陆源碎屑物质

陆源碎屑物质_聚煤盆地沉积学

陆源碎屑（terrigenous clast）包括矿物碎屑和岩石碎屑，多数是陆源区母岩（即地壳上先前存在的岩浆岩、变质岩或沉积岩等）成分的继承者，它们是由母岩经风化破坏的固体碎屑物质以及表生带生成的粘土物质，它们是构成沉积岩最主要的物质来源。

一、风化作用类型

风化作用是指地壳最表层的岩石在大气、水、生物等营力的影响下，发生机械和化学变化的一种作用。它包括物理风化（physical weathering）、化学风化（chemical weathering）和生物风化（biological weathering）三种主要的作用过程。

1.物理风化作用

物理风化作用是一种以崩解方式机械地把地表岩石破碎成细块和微粒的作用，其特点是在风化作用过程中没有显著的化学成分的变化，因此是自然界最简单的风化作用。常见的方式有热胀冷缩的分裂剥离作用、冰劈作用、植物根系的楔插作用、盐分结晶导致的撑裂作用、风蚀作用、流水的冲刷侵蚀作用、冰川的侵蚀作用等（图2-2）。此外，构造运动、重力效应和人类活动也均可造成岩石的破裂。

2.化学风化作用

化学风化作用是指在地表水、氧和二氧化碳等因素作用下，使组成岩石的矿物发生分解，易溶者流失、难溶者残留原地，并产生稳定新矿物组合的过程。从本质上讲，化学风化的过程就是富含氧及二氧化碳的水与母岩矿物发生化学反应的过程。由于岩石性质及参与化学风化的物质成分不同，风化方式也不同，主要有溶解作用、水化作用、水解作用、碳酸化作用和氧化作用等几种形式。

溶解作用：矿物溶解于水的过程。大多数矿物可溶解于水，但溶解度不同。当岩石中易溶矿物流失后，导致岩石孔隙度加大，结构遭到破坏。

水化作用：水分子加入到矿物晶格而转变成含水分子矿物的过程。如硬石膏经水化后变为石膏，其反应式如下：

Ca SO4（硬石膏）+2H2O→ Ca SO4·2H2O（石膏）

硬石膏转变成石膏后，体积膨胀约59%，从而对周围岩石产生压力，促使岩石破坏。此外，石膏较硬石膏的溶解度大、硬度低，能加快风化速度。

水解作用：弱酸强碱盐或强酸弱碱盐遇水会解离成为带不同电荷的离子，这些离子分别与水中的H+和OH-发生反应，形成含OH-的新矿物的过程。大部分造岩矿物属于硅酸盐或铝硅酸盐类，是弱酸强碱盐，易于发生水解。

如钾长石发生水解时，析出的K+与水中的OH-结合，形成KOH，呈真溶液随水迁移，析出的Si O2呈胶体状态流失，铝硅酸根与一部分OH-结合形成高岭石残留原地。其反应式如下：

4K[Al Si3O8]（钾长石）+6H2O→Al4[Si4O10](OH)8（高岭石）+8Si O2+4KOH

图2-2 内蒙古自治区岩石的物理风化现象

a.巴林左旗的花岗岩沿裂隙风化现象（焦养泉摄，2012）；b.东胜黑石头沟的玄武岩球形风化现象（焦养泉摄，2012）；c.四子王旗大红山古近系冲蚀丹霞地貌（杨孝摄，2011）

在湿热气候条件下，高岭石将进一步水解，形成铝土矿。其反应式如下：

Al4[Si4O10](OH)8（高岭石）+n H2O→ 2Al2O3·n H2O（铝土矿）+4Si O2+4H2O

如Si O2被水带走，铝土矿可以富集成矿。

碳酸化作用：溶于水中的CO2形成和HCO3-离子，它们能夺取盐类矿物中的K+、Na+、Ca2+等金属离子，结合成易溶的碳酸盐而随水迁移，使原有矿物分解。如钾长石易于碳酸化，其反应式如下：

4K[Al Si3O8]（钾长石）+4H2O+2CO2Al4[Si4O10](OH)8（高岭石）+8Si O2+2K2CO3

在这一反应式中，K2CO3和Si O2均被水带走，高岭石残留原地。

斜长石也能碳酸化。由于长石是岩浆岩中最主要的造岩矿物，容易被碳酸化和水解，从而转变成为粘土矿物。

氧化作用：表现为两个方面：一方面是矿物中的某种元素与氧结合，形成新矿物；另一方面是许多变价元素在缺氧的成岩条件下以低价形式出现在矿物中，当进入地表富氧的条件时，容易转变成高价元素的化合物，导致原有矿物的解体。

前一方面的典型实例是黄铁矿经过氧化作用转变成褐铁矿，其反应式如下：

2Fe S2（黄铁矿）+7O2+2H2O→2Fe SO4（硫酸亚铁）+2H2SO4

12Fe SO4+3O2+6H2O→4Fe2(SO4)3（硫酸铁）+4Fe(OH)3（褐铁矿）

Fe2(SO4)3+6H2O→2Fe(OH)3（褐铁矿）+3H2SO4（硫酸）

后一方面的例子如含有低价铁的磁铁矿（Fe3O4）经氧化后转变成为褐铁矿。磁铁矿中所含31.03%的二价铁的氧化物均变成为三价铁的氧化物。

上述两例所揭示的变化对自然界岩石的风化具有广泛的意义。因为铁是地壳中克拉克值极高的元素，绝大部分岩石和矿物中都含有低价铁，它在地表条件下易于氧化。地表岩石多呈黄褐色就是因为其风化产物中含有Fe3+的缘故（图2-3）。

图2-3 准噶尔盆地侏罗系砂岩在古氧化作用下的赤铁矿化现象（据焦养泉等，2008）

a.氧化后形成的褐色粒状赤铁矿，正交偏光，永6井，6 043m；b.沿矿物边缘和节理发育的赤铁矿化浸染现象，单偏光，永2井，6 002.4m

在沉积盆地中，砂岩型铀矿的形成与氧化作用关系密切。源于造山带的富氧含铀（U6+）流体，运移至盆地边缘渗入受顶底板限制的大型骨架砂体（一种多孔介质，铀储层）后，氧化作用开始发育并向盆地方向呈舌状推进，其推进的规模和速度主要受控于铀储层内部和外部的还原剂丰度（有机质和黄铁矿等）。在氧被耗尽的地方，就是层间氧化带的前锋线附近，此处是一个氧化-还原的地球化学障，U6+就会变为U4+而沉淀富集成矿。卸载了铀的流体继续在铀储层的还原带中运移，直至到达排泄区。所以，铀矿地质学家将层间氧化带前锋线作为最重要和最显著的找矿标志（图2-4）。

图2-4 层间氧化带型砂岩型铀矿成矿模式（据Dahlkamp，1996模式补充修改）

3.生物风化作用

生物风化作用是指生物活动对岩石和矿物的破坏作用。已经发现，在许多情况下，岩石的风化作用是由生物活动开始的。细菌、真菌、藻类以及地衣一起覆盖在岩石表面上，由自身分泌出来的有机酸分解岩石，并从中吸取某些可溶物质转变为有机化合物，以构成它们的躯干。当地衣死亡后，有机质分解，一系列元素又转变为矿物质，形成粘土矿物（如蒙脱石等）。所以，有些学者强调硅酸盐矿物的破坏过程是一种生物化学作用。刘宝珺（1980）将生物在风化过程中的作用机能概括为以下几点。

产生气体的机能：绿色植物光合作用吸收CO2产出O2；微生物的生理活动和有机体的分解能生成大量的CO2、H2S和有机酸等。它们能直接影响介质的p H值和Eh值，从而强烈影响风化作用的进程。

氧化和还原的机能：自然界中有些微生物，特别是铁细菌、硫细菌和还原硫酸盐细菌，具有氧化和还原某些元素的能力。例如，铁细菌能将二价铁氧化为三价铁；硫细菌能把硫化物氧化成硫酸盐。如有细菌参与的黄铁矿的氧化反应式可写成：

4Fe S2+15O2+2H2O→2Fe2(SO4)3+2H2SO4

氧化作用的结果产生了可溶的金属硫酸盐和硫酸。硫酸则将进一步加快岩石的风化。自然界中铁的生物氧化数量远远超过了化学氧化。可以认为，许多风化成因的铁或锰矿床都和微生物作用有关。

还原硫酸盐细菌则能将硫酸盐还原为H2S：

溶液中的任何金属与H2S反应都能生成硫化物沉淀。砂岩和碳酸盐岩中所含的金属硫化物的成因，可能与此作用有关。

浓集的机能：生物生存期间，能不断地从周围介质中有选择地吸取某些元素，然后在新陈代谢过程中以有机化合物的形式把它们固定下来。

合成有机化合物和吸附的机能：有机质之所以能影响元素的迁移和集散，主要在于它可以和原生矿物中的金属元素组成螯合物，这种螯合物比一般的络合物更加稳定，能在风化壳中自由迁移；另外有机质胶体的吸附作用也能影响元素的迁移和集散。这些都加快了岩石的风化。

由此可见，生物风化作用是很普遍的，并且在某些特定的环境中起到主要作用。

二、风化分异作用与产物

1.风化分异作用

不同岩石、矿物或元素在不同的条件下，风化有难易和快慢之分。

在化学风化作用方面，主要表现为某些元素的淋滤散失，而另一些元素的残积富集。元素在特定的风化条件下迁移能力的不同，引起了它们的彼此分异——“化学分异”。人们根据河水中元素的含量与河水流经地区岩石中元素含量的比较结果，得出了元素迁移的相对活动性。它们总体可以分为五级：最易迁移的元素有Cl、Br、I和S；易被迁移的元素有Ca、Mg、Na、F、Sr、K和Zn；迁移元素和物质有Cu、Ni、Co、Mo、V、Mn、Si O2（硅酸盐中）和P；惰性（微弱迁移）元素有Fe、Al、Ti、Sc、Y和Tr等；几乎不迁移的物质有Si O2（石英） （Полътнов，1934；Перелъман，1955）。

各种造岩矿物的稳定性在风化条件下明显不同，似乎也具有分异性。这主要取决于它们的内部结构和化学成分，其次取决于造岩矿物所处的风化条件（主要是气候条件）。一些学者对矿物在风化中的稳定性进行了排序，发现在最高温和最干燥的条件下形成的矿物较之于最后从较低温度含有更多水的岩浆中结晶出的矿物更易于风化。也就是说，矿物的结晶条件愈接近现在地表的条件，则在风化环境中其稳定性越高。

矿物的稳定性与化学成分有一定关系。美国学者李希（1945）曾提出用风化势能指数来表示矿物的稳定性。指数大者稳定性小，指数小者稳定性大（表2-1）。

表2-1 常见矿物的风化势能指数（据李希，1945）

注：表中某些矿物的风化势能指数范围没有资料，而其指数平均值是根据平均化学分析值得来的。

一些学者对莫尔顿花岗片麻岩的矿物成分在风化过程中的变化作了研究。他们发现，斜长石和钾长石的含量大为减少，石英的含量基本不变，锆英石等稳定的副矿物相对有所增加。此外，随着风化程度的加深而生成大量的高岭石。高岭石的增加则和长石的减少成反比，说明高岭石主要是由长石风化形成的（图2-5）。

2.风化作用的产物

母岩遭受风化后，组成岩石的物质并没有消灭，而是在表生作用支配下，经过再分配而以其他形式存在（表2-2）。

图2-5 莫尔顿花岗片麻岩的矿物成分在风化过程中的变化（据顾迪其，1938）

岩石是由矿物组成的，各种母岩有不同的矿物组合，其抗风化的能力主要取决于组成矿物的稳定性，所以由不同母岩提供的原始物质也各异（表2-3）。Wahlstrom（1948）在科罗拉多州的鲍尔德附近，对发育的花岗闪长岩体风化剖面进行过研究，发现在土壤剖面中矿物和化学成分的变化趋势是十分明显的。角闪石首先消失，黑云母蚀变为蛭石，剖面上部奥长石（更长石）消失，微斜长石增加到50%，石英相对富集。同时在古土壤中出现了粘土矿物、氧化铁和白云石（但白云石可能在成岩过程中形成）（图2-6）。按上述实例，该母岩提供的主要原始物质是石英、微斜长石以及云母等碎屑物质和大量不溶残余的粘土物质。至于某些消失的奥长石和角闪石经分解产生的化学物质，除了一部分成为粘土矿物和形成氧化铁以外，析出的部分Fe、Mg、Ca和Si等元素溶于水而流失。

表2-2 花岗岩的风化产物（据刘宝珺，1980）

表2-3 碎屑组合与母岩类型的关系（据Petti john，1975）

图2-6 花岗闪长岩体风化剖面中矿物和化学成分的变化趋势（据Wahlstrom，1948）

中性和碱性侵入岩的风化情况大致与花岗质岩石相似。

基性和超基性侵入岩主要由较易风化的橄榄石、辉石、基性斜长石组成，远较花岗质酸性岩石易风化。风化后除部分易溶元素流失外，常在原地形成一些化学残余矿物，如蛇纹石、滑石、绿泥石、褐铁矿等。

火山岩及火山碎屑岩由于含有相当多的甚至大量的玻璃质火山灰，在物理风化作用下，其中单个矿物不易碎解出来，常形成保持原岩结构的岩块（或岩屑），属于碎屑物质；但在化学风化条件下，分解速度相当快。例如玄武岩在遭风化时，除一部分易溶元素流失外，常形成蒙脱石、高岭土、铝土矿、褐铁矿等化学残余矿物；如果化学风化较彻底，可形成风化残余的富铁红土层。所以这类岩石主要提供粘土物质和化学物质。而中酸性火山岩在化学作用下仍主要供给岩屑。

从上述情况看来，岩石的风化物质，按其性质可分为三类。

碎屑物质：这类物质是母岩机械破碎的产物，如石英砂粒、云母碎片和锆英石砂粒。这类物质包括未遭受分解的矿物碎屑和机械破碎而成的岩石碎屑。

不溶残积物：这是母岩在分解过程中形成的不溶物质。如粘土物质和氧化铁色素。这类物质中以粘土矿物为主。

溶解物质：此部分物质成为溶液状态被带走。如K2O、Na2O、Ca O、Mg O等。

这三种风化产物也就构成了沉积物（岩）的基本物质。碎屑物质是碎屑岩的主要成分；不溶残积物，即粘土矿物，构成了泥质岩的主要成分；溶解物质则构成了化学岩和生物化学岩。由此可见，风化产物的性质无疑会影响到以后所形成的沉积岩的性质。

风化产物的性质及各类产物间数量比决定于母岩的性质、风化作用性质和母岩遭受到风化作用的程度。有些岩石风化后只能形成碎屑物质，如石英岩；有些岩石风化后则仅能形成溶解物质，如石膏、岩盐等。物理风化只能形成碎屑物质，化学风化才能形成不溶残积物和溶解物质。母岩风化程度不同，形成的物质也不一样，如长石初期风化产物为水云母，进一步风化则生成高岭石或蒙脱石，而当风化程度很深时则出现氧化铝。

三、风化作用阶段性与分带性

1.风化作用阶段性

由于主要造岩矿物和元素在风化条件下的分异性，所以母岩的风化过程就呈现了良好的阶段性。波雷诺夫将结晶岩（以玄武岩为例）的风化过程分为四个阶段。在各阶段中，各有其独特的风化产物（表2-4）。

表2-4 玄武岩风化作用阶段（转引自刘宝珺，1980）

破碎阶段：以物理风化为主，形成岩石或矿物的碎屑。

饱和硅铝阶段：其特点是岩石中的氯化物和硫酸盐将全部被溶解，首先带出Cl_和SO42_。然后在CO2和H2O的共同作用下，铝硅酸盐和硅酸盐矿物开始分解，游离出碱金属和碱土金属（K+、Na+、Ca2+、Mg2+）盐基，其中Ca2+和Na+的流失比K+和Mg2+相对要快。这些析出的阳离子组成弱酸盐，使溶液呈碱性或中性，并使一部分Si O2转入溶液。此阶段中形成胶体粘土矿物——蒙脱石、拜来石、水云母、绿脱石等。同时，溶解性较差的碳酸钙开始堆积。

酸性硅铝阶段：几乎全部盐基继续被溶滤掉，SO2进一步游离出来。因此，碱性条件逐渐为酸性条件所代替。Mg2+和K+的再次淋出使上个阶段所形成的矿物（蒙脱石、水云母）又被破坏，而形成在酸性条件下稳定的，且不含K+、Na+、Ca2+、Mg2+盐基的粘土矿物——高岭石、变埃洛石等。通常，将达到此阶段的风化作用，称为粘土型风化作用。

铝铁土阶段：这是风化的最后阶段。在此阶段，铝硅酸盐矿物被彻底地分解，全部可移动的元素都被带走，主要剩下铁和铝的氧化物及一部分二氧化硅。它们呈胶体状态在酸性介质中聚集起来，在原地形成水铝矿、褐铁矿及蛋白石的堆积。由于它是一种红色疏松的铁质或铝质土壤，所以也称为红土。达到此阶段的风化作用，通常称为红土型风化作用。

上述四个阶段是一般的完整的风化过程，但在同一地区不一定都进行到底。风化作用的阶段常受母岩岩性、气候、地形等因素影响。

玄武岩和花岗岩在大陆上出露很广。从风化产物这个角度来看，玄武岩与花岗岩之间有重要不同。花岗岩风化主要形成不同粒级的岩屑和矿物碎屑，玄武岩的风化通常直接形成粘土矿物、氧化铝和富钛氧化铁。钛、铝和铁的氧化物是化学风化最稳定的残余物。

2.风化作用的分带性

与风化作用的阶段性相对应，发育良好的风化壳往往表现出明显的垂直分带性。这是由于不同深度具有不同的水文地质和物理化学条件造成的。一般自上部向深部过渡，水溶液的碱性逐渐增强，游离氧的含量逐渐减小，在地下水面以上为氧化环境，其下为还原环境；渗滤水中矿物盐的浓度逐渐增高，直至饱和状态（图2-7）。完整的垂直分带如下。

图2-7 补给带地球化学和饱和环境的风化作用分带（据Freeze和Cherry，1979）

（1）最接近地表的上部带，为氧化作用带。此带中主要发生氧化作用，水解作用趋向结束，形成了化学风化的最终产物：Fe、Al、Mn、Ti的氢氧化物。它们常具疏松的构造，呈褐色、红色或淡白色。

（2）氧化作用带之下就是水解作用带。此带中氧化作用刚开始，但水解作用强烈发展，使碱金属和碱土金属从硅酸盐矿物中强烈淋出，并分解为氢氧化物和硅酸；低价铁的矿物部分被氧化。此带中最大量地聚集着Fe和Al的含水硅酸盐（粘土矿物），常具绿色和黄绿色，并呈粘土状和斑点状。

（3）再下是淋滤作用带。这里主要发生淋滤硅酸盐矿物中碱金属的作用，并开始形成粘土矿物。此带岩石具有粘土——云母状（鳞片状）的外貌。

（4）深部是水合作用带。此处硅酸盐矿物通过水合作用形成水云母和水绿泥石（少量地带出碱金属），岩石发生崩解，在裂隙和空洞中有时沉积菱镁矿。往更深处逐渐过渡为未风化的母岩。

上述各带之间没有明显整齐的界线，而呈逐渐过渡趋势，在自然界中一般很少见到完全的分带现象。

风化作用在水平方向上随着气候带的变化也会发生相应的变化。例如，热带进行着红土型风化作用，而温带针叶林区则进行着粘土型风化作用。

四、影响风化作用的主要因素

影响风化作用的主要因素有母岩成分、气候和地形等（刘宝珺，1980）。这些因素的总和决定风化产物在地表停留期的长短，植物覆盖层和土壤形成过程的性质，地下水的动态、p H值和Eh值，以及其他特征。

1.母岩成分

母岩的成分是决定风化作用及其产物性质的根本因素。如石英岩在风化作用中主要表现为机械破碎，其原因在于它是由化学性质稳定的石英所组成；花岗岩的风化可形成高岭土，原因在于花岗岩内含有可分解成该种矿物的成分（如长石等）。含有相同元素的不同矿物，由于其分解难易的差别，也影响着风化作用的进程。如玄武岩（含大量斜长石）和富含霞石的岩石容易分解，故比由钾长石和钠长石组成的碱性花岗岩更易形成铝土矿。含有大量玻璃质的火山岩比化学成分相同的结晶岩易于分解，因而有利于某些粘土矿床的形成。此外，只有富铁的岩石，像超基性岩、基性岩和含铁硅质岩在红土风化作用下，才有可能形成风化铁矿和镍矿。

2.气候条件

气候条件是决定岩石风化方向和强度的基本要素。影响风化的气候因素是雨量和温度。雨量控制着化学风化必不可少的水量，而温度则影响化学反应的速度，尤其是有机物质的分解速度。温度还通过在高温下的蒸发或在低温下的结冰而影响着水的实际效能。气候控制着植物的数量和类型，在不同的气候条件下，生长着不同类型的植物群落，从而对风化作用产生不同的影响，造成不同气候地带中生物风化强度的巨大差异。

两极地带的气候极端寒冷而干燥，元素及其化合物的化学活动性差，几乎不可能形成化学风化壳，而主要表现为岩石的机械破碎；高温多雨的热带和亚热带，化学风化非常强烈，一般可达到红土化阶段；在中等雨量和温度有季节性变化的温带，化学风化和物理风化大致相等，而化学风化的强度也较热带弱，往往仅进行到粘土型阶段。在气候极端干燥的沙漠地区，由于发生蒸发浓集，水中相对饱和Ca2+、Mg2+、HCO3-、Si O2等组分，水和岩石的作用就较弱，这样风所携带的沙子的侵蚀作用就成了主要的风化作用。

3.地形和排水条件

地形对于风化壳的形成和元素的迁移关系重大。风化产物的淋滤、风化壳的厚度和保存程度均与地形有关。地形还影响到气候、植被和土壤覆盖层以及生物界的差异，这些都直接影响和决定着风化壳的特点。

陡峻的山岳地形，水流迅猛，侵蚀作用强烈，风化产物往往以粗的碎屑物为主，并且常常被地表水冲走，因而风化壳不发育。在大陆夷平面或接近夷平面的准平原，可避免风化产物冲刷流失。在气候适宜（湿润的热带和亚热带）并保持稳定时，可使岩石的分解作用向纵深发展，有利于形成巨厚的风化壳；而在平原洼地，水流不畅，反而不利于风化作用的进行。

地形的发育除了表生因素以外，主要受各种地质因素控制，特别是构造作用。因此，就这一方面而言，风化作用也与地质构造发育有一定的联系。

4.时间因素

厚度巨大的风化壳的形成，除了有利的气候、地形等因素外，时间也是一个不可缺少的因素。有一个较长时间稳定的地质环境，可使风化作用进行得极为彻底。世界上一些大型红土铁矿床及残余铝土矿床，一般都经历了一个漫长的风化时期。