力于古海洋热水沉积硅质岩的研究，周永章[3]是国内早期研究硅质岩的少数学者之一，其全面阐述了广西丹池盆地上泥盆统榴江组硅质岩建造的热水沉积成因属性及其岩石学、地球化学特征。另外，很多学者在华南、秦岭等地区陆续发现了众多特殊类型的硅质岩建造，并提出了相应的热水成因沉积模式，这些研究成果大大提升了中国硅质岩整体研究水平。近年来，越来越多的学者开始关注硅质岩研究，研究方法与研究思路不断创新，古生物学、岩相学、矿床学、数学地质及地球化学等被引入硅质岩研究中。硅质岩微区和组构研究是一种新的思路，通过扫描电镜、显微镜观察以及利用X射线衍射仪和能谱分析技术对硅质岩进行微组构鉴定，发现了海绵骨针和放射虫化石，证明了微生物作用在硅质岩成岩过程中的重要性。董存杰等通过对硅质岩的矿物流体包裹体进行观测，发现硅质岩中的原生包裹具有岩浆热液流体包裹体的特点，从而判断其为热液成因；崔春龙等研究了硅质岩的高能阴极发光情况，发现自生或重结晶硅质岩发光明显，其发光强弱及特征与其中的Fe、Ni、Co和Cr、Mn、REE质量分数有直接关系，但是因为硅质岩自身发光能力弱，致使其阴极发光特点未能得到进一步解释；曹秋香等对浙江江山二叠纪硅质岩进行了阴极发光特征研究，发现该硅质岩属于交代成因，其原岩可能是生物碎屑灰岩。总的来看，采用多学科交叉开展硅质岩研究已成为新的趋势，跳出了传统岩相学的框架，通过对保存在硅质岩内多元信息的提取，拓展了研究领域。我国硅质岩研究目前主要包括2个方面：①结合造山带、古生物学、沉积学、地球化学等探讨硅质岩的沉积环境、成因沉积模式在构造中的指示意义。因硅质岩能够较好地反映地质演化过程，同时响应整个构造带的演化，在我国的滇西三江地区、秦岭、雅鲁藏布江缝合带、钦杭结合带(位于华夏陆块和扬子克拉通之间并经历了复杂的开合演化过程)，通过硅质建造来探寻古、中特提斯洋的形成环境、演化历程；②结合矿床研究探讨硅质岩含矿建造的成因模式，ZHOU等对粤西河台金矿田矿源岩中震旦系顶部硅质岩古水剖面进行了岩石学分析，认为其地球化学特征显示的古水层状硅质岩建造系热水沉积产物。此外，大陆边缘盆地硅质岩的古构造、古地理、古气候也得到了深入研究，以华南巢湖地区孤峰组硅质岩为例，其岩石学、古生物学和地球化学特征对硅质岩成因进行了较好的限定[65]。在此基础上，YAO等利用天文旋回地层学理论建立了孤峰组硅质岩-泥岩厘米级韵律层的古气候驱动模型，发现硅质岩-泥岩韵律层中赋存斜率旋回和岁差旋回，建立了长达4.7Ma的中二叠统硅质岩天文年代标尺。2

硅质岩岩石学特征硅质岩颜色多样，随杂质而异，常呈灰色、黑色、灰黑色，也有灰绿色、灰白色等，岩性硬而脆，物理化学性质稳定，不易风化，具有非晶质结构、隐-微晶质结构、生物结构、鲕粒结构、交代结构、碎屑结构等，条带状、团块状、结核状、层状、透镜状构造。其矿物组成相对简单，多以非晶质的蛋白石、隐晶-微晶质的玉髓、细粒α-石英为主，蛋白石极其不稳定，在中-新生代硅质岩中易脱水、重结晶形成隐晶石英。玉髓为纤维状的SiO2矿物，脱水重结晶后转化为微晶石英。硅质岩中的石英均为自生石英，绝大部分由玉髓、蛋白石重结晶而成。硅质岩绝大部分由硅质矿物组成，在与其他岩石呈互层的硅质岩中，其他矿物含量会稍高一些，如：与碳酸盐互层的硅质岩中，含有一定量的碳酸盐；硅质岩铁建造中的硅质岩常含磁铁矿、赤铁矿、黄铁矿等；与页岩互层的硅质岩中含有一些黏土矿物和其他杂物。刘新宇等将扬子地区二叠系栖霞组结核状硅质岩的矿物分为两类：硅质和非硅质矿物；硅质矿物又分为等粒状石英(微石英和粗晶石英)、纤维状石英(负延性玉髓和正延性玉髓)，而非硅质矿物包括白云石和方解石，其他组分包括不同程度硅化的生物碎屑等。硅质岩中方解石、自生石英中的流体包裹体隐藏着重要的地质信息。侯满堂等分别测出了石英包裹体的气相和液相化学成分、均一温度，对方解石包裹体激光拉曼光谱特征进行了成分分析，结果表明，硅质岩中包裹体信息可恢复当时沉积阶段的古海洋环境。阴极发光是进行硅质岩晶格缺陷、矿物成分、结晶度等研究的有效方法，根据硅质岩阴极发光特征、发光机理条件、发光规律等可探索硅质岩的地层归属、原生与次生、沉积环境、成因模式等关键科学问题。硅质岩矿物组成相对不复杂，激光拉曼光谱、流体包裹体、扫描电镜、阴极发光等新技术的综合应用有利于对硅质岩中重要的古地理、古环境等信息的提取。3

硅质岩沉积与成岩作用不同学者对硅质岩的成因及沉积环境有着不同的解释。KNAUTH探究了淡水-海水混合对碳酸盐岩中结核状燧石的影响程度；MALIVA等研究发现层状硅质岩的硅质呈均匀分散，受地层非均质性影响，结核状硅质岩硅质呈不均匀分散；杨瑞东研究发现不同类型硅质岩的成因模式、沉积环境的pH、hE(氧化还原电位)、盐度特征值各异，不同类型的硅质岩在形成机理上存在差异；周新平等研究发现结核状燧石的硅质分异发生于成岩早期或晚期，沉积时期在碳酸盐岩沉积物中的硅质呈均匀分散。硅质岩的成岩作用为由无序到有序状态转变的过程，正延性玉髓、微石英、白云石、负延性玉髓在早期成岩作用下形成，方解石在晚期成岩作用下形成，粗晶石英的形成过程则具有多期性。MURRAY等研究发现仅有特定的少量常量、微量、稀土元素可揭示硅质岩的成因沉积模式，大部分元素均被硅质岩成岩作用改造。因在SiO2的晶格结构形成过程中，与硅质岩同时沉积的有机质、常量、微量、稀土元素等会被除去，这对推断硅质岩形成过程中的地球化学背景不利[71]。成岩过程对稀土元素产生的影响表现为REE增加、Eu异常有变化、中稀土元素增加、Ce负异常程度减小，使得硅质岩稀土元素呈现Ce与Eu异常有一定相关性，与(Dy/Sm)N呈负相关、∑REE呈正相关的规律。硅质岩Ce异常与Eu异常无相关性、与∑REE相关性不显著，稀土元素才能更好地反映硅质岩成因、沉积环境、岩相古地理特征等地质信息。明确成岩过程对硅质岩矿物组构的改造，是运用元素地球化学手段揭示硅质岩成因沉积模式、还原当时沉积环境的前提，能够较好地避免地球化学元素研究的失真、多解。4

硅质岩地球化学特征硅质主要来源于硅质生物、热液活动、富硅的岩石碎屑和上升流带来的硅质等，而现代海水中80%的溶解态硅来源于河流输入，其他来源于大气、海底热烟囱、海底玄武岩风化等。硅质岩成因研究实际上就是要确定其硅质来源，而关于硅质岩的成因在地学界一直存在争议，有多种观点，大致可归纳为3类：①正常生物沉积的硅质岩；②交代页岩、砂岩、灰岩后形成的硅质岩；③海底火山作用和热水沉积的硅质岩。还有很多区域的硅质岩属于混合成因或过渡型成因类型，如：皖区巢湖平顶山的二叠系孤峰组硅质岩主要以生物沉积为主，但也受到火山活动的影响；北大巴山镇坪地区的早寒武世硅质岩是生物沉积及热水沉积共同作用的结果，属混合沉积成因。大多数学者认为前寒武纪硅质岩的成因与热水活动有关，而古生代以来的硅质岩是由硅质生物沉积的。早期不少学者也研究了古生代以来的海底热水成因的硅质岩，如加利福尼亚侏罗-白垩纪硅质岩、DSDP(深海钻样项目)在北太平洋采集了白垩纪硅质岩及中国华南泥盆纪硅质岩等，这些与热水活动有关的硅质岩研究对于研究其所在沉积盆地的构造演化具有重要的指示意义。不同成因类型的硅质岩由于物质来源、构造背景及沉积环境的差异，其地球化学特征也显著不同，这是通过化学元素分析判断硅质岩成因模式、沉积环境的前提，目前分析硅质岩地球化学元素的方法主要用于分析常量元素、微量元素、稀土元素、硅氧同位素等。成因或沉积环境不同的硅质岩其地球化学特征也有很大差异，这给研究者提供了判别硅质岩成因及沉积环境的途径。4.1常量元素特征硅质岩的成岩作用过程可能会造成SiO2含量的变化，但Al、Fe、Ti很少受后期成岩作用的影响，因此可用其示踪硅质来源和硅质岩成因。Ti、Al的相对富集与陆源物质的介入不无关系，而Mn、Fe的富集与热水沉积作用有关。BOSTRÖM等通过对现代海洋沉积物的分析表明：Al/(Al+Fe+Mn)值是衡量硅质岩热液组分输入占比的判别标准，一般纯生物沉积其值为0.6，而纯热水沉积为0.01、热水沉积小于0.4、纯生物沉积大于0.4。Al/(Al+Fe+Mn)值伴随热水沉积物参与程度的增大而变小，其由纯生物成因向纯热水成因缓慢过渡。Al-Fe-Mn图解(见图1)

可用于判别硅质岩成因模式。图1

硅质岩Al-Fe-Mn图解

Fig.1Al-Fe-Mn

diagram

of

siliceous

rockAl/(Al+Fe+Mn)值不仅能判别硅质岩成因，还能反映其沉积环境：当其为0.00815时，代表洋中脊；当其为0.619时，代表大陆边缘；当其为0.319时，代表深海盆地。MURRAY认为Ti、Al可作为陆源碎屑的输入程度因子，而Fe在洋中脊的金属热液沉积富集可用于反映热液的参与程度，大洋中脊附近的硅质岩中Al2O3/TiO2值一般大于50。对全球不同沉积背景、不同时代地区的49个硅质岩地球化学元素特征的研究表明：Al2O3/(Al2O3+Fe2O3)值可用于判别硅质岩的沉积环境，对于深海盆地与洋中脊的硅质岩，该值分别为0.4～0.9和小于0.4；而对于大陆边缘硅质岩，该值为0.5～0.9。Al2O3/(100-SiO2)-Fe2O3/(100-SiO2)、100×(Al2O3/SiO2)-100×(Fe2O3/SiO2)、Al2O3/(Al2O3+Fe2O3)-Fe2O3/TiO2等主量元素图解对判别硅质岩沉积环境具有一定的指示意义。Si/(Si+Al+Fe)值也能判别硅质岩成因模式，对于正常生物沉积的硅质岩，该值大于0.9。BOSTRÖM等研究得出(Fe+Mn)/Ti、Fe/Ti、Al/(Al+Fe+Mn)值分别为>20±5、>20、<0.35，可判别此硅质岩是热水成因沉积模式。Na2O、K2O、P2O5、Al2O3、Fe2O3一般也可用于判别硅质岩的成因模式，富含Na为热水参与的典型标志，正常生物沉积硅质岩的K2O/Na2O值远大于1，受海底火山活动影响的硅质岩K2O/Na2O值小于1。正常生物沉积的硅质岩P2O5含量较高，MgO、TiO2含量较低，而与火山喷发相关的热水成因模式的硅质岩中P2O5、K2O含量低，TiO2含量较高。此外，由于TiO2多与陆源物质的输入有关，而MnO一般来源于大洋深部，所以MnO/TiO2也是用于反映硅质岩沉积环境的重要指标之一，SUGISAKI等认为MnO的含量可指示硅质岩所受热液活动的影响程度，TiO2含量可指示陆源碎屑物质的输入程度，因此可用MnO/TiO2来反映硅质岩的沉积环境，大洋深部硅质岩MnO/TiO2一般大于0.5，大陆边缘沉积的硅质岩MnO/TiO2一般小于0.5。4.2微量元素特征Ga、Ba、As、B、U、Sb等元素特征是划分硅质岩热水或正常水沉积的指标之一。与正常水相比，热水沉积硅质岩中Ga、Ba、As、B、U、Sb微量元素含量较高，这是判别热水成因模式的方法之一，尤其是Ba在硅质岩中的含量常用于判别硅质岩的成因，热水沉积成因的硅质岩中的Ba含量与SiO2含量成正比。正常海水富集Th，而海底热水中富集U；因正常海水的沉积速率较慢，沉积物能从海水中吸收Th，造成Th相对富集、U相对不富集，且在氧化环境中Th含量高于U含量；但在海底热水中，由于喷流的热水具有强还原性，致使Th含量低于U含量，故U/Th可用来指示热水沉积成因和硅质岩沉积物源的关系，即非热水沉积硅质岩U/Th小于1；而海底热水沉积速率相对较快，沉积物较少从海水中吸收Th，致使热水沉积物中缺乏Th、U的相对富集，即热水沉积硅质岩U/Th>1。李献华研究发现：深海盆地硅质岩的V质量分数约为38μg/g，Ti/V约为25；洋中脊硅质岩的V质量分数约为42μg/g，Ti/V约为7；大陆边缘硅质岩的V质量分数约为20μg/g，Ti/V约为40。正常生物沉积硅质岩的Cr含量与K、Rb、Zr、Ti、Mg含量呈正相关，而热水沉积硅质岩的Cr含量与K、Rb、Zr、Ti、Mg含量不相关或无明显的相关性。正常生物沉积硅质岩的Ba/Sr一般小于1，而现代热水沉积硅质岩的Ba/Sr大于1，且Ba/Sr与受热水影响程度呈正相关。也可结合主量、微量元素特征判别硅质岩是否为热水成因，如Ni、Mn、Cu、Co、Fe含量组合特征。CRERAR等研究发现正常水、热水沉积物的元素组合在Fe-Mn-(Cu+Ni+Co)×10三角图(见图2)中存在较显著的集中区，在Fe-Mn底线附近集中的大多是热水沉积物，故热水沉积物富Fe、Mn，贫Cu、Ni、Co。彭军等对扬子板块震旦统热水沉积成因硅质岩的分析就是采用此图判别的。图2

硅质岩Fe-Mn-(Cu+Ni+Co)×10的三角图

Fig.2Triangular

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Fe-Mn-(Cu+Ni+Co)×10

of

siliceous

rock4.3稀土元素特征不同成因类型硅质岩含有不等量的REE，其来源主要有3种：从海水中吸收、陆源物质、海底热液物质。REE在硅质岩成岩前后几乎无变化，故硅质岩的REE特征也是判别其成因模式的指标之一，可用其区分正常生物、热水沉积。FLEET研究发现：正常生物沉积硅质岩Ce正异常，∑REE偏高，HREE(重稀土)相对不富集；而热液活动沉积区硅质岩的Ce负异常，∑REE偏低，相对富集HREE。北美页岩标准化也可用于判别硅质岩成因模式，正常生物沉积硅质岩REE配分曲线呈平缓右倾趋势，而热水沉积硅质岩REE配分曲线呈平缓左倾趋势。Eu异常也可作为判别硅质岩热水活动的证据，MICHARD研究发现，热液活动可以使大洋中脊附近沉积物REE出现明显的Eu异常，最大值可以超过10。热液成因模式硅质岩的∑REE/Fe值可随与热液活动中心距离的加大而变大，假定距热源活动中心距离保持不变，∑REE/Fe值的高低可以反映热液活动的程度大小。硅质岩北美页岩标准化和粒陨石标准化的REE配分模式不仅是判别其成因的重要标志，还可以判别其沉积环境。OWEN等研究发现，Eu轻微负异常或无明显异常的平坦谱型指示大陆边缘沉积，形成于大陆边缘的硅质岩的REE配分模式具有Eu负异常的强烈右倾趋势。硅质岩的REE反映了所吸附海水的REE，包括海水、陆源物质的REE，利用Ce/Ce*在判别其成因模式的同时，还能判别其沉积环境。大陆边缘的REE是所吸附海水中的或陆源物质中的REE，而在洋盆中的REE为海水中的REE，从大陆来的陆源物质和水不存在LREE(轻稀土)和HREE分异，呈显著的Ce正异常。而在洋盆中出现了Ce负异常，因在海水中三价Ce离子很快被氧化成溶解度小的四价Ce离子，而四价Ce离子很容易被有机物微粒、铁氢氧化物、结核吸附，致使海水中剩余溶解态的四价Ce离子相对于其他元素出现亏损，呈Ce负异常，沉积环境、沉积速率、氧化还原环境、海水中Ce含量都会影响海盆沉积物的Ce异常。MURRAY等对加利福尼亚的硅质岩La、Ce异常的分析结果表明，可结合LaN/CeN、Ce/Ce*判别硅质岩的沉积环境，深海盆地的硅质岩Ce/Ce*约为0.50～0.76，均值0.60，LaN/CeN约为2～3；洋中脊附近的硅质岩Ce/Ce*约为0.22～0.38，均值0.30，LaN/CeN约为3.5；大陆边缘的硅质岩Ce/Ce*约为0.67～1.35，均值1.09，LaN/CeN约为1。大陆边缘硅质岩由于陆源碎屑物质的加入而富集LREE，而洋中脊附近的硅质岩因为受到热液活动的影响而导致明显亏损LREE，洋盆硅质岩因为继承了海水的元素特征而富集HREE，故硅质岩的LREE也可用于判别其沉积环境；在洋中脊和洋盆附近一般表现为明显亏损，而在大陆边缘一般表现出弱富集现象。通常用LaN/YbN反映硅质岩HREE和LREE的关系，洋中脊附近的硅质岩LaN/YbN均值一般仅为0.3左右，大陆边缘硅质岩的LaN/YbN均值一般为1.1～1.4，洋盆硅质岩的LaN/YbN均值在二者之间[2]。4.4硅氧同位素特征因硅同位素自然变化小、分析精度低、测定难度大等特点，国内利用硅同位素分析硅质岩的研究较少。自宋天锐等通过SiF4测试分析了硅同位素分析精度后，我国的硅同位素分析技术才开始缓慢发展。硅质岩δ30Si值研究成果表明，在不同的沉积环境中δ30Si值变化呈现一定的规律性，浅海→半深海→深海沉积的δ30Si值呈1.3→0.4→0.16的减小趋势，同时宋天锐等还提出了典型浅海、半深海、滨海的陆壳型和代表深海的洋壳型两种硅同位素类型，故硅质岩硅同位素值也可用于判识其沉积成因模式与沉积环境。DOUTHITT研究发现，不同沉积成因类型的硅质岩具有不同的δ30Si值，热水成因的硅质岩δ30Si值在-0.15%～0.08%，生物成因的硅质岩δ30Si值在-0.11%～0.17%，而交代成因的硅质岩δ30Si值在0.24%～0.34%；如寒武系塔里木盆地硅质岩δ30Si值在0.10%～0.38%，说明其为交代成。硅质岩具有较强的抗同位素交换能力，在不同地质背景下的O同位素的交换能力较弱，故除Si同位素外，O同位素对硅质岩的成因沉积模式也有重要的指示作用。不同成因沉积模式的石英，其δ18O组成不同：变质成因的石英δ18O值在1.12%～1.64%；火成岩成因的石英δ18O值在0.83%～1.12%；热泉华石英的δ18O值在1.22%～2.36%；现代海滩石英砂δ18O值在1.03%～1.25%；沉积成岩的石英δ18O值在1.3%～3.6%；在沉积成岩中因为石英重结晶转换为嵌晶石英，其δ18O值在1.93%～2.18%。利用硅质岩抗同位素交换能力较强的特点，可依据KNAUTH等研究得到的硅质岩O同位素地质温度计算公式1000lnα硅质岩-海水=3.09×106T-2-3.29来测算硅质岩形成的古温度，并与同