廢水蒸發鹽有什麼利用價值

Ⅰ 海水取之不盡用之不竭，如果將海水引入沙漠會有什麼結果

按照地中海的現實情況來看，沙漠最終還是會變成大海。

上個世紀50年代，得益於科學技術的進步，人們對於地球的認識越來越深刻。

1909年，克羅埃西亞地震學家莫霍洛維奇在利用地震儀記錄巴爾干半島的地震時發現，這些地震波在地下33KM的地方傳播速度突然加快，地震波波速從6.3Km/s突變到8.0KM/s，這么突然的變化說明在這一深度處必然存在物質性質的突變。從這一發現開始，人們開始利用地震波探測地球內部的結構。

在更多的全球各地的自然地震和人工地震（用炸葯或其他手段製造地震波）數據支撐下，人們發現了地球的圈層結構：地殼、地幔、地核。這就是我們如今從小學就會學到的地球圈層結構的知識。

其中莫霍洛維奇提出的這個地震波波速突變帶在全球都普遍存在，而且波速基本上都是6.5→8Km/s，科學家們把這一層看作是地殼和地幔的分界面。不過這一深度在全球各地是不一樣的，在陸地上平均為33Km，在海洋中比較薄，為5-15Km不等。

50年代的科學突飛猛進，這帶來的後果就是科學家們普遍腦洞大，膽子大，行動力強。在知道了海洋中的地殼深度最薄只有5Km之後，科學家們自然有了一個大膽的想法：到海底打鑽，打穿地殼！這個計劃被稱為「莫霍面鑽探計劃」，不幸的是，這一計劃最終因資金和技術的原因被迫中止。

但是因為這個計劃，向海底打鑽的思想深深紮根進了科學家們的頭腦中，而這正是地中海海底荒漠最終被發現的起點。

在「莫霍面鑽探計劃」中止後，在地質學界很快又出現了一個很大的理論革新：板塊運動理論。在此之前，地質學家們都認為地球上的陸地是不會變動的，它們只是會在局部產生隆起或者是凹陷，隆起的地方被稱為地台，這里會形成高原、山地；凹陷則被稱為地槽，在這里因為地勢較低則會形成廣闊的湖泊。

我們很熟悉的魏格納，他在1919年提出大陸漂移學說後，這個學說在很長時間內都是得不到學界認可的，這是因為魏格納無法解釋一個很重要的東西：大陸漂移的動力從哪裡來？

正是在這種動盪變化的環境中，我們人類的祖先完成了從猿到人的偉大轉變。或許在這群猿類在向各個方向遷徙的旅途上，也曾見到大西洋的海水從偉岸的直布羅陀大瀑布上傾倒直下的宏大場面。

Ⅱ 　蒸發岩類礦產

7.5.1概述

蒸發岩類礦產是塔里木及其周邊中新生代陸相沉積盆地中的優勢礦種。礦產種類多、分布廣、資源總量大、開發利用方便，是該區可持續發展的大宗礦產資源，並可以緩解國家對鉀鹽等某些急缺礦的需求。

蒸發岩類礦產是在特定的、持續的、極度炎熱乾旱的古構造環境（山間坳陷、山前坳陷、裂陷或裂谷盆地）和岩相古地理環境（潟湖、潟湖相）下，由海水或含鹽湖水或地殼深處含鹽溶液蒸發濃縮沉澱而成。

塔里木及其周邊中新生代陸相沉積盆地中的蒸發岩類礦產主要有：石膏、芒硝、鈉硝石、鉀硝石、硫磺、明礬石、鉀鹽、鈉鹽、鋰鹽、天青石和硼砂等。據不完全統計，有礦床、礦點和礦化點500多處。

蒸發岩類礦床，在白堊系、古近系和新近系非常發育，許多新近紀鹽岩層通過底闢作用而到達地表，形成鹽丘和鹽山，成為尋找油氣和某些薩布哈金屬礦床的找礦標志，如拜城察爾其巴扎以南的鹽山（吐斯塔格）等；現代鹽湖和鹽灘，有已經乾涸的鹽盆和鹽灘，如民豐縣土斯魯克賽鹽灘等，有幾近乾涸固結的沉積鹽盆，如若羌縣羅布泊等，有在現代湖盆（常年儲水）—側或局部港灣形成的鹽灘，如博湖縣東南鹽場等。

該區膏鹽礦產發現或開采利用歷史悠久，當地居民們的食鹽、製革皮用的硝都是就地取材而得。較早調查該區膏鹽類礦產的有米泰桓和岳希新。20世紀60年代初期，新疆地質局武紹由等勘查了達坂城鹽湖，為烏魯木齊鹽湖化工廠的建立做了很好的前期工作。六七十年代為了緩解國家對鉀鹽礦產的急缺需要，新疆地礦局組織專業地質大隊（後劃歸第八地質大隊），中國地質科學院礦床所和北京地質學院組織專業研究隊，對塔里木及其周邊的蒸發岩類礦產進行大規模的找礦勘查和綜合研究工作，積累了資料，取得了一定的成果，但在找鉀方面沒有突破性進展。鉀鹽礦產是我國急缺礦產之一，據化工方面的資料，每年要從國外進口鉀肥（300～400）×10⁴t，耗資達5億美元，因此，在塔里木及其周邊盆地中尋找大而富的鉀鹽礦床，將是該地區的持續而緊迫的任務。可喜的是近年來找鉀鹽礦床的工作有較大發展；1985年，核工業航測遙感中心首次在庫米什盆地的烏宗布拉克鹽湖中發現鉀異常，經西北地勘局216大隊普查勘查後，在小橫山一帶獲得儲量為33×10⁴t，以硝酸鉀和氯化鉀為主的鉀鹽礦床，最近經新疆地勘院勘查後，提交C＋D級可利用礦石量46.7×10⁴t，暫不能利用礦石量34.8×10⁴t。

最近，地礦部和核工業航磁遙感中心利用MSS與TM遙感圖像對羅布泊地區進行了鉀鹽資源的遙感解釋、分析、對比研究，都一致指出羅布泊是一個大型鉀鹽成礦遠景區。

1989年，新疆第一區調大隊在羅布泊地區開展1∶20萬區調時，發現了龜背山南、大窪地、鐵礦灣、羅布泊東等4處現代湖相蒸發化學沉積型鉀鹽和鈉鹽（食鹽）礦床。根據部分探井資料，估算了鉀鹽儲量近3000×10⁴t，為在羅布泊及塔盆內尋找鉀鹽資源起到了重要的推動作用。

1995年，《塔里木盆地遙感地質綜合調查研究》項目，從圖像的定性到定量分析，微觀測算和宏觀對比，肯定了羅布泊有極其豐富的鉀鹽和鈉鹽資源。其資源總量：鉀鹽4×10⁸t，鈉鹽（食鹽）400×10⁸t。

1998年，公布了由中國地質科學院礦床所、新疆地礦局第三地質大隊和地礦部遙感中心的聯合工作成果，確認羅布泊鉀礦床有良好的成礦條件和找礦前景，氯化鉀資源量為2.5×10⁸t，潛在經濟價值巨大，可采性好，資源保證程度高，由此引起國家及社會各界的廣泛關注。

下文將根據上述資源（主要為王弭力等人資料），對羅布泊超大型鉀鹽礦床作一簡單介紹。

7.5.2羅布泊特大型鉀鹽礦床特徵及開發前景

羅布泊凹地早期為塔里木河、孔雀河和車爾臣河的終點，現為孔雀河的終點，已接近乾涸。

羅布泊盆地是塔里木盆地東部的一個次級斷陷凹地。其北為庫魯克塔格南麓大斷裂，南為阿爾金山北緣大斷裂，西臨南北向的鐵克里克斷裂，東瀕北山並受山前北北東向斷裂控制。

羅布泊鉀鹽礦分羅北凹地、大耳朵、羅東和新湖區等幾部分，南北長約150km，寬約100km，面積約1.5×10⁴km²。羅北凹地可作為典型代表。

7.5.2.1羅北凹地鉀鹽礦床地質特徵

（1）地質特徵。羅北凹地鉀鹽礦床位於羅布泊東北部（圖7-8），呈北深南淺的「箕」狀新生代斷陷盆地。潛鹵水礦層面積達1300km²，厚度3.8～26m，下伏6個承壓儲鹵層，最深達157m。

圖7-8羅布泊鉀鹽礦地區地質略圖

Fig.7-8Sketch geological map of Lop Nur potash deposit

（據王弭力等，1998）

1～3：全新統；1—含鉀化學沉積；2—湖積、化學沉積；3—風積；4～5：全新統-上更新統；4—沖積；5—湖積；6—更新統湖積、化學沉積；7—新近系；8—前古近系；9—遙感圖像信息；10—控礦鑽孔、淺鑽及編號；11—河流、湖泊

（2）鹵水化學組成及水化學類型。按照瓦里亞什科水化學分類方案，羅北凹地鹵水為硫酸鎂亞型。羅布泊鹽湖為典型的內陸湖泊成因。KCl含量為0.88%～1.82%，平均為1.40%，高出工業品位40%，與已建廠的察爾汗鹽湖鹵水鉀礦KCl品位相當。此外，鹵水中尚含B、Li、Sr、I、Br等微量元素。

（3）KCl品位及分布規律。淺層鹵水KCl含量呈現出北低南高的態勢，分界線在ZK0800鑽孔附近。北區鉀含量小於1.30%，南區在1.30%以上，最高區在ZK0000區鑽孔西側，鉀含量在1.5%以上。

（4）儲鹵層特徵。①儲鹵層的物質組成：該地區的鹽類礦物種類，共計20多種（楊志琛，劉成林，1997）構成儲鹵層最主要礦物是鈣芒硝，多呈菱板狀；其次還有石鹽、石膏、雜鹵石、鈉鎂礬。②儲鹵層分層及分布：根據鑽孔沉積物性特徵（主要是孔隙發育情況）和地層時代對比等，劃分出一個潛水層和5個承壓層。儲鹵層單層以潛鹵層為最厚，ZK1200B為25.14m，5個承壓層分別為11.8m、20.9m、12.7m和7m。儲鹵層總計厚度為63.67m。主要儲層位於中更新階頂部以上，孔深小於100m。③孔隙度：潛鹵層樣品孔隙度為28.37%～32.57%，孔隙度明顯小於潛鹵層，孔隙度分別為11.7%、16.6%、13.1%。

7.5.2.2礦床水文地質特徵

（1）礦區水流條件。應用人工放射同位素和人工化學示蹤法來測定潛鹵水的流向和流速，取得了較好的結果。這為水動力學研究及將來首采區選擇提供了重要資料，總體是羅北凹地邊界的東部、西邊界的南部、東邊界的中北部為補給邊界。

（2）儲鹵層富水性。1997年對羅北某孔嚴格分層止水，進行單孔穩定流抽鹵試驗，共抽水7次，潛水層富水性最好，單位涌水量最大，盡抽水設備最大抽降能力，最大降深僅為0.22m.承壓層的富水性也較好，其單位涌水量均達到了工業開采要求。

7.5.2.3鹵水蒸發及鹽田工藝試驗研究

（1）鹵水蒸發試驗。蒸發試驗查明了羅北凹地鹵水在不同溫度下的蒸發析鹽規律，較低溫度下析出的含鉀硫酸鹽為軟鉀鎂礬，在25～30℃之間有著明顯的界線，溫度越高，鉀鹽析出越晚，有利於鹵水中鉀的富集，在鉀鹽階段析出獲得的鉀混鹽中鉀的含量越高。

（2）鹽田工藝方法試驗。在鹵水等溫蒸發試驗的基礎上，利用蒸發過程中物料自身循環，使鉀鹽全部轉化為硫酸鉀鎂復鹽，從鹽田中獲得生產硫酸鉀的原料——軟鉀鎂礬混鹽或鉀鹽鎂礬混鹽。

7.5.2.4礦床地質技術經濟概略評價

（1）資源保證程度的地質評價。羅北凹地鉀礦床資源（遠景）儲量具有大型規模。為了對資源保證程度有個較清楚的了解，現選擇水文地質工作齊全的羅北ZK1200B孔，進行單孔潛鹵層儲量估算；以該孔為中心，向南北各推4km，向東西外推2km，計算塊斷面積32km²。礦層厚度25.14m，給水度12.77%，KCl品位1.40%，相對密度1.22。經計算，該塊斷內KCl給水度儲量為175.09×10⁴t。通過進一步計算，可以滿足年產5萬噸規模硫酸鉀工廠26年生產的需要。由此可知，該礦床資源保證程度是很高的。

（2）潛在價值計算分析。以KCl產品（KCl 80%）的成本價，按青海鉀肥廠的指標為350元/噸計算，假定有用組分完全提取條件下（回收率100%），該礦床本次計算出的E級儲量（資源量）為24600×10⁴t（據最新數據），該礦床潛在價值為861億元。

（3）類比同類礦床的評價分析。羅北凹地鉀礦床與察爾汗鉀礦床有許多相似之處，後者已建成為我國最大的鉀肥生產基地。通過資源、淡水水源地、建設期及投資、產品、成本及售價、發展潛力等對比可知，羅北凹地鉀礦床具有資源上的優勢，劣勢是目前的外部條件尤其供水條件較差。

（4）礦床開采及選礦工藝技術分析。由於羅北凹地鉀礦床為鹵水礦，儲鹵層富水性好，開采方式應因地制宜，潛水以井渠結合，承壓層用井采。對羅北凹地鹵水野外現場蒸發試驗，通過資料初步分析，已展示出該鹵水日曬製取鉀混鹽的良好前景，由於試驗規模過小，暫時還未能取得完整的經濟技術參數，隨著工作不斷深入，將進一步擴大試驗研究。

羅北凹地鉀礦資源遠景儲量達超大型規模；儲鹵層富水性好，主要含礦層單位涌水量大大超過工業開采指標；初步蒸發試驗展示出該區鹵水日曬製取鉀混鹽的良好前景。總之，該鉀礦床的資源是有保證的，開采工藝技術可行。如外部建設條件跟得上，即可進行大規模開采。

Ⅲ 蒸發岩中生物化石

現代鹽湖等鹵水水體的生物-水鹽體系中存在有多種生物群落，存在有簡單的生物食物鏈，已是不爭的事實。那麼蒸發岩中有無生物化石?這一直是地學界爭論的問題，也是判斷蒸發岩生物成因的又一重要證據。自20世紀60年代以來，見諸於地質文獻中的僅有零星的關於蒸發岩中生物化石的報道。例如，蘇聯學者在上卡姆二疊系鉀石鹽中發現了嗜鹽菌藻化石（劉群等，1987）。蔡克勤等（1984）報道了大柴旦鹽湖硼礦層中的羥鈉鎂礬晶體上點節狀菌類遺跡。劉群等（1987）在鎮源鉀石鹽中發現了類似菌類生物的化石。R.L.Folk（1993）研究了義大利Viterbo熱泉泉華、巴拿馬鮞石和硬底岩、大鹽湖文石鮞和膠結物在掃描電鏡下的細菌和超微細菌。

20世紀80年代，作者在新疆巴里坤鹽湖第四紀硫酸鈉礦層中發現了大量鹵蟲糞粒化石（魏東岩，1991，1992），這是鹵蟲糞粒化石的首次發現。之後，在內蒙古第四紀鹼礦層中，在中新生代鹽層中，在鄂爾多斯盆地奧陶紀含鹽系中均發現有鹵蟲糞粒化石。蒸發岩層中賦存鹵蟲糞粒化石是個具有普遍性的規律（魏東岩等，2000）。鹵蟲糞粒化石的發現具有重要意義，因為它揭示了蒸發岩中除菌藻類等低等的微生物化石外，還可發現更高級，如鹵蟲和鹵蠅幼蟲的化石。隨後鹵蟲化石和鹵蠅幼蟲化石的發現證明了這一點。在鹵蟲糞粒化石發現的基礎上，作者提出了蒸發岩生物化學沉積的新觀點（魏東岩，1997）。

20世紀90年代，作者對蒸發岩礦物和鄂爾多斯盆地奧陶紀蒸發岩分別做了掃描電鏡的研究和分子化石的研究。在前者的研究中（詳見本書第十一章），發現在所研究的鹽類礦物（包括氯化物、硫酸鹽、碳酸鹽、硼酸鹽等礦物）中，在掃描電鏡下可見賦存兩大類嗜鹽細菌化石，一類較大，另一類較小，兩者大小相差約為10多倍。較大的一般為球狀、橢球狀、蘋果狀、梨狀、桶狀等，較小的為球狀、桿狀、鏈球狀等。細菌（藻）在微晶上的排布，宛如中國老式大門上密密麻麻釘上的大鐵釘，在微晶的邊緣形成絨毛狀飾邊，猶如絨線編織的地毯。根據鹽類礦物由大量細菌（藻）組成的事實，作者提出了「掃描電鏡下鹽類礦物細菌（藻）建造」的新認識（魏東岩等，2000）。在後者的研究中（詳見本書第九和十章），通過對鄂爾多斯盆地奧陶紀含鹽系進行的系統研究發現，奧陶紀鹽岩形成於生物-水鹽體系中，其生物的食物鏈與現代鹽湖中的生物食物鏈是相同的，比如說，在奧陶紀含鹽系中已發現了嗜鹽細菌（藻）化石、鹵蟲化石、鹵蠅幼蟲化石、鹵蟲鹵蠅幼蟲糞粒化石，但尚未發現原生動物化石。彌補這個不足的是生物分子化石，因為生物分子化石中普遍含有γ蠟烷，而γ蠟烷就源於原生動物四膜蟲醇（tetraphymenol）的還原脫羥作用（王銳良等，1994，見第六屆國際鹽湖學術討論會論文摘要匯編）。

近年來，作者經過深入和反復的研究，在蒸發岩中發現了鹵蟲和鹵蠅幼蟲以及它們的蛻皮化石。這是蒸發岩及其生物成因研究中的重要發現，屬於創新的研究成果。該項成果是在研究生物-水鹽體系中鹵蟲和鹵蠅生態學生物學的基礎上進行的。通過對比蒸發岩中礦物奇特形態與鹵蟲不同生長階段的形態，通過對比蒸發岩中礦物奇特形態與鹵蠅幼蟲不同生長階段的形態（鹵蠅第一幼蟲期、鹵蠅第二幼蟲期、鹵蠅第三幼蟲期的形態），通過對比蒸發岩中礦物奇特形態與鹵蟲和鹵蠅幼蟲期不同生長階段的蛻皮（molts或 cuticles）形態，終於發現，鹽類礦物的形態與鹵蟲形態與鹵蠅幼蟲形態與鹵蟲和鹵蠅幼蟲蛻皮形態有著共同的相似性。這種共同的相似性不是偶然的，是因為在鹽類沉澱結晶時的高鹽度（高鹼度）鹵水中存在著數量巨大的鹵蟲和鹵蠅幼蟲和它們的蛻皮，當鹵蟲和鹵蠅幼蟲的屍體以及它們的蛻皮被鹽類物質所交代就變為鹽類礦物，其形態就是鹵蟲、鹵蠅幼蟲和它們的蛻皮形態，也就是鹵蟲、鹵蠅幼蟲及其蛻皮的化石。作者把鹵蟲化石、鹵蠅幼蟲化石和它們的蛻皮化石統稱作兩蟲化石。兩蟲化石在地質文獻中未曾見報道，尚屬首次發現，通過對不同時代不同鹽類礦石進行的顯微鏡薄片、掃描電鏡、手標本和岩礦石露頭等的觀察和研究，總結出兩蟲化石的特徵，繪出兩蟲化石的鑒定圖，其中，包括鹵蟲無節幼體化石、鹵蠅第二幼蟲期化石、鹵蠅第三幼蟲期化石、鹵蠅蛹化石、鹵蠅蛹殼化石等。只要運用鑒定圖，便可以識別出兩蟲化石。

蒸發岩中兩蟲化石以各種不同方式排布的結構，作者稱之謂蒸發岩的兩蟲結構，這是一個創新的概念。凡是在蒸發岩環境下形成的岩石都具有兩蟲結構。因此，可根據是否具蒸發岩兩蟲結構來恢復一些已經變化了的岩礦石的原岩。

綜上所述，不同時代、不同類型的蒸發岩中已發現兩蟲化石、兩蟲糞粒化石、菌藻類化石和生物分子化石以及由生物分子化石得知的原生動物化石等。這些化石的發現表明，不同時代、不同類型蒸發岩形成時的生物-水鹽體系中存在著像現代鹽湖中那樣的生物食物鏈，即嗜鹽菌藻類—原生動物—鹵蟲和鹵蠅幼蟲和蛹的簡單的生物食物鏈。

Ⅳ 什麼是天然氣

天然氣定義
從廣義的定義來說，天然氣是指自然界中天然存在的一切氣體，包括大氣圈、水圈、生物圈和岩石圈中各種自然過程形成的氣體。而人們長期以來通用的「天然氣」的定義，是從能量角度出發的狹義定義，是指天然蘊藏於地層中的烴類和非烴類氣體的混合物，主要存在於油田氣、氣田氣、煤層氣、泥火山氣和生物生成氣中。天然氣油可分為伴生氣和非伴生氣兩種。伴隨原油共生，與原油同時被采出的油田氣叫伴生氣；非伴生氣包括純氣田天然氣和凝析氣田天然氣兩種，在地層中都以氣態存在。凝析氣田天然氣從地層流出井口後，隨著壓力和溫度的下降，分離為氣液兩相，氣相是凝析氣田天然氣，液相是凝析液，叫凝析油。
與煤炭、石油等能源相比，天然氣在燃燒過程中產生的能影響人類呼吸系統健康的物質極少，產生的二氧化碳僅為煤的40%左右，產生的二氧化硫也很少。天然氣燃燒後無廢渣、廢水產生，具有使用安全、熱值高、潔凈等優勢。
天然氣是一種多組分的混合氣體，主要成分是烷烴，其中甲烷占絕大多數，另有少量的乙烷、丙烷和丁烷，此外一般還含有硫化氫、二氧化碳、氮和水氣，以及微量的惰性氣體，如氦和氬等。在標准狀況下，甲烷至丁烷以氣體狀態存在，戊烷以上為液體。
天然氣系古生物遺骸長期沉積地下，經慢慢轉化及變質裂解而產生之氣態碳氫化合物，具可燃性，多在油田開采原油時伴隨而出。
天然氣蘊藏在地下多孔隙岩層中，主要成分為甲烷，比重0.65，比空氣輕，具有無色、無味、無毒之特性。 天然氣公司皆遵照政府規定添加臭劑（四氫噻吩），以資用戶嗅辨。
若天然氣在空氣中濃度為5%～15%的范圍內，遇明火即可發生爆炸，這個濃度范圍即為天然氣的爆炸極限。爆炸在瞬間產生高壓、高溫，其破壞力和危險性都是很大的。
依天然氣蘊藏狀態，又分為構造性天然氣、水溶性天然氣、煤礦天然氣等三種。而構造性天然氣又可分為伴隨原油出產的濕性天然氣、與不含液體成份的乾性天然氣。
[編輯本段]天然氣主要用途
1、天然氣發電，具有緩解能源緊缺、降低燃煤發電比例，減少環境污染的有效途徑，且從經濟效益看，天然氣發電的單位裝機容量所需投資少，建設工期短，上網電價較低，具有較強的競爭力。
2、天然氣化工工業，天然氣是製造氮肥的最佳原料，具有投資少、成本低、污染少等特點。天然氣占氮肥生產原料的比重，世界平均為80%左右。
3、城市燃氣事業，特別是居民生活用燃料。隨著人民生活水平的提高及環保意識的增強，大部分城市對天然氣的需求明顯增加。天然氣作為民用燃料的經濟效益也大於工業燃料。
4、壓縮天然氣汽車，以天然氣代替汽車用油，具有價格低、污染少、安全等優點。
目前人們的環保意識提高，世界需求干凈能源的呼聲高漲，各國政府也透過立法程序來傳達這種趨勢，天然氣曾被視為最干凈的能源之一，再加上1990年中東的波斯灣危機，加深美國及主要石油消耗國家研發替代能源的決心，因此，在還未發現真正的替代能源前，天然氣需求量自然會增加。
[編輯本段]天然氣的成因
天然氣與石油生成過程既有聯系又有區別：石油主要形成於深成作用階段，由催化裂解作用引起，而天然氣的形成則貫穿於成岩、深成、後成直至變質作用的始終；與石油的生成相比，無論是原始物質還是生成環境，天然氣的生成都更廣泛、更迅速、更容易，各種類型的有機質都可形成天然氣——腐泥型有機質則既生油又生氣，腐植形有機質主要生成氣態烴。因此天然氣的成因是多種多樣的。歸納起來，天然氣的成因可分為生物成因氣、油型氣和煤型氣。近年來無機成因氣尤其是非烴氣受到高度重視，這里一並簡要介紹，最後還了解各種成因氣的判別方法。
一、生物成因氣
1.概念
生物成因氣—指成岩作用（階段）早期，在淺層生物化學作用帶內，沉積有機質經微生物的群體發酵和合成作用形成的天然氣。其中有時混有早期低溫降解形成的氣體。生物成因氣出現在埋藏淺、時代新和演化程度低的岩層中，以含甲烷氣為主。�
2.形成條件�
生物成因氣形成的前提條件是更加豐富的有機質和強還原環境。
最有利於生氣的有機母質是草本腐植型—腐泥腐植型，這些有機質多分布於陸源物質供應豐富的三角洲和沼澤湖濱帶，通常含陸源有機質的砂泥岩系列最有利。硫酸岩層中難以形成大量生物成因氣的原因，是因為硫酸對產甲烷菌有明顯的抵製作用，H2優先還原SO42-→S2-形成金屬硫化物或H2S等，因此CO2不能被H2還原為CH4。�
甲烷菌的生長需要合適的地化環境，首先是足夠強的還原條件，一般Eh＜-300mV為宜（即地層水中的氧和SO42-依次全部被還原以後，才會大量繁殖）；其次對pH值要求以靠近中性為宜，一般6.0～8.0，最佳值7.2～7.6；再者，甲烷菌生長溫度O～75℃，最佳值37～42℃。沒有這些外部條件，甲烷菌就不能大量繁殖，也就不能形成大量甲烷氣。�
3.化學組成
生物成因氣的化學組成幾乎全是甲烷，其含量一般＞98%，高的可達99%以上，重烴含量很少，一般＜1%，其餘是少量的N2和CO2。因此生物成因氣的乾燥系數（Cl/∑C2+）一般在數百～數千以上，為典型的干氣，甲烷的δ13C1值一般-85～-55‰，最低可達-100‰。世界上許多國家與地區都發現了生物成因氣藏，如在西西伯利亞683-1300米白堊系地層中，發現了可采儲量達10.5萬億m3的氣藏。我國柴達木盆地（有些單井日產達1百多萬方）和上海地區（長江三角洲）也發現了這類氣藏。
二．油型氣
1.概念
油型氣包括濕氣（石油伴生氣）、凝析氣和裂解氣。它們是沉積有機質特別是腐泥型有機質在熱降解成油過程中，與石油一起形成的，或者是在後成作用階段由有機質和早期形成的液態石油熱裂解形成的。
2.形成與分布
與石油經有機質熱解逐步形成一樣，天然氣的形成也具明顯的垂直分帶性。
在剖面最上部（成岩階段）是生物成因氣，在深成階段後期是低分子量氣態烴（C2～C4）即濕氣，以及由於高溫高壓使輕質液態烴逆蒸發形成的凝析氣。在剖面下部，由於溫度上升，生成的石油裂解為小分子的輕烴直至甲烷，有機質亦進一步生成氣體，以甲烷為主石油裂解氣是生氣序列的最後產物，通常將這一階段稱為干氣帶。
由石油伴生氣→凝析氣→干氣，甲烷含量逐漸增多，故乾燥系數升高，甲烷δ13C1值隨有機質演化程度增大而增大。
對我國四川盆地氣田的研究（包茨，1988）認為，該盆地的古生代氣田是高溫甲烷生氣期形成的，從三疊系→震旦系，乾燥系數由小到大（T：35.5→P：73.1→Z：387.1），重烴由多到少。川南氣田中，天然氣與熱變瀝青共生，說明天然氣是由石油熱變質而成的。�
三．煤型氣�
1．概述
煤型氣是指煤系有機質（包括煤層和煤系地層中的分散有機質）熱演化生成的天然氣。
煤田開采中，經常出現大量瓦斯湧出的現象，如四川合川縣一口井的瓦斯突出，排出瓦斯量竟高達140萬立方米，這說明，煤系地層確實能生成天然氣。
煤型氣是一種多成分的混合氣體，其中烴類氣體以甲烷為主，重烴氣含量少，一般為干氣，但也可能有濕氣，甚至凝析氣。有時可含較多Hg蒸氣和N2等。�
煤型氣也可形成特大氣田，1960S以來在西西伯利亞北部K2、荷蘭東部盆地和北海盆地南部P等地層發現了特大的煤型氣田，這三個氣區探明儲量22萬億m3，佔世界探明天然氣總儲量的1/3弱。據統計（M.T哈爾布蒂，1970），在世界已發現的26個大氣田中，有16個屬煤型氣田，數量佔60%，儲量佔72.2%，由此可見，煤型氣在世界可燃天然氣資源構成中佔有重要地位。我國煤炭資源豐富，據統計有6千億噸，居世界第三位，聚煤盆地發育，現已發現有煤型氣聚集的有華北、鄂爾多斯、四川、台灣—東海、鶯歌海—瓊東南、以及吐哈等盆地。經研究，鄂爾多斯盆地中部大氣區的氣多半來自上古生界C-P煤系地層（上古∶下古氣源=7∶3或6∶4），可見煤系地層生成天然氣的潛力很大。
2.成煤作用與煤型氣的形成
成煤作用可分為泥炭化和煤化作用兩個階段。前一階段，堆積在沼澤、湖泊或淺海環境下的植物遺體和碎片，經生化作用形成煤的前身——泥炭；隨著盆地沉降，埋藏加深和溫度壓力增高，由泥炭化階段進入煤化作用階段，在煤化作用中泥炭經過微生物酶解、壓實、脫水等作用變為褐煤；當埋藏逐步加深，已形成的褐煤在溫度、壓力和時間等因素作用下，按長焰煤→氣煤→肥煤→焦煤→瘦煤→貧煤→無煙煤的序列轉化。
實測表明，煤的揮發分隨煤化作用增強明顯降低，由褐煤→煙煤→無煙煤，揮發分大約由50%降到5%。這些揮發分主要以CH4、CO2、H2O、N2、NH3等氣態產物的形式逸出，是形成煤型氣的基礎，煤化作用中析出的主要揮發性產物見圖5-9。
1.煤化作用中揮發性產物總量 2.CO2 3.H2O 4.CH4 5.NH3 6.H2S
從形成煤型氣的角度出發，應該注意在煤化作用過程中成煤物質的四次較為明顯變化（煤岩學上稱之為煤化躍變）：
第一次躍變發生於長焰煤開始階段，碳含量Cr=75-80%,揮發分Vr=43%，Ro=0.6%；
第二次躍變發生於肥煤階段，Cr=87%,Vr=29%,Ro=1.3%；�
第三次躍變發生煙煤→無煙煤階段，Cr=91%，Vr=8%,Ro=2.5%；�
第四次躍變發生於無煙煤→變質無煙煤階段，Cr=93.5%,Vr=4%，Ro=3.7%，芳香族稠環縮合程度大大提高。
在這四次躍變中，導致煤質變化最為明顯的是第一、二次躍變。煤化躍變不僅表現為煤的質變，而且每次躍變都相應地為一次成氣（甲烷）高峰。
煤型氣的形成及產率不僅與煤階有關，而且還與煤的煤岩組成有關，腐殖煤在顯微鏡下可分為鏡質組、類脂組和惰性組三種顯微組分，我國大多數煤田的腐殖煤中，各組分的含量以鏡質組最高，約佔50～80%，惰性組佔10～20%（高者達30～50%），類脂組含量最低，一般不超過5%。
在成煤作用中，各顯微組分對成氣的貢獻是不同的。長慶油田與中國科院地化所（1984）在成功地分離提純煤的有機顯微組分基礎上，開展了低階煤有機顯微組分熱演化模擬實驗，並探討了不同顯微組分的成烴貢和成烴機理。發現三種顯微組分的最終成烴效率比約為類脂組:鏡質組:惰性組=3:1:0.71，產氣能力比約為3.3:1:0.8，說明惰性組也具一定生氣能力。
四．無機成因氣
地球深部岩漿活動、變質岩和宇宙空間分布的可燃氣體，以及岩石無機鹽類分解產生的氣體，都屬於無機成因氣或非生物成因氣。它屬於干氣，以甲烷為主，有時含CO2、N2、He及H2S、Hg蒸汽等，甚至以它們的某一種為主，形成具有工業意義的非烴氣藏。
1. 甲烷�
無機合成：CO2 + H2 → CH4 + H2O 條件：高溫（250℃）、鐵族元素
地球原始大氣中甲烷：吸收於地幔，沿深斷裂、火山活動等排出�
板塊俯沖帶甲烷：大洋板塊俯沖高溫高壓下脫水，分解產生的H、C、CO/CO2→CH4�
2. CO2�
天然氣中高含CO2與高含烴類氣一樣，同樣具有重要的經濟意義，對於CO2氣藏來說，有經濟價值者是CO2含量＞80%（體積濃度）的天然氣，可廣泛用於工業、農業、氣象、醫療、飲食業和環保等領域。我國廣東省三水盆地沙頭圩水深9井天然氣中CO2含量高達99.55%，日產氣量500萬方，成為有很高經濟價值的氣藏。
目前世界上已發現的CO2氣田藏主要分布在中—新生代火山區、斷裂活動區、油氣富集區和煤田區。從成因上看，共有以下幾種：
無機成因 ：
① 上地幔岩漿中富含CO2氣體當岩漿沿地殼薄弱帶上升、壓力減小，其中CO2逸出。
② 碳酸鹽岩受高溫烘烤或深成變質可成大量CO2，當有地下水參與或含有Al、Mg、Fe雜質，98～200℃也能生成相當量CO2，這種成因CO2特徵：CO2含量＞35%，δ13CCO2＞8‰。
③ 碳酸鹽礦物與其它礦物相互作用也可生成CO2，如白雲石與高嶺石作用即可。
另外，有機成因有：
生化作用
熱化學作用
油田遭氧化
煤氧化作用
3.N2�
N2是大氣中的主要成分，據研究，分子氮的最大濃度和逸度出現在古地台邊緣的含氮地層中，特別是蒸發鹽岩層分布區的邊界內。氮是由水層遷移到氣藏中的，由硝酸鹽還原而來，其先體是NH4+。
N2含量大於15%者為富氮氣藏，天然氣中N2的成因類型主要有：
① 有機質分解產生的N2：100-130℃達高峰，生成的N2量占總生氣量的2.0%，含量較低；（有機）
② 地殼岩石熱解脫氣：如輝綠岩熱解析出氣量，N2可高達52%，此類N2可富集；
③ 地下鹵水（硝酸鹽）脫氮作用：硝酸鹽經生化作用生成N2O+N2；
④ 地幔源的N2：如鐵隕石含氮數十～數百個ppm；
⑤ 大氣源的N2：大氣中N2隨地下水循環向深處運移，混入最多的主要是溫泉氣。
從同位素特徵看，一般來說最重的氮集中在硝酸鹽岩中，較重的氮集中在芳香烴化合物中，而較輕的氮則集中在銨鹽和氨基酸中。
4．H2S�
全球已發現氣藏中，幾乎都存在有H2S氣體，H2S含量＞1%的氣藏為富H2S的氣藏，具有商業意義者須＞5%。
據研究（Zhabrew等，1988），具有商業意義的H2S富集區主要是大型的含油氣沉積盆地，在這些盆地的沉積剖面中均含有厚的碳酸鹽一蒸發鹽岩系。
自然界中的H2S生成主要有以下兩類：�
① 生物成因（有機）：包括生物降解和生物化學作用；1
② 熱化學成因（無機）：有熱降解、熱化學還原、高溫合成等。根據熱力學計算，自然環境中石膏（CaSO4）被烴類還原成H2S的需求溫度高達150℃，因此自然界發現的高含H2S氣藏均產於深部的碳酸鹽—蒸發鹽層系中，並且碳酸鹽岩儲集性好。�
5.稀有氣體（He、Ar、…）
這些氣體盡管在地下含量稀少，但由於其特殊的地球化學行為，科學家們常把它們作為地球化學過程的示蹤劑。
He、Ar的同位素比值3He/4He、40Ar/36Ar是查明天然氣成因的極重要手段，因沿大氣→殼源→殼、幔源混合→幔源，二者不斷增大，前者由1.39×10-6→＞10-5，後者則由295.6→＞2000。�
此外，根據圍岩與氣藏中Ar同位素放射性成因，還可計算出氣體的形成年齡（朱銘，1990）。
五．各種成因氣識別標志�
自然界中天然氣分布很廣，成因類型繁多且熱演化程度不同，其地化特徵亦多種多樣，因此很難用統一的指標加以識別。實踐表明，用多項指標綜合判別比用單一的指標更為可靠（戴金星，1993）。天然氣成因判別所涉及的項目看，主要有同位素、氣組分、輕烴以及生物標志化合物等四項，其中有些內容判別標准截然，具有絕對意義，有些內容則在三種成因氣上有些重疊，只具有一定的相對意義。
[編輯本段]石油與天然氣的差別
石油、天然氣在元素組成、結構形式以及生成的原始材料和時序等方面，有其共性、親緣性，也有其特性、差異性。
在化學組成的特徵上，天然氣分子量小（小於20），結構簡單，H/C原子比高（4～5），碳同位素的分餾作用顯著。石油的分子量大（75～275） ，結構也較復雜，H/C 原子比相對低（1.4～2.2），碳同位素的分餾作用比天然氣弱。
在物理性質方面，天然氣基本是只含有極少量液態烴和水的單一氣相；石油則可包容氣、液、固三相而以液相為表徵的混合物。天然氣密度比石油小得多，既易壓縮，又易膨脹。在標准條件下，天然氣粘度僅n×10-2～10-3mPa·s，而石油粘度為n～n×10-3mPa·s，相差幾個數量級。天然氣的擴散能力和在水中的溶解度均大於石油。
在生成的條件方面，天然氣比石油寬。天然氣既有有機質形成，也有深成無機形成；沉積環境以湖沼型為主；生氣母質以腐殖型乾酪根（Ⅲ型）為主，生成的溫度區間較寬，在淺部低溫下即開始生成生物氣；在中等深度（溫度多數在65～90℃）范圍內，發生的有機質熱降解作用而大量生成石油的「液態窗」階段，也可伴之生成；在深部高溫條件下有機質裂解則又主要是生成天然氣。天然氣對儲集層的要求也比石油要寬，一般岩石的孔隙度為10%～15%，滲透率在1×10-3～5×10-3μm2也可成藏。而由於天然氣的活潑性，則對蓋層的要求比石油嚴格得多。因此，天然氣分布的領域要比石油廣,產出的類型、貯集的形式也比石油多樣，既有與石油聚集形式相似的常規天然氣藏，如構造、地層、岩性氣藏等,又可形成煤層氣、水封氣、氣水化合物以及緻密砂岩、頁岩氣等非常規的天然氣藏。煤層既是生氣源岩又是儲集體的煤層氣藏已成為很現實的類型。
「世界上已探明的天然氣儲量中，約有90%都不與石油伴生，而是以純氣藏或凝析氣藏的形式出現，形成含氣帶或含氣區。這說明天然氣地質與石油地質雖然有某些共同性，也有密切的聯系，但天然氣畢竟有它自身發生、發展、形成礦藏的地質規律」（包茨，1988）。
由於天然氣具有的一些特性，因而在理論研究、資源評價以及勘探技術方法和開采方式上與石油也不盡相同，需要發展一些具有針對性的工作方法和技術系列，以適應今後將不斷擴大的天然氣資源開發的需要。
[編輯本段]天然氣開采
天然氣也同原油一樣埋藏在地下封閉的地質構造之中，有些和原油儲藏在同一層位，有些單獨存在。對於和原油儲藏在同一層位的天然氣，會伴隨原油一起開采出來。對於只有單相氣存在的，我們稱之為氣藏，其開采方法既與原油的開采方法十分相似，又有其特殊的地方。
由於天然氣密度小，為0.75～0.8千克/立方米，井筒氣柱對井底的壓力小；天然氣粘度小，在地層和管道中的流動阻力也小；又由於膨脹系數大，其彈性能量也大。因此天然氣開采時一般採用自噴方式。這和自噴採油方式基本一樣。不過因為氣井壓力一般較高加上天然氣屬於易燃易爆氣體，對采氣井口裝置的承壓能力和密封性能比對採油井口裝置的要求要高的多。
天然氣開采也有其自身特點。首先天然氣和原油一樣與底水或邊水常常是一個儲藏體系。伴隨天然氣的開采進程，水體的彈性能量會驅使水沿高滲透帶竄入氣藏。在這種情況下，由於岩石本身的親水性和毛細管壓力的作用，水的侵入不是有效地驅替氣體，而是封閉縫縫洞洞或空隙中未排出的氣體，形成死氣區。這部分被圈閉在水侵帶的高壓氣，數量可以高達岩石孔隙體積的30%～50%，從而大大地降低了氣藏的最終採收率。其次氣井產水後，氣流入井底的滲流阻力會增加，氣液兩相沿油井向上的管流總能量消耗將顯著增大。隨著水侵影響的日益加劇，氣藏的采氣速度下降，氣井的自噴能力減弱，單井產量迅速遞減，直至井底嚴重積水而停產。目前治理氣藏水患主要從兩方面入手，一是排水，一是堵水。堵水就是採用機械卡堵、化學封堵等方法將產氣層和產水層分隔開或是在油藏內建立阻水屏障。目前排水辦法較多，主要原理是排除井筒積水，專業術語叫排水采氣法。
小油管排水采氣法是利用在一定的產氣量下，油管直徑越小，則氣流速度越大，攜液能力越強的原理，如果油管直徑選擇合理，就不會形成井底積水。這種方法適應於產水初期，地層壓力高，產水量較少的氣井。
泡沫排水采氣方法就是將發泡劑通過油管或套管加入井中，發泡劑溶入井底積水與水作用形成氣泡，不但可以降低積液相對密度，還能將地層中產出的水隨氣流帶出地面。這種方法適應於地層壓力高，產水量相對較少的氣井。
柱塞氣舉排水采氣方法就是在油管內下入一個柱塞。下入時柱塞中的流道處於打開狀態，柱塞在其自重的作用下向下運動。當到達油管底部時柱塞中的流道自動關閉，由於作用在柱塞底部的壓力大於作用在其頂部的壓力，柱塞開始向上運動並將柱塞以上的積水排到地面。當其到達油管頂部時柱塞中的流道又被自動打開，又轉為向下運動。通過柱塞的往復運動，就可不斷將積液排出。這種方法適用於地層壓力比較充足，產水量又較大的氣井。
深井泵排水采氣方法是利用下入井中的深井泵、抽油桿和地面抽油機，通過油管抽水，套管采氣的方式控制井底壓力。這種方法適用於地層壓力較低的氣井，特別是產水氣井的中後期開采，但是運行費用相對較高。

[編輯本段]天然氣分布
天然氣是存在於地下岩石儲集層中以烴為主體的混合氣體的統稱。包括油田氣、氣田氣、煤層氣、泥火山氣和生物生成氣等。主要成分為甲烷，通常佔85-95%；其次為乙烷、丙烷、丁烷等。它是優質燃料和化工原料。其中伴生氣通常是原油的揮發性部分，以氣的形式存在於含油層之上，凡有原油的地層中都有，只是油、氣量比例不同。即使在同一油田中的石油和天然氣來源也不一定相同。他們由不同的途徑和經不同的過程匯集於相同的岩石儲集層中。若為非伴生氣，則與液態集聚無關，可能產生於植物物質。世界天然氣產量中，主要是氣田氣和油田氣。對煤層氣的開采，現已日益受到重視。
中國沉積岩分布面積廣，陸相盆地多，形成優越的多種天然氣儲藏的地質條件。根據1993年全國天然氣遠景資源量的預測，中國天然氣總資源量達38萬億m3，陸上天然氣主要分布在中部和西部地區，分別占陸上資源量的43.2%和39.0%。 中國天然氣資源的層系分布以新生界第3系和古生界地層為主，在總資源量中，新生界佔37.3%，中生界11.1%，上古生界25.5%，下古生界26.1%。天然氣資源的成因類型是，高成熟的裂解氣和煤層氣佔主導地位，分別占總資源量的28.3%和20.6%，油田伴生氣佔18.8%，煤層吸附氣佔27.6%，生物氣佔4.7%。中國天然氣探明儲量集中在10個大型盆地,依次為：渤海灣、四川、松遼、准噶爾、鶯歌海-瓊東南、柴達木、吐-哈、塔里木、渤海、鄂爾多斯。中國氣田以中小型為主，大多數氣田的地質構造比較復雜，勘探開發難度大。1991-1995年間，中國天然氣產量從160.73億m3增加到179.47億m3，平均年增長速度為2.33%。
我國天然氣資源量區域主要分布在我國的中西盆地。同時，我國還具有主要富集於華北地區非常規的煤層氣遠景資源。
經過十幾年的艱苦勘探，成果已清晰地展現在世人面前。它表明，在我國960萬平方公里的土地和300多萬平方公里的管轄海域下，蘊藏著十分豐富的天然氣資源。
專家預測，資源總量可達40－60多萬億立方米，是一個天然氣資源大國。勘探領域廣闊，潛力巨大，前景十分美好。
近幾年，祖國的東南西北中天然氣勘探喜訊頻傳，初步為我們描繪出了21世紀天然氣發展的輪廓。
東，就是東海盆地。那裡已經噴射出天然氣的曙光；
南，就是鶯歌海－瓊東南及雲貴地區。那裡也已展現出大氣區的雄姿；
西，就是新疆的塔里木盆地、吐哈盆地、准噶爾盆地和青海的柴達木盆地。在那古絲綢之路的西端，石油、天然氣會戰的鼓聲越擂越響。它們不但將成為我國石油戰略接替的重要地區，而且天然氣之火也已熊熊燃起，燎原之勢不可阻擋；
北，就是東北華北的廣大地區。在那裡有著眾多的大油田、老油田，它們在未來高科技的推動下，不但要保持油氣穩產，還將有可能攀登新的高峰；
中，就是鄂爾多斯盆地和四川盆地。鄂爾多斯盆地的天然氣勘探戰場越擴越大，探明儲量年年劇增，開發工程正在展開。四川盆地是我國天然氣生產的主力地區，最近又有新的發現，大的突破，天然氣的發展將進入一個全新的階段，再上一個新台階。
從北到南，從東到西，從陸地到海洋，天然氣的希望之火沖天旺，天然氣大國之夢將在希望之火中化成美麗七彩的火鳳凰。
隨著科技的發展，在未來的世界裡人類肯定會找到比天然氣更為理想的能源。但不管將來誰取代天然氣，天然氣將起到向新能源邁進的不可替代的重要的橋梁作用。
網路 http://ke..com/view/1093.html?wtp=tt

Ⅳ 兩蟲蒸發岩

蒸發岩中礦物主要是鈣、鈉、鉀和鎂的氯化物、硫酸鹽、碳酸鹽、硼酸鹽和硝酸鹽。研究表明，這些礦物是由兩蟲化石構成的，確切地說是兩蟲化石的砌集體。

地質學家傳統的認識是，鹵水蒸發從形成石膏起就算蒸發岩，一直到鉀鎂鹽等的沉澱。至於白雲石和菱鎂礦，由於其在鹽類沉積過程中，始終與鹽類礦物共生或伴生，加之兩者亦是兩蟲化石的砌集體，因此，從廣義上講，白雲石和菱鎂礦應歸入蒸發岩礦物中。

長期以來，地質和地球化學家一直認為蒸發岩是純化學沉積岩。20世紀80年代末，作者在蒸發岩中發現了鹵蟲糞粒化石，開始質疑蒸發岩純化學沉積說的正確性，並提出蒸發岩生物化學沉積說（魏東岩，1997；Wei Dongyan et al.，1998）。隨著研究的深入，作者又發現了鹵蠅幼蟲糞粒化石和鹵蟲化石以及鹵蠅幼蟲化石、鹵蠅蛹化石等。對蒸發岩深入和仔細的研究表明，不同時代、不同類型的蒸發岩中，鹽類礦物及其伴生礦物都是由兩蟲化石所組成的，沒有發現哪種蒸發岩不具有兩蟲結構。兩蟲化石和兩蟲結構充滿了蒸發岩，也組成了蒸發岩。當然，從宏觀看，蒸發岩中除兩蟲化石外，尚含有少量其他化石，如藻類化石等。若從微觀看，蒸發岩充滿了嗜鹽菌藻化石，又可稱為細菌（藻）建造（見十一章）。蒸發岩中兩蟲化石的存在具有普遍性和規律性。談到蒸發岩就必須談兩蟲化石。兩蟲化石和蒸發岩是相互依存的。可以毫不誇張地講，沒有兩蟲化石便沒有蒸發岩。因此，作者提出兩蟲蒸發岩（Two-Arthropod-Evaporites，TAE）的新概念。這個新概念的提出，使我們對蒸發岩有了本質上的認識，把蒸發岩與兩蟲等嗜鹽生物活動緊密地聯系起來。沒有生物-水鹽體系中嗜鹽生物的生命活動便沒有蒸發岩。兩蟲蒸發岩新概念的提出，反映了兩蟲與蒸發岩的內在成生關系，也集中反映了蒸發岩生物成因的本來面目。

Ⅵ 測井資料定性和快速直觀解釋

8.2.1 岩性定性識別和滲透層劃分

綜合利用測井曲線識別岩性，這對於鑽井地質工作者繪制綜合錄井剖面圖是不可少的，對於測井解釋本身也有重要意義，例如骨架參數的選取、解釋方法和解釋程序的優選，油水層解釋標準的確定等，都需要首先知道儲集層的岩性。

8.2.1.1 識別岩性

根據測井曲線的綜合分析識別岩性是手工解釋中常用的方法。測井分析者根據生產實踐中積累的經驗，從測井曲線的形態特徵和測井值的相對大小去定性識別岩性。顯然，其解釋結果的可靠性取決於人的實踐經驗和岩性剖面的復雜程度。

為了有效地使用這種方法，解釋人員應首先掌握本地區的地質特點，如岩性類別、層系組合特徵以及有何特殊岩性等。為此，要閱讀有關地質報告，結合測井曲線查看幾口井的岩屑或岩心實物，總結本地區的岩性與測井特徵之間的關系，總結出用測井資料識別岩性的規律，並隨鑽井數量的增加使認識不斷完善、深化。

8.2.1.2 劃分滲透層

在逐層解釋中，需要在井剖面上將滲透層劃分出來，以便對各滲透層作進一步的評價。下面以砂泥岩剖面為例，說明滲透層的劃分方法。

砂泥岩剖面的滲透層主要是碎屑岩(礫岩、砂岩、粉砂岩等)，其圍岩通常是黏土岩(黏土、泥岩、頁岩等)。以目前所採用的測井系列，可准確地將滲透層劃分出來。比較有效而常用的測井資料是自然電位(或自然伽馬)、微電極和井徑曲線。

(1)自然電位曲線

相對於泥岩基線，滲透層在SP曲線上的顯示為負異常(R_mf>R_w)或正異常(R_mf<R_w)。同一水系的地層，異常幅度的大小主要取決於儲集層的泥質含量，泥質含量越多異常幅度越小。純地層自然電位異常幅度的大小，主要與R_mf/R_w比值有關，比值越近於1，異常幅度越小，反之越大。

在砂泥岩剖面中，只有當泥漿和地層水的礦化度相接近時，滲透層處的SP異常才不明顯。這種情況一般發生在膏鹽剖面、用海水鑽井以及高礦化度地層水大量進入井內等條件下。在此情況下，可用GR代替自然電位，根據GR低值劃分滲透層(圖8.2.1)。

圖8.2.1 砂泥岩剖面綜合測井曲線實例1ft≈0.3048m

(2)微電極曲線

微電極測井曲線劃分滲透層的實質是它能反映泥餅的存在(圖8.2.2)。砂泥岩剖面中的滲透層，在微電極曲線上的視電阻率R_a值一般小於泥漿電阻率 ，且微電位與微梯度曲線呈正幅度差。泥岩的微電極視電阻率為低值、沒有或只有很小的幅度差。根據微電極曲線劃分滲透層的一般原則是:

好的滲透層———R_a≤10R_m，且有較大的正幅度差;

較差的滲透層———R_a=(10～20)R_m，較小的正幅度差;

非滲透緻密層———R_a>20R_m曲線呈尖銳的鋸齒狀，幅度差的大小、正負不定。

滲透層中的岩性漸變時，常常以微電極曲線值和幅度差的漸變形式顯示。

(3)井徑曲線

由於滲透層井壁存在泥餅，實測井徑值一般小於鑽頭直徑，且井徑曲線(CAL)比較平直規則。這一特徵在大多數情況下可被用來劃分滲透層。應注意，未膠結砂岩(或礫岩)的井徑也可能擴大。

圖8.2.2 砂泥岩剖面綜合測井曲線實例

孔隙度測井曲線對於劃分滲透層也有參考價值，用它可判斷儲集層孔隙性的好壞，這將有助於識別孔隙性、滲透性較好的儲集層。

通常，以自然電位(或自然伽馬)、微電極和井徑曲線確定滲透層位置後，由微電極曲線確定地層界面。

8.2.2 岩性和孔隙度的快速直觀解釋

8.2.2.1 用孔隙度測井曲線重疊法識別岩性

在測井解釋中，常常把中子和密度孔隙度曲線(石灰岩孔隙度單位)以相同的孔隙度標尺重疊繪制在一起。這種重疊圖上，由於砂岩、石灰岩和白雲岩等的骨架特性的差別，使這些單礦物岩石具有不同的顯示。根據φ_D、φ_N的數值和相對幅度特徵可識別單礦物岩性。圖8.2.3是根據φ_D、φ_CNL重疊法識別典型岩性的示意圖和測井曲線實例。

當地層岩性為非單一礦物，或含泥質、含油氣時，將使中子、密度孔隙度曲線重疊法識別岩性的問題復雜化。也可用其他兩種孔隙度曲線重疊來識別岩性。須注意，當使用聲波測井曲線時，可能由於對砂岩未做壓實校正或碳酸鹽岩中含次生孔隙，而使岩性解釋結果產生錯誤。

圖8.2.3 重疊法識別岩性的示意圖和測井實例(a)幾種典型的岩性顯示;(b)測井實例

8.2.2.2 交會圖確定岩性和孔隙度

在測井資料處理與解釋中，經常用中子－密度、中子－聲波和聲波－密度交會圖來研究解釋井段的岩性和確定地層孔隙度。

(1)中子－密度測井交會圖

圖8.2.4是補償中子－密度測井交會圖版。圖版的縱坐標是體積密度ρ_b和按純石灰岩刻度的密度測井視石灰岩孔隙度φ_D，橫坐標是按純石灰岩刻度的補償中子測井視石灰岩孔隙度φ_CNL。該圖是在飽和鹽水泥漿的純地層中製作的，圖中有四條按單一礦物製作的純岩石線。

砂岩線代表由石英組成的平均骨架密度為2.65g/cm³、孔隙度從0%～40%的砂岩;石灰岩線代表由方解石組成的骨架密度為2.71g/cm³、孔隙度從0%～40%的石灰岩;白雲岩線代表由白雲石組成的骨架密度為2.87g/cm³、孔隙度從0%～35%的白雲岩;硬石膏線代表骨架密度為2.96g/cm³的硬石膏。

由於φ_N是對石灰岩刻度的，所以只有石灰岩是線性變化的，其他岩性線都略有彎曲。該圖版是對充滿液體的純地層製作的，對有油氣或含泥質的地層要作相應的校正。

圖8.2.4 補償中子－密度測井交會圖(鹽水泥漿)

解釋時，把對應某一地層的密度、中子測井值分別點入圖版，根據點子的位置，即可確定岩性和孔隙度。當岩層為某一單一礦物組成時，資料點將落在相應的岩性線上;當岩層為某兩種礦物組成時，資料點將落在相應的兩種岩性線之間。

例如，某一地層的中子孔隙度為10%，密度測井值為2.54g/cm³，它們在交會圖上的交點A剛好落在灰岩線上，由此說明:該地層為純灰岩，孔隙度為10%。

再一個例子，某地層的中子孔隙度為15.5%，密度測井值為2.39g/cm³，它們的交點B有兩種情況:①已知地層是由石英和方解石兩種礦物組成，過B點作一平行於砂岩和石灰岩相同孔隙度點連線的直線，該直線與岩性線分別交於x點、y點，則該地層的孔隙度由x和y在岩性線上的位置而確定，兩種礦物的相對體積百分含量由B點在xy線上的位置而定。經作圖，得該地層水隙度φ=19%，石英相對含量=By/xy=0.61，方解石相對含量=Bx/xy=0.39，根據礦物的百分含量可計算這種過渡岩性的視骨架密度(ρ_ma)_a=［2.65×0.61+2.71×0.39］g/cm³=2.67g/cm³，石英含量為(1－19%)×0.61=0.49方解石含量為(1－19%)×0.39=0.32。②已知地層由石英和白雲岩組成，可用同樣的方法求出該地層的孔隙度和兩種礦物的百分含量和視骨架密度，礦物組合的選擇是根據地質情況和其他資料分析來確定。

(2)聲波－中子交會圖

聲波－中子交會圖的形態、製作方法與應用價值都與中子－密度交會圖相似，但由於聲波－中子交會圖中砂岩線與石灰岩線距離較遠，所以對砂岩和石灰岩分辨能力較強，如圖8.2.5所示。由於聲波測井受到的影響因素要比密度測井多，所以中子－密度交會圖應用多。

圖8.2.5 補償中子－聲波測井交會圖(淡水)1ft≈0.3048m

(3)密度－聲波交會圖

圖8.2.6是淡水泥漿的密度－聲波交會圖解釋圖版，單礦物岩石線是按含水純岩石公式計算的，因而都是直線，這種交會圖對石英、方解石和白雲岩解析度很低。如果礦物對選錯了，計算的孔隙度會有相當大的誤差，它對鹽岩、石膏和硬石膏等蒸發岩類分辨能力較好，用在膏鹽剖面效果較好。

圖8.2.6 密度－補償聲波測井交會圖1ft≈0.3048m

8.2.2.3 交會圖法識別岩性

上述確定岩性和孔隙度的交會圖，只能指出礦物組合的可能趨勢，而不能給出唯一的岩性解釋，只能已知岩性或礦物對，才能計算礦物的含量並求准孔隙度。這就促使發展了專門識別骨架岩性特徵的交會圖。這類交會圖目前主要有兩種形式，即骨架岩性識別圖(MID);M－N交會圖。

設計岩性識別圖的基本思想是，組成交會圖的參數應與孔隙度無關，從而使岩性識別圖上交會點的位置只反映岩性。

(1)骨架岩性識別圖

骨架岩性識別圖(MID)是視骨架密度(ρ_ma)_a和視骨架時差(Δt_ma)_a的交會圖，是用於確定視骨架參數的圖版，它需要綜合利用三種孔隙度測井資料。

大家知道，孔隙度測井值(Δt，φ_N和ρ_b)主要與儲集層的孔隙度、岩性和孔隙內流體性質有關。在流體性質一定的情況下(例如，儀器探測范圍內的岩石孔隙中只有淡水或鹽水泥漿濾液)，測井值則只與孔隙度、岩性有關。因此，兩種孔隙度測井方法的組合可求解孔隙度和岩性的骨架參數。例如，密度、中子測井組合可求φ和(ρ_ma)_a;聲波、中子測井組合可求φ和(Δt_ma)_a。這里，(ρ_ma)_a稱視骨架密度，(Δt_ma)_a稱視骨架時差。這是考慮到除孔隙度和骨架參數外，還可能有其他因素(如含天然氣、泥質、次生孔隙等)影響測井值，所以把由兩種孔隙度測井組合求出的骨架參數稱為視骨架參數［(ρ_ma)_a，(Δt_ma)_a］。

圖8.2.7是根據φ_N－φ，Δt－φ，ρ_b－φ關系作出的。由於φ_N－φ關系與儀器類型有關，所以上述圖版也與儀器類型有關，儀器類型不同時不能直接引用。只要有了測井值與孔隙度的關系曲線，就能作出類似圖版。

由圖8.2.7可見，視骨架參數(ρ_ma)_a和(Δt_ma)_a是與孔隙度無關的參數。

圖8.2.7 M和N的定義

(2)M－N交會圖

M－N交會圖也稱岩性孔隙度交會圖，它也是綜合應用三種孔隙度測井資料識別岩性，並判斷地層是否含有泥質、天然氣及次生孔隙的快速直觀技術。它與MID交會圖可任選其一，也可同時使用互為驗證。

為了繪制M－N交會圖，需要引入兩個與孔隙度無關而主要反映岩性的參數M和N。為此，在聲波－密度交會圖和中子－密度交會圖上，把骨架點與流體點連線的斜率分別定義為M和N，如圖8.2.8所示。骨架點和流體點是由該種礦物的岩石在極限情況下(φ=0和φ=100%)形成的點子。由單礦物岩性骨架參數確定的骨架點(ρ_ma，Δt_ma)和(ρ_ma，φ_Nma)位於交會圖左下方;由孔隙中的流體參數確定的流體點(ρ_f，Δt_f)和(ρ_f，φ_Nf)位於交會圖的右上方。顯然，其斜率的表達式為:

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式中:因數0.01是人為加的，以便使M與N的數量級相當，而便於作圖。

在流體參數一定的情況下，各單礦物岩石的M、N值，可根據骨架參數用式(8.2.1)、式(8.2.2)計算出，如表8.2.3所示。把這些單礦物岩石的M、N畫在以M為縱坐標，以N為橫坐標的交會圖上，就構成M－N交會圖的理論圖版，如圖8.2.8所示。圖中，單礦物岩性點是解釋岩性的參考點。每兩個單礦物點的連線代表由兩種礦物組成的岩石，根據交會點落在該連線上的位置，可估計兩種礦物在交會點所代表的岩石中所佔的相對比例;每三個單礦物點構成的三角形內的交會點，表示該岩石由這三種礦物組成。

當岩石具有次生孔隙、含泥質或含天然氣時，交會點在M－N圖上的位置將發生移動，甚至落在由實際礦物組合所限定的三角形區域之外。圖8.2.8中的箭頭指示出了某一種影響因素存在時點子發生偏移的方向。在含有泥質的情況下，箭頭所指的方向僅是示意性的，因為「泥質點」的位置是隨地區或地層的不同而會有所變化。從圖中看出:當地層含有泥質時，資料點向右下方偏移;當地層具有次生孔隙時，點向上方偏移;當地層含天然氣時，點子向右上方偏移。至於向某一方向偏移的原因，可用類似於在MID交會圖中的討論方法，用式(8.2.1)、式(8.2.2)去分析，在此不再重復。

圖8.2.8 M－N交會圖解釋圖版

表8.2.1 單礦物岩石的M和N值

①N值是對井壁中子測井計算的。

圖8.2.9是M－N交會圖的應用實例。從圖中可見，資料點群落在硬石膏、白雲岩與石灰岩為端點的岩性三角形內，故可判斷該層段的岩性為含硬石膏的灰質白雲岩;有二個點落在白雲岩－石灰岩點連線上方，這表明有次生孔隙存在。

8.2.3儲集層含油性的快速直觀解釋

8.2.3.1應用曲線重疊法評價地層含油性

曲線重疊法分線性刻度和對數刻度兩類方法，其中對數刻度重疊圖，是通過製作讀數比例尺來評價地層含油性的方法，目前已很少使用，因此下面重點介紹線性刻度下曲線重疊法。

圖8.2.9 M－N交會圖應用實例

(1)雙孔隙度重疊顯示含油性

由沉積岩導電機理，我們知道岩石電阻率大小主要取決於連通孔隙中水的含量，因此對純岩石由Archie公式和深探測電阻率R_t，反算出的地層孔隙度實際上是反映地層的含水孔隙度，用φ_w表示:

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用含水孔隙度φ_w與孔隙度測井得出的地層有效孔隙度φ_e重疊，可知在純水層R_t=R₀、φ=φ_w;在油氣層φ_w≤φ_e。可見雙孔隙度重疊，曲線幅度差(φ－φ_w)反映地層含油氣孔隙度φ_h，可用來劃分油氣層和水層。在定性解釋中，通常取S_w<50%劃分油氣層，這相當於φ>2φ_w。

(2)三孔隙度重疊顯示可動油氣和殘余油氣

由R_t和R_xo曲線按Archie公式或其他飽和度方程得出的S_w和S_xo，可計算地層含水孔隙度φ_w和沖洗帶含水孔隙度φ_xo:

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由φ、φ_w、φ_xo三孔隙度曲線重疊，可有效地顯示地層的含油性、殘余油氣和可動油氣，即含油氣孔隙度:

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殘余油氣孔隙度:

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可動油氣孔隙度

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因此，φ與φ_xo幅度差代表殘余油氣，φ_xo與φ_w幅度差代表可動油氣。目前，三孔隙度重疊是數據處理成果圖的一部分，這里不再舉例說明。

需要指出的是，採用孔隙度曲線重疊要求解釋井段內泥漿濾液侵入不太深，R_w基本不變，岩性穩定，有純水層，這樣其重疊幅度差物理意義明確，應用效果較好。

(3)含水飽和度與束縛水飽和度重疊顯示可動水

根據可動水飽和度和束縛水飽和度的概念知，地層含水飽和度(S_w)是可動水飽和度(S_wm)與束縛水飽和度(S_wb)之和。即:

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因此，S_wb和S_w重疊可顯示可動水，在油氣層應有S_w≈S_wb，S_wm≈0;在水層應有S_w≥S_wb、S_wm≥0;對於油水同層，則介於兩者之間。

圖8.2.10是可動水重疊法應用實例，它是注淡水開發油田的一口井的處理結果。對於第31號層，由S_w－S_b或(S_w－S_wir)重疊圖可知該層上部至下部有0～80%的可動水飽和度，1952～1953.5m幾乎無可動水，1953.5～1957.0m可動水約為80%，表明為水淹油層。與常規的含油性和可動油氣分析相比，可動水顯示對於水淹層解釋有明顯的優越性。此外，這種方法對判斷低阻，低含油氣飽和度和高束縛水飽和度的油氣層，劃分油水過渡帶，判斷油水邊界附近的疑難層都有較好的效果。這種方法效果好壞的關鍵在於求准S_w和S_b。

圖8.2.10 可動水重疊法應用實例

(4)視地層水電阻率和視泥漿濾液電阻率重疊

根據Archie公式分別由下式得出視地層水電阻率(R_wa)和視泥漿濾液電阻率(R_mfa):

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應用這兩條曲線重疊除了判斷油、氣、水層外，還可了解泥漿侵入性質。對於水層R_wa≈R_w;油氣層R_wa≈(3～5)R_w。同理，R_mfa≈R_mf時為水層，R_mfa≥R_mf時說明沖洗帶含有殘余油氣。

對於淡水泥漿鑽的井，R_wa與R_mfa重疊有以下三種情況:

1)R_mfa≈R_wa≈R_w說明侵入很淺，此時用R_wa劃分水層是正確的。

2)R_mfa>R_mf，說明沖洗帶可能含有殘余油氣，這時，如果R_wa>R_w則進一步證實為油氣層。

3)R_mfa≈R_mf，且R_w<R_wa<R_mf，說明泥漿侵入很深，井壁附近地層沖洗嚴重，使R_mfa接近R_mf，這時對由R_wa劃分的可能油氣層要作進一步研究，因為R_w<R_wa<R_mf也可能是淡水泥漿侵入很深造成的。

8.2.3.2 交會圖法評價地層含油性

(1)電阻率－孔隙度交會圖

將Archie公式 合並得:

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兩邊取對數

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令y=lgR_t，x=lgφ

則有:

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可見，在雙對數坐標中，R_t和φ之間關系是一組斜率為－m，截距為lg(abR_w/Sⁿ_w)的直線。對於岩性穩定(a，b，m，n不變)，地層水電阻率R_w不變的解釋井段，直線的截距僅隨S_w而變。這樣便可獲一組隨S_w變化的平行直線。可利用這組直線來定性判斷油、氣、水層和確定油水界線。

根據上述原理製成的電阻率－孔隙度的雙對數坐標交會圖(如圖8.2.11)，主要用於:①根據資料點(φ，R_t)在交會圖上落在哪條含水飽和度線上(或兩條含水飽和度線之間的位置)定性判斷油氣層和水層;②對試油試水資料證實的資料點，可確定油水界限和油水分區分布規律。圖8.2.10是某油田的應用實例，由試油資料點知，含油飽和度界限可定在55%左右，上部資料點為油層，下部資料點為水層，左側為低孔隙度、低滲透率地層，右側為高孔隙度、低滲透率地層。積累的實際資料點越多，油水分布規律越明顯。

圖8.2.11 R_t－φ交會圖應用實例

(2)正態分布法

正態分布能反映相同條件下重復進行多次實驗或觀測結果的規律。實際資料表明各種測量誤差都服從正態分布，解釋井段內水層R_wa的計算相對於R_w而言應具有正態分布性質。許多油田發現裂縫性碳酸鹽岩地層的 具有良好的正態分布特徵。在正態概率紙上，水層的 與累計頻率有直線關系(如圖8.2.12)，而油氣層部位的R_wa大於水層的R_wa，故形成斜率較大的另一條直線(如圖8.2.13)。用這個方法不僅可以識別油、水層，而且可以計算含水飽和度。

表8.2.2 圖8.2.12 中曲線數據

其具體解釋步驟大致如下:

1)根據純水層深探測電阻率和孔隙度測井資料，用統計方法確定孔隙度指數m。一般取F－φ關系式中的a=1。

2)由深探測電阻率和孔隙度測井資料計算所有儲層參數的R_wa和

3)在R_w相同的解釋井段內(消除R_w隨溫度變化的影響)，將所有儲層的 由小到大順序排列，並依次計算其累計頻率(累計頻率是指包括該層在內，它以前的層數占總層數的百分比)。圖8.2.12是由表8.2.2的數據作出的。

4)分析油、水關系(圖8.2.13)，由點子分布趨勢可看出:它們是兩個線段構成的折線，左邊一段斜率較低，一般是水層，右邊一段斜率較高，一般是油氣層。

5)求取R_w將判斷為水層的資料點重新作 的累計頻率圖得到圖8.2.12。根據點子趨勢作出水層線，水層線上累計頻率為50%處對應的 即為水層的 平均值。本例中 。這樣求得的R_w能否用來計算含水飽和度應根據地區經驗確定。

圖8.2.12 水層 與累計頻率正態分布

圖8.2.13儲層 與累計頻率正態分布

6)由每個儲層R_wa和選用的R_w，求S_w，實際計算時常令b=1、n=m，則有:

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8.2.3.3 直觀顯示氣層的方法

前述方法實質都是利用深探測電阻率來區分油氣層，而孔隙度測井主要用來識別岩性與孔隙度。電阻率不能區分油層和氣層，因為油和氣均不導電，因此必須配合非電法測井(目前主要是孔隙度測井)來區分油層和氣層。

(1)天然氣對孔隙度測井的影響

1)聲波測井。天然氣使聲速降低，聲幅衰減明顯，測井聲波時差明顯變大或出現「周波跳躍」。

2)密度測井。由於天然氣密度明顯低於油的密度，因此表現在密度測井曲線上ρ_b下降，而φ_D上升。

3)中子測井。天然氣使中子測井讀數φ_N下降，挖掘效應明顯時甚至可能出現負值。

4)中子伽馬測井。天然氣使中子伽馬讀數增高。

由於孔隙度測井探測深度較淺，故受泥漿濾液侵入影響較大。當泥漿濾液侵入很深時，孔隙度測井曲線上可能看不到異常顯示，這時要結合深、中、淺電阻率作分析。

(2)孔隙度曲線重疊識別氣層

圖8.2.14是勝利油田某井的綜合測井圖。其測井響應特徵為:自然伽馬為圖中等值，自然電位為小的負異常顯示，聲波時差周波跳躍且數值異常增大，最大達550μs/m，中子孔隙度明顯減小，且含氣豐度越高中子孔隙度數值減小越大，密度測井數值明顯減小，最小為1.88g/cm³，三孔隙度曲線重疊出現明顯的差異(與其鄰近水層相比有明顯區別)，深中感應－八側向電阻率侵入特徵為明顯低侵，電阻率數值突出，且含氣豐度越高電阻率數值越大，其深感應電阻率數值在5～21Ω·m之間(而鄰近的水層深感應電阻率數值為2.5～3Ω·m)。計算的孔隙度數值在30%～38%之間，平均滲透率為890×10^－3μm²，平均含氣飽和度為55%，各項資料表明該層為一典型氣層。

圖8.2.14 淺部氣層三孔隙度曲線重疊實例

該井1994年3月23日～1994年5月21日對明化鎮組地層2號層，井段為1122.6～1128m進行試氣，8mm(孔板25)油嘴，日產氣102842m³，其中甲烷97.39%，天然氣相對密度為0.5684，試氣結果驗證了測井解釋結果的正確性。

Ⅶ （三）蒸發岩

由於蒸發作用使水溶液高度濃縮而沉澱形成的，易溶鹽類礦物佔50%以上的沉積岩稱蒸發岩（evaporite）。在野外，蒸發岩除呈層狀、結核狀產出外，經常呈底辟構造，即所謂的「鹽丘」產出。

蒸發岩的原生沉積構造和結構有水平層理、交錯層理、粒序層理、波痕、乾裂和微晶結構、自生顆粒結構等。野外蒸發岩中的常見構造則是經成岩改造後形成的，如塊狀構造、角礫化構造、多孔狀構造、雞籠狀構造、斑狀變晶結構、半自形或他形粒狀變晶結構、交代結構等。

常見的蒸發岩有石膏、硬石膏，鹽岩和鉀鎂鹽等。

石膏和硬石膏：多呈淺色，如青灰色、白色、淺紅色等。主要礦物為石膏和硬石膏，並常見有白雲岩、石鹽、天青石、黃鐵礦和各種硅質礦物的混入。石膏和硬石膏常具粗粒到細粒結晶粒狀結構，紋層狀構造。呈層狀或大透鏡狀產出，也可呈結核狀產出。

鹽岩：主要成分為石鹽，含少量的氯化物、硫酸鹽、黏土、有機質和鐵的化合物。純者白色，常因混入物而呈黑色、灰色、紅色、藍色等。石鹽一般為粗粒結晶結構，塊狀構造，也可形成鹽晶碎屑狀結構。呈透鏡狀或層狀產出。

鉀鎂鹽：主要有鉀鹽、光鹵石、鉀鹽鎂礬、雜鹵石等礦物組成。常與鹽岩共生，普遍含石膏和硬石膏。

Ⅷ 海相蒸發岩的硫同位素時代效應

1.海相蒸發岩的硫同位素演化機理

海相蒸發岩的硫同位素組成，記錄了不同地質時期海水硫酸鹽的演化歷史。

海水中的硫以可溶態的硫酸鹽的形式存在，其硫源主要來自大陸殼的硫和地幔硫。大陸殼的硫主要通過岩石的風化再經由河流匯入到海洋，而地幔硫則通過噴氣或去氣的方式進入。這兩種來源的硫相對於海水硫酸鹽均以富³²S為特徵。在海洋中，細菌還原硫酸鹽的作用，優先利用富含的³²S海水硫酸鹽，生成富³²S的硫化物或硫化氫，脫離海洋系統，導致滯留在海水中硫酸鹽的δ³⁴S升高。實際上，不同地質時期海水硫酸鹽的同位素組成變化，就是反映這兩種作用建立的一種動態平衡的結果。據J.P.Friend(1973)估計，海水中溶解的硫酸鹽總量大約是4×10¹⁹mol，每年帶入到海洋中的硫酸鹽為4×10¹²mol。硫酸鹽在海洋中的平均停留時間約10⁷a。

蒸發岩與海水溶解硫酸鹽之間存在一定的硫同位素分餾，但這種分餾很小，Δ_{海水硫酸鹽－蒸發岩}約為－1.5‰，因此，蒸發岩的硫同位素組成可以反映海水硫同位素的演化。測定蒸發岩的硫同位素可以建立不同地質時期海水硫同位素演化曲線。G.E.Clayool等(1980)根據當時收集的蒸發岩的硫同位素測定結果，繪出了不同地質時期海水硫同位素演化曲線(圖6－4)。

2.海水硫酸鹽同位素演化特點

1)不同地質時期海水硫酸鹽同位素組成存在較大的變化，δ³⁴S最高值達30‰以上，最低值在10以下，相對極差達20‰左右。反映了不同地質時期海水硫的輸入量和利用率的明顯不同。

2)海水硫酸鹽同位素演化曲線，按其硫同位素組成大致分為4個時域:前寒武紀(6億年前)δ³⁴S值穩定在17‰;早古生代(6億～5億年之間)δ³⁴S值在30‰左右;中生代(5億～2億年之間)δ³⁴S值逐步下跌，到二疊紀跌至最低值10‰左右;自白堊紀(2億年後至現在)δ³⁴S值逐步回升，至現在穩定在20‰左右。

3)海水硫酸鹽同位素的變化可能是地殼的穩定程度和生物的繁盛環境狀態的一種反映，地殼穩定與否，會影響到海洋中硫的相對輸入量和利用率。縱觀海水硫同位素的演化，前寒武紀時期地殼較為穩定，海水硫酸鹽δ³⁴S值相對恆定;到寒武紀生物大量出現，生物還原對海水硫酸鹽的利用率迅速增加，導致海水硫酸鹽δ³⁴S值升高;古生代晚期，地殼逐漸進入不穩定時期，到二疊紀全球性的大規模火山噴發，大量的地幔硫湧入海洋，生物大量死亡甚至滅絕，海水硫酸鹽δ³⁴S值降至最低;侏羅紀時期略有波動，白堊紀中晚期以後，地殼漸趨於穩定，海水的δ³⁴S值穩定上升至今。

4)就全球而言，海水硫酸鹽的硫同位素演化總體上符合Clayool等(1980)總結的變化規律，但在局部海域，其海域內沉積環境的封閉或開放、海底生物總量的多少、海底的缺氧或富氧、沉積速度的快慢等，均可影響海水硫酸鹽的硫同位素組成。同一地層內不同部位的蒸發岩的δ³⁴S值的漲落，可能就是這些微環境因素變化的反映。

圖6－4 海水硫酸鹽的硫同位素時代效應(據Clayool等，1980)

Ⅸ 蒸發岩兩蟲結構類型

本章前3節敘述了蒸發岩中兩蟲化石的發現及其鑒別特徵；蒸發岩環境下形成的鹽類礦物及其他礦物與兩蟲化石的成生關系。這些研究和新認知，迫使我們去重新認識和評價蒸發岩的結構，並在此基礎上提出蒸發岩兩蟲結構的新概念。

一、蒸發岩結構的傳統認識

А.П.Ρедников（1959）在其所著《沉積岩石學講稿》中指出「蒸發岩的結構可分為原生和次生的，其特徵為所含的礦物顆粒大小不同，形式不同，以及其相互關系如何而定」。余素玉、何鏡宇（1989）主編的《沉積岩石學》認為，「蒸發岩由於鹽類礦物易於溶解，使之原生結構難於保存，常見的是次生結構，主要有斑狀變晶結構、粒狀變晶結構、纖維結構、柱狀結構、放射狀結構、扇形結構、交代結構和碎屑結構以及塑性變形結構等」；成都地質學院岩石教研室（1961）所編《沉積岩石學》指出，「蒸發岩存在原生結構和次生結構。原生結構可分為結晶粒狀結構、棒形結構、纖維狀（平行纖維或雜亂纖維狀）結構、自形粒狀結構等；次生結構有斑狀變晶結構、交代結構、搓碎狀結構、塑性變形結構等」。

綜觀以上學者對蒸發岩結構的認識，可以認為，其主要以顆粒大小、組合形式和相互關系來確定原生和次生兩種結構。這種認識的最大不足之處是，沒有認識到蒸發岩中普遍而大量存在有兩蟲化石。因為兩蟲化石本身就是礦物顆粒，兩蟲化石決定顆粒大小、組合形式和相互關系。因此，確定蒸發岩結構的主要因素是兩蟲化石。可以說，兩蟲化石是認識蒸發岩結構的關鍵，是認識原生和次生結構的關鍵。因為不認識兩蟲化石，可能會把形態奇異、輪廓多變的兩蟲化石誤認為是交代關系，而把兩蟲不同生長期的化石個體誤認為是斑狀變晶、搓碎狀結構，而把兩蟲蛻皮化石誤認為是塑性變形結構。

鑒於蒸發岩中兩蟲化石存在的廣泛性、普遍性和規律性，作者提出了蒸發岩兩蟲結構之新概念。

二、蒸發岩兩蟲結構

何謂蒸發岩的兩蟲結構?研究表明，蒸發岩中幾乎滿含著兩蟲化石。前已述及，兩蟲化石包括鹵蟲化石和鹵蠅化石。鹵蟲化石有鹵蟲無節幼體化石、鹵蟲幼蟲化石、鹵蟲成蟲化石、鹵蟲蛻皮化石（鹵蟲一生蛻皮15～17次），鹵蠅化石有鹵蠅第一幼蟲期化石、鹵蠅第二幼蟲期化石、鹵蠅第三幼蟲期化石、鹵蠅蛹化石、鹵蠅幼蟲蛻皮化石（鹵蠅幼蟲至少蛻皮2次）、鹵蠅蛹殼化石等。兩蟲化石是構成蒸發岩環境下形成礦物的重要材料。由兩蟲化石中的一個化石構成的礦物，謂之單化石礦物，由數個兩蟲化石構成的礦物，稱之為多化石礦物。因此，蒸發岩環境下形成的礦物實際上是兩蟲化石的砌集體。兩蟲化石以不同大小、不同形式聚合成各種的樣式。這種綜合體就謂之蒸發岩的兩蟲結構（TwoArthropod-Textures，TAT）。兩蟲結構還包括兩蟲卵粒化石和兩蟲糞粒化石與兩蟲化石間的組合關系。

兩蟲結構從根本上揭示了蒸發岩環境不同成鹽條件下生存的兩蟲的本質。因而，兩蟲結構注重的是兩蟲化石的形貌，不在意它所代表的是何種礦物。因為在蒸發岩環境下生存的兩蟲，其死後不見得都變為蒸發岩礦物，它可能變為在蒸發岩環境下生成的其他岩石和礦石的礦物，因此，兩蟲結構代表的面很廣，遠遠超出蒸發岩本身的范圍。此外，在蒸發岩環境形成的蒸發岩和其他岩礦石，在後期的變質作用（甚或火成作用期間），雖然變為完全不同的岩礦石類型，但由於交代作用前後都保持固體狀態，故兩蟲結構始終保持不變，盡管它的礦物成分和大小在變化，然而，它的形貌始終保持不變，這一點具有極為重要的理論價值和現實意義。我們可以根據兩蟲結構來辨別它原始形成的蒸發岩環境。這不僅可以解決我們不曾想過的重大理論問題，而且也是別的鑒別方法所不能替代的。

蒸發岩的兩蟲結構，始於蒸發岩的研究也終於蒸發岩的研究。

三、蒸發岩兩蟲結構的類型

蒸發岩兩蟲結構是一個大類。蒸發岩兩蟲結構進一步細分的原則是：以兩蟲化石的大小、形態和兩蟲化石相互之間關系以及與糞粒化石之間關系為修飾語+兩蟲結構進行。

蒸發岩兩蟲結構大致可概括為以下17種：

1）斑粒狀兩蟲結構：廣泛分布於各種蒸發岩中。所謂斑粒狀是指較基質中顆粒為大，可達數倍者。斑狀是指較大的顆粒呈自形結構，且由兩蟲化石構成（圖版5-5）。粒狀較大者是指由鹵蟲無節幼體（圖版7-22）或鹵蟲聚集體化石組成的。

2）不等粒嵌合兩蟲結構：在各種蒸發岩中廣為見及。圖版5-19為含石鹽白雲岩中不等粒嵌合兩蟲結構。

3）不等粒定向鑲嵌兩蟲結構（圖版5-20）：見於埋深較大的芒硝岩中。自形芒硝由兩蟲化石構成，但由於沉積和成岩後又經過重結晶作用，芒硝顆粒變得更為自形，但仍可見兩蟲化石的遺留特徵。

4）鑲邊粒狀兩蟲結構（圖版5-21）：見於鈣芒硝岩中。鈣芒硝顆粒為不標準的四邊形，顆粒由兩蟲化石構成。顆粒的四周可見由白色鹵蠅幼蟲蛻皮化石所圍成，甚為特徵。

5）環狀飾邊兩蟲結構（圖版9-13）：見於含石鹽鉀石鹽岩中。圍繞石鹽大顆粒由鉀石鹽和赤鐵礦等細小顆粒形成環邊。

6）纖（柱）粒狀兩蟲結構（圖版5-22）：見於石膏岩、硬石膏岩、雜鹵石岩、泡鹼岩等。

7）氈狀、纖維狀、放射狀、針狀兩蟲結構（圖版5-12）：見於雜鹵石岩等。

8）腸狀、團塊狀兩蟲結構（圖版5-23）：見於硬石膏岩、含鹽硬石膏岩、碳酸鈉鈣石岩等。

9）手風琴-竹筏狀兩蟲結構（圖版5-24）：兩蟲化石豎著排列像手風琴狀組成礦物顆粒，或兩蟲化石平卧著排列呈竹筏狀組成礦物顆粒。兩者形態可能反映形成環境不同。

10）菊花狀兩蟲結構（圖版5-25）：以兩蟲蛻皮化石為結晶中心，再由蛻皮化石構成放射狀。該種結構多見於鈣芒硝岩、無水芒硝岩等。

11）鮞粒兩蟲結構（圖版5-26）：鮞粒中多為兩蟲實體化石，而膠結物則以兩蟲蛻皮化石為主。該種結構多見於含石膏碳酸鹽岩和石膏岩中。

12）泡鹼砂岩狀兩蟲結構（圖版5-27）：膠結物為兩蟲化石。砂粒成分為石英、長石及火成岩碎屑。

13）具印章狀石鹽假晶之兩蟲結構（圖版5-9）：見於含石鹽假晶白雲岩中。

14）含鹵蟲糞粒化石之兩蟲結構（圖版7-23）：糞粒化石之中及之外均可見兩蟲化石分布。

15）具近直立柱粒狀兩蟲結構（圖版5-28）：該種結構見於新疆烏宗布拉克硝酸鉀礦中。

16）鹽礦物生長帶之兩蟲結構（圖版5-29）：多見於石鹽和無水芒硝中。兩蟲化石制約著鹽礦物生長帶。

17）石鹽生長晶迷宮狀兩蟲結構（圖版5-30）：從圖中可以看出石鹽生長晶明顯受到兩蟲化石形態及大小之控制，像迷宮似的。

Ⅹ 沙漠里蒸發那麼多水蒸汽，不下雨都去哪了

沙漠本身水蒸氣含量不是很大，所以凝結不了水滴，其次沙漠中的植物會快速的吸收水汽，從而導致不下雨。例如仙人掌，只要在仙人掌附近到一升水，仙人掌就會快速的把水吸收。水氣也會由於沙漠中的動植物呼吸作用消耗掉。

沙漠佔世界土地的百分比：世界陸地面積為1.62億平方公里，佔地球總面積的30.3％，其中約1/3（4800萬平方公里）乾旱，半乾旱的沙漠地區，以及每一個六萬平方公里的速度正在擴大。沙漠面積已佔總土地面積的10％，而43％的土地正面臨沙漠化的威脅。