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硒是一种典型的分散元素，由于在地壳中平均含量很低（一般为10-9～10-6）而又十分分散的特性，故传统上认为很难形成独立矿床，多以伴生元素的方式赋存在其它元素矿床内（涂光炽，1994）。目前硒的工业来源主要局限于与火山作用有关的一些矿床中，如与火山作用有关的金银矿床，与贱金属有关的块状硫化物矿床等，其它硒的来源甚少（Huston，1995；Bjerkgard and Bjorlykke，1996；So C-S等，1995）。由于其很难形成独立矿床，国内外近年来对硒的成矿机制研究十分薄弱，没有大的进展，所积累的硒的地球化学资料也相当缺乏。
近十年来特别是自1987年成立了“含金属黑色页岩”的国际对比计划（IGCP254）以来，在我国南方广泛发育的黑色岩系中相继发现了一批与之有关的金属矿床，如Ni、Mo、Ag、V、Au、U、Cu等（张爱云等，1987；毛裕年等，1989；陈超等，1986）。与此同时，关于黑色岩系中富含硒的报道也随之增多，相继发现了川西北拉尔玛地区、陕南紫阳、岚皋地区、湘西北地区、湘黔地区和鄂西地区寒武纪和部分二叠纪富硒地层，以及拉尔玛硒-金矿床和渔塘坝硒矿床等一批含硒矿床（刘家军等，1997；宋成组，1989；雒昆利，1995；Wen and Qiu，2002）。
值得注意的是，这些高硒地层的时代多为早寒武世，并且高硒地层的岩石组合非常特征，彼此之间可以类比，具有明显的时控性和岩类的选择性。看来，硒在黑色岩系中的富集并不是偶然的，其中必然有内在的联系。本节正是在此基础上试图从含硒地层的构造背景、岩性组合、元素组合、沉积环境、硒的赋存状态等方面全面阐述含硒地层形成的地球化学机制。
一、中国若干典型含硒建造（Selenium-bearing Formation，SBF）
目前已发现的含硒地层均为下寒武统或二叠系，从岩性组合看，均为页岩（板岩）夹硅质岩，其中页岩（板岩）和硅质岩的比率在各地略有不同；从含硒地层的构造位置分析，均在扬子板块的边缘或内部。作者在1999年首次将包括以上共性的含硒岩石组合统称为“含硒建造”，定义为：有特定时空分布特征和特定岩性组合的含有硒及其它多元素异常的一套岩性组合，其中硒含量一般大于5×10-6。中国典型的含硒建造包括以下几类（图6-3）。
西秦岭拉尔玛下寒武统含硒建造 本区下寒武统硒的背景值为5.47×10-6，对比地壳丰度（0.05×10-6 ），富集系数达到 109。发育的岩石主要有硅质岩、板岩，另有少量碳酸盐岩和粉砂岩。不同的岩性中硒的含量略有不同，其中以硅质岩中的硒含量最高，达到8.70×10-6，板岩中硒的含量较少，为3.05×10-6。对比不同时代地层的硒含量，震旦系白依沟群平均硒含量为0.16×10-6，奥陶系苏里木塘组硒平均含量为 0.172×10-6，志留系下统羊肠沟组硒含量为0.947×10-6 ，寒武纪地层的硒含量无疑远远大于其它时代的地层，为一硒的异常层。
图6-3 中国若干含硒建造和含硒矿床分布图
东秦岭紫阳、岚皋下寒武统含硒建造 紫阳、岚皋寒武系中有一定的硒富集。从岩性看，板岩中的硒含量较高，为3.89×10-6，其次为硅质岩，为2.86×10-6，灰岩中硒的含量最低，为0.36×10-6。从层位看，下寒武统下段鲁家坪组硒含量最高，平均为7.09×10-6，上段箭竹坝组硒含量为0.78×10-6，中寒武统毛坝组硒含量为1.92×10-6。总体上分析，鲁家坪组的硒含量最高，从整个秦岭地区看，鲁家坪组与西秦岭的下寒武统太阳顶群是对应的，硒的富集情况也大致相似。同时，其下伏震旦系陡山沱组的硒平均含量为0.158×10-6，与西秦岭震旦系白依沟群的硒含量也大致相当。
湘西北地区下寒武统含硒建造 湘西北下寒武统牛蹄塘组是一套富含有机质和黄铁矿的碎屑沉积岩层，主要由硅质、磷质、碳质、粘土类和云母类矿物、碳酸盐和生物碎屑组成，并富含多种金属元素。其岩性组成一般由三种岩类组成：①磷块岩层，其中硒含量10×10-6；②含磷结核碳硅质页岩，硒含量40×10-6；③黑色碳质硅质岩，硒含量20×10-6（张爱云等，1987）。
鄂西地区寒武系和二叠系含硒建造 鄂西地区各时代地层中硒均有一定的富集，下寒武统水井沱组为一套含碳硅质岩夹碳质页岩的岩性组合，其中含黄铁矿及磷质结核，硒平均含量为34.64×10-6。除下寒武统外，二叠系是鄂西地区硒的主要富集层位，其中的渔塘坝硒矿是目前世界上发现的唯一的沉积型独立矿床，根据测试，下二叠统茅口组平均硒含量224×10-6（827件样品，包括矿石样），上二叠统大隆组平均硒含量37.63×10-6。二叠系的岩性组合为含炭硅质岩夹含炭页岩。
除上述典型的含硒建造外，另外还有一些地区也有类似的含硒建造发育，如塔里木地区下寒武统含硒建造，主要分布在塔里木盆地北部乌什—阿克苏一带，向南到巴楚隆起地区，据钻井揭示，相应层位已相变为一套硅藻土。这套地层在塔里木盆地北部，称为玉尔吐斯组，层位是下寒武统底部，平行不整合覆于震旦系之上，岩石组合主要为含碳的泥岩和含碳的硅质岩互层，夹少量的灰岩。根据测试，硒含量为（0.64～91.1）×10-6，平均25.2×10-6。湘黔地区下寒武统的留茶坡组，岩性组合为黑色泥岩、页岩夹暗色薄层硅质岩，局部夹重晶石结核和透镜体，硒含量平均为91.7×10-6；皖南地区上震旦统的蓝田组，主要赋硒层位岩性组合为碳质页岩和泥灰岩，夹硅质岩和铁锰结核，硒含量变化为0.19×10-6～94.77×10-6，平均41.3×10-6（李双应，1994）。
二、含硒建造的构造环境
拉尔玛地区和紫阳、岚皋地区分属于西秦岭南亚带和东秦岭的紫阳地垒，构造环境均是以裂谷作用为特征的拉张环境，湘西北地区属于扬子准地台的湘黔川鄂古坳陷区的东南侧，鄂西地区则属扬子准地台中部偏西，跨越两个不同性质的Ⅱ级构造单元——四川台坳和上扬子台坪，两者的构造环境均为以拉张作用为主的断陷盆地。可见，中国几个主要含硒建造的构造环境均表现出以拉张作用为主的特点。而且，含硒建造均发育在扬子地台和塔里木地台的边缘或内部，均与裂谷作用或同生的深大断裂有关（图6-3）。
三、含硒建造的岩性组合及元素组合特征
若干典型含硒建造的岩性组合极具特色，以含碳硅质岩和含碳板岩为主，拉尔玛地区以硅质岩为主，而在其他地区则以含碳板岩为主。各岩石中均含有丰富的有机物质，同时也含有一定量的黄铁矿和磷结核。上述的岩性组合构成了所谓的“黑色岩系”。从含硒建造的层位看，均为寒武系和二叠系，而这两个阶段正是黑色岩系在中国广泛发育的时期。含硒建造中除富集硒外，还有大量其他元素的富集，如“黑色岩系”中比较特征的变价元素V、U、P、Ni、Mo等，还有典型的热水沉积指示元素As、Ba、Sb等，也有非正常沉积的元素Au、PGE等，总体上表现为多元素、非正常的元素组合。
四、沉积环境的有机地球化学和生物标志物研究
这些含硒建造的时代多在早寒武世，并且含硒建造的岩石组合非常特征，彼此之间可以类比，具有明显的时控性和岩类的选择性。看来，硒在黑色岩系中的富集并不是偶然的，与地史发展过程中特定的沉积环境有密切的关系。基于此目的，选择比较典型的下寒武统高硒地层进行有机地球化学的工作，通过其中的一些有机地球化学特征及生物标志物恢复沉积环境，阐明硒在黑色岩系中硒富集的可能因素。
（一）实验方法
样品分别选自西秦岭拉尔玛含硒建造，东秦岭紫阳、岚皋含硒建造和湘西北含硒建造。
分别选取三个地区典型样品，除去风化表面，用蒸馏水除污后粉碎过200目筛，干燥后用CHCl3在索氏抽提器中抽出可溶有机质（抽提72h）。旋干衡重后分别用石油醚、苯、二氯甲烷在硅胶氧化铝柱上分离出烷烃、芳烃和非烃组分。衡重后选取烷烃组分作气相色谱（GC），选择其中的典型样品作色谱-质谱联用仪分析（GC-MS）。
GC、GC-MS在中国科学院广州地球化学研究所有机国家重点实验室完成。GC在HP6890型色谱仪上进行，色谱柱为Ht-5硅毛细管柱，程序升温80～290℃，升温速率4℃/min。氮气作为载气，采用氢火焰离子化鉴定器（FID）。
GC-MS在PLATFORMⅡ型色谱-质谱联用分析仪上进行，升温程序为80℃保留5min，以3℃/min升温至310℃，保留40min。氦气作为载气。
（二）有机地球化学和生物标志物特征
1.氯仿沥青“A”组成
氯仿沥青“A”的族组分特征列于表6-11。从氯仿沥青“A”的丰度比较，三个地区的氯仿沥青“A”变化于13.89×10-6～27.63×10-6，平均17.98×10-6，总的变化范围不
表6-11 氯仿沥青“A”组成
大。硅质岩、板岩、灰岩中氯仿沥青“A”含量变化也没有一定的规律。总体上氯仿沥青“A”的含量较低。从族组分比较，烷烃含量一般大于芳烃含量。在硅质岩中烷烃一般小于非烃的含量，但在板岩中，烷烃含量大于非烃含量，沥青质含量在各类岩石中均较低，最大不超过30%。从（非烃+沥青质）/总烃的比值来看，硅质岩中比值均大于或接近1，而在板岩中此比值小于1。总的比较，无论是硅质岩还是板岩，都具有高饱和烃、低芳烃和高非烃的族组分分布特点，表现出以富含类脂化合物和蛋白质为特点的低等水生生物来源的腐泥型有机质的特点。
2.正构烷烃和类异戊二烯烃
从气相色谱分析，饱和烃馏分的碳数分布范围较窄，主要在C15-C31，个别延伸到C33，总体表现为碳数集中分布在C15-C25之间的中等分子量，主峰碳数为C15-C18的前高峰型的正构烷烃分布特点。OEP变化于1.13～1.31，平均1.18，不具备明显的奇偶优势（图6-4）。
图6-4 正构烷烃碳数分布图
研究认为，主峰碳数为C15-C17，C20-/C20+比值远大于1是某些低等浮游生物的特点（包括细菌和藻类），如nC17占优势是绿藻的特征，而nC15占优势则是某些褐藻的特征（Clark and Blumer，1967）。显然，三个地区的正构烷烃的分布特点明显不同与以高碳数主峰，高分子量正构烷烃占优势，显著的奇偶优势为特点的高等植物或混有高等植物的正构烷烃分布特点。而与海相藻类生物来源的正构烷烃分布特点较一致（Lijmbach，1975；吴庆余等，1998）。
类异戊二烯烃类以姥鲛烷（Pr）和植烷（Ph）为主，从Pr/Ph比值看除EJ-16样品外均小于1（表6-12），一般认为Pr/Ph＜1是指示缺氧还原沉积环境，而Pr/Ph＞1则是氧化条件（Volkman and Maxwell，1986）。无疑，三个地区的比值均指示了还原的沉积环境。可能在某些地区或沉积阶段处于弱氧化或弱还原的环境（EJ-16）。
表6-12 正构烷烃和类异戊二烯烃主要参数指标
3.萜烷
从m/z191质量色谱图上检测出较为完整的长链三环萜烷系列化合物（图6-5）。碳数分布范围为C20～C29，其中以C21和C23为主。据研究，三环萜烷的大量出现是细菌和藻类来源的可靠的标志（Ourisson et al.，1982；Azevedo and Aquino Neto，1992）。同时，考虑到三环萜烷的抗生物降解能力很强，甚至超过藿烷（Connan，1980）。因此，在老地层中，我们认为三环萜烷的存在和出现是菌藻生物来源的最可靠的指标之一。
图6-5 三个地区样品中三环萜烷的质量色谱图
从m/z191质量色谱图上还检出完整的五环三萜烷（藿烷）（图6-6）。从Ts、Tm开始，一直延伸到C34，部分样品可至C35。藿烷的大量而广泛的存在也是菌藻生物来源的可靠的指标，尽管有少量的事实证明某些高等植物中发现藿烷的前驱（王启军等，1988），但是有机质存在的时代似乎限制了高等植物的来源，同时可溶有机质中低的芳烃馏分也支持了这一点。可见，三个地区大量存在的藿烷系列标志着其母质来源主要是菌藻类生物，可能以蓝绿藻为主。
4.甾烷
甾烷的组成比较复杂。低分子量以妊甾烷和升妊甾烷为主。规则甾烷中有丰富的C27、C28和C29，以C29甾烷为优势。重排甾烷含量稀少（图6-7）。
甾烷的来源似乎比较复杂。一般认为，C27甾烷来自水生生物，C28甾烷为海洋藻类繁盛的标志，C29甾烷指示高等植物的输入。鉴于这一观点，Huang 等（1979）首先用 C27-C28-C29甾烷同系物作三角图来区分不同的生态系统。但是，越来越多的研究表明，高的C29甾烷的含量并不代表高等植物的输入。我们考虑可能取决于两个原因：①研究发现，在绿藻中经常发现含有丰富的24-乙基甾醇（C29）（Djerassi，1981）；②更重要的原因可能是三个地区都是比较老的地层，在漫长的地质过程中遭受了很严重的降解作用（包括生物降解和热降解），反射率的数据（表6-15）支持了这一观点。而对于 C27-C28-C29系列的甾烷，它的降解顺序是 C27＞C28＞C29，因此，从现在的数据往往表现出 C29甾烷的优势（Kenneth，1995）。目前大量的研究，包括前寒武纪有机质的研究均支持这一结论（吴庆余，1986）。来源:https://www.atermamicrowave.com/zhishi/202412-20.html
图6-6 三个地区样品中五环三萜烷（藿烷）的质量色谱图
所以，结合上面的研究，三个地区中的有机质前体可能主要还是菌藻类生物，沉积环境主要为还原环境。
图6-7 三个地区样品中甾烷质量色谱图
（三）沉积环境与硒的富集讨论
1.硒和硅的来源
研究表明，硒直接来源于海水或陆源都不太可能。值得注意的是，在这些含硒建造中，都有一层或多层的硅质岩。经研究，这些硅质岩并不是正常沉积的结果，而是热水沉积的结果。关于硅质岩中硅质的来源，可能主要由于循环热水与围岩发生碱交代的结果。如在绝大多数热液矿床中普遍发育有石英脉，而在这些矿床中或其下部，均有大量的碱交代岩与之共生。这可能反映了这些矿床中的SiO2系通过碱交代而提供的。实验也证明了SiO2的溶解度在碱性溶液中远大于在中、酸性溶液中。此外，热液的其它蚀变过程，如绿泥石化、绢云母化等也会产生游离的SiO2，但其规模较小。据上可知，这些硒含量高地层中层状硅质岩的形成，可能与海底喷流热水系统与围岩发生碱交代提供的SiO2有关。如在拉尔玛高硒地层下伏白依沟群地层中不乏碱交代以及绿泥石化和绢云母化现象。在长时间不间断的环流过程中，将碱交代结果析出的SiO2源源不断的输送到海底，形成了规格特征的热水成因的层状硅质岩。
可以设想深部循环热液带出大量硅质的同时，也有大量Se的带出。含硅溶液中Se的携带能力目前尚无明确的资料。间接的证据表明：
（1）Se是一种亲地核（40×10-6）的元素，对比地壳克拉克值（0.05×10-6），富集系数达到800。在地球的演化历史中，Se倾向于在地幔和地核中富集。且常见的Se的产出往往与火山作用有关，如里巴利岛的火山硫中含硒达18%，夏威夷岛的火山硫中含硒20%（牟保磊，1999）。目前硒的工业来源主要局限于与火山作用有关的一些矿床中，如与火山作用有关的金银矿床，与贱金属有关的块状硫化物矿床等，其它硒的来源甚少（Huston，1995；Bjerkgard and Bjorlykke，1996；So C-S et al.，1995）。因此，Se来源正常沉积的可能性不大，可能来自于较深的构造环境。
（2）硅质岩的形成多受控于拉张的裂谷环境、或断陷盆地、或同生沉积的大断裂。这种构造环境中循环的热液往往可将深部的Se携带上来而形成富Se的沉积。如在现代的洋中脊环境中，均有不同程度硒的富集（表6-13）。来源:https://www.atermamicrowave.com/xwzx/202412-3.html
表6-13 不同构造环境的古代和现代热液系统中Se、As、Sb含量（wB/10-6）
（3）无论在热液体系或冷水体系中，Se的含量与硅的含量有明显的正相关关系，根据Measures等（1980）对海水的实测数据显示，随着海水深度的增加，海水中Se和Si的浓度呈正相关的同步增长，相关系数达到0.89。
（4）更为重要的是，在这些高硒地层的下伏基底中均有一定的硒的异常，如在拉尔玛含Se建造的下伏基底震旦系白依沟群中也含有一定的Se的异常（富集系数为3.20），同时也包含Au（富集系数为12.71）、Cu、Mo、Pb、W等元素的异常，在紫阳地区震旦系陡山沱组中也有Se的异常（0.158×10-6）。可以设想Se的来源与硅质的来源是一致的。而这种高硒基底岩系的形成则是需要进一步研究的问题。
因此，可以推测，形成硅质岩的构造环境可能是地壳深部Se得以上升到浅部聚集的前提，而含硅热液则可能是硒良好的“溶剂”。来源:https://www.atermamicrowave.com/cshi/202501-446.html
2.还原的沉积环境有利于菌藻类生物生长和保存
前面大量的数据和结果均支持了三个地区的有机质母质主要是海相的菌藻类生物，可能主要以蓝藻和绿藻为主。根据目前的研究资料和显微组分的观察，这种推断是正确的。如在拉尔玛地区的生物球粒硅岩中已鉴定出大量的蓝细菌中的丝状颤蓝细菌的化石结构和色球蓝细菌中的古色球藻属（Praechoococcus）、类粘球藻属（Gloeocapsoides）和微囊藻属（Microcystis）等，其次也鉴定出一些绿藻中粗枝藻科的常见种属：Gyroporella、Mizzia、Eogoniolina、Clavaporella、Macroporella等（林丽，1994）。在湘西北地区，下寒武统的生物组合以细菌和蓝藻为特征。在紫阳地区同样发现了呈纹层状和团块状的藻类化石。按照现代生态学的观点，藻类的大量繁盛应该在温和富氧的条件下，但反过来说，这种环境并不利于藻类的大量保存，从目前研究看，藻类的大量保存（埋葬条件）应在封闭的缺氧环境或还原环境以及快速堆积的条件下，否则，三个地区藻类形态化石和大量生物标志物（甾萜烷）的出现就难以很好的解释。同时值得注意的是，三个地区中均缺乏在华北地台和扬子地台大多数地区丰富的底栖三叶虫化石，也指示了当时沉积的水体环境为缺氧的还原环境。若干生物标志物指标也支持了这一结论。缺氧环境的形成一方面可能与震旦纪和寒武纪界线发生的全球性的缺氧事件有关，另一个更为重要的原因可能也是这一时期正是热水活动的活跃期，我国南方和秦岭若干地区的热水沉积硅质岩的发现可作为佐证。在三个地区均发育有厚度不等的硅质岩层，尽管有些硅质岩的成因目前还有争论，但根据对拉尔玛地区和湘西北特征的硅岩建造的详细研究，热水成因已无可争议。这种热水成因硅质岩的形成，在喷口附近由于大量强还原物质的喷出，如CH4、H2S、H2，往往会造成下部水体的还原环境。同时，富H2S的还原水体导致大量的厌氧细菌或嗜硫细菌的繁盛。一个重要的实例是在拉尔玛地区形成硅质岩的喷口处的强还原环境下有大量生物群落的存在。
因此，这种还原的环境既是生物藻类保存的良好条件，同时也是生物细菌生长的有利因素。
3.有机质是硒固定的良好场所
硒的来源有赖于硅质岩的形成，而硒的固定则有赖于有机质的参与。硒是一种典型的生物制约元素，它的有机亲合指数（KOA海生植物/海水）达到8900（Bowen，1996）。在某些高硒的环境中，生物体甚至可以被迫地吸收硒。硒在有机质中的结合是比较稳定的，尽管目前还没有直接的资料显示硒在生物体中的结合方式，但根据生物化学的一些资料，硒可以参与到生物体的新陈代谢中，甚至有调节生命系统的作用（彭安等，1995）。研究表明，硒可以很容易的参与到有机物质中而形成硒的有机化合物。目前常见的有机化合物形式包括硒与含氢，含氧及含N、S的有机物质键合，常见的键合形式包括Se-H、O-Se-C、O-Se-O、Se-C，也包括部分的Se-N等（徐碧辉等，1994）。来源:https://www.atermamicrowave.com/bkjj/202412-55.html
根据岩石中的分散固体有机物质——干酪根的研究，硒可以在干酪根中大量富集。从表6-14可以看出，三个地区岩石中的富集系数虽然不同，但由于三个地区的有机碳含量也相差较大，故其有机结合态比例基本一致，从31.4%～78.8%，平均52.3%。硒有向有机质中强烈富集的趋势。
表6-14 三个地区中硒的有机结合态特征
从拉尔玛地区温泉剖面的实测数据分析，剖面上硒的含量与有机碳的含量呈明显的正相关关系（图6-8），从一个侧面也反映了硒可能为有机质吸附。
图6-8 拉尔玛温泉剖面有机碳与硒含量关系图
三个地区大量菌藻类生物的繁盛显然可以是硒的一个巨大的吸收源。同时，我们也注意到还原硫酸盐细菌的发育也是一个重要的有利条件，由于硒与硫的化学性质十分相似，因此，硒可以取代其中的部分硫而参与到生物体中，这已经得到实验的支持（Nelson et al.，1996）。
4.有机碳含量和成熟度对硒的富集的影响
三个地区的有机碳含量分别是湘西北＞拉尔玛＞紫阳，成熟度分别是湘西北＞紫阳＞拉尔玛，而硒的含量分别是湘西北＞拉尔玛＞紫阳（表6-15）。有机碳含量是评价地层中有机质丰度的一个有效指标，前面已经提到丰富的有机质是硒固定的重要因素，因此高的有机碳含量应对硒的保存有利。而成熟度的影响则相反，成熟度越高，有机碳的损失越大，高的成熟度地层并不利于硒的保存。尽管从目前的研究看，单个样品的有机碳和成熟度与硒的含量之间并没有明显的相关关系，但从整体研究，硒与有机碳和成熟度之间还是存在一定的依存关系。尽管湘西北的成熟度高于紫阳，但湘西北有机碳的含量却远远高于紫阳的有机碳含量，因此，湘西北的硒含量远大于紫阳硒含量也就不足为奇了。而拉尔玛地区既有较低的成熟度，又有较高的有机碳含量，故拉尔玛中硒的含量也较高。因此，有机碳含量与硒含量之间呈正相关关系，而成熟度则与硒含量呈负相关关系。高的有机碳和低的成熟度是硒保存的有利因素。
表6-15 三个地区有机碳、Ro和硒含量
五、含硒建造形成的几个条件
（1）根据以上的研究，可以看出含硒建造中硒的富集并不是偶然的，而是多种因素共同结合作用的结果：
（2）硒的富集一般形成在裂谷、深海盆、区域性的同生沉积大断裂的构造环境中；
（3）硒的富集多集中在寒武纪和二叠纪，此时正是中国黑色岩系广泛发育的时期；
（4）含硒建造中有热水成因硅质岩的存在，硒的来源与热水成因硅质岩的形成密不可分；
（5）丰富的有机物质，一般与硒富集有关的是腐泥型有机质，其先质母体一般为菌藻类生物。
容矿岩石及矿石的元素地球化学
在萨落依矿区，硅质岩既产于基性熔岩流之间，也产于火山碎屑岩中。在阿克塔什矿区，硅质岩主要产于块状矿体上部或火山碎屑岩中。硅质岩层与地层整合产出，厚度一般为几米，最厚者可达4 m，在走向上，断续延长近1000 m。来源:https://www.atermamicrowave.com/zhishi/202412-50.html
1.硅质岩的岩石学及岩石化学
矿带出露的硅质岩可分成两类：具条带状或纹层状构造的浅灰色硅质岩，可称为燧石岩；具条带状或纹层状构造的紫红色硅质岩，由于硅质岩含大量浸染状铁氧化物造成的结果，称之为碧玉岩。在阿克塔什矿区只见到了燧石岩，未见到碧玉岩；在萨落依矿区燧石岩和碧玉岩都有产出。条带状燧石岩都或多或少的含一定量的硫化物，最常见的硫化物为黄铁矿，有时也有闪锌矿。硫化物往往集中呈条带状或纹层状产出，它们与硅质条带互层，形成十分发育的条带状构造。研究证明，两个矿区的硅质岩在矿物组成上有一定的差别。
阿克塔什矿区的硅质岩：该区硅质岩具条带状构造，条带由黄铁矿、硅质相对集中分布形成，连续性较差，带宽为0.2～1.3 mm不等。显微镜下研究证明，硅质条带由石英、黄铁矿组成。石英占总体积的95%左右，呈他形粒状集合体，粒度为0.05 mm，具花岗变晶结构。偶见石英斑晶产于细粒石英集合体中，粒度为0.65 mm。斑晶形状各异，有的为浑圆状，有的为尖刀状，具火山晶屑特征。细粒再结晶的石英在这种斑晶周围则呈长条状，并垂直斑晶周边生长。这说明斑晶是在石英再结晶之前形成的，而不可能是后期再结晶的产物。硅质条带中有少量呈浸染状分布的黄铁矿，多为正方形或长方形自形晶，粒度0.05～0.25 mm。黄铁矿条带主要由黄铁矿、石英及白云母组成。黄铁矿占总量的55%左右，多为半自形粒状，粒度为0.12～0.15 mm。单晶中常有大量杂质矿物包裹体，有时见到显微雏晶。另外，在该类黄铁矿中，成岩环带增生晶较发育，为矿床同生成因提供了证据。黄铁矿受后期构造破碎作用较强，压碎结构、压溶结构及位错凹槽等十分发育。石英占该条带总体积的35%左右。这种与黄铁矿共生的石英多为长板状晶体，长0.3 mm，宽0.03 mm。长板状石英往往垂直黄铁矿周边生长，具束状结构特征。白云母占该带总体积的7%～10%左右，为板状自形晶，长为0.04～0.75 mm，宽为0.01～0.07 mm。该矿物往往集中呈条带沿黄铁矿条带分布。白云母遭到较强的后期蚀变作用影响，有时完全分解不显光性。另外，硅质岩中还有2%左右沸石类矿物，1%左右绿泥石，它们都是后期热液蚀变的产物。
萨落依矿区的硅质岩：由条带状硫化物燧石岩及条带状碧玉岩组成。条带状硫化物燧石岩由硫化物条带和硅质条带互层组成。硅质条带占全岩石总体积的 70%以上，带宽0.2～2.1 mm不等。该条带主要组成矿物为石英、绿泥石。石英为隐晶质和微晶集合体，占硅质条带总体积的 70%左右。该矿物为他形粒状，粒度为 0.02～0.05 mm，具花岗变晶结构，绿泥石为鳞片状，粒度为0.02～0.05 mm。绿泥石常集中分布，形成条带，并与石英条带互层构成硅质岩的纹层。绿泥石占硅质条带总体积的30%左右，其含量显然比阿克塔什矿床硅质岩中高得多。硫化物条带占全岩总体积的 30%左右，主要由黄铁矿、闪锌矿组成。黄铁矿占硫化物总体积的 90%，半自形晶，粒度为 0.5～2.1 mm。该矿物中常含有柱状石英，其柱长0.06～0.1 mm。这是一种典型的低温石英，在 VHMS 型及 Sedex 型矿床中常见（Eldridge，et al.，1983，韩发等，1997）。这种石英的存在，为该矿床形成于低温条件下提供了证据。在后期变形-变质作用影响下，黄铁矿强烈破碎，形成压溶结构及位错变形。闪锌矿占硫化物条带总体积的7%左右。在透射光下，闪锌矿呈浅米**，说明该矿物是低铁变种。电子探针分析证明，闪锌矿中铁含量相当低，变化于0.5%～1.6%。这种低铁闪锌矿是在低温条件下形成的。闪锌矿中常有大量黄铁矿微粒，呈浑圆状、乳点状或棒条状。这些黄铁矿微粒有的无规律分布，有的沿闪锌矿解理或裂隙系统分布。因此黄铁矿可能有两期：第一期黄铁矿（无序分布者）可能与闪锌矿近同期形成，以微包裹体方式存在于其中；第二期黄铁矿可能是在后期热事件中形成，以充填-交代方式存在于闪锌矿的微裂隙之中。总体看来，闪锌矿与黄铁矿时空关系较密切，形成时间可能十分接近。来源:https://www.atermamicrowave.com/cshi/202412-30.html
另外，在条带状硫化物燧石岩中，经常有少量（1%左右）黄铜矿产出。该矿物有时呈细脉状交代黄铁矿，有时呈浸染状分布在硅质岩中。总之，黄铜矿是后期矿化事件的产物，与硫化物燧石岩同生成因无直接关系。
条带状碧玉岩为暗红或紫红色，具十分发育的条带状或纹层状构造。条带基本上可分为3种：以石英、绿泥石为主的条带；以石英、斜黝帘石、绿帘石、锰绿帘石为主的条带；以斜黝帘石、绿帘石、石英为主的条带。3种条带中都含石英、钠长石晶屑（占全岩总体积的5%～10%）及自生钾长石（表4-1）。显微镜下研究证明，在不同条带中，上述矿物产出特征基本相似。
石英呈他形粒状，粒度为0.003～0.005 mm。这些微晶石英有时呈球颗状集合体，球颗直径为0.05～0.1 mm。绿泥石为鳞片状集合体，鳞片粒度为0.005～0.01 mm。帘石类矿物有斜黝帘石，绿帘石及锰绿帘石3种。一般情况下，在深色条带中绿帘石多些，在浅色条带中锰绿帘石多些。绿帘石和锰绿帘石均为他形粒状，粒度为0.02～0.035 mm。个别锰绿帘石呈柱状，柱长为0.2～0.35 mm，多色性特别显著：np为橙**、nm为紫红色、ng为鲜红色。这种柱状锰绿帘石往往沿着局部热液再活动的条带分布，在这种条带内斜黝帘石也较发育。斜黝帘石是该区碧玉岩中常见矿物之一，其含量可占全岩总体积的10%左右。该矿物为不规则粒状，有时为长条状。这种长条状斜黝帘石往往形成球粒状集合体，具有浑圆形轮廓，球粒直径为0.03 mm，均一分布在微晶石英、绿帘石集合体中。
表4-1 萨落依矿床碧玉岩中长石电子探针分析结果（wB/%）
表4-2 萨落依矿床帘石类矿物电子探针分析结果（wB/%）
帘石类矿物应属准同期水热变质作用的产物，其可能是与基性火山作用有关热液沉积岩的重要特征。在海底热液成矿系统中，热液沉积物中含有一定量的火山凝灰物质是普遍现象。显微镜下研究证明，该碧玉岩中确实含石英、斜长石晶屑，这些晶屑为棱角状、尖刀状，粒度一般为 0.075～0.1 mm。当然，显微镜下难于确定的更微细凝灰物质肯定存在。这些基性火山灰物质富含Al、Mg、Fe、Ca、Mn。在热变质作用影响下则形成了斜黝帘石、绿帘石、锰绿帘石等矿物。电子探针分析表明，这些帘石类矿物都富含 Al、Fe、Ca，特别是锰绿帘石相对富含MnO（表4-2）。来源:https://www.atermamicrowave.com/cshi/202501-267.html
本项研究对条带状碧玉岩进行了岩石化学全分析。化学分析工作是在中国科学院地质研究所化学分析实验研究室进行的，分析方法为 X 射线荧光光谱。从分析结果（表 4-3）可以看出，萨落依、古鲁滚涅克矿床的碧玉岩富含 Al、Fe、Ca、Mg、Mn 等组分，FeOt、MgO、MnO、CaO的含量在基性岩中分别为 11.03%、7.46%、0.25%、9.68%，而在酸性岩中则分别为3.79%、0.70%、0.08%、1.63%，比前者低3～10 倍。因此，研究区碧玉岩富含基性岩的组分，这是该类岩石形成于基性火山海底热液成矿系统的直接证据。
另外，有的碧玉岩特别富含Na2O（表4-3、97SL025号样）。这是该类样品含较多斜长石晶屑所至。电子探针分析表明（表4-1），这些斜长石都是钠长石，它们可能是在海底火山热液系统中经钠质交代而成。除了呈晶屑存在的钠长石外，其实在研究区的硅质岩中都或多或少含有微晶钠长石。这些微晶钠长石可能是由更微细的基性火山灰物质变来。
表4-3 萨落依矿床、古鲁滚涅克矿床热液沉积岩的化学组成（w B/10-2 ）
2.硅质岩的稀土元素组成特征
对萨落依矿区4件碧玉岩样品进行了稀土元素组成测定。测定工作是在中国科学院地质研究所化学分析实验研究室完成的，测定方法为等离子光谱。从分析结果（表4-4）及其球粒陨石标准化图形（图4-1）可以看出，这4件样品的ΣREE明显不同，可分成两组：第1组的ΣREE变化于156.31×10-6 ～170.36×10-6 ，相对较高；第 2 组的ΣREE 变化于73.55×10-6～99.53×10-6，相对较低。显微镜下研究证明，前者（样号为96008，96053）富含帘石类矿物，这可能是其富集REE的原因。从表4-4 和图4-1 还可以看出，4 件样品的铕异常均不明显，但铈显著亏损，δCe最低者只有0.58，轻重稀土分馏不强，La/Yb变化于3.90～6.10，均值为4.77。来源:https://www.atermamicrowave.com/cshi/202412-103.html
表4-4 萨落依矿床、古鲁滚涅克矿床热液沉积岩的稀土元素含量（w B/10-6 ）
图4-1 萨落依矿床、古鲁滚涅克矿床碧玉岩的稀土元素图形
现代海水沉淀下来的化学沉积物，如洋中脊附近的Fe-Mn沉淀物，准确地反映了海水相对亏损 Eu和 Ce的特点。福尔（1977）认为，化学沉积物特别是条带状含铁建造是追踪随着时间的推移沉积环境中稀土元素演化的最好物质。含铁建造作为典型的热液沉积岩，随着地质历史的演化，其稀土元素组成有如下特点：第一，从太古宙至今，各类含铁建造的 REE总量都是低的（Fryer 1983；Graf，Jr.，1978；Fleet，1984），当然那些富含磷灰石、独居石或磷钇矿的样品除外，因为这些矿物特别富集REE；第二，在太古宙含铁建造中未发现 Ce有明显的异常，而自中、新元古代开始则观察到了富集和亏损两种异常的例子，在现代洋脊金属沉积物中具有显著的 Ce亏损；第三，Eu异常对不同类型的化学沉淀物不一样。例如，阿尔戈马型铁建造，无论它们产在太古宙还是古生代，都普遍具有 Eu正异常，并且其REE图形十分相似；而苏必利尔湖型铁建造一般不具 Eu正异常，但几乎在每一个地区的测试样品中，总有个别样品显示弱的 Eu异常。现代洋脊金属沉淀物中普遍具有负 Eu异常；第四，太古宙含铁建造稀土元素分馏不明显，La/Yb比值可低至3.5，而自元古宙起，则其轻重稀土分馏趋于增强，东太平洋隆峰顶沉积物的La/Yb比值为6.1～6.3（Fleet，1984）。但总的看来，这个比值仍然低于同时代的陆源沉积物，如现代深海软泥La/Yb比值为 11（Mclennan and Taylor，1980）。特别要指出的是，在地质历史的演化中，含铁建造中的Ce及Eu异常明显的规律性与地壳及海水本身的演化有关。在太古宙及古元古代，由于强烈的火山活动，大量的强还原热流体排泄到海洋，因此，当时的海水富含Eu2+，各类化学沉积物都具有显著的正 Eu 异常。自中元古代以后，由于海水变成氧化型的，Eu2+、Ce3+分别被氧化成 Eu3+、Ce4+而与其他的稀土元素分离。因此，自中元古代起、局部地区自古元古代起，各类化学沉积物明显亏损 Eu、Ce，尤以现代洋中脊的金属沉积物为特征（Eryer，1979）。当然，在特殊条件下，由于局部环境具强还原热流体的存在，有些化学沉积物具有 Eu正异常，如布罗肯希尔矿床的硫化物矿石及近源喷气岩（Lottermoser，et al.，1989），古生代阿尔戈马型铁建造及某些块状硫化物矿石（Graf，Jr.，1977、1978）。特别是近十年来对不同地质环境下热液系统中热流体及有关化学沉积物的研究证明，在海底热泉喷口处，在海水混入量较少的情况下，热流体及其化学沉积物显著富含轻稀土，并具强正铕异常（Michard，et al.，1983、1989；Timothy，et al.，1990，表4-5）。
表4-5 不同地质环境下高温热流体及其化学沉积物稀土元素的某些特征参数
上述可见，研究区碧玉岩的ΣREE比一般热液成因硅质岩的ΣREE偏高（韩发等，1997），这可能是该类岩石中含一定量火山凝灰物质所致。正如福尔（Fryer，1983）指出的，热液沉积物的稀土元素含量一般是非常低的。因此，任何有意义的陆源物质或火山碎屑的加入都会严重影响REE的丰度，也影响其数据的解释。尽管如此，研究区碧玉岩铈和铕异常的情况与现代洋脊金属沉积物很相似，说明它们是在水体中沉积形成的，但是又与海底热液系统有关。另外，与各类含铁建造相似，本区碧玉岩均具有重稀土比同时代碎屑沉积岩相对富集的特征。这是因为重稀土配合物具有较大的稳定性，故它们在水中停留时间比轻稀土要长，结果海水比同时期的海洋碎屑沉积物相对富含重稀土，如太平洋海水、现代深海软泥及北美页岩的La／Yb比值分别为5.41、11和10.6。研究区碧玉岩的La／Yb比值平均为4.77，不但低于现代深海软泥，也低于40个北美页岩的平均值，证明它们不是一般的陆源沉积物，而是在海水参与下，以化学沉淀方式形成的热液沉积岩。
3.硅质岩喷气沉积成因证据
已经积累起来的大量实际资料和野外地质关系的研究证明，前寒武纪铁建造及与块状硫化物矿床有关的各类硅质岩、长石岩及电气石岩等均属热液沉积岩。在这样的背景上采用类比的方法，对有关热液沉积岩的成因进行研究。
从硅质岩岩石学本身来看，它具有非常发育的沉积条带状构造，显然不是交代形成的。然而矿物结晶程度差，粒度微细，特征的缝合线结构，意味着它未曾遭受过强烈的变质作用，也不可能是砂岩之类的岩石经变质作用形成。特别是在硅质岩中常常见到一种由微晶石英组成的胶粒状结构，单个胶粒直径为 0.05～0.1 mm，多呈圆形或椭圆形。这种胶粒状结构在加拿大塞尔温盆地与块状硫化物矿床有关的硅质岩以及澳大利亚 Mount Windsor火山岩带的硅铁质喷气岩中亦常见（Duhig，et al.，1992）。另外，在澳大利亚东北部 Lau盆地中于水下1990 m处现代热液沉积形成的重晶石-蛋白石岩中，也见到了这种胶粒状结构的蛋白石（Bertine，et al.，1975）。研究表明，这种结构是胶体沉积形成的，说明了硅质岩是SiO2化学沉淀的直接产物。来源:https://www.atermamicrowave.com/zhishi/202412-67.html
硅质岩有生物成因的也有火山成因的。但以下的地质事实十分重要：①硅质岩在地质历史中的分布以前寒武纪为最多，在显生宙则逐渐减少；②从数量上来看，硅质岩以产于地槽区为主，并且绝大多数不含或很少含硅质生物介壳；③地槽区的硅质岩往往直接位于水下喷发熔岩之上（Carrison，1974）或直接上覆于热卤水沉积物（块状硫化物、赭石等）之上（Bernard，1982；Robertson，et al.，1974）；④这种硅质岩往往与含黄铁矿的黑色页岩伴生，而与碳酸盐岩“势不两立”（Siever，1962；Хворова，1977）；⑤特别是对于地槽区的硅质岩，尽管它们有时含有硅质生物介壳，然而这些硅质生物是与燧石岩成因无关的附带组分，只是因为那里富硅的水体环境是它们得以保存下来的良好场所（Robertson，et al.，1974）。上述事实说明，与硅质岩有关的沉积建造形成于闭塞的深水局限盆地，其中只接受少量或不接受碎屑物质，因此海水化学成分与正常海水不同，即存在非正常补给的SiO2使得硅质生物介壳得以保存，并且 pH 值偏低，使浮游的钙质生物残体发生溶解（Siever，1962）。因此，硅质岩的形成与火山活动有着密切关系，生物成因不是主要因素。尤其在某些矿床中，如中国大厂锡-多金属矿床，加拿大沙利文和澳大利亚布罗肯希尔的块状硫化物型矿床，其硅质岩中具喷气成因特征的电气石岩纹层非常发育，这是生物成因的硅质岩所不具备的。另外，现有的资料表明，不同成因类型的硅质岩化学组成是不一样的。从表4-6可以看出，TiO2、Al2O3、K2O、Na2O、MgO 的百分含量在生物成因的硅质岩中普遍低，而在与火山作用或海底热液系统有关的硅质岩中普遍高，这种差别对于判别硅质岩的成因是特别有用的。为醒目起见，将有关资料表示于图4-2、4-3。从 Al2O3-TiO2的投影图上可见，生物成因的硅质岩与火山或海底热卤水成因的硅质岩明显分为两个区。同时，在生物成因的硅质岩区，投影点零散分布，Al2O3和 TiO2之间无相关关系；而在火山及海底热卤水成因的硅质岩区，投影点呈带状分布，Al2O3和 TiO2之间相关系数为0.6390，呈正相关关系。地球化学研究表明，对于充分海解的化学沉积岩 Al2O3和 TiO2之间呈正相关关系（韩发等，1983）。图 4-2 揭示出来的规律与这一原则是一致的，其提供了另一个判别硅质岩成因的地球化学方法。当把阿克塔什-萨落依地区硅质岩样品分析结果投影于图4-2，4个数据点都落在了火山或热卤水成因的硅质岩区，说明硅质岩在成因上与热卤水活动有关。在w（Al2O3）-w（K2O+Na2O）图解上，两种不同成因的硅质岩也明显分为两个区。同样，研究区样品的投影点也都落在了火山或海底热卤水成因的硅质岩区内（图4-3）。
图4-2 不同成因硅质岩中w（TiO2）-w（Al2O3）关系图
图4-3 不同成因硅质岩中w（K2O+Na2O）-w（Al2O3）关系图
表4-6 不同成因硅质岩的化学成分（wB/%）
4.关于硅的来源问题
为探索硅的来源，首先要讨论的一个关键性问题是，海底火山活动或热卤水系统能否提供足够物质以形成热液沉积岩。尤其是这种系统能否提供足够的SiO2形成硅质岩，又是关键的关键，因为硅质岩是热液沉积岩中数量最多、分布最广的岩石。另外，在20℃时，非晶质SiO2要达到119.26×10-6才能从正常海水中以化学沉淀方式沉积下来，而正常海水中只有4×10-6的非晶质SiO2。下面我们用一些现代地热系统及海底热卤水系统的资料，简要阐明这个问题。
西藏地区喜马拉雅现代陆相地热带没有火山活动，但热水爆炸及间歇喷泉活动十分强烈。该区 277 个水样研究结果表明，SiO2是热泉水中重要组分，其平均含量以（32～100）×10-6为主，大于100×10-6者占总样品数的17%。那些富含 SiO2的热泉，当热水喷到地表以后，SiO2则变为凝胶状态，以化学沉淀方式沉积下来，形成硅华台地、硅华丘。有的硅华丘高达50 m，有的甚至高出河谷达 400～500 m。这些 SiO2的沉淀物常呈致密块状、条带状构造（中国科学院青藏高原综合考察队，1981）。上述资料虽然来源于陆相热泉系统，但它至少说明热泉系统确实能提供大量的 SiO2，并形成相当规模的硅质岩。关于现代海底火山活动和热卤水系统目前也积累了大量的资料：在 Surtsey 火山活动区附近，SiO2浓度突然提高了 3 倍（Stefansson，1966）；在南极洲 Deception 岛火山喷气活动区附近，水体中Si和Mn浓度分别达到50700mg/L和2420mg/L（Elderfield，1972）；Banu Wuhu海底火山喷口热水中SiO2含量比附近海水高10倍，铁和锰的氧化物沉作用显而易见（Zelenow，1964）；红海热液系统（A-Ⅱ海渊）的卤水中含 SiO2为 64.19×10-6 ，是正常海水的16倍（Emery，et al.，1969）；太平洋 21°N 热泉系统中，喷口附近卤水含 SiO2高达1291×10-6 （Rosenbauer，et al.，1983），此处白色烟室喷出的流体主要成分是重晶石和非晶质的SiO2。研究证明，从这些卤水中形成的化学沉淀物确实含有大量的非晶质 SiO2。如红海“A-Ⅱ”海渊的沉积物中，铁蒙脱石相、非晶质针铁矿相、硫化物相和水锰矿相分别含 SiO2为24.4%、8.7%、24.7%和7.5%，其中被确定下来含SiO2的矿物只有铁蒙脱石，因此，其他各相中均含有大量的非晶质SiO2（Bischoff，1969）。在太平洋21°N“黑色烟室”沉积物中，也有大量非晶质 SiO2，这些非晶质 SiO2有的在硫化物表面呈球状，有的呈薄层状与硫化物互层产出（Haymon，et al.，1981）。在澳大利亚东北部 Lau 盆地所发现的重晶石-蛋白石岩更是富含SiO2的现代热液沉积物。海洋地质学研究发现，海底热泉系统总是位于规模不大的局限性深水盆地内。如红海“A-Ⅱ”海渊长14 km、宽5 km、水深2170 m。太平洋21°N处的“黑色烟室”分布于长6.2 km、宽仅0.2～0.5 km、水深2600 m的狭长盆地中。这就保证了排泄到海底的热卤水与广海中的大洋水互不发生混合，因而有利各类化学沉积物的形成。其实这种地质环境与古代块状硫化物矿床的形成环境是一致的。
许多研究者对海底火山活动或热卤水系统对海水成分的影响及其在地质历史中的演变给予了极大的重视。表4-7是每年排泄到海底的热卤水及注入大洋的河流带入海洋中某些成分的资料（Honnorez，1983）。不难看出，卤水与河流带入大洋中的主要成分的数量几乎相等，其中卤水带给大洋的Mn、Li、Rb更多。根据现代洋中脊热卤水对流系统计算，在5～11 Ma内，全部海水可能通过洋脊对流循环一遍，在200 Ma内洋底可能更新一次，因此洋底没有发现老于侏罗纪的岩石。这些资料说明，即使地壳运动处于相对稳定的今天，海底热液系统对海水成分的影响也起着“二分天下”的作用。如果考虑到地球形成的早期，海底火山活动更强烈，那么海底热液循环系统带给大洋的物质就更加可观。稀土元素地球化学的研究已经为此提供了证据。如前所述，自太古宙及古元古代开始，到中元古代及显生宙，各类含铁建造中 Eu、Ce 的异常具有明显的规律性的变化。这种变化证明了，在太古宙和古元古代通过海底热泉系统有大量强还原热流体被倾泻到海底（Fryer et al.，1979）。这种热流体势必含有大量 SiO2，并从中沉淀形成硅质岩来源:https://www.atermamicrowave.com/xwzx/202412-8.html。这就不难理解，硅质岩在地质历史中的分布主要出现于前寒武纪来源:https://www.atermamicrowave.com/cshi/202501-175.html。当然，随着地质历史的发展，海底火山活动逐渐变弱，与之有关的化学沉积物也相应减少，以至于在现代大洋盆地中没有相当规模的这类化学沉积物被发现。显然，在这里不能机械地应用“将今论古”的原则。基于这种理解，把阿克塔什-萨落依成矿带产出的地质环境、含矿建造、主要容矿岩石的岩石学及地球化学特征联系起来看，我们认为本区的硅质岩是从海底热卤水循环系统中以同生沉积/成岩方式形成的。在以热液沉积岩为主的层位中，有少量的陆源泥质和火山灰物质混入，形成纹层状的绿帘石岩，这并不是什么反常的现象，而是客观地质作用的必然结果。
表4-7 海底热卤水及河流带入海洋成分对比表（mol/a）来源:https://www.atermamicrowave.com/cshi/202501-274.html
在海底热液系统中，由于热液沉积物沉积速率快，没有足够的时间与海水互相作用，故其中钴、镍含量低。相反，海底热卤水池中相对富含铁、锰，故热液沉积物中铁锰含量较高。各种不同相的含铁建造就是在海底热液系统中形成的富铁沉积物。根据这种情况，Bonatti等（1972）制定了 Fe-Mn-（Cu+Co+Ni）×10三角图，并在图中确定了水成沉积物与热液沉积物的分布区（图4-13）。从图4-13可见，水成沉积物与热液沉积物明显分为两个区，前者相对富含 Cu+Co+Ni，后者相对富含 Fe和 Mn。对于现代海底热液成矿系统，红海和东太平洋洋脊的热液沉积物分布区几乎重叠，并基本上落在 Bonatti 确定的热液沉积物分布区，偏离水成沉积物分布区。切别克其菱铁矿床的2件样品（图4-13 中1、2 号点）落在热液沉积物分布区，并且位于富铁端员。卡拉玛铁铜矿床的 2 件样品（图 4-13中3、4号点）落在了红海地热系统热水沉积物分布区内，亦相对富铁贫锰。研究区内 4件样品中，既有块状菱铁矿矿石，又有铁白云石-镁菱铁矿岩。显然，不论是岩石还是矿石，铁都处于2价状态，它们都是在较还原条件下形成的。这可能是这4件样品都相对富铁贫锰的原因。
Marching（1982）研究表明，深海沉积物中大部分磷呈生物成因的骨骸残余物产出，并伴有钇和稀土元素的富集。磷在碱性溶液中溶解度极低，因此在成岩过程中该元素会进一步富集。在海底热液沉积物中，钇和磷之间没有相关关系。如图 4-14 所示，深海沉积物或成岩型含金属沉积物中，P2O5与 Y的含量呈较好的正相关关系，并且钇的含量相对较高。相反，在海底热液沉积物中，钇的含量相对较低，而磷的含量可以高达 2%以上。因此，用 P2O5-Y图解，可以较好地区别热液沉积物和深海沉积物。从图 4-14 可以看出，研究区4件样品含钇均较低，1件样品含磷较高，钇与磷之间没有明显的相关关系。从分布上来看，有1件样品落在热液沉积物分布区，另外3件样品均落在该区的左下侧，远离深海沉积物及成岩型含金属沉积物分布区，靠近镜铁山铁铜矿床矿石样品分布区。薛春纪等（1997）研究证明，镜铁山铁铜矿床属海底喷流沉积型矿床，其矿石是海底热液沉积成因。
上述可见，在 Fe-Mn-（Cu+Co+Ni）×10 及 P2O5-Y图解上，研究区内4 件样品均位于热液沉积物分布区内或其附近，远离水成沉积物及成岩型含金属沉积物分布区。这表明，卡拉玛矿床容矿铁白云石-镁菱铁矿岩及切列克其矿床菱铁矿矿石均属海底热液沉积成因。
图4-13 不同沉积物的 Fe-Mn-（Cu+Co+Ni）×10三角图
图4-14 不同沉积物的 P2O5-Y图解
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