岩石分析方法

③ 岩石成因意義怎麼分析

地球固體的表層是由岩石組成的硬殼——地殼，組成地殼的岩石按成因可分為岩漿岩（火成岩）、沉積岩（水成岩）和變質岩三大類。
1.岩漿岩
岩漿岩又稱火成岩，是岩漿通過地殼運動，沿地殼薄弱地帶上升冷卻凝結後形成的岩石。岩石中礦物的結晶程度、顆粒大小與形狀，以及它們的相互組合關系不同，形成岩漿岩的不同結構。根據形成深度，侵入岩又分為深成岩（形成深度大於5km）和淺成岩（形成深度小於5km）深成岩常形成岩基等大型侵入體，岩性一般較單一，以中、粗粒結構為主，緻密堅硬，孔隙率小，透水性弱，抗水性強，故其常被選為理想的建築基礎，如花崗岩、正長岩、閃長岩、輝長岩；淺成岩多以岩床、岩牆、岩脈等狀態產出，有時相互穿插。顆粒細小，岩石強度高，不易風化，但這些小型侵入體與圍岩的接觸部位，岩性不均一，節理裂隙發育，岩石破碎，風化蝕變嚴重，透水性增大，如花崗斑岩、閃長玢岩、輝綠岩、脈岩。噴出岩是指噴出地表形成的岩漿岩，一般呈原生孔隙和節理發育，產狀不規則，厚度變化大，岩性很不均一，比侵入岩強度低，透水性強，抗風能力差，如流紋岩、粗面岩、安山岩、玄武岩、火山碎屑岩。
2.沉積岩
沉積岩是在地殼表層常溫常壓條件下，由風化產物、有機物質和某些火山作用產生的物質，經風化、搬運、沉積和成岩等一系列地質作用而形成的層狀岩石。如碎屑岩（如礫岩、砂岩、粉砂岩）、黏土岩（如泥岩、頁岩）、化學岩及生物化學岩類（如石灰岩、白雲岩、泥灰岩）等。
3.變質岩
變質岩是地殼中原有的岩漿岩或沉積岩，由於地殼運動和岩漿活動等造成物理化學環境的改變，使原來岩石的成分、結構和構造發生一系列變化所形成的新的岩石。如大理岩、石英岩等。

④ 如何獲得 岩石的全應力應變曲線 它在分析岩石力學

全應力-應變曲線也稱作為應力應變全過程曲線，僅用一般的單軸或者三軸壓力試驗機所得到的結果只能反映岩石破壞前期的應力-應變關系曲線，其過程段表現不全面，岩石在猛烈撞擊之後便失去了承載能力，所以這個過程不能夠完全反映岩石的應力應變曲線的全過程。通過剛性試驗機，並利用伺服控制系統，適當控制載入速度從而來得到岩石全應力應變曲線，並簡單對岩石反復載入的應力應變下去進行分析

⑤ 岩石組構(簡稱岩組)分析

構造體系研究中，不同結構面力學性質的鑒定具十分重要的意義，岩石組構分析則是研究結構面力學性質有力的手段(姜光熹等，1982、1997)。通過岩組分析能夠幫助我們澄清一些由野外調查資料所作出的推論，不僅可以揭示構造岩的顯微組構特徵，藉以探討與岩石形成和變形相關的一些宏觀構造應變規律、應力狀態、運動方式和形成機制等構造信息，而且可以建立構造岩礦物演變與構造岩演變之間的關系，認識構造岩演變過程，證實、修改和深化小型構造的分析成果。

岩組分析技術手段主要包括光學顯微鏡、費氏台、X射線衍射儀、中子衍射儀、掃描電鏡和透射電鏡等。X射線衍射岩組測量法則是目前採用比較廣泛的一種測量宏觀材料中的晶體結構及其宏觀取向的統計分析方法，它是藉助X射線衍射技術測定岩石中礦物分布的各向異性。礦物內部晶體結構有許多面網，如石英(1010)，(1120)，(1011)，(0001)面網，方解石(1012)，(0001)面網，綠泥石(004)面網，絹雲母(110)面網等，每種礦物的每個面網對於X射線都有特定的衍射現象，且它們之間是可以區別的。根據需要，可以用X射線衍射技術來確定岩石中某種主要礦物的某個面網分布的規律性，進而確定該礦物分布的規律性，並據該岩石組構(礦物分布的規律性)分析構造變形特點、探討構造變形環境等。其主要優點在於:應用范圍廣，可以測量各種常見礦物的優選方位，包括一軸晶、二軸晶礦物、均質礦物和不透明礦物;自動化程度較高，從測量到最終成圖可以完全自動進行，准確可靠、省時省力;有多種分析方法，例如極圖法、反極圖法、三維取向分布函數法，能從不同方面說明問題。X射線衍射方法適用於成分比較單一、結構構造比較均勻的各種岩石和礦石中細—中粒的礦物優選方位的測定分析。但是，這種方法不具備點衍射的測量功能，不能進行特選分析，無法將測量數據與顯微形貌相對應，也不適宜於分析成分復雜、結構明顯不均勻的樣品。

一、樣品選擇與測試

由於X射線岩石組構是採取全面積衍射統計，在顯微鏡下觀察鑒定的基礎上，考慮所測礦物的含量要求(>25%)和粒度要求(<1mm)，結合礦區主要賦礦地層(即石碌群)主要賦礦岩石構造變形形跡特徵和礦區構造變形歷史的研究需要，在樣品布局上考慮不同方向、不同特徵、含礦的和不含礦的構造帶內及旁側岩石，共選取了24塊岩(礦)石樣品(表4-1)以期充分了解不同原岩岩性在不同構造帶內變形後的組構特徵，取樣分布圖見實測剖面圖4-3和圖4-5。在衍射礦物選擇上，確定以石英、赤鐵礦和透閃石為主，配合白雲石和方解石。其中透閃石是白雲岩經韌性、韌脆性變形的主要變質礦物。測試樣品尺寸要求是直徑30mm、厚約2mm的磨光岩片，先將野外地質定向面恢復為地理水平方位切制岩片，進行X射線組構測試，然後將測試結果進行投影作圖(等面積施氏網上半球投影)。測試工作由中國地質科學院地質力學研究所X射線組構實驗室完成。

二、變形岩石組構的基本特徵

石碌礦區整體構造線走向呈NW—SE向，變形主要發育於石碌群第一層至第六層、特別是上部第六層條帶狀二透岩中。各種構造面理(包括糜棱面理)和剪切、旋轉及伸展變形非常明顯，產狀整體傾向NE、傾角變化較大，伸展線理和礦物生長線理向東南低角度傾伏(小於15^°)。在礦區四周，由於強烈的韌性變形，周緣這些侵入岩條帶狀構造發育。同時有變形期後的NE—NNE和NW—NNW向脈岩侵位，並呈左行斜列。結合對樣品產狀、宏觀構造關系的分析，將岩石主要的組構特徵表述於圖4-35至圖4-38上。X射線岩石組構測試結果顯示，區內變形岩石大部分具有定向組構。現分述如下。

表4-1 石碌礦業礦石和賦礦圍岩X射線岩組樣品

(一)石碌群第七層(即原震旦系石灰頂組)石英砂岩中石英組構

分別在礦區北一鐵礦段280m標高台階剖面(圖4-3)採取了5個樣品、在南六礦段西側剖面(圖4-5)採取了4個樣品，切面產狀可見表4-1，所測礦物及面網為石英(1120)(圖4-35)。一部分樣品(YZ01，YZ02，YZ18)在X射線石英(1120)極圖中，主圓環帶均為近平行ab面的大圓環帶，恢復石英光軸點極密與運動學c軸一致，反映了中-低溫韌脆性底面滑移變形的特點。而大部分樣品(YZ03，YZ04，YZ05，YZ15，YZ16，YZ17)X射線石英(1120)極圖除存在主圓環帶與ab面接近一致外，還存在次級不完整圓環帶近平行於ac面，恢復石英光軸點極密為接近於c軸的主極密和接近於b軸的次極密。

圖4-35 石碌礦區石碌群第七層(QbS⁷)含鐵石英砂岩中石英礦物(1120)晶面極圖

石英(1120)極圖表現為平行ac和ab的大圓環帶，點極密與b軸或c軸接近。根據礦物的結晶學特徵和物理性質，石英屬三方晶系，呈六方柱狀晶體，無解理，具有底面、柱面I型和柱面Ⅱ型滑移系(陳柏林等，1996;鄭伯讓等，1989;鄭亞東等，1985;武漢地質學院礦物教研室，1979)。當石英以底面滑移系發生變形時，其(1120)極圖平行於ab面;當石英以柱面I型發生變形時，其(1120)極圖平行於ac面;當石英以柱面Ⅱ型發生變形時或以形態長軸沿物質運動方向排列時，其(1120)極圖平行於bc面。從石碌群第七層石英砂岩岩組基本特徵看，石英光軸點極密為與c軸和與b軸接近的組構類型。這兩種組構類型反映在岩石變形過程中表現為底面或近底面滑移和柱面I型滑移，反映了中淺層次(溫度為300～400℃、深度為8～10km，圍壓為0.20～0.25GPa)的中-低溫韌脆性變形機制，其變形物理化學條件明顯低於典型長英質糜棱岩(鄭亞東等，1985)。

(二)石碌群第六層二透岩中石英組構

分別在礦區北一鐵礦段280m標高台階剖面(圖4-3)採取了5個樣品、在南六礦段西側剖面(圖4-5)採取了四個樣品，切面產狀可見表4-1，所測礦物及面網為石英(1120)(圖4-36)。從圖4-36中可以看出，大部分樣品(YZ06，YZ07，YZ10，YZ11，YZ13，YZ19，YZ20，YZ21，YZ22，YZ23)石英(1120)極圖表現為主環帶與曲面接近一致，次級不完整圓環帶近平行於c面，恢復石英光軸點極密為接近於c軸的主極密和接近於b軸的次極密，反映中高溫韌性變形、柱面I型滑移。個別樣品(YZ14)在X射線石英(1120)極圖中，主圓環帶均為近平行ab面的大圓環帶，恢復石英光軸點極密與運動學c軸一致，反映了中-低溫韌脆性、底面滑移變形的特點。

上述樣品石英的極圖除樣品YZ21表現為單個點極密類型外，大多數不表現為單個的點極密類型，主要為一些完整或不完整的大圓環帶、小圓環帶。依據這些圓環帶與構造面理的關系可劃分為:①沿構造面理(S)或平行面理呈完全或不完全的大、小圓環帶(如YZ14等樣品);②與構造面理(S)垂直或接近垂直的大圓環帶(如YZ20，YZ21，YZ23等樣品);③以上兩種類型的復合型(如YZ11，YZ19，YZ22等樣品)，多顯示簡單剪切作用的結果。從岩組極密的空間展布與對稱類型上叉可分為:①近直立環帶加極密型(如YZ10，YZ20，YZ21，YZ22等樣品);②直立、水平環帶加極密型(如YZ10，YZ22等樣品);③3個間距60^°極密構成的陡立環帶加極密型(如YZ10，YZ22等樣品)，表明岩石組構類型與所處構造部位密切相關。

結合樣品的岩性、產狀及所處的構造部位，石碌礦區石碌群第七層石英砂岩和第六層條帶狀二透岩岩石組構特徵與宏觀構造均具有密切的關系。岩組中石英光軸點極密(圖4-35、圖4-36)，可明顯地分為3類:①點極密產狀與運動學c軸一致或接近，其產狀走向近EW向、傾角較陡;②點極密產狀與運動學b軸一致或接近，其產狀為走向NW—SE向，傾角較中等-陡立;③點極密產狀與運動學a軸一致或接近，產狀走向近SN向，傾角中等—平緩。在這三類石英光軸極密中，①類反映的是在構造變形過程中，石英是以底面或近底面滑移的變形機制發生變形的，其運動學指向是(0001)<1120>，這是典型中-低溫(250～350℃)條件下發生韌性—脆性變形的特點。②類反映的是在構造變形過程中，石英是以柱面I型滑移的變形機制發生變形的，其運動學指向是(1010)<0001>，這是典型中-高溫(350～450℃)條件下發生韌性變形。③類反映的是在構造變形過程中，石英是以柱面Ⅱ型滑移的變形機制發生變形。因此，石英光軸組構有Z型和B型兩種類型，說明本區有中高溫韌性變形和中低溫環境下的韌-脆性變形兩種方式。早期屬中高溫條件下高應變速率的產物，石英滑移系為柱面(1010)［1210］;晚期為中低溫韌脆性變形環境，滑移系為底面(0001)［1120］。

從上述X射線岩組分析結果，對二透岩的變形特徵可以得出如下認識:

1)二透岩定向組構較明顯，反映岩石總體上經歷比較強烈的韌性-韌脆性變形。

2)從X岩石組構的石英光軸點極密與宏觀構造面理的關系分析，本區韌脆性構造變形過程中，石英具有3種滑移機制，即底面-近底面滑移、柱面I型滑移和柱面Ⅱ型滑移，並以柱面I型滑移和柱面Ⅱ型滑移的變形機制佔有明顯的優勢。

圖4-36 石碌礦區石碌群第六層條帶狀二透岩中石英礦物(1120)晶面極圖

3)從石英的變形機制可以推斷本區以高溫(450～550℃)佔有優勢，其次是韌性變形中-低溫(250～350℃)和中-高溫(350～450℃)韌脆性-韌性變形。其變形物化條件屬於典型長英質糜棱岩形成的變形物化條件(鄭亞東，1985)，所以石碌礦區構造帶的變形溫度可達550℃以上，然後變為300～450℃，按正常溫壓梯度推算其變形深度為10～20km，變形圍壓為0.25～0.50GPa。

4)從定向組構與宏觀構造的關系，結合石英變形機制分析，可以確定本區發生韌性變形的主應變軸方向為NW—SE向或近EW向，運動學特徵是右行張扭性特點、應變式樣是伴有強烈剪切的伸展變形。

(三)石碌群第六層二透岩中透閃石組構

分別在礦區北一鐵礦段280m標高台階剖面(圖4-3)採取了5個樣品、在南六礦段西側剖面(圖4-5)採取了4個樣品，切面產狀可見表4-1，所測礦物及面網為透閃石(310)(圖4-37)。依據圓環帶與構造面理的關系，主要是沿構造面理(S)或平行面理呈完全或不完全的大、小圓環帶;從岩組極密的空間展布與對稱類型上為近水平環帶加極密型。角閃石屬於鏈狀硅酸鹽礦物，從結構上分析，滑移應優先出現在(100)<001>滑移系。但角閃石中塑性變形的最主要形式是(101)<101>機械雙晶。在溫度400～600℃、ε為10^－5/s、圍壓為0.5～1.0GPa、分剪應力超過0.2～0.4GPa的情況下，(101)<101>雙晶化即可發生。但如果晶體取向不適於通過雙晶化而引起變形時，晶體就會以脆性方式破壞;當溫度上升到800℃以上，可以觀察到角閃石的明顯弱化;當溫度為700℃時，強度大於0.7GPa，而當溫度接近1000℃時，強度幾乎下降到0。在二透岩中，透閃石的(310)極圖主要為平行S面的大圓環帶和向NE傾斜的小圓環帶(圖4-37)。這種情況多出現在t=400～600℃、p=0.5～1.0GPa的溫壓條件下(ListerandDavis，1989)。透閃石長柱狀晶體受力後沿(100)和［001］進行平移滑移，偶見雙晶滑移。

(四)石碌群第六層赤鐵礦石中石英組構

分別在礦區北一鐵礦段280m標高台階剖面(圖4-3)採取了2個赤鐵礦樣品、在南六礦段西側剖面(圖4-5)採取了1個赤鐵礦樣品，切面產狀可見表4-1，所測礦物及面網為石英(1120)(圖4-38a，b，c)。X射線石英(1120)極圖表現主環帶近於平行ab面、點極密與c軸接近、並與宏觀面理(S)垂直、但平行於線理L、具單斜對稱特徵，反映了中-低溫韌脆性變形、近底面滑移。但顯微構造觀察，富赤鐵礦石樣品已經歷強烈的塑性變形(圖4-39a)，石英顆粒具異常消光，已出現動態重結晶顆粒，在較強的塑性變形域內石英顆粒呈雪片狀定向排列(圖4-39b);而有些富赤鐵礦石樣品中石英呈板狀晶體、顆粒較大(圖4-39c)，而赤鐵礦具明顯的條帶狀和微片狀構造(圖3-18c、圖4-39d)，但石英晶體內部變形較弱，或僅有弱的波狀消光，沒有動態重結晶等，因而部分樣品中石英定向組構不明顯。在這種情況下應屬於糜棱岩化後又經歷高溫條件下恢復結晶作用(進變質)形成的變晶糜棱岩。

赤鐵礦石3個樣品中有2個樣品YZ08，YZ24方點陣圖呈交叉環帶狀，均為S-B構造岩。繞直立軸環帶內，對於NNW—SSE向或近SN向和NE—SW向構造，二者均出現近a軸極密，屬於極密I型，說明兩次變形運動以近SN向褶斷面和NE—SW向右行走滑及推覆構造面為滑動面，在溫度高於700℃，應變率為10^－5/s條件下，使石英晶格內部在a軸方向上產生柱面滑移，近SN向構造面與對應的主極密並不垂直(圖4-38c)，顯示左旋運動，主極密的顯著程度又顯示以右旋運動佔主導地位。繞水平軸的環帶面與NW向層間滑脫構造面一致，屬於該構造變形產物(圖4-38a)。NE方向表現為分散的主極密，以NE向斷裂構造面作ab面時，主、次極密有較好的斜方對稱，屬石英Ⅱ型極密，為晶內菱面滑移所致;在NNW方向發育的繞水平軸的交叉環帶內，低級別等密線形態以近EW向構造面為對稱面(圖4-38c)，據Schmidt(1981)的優選方位形式與應變圖的關系圖解，近EW向構造變形的應變狀態為:弗林指數0<k<1，變形屬壓扁類型。顯然，各方向構造活動對石英光軸定向產生不同的影響，相對而言，近SN向、NE-SW向構造活動作用更大。YZ08組構圖中還出現有NW向的次極密，表明該處有北西向層間滑脫構造活動起重要作用。

圖4-37 石碌礦區石碌群第六層條帶狀二透岩中透閃石礦物(310)晶面極圖

圖4-38 石碌礦區石碌群第六層赤鐵礦石中石英(1120)和赤鐵礦(1120)、硅化白雲岩中白雲石(1120)和方解石(1120)晶面極圖

圖4-39 石碌礦區北一鐵礦體富鐵礦石顯微構造照片

綜上述，近SN向構造活動總體上對礦區各處石英光軸的定向起重要作用;NW向和近NW向構造活動在YZ08，YZ24組構圖中又表現有所增強，出現主要次極密。結合宏觀構造研究，成礦前，SN向構造活動處於高峰期，故石英光軸極密部方位在接近礦體處的改變為岩體侵入所致;成礦期，NW向和近EW向構造活動的影響由圍岩向近礦體處增強，說明NW向、近EW向層間滑脫構造與成礦作用密切相關。

(五)石碌群第六層赤鐵礦石中赤鐵礦組構

對「四」中赤鐵礦石樣品中赤鐵礦(1120)面網進行了測定和投影(圖4-38d，e，f)。從X射線赤鐵礦(1120)極圖可以看出，其基本上可分為兩類:一是以大圓環帶中含有一個拉長了的極密為特徵(圖4-38d和f)，環帶面的產狀與野外富鐵礦體產狀一致(圖4-40a)。環帶面平行於片狀赤鐵礦構成的片理，代表軸面面理。采樣地質環境是北一向斜南翼靠近軸部的部位，如樣品YZ08取自於北一鐵礦段，取樣處鐵礦體走向NEE—SWW向(圖4-40a)，因而X射線赤鐵礦(1120)極圖為NE—SW向，反映受NW—SE向的主壓應力作用或NE—SW向的伸展作用;而樣品YZ24取自南六礦體，取樣處礦體走向為NNW—SSE(圖4-40b)，與其X射線赤鐵礦(1120)極圖一致，反映的是NEE—SWW向的主壓應力作用或NNW—SSE向的伸展作用。環帶中的極密說明在平行於環帶面中的極密方向還存在拉伸作用，即相當於有限應變橢球體中的λ₁，這個沿環帶方向拉長的極密，推測是一個沿b軸方向拉長了的極密方向，反映在此方向的延伸作用。另一個類型具比較復雜的優選方位類型，以采自北一礦段與YZ08相同礦體的邊部的樣品YZ09為代表，具貧礦性質(見圖4-38e)，受斷層影響，因而赤鐵礦不具明顯優選方位，或者早期形成的優選方位遭受到後期疊加的不同方式、方向變形的破壞。因此，第一類型極圖定向組構清楚，且是「S」形的，即赤鐵礦光軸點極密接近或平行於S面理，也平行於a線理L或b軸。這種組構類型反映赤鐵礦以柱面滑移為主的變形機制發生變形，代表中高溫條件下的韌性變形。據此，我們初步認為強烈的剪切變形能使成礦物質在空間上產生新的調整，礦床因而得到了變富加厚。冷盛強和李佩蘭(1979)在高溫、單軸外壓實驗中也發現，凡是在壓力超過1200×10⁵Pa、溫度達到450℃時以上的樣品中，都有部分鮞狀赤鐵礦發生塑性變形，並同時轉變為鱗片狀赤鐵礦，鱗片的展布方向與壓力軸垂直。

赤鐵礦屬於三方晶系礦物，常見單形有平行雙面c(0001)、六方柱(1120)、菱面體γ(1011)、μ(1014)、e(0112)、六方雙錐n(2243)，在5.3MPa的氧壓下其熔融溫度為1572℃±5℃(Crouch et al.，1971)。Hennig-Michaeli(1977)、Hennig-Michaeli and Siemes(1982)對采自瑞典的Malmberget露天礦的粗粒赤鐵礦礦石進行過三軸變形實驗，發現具有強雙晶化的顆粒中，主晶的c軸都是趨於與σ₁軸平行排列、雙晶的c軸趨於與σ₁軸垂直;而基本上沒有雙晶化的赤鐵礦顆粒中，c軸與σ₁的方向成高角度分布。他們還同時證實，低溫下主要的變形機制是γ面和c面的變形雙晶滑移;在200℃時，產生<1120>(1010)柱面滑移;隨溫度的升高，底面雙晶滑移的應力值增大，而菱面γ雙晶滑移應力和柱面α滑移的臨界剪切應力τ_c卻反而減小;在600℃以上，棱面{a}<m>雙晶滑移是優先滑移系統，而γ晶面生長是次要的;當溫度大於800℃時，基底滑移(c)<a>變得更重要;但當溫度在900℃以上時，復原和重結晶開始，更高溫下，有擴散流動現象發生。Rosière et al.(2001)通過結構和微構造分析並與變形實驗結果對比後認為，赤鐵礦礦石的變形有三個主要機制:即基底滑移(basal slip)、擴散流動(diffusion process)和各向異性的顆粒增長(anisotropic grain growth)，但構造後重結晶和次生顆粒增生並不影響先前變形階段所形成的結構;低溫時，發展{100}和(001)晶面最大優選方位，而溫度從800℃開始，(001)晶面最大優選方位的發展是主要的。Siemes et al.(2003、2004、2008)則對多晶赤鐵礦石在溫度於600～1100℃、壓力於300～400MPa、應變速度在(10^－4～10^－6)/s的不同條件下進一步進行了一系列三軸變形實驗。他們的實驗結果表明:在溫度小於或等於800℃時，原先呈鋸齒狀顆粒邊界的赤鐵礦石逐漸變成葉片狀邊界，而γ雙晶數量減少;動力重結晶溫度高於800℃，而在溫度大於或等900℃時，在具有粒度達150μm的赤鐵礦石中有海綿狀結構出現;同時，當壓力平行於面理時，優選方位(結構)也發生顯著的變化:①溫度低於800℃時，由於{a}<m>面滑移，一個{300}最大晶面發生;②溫度在800℃和900℃之間時，可能由於(c)<a>面滑移，一個最大c軸產生;③當溫度大於或等於1000℃，可能由於增強的擴散流動，原始結構則優先保留，但具更低的密度。此外，他們的實驗結果還表明，當壓應力垂直面理時，原始結構僅有很小的改變。可見，顆粒方位、顆粒內部結構與壓縮方位和溫度之間存在密切的關系。然而，Pires(1995)對巴西Minas Gerais地區位於高應變域的Brucutu礦區內赤鐵礦石研究認為，這些變形的礦石形成溫度嚴格限於300～600℃之間，Rosière et al.(2001)認為可能是水解減弱的結果。

圖4 -40 石碌礦區石碌群赤鐵礦礦體和賦礦圍岩組構圖也)北一礦體280 台階剖面(詳見圖4-3b); (b)南六礦體剖面餅見圖4-5b)L 和s 分別代表線理和片理; Sc 和Ss 代表S-C 組構

構造變形與變質條帶狀鐵建造(BIF)中富鐵礦的富集關系(如巴西Quadrilátero Ferrífero地區富赤鐵礦省)長期困惑著地質學家們(Rosière et al.，2001)，主要是由於未能將赤鐵礦內部顯微構造分析與區域構造變形有機結合起來，以正確理解其變形機制。事實上，構造變形和變質過程中，將會導致氧化條件、並引起赤鐵礦含量的增加，以及結晶優選方位(CPO:Crystallographic Preferred Orientation)的發育，條帶狀鐵建造的柔性化則強烈地受到變形過程中因溫度、壓力、應變速度和流體含量的改變導致赤鐵礦結晶優選方位的發展的影響，而赤鐵礦的結構不僅與晶體塑性變形有關，而且與替代磁鐵礦後的板狀鏡鐵礦的同構造變形增長有關(Lagoeiro，1998;Rosière et al.，2001;Siemes et al.，2003)。根據石碌礦區赤鐵礦顯微組構觀察，結合上述岩石組構分析，進一步反映出石碌富鐵礦體是受構造應力控制的變形體，最可能的形成因素是在定向剪切應力和高溫控制下，具特徵結晶方位和形體特徵的赤鐵礦集合晶出、變形和重結晶效應。這個過程不僅對礦石結構構造的形成起控製作用，也使石碌鐵礦在初始貧富分布的基礎上，進一步分異富集，並成為赤鐵礦多晶集合體發育為強優選方位的主導因素。

(六)石碌群第六層其他岩石礦物組構

在礦區北一鐵礦段280m標高台階剖面採取了1個白雲岩樣品(詳見圖4-3b)，切面產狀可見表4-1，所測礦物及面網分別為白雲石(1120)、方解石(1120)。白雲石屬三方晶系，具有<1011>三組完全解理，常見f(0221)，雙晶滑移和平移滑移，其X射線(1120)極圖表現裂開式環帶(圖4-38g)，環帶中又顯示極密和次極密，為R+S型復合組構、三斜對稱。該白雲岩顯示條帶狀構造特徵，因此，它們是在構造動力作用下形成的相變。

方解石X射線(1120)極圖表現平行切面的大圓環帶(圖4-38h)，環帶軸與葉理面和顆粒拉伸方向b軸基本一致，但可能屬軸對稱引張作用結果。

⑥ 　沉積盆地流體-岩石相互作用研究方法和手段

在盆地沉積物埋藏後所經歷的成岩過程中，會發生復雜的微生物、有機質、水、岩之間的相互作用過程。若烴類發生侵位，還涉及烴類參與的反應。傳統上往往將它們單獨地分別研究。流體-岩石相互作用研究力圖將烴源岩、儲集岩礦物和孔隙流體（油、氣、水）及其中的微生物作為一個完整的地球化學系統來研究其相互作用，這就要求進行沉積學、水文地質學、同位素地球化學、微生物學等多學科交叉研究，將地質觀察、實驗模擬、計算機模擬結合在一起，解決一些單一學科的問題。下面介紹實驗地球化學測試、實驗室模擬、熱力學理論計算等方面的研究方法。計算機軟體模擬將專門分章討論。

一、實驗地球化學測試

沉積盆地流體-岩石相互作用研究需要對儲層中油、氣、水、岩進行全面的分析。所分析的項目及數量取決於研究的內容和目標，不能一概而論。

1.分析測試內容

岩石分析岩石的礦物成分、化學組成和儲層物性；碳酸鹽膠結物的碳、氧、鍶同位素組成；硫酸鹽和硫化物的產狀、礦物習性、硫同位素組成；粘土礦物的X射線衍射分析和氧同位素分析。

流體包裹體分析流體包裹體包括液相和氣相包裹體，液相又包括水相和烴類。均一化溫度是各類流體包裹體常分析的內容，用以確定膠結物形成時期、油氣注入時間。對於水相包裹體，需測定Na、K、Ca、Cl組成及鹽度，用激光拉曼光譜測定溶解的CH₄、H₂S、CO₂氣體質量分數，H₂S硫同位素和CO₂的碳同位素。對烴類包裹體則可進行全烴色譜分析，以確定是否發生蝕變。

油田水分析用毛細管等速電泳或高效液相色譜（HPLC）分析有機酸中甲酸、乙酸、丙酸、丁酸、苯甲酸等的濃度及總量。利用等離子發射光譜（ICP）分析微量元素K、Sr、Mn、Al、Fe、Zn、B、Li、Cs、Cd等。用鉬-硅法分析其中二氧化硅的含量。用質譜儀分析碳、氫、氧、硫、鍶、硼的同位素組成。

烴類分析分析稠油或瀝青的物性和族組成、氣相色譜特徵、生物標志物和硫同位素，並與正常原油對比，以研究其成因機制。分析伴生氣的氣體組分和碳、硫同位素。

2.分析測試技術

國內眾多的實驗室已建立起了成熟的方法，來分析上述岩石學、流體包裹體及烴類分析的項目。唯粘土礦物（高嶺石、蒙脫石和伊利石）的氧同位素分析國內尚未開展，但國外已有報道。油田水有機組分、微量元素及同位素分析，尚未為人熟知，有必要簡要介紹。

1）有機酸分析技術

（1）等速電泳法（ITP）該法採用在中空的毛細管內進行恆流電泳的獨特的分離分析方法。油水樣經水相蒸發預處理，除去大量無機鹽類後，即可直接進樣進行有機酸分離。所用儀器為瑞典LKB-2127等速電泳儀及島津IP-2A型等速電泳儀，檢測器為電導檢測器、紫外檢測器及電位梯度檢測器，配以200mm×0.5mm聚四氟乙烯毛細管（LKB-2127）及50cm×1mm、100cm×0.5mm兩級聚四氟乙烯毛細管（IP-2A）。採用電解質溶液及尾隨電解質溶液分別為組氨酸鹽＋組氨酸溶液及2-N嗎啉代乙磺酸溶液，或為HCl＋β-丙氨酸溶液及正己酸溶液。水相蒸發處理過程為：取水樣低溫蒸發，調至酸性，然後以丙酮洗滌過濾，再調節至鹼性，濃縮定容。方法的回收率及相對標准偏差分別為96%～105%和2.4%～7.6%。

（2）區帶電泳法（CZE）由於油田水中Cl^-干擾測定結果，等速電泳法需對樣品進行水相蒸發預處理，採用區帶電泳法則避免了上述預處理。所用儀器為惠普HP3PCE高效毛細管電泳儀，毛細管為50cm×50μm內徑熔融石英毛細管（有效長度48.5cm），檢測器為二極體陣列檢測器。電解質體系為：①鄰苯二甲酸氫鉀＋十六烷基三甲基溴化銨，pH=6.0；②3,5-二硝基苯甲酸＋十六烷基三甲基溴化銨＋5%甲醇，pH=9.0。檢測波長為254nm及210nm，間接檢測，壓力樣進，油田水樣過濾後，即可直接進樣進行有機酸分離。方法的相對標准偏差為1.1%～3.5%。

（3）毛細管氣相色譜法（GC）利用AT1000大口徑極性毛細管柱，對油田水中C₂—C₅一元羧酸進行分離分析。對油田水以水相蒸發除去大量無機鹽類後，經濃縮再直接進樣，無需酸化和萃取。方法回收率和相對標准偏差分別為79.6%～100%及1.9%～6.4%。

2）同步輻射X射線熒光分析

利用北京正負電子對撞機國家實驗室同步輻射裝置，在專用模式下進行工作。實驗測試時，樣品受同步輻射X射線激發，發生電離，被電離的原子產生次級特徵X射線。每種元素有其固有的特徵X射線能量及相應的特徵波長，用Si（Li）探測器測定這些特徵X射線的能量可判斷元素的類別；根據測得的待測元素的特徵X射線熒光計數與相同實驗條件下標樣所測的該元素的計數比較，可得出元素的含量。

由於同步輻射具有高亮度、高準直、線偏振及寬頻可調等優異特性，因而用於樣品的微量元素分析時靈敏度高，對制樣要求簡單，可在保持樣品原始狀態下進行測定，並能在相同的實驗條件下同時測定一個油田水樣品中的20多種微量元素，檢測下限可達10^-6量級。

3）δD、δ¹⁸O、δ³⁴S和⁸⁷Sr/⁸⁶Sr的測定

δD的測試採用的是高純鋅（Zn）還原法，即將2μL水樣在390℃下經過鋅還原出氫氣，然後用MAT251質譜儀測定氫氣的D/H值。δ¹⁸O的測量採用CO₂-H₂O平衡法，即將一定量的CO₂高純鋼瓶二氧化碳與2mL水樣平衡，用MAT251型質譜儀測定平衡後CO₂的¹⁸O/¹⁶O。δD、δ¹⁸O測試結果均以SMOW（標准平均大洋水）為標准給出，其標准偏差分別為1‰～2‰和0.20‰～0.30‰。

δ³⁴S硫化物硫同位素分析方法是，將硫化物與一定比例CuO混合，在1100℃下真空燃燒制備純的SO₂氣體。硫酸鹽、自然硫或岩石中微量硫，均採用埃斯卡試劑處理，轉化為氧同位素基本純的硫酸鋇。制樣時，稱取一定量的BaSO₄、V₂O₅、SiO₂（比例為1∶3.5∶3.5），混合均勻後放入瓷瓶內，並在其上覆蓋一層銅絲，在980℃的真空熱解下，制備純的SO₂氣，然後用MAT251型質譜計測定³⁴S/³²S值。δ³⁴S值以CDT（為迪亞布洛峽谷隕石中的隕硫鐵）標准給出。其標准偏差為±0.10‰～0.30‰。

⁸⁷Sr/⁸⁶Sr測定方法是，取一定量地層水，用超純HCl酸化，經過標准離子交換技術分離後，在MTA261型多接收器質譜儀上進行測定。溶解碳酸鹽全岩、膠結物是用超純的HCl，溶解頁岩採用超純HF和HClO₄試劑。分析精度0.00003～0.00007。其中，地層水樣來自中途測試或完井測試。但是，這類樣品不可能有足夠的采樣覆蓋面，尤其在井內更是如此。最有效的彌補方法是使用岩心樣品，這就涉及岩心的保護及其水的離心分離。在應用了低浸染取心技術（即最大限度地減少泥漿對水的污染）以後，這種方法非常實用。還有一種是RSA法，即殘余鹽分析法。在實驗室中用超純水浸濾未經保護的常規岩心，以溶解孔隙中的鹽。這種鹽是岩心在儲藏期間從蒸發的地層水中沉澱出來的。由於不可能浸濾出100%的鹽類物質，所以浸濾出的鹽不保留原始地層水總體化學性質。但是通過對RSA法的有效性嚴格檢驗後，發現鍶同位素⁸⁷Sr/⁸⁶Sr比值卻不受影響。在取樣過程中必須避免在岩心邊緣、裂隙面和含有高滲透性岩石的部位取樣，篩去具有污染特徵的數據（取決於滲透性與⁸⁷Sr/⁸⁶Sr之間的關系），還要沿一些岩樣的半徑方向測定RSA法的數據特徵，以此來校驗岩心中央未被污染水的穩定比值。與多種鑽井泥漿滲透液相比，地層水中的高Sr含量意味著水中⁸⁷Sr/⁸⁶Sr比對污染作用相對地不太敏感。比較而言，地層水的⁸⁷Sr/⁸⁶Sr比值為0.705～0.730，砂岩中礦物的⁸⁷Sr/⁸⁶Sr比值變化范圍更大：斜長石或碳酸鹽小於0.710，鉀長石大於0.730，而雲母大於0.800。可見，用RSA法可以將油田水⁸⁷Sr/⁸⁶Sr比值十分精確地測定出來（Smalley,1987）。

二、實驗室模擬

模擬實驗是在實驗室中通過控制實驗條件來模擬自然條件下流體-岩石相互作用的過程。模擬實驗包括動力學和熱力學兩種模擬方法。中國地質科學院張榮華研究員一直在模擬研究開放體系中方解石、螢石等礦物-水的反應動力學。而沉積盆地水-岩反應更常發生在半封閉-半開放體系中。模擬的內容包括：有機酸、CO₂的生成；有機組分（原油、有機酸等）參與的水-岩相互作用；金屬有機配位化合物穩定性的實驗測量等。常用的模擬實驗方法是流動或動態實驗裝置（Barth等，1988；楊俊傑等，1995）。該方法是將反應溶液從一端注入，並在控制的溫度、流速下與反應容器中塗有環氧樹脂的岩心發生作用。反應溶液可以是各種合成地層水，可含有機酸或原油。在不同的持續時間里從另一端收集反應後的溶液，觀測水化學的變化。另一方法採用間歇反應器（靜態裝置），反應容器可用不銹鋼、鈦製成。採集並分析經不同時間反應後的溶液，對比實驗前後岩石的顯微特徵、物性或原油性質的變化，以達到模擬研究流體-岩石相互作用的目的。

三、熱力學理論計算

熱力學理論計算方法是運用熱力學定律，對地球化學反應和過程進行理論計算來推斷和解釋各種地球化學現象（梅廉夫等，1994），可為實驗結果的延拓、解釋和檢驗提供理論依據。倪師軍等（1993）根據流體包裹體溫度、壓力、成分及E_h-pH值，計算了成岩流體與礦物相互作用的趨勢。而自由能更廣泛應用於化學反應趨勢的預測上。McBride（1987）、羅明高（1995）以反應的自由能模擬計算了成岩作用的序列；Meshri（1990）對比研究了碳酸和有機酸的熱力學反應能力，計算了碳酸鹽礦物方解石和鋁硅酸鹽礦物長石的溶解趨勢和向粘土礦物轉化趨勢。Giles（1990）利用質量傳遞方程研究了礦物溶解-沉澱、離子遷移能力對次生孔隙和總孔隙度變化的影響。可見，熱力學理論計算已用於地質現象的解釋和預測上，是計算機軟體模擬的基礎。但相對而言，考慮的因素較為單一。

⑦ 岩石力學數值模擬方法有哪些，試評述岩石力學研究中常用的數值分析軟體

幾乎所有的數值方法都可以用岩石力學上，解決某些具體問題可能某些數值方法更有優勢。FLAC，ABAQUS等，太多了。

⑧ 岩石粒度 分析方法主要有哪3樣

排除用先進儀器測定的話，一般有三種方法：篩析法、沉速（降）法和鏡下薄片鑒定法。
一般對易於分解離開的岩石（如碎屑岩），通常採用篩析法和沉速法；對固結較緊且又不易解離的岩石，通常採用薄片鑒定法；而對粗大的礫石通常直接測量。

⑨ 岩石化學成分分析

一、全岩化學成分分析

在采樣點xj2,xj5,xj11上的樣品中各挑選了一些樣品共14個糜棱岩及其原岩進行了全岩化學成分分析,結果如表4-4所示。 從表中可以看出,在采樣點xj2和xj5上,各自幾個糜棱岩樣品的化學成分是比較接近的,其原岩(分別為花崗岩和片岩)的成分也相近。 為便於比較,取其平均值。 但在采樣點xj11上,兩個糜棱岩樣品的成分相差較大,說明其中一個糜棱岩樣品的原岩可能不是xj11-10花崗岩。 參考xj2的數值,取xj11 -9糜棱岩樣品的化學成分,與其他兩個采樣點的成分平均值一起列在表4-5中。 為使成分對比更直觀,我們作了成分對比直方圖(圖4-8至圖4-10)。 圖4-8和圖4-10都是花崗岩與糜棱岩的成分對比,它們有相同之處,也有一定差別。 相同之處在於,糜棱岩中的SiO2含量都比花崗岩高,而Al₂O₃,FeO,CaO,TiO的含量都略低;最明顯的不同之處在於xj2采樣點糜棱岩中的K₂O含量比花崗岩低,而Na₂O含量則高,xj11采樣點糜棱岩中K₂O含量比花崗岩高,Na₂O含量基本相同。 從圖4-9的片岩與糜棱岩的成分對比可以看出,SiO₂,CaO,Na₂O的含量糜棱岩比片岩低,其他成分則高。

表4-4 糜棱岩及其圍岩全岩化學分析結果(常量元素%)

表4-4(續1) 糜棱岩及其圍岩全岩化學分析結果(微量元素w_B/10^-6)

表4-4(續2) 糜棱岩及其圍岩全岩化學分析結果(微量元素w_B/%)

表4-5 糜棱岩及其圍岩全岩化學分析結果平均值對比(常量元素w_B/%)

圖4-8 采樣點xj2花崗岩與糜棱岩平均全岩化學成分對比

圖4-9 采樣點xj5片岩與糜棱岩平均全岩化學成分對比

圖4-10 采樣點xj11花崗岩與糜棱岩平均全岩化學成分對比

二、長石成分電子探針分析

在進行全岩化學成分分析的上述3個采樣點的樣品中挑選了47個鉀長石和斜長石晶粒,用電子探針方法測定了其化學成分,其結果表示在表4-6中。 從表中可以看出,在各個剖面上,同類岩性樣品的同種礦物的成分還是很接近的,有的是相差無幾。 我們取其平均值,將結果表示在表4-7中。 為便於對比作了直方圖,圖4-11至圖4-14為各類長石平均含量對比圖。 采樣點xj2糜棱岩中的鉀長石與花崗岩中的鉀長石相比,其Ab,Or,An和鎂鐵比沒有明顯差別(圖4-11),而兩種岩石的斜長石成分對比表明,Or和An則明顯減少(圖4-12);采樣點xj5糜棱岩與片岩中斜長石成分相比,其中的Ab,Or, An含量幾乎沒有差別(圖4-13);

表4-6 糜棱岩及其圍岩中長石化學成分電子探針分析結果對比(w_B/%)

續表

續表

表4-7 糜棱岩及其圍岩中長石化學成分電子探針分析結果平均值對比(w_B/%)

圖4-11 采樣點xj2花崗岩與糜棱岩中鉀長石平均成分對比

圖4-12 采樣點xj2花崗岩與糜棱岩中斜長石平均成分對比

圖4-13 采樣點xj5片岩與糜棱岩中斜長石平均成分對比

圖4-14 采樣點xj11花崗岩與糜棱岩中斜長石平均成分對比

采樣點xj11糜棱岩與花崗岩斜長石成分相比,Ab增加,An減少,Or基本一樣(圖4-14)。

再對比其化學成分。 因為其次要成分相差甚微,為簡化圖形只取其主要成分,所作直方圖表示在圖4-15至圖4-18中。 糜棱岩與花崗岩相比,xj2鉀長石的主要化學成分幾乎一樣(圖4-15);xj2斜長石,CaO和K₂O的含量降低,其他成分基本一樣(圖4-16);xj5斜長石的主要成分基本一樣(圖4-17);xj11斜長石的Al₂O₃和CaO的含量減少,SiO₂和Na₂O的含量增加(圖4-18)。 與礦物成分的對比結果是一致的。

圖4-15 采樣點xj2花崗岩與糜棱岩中鉀長石主要化學成分平均值對比

圖4-16 采樣點xj2花崗岩與糜棱岩中斜長石主要化學成分平均值對比

圖4-17 采樣點xj5花崗岩與糜棱岩中斜長石主要化學成分平均值對比

圖4-18 采樣點xj11花崗岩與糜棱岩中斜長石主要化學成分平均值對比

⑩ 岩石邊坡穩定性分析和土質邊坡穩定性分析方法是一樣的嗎

他們的分析方法不一樣，但是原理是一樣的，岩石邊邊坡穩定性與土質邊緣穩定性兩者之間存在著區別，因為其質地不一樣，還有其穩定性差異懸殊