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( 一) 砂体宏观展布规律
牛庄洼陷沙二段砂体在形成的控制因素上具有 “古水深控相、古水流控砂”，砂体在展布上具有 “平面弱分带、纵向显分期、早进晚退”的变化规律。
1. 古水深控相
牛庄洼陷沙二段尽管总体古水深较浅，但是水深对相和亚相的控制是非常明显的。
首先，在沉积相上，准层序组Ⅲ －1 沉积时期湖盆处于快速湖进时期，湖水深度相对较大，陆源物质的供应相对其他准层序组来说还是较弱的，因此三角洲的范围相对较小，在三角洲朵叶体之间浅湖 － 支流间湾沉积相对较常见。往上到准层序组Ⅲ －2 沉积时，湖水在达到最大湖泛面后开始快速湖退，水深变浅、三角洲推进的速度加快，导致在研究区平面上几乎全被三角洲沉积所覆盖。而到了准层序组Ⅲ －3 沉积时期，湖水退却，多数位置由湖变陆，沉积相类型也主要为河流 － 三角洲相沉积。
其次，在沉积亚相和微相上，准层序组Ⅲ －1 沉积时的西部水深较大，在沉积亚相上除出现大量的三角洲前缘分流河口砂坝沉积之外，还出现较多的三角洲前缘远砂坝沉积以及前三角洲沉积; 而在该剖面的中部及东部，远砂坝及前三角沉积则出现很少。准层序组Ⅳ －1 沉积时处于层序Ⅳ的低位时期，古水深较小，砂体沉积类型以三角洲前缘为主，到准层序组Ⅳ －2 沉积时研究区开始进入湖侵域，随古水深的增加三角洲前缘砂体呈现后退的趋势，前三角洲及浅湖沉积相应交替发育。到了准层序组Ⅳ － 3 沉积时，水深相对增大，加上陆源物质供应相对不足，三角洲成因的砂体继续后退，浅湖滩坝沉积的含量则明显增加。
2. 古水流控砂
区域古水流背景控制了区域物源的供应方向和供应方式，而局部水流背景则控制了研究区砂体的展布方向和展布方式。沙二段沉积时期，区域古水流背景都是由东向西以及由南向北，层序Ⅲ沉积时期，局部水流方向和区域水流方向相一致，导致从准层序组Ⅲ －1 ～ Ⅲ － 3 砂体展布方向基本都沿由东向西或由南向北的方向成长扇形或长条状分布; 而层序Ⅳ沉积时期，受古水流方向的影响，该层序中所包含的几个准层序组中，三角洲成因砂体的展布方向都变为由南向北; 由于滩坝砂体的形成和三角洲前缘砂体有密切的联系，因此在准层序组Ⅳ －3 中，滩坝砂体呈现受三角洲前缘沉积明显影响的特征，滩坝砂体的展布也相应地具有受三角洲分布范围影响的特征。
3. 平面弱分带
研究区沙二段古沉积环境浅水及物源供应充足的特点，决定了湖盆以三角洲为最主要的沉积体系进行快速充填，在这种情况下三角洲呈现多分叉状或指状快速向西推进，并且各期朵叶体之间在平面上相互叠置。因此砂体在大致相同的沉积时期内，砂体间的分带性并不明显，表现在工区范围内岩性、空间展布上基本上没有明显的差别。在各个准层序组中除Ⅲ －2 能大致分出朵叶体以及Ⅳ －3 能够大致确定南部以三角洲前缘砂体为主，往北则主要为滩坝沉积之外，其余准层序组的砂体 ( 特别是分流河口砂坝砂体) 之间基本都具有相连成片的特征。
4. 纵向显分期
在准层序级及准层序组级的层序地层单元中，每一个单元都包含了一期或若干期湖平面的升降运动，而在每一次升降运动的早期，湖水快速上升，水深加大、物源供应相对不足，晚期水深相对稳定，物源也相对充裕，因此导致在沉积物分配上出现下部泥多砂少、上部泥少砂多的现象，各种不同级次旋回在剖面上的叠置，导致砂体在纵向展布上出现了分期性。这种分期性在研究区的格架剖面上都显示的较清楚。
( 二) 水道型砂体及分流河口砂坝砂体的空间展布
牛庄洼陷沙二段水道型砂体及分流河口砂坝砂体是最主要的砂体成因类型，为了进一步弄清这些成因类型砂体的空间展布特征，选择资料较丰富的王 3 区块中钻井最为密集的王 3—王 14 小区进行解剖性研究。
王 3 区块的水道砂体类型主要是曲流河三角洲平原分流河道、三角洲前缘水下分流河道、分流河口砂坝砂体等，后者在该区块相对发育较差。
1. 曲流河三角洲平原分流河道
水道的深度及宽度控制着其形成砂体的厚度及宽度。水道愈深，形成的砂体愈厚。对于古代的水道，通常都用它所形成的砂体的厚度代表水道的深度。水道的宽度也是控制砂体宽度的重要因素; 在水道没有明显的侧向迁移的情况下，水道砂体的宽度与形成它的河道宽度相同; 当水道有侧向迁移时，则砂体宽度大于水道宽度; 增宽的程度，取决于侧向迁移的距离。王 3 区块沙二段的分流河道，特别是水上分流河道，一般侧向迁移不明显，故砂体的宽度基本上代表了分流河道的宽度。
统计结果 ( 表 6 －1) 表明，王 3 区块王 3—王 14 小区所发育的分流河道深度的变化范围约为 1. 9m ～ 11m，以 3 ～ 7m 最为常见，平均值为 4. 9m。其宽度的变化范围为133. 3m ～ 1500m，以 300 ～ 800m 为主，平均 481m。宽厚比值变化范围 18. 6 ～ 314. 3，以50 ～ 150 为主，平均值 106. 2。
表 6 －1 王 3—王 14 小区曲流河三角洲平原典型分流河道砂体参数统计表
续表
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2. 曲流河三角洲前缘水下分流河道
这是研究区另一种最重要的砂体成因类型。在王 3—王 14 小区或整个王 3 区块，水下分流河道砂体在各砂层中均有不同程度的发育。
( 1) 水道深度及宽度。选择典型的水下分流河道测量的宽深参数列于表 6 － 2 中。与三角洲平原分流河道相比，水下分流河道的河深与其接近，平均宽度较前者要大一些，宽深比也有所增加。
表 6 －2 王 3—王 14 小区曲流河三角洲前缘典型水下分流河道砂体参数统计表
续表
续表
续表
由表可见，水下分流河道深度的变化范围为 2m ～13m，以 3 ～8m 最常见，平均值为5. 0m。宽度变化范围 114. 2m ～ 1600m，以 400m ～ 1000m 较常见，平均值 536. 2m。宽深比变化范围 27. 5 ～425，以 70 ～140 为主，平均值 114. 2。同样，剔除那些沿东西方向延伸的水下分流河道以及由于砂体的侧向迁移而连片分布水下分流河道，对测得的砂体作回归分析，得到回归方程:
y = 99. 937x + 37. 841
上述方程反映了该区块曲流河三角洲平原分流河道及三角洲前缘水下分流河道砂体的宽度比关系。
( 2) 水道延伸方向。三角洲前缘水下分流河道是三角洲平原分流河道在水下的延伸，其流向沿袭了平原分流水道的走势，仍为向北占绝对优势，其次为北西向和北东向，但也有一部分为东西向 ( 表 6 －2) 。水下分流河道的弯曲程度与水上分流河道的相差不大，部分小层显示比水上河道弯曲程度有所降低。
( 3) 水道形成的环境。该区块在沙二段沉积期间湖泊水体很浅，湖底也相当平坦，故水下分流河道的流向也会因局部起伏而发生弯曲。另一方面，作为河道基底及 “岸边”的先期沉积的粘土物质因饱含水，其固结程度比水上的河岸泥质沉积物差，故河道侧向迁移比水上容易一些。在某些小层中，水下分流河道因侧向迁移而使砂体宽度增大，以至于相邻水下分流河道砂体侧向相连，不再显示近南北向带状分布的特征。
3. 曲流河三角洲前缘河口砂坝
王 3 区块发育的分流河口砂坝的规模不等。就分布面积来讲，大者 4km ×2km，小者1. 5km × 1. 5km; 其砂体厚度，通常中心部位可达到 8 ～ 10m，厚者超过 12m，自中心向四周厚度有所减薄。
河口砂坝一般位于水下分流河道末端的外侧，呈席状分布。由于分布规模较小，故未对其进行回归分析。
河口砂坝的分选较好，粒度适中 ( 以细砂为主) ，是良好的储集层。因为它与水下分流河道密切共生，故在勘探实践中，在寻找水道型砂体的同时，要注意寻找水下分流河道末端外侧的河口砂坝储集体。
常国贞王永诗林红梅帅萍毕彩芹彭传圣
摘要通过沉积相、成岩相、岩石相结合对罗家地区砂、砾岩体进行储集层特征的地质描述，运用多井约束反演资料实现了储集体定量描述，点体结合，更好地建立了砂、砾岩体储集层模型。罗家砂、砾岩体中蕴藏丰富的稠油资源，而且稠稀油都有分布。针对罗家缓坡带砂、砾岩体稠油，本文以成藏演化为线索分析其成因，指出两类烃源岩、两次成藏期，是该区不同区块之间、同一区块不同构造部位原油性质产生差异的主要原因。
关键词砂、砾岩体多井约束反演储集层模型原油性质稠油成因
一、引言
图1罗家地区构造位置图
罗家地区位于济阳坳陷沾化凹陷西南部，陈家庄凸起北部罗家鼻状构造带上（图1），西与四扣－邵家洼陷相连，北以斜坡过渡至渤南洼陷，东与垦西地垒及三合村洼陷相接。该区沙河街组发育规模巨大，砂、砾岩体为沾化凹陷乃至济阳坳陷所罕见，砂、砾岩体中蕴藏有丰富的稠油资源。由于储集层非均质强且以稠油为主，尽管绝大部分井见油气显示但试油效果不理想，为进一步探明地下稠油资源并形成一定的生产能力，笔者对该区展开了专题研究，
本文为研究专题的部分成果。
二、砂、砾岩体划分对比及空间展布
罗家砂、砾岩体发育于沙四段及沙三段下部，厚度100～300m，为一套砾石成分复杂、分选磨圆差、砾石大小不一、结构和成分成熟度极低的砂、砾岩体。沙四段下亚段为暗红色泥岩夹灰色砂砾岩，为干旱气候条件下的碎屑沉积物；沙四段上亚段转为盐湖沉积，由湖盆中心至边部依次发育膏岩、灰岩和砂砾岩；沙三段是湖盆发育鼎盛时期，砂、砾岩体沿湖岸分布；沙三段末期湖盆抬升，顶部地层遭受剥蚀。
砂、砾岩体地层划分对比的最终目的是建立地层模型，研究砂、砾岩体空间展布。同一地质体并非等时体，在一定程度上确定它的等时关系依赖于地震资料。实践中岩－电性及沉积旋回性分析是地层划分的基础，地震资料应用是地层对比的关键，多井约束反演资料解释应用是对地层划分、对比可靠性的验证。
罗家砂、砾岩体厚度大，其内部缺乏稳定的泥岩隔层。扇体走向经合成记录标定的连井地震剖面显示：潜山顶面（TR）、沙一段底面（T2）两个沉积间断面是砂、砾岩体顶底界面。T2反射层之下南部砂砾岩向北相变为沙三段下亚段油泥岩、泥岩；北部砂砾岩位于T6反射层之下，并向南超覆尖灭于潜山之上，由此确定其地质层位为沙三下段、沙四段。旋回性是沉积岩的普遍特性，利用取心井段长、砂砾岩地层厚的代表井将沙四段划分五个砂组，沙三段下亚段分为两个砂组。这种划分对比方案与测井约束反演地质界面吻合较好。通过地质—地震有机结合，实现了大套砂、砾岩体地层的划分对比，明确了罗家砂、砾岩体为超覆退积型分布的地层模型。
图2罗家地区砂、砾岩扇体分布图
受古地貌、同沉积构造、气候条件及补给水道的影响，罗家砂、砾岩体以鼻状构造轴部为界分为东、西两支扇体，纵向上具有继承性。沙四段、沙三段各自为沉积单元，二者端部与根部叠置，平面上具有不均衡性：东部扇体规模大、岩性粗，主要为砾岩体，西部扇体规模小、粒度细，为砂、砾岩体（图2）。
三、储集层特征地质描述
罗家砂、砾岩体规模大，厚度大，岩石结构复杂，储集层非均质性强，沉积成岩演化是影响储集层孔隙结构及物性特征的重要因素。
1.岩石相
罗家砂、砾岩属于复成分砂砾岩，以含砂砾岩、含砾砂岩和砾状砂岩为主，岩屑主要为碳酸盐岩、中酸性喷出岩。结构成熟度较低，常表现为杂基支撑，颗粒大小悬殊、分选差、磨圆差等特点。砾石形态多样，大小不一，呈棱角状—次棱角状。砾岩的碎屑填隙物主要为泥级细杂基和砂级、粉砂级粗杂基，胶结物以碳酸盐为主。砂岩为长石岩屑石英砂岩、长石质石英砂岩和长石岩屑砂岩。按岩石结构、构造及颗粒间的接触关系，可分为砂砾岩相和砂岩相。砂砾岩相是主要的岩石相类型。
砂砾岩相包括颗粒支撑砂砾岩、杂基支撑砂砾岩和混合支撑砂砾岩。颗粒支撑砂砾岩分为同级和多级颗粒支撑砂砾岩两种类型，前者砾石大小相等，颗粒呈点、线接触，充填物少或被砂质充填，物性好，含油性最佳；后者砾石大小不等，填隙物以粗砂为主，物性和含油性稍差。杂基支撑砂砾岩，砾石呈漂浮状，充填物为粗杂基、细杂基，泥质发育，物性较差。
砂岩相纵向上位于一个沉积旋回的上部或顶部，平面上位于扇体的扇中前缘或扇端，常见平行层理、块状层理。
2.沉积相
沙四段—沙三段沉积时期，发育了冲积扇（ ）和水下冲积扇（ ）。
（1）冲积扇
冲积扇发育在山谷山口处，主要为暂时性的洪水水流形成的山麓堆积物，可分为扇根、扇中、扇端三个亚相。
扇根亚相位于冲积扇根部，发育有单一的或2～3个直而深的主河道，其沉积物主要为河道充填沉积，一般无层理特征，呈块状构造。滞留物和冲刷面很多，反映了多次沉积侵蚀作用。其沉积序列为向上变粗的进积型反旋回沉积序列和向上变细的退积型正旋回沉积序列。测井曲线表现为块状高阻和自然电位波状起伏。
扇中亚相位于冲积扇的中部，沉积物主要为砂岩、砾状砂岩、砾岩。主要由辫状河道和辫状河道间两种微相组成。辫状河道微相沉积物具叠瓦状构造、不明显平行层理、交错层理和冲刷－充填构造，与下伏层呈冲刷接触。其测井曲线特征为齿化或弱齿化箱形、钟形。
扇端亚相沉积物通常为砂岩、含砾砂岩夹粉砂岩和泥岩组成。西部扇体细粒沉积物较发育，分选较好。
（2）水下冲积扇
水下冲积扇可分为扇根、扇中及扇端亚相，指暂时性洪水携带大量陆源碎屑直泻入湖，并在湖盆边缘形成的水下扇形体。
扇根亚相沉积物主要由杂基支撑的砾岩、砾状砂岩夹少量灰色或灰绿色泥岩组成，可进一步划分为主河道和主河道间微相。主河道微相由高密度洪水冲蚀而成，是该亚相中最具特色的沉积微相类型。主要岩性为浅灰色砾岩、砂质砾岩和砾质砂岩构成，砾石大小不等、分布杂乱，砾岩多为粗杂基支撑的砾岩。测井曲线表现为正旋回特征，单个旋回为齿化或弱齿化的钟形或箱形，曲线组合形态为多个钟形或箱形的垂向叠加。主河道间微相岩性主要为深灰色、浅灰色泥岩夹粉砂岩及泥质粉砂岩。该沉积在垂向和平面展布上夹于水下冲积扇扇根主河道之间，粒度分布主要由悬浮总体及少量跳跃总体构成，反映了快速搬运和快速沉积的特点。测井曲线表现为较薄层的低幅平直或微齿化。
扇中亚相是水下冲积扇的主体部分，为一套互层的砾状砂岩、砂岩和泥岩，可划分为辫状水道、辫状水道间和扇中前缘微相。辫状水道微相主要由三种岩石相类型组成：混杂组构砂砾岩、具正递变层理的砂砾岩或含砾砂岩、块状层理及平行层理的砂砾岩。上述三种岩石相类型组成两种垂向序列：一种是自下而上由块状杂砾岩、递变层理砂砾岩、块状层理砂砾岩组成，该序列反映了物源供给减弱，流体性质由重力流逐渐向牵引流转变，水体不断加深的沉积条件；另一种是从下到上由递变层理砂砾岩、块状层理砂砾岩或平行层理砂砾岩组成，测井曲线一般表现为正旋回特征，弱齿化箱形或钟形。辫状水道间微相位于水下冲积扇扇中辫状水道之间，后期辫状河道发育时对其冲刷侵蚀，厚度非常薄。扇中前缘微相位于扇中辫状河道前缘，系水流流出辫状水道后所携带的物质在出口沉积而成。在相序上与扇中辫状水道微相沉积的砂砾岩密切共生，构成向上变细的沉积序列。
扇端亚相位于水下冲积扇的最前缘并与湖泊沉积相过渡，沉积物为砂岩、细砂岩、泥岩。泥岩具水平层理构造，垂向上与浅湖相碳酸岩或泥岩相叠交。
水下冲积扇沉积自下而上由粗变细，厚度由厚变薄，形成一个自扇根到扇端的巨大正韵律层序，反映了向岸方向退积，并逐渐趋于废弃的过程。
3.成岩相
成岩相是成岩环境与成岩产物的综合，能反映储集层岩石目前面貌。在成岩作用类型研究的基础上，将砂、砾岩体储集层划分出以下五种主要的成岩相。
（1）杂基支撑压实成岩相及强压实压溶成岩相
杂基支撑压实成岩相主要形成于细杂基支撑及混合支撑的砾岩、杂砂岩中，杂基含量高，胶结物含量低，由于碳酸盐杂基的存在，容易遭受溶解，形成低渗储集层，主要分布于扇根及扇端亚相。强压实压溶成岩相常形成于以石英为主的砂砾岩储集层中，杂基含量较低，石英次生加大发育，属于致密储集层。
（2）碳酸盐胶结成岩相
早期胶结而晚期未发生明显溶蚀作用或早期沉淀晚期重结晶储集层类型。分布在水下冲积扇扇端亚相，少量分布于扇中亚相的辫状水道间微相。
（3）不稳定组分溶解溶蚀成岩相
该类成岩相次生孔隙含量高，杂基或颗粒支撑，粒间、粒内溶蚀孔隙发育，主要成因包括大气淡水淋滤及埋藏溶蚀。主要分布于冲积扇扇根的主河道微相、水下冲积扇扇根的主沟道微相及扇中的辫状水道微相。
（4）沥青充填成岩相
沥青充填是砂砾岩储集层的一大特色，其对应的成岩相是普遍发育的一种成岩相类型。沥青充填于砂砾岩的原生和次生孔隙中斯孔隙度、渗透率降低，形成低孔低渗储集层。该类成岩相主要分布于冲积扇扇根的主河道微相、水下冲积扇扇根亚相及扇中亚相辫状水道，受构造活动控制，多发育于构造高部位。
（5）混合成岩相
常发育于构造高部位，主要受油气运移、砂砾岩储集层非均质性、油气来源的影响，导致储集层中各种成岩现象并存。
四、储集层特征地球物理解释
经频谱分析，该区三维地震资料主频为21Hz。测井资料分析，沙四、沙三段的砂、砾岩体速度为3200～5000m/s，平均为4100m/s，若以A/4作为时间可分辨的厚度极限，纵向分辨率为25m；通常以A/8作为能量可分辨薄层的厚度极限，纵向分辨率仅为12m，不能满足储集层描述及预测砂体的需要。
多井约束波阻反演是以测井资料为依据，地震资料为控制，通过井旁地震道与测井资料进行相关分析，找出最佳波阻匹配关系，从井点出发逐步外推的一项技术。为了精确区分储集层、致密砂砾岩层等非储集层，解决波阻抗数据体中地层岩性及储集层的多解性问题，在三维地震资料解释、波阻抗反演工作的基础上，利用自然γ、自然电位等测井参数进行了联合反演。
储集层解释模型是一种能将反演数据体中非储集层信息剔除的模型。孔隙度是最能反映储集层信息的一项参数，但由于孔隙度反演数据是通过砂砾岩孔隙度与声波回归关系由声波时差转换得来，而该区的泥岩与砂砾岩的声波时差分布无界限可划，泥岩与砂砾岩所计算出的孔隙度无法在数据体中用来区分储集层与非储集层，这同时也否定了直接运用速度数据体和波阻抗数据体来剔除非储集层的可能性。然而，砂、砾岩体声波时差与孔隙度的关系表明，两者呈正相关关系，只要确定砂砾岩储集层与致密砂砾岩层孔隙度的界线值，就可将致密砂砾岩剔除。因此，可以通过先剔除泥、灰岩再剔除致密砂砾岩的方法来剔除非储集层。
罗家砂、砾岩体泥质含量较高，自然电位响应无法区分各类岩性。自然γ测井弥补了这一不足，泥质含量的高低能在自然γ值上产生响应，可以用自然γ测井剔除泥、灰岩。统计结果表明，泥岩的自然γ分布为35～60API，砂砾岩的自然γ分布为25～50API。确定二者之间界线的原理是最小误差原理，即该界线使各自进入对方区域的丰度近似且达到总误差最小。通过丰度曲线的交会得出该界线为42API，可信度达70%以上。统计还表明，砂砾岩的自然γ值多大于25API，灰岩的自然γ值多小于25API。自然γ区分泥岩、灰岩与砂砾岩是可行的，最终确定砂砾岩的自然γ门坎值为25～42API。
砂、砾岩储集层的孔隙度为5%～16%，非储集层的孔隙度为0～6%，同样应用最小误差原理确定储集层与非储集层的界线为5%，可信度达95%。
在用自然γ数据体剔除泥、灰岩所得的砂、砾岩体展布信息数据体的基础上，将该信息移植到孔隙度数据体，再用储集层与非储集层孔隙度分界值剔除不能作为储集层的致密砂砾岩，留下的数据体反映了砂、砾岩储集层的空间展布特征，孔隙度数据体本身又能反映物性分布特征，从而达到了定量评价储集层的目的（图3）。
图3砂、砾岩体储集层地球物理方法预测流程图
五、储集层地质模型
储集层地质描述是基于对岩心及测试资料的描述技术，而储集层特征地球物理解释则是基于三维地震数据体的描述方法，点体结合，全面地反映了储集层空间变化规律，从而更客观地建立了储集层模型，为精细油藏描述提供坚实的基础。
1.储集层结构特征
储集层建模的主要目的是将储集层结构和储集层参数的空间变化表示出来。储集层结构的主要特征有以下几点：①顺辫状水道方向，砂体具较好的连续性，砂体规模受同沉积断层的影响，断层下降盘砂体厚度较大，不同期次的砂、砾岩体呈超覆退积沉积序列；②横切辫状水道方向，主要为透镜状砾岩体与薄层砂岩体、薄层泥岩夹层和致密砂砾岩的复杂组合；③砂体宽厚比值较大，一般7～12；④砂体之间泥岩夹层主要分布于扇缘，砂砾岩主体连通性应与砂砾岩致密隔层的分布有关。
2.储集层孔隙度分布特征
储集层孔隙度分布三维模型的主要特征有如下几点。
第一，顺辫状水道方向，总体上扇中主水道储集层物性较好，砂体连通性较好，砂体之间有物性较差的薄层致密或扁长透镜状泥岩层分布；扇根和扇缘物性较差，主要表现为透镜状，物性较好的分布于物性较差的致密层或泥岩中。
第二，横切辫状水道方向，砂砾岩物性表现为较强的层间非均质性和层内非均质性，砂体连通性较差。辫状水道部位，物性较好，致密砂砾岩隔层厚度和分布密度较小；辫状水道间为透镜状物性较好砂砾岩零散分布于物性较差的厚层泥岩或致密层中。
第三，平面上，砂、砾岩体也表现为较强的储集层非均质性。物性较好的储集层主要分布在扇中辫状主水道，扇根及扇缘也有零星分布；物性较差的储集层多分布在辫状水道间及扇缘[1]。
六、原油性质及其高硫来源分析
罗家砂、砾岩体中原油物性变化大，除个别区块为稀油外，大部分为稠油分布区。原油密度～，粘度～，含硫量～，凝固点－4～60℃。稠油具有“四高”和“三高三低”特征，即高密度、高粘度、高凝固点和高含硫，高胶质、高沥青质、高非烃、低烷烃、低芳烃、低含蜡。按原油密度和粘度两项指标，参照国际上采用的重质稠油划分标准，将原油划分为四种类型，即正常原油（工类）、重质油（Ⅱ类）、特重油（Ⅲ类）和沥青（Ⅳ类）（表1）。
表1罗家原油类型分类表
随着罗家砂、砾岩体原油相对密度的增加，动力粘度量指数增加，含硫量呈线性增加，而含蜡量线性递减。相对密度和粘度主要取决于原油的族组分，即胶质与沥青质的含量，其中粘度主要受非轻（胶质）含量的影响，两者成正比关系，而重质油的相对密度主要受沥青质含量的影响，二者也成正比关系。而胶质与沥青质的丰度又与硫的含量密切相关，主要是因为胶质和沥青质是富含氮、硫和氧原子的高分子量的多环分子。
石油中硫含量不仅是评价石油性质的重要指标，同时也是研究石油生成和转化的重要参数，因此分析原油中硫的来源及成因是分析稠稀油形成机理的关键。原油的物理性质取决于生油母质的性质、演化程度及次生变化等因素。高硫含量是该区稠油的一大特色，而含硫量与原油密度、粘度（对数）呈很好的正相关关系。硫不是活的生物体的主要组分，因此原油中的高硫成分必然是后期从其他方面获得的。该区稠油中部分硫来自沉积物原始有机质中的氨基酸，但大部分原始硫来自沉积有机质和水溶硫化物（S2－）。
在强还原缺氧的情况下，厌氧细菌的作用使硫从硫酸盐中析出，由于贫粘土的石灰质淤泥含铁和其他金属少，不能消耗所有的硫根，这些硫先进入沉积物中与残留的有机质结合，导致成环作用和芳构化作用，形成富硫的Ⅱ型干酪根，其饱和化合物除由大量的环烷烃和中等链长的脂肪链所组成外，还存在大量的硫。当有机质进入生油门限时，首先以苯并噻吩衍生物而析出，而后又以硫化氢的形式释出，因此硫含量高通常与表明缺氧条件的生物标志化合物存在相关性（如高C35升藿烷指数或低的姥鲛烷/植烷比值等）。原油的生物降解作用也能导致硫的富集，因为细菌优先消耗饱和烃，而对苯并噻吩衍生物和高分子量杂原子化合物很难发生降解作用，从而导致原油中的含硫量相对增加；微生物活动导致硫化氢和元素硫形成，它们可以和蚀变的原油再反应而生成多硫化物。
七、原油稠化机理分析[2～3]
1.两种不同类型的生烃母质
渤南洼陷沙四、沙三段烃源岩有明显差异。沙四段烃源岩为咸水强还原环境，广泛分布，膏岩分布区位于湖盆中心，周边环绕灰岩相带。这种沉积环境有利于有机质的保存和富硫干酪根的生成。研究表明，相互交联的硫原子桥在碳－碳键开始裂开之前就已经破裂，富硫的干酪根在热力低级阶段就能生成石油。由于弱碳－硫键的破裂，硫从干酪根中分离出来，形成高硫的低熟油。沙三段烃源岩沉积的水介质条件、生物标志物、有机质丰度、类型等与沙四段差异较大，生成低硫干酪根，大部分热降解为正常成熟原油。
经原油的碳同位素曲线对比发现，沙四段下亚段原油碳同位素曲线形态相似，可对比性良好，说明来自同一油源；而沙四段上亚段和沙三段下亚段原油碳同位素曲线不完全相似，反映了混源特征。Ts/Tm为成熟度参数，该比值随成熟度的增加而增加，沙四段下亚段原油 Ts/Tm值（0～）明显低于沙四段上亚段（～）和沙三段下亚段（～）。γ－蜡烷是由五个六元环组成的环状化合物，沙四段下亚段原油γ－蜡烷/C30藿烷为～，沙四段上亚段、沙三段下亚段分别为～和～。以上分析证实沙四段下亚段原油来自于沙四段烃源岩，而沙四段上亚段和沙三段下亚段原油来自于沙三段和沙四段烃源岩。
2.运聚过程及稠变作用
罗家砂、砾岩体经历了两次大规模油气运聚过程，第一次发生在东营组沉积末期，第二次在馆陶组沉积末期至今。
东营组沉积末期，沙四段烃源岩进入排烃阶段，油气穿过灰岩地层进入砂、砾岩体中，除一部分被圈闭捕获外，其余继续向上倾高部位运移，由于基岩不整合面与地表连通，地表蒸发氧化作用使原油稠化。大气降水入渗也使原油遭受了普遍强烈的次生改造，罗9井原油烷烃色谱证实发生了生物降解，分析认为是古降解作用。
馆陶组沉积末期油气运聚方式与第一次类似，所不同的是沙三段烃源岩进入大量排烃阶段，油气沿基岩不整合面进入上覆的馆陶组聚集。由北向南渤南、罗家、陈家庄三个油田原油含硫量为低—高—较低的变化趋势，即油性为稀—稠—较稀的分布特点，是本期油气运移的加硫稠化和差异运聚的必然结果。
胶结物有机包裹体中气－液烃与沥青共存、成群分布，证实砂、砾岩体经历了两次大规模的油气充注过程。原油含硫量分布呈“双峰”特点，虽然两次油气运聚过程都发生了加硫稠化作用和轻烃散失滞留稠化作用，但前峰低硫原油为第二次成藏期产物，而后峰高硫原油则为第一次成藏期形成的较重稠油。
3.油气成藏后的稠化作用
对单个油藏，成藏后的稠化作用主要表现在以下两个方面。
第一，底边水的水洗氧化和重力分异作用。以罗801断块油藏为例，罗801位于构造高部位，原油密度为，是Ⅰ类正常原油，低部位的垦5井原油密度为，属Ⅱ类重质稠油，分析认为是底水或边水造成的分异作用。
第二，断层活动造成差异分离作用。断层作用使压力释放，将单相流体系统转化为两相系统，形成气顶，这些气体和轻烃运移到浅层圈闭中，导致其下部砂砾岩中原油更稠。罗东地区罗9-37断阶沙一段为稀油，而与之相邻的南、北断阶沙四段为Ⅱ类重质油，是断层导致的差异分离作用。
八、稠、稀油分布规律
统计罗家砂、砾岩体中所有的油性资料，I类原油占，Ⅱ类原油占42%，Ⅲ类原油占，Ⅳ类原油占19%；总体上砂砾体赋存的原油以Ⅱ类原油为主，其密度为～，粘度100～(80℃）。Ⅰ、Ⅱ类原油沙四段下亚段仅占20%，沙四段上亚段占62%，沙三段下亚段达65%。西扇体工、Ⅱ类原油占73%，东扇体则为。
纵向上，砂、砾岩体中上部含油性好。沙四、沙三段砂、砾岩体上覆沙三段、沙一段泥岩地层厚，分布范围广，是良好的区域盖层，在成岩和成藏演化中，砂、砾岩体由早期作为油气输导系统的一部分，演变为若干套储盖层组合。物性改造过程中，中上部是油气运聚集中段，物性和含油性较好，而下部成岩作用更强，物性逐渐变差。砂、砾岩体中大部分井油气显示井段很长，解释的油层并不多，这是砂砾岩稠油油藏的特点。其原因是，早期为油气运移的通道，后期物性变差为干层，仍可残留油斑显示；二是早期作为运移通道，后期物性变好，仍为油气运移通道或构造部位低或原生油藏遭到破坏，残余油斑显示物性好，试油出水。斜坡带上一些区块属于这种类型。
平面上，西部扇体油性比东部扇体好。局部构造高的部位油层总厚度较大，向低部位过渡为水层或干层，储集单元的展布和构造高低决定油水层分布。不同区块之间油性变化较大，但同一区块构造部位越高油性越好。
受两种烃源岩、两次成藏期等复杂地质条件影响和多种稠变因素的控制，罗家砂、砾岩体原油分布具有东部扇体稠西部扇体稀；层位上，下稠上稀；油气运移方向上，远稠近稀和单个油藏底稠顶稀的特点。
九、结论
应用地质、地震相结合的方法实现了罗家砂砾岩地层划分对比，通过岩石相、沉积相、成岩相三个方面研究进行储集层地质描述，划分了两种岩石相、两种沉积相和五种成岩相。在此基础上，运用多井多参数联合反演资料进行砂砾岩储集层定量描述，建立了储集层结构和参数模型。
罗家砂、砾岩体稠油含硫量高，原油性质变化大。受两种烃源岩、两次运移期和成藏后保存条件等多种因素控制，原油具有东稠西稀、远稠近稀、下稠上稀和底稠顶稀的特点。
主要参考文献
[1]裘怿楠，薛叔浩等.油气储集层评价技术.北京：石油工业出版社，1994.
[2]王铁冠，钟宁宁，侯读杰等.低熟油气形成机理与分布.北京：石油工业出版社，1995.
[3]曾凡刚，李赞豪，程克明等.中国重质原油的分布和地球化学特征.北京：石油工业出版社，1999.
目前在我国的发展情况也已经受到了很多人的关注，而且也已经开始推广这样的比赛。在很多的商场中都建设了这种攀岩运动，而且受到了很多小孩子的喜爱，家长也非常喜欢让自己的孩子去学习这样的运动。
攀岩运动作为体育的重要组成部分,理应受到社会各界的重视.通过文献资料法,从当前我国攀岩运动发展的背景出发,论述了攀岩运动面临的普及率低下,基础设施不配套,品牌赛事少等困境.提出了加强政策制定,扩大宣传,人员培训,增加投入。
特性就是可以提高自己的臂力，可以提高自己的腿部力量，可以提高自己的核心力量，攀岩运动目前的发展已经受到了很多家庭的关注，受到了很多年轻人的关注，这项运动在社会中已经开始逐渐平稳的发展了。
出于人们对强身健体需要, 原有被冷落的体育项目如今变成热门项目, 攀岩运动则是如此。热爱攀岩运动的群体不仅仅是在中年人当中, 有许多青少年也很热衷了攀岩运动, 这是一种良好发展趋势。攀岩运动体育项目从青少年开始并一再得到追求, 势必会极大促进我国攀岩运动发展。青少年喜欢攀岩运动, 既丰富了体育项目运动内容, 又促进了我国体育运动的发展, 还满足了青少年追求刺激、惊险与挑战的心理。在青少年的努力追求下, 我国的攀岩运动将会不断向前发展。
一，对青少年进行攀岩运动技术和技巧的培训
攀岩运动不仅仅是锻炼体能和心理素质, 还是蕴含技术和技巧的运动。面对一个个不同陡峭的山峰, 如果没有一定攀岩运动技术或技巧, 对没有多少攀岩经验的青少年而言, 注定会不知所措。攀岩运动的组织者要采用理论与实践相结合的方法, 对青少年攀岩者进行系统的攀岩技术与技巧的培训与辅导, 教给他们如何判断山峰岩石的坚硬与牢固程度, 如何选择最为适合的攀爬路径, 如何进行臂力与脚力的有机配合, 如何进行适度翻身等等的知识教育。当他们掌握了一定的攀岩技术与技巧以后, 再带领他们从相对低矮的山峰爬起, 再逐步拔高他们攀岩的高度和难度, 以循序渐进的方式, 让青少年攀岩者在实践中得到锻炼。
二，特别强调攀岩运动的安全性
既然攀岩运动是风险与挑战并存, 其安全性就已经被提前预见。做好安全措施防范必不可少。加强青少年攀岩者的安全教育很有必要, 要让每位参与攀岩运动的人都在心里打牢安全第一意识, 在非安全情况下不要盲目进行攀岩运动。同时, 攀岩者自身攀岩所需的防护用品要齐备, 在尽可能的条件下, 还要组织摆布好必要的防护设备, 事先想到一旦出现危险的救护措施。对攀岩地方的选择, 一定要选择那些不容易被风化的岩石山峰而进行攀岩, 以防因攀岩者抓岩或蹬岩松动滑落而引发危险。安排攀岩运动, 切记按照青少年体能耐力而安排攀爬高度和距离, 不能做超负荷的攀岩运动。
三，做好攀岩运动的准备与善后工作
攀岩运动者所需的装备、饮食、饮水与药品都要提前备好并带到攀岩现场, 及时向攀岩地就近医院事先取得联系, 告诉他们攀岩的地点与参与人数, 以备迅速救援万一出现的伤者。对攀岩运动做到有备, 才能少患。攀岩者一旦攀岩任务完成, 以实现带好的食物和饮水让他们及时补充体能, 以防因饥饿或饥渴造成体力不支甚或是虚脱, 发生攀岩运动的次生风险。如果遇有个别攀岩运动参与者在攀岩过程中出现了轻微的擦伤或抓伤问题, 攀岩运动的组织者要第一时间掌握情况, 并以事先备好的药品进行简单施治, 以防攀岩者发生破伤风或伤口溃浓问题。当在返程过程中, 发现有个别攀岩参与者出现身体过度不支问题时, 要将其及时送往医院。
石墨矿产在众多国家都已有发现，有工业价值的相对集中分布于少数国家。晶质石墨矿主要蕴藏在中国、乌克兰、斯里兰卡、马达加斯加、巴西等国，隐晶质石墨矿主要分布于印度、韩国、墨西哥和奥地利等国。多数国家只产一种石墨，矿床规模以中、小型居多，只有中国等四五个国家晶质和隐晶质石墨都有产出，大型矿床较多。
一、成矿地质条件
碳在地壳中的丰度为。在岩浆岩中平均含碳量，页岩中为中为，石灰岩中含CO2为。因碳的原子容积甚小，其C4＋的离子半径小达 nm，在岩浆结晶时期，一般不参加到硅酸盐晶格中去，只有当其浓度很大且有适当的热动力条件时才能单独地组成自己的晶格成为金刚石或石墨。当它不组成自己的晶格时，经常以CO2状态存在于岩浆的气体相中或自火山孔道逸出到大气层中或在岩浆期后流体中呈配阴离子 最后形成碳酸盐矿物。
在表生作用下，碳可以部分地溶解水中，经常与金属形成重碳酸盐参加到地表水循环以至大量搬运入海，构成厚大的石灰岩沉积。大量碳质还参加到生物地球化学循环，大气中的CO2由于生物光合作用形成有机体的组成，构成有机岩类的堆积。显然，大量碳质的聚积主要发生于表生沉积作用，因而在沉积岩中含碳量远远超过岩浆岩。但是，大量碳质的堆积并不等于石墨矿床的形成，因为石墨的形成必须是碳质集中过程和一定的热动力条件的结合。人们曾从实验中制造过石墨，如用无烟煤在电炉中绝氧加热至2500℃以上得到能工业应用的石墨；用烟煤与CaF2混入于硅酸盐熔融体中，当其缓慢地冷却，结果形成六方板状石墨。这些人造石墨的热动力条件都是在高温还原条件下进行的。显然，石墨矿床形成的地质作用应属内生深成作用，因此由于表生作用、生物地球作用所引起的巨大有机碳质和无机碳酸盐的聚积，经过变质作用强烈的热动力作用的改造，同样可以使这些碳质转变成石墨。
中国石墨矿床常产出于大地构造隆起区或断裂岩浆带上，较集中的分布于中国的东部环太平洋构造带、康滇－龙门大巴－黄陵、祁连－秦岭－淮阳、天山－阴山以及金沙江－哀牢山5个成矿地带。区域变质型石墨矿床分布于中朝准地台和扬子准地台以及吉黑、秦岭、祁连、华南、三江等褶皱系的隆起区，例如，在佳木斯隆起、胶辽断隆、内蒙古地轴、豫西断隆、山西断隆及康滇地轴等隆起区，分布较多的晶质石墨矿床，规模多为大、中型矿；在黄陵背斜、龙门－大巴台缘褶带、秦岭地轴、淮阳地轴及武夷隆起区，也分布有较多的以中、小型矿为主的晶质石墨矿床。接触变质型隐晶质石墨矿床大多分布于中国东部环太平洋构造带，尤其是郯庐断裂系（包括依兰－依通断裂在内）以东地区，西部某些断裂带也有分布。岩浆热液型晶质石墨矿床则分布于中国西部的一些断裂岩浆带间。
区域变质型石墨矿床含矿岩系的时代从新太古代到早寒武世，其中以新元古代最为重要，北方多为新太古代至新元古代，南方多为新元古代至早寒武世，北方早于南方，其含矿层位有华北的桑干群、胶东的粉子山群、豫西的太华群、龙门—大巴山的火地垭群、黄陵背斜的崆岭群、康滇地轴的昆阳群、南天山的库尔勒群和兴凯湖的麻山群、武夷山的建瓯群及罗峰溪群等变质岩系；接触变质型隐晶质石墨矿床含矿岩系的时代从晚古生代石炭纪、二叠纪至中生代侏罗纪，其中最重要的是晚二叠世及早侏罗世和晚侏罗世，北方以晚、早侏罗世及石炭纪的较多，南方以二叠纪为主，其主要含矿层位北方有石盒子组、二道梁子组、鸡西群，南方有斗岭组、龙潭组及梨山组等煤系地层，产生接触变质作用的岩浆热源体的侵入时代大多为印支期—燕山期，但北方也有的为海西期；岩浆热液型晶质石墨矿床的形成则多与海西期的中、酸性岩浆岩的侵入有关。
二、矿床主要成因类型及其分布
中国已知的具有工业价值的石墨矿床按其成因可分为：区域变质型石墨矿床、接触变质型石墨矿床及岩浆热液型石墨矿床三种类型。其中以区域变质型晶质石墨矿床最多，其次为接触变质型隐晶质石墨矿床，岩浆热液型晶质石墨矿床较少。
1.区域变质型石墨矿床
此类型矿床占中国已知石墨矿床的84%，储量占石墨探明储量的77%，是中国石墨矿床中主要的工业类型。矿床赋存于前寒武纪的中、深变质岩系中，主要岩性有片麻岩、片岩、透辉（透闪）岩、大理岩、变粒岩、石英岩、斜长角闪岩等，原岩建造多属粘土岩－碳酸盐岩－基性火山岩，沉积于近陆源浅海区，石墨矿层往往赋存在其上部富碳酸盐部位，含矿岩系的变质程度普遍达到角闪岩相至麻粒岩相。矿床褶皱、断裂构造发育，常伴有晚期花岗岩、伟晶岩类侵入，混合岩化作用普遍，多期变质作用叠加影响较明显。矿体受沉积变质作用控制，有一定的层位，产状多与围岩产状一致，呈层状、似层状或透镜状，长度一般为几十至数百米，有的可达千米以上，倾角陡—中等。一个矿床中一般有多层矿体，常受断层或岩体的破坏而使矿体形态复杂化。常见的矿石类型有石墨片麻岩和石墨片岩，其次为石墨透辉岩，少数矿床有石墨变粒岩、石墨混合岩及石墨大理岩等。矿石中与石墨共生的矿物多达30余种，主要有长石、石英、云母、方解石、白云石，含多种变质矿物如透辉石、透闪石、红柱石、矽线石、石榴子石、黝帘石、蛇纹石、金云母等，伴生矿场有黄铁矿、金红石、钒云母、钒榴石等。石墨呈鳞片状结晶，聚片状或星散状较均匀分布，具定向构造或浸染构造。石墨鳞片片径 至数毫米不等，混合岩化作用常使石墨粗化或相对富集。矿石品位一般不高，固定碳含量低的为3%～10%，较高的为10%～16%，有的可达30%以上。矿石的可选性好，精矿质量也好。由于原岩沉积环境还原条件良好，含矿建造中常富含硫、钛、钒、磷物质，有的矿床中伴生的金红石、黄铁矿及钒等可供综合回收利用。矿床规模多为中—大型（有的规模特大）。属于此类型的矿床有：黑龙江鸡西柳毛，山东莱西南墅及北墅，内蒙古兴和，湖北宜昌三岔垭等石墨矿床。
矿床实例：黑龙江省鸡西市柳毛石墨矿
该矿床为区域变质型晶质石墨矿床，位于佳木斯隆起区南部麻山石墨含矿带的东端。麻山一带是一个主要由近东西向的复向斜和逆冲断裂组成的构造区，以后又被北西及北东向断裂肢解为一系列叠瓦式断块。含矿层位麻山群逆冲隆起，大面积分布于林口—鸡西—光义一带。整个麻山群普遍含石墨，共有12个石墨层，众多的矿点星罗棋布于鸡西、土顶子、黄汪沟、西麻山、石场、和平、余庆、中三阳、龙爪及光义等地构成一个规模巨大的麻山含矿带，是中国已知的最大的石墨产区。
柳毛石墨矿是麻山含矿带中规模特大的矿床，处于八面通台凸北东端，密敦断裂北西侧龙山复向斜北东断块隆起区中，矿区分布元古宇麻山群的西麻山组和龙山村组中—深变质岩系。矿体赋存在下部西麻山组中，其主要岩性：下部为石榴球斑条带混合岩夹石榴堇青片麻岩，二辉斜长片麻岩和石英钾长交代岩，大理岩及混合岩化石墨透辉斜长片麻岩等；上部以混合岩化石墨透辉斜长片麻岩、石墨矽线斜长片麻岩为主，夹石墨石英片岩、变粒岩、混合岩等，是区内的主要含矿层位。矿区内褶皱和断裂构造发育，大西沟复向斜轴向50°～600，由3个次级向斜和1个次级背斜组成，走向断裂和横断裂规模较大，对地层和矿体有控制作用，岩浆岩则以小脉岩穿插为主。
矿体分布在西麻山组上部含矿变质层位中，各矿层组成宽600～1000m 的矿带，主要分布在大西沟复向斜构造的北西翼，走向50°～60°，倾向南东，倾角45°～60°。由于褶皱、断裂对矿层的影响，矿区划分为站前、郎家沟及大西沟3个矿段，共有工业矿体56个。其中大西沟矿段的矿体最为集中，规模也最大，分布有大、小矿体44个（见图15-1、图15-2）。单矿体平均厚度11～27m，呈层状、楔状及透镜状，常见膨胀、收缩、分叉及断裂切割现象，厚度变化系数为64%，长度300～1600m，斜深200～800m，倾角40°～60°。矿石自然类型有钒榴石墨矿、矽线石墨矿、石英石墨矿、钙质（大理岩）石墨矿等。与石墨共生的矿物有：钒榴石、金红石、石榴子石、矽线石、榍石、透辉石、石英、方解石、钛铁矿等。矿石化学成分为：固定碳（Ⅶ号矿体为），品位变化系数33%,w(TiO2)(V2O5)(Fe2O3)(S)。矿石可选性好，精矿品位可达90%。矿区矿石平均风化深度，风化矿石的硬度低，含硫量降至，更有利于采选。
2.接触变质型石墨矿床
此类型矿床占中国已知石墨矿床的14%，储量占石墨探明储量的22%，是中国石墨矿床中较主要的工业类型。此类矿床是由于岩体侵入煤系地层引起煤层接触变质而成。侵入岩体一般为酸性或中、酸性花岗岩、闪长岩，岩体常沿背斜轴部或倾伏端等构造有利部位侵入，上有盖层，封闭条件良好。受变质的煤层一般为优质无烟煤，煤岩性质多属镜煤质亮煤类型。接触变质晕宽一般可达2～3km，含煤岩系原岩为粘土质岩、砂岩、碳酸盐岩等，变质成为板岩、千枚岩、片岩、大理岩等，以板岩最为广泛，变质程度一般为绿片岩相或角闪岩相。无烟煤变质为隐晶质石墨，从接触带向外渐次出现石墨—半石墨—无烟煤的渐变过渡带。
矿体呈层状、似层状、带状及透镜状分布，长度几百米至数千米，常见多层矿体，单层厚度几十厘米至数米，有的可达十余米，一般为1～3m，倾角有的陡，有的呈缓倾斜。由于矿床多生成于褶皱、断裂发育且有岩体侵入的地质环境中，矿体形态一般复杂。矿石自然类型可分软质、硬质两种。矿石外观呈土状、致密块状，由隐晶、微晶及细晶石墨鳞片构成集合体，以隐晶石墨为主，共生矿物有石英、粘土矿物、黄铁矿及红柱石、堇青石、矽线石、黑云母等。矿石品位一般较高，固定碳含量多为60%～80%，高者可达90%以上，少数矿床低于60%。矿石精选困难，一般手选加工后可提供工业利用。矿床规模以中、小型为主。属于此类型的矿床有：湖南郴州鲁塘、吉林磐石烟筒山等石墨矿床。
图15-1 黑龙江鸡西柳毛石墨矿大西沟矿段矿体分布略图
（据谭民冠，1999a)
1—第四系；2—大理岩或透辉岩；3—片岩；4—片麻岩；5—变粒岩；6—混合岩；7—石墨矿体；8—西麻山组
图15-2 黑龙江鸡西柳毛石墨矿床大西沟矿段A-B剖面略图
（据谭冠民，1999b）
图例同图15-1
矿床实例：湖南省郴州市鲁塘石墨矿
该矿床属接触变质型隐晶质石墨矿。矿床位于粤、桂、湘、赣褶皱带骑田岭褶皱区鲁塘复向斜东翼，骑田岭花岗岩体西侧，江都庙断裂和金湘源断裂之间的外接触变质围岩中。矿体赋存于上古生界上二叠系乐平统斗岭组地层中，主要岩性为板岩、石墨板岩、含石墨硅质板岩及石英细砂岩，主要构造形式为复杂的褶皱与断裂组合，褶皱轴向10°～20°，平面多呈多字形排列，以宽缓短轴褶皱为主，断裂规模大的有3组，以近东西向和20。方向的压性和压扭性断裂对矿体的控制和破坏作用明显。中生代燕山早期骑田岭花岗岩多与围岩呈齿状或枝杈状侵入接触，由于岩体侵入热力影响和褶皱断裂机理的联合作用，促使岩体西侧外接触带宽约900m 范围内的地层变质，靠近岩体的无烟煤变质成石墨，形成矿体形态复杂的隐晶质石墨矿床（见图15-3）。
图1-53 湖南郴州鲁塘石墨矿矿体分布略图
（据谭冠民，1999c)
P2c—长兴组；P2d—斗岭组； 骑田岭花岗岩；
Ⅰ～Ⅳ 石墨矿体编号；l—砂岩；2—板岩；3—角岩化粘土；4—石墨矿体
矿体主要分布于回子岭和狮子脑两向斜构造中，走向25。左右，产状平缓，倾角12°～47°。含矿岩系总厚210m，有工业矿体4层，矿体总厚度，含矿系数为，其中Ⅱ号矿规模较大，平均厚，由于塑性应变结果，因此矿体厚度在～20m之间变化较大，厚度变化系数最大158%，平均为112%。矿体露头延伸长达3300km，以芋头石沟豁为界将矿床分为南北两段，北段规模较大，为主要开采对象，全矿床保有隐晶质石墨矿石储量规模属中型矿，其深部尚有较多远景资源。在石墨矿层与煤层之间通常有一个石墨无烟煤混生带（即半石墨带），石墨、半石墨和煤层的分带大致与花岗岩体平行，随着离岩体由近而远，其矿物物理化学性质逐渐有序变化，显示接触变质矿床的典型特征。
矿石的主要矿物成分为石墨，其次为石英、绢云母、方解石、红柱石等，具土状或致密块状构造，显微鳞片变晶、鳞片变晶及隐晶质结构。呈钢灰色，具金属光泽和强的滑腻感。矿石中有用组分富集均匀，品位较高，固定碳含量一般为75%～80%，品位变化系数8%～13%，其他组分含量：灰分～、挥发分～、水分～、硫～。4个矿层中Ⅰ、Ⅱ号矿体矿石质量好，是主要开采对象。矿石可选性差，通常经手选后直接加工成各类产品。矿体表部因次生风化而往往形成一个以低硫低碳为标志的氧化带，其深度一般为20m，部分矿石品位降低，有的失去工业价值。
3.岩浆热液型石墨矿床
此类型矿床较为少见，仅占中国已知石墨矿床的2%，储量占石墨探明储量的1%，目前只在中国西部新疆、西藏等地有所发现。与岩浆有关的石墨矿床见于新疆奇台等地，产于花岗岩的接触带，矿体即为含石墨花岗岩，常成群分布，呈透镜状、囊状，形态与产状都较复杂，单矿体直径长十至数百米，厚度几十至200m，石墨呈团块状或鳞片状分布于花岗岩中，矿石品位（固定碳含量）3%～6%，矿床规模一般为中、小型。与热液有关的石墨矿可见于新疆托克布拉克等地，石墨产于库尔勒群下部大理岩与花岗伟晶岩的节理裂隙中，规模小、品位低，目前尚未探明具有工业价值的矿床。
矿床实例：新疆维吾尔自治区奇台县苏吉泉石墨矿
该矿床是中国岩浆热液型晶质石墨矿中具有代表性的矿床，位于新疆克拉麦里山北麓，东准噶尔优地槽褶皱带哈萨坟复背斜南翼，库普大断裂和清水－苏吉泉大断裂之间的一个北西向狭长构造带中。带内发育一系列褶皱和逆冲断裂，加上多期次岩浆侵入喷发，构造十分复杂。矿区内花岗岩大面积分布，尤以海西中期花岗岩分布最广，与石墨成矿有关的是该期第六次侵入的斑状黑云母花岗岩及同源的混染花岗岩。石墨矿产于黑云母花岗岩与角闪花岗岩接触带上的含石墨混染花岗岩中，含矿花岗岩的围岩为中泥盆统平顶山组地层，其岩性以凝灰岩、砂岩、粉砂岩为主，夹少量碧玉岩、玄武玢岩、钙质砂岩透镜体。区内规模较大的清水－苏吉泉断裂控制了岩体的分布和产出，形成较晚的其他两组断裂则对矿体起破坏作用，黑云母花岗岩与角闪花岗岩呈侵入接触，其接触带控制了含矿花岗岩的产出与分布。
矿体呈300°～320。方向断续展布，多为不规则透镜状，平面上为近似等轴状，略具分枝分叉和波状起伏，在主矿体附近常有一些小矿巢。矿体与直接围岩无明显界线，一般靠采样分析确定。矿体产状平缓，倾角8°～10°，局部20°。矿区共发现矿体20余个，以Ⅰ～Ⅴ号矿体规模较大（见图15-4），长度280～1000m，宽36～550m，一般深度16～29m，最深50m以上，5个矿体总储量达到中型矿规模。
图15-4 新疆奇台苏吉泉石墨矿矿体分布略图
（据谭冠民，1999d)
1—角闪花岗岩；2—混染角闪花岗岩；3—混染花岗岩；4—黑云母花岗岩；5—石墨矿体
矿石具鳞片粒状结构，可分为球状、豆状、球斑状、浸染－球斑状、浸染斑杂状构造类型，以球、豆状构造为主，其特征是石墨呈皮壳状层层结晶聚集，包围其中主要为浑圆角闪花岗岩等角砾的“夹心”，夹心中见有少量隐晶质石墨，球体直径1～5cm 不等，个别大于10cm。矿石自然类型为含石墨混染花岗岩，与石墨共生的矿物有石英、条纹长石、更长石、角闪石、黑云母以及钛铁矿、磁铁矿、磁黄铁矿、锆石、萤石、刚玉、独居石、磷灰石、金红石、黄铜矿、黄铁矿、辉铜矿、重晶石、天青石等，次生矿物有黄钾铁钒、孔雀石、蓝铜矿、褐铁矿等。石墨呈鳞片、叶片状结晶集合体，片径一般为（～)mm ×（～)mm。矿石化学成分：固定碳含量～10%，Ⅰ～V号矿体平均为～5%,w(Fe2O3)(SO3)。矿石中伴生微量元素种类多，以钛、锆、铪、铜等含量较高，w(TiO2)(Cu)，稀土元素总量可达。矿石可选性较好，矿石选矿试验结果精矿的品位和回收率都在89%以上。w(SO3)。矿石中伴生微量元素种类多，以钛、锆、铪、铜等含量较高，w(TiO2)(Cu)，稀土元素总量可达。矿石可选性较好，矿石选矿试验结果精矿的品位和回收率都在89%以上。
三、资源分布及成矿规律
我国石墨矿床分布（图15-5）在黑龙江、湖南、山东、内蒙古、吉林等省（自治区），黑龙江省石墨储量居全国第一。全国年产万吨以上的石墨矿有黑龙江柳毛、山东南壁、湖南鲁矿和吉林磐石等矿山。
中国保有储量的石墨矿产地分布于22个省（自治区、直辖市）中，按保有储量的多少，晶质石墨矿依次分布于黑龙江、四川、山东、河南、内蒙古、陕西、山西、云南、西藏、江西、湖北、吉林、甘肃、辽宁、海南、福建、河北、新疆、广东、安徽20个省（自治区）；隐晶质石墨矿分布于湖南、吉林、广东、陕西、黑龙江、北京6 个省（直辖市）。其中：陕西、广东、吉林、黑龙江4省既有晶质石墨矿，又有隐晶质石墨矿产出。
中国石墨矿产资源分布的特点：一是矿石种类齐全，以晶质石墨为主，又有隐晶质石墨产出。二是矿产地分布广泛，而储量又相对集中于少数成矿最有利的地区。晶质石墨矿保有矿物储量集中于黑龙江、四川、山东、河南、内蒙古，共占全国晶质石墨矿保有矿物储量的89%。黑龙江省保有晶质石墨矿物储量为全国之冠，占全国晶质石墨保有矿物储量的64%，其东部地区为中国晶质石墨最大的蕴藏区，其次川南滇北地区、山东东部、豫西陕东地区、内蒙古东部与山西北部地区，也相对集中保有晶质石墨矿物储量。隐晶质石墨矿主要分布于湖南省，占全国隐晶质石墨保有矿石储量的75%。再次吉林省占11%，广东省占8%，陕西省占5%。中国石墨矿产这种分布既广泛而又相对集中的特点，既便于各地兴办中、小型石墨企业，也为集中建设大规模石墨生产基地创造了条件。
图15-5 中国石墨矿床分布
中国石墨矿床的成矿作用发生于一定的大地构造发展阶段，有三个重要的成矿期，包括一次接触变质及岩浆热液成矿期和两次区域变质成矿期。
1.接触变质及岩浆热液成矿期
该期时代为印支期—喜马拉雅期（T—K,67～230Ma）属于华力西—燕山构造旋回。成矿作用发生于古欧亚大陆基本形成至开始部分解体，滨太平洋及特提斯喜马拉雅构造强烈活动阶段。在中国东部环太平洋构造域等地，由中酸性岩体侵入含煤地层引起接触变质作用，煤层变质形成隐晶质石墨矿床；而在新疆、西藏等一些地方，由于与中、酸性岩体活动有关的岩浆热液作用，形成成因独特的晶质石墨矿床。
2.区域变质第Ⅱ成矿期
该期时代为扬子—加里东期（Pt2—Pt1,400～1100Ma），属于扬子—加里东构造旋回。成矿作用发生于中国地台基本形成并开始解体的早期阶段，多见于褶皱隆起区，如佳木斯隆起、哀牢山褶皱带、金沙江褶皱带、武夷山褶皱区，云开大山褶皱区等地，以麻山群、昆阳群、罗峰溪群、陀烈群等为代表，由于区域变质作用形成晶质石墨矿床。
3.区域变质第1成矿期
该期时代为中条期以前（Ar—Pt,1700Ma以前），属于中条旋回以前的构造旋回。成矿作用发生于中国地台逐步形成阶段的陆核区及地台发展过程中的一些残块.如河淮、鄂尔多斯、武当—淮阳地盾、黄陵背斜古基底、祁连中间隆起区等地，以桑干群、粉子山群、太华群、登封群、三道洼群、崆岭群为代表，由于区域变质作用形成晶质石墨矿床。
石墨矿床的成因主要有两种说法，一种是认为石墨矿床主要是地层中的有机物经过变质作用还原而形成的；另一种认为石墨是由一氧化碳，二氧化碳经还原结晶而成。其来源由岩浆带来或变质作用过程中从灰岩释放而来。
石墨的用途是非常广泛的，在很多地方都可以用到，石墨矿床就是可以开采石墨的矿床，那么这个矿床是怎么形成的呢？下面我就来跟大家说一说石墨矿床的成因。
10
喀斯喀特弧第四纪火山活动地表和地下特征随时间的变化
限制地形和地壳结构的数据分辨率提高，为人们提供了新的定量方法，用以评估火山区省级规模的地表-地下连通性质。研究人员结合北美西部喀斯喀特弧（Cascades arc）的第四纪火山口填图数据、表面地形数据和各种地球物理数据集，探究了火山作用与下伏地壳结构之间的关系。结合火山口填图数据库，从该区的数字高程模型（DEM）中提取已知时代的火山机构，估算得出的体积可能占第四纪总喷发量的50％左右。火山机构体积和空间上火山口密度与指示上层地壳影响的各种地球物理数据联系密切。在整个岩浆弧的第四纪火山口下，地下结构变化与火山作用一致的现象很普遍，但与年轻火山口的联系更为强烈。在喀斯喀特山脉中部和南部，地球物理识别的岩浆特征增加，那里的火山喷发量最大，火山口间距很小。火山口和相关的地壳结构，以及空间上局部喷发相对于分散喷发的程度随时间变化，定义了整个弧段横向延伸约100 km的喷发中心，表明岩浆上升随时间变化而发生空间上的聚集。
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Geology (2020) 48 (11): 1088–1093.
DOI：
（译者：唐演@CUGB）
11
波罗的大陆在苏格兰的遗迹：基底地体在格林威尔造山运动期间的迁移
苏格兰加里东群岛北高地地体（NHT）内的太古宙基底被认为与劳亚大陆的前陆的刘易斯片麻杂岩有关。新的锆石U-Pb年龄表明，NHT基底显示了2823-2687Ma和1772-1655Ma岩浆作用的证据。第一组年龄与前陆太古宙片麻岩的结晶年龄相近。然而，第二个组年龄以及覆盖基底上的岩石单元的形成时间都晚于前陆内发育新生岩浆作用和沉积作用的时间，为其最年轻的主阶段之后的100–250Ma。此外，在NHT基底内没有前陆内常见的古元古代镁铁质和长英质侵入体存在的迹象。因此研究者认为，NHT与劳亚大陆的前陆缺乏对比的可行性。由于存在1100-1000 Ma的东格雷尔榴辉岩，分离前陆和NHT基底的加里东莫因逆冲断层被认为是被改造了的格伦维尔期缝合线。根据新的同位素数据，研究者认为NHT基底是波罗的大陆的碎片，在格林威尔造山运动期间侵位到劳亚大陆，是环北大西洋造山带基底地体迁移的又一实例。
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Geology (2020) 48(11): 1094–1098.
DOI：
（译者：好名不敌备注的哥斯达黎加的棒棒的61）
12
加蓬的古元古代Francevillian序列以及Lomagundi-Jatuli事件
加蓬古元古代Francevillian序列在全球早期氧化的概念，以及碳同位素值大幅度正向漂移（即Lomagundi-Jatuli事件，LJE）的成因中占据着重要地位。研究人员对一个长139米的Francevillian岩芯进行了详细的研究，岩芯的碳酸盐δ 13 C（δ 13 C carb ）值为5‰-9‰，向上减小趋近于0‰，这一趋势被很多其他研究人员认为是LJE及其结束的标志。然而，本次研究发现δ 13 C carb 值的变化与沉积相的变化相一致：浅海相以强正值为特征，而较深的水域（风暴浪基面之下）为0‰左右。对于δ 13 C carb 与沉积相的相关性，最可靠的解释是，浅海环境记录了局部物理和生物化学过程的同位素效应，驱动周围环境的溶解无机碳（DIC）达到较大值，而较深相中较小值（ 0‰）与开阔海洋的DIC相近，其中δ 13 C在很大程度上不受浅水环境中发生的分馏的影响。此外，海侵氧化还原作用为含锰矿物和化学营养微生物群落的形成创造了条件。其中还包括甲烷循环群落，其有机δ 13 C（δ 13 C org ）值为 47‰，Δδ carb-org 值高达46‰。因此，Francevillian碳同位素剖面反映了盆地的特定条件，并不是全球碳循环扰动或LJE结束的前兆。
加蓬Lastoursville次盆LST12岩芯Franceville层序的沉积模式。浅水碳酸盐岩（单元I-III）的特点是真光层生产力提高，促使环境中的溶解无机碳的 13 C富集并沉积碳酸盐。随后发生海侵（单元IV-VI），盆地加深，以同位素正常的海相碳酸盐沉淀为标志，同时在风暴波基面以下的氧化还原层发育锰富集。持续的海侵导致盆地最深处沉积了富含有机质的含甲烷生物群落的泥岩。
原文链接：
Geology (2020) 48(11):1099–1104.
DOI：
（译者：好名不敌备注的哥斯达黎加的棒棒的61）
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砂粒跃移作用对粉砂的产生的有效性测试—对黄土解释的启示
黄土形成所需要的粉砂生成可归因于冰川系统（冰川研磨）和砂质沙漠（跃移诱发破碎）的地质过程。然而跃移作用对大量粉砂的产生的有效性还存在争议。了解沙漠中粉砂产生的潜力对于确定黄土的古气候具有至关重要的意义。为了更好评估风成磨损对粉砂的产生的重要性，该研究在一个设计用于模拟砂粒在25m/s速度的暴风中跃移的装置中进行实验性磨损。该研究与之前的工作与众不同的地方在于（1）长时间保持较高速度的测量强度，（2）清除预先存在的粉砂并设置对照组，（3）根据缩放结果来评估黄土堆积的潜力。根据一定的地质比例缩放实验获得的粉砂产生速率显示，风成磨损产生的粉砂不足以形成具有地质意义上的黄土沉积物。
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Geology(2020) 48(11): 1105–1109.
DOI：
（译者：中国地质大学（北京）地球科学与资源学院岩石学矿物学与矿床学在读硕士生徐睿）
14 太古宙和古元古代变质火山岩变质脱水作用中的金迁移
太古宙和古元古代绿岩带中的火山岩十分丰富，被认为是造山型金矿的潜在矿源。然而，金在这些岩石变质过程中的经历却鲜为人知。该研究对加拿大太古宙拉格兰德亚区和芬兰古元古代中央拉普兰绿岩带的一套变质岩石进行了金的超低检出限分析。这两个地区都有丰富的金矿资源，具有发现新的造山型金矿的巨大潜力。这些带中的变质火山岩分为拉斑玄武岩和钙碱性岩浆岩系列，其中原岩中金的含量用绿片岩相样品的金的Zr/Y幂律回归计算。在拉斑玄武岩中，金是相容元素，并随分异作用而减少；而在钙碱性岩石中，金是不相容元素，并随分异作用而增加。质量变化计算表明，在拉格朗德和中央拉普兰进行递进变质作用至形成上部角闪岩相的条件（> 550 ）期间，初始金含量损失高达77%和59%。本研究强调：第一，变质火山岩在太古宙和古元古代绿岩带变质作用中析出金，是造山型金矿床的良好潜在源岩；第二，变质火山岩的含金性受地幔源区和岩浆演化的控制；第三，变质脱挥发分模式可应用于太古宙和古元古代造山型金矿床。
原文链接：
Geology (2020) 48 (11): 1110–1114.
DOI：
（译者：王天奇，中国地质大学（北京）地球科学与资源学院）
15
钙质超微化石将北冰洋沉积物的年代追溯到50万年以前
北冰洋中部更新世沉积物年龄波动较大，给重建古海洋学增加了相当大的不确定性。这个问题的根源在于北极海洋沉积物中记录的令人费解的磁极模式，以及缺乏能够提供校准的生物地层层位或连续的氧同位素地层图的微体化石。研究人员记录了在北冰洋中部的一个海洋沉积岩芯中发现的两个关键的钙质超微化石物种，为50万年以前的沉积物提供了有力的，并且可全球校准的年代界限。起关键作用的物种是颗石藻（Pseudoemiliania lacunosa），它们在万年间灭绝，而赫氏圆石藻（Emiliania huxleyi）则在万年间进化。这是第一次在北冰洋中部的沉积物中发现Pseudoemiliania lacunosa的化石。通过岩石地层对比，可以在北冰洋内450多公里的范围内找到含有这些年龄物种的沉积层。它们首次为北极这个区域的更新世沉积物年代学提供了明确的支撑，也为开发和测试其他用于测定北极海洋沉积物年代的地质年代学工具奠定了基础。
原文链接：
Geology (2020) 48 (11): 1115–1119.
DOI：
（译者：黄永慧-中国地质大学（北京））
16
加拿大北部科迪勒拉山脉Tintina断层对岩石圈地幔的克拉通凿移的地震证据
位于加拿大西北部的加拿大北部科迪勒拉山脉（NCC）被划分为几个平行向右滑动的走滑断层，在晚白垩世和始新世之间累积了数百公里的位移。这些断层的深度范围，尤其是Tintina断裂（TF）对NCC岩石圈地幔的地壳构造组合和演化具有重要的影响意义，但是地球物理模型和地球化学数据仍然没有定论。该研究利用最新的三维纵波地震速度模型，解决了位于TF表层轨迹之下的最高地幔深度的一系列锐化的（~10km）纵波速度对比度（~4%）突变。代表了上地幔组构的地震各项异常数据显示在TF附近各向异性的方向和幅度大小发生了相似的变化。这些数据表明TF是岩石圈尺度的剪切带且在沿着TF恢复了430公里处的右侧位移后，纵波的速度快速异常与北美克拉通边缘轮廓一致。该研究认为，目前位于阿拉斯加东部的快速构造异常是Mackenzie克拉通的一块轮廓清晰的碎片，其在晚白垩世至始新世期间被TF凿穿并向西北位移。目前位于NCC南部的第二个克拉通碎片，可能与上地幔深度的Cassiar岩层有关。这些观察首次证明，大型岩石圈尺度的剪切带穿过难熔地幔，并且在世界范围内的科迪勒拉山脉内产生克拉通地幔物质的主要侧向位移的证据。
原文链接：
Geology (2020) 48 (11): 1120–1125.
DOI：
（译者：袁梦）
17
金红石中纳米级微量元素团块的地球化学和地质年代学意义
金红石中的微量元素地球化学分析（例如：铅Pb，铀U，锆Zr）通常被用来获取地质事件的性质和时间。但是微量元素的迁移会影响温度和时间的厘定，且其迁移性的主控因素仍存在争论。鉴于此，研究人员使用电感耦合等离子体质谱法和原子探针层析成像表征了西澳大利亚Capricorn造山带中金红石的微米至纳米级微量元素分布。在大于20微米的尺度下，单个矿物颗粒中没有明显的微量元素分异，而且锆石谐和年龄1872 6 Ma（2σ）也没有同位素扰动的迹象。在纳米级尺度下，可以观察到20纳米的富微量元素（铝Al，铬Cr，铅Pb，钒V）团块。团块的 207 Pb/ 206 Pb比值为 （2σ），说明他们形成于结晶前，可能是区域变质作用的产物。作者认为这些团块是由于上部角闪岩相变质过程中瞬时形成的放射性破坏点捕获流体活动性元素形成的。这种捕获会影响团块中元素体扩散的活化能。团块较低的数量及密度指示了其形成时间，说明变质作用峰值温度持续时间较短，为小于10 百万年的事件。研究结果说明运用微量元素手段判断金红石中的体扩散将比假定其为均一介质时更为复杂。
原文链接：
Geology (2020) 48 (11): 1126–1130.
DOI：
（译者：韩舒筠@CUGB/MQ）
18
次年稳定同位素记录揭示的南极洲西摩岛与白垩纪-古近纪界线附近两个灭绝期有关的气候变暖和季节性缺氧
碳酸盐双壳贝类高分辨率稳定同位素（δ 18 O和δ 13 C）增生的贝壳年轮年代学可以提供对了解灭绝期有用的次年环境记录，这种灭绝期通常是快速变化和不稳定的时期。该研究展示了在南极洲西摩岛白垩纪-古近纪界线（KPB）对Lahillia larseni双壳贝类的高分辨率连续采样结果。这些数据突出了δ 18 O和δ 13 C值不规则的两个灭绝期与形成化石的最后时期一致：一个是在KPB，另一个是在明显灭绝事件的15万年之前。由于表现为较低的δ 18 O值，该研究将这两个时期都解释为气候变暖的时期，并且有季节性缺氧，表现为低异常（ ‰至 ‰VPDB）的δ 13 C值和高的（2‰至19‰）的季节变化。低氧条件可能是较早灭绝事件的一种引发机制，并可能延长了KPB灭绝后的恢复时间。
原文链接：
Geology (2020) 48(11):1131–1136.
DOI：
（译者：掉帧青年萧暮春@YU）
美编&校对：覃华清
一、问题的提出和岩石圈概念的含义
有人认为，华北地区西部的鄂尔多斯和扬子克拉通的主体(川鄂湘黔)属于中国大陆中部克拉通块体群，具有200km左右的克拉通岩石圈根(邓晋福等，1996)。但是，对于四川盆地、湘中地区和鄂尔多斯地区，根据现有的大地电磁测深(MT)得到的上地幔高导层埋深，地震学反演得到的上地幔地震波低速层埋深和地热学计算得到的岩石圈深度之间往往存在很大的差异。例如：湘中地区根据地热学和MT得出的岩石圈厚度为200km左右(徐常芳和曲国胜，1999；Li Li，1996)，而Zhu等(1996)根据面波资料的反演结果在120～140km。四川盆地按MT得到的上地幔高导层深度，岩石圈厚度为110km左右(徐常芳和曲国胜，1999；Li Li，1996)，而地震学给出的深度最深处达160～180km(Zhu等，1996)，地热学给出的热岩石圈厚度为182km。鄂尔多斯地区据MT资料推断的岩石圈厚度与地热学给出的厚度均为120km左右，而Zhu等(1996)的反演结果为200km，但是安昌强等(1993)根据三维面波反演得到的鄂尔多斯岩石圈厚度仅83km。显然，不同方法得到的结果差异明显。因此我们在下面就此问题展开初步的讨论，以利于我们能够较为客观地判断华北和华南地区稳定陆块区的岩石圈厚度，深化对岩石圈概念的理解。
在通常意义上，在大地电磁研究中一般将MT资料反演确定的上地幔高导层的埋深作为岩石圈的底界；而在地震学研究中，则将上地幔低速层的埋深作为岩石圈的底界。之所以如此，主要是基于以下的认识：软流圈相对于岩石圈而言，由于其整体温度较高，其所含有的少量部分熔融物质将导致其岩石物理性质与其上覆岩石圈有明显差异，即高电导率和低地震波速。因此，在假设上地幔岩石的电性或弹性性质主要受温度的影响的前提下，认为上地幔高导层或低速层的埋深为岩石圈的底界深度。所以我们认为，MT或地震反演所定义的岩石圈深度就其实质而言，是基于深部岩石的电性或弹性的岩石物理解释(主要是暗示对温度的推断)的意义上所定义的岩石圈。也就是说，根据高导层或低速层推断的电学或地震学岩石圈厚度，在严格意义上应称之为MT资料推断的热岩石圈或地震波速推断的热岩石圈厚度。
必须注意，地震波速反映的是深部岩石的弹性性质，而大地电磁资料可以反映深部岩石的电学性质。但仅仅研究深部物质的物理性质、推断其组成是不够的。地球物理探测的另一个关键目的是要了解深部物质存在的物理状态。正如地热学研究需要通过了解岩石热导率和生热率等具体的岩石热物理性质，以最终了解深部温度这一重要的物理状态参量。同时值得注意的是，通过岩石物理性质研究其成分是反演问题，在一般意义上也可以称之为对岩石物理性质的岩性解释。因此我们认为，笼统地说存在地震岩石圈、电性岩石圈等之类的名词或术语，其科学意义不大。这是因为当称呼某一层圈为“某某圈”时，我们实际上是指该圈层在岩石成分组成(矿物和/或化学成分)或其所处的物理状态(或两者)方面与其他层圈之间存在着明显差别，而此差别是依照某种客观标准所定义的。实际上，地球内部许多地震波速界面的重要性恰恰在于其反映的是地球内部物质成分或物理状态的变化界面。没有物质成分或物理状态含义的岩石物理性质参数以及由此派生而来的概念或术语，其科学意义是极其有限的。
如果高温高压下岩石的电性或弹性性质仅仅与温度相关，那么采用MT、地震波速和地热学方法确定的岩石圈厚度应该是一致的。但是，岩石的物理性质与其成分的关系也很大。因此，在进行深部地球物理资料结果的解释时必须同时考虑岩石成分因素。
二、华北和华南地区是否存在克拉通型岩石圈根
四川盆地MT高导层埋深明显比地震波推断的岩石圈厚度和热岩石圈厚度浅。我们认为其原因是当地岩石圈地幔挥发分含量高(“湿”)。在此情况下，上地幔高导层的埋深已不仅受温度的控制，还受岩石中挥发分含量的制约。由于岩石电导率高低与其H2O等挥发分的含量呈正相关(Schwarz，1990)，所以观测到的上地幔高导层的埋深比热岩石圈的深度浅。四川盆地岩石圈地幔中的挥发分很可能来自青藏高原的地幔物质流。Yu等(2000)对甘肃礼县新第三纪玄武岩所含地幔包体的研究表明，地幔包体来自约100km深处受到碱性流体和碳酸岩岩浆交代的软流圈地幔。同时，在川滇西部地区出露有大量第三纪与地幔成分有成因联系的碱性侵入岩(邓万明等，1998)，这也是地幔富含挥发分的标志。这些现象表明，在青藏高原东部地区岩石圈地幔确实存在地幔流体的活动。另一方面，二叠纪峨眉地幔柱的活动(Chung et al.，1998)使得来自下地幔的大量物质随地幔柱侵位于四川盆地及其周边地区岩石圈地幔中(侯增谦等，1999)。由于该地幔柱活动产生的岩浆的MgO含量很高(侯增谦等，1999)，这就使得四川盆地及其周边地区岩石圈地幔富含MgO组分，从而导致当地地幔在地震波速特性上表现为高波速值特征。因此，四川盆地MT资料显示的地幔高导层埋深可能不代表当地真实的岩石圈厚度，而地震资料确定的岩石圈活动与热岩石圈基本一致，当地岩石圈厚度为180km左右。
湘中地区地震波速推断的岩石圈厚度与MT高导层埋深和热岩石圈厚度不匹配的原因，我们认为是由于当地岩石圈温度低(“冷”)而且缺乏挥发分(“干”)。在此情况下，上地幔高导层的埋深主要受温度的控制，所以其与热岩石圈厚度相当。同时，由于湘中地区位于扬子克拉通和华南褶皱带的过渡地带(“江南地块”的中段)，地质演化历史过程中经历了华夏块体与扬子克拉通之间的古海洋板块向扬子板块的俯冲拼合，以及后期华夏陆块与扬子克拉通的碰撞拼合的过程(程裕淇，1994)。这导致俯冲岩石圈地幔板片在深部的堆积，由于这些板片在俯冲过程中经历了脱水熔融，故而缺乏挥发分。同时，海洋板块岩石圈地幔橄榄岩的Fe含量高于克拉通岩石圈地幔。岩石物理研究表明，Fe橄榄石组分含量高的橄榄岩的波速在相同温压条件下低于Mg橄榄石组分含量高的橄榄岩(Kumazawa and Anderson，1969；Graham et al.，1988)。Liu等(1996)的P波地震层析研究显示，湘中地区110km处的波速为左右，而四川盆地及其周边地区为，出露有金伯利岩和钾镁煌斑岩的黔东-湘西地区的波速为左右。据表2-2，湘中地区和四川盆地的深部地温特征较为接近；我们的一维地温线近似结果显示，湘中地区110km处地温为887℃，而四川盆地为979℃。因此，应该是岩石成分的差异导致湘中地区岩石圈地幔的波速比稳定的扬子克拉通岩石圈地幔低；一种可能的情况是，地震波反演得到的湘中地区140～200km处的S波波速低于被选取为定义岩石圈底界的特定波速值，故而地震学得到的湘中地区岩石圈厚度小于其热岩石圈厚度。综上所述，如果湘中地区岩石圈地幔的成分与周边地区不同，则该地区岩石圈厚度可能在200km左右，这样的话，Zhu等(1996)和朱介寿等(2002)给出的该地区上地幔低速层的深度可能不代表其岩石圈底界的真实深度。
鄂尔多斯地区岩石圈的厚度究竟是多少?一直有不同意见。Zhu等(1996)给出的结果是200km。但是他们引用的文献中的安昌强等(1993)《中国西北地区剪切波三维速度结构》一文，却指出鄂尔多斯地区的岩石圈厚度为83km。该值与大地电磁测深得到的上地幔高导层的埋深100～130km较为接近(徐常芳和曲国胜，1999；Li Li，1996)。Zhu等(1996)在其图件及简要解释中对如何得到鄂尔多斯地区地幔低速层埋深的介绍不详尽；而安昌强等(1993)文章所附的100km和140km的剪切波速图表明，鄂尔多斯地区100km处S波速为～，140km处为左右；同时，四川盆地的相应的υS分别为和左右。Liu等(1996)的P波层析结果表明，鄂尔多斯地区110km处波速为左右，而四川盆地及其周边地区为，湘中地区为左右。因此鄂尔多斯地区岩石圈地幔深部(100km以下)的波速很可能的确是较低的，这意味着Zhu等(1996)给出的200km深的地幔低速层埋深可能有问题。根据上述波速值我们可以发现，鄂尔多斯与四川盆地在140km处的υS差异是。根据Yan等(1989)给出的结果，含Fe橄榄石10%(体积分数)的地幔橄榄岩在150km压力条件下的υS对温度的偏导数为℃，对成分的偏导数为(Fe成分百分数)。如果两地υS的差异完全由于温度差异所致，则鄂尔多斯地区140km深处的地温应该较四川盆地高出400℃。我们的地温计算结果显示四川盆地140km处温度为1150℃，这样鄂尔多斯140km处的温度将为1550℃，远远超过岩石圈底界的1300～1350℃的范围。如果鄂尔多斯地区岩石圈的底界为180km左右，则其140km处的地温应当与四川盆地相当；这样S的差异将完全由于成分变化所致，则140km深处橄榄岩中Fe橄榄石要占18%，这意味着该地区岩石圈地幔成分上与典型的克拉通岩石圈地幔橄榄岩富Mg的特征不符。朱介寿等(2002)的面波层析成像结果也表明鄂尔多斯地区岩石圈厚度整体小于150km。因此，我们认为鄂尔多斯地区岩石圈平均厚度很可能小于150km；MT资料得到的上地幔高导层的埋深和热岩石圈厚度大致可以代表当地岩石圈的厚度。鄂尔多斯地区不存在克拉通型的厚岩石圈根。
根据镜质体反射率和K-Ar年龄资料，赵孟为(1996)推断在中侏罗世(170～160Ma)鄂尔多斯地区存在一期热事件，古热流值可达96～109mW·m-2，并认为这是燕山运动引起的岩浆活动的结果。叶加仁等(2000)根据镜质体反射率资料反演的热演化史的结果也显示，在白垩纪及其以前鄂尔多斯盆地的古热流值较高。正是由于燕山运动(早期)构造-热事件的影响，鄂尔多斯地区热岩石圈厚度薄于扬子克拉通。
综上所述，我们认为构成华南地区西部的四川盆地的岩石圈厚度达180～200km，是中国大陆上典型的发育克拉通型岩石圈根的地区。同时，西部的四川盆地岩石圈属于“冷”且富Mg和挥发分(“湿”)的岩石圈，而湘中地区岩石圈则是“冷”且富Fe而贫挥发分(“干”)的岩石圈。华北地区西部的鄂尔多斯地区岩石圈明显较四川盆地和湘中地区薄，总体上其厚度很可能在120km左右，不存在所谓的岩石圈根。
三、岩石圈底界面形态对中国东部地球动力学过程的影响
Flower等(1998)基于“主动岩石圈-主动地幔(Active Lithosphere-ActiveMantle)”的概念，提出东亚－西太平洋地区大尺度地幔挤出构造模型。该模型认为在印度和亚洲的汇聚过程中，亚洲中西部地区的软流圈地幔物质受挤压而向东流动，推挤西太平洋俯冲带后退，导致了亚洲大陆东缘和东南缘的一系列(有洋壳形成的)边缘海盆地的形成。对于中国东部而言，主要是南海、冲绳海槽和日本海，其中南海的形成与印支地块的挤出有关，日本海与东北亚Amuria板块的挤出有关，而冲绳海槽则与中国大陆板块的挤出有关(Flower et al.，1998)。Flower等(1998)指出，南海和日本海形成于渐新世到中新世早期，而冲绳海槽形成于中新世晚期到第四纪，而且这两幕构造活动之间的间隙期大致为15～10Ma时期，这是南海与其周边微板块发生碰撞的时期；同时，东亚地区中新世中期到晚期开始发育一系列玄武质岩浆活动，包括在中南半岛南部、中国大陆东部的东南沿海地区和山西大同等地。据此，他们认为，向东流动的软流圈“地幔舌(mantle lobe)”在中新世早期受到西太平洋地区向西运动的菲律宾等微板块的限制，使得边缘海的扩张停止，从而导致东亚地区板内火山活动的发育。Flower等(1998)的模型可以很好地解释东亚地区新生代中晚期以来的一系列地球动力学现象。但是，在他们的论文中尚没有论述为什么在早中新世时期南海和日本海还有扩张活动。因为根据印度-亚洲碰撞过程的研究，印支地块的构造逃逸发生在老第三纪(50～20Ma)，而在中新世以来(20～0Ma)为中国大陆华南地区发生向东的挤出(Tapponnier et al.，1986)。同时为什么冲绳海槽的扩张幅度远远小于南海和日本海盆地?
我们认为，华南地区很厚的克拉通型岩石圈根对中新世以来的东亚地区软流圈地幔东向流动的空间格局有重大影响。由于华南地区中西部地区存在的180km的岩石圈根，而其北侧的鄂尔多斯地区的岩石圈平均厚度小于150km，在南侧的印支地块的克拉通核心为南部的呵叻地区，印支地块的北部为显生宙造山带。所以华南地区两侧的岩石圈厚度均比华南地区薄。在中新世时期，来自印度-亚洲碰撞带下面向东流动的软流圈地幔物质会受到华南地区岩石圈根的阻碍，大部分转而通过印支地块北部和鄂尔多斯地区向外流动。这很可能导致南海和日本海在早中新世发生扩张的深部动力学因素。同时，少量的软流圈物质通过华南地区岩石圈根下面向东流动，最终在华南地区东侧形成冲绳海槽并导致东海陆架盆地在新第三纪时期发生张裂；但由于其数量少，导致冲绳海槽扩张的程度不大。如果观看东亚-西太平洋地区地图可以注意到，在华南地区东部的台湾岛是西太平洋花彩列岛中距离东亚大陆最近的岛屿，是向东凸出的日本岛弧、琉球岛弧和菲律宾岛弧之间的转折点。同时，虽然对澎湖列岛和闽粤演化的新第三纪玄武岩的研究均表明，其形成于张裂构造背景下，但是台湾海峡并未有洋壳的出露。这表明台湾以西地区与其北侧的冲绳地区和南侧的南海盆地相比，其扩张量很小。因此，华南中西部地区厚岩石圈根的存在影响了亚洲大陆东缘新第三纪以来的大地构造格局。
根据中国大陆新生代板内玄武岩的空间分布及其活动时代的同位素年龄资料(刘若新等，1992；同时参考Flower et al.，1998和Smith，1998)，可以看出中国大陆东部地区中新世以来的玄武岩分布在华南东侧的浙闽粤沿海和海南岛以及澎湖列岛、华北东部的山西地堑北侧和以东地区，均位于岩石圈厚度大的稳定克拉通地区的东侧。由于岩石圈底界与670km地幔相变界面之间是向东流动的软流圈地幔物质的通道(channel)，显然在岩石圈根之下地区其宽度要较薄岩石圈地区狭窄。由于华北地区东部岩石圈减薄发生在老第三纪时期，所以在新第三纪时期华北地区已形成了岩石圈西厚东薄的格局。根据流体力学原理，流体通过狭窄通道而进入宽阔通道后其流动速度会降低，而且会向四周扩散。这一方面可以解释华北与华南东部地区中新世以来玄武岩的出现；另一方面也可以进一步说明，为什么华南以东的台湾地区并未出现由向东快速流动的软流圈“地幔舌(mantle lobe)”诱发形成的大型边缘海盆地。
对中国东部和邻区中新世以来玄武岩的Sr-Nd-Pb同位素地球化学研究表明，其源区可以用DM、EM Ⅰ和EM Ⅱ的三端员混合来解释(Flower et al.，1998)。其中EMⅡ端员组分被认为与板块俯冲导致的洋壳沉积物对地幔源区的混染有关。由于印度-亚洲碰撞过程中的俯冲作用，青藏高原地区新生代火山岩具有很高的EM Ⅱ端员组分特征(Flower et al.，1998)。在印支地块南部和海南岛等地中新世以来的玄武岩同位素体系也显示较强的EM Ⅱ组分信息；而华北和华南地区东部的玄武岩也有相当一部分含较明显的EM Ⅱ端员组分(参见Flower et al.，1998的)。虽然对中国东南沿海地区和东北地区的地幔的EM Ⅱ组分可以分别用中生代太平洋板块和蒙古-鄂霍茨克洋盆的俯冲解释，但是华北地区中新世以来玄武岩的EM Ⅱ端员的加入有可能与来自青藏高原下面的软流圈“地幔舌”有关。因此，华南地区厚岩石圈的存在而对软流圈地幔流动格局的扰动，也可能是促使华北地区软流圈地幔同位素成分发生变化的外在因素之一。
综合上述，我们认为华南地区以扬子克拉通为核心的厚岩石圈的存在对青藏高原以东地区中新世以来软流圈地幔东向流动有阻碍，导致华南地区东部没有发育大型边缘海盆地。同时由于扬子克拉通厚的岩石圈和鄂尔多斯地区相对较厚的岩石圈的存在，使得中新世以来的玄武质岩浆活动主要分布于华南和华北地区东侧。华北与华南地区岩石圈厚度的空间分布格局是影响中国大陆东部晚新生代以来深部构造演化的重要因素之一。
13
在古代的地质记录中，岩崩的描述相对较少，这可能是因为它们的保存潜力很低。在苏格兰西北部的Clachtoll，有一块与中元古代Stoer群的基底角砾岩相伴生的新太古代刘易斯片麻岩的巨型碎屑岩（100m 60m 15m），估计质量为243kt。与下伏基底片麻岩相比，巨型块体中的片理在次垂直轴上偏离了约90 ，并且被充满Stoer组红色砂岩的裂隙网络切割。巨块体顶部的层状碎屑裂隙填充物符合埋藏期间的被动沉积标准。侧面和底部的沉积物填充裂缝显示出与强力注入相一致的特征。该团队通过数值计算认为与裂谷相关的地震震动导致大块岩石落在未固结湿沉积物上的距离不超过15米。在冲击作用下，基底块体下含水砂层的超压和液化足以导致水压释放并向上注入泥浆。此外，不对称分布的结构记录了块体减速和停止时的内部变形。巨块与年轻的Stac Fada撞击事件无关，它代表了地球上已知的最古老的陆地岩崩特征之一。
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Geology (2021) 49 (2),180–184.
译者
中国地质大学（北京）@王天奇
14 北美中大陆裂谷内大型德卢斯杂岩的快速侵位
德卢斯杂岩（美国明尼苏达州）是地球上最大的基性侵入杂岩之一。前人认为，约在1109 ~ 1084 Ma期间，劳伦大陆内部中大陆裂谷的岩浆作用和伸展活动使德卢斯杂岩侵位。相比于典型的由上涌的地幔柱减压熔融形成的大火成岩省的持续时间，德卢斯杂岩岩浆活动的持续时间更长，岩浆作用间隔也更长。但德卢斯杂岩的斜长岩和层状岩单元的高精度 206 Pb/ 238 U锆石年龄限制了这些单元在1096 Ma 左右，约1 .（持续时间500 260 .）的时间内快速侵位。岩石单元的古地磁数据与劳伦大陆的视极移路径对比结果也支持了这种观点。年代学确定大火成岩省的活动时间很短，代表快速的侵位过程，支持了岩石圈伸展与异常热上涌的地幔共存的假说。快速的岩浆脉动作用发生在板块纬向运动20 后，晚于最初的岩浆作用至少10万年。该研究提出了这样的可能，即上涌的地幔柱与移动的劳伦大陆岩石圈底部相遇，并通过“upside-down drainage”作用流向中大陆裂谷局部变薄的岩石圈。
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Geology ,(2021) 49 (2),185–189.
译者
南京大学@陈博洋
15 大陆根的形成
来自地震层析成像的新证据发现了一种独特的矿物结构，其仅限于古老大陆克拉通下的厚地幔岩石圈内，为形成地球地质 历史 中这些突出而有影响的特征提供了重要线索。橄榄石是地球上地幔的主要矿物，其弹性特性沿其三个晶体轴各不相同，并且塑性变形过程中单个橄榄石颗粒的优先排列会影响地震波传播的整体性质。面波层析成像显示，在地球的大部分区域，地幔岩石圈的变形使橄榄石晶体定向，其快轴位于水平面，但在克拉通大陆岩石圈根部约150 km处的深度居中，快速晶体学轴优先垂直对齐。由于克拉通根部的粘度很高，这种结构很可能是克拉通形成时的痕迹。上地幔石榴石-橄榄岩的地球化学和岩石学研究表明，克拉通地幔根因密度降低而趋于稳定，密度的降低是因为熔体的抽离发生在比抓取地幔橄榄岩捕虏体更浅的深度。从面波层析成像推断的矿物结构表明，融化-亏损事件后的水平缩短使亏损带向下形成较厚的大陆根，通过纯剪切在垂直方向拉伸了亏损物质，并使橄榄石快速结晶学轴成为垂向排列。地震学手段发现的这种在约150 km深度处的矿物结构是形成克拉通根的缩短事件的证据。
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Geology ,(2021) 49 (2),190-194.
译者
CUGB@唐演
16 论克拉通的破坏趋势
该研究表明，由于沿克拉通边缘的地幔流的作用，俯冲板块可能导致岩石圈移动。这个过程会雕刻和重塑克拉通，影响岩石圈整体稳定性。该研究利用三维地球动力学模拟探究了俯冲驱动的定向流与不同形状的克拉通岩石圈之间的相互作用，认为边缘形状不仅控制着克拉通周围流动通道的形成，而且控制着克拉通的破坏潜力。模拟结果表明，所有克拉通形态都有助于形成流动通道，但平直边缘的克拉通抗变形能力最强，边缘逐渐加厚的克拉通抗变形能力较弱。边缘形状的控制下，克拉通岩石圈沿着其边缘逐步消解，直到形成更稳定的平直边缘。
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Geology, (2021) 49 (2),195–200.
译者
南京大学@陈博洋
17
高压矿物记录了通常难以保存在地壳的地质过程。莱氏石是锆石的一种可淬火的多型矿物，其形成在冲击压力大于20GPa的条件下。然而，不管是经验的、实验的还是理论上对其形成形成的具体机制均存在争议。该文作者研究了35Ma前的切萨皮克湾撞击事件的远端溅射毯中一颗锆石中锆石—莱氏石的相变过程，发现莱氏石经历了多阶段的生长并且大约89%的锆石相变为莱氏石。该颗粒中存在两类莱氏石：（1）呈面状平行排列，且在阴极发光图像中呈暗黑色，及（2）在阴极发光图像中呈树枝状生长的莱氏石。前人文献中对前者已有过报道，而还未见有报道过树枝状莱氏石。作者进一步地提出了在大于40GPa的条件下莱氏石的两阶段生长模型：首先，在冲击压缩阶段，剪切应力导致层状莱氏石的形成，之后在高压下通过重结晶作用形成树枝状莱氏石。在淬火之前，树枝状的莱氏石从片理面开始生长，并替换临近的被破坏的而呈非晶态或中间态的锆石。该文研究结果为陨石撞击过程中微秒尺度下的高压多型转变所伴随的微结构演化对莱氏石稳定性的影响提供了新的见解。此外，作者基于莱氏石的形成条件提出树枝状的莱氏或许可以作为远端溅射毯的标志。
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Geology, (2021)49(2),201-205.
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译者
小爪爪
18
地幔柱和洋脊相互作用形成岩浆持续喷发时间最长的大火成岩省
大火成岩省（Large igneous provinces, LIPs）通常由一次或多次持续1-5 Ma的短时岩浆脉冲（火山活动）形成。该团队对Kerguelen（凯尔盖朗）大火成岩省主要建造期的火山岩（白垩纪Kerguelen的南部和中部，Elan Bank和Broken Ridge）开展Ar-Ar定年分析，获得25组 40 Ar/ 39 Ar坪年龄。定年结果显示Kerguelen大火成岩省的火山活动大约从 Ma持续至90 Ma，活动时间超过32 Ma，表明Kerguelen大火成岩省记录了持续时间最长的高岩浆通量的侵位事件，并且Kerguelen大火成岩省是火山活动持续最长的大火成岩省。该研究认为Kerguelen大火成岩省与其他火山活动持续时间短或经历多次喷发事件的大火成岩省不同，Kerguelen大火成岩省是通过地幔柱和洋中脊长期相互作用而形成，通过洋中脊的跳跃，慢速扩张及迁移，将岩浆产物从喷发中心转移出去，并导致长期持续的岩浆活动。
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Geology,(2021)49(2),206-210.
https:// .
译者
NJU@哈哈宇
19
加利福尼亚州死亡谷Ubehebe火山口干火成碎屑沉积物的软沉积变形
软沉积变形构造在细粒火成碎屑沉积物中较为常见，并且经常伴随其他特征一起指示沉积物处在潮湿和具有粘性的状态下。Ubehebe爆发火山锥的火山口（美国加利福尼亚州的死亡谷）的沉积物是通过多次火山爆发形成的。这些爆发有的直接来自火山碎屑涌动，也有作为局部颗粒流从陡坡上再活化的新鲜、富含细灰的沉积物。除了软沉积变形构造本身外，没有其他湿沉积的现象。该团对的结论是，变形是孔隙-气体压力和干内聚力的升高情况下新鲜的细粒沉积物失稳的结果。仅软沉积变形不足以确定是否母源火山碎屑岩流含有液态水并导致地层湿沉积。
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Geology,(2020)49(2), 211-215.
译者
中国地质大学@徐睿
20 东加利福尼亚剪切带的焦糖奶油流变结构
自从美国加利福尼亚莫哈维沙漠（Mojave Desert）1992年里氏震级级Landers地震和1999年里氏震级级Hector矿地震发生至今，两次地震的震后变形得到广泛研究，硬地壳上覆在低速的地幔软流圈的模型受到了公认。然而，该团队新近发现，这两次地震后的近场地震后瞬变比之前认为的持续时间更长，这需要对震后模型进行修正。该团队基于修正后的震后瞬变的新模拟结果表明：（1）莫哈维地区下地壳的有效黏度在年际尺度上约为2 10 20 Pa·s，（瞬态粘度约为2 10 19 Pa·s），也就是说仅仅只是下覆地幔软流圈的5倍；（2）上地幔的瞬态黏度随时间而增加，这为频率相关的流变学（如Andrade或拓展的Burgers流变学）提供了新的大地测量学证据。第一年的瞬态流变学推断与2019年7月两次莫哈维地震事件以北180公里的Ridgecrest里氏震级级和级地震的瞬态流变学非常一致。该建模结果支持东加利福尼亚剪切带（太平洋-北美板块边界的一部分）的焦糖奶油流变结构模型，其中下地壳和上地幔在年际尺度均表现出延展性。
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Geology,(2021)49(2),216-221.
译者
南京大学@吉姆·雷诺
21 微生物硫酸盐还原在海底硫化物矿化初期的重要作用
当热液流体与周缘海水混合时便会形成海底热液矿床，通常我们认为其中的硫化物矿物沉淀是非生物成因的。基于在冲绳海槽中部（中国东海）的Izena Hole和Iheya North Knoll的大洋钻探，Tatsuo Nozaki等使用二次离子质谱法（SIMS）测定黄铁矿颗粒中的δ 34 S，结果表明海底硫化物矿化初期与微生物硫酸盐还原作用关系密切。在硫化物形成过程中，黄铁矿结构依次从草莓状变化到胶状最后发展为自形结构。草莓状黄铁矿中δ 34 S具有很高的负值（低至–‰），而在胶状和自形结构黄铁矿中δ 34 S却向正值有规律的递增。硫同位素在海水硫酸盐（+ ‰）和草莓状黄铁矿（–‰）之间的分馏程度高达–60‰，这在开放系统中只能通过微生物硫酸盐还原来实现。由于草莓状黄铁矿通常被黄铜矿，方铅矿和闪锌矿所代替，因此草莓状黄铁矿可能是形成其他硫化物矿物的原始物质（核）。该研究得出结论，含有微生物还原硫的草莓状黄铁矿在海底硫化物矿化初期起着重要作用。
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Geology, (2021)49(2), 222–227.
译者
CAGS@张瑜
22 罗迪尼亚-冈瓦纳转变中华南地块从印度地块破碎分离
印度西北部和华南的拉伸纪晚期至寒武纪沉积地层为其古地理关联建模提供了重要证据，包括它们在罗迪尼亚超大陆转化为冈瓦那超大陆过程中的斜接及随后的分离。这两个地区拉伸纪晚期的沉积单元岩石地层和碎屑锆石U-Pb-Hf-O同位素特征的相似性都指出了（有着）共同的物源。800-700 Ma华南和印度西北部的锆石δ 18 O同位素值在从上地幔成分转变为亚地幔成分时的大幅下降以及锆石ε Hf(t) 值同时期的增加，表明了共同经历了新元古代拉伸岩浆事件，与罗迪尼亚超大陆解体的时间一致。沉积物源在成冰纪发生了显著变化。印度西北部边缘新元古代剩余的沉积物包括大量以古老锆石年龄为主、来自印度克拉通内部的碎屑。反而，华南扬子地区同时期的沉积单元以新元古代锆石为主。碎屑锆石年龄数据强调了罗迪尼亚超大陆构型中印度西北部和华南（扬子和华夏地区）之间密切的古地理关联，并验证了它们在成冰纪通过大陆裂谷而分离。印度西北部发育被动大陆边缘，而华南地块则沿冈瓦那边缘部分裂解、旋转并向印度东北部和西澳大利亚右行迁移，以至于华夏地块仍然在接受来自冈瓦纳大陆的碎屑。
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Geology,(2021)49(2),228–232.
译者
袁梦
23 劳亚大陆东缘阿巴拉契亚山脉的碎屑锆石组成
沿劳亚大陆东部边缘，从纽芬兰（加拿大）到阿拉巴马（美国）八个地区的最新碎屑锆石U-Pb数据汇编显示，其沿走向具有非常相似的特征，仅存在微小的局部变化。这些样品来自亲劳亚大陆的沉积岩和变沉积岩，时代跨度从新元古代-二叠纪。前寒武纪的碎屑锆石以约 Ga的次要种群和约 Ga的主要种群（峰值约为 Ga）为特征。其碎屑锆石来自劳亚大陆太古宙地壳（约 Ga）、古元古代造山带（约 Ga）、Granite-Rhyolite省（约 Ga），以及Elzevir地体和Grenville省（约 Ga）。中元古代锆石种群的多寡取决于与不同物源区的距离，包括约 Ga的Granite-Rhyolite省、约1245-1225 Ma的Elzevir地体和约 Ga的Grenville省。中奥陶世锆石的数量沿走向而变化，其取决于Taconic造山带的输入，但在阿巴拉契亚山脉北部最多。由于碎屑锆石年龄沿走向的一致性， 7534个协和的碎屑锆石U-Pb数据的汇编可用于未来的U-Pb碎屑锆石研究，作为劳亚大陆东缘的物源指示。
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文献来源&原文链接
Geology, (2021) 49 (2),233–237
译者
哥斯达黎加的61
编辑&校对：覃华清
论文的选题要和实际生活紧密联系，要和大众关心的话题中去挖掘，引用自己所学的知识去解决问题。下面是我带来的关于妇科护理论文题目的内容，欢迎阅读参考! 妇科护理论文题目(一) 1. 川蜀中医妇科流派研究 2. 香薰疗法和治疗性触摸对妇科患者术前焦虑的影响 3. 妇科盆腔恶性肿瘤的MRI诊断 4. 妇科腹式手术后疲劳影响因素的研究 5. 陈自明对张仲景妇科诊治思想之继承与发展 6. 湖湘医学妇科学术源流研究及临证经验整理 7. 当代妇科名老中医学术流派研究 8. 妇科腹式手术后疲劳相关症状群影响因素的研究 9. 妇科恶性肿瘤住院化疗患者的需要调查及影响因素分析 10. 利用TBS全文检索系统构建中医妇科数据库的研究与实践 11. 老年妇科肿瘤临床分析 12. 当归芍药散治疗妇科病的现代临床应用文献研究 13. 徐升阳妇科桂枝汤证的临床经验研究 14. 护理干预对妇科肿瘤术后化疗患者生存质量影响的研究 15. 腹腔镜手术与开腹手术在妇科应用中的临床对比 16. 21个单核苷酸多态性位点与妇科肿瘤相关性的遗传学研究 17. 妇科千金胶囊和去氧孕烯炔雌醇片用于人流术后恢复的临床观察 18. 补肾疏肝法干预妇科恶性肿瘤术后及放化疗后抑郁症状的研究 19. 妇科恶性肿瘤患者化疗期间中医证候分布规律研究 妇科护理论文题目(二) 1、循证护理在预防化疗期白血病患者口腔溃疡中的应用 2、宫颈癌根治术后尿潴留的预防性护理 3、高血压患者不遵医饮食行为的原因分析和对策 4、神经外科危重病人人工气道的护理研究 5、脊髓损伤患者膀胱功能的早期康复训练及效果分析 6、护理干预对糖尿病遵医行为影响的研究 7、医院专职陪护人员压力因素的分析 8、腹腔镜异位妊娠手术患者的护理查房 9、急诊护理质量管理应用ISO9001标准的实践探讨 10、医院供应室护士职业危害与自我防护措施 11、新生儿头皮静脉留置针应用问题分析与对策 12、护士在护患纠纷中的心理应激与对策 13、对早产儿家属实施系统健康教育的效果观察 14、化疗药物对肿瘤科护士的危害与职业防护 15、老年患者腹部手术近期并发症原因分析及护理对策 妇科护理论文题目(三) 1. 老年糖尿病夜间低血糖的预防及护理 2. 手术室护理人员的职业危害及防护 3. 外科术后病人镇痛满意度调查及护理对策 4. 急诊护士工作压力源及相关因素分析 5. 护士长非权力影响力在护理管理中的应用 6. 影响剖宫产产妇母乳喂养的因素分析及护理对策 7. 影响产妇泌乳不足原因分析及护理对策 8. 产妇产生焦虑抑郁情绪的原因分析及护理干预 9. 陪护人员的负性心理对癌症患者的影响 10. 维持性血液透析中低血压的发生原因及护理对策 11. 妇科肿瘤术后并发下肢深静脉栓塞的原因分析及护理 12. 预见性护理程序在院前急性心肌梗死救治中的应用 13. 肿瘤患者化疗期间失眠原因分析及护理对策 14. 循证护理在预防呼吸机相关性肺炎中的作用 15. 肿瘤病人化疗后并发便秘的原因分析及护理对策 16. 运用人性排班法提高儿科护理工作满意度 17. 手术室护士的职业危害因素及自我防护对策 18. 血液病患者静脉渗漏性损伤的护理 19. PBL教学法在护理查房中的应用及效果评价 20. 手术室护理记录常见问题的分析及对策 21. 术中应用气压止血带的不良反应及护理对策 22. 内科住院病人睡眠质量及影响因素的调查及护理 23. 血液透析患者的生活质量调查及护理对策 24. 脑卒中患者抑郁状况调查分析与护理对策 25. 手术室护理工作中锐器致伤的原因及防范措施 26. 外伤性截瘫患者抑郁状况调查及护理对策 猜你喜欢： 1. 关于妇科护理论文范文 2. 妇产科护理论文精选 3. 浅谈妇科护理论文范文 4. 有关妇产科护理论文 5. 妇产科护理论文
就学了这么点东西，写什么论文。连中医皮毛的皮毛都没摸着呢
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中医学的论文篇2 浅谈中医学与气功 【摘 要】 中医学的气的概念和气机的变化，对气功的理论和实践具有指导意义。大力整理和应用中医理论指导气功和学术非常必要。中医学对于气功的指导地位的提升有助于规范中医气功学的术语和临床技术规范。 【关键词】 气功;中医学;内养功 中医学中对气的论述是权威的、实用的。千百年来在临床运用中经过严格的实践检验，对中医的气的理解有助于气功练习和指导病人有效地习练功法健身祛病。历来气功的解释多趋于使用佛家和道家术语，而使用中医术语进行是对气功诠释有助于加深对气功术语和气功医疗操作的规范，而且易于接受。 “恬淡虚无，真气从之，精神内守，病安从来”。《黄帝内经·素问·上古天真论》中谈到了主观精神因素的平静恬淡，会使气机畅达回归到原来的自然状态，精神内守对于防病具有重要的作用。 1 关于气：何为气? 气，是不断运动着的具有很强活力的精微物质，具有物质、能量和信息的特性。气的生成来自于： 先天之精气：即受之于父母的先天禀赋之气。其生理功能的发挥有赖于肾藏之精气的生理功能; 水谷之精气：即饮食水谷经脾胃运化后所得的营养物质; 吸入之清气：即由肺吸入的自然界的清气。 其中先天之精气为基础，奠定了总体的根基，后天之气补充和滋养先天之气使之源源不断、生生不息、循环不止。水谷之精气和肺吸入的大自然之清新之气汇聚于胸中形成宗气，走息道司呼吸、贯心脉辅心行血。呼吸和心血的运行直接影响气血之运行，在气功中呼吸调节能很好的调节气血的运行可见一斑。 2 气的分布与分类 根据所在的部位、功能及来源的不同，气分可为以下三类。 元气：元气又称“原气”、“真气”，是人体最基本、最重要的气，也是人体生命活动的原动力。元气主要由肾所藏的先天之精化生，并受后天水谷精气的不断补充和培养。元气根源于肾，通过三焦而循行全身，内至脏腑，外达肌肤腠理，无处不在。元气的主要功能是推动和促进人体的生长发育，温煦和激发脏腑、经络、组织器官的生理活动。因此说元气是维持人体生命活动的最基本的物质。机体的元气充沛，则各脏腑、经络等组织器官的活力就旺盛;反之就会因元气虚衰而产生种种病变。 在气功练习中，动功能使气机调达，推动元气敷布三焦。静功意守丹田则有温补元气的功效，在练习中动静结合达到完美的练功效果。 宗气：宗气是积于胸中之气，属后天之气的范畴。由肺吸入之清气和脾胃运化的水谷精气结合而生成。因此，肺的呼吸功能和脾胃之运化功能的强弱，直接与宗气的盛衰密切相关。宗气在胸中积聚之处，称为“气海”，又名为膻中。 宗气的主要功能表现在两个方面：一是上走息道以司呼吸。凡语言、声音、呼吸的强弱，都与宗气的盛衰有关。二是贯注心脉以行气血。凡气血的运行、肢体的温度和活动能力、视听的感觉能力、心搏的强弱及其节律等，均与宗气的盛衰有关。若宗气不足，临床可见语声低微、呼吸微弱、脉软无力等症。 呼吸的停闭调节有助于宗气的生成和运行，改善气血的运行，加强心肺的功能，心主神明、主血脉、为一身之大主，肺主气，为脏腑之华盖，为相辅之官，心肺功能的提高对于防病治病是非常重要的，习练气功不能不行呼吸之功以改善一身之气血状态，气功一词由兹而生不足为奇。 营气：营气是行于脉中而具有营养作用的气，主要由脾胃运化的水谷精气所化生。因其富有营养，于脉中营运不休，故称之为营气。营气是血液的重要组成部分，与血关系密切，可分不可离，故常常将“营血”并称。营气与卫气相对而言，属于阴，故又称“营阴”。 营气的生理功能主要表现在营养和化生血液两个方面，水谷精微中的精华部分是营气的主要成分，是脏腑、经络等生理功能活动所必需的营养物质，同时又是血液的组成部分。 卫气：卫气的功能主要表现在防御、温煦和调节三个方面，包括护卫肌表，防御外邪入侵;温养脏腑、肌肉、皮毛;调节控制汗孔的开合和汗液的排泄，以维持体温的恒定。 调节脾胃功能的气功练习方法内养功是首选，早期时候的科研和临床都已证实。 3 气的功能 作为人体生命活动的基本物质，气的生理功能主要有以下五个方面。 推动作用：气的推动作用，是指气具有激发和促进作用。气是功能极强的精微物质，能激发和促进人体的生殖、生长与发育，以及各脏腑、经络等组织器官的生理功能;推动经气的运行、血液的循行，以及津液的生成、输布和排泄。 温煦作用：是指气通过气化产生热量，使人体温暖，驱除寒冷。气维持并调节着人体的正常体温，保证人体各脏腑组织器官及经络的生理活动，并使血液和津液能够始终正常运行而不致凝滞、停聚。 防御作用：正如《素问·刺法论》说：“正气存内，邪不可干。”是指气具有护卫全身肌表、防御外邪入侵的作用。一方面，气可以护卫肌表，防止外邪入侵;另一方面，“邪之所凑，其气必虚”之说(《素问·评热病论》)，气又可以与入侵的邪气作斗争，以驱邪外出。 固摄作用：气的固摄作用，主要是指气可以保持胃、肾、子宫、大肠等脏腑器官位置的相对稳定;统摄血液防止其溢于脉外;控制和调节汗液、尿液、唾液的分泌和排泄，防止体液流失;固藏精液以防遗精滑泄。 气化作用：气化是指通过气的运动而产生的各种生理功能效应，气化过程就是物质转化和能量转化的过程。具体表现在精、气、血、津液各自的新陈代谢及其相互转化。如食物转化成水谷精微，然后再化生为气、血、津液等;津液经过代谢，转化成汗液和尿液等。 气的各种功能相互配合，相互为用，共同维持着人体的正常生理活动。比如，气的推动作用和气的固摄作用相反相成，一方面，气推动血液的运行和津液的输布、排泄;另一方面，气又控制和调节着血液和津液的分泌、运行和排泄。推动和固摄的相互协调，使正常的功能活动得以维持。 4 气机：气的运动形式 气机，即是气的运动。气运动的基本形式包括升、降、出、入四个方面，并体现在脏腑、经络、组织、器官的生理活动之中。人体之气流行于全身各脏腑、经络等组织器官，无处不在，推动和激发着人体的各种生理活动，因而气的功能是通过气机来实现的。升与降，出与入，以及升降与出入，相互为用，相反相成，共同完成人体内部及其与外界环境之间的气化过程。升者升其阳，降者降其阴，出者吐其故，入者纳其新。升降出入是机体生命活动的基本过程，存在于生命过程的始终，是生命规律的高度概括。五脏中，心肺位置在上，在上者宜降;肝肾位置在下，在下者宜升;脾胃位置居中，通连上下，为升降出入的枢纽。如肺呼气为出，吸气为入，宣发为升，肃降为降。六腑则传化物而不藏，以通为用，以降为顺。气机的升降出入应当保持协调、平衡，才能维持正常的生理活动。 气机失常又称气机失调，是气的运动紊乱，影响正常的生理功能而形成疾病。在疾病发生、发展的过程中，由于致病因素的作用，而引起人体内气的升降出入运动的紊乱，导致体内出现气滞、气逆、气陷、气闭、气脱的病理状态。 气机失常是人体生理功能及其相互关系出现紊乱的概括，也是疾病发生、发展、变化与转归的内在表现。 气滞 “滞”是指阻塞，不畅之意。气滞，是指气机郁滞而阻塞不畅的病理状态。 气滞的发生多与情志不畅、痰饮、水湿、食积、瘀血、结石等阻滞有关。由于上述因素，影响到局部或全身气的运行，形成气机郁滞不畅，可出现胀满、疼痛。“气行则血行，气滞则血瘀”，因此气滞可导致血行滞涩，而形成瘀血。若气滞导致水湿停滞，则可形成痰饮。 气滞还可以使某些脏腑功能失调而形成脏腑气滞，常见的肺气、肝气和脾胃气滞，可见脘腹胀痛，时作时止，得矢气、嗳气则舒，以及完谷不化等症。 气逆 “逆”是违背，不顺从之意。气逆，是指体内气机升降失常，当升者升之太过，或当降者不降而上逆的病理状态。气逆的发生，多由情志内伤、饮食寒温不适、痰浊壅阻及外邪侵袭等所致，与肝、肺、胃等脏腑关系密切。因肝主疏泄，升泄太过，肝气上逆，可见头痛而胀、目赤面红、烦躁易怒等症状，甚则导致血随气逆，出现咳血、吐血、中风、昏厥等症。因肺主肃降，肺失肃降而致肺气上逆，则见咳嗽、气喘、痰鸣等症。胃主降，胃失和降，则胃气上逆，而见呕吐、嗳气、呢逆、腹胀等症状。 气陷 “陷”是升举无力，不足之意。气陷，是指在气虚的情况下，以气的上升不及和升举无力为主要特征的病理状态。气陷的发生常因素体虚弱，久病耗伤或思虑劳倦等所致。气陷多发生于脾脏，故又称“中气下陷”。脾主升清，一方面上输水谷精微于头目清窍，另一方面托举维系人体内脏器官位置的相对恒定。因此，在气虚升举无力的情况下，既可导致清气不能上养头目清窍，而见头晕、眼花、耳鸣等症;又可出现脏腑器官的维系乏力，而引起某些内脏的下垂，如胃下垂、子宫下垂、脱肛等;还可兼见脘腹或腰腹胀满重坠、便意频频等症。此外，因气陷是因气虚发展而来的，故临床中常见疲乏无力、气短声低、少气懒言、面色不华、脉弱无力等气虚征象。 气闭 “闭”为闭塞，不能外达之意。气闭，是指气之出入障碍，气不能外达，闭郁结聚于内，而出现的突然闭厥的病理状态。气闭多于情志刺激而气郁之极，或痰饮、外邪、秽浊之气阻阔气机所致。其发生，可因外感寒邪，束于肌表，阳郁而不达而无汗，感受秽浊之气而致闭厥、外感热病过程中的热盛内厥、突然遭受巨大的精神刺激所致的气厥等。临床上，还可因气机闭郁，壅于心胸，闭塞清窍，可见突然昏倒、不省人事;阳气内郁，不能外达，则见四肢逆冷，拘挛、两拳握固、牙关紧闭;肺气闭郁，气道阻滞，则见呼吸困难、气急鼻煽、面青唇紫;气闭于腑，则见二便不通。 气脱 “脱”即脱落、不内守之意。气脱，是指气不内守，大量向外逸脱，从而导致全身性严重气虚不足，出现功能突然衰竭的病理状态。气脱多由正不敌邪、正气骤伤，或正气长期持续耗损而衰弱，以致气不内守而外脱;或因大出血、大汗出、大吐泻等，使气随血脱或气随津泄所致。临床上，因气大量外散脱失，脏腑功能突然衰竭，常出现面色苍白、汗出不止、目闭口开、手撒肢冷、脉微欲绝等危象。 5 病因中七情对于气机的影响 七情的致病特性 过度的情志活动可以直接干扰气机运动，造成气机的紊乱，如怒则气上，惊则气乱，恐则气下，思则气结等，气功的练习可以干预气机运动，气机平和则机体有机会得到修复，阻断了致病因素。内养功初级静功中松静筑基法，在自然呼吸同时配合松静的练习，使大脑和身体同时放松和入静，改善和提高机体的内环境，使身体处于较舒适的状态，而得到将息温养。 七情内伤直接影响其相应内脏，使其脏腑气机逆乱，气血失调，导致疾病的发生。 直接伤及内脏 不同的情志刺激可伤及相应的脏腑。因为人体是一个以五脏为中心的有机整体，而心是五脏六腑的统帅，它主宰着人的心理、情志活动。为此，七情致病均可损及心，并影响到其他脏腑，在七情致病中心起主导作用。另外，心主血藏神，肝藏血主疏泄，脾主运化为气血生化之源，又为气机升降的枢纽。故情志致病，以心肝脾三脏失调为多见。如过喜、惊吓、思虑劳神均可伤心，致心神不宁，症见心悸、失眠、健忘，甚则精神失常。郁怒伤肝，肝气郁结，证见两胁胀痛、善太息或咽中似有异物梗阻;妇女可见月经不调、痛经、闭经等。肝气上逆，出现呕血、面红耳赤、晕厥。思虑忧愁伤脾，脾失健运，见食欲不振、脘腹胀满、大便溏泄等症。若思虑劳神，不仅损伤心脾，而且可导致心脾两虚，同时会出现上述心神不宁及脾失健运的兼症。 影响脏腑气机 七情对内脏的直接损伤主要为影响脏腑气机，气血运行紊乱。《素问·举痛论》说：“怒则气上，喜则气缓，悲则气消，恐则气下……惊则气乱，思则气结。” 怒则气上，致肝气横逆上冲，血随气逆并走于上，见头胀痛、面红目赤或呕血，甚则昏厥卒倒。喜则气缓，包括两个方面，一是可缓和精神紧张，营卫通利;二是暴喜过度，致心气涣散，神不守舍，见精神不集中，甚则失神狂乱。悲则气消，过度悲忧损伤肺气，使肺气抑郁，意志消沉，见气短声低、倦怠乏力、精神萎靡不振。恐则气下，恐惧过度，使肾气不固，气泄于下，见溺频、溲多或二便失禁，甚则面白、昏厥、遗精。惊则气乱，突受惊吓，损伤心气，致心无所倚，神无所归，见心悸、惊惶失措。思则气结，思虑劳神过度，伤神损脾，致气机郁结，脾运无力，见食欲减退、脘腹胀满、便溏等。 七情的变化可以直接影响病情的发展 情绪波动可使病情加重或急剧恶化，如肝阳上亢证，情绪的波动可诱发中风偏瘫，此时对于情绪的调摄，运用气功调神之法使患者能处于安静愉悦的状态，则可以避免和阻断，能处于安静愉悦。 6 气功对于气机的干预 气功练习中，调神运用合理的良性意念替代和阻断不良情绪的侵扰，达到治病求本的目的。 动功的练习可以使身体的气机得到调整，动功的练习在中医里也与中医肝藏血，主筋，主疏泄行气。 气功通过三调的合理练习，对身心有序的调节，可以安神定志、养气、行气活血、舒筋通络，达到健身祛病的目的。动功如内养功动功、五禽戏、八段锦等。吐纳如内养功的停闭呼吸法、六字诀等功法，辨证选功、辨证练功，符合中医学理论的规律，合理的使用三调为宗技术，指导患者通过调神、调息、调身高效而安全的练功、养生祛病，练养结合来调达气机。 在气功的练习中，随着功夫的提高会逐渐形成自然的深长的腹式呼吸，提高消化系统的功能，自然提高了水谷精气的形成。使宗气生成和气血的生成有了生化之源。深长呼吸更能获得充足的自然清新之气，使宗气更加充足，气血的运行动力更强劲。 在气功练习中，由于是自我调控的功夫和技能，故在很多急重的情况下是很难完成这一技术操作的，所以在一定的程度上气功的练习需要在缓则治本的阶段来使用，对于气功自我练习的适应症上亦以慢性病或疾病的恢复期为主，总之，是以病人自身能够完成操作为前提。 总 结 通过上述的这些内容从生理到病因病机，中医学对于气的论述和实践运用都是完善而成熟的，用于临床亦行之有效。气功学，尤其是中医气功学或医学气功、医疗气功如何在中医理论指导下，合理指导病患者辨证的习练气功，是我们中医气功学研究的的主要目标和方向。 猜你喜欢： 1. 中医学职称论文 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