沉积学第七章.doc

第七章其他沉积岩第一节蒸发岩海盆或湖盆水体遭受蒸发，其盐分逐渐浓缩以至发生沉淀，这样形成的化学成因的岩石叫做“蒸发岩”。它包括氯化物岩、碘酸盐岩、硫酸盐岩、碳酸盐岩和硼酸盐岩等。因为它们的主要组分都是盐类矿物，所以又叫“盐岩”，其中以氯化物岩和硫酸盐岩分布较广。一、天然水的化学特征和蒸发矿物的形成不同盐盆的卤水化学组成不同，形成的盐类矿物的数量和组合特征差异也很大。（一）海水的化学组成和蒸发矿物的形成海水属咸水，每升海水平均含盐类35g，所含主要离子为钠、镁、钙、钾、氯和硫酸根，相应地构成海水蒸发矿物的主要组成是钠、镁、钙和钾的氯化物和硫酸盐，海水的化学组分详见表71。表71海水主要组分（标准含氯度19）离子%化学组分离子%化学组分NaMg2Ca2KSr2Cl10.561.270.400.380.01318.98NaClNaFKClMgCl2MgBr2MgSO478.030.012.119.210.256.53SO42HCO3BrFH3BO32.650.140.0650.0010.026CaSO4SrSO4CaCO33.480.050.33海水蒸发时，可溶盐是按溶解度由小至大的顺序依次沉淀形成蒸发矿物的。图71表示海水在浓缩蒸发过程中，蒸发矿物析出的顺序和体积的变化；横坐标表示海水的密度，纵坐标表示海水的体积，曲线（1）和（2）分别说明海水浓缩过程的体积变化和析出的固体盐类的体积变化，黑线表示各种蒸发矿物结晶的区域，黑线的宽窄表示在不同浓缩阶段矿物析出的强度。从图7一1中可以看出：海水略为浓缩，溶解度最小的碳酸盐主要是方解石首先沉淀；当海水蒸发浓缩到原体积的19或浓度达到1517（d=1.1）时，石膏类矿物开始析出；海水浓度为26（d=1.2）时，石盐开始结晶；海水浓度为3132（d=1.28）时，泻利盐开始析出；进一步浓缩至 3334（d=131）浓度时，钾石盐开始结晶；浓度增大至 35(d=1.34)时析出光卤石；共结点时最后析出的矿物是水氯镁石。根据上述海水浓缩过程，蒸发矿物结晶顺序，可以分为六个阶段：即碳酸盐、石膏沉积阶段，石盐沉积阶段，石盐和硫酸钠镁盐沉积阶段（简称硫酸钠镁盐阶段）；钾、镁盐沉积阶段（简称钾石盐沉积阶段），光卤石沉积阶段和水氯镁石沉积阶段。在蒸发岩剖面中，由下至上可以相应地划分出六个沉积带，其矿物组合详见表7一2。图71海水浓缩时体积的变化（1）和从其中析出的盐的体积的变化（2）以及各种蒸发矿物的结晶区（转引自怎样找钾盐）表72海洋蒸发岩各个沉积带中的矿物组合、蒸发矿物及其伴生的稳定矿物析出形态成岩作用产物水氯镁石带水氯镁石、共结硼酸盐、光卤石、六水泻盐四水化物、石盐、石膏、碱式碳酸盐方棚石、硫镁矾、菱镁矿、硬石膏光卤石带光卤石、六水泻盐（和其它水化物至四水化物）、石盐、石膏（杂卤石）、碱式碳酸镁硫镁矾（钾盐镁矾）、硬石膏、菱镁矿钾石盐带钾石盐、六水泻盐、（泻利盐）、杂卤石、石盐、碱式碳酸镁钾盐镁矾、无水钾镁矾、硫镁矾、菱镁矿硫酸钠、镁盐带泻利盐、（六水泻盐）、（白钠镁矾）、（杂卤石）、石盐、石膏、碱式碳酸镁硫镁矾、硬石膏、菱镁矿石盐带石盐、石膏、方解石、碱式碳酸镁硬石膏、白云石、菱镁矿碳酸盐石膏带石膏、方解石、（文石）硬石膏、白云石、方解石注：括号中矿物只能在该带的有限地段形成（二）内陆湖盆的化学特征和蒸发矿物的形成大陆水的主要组分是CO32、HCO3、SO42、CI、和Ca2、Mg2、Na、K，由于湖盆所处地理位置、地质条件、气候条件和补给条件的不同，大陆水的矿化度和化学组成有很大差异。就化学组分而言，湖盆水体可分为碳酸盐型、硫酸盐型和氯化物型三种卤水，不同类型的湖水，浓缩后形成的蒸发矿物及其组合特征很不一样（表73）。1.碳酸盐型卤水的特征及其形成的蒸发矿物水体的主要离子是CO32、HCO3、SO42、CI、Na、和（K）。主要化学组分是NaCI、Na2CO3和Na2SO4，钙、镁的碳酸盐含量极低，相应地形成的主要蒸发矿物为石盐、天然碱和芒硝。表73不同类型卤水的矿物组合主要矿物碳酸盐型硫酸盐型氯化物型硫酸钠亚型硫酸镁亚型钙镁碳酸盐石膏或硬石膏CaSO42H2O或CaSO4钙芒硝Na2SO4CaSO4天然碱Na3H(CO3)22H2O苏打Na2CO310H2O水碱Na2CO32H2O碳酸芒硝Na22K(SO4)9(CO3)2CI芒硝或无水芒硝Na2(SO4) 10H2O或Na2SO4石盐NaCI白钠镁矾NaSO4MgSO44H2O泻利盐Mg(SO4) 7H2O钾芒硝Na2SO43K2SO4钾盐镁矾KCIMgSO43H2O钾石盐KCI光卤石KCIMgCI26H2O水氯镁石MgCI26H2O2.硫酸盐型卤水的特征及其形成的蒸发矿物水体的主要离子是SO42、Ci、Na、K、Mg2，主要化学组分是NaCi和MgSO4，不含Na2CO3。根据水体是否含Na2SO4或MgSO4或MgCI2, 又可分为硫酸钠和硫酸镁两个亚型。硫酸钠亚型卤水浓缩过程产生的主要蒸发矿物是芒硝、钙芒硝、石盐、白钠镁矾和泻利盐等，含钾高时还能生成钾芒硝。硫酸镁亚型水的主要组分与海水近似，浓缩过程产生的蒸发矿物亦与海水相似。3氯化物型卤水的特征及其形成的蒸发矿物水体的主要离子是Ci、Na、K、Mg2和Ca2，水体的特点是缺失MgSO4，溶解的组分都是高溶解度的MgCi2和KCi，相应地形成的蒸发矿物都是蒸发较高的矿物如钾石盐、光卤石和水氯镁石等。（三）蒸 发 矿 物自然界的蒸发矿物有一百多种，较常见的约四、五十种。其化学成分比较简单。组成蒸发矿物的主要离子有K、Na、Mg2、Ca2、CI、SO42和CO32七种，次要的有 Sr2、Ba2、Fe2、OH、NO3和H3BO3等。由于这些阴、阳离子相互化合组成单盐矿物或复盐矿物。有的矿物在不同条件下含有不同数量的结晶水，故盐类矿物种类很多。1.主要的蒸发矿物氯化物类：石盐（NaCI）、钾石盐（KCI）、水氯镁石（MgCI26H2O）、光卤石（KCIMgCI26H2O）。硫酸盐类：硬石膏 （CaSO4）、石膏（CaSO42H2O）、无水芒硝 （Na2SO4）、芒硝（Na2SO410H2O）和泻利盐（MgSO47H2O）。氯化物和硫酸盐的复盐类：钾盐镁矾（KCIMgSO43H2O）、 钙芒硝（Na2SO4CaSO4）、杂卤石（2CaSO4K2SO4MgSO42H2O）、无水钾镁矾（K2SO42MgSO4）、白钠镁矾（MgSO4Na2SO44H2O）和软钾镁矾（K2SO4MgSO46H2O）。碳酸盐类：水碱即苏打（Na2CO310H2O）和天然碱（Na2CO3NaHCO32H2O）。硝酸盐类：钾硝石（KNO3）和智利硝石(NaNO3)。硼酸盐类：硼砂（Na2B4O7，10H2O）、钠硼解石（NaCaB5O9。8H2O）、硬硼钙石（Ca2B6O1115H2O）和柱硼镁石（MgB2O43H2O）。2.蒸发岩中的其它矿物粘土是蒸发岩中的常见的混入物，含量多时，可使蒸发岩逐渐过渡为盐质粘土岩或盐质泥灰岩。混入的碎屑物质常见的有绿泥石、云母、长石、石英和副矿物等。有时还有稀有元素矿物以及有机物等混入物。二、蒸发岩的成因（一）海洋蒸发岩的成因一个多世纪来，海水浓缩成盐的机理不断发展，流行着若干假说，现择其主要者介绍于后。1.砂坝说图72砂坝成盐说的成盐过程砂坝说是为了解释巨厚盐类沉积而提出的。砂坝说认为盐类包括钾盐沉积是海水中的溶解盐分在泻湖或海湾中蒸发浓缩形成的。使泻湖或海湾与广海隔开的砂坝最初比较低，在干旱气候和蒸发量大于降雨量和淡水流入量的情况下，泻湖的水面因浓缩而降低，海水从砂坝顶部流入补给；泻湖中的水在蒸发作用下盐度不断增高，最终导致各种盐类按溶解度大小先后发生沉积；当石膏与石盐沉积以后，如果砂坝出露海面与广海隔绝，残余卤水进一步蒸发浓缩，可能逐渐有硫镁矾、光卤石等钾盐沉积（图72）。后经研究，起屏障作用的除砂坝外，还有构造隆起、生物礁和火山堤等。按照砂坝说，泻湖盆地是持续下沉的，而砂坝是时而隆起时而沉降的。盐盆的连续沉降为几百米厚的盐岩堆积创造了条件，砂坝的多次沉降和隆起使泻湖水也多次被冲淡和再浓缩，所以盐类沉积往往具有旋回性，它们常与泻湖沉积的石灰岩白云岩泥灰岩或与红色碎屑岩组成旋回沉积，岩盐在旋回的上部。盐层中广泛发育的条带状构造，是由钾盐、石盐、硬石膏或碳酸盐岩等不同盐类呈层状或薄互层组成的一种小韵律。它主要是由气候变化引起的，可分为季节性韵律和由其组成的年韵律。有的韵律据说是与十一年为周期的太阳黑子旋回有关。2.多级海盆说（19151955）多级海盆说最早由布朗生（1915）提出，他认为盐盆由两个盆地组成；后来博歇特（HBerchert，1959）加以发展，提出盐盆地由两个以上盆地组成（图73）。图73多级海盆说示意剖面（据博歇特，1959）海水先进入离海近的前盆地，蒸发使卤水浓缩至硫酸钙饱和度时，就会沉淀石膏；缺乏硫酸钙的卤水流入后面的盆地，就可能沉淀石盐甚至钾盐。这样看来，前盆地实质上是成盐的预备盆地。例如第三纪的巴黎盆地就是一个预备盆地，海水先流到这里沉淀了石膏，然后流到了后面的莱因地堑，形成阿尔萨斯石盐和钾盐矿床。加拿大中泥盆世萨斯卡彻温盆地，我国四川盆地中三叠世的石膏和石盐沉积（图74），以及某些内陆盆地，也有类似的情况。图74四川中三叠世多级海盆示意图（据朱洪发，1989）3返（回）流假说返流假说设想，蒸发盆地的水，实质上是由位于浪基面以下的卤水和位于其上的不太深的沉积硫酸盐的表层水组成；正常的海水通过海峡表面注入盆地，补充由于蒸发而消耗的水，盆地中产生的重盐水在较轻的海水之下返流入海。这样，盆地的水体将可长时间地保持一种较低浓度的稳定状态，蒸发浓缩的结果即可形成巨厚的石膏沉积。此外，返流假说还推论，在返流过程中卤水盐度会发生水平带状分异，最终形成的蒸发沉积物亦具有带状分布的特征，即近岸沉积为白云石、石膏，远岸沉积为溶解度大的石盐等矿物。4潮上盐沼地或“萨布哈”假说盐沼地或萨布哈假说是为了说明浅水或大气下蒸发岩沉积的成因。图75硬石膏结构（据约翰逊，1987）根据资料，许多古代海相蒸发岩与碳酸盐岩共生，其沉积物特征与现代盐沼地或萨布哈沉积物很相似。这类沉积形成的蒸发矿物主要是石盐和硬石膏，仅有少量白云石和钾盐；沉积速度每年数厘米至十五厘米；沉积物中有许多浅水或暴露在大气下的标志。如出现流水作用形成的石盐交错层，在石膏一石盐层内出现的藻丛，鲕粒碳酸盐岩和石盐内的波痕等都是浅水标志。如硬石膏的干裂纹内有石盐充填、石盐的溶解和再沉淀 特征的“小鸡雏”状和瘤状硬石膏结核（7一5）出现在潜水面附近等，是直接暴露在大气下的标志，是典型潮上环境的产物。在盐沼地和萨布哈地区，盐水的补充可由地下水供给，蒸发作用形成的重盐水下渗，孔隙间较轻的地下水通过毛细管上升以偿蒸发的损耗。此外，一次大风暴还可以将海水卷人潮上坪来补充盐水的消耗。处于这种环境中的卤水过饱和或与沉积物相互作用后，可以形成白云石、石膏和硬石膏沉积，但层状石盐和钾盐的成因与此无关。据此，人们推测古代许多与碳酸盐岩共生的蒸发岩可能也是在盐沼地或潮上带形成的。5深水蒸发岩沉积说深盆地说深盆地说认为，海盆有一个迅速下沉的深水洼地，在干旱气候条件下，蒸发作用使表层海水浓缩形成的重卤水下沉，在闭塞的海盆深部聚集起来最终能形成盐类沉积。这一学说的创立者和支持者认为，德国蔡希斯坦蒸发岩就是在这种条件下形成的，提出的地层证据是蒸发岩层内有纹层构造，纹层通常由几厘米厚的石盐纹层和硬石膏以及几毫米厚的碳酸盐岩纹层组成，常出现静水黑色页岩夹层，从而推测可能系深水沉积。然而，这一假说至今仍未被大家所公认，因为蒸发岩以及与其有成因联系的沉积物通常都具有浅水或大气下形成的特征。6干缩深盆地说1972年在地中海的深海钻探，证实晚中新世时地中海广泛发育蒸发岩，分布面积达二百五十万平方公里，属于晚中新世墨西拿期，主要由白云岩、硬石膏岩和石盐岩组成。蒸发岩的下伏层为中中新世的兰期组的深海远洋沉积，其上亦为深海沉积所覆盖，蒸发岩内常有深海沉积夹层。这套蒸发岩经研究是在浅水或大气下形成的。根据矿物学和岩石学研究，蒸发岩内常见的硫酸钙盐是石膏，它代表盐沼地或潮坪的高温矿物。此外，代表潮坪沉积作用的典型构造瘤状和小鸡雏状硬石膏以及叠层石也很常见。蒸发岩内干裂痕，具交错层的风成粉砂和石盐的溶解和再沉淀作用都是周期性暴露在大气下的证据。地球化学资料同样表明，地中海蒸发岩的稳定同位素成分，可与现代干盐湖蒸发岩资料对比，而与现代海相蒸发岩完全不同。上述两套既有深海又有浅水沉积的标志，促使许靖华等人（1972年）提出干缩深盆地假说，用干缩和淹没相交替的观点解释地中海蒸发岩的形成。他们认为在某个地质时期内，干缩作用可以使地中海与大西洋完全隔绝，这时的地中海变成海平面以下几千米深的深海洼地内的盐坪或干盐湖，侵蚀基准面大规模下降，海岸平原或新出露的陆棚受到回春河流切割形成陡峭的峡谷。这类峡谷有时可越过大陆斜坡一直延伸到深的干盐湖底部，它的位置可能在海平面以下二千余米。有关上述海下峡谷的证据已在环地中海的许多地区发现，干缩期结束后，海水再次侵淹，地中海又恢复为深水盆地并再度沉积了深海沉积层。在一个封闭的深盆地内，逐渐地干缩必将导致蒸发矿物围绕盐盆按溶解度由小至大的顺序成带状沉积，形成“牛眼”状相的分布（图76）。硫酸盐沿陆棚和大陆斜坡边缘沉积，最易溶的石盐和钾盐沉淀在“牛眼”的中心部位，作为冲积扇沉积的碎屑沉积物局限在盆地边缘。在有大量河水流入的盆地中，盐类沉积的分带表现为“泪滴”式。近河口盆地一侧，由于淡化，只能形成较难溶的碳酸盐类沉积，最易溶盐类沉淀在远离入水口处（图77）。图76地中海巴利阿里盆地蒸发岩的分布（据许靖华等，1972）图77青海达布逊盐湖蒸发岩的“泪滴”式分布（据孙大鹏，1986）（二）大（内）陆蒸发岩的成因1.大陆说或沙漠说大陆上有许多湖泊，它们往往离海很远而且没有联系，带有溶盐的地表水和潜水流入这类盆地，如果气候干燥炎热，例如在沙漠气候区，强烈的蒸发作用，使湖水逐渐转变为咸水湖，盐类达到饱和后，就开始沉淀成为自析盐湖。盐湖发展的末期湖水变干，成为填满盐类的干盐湖。在现代的沙漠地区可以看到各种发展阶段的盐湖，内陆盐湖形成的蒸发岩及其矿床的厚度完全取决于闭流盆地的深度。2风成说根据观察，风可以把溶解有盐类物质的海水泡沫搬运很远，这些海水泡沫经过蒸发后产生的盐类小晶体落到地上，再经风搬运到远处的水盆地中，日积月累最终也能形成巨大的盐类矿床。印度的桑勃哈尔盐湖矿床就是风力造成的，湖盆距海岸 400km，每年可得到 3000t呈水尘状被风搬来的海盐。第二节硅岩硅岩又叫燧石，主要指自生二氧化硅含量可达7080%的沉积岩，不包括主要由碎屑石英组成的石英砂岩和石英岩，尽管它们的二氧化硅含量可达95%以上。也有人把硅岩称作“硅质岩”；但由于此“质”字易与三级分类命名原则中“质”字混淆，故最好不这么命名。一、一般特征及分类（一）成分特征硅岩的主要矿物成分为蛋白石、玉髓和石英。蛋白石（SiO2nH2O）是非晶质二氧化硅。随含水量和热力条件而变化。易脱水重结晶而成隐晶状玉髓。仅见于中、新生代的硅岩中。对现代深海硅质沉积物和年青的硅岩的精确测定表明，蛋白石内部结构有序程度不同，可分为蛋白石一A、蛋白石一CT和蛋白石一C等三种类型。蛋白石一A其内部结构基本无序；蛋白石一CT是由低温方英石和鳞石英呈无序混层构成，也称无序方英石；蛋白石一C其内部结构相当于有序的一方英石。玉髓（或石髓）是一种隐一微晶状0.1mm 石英，常显细小粒状、纤维状及放射球粒状；纤维状视延性正负又分为正玉髓和负玉髓两种，后者居多。因含孔隙水和杂质，折光率稍低于石英，为1.531.54。负延性玉髓一般多形成于高浓度（SiO2浓度）低pH值的条件下，主要以孔隙充填物形式存在；而正延性玉髓则形成于高浓度、高pH值环境里，主要以交代矿物形式出现。玉髓进一步脱水重结晶而变为微一细晶石英，是蛋白石玉髓石英系列的最终端员（图78）。隐一微晶及至细晶石英的集合体，通称为燧石。图78玉髓及其重结晶产物石英河北，曲阳，雾迷山组，正交偏光，40硅岩的化学成分以 SiO2为主，有时高达 99；常见的混入物有Al2O3、Fe2O3、CaO和MgO，在一些绿色碧玉岩中Fe2O3可达10；富含水云母、蒙脱石和高岭石等粘土矿物的硅岩，其A12O3最高可达8；在硅岩中尚未发现稀有元素的特别富集。但据贵阳地球化学研究所（1978）对南秦岭下古生界轻微变质硅岩的研究结果表明：泥晶硅岩富Al贫Ca，相对富集的微量元素是Be、Ti、V、Cr、Ga、Cu、Ni、Zn、Mo、Ag、U等，这类硅岩主要和含笔石的黑色页岩共生。微晶硅岩富Ca贫Al，微量元素贫乏，只有Sr的含量相对较高，微晶硅岩常与生物石灰岩共生。可见不同环境下形成的硅岩化学成分有所不同，在特定环境下，也能使某些微量元素富集。硅的稳定同位素是28Si、29Si、30Si，在自然界一般出现的比例是28Si29Si30Si = 9253，在燧石和硅藻中富含30Si。（二）结构特征硅岩具有非晶质结构、隐一微晶结构、鲕粒结构、碎屑结构、生物结构、隐藻结构以及交代结构等。（三） 构造特征硅岩的形态多样，最常见的是层状、透镜状、结核状、团块状。与其它化学岩共生时，也常具有各种类型层理及波痕等。华北中、上元古界燧石岩十分发育，按形态可划分为层纹状、条带状、结核状、团块状和放射状等五种类型。从表74中可以看出，它们的形态明显受制于围岩的结构和构造特征。（四）颜色硅岩的颜色随所含杂质而异，通常为灰黑、灰白等色，有时也见灰绿色和红色。由于硅岩颜色与岩石中有无炭质、有机质、铁等金属元素或氧化物有关，所以硅岩岩系中系统的颜色变化，可以提供有关局部沉积环境的信息，也可以提供有关地质时期全世界海洋地理条件的信息。二、主要岩石类型按其成因可分为四种类型。（一） 生物成因的硅岩类1硅藻岩（硅藻土）硅藻岩主要由硅藻的壳体组成。矿物成分主要为蛋白石。化学成分中二氧化硅一般在70%以上，优质的可达90%以上。不同环境下形成的岩石，常混人数量不等的粘土矿物、铁质矿物和碳酸盐矿物等。硅藻是一种微体化石，大小几至几十微米，一般小于50m，中一高倍镜下才能分辨其形状。辐射硅藻（Centrales）通常呈圆盘形、球形、圆柱形、三角形等；羽纹硅藻（Pennatae）一般为长形（针形、楔形、矩形、纺锤形等）。电镜下可见典型的生物结构及完整外形（图79），主要由硅藻壳体堆积而成。土状硅藻岩呈白色或浅黄色，质软疏松多孔。相对密度为 0409。孔隙度极大，可高达 90以上。吸水性强、粘舌。外貌似土状。纹层状页理十分发育，薄如纸页。山东临朐的纹层状硅藻岩有“万卷书”之称。硅藻产于海湖环境，现代硅藻主要分布在两极及中纬度的海洋中，与洋流的分布有关。根据1957年以来我国东海海底沉积物的研究，海槽区，斜坡区和陆棚区的硅藻类型有分带现象，主要是底栖型和浮游型所占的比例不同，同时富集的有放射虫、有孔虫和鱼牙等。淡水环境硅藻主要集中分布在第三纪和第四纪，尤以始新世最多，个别见于白垩纪地层中。许靖华（1979）认为，前寒武系的大量硅岩层主要是硅藻堆积而成的。山东临朐、吉林珲春、桦甸、敦化等地均有第三纪硅藻岩矿床。山东临朐山旺一解家河一带的硅藻岩矿床中以盛产淡水湖相动植物化石而闻名，被誉之为世界罕见的“化石宝库”，其时代为中新世。硅藻岩与油页岩呈薄间互层，上下层位均为玄武岩。2海绵岩海绵动物硬体有硅质和钙质两种，硅质海绵岩主要由海绵骨针组成。海绵骨针有大小两种，大者直径330m，长100500m，可孤立存在或连接起来形成不同网格；小者直径只1m、长10100m，多含于肉体中。其矿物成分为蛋白石，随时代变老，多转变为玉髓。胶结物成分也为硅质矿物（蛋白石、方英石、玉髓或石英），故通常比较坚硬。纯净疏松的海绵岩较少，混入物有砂、粘土及海绿石等，其它生物遗骸，有放射虫和钙质介壳等。硅质海绵在6.4亿年以前的南方震旦系陡山沱组黑色页岩中已经出现。但钙质海绵在寒武纪才开始出现，一直延续至今。海绵绝大部分产于海洋环境，少部分见于淡水环境，营底栖固着生活，可适应轻微的盐度变化。硅质（六射）海绵纲主要产于深海。3放射虫岩放射虫岩主要由放射虫的壳体组成。矿物成分为蛋白石。常含硅藻、海绵骨针，少见钙质生物遗骸。生态学研究结果表明（Kobayashi and Kimura，1944），习于深水（冷的）生活的放射虫个体较大，多为球形，其囊壁厚而简单；习于表水（温的）生活的个体较小，且多呈圆盘或长圆形，便于浮游，其囊壁薄而且多层、放射虫岩多为深灰色，也有红色及黑色。常为薄层状、致密坚硬。较老地层中的矿物成分（蛋白石、玉髓）多已重结晶为微晶石英。4.藻细胞硅岩（藻细胞燧石岩）黑色，多为层状，其中有球状体、杯状体和丝状体等细胞化石遗迹。含有碳质、氨基酸和烃类等有机物质，呈棕黄色或棕褐色。矿物成分主要是玉髓。球体的直径10m至20m，有的可以清晰分辨出细胞壁与细胞核。（二）化学及生物化学成因的硅岩类1藻叠层硅岩（层状藻叠层燧石岩）和碳酸盐岩中的叠层石一样，宏观呈层状、柱状和锥状等，形态多样，大小不一。暗色层主要是低等的蓝绿藻类通过生物化学作用形成的，亮色层主要是化学作用形成。我国北方中、上元古界常见呈层状分布的硅质叠层石。 2藻粒硅岩（藻粒燧石岩）岩石主要由藻粒（藻鲕、核形石）组成。由核形石组成的藻粒呈圆形或椭圆形，单个或连生状，大小由 23mm至 10mm。内部结构具亮暗同心层，矿物成分为玉髓，含有机质。与碳酸盐矿物共生时，可分别组成亮色层或暗色层，是生物化学和机械两作用的产物，呈层状产出。（三）机械成因的硅岩类 1鲕粒硅岩（鲕粒燧石岩）鲕粒主要由隐一微晶石英组成，或主要由玉髓组成，常显放射球粒结构，具核心及同心层，胶结物为微一细晶石英或玉髓并呈栉壳状围绕鲕粒生长。野外显稳定层状，常见交错层理。鲕粒燧石岩广泛见于华北中、上元古界燧石碳酸盐岩系中。有时也见有交代结构，不过大部分为同生一成岩期交代的。2内碎屑硅岩（内碎屑燧石岩）主要由硅质内碎屑组成，视粒度大小划分为砾屑、砂屑、粉屑。矿物成分主要为玉髓，常保留原岩的结构、构造特征。分选和圆度均较差，基质成分较混杂，为玉髓、方解石或白云石，常含些泥质。在燧石一碳酸盐岩岩系中，常分布于岩性韵律的底部，系水下冲刷再沉积的产物。有时见有正递变或反递变层理，反映有重力流水流机制存在。（四）主要是化学成因的硅岩类属纯化学成因的硅岩，可能主要是蒸发型和火山型的硅岩，如碧玉岩、火山硅质层及硅华等。碧玉岩和硅质板岩主要由自生石英和玉髓组成。还可有方解石、菱锰矿、黄铁矿、绿泥石、氧化铁、粘土矿物、云母、有机质等混入物。碧玉岩常为隐晶或胶状结构。色多变，有红、绿、灰黄、灰黑等色，有时呈斑块状。致密坚硬，贝壳状断口。主要分布于地槽区，与火山岩系共生，形成巨厚碧玉岩建造。与大规模铁矿伴生的含铁石英岩建造也有碧玉岩产生。部分碧玉岩可能由板状硅藻岩和蛋白石岩变质而来，属生物或生物化学成因。第三节铁、锰、铝、磷沉积岩一、铁沉积岩及沉积铁矿（一）概述可把铁矿物含量50的沉积岩称作铁沉积岩，也可简称作铁岩；铁矿物含量5025的沉积岩，可称作铁质沉积岩或铁质岩；铁矿物含量25的沉积岩，可称作含铁沉积岩或含铁岩。也有用“铁质岩”来称呼铁沉积岩或铁岩，或用它来概括所有富含铁矿物的沉积岩。但是，这一术语易与本书三级命名原则中的“质”字相混淆，故本书不这么命名，而只把这一术语限于铁矿物含量5025的沉积岩。同样，在锰、铝、磷沉积岩中，以及其他沉积岩中，均按此原则命名。在铁沉积岩及沉积铁矿中，常见的铁矿物有：氧化铁矿物：如磁铁矿、赤铁矿、褐铁矿等。碳酸铁矿物：如菱铁矿等。硅酸铁矿物：如鲕绿泥石、海绿石、铁蛇纹石等。硫化铁矿物：如黄铁矿、白铁矿等。在沉积铁矿的化学成分中，主要组分为Fe；有益组分为Mn、V、Ni、Co、Cr等；有害组分为 P、S、As等；残渣组分为SiO2、Al2O3、CaO、MgO等；挥发组分为 CO2、H2O等。 铁沉积岩及沉积铁矿的结构与碳酸盐岩颇为相似，常见的结构类型有内碎屑结构、鲕粒结构和豆粒结构、球粒结构、泥结构等。 铁沉积岩及沉积铁矿的构造也很多样。其中常见的“肾状构造”，实际上是一种叠层石构造。（二）主要类型根据沉积铁矿的主要矿石成分，可分：氧化铁类型：主要由赤铁矿及褐铁矿（常为针铁矿）组成，常呈鲕粒或豆粒结构，色红或褐红。碳酸铁类型：主要由菱铁矿组成，常与燧石共生，从而成燧石碳酸铁矿。另外，菱铁矿也可在石灰岩中呈鲕粒或其他形式产出，也可呈结核在陆源岩中产出，也可以基质形式出现并还常交代其周围的颗粒如鲕粒或生物碎屑等。硅酸铁类型：主要由鲕绿泥石组成，常有赤铁矿或菱铁矿混入物；常呈鲕粒结构；色暗灰或灰绿。硫化铁类型：主要由黄铁矿及白铁矿组成。通常情况下，这些硫化铁矿物只是岩石中的少量组分；但有时，也可为量甚大，如黑色页岩、黑色板岩、黑色石灰岩类型。黄铁矿一般常呈颗粒、鲕粒、结核产出。多呈黑色。根据矿石的结构，可仿照碳酸盐岩中的邓哈姆的分类原则，划分为颗粒岩类型、泥质颗粒岩类型、颗粒质泥岩类型、泥岩类型；当然，这里的颗粒和泥都是铁质成分的。颗粒也可再分为内碎屑、鲕粒等，内碎屑也可再分为砾屑、砂屑、粉屑等。根据沉积铁矿的形成时代及沉积环境，可分为前震旦纪沉积变质铁矿、后震旦纪海洋沉积铁矿、后震旦纪湖泊沉积铁矿。前震旦纪沉积变质铁矿主要为磁铁矿石英岩类型。我国的“鞍山式”铁矿即属此类型。这是最重要的铁矿类型，其储量远远超过其他铁矿类型的总和。其成因是复杂的，有的与火山活动有关，属地槽早期的火山硅岩组合；有的与火山活动无关，有的属海洋环境沉积，有的可能为河口或淡水环境沉积。因此，这一铁矿类型是在一个很长的地质历史时期中，多种铁沉积岩或沉积铁矿的变质产物。后震旦纪海洋沉积铁矿是仅次于前震旦纪沉积变质铁矿的重要铁矿类型。常见的是近岸浅海的赤铁矿类型。我国著名的“宣龙式”铁矿及“宁乡式”铁矿即属此类型。（三）成因 兹从以下几个方面简单论述沉积铁矿的成因问题。首先是铁的来源问题。沉积铁矿的铁的来源主要有三：（1）来自母岩的风化产物；（2）来自火山的物质；（3）来自海洋、湖泊底部物质的分解产物。其中，母岩的风化产物是最主要的。据统计，亚马孙河河水含铁量为 3ppm。按此推算，只要 176000年，就可以搬运 20亿吨的铁。由此可见一斑。其次是铁的搬运方式问题。这是一个未解决的问题。高价铁的氧化物在水中的溶解度是很小的，铁很难呈真溶液状态作长距离的搬运。因此，在本世纪早期，就出现了有机酸的护胶作用观点，即在有机酸的保护下，胶体溶液的铁可以作长距离的搬运。这一观点是有实验根据的，是可信的。但是，在地质历史时期中，尤其是在前震旦纪，有机质是相当贫乏的，但却形成了最巨大的铁矿。因此，护胶学说也没有得到公认。所以，也就有人提出，铁是呈氧化物或氢氧化物的悬浮状态搬运的。总之，铁的搬运方式问题尚未完全解决，但总的看来，胶体溶液的搬运方式还是主要的。但是，无论是什么形式的搬运，把母岩风化产物中的铁搬向海洋，是不成问题的。来自母岩风化产物中的铁，在进人海洋以后的沉积作用，也是不成问题的，这可从海水的铁含量（5106%）远比河水的少得到证明，即来自陆地母岩风化产物的铁在进人海洋以后很快就沉积下来了。关键问题是铁在什么样的条件下以什么形式沉积的问题。大量资料证明，在近岸浅水地区，海水Eh值较高， PH值较低，为酸性及弱酸性氧化环境，铁以氧化物形式沉积。离岸稍远，水深增大，Eh值变小，介于氧化还原环境过渡地带，PH值变大，近于中性，铁常以硅酸盐形式沉积。在离岸更远的深水地区，Eh值更低，为还原环境；pH值又有所增大，为弱碱性环境；铁常以碳酸盐或硫化物形成沉积。因此，随着离岸距离及水体深度的增大，就依次呈现出氧化铁、硅酸铁、碳酸铁、硫化铁的分带现象。这是沉积铁矿最重要的沉积及分布规律。此外，还必须有一定的古地理条件，如靠近古陆的局限的浅海；陆源碎屑沉积及碳酸盐沉积均不发育，即既非浑水沉积也非清水沉积的环境。同时，细菌的作用也很重要。二、 锰沉积岩及沉积锰矿（一）概 述可把锰矿物含量50的沉积岩称作锰沉积岩，也可简称作锰岩；锰矿物含量5025的沉积岩，可称作锰质沉积岩或锰质岩；锰矿物含量25的沉积岩，可称作含锰沉积岩或含锰岩。有经济价值的锰沉积岩、锰质沉积岩、含锰沉积岩，称作沉积锰矿。沉积锰矿是最重要的锰矿类型，世界上的锰矿主要来自沉积锰矿。在锰沉积岩及沉积锰矿中，常见的锰矿物有：氧化锰矿物：如软锰矿（MnO2）、硬锰矿（mMnOMnO2.nH2O）、水锰矿（Mn2O3H2O）、褐锰矿（Mn2O3） 等。碳酸锰矿物：如菱锰矿（MnCO3）、锰方解石（Ca，Mn）CO3）、锰菱铁矿（Mn，Fe）CO3）等。此外，还有少量磷酸锰矿物、硼酸锰矿物等。硅酸锰矿物及硫化锰矿物很少出现。除了锰矿物以外，还常含陆源碎屑矿物、粘土矿物、碳酸盐矿物、蛋白石等。在锰沉积岩及沉积锰矿中，常见的结构有鲕粒结构、豆粒结构、泥状结构、胶状结构；也有交代结构。（二）主要类型根据与锰沉积岩及沉积锰矿共生的岩石类型，可把它分为碎屑岩型粘土岩型、碳酸盐岩型、硅岩型等。其中，碎屑岩型及碳酸盐岩型是主要的。根据锰沉积岩及沉积锰矿的形成环境，可把它分为海洋的及湖泊的。海洋锰沉积岩及沉积锰矿是主要的。 （三）成因沉积锰矿的成因与沉积铁矿颇为相似。但是锰在地壳中的含量远少于铁，而且又多呈分散状态。据统计，岩石中的FeMn比率约为4060t。因此，要形成沉积锰矿就需要更为有利的地质条件。锰的来源仍不外三种，即母岩的风化产物、火山物质、海解作用产物。母岩风化产物应是主要的。因此，首先应有一个遭受长期风化的母岩区存在。锰的化学活泼牲比铁大，因此锰的搬运问题不大。沉积锰矿的古地理环境与沉积铁矿相似，也沉积于古陆边缘水流受一定局限的浅水地带；但水体的深度比铁矿较大些，即离岸较远些。锰沉积时的物理化学条件也与铁相似，在近岸地区主要以氧化锰形式沉积，在远岸地区主要以碳酸锰形式沉积。因此，沉积锰矿也常具有分带性。（四）现代海洋中的沉积锰结核现代海洋沉积物中的锰矿是在近100年来才发现的。锰矿石主要呈结核存在，故常称作沉积锰结核。结核大小不一，大者可达几十厘米至一米，小者仅有一毫米。主要由锰的氧化物及氢氧化物组成。结核形态不规则，也有呈饼状或球状的。同心构造明显，核心多为火山岩碎屑及生物碎屑（如颗石藻）；同心层中含有各种混入物，如粘土、介壳碳酸钙、火山物质等。色棕到黑。土状。因孔隙较大，故相对密度只有23。含Fe，还含多种微量元素如Sr、Cu、Cd、Co、Ni、Mo等。分布深度多为36004000m，个别达10000m。这种锰结核的生长速度不一，如加利福尼亚沿海的海军炮弹碎片，现在已经有好几英寸厚的锰质外壳了；但在深海中，锰结核的生长速度却相当慢，一般为每百万年1mm。这种锰结核的储量很大，估计可达 l7104亿 t；其中锰可达 4000亿 t，镍可达 164亿 t，铜可达 88亿 t。这确实是一个巨大的资源。关于这种锰结核的成因，现在还不完全清楚。这些结核中的锰至少有两种来源：（1）陆地岩石的风化产物；（2）海底火山物质的海解产物，许多锰结核与海底火山碎屑共生可作为旁证。由于锰主要呈氧化物存在，因此这种锰结核的生成还应发生在富氧的海水中。不论是海洋还是湖泊，不论是深水还是浅水，锰结核均很常见。但是，在古代的沉积岩层中，这种沉积锰结核却很少见。这可能是，当锰结核被埋藏以后，在成岩作用或后生作用阶段，被溶解掉了。三、 铝土岩及铝土矿（一）概 述富含氢氧化铝矿物的沉积岩称铝土岩；如果铝土岩的A12O3含量40，其 A12O3：SiO22:1，则称铝土矿。铝土矿是提炼铝的主要原料，是重要的矿产资源。在铝土矿中，还经常含有镓、锗、铀、镍、铬、铌等微量稀有元素，这就更提高了它的经济价值。铝土岩或铝土矿的矿物成分主要为铝的氢氧化物，即三水铝石、一水软铝石、一水硬铝石；其次为各种粘土矿物、陆源碎屑矿物（如石英）、化学沉淀矿物（如方解石、赤铁矿等）。三水铝石，Al（OH）3，又称三水铝矿。单斜晶系。常以极细小的颗粒与鳞绿泥石、氧化铁、氧化硅等构成混合物，呈结核状，鲕状、豆状产出，也呈凝胶状及隐晶质产出。其理论化学成分是A12O365.35，H2O34.65。一水软铝石，AlO（OH），又称勃母铝石、勃母铝矿、勃母石、薄水铝矿等。斜方晶系。常呈隐晶块体或胶状体与其他矿物组成混合体。其理论化学成分是Al2O385，H2O15。一水硬铝石，AlO（OH），又称一水硬铝矿、水铝石等。斜方晶系。其产出状况同前。其理论化学成分与一水软铝石同。这三种铝矿物中，三水铝石最不稳定，一水软铝石次之，一水硬铝石最稳定。因此，在其成岩后生作用过程中，它们将按下列顺序转化：三水铝石一水软铝石一水硬铝石刚玉。所以，三水铝石型铝土矿多见于新生代及中生代地层中，一水硬铝石、一水软铝石型铝土矿多见于古生代及中生代地层中，刚玉则见于变质的铝土矿中。铝土岩及铝土矿的结构与粘土岩甚为相似，常见的有泥结构、粉砂泥结构、鲕粒及豆粒结构、内碎屑结构等。泥结构与粉砂泥结构的铝土岩或铝土矿，与粘土岩很相似；区别是铝土岩或铝土矿无可塑性，硬度和相对密度较大，有时有磁性。内碎屑结构及鲕粒结构的铝土岩和铝土矿，可仿照碳酸盐岩的结构类型进行分类和命名；其成因解释也可类比。（二）主要类型及其成因通常，都把铝上岩或铝土矿划分为风化残余型和沉积型两大类。风化残余型的铝土矿主要是铝硅酸盐岩石，在湿热气候条件下，化学风化作用的产物。母岩中的铝硅酸盐矿物（主要是长石），在长期化学风化作用下，将最终地形成铝土矿物。由于与风化残余型的铝土矿物共生的还常有褐铁矿，故常使铝士矿呈红色，所以这一风化残余型的铝土矿也常称红土型铝土矿。碳酸盐岩遭受长期的化学风化作用后，也可形成红土型的铝土矿。这种铝土矿较富钙，故也称钙红士型铝土矿。也可把这种铝土矿称作岩溶型铝土矿。其它岩石如基性火山岩等，遭受长期化学风化作用后，也可形成红土型铝土矿。风化残余成因的铝矿物是沉积铝土矿的主要物质来源。这些物质的化学活泼性很小，在一般的地表水中是很难溶解的，所以很难以真溶液方式被搬运。这些物质大都呈碎屑或胶体溶液方式进行搬运。这些物质转移到水盆地后，沉积下来，就成为沉积型的铝土矿。 沉积型铝土矿又可按其形成的环境，分为海洋沉积的和湖泊沉积的。海洋沉积铝土矿是最主要的。 我国许多著名的铝土矿床，不论是北方的或南方的，多属海洋沉积，大都产于石炭二叠纪地层中，而尤以中或上石炭统的“G”层铝土矿最为重要。这一重要的铝土矿层有以下特点：（1）均位于下古生界碳酸盐岩的古风化剥蚀面上；（2）均位于中、上石炭统海侵岩系的下部；（3） 均位于古陆的边缘，且均位于古陆边缘的凹陷地区，即水流受到局限的地区。这是下古生界碳酸盐岩以及其邻近古陆上的其他岩石的长期风化，为这一铝土矿层准备了丰富的物质来源。在中、晚石炭世时，在这个久经风化剥蚀的古准平原化的地面上，海侵开始了；在靠近古陆边缘而水流又受到局限的凹陷中，正是胶体溶液状态的铝沉淀的有利地区。在这些有利的地质条件下，形成巨大的铝土矿是完全合理的。在这些铝土矿层的底部，几乎总有赤铁矿层或含赤铁矿的粘土岩层，这说明铁的沉淀早于铝。下部铝土矿质量较差，多为铝土质粘土岩或铝土岩，上部质量较好，即合硅较低。这说明铝土矿的沉淀还应在氧化硅的沉淀高潮之后。再往上，就逐渐过渡为含煤岩系了。这就是通常所说的“铁、铝、煤组合”。湖泊沉积的铝土矿规模一般较小，矿体质量变化较大。我国北方石炭二叠纪的含煤岩系中，有许多这种类型的铝土矿，山东淄博地区的“A”及“B”层铝土矿即属此类型。四、 沉积磷酸盐岩及沉积磷矿（一）概 述可把磷酸盐矿物（主要是磷灰石）含量50（相当于P2O5含量19）的沉积岩，称作沉积磷酸盐岩；也可称作磷酸盐岩、磷灰岩、磷沉积岩、沉积磷岩、磷岩等。也有把磷酸盐岩称作磷块岩的。有经济价值的含磷沉积岩、磷质沉积岩、磷沉积岩，称作沉积磷矿。沉积磷矿是最重要的磷矿类型，它是农业磷肥的主要原料。另外，其中还常含有U、V、Ni、Mo、Cr、Sr、Ba、以及稀土元素，可综合利用。在沉积磷酸盐岩中，常见的磷酸盐矿物有：氟磷灰石Ca5（PO4）3F氯磷灰石Ca5（PO4）3Cl氢氧磷灰石Ca5（PO4）3OH其中的PO4可为VO4、As2O4、SO2.SO4、CO3代换；F、CI、OH也可互相代换；Ca可为 Mg、Mn、Sr、Pb、Na、U、Ce以及其他稀土元素代换。还常有富含碳酸根离子的碳酸磷灰石，含有氢氧离子和百分之几的碳酸根离子的氟磷灰石（通常称为细晶磷灰石）等。还有胶磷矿。胶磷矿可能是一种非晶质的磷酸盐矿物，其化学式为Ca3（PO4）22H2O；也可能不是一种矿物，而是多种矿物的集合体。沉积磷酸盐岩的结构与碳酸盐岩的结构极为相似，常见的有各种内碎屑结构、鲕粒结构、生物碎屑结构、泥晶结构、胶状结构以及交代结构等。因此，也可仿照碳酸盐岩的结构分类，对沉积磷酸盐岩进行分类。沉积磷酸盐岩的构造因结构而异。具颗粒结构的磷酸盐岩，水动力标志明显，常见粒度递变层理、波状层理、交错层理，有时还见波痕、泥裂等层面构造。具泥晶结构、胶状结构的磷酸盐岩，常呈层状构造、块状构造等。也有叠层构造。沉积磷酸盐岩的分类还是一个未解决的课题。有按产状划分的，如层状磷酸盐岩、结核状磷酸盐岩等。有按生成环境划分的，如海洋磷酸盐岩、大陆磷酸盐岩（如鸟粪磷酸盐岩）等。有按生成机理划分的，如原生磷酸盐岩、次生交代磷酸盐岩等。有按大地构造划分的，如地台型磷酸盐岩、地槽型磷酸盐岩等。这些分类方法和岩石类型都是很有意义的。近来，仿照碳酸盐岩的结构分类原则，也出现了一些结构岩石类型，如颗粒磷酸盐岩、泥晶磷酸盐岩、以及二者之间的各种过渡类型的磷酸盐岩叠层石磷酸盐岩、次生交代的结晶磷酸盐岩等。这是一种新的岩石学分类，应给予重视。在这些类型中，以海洋的、层状的、颗粒一泥晶磷酸盐岩类型的规模最大，最有工业价值。（二）成 因磷在地壳中的平均含量为0.12（换算为P2O5，为0.28），这一数字是相当低的。沉积磷酸盐岩是磷高度富集的结果。那么，是什么原因使磷富集在这种沉积岩中呢？开始，人们发现的磷矿多是鸟粪层和生物介壳磷酸盐岩，所以大都把沉积磷酸盐岩或沉积磷矿的成因归于生物。后来，许多类型的沉积磷酸盐岩相继发现，人们逐渐认识到许多现象（如许多磷酸盐岩中很少生物化石）是无法用生物成因学说解释的。于是在1937年出现了卡查柯夫的化学成因学说。卡查柯夫认为，P2O5在海水中的含量是因深度而变化的。050m的表层水为浮游生物光合作用带，生物繁盛，水中的磷大都为生物吸收，所以水中P2O5的浓度很低，一般不超过 1050mgm3。 50300或 400m的水层为生物遗体通过带，此带的 P2O5浓度虽有所增加，但仍然不高，一般为100mgm3左右。300或4001000m或1500m的水层，为生物遗体分解带，生物遗体中所含的磷在此带中大量地分解出来，致使此带的P2O5浓度达到200300mgm3以上。在 1000或 1500m以下，由于生物遗体难以到达，所以 P2O5浓度又低了。此外，P2O5的浓度分带还与CO2浓度有关；即随着深度的增加，CO2含量也增加，这有利于磷呈溶解状态（图710）。卡查柯夫认为，当饱含CO2及P2O5的深层水随着上升洋流到达陆棚浅处时，由于温度增高和压力降低，CO2逸出，将首先形成碳酸钙的沉积；接着，由于磷酸盐溶解度也大大减小，于是就在陆棚边缘50200m的浅海地带，形成磷酸盐沉积。卡查柯夫的学说解释了许多生物学说不能解释的问题，如古代的沉积磷酸盐岩主要产于地台的斜坡带上、许多磷酸盐岩中很少生物化石、滨海及深海地带无磷酸盐岩沉积等。从生物成因学说到卡查柯夫的化学成因学说，这是一个重大的发展。后来，主要是在20世纪60年代以后，在谢尔登（Sheldon，1964.1968）和马凯尔维（McKelvey，1959） 的工作基础上，这一化学成因学说已发展成为比较系统的洋流成磷学说了。洋流成磷学说的关键是洋流的上升，即深部海水的向上流动。这就涉及洋流的起因及其运动方向等问题。图711理想的表层洋流及上升洋流示意图地球的中纬度地区是高气压带，气流从此向南北方向运动，就形成了信风。由于地球的自转，在北半球低纬度地区为东北风，在南半球低纬度地区为东南风。大洋表层的水随风流动，就形成了表层洋流。表层洋流必将引起深部海水的补偿性的上升，即引起深部洋流的上升。这种低温的富磷的深部洋流主要沿大陆西岸运行，称为幅散洋流。另一种上升洋流是由于其他动力原因引起的。当深部洋流接近海岸时，由于遇到正性地形而发生偏斜和上升。这种洋流称为动力洋流，一般出现在大陆东岸。此外，两种洋流的分离或混合也可引起深部海水上升（图711）。第四节 煤及油页岩煤及油页岩属可燃