地层中的硅岩：研究进展及展望*

周思宇 钟大康 孙海涛 张本健 苏 琛 尹 宏

1中国石油大学 （北京）地球科学学院，北京 102249

2中国石油大学 （北京）油气资源与探测国家重点实验室，北京 102249

3中国石油西南油气田公司勘探开发研究院，四川成都 610041

4中国石油西南油气田公司川西北气矿，四川江油 621700

硅岩作为富硅化学沉积岩，广泛分布于太古宙到新生代的沉积地层中，沉积类型包括从数十亿年前的硅铁建造带 （BIF）到现代海洋硅藻沉积等。由于硅岩结构致密、抗风化性较强，因此不同类型硅岩可以解读和探讨不同地质时代和沉积背景下古地理、古构造、古海洋、古气候等的演化历史（Beauchamp and Boud，2002；
Wanget al.，2009；
李延 河 等，2010；
姚 旭 等，2013；
Marin-Carbonneet al.，2014；
杨秀清等，2020；
赵振洋等，2020；
Jurkowska and Wierczewska-Gadysz，2020）。在 过 去100多年间，前人对硅岩开展了大量研究。根据硅岩的产状及保存形式主要将硅岩分为层状硅岩和非层状硅岩2类，其中层状硅岩可独自产出或与泥岩互层 （Murrayet al.，1992；
Ikeda and Tada，2014；
姚旭，2016；
Alexandra，2020），非层状硅岩则是以结核状、团块状或条带状出现在碳酸盐岩或膏盐岩中（Maliva and Siever，1989）。关于硅岩中硅的来源，目前主要存在3种观点，即陆源碎屑风化（Murray，1994）、构造活动产生的热液 （Adachiet al.，1986；
Shenet al.，2018）和硅质生物死亡后的堆积（Beauchamp and Baud，2002）。在地史中硅岩及硅质沉积物均有沉积，但在某些时代则更为富集（Hein and Parrish，1987），其中诸如“始新世硅质沉积期”（McGowran，1989；
Muttoni and Kent，2007；
Moore，2008）和“联合古陆二叠纪硅质沉积事件”（Murchey and Jones，1992；
Beauchamp and Boud，2002）是典型硅岩富集时代的典型事件。对于硅岩的成因，20世纪中后期前人总结出了多种形成模型，其中层状硅岩的形成模型主要包括生物堆积模型（赵澄林，1980）、生物地球化学模型 （吴庆余等，1986）、上升流模型 （Hein and Parrish，1987）等，非层状硅岩的形成模型包括有机质氧化模型 （Siever，1962）、混合水硅化模型 （Knauth，1979）和硫化氢还原模型（Clayton，1986）。但这些模型的使用往往存在一定限制即硅岩的形成往往与硅质生物的富集相关 （Malivaet al.，1989）；
20世纪80年代之后，随着深海钻探计划（DSDP）和大洋钻探计划（ODP）的开展，研究人员在大洋深处发现了热水活动的证据，并且在热水活动中发现有热水成因的不定型硅。据此研究人员提出了热水成因模式，该模式较好地解释了地层中厚度较大且未含硅质生物的较 纯 硅 岩 的 成 因 （Adachiet al.，1986；
Murray，1994）。此外，多种同位素的应用、阴极发光分析、包裹体分析、常规的岩石学及元素地球化学分析方法进一步提高了硅岩研究的准确性 （杨志军等，2003；
杨杰东等，2004；
曹秋香等，2008；
董存杰等，2010）。因此，作者在前人研究的基础上，结合最新的研究成果，对硅岩的基本特征、成因和沉积环境进行梳理和总结。

2.1 硅岩定义

硅岩的概念自提出到现今已经超过100年，这一名称首先于19世纪末提出，当时研究认为硅岩是由石英组成的岩石和由自生成因的二氧化硅组成的岩石的统称 （鲁欣，1964）；
进入20世纪，随着研究手段和方法的进步，对于硅岩的定义也随之发生变化。对于硅岩定义的讨论主要是集中在其矿物组成上，前人的观点认为硅岩组成矿物主要为微晶／隐晶质石英、陆源碎屑石英、自生二氧化硅，并包括少量其他成分 （Tarr，1917；
鲁欣，1964；
布拉特等，1978），最近学者们则将硅岩定义为：硅岩主要由隐晶或微晶质自生SiO2矿物 （如蛋白石 （SiO2·nH2O）、玉髓 （SiO2）或石英 （结晶的自生石英，SiO2等））所组成的一类化学沉积岩，其自生二氧化硅含量可达70%～90%，不包括由碎屑石英组成的石英砂岩和石英岩 （冯增昭，1993，2013；
姜在兴，2003）。同时在硅岩术语上关于“Chert”和 “Flint”的差异，早先研究认为二者没有本质上的区别 （叶连俊，1945），而随着对硅岩研究方法的深入，Haldar和TiŠljar（2014）的划分方案认为 “Chert”是所有强成岩作用硅岩的总称，其中包括了 “Flint” “Novaculite” “Jasper” “Porcelanite”等 （Haldar and TiŠljar，2014）；
最 近 的研究则认为根据矿物组成的不同， “Chert”和“Flint”可进一步划分为广义的 “Chert”、狭义的“Chert（ss）” “Flint” 和 “Porcellanites”。其 中“Chert”和 “Porcellanites”同义，指由50%～90%蛋白石－CT组成的结核，“Flint”和 “Chert（ss）”同义，二者主要是由微晶石英和纳米－α石英组成（Behl，2011；
Jurkowska and Wierczewska-Gadysz，2020）。国内的命名基本遵循了Haldar和TiŠljar（2014）的划分方案，即 “Chert”为强成岩作用硅质沉积的总称，定为 “燧石”，而 “Flint”则更多被称为 “火石” （马文辛，2011）。在中文定义上也存在 “硅质岩”和 “硅岩”的命名差异，部分学者称为 “硅质岩”，但由于该名称中的 “质”的含义易与三级分类名称中的 “质”相混淆，因此常以 “硅岩”来称这一类岩石 （冯增昭，2013）。

因此，作者将自生二氧化硅含量超过70%的化学沉积岩称为 “硅岩”，而不叫 “硅质岩”；
把“硅岩”定义为 “由自生非晶质SiO2的蛋白石、隐晶质SiO2的玉髓、微晶质SiO2的燧石和显晶质SiO2石英组成的岩石”。

2.2 硅岩成分特征

2.2.1 硅岩的化学成分及其颜色

硅岩的化学成分主要由SiO2组成，大部分硅岩中SiO2含量可达到99% （表1）。但其内可能包含一定量的H2O，或混入少量的Al2O3、Fe2O3、CaO、MgO、微量元素及有机质。正是由于其内含有一些少量其他成分，因此硅岩会呈现不同的颜色。其中二氧化硅较高、成分较纯的硅岩颜色都较浅，SiO2含量到99%时多为白色；
含有较多的有机质时硅岩颜色随有机质含量增加变化为深灰—灰黑—黑色；
红色的硅岩Fe3+含量较高；
绿色硅岩Fe2+和Cr2+含量较高。在不同沉积环境下形成的硅岩的颜色及主微量元素含量有较明显差异。碳酸盐岩燧石结核的成分中 Ca2+的含量较高 （Cressman，1962）。

表1 不同地区不同类型燧石的地球化学元素含量（%）特征（据Cressman，1962）Table 1 Geochemical element content（%）of different types of cherts in different regions（after Cressman，1962）

在同位素组成上硅元素在自然界有3种主要的稳定同位素，即28Si（92.27%）、29Si（4.68%）和30Si（3.06%）（Reynolds and Verhoogen，1953），主要以28Si为主。同时在自然环境下不同岩石中的硅同位素存在较大的差异 （Ding et al.，2017）（图1）。

图1 不同岩石中的30 Si硅同位素分布范围 （据Ding et al.，2017，有修改）Fig.1 Distribution range of 30 Si silicon isotopes in different rocks（modified from Ding et al.，2017）

2.2.2 硅岩矿物成分

1）蛋白石。蛋白石的化学式为SiO2·nH2O，是一类含水的非晶态矿物，热稳定性极低，随着地层温压条件的变化将向稳定的矿物相石英转化。根据XRD实验根据原子结构将蛋白石划分为蛋白石－A、蛋白石－CT和蛋白石－C （Levin and Ott，1933；
Flörke，1955；
Jones et al.，1964），其 中 蛋白石－A为高度无序、近乎无定形结构的含水非晶质硅质矿物 （Jones and Segnit，1971）。由于含水量高 （10%～12%）呈现光滑球状 （Flörke et al.，1991）；
蛋白石－CT是由低温方英石与低温鳞石英2种结构组成的无序形态准晶态硅质矿物 （Jones and Segnit，1971），含水量 （3%～10%）较蛋白石－A偏低，呈鳞球状 （Flörke et al.，1991）；
蛋白石－C由超显微晶质的完全有序低温方英石组成，含水量最低 （1%～3%）（Flörke et al.，1991）（图2）。

图2 蛋白石分类 （据Jones and Segnit，1971，有修改）Fig.2 Classification of opal（modified from Jones and Segnit，1971）

2）玉髓。玉髓的化学式为SiO2，其为含水（0.5%～2.5%）的隐晶质石英聚合体，聚合体呈纤维状—放射状，呈球形或半球形扇状分布，直径10～20μm。根据消光特征和延长方向分为负延性玉髓和正延性玉髓，其中负延性玉髓颗粒粒度通常为50～350 nm，偏光显微镜下呈现负光性，集合体呈平行纤维状或抛物线状，纤维束延长方向垂直环带壁，负延性玉髓一般形成于高二氧化硅浓度、低pH值的条件下，主要以孔隙充填物的形式存在；
正延性玉髓颗粒粒度100～200 nm，偏光显微镜下呈正光性，集合体为抛物线状纤维束，其一般形成于高二氧化硅浓度、高pH值环境中，主要以交代产物出现。

3）石英。硅岩中的石英多为微晶—细晶石英，部分微晶石英经受重结晶作用后形成中—粗晶石英，该类重结晶石英多出现在溶蚀孔隙和被溶蚀的生物体腔内。

4）其他矿物成分。主要包括黏土矿物、碳酸盐矿物、氧化铁、海绿石、沸石和黄铁矿等，部分硅岩中可见有机质。

2.2.3 硅岩生物成分

在硅岩中可见不同的生物组分，其中常见的有硅藻、海绵和放射虫等。其中硅藻主要出现在早侏罗世及之后的地层中，一般为个体极小 （40～200μm）且生活在透光带的单细胞浮游或者附着生物，形态变化大。海洋类硅藻主要出现在微咸至超咸的高纬度开放海洋环境和富营养的赤道区域；
而非海洋硅藻主要出现在湖泊环境 （Varkouhiet al.，2020）。形成硅岩的海绵主要为六射海绵 （Hexactinellids）和普通海绵 （Demospongea），海绵作为底栖生物生活在微透光带以下正常海洋环境中。硅岩中可见大量的海绵骨针，这些骨针呈独立或网格状分布 （韩宗珠等，2014；
Leiet al.，2019；
Nieet al.，2019；
Xuet al.，2021）。放射虫 （Radiolaria）作为生物硅岩的主要成分之一，主要出现于浅水区。其作为海洋浮游生物，通常呈球形、钟形等，表面多孔且多数有刺，虫腔往往被硅质或者其他物质充填 （Kametakaet al.，2005；

邱 振 和 王 清 晨，2010；

姚 旭，2016）。此外在前寒武纪的雾迷山组中可见由藻叠层石组成的硅岩，该类硅岩在宏观上呈层状、柱状等多种样式，微观上主要是由硅化真核生物组 成 （Joneset al.，2005；
梅 冥 相 和 孟 庆 芬，2016；
陆晨明等，2017）。此外在硅岩中还可以见到其他的生物碎屑，这些生物碎屑主要作为被交代产物出现在硅岩中 （方雪，2017；
罗文军等，2019；
Yuet al.，2019；
Gaoet al.，2020；
Yaoet al.，2021）。

2.3 硅岩结构及构造特征

2.3.1 硅岩的结构特征

硅岩的结构特征与碳酸盐岩较为相似，存在非晶质结构、隐—微晶结构、生物结构、纤维状结构、颗粒结构、鲕粒结构、隐藻结构及交代结构。同时发育叠层构造的硅岩也具有粘结结构（Bustilloet al.，2017；
加娜提古丽·吾斯曼等，2017；
磨鸿燕，2017；
张岩等，2017；
史冀忠等，2018；
杨宗玉等，2019；
游雅贤等，2019）。Folk和Weaver（1952）通过扫描电镜观察硅岩，将微晶石英划分出3种微结构：均一结构、海绵结构和过渡结构。其中均一结构主要出现在微晶石英中，可见轮廓分明、大小类似的石英颗粒，该结构通常反映硅岩为交代成因；
海绵结构仅见于玉髓中，石英颗粒表面可见大量的孔，通过分析折射率和密度认为孔中含水，该结构反映硅岩为直接沉积。过渡结构则反映介于两者之间的状态。

2.3.2 硅岩的构造特征

硅岩的形态多样，常见的有层状、条带状（长宽比5～20）、结核状 （长宽比小于5）和团块状，其形态受制于围岩结构和构造特征 （赵澄林等，1977，1979；
Gül，2015）（图3）。

图3 不同产状硅岩的野外特征Fig.3 Field characteristics of siliceous rocks of different occurrences

层状硅岩可作为独立的地层单元或与泥岩等其他岩石呈互层形式出现在地层中，分布较为稳定。其中独立出现的层状硅岩较厚，而与其他岩层互层的层状硅岩较薄；
条带状、结核状及团块状硅岩多存在于碳酸盐岩中或夹于黏土层中。结核状硅岩一般顺层分布，部分结核状硅岩呈串珠状或结核层。结核和层理的关系可以是层理环绕结核或者结核切穿层理。其中层理环绕结核是在硅质结核形成压实作用之前，富硅流体在地层中向高孔隙方向进行富集并成岩；
结核切穿层理是在硅质结核形成压实作用之后，地层中的富硅流体在压实作用影响下排出并在特定区域发生富集成岩。其余在硅岩沉积中常见的沉积构造包括收缩缝构造、滑塌构造、水平层理构造、纹层构造和角砾状构造等 （Krainer and Spötl，1998；
马文辛，2011；
门欣，2016；
刘思聪等，2021）。此外在部分硅质结核中可见 “木纹状”构造 （Decelles and Gutschick，1983）：认为是由于硅质化石溶解提供了硅源，并发生硫酸盐还原作用释放Mg2+，在钙质泥岩中形成白云石，最后通过周期性过饱和—沉淀成核—消耗过程形成环带构造；
Behl（2011）发现具有同心层构造的硅质结核，认为该种构造的形成是由于压实成岩过程中硅藻和蛋白石－CT的物理性质差异导致的差异压实作用引起的。

3.1 硅岩形成过程

硅岩的形成主要经历了从蛋白石－A—蛋白石－CT—微晶石英的一个过程，Williams和 Parks（1985）通过研究认为，首先原有的生物硅质成分发生溶解并导致环境中溶解硅发生过饱和沉淀。在蛋白石－A→蛋白石－CT和蛋白石－CT→石英转变中溶解—再沉淀的一个重要论据是Si-O键本身的强度。在固体状态下，Si-O键活化能至少为89 kcal／mol。在KOH 溶液中，蛋白石－CT→石英的活化能为14.3 kcal／mol（Mizutani，1970，1977），而 在 纯 水中，蛋白石－CT→石英的活化能为23.2 kcal／mol（Ernst and Calvert，1969）。这就要求OH－和水本身通过整体溶解再沉淀机制催化转变。前人在实验研究中发现之前提出的零阶固—固相变不符合此类转变（Stein and Kirkpatrick，1976）。由此可以得出：蛋白石－A→蛋白石－CT→石英的转变是通过溶解—再沉淀反应完成的 （Williams and Parks，1985；
卢龙飞等，2020）（图4－A）。

根据多晶型和粒径／表面积影响的二氧化硅溶解度的示意图（图4－B），假设系统是一个温度、压力和pH值恒定的封闭SiO2－H2O体系。在点1处的溶液相较于蛋白石－A、蛋白石－CT和石英均处于过饱和状态。如果蛋白石－CT蛋白石－A的成核和生长速率高于蛋白石－CT和石英，则蛋白石－A会析出。此时蛋白石－A将沿箭头1→2向更低的面积和溶解度演化直到比表面积对溶解度的影响为零 （Iler，1979；
Williams and Crerar，1985）。与此同时溶液相对于蛋白石－CT和石英仍处于过饱和状态且演化方向分为2类：一方面如果蛋白石－CT生长速率小于成核速率，则成岩路径沿箭头2－a－4方向发生演化；
另一方面，如果蛋白石－CT生长速率大于成核速率，蛋白石－CT的演化将沿着箭头2－b－4继续进行。当体系演化到点4时，蛋白石－CT在固体中占主导地位，溶液相对于石英仍处于过饱和状态。此时石英从点5方向开始生长。根据与蛋白石－CT形成相同的思路也可以出现2个方向的演化，一个是平均面积显著增加，另一个是面积变化不大。这些方案用箭头4－a－6和4－b－6表示。随着沉积不断进行，溶液中二氧化硅的浓度持续降低。当所有生物蛋白石从沉积物中溶解后，溶液中的二氧化硅浓度降低，一直持续到所有二氧化硅都转化为边界清晰、致密的结核中稳定的大晶体石英。

图4 成岩过程生物蛋白石物相转化序列 （A）（卢龙飞等，2020）和蛋白石转化成石英的溶解度和比表面积示意图 （B）（据Williams and Parks，1985，有修改）Fig.4 Phase transformation sequence of biological opal during diagenesis（A）（Lu et al.，2020），and schematic diagram of solubility and specific surface area of opal transformed into quartz（B）（modified from Williams and Parks，1985）

3.2 硅岩形成的控制因素

研究认为沉积物孔隙水中二氧化硅的浓度不仅取决于固体的形态和晶体结构，而且还取决于水的pH值、温度以及压力等因素 （Laschet，1984）。其中：（1）pH值：单体硅酸H4SiO4在pH＞9和25℃时发生电离。因此，随着溶液变得更碱性，二氧化硅溶解度增加。（2）温度：温度的主要作用是在增加浓度的同时降低溶液的相对过饱和度，并增加成岩反应的速率。二氧化硅的溶解度随温度增加而增加。（3）压力：压力的增加将增加二氧化硅的溶解度 （Volosovet al.， 1972；

Willey， 1974；

Iler，1979）。然而，相对于与温度相关的变化率而言，压力变化率很小（Williams and Crerar，1985）（图5）。

图5 pH值 （A）、温度 （B）和压力 （C）对孔隙水中二氧化硅浓度的影响 （据Williams and Crerar，1985，有修改）Fig.5 Effects of pH value（A），temperature（B）and pressure（C）on silica concentration in pore water（modified from Williams and Crerar，1985）

随着反应过程的继续，产生了以悬浮液 （在碱性和低盐度条件下）或者以凝聚和凝胶 （在酸性或更高盐度条件下）的形式存在的胶体尺寸（＞5 nm）的颗粒 （Iler，1979）（图6）。同时多价金属阳离子通过形成硅酸盐的形式改变硅酸的溶解度。其中Al3+存在的情况下，二氧化硅的溶解度在p H值在5～10.5之间时急剧下降。在Mg2+存在的情况下，二氧化硅的溶解度在9～12之间的窄p H值范围内迅速降低 （Okamotoet al.，1957；
Yariv and Cross，1979）（图7）。

图6 pH值和盐度对硅溶液和二氧化硅聚合方式的影响（据Williams and Crerar，1985，有修改）Fig.6 Effects of pH value and salinity on polymerization mode of silicon solution and silicon dioxide（modified from Williams and Crerar，1985）

图7 Al3+和Mg2+对硅质结核溶解度的影响（据Yariv and Cross，1979，有修改）Fig.7 Effect of Al3+and Mg2+on solubility of siliceous nodules（modified from Yariv and Cross，1979）

在不同地质历史时期，硅岩的形成受到溶解硅浓度以及硅质生物的种类的影响。其中寒武纪及之前的海水中溶解硅浓度大于80 mg／L，此时硅岩沉积主要受到成岩作用控制并可直接沉积；
奥陶纪至二叠纪，海水中溶解硅浓度为60 mg／L，硅岩的形成受到硅质生物（放射虫、海绵等）及成岩作用的共同控制；
二叠纪至今，海洋中硅藻大量繁殖并吸收溶解硅，海水中溶解硅浓度迅速下降，至白垩纪之后溶解硅浓度小于20 mg／L，此时硅岩主要沉积在深海（Racki，2000；
Conleyet al.，2017）（图8）。

图8 不同地质时期溶解硅浓度与生物种类关联Fig.8 Correlation between dissolved silicon concentration andbiological species in different geological periods

根据硅质来源和形成方式将硅岩分为化学成因硅岩、生物成因硅岩和交代成因硅岩；
其中化学成因硅岩又可细分为热水成因硅岩和火山成因硅岩（Adachiet al.，1986；
Murrayet al.，1990；
刘 家 军和郑明华，1991；
马文辛等，2014；
姚旭，2016）（图9）。其中化学成因硅岩通过深源喷发或母岩风化溶解形成的溶解硅在沉积环境变化 （温度、pH值等）的条件下直接沉积形成硅岩；
生物成因硅岩是由于硅质生物死亡后，其内部有机质发生氧化并降低周围环境的pH值形成硅岩；
而交代成因硅岩则是富硅流体与原岩发生交代作用形成。

图9 硅岩中不同硅质来源及成因类型（据姚旭，2016，有修改）Fig.9 Different siliceous sources and genetic types in siliceous rocks（modified from Yao，2016）

4.1 热水成因硅岩

热水成因硅岩分为2种，一种为现代的热泉硅华，另一种为热液混合海水沉积。其中热泉硅华通常被定义为地热区高温、近中性、氯碱性水流出地表后，于热泉池周缘经冷却、物理、化学和生物作用而形成的二氧化硅沉积物 （Jones and Renaut，1997）。其主要矿物成分为蛋白石、石英、玉髓以及斜硅石等。硅华往往呈针状、层状和柱状等结构（图10－A至10－C）。根据流体成分不同，可将硅华沉积环境分为：（1）近中性氯碱性泉，这类泉由于富氯碱性水在涌出地表后经物理化学 （和生物）作用形成硅华 （Sanchez-Yanezet al.，2017）。（2）硫酸盐泉，这种泉水中的硫酸盐矿物与富SiO2氯碱性水的混合作用形成硅华（Drakeet al.，2014）。

图10 热水成因及火山成因硅岩样品及结构特征Fig.10 Samples and structural characteristics of hydrothermal and volcanic siliceous rocks

根据热泉喷口到远端裙距离和温度差异，可将热泉硅华沉积环境划分为4类：（1）热泉喷口，一般温度大于75℃，为富含颗粒硅质沉积物的水下环境；
（2）近端斜坡，热泉高温相—中温相，温度为65～75℃，是热泉涌浪和热水喷溅区域，通常沉积坚硬的针状乳白色硅华；
（3）中部裙池，属热泉中温相，温度介于45～65℃之间，微生物常在此聚集，富含微生物席及叠层结构；
（4）远端裙到沼泽，属于低温相，热水温度小于45℃，一般为冷却地面和沼泽，形成栅栏状和富植物的热泉硅华（Campbellet al.，2015；
游雅贤等，2019）（图11）。

图11 喷口到远端裙不同温度梯度富Si热泉及硅华结构特征图 （据游雅贤等，2019）Fig.11 Structural characteristics of Si rich hot spring and silicon bloom with different temperature gradients from nozzle to distal skirt（after You et al.，2019）

混合热水成因硅岩主要指在伸展构造背景下，地球内部的热液喷溢到海底或湖底与正常海／湖水混合后所产生的一种沉积／沉淀作用。前人将热水沉积分为高温型 （320～400℃）“黑烟囱”沉积和低温型 （100～320℃）“白烟囱”沉积。其中在“黑烟囱”沉积中可见燧石层，与之伴生的矿物有方铅矿、闪锌矿等硫化物矿物和铁锰质矿物等（何俊国等，2007）。钟大康等 （2015）通过总结前人研究成果，将各类热水沉积主要分为2类：一类是热源上部的海水或沉积物中的孔隙水向下运动被加热后向上流动，沿途萃取各种岩石物质成分在海／湖底产生沉积，具体形成模式包括海底热液对流模式、压实卤水沉积模式和洋中脊岩浆热液—海水混合模式 （钟大康等，2015）。其中翟立国（2020）对新疆三塘湖盆地芦草沟组硅岩成因研究认为，在二叠纪湖水渗流到地下被加热后并积累至一定程度时沿裂缝、喷口上涌并产生爆喷现象，之后冷却并形成呈结核状、透镜状或层状硅岩，分布在纹层状泥岩中（图10－D，10－E）；
另一类是地下深部岩浆热液向上进入海底／湖底与海水／湖水混合发生沉积，这一类硅岩形成模式包括分带性热水沉积模式以及溢流—喷流—溢流热水沉积模式。Wang等 （2012）对湘西扬子地台边缘带埃迪卡拉纪—寒武纪过渡期硅岩成因进行分析表明，硅岩呈结核状、团块状、角砾状（图10－F），镜下观察显示硅岩中含有重晶石、黄铁矿等矿物（图10－G，10－H）。结合地球化学特征和构造活动研究发现深部断裂带可能重新激活并充当通道，与深度热异常相关的热液喷发活动发生在碳酸盐岩台地边缘产生沉淀 （Wanget al.，2012）。

火山作用往往伴随深源的热液进入海水形成热水，前人对现在海底喷口的观测结果表明：当热液喷口中的热液流体与冷海水混合时，由于温度、pH等条件的变化，二氧化硅和铁的氢氧化物以胶体的形式发生沉淀，这一沉淀产物被称为碧玉（Jasper）（孙剑等，2014）。碧玉的化学成分以SiO2、Fe2O3为主，碧玉不仅出现在现代海洋中，在前寒武纪的条带状铁建造 （BIF）中也常伴生有碧玉 （杨秀清等，2020）。碧玉由于含有赤铁矿一般为红色（图10－I），有时也呈黄色、褐色和黑色，碧玉的颜色深浅与铁含量有关，铁的含量越高颜色越深。

4.2 火山成因硅岩

由火山喷发带来的大量硅质矿物以及随其喷发形成的凝灰质分解带来的硅质沉积使得周围水体中溶解的硅质大量增加，而当温度降低、SiO2溶解度下降时，水体中过饱和的硅质就会达到硅岩沉积标准而沉积下来形成火山成因硅岩。硅岩主要为结核状、层状，成分上以微晶石英为主，通过镜下观察其中有火山物质 （刘云，1998）。根据火山的位置将火山成因硅岩分为2种。第1种是陆上火山喷发物溶解于水中导致溶解硅浓度增加并沉积形成硅岩；
这种类型往往伴随碱性水体，其较高的p H值使得火山灰和外源陆源碎屑物质在水体中发生溶解并提高二氧化硅浓度，为后续的硅质沉积提供良好的沉积背景。该类硅岩的形成伴随着碱性矿物的生成。魏研等 （2021）通过岩石学和元素地球化学综合研究准噶尔盆地下二叠统风城组燧石成因，建立了火山—碱湖沉积模式，认为晚古生代活跃的火山活动背景为湖盆提供物质基础，湖盆碱化和干旱过程为硅质提供了良好的沉积条件，凝灰质融入碱湖之后水体蒸发导致溶解硅被析出，形成层状、结核状硅岩，成分以微晶石英为主，在硅岩中发现有水硅硼钠石、硅硼钠石和碳纳钙石等碱性矿物沉淀，同时伴随有干裂缝和帐篷状构造（图10－J至10－L）。第2种是海底火山喷发导致硅岩形成，如陈洪德和曾允孚 （1989）研究广西丹池盆地上泥盆统榴江组硅岩成因时，发现伴生矿物有锡石、黄铁矿、闪锌矿等金属矿物，并且在条带灰岩中发现有凝灰质，结合构造活动认为同沉积期丹池深大断裂的裂陷作用导致丹池半地堑式盆地内海底火山活动。

4.3 生物成因硅岩

生物成因硅岩是由于硅质生物繁盛的区域在硅质生物死亡之后，生物体有机质在微生物的作用下发生氧化，产生二氧化碳并降低周围环境的pH值，这导致了周围环境中碳酸盐的溶解；
同时有机吸附作用使得在有机质周围的溶解硅溶解度降低并发生沉积。该过程将持续进行，直到有机物被完全氧化或与溶解硅络合完全，停止产生CO2，该过程才停止 （Siever，1962）。生物成因硅岩产状上多为层状，部分为结核状，镜下观察显示以微晶石英为主，并可见大量放射虫、海绵骨针和硅藻类（图12－A至12－E）。这些生物成因硅岩的形成模式有2种：第1种是附近的构造裂缝的热流体促进了生物繁衍形成硅岩，其中余瑜等 （2016）通过岩石学和地球化学元素分析对重庆武隆县江口、石柱县打风坳2个剖面茅口组的条带状及层状硅岩成因进行分析认为，川东南地区茅口组硅岩受到热液和生物的双重影响，上涌岩浆沿着构造运动形成的断裂上涌并与海水混合，使海洋中硅质生物繁盛，形成了生物成因硅岩，生物成因特征随着离岸距离增加愈发明显 （余瑜等，2016）；
第2种则是远洋上升流带来的营养物质促进了生物的繁衍形成硅岩（邱振和王清晨，2010，2011；
方雪，2017；
加娜提古丽·吾斯曼等，2017）。姚旭 （2016）通过岩石学、地球化学方法对下扬子巢湖地区层状硅岩成因进行研究，认为来源于深海的营养物质通过上升流运移至大陆边缘，从而促发沉积区硅质生物繁盛从而形成层状硅岩。

4.4 交代成因硅岩

交代成因硅岩由硅质交代原岩而成，原岩多为白云岩等碳酸盐岩，可发生在成岩作用的各个阶段，交代成因类型硅岩在形态上以非层状为主，在颜色和结构上一般会继承原岩的有关特征，同时成岩时受p H值、压力和温度等的影响较大，一般也与是否有外界流体的注入或沉积环境的改变等有关（吴建鑫，2019）。交代成因硅岩成分上以微晶石英为主，在部分被交代的生物孔腔中可见重结晶的中粗晶石英；
此外还包含有被交代的生物碎屑和矿物。其中Dong等 （2020）和Gao等 （2020）分别从构造和流体来源对川西北茅口组硅岩的成因进行了讨论：川西北茅口组硅岩为黑色结核状、团块状，部分硅岩截断泥晶灰岩纹层（图12－F，12－G），镜下观察则显示硅岩成分主要为微晶石英，此外还有黄铁矿和萤石，且硅岩中含有被交代的生物碎屑（图12－H，12－I），通过分析可知在沉积过程中形成了富氧—缺氧边界，在边界以下厌氧细菌通过硫酸盐还原产生硫化氢。而在氧化区，H2S被细菌氧化为硫酸盐，在地层中好氧—缺氧边界的pH值降低释放的氢离子导致方解石的溶解，有利于蛋白石和石英的沉积 （Clayton，1986）。结合构造历史可知这一时期茅口组的硅岩受到峨眉山大火成岩省 （ELIP）的影响，一方面通过地层隆升造成西南侧抬升出海面并产生陆源风化碎屑进入海中，另一方面通过构造活动形成深断裂和可容纳空间，导致热液通过断裂上涌和上升流作用将含硅流体带入发生交代作用形成硅岩 （Donget al.，2020；
Gaoet al.，2020）。

图12 生物成因及交代成因硅岩野外剖面及镜下特征Fig.12 Field profile and microscopic characteristics of biogenic and metasomatic siliceous rocks

4.5 不同成因硅岩地球化学特征

硅岩从太古代到新生代均有其沉积记录。由于硅岩很少受后期风化作用及成岩作用的影响，其地球化学特征记录了热液沉积、火山及陆源碎屑等的影响，对恢复古环境具有重要的意义。因此，往往通过硅岩的地球化学特征来讨论其成因和形成构造背景。

Adachi等 （1986）通过对大洋钻探工程 （DSDP）岩石样品进行地化分析表明，不同成因硅岩其Al、Fe、Mn、Ti的含量有所不同，并据此提出了Al-Fe-Mn三角图（图13－A）和Fe／Ti-Al／（Al+Fe+Mn）判别图（图13－B），当Al／（Al+Fe）＞0.5，Fe／Ti＜30，Al／（Al+Fe+Mn）＞0.35时，硅岩为非热水成因硅岩，而当Al／（Al+Fe）＜0.5，Fe／Ti＞30，Al／（Al+Fe+Mn）＜0.35时，则为热水沉积硅岩（Adachiet al.，1986；
张聪等，2017）。同时通过对比硅岩与现代海水、水成沉积物和现代热水沉积物的稀土配分模式，发现热水沉积硅岩稀土总量低，铈较明显亏损，铕亏损不明显，甚至出现正异常，且重稀土 （HREE）含量大于轻稀土（LREE）（图14－A）（刘家军和郑明华，1993）。同时微量元素分析表明热水沉积岩中U／Th＞1，而非热水成沉积岩中U／Th＜1（图14－B）。此外在最近的研究中，Ge／Si同样被用来判断硅岩的物质来源与热液活动强度 （Shenet al.，2018；
魏帅超等，2018）。而关于硅同位素，前人通过调研已证明不同成因的硅岩的硅同位素含量存在明显差 异 （Van den Boornet al.，2007，2010）（图15）。其中杨宗玉等 （2019）在研究塔里木盆地西北缘玉尔吐斯组底部硅岩时，通过将样品的硅同位素值与不同类型的硅岩的硅同位素值进行对比研究，得出该硅岩的成因与早寒武世早期热液流体和海水相关。

图13 主量元素判断硅岩成因Fig.13 Origin of siliceous rocks judged by major elements

图14 微量及稀土元素元素判断硅岩成因 （据刘家军和郑明华，1993，有修改）Fig.14 Origin of siliceous rocks judged by trace and rare earth elements（modified from Liu and Zheng，1993）

图15 地球主要储集层和大于3.0 Ga岩石的硅同位素组成（据Wagoner den Boorn et al.，2010，有修改；
箭头表示平均值）Fig.15 Silicon isotopic composition of the Earth"s main reservoirs and rocks earlier than 3.0 Ga.（modified from Wagoner den Boorn et al.，2010；
The arrows indicate the average value）

通过总结国内外不同地区、不同时期的众多学者对地层中硅岩的研究成果，认为在这方面研究取得的进展主要体现在以下几个方面：（1）基本统一了硅岩的相关概念；
（2）总结了硅岩形成过程及控制因素；
（3）概括总结了不同成因类型硅岩的岩石学及地球化学特征及差异。尽管对硅岩的研究取得了较大的进展，但仍存在一些问题。同时新技术和理论的应用也成为未来硅岩的研究方向。

5.1 研究中存在的问题

综观目前人们对于硅岩沉积的研究结果认为，自首次定义硅岩至今的100多年里，人们对于硅岩的形态、成分、结构、构造、来源、沉积环境、形成过程及成因类型做了较详细的研究，并取得了一系列的成果，但是由于技术手段限制及之前关于硅岩的成因模式无法较好地解释地层中各种硅岩的形成。未来硅岩的研究还有很多问题亟需解决。

首先，硅岩的多组分来源贡献程度问题。在硅岩的形成过程中，前人通过地球化学特征及岩石矿物学研究认为在特定地区内硅岩的形成往往具有多种来源，其中生物来源、热液来源和陆源都对硅岩的形成有不同程度的贡献，此外在硅岩的多种来源之中，热源和陆源的输入同时会影响生物的生存，因而无法明确生物来源在硅岩形成中的贡献，因此如何量化各种来源的贡献程度及不同来源之间的转化程度？

其次，地层中硅岩的沉积模式不明确。以往关于硅岩的成因模式 （有机质氧化、混合水沉积和硫化氢氧化）往往只针对单一硅岩个体，但在实际观测中，垂向上某些剖面内硅岩多次出现且同一地层中不同剖面硅岩的形态与数量存在差异，现有成因模式无法完美解释该现象。此外，硅质生物（放射虫、硅藻和海绵）生存环境的变化是否影响硅岩的沉积规模？

最后则是硅岩沉积与地质事件在时间和空间上的耦合关系，由于硅质沉积可以解读和探讨沉积盆地在古地理、古构造、古海洋、古气候等方面的演化历史。在地质历史上 “始新世硅质沉积区间”“联合古陆二叠纪硅质沉积事件” “二叠纪末温盐循环”均对硅岩的形成存在影响，而在国内前人对于 “峨眉山大火成岩省”（ELIP）的形成与上扬子地区二叠系硅岩的关联也开展了相关研究，但这些研究多集中在对硅岩成因的讨论，缺少对地层中硅岩形成过程的研究 （林良彪等，2010；
周新平等，2012；
余瑜等，2016；
方雪，2017；
庞春雨，2019；
Donget al.，2020；
Gaoet al.，2020）。因此这些地质事件如何从硅源供给、影响程度及范围对硅岩的形成造成影响？这些问题均需要进一步研究。

5.2 未来的研究方向

针对上述问题，建议在将来的研究中进一步开展以下几个方面的工作：

一方面是新测试方法的运用。随着对硅岩的进一步研究，现有常规测试手段对不同来源硅源在硅岩形成规程中的的贡献程度无法进行准确判断。以热水成因硅岩为例，在某些地层中硅岩多次出现，虽然通过常规地球化学手段识别出硅岩为热水成因，但是随着热液温度的变化，其对围岩的交代作用变化的研究较少。未来可以通过运用新的地球化学元素诸如Ge／Si建立对应的质量平衡方程开展讨论。

另一方面是对硅岩的形成环境分析，其中：（1）通过新同位素诸如Sr-Nd同位素的运用对硅岩的沉积环境进行识别；
（2）通过对硅质生物如放射虫、海绵和硅藻的古环境以及古生产力的研究，讨论不同沉积环境对提供硅源的生物种类及分布的影响，进而分析硅岩在地层中分布特性所反映的形成环境；
（3）结合天文旋回地层学，通过对斜率、长岁差、二次斜率、全岁差等天文调谐手段对硅岩和围岩重复出现的内在沉积规律进行研究，进而分析硅岩的沉积旋回序列与古气候的关联。

1）硅岩指主要由隐晶或微晶质自生SiO2矿物所组成的一类化学沉积岩，其物质主要来源于陆源风化、硅质生物死亡堆积和构造裂缝喷涌的热液；
岩石产状有层状、条带状、结核状和团块状；
硅岩的形成经历从蛋白石－A、蛋白石－CT至石英的一个过程，且在转化期间存在多相态共存现象；
硅岩的形成主要受到温度、压力和pH值的影响，且在不同pH值、盐度和多价金属离子影响下呈现多种聚合形态；
此外，不同时期海洋中溶解硅 （Dsi）浓度和生物种类的差异同样影响了硅岩的形成频率及类型。

2）关于硅岩的成因模式，前人按照硅质来源和形成方式总结出生物成因、热水成因、火山成因和交代成因等成因模式。这些模式较完美地解释了地层中硅岩形成，并通过元素地球化学特征建立了硅岩成因类型的判别方式。但是由于硅岩形成环境的复杂性，现有的模式并不能完美解释地层中所有环境下硅岩的形成。

3）关于硅岩的研究取得了许多进展，但在某些问题上诸如硅岩多组分来源贡献程度问题、地层中硅岩的形成机理问题和硅岩沉积与地质事件耦合关系等问题仍没有得到较好解决，这也是未来研究中需要关注的重点。在未来的研究中除了可以通过地球化学元素对上述问题进行分析以外，还可以通过结合地质历史时期中地质运动及对初始生产力等环境因素的研究综合分析地层中硅岩的形成。

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