岩石分析方法

③ 岩石成因意义怎么分析

地球固体的表层是由岩石组成的硬壳——地壳，组成地壳的岩石按成因可分为岩浆岩（火成岩）、沉积岩（水成岩）和变质岩三大类。
1.岩浆岩
岩浆岩又称火成岩，是岩浆通过地壳运动，沿地壳薄弱地带上升冷却凝结后形成的岩石。岩石中矿物的结晶程度、颗粒大小与形状，以及它们的相互组合关系不同，形成岩浆岩的不同结构。根据形成深度，侵入岩又分为深成岩（形成深度大于5km）和浅成岩（形成深度小于5km）深成岩常形成岩基等大型侵入体，岩性一般较单一，以中、粗粒结构为主，致密坚硬，孔隙率小，透水性弱，抗水性强，故其常被选为理想的建筑基础，如花岗岩、正长岩、闪长岩、辉长岩；浅成岩多以岩床、岩墙、岩脉等状态产出，有时相互穿插。颗粒细小，岩石强度高，不易风化，但这些小型侵入体与围岩的接触部位，岩性不均一，节理裂隙发育，岩石破碎，风化蚀变严重，透水性增大，如花岗斑岩、闪长玢岩、辉绿岩、脉岩。喷出岩是指喷出地表形成的岩浆岩，一般呈原生孔隙和节理发育，产状不规则，厚度变化大，岩性很不均一，比侵入岩强度低，透水性强，抗风能力差，如流纹岩、粗面岩、安山岩、玄武岩、火山碎屑岩。
2.沉积岩
沉积岩是在地壳表层常温常压条件下，由风化产物、有机物质和某些火山作用产生的物质，经风化、搬运、沉积和成岩等一系列地质作用而形成的层状岩石。如碎屑岩（如砾岩、砂岩、粉砂岩）、黏土岩（如泥岩、页岩）、化学岩及生物化学岩类（如石灰岩、白云岩、泥灰岩）等。
3.变质岩
变质岩是地壳中原有的岩浆岩或沉积岩，由于地壳运动和岩浆活动等造成物理化学环境的改变，使原来岩石的成分、结构和构造发生一系列变化所形成的新的岩石。如大理岩、石英岩等。

④ 如何获得 岩石的全应力应变曲线 它在分析岩石力学

全应力-应变曲线也称作为应力应变全过程曲线，仅用一般的单轴或者三轴压力试验机所得到的结果只能反映岩石破坏前期的应力-应变关系曲线，其过程段表现不全面，岩石在猛烈撞击之后便失去了承载能力，所以这个过程不能够完全反映岩石的应力应变曲线的全过程。通过刚性试验机，并利用伺服控制系统，适当控制加载速度从而来得到岩石全应力应变曲线，并简单对岩石反复加载的应力应变下去进行分析

⑤ 岩石组构(简称岩组)分析

构造体系研究中，不同结构面力学性质的鉴定具十分重要的意义，岩石组构分析则是研究结构面力学性质有力的手段(姜光熹等，1982、1997)。通过岩组分析能够帮助我们澄清一些由野外调查资料所作出的推论，不仅可以揭示构造岩的显微组构特征，借以探讨与岩石形成和变形相关的一些宏观构造应变规律、应力状态、运动方式和形成机制等构造信息，而且可以建立构造岩矿物演变与构造岩演变之间的关系，认识构造岩演变过程，证实、修改和深化小型构造的分析成果。

岩组分析技术手段主要包括光学显微镜、费氏台、X射线衍射仪、中子衍射仪、扫描电镜和透射电镜等。X射线衍射岩组测量法则是目前采用比较广泛的一种测量宏观材料中的晶体结构及其宏观取向的统计分析方法，它是借助X射线衍射技术测定岩石中矿物分布的各向异性。矿物内部晶体结构有许多面网，如石英(1010)，(1120)，(1011)，(0001)面网，方解石(1012)，(0001)面网，绿泥石(004)面网，绢云母(110)面网等，每种矿物的每个面网对于X射线都有特定的衍射现象，且它们之间是可以区别的。根据需要，可以用X射线衍射技术来确定岩石中某种主要矿物的某个面网分布的规律性，进而确定该矿物分布的规律性，并据该岩石组构(矿物分布的规律性)分析构造变形特点、探讨构造变形环境等。其主要优点在于:应用范围广，可以测量各种常见矿物的优选方位，包括一轴晶、二轴晶矿物、均质矿物和不透明矿物;自动化程度较高，从测量到最终成图可以完全自动进行，准确可靠、省时省力;有多种分析方法，例如极图法、反极图法、三维取向分布函数法，能从不同方面说明问题。X射线衍射方法适用于成分比较单一、结构构造比较均匀的各种岩石和矿石中细—中粒的矿物优选方位的测定分析。但是，这种方法不具备点衍射的测量功能，不能进行特选分析，无法将测量数据与显微形貌相对应，也不适宜于分析成分复杂、结构明显不均匀的样品。

一、样品选择与测试

由于X射线岩石组构是采取全面积衍射统计，在显微镜下观察鉴定的基础上，考虑所测矿物的含量要求(>25%)和粒度要求(<1mm)，结合矿区主要赋矿地层(即石碌群)主要赋矿岩石构造变形形迹特征和矿区构造变形历史的研究需要，在样品布局上考虑不同方向、不同特征、含矿的和不含矿的构造带内及旁侧岩石，共选取了24块岩(矿)石样品(表4-1)以期充分了解不同原岩岩性在不同构造带内变形后的组构特征，取样分布图见实测剖面图4-3和图4-5。在衍射矿物选择上，确定以石英、赤铁矿和透闪石为主，配合白云石和方解石。其中透闪石是白云岩经韧性、韧脆性变形的主要变质矿物。测试样品尺寸要求是直径30mm、厚约2mm的磨光岩片，先将野外地质定向面恢复为地理水平方位切制岩片，进行X射线组构测试，然后将测试结果进行投影作图(等面积施氏网上半球投影)。测试工作由中国地质科学院地质力学研究所X射线组构实验室完成。

二、变形岩石组构的基本特征

石碌矿区整体构造线走向呈NW—SE向，变形主要发育于石碌群第一层至第六层、特别是上部第六层条带状二透岩中。各种构造面理(包括糜棱面理)和剪切、旋转及伸展变形非常明显，产状整体倾向NE、倾角变化较大，伸展线理和矿物生长线理向东南低角度倾伏(小于15^°)。在矿区四周，由于强烈的韧性变形，周缘这些侵入岩条带状构造发育。同时有变形期后的NE—NNE和NW—NNW向脉岩侵位，并呈左行斜列。结合对样品产状、宏观构造关系的分析，将岩石主要的组构特征表述于图4-35至图4-38上。X射线岩石组构测试结果显示，区内变形岩石大部分具有定向组构。现分述如下。

表4-1 石碌矿业矿石和赋矿围岩X射线岩组样品

(一)石碌群第七层(即原震旦系石灰顶组)石英砂岩中石英组构

分别在矿区北一铁矿段280m标高台阶剖面(图4-3)采取了5个样品、在南六矿段西侧剖面(图4-5)采取了4个样品，切面产状可见表4-1，所测矿物及面网为石英(1120)(图4-35)。一部分样品(YZ01，YZ02，YZ18)在X射线石英(1120)极图中，主圆环带均为近平行ab面的大圆环带，恢复石英光轴点极密与运动学c轴一致，反映了中-低温韧脆性底面滑移变形的特点。而大部分样品(YZ03，YZ04，YZ05，YZ15，YZ16，YZ17)X射线石英(1120)极图除存在主圆环带与ab面接近一致外，还存在次级不完整圆环带近平行于ac面，恢复石英光轴点极密为接近于c轴的主极密和接近于b轴的次极密。

图4-35 石碌矿区石碌群第七层(QbS⁷)含铁石英砂岩中石英矿物(1120)晶面极图

石英(1120)极图表现为平行ac和ab的大圆环带，点极密与b轴或c轴接近。根据矿物的结晶学特征和物理性质，石英属三方晶系，呈六方柱状晶体，无解理，具有底面、柱面I型和柱面Ⅱ型滑移系(陈柏林等，1996;郑伯让等，1989;郑亚东等，1985;武汉地质学院矿物教研室，1979)。当石英以底面滑移系发生变形时，其(1120)极图平行于ab面;当石英以柱面I型发生变形时，其(1120)极图平行于ac面;当石英以柱面Ⅱ型发生变形时或以形态长轴沿物质运动方向排列时，其(1120)极图平行于bc面。从石碌群第七层石英砂岩岩组基本特征看，石英光轴点极密为与c轴和与b轴接近的组构类型。这两种组构类型反映在岩石变形过程中表现为底面或近底面滑移和柱面I型滑移，反映了中浅层次(温度为300～400℃、深度为8～10km，围压为0.20～0.25GPa)的中-低温韧脆性变形机制，其变形物理化学条件明显低于典型长英质糜棱岩(郑亚东等，1985)。

(二)石碌群第六层二透岩中石英组构

分别在矿区北一铁矿段280m标高台阶剖面(图4-3)采取了5个样品、在南六矿段西侧剖面(图4-5)采取了四个样品，切面产状可见表4-1，所测矿物及面网为石英(1120)(图4-36)。从图4-36中可以看出，大部分样品(YZ06，YZ07，YZ10，YZ11，YZ13，YZ19，YZ20，YZ21，YZ22，YZ23)石英(1120)极图表现为主环带与曲面接近一致，次级不完整圆环带近平行于c面，恢复石英光轴点极密为接近于c轴的主极密和接近于b轴的次极密，反映中高温韧性变形、柱面I型滑移。个别样品(YZ14)在X射线石英(1120)极图中，主圆环带均为近平行ab面的大圆环带，恢复石英光轴点极密与运动学c轴一致，反映了中-低温韧脆性、底面滑移变形的特点。

上述样品石英的极图除样品YZ21表现为单个点极密类型外，大多数不表现为单个的点极密类型，主要为一些完整或不完整的大圆环带、小圆环带。依据这些圆环带与构造面理的关系可划分为:①沿构造面理(S)或平行面理呈完全或不完全的大、小圆环带(如YZ14等样品);②与构造面理(S)垂直或接近垂直的大圆环带(如YZ20，YZ21，YZ23等样品);③以上两种类型的复合型(如YZ11，YZ19，YZ22等样品)，多显示简单剪切作用的结果。从岩组极密的空间展布与对称类型上叉可分为:①近直立环带加极密型(如YZ10，YZ20，YZ21，YZ22等样品);②直立、水平环带加极密型(如YZ10，YZ22等样品);③3个间距60^°极密构成的陡立环带加极密型(如YZ10，YZ22等样品)，表明岩石组构类型与所处构造部位密切相关。

结合样品的岩性、产状及所处的构造部位，石碌矿区石碌群第七层石英砂岩和第六层条带状二透岩岩石组构特征与宏观构造均具有密切的关系。岩组中石英光轴点极密(图4-35、图4-36)，可明显地分为3类:①点极密产状与运动学c轴一致或接近，其产状走向近EW向、倾角较陡;②点极密产状与运动学b轴一致或接近，其产状为走向NW—SE向，倾角较中等-陡立;③点极密产状与运动学a轴一致或接近，产状走向近SN向，倾角中等—平缓。在这三类石英光轴极密中，①类反映的是在构造变形过程中，石英是以底面或近底面滑移的变形机制发生变形的，其运动学指向是(0001)<1120>，这是典型中-低温(250～350℃)条件下发生韧性—脆性变形的特点。②类反映的是在构造变形过程中，石英是以柱面I型滑移的变形机制发生变形的，其运动学指向是(1010)<0001>，这是典型中-高温(350～450℃)条件下发生韧性变形。③类反映的是在构造变形过程中，石英是以柱面Ⅱ型滑移的变形机制发生变形。因此，石英光轴组构有Z型和B型两种类型，说明本区有中高温韧性变形和中低温环境下的韧-脆性变形两种方式。早期属中高温条件下高应变速率的产物，石英滑移系为柱面(1010)［1210］;晚期为中低温韧脆性变形环境，滑移系为底面(0001)［1120］。

从上述X射线岩组分析结果，对二透岩的变形特征可以得出如下认识:

1)二透岩定向组构较明显，反映岩石总体上经历比较强烈的韧性-韧脆性变形。

2)从X岩石组构的石英光轴点极密与宏观构造面理的关系分析，本区韧脆性构造变形过程中，石英具有3种滑移机制，即底面-近底面滑移、柱面I型滑移和柱面Ⅱ型滑移，并以柱面I型滑移和柱面Ⅱ型滑移的变形机制占有明显的优势。

图4-36 石碌矿区石碌群第六层条带状二透岩中石英矿物(1120)晶面极图

3)从石英的变形机制可以推断本区以高温(450～550℃)占有优势，其次是韧性变形中-低温(250～350℃)和中-高温(350～450℃)韧脆性-韧性变形。其变形物化条件属于典型长英质糜棱岩形成的变形物化条件(郑亚东，1985)，所以石碌矿区构造带的变形温度可达550℃以上，然后变为300～450℃，按正常温压梯度推算其变形深度为10～20km，变形围压为0.25～0.50GPa。

4)从定向组构与宏观构造的关系，结合石英变形机制分析，可以确定本区发生韧性变形的主应变轴方向为NW—SE向或近EW向，运动学特征是右行张扭性特点、应变式样是伴有强烈剪切的伸展变形。

(三)石碌群第六层二透岩中透闪石组构

分别在矿区北一铁矿段280m标高台阶剖面(图4-3)采取了5个样品、在南六矿段西侧剖面(图4-5)采取了4个样品，切面产状可见表4-1，所测矿物及面网为透闪石(310)(图4-37)。依据圆环带与构造面理的关系，主要是沿构造面理(S)或平行面理呈完全或不完全的大、小圆环带;从岩组极密的空间展布与对称类型上为近水平环带加极密型。角闪石属于链状硅酸盐矿物，从结构上分析，滑移应优先出现在(100)<001>滑移系。但角闪石中塑性变形的最主要形式是(101)<101>机械双晶。在温度400～600℃、ε为10^－5/s、围压为0.5～1.0GPa、分剪应力超过0.2～0.4GPa的情况下，(101)<101>双晶化即可发生。但如果晶体取向不适于通过双晶化而引起变形时，晶体就会以脆性方式破坏;当温度上升到800℃以上，可以观察到角闪石的明显弱化;当温度为700℃时，强度大于0.7GPa，而当温度接近1000℃时，强度几乎下降到0。在二透岩中，透闪石的(310)极图主要为平行S面的大圆环带和向NE倾斜的小圆环带(图4-37)。这种情况多出现在t=400～600℃、p=0.5～1.0GPa的温压条件下(ListerandDavis，1989)。透闪石长柱状晶体受力后沿(100)和［001］进行平移滑移，偶见双晶滑移。

(四)石碌群第六层赤铁矿石中石英组构

分别在矿区北一铁矿段280m标高台阶剖面(图4-3)采取了2个赤铁矿样品、在南六矿段西侧剖面(图4-5)采取了1个赤铁矿样品，切面产状可见表4-1，所测矿物及面网为石英(1120)(图4-38a，b，c)。X射线石英(1120)极图表现主环带近于平行ab面、点极密与c轴接近、并与宏观面理(S)垂直、但平行于线理L、具单斜对称特征，反映了中-低温韧脆性变形、近底面滑移。但显微构造观察，富赤铁矿石样品已经历强烈的塑性变形(图4-39a)，石英颗粒具异常消光，已出现动态重结晶颗粒，在较强的塑性变形域内石英颗粒呈雪片状定向排列(图4-39b);而有些富赤铁矿石样品中石英呈板状晶体、颗粒较大(图4-39c)，而赤铁矿具明显的条带状和微片状构造(图3-18c、图4-39d)，但石英晶体内部变形较弱，或仅有弱的波状消光，没有动态重结晶等，因而部分样品中石英定向组构不明显。在这种情况下应属于糜棱岩化后又经历高温条件下恢复结晶作用(进变质)形成的变晶糜棱岩。

赤铁矿石3个样品中有2个样品YZ08，YZ24方位图呈交叉环带状，均为S-B构造岩。绕直立轴环带内，对于NNW—SSE向或近SN向和NE—SW向构造，二者均出现近a轴极密，属于极密I型，说明两次变形运动以近SN向褶断面和NE—SW向右行走滑及推覆构造面为滑动面，在温度高于700℃，应变率为10^－5/s条件下，使石英晶格内部在a轴方向上产生柱面滑移，近SN向构造面与对应的主极密并不垂直(图4-38c)，显示左旋运动，主极密的显着程度又显示以右旋运动占主导地位。绕水平轴的环带面与NW向层间滑脱构造面一致，属于该构造变形产物(图4-38a)。NE方向表现为分散的主极密，以NE向断裂构造面作ab面时，主、次极密有较好的斜方对称，属石英Ⅱ型极密，为晶内菱面滑移所致;在NNW方向发育的绕水平轴的交叉环带内，低级别等密线形态以近EW向构造面为对称面(图4-38c)，据Schmidt(1981)的优选方位形式与应变图的关系图解，近EW向构造变形的应变状态为:弗林指数0<k<1，变形属压扁类型。显然，各方向构造活动对石英光轴定向产生不同的影响，相对而言，近SN向、NE-SW向构造活动作用更大。YZ08组构图中还出现有NW向的次极密，表明该处有北西向层间滑脱构造活动起重要作用。

图4-37 石碌矿区石碌群第六层条带状二透岩中透闪石矿物(310)晶面极图

图4-38 石碌矿区石碌群第六层赤铁矿石中石英(1120)和赤铁矿(1120)、硅化白云岩中白云石(1120)和方解石(1120)晶面极图

图4-39 石碌矿区北一铁矿体富铁矿石显微构造照片

综上述，近SN向构造活动总体上对矿区各处石英光轴的定向起重要作用;NW向和近NW向构造活动在YZ08，YZ24组构图中又表现有所增强，出现主要次极密。结合宏观构造研究，成矿前，SN向构造活动处于高峰期，故石英光轴极密部方位在接近矿体处的改变为岩体侵入所致;成矿期，NW向和近EW向构造活动的影响由围岩向近矿体处增强，说明NW向、近EW向层间滑脱构造与成矿作用密切相关。

(五)石碌群第六层赤铁矿石中赤铁矿组构

对“四”中赤铁矿石样品中赤铁矿(1120)面网进行了测定和投影(图4-38d，e，f)。从X射线赤铁矿(1120)极图可以看出，其基本上可分为两类:一是以大圆环带中含有一个拉长了的极密为特征(图4-38d和f)，环带面的产状与野外富铁矿体产状一致(图4-40a)。环带面平行于片状赤铁矿构成的片理，代表轴面面理。采样地质环境是北一向斜南翼靠近轴部的部位，如样品YZ08取自于北一铁矿段，取样处铁矿体走向NEE—SWW向(图4-40a)，因而X射线赤铁矿(1120)极图为NE—SW向，反映受NW—SE向的主压应力作用或NE—SW向的伸展作用;而样品YZ24取自南六矿体，取样处矿体走向为NNW—SSE(图4-40b)，与其X射线赤铁矿(1120)极图一致，反映的是NEE—SWW向的主压应力作用或NNW—SSE向的伸展作用。环带中的极密说明在平行于环带面中的极密方向还存在拉伸作用，即相当于有限应变椭球体中的λ₁，这个沿环带方向拉长的极密，推测是一个沿b轴方向拉长了的极密方向，反映在此方向的延伸作用。另一个类型具比较复杂的优选方位类型，以采自北一矿段与YZ08相同矿体的边部的样品YZ09为代表，具贫矿性质(见图4-38e)，受断层影响，因而赤铁矿不具明显优选方位，或者早期形成的优选方位遭受到后期叠加的不同方式、方向变形的破坏。因此，第一类型极图定向组构清楚，且是“S”形的，即赤铁矿光轴点极密接近或平行于S面理，也平行于a线理L或b轴。这种组构类型反映赤铁矿以柱面滑移为主的变形机制发生变形，代表中高温条件下的韧性变形。据此，我们初步认为强烈的剪切变形能使成矿物质在空间上产生新的调整，矿床因而得到了变富加厚。冷盛强和李佩兰(1979)在高温、单轴外压实验中也发现，凡是在压力超过1200×10⁵Pa、温度达到450℃时以上的样品中，都有部分鲕状赤铁矿发生塑性变形，并同时转变为鳞片状赤铁矿，鳞片的展布方向与压力轴垂直。

赤铁矿属于三方晶系矿物，常见单形有平行双面c(0001)、六方柱(1120)、菱面体γ(1011)、μ(1014)、e(0112)、六方双锥n(2243)，在5.3MPa的氧压下其熔融温度为1572℃±5℃(Crouch et al.，1971)。Hennig-Michaeli(1977)、Hennig-Michaeli and Siemes(1982)对采自瑞典的Malmberget露天矿的粗粒赤铁矿矿石进行过三轴变形实验，发现具有强双晶化的颗粒中，主晶的c轴都是趋于与σ₁轴平行排列、双晶的c轴趋于与σ₁轴垂直;而基本上没有双晶化的赤铁矿颗粒中，c轴与σ₁的方向成高角度分布。他们还同时证实，低温下主要的变形机制是γ面和c面的变形双晶滑移;在200℃时，产生<1120>(1010)柱面滑移;随温度的升高，底面双晶滑移的应力值增大，而菱面γ双晶滑移应力和柱面α滑移的临界剪切应力τ_c却反而减小;在600℃以上，棱面{a}<m>双晶滑移是优先滑移系统，而γ晶面生长是次要的;当温度大于800℃时，基底滑移(c)<a>变得更重要;但当温度在900℃以上时，复原和重结晶开始，更高温下，有扩散流动现象发生。Rosière et al.(2001)通过结构和微构造分析并与变形实验结果对比后认为，赤铁矿矿石的变形有三个主要机制:即基底滑移(basal slip)、扩散流动(diffusion process)和各向异性的颗粒增长(anisotropic grain growth)，但构造后重结晶和次生颗粒增生并不影响先前变形阶段所形成的结构;低温时，发展{100}和(001)晶面最大优选方位，而温度从800℃开始，(001)晶面最大优选方位的发展是主要的。Siemes et al.(2003、2004、2008)则对多晶赤铁矿石在温度于600～1100℃、压力于300～400MPa、应变速度在(10^－4～10^－6)/s的不同条件下进一步进行了一系列三轴变形实验。他们的实验结果表明:在温度小于或等于800℃时，原先呈锯齿状颗粒边界的赤铁矿石逐渐变成叶片状边界，而γ双晶数量减少;动力重结晶温度高于800℃，而在温度大于或等900℃时，在具有粒度达150μm的赤铁矿石中有海绵状结构出现;同时，当压力平行于面理时，优选方位(结构)也发生显着的变化:①温度低于800℃时，由于{a}<m>面滑移，一个{300}最大晶面发生;②温度在800℃和900℃之间时，可能由于(c)<a>面滑移，一个最大c轴产生;③当温度大于或等于1000℃，可能由于增强的扩散流动，原始结构则优先保留，但具更低的密度。此外，他们的实验结果还表明，当压应力垂直面理时，原始结构仅有很小的改变。可见，颗粒方位、颗粒内部结构与压缩方位和温度之间存在密切的关系。然而，Pires(1995)对巴西Minas Gerais地区位于高应变域的Brucutu矿区内赤铁矿石研究认为，这些变形的矿石形成温度严格限于300～600℃之间，Rosière et al.(2001)认为可能是水解减弱的结果。

图4 -40 石碌矿区石碌群赤铁矿矿体和赋矿围岩组构图也)北一矿体280 台阶剖面(详见图4-3b); (b)南六矿体剖面饼见图4-5b)L 和s 分别代表线理和片理; Sc 和Ss 代表S-C 组构

构造变形与变质条带状铁建造(BIF)中富铁矿的富集关系(如巴西Quadrilátero Ferrífero地区富赤铁矿省)长期困惑着地质学家们(Rosière et al.，2001)，主要是由于未能将赤铁矿内部显微构造分析与区域构造变形有机结合起来，以正确理解其变形机制。事实上，构造变形和变质过程中，将会导致氧化条件、并引起赤铁矿含量的增加，以及结晶优选方位(CPO:Crystallographic Preferred Orientation)的发育，条带状铁建造的柔性化则强烈地受到变形过程中因温度、压力、应变速度和流体含量的改变导致赤铁矿结晶优选方位的发展的影响，而赤铁矿的结构不仅与晶体塑性变形有关，而且与替代磁铁矿后的板状镜铁矿的同构造变形增长有关(Lagoeiro，1998;Rosière et al.，2001;Siemes et al.，2003)。根据石碌矿区赤铁矿显微组构观察，结合上述岩石组构分析，进一步反映出石碌富铁矿体是受构造应力控制的变形体，最可能的形成因素是在定向剪切应力和高温控制下，具特征结晶方位和形体特征的赤铁矿集合晶出、变形和重结晶效应。这个过程不仅对矿石结构构造的形成起控制作用，也使石碌铁矿在初始贫富分布的基础上，进一步分异富集，并成为赤铁矿多晶集合体发育为强优选方位的主导因素。

(六)石碌群第六层其他岩石矿物组构

在矿区北一铁矿段280m标高台阶剖面采取了1个白云岩样品(详见图4-3b)，切面产状可见表4-1，所测矿物及面网分别为白云石(1120)、方解石(1120)。白云石属三方晶系，具有<1011>三组完全解理，常见f(0221)，双晶滑移和平移滑移，其X射线(1120)极图表现裂开式环带(图4-38g)，环带中又显示极密和次极密，为R+S型复合组构、三斜对称。该白云岩显示条带状构造特征，因此，它们是在构造动力作用下形成的相变。

方解石X射线(1120)极图表现平行切面的大圆环带(图4-38h)，环带轴与叶理面和颗粒拉伸方向b轴基本一致，但可能属轴对称引张作用结果。

⑥ 　沉积盆地流体-岩石相互作用研究方法和手段

在盆地沉积物埋藏后所经历的成岩过程中，会发生复杂的微生物、有机质、水、岩之间的相互作用过程。若烃类发生侵位，还涉及烃类参与的反应。传统上往往将它们单独地分别研究。流体-岩石相互作用研究力图将烃源岩、储集岩矿物和孔隙流体（油、气、水）及其中的微生物作为一个完整的地球化学系统来研究其相互作用，这就要求进行沉积学、水文地质学、同位素地球化学、微生物学等多学科交叉研究，将地质观察、实验模拟、计算机模拟结合在一起，解决一些单一学科的问题。下面介绍实验地球化学测试、实验室模拟、热力学理论计算等方面的研究方法。计算机软件模拟将专门分章讨论。

一、实验地球化学测试

沉积盆地流体-岩石相互作用研究需要对储层中油、气、水、岩进行全面的分析。所分析的项目及数量取决于研究的内容和目标，不能一概而论。

1.分析测试内容

岩石分析岩石的矿物成分、化学组成和储层物性；碳酸盐胶结物的碳、氧、锶同位素组成；硫酸盐和硫化物的产状、矿物习性、硫同位素组成；粘土矿物的X射线衍射分析和氧同位素分析。

流体包裹体分析流体包裹体包括液相和气相包裹体，液相又包括水相和烃类。均一化温度是各类流体包裹体常分析的内容，用以确定胶结物形成时期、油气注入时间。对于水相包裹体，需测定Na、K、Ca、Cl组成及盐度，用激光拉曼光谱测定溶解的CH₄、H₂S、CO₂气体质量分数，H₂S硫同位素和CO₂的碳同位素。对烃类包裹体则可进行全烃色谱分析，以确定是否发生蚀变。

油田水分析用毛细管等速电泳或高效液相色谱（HPLC）分析有机酸中甲酸、乙酸、丙酸、丁酸、苯甲酸等的浓度及总量。利用等离子发射光谱（ICP）分析微量元素K、Sr、Mn、Al、Fe、Zn、B、Li、Cs、Cd等。用钼-硅法分析其中二氧化硅的含量。用质谱仪分析碳、氢、氧、硫、锶、硼的同位素组成。

烃类分析分析稠油或沥青的物性和族组成、气相色谱特征、生物标志物和硫同位素，并与正常原油对比，以研究其成因机制。分析伴生气的气体组分和碳、硫同位素。

2.分析测试技术

国内众多的实验室已建立起了成熟的方法，来分析上述岩石学、流体包裹体及烃类分析的项目。唯粘土矿物（高岭石、蒙脱石和伊利石）的氧同位素分析国内尚未开展，但国外已有报道。油田水有机组分、微量元素及同位素分析，尚未为人熟知，有必要简要介绍。

1）有机酸分析技术

（1）等速电泳法（ITP）该法采用在中空的毛细管内进行恒流电泳的独特的分离分析方法。油水样经水相蒸发预处理，除去大量无机盐类后，即可直接进样进行有机酸分离。所用仪器为瑞典LKB-2127等速电泳仪及岛津IP-2A型等速电泳仪，检测器为电导检测器、紫外检测器及电位梯度检测器，配以200mm×0.5mm聚四氟乙烯毛细管（LKB-2127）及50cm×1mm、100cm×0.5mm两级聚四氟乙烯毛细管（IP-2A）。采用电解质溶液及尾随电解质溶液分别为组氨酸盐＋组氨酸溶液及2-N吗啉代乙磺酸溶液，或为HCl＋β-丙氨酸溶液及正己酸溶液。水相蒸发处理过程为：取水样低温蒸发，调至酸性，然后以丙酮洗涤过滤，再调节至碱性，浓缩定容。方法的回收率及相对标准偏差分别为96%～105%和2.4%～7.6%。

（2）区带电泳法（CZE）由于油田水中Cl^-干扰测定结果，等速电泳法需对样品进行水相蒸发预处理，采用区带电泳法则避免了上述预处理。所用仪器为惠普HP3PCE高效毛细管电泳仪，毛细管为50cm×50μm内径熔融石英毛细管（有效长度48.5cm），检测器为二极管阵列检测器。电解质体系为：①邻苯二甲酸氢钾＋十六烷基三甲基溴化铵，pH=6.0；②3,5-二硝基苯甲酸＋十六烷基三甲基溴化铵＋5%甲醇，pH=9.0。检测波长为254nm及210nm，间接检测，压力样进，油田水样过滤后，即可直接进样进行有机酸分离。方法的相对标准偏差为1.1%～3.5%。

（3）毛细管气相色谱法（GC）利用AT1000大口径极性毛细管柱，对油田水中C₂—C₅一元羧酸进行分离分析。对油田水以水相蒸发除去大量无机盐类后，经浓缩再直接进样，无需酸化和萃取。方法回收率和相对标准偏差分别为79.6%～100%及1.9%～6.4%。

2）同步辐射X射线荧光分析

利用北京正负电子对撞机国家实验室同步辐射装置，在专用模式下进行工作。实验测试时，样品受同步辐射X射线激发，发生电离，被电离的原子产生次级特征X射线。每种元素有其固有的特征X射线能量及相应的特征波长，用Si（Li）探测器测定这些特征X射线的能量可判断元素的类别；根据测得的待测元素的特征X射线荧光计数与相同实验条件下标样所测的该元素的计数比较，可得出元素的含量。

由于同步辐射具有高亮度、高准直、线偏振及宽频可调等优异特性，因而用于样品的微量元素分析时灵敏度高，对制样要求简单，可在保持样品原始状态下进行测定，并能在相同的实验条件下同时测定一个油田水样品中的20多种微量元素，检测下限可达10^-6量级。

3）δD、δ¹⁸O、δ³⁴S和⁸⁷Sr/⁸⁶Sr的测定

δD的测试采用的是高纯锌（Zn）还原法，即将2μL水样在390℃下经过锌还原出氢气，然后用MAT251质谱仪测定氢气的D/H值。δ¹⁸O的测量采用CO₂-H₂O平衡法，即将一定量的CO₂高纯钢瓶二氧化碳与2mL水样平衡，用MAT251型质谱仪测定平衡后CO₂的¹⁸O/¹⁶O。δD、δ¹⁸O测试结果均以SMOW（标准平均大洋水）为标准给出，其标准偏差分别为1‰～2‰和0.20‰～0.30‰。

δ³⁴S硫化物硫同位素分析方法是，将硫化物与一定比例CuO混合，在1100℃下真空燃烧制备纯的SO₂气体。硫酸盐、自然硫或岩石中微量硫，均采用埃斯卡试剂处理，转化为氧同位素基本纯的硫酸钡。制样时，称取一定量的BaSO₄、V₂O₅、SiO₂（比例为1∶3.5∶3.5），混合均匀后放入瓷瓶内，并在其上覆盖一层铜丝，在980℃的真空热解下，制备纯的SO₂气，然后用MAT251型质谱计测定³⁴S/³²S值。δ³⁴S值以CDT（为迪亚布洛峡谷陨石中的陨硫铁）标准给出。其标准偏差为±0.10‰～0.30‰。

⁸⁷Sr/⁸⁶Sr测定方法是，取一定量地层水，用超纯HCl酸化，经过标准离子交换技术分离后，在MTA261型多接收器质谱仪上进行测定。溶解碳酸盐全岩、胶结物是用超纯的HCl，溶解页岩采用超纯HF和HClO₄试剂。分析精度0.00003～0.00007。其中，地层水样来自中途测试或完井测试。但是，这类样品不可能有足够的采样覆盖面，尤其在井内更是如此。最有效的弥补方法是使用岩心样品，这就涉及岩心的保护及其水的离心分离。在应用了低浸染取心技术（即最大限度地减少泥浆对水的污染）以后，这种方法非常实用。还有一种是RSA法，即残余盐分析法。在实验室中用超纯水浸滤未经保护的常规岩心，以溶解孔隙中的盐。这种盐是岩心在储藏期间从蒸发的地层水中沉淀出来的。由于不可能浸滤出100%的盐类物质，所以浸滤出的盐不保留原始地层水总体化学性质。但是通过对RSA法的有效性严格检验后，发现锶同位素⁸⁷Sr/⁸⁶Sr比值却不受影响。在取样过程中必须避免在岩心边缘、裂隙面和含有高渗透性岩石的部位取样，筛去具有污染特征的数据（取决于渗透性与⁸⁷Sr/⁸⁶Sr之间的关系），还要沿一些岩样的半径方向测定RSA法的数据特征，以此来校验岩心中央未被污染水的稳定比值。与多种钻井泥浆渗透液相比，地层水中的高Sr含量意味着水中⁸⁷Sr/⁸⁶Sr比对污染作用相对地不太敏感。比较而言，地层水的⁸⁷Sr/⁸⁶Sr比值为0.705～0.730，砂岩中矿物的⁸⁷Sr/⁸⁶Sr比值变化范围更大：斜长石或碳酸盐小于0.710，钾长石大于0.730，而云母大于0.800。可见，用RSA法可以将油田水⁸⁷Sr/⁸⁶Sr比值十分精确地测定出来（Smalley,1987）。

二、实验室模拟

模拟实验是在实验室中通过控制实验条件来模拟自然条件下流体-岩石相互作用的过程。模拟实验包括动力学和热力学两种模拟方法。中国地质科学院张荣华研究员一直在模拟研究开放体系中方解石、萤石等矿物-水的反应动力学。而沉积盆地水-岩反应更常发生在半封闭-半开放体系中。模拟的内容包括：有机酸、CO₂的生成；有机组分（原油、有机酸等）参与的水-岩相互作用；金属有机配位化合物稳定性的实验测量等。常用的模拟实验方法是流动或动态实验装置（Barth等，1988；杨俊杰等，1995）。该方法是将反应溶液从一端注入，并在控制的温度、流速下与反应容器中涂有环氧树脂的岩心发生作用。反应溶液可以是各种合成地层水，可含有机酸或原油。在不同的持续时间里从另一端收集反应后的溶液，观测水化学的变化。另一方法采用间歇反应器（静态装置），反应容器可用不锈钢、钛制成。采集并分析经不同时间反应后的溶液，对比实验前后岩石的显微特征、物性或原油性质的变化，以达到模拟研究流体-岩石相互作用的目的。

三、热力学理论计算

热力学理论计算方法是运用热力学定律，对地球化学反应和过程进行理论计算来推断和解释各种地球化学现象（梅廉夫等，1994），可为实验结果的延拓、解释和检验提供理论依据。倪师军等（1993）根据流体包裹体温度、压力、成分及E_h-pH值，计算了成岩流体与矿物相互作用的趋势。而自由能更广泛应用于化学反应趋势的预测上。McBride（1987）、罗明高（1995）以反应的自由能模拟计算了成岩作用的序列；Meshri（1990）对比研究了碳酸和有机酸的热力学反应能力，计算了碳酸盐矿物方解石和铝硅酸盐矿物长石的溶解趋势和向粘土矿物转化趋势。Giles（1990）利用质量传递方程研究了矿物溶解-沉淀、离子迁移能力对次生孔隙和总孔隙度变化的影响。可见，热力学理论计算已用于地质现象的解释和预测上，是计算机软件模拟的基础。但相对而言，考虑的因素较为单一。

⑦ 岩石力学数值模拟方法有哪些，试评述岩石力学研究中常用的数值分析软件

几乎所有的数值方法都可以用岩石力学上，解决某些具体问题可能某些数值方法更有优势。FLAC，ABAQUS等，太多了。

⑧ 岩石粒度 分析方法主要有哪3样

排除用先进仪器测定的话，一般有三种方法：筛析法、沉速（降）法和镜下薄片鉴定法。
一般对易于分解离开的岩石（如碎屑岩），通常采用筛析法和沉速法；对固结较紧且又不易解离的岩石，通常采用薄片鉴定法；而对粗大的砾石通常直接测量。

⑨ 岩石化学成分分析

一、全岩化学成分分析

在采样点xj2,xj5,xj11上的样品中各挑选了一些样品共14个糜棱岩及其原岩进行了全岩化学成分分析,结果如表4-4所示。 从表中可以看出,在采样点xj2和xj5上,各自几个糜棱岩样品的化学成分是比较接近的,其原岩(分别为花岗岩和片岩)的成分也相近。 为便于比较,取其平均值。 但在采样点xj11上,两个糜棱岩样品的成分相差较大,说明其中一个糜棱岩样品的原岩可能不是xj11-10花岗岩。 参考xj2的数值,取xj11 -9糜棱岩样品的化学成分,与其他两个采样点的成分平均值一起列在表4-5中。 为使成分对比更直观,我们作了成分对比直方图(图4-8至图4-10)。 图4-8和图4-10都是花岗岩与糜棱岩的成分对比,它们有相同之处,也有一定差别。 相同之处在于,糜棱岩中的SiO2含量都比花岗岩高,而Al₂O₃,FeO,CaO,TiO的含量都略低;最明显的不同之处在于xj2采样点糜棱岩中的K₂O含量比花岗岩低,而Na₂O含量则高,xj11采样点糜棱岩中K₂O含量比花岗岩高,Na₂O含量基本相同。 从图4-9的片岩与糜棱岩的成分对比可以看出,SiO₂,CaO,Na₂O的含量糜棱岩比片岩低,其他成分则高。

表4-4 糜棱岩及其围岩全岩化学分析结果(常量元素%)

表4-4(续1) 糜棱岩及其围岩全岩化学分析结果(微量元素w_B/10^-6)

表4-4(续2) 糜棱岩及其围岩全岩化学分析结果(微量元素w_B/%)

表4-5 糜棱岩及其围岩全岩化学分析结果平均值对比(常量元素w_B/%)

图4-8 采样点xj2花岗岩与糜棱岩平均全岩化学成分对比

图4-9 采样点xj5片岩与糜棱岩平均全岩化学成分对比

图4-10 采样点xj11花岗岩与糜棱岩平均全岩化学成分对比

二、长石成分电子探针分析

在进行全岩化学成分分析的上述3个采样点的样品中挑选了47个钾长石和斜长石晶粒,用电子探针方法测定了其化学成分,其结果表示在表4-6中。 从表中可以看出,在各个剖面上,同类岩性样品的同种矿物的成分还是很接近的,有的是相差无几。 我们取其平均值,将结果表示在表4-7中。 为便于对比作了直方图,图4-11至图4-14为各类长石平均含量对比图。 采样点xj2糜棱岩中的钾长石与花岗岩中的钾长石相比,其Ab,Or,An和镁铁比没有明显差别(图4-11),而两种岩石的斜长石成分对比表明,Or和An则明显减少(图4-12);采样点xj5糜棱岩与片岩中斜长石成分相比,其中的Ab,Or, An含量几乎没有差别(图4-13);

表4-6 糜棱岩及其围岩中长石化学成分电子探针分析结果对比(w_B/%)

续表

续表

表4-7 糜棱岩及其围岩中长石化学成分电子探针分析结果平均值对比(w_B/%)

图4-11 采样点xj2花岗岩与糜棱岩中钾长石平均成分对比

图4-12 采样点xj2花岗岩与糜棱岩中斜长石平均成分对比

图4-13 采样点xj5片岩与糜棱岩中斜长石平均成分对比

图4-14 采样点xj11花岗岩与糜棱岩中斜长石平均成分对比

采样点xj11糜棱岩与花岗岩斜长石成分相比,Ab增加,An减少,Or基本一样(图4-14)。

再对比其化学成分。 因为其次要成分相差甚微,为简化图形只取其主要成分,所作直方图表示在图4-15至图4-18中。 糜棱岩与花岗岩相比,xj2钾长石的主要化学成分几乎一样(图4-15);xj2斜长石,CaO和K₂O的含量降低,其他成分基本一样(图4-16);xj5斜长石的主要成分基本一样(图4-17);xj11斜长石的Al₂O₃和CaO的含量减少,SiO₂和Na₂O的含量增加(图4-18)。 与矿物成分的对比结果是一致的。

图4-15 采样点xj2花岗岩与糜棱岩中钾长石主要化学成分平均值对比

图4-16 采样点xj2花岗岩与糜棱岩中斜长石主要化学成分平均值对比

图4-17 采样点xj5花岗岩与糜棱岩中斜长石主要化学成分平均值对比

图4-18 采样点xj11花岗岩与糜棱岩中斜长石主要化学成分平均值对比

⑩ 岩石边坡稳定性分析和土质边坡稳定性分析方法是一样的吗

他们的分析方法不一样，但是原理是一样的，岩石边边坡稳定性与土质边缘稳定性两者之间存在着区别，因为其质地不一样，还有其稳定性差异悬殊