岩石鉴定概述

岩石类型概述~

由于构造环境的特殊性，本区岩石类型复杂多样。按地层剖面厚度计算，陆源碎屑岩约占50%，碳酸盐岩25%，泥质岩20%，其他岩类5%。
3.1.1 陆源碎屑岩
3.1.1.1 砾岩
粗碎屑岩仅见于叶家塘组和藕塘底组，有石英岩砾岩、岩屑砾岩中的复成分砾岩。
叶家塘组石英岩细砾岩呈浅灰色，块状构造。砾径多为5～8mm，分选磨圆中等。成分多为石英，偶见浅变质岩屑，砂泥基质很少。属辫状河冲积成因。藕塘底组石英岩砾岩呈灰白、黄白色。砾径3～8mm，最大15mm，属细砾岩。次圆-次棱角状，分选中等，成分有石英、石英岩岩屑，少量片岩砾岩和长石碎屑。砾石含量变化大，常过渡为含砾粗砂岩。填隙物为粉砂、泥质，有时具硅质胶结，致密坚硬。为滨岸急流河堆积产物（郭福生等，1993b）。
叶家塘组复成分砾岩呈灰白色，砾石成分脉石英、石英岩、酸性火山岩、粉砂岩、泥岩及黑云母片岩等，还可见炭质页岩及植物碎片。砂质混入物也多为多种岩屑、石英。填隙物为水云母、高岭石及微量铁质。砾石成分杂乱，有时呈叠瓦状排列，分选中等。多为细砾级，也可见中砾岩。分布不稳定，为辫状河道滞留砾岩，底部常为冲刷面。
3.1.1.2 砂岩
按照成分-成因分类原则（刘宝珺等，1980），本区砂岩岩石类型较为齐全。
（1）石英砂岩类
石英砂岩偶见于藕塘底组下段下部，呈灰白色，含砾粗砂结构、块状构造。碎屑颗粒占全岩的90%左右，杂基很少，钙质、硅质胶结。颗粒成分为石英及少量石英岩屑。成分成熟度高，粒径一般为0.6～1.7mm，分选好，磨圆度较高。与亮晶骨屑灰岩共生。粒度分析表明属海滩砂。砂屑经过强烈颠洗，结构成熟度高。硅质胶结物多重结晶成石英颗粒次生加大边，成为石英岩状砂岩或沉积石英岩（正石英岩），岩石致密坚硬。
长石石英砂岩广泛见于叶家塘组和藕塘底组中。岩石呈浅灰黄色、灰白色，杂基一般小于10%，碎屑颗粒占80%～90%。叶家塘组杂基含量较高，有时为不等粒长石石英杂砂岩，几乎不见化学沉积的胶结物。藕塘底组砂岩的杂基含量很低，硅质、钙质胶结物可高达20%，次生加大现象发育。碎屑颗粒以石英、燧石及石英岩岩屑为主，长石含量5%～25%，有斜长石（已高岭石化）和钾长石，偶见酸性熔岩岩屑。重矿物有锆石、金红石、磷灰石、电气石。石英颗粒中可见矿物包裹体及气液包裹体，可能来源于侵入岩区。碎屑分选、磨圆较好，但成分成熟度较低，说明源区不远，沉积区颠洗较强。
如当水流密度较大，快速堆积的条件下，常形成长石石英杂砂岩，这种岩石普遍见于长坞组、叶家塘组、藕塘底组、丁家山组中。
岩屑石英杂砂岩见于长坞组中。呈黄白色，细砂状结构，多为杂基支撑。颗粒占全岩的75%～85%，粒径一般为0.09～0.14mm，分选性差。碎屑颗粒呈次棱角、次圆状。成分主要有石英、硅质岩屑，浅变质岩屑占5%～10%，可见少量云母、电气石等。粘土杂基已重结晶成云母类矿物，与石英细粉砂构成基底式、孔隙式胶结类型。该类岩石成熟度较低，具粒序层理，底面常见槽模，与粉砂岩、泥岩构成韵律层，为浊流沉积产物。
（2）长石砂岩类
叶家塘组粗粒长石杂砂岩呈褐灰色，长石占碎屑颗粒25%～30%，多已高岭土化，有少量砾石杂乱分布，分选极差，杂基占20%。
（3）岩屑砂岩类
长坞组中的岩屑杂砂岩、长石岩屑杂砂岩呈浅灰绿色。中细粒砂状结构，碎屑磨圆、分选较差，成分以石英、硅质岩屑为主，占55%～66%，长石占0～10%，不稳定岩屑有板岩、千枚岩、云母片岩及熔岩等，占18%～24%，有时可见少量白云母和黑云母，后者有的已变成绿泥石。泥质杂基占全岩17%～20%，经成岩变化已成水云母和高岭石。偶见锆石、磁铁矿、电气石、磷灰石等。成分成熟度与结构成熟度均低，为浊流沉积产物。
3.1.1.3 粉砂岩
广泛见于印渚埠组、胡乐组、长坞组、叶家塘组、藕塘底组、丁家山组中。多呈灰绿色、灰白色，含少量铁质时呈紫红色。本区以泥质粉砂岩最多，印渚埠组、丁家山组中见钙质粉砂岩。胡乐组、丁家山组中，硅质岩内常含不定量的石英粉砂，数量增多时可成硅质粉砂岩，呈薄层或透镜体夹于燧石岩中。粉砂岩中的碎屑以石英为主，白云母及长石次之，岩屑少见。按碎屑成分划分，本区主要为石英粉砂岩。丁家山组见含生物碎屑石英粉砂岩。
粉砂岩质点多呈悬浮搬运，故碎屑磨圆度差。沉积缓慢，水动力条件较弱，因此分选较好。常具薄的水平层理或波状层理。由于粉砂岩沉积时饱含水，在超负荷情况下易液化，故可产生包卷层理。
3.1.2 泥质岩
（1）按粘土矿物成分划分
1）高岭石粘土岩见于叶家塘下部。岩石呈灰白、浅灰色，泥状结构、内碎屑结构，致密块状，性脆，有滑感，呈贝壳状断口。镜下偶见蠕虫状高岭石晶体。经X衍射和差热分析，高岭石含量大于 90%，少量伊利石、石英、铝矿物等，化学组分为：SiO244.24%、TiO21.60%、Al2O336.43%、Fe2O30.78%、MgO 0.54%、CaO 0.08%、Na2O 0.11%、K2O 1.66%、H2O 2.34%、P2O50.16%、烧失量11.86%。形成于河后洼地中，与炭质页岩共生，为湿热气候下的陆相酸性环境。
2）伊利石粘土岩呈紫红色、灰绿、灰白及黑色。粉砂泥质结构，具页理或块状构造。粘土矿物含量47%～76%，其中伊利石占60%～100%，其次为绿泥石、高岭石，偶见蒙脱石。混入物有石英粉砂（占全岩的22%～49%）、斜长石、白云母、针铁矿等。印渚埠组伊利石粘土岩样品化学成分为：SiO255.90%、TiO21.09%、Al2O319.28%、Fe2O36.91%、FeO 0.78%、MgO 1.84%、CaO 0.07%、MnO 0.12%、K2O 4.06%、H2O 4.02%、P2O50.08%、烧失量6.26%。伊利石粘土岩广泛分布于早古生代及其以前地层中，这可能与成岩及后生作用导致粘土矿物的转化有关。根据沉积相分析，伊利石粘土岩形成于浅海低能环境或河流环境中。
3）伊利石高岭石粘土岩见于叶家塘组、藕塘底组中。呈浅灰、紫红、灰绿色。以高岭石为主，少量伊利石、埃洛石及极少的蒙脱石。混入物有石英、钾长石、针铁矿及铝矿物等。产于河谷洼地或滨岸环境中。
（2）按特殊混入物成分划分
1）钙质页岩（泥岩）为含碳酸钙（＜25%）的泥质岩。呈浅灰、灰色（见于杨柳岗组、华严寺组、西阳山组中），紫红色、灰绿、黄绿色（见于砚瓦山组、黄泥岗组）。具泥质结构，极少含粉砂。由粘土矿物及微晶方解石组成，粘土矿物为伊利石及少量高岭石。
2）硅质页岩见于荷塘组和胡乐组中，呈黑色、灰色。矿物成分主要为伊利石、玉髓等，有时有炭质、粉砂。胡乐组硅质页岩产笔石化石，为深水盆地产物。荷塘组硅质页岩为滨海潟湖沉积，产海绵骨针，与硅质岩、燧石共生，富含有机质，其SiO2可能与生物及陆源风化形成的硅胶有关。
3）炭质页岩见于荷塘组、叶家塘组中。由伊利石组成，含少量玉髓、白云石、黄铁矿及石英、白云母。有机碳（炭化的有机质）1%～10%，呈细分散状均匀分布，使岩石呈黑色、并能污手。荷塘组炭质页岩含磷结核，炭质含量高者成石煤。叶家塘组炭质页岩含大量植物化石，常为煤层的顶底板。为滨岸潟湖或岸后沼泽沉积产物。
3.1.3 碳酸盐岩
碳酸盐岩广泛分布于江山古生代地层中，有石灰岩-白云岩-粘土岩（或碎屑岩）系列的多种岩石类型。本节以石灰岩和白云岩两个基本类型为主，根据结构-成因分类（刘宝珺等，1980）简述各岩石类型。
3.1.3.1 石灰岩
（1）内碎屑灰岩
砚瓦山组中部发育粗砾屑灰岩（图版Ⅰ-1）。岩石呈深灰色，中厚层状。砾屑占全岩80%～85%，成分为微晶方解石，含少量泥质和介壳。砾径数几毫米至20cm，一般1～4cm，分选性中等-较好。磨圆度较好，多呈卵圆状、竹叶状及不规则状，少数呈凝胶状变形弯曲，排列方向性较差。填隙物主要为粉晶-细晶方解石，少量石英粉砂和炭质。局部见菱面体细晶白云石。化学组成相当于含泥含云灰岩。根据岩石特征和剖面结构分析，该类岩石可能为滑塌堆积产物，属水体搅动强度较大的台地边缘斜坡环境。成岩期泥晶基质遭受重结晶并发生白云石化。宁国组（图版Ⅰ-2）和砚瓦山组底部见少量砂屑灰岩。
（2）生物碎屑灰岩
广泛分布于晚石炭世、早二叠世地层中。根据生物碎屑门类、含量、磨损程度及填隙物成分，可分出不同岩石类型（照片3-1，照片3-2；图版Ⅰ-3），其主要特征描述如下。

照片3-1 亮晶骨屑灰岩

纺锤虫保存完整；江山石头山，船山组；单偏光×29.7

照片3-2 微晶骨屑灰岩

具疹孔之腕足类碎片；江山石头山，船山组；单偏光×66
亮晶有孔虫（屑）灰岩 见于船山组中。 呈浅灰色，颗粒占全岩60%～70%，以生物碎屑（有孔虫、 、棘屑等，粒径0.1～0.2mm）为主，少量核形石呈白色、椭球状、长条状，1～2 mm。镜下可见由藻粘结灰泥包裹1个或数个生物碎屑，偶见藻线纹（藻呈脊线状，色暗，富含有机质），两侧有细小亮晶呈马牙状排列。有时见藻类丝状体呈细小弯曲丝管状相互缠绕。生物碎屑普遍磨蚀较强，分选好。填隙物以亮晶为主，灰泥杂基较少。
亮晶介屑有孔虫灰岩 见于藕塘底组。 呈浅灰色，生物碎屑占65%～70%，主要为完整的有孔虫（0.2mm大小）及腕足类碎片、棘屑、海百合等。亮晶胶结为主，有少量灰泥杂基。
亮晶虫屑 屑灰岩 见于船山组中，呈灰白色。 骨屑占50%～60%，有 、有孔虫及少量棘屑等。骨屑粒径0.03～3mm，磨损强烈，分选差。
亮晶含外碎屑 屑虫屑灰岩 见于藕塘底组中。 呈灰、灰红色。 颗粒含量 70%～75%。生物碎屑（有孔虫、 、腕足类、海百合等）占颗粒的4/5，堆积杂乱，外碎屑为中细粒石英砂，个别可达砾级。风化面上呈明显突起。石英呈次棱角-次圆状，常平行层面排列，分布不稳定。颗粒间充填亮晶方解石和微晶方解石，亮晶方解石有2个世代。石英碎屑增多时，可过渡为亮晶胶结的骨屑石英砂岩。形成于滨岸浅滩环境。在3.2.2节中将对该类岩石作进一步论述。
微晶 （屑）灰岩 见于船山组、栖霞组中。 岩石中保存完整的 粒1～3mm，含量50%～60%，常成层富集，还可见少量 屑、棘屑，其间充填灰泥杂基，局部有亮晶胶结物， 屑灰岩中 大都破碎磨饰成砂屑或粉屑。
微晶腕足屑灰岩 见于藕塘底组和栖霞组中，呈黄灰色、灰色。 生物碎屑达50%～70%，主要有腕足类、珊瑚、有孔虫、苔藓虫，多已破碎，充填物为微晶方解石，有时生物体腔内充填硅质，骨屑局部被硅质交代。栖霞组的该类岩石富含藻类，色较深。
含炭微晶骨屑灰岩 见于藕塘底组中。 呈灰黑色，炭质在层面或压溶缝合面上呈被膜出现。生物碎屑达50%～75%，包括海百合、腕足类、有孔虫、 类及介壳类碎屑，多为砂屑级大小，分选差，其间为灰泥充填。
（屑）微晶灰岩 广泛分布于船山组、栖霞组中。 呈灰、深灰色。 生物碎屑含量]] 类，除个别磨损外，多数个体完整，成层富集，少量有孔虫及三叶虫碎片、棘屑等。粒径0.2～0.4mm，填隙物为微晶方解石，富藻类。 屑微晶灰岩主要为磨损的 屑，粒径0.1～0.5 mm不等，可见有孔虫、棘屑等。
虫屑微晶灰岩 见于船山组中。 呈灰白色，生物碎屑占30%～40%，主要为有孔虫，部分已遭磨蚀，其次为海百合骨板，少量 屑、三叶虫屑、腕足类屑，粒径 0.1～0.5mm，个别碎片达1.4mm。填隙物为灰泥杂基，见新生变形现象。富藻迹、藻斑点及藻类丝状体。藻迹由泥晶方解石组成，色暗，富含有机质，无一定形态，是藻类生存活动留下的痕迹。藻斑点为泥晶，含有机质，大小均一，近圆形。藻类丝状体为曲直不定的小丝管，相互缠绕。骨屑普遍具泥晶套，是兰绿藻钻孔形成的泥晶化结果。
棘屑微晶灰岩 见于船山组中。 生物碎屑含量30%～40%，主要为棘屑，具共轴交代现象。少量虫屑、 屑、介屑等。含大量灰泥，富藻迹。见自生石英细晶，具雾心亮边结构，呈六边形。
骨屑微晶灰岩 见于船山组中。 生物碎屑含量25%～40%，为 屑、棘屑、虫屑等。灰泥杂基富藻，骨屑普遍具泥晶套。
含 微晶灰岩 见于船山组、栖霞组中。 岩石主要由微晶方解石组成。 含 10%～25%的 ，少量有孔虫、棘屑等，为静水环境产物。
含钙球微晶灰岩 见于船山组顶部，呈灰白色，由微晶方解石组成，富藻。 钙球含量10%～20%，偶见 屑及三叶虫碎片。钙球具1层或2层泥晶壁，球内充填单晶或多晶亮晶方解石。钙球直径0.07～0.14mm，局部成群出现。关于钙球的成因，目前尚无定论。有人认为是藻类的生殖器官如藏卵器；有的认为像单壳有孔虫；还有人认为它可能属于绿藻门中的伞藻科。但就生物成因这一观点似乎已争议不大。本区钙球与藻类伴生，形成于半封闭潮下低能环境（台洼相）。
（3）核形石灰岩
核形石俗称“船山球”，多呈白色，直径1～8mm，一般2～5mm。呈球形、椭球形及不规则状，其形态与组成核心的生物碎屑形状有关。包壳为蓝绿藻快速繁殖生长，粘结碳酸盐颗粒形成。经电镜鉴定为呈丝管状缠绕的葛万藻。藻壳厚度一般大于核心半径，但圈层构造一般不明显，有时可见2～3个圈层，最多达6层，形成于水体能量较高、颠洗较强的环境（照片3-3，照片3-4）。

照片3-3 亮晶粒屑灰岩

核形石由生物碎屑核心和藻包壳组成；江山石头山，船山组；单偏光×29.7

浙江江山古生代沉积演化及其构造控制

保存完整，图右下角为一核形石；江山石头山，船山组；单偏光×29.7]] 屑、三叶虫屑。岩石中可见自生石英，粒径0.07%～0.42mm，含量＜5%，常呈六方双锥，交代颗粒或胶结物，晶体中心见交代残余。填隙物以亮晶为主，少量灰泥杂基。
（6）灰泥石灰岩
指颗粒含量小于10%，主要由小于0.032 mm 的微晶、泥晶方解石组成的岩石。灰泥、泥晶、微晶虽然属于不同概念范畴，但在实际工作中难以区分且无必要，故泥晶灰岩、微晶灰岩、灰泥岩三者通常可以通用。本区微晶灰岩广泛分布于寒武系各组中。奥陶系、石炭系、二叠系中也经常可见。微晶灰岩时常含一定数量的泥质、白云质、粒屑，富含藻迹（照片3-5，3-6，3-7）。如杨柳岗组微晶灰岩 CaO 47.11%，MgO 2.65%，CO237.08%，酸不溶物12.64%，用以计算主要矿物成分为：方解石75.79%，白云石11.85%，为含泥含云灰岩。大陈岭组为含云灰岩，印渚埠组见泥质灰岩，船山组、栖霞组见藻泥灰岩。

照片3-5 泥晶灰岩

生物扰动强烈，形成“假砂屑”，孔隙中充填亮晶方解石；岩石富含藻，色暗；图中左上角、右下部有自生石英，自形程度高，具雾心亮边特征；江山石头山，船山组；单偏光×33

照片3-6 有孔虫屑微晶灰岩

个别有孔虫保存完整；江山石头山，船山组；单偏光×33

照片3-7 有孔虫屑微晶灰岩

右下角为一有孔虫，左上角为棘皮动物骨板；江山石头山，船山组；单偏光×29.7
（7）重结晶灰岩
灰岩发生重结晶作用可形成各种晶粒结构。本区重结晶作用不强，大部分只达粉晶级，如华严寺组的细晶灰岩和粉晶灰岩，方解石晶粒呈银嵌结构，偶见生物碎片，岩石中未见其他残余组构，因此可能为灰泥灰岩重结晶的产物。
（8）瘤状灰岩
在砚瓦山组发育大量具疙瘩状构造外貌的灰岩、泥灰岩，长期以来被笼统称为瘤状灰岩。其实这套岩石的结构构造复杂多样，形成方式也各不相同。它们的特征和成因将在3.3节中详细论述。
3.1.3.2 白云岩
（1）原生白云岩
白云岩成因是碳酸盐岩石学中最难解决的问题之一。自然界是否存在以化学沉淀方式产生的原生白云石，至今仍无定论。现有的白云化作用模式还难于解释古代白云岩复杂的成因。因此，白云岩成因分类还很难统一。一般来说，把准同生的交代白云岩（交代证据不明显）及原生沉淀白云岩（？）称原生白云岩类，而由石灰岩经成岩后生期的白云石化形成的白云岩称次生白云岩类。
藕塘底组下段顶部微晶白云岩未见生物或其他颗粒组分，δ13CPDB＝2.62‰，Z 值132.15，反映了盐度偏高，其成因可能与咸化水白云化作用有关，形成于潮上带蒸发环境。
（2）次生白云岩
藕塘底组下段中部细晶白云岩呈灰色，厚层状风化面见刀砍状沟痕，裂隙面常具红色铁染。镜下见半自形晶白云石，分布不均匀。石英碎屑常见，有时高达25%，集中成条带平行层面分布。沉积相分析表明，晚石炭世早期，本区海水与淡水经常交替出现。成岩阶段，淡水易与高Mg2＋/Ca2＋比值的海水混合，发生混合水白云岩化作用。白云岩δ13CPDB＝-0.45‰，Z值124.31，也证明白云岩形成过程受过淡水影响，可能属次生成因。
船山组底部细晶白云岩的白云石呈自形、半自形菱面体，具雾心亮边结构，局部见交代残余的泥晶方解石及生物碎片。岩石呈厚层块状，风化面具刀砍状外貌，并可见其与粒泥灰岩呈横向相变，界线呈犬牙交错状。岩石具明显的交代迹象。
大陈岭组灰色薄层状微晶含云灰岩中普遍见宽窄不一的灰质白云岩条带。条带呈灰黄色，平行或斜交层面分布，其中仍保留清晰的原始沉积纹层。白云石呈自形、半自形菱面体细晶，具雾心亮边特征。属后生或成岩晚期白云岩化作用产物。
荷塘组含磷白云岩由白云石、胶磷矿、玉髓及黄铁矿组成。白云石呈自形、半自形细晶，表面浑浊，为成岩白云化产物。
3.1.4 其他沉积岩类
（1）硅质岩
本区荷塘组、胡乐组、藕塘底组、栖霞组、丁家山组中产大量硅质岩，成因多种多样。
荷塘组黑灰色薄层硅质岩由玉髓及微晶石英组成，含少量水云母和炭质。偶见海绵骨针，骨针已磨损，呈均匀分散状态，不具原地埋藏的骨针群特征。据研究，其物源类型比较复杂，以热水成因为主，还有生物来源和陆源硅胶的化学沉淀作用（赵国连等，2001）。胡乐组薄层硅质岩呈黑灰色，主要矿物为微晶石英、玉髓，含少量泥质、粉砂及白云石、黄铁矿等。岩石具残余生物结构，普遍见生物形迹，壳壁由硅质组成，还有硅质壳被溶解现象，说明硅质生物是二氧化硅的重要来源。见海绵骨针已重结晶，形体残缺，大致定向排列。丁家山组灰色薄层状硅质岩由微晶石英、玉髓组成，含少量海百合茎。具水平层理、微波状层理，有时见砂质条带构造。硅质岩δ18OSMOW＝28.75‰，低于晚古生代海相硅质岩δ18OSMOW平均值（30.0‰～31.6‰）（成都地质矿产研究所，1988），因此，二氧化硅可能主要来源于陆源硅胶，由于大气淡水掺和作用，造成δ18O偏低。藕塘底组顶部白色层状燧石岩（钙骨假象燧石岩）在3.4节中叙述。
结核状燧石岩见于船山组、栖霞组生物碎屑灰岩、微晶灰岩中，呈结核、团块出现。结核、团块呈球状、饼状、不规则状或条带状，大小为几厘米到几十厘米，多顺层分布，与灰岩界线清楚。结核由微晶石英、玉髓组成。其中见粉晶方解石交代残余。生物碎屑有纺锤虫、海百合等，化石种属、保存状态及化石数量均与灰岩相同，生物碎屑已由硅质交代，结构清晰可辨（照片3-8）。其成因可能与成岩分异有关，并与稍晚发生的白云石化作用伴生。

照片3-8 燧石结核

呈团块状产于含 微晶灰岩中，主要为微晶石英，少量自形细晶白云石，具雾心亮边特征；被微晶石英交代的 化石完整（左下角），内部组构清晰可见；江山石头山，栖霞组；正交偏光×26.4
（2）磷质岩
荷塘组中见磷质岩，有含磷白云岩、磷块岩。磷块岩呈黑色，胶状结构、微晶结构，由胶磷矿、微晶磷灰石组成，含少量玉髓、炭质、黄铁矿、水云母及白云石。具块状构造或结核状构造。荷塘组底部有砾屑磷块岩，为磷酸盐沉积物经盆内破碎再胶结而成。此外，在炭质页岩、硅质页岩中同生磷结核发育，结核0.5～7cm，呈球状、椭球状及姜块状。分布不均匀，局部可集中成层。

科学超深井与其他钻井的区别在于深部岩石所处于高地应力、高地温、高地层压力的“三高”环境，使深部岩体的组织结构、基本行为特征和工程响应均发生根本性变化，是导致超深井事故出现多发性和突发性的根本原因所在。
井壁稳定问题包括钻井过程中的井壁坍塌或缩径、地层破裂或压裂两种基本类型，是所有钻井工程所遇到的普遍性问题。井壁岩石失稳，其实质就是井壁岩石所受的应力超过它在井眼状态下的强度，钻井液的侵蚀作用减弱岩石的强度，同时产生的水化应力改变岩石的应力状态。当井内钻井液柱压力过低时，作用在井壁上的最大主应力与最小主应力差超过该处岩石的剪切强度，井壁岩石发生破坏，对于脆性岩石井壁发生崩落现象，对于塑性岩石井壁发生缩径；当井内钻井液密度过大使岩石所受的周向应力超过岩石的拉伸强度而造成地层破裂。
造成井壁失稳的因素很多，主要包括地质因素和工程因素两个方面。地质因素主要有：地质构造类型和原地应力（大小、方向及非均匀性）、地层的岩性和产状、含黏土矿物的类型、弱面的存在及其倾角、层面的胶结情况、地层强度、裂隙节理的发育情况、孔隙度、渗透性及孔隙中的流体压力等。工程因素主要包括：钻井液的性能（失水、黏度、流变性、密度）、钻井液的成分与地层岩石化学作用的强弱（水化、膨胀作用）、井周钻井液侵入带的深度和范围、井径大小、井眼裸露时间、钻井液的环空返速、对井壁的冲蚀作用、循环动压力和起下钻的波动压力、井眼轨迹的形状、钻柱对井壁的摩擦和碰撞等。对于科学超深井钻探来说，热膨胀对井壁稳定性的影响则不能忽略，有文献（刘佑荣等，1999）报道：对中硬岩石，温度每增加1℃则产生0.4MPa的温差应力；对坚硬岩石，温度每增加1℃则产生1.0MPa的温差应力。对于13000m深的科学超深井，由于取心作业，钻井液反复循环及停止循环，井壁温度变化预计超过50℃，在井壁上有可能产生的温差应力将超过50MPa。
另外，套管柱设计时，套管额定强度主要依据常温材料性能来确定的。在温度较高时，由于材料性能发生改变，屈服强度、抗拉强度、弹性模量和延伸率等参数也会变化，如果仍以常温数据设计，安全系数必然降低。目前，没有详细的套管材料屈服强度与温度之间关系的数据，国外文献取温度每升高1℃，屈服强度降低值为20℃时屈服强度的0.0544%。例如：令20℃时屈服强度为1，385℃时屈服强度为：

科学超深井钻探技术方案预研究专题成果报告（下册）

也就是套管在385℃时的屈服强度仅是其20℃的80.144%。由此可见，在高温条件下，套管材料屈服强度的降低程度，应得到套管设计人员的高度重视。
对科学超深井来说，钻井液循环温度高，取心钻具的环空间隙较小，起下钻对井壁产生的波动压力（黏滞波压力和惯性波压力）大，井壁稳定问题更为突出。井喷、井漏、地层的坍塌，钻具的黏附，固井不返水泥浆等许多井内问题都是由于没有掌握井壁稳定状况，导致措施失当而引起的。此外，井壁稳定性问题还涉及套管程序的设计、井口装置的选择、钻井液措施和固井方法的选择。所以，井壁稳定性问题是科学超深井钻探施工的关键问题之一。
针对沉积地层，中国石油天然气集团公司将“复杂地层条件下深井超深井钻井技术研究”列为“九五”、“十五”重大科技工程项目之一，并根据不同区域深井超深井的钻井技术难点设置了包括“钻前地层压力与井壁稳定预测”在内的5个研究课题。这一项目成果对我国山前构造等复杂地层条件下5000～6000m深井优快钻井及加快深部油气勘探开发步伐具有十分重要的作用。然而，我国已实施的科学钻探最深的钻孔为CCSD-1井，完井深度5158m；油气井最深的是塔深1井，完井深度8408m，超过7000m的深井仅有10余口，与国外均有很大的差距。科学超深井所钻地层已超出沉积岩的深度范畴，大多属于结晶岩。对于结晶岩地层原地应力状态和地层力学参数的研究滞后于沉积岩，因此，结晶岩地层井壁稳定性钻前预测以及当前钻头处地层的井壁稳定性实时评价研究，是我国实施科学超深井钻探急需解决的理论和工程难题之一。
本专题的研究内容：
1）详细调研深孔条件下井壁稳定性和钻孔安全方面的研究应用现状；
2）研究探讨深孔条件下井壁围岩应力应变与地应力状态、温度场、孔隙流体、钻井液压力等关系，初步建立相应模型；
3）研究探讨深孔条件下钻井液与井壁围岩的物理化学作用机理，初步建立化学-力学效应关系模型；
4）基于微平面滑移理论，构造岩石微观-宏观的本构模型，借助于有限元方法开展井壁的稳定性分析，初步编制数值计算分析软件；
5）提出可行的井壁稳定性试验研究方案。
通过本专题的研究，提出在给定钻井液体系下为保持科学超深井井壁安全所需的合理钻井液密度，建立钻井安全钻井液当量密度窗口，为科学超深井井身结构、钻井工艺和钻井液设计提供依据。
本专题取得的主要成果：
1）完成国内外井壁稳定性和钻孔安全技术研究现状和发展趋势的调研；
2）初步完成了井壁稳定性实验研究；
3）建立了钻井液密度和井底压力随温度变化模型；
4）建立了区域地层坍塌压力、地层破裂压力梯度曲线；
5）建立了现场随钻实时检测地层坍塌压力、地层破裂压力的简易方法——钻井液密度微调法；
6）发表论文4篇；
7）培养研究生2名。

一、岩石与岩石鉴定的概念

岩石是天然产出的由一种或多种矿物（包括火山玻璃、生物遗骸、胶体）组成的具有稳定外形的固态集合体。它是地球发展到一定阶段、由各种地质作用形成的产物。

岩石是以岩层或岩体形式构成地壳及地幔的固体部分，陨石与月岩也是岩石，但一般所说的岩石主要指组成地壳及上地幔的固态物质。

岩石学是地质学的一个分支，它是研究地球中（主要是地壳）岩石的一门科学。岩石鉴定主要研究岩石的分布、产状、成分、结构、构造、分类、命名及含矿性等。岩石学除研究岩石鉴定的内容以外，还要详细研究岩石的成因、演化、岩石与矿产的关系等，对其进行全面、深刻的分析研究和理论探讨，而岩石鉴定对这些内容只做基本了解。可以说，岩石学包含了岩石鉴定。

在地质研究中，岩石始终是重要的研究对象。因为山脉、岛屿、平原土层之下与江河湖海的基底都是由岩石构成的，各种金属与非金属矿产，以及石油和煤等绝大多数都蕴藏于岩石中，有的岩石本身就是矿；而且岩石记录了地壳和上地幔形成、演化的历史。因此研究岩石对于进行地质调查与矿产勘查、开发地下水资源、设计工程建设，了解地壳-地幔的物质组成、起源、演化都具有十分重要的意义。

二、岩石的分类

根据形成岩石的地质作用不同，把岩石分为岩浆岩、沉积岩、变质岩三大类。一般来说，三大类岩石在成分、结构、构造及产状等方面各具特色，彼此之间有明显的区别，研究方法也不尽相同。但有时并不能截然分开，其间有的逐渐过渡，有的由于形成的地质作用不是孤立的，不能简单地归为哪一种成因。实际上，三大类岩石彼此有着密切的联系，其相互演变的关系可用图0-1 表示，不过这种演变关系并不是简单的循环重复，而是不断地向前发展的。

图0-1 三大岩类相互转化示意图

（转引自于炳松等，2012）

三大类岩石的分布情况各不相同，沉积岩主要分布于大陆地表，占陆壳面积的75%，但距地表越深，则岩浆岩和变质岩越多，沉积岩越少。

三、岩石鉴定的研究方法

1.野外地质调查

主要是通过野外地质填图与剖面测量，对岩石的成分、结构、构造、产状、分布、时代、生成顺序、各类岩石的共生组合、岩相变化以及岩体与矿产的关系作详细的观察描述，同时做出初步分析和推论，还应采集适当的标本样品，以供室内进一步研究。野外研究是极为重要的，它是全部研究工作的基础。

2.室内研究

应用野外所收集的资料，在室内进行分析研究，目前采用的方法有：岩相学研究、岩石化学研究。

（1）岩相学研究：主要是利用偏光显微镜、弗氏台、电子显微镜、X射线分析、差热分析、电子探针等方法，详细研究岩石的矿物成分、结构、构造、各种组分的相对含量，从而为确定岩石类型、成因等提供必要的资料。

（2）岩石化学研究：主要采用全岩分析、单矿物分析、同位素、光谱分析、染色法等，研究岩石化学成分、微量元素的赋存状态和地球化学特征，以便了解岩石的演化规律和与成矿的关系。

3.三大类岩石认识的路径

岩石鉴定的主要目的，就是对岩石进行全面的认识，综合掌握岩石各方面的特征。认识岩石，也有其内在的规律，掌握和遵循这些规律，可以收到事半功倍的效果。

（1）岩浆岩应从了解岩浆作用、岩浆演化出发，沿着岩浆岩化学成分、矿物成分逐渐变化的路径，认识各类岩浆岩。

（2）沉积岩应从了解其形成过程出发，沿着各种风化产物的搬运、沉积、成岩的路径，认识各类沉积岩。

（3）变质岩应从变质作用的类型出发，沿着变质作用的因素、变质作用的方式及变质原岩恢复的路径去认识各类变质岩。

四、岩石鉴定与其他学科的关系

岩石鉴定是岩石学的基本内容之一，是国土资源调查专业、区域地质调查与矿产普查专业的一门核心专业基础课程。要认识岩石，就必须具备普通地质学、结晶与矿物学基础、晶体光学与光性矿物学、物理、化学、计算机知识等学科的知识；要对岩石进行测试分析，需要熟悉或掌握各种测试和分析方法的知识、技术及设备。同时，岩石鉴定的成果，又可广泛地应用于古生物地史学、构造地质、遥感地质、大地构造、矿床地质、矿产勘查、环境地质、水文地质、工程地质等学科，是学习这些课程必不可少的基础。

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