溶洞logo

A. 祖国版图上的世界之最有哪些

1、世界最长的城墙：中国万里长城

钱塘江位于我国浙江省，最终注入东海，在它入海口的海潮即为钱塘潮，天下闻名，每年都有不少游客前来观看这一奇景。海潮到来前，远处先呈现出一个细小的白点，转眼间变成了一缕银线，并伴随着一阵阵闷雷般的潮声，白线翻滚而至。

几乎不给人们反应的时间，汹涌澎湃的潮水已呼啸而来，潮峰高达3—5米，后浪赶前浪，一层叠一层，宛如一条长长的白色带子，大有排山倒海之势。诗云:“钱塘一望浪波连,顷刻狂澜横眼前;看似平常江水里,蕴藏能量可惊天。”潮头由远而近，飞驰而来，潮头推拥，鸣声如雷，

喷珠溅玉，势如万马奔腾。观潮始于汉魏，盛于唐宋，历经2000余年，已成为当地的习俗中也。

B. 贵州有什么标志性建筑或者自然景观吗贵州什么最出名

1、标志性建筑：遵义会议会址、青岩古镇、镇远古镇，西江千户苗寨，黎平侗家鼓楼，侗族风雨桥等；
2、自然景观：黄果树瀑布、梵净山自然保护区；
3、溶洞：织金洞等；
4、峡谷：马岭河峡谷、南江大峡谷等；
5、最出名要看从哪些方面：喝的有茅台酒、吹的有箫笛、游的有黄果树瀑布等。

C. 喀斯特这种地貌类型岩洞和石钟乳成因分别是什么里面的地下河成因又是什么溶洞的边槽分布位置标志着什

喀斯特地貌
“喀斯特”(kras)原是南斯拉夫西北部伊斯特拉半岛上的石灰岩高原的地名，那里有发育典型的岩溶地貌。“喀斯特”一词即为岩溶地貌的代称。
喀斯特地貌是指可溶性岩石受水的溶蚀作用和伴随的机械作用所形成的各种地貌，如石芽、石沟、石林、峰林、落水洞、漏斗、喀斯特洼地、溶洞、地下河等。在喀斯特地貌发育地区，地面往往奇峰林立，地表水系比较缺乏，但地下水系却比较发达。中国的广西、贵州、云南等地广泛分布有喀斯特地貌，是世界上喀斯特地貌发育最典型的地区之一
自下向上生长的是石笋，从上往下生长的是石钟乳。石笋和石钟乳是怎样形成的？由于地壳不断运动，海水退去，出现了绵延不断的喀斯特岩溶地貌石灰岩山峰。这些露出来的石山，长期受雨水风霜冲刷，顶部变成刀山剑石状了。石峰底座，由于地史时期地下水的长期溶蚀，河水的长期冲击，渐渐地形成了溶洞。溶洞继续被溶蚀扩大，而溶于水中的石灰岩溶液，从洞顶往下滴，甚至往下流，促进二氧化碳进一步扩散，同时溶液受蒸发作用，形成饱和，剩余的碳酸氢钙沉淀，就形成了自下而上生长的石笋。石钟乳的形成，同石笋形成的过程是一样的。只不过石钟乳从上往下长就是了。那些顶天立地的“灵芝柱”，就是石笋和石钟乳对接起来之后形成的。据说，石笋和石钟乳，每百年才长高一厘米，长一米，就是一万年了

D. 地貌标志

新构造运动复在地貌上的反映是非常直观制的，在野外可进行直接观察与测量。有些地貌标志可从地形图和遥感影像上分析，如水系的弯曲、洪积扇的迁移等。地貌标志主要包括以下几个方面: ①层状地貌的变形和变位，如夷平面、阶地、溶洞、扇形地等; ②新鲜的断层崖、陡坎、三角面、垭口或鞍部、山脊等呈直线状分布; ③湿地、池塘、凹坑、冰丘、冰锥、泉等呈直线状断续分布; ④倒石锥、滑坡、冲洪积扇在断层一侧有规律地断续沿断层方向延伸很远;⑤冲沟沿断层一侧发育，且切割很深; ⑥河床出现裂点(排除岩性因素); ⑦沿河流走向的阶地发育程度不同; ⑧河床两岸阶地发育不对称; ⑨两侧支流与主谷汇合处，呈有规律地偏转;⑩放射状支流(隆起)与向心状支流(坳陷)。

E. 我国的旅游标志是什么

中国旅游标志图是根据１９６９年在甘肃武威出土的东汉时期青铜雕塑铜奔马确定的。图中的鸟是古代传说中的风神龙雀，其速神奇，无与伦比。然而，腾空奔驰的天马更是神速非凡。它头戴璎珞，马尾打结，昂首飞跃，轻轻松松地超越了风神龙雀。整个图形富有浓郁的民族特色，它象征着中国旅游事业的飞速发展。

我国新开发的著名旅游点有哪些

近年来，我国新开发了一些较为著名的旅游点，很值得前去一游。

１、张家界游览区，位于湖南大庸、桑植、慈利三市县交界处，距大庸市区３４千米，为我国第一座国家森林公园。总面积为１１９３３万平方米。全境奇峰连绵，怪石高耸，沟壑幽深，溪水潺潺。奇花异草、珍禽异兽很多。其自然风光为其他各地所罕见。

２、九寨沟，在四川南坪县境内，是岷山山脉万山丛中一条纵深４０余千米的山沟谷地。因周围有９个藏族村寨而得名。从山间至河谷，遍布茂密的原始森林，因景色特异，美丽如画，被誉为“神话世界”。整个范围原始森林达２００多平方千米，稀有珍贵动物有大熊猫、金丝猴、小熊猫、羚牛等。

３、九龙漈瀑布群，深藏在福建省周宁县城南约１０千米的大山腹部。在１５００米的水道间，共有１３级大小不等的瀑布，最佳观瀑期为每年的４～１０月份。

４、凌霄岩，在广东阳春县城东北６０千米处。总共有３.５万多平方米的溶洞。岩内外有河流交错，可乘游艇穿游其间，别有情趣。５、黑龙江省德群县北部，讷漠尔河支流白河上游的火山公园——五大莲池。１７１９～１７２１年间，因火山熔岩堵塞白河河道，形成五个相连的火山堰塞湖得名。

６、浙江天台山的四座千年古刹和天台奇景也均已对游人开放。

F. 地图中代表溶洞的标志是什么样的

溶洞在地形图里一般用红点，也有用特殊符号的，但必须都有说明的。

G. 古岩溶识别标志

（一）岩溶储集空间类型与划分标准

塔河地区奥陶系碳酸盐岩中普遍发育有孔、洞、缝，由于其形成机理、形态特征、发育规模的差异较大，特别是对油气富集与运移的贡献大小不一，故本次研究对各种储集空间类型采取如下界定标准（表4-1）。

1.原生孔隙

它是指亮晶颗粒灰岩中颗粒之间的粒间孔和生物化石的体腔粒内孔，直径数μm至数十μm，因其对油气储集的意义不大，不作为本次研究的重点。

2.次生孔隙

（1）晶间孔：为晶粒之间的孔隙，形态呈多边形，直径数十μm至数百μm。

（2）晶间溶孔：为晶间孔溶蚀扩大而形成，直径数十μm至数百μm。

（3）晶内溶孔：晶粒内部溶蚀形成，直径十几μm至数十μm。

（4）铸模孔：为矿物晶屑或生物晶屑经选择性溶蚀形成的孔隙，主要有膏模孔、盐模孔等，长数百μm，宽数十μm，大者达数mm。一般形成于埋藏岩溶作用期，充填程度差，发育密度较低，可成为较好的油气储集空间。

（5）粒模孔：由选择性溶蚀作用形成，砂屑颗粒被溶蚀后留下的砂屑外壳，直径数百μm。

（6）溶蚀孔：由溶蚀作用形成的较大规模的不规则孔隙，直径0.01～2mm，肉眼能够观测到。

（7）溶蚀洞（小溶洞）：为溶蚀作用形成的较大规模不规则孔洞，直径0.2～20cm。

以上原生孔隙（粒间孔和粒内孔）和次生孔隙（晶间孔、晶间溶孔、晶内溶孔）共同构成碳酸盐岩的“基质孔隙”。由于塔里木盆地奥陶系碳酸盐岩经历了加里东期一喜马拉雅期多期强烈的成岩改造作用，基质孔隙被压实或充填较为严重，致使基质孔隙度偏低，基质平均孔隙度1.049%，小于1%的概率为62%，小于2%的概率为90%，而渗透率一般也小于1×10^-4μm²。

3.溶洞

参照现代岩溶研究划分标准，将直径大于20cm的洞体统称为洞穴。塔河地区古岩溶缝洞系统钻遇率为86.67%（古溶洞系统钻遇率为62.22%），古岩溶缝洞系统发育较强烈。

4.裂缝

依据不同的分类原则和标准可划分为不同类型，宜根据研究工作的需要合理选择，避免混淆。

表4-1 奥陶系储集空间类型与划分标准

按成因可分为构造缝、溶蚀缝和成岩缝。构造缝指直接由构造作用形成的裂缝，包括张裂缝、剪裂缝等。研究区构造缝的形成主要有两期，早期构造缝形成于加里东—早海西期，有效性较差；晚期构造缝形成于海西—喜马拉雅期，充填程度弱，是主要的有效缝。溶蚀构造缝是指经历了溶蚀作用改造（扩溶和充填）的裂缝。其特点为缝面没有原始构造缝平直且，张开宽度大，具有钙泥质充填或半充填现象。成岩缝包括干缩缝、垮塌缝、压溶缝等，均可成为油气渗滤通道和储集空间。

依据裂缝的隙宽、延伸长度、隙间距（发育密度）可将缝隙分为3级。微裂缝，隙宽数μm至0.01Hm，延伸长度一般小于10cm，隙间距10cm左右。中等裂缝，隙宽0.01～0.10mm，延伸长度一般10～30cm，隙间距20～30cm。大裂缝，隙宽0.10mm至数mm，延伸长度一般大于30cm，隙间距大于30cm。

按产出状态与组构关系可按如下分类：

垂向缝——裂缝近垂直发育。一些是构造成因，其特点是延伸长，有时延伸长度超过2m；一些是风化溶蚀成因，一般位于风化壳的顶部，由风化壳期岩溶作用引起的垂向劈裂及机械风化作用形成，其特点是缝面不平直，呈微波状，有时数条缝组合成一束破裂。

斜交缝——裂缝成组交叉分布。与层面有一定交角，倾角一般40°～50°。以早期及晚期构造成因的“X”型剪破裂为主，缝面平直，断面有时有擦痕和阶步。

顺层缝——指平行层（理）面发育的裂缝。其成因一是由风化剥蚀卸载，引起地应力减小，造成地层回弹，沿地层中的原生力学薄弱带形成破裂；二是由构造应力作用，在层理、纹层面产生滑脱而形成。至于取心卸载形成的“饼裂”，大多属于非天然破裂或仅代表一定的应力环境，当其在地下天然状态下时一般不存在破裂，故不应作为裂缝看待。

网状缝——裂缝不规则分布，无组系，发育程度较高。一类由表生期风化作用形成，如岩溶坍塌、岩溶角砾化、机械物理风化作用等；另一类为构造作用成因，发育于应力集中破碎带。由于网状缝密集发育，相互连通，且与孔洞的连通性好，对油气储集、运移的意义较大。

碎裂缝——常见于岩溶角砾岩中，比网状缝更为杂乱，为构造或岩溶强烈发育的标志。

枝状缝——指不规则分布的微裂缝，延伸较短，延伸长度一般1～5cm，相互不交叉。有时一端较宽，另一端较细，呈尖灭状。由埋藏期的压裂作用或溶蚀、充填作用引起的胀裂作用形成。

枝状交叉缝——比枝状缝延伸稍长，延伸长度1～10cm，相互之间有一定交叉。其成因除岩溶作用与风化作用外，还有构造作用成因。

（二）岩心古岩溶识别标志

塔河油田地区奥陶系碳酸盐岩遭受长期的风化剥蚀与淋滤溶蚀，岩溶特征十分明显，主要古岩溶现象有：长期的沉积间断，古侵蚀面上普遍发育铝土质泥岩、铝土矿、黄铁矿或褐铁矿层等风化残积物，存在与侵蚀面伴生的覆盖角砾灰岩、崩塌角砾岩、填隙角砾岩、灰质粉砂岩、泥质粉砂岩等。

岩心描述中，古岩溶识别标志主要有：与原岩岩性不一致的沉积充填物，如高角度溶蚀缝被红色、灰绿色泥质、方解石等充填（图4-1）；被泥质充填或半充填的中小型溶蚀孔洞；具有洞穴崩塌角砾岩和洞穴沉积岩则为大型溶洞，若沉积物具沉积层理或流水痕迹，则多为岩溶管道系统。

（三）古岩溶缝洞系统的地质录井识别标志

在风化壳岩溶发育段，钻进过程中常有钻速加快、放空，并伴有井漏、井涌现象，泥浆槽面常见油花、油膜，岩屑有荧光显示。气测油气显示明显，全烃、重烃、烃组分明显提高。如BK472井钻进入奥陶系14m，钻遇溶洞发育段累计放空3.0m;BK448井5391.5～5399.48m，有4次放空（空洞），累计4.43m，严重井漏，累计漏失油田水2795m³。

（四）古岩溶缝洞系统测井响应特征

1.溶蚀裂缝

在测井曲线上，奥陶系致密灰岩段的双侧向电阻率较高，一般为2000～20000Ω·m;3条孔隙度接近骨架值；自然伽马7API左右，变化幅度较小；井径较规则。在裂缝发育地段，电阻率明显降低，降低程度取决于裂缝和溶洞的发育程度、分布状态、几何形态和其中填充物性质等；中子孔隙度在裂缝发育层段明显增大，声波时差值增高，密度降低；当裂缝中沉淀或吸附有放射性物质或充填泥质时，会导致自然伽马值增高；井径曲线也显示出不规则的扩径和缩径（表4-2）。

表4-2 塔里木盆地奥陶系碳酸盐岩古岩溶缝洞系统测井响应特征统计表

图4-4 BT313溶蚀裂缝发育段测井响应特征

如BT313井，位于丘峰洼地内的洼地边缘，其垂向渗滤溶蚀带厚度64m，发育有4个溶蚀裂缝发育段（以高角度溶蚀裂缝为主），每段的厚度10～15m（图4-4）；溶蚀裂缝发育段在测井曲线上表现为：深、浅侧向电阻率变化幅度较大，RD50～1000Ω·m、RD>RS， “双轨”特征明显；自然伽马＜15API；声波时差、密度接近基岩，有较小幅度起伏。

2.溶蚀孔洞

小型溶蚀孔洞的测井伽马值低—中等；深浅双侧向差异不明显；井径在孔洞较为发育段扩径明显；中子、密度、声波曲线变化较大；溶蚀孔洞随着泥质充填程度的增加，伽马值增加；深浅双侧向、微侧向数值低；局部有扩径现象；中子、密度、声波曲线变化较大。BS147井在5366～5371m处溶蚀孔洞发育（图4-5），深、浅侧向电阻率变化幅度大，RD50～1000Ω·m、RD>RS，“双轨”特征明显；自然伽马＜15API；声波时差、密度略小于基岩。

3.大型溶洞

大型溶洞的深、浅侧向电阻率明显偏低，一般小于40Ω·m；井径扩径严重；中子孔隙度明显增大；地层密度明显降低，一般小于2.35g/cm³；随着充填程度逐渐增高，自然伽马值增大。泥质充填的溶洞，其电阻率为低值，自然伽马为高值，常有扩径现象；因此在识别出溶洞后，可以利用自然伽马相对值判断其充填程度（图4-6）。

图4-5 BS147井溶蚀孔洞发育段测井响应特征

图4-6 溶洞发育段测井曲线特征

（据中石化西北石油分公司内部资料，2009）

H. 刺客信条兄弟会 游戏地图里有一个黄色的狼头的标志 那个标志代表的是一笔宝藏

6个罗穆卢斯巢穴的任务都玩完就得到钥匙了，黄色狼头是藏套装的地方，拿着钥匙去黄狼头领装备。宝藏是狼皮套装和一把全五星匕首

I. 钻井录井上的岩溶作用标志

钻井录井过程中出现严重井漏、井涌和放空现象是识别岩溶型储层的标志，同时也是认识版岩溶作用的标权志（表5.5）。埋深较大的溶沟洞缝多未充填，空间较大的溶洞、沟、缝可使钻具放空，钻进中常有钻速加快、放空、蹩跳钻，并有井漏、井涌现象发生。如太康地区奥陶系风化壳显示了良好的储集性能，溶孔、溶洞钻遇率达33.5%，平均孔隙度达4.0%。在太参3井1974～1976.6m和2204～2208.2m段出现大缝、大洞储层，录井有放空、井漏和井径扩大现象。上马家沟组上部（1899.55～1960m），岩溶发育段，岩溶缝、洞、角砾多，实测孔隙度3%～5%，电测孔隙度最高可达10%。1972～1988m段，其井径扩大20cm；1973.88～2111m段，漏失泥浆l03m³、水6589m³；马三段2203～2208m，井径扩大15cm，有溶洞。

表5.5 南华北地区上寒武统—奥陶系钻井漏失统计表

J. 体系域边界及其识别标志

对应于层序演化的四个阶段，存在四个特殊的转换界面：最大下降面（Maximum fall ing surface）、初始湖泛面或首泛面（First flooding surface）、最大湖泛面（Maximum flooding surface）、初始下降面或始降面（First falling surface）。其中最大下降面为快速下降阶段与低位相对稳定阶段的分界面，实际上其相当于层序顶界面（Sequence boundary）；首泛面为低位相对稳定阶段与快速上升阶段的分界面；最大湖泛面为快速上升阶段与高位相对稳定阶段的分界面；始降面为高位相对稳定阶段与快速下降阶段的分界面（图3-9）。且此四个界面也分别构成了低位域、湖侵域、高位域和下降域的底界面或顶界面（图3-9）。因此，在确定了层序界面以后，首泛面、最大湖泛面、始降面的识别是进行体系域划分的基础，也是确定层序内部结构的基础。在此，结合济阳坳陷古近系层序地层学研究，对首泛面、最大湖泛面、始降面的识别特征进行总结。

图3-8 湖平面变化与层序、体系域的关系

图3-9 湖平面变化特征与层序地层界面、体系域的关系

1.首泛面

首泛面为低位相对稳定阶段与快速上升阶段的转换界面，也是低位域与湖侵域的分界面，当层序中缺失低位相对稳定阶段形成的低位域沉积时，首泛面与层序界面（或最大下降面）重合。其识别标志主要有：

（1）沉积学特征。界面之下为红色、灰绿色河流相砂岩、泥岩，界面之上为灰色、深灰色湖平面快速上升沉积的生物灰岩、白云岩、泥岩及油页岩等（图3-10）。电阻率曲线上，界面之上为中、高阻响应，界面之下为平缓的低阻特征。

图3-10 惠民凹陷唐6井层序地层划分（部分井段）

（2）古生物组合。界面之下一般发育浅水、狭盐性、干旱条件下的生物组合，界面之上变为较深水、广盐性、湿润条件下的生物组合，且生物丰度、分异度也要比界面之下的高。

（3）准层序组类型。界面之上发育退积式准层序组，界面之下为加积式准层序组，反映沉积水体由相对稳定到快速上升的变化过程。

2.最大湖泛面

最大湖泛面指湖盆水体快速上涨至最大限度时湖平面所处的位置，是湖侵体系域与高水位体系域的分界面。由于此时新增可容空间速度快，陆源碎屑物质供应不足，湖盆整体处于欠补偿沉积状态，在界面附近形成特征的CS（condensation section）段。在层序地层中，最易识别的是凝缩段沉积，其形成于湖侵晚期和高位早期。在实际研究中，由于凝缩段沉积具有分布广、岩性细、地震反射特征等特点，一般作为湖侵域与高位域的分界面。其识别标志主要有：

（1）地震反射响应。地震剖面上，凝缩段沉积一般表现为2～3个强振幅、连续性好、中等频率反射，且全区分布稳定和广泛，易于追踪对比。如济阳坳陷中T₇、T₆、T′₆、T₄、T₂等反射为地震剖面解释中特征性的标志层，分别对应于层序0（沙四段顶部）、层序1（沙三下底部）、层序2（沙三中底部）、层序3（沙三上顶部）、层序4（沙一段底部）的凝缩段沉积。

（2）沉积学特征。岩石类型有：①褐灰色的页岩，水平纹理（页理）发育，有机质含量高。②灰质粉晶云岩，呈灰色、褐灰色，具水平层理，夹于油页岩中或与之互层，致密坚硬，有时有小的溶洞，在显微镜下为灰质纹层与云质毫米级微薄层互层。球状黄铁矿分别广泛，方解石纹层中的方解石呈泥晶状，白云石纹层中的白云石呈泥—粉晶状，半自行—他行，成分为白云石及铁白云石。

X衍射全岩分析结果表明，济阳坳陷沙河街组T₆标志层所对应的沙三下部为缓慢沉积段。其中，石英为28%，方解石17%，白云石3%，长石8%，黄铁矿5%，菱铁矿7%，粘土矿物32%；粘土矿物中伊利石65.8%，伊/蒙混层34.2%，蒙皂石混层比20%；微量元素中Fe为3%，Mn为9.31%，Ni为4.2%，Sr为31.15%，Ba为9.34%，Ca为10.18%，Mg为0.97%，Li为1.84%，Rb为0.92%，K为2.04%，Na为0.75‰，B为4.8‰，Co为1.75‰。

（3）古生物和有机地球化学标志。缓慢沉积段中含有丰富的生物化石和遗迹化石，化石种属以广盐性为主。缓慢沉积段具有很强的生油能力，干酪根具较高的腐泥组分，属典型的I型干酪根。例如，济阳坳陷东营凹陷牛38井生油岩层的地震T₆反射标志层所对应的沙三段下部沉积，有机碳含量为2.68%～3.35%，氯仿沥青“A”为0.50%～2.28%，总烃含量为（3.368～12.482）×10^-3，干酪根中腐泥组分高达91.66%，其中无定形占89.84%，属典型的I型干酪根。

（4）测井响应。缓慢沉积段在电阻率、感应、自然电位、自然伽马等测井曲线上均有特征性的反映。自然伽马能谱测井Th/U比值低，自然伽马多为高值，视电阻率多为低值或梳妆或剪刀状。

（5）古地磁标志。通过缓积段的古地磁分析，该段具有低的沉积速率。如济阳坳陷牛38井沙三段下部缓积段沉积速率为1.4×10^-5m/a；沙三段中部三角洲前缘砂体沉积速率为9.1×10^-4m/a。这反映沉积速率是非常低的。

3.始降面

始降面指湖平面开始快速下降时所形成的沉积界面，为湖平面高位相对稳定阶段向快速下降阶段的转换界面，是高位域与下降域的分界面，也是高位正常湖退沉积体与下降强制湖退沉积体的分界面。其识别标志主要有：

（1）沉积特征。湖盆边缘地区，在湖平面快速下降以前湖盆以“广盆广水”为特征，并且气候潮湿，常处于欠补偿状态，始降面以下沉积以深湖—半深湖为特征，沉积物粒度细，仅在湖盆边缘地区发育小规模的三角洲沉积，若沉积物供给充足时，可形成正常湖退式的三角洲沉积体；快速下降沉积期，湖盆岸线逐渐向湖盆中心推进，沉积水体也逐渐变浅，因此始降面以上滨浅湖、三角洲沉积发育，此时的三角洲沉积体表现为强制湖退式的进积体（图3-11）。

（2）准层序组叠加模式。界面上下常由加积式变为退积式准层序组，反映了湖盆水体由相对稳定到快速下降的变化过程。

（3）地球物理特征。地震反射始降面以下沉积地层地震相以平行、亚平行为特征，连续性好；始降面以上常具前积反射结构，特别在湖盆边缘沉积区前积现象更加明显，多表现为斜交型前积（图3-11）。

图3-11 埕岛东斜坡649.8测线的层序地层解释