裂隙玫瑰花
⑴ 苏－锡－常地区地裂缝灾害研究
宗开红
（江苏省地质调查研究院，江苏南京，210018）
【摘要】进入20世纪80年代以来，苏－锡－常地区国民经济持续高速发展，但对地下水资源的超量开采，破坏了均衡的地质环境，诱发了一系列地质灾害，如地面沉降、地裂缝、渍害等等，尤其地面不均匀沉降——地裂缝灾害的迅速发展，破坏性大，给社会造成了不安定因素和负面影响。本文着重讨论地裂缝的形成机制，以期能对地裂缝灾害进行更好的预测，达到减灾防灾的目的。
【关键词】苏－锡－常地区地裂缝研究
苏－锡－常地区自改革开放以来，地方经济突飞猛进，目前已经成为我国东部沿海经济最为发达的地区之一。但是，相对苏－锡－常地区经济建设的高速发展，环境保护明显滞后，尤其是对地质环境的保护意识的淡漠，长期超量开采地下水资源，引发了区域性地面沉降地质灾害。
苏－锡－常地区地面沉降主要发生在最近30年中，中心城市区稍早，外围县市区稍晚，时间上与地下水开采史基本一致。20世纪80年代中期以前主要发生在3个中心城市及锡西地段，80年代中期以后，随着地下水开采区的扩大和开采强度逐年骤增，地面沉降问题也迅速扩大至区域（图1），发生程度也越来越严重化（表1）。
图1苏－锡－常地区地面沉降发展变化图
现状中累计沉降量大于200mm的区间面积近6000km2，约占苏－锡－常平原地区总面积的1/2，而500mm等值线已连片圈合了3个中心城市，面积超过1500km2。
与此同时，在区域性地面沉降发生、发育过程中，由于存在特定的地质环境背景条件（基岩潜山、古埋藏阶地、含水砂层分布不均等）及人为开采地下水的方式、方法不合理，导致了在苏－锡－常地区的局部地方，发育了地面不均匀沉降地质灾害，在地表则以地裂缝的形式表现出来。它破坏了地表建筑物及地下管线等掩蔽工程，严重影响了地方经济的可持续发展。
表1苏－锡－常地区地面沉降发展变化情况统计一览表
苏－锡－常地区地裂缝最初发生于20世纪80年代末期，鼎盛发育期为20世纪90年代，本世纪初的几年间，亦陆续有发生。
1地裂缝分布发育特征
苏－锡－常地区地裂缝的分布发育，无论在空间上、时间上均是有规律可循的。
1.1空间分布特征
（1）平面特征
苏－锡－常地区地裂缝地质灾害的平面形态则呈线条状，或直或曲，或呈雁行式排列。大多在主裂缝两侧分布发育一定宽度的裂缝带，一般宽度小于100m，地裂缝延伸从数十米到千余米不等。
（2）剖面特征
苏－锡－常地区地裂缝地质灾害的剖面形态，一般不甚清晰，大多呈裂缝两侧上下错移，在地表形成陡坎状或阶步状地裂缝；亦有的呈“V”字形开裂状，地表裂缝宽度一般在2～80mm左右，裂缝可见深度一般均在20～40cm左右。经对无锡市石塘湾因果岸地裂缝灾害进行剖面开挖及进行物探面波（SWS）测量显示，开挖剖面中裂缝的深度达3m（图2），面波勘探成果揭示，裂缝两侧相同第四系地层遭切割影响的深度可达36m之深；根据三维地震勘探成果的分析，地裂缝的影响深度可达基岩面，影响深度达到60～80m。
（3）方向特征
苏－锡－常地区地裂缝地质灾害分布发育的方向性比较明显，大多呈 NE向或 NNW向分布；亦发育一些呈环状分布发育的地裂缝灾害，经对裂缝的发育方向进行玫瑰花图统计分析，方向性不太明显（图3）。
图2无锡石塘湾因果岸地裂缝剖面素描示意图
图3常州大学城南周村地裂缝发育方向玫瑰花图
1.2时间发育特征
经对苏－锡－常地区地裂缝发育的时间进行统计，其与区内地面沉降灾害发育的高峰期具有明显的相关性。本区地裂缝始发于1989年，在以后的近20年中，几乎每年均有地裂缝灾害的发生，鼎盛期在20世纪90年代，尤其是1995年，本区有6处地方发生地裂缝灾害，本世纪初有减缓的趋势。
1.3不同地质环境背景条件下产生不同类型地裂缝
不同的地质环境背景是地裂缝产生的内在因素。因此，在有埋藏山体、古埋藏阶地、埋藏基岩陡崖分布发育的地区，通常发育线状地裂缝，具有一定的延伸性，如江阴市长泾—河塘—无锡张泾杨墅里地裂缝带，即属该类型地裂缝。在地下水主采层以上的第四系沉积物，存在明显的沉积差异的地区，受地下水疏干因素的影响，多形成半环状发育、与土层结构差异有关的地裂缝，如常州市漕桥地裂缝灾害。在第四系沉积物中主采含水砂层不太发育或发育较差的地区，人们通常采取上下含水层综合开采的方法抽取地下水资源，进而在局部地区地下水水位形成局部的降落漏斗，使得局部地区的水力坡度变陡，在地表产生以环状为主的地裂缝灾害，如常州大学城南周村地裂缝灾害即属该类型。
1.4地裂缝具持续性发展的特点
苏－锡－常地区地裂缝发生发展，在一定时间内具持续发展的特点，它们一般均在汛期或雨季初现，一旦形成后，沿裂隙面继续跌落加剧，是不稳定的发展状态。据野外调查，苏－锡－常地区目前仍有5处地裂缝具有进一步发育的特点，15处地裂缝则处于相对稳定的发展阶段，5处则已处于稳定阶段。
2地裂缝形成机制研究
苏－锡－常地区地裂缝形成的主要影响因素有：客观存在的地质背景条件（基岩面起伏特征、基岩岩性、古埋藏阶地、第四系地层结构的差异、含水层的结构特征等）及人类为了发展经济而对地下水资源的无序、过量开采所产生的破坏作用。不同类型地裂缝的形成机制，是不同影响因素，在不同地区、不同的地质背景条件下共同作用的结果。
2.1 潜山型
主要是第四纪地层差异、古基底起伏变化和区内超量开采地下水等外在因素的综合作用造成地面沉降。长期超量开采地下水，引起含水砂层及地下水储集层中的水头下降，造成地下含水砂层本身及上覆土层释水压缩，出现地面沉降；当土层本身的结构差异或沉积基底起伏等环境地质条件不均一时，在土层压缩造成地面沉降的过程中出现明显的地面差异沉降，在土体内形成侧向张应力；当侧向张应力达到或超过土体的极限抗拉强度时，则在地表以地裂缝灾害的形式表现出来（图4）。
图4基岩潜山型地裂缝形成地质模式图
2.2地下水综合开采型
地裂缝发生带附近分布有集中开采的深井，开采量较大，开采方式以第Ⅰ、Ⅱ、Ⅲ承压含水层均作为取水资源进行开采。由于Ⅱ、Ⅲ承压含水层不甚发育，富水性差，区域Ⅱ、Ⅲ承压含水层水位已降到－60～－70m，深井主采层则以近地表的第Ⅰ承压含水层为主，导致区内地下水含水层上下贯通，尤其是浅层水（潜水、第Ⅰ承压水）水位急剧下降，形成以深井为中心局部的水位降落漏斗（图5）。这是因近地表的软土层和I承压含水砂层压缩、变形所致，I承压含水层具有埋藏浅、颗粒细、渗透性差等特点，强烈开采作用下，粉粒随地下水流失，砂粒重新排列，形成的水位降落漏斗形态较陡，水力坡度较大，往往容易形成地面不均匀沉降地质灾害。
图5地下水综合开采型地裂缝形成地质模式图
2.3土层结构差异型
地裂缝发育区近地表第四系沉积结构明显，尤其在地表硬土层之下发育厚度不均一的高压缩性软土层（淤泥质亚粘土层），而淤泥质亚粘土层的液化指数、天然孔隙比、渗透系数相对较大。当降水偏少的年份来临时，地下水开采层越流补给条件差，加之长期过量开采，造成地下水水头急剧下降，促使高压缩软土层压密释水，形成塑性变形，造成地面持续沉降，最终诱发地裂缝灾害（图6）。
图6土层结构差异型地裂缝形成地质模式图
2.4埋藏阶地型
与基岩潜山型地裂缝的形成机制具有相似性，其主要是古埋藏阶地或基岩陡崖（具线状分布特点）、第四纪地层差异和区内超量开采地下水等外在因素的综合作用造成地面沉降。长期超量开采地下水，引起含水砂层及地下水储集层中的水头下降，造成地下含水砂层本身及上覆土层释水压缩，出现地面沉降；在埋藏阶地或基岩陡崖的边缘部位，土层压缩造成明显的地面差异沉降，并具线状分布特点，则在地表以线状分布的地裂缝灾害的形式表现出来（图7）。
图7埋藏阶地型地裂缝形成地质模式图
2.5岩溶型
目前苏－锡－常地区发育的该类型地裂缝其形成机制与潜山型地裂缝具有相似性，其主要是基岩隆起（基岩岩性必须是以具有可溶盐特征的灰岩地层）、岩溶发育、第四纪地层差异和区内超量开采地下水等外在因素的综合作用造成地面沉降。长期超量开采地下水，引起含水砂层及地下水水位下降，造成地下含水砂层本身及上覆土层释水压缩，出现地面沉降；在岩溶发育区，土层失水并压密，造成上覆松散堆积物垮落，诱发地面产生不均匀沉降，尤其在岩溶塌陷的边缘部位，在地表容易产生环状的地裂缝灾害（图8）。
图8岩溶型地裂缝形成地质模式图
3基于GIS的地裂缝易发区划分
目前，GIS空间分析手段，已越来越多地应用于地质环境的定量或半定量分析评价。苏－锡－常地区地裂缝研究运用Arc/Info手段，对区内地裂缝发育的空间特征进行了模拟。
3.1因子的确定
地裂缝灾害易发区的划分，主要依据基岩面的起伏形态、第四系沉积物分布的厚度差异性、地下水位、地下水含水层的空间特征、地面沉降等5方面因子，它们在地裂缝的发育过程中作用明显。
3.2评价模型
基于GIS的评价模型，其数据表达式为：
地质灾害调查与监测技术方法论文集
式中：I——危险指数，表示各影响因子综合作用的叠加结果；
Wi——第 i项因子的权重；
Ci——第 i项因子的量化赋值；
n——影响因子的个数。
3.3评价程序
GIS辅助下的地裂缝空间分布区划流程见图9所示。
Arc/Info中的空间叠加实际上是图层的叠加，一切空间分析都是以数字地图为对象进行的。经过多次调整，苏－锡－常地区地裂缝评价分区模型如下：I=0.33×C基岩＋0.12×C第四系＋0.19×C地下水位＋0.16×C含水层＋0.2×C地面沉降
根据影响因子综合影响总分值的由高到低，对评价结果进行定性分类，分类在原则上反映灾情的现状严重程度，并作相应的面积统计，统计情况见表2。
图9基于GIS的地裂缝灾害评价流程
表2评价结果分区统计结果
3.4 各级地裂缝灾害易发区的地质背景分析
由评价结果可见，苏－锡－常地区地裂缝地质灾害发生区和潜在危险区主要集中分布在常州戚墅堰以东、吴县黄埭以西的中部块段。该块段内的第四系基底相对二侧隆起，基岩面埋深较小，其起伏变化区间恰恰又在Ⅱ、Ⅲ承压含水砂层发育深度内，客观具备发生地裂缝灾变的特定地质环境条件，但不同等级区的地质背景又因地而异。
3.5 地裂缝灾害易发区带的圈定
根据上述模型运行结果以及目前的认识程度，初步确定地裂缝灾害易发区的划分原则主要依据基岩面（潜山、埋藏陡岩）的起伏形态、第四系沉积物的分布及厚度差异性、孔隙承压含水砂层厚度发生明显差异变化的线型边界（大多为古河道的边界）等条件综合确定。初步圈定出6个地裂缝地质灾害易发区带和可能存在地裂缝地质灾害隐患的地段（图10）。
（1）横林地裂缝地质灾害易发区带
大体以横林镇为中心，沿 NE构造线走向，西南至湖塘桥、马杭、戚墅堰，为江南断裂控制的特定条带区，面积约30km2。
（2）横山桥地裂缝地质灾害易发区带
横山桥地处芳茂山山前地貌变化部位，基岩面由裸露转向陡跌，推测有埋藏型断层崖控制中更新世古河道，两侧地面沉降明显不均匀发生，为易发生地裂缝灾变的区带。
（3）无锡—苏州古河道南侧基岩岸线地裂缝地质灾害易发区带
区带北西—南东向延伸较长，西起锡山贾巷，往东南大体沿京杭运河，经无锡市区一直延至苏州浒关的条带内。该带是苏－锡－常地区极需警视的地裂缝地质灾害易发区带，目前已发现的贾巷和毛村园二处地裂缝灾点均在该区带内。
（4）江阴南部古河道南界地裂缝地质灾害易发区带
分布锡山境内的堰桥、长安、厚桥、安镇间为基岩断块隆起，受其影响，推测潜山、断层崖较发育，是环境地质背景条件变化较大的区带，实为区内地裂缝易发区带。石塘湾秦巷、堰桥、河塘及长泾等地已发现的地裂缝均在该带中。
图10苏－锡－常地区地裂缝地质灾害易发区分区图
（5）东亭地裂缝地质灾害易发区
在锡山新市区（东亭）西郊一带，从已形成地裂缝地区的勘探结果显示，可能与岛状残留分布的潜山有关，也可能与浅部地层因素有关，但诱发原因仍与超量开采Ⅱ承压地下水有关。
（6）张家港塘桥地裂缝地质灾害易发区
在张家港东南部塘桥、塘市、西张等乡镇地区，从迹象反应，地面沉降已严重发生，但不均匀，在多处已见有地裂缝灾变问题。
（7）查桥地裂缝地质灾害易发区
位于吼山西侧山前平原北东向展布的条带区间，现状中已多处发生，并有进一步严重化发展趋势。
4地裂缝灾害防治对策
地面沉降和地裂缝等地质灾害给苏－锡－常地区经济和社会的持续发展构成了严重制约，必须采取切实有效的措施加以防治和治理。地质灾害防治必须贯彻“以防为主、防治与避让”相结合的方针，进一步加强领导，提高认识，按照国家和省地质灾害防治管理规定，科学规划，强化管理，把地质灾害造成的损失降低到最低限度。从勘察已得知，区内地裂缝灾害，主要是地面沉降严重发生以后所显示的灾变形式，所以，最根本的还是需从控制地面沉降着眼。在地面沉降重度发生区，应该深入研究各种影响因素，对地面沉降不均匀发展趋势做出科学合理的评价。
尤其在被初步圈定为地裂缝地质灾害易发区内，进行城镇建设和工程项目建设，也必须列为可能的地质灾害灾情之一，进行认真的危险性评估。在已发生的地裂缝灾区，应查明形成原因，准确圈定危险区，布设监测网点，并落实具体的避让措施。
5结语
本文的研究成果是江苏省地质调查研究院三角洲项目组集体工作的结晶，在此，向所有参与项目工作的老师、同仁表示衷心感谢！
⑵ 图像处理与分类方法
(一)图像处理方法
全景钻孔摄像系统实现视频图像数字化的基础是用C++语言编制而成的采集软件和分析软件。采集软件使探测到的钻孔视频图像数字化,再通过分析软件对其中的信息图像进行识别,完成对数字图像和重要信息的存储和维护。
采集软件(图9-17)的主要功能如下:
1)捕获图像。通过新建gra格式的文件捕获视频数据,并形成数字图像。在进行图像捕获之前需设定视频数据的工作环境(钻孔孔径、探头直径等),以满足数据转换的要求。
2)实时显示。在进行图像捕获的同时将处理后的直观图像快速地显示出来,便于实时监控数据处理过程。
3)图像存储。将捕获后的数字图像以gra文件的格式存储于计算机硬盘中。
4)图像识别。对某帧或某些帧图像中的有用信息进行计算分析,从中获得具体数据,主要包括:识别罗盘图像并计算罗盘方位,识别深度数据。
5)深度修正。对视频图像中的深度数据与真实的深度进行修正。
图9-17 数据采集软件(BHImgCapt)
数据分析软件(图9-18)的主要功能如下:
1)形成三维图像。三维图像就是三维钻孔岩心图,它是通过钻孔孔壁图模拟出来的,也称为“虚拟”钻孔岩心图,形成的三维图像便于更直观地观测孔壁。
2)计算分析。计算分析的功能包括计算结构面产状和隙宽、建立结构面数据库、备注结构面的几何形态等,为进一步对结构面进行统计分析创造条件。
3)打印输出。统计分析形成的任何图像都可以彩色打印输出。
图9-18 数据分析软件(BHImgCapt)
(二)统计分类方法
为了更直观地展现经数据采集与分析软件获得的孔内结构面数据(结构面产状、深度、张开度及裂隙填充情况等)分布特征,首先借助 Microsoft Excel的数据统计功能将结构面数据按倾角和张开度大小进行分类汇总(表9-4和表9-5),然后用统计分析软件Origin和DIPS绘制裂隙的倾向玫瑰花图和产状极点密度图(图9-19和图9-20)。
表9-4 按倾角大小的分类汇总
表9-5 按隙宽大小的分类汇总
图9-19 Origin软件界面及倾向玫瑰花图
图9-20 Dips软件界面及产状极点密度图
⑶ 断褶山型储层特征
断褶山形基岩潜山储层在胜利油区较少，桩西基岩潜山储层和富台基岩潜山储层属此类，分述如下。
（一）桩西基岩潜山储层特征
1.岩石特征
桩西下古生界基岩潜山地层属华北地台南部类型，主要由下古生界寒武系和奥陶系碳酸盐岩组成。寒武系主要是砾屑灰岩、鲕粒灰岩及粉砂岩和页岩。奥陶系主要是云质灰岩、灰质云岩及白云岩。其中白云石和方解石是脆性矿物，受力后易产生裂缝。而相同条件下粉砂岩和页岩产生裂缝的可能性依次降低。故碳酸盐岩中最易产生裂缝。白云石和方解石的化学成分决定了碳酸盐岩比碎屑岩更容易产生溶蚀孔隙，碳酸盐岩中灰岩比白云岩更容易产生溶蚀孔隙。
2.储层储集空间类型
（1）构造裂缝：规模上按照裂缝宽度分为大、中、细、微4级。大裂缝宽度大于1mm，中缝为0.5～1.0mm，细缝0.1～0.5mm，微缝小于0.1mm。其中细、微缝最多，占63%；中缝次之，占28%；大缝最少，占9%。
从产状上看，岩心观察的绝大多数裂缝为构造应力形成的高角度裂缝，倾角一般为60°～80°，也有少量平行于层面的裂缝。裂缝识别测井资料表明裂缝主要沿两个方向发育：北东向和北西向，以北东向为主，在776条定向裂缝中北东向506条，占65.2%。
裂缝的充填程度不同。有开启缝、闭合缝和半开启缝3种。在8184条裂缝中，开启裂缝1924条，占23.5%。开启裂缝中以微细缝为主，裂缝内基本无充填物，或两壁具方解石薄膜或黑色碳化物薄膜，普遍见含油显示。闭合缝占的比例较大，全充填裂缝6260条，占76.5%，充填物为方解石、泥质或炭质。岩心观察见有宽0.1～4mm的裂缝被方解石充填，某些岩心段的灰岩被纵横交错的他形方解石脉充填。半开启缝多发育在方解石脉的中央部位，是方解石沿裂缝两壁生长未完全充填形成的，方解石晶体粗大，晶形多为自形晶，呈马牙状。
从裂缝面的平整程度看可分为两种：不平整和平整。缝面不平整的缝内往往被方解石、泥质等多次充填。裂缝面平整的，裂缝或宽或窄小，宽大的缝内充填方解石，窄小的缝内无充填或缝面只有方解石薄膜，多见油气显示。
（2）溶蚀孔、洞、缝：溶蚀孔、洞、缝是地下水溶解碳酸盐岩形成的溶蚀洞穴。这类孔洞小的可以在岩心中观察到，大的由于岩心破碎或无法获取，不可能观察到。可以根据取心率低来判断，更主要依据钻井过程中的钻具放空及泥浆漏失或测井的井径扩大来判断。桩西下古生界基岩潜山有6口井钻具放空，放空最大高度为2.6m，最小的0.25m，一般为1m左右。
溶蚀洞穴有时由于岩石垮塌或被后来沉积物所充填，而且充填物由于溶洞壁的支撑而欠压实，其孔隙度约为18%～37%，含油饱满。薄片鉴定为硅化泥岩，扫描电镜观察为小的石英晶体相互搭架形成的孔隙。
溶蚀裂缝是地下水沿裂缝溶蚀扩大而形成的空间，其特点是裂缝两壁不平整，缝的宽度不一。在岩心上见到宽达1cm的溶缝。
（3）溶蚀晶间孔隙：为方解石或白云石晶体之间经过溶蚀形成的微溶孔，溶孔最大直径15μm，一般约5μm，最小0.1μm，主要分布于下古生界碳酸盐岩溶蚀发育部位。
（4）晶间孔隙：是主要由白云岩晶体之间的间隙组成的孔隙，孔喉最大宽度可达30μm，最小宽度0.1μm，孔隙度一般3%～5%，个别最大的可达23%。主要分布在下奥陶统冶里-亮甲山组结晶白云岩中。晶间孔隙多数（约44%）见含油显示。
（5）压溶缝：在石灰岩岩心中比较发育，多为不规则的缝合线，基本被黑色炭质充填。
在上述储集空间中，开启、半开启裂缝、孔隙及溶蚀缝、洞中多见含油显示。桩西潜山7口井取心作荧光薄片鉴定179块，具有含油荧光显示的144块。其中微裂缝含油65块，占含油的45%；晶间孔隙含油44块，占30%；微缝和晶间孔隙均含油的有21块，占15%。因此认为这些空间具有油、气储集的重要意义。
3.储层储集类型
桩西下古生界基岩潜山储层的类型共有5种，它们是大缝大洞型、裂缝孔隙型、孔隙裂缝型、裂缝型和晶间孔隙。
（1）大缝大洞型：孔隙以溶蚀孔、洞、缝及未完全充填的孔洞、缝为主，以构造应力下产生的大缝、细缝为喉道，二者构成了良好的储集空间。这类储集类型最好。识别特征为钻井过程中的钻具放空、泥浆漏失并伴有井喷、井涌、油花气泡显示。这种储集类型的中子孔隙度平均为25.6%，裂缝多为高角度裂缝，开度为2～17mm，渗透性极好，渗透率一般大于1μm2。
（2）裂缝孔隙型：孔隙主要为晶间孔，微细裂缝作为喉道，起连通作用，将各种孔隙连接起来构成储集空间。这种储集类型在岩心上不易观察到，镜下观察十分清晰。孔隙度一般为3%～5%，最高可达23%。裂缝开度为0.03～1.1mm，渗透性好，渗透率为0.1～1μm2。
（3）孔隙裂缝型：与裂缝孔隙型相反，微细裂缝发育作为孔隙，晶间孔隙较不发育作为喉道起连接作用，二者构成的储集类型为孔隙裂缝型。识别特征及孔隙度和渗透率特征与裂缝孔隙型基本一致。
（4）微细裂缝型：各种成因的微细裂缝既是孔隙又是喉道，这种储集类型孔隙度小，一般小于1%，最大1.3%。裂缝的开度为0.03～0.1mm，渗透性差，渗透率小于0.1μm2。
（5）微孔隙型：该储集类型的孔隙为晶间孔和晶间溶孔，缩小的部分作为喉道，将各种晶间孔隙连接起来。孔隙度一般为1.3%～3%，裂缝开度为0.003～0.036mm。渗透性极差。
4.储层在纵向上和横向上的分布
（1）储层发育的控制因素：桩西基岩潜山下古生界储层的储集空间特征主要受岩性、结构、构造部位、断层和古地形等因素控制。从岩性看，下古生界主要是碳酸盐岩，其中上部中奥陶系主要是白云岩，寒武系中上部主要是灰岩，底部是白云岩。组成白云岩的主要矿物是白云石，组成灰岩的主要矿物是方解石。两种矿物具有不同的应力、化学等特性。在相同的情况下，白云岩比灰岩更容易产生裂缝。如表7-5所示，桩西几种岩石的裂缝发育程度由强到弱顺序为白云岩—灰岩—泥质白云岩—泥质灰岩。但灰岩比白云岩易溶解。桩西下古生界基岩潜山油田有6口井钻具放空、19口井发生漏失。其中放空、漏失发生在白云岩层段的有6口井，占1／4；发生在灰岩层段的则占3／4。溶蚀洞发育情况统计也表明（表7-6），在灰岩中发育的是大、中型洞，在白云岩中小洞较为发育。大、中型溶洞发育在灰岩中的主要原因是由于灰岩的溶解速度快造成的，而白云岩尽管溶解速度慢，但溶解度比灰岩大，且溶解度在温度压力增大时变化小，因此可以得到充分溶解形成小溶洞。
表7-5 桩西下古生界基岩潜山岩性与裂缝发育程度的关系
表7-6 桩西下古生界基岩潜山岩性与溶洞大小的关系
根据国外某些油田的资料统计，矿物含量的多少影响储集空间的发育。从原生孔隙发育程度来讲，白云石含量低于50%，晶间孔隙不发育；白云石含量为50%～80%，晶间孔隙最发育；白云石含量大于80%，晶间孔隙又变为不发育，因为此时白云石晶体多为他形晶。从次生孔隙产生多少看，岩石中泥质含量影响溶解程度。如泥质灰岩或泥质白云岩不如纯碳酸盐岩易溶解，产生的次生孔隙就少。
从结构看，原生孔隙发育程度与岩石颗粒或晶粒的粗细均匀程度、排列方式及堆积紧密程度又密切相关。一般颗粒粗、较为均匀、无序松散排列结构的白云岩中孔隙发育。具体到桩西基岩潜山，当白云石晶体变化由隐晶—显微晶—微晶时，晶间孔隙发育程度增加（表7-7）。
表7-7 白云石结构及其与原生孔隙发育程度的关系
从构造部位看，褶曲的高点、轴部、转折端等应力集中部位容易产生构造裂缝。桩西基岩潜山也是如此。裂缝在构造高点、倒转部位最为发育。桩西下古生界基岩潜山构造是燕山期形成的一个大型推覆构造。推覆体内部有3条走向北东、倾向南西的逆断层。其中中部逆断层的上盘由于推覆作用形成牵引背斜，下盘为倒转褶曲-挠曲-单斜构造。裂缝主要发育在下盘倒转挠曲部位。如桩古13-2井、桩古17井和桩古13井都见到了良好的油气显示。其中桩古13-2井冶里-亮甲山组发生漏失，漏失量为10m3。在桩古17井倒转褶曲部位上、下马家沟组见到了良好的油气显示，在桩古13井的倒转挠曲部位下马家沟组、冶里-亮甲山组试油获100t/d的高产。西部逆断层倒转部位的桩古37井，在钻井过程中发生强烈井喷，尽管压井过程中严重污染了油层，试油仍获得43 t/d的产量。证明此构造部位是裂缝发育带。但是并非倒转部位全都是裂缝发育带。钻遇中寒武统张夏组的桩古31井，由于岩层中裂缝的形成时期早，大都被方解石充填，造成开启裂缝不发育。
中部产状相对较陡的逆断层，上盘在上升过程中形成牵引构造，其顶部拱张部位是裂缝发育程度最好处。裂缝还沿着轴部发育，如桩古10块的桩古2井、桩古10井和桩古15井钻井都发生了泥浆漏失，并见到了良好的油气显示。
构造的高部位还是大缝大洞型风化壳发育处。这种部位的风化剥蚀作用强，从岩溶条件看地表水比较活跃，溶蚀作用比较充分，先期形成的大量构造裂缝为溶蚀作用又创造了良好的先决条件。因此，容易发育大缝大洞型风化壳。例如桩西桩古10井和桩古2井潜山顶面风化壳。钻井钻遇顶面奥陶系上、下马家沟组时，除泥浆大量漏失、钻具放空外，伴有强烈的井喷和井涌。桩古10井试油获得了3600t/d的高产。桩古2井的日产量也大于100t/d。这表明潜山高部位风化带缝、洞十分发育。
从与断层的关系看，储集空间特别是裂缝明显受断裂控制。桩西古潜山裂缝正是受到断层控制，特别是喜马拉雅期正断层对裂缝形成起决定性作用。喜马拉雅期构造运动造成北东向及近东西向的断裂活动，伴随断裂产生了一套新的开启裂缝系统，裂缝宽度小，多见油气显示。在喜马拉雅期断层附近的井多获得了高产油气流，例如桩古19井、桩古18井、桩古21、桩古17等。通过统计钻遇桩西南界大断层的4口裂缝识别测井资料，表明断层附近裂缝发育带宽度略等于该断层的落差。
古地形是影响水平溶蚀孔隙发育好坏的最主要因素。在一定的时期内，构造运动相对不强烈时，桩西古潜山潜水面深度大致相同。古地形低，距潜水面就越近，反之则越远。从桩西潜山岩溶条件图可看出桩古10井、桩古2井和桩古15井所在地区的位置比桩古7井、桩古13井所处的位置低，更接近于潜水面，因此易发育大型的溶蚀洞穴。试油试采也说明了这一点。如桩古10井放空3次，试油时日产3600t，累计采油大于20×104t。桩古2井发生漏失，累计采油18×104t，桩古15井累计采油32×104t，试油日产2700t左右。桩古13块由于风化壳距潜水面比较高，水平溶蚀程度较低。
（2）储层的主要形成时期
裂缝的主要形成时期有3期：印支期、燕山期和喜马拉雅期。印支期构造运动形成的裂缝，经过溶蚀，缝面多不平整。经过侏罗系沉积前的长期风化作用，裂缝多次被充填，仅剩一部分残留裂缝未被充填，其裂缝发育方向为北东向和北西向。燕山期构造运动强烈，产生的断层规模大，伴随断块的掀斜产生了与断层有关的裂缝，这种构造裂缝规模也大，最大可达4～5cm。由于与油气运移不匹配，到侏罗纪晚期，古生界埋藏至600m以下，达到了地下潜水面以下的高矿化带，裂缝几乎全为方解石充填。喜马拉雅期构造运动不甚强烈，主要产生北东向和近东西向的小规模断裂，伴随断裂的产生和停止—短暂抬升过程，产生一套新的裂缝系统，这期裂缝规模虽小，但属未完全充填的开启性裂缝，又和油气运移时期相匹配，因此多见油气显示，是油气良好的储集空间。
主要的溶蚀孔洞的产生时期有两个。一是发生于早古生代末期的海西运动期，油田地区整体抬升遭受风化剥蚀，在八陡组表面形成局部的溶蚀洞。另一期产生于古生代末期的印支运动期，是主要的溶蚀孔洞形成期，使下古生界潜山长期遭受剥蚀、淋滤作用，形成表面风化壳（桩古2、10井区）、垂向渗流溶蚀带和潜水面附近的水平渗流溶蚀带。现存的溶蚀孔洞是燕山期方解石充填后的残留的溶蚀孔洞。
（3）储层在纵向上的分布
构造裂缝通常发育在褶皱的应力集中部位，如高点、转折端、轴部、枢纽的倾伏端和产状发生变化的地方。但是与褶皱有关的印支期裂缝大都被充填，几乎未能形成储层。燕山期形成的大裂缝由于深埋在潜水面以下的高矿化带，开启的空间也被方解石占据。因此，可以形成储层的构造裂缝主要与喜马拉雅期的断层有关。由于喜马拉雅期形成的断层规模较小，断距仅为200～350m，因此储层在纵向上主要沿断层的上、下盘200m左右深度发育。据有关资料，裂缝发育的垂向深度与断距成正相关，断层规模越大，裂缝的垂向发育深度也越大。
作为储层的溶蚀孔洞，通过对钻井过程中放空、漏失现象统计，并结合测井曲线分析发现其纵向分布有以下几点：① 上、下马家沟组灰岩中大、中型溶洞较发育，其次是八陡组、冶里-亮甲山组，白云岩中多发育小的溶蚀孔洞；② 桩西潜山岩溶距风化壳深度可分为3带：上部岩溶带，距风化壳0～200m；下部岩溶带，距风化壳200～500m；深部岩溶带，距风化壳大于500m。其中以上部岩溶带最发育，基本上是由于风化淋滤作用形成的。
上述分析表明，储层在纵向上分布的总体特点是沿顶部、顺断层。即距风化壳200m左右及沿新生代断层200m上下分布。
（4）储层在横向上的分布
从裂缝统计玫瑰图来看，油田东区以北东走向裂缝为主，而中区和北区则是北东、北西向两组共存。裂缝主要靠断层分布，特别是距断层100m左右。具体到桩西下古生界，不同的层位裂缝分布各异。八陡组裂缝主要分布在东区桩古19井和中区桩古10-19井附近。上马家沟组裂缝在桩古2、15、6井一线，19井、10-19井附近断层100m内最发育，其次沿新生代断层两侧及逆断层下盘倒转褶曲部位较发育。下马家沟组裂缝主要发育于桩古36井西南侧，桩古21块、14块、39块、27井西南，桩古25井东北一侧；桩古19井断层、桩古10-19断层两侧100m发育，其次发育在逆断层倒转褶曲部位，新生代正断层两侧及桩古15井、24井一线。冶里-亮甲山组裂缝在桩古19、10-19井断层100m内最发育，其次发育在21块、24井一线、桩古6块及新生代正断层两侧。
平面上岩溶的分布特点是，八陡组的发育于桩古36、8井一线，上马家沟组的发育于桩古10-11、桩古15井西侧及13-3井南侧一线，下马家沟组岩溶位于桩古10-3井、桩古6井地区，桩古36井西南方向，桩古21、14、10、39、27井附近地区。冶里-亮甲山组岩溶位于桩古21、39、14、4、37、10井附近。大型的溶蚀孔洞一般是沿早期形成的断层、裂缝进一步溶蚀而形成。平面上大型溶蚀孔洞主要分布于构造中区的桩古10块、桩古7块、桩古21块等区块。
（5）储层在纵横向上的连通性
一般来说，灰岩储层缝、洞、孔的连通模式有以下3类、5种：同层高渗带、断裂高渗带和岩溶高渗带3大类。其中同层高渗带又分为层位相同带和顺层溶蚀带两种，层位相同带缝洞孔比较发育，顺层溶蚀带是地下水沿泥质层的顶底板活动形成的。断裂高渗带主要表现在两井通过同一断层破碎带，发生井间干扰。岩溶高渗带分为顺风化壳高渗带和顺古水平岩溶带两种，前者顺风化壳溶蚀缝洞发生干扰，后者沿同一古水平岩溶带发生干扰。
根据桩西潜山比较少的测压资料和井间干扰资料，分析桩西潜山缝、洞、孔的连通模式存在着断裂高渗带、岩溶高渗带2类、3种。
断裂高渗带类：桩古18、18-1井上马家沟组被同一条新生代断层所切割，两井储层较为发育。桩古18-1井1993年3月试油测压为35.4MPa，压力系数为0.77，且产量比较低。分析是桩古18井试采多年造成的。桩古18井于1987年6月投入试采，初期压力为45.4MPa，压力系数为1.0。1992年3月测压压力为36.96MPa，压力系数为0.8；到1993年已累计采油约16×104t。由于两井连通，造成了桩古18-1井试油时压力低、产量低。
岩溶高渗带类——顺风化壳溶蚀缝洞带发生干扰型：桩古2井与桩古15井上马家沟组均处于风化壳顶部溶蚀带上，桩古2井投产早，在桩古15井投产前累计采油16.9×104t。当桩古15井试油获2593t/d，配产385t/d，投入试采后，桩古2井压力由37.2MPa迅速下降到33.3MPa并迅速停喷、水淹，表现为两口井的连通性相当好。
岩溶高渗带类——沿同一古水平岩溶带发生干扰型：桩古15井与桩古36井下马家沟组处于地下潜水面水平溶蚀区，这两口井的连通性表现的很明显：桩古36井1993年1月开始注水，日注量约200m3。注水后桩古15井关井测压，其压力由1993年2月30.07MPa，到1993年7月升至34.37MPa，压力回升明显。
由于井间干扰资料少，油井大多数为裸眼，测压资料不准确，对桩西下古生界潜山储层连通状况的分析具有一定的难度。目前暂认为桩古18-1井与桩古18井，桩古10井与桩古10-1、桩古15、2、36井存在着连通，尚不能确定其他井之间的连通状况。但桩西下古生界潜山碳酸盐岩由于基质孔渗条件比较差，缝、洞、孔次生储集空间发育的非均质性、断层对储层的分隔作用以及潜山内部存在着数套厚度大小不等的泥质隔层等原因，其储层在同层同块内虽有一定程度的连通，但连通程度较低。
（二）富台油田
富台油田基岩-潜山储层由太古宇和下古生界组成。太古宇发育片麻岩。下古生界发育寒武系凤山组和奥陶系冶里组、亮甲山组、下马家沟组、上马家沟组和八陡组。主要储层有两套，一套为奥陶系八陡组，另一套为冶里-亮甲山组和凤山组。
1.储层岩性特征
富台油田古生界储层主要储集段为中奥陶系八陡组。根据车古201井岩心分析资料，八陡组岩性以白云岩、泥质白云岩为主，白云石含量平均为64.5%，方解石含量平均为6%，陆源碎屑矿物较多，主要为石英，含量达28.5%，还有少量粘土矿物，含量为1%。
2.储层物性特征
（1）小岩心分析化验储层物性
根据岩心分析化验统计，车古20井八陡组孔隙度为2.93%，渗透率为1.41×10-3μm2，车古201井八陡组孔隙度为3.32%，渗透率为7.91×10-3μm2，马家沟组孔隙度为0.61%，渗透率为0.61×10-3μm2。
（2）岩心分析化验基质孔渗
根据岩心分析化验资料，去掉有裂缝发育的样品，统计结果为潜山基质物性，车古201井八陡组孔隙度为3.26%，渗透率为0.67×10-3μm2，马家沟组孔隙度为0.6%，渗透率为0.04×10-3μm2。
（3）裂缝孔渗
根据岩心观察统计，车古201井八陡组面孔率为0.56%，马家沟组面孔率1.6%。根据岩心分析化验资料统计，车古201井八陡组渗透率为21.6×10-3μm2，马家沟组渗透率为1.37×100-3μm2。
（4）FMI成像测井分析油藏物性特征
据FMI成像测井的Porspect分析表明，孔隙度值一般在0～10%，多数为1%～5%，以晶间孔隙为主，溶蚀孔洞及裂缝次之。
3.储层储集空间类型
富台油田储层储集空间主要是次生孔隙，原生孔隙不发育。次生孔隙主要类型有：晶间孔隙、溶蚀孔洞和裂缝。
（1）晶间孔隙
晶间孔隙主要是指白云岩或灰岩由于重结晶等作用而形成的白云石或方解石晶体之间的孔隙。此类孔隙主要发育在八陡组，如车古201井八陡组3279.5m和3358.5m的岩心电镜扫描分析表明，晶间孔隙发育，孔隙直径为0.5～1.5μm，晶间孔隙的孔隙度为3%～5%。
根据成像测井资料，晶间孔隙除八陡组发育外，冶里-亮甲山组也发育此类孔隙。
此外，本区还发育晶簇孔洞，多发育在方解石脉的中央部位。它是由于裂缝或孔洞未被完全充填而形成的储集空间，方解石晶体呈马牙状，自形程度高。根据岩心观察，车古201井八陡组、马家沟组均发育有这种孔洞。
（2）溶蚀孔洞
溶蚀孔洞是地下水或地表水对碳酸盐的溶解作用而形成的储集空间。从车古201井岩心中见到溶蚀孔洞，直径一般2～5mm，最大达到25mm。
溶蚀孔洞只在八陡组上部发育，从该区还存在大量膏岩层这一特征来看，其溶蚀孔洞不很发育。
（3）裂缝
裂缝主要是指构造作用下形成的构造裂缝，此外，还有少量由于地下水的溶蚀作用而形成的两壁不平整的溶蚀裂缝，它们一般是沿构造裂缝扩展而成。根据岩心资料分析，富台油田裂缝主要发育在八陡组和冶里-亮甲山组，尤其是冶里-亮甲山组，裂缝非常发育，岩心破碎十分严重。裂缝是富台油田古生界储层的主要导流空间，下面作进一步的阐述。
裂缝密度：富台油田下古生界潜山裂缝非常发育，据岩心测量推算裂缝的线密度为21～100条／m。据岩心资料，八陡组有较发育的孔洞和裂缝，但以裂缝为主，最大裂缝线密度64条／m，局部见有破碎成约4.5cm×2.3cm×4.0cm大小的立方体；马家沟组裂缝发育相对较差，且绝大部分被石膏充填；冶里-亮甲山组裂缝非常发育，岩石破碎成约3.2cm×7.7cm×2.8 cm大小的立方体，缝面平直，最大裂缝密度100条／m。
裂缝宽度：为了便于评价储层裂缝发育程度，结合富台地区裂缝发育特征，按缝宽将裂缝划分为4类：缝宽小于0.1mm为微缝，0.1～1mm为细缝，1～5mm为中缝，大于5mm为大缝。
据岩心观察统计表明，以上各级裂缝在富台油田古生界潜山地层中均有不同程度发育，宽度一般在0.05～5mm，但中缝以上级别裂缝往往被充填，有效缝一般是微细缝。统计26条有效缝，裂缝宽度均小于1mm，其中微缝5条、细缝21条。
通过车古202井11块样品CT测试分析可知，裂缝宽度均在0.1～0.4mm。
裂缝充填：在岩心描述中依据充填物的充填特征，将裂缝分为全开启缝、半开启缝、1／4开启缝、全充填缝4类。根据岩心观察统计各类裂缝，车古20井裂缝的充填比较严重，开启缝只有5%～10%，车古201井充填较轻，八陡组开启缝达54.29%，冶里-亮甲山组开启缝达80%～100%。
裂缝倾向和走向：通过对富台油田潜山古生界成像测井分析，古生界潜山在不同井点裂缝走向不同，主要有北北东、北北西、近东西、近南北向4组。其中，东翼裂缝的走向为北北西，倾向为北东及南西西，倾角以中、高角度为主，一般为50°～80°；西翼裂缝走向北东东和北北西，倾向为北东东和北北西，倾角以中、高角度为主，一般为30°～80°；北翼裂缝走向近东西向，倾向为正南。另外在背斜顶部裂缝走向近南北向，倾向正西（图7-18、7-19和7-20）。
图7-18 车镇凹陷车古201井、车古201-1井古生界裂缝走向、倾向玫瑰花图
裂缝走向分布规律：压性背斜的两翼受到垂直背斜长轴的水平最大主压应力的作用，而背斜的顶部则有同方向的主张应力作用。断层的顶部、锁结处应力升高，而活动断面两盘的应力则降低，主应力线通过活动断层面改变方向。
图7-19 车镇凹陷车古201井古生界和太古宇裂缝走向玫瑰花图
富台油田为短轴背斜，主要受北东方向的挤压。根据上述观点，在背斜的顶部应有同方向的主张应力作用，因而在背斜的两翼应产生一组北北西方向的张裂缝。另外，在断层附近，因受断层的影响，裂缝方向会有所改变，一般裂缝与断层呈小角度相交。
已完钻的5口井中，有4口井做了成像测井，根据成像测井所测裂缝方向，与上述结论相同（图7-21、7-22）。
4.储层储集类型
裂缝、孔隙和溶洞在潜山不同层位储渗体中所起的作用不同。依据孔隙、裂缝、溶洞发育的相互关系及孔、洞相连状况，将富台油田下古生界潜山储层的储集类型进行分类：上寒武统凤山组和奥陶系冶里-亮甲山组白云岩储层晶间孔隙发育，是主要储集空间，裂缝是主要渗流空间，溶洞不发育，属裂缝孔隙型储层；上奥陶统马家沟组灰岩溶蚀洞穴和裂缝是主要储集和渗流空间，孔隙不发育，属溶洞裂缝型储层；上奥陶统八陡组白云岩储层晶间孔隙发育，溶洞也较发育，是主要储集空间，裂缝是主要渗流空间，储集类型为溶洞裂缝孔隙型。
5.储层发育特征
从剖面上看，富台油田下古生界储层厚度中间薄、上下厚，储地比中间小、上下大。中部即上、下马家沟组储层厚度小，上马家沟组为5.7～24.9m，储地比为2.2～18.6；下马家沟组为1.3～11.0m，储地比为2.9～6.9。顶部八陡组储层厚度为13.3～40.1m，储地比为11.4～36.5。下部冶里-亮甲山组储层厚度为10.5～52.5m，储地比为7.1～38.2。凤山组储层厚度为13.1～40.2m，储地比为15.1～54。即总体上下古生界顶部和下部储层发育，中部不甚发育。平面上，由南向北、由西向东，富台油田下古生界储层发育程度降低。
图7-20 车镇凹陷车古202井、203井古生界裂缝走向、倾向玫瑰花图
图7-21 车镇凹陷富台潜山构造及裂缝走向图
图7-22 车镇凹陷富台潜山古生界裂缝走向预测图
⑷ 露头区裂缝发育特征
（一）莱芜雪野地区太古宇裂缝发育特征
1.地质概况
雪野地区位于山东省莱芜市的陈林村—西巍石一带，研究区面积40km2，构造上属于鲁西隆起林家庄帚状构造带北段。西界由郯庐断裂派生的两条长度大于100km的左行张扭正断层组成（图3-5），断层走向310°，断面南西倾，倾角70°～80°，断层下降盘为古生界灰岩，上升盘广泛出露太古宇片麻岩。在灰堆—陈林村—谷堆山一线可见到太古宇和古生界断层接触的断层角砾岩和大型煌斑岩侵入体。由于断层附近岩石破裂程度高、易风化，在距边界断层2km距离以内，地形较低平，海拔低于300m；距边界断层2km以外，地貌形态以海拔300～400m的低山、丘陵为主，主峰在西狂山、黄草顶一带，海拔大于400m。与附近古生界在边界断层附近形成陡崖地质景观相比，太古宇在边界断层附近地势较平缓是该地区太古宙山峰发育的独特地质现象。
图3-5 雪野地区构造位置图
2.裂缝发育特征
（1）裂缝组系：雪野地区太古宇裂缝的组系性明显，多数测点发育3～4组裂缝（图3-6），占测点数的71%。裂缝组数小于3和大于4的测点数仅占总测点数的29%，多组裂缝在空间上相互交错形成裂缝网络系统。
图3-6 雪野地区太古宇裂缝组系特征图
不同测点裂缝走向有一定变化，但主要发育4组裂缝，分别为北北东、北东东、北北西、北西向（图3-7）。其中北西向裂缝平行于主干断层，北北东向裂缝垂直于主干断层，具有张性裂缝特征。另两组裂缝与主干断层斜交，两组裂缝的锐角方向与区域压应力轴一致，具剪裂缝特征，其中最发育的一组裂缝与主干断层交角约45°。
图3-7 雪野地区太古宇裂缝走向玫瑰花图
（2）裂缝倾角：雪野地区太古宇裂缝倾角分布具有双峰特征，裂缝倾角30°～40°具有一个低峰，倾角发育主要集中在60°～90°范围内（图3-8），即以高角度缝为主。
图3-8 雪野地区太古宇裂缝倾角特征分布图
（3）裂缝宽度：以中细缝为主，细缝（0.1～5mm）占统计裂缝总条数的59.2%（图3-9）。裂缝平均宽度受边界断层的控制，靠近边界断层裂缝宽度较大，远离断层裂缝宽度变小（图3-10）。
（4）裂缝密度：对于高角度缝发育的地层，受井眼直径和井身轨迹的影响。根据岩心统计的裂缝密度不能很好反应裂缝的实际发育情况，而利用野外露头资料研究裂缝线密度具有比钻井资料更准确的特点。在本次工作中统计太古宇裂缝密度为5.5～65条/m2，主要集中在10～30条/m2，裂缝密度与边界断层有较好的相关性，断层附近裂缝密度大，远离断层，裂缝密度呈对数关系迅速减小，距边界断层距离100m后，裂缝密度减小速度减缓（图3-11）。
（5）裂缝面孔率：雪野地区太古宇裂缝面孔率主要集中在0.18%～4.3%，最高达10.2%。测量的最高值可能不反映断层附近裂缝发育的真实情况。由于风化剥蚀的影响，储集空间最发育的部分已被剥蚀，本次测量的地区均为较致密岩石。与裂缝密度相似，裂缝面孔率也受边界断层的影响，而且相关性更好（图3-12）。平面上裂缝面孔率大于3%的区域主要位于陈林村—栖龙湾一带，小于1%的地区分布在桃花峪附近（图3-13）。
图3-9 雪野地区太古宇裂缝宽度分布概率图
图3-10 雪野地区太古宇裂缝宽度与断层距离统计关系
图3-11 雪野地区太古宇裂缝密度与断层距离统计关系
图3-12 雪野地区太古宇裂缝面孔率与距边界断层距离统计关系
图3-13 雪野地区太古宇裂缝面孔率等值线图
（二）新泰青云山太古宇裂缝发育特征
青云山位于新泰市东南7km处，由泰山群山草峪组的混合花岗岩和花岗片麻岩组成。测量区位于青云山的南坡，南部边界是榆山断裂，该断裂南西倾是正断层，南西盘为中奥陶统马家沟组灰岩，北东盘是山草峪组变质岩（图3-14）。该图的裂缝面孔率由大变小的趋势反映了断裂对裂缝发育程度的影响，离榆山断裂越近，裂缝面孔率越大，远离榆山断裂面孔率减小。
5、6号测量点的裂缝面孔率明显大于3、4号测量点，反映了岩性对裂缝发育程度的影响。测量点的南部是花岗片麻岩，北部是混合花岗岩，1、2、3、4号点在花岗片麻岩中，5、6号点在混合花岗岩中。与花岗片麻岩相比，混合花岗岩致密、性脆，容易产生裂缝。
图3-14 青云山太古宇裂缝面孔率分布图
从裂缝走向玫瑰花图上可以看出，研究区裂缝主要有4组：北西向、北西西向、北东向和北北东向，组成两个裂缝系，以剪切裂缝为主。北西向和北东向两组为共轭关系，北西西向和北北东向两组为共轭关系。北西向裂缝最发育，该组裂缝方向与榆山断裂的延伸方向基本一致（图3-15）。
（三）新泰发云山背斜古生界裂缝发育特征
发云山背斜位于新泰市西南17km处，是一个短轴背斜，轴向近东西，核部出露中寒武统张夏组下部的鲕粒灰岩，翼部出露张夏组上部和崮山组。本次工作沿南北方向测量了核部张夏组下部灰岩中的裂缝产状和裂缝面孔率。很明显，背斜核部的裂缝面孔率大，向两翼逐渐减小。在翼部，岩层产状变化大的部位裂缝面孔率也大（图3-16）。
从裂缝走向玫瑰花图上可以看出（图3-17），发云山背斜核部主要发育两组裂缝，东西向和北北东向，前者与背斜长轴方向一致，后者与背斜短轴方向基本一致，以张裂缝为主。
（四）博山东山古生界裂缝发育特征
为了探讨断层对灰岩裂缝的控制和对侧向溶蚀的影响，在博山东山古生界灰岩露头区选择了与屋脊断块山结构相似的山头。实地测量调查表明，在靠近主断层附近裂缝发育，在垂直屋脊断层沿山头下倾方向裂缝有规律的减少，在离主断层200m范围内，在屋脊部位裂面密度为每平方米135条，往外依次变小，距屋脊40m为130条/m2，距屋脊80m为108条/m2，距屋脊120m为94条/m2，距屋脊160m为82条/m2（图3-18）。并见3组不同方向的裂缝，发育程度也不一样。
（五）风化裂缝的发育特征
风化裂缝是指在表生期，因机械、物理及化学作用或坍塌作用形成的各类裂缝，也包含了由于同期构造作用形成的破裂缝及其经过各种风化、溶蚀作用改造后的构造裂缝。
图3-15 青云山太古宇裂缝走向玫瑰花图
图3-16 发云山下古生界裂缝面孔率分布图
图3-17 发云山下古生界裂缝走向玫瑰花图
图3-18 东山古生界裂缝发育特征图
济阳坳陷太古宇顶面及古生界顶面均为长期遭受风化剥蚀的地质界面，由于组成这些地层的岩石为碳酸盐岩和花岗片麻岩，并且是相对易风化破裂岩石，所以存在风化期的各类破裂缝是无疑的。它们在纵向上分布于不整合面以下脆性地层中，破裂带分布深度变化较大，取决于风化时古地貌及早期构造缝、断层的发育情况。在无早期裂缝和断层的情况下，一般分布于地表下50～70m范围内。前苏联学者柯洛门斯基（1963年）曾对半干燥平缓构造区的风化破裂进行了探槽实验，得出过类似结论（图3-19）。
图3-19 半干旱气候条件下风化破裂探槽调查
新井中观察到的风化破裂带可以分成5个带（图3-19A），一年后风化带在井壁附近发生了明显的变化（图3-19B）。上部破碎带常因风化破裂呈网状缝，中下部则变为以分叉的垂直及高角度缝为主。大量的野外调查结果表明，这种表层风化缝主要分布在地面以下2～5m至5～15m的深度，最深可达30m。有报道这种破裂可以存在于地表以下100m处。通常岩石的风化裂隙大多数是沿着岩石的原有裂隙发育和改造的，也可以产生部分新裂隙。引起风化裂隙生成和原有裂隙加宽的地质因素有：①地表水及地下水的溶蚀作用及结冰时的扩张作用；②昼夜温差变化引起的膨胀破裂；③植物根系的张裂作用；④岩石裂隙中的结晶析出盐类矿物的张裂作用；⑤与风化带中不稳定矿物分解和稳定矿物生成有关的生物化学反应。
风化作用引起的岩石破坏程度和裂隙的密度都由地表向下迅速减小。风化深度在不同微地貌单元上是不同的，对于残丘、高地这种破裂带厚度可能增大。另外在风化期因剥蚀坍塌作用形成的破裂，其发育深度就大得多，可溶岩层内及其顶盖层都有可能成为破裂层。
⑸ 恋爱出现裂痕,怎么补救呢
我说嘛，第一次见面就搂搂抱抱，给人的印象真是很不好，又不是叫鸡。。哎，要我我也接受不了，总得有个过程吧。要做的挽救自己的形象，先从你师弟那里了解一下，她那里是不是有事情，没什么事情再打电话呀，不然人家会烦的，不过说实在，你和她只有一面之缘，不要过于纠缠和墨迹，，注意形象哈
⑹ 这玫瑰花叶子怎么软趴趴的感觉要死了一样 昨天换了土也浇过水
昨天换土的月季，今天肯定叶软无力的。因换盆时根系受到损伤从而影响水分的吸收，叶面水分蒸发大于根系吸收水分的量时，叶片就会失去部分的水分，产生脱水状，叶片失水后就会产生垂软无力了。最近一个星期不宜晒太阳，昨晚浇透水后不要急着浇水，看表土有裂隙感时才能浇水，不然会引起盆土过湿引起烂根死亡。等根系恢复正常生长后，叶片就能恢复到原来的样子。
⑺ 盆栽小玫瑰开花后处理
开花后剪枝，留2一3个叶，不几天就会长出新的花芽。
⑻ 节理玫瑰花图的作图方法和步骤
还是不太一样，分析方法很多，具体问题具体分析，主要根据边坡破坏滑动面形态不同选用不同极限平衡法。大体上说，对于土质边坡，找出潜在滑动面，划分条块运用力学平衡法计算其稳定性，能较准确的判定其稳定性；对于岩质边坡，其稳定性主要为节理裂隙面控制，采用作图（玫瑰花图和赤平投影图）的方法，定性的评判其稳定性。
⑼ 什么是裂隙玫瑰图
是地质上面统计裂隙方向与数量的一种图件，在简明版的《构造地质学》课本上有此类图件。