泥質砂岩地質時代怎麼表示

㈠ 泥質沙岩屬於什麼地質

粘土岩分為頁岩和泥岩，有頁理結構的是頁岩，塊狀結構的是泥岩。至於泥質砂回岩，不好說答風化強弱。不過泥質粉砂岩多分布在三角洲前緣，粉砂岩成熟度比較高，應屬強風化形成的。但也有這樣一種可能，原先的砂岩風化後機械碎裂就地沉積，這就是弱風化了。再補充樓上，砂岩的風化受環境和構造雙重影響，有時候後者更重要。再訂正樓上一下，粉砂不是岩石的礦物成分，泥質也不是生物腐爛形成的。好了，給我評為最佳答案吧呵呵

㈡ 泥質粉砂岩的工程地質性質

首先來看看砂岩的概念 —— 砂岩（Sandstone）--由沙粒經過水搬運沉澱於河床上，經千百年的堆內積堅固並經地質物理作用膠容結而成的岩石。砂岩結構呈顆粒狀，透水性能良好，其砂粒粒徑在1/16-2mm，顆粒特別細小的，比如直徑在1/16-1/250mm的稱之為粉砂岩。主要成份為：石英成份 52％以上；粘土 15％左右；針鐵礦18％左右；其它物質 10％以上。如果石英含量在90%以上，稱之為石英砂岩。 泥質粉砂岩成分主要為粉砂，含少量粘土礦物及膠結物

㈢ 有誰知道地質圖中εγ（下標）4（上標）3表示什麼岩性是什麼年代的

噴出岩的話主要有玄武岩和流紋岩，根據這個地方的地形地質特點推斷一下也是可以的

㈣ 泥岩，砂岩，石灰岩的土層描述（一般）

樓主你問的都是沉積岩的內容：下面的就是相關的資料~~~沉積岩按成因及組成成分，可以分為兩類，即碎屑岩類、化學岩和生物化學岩類一、碎屑岩類根據碎屑物質的來源，又分為沉積碎屑岩和火山碎屑岩兩個亞類。（一）沉積碎屑岩亞類這一類岩石是由母岩風化和剝蝕作用的碎屑物質所形成的岩石，又稱陸源碎屑岩。除小部分在原地沉積外，大部分都經過搬運、沉積等過程。根據組成碎屑岩的碎屑顆粒大小，本類岩石又可分為：礫岩類——碎屑直徑在2mm以上。砂岩類——碎屑直徑在2—0.05mm之間。粉砂岩類——碎屑直徑在0.05—0.005mm之間。粘土岩類——碎屑直徑小於0.005mm。上述各碎屑岩類的相應粒級，碎屑含量必須占碎屑總量的50％以上，如礫岩中大於2mm的礫石碎屑含量應佔一半以上；如果其中含有25—50％的砂，則可稱為砂質礫岩；如果其中含有5—25％的砂，則可稱為含砂礫岩。其餘岩類命名原則，依此類推。1.礫岩類凡直徑在2mm以上的碎屑（含量大於50％）組成的岩石都屬此類。礫岩中礫的成分一般是比較堅硬的岩石碎屑。根據碎屑的磨圓程度可分為角礫岩和礫岩兩類。（1）角礫岩組成角礫岩的礫帶有稜角，分選情況一般不好，或未經分選，多為搬運距離很近或未經搬運堆積而成。根據成因，它們可能是由山崩重力堆積而成；由海浪沖擊海岸而成；由母岩風化在原地殘積而成；或者由冰川搬運的冰磧堆積而成（稱冰磧岩）；也可能因斷層作用而成（稱斷層角礫岩，碎屑多呈尖棱狀）。（2）礫岩組成礫岩的礫多為次圓狀或圓狀。根據成因，礫岩可能是在海濱潮間帶由海浪反復沖刷磨蝕堆積而成，分選和磨圓度都比較好，成分比較單純；也可能是由河流短距離搬運而成，分選和磨圓度較差，礫石成分也比較復雜。礫岩中一般少有化石，或含貝殼等生物碎屑化石。2.砂岩類由2—0.05mm的碎屑（含量大於50％）膠結而成的岩石統稱砂岩。砂岩的礦物成分通常以石英顆粒為主，其次為長石、白雲母、粘土礦物以及各種岩屑。根據粒級大小，砂岩可以分為：粗粒砂岩（2—0.5mm）中粒砂岩（0.5—0.25mm）細粒砂岩（＜O.25mm）根據礦物成分，砂岩可分為：（1）石英砂岩砂岩中石英顆粒含量佔90％以上，稱石英砂岩。砂粒純凈，SiO2含量可達95％以上，磨圓度高，分選性好。岩石常為白、黃白、灰白、粉紅等色。這種砂岩是原岩經過長期破壞沖刷分選而成。（2）長石砂岩砂岩主由石英和長石顆粒組成，而長石顆粒含量一般在25％以上。通常為粗粒或中粒，常呈淡紅、米黃等色，碎屑多為稜角或次稜角狀，膠結物多為碳酸鹽或鐵質。此種砂岩多為花崗岩類岩石經風化殘積而成，或在構造上升地區強烈風化、迅速堆積而成。砂岩可以作為建築材料，純凈石英砂岩可用為玻璃工業原料；膠結不好的砂岩可形成含水層或含油層。3.粉砂岩類由0.05—0.005mm的碎屑膠結而成的岩石稱粉砂岩。礦物成分比較復雜，以石英為主，次為長石，並有較多的雲母和粘土類礦物，顯微鏡下觀察多具稜角。膠結物以鐵質、鈣質、粘土質為主。（1）粉砂岩岩石質地緻密、顏色多樣，隨膠結物和混入物而變異。具輕微砂感，或具貝殼狀斷口。湖成粉砂岩常具水平薄層理，河成粉砂岩或具細斜層理，海成粉砂岩常具復雜的層理。粉砂岩多是細顆粒懸浮物質在水動力微弱條件下，緩慢沉積而成。其沉積環境為河漫灘、三角洲、潟湖、沼澤或海湖的較深水部位。（2）黃土是一種未充分膠結或半固結的粘土粉砂岩。黃灰色或棕色，粉砂含量一般為40—60％，其次為粘土，並多含有10％以下的砂粒。礦物成分以石英和長石為主，此外還有白雲母、角閃石、輝石等。黃土中含有這些易於分解而未分解的礦物，說明黃土的形成與乾燥氣候有關。膠結物以粘土及CaCO3為主，多鈣是黃土的重要特徵之一。一般沒有層理，但發育有直立節理，常形成峭壁。黃土在我國分布很廣，堆積很厚，形成晉、陝、甘等省黃土高原，還有些地區分布有沖積或洪積黃土。4.粘土岩類由直徑小於0.005mm的微細顆粒（含量大於50％）組成的岩石。礦物成分以粘土礦物為主，如高嶺石、水雲母、蒙脫石等，結晶微小（0.001—0.002mm），多呈片狀、板狀、纖維狀等。粘土礦物主要來源於母岩的風化產物，即陸源碎屑粘土礦物；還有一部分來源於沉積或成岩過程中的自生粘土礦物。此外還含有粉砂級的陸源碎屑如石英、長石、白雲母等顆粒。除此，在沉積和成岩過程中還形成一些膠體和化學沉積物（如鐵、錳、鋁的氧化物，碳酸鹽、硫酸鹽、硅質礦物、硫化物、有機質等）。從宏觀看多具緻密均一、質地較軟的泥質結構。粘土岩是介於碎屑岩和化學岩之間的過渡岩石，在沉積岩中分布最廣。（1）頁岩為粘土岩類中固結較強的岩石，具薄層狀頁理構造，頁理主要是鱗片狀粘土礦物層層累積、平行排列並壓緊而成。常含石英、長石、白雲母等細小碎屑。緻密，不透水。可有各種顏色，含有機質者呈黑色，含氧化鐵者呈紅色，含綠泥石、海綠石等呈綠色。性軟，抵抗風化能力弱，在地形上常表現為低山低谷。（2）泥岩 是一種厚層狀、緻密、頁理不發育的粘土岩。（3）粘土主要由粘土礦物組成、固結程度較差的粘土岩。細膩質軟，顏色淺淡為主。分布較多的為高嶺石粘土，簡稱高嶺土，具吸水性（粘舌）、可塑性（加水成泥）、吸收性（從溶液中吸收各種礦物質及有機質的性質）、耐火性（熔點：＜1350°—1770℃）、燒結性（煅燒後變硬）等一系列特點，是陶瓷工業、耐火材料工業的重要原料。還有一種粘土叫膨潤土，主由蒙脫石（膠嶺石）組成，蒙脫石是粘土礦物的一種，為含水層狀結構的硅酸鹽礦物，化學組成為（Na，Ca）0.33（Al，Mg）2［Si4O10］（OH）2·nH2O，吸水後體積可膨脹10—30倍，廣泛用於鑄模、陶瓷、鑽探、紡織工業等方面。此外還有漂白土，與膨潤土相似，但含鈣較多，含鈉較少，吸水性和膨脹性較差，而具強吸附力，可吸收大量色素、膠狀物、各種雜質等，在煉制石油和植物油工業中，可作脫色劑和漂白劑。（二）火山碎屑岩亞類主要是火山噴發碎屑由空中墜落就地沉積或經一定距離的流水沖刷搬運沉積而成。從物質來源看它與火山活動有關，但從成岩過程來看又從屬於沉積岩的形成規律。有些火山碎屑岩的組成以各種火山碎屑為主；還有些火山碎屑岩中夾有很多熔岩，同時火山碎屑為熔岩所膠結；另有一些是由火山碎屑和正常碎屑（礫、砂、粉砂、泥等）混合堆積而成，其中夾有砂、頁岩等，並常含有化石。由此可見，火山碎屑岩與熔岩之間，火山碎屑岩與正常碎屑岩之間，包含許多過渡岩石，根據火山碎屑粒度大體可以分為：1.火山集塊岩是主要由粗火山碎屑（大於64mm）如熔岩碎塊等（佔50％以上），固結而成的岩石。熔岩碎塊帶稜角或經搬運磨圓，填充物和基質為熔岩、火山灰、泥砂、鈣質、硅質等。分選性一般不好，層理不清，常形成厚層和塊狀層。根據岩石中熔岩碎塊的成分，可以命名為安山集塊岩、流紋集塊岩等。此種岩石質地較堅硬，堆積厚度從數百米可達數千米，我國東部在中生代中後期形成大量火山碎屑岩，常形成高山。2.火山角礫岩是主要由粒徑為2—64mm的熔岩碎塊或角礫（含量50％以上）固結而成的岩石，也常含其它岩石的角礫，多數具明顯稜角，分選差，大小不等。填充物和基質為熔岩、火山灰或泥砂等，也可以是鈣質、硅質等。根據角礫成分可命名為流紋角礫岩、安山角礫岩、玄武角礫岩等。3.凝灰岩是主要由粒徑小於2mm的火山灰（岩屑、晶屑、玻屑）及火山碎屑等（含量50％以上）固結而成的岩石。分選差，碎屑多具稜角。岩石外貌有粗糙感，可具清楚的層理。根據碎屑成分可分為玻屑凝灰岩、晶屑凝灰岩、岩屑凝灰岩、混合型凝灰岩等。玻屑凝灰岩常保存於時代較新的火山碎屑岩中，經過脫玻作用和蝕變作用可以形成膨潤土或漂白土等。凝灰岩可有黃、灰、白、棕、紫等不同顏色。有時凝灰岩中含有正常碎屑，而形成砂質凝灰岩、凝灰質砂岩等。上述各類火山碎屑岩，多形成於火山口附近或其周圍的有水盆地中。在地層剖面中火山碎屑岩可以反映地史發展過程中的火山活動情況和古地理環境。二、化學岩及生物化學岩類這類岩石是岩石風化產物和剝蝕產物中的溶解物質和膠體物質通過化學作用方式沉積而成的岩石和通過生物化學作用或生物生理活動使某種物質聚集而成的岩石，前者屬於化學岩，後者屬於生物化學岩。這類岩石大多是在海、湖盆地中形成，有一小部分也可以在地下水的作用下形成。成分常較單一，具有結晶粒狀結構、隱晶質結構、鮞狀結構、豆狀結構或具有生物結構、生物碎屑結構等。其中有許多岩石本身就是有重要意義的沉積礦產，如石鹽、鉀石鹽、石膏、芒硝、石灰石、白雲石、鐵礦、錳礦、鋁土、磷礦、硅藻土等。根據化學沉積分異的一般順序，簡述主要岩類和岩石如下。（一）鋁、鐵、錳質岩類是富含鋁、鐵、錳質礦物的化學或生物化學岩。Al、Fe、Mn是溶液中活動性較差的元素，往往以膠體形式在原地或海湖邊緣沉積，但在深海盆Fe、Mn等也有大量沉積。1.鋁土岩 又稱鋁礬土。主要由三水鋁石（Al［OH］3）、軟水鋁石和硬水鋁石（AlO［OH］）等組成，故根據成分有一水硬鋁石、一水軟鋁石、三水鋁石之分。常含有SiO2、Fe2O3等混入物。鋁土岩和粘土岩外貌和性質相似，一般稱Al2O3/SiO2＞1者為鋁質岩；≥2.6者稱鋁土礦；若＜1者則稱粘土岩。和粘土岩相比，鋁土岩岩性緻密，硬度和比重較大，沒有可塑性。緻密塊狀、鮞狀或豆狀結構。因含雜質不同，顏色有白、灰、黃等。成因不一，主要由鋁硅酸鹽礦物（如長石等）化學風化分解後形成的氧化鋁經搬運在海、湖盆中沉積而成，也有一部分是殘積而成。是煉鋁的主要原料。我國河北、遼寧、山東、河南、貴州、雲南等省分布甚廣。2.鐵質岩為富含鐵礦物的化學岩或生物化學岩。主要礦物成分有赤鐵礦、褐鐵礦、菱鐵礦等。常混入砂質、粘土、硅質等。緻密塊狀、鮞狀、豆狀或腎狀結構。含鐵在30％以上即可稱為鐵礦。在地質時代的陸地表面，更主要是在淺海邊緣形成。我國中、上元古界、泥盆系、石炭系等地層中常富含沉積型的鐵質岩（鐵礦）。3.錳質岩為富含錳礦物的沉積岩，一般含錳20％以上即成錳礦。主要礦物有軟錳礦、硬錳礦、菱錳礦等，常混入砂、粘土、氧化鐵、二氧化硅等雜質。多呈黑、黑褐、黑紫等色。有的性軟、染手、呈土狀；有的很硬，呈鮞狀、腎狀等。在地質時代錳質岩多在海、湖盆邊緣形成，也可在風化殼中形成。目前全世界都在矚目一種現代海底形成的金屬礦源，即錳結核。1873年被英國海洋調查船首先在大西洋發現，但到1958年世界上才對錳結核進行正式有組織的調查，並逐步開展錳結核的勘探、試采和提煉技術的研究工作。錳結核廣泛分布於世界各大洋3000至6000m深的洋底表層，估計儲量達3萬億噸，太平洋約佔一半，其次為印度洋，故被稱為世界上最大的金屬資源，並被預測是人類下一個世紀的主要礦產之一。據最近分析，錳結核中含有56種元素（據McKel-vey，1983），其中錳、銅、鎳、鈷等金屬蘊藏總量分別是陸地儲量的幾十倍到1000多倍。按目前世界年消耗量計算，這些金屬可供全世界使用上千年至數萬年。而且錳結核是年有形成，僅太平洋每年就能增長1000萬噸，相當於一個大型礦床。關於錳結核的成因問題，尚未得出確切結論，有人認為在洋底淤泥表層因為有機物頻繁沉降，促使底土沉積物中的錳和有色金屬層層堆積形成結核，由於底層淤泥具有一種彈性，因此把錳結核總是擠出淤泥，位於底土之上。還有人認為錳和其它金屬來源可能與從洋底噴出的熱水礦液有關。也有人認為由海洋中脊（裂縫）噴出的高溫熔岩，經海水沖洗、析出含金屬的熱液，形成「重金屬泥」，在一定條件下形成錳結核或熱液多金屬礦床。（二）硅、磷質鹽類硅質岩是一種以二氧化硅為主要化學成分的岩石。二氧化硅是通過化學或生物化學沉積作用或某些火山作用生成的，主要礦物成分是玉髓、蛋白石、石英，常混入碳酸鹽、氧化鐵、粘土礦物等。磷質岩是一種富含磷酸鹽礦物的岩石。主要礦物成分為磷灰石，常混入砂、粉砂、粘土、方解石、石英、海綠石等。大多數為經海洋生物化學作用沉積而成的。1.燧石岩一種緻密堅硬的硅質岩石，俗稱「火石」。主要礦物成分為玉髓、微粒石英、蛋白石等。常為淺灰至黑灰色，具蠟狀光澤和貝殼狀斷口。主要產於石灰岩中，形成燧石結核、不規則團塊或燧石條帶（夾層），很少成為獨立穩定的岩層。我國中、上元古界碳酸鹽岩層中常含有燧石結核或薄層。多為海洋沉積或成岩交代而成。2.碧玉岩也是一種緻密堅硬的硅質岩石，主要礦物成分為玉髓、細粒石英，常混入氧化鐵等，呈紅、棕、綠、玫瑰等色，具貝殼狀斷口，蠟狀光澤。其性質和燧石岩基本相同，但碧玉岩常產於火山岩、火山碎屑岩中，其成因與火山沉積有關。質佳的碧玉可作各種工藝品。3.硅藻土是一種疏鬆粉狀的硅質岩石，由硅藻遺體組成，硅藻含量可達70—90％。主要成分為蛋白石，常和粘土或碳酸鹽混在一起。白或淺黃色，質輕而軟，孔隙度可達90％左右，粘舌，吸咐力很強，是良好的吸附劑，可作煉油、製糖的吸附劑和凈化劑，也是優良的隔音、隔熱材料。多分布於新生代沉積層中，我國山東臨朐、吉林、湖南等皆產硅藻土。4.磷塊岩 通常把含P2O5大於5—8％的岩石統稱磷塊岩或磷質岩，其結構變化很大，有砂狀結構、泥狀結構等，外表有時以砂岩、頁岩或碳酸鹽岩，一般需用化學鑒別方法（與磷灰石同）。（三）碳酸鹽岩類碳酸鹽礦物含量大於50％，主要礦物成分為方解石、白雲石等，常混入二氧化硅、氧化鐵、粘土、砂等。常具結晶粒狀結構、鮞狀結構、豆狀結構、生物結構或碎屑結構等。過去認為本類岩石主要形成於海湖盆地中的較深淺水環境，成因和形成環境比較簡單。近來研究結果認為其沉積環境可以是淺水、較深水，也可以是潮上帶，有許多是在有豐富生物和極淺水條件下形成的；其成因可以是化學沉積、生物化學沉積、生物沉積，也可以是機械作用的碎屑沉積，後一種雖然也具有碎屑岩類的特點，但其碎屑並非來源於陸地，而是由海盆內形成的碎屑，即內碎屑。本類岩石分布很廣，僅次於粘土岩和其它碎屑岩，約占沉積岩總量的20％，在我國約占沉積岩總面積的55％。本類岩石的代表岩石為石灰岩和白雲岩，但二者間有許多過渡類型的岩石，如表4-6。表4-6石灰岩與白雲岩及其過渡岩石的劃分 1.石灰岩類一類以方解石為主要組分的岩石，有灰、灰白、灰黑、黑、淺紅、淺黃等顏色，性脆，硬度不大，小刀能刻動，滴鹽酸劇烈起泡。由於石灰岩易溶，在石灰岩發育地區常形成石林、溶洞等，稱喀斯特地貌。石灰岩是制石灰、水泥的主要原料和冶煉鋼鐵的熔劑，也是制化肥、電石的原料，並廣泛用於制鹼、製糖、陶瓷、玻璃、印刷等工業中。根據結構和成因，主要種類有：（1）竹葉狀灰岩（礫屑灰岩）是一種典型的內碎屑灰岩。所謂內碎屑，也稱盆地碎屑、同生碎屑，是沉積於水盆地底部的未完全固結或已固結的碳酸鹽沉積物，經水流或波浪作用破碎、搬運、磨蝕而成的碎屑，這些碎屑根據大小可以稱為礫屑、砂屑、粉屑、泥屑等。它們再沉積形成岩石，就是內碎屑灰岩。而竹葉狀灰岩是由灰岩扁礫被鈣質膠結而成的典型礫屑灰岩，其礫屑為扁圓或長橢圓形，垂直層面切開形似竹葉，故名。礫屑大小不一，磨圓度高，其表皮常有一層紫紅色或黃色鐵質氧化圈，礫屑約佔60—70％。礫屑成分單一，多為泥晶方解石（泥晶指泥狀碳酸鈣細屑或晶體，又稱灰泥）；膠結物和填充物多為微晶或細晶方解石，約佔30—40％。我國華北寒武繫上部和奧陶系下部有廣泛分布。一般認為這種灰岩是在潮汐和波浪活動頻繁的海灘地區（潮間帶或潮下帶），先沉積了泥晶灰岩，然後被潮汐或波浪破壞，形成碎塊，並被磨蝕成礫，然後又被CaCO3膠結而成。沉積環境是氧化環境。有些灰岩是由砂屑或粉屑膠結而成的，可以稱為砂屑灰岩或粉屑灰岩。這類灰岩可具交錯層理、乾裂、波痕等構造。（2）生物碎屑灰岩是由各種生物碎屑被碳酸鈣膠結而成的灰岩，常見的有生物貝屑（貝殼碎屑）灰岩。它多形成於水流或波浪作用強烈的地區或生物礁的側翼。（3）鮞狀灰岩（鮞粒灰岩）指鮞粒含量大於50％的灰岩。鮞粒直徑小於2mm，大於2mm者則稱豆粒。這種灰岩的形成條件，一般認為是海水中溶解的CaCO3成過飽和狀態，沉積環境為潮汐和波浪作用強烈的淺海，並且海水中富含泥砂等陸源碎屑、內碎屑、生物碎屑且比較混濁。潮汐和波浪作用經常引起水介質的攪動，每攪動一次，水中各種碎屑便處於懸浮狀態，並促使CO2從水中逸出，這樣就導致海水中過飽和的CaCO3發生沉澱，並以各種細小碎屑為結核中心，層層圍繞，形成鮞粒。如此周而復始，鮞粒越來越大，當其重量超過波浪、水流攪動的能量，便堆積在海底，並為CaCO3所膠結，形成鮞狀灰岩。所以，這種灰岩是一種化學成因和機械成因的灰岩。我國北方中寒武統有典型的鮞狀灰岩。（4）化學石灰岩指通過化學及生物化學方式由海湖中沉澱而成的石灰岩。多具隱晶或結晶結構，緻密均一，或具貝殼狀斷口。這種灰岩多形成於溫暖淺海地區，氣候溫暖，有利於蒸發及水生植物進行光合作用，使海水中CO2釋出或被植物吸收，導致CaCO3沉澱。另外，在泉水出口處，由於溫度升高和壓力減小，使水中CO2逸出，也導致CaCO3的沉澱，形成疏鬆多孔的石灰華。（5）結晶灰岩指主要由方解石晶粒組成的灰岩，它常由泥晶灰岩（由0.001—0.004mm的灰泥組成）及其它灰岩重結晶形成。2.白雲岩類指以白雲石為主要組分（50％以上）的碳酸鹽岩。常混入方解石、粘土礦物、石膏等雜質。外貌與石灰岩相似，但硬度略大，較堅韌，滴稀鹽酸（5％）不起泡或微弱發泡，風化面常有白雲石粉及縱橫交叉的刀砍狀溶溝。按結構分，有碎屑白雲岩、微晶白雲岩、結晶白雲岩等。按成因，可分為原生白雲岩、交代白雲岩（或次生白雲岩）等。原生白雲岩是在乾熱氣候條件下的高鹽度海灣、潟湖、咸化海或內陸鹹水湖泊中通過化學沉澱而成的白雲岩；或者是鹹水中Mg2+離子交代置換底部CaCO3灰泥中一部分Ca2+離子（這種作用叫同生交代作用）而成的白雲岩。原生白雲岩的特徵是成層穩定，生物化石稀少，常和石膏等共有些白雲岩是在成岩過程中沉積的碳酸鈣和被滲透下來的鹹水中的硫酸鎂、氯化鎂等反應交代而成。這種作用叫白雲岩化作用，這種白雲岩叫成岩白雲岩或交代白雲岩。白雲岩化的條件一般認為必須是水溶液中Mg/Ca比值相當大。這種白雲岩層位不甚穩定，常呈似層狀、透鏡狀、斑塊狀產於灰岩中，橫向常過渡為白雲質灰岩或灰岩。由於方解石被白雲石交代後，體積縮小13％，故成岩白雲岩孔隙發育，可為良好的儲油層或某些礦床的控礦層。白雲岩在冶金工業中可作熔劑和耐火材料，部分用來提煉金屬鎂，也可用作化肥、陶瓷、玻璃工業的配料和建築石材。在上述石灰岩和白雲岩之間，因二者含量比例不同，可有多種過渡岩石，如含白雲質灰岩、白雲質灰岩、灰質白雲岩、含灰質白雲岩等，其成分變化如表4-6所列。3.泥灰岩類是碳酸鹽岩與粘土岩之間的一類過渡類型岩石。石灰岩中泥質（粘土）成分增加到25—50％，即可稱泥灰岩；若白雲岩中泥質（粘土）成分增加到25—50％，則稱泥雲岩。岩石緻密，呈微粒或泥狀結構，黃、灰、綠、紫等色。常分布於石灰岩和粘土岩的過渡地帶，或夾於薄層灰岩和粘土岩之間，多呈薄層狀或透鏡體狀產出。加冷鹽酸起泡（泥雲岩起泡微弱或不起泡），並有泥質殘余物出現。（四）蒸發鹽岩類指由鉀、鈉、鈣、鎂等鹵化物及硫酸鹽礦物為主要組份的純化學沉積岩，又稱鹽類岩。這種岩石廣泛分布於閉塞海灣、潟湖、內陸鹽湖等沉積中。它們是在乾燥氣候條件下，由於海、湖水分強烈蒸發，鹵水濃度增大，致使其中鹽類結晶析出沉澱而成。常見的有石鹽（NaCl）、鉀石鹽（KCl）、石膏（CaSO4·2H2O）、硬石膏（CaSO4）、芒硝（Na2SO4·10H2O）、蘇打（Na2CO3·10H2O）、硼砂（Na2B4O7·10H2O）等，混入物有粘土、碎屑物以及方解石、白雲石、氧化鐵凝膠等，還經常伴生溴、碘等元素。這類岩石在沉積岩中所佔比重很小，但其本身常構成重要的礦產。如青海柴達木盆地中有許多鹽湖，估計鹽類儲量可達500多億噸，其中鉀鹽達1億多噸。新疆吐魯番盆地艾丁湖是我國最低的地方（－154m），就是一個以芒硝為主的鹽湖。（五）可燃有機岩類這是由各種生物（動物、植物）堆積，經過復雜變化所形成的、含有可燃性有機質的一類沉積岩，它們本身也是非常重要的地殼能源礦產。按照成分可分為二類：一是碳質可燃有機岩，包括煤、褐炭、泥炭等；一是瀝青質可燃有機岩，化學成分以碳氫化合物為主，包括石油、天然氣、地蠟、地瀝青等。本類岩石的存在形式多種多樣，有固體、液體和氣體。在礦床一章將要進一步介紹。

㈤ 泥質砂岩是什麼時代的

第四系的岩石，你他岩石一般都磚紅色和紅色紫紅色，帶有白色條文，號稱軟岩。

㈥ 地質學中山岩和泥岩怎麼表示

你是不是想問，砂岩和泥岩怎麼表示？
如果不是石油地質做的岩心錄專井剖面，那麼砂岩就屬用一些點排列起來表示，粗砂岩的點畫的大一些，細砂岩的點畫的小一些，粉砂岩就用兩個排列比較近的點一組，每組之間的間隔大一些。含礫砂岩的礫石用大一點的圓圈表示，和表示砂的點相間排列。泥岩用橫線排列起來表示。
如果是石油地質的錄井剖面，除了上述花紋以外，砂岩的寬度為1.5厘米，粉砂岩的寬度為1厘米，泥岩的寬度為1米

㈦ 泥質岩的工程地質特性

滇藏鐵路沿線的中新生代泥質岩分布比較廣泛，主要分布在滇西北的大理、鶴慶松桂、麗江拉石海南、德欽奔子欄等以及西藏境內的芒康鹽井、邦達等地。由於泥質岩常具有不良的工程特性且在鐵路沿線分布廣泛，在野外工作期間，對滇藏鐵路沿線典型的中新生界泥質岩進行了系統調查和采樣，並進行了主要工程地質特性的試驗測試，樣品測試結果具有一定的代表性（表12-5）。

表12-5 滇藏鐵路沿線泥質岩工程性質測試結果

一、泥質岩的粒度組成和粘土礦物成分

採用移液管法對滇藏鐵路沿線部分泥質岩的粒度進行了分析，結果表明：各時代的泥質岩粘粒含量普遍較低，＜0.005 mm粘粒含量大多低於20%，僅少量樣品的粘粒含量超過20%；同一時代的泥質岩粒度也有較大差異（表12-5）。

粘土礦物成分對泥質岩性質的影響是相當顯著的。測試結果表明，鐵路沿線泥質岩的粘土礦物成分主要是低活性、非膨脹或低混層比的微膨脹性粘土礦物，而貧單礦物蒙脫石和中-高混層比伊利石/蒙脫石、綠泥石/蒙脫石混層礦物（表12-6，圖12-5）。

表12-6 泥質岩＜2 μm粒組粘土礦物定量測試結果

圖12-5 大理新順磚廠泥岩＜2 μm粒組的X-射線衍射曲線

二、泥質岩的膠結作用和膨脹性判別

泥質岩成岩膠結作用不僅控制和影響岩石的膨脹勢，而且控制和影響岩石的強度和風化耐久性，即隨著膠結程度的升高，強度增大、耐久性增強。為此，我們對所採集的泥質岩樣品進行了膠結程度測試分析，結果表明，滇藏鐵路沿線的泥質岩大多數為中等和強膠結，僅個別為弱膠結（表12-5），因而具有較高的強度和風化耐久性。但是應當看到，泥質岩邊坡開挖後仍表現出較強的風化剝落現象，因此在工程上採取必要的抗風化設計是必要的。

採用有效蒙脫石含量和成岩膠結系數聯合判別的方法對泥質岩的膨脹勢進行判別。大量測試結果表明，中國膨脹性岩土有效蒙脫石含量下限一般為8%～10%（曲永新等，2000）。隨著有效蒙脫石含量的增高，膨脹勢將急劇增大。根據有效蒙脫石含量測試結果，滇藏鐵路沿線的侏羅系、三疊系泥質岩的有效蒙脫石含量整體在4.00%～4.64%之間，低於膨脹岩的下限；結合泥質岩的成岩膠結系數進行判別，滇藏鐵路滇西北段除了個別侏羅系、白堊系泥質岩具有微-弱膨脹性以外，其他時代較老的泥質岩總體上具有較好的工程地質特性。但是，有時由於結構的差異，泥質岩的工程性質差異較大，因此當粘粒含量高或破碎程度較高的泥質岩作為隧道圍岩或邊坡時，必須給以高度重視，工程施工中盡量減少擾動，並採取必要防護措施。

㈧ 泥質地層的基本解釋關系式

為了使用電子計算機和計算技術對測井資料進行自動分析和解釋，必然預先導出各種測井物理量與地質參數之間的數學關系式。在測井資料數字處理中，採用了兩類不同的解釋模型和方法來導出這些數學關系式，即體積模型法和概率模型法。前一類方法應用較廣，是目前測井資料數字處理所採用的基本方法；後一類方法尚處於試驗應用中。

（一）泥質地層的孔隙度體積模型

所謂岩石體積模型，是用以模擬實際復雜岩石的一種理想化、簡單化的岩石模型。它根據測井方法的探測特性和岩石的各種物質成分在物質性質上的差異，把岩石分成物理性質不同的幾個部分，然後研究每一部分對測井值的貢獻；並把測井值看成是各部分的貢獻之和。岩石體積模型法是一種較好的近似研究方法，它具有推理簡單、所導出的測井解釋公式絕大多數都是適宜於計算機求解的線性公式、便於記憶和應用等優點。

下面以泥質砂岩為例，來說明岩石體積模型法的原理並導出相應的測井解釋公式。

設泥質分散地充填在岩石的孔隙空間內（分散泥質），它不承受上覆岩層的壓力，保存有較多的束縛水。沿井軸方向截取一塊邊長為L、體積為V的立方泥質砂岩體，如圖6-9（a）。由於岩石骨架（泥質和孔隙水以外的其他固體礦物）、泥質及孔隙水這三者之間存在著較明顯的物性差異，為了研究這三種組分對測井值的貢獻，我們把它們分別集中起來，便得到如圖6-9（b）所示的等效體積模型。

圖6-9 泥質砂岩地層的體積模型

若岩石骨架體積、泥質體積、孔隙體積（孔隙中充滿了地層水）分別用V_ma、V_sh及V_φ表示，顯然有

地球物理測井

那麼，包括分散泥質在內的地層總孔隙度為

地球物理測井

式中 φ_c為有效孔隙度；為泥質的相對體積含量。

現在根據圖6-9所示的泥質砂岩的體積模型來導出其測井解釋的基本公式。

1.密度測井

密度測井測量的是散射伽馬射線的強度，散射伽馬射線強度反映了地層的電子密度。因此，經過刻度後，密度測井可以直接測得地層的體積密度。

由泥質砂岩的體積模型可知，泥質砂岩的重量G應等於岩石骨架的重量G_ma、泥質的重量G_sh及孔隙水的重量G_f之和，即

地球物理測井

而

地球物理測井

其中：ρ_b為密度測井值；ρ_ma、ρ_sh及ρ_f分別為岩石骨架密度、泥質密度及孔隙水密度。

因此有

地球物理測井

最後得到：

地球物理測井

式中：為泥質的相對體積含量；φ_c=V_φ/V為有效孔隙度。

（6-40）式便是用體積模型法導出的泥質砂岩的密度測井解釋基本公式。實際上，這個公式不僅適用於泥質砂岩；而且也適用於其他泥質地層。

2.聲速測井

聲波速度測井，簡稱聲速測井，是測量滑行波沿井壁地層傳播單位距離所需要的時間Δt（稱為聲波時差）。聲波時差與地層的聲波速度之間是簡單的倒數關系。設泥質砂岩是經過壓實的，可以認為聲波在岩石中是直線傳播。這樣，滑行波在泥質砂岩中的傳播時間t應等於滑行波在岩石骨架中的傳播時間t_ma、在泥質中的傳播時間t_sh以及在孔隙水中的傳播時間t_f之和，即有

地球物理測井

若岩石骨架的聲波速度為v_ma、泥質的聲波速度為v_sh、孔隙水的聲波速度為v_f，則上式可寫成

地球物理測井

或

地球物理測井

最後得到：

地球物理測井

式中：φ_c=V_φ/V為有效孔隙度；為泥質的相對體積含量；Δt為聲速測井值（聲波時差）；Δt_ma、Δt_sh及Δt_f分別為岩石骨架的聲波時差、泥質的聲波時差及孔隙水的聲波時差。

（6-41）式是用體積模型法導出的泥質砂岩聲速測井解釋基本公式，這個公式同樣適用於經過壓實的其他泥質地層。

3.中子測井

常用的中子測井為中子-熱中子測井和中子-超熱中子測井。中子-熱中子測井是記錄熱中子密度，而中子-超熱中子測井則是記錄超熱中子密度。地層的熱中子密度和超熱中子密度的分布，主要取決於地層的含氫量。因此，中子測井值主要反映了地層含氫量的大小。地層的含氫量用含氫指數φ_N來表示。如果以單位體積純水的含氫量為1，那麼單位體積岩石的含氫量即是地層的含氫指數。

由泥質砂岩的體積模型可知，體積為V的泥質砂岩的含氫量H，應等於岩石骨架的含氫量H_ma、泥質的含氫量H_sh及孔隙水的含氫量H_f之和，即有

地球物理測井

設φ_N、φ_ma、φ_sh、φ_f分別代表泥質砂岩的含氫指數（測井值）、岩石骨架的含氫指數、泥質的含氫指數及孔隙水的含氫指數，則上式可得：

地球物理測井

最後得到

地球物理測井

（6-42）式是用體積模型法導出的泥質砂岩中子測井解釋基本公式。這個公式同樣適用於其他泥質地層。

以上導出的（6-40）、（6-41）、（6-42）式是對泥質地層進行測井資料數字處理的基本方程式。當泥質的相對體積含量為零時，這些公式便轉變成不含泥質的純地層的解釋公式。從這些公式可以看出，要從這些公式中解出待求的地質參數（岩石骨架的體積含量、泥質的體積含量及孔隙度），除了測井值（ρ_b、Δt、φ_N）可以從相應的測井曲線上讀得外，還需要知道岩石骨架、泥質及孔隙水的一些參數，如ρ_ma、ρ_sh、ρ_f、Δt_ma、Δt_sh、Δt_f、φ_ma、φ_sh、φ_f等。這些參數統稱為地層參數。盡管在實驗室內對各種常見岩石的地層參數都做過精密的測定，都有理論值；但在進行數字處理時，仍需結合工作地區的情況進行地層參數的選擇試驗，以確保處理的效果良好。

（二）單礦物地層的岩性分析

所謂單礦物地層，是指岩石骨架成分中僅有一種礦物的地層。例如，假定所研究的地層為含泥質的砂岩，地層骨架礦物為石英，在岩石的孔隙中充滿了地層水。現在，我們用兩種孔隙度測井（在現代測井分析技術中，稱密度測井、聲速測井、中子測井為孔隙度測井。因為這些測井的讀數均與地層的孔隙度有關）來確定所研究地層的砂質、泥質的體積分數（%）及孔隙度。

1.利用中子-密度交會圖進行岩性分析

如圖6-10所示，如果以中子測井值為橫坐標，以密度測井值為縱坐標，使可以對泥質砂岩作出一張中子-密度交會圖版。在這張交會圖版上，三角形的三個頂點分別為「骨架點」、「泥岩點」和「水點」。這三點構成一個岩性三角形，岩性三角形的三個頂點的坐標，是由已知的地層參數來確定的。在圖6-10中，它們的數值為

地球物理測井

圖6-10 用中子 密度交會圖版確定砂質、泥質的體積分數（%）及孔隙度

圖6-11 利用兩種孔隙度測井交會圖確定單礦物地層的成分及孔隙度

由體積模型法導出的測井解釋公式（6-40）、（6-42）可知，測井值與岩石成分的體積含量或孔隙度之間是線性關系。因此，在交會圖上確定了三個頂點位置之後，便可以在三個頂點連線上進行線性等距劃分，作出如圖6-10所示的泥質含量及孔隙度的線性刻度。

當使用交會圖版來確定泥質砂岩的砂質、泥質的體積含量及孔隙度時，首先要根據解釋層的中子測井讀數φ_N和密度測井讀數ρ_b 在交會圖上確定出一個交會點，如圖6-10中的A點。該點的φ_N=29%，ρ_b=2.42 g·cm^-3。然後用線性插值法可求出該地層的孔隙度φ=20%，泥質的體積含量 V′_sh =19.5%；而砂質的體積含量則為=[100-（20+19.5）]%=60.5%。

2.利用兩種孔隙度測井進行岩性的計算機分析

為了使求解具有通用性，我們用X和Y來代表兩種孔隙度測井。它們可以是三孔隙度測井（密度測井、聲速測井及中子測井）中任意兩種測井的組合。

在X-Y交會圖上，根據骨架點、泥岩點、水點的已知坐標，可以建立起一個岩性三角形，如圖6-11所示。岩性三角形的三個頂點的坐標為

水 點：（X₁，Y₁）；

泥岩點：（X₂，Y₂）；

骨架點：（X₃，Y₃）。

顯然，對於任一飽和含水的泥質砂岩，它的X和Y兩種孔隙度測井值所確定的交會點（X，Y）必然會落在該岩性三角形所包圍的范圍之內。現在的問題是要確定岩性三角形內任意一點處的孔隙度、泥質體積含量及砂質體積含量。

設V₁=φ，。根據體積模型法導出的孔隙度測井解釋公式，可寫出：

地球物理測井

在這個方程組中，第三個方程稱為物質平衡方程。現在有三個方程式，而未知量（V₁，V₂，V₃）的個數與方程式的個數相等，因此解此線性方程組便可求出三個待求的未知量。

根據解線性方程組的克萊姆法則，可以把線性方程組（6-43）化為如下形式：

地球物理測井

式中：A₁、B₁、C₁及A₂、B₂、C₂是已知系數，稱為交會三角形系數，它們僅取決於交會三角形的三個頂點的坐標：

地球物理測井

其中：

地球物理測井

在程序設計中，按以下步驟進行運算。

1）首先根據給定的交會三角形三個頂點的坐標（X₁，Y₁；X₂，Y₂；X₃，Y₃）按（6-45）式計算出交會三角形系數A₁、A₂、B₁、B₂及C₁、C₂。

2）然後將采樣點的測井值（X及Y）和交會三角形系數代入（6-44）式，求得孔隙度V₁ =φ、泥質的體積含量及砂質的體積含量。

3）輸入下一個采樣點的測井值（X，Y），重復步驟2），繼續運算，直到解釋井段處理完畢為止。

4）調用繪圖程序，根據計算結果繪出岩性分析成果圖。

（三）泥質地層的電測井解釋方程體積模型

1.層狀泥質砂岩的電阻率公式。

這類岩性的電阻可看成泥質與純砂岩部分的電阻並聯之和，其體積模型如圖6-12所示。

設整個地層橫截面積為A，體積為V，電阻為r，電阻率為R_t；泥質部分的電阻為r₁、電阻率為R_sh、體積為V₁；純砂岩部分的孔隙度為φ_sd，體積為V₂、電阻為r₂、電阻率為R_sd，則：

地球物理測井

圖6-12 層狀泥質砂岩模型及等效電路

地球物理測井

對純砂岩部分，應用阿爾奇公式得：

地球物理測井

經整理得：

地球物理測井

把該式代入式（6-46）得：

地球物理測井

（6-47）式即為層狀泥質砂岩的電阻率方程。

2.分散泥質、混合泥質等泥質砂岩電阻率公式

地球物理測井

還有常用的Simandoux公式：

地球物理測井

等等。

如果求沖洗帶含水飽和度，只需變化一下參數，照樣可用電阻率公式形式。變換的參數如下：R_w→R_mf，R_t→R_xo，R_sh→R_shxo，R_cl→（R_cl）_xo，S_w→S_xo。如式（6-48）應用於沖洗帶，有

地球物理測井

3.韋克斯曼-史密茨模型（W-S模型）

W S模型認為泥質砂岩的導電性就像具有相同的孔隙度、孔隙幾何參數（m，n）及流體飽和度的純凈砂岩一樣，並且認為這種導電性是粘土顆粒吸附的可交換陽離子與地層孔隙空間中的自由電解液並聯導電的結果。圖6-13給出100%飽和NaCl水溶液的岩樣電導率C₀與飽和岩樣的平衡溶液電導率 C_w之間的關系。

圖6-13 含水泥質砂岩電導率C₀與地層水電導率C_w的關系

從圖中可以看出，泥質砂岩的電導率比對應的純砂岩高，這說明泥質有附加導電性。此外，當地層水電導率C_w比較高時，泥質砂岩的電導率與對應的純砂岩電導率之差C_cx保持不變。按著並聯導電觀點，含水泥質砂岩的電導率為

地球物理測井

式中：C₀，C_ex，C_w分別為含水泥質砂岩、粘土交換陽離子和自由電解液的電導率；X、Y為適當的幾何常數，表徵導電路徑幾何形狀的影響。

當C_ex=0時，式（6-51）變為C₀=YC_w。此時應為含水純砂岩的解釋關系式。根據含水純砂岩的阿爾奇公式得

地球物理測井

式中：F′為總孔隙度（φ_t）與泥質砂岩相等的純砂岩地層因素。

地球物理測井

式中：m為膠結指數。

比較C₀=Y·C_w和得：

地球物理測井

由於交換陽離子導電路徑的幾何形狀幾乎與自由電解液完全相同，則

地球物理測井

將該式代入式（6-51），得：

地球物理測井

因為C_ex=BQ_V，公式（6-54）可寫成：

地球物理測井

式中：B為粘土顆粒表面可交換陽離子的當量電導率，對Na⁺（25℃時）來說，B=3.83（1-0.83e^-0.5C），單位為Ω·cm³/（mg·m）；Q_V為單位孔隙體積陽離子交換容量，mg/cm³。

對於含油氣泥質砂岩地層，油氣進入孔隙空間，代替了一部分自由水，與粘土有關的可交換陽離子在剩餘的水中更為集中。因此，可設含油氣泥質砂岩陽離子交換的有效容量與該地層完全含水時的陽離子交換容量Q_V和含水飽和度S_wt有關，即。類似式（6-55），可得含油氣泥質砂岩對應的完全含水泥質砂岩的電導率公式如下：

地球物理測井

即

地球物理測井

式中：C_t為含油氣泥質砂岩的電導率；n′為飽和度指數。

式（6-57）即為W-S模型確定含油氣泥質砂岩的總含水飽和度的電導率方程。

4.雙水模型（D-W模型）

克萊維爾（Clavier）等人進一步分析了W-S模型和粘土水化作用，認為W-S模型不能說明粘土水化的排鹽作用，又忽略了粘土表面聚集（Na⁺）陽離子形成的擴散層具有一定的厚度。為了改進W S模型，克萊維爾等人提出了雙水模型，該模型認為泥質砂岩孔隙中含有兩部分水：粘土水（或稱結合水）和自由水（或稱遠水），這就是雙水的概念。粘土水指的是附著在粘土顆粒表面上的不能自由流動的那一層很薄的水膜中的水；自由水，是相對粘土水而言的，指的是儲存在地層孔隙空間內，並與顆粒表面有一定距離的那一部分孔隙水。在粘土水中，聚集了大量可交換的陽離子（Na⁺），但不含陰離子（Cl^-），不含鹽，其導電過程是一種陽離子交換過程。自由水的導電特性與普通地層水一樣，從水力學性質看它不一定都是可動的。D-W模型認為任何一種含有泥質的地層，除了水的電導性與按其含量計算的導電性不一樣以外，其他性質都和孔隙度、彎曲度、流體含量相同的純地層一樣。對含水的泥質地層來說，從電學觀點來看，其地層水可以看成是由「粘土水」和「自由水」兩種水組成的。泥質砂岩的總導電特性是總孔隙中的自由水和粘土水並聯電導的結果；而地層的骨架和干泥質可以認為不導電，對地層的導電不做貢獻。據此，我們給出含油氣泥質砂岩地層的體積模型，如圖6-14所示。

圖6-14 含油氣泥質砂岩地層的體積模型

根據體積模型可得：

地球物理測井

式中：S_WB、S_WF分別表示地層的結合水飽和度和自由水飽和度；φ_B、φ_F、φ_H分別代表結合水孔隙度、自由水孔隙度和油氣孔隙度。

設自由水電導率為C_WF，結合水電導率為C_WB，結合水和自由水混合水的電導率為C_WM，地層電導率為C_t，則由阿爾奇公式知：

地球物理測井

根據雙水模型概念，C_WM可用C_WB和C_WF的並聯公式確定，即

地球物理測井

兩邊同時除以φ_t，整理得：

地球物理測井

將式（6-60）代入式（6-59）得：

地球物理測井

式（6-61）即為含油氣泥質砂岩地層按雙水模型推導的確定總含水飽和度的電導率方程。

5.S-B模型

S-B模型使用了可變平衡離子當量電導和雙水的概念，因此它綜合了W-B和D-W模型的突出特點。此外，該模型還認為平衡離子當量電導隨擴散雙電層的延伸程度而改變，因此它是溫度和地層水電導率的函數。S-B模型假定泥質砂岩的導電特性與具有相同總孔隙度和孔道彎曲度、孔隙中所含水的有效電導率為C_we的純砂岩的導電特性相同。C_we是擴散雙電層影響下的液體與自由平衡溶液的有效貢獻總和，C_we的表達式為

地球物理測井

式中：C_w為平衡溶液電導率，S/m；為雙電層溶液中平衡離子當量電導率，S/m（mg/cm³）；V_fDL為雙電層溶液所佔體積，小數；n⁺為雙電層內平衡離子濃度，mol/L。

不管雙電層延伸程度如何，在雙電層影響范圍內溶液的離子濃度n⁺可表示為

地球物理測井

式中：Q_V為每單位總孔隙體積的有效平衡離子濃度，mg/cm³。將式（6-63）代入式（6-62）得：

地球物理測井

與純砂岩地層類似，完全含水的泥質砂岩電導率C₀為

地球物理測井

式中：F_e為具有相同總孔隙度φ_t的等效純砂岩地層的地層因素。

地球物理測井

將式（6-64）代入式（6-66），得出飽和含水泥質砂岩S-B模型的電導率方程：

地球物理測井

在含油氣的泥質砂岩中，根據阿爾奇公式可以寫出含油氣泥質砂岩地層的電導率C_t

地球物理測井

式中：S_wt為總含水飽和度，小數；n_e為等效純砂岩地層的飽和度指數；為含油氣泥質砂岩的等效地層水電導率，S/m。

類似於C_we的表達式，可得的表達式：

地球物理測井

在油氣層中，與此地層飽含水時的平衡離子濃度和油氣層的含水飽和度有關，並且隨S_wt降低而增大，即

地球物理測井

而

地球物理測井

式中：V_u為單位體積粘土平衡離子的粘土水體積，小數；F_DL為雙電層擴展因子。

把式（6-70）和式（6-71）代入式（6-69）得：

地球物理測井

將式（6-72）代入式（6-68），得出含油氣地層的S-B模型電導率方程：

地球物理測井

將代入式（6-73），得：

地球物理測井

式（6-74）即為確定含油氣泥質砂岩地層含水飽和度的S-B模型。

㈨ 在地質剖面中，各種岩石怎麼表示比如：小叉代表花崗岩………………

你說的是岩性符號嗎？http://wenku..com/view/3410bfd23186bceb19e8bbdc.html希望對你內有幫助容

㈩ 地質年代及侵入岩(以花崗岩γ為例)年代代碼表

地質鑽孔資料庫中地質年代及侵入岩 (以花崗岩 γ 為例) 年代代碼表見表4.28。

表4.28 地質年代及侵入岩 (以花崗岩 γ為例) 年代代碼表(CB04)

續表

續表