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在新的《中国区域年代地层（地质年代）表》（2001）中，石炭系—二叠系的划分有了较大的变化，石炭系传统三分，现改为二分（范炳恒，1998）：下石炭统（早石炭世）、上石炭统（晚石炭世）；二叠系由传统的二分改为三分：下二叠统（早二叠世）、中二叠统（中二叠世）、上二叠统（晚二叠世）。
遵循上述新的年代地层划分原则，按照中国区域年代地层（地质年代）表（Ⅱ）（陆相）的划分方案，同时兼顾传统和便于成果应用，岩石地层的内涵和划分仍沿用已有方案。岩石地层组的界限则依据具有相对等时意义的标志层，建立年代地层和岩石地层的关系（表1-3-9）。根据上述思路，在已有工作的基础上（汪曾荫，1996），建立了渤海湾盆地石炭系—二叠系地层系统（图1-3-40）。
石炭系—二叠系沉积后的晚海西构造运动，使部分地区抬升剥蚀，产生平行不整合，但多数地区与三叠系呈连续沉积关系，所以本项目将下中三叠统与石炭系—二叠系划归同一构造层研究。
（一）岩石地层特征
岩石地层单位不考虑时间、成因、气候环境或事件等因素的影响，重点考虑岩石特征的一致性（蒋飞虎，2004）。在覆盖区的钻孔资料中除根据岩性组合特征外，还辅以自然伽马测井曲线、电阻率曲线（孤北古2井）进行划分对比。
石炭系—二叠系自老到新可以划分为本溪组、太原组、山西组、下石盒子组、上石盒子组、石千峰组（孙家沟组）。三叠系分布局限，仅在临清坳陷等少数地区保留有下、中三叠统，自下而上可划分为刘家沟组、和尚沟组、二马营组。
表1-3-9 华北地台石炭系—二叠系划分对比沿革表
图1-3-40 渤海湾盆地石炭系—二叠系地层系统
1.石炭系—二叠系
（1）本溪组
主要由一套页岩、砂岩夹薄层海相灰岩组成，部分地区夹有煤线。以不含可采煤层和中、细粒石英砂岩为主要特征。本溪组下部多属于灰岩台地相沉积，地震特征为强振高连低频平行反射（图1-341，图1-3-42），多表现为2～3个连续性很好的强反射同相轴。其底部有一段含铁紫色页岩，为鸡窝状不规则铁矿层（山西式铁矿）和铝土质页岩或铝土矿层（G层铝土矿层）。
本溪组与上覆太原组一般为整合接触，以稳定的中、细粒石英砂岩之底作为本溪组的顶界；与下伏奥陶系灰岩地层呈平行不整合接触，底部以山西式铁矿和G层铝土矿层之底或奥陶系石灰岩剥蚀面之顶作为本溪组的底界标志。
自然电位呈中低幅微波状，下部幅度变化小，上部呈明显偏正异常。电阻率由下而上逐渐增大，曲线形态特征为漏斗形＋齿化箱形＋指状组合。
图1-3-41 济阳坳陷82—90测线石炭系—二叠系地震反射特征
图1-3-42 济阳坳陷568测线石炭系—二叠系地震反射特征
（2）太原组
为一套海陆交互相含煤沉积建造，主要由砂岩、页岩、砂质页岩、粉砂岩、石灰岩、煤层所组成，一般含有4层左右的石灰岩、3层左右石英砂岩，以及厚薄不等的多层煤层。与上覆山西组整合接触。
该组以含重要的可采煤层（一般位于下部）及多层石灰岩和中、细粒石英砂岩为主要特征而区别于上覆和下伏地层。以石炭纪—二叠纪过渡期形成的海相石灰岩之上，第1层中—细粒石英砂岩之底，作为太原组的顶界。
自然电位曲线成微波状起伏，下部呈多个齿状钟形组合，上部呈对称微波状＋箱形＋齿状漏斗形组合，上部为箱形＋漏斗形组合，整体表现为多个沉积旋回特征。电阻率曲线变化宽缓，下部中高阻齿状钟形，上部变为多个中低阻箱形＋漏斗形组合。
（3）山西组
主要由陆相沉积的砂岩、页岩、黏土岩组成，夹有多层近海泥炭沼泽所形成的煤层。总体而言，山西组岩层颜色较深，多呈灰色、暗色、灰绿色，未见紫色泥岩和石灰岩，含重要的可采煤层，与上覆下石盒子组呈整合接触关系。
自然电位曲线呈微波状，下部中低幅正异常，呈齿化箱形＋钟形＋漏斗形组合特征，上部低幅微波状，幅度变化小。上部和下部构成2个旋回。电阻率曲线呈中高阻齿化箱形＋漏斗形组合特征。
（4）下石盒子组
为一套黄绿色、灰绿色砂岩、页岩、粉砂岩、砂质泥岩互层的陆相碎屑岩沉积，夹有不可采煤层。顶部出现含锰铁质、铝土质的紫色泥岩层，即“桃花泥岩”。在东北、辽吉以及河北燕山南麓称为“A层铝土岩”、山东淄博称为“B层铝土岩”、两淮称“紫斑铝质泥岩”。与上覆上石盒子组为整合接触关系。
自然电位曲线垂向上变化小，呈对称微波状，电阻率曲线表现为下部高阻犬牙状，上部呈低阻齿状＋指状＋钟形组合。
（5）上石盒子组
为一套黄绿色、紫红色砂岩、粉砂岩、砂砾岩、泥岩互层的碎屑岩沉积，一般不含煤层。但在淮南、淮北以及河南禹州、平顶山一带含有可采煤层，紫红色岩系较少，一般为灰色、黄绿色粉砂岩、砂岩、泥岩等。
下部自然电位曲线表现为多个漏斗形＋钟形组合，电阻率曲线为多个中高阻齿化箱形＋钟形＋指状＋齿化漏斗形组合。中部自然电位曲线表现为钟形＋漏斗形＋齿化箱形组合，电阻率曲线阻值逐渐变低，下部变化宽缓，上部呈中高阻齿状。上部自然电位曲线形态为对称低幅微波状，整体幅度变化小，电阻率曲线呈低阻齿状，反映了水动力条件较弱的沉积环境。
以上特征反映了华北陆块在海退期，从北到南、从西到东、从陆相到海陆相，逐渐过渡到海湾 湖相的古地理格局。本组与上覆孙家沟组为整合接触关系。以燧石层（硅质层）之上的砂岩（平顶山砂岩）之底作为上石盒子组的顶界。
（6）石千峰组（孙家沟组）
为紫红色、灰紫色泥岩、砂岩、淡水泥灰岩（淡水灰岩）和少量石膏的河流、湖泊相沉积，淡水灰岩（泥灰岩）和石膏是本组的重要标志层。本组与上覆刘家沟组为整合接触关系。以泥灰岩之上的石膏钙核层之顶作为石千峰组之顶界。
2.三叠系
地层分布局限，仅在临清坳陷、冀中坳陷、黄骅坳陷的少数地区保留有下、中三叠统。辽河坳陷、渤中坳陷、济阳坳陷整体缺失三叠系。
临清坳陷下、中三叠统保存完整，自下而上可划分为刘家沟组、和尚沟组和二马营组。
（1）刘家沟组
以致密的红色泥岩和砂岩互层为特点，与下伏石炭系整合接触。在测井响应上，视电阻率曲线呈掌状—块状特高阻，从下往上呈升高的趋势。自然电位曲线平直或呈低幅齿形—钟形负异常，从下往上起伏加大。
（2）和尚沟组
主要岩性为紫色、棕色、浅灰色细、粉砂岩、粉砂岩、钙质砂岩、夹紫色、紫红色泥岩。从南到北岩性渐粗。视电阻率曲线呈箱状高阻，具有从下往上缓慢降低趋势；自然电位曲线下部呈钟形负异常，底界处负异常明显，上部较平直。
（3）二马营组
主要为紫红色泥岩与棕色、深灰色细、粉砂岩，呈不等厚互层，局部夹含砾不等粒砂岩。视电阻率曲线下高上低，整体上较下伏地层低，起伏较下伏地层大；底界处自然电位负异常明显。
冀中坳陷以红、棕色粉、细砂岩为主，夹有紫色薄层泥岩的陆相碎屑沉积，可与华北下、中三叠统的刘家沟组—二马营组进行对比；黄骅坳陷下、中三叠统分布较广，岩性特征表现为紫红色砂岩、粉砂岩，与泥岩不等厚互层；东濮凹陷“高阻红”地层为一套电阻率高、岩性致密的陆相红色碎屑岩沉积，其下为二叠系顶部的石千峰组，其上被古近系—新近系不同层位的地层超覆，本书暂将其归属于下、中三叠统。
（二）生物地层划分
1.石炭系—二叠系生物组合特征
通过系统研究，建立了牙形石、 类、小有孔虫、孢粉、古植物、腕足生物组合带（表1310）。
表1-3-10 华北地区石炭系—二叠系生物组合特征表
2.石炭系—二叠系短时限年代地层的化石标定
短时限年代地层是指比传统的本溪期、太原期、山西期等年代地层时限还要短的年代地层单位，为阶或亚阶，如 、 、 等。
（相当于本溪组）：以植物Lepidodendron—Conchophyllum组合带为标志。]]
（相当于本溪组下部）：以 类Profusulinella parva延限带作为标志，以Profusulinella parva的首现为底界标志，以Profusulinella的消失作为上限。]]
（相当于本溪组上部）：以 类Fusulina—Fusulinella组合带的出现作为标志，以Fusulina,Fusulinella,Beedenia等属的分子的首次出现作为底界，以它们的消失作为顶界。]]
（相当于太原组下部）：以 类Triticites paromontiparus—Montiparus montiparus组合带中的Montiparus 及原始的Triticites 的大量出现为底界，以Montiparus 和Triticites 发育高峰为标志。]]
（相当于太原组下部）— （相当于太原组上部）：以植物Neuropteris ovata—Lepidodendron posthumii组合带的出现为标志，或以腕足类Dictyoclostus taiyuanfuensis—Eomarginifera pusilla—Choristites norni 组合带为标志。]]
（相当于太原组上部）：以 带Psudoschwagerina—Sphaeroschwagerina组合为标志。以Pseudofusulina firma—Pseudoschwagerina huabeiensis亚带为二叠系最底部的 带，以Pseudofusulina或Pseudoschwagerina或Sphaeroschwagerina的分子首次出现作为二叠系的底界。]]
（相当于山西组）：以植物Empletopteris triangulais—Empletopteridium alatum—Lobatannularis sinensis组合带作为标志。]]
（相当于山西组下部）：以 Staffella带作为标志，其中以Staffella丰富种群的首次出现作为其下限。]]
（相当于山西组上部）：以 Schwagerina anderesensis—S.grandensis组合带作为标志，并以Schwagerina 的顶峰及大个体的Schwagerina anderesensis，S.grandensis 大量出现作为底界。]]
（相当于下石盒子组）：以植物Emplectopteris triangularis—Tingia carbonica—Cathaysiopteris whitei组合带为标志，其中单网羊齿的出现标志着华夏植物群的新发展，可作为标定特征。]]
（相当于上石盒子组下部）：以植物Lobatanulariaensifolia—Gigantonoclealagrelii—Fascipteis hallei组合带为标志，属华夏植物群第一次繁盛发展期，各种类型都得到发展、属种繁盛、分异度高为本组合带主要特征。]]
（相当于上石盒子组上部）：以植物Lobatanularia heianensis—Gigantonoclea hallei—Psygmophyllum mltipartitum组合带为标志，属华夏植物群第二次繁盛时期，苏铁纲明显衰退、银杏纲及分类位置不明，植物较为发育是本组合的重要标志。]]
（相当于石千峰组）：以植物Ullmannia bronnii—Yuania magnifolia组合带为标志，华夏植物群严重衰退，裸子植物占绝对优势，并出现了中生代分子。]]
三叠系分布局限，仅在临清坳陷等少数地区保留有下、中三叠统。刘家沟组、和尚沟组保存的化石稀少，与华北地区相应地层的特征一致，属生物“哑层”。二马营组含丰富的轮藻和孢粉化石，其中以直轮藻、星孔轮藻为代表的轮藻化石组合，具有典型的中三叠世时代特征，其中的轮藻有Stenochara dontzian，S.ovata，S.yuananensis，S.shaikni等，孢粉有Triadispora Alisporites，Striatopinites，Aratrisporities Csabratus，A.granulatus等。
（三）地层展布
1.石炭系—二叠系
笔者对渤海湾盆地周缘的山东淄博博山剖面、河北秦皇岛柳江剖面、辽宁本溪牛毛岭剖面、辽宁金县复州湾剖面、北京京西军庄镇剖面、河北邢台沙巴沟剖面、河北峰峰北大峪剖面、河南鹤壁龙宫剖面进行了地层剖面实测和化石采集，建立了8条标准地层剖面；对28口井的地层进行了划分，建立了28条基干地层剖面。以上述岩性特征、地层古生物的研究成果为主要依据，应用新的地层系统，对渤海湾盆地石炭系—二叠系标准剖面和基干剖面进行了地层对比（图1-3-43，图1-3-44）。
按照新划分方案，研究区年代地层从早到晚划分为： （本溪组）， （太原组下部）， （太原组上部）， （山西组）， （下石盒子组）， （上石盒子组下部）， （上石盒子组上部）， （石千峰组）。现将其展布规律分述如下：
1）石炭世早期（ ）（本溪组）：残留厚度变化较大，变化范围为1（渤2井）～147m（本溪牛毛岭）。最厚的区域为东北部辽宁太子河流域的本溪、复州湾地区，厚度一般超过100m。最薄的区域位于研究区的边缘地区：如东北部的渤海湾地区渤2井（1m）、西部边缘晋州市东南晋古2井（3m）和东南边缘的垦利东部的垦东3井（3m）。本溪组从东北向西南有逐渐变薄的趋势。
2）晚石炭世晚期（ ）（太原组下部）：地层残留厚度变化较大。最厚处位于济阳坳陷惠民凹陷区的判参1井附近，厚98m。最薄处多位于研究地区的边缘部分，如利津南部乐特1井附近，仅存10.0m；秦皇岛附近为10.8m。
3）早二叠世早期（ ）（太原组上部）：残留厚度变化较大。最厚处位于黄骅市东北的庄古2井附近，为192m，最薄处位于沾化凹陷孤北潜山带的义155井一带。
4）早二叠世晚期（ ）（山西组）：地层残留厚度变化较大，最厚处位于天津以南的增2井一带，残留厚度在300m左右，自此向四周地区逐渐减薄，但在各坳陷中的厚度分布并不均匀。最薄处位于馆陶县西北侧的馆深1井一带，残留厚度为30m。总体来看，研究区山西组残留厚度大多集中在51～110m之间。
5）中二叠世早期（ ）（下石盒子组）：地层残留厚度变化范围较大，最厚为519.9m，位于研究区西侧大城县东南的大3井一带。自此向周围地区虽有逐渐变薄的趋势，但在各坳陷中，其残留厚度仍存在厚薄不均衡的现象。但从总体看，残留厚度大多在101～200m之间变化。
6）中二叠世晚期（ ）（上石盒子组下部）：最大残留厚度位于沧州市以南的官古1井一带，为176m。自此处向北、东、南周边地区残留厚度渐薄，向东至埕东凸起西部的埕东2井一带减为最小，为16m。
7）晚二叠世早期（ ）（上石盒子组上部）：最大残留厚度位于沧州市以南的官古1井一带，为342m。以此为中心向东及周围地区逐渐减小，至济阳坳陷东缘垦利县以东的垦古12井，残留厚度仅为20m。
8）晚二叠世晚期（ ）（石千峰组）：绝大部分地区缺失石千峰组，仅在局部分布。残留厚度最大处位于大城县东南部的大3井一带，厚度为463m。以此为中心向四周递减，如秦皇岛一带厚30m，南缘的高参1井厚30m。
从全区范围看，石炭系—二叠系残留厚度的展布有以下规律：
石炭系—二叠系最厚处位于冀中坳陷大3井一带（残留厚度为1615.5m），向周边地区有减薄的趋势。
图1-3-43 渤海湾盆地石炭系—二叠系地层划分对比图（1）
图1-3-44 渤海湾盆地石炭系—二叠系地层划分对比图（2）
在唐山东南地区残留厚度稍有增加，厚度超过600m；向东逐渐减小，在庄古2井减为200m左右，至黄骅-济阳坳陷北区，残留厚度变化较大，由东向西厚薄相间，个别地区厚度可达到800m。
向东南延伸至南皮凹陷南缘，厚度为918m（东古1井）。至惠民凹陷，由东向西厚薄相间分布，一般厚度200～400m，个别地区残留厚度可超过800m（曲古2井），垦东3井一带厚28m，为全区最薄处。
向西南延伸至隆尧县东南一带，残留厚度为996.5m（巨2井），向南逐渐减为200m左右。至临清坳陷东区，向东增厚，堂古1井可达1000m。东濮凹陷残留厚度的变化范围由200m到826m不等。
辽河坳陷的石炭系—二叠系呈条带状、北东向展布，南段位于辽阳西部，最厚处可达780m左右；北段位于沈阳地区，最厚处可达600m左右。
在渤中坳陷，石炭系—二叠系呈北东向展布，西南段范围大，残留厚度较大，最厚处可达1400m左右；东北段较薄，范围较小，条带状展布，最厚处在600m左右。
以上特征表明，地层残留厚度除受原始沉积背景的影响之外，另受到后期构造作用的改造明显，从凸起到缓坡，地层依此变新，范围逐渐减小。
2.三叠系
从地层接触关系来看，华北地区（如北京-承德、燕山地区、临清坳陷、济源盆地、鄂尔多斯盆地等）下、中三叠统与下伏石千峰组之间均表现为整合接触或平行不整合接触。这表明，发生于二叠纪末期的海西运动在华北地区并没有引起剧烈的沉积格局变化（陈洪德等，1999），早、中三叠世继承了晚海西以来的北西高、南东低的构造格局，属于大型陆内坳陷盆地，同时延续了晚二叠世的干热气候，陆相红色碎屑沉积发育。地震资料（图1-3-45）显示其原始沉积的分布与晚古生代沉积相似，呈毯式覆盖（王同和等，1999；漆家福等，1995；漆家福等，2003）。现今下、中三叠统的残留厚度差异性是后期削蚀作用造成的结果。
图1-3-45 临清坳陷JL—78—314.5地震剖面图
在华北板块内部，下、中三叠统的残留地层呈现出西部连片、东部零星分布的特点（图1-3-46）。
西部鄂尔多斯盆地内，下、中三叠统厚度由东北向西南逐渐增大，西南部环县、庆阳一带厚度可达1100m左右。沁水盆地钻井与地震资料揭示盆地内下、中三叠统总厚度可达1200m。豫西济源—伊川—洛阳一带，下、中三叠统碎屑岩最大厚度超过2500m，向四周逐渐减薄至100m左右。豫东周口坳陷最大厚度也近1000m。
东部渤海湾盆地，下、中三叠统在冀中、黄骅、东濮、临清等坳陷及一些凸起上均有分布，一般沉积厚度在100m左右，在临清坳陷可达1000m。此外，盆地周边的淄博、章丘、冀北下花园、承德、北京西山等地也零星分布有下、中三叠统（漆家福等，2003）。
图1-3-46 华北地区古生界、三叠系横向对比图
下、中三叠统为一套河湖相紫红色泥、砂岩，最大厚度位于临清坳陷的莘县凹陷、冠县凹陷及邱县凹陷等地，厚度可达到2000m，整体表现为自西向东变薄（图1-3-47）、自南向北变薄、东部整体缺失的特点。
图1-3-47 渤海湾盆地下、中三叠统残留厚度等值线图
上三叠统在渤海湾盆地的渤海湾盆地整体缺失，而华北西部的鄂尔多斯、沁水盆地及济源盆地等地则较发育。
综上所述，研究区内地层残留厚度的分布是不均衡的，在各主要坳陷中残留厚度变化相对较大，缺失现象普遍。造成这种现象的主要原因是原始沉积时期，基底地形地貌特征复杂，后期受地质构造运动和气候等多因素的影响，造成了明显的地区性差异，形成了目前的残留厚度展布格局。
（四）沉积建造特征
经过晚奥陶世—早石炭世的沉积间断，中晚石炭世地壳下降，沉积了石炭系—二叠系海陆交互相含煤建造。
本溪组沉积时期，研究区从西向东地层厚度及碳酸盐岩含量均呈现增加的趋势。本溪组超覆在中奥陶世峰峰组或马家沟组之上，主要由一套页岩、砂岩夹薄层海相灰岩所组成，或夹有煤线。
太原组沉积时期，渤海湾盆地形成了一套海陆交互相含煤沉积，主要由砂岩、页岩、砂质页岩、粉砂岩、石灰岩、煤层所组成。
山西组—下石盒子组沉积时期，形成了一套滨海碎屑岩地层。其中，山西组主要由陆相沉积的砂岩、页岩、黏土岩组成，夹有多层近海泥炭沼泽所组成的煤层，是华北盆地重要的成煤期；下石盒子组为一套黄绿色、灰绿色砂岩、页岩、粉砂岩、砂质泥岩互层，夹有不可采煤层的、以陆相为主的碎屑岩沉积。
上石盒子组—石千峰组沉积时期，从北向南，岩性逐渐变细，从含砾砂岩和粗砂岩为主过渡为泥岩、粉砂岩和中细砂岩为主。上石盒子组为一套黄绿色、紫红色砂岩、粉砂岩、砂砾岩、泥岩互层的碎屑岩沉积，煤层主要出现在南部淮南地区；石千峰组为一套含有紫红色、灰紫色泥岩、砂岩、淡水泥灰岩（淡水灰岩）和少量石膏的河流湖泊相沉积，全区基本不含煤层。
早中三叠世部分地区抬升剥蚀，但研究区基本延续了晚古生代的构造性质和古地理轮廓，海水从南东方向完全退出。主要发育陆相沉积，呈现出西部分布连片、东部分布零星的特点。中、下三叠统主要分布于西南部的临清、东濮凹陷及西北侧的冀中、黄骅坳陷，为一套河湖相紫红色泥、砂岩。
晚三叠世，印支运动造成渤海湾盆地缺失上三叠统。
图1-3-48 石炭系—二叠系演化示意图（年代地层格架）
年代地层剖面（图1-3-48）反映出，石炭纪中后期，在经过长时间的剥蚀后，华北再一次沉降并接受沉积，海侵首次出现在徐淮地区和辽东-唐山地区，在这些地区沉积了最早的本溪组。后随着海侵的扩大，逐步扩展到华北南部、北部和东部。太原组、山西组、石盒子组的顶、底界线，总的趋势是由北向南、由东向西逐渐抬高，时代由老渐新。其中的标志层及煤层等，也同步穿时变化。
上述穿时特征反映出，本溪组沉积时期海侵最先在渤海湾盆地开始，此后向西部、南部扩展，反映了盆地基底呈向东开口的箕状形态，继承了早古生代晚期的盆地基底形态。太原组开始，盆地南部成为海侵发源地和归宿处，盆地基底呈南倾态式。
张 旭1，2，3 蒋廷学1
（1.中国石化石油工程技术研究院，北京 100101；2.中国石油大学，北京 102249；3.中国石化石油勘探开发研究院，北京 100083）
摘 要 随着石油工业的发展，石油钻井过程经常钻遇火山岩地层，因此火山岩岩石力学性质及破坏机理是目前石油工业的难点及热点问题。本文结合大庆徐家围子地区火山岩地层，根据现场声波测井资料及岩心资料，通过室内实验及回归分析建立了声波测井资料与火山岩岩石力学特性预测模型，并综合应用莫尔-库仑与格里菲思破裂准则，建立了适用于地下火山岩破裂的判断准则；结合主成分分析法，对大庆徐家围子地区钻头进行了优选，结果表明，钻头效果参数排序变化趋势与期望一致，完全符合工程要求。
关键词 火山岩 岩石力学 破坏准则
Application of Mechanical Properties of Volcanic Rocksin Petroleum Engineering
ZHANG Xu1，2，3，JIANG Tingxue1
（1.SINOPEC Research Institute of Petroleum Engineering，Beijing 100101 ，China；2.China University of Petroleum，Beijing 102249，China；3.SINOPEC Exploration ＆Production Research Institute，Beijing 100083，China）
Abstract With the development of petroleum engineering，volcanic rock formations always are encountered in exploration.Thus，mechanical properties of volcanic rocks and their failure mechanism are very important for drilling.This paper studies the failure mechanism and mechanical features of volcanic rock formation in Xujiaweizi. By using acoustic logging data and core data，a mathematic model for describing the relationship between them has been established by regression analysis and experiments.Moreover，failure mechanism have been built up according to the theory of Mohr -Coulomb and Griffiths.At last，this paper selects drilling bit according to principal component analysis.The practice shows that this result can successfully reflect the change of rock formation and offer guidelines of selecting bits.
Key words volcanic rock；mechanical properties；failure mechanism
研究表明［1～5］，在地表15km内，95％为火山岩，虽然火山岩本身不具备生油条件，但是火山岩杨氏模量高、脆性强，在构造应力作用下容易形成构造裂缝和收缩裂缝，成为有效的储集空间和渗流通道。因此对具有油气储集能力的火山岩的研究目前已经成为油气勘探开发的热点和难点［6］。
国家重大专项《复杂地层储层改造关键技术研究》（2011ZX05005-006-005）
本文对大庆徐家围子地区火山岩地层岩石力学特性与破岩机理进行了研究，得到了火山岩岩石力学特性参数预测模型及火山岩破坏判断准则，并根据大庆徐家围子地区钻头使用情况对钻头进行了优选，结果表明，钻头效果参数排序变化趋势与期望一致，完全符合工程要求。
1 火山岩岩石力学性质研究
1.1 火山岩岩性特征
大庆徐家围子地区火山岩是一套晚侏罗世-早白垩世（J3-K1）的火山岩系。火山岩不整合于石炭纪-二叠纪（C-P）变质岩系基底之上，又被中生代下白垩统登娄库组（K1d）和泉头组（K1q）沉积岩系地层不整合所覆盖。根据徐家围子地区深层火山岩地层的实际情况，按照 “测井特征相近，地质意义相同” 的原则，将该地区火山岩划归为玄武岩、安山岩、英安岩、流纹岩、凝灰岩、角砾岩6种岩石类型（图1）。
图1 徐家围子地区常见的火山岩类型（部分）
1.2 岩心岩石力学实验结果
我们收集了徐家围子地区11口深井的测井资料和录井资料，以及该地区具有广泛代表性的22块火山岩岩心（表1），在实验室内分别测定了它们的岩石力学特性参数。表2给出了部分岩心抗钻实验结果，表3给出了岩石三轴应力实验结果，表4为各块岩心黏聚力和内摩擦角实验结果。
表1 岩心资料综合（部分）
表2 岩心实验结果（部分）
表3 岩石三轴应力实验结果（部分）
表4 岩心黏聚力和内摩擦角实验结果（部分）
从实验数据结果分析可知，该地区火山岩可钻性值相对较高，硬度较大，塑性系数较低，泊松比较低，表现出明显的脆性和弹性特征，具体如下：
流纹岩：岩性坚硬致密，可钻性级值在9.0级以上，岩石抗压强度和硬度分别在110～150MPa之间和5000MPa左右。
安山岩：岩石可钻性差，其级值分布在6.5～9.2之间。地层硬度较高，在2000～4000MPa间；抗压强度变化范围较大，在90～130MPa之间。
凝灰岩：地层坚硬致密，岩石可钻性差，级值介于6.0～10.0之间，最高达到9.2级。地层硬度较高，在1800～3200MPa之间；抗压强度在90～130MPa之间。
角砾岩：岩石硬度高，抗压强度不均匀。地层抗压强度为60～90MPa，可钻性在5.8～6.7间，硬度在1000～2000MPa之间。
玄武岩：岩性坚硬致密，可钻性极差，在9.0级左右；地层硬度在4000～4300MPa间，抗压强度在130MPa左右。
英安岩：岩石可钻性差，可钻性级值在8.7级左右。地层硬度高，在3000MPa以上；抗压强度在100MPa左右。
1.3 火山岩岩石力学参数预测模型
大量理论研究表明，声波在岩石中的传播速度与岩石的硬度、可钻性、抗压强度等存在着较好的相关关系，因此声波测井资料能较好地体现岩石的力学特性［7］。以大庆徐家围子地区20口深井声波时差测井资料及该区块内不同深度、不同层位、不同岩性等具有广泛代表性的32块岩心，通过室内实验及回归分析建立了该地区地层岩石力学解释模型，其方程为：
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用此解释模型，根据各井的声波测井资料，得到火山岩岩石力学参数值。
2 火山岩破坏准则研究
研究表明岩石裂缝往往不以单一的形态出现，有张裂缝、共轭剪裂缝和介于两者之间的张剪缝。库仑-莫尔准则和格里菲斯准则广泛应用于岩石力学中，但各自存在应用条件，因此对于地下复杂的火山岩破裂不能简单地用一个准则加以判断。图2是根据实验结果绘制出的凝灰岩包络线形态。图3显示包络线形态由两段莫尔-库仑曲线组成。
当围压小于某值时，内摩擦角φ较大， 岩石以张性破裂为主；围压大于某值时，内摩擦角φ变小，破裂角增大，张性破裂逐渐变成张剪性至压剪性破裂。因此本文在莫尔-库仑与格里菲思破裂准则的基础上，结合岩石力学实验，综合建立了适用于地下火山岩破裂判断的准则：
图2 凝灰岩莫尔应力包络线
1）流纹岩：抗压强度在110～150MPa之间，围压大于12MPa时，用库仑-莫尔破坏准则，内摩擦角φ＝31.13°，破裂角θ＝29.435°；围压小于12MPa时，用格里菲斯破坏准则。
图3 两段式莫尔-库仑曲线
2）凝灰岩：抗压强度在90～130MPa之间，围压大于23MPa时，用库仑-莫尔破坏准则，内摩擦角φ＝28.01°，破裂角θ＝30.995°；围压小于20MPa时，用格里菲斯破坏准则；围压在20MPa～23MPa之间时，两个破坏准则均适用。
3）安山岩：抗压强度为90～130MPa，围压大于16MPa时，用库仑-莫尔破坏准则，内摩擦角φ＝36.5°，破裂角θ＝26.75°；当围压小于14MPa时，用格里菲斯破坏准则；围压在14MPa～16MPa之间时，两个破坏准则均适用。
4）角砾岩：抗压强度为60～90MPa，围压大于16.7MPa时，用库仑-莫尔破坏准则，内摩擦角φ＝27.47°，破裂角θ＝31.265°；当围压小于16.7MPa时，用格里菲斯破坏准则。
5）玄武岩：抗压强度在130MPa左右，单轴压缩实验样品呈张性破裂，用格里菲斯破坏准则。
6）英安岩：抗压强度在100MPa左右，单轴压缩实验样品呈张性破裂，用格里菲斯破坏准则。
3 应用
表5为牙轮钻头在徐家围子深部地层的使用情况。
表5 损坏较严重的牙轮钻头使用情况统计（部分）
从表5可以看出，在已完钻的11口深井中有8口井在营城组牙轮钻头磨损严重，主要表现为：钻头牙齿、壳体磨损严重；断齿、掉齿、掉牙轮尖严重；钻头外径磨损严重。
钻井工程投资巨大，风险性高，在油气开发勘探中，如何以最小投入、最低风险和最快速度钻成一口井，一直是钻井界人士着力研究、解决的问题。而钻头的合理评价与选型对提高钻井速度、降低钻井成本起着非常重要的作用。本文利用前面得到的火山岩岩石力学预测模型及火山岩破坏准则，并结合主成分分析法，提出了一种新型的钻头选型方法。
3.1 基本原理
在处理钻头数据时，如果有n只钻头，表征每只钻头的参数（或指标或属性）有m个，如钻压、转速、进尺、地层岩性、岩石泊松比、岩石抗压强度、岩石破坏方式等，那么可以用一个矩阵来表示这n只钻头的数据：
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如果从钻头数据多元统计的角度去分析，钻头选型的实质就是依据钻头的效果指标优选钻头，然后寻求该指标下最优的钻头工作条件。
假设从总体X中获得了n个样品，每个样品有p个属性，则有：
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显然，如果p个指标是互相独立的，则可以把问题化为p个单指标来处理。主成分分析正是解决把原来多个指标化为少数几个互不相关的综合指标（用y1…yk表示）的一种统计方法，可以达到数据简化、进而揭示变量之间的相互关系和进行统计解释的目的，具体方法见相关文献。
3.2 应用结果
使用Visual Basic 6.0开发了主成分方法钻头优选模块。对大庆油田徐家围子地区侏罗纪地层101只共计21类不同类型的钻头进行了优选分析（具体数据省略）。优选的结果如表6所示。结合5部分钻头使用情况统计分析的结果，优选出的钻头与该地区已钻井钻头中使用效果最好的钻头型号符合率达100％。
4 结 论
1）火山岩可钻性级值相对较高，硬度较大，抗压强度不均匀。
2）测井响应特征参数声波时差能够很好地体现火山岩岩石力学特性参数，从而得到火山岩地层岩石力学特性参数（抗压强度、弹性模量、泊松比、黏聚力和内摩擦角）预测模型。
表6 钻头选型系统的优选结果
3）综合应用莫尔-库仑与格里菲思破裂准则，建立了适用于地下火山岩破裂的判断准则。
4）利用火山岩岩石力学预测模型及火山岩破坏准则，并结合主成分分析法，可以优选钻头类型。
参考文献
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［7］楼一珊，金业权.岩石力学与石油工程［M］.北京：石油工业出版社，2006，94～104.
芙蓉石是一种粉红色半透明至透明的石英块体，也称蔷薇石英，其化学成分主要为二氧化硅，除呈粉红色外，也有深粉红色者。硬度为7，比重2.65左右，断口贝壳状，呈油脂光泽。主要用作项链、手链，有时也做一些小型挂件或鸡心和耳坠等饰物，芙蓉石主要产出巴西，中国主要产地在新疆、云南等地。水晶鉴别1、触摸法：水晶都是晶体，传热快，玻璃为非晶质，传热慢。所以手握水晶会感到冰凉入心，佩带一小会儿之后，便与体温同步;而玻璃则有温感。2、内含物观察：以20倍珠宝放大镜观察：水晶内常有天然融入的气液包含体、絮状物、共生矿物、冰裂、层裂等瑕疵，毫无瑕疵的晶体大多有问题。玻璃表面和内部常有漩涡状的细纹，很像将蜂蜜倒入清水里之后由于搅拌不均而产生的现象。另外关于气泡的问题，有一说将含有气泡的笼统列为玻璃，这是很不严谨的。首先天然水晶可能含有气泡，是在其结晶生长过程中混入的天然气液体，气泡微小细密，具有水润感，犹如石中的雾气，而且分布有致，如云如雾，具有美感(如包含物多到形成图象，则为异象水晶，如白幽灵等)。劣质玻璃确实容易含有气泡，形状和排列多不规则，感觉突兀，缺乏浑然天成的一体感。不过，从现实的角度看，用来仿冒水晶的玻璃往往制作精良，不会这样不上太面，不然只能在地摊上蒙人了。3、断口鉴别：玻璃断口的式样大家都很熟悉，是光滑弯曲如贝壳的凹痕;而水晶是矿石，断口处能够看出石质感，而且水晶是结晶体，断面不会出现玻璃那样的痕迹。4、工艺：愈是珍贵的宝石，打磨越发精细，例如钻石的切割，已然成为一门艺术。玻璃假宝石价格低廉，所以磨制粗糙，表面多不平滑，刻面之间的交棱不平直，孔眼不精致尤其是这个孔眼，玻璃质脆，孔眼处容易破裂，正好可以进行断口观察。5、光学鉴别：玻璃是不结晶的均质体，水晶是结晶的非均质体，在偏光镜下转动360度有似明似暗变化的是天然水晶，没有变化的是假水晶。另外，某些天然水晶如紫晶有二色性，假晶则没有。6、硬度区分：水晶硬度为7，玻璃通常为5.5左右，所以水晶划刻玻璃时，水晶无痕玻璃有痕。(舍得的话，用饰品不太明显的部位在玻璃上试试看)爱心提示：硬度实验只针对水晶族的宝石，不要拿这个方法去鉴定非水晶族的宝贝，像蜜腊、珊瑚、砗磲、珍珠之类的有机宝石、或翡翠等玉石科的东东。另外从宝石学的角度，硬度和脆度是两个概念，也就是说硬度大不代表摔不坏，所以鉴定前一定先搞清你家宝贝的具体物性再动手，佩带的时候也不要太野蛮。7、发丝鉴定(双折射)：发丝鉴定专门针对圆球状晶体：将水晶放在一根头发丝上，轻轻转动晶石，当转到某一方向时出现双影，即一根头发变两根，效果清晰明显，这是由天然水晶的晶体排列产生的双折射现象，假晶做不到。双影效果越明显，说明晶体质量越好，有些杂质过多的天然水晶可能双折不明显，或出现发丝扭曲、直线变断线等现象，这样的晶石质量就差一些。8、热导检测：将热导仪调节到绿色4格测试宝石，天然水晶能上升至黄色2格，当面积大时上升至黄色一格，而假水晶不上升。作为石英族晶体的水晶，能量震动和磁场效应是它们最明显的特征，这也是水晶具有不同医学疗效的奥秘之所在，所以用你的身心去感觉，是检验天然水晶的终极方术。有关这方面，会撰写专门文章介绍。
一、概述
芙蓉石是石英的一个亚种，是一种粉红色的没有一定结晶外形的块状石英。矿物学名称为蔷薇石英。主要用于玉器原料，少数也用于首饰镶嵌品。
二、矿物及化学成分
芙蓉石的化学成分为SiO2。当芙蓉石中含有Ti等少量其他元素时，会产生平行分布的显微针状金红石包裹体。
三、形态及物理性质
(1)形态：呈无晶形的结晶块体。
(2)颜色：为淡粉红色至深粉红色、玫瑰红色。产生颜色的原因是因为含Ti。
(3)其他物理性质：玻璃或油脂光泽；透明至半透明；硬度7；密度2.65g/cm3；贝壳状断口；X射线照射下有弱的蓝色荧光。
(4)显微镜下特征：无色透明一轴晶(+)，No=1.544，Ne=1.553。
(5)X 射线粉晶分析：主要粉晶谱线：4.25(80)，3.343(100)，2.546(6)，2.281(60)，2.236(50)，2.127(60)，1.979(50)，1.818(80)，1.541(70)。
四、品种
一般为粉红色、玫瑰色透明到半透明块体品种。晶体中含有平行分布的显微针状金红石时，可琢磨出猫眼效应的“芙蓉石猫眼”和星光效应的“玫瑰石英星光”。
五、鉴别
与芙蓉石近似的有淡紫色萤石和粉红色乳白状玻璃。萤石八面体解理发育、硬度为4。与玻璃的区别是后者具有圆形气泡和流动的漩涡纹。芙蓉石所特有的半透明状尘埃包裹体和均一的粉红色，以及晶块中像筋一样的白色条带，是自然界其他宝玉石所少有的。
六、芙蓉石经济评价的依据
对芙蓉的评价，颜色要求纯正，色浓者比淡者好，特别是用于首饰镶嵌品时，需要深的粉红色，否则加工后色极淡。要求芙蓉石块体无裂纹和绵绺。块度越大越好，玉料要求一般应在0.25kg以上。
七、芙蓉石矿床工业-成因类型
芙蓉石均产在花岗伟晶岩中，其产出地质条件与伟晶岩中水晶矿床相同。国外主要产地有巴西、马达加斯加、印度、日本、纳米比亚、前苏联和美国等国家。中国主要产地有内蒙古自治区和河北省。
芙蓉石是一种粉红色半透明至透明的石英块体，也称“蔷薇石英”，其化学成分主要为二氧化硅，除呈粉红色外，也有深粉红色者。硬度为7，比重2.65左右，断口贝壳状，呈油脂光泽。主要用作项链、手链，有时也做一些小型挂件或鸡心和耳坠等饰物，芙蓉石主要产出巴西，中国主要产地在新疆、云南等地。\x0d\x0a水晶鉴别\x0d\x0a\x0d\x0a1、触摸法：\x0d\x0a水晶都是晶体，传热快，玻璃为非晶质，传热慢。所以手握水晶会感到冰凉入心，佩带一小会儿之后，便与体温同步；而玻璃则有温感。 \x0d\x0a\x0d\x0a2、内含物观察：\x0d\x0a以20倍珠宝放大镜观察：水晶内常有天然融入的气液包含体、絮状物、共生矿物、冰裂、层裂等瑕疵，毫无瑕疵的晶体大多有问题。玻璃表面和内部常有漩涡状的细纹，很像将蜂蜜倒入清水里之后由于搅拌不均而产生的现象。另外关于气泡的问题，有一说将含有气泡的笼统列为玻璃，这是很不严谨的。首先天然水晶可能含有气泡，是在其结晶生长过程中混入的天然气液体，气泡微小细密，具有水润感，犹如石中的雾气，而且分布有致，如云如雾，具有美感（如包含物多到形成图象，则为异象水晶，如白幽灵等）。劣质玻璃确实容易含有气泡，形状和排列多不规则，感觉突兀，缺乏浑然天成的一体感。不过，从现实的角度看，用来仿冒水晶的玻璃往往制作精良，不会这样不上太面，不然只能在地摊上蒙人了。 \x0d\x0a\x0d\x0a3、断口鉴别：\x0d\x0a玻璃断口的式样大家都很熟悉，是光滑弯曲如贝壳的凹痕；而水晶是矿石，断口处能够看出石质感，而且水晶是结晶体，断面不会出现玻璃那样的痕迹。 \x0d\x0a\x0d\x0a4、工艺：\x0d\x0a愈是珍贵的宝石，打磨越发精细，例如钻石的切割，已然成为一门艺术。玻璃假宝石价格低廉，所以磨制粗糙，表面多不平滑，刻面之间的交棱不平直，孔眼不精致——尤其是这个孔眼，玻璃质脆，孔眼处容易破裂，正好可以进行断口观察。 \x0d\x0a\x0d\x0a5、光学鉴别：\x0d\x0a玻璃是不结晶的均质体，水晶是结晶的非均质体，在偏光镜下转动360度有似明似暗变化的是天然水晶，没有变化的是假水晶。另外，某些天然水晶如紫晶有二色性，假晶则没有。 \x0d\x0a\x0d\x0a6、硬度区分：\x0d\x0a水晶硬度为7，玻璃通常为5.5左右，所以水晶划刻玻璃时，水晶无痕玻璃有痕。（舍得的话，用饰品不太明显的部位在玻璃上试试看）爱心提示：硬度实验只针对水晶族的宝石，不要拿这个方法去鉴定非水晶族的宝贝，像蜜腊、珊瑚、砗磲、珍珠之类的有机宝石、或翡翠等玉石科的东东。另外从宝石学的角度，硬度和脆度是两个概念，也就是说硬度大不代表摔不坏，所以鉴定前一定先搞清你家宝贝的具体物性再动手，佩带的时候也不要太野蛮。 \x0d\x0a\x0d\x0a7、发丝鉴定（双折射）：\x0d\x0a发丝鉴定专门针对圆球状晶体：将水晶放在一根头发丝上，轻轻转动晶石，当转到某一方向时出现双影，即一根头发变两根，效果清晰明显，这是由天然水晶的晶体排列产生的双折射现象，假晶做不到。双影效果越明显，说明晶体质量越好，有些杂质过多的天然水晶可能双折不明显，或出现发丝扭曲、直线变断线等现象，这样的晶石质量就差一些。 \x0d\x0a\x0d\x0a8、热导检测：\x0d\x0a将热导仪调节到绿色4格测试宝石，天然水晶能上升至黄色2格，当面积大时上升至黄色一格，而假水晶不上升。 \x0d\x0a\x0d\x0a9、亲体感验：\x0d\x0a作为石英族晶体的水晶，能量震动和磁场效应是它们最明显的特征，这也是水晶具有不同医学疗效的奥秘之所在，所以用你的身心去感觉，是检验天然水晶的终极方术。有关这方面，会撰写专门文章介绍。
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岩石在太阳辐射、大气、水和生物作用下出现破碎、疏松及矿物成分次生变化的现象.导致上述现象的作用称风化作用.分为：①物理风化作用.主要包括温度变化引起的岩石胀缩、岩石裂隙中水的冻结和盐类结晶引起的撑胀、岩石因荷载解除引起的膨胀等.②化学风化作用.包括：水对岩石的溶解作用；矿物吸收水分形成新的含水矿物,从而引起岩石膨胀崩解的水化作用；矿物与水反应分解为新矿物的水解作用；岩石因受空气或水中游离氧作用而致破坏的氧化作用.③生物风化作用.包括动物和植物对岩石的破坏,其对岩石的机械破坏亦属物理风化作用,其尸体分解对岩石的侵蚀亦属化学风化作用.人为破坏也是岩石风化的重要原因.岩石风化程度可分为全风化、强风化、弱风化和微风化4个级别.大约在200年前,人们可能认为高山、湖泊和沙漠都是地球上永恒不变的特征.可现在我们已经知道高山最终将被风化和剥蚀为平地,湖泊终将被沉积物和植被填满,沙漠会随着气候的变化而行踪不定.地球上的物质永无止境地运动着.暴露在地壳表面的大部分岩石都处在与其形成时不同的物理化学条件下,而且地表富含氧气、二氧化碳和水,因而岩石极易发生变化和破坏.表现为整块的岩石变为碎块,或其成分发生变化,最终使坚硬的岩石变成松散的碎屑和土壤.矿物和岩石在地表条件下发生的机械碎裂和化学分解过程称为风化.由于风、水流及冰川等动力将风化作用的产物搬离原地的作用过程叫做剥蚀 地表岩石在原地发生机械破碎而不改变其化学成分也不新矿物的作用称物理风化作用.如矿物岩石的热胀冷缩、冰劈作用、层裂和盐分结晶等作用均可使岩石由大块变成小块以至完全碎裂.化学风化作用是指地表岩石受到水、氧气和二氧化碳的作用而发生化学成分和矿物成分变化,并产生新矿物的作用.主要通过溶解作用水化作用水解作用碳酸化作用和氧化作用等式进行.虽然所有的岩石都会风化,但并不是都按同一条路径或同一个速率发生变化.经过长年累月对不同条件下风化岩石的观察,我们知道岩石特征、气候和地形条件是控制岩石风化的主要因素.不同的岩石具有不同的矿物组成和结构构造,不同矿物的溶解性差异很大.节理、层理和孔隙的分布状况和矿物的粒度,又决定了岩石的易碎性和表面积.风化速率的差异,可以从不同岩石类型的石碑上表现出来.如花岗岩石碑,其成分主要是硅酸盐矿物.这种石碑就能很好地抵御化学风化.而大理岩石碑则明显地容易遭受风化.气候因素主要是通过气温、降雨量以及生物的繁殖状况而表现的.在温暖和潮湿的环境下,气温高,降雨量大,植物茂密,微生物活跃,化学风化作用速度快而充分,岩石的分解向纵深发展可形成巨厚的风化层.在极地和沙漠地区,由于气候干冷,化学风化的作用不大,岩石易破碎为棱角状的碎屑.最典型的例子,是将矗立于干燥的埃及已35个世纪并保存完好的克列奥帕特拉花岗岩尖柱塔,搬移到空气污染严重的纽约城中心公园之后,仅过了75年就已面目全非.地势的高度影响到气候：中低纬度的高山区山麓与山顶的温度、气候差别很大,其生物界面貌显著不同.因而风化作用也存在显著的差别.地势的起伏程度对于风化作用也具普遍意义：地势起伏大的山区,风化产物易被外力剥蚀而使基岩裸露,加速风化.山坡的方向涉及到气候和日照强度,如山体的向阳坡日照强,雨水多,而山体的背阳坡可能常年冰雪不化,显然岩石的风化特点差别较大.剥蚀与风化作用在大自然中相辅相成,只有当岩石被风化后,才易被剥蚀.而当岩石被剥蚀后,才能露出新鲜的岩石,使之继续风化.风化产物的搬运是剥蚀作用的主要体现.当岩屑随着搬运介质,如风或水等流动时,会对地表、河床及湖岸带产生侵蚀.这样也就产生更多的碎屑,为沉积作用提供了物质条件.岩石在日光、水分、生物和空气的作用下,逐渐被破坏和分解为沙和泥土,称为风化作用.沙和泥土就是岩石风化后的产物.
岩石的变形特性及试验方法研究论文
岩石的变形特性是指岩石在外力作用下岩石中的应力与应变的关系特性，它是影响建筑物稳定的重要因素。岩石在较小的力的作用下首先发生变形，变形量随作用力增大而增大，当作用力和变形量超过一定的限度后就会发生破坏，在作用力不断增大的过程中，岩石的变形和破坏是一个统一的、连续的过程。工程岩体如果变形过大就会导致上面的建筑物失稳危及安全，因此工程勘察期间必须获得可靠的变形参数，才能据此在施工时采取适当措施防止其对工程的影响，保证建筑物的安全。下面分别从岩石的变形特性、变形阶段和试验方法等方面进行探究
1岩石变形的特性
岩石的变形性质通常用应力一应变曲线表不，它通过测量岩石试样受压时的应力一应变关系得到。山于岩石的组成成分及其结构与构造比较复杂，所以岩石的应力一应变关系也比较复杂，岩石变形过程中表现出弹性、塑性、勃性、脆性和延性等性质。
1. 1弹性
在一定应力范围内，物体受外力作用产生变形，去除外力后能够立即恢复原状的性质，这种变形称为弹性变形。
1.2塑性
物体受外力作用后发生变形，去除外力后不能完全复原状的性质，这种变形称为塑性变形或永久变形。
1.3勃性
物体在外力作用下变形不能立刻完成，应变速率随应力增大而增大的性质，这种变形称为流动变形。
1.4脆性
物体受力后，变形很小时就发生破裂的性质。
1.5延性
物体能承受较大塑性变形而不丧失其承载力的'性质。
另外，岩石的变形和破坏的性质还会随着受力状态的变化而变化。岩石在三向受力状态下与单向受力状态下的应力一应变关系有很大的区别，随着围压增大，三向抗压强度增加，峰值变形增加，弹性极限增加，岩石山弹脆性向弹塑性、应变硬化转变。
2岩石变形的阶段
根据单向无侧限逐级维持荷载法应力一应变关系曲线曲率的变化，可将岩石变形过程划分为四个阶段:
2. 1孔隙裂隙压密阶段
岩石中原有的微裂隙逐渐被压密，曲线呈上升形，岩石变形多为塑性变形，曲线斜率随应力增大而逐渐增大，表不微裂隙的变化开始较快，随后逐渐减慢，对于微裂隙发育的岩石，本阶段较明显，但致密坚硬的岩石很难划出这个阶段，此阶段末点对应的应力称为压密极限强度。
2. 2弹性变形至微破裂稳定发展阶段
岩石中的微裂隙进一步闭合，孔隙被压缩，原有裂隙基本上没有新的发展，也没有产生新的裂隙，应力与应变基本上呈线性关系，曲线近于直线，岩石变形以弹性为主。此阶段末点对应的应力称为弹性极限强度。
2. 3塑性变形至破坏峰值阶段
当应力超过弹性极限强度后，岩石中产生新的裂隙，同时已有裂隙也有新的发展，应变的增加速率超过应力的增加速率，应力一应变曲线的斜率逐渐降低呈下降形，体积变形山压缩转为膨胀，随着应力增加裂隙进一步扩展，岩石局部破损，且破损范围逐渐扩大形成贯通的破裂面，导致岩石破坏，岩石变形不再恢复，此段末点对应的应力称单轴极限抗压强度。
2. 4破坏后峰值跌落阶段至残余强度阶段
岩石破坏后，经过较大的变形，应力下降到一定程度开始保持常数，此段末端对应的应力称为残余强度。
3岩石变形的试验方法
3. 1单轴压缩变形试验
这是室内测定岩石变形参数最常用的方法，是指试件在轴向压力下产生轴向压缩、横向膨胀，最后导致破坏的试验。适用于能制成圆柱体(高径比2~2:1)试件的各类岩石，可在不同含水状态下进行试验，同一含水状态下每组试件应为3个。可采用电阻应变片法或千分表法，坚硬和较坚硬的岩石宜采用电阻应变片法，较软岩和软岩宜采用千分表法。一般采用一次连续加载法或逐级一次循环法，最大循环载荷为预估极限载荷的50%，试验时以每秒0. 5~1. 0Pa的速度逐级加载，施加一级载荷后立即测读相应载荷下的纵向和横向变形值，一分钟后再读一次，再施加下一级载荷，读数不少于10组。用电阻应变片法时轴向或径向的应变片的数量可采用2片或吐片且应牢固地贴在试件上;用千分表法时轴向和径向的千分表各采用2只或吐只且应分别安装在试件直径的对称位置上。测试完成后根据测得的应力和应变值绘制应力应变关系曲线，可分别计算岩石的弹性模量、变形模量和泊松比等变形参数。
3. 2三轴压缩变形试验
这是室内测定岩石变形参数较少用的方法，一般在测定三轴压缩强度的同时测读三轴压缩变形数据。适用于能制成圆柱体试件的各类岩石(高径比2 ~ 2. 5:1)，同一含水状态下每组不少于5个试件，5个试件分别在5级(一般按等差数列来分)不同的侧压下做试验。试验时将岩石试件放在密闭容器内，先以每秒0. 05MPa的速度同步施加侧压和轴压至预定的侧压值，并在试验过程中保持不变，再以每秒0. 5~1. OMPa的速度连续施加轴向荷载，直至试件破坏。在加压过程中同时测定不同荷载下的轴向变形值，每个试件测值不少于10组。测试完成后绘制轴向与侧向应力差与轴向应变的关系曲线，可根据需要分别计算弹性模量、变形模量等三轴压缩变形参数。
4岩石变形参数的确定
4. 1弹性模量
应力应变曲线上直线段的斜率，对同一岩石在极限弹性范围内接近常数，反映的是岩石在弹性变形范围内的平均弹性模量，是最常用的变形参数。
4. 2割线模量(变形模量)
应力应变曲线上任意一点与原点的连线的斜率，工程勘察通常取抗压强度50%处的点来计算，也叫割线弹性模量。
4. 3泊松比
应力应变曲线上任意一点横向应变跟纵向应变的比值，对同一岩石在极限弹性范围内接近常数，工程勘察通常用抗压强度50%处的点来计算，反映的是岩石在弹性变形范围内的平均泊松比，这也是常用的变形参数。
4. 4初始模量
应力应变曲线在原点处的切线的斜率。
4. 5切线模量
应力应变曲线上任意一点的切线的斜率。
5岩石变形试验的改进
在普通柔性试验机上做岩石压缩试验时，绝大多数试件破坏时突然崩溃、碎块四射，只能测得峰值前的应力一应变曲线，无法记录下峰值后的情况，其根本原因是试验机的刚度不够大，为了获得包括峰值后变形在内的全过程应力应变曲线，就需要提高试验机的刚度，同时降低岩石试件的刚度。这可从以下四个方面来改进:
1架构的截面积并减小其长度;2增加液压柱的截面积并减小其长度;3减小岩石试件的截面积并增加其长度;4增加伺服控制系统，控制岩石变形速度恒定。
6结语
综上所述，岩石的变形特性虽然很复杂，但在实际工程中，建筑物作用于岩石的应力远低于单轴极限抗压强度，岩石所处变形多为弹性变形状态，因此可在一定程度上将岩石看作准弹性体，用弹性模量来表不其变形特征，一般只需测定抗压强度50%处的弹性模量和泊松比就可以了。另外在弹性极限压力之内单轴压缩变形和三轴压缩变形试验结果参数值基本接近，而单轴压缩试验更简单易行，故一般采用单轴压缩试验来测定岩石的变形指标。
影响岩石工程性质的因素，可归纳为两个方面：一是内因，即岩石自身的内在条件，如组成岩石的矿物成分、结构、构造等；二是外因，即来自岩石外部的客观因素，如气候环境、风化作用、水文性质等。因此，岩石的矿物成分、结构、构造，以及岩石遭受风化作用、水的作用等，都直接影响岩石的工程性质。
1.矿物成分
组成岩石的矿物成分对岩石的工程性质具有直接影响。单矿岩与复矿岩比较，前者较后者耐风化。例如石英岩（单矿岩）主要矿物为石英，其平均抗压强度可达250MPa，而花岗岩（复矿岩）除含有石英外，还含有片状云母和中等解理的长石，其平均抗压强度为200MPa，可见花岗岩的强度较石英岩低。
矿物的硬度对岩石抗压强度有密切关系。如石英岩和大理岩，由于石英岩中的石英要比大理岩中方解石的硬度高得多，故石英岩的抗压强度为150～300MPa，而大理岩的抗压强度为100～250MPa。
矿物的密度决定着岩石的密度，含铁镁质矿物多的岩石的密度要比含硅铝质矿物多的岩石密度大。例如辉长岩的主要矿物成分是辉石和基性斜长石，而花岗岩的主要矿物成分是长石和石英，故辉长岩的平均密度（3.28g/cm3）要比花岗岩的平均密度（2.65g/cm3）大得多。
再从组成岩石的矿物颜色而论，暗色矿物（橄榄石、辉石、角闪石和黑云母）的抗风化能力要比浅色矿物（石英、长石、白云母）的抗风化能力弱。其中按照原生矿物对化学风化的反应来看，石英、白云母、石榴子石等为稳定的矿物；角闪石、辉石、正长石、酸性斜长石等为稍稳定的矿物；基性斜长石、黑云母、黄铁矿等为不稳定的矿物。因此，一般而言，在岩浆岩中酸性岩比基性岩的抗化学风化能力高；沉积岩抗风化能力要比岩浆岩和变质岩高。
2.结构
岩石的内部结构对岩石的力学强度有极大的影响。按岩石的结构特征，可将岩石分为结晶联结的岩石和胶结联结的岩石两大类。
（1）结晶联结
结晶联结的岩石，如大部分的岩浆岩、变质岩和一部分沉积岩等，其晶粒直接接触，结合力强，孔隙度小，吸水率低。在荷载作用下变形小，弹性模量大，抗压强度高。例如，闪长岩、辉长岩、玄武岩、石英砂岩等的抗压强度均在150～300MPa之间。
结晶结构的晶粒大小对强度有明显的影响。通常是细晶岩石的强度要高于同成分的粗晶岩石的强度，因细晶具有较高的结合力，故强度高。例如细晶花岗岩的强度可达180～200MPa，而粗晶花岗岩的强度只有120～140MPa；具有微晶至隐晶质的玄武岩，比中粗晶粒的基性岩强度更高；致密的结晶灰岩要比粗晶大理岩的强度高2～3倍。
（2）胶结联结
主要是指以沉积岩的碎屑结构为胶结物充填胶结而成的联结形式。胶结联结的岩石，其强度和稳定性取决于胶结物的成分和胶结的形式，以及碎屑成分。
硅质胶结的岩石的强度和稳定性，远远要高于泥质胶结的岩石。
胶结联结的形式一般可分为基底式胶结、孔隙式胶结和接触式胶结三种形式。
◎基底式胶结：是一种碎屑物散布于胶结物中，彼此不接触的联结形式。这种联结形式形成的结构孔隙度小，其物理力学性质完全取决于胶结物的性质。如果胶结物与碎屑物同为硅质或钙质，就有可能经重结晶作用转化为结晶联结，其强度和稳定性也随之增高。
◎孔隙式胶结：是指碎屑颗粒互相直接接触，胶结物充填于碎屑之间的孔隙中的一种联结形式。其强度和稳定性取决于碎屑物和胶结物的成分。一般而言，孔隙式胶结是强度和稳定性较好的联结形式。
◎接触式胶结：是指在碎屑颗粒的接触处，由少量的胶结物将其彼此结合起来的一种联结形式。这种联结形式形成的结构的孔隙度大、容重小、吸水率高，其强度和稳定性很差。
3.构造
构造对岩石工程性质的影响，可从两个方面来分析：
一方面，某些构造体现了矿物成分在岩石中分布的极不均匀性，如片理构造、流纹构造等。这些构造能使一些强度低、易风化的矿物常成定向富集，或呈条带状分布，或者呈局部聚集体。当岩石受荷载作用时，首先从这些软弱的部位发生变化，而影响岩石的物理力学性质。
另一方面，在矿物成分均匀的情况下，由于某些构造，如层理、节理、裂隙和各种成因的孔隙，使岩石结构的连续性与整体性受到一定程度的影响或破坏，从而使岩石的强度和透水性在不同方向上发生明显的差异。一般情况下，垂直层面的抗压强度大于平行层面的抗压强度；平行层面的透水性大于垂直层面的透水性；垂直层理的变形模量小于平行层理的变形模量。
如果上述两个方面的情况同时存在，则岩石的强度和稳定性就会明显呈叠加性地降低。
4.风化作用
岩石在自然力的作用下发生物理化学变化的过程，称为岩石风化。岩石风化使岩体的工程地质特征也发生改变，其表现如下：
（1）岩体的完整性受到破坏。风化作用使岩体原生裂隙扩大，并增加新的风化裂隙，导致岩体破碎为碎块、碎屑，进而分解为黏粒，从根本上改变了岩体的物理力学性质。
（2）岩石的矿物成分发生变化。岩石在化学风化过程中，原生矿物经化学反应，逐渐分化为次生矿物。随着化学风化的发展，层状矿物（如高岭石、蒙脱石之类的黏土矿物等）和鳞片状矿物（如绿泥石、绢云母之类的）不断增多，导致岩体的强度和稳定性大为降低。
（3）风化作用改变了岩石的水理力学性质。风化可使岩石具有一些黏性土的特性，诸如亲水性、孔隙性、透水性和压缩性都极为明显地增大，从而大大降低了岩石的力学强度，抗压强度也可由原来的几十至几百兆帕，降低到几兆帕。但当风化剧烈、黏土矿物增多时，渗透性又趋于降低。
5.水化作用
任何岩石被水饱和后的强度都会降低。这是因为水能沿着岩石极细微的孔隙、裂隙浸入，在其矿物颗粒间向深部运移，从而降低了矿物颗粒彼此之间的联结力，以及岩石的内聚力和内摩擦力，使岩石的抗压、抗剪强度受到影响。例如，石灰岩和砂岩被水饱和后，其极限抗压强度会降低25%～45%；又如花岗岩、闪长岩和石英岩等一类抗压强度很高的岩石，经水饱和后，其极限抗压强度也会降低10%左右。这实质上是岩石软化性的表现。
水对岩石强度的影响，在一定限度内是可逆的，即被水饱和的岩石，再经干燥后其强度仍可恢复。但是，如果发生干湿循环，由于岩石成分和结构发生了改变，那么强度降低就转化为不可逆过程。
下面从变质岩原岩（岩浆岩、沉积岩）、古陆核以及沉积变质铁矿等3方面讨论变质岩岩石物理学的应用问题。
1.华北太古宙变质岩原岩
根据上述，密度高值区或磁化率高值区或密度与磁化率乘积的高值区代表着岩浆岩或正变质岩的集中区，密度低值区或磁化率低值区或密度与磁化率乘积的低值区代表着沉积岩或副变质岩的集中区，以此为概念模型，我们来初步建立太古宙变质岩的原岩，即区分出正变质岩为主的集中区与副变质岩为主的集中区。至于只能把变质岩的原岩恢复成岩浆岩与沉积岩这一层次，原因是在此只进行极小比例尺的工作，加之研究程度尚低，同时岩石物性反映的岩石类型（岩石大类、岩石类、岩石亚类）没有明确而截然的界线。
太古宙6个岩石亚类与全部变质岩的正、副变质岩的粗略分布分别见图6-176-22。
图6-17 太古宙变粒岩物性块体与原岩分布推断示意图
图6-18 太古宙片岩物性块体与原岩分布推断示意图
图6-19 太古宙片麻岩物性块体与原岩分布推断示意图
图6-20 太古宙角闪岩物性块体与原岩分布推断示意图
图6-21 太古宙混合岩物性块体与原岩分布推断示意图
图6-22 太古宙变质岩物性块体与原岩分布推断示意图
2.华北太古宙陆核与铁矿成矿作用
华北地台之中发育着我国最早的古陆核，其年龄在35亿30亿年间，代表地层为冀东的迁西群等，其形成背景是古岛链式的构造-热事件，其原岩是一套钙碱性的火山岩组合以及含少量的沉积岩，反映当时火山作用强烈。近来研究认为，迁西群的原岩主要为基性火山岩建造（河北省地质矿产局，1989）。据此认为，地核发育时期，主要是火山-侵入作用为主，沉积作用占次要地位（当时水体与海洋均面积较小），陆核中发生的成岩作用主要形成岩浆岩，反映在物性上是具有较高的密度与较大的磁化率。反过来，我们用太古宙变质岩的物性参数来恢复太古宙成岩-成矿环境。
由于太古宙变质岩密度数据较多，本节仅用密度资料建立陆核分布区及相应的成矿作用，是利用太古宙变质岩原岩恢复的成果的进一步的引伸——正变质岩区可能分布在古陆核上，而副变质岩分布区则远离陆核。因之，我们利用高密度块体建立了太古宙的陆核区（图6-23）。不难发现，太古宙的陆核是零碎的、小面积的，并且是分散的，真正是古大陆生发的“芽”（图6-23）。
把太古宙沉积变质型铁矿和几个被认为的“元古宙”的沉积变质型铁矿投影在“古陆核”上，我们惊喜地发现，这些古老的铁矿主要分布在太古宙陆核的外围和以及与沉积区的过渡带。因此，这些铁矿的形成与当时陆核上的火山作用关系密切，可能是从火山口喷发/喷溢的火山流体向沉积区流动过程中沉积形成成层状富含铁的沉积岩，后经变质作用导致铁的富集而形成。
图6-23 太古宙变质岩密度块体、古陆核与变质铁矿分布示意图
因此，太古宙陆核的建立以及有利于铁沉积的过渡的建立，均有一定的科学意义与经济价值。本次建立华北地区太古宙的成岩-成矿环境尚属初步尝试，有待进一步深入研究。
本章论述了华北地区太古宙变质岩的密度、磁化率的统计特征与空间分布特征，建立了区分正变质岩、副变质岩的物性方法——强磁性块体/高密度块体对应正变质岩、弱磁性块体/低密度块体对应副变质岩，从而利用物性数据的空间分布推断了主要岩石亚类以及所有岩石的正、副变质岩分布区，由此确立了太古宙古陆核的分布范围，探讨了太古宙成岩-成矿背景，分析了太古宙沉积变质型铁矿的找矿方向，说明了区域岩石物性块体方法也是研究复杂的变质岩地质问题的得力的量化工具。
朱培民1 曾凡平1 海洋1 焦养泉2
1.中国地质大学地球物理与空间信息学院，湖北武汉 430074；2.中国地质大学构造与油气资源教育部重点实验室，湖北武汉 430074
摘要 为了对沉积体系中各种沉积环境地层的物性进行精细研究，对塔里木盆地柯坪-巴楚露头区碳酸盐台地边缘沉积体系和碎屑滨岸带沉积体系进行了系统取样。在常温常压下对岩样进行了超声波纵、横波速度测量和密度测量，主要获得以下结论：①岩样超声波速度与岩样所处的沉积环境关系密切，在生物礁滩剖面上，从礁基、礁核、到礁盖（相当于台地边缘浅海沉积）速度递增；在三角洲沉积剖面上，从水下分流河道、河口坝到前缘泥速度递增；②在生物礁滩剖面上，生物碎屑的含量是影响速度的主要因素。生物碎屑含量越高，速度越低；③生物礁内生物的大小与生长方向是控制岩样速度各向异性的主要因素之一。
关键词 超声波 速度 生物礁 潮坪 三角洲 塔里木盆地 下古生界
1 引言
地震勘探的物理基础是物性参数的差异，也是地质学家和地球物理学家从地震数据体上辨识地震相和沉积相的重要参考，其中速度是地震数据中最关键的物性参数。较直接的研究岩石的物性方法是测井或岩石的物性测量技术。本章采用室内物性测量方法，测量了塔里木盆地柯坪-巴楚露头区碳酸盐台地边缘沉积体系和碎屑滨岸带沉积体系中岩石的物性，为寻找各沉积相的声波速度和密度的变化规律，为地下该类储层的识别和预测提供岩性基础和科学线索。
岩石超声波测试结果被广泛用于工程地质勘探和石油勘探领域。研究表明，通过密度、纵横波速比或泊松比可以判断岩石岩性（孟庆山和汪稔，2005），也有人直接研究过沉积岩本身的声波衰减特性（安勇、牟永光和方朝亮，2006）。超声波测量已成为岩石物性研究不可或缺的方法，但在以往的研究中，很少有人对沉积环境（沉积相）与沉积岩物性之间的关系进行过深入系统的研究。
露头剖面记录了丰富的沉积学信息，对露头沉积体系作精细的超声研究，总结和比较具备构成潜在储层的沉积体系中与各种环境对应岩石的声速特征，可以准确地指导沉积体系的地质建模、地球物理正演，并作为地球物理反演的约束，有利于提高地震有利储集相带解释精度和预测准确度。
奥陶系和志留系都是塔里木盆地重要的油气勘探开发目的层（皮学军、刘楚和陈颖等，2007；张俊、庞雄奇和刘洛夫等，2003）。塔里木盆地奥陶系储层岩性以台地滩相灰岩及礁（丘）相灰岩为主（罗平、张兴阳和顾家裕等，2003）。近十几年来，在塔里木盆地先后发现和确认了巴楚、哈什西克儿、柯坪和轮南等4个地区的生物礁（李相明和杨申谷，2006；陆亚秋和龚一鸣，2007）。塔里木盆地志留系储层在柯坪地区、塔北地区以滨岸-浅海相碎屑岩沉积为主，在塔中地区以河口湾-潮坪沉积为主，而在塔东地区以陆相河流-辫状河三角洲粗碎屑沉积为主（王成林、张惠良和李玉文等，2007）。本次研究对塔里木盆地柯坪-巴楚地区代表碳酸盐台地边缘沉积体系和碎屑滨岸带沉积体系的典型剖面进行了系统的取样，并在室内进行了岩石超声波速度的测量，探索了各个沉积体系中岩石的速度变化特征。
2 岩样采集与说明
2.1 剖面位置
测试所用岩样分别来自塔里木盆地的4个典型剖面（图1）。第一、第二两个剖面位于巴楚一间房地区的勒牙依里塔格山，属奥陶系一间房组（O2y），为台地边缘礁滩共生相。岩样分别取自礁体的礁基、礁核和礁盖（相当于台地边缘浅海沉积）处。第三个剖面位于柯坪地区大湾沟，属志留系塔塔尔塔格组（S1t），为三角洲前缘沉积。岩样分别取自河口坝、水下分流河道、前缘泥等成因相。第四个剖面位于柯坪地区四十厂，属志留系柯坪塔格组（S1k）的中上部，为潮坪沉积。具体的野外工作路线如图1所示。
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2.2 岩样说明
4个剖面中共选取25块岩样用于超声波测试，将岩样切割成长方体，待测面用砂纸打磨平整（图2）。由于部分岩样取样的原始形状极不规则，切割时仅保证了岩样一个短轴和一个长轴满足测量要求。短轴（a）长度均为0.05m，长轴（b）长度值从0.06m到0.12m不等（表1）。
图2 取自大湾沟志留系塔塔尔塔格组（S1t）的第25号岩样（5cm×5cm×9.7cm）照片
3 实验方法
3.1 实验设备
声波速度测试所使用仪器是由中国科学院武汉岩土力学研究所研制生产的RSM-SY5智能声波检测仪，仪器时间分辨率可达0.1μs。使用了两种超声换能器，其一是纵波换能器，由江汉测井研究所研制生产，接收频率为50kHz；其二是横波换能器，由武汉理工大学研制生产，接收频率为（90±10）kHz。
超声波速测量基本原理：岩样声速测量系统如图3所示。测量时，超声仪发出的电信号，通过探头A（发射换能器）转换为声波，穿过岩样至探头B（接收换能器），再转换为电信号至声波仪。然后从计算机上读出波在岩石中的传播时间t ’（波形初至时间，如图4所示），除去声波通过探头、耦合材料（探头与岩样之间的耦合剂）、仪器线路等附加延迟时间——校零t0，声波在岩石中传播的时间为t=t ’-t0。若岩样长度为L，可计算出波速V=L/t。整个测量过程是在常温常压下进行的。
表1 岩样超声波速度测试结果
图3 RSM-SY5超声测量分析系统
3.2 波形检测方法
据文献（王让甲，1997），在纵波波速测试中使用液体或乳状物做耦合剂都可以达到很好的耦合效果。而横波是剪切振动，只有能够承受剪切力的材料才能作为横波波速测试的耦合剂。本次实验中，纵波波速测量使用的耦合剂是糊精，横波波速测量使用的耦合剂是水杨酸苯酯。纵波横波速度存在差异，横波滞后于纵波其初至拾取存在一定的难度（魏建新和王椿镛，2003），但横波有一定的偏振性，旋转发射换能器与接收换能器对应的角度，接收到的横波振幅会呈现规律性的变化，利用这一特性可以识别出横波并确定出初至时间。图4中横波（a）为横波换能器测试第25号岩样接收到的波形，横波（b）为将接收换能器旋转180°接收到波形，横波首波振幅翻转，图4中可以清楚地识别出横波初至时间。
图4 第25号岩样测试时显示的声波波形箭头指向纵、横波的初至时间
4 实验结果及分析方法
岩样声波测试的结果列在表1中。速度测量分别沿图2中所示岩样的短轴（a）方向和长轴（b）方向。VP（a）和VS（a）分别表示沿短轴（a）方向测量的纵、横波速度；VP（b）和VS（b）分别表示沿长轴（b）方向测量的纵、横波速度。为了对岩样速度各向异性的程度进行估计，引入了纵波速度各向异性程度指数KP和横波速度各向异性程度指数KS，定义如下：
碳酸盐台地边缘带沉积体系露头研究及储层建模
碳酸盐台地边缘带沉积体系露头研究及储层建模
5 测量结果讨论
5.1 生物礁滩剖面岩样的速度特征
生物礁滩剖面①、②（图1）中，单个礁体规模较小，但礁体众多，大多连成一片。礁体层位分布稳定，横向延伸方向均可追寻到相应层位的其他礁体，纵向上礁体相互叠置。礁体一般由礁核、礁基和礁盖部分组成（胡明毅、朱忠德和贺萍等，2002）。生物礁滩剖面用于超声波测试的岩样共15块，根据岩样在礁体中分布的位置不同，绘制了岩样位置与其纵、横波波速及平均速度关系图（图5，图6）。
图5 生物礁滩剖面岩样纵波速度与岩样在礁体中的位置关系
图6 生物礁滩剖面岩样横波速度与岩样在礁体中的位置关系
从图5和图6可以看出，无论纵波速度还是横波速度，从礁基、礁核到礁盖其平均值都逐渐增大。纵波速度增加幅度大于横波。礁盖岩样速度测量值变化不大，而礁基和礁核两个部位的岩样两个轴向的速度值差异明显。图7是用前面定义的速度各向异性程度指数KS和KP所做的交会图。图7中可以看出礁盖岩样速度各向异性程度指数基本集中在0%～10%范围内，而礁基和礁核两个部位的岩样大多分布在20%～40%。礁基和礁核速度各向异性程度明显高于礁盖。
图7 生物礁滩剖面横波速度各向异性程度指数KS和纵波速度各向异性程度指数KP的交会图
观察生物礁滩剖面①、②，礁基多为灰色粗粒亮晶棘屑灰岩，颗粒含量很高，约占80%以上，颗粒大小约1～4m m，以破碎的海百合茎干为主，如图8b。礁核主要是由瓶筐石（Calathium）（胡明毅、朱忠德和贺萍等，2002；李相明和杨申谷，2006；焦养泉、荣辉和王瑞等，2011）组成的灰白色块状障积岩，造礁生物瓶筐石密集，占化石总量的80%以上，瓶筐石长度可达10c m，如图8a。礁盖多为成层性良好的中层生屑泥晶灰岩，其间常有小型礁灰岩块夹杂其中，结构致密。礁基的岩样，海百合茎和其他生物碎屑杂乱排列，生物颗粒疏松；礁核的岩样，瓶筐石的体腔被方解石充填或被溶蚀，部分岩样沿生物体裂开形成较大的裂缝。这些生物化石的形状、大小、生长方向以及裂缝都影响声波在岩样中的传播速度。
图8 礁核的主要造礁生物瓶筐石（a）和礁基生物碎屑的主要组成物海百合茎（b）
5.2 潮坪沉积剖面和三角洲前缘沉积剖面岩样的速度特征
柯坪-巴楚地区志留系自下而上分别为柯坪塔格组、塔塔尔塔格组和依木干他乌组（王成林、张惠良和李玉文等，2007）。剖面④中用于超声测试的4块岩样均取自柯坪塔格组沥青砂岩段（吴立群、焦养泉和荣辉，2011），属于潮坪体系（表1）。剖面③用于超声测试的6块岩样取自塔塔埃尔塔格组S1t，分别属于三角洲前缘泥、河口坝、水下分流河道等成因相（表1）。两个组的岩样在时间上有一定的先后关系，沉积上也存在一定程度的联系。把这10块岩样放在一起，根据其沉积环境不同，绘制了不同沉积体系与其纵、横波波速关系图（图9，图10）。
图9 潮坪体系和三角洲前缘体系中各岩样纵波速度变化关系
图10 潮坪体系和三角洲前缘体系中各岩样横波速度变化关系
从图9和图10中可以看出，潮坪体系的4块砂岩纵波速度和横波速度相对稳定，分别在4000m/s，2500m/s左右，而取自三角洲前缘各种成因相的6块岩样速度差别明显，以水下分流河道中的砂岩岩样速度最低，第29号泥岩因裂开不考虑在内。两种不同沉积环境下的速度各向异性程度如图11（KS和KP交会图）所示。图11中，潮坪体系的4块岩样各向异性程度指数基本集中在0～10%范围内，在10%边缘的两块岩样是第20号和第21号。三角洲前缘体系各向异性程度指数超过10%的岩样都属于水下分流河道。
图11 潮坪体系和三角洲前缘体系中横波速度各向异性程度指数KS和纵波速度各向异性程度指数KP的交会图
从岩样的照片（图12）观察，潮坪体系的4块岩样均被油浸。其中第20号岩样见油浸痕迹，但颗粒间孔隙未见沥青充填，第21号岩样含大量生物碎屑，第22号和第23号颗粒间孔隙几乎完全被沥青充填，岩体呈黑色。三角洲前缘的6块岩样中，水下分流河道相中的岩样砂体颗粒粗、孔隙结构发育，而接近前缘泥的岩样，颗粒细小致密。结合沉积的特点，三角洲前缘由岸向湖的方向沉积物的粒度逐渐变细，即由水下分流河道、河口坝到前缘泥的变化中，沉积物粒度逐渐变细（表1），而影响声波传播的孔隙越来越小，声速逐渐增高。
6 结论与讨论
通过对上述几个露头沉积体系中岩样的超声波速测试实验，可以得出下面几点认识：
1）岩样超声波速度与岩样所处的沉积环境（沉积体系或成因相）密切相关，呈现一定变化规律。在生物礁滩剖面上，从礁基、礁核、到礁盖速度递增；在三角洲前缘沉积剖面中，从水下分流河道、河口坝到前缘泥速度递增。利用岩石声波速度测量结果与沉积环境的关系，以及变化规律指导沉积体系的建模是可行的。
图12 潮坪相剖面和三角洲剖面岩样切后新鲜面照片
20～23号属于潮坪相剖面，24～29号属于三角洲前缘沉积剖面
2）在生物礁滩剖面上，生物碎屑的含量是影响声波速度的主要因素。生物碎屑含量越高，速度越低；在砂岩剖面上，孔隙是影响测量的主要因素，孔隙越小或充填程度越高，速度就越高。
3）在生物礁滩剖面上，生物的大小与生长方向是控制岩样速度各向异性的主要因素之一，而砂岩剖面，我们初步认为与孔隙关系密切。礁灰岩速度的各向异性程度大于砂岩。
致谢 作者在野外岩样采集过程中，受到中国地质大学（武汉）王瑞、王世虎、荣辉等同学的帮助。另外，武汉理工大学蔡兰老师也曾在横波测量方面给予指导，作者在此一并表示衷心感谢。
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