泥质砂岩地质时代怎么表示

㈠ 泥质沙岩属于什么地质

粘土岩分为页岩和泥岩，有页理结构的是页岩，块状结构的是泥岩。至于泥质砂回岩，不好说答风化强弱。不过泥质粉砂岩多分布在三角洲前缘，粉砂岩成熟度比较高，应属强风化形成的。但也有这样一种可能，原先的砂岩风化后机械碎裂就地沉积，这就是弱风化了。再补充楼上，砂岩的风化受环境和构造双重影响，有时候后者更重要。再订正楼上一下，粉砂不是岩石的矿物成分，泥质也不是生物腐烂形成的。好了，给我评为最佳答案吧呵呵

㈡ 泥质粉砂岩的工程地质性质

首先来看看砂岩的概念 —— 砂岩（Sandstone）--由沙粒经过水搬运沉淀于河床上，经千百年的堆内积坚固并经地质物理作用胶容结而成的岩石。砂岩结构呈颗粒状，透水性能良好，其砂粒粒径在1/16-2mm，颗粒特别细小的，比如直径在1/16-1/250mm的称之为粉砂岩。主要成份为：石英成份 52％以上；粘土 15％左右；针铁矿18％左右；其它物质 10％以上。如果石英含量在90%以上，称之为石英砂岩。 泥质粉砂岩成分主要为粉砂，含少量粘土矿物及胶结物

㈢ 有谁知道地质图中εγ（下标）4（上标）3表示什么岩性是什么年代的

喷出岩的话主要有玄武岩和流纹岩，根据这个地方的地形地质特点推断一下也是可以的

㈣ 泥岩，砂岩，石灰岩的土层描述（一般）

楼主你问的都是沉积岩的内容：下面的就是相关的资料~~~沉积岩按成因及组成成分，可以分为两类，即碎屑岩类、化学岩和生物化学岩类一、碎屑岩类根据碎屑物质的来源，又分为沉积碎屑岩和火山碎屑岩两个亚类。（一）沉积碎屑岩亚类这一类岩石是由母岩风化和剥蚀作用的碎屑物质所形成的岩石，又称陆源碎屑岩。除小部分在原地沉积外，大部分都经过搬运、沉积等过程。根据组成碎屑岩的碎屑颗粒大小，本类岩石又可分为：砾岩类——碎屑直径在2mm以上。砂岩类——碎屑直径在2—0.05mm之间。粉砂岩类——碎屑直径在0.05—0.005mm之间。粘土岩类——碎屑直径小于0.005mm。上述各碎屑岩类的相应粒级，碎屑含量必须占碎屑总量的50％以上，如砾岩中大于2mm的砾石碎屑含量应占一半以上；如果其中含有25—50％的砂，则可称为砂质砾岩；如果其中含有5—25％的砂，则可称为含砂砾岩。其余岩类命名原则，依此类推。1.砾岩类凡直径在2mm以上的碎屑（含量大于50％）组成的岩石都属此类。砾岩中砾的成分一般是比较坚硬的岩石碎屑。根据碎屑的磨圆程度可分为角砾岩和砾岩两类。（1）角砾岩组成角砾岩的砾带有棱角，分选情况一般不好，或未经分选，多为搬运距离很近或未经搬运堆积而成。根据成因，它们可能是由山崩重力堆积而成；由海浪冲击海岸而成；由母岩风化在原地残积而成；或者由冰川搬运的冰碛堆积而成（称冰碛岩）；也可能因断层作用而成（称断层角砾岩，碎屑多呈尖棱状）。（2）砾岩组成砾岩的砾多为次圆状或圆状。根据成因，砾岩可能是在海滨潮间带由海浪反复冲刷磨蚀堆积而成，分选和磨圆度都比较好，成分比较单纯；也可能是由河流短距离搬运而成，分选和磨圆度较差，砾石成分也比较复杂。砾岩中一般少有化石，或含贝壳等生物碎屑化石。2.砂岩类由2—0.05mm的碎屑（含量大于50％）胶结而成的岩石统称砂岩。砂岩的矿物成分通常以石英颗粒为主，其次为长石、白云母、粘土矿物以及各种岩屑。根据粒级大小，砂岩可以分为：粗粒砂岩（2—0.5mm）中粒砂岩（0.5—0.25mm）细粒砂岩（＜O.25mm）根据矿物成分，砂岩可分为：（1）石英砂岩砂岩中石英颗粒含量占90％以上，称石英砂岩。砂粒纯净，SiO2含量可达95％以上，磨圆度高，分选性好。岩石常为白、黄白、灰白、粉红等色。这种砂岩是原岩经过长期破坏冲刷分选而成。（2）长石砂岩砂岩主由石英和长石颗粒组成，而长石颗粒含量一般在25％以上。通常为粗粒或中粒，常呈淡红、米黄等色，碎屑多为棱角或次棱角状，胶结物多为碳酸盐或铁质。此种砂岩多为花岗岩类岩石经风化残积而成，或在构造上升地区强烈风化、迅速堆积而成。砂岩可以作为建筑材料，纯净石英砂岩可用为玻璃工业原料；胶结不好的砂岩可形成含水层或含油层。3.粉砂岩类由0.05—0.005mm的碎屑胶结而成的岩石称粉砂岩。矿物成分比较复杂，以石英为主，次为长石，并有较多的云母和粘土类矿物，显微镜下观察多具棱角。胶结物以铁质、钙质、粘土质为主。（1）粉砂岩岩石质地致密、颜色多样，随胶结物和混入物而变异。具轻微砂感，或具贝壳状断口。湖成粉砂岩常具水平薄层理，河成粉砂岩或具细斜层理，海成粉砂岩常具复杂的层理。粉砂岩多是细颗粒悬浮物质在水动力微弱条件下，缓慢沉积而成。其沉积环境为河漫滩、三角洲、潟湖、沼泽或海湖的较深水部位。（2）黄土是一种未充分胶结或半固结的粘土粉砂岩。黄灰色或棕色，粉砂含量一般为40—60％，其次为粘土，并多含有10％以下的砂粒。矿物成分以石英和长石为主，此外还有白云母、角闪石、辉石等。黄土中含有这些易于分解而未分解的矿物，说明黄土的形成与干燥气候有关。胶结物以粘土及CaCO3为主，多钙是黄土的重要特征之一。一般没有层理，但发育有直立节理，常形成峭壁。黄土在我国分布很广，堆积很厚，形成晋、陕、甘等省黄土高原，还有些地区分布有冲积或洪积黄土。4.粘土岩类由直径小于0.005mm的微细颗粒（含量大于50％）组成的岩石。矿物成分以粘土矿物为主，如高岭石、水云母、蒙脱石等，结晶微小（0.001—0.002mm），多呈片状、板状、纤维状等。粘土矿物主要来源于母岩的风化产物，即陆源碎屑粘土矿物；还有一部分来源于沉积或成岩过程中的自生粘土矿物。此外还含有粉砂级的陆源碎屑如石英、长石、白云母等颗粒。除此，在沉积和成岩过程中还形成一些胶体和化学沉积物（如铁、锰、铝的氧化物，碳酸盐、硫酸盐、硅质矿物、硫化物、有机质等）。从宏观看多具致密均一、质地较软的泥质结构。粘土岩是介于碎屑岩和化学岩之间的过渡岩石，在沉积岩中分布最广。（1）页岩为粘土岩类中固结较强的岩石，具薄层状页理构造，页理主要是鳞片状粘土矿物层层累积、平行排列并压紧而成。常含石英、长石、白云母等细小碎屑。致密，不透水。可有各种颜色，含有机质者呈黑色，含氧化铁者呈红色，含绿泥石、海绿石等呈绿色。性软，抵抗风化能力弱，在地形上常表现为低山低谷。（2）泥岩 是一种厚层状、致密、页理不发育的粘土岩。（3）粘土主要由粘土矿物组成、固结程度较差的粘土岩。细腻质软，颜色浅淡为主。分布较多的为高岭石粘土，简称高岭土，具吸水性（粘舌）、可塑性（加水成泥）、吸收性（从溶液中吸收各种矿物质及有机质的性质）、耐火性（熔点：＜1350°—1770℃）、烧结性（煅烧后变硬）等一系列特点，是陶瓷工业、耐火材料工业的重要原料。还有一种粘土叫膨润土，主由蒙脱石（胶岭石）组成，蒙脱石是粘土矿物的一种，为含水层状结构的硅酸盐矿物，化学组成为（Na，Ca）0.33（Al，Mg）2［Si4O10］（OH）2·nH2O，吸水后体积可膨胀10—30倍，广泛用于铸模、陶瓷、钻探、纺织工业等方面。此外还有漂白土，与膨润土相似，但含钙较多，含钠较少，吸水性和膨胀性较差，而具强吸附力，可吸收大量色素、胶状物、各种杂质等，在炼制石油和植物油工业中，可作脱色剂和漂白剂。（二）火山碎屑岩亚类主要是火山喷发碎屑由空中坠落就地沉积或经一定距离的流水冲刷搬运沉积而成。从物质来源看它与火山活动有关，但从成岩过程来看又从属于沉积岩的形成规律。有些火山碎屑岩的组成以各种火山碎屑为主；还有些火山碎屑岩中夹有很多熔岩，同时火山碎屑为熔岩所胶结；另有一些是由火山碎屑和正常碎屑（砾、砂、粉砂、泥等）混合堆积而成，其中夹有砂、页岩等，并常含有化石。由此可见，火山碎屑岩与熔岩之间，火山碎屑岩与正常碎屑岩之间，包含许多过渡岩石，根据火山碎屑粒度大体可以分为：1.火山集块岩是主要由粗火山碎屑（大于64mm）如熔岩碎块等（占50％以上），固结而成的岩石。熔岩碎块带棱角或经搬运磨圆，填充物和基质为熔岩、火山灰、泥砂、钙质、硅质等。分选性一般不好，层理不清，常形成厚层和块状层。根据岩石中熔岩碎块的成分，可以命名为安山集块岩、流纹集块岩等。此种岩石质地较坚硬，堆积厚度从数百米可达数千米，我国东部在中生代中后期形成大量火山碎屑岩，常形成高山。2.火山角砾岩是主要由粒径为2—64mm的熔岩碎块或角砾（含量50％以上）固结而成的岩石，也常含其它岩石的角砾，多数具明显棱角，分选差，大小不等。填充物和基质为熔岩、火山灰或泥砂等，也可以是钙质、硅质等。根据角砾成分可命名为流纹角砾岩、安山角砾岩、玄武角砾岩等。3.凝灰岩是主要由粒径小于2mm的火山灰（岩屑、晶屑、玻屑）及火山碎屑等（含量50％以上）固结而成的岩石。分选差，碎屑多具棱角。岩石外貌有粗糙感，可具清楚的层理。根据碎屑成分可分为玻屑凝灰岩、晶屑凝灰岩、岩屑凝灰岩、混合型凝灰岩等。玻屑凝灰岩常保存于时代较新的火山碎屑岩中，经过脱玻作用和蚀变作用可以形成膨润土或漂白土等。凝灰岩可有黄、灰、白、棕、紫等不同颜色。有时凝灰岩中含有正常碎屑，而形成砂质凝灰岩、凝灰质砂岩等。上述各类火山碎屑岩，多形成于火山口附近或其周围的有水盆地中。在地层剖面中火山碎屑岩可以反映地史发展过程中的火山活动情况和古地理环境。二、化学岩及生物化学岩类这类岩石是岩石风化产物和剥蚀产物中的溶解物质和胶体物质通过化学作用方式沉积而成的岩石和通过生物化学作用或生物生理活动使某种物质聚集而成的岩石，前者属于化学岩，后者属于生物化学岩。这类岩石大多是在海、湖盆地中形成，有一小部分也可以在地下水的作用下形成。成分常较单一，具有结晶粒状结构、隐晶质结构、鲕状结构、豆状结构或具有生物结构、生物碎屑结构等。其中有许多岩石本身就是有重要意义的沉积矿产，如石盐、钾石盐、石膏、芒硝、石灰石、白云石、铁矿、锰矿、铝土、磷矿、硅藻土等。根据化学沉积分异的一般顺序，简述主要岩类和岩石如下。（一）铝、铁、锰质岩类是富含铝、铁、锰质矿物的化学或生物化学岩。Al、Fe、Mn是溶液中活动性较差的元素，往往以胶体形式在原地或海湖边缘沉积，但在深海盆Fe、Mn等也有大量沉积。1.铝土岩 又称铝矾土。主要由三水铝石（Al［OH］3）、软水铝石和硬水铝石（AlO［OH］）等组成，故根据成分有一水硬铝石、一水软铝石、三水铝石之分。常含有SiO2、Fe2O3等混入物。铝土岩和粘土岩外貌和性质相似，一般称Al2O3/SiO2＞1者为铝质岩；≥2.6者称铝土矿；若＜1者则称粘土岩。和粘土岩相比，铝土岩岩性致密，硬度和比重较大，没有可塑性。致密块状、鲕状或豆状结构。因含杂质不同，颜色有白、灰、黄等。成因不一，主要由铝硅酸盐矿物（如长石等）化学风化分解后形成的氧化铝经搬运在海、湖盆中沉积而成，也有一部分是残积而成。是炼铝的主要原料。我国河北、辽宁、山东、河南、贵州、云南等省分布甚广。2.铁质岩为富含铁矿物的化学岩或生物化学岩。主要矿物成分有赤铁矿、褐铁矿、菱铁矿等。常混入砂质、粘土、硅质等。致密块状、鲕状、豆状或肾状结构。含铁在30％以上即可称为铁矿。在地质时代的陆地表面，更主要是在浅海边缘形成。我国中、上元古界、泥盆系、石炭系等地层中常富含沉积型的铁质岩（铁矿）。3.锰质岩为富含锰矿物的沉积岩，一般含锰20％以上即成锰矿。主要矿物有软锰矿、硬锰矿、菱锰矿等，常混入砂、粘土、氧化铁、二氧化硅等杂质。多呈黑、黑褐、黑紫等色。有的性软、染手、呈土状；有的很硬，呈鲕状、肾状等。在地质时代锰质岩多在海、湖盆边缘形成，也可在风化壳中形成。目前全世界都在瞩目一种现代海底形成的金属矿源，即锰结核。1873年被英国海洋调查船首先在大西洋发现，但到1958年世界上才对锰结核进行正式有组织的调查，并逐步开展锰结核的勘探、试采和提炼技术的研究工作。锰结核广泛分布于世界各大洋3000至6000m深的洋底表层，估计储量达3万亿吨，太平洋约占一半，其次为印度洋，故被称为世界上最大的金属资源，并被预测是人类下一个世纪的主要矿产之一。据最近分析，锰结核中含有56种元素（据McKel-vey，1983），其中锰、铜、镍、钴等金属蕴藏总量分别是陆地储量的几十倍到1000多倍。按目前世界年消耗量计算，这些金属可供全世界使用上千年至数万年。而且锰结核是年有形成，仅太平洋每年就能增长1000万吨，相当于一个大型矿床。关于锰结核的成因问题，尚未得出确切结论，有人认为在洋底淤泥表层因为有机物频繁沉降，促使底土沉积物中的锰和有色金属层层堆积形成结核，由于底层淤泥具有一种弹性，因此把锰结核总是挤出淤泥，位于底土之上。还有人认为锰和其它金属来源可能与从洋底喷出的热水矿液有关。也有人认为由海洋中脊（裂缝）喷出的高温熔岩，经海水冲洗、析出含金属的热液，形成“重金属泥”，在一定条件下形成锰结核或热液多金属矿床。（二）硅、磷质盐类硅质岩是一种以二氧化硅为主要化学成分的岩石。二氧化硅是通过化学或生物化学沉积作用或某些火山作用生成的，主要矿物成分是玉髓、蛋白石、石英，常混入碳酸盐、氧化铁、粘土矿物等。磷质岩是一种富含磷酸盐矿物的岩石。主要矿物成分为磷灰石，常混入砂、粉砂、粘土、方解石、石英、海绿石等。大多数为经海洋生物化学作用沉积而成的。1.燧石岩一种致密坚硬的硅质岩石，俗称“火石”。主要矿物成分为玉髓、微粒石英、蛋白石等。常为浅灰至黑灰色，具蜡状光泽和贝壳状断口。主要产于石灰岩中，形成燧石结核、不规则团块或燧石条带（夹层），很少成为独立稳定的岩层。我国中、上元古界碳酸盐岩层中常含有燧石结核或薄层。多为海洋沉积或成岩交代而成。2.碧玉岩也是一种致密坚硬的硅质岩石，主要矿物成分为玉髓、细粒石英，常混入氧化铁等，呈红、棕、绿、玫瑰等色，具贝壳状断口，蜡状光泽。其性质和燧石岩基本相同，但碧玉岩常产于火山岩、火山碎屑岩中，其成因与火山沉积有关。质佳的碧玉可作各种工艺品。3.硅藻土是一种疏松粉状的硅质岩石，由硅藻遗体组成，硅藻含量可达70—90％。主要成分为蛋白石，常和粘土或碳酸盐混在一起。白或浅黄色，质轻而软，孔隙度可达90％左右，粘舌，吸咐力很强，是良好的吸附剂，可作炼油、制糖的吸附剂和净化剂，也是优良的隔音、隔热材料。多分布于新生代沉积层中，我国山东临朐、吉林、湖南等皆产硅藻土。4.磷块岩 通常把含P2O5大于5—8％的岩石统称磷块岩或磷质岩，其结构变化很大，有砂状结构、泥状结构等，外表有时以砂岩、页岩或碳酸盐岩，一般需用化学鉴别方法（与磷灰石同）。（三）碳酸盐岩类碳酸盐矿物含量大于50％，主要矿物成分为方解石、白云石等，常混入二氧化硅、氧化铁、粘土、砂等。常具结晶粒状结构、鲕状结构、豆状结构、生物结构或碎屑结构等。过去认为本类岩石主要形成于海湖盆地中的较深浅水环境，成因和形成环境比较简单。近来研究结果认为其沉积环境可以是浅水、较深水，也可以是潮上带，有许多是在有丰富生物和极浅水条件下形成的；其成因可以是化学沉积、生物化学沉积、生物沉积，也可以是机械作用的碎屑沉积，后一种虽然也具有碎屑岩类的特点，但其碎屑并非来源于陆地，而是由海盆内形成的碎屑，即内碎屑。本类岩石分布很广，仅次于粘土岩和其它碎屑岩，约占沉积岩总量的20％，在我国约占沉积岩总面积的55％。本类岩石的代表岩石为石灰岩和白云岩，但二者间有许多过渡类型的岩石，如表4-6。表4-6石灰岩与白云岩及其过渡岩石的划分 1.石灰岩类一类以方解石为主要组分的岩石，有灰、灰白、灰黑、黑、浅红、浅黄等颜色，性脆，硬度不大，小刀能刻动，滴盐酸剧烈起泡。由于石灰岩易溶，在石灰岩发育地区常形成石林、溶洞等，称喀斯特地貌。石灰岩是制石灰、水泥的主要原料和冶炼钢铁的熔剂，也是制化肥、电石的原料，并广泛用于制碱、制糖、陶瓷、玻璃、印刷等工业中。根据结构和成因，主要种类有：（1）竹叶状灰岩（砾屑灰岩）是一种典型的内碎屑灰岩。所谓内碎屑，也称盆地碎屑、同生碎屑，是沉积于水盆地底部的未完全固结或已固结的碳酸盐沉积物，经水流或波浪作用破碎、搬运、磨蚀而成的碎屑，这些碎屑根据大小可以称为砾屑、砂屑、粉屑、泥屑等。它们再沉积形成岩石，就是内碎屑灰岩。而竹叶状灰岩是由灰岩扁砾被钙质胶结而成的典型砾屑灰岩，其砾屑为扁圆或长椭圆形，垂直层面切开形似竹叶，故名。砾屑大小不一，磨圆度高，其表皮常有一层紫红色或黄色铁质氧化圈，砾屑约占60—70％。砾屑成分单一，多为泥晶方解石（泥晶指泥状碳酸钙细屑或晶体，又称灰泥）；胶结物和填充物多为微晶或细晶方解石，约占30—40％。我国华北寒武系上部和奥陶系下部有广泛分布。一般认为这种灰岩是在潮汐和波浪活动频繁的海滩地区（潮间带或潮下带），先沉积了泥晶灰岩，然后被潮汐或波浪破坏，形成碎块，并被磨蚀成砾，然后又被CaCO3胶结而成。沉积环境是氧化环境。有些灰岩是由砂屑或粉屑胶结而成的，可以称为砂屑灰岩或粉屑灰岩。这类灰岩可具交错层理、干裂、波痕等构造。（2）生物碎屑灰岩是由各种生物碎屑被碳酸钙胶结而成的灰岩，常见的有生物贝屑（贝壳碎屑）灰岩。它多形成于水流或波浪作用强烈的地区或生物礁的侧翼。（3）鲕状灰岩（鲕粒灰岩）指鲕粒含量大于50％的灰岩。鲕粒直径小于2mm，大于2mm者则称豆粒。这种灰岩的形成条件，一般认为是海水中溶解的CaCO3成过饱和状态，沉积环境为潮汐和波浪作用强烈的浅海，并且海水中富含泥砂等陆源碎屑、内碎屑、生物碎屑且比较混浊。潮汐和波浪作用经常引起水介质的搅动，每搅动一次，水中各种碎屑便处于悬浮状态，并促使CO2从水中逸出，这样就导致海水中过饱和的CaCO3发生沉淀，并以各种细小碎屑为结核中心，层层围绕，形成鲕粒。如此周而复始，鲕粒越来越大，当其重量超过波浪、水流搅动的能量，便堆积在海底，并为CaCO3所胶结，形成鲕状灰岩。所以，这种灰岩是一种化学成因和机械成因的灰岩。我国北方中寒武统有典型的鲕状灰岩。（4）化学石灰岩指通过化学及生物化学方式由海湖中沉淀而成的石灰岩。多具隐晶或结晶结构，致密均一，或具贝壳状断口。这种灰岩多形成于温暖浅海地区，气候温暖，有利于蒸发及水生植物进行光合作用，使海水中CO2释出或被植物吸收，导致CaCO3沉淀。另外，在泉水出口处，由于温度升高和压力减小，使水中CO2逸出，也导致CaCO3的沉淀，形成疏松多孔的石灰华。（5）结晶灰岩指主要由方解石晶粒组成的灰岩，它常由泥晶灰岩（由0.001—0.004mm的灰泥组成）及其它灰岩重结晶形成。2.白云岩类指以白云石为主要组分（50％以上）的碳酸盐岩。常混入方解石、粘土矿物、石膏等杂质。外貌与石灰岩相似，但硬度略大，较坚韧，滴稀盐酸（5％）不起泡或微弱发泡，风化面常有白云石粉及纵横交叉的刀砍状溶沟。按结构分，有碎屑白云岩、微晶白云岩、结晶白云岩等。按成因，可分为原生白云岩、交代白云岩（或次生白云岩）等。原生白云岩是在干热气候条件下的高盐度海湾、潟湖、咸化海或内陆咸水湖泊中通过化学沉淀而成的白云岩；或者是咸水中Mg2+离子交代置换底部CaCO3灰泥中一部分Ca2+离子（这种作用叫同生交代作用）而成的白云岩。原生白云岩的特征是成层稳定，生物化石稀少，常和石膏等共有些白云岩是在成岩过程中沉积的碳酸钙和被渗透下来的咸水中的硫酸镁、氯化镁等反应交代而成。这种作用叫白云岩化作用，这种白云岩叫成岩白云岩或交代白云岩。白云岩化的条件一般认为必须是水溶液中Mg/Ca比值相当大。这种白云岩层位不甚稳定，常呈似层状、透镜状、斑块状产于灰岩中，横向常过渡为白云质灰岩或灰岩。由于方解石被白云石交代后，体积缩小13％，故成岩白云岩孔隙发育，可为良好的储油层或某些矿床的控矿层。白云岩在冶金工业中可作熔剂和耐火材料，部分用来提炼金属镁，也可用作化肥、陶瓷、玻璃工业的配料和建筑石材。在上述石灰岩和白云岩之间，因二者含量比例不同，可有多种过渡岩石，如含白云质灰岩、白云质灰岩、灰质白云岩、含灰质白云岩等，其成分变化如表4-6所列。3.泥灰岩类是碳酸盐岩与粘土岩之间的一类过渡类型岩石。石灰岩中泥质（粘土）成分增加到25—50％，即可称泥灰岩；若白云岩中泥质（粘土）成分增加到25—50％，则称泥云岩。岩石致密，呈微粒或泥状结构，黄、灰、绿、紫等色。常分布于石灰岩和粘土岩的过渡地带，或夹于薄层灰岩和粘土岩之间，多呈薄层状或透镜体状产出。加冷盐酸起泡（泥云岩起泡微弱或不起泡），并有泥质残余物出现。（四）蒸发盐岩类指由钾、钠、钙、镁等卤化物及硫酸盐矿物为主要组份的纯化学沉积岩，又称盐类岩。这种岩石广泛分布于闭塞海湾、潟湖、内陆盐湖等沉积中。它们是在干燥气候条件下，由于海、湖水分强烈蒸发，卤水浓度增大，致使其中盐类结晶析出沉淀而成。常见的有石盐（NaCl）、钾石盐（KCl）、石膏（CaSO4·2H2O）、硬石膏（CaSO4）、芒硝（Na2SO4·10H2O）、苏打（Na2CO3·10H2O）、硼砂（Na2B4O7·10H2O）等，混入物有粘土、碎屑物以及方解石、白云石、氧化铁凝胶等，还经常伴生溴、碘等元素。这类岩石在沉积岩中所占比重很小，但其本身常构成重要的矿产。如青海柴达木盆地中有许多盐湖，估计盐类储量可达500多亿吨，其中钾盐达1亿多吨。新疆吐鲁番盆地艾丁湖是我国最低的地方（－154m），就是一个以芒硝为主的盐湖。（五）可燃有机岩类这是由各种生物（动物、植物）堆积，经过复杂变化所形成的、含有可燃性有机质的一类沉积岩，它们本身也是非常重要的地壳能源矿产。按照成分可分为二类：一是碳质可燃有机岩，包括煤、褐炭、泥炭等；一是沥青质可燃有机岩，化学成分以碳氢化合物为主，包括石油、天然气、地蜡、地沥青等。本类岩石的存在形式多种多样，有固体、液体和气体。在矿床一章将要进一步介绍。

㈤ 泥质砂岩是什么时代的

第四系的岩石，你他岩石一般都砖红色和红色紫红色，带有白色条文，号称软岩。

㈥ 地质学中山岩和泥岩怎么表示

你是不是想问，砂岩和泥岩怎么表示？
如果不是石油地质做的岩心录专井剖面，那么砂岩就属用一些点排列起来表示，粗砂岩的点画的大一些，细砂岩的点画的小一些，粉砂岩就用两个排列比较近的点一组，每组之间的间隔大一些。含砾砂岩的砾石用大一点的圆圈表示，和表示砂的点相间排列。泥岩用横线排列起来表示。
如果是石油地质的录井剖面，除了上述花纹以外，砂岩的宽度为1.5厘米，粉砂岩的宽度为1厘米，泥岩的宽度为1米

㈦ 泥质岩的工程地质特性

滇藏铁路沿线的中新生代泥质岩分布比较广泛，主要分布在滇西北的大理、鹤庆松桂、丽江拉石海南、德钦奔子栏等以及西藏境内的芒康盐井、邦达等地。由于泥质岩常具有不良的工程特性且在铁路沿线分布广泛，在野外工作期间，对滇藏铁路沿线典型的中新生界泥质岩进行了系统调查和采样，并进行了主要工程地质特性的试验测试，样品测试结果具有一定的代表性（表12-5）。

表12-5 滇藏铁路沿线泥质岩工程性质测试结果

一、泥质岩的粒度组成和粘土矿物成分

采用移液管法对滇藏铁路沿线部分泥质岩的粒度进行了分析，结果表明：各时代的泥质岩粘粒含量普遍较低，＜0.005 mm粘粒含量大多低于20%，仅少量样品的粘粒含量超过20%；同一时代的泥质岩粒度也有较大差异（表12-5）。

粘土矿物成分对泥质岩性质的影响是相当显著的。测试结果表明，铁路沿线泥质岩的粘土矿物成分主要是低活性、非膨胀或低混层比的微膨胀性粘土矿物，而贫单矿物蒙脱石和中-高混层比伊利石/蒙脱石、绿泥石/蒙脱石混层矿物（表12-6，图12-5）。

表12-6 泥质岩＜2 μm粒组粘土矿物定量测试结果

图12-5 大理新顺砖厂泥岩＜2 μm粒组的X-射线衍射曲线

二、泥质岩的胶结作用和膨胀性判别

泥质岩成岩胶结作用不仅控制和影响岩石的膨胀势，而且控制和影响岩石的强度和风化耐久性，即随着胶结程度的升高，强度增大、耐久性增强。为此，我们对所采集的泥质岩样品进行了胶结程度测试分析，结果表明，滇藏铁路沿线的泥质岩大多数为中等和强胶结，仅个别为弱胶结（表12-5），因而具有较高的强度和风化耐久性。但是应当看到，泥质岩边坡开挖后仍表现出较强的风化剥落现象，因此在工程上采取必要的抗风化设计是必要的。

采用有效蒙脱石含量和成岩胶结系数联合判别的方法对泥质岩的膨胀势进行判别。大量测试结果表明，中国膨胀性岩土有效蒙脱石含量下限一般为8%～10%（曲永新等，2000）。随着有效蒙脱石含量的增高，膨胀势将急剧增大。根据有效蒙脱石含量测试结果，滇藏铁路沿线的侏罗系、三叠系泥质岩的有效蒙脱石含量整体在4.00%～4.64%之间，低于膨胀岩的下限；结合泥质岩的成岩胶结系数进行判别，滇藏铁路滇西北段除了个别侏罗系、白垩系泥质岩具有微-弱膨胀性以外，其他时代较老的泥质岩总体上具有较好的工程地质特性。但是，有时由于结构的差异，泥质岩的工程性质差异较大，因此当粘粒含量高或破碎程度较高的泥质岩作为隧道围岩或边坡时，必须给以高度重视，工程施工中尽量减少扰动，并采取必要防护措施。

㈧ 泥质地层的基本解释关系式

为了使用电子计算机和计算技术对测井资料进行自动分析和解释，必然预先导出各种测井物理量与地质参数之间的数学关系式。在测井资料数字处理中，采用了两类不同的解释模型和方法来导出这些数学关系式，即体积模型法和概率模型法。前一类方法应用较广，是目前测井资料数字处理所采用的基本方法；后一类方法尚处于试验应用中。

（一）泥质地层的孔隙度体积模型

所谓岩石体积模型，是用以模拟实际复杂岩石的一种理想化、简单化的岩石模型。它根据测井方法的探测特性和岩石的各种物质成分在物质性质上的差异，把岩石分成物理性质不同的几个部分，然后研究每一部分对测井值的贡献；并把测井值看成是各部分的贡献之和。岩石体积模型法是一种较好的近似研究方法，它具有推理简单、所导出的测井解释公式绝大多数都是适宜于计算机求解的线性公式、便于记忆和应用等优点。

下面以泥质砂岩为例，来说明岩石体积模型法的原理并导出相应的测井解释公式。

设泥质分散地充填在岩石的孔隙空间内（分散泥质），它不承受上覆岩层的压力，保存有较多的束缚水。沿井轴方向截取一块边长为L、体积为V的立方泥质砂岩体，如图6-9（a）。由于岩石骨架（泥质和孔隙水以外的其他固体矿物）、泥质及孔隙水这三者之间存在着较明显的物性差异，为了研究这三种组分对测井值的贡献，我们把它们分别集中起来，便得到如图6-9（b）所示的等效体积模型。

图6-9 泥质砂岩地层的体积模型

若岩石骨架体积、泥质体积、孔隙体积（孔隙中充满了地层水）分别用V_ma、V_sh及V_φ表示，显然有

地球物理测井

那么，包括分散泥质在内的地层总孔隙度为

地球物理测井

式中 φ_c为有效孔隙度；为泥质的相对体积含量。

现在根据图6-9所示的泥质砂岩的体积模型来导出其测井解释的基本公式。

1.密度测井

密度测井测量的是散射伽马射线的强度，散射伽马射线强度反映了地层的电子密度。因此，经过刻度后，密度测井可以直接测得地层的体积密度。

由泥质砂岩的体积模型可知，泥质砂岩的重量G应等于岩石骨架的重量G_ma、泥质的重量G_sh及孔隙水的重量G_f之和，即

地球物理测井

而

地球物理测井

其中：ρ_b为密度测井值；ρ_ma、ρ_sh及ρ_f分别为岩石骨架密度、泥质密度及孔隙水密度。

因此有

地球物理测井

最后得到：

地球物理测井

式中：为泥质的相对体积含量；φ_c=V_φ/V为有效孔隙度。

（6-40）式便是用体积模型法导出的泥质砂岩的密度测井解释基本公式。实际上，这个公式不仅适用于泥质砂岩；而且也适用于其他泥质地层。

2.声速测井

声波速度测井，简称声速测井，是测量滑行波沿井壁地层传播单位距离所需要的时间Δt（称为声波时差）。声波时差与地层的声波速度之间是简单的倒数关系。设泥质砂岩是经过压实的，可以认为声波在岩石中是直线传播。这样，滑行波在泥质砂岩中的传播时间t应等于滑行波在岩石骨架中的传播时间t_ma、在泥质中的传播时间t_sh以及在孔隙水中的传播时间t_f之和，即有

地球物理测井

若岩石骨架的声波速度为v_ma、泥质的声波速度为v_sh、孔隙水的声波速度为v_f，则上式可写成

地球物理测井

或

地球物理测井

最后得到：

地球物理测井

式中：φ_c=V_φ/V为有效孔隙度；为泥质的相对体积含量；Δt为声速测井值（声波时差）；Δt_ma、Δt_sh及Δt_f分别为岩石骨架的声波时差、泥质的声波时差及孔隙水的声波时差。

（6-41）式是用体积模型法导出的泥质砂岩声速测井解释基本公式，这个公式同样适用于经过压实的其他泥质地层。

3.中子测井

常用的中子测井为中子-热中子测井和中子-超热中子测井。中子-热中子测井是记录热中子密度，而中子-超热中子测井则是记录超热中子密度。地层的热中子密度和超热中子密度的分布，主要取决于地层的含氢量。因此，中子测井值主要反映了地层含氢量的大小。地层的含氢量用含氢指数φ_N来表示。如果以单位体积纯水的含氢量为1，那么单位体积岩石的含氢量即是地层的含氢指数。

由泥质砂岩的体积模型可知，体积为V的泥质砂岩的含氢量H，应等于岩石骨架的含氢量H_ma、泥质的含氢量H_sh及孔隙水的含氢量H_f之和，即有

地球物理测井

设φ_N、φ_ma、φ_sh、φ_f分别代表泥质砂岩的含氢指数（测井值）、岩石骨架的含氢指数、泥质的含氢指数及孔隙水的含氢指数，则上式可得：

地球物理测井

最后得到

地球物理测井

（6-42）式是用体积模型法导出的泥质砂岩中子测井解释基本公式。这个公式同样适用于其他泥质地层。

以上导出的（6-40）、（6-41）、（6-42）式是对泥质地层进行测井资料数字处理的基本方程式。当泥质的相对体积含量为零时，这些公式便转变成不含泥质的纯地层的解释公式。从这些公式可以看出，要从这些公式中解出待求的地质参数（岩石骨架的体积含量、泥质的体积含量及孔隙度），除了测井值（ρ_b、Δt、φ_N）可以从相应的测井曲线上读得外，还需要知道岩石骨架、泥质及孔隙水的一些参数，如ρ_ma、ρ_sh、ρ_f、Δt_ma、Δt_sh、Δt_f、φ_ma、φ_sh、φ_f等。这些参数统称为地层参数。尽管在实验室内对各种常见岩石的地层参数都做过精密的测定，都有理论值；但在进行数字处理时，仍需结合工作地区的情况进行地层参数的选择试验，以确保处理的效果良好。

（二）单矿物地层的岩性分析

所谓单矿物地层，是指岩石骨架成分中仅有一种矿物的地层。例如，假定所研究的地层为含泥质的砂岩，地层骨架矿物为石英，在岩石的孔隙中充满了地层水。现在，我们用两种孔隙度测井（在现代测井分析技术中，称密度测井、声速测井、中子测井为孔隙度测井。因为这些测井的读数均与地层的孔隙度有关）来确定所研究地层的砂质、泥质的体积分数（%）及孔隙度。

1.利用中子-密度交会图进行岩性分析

如图6-10所示，如果以中子测井值为横坐标，以密度测井值为纵坐标，使可以对泥质砂岩作出一张中子-密度交会图版。在这张交会图版上，三角形的三个顶点分别为“骨架点”、“泥岩点”和“水点”。这三点构成一个岩性三角形，岩性三角形的三个顶点的坐标，是由已知的地层参数来确定的。在图6-10中，它们的数值为

地球物理测井

图6-10 用中子 密度交会图版确定砂质、泥质的体积分数（%）及孔隙度

图6-11 利用两种孔隙度测井交会图确定单矿物地层的成分及孔隙度

由体积模型法导出的测井解释公式（6-40）、（6-42）可知，测井值与岩石成分的体积含量或孔隙度之间是线性关系。因此，在交会图上确定了三个顶点位置之后，便可以在三个顶点连线上进行线性等距划分，作出如图6-10所示的泥质含量及孔隙度的线性刻度。

当使用交会图版来确定泥质砂岩的砂质、泥质的体积含量及孔隙度时，首先要根据解释层的中子测井读数φ_N和密度测井读数ρ_b 在交会图上确定出一个交会点，如图6-10中的A点。该点的φ_N=29%，ρ_b=2.42 g·cm^-3。然后用线性插值法可求出该地层的孔隙度φ=20%，泥质的体积含量 V′_sh =19.5%；而砂质的体积含量则为=[100-（20+19.5）]%=60.5%。

2.利用两种孔隙度测井进行岩性的计算机分析

为了使求解具有通用性，我们用X和Y来代表两种孔隙度测井。它们可以是三孔隙度测井（密度测井、声速测井及中子测井）中任意两种测井的组合。

在X-Y交会图上，根据骨架点、泥岩点、水点的已知坐标，可以建立起一个岩性三角形，如图6-11所示。岩性三角形的三个顶点的坐标为

水 点：（X₁，Y₁）；

泥岩点：（X₂，Y₂）；

骨架点：（X₃，Y₃）。

显然，对于任一饱和含水的泥质砂岩，它的X和Y两种孔隙度测井值所确定的交会点（X，Y）必然会落在该岩性三角形所包围的范围之内。现在的问题是要确定岩性三角形内任意一点处的孔隙度、泥质体积含量及砂质体积含量。

设V₁=φ，。根据体积模型法导出的孔隙度测井解释公式，可写出：

地球物理测井

在这个方程组中，第三个方程称为物质平衡方程。现在有三个方程式，而未知量（V₁，V₂，V₃）的个数与方程式的个数相等，因此解此线性方程组便可求出三个待求的未知量。

根据解线性方程组的克莱姆法则，可以把线性方程组（6-43）化为如下形式：

地球物理测井

式中：A₁、B₁、C₁及A₂、B₂、C₂是已知系数，称为交会三角形系数，它们仅取决于交会三角形的三个顶点的坐标：

地球物理测井

其中：

地球物理测井

在程序设计中，按以下步骤进行运算。

1）首先根据给定的交会三角形三个顶点的坐标（X₁，Y₁；X₂，Y₂；X₃，Y₃）按（6-45）式计算出交会三角形系数A₁、A₂、B₁、B₂及C₁、C₂。

2）然后将采样点的测井值（X及Y）和交会三角形系数代入（6-44）式，求得孔隙度V₁ =φ、泥质的体积含量及砂质的体积含量。

3）输入下一个采样点的测井值（X，Y），重复步骤2），继续运算，直到解释井段处理完毕为止。

4）调用绘图程序，根据计算结果绘出岩性分析成果图。

（三）泥质地层的电测井解释方程体积模型

1.层状泥质砂岩的电阻率公式。

这类岩性的电阻可看成泥质与纯砂岩部分的电阻并联之和，其体积模型如图6-12所示。

设整个地层横截面积为A，体积为V，电阻为r，电阻率为R_t；泥质部分的电阻为r₁、电阻率为R_sh、体积为V₁；纯砂岩部分的孔隙度为φ_sd，体积为V₂、电阻为r₂、电阻率为R_sd，则：

地球物理测井

图6-12 层状泥质砂岩模型及等效电路

地球物理测井

对纯砂岩部分，应用阿尔奇公式得：

地球物理测井

经整理得：

地球物理测井

把该式代入式（6-46）得：

地球物理测井

（6-47）式即为层状泥质砂岩的电阻率方程。

2.分散泥质、混合泥质等泥质砂岩电阻率公式

地球物理测井

还有常用的Simandoux公式：

地球物理测井

等等。

如果求冲洗带含水饱和度，只需变化一下参数，照样可用电阻率公式形式。变换的参数如下：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）应用于冲洗带，有

地球物理测井

3.韦克斯曼-史密茨模型（W-S模型）

W S模型认为泥质砂岩的导电性就像具有相同的孔隙度、孔隙几何参数（m，n）及流体饱和度的纯净砂岩一样，并且认为这种导电性是粘土颗粒吸附的可交换阳离子与地层孔隙空间中的自由电解液并联导电的结果。图6-13给出100%饱和NaCl水溶液的岩样电导率C₀与饱和岩样的平衡溶液电导率 C_w之间的关系。

图6-13 含水泥质砂岩电导率C₀与地层水电导率C_w的关系

从图中可以看出，泥质砂岩的电导率比对应的纯砂岩高，这说明泥质有附加导电性。此外，当地层水电导率C_w比较高时，泥质砂岩的电导率与对应的纯砂岩电导率之差C_cx保持不变。按着并联导电观点，含水泥质砂岩的电导率为

地球物理测井

式中：C₀，C_ex，C_w分别为含水泥质砂岩、粘土交换阳离子和自由电解液的电导率；X、Y为适当的几何常数，表征导电路径几何形状的影响。

当C_ex=0时，式（6-51）变为C₀=YC_w。此时应为含水纯砂岩的解释关系式。根据含水纯砂岩的阿尔奇公式得

地球物理测井

式中：F′为总孔隙度（φ_t）与泥质砂岩相等的纯砂岩地层因素。

地球物理测井

式中：m为胶结指数。

比较C₀=Y·C_w和得：

地球物理测井

由于交换阳离子导电路径的几何形状几乎与自由电解液完全相同，则

地球物理测井

将该式代入式（6-51），得：

地球物理测井

因为C_ex=BQ_V，公式（6-54）可写成：

地球物理测井

式中：B为粘土颗粒表面可交换阳离子的当量电导率，对Na⁺（25℃时）来说，B=3.83（1-0.83e^-0.5C），单位为Ω·cm³/（mg·m）；Q_V为单位孔隙体积阳离子交换容量，mg/cm³。

对于含油气泥质砂岩地层，油气进入孔隙空间，代替了一部分自由水，与粘土有关的可交换阳离子在剩余的水中更为集中。因此，可设含油气泥质砂岩阳离子交换的有效容量与该地层完全含水时的阳离子交换容量Q_V和含水饱和度S_wt有关，即。类似式（6-55），可得含油气泥质砂岩对应的完全含水泥质砂岩的电导率公式如下：

地球物理测井

即

地球物理测井

式中：C_t为含油气泥质砂岩的电导率；n′为饱和度指数。

式（6-57）即为W-S模型确定含油气泥质砂岩的总含水饱和度的电导率方程。

4.双水模型（D-W模型）

克莱维尔（Clavier）等人进一步分析了W-S模型和粘土水化作用，认为W-S模型不能说明粘土水化的排盐作用，又忽略了粘土表面聚集（Na⁺）阳离子形成的扩散层具有一定的厚度。为了改进W S模型，克莱维尔等人提出了双水模型，该模型认为泥质砂岩孔隙中含有两部分水：粘土水（或称结合水）和自由水（或称远水），这就是双水的概念。粘土水指的是附着在粘土颗粒表面上的不能自由流动的那一层很薄的水膜中的水；自由水，是相对粘土水而言的，指的是储存在地层孔隙空间内，并与颗粒表面有一定距离的那一部分孔隙水。在粘土水中，聚集了大量可交换的阳离子（Na⁺），但不含阴离子（Cl^-），不含盐，其导电过程是一种阳离子交换过程。自由水的导电特性与普通地层水一样，从水力学性质看它不一定都是可动的。D-W模型认为任何一种含有泥质的地层，除了水的电导性与按其含量计算的导电性不一样以外，其他性质都和孔隙度、弯曲度、流体含量相同的纯地层一样。对含水的泥质地层来说，从电学观点来看，其地层水可以看成是由“粘土水”和“自由水”两种水组成的。泥质砂岩的总导电特性是总孔隙中的自由水和粘土水并联电导的结果；而地层的骨架和干泥质可以认为不导电，对地层的导电不做贡献。据此，我们给出含油气泥质砂岩地层的体积模型，如图6-14所示。

图6-14 含油气泥质砂岩地层的体积模型

根据体积模型可得：

地球物理测井

式中：S_WB、S_WF分别表示地层的结合水饱和度和自由水饱和度；φ_B、φ_F、φ_H分别代表结合水孔隙度、自由水孔隙度和油气孔隙度。

设自由水电导率为C_WF，结合水电导率为C_WB，结合水和自由水混合水的电导率为C_WM，地层电导率为C_t，则由阿尔奇公式知：

地球物理测井

根据双水模型概念，C_WM可用C_WB和C_WF的并联公式确定，即

地球物理测井

两边同时除以φ_t，整理得：

地球物理测井

将式（6-60）代入式（6-59）得：

地球物理测井

式（6-61）即为含油气泥质砂岩地层按双水模型推导的确定总含水饱和度的电导率方程。

5.S-B模型

S-B模型使用了可变平衡离子当量电导和双水的概念，因此它综合了W-B和D-W模型的突出特点。此外，该模型还认为平衡离子当量电导随扩散双电层的延伸程度而改变，因此它是温度和地层水电导率的函数。S-B模型假定泥质砂岩的导电特性与具有相同总孔隙度和孔道弯曲度、孔隙中所含水的有效电导率为C_we的纯砂岩的导电特性相同。C_we是扩散双电层影响下的液体与自由平衡溶液的有效贡献总和，C_we的表达式为

地球物理测井

式中：C_w为平衡溶液电导率，S/m；为双电层溶液中平衡离子当量电导率，S/m（mg/cm³）；V_fDL为双电层溶液所占体积，小数；n⁺为双电层内平衡离子浓度，mol/L。

不管双电层延伸程度如何，在双电层影响范围内溶液的离子浓度n⁺可表示为

地球物理测井

式中：Q_V为每单位总孔隙体积的有效平衡离子浓度，mg/cm³。将式（6-63）代入式（6-62）得：

地球物理测井

与纯砂岩地层类似，完全含水的泥质砂岩电导率C₀为

地球物理测井

式中：F_e为具有相同总孔隙度φ_t的等效纯砂岩地层的地层因素。

地球物理测井

将式（6-64）代入式（6-66），得出饱和含水泥质砂岩S-B模型的电导率方程：

地球物理测井

在含油气的泥质砂岩中，根据阿尔奇公式可以写出含油气泥质砂岩地层的电导率C_t

地球物理测井

式中：S_wt为总含水饱和度，小数；n_e为等效纯砂岩地层的饱和度指数；为含油气泥质砂岩的等效地层水电导率，S/m。

类似于C_we的表达式，可得的表达式：

地球物理测井

在油气层中，与此地层饱含水时的平衡离子浓度和油气层的含水饱和度有关，并且随S_wt降低而增大，即

地球物理测井

而

地球物理测井

式中：V_u为单位体积粘土平衡离子的粘土水体积，小数；F_DL为双电层扩展因子。

把式（6-70）和式（6-71）代入式（6-69）得：

地球物理测井

将式（6-72）代入式（6-68），得出含油气地层的S-B模型电导率方程：

地球物理测井

将代入式（6-73），得：

地球物理测井

式（6-74）即为确定含油气泥质砂岩地层含水饱和度的S-B模型。

㈨ 在地质剖面中，各种岩石怎么表示比如：小叉代表花岗岩………………

你说的是岩性符号吗？http://wenku..com/view/3410bfd23186bceb19e8bbdc.html希望对你内有帮助容

㈩ 地质年代及侵入岩(以花岗岩γ为例)年代代码表

地质钻孔数据库中地质年代及侵入岩 (以花岗岩 γ 为例) 年代代码表见表4.28。

表4.28 地质年代及侵入岩 (以花岗岩 γ为例) 年代代码表(CB04)

续表

续表