编|一缕墨香
黑色岩系，属于沉积岩系之一，由有机质和无机颗粒组成的特殊沉积物，具有深色或黑色的特征。
它们通常在低氧或缺氧环境下形成，如深海盆地、湖泊和沼泽等。
本论文旨在综合分析黑色岩系形成的沉积环境，深入研究其地质特征和成因机制，以及地球化学标志。
从学术论坛角度出发，国外对黑色页岩的理解很不一致。
Vine和Tourtelot认为黑色页岩是沉积于海相或盐湖相环境中的黑色细粒沉积岩，其物质组成有“碎眉、化学沉积物及由生物沉淀的矿物和有机物”，其端元组分有“粘岩、粉砂岩、灰岩、白云岩、硫酸钙、隧石、磷块岩、煤”。
其实，将如此众多的端元组分统称为“黑色页岩”，很难令人接受。
通常，黑色页岩是易剥的，富含有机碳 (3%~15%)和硫化铁的纹层状岩石。
黑色页岩
自60年代中期以来，学者研究秦岭志留系铀矿和湘西下寒武统镍钼多元素层时，曾将黑色岩系定义为黑色页岩和硅岩组合。
从地质学角度出发，黑色岩系是生物岩、化学岩和泥质岩组合，其共同特点是色黑，有机碳和黄铁矿较多，形成于缺氧条件，并与生物活动和生物地球化学元素的循环有密切联系。
黑色岩系的端元组分为“硅岩、碳酸盐岩和泥质岩”，后者是粒径小于0.062mm、碎屑组分大于等于50%的岩石总称，其中包括层凝灰岩等岩石。
这些岩石的相应变质岩为黑色石英硅岩、大理岩及板岩、千枚岩、片岩。
另外，黑色碳酸盐岩尚可据方解石、白云石含量区分为灰岩和白云岩，而“黑色泥质岩”可据粉砂(或粘土) 含量区分为“粉砂岩、泥岩、粘土岩、页岩”等。
因此，黑色岩系实际上包括十几种岩石类型。
黑色岩系岩石类型及岩类组合图解
黑色岩系的定义与原苏联学者提出的碳质建造比较接近。而在中国，“黑色岩系”厚度有时较小，一般仅几米至20m。
例如，鄂西陡山沱组底部的黑色页岩和凝灰质细粉砂岩厚度只有5m左右，其顶部的含银 - 黑色页岩厚仅4~16m。川东北陡山组黑色页岩 - 含泥白云岩组合（含碳酸锰矿层）厚27m等。
黑色岩系的某些岩石与目前沉积学界经常出现的“细粒沉积岩”，以及“极细粒沉积岩”也有某些相似之处，但这些名称不仅过长，而且毫无成因意义，比较难以采用。
黑色岩系具有不同的岩类共生组合，代表不同的沉积环境并赋存有不同类型的矿床。
就中国黑色岩系而言，岩类共生组合总体来说可以分为以粉砂岩为主、以页岩为主、以硅岩为主、以“碳酸盐岩”为主，以及它们相互之间的搭配，并可进一步细分为以下几类。
碳酸盐岩
01
以黑色粉砂岩为主的组合，主要是富凝灰质细粉砂岩，呈薄板状及纹层状 ，代表海侵初期相对较浅水的缺氧环境。
富钾细粉砂岩可用作钾肥，也是磷块岩的容矿岩石，主要分布于鄂西。
02
黑色粉砂岩 - 页岩 - 白云岩组合，常含磷结核、重晶石 - 黄铁矿结核，其下多为磷块岩、磷透镜体，其上多为黑色纹层状泥质硅质岩，代表相对较浅水的大范围缺氧环境。
岩石多呈纹层状、页片状，黄铁矿、有机质呈纹层或条纹产出。本组合分布于15个省区并赋存有“镍多元素层、铀矿层、石煤及钒矿层”。
镍的同位素（延申科普）
03
以黑色页岩为主的组合，主要有下震旦统上部间冰期的黑色页岩和中奥陶统黑色页岩。
前者以纹层状为主，有时有粉砂岩薄层或透镜体产出，并常富含黄铁矿纹层（黄铁矿可为莓球及显微球粒）。
后者具微细水平层理及条带状、致密状构造，并以富含玉髓球粒（粒径小于0.15mm）及莓球状、显微球粒状晶粒状黄铁矿为特征。
前者为具广泛分布的缺氧环境的产物，后者则分布局限并与氧最低带的发育有关。本组合内赋存有碳酸矿床。
中奥陶统黑色页岩成分图
04
黑色白云岩 - 页岩组合，主要由黑色页岩与深灰色白云岩的互层组成，形成于海退期。
黑色页岩多由纯伊利石组成，含有机碳 3.89%，有时含少量白云质，纹层、页理发育，极易剥开。白云岩呈致密状、纹层状，由重结晶菱面体状或粒状白云石组成，含有机碳1.25%。
上述两类岩石均具硫化物纹层及重晶石 - 黄铁矿小透镜体，并均为银矿石。
黑色白云岩
05
黑色页岩 - 泥质白云岩组合，岩石均呈致密状、纹层状，黄铁矿含量较低。有时泥质白云岩具粉砂状结构。
本组合形成于相对较浅水的缺氧环境中，是碳酸锰矿石的围岩，主要分布于鄂西上震旦统陡山沱组顶部。
黑色页岩
06
黑色页岩 - 硅岩组合，本组合以SiO₂含量高为特征，不仅岩石类型主要为硅岩，而且其伴生页岩也主要是硅质页岩。
岩石多呈致密块状、纹层状、条带状。黄铁矿和有机碳的含量相对较低。
黑岩中微生物残余结构较多，有机质常形成黑色条带或纹层。岩石形成于较深水缺氧环境中。与之有关的矿床有“下寒武统重晶石矿床和泥盆、二叠系含锰灰岩”。
岩石
07
黑色石英岩 - 板岩、黑色石英岩 - 千枚岩及黑色石英岩-片岩组合，为秦岭志留系黑色硅岩-泥质岩的变质岩岩石组合。
其中赋存有重晶石矿床和金矿床。
总之，黑色岩系中的各类岩石可以形成于海相或陆相环境中，水体的深、浅对其形成无太大影响。
岩石构造以纹层状及条带状为主，反映其形成于水动力弱、水体滞流的环境中，并有生物的积极参与。
因此，黑色岩系主要形成于滞流的、缺氧的、沉积速度较缓慢的条件下。
黑色岩系概述图
1984年，有学者曾将碳质建造划分为陆源碳质型、碳酸盐碳质型和硅质碳质型三类，与作者对黑色岩系的定义和分类基本一致。
另有学者将碳质建造划分为：
硅质 - 陆源建造；硅质 - 陆源建造；硅质 - 碳酸盐 - 陆源建造；硅质 - 碳酸盐 - 碳质建造；碳酸盐 - 碳质建造。
1990年，Stribony等人通过化学分析及矿物定量分析，将黑色岩系中的细粒积岩（粒径小于0.02mm）划分为20类。
黑色岩系中细微沉积岩的分类和命名
上图，上方三角形内的岩石为“黑色岩系”（有机碳高于1%），下方三角形为“浅色岩系”（有机碳低于1%）。
在沉积地球化学研究中，人们往往利用微量元素含量、元素对、REE、有机质、稳定同位素等来研究沉积相、盐度及氧化还原环境。
黑色岩系既可形成于海洋中，又可见于湖泊内；既可形成于大面积大洋缺氧环境中，又可沉积于分层的缺氧盆地内，还可以形成于因细菌的活动而造成的缺氧环境中。
因此，上面所列的地球化学标志，可应用于黑色岩系的环境解释。
黑色岩系
尽管沉积地质学和古生物学研究，诸如“对盆地的分析，对岩类组合、沉积组构沉积 - 成岩矿物学的研究及古生物种属的确定”等，是区分沉积环境的主要决定性手段。
但沉积地球化学研究，特别是由地球化学理论导引出来，又由先进手段测定出来的某些数据，如REE、稳定同位素 (C、S、O)有机质的数据及生物标志物等。
对积环境的判别、成岩作用的解释，以及沉积物源的确定具有重要意义。
例如，黑色岩系中成岩早期微生物的生物化学作用，对碳酸锰矿石的形成和富化，主要是通过碳同位素研究来阐明。
碳酸锰矿石
01：微量元素
硼是人们最早提出来用以确定古盐度及区分海、陆相的元素之一。
由于测定矿物以伊利石为最佳，从而提出了校正硼含量 和相当硼含量 等概念。
有学者认为，相当含量大于400X¯⁶反映超咸环境，300X10¯⁶ ~ 400X10¯⁶反映正常海相环境，200X10¯⁶ ~ 300X10¯⁶为半咸水环境，小于200X10¯⁶则为低盐度环境。
另有学者认为：高盐度环境中B含量大于1000X10¯⁶，正常水中B含量为100X10¯⁶，微咸或淡水环境中B含量小于80X10¯⁶。
还有学者认为：古代和现代的海相及淡水相粘中的B与V、Co、Ni、Li、Ga的分配不同（下图），建议用B - V 图解来区分海相与淡水相。
我们曾用此讨论桃江锰矿床含矿岩系（中奥陶统）的积环境，由于硼的含量受诸多因素的影响。因此，以硼含量作为古盐度的标志时，应注意分析其影响因素。
元素对比值中的 Sr/Ba 比值在海相质岩中大于1，在陆相质岩中小于 1，在海相灰岩中大于 10。V/Cr 比值大于2为还原环境，小于2为氧化环境。
Seibold认为，古老黑色岩系中的 V/Cr 比值比现代的高，如渐新世页岩中的V/Cr比为1.09，下罗统里阿斯期页岩的为0.84~2.1，泥盆纪页岩的为1.33。IypBnr 认为 V/Cr 大于1时，有机质多为腐泥型。
Wasmund研究不同程度缺氧环境中，沉积物内的特征微量元素时，发现在少氧的暗色腐殖质淤泥中 Cr、Co、I最为典型，且V/Cr = 1。
在无氧的腐泥质页岩中 Cu、Ni、V、Mo以及Pb、Zn为特征元素，V/Cr=2~10；P、Th、U等为过渡带的典型元素。
但是，在用微量元素解释古环境时，要特别注意微观研究与宏观研究的结合，元素地球化学研究与岩矿研究的结合，并应考虑物质来源、成岩过程和有机质的作用。
如硼的含量高既可反映高盐度沉积环境又可反映火山喷发作用。黑色岩系常富含重晶石，从而大大降低海相泥质岩中的 Sr/Ba 比值等。
岩石
02：稀土元素（REE）
对沉积岩特别是黑色岩系稀土元素的研究相对于对岩浆岩、变质岩稀土元素的研究来说是比较薄弱的。
对欧洲页岩和36个古生代页岩作了稀土元素分析后发现，∑REE分别为229.78X10¯⁶及258.2010¯⁶，∑Ce/∑Y分别为3.78及3.20。
对地台区及地槽区的砂岩、页岩、碳酸盐岩的稀土元素进行系统研究，得出地台区页岩平均∑REE 为100X10¯⁶，∑Ce/∑Y为3.76，碳酸盐岩的为25X10¯⁶，∑Ce/Y为2.94；地槽区页岩平均∑REE为154X10¯⁶，∑Ce/∑Y为2.67，碳酸盐岩中为37X10¯⁶，∑Ce/∑Y为2.39。
我国南方下寒武统黑色泥质岩 中，∑REE 平均值高于俄罗斯地台和地槽区页岩平均值，更接近于北美地台页岩平均值，但以∑Ce/∑Y 比值低为特征。
碳酸盐岩中的∑REE平均值也高于俄罗斯地台和地槽区，其∑Ce/∑Y 比值也较高。下寒武统黑色岩系中的镍钼多元素层，以富含REE 及较低∑Ce/∑Y值为特点。
而磷质岩石中∑REE为209X10¯⁶ ~ 476X10¯⁶，∑Ce/∑Y为1.21 ~ 2.03（下图）。
稀土元素一般呈正三价态，但 Ce 与 Eu 具变价性，故它们的异常含量常常是判别海水深、浅或环境氧化、还原的标志。
Ce在海水中的停留时间最短，仅为 80 年。它常以Ce⁴⁺状态存在，由于其溶解度甚小而使海水呈现 Ce 的强烈负异常。
海洋褐色粘土多具Ce的中等负异常，由于Mn与 Ce(OH)₄共同沉淀，大洋结核表现出Ce的正异常（下图）。
洋中脊的多金属沉积物中常常富集稀土元素，且其模式化图呈现出 Ce 的负异常，说明热水沉积物吸收了海水中的稀土元素。
因此，Ce的负异常往往是海相沉积的特征，并被用来指示其海水来源。
作者对我国下寒武统黑色岩系、镍铂多元素层及磷结核所作稀土元素模式图，也都呈现出不同程度的 Ce 负异常（下图），说明其不仅来源于海水，而且在成因上很可能与热水溶液有密切关系。
轻稀土元素易以类质同象形式替代生物灰岩中的Ca ²⁺，而使其富轻稀，硅藻还具有Eu负异常 。
我国下武统黑色岩系及矿石中均具Eu异常（下图所示），很可能与微生物的活动有关。
Wright研究了自古生代至中生代地层中海相生物磷灰石（牙形刺、鱼形石无腕足类等）中的稀土元素，发现Ce异常具缓慢变化，并认为这种 Ce 异常变化可能是由于氧化 - 还原条件的变化而引起。
在正常氧化海水中，Ce 被氧化并与金属氧化物共同沉淀，从而使海水具 Ce 的负异常。但在po2的低门槛之下 ，Ce 与其它 REE 元素处于相同水平上，或相对富集。
下图表示现代沉积物中不同氧化还原条件下Ce异常的变化。
阴影部分表示，缺氧条件下 Ce 为正异常；红粘及鱼碎片具 Ce 的负异常，代表氧化条件。
下图自晚寒武世至晚罗世大中 Ce 异常的缓慢变化表明：
早古生代大洋主要由缺氧条件控制，晚泥盆世转变为氧化条件并持续至晚二叠世，自晚二叠世至早三叠世才重新恢复缺氧环境，而后氧化条件又再次出现于晚三叠世至侏罗纪洋内。
由磷灰石化石中 REE，特别是Ce异常研究所得出的缺氧环境在地史上的变迁规律，与以前人们所预测的一致。
03：硫、碳及有机质
硫在海相和湖相页岩中的含量差别较大。
以石炭纪页岩为例，海相页岩中总硫、硫酸盐硫及硫化物硫的含量均高于湖相页岩，有时甚至高出几十倍。
在海相沉积环境中，许多生物化学过程和化学过程，都依赖于水体和沉积物中碳和硫的存在，而得以进行。
有机质可将溶于海水中的硫酸根 还原成化氢 ，但这一反应仅能发生于沉积物中有机质由于细菌作用而发生氧化的局限缺氧环境中 。
其过程简化为下列反应式：
式中CH₂O代表理想化的有机质。所产生的H₂S与沉积物中的Fe²⁺反应，并经一系列变化而形成黄铁矿（FeS₂）。
这一过程受控于：
有机质数量及其对硫酸盐还原作用的活度；碎屑铁矿物的数量及其与 H₂S形成黄铁矿的活度；水体中否存在溶解态硫酸盐。
根据以上三个控制因素，利用现代沉积物和古老岩石中有机碳和硫化物硫含量的相关投影，便可对它们的沉积环境进行判别。
由于硫化物硫以黄铁矿为主，可以引入黄铁矿矿化度——DOP这一地球化学指标。
DOP = 黄铁矿中的铁/岩石中全铁 ，从而可以利用 C - S - Fe 关系图来判定沉积物的形成环境，并可区分出正常海环境、静海环境和淡水环境。
但应用此方法时应注意将后生作用形成的黄铁矿结核、细脉和粗晶剔除。
黄铁矿结核
在正常海（即底水中含氧的环境）中，由细菌作用使有机质分解而引起的硫酸盐的还原作用主要受沉积物中有机质的数量控制。
由此产生的HS越多，沉积物中的铁矿物转变为黄铁矿的量就越大。
这些黄铁矿均是在成岩过程中形成的。在有机碳和黄铁矿硫含量相关投影中，可以获得正相关曲线，并交于投影图的原点（下图）。DOP值随有机碳含量的增加而增加。
在静海环境中，在沉积物 - 水体界面及沉积物中均有 H₂S的存在。因此，同生黄铁矿可在沉积物中的铁矿物埋藏前，在水体和沉积物 - 水体界面上形成。
沉积物中的黄铁矿是同生的，并由铁矿物的数量和活度控制。
在有机碳 - 黄铁矿硫相关投影图上，只见到正相关性很差的曲线，并且随着硫含量的增高有机碳含量降低，相关曲线交于 Y轴（下图）。
由于有机质含量已不是黄铁矿形成的控制因素，故 DOP 不随有机质的增加而增加。
静海环境中 C、S、Fe 间的关系往往由于沉物埋藏后形成成岩黄铁矿而复杂化。可利用 DOP 值与有机碳含量的相关关系图来区分不同成因的黄铁矿。
在静海环境中，所有黄铁矿均为同生黄铁矿，在DOP 与有机碳含量关影图上基本不关。
在准静海（即底水中存在一定量的氧）环境中，沉积物（岩）中有同生的也有成的黄铁矿。
这时 DOP 与有机碳含量间存在正相关关系（如下图所示）。
在淡水环境中，由于水体中不存在溶解的硫酸盐，有机质在细菌参与下分解而产生的还原环境并不能形成黄铁矿。由此，可将淡水沉积物与上述海相沉积物区分开来。
对湖南桃江响涛园锰矿床含矿岩系所作 C、S、F之间关系的研究结果，很好地解释了“黑色岩系及碳酸矿的形成环境和成矿过程”。
含矿岩系由中奥陶统胡乐组和磨刀溪组黑色页岩组成，其沉积序列自下而上为黑色页→含矿层→浅色粘土岩。矿层的直接顶、底板为含铁锰灰岩。
研究表明，含矿岩系内的黑色页岩总有机碳（2.09%~4.3%）和黄铁矿硫（1.45%~3.96%）含量均较高，其 C-S 关关系图表明其形成于静海环境（如下图所示）。
总有机碳与黄铁矿硫存在很低的正相关性，并且相关曲线交于Y轴DOP 值与总有机碳相关性也很差 。
菱矿矿石、含铁灰和浅色粘岩中的黄铁矿硫与总有机碳含量都很低，基本上都投在正常海相环境的平均线上。
由此可见，菱锰矿层之下的黑色页岩形成于静海环境，这一时期有利于黄铁矿的形成且锰质呈溶解态蕴集。
菱矿层之上的浅色粘岩则，形成于含氧的正常海相环境，而菱锰矿层本身也大致趋向于正常海相条件。
从整个含矿岩系的氧化还原条件变化趋势来看，这是一个从还原到氧化的变化序列，而菱锰矿则形成于过渡带上。
有人还利用 DOP 将泥盆纪——白平纪岩石区分为：
氧化条件下形成的；受限制底水条件下形成的；严重缺氧条件下形成的。
菱锰矿
有机质的含量在海相环境中比湖相中要高，而且芳香族烃的高含量指示海相高盐度环境。
湖相有机质以分子光谱多样化为特征。在海相沉积物中C/N 比值的差别较小，但是此比值与成岩作用进行的程度有关，因此不能用来确定环境。
氨基酸结构通式
氨基酸，是被许多学者用来区分盐度的最重要的有机质，海相环境比湖相环境明显富集氨基酸，并可区分出许多氨基酸的类型。
例如天门冬酰胺酸是湖相沉积中特有的，而海相沉积中狐基戍氨酸、赖氨酸占优势，但前者也发现于非海相煤系地层内。
氨基酸概述
随着对有机质研究程度的加深，人们提出了更为精细的用生物标志物，作为判别沉积环境的标志。
Didyk提出，烷（Py）/植烷（Ph）小于1时反映还原环境，而大于1时反映氧化环境；但Ten Haven认为低的Ph/Ph值反映高盐度沉积环境。Tissot提出正构烷烃偶数碳占优势，即 OEP或CPI 小于1时代表还原一强还原环境。
黄铁矿铁
李任伟对东盆地积的CPI值和黄铁矿铁含量进行了研究，发现CPI值小于1的样品中，黄铁矿铁的含量占全铁的 50%或更多，此值越小，CPI 值也越小。
黄铁矿铁形状
04：稳定同位素
Keith测定出从寒武纪到第三纪海相碳酸盐中的平均值为0.56%~1.55%；而淡水碳酸盐岩中的平均值为—4.93%⁺/−2.75%。他还提出了区分侏罗纪以后海相和淡水灰岩的公式，即：
他认为Z值大于120时为海相沉积，Z值小于120时为淡水沉积。
因此，湖相沉积物中富轻碳，其中的软体动物介壳的值为—0.6%~ —15.2%，而海相软体动物介壳的值为4.2% ~ —1.7%。
淡水沉积物中的有机质内 D、¹³C、¹⁸O，相对含量低于海水有机质的¹²C/¹³C 比值，在煤岩石中与盐度无关。
早期成岩阶段，硫酸盐还原细菌的积极活动，使富有机质黑色岩系中的碳酸盐岩富轻碳，从而造成¹³C的较大亏损。
现代海洋中硫酸盐及其蒸发岩的值为20%，红海中的为20.8%，沿红海底部流动的热卤水的为20.3%。
与现代海相沉积相比，石化的岩石中更富含硫的轻同位素。
由此得出结论，寒武纪至志留纪岩石中的值，比现代海洋中的（20%）微高一些，至二叠纪达到最低值（11%），至中生代又高并达到现代的水平。
