海绿石的成因与应用

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1、海绿石的成因与应用 作者：朱政源等 来源：《科技创新与应用》2015年第 33期 摘 要：海绿石作为沉积学领域研究中的一种重要矿物，其成因至今尚无定论。通过总结 前人关于海绿石的形成机理、地质条件以及沉积模式，并结合现代洋底的海绿石，综合归纳探 讨可能的成因。此外，文章简述了海绿石的鉴定特征及其在地学领域的几种应用。 关键词：海绿石；鉴定特征；地质条件；成因 1 概述 海绿石的历史发展至今已有近两百年的历史。1823年，Brongniart首先使用“la glauconite” 一词大致给予命名，五年后，Keferstein正式给予该矿物命名为海绿石。1882年，Dana细致的 研究

2、该矿物，并得出了海绿石的基本物理性质和显微镜下的光学性质（王玉文， 1979）。 海绿石是一种生成于海洋环境中的含水的钾、铁、铝硅酸盐矿物，晶体属于单斜晶系的层 状结构硅酸盐矿物。在沉积学领域，它是一种重要的指相矿物，成因复杂，对于探索研究以及 在实际工作中的运用具有重大意义。通常认为形成于水深在15m至大陆架之间，有机质丰富 的温暖浅海区（徐宝政，1982），也有学者认为海绿石形成于水深100〜300米的浅海环境， 并伴随着缓慢的沉积及蒙脱石的存在。通常后者的观点被普遍接受和运用。通过研究海绿石可 以推测古海洋环境、确定地层层序、提供地层划分和对比的参考依据、确定不整合面及相应的 沉积间断

3、，以及测定地层的绝对年龄（K-Ar法和Rb-Sr法）；此外，海绿石可以用于评价生 油条件，从而在石油地质工作中指导勘探（王玉文， 1979）。 除了地质领域的应用，海绿石作为一种极具潜力的资源，应用于其他许多领域。例如农业 方面，海绿石可用于提取钾原料；在工业方面，其可用于生产净水剂以及隔热材料等。此外， 海绿石具有一定的粘土矿物性质，可用于处理放射性废物而应用于环保领域。 2 海绿石的基本鉴定特征 根据矿物光性鉴定手册，海绿石的K2O含量为3.7%-7.8%，常混有Mn、Li等杂质，有时 还含有机械混入物形式存在的磷酸钙物质。它的物理性质包括自形晶少见，常呈细粒状或土状 集合体。通常为

4、圆粒状、肾状。常具放射状结构形成纺锤虫壳或铁镁矿物的假象。解理{001} 完全。颜色为不同色调的绿色，如孔雀绿、鲜绿、褐绿等。硬度2-3，比重2.2-2.9。 海绿石的镜下鉴定是常用的重要手段，其光学性质为：在单偏光镜下呈浅绿色，变化后可 呈褐色，多色性表现为：Ng=褐黄-深橄榄绿-褐绿；Nm=褐黄-深橄榄绿-蓝绿；Np=深蓝绿-浅 黄绿-绿黄。吸收性公式为：Ng=Nm>Np，少数为Ng=Nm 海绿石可次生变化为褐铁矿和针铁矿，鉴定特征以颜色、形态和聚合偏光等为主要特征。 它是沉积岩的特征矿物，分布于海相沉积岩中，如砂岩、粘土、碳酸盐岩石、磷块岩等，以及 存在于 300-500m 深处的淤

5、泥和砂中，构成绿砂、海绿石砂岩、海绿石灰岩及泥灰岩，与其共 生的矿物有碎屑石英和长石、胶磷矿、伊利石及别的粘土矿物和方解石等。在沉积岩中发现的 小球状物质，Burst （1958）指出这种物质主要有四种类型：（1）有良好次序的单一层海绿 石；（ 2）海绿石-蒙脱石互层；（ 3）粘土物互层；（4）矿物的混合物，为伊利石和蒙脱石或 伊利石和绿泥石。 海绿石有一个变种是值得注意的，即绿鳞石，成分类似海绿石，含较多的Fe2+、Mg，少 量Fe3+和A1,属于单斜晶系，呈鳞片状、纤维状、土状或放射状。薄片中具多色性，Ng=Nm 为翠绿色，Np为无色或浅黄色。正中突起，最高干涉色为二级，平行消光，正延性

6、。属二轴 晶负光性，有时干涉图近似于一轴晶。见于基性岩的空洞中，有时可交代普通辉石形成假象。 共生矿物有方解石、皂石、绿泥石等，有时与海绿石不易区别，可用红外光谱分析鉴定。 3 海绿石的成因 在碎屑岩中，海绿石呈圆形或肾形等绿色小鳞片集合体等产出。海绿石既可以呈小鳞片集 合体充填在孔隙中，也可以构成碎屑石英的外膜或磷质结核的皮壳，或充填在碎屑颗粒的裂隙 中，亦可交代硅质和钙质生物壳，还可充填到有孔虫的房室中等，海绿石的生长常伴随有磷质 沉积物（Bentor， 1965）。姜在兴（2010）认为海绿石形成于同生成岩阶段，它是在 Fe3+/Fe2+保持一定的比值，pH=7-8, Eh=0-10

7、0mV缓慢沉积的条件下产出的，一个直径2mm 的海绿石约需100〜1000年才能形成，并且处于5-25r之间较冷的水温条件。而目前比较流行 的认知是：海绿石由铁镁矿物海解作用生成，现代形成海绿石的海底水温为15°c。 3.1 海绿石的形成机理 Gilles （1983）在他的论文中提出，被人们广泛接受的Burst和Hower的海绿石化作用模 式要求一种退化的云母状的（2： 1 层状格子构造）原始粘土矿物。但通过许多近代海绿石样 品的详细分析表明，这样种情况十分少见。因此，对于这个模式需要一定的修正。Gilles认 为，原始物质都是碳酸盐颗粒、泥质粪粒、有孔虫介壳的充填物以及各种各样的矿物颗

8、粒和岩 石碎屑，而后它们逐渐变成一般常见的绿色颗粒。 同时，他认为海绿石化作用是通过底层孔隙中的自形雏晶自生加大并伴随着蚀变和交代完 成的。正是这种双重的演化造成了粒状底层、大型化石和硬土的“绿色化”（来源于法语 Verdissement）。自生矿物是富铁贫钾的海绿石蒙脱石，当新的蒙脱石在残留孔隙中生长时， 早期形成的蒙脱石由于钾的加入而受到改造，形成了一些膨胀性递降的矿物并以一种不膨胀的 海绿石云母作为端元组分。海绿石矿物族这种矿物学上的变异性说明了为什么海绿石的物理性 质和化学性质会有很大的变化。一般可以划分出四种类型的海绿石，即初生、稍发育、发育和 高度发育的海绿石。 海绿石化作用最

9、有利的条件为半封闭的环境，其主要受两方面控制：一是颗粒的自然封闭 程度，二是与海水的离子交换平衡。颗粒内部较之外围更易海绿石化，而大颗粒相比小颗粒也 更有利于海绿石化。从海绿石的形成角度分析，如果堆积速率不高，则颗粒可以长期处于海洋 环境的作用之中，可持续受到相应的元素及碎屑物质的补给，达到高度发育与平衡。 3.2 海绿石形成的地质条件 海绿石的原始母质一般为云母类矿物，也可能为淤泥(富Fe)，形成的地质条件可以基 于多种角度分析，主要包括温度、盐度、深度，以及氧化还原作用等方面。 3.2.1 温度 Takahashi (1939)通过调查研究发现，海绿石所分布的水温通常不低于15°C

10、，而冷水环 境中较少见。McRae (1972)通过研究，对水温下限15C表示认可，认为温度上限大致为 20 C，而超过上限的温暖海水则可能生成绿泥石。 3.2.2 盐度 Takahashi (1939)认为海绿石的形成只需正常盐度的海洋环境即可。由于母质经过水化， 失去部分Al、Si、Na元素，成为硅酸盐凝胶，因此最后吸收了 Fe3+、K+和Mg2+,便可形成 海绿石。 3.2.3 深度 前人的研究认为海绿石不能作为指深矿物，因其形成的水深范围大，浅为数米，深达千 米。通常认为由于一定深度之上易受海浪影响，海绿石形成的水深应大于15米，而在不同地 区，受表层海水水温影响，深度也不尽相

11、同，例如热带地区的海水表层温度普遍高于其他地 区，因此海绿石多形成于250m以下(Porrenga, 1968)。而在非热带地区，由于受阳光影响 不强，表层水温降低，海绿石可形成于30m的区域(Cloud， 1955； Porrenga， 1968)。而 McRae于1972年提出，海绿石若发现深度超过400m,则其并非原地生成，而是搬运成因。 3.2.4 氧化还原作用 Emery在1969的文章中提出，海绿石应形成于还原环境，因为其常与磷灰石共生。此 外，海水通常富Fe3+，而海绿石中的Fe2+说明其为还原反应的产物。而氧化还原电位方面， McRae (1972)通过研究认为，海绿石最适

12、合于Eh=0左右的环境生成。 3.3 海绿石形成模式 苏联科学家卡扎科夫(1982)通过研究发现海绿石的成形方式，该专家认为有机物与铁单 质进行络合反应形成悬浮物和铁络合物，接着河水将其从冲蚀区带至海岸相带(0-25公里范围 内），并发生沉积作用，由于有机物的浓度较低，再加上络合及水解两个反应间的相互竞争， 导致可溶络合物的比例降低，使得铁以氢氧化物的离子形式进行沉淀，进而形成的海绿石具有 铁化物的某些特性（莫耀支，1984）。 相对于铁来说，有机物与铝的络合反应不够强烈，所产生的物质以可溶铝的水合络合物、 胶状氢氧化铝以及微小悬浮物的形式进入海盆地中。根据自身的性质特点与相关的水文动力

13、学 原理，他们通常流到遥远的沉积盆地区并与泥质岩共同沉淀。由于可溶铝转化为悬浮物要比悬 浮铝的沉淀速度要慢得多，因此这些可溶铝具有较快的移动速度。 海绿石中含有的钾元素，主要从海水中获取。海绿石在形成过程中，当处在凝胶状或是未 完全结晶化时，由于它周围的沉积物频繁的进行沉积与冲洗交换过程，致使其与海水接触的机 会大大增多，最终造成海绿石的内部结构有部分被钾元素填充。 海水溶液中可能含有SiO2,因为可溶性二氧化硅与水形成的单硅酸溶液以及胶状态的二 氧化硅很容易渗透到海盆地中。科学证实，凡是能够与硅酸根形成硅酸盐的阳离子都能造成非 晶质SiO2的溶解度的下降，一旦达到过饱和状态，就会从溶液中

14、析出。对非晶质SiO2的溶解 度起到抑制作用的所有阳离子中,铝的抑制作用最强,故溶解度降低的程度越大。不在海盆地 的区域中，铝化合物形成的同时能够析出硅酸物质显然是理所当然的现象。因此，海绿石结构 中一旦存在海水阳离子，就能起到SiO2沉降作用。由此可以推出，在海洋沉积的作用下，特 别是成岩作用下，外加合适的化学环境，就能发生金属阳离子与有机物或是水络合反应，产生 大量的金属络合物和水合络合物。正是因为这些阳离子络合物的存在，才有了海绿石的产生。 从上述可清楚的看出海绿石溶液的形成过程，是一种化学反应的结果，而且它也足以解释 海绿石形成方式。然而，在某些特殊情况下，也不排除铝硅酸盐尤其是铁镁

15、硅酸盐（如辉石、 绿泥石、黑云母等）形成海绿石的可能性。根据海绿石的形成原理可以推测出铁蒙脱石与多水 高岭石类型的原始物质因其内部含有铝硅酸盐骨架能够在任何海洋盆地的沉积物中存在。但 是，要想形成真正的海绿石，就必须有外力推动蒙脱石与多水高岭石的强烈的海绿石化效应， 所以必须具备铁的析出与它的沉降作用保持平衡这一条件。作为海绿石，怎样判断它是属于铁 质与钾质还是铝质与硅质的属性，最关键的一点是看沉积物沉降与成岩过程进行时的介质所处 的化学环境以及溶液中相关元素的浓度。 3.4 现代海洋中海绿石的成因 Logvinenko （1984）认为现代海洋沉积物中的海绿石主要来源于古老岩石，其并非自

16、生矿 物，而属于他生。这种海绿石主要为含有海绿石的岩石和沉积物受海浪侵蚀作用的产物。因 此，现代海洋中的海绿石的分布大多数与水温和水深等条件无关，而与含有海绿石的岩石或沉 积物的分布相关。此外，自生海绿石也可见于现代沉积，但是并不常见。因此，自生海绿石的 分布情况尚无确定结果，其主要为间隙水溶液和粘土矿物蚀变的综合结果。 4 海绿石的应用 海绿石作为沉积学领域的研究中的一种重要矿物，其应用广泛，且不仅限于研究领域，也 涉及到工业和农业领域，作为矿产资源加以开发和利用。以下对其在地质方面的主要应用作简 要介绍。 4.1 海绿石的分布意义 赵全基等人（1992）通过对我国陆架海绿石的分布调

17、查发现，自生海绿石的成熟度与沉积 物形成的时间早晚相一致。海绿石的成熟度越低，颜色越趋于单色，反之，海绿石的成熟度越 高，颜色越趋于杂色。该发现与海侵海退的过程也是符合的，在海侵之前形成的海绿石为黑褐 色，海侵之后形成的主要为黄绿色。 4.2 海绿石的指相问题 中国科学院南京地理与湖泊研究所曾对抚仙湖的海绿石做分析，通过对研究区38个沉积 物进行抽样检测，发现其中 28个含有海绿石，含量占有率为0.8%-14.5%，平均含量为 2.51%。抚仙湖海绿石的形成是湖泊自身发生化学反应的一种结果。湖泊表层湖水水温平均在 18.3°C左右，且水位越深，水温变化幅度越小，而压力不断增加。当处在30m

18、深处，全年水温 在13.7C至17C之间，压力快达到4个大气压；水超出100m深时，常年水温基本维持 13C，压力在10个大气压以上，温度几乎不变化以及较大的水压同海底环境极为相似。抚仙 湖水的化学物质成分、海底水与表层沉降物的pH值和Eh值都有助于海绿石的形成，湖水交 换采用垂向上的方式进行，从而为表层沉积物创造弱氧化的环境，对Fe富集有利。抚仙湖处 在特定的环境下，能够为海绿石的形成提供一些基本条件（李东明等， 1996）。 80年代后，海绿石也发现于为松辽盆地的泰康湖湾，属于陆相地层，主要的层位是下白 垩统青山口组二、三段。青山口组一段、二段、三段的由来可以归结为沉积的结果，分别处在

19、不同时间段，一段处在湖侵最大时期，二段处在湖水变浅时期，三段则处在湖岸线后退时期， 盆地北东与北西分布着水下砂洲亚相与席状砂亚相，其中前者富集较多的海绿石。沉降物中隐 藏着大量的生物化石，大部分属于淡水生物，少量属于微咸水或是半咸水生物。海绿石的出现 地常伴随着轮藻的出现（被公认的淡水生物的代表之一）。通过青山口组二、三段氯离子浓度 的调查也证实了其与陆相淡水沉积物的特征相吻合（邢顺等， 1982）。 蒋恬过去以辽河段陷下第三系为研究对象，对海绿石的特征与分布状况进行了调查分析， 说明此区域的海绿石不是海水相态变化的结果。而认为成因的最大可能性是来自大民屯凹陷。 并对32口井进行了分析，有2

20、7口井存在海绿石，分布在第三系的各个组段，这些底层都存在 具有代表性的陆相化石，故此地层出现的原油都具有高蜡原油（成因来自于陆相）的特征。 对海绿石的认知，李东明等人（1996）进行了总结，并指出海绿石长时间来被当作特定海 洋环境的指相矿物的这一观点伴随着陆相海绿石的出现需要做出一定的修正。海绿石的存在环 境可以是多样化的，可以分布在陆相湖泊的现代沉积物中，也可以分布在陆相沉积地层中，可 以产于陆相淡水湖泊中，也可以产于盐含量高的陆相咸水湖泊中。所以，海洋环境不是海绿石 形成的唯一环境，不能将海绿石只看成是海洋环境的指相矿物。 4.3 海绿石在层序地层学中的应用 葛铭等人(1995)首

21、次在寒武系地层中找到海绿石凝缩段，并通过研究证明，它是克拉通 盆地识别最大海泛期和进行层序地层对比的关键，可以应用海绿石凝缩层及其相带建立年代地 层格架。以他们的研究为例，所发现的凝缩段具有多种含海绿石的岩石类型，包括细砂岩、粉 砂岩、颗粒灰岩、生物灰岩、粘土岩以及风暴砾屑灰岩。 通过对该凝缩段的研究，葛铭等人认为其位于浅海和陆棚区，基本符合海绿石形成的水深 环境，并根据凝缩段及海绿石的类型和特征等因素，将该凝缩段划分出三个相带：内陆棚凝缩 层相带，其中包括海绿石砂岩-粉砂岩亚相和海绿石鲕状灰岩亚相；中陆棚凝缩层相带，其中 包括海绿石质生屑灰岩亚相和海绿石质类球粒灰岩亚相；外陆棚的凝缩层相带

22、，其中包括硬地 型海绿石亚相(又称海绿石硬地构造相)和含颗粒泥晶-泥质凝缩层亚相。此外，葛铭等人总 结出稳定的开阔海环境并伴随着无沉积或极低的沉积速率是海绿石凝缩段形成的最佳环境，该 时期对应了海平面变化的最大海泛期。因此，海绿石凝缩段的研究对于确定年代地层格架具有 重要的意义。 5 结束语 (1) 海绿石是一种在沉积学研究中的重要矿物，常呈细粒状或土状集合体。通常为圆粒 状、肾状，常具放射状结构形成纺锤虫壳或铁镁矿物的假象，颜色为不同色调的绿色，如孔雀 绿、鲜绿、褐绿等。显微镜下观察，在单偏光镜下呈浅绿色，变化后可呈褐色，具正中突起， 在正交偏光镜下呈二级的干涉色，常为聚合偏光。 (2

23、) Gilles认为海绿石化是通过底层孔隙中的自形雏晶自生加大并伴随着蚀变和交代完成 的，海绿石化作用最有利的条件为半封闭的环境，其主要受颗粒的自然封闭程度及与海水的离 子交换平衡两方面控制。 (3) 关于海绿石的成因，不同的学者有不同的看法，至今尚无定论，一般认为它是由无 机矿物或有机物质转化而来。海绿石的分布多集中在100〜500m的大陆架和大陆坡上部，若 深度超过400m，则可能是搬运成因。海绿石形成的最佳水温为15-20°C之间较温暖的水域，环 境以还原为主。 (4) 苏联学者卡扎科夫指出，在海洋沉积的成岩作用下，若有合适的化学环境，则金属 阳离子与有机物或是水络合反应，产生大量的

24、金属络合物和水合络合物，进而才有了海绿石的 产生。而海绿石的类型取决于沉积物沉降与成岩过程进行时的介质所处的化学环境以及溶液中 相关元素的浓度。 (5) 关于现代海洋沉积物中的海绿石，Logvinenko认为属于他生海绿石，主要来源于古 岩石，而并非自生矿物，是含海绿石的岩石和沉积物受海浪侵蚀作用的产物。而自生海绿石很 少见于现代海底沉积物中，分布区也尚不清楚。 (6) 海绿石的应用广泛，不仅存在于地质研究领域，还涉及到工业和农业领域。在地质 研究领域中，主要用于讨论地质意义、分析海陆相以及层序地层建立等诸多方面。 参考文献 [1] 葛铭，孟祥化，陈荣坤，等. 海绿石质凝缩层-克拉通盆

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