1. 沉積盆地流體-岩石相互作用研究方法和手段
在盆地沉積物埋藏後所經歷的成岩過程中，會發生復雜的微生物、有機質、水、岩之間的相互作用過程。若烴類發生侵位，還涉及烴類參與的反應。傳統上往往將它們單獨地分別研究。流體-岩石相互作用研究力圖將烴源岩、儲集岩礦物和孔隙流體（油、氣、水）及其中的微生物作為一個完整的地球化學系統來研究其相互作用，這就要求進行沉積學、水文地質學、同位素地球化學、微生物學等多學科交叉研究，將地質觀察、實驗模擬、計算機模擬結合在一起，解決一些單一學科的問題。下面介紹實驗地球化學測試、實驗室模擬、熱力學理論計算等方面的研究方法。計算機軟體模擬將專門分章討論。
一、實驗地球化學測試
沉積盆地流體-岩石相互作用研究需要對儲層中油、氣、水、岩進行全面的分析。所分析的項目及數量取決於研究的內容和目標，不能一概而論。
1.分析測試內容
岩石分析岩石的礦物成分、化學組成和儲層物性；碳酸鹽膠結物的碳、氧、鍶同位素組成；硫酸鹽和硫化物的產狀、礦物習性、硫同位素組成；粘土礦物的X射線衍射分析和氧同位素分析。
流體包裹體分析流體包裹體包括液相和氣相包裹體，液相又包括水相和烴類。均一化溫度是各類流體包裹體常分析的內容，用以確定膠結物形成時期、油氣注入時間。對於水相包裹體，需測定Na、K、Ca、Cl組成及鹽度，用激光拉曼光譜測定溶解的CH4、H2S、CO2氣體質量分數，H2S硫同位素和CO2的碳同位素。對烴類包裹體則可進行全烴色譜分析，以確定是否發生蝕變。
油田水分析用毛細管等速電泳或高效液相色譜（HPLC）分析有機酸中甲酸、乙酸、丙酸、丁酸、苯甲酸等的濃度及總量。利用等離子發射光譜（ICP）分析微量元素K、Sr、Mn、Al、Fe、Zn、B、Li、Cs、Cd等。用鉬-硅法分析其中二氧化硅的含量。用質譜儀分析碳、氫、氧、硫、鍶、硼的同位素組成。
烴類分析分析稠油或瀝青的物性和族組成、氣相色譜特徵、生物標志物和硫同位素，並與正常原油對比，以研究其成因機制。分析伴生氣的氣體組分和碳、硫同位素。
2.分析測試技術
國內眾多的實驗室已建立起了成熟的方法，來分析上述岩石學、流體包裹體及烴類分析的項目。唯粘土礦物（高嶺石、蒙脫石和伊利石）的氧同位素分析國內尚未開展，但國外已有報道。油田水有機組分、微量元素及同位素分析，尚未為人熟知，有必要簡要介紹。
1）有機酸分析技術
（1）等速電泳法（ITP）該法採用在中空的毛細管內進行恆流電泳的獨特的分離分析方法。油水樣經水相蒸發預處理，除去大量無機鹽類後，即可直接進樣進行有機酸分離。所用儀器為瑞典LKB-2127等速電泳儀及島津IP-2A型等速電泳儀，檢測器為電導檢測器、紫外檢測器及電位梯度檢測器，配以200mm×0.5mm聚四氟乙烯毛細管（LKB-2127）及50cm×1mm、100cm×0.5mm兩級聚四氟乙烯毛細管（IP-2A）。採用電解質溶液及尾隨電解質溶液分別為組氨酸鹽＋組氨酸溶液及2-N嗎啉代乙磺酸溶液，或為HCl＋β-丙氨酸溶液及正己酸溶液。水相蒸發處理過程為：取水樣低溫蒸發，調至酸性，然後以丙酮洗滌過濾，再調節至鹼性，濃縮定容。方法的回收率及相對標准偏差分別為96%～105%和2.4%～7.6%。
（2）區帶電泳法（CZE）由於油田水中Cl-干擾測定結果，等速電泳法需對樣品進行水相蒸發預處理，採用區帶電泳法則避免了上述預處理。所用儀器為惠普HP3PCE高效毛細管電泳儀，毛細管為50cm×50μm內徑熔融石英毛細管（有效長度48.5cm），檢測器為二極體陣列檢測器。電解質體系為：①鄰苯二甲酸氫鉀＋十六烷基三甲基溴化銨，pH=6.0；②3,5-二硝基苯甲酸＋十六烷基三甲基溴化銨＋5%甲醇，pH=9.0。檢測波長為254nm及210nm，間接檢測，壓力樣進，油田水樣過濾後，即可直接進樣進行有機酸分離。方法的相對標准偏差為1.1%～3.5%。
（3）毛細管氣相色譜法（GC）利用AT1000大口徑極性毛細管柱，對油田水中C2—C5一元羧酸進行分離分析。對油田水以水相蒸發除去大量無機鹽類後，經濃縮再直接進樣，無需酸化和萃取。方法回收率和相對標准偏差分別為79.6%～100%及1.9%～6.4%。
2）同步輻射X射線熒光分析
利用北京正負電子對撞機國家實驗室同步輻射裝置，在專用模式下進行工作。實驗測試時，樣品受同步輻射X射線激發，發生電離，被電離的原子產生次級特徵X射線。每種元素有其固有的特徵X射線能量及相應的特徵波長，用Si（Li）探測器測定這些特徵X射線的能量可判斷元素的類別；根據測得的待測元素的特徵X射線熒光計數與相同實驗條件下標樣所測的該元素的計數比較，可得出元素的含量。
由於同步輻射具有高亮度、高準直、線偏振及寬頻可調等優異特性，因而用於樣品的微量元素分析時靈敏度高，對制樣要求簡單，可在保持樣品原始狀態下進行測定，並能在相同的實驗條件下同時測定一個油田水樣品中的20多種微量元素，檢測下限可達10-6量級。
3）δD、δ18O、δ34S和87Sr/86Sr的測定
δD的測試採用的是高純鋅（Zn）還原法，即將2μL水樣在390℃下經過鋅還原出氫氣，然後用MAT251質譜儀測定氫氣的D/H值。δ18O的測量採用CO2-H2O平衡法，即將一定量的CO2高純鋼瓶二氧化碳與2mL水樣平衡，用MAT251型質譜儀測定平衡後CO2的18O/16O。δD、δ18O測試結果均以SMOW（標准平均大洋水）為標准給出，其標准偏差分別為1‰～2‰和0.20‰～0.30‰。
δ34S硫化物硫同位素分析方法是，將硫化物與一定比例CuO混合，在1100℃下真空燃燒制備純的SO2氣體。硫酸鹽、自然硫或岩石中微量硫，均採用埃斯卡試劑處理，轉化為氧同位素基本純的硫酸鋇。制樣時，稱取一定量的BaSO4、V2O5、SiO2（比例為1∶3.5∶3.5），混合均勻後放入瓷瓶內，並在其上覆蓋一層銅絲，在980℃的真空熱解下，制備純的SO2氣，然後用MAT251型質譜計測定34S/32S值。δ34S值以CDT（為迪亞布洛峽谷隕石中的隕硫鐵）標准給出。其標准偏差為±0.10‰～0.30‰。
87Sr/86Sr測定方法是，取一定量地層水，用超純HCl酸化，經過標准離子交換技術分離後，在MTA261型多接收器質譜儀上進行測定。溶解碳酸鹽全岩、膠結物是用超純的HCl，溶解頁岩採用超純HF和HClO4試劑。分析精度0.00003～0.00007。其中，地層水樣來自中途測試或完井測試。但是，這類樣品不可能有足夠的采樣覆蓋面，尤其在井內更是如此。最有效的彌補方法是使用岩心樣品，這就涉及岩心的保護及其水的離心分離。在應用了低浸染取心技術（即最大限度地減少泥漿對水的污染）以後，這種方法非常實用。還有一種是RSA法，即殘余鹽分析法。在實驗室中用超純水浸濾未經保護的常規岩心，以溶解孔隙中的鹽。這種鹽是岩心在儲藏期間從蒸發的地層水中沉澱出來的。由於不可能浸濾出100%的鹽類物質，所以浸濾出的鹽不保留原始地層水總體化學性質。但是通過對RSA法的有效性嚴格檢驗後，發現鍶同位素87Sr/86Sr比值卻不受影響。在取樣過程中必須避免在岩心邊緣、裂隙面和含有高滲透性岩石的部位取樣，篩去具有污染特徵的數據（取決於滲透性與87Sr/86Sr之間的關系），還要沿一些岩樣的半徑方向測定RSA法的數據特徵，以此來校驗岩心中央未被污染水的穩定比值。與多種鑽井泥漿滲透液相比，地層水中的高Sr含量意味著水中87Sr/86Sr比對污染作用相對地不太敏感。比較而言，地層水的87Sr/86Sr比值為0.705～0.730，砂岩中礦物的87Sr/86Sr比值變化范圍更大：斜長石或碳酸鹽小於0.710，鉀長石大於0.730，而雲母大於0.800。可見，用RSA法可以將油田水87Sr/86Sr比值十分精確地測定出來（Smalley,1987）。
二、實驗室模擬
模擬實驗是在實驗室中通過控制實驗條件來模擬自然條件下流體-岩石相互作用的過程。模擬實驗包括動力學和熱力學兩種模擬方法。中國地質科學院張榮華研究員一直在模擬研究開放體系中方解石、螢石等礦物-水的反應動力學。而沉積盆地水-岩反應更常發生在半封閉-半開放體系中。模擬的內容包括：有機酸、CO2的生成；有機組分（原油、有機酸等）參與的水-岩相互作用；金屬有機配位化合物穩定性的實驗測量等。常用的模擬實驗方法是流動或動態實驗裝置（Barth等，1988；楊俊傑等，1995）。該方法是將反應溶液從一端注入，並在控制的溫度、流速下與反應容器中塗有環氧樹脂的岩心發生作用。反應溶液可以是各種合成地層水，可含有機酸或原油。在不同的持續時間里從另一端收集反應後的溶液，觀測水化學的變化。另一方法採用間歇反應器（靜態裝置），反應容器可用不銹鋼、鈦製成。採集並分析經不同時間反應後的溶液，對比實驗前後岩石的顯微特徵、物性或原油性質的變化，以達到模擬研究流體-岩石相互作用的目的。
三、熱力學理論計算
熱力學理論計算方法是運用熱力學定律，對地球化學反應和過程進行理論計算來推斷和解釋各種地球化學現象（梅廉夫等，1994），可為實驗結果的延拓、解釋和檢驗提供理論依據。倪師軍等（1993）根據流體包裹體溫度、壓力、成分及Eh-pH值，計算了成岩流體與礦物相互作用的趨勢。而自由能更廣泛應用於化學反應趨勢的預測上。McBride（1987）、羅明高（1995）以反應的自由能模擬計算了成岩作用的序列；Meshri（1990）對比研究了碳酸和有機酸的熱力學反應能力，計算了碳酸鹽礦物方解石和鋁硅酸鹽礦物長石的溶解趨勢和向粘土礦物轉化趨勢。Giles（1990）利用質量傳遞方程研究了礦物溶解-沉澱、離子遷移能力對次生孔隙和總孔隙度變化的影響。可見，熱力學理論計算已用於地質現象的解釋和預測上，是計算機軟體模擬的基礎。但相對而言，考慮的因素較為單一。
2. 研究思路、研究內容與研究方法
層序地層分析的基本思路可概括為:從地表露頭或鑽孔岩心的研究入手，綜合利用鑽孔測井曲線和地震剖面資料，以沉積盆地整體性為著眼點，根據構造－沉積－熱體制以及沉積間斷和沉積環境演化特點將盆地劃分為不同層次結構的建造塊，然後詳細解剖不同層次或級別的建造塊的內外沉積構成，綜合解釋沉積體系和成因相的空間配置關系，在此基礎上，建立沉積盆地的等時地層格架和盆地演化模式，進而達到對盆地含油氣特徵的評價和預測。簡單地說，層序地層分析就是從沉積學和地層學兩方面對沉積盆地進行系統工程的研究，因此，層序地層分析更好地揭示了沉積體的空間分布規律，也更有利於含油氣盆地生儲蓋配套研究和儲集層的預測。
本書以層序地層學為研究主線，研究三亞組、梅山組、黃流組和鶯歌海組沉積體系構成，建立盆地等時地層格架，查明不同體系域內主要儲層砂體的分布，為該區儲層(儲集體)和有利的構造－岩性圈閉的預測提供地質依據。同時結合天然氣成藏條件分析，研究隱蔽油氣藏成藏特徵和規律，構建構造活動型盆地層序地層分析和油氣成藏模式研究的系統思路和方法體系。具體的研究內容和研究路線如下(圖1－5)。
1.區域構造與盆地內部構造演化特徵研究
考慮到鶯歌海盆地演化受區域構造活動的控製作用顯著，本書從區域構造活動入手，著重分析印支地塊的構造活動特徵以及對鶯歌海盆地的形成與演化的控制，以助於探討鶯歌海盆地的發育機制。此外，鶯歌海盆地內部構造特徵的分析是進行構造古地貌恢復以及層序地層解釋的基礎。
2.層序地層格架分析
應用層序地層學的基本觀點，以研究區常規地震剖面資料和高解析度地震剖面資料為基礎，根據層序界面的地震相特徵，並綜合考慮全球海平面變化特徵、鑽井標定等，進行層序地層的劃分與對比;根據地震反射特徵，結合強制海退的概念，進行層序單元內部構成的識別與解釋，通過地震資料的解釋建立盆地層序地層格架，以及反映各沉積體系域構成特徵的平面圖、剖面圖的編制。
同時，選取具有代表性的鑽井資料進行精細的觀察、分析，劃分不同級別的層序單元和沉積體系域。具體包括從岩性相、測井相、地震相等方面進行沉積環境和層序地層單元的分析，通過各個基本要素的綜合分析，確定各級層序地層單元的各種沉積體系沉積特徵及內部構成特徵。研究過程突出了以下幾個方面:①單井沉積相分析:一方面是通過鑽井岩心提取各種相標志信息，包括岩石顏色、岩石類型、碎屑顆粒結構、沉積構造、古生物、地球化學標志等，繪制代表層段的高頻層序關系圖;另一方面根據多種電性曲線形態特徵及其組合特點、准層序的疊加方式，繪制其層序展布、體系域類型、沉積相特徵及其各微相類型圖;②強調利用高解析度過井地震剖面配合，強調剖面的分析與單井分析的相互校正與驗證;③井間的層序地層和沉積相的對比分析，可進行四級層序或體系域的劃分和對比。
圖1－5 層序構成樣式及構造控製作用的研究流程
3.層序內部構成特徵、層序類型、層序發育樣式分析
綜合地震與鑽井的層序地層解釋結果，進行層序地層的構成特徵分析，包括各沉積體系域構成特徵、時空展布規律等。重點研究對象放在與油氣勘探關系密切的低位域沉積特徵的研究之上。將層序地層分析與構造地層分析相結合，以大量的地震解釋為基礎，以盆地內不同構造發育部位對沉積的控制為出發點，對鶯歌海盆地層序類型、發育樣式等進行分析。
4.沉降史模擬與盆地古地貌恢復
通過定量－半定量的分析方法，採用回剝分析原理，以地層解釋、沉積環境解釋為基礎，以沉降史二維模擬軟體為依託，對盆地3個主要沉積時期的構造古地貌進行定量－半定量的恢復，重建沉積時期的地貌形態。通過總沉降量等值線圖的編制，進行盆地構造活動強弱差異性分析。通過構造古地貌圖的編制，進行構造單元特徵研究與劃分。
5.構造對沉積的控製作用分析
綜合層序地層解釋結果、體系域構成特徵、層序類型以及層序發育樣式的研究與構造地層分析相結合，進行構造對體系域發育特徵、層序類型以及層序發育樣式的控製作用分析，探討低位域的形成模式與主要控制因素。
6.天然氣成藏模式分析與有利儲集體預測
根據以上研究內容取得的認識，綜合前人在該區域已經取得的成果，從烴源岩、儲集體、生儲蓋組合特徵分析入手，進行成藏組合特徵分析，並在此基礎上，提煉出本區的成藏模式，預測有利的區帶。
3. 美國二疊盆地白雲岩儲層特徵和研究方法
美國得克薩斯州奧斯町大學經濟地質局對各種類型油氣儲層作了大量研究，對於碳酸鹽岩溶蝕地貌形成的儲層也進行了深入研究，其中對二疊盆地艾倫伯格群白雲岩溶蝕孔洞及其角礫岩儲集空間的研究成果（Kerans，1988）比較突出。
二疊盆地位於得克薩斯州，屬於早古生代克拉通盆地，以碳酸鹽岩沉積為主，其中在奧陶系發生過3次規模較大的沉積間斷（圖1-1），並且在下奧陶統白雲岩頂部（即艾倫伯格群頂部）形成風化淋濾作用帶，成為重要的油氣儲集相帶。下面就以具有古喀斯特地貌特徵的艾倫伯格群白雲岩為例，介紹溶蝕孔洞和裂縫等儲集空間的形成特徵和分布規律。
（一）艾倫伯格群白雲岩地質特徵
角礫岩和裂縫是艾倫伯格群（特別是上部60～120m范圍內）最顯著的岩石學特徵，目前鑽井所取岩心中有1/3是角礫岩，有人稱其為「破裂白雲岩」。角礫岩主要是喀斯特垮塌作用形成的，裂縫也主要是在喀斯特發育過程中形成的，當然構造活動可能引起局部的裂縫和角礫岩形成。風化淋濾作用導致角礫岩和裂縫的成因有3條依據：①精細的沉積相研究指出艾倫伯格群沒有角礫岩相帶；②喀斯特角礫化作用控制了艾倫伯格群白雲岩的儲層性質和非均質性，而構造角礫化的控製作用不很明顯；③喀斯特模式成為該類儲層非均質性的預測工具，而構造活動產生的裂縫則不能完全解釋儲集空間的分布規律。
艾倫伯格群的角礫岩可分成兩種類型：①喀斯特角礫化作用原地形成的裂縫和鑲嵌狀角礫岩；②基質或碎屑支撐的混雜角礫岩，即由原生碎屑和重力滑塌碎屑混合形成的角礫岩。這兩種類型的角礫岩有的可以進行井間對比（即艾倫伯格群上部90～120m），有的鑽井厚度可達180m，但是無法跟其他井對比，說明變化很大。其中可作井間對比的儲集相帶是由3種岩性組成的：下部為原生白雲岩，溶蝕孔洞發育；中部為兩種角礫岩組成，其下段為厚度較大的具有碎屑充填的混雜角礫岩，上段為粘土等碎屑支撐的角礫岩；上部為厚度較薄的碎裂白雲岩。它們的垂向變化及其電性特徵見圖1-2所示。其中粘土等碎屑支撐的角礫岩在自然伽馬和電阻率等測井曲線上最容易識別，所以成為混雜角礫岩和碎裂白雲岩的對比標志。
圖1-1 美國二疊盆地下古生界簡化柱狀圖和艾倫伯格群岩性特徵圖
（二）角礫狀白雲岩的喀斯特成因模式
上述的混雜角礫岩和碎屑支撐的角礫岩是在碳酸鹽溶洞中形成的溶洞充填沉積物（圖1-3），其中的粘土和硅質碎屑可能是從圍岩和上覆地層中搬運而來的。溶洞充填物距離艾倫伯格群與上覆辛普森群之間的不整合面一般約30m，表明該區溶洞形成期具有一個穩定的區域潛水面，因為潛水面附近的滲流作用使碳酸鹽岩快速溶蝕，溶洞可以快速擴大。
位於原生白雲岩之上的碎裂白雲岩和鑲嵌狀白雲質角礫岩是溶洞頂部垮塌作用形成的（圖1-3）。在此之上才形成溶洞充填物（混雜角礫岩和碎屑支撐角礫岩）。
原生白雲岩的裂縫和溶蝕孔洞是在風化淋濾過程中形成的。此外，在上覆辛普森群沉積時，地下水活動及其性質變化也促使一些裂縫和溶蝕孔洞形成。同時在辛普森群沉積和埋藏過程中，由於艾倫伯格群白雲岩溶蝕孔洞發育不均衡，或由於角礫充填的不均勻，它們受到的壓實作用也不均衡，以致產生了更多的裂縫。因為溶洞頂層的裂縫和角礫岩中很少發現辛普森群的碎屑物質，所以溶蝕孔洞主要是在辛普森群沉積之前發育的。那些沒有被艾倫伯格群或辛普森群充填的溶蝕孔洞，由風化淋濾產生的裂縫及差異壓實作用而導致了溶洞頂部的垮塌，形成混雜-垮塌式角礫岩，而不是形成原地的裂縫鑲嵌狀白雲質角礫岩。
（三）艾倫伯格群古喀斯特形成的模式
艾倫伯格群沉積後海平面下降，二疊盆地成為廣泛出露的碳酸鹽台地。在大氣水和殘余海水交互作用下，形成了由潛水面控制的區域白雲岩溶蝕現象，並形成大面積的（約12950km2）喀斯特地貌。上述可以進行井間對比的角礫岩組合就是在區域喀斯特地貌中形成的。
艾倫伯格群沉積後的古喀斯特明顯地受潛水面控制。根據多方面研究，其古潛水面距風化面（即現今的艾倫伯格群與辛普森群之間的不整合面）的深度約為30～60m，而且延續了相當長的時間。圖1-3所示的碎屑支撐的艾倫伯格角礫岩（垮塌堆積物下部），是溶洞發育結束期沉積形成的。由於淡水和殘余海水在構造裂隙中的滲流，使溶蝕作用可以深達300m。
圖1-2 艾倫伯格群上部分布較廣、井間可對比的含礫白雲岩岩性組成及電性特徵
中奧陶世初期，海平面上升，辛普森群開始沉積，艾倫伯格群白雲岩的溶蝕和溶洞充填作用逐漸中止。但是，局部地區由於辛普森群的差異壓實作用，造成溶洞頂部垮塌，形成垮塌角礫岩，同時形成艾倫伯格群和辛普森群混合碎屑充填物。
隨著辛普森群的繼續沉積，艾倫伯格群埋藏深度加大，原來沒有完全充填的溶蝕孔洞周圍裂縫繼續發育，洞頂白雲岩的垮塌作用和洞內的角礫岩繼續形成。此時，即埋藏-壓實作用導致的溶洞垮塌作用形成的角礫岩，是儲集物性最好的溶蝕垮塌相帶儲層（圖1-4）。其他儲集物性較好的相帶是靠近原生白雲岩的下部垮塌角礫岩（圖1-2）。
（四）構造裂縫和孔隙度的發育
艾倫伯格群白雲岩的裂縫發育主要受控於自身的成岩作用史，即埋藏—抬升風化—埋藏的歷史。有些研究人員認為，雖然艾倫伯格群在沉積之後的中奧陶世初期—晚奧陶世末期經歷了風化淋濾，產生了許多裂縫和溶蝕垮塌現象，但是得克薩斯州中西部古生代末期（賓夕法尼亞期）的前陸造山運動產生的裂縫更加明顯，而且使奧陶紀形成的白雲質角礫岩孔隙得以連通、孔隙度擴大，儲集性能得以改善。賓夕法尼亞期的裂縫切割了溶洞充填的角礫和白雲質膠結物，也是鑒別晚期裂縫與早期裂縫的依據。
圖1-3 艾倫伯格群白雲質礫岩成因模式圖
圖1-4 艾倫伯格群溶蝕的孔洞在辛普森群沉積埋藏過程中形成儲集性能很好的洞頂垮塌角
與喀斯特有成因聯系的裂縫一般順層分布，局限在角礫岩相帶之上30m的厚度范圍內。而與晚期構造活動有關的裂縫隨機地分布在整個艾倫伯格群白雲岩層之內。
（五）古喀斯特控制的儲層非均質性
在地表條件下的風化和喀斯特溶蝕垮塌作用，使艾倫伯格群白雲岩成為儲層起了決定性的作用。由於原生的艾倫伯格群白雲岩非常緻密，基本上不發育粒間孔隙和晶間孔隙，而碎裂、溶蝕、垮塌形成的裂縫、溶蝕孔洞和角礫岩產生了大量儲集空間。但是這種儲集空間具有明顯的垂向和橫向非均質性：垂向非均質性主要是由溶蝕孔洞、裂隙和角礫岩垂向上分帶作用造成的，與上述的角礫岩、溶洞充填物相帶有關；橫向非均質性主要是在喀斯特時期，地下水運動受到不滲透的垮塌物的阻攔而改變流向形成的溶蝕孔洞在水平方向不連續的現象。
利用油藏開發中的試井資料可以判斷喀斯特地貌形成的儲層非均質性，而岩心觀察很難發現該類儲層垂向和橫向非均質性。但是試井資料無法區分裂縫是構造成因的，還是喀斯特成因的，只能依靠裂縫與角礫及其膠結物的切割關系判斷裂縫的成因和期次。