近地表(浅埋藏)白云化作用模式

近地表(浅埋藏)白云化作用模式是基于近地表成岩条件和白云化环境下建立的,成岩时间包括准同生和浅埋藏成岩阶段,白云化流体主要是蒸发海水或者海水与淡水的混合水等,发生环境主要涉及浅滩(或障壁岛)一潟湖—潮坪环境等,典型的近地表(浅埋藏)白云化作用模式包括萨布哈模式、渗透回流模式、混合水模式等(图1.1)。

图1.1 近地表(浅埋藏)白云化作用模式图

(1)萨布哈模式

萨布哈(Sabkha)是指在阿拉伯湾南部和西部边缘发育的蒸发潮沼(Warren,2000),萨布哈模式的标准地点是阿联酋阿布扎比Trucial海岸的萨布哈,该地区可能是目前研究最为深入的现代超咸水潮间—潮上潮沼,也是丰富的回流白云石形成的典型地区,而在别处的萨布哈并没有那么多的白云石产出(Machel,2004)。在阿布扎比Trucial海岸的萨布哈,由于具有温度高、温度差和湿度差变化大等非单—干旱气候特征,文石泥等沉积物中孔隙水经强烈蒸发而逐渐浓缩,同时外围水体(主要包括海水或大陆卤水)不断补充,在这些沉积物中间形成了一个高盐度富Mg2+卤水带(表1.1),随着高盐度卤水中石膏和其他一些盐类矿物沉淀,卤水的Mg/Ca比值逐渐增大,并促使沉积物中文石或方解石发生白云化作用或孔隙水直接沉淀原白云石(图1.1A)。在萨布哈的现代潮间/潮上沉积物中常见有少量微晶白云石,但这些微晶白云石也可产出于阿拉伯湾潮下沉积物中(Wenk et al.,1993)。

表1.1 不同碳酸盐白云化作用模式的一些特征

目前,虽然不少学者对萨布哈出现的微晶白云石取得了较多共识,但在补充水体的来源和补给动力学过程、次生交代或原生沉淀成因等方面仍存有争议。实际上,大多数学者从一开始就认为海水是萨布哈外围补充水体,但Wood et al.(2002)通过对同位素地球化学、溶质成分、溶质和水通量的分析,认为大于95%的溶质是来自于上升的大陆卤水,大约90%的每年输入水是直接降水(其余约10%来自横向和上升的地下水流动)。萨布哈水文循环中不同来源水体的补给动力学过程更复杂,从早期的毛细管力(Friedman et al.,1967)、海水洪泛(Kinsman,1969)、蒸发泵吸(Hüs et al.,1973),到后来的两个或多个上述过程的组合,如洪水补给一蒸发泵吸(üMller et al.,1990),McKenzieeta.l(1980)也认为萨布哈的水文循环经历了三个连续阶段:风暴驱动海水洪泛、毛细管蒸发和蒸发泵吸,Wood et al.(2002)则认为大气降水、地下水的横向和上升流动、蒸发作用是萨布哈水文循环的主要过程(图1.1B)。同时,对于萨布哈微晶白云石的成因研究,早期多认为是高Mg/Ca比值卤水交代沉积物中文石或方解石的结果(Friedman et al.,1967Hüs et al.,1973),被替换的Ca2+进入到孔隙水中(表1.1)但后来通过透射电子显微镜(TEM)和扫描电子显微镜(SEM)分析结果认为阿布扎比萨布哈中大多数白云石实际上是从孔隙水直接沉淀的而不是先驱文石的交代产物(Wenk et al.,1993Sa-dooni et al.,2010),只有少数白云石在晶体尺度观察后被认为是直接交代文石形成的,那些以胶结物形式出现的微晶白云石都是由不同大小孔隙中超咸流体沉淀的,有的孔隙甚至可小至几微米(Wenk et al.,1993)。不过,近年也有研究认为萨布哈的一些微晶白云石与微生物白云化作用之间很可能存在紧密的联系(Bontognali et al.,2010),在孔隙水趋于还原并因细菌硫酸盐还原和(或)微生物产生甲烷导致碱性增强的地方,白云化作用最为强烈(Machel,2004)。

(2)渗透回流模式

渗透回流模式是Adams et al.(1960)在解释美国得克萨斯西部二叠系卡匹敦阶生物礁复合体中白云岩的成因时首先提出的。由于存在生物礁或浅滩等障壁,被障壁封闭或半封闭的潟湖海水经蒸发浓缩形成高盐度富Mg2+卤水(表1.1),卤水浓度不断升高、密度也相应不断增大(可以达到1.2g/cm3)而后在重力作用下,这些密度较大的卤水下渗至高渗透性台地沉积物中,并向海一侧持续流动直至回到广海(图1.1C),被替换的Ca2+也随之回到广海(表1.1)。在回流过程中,高Mg/Ca比值的卤水与渗流通道附近的台地文石或方解石沉积物发生交代白云化作用。渗透回流模式较好地解决了Mg2+来源和水文循环机制等问题,因而得到了不少学者的认同,常被用来解释整个碳酸盐台地,甚至整个沉积盆地出现的广泛白云化作用(Shields et al.,1995Potma et al.,2001)。近年,部分学者通过数值模拟方法进一步深化了人们对渗透回流模式的认识,证实了该模式发生的可行性并扩大了其应用范围,同时也限定了该模式的白云化程度和白云岩形成数量(Shields et al.,1995Jones et al.,2003,2004Whitaker et al.,2004)。在热带地区岛屿中,与超咸水条件有关的局限卤水回流显然正在形成全新世白云石,如西班牙Canary岛Fuer-teventura海岸线(üMller et al.,1971)、哥伦比亚SanAndres海岸线(Kocurko,1979)、约旦Aqaba湾Solar湖(Aharon et al.,1977)、埃及Sinai半岛RasMohammed海岸现代边缘(Warren,1991)等。

尽管渗透回流模式已经在实例分析、数值模拟甚至简易实验中得到证实,但长期作为渗透回流模式经典实例的加勒比海南部Bonaire岛Pekelmeer潟湖石膏层之下更新世—上新世碳酸盐的白云化作用(Defeyes et al.,1965),并没有像原来料想的那样真实存在,甚至在潟湖之下也没有发现回流的卤水(Lucia,1968),相应的潟湖水文循环机制也与原来料想的基本相反:一层渗透性较低的薄层粘土火山灰层分隔了较高盐度和正常盐度的潟湖沉积物,但在火山灰层被破坏或缺失的地方会出现向盐沼供应海水的泉水,上涌作用是Pekelmeer潟湖水文循环的主要机制,而非回流作用。当然,Pekelmeer潟湖在个别时间也可能发生回流作用,但不可能有足够的卤水体积形成交代白云石(Murray,1969Fouke et al.,1996)。此外,渗透回流模式在一些问题的理解上也过于理想化,如卤水来源与补给过程、回流通道的持续性与差异性等方面。一般认为经蒸发浓缩而达到一定Mg/Ca比值的海水是渗透回流模式的白云化流体,原始海水、混合了海水的大陆水或大气淡水都有可能成为蒸发盆地的卤水,但 决定了蒸发浓缩后流体的M/Ca比值变化,只有 的水体才会满足Mg/Ca比值较快增加的需要(Warren,2 0 0 0) 。同 时,封 闭 孤立 的 局 限 台 地 中 蒸 发 潟 湖 卤 水 的 补 给 过 程 也 不是 十 分 清 楚,A dams et al.( 19 6 0)最早 提 出 的 经 典渗 透 回 流模 式对 卤水 的 补 给并没 有给 予更 多 关注,近年 研究认 为不断 积 聚蒸发 岩 的 沉积 区 域 表面 并未 与 广海 直接 连通,大 部分海 水需 要通过 穿越 卤 水湖 或 卤水 水道 边缘 的 地 下天 然渗 透通 道 向 局 限 台 地(潟湖)流入(Wa r r e n,2 0 0 0),但这也需 要 注意 渗流通 道 的 地 区 特殊 性——不 同 地 区 局 限 台地 可能 有着 不 同 的 水体 补充 渗流 通道。同 时,数值模 拟研究表 明渗 透 回 流 白 云化 作用 显然不 是均 一地 叠加 在所有 台 地 灰岩 之上(S hield s et al.,19 9 5J o n es et al.,2 0 0 3),甚 至 回 流也 不是 人们 想象 中 的 简 单:中 等盐 度 流体 的 回 流 可 以 向 下 渗透 到 最初 的经 典 回 流模 式所没 有 预想 到 的 几 百米深 度而 被称 为隐伏 回 流,经典 回流 则被 称 为 活跃 回 流(J o n es et al.,2 0 0 3,2 0 0 4) ,即 不 同 位 置 的 回 流存在着 流 动性质 的 差 异。在渗 透 回 流 白 云 化作 用过 程 中,只 有在具 有非 常高 的 渗透 率且 不含有效隔水层(如泥页岩和蒸发岩层)的台地上,并且回流时间相对较长才能被完全白云化(Jones et al.,2003,2004),而这样的台地在自然界中并不多见,至少在现代沉积环境中很少见,且当泥质、石膏等沉积物层成为有效隔层并抑制卤水向深部渗透和回流、海水吸入时,近地表的卤水和海水的流失也将使白云化作用难以在更大深度发生(Machel et al.,1996),因而渗流通道的连续性和高效性及其控制机制也是人们应该关心的。事实上,渗透回流白云化作用往往需要较长时间的大规模稳定水文体系来支撑大量回流白云岩的形成,而这个“较长时间”一般是百万年的时间尺度,如Jones et al.(2003)的模拟时间超过了1.6Ma,如此长时间大规模稳定水文体系的保持机制及其与台地生长、海平面变化之间的耦合关系均尚不清楚。

(3)混合水模式

正如前面所描述的,不论是萨布哈模式还是渗透回流模式,都需要干热的气候、强烈的蒸发作用以及由此形成的高Mg/Ca比值卤水,以至于有学者认为白云石就是一种蒸发矿物(Friedman,1980),但一些广泛分布在陆表海碳酸盐台地环境的白云岩并没有邻近蒸发岩产出,也缺乏潮上暴露标志,因而缺乏足够证据来说明其与蒸发作用之间存在关联。针对某些白云岩出现在现代台地边缘淡水-海水混合区域,Hanshaw et al.(1971)率先使用混合水(包括Mixingzone、Dorag,全文同)模式解释美国佛罗里达古新世—早中新世灰岩含水层中白云石的成因,Land(1973)也将其用于解释牙买加北部中更新世生物礁的同生白云化作用,随后Badiozamani(1973)通过计算认为海水占5%～30%的混合水对方解石不饱和而对白云石过饱和,在具有这些比例的混合水的出现区域可以发生白云石交代方解石,他同时将这一结果应用到美国威斯康星西南部中奥陶统白云岩的成因解释上,并将该模式命名为Dorag模式(图1.1D)。实际上,混合水模式中Mg2+来源仍然是富Mg2+的海水,被替换的Ca2+随循环水回到广海(表1.1)。

从混合水模式建立的早期,已有较多学者对大气淡水—海水混合带中大范围台地白云化作用发生机制的合理性提出了很多质疑(Hardie,1987Machel et al.,1994)。如果使用现代环境中沉淀的、更易溶解的无序白云石的溶度积(平衡常数≈10-16.5)而不使用基于古代有序白云石的溶度积(平衡常数≈10-17),那么适合混合水白云化作用的流体成分范围将大大减少,只有在海水占30%～41%的混合水中才会出现(Hardie,1987),即发生混合水白云化作用的流体成分要求变得比较苛刻。其后,一些混合水模式的典型实例也被修改为海源流体白云化作用的结果,如北大西洋巴巴多斯岛GoldenGrove白云岩(Ma-chel et al.,1994)和牙买加北部新近系HopeGate组白云岩(Land,1991)。Machel(2004)从热力学、动力学和水文学三个方面认为混合水模式缺乏足够的基础,同时新近的巴哈马滩和佛罗里达南部近地表混合带研究表明海水—淡水混合带中不含白云石,即使文石已经处于不饱和状态(Melim et al.,2004)随后,Luczaj(2006)更是在包裹体、岩相学、稳定同位素和有机质成熟度等分析基础上,彻底否认了美国威斯康星中奥陶统白云岩是Badiozamani(1973)原先认为的混合水成因,并认为它们是热液白云化作用的结果。值得注意的是,尽管对混合水模式质疑的声音此起彼伏,但Machel(2004)并没有完全否定海水—淡水混合带中可以形成白云石,只是认为海水—淡水混合带形成白云石的能力有限,形成的白云石体积相对较小,且仅限于台地边缘分布当在更大的盐度区间(如海水大于70%),白云石通常含量非常少(体积分数只有百分之几),且作为薄的胶结边或交代边出现。

胶结物成分对岩石的硬度、能干性等都有影响。

泥质胶结相对于钙质胶结和硅质胶结较软。

1.定义：胶结物是碎屑岩在沉积、成岩阶段，以化学沉淀方式从胶体或真溶液中沉淀出来，充填在碎屑颗粒之间的各种自生矿物。

2.成因：化学沉淀

3.常见的胶结物类型

（1）硅质胶结物：蛋白石、玉髓、石英

（2）碳酸盐胶结物：方解石、白云石、菱铁矿等

（3）铁质胶结物：赤铁矿、褐铁矿

（4）其它胶结物：粘土矿物、石膏、硬石膏、黄铁矿、磁铁矿、磷酸盐类矿物等

泥质一般较软，如果填隙物多的话，可以看到贝壳状断口，比较滑，用手捻不会有沙质感，铁质一般颜色比较深，红褐色，硅质较硬，一般在石英、长石质石英砂岩中，沉积石英岩中，碎屑成份一般含石英较多，色浅（一般浅灰白，有铁染时呈肉红色），石英多时会看到岩石断面上的油脂光泽，钙质一般出现在碳酸盐岩地区，与硅质特征有些相近，但硬度较低，角砾成分也以碳酸盐为主。

泥质、铁质、钙质、硅质胶结物在显微镜下简单的能区别，但是铁质和钙质区分不开。再说泥质可以有钙质也可以有铁质，楼主的问题也欠妥。楼主是想区分胶结物形态呢还是想做胶结物的成分，但是我说得这些方法绝对有用，而不像5楼说得一物用处，我觉得你们还没接触这些方法，你可以和你们的导师探讨一下。

假设片中有大量碳酸盐胶结物不能确定类型，x射线显示为白云石，只需要鉴定其铁含量就能确定矿物，当然如果连胶结物都不认识，x射线显示石英，你非把这个做胶结物，那就没办法了。

阴极发光也是同样道理，首先你得知道，哪些是胶结物，哪些不是，在加以判断，

在阴极发光下 铁含量高的胶结物 一般发红色光；镁含量高的胶结物一般发橙色光；菱铁矿发橙红色光；方解石发黄色-橙色光；白云石暗红色光，铁白云石不发光；菱镁矿橙色光。

人工方解石，颜色偏粉一些，这些很多科研和外协项目都是通过这些手段区分胶结物的。

茜素红是典型的也是最简单的区分碳酸盐的方法：胶结物方解石遇S茜素红，变粉红-红，颜色深浅由方解石中铁含量决定；白云石遇S茜素红不变色；铁白云石变蓝色；菱铁矿不变色。菱铁矿和白云石就得配合阴极发光， 菱铁矿和白云石发光不同。

硅质，用显微镜完全可以鉴别。

泥质，如果想知道成分，必须x射线，其他方法对于泥质都没用，显微镜下的泥质 无法区分， 染色由于泥质为泥晶太小不能被染色。阴极发光也可以判断大概成分 ，但是不能确定，只有x射线能确定泥质成分。

扫描电镜（SEM），放大倍数可以到几万倍，而且是立体的，能看到很多偏光镜下不能看到的形态，泥晶甚至包壳那么细小，在镜下也是很大的，产状形态明显的不同。像伊利石在偏光下很多时候只能定成粘土，但是SEM下能看到发丝状、搭桥状，高岭石能看到书页状、蠕虫状 。SEM主要是观察形态，区别微小颗粒，此外还可以配能谱，能谱能显示你所选择矿物的元素组成和百分比。

目前，关于土体微观结构的名词术语繁多，分类混乱，这可能是由于土的类型多、成因复杂多样造成的。然而，如果人们缺乏对土体结构-成因的深入研究，片面追求名词术语的新颖，把不同成因土的特定的结构名词、术语拿来相互混用，那么势必要造成混乱。因此，当前首要的任务应该是深入进行各类土的结构-成因研究，以解决工程实践问题为准则，不一定强求非必须有“统一”的结构分类方案不可。

1.颗粒组成和形态

恰当和确切地描述红色风化壳的颗粒是比较困难的，因为在不同放大倍数（×100～20000）SEM视域内，土都是由大大小小不同颗粒状物质（并非自形晶的片状晶体）组成的。但是，为了论述方便，参考土粒组的划分，可进行如下的分类；把小于1μm的极细粘粒称为基质；1～2μm称为细粘粒；2～5μm的称为粗粘粒；5～10μm以及少数大于10μm的称为细粉粒级斑晶。

图2-4 图版Ⅱ-12中三水铝石的EDAX谱线图

颗粒：指大于1μm的颗粒及细小斑晶。它们大多都具有非常明显的边界和轮廓，绝大多数呈他形，所以很难据形态来确定其矿物成分；少数为自形，如曲边状及束状的伊利石、长条形的板钛矿和具六角形断面的高岭石、具很好几何形态的水铝英石等。它们绝大多数为溶蚀交代白云石、方解石等粒状矿物而形成的交代变晶矿物，少数为孔隙中淀积形成的自形晶矿物。借助于微区EDAX分析证明，它们多半是单矿物，如絮状的多水高岭石及粒状的高岭石（K）、伊利石（I）、绿泥石（Ch）、次生石英（Q）、板钛矿（Ti）、水铝英石（G），少量方解石（C）、白云石（D）以及赤铁矿、针铁矿等铁矿物（Fe），在视域内还可看见少数交代尚不完全的或正在互相转化的矿物，如伊利石交代方解石（I→C），白云石变为高岭石（D→K），高岭石交代方解石（K→C）以及高岭石转变为三水铝石的情况（K→G）等。另外，研究还表明，有些单矿物晶体的表面，往往附着其他更细小粘土矿物，以致在原状土样的SEM观察中，发现不了这些晶体，例如：对安顺白云岩红色风化壳表层土Pnl-1号样进行了加入分散剂后的沉淀物的分析，经过这种处理其干燥样在SEM下观察，可见到晶形完好的三水铝石（图版Ⅲ-5，图2-4）。

基质：由小于1μm的极微小的颗粒组成，呈粒状、片状。它们或是杂乱地充填于颗粒之间，或是整个样品由基质组成，构成致密基质结构或基质斑状结构（图版Ⅲ-6、图版Ⅲ-7），当土体裂隙之间充填这些细腻基质时，则可见矿物小片呈定向排列的情况。

2.结构连接

红色风化壳的结构连接以粘土基质胶结（简称粘基胶结，图版Ⅲ-6）以及接触胶结为主，少数样为粘基及铁质共同胶结，接触不紧密，靠吸附水膜黏聚力连接起来。用比重计法进行颗粒分析，未加入分散剂的样品，虽经浸泡、研磨和煮沸，但80%～90%的粒径均大于0.01mm，主要属粗粉粒土，说明这些粗粉粒土是水稳性的，但加入六偏磷酸钠分散剂后，50%～55%左右的颗粒变为粘粒级，而且细粘粒占35%～45%，说明红色风化壳土体在自然状态下，仍是以粒团方式存在，分散剂中的高浓度低价钠阳离子，交换了水膜中吸附的高价阳离子，使水膜加厚，因而破坏了粒团的结构连接而使其分散。这一现象说明粒团中粘粒的连接仍是以水膜连接为主。另外，专门取了两种粘土团块进行了SEM及EDAX分析，目的是查明铁质胶结在粒团所起的作用，一类是靠近石灰岩表面附近的被黑色铁、锰质胶结的团块，它们的颗粒和基质与同类土相同，粒间的铁、锰质氧化物或氢氧化物呈蜂巢状连接非常显著（图版Ⅳ-1）；另一类是白云岩红色风化壳土体中砖红色铁质胶结团块，粒内、粒间孔隙中球状及葡萄状赤铁矿的胶结非常明显（图版Ⅳ-2），粒间孔隙发育。由此可见，粒团内粘粒的胶结仍是以水膜连接为主的，只是在铁锰质粘土团块中才以铁、锰质胶结。

3.孔隙特征

采用2010型压汞仪对遵义剖面土的孔隙进行了测定，结果见图2-5、表2-2。为说明问题，把土的孔隙分为大孔（＞3.7μm）、中孔（3.7～0.37μm）、小孔（0.37～0.037μm）和微孔（＜0.037μm）4 类。图表说明，土中孔隙以微孔隙为主，占50%以上，而且孔隙中值也全部落在微孔区间。ZZ 9 号样靠近地表，由于受到卸荷作用等影响，孔隙总体积（141.76mm3/g），明显大于其他3 个样品，随样品埋藏深度的增加，孔隙总体积数值依次增大，与土的含水量及土状态随深度的变化规律相符合。土中微孔和小孔占主要，说明以粒团内孔隙为主。

表2-2 遵义石灰岩红色风化壳各类孔隙百分含量统计表（%）

图2-5 遵义石灰岩红色风化壳土体孔隙特征曲线图

4.结构类型

近十多年来，作者利用扫描电镜（SEM，KYKY-1000型）及其辅助手段——X射线能谱（EDAX，美国TN-5400型）对碳酸盐岩红色风化壳样品进行了大量的观察和分析，总共机时在数百小时以上，重点拍摄的SEM照片及其EDAX分析谱线也都在几百件以上。研究样品取自以石灰岩（贵州遵义，SEM照片上编号ZZ）和白云岩（贵州安顺，SEM照片上编号PN）为母岩的典型碳酸盐岩红色风化壳剖面，取样间距一般为1.5～2m或更密。

根据大量的SEM照片及EDAX谱线，初步划分了贵州安顺及遵义两地碳酸盐岩红色风化壳的微结构类型。由于篇幅所限，每种结构类型只引用了少量的SEM照片及EDAX谱线。需要说明的是，SEM的观察是大量的，而拍摄照片的仅仅是其中的一部分；EDAX能谱分析也是大量的，而打印出结果的也仅仅是其中的一部分。EDAX能谱既能对所拍照片的全部视域进行“全域分析”，也能对某一特定矿物局部视域进行“微区分析”。把进行过微区分析的部位都标以特定的矿物名称符号，如K代表高岭石或多水高岭石、I代表伊利石、Q代表石英、Fe代表含铁矿物、Mn代表含锰的矿物等。EDAX图谱只能给出某种矿物元素含量，在确定矿物名称时，除了考虑矿物的形态外，还参考了该样品的矿物X射线粉晶分析、红外光谱分析及差热分析资料等。

（1）叠片状结构（图版Ⅳ-3）

叠片主要由长条形的埃洛石（长度为1μm左右，厚度

图2-6 图版Ⅳ-3呈叠片状结构的埃洛石EDAX能谱

图2-7 图版Ⅳ-3高岭石全域DEAX能谱

（2）絮状结构（图版Ⅳ-4）

由极细小高岭石碎片堆叠成立体的不规则云朵状和絮状体（>5～10μm）组成，细心观察可发现±1μm的多边形高岭石晶体片，絮间有大小不一的，由

图2-8 图版Ⅳ-4中絮状高岭石EDAX能谱

图2-9 图版Ⅳ-4絮间孔隙铁质氧化物及碎片高岭石EDAX能谱

（3）粒斑状结构（图版Ⅳ-5）

斑状矿物主要为伊利石及多棱角次生石英等，斑状矿物之间为粒状的铁矿物（图2-10）。

图2-10 图版Ⅳ-5中斑状矿物之间铁矿物的EDAX能谱

（4）不规则斑块状结构（图版Ⅴ-1、图版Ⅴ-2）

不规则的斑块主要由伊利石（图2-11）组成，斑块间为不规则的孔隙，斑块5～10μm大小。把该照片与石灰岩的SEM照片（图版Ⅴ-2、图2-12）相比较，可见两者结构上何其相似，说明伊利石交代基岩中方解石的现象是形成该结构的基础。

图2-11 图版Ⅴ-2伊利石EDAX能谱

图2-12 图版Ⅴ-2中方解石EDAX能谱

（5）球粒状结构（图版Ⅴ-3、图版Ⅴ-4）

球粒状结构主要由毛粟状赤铁矿（图2-13）和球粒状针铁矿集合体组成（图2-14）。

图2-13 图版Ⅴ-3中毛粟状赤铁矿EDAX能谱

图2-14 图版Ⅴ-4中球粒状针铁矿集合体的EDAX能谱

（6）曲边-鳞片状结构（图版Ⅴ-5、图版Ⅴ-6）

为砖红色平行条纹状粘土的平行于条纹方向扫描的照片（图版Ⅴ-5），可见伊利石（图2-15）形成的典型的曲边-鳞片状结构。图版Ⅴ-6仍然为由伊利石形成的曲边-鳞片状结构（图2-16），与图版Ⅴ-5不同的是有一些矿物被伊利石交代形成粒状矿物，故能谱中钾的含量较高（图2-16）。

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