几种常见矿物

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造岩矿物中的大多数是硅酸盐矿物。所以要了解地球上岩石的种类、物理化学性质以及成因等方面的知识，首先要研究硅酸盐矿物的性质。

（一）常见的硅酸盐矿物

1.斜长石

斜长石是指从钙长石（CaAl2Si2O8）到钠长石（NaAlSi3O8）之间的固溶体，其化学组成在钠长石与钙长石之间连续变化。随着化学组分的变化，分别称其为钠长石、更（奥）长石、中长石、拉长石、倍长石和钙长石。除超基性岩和碱性岩浆岩的一部分外，所有的岩浆岩中都含有斜长石，大部分的变质岩和沉积岩中也含有斜长石。

2.碱性长石

碱性长石是钾长石（KAlSi3O8）和钠长石（NaAlSi3O8）之间的固溶体。以钾长石成分为主的矿物有透长石、正长石和微斜长石。正长石主要产于酸性岩浆岩和碱性侵入岩中，如花岗岩、正长岩、二长岩和碱性辉长岩等。透长石多产于流纹岩、粗面岩等火山岩中。微斜长石主要产于花岗岩、正长岩、伟晶岩等岩石中。

3.云母族矿物

云母族矿物是在地壳中分布最广泛的造岩矿物之一，为含有钾、锂、镁、铁、铝的硅酸盐矿物，有白云母、黑云母、锂云母等。白云母是花岗岩或其他酸性火成岩和伟晶岩中极为普通的矿物，也产于原岩为泥岩的结晶片岩、片麻岩、千枚岩等变质岩中。非常细粒的白云母有时特别称之为绢云母。黑云母是花岗岩的主要造岩矿物之一，也是区域变质岩与接触变质岩中极普通的矿物，另在火山岩，尤其是在酸性火山岩中大量存在。锂云母又被称为鳞云母，主要产于花岗伟晶岩中。

4.粘土矿物

粘土矿物大量地存在于沉积岩中，也出现在变质的火成岩中。粘土矿物有许多种类，代表性的有高岭石、蒙脱石、伊利石等。

（1）高岭石：高岭石化学组成是Al4［Si4O10］（OH）8，是长石、似长石等硅酸盐矿物风化后的产物，形态多为细粒集合体。另外，高岭石还可以在低温热液围岩蚀变的条件下生成。

（2）蒙脱石：蒙脱石由火山灰在蚀变或风化后形成，是膨润土中的主要矿物。蒙脱石的形态多为细粒的土状或块状矿物集合体，化学组成近似为［（Si，Al）4O10］（OH）2·nH2O。

（3）伊利石：伊利石是构成泥岩和页岩的主要矿物，由长石风化而成。伊利石有着与白云母近似的构造。和白云母相比，伊利石中的钾少、硅多。化学组成是KAl2（OH）2AlSi3（O，OH）10。

5.海绿石

海绿石一般产于砂岩和石灰岩中，尤其是多产于绿色砂岩中，其化学组成比较复杂。

6.辉石族矿物

辉石族矿物分属两个晶系：斜方晶系和单斜晶系。斜方晶系的辉石是由顽火辉石和斜方铁辉石组成的固溶体系列；单斜辉石包括透辉石、普通辉石、易变辉石、钙铁辉石、绿辉石和锂辉石等。

（1）斜方辉石：斜方辉石为基性的火成岩、高温生成的变质岩和陨石中的主要矿物。

（2）透辉石和钙铁辉石：透辉石常产于基性和超基性岩浆岩中，为矽卡岩中的特征矿物。

（3）普通辉石：普通辉石产于基性火成岩，也产于超基性岩和变质岩中。

（4）易变辉石：易变辉石产于玄武岩、粗玄岩等火山岩中。

7.角闪石族矿物

角闪石族和辉石族一样，分为两个晶系。属于斜方晶系的主要有直闪石和铝直闪石，其他都属单斜晶系。按化学成分，可大致将角闪石分为三大类，即镁铁角闪石类、钙角闪石类和碱性角闪石类。镁铁角闪石包括斜方晶系的直闪石和单斜晶系的镁铁闪石、铁闪石；钙角闪石中有透闪石、阳起石、普通角闪石、钛角闪石和棕闪石；碱性角闪石包括蓝闪石、钠闪石和钠铁闪石等。

（1）直闪石：直闪石只产在变质岩中，呈放射状或纤维状集合体。

（2）镁铁闪石和铁闪石：镁铁闪石和铁闪石产于变质岩中。镁铁闪石经常少量含于角闪岩中，在火成岩中非常少见；铁闪石产于原岩为多铁沉积岩的变质岩中。

（3）普通角闪石：普通角闪石的组成非常复杂，产于各种变质岩、闪长岩、角闪岩及各种钙碱性系列的火成岩中。

8.橄榄石

常见的橄榄石是铁和镁的硅酸盐，是超基性岩浆岩和地幔岩的主要组分，也经常出现在基性的火成岩中。

（二）常见的硅酸盐以外的造岩与非造岩矿物

1.石英

石英的化学组分是SiO2。石英主要产在：①以流纹岩、石英安山岩、闪长岩、花岗岩为代表的酸性和中酸性火成岩中；②以片岩、浅粒岩为主的多数变质岩中；③以砂岩为主的多数沉积岩中。石英没有磁性，是良好的绝缘体，相对介电常数约为1.553。

2.方解石

方解石的化学组成是CaCO3。方解石是灰岩和大理岩中的主要矿物。在火成岩中，方解石作为次生矿物出现。方解石也产于热液脉中。

3.白云石

白云石的化学组成是CaMg［CO3］2。白云石在灰岩受含镁热液的交代作用后产生，或者在盐度很高的湖泊中作为原生沉积物生成，也可以产在热液脉中。

4.磁铁矿

纯磁铁矿的化学组成是Fe3O4。磁铁矿是火成岩中的常见副矿物，大量产出于沉积变质的条带状磁铁石英岩中。磁铁矿具有很强的磁性，是典型的铁磁性矿物。

5.钛铁矿

钛铁矿的化学组成是FeTiO3。钛铁矿与磁铁矿相同，也是火成岩中常见的副矿物，但其含量很少。

6.赤铁矿

赤铁矿的化学组成是Fe2O3。赤铁矿产于胶体沉积作用、沉积铁矿的区域变质作用和热液矿床中。

7.黄铁矿

黄铁矿的化学组成为FeS2。黄铁矿是地壳中分布最广的硫化物，见于各种含硫化物的矿石中，有时也产于沉积岩中。

8.萤石

萤石化学组成为CaF2。萤石大量产于热液脉中，与石英、方解石共生；少量见于沉积岩中，呈土块状体。

9.石墨

石墨的化学组成为单质C。石墨经常出现在原岩为泥质岩石的变质岩中，但数量很少，也出现在灰岩与岩浆岩的接触带附近。

有关异常高压的成因得到广泛的讨论(Fertl，1976；Magara，1978；Mouchet et al.，1989；Slavin et al.，1987)。目前大多数人认为比较重要的成因机制有：泥质沉积岩的压实作用、构造应力的挤压作用、有机质裂解所产生的孔隙流体体积的剧烈膨胀及由于开启断裂所造成的不同压力系统的地层之间的水动力连通(Smith，1971；Magara，1978；Bethke，1986；Luo et al.，1996；罗晓容，1999)。而对于粘土矿物脱水作用(Harrisom et al.，1990)、水热增压(Bethke，1986)等作用由于缺乏对实际地质条件的考虑，其作用效果很多时候基本可以忽略不计(罗晓容，2003)。

不同类型沉积盆地由于其沉积、构造等条件的不同，地层异常压力的成因也存在差异。Slavin等(1998)认为沉积盆地异常压力成因机理主要包括以下3 方面：①成岩作用；②烃类生成；③垂向流体运移。国内研究者也对沉积盆地异常高压成因机理进行了分类，认为其主要包括以下3大类(黄志英，2000)：①不均衡的压实和构造挤压作用所引起压应力的增大(即孔隙体积的减少)；②温度升高(热液压力)、成岩作用、烃类的生成和裂解为气体所引起流体体积的变化；③流体运动和与由水压头(势能)、渗透作用及浮力所产生的液体与气体之间的密度差有关的作用。另外，在同一岩层中超压力能从某一位置重新分布到其他的位置。

综合国内外学者对沉积盆地超压成因机制的研究成果，认为异常地层压力的成因机理主要分以下3大类(Osborne et al.，1997)：①压应力增加(或孔隙体积减小)机理，主要由欠压实和构造挤压引起，即成岩作用过程及其伴随的构造挤压作用；②孔隙流体体积增大机理，主要由干酪根生烃和油裂解气形成，水热增压、粘土矿物脱水、石膏向硬石膏的转化等造成，这一类成因的基本因素为地温；③流体运动及其密度差形成机理，主要由重力水头、化学渗透和浮力形成。调查研究表明，欠压实和烃类的生成超压机理是世界范围内所观察到的大多数超压的形成机理，下面主要介绍这两种超压的发育机理。

5.1.1 欠压实增压机理

在碎屑岩层中，泥质岩类由于其初始孔隙度大，渗透率相对较小，缺乏与外界流体的交换而不易发生化学成岩作用。在不断增加的上覆负荷的作用下，岩石颗粒因转动、滑动、破碎等机械成岩作用而不断压实，颗粒间的支撑能力增加以抵抗上覆负荷。与之对应，地层孔隙度减小、渗透率降低。当地层的渗透率降低到一定程度，相对于上覆负荷的增加，孔隙内的流体不能及时排出，岩石颗粒不能相互更加靠近，粒间的支撑能力便不足以承担新增加的上覆负荷，这一部分上覆负荷将由孔隙流体承担孔隙流体压力增加，异常高压产生，地层处于欠压实状态。这在泥质岩的压实曲线上表现为孔隙度偏离正常的随深度降低的趋势。

图5.1 北海中部21/20a-1井声波时差与深度关系图

(中新统顶部到始新统底部页岩的时差值高于“正常趋势”，具有超压；与具正常压力的古新统砂岩相邻的页岩时差值接近正常趋势，因此第三系(古—新近系)地层的超压是由欠压实引起)

欠压实常形成于快速埋藏和低渗透岩层条件下，因此在厚层粘土、泥岩、泥灰岩和页岩层序中持续快速埋藏期间最有可能产生欠压实现象。通过在细粒的、低渗透性地层层段中储集岩层的封隔，以及由于断层等原因造成侧向渗透性遮挡，在邻近的高渗透性储集层中也可形成超压。而在砂岩侧向连通性好的层序，由于流体通过砂岩排出，超压不能形成。在北海虽然不能直接测量泥岩的孔隙度，但是通过模拟和测井特征分析，推测第三系(古—新近系)泥岩存在欠压实和超压现象(Ward et al.，1994)，与此形成对比的是，横向连通性好的渗透性储层一般都呈现静水压力，说明流体通过砂岩与地表保持静水压力平衡(Cayley，1987)。

欠压实可以间接通过孔隙度测井方法来识别，如声波和密度测井。超压被认为能够抑制压实作用，因此如果对孔隙的胶结作用可以忽略的话，那么超压阶段能使沉积物中的孔隙度高于该埋藏深度由正常压实趋势的预测值。对于欠压实的解释来说，孔隙度(或声波传播时差)的“正常”压实趋势线的确定是前提，由此推断偏离正常趋势的高声波时差值相当于超压段高的孔隙度。“正常”压实趋势线判断的关键是要证实偏离正常压实趋势线是由岩性、矿物与流体组成变化引起的，还是由真正的超压现象引起的(Japsen，1993，1994；Surdam，1997；Surdam et al.，2001)。

5.1.2 生烃作用增压机理

孔隙流体体积增大机理是一些能够导致一个沉积地层层段中流体体积增加或造成地层中固-液态转化的过程。它们包括①干酪根生烃与石油裂解成气；②水热膨胀；③矿物成岩作用等。

5.1.2.1 干酪根生烃与石油裂解成气

有机质/干酪根生气 在浅埋藏低温低压阶段，沉积有机质可由生物作用生成甲烷气；此外甲烷水合物一般形成于低温高压、埋藏相对较浅的沉积物中，随着埋深增加，当温度达到21℃～27℃时，水合物变得不稳定，气体从水中释放出来成为游离气，由于体积增加可以形成超压(Hunt，l979)。Ⅲ型有机质的烃源岩以生气为主，在烃源岩进入生排气门限后(Ro≥0.6%)，可在与源岩呈紧密接触或叠置关系的低渗透砂岩储层形成超压。当烃源岩进入生、排气阶段后，天然气开始进入相邻低渗透亲水性砂岩储层，低渗透使得天然气聚集速率大于逸散速率，随着孔隙中天然气聚集量的增加，在低渗储层中形成异常高压，美国落基山地区诸盆地超压层段的顶部与该区煤系烃源岩的生气门限相吻合表明了生气的超压机理(law et al.，1985)。

干酪根生烃(油和伴生气)含Ⅰ型和Ⅱ型有机质的烃源岩，在油窗内以生成液态石油和伴生气为主。固体干酪根向液态烃、气体、残留物和副产品的转变过程中体积的膨胀达25%(Meissner，1978)，在一个封闭系统内，这一过程将导致超压的形成。来自低渗透性源岩烃类的初次运移提供了有机质成熟期间引起孔隙压力增加的证据。初次运移表明源岩中的孔隙压力很高，使生成的油能通过源岩的微孔隙或微裂缝释放出来，仅靠浮力不足以引起初次运移(England et al.，1987)。

石油裂解成气 在较高的温度，液态石油裂解成为小分子量的烃类，并最终热裂解形成甲烷。原油裂解气的起始温度为120～140℃，彻底裂解为甲烷为主的气态烃所需的温度超过180℃(Hunt，1979；Tissot et al.，1984)。一个标准体积的原油在标准温度和压力条件下能裂解成534.2个体积的天然气和少量石墨残留物，因此当系统具有完全的封闭时，原油裂解气引起的超压惊人(图5.2)(Barker，1990)。

图5.2 在一个封闭系统内，油裂解成气时形成的超压﹥静岩压力图

(图中的两条曲线分别代表储层中原油含量为25%和50%的计算结果)

5.1.2.2 水热膨胀

随着埋深增加而不断升高的温度使孔隙水的膨胀率大于岩石的膨胀率，如果孔隙水由于流体封闭层而无法逸出，孔隙压力将升高，此过程为水热增压。水热增压的大小随孔隙流体性质而变化，盐水和大多数烃类比淡水更易于压缩，因此形成的超压较小。由于地质条件下几乎都存在渗漏作用，因此具备水热增压的条件很少见。由水热增压形成的体积膨胀量很小，如当淡水从54.4℃加热到93.3℃时，水体积增加量仅为l.65%，这样小的体积增加很快会被流体的渗漏所释放，即使在那些渗透率很低的封闭岩石中也是如此(Daines，1982)。

Luo和Vasseur(1992)对5.9km厚的泥岩层序进行了一维数值模拟，发现即使在渗透性很差(3×10-15μm2)的岩石中，水热增压与欠压实相比，对形成超压的重要性几乎可以忽略不计。他们在模型中应用的渗透率值低于实测页岩渗透率值，模拟表明水热增压仅在沉降过程中没有压实作用发生且流体流动不遵循达西定律的地方才是重要的。泥岩似乎不可能形成足够低的渗透率而使全部流体都滞留在岩石中，因此推测有意义的水热增压不可能在页岩层序中发生。如果岩石不具备低于实际页岩中测得的渗透率，就不可能形成水热增压。据实例研究发现，在Anadarko盆地深部超压封存箱顶部成岩封闭层具有比页岩更低的渗透率(Tigert et al.，1990)，但不知道自然界是否广泛存在侧向延伸的成岩封闭。

另外一个与水热膨胀是超压形成的主要原因相矛盾的现象是，许多超压层有一个增压到最高超压层段的压力增加过渡带。渐变过渡带的存在说明岩石的渗透性层段没有完全被封闭，不具备水热增压所要求的条件。如果存在突变带，那么可能是水热增压形成的超压，因为在一个封闭系统中，孔隙流体受热产生的压力增加是很快的，产生的压力梯度也高于静岩压力梯度。在非渗透封闭层存在的地方，高地热梯度也会加强水热增压的影响。在对完美封闭的岩石加热的过程中，压力增加很快，并将很快导致封闭破裂。但如果封闭层具有一定的渗透性，较高的温度实际上能使超压量减小，因为温度升高使流体的黏度降低，从而允许流体更快速地排出岩石；这种情况下欠压实作用将起主要作用，压力增加缓慢，封闭层也不会发生破裂(Luo et al.，1992)。

综上所述，虽然这种机理在理论上是成立的，但大多数地质环境下不具备水热增压所要求的条件。液体体积的膨胀是很小的，可以很容易地被流体流动所释放，因此水热膨胀不可能是形成超压的主要机理。这种机理在可能形成近乎完整封闭的蒸发岩沉积层序中，或者渗透性很差的页岩埋藏过程中很可能是有效的。泥岩孔隙中烃类的存在可能提高封闭的有效性，在分散烃类气体作为一种流体相态分布的地方，水热增压的作用可能增大，但产生非渗透封闭的毛细管封闭能力还需进一步的证实。

5.1.2.3 成岩矿物脱水作用

(1)蒙脱石向伊利石的转变

蒙脱石是页岩中常见的一种碎屑矿物。在其晶体结构中含有大量的层间水。蒙脱石脱水作用释放的水被认为是超压形成的原因之一，因为层间水比普通水分子具有更加紧密的结构，当层间水排出变成孔隙水时，就存在一个体积膨胀的过程，而这种密度变化的过程导致异常压力的形成。

蒙脱石含有三层层间水，在热力作用是不稳定的，三层层间水的脱水温度分别是﹤60℃，67～81℃，172～192℃，计算结果表明3个层间水释放的水体积大约为1.3%～1.4%(Colton et al.，1987)。

蒙脱石向伊利石转化形成的另一种潜在的结果是由于Si，Ca，Fe和Mg离子的释放而产生的封闭效应。Boles和Franks(1979)提出从页岩中释放出的离子可运移到邻近的砂岩中，并且形成石英、绿泥石、铁白云石和方解石等沉淀物，使页岩-砂岩接触带发生胶结作用，导致孔隙水滞留在页岩中而形成封闭。Freed和Peacor(1989)认为蒙脱石向伊利石转化带形成的超压是页岩渗透率降低的缘故，不是胶结作用所造成的；在蒙脱石中形成的伊利石会降低水和离子的流动性，从而产生有效的水动力封闭。

综上所述，蒙脱石的脱水作用不可能形成重要的超压观象，因为它释放的层间水的体积很小，而且超压对脱水反应有抑制作用(Eberl et al.，1976)。成岩矿物的沉淀会降低页岩和邻近储层的渗透率，在高压带顶部形成水动力封闭可能与此有关。因此蒙脱石向伊利石转变的脱水过程是超压发育的次要因素。

(2)石膏向硬石膏的转变

石膏向硬石膏的转变使得39%体积的束缚水释放出来，因此被认为是蒸发岩地层中产生超压的一个重要机理。对反应起主要控制作用的是孔隙流体中水的活动性和压力。反应通常发生在40～60℃之间，在1.0km深度时，具有使流体压力超过负荷应力的潜力(Jowett et al.，1993)。因为反应发生在浅埋藏阶段，所以它不可能对深部超压的形成起作用。

5.1.3 流体流动和浮力

水头 如果储层或水层被封闭层覆盖，那么由高原区的潜水面高程形成的水头会对地下施加一个压力，由此形成高于地下某一深度相对应的静水压力，即超压(Baehu et al.，1993)。水头可以用高出基准面(潜水面)的垂直高度，或者用地层流体密度高度转换成压力来测量。这种机理要求连续的封闭层之下有长距离的侧向上连续的储层。在美国盆岭区中部的许多内陆盆地具备由这种机理产生超压的条件。超压量不会超过估计的潜水面高度。

烃类产生的浮力 所有的气体和大多数油的密度都比相关的地层水的密度低，因此它们具有较低的压力梯度。因为一定深度的超压是高出静水压力的剩余压力，因此在有油气柱存在的地方总能形成一定量的超压。超压量是油气和水之间的密度差及烃柱高度的函数，在北海由这种机理产生的最大超压量约为4.0MPa，而且异常压力也只限于烃柱的上部，通常是毛细管封闭的结果。

渗透作用 渗透是水通过半渗透隔膜从淡水区向盐水区的大量运移，渗透流动可以在一个封闭区内产生超压。如果一个封闭区内的孔隙水比周围的孔隙水含盐量高，那么渗透流动方向指向封闭区内，致使区内压力升高。当页岩成为一个近于完美的薄膜时，渗透过程能够产生大量的超压；薄膜两侧的温度和盐度差别越大形成的渗透压就越大，页岩的粘土含量和离子交换能力越大，渗透的有效性就越大。然而，关于渗透作用产生超压的机理还存在争议，除了它的局限特征以外，还有维持压力所需的薄膜两侧盐水和淡水的补充。此外，超压带的盐度一般小于正常压力带的盐度，这会降低超压带的压力。不是所有的页岩都能成为理想的薄膜，因为它们的孔隙度很大；如果有微裂缝存在，页岩就不能起到薄膜的作用。理论计算表明在典型的北海页岩中能产生的最大超压为3.0MPa，因此，渗透流动不是影响地下压力系统的一个重要因素(Bradley，1975)。按照Hunt(1990)关于封闭的定义，渗透流动需要水穿过半渗透膜，它不能成为封存箱内超压形成的机理。

压力传递 虽然对超压机理更深入的理解提高了预测地下异常压力的能力，但超压可以在三维空间通过流体的流动来传递也是很重要的。在页岩层序的孤立砂体中，流体的流动以垂直方向为主；然而，如果砂岩在区域上互相连通，那么流体或压力将在水平方向上传递(Mann et al.，1990)。断裂作用使深部超压封存箱内的流体发生向上的泄漏，并由此在浅部岩层中形成超压(Grauls et al.，1994)。压力也可以在低渗透遮挡层下重新分布，以致于流体压力在封闭层之下迅速增加，而在压力箱的底部减小(Swarbrick et al.，1996)。

综上所述，超压可由以下机理产生：①压应力的增加或孔隙体积减小；②孔隙流体体积增大；③流体流和浮力。由于欠压实作用，在埋藏过程中上覆沉积物负荷可产生相当大的超压，尤其是在低渗透性沉积物的快速沉降。在构造活动区，水平挤压应力可以快速形成并释放大量的超压。烃类的生成和油裂解气可以形成广泛的超压。由水热膨胀和粘土脱水引起的流体体积增加量很小，不能形成较大的超压，除非具备绝对封闭的条件。由于重力水头驱动的流体流动，可在浅层连通性好的盆地中形成超压；烃类产生的浮力和渗透作用仅能产生局部很小的超压。调查研究表明，欠压实和烃类的生成超压机理是世界范围内所观察到的大多数超压的形成机理。

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