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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。 若有K+离子存在，则转化为伊利石；若有 Ca2+， Mg2+，Na+离子存在，则转化为蒙脱石或绿泥石。 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。 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。
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2)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。 3)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含量低于海相或渴湖相粘土；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 些观点至今仍在讨论和探索中。
灰色、灰黑、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。因此，灰、灰黑、黑色常是生油粘土岩 的标志之一。 58
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第四节
粘土岩的分类主要岩石类型
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第五节
粘土沉积物的沉积后变化
一、压实作用
粘土物质在上覆水体和沉积物负荷的重压下，粘 土质点将重新排列、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。
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2．蒙脱石的转化
随埋藏深度的增加，蒙脱石向伊利石或绿泥石转 化。实验研究也证明，在碱性介质中，温度在100～ 130℃，K+与H+比率接近正常海水时，蒙脱石失去层间 水而逐步向伊利石转化；如果有Fe2+，Mg2+离子存在， 则逐步转化为绿泥石。 但蒙脱石木能简单地通过离子交换转变成伊利石， 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，首先形成混 层矿物，进而转变为伊利石或绿泥石。 一般认为蒙脱石向蒙脱石一伊利石混层矿物转化 的深度范围应在1200～3500m之间。
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2）蒙脱石
晶体是典型的2∶1(TOT)型粘土矿物。其结构单元层由2 层四面体片(T)夹1 层八面体片(O)构成，结构单元层(晶 层)间以四面体(T)的氧原子面相邻接，层间几乎全凭范德 华力联结而无氢健力，联结力弱，允许大量阳离子、极 性水分子和其它极性分子进入层间 。 28
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三、粘土岩的颜色
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 化一弱还原环境下形成的。
一、粘土矿物
粘土矿物：细分散的含水的层状硅酸盐和含水的 非晶质硅酸盐矿物的总称。 晶质包括：蒙脱石、伊利石、绿泥石、高岭石等 非晶质包括：水铝英石，硅胶铁石等
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1、粘土矿物的主要物性 可塑性：粘土质岩粉碎后加适当的水份，受压后 可塑制成一定的形体，在压力取消后，形态不变。 耐火性：是指在高温下不熔融的性能； 烧结性：指粘土矿物在低于耐火度的低温下局部 熔化，因而质点相互粘结成坚硬的陶质石块。 结合性：粘土与砂质粘合，塑造出良好的泥坯， 干燥后形成坚硬生坯的 性能。 干缩性：粘土沉积物风干或加热烧干后，由于质 点表面结合水分的蒸发，而产生体积收缩的现象。 吸附性：粘土质点能从周围介质中吸附各种气体、 液态及有机质色素的能力。 吸水性：有些粘土具有极强的吸水能力，同时产 生体积膨胀。
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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。 沉积岩中有机 质3.8×1015T，粘土岩中3.6×1015T 富含有机质的粘土岩，常呈深灰、灰黑、黑色，多 形成于安静低能还原环境，如深湖、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。
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粘土沉积物在压实过程中，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。
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2、粘土矿物晶体结构的基本特征
相同特征：
同1)粘土矿物的晶体结构中均有硅-氧四面体层和铝 -氧(或铝-氢氧)八面体层；称其为基本结构层。 四面体层中Si4+ 可被Al3+取代而成铝 -氧四面体；八面体 层中Al3+可被Mg2+或 Fe3+取代，前者称二 八面体，后者称三八 面体。
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同2)相邻的(四面体和八面体)基本结构层间以有氧 离子连接，结合力强，一般电价平衡、电荷中性，称 其为结构单元层。结构单元层均沿C轴叠置组成矿物 晶体。结构单元层间常有层间水、吸附阳离子，称其 为层间域。
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各粘土矿物的差异：

异1) 结构单元层中基本结构层的数量比例及叠置方 异2)类质同相臵换的位臵与数量不同；
式不同。据此可对粘土矿物进行分类：



异3)层间域中吸附充填物不同；
异4)相邻结构单元层的叠臵位臵不同，称其为粘土
矿物(层状硅酸盐矿物)的“多型”；
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2：1型
2：1型
2：1：1 型
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花瓣状的绿泥石矿物的结构单位层在C 轴方向上交互迭臵构成的。 如：伊-蒙混层、绿-蒙混层、伊-绿混层
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二、非粘土矿物
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。 化学沉淀的自生矿物： 铁、锰、铝的氧化物和氢氧化物; 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; 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。
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第三节
粘土岩的结构、构造和颜色
一、粘土岩的结构
1．按陆源碎屑(颗粒)的相对含量划分 根据粉砂、砂等陆源屑物质的相对含量划分：
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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2～3mm的蠕虫状，称为蠕虫状 结构。
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二、粘土岩的构造
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。 水平细层的厚度小于1cm者称为页状层理或页理； 水平细层的厚度小于lmm者称为纹理，在粘土岩中 也较常见。
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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。
在压实过程中，孔隙度的减小和埋深的增加并非 直线关系。理深在300～500m以内，孔隙度急剧降低； 埋深大于500m时，孔隙度降低显著变慢。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， 当理深在2000m时，孔隙度为10％～15％左右；埋深达 4000rn，孔隙度仍为5％～10％；至 6000m时，孔隙度 为 3％～3.5％。 61
1：1型
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绿泥石晶体结构图
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3、常见粘土的特征
1）高岭石 是典型的1∶1（T0）型粘土矿物，是由“硅-氧四面体 片”和“铝-氢氧八面体片”两种“基本结构层” 按 1∶1的比例结合组成“结构单元层” ；基本无类质同 象替代。偏光显微镜下正低突起，一级灰干涉色
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四、粘土岩的化学成分
粘土岩的化学成分主要为SiO2，A12O3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，其原因在于： 1)这主要取决于它的矿物成分、混入物的类型及 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。