岩石特征（共10篇）
岩石特征 篇1
0 引 言
在岩石工程中, 对于岩石工程项目的成败, 山体灾害的精确预测起着至关重要的作用。岩石裂隙几何信息的精确测量对监测岩体结构的健康状态、避免岩体结构损坏性缺陷, 以期能更早、更高效地采取措施防患于未然, 这是当今世界的一大课题[1,2]。
岩石裂隙边缘的精确提取是后续各种裂隙测量的基础, 在对岩石裂隙类图像应用经典的canny算法提取边缘时[3,4], 发现很容易丢失岩石裂隙图像的边缘以及出现假边缘, 并有很多噪音, 很难对裂隙进行后期的宽度、面积等各种测量[5,6]。由此针对岩石裂隙类图像的复杂性及受噪声干扰相当严重等特点, 本文通过研究每一类噪声的规律和特征, 对岩石裂隙图像的不同区域像素点进行不同的滤波预处理, 利用原有的高斯滤波算法和新提出的自适应加权中值滤波算法相结合的方法, 将改进的canny算子方法应用到岩石裂隙图像处理中, 经试验证明, 改进的canny算子不仅能很好地滤除掉噪声, 并且还能很好地摒除掉背景的干扰, 清晰地提取出岩石裂隙边缘图像。
1 裂隙图像区域特征分析
岩石裂隙图像中有些区域比较平坦, 仅存在幅值较小的高斯噪声, 有些区域比较尖锐, 存在灰度突变点, 这些突变点分为脉冲噪声点和图像边缘点。一种好的滤波方法, 应该在不同的区域, 针对不同的图像特点, 采用不同的滤波方法。所以在滤波之前应当对每个像素点灰度变化的特点进行检测。
对于岩石破损类图像中的像素点, 可以大体上分为四类。一是完好的岩石成像像素点;二是成像或传输过程中产生的随机噪声中的高斯噪声;三是成像或传输过程中产生的随机噪声中的脉冲噪声;四是破损岩石的裂隙成像像素点。像素点分类判断方法如下:在以像素点x (i, j) 为中心的区域N:{x (i+m, j+n) | -L≤m≤L, -L≤n< L}中, 计算区域平均灰度值M和区域灰度均方差D。
若像素点x (i, j) 灰度值与M相等或相差在规定阈值t内 (算法中选定t=30) , 则属于第一类像素点。若像素点x (i, j) 灰度值与M之差大于阈值t, 但是该值平方与D接近, 则属于第二类像素点。若像素点灰度值与M之差远大于阈值t, 并且该值平方也远大于D, 则属于第三或第四类像素点。
图像中岩石裂隙像素点的灰度值特点与成像过程中产生的脉冲噪声点相似, 要与脉冲噪声点区别, 必须借助于裂隙像素点的分布特点, 用相邻像素点的特征值来区分。脉冲噪声点的分布是孤立的, 灰度值突变并且与相邻像素点无相关性。裂隙像素点的分布特点是灰度值突变并且与相邻像素点有较强相关性。分析岩石裂隙的种类, 从形状特点上可以分为三类, 即纵向裂隙、横向裂隙、 龟状裂隙。对应于这三种裂隙的特点, 构筑一个区域特征值R:
R=max|Mn-Mx|
式中Mx是像素x (i, j) 的灰度值, Mn (n=l, 2, 3, 4) 是区域内以像素点x (i, j) 为中心与水平方向分别成0°、45°、90°、135°的一维窗口的灰度均值。为避免中心像素点灰度值对这个区域特征值的干扰, 所有的一维窗口都是空心的, 即计算一维窗口的灰度均值时去除中心像素点灰度值。若去域特征值R大于规定阈值t, 则属于第三类像素点。对于第三类像素点, 根据所处区域特点不同又可分为两小类。一类是孤立脉冲噪声点, 此类噪声点的区域特征值R远大于阈值t。另一类是靠近裂隙边缘的脉冲噪声点, 此类噪声点的区域特征值R大于但是接近阈值t。若区域特征值R小于或等于阈值t, 则属于第四类像素点。阈值t的选取可以和第一次判断中的阈值t相等, 即同类像素点灰度差值控制在噪声均值之下。
2 边缘检测裂隙算法
2.1 图像自适应滤波分析
对于第一类像素点高斯滤波很好地对其进行平滑, 对于第二类像素点高斯滤波更是能很好地消除成像中的高斯噪声, 因此这两类像素点高斯滤波能很好地对裂隙图像进行预处理, 而对于第三类噪声点, 高斯滤波无法很好地滤除其中的孤立脉冲噪声, 而标准中值滤波器很好地解决了消除脉冲干扰的问题, 但也存在着对此类噪声滤除效果差, 尤其是当滤波窗口较大时 (增加滤波窗尺寸, 可以提高噪声滤除能力) 会破坏图像中的细节等缺点。因此, 对于第三类噪声点中靠近裂隙边缘的噪声, 使用标准中值滤波器会破坏一部分裂隙边缘图像。为解决滤噪和保护细节的矛盾, 研究中对标准中值滤波器进行改进, 构建了新型自适应加权中值滤波器。加权中值滤波权系数为:
式中C是常量, 用来调节d*t/R的取值范围小于l;d是点 (i, j) 到区域窗口中心的欧氏距离。将区域内像素点灰度值由小到大进行排序, 对应的各点权重值也形成了新的序列δ′ (L) 。加权中值的算法为:
式中∑δ (i, j) 是区域内所有像素的权值之和;N是中值所对应的新序列的序号, 即满足此式的δ′ (L) 对应的点的灰度值就是中值。对于孤立脉冲噪声点, 区域特征值R远大于阈值t, 加权中值滤波近似退化为标准中值滤波, 可以较好地滤除脉冲噪声。对于靠近裂隙边缘的脉冲噪声点, 区域特征值R大于阈值t, 加权中值滤波在保护细节能力和滤波效果两方面进行了自适应滤波, 随着R值增大滤噪效果明显, 而细节保护能力减弱;相反, 随着R值减小滤噪效果较差, 而细节保护能力增强, 符合了我们的滤波要求。对于第四类像素点, 由于其区域特征值R小于或等于阈值t, 区域内像素点的权重随着与中心点的距离增大而迅速减小, 在滤除噪声的同时中心点得到了较好保护。
2.2 裂隙canny算子边缘检测过程
1) 首先用上述分析的滤波算法对不同区域特征像素进行其对应的预处理。
2) 利用Sobel算子找到图像灰度的沿着2个方向的偏导数 (Gx, Gy) 并求出梯度的大小:
3) 计算梯度的方向:
4) 将边缘方向大致分为水平、垂直、45°、135°。这4个方向, 通过梯度的方向, 找到这个像素梯度方向的邻接像素。
5) 遍历图像, 去除非边缘像素。若某个像素的灰度值与其梯度方向上前后2个像素的灰度值相比不是最大的, 那么这个像素值置为0, 即该像素不是边缘。
6) 第5) 步处理后的边缘像素会导致梯度幅度图像中出现脊, 使用累计直方图计算2个阈值。在第5) 步的处理结果中, 凡是大于高阈值的一定是边缘;凡是小于低阈值的一定不是边缘;如果检测结果大于低阈值但又小于高阈值, 那就要看这个像素的邻接像素中有没有超过高阈值的边缘像素:如果有的话那么它就是边缘了, 否则它就不是边缘。
3 试验结果与分析
本文以中国与瑞典合作的大型合作项目 (TRUE) 中的裂隙作为例子进行分析比较, 在Visual C++开发环境下编程实现图像处理算法, 图1和图2是原始的岩石裂隙图像, 图3和图4分别是对应原始图像的经典canny算子的处理结果, 图5和图6是本文改进的canny算子处理结果。为了便于比较, 对图1的两种处理算法设置相同的高斯函数标准差sigma=0.6和低阈值和高阈值之间的比例Rationlow=0.6, 高阈值占图像像素总数的比列RationHigh=0.9, 对图2的处理也设置相同的sigma=0.6, Rationlow=0.6, RationHigh=0.81。由于岩石裂隙噪音的复杂性以及背景的干扰, 见图3和图4, 传统的canny算子无法清晰的提取出裂隙边缘, 同时由于高斯滤波将边缘模糊化, 由此出现一些假边缘。本文的算法很好地将背景干扰及各种噪音一并滤除掉, 同时很好地提取出了裂隙边缘 (见图5和图6) 。
4 结 论
试验对比结果表明, 本文提出的根据区域特征进行滤波的canny算子处理算法可以清晰地提出岩石裂隙的边缘轮廓, 为后期的各种测量提供了高质量的裂隙图像。但本文算法所检测的结果中有少量断裂, 有待今后进一步研究和改进。
摘要：提出一种适合于岩石裂隙类边缘提取的数字图像处理算法。通过分析破损岩石裂隙图像像素点区域特征, 在经典的canny算子图像处理算法的基础上, 提出了自适应加权中值滤波并结合高斯滤波针对不同区域像素进行预处理, 算法能够根据裂隙类图像的区域特征自适应进行滤波。试验结果表明, 本算法能够提高裂隙边缘检测的准确性, 获得比较理想的边缘检测效果。
关键词：图像处理,裂隙提取,区域特征
参考文献
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[4]Helmi Z, Shafri M, Paul M M.Wavelet shrinkage in noise removal ofhyperspectral remote sensing data[J].American Journal of AppliedSciences, 2005, 2 (7) :1169-1173.
[5]王卫星, 段娇.基于数字图像处理技术的岩石节理宽度测量[J].微型机与应用, 2005, 4 (10) :51-53.
[6]Ito A, Aoki Y, Hashirnoto S.Accurate Extraction and Measurement of FineCracks from Concrete Block Surface Image[C]//IECON 02, IEEE 200228th Annual Conference of the Industrial Electronics Society, 2002.
岩石特征 篇2
青藏高原东部新生代钾质碱性系列岩石地球化学特征:岩石成因及其地质意义
青藏高原东部新生代钾质碱性系列的岩石,包括深成岩、火山岩和煌斑岩,在时空上具有一致性,岩石化学成分均富碱、高钾、K2O/Na2O比值远大于1,高度富集Sr、Ba等大离子亲石元素(LILE)和轻稀土元素(LREE),亏损Nb、Ta等高场强元素(HFSE),及物质来源于富集地幔源区的Sr、Nd、Pb同位素组成等,均显示钾质碱性系列的.岩石特有的特征,其形成与印度和欧亚两大陆碰撞,导致青藏高原北、东部在40 Ma左右出现的大型走滑拉分带,致使地壳变薄以及地幔上拱的构造背景有关.
作 者：夏斌 林清茶 张玉泉 XIA Bin LIN Qingcha ZHANG Yuquan 作者单位：夏斌,张玉泉,XIA Bin,ZHANG Yuquan(中国科学院边缘海地质重点实验室,中国科学院广州地球化学研究所,510640)林清茶,LIN Qingcha(中国科学院边缘海地质重点实验室,中国科学院广州地球化学研究所,510640;中国科学院研究生院,北京,100039)
刊 名：地质学报 ISTIC PKU英文刊名：ACTA GEOLOGICA SINICA 年，卷(期)：2006 80(8) 分类号：P5 关键词：岩石成因和地质意义 地球化学特征 钾质碱性岩浆岩 新生代 青藏高原东部岩石特征 篇3
一.班公错一怒结合带的中酸性侵入岩
1石英闪长玢岩
岩体仅见于阿木龙桑幅纳屋错东，呈E-W向长条状产出，长4km，宽500m左右，出露面积2.25k㎡。其北与纳屋错蛇绿岩的玄武岩残块、晚侏罗世灰岩岩块以及上三叠统日干配错群上段千枚岩岩片呈断层接触，南侧与纳屋错蛇绿岩的超基性岩残块、晚侏罗世灰岩岩块以及沙木罗组呈断层接触。
岩石呈浅灰色，具斑状结构，基质微粒花岗结构（图版Ⅷ-2）。斑晶主要由绿帘石化、绢云母化具环带构造的斜长石构成（18-53%），少量帘石化、绿泥石化的绿色普通角闪石（5%），基质主要为斜长石（13-56%）、石英（14-16%）、角闪石（5-8%）、隐纹长石（5%），偶见黑云母、榍石磷灰石及不透明矿物。新获锆石U-Pb测年为104.5ma，时代为早白垩世。
2.斜长（斑）岩）
或斜长花岗岩（YoK1），出露于纳屋错幅的纳屋错南西侧及南侧山坡，呈NW-SE向分布，为不规则长条状，长近3km，宽约500m，出露面积1.57 k㎡。其东南为石英二长闪长岩，北西过渡为斜长花岗岩，南西侧为沙木罗组碎屑岩，北东侧为沙木罗组碎屑岩和去申拉组火山岩，接触带具一定角岩化。
岩石呈浅灰色，表面黄灰色，具微细粒半自形柱粒结构（图版Ⅷ-8），块状构造，矿物组分分布较均匀，主要由粒径0.1-1mm的细粒柱粒状绢云绿泥石化、偶具白云石化的斜长石构成（79%），有少量斜长石呈斑晶，微粒石英（0.1-0.2mm）和钾长石含量18%，分布于斜长石晶间，黑云母2%，微量不透明矿物.偶见文象交生体。新获锆石u-Pb测年为141.7ma。
3.石英二长闪长岩
分布于纳屋错南西侧斜长（斑）岩体的东南侧，呈NW-SE向分布，为近似椭圆状，长近2km，宽约500-700m，出露面积1.2㎡。左右，被NW向和NE向断裂切错，南西侧为沙木罗组碎屑岩，北东侧为沙木罗组碎屑岩和去申拉组火山岩，围岩具角岩化。石英二长闪长岩呈灰色，表面黄灰色，可见似斑状结构，基质细粒半自形柱粒结构（图版Ⅷ-3），似斑晶由绿泥石化角闪石构成（1%），基质组分以粘土化、绢云母化、白云石化柱粒状斜长石为主（67%），其间分布文象交生体（28%），另有少量微粒石英（2%）、绿泥石化角闪石（2%），偶见锆石及不透明矿物。
4.斜长花岗（斑）岩
分布于纳屋错幅纳屋错南西侧一带，出露3个岩体，面积6.4k㎡。总体呈NWW-SEE方向断续展布，冬木冬沟头两侧岩体形态不规则，围岩为木嘎岗日岩群砂砾岩或砂板岩；纳屋错南侧的岩体呈椭圆状，围岩为沙木罗组。单个岩体最大出露面积近6k㎡。
岩石灰白色，表面黄灰色，具似斑状结构，基质细粒花岗结构，致密块状构造，似斑晶量少（1%），由绢云母化、白云石化斜长石构成，基质组分以粘土化、弱白云石化、绢云母化板粒状斜长石为主（74%），次为石英（24%），另见磷灰石及不透明矿物等。
5.花岗闪长斑岩
仅出露于冬木冬沟口与尼弄昂扎之间的木嘎岗日岩群砂板岩中，呈长条状产出，延伸方向NE-SW，长2.Skm，宽500m，面积1.12k㎡。岩石呈黄灰色，灰白色，具变余斑状结构，基质微粒花岗结构，块状构造。斑晶主要由绢云母化斜长石构成（24%），次为角闪石和黑云母（8%），微量石英（1%）及钾长石斑晶。基质主要由粒径0.02mm左右的长英质组分（66%）构成。偶见磷灰石及不透明矿物。岩石具星点状含铁白云石化。
二、岩石化学特征
选取4件闪长玢岩、1件闪长岩和1件石英斜长斑岩进行岩石化学特征分析，并按其岩石定名进行分组，如表1所示。
中酸性侵入岩的岩石化学分析结果见表2。与中国花岗岩类平均值（黎彤，1962）比较，闪长玢岩和闪长岩的sio：明显高出平均值，其含量与石英闪长岩接近，Feo、Tio：、Fe2o3、Mgo、cao偏低，Al2o5和K2o的值與平均值相近。石英斜长斑岩的sio2明显低于平均值，含量接近于石英二长岩，Mgo、Tio：值偏高，Al2o3、Feo、Fe2o3的值与平均值相近。
岩石特征 篇4
迄今为止, 在地学界, 对蛇绿岩定义有重要影响意义的仍是斯坦曼[1] (Steinmann、1927) “三位一体”的橄榄岩 (蛇纹岩) 、辉绿岩 (枕状熔岩) 和放射虫硅质岩的成因组合。E.M.穆尔斯 (1982) 把蛇绿岩中普遍存在的并对最终解释蛇绿岩的成因和侵位方式具有重要意义的全部岩石都纳入进去, 这就是扩大了的蛇绿岩组合。
将苏南地区奥陶纪综合地质剖面[2]与E.M.穆尔斯的蛇绿岩组合进行对比, 如图1所示, 二者具有很多的相似性。将重点讨论理想蛇绿岩定义所包括的岩石单元, 并在对比的基础上, 对E.M穆尔斯的扩大了蛇绿岩组合所涉及的其它岩石单元尽可能地予以解释。
1 蛇绿岩组合各岩石单元的地质特征
1.1 超镁铁质构造岩
超镁铁质岩与早奥陶世火山岩在时空分布上紧密相伴, 分布于白泉掌、野马沟、石居里沟、塔洞沟及摆浪沟等地, 平面形态多呈长条状, 透镜状, 串珠状, 这些岩体规模都很小, 一般长约25～150m, 宽约5～50m, 与逆冲断裂或走滑式剪切带关系密切。可分为两类:
第一类超镁铁质岩与阴沟群地层呈冷侵入接触或剪切接触。如白泉掌的两个岩体, 平面上呈近圆形, 面积约0.8～1.5km2, 与围岩界线截然, 呈冷侵入接触, 即几乎没有热接触变质晕, 但岩体内尚有围岩包体, 岩体成份为碳酸盐化蛇纹岩或绿泥滑石碳酸盐岩, 岩体变形强烈, 多呈片理化。部分岩体与围岩呈剪切接触, 主要见于白泉掌—松木沟糜棱岩带中, 平面和剖面上均呈构造透镜体产出, 岩石类型均为蛇纹岩, 全部片理化, 叶理面、磨光镜面发育, 属典型的构造侵位岩体。
第二类超镁铁质岩与阴沟群上火山岩组地层全部呈构造接触, 而且规模一般均较小, 这类岩体与镁铁质杂岩、辉绿岩、枕状熔岩紧密伴生, 具有蛇绿岩组合的特点。岩石类型多为蛇纹岩, 少数为碳酸盐岩、菱镁矿滑石岩等, 其产出特征与第一类中与围岩剪切接触的超镁铁质岩相似。一般地, 蛇纹岩具糜棱岩化, 其叶理或片理往往平行于主构造期面理面, 常见线型流动构造, 肉眼及镜下无法断定原岩的组分与组构, 原岩经过了强烈的塑性变形和变质改造。
1.2 镁铁质堆积杂岩
该单元岩体主要见于塔洞沟一带, 其走向为北西向, 产状与地层近于平行底部与超镁铁质构造岩呈断层接触或与下伏蓝片岩相变质岩呈剪切带接触, 北西边缘可能为侵入接触, 岩体面积最大约8km2。
以塔洞沟岩体为例, 纵向上表现出结构的层分异特征, 一般由粗—细组成数个韵律, 矿物的晶体大小变化不定。岩体强烈碎裂化, 呈角砾状构造, 单个“岩层”沿走向发生“相变”。
岩石的结构为辉长结构, 含长结构及嵌晶结构局部见明显的辉石堆晶结构, 由底到顶矿物成份含量极不稳定, 局部可变为含辉苏长岩。沿北西向或北北西向见宽约10～40cm宽的辉绿岩岩墙。
1.3 辉绿岩床杂岩体
理想蛇绿岩组合中镁铁质杂岩的上部为一套高层位辉长岩、闪长岩与长英质分异体, E.M穆尔斯将其分出, 称非堆积单元, 其上即为席状岩墙杂岩, 但肃南地区的非堆积单元形成于辉绿岩之后。
肃南地区的辉绿岩出露于摆浪沟、柏树沟一带, 其中以柏树沟岩体规模最大, 面积约10km2。这些岩体均与枕状熔岩紧密伴生, 但无一定层位, 产状多为顺层岩床或岩株, 几乎没有岩墙的产状和形态, 也没有发现与辉长岩的叠复渐变或突变关系, 似乎可以说, 两者为不同构造岩浆演化体系的产物。
辉绿岩体与围岩一般呈侵入接触关系, 岩体内含大量枕状熔岩包体, 有时见辉绿岩顺枕状熔岩枕体间隙贯入形成不规则的图案或沿块状熔岩的原生节理侵入。
另外, 柏树沟岩体南缘约500m, 范围内辉绿岩呈枝状, 不规则状穿插于玄武岩中, 由此可说明, 辉绿岩明显形成于同层位的喷出岩之后, 处于熔岩的硬壳盖之下的被动环境中成岩。
1.4 辉长岩、斜长花岗岩单元
辉长岩:仅在塔洞沟镁铁质杂岩体中呈小型侵入体产出, 其接触面可见到明显的细粒带及冷凝边。
石英闪长岩或斜长花岗岩:出露于鸽子墩, 面积约8km2, 呈不规则岩株状侵入于辉绿岩和火山岩中, 岩体特征:岩体边缘可见宽约100m的细粒相带, 因同化混染边缘成分偏基性, 为闪长岩或闪长玢岩。岩体内含辉绿岩的包体。岩体内部成分由斜长花岗岩到石英闪长岩变化不定。
1.5 喷出岩
肃南地区喷出岩归属于火山地层单位阴沟群火山岩, 同时又是蛇绿岩杂岩体火成岩的顶部枕状熔岩单元。喷发时代相当于早奥陶世牯牛潭期, 理想蛇绿岩组合中喷出岩厚度较小, 有时仅几米厚, 而肃南地区喷出岩厚度较大, 约2500m, 发育良好。
以喷出岩为主体的火山岩地层具有韵律性和旋回性特点, 喷出岩有两个喷发旋回, 每个旋回分别由五个喷发韵律构成。
牯牛潭期喷出岩岩石类型主要为基性熔岩类, 其次为正常火山碎屑岩类, 火山碎屑熔岩类及潜火山岩类。
1.6 大洋沉积物
在喷出岩中在喷发韵律的末期发育有红色碧玉岩 (或紫色硅质岩) , 这些岩石厚度不等, 一般在5～20m左右, 局部含有放射虫 (如摆浪红沟) 。另外, 喷出岩在侧向上齿状相变为碎屑岩 (阴沟群碎屑岩) , 岩性组合为含铁～锰炭质页岩夹硅质岩、火山碎屑岩、局部有浊积岩产出 (科博沟西) , 表明沉积盆地中有海底扇环境。
2 结语
1) 与经典蛇绿岩层序相比, 肃南地区早奥陶世超镁铁质岩仅在塔洞沟～摆浪沟一带具有理想蛇绿岩岩系的层序特点, 如图2所示。蛇纹岩宽仅5～10m, 在它之上为镁铁质杂岩, 其下伏为蓝片岩相变质岩及构造混杂沉积。此处不存在E.M穆尔斯阐述的变质岩—石榴石角闪岩相。这种超镁铁质构造岩没有从岩浆结晶的直接证据。将其解释为变质岩, 可能代表残余地幔物质。其余散乱分布在逆冲带上的超镁铁质岩是被构造割裂的蛇绿岩断片。
2) 镁铁质堆积杂岩体的碎裂、变质分异和结晶分异作用堆同步发展, 表明成岩环境的极不稳定性。
3) E.M穆尔斯所描述的非堆积单元在肃南地区显然不具备蛇绿岩的层序特点, 其形成均较晚。
4) 大洋沉积物与蛇绿岩杂岩紧密伴生, 证实了蛇绿岩杂岩是形成于深海～半深海沉积环境。晚奥陶世台地海盆相 (浅水相) 沉积建造代表了蛇绿岩侵位后的沉积物, 它记录了洋壳岩石 (蛇绿岩) 实际侵位到大陆上的最新时代。
5) 从肃南地区发育的蛇绿岩剖面和E·M穆尔斯的蛇绿岩组合对比的结果来看, 两者具有十分的相似性, 这就证明在结晶基底之上奥陶纪存在较为完整的蛇绿岩组合模式。
参考文献
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岩石特征 篇5
湘东南瑶岗仙岩体岩石化学特征、成因与构造环境
湘东南燕山早期瑶岗仙岩体主要由黑云母二长花岗岩组成.岩石SiO2和K2O平均含量分别为75.83%和4.78%,Na2O+K2O平均8.02%,K2O/Na2O比值平均为1.53,Al2O3平均为12.98%.总体属弱过铝质钙碱性花岗岩类.εNd (t)值为-11.13～-9.13;t2DM为1.70～1.86Ga,与湘桂内陆带花岗岩的.背景值(1.8～2.4Ga)和区域基底的时代(1.7～2.7Ga)相吻合.上述特征表明,瑶岗仙岩体岩浆来源为中地壳结晶基底,属典型S型花岗岩.氧化物构造环境判别图解及区域构造演化背景反映瑶岗仙岩体形成于后造山构造环境.
作 者：作者单位：刊 名：华南地质与矿产英文刊名：GEOLOGY AND MINERAL RESOURCES OF SOUTH CHINA年，卷(期)：“”(3)分类号：P594.1关键词：花岗岩 岩石化学特征 后造山 瑶岗仙 湘东南
岩石特征 篇6
吴堡地区位于鄂尔多斯中南部沉积中心, 位于陕北斜坡二级构造单元内 (图1) , 西倾单斜, 构造平缓, 倾角一般小于1度, 平均坡降8m/km左右, 以岩性圈闭为主, 由于差异压实作用, 使该区储层形成一些小的鼻状隆起。
2 储层岩石学特征
2.1 岩性特征
长33储层岩性为灰色、灰绿色、灰褐色岩屑质长石细纱岩, 岩石普普遍遍表表现现为为成成分分成成熟熟度度偏偏低低, , 结结构构成成熟熟度度中中等等的的特特点点。。砂砂岩粒度以细砂 (87.88-92.3%) 为主, 粒度中值0.1098-00..11555566mmmm, , 磨磨圆圆度度以以次次棱棱角角状状为为主主, , 分分选选较较好好, , 接接触触关关系系以以点点--线线状状为为主主, , 胶胶结结类类型型以以孔孔隙隙--薄薄膜膜型型、、孔孔隙隙--再再生生型型为为主主。。
22..22矿矿物物特特征征
根据铸体薄片和扫描电镜观察等对延长组长3层的砂岩进行了分类 (图2) , 长3层砂岩主要岩石类型为长石质岩屑砂岩、岩屑质长石砂岩以及少量长石砂岩。
1、石英砂岩2、长石质石英砂岩3、岩屑质石英砂岩4、长石岩屑质石英砂岩5、长石质岩屑砂岩6、岩屑质长石砂岩7、长石砂岩8、岩屑砂岩
岩矿分析表明, 该区长3层砂岩碎屑成分以长石为主, 其次为石英、岩屑, 岩屑包括变质岩岩屑、火成岩岩屑、沉积岩岩屑、云母。长3层陆源碎屑含量为88.6%, 其中长石含量39.2%, 石英含量34.1%, 岩屑含量12.6%。
2.3 填隙物特征
碎屑岩中杂基和胶结物统称为填隙物, 是沉积和成岩作用的共同产物。该区长3层填隙物的种类繁杂, 主要有粘土类、碳酸盐类和长英质和沸石类等, 含量一般在6.0%-17.0% (表2) 。
根据粘土矿物X衍射分析结果, 该区长3层中常见的敏感性矿物主要为绿泥石, 含量88.4%, 其次为伊利石, 含量9.1%, 伊/蒙间层, 含量3.9% (表3) 。
摘要：吴堡地区位于鄂尔多斯中南部沉积中心, 该区长3层属于岩性油藏, 砂岩储集性能的好坏直接影响着储层的含油性。本文通过对该区长3储层岩石学特征的研究, 进一步分析了该储层砂岩的物质组分和组构, 为下步开发提供重要的指导意义。
关键词：长3,储集性能,岩石学特征
参考文献
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岩石特征 篇7
测区隶属冈底斯 - 念青唐古拉板片的中南部, 该区受区域构造及岩浆活动等地质因素的影响, 使测区地层发生强烈变形甚至断裂, 导致个别地层缺失。频繁的、多期次的构造运动及强烈的岩浆热液活动, 为元素富集成矿创造了物源和热源条件, 为矿质元素的迁移提供了动力, 为矿物质的富集 (沉淀) 提供了适宜的空间与场所, 成矿地质条件较为理想。同时, 测区属于青藏高原中比例尺区域地质矿产调查空白区, 自然地理环境十分恶劣, 空气稀薄, 海拔多在5000米以上, 且好差起伏大, 导致地质调查研究程度低。
2012年 -2014年, 项目组在测区进行了1:5万区域地质调查工作, 经过对测区的野外实地勘查, 在测区 (赤马村附近) 发现多个铁矿化点。研究区出露上石炭统拉嘎组 (C2l) 与下二叠统昂杰组 (P1a) 地层, 在测区中南部出露大面积林子宗群年波组火山岩 (E2n) (图1) 。
2 测区岩石学特征
测区主要出露地层为下二叠统昂杰组 (P1a) 、上石炭统拉嘎组 (C2l) 、始新统年波组 (E2n) 及第四系松散堆积物 (Q) 。
拉嘎组 (C2l) 岩性主要为一套粗碎屑的陆缘碎屑岩, 主要有粗砂岩、含砾砂岩、细砾岩及含冰川漂砾的板岩和粉砂岩。为灰白、灰黄、灰白色石英砂岩、含砾砂岩、粉砂岩夹薄层砾岩。拉嘎组 (C2l) 中生物化石稀少, 局部富集, 以腕足类为主、少量小型单体珊瑚。厚度大于960米。
昂杰组 (P1a) 岩性主要为深灰色、浅灰白色中薄层灰岩、片理化、黄铁矿变硅质、变钙质石英细砂岩与灰黑色极薄层状粉砂质板岩不等厚互层, 或以灰黑色、灰褐色粉砂质板岩为主, 其中产双壳类、腕足类。
始新统年 波组 (E2n) 岩性主要 为一套以 灰绿色、灰 白色凝灰质砂岩及紫灰色、紫色、浅黄色流纹质英安岩凝灰质角砾熔岩。根 据岩性组 合特征, 将始新统 年波组 (E2n) 进一步划分为两段。
年波组一段 (E2n1) : 下部为灰绿色、浅灰白色含砾凝灰质砂岩;上部以喷溢相的熔岩为主, 包含凝灰质英安岩、球泡状流纹岩、流纹英安岩、流纹英安质含角砾熔结凝灰岩夹含集块火山角砾岩、复屑凝灰岩。
年波组二段 (E2n2) : 以花岗斑岩为主, 夹紫红色、灰紫色、浅黄色流纹质-英安质或粗安质熔结凝灰岩, 流纹质晶屑凝灰岩。局部地区, 年波组二段 (E2n2) 的下部可见浅灰色、灰白色流纹岩, 具流动构造, 及含火山角砾凝灰熔岩, 凝灰结构, 块状构造。
始新统帕那组 (E2p) :为一套以浅灰色、灰绿色流纹质凝灰岩为主, 夹浅黄绿色、灰绿色流纹岩及英安岩、火山角砾岩、杂砂岩及砾岩的岩石组合。底部为砾岩。
第四系松散堆积物 (Q) :主要由河流相的冲积、冲洪积、坡积、洪积以及湖泊相的黄灰色、灰褐色、灰黑色砂砾石层夹含砾沙土、亚砂土层、湖积砂、砾石、砂质粘土等组成。
3 成矿物质来源探讨
测区蚀变现象主要为中 - 低温绿泥石化热液蚀变。主要发育在年波组一段 (E2n1) 熔岩及凝灰岩中、年波组二段 (E2n2) 的流纹质英安岩中以及始新统年波组 (E2n) 与上石炭统拉嘎组 (C2l) 砂板岩接触带附近, 蚀变发育面积较大。在年波组一段 (E2n1) 面积范围内常见火烧皮现象 (图2) 。铁矿化主要出露于年波组一段中, 规模较小。赤马地区总共发现约五个铁矿化点。绿泥石化和铁矿化点 (图3) 发育地区常伴有火烧皮现象, 说明测区内的矿化现象与局部绿泥石化及火烧皮现象有关。
4 成矿远景及找矿方向
测区区域上属冈底斯成矿带, 由于印度板块不断地向北测俯冲挤压, 使得整个冈底斯带隆升, 包括测区在内的地质构造变得极为复杂, 地层断裂、岩浆岩上侵甚至喷发。从而为一些与岩浆热液活动有关的矿物提供了热源和物源条件。像Pb、Zn、Cu、Fe等与中 -低温热液有关元素较易在测区富集形成矿床。
由于在测区的始新统年波组 (E2n) 与上石炭统拉嘎组 (C2l) 地层及其接触带附近发现了大量“火烧皮”现象和绿泥石化带。说明在测区存在一定的找矿潜力, 为地质工作者提供了有利的找矿目标和方向。根据前人研究资料 (阳正熙, 2006;唐熊, 2009) , 措勤地区布格重力异常强度较高, 宽度变化很大, 总体呈现出中间高, 南北两侧逐渐降低的特点, 异常轴沿NWW - SEE走向分布。然而重力异常值在测区的中南部存在一定规律, 这与测区中南部发育大量火山岩相符。
考虑到赤马地区属高寒山区, 元素迁移能力较差, 所以在测区发现的绿泥石化带及“火烧皮”现象均与周围地质环境存在一定的相关性。且测区矿化现象基本分布于年波组火山岩与沉积岩的交界部位, 可见测区具有一定的找矿潜力。
5 结论
综上, 措勤县赤马地区具有较好的地质成矿条件, 主要以铜矿和铁矿及与铅锌有关的矿为主, 重点找矿层位主要集中于测区中南部的林子宗群火山岩 (E2n) 与上石炭统拉嘎组 (C2l) 砂板岩当中, 及林子宗年波组火山岩 (E2n) 与上石炭统拉嘎组 (C2l) 地层接触带的中 - 低温热液蚀变带内。
摘要：冈底斯岩浆带是夹持于班公湖—怒江缝合带 (BNSZ) 与雅鲁藏布洋缝合带 (YZSZ) 之间的一条巨型构造—岩浆岩带, 东西长约2500km, 南北宽约100-300km。南西侧被噶喇昆仑走滑断裂截切, 接巴基斯坦科希斯坦-拉达克洋内弧, 南东绕过雅鲁藏布洋大拐弯, 沿近南北向接高黎贡山陆缘弧。该带一般以拉萨-那曲-线为界, 将冈底斯带在东西方向上笼统的分为东西两段。本文的主要目的是以措勤县赤马地区火山岩与沉积岩为研究对象, 在前人的研究成果的基础上 (曲晓明, 2009;孙忠军, 2005;江元生, 2003) , 结合在野外的地质调查并取样室内分析, 试图通过研究区地层的岩石学及矿化特征等, 初步讨论其成因环境及找矿方向。深化对冈底斯西段地质演化历史的认识, 以期对研究区内地质找矿提供基础资料。
关键词：岩石学特征,找矿方向,措勤县
参考文献
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[3]江元生.西藏冈底斯中段措勤地区中新生代构造岩浆演化与成矿[D].成都理工大学, 2003, 19-20:149-157.
[4]阳正熙.矿产资源勘查学[M].北京:科学出版社, 2006:11-146.
岩石特征 篇8
1.1 岩性特征
参考研究区块的岩心化验分析结果, 延长组长4+5岩石类型以灰色细-中粒、中细粒长石砂岩为主, 此外有岩屑质长石砂岩。粒径一般0.1mm~0.25mm, 最大粒径在0.3~0.5mm (图1-图3) 。颜色大都呈灰色、灰绿色, 褐灰色、薄层状、中厚层状至块状都可见。延长组长4+5石英 (30.57%) 较长石 (43.3%) 含量低, 显示矿物成分成熟度低、结构成熟度高的特点。其中石英以正常消光为主, 部分石英有次生加大现象;长石以钾长石为主, 次为斜长石。斜长石主要为酸性斜长石, 部分发生绢云母化。砂岩的矿物成熟度较低。岩石结构普遍表现为成分成熟度偏低, 结构成熟度较好的特点。碎屑颗粒大都呈次棱角状, 分选好。
1.2 填隙物及胶结物
长4+5储层碎屑成分以长石类为主, 平均含量为43.3%, 其次为石英类30.57%, 岩屑类13.03%, 填隙物平均含量10.23%, 其中填隙物的各组分中, 高岭石含量最高, 占到4.4%, 其次为硅质占到1.73%, 绿泥石膜和铁方解石分别占到1.67%和1.46% (图4) 。其中绿泥石胶结分为包膜绿泥石以及充填绿泥石, 包膜绿泥石保护原生孔隙免遭破坏, 长4+5以包膜绿泥石为主, 属建设性成岩作用。
2 结论
(1) 姬塬油田长4+5储集岩以灰色细-中粒、中细粒长石砂岩为主, 此外有岩屑质长石砂岩。砂岩矿物成熟度低, 结构成熟度中等—较好;
(2) 储层岩石经历了机械压实作用、胶结作用、压溶和溶解作用等成岩作用, 具有低孔特低渗的特点。胶结作用高岭石胶结为主, 硅质胶结和绿泥石胶结次之, 其中包膜绿泥石属建设性成岩作用。
摘要：研究结果表明, 该储集岩以灰色细-中粒、中细粒长石砂岩为主, 此外有岩屑质长石砂岩。砂岩矿物成熟度低, 结构成熟度中等—较好;储层岩石经历了机械压实作用、胶结作用、压溶和溶解作用等一系列成岩作用, 具有低孔特低渗的特点。
关键词：姬塬油田,岩石学特征
参考文献
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[2]王良忱, 张金亮编.沉积环境和沉积相[M].石油工业出版社, 1996, (6)
岩石特征 篇9
1 地质背景
研究区位于扬子克拉通东北缘, 所处的大地构造十分引人瞩目, 该区北侧为米仓山前缘构造带和东西向秦岭造山带, 东侧为北西向大巴山弧形推覆构造带, 西侧为松潘-甘孜造山带和北东向龙门山推覆构造带, 南侧为四川盆地, 总体上是一造山带和盆地的过渡带。现有资料表明［9，10］, 本区先后经历了五个主要构造演化阶段: 1晚太古-早元古代克拉通结晶基底形成阶段; 2晋宁-澄江期克拉通褶皱基底形成阶段; 3澄江期大陆裂谷形成阶段; 4晚震旦世-中三叠世克拉通盖层形成阶段; 5印支运动以来陆内盆山耦合-推覆构造阶段, 构造活动强烈, 多期活动叠加或置换。
研究区内普遍缺失南华系 ( 原震旦系下统) ［11］地层, 震旦统 ( 原震旦系上统) 地层直接覆盖于米仓山结晶-变质基底之上［12］; 古生界的加里东-海西运动及三叠系晚期的印支运动使研究区普遍抬升, 缺失了中晚志留纪-石炭纪部分地层和侏罗纪遂宁组以后的地层。综上, 研究区内地层由老到新依次出露震旦系、寒武系中下统、奥陶系中上统、志留系下统、二叠系、三叠系、侏罗系以及零星分布的第四系地层。研究区内灯影组地层大量出露, 并且呈北东向分布于米仓山基底边缘。实测杨坝剖面A位于杨坝镇 ( 图1) ［8，13］。
2 灯影组三段地层特征
2. 1 杨坝灯影组剖面整体特征
对于灯影组内部岩石地层有多种划分方案［4，12—15］, 杨坝剖面灯影组地层顶底界清楚, 具有代表性, 与上覆寒武系郭家坝组 ( 筇竹寺组) 碳质页岩呈平行不整合接触, 与下伏观音崖组的硅泥质石英细砂岩夹泥质粉砂岩呈整合接触。参照1∶ 5 万区调报告 ( 南江县幅) ［13］中对杨坝剖面的划分方案对其进行详细观察并进行地层划分, 将南江杨坝灯影组剖面根据岩性特征划分为三段, 由下至上划分为灯一段 ( Z2d2n1) 、灯二段 ( Z2d2n2) 、灯三段 ( Z2d2n3) , 灯影组一段岩性及厚度都较稳定, 下部主要为灰、灰白色中厚层纹层状及葡萄状或皮壳状渗流白云岩, 上部主要为灰色中厚层石英砂质白云岩、砂屑泥微晶白云岩夹微晶白云岩, 为一套潮间-潮上带沉积; 灯影组二段在南江杨坝一带较厚, 但地层风化严重, 岩性主要以黄灰色中层含砾云质砂岩及中-薄层粉砂质泥岩为主, 为一套潮下混合带至台盆环境沉积, 海水相对较深; 灯影组三段岩性主要为灰-深灰色中厚层夹块状白云岩, 白云岩类型多样, 含有大量硅质条带或纹层, 占 ( 20 ~ 40) % 不等, 且顶部含磷白云岩中发现小壳动物化石 ( 经室内鉴定主要为小软舌螺为主) 。
图 1 四川省南江县杨坝-沙滩地区地质简图 ( 据庞艳春等，2010) Pt－ Z1为中上元古界; Z1为下震旦统; Z2g 为观音崖组; Z2d 为灯影组;ε1q为筇竹寺组;ε1x－ε2d为下寒武统仙女洞组 － 中寒武统陡坡寺组; O 为奥陶系; S 为志留系; P 为二叠系; T 为三叠系; A 为实测杨坝剖面
2. 2 实测灯影组三段剖面特征
在详细观察与地层划分基础上, 选取相对出露较好、层序清楚、未受明显构造断裂影响的灯影组三段岩层进行实测, 剖面始于南江县杨坝镇南侧的公路拐弯处, 顺公路向下, 止于杨坝镇南侧的观音庙对岸。实测导线长度为211 m, 灯影组三段厚度约为170 m, 与上覆下寒武统筇竹寺组碳质页岩平行不整合接触关系清楚 ( 界线位于剖面对岸观音庙一侧) , 与下伏灯影组二段黄灰色中层含砾白云质长石石英砂岩及中薄层粉砂质泥岩呈整合接触。按岩性组合特征可将灯影组三段地层划分为三个岩性段及10个小层 ( 图2) , 三个岩性段特征为: 下部 ( 1 ~ 6 层) 以粉-微晶、泥微晶白云岩为主; 中部 ( 7 ~ 8 层) 以砂屑白云岩为主, 局部可见角砾状泥微晶白云岩; 上部 ( 9 ~ 10) 以硅化细-粉晶白云岩、硅化叠层藻白云岩为主, 部分层位还发育有角砾状粉微晶白云岩、中-细晶白云岩, 剖面顶部含磷白云岩中含有大量小壳动物化石; 岩层中发育纹层状、条带状、藻叠层及缝合线等构造。
3 灯影组三段主要岩石类型及特征
根据21 块手标本的详细观察描述和10 件薄片鉴定资料, 南江地区灯影组三段地层全由白云岩组成, 可将本区白云岩划分为晶粒白云岩、颗粒白云岩、硅化 ( 含硅) 白云岩3 大类及粉-微晶白云岩、泥微晶白云岩、中-细晶白云岩、砂屑白云岩、角砾状白云岩、硅化细-粉晶白云岩、硅化叠层藻白云岩6 种类型。各类岩石中以颗粒白云岩及重结晶成因的白云岩为灯影组三段储层中最要的储集岩, 角砾状白云岩是灯影组三段最具特色的储集岩。
3. 1 晶粒白云岩类
在灯影组三段地层中晶粒白云岩普遍发育, 岩石结构单一, 常具有纹层状、条带状构造及锯齿状压溶缝合线构造, 由于重结晶程度不一, 晶粒粒径变化较大, 从泥晶白云石到中晶白云石均有分布, 实测剖面中包含泥微晶白云岩、粉-微晶白云岩、中-细晶白云岩三种晶粒白云岩
1 为白云岩; 2 为含铁质白云岩; 3 为硅化 ( 含硅) 白云岩; 4 为含磷白云岩; 5 为条带状白云岩; 6 为角砾状白云岩; 7 为碳化;8 为藻白云岩; 9 为砂岩; 10 为粉砂质泥岩; 11 为碳质页岩; 12 为薄层; 13 为中层; 14 为厚层
3.1.1粉-微晶白云岩
此种类型的白云岩主要分布在实测剖面上的1 ~ 4层 ( 图3A) , 由粉晶白云石组成, 占95% 以上, 晶粒以半自形为主、局部它形。此种白云岩主要是产出于低能环境中, 如滩后泻湖。
3. 1. 2 泥微晶白云岩
此种类型的白云岩在实测灯影组三段剖面上分布广泛, 各层均有出现。由粒径小于0. 03 mm的泥微晶白云石组成, 占95% 以上, 岩石中发育少量裂缝, 由于后期硅化及充填作用, 沥青质、石英颗粒、方解石矿物颗粒充填于这些裂缝中, 石英颗粒充填于裂缝边缘及其中, 反映了两种不同的形成期次 ( 图3B) 。这种泥微晶白云岩多出现在低能环境之中, 如受保护的浅水泻湖、陆棚以及较深水的滨外盆地中。
3. 1. 3 中-细晶白云岩
此种类型的白云岩主要分布在实测剖面顶部。又称砂糖状白云岩, 白云石多呈半自形镶嵌状, 少数为自形或它形, 有些晶粒具雾心亮边结构且有残余纹层理; 常发育有晶间溶孔且被沥青物质充填 ( 图3C) 。
以上三种晶粒结构类型的白云岩: 粉晶及以下粒径的白云岩一般是原生或准同生时期形成的［16］;粉晶以上的白云岩一般是次生的, 即重结晶或交代作用的产物。
3. 2 颗粒白云岩类
3. 2. 1 含石英粉微晶砂屑白云岩
含石英粉微晶砂屑白云岩主要分布在实测剖面的7 ~ 8 层。手标本多为灰至深灰色, 块状构造; 镜下颗粒具砂屑结构, 砂屑颗粒含量大于50% , 大小不一, 分布不均, 并且多由粉-微晶白云石 ( 图3D、E) 组成, 砂屑颗粒的磨圆程度中等, 分选程度中等-差; 颗粒间的胶结物为泥微晶结构, 局部可见藻类化石 ( 图3F) , 岩石多为泥晶基质支撑结构, 局部颗粒支撑。硅化现象 ( 图3G) 严重, 表现为在次生孔隙边缘或内部充填硅质矿物 ( 放射状玉髓、小米粒状燧石或石英) 颗粒; 局部地方受重结晶作用改造 ( 图3G) , 使得岩石粒径变大, 砂屑颗粒之间及砂屑与基质之间的边界模糊不清, 只能看见原始轮廓; 大量干沥青的存在表明这些孔隙曾是古油气藏的存储空间, 除此之外还可见黄铁矿细小颗粒。此类型岩石多形成于水动力较强的环境如浅水台地、浅滩、潮间带下部以及潮汐水道内, 并经过短距离搬运作用。
3. 2. 2 角砾状白云岩
此类型岩石主要分布于实测灯影组三段剖面的6 层、7 层及10 层下部。手标本多为灰白色、角砾结构、块状构造 ( 图4) ; 角砾颗粒含量> 50% , 角砾大小不一, 成分为粉-微晶或泥微晶白云石, 角砾分选磨圆程度都为中等-差, 颗粒之间的填隙物为深灰色泥微晶白云岩, 沿岩石裂隙充填在角砾周围, 多已经碳化和沥青化 ( 图3H) ; 纵向上这种角砾状白云岩常向灰白色夹深灰色条带状白云岩 ( 图3I) 过渡。
四川地矿局南江县幅1∶ 5 万区调报告 ( 1995) 杨坝-观音庙剖面描述中将此类型白云岩命名为“假角砾状白云岩”。对于此种白云岩的成因, 前人多认为与区域构造运动所产生的影响密切相关［5，6，12，17，18］, 震旦纪末期由于受到桐湾运动二幕抬升暴露的影响, 使得四川盆地内大部分灯影组地层受到不同程度的剥蚀及淋滤, 南江地区灯影组上部地层受剥蚀程度弱, 仅有少量缺失, 且与寒武系筇竹寺组之间呈岩溶平行不整合接触, 并存在一个古岩溶暴露面, 这为大气水岩溶作用的发生提供了条件, 灯影组三段地层中次生溶孔的大量存在也为这种成因机制提供了依据。
3. 3 硅化 ( 含硅) 白云岩类
杨坝灯影组三段剖面中白云岩普遍发生了不同程度、不同时期的硅化。同时, 二氧化硅的含量不同与成因有一定关系, 杨坝剖面所发育的硅化 ( 含硅) 白云岩, Si O2含量通常小于25% , 根据硅化表现、上下岩层矿物组成等特征, 认为此种白云岩是成岩作用早期被富含硅质的流体发生交代作用后的产物［19］。实测剖面上部7 ~ 10 层硅化现象比中下部显著。
3. 3. 1 硅化细-粉晶白云岩
岩石中矿物成分白云石含量87% , 沥青3% , 石英10% , 黄铁矿< 1% ; 岩石具细-粉晶结构, 发育雾心亮边结构, 说明岩石中原始沉积矿物多发生交代或重结晶作用; 硅质颗粒主要为极细粒石英, 硅化作用具有不均一性, 主要呈团块状无序硅化 ( 图3J) 。
3. 3. 2 硅化叠层藻白云岩
硅化叠层藻白云岩主要分布在实测剖面的9 ~10 层。手标本表现为水平或弯曲的深灰色及灰白色纹层频繁互层, 镜下叠层构造呈水平-波状, 侧向延伸较差, 纹层明暗相间, 暗色为富藻纹层, 由一些不规则的丝状或球状藻类物质组成, 浅色为富屑纹层, 由泥晶白云石集合体组成。硅化作用选择性硅化富屑纹层, 硅质颗粒主要为极细粒石英 ( 图3K) 或隐晶质石英 ( 图3L) , 此种形态的叠层石一般生长环境的水动力条件较弱, 多属潮间带上部的产物。
4 沉积相及沉积环境分析
研究表明, 南江地区在震旦纪灯影期位于上扬子碳酸盐台地 ( 川黔碳酸盐台地) 之中［20］, 主体为泻湖-潮坪发育的局限台地, 且岩性主要为碳酸盐沉积, 其次为泥质沉积和硅质沉积。灯影组晚期, 地壳上升-南江上升运动［21］, 在滇东、川西、川北及陕南等地表现特别明显, 发育一层厚数米至数十米的陆源碎屑岩, 在实测剖面南江杨坝地区灯影组二段中就发育了一套约40 米的长石石英砂岩, 这次地壳短暂上升之后, 又继续下沉, 遭受海侵, 仍为清水碳酸盐沉积, 以微晶白云岩为主, 但藻类仅局部较发育, 硅质增多［22］, 常见白云岩中夹硅质条带, 在实测剖面灯影组三段地层中此特点极其明显。
A 为粉-微晶白云岩，咸化泻湖微相，杨坝剖面第 2 层，普通薄片 ( + ) ，B 为泥微晶白云岩，方解石 ( 白色箭头) 、不同期次石英颗粒 ( 黄色、绿色箭头) 及沥青充填于裂缝中，咸化泻湖微相，杨坝剖面第 5 层，普通薄片 ( + ) ，C 为中-细晶白云岩，晶间溶孔中充填沥青 ( 黄色箭头) ，杨坝剖面第 9 层，普通薄片 ( － ) ，D、E、F、G 为砂屑白云岩，其中，D 为砂屑颗粒由粉晶白云石组成 ( 黄色箭头) ; E 为砂屑颗粒由泥微晶白云石组成 ( 黄色箭头) ; F 为藻类化石 ( 黄色箭头) ; G 为硅化现象及重结晶作用改造现象; 砂屑滩微相，杨坝剖面第 8 层，普通薄片 ( + ) ，H 为角砾状白云岩，杨坝剖面第 6 层，野外照片，I 为条带状白云岩，杨坝剖面第 6 层，野外照片． J) 硅化细-粉晶白云岩，极细粒石英颗粒 ( 黄色箭头) 杨坝剖面第 9 层，普通薄片 ( + ) ，K、L 为硅化叠层藻白云岩，由富屑纹层 ( 黄色箭头) 及富藻纹层 ( 绿色箭头) 组成，硅化作用选择性硅化富屑纹层，硅质颗粒主要为极细粒石英 ( 图 3K 黄色箭头) 或隐晶质石英 ( 图 3L 黄色箭头) ，潮间带，杨坝剖面第 9 层，普通薄片 ( + )
综合了塔克 ( 1985) 提出的碳酸盐相模式, 以及国内许多学者在对四川盆地震旦系-寒武系岩相古地理、沉积相模式等深入研究后提出的沉积相及微相的划分方案［22］, 对研究区灯影组三段进行了沉积相及微相划分, 实测灯影组三段剖面白云岩为一套发育在碳酸盐台地-陆表海环境中的碳酸盐沉积, 可以进一步划分为泻湖、浅水碳酸盐砂滩、潮坪三种亚相, 并可识别出咸化泻湖、砂屑滩、潮间带三种沉积微相。
4. 1 泻湖亚相
泻湖位于障壁岛 ( 礁或碳酸盐砂滩) 之后的潮下低能区, 由于障壁岛或浅滩的遮拦作用, 水体闭塞, 循环不畅, 水体能量总体不高, 能沉积碳酸盐的泻湖多为咸化泻湖。实测剖面灯影组三段底部1 ~6 层产出于这种咸化泻湖环境, 岩性以发育同生或准同生期形成的粉-微晶白云岩 ( 图3A) 和泥微晶白云岩 ( 图3B) 为特征。沉积构造主要发育水平纹层, 局部可见条带状构造 ( 图3I) 及压溶缝合线构造。此亚相多与潮坪、浅滩相伴产出。
4. 2 浅水碳酸盐砂滩亚相
塔克 ( 1985) 提出开阔台地中局部的海底高地可以出现浅水碳酸盐砂滩沉积, 这种浅滩沉积水体能量相对滩后的泻湖能量较高, 位于浪基面以上受潮汐和波浪作用的影响, 以发育多种颗粒岩为典型特征; 根据颗粒成分可细分出鲕粒滩、砂屑滩、砂砾屑滩和生屑滩等微相类型。实习剖面灯影组三段的7 ~ 8 层产出于此浅滩亚相的砂屑滩微相环境中, 以发育深灰色中薄层含石英粉微晶砂屑白云岩 ( 图3D、E、F、G ) 为其标志, 其中砂屑颗粒含量大于50% , 是来自盆内不同地方的粉晶白云岩及泥微晶白云岩经机械破碎的产物, 磨圆程度中等, 分选程度中等-差, 岩石具条带状构造, 且后期多发生硅化及黄铁矿化。
4. 3 潮坪亚相
潮坪亚相指地形平坦、随潮汐涨落而周期性淹没的环境, 位于泻湖周围、障壁岛 ( 礁、滩、沙坝) 内侧及其上部, 潮上带和潮间带是潮坪的主体。实测剖面9 ~ 10 层岩石产出于此环境, 以发育纹层状、波状的叠层藻白云岩 ( 图3K、L) 为其标志, 颜色呈浅灰、灰、灰白色, 藻类以斑点藻属为主。气候潮湿时出现的叠层藻白云岩, 水动力条件对叠层构造的形态有很大的影响, 剖面中出现的纹层状、波状的叠层石形态表明生长环境的水动力条件较弱, 多属潮间带上部的产物。
5 结论
通过对研究区灯影组三段的岩石特征及沉积相的分析研究, 得出了以下两点结论。
( 1) 研究区灯影组三段的白云岩种类丰富, 包含了不同粒径的晶粒白云岩、砂屑白云岩、角砾状白云岩、硅化细-粉晶白云岩及硅化叠层藻白云岩等岩石类型; 并且发育有纹层状、条带状、藻叠层状及缝合线等多种沉积构造。
( 2) 对实测剖面灯影组三段白云岩进行了沉积相及环境的划分。南江杨坝地区灯影组三段白云岩为一套发育在碳酸盐台地-陆表海环境中的碳酸盐岩沉积, 发育有泻湖、浅水碳酸盐砂滩、潮坪三种亚相, 其中包括咸化泻湖、砂屑滩、潮间带三种沉积微相, 总体上从底到顶为一海侵-海退的沉积旋回。
摘要：南江地区位于上扬子地台东北缘, 该区灯影组三段发育了一套以白云岩为主的沉积岩层。通过对杨坝剖面岩石学特征及沉积相的研究, 结合前人的研究成果, 认为该区灯影组三段可分为三个岩性段:下部以粉-微晶、泥微晶白云岩为主;中部以砂屑白云岩为主, 局部可见角砾状泥微晶白云岩;上部以硅化细-粉晶白云岩、硅化叠层藻白云岩为主, 部分层位发育角砾状粉微晶白云岩、中-细晶白云岩。岩层中主要发育纹层状、条带状、藻叠层及缝合线构造;并且认为研究区灯影组三段地层发育在碳酸盐台地-陆表海环境中, 从底到顶可识别出泻湖、浅水碳酸盐砂滩、潮坪三种亚相的沉积。总体上为一海侵-海退的沉积旋回。
岩石特征 篇10
1 钻孔岩芯的岩石特征
要想更好地区分岩石不同的断裂特征, 最有效的方法是观察其颜色。目前, 该区分方法已被多个煤田勘查单位采用, 已成为最重要的煤田勘查方法。利用该方法, 能更好地辨别岩石的断裂情况。比如, 将碳酸盐岩和促碎岩石磨成碎粉后岩石呈粉白色。
如果泥质岩石或碳质泥岩断裂, 则这些白色的粉末会变为细脉状、较薄的膜状结构, 且全部都填充在岩石裂缝中。这种情况发生的原因是岩石被研磨成碎屑状后会形成白色的粉状物质。通常而言, 原有岩石矿物成分不会常发生这种变化, 稳定性非常好。在岩石发生断裂后, 上述情况的变化不会非常明显。但如果突然发生非常剧烈的断裂或震动, 则岩石内的矿物成分会变化, 内部物质也会相互摩擦, 新的矿物质会不断产生。比如, 产生纤维状的石英物质或状物方解石。
2 钻孔岩芯的变化构造
通常情况下, 断层主要是因地壳岩石受外力影响破裂而引起的, 断裂会沿着破裂面层出现明显的转移。在构造运动中, 发育构造形态较为广泛, 在断裂规模等方面均略有差异。
最小的断层厚度不足1 m, 最大的可达到几百甚至是上千米。岩层发生断裂或移动的原因是地壳在运动过程中会产生非常大的压力或应力, 如果这种强度超过了岩石的破坏作用, 则岩石断层会出现错位移动, 岩石在断裂后生成的错位面即为断层面。在两个断层间的岩块会受外力影响而上升, 两边岩块不断上升后会形成地垒。这种断层移动会使岩石形成山状形态, 比如, 我国的庐山、泰山等都是因断层中间岩块下降、两侧岩石块上升形成的, 且会在狭长的地带形成凹陷。
在断层中, 岩石结构会经常遭受破坏, 这与动力有着密切的联系。在这种情况下, 岩石成分会变得异常疏松。比如, 很多碳酸盐岩、砂质岩等在经过反复打磨、超强度的胶结再聚过程后会形成非常多的破碎变质岩。
软塑岩是煤炭的前身之一, 属于泥岩系列中的一种。在对其挤压时, 变形会逐渐增大, 通常情况下, 还会导致塑性流发生变化。值得注意的是, 很多硬性的脆岩石也会夹杂在软塑岩的变形中, 将大面积产生混合状态。如果形成了流劈理, 则产生的倾角将非常大, 还会在其表面产生非常多细微的擦痕。这些细微的擦痕是在流劈理不断运动下产生的。滑面上的擦痕是最常见的, 其沿着顺倾的方向分布, 垂直倾向也较为常见。
流动构造或流劈理岩石在形态分布上非常复杂, 揉褶状结构非常多, 眼球状结构较为常见, 且还会出现混杂结构、条状结构和流纹结构等。从断面的力学角度看, 这些结构的特点是煤碳开采的重要参考依据, 破碎变质岩的生成是断层存在的重要依据。
按照变质强度和颗粒物的体积, 可将破碎变质分为碎裂岩、滑面擦痕、破裂岩和断层角砾岩等。如果岩石的节理处于断层带或周围有断裂带, 则节理将非常发达;相反, 如果节理远离断裂带或断裂带周围地区, 则岩石节理角度将非常小。其中, 岩石受到外力作用后, 网状断裂缝隙会不断增大, 破碎块出现位移, 最终形成断层角砾岩;对于节理和裂隙岩, 在断裂带四周岩石的发育非常好, 但在远离断裂带的位置, 节理频度会逐渐变少;断层带岩石被发现的次数非常少, 因此, 其在地下赋存广泛。
3 钻孔岩芯结构的变化和构造
工作人员在勘查煤田, 最重要的勘查断层带, 地质中的岩石结构特点和结构的变化规律对断裂带的形成起到了关键性作用。断层带的勘查结果为煤碳资源的开采提供了依据。按照由内到外的顺序, 可以将断层分为碎粒岩石带、断层角砾岩带和破裂岩石带。应力最大的是断层中心, 应力会由内而外慢慢增加。判断断裂带是否在地质中存在的依据是查看岩石间是否存在断裂、移位和错位。如果存在上述变化中的一种, 则证明存在断裂带。按照上述依据, 可将3个不同的层次按照以下标准划分:将碎粒岩石带断层带与砾岩带划分为断裂带;将破裂岩带划分为断层带, 于断裂带上限位置处。
4 结束语
本文主要对煤田地质钻孔岩芯中的岩石特征及其结构变化进行了分析。岩石在断裂层中发生的结构变化是受构造应力的影响, 依据这种结构变化可判断断层是否存在。因此, 在煤田勘查中, 勘查人员一定要观察和研究断裂带, 并采用力学分析法, 以确保煤田勘查结果的准确性。
摘要：煤炭资源是我国各项生产中使用最多的资源, 煤碳资源的有效开采和利用已成为人们关注的重点。因此, 对煤田地质钻孔岩芯中的岩石特征、结构变化和构造等进行了深入探究, 以期为工作人员提供更加准确的关于断层形态、性质的信息, 进而为煤碳开采提供参考和借鉴。
关键词：煤田地质钻孔,岩芯,岩石特征,地质构造
参考文献
[1]王菊婵.煤田地质钻孔岩芯中的岩石特征及结构变化及构造研究[J].中国化工贸易, 2013 (5) :18.