（一）概述
硅质岩是指由化学作用、生物化学作用、生物作用和某些火山作用所形成的富含二氧化硅（70%～90%）的岩石，不包括主要由机械沉积作用形成的石英砂岩和变质石英岩，虽然它们的二氧化硅含量有时可达95%以上。
硅质岩的矿物成分主要有非晶质的蛋白石（SiO2·nH2O，为胶凝体）、隐晶质的玉髓（又称石髓，SiO2）和结晶质的自生石英（SiO2）。蛋白石中有时混有分散状方英石，在X射线照相中可模糊地显示方英石的线条特征，不稳定或趋向溶解（尤其在碱水）的二氧化硅在别的地方重新沉淀，或就地转变为玉髓或自生石英。据X射线揭示，玉髓与石英的构造完全一样，只是富含微小的水泡（0.1μm），遂使折光率、密度有所降低；玉髓经常呈放射状排列的纤维，宽几微米，长几十到一、二百微米。蛋白石和玉髓可以是化学沉积的，也可以由生物作用形成，即以生物遗体（硅藻、放射虫和海绵）形式存在；而自生石英多半由蛋白石和玉髓重结晶而来。
除了上述硅质矿物外，还可以有其他矿物混入，常见有粘土矿物、碳酸盐矿物和氧化铁等。它们以不同比例混合，当硅质矿物少于50%时，则可过渡为硅质粘土岩、硅质石灰岩（白云岩）和硅铁质岩，这类岩石在前寒武纪地层中比较常见。有些硅质岩中还可以有有机质以及海绿石、沸石、黄铁矿等矿物。
比较纯的硅质岩，化学成分简单，主要是SiO2和H2O。但由于混入物的影响，还常有含量不等的其他氧化物，如Fe2O3、Al2O3、CaO、MgO等，其中Fe2O3可多达10%，Al2O3可达8%。
硅质岩的结构可以有非晶质的胶状结构、隐晶结构、微粒结构或生物结构，偶见鲕状结构。野外产状可以是单独成层，也可以成薄层、透镜体、条带或各种形状的结核夹于其他岩石（常见为碳酸盐岩）中。
硅质岩的颜色多种多样，随杂质而异，常见灰色、灰黑色，也有灰白色、灰绿色和红色。岩性坚硬，性脆，化学性质稳定，不易风化。
硅质岩的分布较广，在沉积岩中仅次于粘土岩、碎屑岩和碳酸盐岩，而居第四位。
关于硅质岩的分类，有的根据野外产状，有的根据硅质矿物成分来划分，也有根据成因（化学的、生物的和生物化学的）分类的。根据成因可把硅质岩分为两大类：
1）生物或生物化学成因的，如硅藻土、放射虫岩、海绵岩、板状硅藻土、蛋白土。
2）非生物成因的，如碧玉岩、燧石岩、硅华。它们可以是化学成因的，也可能是次生成因的，或与火山作用有关。
（二）硅质岩的主要类型
1.硅藻土（或叫硅藻岩）
硅藻土主要由硅藻遗体（硅藻壳，其成分为蛋白石）组成。硅藻种类繁多，已知在地质历史中，达一万种以上，现存五千余种。硅藻壳外形多种多样，有长方形、正方形、圆形、三角形等，个体甚小，0.002～0.05mm，多半小于0.05mm。它在岩石中含量不定，有时可高达70%～80%，在现代硅藻淤泥中有的可高达90%。此外，硅藻土中还可有少量放射虫、海绵骨针等生物遗体混入。有时还可有粘土矿物、碳酸盐矿物、海绿石、碎屑石英和云母等混入物，当其中粘土含量超过50%时，则过渡为硅藻粘土。
硅藻土质纯者呈白色，但常被铁质或有机质染成浅黄色或暗灰色，甚至黑色。岩石质软而轻，密度只有0.4～0.9g/cm3；孔隙度大，可高达90%～92%。岩石外貌呈土状，结构疏松，吸收性强，粘舌。在镜下具典型生物结构。一般层理不明显，有时可见薄水平层理。硅藻土外貌很像白垩，但不如白垩那样细腻，用手研磨成碎粉，有粗糙感，且加酸不起泡。
在两极及中纬度地区的现代海洋中，广泛分布有硅藻软泥，这类沉积物潮湿时显浅黄到灰色，干燥后则变成白色。在纯的硅藻软泥中，硅藻壳含量多时可达70%～90%，还可含有2%～40%的碳酸钙和3%～25%的其他矿物。在地质历史中，大部分硅藻土产于第三纪和第四纪沉积中，个别见于白垩纪地层，而更老时代中的硅藻土都已次生变化成为板状硅藻土或蛋白土了，有的则可能进一步变成硅质板岩和碧玉岩。
我国山东临朐县山旺所产硅藻土为新生界中新统的大陆淡水湖泊沉积，它具有灰黑灰白色相间的水平带状层理，沿层理方向有发育很好的层节理。经风化及蒸发其中所含水分后，薄如纸页状的硅藻土薄层翘起而如翻卷书页，故得名“万卷书”。
2.海绵岩
海绵岩主要由硅质海绵类生物遗体组成，其中主要生物为海绵骨针，其成分多半为蛋白石，有时为玉髓。在古老的岩石变种中，除骨针外，有时还可见到少量放射虫和钙质贝壳，还可有粘土矿物、海绿石、粉砂和矿粒混入物。
海绵岩外貌为细粒状，呈淡灰绿色或黑色。有坚硬和疏松两种。
坚硬的海绵岩海绵骨针由不同比例的蛋白石、方英石、玉髓和石英胶结而成，外貌呈土状，不透水。
纯净的疏松的海绵岩很少见，只在个别地区的第三纪沉积岩中见到。
在现代沉积中，海绵软泥甚为少见，只在北方海洋中见到有其存在，其中海绵骨针含量为20%～40%。在地质历史中，海绵岩常见于新生代沉积岩中。
3.放射虫岩
主要由放射虫构成，也可分为疏松和坚硬的两种。
疏松的放射虫岩外貌很像硅藻土，质软，灰色或黄灰色。除放射虫外，还可有硅藻、海绵骨针、灰色海藻、有孔虫等生物遗体。常混有粘土物质，有时还见方解石、海绿石、碎屑石英等矿物。这类岩石见于某些地区的白垩纪和第三纪沉积中。
坚硬的放射虫岩为氧化硅所胶结。有两种类型：①蛋白石质放射虫岩介壳和胶结物均为蛋白石，部分蛋白石常转变成玉髓和自生石英，外貌极似萤白岩，这类岩石通常见于白垩纪和第三纪沉积中；②玉髓-石英质放射虫岩介壳和胶结物均为玉髓和自生石英，放射虫介壳有时被方解石所交代，岩石坚固致密，不透水。外貌很似硅质板岩或碧玉岩，这类岩石见于地槽区的中生代和古生代沉积内。坚硬的放射虫岩实际上少见，常见的是含放射虫的蛋白岩或含放射虫的硅质板岩及碧玉岩。
在现代海洋沉积中，放射虫软泥分布地区比硅藻分布区的纬度低，其中放射虫的最大含量可达60%～70%，并常混有粘土和碳酸盐。
4.蛋白土（蛋白岩）和板状硅藻土（粉蛋白岩）
二者成分主要都是蛋白石。常成细小的棱角状或球粒状质点（大小为0.01～0.001mm）的集合体。它们与硅藻土或蛋白石质放射虫岩不同之处在于不含或极少含硅质生物遗体。岩石中除蛋白石外，还可有粘土矿物、碳酸盐、黄铁矿、海绿石、沸石、玉髓、方英石、碎屑石英、有机质等混入物。有时可有少量硅藻、放射虫、海绵骨针、有孔虫等。
这两种岩石都具有微孔构造，故粘舌。层理不明显。两者常共生，呈透镜体产出。
蛋白土常比板状硅藻土更坚硬一些，它们之间主要区别如表8-15所示。
表8-15 板状硅藻土与蛋白土的主要区别
关于这两类岩石的成因，有的人认为是原生化学沉积的，但也很可能由其他生物成因的硅质岩（主要是硅藻土、部分海绵岩、放射虫岩）次生变化而成。蛋白土和板状硅藻土可进一步变为硅质板岩或碧玉岩。
这两类岩石主要分布于白垩纪和第三纪的较新地层中。
5.硅质板岩和碧玉岩
这类岩石主要是由自生石英组成，其次是玉髓，还常混有氧化铁（可超过5%），以及粘土矿物、方解石、菱锰矿、黄铁矿、绿泥石、云母、有机质等。有时还可含有少量放射虫、海绵骨针、头足类、腕足类生物遗体。
两者区别在于硅质板岩具有较薄的层理。
这类岩石的颜色多种多样，常为红色，亦有绿色、灰黄色或黑色，有时呈斑杂状颜色。常具隐晶或胶状结构。颗粒大小在0.01mm左右，颗粒边缘为锯齿状。岩石致密坚硬，具贝壳状断口。主要分布于地糟区，前寒武纪到中生代沉积中均有发现，还常与火山岩共生成巨厚层，可厚达数百米，称为碧玉岩建造。
还有一种层状的硅质岩石，其外貌很像未上釉的瓷器，称之为白陶土。它可逐渐过渡为细粒凝灰岩。火山玻璃大都转变为玉髓，但在显微镜下还可以看到大量棱角状的未经变化的长石碎屑。细粒（硅质）凝灰岩很少含碎屑石英，但如陆源碎屑很多时，则过渡为凝灰砂岩，这时白陶土即变为石英岩状砂岩或粉砂岩，当粘土矿物和云母的含量增多时，白陶土可过渡为硅质粘土岩。
6.燧石（燧石岩）
燧石是硅质岩中最常见的一种重要类型，它的特点是产状具有局部性，常呈结核状、透镜状或条带状夹层等，不组成稳定的硅质岩层。主要矿物成分有蛋白石、玉髓和自生石英，年代愈新，蛋白石愈多；年代愈老，自生石英愈多。
燧石成分除硅质矿物外，还常有粘土矿物、碳酸盐矿物、有机质等混入物，还可有一些生物遗体，如海绵骨针、放射虫、有孔虫等。
燧石是一种致密坚硬、常具贝壳状断口的隐晶质或微晶质岩石，颜色多样，以灰色、黑色等暗色为常见，也有黄色、红色和白色者。按其产状燧石可分为两大类。
（1）层状燧石
呈规则条带状、薄层状、不稳定的较厚层状或较大的透镜状体。它常与含磷或含锰的碳酸盐岩共生，其次与粘土岩和砂岩共生。燧石的单层厚度一般不大，几厘米到1m左右，但与共生岩石一起，则厚度相当大，可达几十到几百米。这类燧石通常具隐晶质或微粒结构，块状构造，偶见鲕状结构。鲕粒由隐晶质及微晶质玉髓和石英组成，核心常有碎屑石英，鲕粒边缘含有较多粘土质和氧化铁，基质由石英组成，有时可见纤维状玉髓围绕鲕粒呈放射状排列，表明玉髓是重结晶形成的。这类具有鲕粒结构的燧石中可见水平层理或交错层理，一般是含鲕粒的碳酸盐岩经过硅化作用而形成。
图8-33 石灰岩层中不规则的结核状燧石
（四川峨眉二叠系）
与碳酸盐岩共生的层状燧石中，常混有含量不等的碳酸盐矿物，同时与其共生的碳酸盐岩中也常见有硅质矿物。二者之间可出现一系列过渡类型，从较纯的燧石岩到碳酸盐质燧石岩和硅质碳酸盐岩。与粘土岩共生者有类似情况，在前寒武纪地层中比较常见。
（2）结核状燧石
这类燧石更为常见，通常称为燧石结核，成规则或不规则的结核状（图8-33）或不规则条带状（图8-34）。通常夹于碳酸盐岩中，其次是夹于粘土岩中，而且往往沿一定层位分布。结核形状多种多样，有圆球状、椭圆状、棒柱状、扁平状、葫芦状、环状、烟斗状、节枝状，以及不规则块状。结核可以顺层分布，成串珠状或结核层，在结核层之间有时还可有垂直或倾斜分布的串珠状燧石结核或燧石岩管相连，构成三度空间的网格状分布。结核和层理之间的关系可以是层理绕过结核，也有结核切断层理；可以是分布于层间或间断面的层底结核，也可是分布于岩层之内的层内结核。
燧石结核与围岩之间接触界线一般是清楚、突变的，很少见到逐渐过渡关系。有时结核边缘具有浅色或疏松的被膜（厚达1～2cm），可以不止一层，呈同心圈状的带状构造，这种浅色被膜与燧石本身成渐变关系。
燧石结核中有时可保存有生物遗体，通常已硅化，这些生物遗体有的与围岩中的种属一样，有时可找到在围岩中尚未发现的化石。
7.硅华
这是一种典型的化学成因的硅质岩，常形成于火山作用后期温泉喷出地表之处。硅华呈多孔状，色浅，其中二氧化硅含量不固定，常有各种混入物，除较多的三氧化二铝外，还可有各种其他元素。
图8-34 不规则条带状燧石
（四川峨眉二叠系）
（三）硅质岩成因
如果把天然的硅酸盐磨得很细，可使含这种细屑的硅酸盐溶液中SiO2的浓度达到很高，但在含大量碎屑物的冰川水中，SiO2的含量极少。因此，克勒等（W.D.Keller等，1963）认为，侵蚀过程中的溶蚀作用不是造成溶液中SiO2含量高的主要因素。除火山作用外，成壤作用也是形成硅胶的重要因素，它的重要性甚至超过火山作用。埃尔哈特（H.Erhart，1963）认为，稳定的持续时间越长越有利于从土壤中游离出二氧化硅和钙质。如果海平面很低或海平面升降频繁，则由于土壤剖面被冲刷，而不易形成硅胶，此时形成的是大量碎屑物。
由于二氧化硅的溶解度很低，固相与液相之间平衡的速度很慢，故天然地表水中通常很难饱和SiO2，地质历史中硅质沉积形成的可能途径有：
1）火山作用可提供大量硅质，特别是一些火山物质在海解阶段进行分解时，会使局部地区海洋底水中饱和SiO2，沉淀后即形成很厚的稳定的硅质岩层（E.C.Dapples，1967）。见于地槽带的碧玉岩及火山硅质岩都是这类成因的。
2）生物有能力从海水中吸取硅质以组成它本身的躯壳，即便水中SiO2的浓度很低也有可能。因此很多学者认为，海水中可溶SiO2数量不大，是由于生物的吸取所致。另外，生物的蛋白石质躯壳很难溶解，因此它常常可以完整地保存在沉积物中（某些岩石，如灰岩中所见到的硅质生物的溶蚀现象，大都是成岩后生期造成的）。此外，生物还可有分解悬浮于水中的铝硅酸盐质点，并从中汲取硅质以造成本身骨架的能力。
3）对于河水中和海水中SiO2含量进行的研究表明，河水（它所含的SiO2高于海水约几倍至数十倍）注入海中时，水中失去的SiO2数量极大，这种现象单从生物作用是无法解释的。因此就提出了一种假说，认为当有大量电解质存在时，溶液（水）中的硅质可吸附和沉淀在胶体和悬浮的无机质点上。这样，可溶的硅质就可以（与无机质点一起）进行搬运，并在适合的条件下沉积于海底（G.A.Bien等，1959）。
根据目前已知研究成果资料可以认为，SiO2系以极细小的（粘土粒级大小）分散状质点与粘土矿物质点及碳酸盐质点一起沉淀。当它与碳酸盐质点一起沉淀后，在成岩期由于物质的重新分配，即可能造成燧石结核或燧石条带。绝大多数的地质学者把燧石结核看成是沉积后的形成物，认为结核的发育过程与“离子”向某些沉积中心迁移的作用有关。溶液中相似分子间的相互引力可以用范德华引力的作用来解释。如果没有这种力，则带电质点要作无序的运动，而导致组分的分散。但是范德华引力与分子间距离的106成反比，因此，只有当硅质颗粒呈细分散状均匀分布时才起作用。
比较可能的情况是“陈化作用”，沉积下来的硅质质点的大小是不一样的，比“面”大的小颗粒较之比“面”小的大颗粒溶解度要大，因此造成相对小的颗粒不断溶解和相对大的颗粒不断沉淀而长大，最终形成结核。不管是上述的哪一种情况，都必须要有溶液和良好的通道条件。因此，沉积物未固结的成岩时期比起已固结的孔隙度大大减小的后生期，更易形成结核。对于碳酸盐岩石中燧石结核所做的现场观察，也证明其中的燧石结核，甚至条带状燧石大都是成岩期形成的。
由于影响碳酸盐沉积中18O/16O比值的因素同样也影响到其中硅质形成物的18O/16O比值，比较来看，海洋条件下形成的硅质比较富含18O，而淡水条件下沉积的硅质则比较富含16O。在海洋碳酸盐沉淀的条件下，经过一定时间的成岩作用会使海成燧石中的18O/16O比值改变，并趋近于淡水燧石的18O/16O比值。这是由于与岩石的天然水进行平衡以及温度稍微升高所致。狄更斯和爱普斯坦（Degens and Epstejn，1962）研究了石灰岩及与之共生的燧石中的18O/16O同位素比值，得出的结论是，二氧化硅的再分配（燧石结核的形成）属于早期的现象，即是在成岩阶段中进行的。燧石结核也可能有其他方式形成的，如后生交代的等等，但这可能并不是主要的。
（四）硅质岩的成岩后生变化及硅化作用
蛋白石是一种含水的SiO2，经过脱水可以过渡为玉髓和石英。但是硅胶的脱水却是一个复杂的问题，目前已在世界很多地方的硅质形成物里发现十分完整的（即使是很脆弱的）生物化石。例如在北欧白垩系的燧石中曾找到保存完整的花粉、某些生物的卵、胞襄、孢子……等。在我国河北省西部震旦系雾迷山组地层的燧石中，也发现许多形态保存很好的单细胞微体化石，一部分化石较好地保存了细胞细微结构，某些化石保持着细胞分裂、出芽繁殖的状态。因此可以认为，硅胶的脱水是从外面开始，缓慢地向内部发展的。脱水作用可能进行得很慢，例如绥科夫斯基（Z，L.Sujkowski，1958）就曾报道过在深钻井中发现了十分柔软的燧石。据估计硅胶的完全脱水至少持续10万年以上。节理裂隙的形成可导致气压的减低使CO2、CH4等游离出来，加速了脱水作用。
蛋白石转变为石英的速度与温度有关，据研究，当为200℃时，完成这种转变需时47年；100℃时，需时36000年；50℃时，需时43百万年；20℃时则需1.8亿年。
（五）硅质岩的分布和用途
硅质岩在自然界的分布，以燧石和碧玉为最多，生物成因的硅质岩均见于白垩纪以后的年轻地层中。这可能是较老时代生物成因的硅质岩由于次生变化而使生物遗迹消失的缘故。
硅质岩在地质历史中的分布很广，从数量来看，以前寒武纪为最多，以后有逐渐减少的趋势。这是由于一方面前寒武纪期间地表结晶岩露头广布，大气和地表水中碳酸气充足，有利于硅酸盐和铝硅酸盐的化学分解，导致在前寒武纪海盆中集中了大量二氧化硅和铁、锰；另一方面是当时地槽区内海底火山作用强烈，将大量二氧化硅和铁、锰带入海水中。
从硅质岩的矿物成分来看，时代愈老硅质岩中玉髓、自生石英成分愈多；而在年轻的沉积岩中，则是蛋白石居多。
蒸发岩系中较少含SiO2。其中的碳酸盐岩石不含燧石，砂岩被粘土、碳酸盐或石膏胶结。一般说来，蒸发盆地的环境有利于Ca/Mg比值不大的碳酸盐沉淀，而不利于硅质沉淀。但当物质来源丰富时，尤其是在淡化期，也可有硅质沉淀。
稳定陆台的碳酸盐岩系中有大量硅质形成物。例如燧石结核、透镜体、细脉或薄夹层及条带。在这类岩石中也常发生白云岩化，它与硅化的先后关系，是一个值得研究的问题。
含煤盆地的岩系中，碳酸盐沉积较少出现在粘土岩和砂岩中，只有少量的次生二氧化硅，通常形成碎屑石英的次生加大边。在含石灰岩较多的含煤盆地岩系中，一般情况下，不出现燧石结核、透镜体或其他硅质形成物。但在特殊情况下，可有硅质岩沉积，如我国某些二叠系的煤系中有这种情况。
冒地糟的沉积岩系中所含硅质岩较多，在邻近陆台的冒地槽边缘带，可有大量燧石结核。在含石灰岩薄夹层的粘土岩中，碳酸盐物质被燧石交代，甚至被完全交代。
优地槽沉积岩系中，硅质岩有巨大分布，主要是硅质板岩和碧玉岩。硅质岩数量之大甚至难以用海成的正常沉积来解释。一般认为，大量的硅质沉淀与火山作用有关。大多数情况下，硅质的沉淀是在沉积物沉积之后作为沉积物与孔隙水的反应产物快速进行的。
在我国，硅质岩广泛分布，如前寒武纪的碧玉铁质岩以鞍山地区最为著名，而震旦纪的硅质灰岩和白云岩以及其中的燧石结核和条带，在华北、华南均有广泛分布（川滇一带的的元古宙昆阳群和会理群中还有不少硅质页岩发育），华南、华北某些地区的寒武纪和奥陶纪石灰岩中也有燧石结核；而华南石炭-二叠纪石灰岩中燧石结核更为常见。
硅质岩在工业上有多种用途，是重要的矿产资源。如燧石因其硬度大，被作为主要的研磨原料；某些质地较纯而量大的燧石可作为硅质耐火材料。碧玉也因其坚硬致密、色泽美丽而作为重要的细工石料。重要的硅质沉积矿床是硅藻土，因为它具有强烈的吸附性而被作为过滤漂白原料，在制糖业、炼油业和净水工业中使用量都很大。颗粒细、杂质少而洁白的硅藻土，因其化学性质稳定，可作填料，用于橡胶、油漆、造纸等工业中。硅藻土和板状硅藻土在建筑上还用作绝热、绝缘和隔音的材料。