《对粘土矿物测温法的评议.pdf》由会员分享，可在线阅读，更多相关《对粘土矿物测温法的评议.pdf（6页珍藏版）》请在taowenge.com淘文阁网|工程机械CAD图纸|机械工程制图|CAD装配图下载|SolidWorks_CaTia_CAD_UG_PROE_设计图分享下载上搜索。
1、每 嘻 i 磐 隈|一 l，7 。对粘土矿物测温法的评议 E J 埃 塞 尼 等 饮 磐，J 前 官 吲 本文作者提 出的看法是，人 们通常不 加批评 地和不作适 当提 醒地就将粘土测 温计 用来 研 究沉积物成岩作用、矿床、海底 变质作用和热泉沉积。最新研究证 明，大多数粘 土矿物 没有 与其 环境达到平衡，粘 土矿物的转变相当于 由最小 自由能 势所驱 动的奥斯特瓦德 阶梯，而 且 粘土矿物只有在最深的后生带或低级变质带中才能达到平衡。这些关系的含义在于，粘土矿 物的转变 是受动 力因素支配 的，因而也就 是受持续时间、应力大 小和变形量、流体 与岩石 的 比值 以及温度、压力和成分等 参
2、数控制的。然而，这种评价与假定大多数粘iF 物 组合 可以 用平衡办法来很好 她体现并且认为它们 可以提供可靠的测温系统和热力学系统的研究人员 昕作 出的 评 价 是 相 反的 粘土矿物测温计能够满足地 质温度计的要求吗?本节将就粘土矿物的一般关系分 别讨论对有用测温计提 出的 4个要求，即相的鉴定、平 衡条件、对 变量 的限制 和实验 校准。相的鉴定 对各种成岩粘土所进行的透射电子显徽镜研究揭示出，这些粘土是由包括诸如蒙皂石、绿泥 石和(或)伊利石等粘土矿物 的复杂亚微观互生体组 成的。这些研究表明，单层粘 厚 几 十或几百 A。该类粘土包含由单个自生绿泥石、磁绿泥石、伊利石 蒙皂石和伊利石
3、等矿物 层 群组成的复杂亚微观互生体，这些矿物可以与页硅酸盐碎屑颗粒 以复杂排列的方式 共存。另外，在早期成岩期 间形成的 自生页硅酸盐层群通常含有其他 页硅 酸盐混层，即使是最小 的 自生页硅酸盐层群，其结构通常也不是均一的。何如，缘泥石通常与磁绿泥石互层，而伊利石 与蒙皂石或绿泥石互层。混 层可以或者作为局部 有序的或者作为 无序的层序产出，但是许多 层序是独一无二的，即使在同一样 品中亦是如此。另外，在不同粘土层群之间和某 一粘土层 群之内，已知粘 土层类型 的成分一般是有变化 的 这些矿物的任何全化学分析，包括 电子探 针测 定，必须代表整个 互生体中的平均分析值。电子探针分析 的有效
4、 区为 1 2 a m，比自生 伊利 石层群大小的平均有效区高 1至 2个 数量级。透射 电子显微镜观测表明，即使是墨酉 哥 湾沿岸 0 1 a m大小的单个伊利石也舍有少量金红石、磷灰石及其他粘土矿物。各单个伊利 石颗粒的K A t 同位素数据测定表明 从碎屑粘土中不能完全分离出纯 自生物质。分析结果 看来可以代表相对均匀的物质，因为它们是变化很大的相同组物质的平均物质。除少数例外情 况外，粘 土矿物的分析数据总会受到多相污染，因此是不精 确的。虽然这 类数据仍 然有用，但是它 们不 如较高级 岩石的大多数矿物的分 析结果精确，对后 者来说，一 般可获得大的均 匀晶体。因此，在利用粘土 矿物
5、 全分析数据时必须谨慎。大多数粘土矿物是借助 x射线衍射识别出来的。尽管这类数据可以提供大量信息，但 是它们有两个问题。首先，当出现一种以上粘 土矿物和仍 有少量混层物质未 被检 出时，可能 要考虑检测下限。其次，与透射电子显微镜相比，虽然 x射线衍射可以对巨大体积做鉴定，但是获得的只是平均结果，可能测不出按相律看不容许存在的并且反映出没有达到平衡的 一4 6 一 维普资讯 http:/ 非均质性。因此，可采用能揭示出受到成岩作用或低级变质作用的粘土中的多种非均质性的 透射 电子显馓镜 分析 电子显徽镜，其 独到 之处是可以高分辨率地 识别互生现象。对平衡的评价 应用牯土测温法时暗含着这样一种
6、假设，即有关的成岩牯土是接近达到平衡的成分的 单 相物 质。F 李普 曼对这种 假设 提出 了疑 问，他 的结 论是，如果达到 了平衡，那 么风化和成 岩作用产生的是绿泥石和云母的混合物，而不是牯土矿物的混合物 根据对牯土矿物成分的 一般观测，李普曼注意到，成岩牯土矿物的周溶体范围随温度降低而扩大，这种性状与对作 为温 度函数的周溶体所预料的情 况是反过来的。这种关 系只有在扩大的成分范围对应于亚 稳定 平衡态矿物的情 况下才会广泛存在，不能代表稳定平衡状态。我们主张，固溶体范围广 泛的牯土矿物，如蒙皂石和伊利石，其所处的高熵状态不符合低温平衡。我们支持李普曼的 结论，即可以不考虑支持该观点的
7、证据的 不完整性，认为伊利石和蒙皂 石是亚 稳定的。在对泥质岩进行透射电子显馓镜研究时所作的观察，通常揭示出非均质碎屑矿物中一 直有成岩矿锈存在。而严格遵守平衡的条件是要求相是均一的。这种伴生关系违反了相律，并一 直处于非平衡状态。同样，成分的局 部变 化、堆垛无序性 以及借助透射 电子显 微镜 所观 测到的其他性质的普遍存在，不符合均质性 的要求。因此，成岩牯土矿物的非均质性明显不 符合相律，因而也就达不到稳定平衡。另外，整 个低级 变质作用 中粘土成岩作 用的 一般 渐进 过程是以均质性提高为特征。在约 3 0 0*(2 温度下，矿物组合具有平衡状态矿物组合的特 征，少数均质相符合吉布斯相
8、律的要求 影响粘土矿轴 反应 的变 量 即使对于在稳定平衡条件下发生的反应来说，温度只有是影响该系统的主要变量时才 能得到准 确确定。如果某种矿物 的成分对全岩成 分，压力或 溶液 中外 来物种 活动性 是敏感 的，那 么只有在这些 其他变量受到 限定并且 这些 变量对温度值造 成 的综合效应 得到评 价的 情况 下，才能确定出温度。E J 埃塞尼对用于 成岩岩 石测温法的许 多系统作 出了有力 的批 评，其 依据是，这些 系统 不代表平衡，它们的状 态与除温度 以外 的变 量有关。他注意到，伊利 石的结晶度、牙形石的色率和煤的反射率都取决于与亚稳定相有关的不可逆反应，这些相是 受影响反应速度
9、的因素控制。构造应力可以使反应物牯土发生溶解，并使牯土矿物出现新生 结晶作用。流体 岩石比值的差异、有机质的存在或甲烷压力的变化，可以影响牯土矿物的转 变 亚稳定矿物组合向稳定矿物组合的转变是不可逆过程，该过程取决于时间和温度。亚稳 定相和矿物组合一般具有无序结梅，原子具有高熵梅形，它们更容易在最初远未达到平衡的 系统 中形成 不可逆反应对流体 岩石比值和变形历史敏感，因为使溶解加速的任何参数一 般可以加快向较稳定矿物组合的转变 如果在成岩沉积物中荣皂石不如伊利石稳定，那么蒙 皂石向伊利石的转变除温度外，还将取决于许多变量，对于该反应的完成程度最好用反应进 程而不是用可逆平衡 的办法加 以描述
10、。相反，平衡反应可在两个 方向中的任何一个方 向上进 行，具体取决于偏移平 衡反 应轨迹 的情况。牯土矿 物的反应一般受动力因素控制，因此它 们 不是说明接近于平衡程度的量度办法。对实验资料的辫l 蕈 。平衡的直接实验的可逆转现象是通过证明固体反应物和生成物的生长和(或)溶解而得 出的。利用氧化物的混合物，凝胶或亚稳定硅酸盐等不太稳定的初始物质的反应合成稳定的 一4 7 维普资讯 http:/ 运行 产物，与运行产物 的相 对稳定性 无关。遗憾 的是，关于绿泥石固溶体和多硅 白云母 固溶 体稳定性 的大多数实验 是以在 高温 下进 行的不可逆 实验 为基础 的，对 于平衡关 系来说 价值 有限
11、。关于在成岩 系统温 度范围内可以获得的粘 土矿物稳定性方 面的溶解 度实验，具有 一些 与控制溶解产物 的实际反应问题有关 的其他 困难。可交换 阳离子 与溶 液达 到平衡 的速度 远 高于粘土层基本组分达到 平衡 的速度 仅仅用来监测这类 阳离子 的实验明显可以是 可逆转 的，但是不能证 明粘 土构 架的稳定性。这种情况类似 于对长 石所进 行的 阳离子 交换实验，后 者很容易合 成高度不稳定 相。由于表面能的影响，很细粒物质 的溶解 可以包含与粗粒均质相 的平衡溶解度不相对应的极端可溶的部分。一旦细粒组分被完全溶解，其他溶解作用的时间 框架 将大大扩 大，因而实验人员 会错 误她 得出结
12、论说 已达到了稳态平衡。除非根据 目 f 起相 同 固体生长的过饱和方向也可以近似地趋近反应方 向，否则对所有这类实验都必须以怀疑的 态度来看待。在低 于摄 氏几百度 的温 度下，接 近于平衡条件 的反应速 度过 于缓 慢，不可能出 现逆转。只有当溶液与共存 固体基本 失去平衡时才能发生可 测的反应，而 由不可逆反应 生成 亚稳定固体，对大 多数风化反应、低温实验和许 多成岩 作用过 程来说是 必然 的。即 使在 其生存取决于反应 速度的亚稳定相 系统 中，实验室 校准 可能 也不能直接 用于 岩 石系统，除非其转变机制性质与实验室中的相同。具体粘 土 温 度计 的 应 用 绿泥石和伊利石的结
13、晶度 伊利石的结晶度广泛用来评价沉积物成岩作用或低级 变质作 用的温 度变 化。一般认为，伊利石结晶度的变化是 由伊利石雏晶的总体“完整 态造成的，后者与成分的非均质性、晶 体粒度分布、缺 陷密度(应 变)和混层结构变化有关。将晶体粒度分布 的透射 电子显微镜测量 结果与 x射线衍射资料加以对比，揭示出伊利石结晶度的变化主要与雏晶厚度有关。D R 皮科尔强调指出，这 4种因素的贡献随着变质程度 的升高而减小。粒度增大是 由于奥斯特瓦 德成熟化造 成的，而较大晶体 则是随着变质程度升高而靠成分相 同的较小晶体生长起来 的。这一过程是 由较大的表 面积 因而 也是由于小晶体相对于 同种较大晶体有较
14、高的 自由能驱动 的，并且也是 由于包括高缺陷密 度在 内的其他种类的非均 质性驱动 的。最初形成的晶体粒度 小(伊利 石厚度约 为 1 0 0 A)和缺 陷密度大是其形成期间温度低的部分表现。按照定义，随温 度升高而粒度 变粗的过程 是与亚稳态有关 的过程，因此，在低级变质作用 中晶体大小是受 动 力学控 制的。虽然粒度增大是受温度升高的影响，但是其他参数，如加热 时间的变化、应变 率 和幅度以及流体 岩石比值，同样是 重要 因素。另外，大多数粘土矿物粒度 的增大，伴随发 生 掏造和(或)化学变化 囡此不能用奥斯特瓦德成熟化来完全代表。所以，粘土矿物的粒度不 是可靠的温度计。无论是变质岩石还
15、是沉积成岩岩石，其平均粒度代表的是颗粒生长、压溶 和重结晶作用之何的相互作用，这种作用受变化的变形作用和流体上升控制。用伊利石的结 晶度 作为 简单 的地 质温度计显然是有缺 陷的。绿泥石测温法 P 德卡里 塔特 等人对关 于绿 泥石测 温法的文 献作 了评述。他们对 比了地温系统绿泥 石 测温法 的各种不 同方法 并得 出结论说，没有一种单一的绿泥石温 度计 总是 成功 的 然而，德 卡 里塔 特等人所列 出的 9个绿 泥石分析 中有 6个 表 明 AI 大大超过 A1 ，而 且八 面体位置 中有 明显缺失，这是说 明有绿 泥石间蛭 石互层存在的显而 易见的证据。有人将文献 中见到的 一48
16、 一 维普资讯 http:/ 普通 自生三八面体绿泥石 的分析 结果 与用分 析电子显 徽镜 所做 的分析结 果作 了 比较 从而 证 明起 支 配作用的是 多相污染，并且指 出，造成 Al。和 AI 不相 等，出现 明显的八面体 空位 以及所谓 绿泥石 中含少量C a、N a和 K的原因主要是(但可能不全是)污染。我们时把这类 温度计用于其化学性质取决于不同化学成分两种结构类型的物理混舍总样的做法是有疑问 的。对于实际的绿泥石而盲，可以认为，含钙的镁铁质岩石和碎屑岩石的反应是非均质的，代 表 了两种不同绿 泥石组分 这里指的是斜绿 泥石即 Mg a A 1 t S i O，o(OH)I 和“
17、蛇纹石”即 Mg 0 。(o H)I 的 Al 含量的变化。绿泥石中的 A 1 含量与这两种绿泥石组分有关，并因下 列组合和反应而得到缓冲；方解石一 石英一 绿帘石一 流体：6 Mg s AI 2 S i a OI o OH3 e+S Ca CO3+H s i Oz=5 M g S i OI。OH。+4 C：AI 3 S i 3 O(OH3+8 CO2+2 H2 O_ 1)绿帘石一 石英一 流体；5 Mg a S i Ol 十(O H)+4 c a 2 A 1，s OI：C OH)+1 6 H =6 Mg 5 A l z S i 3 O】D C OH3。+1 4 S i O 2 +6 H2 O
18、+8 C a (2)绿帘石一 阳起石一 石英一 流体：2 5 Mg 6 S i 4 O】0(OH3 e 手t 2 C a 2 AI 3 S i，OI e 0H+1 4 S i O2；1 8 Mg s AI 2 S i a O (OH3 日 +1 2 Ca l M g 5 S i e O(OH 2+1 9 H2 O(3)绿帘石一 石英一 流体：5 M g 6 Si O】。C OH3 _+4 C 2 A1 S i a OI 2 C OH3+1 6 H=6 Mg5 AI 2 S i O】0 C OH3 +1 4 S I O2+6 H2 O+8 Ca (4)白云母 伊和 J 石一 微斜长石一 石英一
19、流体 6 KAI,S i a O OH +S Mg 6 S i Ol。oH。一 6 Mg 5 AI 2 S i O】D C OH。+6 KAl S i O。+2 S i O+2 H2 O(5)白云母 伊利石一 石英一 流体：4 KA1 j Si 3 O OH l+5 M g S i O】。C OH B+4 H=6 Mg AI 2 S i a O1 0(OH。1 +1 4 Si O2+2 H2 O+4 K (6)_ 反应(1)(6)(其中反应(2)与反应(4)相同，原文如此一译者注 对作为每种具体组 合之函散的绿泥石固藩体中的 AI 含量提供了限翩。与通常用到的绿泥石测温法的意义相 反，随着变质
20、程度升高，不同的具体组合将驱使绿泥石的 Al 含量朝不同方向推进。这些反 应大大优 于 以前为绿泥石测 温法提 出的反 应。因为它 们与绿 泥石 固溶体 中少量的和未确 定 的二八面体铝或三价铁组分的活动性无关。M 弗雷等人考虑了与(1)和(3)相似的反应，但 是这些反应只与固定的绿泥石成分达到平衡，因此不能确切地说明绿泥石测温法。遗憾的 是，目前为绿泥石测温法所撮出的所有反应都有相似的缺点 即缺少在所应用的温度范围内 对绿 泥石 固溶体进行实验校准的可靠的活动性 成分关 系 在可以获 得这类资料之前，应用 与 绿泥石有关的任何反应仍然带有推测性。蒙皂石到伊年 珥 石的反应 蒙皂石 向伊利石的
21、转变已被用作一种地质温度计，其用法多种多样，包括最高反应温 度、用厦应速度直接测定温度，以及在具体-A面体粘土矿物被看作是反映与温度有关的稳 4 日 一 维普资讯 http:/ 定状 态的情况 下的温度。后两种关系的含义在于，相对于富台伊利石的伊利石 蒙皂石或者相对于发生反应温度 时 的伊利石来说，蒙皂 石是亚稳定 的，但是这两种关系不要求伊利石是亚稳定的。即使是在 对应于形成蒙皂石的低温但生成伊利石的反应速度却很慢的情况下，这两种关系与蒙皂石 的亚稳定性也是一致的。虽然很步有人作过说明，但是人们一般假定，只有当温度达到相对 于蒙皂石而盲伊利石是稳定相即当超出蒙皂石稳定区时，才会发生反应。其含
22、义是 虽然反 应进程受动力因素控制，但是 只有当超出蒙皂石稳定区并且相对于稳定的伊利石而言蒙皂 石变为亚稳定时，反应才能进行 人们在研究蒙皂石为反应物而伊利石为生成物的反应时，一般假定至少伊利石在热力学上是稳定相。然而，含有蒙皂石、伊利石 蒙皂石和(或)伊利石 的成岩沉积物显示出的强有力的证据说明 没有出现违反相律的化学平衡。尚须证明这类反 应是平衡的，而蒙皂石、伊利石 蒙皂 石或伊利石的存在不是绝 对温度 的量度 在通常被视为 对应于蒙皂石稳定 区的很低温度下有伊利 石形成，被认 为是蒙皂 石亚稳定性的决定性证据 识别蒙皂石、伊利石 蒙皂石和伊利石亚稳定性，会给利用粘土作为最高温度范围的一般
23、标 志或者作为由速度决定的反应的量度带来某种益处 粘土能 为地质测疆做出什么贡献?即使粘土矿物系统不能用作精确的温度计，我们也无意认为它们不能用来提供有关变 质程度的信息。的确 大量资科证明，从粘土矿物组台中可以获得有关大致温度的更多的有 用信息 可以获得这类估算值的有 3 种情况(1)判明亚稳定相的反应速度是关键因素，并且 除温度以外的所有有关变量是可以限定的；(2)通过观测 已知只于 臣 成于进化变质序列早期 的某种矿物可以获得大致的最高温度 (3)可以测出。反应进程 姐果影响反应速度的所有 变量大体具有相等的效应，如果低级变质岩石的压力一 温度一 时间轨迹相似。那么所有岩石会 显 示出与
24、变 质程 度有关的相同的平均变 化 有人将诸 如伊利石和绿泥石结 晶度(O c1)以及 变质基性岩中的反应等温度计一一作了对比。这些对比果系一般是合理的，没有人怀疑它们 对粗略估算温度的价值 然而，根据上述分析，这些估箅值充其量不过是近似值。试图使具 有不同热或构造历史、总成分或结构的系统的温度定量化 并不能准确确定形成温度。许多作者间接地评价了从蒙皂石到伊利石的转 变速度。有人通过实验研究了 K 浓度 大约为 2 0 0 p p m 的伊利石 蒙皂石转变连度。他们强调了可能影响伊利石 蒙皂石反应速度 的变量的复杂性，并且告诫说，无论对于合成系统还是类似的天然系统来说t 即便是在能够 建立大致
25、的温度一 时问关系之前，都必须对这类变量做出限定 限定最高温度的假定条件是，某些牯土矿物在超过某些最大值的温度下不能存在。除开 热渣蚀变叠加在较高级白色云母上的地方外，在温度高达 2 o o C的岩石中一般观察不到蒙 皂石，蒙皂石的产生可以用来代表很近似的最高温度 奥斯特 瓦德 阶梯 法则的定理 是 总成 分 已知的成岩 系统 所经过 的是这 样一个 得到很好 确定的轨迹，即蒙皂石转变成伊利石 蒙皂石和伊利石 并且通过粒度增大可使伊利石结晶 度向着在进化(脱水)方向上进行的反应阶段变化。“反应进程 的概念是已知反应发展程度 的量度 蒙皂石可以在宽阔的温度范围内反应生成伊利石。伊利石一旦通过这一
26、不可逆反 应生成，则可作为下几个阶段的反应物。因此，对某一粒度分布的伊利石 蒙皂石或伊利石数 量的观 曼 I 结果，标志着沿一系列反应的进展程度。然而，蒙皂石与伊利石之问的实际反应仍 一一5 0 维普资讯 http:/ 糯 癣 舢 彩 j 砻 彩 豸 然未得勒很好确定在有钾长石存在时，蒙皂石t 作为由某一似叶蜡石的结构式所代表的韧 步近似值)反应生成伊利石(以白云母结构式代表)t Al 2 O 0H 3 2 n H2 0+KAl S i 3 O自=KAl 3 s i 3 Ol o(OH3 +Si O 2+n H2 O(7)该反应允许根据石英的增多来监 测反应进程。然而，在许 多页 岩中，没 有
27、足够的钾长石 可供利用，为此而产生的石英是控 制性 反应。在没有钾长石存在时 K 离子的进 人允许 发生 离子反应，而没有出现 A 1”的迁移，例如：2 K -i-3 A1 2 S i O|。OH 2 n H2 O=2 KAI。S i 3 O|。OH 2 +6 S i O2(水溶的)+2 H +3 n H2 O (8)该反应受 p K p H以及温度控制。控制这个反应进程(和具有较复杂的蒙皂石和伊利石结构 式的类似反应进程)的可能是通过附近砂岩中钾长石的溶船而提供 K离子井通过与有机酸 反应而提供 H离子的外部流体的进人。在其他地方，高岭石最初出现在沉积物中，并与钾长 石 和(或)K 发生 不
28、可逆反应，生成伊利 石。溶液 中可以去掉二氧化硅，它可作 为石英 沉淀下 来，或者与碎 屑斜长石发生反应，生成更 多的伊利 石。伊利石 蒙皂 石反应(8)涉及 的体积缩 小大大超过了与脱水有关的体积缩 小。反应进程取决于蒙皂石的实际成分，而对伊利石 则要 求通过仔细评价实际矿物和成分来评价每个 地受速度控制的反应。不进行认真的和大量 的透射 电子显微镜 研究很难获得细粒沉积物 准确的实际矿 物成分，但 是利 用 x射 线粉末衍 射测量 已经得出了某些估算值。尽管反应进程一般与升高的成岩等级有关，但是在泥质岩 中反应进程剜是朝稳定平衡状态进行 的相 对进 展的量度。结 论 本文是出于以百这样一种
29、担心写成 的 即祜 土矿镑可能被不恰当地 用作地质 温度 计。上 述一般关 系并 不排 除用粘土矿物 来确定次 绿片岩相条件下 的温 度，但是这些 关 系确定了对 地质温度计 可以加以严格定义的限 定条 件。我们希望本文会把人 们的注意力集中到粘土矿 物测温法存在的各种缺 路上来，并可能成为进一步讨论这些 基础 问题的焦点。(张敢 明摘译 自 C l a y s a n d C l a y Mi n e r a l s，1 9 9 5，v档，N5，p 5 4 O 5 5 3)J-一 J 古岩溶是现代岩溶作用的 靶区”。t 中 r|1 n e I 鹕，c 毒 磊 矢 一 l ，一 l -前 言
30、f 本文所说的古岩溶现梨是指现代或在地质历史上很长一段时问内脱离全部正在活动的 水文地 球化学系统的岩溶现象 圣 廿 果古 岩溶原 来是在地表或地表以下浅处形 成的(如溶沟、落承洞或称溶 斗、干答、大多数雨水溶洞 等)，则 它们将被晚期 沉积岩 填充和埋藏，并 在接触 带出现明显的不整合。如果它们是 在深 处形 成的(饲如 由于盐溶而造成 的地下、层问或层内 岩溶)，则这一定义要求有段很长的时期与任何经过它们的流体不发生重要的化学反应；流体的循环实际上不再发生。对许多地质人员而盲，“若化岩溶 就是古岩溶这一定义的嗣义 词 但是，“残存岩溶 指的是在现代岩溶系统内造成的但目前已部分地脱离了造成它们的种 维普资讯 http:/