碳酸岩石检测方法

‘壹’ 碳酸钙检测方法

碳酸钙检测方法：加盐酸后生成能使带火星木条熄灭的气体即为碳酸钙。
碳酸钙（不可溶）+盐酸→氯化钙（可溶）+碳酸→碳酸不稳定，会分解为水+二氧化碳（气泡）
PS:为鉴定放出气体是二氧化碳，可在试管口放置带火星的木条。木条熄灭说明放出的是二氧化碳。
碳酸钙是一种无机化合物，俗称：灰石、石灰石、石粉、大理石等。主要成分：方解石，是一种化合物，化学式是CaCO₃，呈中性，基本上不溶于水，溶于盐酸。它是地球上常见物质，存在于霰石、方解石、白垩、石灰岩、大理石、石灰华等岩石内，亦为动物骨骼或外壳的主要成分。碳酸钙是重要的建筑材料，工业上用途甚广。碳酸钙是由钙离子和碳酸根离子结合生成的，所以既是钙盐也是碳酸盐。

‘贰’ 碳酸岩的岩石地球化学特征

白云鄂博碳酸岩岩墙代表性样品的球粒陨石标准化REE分布型式图解（球粒陨石标准化数据引自Boynton,1984； 样品90/39,90/43,90/44,90/48为碳酸岩； 90/49，90/51为霓长岩）
分析方法：每个样品精心挑选500 g小碎块，用蒸馏水清洗干净，用烘箱（100 ℃）烘干。将样品碎块置于玛瑙球磨内粉碎至200目以下。全岩分析在英国Leicester大学地质系用Philips PW 1400 X荧光光谱仪测量，用熔片法测量主要元素（用铑管测定），压片法测量微量元素，用铑管测定Ni,Zn,Rb,Sr,Y,Zr,Nb和Th，用钨管测量Sc,V,Cr,Cu,Ba,La,Ce和Nd。为了使微量元素在仪器分析范围之内，将样品与光谱纯SiO2按照1∶1的比例进行稀释。样品的稀土元素分析也在Leicester大学地质系利用等离子光谱仪测定，对原始ICP数据进行Ba,Sr,Ca,Fe和Zr谱线叠加校正。
稀土元素：碳酸岩全岩样品的REE含量高，变化范围大，介于1.45%～19.92%，平均为8.36%（质量分数），业已构成REE富矿石。球粒陨石标准化REE分布型式呈现LREE强烈富集，无Eu异常，与世界其他地区碳酸岩的REE分布形成一致。NLa/Yb比值介于139～1776，平均为814，说明碳酸岩的轻稀土与重稀土元素之间发生了极度分馏。此外，不同样品的稀土元素含量相差近14倍，预示碳酸岩岩墙内REE分布极不均匀。这与岩石薄片观察所发现的氟碳铈矿等稀土矿物局部高度集中（可达15%～20%（体积分数））的结果吻合。此外，方解石虽然富含Sr和Mn，表现为典型的火成碳酸岩的特征，但是其REE含量多在电子探针的检测限以下，预示REE主要赋存在氟碳铈矿等稀土矿物之中。
白云鄂博碳酸岩岩墙代表性样品的原始地幔标准化微量元素蜘蛛图解（原始地幔标准化数据引自Wood等，1979； 样品90/39,90/42,90/43,90/44,90/45,90/52,93/149为碳酸岩； 90/40,90/46/90/55,90/56为霓长岩）
微量元素：XRF分析结果如表2所示。原始地幔标准化的碳酸岩微量元素蜘蛛图解表明，碳酸岩富含Ba,Th,LREE和Sr，变化多端的Nb和P，以及较低的Rb,K和Ti，Zr虽然含量较低，但是异常并不显着。这种微量元素蜘蛛图与常见的细粒方解石碳酸岩完全一致。值得指出的是，它们与白云鄂博REE-Nb-Fe矿床的细粒赋矿白云石大理岩（H8f）的微量元素蜘蛛图几乎重叠。全岩Sm-Nd同位素测年结果表明，碳酸岩岩墙形成年龄t=1223±65(2σ） Ma,INd=0.510926±35(2σ），εNd(t)=-2.63±0.68。这在误差范围内，与白云鄂博稀土矿石的Sm-Nd等时年龄一致，其初始143Nd/144Nd比值也十分接近。
与正常沉积石英砂岩相比，霓长岩的SiO2含量降低，Na2O和Fe2O3显着升高，说明霓长岩化作用带入了Na和Fe，带出了Si。此外，霓长岩的微量元素蜘蛛图解显示了较高的Rb,K和Zr，保留了一般沉积石英砂岩的特征； 但是，Ba,La,Ce,Nd,Sr明显呈现富集，这是碳酸岩岩墙引起的围岩霓长岩化叠加作用的特征。从形成时间上看，霓长岩与碳酸岩是同时的，或者略晚一些。所以，用霓长岩和碳酸岩作为全岩Sm-Nd同位素测年样品所获得的结果是可靠的。

‘叁’ 碳酸盐岩侵蚀试块的安放和测定

本研究在1号和2号泉的泉口、泉水流过的中游3号点以及下游河4号点（图19.1、图19.2）水中分别安放了灰岩（细晶结构）和白云岩（粗晶结构）试块（图19.3）。它们分别取自广西阳朔白沙融县组和柳城大埔组。其化学成分如表19.1。

图19.3 统一制作的碳酸盐岩试块

尺寸：长×宽×厚=25cm×15cm×5cm

碳酸盐岩侵蚀速率的测定使用从澳大利亚进口的微侵蚀计。微侵蚀计是一种直接测定岩石表面相对高度的装置。它由固定的不锈钢基座、活动的不锈钢基架和数字式微尺三部分组成（图19.4）。首先，相对于固定的不锈钢基座，数字式微尺被校正至0值。然后，将其固定至若测定的碳酸盐岩试块基座部位（该部位由3个成三角形排列的不锈钢螺帽组成，试验前已镶嵌固定在大小为25cm×15cm×5cm的碳酸盐岩试块（图19.3）上），并记录下侵蚀前岩石表面相对高度的初始读数。本研究使用的澳大利亚特制的微侵蚀计在岩块上每次测量时可以5×10的网格点读取50个数据，测量精度可达0.01mm，标准误差小于1%。碳酸盐岩块放入水中一定时间（考虑到微侵蚀计的测定精度和侵蚀速率的大小范围等，本研究中外源水中的测定间隔设为一个季度）后取出，微侵蚀计相对于原固定的不锈钢基座被再次校正至0值，并再次将其固定至若测定的侵蚀后的碳酸盐岩块基座部位，记录下岩石表面相对高度的终了读数，那么，终了读数与初始读数之差即为试验期间碳酸盐岩的侵蚀深度（速率）。

表19.1 白云岩和灰岩试块地球化学成分特征（w_B/%）

图19.4 澳大利亚产微侵蚀计

‘肆’ 如何检验岩石中的物质

最简单的鉴别方法：加入HCL，将生成的气体通入澄清石灰水中，石灰水变浑浊，说明主要成分是CACO3

‘伍’ 碳酸盐岩中沥青反射率的测定及其在确定成熟度中的应用

张学军李佩珍张林晔

参加课题研究的还有刘庆、陈致林、黎萍、王丽华、黄蓉等.

摘要次生固体沥青是碳酸盐岩中最常见的显微组分。本文利用全岩光片与干酪根光片相结合的方法，对碳酸盐岩的显微组分进行分析，并对其中的固体沥青反射率进行测定，建立了次生固体沥青反射率与镜质体反射率之间的关系，为碳酸盐岩成熟度的确定提供了一个良好的参数。

关键词碳酸盐岩成熟度沥青反射率显微组分

一、引言

热演化程度是评价烃源岩生烃条件的重要因素之一。目前使用较多的热演化指标是镜质体反射率和分子化石生物标志物的异构化参数。高等植物的真正出现是从泥盆纪以后，泥盆纪以前的中新元古界和下古生界不存在镜质体，镜质体反射率指标在这些地层中无法应用；另外中新元古界和下古生界地层演化程度普遍较高，生物标志物对应异构体一般达到终点，使分子有机地球化学的成熟度指标在这些地层中亦失去了有效性^[1,2]。国内外石油地质工作者为寻找可靠的成熟度标志进行了长期的努力与探索^[3～7]，至今尚未解决。

本文从碳酸盐岩的研究碳酸盐岩的实验室分析方法入手，对沥青的特征、成因、反射率方法以及与可溶有机质的生物标志化合物等指标的关系进行了研究，确定了它们在判断成熟度中的作用。

二、碳酸盐岩分析测试方法

1.干酪根处理方法的改进

由于碳酸盐岩有机质含量普遍偏低，进行有机质性质研究非常困难。我国的碳酸盐岩由于成熟度普遍较高，其中显微组分多已降解为非常细小微粒体，在干酪根处理过程中由于碳酸盐矿物与盐酸反应十分剧烈，常规的处理方法极易造成有机质的流失。在研究中，通过改进干酪根处理程序和重液分离方式，使其在处理过程中的流失大大降低，干酪根的获取率有了极大的提高，由改进前的30%提高到90%以上。

2.干酪根光片制备方法的改进

干酪根样品在进行光性测定之前，首先要进行光片制备。光片制备质量的好坏直接影响到测定值的准确性与可靠性。在碳酸盐岩中由于有机碳含量低，制备出的干酪根纯度一般也较低，且光片中光性相似的显微组分较多（固体沥青、动物有机碎屑、镜状体等），组分的辨认与鉴定难度增大。因此，在研究中对干酪根光片的制备方法进行了改进，即把干酪根先进行氯仿浸泡，洗去其中的可溶组分，然后在载玻片上直接用502胶固结的制片方法。这样制备的光片既能有效进行荧光测定，又使其中的显微组分最大可能的富集，提高了测量和鉴定的准确度。

该方法有效的改变了碳酸盐岩中显微组分难于对比和测定的问题，使沥青反射率和海相镜质体反射率的测定成为可能。

3.全岩光片鉴定方法

全岩光片分析方法是在常规有机岩石学和孢粉学基础上发展起来的。它与常规有机岩石学相比具有能够保持显微组分原始产状的特点，根据其原始产状可以正确的区分固体沥青、镜状体及动物有机碎屑等反光下光性特征非常相似的组分，对碳酸盐岩的有机显微组分鉴定、分类及测定起了不可替代的作用。

三、碳酸盐岩显微组分分类与组成

1.碳酸盐岩显微组分分类

进行显微组分分类应充分考虑组分的来源和镜下特征。对于碳酸盐岩，首先应考虑显微组分之间的成因联系，使各显微组分之间形成一套以生源、生物先质的转化作用和演化阶段等成因要素为联系的完整系统；其次应将光学显微镜下不同相态、赋存特征及成因的有机质都纳入分类，使其较全面的反映碳酸盐岩的显微组分组成。分类还应强调碳酸盐岩显微组分的特殊性，包括碳酸盐岩中较常见的动物有机碎屑、次生组分、包裹体有机质及海洋腐殖化作用形成的海相镜质体等显微组分，以揭示其不同于陆相烃源岩及碎屑岩的鲜明特征，研究过程中以实用性、全面性、系统性为原则，并参考前人的研究成果^[8～10]，采用了表1所示的方案。

2.碳酸盐岩显微组分组成

传统有机岩石学认为碳酸盐岩有机质丰度低，显微组分种类单调。通过对和田探区石炭—二叠系、胜利油区下古生界寒武—奥陶系多块样品的分析鉴定，发现碳酸岩盐中显微组分的种类非常丰富，只是在不同地区、层段，显微组分组成差异很大（表1）。

和田探区显微组分呈明显的陆相和海相混源特征。海相原生组分大部分为腐泥无定形体，其镜下呈黄色、浅黄色和褐黄色的絮状物，主要来自于浮游藻类，有的仍保存有藻残体结构。由于藻类体在沉积成岩过程中遭受降解的程度不同，往往呈现深浅不一的黄色荧光，保存较好的荧光呈亮黄色。这种荧光特征不仅表明沉积时藻类已遭受一定程度的降解，还表明沉积时的底水并非严格的强还原条件。在薄片中还可见到一定量的大型底栖宏观藻类，如海松藻等（主要是绿藻类），荧光为褐色或无荧光。此外可见部分保存完好的动物碎屑，其有机质内衬膜仍清晰可辨，呈现浅黄色。本区源自陆源的有机显微组分也具有较高的含量，以镜质体和惰质体含量为最高，二者均可见到明显的高等植物体的结构，而生烃能力较强的显微组分则以角质体、孢粉体为主，前者荧光色往往呈褐黄色和黄色，后者则多呈黄色到亮黄色。这种干酪根母源表现出的典型的混源成因，反映了沉积环境中陆源有机质贡献较大。

胜利油区下古生界碳酸盐岩则不含陆生植物来源的显微组分，个别样品中偶尔可见来自于较古老地层的再循环组分，大部分样品以含内源组分和次生组分为主。在成熟度低的样品中（大古22井）含有较多的水生疑源类有机质和无定形，荧光下呈黄至暗黄色，透光下为浅黄色。在成熟度偏高的样品中，原生显微组分大多已完全降解为贫氢次生组分，透光下主要可见黑色微粒状无定形（微粒体），全岩光片中由于微粒体多充填于无机矿物之中而难于鉴定，主要可见的组分为次生沥青体。

表1碳酸盐岩显微组分分类及组成表

由此可见，不同地区和层段之间显微组分差异很大。因此，在判断碳酸岩盐成熟度时应针对其显微组分特点采用不同的方法。本次研究针对胜利油区下古生界和和田探区碳酸盐岩的特点，对固体次生沥青和海相镜质体的光性特征进行了重点研究。

四、沥青反射率测定

由上述分析可以看出，海相烃源岩中的固体沥青含量多、分布广，且其光性变化大，一般粒径也较大，便于进行光性测定。因此，通过测定沥青的反射率值并建立它与镜质体反射率的关系，是解决缺乏镜质体的海相烃源岩，特别是早古生代海相烃源岩的成熟度的有效方法之一。

但是，沥青反射率作为下古生界和碳酸盐岩的成熟度指标的可靠性，一直是一个未完全解决的重要问题[1～13]。固体沥青反射率作为有机质成熟度的指标取决于其形成时间、期次和成因类型。所谓有机质成熟度是地质体热演化程度的衡量，是温度和时间的函数，只有反映地质体所经历的整个演化史的指标，才能作为良好的成熟度指标，如镜质体反射率。而固体沥青是次生组分，其反射率仅反映了流体烃类转变为固体沥青后所经历的热历史，未能反映所在地质体所经历的全部热历史。如果固体沥青形成较早（如烃源岩在达到最大热演化程度之前），其反射率能较好的反映烃源岩所经历的大部分热演化史；如果形成较晚（如大多数储集层沥青），则不能反映所在地层的有机质成熟度。因此，固体沥青反射率测定的关键是镜下认识、区分不同种类和来源的沥青。

1.沥青的成因

沥青的成因非常复杂，许多地质作用均可形成沥青，综合起来主要有以下几种：①地质体中的干酪根经热解作用形成重的杂原子产物，又称渗出沥青体；②生物体经大气降水水洗作用和细菌降解作用而形成；③原油形成后在以后的热演化作用中继续发生裂解，一部分重的则聚合起来形成沥青；④原油形成后发生分馏作用（如脱气等）而形成；⑤当原油喷发到地表，由于压力减小，轻组分挥发，重组分组合而形成。

有机岩石学认为，沥青是由富氢的显微组分在热作用下形成“液态烃”经地质作用转变而成的次生物质，在地质体中发生一定距离的运移而形成的一种有机显微组分。在碳酸盐岩及其他烃源岩中，沥青的成因主要有原地裂解变形及热解液态产物的运移固化两种。

原生显微组分的原地裂解变形是次生显微组分形成的一种重要方式。在煤和泥岩中，原生显微组分（主要为腐泥组和壳质组）经软化解体、液晶固化及固相裂解等形式的原地解体变形，主要形成粒状沥青体、球状沥青体及纤状沥青体^[8]。在海相碳酸盐岩中，原生解体变形的主要母质组分是腐泥组、部分海相镜质组及动物碎屑显微组分等，经固相裂解主要形成微粒状沥青，这些微粒集合体总体上仍然保持了原生显微组分的轮廓。这部分沥青有人曾对它的光性进行过研究^[6]，但由于其颗粒细小及较强的各向异性，在测定和判断成熟度中难度和误差都较大。

原生显微组分热解液态产物的运移固化是碳酸盐岩中沥青体形成的主要方式，其形成的沥青主要是均质沥青体和浸染状沥青体。它们的共同特征是呈次生充填的产状，充填于空间裂隙、由压溶作用形成的缝合线、重结晶作用形成的晶间隙及负鲕粒空洞等。均质沥青体表面均一，粒径较大，适于反射率测定；而浸染状沥青由于仅浸染矿物表层，无法测定其反射率。

2.沥青的分类

由于固体沥青的成因复杂，镜下光性特征多样，因此其分类方法十分繁杂。

Jacob代表国际煤岩学委员会（ICCP）运移沥青工作组提出了运移沥青的显微组分分类，这是从有机岩石学角度全面认识“运移沥青”的试尝^[14]。钟宁宁等根据结构、产状和形成方式，把沥青分为五种显微亚组分，即均质沥青体、浸染状沥青体、粒状沥青体、球状沥青体和纤状沥青体^[8]；傅家谟等考虑到沥青产出的地质特征，将沥青划分为原生－同层沥青、后生－储集层沥青、岩浆热变质沥青和表生－浅层氧化沥青四类^[15]；陈中凯依据沥青形成与油气形成之间的关系将沥青划分为前油沥青和后油沥青两类

陈中凯.我国某些天然固体沥青的岩石学和有机地球化学研究.中国矿业大学北京研究生部.1989.；肖贤明则将渗出沥青体与沥青分别划分，把前者进一步分为工类、Ⅱ类、Ⅲ类，将后者分为原地沥青、异地沥青和再循环沥青^[16。

上述沥青分类对沥青反射率的测定和应用十分不利。为了使所测定的数据能准确可靠及有较强的可对比性，研究中对所测定沥青的类型进行了严格的限定。

本研究中测定的沥青按国际煤岩学分类，属演化程度在辉沥青以上的几种；在按光性特征分类中属于均质沥青体；在产出特征分类中属于次生充填同层沥青（微异地沥青）。这部分沥青一般是在成油作用初期或高峰期充填，随地层一起经历了大部分的地质热历史，其反射率能较准确的反映热演化程度。

3.固体沥青的镜下特征及反射率测定方法

由于沥青成因的多样性及其镜下特征的复杂性，镜下组分的鉴定与识别是沥青反射率测定的关键。在干酪根光片中，固体沥青与其他类镜质组分有许多相似的反光特征，但在全岩光片中它们的形状、结构及产状等又有所差异（表2），正确区分固体沥青的特征是进行测定的前提条件。

表2海相镜质组、外源镜质组与固体沥青鉴别特征比较表

4.固体沥青反射率的测定方法

在反射率测定过程中，由于固体沥青与常见的镜质组分成因不同，其反射率测定及取值方法也有所差异。碳酸盐岩中的固体沥青由于其来源的复杂性和存在多期充填现象，使测定时组分的确定及有效值取舍变得较为困难。

组分确定是测定固体沥青反射率的难点之一。为了保存有机显微组分在岩石中的原始产状，沥青反射率测定应在全岩光片上进行，在组分稀少时则应先进行干酪根富集，并应用干酪根光片与全岩光片对比进行。这样才能正确区分与固体沥青反射光特征相似的海相镜质组、动物有机碎屑等组分，并在测定时剔除偶尔出现的再循环显微组分。

由于碳酸盐岩中固体沥青存在多次充填现象，反射率测定一般会出现多组测定数据（图1），其中反射率值较高的一组是初期充填沥青，形成于成油初期阶段，随烃源岩经历了较多的地热过程，更能代表有机质的成熟度，一般应取该组的平均值作为该样品的反射率值；而较低的一组或几组为后期充填，仅代表该样品有多期沥青充填，没有太大的成熟度意义，一般不取作有效值。

五、沥青反射率与镜质体反射率的关系及其应用

图1不同期次充填沥青的反射率值直方图

1.沥青反射率与镜质体反射率的关系

固体沥青反射率随热演化程度加深而增大，但其变化规律与镜质组有所不同，因此要用它作为成熟度参数首先应建立起两者之间的换算关系，这方面国内外学者都作过不少探索^[1～13]。但由于沥青成因和分类的复杂性，及地区之间的差异性，不同的研究者及不同地区的分析结果不尽相同。研究中通过对和田探区100多块海相碳酸盐岩样品的全岩显微组分定量统计和鉴定，选出了石炭—二叠系既含沥青，又含正常的陆源镜质体的样品，分别进行了反射率测定（表3），并在计算机上进行了曲线拟合，得出镜质体反射率（R_o）和沥青反射率（R_b）的相关关系式为：

胜利油区勘探开发论文集

利用该关系式，可以把沥青反射率换算为等效镜质体反射率，进行成熟度确定。公式（1）在和田探区的烃源岩研究中被证明是可靠的

①张林晔，徐兴友，刘庆等.和参1井烃源岩评价.1999.。

2.固体沥青反射率表征成熟度的可靠性探讨

（1）沥青反射率表征的成熟阶段与显微组分镜下特征吻合较好

胜利油区下古生界碳酸盐岩样品也含有较多的次生固体沥青，其反射率测定结果见表4。通过显微组分镜下观察发现，所测定的沥青反射率与干酪根荧光和透光下显微组分特征反映的成熟情况基本一致。如大古22井、大古31井，透射光下组分呈浅黄—黄色，荧光下发现有较多的荧光较强的疑源类，其成熟度不应很高，测定的等效镜质体反射率值为0.8%～1.0%；而古1、古2井的显微组分在透射光下大多数组分为不透明的黑色，且有大量高过成熟阶段的微粒体，反映出较高的成熟度，等效镜质体反射率为2.0%。这一现象说明沥青反射率值能正确地反映有机质的演化程度。

表3和田探区部分样品测得的R_b和R_o数据表

表4胜利油区下古生界碳酸盐岩沥青反射率测定数据表

（2）甲基菲指数与沥青反射率的关系

有机可溶物芳烃的甲基菲指数是研究成熟度的常用指标。研究表明，指数与成熟度的关系可分为两段，当R_o为0.5%～1.35%时，为线性增加，当R_o大于1.35%时，则开始线性下降^[11]7。由于甲基菲指数在R_o为1.35%时出现一个极大值，使成熟度跨越这一范围的样品在应用此参数时受到限制。

胜利油区下古生界碳酸盐岩中甲基菲指数与等效镜质体反射率的关系如图2所示。从图中可以看出，碳酸盐岩的甲基菲指数测定结果与其他岩性一样，在等效镜质体反射率为1.35%时出现了一个极大值，与前人的研究成果完全吻合。充分说明固体沥青反射率在表征成熟度方面是一个十分可靠的指标。

图2甲基菲指数与等效镜质体反射率关系曲线图

3.沥青反射率在确定成熟度中的应用

根据沥青反射率与正常镜质体反射率的关系，在利用固体沥青反射率确定碳酸盐岩成熟度时，可直接利用沥青反射率或把沥青反射率换算为等效镜质体反射率后，按以下标准划分成熟阶段（表5）。

表5利用固体沥青反射率划分碳酸盐岩成熟阶段方法简表

六、结论与讨论

次生固体沥青在碳酸盐岩中分布广泛，光性变化明显，并与镜质体反射率有良好的相关性，是确定碳酸盐岩成熟度的可靠指标。由于其成因的复杂性和存在多期充填现象，在测定过程中要特别注意组分的识别及有效值的取舍。

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‘陆’ 岩石肉眼鉴定的标志与方法

三大岩类野外观察描述定名总结：
（一）岩浆岩的观察与描述
对岩浆岩的观察，一般是观察其颜色、结构、构造、矿物成分及其含量，最后确定其岩石名称。肉眼鉴定岩浆岩，首先看到的就是颜色。颜色基本可以反映出岩石的成分和性质。
对岩浆岩进行肉眼鉴定

第一步是要依据其颜色大致定出属于何种岩类。比如，若是浅色，一般为酸性岩（花岗岩类）或中性岩（正长岩类）；若是深色，一般为基性岩或超基性岩。由酸性岩到基性岩，深色矿物的含量逐渐增多，岩石的颜色也就由浅到深。同时还要注意区别岩石新鲜面的颜色和风化后的颜色。还可根据其中暗色矿物与浅色矿物的相对含量来进行描述，如暗色矿物含量超过60%者为暗色岩，在30—60%者为中色岩，在30%以下者为浅色岩。
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第二步是观察岩浆岩的结构与构造。据此，便可区分出是属深成岩类、浅成岩类或是喷出岩类。根据岩石中各组分的结晶程度，可分为全晶质、半晶质和玻璃质等结构。不仅要对全晶质的结构区分出显晶质或隐晶质结构，还要对其中的显晶质结构岩石按其矿物颗粒大小，进一步细分出等粒、不等粒、粗粒或细粒等结构。对具有斑状结构的岩石要描述斑晶成分、基质的成分及结晶程度。假如岩石中矿物颗粒大，呈等粒状、似斑状结构，则属深成岩类；假如矿物颗粒微细致密，呈隐晶质、玻璃质结构，则一般皆属喷出岩类；假如岩石中矿物为细粒及斑状结构，即介于上述两者之间，属于浅成岩类。观察岩石中矿物有无定向排列，进而就能推断岩石的形成环境，含挥发组分多少以及岩浆流动的方向。若无定向排列称之为块状构造；若有定向排列，则可能是流纹构造、气孔构造或条带状构造。深成岩、浅成岩大多是块状构造；喷出岩则为流纹构造和气孔构造等。对于岩石中有规律排列的长柱状矿物、气孔捕虏体等均要观测其方向。对于那些在接触面上有规则排列的片状矿物，要描述其组成成分，并测其产状要素。
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第三步是观察岩浆岩的矿物成分。矿物成分是岩石定名最重要的依据。岩浆岩类别是根据SiO2含量百分比确定的，而SiO2含量可在岩石矿物成分上反映出来。假如有大量石英出现，说明是酸性岩；如果有大量橄榄石存在，则表明是超基性岩；如果只有微量或根本没有石英和橄榄石，则属中性岩或基性岩。假如岩石中以正长石为主，同时所含石英又很多，就可判定是酸性岩；倘若以斜长石为主，暗色矿物又多为角闪石，属于中性岩；若暗色矿物多系辉石，则属基性岩。对于岩石中凡能用肉眼识别的矿物均要进行描述。首要的是描述主要矿物形态、大小及其性质。其次，要对次要矿物作简略描述
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第四步是为岩浆岩定名。在肉眼观察和描述的基础上确定岩石名称。请注意在岩石名称前面冠以颜色和结构，比如，可将某岩石定名为浅灰色粗粒花岗岩。
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另外，在野外还要注意查明岩浆岩体的产状，即岩体的空间分布位置、规模大小以及与围岩的接触关系等，结合岩石的结构与构造，以推论岩石的形成环境。也要注意不同侵入体或同一侵入体之间的岩性变化、时间顺序及相互关系。

（二）沉积岩的观察与描述
沉积岩是分布于地表的主要岩类。它种类繁多，岩性变化较大。野外识别沉积岩，其最显着的宏观标志就是成层构造，即层理。据此，很容易与岩浆岩、变质岩相区别。根据沉积岩成因、结构和矿物成分，可进一步区分出次一级的类别。凡具碎屑结构，即碎屑粒径大于2—0.005毫米，被胶结物胶结而成的岩石，是碎屑岩；凡具泥质结构，即粒径小于0.005毫米，质地均匀、较软，有细腻感，常具页理的岩石是粘土岩；凡具化学和生物化学结构，多为单一矿物组成的岩石，是化学岩和生物化学岩。由于各类沉积岩的岩性差别，因此在鉴定方法上也不相同
1、碎屑岩的肉眼鉴定
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鉴定碎屑岩时着重观察其岩石结构与主要矿物成分。首要的是看碎屑结构。抓住这一特征，就不会与其他岩石相混淆了。要仔细观察碎屑颗粒大小：粒径大于2毫米是砾岩，2—0.05毫米是砂岩，0.05 —0.005毫米是粉砂岩。粉砂岩颗粒肉眼难以分辩，用手指研磨有轻微砂感。按砂岩的粒径又可定出粗砂岩（2—0.5毫米）中砂岩（0.5—0.25毫米）和细砂岩（0.25—0.05毫米）。对于砾岩，还应注意观察其颗粒形状，颗粒外形呈棱角状者是角砾岩，系圆状或次圆状者为砾岩。其次，看碎屑岩的矿物成分（碎屑颗粒成分和胶结物成分）。砾岩类的碎屑成分复杂，分选较差，颗粒较大，一般不参与定名；砂岩，主要矿物成分有石英、长石和一些岩石碎屑。在碎屑岩中，常见的胶结物有铁质（氧化铁和氢氧化铁）、硅质（二氧化硅）、泥质（粘土质）、钙质（碳酸钙）等。铁质胶结物多呈红色、褐红色或黄色。硅质最硬，小刀刻不动。钙质滴稀HCI起泡。弄清楚了结构和成分，就可为碎屑岩定名。例如，碎屑矿物成分以石英为主，其含量超过50%，长石和岩屑含量均小于25%的砂岩，叫做石英砂岩。也可按其胶结物命名，如可称某岩石为铁质石英砂岩。碎屑岩中可见化石，但一般保存较差。
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火山碎屑岩的鉴别比较困难。因为，它在成因上具有火山喷发和沉积的双重性，是一种介于岩浆岩与沉积岩之间的过渡型岩石。常常是以其成因特点、物质成分、结构、构造和胶结物的特征来区别于碎屑岩。
2、粘土岩的肉眼鉴定
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鉴定粘土岩的主要依据是其泥质结构。粘土岩矿物颗粒非常细小，肉眼仅能按其颜色、硬度等物理性质及结构、构造来鉴定。它多具滑腻感，粘重，有可塑性、烧结性等物理性质。若是纯净的粘土岩，一般为浅色的土状岩石。层理是粘土岩中最明显的特征，因此，人们就按粘土岩层理（倘层理厚度小于1毫米称页理）及其固结程度进行分类，将固结程度很高、页理发育，可剥成薄片者称作页岩。页岩常含化石。粘土岩中以页岩为主。将那些固结程度较高、不具页理，遇水不易变软者称泥岩。最后，再根据颜色与混入物的不同进行命名，如可称作紫红色铁质泥岩、灰色钙质页岩等。
3、化学岩和生物化学岩的肉眼鉴定

此类岩石中分布最广和最常见的有碳酸盐岩、硅质岩、铁质岩和磷质岩，尤以碳酸盐类岩石分布为广。有无生物遗骸是判断属于生物化学岩或是化学岩的标志。化学岩成分常较单一。它们多为单矿物岩石，故此，可按其矿物的物理性质进行鉴定。
化学岩具有化学结构，即结晶粒状结构和鲕状结构等；生物化学岩具生物结构，即全贝壳结构、生物碎屑结构等。
综合上述，在观察和描述沉积岩时应注意：
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要描述岩石整体的颜色，区分岩石是碎屑结构、泥质结构或结晶结构和生物结构等；
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据其矿物成分、颗粒大小及颜色上的差异，观察岩石的层理，注意层面上波痕、泥裂等构造特征；
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要描述组成岩石的主要矿物、碎屑物及胶结物等成分。

对砾石的形状、大小、磨圆度和分选性等特征要描述，并要确定胶结类型，以及胶结程度。

对沉积岩命名时应遵循“颜色+胶结物+岩石名称”的法则。此外，还需注意沉积岩体形状、岩层厚度及产状、风化程度、化石保存情况及其类属。

（三）变质岩的观察与描述
我国区域变质岩系十分发育，时代自太古宙到期中生代均有出露。其变质岩石类型十分复杂，主要有片麻岩、粒状岩石（变粒岩、浅粒岩）、片岩、千枚岩、变质硅铁质岩、大理岩、变质铁镁质岩及区域混合岩等。有关原岩建造主要有超基性到酸性喷出岩（包括熔岩、凝灰岩）、硬砂岩、各种沉积岩及不同性质的侵入岩。上述变质岩类均属不同的原岩建成造经受不同时期、不同类型区域变质作用的结果。区域变质作用的主要类型大致可分为地壳演化早期造盾阶段的区域中高温变质作用，及造盾阶段之后与造山运动有关的区域动力热流变质作用、区域低温动力变质作用和埋深变质作用。不同成分的原岩经受不同类型的区域变质作用，在一定的温高压力条件下，形成各具特征的矿物和常见矿物共生组合，并因之分别构成不同温压条件的麻粒岩相、角闪岩相（高角闪岩 、低角闪岩相）、绿片岩相（高绿片岩相、低绿片岩相）、蓝闪石片岩相（蓝闪绿片岩相、蓝闪石—硬柱石片岩相）及次绿片岩相（浊沸石相和葡萄石—绿纤石相）。我国区域层状变质岩系按大地构造运动可分为12期，从太古宙迁西期—新生代喜马拉期变质岩系均有。所以，变质岩系的发生和发展与大地构造环境和地壳演化有密切的关系。在全球构造位置上，我国处于欧亚板块、太平洋板块及度板块的结合部位，地质环境差异较大，发展历史很不相同，因而区域地质各具特色，造成变质岩石类型复杂，岩石相对难以识别。

在野外鉴别变质岩的方法、步骤与前述岩浆岩类似，但主要根据是其构造、结构和矿物成分。这是因为，变质岩的构造和结构是其命名和分类的重要依据。第一步可先根据构造和结构特征，初步鉴定变质岩的类别。譬如，具有板状构造者称板岩；具有千枚构造者称千枚岩等。具有变晶结构是变质岩的重要结构特征。例如，变质岩中的石英岩与沉积岩中的石英砂岩尽管成分相同，但前者具变晶结构，而后者却是碎屑结构。第二步再根据矿物成分含量和变质岩中的特有矿物进一步详细定名。一般来讲，要注意岩石中暗色矿物与浅色矿物的比例，以及浅色矿物中长石和石英的比例，因这些比例关系与岩石的鉴定有着极大关系。例如，某岩石以浅色矿物为主，而浅色矿物中又以石英居多且不含或含有较少长石，就是片岩；若某岩石成分以暗色矿物为主，且含长石较多，则属片麻岩。变质岩中的特有矿物，如蓝晶石、石榴子石、蛇纹石、石墨等，虽然数量不多，但能反映出变质前原岩以及变质作用的条件，故也是野外鉴别变质岩的有力证据。关于板岩和千枚岩，因其矿物成分较难识辩，板岩可按“颜色+所含杂质”方式命名，如可称黑色板岩、炭质板岩；千枚岩可据其“颜色+ 特征矿物”命名，如可称银灰色千枚岩、硬绿泥石千枚岩等。
在野外，还要观察地质体产状、变质作用的成因。比如，石英岩与大理岩两者在区域变质与接触变质岩中均有，就只能根据野外产状和共生的岩石类型来确定。假如此类岩石围绕侵入体分布，并和板岩共生，则为接触变质形成；假如此类岩石呈区域带状分布，并和具片状或片麻状构造的岩石共生，则为区域变质所形成。
对变质岩我们也应描述岩石总体颜色，注意其岩石结构。若为变晶结构，则要对矿物形态进行描述。注意观察岩石中矿物成分是否定向排列，以便描述其构造。用肉眼和放大镜观察可见的矿物成分应进行描述。若无变斑晶，就按矿物含量多少依次描述；若有变斑晶，则应先描述变斑晶成分，后描述基质成分。至于其它方面，如小型褶皱、细脉穿插、风化情况等，亦应作简略描述。在为变质岩定名时，应本着“特征矿物+片状（或柱状）矿物+基本岩石名称”的原则。如，可将某岩石定名为蓝晶石黑云母片岩。

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

‘柒’ 岩性识别的主要方法

(一)用多波谱遥感资料识别岩性

用航空或卫星多波段遥感资料来识别岩性(蚀变岩及含矿地质体的多波段遥感也属广义岩性识别)是用得最多、最成熟的一种技术方法。彩版Ⅲ-左上是新疆阿尔泰半裸露地区的卫星假彩色合成图像。图像上侵入体、沉积岩层及松散的沉积物的影像特征截然不同极易区分。这是因为在半裸露区内土壤、植被以及人为干扰因素极弱的缘故。

Crowley J.K.(1984)对美国犹他州康菲森岭的志留、泥盆纪白云岩类多波段航空遥感资料的岩性识别。研究用Bendix24通道航空扫描仪的第4、6、10、12、13波段。目的是为取得①0.55μm的三价铁的吸收带②0.6μm及1.0μm处把叶绿素在0.67μm的反射值强烈上升处与岩石土壤分开,③2.2μm则是 根的吸收带的波段。然后用主组份变换矢量矩阵的PC₂(第二主组份,通道6),PC₃(第三主组份,通道10),PC₄(第四主组份,通道12),分别以红、蓝、绿作假彩色合成图像。与原有地质图件相比(图7-14右图),遥感解译出的①Gt(吉尔梅特组,D2-3),灰色块状细晶灰岩,②Si(西蒙森组,D2)浅灰、暗色白云岩互层;③Se(塞维组D1-2)风化较强的浅灰色细晶白云岩;④Lk(莱克敦组S₃)上部有浅色粗晶灰岩层的致密块状白云岩(图7-14,A)。与原有地质图相比,Lk,Se都可进一步分出层组。但在图幅西南部的划分不佳。断裂与原有资料都有较大改动。

图7-14 美国犹他州康菲森岭地质图(A)及据主成份分析增强资料解译出的影像地质图(B)

(二)利用岩石热惯量识别岩性

热惯量是物体(包括地质体)阻止温度变化的热反应的一种量度,单位是卡/厘米²· ·度。热惯量值大,则地物周日地表温度变化幅度小;反之则温度变化幅度大。表7-3煤层周日变量为47℃,而灰色灰岩为20.2℃。煤层热惯量值小。由于求热惯量的相对大小只需测得岩石的反射率。及地面昼夜温差值(△T)即可计算出热惯量值。技术方法比较简便,因而是一种有发展前景的岩性识别方法。河北洡源木吉村一带碳酸盐岩实测热学性质的结果成功地将未蚀变白云岩、硅化白云岩、鲕状灰岩、泥灰岩夹页岩区分开来。如果利用热惯量值作为新图像的象元值,制成热惯量图,用它来区分岩性。这是一种有发展前景的方法,但当前还处在试验应用阶段。表7-6是一些矿物及岩石的热惯量数据(崔承禹,1992)

表7-6 三大岩类的热性质

(据崔承禹,1992;其中*据Jadza)

(三)用高光谱分辨力多通道成像波谱仪资料来识别岩性

通过地物波谱来识别岩性常常因为植被、土壤的掩盖,岩石风化与人为破坏、或者岩体岩层出露面积较小等种种因素而增加识别难度。提高图像的光谱分辨力和应用更多通道的成象仪器是克服上述困难的一种技术选择。即用窄波段、多通道、高光谱分辨力的遥感器来获取地物波谱。如美国地球物理环境研究(GER)公司研制64通道机载高光谱分辨率扫描仪(AIS)。其中0.4-1.0μm分为24通道,1.0-2.0μm分7个通道,2.0-2.5μm分32个通道,另一道用储存陀螺仪信息。在6000m高成像时其地面分辨率为12×22m。机载可见光-红外成象波谱仪(AIS-2)划分成高达220个波段,工作范围为0.43-2.42μm,平均波谱分辨力为10nm。这样的遥感资料,使得定量检测单种或多种矿物存在以及编制相应图件成为可能。其原理是:

第一,各种岩性和矿物都有一些可做为标志性的矿物,而这些矿物又都各有自己的波谱特征(表7-7)。图7-15是高岭石、蒙脱石、伊利石和明矾石(它们都与热液蚀变有关的标志性矿物)的波谱曲线。四种矿物的吸收谷都在2.2μm附近,其中高岭石曲线的“肩部”在2.18μm处,明矾石的吸收谷在2.21μm,都落在TM-7波段内。根据石榴子石Fe³⁺离子在0.770.87μm处吸收的特征,D.S.WindelerJr(1993)利用VNIR图像数据,识别出石榴子石辉-石蚀变带来。

第二,利用多通道的机载高光谱分辨力成像波谱仪获得波谱曲线,与某些标志性矿物的实验室实测的典型曲线对比,能半定量地确定标志性矿物的存在。由于AIS可以取得多达220个波谱数值,由它测得的波谱曲线更接近实验实测得到的曲线。图7-16是AIS的反射波谱曲线,其波长从2.0-2.3μm,波长间隔为0.01nm,共分为30个波段。其取样点的位置见图右侧。从图上方两条波谱曲线与实验室内测得明矾石的波谱曲线相比较,其形态很相似。可知这两处分别是明矾石与高岭石含量较高的地段。

第三,通过某些标志性矿物的检测,来达到找矿和编制分布图的目的。

表7-7 波长范围和矿物标记

(据薛重生等)

图7-15 2.0-2.5μm大气窗口的实验室波谱曲线

图7-16 AIS反射波谱曲线

(四)用图像的影纹和结构来解译岩性

合成孔径雷达(SAR)图像的空间信息非常丰富。空间信息包括结构(纹理)、局部组织及形状三类。影纹(或称影纹图案)是遥感图像上很细小的几何形状。因为不同岩性的抗风化能力不同,发育其内的节理等构造裂缝的优势方向,长度与密度不同,微水系(末级支流、冲沟等)的发育特点也不同。因而产生的影纹图案也不一样。广西等地大片碳酸岩岩溶发育区,其TM、MSS图像上影纹呈核桃状、蠕虫状、花生壳状等。可以根据各种影纹图案不同,通过目视解译来区分岩性。

通过付利叶滤波,根据遥感图像结构进行岩性识别。R.G.Blom等人(1982)对雷达图像增强处理研究认为岩性(岩类)识别,以付利叶带通滤波较为有用。朱亮璞等人(1991)用付利叶功率谱法(即频谱分析法)对岳阳地区SAR样区进行连续频谱取样分析,得到频谱功率谱曲线和功率分布曲线(图7-17)。通过对曲线的研究分析,认为从曲线中可取得四点地学信息:①从功率谱角分布曲线的峰值确定能代表坡面、层面、断裂面产状的,产生最大散射的面的方位角,②确定两个散射较强的面的夹角,③推算出样区水系密度,④用功率谱角分布曲线与功率谱曲线两者总的形态特征,可以分析样区的地形基本特征。

(五)用多源地学信息资料识别岩性

利用遥感资料来识别岩性最基本的方法仍然是目视解译。上述五种方法中,以多光谱遥感资料解译岩性比较常用,技术也比较成熟。高光谱分辨力多通道成像波谱仪的应用,实际上是前者的发展,很有发展潜力。方法(三)、(四)则完全处在试验应用的阶段。多源地学信息资料识别岩性,近年来不断取得进展。这部分内容将留在第十章第二节内述明。

图7-17 岳阳冷家溪群板岩频谱功率谱角分布曲线

‘捌’ 如何检验岩石中含有碳酸盐

取样品与试管中，滴加稀盐酸，有汽泡冒出，且该气体能使澄清石灰水变混浊，可证之。

‘玖’ 怎样证明一块岩石是碳酸盐

取样放入盐酸中，冒气泡，再取一片涂有澄清石灰水的玻璃片靠近试管口，发现澄清石灰水变浑浊。就是碳酸盐。
以碳酸钙为例：
CaCO3+2HCl=CaCl2+H2O+CO2

前两位不对，铁锌等一些金属矿放进盐酸里也会产生气泡，所以必须再用澄清石灰水检验

‘拾’ 碳酸盐岩石片试验方法

在此方法进行过程中，曾在我国典型岩溶地区建立了7个观测站，它们是：广西桂林岩溶试验场、贵州茂兰、湖北长阳、北京、辽宁太子河、陕西镇安和四川黄龙。所使用的标准灰岩石片表面积为28.91cm²，石片不溶物含量为0.97%。

表13.3列出了7个试验观测站中的6个观测站的结果（其中长阳观测站的样品丢失无资料），这样岩溶作用中消耗的大气CO₂量A可用下式计算获得：

A=F×S×C×M_CO2/M_CaCO3（13.4）

式中：F是灰岩石片的侵蚀通量，g·cm^-2·a，S为所研究岩溶区的面积，cm²，C为灰岩石片中的CaCO₃含量；M_CO2和M_CaCO3分别为CO₂和CaCO₃的摩尔分子量。

计算结果如表13.4所示。由此可知我国裸露岩溶区碳酸盐岩岩溶作用消耗的大气CO₂量为1.696×10¹³g·a^-1。若将该通量应用到整个中国和世界岩溶地区，则岩溶作用对大气CO₂沉降的贡献分别达到6.432×10¹³g·a^-1（或1800万t碳·a^-1）和4.114×10¹⁴g·a^-1（或1.1亿t碳·a^-1）。这些结果与水化学-径流方法得到的结果非常一致，可见用两种方法评价均是可行的。

表13.3 1994年一些典型观测站标准灰岩石片侵蚀结果

①1995年的数据；-为样品丢失。

表13.4 我国主要岩溶区的分布及其碳酸盐岩岩溶产生的大气CO₂沉降量