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海泡石是一种富硅镁的纤维状黏土矿物，被称为“耐火白土”（章人骏，1947；陈秋霖等，2024）。由于其具有比表面积大、吸附性能强、热稳定性好等优异的物理化学特性，在多个工业领域得到应用（Fashina
and Deng，2022；鲜雯等，2024）。在化工领域，海泡石可作为催化剂载体和增稠剂（彭倩等，2024）；在环保方面，常用作重金属离子、染料及有机污染物的高效吸附剂（孙迪等，2024）；此外，还广泛应用于建材和橡胶塑料等行业，展现出良好的应用前景与经济价值（Bakhshi Ardakani and Rajabi，2021；李德生和李伯华，2022；侯占峰等，2023）。 近年来，随着研究的深入，海泡石在地质领域的重要性也逐渐凸显（Djoulah et al.，2023）。海泡石作为优质储层的标志性矿物，主要赋存于火山岩、灰岩—泥质灰岩和湖相沉积岩中，常指示良好的孔隙结构或活跃的后期流体作用，可用于识别优质储层和流体运移通道（李蓉等，2021；宋金民等，2022；Cavalcante et al.，2023）。其形成受成岩流体环境控制，具有明确的成岩阶段指示意义（Cai et al.，2019；Kassa et al.，2020；Mokatse et al.，2023）。在矿物组合特征上，海泡石常与伊利石、蒙脱石等黏土矿物共生，有助于揭示储层孔隙演化历程和物性变化，为储层评价提供依据（宋金民等，2024a，2024b；Zhou et al.，2024）。同时，海泡石有利于裂缝保存和次生孔隙发育，是识别“甜点层”的关键矿物之一，在油气储层预测与开发中具有重要的应用价值（刘树根等，2022；宋金民等，2023；Eze and Molwalefhe，2024）。
尽管海泡石在工业应用中已取得显著成果，但在地质学领域的系统性研究仍显不足。目前，海泡石的形成过程及微观机制仍不清晰，且在成岩作用中的演化路径受控于多种地质因素（如流体成分、温压条件、围岩性质等），这导致其在古环境重建中的应用存在较大不确定性。特别是在油气地质领域，海泡石与油气藏的成因联系尚未完全阐明，其作为油气运移—聚集的潜在指示矿物的可靠性仍需进一步验证。本文通过梳理近几十年的研究成果，综述了海泡石的地质特征、成因机制、沉积—成岩的关系以及在地质领域的应用，旨在提高研究者对海泡石的认识，并拓宽其在地质学中的应用前景。
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海泡石是一种黏土矿物，主要化学成分为水合镁硅酸盐（化学式为Si12Mg8O30（OH）4（H2O）4·8H2O），具有链—层状结构（孟雪芬等，2020；赵书华等，2023；李勤椿等，2024）（图1），由硅氧四面体层与镁氧八面体层相互连接构成（侯凯等，2022；任一言等，2024）。其具有多变的物理特征，颜色常见白色、浅灰色、绿色以及浅黄色（彭倩等，2024），产状以脉状或层状为主（图2），常与凹凸棒石共生（刘德镒，1990；Post
and Crawford，2007；Martín-Pérez et al.，2021；郝彤等，2023）。海泡石在沉积岩（董国军，2001；程朝，2003；郑正福等，2023；宋金民等，2024a）、火成岩以及变质岩中广泛赋存（表1）（李文光和张瑛，1999；李文光，2001；Murray et al.，2011；王润婷等，2019）。 
图 1 海泡石晶体结构图（据赵书华等，2023修改）
Figure 1. Crystal structure of sepiolite (modified from Zhao et al., 2023)
图 2 海泡石镜下特征（据Cavalcante et al.，2011；Martín⁃Pérez et al.，2021；Mokatse et al.，2023修改）
Figure 2. Microscopic characteristics of sepiolite (modified from Cavalcante et al., 2011; Martín⁃Pérez et al., 2021; Mokatse et al., 2023)
表 1 海泡石在不同岩石的赋存特征
Table 1. Occurrence of sepiolite in different rocks
岩石类型 亚类 共生矿物 产出形态 文献来源 沉积岩 灰岩 石英、方解石、滑石、蒙脱石、高岭石和伊利石等 层状、透镜状、脉状、团块状、透镜状等 董国军，2001；程朝，2003；宋金民等，2024a 页岩 凹凸棒石、方解石、滑石、蒙脱石、石英、白云石、绿泥石等 鳞片状、透镜状等 王润婷等，2019；郑正福等，2023 泥岩 石英、方解石、绿泥石、伊利石、蒙脱石等 层状、局部纤维状等 程朝，2003 火成岩 火山碎屑岩 方解石、绿泥石、菱镁矿等 层状、透镜状、似层状等 李文光和张瑛，1999；Murray et al.，2011 火山凝灰岩 蒙脱石、石英、长石、凹凸棒石等 脉状、层状等 李文光，2001 花岗岩 方解石、绿泥石、菱镁矿等 脉状、层状等 李文光和张瑛，1999 变质岩 蛇纹岩 滑石、方解石、石英、菱镁矿等 脉状、层状等 李文光和张瑛，1999；王润婷等，2019 大理岩 绿泥石、方解石、滑石等 脉状、透镜状等 李文光，2001；王润婷等，2019 海泡石资源主要分布于西班牙、土耳其、美国等国家（Murray et al.，2011；Nakasugi et al.，2021）。相比之下，中国目前已经探明的海泡石矿床数量约为60个，主要分布在江西、四川以及湖南等地区（Giustetto et al.，2014；彭璐，2017；张雪婷和阳海，2022；Shang et al.，2024）。海泡石矿床主要分为热液型和沉积型两大类，其中沉积型又可细分为陆相沉积型、海相沉积型和火山沉积型，分别形成于湖泊、海洋及火山活动相关的沉积环境（杨振强，1992；Zhu et al.，2020；王维等，2023）。
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海泡石的成因主要分为沉积型和成岩蚀变型两类（表2）（Tateo et al.，2000；Cai et al.，2019；宋金民等，2022）。其中，沉积型又包括直接沉积型与陆源搬运沉积型两种。前者是指在富含镁硅的碱性溶液中，海泡石直接从溶液中沉淀析出；而后者则是海泡石源自陆地或受限海域，以碎屑或胶体形式通过水流或风力搬运至海洋环境并沉积。成岩蚀变型是指在成岩过程中，伴随埋藏深度和温度的增加，经历矿物转化而形成海泡石，进一步细分为镁蒙脱石溶蚀转化型、火山碎屑物质蚀变型、富镁碳酸盐岩蚀变型。
表 2 海泡石成因类型及影响因素
Table 2. Genetic types and influencing factors for sepiolite
海泡石成因类型 亚类 成因机理 影响因素 沉积型 直接沉积型 由富含Mg2+和Si（OH）4的溶液在特定物理化学条件下（如高pH、低Al3+活度、适度盐度等）直接发生化学沉淀形成 镁元素供应、碱性环境条件、地质构造等 陆源搬运沉积型 起源于陆地或受限海域，经历“风化—搬运—沉积”三个阶段的地质过程形成 沉积环境、水流、微生物等 成岩蚀变型 铁蒙脱石溶蚀转化型 镁蒙脱石在溶蚀作用下发生转化 流体成分、温压条件等 火山碎屑物质蚀变型 火山碎屑物质受热液作用发生蚀变 火山物质成分、热液活动等 富镁碳酸盐岩蚀变型 富镁碳酸盐岩（如白云岩、菱镁矿等）作为海泡石形成物质基础的类型，其转化过程本质上是热液驱动的镁—硅耦合反应过程 母岩的岩性、硅源供给等 -
直接沉积类海泡石形成于干旱—半干旱气候条件下，主要受制于pH值（8.0~9.5）和盐度等多重因素的影响，在富含二氧化硅和镁的贫铝溶液中通过化学沉淀形成（Tosca et al.，2011）。其中，铝活性对海泡石形成存在抑制作用。当溶液中铝活性增加时，铝离子不仅会与海泡石形成过程中所需的镁、硅离子竞争反应位点，还会改变溶液中的Mg2+/Si4+比值，进而阻碍海泡石的结晶过程，导致海泡石的形成率显著降低（Birsoy，2002）。不同地质环境下海泡石的沉积特征表明，硅含量与pH值存在耦合控制关系。在硅含量丰富的溶液中，海泡石的直接沉淀作用增强，这主要得益于充足的硅源为矿物结晶提供了必要的结构单元。而在硅含量较低时，则需要更高的pH环境（pH约9）以维持矿物结晶的动力学需求（Galán
and Pozo，2011）。此外，海泡石的形成受热化学条件和动力学的共同控制，其中盐度的变化是驱动海泡石溶解—沉淀转化机制的关键因素（Pozo and Calvo，2018）。盐度通过双重机制影响海泡石结晶：一方面，盐度升高会适度提升Mg2+和Si(OH)4的离子活度，这种改变能够有效促进海泡石的结晶过程。但盐度超过0.5M时会破坏[Si6O15]2-结构，导致非晶态产物；另一方面，盐度改变会影响渗透压，适度增大（Δπ<3 atm）有利于沉淀，过高（Δπ>5 atm）则引发溶解（Eberl et al.，1982；Cavalcante et al.，2011）。 除考虑单因素对直接沉积类海泡石影响外，区域实例研究进一步佐证了多因素协同作用对其形成控制机制。例如，尤卡坦半岛及其周边地区的地质风化作用提供了丰富的镁硅来源，这些溶解物质在浅海边缘的高碱（pH为8~9）、低铝环境中直接沉淀出海泡石（Schultz et al.，1971；Rateev et al.，2008）。新近纪深层风化进一步强化，形成了稳定的高硅、低铝化学环境（Bristow et al.，2012）。这一过程是通过原位风化溶解作用形成结晶度较高的自生海泡石，区别于陆源搬运模型中的物理迁移作用机制。且红土风化过程中，MgO:Al2O3比率向海洋方向递增且缺乏碎屑成分，更加证实该地区的坡缕石—海泡石组合并非陆源搬运产物，而是由溶解组分直接结晶形成（Clauer et al.，2012）。类似地，维卡尔瓦罗矿床的海泡石直接沉淀于Mg/Si≈0.7、pH为8.5的封闭湖盆（Pozo
and Casas，1999），而安纳托利亚盆地海泡石的形成模式通常被认为与古碱性湖泊边缘的周期性洪水—湿地环境密切相关，这种水文动态促进了海泡石直接沉淀（Pozo and Calvo，2018）。 -
陆源搬运型海泡石的形成过程可简要归纳为“风化—搬运—沉积”三阶段模型：在起始的风化阶段，镁质母岩，如蛇纹岩、橄榄岩等超基性岩以及白云岩等富镁碳酸盐岩，通过季节性降雨淋滤等作用促使镁硅组分逐步析出，同时微生物分泌的有机酸加速矿物溶解，共同形成富含Mg2+和Si（OH）4的风化流体。随后，这些溶解组分经地表径流系统搬运至深海环境并沉积（Madhavaraju et al.，2002）。深海区域因其独特的物理化学特征，为海泡石的沉淀提供了理想条件。在物理环境方面，深海区域水动力条件稳定，极低的水流速度（通常小于5 cm/s）营造出近乎静态的沉积环境，有利于海泡石晶体的持续生长和聚集。在化学环境方面，深海稳定的弱碱性环境（pH=7.8~8.3）不仅维持了Mg2+和硅酸根离子的化学活性，还有效抑制了竞争性离子的干扰。同时，较高的恒定盐度通过增强离子活度促进了结晶过程（Galán
and Pozo，2011；Draidia et al.，2016）。 此类海泡石的物源多来自邻近碳酸盐台地边缘的潟湖环境，而伴生黏土矿物的发育特征则揭示了其被搬运至深海环境的历史。通过整合意大利南部亚平宁山脉、印度东南部和波斯湾等多个典型地区的地质地球化学数据，建立了海泡石与古气候—沉积环境的耦合关系。在意大利南部亚平宁山脉的黏土层中，海泡石与高岭石含量的负相关性以及与磷酸盐含量的正相关性，暗示了磷酸盐和海泡石的来源与温暖干旱气候下的蒸发作用增强有关，这与始新世早期全球变暖事件的特征相吻合（Cavalcante et al.，2011）。同时，扫描电镜图像中未断裂的长纤维形态表明这些矿物在结晶后并未经过长时间的搬运（Bolle et al.，2000）。因此，可以推断在古新世—始新世期间，海泡石主要形成于潟湖环境，并作为碎屑物质被输送到拉戈内格罗盆地的深海环境。类似地，前人在波斯湾东北部的鲁德—希拉河海底冲积扇区域，记录了河流携带的砂质黏土，揭示了这些黏土矿物的陆地起源（Keller，2001；Madhavaraju et al.，2002）。并且，该区域多种沉积类型中均观察到海泡石的存在，这不仅支持了海泡石的陆源特性，还暗示了河流输入在其中起着决定性作用。
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成岩蚀变型海泡石可依据其原始物质来源划分为三种类型，包括镁蒙脱石溶蚀转化型、火山碎屑物质蚀变型以及富镁碳酸盐岩蚀变型。
首先，镁蒙脱石溶蚀转化型的关键证据来自海泡石/蒙脱石混合层的发现，其形成机制证实了层状硅酸镁向链状结构转变的重要过渡阶段（Cai et al.，2019）。通过整合土耳其西夫里希萨尔地区海泡石的显微数据，发现呈现皱纹状或者蜂窝状纹理的蒙脱石被保留与继承，表明海泡石是在蒙脱石基础上形成的。这些新生物质被证明完全是由海泡石组成，进一步佐证了其外生物质的形成机制（Yeniyol，2014；Tutolo
and Tosca，2018）。类似地，在镁含量丰富的环境中，海泡石可通过胶体二氧化硅转化。在此过程中，水合硅酸镁前体作为矿物形成的载体，在干燥过程中发生相变，这一发现为理解海泡石的成岩演化提供了新的视角（Galán and Pozo，2011）。 其次，火山碎屑物质受热液作用发生蚀变。以加那利群岛火山灰蚀变带为例，该过程发生在60 ℃~120 ℃的中低温热液环境中。热液携带丰富的化学物质在渗透到火山灰层时，与火山碎屑物质发生复杂反应，释放出Mg2+和Si（OH）4等成矿组分。这些组分随后在火山灰颗粒间隙和原生裂纹中沉淀结晶，形成典型纤维状海泡石。而凹凸棒石和蒙脱石则主要源自火山灰内部的原位蚀变（图3），这一空间分异清晰地揭示了海泡石直接沉淀与蚀变成因黏土矿物的差异（Cuadros et al.，2016）。
图 3 来自EPMA的黏土矿物组合（据Cuadros et al.，2016修改）
Figure 3. Single⁃point electron probe microanalysis (EPMA) data for clay mineral assemblage (modified from Cuadros et al., 2016)
最后，富镁碳酸盐岩蚀变型是指以富镁碳酸盐岩（如白云岩、菱镁矿等）为物质基础，其转化本质上是热液驱动镁—硅耦合反应的过程。富含SiO2和Mg2+等活性组分的热液沿碳酸盐岩的孔隙、裂隙等渗透通道运移，促使原始矿物（如白云石）在酸性或富CO2环境下发生溶解，导致Mg2+和Ca2+从矿物晶格中释放（CaMg（CO3）2+4H+→Ca2++Mg2++2H2O+2CO2），同时造成岩石结构的解构，为海泡石的形成提供了必要的空间条件。随后，热液中的SiO2组分（可能来源于围岩硅化或深部热液）与溶出的Mg2+在微尺度环境中发生反应形成海泡石的初始晶核（2Mg2++3SiO2+4H2O→Mg2Si3O6（OH）4·nH2O），在持续的热液作用下逐渐发育为典型的纤维状或片状海泡石晶体（Yalçin
and Bozkaya，2004；Draidia et al.，2016）。 值得注意的是，上述三种类型虽然在物质来源和具体过程上存在差异，但其形成共同受到早期成岩环境的关键控制。这一观点在多个地区的地质研究中得到了证实。例如，在四川盆地的上寺剖面中，通过对微观特征（如海泡石交代方解石等）进行研究，揭示了茅口组中泥质组分海泡石是成岩作用早期阶段的产物（苏成鹏等，2021）。类似地，美国东南部的巨型中新世海泡石以及北卡罗来纳大陆边缘陆架上的海泡石，均被认为是在早期成岩过程中形成的（Allison and Riggs，1994）。这些发现的可靠性主要体现在以下两个方面：其一，海泡石与坡缕石和白云石是同生产物，均形成于早期成岩阶段；其二，海泡石中的二氧化硅成分主要来自硅藻和海绵的针状物，这些生物硅质需经历早期成岩改造后转化为纤维状海泡石（Li et al.，2015）。
综合上述分析，成岩蚀变型海泡石与沉积型海泡石在形成环境、控制因素及矿物学特征方面存在显著差异。前者形成于沉积物固结后的埋藏阶段，主要是通过蒙脱石等前驱矿物在特定的温压条件下蚀变形成，表现出较高的铝含量和明显的溶蚀结构，其形成受控于埋藏环境的温度、压力等成岩条件。而后者形成于表生环境，由富Mg2+-Si（OH）4流体在沉积期或沉积物固结前发生化学沉淀形成，其形成严格受控于沉积环境的物理化学条件（低Al3+活度、高pH值及适度盐度）。
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海泡石出现的地质时代跨越了古生代到新生代的多个时期（表3），其形成过程与地质构造活动、火山喷发以及海洋化学环境的变化密切相关。具有商业开采价值的矿床主要形成于二叠纪、新近纪。例如，西班牙巴列卡斯海泡石矿床和美国等地的矿床，以及中国江苏盱眙海泡石矿床，其成矿时代均属于新近纪。而中国大多数的矿床属于二叠纪，如江西乐平、湖南永和海泡石矿床等（魏均启等，2014）。这些分布于不同时代与地区的海泡石矿床，为深入研究海泡石的形成规律、地质背景以及后续的商业开发利用提供了丰富且宝贵的样本资源。
表 3 国内外海泡石矿床分布及其特征
Table 3. Mineral deposit distribution and characteristics of sepiolite in China and elsewhere
类型 亚类 矿床实例 成矿时代 地质特征 热液型海泡石矿床 无 安徽省全椒热液型海泡石矿床俄罗斯乌拉尔海泡石矿床 燕山期二叠纪 纤维状海泡石富集于断裂带，伴生滑石和石英与蛇纹岩相关，质地较硬，工业价值高 沉积型海泡石矿床 陆相沉积型 西班牙巴列卡斯海泡石矿床西班牙马德里盆地的海泡石矿床 新近纪中新世 与冲积沉积有关，呈透镜状产出，纯度较高分布在不同沉积环境（冲积扇、沼泽、泥滩），与多种矿物共生 海相沉积型 江西乐平牯牛岭海泡石矿床湖南浏阳永和海泡石矿床美国加利福尼亚州蒙特雷海泡石矿床土耳其埃斯基谢希尔海泡石矿床美国佐治亚海泡石矿床 早二叠世早二叠世中新世渐新世到上新世上新世到第四纪 以纤维状、土状为主，常与滑石、石英、蒙脱石等矿物共生地层产状平缓，呈近水平状展布，常与凹凸棒石、蒙脱石等共生赋存于中新世硅藻土中，呈层状分布，伴生蛋白石和方解石海泡石纯度高，全球重要优质产区矿体呈透镜状，海泡石与蒙脱石、滑石共生 火山—沉积型 希腊基克拉泽斯群岛海泡石矿床江苏盱眙—安徽嘉山海泡石矿床 中新世到上新世新近纪 海泡石呈致密块状或纤维状，常伴生沸石以层状、透镜状形态产出，其主要物质来源于玄武岩的风化 -
海泡石主要形成于偏碱性的半封闭浅海还原环境中，这类环境普遍呈现出富镁硅、贫铝的特征（图4）（Galan et al.，1985）。其沉积过程是一个复杂的多因素耦合过程，受到气候条件、pH值、硅质来源以及水文条件等多重环境因素的综合控制（图5）（Arizaleta et al.，2020）。
图 4 海泡石沉淀中测量的镁硅浓度（据Arizaleta et al.，2020修改）
Figure 4. Mg⁃Si concentration in sepiolite precipitation (modified from Arizaleta et al., 2020)
图 5 多种因素控制海泡石的形成（据Galan et al.，1985修改）
Figure 5. Many factors control the formation of sepiolite (modified from Galan et al., 1985)
首先，气候条件对海泡石的形成具有重要影响。海泡石的形成往往与相对干旱的气候条件密切相关，无论是在蒸发环境还是开阔海洋环境中均有产出。在蒸发环境中，干旱气候引起强烈蒸发作用，显著提升镁离子浓度，并形成中等盐度和碱性（pH为8.0~9.5）的化学环境，这些条件共同促进了海泡石的沉淀。而在开阔海洋环境中，热液活动与陆源风化作用为海泡石形成提供了充足的镁、硅等成矿元素。同时，海水适度的盐度（约35‰）可增强镁离子与硅酸根离子间的静电相互作用，从而提高海泡石的结晶效率。此外，海洋生物活动通过改变局部微环境的化学性质（如pH值和离子浓度），也为海泡石的成核与生长创造了有利条件（郑正福等，2023；陈思钰等，2025）。
其次，碱性环境在海泡石形成过程中发挥着双重作用：一方面，通过加速矿物的化学分解过程，持续供给海泡石形成所需的镁硅质来源；另一方面，碱性条件还促进了海泡石八面体化学框架的有序构建，同时维持了二氧化硅的饱和状态（樊金虎等，2024）。这一复杂的化学过程深刻揭示了海泡石微观晶体结构与宏观沉积环境之间的内在联系。
再者，盐度作为另一个关键的环境因素，对海泡石的沉积起到了调节作用。适当的盐度能够提升Mg2+和Si（OH）4的离子活度，有效促进海泡石的结晶过程（Tosca
and Masterson，2014）。实验表明，在高盐度（NaCl=0.46 mol/kg）、Mg/Si=6且温度为25 ℃的特殊条件下，pH值成为控制海泡石沉淀的决定性因素。当pH值为8.7时，主要沉淀产物为蒙脱石。随着pH值升高至9.0和9.4时，沉淀产物则转变为斯皂石。相比之下，在低盐度环境中（NaCl=0.01 mol/kg），当pH值达到约8.8时即可触发海泡石的沉淀过程（颜佳新，2004；Pozo et al.，2016）。这种复杂的化学平衡关系反映了海泡石形成过程中多因素耦合作用的本质特征。 此外，显生宙以来，海泡石的分布呈现出与硅质沉积紧密相关的特征。其富集区域往往伴随着硅分泌生物的繁荣活动，这进一步凸显了生物地球化学过程在海泡石形成中的重要作用（García-Romero et al.，2007；郑凯航等，2025）。值得注意的是，海泡石的产出高峰时期与燧石沉积事件的时间框架相吻合，特别是在古新世晚期至始新世早期，海泡石的形成达到了高峰（Beauchamp
and Baud，2002），这一时间上的关联性为研究地质历史时期的沉积事件提供了重要的参考标志。 最后，水文条件亦是影响海泡石形成的重要因素。在富含海泡石层系中，常伴生腕足类、珊瑚类等物质，但在永和海泡石矿床等地区会出现生物暴亡现象。这是风暴事件引发的急剧缺氧环境，导致生物大规模死亡。随后，在深水洋流的搬运与沉积作用下，富含镁、硅的矿质颗粒不断积聚，最终促成了海泡石的沉淀（郑正福等，2023）。如扬子地台东南边缘的部分海泡石矿床就是由于热泉造成缺氧环境形成的（杨振强，1992）。类似地，马德里盆地发育良好的中新世海泡石矿床，其形成与湖泊环境密切相关。前人分析了从草地环境到受水控制的泥潭环境的转变，特别关注了植被密集的沼泽和湖泊区域（从永久性沼泽环境到季节性湿润地），证明地下水和湖泊水是影响海泡石等矿物形成的关键因素（Herranz
and Pozo，2018）。随着时间的推移，水文作用的影响也持续增强，不仅改变了海泡石的化学组成，还引发了直接沉淀和重结晶等一系列地质过程（Reijmer et al.，2022；黄月等，2025）。马德里盆地生长的海泡石等矿物大部分都位于湖泊序列，这种赋存特征与湖相沉积物中富含的蒸发岩与黏土矿物密切相关。海泡石最初的形成与水体、镁硅离子等因素有关。随着水体的持续汇入，Si(OH)4的浓度逐渐上升，尤其在缺镁的环境下会发生海泡石的硅化过程（Cañaveras et al.，2020；贾凡琛等，2025）。因此，地下水的补给强化了海泡石的直接沉淀过程，而在沼泽环境下则会发生重结晶现象，形成不同结晶程度的海泡石（图6）。 
图 6 海泡石含量与“结晶度”（FWHM）分布的双变量图（据Herranz
and Pozo，2018修改） Figure 6. Bivariate plot of sepiolite content and crystallinity (full width at half maximum, FWHM) distribution(modified from Herranz and Pozo, 2018)
海泡石的实验合成研究也为深入探讨其形成环境提供了强有力的理论支持，并取得了突破性的成果。这些实验不仅模拟了复杂的自然条件，还揭示了海泡石形成的关键控制因素，为理解其地质成因提供了新的视角。例如，通过在地球表面条件下模拟海水蒸发过程，发现海泡石可以在pH值介于8.2~8.5的溶液中形成，且该过程受到离子浓度和二氧化硅活性的影响。在中等碱性条件下（pH值介于8.2~8.5），海泡石可在相对较低的二氧化硅浓度下形成。而在酸性环境中，即使提高二氧化硅浓度也难以合成纯相海泡石（Birsoy，2002；Galán
and Pozo，2011；Tosca et al.，2011）。这一结论得到了多位学者的佐证，前人通过向MgCl2—无定形二氧化硅体系中添加NaOH的方法，在室温条件下成功合成海泡石（Millero，1974；Deocampo，2015；Herranz and Pozo，2018）。这些实验共同揭示了pH值对海泡石形成动力学的调控机制，即较高pH值提升了溶液中氢氧根离子的浓度，从而加快了海泡石的沉淀速率并促进其晶体结构的有序构建。 -
在成岩和埋藏演化中，海泡石经历矿物相变，演化生成滑石和蒙脱石等矿物。具体来说，在富镁地质环境中，海泡石偏向转化为滑石或蛇纹石。而在富铝环境中，则更倾向转变为蒙脱石或绿泥石。这一矿物转化过程不仅受控于地球化学环境中的元素丰度，也受到溶液酸碱度的影响。海泡石的稳定性对溶液的酸碱度极为敏感：当溶液呈酸性（pH值<7），海泡石可能发生溶解或转化为滑石、绿泥石等矿物。相反，在碱性条件（pH值介于8~9）中，海泡石则更倾向于保持原始结构或直接从溶液中沉淀（Uddin，2008）。
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滑石是三八面体层状硅酸盐矿物，其化学式为Mg3Si4010(OH)2，通常形成于成岩过程中。海泡石在镜下呈现星点状、羽毛状、透镜状以及片状等多种形态（王帅等，2023）（图7）。
图 7 滑石赋存状态（据王帅等，2023；宋金民等，2024a修改）
Figure 7. Photographs and photomicrographs of talc occurrence (modified from Wang et al., 2023; Song et al., 2024a)
与普通滑石相比，相变产生的滑石展现出一些独特性质（李蓉等，2021）。首先，相变过程产生的滑石，其晶体尺寸受限于原始海泡石的硅质分离与脱水作用，呈现出典型的黏土级细小颗粒特征（Kring，2007；Tosca et al.，2011）。其次，在热分析曲线上，相变滑石与普通滑石表现出差异。普通滑石的热分析曲线通常呈现单一对称的吸热谷，而相变滑石则显示出两个明显的吸热谷，这不仅反映了滑石中（OH）键能的异质性，也表明相变过程中海泡石的八面体（OH）键尚未完全消失（Rahman et al.，2015；胡陈等，2024）。此外，相变滑石还具有特殊的低温吸热谷（大约在150 ℃），这是常规滑石所不具备的（陈芸菁等，1985）。最后，由海泡石相变形成的滑石比普通滑石含有微量的水分，并且在红外光谱中显示出方英石的特殊吸收带（图8）（章淑华，1985；杨振强和许俊文，1987）。这些发现为识别滑石的成因类型提供了重要的矿物学标志。
图 8 海泡石在1 200 °C下的红外光谱（据章淑华，1985修改）
Figure 8. Infrared spectrum of sepiolite at 1 200 °C (modified from Zhang et al., 1985)
海泡石向滑石的相变通常发生在中低温条件下（100 ℃~300 ℃），并伴随着晶体结构的重组，可通过固态直接转化或者溶解重结晶两种机制实现。其中，固态直接转化是一个相对缓慢的反应过程，通过晶体调整和逐步脱水完成，无需经历完全溶解阶段。当温度处于90 ℃~130 ℃且铝活度（log[aAl3+/（aH+）3]<6.5）较低时，海泡石结构中的沸石水逐渐排出，引发层链塌陷，开始发生向滑石的不完全转变（张宇等，2022）。当埋藏加深和温度升高，结构破坏程度不断加剧，导致链笼中的键性水析出。此时硅氧四面体链和镁氧八面体重新排列，Mg2+和Si4+发生晶格迁移，在矿物表面或裂隙处形成滑石晶核并外延生长（Birsoy，2002）。随着层链塌陷的持续扩展，滑石区域逐渐扩大，最终实现完整转变（王吉中等，2004）。该过程可简化为如下化学反应式：3Mg8Si12O30（OH）4（OH2）4→8Mg3SiO10（OH）2+4SiO2+H2O（陈芸菁等，1985；任磊夫，1988；李旭平和朱钟秀，1993；Chahi et al.，1997；刘瑾等，2019）。相比之下，溶解重结晶过程则需要流体参与，相变速率较快。在富硅镁的流体作用下，海泡石发生溶解并释放游离的Mg2+和Si4+。这些溶解组分在热液或孔隙流体中迁移并在硅镁活度达到过饱和的有利位置重新沉淀，通过界面反应结晶出具有典型三八面体层状结构的滑石晶体（Pozo
and Calvo，2018）。 海泡石转化为滑石的过程可通过X射线衍射图谱中的特征峰变化加以确认（图9），其提供了揭示二者成岩关系的直接晶体学证据（宋金民等，2024a）。这些变化不仅证实了滑石作为海泡石成岩转化产物的地位，而且通过分析衍射峰形态的演变，使得我们深入理解海泡石在成岩作用下的微观结构转变。例如，在四川盆地西北部的上寺剖面以及川西南等地的二叠系茅口组中，通过扫描电子显微镜技术观察到丰富的纤维状海泡石单体及其向滑石转化的过渡形态—羽片状海泡石—滑石（任海侠等，2021；苏成鹏等，2021），这一中间产物为滑石形成机制提供了直接证据。同时，X射线衍射分析也清晰地揭示了海泡石向滑石转化的连续过程，进一步证实了滑石由海泡石转化而来。类似地，在中二叠纪期间，华南地区的海泡石经历了成岩转变，分别形成了镁蒙脱石和滑石（李蓉等，2021）。该相变过程明显受到古地温条件的制约：海泡石在地质温度140 ℃时会经历向滑石的转化，而在155 ℃时，海泡石可以完全转变为滑石（Cai et al.，2019），揭示了古地热条件对海泡石成岩转变的深远影响。
图 9 海泡石向滑石转化的XRD图谱特征（据宋金民等，2024a修改）
Figure 9. X⁃ray diffraction (XRD) characteristics of the conversion from sepiolite to talc (modified from Song et al., 2024a)
实验研究进一步证实，海泡石的相变过程受温度、压力及时间的协同控制。热液型海泡石在330 ℃时发生相变，沉积型海泡石则在310 ℃时相变，而过渡结构的最高温度不超过130 ℃。这种差异主要源于流体成分、压力以及矿物结构的不同。热液型海泡石形成于高温高压且富含Mg2+流体的环境，其晶体结构稳定，相变温度因此较高。而沉积型海泡石则形成于低温常压条件下，结构中吸附水和杂质离子较多，结构相对松散，故在310 ℃时相变。此外，过渡结构的最高温度不超过130 ℃，这是由于低压环境下相变动力学的制约，矿物仅能形成局部有序的过渡态结构（章人骏等，1985；杨振强和许俊文，1987；Cañaveras et al.，2020）。时间也是推动海泡石相变程度的重要因素，通常随着沉积与成岩作用历程的延续，海泡石的转化过程更为彻底（Chen et al.，2022）。
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蒙脱石是一种具有层状结构的铝硅酸盐矿物，以单斜晶系的排列而著称（Horch et al.，2002；葛津宇等，2023）（图10）。其化学表达式为：（Na，Ca）0.33（Al，Mg）[Si4010]（OH）2·nH2O，通常在海泡石埋藏过程中形成。镜下蒙脱石呈现鳞片状、薄片状以及蜂窝状等多种形态（图11）（曹华等，2024；宋金民等，2024b）。
图 10 层状蒙脱石三维立体图（据Horch et al.，2002修改）
Figure 10. 3⁃D stereoscopic diagram of layered montmorillonite (modified from Horch et al., 2002)
图 11 蒙脱石等黏土矿物露头产状及扫描电镜特征（据宋金民等，2024b修改）
Figure 11. Outcrop occurrence and SEM characteristics of clay minerals such as montmorillonite (modified from Song et al., 2024b)
海泡石转化为蒙脱石的过程可以分为三个阶段。初始阶段，在富铝溶液中海泡石逐渐溶解，释放出硅镁离子以及氢氧根离子，同时溶液中的Al3+进入矿物结构。结构重建阶段，溶解组分在流体中重新组合，Al3+发挥关键作用。一方面取代八面体中的Mg2+产生层电荷，另一方面部分替代四面体中的Si4+，与保留的硅氧四面体共建蒙脱石的铝硅酸盐层。结晶稳定化阶段，过饱和溶液中的新生蒙脱石微晶开始沉淀。这些微小晶体通过定向聚集生长的方式逐渐构建出稳定的晶格框架，最终形成稳定的蜂窝状等矿物聚集结构。在此过程中，结构层间会固定Na⁺、Ca²⁺等离子用以中和由于铝替代产生的电荷不平衡（Khoury et al.，1982；Birsoy，2002；苏成鹏等，2021）。
值得注意的是，海泡石向蒙脱石转化的温度并非一个恒定值，其过程受到多种因素的综合影响，包括所处的地质环境（如埋藏深度、压力条件、热液活动等）以及周围介质的化学成分（如溶液中的离子浓度、pH值等）。在自然条件下，当盐度较高和温度（140 ℃）适宜的条件下，海泡石可转化为蒙脱石。这一转化过程可能会伴随硅与镁的重新排列，促使蒙脱石结构的形成（苏成鹏等，2021）。然而，不同地区的转化条件存在差异。如川东地区的茅口组，海泡石与蒙脱石常同时出现。在温度低于65 ℃的早期成岩期间，部分海泡石在富铝的浅层环境中开始向蒙脱石转变。新生成的蒙脱石往往紧贴在方解石晶体的表面，呈现出鳞片状的形态，其四周则保留纤维状的海泡石（胡东风等，2020；宋金民等，2024b）。类似地，在四川盆地涪陵地区的生油高峰期，灰岩中的海泡石经历了脱水和析硅过程，逐渐转化为富镁蒙脱石。该过程中海泡石晶体体积收缩，并产生少量的收缩孔隙和裂缝（胡东风等，2020）。同样地，湖南醴陵地区海泡石的形成归因于直接的沉淀作用。在成岩过程中受埋藏压力与温度的影响，逐渐转化为滑石，同时伴随少量蒙脱石的生成（章人骏等，1985）。
从热力学机制看，海泡石的相变路径与产物类型主要受热液体系中Mg2+/Al3+活度比和温度的协同控制。在高温热液环境中，当Mg2+/Al3+活度比值较高时，海泡石倾向于向斯蒂文石转化。而当该比值较低时，则优先形成蒙脱石。以低镁高铝的火山热液区为例，酸性流体促进Mg2+大量淋滤，Al3+得以嵌入矿物结构，从而直接生成蒙脱石。相比之下，在低温热液系统（<100 ℃）中，海泡石的溶解速率较低，导致转化过程较为缓慢，镁/铝活度的耦合作用相对较小。如在风化壳等低温（<50 °C）环境下，强烈Mg2+淋失使得高岭石成为主要产物，仅在局部Mg2+/Al3+缓冲区内可形成蒙脱石（Walczyk et al.，2020；周永兴，2022）。
实验研究进一步验证了温度对相变过程的控制效应。对比前人多项研究，发现海泡石在约150 ℃时尚未发生显著化学变化。但升温至205 ℃开始出现少量富镁蒙脱石，表明其已进入成岩转化阶段。当温度达到316 ℃时，无论实验条件是否包含盐类或氢氧化物，海泡石均发生向富镁蒙脱石的转变（Güven
and Carney，1979；Hover et al.，1999；Pozo and Calvo，2018）。这一结果与前人的研究一致（Cuevas et al.，2003；Cai et al.，2019），他们发现海泡石在200 ℃左右转化为蒙脱石，超过300 ℃则进一步转化为蜡蛇纹石。特殊情况下，火山活动可通过释放富镁硅热液，显著促进海泡石的相变，为其转化过程提供物质来源与热力驱动。 -
海泡石通常沉积于富硅镁、贫铝的碱性（pH>8）还原环境，其形成过程还受盐度、海水温度等环境因素的影响。沉积环境的动态变化是控制海泡石成岩路径分异的关键因素。例如，以四川茅口组含海泡石层系为例，沉积期内温度与淡水输入的波动，促使灰岩与泥质灰岩交替沉积。在约150 ℃的地层温度下，富镁硅的成岩流体与周围灰岩发生反应，引发了硅化和白云石化，进而形成了海泡石—滑石—白云石—石英石矿物组合序列（范建平等，2022；宋金民等，2024a）。
在此基础上，含海泡石层系的沉积与成岩演化模式进一步体现出复杂性与阶段性，其演化路径和矿物相变受到温度、元素迁移、热液作用的协同影响。海泡石成岩演化主要表现为双重路径模型：海泡石—斯蒂文石—无序滑石—滑石和海泡石—蒙脱石—绿泥石/伊利石（图12）。第一条演化序列主要受控于温度梯度变化以及热液活动所调控的连续相变过程。该序列演化始于130 ℃~135 ℃时海泡石层链结构的断裂，在富Mg2+的碱性热液环境中，Mg、Si元素发生迁移和重排，形成过渡相斯蒂文石。随着温度升至135 ℃~145 ℃，在持续的热液循环作用下，斯蒂文石进一步脱水和重组，转化为形态不规则、晶体较小的无序滑石，其表面相较于滑石更为粗糙。超过145 ℃后，演化为片状滑石，并在175 ℃~200 ℃的晚成岩阶段完成转变，热液循环流动在整个转化过程中维持着物质和能量的供应。第二条演化序列则揭示了元素迁移的复杂转化机制。在早成岩阶段（温度低于65 ℃），热液中Al3+的介入促进了海泡石向蒙脱石的初始转化。随着温度升至65 ℃~95 ℃，富Mg2+和Fe2+的碱性热液驱动蒙脱石经历溶解—再结晶过程，部分蒙脱石进一步转变成了绿泥石。在此过程中，热液作为离子迁移的介质，为转化提供物质与能量传递的通道。当温度介于70 ℃~95 ℃时，K+的介入引发了脱水反应，形成绿泥石与伊利石混合层矿物。在95 ℃~130 ℃区间，虽然伊/蒙混层处于稳定态，但热液环境的波动仍在持续影响其层间结构。随着温度突破130 ℃，层间水逐渐排出且伊利石晶层比例持续增加，最终在180 ℃完全转变为伊利石（马鹏杰等，2017；Mulders et al.，2018；范建平等，2022；宋金民等，2024b）。
图 12 海泡石成岩演化过程图（据宋金民等，2024b修改）
Figure 12. Diagram illustrating evolution of clay minerals during diagenesis (modified from Song et al., 2024b)
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在油气地质领域，海泡石对烃源岩品质和储层物性具有双重控制作用。烃源岩形成方面，低洼地区因海泡石的形成及其优异的吸附特性，成为有机质富集和优质烃源岩形成的重要场所，其吸附量可占自身重量的20%~30%（图13），这一过程导致海泡石颜色也由常见的白色或者浅灰色变为黑色，从而提高了烃源岩的品质与生烃潜力（Wang et al.，2023a；宋金民等，2024b）。特别是在二叠系早期低温、还原性的水体环境中，有机物质得以完整保存，为高品质烃源岩的形成提供了有利条件（Walczyk et al.，2020）。在储层形成方面，海泡石成岩演化过程中孔隙网络发育，主要通过以下三种机制构建储层孔隙系统：（1）海泡石吸附有机质后，通过热演化过程转化为有机质孔，其孔径主要集中在10~100 nm范围。（2）层链结构塌陷过程中伴随着大量黏土收缩孔的形成，孔隙度介于15%~20%。（3）成岩流体对白云石化作用引发晶间孔隙发育，孔径可达微米级（李蓉等，2021；王佳蕊等，2022；Jiang et al.，2023；Wang et al.，2023a；宋金民等，2024b）。这些多尺度孔隙网络显著提升了储层的储物性能，其渗透率较常规储层提高多倍，为油气的运移和聚集提供了高效通道。
图 13 海泡石吸附有机质模式图（据宋金民等，2022修改）
Figure 13. Model diagram of organic matter adsorption by sepiolite (modified from Song et al., 2022)
基于上述发现，海泡石能够孕育出两种油气成藏模式：自生自储和下生上储（宋金民等，2023）。在盆地凹陷区，海泡石通过吸附—转化机制形成优质烃源岩，同时成岩过程中发育的孔隙网络构建了优良的储集空间，实现烃源与储层的耦合发育，构建自生自储型成藏系统（任海侠等，2021）。此外，在海泡石相变过程中，富镁成岩流体通过侧向和垂直方向的迁移，能够推动凹陷边缘或内部相邻高部灰岩的白云石化，进而孕育出大规模的层状或斑块状白云岩储层，构建下生上储的成藏模式。该模式中，烃类物质在下部烃源岩生成后，通过地质作用迁移至白云岩储层中实现聚集（Wang et al.，2023b；宋金民等，2024a；高和婷等，2025）。
此外，前人基于海泡石在不同埋藏阶段成岩流体的变化过程，构建了其时空演化模型（图14）。在较浅的埋藏阶段，少量的富镁流体主要与灰岩发生白云石化，促成了灰质白云岩等储层类型。在中埋藏阶段，随着埋藏深度的增加，含海泡石层系中的有机质热解加速了海泡石的相变，并释放大量成岩流体。在地壳运动驱动下，这些成岩流体沿着断裂处向上迁移至浅层，与灰岩发生白云化反应，促成豹斑状白云岩的形成（Cai et al.，2019；宋金民等，2022；孔悦等，2023）。到中深埋藏阶段，有机质裂解产生的烃类达到峰值，海泡石也发生剧烈相变，释放出大量富镁的成岩流体。这些流体在压力和重力的共同作用下聚集于低隆地区，构成富烃的白云岩储层（范建平等，2022；宋金民等，2022）。
图 14 四川盆地中二叠统含海泡石层系白云石化模式（据宋金民等，2022修改）
Figure 14. Dolomitization model of Middle Permian sepiolite⁃bearing strata in the Sichuan Basin (modified from Song et al., 2022)
这一成岩流体演化过程不仅影响了储层的形成与分布，也进一步揭示了含海泡石层系与油气富集之间的密切关联。研究表明，含海泡石层系总厚度与气藏的分布呈现显著正相关关系，特别是在靠近沉积中心的区域，气藏富集程度与层系厚度呈明显的线性增长趋势（图15）（宋金民等，2022）。具体而言，在距沉积中心20 km的范围内，当含海泡石层系的厚度处于40~60 m时，油气储藏最优。而在距沉积中心40 km的范围内，层系厚度介于20~60 m的区域也同样具备良好的成藏条件（Fesharaki et al.，2007；Ilic et al.，2015；Herranz
and Pozo，2022；刘树根等，2022）。这些区域的含海泡石层系不仅可以形成非常规气藏，还能孕育白云岩气藏，因此海泡石的分布特征可作为油气勘探的重要预测指标。其勘探风险总体上与含海泡石层系距离呈现负相关，因此不同层段的气藏勘探优势区域存在明显差异。例如，在四川盆地中二叠统的通江—长寿凹陷及其周边“C”形区域油气勘探潜力巨大。具体而言，栖霞组一段的优势区主要分布在含海泡石层系累计厚度超过20 m的区域，栖霞组二段则集中在0.3~1 m的薄层区域，而茅口组一段则以厚度超过40 m的区域最为有利（朱光有等，2006；刘树根等，2022；宋金民等，2022）。 
图 15 测试产量与含海泡石层系厚度及距沉积中心距离的关系（据宋金民等，2022修改）
Figure 15. Relationship between test production and the thickness of sepiolite⁃bearing strata and distance from the depositional center (modified from Song et al., 2022)
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含海泡石层系的累积厚度与中二叠统的地层总厚度之间呈现反比关系。这种现象主要归因于海泡石凹陷区域沉积的倾向，其厚度变化与古地貌起伏呈现高度相关性：当含海泡石层的厚度增加时，通常表明该地区是沉积作用的中心地带，即地势较低，有利于沉积物的聚集，从而形成了较厚的含海泡石层；相反，若含海泡石层的厚度在某个地区减薄，则反映该地区的沉积环境不利于海泡石的生成，或因后期侵蚀作用导致沉积物保存较差，这种情况往往与古地貌中的隆起相吻合（程朝，2003；高兆龙等，2025）。四川盆地的测井数据进一步证实了这一规律，位于沉积中心的栖一段—茅二段的平均厚度虽然低于沉积中心两侧的地区，但该区域含海泡石层系的累积厚度却相对较高（宋金民等，2024a）。
由此可见，海泡石的形成与分布对沉积格局具有重要指示意义。在古地貌形成和演化的过程中，频繁的构造活动促成断裂网络形成，为镁、硅等物质沿着断裂运移提供了良好的通道，进而控制了海泡石的沉淀与富集（宋金民等，2023）。因此，海泡石的聚集中心往往与坳陷区相一致。通常情况下，峨眉地幔柱活动会引发显著的地壳垂向运动与穹隆状隆起。在栖霞组—茅口组沉积阶段，四川盆地深部岩浆活动处于相对缓和期，主要表现为垂向位移，促使穹形隆起逐步成型。这种深部过程引发的差异构造运动，在川西北地区呈现“两台—凹”的沉积格局。其中通江—长寿（“一凹”）低洼带作为沉积中心，在峨眉地幔柱活动作用下，坳陷区较深的水体环境为海泡石沉淀提供了理想条件，导致含海泡石层系厚度显著增加，分布面积达7.2×104 km2，平均厚度约为50 m。相比之下，蜀南和川东两个隆起区（“两台”）由于处于相对高能环境，含海泡石层系厚度相对较薄。其中，川西北—蜀南台地含海泡石层系分布范围约为8.2×104 km2，平均厚度约为25 m，而川东北台地含海泡石层系分布范围大约4.8×104 km2，平均厚度仅为14 m。这种分布和厚度变化可以反演古地貌的凹陷与隆起特征（张廷山等，2011；刘树根等，2022；张宏辉等，2022，2024；曹华等，2024；江青春，2024）。
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海泡石的形成及其分布特征不仅揭示了古地貌与油气藏之间的关联，还记录了蒸发系统、水位变化、气候条件以及缺氧环境等多种古环境信息，因而成为重建古环境的重要地质指示物。
海泡石的沉淀需要有效的蒸发系统来浓缩镁硅离子，这种环境常常发育在冲积扇或者湖泊地区，并且与镁黏土泥滩相关（Carrillo et al.，2024）。例如，博茨瓦纳北部地区和西班牙杜罗盆地海泡石的形成揭示了这些地区在干旱和高蒸发环境下曾发生降水，导致水位上升并促进海泡石的沉积，显示出典型的蒸发—泥滩环境特征（图16）（Djoulah et al.，2023）。此外，海泡石纤维的形成不仅反映出河流水位的变化，还受气候和缺氧环境的影响。在干旱的气候环境下，含海泡石的母岩更容易沉积。并且沉积物中的Ni/Co与V/（V+Ni）比值表明海泡石在缺氧的条件下形成，我国扬子台地东南区域海泡石的形成也反映了该地区曾经处于缺氧的环境状态（杨振强，1992；Sanz-Montero
and Rodríguez-Aranda，2009；Kadir et al.，2017）。类似地，有学者在对突尼斯南部进行调研中发现，随着高岭石的减少，海泡石逐渐增多（Bouheli et al.，2023；Cavalcante et al.，2023），进一步证实了海泡石作为干旱气候标志物的可靠性。 
图 16 古环境条件的示意图重建（据Cavalcante et al.，2023修改）
Figure 16. Schematic reconstruction of paleoenvironmental conditions (modified from Cavalcante et al., 2023)
除蒸发与气候控制外，风暴和洋流扰动有助于硅、镁等元素大量聚集，从而促进海泡石的大量沉淀。这一过程不仅揭示了海泡石形成的地质背景，还表明其分布可以作为指示风暴和洋流分布等重大事件的重要标志。例如，在扬子地区的中下游地带，海泡石主要分布在江南盆地的东北部台阶和右江盆地的中部台阶，而在中下游地区分布较为稀疏。这种特征揭示了在二叠纪时期，华南板块的风暴主要作用于上扬子台地，而对中下游扬子地区的冲击较小（杨振强，1992；张国伟等，2013；Kadir et al.，2016）。同样地，海泡石中由临界二氧化碳分压引发的非化学计量溶解有效指示了白垩纪—古近纪等重大地质事件（Galan et al.，1985）。如在马德里盆地中，湖泊中海泡石等沉积物可以揭示整个盆地在中新世发生了剧烈的变化，为利用海泡石探寻准层型和地层界限提供了新的方法论支持（Mokatse et al.，2023）。
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（1） 海泡石的成因可分为沉积型和成岩蚀变型两大类。其中，沉积型中的直接沉积类是原位风化溶解作用形成的自生海泡石，区别于陆源搬运沉积类的物理迁移作用机制。而成岩蚀变型又可依据其原始物质来源划分为铁蒙脱石溶蚀转化型、火山碎屑物质蚀变型以及富镁碳酸盐岩蚀变型。
（2） 海泡石通常形成于富硅镁、贫铝的碱性还原环境，其沉积过程受气候条件、pH值、硅源及水文环境等多种因素的协同控制。在后期埋藏成岩阶段，随着温压升高，海泡石链状结构发生断裂，引发矿物的相变演化，依次形成“海泡石—斯蒂文石—无序滑石—滑石”以及“海泡石—蒙脱石—绿泥石/伊利石”等多样化的演化序列，反映了其复杂的成岩转化机制和热动力响应特征。
（3） 海泡石在油气勘探、古地貌重建及古环境恢复中具有重要的研究价值。其优异的有机质吸附能力，有助于提升烃源岩的有机丰度和生烃潜力。成岩演化过程中，海泡石能形成多样化的孔隙网络，构建有效的渗流通道和储集空间，促进油气的富集与保存。同时，海泡石层系的成岩流体促使凹陷边缘高能滩灰岩白云石化，形成优质储层，支撑自生自储与下生上储的两种成藏模式。在古地貌方面，含海泡石层系的累积厚度与地层总厚度呈负相关，反映出明显的沉积格局差异。此外，海泡石对气候和水文条件有良好指示作用，其微量元素特征还能与区域重大地质事件相对应，进一步拓展了其在古环境与地质历史重建中的应用潜力。
随着海泡石在各个领域影响力的不断扩大，未来研究将重点关注以下几个方向：（1）通过海泡石矿物特征解析古老地球环境信息，建立硅酸盐矿物的生长速率模型；（2）基于海泡石的地球化学特征，构建碳氢化合物勘探的沉积相模式；（3）致力于开发含海泡石岩石的古环境重建技术，提升海泡石层系厚度的地震解释精度，并创新含海泡石层系的油气勘探方法体系。
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摘要: 意义 海泡石作为一种具有独特纤维状晶体结构的黏土矿物，因其高吸附性和热稳定性在地质领域展现出重要的应用潜力。 【进展】 海泡石的成因有直接沉积型、陆源搬运沉积型、成岩蚀变型。直接沉积型受元素浓度和酸碱度等化学条件的控制，陆源搬运沉积型与地质环境及气候条件密切相关，成岩蚀变型受埋藏深度和热液流体性质的影响。海泡石普遍形成于富镁硅、贫铝的碱性还原环境中，并在热动力演化过程中经历相变，转化为滑石或蒙脱石等矿物，从而构建出不同的沉积—成岩演化路径。在地质应用方面，海泡石凭借优异的吸附性能，可高效富集有机质，为烃源岩的形成提供物质基础，显著提高其生烃潜力和质量。海泡石层系的成岩流体有助于促进凹陷边缘高能滩灰岩转化为优质的白云岩储层，进而孕育出自生自储和下生上储的两种油气成藏模式。此外，含海泡石层系的厚度和分布不仅可以反演古地貌的起伏特征，也能够有效预测油气藏的区域，为油气勘探提供重要的依据。在古环境方面，海泡石形成过程还记录了蒸发环境、水位变化、气候演化以及缺氧事件等多种信息，可用于揭示区域重大地质事件。 【结论与展望】 海泡石在油气勘探、古地貌重建和古环境恢复中展现出重要的研究价值，利用海泡石获取古环境条件、提升对含海泡石层系厚度的地震资料解析能力、发展含海泡石层系油气的勘探将是未来海泡石的发展走向。Abstract: Significance Sepiolite is a clay mineral with a unique fibrous crystal structure； it has a significant potential application in the geological field due to its high adsorptive capacity and thermal stability. Progress The genesis types for sepiolite include direct deposition， terrestrial transport sedimentation and diagenetic alteration. Direct deposition is influenced by chemical conditions such as element concentration and pH. Terrestrial transport sedimentation is closely related to the geological environment and climatic conditions. Diagenetic alteration of sepiolite is affected by the burial depth and the properties of the hydrothermal fluids. Sepiolite is generally formed in an alkaline reducing environment rich in Mg and Si， but with a low Al content. During the thermodynamic evolution process， it undergoes mineral phase transitions and is transformed into minerals such as talc or montmorillonite， which imply different depositional and diagenetic evolutionary paths. In terms of geological applications， sepiolite has an excellent adsorptive behavior， and thus it can efficiently enrich organic matter， providing a basis for the formation of hydrocarbon source rocks with significantly enhanced oil- and gas-generating potential and quality. The diagenetic fluids of the sepiolite layer help promote the transformation of high-energy beach limestone at the edge of a depression into a high-quality dolomite reservoir， thereby giving rise to either of two oil and gas accumulation models： self-generation and self-storage， or lower generation and greater storage. In addition， the thickness and distribution of sepiolite strata inverts undulating paleolandforms and is also an effective indicator of oil and gas reservoir regions， thus providing an important basis for oil and gas exploration. In terms of paleoenvironment， the formation process of sepiolite also records a range of information （e.g.， evaporation environment， water level changes， climate evolution and anoxic events） that can be used to reveal major geological events in the region. Conclusions and prospects Sepiolite has shown significant research value in oil and gas exploration， paleogeomorphic reconstruction and paleoenvironmental restoration. Future development trends of sepiolite will include its use in defining paleoenvironmental conditions， enhancing the analytical ability of seismic data on the thickness of sepiolite strata， and developing the exploration of oil and gas in sepiolite strata.
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图 1 海泡石晶体结构图（据赵书华等，2023修改）
Figure 1. Crystal structure of sepiolite (modified from Zhao et al., 2023)
图 2 海泡石镜下特征（据Cavalcante et al.，2011；Martín⁃Pérez et al.，2021；Mokatse et al.，2023修改）
(a) photomicrograph of pure sepiolite in plane-polarized light (PPL); (b) photomicrograph of sepiolite in cross-polarized light (XPL); (c) transmission electron microscope (tem) images of a large continuous mass of sepiolite fibers; (d) ordered arrangement of asbestos-shaped sepiolite; (e) sepiolite aggregates; (f) fibrous sepiolite; (g) pads formed from long sepiolite fibers; (h) thick aggregates of sepiolite
Figure 2. Microscopic characteristics of sepiolite (modified from Cavalcante et al., 2011; Martín⁃Pérez et al., 2021; Mokatse et al., 2023)
Fig.2
图 3 来自EPMA的黏土矿物组合（据Cuadros et al.，2016修改）
(a) clay minerals plotted on SiO2-Al2O3-MgO chart; (b) sepiolite (green), attapulgite (yellow) and montmorillonite (orange); montmorillonite is mainly seen in the core area of altered volcanic ash particles, sepiolite is mainly in interparticle spaces, and attapulgite is mostly located near the edge of particles
Figure 3. Single⁃point electron probe microanalysis (EPMA) data for clay mineral assemblage (modified from Cuadros et al., 2016)
Fig.3
图 4 海泡石沉淀中测量的镁硅浓度（据Arizaleta et al.，2020修改）
Figure 4. Mg⁃Si concentration in sepiolite precipitation (modified from Arizaleta et al., 2020)
图 5 多种因素控制海泡石的形成（据Galan et al.，1985修改）
salinity, pH and Si/Mg ratio play important roles in the syngenesis of sepiolite and magnesite
Figure 5. Many factors control the formation of sepiolite (modified from Galan et al., 1985)
Fig.5
图 6 海泡石含量与“结晶度”（FWHM）分布的双变量图（据Herranz
and Pozo，2018修改） l2C. layered argillaceous rock; l2B. keratinized/spheroidized massive argillite; l2A. layered argillite and mudstone; l1C. clastic sandstone within clay; l1B. mudstone; l1A. clay; The blue column indicates separation between low-crystallinity sepiolite (LCS) and high-crystallinity sepiolite (HCS)
Figure 6. Bivariate plot of sepiolite content and crystallinity (full width at half maximum, FWHM) distribution(modified from Herranz and Pozo, 2018)
Fig.6
图 7 滑石赋存状态（据王帅等，2023；宋金民等，2024a修改）
(a, b) stellar talc; (c) feathery talc structure formed between calcite grains; (d) lenticular talc; (e) talc in the form of a lamellar aggregate with corrosion cracks visible along its edges; (f) lenticular talc containing numerous pores; (g) metamorphic rock with sericite and chlorite components; (h) ore observed by single polarizing microscope; (i) ore observed by orthogonal polarization microscope
Figure 7. Photographs and photomicrographs of talc occurrence (modified from Wang et al., 2023; Song et al., 2024a)
Fig.7
图 8 海泡石在1 200 °C下的红外光谱（据章淑华，1985修改）
characteristic absorption bands of cristobalite mainly include peaks shown by arrows at 1 200 cm⁻¹, 1 095 cm⁻¹, 798 cm⁻¹, 620 cm⁻¹ and 510 cm⁻¹
Figure 8. Infrared spectrum of sepiolite at 1 200 °C (modified from Zhang et al., 1985)
Fig.8
图 9 海泡石向滑石转化的XRD图谱特征（据宋金民等，2024a修改）
Figure 9. X⁃ray diffraction (XRD) characteristics of the conversion from sepiolite to talc (modified from Song et al., 2024a)
图 10 层状蒙脱石三维立体图（据Horch et al.，2002修改）
Figure 10. 3⁃D stereoscopic diagram of layered montmorillonite (modified from Horch et al., 2002)
图 11 蒙脱石等黏土矿物露头产状及扫描电镜特征（据宋金民等，2024b修改）
(a) talc arranged in a sheet-like disorder in argillaceous calcarenite; (b, c) argillaceous bioclastic limestone containing argillaceous montmorillonite in a scaly form; (d) chlorite filling pores in the form of sheet monomers in argillaceous calcarenite; (e) fine plate-like chlorite aggregates appearing as pore liners in argillaceous calcarenite; (f) illite with a honeycomb structure in argillaceous clastic limestone; (g) montmorillonite powder; (h) montmorillonite particle surface; (i) montmorillonite particle profile
Figure 11. Outcrop occurrence and SEM characteristics of clay minerals such as montmorillonite (modified from Song et al., 2024b)
Fig.11
图 12 海泡石成岩演化过程图（据宋金民等，2024b修改）
Figure 12. Diagram illustrating evolution of clay minerals during diagenesis (modified from Song et al., 2024b)
图 13 海泡石吸附有机质模式图（据宋金民等，2022修改）
(a) in a suitable environment rich in magnesium and silicon, sepiolite is deposited together with organic matter and microorganisms; (b) sediments are subsequently buried, forming organic-rich sepiolite layers
Figure 13. Model diagram of organic matter adsorption by sepiolite (modified from Song et al., 2022)
Fig.13
图 14 四川盆地中二叠统含海泡石层系白云石化模式（据宋金民等，2022修改）
(a) shallow burial period; (b) mesoburial stage; (c) medium-deep burial stage
Figure 14. Dolomitization model of Middle Permian sepiolite⁃bearing strata in the Sichuan Basin (modified from Song et al., 2022)
Fig.14
图 15 测试产量与含海泡石层系厚度及距沉积中心距离的关系（据宋金民等，2022修改）
(a) relationship between sepiolite thickness and test yield; (b) test of the relationship between production and distance from sepiolite deposition centers
Figure 15. Relationship between test production and the thickness of sepiolite⁃bearing strata and distance from the depositional center (modified from Song et al., 2022)
Fig.15
图 16 古环境条件的示意图重建（据Cavalcante et al.，2023修改）
Figure 16. Schematic reconstruction of paleoenvironmental conditions (modified from Cavalcante et al., 2023)
表 1 海泡石在不同岩石的赋存特征
Table 1. Occurrence of sepiolite in different rocks
岩石类型 亚类 共生矿物 产出形态 文献来源 沉积岩 灰岩 石英、方解石、滑石、蒙脱石、高岭石和伊利石等 层状、透镜状、脉状、团块状、透镜状等 董国军，2001；程朝，2003；宋金民等，2024a 页岩 凹凸棒石、方解石、滑石、蒙脱石、石英、白云石、绿泥石等 鳞片状、透镜状等 王润婷等，2019；郑正福等，2023 泥岩 石英、方解石、绿泥石、伊利石、蒙脱石等 层状、局部纤维状等 程朝，2003 火成岩 火山碎屑岩 方解石、绿泥石、菱镁矿等 层状、透镜状、似层状等 李文光和张瑛，1999；Murray et al.，2011 火山凝灰岩 蒙脱石、石英、长石、凹凸棒石等 脉状、层状等 李文光，2001 花岗岩 方解石、绿泥石、菱镁矿等 脉状、层状等 李文光和张瑛，1999 变质岩 蛇纹岩 滑石、方解石、石英、菱镁矿等 脉状、层状等 李文光和张瑛，1999；王润婷等，2019 大理岩 绿泥石、方解石、滑石等 脉状、透镜状等 李文光，2001；王润婷等，2019 
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表 2 海泡石成因类型及影响因素
Table 2. Genetic types and influencing factors for sepiolite
海泡石成因类型 亚类 成因机理 影响因素 沉积型 直接沉积型 由富含Mg2+和Si（OH）4的溶液在特定物理化学条件下（如高pH、低Al3+活度、适度盐度等）直接发生化学沉淀形成 镁元素供应、碱性环境条件、地质构造等 陆源搬运沉积型 起源于陆地或受限海域，经历“风化—搬运—沉积”三个阶段的地质过程形成 沉积环境、水流、微生物等 成岩蚀变型 铁蒙脱石溶蚀转化型 镁蒙脱石在溶蚀作用下发生转化 流体成分、温压条件等 火山碎屑物质蚀变型 火山碎屑物质受热液作用发生蚀变 火山物质成分、热液活动等 富镁碳酸盐岩蚀变型 富镁碳酸盐岩（如白云岩、菱镁矿等）作为海泡石形成物质基础的类型，其转化过程本质上是热液驱动的镁—硅耦合反应过程 母岩的岩性、硅源供给等
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表 3 国内外海泡石矿床分布及其特征
Table 3. Mineral deposit distribution and characteristics of sepiolite in China and elsewhere
类型 亚类 矿床实例 成矿时代 地质特征 热液型海泡石矿床 无 安徽省全椒热液型海泡石矿床俄罗斯乌拉尔海泡石矿床 燕山期二叠纪 纤维状海泡石富集于断裂带，伴生滑石和石英与蛇纹岩相关，质地较硬，工业价值高 沉积型海泡石矿床 陆相沉积型 西班牙巴列卡斯海泡石矿床西班牙马德里盆地的海泡石矿床 新近纪中新世 与冲积沉积有关，呈透镜状产出，纯度较高分布在不同沉积环境（冲积扇、沼泽、泥滩），与多种矿物共生 海相沉积型 江西乐平牯牛岭海泡石矿床湖南浏阳永和海泡石矿床美国加利福尼亚州蒙特雷海泡石矿床土耳其埃斯基谢希尔海泡石矿床美国佐治亚海泡石矿床 早二叠世早二叠世中新世渐新世到上新世上新世到第四纪 以纤维状、土状为主，常与滑石、石英、蒙脱石等矿物共生地层产状平缓，呈近水平状展布，常与凹凸棒石、蒙脱石等共生赋存于中新世硅藻土中，呈层状分布，伴生蛋白石和方解石海泡石纯度高，全球重要优质产区矿体呈透镜状，海泡石与蒙脱石、滑石共生 火山—沉积型 希腊基克拉泽斯群岛海泡石矿床江苏盱眙—安徽嘉山海泡石矿床 中新世到上新世新近纪 海泡石呈致密块状或纤维状，常伴生沸石以层状、透镜状形态产出，其主要物质来源于玄武岩的风化
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