馬鞍山彭迪

❶ 與火山噴發－沉積盆地內富玻火山岩有關的沸石、膨潤土礦床成礦亞系列（4a）

該亞系列礦床主要分布錢塘台褶帶的北東段長興、安吉、臨安、餘杭一帶和浙東南隆起區金華、縉雲、天台、寧海、象山一帶。前一地區以膨潤土為主，如臨安平山、餘杭仇山，屬浙北成礦帶；後一地區以沸石為主，如縉雲靖岳、天台白鶴殿、寧海小河塘、象山高塘等，屬沿海成礦帶。它們發現於20世紀70～80年代，均為大型礦床，推動了浙江非金屬礦產的勘查開發和科學研究（參見典型礦床十三、十四、十五）。

（一）主要成礦地質條件（姚道坤等，1991）（表3-4-1）

1）相關的火山噴發旋迴

浙江省第一地質大隊，浙西北膨潤土成礦遠景區劃，1982。，臨安—餘杭—安吉一帶為燕山第Ⅰ、Ⅱ火山噴發旋迴的上侏羅統勞村組和壽昌組。個別盆地成礦延續到橫山組。縉雲-天台-寧海一帶主要是燕山期第Ⅳ噴發旋迴，歸屬上白堊統塘上組和兩頭塘組。個別礦點屬第Ⅱ、Ⅲ噴發旋迴產物。

表3-4-1 與燕山期火山噴發－沉積盆地內富玻火山岩有關的沸石、膨潤土礦床成礦亞系列（4a）特徵表

2）幾個礦床所在的火山盆地堆積物在岩相上作序列變化。縉雲靖岳位壺鎮－舒洪構造火山盆地中段，馬鞍山噴發中心旁側，塘上組除底部少量沉火山碎屑岩、沉積岩以外，向上全部是爆發相和噴溢相火山集塊岩、角礫集塊岩、角礫凝灰岩、珍珠岩，各噴發小旋迴均以爆發相開始，噴溢相結束，占柱狀的80%～90%。餘杭仇山位瓶窯火山盆地邊部，可分4個小旋迴，下部為含凝灰質沉積岩和正常沉積岩，上部為厚層狀熔結凝灰岩和部分玻屑凝灰岩。整個旋迴中沉積岩佔1/3左右，灰流相和空落相佔2/3左右。臨安平山火山盆地由壽昌組組成，全部為河湖相沉積岩和沉火山碎屑岩，發育各種沉積結構、構造，含豐富的古生物。天台白鶴殿為兩頭塘組，雜色砂岩中夾玻屑凝灰岩。可見賦礦的火山噴發－沉積盆地從以爆發－噴溢相為主的火山噴發盆地，過渡為火山噴發－沉積盆地和遠火山的沉積盆地。隨距離噴發中心的遠近，盆地內火山噴發強度、堆積－沉積物性質都有相應的變化。這也說明沸石、膨潤土成礦地質條件可以有相當的變化幅度。

3）如上述各礦床相關的火山盆地中的岩相變化，也表現在各個礦床礦化原岩類型的差別。

靖岳老虎頭沸石礦區，礦化層主要是玻質火山碎屑岩，即火山角礫集塊岩，系由塊狀火山玻璃熔融漿經劇烈爆發、撕碎，就地堆積於水盆地中而形成。因玻璃組分高，孔隙、裂隙度大，在水介質作用下蝕變完全，沸石總量達60%～80%。礦層同位素年齡為77.8Ma，原岩為81.4Ma，成岩與成礦時差很小。另外在珍珠岩、球粒球泡流紋岩等玻質熔岩中有透鏡狀礦體產出。珍珠岩礦化後沸石含量最高可達60%～70%。球粒球泡流紋岩礦化後沸石量可達40%～50%。每個噴發小旋迴，在旋迴下部形成火山碎屑岩型沸石礦層，旋迴頂部形成熔岩型沸石礦層。

仇山膨潤土礦床共7層礦，礦化原岩均為晶屑（玻屑）強熔結凝灰岩。礦化層一般在熔結凝灰岩層的下部，也有頂、底部都有一礦化層的。據陳鶴年（1990年）研究認為，在剖面結構上，礦體賦存在灰流或岩流底部和舌尖部分，是因為灰流或岩流湧入湖盆，加熱了水體，直接促進了水解作用沿底部堆積物進行的結果。在水浸條件下，灰流頂部同時被水浸沒時，其頂部也可以形成礦層，但一般礦化不徹底。

白鶴殿和平山，成礦原岩為以含玻屑火山灰為主的火山碎屑岩和沉火山碎屑岩，頂底板為水盆地內正常沉積岩或火山碎屑沉積岩。

4）礦物組成：沸石、蒙脫石都是酸性火山岩蝕變產物，經常緊密共生或伴生。在我省沸石、膨潤土礦床中情況也是如此。但它們在總量比例上還是有不同的。

靖岳老虎頭沸石礦沸石，總量60%～80%，以斜發沸石為主，絲光沸石次之，含石英（10%～15%）、蒙脫石（5%～10%），以及鈉長石、正長石、斜長石、綠泥石等，並有α－方英石出現。

仇山膨潤土礦Ⅰ、Ⅱ礦層：以鈉（鈣）基蒙脫石為主，含α－方英石、絲光沸石、石英、碳酸鹽；Ⅳ、Ⅴ礦層：鈣（鈉）基蒙脫石、高嶺石、石英、伊利石（陳鶴年，1990）。

白鶴殿：斜發沸石10%～30%，絲光沸石少量（局部達5%），含石英、蒙脫石、長石、雲母等。

平山膨潤土礦以鈉基蒙脫石為主，少量斜發沸石、綠泥石、方沸石、螢石、水雲母、方英石、玉髓等。

以上可見，幾個沸石、膨潤土礦床礦物種類上差異不大，只是佔主導地位的礦物不同。α－方英石形成於200～275℃，在靖岳、仇山、平山都已見及。水雲母、高嶺石、伊利石等見於仇山、平山等膨潤土礦。據袁慰順、姚道坤面告，仇山、平山還出現綠泥石－蒙脫石間層礦物。

5）成礦的物化條件。沸石與蒙脫石緊密共生的原因，基於它們的成礦物質都是火山玻璃，都是在水介質環境中一定的鹼性條件下生成。它們都是在近地表的溫壓條件下形成，都有硅、鹼帶出，和Ca^2＋、Mg^2＋、H₂O的帶入。

沸石和蒙脫石形成條件的差別，在於火山玻璃在不同鹼度、SiO₂活度（

比值）和不同陽離子濃度的水介質中反應平衡的結果。火山玻璃在水化、水解過程中，水介質中OH^-濃度、

比值、鹼土和鹼金屬離子（Ca^2＋、Na^＋、K⁺）濃度較高，則生成沸石；如果水介質OH^－濃度和

比值低，又有一定量的Mg^2＋離子，則生成蒙脫石。如果高硅沸石形成後，水介質的鹼度低、淋濾條件好，又有一定量的Mg^2＋離子存在，則高硅沸石可以轉變為蒙脫石。

據郭吉保（1992）以縉雲老虎頭珍珠岩為試樣進行模擬實驗，研究沸石、蒙脫石形成的物化條件。其實驗結果可歸納為：

a.珍珠岩蝕變形成絲光沸石，溫度為150～400℃，形成蒙脫石為常溫～500℃，形成斜發沸石和方沸石為150～500℃。蒙脫石生成溫度范圍最寬，可在常溫～100℃內形成。

b.絲發狀絲光沸石形成於300～400℃之間，針柱狀、管柱狀絲光沸石在150～300℃之間。老虎頭礦床絲光沸石呈針柱狀、管柱狀，與斜發沸石、蒙脫石共生，又有α－方英石出現，說明該礦床成礦溫度在300～200℃之間。

c.絲光沸石、斜發沸石、蒙脫石共生，也是依一般礦石中礦物生成順序。但此順序並不固定，一般在絲光沸石與斜發沸石、斜發沸石與蒙脫石之間隨介質性質變化，而相互轉換。蒙脫石可在弱酸一鹼性條件下生成，其pH值范圍為7～13，比絲光沸石形成所需的pH值范圍（7～10）更寬。

d.在實驗壓力范圍內（常壓～500×10⁵Pa），壓力對沸石、蒙脫石的生成無明顯影響。說明礦床是地表或近地表環境下形成。

e.以Na₂CO₃、NaHCO₃溶液為介質進行實驗，生成了絲光沸石、方沸石、斜長石、石英、方解石、斜發沸石、蒙脫石等礦物。當以NaCl溶液為介質實驗時，未有絲光沸石形成。說明介質水化學性質屬碳酸鹽型，溶液濃度0.2～1M是較適宜的鹽度條件。

f.元素的帶進帶出。當火山玻璃水解時，Ca、Mg、Al以類質同象替代Na、K參與沸石或蒙脫石結晶，Na^＋、K^＋進入溶液。當溫度較高時，K^＋進入水雲母、伊利石，或形成水雲母－伊利石間層礦物。Si進入高硅沸石外，多餘部分以石英、玉髓析出。

（二）礦床成礦地質條件和成因類型

據前述幾個沸石膨潤土礦床成礦地質條件，它們的共同點如下：

1）礦床賦存在火山噴發盆地或噴發－沉積盆地內，從噴發相占岩石序列的主要部分，變化到以火山碎屑－沉積岩佔主要部分。

2）成礦的火山噴發旋迴，在錢塘台褶帶北部主要是燕山期第Ⅰ、Ⅱ火山噴發旋迴的勞村組和壽昌組；浙東南則賦存在燕山第Ⅳ噴發旋迴，部分賦存在第Ⅲ噴發旋迴中。

3）礦化原岩主要是火山玻璃質岩石。屬於爆發相玻質火山碎屑岩的有老虎頭礦區：如火山集塊岩、火山角礫集塊岩；屬玻質碎屑流相的有仇山的曜岩狀熔結凝灰岩；屬於噴溢相玻璃質熔岩的有老虎頭的珍珠岩、松脂岩、球粒球泡流紋岩；屬於噴發－沉積相的火山碎屑沉積岩、沉火山碎屑岩的，如平山、白鶴殿。原岩岩相不同，形成方式不同，結構構造迥異，但成礦作用上並無大的差異。

4）火山玻璃質噴發直接進入水體，在地表開放的環境中水解成礦。無論是玻質熔質、玻質碎屑流或是空落火山灰，均直接進入地表水體。火山玻璃在200℃左右的重碳酸型水介質中，在弱酸—鹼性條件，以及一定的

范圍內，和相關陽離子濃度下，形成高硅沸石或蒙脫石。

5）礦床成因類型。已知沸石、膨潤土礦床總體可屬火山玻璃－水解型礦床。依成礦物質形成方式的不同，可分為兩個亞類：

火山玻質岩－水解型礦床：縉雲靖岳老虎頭沸石礦、餘杭仇山膨潤土礦。

火山灰沉積－水解型礦床：天台白鶴殿沸石礦、臨安平山膨潤土礦。

（三）礦田、礦床地球物理場

1）省內平山、仇山等幾個主要膨潤土礦床，主要位於天目山—莫干山重力低亞區，產礦層的晚侏羅世晚期的火山噴發－沉積盆地發育在下古生界基礎上，為重力布格負值區，處重力局部凸起的邊緣。

表3-4-2 與破火山、火山構造窪地有關的次生石英岩型明礬石、葉蠟石、地開石、伊利石礦床成礦亞系列（4b）簡表

續表

2）航磁處於火山岩區中強跳躍磁場與平緩弱正磁場之間，盆地內局部火山岩呈線狀、點狀異常。

3）基底沉積岩、含礦層上下圍岩均無磁性和較高電阻，火山岩為中—強磁性和較高電阻。膨潤土礦層和蝕變圍岩為低阻、無磁性。可用磁法、電法推算含礦層位上覆、下伏厚度和盆地邊界構造，確定勘探范圍，追索含礦層的延伸方向和產狀。

❷ 各主要盆地蓋層

(1)塔里木盆地蓋層

該盆地古生界具有多時代多層系的蓋層，自寒武系—二疊系各時代均發育有良好蓋層。另外，古生界作為油氣源來講，中新生界各時代也起蓋層作用(表5.30)。

表5.30 塔里木盆地蓋層綜合評價表

其各時代蓋層岩性主要有:泥岩、頁岩、緻密灰岩、石膏、鹽岩、煤層及火山岩。

(2)鄂爾多斯盆地蓋層

1)該盆地上古生界上石盒子組和石千峰組是一套橫向穩定以湖相為主的砂泥岩沉積，其中上石盒子組泥質岩厚度為70～100m，石千峰組泥質厚度為141～205m。兩套地層的泥質岩分布廣泛，橫向連續，相當T8地震層，可連續追蹤20～30km。泥岩厚度佔地層厚度的80%以上，其氣體絕對滲透率為0.7×10^－9～0.8×10^－9μm²，飽和空氣條件下的突破壓力為1.5～2MPa，其過剩壓力為5.2～7.1MPa，成為整個古生界含氣系統的大區域封蓋層。

此套蓋層具有自西向東厚度增大，區域封蓋能力增強的特點，同時該組泥岩普遍存在過剩壓力，過剩壓力與物性差相匹配，使其具有雙重封閉能力，有著更強的封蓋效果。

2)局部蓋層。目前，在盆地中北部地區，上古生界已探明的各天然氣田的含氣層位從西向東是變化的。它們受各自的局部蓋層控制。

中西部的蘇里格廟氣層主要是盒6，向其東南部為盒8—山1，而烏審旗氣田主要含氣的是盒8，少量的盒7，以盒6以上泥岩層為蓋層;向東到榆林氣田則變成山西組下部(山2段)儲層含氣，其蓋層為山西組上部山1泥岩段為主;盆地東部的子洲區帶以石盒子下部的盒8、7含氣為主，山2也產氣，以盒6以上地層為蓋層，分布局限於鎮川－子洲地區;盒2、盒l、千5氣藏只分布在神木—榆東一帶，受局部砂岩體和局部泥岩隔層控製成藏。

華北地區蓋層與鄂爾多斯盆地相似。

(3)中國南方地區蓋層

南方地區的蓋層也具有多時代、多類型蓋層條件，分述如下:

1)泥質岩蓋層。由於現今南方地區主要烴源岩已處於成熟—過成熟階段，而且古生界烴源岩經歷了印支、燕山和喜馬拉雅期構造運動和岩漿活動的強烈改造及破壞。因此，南方地區油氣勘探的重點應是次生和再生的天然氣勘探為主。直接蓋層和區域性蓋層的垂向配置是形成天然氣藏的重要條件。

下古生界區域性蓋層有下寒武統和下志留統兩套:

A.下寒武統區域性蓋層:盆地區岩性以泥岩為主，本身又是烴源岩，在台地相區以碳酸鹽岩為主。主要分布在滇東、川東南和川北、鄂西渝東、江漢盆地及下揚子地區。厚度為100～1000m，最厚處為1000m，位於渝東大巴山地區。

B.下志留統區域性蓋層:盆地區岩性以泥岩為主，本身又是烴源岩，但遭受加里東以來的隆升剝蝕強烈。主要分布在蘭坪－思茅盆地、滇東、川東南和川北、鄂西渝東、江漢盆地及下揚子地區。厚度為100至2000多米，最厚處達2290m，位於下揚子浙西臨安地區。

印支運動以來，南方地區共發育3套區域性蓋層:中下三疊統、上三疊統—下白堊統、中白堊統—第三系(古近－新近系)，岩性主要為泥岩和膏鹽岩。印支運動以前的區域性蓋層主要是志留系泥岩，主要分布在揚子區和特提斯構造域，現今能連片分布的地區是滇東北、四川盆地、中—下揚子中新生界覆蓋區，蓋層平均厚度300～1000m，最大厚度2000m左右。

C.中下三疊統區域性蓋層:現今保存較好的中下三疊統區域性蓋層主要分布在四川盆地及周緣、思茅盆地、黔桂、江漢、鄂東南和蘇皖南地區。岩性以泥質岩、碳酸鹽岩為主，局部夾膏鹽岩層。殘留蓋層厚度100～600m，最大為1000m。蓋層厚度最大處分布在南盤江盆地。據馬力等(2004)評價結果，四川盆地屬於Ⅰ—Ⅱ類蓋層，江漢當陽－沉湖地區屬Ⅱ類蓋層，下揚子區屬Ⅲ類蓋層，南盤江拗陷屬Ⅳ—Ⅴ類蓋層，思茅拗陷屬Ⅲ—Ⅳ類蓋層。

D.中白堊統—第三系(古近－新近系)區域性蓋層:現今保存較好的中白堊統—第三系(古近－新近系)區域性蓋層主要分布在晚燕山－喜馬拉雅期形成的張性盆地中。四川盆地南部、蘭坪－思茅、江漢、麻陽盆地、南鄱陽拗陷和下揚子地區。岩性以泥質岩為主，局部夾膏鹽岩層。殘留蓋層厚50～500m，最大為2000m。蓋層厚度最大處分布在江漢盆地。在含膏鹽岩分布地區的蓋層，一般為Ⅱ類蓋層，如江漢和楚雄盆地(馬力等，2004)。

從南方地區各時代蓋層突破壓力統計分析表明(表5.31)，下寒武統、下志留統、中下三疊統、上白堊統蓋層的平均突破壓力分別為10.92Ma、22.16Ma、6.84Ma、23.03MPa，以下志留統和上白堊統區域蓋層質量最好。從地區上分析，下揚子地區的蓋層突破壓力最大，質量最好，其次為江漢盆地和通南巴地區。

表5.31 南方各地區蓋層突破壓力統計表

❸ 學習任務中國中生界劃分與對比

【任務描述】 ①了解中生代地質特徵；②掌握中生代的地質時代劃分；③了解中生代生物界面貌，鑒定代表性化石。

一、三疊系劃分與對比

（一）典型工作任務——認識和分析三疊紀地層特徵

閱讀黔西南三疊系剖面、陝甘寧盆地（鄂爾多斯盆地）三疊系剖面資料（圖9-8）；並參觀下列地層標本，了解其代表的沉積環境：

（1）黔西南下三疊統的紫紅色含雙殼類化石砂、泥岩；

（2）黔西南中三疊統白雲岩；

（3）黔西南上三疊統海相及陸相化石的砂、頁岩；

（4）陝甘寧地區下三疊統紫紅色砂、泥岩；

（5）陝甘寧地區中三疊統含植物化石的雜色砂、泥岩；

（6）陝甘寧地區上三疊統暗色含植物化石的泥岩、粉砂岩和油頁岩。

（二）概述

三疊系是中國地層分布最廣、地層結構最為復雜、生物類群比較豐富的地質沉積體之一。三疊紀地層分異明顯受控於板塊構造和沉積古地理格局，大體上以昆侖山-祁連山秦嶺-大別山一線為界，呈現為南海北陸的沉積序列分化。二疊紀晚期，北方區的華北-柴達木、塔里木板塊與西伯利亞-蒙古板塊已連接形成巨大的勞亞大陸的一部分。中國北方大陸，包括西北、華北和東北廣大地域，在三疊紀時期僅在一系列大小不等的內陸河湖盆地中保存沉積記錄。其中大型河湖盆地主要有華北西部的陝甘寧（鄂爾多斯）盆地和寧武-沁水盆地，西北地區的准噶爾盆地和塔里木盆地等。華北東部、東北地區以及西北的祁連山、天山等地，主要是一些零星分布的小型山間盆地。唯華北地塊南緣的陝西岐山-麟游一帶下三疊統有海相夾層。此外，在黑龍江東部的完達山北段也有中、晚三疊世海相地層。

南方區除海南、雲南、貴州等省，部分地區下、中三疊統為陸相或海陸交互相沉積外，全區主要為海相沉積。受印支運動的影響，揚子和華夏塊體在三疊紀逐步與北方區拼合，華南地區在中三疊世晚期大規模海退，淺海范圍退縮到黔桂及龍門山前一隅，其後的晚三疊世則以海陸交互相含煤沉積或陸相沉積為特徵。揚子地塊西側西藏-滇西地區由特提斯多島洋中的一系列小塊體組成，三疊紀為海相沉積，直到三疊紀末期以後與揚子等地塊拼合。

（三）華南板塊三疊系

1.黔西南（貞豐）典型剖面分析（圖9-8）

地層古生物基礎

黔西南貞豐三疊系總厚達4000～5000m，可代表雲南東部、廣西、貴州南部等地區發育的三疊系。地層厚度巨大，表明地殼相對下降幅度很大，沉積也很迅速。從剖面岩相分析，飛仙關組以紅色的砂岩為主夾灰岩，雙殼類化石豐富，屬於半乾旱氣候條件下的亞淺海沉積。永寧鎮組和關嶺組的白雲質灰岩和白雲岩各占本組總厚度的80% 以上，是半咸化淺海沉積物，但海水偶爾恢復正常，形成正常淺海灰岩、泥岩，說明海水變淺，具明顯海退趨勢。把南組和火把沖組是海陸交互相地層，向上陸相地層增多，海相地層減少，表明華南地殼上升過程中有短期地殼下降和海侵，二橋組是陸相河湖沉積，表明貞豐一帶海水全部退出，由於地殼繼續上升，使本區變為古陸剝蝕區，因此出現沉積間斷，形成二橋組與上覆中下侏羅統的平行不整合接觸。

圖9-8 中國三疊系柱狀剖面對比圖

（據劉本培等，1996）

從上述分析可以看出，貞豐中下三疊統為咸化、半咸化及正常淺海沉積，上統則為極淺海、海陸交互相及陸相沉積。從下統飛仙關組海侵初期的紫紅色砂泥岩開始，到上統二橋組陸相砂泥岩和頂部沉積間斷止，構成一個巨大完整的沉積旋迴，其中又可分出若干較小的沉積旋迴，反映地殼的相對升降運動。在古氣候方面，貞豐三疊系也反映出明顯的規律，即由早、中三疊世的半乾旱、乾旱氣候逐漸變為中、晚三疊世的溫暖潮濕氣候。伴隨著古地理古氣候的變化，在不同沉積環境中形成不同的沉積岩和沉積礦產。

2.橫向變化（圖9-9）

整個三疊紀，華南古地理總的演變趨勢是地殼上升，淺海逐漸變成陸地，氣候逐漸由乾旱、半乾旱逐漸變溫暖潮濕。華南海區由於江南古陸的阻隔，以及海底地形的起伏，又可分為揚子區、東南區和右江區。揚子海盆的三疊系發育，岩相變化復雜且有規律；東南內陸海灣的三疊系岩性單一，且多缺失；右江邊緣海較活動，具類復理石沉積。華南海區自中三疊世起，地殼運動趨於活躍，東南區大部上升為陸，普遍缺失沉積，揚子區則形成一閉塞的咸化海盆地。晚三疊世海退繼續，華南海區逐步上升為陸，秦嶺海槽東段也同時封閉，使華南大陸與中國北方大陸連成了一體。這一階段的地殼運動在中南半島最為顯著，並主要表現為褶皺運動，故一般被稱為印支運動。

圖9-9 華南地區三疊紀沉積剖面示意圖

（據劉本培等，1996）

（a）早中三疊世；（b）晚三疊世

（四）中國北方古陸三疊系

1.陝甘寧盆地典型剖面分析

昆侖-秦嶺以北的中國北部，三疊紀處於大陸狀態，華北和西北地區廣布著一些彼此隔離的內陸盆地，其中主要的有陝甘寧盆地（又稱鄂爾多斯盆地）、沁水、寧武盆地、准噶爾盆地及吐魯番盆地，除南祁連山和東北地區的繞力河一帶出露海相三疊系外，全為陸相沉積。

地層古生物基礎

上述剖面下統及中統下部岩性以紅色砂泥岩為主，是炎熱乾旱氣候下的河湖相沉積，中統上部及上統黃綠色、深灰色砂泥岩發育，富含植物、魚及介形蟲化石，說明氣候漸趨潮濕，是湖相為主的沉積。

2.橫向變化

三疊紀時，中國北部大都處於大陸環境，大陸內部發育了彼此隔離的內陸盆地，具陸相的河湖沉積。僅西北地區的南祁連山和東北地區的撓力河一帶具海相的沉積。

中國北部以呂梁山為界，以西多為大型的盆地，以東則為一些孤立小型盆地，這種東、西部的差異反映了我國整個中生代的地史特點（圖9-10）。這些盆地三疊紀的歷史大致都可以分為兩個階段：早、中三疊世為乾燥氣候下的河流、湖泊發展階段，皆為紅色的砂岩沉積，偶見石膏結核或夾層，含脊椎動物化石，表明繼承了晚二疊世的乾燥氣候環境，當時地形起伏較大，以河流及湖泊沉積為主，中晚三疊世則為潮濕氣候下的河流、湖泊、沼澤發展階段，沉積物以灰綠色砂頁岩為主，有些地區夾煤層、油頁岩，富含植物化石，屬湖泊、河流及沼澤相沉積。

（五）其他地區三疊系

1.塔里木地區

該區雖然地表露頭分布局限，但大量石油鑽井資料揭示，三疊系分布廣泛，且地層序列齊全，為一套以塔里木盆地為中心的內陸盆地碎屑沉積組合。地層序列與北方大陸相鄰的其他地層區相似，表現為下紅、上黑的結構，而且上部含煤，並可能有海泛夾層。生物群中末見水龍獸-肯氏獸動物群，上統所含植物群具有南、北方植物群混生現象。本區也夾有多層海相疑源類化石。

2.內蒙古-興安地區

該區三疊系主要是一些零散的小型山間盆地沉積物，且主要保存於東部的東北地區。下三疊統分布更加局限，主要為雜色含煤線的山麓山間碎屑沉積，含湖生葉肢介和雙殼類，其氣候為北方涼溫帶半潮濕類型，與華南的暖溫帶半乾旱型紅色序列有明顯的差別。

3.西藏-滇西地區

本區三疊紀時期為特提斯多島洋中孤立北漂的小塊體，接受海相沉積，它們在三疊紀中晚期以後才與北方大陸拼合。

二、侏羅系劃分與對比

三疊紀後期的印支運動使我國大部分地區海水退去，基本上處於大陸環境。中國東部則結束了「南海北陸」狀態，華南和華北連成一片，古生代以來南北的顯著差異已退居次要地位，而東西的差異卻突出起來。

（一）典型工作任務——認識和分析侏羅紀地層特徵

（1）閱讀陝甘寧盆地侏羅系剖面（或四川盆地侏羅系剖面）資料，並參觀下列地層標本，了解其代表的沉積環境：①下侏羅統暗色含植物化石的砂、頁岩；②中侏羅統雜色含植物化石的砂、泥岩及泥灰岩；③上侏羅統紫色砂岩（或礫岩）。

圖9-10 中國晚三疊世古地理圖

（據劉本培等，1996）

（2）結合四川盆地侏羅系剖面，了解其岩性、岩相特徵、生物組合、接觸關系及地層厚度，分析該地區侏羅紀構造古地理特徵。

（3）閱讀侏羅紀岩相古地理圖，了解印支運動和燕山運動對中國東部構造古地理的影響。

（二）中國東部的侏羅系

印支運動後，賀蘭山、龍門山、大雪山一線以東的中國東部，除東北的撓力河地區、台灣及珠江三角洲至湘南等少數沿海地區有海侵或偶有海侵外，其餘地區均屬大陸環境。大陸上分布著大大小小的沉積盆地，呂梁-雪峰山以西為兩個大型的內陸盆地，即鄂爾多斯盆地和四川盆地，呂梁-雪峰山以東為一系列小型的盆地，並表現有強烈的地殼運動和火山活動，這些盆地均以北北東向或北東向展布，顯然是受華夏系或新華夏系構造控制。

1.陝甘寧盆地侏羅系典型剖面分析

該盆地輪廓侏羅紀時與三疊紀近似，唯沉積范圍稍有縮小，下面列出該盆地東部剖面。

地層古生物基礎

上述陝甘寧盆地的下侏羅統富縣組是湖相為主兼有沼澤相的沉積；中統延安組寶塔山段至棗園段的岩性，是由粗至細的正旋迴，是河流相轉為湖相的沉積過程；直羅組從岩性及組合分析，具有河流沉積的二元結構特點，故應是河流相；安定組中泥灰岩、油頁岩發育，富含介形類和魚類化石，是典型的湖相沉積，安定組上部多次出現紅層，說明氣候漸趨乾旱；上統芬芳河組僅見於盆地西南千陽縣、鳳翔縣一隅，為乾旱氣候，內陸盆地邊緣的山麓堆積，物源似來自其西部的古六盤山。總的情況是早、中侏羅世的沼澤成煤環境分布較廣，後期轉變為乾旱氣候。

陝甘寧盆地侏羅系相變顯著，一般邊緣為河流相，向中心逐漸過渡到濱湖相、淺湖相、深湖相（圖9-11）。其中濱湖相常發育有沼澤含煤沉積；深湖相泥灰岩、油頁岩層，富含有機質，是重要生油層；河流相、濱湖相沉積物顆粒粗，孔隙度高，為重要儲油層位。盆地西邊，賀蘭山東側一帶侏羅系厚達2000m，是較強烈的坳陷地帶。

圖9-11 陝甘寧盆地侏羅紀岩相古地理略圖

（據傅英褀等，1981）

2.四川盆地侏羅系典型剖面分析

該盆地侏羅系分布十分廣泛，均屬陸相沉積（圖9-12），岩性以紅色碎屑岩、黏土岩為主，故有紅色盆地之稱。川中地區的侏羅系在岩性及生物化石等方面有代表性，研究程度較高，現列出蓬溪、蓬萊鎮剖面如下。

地層古生物基礎

圖9-12 早、 中侏羅世川滇盆地岩相古地理略圖

（據王鴻禎等，1980）

1.濱湖砂礫岩相；2.淺湖砂泥岩相；3.湖心泥灰岩相；4.沼澤含煤相（疊加）；5.海陸交互碎屑岩相

地層古生物基礎

由上述剖面可以看到川中地區侏羅系發育齊全，厚1437～3775 m。自流井組根據岩性及化石尚可分出六段，自下而上：珍珠沖紫紅色泥岩、東岳廟灰黑色頁岩夾介殼灰岩段、馬鞍山紫紅色泥岩段、大安寨紫紅色泥岩夾灰岩段及涼高山雜色砂泥岩段。由岩性及化石分析，本組為湖相沉積，氣候特點是乾燥和溫暖交替出現，屬過渡類型；從沙溪廟期開始的中晚侏羅世，盆地內普遍沉積棕紅色、紫紅色的砂岩和泥岩為主的一套紅層，並含石膏，厚層狀砂岩增多，屬燥熱氣候下河湖相沉積。

盆地內自流井組為內陸靜水湖相沉積，川中地區位於湖盆中心，岩性多灰岩夾層，並富含淡水雙殼類化石；由川中向西至江油-天全一線出現明顯的粗碎屑岩沉積，多硬砂岩及礫岩夾層，應是濱湖沉積；由川中向東至鄂西和向北至廣元地區均相變為含煤沉積（川北稱白田壩組）；本組具備油氣生成和轉化條件，同時具有良好的儲集和蓋層條件。

中侏羅世沙溪廟期的盆地輪廓與自流井期基本一致，而岩相變化特點大致從龍門山向川中、川東地區，由砂礫岩洪積相變為砂泥岩河湖相到湖相。

晚侏羅世遂寧期，四川盆地處於相對穩定時期，岩性岩相變化不大，以磚紅、紅色泥岩為主夾粉砂岩及石膏，屬乾燥炎熱的內陸湖相為主的沉積環境；由於生物缺乏，不利於生油，但砂層具儲油條件，川中地區本組地面油苗普遍，在個別構造上已獲小量工業油流。蓬萊鎮期的古地理特點與沙溪廟期相似，岩性西粗東細，顯示出東部水體較深。

侏羅紀時，四川盆地范圍廣闊，向西南可能和滇中沉積盆地相連，向東包括了川東、鄂西，向南已達黔中一帶，屬於巨大的內陸沉積盆地。

3.東部小型盆地的侏羅系

東部地區的侏羅系是一系列中小型盆地中的沉積，主要為陸相和火山岩相，僅少數淺海地區具海相及海陸交互相沉積。可以冀北遼西為代表（圖9-13之①）。

圖9-13 中國侏羅系柱狀剖面對比圖

（據劉本培等，1996）

冀北遼西地區的侏羅系，其下侏羅統為含煤沉積，屬河流碎屑岩相和沼澤含煤相，夾火山岩；中上侏羅統為火山岩與沉積岩互層，上部含以Lycoptera （狼鰭魚）為代表的「熱河動物群」屬火山噴發岩相和河湖相。侏羅紀中、晚期的地殼運動在冀北燕山地區十分顯著，使本區發生斷裂和強烈的火山噴發，並多次發生局部的沉積間斷和角度不整合，因此這一運動稱為「燕山運動」，此稱謂後來被廣泛用來代表侏羅紀和白堊紀這一時期的地殼運動，它對我國東部地區具有極大的影響。

（三）中國西部侏羅系

在賀蘭山、龍門山、大雪山以西的我國西部侏羅系海相、陸相都很發育，昆侖山以南以海相為主，昆侖山以北以陸相為主。

昆侖山以南，因雪山運動，大雪山一帶已褶皺升起，海水主要淹沒西藏、滇西、青海南部和新疆西南邊緣，並與古地中海相通，屬特提斯洋東段。昆侖山以北，主要為幾個北西向排列的內陸盆地，盆地輪廓大體與三疊紀相似，以吐魯番盆地為代表。我國西北地區的陸相侏羅系，均與吐魯番盆地相似，下、中侏羅統為含煤的湖沼沉積，上侏羅統為紅層，並且整個侏羅系厚度大。

我國的侏羅系有陸相、火山岩相和海相三種類型。以陸相分布最廣，多為盆地湖泊沉積。火山岩相主要分布於我國東部地區。海相僅限於我國西南部（西藏、青海南部、滇西），而廣東、東北撓力河等邊緣地區則具有海相和海陸交互相沉積（圖9-14）。

三、白堊系劃分與對比

（一）典型工作任務——認識和分析白堊紀地層特徵

（1）閱讀松遼盆地白堊系剖面（或陝甘寧、四川盆地白堊系剖面）資料，並參觀下列地層標本：①松遼盆地白堊系各色含雙殼類等化石的泥岩、粉砂岩；②陝甘寧盆地白堊系棕紅色含魚化石的細砂岩、泥岩；③四川盆地白堊系棕紅色含雙殼類化石的細砂岩、泥岩。

（2）對比遼西和四川盆地的生物面貌、沉積特徵及其與氣候的關系。

（3）根據遼西侏羅、白堊系地層的岩性、岩相特徵、接觸關系、岩漿活動及地層厚度，分析該地區侏羅、白堊紀構造古地理特徵。

（4）閱讀侏羅、白堊紀岩相古地理圖，了解印支運動和燕山運動對中國東部構造古地理的影響。

（二）概述

白堊紀我國大部分地區仍為大陸，海侵范圍更加縮小，海水僅到達西藏、西昆侖，新疆西南緣和台灣等地區，因此我國的白堊系有陸相、火山岩相和海相三種類型。而陸相和火山岩相廣泛發育，是我國白堊系最顯著的特點。

中國白堊系研究起始於20世紀20年代，早年僅在地質考察或礦產資源調查中作為一項內容進行的，研究的廣度和深度都很有限。50年代以後，隨著各種比例尺地質調查填圖和石油、煤等沉積礦產的普查與勘探工作的廣泛開展，極大地推動了中國白堊系的研究並取得了突破性的進展。建立起了各大區區域白堊系地層層序與對比關系，尤其在中國東部火山岩發育地區，建立起了熱河群及其與下伏、上覆地層的完整層序，肯定了建德群、永康群、衢江群的層序關系，從而建立起具有代表意義的完整火山-沉積岩系的白堊系層序及其生物群組合序列。並以燕遼、松遼平原地區的白堊系及其生物群的綜合研究為標准層序，建立了中國陸相白堊系12個階。各門類化石的研究取得了系統的成果，建立起葉肢介、介形蟲、雙殼類、爬行類、孢粉、植物等多個門類的生物組合帶或生物帶，為各地層區地層層序的建立和對比，進而與國際白堊系研究對比提供了可靠的化石依據。在海相白堊系發育地區，以喜馬拉雅地區白堊系層序為標准層序，建立起海相白堊系層序和海生生物組合帶或生物帶序列。

圖9-14 中國玩侏羅世古地理圖

（據劉本培等，1986）

（三）中國東部

中國東部的白堊系基本上全為一系列內陸盆地的陸相沉積，這些盆地在侏羅紀時大多已經存在，經燕山運動進一步發展。呂梁-雪峰山以西仍然是一系列大型盆地，即鄂爾多斯盆地和四川盆地。呂梁-雪峰山以東又出現一系列大型盆地即松遼盆地、華北盆地和江漢盆地，它們於侏羅紀後期至白堊紀時，由於地殼斷裂，下陷而形成。此外，還有一系列的小型盆地，以火山活動強烈為特徵。

1.遼西白堊系剖面分析

由於110Ma前燕山運動的影響，早白堊世早期和早白堊世晚期至晚白堊世兩個階段地層發育特徵不同。遼西剖面著重介紹早白堊世地層發育情況（圖9-15），由阜新、朝陽、建昌等地綜合建立。

地層古生物基礎

遼西地區九佛堂組空間上存在顯著相變，有時與義縣組內部沉積夾層不易區分，總體上仍代表強烈的構造-火山活動末期的沉積記錄。沙海組-阜新組代表新一輪拉張構造背景下的裂陷盆地沉積，以沙海組上部的深湖相泥岩段代表湖盆最大水進期，發育濁積岩和滑塌構造，表明拉張裂陷作用達到高峰。阜新期起轉化為總體向上變淺的盆地充填過程，成煤沼澤廣布，是主要的含煤層位。阜新組頂部礫岩增多，達400 多米，僅見薄煤層（有人另建半拉山組），標志著盆地周圍地勢抬升，堆積速度增強的盆地填滿過程，孫家灣組紅色粗碎屑岩代表急流堆積，分布局限，從區域上看以角度不整合覆於下伏地層之上，但盆地中心部位與阜新組頂部間未見明顯間斷。因此，阜新組和孫家灣組間發生過重要構造運動，導致原先張裂盆地遭受擠壓而抬升成為山地。這期運動發生在早白堊世晚期（約110Ma），稱為中期燕山運動，或燕山運動Ⅱ。遼西地區從此不再發生明顯沉降和接受沉積，可能出現一些零星的火山噴發（約90Ma）作用。

2.松遼盆地白堊系剖面分析

燕山運動引起中國東部古地理格局的重要變化，早白堊世晚期起新的大型坳陷盆地轉移到北北東向的松遼盆地一帶，形成我國目前最重要的含油岩系——松花江群（圖9 15），介紹如下。

地層古生物基礎

火石嶺組、營城組為火山間歇噴發與湖沼相共同的產物，沙河子組是相對寧靜的淺湖、沼澤含煤沉積。從火石嶺組至登樓庫組沉積范圍狹窄，岩性變化較大，代表小型斷陷盆地沉積類型，從泉頭期起轉化為大型坳陷盆地。登樓庫組和泉頭組屬弱氧化和弱還原環境下的河湖相沉積，青山口組至嫩江組是以還原環境為主的湖相沉積，是主要的生、儲油層段，四方台期和明水期又出現了弱氧化和弱還原環境下的河湖相沉積。登樓庫期至明水期構成一個巨大而完整的沉積旋迴，其中尚可分出登樓庫期、泉頭期至嫩江期、四方台期至明水期三個次一級的旋迴，青山口期至嫩江期是湖水最深時期。

圖9-15 中國白堊系柱狀剖面對比圖

（據劉本培等，1996）

3.東部小型盆地中的白堊系

從東北東部，經山東半島至雪峰古陸以東的東南沿海一帶，除蘇北地區外，白堊紀時分布著一系列小型盆地，這些盆地以北東向或北北東向展布，白堊系一般由火山岩和紅色岩層組成，系大陸火山活動地區沉積環境多變的火山岩-沉積岩的綜合性組合。東部小型盆地白堊系的特點，除含有大量火山岩系外，就是上、下白堊統間普遍呈角度不整合接觸，代表燕山運動的一幕，向上和第三系一般則多為整合接觸。

4.四川盆地和陝甘寧（鄂爾多斯）盆地的白堊系

四川盆地和陝甘寧（鄂爾多斯）盆地中的白堊系，主要為一套乾燥、半乾燥氣候條件下的紅色或雜色河湖相沉積。地層分布及岩性特徵表明：盆地東部逐漸有所上升，沉積中心向西遷移，使盆地形成西緣陡而東緣緩的地形。

圖9-16 中國早白堊世晚期-晚白堊世古地理圖

（據劉本培等，1996）

綜上所述，賀蘭山-龍門山-大雪山一線以東的中國東部地區，白堊紀是一系列內陸盆地發展的歷史，它們是繼侏羅紀中後期的燕山運動而進一步發展起來的，皆以北北東向展布。從西向東共有三列盆地（圖9-16）：第一列為兩個大型的穩定盆地即鄂爾多斯盆地和四川盆地，白堊紀時其東側有所上升，沉降中心向西側轉移，後期鄂爾多斯盆地整體上升；第二列為一系列新形成的大型盆地，即松遼盆地、華北盆地和江漢盆地，它們為侏羅紀後期至白堊紀時顯著下降的新的大型凹陷區，含豐富的石油及天然氣礦產，火山活動和褶皺運動僅華北盆地有表現；第三列為一系列中小型盆地，即東北東部、山東半島及浙閩等小型盆地發育地區，僅蘇北盆地較大，它們鄰近環太平洋海槽，地殼運動強烈，表現為大規模的火山噴發和褶皺運動（上、下白堊統間不整合）。中國東部地區的白堊系普遍為紅色岩系，在江漢和蘇北等盆地的上白堊統中尚含有膏鹽層，說明普遍為乾旱氣候環境，僅東北北部（特別是雞西一帶）白堊系含煤層，屬潮濕氣候環境。

（四）中國西部

白堊紀時中國西部與侏羅紀相似，仍處於「南海北陸」狀態，但昆侖山以南的海侵范圍已大大縮小，陸相地層逐漸佔主要地位。西北地區為一些內陸盆地，新藏地區、西昆侖及滇西為海水淹沒，其海水與特提斯海相通（圖9-16）。

西北地區的一些內陸盆地，以新疆准噶爾盆地為代表，下白堊統以灰綠色砂岩、泥岩為主，夾褐紅色泥岩，含Dsungaripterus （准噶爾翼龍）及介形蟲等；上統為磚紅色砂岩、泥岩、礫岩，含介形蟲化石，屬溫濕氣候逐漸變為乾燥氣候的湖相沉積。

新藏海區大致可分為三部分：南部珠峰地區屬陸緣淺海沉積，由深色頁岩、灰岩及泥灰岩組成，夾石英砂岩，具Neohoploceras，Calycoceras，Bournonia 等菊石及海膽、雙殼、珊瑚等底棲與浮游生物，岩性及厚度穩定，完全沒有火山岩；中部雅魯藏布江地區為活動型深海-半深海沉積，岩性較復雜，以碎屑岩為主，復理石層發育，並夾大量中基性火山岩，具菊石、箭石等浮游生物，屬海槽性質；北部喀喇昆侖、藏北地區，屬濱海及淺海沉積，以淺色碎屑岩及灰岩為主，夾陸相沉積，局部具中-酸性火山岩，含菊石、雙殼、珊瑚等浮游和底棲生物。

❹ 早白堊世中期斷陷事件

早期大規模、大區域的火山噴發，不是幔源岩漿溢流，而是高位岩漿房中酸—酸性岩漿爆發，這是白堊紀大量斷陷盆地形成的重要前提。因為大量岩漿噴出地表，產生了斷陷盆地形成的兩個必要條件，即高位岩漿房卸空和噴出的火山物質對地殼淺部已卸空的岩漿房的靜壓所蘊藏著的位能，這也是斷陷事件觸發的前提條件。

早白堊世早期火山噴發階段雖然已處於印支運動主幕強擠壓之後，擠壓力場向減弱、鬆弛的方向演化，而拉張尚未開始，地殼仍可維持著動態平衡。到早白堊世中期，地動力機制轉變為拉張，地殼上過去地質時期所形成的各種方向的斷裂，由於拉張而重新活動，使上地殼出現眾多的脆弱面。當卸空的高位岩漿房之上的火山堆積物形成的靜壓超過脆弱的地殼的臨界強度後，岩漿房的頂蓋便被壓垮而沿老斷裂斷陷，形成了火山岩區的斷陷盆地群。火山噴發的強度越大，岩漿房卸空程度就越高，地殼上堆積的火山物質就越多，對岩漿房靜壓就越大，形成斷陷盆地的幾率就越高。所以浙東、閩東等火山活動強的地區斷陷盆地最發育，西部和揚子陸塊上發育較差。

由於地殼沿脆弱帶陷落，所以斷層控制現象非常明顯: 由不相交斷層組控制時，形成地塹型斷陷盆地，如麗水盆地、西屏盆地; 主要由一個斷層組控制時，則斷層處斷陷，另一邊拗陷，形成箕型斷陷盆地，如老竹盆地、武義盆地，這是最主要的盆地類型。以上盆地的延展方向與斷裂系的走向相同。由兩個或兩組相交斷層控制的則形成復合式的斷陷盆地，如天台盆地、新昌盆地和仙居盆地，這種盆地的延展取綜合方向。

表 12-1 浙江省白堊系事件地層學劃分對比

斷陷事件發生在早白堊世中期，其產生的地層記錄是館頭組下部的下類磨拉石建造和館頭組中、上部的暗色岩系。正宗的磨拉石建造是造山運動晚期的產物，是前陸盆地中堆積的粗陸屑岩套，是在陸殼急劇隆升、侵蝕基準面急速下降背景上快速堆積的沉積總體。本區斷陷後所形成的扇三角洲亞相礫岩，具有與磨拉石建造相近的形成過程和特徵，是以可以稱之為 「類磨拉石建造」。為了區分於中戴期的類磨拉石建造，筆者建議在其前冠以「上」、「下」等層位定語，以便區分。

下類磨拉石建造起因於盆地快速斷陷，導致強切割、快堆積，特別是斷崖破碎帶岩塊的崩落或地表徑流沖刷後形成的重力流，它們的分布有其局限性，限於斷陷邊緣，時厚時薄，乃至於無，它可以和其上的暗色岩段組成特徵的岩套，以區別於第三構造-沉積旋迴的暗色岩系 ( 金華組) 。下類磨拉石建造是構造斷陷這一事件的物質表現，在拗陷盆地中沒有發現這種下類磨拉石建造。

下類磨拉石建造無層理或塊狀層理，無分選性，有時可見礫徑在 1 m 以上的斷崖墜落岩塊，常為雜基支撐，且因形成於弱補償環境，岩層多為灰綠色，這些特徵不同於其他層位的粗碎屑岩，可作為標志層進行區域追蹤對比，而可以確定其為館頭期的沉積 ( 圖版Ⅲ-1，圖版Ⅴ-1，Ⅴ-2; 圖 5 －2) 。

這種下類磨拉石建造最發育的地方是嵊州三界仙岩—謝岩剖面，厚度 ＞ 400 m。向東北不遠，迅速變為只有幾米厚，其上為數百米的褐紅色與灰綠色相間的鈣質粉砂岩。這一層序非常類似於館頭期的斷陷岩套 ( 下類磨拉石建造 + 暗色岩段) 。而這套地層在諸暨幅( 1∶ 20 萬) 和近幾年完成的谷來幅 ( 1∶ 5 萬) 均已劃歸下火山岩系最下部的大爽組，作為大爽組中的一個沉積岩段處理。

筆者在考察該剖面過程中發現，這是一套典型的湖泊扇三角洲亞相礫岩，亦即下類磨拉石建造，剖面垂向上有由下而上礫徑變小的總趨勢，反映了剝蝕區逐漸削低，但同一層位上不見有分選現象。更為令人注目的是其礫石的岩性，幾乎完全是其鄰近出露的大爽組灰紫色流紋岩類，雜基也是這些流紋岩風化後形成的泥沙。這一現象表明，兩者並非同一個構造層的地層。如果旁邊出露的火山岩確實是大爽組的話，那麼包括這套礫岩在內的沉積岩組應是另一個構造旋迴地層。從事件地層學角度分析，應該是館頭組。因為這么巨厚的礫岩不可能是水下沖刷形成的同期層間礫岩，而是在大爽組形成之後，經過構造運動，使之裸露到地表成為剝蝕對象。在新的構造-沉積旋迴中，由於斷陷盆地的形成，它被快速剝蝕和堆積到剛剛形成的斷陷盆地中，形成湖泊扇三角洲亞相沉積總體。它的巨大厚度和幾千米外迅速變為數米的現象，表明它正是斷陷盆地邊緣的水下沖積扇體，與館頭組下部的湖泊扇三角洲亞相在成因機制和空間展布形態上是完全一致的。此外，在 「浙江省1∶ 5萬谷來鎮幅、三界鎮幅區調報告」 中，有產自該斷陷岩套上部灰綠色鈣質粉砂岩中的孢粉化石組合名單，據南京地質礦產研究所汪迎平鑒定，其孢粉組合屬館頭期。

此外，縉雲縣電視轉播塔剖面館頭組底部礫岩和天台水南 「塘上組」底部礫岩等都是這一斷陷事件的產物，應屬同一層位。

上述事例說明，事件沉積可以進行區域追蹤和對比，可以作為一個標志層來對待，在區調工作中富有實際意義。

館頭組的暗色 ( 或雜色) 岩段分布廣泛，幾乎每個盆地中均可見到，加之化石豐富，時代容易確定，因而可以作為區域對比的良好標志層。幾乎每一個剖面上，在上白堊統下部紅色建造與下白堊統下部火山岩建造之間均有這套斷陷以後形成的 「下類磨拉石 + 暗色岩段」的斷陷岩套，但天台盆地水南剖面等若乾地方出現例外。那裡是 「下類磨拉石建造+ 火山岩段」，被稱為 「塘上組」，其上整合覆有紅色建造。這個層序與正常下白堊統上部永康群的唯一差別是火山岩段代替了暗色岩段，佔領了暗色岩段在構造-沉積旋迴中的固定位置，這就雄辯地說明它的層位與館頭組相同而不是高於方岩組。「塘上組」之上的湖相地層和更上的山麓堆積相礫岩，從區域上看，岩性和層序與朝川組、方岩組完全相似。由於火山噴發可以在短期內噴出大量的火山碎屑岩和熔岩，其堆積的速度遠快於斷陷的速度，以致沒有出現非補償型沉積環境，也就見不到暗色岩系而不同於館頭組。「塘上組」中部和頂部都出現熔結凝灰岩，說明湖盆曾經兩度或更多次被填滿。根據此地 「塘上組」在層序上的位置，它無疑是館頭組的同期異相堆積，即 「火山岩型館頭組」。由於火山噴發，破壞了正常的沉積環境，沒出現真正的館頭組; 火山噴發之後恢復了正常的沉積環境，依然是淺湖相的紅色建造和山麓堆積相礫岩，這與永康盆地的朝川組、方岩組完全相似，沒有必要另起名稱為 「賴家組」，更沒必要更名為 「兩頭塘組」和 「赤城山組」。與水南相似的剖面還有多個，如舒洪盆地仙岩鋪、馬鞍山剖面和壺鎮盆地的沈宅剖面，那裡的 「塘上組」都是直接不整合覆於下火山岩系之上而整合伏於朝川組之下，都是火山岩型館頭組。

雖然水南剖面的 「塘上組」厚達千米，而作為火山岩，它的形成時期是短暫的，它也許只相當於館頭組中部的層位，但由於大量噴發物的填積，使湖盆提前變為淺湖相而導致火山岩之上相當於館頭組上部的層位被按岩性、岩相劃歸朝川組。從此可以聯想到，各盆地的物源補給速度不一，沉降幅度不一，以致由深—半深湖亞相的館頭組變為淺湖亞相的朝川組的時間在不同盆地中肯定先後不一，所以館頭組與朝川組的界面，區域上不是個等時面，也不是個穿時面，而是個亂時面，而層序卻是固定的。

❺ 我找不到我的太行玉山石微信號了

北方地區范圍：大興安嶺、賀蘭山脈、巴顏喀拉山脈以東,秦嶺、淮河以北,即我國東部季風區的北部地區. 地形特徵：平原面積廣大,其中東北平原是我國最大的平原,黑土為主,多沼澤,北部凍土層厚；華北平原是我國最平坦的平原,主要由黃河、海河、淮河沖積而成,土層深厚；黃土高原是世界上最廣、最厚的黃土堆積區,土質疏鬆,直立性強,地表植被保護差,水土流失嚴重,溝壑縱橫,流經高原區的河流含沙量大. 太行山脈兩側地形差異明顯,以東為華北平原,以西為黃土高原. 本區主要地形單元有：東北平原（三江、松嫩、松遼）、華北平原、黃土高原、興安嶺山地、長白山地、山東丘陵、遼東丘陵.本區「名山」有：「東岳」泰山（山東）、「西嶽」華山（陝西）、「中嶽」嵩山（河南）、「北嶽」恆山（山西）. 氣候特徵：以溫帶大陸性季風氣候為主,其中大興安嶺北部為寒溫帶、長城以北為中溫帶、黃河中下游地區為暖溫帶,無霜期4-8個月,熱量條件南北差異大；年降水量400-800毫米,主要集中在7-8月,大部分屬於半濕潤、半乾旱區（東北的東部及北部山地為濕潤區）；夏季溫暖多雨（東北較短）,冬季寒冷乾燥（東北漫長嚴寒多積雪,漠河為我國的「寒極」）；主要災害性天氣：冬季寒潮,東北地區夏季低溫、秋季早霜,華北地區春季乾旱多沙暴、夏季多暴雨. 水文特徵：水文特徵南北差異大.水量北豐南小,汛期北長南短（東北地區有明顯融雪春汛）,河流含沙量北小南大,結冰期北長南短. 主要河流：黑龍江及其支流松花江、烏蘇里江,黃河（下游為「地上河」）及其支流渭河、汾河,海河,遼河,鴨綠江,圖們江. 主要湖泊：白頭山天池、興凱湖. 植被：東北地區以針葉林為主（長白山地區為針葉-落葉闊葉混交林）,黃河中下游地區為落葉闊葉林. 土壤：東北地區黑土分布廣泛,黃河中下游地區主要為鈣質土. 主導因素：積溫自北而南逐漸增大. 農業生產條件：有利條件：①夏季氣溫高,降水多,高溫期與多雨期一致,水熱配合較好.東北地區冬季積雪厚,夏季日照長；黃河中下游地區秋季晴天多,華北平原地下水豐富.②平原廣闊,土層深厚.東北地區,黑土肥沃,人均耕地多,宜農荒地多,森林資源豐富.③黃河中下游地區農業生產歷史悠久. 不利條件：①東北地區生長期短,熱量不足,受寒潮影響大；西部風沙威脅大.②黃河中下游地區春旱、夏澇突出；水土流失和土壤鹽鹼化嚴重. 農業活動特點：重要的農耕區,以旱作為主.長城以北一年一熟長城以南兩年三熟.農耕區畜牧業為主.東北林區面積廣大. 農業在全國的地位：①東北平原是我國最大的商品糧基地和林業基地,農業機械化程度高；黃河中下游地區是我國最大的棉麥產區；黃泛區為全國最大水果帶.②商品糧基地：三江平原、松嫩平原、黃淮海平原；棉花基地：冀中南、魯西北、豫北. 主要農產品：種植業－小麥（東北春小麥）、玉米、高粱（東北、黃土高原）、穀子（黃土高原）大豆、甜菜、亞麻（東北）；棉花、花生、烤煙（華北）林業－用材林：紅松、落葉松（東北）；經濟林：蘋果、梨、柿、桃、棗、板栗（黃河中下游）畜牧業－黃牛、馬、驢、騾、綿羊、雞. 水產業－海水養殖和海洋捕撈：海帶、對蝦、貝類. 工業發展條件：農業基礎－東北地區是我國最重要的商品糧、甜菜、大豆、亞麻生產基地,黃河流域棉區是我國最大的棉區. 交通運輸－東北地區鐵路網最稠密,以沈陽和哈爾濱為中心,濱洲、濱綏、哈大、京沈、沈丹五條鐵路呈「不」字型分布；黃河中下游地區鐵路以北京為中心呈放射狀分布,主要干線有：京哈、京九、京滬、京廣、京包、京通、京秦,以及石太、石德、太焦、焦柳、膠濟、隴海、包蘭、同蒲、大秦、神黃、焦石等.著名海港：大連、秦皇島、青島、煙台、天津,新建黃驊港.河港：哈爾濱. 資源配置－①礦產資源豐富,尤其是以煤炭、石油為代表的能源資源極其豐富.著名的礦產地：煤礦：撫順、阜新、雞西、鶴崗、開灤、大同、峰峰、陽泉、平頂山、焦作、兗州、平朔、神府.油田：大慶、遼河、吉林、勝利、華北、中原.海鹽：長蘆.鐵礦：鞍山、本溪、遷安、磁山.②松花江上游、黃河中上游水能資源豐富,著名的水電站：白山、豐滿、三門峽、小浪底、青銅峽、劉家峽.③長白山地和興安山地森林資源豐富.資源主要缺陷為水資源不足,尤其是遼中南和京津唐兩大工業區. 工業生產：突出特點－工業基礎好,重工業突出.鋼鐵、石油、化工、電機、能源、造船、煤炭、機械、汽車、電子、紡織、製糖等工業在全國占重要地位. 重要工業城市和工業區－沈陽（東北最大工業中心、多種機械製造）、大連（造船、化工）、鞍山（鋼鐵）、長春（汽車）、吉林（化工）、哈爾濱（電機、製糖、麻紡）、齊齊哈爾（機械）、大慶（石油、化工）、北京（鋼鐵、機械、化工、汽車、電子、家電、紡織）、天津（鋼鐵、化工、造船、電子、紡織）、石家莊（棉紡）、唐山（鋼鐵、煤炭、陶瓷）、青島（棉紡、機械）、鄭州（棉紡）、洛陽（拖拉機、棉紡）、西安（電子、棉紡、電機）、蘭州（能源、化工、機械）、太原（鋼鐵、化工、能源）工業區：遼中南、京津唐、隴海-蘭新線工業帶東段、沿海工業帶北段. 南方地區范圍：東部季風區南部,秦嶺——淮河以南,青藏高原以東地區. 地形特徵：地勢東西差異大,主要位於第二、三級階梯,東部平原、丘陵面積廣大,長江中下游平原是我國地勢最低的平原,河汊縱橫交錯,湖泊星羅棋布；江南丘陵是我國最大的丘陵,大多由東北-西南走向的低山和河谷盆地相間分布,「南嶽」衡山、廬山、井岡山等眾多名山分布其中,南嶺地區岩漿岩分布廣泛,是我國有色金屬礦產的集中分布區；西部以高原、盆地為主,四川盆地（西北部有成都平原）是我國四大盆地之一,素有「紫色盆地」和「天府之國」之稱；雲貴高原地表崎嶇不平,是世界上喀斯特地貌分布最典型的地區,山間「壩子」是當地主要的耕作區；橫貫山脈和南嶺山脈是我國重要的地理分界線、台灣玉山主峰為我國東南沿海最高峰. 主要地形區有：長江中下游平原（江漢、洞庭湖、鄱陽湖、長江三角洲）、珠江三角洲平原、江南丘陵、四川盆地、雲貴高原、橫斷山脈、南嶺、武夷山脈、秦巴山地、台灣山脈. 氣候特徵：以熱帶、亞熱帶季風氣候為主,積溫4500℃-8000℃,熱量條件南北差異大,一月份均溫在0°C以上,冬溫夏熱,四季分明（南部沿海和滇南地區一月均溫大於15°C,長夏無冬）.年降水大於800毫米（台灣東北部火燒寮年均降水6489毫米,為我國「雨極」）,主要集中在夏半年,雨季由南向北變短.橫斷山區氣候垂直變化大,雲貴高原為源於太平洋和源於印度洋的兩類季風交匯處,冬季昆明靜止鋒以東陰雨冷濕,以西晴朗溫暖.長江中下游地區（宜昌以東,淮河以南,南嶺以北）每年6-7月間受江淮靜止鋒影響,出現梅雨,7-8月在夏威夷高壓脊控制下形成伏旱.冬季寒潮和沿海地區夏秋季台風是主要的災害性天氣. 水文特徵：水量豐富,汛期長,水位季節變化小（南部沿海河流有明顯台風汛）；江南丘陵、南部沿海、雲貴高原、四川盆地河流落差大,水力豐；長江水系、珠江水系、京杭運河航運價值高；河流含沙量小；無結冰期. 主要湖泊：長江流域為我國淡水湖主要分布區,鄱陽湖（我國最大淡水湖）、洞庭湖、太湖、洪澤湖、巢湖；日月潭. 主要河流：長江及其支流漢江、洞庭湖水系、鄱陽湖水系、四川盆地向心水系（岷江、雅壟江、烏江、嘉陵江）；珠江及其支流西江、東江、北江；錢塘江；淮河；閩江；橫斷山區水系瀾滄江、怒江；濁水溪. 植被：亞熱帶常綠闊葉林、熱帶季雨林. 土壤：地帶性土壤為紅、黃壤和磚紅壤性紅壤,非地帶性土壤有四川盆地的紫色土和農田區的水稻土. 主導因素：東部積溫自北而南逐漸增加,西部降水自東向西逐漸減少. 農業生產條件：有利條件：①高溫期與多雨期一致,水熱資源豐富、配合好（台灣、海南、滇南西雙版納是全國水熱條件最好的地區）.江淮地區梅雨適時適量,有利於水稻生長.②長江中下游平原、珠江三角洲地勢低平、土壤肥沃,河汊縱橫,既灌溉便利,也利於發展淡水養殖；四川盆地紫色土肥沃；橫斷山區,森林資源豐富,樹種多,人類影響小,利於發展林業生產.③長江流域農業生產歷史悠久,生產水平高. 不利條件：①江淮地區伏旱期,氣溫高,降水減少,蒸發旺盛,易對水稻生產產生影響、南部沿海地區夏秋季台風影響很大.②長江以南地區為紅壤分布區,土壤酸性強,土質粘重,不利於種植業的發展.③雲貴地區喀斯特地貌發育,地表崎嶇,土層薄,地表水缺乏,不利於農業發展. 農業活動特點：重要的農耕區之一,以水田為主.長江以北一年兩熟,長江以南一年三熟.農耕區畜牧業為主.淡水養殖發展很快.南部（海南、雲南西雙版納等）發展熱帶經濟作物生產.海洋漁業發達,舟山漁場是我國最大的漁場,沈家門港是我國最大的漁港. 農業在全國的地位：①重要的商品糧、桑蠶、糖料作物、油料作物、棉花、黃麻、亞熱帶熱帶作物和淡水漁業產區；長江中下游平原和珠江三角洲是著名的「魚米之鄉」,四川盆地素有「天府之國」之美譽.②商品糧基地：成都平原、江漢平原、洞庭湖平原、鄱陽湖平原、太湖平原、珠江三角洲、江淮地區.棉花基地：江漢平原、長江三角洲.熱帶經濟作物基地：海南島、西雙版納.糖料作物基地：廣東、海南、廣西、雲南、四川.出口農產品基地：太湖平原、珠江三角洲.淡水漁業基地：長江中下游平原、珠江三角洲.桑蠶基地：太湖平原、珠江三角洲、成都平原.用材林基地：橫斷山區、東南林區. 主要農產品：種植業－水稻（最大產區）、小麥、棉花、油菜籽（長江流域）、甘蔗. 林業－用材林：杉、馬尾松、竹.經濟林：茶葉、油茶、油桐、橡膠、劍麻、柑橘、香蕉、荔枝、桂圓、菠蘿、蠶桑. 畜牧業－水牛、山羊、豬、鴨、鵝、雞. 水產業－海水養殖和海洋捕撈：帶魚、大黃魚、小黃魚、墨魚、貝類.談水養殖：青、草、鰱、鱅、蟹、蝦等. 工業發展條件：農業基礎－長江中下游平原和珠江三角洲是著名的魚米之鄉,是我國商品糧基地分布最集中的地區,長江流域是我國重要的棉花產地,四川盆地素有「天府之國」之美稱.長江三角洲珠江三角洲和四川盆地是我國著名的桑蠶產區. 交通運輸－鐵路運輸、公路運輸、內河航運、沿海運輸密切配合,水陸聯運條件好.鐵路：主要鐵路干線構成「六縱三橫」鐵路網.「三橫」：北是隴海線,中是滬杭-浙贛-湘黔-貴昆線,北是黎湛-南昆線；「六縱」：京滬、京九、京廣、焦柳、襄渝-川黔、寶成-成昆線.內河航線：京杭運河（港口：杭州、蘇州、無錫、揚州）淮河（港口：蚌埠）、長江干支流（港口：上海、南通、鎮江、南京、蕪湖、安慶、九江、武漢、宜昌、重慶、宜賓）、珠江干支流（廣州、肇慶、梧州）.沿海港口：連雲港、上海、寧波、溫州、福州、泉州、廈門、汕頭、深圳、廣州、香港、湛江、北海. 資源配置－①礦產資源豐富,尤其是南嶺和橫斷山區的有色金屬礦產最有特色,滇、蘇北、皖北的煤、大陸架石油、四川盆地的天然氣等礦物能源資源也較豐富,四川盆地的井鹽,四川是我國鐵礦比較豐富的省.著名的礦產地：煤礦：徐州、「兩淮」六盤水、天府；海鹽：鶯歌海、布袋；鐵礦：海南、馬鞍山、大冶、綦江、攀枝花.有色金屬：銅（德興、東川）、鎢（大余）、銻（錫礦山）、鉛鋅（水口山）、錫（個舊）、汞（銅仁）、鋁（修文）.②水能資源極其豐富,主要集中在長江中上游及其支流、橫斷山區、珠江上游、東部沿海各河流.著名水電站有：長江流域：丹江口、安康、五強溪、葛洲壩、三峽、隔河岩、寶珠寺、烏江渡、二灘；珠江流域：天生橋、岩灘、西津、大化.錢塘江：新安江、烏溪江.閩江：水口.③江南丘陵盛產毛竹、茶、油茶、油桐等多種用材林和經濟林,橫斷山區是我國第二大木材基地、海南、滇南盛產各種熱帶經濟作物.東南沿海地區缺乏煤等能源礦產. 工業生產：突出特點－工業基礎好,輕重工業都比較發達.鋼鐵、有色冶金、化工、能源、造船、機械、汽車、電子、紡織、製糖等工業在全國占重要地位.工業布局由沿海向內地發展. 重要工業城市和工業區－上海（我國最大綜合性工業中心）、南京（化工、電子）、徐州（煤炭）、無錫（紡織）、杭州（絲紡、麻紡、電子、化工）、馬鞍山（鋼鐵）、景德鎮（陶瓷、飛機）、武漢（鋼鐵、棉紡、造船）、十堰（汽車）、宜昌（能源）、長沙（有色冶金）、重慶（能源、鋼鐵、機械、紡織）、成都（機械、紡織、儀表）、貴州（有色冶金）昆明（有色冶金、機械、儀表、化工）、廣州（綜合性工業中心）、南寧（製糖、罐頭）、柳州（機械）工業區：滬寧杭工業區、長江沿岸工業地帶、珠江三角洲工業區、沿海工業地帶南段.

❻ 中—新元古代地質簡史

中嶽運動不整合面的形成，反映了中嶽期變形之後，嵩山地區又經歷了一個長期的風化剝蝕作用。直至中元古代中期，大約距今1400Ma前後才又開始沉降，這一沉降的范圍大大超出以前的范圍，形成了處於熊耳安山火山弧之後，嵩山陸塊之前的弧後或前陸盆地。首先在嵩山西段邊坡接受了兵馬溝組為代表的類磨拉石建造沉積，此時地殼活動性仍較強，表現為地殼的升降振盪運動。一方面嵩山除西部以外其他地方缺失兵馬溝組，其後沉積的馬鞍山組不整合覆蓋於嵩山群及太古宙岩石之上；嵩山西段馬鞍山組假整合覆蓋在兵馬溝組之上。另一方面，從盆地內各地層單位的岩石組合及空間展布特徵來看，嵩山西北坡沉積地層發育較齊全，應為前陸盆地沉積中心，其他地區則處於盆地邊緣環境，很少見到五佛山群中上部地層分布。盆地中心連續的普峪組、駱駝畔組和何家寨的沉積建造，其內部韻律性沉積明顯，但岩性岩相在縱橫方向上變化都很大，可見當時是處於十分明顯的動態環境下的沉積。

新元古代中晚期，大約距今800Ma左右，少林運動開始起動，嵩山區開始急劇隆升。由於各地隆升速率不均一，位於盆地邊緣的嵩山主脊以南地區抬升較快、幅度相對較大，加上沉積層具有向盆地中心的原始傾斜，在抬升過程中岩層向北傾斜角度加大，尚未完全固結或剛剛固結成岩的五佛山群岩層內引起重力失穩。同時，區域拉張力還在五佛山群內部形成一系列向北傾斜的正斷層或邊坡斷層，在基底斷層重新活動的引發和重力作用下，沿其內部的構造軟弱層發生破裂，岩層沿著這些破裂面由上而下，由南向北滑移運動，形成了嵩山地區獨具特色的，發育在淺表構造相環境下的伸展構造體系——重力滑動構造。此時，華北地台第一蓋層形成。

重力滑動構造的形成，並未改變本區仍繼續隆升的狀態。至震旦紀時，受全球寒冷氣候影響，嵩山及周邊廣大地區也發生了冷事件，普遍有冰川活動，形成了羅圈組冰磧雜岩。在嵩山以南地區，羅圈組之上還有冰前海相的東坡組沉積地層分布，而嵩山地區缺失這一層位，說明當時嵩山地勢較高，嵩箕以南地區則有海盆存在。羅圈組和東坡組是華北地台南緣的第二蓋層，是為嵩山第四代沉積。值得提出的是，嵩山西端偃師上徐馬村附近有保存完好的古冰蝕面特徵，這些特徵表明，羅圈冰磧雜岩具有大陸冰川沉積的性質，也說明此時嵩山大部分地區仍處於被剝蝕的環境。

❼ 安徽省廬樅火山岩盆地的地質構造演化及其成礦

（一）基本概況廬樅中生代火山岩盆地呈橢圓形，長軸約56km，短軸約24km，總面積約1032km²，長軸方向為北東40°。廬樅火山盆地的大地構造位置如圖9-11所示。

圖9-11長江中下游地區郯廬斷裂中南段地質構造略圖

（1）華北地台；（2）膠東地塊；（3）魯南蘇北地塊；（4）秦嶺造山帶；（5）淮陽地塊；（6）長江中下游斷陷帶（揚子板塊）；（7）江南古陸；（8）錢塘江-信江斷陷帶；（g）浙、閩、粵中生代火山岩帶。（a）五蓮-諸城斷裂；（b）廬江-灌雲斷裂；（c）郯廬斷裂；（d）商丹斷裂。A.廬樅盆地；B.寧蕪盆地；C.溧水盆地；D.溧陽盆地；E.繁昌盆地；F.廣德盆地；G.懷寧盆地,H.寧鄉盆地一深斷裂帶；-----推測深斷裂；_._.隱伏深斷裂

研究廬樅火山盆地的地質與構造演化及火山成礦，要從以下4個方面加以認識：一是秦嶺造山帶的演化；二是中生代古太平洋板塊（或太平洋-庫拉-澳大利亞板塊）與歐亞大陸的相互作用；三是郯廬斷裂的活動；四是長江中下游斷陷帶的作用性質（任啟江等，1991）。

1.華北與揚子板塊的對接及陸內擠壓碰撞作用

華北與揚子兩大板塊在大別地體對接碰撞發生的時代為印支期，有Sm-Nd等時線年齡為244Ma（李曙光等，1989）。在印支期中晚階段和燕山期東秦嶺造山帶發生強烈收縮作用，出現多層次的逆掩推覆構造，逆沖方向均指向南，出現A型俯沖及與其有關的東秦嶺燕山期花崗岩。與此同時，在大別南緣繞過郯廬斷裂帶延至張八嶺及連雲港，在巨厚沉積蓋層（Z-T₂）與淺變質基底間（Pt₂）有韌性滑脫構造，滑脫面向東，並伴有高壓變質帶（張樹業等，1989）及糜棱岩帶（王奎仁等，1995；劉德良、楊曉勇等，1996），說明揚子板塊與華北板塊在中生代發生了強烈的擠壓、碰撞，甚至陸內俯沖作用，地處揚子板塊北緣的廬樅火山岩盆地，受這一大的構造背景的制約。

2.中生代太平洋-庫拉-澳大利亞板塊與歐亞板塊的相互作用

廬樅地區的主導構造為北東向，屬於太平洋構造體系，因此，歐亞板塊與太平洋板塊（太平洋-庫拉-澳大利亞板塊）在中生代的相互作用是控制廬樅火山岩盆地構造與演化的另一重要因素。從190～100Ma在庫拉板塊—太平洋板塊—澳大利亞板塊以NWW向向歐亞大陸移動過程中，首先是轉換斷層與大陸相接，接著是小段洋脊與大陸相撞，並消亡於大陸板塊之下，前者產生以擠壓為主的壓力效應，引起大陸內部的活化和新斷裂的產生，後者產生熱效應。這一過程的結果，或在大陸邊緣後側引起地幔上隆和地殼引張，或在古隆起邊緣古縫合線或古斷裂活化地帶形成火山-侵入岩漿活動帶。就整體而言，決定中國東部中新生代火山-岩漿活動時空分布、岩漿成分和物質來源的因素，一是大陸內部斷裂系統的活化；二是殼幔各個圈層的推覆、滑移過程；三是基底的性質；四是與俯沖帶的距離、俯沖角度及俯沖速度，廬樅火山岩盆地的地質-構造演化顯然是受上述因素的聯合控制。

3.郯廬斷裂帶的活動

廬樅火山岩盆地的西部邊界斷層即是郯廬斷裂。對於郯廬斷裂的演化特點，曾受到國內外許多學者的關注（Xu,1993；王奎仁等，1995），它自印支期以來，發生了巨大的左行平移，它對廬樅地區的地質與構造的演化控制是和華北與揚子兩大陸塊的碰撞、拼合作用相聯系的。特別是在晚三疊世—早白堊世兩大板塊最終拼合階段，郯廬斷裂的左行平移最為明顯。郯廬斷裂在研究地區內由4條主要斷裂組成（圖9-12），其東界斷裂——羅昌河斷裂最重要。地表觀察，斷裂面陡傾，結構面力學性質變化大，主要是向南東傾斜。在晚白堊世以前以擠壓-平移性質為主，晚白堊世至老第三紀，為以引張為主的斷裂帶，堆積了白堊世—老第三紀碎屑岩及膏岩沉積地層，具有發育不全的裂谷帶的特點。新第三紀以來郯廬斷裂帶性質又有變化，可見到新地層逆沖於老地層之上，局部受擠壓，且發生了弱的右行平移。

4.長江中下游斷裂坳陷帶性質

根據HQ-13地殼地震資料（何友三等，1988；馮如進等，1988），下揚子地區莫霍面是由高低速層互層所組成的殼幔過渡帶，一般厚2～4km，最厚達6km，並有明顯的折斷、升降，還有明顯的波動痕跡，表明較為活化，按下揚子HQ-13線（靈璧-奉賢）地球物理-地質綜合解釋結果（華東石油局，1988）和麻城-九宮山大地電磁測深資料（地礦部第一綜合物探大隊，1989），長江中下游地區岩石圈可分為6大層，其間有6個滑移層和3個均衡調節層（董樹文等，1993）（表9-2）。

圖9-12廬江附近郯廬斷裂帶地質圖（據安徽省地礦局圖修改）

;Dy₁.J_1-2;Dy₂.J₃—K₁（火山岩）；Wh₁.Z—S;Wh₂.D～T。（1）、（2）、（3）、（4）為郯廬斷裂帶的主要斷裂，其中（1）為西界主斷裂；（4）為東界主斷裂（羅昌河斷裂）

長江中下游地區江北一帶的變質基底下部以大別山群為代表的深變質岩系，上部為張八嶺群、洪安群及變質的震旦系組成的淺變質岩系。加里東旋迴為拉張斷陷型沉積環境，並經受了3次明顯的構造運動（震旦紀末、晚奧陶世—志留世、晚志留世—晚泥盆世）。海西旋迴沉積環境總體無明顯改變，並有多次微弱的火山活動出現，也經歷了3次主要以上升為主的構造運動（早—中石炭世間、晚石炭—早二疊世間、二疊紀中期）。印支旋迴是長江中下游地區構造演化的轉折點，沉積岩系構成了完整的海侵和海退序列，這一時期主要為T_2-3（銅頭尖組）和T₂（東馬鞍山組）之間的金子運動與T₃與J₁之間的南象運動，後者尤為明顯。在這一時期長江中下游地區出現了中—酸性的侵入岩體（九瑞的洋雞山、大湖山、十六公里；安徽九華山、太平；江蘇高資、蘇州），同時蓋層沉積岩系（Z—T）遭受了強烈的側向擠壓，受邊界條件的限制，形成弧形構造帶，造成郯廬斷裂帶東西兩側岩石圈表層總縮短量有明顯的差異（翟裕生等，1992）。廬樅火山岩盆地就是在上述區域構造背景下開始了其190～100Ma的演化歷程。

表9-2長江中下游地區岩石圈層狀結構特徵

（二）廬樅火山岩盆地的地質構造演化

1.地層及沉積環境

廬樅盆地出露的地層主要有志留系、三疊系、侏羅系、白堊系、第三系和第四系。廬樅火山岩盆地大多由上侏羅—下白堊統陸相火山岩構成，其直接基底為中—下侏羅統的陸相碎屑沉積建造。全區的地層及岩性和相互關系見表9-3的柱狀圖（據安徽省地礦局區調隊，1987）。

表9-3廬樅盆地地層特徵表

2.火山岩系以前的中生界沉積

（1）三疊系僅在廬樅盆地周邊零星出露，可分為下統殷坑組、龍山組和南陵湖組；中統東馬鞍山組、月山組和銅頭尖組；上統拉犁尖組。下三疊統（殷坑組、龍山組和南陵湖組）灰岩和鈣質頁岩分布區域較廣，中統東馬鞍山組為下部白雲岩和上部鹽溶角礫岩及硬石膏，見於盆地邊緣；中三疊統沉積范圍明顯縮小，出現蒸發台地相沉積。中三疊世中晚期—晚三疊世沉積范圍更小。整個三疊紀時期，在下揚子地區表現為一完整的海退過程，坳陷中心位於沿江一帶，廬樅地區位於該坳陷的邊緣。

（2）侏羅系下、中統下統磨山組下部以石英砂岩為主夾少量炭質頁岩和粉砂岩，底部為含礫砂岩或礫岩，不整合或假整合於三疊系之上。上部為灰綠色石英砂岩、粉砂岩、炭質頁岩夾不穩定的煤系；中統羅嶺組總厚度大於1800m。下段底部為粗粒含礫砂岩或礫岩，主要岩性為薄層粉砂岩、鈣質粉砂岩、粉砂質頁岩、長石砂岩及長石石英砂岩。沉積地層等厚圖見圖9-13。

圖9-13廬樅鄰區南陵湖組、東馬鞍山組、磨山組＋羅嶺組地層等厚線圖（任啟江等，1992）

3.中生代火山岩系

中生代火山岩系與中侏羅統羅嶺組陸相碎屑岩沉積呈不整合接觸。這一套火山岩系可劃分為4個旋迴，它們分別是：上侏羅統龍門院旋迴（J₃l）和磚橋旋迴（J₃z），下白堊統雙廟旋迴（K₁s）和浮山旋迴（K₁f）。廬樅火山岩盆地的構造與火山岩岩相見圖9-14所示。有關廬樅火山岩盆地的火山岩系的時代問題爭議頗大：按古生物證據，磚橋組雙殼類和腹足類化石組合屬於晚侏羅世，植物孢粉多為早白堊世特徵。當然還有其他類的化石組合。收集到的火山岩和侵入岩的同位素年齡值分別見表9-4、9-5所示。由上述兩個表中的同位素數據進行綜合分析，可以得出以下結論（任啟江等，1991）：龍門院旋迴年齡在167～155Ma（按沙溪打銀山U-Pb模式年齡計算）；磚橋旋迴為155～135Ma；雙廟旋迴為135～115Ma；浮山旋迴為115～100Ma。比較廬樅火山岩盆地的主要火山活動開始的時間早於中國東南部中生代其他地區約30Ma左右（寧蕪地區136～25Ma；大王山組125～115Ma；姑山組115～109Ma；娘娘山組105.5～91Ma）。（寧蕪項目組，1978）。據任啟江等（1991）研究結果認為：廬樅盆地火山活動時代開始較早的主要原因，一是與郯廬斷裂的活動有關，二是受到華北與揚子板塊的碰撞、擠壓、推覆作用的影響。

圖9-14安徽廬樅火山岩盆地地質構造與火山岩岩相圖

1.角礫凝灰岩；2.角礫熔岩；3.熔結凝灰岩；4.沉積凝灰岩；5.正常沉積碎屑岩；6.凝灰岩；7.二長岩類；8.正長岩類；9.花崗岩類；10.推斷主幹基底斷裂；11.推斷基底斷裂；12.（1）～（24）為斷裂編號；地層代號見圖9-13

表9-4廬樅地區火山岩同位素年齡

資料主要來自全國同位素年齡匯編：任啟江等，1991。

表9-5廬樅地區侵入岩同位素年齡

資料主要來自全國同位素年齡匯編：安徽327地質隊，1982；任啟江等，1991。

（三）岩石地球化學特徵

40件有代表性的岩石微量元素、稀土元素的化學分析數據列於表9-6、9-7中。

表9-6岩石微量元素化學分析結果（w_B/10^-6）

表9-7岩石稀土元素化學分析結果（w_B/10^-6）

1.常量元素地球化學特徵

（1）岩石化學特徵根據Irvine（1971）的Si₂O-（K₂O+Na₂O）變異圖解，全區的火成岩大部分都落在鹼性岩區域，少量屬亞鹼性區域（圖9-15），表明全區的岩石以高鹼性為特徵；從Peacock（1931）鈣－鹼性指數圖解上可以看出（圖9-16）；全區的岩石成分投點落在鹼性—鈣鹼性投影區，也反映了廬樅地區火成岩大部分都有較高的鹼性。

圖9-15廬樅火山岩盆地火成岩岩石化學成分SiO₂-（K₂O+Na₂O）變異圖解

（2）火成岩大地構造環境判別根據AFC圖解，可以看出岩石的數據投影點偏向於F一方，按照中田章（1979）的資料認為，岩石成因主要屬S型花崗岩，少部分落在I型花崗岩投影區（圖9-17），這與任啟江等（1991）鉛同位素的研究結論相吻合；如果用Batheior等（1985）的多項陽離子判別圖解可以看出岩石數據點主要落在4區（圖9-18），即造山後期花崗岩類，與全區的大地構造背景是一致的（常印佛等，1991；任啟江等，1992）。

2.微量元素和稀土元素地球化學特徵

（1）微量元素地球化學特徵從微量元素的蛛網圖上可以看出（圖9-19），廬樅火山岩盆地非銅礦化的火成岩與上下地殼中性岩的平均成分相比大離子親石元素像Li、K、Rb、Cs等表現為強烈的富化，高場強元素與相容元素相比，顯示出較大的虧損，而不相容元素除Cu以外多表現為較強烈的虧損；對於含銅岩石，相容元素除具有上述岩石的一些特徵外，其中Cu表現為強烈的富集（圖9-20、21、22、23），但是其中的相容元素分布特徵與非銅礦化岩石相比有不同的變化規律：除個別樣品具有Ce的負異常外，岩石中已不表現為Ce的負異常，與地殼安山岩平均成分相比，不相容元素不像非銅礦化岩石那樣表現為強烈的富集。我們認為：廬樅火山岩盆地火成岩在Cu的熱液成礦階段岩石又經歷了一次較大改造作用和結晶分異作用。

圖9-16廬樅火山岩盆地火成岩岩石化學成分Peacock鹼性-鈣鹼性變異圖解

圖9-17廬樅火山岩盆地火成岩AFC圖解

A.Al₂O₃;C.CaO+MgO;F.TFe+MnO;S.S型；I.I型

圖9-18廬樅火山岩盆地火成岩多項陽離子變異圖解

圖9-19廬樅火山岩盆地安山岩蛛網圖（據Thorpe,1982）

NOJ17-04.安山岩（樅陽黃梅尖）；NOJ17-05.安山質火山角礫岩（樅陽黃梅尖）；NOJ-08.粗面安山岩（樅陽巴家灘）；U-1.上地殼安山岩的平均成分；D-1.下地殼安山岩的平均成分

圖9-20廬樅火山岩盆地安山岩及銅礦化岩石蛛網圖（樅陽白湖黑凹里）（據Thorpe,1982）

BLK 07-01.富銅礦化粗面質安山岩；BLK 07-02.銅礦化粗面安山岩；BLK 05.銅礦化粗面安山岩；U-1.上地殼安山岩平均成分；D-1.下地殼安山岩平均成分

（2）稀土元素地球化學特徵從全區岩石稀土元素的配分圖上可以看出（圖9-23、24、25、26），廬樅火山岩盆地火成岩的稀土配分曲線都具有右傾形式，即輕稀土富集重稀土虧損的特點，除部分非銅礦化岩石（圖9-23，流紋安山岩，LZ24）具有最強烈的Eu的負異常外，礦化岩石大都不表現為Eu的負異常；其中正長岩具有最高的稀土總量（見表9-6）。從上述圖解可以看出，非銅礦化的火成岩與上地殼中性岩的平均稀土成分配分曲線相似，銅礦化的火成岩與下地殼中性岩的平均稀土成分配分曲線相似，由此可以反映出岩石在形成與礦化過程中的影響。

（四）廬樅火山岩盆地火山作用與銅礦床

（1）主要的成礦類型

在廬樅盆地開展火山岩型銅礦調查與研究過程中，我們發現盆地中與火山岩有關的銅礦點星羅棋布，但一般具有規模小、品位高、延伸不長、埋深不大等特點。從已知的幾個銅礦床（點）來看，主要集中在盆地的東北部井邊礦區和西南部拔茅山礦區，二者呈對角線分布。兩個礦區所在部位均少有火山岩分布，多有頂蓋中侏羅統羅嶺組地層大面積分布，據此，我們選擇位於盆地西北部有蓋層分布的樅陽白湖鄉地區開展了野外調查，確定走向140°和160。的兩組高角度（有時近乎垂直）斷裂為容礦裂隙，並詳細考察了銅嶺古人洞、井窪礦帶、柳峰山礦帶、龍井礦化帶、蓮屏山礦化帶等地區。從野外考察的結果，我們得出不論礦帶分布規模及經濟價值如何，均有明顯的礦脈展布方向和等間距特點（圖9-27）。

圖9-21廬樅火山岩盆地安山岩及銅礦化岩石蛛網圖（樅陽白湖古人采坑）（據Thorpe,1982）

BLK11-01.富銅礦化粗面質安山岩；BLK11-02.銅礦化粗面質安山岩；BLK09.銅礦化粗面安山岩；U-1.上地殼安山岩平均成分；D-1.下地殼安山岩平均成分

圖9-22廬樅火山岩盆地安山岩及銅礦化岩石蛛網圖（樅陽白湖龍井脈狀礦體）

BLK14.富銅礦石（過渡帶中）；BLK16.原生銅礦化硫化物，主要是黃銅礦化；BLK08.褐鐵礦化粗面安山岩（樅陽雨山黑凹里）；U-1、D-1意義同圖9-21、23

圖9-23廬樅火山岩盆地火成岩中稀土元素配分圖解（據Thorpe,1982）

LZ-24.流紋質安山岩；LZ-19.正長岩；AQ-13.安慶月山閃長岩；U-1.上地殼安山岩平均成分；D-1.下地殼安山岩平均成分

圖9-24廬樅火山岩盆地火成岩中稀土元素配分圖解（樅陽白湖黑凹里）（據Thorpe,1982）

BLK07-01.富銅礦化粗面質安山岩；BLK07-02.銅礦化粗面安山岩；BLK05.銅礦化粗面安山岩；U-1.上地殼安山岩平均成分；D-1.下地殼安山岩平均成分

圖9-25廬樅火山岩盆地火成岩中稀土元素配分圖解（樅陽白湖龍井脈狀礦體）

BLK14.富銅礦石（過渡帶中）；BLK16.原生銅礦化硫化物，主要是黃銅礦化（原生硫化物礦體中樣品）；BLK08.褐鐵礦化粗面安山岩（樅陽雨山黑凹里）；U-1、D-1意義同前

圖9-26廬樅火山岩盆地火成岩中稀土元素配分圖解（樅陽白湖龍井脈狀礦體）（據Thorpe,1982）

BLK11-01.富銅礦化粗面質安山岩；BLK11-02.銅礦化粗面質安山岩；BLK09.銅礦化粗面安山岩；U-1.上地殼安山岩平均成分；D-1.下地殼安山岩平均成分

圖9-27皖中廬樅火山岩盆地白湖鄉一帶地質、火山岩分布及火山熱液型銅、金礦床成礦圖（據安徽省1∶5萬礬山鎮幅地質圖改編）

1.地質界線；2.斷層與中基性侵入岩脈（牆）；3.預測的隱伏礦體；4.銅、金、銀多金屬礦脈；5.岩相界線。Q₄al.第四系全新統洪積物；Q₃al.第四繫上更新統洪積物；Q₂al.第四系中更新統洪積物；K₁s².白堊系下統雙廟組第二段；K₁s³.白堊系下統雙廟組第三段；K₁s^2-3.白堊系下統雙廟組第二至三段；K₁y.白堊系下統楊灣組；K₁f¹.白堊系下統浮山組第一段；K₁βμ.早白堊世火山岩；

燕山晚期正長岩；

燕山晚期第二次石英正長岩；J₃z³.侏羅繫上統磚橋組第三段

2.典型礦床（點）礦化特徵

該區的銅礦化類型多見黃銅礦方解石脈型或黃銅礦石英脈型，黃銅礦常見半自形或它形，有時呈浸染狀分布。見到銅礦物的多期交代現象：斑銅礦交代黃銅礦而後又被藍輝銅礦交代。這類銅礦脈的氧化帶非常發育，經常見到銅礦氧化帶中呈針狀、膠狀產出的褐鐵礦。部分礦石的化學分析結果表明（表9-7）銅礦化呈高度的不均勻性，局部礦脈的礦石銅品位可達20%左右，其中銀品位近80g/t，已達到銀的綜合利用品位。

部分元素的相關圖解見圖9-28、9-29所示。從圖中可以看出，該區的銅礦化與貴金屬金、銀有著非常一致的正相關關系，表明該區的銅礦成礦過程中往往伴生著貴金屬Au、Ag的系列礦化；同時Cu與Au、Ag貴金屬與礦化劑元素S、As、Se呈顯著的正相關關系，顯然可以推斷，這與Cu和Au、Ag的存在形式主要是上述成礦元素的化合物或配合物，這與上述元素的地球化學性質是相一致的，因為Cu是過渡族元素，也是親S元素，容易和S、As等非金屬元素形成共價鍵化合物；Au、Ag也具有親硫性，在自然界中常常與硫形成硫化物，如金銀礦［（Ag₃,Au）₄S₂］、硒金銀礦Ag₃AuSe₂等。已有的研究表明（王奎仁等，1994）：在微細粒金礦中Au與As的關系密切，從本區的地質情況出發，我們認為這里的金、銀貴金屬也是呈微細粒狀態與銅的硫化物共生在一起的，這與前面的光片觀察結果也是對應的。成岩的岩石中Cu與Pb、Zn、Co、Ni等元素的對應關系亦呈較顯著的正相關關系

圖9-28樅陽縣白湖地區銅礦石及礦化岩石中銅與金、銀、砷、硫等元素相關關系圖解

圖9-29樅陽縣白湖地區銅礦石及礦化岩石中銅與鉛、鋅、鈷、鎳等元素相關關系圖解

圖9-30安徽省樅陽縣白湖鄉井窪激電剖面

M_s.極化率；ρ_s.視電阻率（橫坐標為剖面測點號）。

（五）地球物理探礦方法在該區找礦應用

1.實驗方法

在樅陽縣北龍井地區，我們和中國科學院地球物理所合作應用了激發極化方法進行了配合驗證工作。這是根據對已知礦脈（井窪）進行實驗對比得出的，該礦體是一個出露地表的銅的硫化物礦脈。根據正在開採的井下觀察和取樣分析得知：該礦脈於地表以下4m見氧化帶，延伸至地下26m，為原生硫化物銅礦，礦脈寬3～5m，延長較穩定。取樣分析結果表明，氧化帶礦石：w（Cu）=4.34%,Pb=35×10^-6,Zn=118×10^-6,Au=0.06×10^-6,Ag=74.7×10^-6；塊狀硫化物礦石：w（Cu）=20.9%,Pb=24.5×10^-6,Zn=70×10^-6,Au=0.06×10^-6,Ag=8.0×10^-6。由此可知它是一條經濟價值較大的銅礦脈。據現場觀察研究，我們認為鄰近南側大面積的第四系覆蓋層下有存在礦脈的可能（見圖9-27）。據此，首先對上述礦脈進行激發極化法和磁法測量，得出標准激電剖面（圖9-30）和磁測剖面（圖9-31），根據這兩條標准剖面，我們對預測礦脈進行了激電剖面的測量工作：先後共測定5條激電剖面（圖9-32），從圖中可以看出，預測礦體的激電剖面曲線和已知礦脈的激電剖面曲線對應良好，不同位置的5條剖面的曲線重現性非常一致，預測礦體對應位置的極化率值為18‰～23‰，比已知礦脈的極化率值高出5‰～8‰。分別對預測礦脈3線35號測點和4線39號測點所進行的兩個四極電測深表明：高極化率體距地表100m左右（圖9-33）。預測礦體的控制范圍為帶寬20～40m，延長約近200m，走向約為160°的高極化硫化物礦化異常帶。

圖9-31安徽省樅陽縣白湖鄉井窪磁測剖面圖（橫坐標為剖面測試點號）

圖9-32安徽省樅陽縣白湖鄉龍井地區火山熱液型銅礦預測區激電剖面圖（橫坐標為剖面測點號）

圖9-33安徽省樅陽縣龍井地區火山熱液型銅礦預測區激電測深曲線剖面圖

上圖為3線35號點：下圖為4線39號點：M_s.極化率：ρ_s.視電阻率

2.討論

為了對測量結果的可靠性進行驗證，我們又選取了鄰近一條已知的較小的硫化物銅礦脈（樅陽白湖古人洞）進行測量對比驗證。該礦脈為地表出露的線狀硫化物礦化脈體，寬度小，僅為ncm～n×10cm級，銅品位較高，兩個樣品的化學分析結果見表9-8（樣號BLK9,BLK11-1）。這里也曾是古採掘的位置。但礦脈向深部延伸不穩定，故經濟價值較小，現已為廢棄的采坑。4條激電剖面的測量結果見圖9-34所示。比較圖9-31、圖9-32的測量結果可以看出：雖然古人洞4條剖面都有較高的極化率值（15‰左右），與已知的井窪礦體接近，略低於龍井預測礦體，但是從其曲線的形狀上分析可以看出，曲線為尖棱狀（No2、No3）或非常寬緩的弧形，向兩側延長較遠（No1、No4），都不具有典型的高斯正態分布的特點，代表一個礦化規模較小的礦脈。與之相反的是不論是井窪已知礦體還是龍井預測礦體的激電剖面，所對應的高極化率值的礦體（高極化率體），其曲線形狀不僅寬緩圓滑，而且具有特徵的高斯正態分布，代表著規模較大的硫化物礦化。上述情況和已知事實相吻合。綜合考查龍井預測礦體的規模和賦存形式，與已知礦體井窪和古人洞相比：考慮到後二者出露在地表，而龍井隱伏預測礦體分布在低窪的且有較厚鬆散沉積物的地區，且具有更高的極化率值。因此該異常體應具有更大規模。由此可以推測龍井預測礦體是一條具有潛在規模的銅的硫化物礦體。

由我們提出並預測的這個較大規模的隱伏銅礦體已受到地方政府和經濟開發部門的重視。

3.結論

這一成果的意義在於：高品位、埋深淺的脈型銅礦的理論研究工作應當加強，應當重視礦脈成群成帶出現的規律，不應忽視全區的銅礦的累積儲量的潛在規模。由於該地區除存在與火山期後熱液有關的銅礦體之外，尚發現有較豐富的硫化物礦化斑岩岩體的出露（樅陽雨山）。因此，探討全區的斑岩型銅礦化的分布、成礦與規模的問題是以後應注意的重點之一，同時我們認為：查明廬樅火山岩盆地火山熱液成礦與斑岩成礦之間的聯系是一個有待深入研究的問題。

表9-8廬樅火山岩盆地部分銅礦礦石的化學分析結果（w_B/10^-6）

註：分析在華東冶金地質局中心實驗室完成，分析方法為原子吸收法。標*者單位為10^-9，標**者單位為%。

圖9-34安徽省樅陽縣白湖鄉古人洞激電剖面圖

M_s.極化率；ρ_s.視電阻率（橫坐標為剖面測點號）

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❽ 強中緯力的地球響應

我們討論了受強中緯力作用的海水的運動、大氣的運動，從而獲得了強中緯力是形成地球上環流的重要作用力組成部分的認識。

強中緯力的作用除了對地球中緯度地帶物質有強烈作用外，還對相對低緯度地帶的物質有作用，只是隨著緯度的增高或降低作用影響越來越小，直至為零。受強中緯力作用的物體還有一個重要的特性需要總結，即物體在強中緯力作用下，並輔以一定條件，將可以跨越赤道。

1.對板塊的作用

強中緯力作用於地殼，主要表現在對板塊的作用上。板塊分為活動的和相對穩定兩種，強中緯力對活動板塊的作用表現在板塊運移上，這一點將在專門論述板塊的全球運移時闡述。強中緯力對相對穩定板塊的作用表現在使地殼受力錯斷和褶皺上，大型的地殼褶皺以山脈出現，是強中緯力的地貌表現。

我國是一個絕大部分陸地和部分海域位於北半球最大強中緯力作用帶的典型的受最大強中緯力作用的領域。之所以說是「典型的」，是因為它不僅從局部表現在許多沉積盆地的構造格局上（如圖7-5、圖7-6、圖7-7是我們從東到西，由北往南，分小、中、大三個等級找了三個不同盆地，來分析強中緯力的作用），而且從宏觀表現在我國的主要活動斷裂上。

海拉爾盆地是位於我國東北、內蒙古自治區，緊鄰蒙古和俄羅斯的小盆地；四川盆地是位於我國西南地區的中型盆地；塔里木盆地是位於我國西部邊陲的大型盆地。圖7-5反映了盆地基底隆坳格局和局部斷裂及控制盆地邊界的斷裂主要為北東走向；圖7-6反映了盆地基底隆坳格局和局部圈閉及盆地邊界斷裂的主體走向也是北東向；圖7-7從盆地內部斷裂和盆地周邊斷裂的總體格局反映了塔里木盆地及鄰區的構造特徵受北東向和北西向兩組作用力控制。雖然三張圖所反映的是三個不同地區，但它們卻具有相同的受力特徵，這是因為它們均處於北半球強中緯力作用帶內，同樣受強中緯力作用的結果。通過這三張分別由不同地區不同工作人員所作的具有相同含義的構造分析圖，可以獲得這樣一個認識——只要掌握了強中緯力作用帶的作用力機制，就可以應用其原理進行盆地基底構造格局的斷裂組合、構造分區，甚至進行構造評價等。

圖7-5海拉爾盆地構造略圖（據李國玉等，1988）

圖7-6四川盆地構造略圖（據李國玉等，1988）

圖7-7塔里木盆地及鄰區構造特徵（據周清傑，1990；梁狄剛，1997等資料改編）

圖7-8是我國主要活動斷裂的簡化圖，由於它是地殼活動後的真實遺跡，所以人們曾經應用它作為解釋各自學說或觀點的地質證據，有的還加上自己的主觀意念。我們說中國大部處於強中緯力作用帶，自然也應該對此做出相應的評價，圖7-9即是所做的相應匹配工作。

對比圖7-8和圖7-9，不難發現，除雲南及其與四川、西藏交接區部分斷裂因為受不同板塊拼合時邊界限制而具有非強中緯力作用特徵外，其餘絕大多數的斷裂走向完全具有強中緯力的作用特點。

強中緯力作用不僅表現在板塊內部活動斷裂的走向上，還表現在陸塊分離後的分布格局上，圖7-10是反映我國及與周邊國家受強中緯力作用網格控制的情況。由於圖面上緯線被拉直，所以強中緯力網路線並非對稱。圖中示意性地加進了幾個中國含油氣盆地和幾組斷裂，以配合顯示與朝鮮半島、日本列島、庫頁島、堪察加半島和千島群島、阿留申群島和普里比洛夫群島等分布情況。

2.對山脈走向的控制

強中緯力作用於地殼，可以表現在山脈的基本走向上。

圖7-11繪出了中國不同類型山脊及其走向分布與強中緯力作用網格匹配情況。

盡管山脊的形態和走向受控因素較多，與構成山脊的岩石成分、當地氣候、地表植被、溫差大小、河流、冰川、波浪、以及人為因素等相關，但山脈的形成動力始終是第一位的，它是控制山脈走向的主體因素，其他均為次要因素。次要因素可以局部改變山脊的形態和類型，但無法改變山脊的走向，人為行動可以消滅一座山，但無法消滅一條山脈。

無論這些山脈的成因是由於岩漿的垂直上升，還是因為地塊受周圍壓力作用，它們已經明確地表現出了走向的規律性。

圖7-8中國主要活動斷裂簡化示意圖（據高慶華等，1996。引用資料時去掉了推測斷裂、斷裂性質）

圖7-9中國斷裂基本走向與強中緯力作用網格匹配關系示意圖

1—經緯度網格；2—強中緯力作用網格；3—斷裂基本走向

圖7-10強中緯力作用帶內中國部分含油氣盆地與北太平洋部分島嶼分布形態示意圖

圖7-11中國不同類型山脊及其走向分布示意圖（據中國大網路全書·地理學，1990改編）

1—平頂山脊；2—平頂－尖頂山脊；3—圓頂山脊；4—尖頂山脊；5—尖頂—圓頂山脊

3.對火山分布格局約束

強中緯力作用於地殼，可以表現在火山的分布上。

圖7-12記錄了發生在我國東北地區的火山群、火山。

圖7-12東北地區火山分布圖（據孫文昌資料）

1—察哈彥火山；2—古羅亞火山群；3—干河火山群；4—諾敏河火山群；5—輝河火山群；6—伊敏河－莫克河火山群；7—阿爾山火山群；8—五義溝火山群；9—阿爾善保力格火山群；10—阿爾嘎火山群；11—達米諾爾火山群；12—赤峰火山群；13—七星山火山群；14—石嶺火山群；15—富峰山火山群；16—閣山火山群；17—二克山火山群；18—南尖山火山群；19—蓮花山火山；20—五大連池火山群；21—北尖山火山；22—科洛火山群；23—門魯河火山群；24—嘎叢火山群；25—四季屯火山；26—庫爾濱火山群；27—津街口南山火山；28—二龍山火山；29—小孤山火山；30—佳木斯火山群；31—疙瘩山火山；32—高麗山火山群；33—缸窯火火山；34—伊通火山群；35—遼源火山群；36—雞冠山火山群；37—馬鞍山火山；38—團山子火山群；39—鏡泊湖火山群；40—三家子火山群；41—敦化火山群；42—龍崗火山群；43—長白火山山群；44—寬甸火山群

由圖7-12可見，火山活動與強中緯力作用具有很大程度的匹配性。

據統計研究，世界上的主要火山活動與板塊邊界有著密切的關系，15%發生在板塊分離的引張帶，80%發生在板塊會聚的擠壓帶，只有少數發生在板塊內部。圖7-12所示的火山活動顯然應歸為板內火山，對於板內火山所表現出的這一規律性，同樣應適用於解釋處於太平洋板塊的皇帝海山—夏威夷火山島鏈的形成。

與火山活動相近的岩漿侵入活動，同樣要受到強中緯力的作用，圖7-13描述了我國大陸的岩漿岩侵入與強中緯力作用網格的匹配情況。

圖7-13中國岩漿岩（未分時代）分布示意圖（根據中國地質圖摘編）（圖中國界以中國地圖出版社1989年1:400萬《中華人民共和國地形圖》校正）

圖7-14美國大陸地震震中分布示意圖（據馬宗晉等，1995）

4.對地震震中的影響

強中緯力作用於地殼，可以表現在地震震中的分布上。

圖7-14是反映美國大陸的地震震中分布圖，馬宗晉等在進行全球大陸地震分區時，已經認識到了大陸地區存在著沿一定方向排列並具有一定定向遷移規律的地震密集帶，在比較了美國大陸和中國大陸的地震震中分布圖後，指出它們存在著北東向地震線和北西向地震線，尚存在部分南北向地震線和近東西向地震線。

圖7-15是我國大陸地震震中分布圖，圖面上的地震分布走向——北西向和北東向，較美國大陸地震震中更明顯。

針對地震震中分布所表現出來的規律性，馬宗晉等歸結為地球自轉的原因，這實際上還是沒有突破出地質力學的束縛。地質力學是以地球自轉為核心，以緯向構造和經向構造為拳頭縱論全球地質，是無法解釋地球的北東向和北西向構造體系真正原因的。只有建立了地球的自轉與公轉這樣一個復合的運動系統，才能得以正確解釋。

5.對風沙分選沉積的作用

強中緯力作用於地殼，還可以表現在對組成地殼的風沙沉積物的分選上。

我們曾經討論了大氣受強中緯力作用，指出了大氣在強中緯力作用下的運動狀態（參見圖5-5、圖5-6）。

也許有人會說——火山、斷裂、岩漿、山脈走向等存在著嚴重的相關性，不是獨立的事件，因而不能說明問題的實質。其實它們的相關性，實質上就是表現出了它們都受強中緯力作用這一點。如果沒有地球的傾斜，只有地球公轉和自轉軸垂直於黃道面的自轉，那麼，地球上將不會出現北西向和北東向的地質現象，只有人們現在常說的緯向和經向地質現象了。

張伯聲（1980）在地質力學的基礎上提出了中國地殼的波浪狀鑲嵌構造假說，實際上是一種自發的力圖擺脫地質力學思維的學術爭鳴，他的最大進展表現在對緯向構造和經向構造說的抗爭，但仍然不能突破地質力學的緊箍咒——地球的自轉是地質的動因。

❾ 有機質豐度

百色第三紀盆地主要發育在百崗組（E₂b）和那讀組（E₂n）沉積時期。我們在全盆地收集了70口井共554個有機碳分析數據統計，百崗組一段和二段暗色泥岩主要分布在盆地的東部地區，有機碳含量都比較低，平均低於0.4%，屬於非烴源岩岩，百崗組三段平均為0.75%；那讀組各段平均在1.01%～1.58%之間，其中東部以那讀組一段最高，平均1.47%，西部以那讀組三段最高，平均1.58%（表3.1）。百色盆地煤層和碳質泥岩厚度較薄，分別在幾米到十幾米之間。煤層的有機碳含量多在37.1%～58.6%之間，碳質泥岩有機碳含量在為3.5%～6.2%之間。

從有機碳含量平面分布來看，百色盆地東部坳陷烴源岩的有機碳含量較高，絕大部分都在1.0%以上，達到了好烴源岩的標准，最大可達2.6%以上（圖3.1）。那讀組各層段烴源岩有機碳含量反映出基本相同的變化趨勢，有機碳含量大於1.2%的點均落在盆地中心附近，其中，在田東凹陷的馬鞍山北區、花茶—唐林及坡圩—頭塘3個區域內TO C數值較高，其沉積環境為淺湖－半深湖相沉積。西部坳陷那三段烴源岩有機碳含量大於1.2%的范圍大致沿六塘凹陷中央斷凹帶分布。

表3.1 百色盆地第三系暗色泥岩有機碳數據統計表

圖3.1 百色盆地那讀組二段（E₂n²）有機碳含量（%）等值圖

百色第三紀盆地百崗組和那讀組烴源岩暗色氯仿瀝青「A」含量多分布在0.01%～0.24%之間，平均為0.0896%。暗色泥岩烴源岩的氯仿瀝青「A」含量/總有機碳（w（氯仿瀝青「A」）/w（TOC）比值多在1.51～181.6之間，平均為61.6。w（氯仿瀝青「A」）/w（TOC）可在一定程度上反映了烴源源岩有機質的烴轉化率，但是與有機質熱演化程度有關。在未熟階段w（氯仿瀝青「A」）/w（TOC）很低，當進入生烴門限時開始大幅度增高，到生烴高峰演化階段時達到最大值，之後有降低的趨勢。

百色盆地那讀組烴源岩的特徵和熱演化程度基本與勝利惠民凹陷和柴達木盆地烴源岩的特徵和熱演化程度相似（圖3.2），但是烴源岩有機質的烴轉化率相對較低。百色盆地那讀組烴源岩的w（氯仿瀝青「A」）/w（TOC）比值較低，均在200mg/g以下（圖3.3），大部分樣品在100mg/g以下，而勝利惠民凹陷和柴達木盆地第三系烴源岩的w（氯仿瀝青「A」）/w（TOC）有較大的變化范圍，有半數以上樣品在200mg/g以上，部分樣品達400mg/g以上，表明其成烴轉化率明顯高於百色盆地。由於這幾個盆地的烴源岩有大致相同的熱演化范圍，因而它們的w（氯仿瀝青「A」）/w（TOC）變化范圍能反映彼此生烴潛力的高低。相比之下，百色盆地主力烴源岩那讀組生油層生烴潛力較低。

圖3.2 百色盆地與其他盆地第三系烴源岩有機碳含量對比圖

圖3.3 百色盆地與其他盆地第三系烴源岩烴轉化率對比圖

❿ 「天台群」與永康群的關系

構造-沉積學研究，強調要區分背景沉積與疊加沉積，即區分正常沉積與事件沉積。進行區域對比時，只能以遵循一定構造-沉積規律演化的背景沉積為依據，那些無規律的局部性、瞬時性、突發性的非區域地殼構造運動控制的疊加性沉積不能作為對比依據，在建立地層層序時，要剔除干擾性沉積，諸如余噴期火山岩、滑塌岩、風暴岩和水下重力流沉積等。

特別需要指出的是火山事件，早白堊世時，它是背景沉積，空間上連片出現，時間上連續不斷，自成系統。到了早白堊世晚期，火山岩層時空上都是不連續的，先後不一，分布區域也有其局限性，與盆地中的正常性的背景沉積無任何成因聯系，不能作為一個正常層序來考慮。同樣道理，山麓堆積相礫岩在晚白堊世受控於地殼運動，作區域性分布，是晚白堊世中期的背景沉積; 而白堊紀的湖泊重力流沉積卻是個來去匆匆的過客。火山活動和洪暴引發的水底扇，它們的發生可以暫時地中斷正常性沉積，但過後還會恢復正常沉積。

無疑，數百乃至上千米的火山地層，宏觀上非常醒目，但它們的局部性、瞬時性和不等時性，使之不能作為區域地層對比的標志。不等時性已如表 14-4 所列。瞬時性是指它的發生與延續時間，相對於上火山岩系約 2 000 余萬年而言，只是彈指一揮間。俄羅斯堪察加半島的克留契夫火山，經過5 000 年約700 次噴發，噴出的熔岩總體積達3 400 多立方千米。把這一噴發量裝到浙江這些 500 ～1 000 km2的盆地里就會形成 30 000 ～60 000 m 厚的火山岩系，相當於 「塘上組」厚度的十倍乃至百倍。而 5 000 年相對於上火山岩系 ( 館頭組 + 朝川組) 的近 2 000 萬年而言，僅約 1/4 000。1815 年4 月 5 日，印尼松巴哇島的塔姆博拉夫火山一次噴發量至少有100 ～150km3，把它裝到天台盆地、麗水盆地等不足 500 km2的盆地里，比 「塘上組」的平均厚度薄不了太多。美國亞利桑那州的維廉峽谷區一次熔岩溢流就形成 300 km2的高原，熔岩厚度可達 240 m。從以上數字可見，形成 「塘上組」數百乃至上千米火山岩，其所需的時間，相對於上火山岩系的延續時間而言，認為是彈指一揮間，確非誇大之詞。永康盆地館頭組 + 朝川組連續沉積為1214m，平均每米沉積近兩萬年。「塘上組」形成的時間，充其量只相當於半米沉積形成的時間。

斷陷盆地是在地動力機制從鬆弛走向拉張後形成的。地動力機制的改變在一定范圍內是同時的，盆地形成也大致上是同時的。盆地形成以後，有了沉積場所，就必然發生沉積作用，形成同期的地層。永康盆地、老竹盆地與其相鄰的舒洪盆地、麗水盆地及稍遠些的天台盆地、仙居盆地均相距不遠，盆地帶的垂向間距近者 10 余千米，遠者 40 余千米，不算是大范圍，這些盆地的形成應該是同時的。但永康盆地和老竹盆地下部為館頭組，而舒洪盆地、天台盆地有的剖面下部是館頭組，另一些剖面下部卻為 「塘上組」。如果說 「塘上組」的層位高於方岩組，那就等於說舒洪、天台盆地底部為 「塘上組」的地方，斷陷盆地形成之後長期空敞著，直至別的地方沉積了朝川組和方岩組之後才發生沉積作用。這裡面就存在一系列難以解釋的問題: ①舒洪盆地和天台盆地處於麗水-餘姚斷裂之東，早白堊世時火山活動的強度大於斷裂以西的永康盆地和老竹盆地。因此，前者殼下卸空、殼上加壓程度均大於後兩者，具備了比後兩者更為良好的形成斷陷盆地的條件，早白堊世中期應該同後兩者一樣形成沉積盆地，沉積了下白堊統中部的館頭組。可是為什麼舒洪盆地的仙岩鋪、馬鞍山和天台盆地的水南等地卻為上白堊統的 「塘上組」? 天台盆地的焦家坑和舒洪盆地的謝山頭等地，都有正宗可靠的館頭組，說明這些盆地早白堊世中期已經斷陷成盆，且有了中期的沉積。如果 「塘上組」確實是晚白堊世地層，為什麼同一個盆地，有的地方底部早白堊世中期就有沉積，而另外一些則直到晚白堊世才有沉積? ②如果 「塘上組」確實是上白堊統底部層位，那麼是什麼力量支撐著這片殼下卸空和殼上加壓程度均高的地殼在早白堊世中期拉張力場下沒有斷陷? 又是什麼力量使這些地方在區域上全面隆升形成上類磨拉石建造時，它們卻斷陷形成 「塘上組」 ( 表 14 －2，將 「塘上組」與本書歸為上白堊統的中戴組橫向對比) ?

如果改弦更張，將 「塘上組」 ( 單指上述仙岩鋪等盆地底部的 「塘上組」) 的時代改為館頭期，則以上問題即可迎刃而解，說明早白堊世中期這些盆地均已斷陷成盆，有的地方發生火山爆發，並形成時代上與館頭組同期的 「塘上組」，向未噴發的地區相變為正常沉積的館頭組。

如果說水南等地的 「塘上組」與館頭組層位相同，那麼其上整合覆蓋的 「兩頭塘組」和 「赤城山組」也就相當於朝川組和方岩組的層位，而且岩性、岩相和相序均完全相同。火山活動發生較晚的地方，「塘上組」的層位就較高，同樣會橫向相變為正常沉積的朝川組。總之，「塘上組」是白堊紀中晚期期間局部火山噴發形成的岩層，層位高低不一，側向會相變為同期的沉積相地層。是火山噴發暫時中止了正常的沉積形成「塘上組」; 火山活動過後，環境復原。所以所謂 「天台群」，差不多是多了些火山岩夾層 ( 段) 的永康群而已。在考察過永康群剖面和 「天台群」剖面後，筆者對兩者剖面結構的相似性留下了深刻的印象。試將永康群和 「天台群」的地層柱並列，按筆者的建議，把那些火山岩、重力流等疊加性的事件沉積層剔除後，再互相對照一下，便可一目瞭然，「天台群」加其下伏下白堊統上部地層 = 永康群。

丁保良等 ( 1989) 就指出，浙東地區 「館頭組與朝川組 ( 塘上組) ……火山岩夾層發育，甚至以火山岩為主夾沉積岩」。所以認為 「塘上組與朝川組大致相同，為同期異相沉積」，並建議 「岩性以沉積岩為主者稱朝川組，以火山岩為主者稱塘上組」。俞雲文( 1996) 亦一再申明，「塘上組層位大致與朝川組相當，即相當於火山岩型朝川組」，並認為 「小平田剖面中小平田組為塘上組」。

筆者基本上同意丁保良、俞雲文兩位的意見，所不同的是筆者認為 「塘上組」的層位不固定，有的相當於館頭組，即火山岩型館頭組; 有的層位相當於朝川組，即火山岩型朝川組，「小平田組」情況與之完全相似，它們是永康群中方岩組之下層位不固定的火山岩夾層。這些意見，筆者等 ( 丁保良等，1999; 李耀西等，2001) 曾著文論述。其後，蔡正全等 ( 2001) 、盧成忠等 ( 2006) 的論文中亦表示了類似的認識。

岩石地層單位必須有固定的層位和面上展布，而 「塘上組」、 「小平田組」沒有固定的層位，不應該作為岩石地層單位來對待。

筆者等觀察過 「小平田組」的命名剖面。該剖面有兩套火山碎屑岩: 下面一套的底板為含少量細礫的粉砂岩; 上面一套的底板為不含礫的粉砂岩。按 《浙江省岩石地層》編者對 「小平田組」和 「塘上組」的區別標准 ( 有無 「底礫岩」) ，上面一套應定為 「小平田組」，下面一套則為 「塘上組」。可是這又與他們認為 「塘上組」是高於 「小平田組」的構造亞層的設定相矛盾; 他們是顧了 「塘上組」層位高於 「小平田組」這一頭，將上面的火山碎屑岩定為 「塘上組」，而顧不了 「塘上組」應該有 「底礫岩」，應不整合覆於下伏地層之上這一頭，弄得顧此失彼，難以自圓其說。

「天台群」以 「塘上組」為底，以 「赤城山組」為頂，其頂界與永康群一致，而底界則未必一致; 當 「塘上組」不整合覆於下火山岩繫上時，它們的底界一致，「天台群」即火山岩型的永康群; 當 「塘上組」覆於館頭組或朝川組的不同層位上時，「塘上組」之下的部分永康群不是 「天台群」的組成部分，兩個群的底界不一，「天台群」只是永康群的一部分，其底界高於永康群的底界。所以，認為 「天台群」就是火山岩型的永康群和「塘上組」就是火山岩型的朝川組都不夠嚴謹。隨著 「塘上組」被廢棄，因之而新創的「兩頭塘組」、「赤城山組」、「天台群」、 「賴家組」等配套名稱就失去了存在的意義，照此辦理，「小平田組」、「殼山組」等名稱也應取消。

由於 「天台群」的 「兩頭塘組」和 「赤城山組」在岩性和岩相、層序上實在太像朝川組和方岩組，為了支撐 「天台群」這個新創的名稱，說明它們與永康群不是相同的層位，有人強調 「天台群」中產恐龍蛋化石，而永康群沒有，所以不是一個層位。客觀地講，未發現化石，不等於沒有化石; 即使沒有，也不能只憑這一條就可以下這結論，因為生態環境各地不一樣，同一時代，有的地方可以生物繁茂，而另一些地方因生態不宜而物種單調。只有發現不同化石組合，證明層位確實不一樣，才能下此結論。據 1995 年 11 月7 日 《浙江日報》 報道，永康盆地已發現恐龍和恐龍蛋化石，實物現存永康市文物管理處倉庫。筆者曾到文物管理處參觀過實物，確信無疑。那裡保存了一根一米多長的大腿骨和一窩 7 個恐龍蛋，後來又發現兩根腿骨。化石未經專家鑒定。該窩恐龍蛋與天台縣城北啤酒廠工地找到的蛋形狀、大小均相似。當年在採集現場工作的拖拉機司機黃師傅帶領筆者等參觀了化石產地的現場，大腿骨產出層位為朝川組上部辮狀河亞相心灘微相砂岩中，恐龍蛋則產於相去不遠的漫灘微相的粉砂岩中。

「天台群」的創立，並認為其為永康群之上的 「新構造亞層」的原因，首先是 「塘上組」在岩性上明顯不同於永康群中的任何已知岩組，加上將其底部湖泊重力流成因的層間礫岩視作 「底礫岩」，而其下多數情況下又有永康群不同層位的岩組，這就促成了 「新構造亞層」概念的形成。既然是新構造亞層，當然不能再使用永康群及其下屬岩組的名稱，於是一系列新的名稱應運而生，如 「塘上組」、「賴家組」、「天台群」、「麗水運動」等，甚至將 「賴家組」a 段、b 段易名為 「兩塘頭組」和 「赤城山組」。

「天台群」的創立，給地質界帶來了長期難以澄清的混亂。地層方面只是亂了浙江省自己，內部紛爭不已，而對鄰省影響不大，還沒見鄰省將火山岩夾層如廣東的優勝組、福建的白牙山組等視作 「新構造亞層」。影響最大的是將火山旋迴的研究導入了誤區。本來火山活動到晚白堊世中期已經很微弱，如 《福建省區域地質志》報道，認為沙縣組夾少量火山岩 「是火山活動將近停息時之產物」，與方岩組層位相當的崇安組中幾乎無火山岩記錄。《江西省區域地質志》報道江西省與方岩組層位相當的圭峰群中只夾少量玄武岩類。而浙江省因為將 「塘上組」層位置於方岩組之上，以致出現了上火山岩系之上，還有一個火山岩系之現象。其實浙江的情況與其他省情況相似，中戴組和方岩組中所夾火山岩很少。