1、第八章 粘土岩,第一节 概述第二节 粘土岩的物质成分第三节 粘土岩的结构、构造和颜色第四节 粘土岩的分类及主要类型第五节 粘土沉积物的沉积后变化,第一节 概 述,粘土岩是指以粘土矿物为主（含量大于50）的沉积岩。疏松或末固结者称为粘土。 粘土岩的粒度组分大都很细小，这主要是因粘土矿物的粒度细小所致。粘土矿物的粒径一般都在0.005mm或0.0039mm以下，甚至在0.00lmm以下。因此，就粒度组分而论，小子0.005mm或小于0.0039mm的组分含量大于50的岩石，称为粘土岩。 粘土岩这一术语的涵义和使用，在国际沉积学界仍未有统一的认识。英美学者大都把粒级范围小于1/256mm、含量大于2
2、/3的岩石称为粘土岩，把粒级范围为1/61/256mm、含量大于2/3的岩石称为粉砂岩，两者之间的过渡类型称为泥岩，把所有这些岩石总称为泥状岩或泥质岩。前苏联的一些学者则把泥质颗粒（小于0.01mm）含量达50的岩石称为粘土质岩，其中大于0.001mm的颗粒不少于25。,构成粘土岩主要组分的粘土矿物大多数来自母岩风化的产物，并以悬浮方式搬运至汇水盆地，以机械方式沉积而成。由汇水盆地中SiO2和Al2O3胶体的凝聚作用形成的自生粘土矿物，以及由火山碎屑物质蚀变形成的粘土矿物，在粘土岩中所占比例较少。因此，就形成机理而言，粘土岩类应归属陆源碎屑沉积岩。 粘土岩是沉积岩中分布最广的一类，约占沉积岩总
3、量的60。粘土岩不仅是重要的生油岩，同时还是良好的盖层，甚至还可作为油气的储集层。因此，粘土岩研究不仅对沉积岩成因、沉积环境分析起重要作用，而且还具有重要石油地质意义。粘土岩常具有一些独特的物理性质（如非渗透性、吸附性、吸水膨胀性、可塑性、耐火性、烧结性、粘结性、干缩性等），有些黑色页岩和碳质页岩还含有一些稀土元素，这就使粘土岩具有更广泛的工业使用价值。,第二节 粘土岩的物质成分,粘土岩的矿物成分以粘土矿物为主，次为陆源碎屑物质、化学沉淀的非粘土矿物及有机质。其化学成分以SiO2、Al2O3和H2O为主，次为Fe，Mg，Ca，Na，K的氧化物及一些微量元素。 一、粘土矿物 二、非粘土矿物 三、
4、有机质,一、粘土矿物,粘土矿物是一种含水的硅酸盐或铝硅酸盐，可分为非晶质和结晶质两类。后者又分为层状和链层状两种结构类型。最常见者为层状结构的粘土矿物。 层状结构的粘土矿物由两种基本结构层组成： 一种为硅氧四面体层； 另一种为铝氧八面体层或镁氧八面体层。 四面体和八面体基本结构层在空间上彼此以一定规律结合就形成了“结构单元层”。根据结构单元层中各基本结构层相互结合的比例及叠置方式不同，可将层状结构粘土矿物的结构单元层分为以下三种类型。,1. 1：1型 1：1型由一层四面体层和一层八面体层叠置并连接在一起而构成。四面体层中不出现Si4与Al3的交代，八面体层中 Al3 未被 Mg2 、Fe3交代
5、，结构式为A12Si2O5（OH）4，在高岭石族矿物中常见，故称为高岭石型，属双层型结构单元层。2 . 2：1型 2：1型属三层型结构单元层，即由两层四面体层夹一层八面体层构成，常见于蒙脱石和水云母族矿物，称为蒙脱石型。3. 2：1：1型 由2：1型结构单元层再叠置和连接一个似水镁石八面体层而构成。所叠置的八面体层可视为2：1型结构单元的层间物，故也可归为2：1型或三层型，常见于绿泥石族矿物。,在层状结构的粘土矿物中，一种是由同一类型的粘土矿物结构单元层重复叠置而成，称为简单层状结构粘土矿物，如高岭石、蒙脱石、伊利石、绿泥石等。另一种则是由两种或两种以上不同类型的粘土矿物结构单元层叠置而成，称
6、为混层粘土矿物。其中又分为有序（规则）混层和无序（不规则）混层两类。前者是由不同结构单元层粘土矿物沿 C 轴方向规则交替、周期性重复而成；后者是由两种或两种以上粘土矿物结构单元层沿 C 轴随机叠置而成。 链层状结构的粘土矿物和层状结构的粘土矿物不同，它是由硅氧四面体沿一个方向连接成辉石型的SiO32链组成，为含水的铝镁硅酸盐，比层状结构粘土矿物少见，如海泡石、坡缕石等。 除层状和链层状粘土矿物外，还有非晶质和半晶质粘土矿物，如水铝英石、伊毛缟石（imogolite）等，它们在粘土岩中较少分布。,综上所述，不同类型的粘土矿物，其晶体结构不同。因此，可按晶体结构特征对粘土矿物进行分类（表81）。,
7、二、非粘土矿物,粘土岩中，非粘土矿物包括陆源碎屑矿物和化学沉淀的自生矿物。陆源碎屑矿物中有石英、长石、云母、各种副矿物。其中最主要的还是石英，呈单晶出现，圆度差，边缘较模糊，多分布于不纯的粘土岩中。 粘土岩中化学沉淀的自生矿物主要有铁、锰、铝的氧化物和氢氧化物（如赤铁矿、褐铁矿、水针铁矿、水铝石）、含水氧化硅（如蛋白石）、碳酸盐（如方解石、白云石、菱铁矿）、硫酸盐（如石膏、硬石膏）、磷酸盐（如磷灰石）、氯化物（如石盐等）。它们都是在粘土岩形成过程中生成的，其含量一般不超过5，是粘土岩形成环境及成岩后生变化的重要标志。,三、有机质,粘土岩中常含有数量不等的有机质，而有机质的丰度以岩石中剩余有机碳
8、含量、氨基酸总量以及氨基酸总量与剩余有机碳含量的比值作为衡量标准。剩余有机碳含量、氨基酸总量高，氨基酸总量与剩余有机碳含量比值低，则有机质丰度高，此类粘土岩即为良好的生油岩。这类粘土岩常呈深灰、灰黑、黑色，多形成于安静低能还原环境，如澙湖、海湾、深水盆地。这种环境对硫化铁的生成也是有利的，因此硫化铁矿物（如黄铁矿）常与富含有机质的暗色粘土岩共生。,四、粘土岩的化学成分,粘土岩的化学成分主要为SiO2，Al2O3及H2O，在一般粘土岩中，三者总量可达80以上；其次为Fe2O3，FeO，MgO，CaO、Na2O，K2O等。不同粘土岩，化学成分变化较大，这主要取决于它的矿物成分、混入物、吸附的阳离子
9、类型及含量。如高岭石粘土岩富含Al2O3，水云母粘土岩富含K2O，海泡石粘土岩富含MgO，陆源混入物含量较多的粉砂质粘土岩SiO2含量高。 粘土矿物常具有吸附各种离子的特性，常吸附的阴离子有PO43-，SO42-，Cl-，NO3-，阳离子有Ca2+，Mg2+，Na+，K+，H+及Cu2+，Pb2+，Zn2+，B3+，Au+，Ag+，Hg2+，As3+，Tn4+，U4+等。它们是使粘土岩化学成分多变的原因之一。 粘土岩的化学成分与沉积环境有一定关系。有人认为，淡水粘土中高岭石含量较高，故MgO，K2O含量低于海相或澙湖相粘土；硼和某些放射性元素的含量在海相和非海相粘土中差异较大。对这些观点至今仍
10、在讨论和探索中。,第三节 粘土岩的结构、构造和颜色,一、粘土岩的结构二、粘土岩的构造三、粘土岩的颜色,一、粘土岩的结构,1按颗粒的相对含量划分2按粘土矿物的结晶程度及晶体形态划分3鲕粒及豆粒结构4内碎屑结构5残余结构,1按颗粒的相对含量划分 根据粘土矿物颗粒及粉砂、砂等碎屑物质的相对含量，可划分出如表82所示的结构类型。,粘土结构又称为泥质结构，几乎全由粘土质点组成，砂或粉砂级碎屑小于10，以手触摸有滑腻感，用小刀切刮时，切面光滑，常呈现鱼鳞状或贝壳状断口。 含粉砂粘土结构和粉砂粘土结构也可分别称为含粉砂泥质结构和粉砂泥质结构。这两种结构的岩石用手触摸具有粗糙感，刀切面不平整，断口粗糙。 含砂
11、粘土结构及砂质粘土结构也可分别称为含砂泥质结构和砂质泥质结构。这两种结构的岩石用手触摸具有明显的颗粒感觉，肉眼可见砂粒，断口呈参差状。,2按粘土矿物的结晶程度及晶体形态划分 1）非晶质结构：很少见，仅见于水铝英石质的粘土岩中。 2）隐晶质结构：最为常见，在偏光显微镜下难以识别粘土矿物的晶形，电子显微镜下按晶形可分为超微片状、管状、纤维状、针状、束状、球粒状等各种结构。 3）显晶质结构：粘土矿物因重结晶而使晶体变粗，偏光显微镜下按粘土矿物晶形可分为显微鳞片、粒状、纤维状等结构。当粘土矿物强烈重结晶时，可变为粗大晶体。如高岭石重结晶可形成长20mm、直径达23mm的蠕虫状，称为蠕虫状结构。,3鲕粒
12、及豆粒结构 粘土矿物在沉积过程中围绕核心凝聚呈同心环状颗粒，直径小于2mm者称为鲕粒，大于2mm者称为豆粒。这两种结构多见于胶体成因的铝土质和水铝石质粘土岩中。4内碎屑结构 同生成因的粘土质碎屑经再沉积并被粘土物质胶结而成。5残余结构 按原岩结构不同，可分为残余火山碎屑结构、残余斑状结构等。它们多为粘土岩经热液蚀变而成。,二、粘土岩的构造,粘土岩的构造分为宏观和微观两种类型：1宏观构造2显微构造,1宏观构造 粘土岩的大型宏观沉积构造包括各种层理（如水平层理、块状层理）、各种层面特征（如干裂、雨痕、虫迹、结核、晶体印痕）、水底滑动构造、搅混构造等。 具有水平层理构造的粘土岩，其水平细层的厚度小于
13、1cm者称为页状层理或页理，它具有粘土岩沿层理方向易剥裂成页片的性质，是由于层状粘土矿物水平定向排列而具有易剥裂性的结果；水平细层的厚度小于1mm者称为纹理，在粘土岩中也较常见。,2显微构造 显微构造是在显微镜下才能见到的微观构造。粘土岩常见的显微构造有以下几种： l）显微鳞片构造：由极细小的、排列方向不规则的粘土矿物组成，常见于泥岩中。 2）显微毡状构造：由极细小的鳞片状、纤维状粘土矿物错综交织杂乱排列而成，在正交光下，纤体交错消光。 3）显微定向构造：由极细小的鳞片状或纤维状粘土矿物沿层面定向排列而成，正交光下同时消光，常形成于无粗粒物质的缓慢沉积的较安静环境中。,三、粘土岩的颜色,粘土岩
14、常见的颜色有红、紫、褐黄、灰绿、灰黑、黑色等，颜色的差异与粘土岩所含的有机碳、铁离子的氧化状态等因素有关。 粘土岩的红色、紫红色是因粘土颗粒间或颗粒表面存在有分散状的高价氧化铁（赤铁矿、褐铁矿）薄膜，是强氧化条件下形成的。颜色的不同与含铁总量无关，而与Fe3+与Fe2+的比值有关。 绿或灰绿色是因粘土岩中的绿泥石存在或因伊利石晶格中含有Fe2+所致，或因含海绿石所引起，是弱氧化弱还原环境下形成的。 粘土岩的灰色、灰黑色、黑色大多是岩石中富含有机质和分散状低价铁的硫化物（如黄铁矿）所致，为还原或强还原环境中形成的。因为这种环境有机质不易被氧化而得以保存，高价铁也易被还原而形成硫化铁。这种环境常出
15、现于海湾、澙湖、滨外陆棚以及内陆湖泊的深湖、半深湖区。在这种环境中形成的富有机质的暗色粘土岩是良好的生油母岩。因此，灰、灰黑、黑色常是生油粘土岩的标志之一。,第四节 粘土岩的分类及主要类型,目前粘土岩的分类尚无一个完善而又统一的方案，原因是粘土岩的成分和成因较复杂，组成粘土岩的颗粒又极细小，精确鉴定和含量统计都很困难，成岩作用中又极易变化。现有的分类，一般先按粘土岩在成岩作用中的变化，如按固结程度及沉积构造划分大类，再进一步按粘土岩的结构、矿物成分及混入成分细分。其综合分类见表83。,在粘土岩矿物成分分类中，按粘土矿物的类型和含量亦可分为单矿物粘土岩和复矿物粘土岩。前者以一种粘土矿物为主，其含
16、量大于50，如高岭石粘土岩、蒙脱石粘土岩等。后者由两种或两种以上粘土矿物组成，可采用复合命名，如高岭石蒙脱石粘土岩等。每类粘土岩又可按其固结程度分为粘土、页岩和泥岩，如高岭石粘土、高岭石泥岩、高岭石页岩等。 泥板岩类因固结和重结作用较强，已是向变质岩过渡的类型，一般不再细分。,第五节 粘土沉积物的沉积后变化,粘土沉积物的沉积后变化主要表现为压实作用、粘土矿物的转化和脱水作用。 一、压实作用 二、粘土矿物的转化作用 三、粘土矿物的脱水作用,一、压实作用,粘土物质沉积后，处于软泥状态，其原始孔隙度高达7090，孔隙中饱含着自由水。随埋藏深度的增加，在上覆水体和沉积物负荷的重压下，粘土质点将重新排列
17、、变形或破裂，孔隙水不断排出，原始粘土沉积物孔隙度大大降低，体积缩小，最后被压实固结成为粘土岩。,粘土沉积物在被压实的过程中，孔隙度的减小和埋深的增加并非直线关系（图81）。埋深在300500m以内，粘土物质中所饱含的孔隙水很容易排出，故在这个深度范围内，孔隙度急剧降低；埋深大于500m时，孔隙度降低显著变慢。原因是大量孔隙水排出后，孔隙度再继续降低就要靠排出与粘土物质结合紧密的层间水和结构水来实现。随着深度的增加，层间水和结构水的排出将愈来愈困难。因此，当埋深在2000m时，孔隙度为1015左右；埋深达4000m，孔隙度仍为510；至6000m时，孔隙度为33.5。,粘土沉积物在压实过程中，
18、随着埋深的加大，若处在一个较封闭的系统中，上覆沉积负荷在粘土岩中产生超孔隙压力，孔隙中的流体支撑了大部分以至全部上覆压力，骨架颗粒承受的压力则大大地降低，形成塑性的可流动的“欠压实泥岩”。当上覆沉积负荷出现压力不均衡时，欠压实泥岩则向压力低的方向流动，在上覆层压力较小或具有裂隙的部位形成泥岩的刺穿或底辟。,二、粘土矿物的转化作用,压实作用进行的同时，随着埋深的加大，压力和地温的增高，以及粘土矿物层间水的释放和层间阳离子的移出，粘土矿物之间将发生转化作用。如图82所示，在浅埋藏条件下，粘土矿物可出现高岭石和蒙脱石；而深埋藏条件下，这些矿物消失而转化成伊利石和绿泥石。粘土矿物在粘土岩中的分布随地质
19、时代的新老而异。地质时代越老，高岭石和蒙脱石含量减少，伊利石和绿泥石含量增加。地质时代的新老在一定程度上反映了埋深和成岩作用的强弱，因而也就反映了粘土矿物在埋藏和成岩过程中的变化趋势。 1高岭石的转化 2蒙脱石的转化 3伊利石和绿泥石的转化 4混层粘土矿物的转化,1高岭石的转化 高岭石类的粘土矿物在埋藏成岩过程中的转化趋势是转变为蒙脱石、伊利石或绿泥石。这种转化，主要受埋藏深度（温度、压力）和介质的地球化学环境（pH值、离子浓度）的控制，而且还会出现一系列过渡产物。在埋藏成岩过程中，随着埋深的增加、温度升高、压力增大，高岭石即向结构有序度较高的同族矿物地开石转化。一般认为高岭石消失的最大温度区
20、间为80140，通常为90110，地开石形成所需要的温度为110160。从理论上讲，高岭石随埋深和地温增加可向同族矿物的珍珠陶土转化。由于高岭石往往受转化温度范围和介质条件改变等因素的影响，常在这种转化之前即行消失。,深部钻探资料表明，高岭石转化消失的深度区间可从数百米至数千米，温度区间也较大。这说明高岭石的稳定性并非严格地受温度和压力的控制，更重要的是与介质的地球化学环境即pH值及离子浓度有关。在酸性介质中，高岭石保持稳定，即使是温度升高、压力增大，也不会向蒙脱石、伊利石转化。若pH值增大，从酸性介质到碱性介质，高岭石的稳定性减小，若有K离子存在，则转化为伊利石；若有Ca2+，Mg2+，Na
21、+离子存在，则转化为蒙脱石或绿泥石。一般情况下，随着埋深和介质pH值增加，溶液由酸性变为碱性，层间溶液浓缩，离子浓度加大，高岭石变得不稳定而发生转化。但是，埋藏深度与pH值的增大并无绝对的正比关系，深埋藏也仍然可以出现酸性介质，因此高岭石的稳定性有一定的深度范围。,2蒙脱石的转化 根据世界不同地区、不同深度钻孔对蒙脱石、伊利石相对丰度变化的研究，证实随埋藏深度的增加，蒙脱石向伊利石转化。实验研究也证明，温度在100130，K+与H+比率接近正常海水时，蒙脱石失去层间水而向伊利石转化。但蒙脱石不能简单地通过离子交换转变成伊利石，原因是蒙脱石是一种典型的以水合阳离子及水分子作为层间物的3：1型粘土
22、矿物，随着埋深的增加、温度的升高、压力的加大，蒙脱石将有一部分层间水脱出，造成了某些层间塌陷，导致了晶格的重新排列和碱性阳离子的吸附，首先形成蒙脱石伊利石混层矿物，进而转变为伊利石。一般认为蒙脱石向蒙脱石伊利石混层矿物转化的深度范围应在12003500m之间。 蒙脱石在转化过程中，如果有Fe2+ ，Mg2+离子存在，则首先转化为蒙脱石绿泥石混层，进而再转化为绿泥石。 必须指出，蒙脱石向伊利石或绿泥石转化的重要条件是孔隙水为碱性介质，如果孔隙水为酸性，蒙脱石则将向高岭石转化。,3伊利石和绿泥石的转化 伊利石和绿泥石在埋藏成岩过程中，若孔隙水保持碱性，两者可保持稳定而不发生转化。随着埋深的增加、地
23、温的增高，两者结晶程度增加，因此，它们可以作为埋藏成岩过程中重结晶作用强度的指示剂。若孔隙水呈酸性，伊利石和绿泥石均不稳定，并且可以转化为高岭石。伊利石和绿泥石的这种逆向转化是一种退变作用，常出现于表生成岩环境。4混层粘土矿物的转化 混层矿物为大多数粘土矿物转化的中间产物，常起着粘土矿物转化的指示剂作用。在埋藏成岩过程中，混层粘土矿物显示为进变作用过程，这种作用的实质就是层间溶液中某些阳离子组合和晶格的重新排列，首先形成不规则（无序）混层，进而转化为规则（有序）混层。蒙脱石转化为伊利石或绿泥石都要经过不规则混层和规则混层这两个阶段。在表生成岩环境中，若出现有混层粘土矿物，表示粘土矿物逆向转化为
24、退变作用过程。,各类粘土矿物在埋藏成岩过程中的转化如图82所示：,三、粘土矿物的脱水作用,粘土沉积物中通常存在有以下四种水： 1）孔隙水：存在于粘土沉积物颗粒间的孔隙中，可以自由流动，又称为粒间水或自由水； 2）吸附水：由粘土颗粒表面的吸附作用而形成在颗粒表面的水化薄膜，又称为薄膜水； 3）层间水：以水分子形式存在于粘土矿物晶体结构单元层之间的水，也称为结晶水； 4) 结构水：以OH- 的形式出现于粘土矿物晶体结构内部，也称为化合水。,粘土沉积物沉积后，水可占沉积物总体积的7080，其中以孔隙水占绝对优势。粘土沉积物被埋藏后，在上覆沉积、负荷的重压下，首先排出孔隙水。随着埋深的加大，可以排出吸
25、附水、层间水以至结构水。孔隙水和吸附水的排出，对粘土矿物的晶体结构并无影响；而层间水和结构水的排出，却会使晶体结构发生变化，转化为混层粘土，进而转化为在深层稳定的非混层粘土矿物，如伊利石、绿泥石等。层间水的排出是由于静电引力解吸作用的结果。从层间排出的水分子，转移到孔隙中而成为自由水。现以蒙脱石为例，说明随埋深的增加粘土矿物转化过程中的脱水作用。,根据伯斯特（1969）的研究，蒙脱石转化过程中的脱水作用可划分为下述三个阶段： 第一阶段，脱水作用主要由压实作用引起，埋藏深度为10001500m以内，所脱去的为孔隙水和过量的层间水（多于两层的），粘土中的含水量减至30，其中1025为层间水，510
26、为残留孔隙水。这是粘土矿物脱水速度最快的阶段。 第二阶段，是原生孔隙水脱出后最主要的一次脱水作用，其埋藏深度大于1500m，地温60130，主要是热力作用脱去残留层间水而转化为混层粘土矿物，并且随埋深加大，蒙脱石伊利石混层中，蒙脱石层的比例逐渐减少。这一阶段所失去的水量为被压实体积的1015。 第三阶段，埋深大于2700m，这一阶段因埋深继续增加和地温的继续升高，蒙脱石脱去最后三层残余层间水，最终转变为非混层的伊利石。这一阶段的地温常大于130，甚至大于170。,综上所述，粘土矿物的脱水过程，既是粘土矿物孔隙水、吸附水和层间水含量逐渐减少的过程，也是粘土矿物向混层粘土矿物转化，最后又变为在深层较为稳定的非混层粘土矿物的过程，也是压实作用进行和油气生成的过程。另外，在粘土矿物脱水转化过程中，随埋深的增加，其阳离子交换总量、钠与钾的比值不断减小，而钾和交换总量的比值明显增加。,
