泌阳汇丰木业有限公司怎么样

原料配制：

原料选阔叶树木屑，尤以硬质的柞木屑为好，果树枝条经粉碎亦可用。

适当添加棉籽壳及玉米芯、大豆秸碎粉。主要辅料是麸皮、玉米粉。

常用的培养料配方是：木屑49％、棉籽壳30%、麸皮15％、玉米粉5％、石膏1％。

原料霉烂变质，受雨淋结块、虫蛀的不宜使用。木屑必须过筛，去掉粗硬带刺杂物。

木屑的通气性较差，菌丝生长较慢，发菌时间长，容易被杂菌污染，所以木屑中最好掺入适量颗粒较大的玉米芯(粉碎成豆粒大小)或棉籽壳，可改善培养料的透气性，加速香菇菌丝生长，降低污染率。

拌料要均匀，不能存有干料块。

香菇的栽培技术：过去我国香菇栽培主要局限于南方各省，近年来由于科技的发展与市场的需求，促进了"南菇北栽"。北方香菇栽培以当地棉籽壳及木屑为主要原料，从接种到出菇60-70天，产出的多是出口优质菇。

实践表明，北方发展袋栽香菇具有"四大"优势：

一是资源丰富，成本比南方低。

二是昼夜温差大，生态条件适合香菇生长发育；产出优质菇的比例大。

三是劳力富余，工价低廉。

四是有广阔的消费市场，交通方便，利于产品销售。

简介：泌阳县位于河南省驻马店市西南部，东西距驻马店、南阳两市均为97公里。属浅山丘陵区，境内伏牛山与大别山交汇，长江与淮河分流，总体格局呈“五山一水四分田”。全县辖6镇13乡3个街道办事处，352个行政村，90万人，总面积2335平方公里。泌阳县历史悠久，古称比阳，春秋属楚，战国归韩。经西汉，历南北朝，止唐代，先后7次置州，8次设郡，15次立县。明洪武十三年定名泌阳至今。原隶属南阳专区，1965年划归驻马店地区。泌阳人杰地灵，是中国无神论的先驱、南北朝时的范缜和现代国画大师吕佛庭的家乡。山青水秀，林业用地面积172万亩，森林覆盖率43.3%，有大中小型水库66座，蓄水量7.4亿立方米，是国家级生态示范区。资源富饶，全县有耕地154万亩，有农作物365类473个品种。是豫南地区重要的金属、非金属矿产基地，现已探明的矿藏31种，其中含钾岩储量及品位均居全国第二位；金红石储量和品位位居亚洲前列。特产丰富，泌阳驴、马谷田瓢梨属历史名产，泌阳花菇、白云仙桃、铜山湖花白鲢、羊册菊花心白菜闻名遐迩，我县自主培育的“夏南牛”是全国第一个也是唯一一个肉牛品种。人文及自然景观众多，境内有铜山湖国家级森林公园、全省三A级铜山风景区、被命名为“中国盘古圣地”的盘古山和鄂豫边省委旧址焦竹园。“中原北戴河、天中大森林”、“生态明珠、盘古圣地”的旅游品牌正在全省、全国叫响。

黄金麻石材产地主要集中在我国山东汶上以及湖北随州地区，这两处的黄金麻石材是我国目前产出比较集中的黄金麻石材产地之一。下面聚石通给大家说说黄金麻石材的特点以及这两大产地黄金麻石材的优劣势分析供大家参考。

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文章出处：黄金麻石材产地在哪，哪里的黄金麻石材便宜？

一、黄金麻石材简介

1、黄金麻石材特点：黄金麻美观大方、性质稳定、无辐射，是天然的室内外装饰材料，黄金麻是结晶颗粒细小结合紧密具有高强度的优质石材；

2、黄金麻石材花式颜色：石材纹理图案包括：大花，中花，小花，深色，中等颜色，浅色等；

3、选购黄金麻石材花式颜色要点：由于黄金麻石材的材质优点，但选购的时候还需注意，一般颜色比较鲜艳艳丽的硬度会更高的，而且更耐磨。　

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二、湖北随州黄金麻石材产地优缺点

1、优势：

湖北随州黄金麻花岗岩石材表面光洁度高，耐腐蚀耐酸碱，硬度密度大，含铁量高，无放射性，色彩高贵，石结构致密、质地坚硬、耐酸碱、耐气候性好，可以在室外长期使用。，随州花岗岩石材具有“质地硬，花点小，杂质少，颜色深，光度好，色差小”等优点，广泛用于工程路铺、地面、外墙干挂，路政广场公园地铺，台阶、家居装修，墓园碑料，基座、踏步、檐口等处，多用于室内外墙面，地面，柱面的装饰，价格普遍也山东略便宜，更受采购者的青睐。

随州黄金麻光面

2、劣势：

湖北随州黄金麻石材由于近年来山东黄金麻矿逐渐枯竭，国家提倡大力环保，全国范围内价格都普遍提升，而湖北黄金麻矿石材和山东地区黄金麻也刚刚整顿完毕，价格目前在不知道浮动到多少，但目前市场上还是以湖北随州黄金麻石材产地销往全国的居多。

三、山东黄金麻石材石材产地优缺点：

1、优势：

山东黄金麻结构致密、质地坚硬、耐酸碱、品质优秀，表面光洁度高，耐腐蚀耐酸碱，硬度密度大，含铁量高，无放射性，可以在室内外长期使用，结构特性使得它成为为数不是特别多的可以长期在室外使用的石材之一，当然作为花岗岩的一种黄金麻还有高承载性、抗压能力及很好的研磨延展性，易切割、塑造的特性。　

山东黄金麻

2、劣势：

山东黄金麻石材产地所产的花岗岩石材怕环境湿度太大，水气会对黄沙岩产生水化，水解及碳酸作用，产生水斑，白化、风化、剥蚀、锈黄等各种病变，摧残黄沙岩，因此黄沙岩安装出口处要常保持通风干燥。

4.4.3.1 概况

泌阳凹陷位于南襄盆地南部，是中新生代断陷盆地，它经历了晚白垩世—古近纪断陷阶段和新近纪坳陷阶段，周边均受断裂控制，形成西北高东南低的箕状断坳型凹陷。

泌阳坳陷古近系核桃园组沉积时期是凹陷湖盆发育的鼎盛时期，深凹区既是沉降中心，也是沉积中心，沉积了一套巨厚的生油岩系。泌阳凹陷泥页岩主要发育在深凹区，与较深—深湖相吻合，分布范围广，面积约400km2。通过前期对泌阳凹陷已钻井的录井、测井资料分析统计发现，纵向上页岩单井累计厚度大，泌270井最高达620m，泌159井601m；且单层净厚度大，分布范围广，初步优选4层纯页岩段。

1)泌270井2040～2110m页岩，平均厚度35m，最大厚度70m，累计厚度大于30m，分布面积124km2。

2)泌270井2309～2325m页岩，平均厚度30m，最大厚度80m，累计厚度大于等于30m，分布面积118km2，该套页岩泌130井常规测试折算日产油0.7吨，水0.19方，累计产油0.36吨，水0.09方，该层目前已提出压裂测试方案，准备进行压裂生产。

3)安深1井2230～2350m页岩，平均厚度60m，最大厚度120m，累计厚度大于等于30m，分布面积152km2。

4)泌100井3200～3360m油浸页岩，平均厚度大于60m，最大厚度110m，累计厚度大于30m的分布面积137km2。该层在泌100井见泥岩为油浸显示，泥岩中薄层砂岩均有荧光或油迹显示，气测全烃值0.01↑3%。

4.4.3.2 有机碳含量

整个泌阳凹陷核三上页岩TOC分析值中有机碳含量最高(表4.43)，深凹区有机碳含量均在2%以上(表4.44)。有机碳的分析结果表明，泌阳凹陷有机质丰度多大于1%，最高＞10%，属于较好到极好烃源岩的范畴。

表4.43 泌阳凹陷核桃园组纯页岩有机碳统计表

表4.44 泌阳凹陷老井纯页岩有机碳统计表

双河地区有机碳含量最高，最高值为双河-江河地区之间的泌32井，其值为1.8%，毕店、安店有机碳含量次之，为1.6%左右。安棚、梨树凹、赵凹地区的有机碳含量小于1.0%，一般为0.5～0.9%，有机碳含量较低，在高庄、付湾、杨楼、侯庄地区的有机碳含量低于0.5%，有机碳含量最低。杨楼辫状河三角洲前缘、古城三角洲前缘、前三角洲、浅湖相区有机碳含量最高，安店、安棚深湖区有机碳含量较低。

4.4.3.3 有机质类型

核三段为泌阳凹陷的主力烃源岩，主要为褐色、褐灰色、黑色页岩和灰色泥岩。核二段为泌阳凹陷的次要烃源岩，由于其埋藏深度较浅，只有在中部深凹带等区域才进入生油窗。烃源岩有机质丰度越高，生成烃量越大，越易形成异常高压并产生微裂隙，也就越容易排烃。

烃源岩干酪根的元素组成(H/C和O/C比值)是划分干酪根类型的最有效参数，研究结果表明烃源岩的干酪根类型以Ⅱ1型为主，Ⅱ2型次之，少量Ⅲ和Ⅰ型。

4.4.3.4 有机质成熟度

泌阳凹陷深凹区核三段底部有机质热演化程度RO为0.8～1.7%，核三上段底部为RO为0.6～1.1%，热演化处于成熟-高成熟阶段。原油密度0.756g/cm3，颜色为透明的稻黄色。天然气甲烷含量较高，为70%～92%，C2+为7%～21%，C1/C1-50.74～0.94，反映出天然气具有较高的成熟度，其类型为凝析气。根据有关文献得知，美国 Michigan 盆地泥盆系 Antrim页岩 RO为0.4%～0.6%；Appalachian盆地泥盆系 Ohio页岩 RO为0.4%～1.3%；Illinois 盆地 New Albany页岩 RO为0.4%～1.0%。对比美国三个泥盆系盆地热演化程度可知，泌阳凹陷热演化条件适中。

4.4.3.5 生气及生油条件

从图4.33可以看出，就泌阳凹陷总体而言，核桃园组烃源岩的沉积发育经历了早期快速沉降，而后缓慢成熟演化的特征，而双河地区核桃园组烃源岩在廖庄组沉积后期又经历一定程度的抬升过程。这种快速埋藏而又在高地温梯度条件下长期稳定热演化的地质过程，对烃源岩的成烃是非常有利的。

图4.33 泌阳凹陷东南部核桃园组烃源岩埋藏热演化史

位于凹陷东南部深凹区核三下段烃源岩在核三段沉积末期即进入成熟门限，在36Ma即已全部进入生油窗，核一段末期(29Ma)进入成油高峰阶段，廖庄组沉积中期(18Ma)就开始有部分烃源岩进入高演化阶段(凝析油气阶段)。核三上段烃源岩在核二段沉积开始时进入成熟门限，廖庄组沉积末期开始进入成油高峰阶段。核二段底部在廖庄末期进入成熟门限。核三上段现今处于生油主阶段范围内。由于古近系剥蚀厚度较小，现埋深为最大埋深。

4.4.3.6 泥页岩储层特征

(1)泥页岩岩矿特征

泌阳凹陷深凹区页岩全岩X衍射分析表明，页岩石英、碳酸盐岩(方解石、白云石)含量、长石等脆性矿物含量高，脆度大，具备进行页岩油气储层压裂改造的条件。Chevron公司的勘探和新业务总经理格里·弗莱厄蒂总结理想的含油气页岩特征为页岩小于黏土含量小于30%，且含高含量的硅和碳酸岩，泌阳凹陷深凹区页岩同样具有这种特征。如泌365井2734.3m页岩，石英、碳酸盐岩、长石等脆性矿物含量69.4%；泌354井2563～2570m页岩，石英和碳酸盐岩含量69.9%，泌页HF1井2415～2415页岩段脆性矿物总量达66%。

(2)泥页状泥质灰岩

页状泥质灰岩方解石含量较高，黏土矿物次之，石英、长石含量较低从薄片上看，泥晶方解石纹层与富有机质纹层频繁互层，纹层清晰，界限明显(图4.34)。这种岩性应该指示着沉积水体相对较浅，范围大的沉积环境。

图4.34 泥页状泥质灰岩岩石学特征

(3)灰质页岩

方解石含量25%～50%，有纹层状构造发育(图4.35)，浅色层主要为微晶方解石，暗色层主要由石英、长石颗粒以及黏土矿物组成，含丰富的有机质常形成于水流闭塞的湖泊环境中，通常指示水深较大。

(4)泥岩

块状灰质泥岩：黏土矿物、石英和长石总量大于50%，方解石含量25%～50%。纹层状构造不发育，方解石以隐晶状态与黏土矿物混杂分布(图4.36)，该类岩相发育较少。块状灰质泥岩代表着水体相对动荡、沉积速率较快的沉积环境。

(5)块状白云质泥岩

成分以泥晶白云石为主，含量25%～50%，次为泥质，其间散布着粉砂。

(6)白云质页岩

黏土矿物、石英和长石总量大于50%，白云石含量25%～50%，浅色层主要为微晶白云石，暗色主要由黏土矿物、石英以及长石颗粒组成，富含有机质(图4.38)。在测井曲线上表现为异常高阻，主要分布在主力页岩层底部。这种岩性常形成于水流闭塞的湖泊环境中，通常指示水深较大。

(7)粉砂质页岩

陆源粉砂碎屑含量较高，可达30%～50%，以石英和长石颗颗粒为主，黏土矿物含量也较高，普遍大于30%，碳酸盐岩含量较低，一般低于20%。多为粉砂质泥岩层与微晶方解石互层(图4.37)。这种岩相指示陆源输入相对变强，每一个粉砂层代表着一次陆源碎屑输入的事件。ASI井区页岩天然微裂缝较发育，可见高角度缝、水平层理缝，部分裂缝被方解石、石英等矿物充填(图4.44)。另外，页岩储层的微孔隙主要是指基质孔隙，利用扫描电镜可观察到ASI井页岩微孔隙发育，主要以晶间孔的形式存在(图4.39)。

4.4.3.7 泥页岩物性

利用核磁测井资料，通过岩心实测数据标定解释，安深1井2488～2498m井段平均孔隙度4.83%，平均渗透率0.00036μm2，表明该井泥页岩储层物性较好。

图4.35 灰质页岩岩石学特征

图4.36 块状灰质泥岩岩石学特征

图4.37 粉砂质页岩岩石学特征

图4.38 白云质页岩岩石特征

泥页岩作为储层，其特征介于煤层与致密砂岩之间，孔隙大小一般为纳米级。页岩孔隙按演化历史可以分为原生孔隙和次生孔隙；按大小可以分为微型孔隙(孔径＜0.1μm)、小型孔隙(孔径＜1μm)、中型孔隙(孔径＜10μm)和大型孔隙(孔径＞10μm)。鉴于孔隙种类对泥页岩储集类型、含油气特征等有重要影响，因此，将孔隙类型划分为有机孔隙和无机孔隙两大类，有机孔隙是有机质在热演化过程中形成的孔隙，这类孔隙需要借助分辨率较高的氩离子抛光扫描电镜等先进的技术手段进行观察；无机孔隙则可进一步划分为晶间孔隙、晶内孔、溶蚀孔隙。泌阳凹陷深凹区样品分析测试结果表明，主要的孔隙类型为微米级晶间孔和纳米级的有机孔隙，根据泌页HF1井氩离子抛光扫描电镜分析，泥页岩孔隙一般在30～1700nm不等，平均为500nm，属于小型孔隙(图4.40)。

图4.39 安深1井微孔隙、微裂缝薄片及扫描电镜照片

4.4.3.8 泥页岩含油特征

泌阳凹陷安深1井、泌页HF1井获得工业油流，另外部分老井也有油气显示。老井复查表明泌阳凹陷深凹区泌LOO、泌159、泌196、泌.204、泌270、泌289、泌354、泌355、泌365等多口井从核二段、核三上、核三下泥页岩均见到显示，全烃值范围0.094～10.833%，显示段泥页岩厚度范围10～140m。位于深凹区的泌270井全井核桃园组发育多套泥岩、页岩，单层最大厚度近70m，全烃值最大2%，气测异常明显。泌69井从1145～3153m泥页岩见荧光显示38.5m/10层；泌100井泥岩从3208～3493m见油浸显示73m/12层；泌129泥岩从1100～1756m见油浸显示99m/27层。围绕安深1井页岩油层周缘井进行了系统复查，钻遇有该层的老井均见油气显示，其中试油的井均获油气(表4.44)，安深1井在页岩段大型压裂后稳定工作制度下求产，日产油2.48～2.67m3，日产液量4.04～4.12m3，表明该井区页岩油藏具有较好的勘探潜力。

图4.40 泌阳凹陷深凹页岩油气储集空间照片

表4.44 泌阳凹陷深凹区页岩层油气显示统计表

续表

安深1井是位于河南省桐柏县安棚乡的一口风险探井，构造位置位于南襄盆地泌阳凹陷深凹区。2010年8月27日完钻，完钻井深3510m，完钻层位为古近系大仓房组。2011年1月23日，对安深1井2488～2498m(5号层)页岩井段实施大型压裂；2012年5月17日成功实施了安深1井2270～2305m(3号层)页岩井段大型压裂。

2011年1月23日，对安深1井2488～2498m页岩井段实施大型压裂，共挤入液量2280.56m3(含中途试压8.63m3)，其中前置液1116.63m3、携砂液1124.79m3、顶替液30.51m3，19个段塞加砂，加入粉陶10.0m3、陶粒65.21m3，平均砂比6.69%，最高砂比12.39%。施工压力41.4～54.1MPa，施工排量9.0～10.73m3/min。裂缝模拟结果表明，体积缝主轴长485m，次轴长195m，高度63m。井温测试结果表明裂缝项界位于2468m，底界位置由于受井底沉砂没测到。

安深1井于2011年1月23日开始控制放喷排液，1月26日，当井口压力下降至3.4MPa开始见油花，1月27日日产 0.53m3油流，2月4日转抽，截至2011年3月9日转试采之前，累计排液792.74m3，返排率32.32%，累计产油55.58m3，最高日产油达4.68m3。3月16日投入试产，日产油稳定在0.2t，日产水0.4t，每日燃烧天然气5～109m3，稳定生产200多天。截至2012年1月31日，投产阶段累计产液188.2t，累计产油47.7t。

当盆地下沉，发生水侵和水域扩大时，沉积物在水盆内持续地堆积，沉积物依次脱离地表水体和进入埋藏状态，沉积与埋藏如此顺序地进展，先后堆积的沉积物依次埋藏深度渐趋增大，老的和新的沉积物(层)在其自身和上覆沉积物(层)重量的作用下，均持续地发生不同程度的压实、固结作用以及伴生的沉降作用。压实作用过程导致沉积物(层)发生一系列的变化，诸如:沉积物(层)厚度的减小，埋藏深度增大，矿物颗粒排列渐趋紧密，密度增大，孔隙体积与含水量均渐趋减小，以及粘土矿物发生脱水和转型，石膏转化为硬石膏释放出大量的结晶水等的变化。

沉积物(层)的压实主要是通过孔隙流体的排出量与孔隙空间的减小来实现和完成的。因此，沉积物(层)的孔隙度是反映压实程度的主要参数之一，但在实际工作中开展大量测定也是相当困难的，为此可借助各种测井曲线来间接计算孔隙度，其中利用声波测井资料间接计算孔隙度是最有效的方法之一。在通常情况下，沉积物(层)埋藏深度越大，承受上覆的负荷压力就越大，则孔隙度减小，孔隙中的流体随着被排出，沉积物(层)压实程度增大。在特定的沉积层中，声波测井的时差值Δt的大小取决于岩石性质、压实固结程度和孔隙中流体的性质。传播声波的物质密度越大，声波速度越快，Δt越小反之，Δt越大。因此，Δt值间接地反映了沉积层的压实状况和孔隙度。Willie等根据实验结果推断，固结地层具有均匀分布孔隙的理想条件下，孔隙度与声波时差具有下列线性关系:

盆地深层水形成演化与油气运聚的模拟重溯

式中:Δtf———孔隙流体时差，μs/m

Δtma———岩石骨架时差，μs/m

φ———岩石孔隙度，%。

由于沉积物(层)成分复杂，可在某一地区采集有代表性的纯泥岩，实测其φ和Δt，并通过线性回归拟合，建立孔隙度与声波时差的相关曲线方程。据陈发景、田世澄(1986)建立的以下两个方程是:

φ=0.1098Δt－23.155(黄骅拗陷中区)

φ=0.1142Δt－23.155(泌阳凹陷)

应用上式可计算出所在地区不同声波时差所对应的孔隙度。

由于声波时差与孔隙度的关系因地而异，在一个地区内适宜，在另一地区就不一定适宜，特别是在构造较为复杂的地区应另行考量。常见的岩石骨架和流体的Δt值如表4-2所示。

表4-2 常见的岩石骨架和流体的Δt取值

从国内外研究者发表的论著中关于勾画的沉积物(层)孔隙度、密度、深度之间相关曲线资料，提供了沉积物(层)压实作用的证据。

1.孔隙度与深度的曲线形态

图4-2 冀中裂谷盆地砂泥岩压实曲线(据汪蕴璞、林锦璇，1981)

众多从事未固结沉积物的孔隙度—压力关系的实验研究者认为，孔隙的变化主要是最大积土应力和时间的一个函数，孔隙度是压力的反函数(Weller，1995)。作者认为这是土工方面术语的表述，反映盆地沉积物(层)的压实作用不够贴切，修正为沉积物(层)孔隙度是其自身和上覆沉积物(层)重量产生的岩静压力(地静压力)或埋藏深度的函数。由我国和前苏联、美国、德国、意大利、日本、委内瑞拉等国的研究者勾画的沉积盆地泥岩、页岩、砂岩、石灰岩等的孔隙度(或声波时差Δt)与埋藏深度的关系曲线图(图4-2～4-16)表明，由地域跨度辽阔构建的沉积物在地史过程中发生的压实作用形成的地质事件具有如下几个特性:

图4-3 松辽盆地泥岩压实曲线(据王行信，1980)

图4-4 东海西湖凹陷泥岩压实曲线(据汪蕴璞、林锦璇，1992)

图4-5 东海西湖凹陷天外天一井砂岩压实曲线(据汪蕴璞、林锦璇，1992)

图4-6 我国东部三个盆地和坳(凹)陷泥岩压实曲线图(据陈发景、田世澄，1986)

图4-7 黄骅裂谷盆地泥岩压实曲线(据汪珊、张宏达，1999)

图4-8 黄骅裂谷盆地砂岩压实曲线图(据汪珊、张宏达，1999)

图4-9 页岩和泥质沉积物孔隙度和埋藏深度关系(据Herman和George，1984)

图4-10 泥质沉积物的孔隙度和密度随埋藏深度增加的变化

图4-11 沉积岩孔隙度和埋藏深度的关系(据McCulloh，1967)

图4-12 德国里阿斯页岩孔隙度和孔隙比与深度的关系(据Füehfauer，1960)

图4-13 北-东前高加索砂岩孔隙度与岩石埋深的变化关系(据Е.И.Стетюха，1964)

图4-14 北-东前高加索石灰岩孔隙度与岩石埋深的变化关系(据Е.И.Сгетюха，1964)

图4-15 前高加索及近里海凹地中生界及上古生界砂-粉砂岩及粘土岩孔隙度与埋藏深度关系(据Т.A.Папинская，В.К.Прошляков，1970)

图4-16 泥岩压实曲线(1.据Д.М.Уэллер，19612.据Н.Б.Вассоевиц，1960)

(1)尽管地域不同，且相距甚远，沉积物(层)形成时代涵盖了中、上元古代至新生代，不同岩性的沉积物(层)均无一例外地呈现出沉积物(层)的孔隙度随着埋藏深度的增大呈现不均匀的降值变化趋势。

(2)尽管这类不同岩性的沉积物(层)的孔隙度与埋藏深度相关曲线的形态存在变异，但曲线分布形态的走势均是十分相似的。造成曲线形态产生变异的原因主要是与沉积物(层)参与压实固结的数量(厚度)、成分的结构性变化、形成的地质时代和地质构造的应力史等有关。即使存在这些变异，但依然有充分的理由表明，沉积物(层)的孔隙度(或孔隙体积或孔隙流体)随着埋藏深度的增大发生降值变化是规律性的地质事件，沉积物的压实作用是沉降盆地固有的规律性。

(3)不同研究者构建的沉积物(层)孔隙度随着埋藏深度的增大而降低的压实模型不尽相同。

2.构建的压实模型

根据收集的并由国内外研究者论述的不同岩石压实阶段划分的压实模型按时序依次有:

(1)Hedberg的压实模型:建立于1936年委内瑞拉油田，深度291～6175英尺的页岩岩心样品的孔隙度测定数据，提出了3个不同阶段组成的压实过程。第一阶段，在0～800磅/英尺2的压力范围内，主要为粘土质物质机械的重新排列和发生脱水作用，压力微小的增量就会引起孔隙度迅速的降低。在孔隙度为90%～75%之间，主要是颗粒机械的重新排列和自由水的挤出在孔隙度为75%～35%之间，吸附水水排出在孔隙度低于35%，粘土颗粒彼此紧密接触，要使孔隙度降低需要更大的压力。第二阶段，在800～6000磅/英尺2的压力范围内，孔隙度低于35%，沉积物体积的减少归结于颗粒机械变形和吸附水的进一步排出，存在粘土颗粒的某些重结晶作用。第三阶段，孔隙度低于35%，主要是高压下发生的重结晶作用，孔隙体积降值变化十分缓慢，与高压增量伴生的是由页岩—板岩—千枚岩的逐渐过渡。

(2)Weller的压实模型。于1959年提出的压实过程，从地表粘土开始，地表粘土孔隙度为85%～45%。随着沉积作用引起的积土压力的增高，孔隙水从孔隙空间中被压出来，孔隙度降至45%～10%，导致矿物颗粒重新排列和比较紧密填集的发育。这个阶段的压实作用与较坚固的颗粒之间粘土矿物的塑性变形有关。Weller推论，大约孔隙度为10%时，非粘土矿物颗粒是彼此接触的，而粘土则被挤进孔隙空间中。孔隙度<10%时，进一步的压实要求颗粒变形和压碎，直至所有孔隙消失为止(图4-9曲线8)。

(3)Vassevich(1960)和Weller(1961)的压实模型。泥质沉积物随着埋藏深度的增加，压实速度降低。在1km埋藏深度上，密度以每100m埋藏深度0.05g/cm3的速度增加在2km埋藏深度上，密度增加的速率只有0.025g/cm3的速度增加。Vassevich将压实过程分为4个阶段:第一阶段，容易压实阶段第二阶段，难压实阶段第三阶段，很难压实阶段第四阶段，极难压实阶段(图4-10)。

(4)Power的压实模型。1967年根据泥质沉积物中粘土矿物和总体性质随深度的变化，提出了页岩流体的释放理论。他假定在深埋时期，发生蒙脱石转化为伊利石矿物时，伴随着释放大量结合水从蒙脱石表面释放进入粒间空间，转化为间隙水。当海相蒙脱石沉积物的埋藏深度为几百英尺，沉积物中蓄存的水与蒙脱石的蓄水性能之间达到平衡。仅仅由于泥质沉积物埋深引起压力的增高，压挤塑性沉积物中蓄存的水是无效的。当埋深在1500～3000英尺范围内，大多数水以结合水形式存在，并且在蒙脱石的单元层之间至少有4个蒙脱石层的厚度叠置着。当埋深在3000～6000英尺范围内，在晶体和颗粒之间只产出少量的水。当埋深在6000英尺以下，蒙脱石转变为伊利石，结合水转化为自由的孔隙水。这就引起6000～9000英尺埋藏深度范围内粘土颗粒的粒度减小，伴着有效孔隙度和渗透率的增大，在9000～10000英尺埋藏深度以下，水从被压实的泥岩中释放出来，直到与蚀变产物伊利石的蓄水性质相应的新的平衡建立为止。Power认为，泥质岩石的压实历史在很大程度上取决于其原始粘土成分及其埋藏之后经历的成岩作用。

(5)Teodorovich和Chernov的压实模型。于1968年在阿塞拜疆产油区阿普赛龙层的压实过程划分为3个阶段:第一阶段，埋藏深度0～10m为一个迅速压实阶段，粘土孔隙度从66%降到40%，砂岩—粉砂岩孔隙度从56%降到40%，由沉积物形成作用和早期成岩作用的水被挤压出来第二阶段，埋藏深度在8～10m至1200～1400m范围内，压实速度迅速降低，页岩和砂岩—粉砂岩孔隙度降低到21%～20%第三阶段，埋藏深度1400～6000m范围内，以缓慢的压实作用为特点。在6000m深度，砂岩—粉砂岩孔隙度降低到16%～15%，而页岩孔隙度降低到8%～7%。

(6)王行信的压实模型。于1980年将松辽盆地的泥岩压实作用划分为4个阶段:埋藏深度0～300－400m，为快速压实阶段埋藏深度400～1100m，为稳定压实阶段埋藏深度1100m至1400－1500m，为突变压实阶段埋藏深度1500～3000m，为紧密压实阶段(图4-3)。

(7)汪蕴璞、林锦璇等的压实模型。1981年构建冀中裂谷盆地泥岩和砂岩的压实曲线(图4-2)。按其曲线形态划分为4个压实阶段:第一阶段，在埋藏深度500m以上为快速压实阶段，泥岩孔隙度降低到30%(注:外延推测)第二阶段，埋藏深度在500～2200m之间，为缓慢压实阶段，泥岩孔隙度降低到16%，砂岩的降低到22%第三阶段，埋藏深度在2200～3200(3600)m之间，为加速压实阶段，泥岩孔隙度降低到7%，砂岩的降低到10%第四阶段，泥岩埋藏深度在3200m以下，为难压实阶段，孔隙度变化甚少。

1992年构建的东海西湖凹陷泥岩、砂岩压实模型(图4-4、4-5)，根据泥岩、砂岩孔隙度与深度现代实测数据，依据最小二乘法原理和曲线变换技术，采用直线、幂函数、指数函数和对数等多种曲线类型，将孔隙度与埋藏深度数据拟合，确定了各类曲线方程和待定系数，经研究对比发现，研究区泥岩采用指数方程、砂岩采用直线方程绘制的关系曲线最逼近实际资料状况。按曲线形态可划分为3个压实阶段:第一阶段，埋藏深度在500～600m，为快速压实阶段，泥岩孔隙度降低至30%，砂岩的降至40%左右第二阶段，埋藏深度在600～2200m之间，为缓慢递减压实阶段，泥岩孔隙度降低到8%左右，砂岩的降低到10%～11%第三阶段，埋藏深度在3500～3600m以下，为难压实阶段，孔隙度变化不大。

(8)陈发景、田世澄的压实模型。1986年根据广东三水盆地、河南泌阳凹陷、河北黄骅拗陷的泥岩孔隙度与埋藏深度的关系曲线(图4-6)，按照曲线形态均划分为四个压实阶段:第一阶段，埋藏深度在0～300m(三水、泌阳)或0～500m(黄骅)，为早期快速压实阶段第二阶段，埋藏深度在300～1600m(三水)、300～1800m(泌阳)、500～2600m(黄骅)，为早期缓慢压实阶段第三阶段，埋藏深度在1600～2200m(三水)、1800～2300m(泌阳)、2600～3800m(黄骅)，为晚期快速压实阶段第四阶段，埋藏深度>2200m(三水)、>2300m(泌阳)、>3800m(黄骅)，为晚期缓慢压实阶段。

(9)汪珊、张宏达等的压实模型。1999年在开展黄骅裂谷盆地深层水形成演化(国家自然科学基金资助项目)研究中，用计算机勾画的第三系泥岩、砂岩的孔隙度与埋藏深度的关系曲线(图4-7～4-8)。按曲线形态可划分为3个压实阶段:第一阶段，埋藏深度在500m左右，为快速压实阶段，泥岩孔隙度降低至30%左右，砂岩的降至36%第二阶段，埋藏深度在500～3200m，为缓慢压实阶段，泥岩孔隙度降低到7%～6%，砂岩的降低到18%～17%第三阶段，埋藏深度在3300m以下，泥岩进入难压实阶段，但砂岩仍处在压实阶段，至埋藏深度为4000m时，孔隙度降至10%。

3.密度与深度的曲线形态

在重力压实过程中，沉积物(层)的孔隙度随着埋藏深度的增大而减少，而密度却增大，岩石密度与孔隙度为负相关，岩石密度的变化取决于孔隙体积的变化。沉积物的总体密度系指沉积物在天然状态下的密度，可通过天然条件下的岩石样品及其含有的流体的质量除以其外部的体积来测定。

(1)Dobrynin(1962)研究了在室温条件下，过饱和水的砂岩在20000磅/英寸2压力作用下的总体密度变化的实验后求得的湿密度方程是:

盆地深层水形成演化与油气运聚的模拟重溯

式中:ρbw———湿密度，g/cm3

ρg———基质(颗粒矿物)密度，g/cm3

ρw———流体密度，g/cm3

φ———孔隙度，%。

干密度ρbd可按下式求得:

盆地深层水形成演化与油气运聚的模拟重溯

图4-17 俄克拉何马页岩干总体密度和深度关系曲线

(2)Athy(1930)采自俄克拉何马州东北和得克萨斯的二叠纪和宾夕法尼亚纪的页岩样品2200个，在实验室测定了总体密度，勾画了总体密度与深度的关系曲线(图4-17)，图上虚线部分延伸到1.4g/cm3，为推测值，他将1.4g/cm3作为地表粘土的平均总体密度值。Dallmus(1958)认为，如果将1.4g/cm3值用到第三纪沉积岩上是有问题的，应将地表粘土的平均总体密度值定为2.4g/cm3左右才合理。

(3)Dallmus(1958)指出:砂岩、石灰岩、化学沉积岩和其他坚硬岩石，在压实过程中引起总体密度的增高是非常缓慢的，而细粒碎屑岩的总体密度随着压实过程迅速地增加。

(4)Dana(1967)对上述看法提出了质疑。他研究了美国加利福尼亚圣贝纳地诺(San Bernadino)山脉中新统砂岩、页岩的总体密度在垂向和测向上的变化，但没有找到总体密度上的系统变化，而总体密度在短距离内可以有相当大的变化。因此，他认为不可能编出一个通用的总体密度曲线，以示特定类型的泥岩沉积物或岩石的特征。Morgan(1969)也提出他从采自伊利湖淡水粘土的资料分析中得出，颗粒的中值直径与总体密度之间不存在简单而明确的关系。

图4-18 粘土的典型压实曲线(据Vassoevich，1958)

(5)Tknostov等(1970)引用Vassoevich(1958)勾画的粘土孔隙度和密度梯度随深度的变化曲线(图4-18)，表明粘土孔隙度随深度增大迅速降低，在400～500m深度上孔隙度为35%，在2000m深度上孔隙度为20%，在3000m深度上孔隙度小于10%而密度梯度由地表的0.05g/cm3/100m，至深度3000m时降至0.02g/cm3/100m。

(6)汪蕴璞等(1981)根据冀中裂谷盆地沉积岩的总体密度和地温的实测数据勾画了总体密度、地温梯度与埋藏深度的相关曲线(图4-19、4-20)表明:沉积岩总体密度随着埋藏深度的增大呈递增变化，而地温梯度则呈降值变化。埋藏深度在1000～2000m，密度由2g/cm3增至2.15g/cm3，每增加100m平均增值0.015g/cm3，而地温梯度由5.1℃/100m降至3.6℃/100m，平均降低0.15℃。埋藏深度在2000～3300m，密度由2.15g/cm3增至2.5g/cm3，每增加100m平均增值0.027g/cm3，而地温梯度由3.6℃/100m降至2.9℃/100m，平均降低0.054℃。埋藏深度在3300m以下，密度和地温梯度变化不大，基本上密度稳定在2.5g/cm3，地温梯度稳定在2.9℃/100m。密度和地温梯度的3个深度区间与孔隙度的变化区间大致相同，密度与孔隙度的增降变化相反，但地温梯度与孔隙度的增降变化相似。

图4-19 冀中裂谷盆地岩石密度地温梯度与深度关系曲线(据汪蕴璞、林锦璇等，1981)

图4-20 冀中裂谷盆地岩石密度与地温梯度关系曲线(据汪蕴璞、林锦璇等，1981)

(7)Herman等(1984)汇总了美国、意大利、匈牙利、委内瑞拉等国研究者勾画的沉积盆地的页岩总体密度与埋藏深度的8条相关曲线(图4-21)，所有曲线均表明:总体密度随着埋藏深度的增大而增高。

沉积岩的孔隙度(φ)可通过样品和测井获得的密度资料计算求得，其计算式为:

盆地深层水形成演化与油气运聚的模拟重溯

以上3个方程中符号的注释同(4－6)式。

上面论述了反映沉积物(层)在持续增高负载的压实作用过程中主要参数孔隙度与深度以及密度与深度之间垂向变化的规律性，它是古水文地质研究中一个最重要的基础性指标。在压实作用过程中还涉及沉积层的厚度、矿物成分、压实水水头、压实水量、压挤式水交替强度、水流动的指向等的相关性变化。这类相关性变化的水文地质事件，从垂向剖面上少数点上既不能反映出明晰的系统性和规律性，又难以测量足够数量点的数据。因此，模拟重溯沉积盆地各研究层渗流场、水化学场在地史过程中的形成演化，必须开展盆地古水文地质研究才能论述和解读各类水文地质参数时空变化的规律性。

图4-21 沉积盆地中页岩总体密度随深度的变化