废水蒸发盐有什么利用价值

Ⅰ 海水取之不尽用之不竭，如果将海水引入沙漠会有什么结果

按照地中海的现实情况来看，沙漠最终还是会变成大海。

上个世纪50年代，得益于科学技术的进步，人们对于地球的认识越来越深刻。

1909年，克罗地亚地震学家莫霍洛维奇在利用地震仪记录巴尔干半岛的地震时发现，这些地震波在地下33KM的地方传播速度突然加快，地震波波速从6.3Km/s突变到8.0KM/s，这么突然的变化说明在这一深度处必然存在物质性质的突变。从这一发现开始，人们开始利用地震波探测地球内部的结构。

在更多的全球各地的自然地震和人工地震（用炸药或其他手段制造地震波）数据支撑下，人们发现了地球的圈层结构：地壳、地幔、地核。这就是我们如今从小学就会学到的地球圈层结构的知识。

其中莫霍洛维奇提出的这个地震波波速突变带在全球都普遍存在，而且波速基本上都是6.5→8Km/s，科学家们把这一层看作是地壳和地幔的分界面。不过这一深度在全球各地是不一样的，在陆地上平均为33Km，在海洋中比较薄，为5-15Km不等。

50年代的科学突飞猛进，这带来的后果就是科学家们普遍脑洞大，胆子大，行动力强。在知道了海洋中的地壳深度最薄只有5Km之后，科学家们自然有了一个大胆的想法：到海底打钻，打穿地壳！这个计划被称为“莫霍面钻探计划”，不幸的是，这一计划最终因资金和技术的原因被迫中止。

但是因为这个计划，向海底打钻的思想深深扎根进了科学家们的头脑中，而这正是地中海海底荒漠最终被发现的起点。

在“莫霍面钻探计划”中止后，在地质学界很快又出现了一个很大的理论革新：板块运动理论。在此之前，地质学家们都认为地球上的陆地是不会变动的，它们只是会在局部产生隆起或者是凹陷，隆起的地方被称为地台，这里会形成高原、山地；凹陷则被称为地槽，在这里因为地势较低则会形成广阔的湖泊。

我们很熟悉的魏格纳，他在1919年提出大陆漂移学说后，这个学说在很长时间内都是得不到学界认可的，这是因为魏格纳无法解释一个很重要的东西：大陆漂移的动力从哪里来？

正是在这种动荡变化的环境中，我们人类的祖先完成了从猿到人的伟大转变。或许在这群猿类在向各个方向迁徙的旅途上，也曾见到大西洋的海水从伟岸的直布罗陀大瀑布上倾倒直下的宏大场面。

Ⅱ 　蒸发岩类矿产

7.5.1概述

蒸发岩类矿产是塔里木及其周边中新生代陆相沉积盆地中的优势矿种。矿产种类多、分布广、资源总量大、开发利用方便，是该区可持续发展的大宗矿产资源，并可以缓解国家对钾盐等某些急缺矿的需求。

蒸发岩类矿产是在特定的、持续的、极度炎热干旱的古构造环境（山间坳陷、山前坳陷、裂陷或裂谷盆地）和岩相古地理环境（潟湖、潟湖相）下，由海水或含盐湖水或地壳深处含盐溶液蒸发浓缩沉淀而成。

塔里木及其周边中新生代陆相沉积盆地中的蒸发岩类矿产主要有：石膏、芒硝、钠硝石、钾硝石、硫磺、明矾石、钾盐、钠盐、锂盐、天青石和硼砂等。据不完全统计，有矿床、矿点和矿化点500多处。

蒸发岩类矿床，在白垩系、古近系和新近系非常发育，许多新近纪盐岩层通过底辟作用而到达地表，形成盐丘和盐山，成为寻找油气和某些萨布哈金属矿床的找矿标志，如拜城察尔其巴扎以南的盐山（吐斯塔格）等；现代盐湖和盐滩，有已经干涸的盐盆和盐滩，如民丰县土斯鲁克赛盐滩等，有几近干涸固结的沉积盐盆，如若羌县罗布泊等，有在现代湖盆（常年储水）—侧或局部港湾形成的盐滩，如博湖县东南盐场等。

该区膏盐矿产发现或开采利用历史悠久，当地居民们的食盐、制革皮用的硝都是就地取材而得。较早调查该区膏盐类矿产的有米泰桓和岳希新。20世纪60年代初期，新疆地质局武绍由等勘查了达坂城盐湖，为乌鲁木齐盐湖化工厂的建立做了很好的前期工作。六七十年代为了缓解国家对钾盐矿产的急缺需要，新疆地矿局组织专业地质大队（后划归第八地质大队），中国地质科学院矿床所和北京地质学院组织专业研究队，对塔里木及其周边的蒸发岩类矿产进行大规模的找矿勘查和综合研究工作，积累了资料，取得了一定的成果，但在找钾方面没有突破性进展。钾盐矿产是我国急缺矿产之一，据化工方面的资料，每年要从国外进口钾肥（300～400）×10⁴t，耗资达5亿美元，因此，在塔里木及其周边盆地中寻找大而富的钾盐矿床，将是该地区的持续而紧迫的任务。可喜的是近年来找钾盐矿床的工作有较大发展；1985年，核工业航测遥感中心首次在库米什盆地的乌宗布拉克盐湖中发现钾异常，经西北地勘局216大队普查勘查后，在小横山一带获得储量为33×10⁴t，以硝酸钾和氯化钾为主的钾盐矿床，最近经新疆地勘院勘查后，提交C＋D级可利用矿石量46.7×10⁴t，暂不能利用矿石量34.8×10⁴t。

最近，地矿部和核工业航磁遥感中心利用MSS与TM遥感图像对罗布泊地区进行了钾盐资源的遥感解释、分析、对比研究，都一致指出罗布泊是一个大型钾盐成矿远景区。

1989年，新疆第一区调大队在罗布泊地区开展1∶20万区调时，发现了龟背山南、大洼地、铁矿湾、罗布泊东等4处现代湖相蒸发化学沉积型钾盐和钠盐（食盐）矿床。根据部分探井资料，估算了钾盐储量近3000×10⁴t，为在罗布泊及塔盆内寻找钾盐资源起到了重要的推动作用。

1995年，《塔里木盆地遥感地质综合调查研究》项目，从图像的定性到定量分析，微观测算和宏观对比，肯定了罗布泊有极其丰富的钾盐和钠盐资源。其资源总量：钾盐4×10⁸t，钠盐（食盐）400×10⁸t。

1998年，公布了由中国地质科学院矿床所、新疆地矿局第三地质大队和地矿部遥感中心的联合工作成果，确认罗布泊钾矿床有良好的成矿条件和找矿前景，氯化钾资源量为2.5×10⁸t，潜在经济价值巨大，可采性好，资源保证程度高，由此引起国家及社会各界的广泛关注。

下文将根据上述资源（主要为王弭力等人资料），对罗布泊超大型钾盐矿床作一简单介绍。

7.5.2罗布泊特大型钾盐矿床特征及开发前景

罗布泊凹地早期为塔里木河、孔雀河和车尔臣河的终点，现为孔雀河的终点，已接近干涸。

罗布泊盆地是塔里木盆地东部的一个次级断陷凹地。其北为库鲁克塔格南麓大断裂，南为阿尔金山北缘大断裂，西临南北向的铁克里克断裂，东濒北山并受山前北北东向断裂控制。

罗布泊钾盐矿分罗北凹地、大耳朵、罗东和新湖区等几部分，南北长约150km，宽约100km，面积约1.5×10⁴km²。罗北凹地可作为典型代表。

7.5.2.1罗北凹地钾盐矿床地质特征

（1）地质特征。罗北凹地钾盐矿床位于罗布泊东北部（图7-8），呈北深南浅的“箕”状新生代断陷盆地。潜卤水矿层面积达1300km²，厚度3.8～26m，下伏6个承压储卤层，最深达157m。

图7-8罗布泊钾盐矿地区地质略图

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

（据王弭力等，1998）

1～3：全新统；1—含钾化学沉积；2—湖积、化学沉积；3—风积；4～5：全新统-上更新统；4—冲积；5—湖积；6—更新统湖积、化学沉积；7—新近系；8—前古近系；9—遥感图像信息；10—控矿钻孔、浅钻及编号；11—河流、湖泊

（2）卤水化学组成及水化学类型。按照瓦里亚什科水化学分类方案，罗北凹地卤水为硫酸镁亚型。罗布泊盐湖为典型的内陆湖泊成因。KCl含量为0.88%～1.82%，平均为1.40%，高出工业品位40%，与已建厂的察尔汗盐湖卤水钾矿KCl品位相当。此外，卤水中尚含B、Li、Sr、I、Br等微量元素。

（3）KCl品位及分布规律。浅层卤水KCl含量呈现出北低南高的态势，分界线在ZK0800钻孔附近。北区钾含量小于1.30%，南区在1.30%以上，最高区在ZK0000区钻孔西侧，钾含量在1.5%以上。

（4）储卤层特征。①储卤层的物质组成：该地区的盐类矿物种类，共计20多种（杨志琛，刘成林，1997）构成储卤层最主要矿物是钙芒硝，多呈菱板状；其次还有石盐、石膏、杂卤石、钠镁矾。②储卤层分层及分布：根据钻孔沉积物性特征（主要是孔隙发育情况）和地层时代对比等，划分出一个潜水层和5个承压层。储卤层单层以潜卤层为最厚，ZK1200B为25.14m，5个承压层分别为11.8m、20.9m、12.7m和7m。储卤层总计厚度为63.67m。主要储层位于中更新阶顶部以上，孔深小于100m。③孔隙度：潜卤层样品孔隙度为28.37%～32.57%，孔隙度明显小于潜卤层，孔隙度分别为11.7%、16.6%、13.1%。

7.5.2.2矿床水文地质特征

（1）矿区水流条件。应用人工放射同位素和人工化学示踪法来测定潜卤水的流向和流速，取得了较好的结果。这为水动力学研究及将来首采区选择提供了重要资料，总体是罗北凹地边界的东部、西边界的南部、东边界的中北部为补给边界。

（2）储卤层富水性。1997年对罗北某孔严格分层止水，进行单孔稳定流抽卤试验，共抽水7次，潜水层富水性最好，单位涌水量最大，尽抽水设备最大抽降能力，最大降深仅为0.22m.承压层的富水性也较好，其单位涌水量均达到了工业开采要求。

7.5.2.3卤水蒸发及盐田工艺试验研究

（1）卤水蒸发试验。蒸发试验查明了罗北凹地卤水在不同温度下的蒸发析盐规律，较低温度下析出的含钾硫酸盐为软钾镁矾，在25～30℃之间有着明显的界线，温度越高，钾盐析出越晚，有利于卤水中钾的富集，在钾盐阶段析出获得的钾混盐中钾的含量越高。

（2）盐田工艺方法试验。在卤水等温蒸发试验的基础上，利用蒸发过程中物料自身循环，使钾盐全部转化为硫酸钾镁复盐，从盐田中获得生产硫酸钾的原料——软钾镁矾混盐或钾盐镁矾混盐。

7.5.2.4矿床地质技术经济概略评价

（1）资源保证程度的地质评价。罗北凹地钾矿床资源（远景）储量具有大型规模。为了对资源保证程度有个较清楚的了解，现选择水文地质工作齐全的罗北ZK1200B孔，进行单孔潜卤层储量估算；以该孔为中心，向南北各推4km，向东西外推2km，计算块断面积32km²。矿层厚度25.14m，给水度12.77%，KCl品位1.40%，相对密度1.22。经计算，该块断内KCl给水度储量为175.09×10⁴t。通过进一步计算，可以满足年产5万吨规模硫酸钾工厂26年生产的需要。由此可知，该矿床资源保证程度是很高的。

（2）潜在价值计算分析。以KCl产品（KCl 80%）的成本价，按青海钾肥厂的指标为350元/吨计算，假定有用组分完全提取条件下（回收率100%），该矿床本次计算出的E级储量（资源量）为24600×10⁴t（据最新数据），该矿床潜在价值为861亿元。

（3）类比同类矿床的评价分析。罗北凹地钾矿床与察尔汗钾矿床有许多相似之处，后者已建成为我国最大的钾肥生产基地。通过资源、淡水水源地、建设期及投资、产品、成本及售价、发展潜力等对比可知，罗北凹地钾矿床具有资源上的优势，劣势是目前的外部条件尤其供水条件较差。

（4）矿床开采及选矿工艺技术分析。由于罗北凹地钾矿床为卤水矿，储卤层富水性好，开采方式应因地制宜，潜水以井渠结合，承压层用井采。对罗北凹地卤水野外现场蒸发试验，通过资料初步分析，已展示出该卤水日晒制取钾混盐的良好前景，由于试验规模过小，暂时还未能取得完整的经济技术参数，随着工作不断深入，将进一步扩大试验研究。

罗北凹地钾矿资源远景储量达超大型规模；储卤层富水性好，主要含矿层单位涌水量大大超过工业开采指标；初步蒸发试验展示出该区卤水日晒制取钾混盐的良好前景。总之，该钾矿床的资源是有保证的，开采工艺技术可行。如外部建设条件跟得上，即可进行大规模开采。

Ⅲ 蒸发岩中生物化石

现代盐湖等卤水水体的生物-水盐体系中存在有多种生物群落，存在有简单的生物食物链，已是不争的事实。那么蒸发岩中有无生物化石?这一直是地学界争论的问题，也是判断蒸发岩生物成因的又一重要证据。自20世纪60年代以来，见诸于地质文献中的仅有零星的关于蒸发岩中生物化石的报道。例如，苏联学者在上卡姆二叠系钾石盐中发现了嗜盐菌藻化石（刘群等，1987）。蔡克勤等（1984）报道了大柴旦盐湖硼矿层中的羟钠镁矾晶体上点节状菌类遗迹。刘群等（1987）在镇源钾石盐中发现了类似菌类生物的化石。R.L.Folk（1993）研究了意大利Viterbo热泉泉华、巴拿马鲕石和硬底岩、大盐湖文石鲕和胶结物在扫描电镜下的细菌和超微细菌。

20世纪80年代，作者在新疆巴里坤盐湖第四纪硫酸钠矿层中发现了大量卤虫粪粒化石（魏东岩，1991，1992），这是卤虫粪粒化石的首次发现。之后，在内蒙古第四纪碱矿层中，在中新生代盐层中，在鄂尔多斯盆地奥陶纪含盐系中均发现有卤虫粪粒化石。蒸发岩层中赋存卤虫粪粒化石是个具有普遍性的规律（魏东岩等，2000）。卤虫粪粒化石的发现具有重要意义，因为它揭示了蒸发岩中除菌藻类等低等的微生物化石外，还可发现更高级，如卤虫和卤蝇幼虫的化石。随后卤虫化石和卤蝇幼虫化石的发现证明了这一点。在卤虫粪粒化石发现的基础上，作者提出了蒸发岩生物化学沉积的新观点（魏东岩，1997）。

20世纪90年代，作者对蒸发岩矿物和鄂尔多斯盆地奥陶纪蒸发岩分别做了扫描电镜的研究和分子化石的研究。在前者的研究中（详见本书第十一章），发现在所研究的盐类矿物（包括氯化物、硫酸盐、碳酸盐、硼酸盐等矿物）中，在扫描电镜下可见赋存两大类嗜盐细菌化石，一类较大，另一类较小，两者大小相差约为10多倍。较大的一般为球状、椭球状、苹果状、梨状、桶状等，较小的为球状、杆状、链球状等。细菌（藻）在微晶上的排布，宛如中国老式大门上密密麻麻钉上的大铁钉，在微晶的边缘形成绒毛状饰边，犹如绒线编织的地毯。根据盐类矿物由大量细菌（藻）组成的事实，作者提出了“扫描电镜下盐类矿物细菌（藻）建造”的新认识（魏东岩等，2000）。在后者的研究中（详见本书第九和十章），通过对鄂尔多斯盆地奥陶纪含盐系进行的系统研究发现，奥陶纪盐岩形成于生物-水盐体系中，其生物的食物链与现代盐湖中的生物食物链是相同的，比如说，在奥陶纪含盐系中已发现了嗜盐细菌（藻）化石、卤虫化石、卤蝇幼虫化石、卤虫卤蝇幼虫粪粒化石，但尚未发现原生动物化石。弥补这个不足的是生物分子化石，因为生物分子化石中普遍含有γ蜡烷，而γ蜡烷就源于原生动物四膜虫醇（tetraphymenol）的还原脱羟作用（王锐良等，1994，见第六届国际盐湖学术讨论会论文摘要汇编）。

近年来，作者经过深入和反复的研究，在蒸发岩中发现了卤虫和卤蝇幼虫以及它们的蜕皮化石。这是蒸发岩及其生物成因研究中的重要发现，属于创新的研究成果。该项成果是在研究生物-水盐体系中卤虫和卤蝇生态学生物学的基础上进行的。通过对比蒸发岩中矿物奇特形态与卤虫不同生长阶段的形态，通过对比蒸发岩中矿物奇特形态与卤蝇幼虫不同生长阶段的形态（卤蝇第一幼虫期、卤蝇第二幼虫期、卤蝇第三幼虫期的形态），通过对比蒸发岩中矿物奇特形态与卤虫和卤蝇幼虫期不同生长阶段的蜕皮（molts或 cuticles）形态，终于发现，盐类矿物的形态与卤虫形态与卤蝇幼虫形态与卤虫和卤蝇幼虫蜕皮形态有着共同的相似性。这种共同的相似性不是偶然的，是因为在盐类沉淀结晶时的高盐度（高碱度）卤水中存在着数量巨大的卤虫和卤蝇幼虫和它们的蜕皮，当卤虫和卤蝇幼虫的尸体以及它们的蜕皮被盐类物质所交代就变为盐类矿物，其形态就是卤虫、卤蝇幼虫和它们的蜕皮形态，也就是卤虫、卤蝇幼虫及其蜕皮的化石。作者把卤虫化石、卤蝇幼虫化石和它们的蜕皮化石统称作两虫化石。两虫化石在地质文献中未曾见报道，尚属首次发现，通过对不同时代不同盐类矿石进行的显微镜薄片、扫描电镜、手标本和岩矿石露头等的观察和研究，总结出两虫化石的特征，绘出两虫化石的鉴定图，其中，包括卤虫无节幼体化石、卤蝇第二幼虫期化石、卤蝇第三幼虫期化石、卤蝇蛹化石、卤蝇蛹壳化石等。只要运用鉴定图，便可以识别出两虫化石。

蒸发岩中两虫化石以各种不同方式排布的结构，作者称之谓蒸发岩的两虫结构，这是一个创新的概念。凡是在蒸发岩环境下形成的岩石都具有两虫结构。因此，可根据是否具蒸发岩两虫结构来恢复一些已经变化了的岩矿石的原岩。

综上所述，不同时代、不同类型的蒸发岩中已发现两虫化石、两虫粪粒化石、菌藻类化石和生物分子化石以及由生物分子化石得知的原生动物化石等。这些化石的发现表明，不同时代、不同类型蒸发岩形成时的生物-水盐体系中存在着像现代盐湖中那样的生物食物链，即嗜盐菌藻类—原生动物—卤虫和卤蝇幼虫和蛹的简单的生物食物链。

Ⅳ 什么是天然气

天然气定义
从广义的定义来说，天然气是指自然界中天然存在的一切气体，包括大气圈、水圈、生物圈和岩石圈中各种自然过程形成的气体。而人们长期以来通用的“天然气”的定义，是从能量角度出发的狭义定义，是指天然蕴藏于地层中的烃类和非烃类气体的混合物，主要存在于油田气、气田气、煤层气、泥火山气和生物生成气中。天然气油可分为伴生气和非伴生气两种。伴随原油共生，与原油同时被采出的油田气叫伴生气；非伴生气包括纯气田天然气和凝析气田天然气两种，在地层中都以气态存在。凝析气田天然气从地层流出井口后，随着压力和温度的下降，分离为气液两相，气相是凝析气田天然气，液相是凝析液，叫凝析油。
与煤炭、石油等能源相比，天然气在燃烧过程中产生的能影响人类呼吸系统健康的物质极少，产生的二氧化碳仅为煤的40%左右，产生的二氧化硫也很少。天然气燃烧后无废渣、废水产生，具有使用安全、热值高、洁净等优势。
天然气是一种多组分的混合气体，主要成分是烷烃，其中甲烷占绝大多数，另有少量的乙烷、丙烷和丁烷，此外一般还含有硫化氢、二氧化碳、氮和水气，以及微量的惰性气体，如氦和氩等。在标准状况下，甲烷至丁烷以气体状态存在，戊烷以上为液体。
天然气系古生物遗骸长期沉积地下，经慢慢转化及变质裂解而产生之气态碳氢化合物，具可燃性，多在油田开采原油时伴随而出。
天然气蕴藏在地下多孔隙岩层中，主要成分为甲烷，比重0.65，比空气轻，具有无色、无味、无毒之特性。 天然气公司皆遵照政府规定添加臭剂（四氢噻吩），以资用户嗅辨。
若天然气在空气中浓度为5%～15%的范围内，遇明火即可发生爆炸，这个浓度范围即为天然气的爆炸极限。爆炸在瞬间产生高压、高温，其破坏力和危险性都是很大的。
依天然气蕴藏状态，又分为构造性天然气、水溶性天然气、煤矿天然气等三种。而构造性天然气又可分为伴随原油出产的湿性天然气、与不含液体成份的干性天然气。
[编辑本段]天然气主要用途
1、天然气发电，具有缓解能源紧缺、降低燃煤发电比例，减少环境污染的有效途径，且从经济效益看，天然气发电的单位装机容量所需投资少，建设工期短，上网电价较低，具有较强的竞争力。
2、天然气化工工业，天然气是制造氮肥的最佳原料，具有投资少、成本低、污染少等特点。天然气占氮肥生产原料的比重，世界平均为80%左右。
3、城市燃气事业，特别是居民生活用燃料。随着人民生活水平的提高及环保意识的增强，大部分城市对天然气的需求明显增加。天然气作为民用燃料的经济效益也大于工业燃料。
4、压缩天然气汽车，以天然气代替汽车用油，具有价格低、污染少、安全等优点。
目前人们的环保意识提高，世界需求干净能源的呼声高涨，各国政府也透过立法程序来传达这种趋势，天然气曾被视为最干净的能源之一，再加上1990年中东的波斯湾危机，加深美国及主要石油消耗国家研发替代能源的决心，因此，在还未发现真正的替代能源前，天然气需求量自然会增加。
[编辑本段]天然气的成因
天然气与石油生成过程既有联系又有区别：石油主要形成于深成作用阶段，由催化裂解作用引起，而天然气的形成则贯穿于成岩、深成、后成直至变质作用的始终；与石油的生成相比，无论是原始物质还是生成环境，天然气的生成都更广泛、更迅速、更容易，各种类型的有机质都可形成天然气——腐泥型有机质则既生油又生气，腐植形有机质主要生成气态烃。因此天然气的成因是多种多样的。归纳起来，天然气的成因可分为生物成因气、油型气和煤型气。近年来无机成因气尤其是非烃气受到高度重视，这里一并简要介绍，最后还了解各种成因气的判别方法。
一、生物成因气
1.概念
生物成因气—指成岩作用（阶段）早期，在浅层生物化学作用带内，沉积有机质经微生物的群体发酵和合成作用形成的天然气。其中有时混有早期低温降解形成的气体。生物成因气出现在埋藏浅、时代新和演化程度低的岩层中，以含甲烷气为主。�
2.形成条件�
生物成因气形成的前提条件是更加丰富的有机质和强还原环境。
最有利于生气的有机母质是草本腐植型—腐泥腐植型，这些有机质多分布于陆源物质供应丰富的三角洲和沼泽湖滨带，通常含陆源有机质的砂泥岩系列最有利。硫酸岩层中难以形成大量生物成因气的原因，是因为硫酸对产甲烷菌有明显的抵制作用，H2优先还原SO42-→S2-形成金属硫化物或H2S等，因此CO2不能被H2还原为CH4。�
甲烷菌的生长需要合适的地化环境，首先是足够强的还原条件，一般Eh＜-300mV为宜（即地层水中的氧和SO42-依次全部被还原以后，才会大量繁殖）；其次对pH值要求以靠近中性为宜，一般6.0～8.0，最佳值7.2～7.6；再者，甲烷菌生长温度O～75℃，最佳值37～42℃。没有这些外部条件，甲烷菌就不能大量繁殖，也就不能形成大量甲烷气。�
3.化学组成
生物成因气的化学组成几乎全是甲烷，其含量一般＞98%，高的可达99%以上，重烃含量很少，一般＜1%，其余是少量的N2和CO2。因此生物成因气的干燥系数（Cl/∑C2+）一般在数百～数千以上，为典型的干气，甲烷的δ13C1值一般-85～-55‰，最低可达-100‰。世界上许多国家与地区都发现了生物成因气藏，如在西西伯利亚683-1300米白垩系地层中，发现了可采储量达10.5万亿m3的气藏。我国柴达木盆地（有些单井日产达1百多万方）和上海地区（长江三角洲）也发现了这类气藏。
二．油型气
1.概念
油型气包括湿气（石油伴生气）、凝析气和裂解气。它们是沉积有机质特别是腐泥型有机质在热降解成油过程中，与石油一起形成的，或者是在后成作用阶段由有机质和早期形成的液态石油热裂解形成的。
2.形成与分布
与石油经有机质热解逐步形成一样，天然气的形成也具明显的垂直分带性。
在剖面最上部（成岩阶段）是生物成因气，在深成阶段后期是低分子量气态烃（C2～C4）即湿气，以及由于高温高压使轻质液态烃逆蒸发形成的凝析气。在剖面下部，由于温度上升，生成的石油裂解为小分子的轻烃直至甲烷，有机质亦进一步生成气体，以甲烷为主石油裂解气是生气序列的最后产物，通常将这一阶段称为干气带。
由石油伴生气→凝析气→干气，甲烷含量逐渐增多，故干燥系数升高，甲烷δ13C1值随有机质演化程度增大而增大。
对我国四川盆地气田的研究（包茨，1988）认为，该盆地的古生代气田是高温甲烷生气期形成的，从三叠系→震旦系，干燥系数由小到大（T：35.5→P：73.1→Z：387.1），重烃由多到少。川南气田中，天然气与热变沥青共生，说明天然气是由石油热变质而成的。�
三．煤型气�
1．概述
煤型气是指煤系有机质（包括煤层和煤系地层中的分散有机质）热演化生成的天然气。
煤田开采中，经常出现大量瓦斯涌出的现象，如四川合川县一口井的瓦斯突出，排出瓦斯量竟高达140万立方米，这说明，煤系地层确实能生成天然气。
煤型气是一种多成分的混合气体，其中烃类气体以甲烷为主，重烃气含量少，一般为干气，但也可能有湿气，甚至凝析气。有时可含较多Hg蒸气和N2等。�
煤型气也可形成特大气田，1960S以来在西西伯利亚北部K2、荷兰东部盆地和北海盆地南部P等地层发现了特大的煤型气田，这三个气区探明储量22万亿m3，占世界探明天然气总储量的1/3弱。据统计（M.T哈尔布蒂，1970），在世界已发现的26个大气田中，有16个属煤型气田，数量占60%，储量占72.2%，由此可见，煤型气在世界可燃天然气资源构成中占有重要地位。我国煤炭资源丰富，据统计有6千亿吨，居世界第三位，聚煤盆地发育，现已发现有煤型气聚集的有华北、鄂尔多斯、四川、台湾—东海、莺歌海—琼东南、以及吐哈等盆地。经研究，鄂尔多斯盆地中部大气区的气多半来自上古生界C-P煤系地层（上古∶下古气源=7∶3或6∶4），可见煤系地层生成天然气的潜力很大。
2.成煤作用与煤型气的形成
成煤作用可分为泥炭化和煤化作用两个阶段。前一阶段，堆积在沼泽、湖泊或浅海环境下的植物遗体和碎片，经生化作用形成煤的前身——泥炭；随着盆地沉降，埋藏加深和温度压力增高，由泥炭化阶段进入煤化作用阶段，在煤化作用中泥炭经过微生物酶解、压实、脱水等作用变为褐煤；当埋藏逐步加深，已形成的褐煤在温度、压力和时间等因素作用下，按长焰煤→气煤→肥煤→焦煤→瘦煤→贫煤→无烟煤的序列转化。
实测表明，煤的挥发分随煤化作用增强明显降低，由褐煤→烟煤→无烟煤，挥发分大约由50%降到5%。这些挥发分主要以CH4、CO2、H2O、N2、NH3等气态产物的形式逸出，是形成煤型气的基础，煤化作用中析出的主要挥发性产物见图5-9。
1.煤化作用中挥发性产物总量 2.CO2 3.H2O 4.CH4 5.NH3 6.H2S
从形成煤型气的角度出发，应该注意在煤化作用过程中成煤物质的四次较为明显变化（煤岩学上称之为煤化跃变）：
第一次跃变发生于长焰煤开始阶段，碳含量Cr=75-80%,挥发分Vr=43%，Ro=0.6%；
第二次跃变发生于肥煤阶段，Cr=87%,Vr=29%,Ro=1.3%；�
第三次跃变发生烟煤→无烟煤阶段，Cr=91%，Vr=8%,Ro=2.5%；�
第四次跃变发生于无烟煤→变质无烟煤阶段，Cr=93.5%,Vr=4%，Ro=3.7%，芳香族稠环缩合程度大大提高。
在这四次跃变中，导致煤质变化最为明显的是第一、二次跃变。煤化跃变不仅表现为煤的质变，而且每次跃变都相应地为一次成气（甲烷）高峰。
煤型气的形成及产率不仅与煤阶有关，而且还与煤的煤岩组成有关，腐殖煤在显微镜下可分为镜质组、类脂组和惰性组三种显微组分，我国大多数煤田的腐殖煤中，各组分的含量以镜质组最高，约占50～80%，惰性组占10～20%（高者达30～50%），类脂组含量最低，一般不超过5%。
在成煤作用中，各显微组分对成气的贡献是不同的。长庆油田与中国科院地化所（1984）在成功地分离提纯煤的有机显微组分基础上，开展了低阶煤有机显微组分热演化模拟实验，并探讨了不同显微组分的成烃贡和成烃机理。发现三种显微组分的最终成烃效率比约为类脂组:镜质组:惰性组=3:1:0.71，产气能力比约为3.3:1:0.8，说明惰性组也具一定生气能力。
四．无机成因气
地球深部岩浆活动、变质岩和宇宙空间分布的可燃气体，以及岩石无机盐类分解产生的气体，都属于无机成因气或非生物成因气。它属于干气，以甲烷为主，有时含CO2、N2、He及H2S、Hg蒸汽等，甚至以它们的某一种为主，形成具有工业意义的非烃气藏。
1. 甲烷�
无机合成：CO2 + H2 → CH4 + H2O 条件：高温（250℃）、铁族元素
地球原始大气中甲烷：吸收于地幔，沿深断裂、火山活动等排出�
板块俯冲带甲烷：大洋板块俯冲高温高压下脱水，分解产生的H、C、CO/CO2→CH4�
2. CO2�
天然气中高含CO2与高含烃类气一样，同样具有重要的经济意义，对于CO2气藏来说，有经济价值者是CO2含量＞80%（体积浓度）的天然气，可广泛用于工业、农业、气象、医疗、饮食业和环保等领域。我国广东省三水盆地沙头圩水深9井天然气中CO2含量高达99.55%，日产气量500万方，成为有很高经济价值的气藏。
目前世界上已发现的CO2气田藏主要分布在中—新生代火山区、断裂活动区、油气富集区和煤田区。从成因上看，共有以下几种：
无机成因 ：
① 上地幔岩浆中富含CO2气体当岩浆沿地壳薄弱带上升、压力减小，其中CO2逸出。
② 碳酸盐岩受高温烘烤或深成变质可成大量CO2，当有地下水参与或含有Al、Mg、Fe杂质，98～200℃也能生成相当量CO2，这种成因CO2特征：CO2含量＞35%，δ13CCO2＞8‰。
③ 碳酸盐矿物与其它矿物相互作用也可生成CO2，如白云石与高岭石作用即可。
另外，有机成因有：
生化作用
热化学作用
油田遭氧化
煤氧化作用
3.N2�
N2是大气中的主要成分，据研究，分子氮的最大浓度和逸度出现在古地台边缘的含氮地层中，特别是蒸发盐岩层分布区的边界内。氮是由水层迁移到气藏中的，由硝酸盐还原而来，其先体是NH4+。
N2含量大于15%者为富氮气藏，天然气中N2的成因类型主要有：
① 有机质分解产生的N2：100-130℃达高峰，生成的N2量占总生气量的2.0%，含量较低；（有机）
② 地壳岩石热解脱气：如辉绿岩热解析出气量，N2可高达52%，此类N2可富集；
③ 地下卤水（硝酸盐）脱氮作用：硝酸盐经生化作用生成N2O+N2；
④ 地幔源的N2：如铁陨石含氮数十～数百个ppm；
⑤ 大气源的N2：大气中N2随地下水循环向深处运移，混入最多的主要是温泉气。
从同位素特征看，一般来说最重的氮集中在硝酸盐岩中，较重的氮集中在芳香烃化合物中，而较轻的氮则集中在铵盐和氨基酸中。
4．H2S�
全球已发现气藏中，几乎都存在有H2S气体，H2S含量＞1%的气藏为富H2S的气藏，具有商业意义者须＞5%。
据研究（Zhabrew等，1988），具有商业意义的H2S富集区主要是大型的含油气沉积盆地，在这些盆地的沉积剖面中均含有厚的碳酸盐一蒸发盐岩系。
自然界中的H2S生成主要有以下两类：�
① 生物成因（有机）：包括生物降解和生物化学作用；1
② 热化学成因（无机）：有热降解、热化学还原、高温合成等。根据热力学计算，自然环境中石膏（CaSO4）被烃类还原成H2S的需求温度高达150℃，因此自然界发现的高含H2S气藏均产于深部的碳酸盐—蒸发盐层系中，并且碳酸盐岩储集性好。�
5.稀有气体（He、Ar、…）
这些气体尽管在地下含量稀少，但由于其特殊的地球化学行为，科学家们常把它们作为地球化学过程的示踪剂。
He、Ar的同位素比值3He/4He、40Ar/36Ar是查明天然气成因的极重要手段，因沿大气→壳源→壳、幔源混合→幔源，二者不断增大，前者由1.39×10-6→＞10-5，后者则由295.6→＞2000。�
此外，根据围岩与气藏中Ar同位素放射性成因，还可计算出气体的形成年龄（朱铭，1990）。
五．各种成因气识别标志�
自然界中天然气分布很广，成因类型繁多且热演化程度不同，其地化特征亦多种多样，因此很难用统一的指标加以识别。实践表明，用多项指标综合判别比用单一的指标更为可靠（戴金星，1993）。天然气成因判别所涉及的项目看，主要有同位素、气组分、轻烃以及生物标志化合物等四项，其中有些内容判别标准截然，具有绝对意义，有些内容则在三种成因气上有些重叠，只具有一定的相对意义。
[编辑本段]石油与天然气的差别
石油、天然气在元素组成、结构形式以及生成的原始材料和时序等方面，有其共性、亲缘性，也有其特性、差异性。
在化学组成的特征上，天然气分子量小（小于20），结构简单，H/C原子比高（4～5），碳同位素的分馏作用显著。石油的分子量大（75～275） ，结构也较复杂，H/C 原子比相对低（1.4～2.2），碳同位素的分馏作用比天然气弱。
在物理性质方面，天然气基本是只含有极少量液态烃和水的单一气相；石油则可包容气、液、固三相而以液相为表征的混合物。天然气密度比石油小得多，既易压缩，又易膨胀。在标准条件下，天然气粘度仅n×10-2～10-3mPa·s，而石油粘度为n～n×10-3mPa·s，相差几个数量级。天然气的扩散能力和在水中的溶解度均大于石油。
在生成的条件方面，天然气比石油宽。天然气既有有机质形成，也有深成无机形成；沉积环境以湖沼型为主；生气母质以腐殖型干酪根（Ⅲ型）为主，生成的温度区间较宽，在浅部低温下即开始生成生物气；在中等深度（温度多数在65～90℃）范围内，发生的有机质热降解作用而大量生成石油的“液态窗”阶段，也可伴之生成；在深部高温条件下有机质裂解则又主要是生成天然气。天然气对储集层的要求也比石油要宽，一般岩石的孔隙度为10%～15%，渗透率在1×10-3～5×10-3μm2也可成藏。而由于天然气的活泼性，则对盖层的要求比石油严格得多。因此，天然气分布的领域要比石油广,产出的类型、贮集的形式也比石油多样，既有与石油聚集形式相似的常规天然气藏，如构造、地层、岩性气藏等,又可形成煤层气、水封气、气水化合物以及致密砂岩、页岩气等非常规的天然气藏。煤层既是生气源岩又是储集体的煤层气藏已成为很现实的类型。
“世界上已探明的天然气储量中，约有90%都不与石油伴生，而是以纯气藏或凝析气藏的形式出现，形成含气带或含气区。这说明天然气地质与石油地质虽然有某些共同性，也有密切的联系，但天然气毕竟有它自身发生、发展、形成矿藏的地质规律”（包茨，1988）。
由于天然气具有的一些特性，因而在理论研究、资源评价以及勘探技术方法和开采方式上与石油也不尽相同，需要发展一些具有针对性的工作方法和技术系列，以适应今后将不断扩大的天然气资源开发的需要。
[编辑本段]天然气开采
天然气也同原油一样埋藏在地下封闭的地质构造之中，有些和原油储藏在同一层位，有些单独存在。对于和原油储藏在同一层位的天然气，会伴随原油一起开采出来。对于只有单相气存在的，我们称之为气藏，其开采方法既与原油的开采方法十分相似，又有其特殊的地方。
由于天然气密度小，为0.75～0.8千克/立方米，井筒气柱对井底的压力小；天然气粘度小，在地层和管道中的流动阻力也小；又由于膨胀系数大，其弹性能量也大。因此天然气开采时一般采用自喷方式。这和自喷采油方式基本一样。不过因为气井压力一般较高加上天然气属于易燃易爆气体，对采气井口装置的承压能力和密封性能比对采油井口装置的要求要高的多。
天然气开采也有其自身特点。首先天然气和原油一样与底水或边水常常是一个储藏体系。伴随天然气的开采进程，水体的弹性能量会驱使水沿高渗透带窜入气藏。在这种情况下，由于岩石本身的亲水性和毛细管压力的作用，水的侵入不是有效地驱替气体，而是封闭缝缝洞洞或空隙中未排出的气体，形成死气区。这部分被圈闭在水侵带的高压气，数量可以高达岩石孔隙体积的30%～50%，从而大大地降低了气藏的最终采收率。其次气井产水后，气流入井底的渗流阻力会增加，气液两相沿油井向上的管流总能量消耗将显著增大。随着水侵影响的日益加剧，气藏的采气速度下降，气井的自喷能力减弱，单井产量迅速递减，直至井底严重积水而停产。目前治理气藏水患主要从两方面入手，一是排水，一是堵水。堵水就是采用机械卡堵、化学封堵等方法将产气层和产水层分隔开或是在油藏内建立阻水屏障。目前排水办法较多，主要原理是排除井筒积水，专业术语叫排水采气法。
小油管排水采气法是利用在一定的产气量下，油管直径越小，则气流速度越大，携液能力越强的原理，如果油管直径选择合理，就不会形成井底积水。这种方法适应于产水初期，地层压力高，产水量较少的气井。
泡沫排水采气方法就是将发泡剂通过油管或套管加入井中，发泡剂溶入井底积水与水作用形成气泡，不但可以降低积液相对密度，还能将地层中产出的水随气流带出地面。这种方法适应于地层压力高，产水量相对较少的气井。
柱塞气举排水采气方法就是在油管内下入一个柱塞。下入时柱塞中的流道处于打开状态，柱塞在其自重的作用下向下运动。当到达油管底部时柱塞中的流道自动关闭，由于作用在柱塞底部的压力大于作用在其顶部的压力，柱塞开始向上运动并将柱塞以上的积水排到地面。当其到达油管顶部时柱塞中的流道又被自动打开，又转为向下运动。通过柱塞的往复运动，就可不断将积液排出。这种方法适用于地层压力比较充足，产水量又较大的气井。
深井泵排水采气方法是利用下入井中的深井泵、抽油杆和地面抽油机，通过油管抽水，套管采气的方式控制井底压力。这种方法适用于地层压力较低的气井，特别是产水气井的中后期开采，但是运行费用相对较高。

[编辑本段]天然气分布
天然气是存在于地下岩石储集层中以烃为主体的混合气体的统称。包括油田气、气田气、煤层气、泥火山气和生物生成气等。主要成分为甲烷，通常占85-95%；其次为乙烷、丙烷、丁烷等。它是优质燃料和化工原料。其中伴生气通常是原油的挥发性部分，以气的形式存在于含油层之上，凡有原油的地层中都有，只是油、气量比例不同。即使在同一油田中的石油和天然气来源也不一定相同。他们由不同的途径和经不同的过程汇集于相同的岩石储集层中。若为非伴生气，则与液态集聚无关，可能产生于植物物质。世界天然气产量中，主要是气田气和油田气。对煤层气的开采，现已日益受到重视。
中国沉积岩分布面积广，陆相盆地多，形成优越的多种天然气储藏的地质条件。根据1993年全国天然气远景资源量的预测，中国天然气总资源量达38万亿m3，陆上天然气主要分布在中部和西部地区，分别占陆上资源量的43.2%和39.0%。 中国天然气资源的层系分布以新生界第3系和古生界地层为主，在总资源量中，新生界占37.3%，中生界11.1%，上古生界25.5%，下古生界26.1%。天然气资源的成因类型是，高成熟的裂解气和煤层气占主导地位，分别占总资源量的28.3%和20.6%，油田伴生气占18.8%，煤层吸附气占27.6%，生物气占4.7%。中国天然气探明储量集中在10个大型盆地,依次为：渤海湾、四川、松辽、准噶尔、莺歌海-琼东南、柴达木、吐-哈、塔里木、渤海、鄂尔多斯。中国气田以中小型为主，大多数气田的地质构造比较复杂，勘探开发难度大。1991-1995年间，中国天然气产量从160.73亿m3增加到179.47亿m3，平均年增长速度为2.33%。
我国天然气资源量区域主要分布在我国的中西盆地。同时，我国还具有主要富集于华北地区非常规的煤层气远景资源。
经过十几年的艰苦勘探，成果已清晰地展现在世人面前。它表明，在我国960万平方公里的土地和300多万平方公里的管辖海域下，蕴藏着十分丰富的天然气资源。
专家预测，资源总量可达40－60多万亿立方米，是一个天然气资源大国。勘探领域广阔，潜力巨大，前景十分美好。
近几年，祖国的东南西北中天然气勘探喜讯频传，初步为我们描绘出了21世纪天然气发展的轮廓。
东，就是东海盆地。那里已经喷射出天然气的曙光；
南，就是莺歌海－琼东南及云贵地区。那里也已展现出大气区的雄姿；
西，就是新疆的塔里木盆地、吐哈盆地、准噶尔盆地和青海的柴达木盆地。在那古丝绸之路的西端，石油、天然气会战的鼓声越擂越响。它们不但将成为我国石油战略接替的重要地区，而且天然气之火也已熊熊燃起，燎原之势不可阻挡；
北，就是东北华北的广大地区。在那里有着众多的大油田、老油田，它们在未来高科技的推动下，不但要保持油气稳产，还将有可能攀登新的高峰；
中，就是鄂尔多斯盆地和四川盆地。鄂尔多斯盆地的天然气勘探战场越扩越大，探明储量年年剧增，开发工程正在展开。四川盆地是我国天然气生产的主力地区，最近又有新的发现，大的突破，天然气的发展将进入一个全新的阶段，再上一个新台阶。
从北到南，从东到西，从陆地到海洋，天然气的希望之火冲天旺，天然气大国之梦将在希望之火中化成美丽七彩的火凤凰。
随着科技的发展，在未来的世界里人类肯定会找到比天然气更为理想的能源。但不管将来谁取代天然气，天然气将起到向新能源迈进的不可替代的重要的桥梁作用。
网络 http://ke..com/view/1093.html?wtp=tt

Ⅳ 两虫蒸发岩

蒸发岩中矿物主要是钙、钠、钾和镁的氯化物、硫酸盐、碳酸盐、硼酸盐和硝酸盐。研究表明，这些矿物是由两虫化石构成的，确切地说是两虫化石的砌集体。

地质学家传统的认识是，卤水蒸发从形成石膏起就算蒸发岩，一直到钾镁盐等的沉淀。至于白云石和菱镁矿，由于其在盐类沉积过程中，始终与盐类矿物共生或伴生，加之两者亦是两虫化石的砌集体，因此，从广义上讲，白云石和菱镁矿应归入蒸发岩矿物中。

长期以来，地质和地球化学家一直认为蒸发岩是纯化学沉积岩。20世纪80年代末，作者在蒸发岩中发现了卤虫粪粒化石，开始质疑蒸发岩纯化学沉积说的正确性，并提出蒸发岩生物化学沉积说（魏东岩，1997；Wei Dongyan et al.，1998）。随着研究的深入，作者又发现了卤蝇幼虫粪粒化石和卤虫化石以及卤蝇幼虫化石、卤蝇蛹化石等。对蒸发岩深入和仔细的研究表明，不同时代、不同类型的蒸发岩中，盐类矿物及其伴生矿物都是由两虫化石所组成的，没有发现哪种蒸发岩不具有两虫结构。两虫化石和两虫结构充满了蒸发岩，也组成了蒸发岩。当然，从宏观看，蒸发岩中除两虫化石外，尚含有少量其他化石，如藻类化石等。若从微观看，蒸发岩充满了嗜盐菌藻化石，又可称为细菌（藻）建造（见十一章）。蒸发岩中两虫化石的存在具有普遍性和规律性。谈到蒸发岩就必须谈两虫化石。两虫化石和蒸发岩是相互依存的。可以毫不夸张地讲，没有两虫化石便没有蒸发岩。因此，作者提出两虫蒸发岩（Two-Arthropod-Evaporites，TAE）的新概念。这个新概念的提出，使我们对蒸发岩有了本质上的认识，把蒸发岩与两虫等嗜盐生物活动紧密地联系起来。没有生物-水盐体系中嗜盐生物的生命活动便没有蒸发岩。两虫蒸发岩新概念的提出，反映了两虫与蒸发岩的内在成生关系，也集中反映了蒸发岩生物成因的本来面目。

Ⅵ 测井资料定性和快速直观解释

8.2.1 岩性定性识别和渗透层划分

综合利用测井曲线识别岩性，这对于钻井地质工作者绘制综合录井剖面图是不可少的，对于测井解释本身也有重要意义，例如骨架参数的选取、解释方法和解释程序的优选，油水层解释标准的确定等，都需要首先知道储集层的岩性。

8.2.1.1 识别岩性

根据测井曲线的综合分析识别岩性是手工解释中常用的方法。测井分析者根据生产实践中积累的经验，从测井曲线的形态特征和测井值的相对大小去定性识别岩性。显然，其解释结果的可靠性取决于人的实践经验和岩性剖面的复杂程度。

为了有效地使用这种方法，解释人员应首先掌握本地区的地质特点，如岩性类别、层系组合特征以及有何特殊岩性等。为此，要阅读有关地质报告，结合测井曲线查看几口井的岩屑或岩心实物，总结本地区的岩性与测井特征之间的关系，总结出用测井资料识别岩性的规律，并随钻井数量的增加使认识不断完善、深化。

8.2.1.2 划分渗透层

在逐层解释中，需要在井剖面上将渗透层划分出来，以便对各渗透层作进一步的评价。下面以砂泥岩剖面为例，说明渗透层的划分方法。

砂泥岩剖面的渗透层主要是碎屑岩(砾岩、砂岩、粉砂岩等)，其围岩通常是黏土岩(黏土、泥岩、页岩等)。以目前所采用的测井系列，可准确地将渗透层划分出来。比较有效而常用的测井资料是自然电位(或自然伽马)、微电极和井径曲线。

(1)自然电位曲线

相对于泥岩基线，渗透层在SP曲线上的显示为负异常(R_mf>R_w)或正异常(R_mf<R_w)。同一水系的地层，异常幅度的大小主要取决于储集层的泥质含量，泥质含量越多异常幅度越小。纯地层自然电位异常幅度的大小，主要与R_mf/R_w比值有关，比值越近于1，异常幅度越小，反之越大。

在砂泥岩剖面中，只有当泥浆和地层水的矿化度相接近时，渗透层处的SP异常才不明显。这种情况一般发生在膏盐剖面、用海水钻井以及高矿化度地层水大量进入井内等条件下。在此情况下，可用GR代替自然电位，根据GR低值划分渗透层(图8.2.1)。

图8.2.1 砂泥岩剖面综合测井曲线实例1ft≈0.3048m

(2)微电极曲线

微电极测井曲线划分渗透层的实质是它能反映泥饼的存在(图8.2.2)。砂泥岩剖面中的渗透层，在微电极曲线上的视电阻率R_a值一般小于泥浆电阻率 ，且微电位与微梯度曲线呈正幅度差。泥岩的微电极视电阻率为低值、没有或只有很小的幅度差。根据微电极曲线划分渗透层的一般原则是:

好的渗透层———R_a≤10R_m，且有较大的正幅度差;

较差的渗透层———R_a=(10～20)R_m，较小的正幅度差;

非渗透致密层———R_a>20R_m曲线呈尖锐的锯齿状，幅度差的大小、正负不定。

渗透层中的岩性渐变时，常常以微电极曲线值和幅度差的渐变形式显示。

(3)井径曲线

由于渗透层井壁存在泥饼，实测井径值一般小于钻头直径，且井径曲线(CAL)比较平直规则。这一特征在大多数情况下可被用来划分渗透层。应注意，未胶结砂岩(或砾岩)的井径也可能扩大。

图8.2.2 砂泥岩剖面综合测井曲线实例

孔隙度测井曲线对于划分渗透层也有参考价值，用它可判断储集层孔隙性的好坏，这将有助于识别孔隙性、渗透性较好的储集层。

通常，以自然电位(或自然伽马)、微电极和井径曲线确定渗透层位置后，由微电极曲线确定地层界面。

8.2.2 岩性和孔隙度的快速直观解释

8.2.2.1 用孔隙度测井曲线重叠法识别岩性

在测井解释中，常常把中子和密度孔隙度曲线(石灰岩孔隙度单位)以相同的孔隙度标尺重叠绘制在一起。这种重叠图上，由于砂岩、石灰岩和白云岩等的骨架特性的差别，使这些单矿物岩石具有不同的显示。根据φ_D、φ_N的数值和相对幅度特征可识别单矿物岩性。图8.2.3是根据φ_D、φ_CNL重叠法识别典型岩性的示意图和测井曲线实例。

当地层岩性为非单一矿物，或含泥质、含油气时，将使中子、密度孔隙度曲线重叠法识别岩性的问题复杂化。也可用其他两种孔隙度曲线重叠来识别岩性。须注意，当使用声波测井曲线时，可能由于对砂岩未做压实校正或碳酸盐岩中含次生孔隙，而使岩性解释结果产生错误。

图8.2.3 重叠法识别岩性的示意图和测井实例(a)几种典型的岩性显示;(b)测井实例

8.2.2.2 交会图确定岩性和孔隙度

在测井资料处理与解释中，经常用中子－密度、中子－声波和声波－密度交会图来研究解释井段的岩性和确定地层孔隙度。

(1)中子－密度测井交会图

图8.2.4是补偿中子－密度测井交会图版。图版的纵坐标是体积密度ρ_b和按纯石灰岩刻度的密度测井视石灰岩孔隙度φ_D，横坐标是按纯石灰岩刻度的补偿中子测井视石灰岩孔隙度φ_CNL。该图是在饱和盐水泥浆的纯地层中制作的，图中有四条按单一矿物制作的纯岩石线。

砂岩线代表由石英组成的平均骨架密度为2.65g/cm³、孔隙度从0%～40%的砂岩;石灰岩线代表由方解石组成的骨架密度为2.71g/cm³、孔隙度从0%～40%的石灰岩;白云岩线代表由白云石组成的骨架密度为2.87g/cm³、孔隙度从0%～35%的白云岩;硬石膏线代表骨架密度为2.96g/cm³的硬石膏。

由于φ_N是对石灰岩刻度的，所以只有石灰岩是线性变化的，其他岩性线都略有弯曲。该图版是对充满液体的纯地层制作的，对有油气或含泥质的地层要作相应的校正。

图8.2.4 补偿中子－密度测井交会图(盐水泥浆)

解释时，把对应某一地层的密度、中子测井值分别点入图版，根据点子的位置，即可确定岩性和孔隙度。当岩层为某一单一矿物组成时，资料点将落在相应的岩性线上;当岩层为某两种矿物组成时，资料点将落在相应的两种岩性线之间。

例如，某一地层的中子孔隙度为10%，密度测井值为2.54g/cm³，它们在交会图上的交点A刚好落在灰岩线上，由此说明:该地层为纯灰岩，孔隙度为10%。

再一个例子，某地层的中子孔隙度为15.5%，密度测井值为2.39g/cm³，它们的交点B有两种情况:①已知地层是由石英和方解石两种矿物组成，过B点作一平行于砂岩和石灰岩相同孔隙度点连线的直线，该直线与岩性线分别交于x点、y点，则该地层的孔隙度由x和y在岩性线上的位置而确定，两种矿物的相对体积百分含量由B点在xy线上的位置而定。经作图，得该地层水隙度φ=19%，石英相对含量=By/xy=0.61，方解石相对含量=Bx/xy=0.39，根据矿物的百分含量可计算这种过渡岩性的视骨架密度(ρ_ma)_a=［2.65×0.61+2.71×0.39］g/cm³=2.67g/cm³，石英含量为(1－19%)×0.61=0.49方解石含量为(1－19%)×0.39=0.32。②已知地层由石英和白云岩组成，可用同样的方法求出该地层的孔隙度和两种矿物的百分含量和视骨架密度，矿物组合的选择是根据地质情况和其他资料分析来确定。

(2)声波－中子交会图

声波－中子交会图的形态、制作方法与应用价值都与中子－密度交会图相似，但由于声波－中子交会图中砂岩线与石灰岩线距离较远，所以对砂岩和石灰岩分辨能力较强，如图8.2.5所示。由于声波测井受到的影响因素要比密度测井多，所以中子－密度交会图应用多。

图8.2.5 补偿中子－声波测井交会图(淡水)1ft≈0.3048m

(3)密度－声波交会图

图8.2.6是淡水泥浆的密度－声波交会图解释图版，单矿物岩石线是按含水纯岩石公式计算的，因而都是直线，这种交会图对石英、方解石和白云岩分辨率很低。如果矿物对选错了，计算的孔隙度会有相当大的误差，它对盐岩、石膏和硬石膏等蒸发岩类分辨能力较好，用在膏盐剖面效果较好。

图8.2.6 密度－补偿声波测井交会图1ft≈0.3048m

8.2.2.3 交会图法识别岩性

上述确定岩性和孔隙度的交会图，只能指出矿物组合的可能趋势，而不能给出唯一的岩性解释，只能已知岩性或矿物对，才能计算矿物的含量并求准孔隙度。这就促使发展了专门识别骨架岩性特征的交会图。这类交会图目前主要有两种形式，即骨架岩性识别图(MID);M－N交会图。

设计岩性识别图的基本思想是，组成交会图的参数应与孔隙度无关，从而使岩性识别图上交会点的位置只反映岩性。

(1)骨架岩性识别图

骨架岩性识别图(MID)是视骨架密度(ρ_ma)_a和视骨架时差(Δt_ma)_a的交会图，是用于确定视骨架参数的图版，它需要综合利用三种孔隙度测井资料。

大家知道，孔隙度测井值(Δt，φ_N和ρ_b)主要与储集层的孔隙度、岩性和孔隙内流体性质有关。在流体性质一定的情况下(例如，仪器探测范围内的岩石孔隙中只有淡水或盐水泥浆滤液)，测井值则只与孔隙度、岩性有关。因此，两种孔隙度测井方法的组合可求解孔隙度和岩性的骨架参数。例如，密度、中子测井组合可求φ和(ρ_ma)_a;声波、中子测井组合可求φ和(Δt_ma)_a。这里，(ρ_ma)_a称视骨架密度，(Δt_ma)_a称视骨架时差。这是考虑到除孔隙度和骨架参数外，还可能有其他因素(如含天然气、泥质、次生孔隙等)影响测井值，所以把由两种孔隙度测井组合求出的骨架参数称为视骨架参数［(ρ_ma)_a，(Δt_ma)_a］。

图8.2.7是根据φ_N－φ，Δt－φ，ρ_b－φ关系作出的。由于φ_N－φ关系与仪器类型有关，所以上述图版也与仪器类型有关，仪器类型不同时不能直接引用。只要有了测井值与孔隙度的关系曲线，就能作出类似图版。

由图8.2.7可见，视骨架参数(ρ_ma)_a和(Δt_ma)_a是与孔隙度无关的参数。

图8.2.7 M和N的定义

(2)M－N交会图

M－N交会图也称岩性孔隙度交会图，它也是综合应用三种孔隙度测井资料识别岩性，并判断地层是否含有泥质、天然气及次生孔隙的快速直观技术。它与MID交会图可任选其一，也可同时使用互为验证。

为了绘制M－N交会图，需要引入两个与孔隙度无关而主要反映岩性的参数M和N。为此，在声波－密度交会图和中子－密度交会图上，把骨架点与流体点连线的斜率分别定义为M和N，如图8.2.8所示。骨架点和流体点是由该种矿物的岩石在极限情况下(φ=0和φ=100%)形成的点子。由单矿物岩性骨架参数确定的骨架点(ρ_ma，Δt_ma)和(ρ_ma，φ_Nma)位于交会图左下方;由孔隙中的流体参数确定的流体点(ρ_f，Δt_f)和(ρ_f，φ_Nf)位于交会图的右上方。显然，其斜率的表达式为:

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式中:因数0.01是人为加的，以便使M与N的数量级相当，而便于作图。

在流体参数一定的情况下，各单矿物岩石的M、N值，可根据骨架参数用式(8.2.1)、式(8.2.2)计算出，如表8.2.3所示。把这些单矿物岩石的M、N画在以M为纵坐标，以N为横坐标的交会图上，就构成M－N交会图的理论图版，如图8.2.8所示。图中，单矿物岩性点是解释岩性的参考点。每两个单矿物点的连线代表由两种矿物组成的岩石，根据交会点落在该连线上的位置，可估计两种矿物在交会点所代表的岩石中所占的相对比例;每三个单矿物点构成的三角形内的交会点，表示该岩石由这三种矿物组成。

当岩石具有次生孔隙、含泥质或含天然气时，交会点在M－N图上的位置将发生移动，甚至落在由实际矿物组合所限定的三角形区域之外。图8.2.8中的箭头指示出了某一种影响因素存在时点子发生偏移的方向。在含有泥质的情况下，箭头所指的方向仅是示意性的，因为“泥质点”的位置是随地区或地层的不同而会有所变化。从图中看出:当地层含有泥质时，资料点向右下方偏移;当地层具有次生孔隙时，点向上方偏移;当地层含天然气时，点子向右上方偏移。至于向某一方向偏移的原因，可用类似于在MID交会图中的讨论方法，用式(8.2.1)、式(8.2.2)去分析，在此不再重复。

图8.2.8 M－N交会图解释图版

表8.2.1 单矿物岩石的M和N值

①N值是对井壁中子测井计算的。

图8.2.9是M－N交会图的应用实例。从图中可见，资料点群落在硬石膏、白云岩与石灰岩为端点的岩性三角形内，故可判断该层段的岩性为含硬石膏的灰质白云岩;有二个点落在白云岩－石灰岩点连线上方，这表明有次生孔隙存在。

8.2.3储集层含油性的快速直观解释

8.2.3.1应用曲线重叠法评价地层含油性

曲线重叠法分线性刻度和对数刻度两类方法，其中对数刻度重叠图，是通过制作读数比例尺来评价地层含油性的方法，目前已很少使用，因此下面重点介绍线性刻度下曲线重叠法。

图8.2.9 M－N交会图应用实例

(1)双孔隙度重叠显示含油性

由沉积岩导电机理，我们知道岩石电阻率大小主要取决于连通孔隙中水的含量，因此对纯岩石由Archie公式和深探测电阻率R_t，反算出的地层孔隙度实际上是反映地层的含水孔隙度，用φ_w表示:

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用含水孔隙度φ_w与孔隙度测井得出的地层有效孔隙度φ_e重叠，可知在纯水层R_t=R₀、φ=φ_w;在油气层φ_w≤φ_e。可见双孔隙度重叠，曲线幅度差(φ－φ_w)反映地层含油气孔隙度φ_h，可用来划分油气层和水层。在定性解释中，通常取S_w<50%划分油气层，这相当于φ>2φ_w。

(2)三孔隙度重叠显示可动油气和残余油气

由R_t和R_xo曲线按Archie公式或其他饱和度方程得出的S_w和S_xo，可计算地层含水孔隙度φ_w和冲洗带含水孔隙度φ_xo:

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由φ、φ_w、φ_xo三孔隙度曲线重叠，可有效地显示地层的含油性、残余油气和可动油气，即含油气孔隙度:

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残余油气孔隙度:

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可动油气孔隙度

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因此，φ与φ_xo幅度差代表残余油气，φ_xo与φ_w幅度差代表可动油气。目前，三孔隙度重叠是数据处理成果图的一部分，这里不再举例说明。

需要指出的是，采用孔隙度曲线重叠要求解释井段内泥浆滤液侵入不太深，R_w基本不变，岩性稳定，有纯水层，这样其重叠幅度差物理意义明确，应用效果较好。

(3)含水饱和度与束缚水饱和度重叠显示可动水

根据可动水饱和度和束缚水饱和度的概念知，地层含水饱和度(S_w)是可动水饱和度(S_wm)与束缚水饱和度(S_wb)之和。即:

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因此，S_wb和S_w重叠可显示可动水，在油气层应有S_w≈S_wb，S_wm≈0;在水层应有S_w≥S_wb、S_wm≥0;对于油水同层，则介于两者之间。

图8.2.10是可动水重叠法应用实例，它是注淡水开发油田的一口井的处理结果。对于第31号层，由S_w－S_b或(S_w－S_wir)重叠图可知该层上部至下部有0～80%的可动水饱和度，1952～1953.5m几乎无可动水，1953.5～1957.0m可动水约为80%，表明为水淹油层。与常规的含油性和可动油气分析相比，可动水显示对于水淹层解释有明显的优越性。此外，这种方法对判断低阻，低含油气饱和度和高束缚水饱和度的油气层，划分油水过渡带，判断油水边界附近的疑难层都有较好的效果。这种方法效果好坏的关键在于求准S_w和S_b。

图8.2.10 可动水重叠法应用实例

(4)视地层水电阻率和视泥浆滤液电阻率重叠

根据Archie公式分别由下式得出视地层水电阻率(R_wa)和视泥浆滤液电阻率(R_mfa):

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应用这两条曲线重叠除了判断油、气、水层外，还可了解泥浆侵入性质。对于水层R_wa≈R_w;油气层R_wa≈(3～5)R_w。同理，R_mfa≈R_mf时为水层，R_mfa≥R_mf时说明冲洗带含有残余油气。

对于淡水泥浆钻的井，R_wa与R_mfa重叠有以下三种情况:

1)R_mfa≈R_wa≈R_w说明侵入很浅，此时用R_wa划分水层是正确的。

2)R_mfa>R_mf，说明冲洗带可能含有残余油气，这时，如果R_wa>R_w则进一步证实为油气层。

3)R_mfa≈R_mf，且R_w<R_wa<R_mf，说明泥浆侵入很深，井壁附近地层冲洗严重，使R_mfa接近R_mf，这时对由R_wa划分的可能油气层要作进一步研究，因为R_w<R_wa<R_mf也可能是淡水泥浆侵入很深造成的。

8.2.3.2 交会图法评价地层含油性

(1)电阻率－孔隙度交会图

将Archie公式 合并得:

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两边取对数

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令y=lgR_t，x=lgφ

则有:

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可见，在双对数坐标中，R_t和φ之间关系是一组斜率为－m，截距为lg(abR_w/Sⁿ_w)的直线。对于岩性稳定(a，b，m，n不变)，地层水电阻率R_w不变的解释井段，直线的截距仅随S_w而变。这样便可获一组随S_w变化的平行直线。可利用这组直线来定性判断油、气、水层和确定油水界线。

根据上述原理制成的电阻率－孔隙度的双对数坐标交会图(如图8.2.11)，主要用于:①根据资料点(φ，R_t)在交会图上落在哪条含水饱和度线上(或两条含水饱和度线之间的位置)定性判断油气层和水层;②对试油试水资料证实的资料点，可确定油水界限和油水分区分布规律。图8.2.10是某油田的应用实例，由试油资料点知，含油饱和度界限可定在55%左右，上部资料点为油层，下部资料点为水层，左侧为低孔隙度、低渗透率地层，右侧为高孔隙度、低渗透率地层。积累的实际资料点越多，油水分布规律越明显。

图8.2.11 R_t－φ交会图应用实例

(2)正态分布法

正态分布能反映相同条件下重复进行多次实验或观测结果的规律。实际资料表明各种测量误差都服从正态分布，解释井段内水层R_wa的计算相对于R_w而言应具有正态分布性质。许多油田发现裂缝性碳酸盐岩地层的 具有良好的正态分布特征。在正态概率纸上，水层的 与累计频率有直线关系(如图8.2.12)，而油气层部位的R_wa大于水层的R_wa，故形成斜率较大的另一条直线(如图8.2.13)。用这个方法不仅可以识别油、水层，而且可以计算含水饱和度。

表8.2.2 图8.2.12 中曲线数据

其具体解释步骤大致如下:

1)根据纯水层深探测电阻率和孔隙度测井资料，用统计方法确定孔隙度指数m。一般取F－φ关系式中的a=1。

2)由深探测电阻率和孔隙度测井资料计算所有储层参数的R_wa和

3)在R_w相同的解释井段内(消除R_w随温度变化的影响)，将所有储层的 由小到大顺序排列，并依次计算其累计频率(累计频率是指包括该层在内，它以前的层数占总层数的百分比)。图8.2.12是由表8.2.2的数据作出的。

4)分析油、水关系(图8.2.13)，由点子分布趋势可看出:它们是两个线段构成的折线，左边一段斜率较低，一般是水层，右边一段斜率较高，一般是油气层。

5)求取R_w将判断为水层的资料点重新作 的累计频率图得到图8.2.12。根据点子趋势作出水层线，水层线上累计频率为50%处对应的 即为水层的 平均值。本例中 。这样求得的R_w能否用来计算含水饱和度应根据地区经验确定。

图8.2.12 水层 与累计频率正态分布

图8.2.13储层 与累计频率正态分布

6)由每个储层R_wa和选用的R_w，求S_w，实际计算时常令b=1、n=m，则有:

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8.2.3.3 直观显示气层的方法

前述方法实质都是利用深探测电阻率来区分油气层，而孔隙度测井主要用来识别岩性与孔隙度。电阻率不能区分油层和气层，因为油和气均不导电，因此必须配合非电法测井(目前主要是孔隙度测井)来区分油层和气层。

(1)天然气对孔隙度测井的影响

1)声波测井。天然气使声速降低，声幅衰减明显，测井声波时差明显变大或出现“周波跳跃”。

2)密度测井。由于天然气密度明显低于油的密度，因此表现在密度测井曲线上ρ_b下降，而φ_D上升。

3)中子测井。天然气使中子测井读数φ_N下降，挖掘效应明显时甚至可能出现负值。

4)中子伽马测井。天然气使中子伽马读数增高。

由于孔隙度测井探测深度较浅，故受泥浆滤液侵入影响较大。当泥浆滤液侵入很深时，孔隙度测井曲线上可能看不到异常显示，这时要结合深、中、浅电阻率作分析。

(2)孔隙度曲线重叠识别气层

图8.2.14是胜利油田某井的综合测井图。其测井响应特征为:自然伽马为图中等值，自然电位为小的负异常显示，声波时差周波跳跃且数值异常增大，最大达550μs/m，中子孔隙度明显减小，且含气丰度越高中子孔隙度数值减小越大，密度测井数值明显减小，最小为1.88g/cm³，三孔隙度曲线重叠出现明显的差异(与其邻近水层相比有明显区别)，深中感应－八侧向电阻率侵入特征为明显低侵，电阻率数值突出，且含气丰度越高电阻率数值越大，其深感应电阻率数值在5～21Ω·m之间(而邻近的水层深感应电阻率数值为2.5～3Ω·m)。计算的孔隙度数值在30%～38%之间，平均渗透率为890×10^－3μm²，平均含气饱和度为55%，各项资料表明该层为一典型气层。

图8.2.14 浅部气层三孔隙度曲线重叠实例

该井1994年3月23日～1994年5月21日对明化镇组地层2号层，井段为1122.6～1128m进行试气，8mm(孔板25)油嘴，日产气102842m³，其中甲烷97.39%，天然气相对密度为0.5684，试气结果验证了测井解释结果的正确性。

Ⅶ （三）蒸发岩

由于蒸发作用使水溶液高度浓缩而沉淀形成的，易溶盐类矿物占50%以上的沉积岩称蒸发岩（evaporite）。在野外，蒸发岩除呈层状、结核状产出外，经常呈底辟构造，即所谓的“盐丘”产出。

蒸发岩的原生沉积构造和结构有水平层理、交错层理、粒序层理、波痕、干裂和微晶结构、自生颗粒结构等。野外蒸发岩中的常见构造则是经成岩改造后形成的，如块状构造、角砾化构造、多孔状构造、鸡笼状构造、斑状变晶结构、半自形或他形粒状变晶结构、交代结构等。

常见的蒸发岩有石膏、硬石膏，盐岩和钾镁盐等。

石膏和硬石膏：多呈浅色，如青灰色、白色、浅红色等。主要矿物为石膏和硬石膏，并常见有白云岩、石盐、天青石、黄铁矿和各种硅质矿物的混入。石膏和硬石膏常具粗粒到细粒结晶粒状结构，纹层状构造。呈层状或大透镜状产出，也可呈结核状产出。

盐岩：主要成分为石盐，含少量的氯化物、硫酸盐、黏土、有机质和铁的化合物。纯者白色，常因混入物而呈黑色、灰色、红色、蓝色等。石盐一般为粗粒结晶结构，块状构造，也可形成盐晶碎屑状结构。呈透镜状或层状产出。

钾镁盐：主要有钾盐、光卤石、钾盐镁矾、杂卤石等矿物组成。常与盐岩共生，普遍含石膏和硬石膏。

Ⅷ 海相蒸发岩的硫同位素时代效应

1.海相蒸发岩的硫同位素演化机理

海相蒸发岩的硫同位素组成，记录了不同地质时期海水硫酸盐的演化历史。

海水中的硫以可溶态的硫酸盐的形式存在，其硫源主要来自大陆壳的硫和地幔硫。大陆壳的硫主要通过岩石的风化再经由河流汇入到海洋，而地幔硫则通过喷气或去气的方式进入。这两种来源的硫相对于海水硫酸盐均以富³²S为特征。在海洋中，细菌还原硫酸盐的作用，优先利用富含的³²S海水硫酸盐，生成富³²S的硫化物或硫化氢，脱离海洋系统，导致滞留在海水中硫酸盐的δ³⁴S升高。实际上，不同地质时期海水硫酸盐的同位素组成变化，就是反映这两种作用建立的一种动态平衡的结果。据J.P.Friend(1973)估计，海水中溶解的硫酸盐总量大约是4×10¹⁹mol，每年带入到海洋中的硫酸盐为4×10¹²mol。硫酸盐在海洋中的平均停留时间约10⁷a。

蒸发岩与海水溶解硫酸盐之间存在一定的硫同位素分馏，但这种分馏很小，Δ_{海水硫酸盐－蒸发岩}约为－1.5‰，因此，蒸发岩的硫同位素组成可以反映海水硫同位素的演化。测定蒸发岩的硫同位素可以建立不同地质时期海水硫同位素演化曲线。G.E.Clayool等(1980)根据当时收集的蒸发岩的硫同位素测定结果，绘出了不同地质时期海水硫同位素演化曲线(图6－4)。

2.海水硫酸盐同位素演化特点

1)不同地质时期海水硫酸盐同位素组成存在较大的变化，δ³⁴S最高值达30‰以上，最低值在10以下，相对极差达20‰左右。反映了不同地质时期海水硫的输入量和利用率的明显不同。

2)海水硫酸盐同位素演化曲线，按其硫同位素组成大致分为4个时域:前寒武纪(6亿年前)δ³⁴S值稳定在17‰;早古生代(6亿～5亿年之间)δ³⁴S值在30‰左右;中生代(5亿～2亿年之间)δ³⁴S值逐步下跌，到二叠纪跌至最低值10‰左右;自白垩纪(2亿年后至现在)δ³⁴S值逐步回升，至现在稳定在20‰左右。

3)海水硫酸盐同位素的变化可能是地壳的稳定程度和生物的繁盛环境状态的一种反映，地壳稳定与否，会影响到海洋中硫的相对输入量和利用率。纵观海水硫同位素的演化，前寒武纪时期地壳较为稳定，海水硫酸盐δ³⁴S值相对恒定;到寒武纪生物大量出现，生物还原对海水硫酸盐的利用率迅速增加，导致海水硫酸盐δ³⁴S值升高;古生代晚期，地壳逐渐进入不稳定时期，到二叠纪全球性的大规模火山喷发，大量的地幔硫涌入海洋，生物大量死亡甚至灭绝，海水硫酸盐δ³⁴S值降至最低;侏罗纪时期略有波动，白垩纪中晚期以后，地壳渐趋于稳定，海水的δ³⁴S值稳定上升至今。

4)就全球而言，海水硫酸盐的硫同位素演化总体上符合Clayool等(1980)总结的变化规律，但在局部海域，其海域内沉积环境的封闭或开放、海底生物总量的多少、海底的缺氧或富氧、沉积速度的快慢等，均可影响海水硫酸盐的硫同位素组成。同一地层内不同部位的蒸发岩的δ³⁴S值的涨落，可能就是这些微环境因素变化的反映。

图6－4 海水硫酸盐的硫同位素时代效应(据Clayool等，1980)

Ⅸ 蒸发岩两虫结构类型

本章前3节叙述了蒸发岩中两虫化石的发现及其鉴别特征；蒸发岩环境下形成的盐类矿物及其他矿物与两虫化石的成生关系。这些研究和新认知，迫使我们去重新认识和评价蒸发岩的结构，并在此基础上提出蒸发岩两虫结构的新概念。

一、蒸发岩结构的传统认识

А.П.Ρедников（1959）在其所著《沉积岩石学讲稿》中指出“蒸发岩的结构可分为原生和次生的，其特征为所含的矿物颗粒大小不同，形式不同，以及其相互关系如何而定”。余素玉、何镜宇（1989）主编的《沉积岩石学》认为，“蒸发岩由于盐类矿物易于溶解，使之原生结构难于保存，常见的是次生结构，主要有斑状变晶结构、粒状变晶结构、纤维结构、柱状结构、放射状结构、扇形结构、交代结构和碎屑结构以及塑性变形结构等”；成都地质学院岩石教研室（1961）所编《沉积岩石学》指出，“蒸发岩存在原生结构和次生结构。原生结构可分为结晶粒状结构、棒形结构、纤维状（平行纤维或杂乱纤维状）结构、自形粒状结构等；次生结构有斑状变晶结构、交代结构、搓碎状结构、塑性变形结构等”。

综观以上学者对蒸发岩结构的认识，可以认为，其主要以颗粒大小、组合形式和相互关系来确定原生和次生两种结构。这种认识的最大不足之处是，没有认识到蒸发岩中普遍而大量存在有两虫化石。因为两虫化石本身就是矿物颗粒，两虫化石决定颗粒大小、组合形式和相互关系。因此，确定蒸发岩结构的主要因素是两虫化石。可以说，两虫化石是认识蒸发岩结构的关键，是认识原生和次生结构的关键。因为不认识两虫化石，可能会把形态奇异、轮廓多变的两虫化石误认为是交代关系，而把两虫不同生长期的化石个体误认为是斑状变晶、搓碎状结构，而把两虫蜕皮化石误认为是塑性变形结构。

鉴于蒸发岩中两虫化石存在的广泛性、普遍性和规律性，作者提出了蒸发岩两虫结构之新概念。

二、蒸发岩两虫结构

何谓蒸发岩的两虫结构?研究表明，蒸发岩中几乎满含着两虫化石。前已述及，两虫化石包括卤虫化石和卤蝇化石。卤虫化石有卤虫无节幼体化石、卤虫幼虫化石、卤虫成虫化石、卤虫蜕皮化石（卤虫一生蜕皮15～17次），卤蝇化石有卤蝇第一幼虫期化石、卤蝇第二幼虫期化石、卤蝇第三幼虫期化石、卤蝇蛹化石、卤蝇幼虫蜕皮化石（卤蝇幼虫至少蜕皮2次）、卤蝇蛹壳化石等。两虫化石是构成蒸发岩环境下形成矿物的重要材料。由两虫化石中的一个化石构成的矿物，谓之单化石矿物，由数个两虫化石构成的矿物，称之为多化石矿物。因此，蒸发岩环境下形成的矿物实际上是两虫化石的砌集体。两虫化石以不同大小、不同形式聚合成各种的样式。这种综合体就谓之蒸发岩的两虫结构（TwoArthropod-Textures，TAT）。两虫结构还包括两虫卵粒化石和两虫粪粒化石与两虫化石间的组合关系。

两虫结构从根本上揭示了蒸发岩环境不同成盐条件下生存的两虫的本质。因而，两虫结构注重的是两虫化石的形貌，不在意它所代表的是何种矿物。因为在蒸发岩环境下生存的两虫，其死后不见得都变为蒸发岩矿物，它可能变为在蒸发岩环境下生成的其他岩石和矿石的矿物，因此，两虫结构代表的面很广，远远超出蒸发岩本身的范围。此外，在蒸发岩环境形成的蒸发岩和其他岩矿石，在后期的变质作用（甚或火成作用期间），虽然变为完全不同的岩矿石类型，但由于交代作用前后都保持固体状态，故两虫结构始终保持不变，尽管它的矿物成分和大小在变化，然而，它的形貌始终保持不变，这一点具有极为重要的理论价值和现实意义。我们可以根据两虫结构来辨别它原始形成的蒸发岩环境。这不仅可以解决我们不曾想过的重大理论问题，而且也是别的鉴别方法所不能替代的。

蒸发岩的两虫结构，始于蒸发岩的研究也终于蒸发岩的研究。

三、蒸发岩两虫结构的类型

蒸发岩两虫结构是一个大类。蒸发岩两虫结构进一步细分的原则是：以两虫化石的大小、形态和两虫化石相互之间关系以及与粪粒化石之间关系为修饰语+两虫结构进行。

蒸发岩两虫结构大致可概括为以下17种：

1）斑粒状两虫结构：广泛分布于各种蒸发岩中。所谓斑粒状是指较基质中颗粒为大，可达数倍者。斑状是指较大的颗粒呈自形结构，且由两虫化石构成（图版5-5）。粒状较大者是指由卤虫无节幼体（图版7-22）或卤虫聚集体化石组成的。

2）不等粒嵌合两虫结构：在各种蒸发岩中广为见及。图版5-19为含石盐白云岩中不等粒嵌合两虫结构。

3）不等粒定向镶嵌两虫结构（图版5-20）：见于埋深较大的芒硝岩中。自形芒硝由两虫化石构成，但由于沉积和成岩后又经过重结晶作用，芒硝颗粒变得更为自形，但仍可见两虫化石的遗留特征。

4）镶边粒状两虫结构（图版5-21）：见于钙芒硝岩中。钙芒硝颗粒为不标准的四边形，颗粒由两虫化石构成。颗粒的四周可见由白色卤蝇幼虫蜕皮化石所围成，甚为特征。

5）环状饰边两虫结构（图版9-13）：见于含石盐钾石盐岩中。围绕石盐大颗粒由钾石盐和赤铁矿等细小颗粒形成环边。

6）纤（柱）粒状两虫结构（图版5-22）：见于石膏岩、硬石膏岩、杂卤石岩、泡碱岩等。

7）毡状、纤维状、放射状、针状两虫结构（图版5-12）：见于杂卤石岩等。

8）肠状、团块状两虫结构（图版5-23）：见于硬石膏岩、含盐硬石膏岩、碳酸钠钙石岩等。

9）手风琴-竹筏状两虫结构（图版5-24）：两虫化石竖着排列像手风琴状组成矿物颗粒，或两虫化石平卧着排列呈竹筏状组成矿物颗粒。两者形态可能反映形成环境不同。

10）菊花状两虫结构（图版5-25）：以两虫蜕皮化石为结晶中心，再由蜕皮化石构成放射状。该种结构多见于钙芒硝岩、无水芒硝岩等。

11）鲕粒两虫结构（图版5-26）：鲕粒中多为两虫实体化石，而胶结物则以两虫蜕皮化石为主。该种结构多见于含石膏碳酸盐岩和石膏岩中。

12）泡碱砂岩状两虫结构（图版5-27）：胶结物为两虫化石。砂粒成分为石英、长石及火成岩碎屑。

13）具印章状石盐假晶之两虫结构（图版5-9）：见于含石盐假晶白云岩中。

14）含卤虫粪粒化石之两虫结构（图版7-23）：粪粒化石之中及之外均可见两虫化石分布。

15）具近直立柱粒状两虫结构（图版5-28）：该种结构见于新疆乌宗布拉克硝酸钾矿中。

16）盐矿物生长带之两虫结构（图版5-29）：多见于石盐和无水芒硝中。两虫化石制约着盐矿物生长带。

17）石盐生长晶迷宫状两虫结构（图版5-30）：从图中可以看出石盐生长晶明显受到两虫化石形态及大小之控制，像迷宫似的。

Ⅹ 沙漠里蒸发那么多水蒸汽，不下雨都去哪了

沙漠本身水蒸气含量不是很大，所以凝结不了水滴，其次沙漠中的植物会快速的吸收水汽，从而导致不下雨。例如仙人掌，只要在仙人掌附近到一升水，仙人掌就会快速的把水吸收。水气也会由于沙漠中的动植物呼吸作用消耗掉。

沙漠占世界土地的百分比：世界陆地面积为1.62亿平方公里，占地球总面积的30.3％，其中约1/3（4800万平方公里）干旱，半干旱的沙漠地区，以及每一个六万平方公里的速度正在扩大。沙漠面积已占总土地面积的10％，而43％的土地正面临沙漠化的威胁。