Сланец: состав, свойства и условия образования.

Введение

Мелкозернистые, кластические осадочные породы

Сланец – это мелкозернистая, кластическая осадочная порода, образованная из ила, представляющего собой смесь чешуек глинистых минералов (гидратированных алюминиевых филлосиликатов, например, каолина, Al2Si2O5(OH)4) и мельчайших обломков (частиц размером с пыль) других минералов, особенно кварца и кальцита. Для сланца характерна способность расщепляться на тонкие слои (ламинаты) толщиной менее одного сантиметра. Это свойство называется слоистостью. Термин "сланец" иногда используется в более широком смысле, как синоним для глинистых пород, а не в узком значении глинистого расслоистого ила.

Текстура

Сланцы обычно проявляют различную степень слоистости. Благодаря параллельной ориентации чешуек глинистых минералов в сланцах, они раскалываются на тонкие слои, часто с зазубринами и обычно параллельно практически неразличимым плоскостям слоистости. Породы, не обладающие слоистостью, но имеющие схожий состав и размер частиц (менее 0,0625 мм), описываются как алевриты (от 1/3 до 2/3 частиц ила) или глинистые породы (менее 1/3 частиц ила). Породы с аналогичным размером частиц, но с меньшим содержанием глины (более 2/3 ила) и, следовательно, более зернистые, называются песчаниками-алевритами.

Состав и цвет

Сланцы обычно серого цвета и состоят из глинистых минералов и кварцевых зерен. Добавление переменного количества второстепенных компонентов изменяет цвет породы. Красный, коричневый и зеленый цвета указывают на наличие оксида железа (гематит – красный), гидроксида железа (гоетит – коричневый и лимонит – желтый) или слюдистых минералов (хлорит, биотит и иллит – зеленый). Черный цвет сланца обусловлен содержанием более одного процента углеродистого материала и свидетельствует о восстановительной среде. Большая часть кварца является детритным (является частью исходных осадков, из которых образовался сланец), а не аутигенным (кристаллизуется внутри сланца после осаждения). Сланцы и другие глинистые породы содержат около 95% всего органического вещества, содержащегося во всех осадочных породах. Однако в среднем в сланце его содержание составляет менее одного процента по массе. Черные сланцы, формирующиеся в аноксических условиях, содержат восстановленный свободный углерод, а также двухвалентное железо (Fe2+) и серу (S2−). Аморфный сульфид железа, наряду с углеродом, придает породе черный цвет.

Формирование

Мелкие частицы, составляющие сланцы, могут оставаться во взвешенном состоянии в воде значительно дольше, чем крупные частицы песка, которые уже отложились. В результате сланцы обычно отлагаются в очень медленно движущейся воде и часто встречаются в озерах и лагунных отложениях, в речных дельтах, на поймах рек и в прибрежной зоне ниже волнового базиса. Мощные отложения сланцев обнаруживаются вблизи древних континентальных окраин и предгорных впадин. Некоторые из наиболее распространенных сланцевых формаций были отложены эпиконтинентальными морями. В то время как отдельные частицы глины имеют размер менее 4 микрон, агрегаты частиц глины, образующиеся в результате флокуляции, варьируются по размеру от нескольких десятков микрон до более 700 микрон в диаметре. Флокулы изначально богаты водой, но большая часть воды вытесняется из флокул по мере того, как минералы глины с течением времени более прочно связываются друг с другом (процесс, называемый синерезом). Пелетизация глины организмами-фильтраторами важна в тех случаях, когда флокуляция подавлена. По оценкам, фильтраторы производят 12 метрических тонн глиняных гранул на квадратный километр в год вдоль побережья Мексиканского залива в США. По мере накопления осадков более старые, глубоко залегающие отложения начинают подвергаться диагенезу. Этот процесс в основном состоит из компактизации и литификации частиц глины и ила. Ранние стадии диагенеза, известные как эогенез, происходят на небольшой глубине (несколько десятков метров) и характеризуются биотурбацией и минералогическими изменениями в осадочных породах, с незначительной компактизацией. Пирит может образовываться в аноксичном иле на этой стадии диагенеза. Помимо физической компактизации, может происходить и химическая компактизация посредством растворения под давлением. Точки контакта между зернами испытывают наибольшее напряжение, и минерал в этих точках более растворим, чем остальная часть зерна. В результате точки контакта растворяются, позволяя зернам сближаться. Именно в процессе компактизации сланцы приобретают свою слоистость, вероятно, за счет механической компактизации исходной пористой структуры глиняных частиц. Частицы становятся сильно ориентированными в параллельные слои, что придает сланцам их характерную структуру. Слоистость, вероятно, развивается на ранней стадии процесса компактизации, на относительно небольшой глубине, поскольку слоистость, по-видимому, не меняется с глубиной в толстых формациях. Хлопья каолинита менее склонны к выравниванию в параллельные слои, чем другие глины, поэтому глина, богатая каолинитом, с большей вероятностью образует массивный глинозем, чем сланец. С другой стороны, черные сланцы часто обладают очень выраженной слоистостью (бумажные сланцы) из-за связывания молекул углеводородов с гранями частиц глины, что ослабляет связь между частицами. Литификация следует непосредственно за компактизацией, поскольку повышение температуры на глубине ускоряет осаждение цемента, который связывает зерна вместе. Растворение под давлением способствует цементированию, поскольку минерал, растворенный в напряженных точках контакта, повторно откладывается в ненапряженных порах. Минералы глины также могут изменяться. Например, смектит превращается в иллит при температуре около , высвобождая воду в процессе. Повышенные значения имеют спорное происхождение, и их связывают либо с поступлением гидротермальных флюидов во время или после осаждения, либо с медленным накоплением из морской воды в течение длительных периодов осаждения. На поверхностях слоистости сланцев иногда сохраняются окаменелости, следы животных или норы и даже следы от дождя. Сланцы также могут содержать конкреции, состоящие из пирита, апатита или различных карбонатных минералов. Сланцы, подвергающиеся воздействию тепла и давления метаморфизма, превращаются в твердую, слоистую метаморфическую породу, известную как сланец. При дальнейшем увеличении степени метаморфизма последовательность такова: филлит, затем сланцы и, наконец, гнейс.

The fine particles that compose shale can remain suspended in water long after the larger particles of sand have been deposited. As a result, shales are typically deposited in very slow moving water and are often found in lakes and lagoonal deposits, in river deltas, on floodplains and offshore below the wave base. Thick deposits of shale are found near ancient continental margins and foreland basins. Some of the most widespread shale formations were deposited by epicontinental seas. Black shales Whereas individual clay particles are less than 4 microns in size, the clumps of clay particles produced by flocculation vary in size from a few tens of microns to over 700 microns in diameter. The floccules start out water rich, but much of the water is expelled from the floccules as the clay minerals bind more tightly together over time (a process called syneresis). Clay pelletization by organisms that filter feed is important where flocculation is inhibited. Filter feeders produce an estimated 12 metric tons of clay pellets per square kilometer per year along the U. S. Gulf Coast. As sediments continue to accumulate, the older, more deeply buried sediments begin to undergo diagenesis. This mostly consists of compaction and lithification of the clay and silt particles. Early stages of diagenesis, described as eogenesis, take place at shallow depths (a few tens of meters) and are characterized by bioturbation and mineralogical changes in the sediments, with only slight compaction. Pyrite may be formed in anoxic mud at this stage of diagenesis. In addition to this physical compaction, chemical compaction may take place via pressure solution. Points of contact between grains are under the greatest strain, and the strained mineral is more soluble than the rest of the grain. As a result, the contact points are dissolved away, allowing the grains to come into closer contact. It is during compaction that shale develops its fissility, likely through mechanical compaction of the original open framework of clay particles. The particles become strongly oriented into parallel layers that give the shale its distinctive fabric. Fissility likely develops early in the compaction process, at relatively shallow depth, since fissility does not seem to vary with depth in thick formations. Kaolinite flakes have less tendency to align in parallel layers than other clays, so kaolinite rich clay is more likely to form nonfissile mudstone than shale. On the other hand, black shales often have very pronounced fissility (paper shales) due to binding of hydrocarbon molecules to the faces of the clay particles, which weakens the binding between particles. Lithification follows closely on compaction, as increased temperatures at depth hasten deposition of cement that binds the grains together. Pressure solution contributes to cementing, as the mineral dissolved from strained contact points is redeposited in the unstrained pore spaces. The clay minerals may be altered as well. For example, smectite is altered to illite at temperatures of about , releasing water in the process. The enriched values are of controversial origin, having been alternatively attributed to input from hydrothermal fluids during or after sedimentation or to slow accumulation from sea water over long periods of sedimentation. Fossils, animal tracks or burrows and even raindrop impressions are sometimes preserved on shale bedding surfaces. Shales may also contain concretions consisting of pyrite, apatite, or various carbonate minerals. Shales that are subject to heat and pressure of metamorphism alter into a hard, fissile, metamorphic rock known as slate. With continued increase in metamorphic grade the sequence is phyllite, then schist and finally gneiss.

В качестве углеводородного источника

Сланцы являются наиболее распространенной породой-материнской для углеводородов (природного газа и нефти). В контексте подземной добычи угля сланцы часто называли сланцем вплоть до 20-го века. Черный сланец, ассоциирующийся с угольными пластами, называется чёрным металлом.