碳酸岩石檢測方法

『壹』 碳酸鈣檢測方法

碳酸鈣檢測方法：加鹽酸後生成能使帶火星木條熄滅的氣體即為碳酸鈣。
碳酸鈣（不可溶）+鹽酸→氯化鈣（可溶）+碳酸→碳酸不穩定，會分解為水+二氧化碳（氣泡）
PS:為鑒定放出氣體是二氧化碳，可在試管口放置帶火星的木條。木條熄滅說明放出的是二氧化碳。
碳酸鈣是一種無機化合物，俗稱：灰石、石灰石、石粉、大理石等。主要成分：方解石，是一種化合物，化學式是CaCO₃，呈中性，基本上不溶於水，溶於鹽酸。它是地球上常見物質，存在於霰石、方解石、白堊、石灰岩、大理石、石灰華等岩石內，亦為動物骨骼或外殼的主要成分。碳酸鈣是重要的建築材料，工業上用途甚廣。碳酸鈣是由鈣離子和碳酸根離子結合生成的，所以既是鈣鹽也是碳酸鹽。

『貳』 碳酸岩的岩石地球化學特徵

白雲鄂博碳酸岩岩牆代表性樣品的球粒隕石標准化REE分布型式圖解（球粒隕石標准化數據引自Boynton,1984； 樣品90/39,90/43,90/44,90/48為碳酸岩； 90/49，90/51為霓長岩）
分析方法：每個樣品精心挑選500 g小碎塊，用蒸餾水清洗干凈，用烘箱（100 ℃）烘乾。將樣品碎塊置於瑪瑙球磨內粉碎至200目以下。全岩分析在英國Leicester大學地質系用Philips PW 1400 X熒光光譜儀測量，用熔片法測量主要元素（用銠管測定），壓片法測量微量元素，用銠管測定Ni,Zn,Rb,Sr,Y,Zr,Nb和Th，用鎢管測量Sc,V,Cr,Cu,Ba,La,Ce和Nd。為了使微量元素在儀器分析范圍之內，將樣品與光譜純SiO2按照1∶1的比例進行稀釋。樣品的稀土元素分析也在Leicester大學地質系利用等離子光譜儀測定，對原始ICP數據進行Ba,Sr,Ca,Fe和Zr譜線疊加校正。
稀土元素：碳酸岩全岩樣品的REE含量高，變化范圍大，介於1.45%～19.92%，平均為8.36%（質量分數），業已構成REE富礦石。球粒隕石標准化REE分布型式呈現LREE強烈富集，無Eu異常，與世界其他地區碳酸岩的REE分布形成一致。NLa/Yb比值介於139～1776，平均為814，說明碳酸岩的輕稀土與重稀土元素之間發生了極度分餾。此外，不同樣品的稀土元素含量相差近14倍，預示碳酸岩岩牆內REE分布極不均勻。這與岩石薄片觀察所發現的氟碳鈰礦等稀土礦物局部高度集中（可達15%～20%（體積分數））的結果吻合。此外，方解石雖然富含Sr和Mn，表現為典型的火成碳酸岩的特徵，但是其REE含量多在電子探針的檢測限以下，預示REE主要賦存在氟碳鈰礦等稀土礦物之中。
白雲鄂博碳酸岩岩牆代表性樣品的原始地幔標准化微量元素蜘蛛圖解（原始地幔標准化數據引自Wood等，1979； 樣品90/39,90/42,90/43,90/44,90/45,90/52,93/149為碳酸岩； 90/40,90/46/90/55,90/56為霓長岩）
微量元素：XRF分析結果如表2所示。原始地幔標准化的碳酸岩微量元素蜘蛛圖解表明，碳酸岩富含Ba,Th,LREE和Sr，變化多端的Nb和P，以及較低的Rb,K和Ti，Zr雖然含量較低，但是異常並不顯著。這種微量元素蜘蛛圖與常見的細粒方解石碳酸岩完全一致。值得指出的是，它們與白雲鄂博REE-Nb-Fe礦床的細粒賦礦白雲石大理岩（H8f）的微量元素蜘蛛圖幾乎重疊。全岩Sm-Nd同位素測年結果表明，碳酸岩岩牆形成年齡t=1223±65(2σ） Ma,INd=0.510926±35(2σ），εNd(t)=-2.63±0.68。這在誤差范圍內，與白雲鄂博稀土礦石的Sm-Nd等時年齡一致，其初始143Nd/144Nd比值也十分接近。
與正常沉積石英砂岩相比，霓長岩的SiO2含量降低，Na2O和Fe2O3顯著升高，說明霓長岩化作用帶入了Na和Fe，帶出了Si。此外，霓長岩的微量元素蜘蛛圖解顯示了較高的Rb,K和Zr，保留了一般沉積石英砂岩的特徵； 但是，Ba,La,Ce,Nd,Sr明顯呈現富集，這是碳酸岩岩牆引起的圍岩霓長岩化疊加作用的特徵。從形成時間上看，霓長岩與碳酸岩是同時的，或者略晚一些。所以，用霓長岩和碳酸岩作為全岩Sm-Nd同位素測年樣品所獲得的結果是可靠的。

『叄』 碳酸鹽岩侵蝕試塊的安放和測定

本研究在1號和2號泉的泉口、泉水流過的中游3號點以及下遊河4號點（圖19.1、圖19.2）水中分別安放了灰岩（細晶結構）和白雲岩（粗晶結構）試塊（圖19.3）。它們分別取自廣西陽朔白沙融縣組和柳城大埔組。其化學成分如表19.1。

圖19.3 統一製作的碳酸鹽岩試塊

尺寸：長×寬×厚=25cm×15cm×5cm

碳酸鹽岩侵蝕速率的測定使用從澳大利亞進口的微侵蝕計。微侵蝕計是一種直接測定岩石表面相對高度的裝置。它由固定的不銹鋼基座、活動的不銹鋼基架和數字式微尺三部分組成（圖19.4）。首先，相對於固定的不銹鋼基座，數字式微尺被校正至0值。然後，將其固定至若測定的碳酸鹽岩試塊基座部位（該部位由3個成三角形排列的不銹鋼螺帽組成，試驗前已鑲嵌固定在大小為25cm×15cm×5cm的碳酸鹽岩試塊（圖19.3）上），並記錄下侵蝕前岩石表面相對高度的初始讀數。本研究使用的澳大利亞特製的微侵蝕計在岩塊上每次測量時可以5×10的網格點讀取50個數據，測量精度可達0.01mm，標准誤差小於1%。碳酸鹽岩塊放入水中一定時間（考慮到微侵蝕計的測定精度和侵蝕速率的大小范圍等，本研究中外源水中的測定間隔設為一個季度）後取出，微侵蝕計相對於原固定的不銹鋼基座被再次校正至0值，並再次將其固定至若測定的侵蝕後的碳酸鹽岩塊基座部位，記錄下岩石表面相對高度的終了讀數，那麼，終了讀數與初始讀數之差即為試驗期間碳酸鹽岩的侵蝕深度（速率）。

表19.1 白雲岩和灰岩試塊地球化學成分特徵（w_B/%）

圖19.4 澳大利亞產微侵蝕計

『肆』 如何檢驗岩石中的物質

最簡單的鑒別方法：加入HCL，將生成的氣體通入澄清石灰水中，石灰水變渾濁，說明主要成分是CACO3

『伍』 碳酸鹽岩中瀝青反射率的測定及其在確定成熟度中的應用

張學軍李佩珍張林曄

參加課題研究的還有劉慶、陳致林、黎萍、王麗華、黃蓉等.

摘要次生固體瀝青是碳酸鹽岩中最常見的顯微組分。本文利用全岩光片與乾酪根光片相結合的方法，對碳酸鹽岩的顯微組分進行分析，並對其中的固體瀝青反射率進行測定，建立了次生固體瀝青反射率與鏡質體反射率之間的關系，為碳酸鹽岩成熟度的確定提供了一個良好的參數。

關鍵詞碳酸鹽岩成熟度瀝青反射率顯微組分

一、引言

熱演化程度是評價烴源岩生烴條件的重要因素之一。目前使用較多的熱演化指標是鏡質體反射率和分子化石生物標志物的異構化參數。高等植物的真正出現是從泥盆紀以後，泥盆紀以前的中新元古界和下古生界不存在鏡質體，鏡質體反射率指標在這些地層中無法應用；另外中新元古界和下古生界地層演化程度普遍較高，生物標志物對應異構體一般達到終點，使分子有機地球化學的成熟度指標在這些地層中亦失去了有效性^[1,2]。國內外石油地質工作者為尋找可靠的成熟度標志進行了長期的努力與探索^[3～7]，至今尚未解決。

本文從碳酸鹽岩的研究碳酸鹽岩的實驗室分析方法入手，對瀝青的特徵、成因、反射率方法以及與可溶有機質的生物標志化合物等指標的關系進行了研究，確定了它們在判斷成熟度中的作用。

二、碳酸鹽岩分析測試方法

1.乾酪根處理方法的改進

由於碳酸鹽岩有機質含量普遍偏低，進行有機質性質研究非常困難。我國的碳酸鹽岩由於成熟度普遍較高，其中顯微組分多已降解為非常細小微粒體，在乾酪根處理過程中由於碳酸鹽礦物與鹽酸反應十分劇烈，常規的處理方法極易造成有機質的流失。在研究中，通過改進乾酪根處理程序和重液分離方式，使其在處理過程中的流失大大降低，乾酪根的獲取率有了極大的提高，由改進前的30%提高到90%以上。

2.乾酪根光片制備方法的改進

乾酪根樣品在進行光性測定之前，首先要進行光片制備。光片制備質量的好壞直接影響到測定值的准確性與可靠性。在碳酸鹽岩中由於有機碳含量低，制備出的乾酪根純度一般也較低，且光片中光性相似的顯微組分較多（固體瀝青、動物有機碎屑、鏡狀體等），組分的辨認與鑒定難度增大。因此，在研究中對乾酪根光片的制備方法進行了改進，即把乾酪根先進行氯仿浸泡，洗去其中的可溶組分，然後在載玻片上直接用502膠固結的製片方法。這樣制備的光片既能有效進行熒光測定，又使其中的顯微組分最大可能的富集，提高了測量和鑒定的准確度。

該方法有效的改變了碳酸鹽岩中顯微組分難於對比和測定的問題，使瀝青反射率和海相鏡質體反射率的測定成為可能。

3.全岩光片鑒定方法

全岩光片分析方法是在常規有機岩石學和孢粉學基礎上發展起來的。它與常規有機岩石學相比具有能夠保持顯微組分原始產狀的特點，根據其原始產狀可以正確的區分固體瀝青、鏡狀體及動物有機碎屑等反光下光性特徵非常相似的組分，對碳酸鹽岩的有機顯微組分鑒定、分類及測定起了不可替代的作用。

三、碳酸鹽岩顯微組分分類與組成

1.碳酸鹽岩顯微組分分類

進行顯微組分分類應充分考慮組分的來源和鏡下特徵。對於碳酸鹽岩，首先應考慮顯微組分之間的成因聯系，使各顯微組分之間形成一套以生源、生物先質的轉化作用和演化階段等成因要素為聯系的完整系統；其次應將光學顯微鏡下不同相態、賦存特徵及成因的有機質都納入分類，使其較全面的反映碳酸鹽岩的顯微組分組成。分類還應強調碳酸鹽岩顯微組分的特殊性，包括碳酸鹽岩中較常見的動物有機碎屑、次生組分、包裹體有機質及海洋腐殖化作用形成的海相鏡質體等顯微組分，以揭示其不同於陸相烴源岩及碎屑岩的鮮明特徵，研究過程中以實用性、全面性、系統性為原則，並參考前人的研究成果^[8～10]，採用了表1所示的方案。

2.碳酸鹽岩顯微組分組成

傳統有機岩石學認為碳酸鹽岩有機質豐度低，顯微組分種類單調。通過對和田探區石炭—二疊系、勝利油區下古生界寒武—奧陶系多塊樣品的分析鑒定，發現碳酸岩鹽中顯微組分的種類非常豐富，只是在不同地區、層段，顯微組分組成差異很大（表1）。

和田探區顯微組分呈明顯的陸相和海相混源特徵。海相原生組分大部分為腐泥無定形體，其鏡下呈黃色、淺黃色和褐黃色的絮狀物，主要來自於浮游藻類，有的仍保存有藻殘體結構。由於藻類體在沉積成岩過程中遭受降解的程度不同，往往呈現深淺不一的黃色熒光，保存較好的熒光呈亮黃色。這種熒光特徵不僅表明沉積時藻類已遭受一定程度的降解，還表明沉積時的底水並非嚴格的強還原條件。在薄片中還可見到一定量的大型底棲宏觀藻類，如海松藻等（主要是綠藻類），熒光為褐色或無熒光。此外可見部分保存完好的動物碎屑，其有機質內襯膜仍清晰可辨，呈現淺黃色。本區源自陸源的有機顯微組分也具有較高的含量，以鏡質體和惰質體含量為最高，二者均可見到明顯的高等植物體的結構，而生烴能力較強的顯微組分則以角質體、孢粉體為主，前者熒光色往往呈褐黃色和黃色，後者則多呈黃色到亮黃色。這種乾酪根母源表現出的典型的混源成因，反映了沉積環境中陸源有機質貢獻較大。

勝利油區下古生界碳酸鹽岩則不含陸生植物來源的顯微組分，個別樣品中偶爾可見來自於較古老地層的再循環組分，大部分樣品以含內源組分和次生組分為主。在成熟度低的樣品中（大古22井）含有較多的水生疑源類有機質和無定形，熒光下呈黃至暗黃色，透光下為淺黃色。在成熟度偏高的樣品中，原生顯微組分大多已完全降解為貧氫次生組分，透光下主要可見黑色微粒狀無定形（微粒體），全岩光片中由於微粒體多充填於無機礦物之中而難於鑒定，主要可見的組分為次生瀝青體。

表1碳酸鹽岩顯微組分分類及組成表

由此可見，不同地區和層段之間顯微組分差異很大。因此，在判斷碳酸岩鹽成熟度時應針對其顯微組分特點採用不同的方法。本次研究針對勝利油區下古生界和和田探區碳酸鹽岩的特點，對固體次生瀝青和海相鏡質體的光性特徵進行了重點研究。

四、瀝青反射率測定

由上述分析可以看出，海相烴源岩中的固體瀝青含量多、分布廣，且其光性變化大，一般粒徑也較大，便於進行光性測定。因此，通過測定瀝青的反射率值並建立它與鏡質體反射率的關系，是解決缺乏鏡質體的海相烴源岩，特別是早古生代海相烴源岩的成熟度的有效方法之一。

但是，瀝青反射率作為下古生界和碳酸鹽岩的成熟度指標的可靠性，一直是一個未完全解決的重要問題[1～13]。固體瀝青反射率作為有機質成熟度的指標取決於其形成時間、期次和成因類型。所謂有機質成熟度是地質體熱演化程度的衡量，是溫度和時間的函數，只有反映地質體所經歷的整個演化史的指標，才能作為良好的成熟度指標，如鏡質體反射率。而固體瀝青是次生組分，其反射率僅反映了流體烴類轉變為固體瀝青後所經歷的熱歷史，未能反映所在地質體所經歷的全部熱歷史。如果固體瀝青形成較早（如烴源岩在達到最大熱演化程度之前），其反射率能較好的反映烴源岩所經歷的大部分熱演化史；如果形成較晚（如大多數儲集層瀝青），則不能反映所在地層的有機質成熟度。因此，固體瀝青反射率測定的關鍵是鏡下認識、區分不同種類和來源的瀝青。

1.瀝青的成因

瀝青的成因非常復雜，許多地質作用均可形成瀝青，綜合起來主要有以下幾種：①地質體中的乾酪根經熱解作用形成重的雜原子產物，又稱滲出瀝青體；②生物體經大氣降水水洗作用和細菌降解作用而形成；③原油形成後在以後的熱演化作用中繼續發生裂解，一部分重的則聚合起來形成瀝青；④原油形成後發生分餾作用（如脫氣等）而形成；⑤當原油噴發到地表，由於壓力減小，輕組分揮發，重組分組合而形成。

有機岩石學認為，瀝青是由富氫的顯微組分在熱作用下形成「液態烴」經地質作用轉變而成的次生物質，在地質體中發生一定距離的運移而形成的一種有機顯微組分。在碳酸鹽岩及其他烴源岩中，瀝青的成因主要有原地裂解變形及熱解液態產物的運移固化兩種。

原生顯微組分的原地裂解變形是次生顯微組分形成的一種重要方式。在煤和泥岩中，原生顯微組分（主要為腐泥組和殼質組）經軟化解體、液晶固化及固相裂解等形式的原地解體變形，主要形成粒狀瀝青體、球狀瀝青體及纖狀瀝青體^[8]。在海相碳酸鹽岩中，原生解體變形的主要母質組分是腐泥組、部分海相鏡質組及動物碎屑顯微組分等，經固相裂解主要形成微粒狀瀝青，這些微粒集合體總體上仍然保持了原生顯微組分的輪廓。這部分瀝青有人曾對它的光性進行過研究^[6]，但由於其顆粒細小及較強的各向異性，在測定和判斷成熟度中難度和誤差都較大。

原生顯微組分熱解液態產物的運移固化是碳酸鹽岩中瀝青體形成的主要方式，其形成的瀝青主要是均質瀝青體和浸染狀瀝青體。它們的共同特徵是呈次生充填的產狀，充填於空間裂隙、由壓溶作用形成的縫合線、重結晶作用形成的晶間隙及負鮞粒空洞等。均質瀝青體表面均一，粒徑較大，適於反射率測定；而浸染狀瀝青由於僅浸染礦物表層，無法測定其反射率。

2.瀝青的分類

由於固體瀝青的成因復雜，鏡下光性特徵多樣，因此其分類方法十分繁雜。

Jacob代表國際煤岩學委員會（ICCP）運移瀝青工作組提出了運移瀝青的顯微組分分類，這是從有機岩石學角度全面認識「運移瀝青」的試嘗^[14]。鍾寧寧等根據結構、產狀和形成方式，把瀝青分為五種顯微亞組分，即均質瀝青體、浸染狀瀝青體、粒狀瀝青體、球狀瀝青體和纖狀瀝青體^[8]；傅家謨等考慮到瀝青產出的地質特徵，將瀝青劃分為原生－同層瀝青、後生－儲集層瀝青、岩漿熱變質瀝青和表生－淺層氧化瀝青四類^[15]；陳中凱依據瀝青形成與油氣形成之間的關系將瀝青劃分為前油瀝青和後油瀝青兩類

陳中凱.我國某些天然固體瀝青的岩石學和有機地球化學研究.中國礦業大學北京研究生部.1989.；肖賢明則將滲出瀝青體與瀝青分別劃分，把前者進一步分為工類、Ⅱ類、Ⅲ類，將後者分為原地瀝青、異地瀝青和再循環瀝青^[16。

上述瀝青分類對瀝青反射率的測定和應用十分不利。為了使所測定的數據能准確可靠及有較強的可對比性，研究中對所測定瀝青的類型進行了嚴格的限定。

本研究中測定的瀝青按國際煤岩學分類，屬演化程度在輝瀝青以上的幾種；在按光性特徵分類中屬於均質瀝青體；在產出特徵分類中屬於次生充填同層瀝青（微異地瀝青）。這部分瀝青一般是在成油作用初期或高峰期充填，隨地層一起經歷了大部分的地質熱歷史，其反射率能較准確的反映熱演化程度。

3.固體瀝青的鏡下特徵及反射率測定方法

由於瀝青成因的多樣性及其鏡下特徵的復雜性，鏡下組分的鑒定與識別是瀝青反射率測定的關鍵。在乾酪根光片中，固體瀝青與其他類鏡質組分有許多相似的反光特徵，但在全岩光片中它們的形狀、結構及產狀等又有所差異（表2），正確區分固體瀝青的特徵是進行測定的前提條件。

表2海相鏡質組、外源鏡質組與固體瀝青鑒別特徵比較表

4.固體瀝青反射率的測定方法

在反射率測定過程中，由於固體瀝青與常見的鏡質組分成因不同，其反射率測定及取值方法也有所差異。碳酸鹽岩中的固體瀝青由於其來源的復雜性和存在多期充填現象，使測定時組分的確定及有效值取捨變得較為困難。

組分確定是測定固體瀝青反射率的難點之一。為了保存有機顯微組分在岩石中的原始產狀，瀝青反射率測定應在全岩光片上進行，在組分稀少時則應先進行乾酪根富集，並應用乾酪根光片與全岩光片對比進行。這樣才能正確區分與固體瀝青反射光特徵相似的海相鏡質組、動物有機碎屑等組分，並在測定時剔除偶爾出現的再循環顯微組分。

由於碳酸鹽岩中固體瀝青存在多次充填現象，反射率測定一般會出現多組測定數據（圖1），其中反射率值較高的一組是初期充填瀝青，形成於成油初期階段，隨烴源岩經歷了較多的地熱過程，更能代表有機質的成熟度，一般應取該組的平均值作為該樣品的反射率值；而較低的一組或幾組為後期充填，僅代表該樣品有多期瀝青充填，沒有太大的成熟度意義，一般不取作有效值。

五、瀝青反射率與鏡質體反射率的關系及其應用

圖1不同期次充填瀝青的反射率值直方圖

1.瀝青反射率與鏡質體反射率的關系

固體瀝青反射率隨熱演化程度加深而增大，但其變化規律與鏡質組有所不同，因此要用它作為成熟度參數首先應建立起兩者之間的換算關系，這方面國內外學者都作過不少探索^[1～13]。但由於瀝青成因和分類的復雜性，及地區之間的差異性，不同的研究者及不同地區的分析結果不盡相同。研究中通過對和田探區100多塊海相碳酸鹽岩樣品的全岩顯微組分定量統計和鑒定，選出了石炭—二疊系既含瀝青，又含正常的陸源鏡質體的樣品，分別進行了反射率測定（表3），並在計算機上進行了曲線擬合，得出鏡質體反射率（R_o）和瀝青反射率（R_b）的相關關系式為：

勝利油區勘探開發論文集

利用該關系式，可以把瀝青反射率換算為等效鏡質體反射率，進行成熟度確定。公式（1）在和田探區的烴源岩研究中被證明是可靠的

①張林曄，徐興友，劉慶等.和參1井烴源岩評價.1999.。

2.固體瀝青反射率表徵成熟度的可靠性探討

（1）瀝青反射率表徵的成熟階段與顯微組分鏡下特徵吻合較好

勝利油區下古生界碳酸鹽岩樣品也含有較多的次生固體瀝青，其反射率測定結果見表4。通過顯微組分鏡下觀察發現，所測定的瀝青反射率與乾酪根熒光和透光下顯微組分特徵反映的成熟情況基本一致。如大古22井、大古31井，透射光下組分呈淺黃—黃色，熒光下發現有較多的熒光較強的疑源類，其成熟度不應很高，測定的等效鏡質體反射率值為0.8%～1.0%；而古1、古2井的顯微組分在透射光下大多數組分為不透明的黑色，且有大量高過成熟階段的微粒體，反映出較高的成熟度，等效鏡質體反射率為2.0%。這一現象說明瀝青反射率值能正確地反映有機質的演化程度。

表3和田探區部分樣品測得的R_b和R_o數據表

表4勝利油區下古生界碳酸鹽岩瀝青反射率測定數據表

（2）甲基菲指數與瀝青反射率的關系

有機可溶物芳烴的甲基菲指數是研究成熟度的常用指標。研究表明，指數與成熟度的關系可分為兩段，當R_o為0.5%～1.35%時，為線性增加，當R_o大於1.35%時，則開始線性下降^[11]7。由於甲基菲指數在R_o為1.35%時出現一個極大值，使成熟度跨越這一范圍的樣品在應用此參數時受到限制。

勝利油區下古生界碳酸鹽岩中甲基菲指數與等效鏡質體反射率的關系如圖2所示。從圖中可以看出，碳酸鹽岩的甲基菲指數測定結果與其他岩性一樣，在等效鏡質體反射率為1.35%時出現了一個極大值，與前人的研究成果完全吻合。充分說明固體瀝青反射率在表徵成熟度方面是一個十分可靠的指標。

圖2甲基菲指數與等效鏡質體反射率關系曲線圖

3.瀝青反射率在確定成熟度中的應用

根據瀝青反射率與正常鏡質體反射率的關系，在利用固體瀝青反射率確定碳酸鹽岩成熟度時，可直接利用瀝青反射率或把瀝青反射率換算為等效鏡質體反射率後，按以下標准劃分成熟階段（表5）。

表5利用固體瀝青反射率劃分碳酸鹽岩成熟階段方法簡表

六、結論與討論

次生固體瀝青在碳酸鹽岩中分布廣泛，光性變化明顯，並與鏡質體反射率有良好的相關性，是確定碳酸鹽岩成熟度的可靠指標。由於其成因的復雜性和存在多期充填現象，在測定過程中要特別注意組分的識別及有效值的取捨。

主要參考文獻

[1]曾凡剛，程克明.下古生界海相碳酸鹽岩烴源岩地球化學研究現狀.地球化學，1998:26(3).

[2]郝石生，高崗，王飛宇等.高過成熟海相烴源岩.北京：石油工業出版社，1996.

[3]傅家謨，劉德漢.碳酸鹽岩有機質熱演化特徵與油氣評價.石油學報，1992,3(1）:1～9.

[4]程克明，王兆雲，鍾寧寧等.碳酸鹽岩油氣生成理論與實踐.北京：石油工業出版社，1996.

[5]肖賢明，傅家謨，劉德漢.無定形（微粒體）反射率能作為生油岩成熟度指標.自然科學進展，1991,1(4）:38～44.

[6]王飛宇等.下古生界高過成熟烴源岩中鏡狀體的特徵和成因.石油大學學報，1995,18(1).

[7]汪嘯風等.筆石、幾丁蟲和蟲牙反射率在成熟度上的應用.地質學報，1992,66(3）:269～279.

[8]鍾寧寧，秦勇.碳酸鹽岩有機岩石學.北京：科學出版社，1995.

[9]金奎勵.有機岩石學研究——以塔里木為例.北京：地震出版社，1997.

[10]傅家謨，賈蓉芬.碳酸鹽岩分散有機質的基本形式、演化特徵與碳酸鹽岩地層油氣評價.地球化學，1984,13（1）:1～9.

[11]豐國秀，陳盛吉.岩石中瀝青反射率與鏡質體反射率之間的關系.天然氣工業，1988,8,（3）:20～25.

[12]劉德漢等.碳酸鹽生油岩中瀝青變質程度和瀝青熱變質實驗.地球化學，1982,11(3）:237～243.

[13]Jacob H,Hiltmann W.Disperse,feste Erdolbitumina als Migrations-und Maturitatsin-dikatoren im Rahmen der Erdol Erdgasprospektion.Eine Modelstudie in NW-Deutschland.Abschluss-bericht.DGMK-Projekt.1985:267.

[14]Jacob H.Classification,structure,genesis and practicalimportance of natural solid oil bitumen.Int.J.Coal Geol.1989,11:65～79.

[15]傅家謨，賈蓉芬，劉德漢等.碳酸鹽岩有機地球化學.北京：科學出版社，1989.

[16]肖賢明.有機岩石學及其在油氣評價中的應用.廣州：廣東科技出版社，1992.

[17]Radke M et al.Geochemical study on a well in the Western Canada basin,Relation of the aromatic distribution pattern to maturity of organic matter.Geochim, Cosmochim.Acta,1982,46:1～10.

『陸』 岩石肉眼鑒定的標志與方法

三大岩類野外觀察描述定名總結：
（一）岩漿岩的觀察與描述
對岩漿岩的觀察，一般是觀察其顏色、結構、構造、礦物成分及其含量，最後確定其岩石名稱。肉眼鑒定岩漿岩，首先看到的就是顏色。顏色基本可以反映出岩石的成分和性質。
對岩漿岩進行肉眼鑒定

第一步是要依據其顏色大致定出屬於何種岩類。比如，若是淺色，一般為酸性岩（花崗岩類）或中性岩（正長岩類）；若是深色，一般為基性岩或超基性岩。由酸性岩到基性岩，深色礦物的含量逐漸增多，岩石的顏色也就由淺到深。同時還要注意區別岩石新鮮面的顏色和風化後的顏色。還可根據其中暗色礦物與淺色礦物的相對含量來進行描述，如暗色礦物含量超過60%者為暗色岩，在30—60%者為中色岩，在30%以下者為淺色岩。

第二步是觀察岩漿岩的結構與構造。據此，便可區分出是屬深成岩類、淺成岩類或是噴出岩類。根據岩石中各組分的結晶程度，可分為全晶質、半晶質和玻璃質等結構。不僅要對全晶質的結構區分出顯晶質或隱晶質結構，還要對其中的顯晶質結構岩石按其礦物顆粒大小，進一步細分出等粒、不等粒、粗粒或細粒等結構。對具有斑狀結構的岩石要描述斑晶成分、基質的成分及結晶程度。假如岩石中礦物顆粒大，呈等粒狀、似斑狀結構，則屬深成岩類；假如礦物顆粒微細緻密，呈隱晶質、玻璃質結構，則一般皆屬噴出岩類；假如岩石中礦物為細粒及斑狀結構，即介於上述兩者之間，屬於淺成岩類。觀察岩石中礦物有無定向排列，進而就能推斷岩石的形成環境，含揮發組分多少以及岩漿流動的方向。若無定向排列稱之為塊狀構造；若有定向排列，則可能是流紋構造、氣孔構造或條帶狀構造。深成岩、淺成岩大多是塊狀構造；噴出岩則為流紋構造和氣孔構造等。對於岩石中有規律排列的長柱狀礦物、氣孔捕虜體等均要觀測其方向。對於那些在接觸面上有規則排列的片狀礦物，要描述其組成成分，並測其產狀要素。

第三步是觀察岩漿岩的礦物成分。礦物成分是岩石定名最重要的依據。岩漿岩類別是根據SiO2含量百分比確定的，而SiO2含量可在岩石礦物成分上反映出來。假如有大量石英出現，說明是酸性岩；如果有大量橄欖石存在，則表明是超基性岩；如果只有微量或根本沒有石英和橄欖石，則屬中性岩或基性岩。假如岩石中以正長石為主，同時所含石英又很多，就可判定是酸性岩；倘若以斜長石為主，暗色礦物又多為角閃石，屬於中性岩；若暗色礦物多系輝石，則屬基性岩。對於岩石中凡能用肉眼識別的礦物均要進行描述。首要的是描述主要礦物形態、大小及其性質。其次，要對次要礦物作簡略描述

第四步是為岩漿岩定名。在肉眼觀察和描述的基礎上確定岩石名稱。請注意在岩石名稱前面冠以顏色和結構，比如，可將某岩石定名為淺灰色粗粒花崗岩。

另外，在野外還要注意查明岩漿岩體的產狀，即岩體的空間分布位置、規模大小以及與圍岩的接觸關系等，結合岩石的結構與構造，以推論岩石的形成環境。也要注意不同侵入體或同一侵入體之間的岩性變化、時間順序及相互關系。

（二）沉積岩的觀察與描述
沉積岩是分布於地表的主要岩類。它種類繁多，岩性變化較大。野外識別沉積岩，其最顯著的宏觀標志就是成層構造，即層理。據此，很容易與岩漿岩、變質岩相區別。根據沉積岩成因、結構和礦物成分，可進一步區分出次一級的類別。凡具碎屑結構，即碎屑粒徑大於2—0.005毫米，被膠結物膠結而成的岩石，是碎屑岩；凡具泥質結構，即粒徑小於0.005毫米，質地均勻、較軟，有細膩感，常具頁理的岩石是粘土岩；凡具化學和生物化學結構，多為單一礦物組成的岩石，是化學岩和生物化學岩。由於各類沉積岩的岩性差別，因此在鑒定方法上也不相同
1、碎屑岩的肉眼鑒定

鑒定碎屑岩時著重觀察其岩石結構與主要礦物成分。首要的是看碎屑結構。抓住這一特徵，就不會與其他岩石相混淆了。要仔細觀察碎屑顆粒大小：粒徑大於2毫米是礫岩，2—0.05毫米是砂岩，0.05 —0.005毫米是粉砂岩。粉砂岩顆粒肉眼難以分辯，用手指研磨有輕微砂感。按砂岩的粒徑又可定出粗砂岩（2—0.5毫米）中砂岩（0.5—0.25毫米）和細砂岩（0.25—0.05毫米）。對於礫岩，還應注意觀察其顆粒形狀，顆粒外形呈稜角狀者是角礫岩，系圓狀或次圓狀者為礫岩。其次，看碎屑岩的礦物成分（碎屑顆粒成分和膠結物成分）。礫岩類的碎屑成分復雜，分選較差，顆粒較大，一般不參與定名；砂岩，主要礦物成分有石英、長石和一些岩石碎屑。在碎屑岩中，常見的膠結物有鐵質（氧化鐵和氫氧化鐵）、硅質（二氧化硅）、泥質（粘土質）、鈣質（碳酸鈣）等。鐵質膠結物多呈紅色、褐紅色或黃色。硅質最硬，小刀刻不動。鈣質滴稀HCI起泡。弄清楚了結構和成分，就可為碎屑岩定名。例如，碎屑礦物成分以石英為主，其含量超過50%，長石和岩屑含量均小於25%的砂岩，叫做石英砂岩。也可按其膠結物命名，如可稱某岩石為鐵質石英砂岩。碎屑岩中可見化石，但一般保存較差。

火山碎屑岩的鑒別比較困難。因為，它在成因上具有火山噴發和沉積的雙重性，是一種介於岩漿岩與沉積岩之間的過渡型岩石。常常是以其成因特點、物質成分、結構、構造和膠結物的特徵來區別於碎屑岩。
2、粘土岩的肉眼鑒定

鑒定粘土岩的主要依據是其泥質結構。粘土岩礦物顆粒非常細小，肉眼僅能按其顏色、硬度等物理性質及結構、構造來鑒定。它多具滑膩感，粘重，有可塑性、燒結性等物理性質。若是純凈的粘土岩，一般為淺色的土狀岩石。層理是粘土岩中最明顯的特徵，因此，人們就按粘土岩層理（倘層理厚度小於1毫米稱頁理）及其固結程度進行分類，將固結程度很高、頁理發育，可剝成薄片者稱作頁岩。頁岩常含化石。粘土岩中以頁岩為主。將那些固結程度較高、不具頁理，遇水不易變軟者稱泥岩。最後，再根據顏色與混入物的不同進行命名，如可稱作紫紅色鐵質泥岩、灰色鈣質頁岩等。
3、化學岩和生物化學岩的肉眼鑒定

此類岩石中分布最廣和最常見的有碳酸鹽岩、硅質岩、鐵質岩和磷質岩，尤以碳酸鹽類岩石分布為廣。有無生物遺骸是判斷屬於生物化學岩或是化學岩的標志。化學岩成分常較單一。它們多為單礦物岩石，故此，可按其礦物的物理性質進行鑒定。
化學岩具有化學結構，即結晶粒狀結構和鮞狀結構等；生物化學岩具生物結構，即全貝殼結構、生物碎屑結構等。
綜合上述，在觀察和描述沉積岩時應注意：

要描述岩石整體的顏色，區分岩石是碎屑結構、泥質結構或結晶結構和生物結構等；

據其礦物成分、顆粒大小及顏色上的差異，觀察岩石的層理，注意層面上波痕、泥裂等構造特徵；

要描述組成岩石的主要礦物、碎屑物及膠結物等成分。

對礫石的形狀、大小、磨圓度和分選性等特徵要描述，並要確定膠結類型，以及膠結程度。

對沉積岩命名時應遵循「顏色+膠結物+岩石名稱」的法則。此外，還需注意沉積岩體形狀、岩層厚度及產狀、風化程度、化石保存情況及其類屬。

（三）變質岩的觀察與描述
我國區域變質岩系十分發育，時代自太古宙到期中生代均有出露。其變質岩石類型十分復雜，主要有片麻岩、粒狀岩石（變粒岩、淺粒岩）、片岩、千枚岩、變質硅鐵質岩、大理岩、變質鐵鎂質岩及區域混合岩等。有關原岩建造主要有超基性到酸性噴出岩（包括熔岩、凝灰岩）、硬砂岩、各種沉積岩及不同性質的侵入岩。上述變質岩類均屬不同的原岩建成造經受不同時期、不同類型區域變質作用的結果。區域變質作用的主要類型大致可分為地殼演化早期造盾階段的區域中高溫變質作用，及造盾階段之後與造山運動有關的區域動力熱流變質作用、區域低溫動力變質作用和埋深變質作用。不同成分的原岩經受不同類型的區域變質作用，在一定的溫高壓力條件下，形成各具特徵的礦物和常見礦物共生組合，並因之分別構成不同溫壓條件的麻粒岩相、角閃岩相（高角閃岩 、低角閃岩相）、綠片岩相（高綠片岩相、低綠片岩相）、藍閃石片岩相（藍閃綠片岩相、藍閃石—硬柱石片岩相）及次綠片岩相（濁沸石相和葡萄石—綠纖石相）。我國區域層狀變質岩系按大地構造運動可分為12期，從太古宙遷西期—新生代喜馬拉期變質岩系均有。所以，變質岩系的發生和發展與大地構造環境和地殼演化有密切的關系。在全球構造位置上，我國處於歐亞板塊、太平洋板塊及度板塊的結合部位，地質環境差異較大，發展歷史很不相同，因而區域地質各具特色，造成變質岩石類型復雜，岩石相對難以識別。

在野外鑒別變質岩的方法、步驟與前述岩漿岩類似，但主要根據是其構造、結構和礦物成分。這是因為，變質岩的構造和結構是其命名和分類的重要依據。第一步可先根據構造和結構特徵，初步鑒定變質岩的類別。譬如，具有板狀構造者稱板岩；具有千枚構造者稱千枚岩等。具有變晶結構是變質岩的重要結構特徵。例如，變質岩中的石英岩與沉積岩中的石英砂岩盡管成分相同，但前者具變晶結構，而後者卻是碎屑結構。第二步再根據礦物成分含量和變質岩中的特有礦物進一步詳細定名。一般來講，要注意岩石中暗色礦物與淺色礦物的比例，以及淺色礦物中長石和石英的比例，因這些比例關系與岩石的鑒定有著極大關系。例如，某岩石以淺色礦物為主，而淺色礦物中又以石英居多且不含或含有較少長石，就是片岩；若某岩石成分以暗色礦物為主，且含長石較多，則屬片麻岩。變質岩中的特有礦物，如藍晶石、石榴子石、蛇紋石、石墨等，雖然數量不多，但能反映出變質前原岩以及變質作用的條件，故也是野外鑒別變質岩的有力證據。關於板岩和千枚岩，因其礦物成分較難識辯，板岩可按「顏色+所含雜質」方式命名，如可稱黑色板岩、炭質板岩；千枚岩可據其「顏色+ 特徵礦物」命名，如可稱銀灰色千枚岩、硬綠泥石千枚岩等。
在野外，還要觀察地質體產狀、變質作用的成因。比如，石英岩與大理岩兩者在區域變質與接觸變質岩中均有，就只能根據野外產狀和共生的岩石類型來確定。假如此類岩石圍繞侵入體分布，並和板岩共生，則為接觸變質形成；假如此類岩石呈區域帶狀分布，並和具片狀或片麻狀構造的岩石共生，則為區域變質所形成。
對變質岩我們也應描述岩石總體顏色，注意其岩石結構。若為變晶結構，則要對礦物形態進行描述。注意觀察岩石中礦物成分是否定向排列，以便描述其構造。用肉眼和放大鏡觀察可見的礦物成分應進行描述。若無變斑晶，就按礦物含量多少依次描述；若有變斑晶，則應先描述變斑晶成分，後描述基質成分。至於其它方面，如小型褶皺、細脈穿插、風化情況等，亦應作簡略描述。在為變質岩定名時，應本著「特徵礦物+片狀（或柱狀）礦物+基本岩石名稱」的原則。如，可將某岩石定名為藍晶石黑雲母片岩。

http://ke..com/view/2934607.htm

『柒』 岩性識別的主要方法

(一)用多波譜遙感資料識別岩性

用航空或衛星多波段遙感資料來識別岩性(蝕變岩及含礦地質體的多波段遙感也屬廣義岩性識別)是用得最多、最成熟的一種技術方法。彩版Ⅲ-左上是新疆阿爾泰半裸露地區的衛星假彩色合成圖像。圖像上侵入體、沉積岩層及鬆散的沉積物的影像特徵截然不同極易區分。這是因為在半裸露區內土壤、植被以及人為干擾因素極弱的緣故。

Crowley J.K.(1984)對美國猶他州康菲森嶺的志留、泥盆紀白雲岩類多波段航空遙感資料的岩性識別。研究用Bendix24通道航空掃描儀的第4、6、10、12、13波段。目的是為取得①0.55μm的三價鐵的吸收帶②0.6μm及1.0μm處把葉綠素在0.67μm的反射值強烈上升處與岩石土壤分開,③2.2μm則是 根的吸收帶的波段。然後用主組份變換矢量矩陣的PC₂(第二主組份,通道6),PC₃(第三主組份,通道10),PC₄(第四主組份,通道12),分別以紅、藍、綠作假彩色合成圖像。與原有地質圖件相比(圖7-14右圖),遙感解譯出的①Gt(吉爾梅特組,D2-3),灰色塊狀細晶灰岩,②Si(西蒙森組,D2)淺灰、暗色白雲岩互層;③Se(塞維組D1-2)風化較強的淺灰色細晶白雲岩;④Lk(萊克敦組S₃)上部有淺色粗晶灰岩層的緻密塊狀白雲岩(圖7-14,A)。與原有地質圖相比,Lk,Se都可進一步分出層組。但在圖幅西南部的劃分不佳。斷裂與原有資料都有較大改動。

圖7-14 美國猶他州康菲森嶺地質圖(A)及據主成份分析增強資料解譯出的影像地質圖(B)

(二)利用岩石熱慣量識別岩性

熱慣量是物體(包括地質體)阻止溫度變化的熱反應的一種量度,單位是卡/厘米²· ·度。熱慣量值大,則地物周日地表溫度變化幅度小;反之則溫度變化幅度大。表7-3煤層周日變數為47℃,而灰色灰岩為20.2℃。煤層熱慣量值小。由於求熱慣量的相對大小隻需測得岩石的反射率。及地面晝夜溫差值(△T)即可計算出熱慣量值。技術方法比較簡便,因而是一種有發展前景的岩性識別方法。河北洡源木吉村一帶碳酸鹽岩實測熱學性質的結果成功地將未蝕變白雲岩、硅化白雲岩、鮞狀灰岩、泥灰岩夾頁岩區分開來。如果利用熱慣量值作為新圖像的象元值,製成熱慣量圖,用它來區分岩性。這是一種有發展前景的方法,但當前還處在試驗應用階段。表7-6是一些礦物及岩石的熱慣量數據(崔承禹,1992)

表7-6 三大岩類的熱性質

(據崔承禹,1992;其中*據Jadza)

(三)用高光譜分辨力多通道成像波譜儀資料來識別岩性

通過地物波譜來識別岩性常常因為植被、土壤的掩蓋,岩石風化與人為破壞、或者岩體岩層出露面積較小等種種因素而增加識別難度。提高圖像的光譜分辨力和應用更多通道的成象儀器是克服上述困難的一種技術選擇。即用窄波段、多通道、高光譜分辨力的遙感器來獲取地物波譜。如美國地球物理環境研究(GER)公司研製64通道機載高光譜解析度掃描儀(AIS)。其中0.4-1.0μm分為24通道,1.0-2.0μm分7個通道,2.0-2.5μm分32個通道,另一道用儲存陀螺儀信息。在6000m高成像時其地面解析度為12×22m。機載可見光-紅外成象波譜儀(AIS-2)劃分成高達220個波段,工作范圍為0.43-2.42μm,平均波譜分辨力為10nm。這樣的遙感資料,使得定量檢測單種或多種礦物存在以及編制相應圖件成為可能。其原理是:

第一,各種岩性和礦物都有一些可做為標志性的礦物,而這些礦物又都各有自己的波譜特徵(表7-7)。圖7-15是高嶺石、蒙脫石、伊利石和明礬石(它們都與熱液蝕變有關的標志性礦物)的波譜曲線。四種礦物的吸收谷都在2.2μm附近,其中高嶺石曲線的「肩部」在2.18μm處,明礬石的吸收谷在2.21μm,都落在TM-7波段內。根據石榴子石Fe³⁺離子在0.770.87μm處吸收的特徵,D.S.WindelerJr(1993)利用VNIR圖像數據,識別出石榴子石輝-石蝕變帶來。

第二,利用多通道的機載高光譜分辨力成像波譜儀獲得波譜曲線,與某些標志性礦物的實驗室實測的典型曲線對比,能半定量地確定標志性礦物的存在。由於AIS可以取得多達220個波譜數值,由它測得的波譜曲線更接近實驗實測得到的曲線。圖7-16是AIS的反射波譜曲線,其波長從2.0-2.3μm,波長間隔為0.01nm,共分為30個波段。其取樣點的位置見圖右側。從圖上方兩條波譜曲線與實驗室內測得明礬石的波譜曲線相比較,其形態很相似。可知這兩處分別是明礬石與高嶺石含量較高的地段。

第三,通過某些標志性礦物的檢測,來達到找礦和編制分布圖的目的。

表7-7 波長范圍和礦物標記

(據薛重生等)

圖7-15 2.0-2.5μm大氣窗口的實驗室波譜曲線

圖7-16 AIS反射波譜曲線

(四)用圖像的影紋和結構來解譯岩性

合成孔徑雷達(SAR)圖像的空間信息非常豐富。空間信息包括結構(紋理)、局部組織及形狀三類。影紋(或稱影紋圖案)是遙感圖像上很細小的幾何形狀。因為不同岩性的抗風化能力不同,發育其內的節理等構造裂縫的優勢方向,長度與密度不同,微水系(末級支流、沖溝等)的發育特點也不同。因而產生的影紋圖案也不一樣。廣西等地大片碳酸岩岩溶發育區,其TM、MSS圖像上影紋呈核桃狀、蠕蟲狀、花生殼狀等。可以根據各種影紋圖案不同,通過目視解譯來區分岩性。

通過付利葉濾波,根據遙感圖像結構進行岩性識別。R.G.Blom等人(1982)對雷達圖像增強處理研究認為岩性(岩類)識別,以付利葉帶通濾波較為有用。朱亮璞等人(1991)用付利葉功率譜法(即頻譜分析法)對岳陽地區SAR樣區進行連續頻譜取樣分析,得到頻譜功率譜曲線和功率分布曲線(圖7-17)。通過對曲線的研究分析,認為從曲線中可取得四點地學信息:①從功率譜角分布曲線的峰值確定能代表坡面、層面、斷裂面產狀的,產生最大散射的面的方位角,②確定兩個散射較強的面的夾角,③推算出樣區水系密度,④用功率譜角分布曲線與功率譜曲線兩者總的形態特徵,可以分析樣區的地形基本特徵。

(五)用多源地學信息資料識別岩性

利用遙感資料來識別岩性最基本的方法仍然是目視解譯。上述五種方法中,以多光譜遙感資料解譯岩性比較常用,技術也比較成熟。高光譜分辨力多通道成像波譜儀的應用,實際上是前者的發展,很有發展潛力。方法(三)、(四)則完全處在試驗應用的階段。多源地學信息資料識別岩性,近年來不斷取得進展。這部分內容將留在第十章第二節內述明。

圖7-17 岳陽冷家溪群板岩頻譜功率譜角分布曲線

『捌』 如何檢驗岩石中含有碳酸鹽

取樣品與試管中，滴加稀鹽酸，有汽泡冒出，且該氣體能使澄清石灰水變混濁，可證之。

『玖』 怎樣證明一塊岩石是碳酸鹽

取樣放入鹽酸中，冒氣泡，再取一片塗有澄清石灰水的玻璃片靠近試管口，發現澄清石灰水變渾濁。就是碳酸鹽。
以碳酸鈣為例：
CaCO3+2HCl=CaCl2+H2O+CO2

前兩位不對，鐵鋅等一些金屬礦放進鹽酸里也會產生氣泡，所以必須再用澄清石灰水檢驗

『拾』 碳酸鹽岩石片試驗方法

在此方法進行過程中，曾在我國典型岩溶地區建立了7個觀測站，它們是：廣西桂林岩溶試驗場、貴州茂蘭、湖北長陽、北京、遼寧太子河、陝西鎮安和四川黃龍。所使用的標准灰岩石片表面積為28.91cm²，石片不溶物含量為0.97%。

表13.3列出了7個試驗觀測站中的6個觀測站的結果（其中長陽觀測站的樣品丟失無資料），這樣岩溶作用中消耗的大氣CO₂量A可用下式計算獲得：

A=F×S×C×M_CO2/M_CaCO3（13.4）

式中：F是灰岩石片的侵蝕通量，g·cm^-2·a，S為所研究岩溶區的面積，cm²，C為灰岩石片中的CaCO₃含量；M_CO2和M_CaCO3分別為CO₂和CaCO₃的摩爾分子量。

計算結果如表13.4所示。由此可知我國裸露岩溶區碳酸鹽岩岩溶作用消耗的大氣CO₂量為1.696×10¹³g·a^-1。若將該通量應用到整個中國和世界岩溶地區，則岩溶作用對大氣CO₂沉降的貢獻分別達到6.432×10¹³g·a^-1（或1800萬t碳·a^-1）和4.114×10¹⁴g·a^-1（或1.1億t碳·a^-1）。這些結果與水化學-徑流方法得到的結果非常一致，可見用兩種方法評價均是可行的。

表13.3 1994年一些典型觀測站標准灰岩石片侵蝕結果

①1995年的數據；-為樣品丟失。

表13.4 我國主要岩溶區的分布及其碳酸鹽岩岩溶產生的大氣CO₂沉降量