其他自生沉积岩类

请说明沉积岩的分类。~

　　沉积岩分类考虑岩石的成因、造岩组分和结构构造3个因素。一般沉积岩的成因分类比较粗略，按岩石的造岩组分和结构特点的分类比较详细。外生和内生实际上是指盆地外和盆地内的两种成因类型。盆地外的，主要形成陆源的硅质碎屑岩，但是陆地的河流等定向水系可将陆源碎屑物搬运到湖、海等盆地内部而沉积、成岩；盆地内的，形成的内生沉积岩的造岩组分，除了直接由湖、海中析出的化学成分外，也可能有一部分来自陆地的化学或生物组分。因此，可简单地概分为2类：①陆源碎屑岩，主要由陆地岩石风化、剥蚀产生的各种碎屑物组成。按颗粒粗细分为砾岩、砂岩、粉砂岩和泥质岩。②内积岩，主要指在盆地内沉积的化学岩、生物-化学岩，也可由风浪、风暴、地震和滑塌作用将未充分固结的岩石破碎再堆积，成为内碎屑岩。内积岩按造岩成分分为铝质岩、铁质岩、锰质岩、磷质岩、硅质岩、蒸发岩、可燃有机岩（褐煤、煤、油页岩）和碳酸盐岩（石灰岩、白云岩等）。此外，由不同性质的水流可形成不同沉积岩。如浊流作用形成浊积岩，风暴流作用形成风暴岩，平流作用形成平流岩，滑塌作用可形成滑积岩，造山作用前后常可分别形成复理石和磨拉石。母岩分化产物形成的沉积岩是最主要的沉积岩类型，包括碎屑岩和化学岩两类。碎屑岩根据粒度细分为砾岩、砂岩、粉砂岩和黏土岩；化学岩根据成分，主要分出碳酸盐岩、硫酸盐岩、卤化物岩、硅岩和其他一些化学岩。火山碎屑岩主要由火山碎屑物质组成，是介于火山岩与沉积岩之间的岩石类型，有向熔岩过渡的火山碎屑熔岩类和向沉积岩过渡的火山碎屑沉积岩类。火山碎屑占90%以上的岩石，被称为火山碎屑岩类。　生物遗体可组成可燃性（如煤及油页岩）和非可燃性两种生物岩。

自生沉积岩又称内源沉积岩是构成岩石的原始物质主要来自陆源溶解物和生物源，少部分来自深源气水热液和深卤，在沉积盆地中通过生物化学作用和化学作用沉积形成的岩石。（百度百科）
石英砾岩是由陆源物质搬运沉积的，不属于自生沉积岩
还有蒸发岩（岩盐、石膏等）、磷质岩、铝质岩、铁质岩

希望有用，望采纳

（一）蒸发岩（evaporite）

在强烈蒸发条件下，因水溶液高度浓缩而沉淀形成的，易溶盐类矿物占50％以上的沉积岩称蒸发岩。蒸发岩是一种重要的矿产资源，在化工、食品、肥料、建材等工业中有着十分广泛的用途。

易溶盐类矿物极多，已知的就有100多种，只含一种酸根离子者为单盐，含两种以上酸根阴离子者为复盐。按主要或特征酸根阴离子可分为硫酸盐、硼酸盐、卤化物、碳酸盐和硝酸盐等几类（表18－4）。除易溶盐类矿物外，蒸发岩中还含有其他许多自生矿物，如方解石、白云石、菱镁矿、菱铁矿、赤铁矿、有机质等，也可含陆源碎屑如云母、石英、岩屑等，更普遍的是含粘土矿物。它们可以是蒸发岩中的杂质，也可在蒸发岩内以结核或条带出现。当易溶盐类矿物减少时，蒸发岩就向其他沉积岩（石灰岩、白云岩、页岩等）过渡。

表18－4 蒸发岩中的主要易溶盐类矿物

续表

（溶解度引自刘宝珺，1980）

蒸发岩多呈层状产出，层厚从毫米级的纹层到几十厘米的中厚层不等，常与白云岩、石灰岩、细碎屑岩（特别红色泥质岩）互层。由蒸发岩构成的沉积序列可厚达几百米至上千米，分布范围常在几百平方千米以上。但分布地域和时代总体上较为分散。世界上一些大型蒸发岩的产出时代多集中在寒武纪、志留纪、泥盆－二叠纪、三叠纪和古近－新近纪，我国蒸发岩主要产于三叠纪、白垩纪和古近－新近纪，其次是奥陶纪。由于蒸发矿物易溶，所以除非在干旱地区，蒸发岩一般很少有好的露头，地表可以见到的也主要是溶解度相对较小的石膏。多数蒸发岩都是在地下通过钻井发现的。我国大庆、胜利、江汉等油田都钻到了白垩纪或古近－新近纪的蒸发岩。在现在地中海深海海床下面甚至钻到面积达2.50×106 km²，厚达几千米的古近－新近纪蒸发岩，估计其数量已超过地球上其他已知蒸发岩的总和。

蒸发矿物不仅易溶，也相对“软弱”，这对蒸发岩的结构构造具有深刻影响。其原生沉积构造和结构有水平层理、交错层理、粒序层理和微晶结构、自生颗粒结构等，自生颗粒可以是单个盐类晶体，更多的是盐类晶体的集合体，大体上与石灰岩中的内碎屑或凝聚颗粒相当，这说明盐类矿物沉淀后还经历过机械搬运；但更常见的结构构造则是经成岩改造后形成的，如块状构造、角砾化构造、多孔状构造、镶嵌结核状构造（也称鸡笼状构造）（图18－13）和斑状变晶结构、半自形或它形粒状变晶结构（这是借用变质岩的结构名称）、交代结构等。

蒸发岩通常都以主要盐类矿物为分类命名的依据。在已知为蒸发成因的前提下，在 “蒸发岩” 前冠以主要盐类矿物即为岩石名称，如石膏蒸发岩、硬石膏蒸发岩、石盐蒸发岩等；如果成因未知则不加 “蒸发” 二字，称石膏岩（gypsum rock）、硬石膏岩、石盐岩等。地质历史中产出的蒸发岩以硫酸盐蒸发岩为主，其次是氯化物蒸发岩，其他蒸发岩较少。

图18－13 硬石膏岩的镶嵌结核状（鸡笼状）构造（据Maiklem et al.，1969照片绘制）

蒸发岩以蒸发浓缩为其基本形成机制决定了它只能产在蒸发量大于降水量和其他淡水、如地下水的补给量的较为孤立、封闭的水盆地中。大陆地区的沙漠盐湖或季节湖，炎热干旱地区的萨布哈、环礁顶部和滨海一带的潟湖等都是蒸发岩的理想产地。不同地理背景所产蒸发岩的共生岩石或底盖层岩石具有很大不同，通常大陆蒸发岩主要与陆源碎屑岩，尤其是细碎屑岩（如页岩、油页岩等）共生，海洋蒸发岩则主要与石灰岩、白云岩等共生或位于向上变浅的碳酸盐岩沉积序列的顶部。一个具体蒸发盆地所产蒸发岩的成分直接受控于盆内水溶液（母液）的成分和它被蒸发浓缩的程度。无论是大陆湖水还是海水，其中的溶解物质都主要来自源岩风化，地下热液（温泉）对某些大陆盐湖或局部海水也有一定影响。大陆湖水因距源区（包括古代蒸发岩源区）近，其成分与地区性因素关系密切，往往比较复杂，湖水常可高度浓缩，甚至可接近或达到浓缩的极限（干涸），所以大陆蒸发岩的成分变化较大，其总的特征是相对少到贫MgSO₄和相对多到富易溶碳酸盐，有时还有硼酸盐。海水则不然，它的化学组成，特别是主要离子的丰度基本上是稳定的，以质量分数计，其中Cl－约55％，SO₂－4约8％，Na⁺约31％，Mg^2＋约4％，Ca^2＋约1％，其他成分总共才1％左右，所以海水蒸发岩一般都以富MgSO4或贫易溶碳酸盐为特征（Hardie，1984；Lowenstein＆Hardie，1985）。一个绝对孤立盆地所能形成的蒸发岩是极为有限的，例如完全蒸发100体积的海水大约只能得到约15体积的蒸发岩，所以一些厚度较大的蒸发岩序列只能在盆地不断沉降且有适当水溶液补充机制的条件下才能形成。大陆盐湖水溶液的补充（和蒸发浓缩）具有一定韵律性，所以蒸发岩序列常由蒸发矿物和非蒸发矿物（包括陆源碎屑、粘土等）或溶解度大小不同的蒸发矿物构成。海洋潟湖的海水补充常常是在潟湖开口处不间断进行的。视浓缩程度不同，海水蒸发岩序列常主要由连续沉积的石膏（或硬石膏）或石膏和石盐构成。在实际产出的海水蒸发序列中，石膏（或硬石膏）大多都比石盐多，这说明蒸发达到的浓度多稳定在较低水平上。只有当浓度达到较高水平且可维持相当一段时间，石盐才会超过石膏，达到更高水平或近干涸时才会有像钾石盐、光卤石一类矿物析出。地中海下面的巨厚蒸发岩总体上石盐超过了石膏，是由海水浓缩变浅和海水补给多次反复形成的。许靖华（1983）推测，在过去的1亿年时间内，地中海可能已干涸过1～2次。就全球范围而言，海水蒸发岩的分布主要受太阳辐射、极地冰川、海陆相对面积等因素的控制，主要产在陆内、陆间裂谷盆地、被动大陆边缘和残留洋盆等盆地内。

非蒸发成因的盐岩也是高浓度卤水的结晶产物，卤水大多来自地下，如先成蒸发岩的成岩性溶解，顺断层上升的岩浆水等，其中可含较多微量元素，如Li、Be等。这类盐岩可在大陆或海洋盆地，两极地区的地下水和湖泊中形成，也可在地下岩石或沉积物的孔洞中形成。

图18－14 具颗粒结构的磷块岩（单偏光，d＝0.5mm）（据Gressman ＆ Swanson，1964照片绘制）

（二）磷质岩（phosphatic rock）

磷是一种较为分散的元素，多以磷酸盐矿物或有机质形式存在。磷酸盐矿物在化学成分上基本上相当于磷灰石，仅结晶程度和阴离子成分有些不同，常见的有非晶质胶磷矿、隐晶－微晶磷灰石和其他磷灰石变种，如氟磷灰石、氯磷灰石、羟磷灰石等。这些矿物常常混生在一起，薄片中呈黄褐色。磷质岩一般不以矿物含量定义，而以P₂O₅含量定义。通常将P₂O₅ ＞19.5％（相当于磷灰石＞50％）的沉积岩称磷块岩phosphorite），若7.8％ ＜P₂O₅ ＜19.5％，则称磷质岩phosphatic rock），若2％ ＜ P₂O₅＜7.8％，则称含磷岩（phosphorus－bearing rock），2％和7.8％的P₂O₅大致相当于含磷灰石5％和20％。磷块岩和磷质岩可泛称为磷质岩，除磷酸盐矿物以外，磷质岩中的其他矿物还有硅质矿物、粘土矿物、方解石、白云石、石膏、硬石膏、针铁矿以及陆源石英、长石等。

磷质岩的结构构造与石灰岩非常相似，常见的有自生颗粒结构、微晶（泥晶）结构和结晶结构（包括非晶质结构）。自生颗粒也是生物碎屑、内碎屑、鲕粒、团粒等。生物碎屑常常是双壳、腕足、海绵、有孔虫以及鱼牙齿等。自生颗粒常与隐－微晶磷酸盐基质共生，也可被“亮晶” 磷酸盐矿物或玉髓、石英、方解石以及针铁矿胶结（图18－14）。具自生颗粒或微晶（泥晶）结构的磷质岩可发育水平－波纹层理、交错层理、粒序层理，有时有波痕。一般磷质岩还可发育块状层理、泥裂或叠层构造。磷质岩可以结核（团块）状或层状产出。结核状磷块岩常产在中－细碎屑岩内。层状磷质岩常夹在黑色页岩、黑色硅质岩或碳酸盐岩之间或与它们互层，层厚几厘米到几十厘米。露头上，磷质岩多呈黑色，手标本有沉重感（密度大于陆源碎屑岩、碳酸盐岩或硅质岩）。

磷质岩分类命名可仿碳酸盐岩的结构分类，在表18－2中，将 “岩” 改为 “磷块岩” 或 “磷质岩” 即可，如泥晶颗粒磷块岩、颗粒泥晶磷块岩、细晶磷块岩等。考虑到颗粒磷块岩的胶结物变化较大，可在名称中直接反映出来，如玉髓胶结鲕粒磷块岩、钙质胶结砂屑磷块岩、胶磷矿胶结团粒磷块岩等。

磷质岩的结构构造表明它主要是浅海成因，是化学（包括生物化学）和复合沉积作用或者还叠加有交代作用的结果。海水中的磷基本上来自源岩风化，有时与火山作用也有一定关系，但总起来浓度很低。在磷的富集过程中，生物作用是个重要环节，已提出的磷质岩成因假说几乎都与生物的富磷作用有关，其一般过程是表层水中的浮游生物吸取海水中的磷，死亡后沉入海底，它们与同样富磷的粪团粒一起在软泥中被分解，溶解磷随赤道地区上升洋流再次到达海水表层并呈辐射状散开引起磷质浮游生物大面积繁盛又可重复上述过程，表层海水的磷含量就这样逐渐增高。在较偏碱性和还原条件的浅海陆棚地区溶解磷就以磷质泥晶、团粒、鲕粒等形式，或被改造成内碎屑而沉积下来。刚沉积的磷质泥晶或其他生物性磷质沉积物在同生阶段因生物腐烂等原因再次溶解可导致孔隙水的磷浓度增高，也可使方解石质泥晶或方解石质自生颗粒磷酸盐化，最后形成次生磷质岩。生物碎屑中的双壳、有孔虫、海绵和除无铰纲以外的大部分腕足原本都是钙质的，如果也变成磷盐质、则肯定是交代形成的。磷质叠层石也被看成是交代的产物。

在地质历史中，有三个重要的成磷峰值期，它们是震旦纪晚期到寒武纪早期，二叠纪和白垩纪晚期到古近纪早期。产出部位集中在古南北纬40°的范围内，沉积环境大多是构造背景相对稳定的局限浅海到边缘斜坡一带。我国磷质岩主要产于震旦－寒武纪。

（三）铝质岩（aluminous rock）

在化学成分中，Al₂O₃含量超过SiO₂的沉积岩称铝质岩，若Al₂O₃ ＞40％同时Al₂O₃：SiO₂≥2：1，则为铝土矿（bauxite）。铝的异常富集表明它的赋存形式不可能只是一般的硅酸盐矿物而应包含有铝的氧化物或氢氧化物，其中最主要的是三水铝石（Al（OH）₃）、一水软铝石（γ－AlO（OH））和一水硬铝石（α－AlO（OH））。在一般铝质岩或铝土矿中，这些矿物常呈胶状非晶质、纤维状隐晶或细小鳞片微晶，常与其他细粒矿物混生在一起，在普通偏光显微镜下较难鉴别。因此，铝质岩的鉴定通常要靠化学分析，X衍射分析等。

铝质岩或铝土矿在成因上分为残积型和沉积型两类，前者可归属于风化壳，后者则是经搬运后在盆地中沉积的，但搬运距离通常很近（几十千米以内），与源岩关系密切。

图18－15 具豆粒结构的红土型铝质岩（据Guilbeit ＆ Park，Jr，1986照片绘制）

残积型铝质岩一般以砖红土（laterite，latosol）面貌出现，故也称红土型铝质岩，其风化源岩多为富铝贫硅的结晶岩（如霞石正长石、玄武岩等），也可以是含有粘土矿物的碳酸盐岩。在半干旱或干湿交替的气候带中，若地形起伏不大，由铝硅酸盐、方解石、白云石等风化析出的碱或碱土金属离子易聚集在风化带中使水溶液呈较强的碱性，这种水溶液可使粘土矿物中的SiO₂溶解并随水流失（去硅），残留下来的铝、铁的氧化物和氢氧化物逐渐增多，最后就可形成红土型铝质岩。宏观上，红土型铝质岩多为红、褐或黄色，质地较为疏松，主要矿物常为三水铝石，铁矿物为针铁矿、赤铁矿或它们的水化物，也有一些粘土矿物（以高岭石为主）和残积的石英、榍石等碎屑，向下可渐变为新鲜源岩，顶部可覆盖一薄层 “铁帽”。岩石多为块状、多孔状，常具泥状结构或粉砂质泥状结构，有时也有同心状豆粒或鲕粒结构（图18－15）。但是，这时的豆粒或鲕粒是在成土过程中由淀积作用形成的，其核心为残积的石英碎屑、陆生生物贝壳或其他颗粒实体，包壳可厚可薄，由非晶质到隐晶质三水铝石构成，整个外形大多不很规则。

沉积型铝质岩是具相当风化强度的不溶残余物和Al₂O₃等胶体就近搬运到湖泊或滨海、潟湖中沉积而成。湖成铝质岩的铝矿物仍以三水铝石为主，但粘土、铁矿物微粒、粉砂等杂质较多，可发育水平层理或小型波状交错层理。整个岩石常呈较薄的层状或透镜状夹在泥质岩之间，顶部可出现沼泽沉积（黑色页岩或煤层），反映沉积水深很快变浅直至暴露的微弱水动力的环境条件。海成铝质岩的铝矿物以三水铝石和一水软铝石为主，经成岩变化后也可转变成一水硬铝石，共生矿物相对较少，多为粘土、针铁矿、绿泥石等。岩石为泥状结构、鲕粒结构、豆粒结构或内碎屑结构等。鲕粒和豆粒不排除由沉积前的胶体加积形成（常常形状规则），但更可能为同生期或极早成岩期由孔隙水中的胶体围绕核心沉淀而成。当具鲕粒、豆粒或内碎屑结构时，岩石可发育交错层理，偶尔有粒序层理，这显然是先成沉积被再次分散、搬运形成的，但更常见的沉积构造还是块状层理。海成铝质岩为较稳定的层状，厚度可达几十米，是作为铝土矿开采的理想矿体。无论是湖成还是海成，沉积型铝质岩的底界几乎总是源岩的风化侵蚀面，面上有时还有残留的“铁帽”。这说明在湖侵或海侵之前，源岩曾遭到高强度的风化，它们是湖侵或海侵之后的最早沉积物。由于搬运距离不远，有些沉积型铝质岩和残积型铝质岩可连续分布而没有截然界线。

铝质岩的形成对气候和地形条件要求较高，构造背景相对较为稳定，具体产出部位多在长期缓慢隆升的古陆内部或周边。世界上的铝质岩分布比较普遍，我国福建漳浦、山东淄博、河南巩县、河北唐山等地方都有产出。

（四）铁质岩（ironstone）

铁质岩是一种富铁岩（iron－rich rock）。按现在的定义，化学成分中含不少于21.4％的Fe2 O3或19.3％的FeO，或者以元素计，含不少于15％的铁的沉积岩称富铁岩（James，1992）。一般泥质岩、砂岩和碳酸盐岩中的铁要比这少得多（平均含铁约2.5％），但它们都可向富铁岩过渡。在地质记录中，富铁岩有两种存在形式，一是铁建造（iron formation），二是铁质岩或铁岩。铁建造主要产于前寒武纪，特别是古中元古代到太古宙。由于它经常还特别富硅，故也称燧石铁建造。在加拿大苏必利尔湖区，有世界最著名的燧石铁建造，其放射年龄约20±2亿年，长几千千米，宽几千米，厚约600m，至今未曾变质或只有极轻微变质，其中的富铁岩（同时也富硅）称铁燧岩或燧铁岩（taconite）。类似铁建造在格陵兰、澳大利亚、南非等地区都有分布。我国相当层位（如阜平群、鞍山群、五台群等）的铁建造数量不多，而且已经变质成了磁铁石英岩。正因为如此，我国地质界就常将铁岩作为一般富铁岩的泛称。富铁岩若铁的品位很高，就可作铁矿开采。世界上90％以上的铁矿都是沉积型的富铁岩（可以叠加变质），我国鞍山式、宣龙式、山西式等铁矿都是这种类型。

富铁岩中的铁均赋存在铁矿物中。铁矿物这个概念并不严格，通常将富铁岩中所有含铁的矿物都称为铁矿物。铁矿物种类很多，大体可分为铁的氧化物、硫化物、碳酸盐和含铁硅酸盐四大类，其中最常见的是赤铁矿、针铁矿、磁铁矿、褐铁矿、黄铁矿、菱铁矿，其次是白铁矿、铁白云石、鲕绿泥石，若经过了较强的深埋成岩变化或浅变质，还会出现铁蛇纹石、铁滑石、黑硬绿泥石等。除了这些铁矿物以外，铁建造中还含有较多SiO₂矿物（以石英为主），少数还含有火山碎屑，但不含粘土矿物或陆源碎屑。其他铁质岩一般不含SiO₂矿物，但可含粘土矿物、方解石、白云石和陆源碎屑等。

铁质岩中有极少是以风化壳或结核形式产出的，绝大多数铁岩和所有铁建造都为稳定或较稳定的层状。在燧石铁建造中，最薄的铁质纹层可小于1mm，一般的层厚在几厘米到50 ～60cm之间，它们常与碧玉岩相间成条带状。这些条带除有同沉积的滑塌变形或层内角砾化以外，有时还有水平层理、交错层理、波痕和泥裂，偶尔还有粒序层理或叠层构造。岩石的原生沉积结构常常保存完好，主要是自生颗粒结构，自生颗粒为铁质的鲕粒、豆粒、团粒、内碎屑、核形石等，也有单细胞的藻菌类 “化石”。自生颗粒大多被石英胶结，也可处在铁质泥晶基质之中。有些不含自生颗粒的富铁岩（多产在太古宙）与泥晶灰岩的结构相似。寒武纪及以后的铁质岩的沉积构造多为块状层理，有时有交错层理、波痕等，偶尔有虫孔构造，其沉积结构以鲕粒结构最常见。这部分铁质岩规模大多不太大，厚仅几十厘米到几米，横向延伸很少超过150km，常夹在碳酸盐岩、泥质岩、砂岩之间或与它们呈指状穿插。

富铁岩的分类命名常依据主要铁矿物种类或沉积结构，其中最常见的是赤铁矿铁建造（或铁质岩）、磁铁矿铁建造（或铁质岩）、铁质泥晶岩（femicrites，多产在铁建造中）、鲕粒铁质岩等。

图18－16 燧石铁建造中的铁质球粒（大小约30μm，白色部分为石英，单偏光）（据LaBerge et al.，1987照片绘制）

富铁岩的成因至今仍有很大争议，其中涉及的两个基本问题是铁的来源和铁的沉淀条件和过程。现在大致有两种铁的来源说，一是大陆风化，二是与火山活动有关的热液（或温泉）。由于铁的高价氧化物溶解度极低，所以对体积巨大的铁建造而言，风化说就需要假定一个贫氧的大气圈（其含氧量不超过今天大气的1％）以方便铁的搬运。有人为避免作这种假定，提出铁是以胶体（特别是受到有机质保护的胶体）或粘土矿物表面的 “铁质膜” 的形式搬运的。但在二三十亿年前，大陆上是否有今天这么多的有机质是值得怀疑的，而铁建造中也没有粘土矿物，也未发现陆源碎屑，所以风化说遭到了一些人的反对。热液说中的热液如果来自大陆，同样也需要贫氧的大气，有人则强调海底热液。在今天从橄榄玄武岩质海底裂隙中释放出来的热液含有比海水高105倍的铁，地球早期历史的海底热液可能要比现在更为活跃；某些铁建造的稀土元素分布特征也支持这种假说。但是，一般铁建造并不与火山岩共生，而且具颗粒结构的铁建造（或铁质岩）都具有很典型的浅水沉积特征，将海底热液输送到浅水而仍保持铁的溶解状态也需要一个较为还原的海水背景。铁从溶液中沉淀出来与富铁溶液的形成同样有解释上的困难。化学沉积作用的一般规律是，对溶解（搬运）有利的条件将不利于沉淀。富铁溶液在低pH值（酸性）和低Eh值（还原）条件下易于形成，而铁以赤铁矿形式沉淀则需要较高的pH值和Eh值，以磁铁矿或含铁硅酸盐形式沉淀也需要较高的pH值（但E h值较低）。因此有人认为，富铁岩不是原生沉积，而是交代形成的。在苏必利尔铁建造中有人也找到过一些鲕粒被交代的证据，也描述过具有石膏假象的磁铁矿；在以后的铁质岩中，交代证据还更多一些，最典型的是一些钙质生物化石被赤铁矿交代，常见的铁质鲕粒也被看成交代钙质鲕粒的产物。这些人认为，富铁岩的前身是潮下、潮间和潮上带的碳酸盐岩，它们是在同生或极早成岩期通过交代而转变成富铁岩的。上述分歧或许说明不同富铁岩本来就有不同成因、分歧不仅自然，也是必然的。

在富铁岩的成因讨论中还有一个重要问题是燧石铁建造中铁和SiO₂的同时沉淀机理（包括从环境水溶液中沉淀和早期交代过程中的沉淀）。在前面硅质岩的成因中曾提到过前寒武纪的硅质藻类。实际上，在LaBerge et al.（1987）主张燧石铁建造中燧石的微生物成因的同时，他们也主张其中富铁岩的微生物成因。他们研究了太古宙和古元古代14个铁建造的近千块岩石样品，除全部磨制了薄片外，还用盐酸和氢氟酸进行了处理，将不溶残余置于载玻片上与薄片作对照观察。他们发现大量在形态上与今天某些铁细菌（纤毛菌、球衣菌、鞘铁菌、节铁菌等）非常相似的赤铁矿、镜赤铁矿、磁铁矿、菱铁矿或有机质的细小球状或丝（棒）状体（图18－16），并对今天铁细菌的富铁过程和富铁产物作了研究。这些微生物都是厌氧或微需氧型细菌，主要生活在较富铁的海湾或河流底部的还原性淤泥中。如果太古宙和古元古代的大气圈和海水是贫氧的话，那么这些细菌就很可能是当时最普通的生命形式。当硅质藻类行光合作用时，它们的衣鞘上将粘结被氧化析出的赤铁矿微粒，而硅质藻类的形态能够显现出来就全靠这些赤铁矿微粒。硅质藻类和其他行光合作用藻类的大量繁盛可能首先使水圈中的表层海水Eh值升高促使铁以高价态沉淀出来。如果沉淀在浅水区盛行，则形成铁质鲕粒、内碎屑等颗粒就是很自然的事。而各种死亡的硅质、铁质藻菌类和从水中析出的高铁氧化物在各种水深条件下都可以 “下雨” 的形式沉降到海底，它们既可以成为自生颗粒之间的基质，也可单独成为铁燧质的泥晶沉积。沉积以后，另外一些细菌，如像今天的茉莉变形杆菌、硅杆菌等，还会参与SiO₂的溶解和再沉淀过程，它们对硅质胶结物的形成可能具有积极意义。这种生物成因在解释铁硅同时沉积方面具有很大优势。当整个大气圈和水圈在距今约20亿年后的某个时候达到今天这样的含氧量时，这些厌氧的或微需氧的铁细菌就受到抑制，铁和SiO₂的沉积也就分开了。虽然直到今天这些细菌仍以同样方式生活着，但在沉积作用中它们已经不重要了，广泛和大规模的铁的沉积也就从此终止。然而直到现在也没提出一个令人信服的造成相对年轻大气相对贫氧的原因，也没有找到一个办法确定是否真的有过这样的大气。

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江阴市15333836309： 沉积岩有哪些 - ？
酆高澳特： 按沉积物的颗粒大小,沉积岩可分为砾岩、砂岩、页岩、等,石灰岩也是.沉积岩里面常常能找到古生物遗体、遗迹,沉积岩是地球历史的记录. 沉积岩,又称为水成岩,是三种组成地球岩石圈的主要岩石之一(另外两种是岩浆岩和变质岩)....

江阴市15333836309： 岩石分类除了岩浆岩、变质岩和沉积岩还有哪些类型 - ？
酆高澳特： 首先分三大类岩浆岩(火成岩)、变质岩、沉积岩.岩浆岩根据SiO2的含量分为超基性岩、基性岩、中性岩和酸性岩、碱性岩,再按产状、结构构造分为深成岩、浅成岩和喷出岩.变质岩分为动力变质岩、区域变质岩、混合岩、热接...

江阴市15333836309： 沉积岩分类有哪些呢? ？
酆高澳特： 沉积岩,一般划分为碎屑沉积或化学沉积,主要取决于其物质来源.每一种广泛的生物类别,和各种各样的岩石类型,反映出不同的搬运、沉积,和成岩作用过程. 碎屑沉...