松树沟式铬矿产于北秦岭造山系南缘的商丹蛇绿岩片中。该蛇绿岩形成于元古宙，侵位于晋宁期（983ma），是我国时代最老的蛇绿岩带之一。松树沟铬矿60%以上的矿体产于中粗粒纯橄岩中，属蛇绿岩型-岩浆房结晶分异亚型铬矿。亦有少部分铬矿产于细粒纯橄岩中，无工业价值。铬尖晶石成分以镁质铬铁矿为主，多为耐火级铬矿石。该矿区已做评价，为小型铬矿床。同一条岩带相类似成因的还有河南洋淇沟等铬矿点。此类型铬矿也包括南秦岭古生代勉略蛇绿岩带中的楼房沟、舒平、三岔子等矿点。
陕西省商南县松树沟铬矿床
（一）概况
松树沟铬矿位于陕西商南县富水镇北10km，西距西安市261km。地理坐标，东经：110°56＇00〞，北纬：33°30＇00〞。
1957年陕西地质局区调队发现岩体，同年，冶金部西北冶金地质勘探公司第三地质队发现铬矿，并于1963～1967年进行初步评价，1965年组织了冶金系统7个单位进行铬矿会战，提交了《陕西商南县松树沟铬矿床地质总结报告》。其间钻探施工111822m，碉探19956m，浅井246m，槽探364800m（姚培慧等，1996）。1***0～1***7年第三地质队重返松树构，在岩体西部开展深部找矿工作，提交了总结报告，1990～1992年西北地质勘查局进行了低品位铬矿地质研究，重新估算储量，1966年由沈阳铝镁设计院和兰州冶金设计院共同承担商南铬矿设计项目，1***0年建成投产，1***6年闭坑。累计生产铬精矿1.68万吨。1984年筹建镁橄榄石砂厂，目前年产不同类型橄榄石砂3万吨。
（二）矿床地质特征
1.区域地质背景
松树沟铬矿区处于北秦岭造山带南缘的商丹蛇绿混杂岩带中。出露地层主要为秦岭岩群、松树沟岩组等，出露岩体主要为新元古代二长花岗岩、辉长岩、闪长岩、花岗闪长岩、二长花岗岩。断裂属商丹构造带。含矿岩体为晋宁期超基性岩，属南秦岭Au-Pb-Zn-Fe-Hg-***-RM-REE-Ⅴ-蓝石棉-重晶石Ⅲ级成矿带（Ⅲ-66B），王家河-丰北河Au成矿亚带（Ⅳ-66B-4）（徐志刚等，2008）。
2.松树沟超基性岩体地质特征
（1）岩体形态及产状
松树沟超基性岩由上百个大小不等的橄榄岩透镜体组成，总体呈透镜状包裹于基性岩中。超基性岩主要由细粒橄榄岩质糜棱岩和中粗粒橄榄岩组成，均以纯橄岩为主，含少量方辉橄榄岩。基性岩主要由斜长角闪岩、石榴斜长角闪岩和角闪岩组成，夹有少量透镜状大理岩。近年有学者认为该岩体经历了1000Ma左右从榴辉岩、榴闪岩到角闪岩相的退变质作用和485Ma左右又一期高压碰撞***（杨经绥，2002），因此松树沟岩体的时代是存在争议的。
松树沟岩体是秦岭造山带规模最大、唯一赋存铬矿床的基性-超基性岩体。岩***于商南县北东约20km处的松树沟一带，向东延伸至河南洋淇沟，向西可达商南泥鳅凹，呈北西向展布，岩体地表呈扁平透镜状（纺锤状）。岩体走向310°～320°，地表多向南倾，倾角50°～80°，南侧界面转向北倾，基性-超基性岩以韧性剪切带为边界，呈透镜状岩片拼贴在商丹断裂北侧的秦岭杂岩或峡河岩群中，并处在由高压基性麻粒岩、长英质高压麻粒岩和高压不纯大理岩等构成的高压变质带中。地表测量及钻孔资料表明，岩体向深部趋于闭合，呈“向斜形”产出，推测岩体形态很可能是透镜状，是“无根”的构造岩片，由于剥蚀而呈锥状形态（图3-55）。
（2）岩石类型及岩相带划分
松树沟超镁铁岩体的主要岩石类型有：纯橄榄岩、斜辉辉橄岩、单辉橄榄岩、透辉岩等。在体积上，以纯橄榄岩占绝对优势。矿石有浸染状、块状、层状或条带状、豆荚状或透镜状4类，主要由铬尖晶石与橄榄石以不同比例组成。
根据松树沟超镁铁岩体主要岩石类型分布特点及岩石组合特征，可划分为3个岩相带。这3个带呈带状展布，并具对称分布特点，有可能代表了垂向上岩石层位。由内向外依次为：
图3-55 北秦岭商南-松树沟地区地质略图
（李犇等，2010）
Ⅰ（含透辉岩条带）纯橄榄岩岩相带（Pt3s1）
该岩相带分布于岩体中部，占岩体面积的60%～65%，平均宽0.75km。主要由纯橄榄岩组成，中部含有少量呈透镜状或脉状分布的中粗粒纯橄榄岩体，规模大小不等，与岩体走向基本一致，与纯橄榄岩呈渐变关系。岩石中分布了较多的透辉岩细条带，宽1～4cm，长几十厘米至几米，条带产状与岩体产状及内部面理基本一致，与围岩间界线清楚，总含量约占3%～5%。该岩带中铬矿矿化不发育，未见工业矿体。从岩石分布及与其他岩相带关系看，该岩相带形成最早。
Ⅱ透辉岩-透辉橄榄岩岩相带（Pt3s2）
Ⅱ岩相带断续分布于Ⅰ岩相带两侧，出露宽度10～50m，出露面积占岩体总面积的5%～10%±，主要由透辉岩、透辉橄榄岩和纯橄榄岩组成，呈脉体群带状展布，其产状与岩体产状及内部面理一致，分布较为稳定，仅岩体南侧中堂沟以西缺失。纯橄榄岩以透辉岩的围岩或透辉岩中的捕虏体产出，表明该岩相带在3个岩相带中形成最晚。该岩相带与两侧岩相带（Ⅰ、Ⅲ）之间为渐变或突变接触关系，界线清楚，铬矿化极不发育。
Ⅲ纯橄榄岩-斜辉辉橄岩（铬铁矿）岩相带（Pt3s3）
Ⅲ岩相带分布于岩体南北边缘部位，宽约0.2～0.35km，占岩体总面积的30%±，纯橄岩及纯橄岩质糜棱岩组成背景岩相，其中有大量中粗粒纯橄榄岩、方辉橄榄岩体及铬矿体。各类岩石间均呈渐变过渡关系，除背景岩石外，其他岩类多呈不连续透镜状、条带状、板状分布于纯橄榄岩中。该岩相带是岩体内最重要的含铬矿层位，赋存了本区60%以上的铬矿体。从各岩石类型的分布及接触关系看，该岩石形成顺序上晚于Ⅰ岩相带。野外可见透辉岩、透辉橄榄岩呈脉状侵入于纯橄榄岩、斜辉辉橄岩（即方辉橄榄岩）、中粗粒纯橄榄岩、铬铁矿（岩）中，表现其形成又早于Ⅱ岩相带。
故判定上述各岩相带由早至晚形成顺序为Ⅰ岩相带（Pt3s1）→Ⅲ岩相带（Pt3s3）→Ⅱ岩相带（Pt3s2）。上述3个岩相带之间多呈渐变或突变接触关系。普遍发育变形变质组构，部分岩石残存火成结构及构造。
（3）岩石物理化学特征
1）流体包裹体
苏犁等（2005）对松树沟纯橄榄岩体中的橄榄石、斜方辉石和尖晶石矿物的原生岩浆包裹体进行了研究。包裹体呈孤立状产出，也见有随结晶收缩产生的细小包裹体环绕大包裹体分布。单个包裹体多呈卵圆形、管状、不规则状，长径通常＜10mm，偶见达25mm。包裹体内部相成分复杂，常包含多个子矿物相，主要为硅酸盐和不透明金属矿物相，显示这些包裹体是被捕获的熔浆珠。电子探针分析这些不透明矿物主要为橄榄石（O1）、斜方辉石（Opx）、铬矿（Chr）和磁铁矿（M***）。
各类岩石中包裹体的均一温度介于1250℃～1300℃，它们的初始熔融温度普遍较高，高达1000℃上下，暗示寄主矿物橄榄石、斜方辉石结晶于地温梯度高的岩石圈下部。
除上述包裹体温度外，董云鹏等（1996）在研究橄榄石位错构造时，还发现了残斑橄榄石中同时发育有高温位错构造（位错弓弯、位错环、位错壁和亚颗粒）和低温位错构造（直线型自由位错），前者形成温度一般＞1000℃，后者形成温度为600℃～900℃。
2）同位素地球化学
周鼎武等（1998）和李犇等（2010）对松树沟岩体Pb、Sr和Nb做了较系统的研究。但由于该区构造演化复杂，变质作用强烈，同位素地球化学在解释成矿物质来源时存在较大的困难。
A.Pb同位素
周鼎武等（1998）通过对岩体内斜长角闪岩的Pb同位素研究后认为，Pb源区具有富集地幔的特征，并发现有DUPAL型异常，推测为DMM（亏损地幔端元）和EM（富集地幔）混合的结果。207Pb/204Pb比值相对208Pb/204Pb比值更偏离NHRL（北半球参考线），或许是变质流体作用的反映。
李犇等（2010）将松树沟超镁铁质岩、镁铁质岩、铬矿的（206Pb/204Pb）i-（207Pb/204Pb）i和（206Pb/204Pb）i-（208Pb/204Pb）i进行拟合，发现具有良好的相关性，并与校正后的1079Ma的NHRL线位置非常接近（图3-56），认为其具有相同的物质来源。
B.Sr、Nd同位素
松树沟橄榄岩和基性岩的Sr同位素特征见图3-57。在（87Sr/86Sr）i-Rb/Sr图解中，大部分样品落在1100～900Ma的海水的87Sr-86Sr比值变化范围内，少量与同期地幔的87Sr-86Sr比值相接近，反映了基性岩和超基性岩的Sr同位素均受到了海水的强烈混染作用，即两类岩体都产自与蛇绿岩相关的洋底环境。
周鼎武等（1998）测得Nd（t）比值在+4.2～+6.9之间，指示源自亏损地幔，但可能受到来自富集地幔物质的影响，致使Nd（t）值有一较宽的变化范围。松树沟橄榄岩及单矿物（143Nd/144Nd）i=0.511498，εNd（t）=4.9～5.0（陈志宏等，2004），基性岩（143Nd/144Nd）≈0.511610，εNd（t）=4.2～6.9（Donget.a1等，2007），二者一致的Nd同位素组成，指示松树沟的地幔橄榄岩与基性岩（堆晶岩系列）具有相同的亏损地幔来源。
Pb、Sr和Nd同位素特征可以看出，橄榄岩和基性岩由相同的地幔来源物质演化而成，意味着橄榄岩和基性岩同为松树沟蛇绿岩的共同组成部分，而铬矿与橄榄岩也具有共同的物质来源。
3）元素地球化学
A.常量元素地球化学
董云鹏等（1996）发现Ⅰ类橄榄岩（中粗粒纯橄岩和少量的块状构造方辉橄榄岩）比Ⅱ类橄榄岩（糜棱质橄榄岩）更富集Cr2O3，并且在NiO-Cr2O3图解中，Ⅰ类橄榄岩投点落在层状超镁铁堆晶岩范围，Ⅱ类橄榄岩落在阿尔卑斯橄榄岩区域，而方辉橄榄岩则两者都有。松树沟铬矿矿体中的Fe3+/Fe2+平均比值和围岩蚀变纯橄岩中副矿物铬矿的Fe3+/Fe2+平均比值十分相近，说明二者总体形成氧逸度一致。自块状矿体到浸染状矿石Fe3+/Fe2+比值有递增趋势，说明矿体不是在同一氧逸度条件下形成的（程寄皋等，19***）。在Cr＃-Mg＃图解中（图3-58），铬矿均落入蛇绿岩中的铬矿区域，表明松树沟橄榄岩产出于与蛇绿岩有关的洋底环境（李犇等，2010）。
图3-56 松树沟橄榄岩、基性岩和铬矿Pb同位素图解
（据李犇等，2010）
NHRL-北半球参考线（Hart，1984）；NHRL（1074ma）计算***用MORB的238U/204Pb（μ）=11.20和232Th/238U（κ）=2.67（White，1993）
图3-57 松树沟橄榄岩和基性岩的（87Sr/86Sr）i-Rb/Sr图解
（据李犇等，2010）
图3-58 松树沟橄榄岩中铬矿的Mg＃-Cr＃图解
（据李犇等，2010）
B.稀土元素地球化学
关于松树沟岩体的稀土元素研究较多，张泽军等（1989）、余妍等（1994）、董云鹏等（1996a，1996b）、苏犁等（2005）、刘军峰等（2008）和李犇等（2010）都做过较系统的研究，其结果基本一致。①中粗粒纯橄榄岩稀土总量较高，稀土元素配分曲线右倾，轻稀土富集，dCe弱正异常；细粒纯橄糜棱岩和方辉橄榄糜棱岩稀土总量较低（大体为标准球粒陨石含量的0.01～0.1偌），稀土元素配分曲线略左倾，轻稀土弱亏损，弱dCe负异常。②中粗粒纯橄榄岩和细粒纯橄糜棱岩稀土元素组成具有显著的差异，表明两者具有不同的成因。前者被认为是地幔橄榄岩残余体再次部分熔融分离结晶的产物；后者为地幔橄榄岩经历复杂变形并多次部分熔融的残余体。
4）同位素年龄
对松树沟岩体的同位素年龄测试较多，根据其经历的地质过程，大致可分为以下几个阶段：
A.蛇绿岩形成年龄
松树沟铬矿的形成年龄与中粗粒纯橄榄岩的形成时代一致。董云鹏等（19***）测得镁铁质岩的Sm-Nd全岩等时线年龄为1030±46Ma，代表了蛇绿岩的形成年龄；Sm-Nd模式年龄为1271～1440Ma，代表玄武质岩浆从地幔中分异出的时间。
B.蛇绿岩块俯冲后侵位年龄
侵位年龄较多，李曙光等（1991）利用石榴子石、角闪石单矿物和一个全岩样品获得Sm-Nd矿物内部等时线年龄为983±140Ma，代表了超镁铁质岩块侵位时间。陈丹玲等（2002）对超镁铁质岩中辉石巨晶进行40Ar/39Ar快中子活化法测年，得其高温坪年龄为833.8±4ma，等时线年龄为848.2±4ma，代表该超镁铁质岩体发生高压变质后初始抬升的冷却时间。刘军峰等（2005）利用LA-ICPMS锆石U-Pb法对榴闪岩定年，206Pb/238U年龄为518±19Ma，代表构造侵位年龄。
3.松树沟铬矿矿体特征
松树沟铬矿是陕西省目前所发现的最大铬矿床，根据勘探报告统计，全省获得铬矿矿石储量20.2665万吨，而松树沟则有16.5万吨规模，为小型铬矿床，占全省铬矿储量的62%以上。铬矿体90%以上出现在外部岩相带中，可圈出长度大于1m的铬矿（化）体172个，其中有工业价值的矿体48个。矿体长度0～70m，最长140m，厚0.3～2m，最大厚度5.37m，延深与延长之比一般为1：1～1：3，最大1：5。矿体表现为成带分布，成群集中于岩体边部岩相的中粗粒纯橄岩和条带状斜方辉橄岩中，在细粒纯橄岩中也有少量矿体。矿体多分布在岩体边部及上下盘凹陷处及岩体拐弯、膨大部位，除少数矿体受原生裂隙控制外，主要受原生流动构造制约。矿体形态绝大多数呈脉状、似脉状，少数呈不连续透镜状、扁豆状，极少数呈不规则状及串珠状。工业矿体多与围岩呈渐变过渡或迅速过渡关系，一般无清楚界线。
矿石矿物主要为铬尖晶石，并含有铂族矿物。原生脉石矿物有橄榄石、顽火辉石、透辉石。次要矿物有极少量黄铜矿、黄铁矿、磁黄铁矿、镍黄铁矿等。次生脉石矿物有蛇纹石、铬斜绿泥石、绢石、透闪石、滑石、蛭石、磁铁矿及菱镁矿等。
矿石构造简单，绝大部分为浸染状构造，主要为中等-稠密均匀浸染状及浸染条带状构造，次为准块状构造及网状浸染状构造。偶见斑杂状（包括反斑杂状）构造。
矿石绝大多数属于需选矿的浸染型贫矿，极少数为不需要选矿的低富矿，矿石中Cr2O3最高含量51.31%，一般12%～20%。精矿中Cr2O3最高61.82%，最低36.51%，一般50%～59%。精矿铬、铁比最高 3.1，最低 1.2，一般 1.7～2。矿石中其他组分的含量为：SiO214.10%～32.56%，S 0.03%～0.05%，P 0.002%～0.005%，CaO 0.46%～1.38%，MgO 37.37%～39.11%，A12O32.25%～2.42%。
（三）形成环境分析
松树沟蛇绿岩Pb、Sr和Nd同位素特征指示相同的地幔物质来源，即铬矿来自高度亏损的大洋上地幔。
松树沟式铬矿形成于新元古代古秦岭洋中脊，经历了新元古代末向秦岭岛弧的俯冲，在早古生代进一步深俯冲达到高压-超高压基性麻粒岩相环境。之后，不可避免地经历了晚三叠世陆内俯冲，以及之后的构造挤出、推覆隆升和断块抬升等复杂构造过程，最终定位在南、北秦岭缝合带中的蛇绿岩岩片中。
也有学者认为，松树沟铬矿可能形成于与消减作用无关的小洋盆环境（周鼎武等，1995）。
近年，有学者认为，中央造山带存在一条西起阿尔金、东至苏鲁的近4000km的世界上最大的一条超高压变质带，该带存在两期超高压变质作用，第一期为加里东期，第二期为印支期。加里东期超高压变质***由西部阿尔金-柴北缘延至东部大别-苏鲁（南阿尔金—柴北缘早古生代（490～440Ma）高压变质带；大别西北部的熊店和滁湾早古生代榴辉岩（420～400Ma））；印支期超高压变质***没有在大别以西发现。因此中央造山带应是一个多期活动的造山带，较早形成罗德尼亚大陆的格林威尔造山运动可能留下了10亿年左右的构造岩浆***记录（如中央造山带中大量10亿年左右的花岗岩及基性超基性岩类），罗德尼亚大陆之后第一次裂解作用可能发生在8亿年左右，其后早古生代加里东期的洋盆裂开，蛇绿岩和超高压变质岩石的大量出现是一次十分强烈的板块构造***，从东到西，沿中央造山带均有分布，加里东期造山***之后印支期沿该造山带又有一次大的板块裂解和俯冲碰撞作用，表现在勉略蛇绿岩洋壳及大别-苏鲁印支期超高压变质带的存在。中央造山带保留和记录了多期裂解、会聚***，通过对其解剖可以认识中国大地构造格局（杨经绥等，2002，2004）。由此他们认为，松树沟、洋淇沟等铬矿应属加里东期形成，和玉石沟、大道尔吉同为一期产物。
（四）成矿模式
综上所述，赋存松树沟铬矿的超镁铁岩属于蛇绿岩构造岩片，由新元古代洋壳底部的亏损橄榄岩以及岩石莫霍面上部超基性堆晶岩组成，铬矿除主要为地幔岩局熔产物外，也有部分随同橄榄石堆积于超基性堆晶橄榄岩底部，形成岩浆房结晶分异铬矿（图3-59）。
图3-59 松树沟-洋淇沟铬矿成矿模式
（据河南省成矿规律组，2012）
古代的碳酸盐岩主要形成于陆表海，现代的碳酸盐沉积主要分布于陆缘海。虽然两者的构造背景不同，但沉积作用过程却是相似的。
1.陆表海清水沉积作用及其能量带
欧文在1965年提出陆表海清水沉积作用的概念及相带模式。所谓清水沉积作用，是指在没有或很少有陆源物质流入的陆表海环境中的碳酸盐沉积作用。
欧文根据陆表海的水动力条件，主要是潮汐和波浪作用的能量，划分出三个能量带，即远离海岸的X带（低能带）、稍近海岸的Y带（高能带）和靠近海岸的Z带（低能带）。
1）X带（低能带）的海底位于波浪能量的深度以下，即位于浪底或浪基面以下。因此，此带为低能环境，只有特殊情况下才有海流的干扰。X带宽几百千米，沉积物主要来自Y带的细粒物质（即灰泥）。海底大都接近或低于光合作用的下限，氧的供应也受到限制。因此，各种底栖生物和藻类都不发育，但来自高能带的大量有机物质以及各种浮游生物和自游生物可以在这里堆积下来，这一环境有利于生油。由于这一环境安静、缺氧，所以沉积物多呈暗色。***如有海流的干扰，X带也可有生物群繁殖，并有较粗的生物碎屑堆积。
2）Y带（高能带）从波浪冲击海底的地点起，向海岸方向延伸，直到波浪及潮汐的能量大部分被消耗掉为止。这是一个高能地带，此带宽度较小，一般几十千米。向海方向一侧，由于营养物质及氧气均较充分，各种生物（包括造礁生物）发育，常形成生物礁或生物滩。向陆一侧是各种较粗的颗粒（如鲕粒、生物碎屑、内碎屑等）堆积的有利场所，由于这里的水动力条件强，较粗的颗粒大都是被磨蚀的和分选良好的，而且较细的灰泥物质也大都被簸选走，因此沉积物的粒间孔隙度都很高，所以在此带形成的碳酸盐岩，不论是生物礁还是各种颗粒石灰岩，都是良好的石油和天然气的储集岩。
3）Z带（低能带）位于Y带的向岸方向，直到滨岸为止。此带水很浅，波浪及潮汐作用很弱，其能量大多被海底摩擦消耗掉，水循环也很弱，只有局部的风暴才能引起一定的波浪能。此带宽度较大，可达几百千米。由于水很浅，海底坡度又很小，水循环不畅，因此，在干热条件下，海水就会大量蒸发，海水盐度就会不断升高，从而形成白云石及各种盐类矿物的沉积。Z带形成的岩石主要为泥晶石灰岩、泥晶白云岩以及蒸发岩。化石少见，但叠层藻席却相当发育。
地质历史中的碳酸盐岩，绝大部分是陆表海清水沉积作用的产物。因此，欧文以水动力能量为依据划分的三个能量带（即沉积作用带）具有普遍的意义。
2.潮汐作用相带模式
20世纪有学者曾对美国阿肯色州奥陶系碳酸盐岩进行研究，根据奥陶系的岩性及古生物特征，拟定了一个潮汐作用相带模式，划分出四个相带：潮上带、潮间带、局限潮下带、开阔潮下带。
1）潮上带主要由白云岩（图版Ⅰ-9）、白云质泥晶石灰岩、球粒泥晶石灰岩组成。这些沉积是在平均***面以上的向岸延伸的广阔平原上形成的。在***或风暴时，沉积物沉积在有藻席覆盖的潮坪上。低潮时，沉积物的上层和藻席发生干裂、风蚀以及后来的再改造，形成砾石级或细小的内碎屑。藻席物质被掩埋后，和沉积物一起形成藻纹层（图4-12）、藻叠层或沥青膜。白云石是毛细管浓缩白云化作用的产物，偶见石膏和硬石膏的铸型，表明其沉积环境与萨布哈很相似，正是因为这种高盐度环境，才限制了生物的发育，这一点可以从潮上带中缺乏海洋生物化石得以证明。此外，潮上带中虫孔也很少见，即使有也多是垂直的。
图4-12 碳酸盐岩中的藻纹层
2）潮间带位于平均***面和平均低潮面之间。除了***或风暴期以外，潮间带的上部长期出露于水面，干燥和泥裂作用与潮上带相同。在潮间带下部，干燥作用已不占优势；而且，由于海水泛滥，所以沉积物的再改造要比潮间带上部普遍得多。风暴和潮汐能量的集中，造成局部的冲刷和沟槽，并形成内碎屑及生物碎屑堆积。在风暴期，强大的水流把多边形的泥裂体连根拔起，并把它们改造成砾石级的内碎屑（竹叶状砾屑）。潮间带上部藻席茂盛；下部藻席则让位给抗浪性更强的藻头、柱状叠层石以及藻灰结核等。潮间带的动物群比潮上带发育得多，虫孔也较常见。潮间带上部多为垂直虫孔，下部多为水平虫孔。潮间带也可能有白云岩化现象，其形成机理可能与潮上带相同。
3）开阔潮下带位于平均低潮面以下，为高能量环境。波浪和潮汐可以搅动和簸选底部沉积物。主要沉积清洁的（即无灰泥的）内碎屑石灰岩或生物碎屑石灰岩，可出现低角度斜层理。各种海洋生物，如棘皮类、珊瑚、腕足类、三叶虫以及软体动物等均很发育。
4）局限潮下带的水体能量受到限制。当波浪和水流对开阔潮下带的底部沉积物进行搅动和簸选时，其动能逐渐为平缓坡度的海底所消耗。最后，波浪的振幅减小，水流变弱，以致海底沉积物受到的水动力影响也随之变小，所以此带为较低能的环境。在这种条件下，细粒物质堆积在海底。因此，此带的岩石主要是受到轻微冲刷的内碎屑生物碎屑石灰岩和致密的内碎屑生物碎屑石灰岩，基质主要是灰泥（即泥晶）及亮晶。此带也和开阔潮下带一样，具有多变的生物群。在较浅部位，还可出现由生物泥晶石灰岩和黏结灰岩组成的生物丘。
据此划分的潮上带、潮间带和局限潮下带相当于欧文划分的Z带，开阔潮下带则相当于Y带，且没有与X带相当的相带。
3.威尔逊沉积相模式
威尔逊模式将碳酸盐沉积按其所处的地貌单元分为盆地、台地边缘和台地三个沉积区，每个沉积区又由三个相带组成，每个相带由若干岩相组成。
（1）盆地沉积区
包括盆地相、开阔陆棚相和深陆棚边缘（斜坡脚）相。该区位于浪基面以下，水动力条件微弱或停滞，属低能环境，沉积物以暗色的细粒泥晶灰岩和页岩为主，是有利于生油的沉积区。
A.盆地相
远洋的深水盆地相，由于水太深、太暗，不利于底栖生物的生长和碳酸盐的沉积，其沉积作用取决于黏土质和硅质碎屑的流入量、浮游生物的数量以及外来的碳酸盐碎屑数量。盆地相又可分以下几个类型：
浊积灰岩相 由来自邻近陆棚及陆棚斜坡的碳酸盐岩碎屑组成的异地石灰岩，也可夹有黏土层，其岩性及厚度变化都很大。
深海瘦地槽相 主要为薄的深海沉积物，常见的岩石类型有放射虫岩、红色生物泥晶石灰岩及红色结核石灰岩、浅色远洋泥晶石灰岩、暗色盆地泥晶石灰岩、骨针石灰岩以及含有菊石、放射虫、远洋双壳类的泥晶石灰岩等。其中的红色是缓慢沉积作用的结果，在缓慢沉积作用的深海底，细菌分解作用几乎可以氧化掉全部的有机质，所以岩石呈红色。
克拉通盆地碳酸盐相 沉积物一般位于氧化界面以下的静水环境，主要岩石类型为暗色薄层石灰岩（图4-13）、暗色页岩或粉砂岩，以及一些薄石膏层。岩石颜色主要为暗褐色或黑色，也可有红、棕、紫色，为缓慢沉积作用的结果。毫米级的纹理发育。陆源碎屑常呈薄层石英粉砂岩及页岩，与石灰岩互层出现，燧石也较常见。生物群主要为自游及浮游生物，大型生物化石有笔石、浮游双壳类、菊石、海绵骨针等；微体化石有钙球、硅质放射虫、硅藻等。
B.开阔陆棚相
图4-13 深海沉积的灰色薄层石灰岩
开阔陆棚环境水深几十米到100 m，一般为氧化环境，盐度正常，水循环良好。海底一般在浪基面以下，但大的风暴也可以影响底部沉积物，是典型的较深水浅海沉积环境。主要岩石类型为富含化石的石灰岩与泥灰岩。层理明显，多呈薄层到中层状或呈波状到结核状。陆源物质有石英粉砂岩、页岩等，与石灰岩互层，成层性好。生物群有代表正常盐度的介壳化石以及窄盐度动物群（如腕足类、珊瑚类、头足类及棘皮动物等）。
C.碳酸盐台地的斜坡脚相
碳酸盐台地的斜坡脚相位于碳酸盐台地的斜坡末端，其碳酸盐沉积物由远洋浮游生物及来自相邻碳酸盐台地的细碎屑组成。海底一般位于浪基面以下的氧化界面之上。岩石主要为薄层的细粒石灰岩，有的地方夹有燧石及黏土层。岩石颜色为暗色到浅色，有滑塌现象。陆源碎屑少见，多呈页岩夹层出现。生物群为广海陆棚的正常海洋生物，也有来自斜坡上和台地上的底栖生物和远洋浮游生物。
（2）台地边缘沉积区
台地边缘沉积区包括台地前缘斜坡相、台地边缘生物礁相和台地边缘浅滩相。该区位于风暴浪基面以上，水动力条件最强，为高能带。岩性主要为生物礁灰岩、鲕粒灰岩（图版Ⅰ-12）、骨屑灰岩（图版Ⅰ-18）、内碎屑灰岩（图版Ⅰ-23）等。原生孔隙发育，为有利的储集相区。
A.碳酸盐台地前缘斜坡相
碳酸盐台地前缘斜坡相位于深水陆棚与浅水碳酸盐台地过渡带，从浪基面之上一直延续到浪基面之下，一般位于氧化界面以上。主要由各种碎屑组成，沉积物极不稳定，大小和形状也变化极大。主要岩石类型为各种石灰岩，如泥晶石灰岩、砂屑石灰岩，以及沉积角砾岩等。岩石的颜色为暗色到浅色。有大型的滑塌构造、切断层理的外来岩块、斜坡泥丘以及碎屑注入岩脉等。陆源碎屑一般较少，但也有一些页岩、粉砂岩及砂岩。生物碎屑主要来自斜坡上部，但也有原地的介壳生物。
B.台地边缘生物礁相
其生态特征取决于水的能量、斜坡陡峻程度、生物的生产能力、造架生物的数量、黏结作用、出露水面的频率以及后来的胶结作用。主要岩石类型为块状的石灰岩及白云岩，几乎全部由生物骨骼组成，也有许多生物碎屑，岩石颜色浅。基本上无陆源碎屑。造架生物可以是主要的，也可以不是主要的，生物的生长形态决定于水的能量。次要生物有腕足类、软体动物和海百合等。
C.簸选的台地边缘浅滩相
簸选的台地边缘浅滩主要呈沙洲、沙滩、扇状或带状的滨外坝或风成沙丘岛。由于颗粒经受了波浪、潮汐流和岸流的簸选，因此比较洁净。但由于底质活动，不利于海洋底栖生物生活。
（3）台地沉积区
台地沉积区包括开阔台地相、局限台地相和台地蒸发岩相。水动力条件较弱，属低能带。岩性主要为泥晶灰岩、白云质泥晶灰岩、白云岩和蒸发岩等。沉积构造多样，动物化石较少，藻类发育。岩石致密，可以作为盖层。
A.开阔台地相
开阔台地相位于台地边缘之内的海峡、潟湖以及海湾中，因此可以用潟湖来命名。这种环境水较浅，从几米到几十米，盐度近于正常或略偏高，水循环中等，适合各种生物生长，但无窄盐度生物。主要岩石类型为各种石灰岩，有时还有一些陆源碎屑的透镜体或薄层。岩石颜色浅到暗色，中层至板状层。沉积物的球粒化及潜穴作用常见。陆源碎屑一般呈分选良好的岩层出现在石灰岩中。生物以软体动物、海绵、甲壳类、有孔虫为主。藻类尤其常见，还可见斑礁。
B.局限台地相
局限台地相是一个真正的潟湖相，海水循环受到很大限制，盐度显著提高。主要岩石类型为泥晶灰岩（图版Ⅰ-24），也有白云岩。岩石颜色浅。纹理、鸟眼、藻叠层石、小型的递变层理、白云石壳及钙质介壳等构造发育。潮汐水道的砂沉积有时呈现交错层理。陆源碎屑少，但有风成物质堆积。动物及植物化石有限，主要为腹足类、藻类、有孔虫和介形虫等。
C.台地蒸发岩相
相当于潮汐作用相模式中的潮上带，台地蒸发岩相的典型代表是干热地区的潮上盐坪或萨布哈沉积。主要岩石类型为白云岩及石膏（图版Ⅰ-7）或硬石膏，这些沉积常与红层共生。岩石颜色为红、黄、褐等。纹理发育，常有泥裂、叠层石等构造。陆源碎屑极为普遍，主要为风成沉积及红层沉积。
威尔逊的碳酸盐沉积模式是一个综合性的理想模式，在实际工作中，我们要汲取其中的有益思路，具体情况具体分析，切不可生搬硬套。
1. 什么好相什么的四字成语
好好先生 与人无争，只求相安无事的人。
花好月圆 花儿正盛开，月亮正圆满。比喻美好圆满。多用于祝贺人新婚。
娟好静秀 形容容貌秀美，性情柔和。
上好下甚 上面的喜爱什么，下面的人就会对此爱好的更加利害。
为好成歉 比喻好心得不到好报，将恩作仇。
众好众恶 众人喜爱或众人厌恶。
作好作歹 比喻用各种理由或方式反复劝说。
不好意思 ①表示碍于情面而只能怎样或不便怎样。②害羞；难为情。
来好息师 招致和好，停止战争。
弃好背盟 抛弃友好，违背盟誓。
三好二怯 指时好时病。形容体弱。同“三好两歹”。
三好两歹 身体三天好，两天不好。指时好时病。形容体弱。
三好两歉 指时好时病。形容体弱。
说好说歹 ①指百般劝说或请求。②褒贬，评论好坏。
2. 带相字的成语有哪些相亲相爱、相濡以沫、相见恨晚、生死相依、教学相长、大相径庭、相形见绌、肝胆相照、相得益彰、弹冠相庆、王侯将相、面面相觑、鹬蚌相争、相敬如宾、狭路相逢、自相矛盾、惺惺相惜、萍水相逢、休戚相关、相辅相成、刮目相看、心心相印、息息相关、似曾相识、陌路相逢、针锋相对、相提并论、伯乐相马文人相轻、骨肉相连、相安无事、相依为命、旗鼓相当、相映成趣、形影相吊、奔走相告、两情相悦、交相辉映、一脉相承、白衣卿相、陈陈相因、相形见拙、相生相克、同病相怜、另眼相看、短兵相接、相呴以湿、臭味相投、出将入相、真相大白、穷形尽相、冤冤相报、吉人天相、唇齿相依、守望相助、口耳相传反唇相讥、鸡犬相闻、开诚相见、和睦相处、祸福相依、刚柔相济、息息相通、不相为谋、口口相传、朝夕相处、意气相投、官官相护、素不相识、私相授受、相机行事、刮目相待、言行相顾、相逢恨晚、不相上下、气味相投、遥相呼应、红豆相思、额手相庆、山中宰相、相反相成、不耻相师、帝王将相、兵戎相见辅车相依、相鼠有皮、相貌堂堂、相对无言、代代相传、同气相求、形影相随、自相残杀、相时而动、一相情愿、相煎何急、项背相望、指囷相赠、凶相毕露、各不相谋、互相推诿、大相迳庭、以礼相待、入骨相思、相差无几、拔刀相助、一脉相传、相机而动、倒屣相迎、官官相卫、桴鼓相应、宽猛相济、怒目相视山水相连、赤诚相待、相与为一、相知恨晚、解囊相助、素不相能、地狱变相、骨肉相残、邂逅相遇、鸿案相庄、祸福相倚、相视而笑、浪子宰相、不相闻问、同声相应、燕雀相贺、青眼相看、冠盖相望、白首相知、恶语相加、相煎太急、推诚相见、两虎相争、名实相副、相沿成习、楚囚相对、两相情愿、相去无几。
3. 相什么的四字成语相的四字成语 ：
另眼相看、
代代相传、
面面相觑、
相提并论、
遥遥相对、
息息相关、
肝胆相照、
和睦相处、
交相辉映、
相得益彰、
鸿案相庄、
凶相毕露、
自相残杀、
守望相助、
相辅相成、
相形见绌、
言行相顾、
大相径庭、
相安无事、
萍水相逢、
形影相吊、
心心相印、
真相大白、
一脉相承、
素不相能、
陈陈相因、
相生相克、
唇齿相依、
生死相依、
素不相识
4. 相什么以什么的4字有什么相濡以沫
相得益彰
相形见绌
相敬如宾
相辅相成
相形见拙
相提并论
相映成趣
相依为命
相亲相爱
相见恨晚
相安无事
相机行事
相貌堂堂
相得益章
相与为一
相反相成
相濡以泽
相呴以湿
相视而笑
相时而动
相机而动
相煎太急
相鼠有皮
相生相成
相濡相呴
相知有素
相差无几
相生相克
5. 相的所有四字成语大全带相的成语
毫不相干：指丝毫没有任何联系
患难相扶：扶：支持，帮助。在忧患灾难中互相扶助
萍水相遇：比喻素不相识之人偶然相遇
推诚相待：诚：诚实的心意。指以真心对待人
舳舻相接：舳：船尾；舻：船头。形容船与船相接，数量多
拜相封侯：拜：用一定的礼仪授予某种名义或官职。任命为宰相，封为列侯。形容成就功名，官至极品
骨肉相亲：骨肉：骨和肉，比喻至亲；亲：亲爱。比喻父母、兄弟、子女之间相亲相爱的关系
怒目相视：
首尾相救：救：援助。头和尾相互援助。比喻前后互相援助
相互尊重：尊重：敬重，重视。指互相重视
相交有年：做朋友相交已有多年。形容交谊很深
相机而行：相机：观察当时情况。看当时的具体情况而决定自己的行动
相体裁衣：相：视。量体裁衣，比喻根据实际具体情况而做出***和行事
拔刀相济：拔：抽出。拔出刀来助战，多指见义勇为
备位将相：备位：充数，徒有其位。指白占据将相要位
表里相合：表里：内外；合：协同。里外相互协同
实不相瞒：瞒：欺骗。实话告诉，决不欺瞒
肝胆相见：肝胆：比喻真诚的心。比喻对人忠诚，以真心相待
两国相战，不斩来使：指作战双方不能杀来往的使者
两虎相斗，必有一伤：斗：争斗。比喻两个强者互相搏斗，必然有一方要遭严重损害
两虎相争，必有一伤：比喻两个强者互相搏斗，必然有一方要遭严重损害
形影相追：形：形体；影：身影；追：追随。像影子离不开形体一样，一刻也不分离。形容彼此关系密切
各不相下：各：各自；下：位置低。双方相***不出高下。指双方对峙分不出胜负
名实相称：指名声与实际一致
死伤相枕：枕：以头枕物。死亡受伤者相互枕藉而卧。形容伤亡者多
血脉相通：血脉：血统。指有血缘亲属关系。比喻关系极为亲密
有缘千里来相会：人与人之间只要有缘分，即使相离很远也会相见
白发相守：白头：头发白。指夫妻相爱相守一直到老
出洋相：露出令人作笑的丑相，略带幽默的失态
不明真相：明：了解清楚；真相：本来面目。不明白事情的本来面目
不相违背：指不会互相不符
互不相容：互相不能容纳对方。指高职位官员之间的一种关系，在行使职权时彼此不一致
互相残杀：彼此之间互相残酷地厮杀
天人相应：指人体与大自然有相似的方面或相似的变化
小家子相：相：相貌，样子。小户人家的气派
人不可貌相，海水不可斗量：相：估量，评价。指不能以貌取人就像海水不能用斗来量一样
鼎力相助：鼎力：大力。大力相助。指对别人对自己的大力帮助敬词，多用于求人相助时的客气话。常误用为表示自己对。
单相思：相思：想念。单恋，男女间仅一方爱慕另一方
相对无言：指彼此相对说不出话来。
相貌堂堂：形容人的仪表端正魁梧。
人不可貌相：不能只根据相貌、外表判断一个人。
吉人自有天相：相：帮助，保佑。谓天佑善人。同“吉人天相”。
烽火相连：烽火：古代边防报警的烟火。指边防常抓不懈，比喻战火不断。
人生何处不相逢：〖释义〗指人与人分手后总是有机会再见面的。
蚌鹬相持：比喻双方相争，两败俱伤，徒使第三者得利。
白头相并：犹言白头偕老。夫妻相亲相爱，一直到老。
自相惊扰：自己人互相惊吓不安。
真相毕露：真面目完全显露出来
鹬蚌相持：《战国策·燕策二》记载：蚌张开壳晒太阳，鹬去啄它，嘴被蚌壳夹住，两方都不相让。渔翁来后把两个都捉住。
义气相投：彼此志趣、性格相投合。
6. 四字成语,什么相相亲相爱、
相濡以沫、
相见恨晚、
生死相依、
教学相长、
大相径庭、
相形见绌、
肝胆相照、
相得益彰、
弹冠相庆、
王侯将相、
面面相觑、
鹬蚌相争、
相敬如宾、
狭路相逢、
自相矛盾、
惺惺相惜、
萍水相逢、
休戚相关、
相辅相成、
刮目相看、
心心相印、
息息相关、
似曾相识、
陌路相逢、
针锋相对、
相提并论、
伯乐相马、
文人相轻、
骨肉相连
(一)成岩相划分
研究自生矿物的种类及分布，对探讨储层的成岩环境、储层改造控制因素具有重要意义。塔里木北部地区白垩系碎屑岩储层中的自生矿物胶结类型具有明显的分带性，据此进行了成岩相的划分。
塔里木北部地区东、西部白垩系存在着明显差异。西部以方解石胶结为主;北部克拉苏构造带碎屑岩胶结物以硬石膏和白云石组合为主，秋里塔格构造带碎屑岩胶结物以方解石-硬石膏为主，英买力构造带以白云石和方沸石组合胶结为主，阳北构造带以方解石胶结为主，其中以白云石和方沸石组合胶结的英买力构造带储层物性最好。上述白垩系不同类型胶结物的组合，从平面上可以分成强胶结挤压致密型成岩相、中等胶结溶解型成岩相和弱胶结强溶解成型岩相3类(图5-15)。
1.强胶结挤压致密型成岩相
强胶结挤压致密型成岩相在塔里木北部地区主要分布在北部天山山前带，由于靠近北部造山带，受构造应力影响，储层颗粒间堆积密度比较大，颗粒间多以线接触为主。白垩系巴什基奇克组为终端扇沉积，巴西盖组为三角洲平原、前缘沉积，沉积环境决定了储层岩石粒级较细。强胶结致密型成岩相在北部由西向东也分为3个带。
1)西部方解石胶结致密带:以乌参1井为代表，方解石平均含量为13%。巴什基奇克组平均孔隙度为5.17%，平均渗透率为1.45×10-3μm2;舒善河组虽然埋深较巴什基奇克组大，但平均孔隙度为9.27%，平均渗透率为5.78×10-3μm2。此相带处于中成岩阶段A2期。
2)中北部方解石-白云石胶结带:主要分布在大北、吐北、克拉苏、克孜井区。此相带成岩作用相对最强，成岩演化处于中成岩阶段B期。由于较强的构造挤压作用和胶结作用，使其储层物性变差。此带除克拉2井区巴什基奇克组局部储层物性较好外，其他井的岩石物性都很差。如大北1井巴什基奇克组平均孔隙度为2.64%，平均渗透率为0.06×10-3μm2;巴西盖组平均孔隙度为2.24%，平均渗透率为0.093×10-3μm2;吐北2井平均孔隙度为2.66%，平均渗透率为0.416×10-3μm2。
3)东部方解石胶结带:主要分布区域为迪那、依南井区和野云2井区。此相带储层物性较差。如迪那201井巴什基奇克组平均孔隙度为5.28%，平均渗透率为0.13×10-3μm2;野云2井卡普沙良群平均孔隙度为3.1%，平均渗透率为0.53×10-3μm2。成岩演化在东部为中成岩阶段A2亚期。
2.中等胶结溶解型成岩相
中等胶结溶解型成岩相分布在中南部和东南部，分为两个不同胶结物组合带。
1)方解石-硬石膏中等胶结带:主要分布在却勒、羊塔克、东秋井区。此带胶结作用中等，并有一定的溶解作用，孔隙类型以粒间溶孔和粒间孔为主，岩石物性较好。如却勒101井巴什基奇克组平均孔隙度为9.84%，平均渗透率为9.18×10-3μm2;羊塔1井巴什基奇克组平均孔隙度为18.88%，平均渗透率为700×10-3μm2;东秋8井巴什基奇克组平均孔隙度为10.9%，平均渗透率为62.18×10-3μm2。
图5-15 库车前陆盆地白垩系胶结物组合分布
2)方解石中等胶结带:主要分布在牙哈、台2井、提2井区。如台2井巴什基奇克组平均孔隙度为9.48%，平均渗透率为23.47×10-3μm2;提2井平均孔隙度为12.8%，平均渗透率为71.8×10-3μm2。成岩演化处于中成岩阶段A2亚期。
3.弱胶结强溶解型成岩相
弱胶结强溶解型成岩相主要分布在英买力构造带、东河塘和轮南井区，整体上为方沸石-白云石弱胶结作用带。处于此带的砂岩储层胶结物含量很低，一般小于10%;孔隙发育且连通性好，孔隙以粒间孔为主，孔径大;成岩演化处于中成岩阶段A1亚期。如英买19井巴什基奇克组平均孔隙度为19.42%，平均渗透率为546.84×10-3μm2;轮南3井巴什基奇克组平均孔隙度为16.59%，平均渗透率为30.03×10-3μm2。下部的卡普沙良群储层物性也非常好。如轮南26井亚格列木组平均孔隙度为20.53%，平均渗透率为1058×10-3μm2;英买31井巴西盖组平均孔隙度为18.21%，平均渗透率为77.51×10-3μm2。此成岩相为最优质储层分布相带。
图5-16 白垩系方解石胶结物碳、氧同位素分布图
(二)砂岩中方解石胶结物形成机理探讨
自生矿物区域上的分布规律显示出自生矿物的组合是控制储层物性的主要因素之一，而方解石的存在是影响储层物性的最直接因素。早期方解石对保存粒间体积有利，而晚期方解石是导致库车坳陷储层致密的最主要原因。因此，了解方解石的形成机理及分布规律对预测库车坳陷白垩系优质储层的分布有重要意义。
在库车坳陷北部导致储层物性变差的主要原因就是大量方解石胶结物的出现，可以说方解石胶结物分布在库车坳陷的各个层段，但对储层物性致密起主导作用的地区主要分布在库车坳陷的北部。如东部野云2井，自生矿物成分比较单一，主要是方解石。由砂岩方解石胶结物中包裹体的均一温度***～135℃显示，方解石主要为中成岩阶段的产物。根据18口井白垩系砂岩中碳酸盐胶结物的碳、氧同位素值投影(图5-16)可以看出，分布在北部井下的白垩系砂岩中碳酸盐胶结物同位素负值偏大，落在了与有机质有关的碳酸盐范围内，为中成岩期的产物，其成因与有机质有关，常可见吸附沥青粘土膜外有方解石充填。而英买力、玉东2井碳、氧同位素值落在了成岩碳酸盐范围内，一般为早成岩期的产物。早成岩方解石在中成岩期溶蚀形成了大量溶孔，英买力井区和玉东2井区正处于中成岩阶段A1期的强溶解阶段，这是英买力井区、玉东2井成为优质储层的主要原因，也证实了库车坳陷南部成岩演化作用比北部弱。库车坳陷北部成岩强度大，正处于中成岩阶段A2-B期的强胶结阶段，这也正是北部储层物性较南部差的原因。
(三)成岩演化序列
成岩演化序列受古温度和成岩流体控制，不同的成岩流体控制了自生矿物的生成，因此利用自生矿物的纵向分布及平面上的展布特征可以进行储层预测。成岩序列的分析可以帮助了解储层的纵向成岩演化特征。
如在克拉2气田探井中，下白垩统常见到自生矿物演化序列为:早期为赤铁矿浸染的颗粒包裹粘土(伊利石/蒙皂石)，这种赤铁矿粘土的成因被解释为载有悬浮碎屑粘土和胶体铁的沉积孔隙水的重结晶作用，因而赤铁矿粘土为具有胶结物特性的碎屑骨架，重结晶的粘土为伊利石/蒙皂石(伊/蒙)混层，且随深度增加伊利石增加而蒙皂石减少。其次形成自生石英和少量的增生长石，由于赤铁矿粘土的包裹作用，其量很少。然后以孔隙充填和颗粒交代晶体的形式形成白云石和方解石，在白云石和方解石之后见到含铁白云石，含铁白云石镶边通常出现在白云石晶体上，形成条带状晶体，铁方解石镶边只是偶尔在方解石晶体上被发现。方沸石可能在铁白云石之后被沉淀，高岭石明显形成于上述所有胶结物之后。克拉201井样品含丰富的硬石膏，形成于少量的赤铁矿粘土和石英发育之后;克拉3井样品含少量后期孔隙充填的钠长石胶结物，形成于赤铁矿粘土和白云石之后。
羊塔克、英买力和玉东钻井样品中的下白垩统自生矿物演化序列与克拉苏井区相似，但也有明显的差异:大多数样品早期有赤铁矿浸染的颗粒包裹粘土(伊利石/蒙皂石)，部分样品没有赤铁矿颗粒包裹粘土(如羊塔5井)。其次形成石英和长石次生加大，但是由于赤铁矿粘土的包裹作用，其量特别少。每个样品都含痕量-中量的白云石，且可能是下一步沉淀形成的。大多数样品中发现了大量的方解石(英买21井为方解石，羊塔5井和玉东2井为铁方解石、方解石)。在同一样品中很少见白云石和方解石共生，后期形成的方解石已经嵌入白云石的菱形晶体。点状的孔隙充填的方沸石是一种很少量的胶结物，方沸石在碳酸盐胶结物之后形成。孔隙充填的硬石膏丰富，硬石膏形成于白云石、方沸石和黄铁矿胶结物之后并环绕之。在个别样品中可观察到白云石顶部有痕量的绿泥石并被方沸石包围，高岭石明显消失。
(四)成岩阶段划分
结合成岩演化序列和有机质热演化参数、矿物包裹体均一温度等对白垩系成岩演化阶段进行了划分，并分析了其在平面上的展布特征。碎屑岩储层主体处于中成岩阶段，不同地区有一定差异(表5-6;图5-17，图5-18)。
表5-6 粘土矿物分析结果
续表
注:Pa为坡缕石;An为蛇纹石;S为蒙皂石;I/S为伊/蒙混层;I为伊利石;K为高岭石;C为绿泥石;C/S为绿/蒙混层。
1.早成岩阶段B期
主要分布在英买力构造带和东河塘、轮南井区。处于早成岩阶段B期的储层所经受的最大古地温小于85℃;一般伊/蒙混层为无序混层，蒙皂石含量大于50%;孔隙类型以原生粒间孔为主，少量溶孔。英买19井粒间孔占79.3%，次生孔占21.7%;英买1井原生孔占绝对优势，为78.6%。分布在此区域的储层为最优质储层。
2.中成岩阶段A期
中成岩A期是寻找油层的主要层段。为了更有利于对储层的评价，将中成岩阶段A期分为A1和A2两个亚期。A1亚期为有机质低成熟阶段，A2亚期为有机质成熟阶段。
A1亚期:分布在此成岩阶段的储层经受的最大古地温小于110℃，伊/蒙混层矿物中蒙皂石含量为35%～50%，有机质低成熟。白垩系储层主要分布在此成岩阶段，如英买力构造、东河塘、轮南井区的白垩系。虽然处于同一成岩阶段，但储层物性的差异比较大，分析其原因主要是由于北部储层靠近造山带，受构造挤压强，颗粒堆积密度大，不利于流体的流通，导致胶结物含量增高。
A2亚期:分布在此成岩阶段的地层所经受的最大古温度为110～140℃，伊/蒙混层矿物中蒙皂石含量为15%～35%，有机质成熟。白垩系处于此阶段的区域包括西部的乌参1井区、却勒井区以及东南部地区的牙哈、提2井、提3井、台1井、台2井等井区。与A1亚期相似，虽然处于同一成岩演化阶段，但胶结物组合与孔隙组合类型存在着差异，导致储层物性差别很大。如西部的乌参1井白垩系以方解石胶结为主。克拉2井储层物性的优与差不是受控于成岩热演化程度。同处于A2亚期，南部的白垩系储层好于北部的古近系储层，如却勒101井巴什基奇克组平均孔隙度为9.84%，平均渗透率为9.18×10-3μm2;东秋8井巴什基奇克组平均孔隙度为10.9%，平均渗透率为62.18×10-3μm2。东部地区白垩系储层也好于北部白垩系储层，如台2井巴什基奇克组5172.75～5282.28m井段平均孔隙度为9.48%，平均渗透率为23.47×10-3μm2;提2井巴什基奇克组5203.63～5308.73m井段平均孔隙度为12.8%，平均渗透率为71.8×10-3μm2。
图5-17 成岩阶段划分
图5-18 库生前陆盆地白垩系成岩阶段分区
3.中成岩阶段B期
分布在此成岩阶段的地层所经受的最大古温度大于140℃，伊/蒙混层中蒙皂石含量小于15%，有机质高成熟，为凝析油湿气阶段。根据实际资料分析，库车坳陷北部白垩系储层已进入了中成岩阶段B期，在克拉2井、克拉3井利用包裹体测定的最大均一温度均大于140℃。在库车坳陷北部发现大量的天然气，这与成岩演化阶段是一致的。中成岩阶段B期成岩作用强，导致储层致密，如克拉2井卡普沙良群3992.54～4069.412m井段平均孔隙度为9.43%，平均渗透率为0.95×10-3μm2。西部吐格尔明地区受后期构造影响抬升较高，白垩系埋深明显变浅，如吐孜1井2572.23～2577.73m井段平均孔隙度为15.62%，平均渗透率为2.41×10-3μm2，尽管埋深很浅但储层物性也不是非常好。野云2井卡普沙良群5986.15～6070.68m井段平均孔隙度为3.1%，平均渗透率为0.53×10-3μm2。
随着南华狭窄洋盆的萎缩、消亡，中元古代末扬子、华夏古陆块碰撞，发生武陵运动，形成广阔的陆间造山带，华南陆块形成，推测该时期由皖南、赣东北经赣中九岭、黔东北梵净山至桂北四堡存在一个扬子古陆东南大陆边缘的弧陆拼贴带(丘元禧，1999)，同时出现前陆盆地型沉积组合。
(一)碰撞－板内岩浆岩相
本区在中元古代末、新元古代初进入了碰撞－陆内造山的发展、演化历程，区域上该类型岩浆岩以休宁岩体(Ｒb－Sr等时年龄963±6Ma，邢凤鸣等，1989)、九岭岩体(40Ar/39Ar法，937.1±6.4Ma，胡世玲等，1985)、许村岩体等为代表，它们组成了弧陆碰撞后的陆壳重熔花岗岩带(丘元禧，1999)。
该地区形成了淡色花岗岩组合为代表的构造热***，它反映了本区武陵造山运动的结束。以梵净山地区出露的白云母花岗岩组合为代表，地表所见岩体呈小岩株、岩脉等，出露面积均小于1km2。据物探资料推断，地下深处可能是彼此相连的隐伏岩基。岩体侵位于梵净山群中，与围岩突变接触，内接触带不明显，且宽度甚窄，有黑云母偏集或电气石集中的现象。岩体顶部时而出现团块状和囊状伟晶岩体。
1.岩石学特征
根据花岗质岩石的结构构造特征、矿物成分和结晶程度的不同，以及冷凝先后的差别，划分为表18所列的岩类。
表18酸性侵入岩组合岩石分类表
白云母花岗岩:岩体均为切割出露，地表所见多属边缘相，个别岩体可见到过渡相。过渡相以细－中粒白云母花岗岩为主，边缘相宽度较大，包括中－细粒、细粒和似斑状3种白云母花岗岩，从内到外，有粒度变细之势。
花岗伟晶岩:按产状分为脉状(主)和团块状、囊状两种类型。脉状者常成群出现，厚数十厘米至一二十米，延长数十至千余米。岩石伟晶结构明显，岩脉的分带性较差。
钠长岩:呈脉状、透镜状及囊状产于梵净山群的裂隙中，厚度多小于1m。
长英岩:呈细小脉状侵入于副变质岩中。
梵净山地区花岗质岩石的矿物成分以几乎不含暗色矿物为特征。主要矿物为石英、钾长石和钠长石，次为白云母和电气石，另还有微量黄玉、石榴子石、磷灰石、锆石、独居石和其他气成－热液矿物。白云母花岗岩的主要矿物含量随相带结晶程度的不同而有所变化，即由过渡相－边缘相，粒度随之变小，石英和钠长石含量增加，而钾长石减少。
钠长石有两个世代，早世代者数量极少，呈自形粒状存在于石英中;晚世代的钠长石呈他形－半自形粒状，常具清晰的聚片双晶。其他脉岩中的钠长石与后者特征相同。费氏台测得其An为3～7。
钾长石主要为不规则他形粒状，一般未见双晶，仅时具卡斯巴双晶，属微斜纹长石。根据人工重砂分析所获副矿物的含量及组合关系，属锆石－磷灰石型。锆石多呈浅玫瑰色，半透明—透明，以{100}、{110}、{111}组成的聚形为主。磷灰石呈自形柱粒状，包裹于石英中，粒度极小，一般为0.02～0.03×0.06～0.08mm。白云母花岗岩的自变质作用较强，主要有钾长石化、钠长石化、云英岩化和绢云母化等。在空间分布上分带性明显，即岩体由内向外依次出现上述自变质“序列”。
2.岩石地球化学特征
(1)主量元素特征:白云母花岗岩的主量元素含量及CIPW标准矿物成分如表19和表20所列，与黎彤(1998)的中国花岗岩平均值比较，显示如下特征:
表19梵净山地区白云母花岗岩主量元素含量
资料来源:《贵州省区域地质志》。
表20梵净山地区白云母花岗岩相关数值特征及CIPW标准矿物成分
资料来源:《贵州省区域地质志》。
1)SiO2含量偏高，属超酸性岩类，标准矿物中的石英(Q)也明显偏高;
2)铁、镁含量明显较低，反映出暗色矿物极少;
3)梵净山地区的白云母花岗岩属富硅，相对富钾，贫镁、铁、钙的超酸性浅色花岗岩;
4)钙含量低，故标准矿物中的钠长石(Ab)大大多于钙长石(An);
5)Al2O3，Na2O，K2O与中国花岗岩平均值接近，但由于CaO低，标准矿物出现刚玉，属铝过饱和岩石类型。
(2)稀土元素特征:白云母花岗岩的稀土元素含量如表21和表22所列，配分型式如图23所示，显示如下特征:
表21梵净山地区白云母花岗岩稀土元素含量wB/10－6
表22梵净山地区白云母花岗岩稀土元素数值特征
分布型式呈比较陡的右倾型，CeN/YbN值分别为5.32和5.28，与北美页岩的CeN/YbN值(6.01)接近;Eu含量甚低，分布模式呈现Eu为降幅极大的低谷，δEu仅为0.01，高度亏损，表明梵净山地区的白云母花岗岩为壳源花岗岩且经历了岩浆分异作用。
(3)微量元素特征:微量元素含量(表23)及特征显示(图24)，Ｒb的含量相当高，富集程度已近矿体品位要求，据光谱半定量分析数值结果，白云母花岗岩平均含W达50×10－6，Sn达125.6×10－6，反映出以富W，Sn，Ｒb等成矿元素为特征，属“钨列花岗岩”。另尚含F达1370×10－6、B达900×10－6，显示岩体挥发组分相当丰富。
图23梵净山地区白云母花岗岩稀土元素配分型式
表23梵净山地区白云母花岗岩微量元素含量wB/10－6
3.形成时代及构造环境
白云母花岗岩体未穿过梵净山群与上覆青白口系之间的不整合面，且在芙蓉坝组底砾岩中见有该类型白云母花岗岩的砾石，同时被武陵期的断裂切割，说明岩体形成时间应在武陵期的运动结束之前。此类花岗岩的形成，一般是在碰撞造山阶段晚期，应该是中元古代末构造－热***的产物。
20世纪70年代中期所取较新鲜的岩心样品中，白云母钾－氩年龄值为966Ma，与白云母花岗岩有成因联系的气成高温云英岩脉中的白云母，钾－氩年龄值为905Ma。考虑到钾－氩法测定的年龄一般偏新10%左右，本书认为梵净山地区花岗岩组合的形成时间大约为距今1000Ma。白云母花岗岩的岩石学、岩石地球化学特征均反映出具有典型壳源重熔花岗岩的属性，用徐克勤等的分类及术语，即属陆壳改造型花岗岩。其构造－花岗岩类型属同造山S型，构造类型属同碰撞花岗岩，并具后造山型花岗岩类特点(图25，图26)，代表了Ｒodinia超大陆聚合***在本区的反映，同时也代表了本区武陵造山运动的结束。
图24梵净山地区白云母花岗岩微量元素配分型式
图25梵净山地区白云母花岗岩Ｒ1－Ｒ2构造环境判别(据BatchelatBowdden，1985)1—地幔分离;2—板块碰撞前;3—碰撞后抬升;4—造山晚期;5—非造山;6—同碰撞;7—造山期后
(二)前陆磨拉石盆地相
武陵运动使中、新元古代地层出现角度不整合关系，使中元古代地层发生绿片岩相区域动力变质作用，同时也形成了前陆磨拉石盆地沉积，在区内则以从江地区和梵净山地区发育的新元古代芙蓉坝组、甲路组第一段，白竹组第一段砂、砾岩沉积为代表。
1.从江地区
分布在黔东从江地区及桂北地区，称为甲路组第一段或白竹组第一段。
从江地区岩性主要为灰、灰绿色中—厚层变质细砂岩、变质粉砂岩、石英绿泥绢云母千枚岩、粉砂质绢云千枚岩及白云母片岩。据剖面和路线调查资料，向上砂质成分逐渐减少，泥质成分增多;横向上由北向南砂质逐渐增多。厚度变化较大，为370～750m，在下敖里、雍里和俾痛坳等地有零星出露。与下伏四堡岩群为角度不整合接触。
下部岩性由灰、灰绿色中—厚层变质细砂岩、中厚层变质粉砂岩夹石英绿泥绢云母千枚岩、白云母片岩组成，以变质砂岩为主。在从江根勇一带底部见变质砾岩。
变质砾岩产于底部，颜色为灰、灰绿色，其下部砾石含量较高，达40%，往上含量逐渐减少，过渡为含砾绿泥千枚岩。砾石主要为变质砂岩、变质粉砂岩、绿泥千枚岩、花岗岩等;砾径5cm×10cm居多，个别达30cm，小者2mm×5mm，向上砾径变小，具正粒序特征;砾石磨圆度为圆状、次圆状;形态以椭圆状、长条状、扁平状，长轴多具定向排列特征。基质为砂泥质，蚀变为千枚岩或片岩，基底式胶结。该层横向上厚度变化较大，在从江加扒下寨一带厚32m，在梵净山一带厚十多米，部分地区缺失此层。变质砂岩多为灰色、灰绿色，厚层—块状，变余细粒结构，胶结物具鳞片变晶结构。局部可见平行层理，变质砂岩中局部见大型交错层理，层系厚15～20cm，似为潮汐作用下的沉积。交错层理由细砂级石英颗粒组成，与其上的岩性多为渐变过渡，界面为突变者极少。千枚岩中偶有细砂纹层，纹层由粉砂级石英颗粒组成，形成明暗相间的条纹特征。片岩变形较强，普遍具两期变形变质，早期片理被后期劈理改造形成典型的“S－C”组构。
江南造山带西南段地质构造特征及其演化
图26梵净山地区白云母花岗岩构造环境判别|I***—岛弧花岗岩类;C***—大陆弧花岗岩类;CCG—大陆碰撞花岗岩类;POG—后造山花岗岩类;ＲＲG—与裂谷有关的花岗岩类;CEUG—与大陆抬生有关的花岗岩类上部岩性主要由浅灰、灰绿色石英绢云千枚岩、石英白云母片岩夹少量灰绿色中厚—厚层变质石英细砂岩组成，局部夹蚀变基性火山岩，以较多千枚岩、片岩的出现为标志与下部的变质砂岩区别，普遍变形变质较强。岩石中沉积构造已被完全改造，在根勇附近下部有含锰质绿泥绢云千枚岩呈透镜状、似层状产出。
桂北地区底部为灰、灰绿色变质砾岩、含砾粗砂岩、含砾绢云石英千枚岩(或片岩)。砾石成分复杂，主要有变质砂岩、变粒岩、千枚岩、硅质岩及脉石英，局部见有基性岩、花岗岩和花岗闪长岩砾石。下部为变质砂岩夹千枚岩或片岩，千枚岩夹变质砂岩;上部基本为片岩或千枚岩，厚237～569m。区域上可与黔东地区芙蓉坝组或甲路组第一段对比。
2.梵净山地区
梵净山地区该时期前陆磨拉石盆地沉积地层称为芙蓉坝组。
芙蓉坝组:即原甲路组第一段和红子溪组第一段。由灰绿、紫红色块状变质砾岩、砂砾岩及变余岩屑砂岩等组成，多以砾岩为主;局部全为砂岩，含铁较高。砾石成分有板岩、变余砂岩、石英岩、辉绿岩、白云母花岗岩(白岗岩)等，砾径一般2～10cm，大者60～70cm，个别可达100cm，呈棱角状—次滚圆状，砂泥质胶结。变质砾岩与变质含砾砂岩、砂岩横向连续呈过渡关系，厚1～69m。以变质砂砾岩的出现与下伏梵净山群变质砂岩、板岩、千枚岩及变质火山岩划界，两者为角度不整合接触。
海洋碳酸盐沉积受生物、水文和自然地理等多种条件的控制，沉积作用因素复杂，给建立碳酸盐沉积相带模式带来困难。碳酸盐沉积相和沉积环境的理想序列，至今尚没有一个完整无缺的模式。目前关于海洋碳酸盐沉积相模式较多，择几种简述如下。
1.按能量带划分的沉积相模式
肖（Shaw，1964）把浅海碳酸盐岩沉积区划分为陆表海和陆缘海两种类型，首次论述了陆表海的水能量特征，提出陆表海碳酸盐沉积分异主要取决于海水的能量；陆表海内波浪、海流以及潮汐作用是控制碳酸盐分带的主要因素。
欧文（Irwin，1965）根据肖的理论，进一步提出了陆表海沉积模式和能量带的理想序列，按照能量把没有或仅有很少陆源物质输入的陆表海（清水盆地）从海岸到广海方向划分为X、Y、Z三个带（图8-26）。
图8-26 欧文的碳酸盐沉积相模式
（据欧文，1965）
X带（低能带）广海浪基面以下，宽约数百千米。该带很少受到扰动，只有海流才能作用于海底。沉积物主要是从高能带（Y）带来的细粒碎屑物质，形成粉屑灰泥沉积。该带氧的供应相对不足，使底栖生物和藻的生长受到限制。该带水体较深，水温较低，不利于灰泥形成，一般沉积速率较慢，沉积物厚度较小。沉积物一般呈暗色，发育典型的水平层理。
Y带（高能带）宽约数十千米，波浪和潮汐作用都十分活跃，阳光充足，氧气充分，底栖生物及藻类大量繁盛，常形成生物礁或生物滩。向滨岸一侧，由于水动力较强形成各种较粗的碳酸盐异化颗粒，如鲕粒、生物碎屑和内碎屑等。粒屑主要由砂砾级粗碎屑组成，泥质很少。粗颗粒大都被磨蚀分选，原始孔隙度高，多为亮晶胶结物所充填。由于生物碎屑或鲕粒受到波浪和水流的牵引、簸选，往往形成具交错层理的、分选良好的颗粒灰岩。
Z带（低能带）宽度可达数百千米，该带海水较浅，不超过几米，海水循环不畅，主要受潮汐的影响，波浪的作用已经很小，只有风暴才能引起局部的波浪作用。Z带海底坡度很小，或近于平坦，水浅，因而分布广泛。在靠近滨岸地带，如气候干燥炎热，水流停滞，可使海水蒸发，盐度不断增高，形成白云岩、硬石膏、石膏以及各类盐类沉积物。此带的碳酸盐沉积物主要是低能的灰泥。其中一部分是从高能带中搬运而来的；另一部分是以物理化学方式从海水中直接沉淀下来的。所形成的岩石主要是泥晶灰岩或纹层状灰岩及白云岩。Z带内形成的沉积岩中普遍富含球状颗粒，常见干裂和鸟眼构造、扁平砾石、蠕虫钻孔及生物垂直潜穴等沉积构造，据此区别于X带的碳酸盐沉积。由于Z带海水较浅，循环又受局限，盐度和温度变化都比较大，因此生物极不发育，数量也极为稀少，仅见蓝绿藻、介形虫、腹足类等少量生物化石。
拉波特（L.F.Laport，1967，1969）继承并进一步修改了肖和欧文所建立的模式，认为潮汐作用在海水动力能量分带上起重要作用。他发现由于潮汐面频繁变动经常引起能量带的复杂迁移和变换，因而形成各相带的变替和穿插。因此把碳酸盐的能量相带与潮汐分带结合起来，划分出四个相带（图8-27）：①潮上及潮间带，相当于欧文的Z带；②浅的潮下带，位于浪基面以上，相当于欧文的Y带；③无陆源沉积的潮下带，位于浪基面以下，无细粒陆源碎屑物（主要指黏土），相当于欧文的X带的上部；④有陆源沉积的潮下带，位于浪基面之下，有陆源黏土沉积物，相当于欧文的X带的下部。拉波特对欧文能量相带，特别是潮下带进行了详细划分，将潮下带划分为三个相带：分别相当于Y带、X2、X1带。
图8-27 拉波特（1967，1969）碳酸盐沉积模式
（转引自刘宝珺和曾允孚，1985）
2.碳酸盐缓坡沉积相模式
在归纳已有海相碳酸盐沉积模式的基础上，Read（1989）、Burchette（1992）提出了碳酸盐缓坡沉积相模式。在Read的模式中，又将缓坡分成等斜缓坡和远端变陡缓坡两种类型。
（1）等斜缓坡模式
等斜缓坡系指具有比较均一和平缓的、从岸线逐渐进入盆地的缓慢倾斜的斜坡，与较深水的低能环境之间无明显的坡折，波浪搅动带位于近岸处（图8-28）。现代实例包括波斯湾（Parser，1***3）和沙克湾（Logan et al.，1***4）。等斜缓坡由岸向海划分为4个相带：①潮坪和潟湖相；②浅滩或鲕粒（团粒）沙滩的浅水组合；③较深水缓坡泥质粒泥灰岩或灰泥灰岩，含各种完整的广海生物群化石、结核状层理、向上变细的风暴层序和生物潜穴，斜坡下部也可具海底胶结的碳酸盐建隆；④斜坡和盆地的灰泥灰岩和具页岩夹层的灰泥灰岩，重力流成因的角砾岩和部分浊积岩。Read认为，拉波特模式就是这种等斜缓坡模式。Carozzi甚至提出，欧文（lrwin，1965）所提出的X、Y、Z三带划分的清水碳酸盐沉积模式也属于等斜缓坡模式。
图8-28 等斜缓坡模式
（据Read，1989）
（2）远端变陡缓坡模式
远端变陡的缓坡在近岸处类似于等斜缓坡模式，而在远岸较深水处，由于加积和滑塌作用可形成较明显的坡折，从而具有台地的一些特征（图8-29）。然而，远端变陡的缓坡不同于下述的镶边陆棚或孤立台地，后两者的坡折带与陆棚边缘高能带重合，而前者高能带则位于近岸处，不仅坡折带不与高能带重合，其坡折带位于水下较深处的低能带，因而，此类缓坡的坡折带与浅水高能带之间有较远的距离，堆积在变陡缓坡末端或盆地边缘的深水角砾状灰岩主要来自浪基面之下的深水缓坡或斜坡滑塌的碎屑物，并以缺乏浅水礁或滩的碎屑为前后两者的主要区别。远端变陡缓坡的沉积相划分与等斜缓坡类似，一般也分为4个相带，前三个相带沉积特征与等斜缓坡一致，在斜坡和盆地边缘相带的沉积物类型则不同于等斜缓坡，岩层内不含有大量层内冲刷充填构造，夹有斜坡相碎屑的角砾状灰岩，浅水相的碎屑罕见。角砾状灰岩呈槽状或席状，同时还有一些互层状的浊流和等深流成因的异地颗粒灰岩。这些特征均反映了进入斜坡的坡度较陡。古代实例以Cook et al.（1***7）描述的美国西部上寒武统-下奥陶统的沉积层序为例，现代实例为犹卡坦半岛为例。
3.碳酸盐台地沉积相模式
碳酸盐台地这一术语尽管在国内外得到广泛应用，但不同学者对它的认识却不完全一致。这里所指的碳酸盐台地引用的是Read（1989）的概念，主要指具有水平的顶和陡峻的陆棚边缘的碳酸盐沉积海域，在这个边缘上具有“高能量”沉积物，而不管该海域是否与陆地毗连和其延伸范围。
图8-29 远端变陡缓坡模式
（据Read，1989）
依据碳酸盐台地的定义，Read在1985年所建立的镶边陆棚和孤立台地（包括海洋环礁）都属于碳酸盐台地相模式中的类型。实际上，如果不考虑是否与陆地毗连，孤立台地（海洋环礁）也可视作镶边的陆棚。Tucker＆Wright（1990）提出的碳酸盐台地分类和概念模式如图8-30所示。
图8-30 碳酸盐台地的分类和概念模式
（据Tucker＆Wright，1990；转引自周江羽等，2010）
镶边碳酸盐陆棚是一种典型的浅水台地，其特征是：外部扰动边缘是以坡度明显增加（可达60°或更大）而进入深水盆地，并以此与碳酸盐缓坡模式相区别，并以沿陆棚边缘有连续到半连续的镶边或障壁礁或滩限制着海水循环和波浪作用，向陆一侧则形成局限的陆棚或低能潟湖（Gin***urg＆James，1***4）。全新世镶边陆棚的实例有澳大利亚大堡礁（Maxwell，1968），伯利兹陆棚、南佛罗里达陆棚（Enos＆Penkins，1***7）和昆士兰淹没陆棚。国内外古代的镶边陆棚模式就更多。
孤立台地和海洋环礁的四周都被深达数百至数千米的海水所包围。其边缘和内部的沉积特征和相带划分与前述的镶边陆棚较为类似，都具有堆积塌积物为主的边缘陡崖（60°或更大）和发育于台地边缘坡折带上的高能带，以沉积生物礁或鲕粒滩为主。区别是孤立台地边缘可以迎风也可以背风，并围绕台地呈环状分布。如巴哈马台地即属于一种典型的孤立台地，它发育在由于断裂所引起的地垒上，其基底可能是陆壳或过渡壳。海洋环礁属孤立台地的特殊类型，常发育在隆起的大洋火山上，周缘水深可达近千米至数千米。我国南沙群岛中的永兴岛属于此类型的现代实例，古代实例以广西南丹泥盆系龙头山马蹄形环礁为例（田洪均，1985）。
4.综合碳酸盐沉积相模式
（1）威尔逊沉积相模式
威尔逊（J.L.Wilson，1***5）综合了古代及现代碳酸盐的大量沉积模式，吸收了按能量划分碳酸盐相带的优点，根据海底地形、潮汐、波浪、氧化界面、盐度、水深、海水循环、气候条件等因素建立了综合的碳酸盐沉积的标准相带模式。把海洋碳酸盐沉积划分为三大相区和九个标准相带，还提出九个标准相带的22种微相类型（图8-31，表8-2）。
图8-31 威尔逊（1***5）碳酸盐沉积相模式
（转引自刘宝珺和曾允孚，1985）
1）盆地相：指远海深水盆地相，不利于底栖生物生长和碳酸盐岩的沉积，其沉积作用取决于黏土质和硅质的流入量以及浮游生物残骸的注入量。滞流缺氧和过咸化条件均可能存在。盆地相又可分为下列几种类型。
碳酸盐浊积岩相 由邻近陆棚及陆棚斜坡的钙质角砾、微角砾、灰砂等组成的异地来源的碳酸盐组成。其岩性及厚度变化都很大。
深水非补偿地槽相 主要是异地碳酸盐堆积。常见的岩石类型有放射虫硅质岩、红色生物泥晶灰岩及红色结核灰岩、浅色远洋泥晶灰岩、暗色盆地泥晶灰岩、海绵骨针灰岩，以及含菊石、放射虫、有孔虫、远洋双壳类和棘皮类的微球粒泥晶灰岩等。
克拉通盆地（非补偿的和滞流缺氧的）碳酸盐相 这是一个位于氧化面以下的静水沉积环境。水深至少为30m，一般几百米。主要岩石类型为暗色薄层灰岩、暗色页岩或粉砂岩及薄石膏层。发育有毫米级的纹理，也有波状交错层。陆源碎屑岩为薄层石英粉砂岩及页岩，与石灰岩互层出现，常见有燧石。生物群主要为游泳及浮游生物，大型生物化石有笔石、菊石、海绵骨针等，微体化石有钙藻、放射虫和硅藻等。
2）开阔陆棚相：这是典型的较深的浅海沉积环境，水深几十米到100m，一般为氧化环境，盐度正常，水循环良好。海底一般在浪基面以下，但是大的风暴也可以影响底部沉积物。陆棚较宽阔，沉积作用相当均匀。
表8-2 威尔逊（1***5）碳酸盐沉积相模式几个标准相带的微相类型
（转引自刘宝珺和曾允孚，1985）
3）台地斜坡脚相：位于碳酸盐台地的斜坡末端，其沉积物由远洋浮游生物及来自相邻的碳酸盐台地的细碎屑物质组成，海底一般位于浪基面以下，但在氧化界面以上。
4）台地前斜坡相：此相带位于深水陆棚与浅水碳酸盐台地的过渡地带，斜坡的角度可达30°，从浪基面之上一直延续到浪基面以下，但一般位于氧化面的下限以上。化石十分丰富，发育有广海生物。
5）台地边缘生物礁相：其生态特征取决于海水的能量、斜坡坡度、生物的产生能力、造礁生物的数量、黏结作用、捕集作用、出露水面的频率以及后来的胶结作用。可分三种类型：下斜坡碳酸盐泥和生物碎屑堆积、有生物碎屑的圆丘礁缓坡及生物骨架建筑的礁环。
6）台地边缘滩相：此相带碳酸盐颗粒主要呈沙洲、海滩、扇状或带状的滨外坝产出。沉积物经潮汐水流和岸流的簸选而比较洁净。此带盐度正常，海水循环良好，氧气充足。但由于底质常变动，因此不利于海洋生物生活。
7）开阔台地相：此相带位于台地边缘内的海峡、潟湖以及海湾中，水较浅，几米到几十米。盐度近于正常或略偏高。海水循环中等。这种环境条件适合各种生物生长，但无窄盐度生物。沉积物中含有相当数量的灰泥，结构变化不大。
8）局限台地相：这是一种潟湖相，还包括潮间带环境。海水循环受到限制，海水一般比较浅，盐度变化较大，淡水、盐水、超盐水均有。此带的天然堤、潮间坪、潟湖及池沼中，主要沉积灰泥。粗沉积物出现在潮汐水道中或局部的海滩上。有些地方可暴露于水面以上，氧化和还原环境均可产生。淡水植物和海洋植物均有发育。沉积物的成岩变化显著。主要岩石类型为灰泥沉积，也发育有白云岩，岩石颜色浅。发育纹理和鸟眼构造，为具藻叠层石、小型递变层理、白云石及钙质层壳等的潮汐水道的砂沉积，还出现交错层理。陆源碎屑少，但局部地区有风成碎屑物质堆积，常呈分选良好的砂层。动物及植物化石均很少。
9）台地蒸发岩相：即潮上相带，干热地区的潮上盐沼地或萨布哈沉积是该相的典型代表。台地蒸发岩相经常位于海平面之上，仅在特大***或特大风暴时才被海水淹没。主要岩石类型为白云岩及石膏或硬石膏，它们很可能是交代成因的，常与红层共生。陆源碎屑极为普遍，主要为风成及红层沉积。纹理发育，常有泥裂、藻叠层等构造，还发育有同生及成岩期的变形构造，如结核、肠状构造、羽状构造等。原地生长的生物很少。
威尔逊模式九个相带的划分比较详细系统，是一个比较完善的综合性模式，已被普遍使用。它的基本格局仍是低能—高能—低能这三大相区。威尔逊盆地相区的1、2、3 相带，其海底深度均位于浪基面之下，水体运动很弱或处于静海状态，属低能带，与欧文的X相带相当。威尔逊的台地边缘相区的4、5、6相带，其海底深度均位于浪基面之上，波浪作用强烈，均属高能带，并且这三个相带亦均较窄，与欧文的Y相带相当。威尔逊的台地相区的7、8、9相带，均位于台地边缘相区之后，这里波浪能量消失，水体运动均比较弱，属低能带，大致与欧文模式的Z相带相当。但是开阔台地相台（7相带）也可能有部分地区海底水动能较高。
（2）塔克碳酸盐相模式
塔克碳酸盐相模式（Tucker，1981）认为，一个典型而完整的碳酸盐相模式应具有如下特征（图8-32）：在近岸潮间-潮上带，以碳酸盐泥坪为主，如果处在干燥气候带，向陆方向过渡为萨布哈及盐沼的蒸发沉积；在浅水到深水陆棚区，为碳酸盐砂屑及泥晶沉积为主，其中，陆棚或沿陆棚边缘发育的高能浅水区是鲕粒等颗粒生成的场所，由鲕粒和骨骼砂可以形成沙堤、海滩或浅滩；沿着沙堤岸线，在沟通潟湖与开阔陆棚的主要潮汐通道口上，可以发育碳酸盐潮汐三角洲，也是鲕粒生成场所；沿着陆棚边缘，礁和其他碳酸盐岩隆经常发育，可形成障壁地形，导致礁后陆棚静水潟湖的形成，海水循环受限制；在陆棚或开放潟湖内，常形成小的斑礁；沿陆棚边缘，来自礁及滩的碳酸盐碎屑可以通过碎屑流及浊流被搬运进邻近盆地。
在很少陆源物注人盆地的条件下，则可有异地搬运的远海碳酸盐沉积作用发生。塔克模式的主要特点是将碳酸盐沉积作用与7个主要环境联系起来划分成潮上-潮间坪、潟湖及局限海湾、潮间-潮下浅滩区、开阔陆棚及台地（由浅水至深水）、礁及碳酸盐岩隆、前缘斜坡和盆地7个相带，其中盆地包括其他欠补偿的远海碳酸盐沉积区和碳酸盐浊积盆地。塔克碳酸盐相模式又将前五种环境划归碳酸盐台地-陆表海，将后两种划归盆地较深水区或斜坡区。该模式同威尔逊模式相比较，不同点在于塔克模式中将盆地与陆棚放在一起，台地边缘生物礁与浅滩合并。在碳酸盐台地中则将潟湖（局限台地）与潮坪分开，开阔台地内又分出浅水碳酸盐沙滩，局部出现斑（点）礁及泥丘。相对威尔逊模式，塔克这个模式更切合陆表海碳酸盐沉积作用。
图8-32 主要的碳酸盐沉积物的沉积环境及其相特征
（据Tucker，1981；转引自周江羽等，2010）
克拉玛依油田位于准噶尔盆地西北缘的克拉玛依市区附近，东南距***市约400km。油田呈NE—SW向展布，长约50km，宽约10km。
克拉玛依油田发现于1955年10月，发现井为克拉玛依1号探井，位于油田西部二区南黑油山背斜轴部。该井于1955年7月6日开钻，10月20日完钻，完钻井深620m，钻穿侏罗系、三叠系进入石炭系完钻。产层为中三叠统克拉玛依组下亚组(T2k1)S7砂层组，井段为487.5～507.5m。折算日产油19.62t。
克拉玛依油田发现后，立即在盆地西北缘展开了大规模的油气勘探，到1958年基本探明了克拉玛依油田的规模，并选定了一区、二区和七东区陆续投入正式开发。
克拉玛依油田共钻各类探井1000多口，钻各类开发生产井6300多口，油田的***出程度为16.09%，综合气油比100m3/t，综合含水率59.7%。
5.1.1构造及圈闭特征
克拉玛依油田位于准噶尔盆地西北缘冲断带上，受断裂带控制。冲断带呈NE向展布，由红—车断裂带、克—乌断裂带、乌—夏断裂带组成。克拉玛依油田处于克—乌断裂带的西南端，即克拉玛依—白碱滩段。
主断裂穿过油田中部，NE走向，断面向NW倾，上陡(60°～75°)下缓(20°～45°)，呈“犁状”。以三叠系底界计算，其垂直断距280～1200m，水平断距100～1400m，断裂发生于海西晚期，活动一直延续到燕山早期的中侏罗世末期，断裂带隐伏在晚侏罗世—白垩纪沉积层之下，为油气聚集创造了良好的保存条件。主断裂具有明显的同沉积性，使上下盘地层有显著的差别。在长期构造活动中，主断裂又派生出若干分支断裂。从其走向可分为两组:一组近东西向，主要包括有南黑油山断裂、北黑油山断裂、南白碱滩断裂、北白碱滩断裂等;另一组为NW－SE向，主要有大侏罗沟断裂带等。由于断裂在剖面上呈雁行状的切割，使油田形成了由北西向南东逐级下降的断阶构造。地层为由北西向南东倾的单斜，倾角一般为5°～10°;近断裂附近往往形成局部挠曲或鼻状构造，地层倾角可增大到15°～25°;根据断裂的切割情况，油田被划分成10个开发区，即一、二、三、四、五、六、七、八、九和黑油山区(图5.1)。
克拉玛依油田东南方的玛纳斯湖生油凹陷，是油田的主要油源区。从晚二叠世开始至白垩纪末，盆地逐渐扩大，各时期沉积向边缘地区逐层超覆，因而使处在边缘相的克拉玛依油田地区形成5次大规模的地层超覆不整合。加之断裂活动相伴随，为油气的运移和储集创造了良好的条件。
在其构造和沉积的背景下，具有克拉玛依油田多种类型的圈闭，主要是:
图5.1 克拉玛依油田综合图
(1)断块圈闭
多为沿主断裂线分布的前缘断块，即被两条断裂所夹持的封闭型断块，如七区、九区南部的小断块区等。
(2)断裂遮挡的地层超覆圈闭
各区块克下组油藏多属此类。
(3)断裂遮挡的岩性圈闭
如五区、八区的中三叠统油藏、上二叠统乌尔禾组油藏等。
(4)地层超覆不整合圈闭
多见于主断裂上盘，侏罗系、白垩系超覆不整合在石炭系或三叠系之上，形成浅层稠油藏，如六区、九区上侏罗统齐古组油藏等。
(5)潜山型不整合圈闭
地层超覆不整合面之下，往往形成基岩潜山型不整合圈闭，如一区、三区、六中区石炭系火山岩油藏，五区、七区和九区南部下二叠统佳木河组(P1j)火山碎屑岩油藏(图5.2、图5.3)。
图5.2 克拉玛依油田五区—三区油藏剖面图
5.1.2储集层
5.1.2.1储集层简况
(1)石炭—二叠系(C—P1)
以中基性火山喷发岩为主，其次为少量酸性喷发岩、轻变质砂砾岩和凝灰岩。以裂缝和次生溶孔、晶间孔为主的双重介质的低容量、低—中渗透性的储集层，多分布于主断裂上盘、前缘断块以及主断裂下盘的基岩中。该类储集层的探明储量约占油田探明储量的18.7%。埋藏深度各断阶带不同，一般为400～3000m。在剖面中储集层多分布在不整合面以下50～300m范围内，300m以下多为零星储集层或油气显示。
(2)上二叠统乌尔禾组下段(P2ura)
为巨厚冲积－洪积扇致密砾岩(扇体分水上和水下两部分)，以微裂缝、次生溶孔、晶间孔为主的低容量、特低渗透性储集层。主要分布在主断裂下盘的八区，埋藏深度2800～3000m。
(3)上二叠统乌尔禾组上段(P2urb)
为中厚层状砾岩与泥岩互层，以粒间溶孔、晶间孔为主的低容量、低渗透储集层，主要分布在主断裂下盘的五区。埋藏深度2200～2800m。
图5.3 克拉玛依油田六、七、八、九区油藏剖面图
(4)中三叠统克拉玛依组下亚组(T2k1)
以洪积扇砾岩夹泥岩为主，次为山麓河流相砂砾岩和泥岩交互层、滨湖三角洲相细砂岩和泥岩互层。孔隙以粒间孔为主的中等容量、中低渗透性储集层，是油田的主要储集层，遍布全油田，埋藏深度300～2200m。剖面上可分为两个砂层组。
(5)中三叠统克拉玛依组上亚组(T2k2)
为山麓河流相砂砾岩与泥岩交互层。孔隙以粒间孔为主的中等容量、中等渗透性储集层，是油田的另一主要储集层，遍布全油田。埋藏深度150～2000m。剖面上可划分为5个砂层组和10个砂层。
(6)上三叠统白碱滩组(T3b)
该组岩性为分流平原相的灰色中—细砂岩与灰绿色泥质粉砂岩、灰黑色泥岩交互层。孔隙以粒间孔、粒间溶孔为主的中等容量、低渗透性储集层，是油田的次要储集层，只分布在七中区、七东区和八区。埋深900～1900m。剖面上可划分为3个砂层组，即Bj1、Bj2、Bj3。只有Bj1是主要储集层。
(7)下侏罗统八道湾组(J1b)
该组岩性为辫状河流相砂砾岩与河沼相泥岩、煤层交互层。孔隙以粒间孔为主的中等容量、中高渗透性储集层。主要分布在主断裂下盘的七区、八区和五区东部。埋藏深度850～1800m。剖面上可划分为5个砂层组。
(8)上侏罗统齐古组(J3q)
该组岩性为河流相中—细砂岩与泥岩互层。砂岩孔隙以粒间孔为主的大容量、高渗透性稠油储集层。主要分布在主断裂上盘的六区、九区地层超覆尖灭带上。埋藏深度150～350m。剖面上可划分3个砂层组，即G1、G2、G3。G2砂层组为主要储集层。
5.1.2.2储集层沉积相特征
(1)冲积－洪积相砂砾岩储集层特征
作为油田主要储集层的冲积－洪积相砂砾岩具有下列明显的特征:
1)储集层平面展布明显受控于沉积环境:克下组(T2k1)洪积扇砂砾岩平面呈扇形展布，扇体由源区向盆地内可分为扇顶、扇中和扇缘3个亚相带;每个亚相带又可细分出2～4个微相。扇体侧向毗邻叠加形成洪积裙，使储集层叠合连片分布。克拉玛依油田自东向西大体上可划分出5个扇体:六－七－八区扇、三2－四－七西区扇、三3－三5区扇、二中－五1区扇、四2区扇。
克上组(T2k2)和八道湾组(J1b)为山麓河流相和辫状河流相砂砾岩储集层，多沿河流主流线呈条带状分布，山麓河流相砂砾岩体规模较小，明显地呈条带状，而辫状河流相砂砾岩体规模大，主流线呈披麻状分布，砂砾岩侧向叠加，形成具有方向性的连片砂砾岩体。
2)储集层岩性变化大，粒度组成复杂:储集层岩性以砾岩为主，一般可占沉积厚度的50%～80%，扇积或河床沉积往往可达100%，单层厚度大，层数多。而扇缘粒度明显变细，砾岩所占比例减少，一般在30%以下，单层厚度薄且层数少。洪积相砂砾岩为砾、砂、泥混杂，分选差，分选系数3～8，泥质含量可达10%～18%。单个砂砾岩体在空间展布并不大，但往往明显错叠构成复合砂砾岩体，使泥岩隔层失去稳定性。
3)储集层物性变化大，多为中等孔隙和中低渗透性:在埋藏较浅的主断裂上盘，砾岩孔隙度为17.5%～24%，平均为20.02%;在埋藏深的主断裂下盘孔隙度明显降低，为10.7%～23%，平均为15.6%。即使是在同一岩性段中孔隙度也可相差4.4%～8.9%。砾岩渗透率的变化更剧烈，它与孔隙度没有明显的关系可寻，一般渗透率在100×10－3μm2以下;同一砂砾岩体渗透率级差可达数十倍。在剖面上渗透率多呈复合韵律变化;一般在砂砾岩单层的中、上部渗透率最好。渗透率分布为槡rx型，渗透率变异系数一般大于0.8。冲积—洪积相砂砾岩还有一种特殊的结构，即为没有胶结物充填的支撑砾岩，砾径3～10cm，砾石互相支撑堆积于沉积层中。这是洪积相沉积中的筛滤结构，是在成岩过程中未被充填的残留部分。在剖面结构中所占相对密度不大，一般厚度为30～50cm，但渗透率特高，对注水开发有较大的影响。
4)储集层孔隙结构复杂，形成“复模态”结构:在不同粒径砾石支撑的孔隙中，充填了各种粒级的砂，砂粒间又被胶结物和其他微粒充填，这种结构称为“复模态”，其特点如下:
(a)孔隙类型多种多样:原生孔隙有粒间孔、界面孔、粒内孔和杂基孔;次生孔隙有溶模孔、晶间孔和交代孔;微裂缝有构造缝和解理缝，但以粒间为主。
(b)孔大喉小连通性能差:一般孔隙直径10～200μm，而喉道半径只有0.1～2μm。孔喉比高达30～150，孔喉配位数一般为2～3。
(c)孔隙大小分布极不均匀:从压汞毛管压力曲线正态概率图上可见，孔喉累积频率分布曲线一般呈多段式，孔喉分布频率直方图上呈双峰、三峰或平峰，峰态值在1.0以下，分选系数为3.7～4.4。
(2)河流相砂岩储集层特征
分布在超覆尖灭带的上侏罗统齐古组(J3q)浅层稠油储集层，属典型的河流相沉积。由于时代较新，埋藏浅，与下伏稀油储集层有显著的差别。
1)剖面上为正旋回结构的辫状河流相沉积特征:上侏罗统齐古组(J3q)超覆沉积在中、下侏罗统或中、上三叠统之上，个别地区超覆在石炭系之上。目前已发现的该组储集层主要分布在克拉玛依油田的六、九区。在区内为一套辫状河流相沉积，剖面上由3个正旋回组成，总沉积厚度平均为114m。按旋回自上而下划分为3个砂层组，命名为G1、G2、G3。G1为河流晚期沉积，以漫滩的泥岩、砂质泥岩为主，在区内遭受剥蚀严重，多被上覆下白垩统吐谷鲁组(K1t)超覆不整合，残留不全，平均残留厚度为17.4m，在区内为非储集层。G2为辫状河流的发育时期，沉积厚度平均71.5m，是一套完整的正旋回结构。自上而下可划分为2个砂层(G21、G22)。中下部(G22)47.8m为辫状河床和心滩沉积，底部一般可见3～5m的砾状砂岩和砂质砾岩，向上渐变为中—细砂岩，斜层理、交错层理发育，是区内主储集层;上部(G21)则以漫滩泥岩、泥质粉砂岩为主，偶夹细粉砂岩薄层，沉积厚度平均为23.7m，水平层理发育，是区内的次要储集层。G3为河流早期沉积，沉积厚度变化大(17～52m)，岩性偏细且变化大，以漫滩泥岩、泥质砂岩为主，多见水平层理，局部地区为河床砂砾岩和中—细砂岩，多呈条带状分布，平均沉积厚度为25.4m，为区内次要储集层。
2)储集层具有胶结疏松、物性好的特征:砂岩渗透率，经153块样品分析变化在(100～10000)×10－3μm2之间，全区平均为2000×10－3μm2。渗透率的分布属γ(χ2)型，平面上的变化明显与沉积相带有关，而剖面上的分布多呈低—高—低的复合韵律型，少数为低—高的反韵律型。
3)以原生的粒间孔隙结构为主。
4)储集层存在严重的非均质性:齐古组砂岩储集层具有复杂的油层组合形态。由于沉积环境变化，在砂层中常夹有泥质条带和不含油的致密砂层。因此，油层系数(油层有效厚度与相应的砂砾岩沉积厚度之比)一般较小，为0.3～0.75;单油层层数可达6～7层，一般均在3层以上。不同砂体的渗透率差异大，平面上渗透率级差可达5～12倍，纵向上可达87倍，非均质系数达0.29～0.67。对比主要储集层中的各砂层，以G22-1非均质性最严重，G3次之，G22-2相对较好。
5.1.2.3石炭－二叠系储层特征
从目前的资料看，克拉玛依油田石炭—二叠系储集层可分为2种类型。
(1)以八区上二叠统乌尔禾组下段(P2ura)为代表的巨厚致密砾岩储集层
上二叠统乌尔禾组下段(P2ura)巨厚致密砾岩主要分布在克—乌下盘掩伏带。目前发现的油藏只见于八区。这是一套冲积－洪积相的巨厚砾岩，沉积厚度111～815m。岩性为砂质不等粒砾岩，几乎没有泥岩夹层。砾岩的粒度区间很宽，颗粒大小混杂，分选极差，但可见粒度递变层理。颗粒成熟度低。砾岩成岩后生作用严重，主要表现在成岩压实严重，颗粒表面绿泥石化、火山喷发物的脱玻化、硅化，形成了一定的晶间孔;在淋滤及压溶作用下形成部分颗粒的粒内溶孔、粒间溶孔及压溶缝等，使之几乎全失去了原生孔隙，产生了一套次生孔隙体系。据岩心分析统计，原生的粒间孔只占9%，孔径为60mm;溶蚀孔占49%，孔径为70～200mm;晶间孔占20%，孔径一般为14mm;交代孔占13%，孔径一般小于24mm。另外，据铸体薄片观察，砾岩孔隙结构有孔大喉小的特征，喉道半径均值仅0.06mm，且分选较差，孔喉配位数为2～3，而孔喉比为317。从岩心观察中发现2期裂缝，一期为倾角小于30°的低角度裂缝，形成较早，多为方解石充填;另一期为高倾角(60°～80°)裂缝，未充填，缝宽为0.3～1.1mm。裂缝多见于储集层的中、下部。
砾岩孔隙度变化在5%～13%之间，平均为9%;空气渗透率均小于1×10－3μm2。
这类储集层除见于八区之外，还见于五区和七区下二叠统佳木河组(P1j)的中、上部砂砾岩等。
(2)以一区石炭系(C)为代表的火山岩储集层
克拉玛依油田沿主断裂上下盘分布着火山岩储集层。该类型规模最大的是一区推覆体核部的石炭系玄武岩储集层，其次为七中区下二叠统佳木河组(P1j)下部安山－玄武岩储集层、六中区石炭系安山岩储集层、九区石炭系安山岩储集层、五区下二叠统佳木河组(P1j)安山－玄武岩储集层、八区下二叠统佳木河组流纹岩储集层等。
一区石炭系玄武岩储集层，分布面积约30km2，埋藏深度一般变化为800～1100m。钻井揭露厚度300～1100m(未见底)，属于基岩块状储集层。据岩心观察统计，玄武岩喷发系数(火山角砾岩岩体/火山熔岩岩体)为18%～22%，属裂隙中心式喷发。据现代火山喷发的实地观察，火山岩相可划分为:爆发相－火山角砾岩相、溢出相－火山熔岩相、过渡相－火山角砾熔岩相、漂散相－凝灰岩相。一区玄武岩储集层亦大体可划分为:爆发相－玄武质角砾岩相，分布在一区中部偏北，紧靠北黑油山断裂;溢出相－玄武质熔岩相，分布在玄武质角砾岩带***，占据了一区的大部分面积;漂散相－玄武质凝灰岩相，分布在一区的边缘地带，有向二区增多的趋势;过渡相在一区很难划分成带，只在剖面上见有玄武熔岩与玄武质角砾岩的混合带。
一区石炭系玄武岩储集层，在三叠系沉积之前长期暴露于地表，遭受强烈的风化剥蚀，因此，火山岩体发生了一系列变化:
1)风化壳的分带性:据野外露头和岩心观察，一区石炭系风化壳自上而下大体可分为4带:风化带，厚0.5～14m，是形成基岩油藏的良好盖层;崩解带，位于风化带之下，厚约200m，其厚度的变化，随古地貌高低而变化，古地貌高者，崩解带则厚，反之则薄，这为油气向高部位聚集提供了良好的储集空间;淋滤带，位于崩解带之下，厚200～300m，在地层水作用下，使玄武质熔岩遭受不同程度的淋滤蚀变，微裂缝和次生孔隙发育起来，形成了一定的储集空间;滞流带，位于淋滤带之下，距风化带500～600m以下。由于长期地层水的沉淀作用，使早期形成的构造缝、火山岩原生缝、洞等均已充填，导致储集性能极差。
2)玄武岩体蚀变:其蚀变形成了自生矿物绿泥石、绿泥石－沸石、绿泥石－蛋白石、绿泥石－方解石、沸石－方解石、沸石－蛋白石、沸石、石英－蛋白石、方解石等。
3)裂缝发育，且分期性显著:据荧光薄片资料统计，大致可将裂缝的形成划分为3个时期:一期裂缝主要发育在块状玄武岩段和凝灰岩段，裂缝密度为38条/100cm2，发光缝占40%左右;二期裂缝主要发育在蚀变玄武岩段，裂缝密度为40条/100cm2，发光缝大于70%;三期裂缝主要发育在火山角砾岩段，裂缝密度80条/100cm2，发光缝达100%。3期裂缝的发光率不同，还与其充填的自生矿物有关，早期缝多充填早期析出矿物如绿泥石、蛋白石，不易被水溶解，溶蚀孔、缝不发育，发光率低;二、三期缝多充填中晚期析出矿物如沸石、方解石类，易溶于水，溶蚀孔缝发育，发光率高。
一区玄武岩储集层孔隙结构特征可分为4种类型:
1)玄武质岩熔角砾岩:为油缝型储集层，孔隙度大于20%，渗透率大于40×10－3μm2。根据霍布森公式计算的非润湿相饱和度为79.6%，退汞率较高(57%)。为大孔、中喉道组合。
2)角砾状玄武熔岩:深蚀孔、晶间孔交互分布，压汞毛管压力直方图为无峰曲线，连通喉道为微裂缝，孔隙度、渗透率极低，非润湿相饱和度为65%，退汞效率中等(36.8%)。大中孔、小喉道组合。
3)蚀变玄武岩:玄武岩蚀变后生成次生矿物沸石、绿泥石等，因而产生晶间孔、溶蚀缝、洞。但孔隙度低，渗透率高，非润湿相饱和度为48.6%，退汞效率中等;渗流好而孔隙储集性能差。
4)致密块状玄武岩:该类火山岩的蚀变程度较差，大部分由玻璃质组成。孔隙度很小，如无裂缝发育，则无储集渗流能力;如有裂缝发育，则为纯裂缝性储集层。
由上述可见，火山岩的储集性能与其岩性、岩相及其风化模式密切相关。
据岩心观察统计，一区石炭系玄武岩储集层的裂缝产状及发育程度为:
(a)低角度(小于45°)裂缝:频率为37%，缝宽一般小于8mm。
(b)中角度(45°～60°)裂缝:频率为1%～35%，缝宽一般小于1～3mm。
(c)高角度(60°～80°)裂缝:频率为30%，缝宽一般大于5mm。
岩心分析的基底孔隙度平均为7.2%;空气渗透率为1.2×10－3μm2;测井综合解释的裂缝孔隙度为0.8%，利用复压资料计算求得有效渗透率为5.4×10－3μm2。据生产动态反映，主裂缝方向与北黑油山断裂方向近于平行。
综上所述，火山岩储集层远较沉积岩储集层复杂。在复杂的火山岩岩性、岩相控制下，经风化蚀变，形成了以次生孔隙为主的储集空间，裂缝和微裂缝是油气渗流的主要通道，这就是非均质程度很高的小容量、低—中渗透性的多重介质系统的火山岩储集层。
5.1.3油气藏类型及流体性质
克拉玛依油田是多种油藏类型叠合的油田。从总体上看，主要的油藏是:与断裂遮挡有关的单斜－岩性油藏、地层超覆尖灭油藏、基岩油藏。三叠—侏罗系油藏的主要类型是第一类;稠油油藏的主要类型属第二类;石炭—二叠系油藏属第三类。据已投入开发的49个层块，其油藏性质可分为5类。
克拉玛依油田地面海拔平均为300m，油层中部深度为150～2900m。油藏中部海拔为150～2600m。油藏的原始地层压力变化在1.8～34.85MPa，压力系数变化在1.02～1.71之间，不同的断块、不同的层系，都有自己独立的压力系统。地层压力随埋藏深度增加而增高，而压力系数的变化却没有规律。
油藏的压力变化在1.8～29.6MPa之间。在克—乌断裂上盘各层块，油藏的原始地层压力与饱和压力基本接近，属饱和油藏。而克—乌断裂下盘各层块，原始地层压力均高于饱和压力，油藏的饱和度一般在80%左右，属高饱和度油藏。油藏温度随埋藏深度而变化，为17～72℃。
克拉玛依油田天然驱动类型以溶解气驱为主，弹性驱动为辅，且仅见于克—乌断裂下盘各油藏，弹性能量有限。在少数层块构造低部位见有边水，但很不活跃，无明显的油气界面。
克拉玛依油田的地面原油性质，总的变化趋势与油藏埋深密切有关。在主断裂上盘的高断块，油藏埋藏浅，地面原油相对密度高(0.86～0.92)，黏度大(20℃时为50～4200mPa·s)，凝固点低(－45～－20℃)，含蜡量低(微量至5%)，多属低凝油。而地层原油饱和程度高，均在90%～100%，地饱压差趋近于零，原始溶气量较低(5～50m3/t)，原油相对密度较高(0.8～0.86)，黏度较高。溶解气相对密度0.62～0.75，甲烷含量达70%～80%。主断裂下盘，油藏埋藏深，地面原油相对密度低(0.79～0.85)，黏度小(20℃时为20～100mPa·s)，凝固点高(－10～+15℃)，含蜡量高(3%～7%)，为普通原油。而地层油饱和程度较低(80%左右)，地饱压差在2MPa左右，原始溶气量较高(50～150m3/t)，原油相对密度较低(0.67～0.8)，溶解气相对密度较高(0.7～0.82)，甲烷含量为80%以上。
地层水在油田上不活跃，只见于分割的断块区构造低部位。水型以重碳酸钠型为主，氯化钙型次之。三叠系及其以上地层的水矿化度变化在6～7.2g/L之间，三叠系以下地层的水矿化度变化在7～49g/L之间。
5.1.4油气成藏主控因素分析
克拉玛依油田成藏控制因素中，构造条件为主控因素:
1)油源丰富，油田近临玛纳斯富油气坳陷，二叠系、三叠系、侏罗系烃源岩供油，还可能有石炭系烃源供油的潜在因素，这是最基本的条件。
2)断裂构造发育，存在多个不整合，为油气运移、储集创造了条件。
3)储油构造发育良好，圈闭类型多种多样，其中与断裂有关的圈闭尤为发育。
4)储集条件优越。本油田储集层系有石炭—二叠系、三叠系、侏罗系砂岩、砾岩储层，还有石炭系火山岩储层等多层系、多类型储集体。
5)构造形成期与烃源岩生、排、运期匹配，大体在侏罗纪，即已处在生烃、排烃高峰期时适遇大批构造圈闭定型，后又历经多次构造运动，多次不整合面发育以及出现多次地层超覆，形成了重要地层、岩性圈闭，为油气聚集创造了必要的空间场所。
6)克拉玛依油田分布在西北缘克—乌冲断带上，该构造带是准噶尔弧西翼构造成分，以断裂为主，具左行扭动特点，为压扭性，断裂分支较多，形成入字型、雁行型、小型帚状以及反S形等多种利于油气聚集的构造型式，为油气富集创造有利条件。
1.碳酸盐岩台地相
主要分布于研究区的本溪组和太原组，常与海湾泥岩和滨岸沼泽互层（图1-3-5），岩性以灰-暗灰色的泥晶生物碎屑灰岩为主，不同程度地含有泥质，泥质含量向北增多，含、珊瑚、菊石及苔藓类等海相动物化石，常见黄铁矿结核，具波状及块状层理。其中，本溪组和太原组石灰岩的含量在中南部约10%～30%，在东南部的两淮一带达30%～60%。总体上，自北而南，石灰岩的层数和累积厚度增加，赋存层位也逐步升高，有机质含量增加，是油气生成的有利相带。
2.碎屑滨岸带体系
碎屑滨岸带是甚为复杂的地带，大体上，包括潟湖-堡坝、潮坪、海滩及滨面等。就研究区来看，潟湖-堡坝、潮坪，及潮道沉积是该沉积体系的主要组成部分。
（1）潟湖（或海湾）相
主要发育于本溪组和中南部的太原组，东南部两淮地区的山西组（图1-3-6）亦有分布。主要是灰色铝质泥岩、灰黑色泥岩和泥质粉砂岩，泥岩中不同程度地含有粉砂岩和细小云母碎片。具双壳类、腕足类等生物化石，生物种类单调，壳体小，纹饰不明显。含较多的植物碎片。泥岩中多含菱铁矿结核，但个体大小悬殊，直径多为5～10cm。水平层理和缓波状层理发育，也可见块状结构。该沉积相的泥岩在研究区分布广泛，有机质丰富，是烃源岩分布的有利相带。
图1-3-5 华北石炭—二叠系近岸浅海沉积体系剖面序列模式
（2）潮坪相
研究区内的潮坪沉积分布很广，主要发育于本溪组、太原组下部、中南部的太原组、山西组及上、下石盒子组。由此可见，本区潮坪、潮道沉积有自下而上由北向南迁移趋势。该沉积相的广泛分布是本区地势宽缓，以潮汐作用为主的陆表海环境发育的有力体现。
这一地区的潮坪沉积发育完全，砂坪、混合坪和泥坪均较发育（图1-3-7）。砂坪沉积由中细粒石英砂岩和长石石英砂岩组成，厚1～2m，分选磨圆很好，石英含量多为75%～90%，局部高达95%，杂基含量一般小于10%，为泥晶方解石和硅质，含少量细小云母碎片，具缓倾斜的双向交错层理，亦可见双粘土层。侧向上常过渡为具冲刷底面的潮道沉积；砂泥混合坪在本区很发育，是潮间带的主体沉积，以灰黑色泥岩、粉砂岩和细砂岩互层为特征，单一岩性层厚度常小于5cm。混合坪的沉积构造非常丰富，发育有脉状、波状和透镜状等潮汐环境下的各种层理，另见生物潜穴和逃逸迹等遗迹化石；***线附近的泥坪以泥岩和粉砂质泥岩为主，与下伏砂泥混合坪逐渐过渡或直接覆于砂坪之上，多见生物扰动构造，有机质含量一般较高，可见植物化石碎片。
（3）潮道相
图1-3-7 潮坪沉积的垂向序列模式
潮道是发育于潮坪之上的水道（图1-3-7），常对潮坪沉积物进行改造形成含生物介壳的潮道沉积。区内潮道沉积物以含砾中粗粒砂岩和中粗粒砂岩为主，具自下而上粒度变细的正粒序。砂岩成分以石英为主，含量高达90%以上，磨圆较好，分选中等，硅质和泥质胶结为主。发育大型板块和槽状交错层理，纹层倾角一般小于15°，底部具冲刷面，侧向上常过渡为潮坪沉积，向上粒度变细，层系规模变小，过渡为砂坪沉积，见生物扰动构造。该类沉积多发育于研究区中部的太原组和南部的山西组。
（4）堡坝相及滨岸滩坝相
堡坝相主要分布于区内中南部的太原组和山西组。岩性以灰白色中细-中粗粒砂岩常见。局部见细砾岩，颗粒几乎全为石英，结构成熟度很高。砂岩底部具平缓的冲刷面，下部由具板块槽状交错层理和平行层理的中、粗粒砂岩组成，中上部则是由具冲洗交错层理的中细粒砂岩组成，纹层和层系界面都很平直，延伸远，层系之间呈侵蚀接触，交角很小，总体呈楔状。
滨岸滩坝发育于区内中南部的山西组和山东淄博一带的上石盒子组，成分成熟度极高，几乎全由石英组成，中细粒结构，硅质和铁质胶结，碎屑颗粒分选磨圆较好，冲洗交错层理极为发育（图1-3-8），细层2～5cm，层系20～50cm，纹层倾角50°～10°，局部可达20°。
图1-3-8 山西晋东南太原组底部的海滩沉积序列模式
（5）滨岸（泥炭）沼泽相
研究区总体为陆表海环境的性质决定了区内滨岸泥炭沼泽相当发育（图1-3-9）。该相主要分布于太原组、中南部山西组及东南部的上、下石盒子组。该相通常是在潟湖潮坪或海滩的基础上发育起来的，由于该类环境多受海水侵入的影响，由它所形成的煤层往往硫分较高，同时也因其远离陆地，它所形成的煤层常含夹矸或含少量矸且灰分通常较低。该类沼泽所形成的煤层通常富含镜质组。该组是研究区的主要烃源岩，是油气生成的有利相带。
3.三角洲体系
三角洲沉积在研究区的晚古生代地层中很发育，由北向南，从下部的太原组到上部的上、下石盒子组都有分布。具体一点讲，太原组的三角洲沉积位于研究区的中北部，山西组的三角洲沉积主要位于中、南部，而上、下石盒子组的三角洲沉积则位于研究区的南部。区内的三角洲沉积有两个特点：一是地形平宽，水体较浅，前三角洲沉积很不发育，北部还常出现分流河道直接切入前三角洲沉积；另一是不同程度地受互潮间作用的影响而成的河流与潮汐作用联合控制的三角洲，河口沙坝常受到潮汐作用改造而形成砂质潮坪。
（1）前三角洲
发育于潟湖海湾 内（图1-3-10），由灰黑色和黑色泥岩夹少量粉砂岩薄层组成，富含炭质碎屑。向上粉砂含量增多。厚度通常较小，约1～2m。具生物扰动构造，常含特化的双壳类动物化石并黄铁矿化，常具水平层理和均匀层理。该相带有机质含量丰富，也是生成油气的主要相带。
（2）三角洲前缘相
三角洲前缘相位于前三角洲泥之上，与其呈过渡接触（图1-3-11），包括远沙坝和河口坝两部分。
图1-3-9 北京西山太原组的滨岸沼泽-潮间潮下带的沉积序列模式
远沙坝主要由细砂岩、粉砂岩和灰黑色泥岩互层组成，总厚度仅几米。单层泥岩、细粉砂岩厚几毫米到数厘米。砂岩分选和磨圆中等至较好，沉积构造十分发育，有水平层理、缓波状层理和沙纹层理及韵律层理等，另可见变形层理。
河口坝覆于远沙坝之上。由中细粒砂岩组成，总厚数米。成分成熟度很高，石英含量在85%以上，分选磨圆也很好，硅质或泥质胶结。交错层理发育，下部以小型交错层理为主，向上变为大型板状和槽状交错层理。由下而上，层系厚度逐渐增大，粒度也逐渐变粗。砂岩层面含炭化植物碎片，偶见海绿石颗粒。河口沙坝常与富含有机质的潟湖海湾泥岩毗邻，原始粒间孔隙较发育，对储集早期形成的油气较有利，是油气聚集的有利相带。
（3）三角洲平原相
前已述及，本区三角洲的前三角洲很不发育，部分地区三角洲前缘也不太发育，由此导致三角洲平原沉积相对比较发育，在整个三角洲沉积中占很重要地位。该相由分流河道、分流间平原和分流间湾等沉积组成（图1-3-12）。
①分流河道沉积
覆于潟湖海湾泥岩或三角洲前缘之上。具冲刷底面，其上为含砾石、炭屑及菱铁矿碎块的细-粗粒砂岩，碎屑颗粒分选中等，但磨圆较好，多为钙质和泥质胶结。具板状、楔状和槽状交错层理。自下而上，碎屑粒度变细，层系规模变小。下三角洲平原上的分流河道还受到一定程度的潮汐水流的影响，使得层系间常出现断续的泥披盖，古水流方向离散率增大。由于该相与分流间湾、海湾潟湖及分流平原沼泽等富含有机质的沉积相毗邻，且原生粒间孔隙较发育，因而是油气聚集的有利相带。
图1-3-11 山西阳泉太原组三角洲前缘沉积序列模式
图1-3-10 滩南水观2井三角洲前缘沉积序列模式
图1-3-12 山西寿阳太原组三角洲平原沉积序列模式
②分流间平原沉积
位于分流河道间，包括天然堤、决口扇和泛滥盆地等沉积。岩性以灰色、黑灰色和杂色泥岩为主，夹粉砂岩、细砂岩、炭质泥岩及薄煤层。其中，砂岩累积厚度也较小。水平层理、小波状层理及块状层理等沉积构造比较发育，生物扰动构造也较常见。含丰富的植物化石及菱铁矿结核。研究区中部及南部上、下石盒子组中，局部蒙脱石、高岭石泥岩发育，其膨胀性和密封性较好，凡厚度较大者（＞5m），可能为局部盖层。
（4）分流间平原（泥炭）沼泽
发育于三角洲平原或三角洲前缘之上（图1-3-12）。岩性以灰黑色泥岩、炭质泥岩和煤层为主，煤层累积厚度较大，煤岩组分中的镜质组含量较高。水平层理和波状层理发育，炭化植物碎片及菱铁矿结核十分丰富。富含有机质暗色泥岩及煤层的发育决定了该相成为油气生成的有利相带。
4.曲流河体系
曲流河沉积在研究区内广为发育，垂向结构完整（图1-3-13）。分布于研究区北部的太原组和山西组以及广大地区的下石盒组-石千峰组。自下而上，河流沉积有由北向南逐步推进的趋势。
（1）河道充填相
图1-3-13 山东淄博下石盒子组曲流河沉积序列模式
河道充填相位于河流沉积的下部，底部具起伏不平的冲刷面，其上是断续分布的、呈透镜状的河床滞留沉积，岩性为中细砾岩，分选差但磨圆尚好，砂泥质胶结。河床滞留沉积之上是曲流沙坝沉积，由各种粒度的岩屑或长石石英砂岩、长石岩屑砂岩、岩屑长石砂岩及长石砂岩组成，含燧石、石英岩及泥砾等岩屑、炭屑及大型树杆化石。碎屑颗粒分选磨圆中等—差，钙、泥质胶结。板状、楔状及槽状交错层理发育。河道沙体多具多阶性，但在每一个阶内，砂岩粒度和层系规模向上变小。河道沙体原始孔渗条件较好，属于有利的原始储集相带。
（2）河道边缘（堤岸）相
河道边缘相覆于河道沉积之上，包括天然堤和决口扇两类沉积。岩性以灰色、灰白色和杂色的细砂岩、粉砂岩和粉砂质泥岩为主，分选磨圆中等—较好，多为泥质胶结，具小型交错层理、波状层理、沙纹层理及水平层理，含植物化石碎片。
（3）泛滥平原相
位于河流层序顶部，由暗灰色、灰**及杂色的泥质岩、粉砂岩、细砂岩及薄煤层组成，但以泥岩为主，具水平层理、透镜层理及块状层理，另可见到水体扰动构造及虫迹。泥岩中常见植物化石碎片和铁质结核。煤层通常较薄或呈煤线。
（4）河间（泥炭）沼泽相
岩性以灰绿、棕红和黑灰色泥岩为主，夹粉细砂岩、炭质泥岩和煤层。水平层理及波状层理发育，富含菱铁矿结核。煤层赋存层位自北而南升高，累积厚度多为2～5m，其中的丝质组含量较高，镜质组含量较低，有机质含量较滨海泥炭沼泽相和分流间平原（泥炭）沼泽相要低，属于较差的生烃相带。
5.辫状河体系
低弯度辫状河沉积主要分布于研究区北部的上、下石盒子组中。它与高弯度曲流河沉积的最大区别是河道顶部的泛滥盆地沉积很不发育，河道充填相在整个辫状河沉积中占有极为重要的地位（图1-3-14）。
图1-3-14 北京西山上石盒子组辫状河垂向序列模式
辫状河河道由含砾或砾质的中粗粒岩屑石英砂岩和长石石英砂岩组成，底部常具冲刷面和砾质滞留沉积，底砾岩为泥质和粉细砂胶结。其上是具平行层理、板状层理、槽状层理及楔形层理的含砾或砾质砂岩及砾岩，分选通常较差，但磨圆中等，砂泥质胶结，略具自下而上粒度变细的正粒序。
6.湖泊体系
分布于上、下石盒子组及石千峰组。包括扇三角洲和浅湖盆沉积两部分。
（1）扇三角洲相
分布于北部的北京、唐山一带，是一套呈扇状分布的砂砾岩沉积，由砾岩、砾状砂岩，含砾粗砂岩、砂岩和粉砂岩组成，整体上反旋回，具体河道为向上变细的正粒序，见板状、槽状及平行层理。碎屑颗粒分选磨圆一般较差，成分成熟度变低，主要为岩屑长石砂岩，泥质胶结。
（2）浅水湖泊相
发育于上、下石盒子组及石千峰组的河道间平原上，北东部的北京—唐山一带及中部的临清—邯郸一带均有分布。岩性以棕色、杂色泥岩为主，夹粉、细砂岩和灰绿色薄层泥灰岩，具水平层理和波状层理，含有介形虫、双壳类及鱼化石，偶见赤铁矿鲕粒。
（3）冲积扇体系
分布于北部阴山褶皱带山前沉积盆地边缘的唐山、南票等地的山西组及下石盒子组。下部岩性为黄绿色及褐红色的砂砾岩，上部为少量灰绿、黄绿及杂色泥岩（图1-3-15）。砂砾岩的成分及结构成熟度均较差，砾石略具叠瓦状排列，沉积构造以均匀层理为主，局部洪积层理。
图1-3-15 冲积扇体系沉积序列模式
A. 相的所有四字成语大全
带相的成语
毫不相干：指丝毫没有任何联系
患难相扶：扶：支持，帮助。在忧患灾难中互相扶助
萍水相遇：比喻素不相识之人偶然相遇
推诚相待：诚：诚实的心意。指以真心对待人
舳舻相接：舳：船尾；舻：船头。形容船与船相接，数量多
拜相封侯：拜：用一定的礼仪授予某种名义或官职。任命为宰相，封为列侯。形容成就功名，官至极品
骨肉相亲：骨肉：骨和肉，比喻至亲；亲：亲爱。比喻父母、兄弟、子女之间相亲相爱的关系
怒目相视：
首尾相救：救：援助。头和尾相互援助。比喻前后互相援助
相互尊重：尊重：敬重，重视。指互相重视
相交有年：做朋友相交已有多年。形容交谊很深
相机而行：相机：观察当时情况。看当时的具体情况而决定自己的行动
相体裁衣：相：视。量体裁衣，比喻根据实际具体情况而做出***和行事
拔刀相济：拔：抽出。拔出刀来助战，多指见义勇为
备位将相：备位：充数，徒有其位。指白占据将相要位
表里相合：表里：内外；合：协同。里外相互协同
实不相瞒：瞒：欺骗。实话告诉，决不欺瞒
肝胆相见：肝胆：比喻真诚的心。比喻对人忠诚，以真心相待
两国相战，不斩来使：指作战双方不能杀来往的使者
两虎相斗，必有一伤：斗：争斗。比喻两个强者互相搏斗，必然有一方要遭严重损害
两虎相争，必有一伤：比喻两个强者互相搏斗，必然有一方要遭严重损害
形影相追：形：形体；影：身影；追：追随。像影子离不开形体一样，一刻也不分离。形容彼此关系密切
各不相下：各：各自；下：位置低。双方相***不出高下。指双方对峙分不出胜负
名实相称：指名声与实际一致
死伤相枕：枕：以头枕物。死亡受伤者相互枕藉而卧。形容伤亡者多
血脉相通：血脉：血统。指有血缘亲属关系。比喻关系极为亲密
有缘千里来相会：人与人之间只要有缘分，即使相离很远也会相见
白发相守：白头：头发白。指夫妻相爱相守一直到老
出洋相：露出令人作笑的丑相，略带幽默的失态
不明真相：明：了解清楚；真相：本来面目。不明白事情的本来面目
不相违背：指不会互相不符
互不相容：互相不能容纳对方。指高职位官员之间的一种关系，在行使职权时彼此不一致
互相残杀：彼此之间互相残酷地厮杀
天人相应：指人体与大自然有相似的方面或相似的变化
小家子相：相：相貌，样子。小户人家的气派
人不可貌相，海水不可斗量：相：估量，评价。指不能以貌取人就像海水不能用斗来量一样
鼎力相助：鼎力：大力。大力相助。指对别人对自己的大力帮助敬词，多用于求人相助时的客气话。常误用为表示自己对...
单相思：相思：想念。单恋，男女间仅一方爱慕另一方
相对无言：指彼此相对说不出话来。
相貌堂堂：形容人的仪表端正魁梧。
人不可貌相：不能只根据相貌、外表判断一个人。
吉人自有天相：相：帮助，保佑。谓天佑善人。同“吉人天相”。
烽火相连：烽火：古代边防报警的烟火。指边防常抓不懈，比喻战火不断。
人生何处不相逢：〖释义〗指人与人分手后总是有机会再见面的。
蚌鹬相持：比喻双方相争，两败俱伤，徒使第三者得利。
白头相并：犹言白头偕老。夫妻相亲相爱，一直到老。
自相惊扰：自己人互相惊吓不安。
真相毕露：真面目完全显露出来
鹬蚌相持：《战国策·燕策二》记载：蚌张开壳晒太阳，鹬去啄它，嘴被蚌壳夹住，两方都不相让。渔翁来后把两个都捉住...
义气相投：彼此志趣、性格相投合。
B. 什么相什么相四字词语
相门有相 [xiàng mén yǒu xiàng]
生词本
基本释义
宰相门里还出宰相。旧指名门子弟能继承父兄事业。
成语接回龙
相见恨晚 晚节黄花答 花红柳绿 绿林强盗 盗怨主人 人老珠黄黄梁美梦 梦笔生花 花貎蓬心 心旌摇曳 曳裾王门 门阶户席
C. 相?什么四字词语
您好，只有“相夫教子”这个成语，
拼音是xiàng fū jiào zǐ,
意思是***丈夫、教育孩子。
“相夫教子”是古代衡量妇女道德水平的一种标准,
望***纳，谢谢
D. 什么相什么出四字成语
洋相百出
[ yáng xiàng bǎi chū ]
释义是尽是丑态的样子。
E. 什么如什么什么的四字成语有哪些
福如东海、泪如泉涌、浩如烟海、突如其来、声如洪钟
一、福如东海
白话释义：祝愿一个人的福气像东海那样广大无边
朝代：清
作者：吴趼人
出处：《糊涂世界》卷六：又剪老太太的寿衣，一面嘴里还说了许多“福如东海，寿比南山”的话。
二、泪如泉涌
白话释义：眼泪像泉水一样直往外涌。形容悲痛或害怕之极。
朝代：明
作者：罗贯中
出处：《三国演义》第八回：‘汝可怜汉天下生灵！’言讫；泪如泉涌。”
翻译：我十分可怜如今天下的平民百姓，说完眼泪像泉水一样直往外涌
三、浩如烟海
白话释义：形容文献、资料等非常丰富。
朝代：清
作者：周永年
出处：《儒藏记》古今载籍，浩如烟海。
翻译：从古到今的文献、资料是何等丰富
四、突如其来
白话释义：突然发生（突如：突然）
朝代：元
作者：王实甫
出处：《西厢记》第二本第三折：突如其来，难怪妾之得罪。
翻译：来的太突然了，这也难怪我会有得罪之处。
五、声如洪钟
白话释义：形容说话或歌唱的声音洪亮，如同敲击大钟似的。
朝代：明
作者：冯梦龙
出处：《东周列国志》第七十二回：“忆胥目如闪电，声如洪钟。”
翻译：回忆胥子的目光快如闪电，说话的声音洪亮如同敲击大钟
F. 相什么并四字成语
相提并论，指对有差 别的事物，同等看待。
出 处
清·况周颐《蕙风词话》：“或带烟月而益韵；托雨露而成润；意境可以稍变；然而乌可等量齐观也。”
例 句
他们二人的工作成绩不可～。
近反义词
近义词
同等看待?一视同仁?视同一律?相提并论?比量齐观?同日而语混为一谈?不分轩轾?平起平坐?一概而论
反义词
权衡轻重?厚此薄彼?迥然不同?分门别类?大相径庭?霄壤之别轻重有别?另眼相看?截然不同?敌众我寡?无可比拟
成语接龙
观隅反三?三长四短?短叹长吁?吁地呼天?天之戮民?民生凋敝敝帷不弃?弃本逐末?末大不掉?掉舌鼓唇?唇齿相须?须弥芥子子虚乌有?有案可查?查无实据?据理力争?争前恐后?后发制***非土木?木公金母?母以子贵?贵贱高下?下车泣罪?罪恶深重重足而立?立眉竖眼?眼空四海?海水桑田?田畯野老?老鹤乘轩轩轩甚得?得不偿失?失魂丧魄?魄散魂飘?飘风暴雨?雨丝风片片鳞碎甲?甲冠天下?下落不明?明公正气?气断声吞?吞舟是漏漏卮难满?满盘皆输?输财助边?边尘不惊?惊心悼胆?胆丧魂消消息盈冲?冲口而出?出敌不意?意气相得?得步进步?步步登高高风亮节?节威反文?文章宿老?老调重谈?谈天说地?地上天官官仓老鼠?鼠穴寻羊?羊续悬鱼?鱼烂取亡?亡羊之叹?叹老嗟卑卑躬屈节?节衣素食?食少事烦?烦文缛礼?礼顺人情?情长纸短短寿促命?命在旦夕?夕惕朝干?干云蔽日?日往月来?来回来去去住两难
释义：指对有差别的事物同等看待。等：同等；量：衡量，估量；齐：一齐，同样；观：对待，看待。 (多用于否定句）出处：清·况周颐《惠风词话》：“或带烟月而益韵；托雨露而成润，意境可以稍变，然而乌可等量齐观也。”（译：有的用一丝烟云、一轮明月来增加韵味，托小雨清露来成全滋润，意境是可以略有变化的，然而这怎么可以同等看待呢？）
G. 成语大全 四字成语水什么相什么
成语山什么水什么（18个）：
山清水秀、山高水长、山穷水尽、山重水复、山明水秀、山高水低、山长水远、山长水阔、
山光水色、山寒水冷、山肤水豢、山眉水眼、山砠水厓、山高水险、山遥水远、山穷水绝、
山崩水竭、山穷水断、
H. 什么相什么四字成语有哪些
自相矛盾_成语解释
拼音：zì xiāng máo dùn
释义：矛：进攻敌人的刺击武器；盾：保护自己的盾牌。比喻自己说话做事前后抵触。
I. 相什么相什么的四字成语
相反相成 两个看起来copy是相反的事物，实际上是互相依赖，互相促进的。指相反的东西有同一性。
相辅相成 辅：***。指两件事物互相配合，互相***，缺一不可。
相亲相爱 形容关系密切，感情深厚。
相安相受 指互相帮助，使彼此安居。
相克相济 互相制约而又互相促进。
相切相磋 指相互研讨。
相生相成 互相转化，互相促进。
相生相克 指金、木、水、火、土五种物质的互相生发以互相克制的关系。后引申为一般物质之间的辩证关系。
相呴相济 指互相救助。
相因相生 互相承袭，互相促进。
J. 带“相”字的四字成语有哪些
白发相守拔抄刀相济老虎借猪袭，相公借书洋相百出 耳鬓相磨恩人相见，分外眼青单相思安危相易，祸福相生 哀乐相生自相水火 自相残害 众口相传 ***不露相 鹬蚌相持，渔人得利 相与为一 相习成风 相对无言 相女配夫 相貌堂堂 五色相宣 人不可貌相 吉人自有天相 烽火相连 等礼相亢 仇人相见，分外眼睁 仇人相见，分外明白 人生何处不相逢鸡犬之声相闻，老死不 蚌鹬相持白衣宰相白头相并白首相庄 风牛马不相及醉吐相茵敩学相长自相惊扰 舳舻相继铢两相称踵足相接踵趾相接 踵武相接踵迹相接趾踵相接趾踵相错 枝叶相持指囷相赠枝干相持真相毕露 针芥相投杖履相从玉质金相鱼水相投 鱼水相欢玉石相揉鹬蚌相危鹬蚌相斗 鹬蚌相持，渔翁得利鹬蚌相持有无相通一相情原 义气相投以 *** 马一脉相通一脉相传 够了吧！***纳啊！
在盆地范围内储集相带预测方法主要为依靠岩心相、测井相和录井相三者相结合的单井相分析方法，以及以地震速度为基础的地震速度岩性定量分析方法。
（一）单井相分析方法
单井相分析是在单井岩心相研究基础上，根据测井相、录井相分析结果，参考分析化验资料，在层序格架内分析沉积相类型和相序组合特征。单井相分析具体来说是结合区域地质背景，筛选取心井段，开展单井岩心相分析，划分相类型，建立相模式；通过测井相、录井相分析，建立测井相、录井相与沉积相之间的对应转换关系；利用测井和录井资料对未取心进行的单井相研究，完成取心井段和非取心井段的单井相分析。
不同类型沉积相的岩性组合、沉积旋回等方面在测井、录井等资料上都具有比较显著特征。单井相分析的关键是典型沉积相的识别。例如早第三纪渤海湾盆地南堡凹陷经历了从湖盆初始裂陷，到湖盆全盛发育阶段及湖盆迁移、衰亡全过程，在演化阶段和不同构造背景下发育了多种沉积体系，包括三角洲沉积体系、重力流沉积体系和陆上沉积体系等（周海民等，2004）。不同沉积体系中各沉积相的测井资料及岩心录井及取心资料的特征存在着明显差异，通过单井资料上的差异性可以对典型沉积相进行识别。
1.三角洲体系类型
（1）扇三角洲体系：由冲积扇直接进入稳定水体形成，是断陷湖盆最常见的沉积体系，在湖盆陡坡带、缓坡带均可发育，呈“裙边”状分布。包括扇三角洲平原、扇三角洲前缘、前三角洲三个组成部分。以泌阳凹陷扇三角洲为例，主要发育扇三角洲平原和扇三角洲前缘两个地层单元，碎屑岩丰富，粒度粗、分选差、成熟度低。
扇三角洲平原常常发育于湖平面萎缩的低位域时期，主要堆积在陡坡带的近山一带。岩性上多见细砾岩和砾状砂岩，颜色多呈浅灰色、**、灰**、棕红色、红褐色或杂色，表现出陆上暴露的特点（图7-3）。扇三角洲前缘以短距离搬运、快速沉积的粗碎屑沉积物为主，夹有部分湖相泥质沉积。在碎屑岩地层中，砾岩占地层的比例很大，通常在30%～50%之间，粒径一般在5～30mm之间，砂岩以中粗砂岩为主。常见斜层理、交错层理和平行层理，具有牵引流与重力流共存，但以牵引流为主的沉积特征（图7-4）。扇三角洲平原和扇三角洲前缘内的各沉积微相在测井曲线上特征明显，水下分流河道以箱形或钟形为典型特征，河口沙坝表现为呈齿化的漏斗形。
（2）湖泊三角洲体系：以南堡凹陷为例，湖泊三角洲平原相包括分流河道、决口扇、泛滥平原等微相类型。分流河道沉积以中—细砂岩为主，底部含泥砾和岩屑砾石，次圆状，具定向排列；上部发育中—小型板状、楔状、波状交错层理，总体呈向上变细的正旋回序列，与辫状分支水道的多期水道冲刷叠置特征不同，曲流分支河道沉积下粗上细渐变段发育完整，厚度较大。泛滥平原沉积由灰、褐灰、绿灰、紫灰色泥岩、粉砂岩组成，常夹有越岸沉积和决口扇沉积的薄层粗砂岩，泥岩呈团块状、鳞片状，局部发育水平层理，含较多的椭球状或姜状菱铁质结核，偶见食盐***晶、煤线和植物根茎化石。湖泊三角洲平原泛滥平原沉积较发育，总体形成“泥包砂”的特征。测井曲线呈微齿中—低幅的箱型和圣诞树型，并以圣诞树型为主。
湖泊三角洲前缘包括河口坝和远端坝沉积微相沉积。由灰—深灰色泥岩、粉砂岩、细—中砂岩组成，常见小型的波状交错层理、砂泥互层层理、脉状层理、透镜状层理组成典型的复合层理，常见虫迹化石和生物扰动构造，夹滑塌型重力流、深水浊流沉积的薄层砂岩。测井曲线呈低幅漏斗型（图7-5）。与扇三角洲前缘相比较，湖泊三角洲前缘层理规模小，岩性细，波状层理、脉状层理、透镜状层理组合更发育，而扇三角洲前缘砂岩颜色、成分较杂。
图7-3 泌阳凹陷B182井核桃园组扇三角洲平原沉积特征
（据陈文学等，2001）
图7-4 泌阳凹陷B191井核桃园组扇三角洲前缘沉积特征
（据陈文学等，2001）
图7-5 北堡地区B5井Es1湖泊三角洲前缘沉积及测井曲线特征
（据周海民，2004）
2.重力流体系类型
（1）近岸水下扇体系：沿凹陷边缘陡岸带分布，如南堡凹陷高柳地区和老爷庙地区，盆缘断裂强烈活动的盆地深陷期和次级断裂活动形成斜坡带，泥石流或者洪水流所携带的粗粒沉积物在盆缘较深水体中快速卸载形成。由灰白、褐灰色、灰**等杂色砂砾岩、砂岩组成。近岸水下扇是 、Ed湖盆扩张期夹在深湖相暗色泥岩中的主要砂体类型。另2外，扇三角洲前缘砂体内部所夹近岸水下扇砂岩底部冲刷，下部砾石分选差，但磨圆较好，杂基支撑，块状或发育递变层理，反映为洪水浊流成因。测井曲线呈参差尖齿状（图7-6）。
（2）滑塌型重力流体系：滑塌型重力流体系主要由于快速堆积造成三角洲斜坡带不稳定、湖水位下降或基底断陷活动以及洪水流冲蚀作用的诱发，前缘砂体崩塌，形成浊积砂体。滑塌型浊积扇的发育与盆地内的同沉积断层关系密切。滑塌型重力流体系在高尚堡、柳赞、老爷庙及北堡地区都较发育，主要与次级断层形成断坡带有关，由细—粗粒砂岩、含砾砂岩组成，呈块状，底部见冲刷、含大量砂岩、泥岩碎块，具滑塌构造、变形层理，递变层理。测井曲线呈低幅参差尖齿状（图7-6）。
图7-6 老爷庙地区M14×2井Ed3重力流体系及测井曲线特征
（据周海民，2004）
（3）深水浊积体系：深水浊积体系以沾化凹陷五号桩湖底浊积扇为例，其主要是由来自长堤潜山的碎屑物以重力流的形式入湖，在湖底所形成的多期浊积扇体。分布于浅—深湖相泥岩中，由浅灰色粉砂岩、细—粗砂岩组成，薄层的浊积砂岩只见递变层理，较厚层的浊积砂岩常见鲍马序列，即由下往上为块状砂岩—递变砂岩—平行层理砂岩—波状交错层理砂岩序列，底部具冲刷面。湖底浊积扇可分为内扇、中扇和外扇三个亚相，其中中扇亚相是浊积扇中砂岩厚度较大、分布面积较广的沉积相带，可细分为辫状水道、水道间及过渡带三种微相类型（图7-7）扇体的不同相带，在自然电位曲线上具有不同的特征：内扇一般表现为箱形、钟形或漏斗形组合，中扇为齿化箱形、钟形、指形组合；外扇一般为较为平直的曲线或具微小的起伏。
3.冲积扇、辫状河体系
冲积扇体系岩性组成和测井曲线特征与上述扇三角洲平原相特征类似。
辫状河体系由辫状河道沉积和河道间沉积组成。辫状河道沉积由多期粒度向上变细的灰白、灰色砂砾岩、含砾砂岩、细—粗粒砂岩河道砂体叠置组成，块状、大型交错层理发育，内部冲刷面常见。河道间沉积主要由紫灰、褐灰色泥岩和粉砂岩组成，泥岩颜色杂，团块状或鳞片状，含较多菱铁质结核，少量植物碎屑化石。总体上，砂泥比值大，呈砂多泥少组合。测井曲线呈高幅齿化箱形或钟形，并以箱形为主。
图7-7 沾化凹陷五号桩湖底浊积扇沉积特征
（据潘元林等，2004）
4.湖泊体系类型
滨湖相沉积主要发育于盆地缺乏进积水流的缓坡带部位，以波浪作用为主，为分选较好的中—细砂岩组成，波状交错层理发育。受湖平面变化影响大，总体为砂泥互层组合特征。
浅湖相沉积由深灰—灰黑色泥岩组成，常夹有深水浊流和滑塌型水下重力流沉积。测井曲线呈低幅度平滑夹少量细锯齿状（浊积砂岩—粉砂岩）曲线。
深湖相泥岩呈灰黑色，质纯，水平纹理发育，常见双壳类、螺类以及介形虫等丰富的动物化石，测井曲线为巨厚低幅度平滑曲线。
（二）地震速度岩性分析法
在钻井勘探成熟度较低，井下地质资料比较缺乏，但地震资料却较为丰富的地区，可以利用地震速度岩性分析法进行储集相带预测。这主要是根据地震波速度参数自身的变化规律及其与地下岩性之间的内在联系，揭示包括砂泥岩百分含量在内的岩相分布特征。砂泥比本身就是重要的岩相参数，当砂岩百分比值较高时一般预示含有较多的粗粒岩层，而粗粒岩层往往是油气储层的主要岩石类型。因此，从地震速度中导出的砂泥岩百分比值反映地层偏砂相、偏泥相的程度，据此可以确定储集相带甚至储集体的分布位置和总体特征。
沉积层序的不同体系域是由具不同波阻抗特性的岩相单元所组成，体系域内部岩性和岩相的横向变化应该在地震层速度上有所反映。一般来讲，地震速度受以下多种因素影响：①组成岩石的颗粒的弹性常数和密度；②胶结物类型及含量；③孔隙度及孔隙流体的密度和可压缩性；④温度；⑤加在岩石骨架及流体上的压力。
但在相同埋深条件下，可以***设温度条件、负载条件及流体的压缩性是相同的或者差别很小。这样，可以认为在埋深相同的情况下，地震波速度的差异主要是由岩性决定的。作为地震资料常规处理中间步骤的地震速度分析提供了大量的地震速度谱—地震叠加速度信息。通过严格的计算模型，地震叠加速度可以转换出地层砂岩指数。
1.砂泥岩压实模型
砂泥岩压实模型就是纯砂岩速度和纯泥岩速度与埋深关系，它们是地震速度—岩性预测的基础。砂泥岩压实模型是根据若干个单井的岩心、测井、录井资料作出的砂泥岩压实曲线综合得到的。在进行地震速度—岩性分析时，对不同的地区，选取不同的砂泥岩压实模型。
2.层速度计算及校正
地震速度分析所获得的叠加速度谱提供了大量的叠加速度数据，从叠加速度到层速度，需要经过两个转换步骤，即：①地层倾角校正；②Dix公式转换。
（1）地层倾角校正：对于水平层状介质，其叠加速度等于均方根速度。但是当地层变得陡倾时，叠加速度不等于均方根速度，这时均方根速度将按倾角校正公式求取。
（2）按Dix公式计算层速度：按式Dix公式就可以将地震均方根速度转换为地震层速度，而地震层速度是反映层段内部速度变化的一个参数，具有明显的地质意义。
据Dix公式从原始速度得到的地震层速度一般具有明显的误差。这是由于在地震资料***集、室内处理以及速度解释过程中，都会对层速度信息注入噪音。因此，需要对谱算层速度进行系统误差和随机误差校正。系统误差校正是以井孔声波速度为标准，对谱算层速度进行校正，消除谱算层速度与声波测井层速度之间的系统误差。随机误差校正是通过对层速度的二维平滑，消除由于随机误差引起的层速度值在平面上不规则的跳动。通过系统误差和随机误差校正后，就可以得到比较准确的层速度值。
3.砂岩指数计算及校正
在砂泥岩地层剖面中，通过岩石物理体积模型可以建立岩性指数转换数学模型，即：
中国东部裂谷盆地地层岩性油气藏
式中：υint为地震层速度，υs（D）和υm（D）分别是相应深度D处纯砂岩和纯泥岩的速度，Ps为砂岩指数。
对于地下给定任意一点，只要给出一个层速度υint值，并按深度（由地震速度拟合求得）在纯砂岩和纯泥岩压实模型上确定出相应的υs（D）和υm（D），就可以从上式中求出一个砂岩指数Ps值来。在一般情况下，利用井旁地震速度谱求得的砂岩指数，与实际钻井剖面中的砂岩百分比存在一定的系统误差，需要以井资料为准，对砂岩指数进行校正。
