第十章自生沉積巖類

(Authigenicrocks)與它生沉積巖類相反，自生沉積巖類的沉積物直接形成于盆地內部。沉積物補給來源太平洋第一節、碳酸鹽巖碳酸鹽巖(carbonaterock)：一種碳酸鹽類礦物含量超過50%的沉積巖，主要礦物成分是方解石、白云石、鐵白云石，混入的礦物有石英、云母、長石、及各種重礦物和粘土。碳酸巖(carbonatite)：由碳酸鹽礦物（方解石、白云石、菱鎂礦等碳酸鹽礦物占80%以上）酸組成的火成巖。在碳酸巖中，次要礦物種類很多，數量不等，常見的有輝石、金云母、黑云母、磷灰石、鈦鐵礦、微斜長石、霞石、黑榴石以及含稀有、稀土元素的礦物（如燒綠石、氟碳鈰礦等）。中粗粒結構，塊狀構造，常形成超基性巖-堿性巖-碳酸巖組合。灰巖與白云巖自生碳酸鹽礦物含量超過50%的沉積巖稱碳酸鹽巖，自生碳酸鹽礦物中若一半以上為方解石稱石灰巖或簡稱灰巖，若一半以上為白云石稱白云巖或簡稱云巖。就體積而言，碳酸鹽巖估計只占所有沉積巖的4%左右，但在大陸地表的沉積巖中它卻可占10-35%（Blatt,1970;Folk,1974），僅次于泥質巖（包括粉砂巖）而和砂巖不相上下，是最常見、也是最重要的一類自生沉積巖。碳酸鹽巖的絕大部分都沉積在溫暖氣候帶的海水環境中，少數沉積在溫暖的湖泊內，它們都是化學、生物或復合沉積作用的產物。現在的大西洋、印度洋和南太平洋中的大片區域都被碳酸鹽沉積物覆蓋著。碳酸鹽巖是第二大生油巖和產油巖，它蘊藏著世界近一半的石油，是生產石灰、水泥等的主要原料，也可直接用于建筑、墊鋪鐵軌的石料。在化學、鋼鐵工業中也有廣泛用途。為什么？

碳酸鹽巖的絕大部分都沉積在溫暖氣候帶的海水環境中CaCO3+CO2+H2OCa2++2HCO3—一、石灰巖的一般特征1、野外宏觀特征幾乎所有石灰巖都是帶有區域性的穩定層狀，尤其是海成石灰巖，有時可連續分布達數省范圍，也可與凈砂巖互層。湖成石灰巖規模一般不大，且多夾在泥質巖或細碎屑巖之間或在這類巖石中以條帶狀出現。2、顏色與層理構造巖石可為灰白、灰、灰黑或紫紅等色，沉積構造類型不如砂巖或細碎屑巖豐富，除水平層理相對常見外，其它紋層狀層理（如交錯層理）較少見于顆粒性巖石中，在風暴或濁流等再沉積石灰巖中也有粒序層理出現，而更多見的只是塊狀層理。3、其它構造疊層構造和鳥眼構造可發育在特定石灰巖中。其它沉積構造有泥裂、生痕、生物擾動、結核、縫合線等，特別是蟲孔、生物擾動、硅質（燧石）結核和縫合線很常見。4、石灰巖的構成與成巖作用許多石灰巖幾乎由純的方解石構成，其它成分的總含量常在5%以下，其中較為常見的是粘土礦物、石英粉砂、鐵質微粒、海綠石、有機質等。在與砂巖過渡的灰巖中可含較多陸源碎屑，白云石化也可使白云石含量增加。石灰巖的結構以泥晶結構和各種顆粒結構為主，在生物礁、生物丘或生物層中則為特殊的生物骨架結構、粘結結構或障積結構。鐘乳石、石灰華等次要巖石或一般石灰巖受重結晶改造可呈結晶結構。不太強的白云石化或硅化也可使原結構疊加上交代結構。石灰巖的固結與陸源碎屑巖類似，也以壓實和膠結為主，但溶蝕、交代和重結晶等作用則比陸源碎屑巖常見。二．石灰巖的分類命名1、按礦物成分劃分石灰巖中除方解石（含量＞50%）以外的其它成分超過5%時可采用這種劃分法。以含白云石或砂級陸源碎屑為例，其巖石類型見圖16-1。從圖中可以看出，這種劃分所使用的數量界線和命名方法與圖15-4和圖15-3最下面的一種劃分是一樣的。實際上，這種劃分通常用在一種巖石向另一種巖石過渡的情況下而不論相互過渡的是哪兩種巖石。這種劃分稱為三級劃分，其中5%這個界線在歐美國家也有用10%的。需要注意的是，劃分時各界線含量不是指相關成分在整個巖石中的含量，而是指兩種相互過渡成分之間的相對含量。2、按結構特征劃分石灰巖的結構最能反映石灰巖的成因，按結構特征劃分理所當然地成了當今主要的石灰巖劃分方法而被譽為“現代石灰巖分類”。但石灰巖的結構特征涉及到許多方面，不同人強調的側面可以有很大不同，再加上多少有些人為色彩（如含量界線、巖石名稱擬定等），因而已經提出的劃分方案非常多，雖然它們各有特色，但大多是在先面世方案的基礎上或啟發下修改而成的，常常都有些親緣關系。自Folk（1959）提出他的具劃時代意義的方案至今，絕大多數方案已在實踐中被擱置起來，成為石灰巖研究的歷史見證。分類方案①各英文名為原分類使用的名稱②“基質支撐”之下兩種巖石之間的顆粒含量界線在原分類中是10%③“沉積組分被粘結”中的生物骨架灰巖（Framestone）、粘結灰巖（Bindstone）和障積灰巖（Bafflestone）按EmbryandKlovan（1971）增補，其中的粘結灰巖包括疊層石灰巖（Stromatoliticlimestone），但最好將有疊層構造的粘結灰巖獨立出來稱疊層石灰巖。特別申明原始或新鮮的泥晶大致在4μ以下，但在沉積后不久就可重結晶成微亮晶（4-10μ左右），以后還經常重結晶得更粗一些。如果將泥晶限定在原始泥晶的范圍，那勢必會給巖石分類命名造成額外麻煩，所以在Folk之后提出的分類都把泥晶粒度的上限提高到了最細小膠結物亮晶的粒度下限。本教材取30μ，不到30μ者仍稱泥晶，超過30μ者稱亮晶。在實際工作中或在某些場合還常常使用一些泛稱，如生物碎屑灰巖、礫屑（竹葉狀）灰巖、鮞粒灰巖等等。這些灰巖并無嚴格的顆粒含量、支撐類型、泥晶、亮晶等的限制，但概括性也更強一些。三．石灰巖研究及成因分析由于一般石灰巖幾乎全由方解石構成，所以石灰巖鑒定的主要目的是揭示巖石的結構，其中包括顆粒類型、大小的均勻程度、泥晶基質、支撐特征以及壓實（壓溶）、膠結、溶蝕、交代、重結晶等。石灰巖經常有白云石化現象（形成交代結構）。但僅憑一般光性特點卻很難將白云石與方解石區分開。為解決這一問題，現在石灰巖（和白云巖）的常規鑒定都使用染色薄片。最常用的染色劑是茜素紅—S（它是磨片室或實驗室的常備試劑），它可使方解石染成紅色或紫紅色，卻對白云石（和石英、石膏等）不起作用。這種差異染色效果可使很微弱的白云石化也變得清晰。在陸源碎屑巖研究中不止一次提到這些巖石的沉積環境解釋在很大程度上要依賴沉積序列的發育特點，這種情況在石灰巖中卻常常要顛倒過來，即石灰巖沉積序列所代表的沉積環境常常要靠石灰巖沉積條件分析才能被確立。之所以會這樣，主要是因為陸源碎屑巖受盆地邊界條件（包括母巖、盆地所在構造部位等）影響很大，而具體的環境條件對巖石的影響往往只處于從屬地位。石灰巖則不然，它并不與特定邊界條件發生直接聯系而是由具體沉積環境“自生”出來的，只對環境條件的變化反應敏感。因此，在環境研究中，石灰巖就具有某種“先天”優勢。1、石灰巖與陸源碎屑巖對環境響應的差別研究石灰巖的沉積環境除可憑借特殊沉積構造（如疊層構造、鳥眼構造、泥裂等）外，主要是圍繞顆粒和泥晶進行的。巖石中泥晶的多少，或者顆粒和泥晶的含量之比（稱粒基比，顆粒中不包括團粒、粉屑，但可包括陸源砂）是衡量環境水動力條件的首要指標，就是說，即使巖石中的顆粒只有在高能條件下才能形成（如同心鮞）或明顯帶有被高能條件改造過的痕跡（如破碎比較強的生屑），只要巖石還同時含有較多泥晶，該巖石就只能是較低能環境的沉積產物。相反，若巖石缺少泥晶，顆粒只被亮晶膠結，那么無論顆粒自身有何特點都可將其看成是高能或淘洗作用較強的作用結果。沉積環境研究內容低能環境：

水深過大的環境：主要是正常浪基面以下的陸架及陸坡、海盆內部等，這里海水常年安靜，即使偶有風暴流或濁流活動也因沒有淘洗而成為泥晶的重要聚集地。水深過小的濱海環境。在海底坡度很平緩的濱海地帶，波浪或潮汐因受底部摩擦，其作用強度會向著陸地方向減弱，所以這里的潮下帶上部、潮間帶和潮上帶都是低能的（稱潮坪環境），沉積或保留的泥晶也很多，還常有藻疊層發育。某些背風、低凹、瀉湖或海水活動受到限制的部位，這些部位常常以某個高能環境作為自己的屏障或完全被高能環境所環繞，例如礁后，水下隆起（臺地、灘壩等等）的向陸一側或環礁頂部的瀉湖、臺地內部的局部低地等等。2、低能環境與高能環境典型高能環境主要是在開放水域中或向著開放水域的較淺水環境，如礁前或對稱礁翼的淺部，臺地、灘壩的頂部，濱海潮下帶或還包括部分潮間帶等等。低能潮間帶中的潮汐水道（成股潮水流動的通道）一般也是高能的。有一點要注意，正常浪基面的最大深度約為幾十米并不是說淺于幾十米的海水環境就是高能環境。實際上，在大多數時間內，浪基面的深度只有幾米到十幾米，所以真正的高能環境只在這個深度以內，即濱海潮下帶，而超過這個深度的外海（即濱外）環境仍為低能。從總的情況看，海洋中的低能環境要比高能環境廣泛得多，所以泥晶灰巖或含有泥晶的顆粒灰巖也就比不含泥晶的顆粒灰巖常見得多。高能環境低能環境和高能環境都有許多類型，進一步區分這些環境需結合泥晶（或顆粒）相對含量、顆粒自身特點以及沉積構造等作綜合分析，其中的生物碎屑特別重要，常常是通過顯微沉積特征作沉積環境分析的主要研究對象。低能與高能環境的特征幾乎全由泥晶構成，僅含零星細小生屑，可鑒定生屑為自形厚壁有孔蟲，它形雙殼和介形蟲等，均為淺海底棲種類。這說明沉積環境能量很低，也不適宜生物生存。生屑帶有明顯搬運、分選特點，所以最有可能的沉積環境是瀉湖中的較深水區。（如果生屑含量稍多，自形到它形混雜也可能為陸坡上部環境；或者生屑都是浮游或深海底棲生物，則可能為CCD以上深海環境）。泥晶灰巖（圖16-2-1）巖石為含泥顆粒支撐，生屑以腕足、介形蟲和海百合為主，多半自形到它形，粒度主要在中細砂級范圍，分選好。富含泥晶說明是低能環境，但生屑物理改造較強，又帶有高能作用的特點，故生屑不是沉積環境的原地類型。推測沉積環境為毗鄰高能生物灘的凹地，生屑是從生物灘上搬運進來的。泥晶生屑顆粒灰巖（圖16-2-2）巖石為含泥顆粒支撐，生屑以正常鹽度的頭足、海百合為主，自形到半自形，粒度細到粗砂級，分選中等到差，磨蝕微弱，排列雜亂。生屑未經太強物理改造說明基本為原地生物，這與較多泥晶顯示的低能條件吻合，為較典型的濱外正常海水環境。泥晶生屑顆粒灰巖（圖16-2-3）巖石為無泥顆粒支撐，亮晶膠結。生屑以有孔蟲、粗枝藻為主，少量海百合和腕足。有孔蟲自形或半自形；粗枝藻、海百合它形。粒度多為中細砂級，分選好。巖石不含泥晶和高分選都說明沉積環境為高能或淘洗較強，可解釋為淺水高能灘環境。也可能為潮汐水道環境，（這時可能還會發育交錯層理）。生屑顆粒灰巖（圖16-2-4）共生相標志顯微沉積特征分析又稱微相分析，是研究石灰巖成因的重要途徑。但許多時候分析并不能給出確切的環境解釋，只能縮小環境解釋的可能范圍。因此，在實際工作中，也要考慮與研究巖石連續沉積的下伏或上覆巖石的環境特征。連續沉積的上下兩種巖石的沉積環境在水平方向上也是連續的。這種可作為共生巖石沉積環境標志的特定環境中的沉積產物稱為共生相標志（Syngeneticfaciesindicator）。白云巖是碳酸鹽巖中的另一大類巖石，可單獨產出，也可與石灰巖或砂巖等共生，或者在石灰巖中以斑塊、條帶形式存在。白云巖風化面常布滿方向雜亂的“刀砍紋”，沉積構造則與石灰巖相仿。除前寒武紀白云巖可含結構纖細的藻細胞痕跡化石外，寒武紀和以后的白云巖一般沒有化石，或者只有化石的假像。較純的白云巖多呈結晶結構，少數呈鮞粒、內碎屑或藻粘結結構而很像相當的石灰巖，有時則與石灰巖有明顯的交代關系，可在石灰巖和白云巖之間構成連續的過渡巖石系列。四、白云巖及其成因由于現代海水不能直接沉淀白云石，在常溫常壓條件下也不能人工合成出白云石來，所以人們普遍認為至少寒武紀以后的白云巖主要是碳酸鹽沉積物或石灰巖的白云石化產物。但對前寒武紀和某些以后形成的白云巖（或白云石）以及在某些高鹽瀉湖中沉積的白云石的成因卻有絕然不同的看法，有人認為是直接的化學沉淀（包括生物化學），也有人認為是剛剛沉淀的文石立即就被交代或沉積后才被交代的。這就引出了“沉淀白云巖”、“交代白云巖”和“原生白云巖”、“次生白云巖”的爭議。在沉積學中，這個問題被稱為“白云巖問題”。現在這個問題還沒有完全解決，即使在交代成因的白云巖中，按交代時間的早晚也有不同的成因性巖石名稱，如同生（交代）白云巖、準同生（交代）白云巖、成巖（交代）白云巖等。有人把同生或準同生（交代）白云巖歸于原生白云巖范疇，將淺埋成巖階段交代的白云巖稱成巖（交代）白云巖，而將沉積物固結之后才交代形成的白云巖稱次生或后生（交代）白云巖。1、“白云巖問題”白云石化的主要作用對象是文石、方解石等貧鎂或無鎂的CaCO3礦物，因此交代時必須要有充足Mg2+的供應（同時排除部分Ca2+），已經提出的白云石化機理和模式都可看成是對這個基本要求所作的理論解釋。2、白云石化的主要機理模式在高溫條件下受高鹽，高鎂鈣比（Mg/Ca）和高pH值的濃縮海水作用所實現的白云石化，其中最重要的模式是毛細管濃縮（Capillaryconcentration）模式（FriedmanandSanders,1967），或稱蒸發泵吸（Evaporativepumping）模式（圖16-3）。其白云石化機理過程是，在高溫氣候背景中，潮上帶表層CaCO3沉積物，因急劇蒸發而脫水，緊鄰的海水通過松散沉積物的毛細作用不斷向這里運移補充并在這里被濃縮，文石和石膏先后晶出，Ca2+被大量消耗，剩余孔隙水的Mg/Ca比隨之增高，結果就使表層沉積物被白云石化。由于這時的作用還是沉積物與海水的作用，只是該海水是稍稍離開了環境的海水，故被稱為準同生（Penecontemporaneous）作用，所形成的白云巖也被稱為準同生白云巖。這種白云巖在現在波斯灣西海岸的潮上帶被最后確立，那里是一片荒蕪的鹽坪地區，其孔隙水的平均溫度達30°以上，鹽度是正常海水的5-8倍，Mg/Ca常大于10，pH值則在9以上，當地阿拉伯人稱之為薩勃哈（Shbkha）。(1)高鹽水（濃縮海水）白云石化機理模式現在“薩勃哈”已成為潮上鹽坪的代名詞被廣泛使用。這種白云石化模式也被稱為薩勃哈模式。在古代，典型薩勃哈白云巖的鑒別標志是具淺紅或淺黃等氧化色，薄層狀，有時有干裂，均勻的泥晶或極細晶結構，含石膏或其假晶，無化石（圖16-4）。另外，由于反應進行太快，所形成的白云石有序度不高，主要是富鈣白云石。(1)高鹽水（濃縮海水）白云石化機理模式最早由Badiozamani（1973）在研究美國威斯康星州中奧陶統白云巖時提出。他首先用實驗方法證明，含5-30%左右海水的海淡混合水對白云石過飽和而對方解石不飽和，所以，當這種混合水作用于方解石時就會引起白云石化。他用海洋中隆升島的形式示意性地表示了這種白云巖的形成模式（圖16-5）。(2)混合水（Mixedwater）機理模式實際上，海水和淡水混合還可以有許多種模式，單就混合水作用時原沉積物所處成巖階段而言就有同生混合（如瀉湖海水與大氣降水或高水頭地下淡水混合）、準同生混合（如潮間或潮上帶孔隙海水與大氣降水混合）和成巖混合（如在被埋藏但尚未完全固結、沉積物內由潛流地下淡水與潛流海水混合）等，圖16-5所示的混合只是成巖混合中的一種可能。正是由于混合水出現的廣泛性使得用混合水機理解釋古代白云巖也很廣泛。(2)混合水（Mixedwater）機理模式在混合水中交代形成的白云巖稱混合水白云巖（Doragdolostone），它具有以下特征：巖石一般不具氧化色（可呈灰白、灰、深灰等色），層厚不定（薄層到塊狀層），白云石化強度向著相鄰石灰巖減弱；強交代常形成細—極細晶結構，相對較弱的交代可保留一些原石灰巖的殘余；有時交代不均勻，強交代部位可受原石灰巖沉積結構或原生沉積構造的控制（大多泥晶基質交代更強，有時自生顆粒交代更強）；白云石晶體常有由雜質顯示的霧心或環帶，這可看成是混合水鹽度高低變化的反映（圖16-6）。晶體有序度較高。(2)混合水（Mixedwater）機理模式圖16-6左為細晶白云巖，具細晶結構或鑲嵌菱面體結構，白云石晶體普遍有霧心。右為殘余生屑含灰細晶白云巖，白云石晶體大小不均勻，較大晶體有霧心。原巖可能為泥晶生屑顆粒灰巖或生屑顆粒泥晶灰巖，泥晶基質已全部被交代，可能有部分生屑也已被交代。安徽淮南寒武紀，單偏光，視域直徑2.5mm已提出的其它白云石化模式還有高鹽水滲透回流模式（高度濃縮的瀉湖海水順底部松散沉積物向廣海方向滲透回流使途經的沉積物白云石化）（戴菲斯等，1965）、調整模式（上部層位鎂方解石被淡水溶解后提高了孔隙水的鎂鈣比而使下部層位白云石化）（GoodellandGarman,1969）和海水白云石化模式（交代水溶液為較冷的或稍咸化的海水）(Saller,1984)等。上面這些模式都屬于早期成巖階段的白云石化模式，而有些古代白云巖則是在深埋條件下形成的（后生白云巖）。這類深埋成因的白云巖常出現在石灰巖中的斷層，褶曲軸部或構造裂隙系統中，有時也可在縫合線基礎上發展形成，與相鄰石灰巖呈突變接觸或漸變過渡，其交代水溶液主要是壓實水，深部地下水，也可能與上升的變質水或巖漿水有關。與早期成巖白云石化不同的是，深埋白云石化對交代水溶液Mg/Ca的要求會隨溫度的升高而降低，如在90℃時，只需Mg/Ca=1/4，190℃時，只需Mg/Ca=1/10（BlattandTracy,1995）。這意味著，深埋白云石化可能更容易發生。深埋白云巖均為結晶結構，大多還經歷過重結晶，白云石晶體常常比較粗大，有時為鐵白云石或鐵白云石與普通白云石構成環帶，氧化后呈褐色（圖16-7）或因晶格被破壞而溶解成菱面體鑄模孔。由于Fe3+不能進入碳酸鹽晶格，所以鐵白云石只能形成在還原條件，這與它的深埋成因顯然是聯系在一起的。2、白云石化的主要機理模式由于大多數白云巖為交代成因，所以一般只按巖石中白云石與方解石的相對含量作三級劃分。BissellandChilingar（1967）曾推薦過一個結合成分和結構的分類，Raymond（1993）只是在原石灰巖名稱前加上一個前綴來命名白云巖，如Dolomudstone，Dolowackestone等等，而對具結晶結構的白云巖則統稱結晶白云巖。考慮到實際需要和使用方便，這里在BissellandChilingar（1967）推薦分類的基礎上修改簡化，提出如表16-2的分類。給具體巖石命名可直接采用表內的名稱，也可將表中的“顆粒”按類型具體化或同時考慮白云石晶粒的大小，如殘余生屑灰質白云巖，殘余鮞粒狀含灰白云巖，殘余鮞狀含灰極細晶白云巖、陰影狀細晶白云巖、亮晶鮞粒白云巖等等。2、白云巖的分類命名白云巖分類太平洋中的環礁第二節、硅質巖自生硅質礦物含量超過50%的沉積巖稱硅質巖（Siliceousrocks）或硅巖（Slicastone），歐美國家或國際上則多統稱為燧石（Chert）。在數量上硅質巖雖然被排在沉積巖中的第四位，但較之砂巖、碳酸鹽巖等卻要少得多而且分布極不均勻。前寒武紀是硅質巖的產出高峰期。在北美、歐洲、非洲等地的古老地盾上由燧石和鐵質巖共同構成的巨厚燧石鐵建造（ChertyironFormation）至今仍大面積地完好保存著。大致從中元古的較早時期開始，硅質巖的數量明顯減少，除了某些造山帶以外，大多只是地層柱中的次要巖石類型。但是，硅質巖，特別是原生硅質巖的特殊成因卻使它具有重要的理論研究價值。硅質巖在工業上可作為研磨、耐火材料，其中的硅藻土或硅藻巖則是重要的沉積礦床，可廣泛用于漂白、凈化、隔音或作為填料等。一．硅質巖的一般特征主要的硅質巖均以穩定層狀產出，層厚一般不大（細—中層，少數厚層）。前寒武紀的硅質巖大多與鐵質巖互層，以后則多與碳酸鹽巖、頁巖或火山巖、火山碎屑巖互層或共生。次要卻更常見的硅質巖呈結核、條帶形式產在其它沉積巖內，尤其在碳酸鹽巖中比較普遍。層狀硅質巖的沉積構造較為簡單，多為塊狀層理，有時可見水平紋層，偶爾有交錯紋層、粒序層理或疊層構造。大多數硅質巖都很致密；硬度很大，可以為乳白、灰白、深灰、灰黑或紅、黃、綠等多種顏色。露頭上，差異風化常使它比共生巖石更為突出。1．硅質巖的物質構成硅質巖中的硅質礦物有三種，即蛋白石、玉髓和石英，但蛋白石較為少見，多出現在結核狀硅質巖中或以硅質生物硬體形式出現在層狀硅質巖中。硅質生物主要是硅藻、放射蟲和硅質海綿（常是它的骨針）。一般硅質巖幾乎全由硅質礦物構成，在某些結核狀或與其它巖石互層的層狀硅質巖內，其它礦物可能稍多一些并常與相鄰巖石的成分有關，如與頁巖互層的硅質巖可含一些粘土礦物和其它雜質（包括有機質），與碳酸鹽巖互層或產在碳酸鹽巖中的結核狀硅質巖可含一些碳酸鹽礦物，燧石鐵建造中的硅質巖常含赤鐵礦、磁鐵礦、黃鐵礦、菱鐵礦等等。2．硅質巖的結構特征絕大多數硅質巖都為結晶結構，少數層狀或條帶狀硅質巖為顆粒結構，顆粒常為生物硬體、鮞粒、內碎屑或團粒。有的層狀硅質巖幾乎全由生物硬體構成，習慣上也稱為具有生物結構。另外，發育疊層構造的硅質巖也可具有粘結結構。3．硅質巖的成巖變化硅質巖表現出的成巖變化主要是重結晶，它會使大多數硅質巖，特別是時代較老的硅質巖都變成粒狀石英，原始沉積的特征硅質生物也會因此而變得模糊或完全被破壞。1、按產狀劃分層狀硅質巖（國內也稱燧石巖）：以穩定層狀產出結核或條帶狀硅質巖（或燧石結核或燧石條帶）：以結核或條帶狀產出2、按主要硅質礦物劃分蛋白石硅質巖（或蛋白巖、蛋白土）：主要由蛋白石構成玉髓硅質巖：主要由玉燧構成石英硅質巖：主要由自生石英構成二．硅質巖的分類命名3、按結構劃分具結晶結構：（普通）硅質巖或燧石巖對具體巖石可根據情況或需要作綜合命名，如層狀藻跡硅質巖（或燧石巖）蛋白石硅藻巖含放射蟲石英硅質巖等等除上述規范化的分類命名以外，還有一些習慣性或具特殊成因的硅質巖名稱，其中使用較多的有：碧玉巖（Jasperite）：泛指含有鐵的氧化物的硅質巖，可以呈各種顏色，但主要為紅色。硅板巖（Lydite）：含一些粘土，強烈壓實、易呈板狀裂開的黑色硅質巖。硅華（Geyserite）：產于溫泉出口處，由熱水溶液沉淀而成，較疏松，雜質多。三、硅質巖的主要類型幾種常見或典型硅質巖的顯微結構示于圖16-8中。1.玉髓硅質巖，四川峨眉山二疊紀2．硅藻巖，據Raymond（1995），美國加利福尼亞中生代3．海綿巖，據McBride等（1969），美國得克薩斯泥盆紀4．放射蟲巖，由夏文臣、張寧提供，廣西欽州泥盆紀（1為正交偏光，2、3、4為單偏光，視域直徑1、3為1mmm，2為0.2mm，4為2mm）

三、硅質巖的主要類型玉髓硅質巖主要由粒狀玉髓和少量纖狀玉髓或蛋白石構成，部分玉髓可能會轉變成石英而向石英硅質巖過渡。硅藻巖（或硅藻土）主要由硅藻外殼堆積而成，有時含少量放射蟲或海綿骨針并有粘土、碳酸鹽等等礦物混入。硅藻很小，多在幾到幾十微米左右，形態變化很大，球、橢球、紡綞、圓錐、節管狀等等，殼面布滿小孔或溝脊，蛋白石質。可以確證的硅藻產生侏羅紀或以后的地層中。更古老的硅藻則因殼體已向玉髓或石英轉化而不易識別。海綿巖主要由海綿骨針構成，有時含少量放射蟲，也有粘土、碳酸鹽等等雜質。骨針比硅藻粗大一些，長可達幾百微米，粗細約幾十微米，蛋白石質，變成玉髓質后常常仍可辨認，若巖石含雜質較多，變成石英質后也不難鑒別。放射蟲巖主要由放射蟲構成，可含少量硅藻和海綿骨針，有時還有鈣質生物（如有孔蟲），常見其它混入物也是粘土、碳酸鹽等等。三、硅質巖的主要類型放射蟲相對較大，多超過0.1mm最大可達2.0mm左右，以球或鐘罩形為主，中空，表面多孔，大多有刺，刺的長短多少不一，最長可占殼體一半以上，呈放射狀排列。蟲腔可被雜質或硅質充填。殼體也是蛋白石質，也會向玉髓或石英轉化，但在雜質背景中一般都不難辨認。上述所有生物硅質巖若含雜質較少、被硅質礦物膠結或有強烈壓實或重結晶，其生物結構都將向結晶結構轉變。四．硅質巖成因在現代海洋和湖泊中生活著5千多種硅藻，少數還可在大陸濕地生活。在兩極和中緯度地區的海底廣泛分布有硅藻軟泥（Diatomaceousooze），其中硅藻最高可達70-90%。這說明，硅藻巖（或硅藻土）可以沉積在多種環境中，但以海洋環境為主。在地質歷史中，硅藻生活區有從海洋向淡水擴展的趨勢。我國山東臨朐縣山旺地區中新統的著名硅藻土（含大量完整的淡水魚類、兩棲類、爬行類、蝌蚪等化石）就是淡水湖泊成因。四．硅質巖成因古生代或更早時期的硅藻，還沒有找到確切的化石證據，但前國際沉積學會主席、美藉華人許靖華仍認為前寒武紀的許多硅質巖都是硅藻的沉積產物。實際上，具有硅質硬體的藻類并非只有硅藻，已被確證的最古老硅質藻類是前寒武紀和寒武紀之交的金藻（Allison,1981），大小為16-83μ，而許多人則認為是太古代到早元代的始球藻，大小約28-32μ（圖16-9），在海洋營漂浮生活，當時許多燧石鐵建造中的硅質巖幾乎完全由這類始球藻以“微生物雨”方式堆積而成（LaBerge,1987,Robbinsetal,1987），它們被稱為藻燧石或藻碧玉（Algaljasper）。我國震旦紀的硅質巖也含有相當大小的球狀藻細胞，它們是以殘余有機質的痕跡形式保存的，被看成是淺海底棲型藻類，這種巖石被稱為藻細胞燧石巖（本教材稱藻跡硅質巖）。看來，硅質藻類（無論有無硬體）都有驚人的富集硅的能力。圖16-9加拿大蘇必利爾湖區早元古代（19±2億年）硅質巖中的始球藻，由石英中的赤鐵礦微粒或有機質的“染色”作用顯現，這些赤鐵礦被看成是始球藻行光合作用時的氧化和粘結物。

四、硅質巖成因我國南方震旦系陡山沱組黑色頁巖中已發現硅質海綿，但硅質巖中的海綿則最早見于泥盆紀，它們與放射蟲巖共生。現代硅質海綿極少生活在淡水湖泊，主要分布在海洋中且水深較大，但堆積成海綿軟泥者少見，大多以次要成分混在放射蟲或硅藻軟泥中，一般海綿巖均可看成是深海成因。放射蟲巖是人們最感興趣的生物硅質巖。放射蟲在寒武紀就已出現并一直延續到今天，全部海生浮游。現代放射蟲軟泥分布緯度比硅藻低，其中放射蟲密度在赤道區和洋中脊兩側常常更高，但同時也要受當地CCD的