岩石的变形特性及试验方法研究论文
岩石的变形特性是指岩石在外力作用下岩石中的应力与应变的关系特性，它是影响建筑物稳定的重要因素。岩石在较小的力的作用下首先发生变形，变形量随作用力增大而增大，当作用力和变形量超过一定的限度后就会发生破坏，在作用力不断增大的过程中，岩石的变形和破坏是一个统一的、连续的过程。工程岩体如果变形过大就会导致上面的建筑物失稳危及安全，因此工程勘察期间必须获得可靠的变形参数，才能据此在施工时采取适当措施防止其对工程的影响，保证建筑物的安全。下面分别从岩石的变形特性、变形阶段和试验方法等方面进行探究
1岩石变形的特性
岩石的变形性质通常用应力一应变曲线表不，它通过测量岩石试样受压时的应力一应变关系得到。山于岩石的组成成分及其结构与构造比较复杂，所以岩石的应力一应变关系也比较复杂，岩石变形过程中表现出弹性、塑性、勃性、脆性和延性等性质。
1. 1弹性
在一定应力范围内，物体受外力作用产生变形，去除外力后能够立即恢复原状的性质，这种变形称为弹性变形。
1.2塑性
物体受外力作用后发生变形，去除外力后不能完全复原状的性质，这种变形称为塑性变形或永久变形。
1.3勃性
物体在外力作用下变形不能立刻完成，应变速率随应力增大而增大的性质，这种变形称为流动变形。
1.4脆性
物体受力后，变形很小时就发生破裂的性质。
1.5延性
物体能承受较大塑性变形而不丧失其承载力的'性质。
另外，岩石的变形和破坏的性质还会随着受力状态的变化而变化。岩石在三向受力状态下与单向受力状态下的应力一应变关系有很大的区别，随着围压增大，三向抗压强度增加，峰值变形增加，弹性极限增加，岩石山弹脆性向弹塑性、应变硬化转变。
2岩石变形的阶段
根据单向无侧限逐级维持荷载法应力一应变关系曲线曲率的变化，可将岩石变形过程划分为四个阶段:
2. 1孔隙裂隙压密阶段
岩石中原有的微裂隙逐渐被压密，曲线呈上升形，岩石变形多为塑性变形，曲线斜率随应力增大而逐渐增大，表不微裂隙的变化开始较快，随后逐渐减慢，对于微裂隙发育的岩石，本阶段较明显，但致密坚硬的岩石很难划出这个阶段，此阶段末点对应的应力称为压密极限强度。
2. 2弹性变形至微破裂稳定发展阶段
岩石中的微裂隙进一步闭合，孔隙被压缩，原有裂隙基本上没有新的发展，也没有产生新的裂隙，应力与应变基本上呈线性关系，曲线近于直线，岩石变形以弹性为主。此阶段末点对应的应力称为弹性极限强度。
2. 3塑性变形至破坏峰值阶段
当应力超过弹性极限强度后，岩石中产生新的裂隙，同时已有裂隙也有新的发展，应变的增加速率超过应力的增加速率，应力一应变曲线的斜率逐渐降低呈下降形，体积变形山压缩转为膨胀，随着应力增加裂隙进一步扩展，岩石局部破损，且破损范围逐渐扩大形成贯通的破裂面，导致岩石破坏，岩石变形不再恢复，此段末点对应的应力称单轴极限抗压强度。
2. 4破坏后峰值跌落阶段至残余强度阶段
岩石破坏后，经过较大的变形，应力下降到一定程度开始保持常数，此段末端对应的应力称为残余强度。
3岩石变形的试验方法
3. 1单轴压缩变形试验
这是室内测定岩石变形参数最常用的方法，是指试件在轴向压力下产生轴向压缩、横向膨胀，最后导致破坏的试验。适用于能制成圆柱体(高径比2~2:1)试件的各类岩石，可在不同含水状态下进行试验，同一含水状态下每组试件应为3个。可采用电阻应变片法或千分表法，坚硬和较坚硬的岩石宜采用电阻应变片法，较软岩和软岩宜采用千分表法。一般采用一次连续加载法或逐级一次循环法，最大循环载荷为预估极限载荷的50%，试验时以每秒0. 5~1. 0Pa的速度逐级加载，施加一级载荷后立即测读相应载荷下的纵向和横向变形值，一分钟后再读一次，再施加下一级载荷，读数不少于10组。用电阻应变片法时轴向或径向的应变片的数量可采用2片或吐片且应牢固地贴在试件上;用千分表法时轴向和径向的千分表各采用2只或吐只且应分别安装在试件直径的对称位置上。测试完成后根据测得的应力和应变值绘制应力应变关系曲线，可分别计算岩石的弹性模量、变形模量和泊松比等变形参数。
3. 2三轴压缩变形试验
这是室内测定岩石变形参数较少用的方法，一般在测定三轴压缩强度的同时测读三轴压缩变形数据。适用于能制成圆柱体试件的各类岩石(高径比2 ~ 2. 5:1)，同一含水状态下每组不少于5个试件，5个试件分别在5级(一般按等差数列来分)不同的侧压下做试验。试验时将岩石试件放在密闭容器内，先以每秒0. 05MPa的速度同步施加侧压和轴压至预定的侧压值，并在试验过程中保持不变，再以每秒0. 5~1. OMPa的速度连续施加轴向荷载，直至试件破坏。在加压过程中同时测定不同荷载下的轴向变形值，每个试件测值不少于10组。测试完成后绘制轴向与侧向应力差与轴向应变的关系曲线，可根据需要分别计算弹性模量、变形模量等三轴压缩变形参数。
4岩石变形参数的确定
4. 1弹性模量
应力应变曲线上直线段的斜率，对同一岩石在极限弹性范围内接近常数，反映的是岩石在弹性变形范围内的平均弹性模量，是最常用的变形参数。
4. 2割线模量(变形模量)
应力应变曲线上任意一点与原点的连线的斜率，工程勘察通常取抗压强度50%处的点来计算，也叫割线弹性模量。
4. 3泊松比
应力应变曲线上任意一点横向应变跟纵向应变的比值，对同一岩石在极限弹性范围内接近常数，工程勘察通常用抗压强度50%处的点来计算，反映的是岩石在弹性变形范围内的平均泊松比，这也是常用的变形参数。
4. 4初始模量
应力应变曲线在原点处的切线的斜率。
4. 5切线模量
应力应变曲线上任意一点的切线的斜率。
5岩石变形试验的改进
在普通柔性试验机上做岩石压缩试验时，绝大多数试件破坏时突然崩溃、碎块四射，只能测得峰值前的应力一应变曲线，无法记录下峰值后的情况，其根本原因是试验机的刚度不够大，为了获得包括峰值后变形在内的全过程应力应变曲线，就需要提高试验机的刚度，同时降低岩石试件的刚度。这可从以下四个方面来改进:
1架构的截面积并减小其长度;2增加液压柱的截面积并减小其长度;3减小岩石试件的截面积并增加其长度;4增加伺服控制系统，控制岩石变形速度恒定。
6结语
综上所述，岩石的变形特性虽然很复杂，但在实际工程中，建筑物作用于岩石的应力远低于单轴极限抗压强度，岩石所处变形多为弹性变形状态，因此可在一定程度上将岩石看作准弹性体，用弹性模量来表不其变形特征，一般只需测定抗压强度50%处的弹性模量和泊松比就可以了。另外在弹性极限压力之内单轴压缩变形和三轴压缩变形试验结果参数值基本接近，而单轴压缩试验更简单易行，故一般采用单轴压缩试验来测定岩石的变形指标。
朱培民1 曾凡平1 海洋1 焦养泉2
1.中国地质大学地球物理与空间信息学院，湖北武汉 430074；2.中国地质大学构造与油气资源教育部重点实验室，湖北武汉 430074
摘要 为了对沉积体系中各种沉积环境地层的物性进行精细研究，对塔里木盆地柯坪-巴楚露头区碳酸盐台地边缘沉积体系和碎屑滨岸带沉积体系进行了系统取样。在常温常压下对岩样进行了超声波纵、横波速度测量和密度测量，主要获得以下结论：①岩样超声波速度与岩样所处的沉积环境关系密切，在生物礁滩剖面上，从礁基、礁核、到礁盖（相当于台地边缘浅海沉积）速度递增；在三角洲沉积剖面上，从水下分流河道、河口坝到前缘泥速度递增；②在生物礁滩剖面上，生物碎屑的含量是影响速度的主要因素。生物碎屑含量越高，速度越低；③生物礁内生物的大小与生长方向是控制岩样速度各向异性的主要因素之一。
关键词 超声波 速度 生物礁 潮坪 三角洲 塔里木盆地 下古生界
1 引言
地震勘探的物理基础是物性参数的差异，也是地质学家和地球物理学家从地震数据体上辨识地震相和沉积相的重要参考，其中速度是地震数据中最关键的物性参数。较直接的研究岩石的物性方法是测井或岩石的物性测量技术。本章采用室内物性测量方法，测量了塔里木盆地柯坪-巴楚露头区碳酸盐台地边缘沉积体系和碎屑滨岸带沉积体系中岩石的物性，为寻找各沉积相的声波速度和密度的变化规律，为地下该类储层的识别和预测提供岩性基础和科学线索。
岩石超声波测试结果被广泛用于工程地质勘探和石油勘探领域。研究表明，通过密度、纵横波速比或泊松比可以判断岩石岩性（孟庆山和汪稔，2005），也有人直接研究过沉积岩本身的声波衰减特性（安勇、牟永光和方朝亮，2006）。超声波测量已成为岩石物性研究不可或缺的方法，但在以往的研究中，很少有人对沉积环境（沉积相）与沉积岩物性之间的关系进行过深入系统的研究。
露头剖面记录了丰富的沉积学信息，对露头沉积体系作精细的超声研究，总结和比较具备构成潜在储层的沉积体系中与各种环境对应岩石的声速特征，可以准确地指导沉积体系的地质建模、地球物理正演，并作为地球物理反演的约束，有利于提高地震有利储集相带解释精度和预测准确度。
奥陶系和志留系都是塔里木盆地重要的油气勘探开发目的层（皮学军、刘楚和陈颖等，2007；张俊、庞雄奇和刘洛夫等，2003）。塔里木盆地奥陶系储层岩性以台地滩相灰岩及礁（丘）相灰岩为主（罗平、张兴阳和顾家裕等，2003）。近十几年来，在塔里木盆地先后发现和确认了巴楚、哈什西克儿、柯坪和轮南等4个地区的生物礁（李相明和杨申谷，2006；陆亚秋和龚一鸣，2007）。塔里木盆地志留系储层在柯坪地区、塔北地区以滨岸-浅海相碎屑岩沉积为主，在塔中地区以河口湾-潮坪沉积为主，而在塔东地区以陆相河流-辫状河三角洲粗碎屑沉积为主（王成林、张惠良和李玉文等，2007）。本次研究对塔里木盆地柯坪-巴楚地区代表碳酸盐台地边缘沉积体系和碎屑滨岸带沉积体系的典型剖面进行了系统的取样，并在室内进行了岩石超声波速度的测量，探索了各个沉积体系中岩石的速度变化特征。
2 岩样采集与说明
2.1 剖面位置
测试所用岩样分别来自塔里木盆地的4个典型剖面（图1）。第一、第二两个剖面位于巴楚一间房地区的勒牙依里塔格山，属奥陶系一间房组（O2y），为台地边缘礁滩共生相。岩样分别取自礁体的礁基、礁核和礁盖（相当于台地边缘浅海沉积）处。第三个剖面位于柯坪地区大湾沟，属志留系塔塔尔塔格组（S1t），为三角洲前缘沉积。岩样分别取自河口坝、水下分流河道、前缘泥等成因相。第四个剖面位于柯坪地区四十厂，属志留系柯坪塔格组（S1k）的中上部，为潮坪沉积。具体的野外工作路线如图1所示。
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2.2 岩样说明
4个剖面中共选取25块岩样用于超声波测试，将岩样切割成长方体，待测面用砂纸打磨平整（图2）。由于部分岩样取样的原始形状极不规则，切割时仅保证了岩样一个短轴和一个长轴满足测量要求。短轴（a）长度均为0.05m，长轴（b）长度值从0.06m到0.12m不等（表1）。
图2 取自大湾沟志留系塔塔尔塔格组（S1t）的第25号岩样（5cm×5cm×9.7cm）照片
3 实验方法
3.1 实验设备
声波速度测试所使用仪器是由中国科学院武汉岩土力学研究所研制生产的RSM-SY5智能声波检测仪，仪器时间分辨率可达0.1μs。使用了两种超声换能器，其一是纵波换能器，由江汉测井研究所研制生产，接收频率为50kHz；其二是横波换能器，由武汉理工大学研制生产，接收频率为（90±10）kHz。
超声波速测量基本原理：岩样声速测量系统如图3所示。测量时，超声仪发出的电信号，通过探头A（发射换能器）转换为声波，穿过岩样至探头B（接收换能器），再转换为电信号至声波仪。然后从计算机上读出波在岩石中的传播时间t ’（波形初至时间，如图4所示），除去声波通过探头、耦合材料（探头与岩样之间的耦合剂）、仪器线路等附加延迟时间——校零t0，声波在岩石中传播的时间为t=t ’-t0。若岩样长度为L，可计算出波速V=L/t。整个测量过程是在常温常压下进行的。
表1 岩样超声波速度测试结果
图3 RSM-SY5超声测量分析系统
3.2 波形检测方法
据文献（王让甲，1997），在纵波波速测试中使用液体或乳状物做耦合剂都可以达到很好的耦合效果。而横波是剪切振动，只有能够承受剪切力的材料才能作为横波波速测试的耦合剂。本次实验中，纵波波速测量使用的耦合剂是糊精，横波波速测量使用的耦合剂是水杨酸苯酯。纵波横波速度存在差异，横波滞后于纵波其初至拾取存在一定的难度（魏建新和王椿镛，2003），但横波有一定的偏振性，旋转发射换能器与接收换能器对应的角度，接收到的横波振幅会呈现规律性的变化，利用这一特性可以识别出横波并确定出初至时间。图4中横波（a）为横波换能器测试第25号岩样接收到的波形，横波（b）为将接收换能器旋转180°接收到波形，横波首波振幅翻转，图4中可以清楚地识别出横波初至时间。
图4 第25号岩样测试时显示的声波波形箭头指向纵、横波的初至时间
4 实验结果及分析方法
岩样声波测试的结果列在表1中。速度测量分别沿图2中所示岩样的短轴（a）方向和长轴（b）方向。VP（a）和VS（a）分别表示沿短轴（a）方向测量的纵、横波速度；VP（b）和VS（b）分别表示沿长轴（b）方向测量的纵、横波速度。为了对岩样速度各向异性的程度进行估计，引入了纵波速度各向异性程度指数KP和横波速度各向异性程度指数KS，定义如下：
碳酸盐台地边缘带沉积体系露头研究及储层建模
碳酸盐台地边缘带沉积体系露头研究及储层建模
5 测量结果讨论
5.1 生物礁滩剖面岩样的速度特征
生物礁滩剖面①、②（图1）中，单个礁体规模较小，但礁体众多，大多连成一片。礁体层位分布稳定，横向延伸方向均可追寻到相应层位的其他礁体，纵向上礁体相互叠置。礁体一般由礁核、礁基和礁盖部分组成（胡明毅、朱忠德和贺萍等，2002）。生物礁滩剖面用于超声波测试的岩样共15块，根据岩样在礁体中分布的位置不同，绘制了岩样位置与其纵、横波波速及平均速度关系图（图5，图6）。
图5 生物礁滩剖面岩样纵波速度与岩样在礁体中的位置关系
图6 生物礁滩剖面岩样横波速度与岩样在礁体中的位置关系
从图5和图6可以看出，无论纵波速度还是横波速度，从礁基、礁核到礁盖其平均值都逐渐增大。纵波速度增加幅度大于横波。礁盖岩样速度测量值变化不大，而礁基和礁核两个部位的岩样两个轴向的速度值差异明显。图7是用前面定义的速度各向异性程度指数KS和KP所做的交会图。图7中可以看出礁盖岩样速度各向异性程度指数基本集中在0%～10%范围内，而礁基和礁核两个部位的岩样大多分布在20%～40%。礁基和礁核速度各向异性程度明显高于礁盖。
图7 生物礁滩剖面横波速度各向异性程度指数KS和纵波速度各向异性程度指数KP的交会图
观察生物礁滩剖面①、②，礁基多为灰色粗粒亮晶棘屑灰岩，颗粒含量很高，约占80%以上，颗粒大小约1～4m m，以破碎的海百合茎干为主，如图8b。礁核主要是由瓶筐石（Calathium）（胡明毅、朱忠德和贺萍等，2002；李相明和杨申谷，2006；焦养泉、荣辉和王瑞等，2011）组成的灰白色块状障积岩，造礁生物瓶筐石密集，占化石总量的80%以上，瓶筐石长度可达10c m，如图8a。礁盖多为成层性良好的中层生屑泥晶灰岩，其间常有小型礁灰岩块夹杂其中，结构致密。礁基的岩样，海百合茎和其他生物碎屑杂乱排列，生物颗粒疏松；礁核的岩样，瓶筐石的体腔被方解石充填或被溶蚀，部分岩样沿生物体裂开形成较大的裂缝。这些生物化石的形状、大小、生长方向以及裂缝都影响声波在岩样中的传播速度。
图8 礁核的主要造礁生物瓶筐石（a）和礁基生物碎屑的主要组成物海百合茎（b）
5.2 潮坪沉积剖面和三角洲前缘沉积剖面岩样的速度特征
柯坪-巴楚地区志留系自下而上分别为柯坪塔格组、塔塔尔塔格组和依木干他乌组（王成林、张惠良和李玉文等，2007）。剖面④中用于超声测试的4块岩样均取自柯坪塔格组沥青砂岩段（吴立群、焦养泉和荣辉，2011），属于潮坪体系（表1）。剖面③用于超声测试的6块岩样取自塔塔埃尔塔格组S1t，分别属于三角洲前缘泥、河口坝、水下分流河道等成因相（表1）。两个组的岩样在时间上有一定的先后关系，沉积上也存在一定程度的联系。把这10块岩样放在一起，根据其沉积环境不同，绘制了不同沉积体系与其纵、横波波速关系图（图9，图10）。
图9 潮坪体系和三角洲前缘体系中各岩样纵波速度变化关系
图10 潮坪体系和三角洲前缘体系中各岩样横波速度变化关系
从图9和图10中可以看出，潮坪体系的4块砂岩纵波速度和横波速度相对稳定，分别在4000m/s，2500m/s左右，而取自三角洲前缘各种成因相的6块岩样速度差别明显，以水下分流河道中的砂岩岩样速度最低，第29号泥岩因裂开不考虑在内。两种不同沉积环境下的速度各向异性程度如图11（KS和KP交会图）所示。图11中，潮坪体系的4块岩样各向异性程度指数基本集中在0～10%范围内，在10%边缘的两块岩样是第20号和第21号。三角洲前缘体系各向异性程度指数超过10%的岩样都属于水下分流河道。
图11 潮坪体系和三角洲前缘体系中横波速度各向异性程度指数KS和纵波速度各向异性程度指数KP的交会图
从岩样的照片（图12）观察，潮坪体系的4块岩样均被油浸。其中第20号岩样见油浸痕迹，但颗粒间孔隙未见沥青充填，第21号岩样含大量生物碎屑，第22号和第23号颗粒间孔隙几乎完全被沥青充填，岩体呈黑色。三角洲前缘的6块岩样中，水下分流河道相中的岩样砂体颗粒粗、孔隙结构发育，而接近前缘泥的岩样，颗粒细小致密。结合沉积的特点，三角洲前缘由岸向湖的方向沉积物的粒度逐渐变细，即由水下分流河道、河口坝到前缘泥的变化中，沉积物粒度逐渐变细（表1），而影响声波传播的孔隙越来越小，声速逐渐增高。
6 结论与讨论
通过对上述几个露头沉积体系中岩样的超声波速测试实验，可以得出下面几点认识：
1）岩样超声波速度与岩样所处的沉积环境（沉积体系或成因相）密切相关，呈现一定变化规律。在生物礁滩剖面上，从礁基、礁核、到礁盖速度递增；在三角洲前缘沉积剖面中，从水下分流河道、河口坝到前缘泥速度递增。利用岩石声波速度测量结果与沉积环境的关系，以及变化规律指导沉积体系的建模是可行的。
图12 潮坪相剖面和三角洲剖面岩样切后新鲜面照片
20～23号属于潮坪相剖面，24～29号属于三角洲前缘沉积剖面
2）在生物礁滩剖面上，生物碎屑的含量是影响声波速度的主要因素。生物碎屑含量越高，速度越低；在砂岩剖面上，孔隙是影响测量的主要因素，孔隙越小或充填程度越高，速度就越高。
3）在生物礁滩剖面上，生物的大小与生长方向是控制岩样速度各向异性的主要因素之一，而砂岩剖面，我们初步认为与孔隙关系密切。礁灰岩速度的各向异性程度大于砂岩。
致谢 作者在野外岩样采集过程中，受到中国地质大学（武汉）王瑞、王世虎、荣辉等同学的帮助。另外，武汉理工大学蔡兰老师也曾在横波测量方面给予指导，作者在此一并表示衷心感谢。
参考文献
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岩石物性分析是利用三维三分量地震资料开展岩性鉴别、储层预测、含气性识别的基础。通常在进行全波属性应用前，都需要通过岩心的弹性参数测定、储集参数测定或通过全波测井资料和常规测井的结合，研究不同岩性、储层品质、含流体状况下弹性参数的变化情况和分布规律。
一般情况下，需要通过钻取的岩心，进行常温、常压及变温、变压条件下岩石物性参数测试，得到储层常温、常压和变温、变压条件下的纵横波速度、动静弹性模量、品质因子等大量的岩石物理参数测定结果。
岩心分析、测井处理及储层薄片显微镜下鉴定等成果，可以确定储层的主要类型。如，四川盆地新场地区须家河组二段有效储层主要有三类:孔隙型、裂缝－孔隙型、裂缝型。研究表明:裂缝型、裂缝－孔隙型储层基质孔隙度普遍低于4%，大部分样品孔隙度低于3%;基质渗透率小于0.1×10－3μm2(见图6.1.1)。孔隙型储层孔隙度一般高于4%，须家河组尚有一些大于6%孔隙度的储层，被认为是致密环境中相对较好的储层。
图6.1.1 孔隙度和渗透率分布
岩石物性测定在模拟地下高温、高压条件下进行。在饱含水和饱油含气的情况下，岩石物性将有明显的规律性变化。如图6.1.2所示，四川盆地新场地区深层须家河组二段砂岩储层含气时反映岩石可压缩性的拉梅常数(λ)降低，反映岩石骨架的剪切模量(μ)基本不变，纵横波速度比(vP/vS)降低，泊松比(σ)下降到0.27以下。
图6.1.2 储层岩石物理特征
下面从变质岩原岩（岩浆岩、沉积岩）、古陆核以及沉积变质铁矿等3方面讨论变质岩岩石物理学的应用问题。
1.华北太古宙变质岩原岩
根据上述，密度高值区或磁化率高值区或密度与磁化率乘积的高值区代表着岩浆岩或正变质岩的集中区，密度低值区或磁化率低值区或密度与磁化率乘积的低值区代表着沉积岩或副变质岩的集中区，以此为概念模型，我们来初步建立太古宙变质岩的原岩，即区分出正变质岩为主的集中区与副变质岩为主的集中区。至于只能把变质岩的原岩恢复成岩浆岩与沉积岩这一层次，原因是在此只进行极小比例尺的工作，加之研究程度尚低，同时岩石物性反映的岩石类型（岩石大类、岩石类、岩石亚类）没有明确而截然的界线。
太古宙6个岩石亚类与全部变质岩的正、副变质岩的粗略分布分别见图6-176-22。
图6-17 太古宙变粒岩物性块体与原岩分布推断示意图
图6-18 太古宙片岩物性块体与原岩分布推断示意图
图6-19 太古宙片麻岩物性块体与原岩分布推断示意图
图6-20 太古宙角闪岩物性块体与原岩分布推断示意图
图6-21 太古宙混合岩物性块体与原岩分布推断示意图
图6-22 太古宙变质岩物性块体与原岩分布推断示意图
2.华北太古宙陆核与铁矿成矿作用
华北地台之中发育着我国最早的古陆核，其年龄在35亿30亿年间，代表地层为冀东的迁西群等，其形成背景是古岛链式的构造-热事件，其原岩是一套钙碱性的火山岩组合以及含少量的沉积岩，反映当时火山作用强烈。近来研究认为，迁西群的原岩主要为基性火山岩建造（河北省地质矿产局，1989）。据此认为，地核发育时期，主要是火山-侵入作用为主，沉积作用占次要地位（当时水体与海洋均面积较小），陆核中发生的成岩作用主要形成岩浆岩，反映在物性上是具有较高的密度与较大的磁化率。反过来，我们用太古宙变质岩的物性参数来恢复太古宙成岩-成矿环境。
由于太古宙变质岩密度数据较多，本节仅用密度资料建立陆核分布区及相应的成矿作用，是利用太古宙变质岩原岩恢复的成果的进一步的引伸——正变质岩区可能分布在古陆核上，而副变质岩分布区则远离陆核。因之，我们利用高密度块体建立了太古宙的陆核区（图6-23）。不难发现，太古宙的陆核是零碎的、小面积的，并且是分散的，真正是古大陆生发的“芽”（图6-23）。
把太古宙沉积变质型铁矿和几个被认为的“元古宙”的沉积变质型铁矿投影在“古陆核”上，我们惊喜地发现，这些古老的铁矿主要分布在太古宙陆核的外围和以及与沉积区的过渡带。因此，这些铁矿的形成与当时陆核上的火山作用关系密切，可能是从火山口喷发/喷溢的火山流体向沉积区流动过程中沉积形成成层状富含铁的沉积岩，后经变质作用导致铁的富集而形成。
图6-23 太古宙变质岩密度块体、古陆核与变质铁矿分布示意图
因此，太古宙陆核的建立以及有利于铁沉积的过渡的建立，均有一定的科学意义与经济价值。本次建立华北地区太古宙的成岩-成矿环境尚属初步尝试，有待进一步深入研究。
本章论述了华北地区太古宙变质岩的密度、磁化率的统计特征与空间分布特征，建立了区分正变质岩、副变质岩的物性方法——强磁性块体/高密度块体对应正变质岩、弱磁性块体/低密度块体对应副变质岩，从而利用物性数据的空间分布推断了主要岩石亚类以及所有岩石的正、副变质岩分布区，由此确立了太古宙古陆核的分布范围，探讨了太古宙成岩-成矿背景，分析了太古宙沉积变质型铁矿的找矿方向，说明了区域岩石物性块体方法也是研究复杂的变质岩地质问题的得力的量化工具。
