形成礫岩的古地理環境

『壹』 礫岩的性質

礫岩

地層中常見的礫岩有兩種。

一是底礫岩，位於某個地層組合底部的侵蝕面上，代表長期沉積間斷以後，一個新的沉積時期開始的產物，故在不整合面或假整合面上時有所見。

在野外如何識別底礫岩？可以根據以下的特點予以判斷：①位於侵蝕面上，其礫石成分具有其下伏各岩層所成的礫石。②礫石的成分比較簡單，常見的以石英質的礫石最多。③礫石的磨圓度良好，分選也好。④分布的范圍不大，但分布的層位相當穩定。⑤同一底礫岩層中的礫石及砂粒，自下而上變細，磨圓度變好。

確定底礫岩存在與否的意義十分重要，因為它既是劃分地層（系、統、組）界

線的標志，又是闡明地殼運動的標志，是恢復古地理面貌、討論區域地質發展階段

性等問題的重要資料。某些礦產的賦存，諸如金、鈾、銅、金剛石、鉬等也往往與

底礫岩在一起。

第二種礫岩是層間礫岩，它的產生大多數是由於沉積過程中局部的環境發生變化，比如水流的沖刷、波浪的沖擊、暫時的乾涸、岸坡的滑動、地殼的微弱升降等均可導致層間礫岩的形成。

在野外，如何認識層間礫岩呢？主要有以下幾項標志：①相夾在普通的岩層之間，與侵蝕面、不整合面、假整合面無關。②其礫石的成分與其下最接近的地層岩性相關。③有時層間礫岩層之下有沖刷面。④礫石的磨圓度較差，而且含有石灰岩、粘土岩類等容易溶解或易破碎的岩石所形成的礫石。⑤膠結物、充填物比較復雜。作為最典型的層間礫岩，就是同生礫岩，例如華北地區寒武紀地層中極為常見的竹葉狀灰岩。

在觀察礫岩的岩石性質時，還可以根據礫石的外形和排列情況判斷其形成時的環境。例如在河流中形成的礫石的外形對稱性較差，其長軸方向與水流的流向垂直，傾斜方向與水流流向相反，傾角較大，可達15°～30°。形成於海濱的礫石，排列的傾斜方向對著海洋，傾角較小，7 °～8 °，長軸方向與海岸平行。還有的具有乾裂、孔隙、結核等。常見的沉積岩有：直徑大於3毫米的礫和磨圓的卵石及被其它物質膠結而形成的礫岩，由2毫米到0.05毫米直徑的砂粒膠結而成的砂岩，由顆粒細小的粘土礦物組成的頁岩，由方解石為其主要成分，硬度不大的石灰岩等。

『貳』 礫岩由哪三部分組成

碎屑物（岩屑、晶屑）、膠結物

『叄』 岩相古地理環境

與鐵建造有關的綠岩帶層控金礦床主要與碳酸鹽相、氧化物－硅酸鹽和硫化物相BIF有關，並多產在距火山口較近的噴氣作用較強烈的地帶，顯然是受沉積時的岩相古地理的控制。

田永清（1981）及李樹勛等（1986）曾根據BIF的岩相、岩石組合及准同生變形等特徵，詳細地分析了沉積盆地的古地貌，確定出康家溝－柏枝岩、趙村－黑山莊、金剛庫、平型關等處可能是一些火山活動的近源地帶，其地形特徵為水下隆起，屬於火山盾形台地，以出現噴氣碳酸鹽相BIF、鐵的硫化物相和分布火山碎屑岩為特徵（圖7-4）。其中以康家溝—大西溝一帶最典型，在這里水熱噴氣作用較強烈，發育鐵的碳酸鹽岩（主要是鐵白雲石和菱鐵礦）及其伴生的碳質條帶、燧石條帶和黃鐵礦化，局部見火山角礫岩。菱鐵石英岩與含菱鐵礦綠泥片岩呈互層產出，見有2～3層磁鐵石英岩。由於褶皺變形作用較強，除發生局部扭曲外，常呈透鏡狀出露。在含碳酸鹽的地層中夾有絹雲石英片岩（可能為酸性火山岩），與菱鐵石英岩及含菱鐵綠泥片岩的界線清楚並一起褶皺。這一地段不僅火山岩、BIF、石英岩等的金豐度值普遍較高，且在局部出現金礦化，如康家溝的黃鐵礦化菱鐵磁鐵石英岩含金可達2.37×10^-6，含金量在100×10^-9以上的點有多處，表明與火山噴氣作用有關的碳酸鹽相BIF對金礦化的形成有利。即使主要礦化出現在貧磁鐵石英岩中，但它仍然受一定的岩相古地理條件控制。

圖7-4五台群BIF的岩相古地理圖

1—滹沱群；2—太古宙基底；3—金剛庫組BIF;4—柏枝岩組BIF；5—氧化物相；6—氧化物－硅酸鹽相；7—碳酸鹽相；8—噴氣碳酸鹽相；9—硫化物相；10—火山角礫岩；11—海底傾斜方向；12—水下隆起區

另一典型金礦化是變質礫岩型古砂礦。根據變質礫岩金豐度高、離差大，將其作為有利的礦源層。山西省區調隊綜合1∶50000灘上、聶營、岩頭幅變質礫岩痕量金、銀測試成果表明（孟令山等，1986），五台山區四集庄組在604個樣品中，金的平均值為2.13×10^-9，離差4.94，變異系數231，富集系數469，濃集克拉克值0.53，峰值5120×10^-9，產於含礫綠泥長英片岩中。可見金的分布極不均一，雖普遍顯示微量含金，但豐度最高、離差最大者並非變質礫岩，而是綠泥片岩。富集系數小於60者，無論是否為變質礫岩，都有金礦化產出。富集系數小於20者，即可能有礦（化）體產生。後者約占樣品總數的19.91%，表明五台山區變質礫岩分布區金礦化有希望地段可達1/5，在這19.91%的變質礫岩礦化樣品中，又有13.81%是經過後期熱液活化使金、銀再次富集的結果，只有6%純屬原生沉積－變質的含金礫岩。這也說明了有原生金礦化存在的可能性。

孟令山等（1986）根據礫岩的岩性及沉積構造恢復了四集庄組的岩相及古地理，將其劃為河流三角洲相、潟湖相、海灣浪擊相和海灣寧靜相，並認為對成礦最有利的是海灣浪擊相，其次是河流三角洲相。沉積物的來源主要是北部五台群蝕源區。

『肆』 白堊紀岩溶的分布

古岩溶改造形態及其伴生建造的分布，具廣泛性、方向性、局部等距性和伴生共存等特徵，這些我們在前期研究成果中已作總結。現以古岩溶建造分布的形態特徵及其相關參數為依據，對古岩溶負向形態和正向形態，就其分布密度、形態和伴生建造的視厚度參數、區域岩溶侵蝕、剝蝕度和古岩溶化強度等，作些探索性研討。

7.2.1.1我國南方白堊紀岩溶發育概況

區域地質資料表明，秦嶺地軸以南白堊系分布廣泛，其中不少屬古岩溶沉積堆積建造。諸如秦嶺南坡的淅川、李官橋、馬蹬、房縣、南漳等盆地，長江中下游的宜昌南津關、黃崗鄂城附近，蕪湖、南京附近，雲貴高原的開遠、路南、惠水等盆地，湖南湘西的八面山－武陵山的建始、利川、恩施、來鳳龍山、源麻鳳凰和南嶺的衡陽水口山、臨武、星子、樂昌南等中小型盆地，都有完整型的古岩溶建造。這些中小型盆地都與岩溶區或半岩溶區大型的陸相紅色沉積建造湖盆有水力聯系，是大型湖盆外緣的中小型盆地。而中小型盆地之外，所有岩溶區內，都有典型的湖相、河流相、坡麓、坡積、溶窪、溶斗、洞穴、㟖地、嵅地等各種微（亞）相岩溶沉積堆積建造。這些古岩溶區特有的古岩溶建造，是重建古地理環境的重要依據，其中以溶積鈣礫岩型的古岩溶沉積堆積建造分布最廣，其形態、產狀反映的古岩溶形態最具廣泛性和典型性。

7.2.1.2廣西岩溶區白堊紀岩溶建造的分布特徵

廣西岩溶區的古岩溶建造分布特徵：①古岩溶建造分布方向變化大，形態多樣，大小摻雜，反映古岩溶化程度較高，但山（峰）體離立度不大。古岩溶建造分布的整體走向與褶皺或斷裂構造走向一致。如南嶺東西構造帶上的山字型和弧形構造制約著廣西都安六柱、來賓、柳城良村和桂林白堊紀岩溶建造的分布；②很多古岩溶建造發育在斷裂構造帶內，其分布與斷裂走向一致。古岩溶建造呈群、呈簇分布極廣泛。很少連成大片，若以面積計，極少大於10km²,5km²者亦零星，多數小於1km²，甚至僅幾十平方米或更小。反映古岩溶化程度較高，為岩溶沉積堆積提供大量物質，且成因類型復雜。因此，形成完整型岩溶建造小片分布和溶積鈣礫岩型建造分布廣的總格局；③古岩溶建造的岩石結構成因類型復雜。沉積堆積角礫分布最廣，間夾坍塌、崩塌塊石和沖積礫石。礫間填隙物以無粒序或似粒序砂礫屑為主，間夾流水層面構造或紋層構造。這些都是古地理環境和古岩溶水復雜流態的反映。

綜上所述，古岩溶建造分布極廣泛，但多呈零散、小面積展布，其中鈣礫岩型建造為主，膠結物局部有復雜層面構造，反映南方的古岩溶環境復雜，構造布局明顯。古岩溶建造的這些特徵既反映我國南方古岩溶特別是古岩溶形態的主要特徵，也說明岩溶化極不均一。

7.2.1.3桂林岩溶區的古岩溶形態類型

本區研究較詳，已測定351處晚白堊世岩溶建造，可以此作代表重點分析，其分布有相對集中或較零散之分。選其中相對集中的地段統計表明（表7.1）：分布密度最大在蘆笛岩－漢塘分區，每10km²達5.3處，其他分區2～3處，更多地區是小於0～1處，尚有許多未詳細工作或第四系覆蓋的分區。反映桂林岩溶區，古岩溶建造分布廣、密度大而不均，說明白堊紀以前強岩溶化和新生代以來岩溶剝蝕作用強，以及古岩溶發育不均一。

表7.1 桂林古岩溶建造平面形態統計表

區內岩溶建造出露的平面形態極復雜，以條形和似等軸形居多。前者長100～1750m，個別大於3000m，寬40～500m，個別1000m以上，長短寬窄不一。後者直徑小於50m至400m，大小不一。另有較多特殊形態，如弧形，呈較規則狀或不規則狀，近環一半環形、三角形、丁字形等，基本顯示古岩溶建造沉積時的原始空間狀態或分布概貌。此外是特殊形態與上述常態的連接或復合，呈各種不規則形態。其中有些可能顯示古岩溶地表與地下形態的串通狀態。

全區古岩溶建造出露長寬比值，一般為1.5～5，大於10或近似1的較少。統計資料表明（表7.1），古岩溶建造形態長寬比值小於2.5者佔48.8%，其中以1.5和2左右為主，前者呈似圓形，後者呈橢圓形；比值2.6～7.5者佔43.5%，呈條形，其中5以下為寬條形，以上為窄條形；比值大於7.5者佔7.3%，呈細長條形。這些平面形態主要反映岩溶建造沉積堆積時，負向古岩溶形態以㟖地、溶斗和溶隙為主，間夾嵅地，其間緩坡地和坡麓廣布，少量湖盆和洞穴；其次是成形時的控制構造，特別是古斷裂。

以古岩溶建造長寬比值作分類基礎，結合建造分布密度、分布高程、形態組合，以及與碳酸鹽岩基岩的相關關系，桂林岩溶區有5種古岩溶建造分布類型。基本反映五類古岩溶形態類型，其特徵及重建，詳見下文。

（1）蘆笛岩－漢塘型分布區（圖7.1，表7.1）

圖7.1 桂林蘆笛岩—漢塘白堊紀岩溶建造分布圖

1.白堊系岩溶建造；2.下石炭統碳酸鹽岩；3.上泥盆統碳酸鹽岩；4.石炭系、泥盆系碳酸鹽岩殘存山體（溶岜）海拔高度（m）

古岩溶建造長寬比值以小於2.5為主，佔58.3%，多呈近等軸狀、橢圓狀，形態簡單，反映㟖地、溶斗形態；其次比值2.6～7.5，佔33.3%，以寬條形為主；窄條形很少；比值大於7.5者的細條形更小，反映溶隙較發育，且剝蝕深度不甚大。其中特殊的或復合連結的形態較明顯，受主幹或交匯裂隙控制。如二紙廠東有殘坡積溶積鈣礫岩，光明山嵅狀溶積鈣礫岩間夾洞穴坍塌堆積溶積鈣礫岩。再如猴山、漢塘北、乳膠廠北等筒狀溶積鈣礫岩，應是緩坡面上、㟖地、崴地一側的豎井或溶斗中下部的沉積堆積物，其長寬比值分別為1.4、1.5、1.67，殘留標高不一，且有坍塌礫塊、方解石晶包和馬牙狀、環帶狀構造，是洞穴或豎井沉積堆積物。總之，本分區是溶岜㟖地為主，溶斗和豎井或洞穴較發育的古岩溶環境。

（2）白沙堡-水嵅型分布區（圖7.2，表7.1）

古岩溶建造長寬比值以2.5為主佔68.2%，背山—寺山（圖7.2）一帶佔67.7%。呈近等軸狀、橢圓形、不規則狀；其次比值為2.6～7.5，佔32%左右，以寬條形為主；比值若大於7.5，為㟖地、谷地、溶斗（井）、嵅地、洞穴坍塌和淤積等沉積堆積體，反映古岩溶環境較復雜，溶岜間有溶岧，㟖地呈條形或槽谷形，間有嵅地。

圖7.2 桂林背山—寺山古岩溶建造分布圖

1.白堊系岩溶建造；2.下石炭統碳酸鹽岩；3.上泥盆統碳酸鹽岩；4.中泥盆統碳酸鹽岩；5.泥盆系—石炭系碳酸鹽岩殘山峰體海拔高度（m）

（3）丫吉村-輪胎廠型分布區（圖7.3，表7.1）

古岩溶建造分布廣，方向性明顯，受斷裂和背斜構造、古地形制約。古岩溶建造長寬比值小於2.5和2.6～7.5兩級，各佔45%左右。報安—牛路坪一帶小於2.5者達50%，而2.6～7.5者僅37.5%，多呈近等軸形、寬條形，形態簡單，規模懸殊，部分呈弧形、似環形、半環形等復合形態。簡單形態反映㟖地、溶斗、坡－坡麓、嵅地或谷地、豎井等沉積堆積空間。復合形態，則是坡－坡麓與㟖（嵅）地、洞穴與嵅地、坡麓與洞穴等沉積堆積體的組合。長寬比值大於7.5者為10.3%，而牛路坪一帶和勞動大學地段分別為12.5%,7.5%，以寬條形為主（圖7.4、7.5），橢圓形為輔，呈串珠狀展布。牛路坪一帶受北西向斷裂谷控制為主，馬面墟勞動大學一帶，則受背斜及其伴（派）生斷裂系統制約。這些形態反映條形㟖地或槽谷、嵅地和溶裂或坡麓等沉積堆積空間。總之，這類分區的古岩溶環境，以㟖地、槽谷為主，溶斗、溶裂為輔，局部地段有豎井、嵅地、洞穴，其匹配的溶岜群間溶岧呈簇狀分布，殘丘或台狀和牆狀山體，沿槽谷呈條帶狀或串珠狀斷續分布。

圖7.3 桂林丫吉村古岩溶建造分布圖

1.白堊系岩溶建造；2.下石炭統碳酸鹽岩；3.上泥盆統碳酸鹽岩；4.泥盆系—石炭系碳酸鹽岩殘山峰體海拔高度（m）

圖7.4 桂林報安—牛路坪古岩溶建造分布圖

1.白堊系岩溶建造；2.下石炭統碳酸鹽岩；3.上泥盆統碳酸鹽岩；4.中泥盆統碳酸鹽岩；5.壓扭性斷裂；6.泥盆系—石炭系碳酸鹽岩殘山峰體海拔高度（m）

（4）地水洞—思和型分布區

古岩溶建造分布高程變化大（表7.1），反映古正向形態與坳地層次和高差變化都大。古建造長寬比值以2.6%～7.5%為主，達49%～51.5%，多呈橢圓形、寬條形；其次長寬比值小於2.5，佔33%～45.3%，多呈不規則狀、橢圓形或條形；長寬比值大於7.5者為5.7%～15.2%，以細長條形為主。地水洞一帶沿近南北向背斜軸分布（圖7.6），但主要發育在其伴（派）生斷裂系統中，特別是近東西向的橫張斷裂（陷）谷中。

上述古建造形態是㟖地、嵅地、槽谷、溶斗等部分沉積堆積體的反映，有洞穴、豎井、溶裂等沉積堆積體復合的體現。說明古負向形態復雜，大小、組合變化大。這些負向形態匹配的溶岜間有溶岧，呈簇狀分布，其中局部地段可能有伏流或深邃峽谷。

綜上所述，（1）～（4）型岩溶分區內，均以溶積鈣礫岩型建造為主，是溶岜㟖地間有溶岧、嵅地古岩溶形態組合的伴生產物。

圖7.5 桂林勞動大學—馬面圩古岩溶建造分布圖

1.白堊系岩溶建造；2.下石炭統碳酸鹽岩；3.上泥盆統碳酸鹽岩；4.泥盆系—石炭系碳酸鹽岩殘山峰海拔高度（m）

（5）李家村-馬路廠型分布區

古岩溶建造在槽谷內有完整型岩溶建造，呈較大片或橢圓形分布（圖7.7）。片間及槽外有溶積鈣礫岩零星分布，其長寬比值為小於2.5和2.6～7.5，約各佔50%，呈片狀、橢圓形、寬條形，個別近等軸狀等形態。表明槽內外有湖盆、河湖沼澤、河谷、溶丘、殘山（峰）、溶斗、㟖地、嵅地等，彼此以不同形式連通，古岩溶環境復雜。溶積鈣礫岩中有坍塌礫塊、碳酸鹽岩基岩露頭、殘丘（山）及其中的裂隙狀填充沉積、方解石晶包等混雜構造，常有頂托溶積鈣礫岩的溶帽殘山（丘）。這些是古負向岩溶形態內有溶丘、殘山（峰）、洞穴化峰體等正向形態殘存蹤跡。

綜上所述，以古建造裸露的平面形態及其長寬比值等參數，揭示的古岩溶形態特徵，表明桂林岩溶區的5種古岩溶建造形態分布類型，都分布在與有正向伴生形態的負向中，彼此匹配，組合特徵也有較大差異。因此，以上5種古岩溶建造形態類型，代表現代岩溶剝露後的古岩溶概況，也是岩溶剝蝕度和古岩溶發育度的綜合顯示。

圖7.6 桂林思和—地水洞古岩溶建造分布圖

1.白堊系岩溶建造；2.下石炭統碳酸鹽岩；3.上泥盆統碳酸鹽岩；4.中泥盆統碳酸鹽岩；5.泥盆系—石炭系碳酸鹽岩殘山峰體海拔高度（m）

『伍』 古地理環境與沉積相概述

由於兩大平原在第四紀以來，屬於間歇性沉降的加積平原，且具有明顯的繼承性、多期性和差異性，加上古氣候的冷暖交替，導致區內第四紀古地理環境與沉積相在時間上和空間上產生差異。

（一）早更新世古地理環境與岩相

1.早更新世早期（距今300～250萬a前）

早更新世早期的三江平原與現在面貌迥然不同，盆地范圍很小。僅在綏繽凹陷和前進凹陷有三個內陸封閉盆地接受第四系沉積，其餘廣大地區屬於陸源剝蝕區，其周圍山地約高出當地基面100～300m。區內除松花江有明顯河道外，其他河流尚未形成。

主要沉積相有河床滯留相和沖洪積相（圖3-3），沉積物厚20～100m，推斷距今年齡約300～250萬a前。

興凱湖平原湖泊尚未形成，僅在松阿察河一帶有一近南北向深槽，沉積了沖洪積物，厚30～50m（圖3-4）。

2.早更新世中晚期古地理環境與岩相（距今250～120萬a前）

由於兩大平原斷陷下沉，其沉積范圍逐漸擴大，至早更新世未，達到山麓邊緣，大體受平原周邊斷裂帶控制。

三江平原西界小興安嶺山前台地邊緣與依蘭—伊通裂谷北段相通，東接完達山西麓，與敦化—密山裂谷相連，南臨山前台地，以近東西向斷裂為界，略小於今日三江平原范圍，周圍山地高出當地基面100～350m，屬陸源剝蝕補給區。

區內的黑龍江業已形成，約在福興一帶入松花江再北泄。其河床滯留相沉積物的電阻率達300～400Ω·m。表明河流能量較小，尚未切穿嘉蔭峽谷，還沒有能力攜帶更粗顆粒沉積物。小興安嶺東坡的梧桐河已形成，流出山口後匯入松花江，古松花江仍按其故道北泄，至樺川一帶分兩支，主流北支繼續北泄與黑龍江匯合後流入現今的俄羅斯境內，形成一個較大水體，另一支流過花馬山入「古三江湖」（擬稱）。

古松花江、東河床滯留相沉積物電阻率約180～250Ω·m，表明河水能量小，攜帶能力弱，沒有切穿依蘭峽谷。

「古三江湖」的濱湖相沉積由泥質粉砂、細砂構成。電阻率100～70Ω·m。淺湖相沉積物，由亞黏土、亞砂黏土與粉細砂互層，電阻率為50～70Ω·m。

在完達山北麓與撫遠間，亦存在一個較大的水體。有兩股水流注入其中：一股由北而南入湖。另一股源於錫霍特山，自東而西注入湖泊中，此兩河床滯留相沉積物的視電阻率為300～200Ω·m，該水體濱湖相沉積物視電阻率約100～80Ω·m；淺湖相沉積物為80～50Ω·m。

其餘廣大地區均屬於邊灘相沉積（見圖2-48）。沉積物厚40～100m，距今年齡約為250～120萬a。

圖3-3三江平原岩相對比圖

圖3-4興凱湖平原岩相對比圖

以上特點表明古三江水系在早更新世晚期仍屬於內陸水系，沒有外泄入海。

興凱湖平原在早更新世晚期，湖泊相當廣大，約相當於現今平原面積1/3。古興凱湖（見圖2-59）北至虎林縣城，西抵寶東、承紫河、青山一線，東臨松阿察河，南越中蘇邊界線，此外在平原北部的阿北—新政一帶也存在一個較小湖泊。

此期，古穆棱河形成，注入興凱湖，形成大面積三角洲沉積，在俄羅斯境內的伊漫河、塔姆加河開始形成，分別流入盆地的兩個湖中，形成入湖三角洲與邊灘相沉積。

區內河床滯留相沉積物視電阻率為200～150Ω·m。三角洲相為150～100Ω·m，濱湖相視電阻率為100～70Ω·m。淺湖相視電阻率為70～30Ω·m。

（二）中更新世古地理環境與岩相（距今120～20萬a前）

進入中更新世以來，由於兩個大平原整體穩定下沉，致使沉積范圍達到最廣時期。現今的台地後緣即為當時的平原邊界，到中更新世晚期，湖泊發育極盛時期，「古三江湖」南遷至寶清、雙鴨山一帶，在集賢、湯原、鶴立一帶都有較大湖泊（見圖2-71）。

小興安嶺東麓的諸順坡河，均已形成，分別匯入松花江，並形成各自的河床滯留相沉積物。黑龍江與松花江在綏濱—蘿北地區相匯。由於水流過大，使河道漫散，沉積了較寬的河床相礫石層。

古撓力河及其支流形成後，匯同松花江南部的分支河道北流入黑龍江。古烏蘇里江還是一條近東西向小河，它源於錫霍特山，在撫遠南匯入黑龍江，形成了各自的河床滯留相沉積。其餘廣大地區為邊灘相沉積。

應當說明，黑龍江河床滯留相沉積物視電阻率高達1000～500Ω·m。松花江的河床滯留相沉積達600～400Ω·m，都比早更新世沉積物視電阻率明顯增大。這表明水流能量劇增，攜帶能力強，才得以沉積粗大顆粒。由此可見，黑龍江在中更新世中晚期已切穿嘉蔭峽谷，同時松花江切穿了依蘭峽谷。截奪了各自上游水系所致。然而，兩江匯流後並未形成廣大水體，推斷此期區內水系已經外泄入海，距今約在60～50萬a前。這一結論與黑龍江地礦局第一水文隊及原九〇四部隊的研究結果相合。

古興凱湖及其北部湖泊達到最盛時期，廣泛發育濱湖相、淺湖相沉積。穆棱河分兩沉積。支河道分別注入兩個湖泊中（見圖2-71），形成了河床滯留相和邊灘相及入湖三角洲相

（三）晚更新世古地理環境與岩相

劃分如下階段。到了晚更新世時期，兩大平原均處在差異性緩慢抬升沉積期，加上古氣候惡化，可

1.晚更新世早期

由於兩大平原周圍山體隆升，使山麓前緣沿斷裂帶緩慢抬升。隨著古氣候轉冷變干，三江平原中更新世遺留下來的古湖泊，除「古三江湖」外相繼消亡，兩大平原縮小到今日的台地前緣，周圍山地接近現今高度，仍近陸源剝蝕區（見圖2-78）。

黑龍江匯入松花江有兩條古河道，寬10～15km，沉積物視電祖率1000～400Ω·m。松花江基本上仍按中更新世故道分兩支北泄，其河床滯留相沉積物視電阻率為600～300Ω·m。

小興安嶺東坡的各級河谷，從山區攜帶的粗粒物質沉積在平原邊緣，形成了沖洪積扇堆積物。其餘廣大地區為邊灘相沉積，平原東側烏蘇里江北段河道已見雛形。

興凱湖平原仍以湖泊沉積為主（圖2-78），還沒有形成外泄水系。

2.晚更新世中期

近，山前台地分異明顯。距今15～7萬a前，兩大平原范圍基本與晚更新世早期相似，周圍山體與現今面貌相

與邊灘相沉積。由於古氣候轉暖變濕，三江平原河流量增大。並經常淹沒地勢低平的洪泛區，乃致使同江—富錦—集賢一線以東廣大地區，被水體淹沒，形成了穩定而廣闊的河漫湖，沉積了厚達6～10m亞黏土層（見圖2-78），其視電阻率20～30Ω·m，其他地區為河床相

興凱湖平原仍為廣闊的湖相沉積。

3.晚更新世晚期—全新世

距今7.0萬a以來，兩大平原都發生了重大變化，三江平原的同江—富錦—集賢連線以東平原整體抬升，隨著古氣候惡化、河漫湖乾涸、Ⅱ級階地形成。至此，三江平原中的湖泊消亡，這段時期平原東部發育撓力河、別拉洪河及其支流等沼澤性河流，加積了泥質堆積物，但這些河流大都未切穿亞黏土層。由於古冰緣強烈作用，形成許多寬淺谷地，閉流窪地，為全新世發育沼澤、泥炭沉積提供了空間。

邊境北泄入海。平原西部河流作用十分活躍，黑龍江在綏蘿地區留下六條古河道，沉積物粒度粗大，由卵礫石組成，其視電阻率高達1～3000Ω·m，一般在1000～400Ω·m。河水攜帶能量相當大，至晚更新世末（距今2.2萬a前）遺棄最後一條河道（後述），回到現今的中俄

松花江依然如故，沿其故道北流入黑龍江，但在同江一帶曾一度向東遷移，留下了數條自然堤，形成了寬達20km的邊灘沉積，它的河床相沉積物視電阻率為500～300Ω·m，此期總的看來邊灘相不甚發育。

小興安嶺東坡的各級河流仍將山區攜帶物質疊加在晚更新世中早期扇形平原之上。由於小興安嶺東麓，坡緩流短，河流量小，故其攜帶能力遠小於黑龍江和松花江，所以扇形地的沉積物顆粒相對較細。

興凱湖平原也發生了重大變化，約在距今2.0萬a前湖水退縮到第四道堤附近，穆棱河、松阿察河與俄羅斯境內諸水系，均被烏蘇里江所截奪，使之成為外流水系（見圖2-85）。

『陸』 含煤地層的古地理環境是怎樣的

含煤地層在遠古屬於森林

『柒』 含金變質礫岩沉積的古地理環境

根據四集庄組的缺失超覆和沉積岩相、厚度等編制的岩相古地理略圖（圖4-5）得知：當時古地形面極不平坦，沉積盆地為復雜的「指狀」海灣。在礫岩分布區的中部，自善護山—五台一線存在一條北東東向橫貫全區的古隆起。隆起南北為兩個互不連通的沉積盆地。北部盆地可分為兩個相互連通，開口向西的狹長狀的東部海灣和較為開闊的西部海灣。東部海灣沉積中心在鎮海寺一線，最厚572m，往西受智存溝「半島」和水下隆起影響，厚度變薄，從而構成一個狹長狀的半閉塞的潟湖海灣。西部海灣沉積中心在野庄—康家灣一線。野庄最厚，達2050m，向西漸厚。由此推測，海水系自西南方向進入。

圖4-3四集庄組變質礫岩構造背景判別函數Ⅰ、Ⅱ值關系圖解

AM—活動陸緣：寬灘、東岔村；PM—被動陸緣：寬灘－鎮海寺；CIA—大陸島弧：四集庄、上嶺口；OIA—大洋島弧：七圖村（據楊敏之等，1993）

圖4-4四集庄組變質礫岩砂質膠結物主要氧化物－構造環境圖解

A—大洋島弧；B—大陸島弧；C—活動大陸邊緣；D—被動大陸邊緣

1、2、3—寬灘；4—七圖村；5—上金山；6—四集庄；7—東岔村（據楊敏之等，1993）

圖4-5四集庄組岩相古地理略圖

（據《山西區域礦產總結》，1988）

1—四集庄組之上地層超覆點；2—四集庄組厚度控制點及厚度；3—河口三角洲相；4—潟湖相；5—海灣相；6—激流沖擊海岸；7—緩坡拍岸地帶；8—岩相分界線；9—沉積厚度等值線；10—古陸

從變質礫岩的礫石成分分布特徵來看，北部盆地的東、西部海灣廣布石英岩、磁鐵石英岩和綠片岩礫石，局部鄰近古花崗質岩體地段則花崗質岩石礫石相對增多。可見，沉積物來自古隆起五台群蝕源區。

綜上岩相古地理分析和沉積岩相的差別，可劃分如下岩相各不相同的地區（圖4-5）：

Ⅰ.鎮海寺一帶，位於東部海灣的東段沉積中心區，主要為河流三角洲相；

Ⅱ.伏勝—水峪一帶，位於東部海灣的西段，主要為潟湖相；

Ⅲ₁.康家灣—白石一帶，位於西部海灣的北部，為海灣浪擊相；

Ⅲ₂.四集庄—上金山一帶，位於西部海灣的南部，主要為海灣寧靜相；

Ⅳ.蔣村—龍王堂一帶，位於南部盆地區，沉積相不明。

『捌』 為什麼石灰岩形成時的古地理環境是海洋

石灰岩是由沉澱物所生成的岩石,主要由碳酸鈣組成。通常是由海中微生物和珊瑚的遺骸所形成。所以形成的古地理環境是海洋。

『玖』 地理題哦

1...在沙源充足的情況下抄,幾個草灌叢沙堆順主風向相互連結,也可能形成縱向沙壟 2.丹霞地貌屬於紅層地貌。所謂「紅層」是指在中生代侏羅紀至新生代第三 紀沉積形成的紅色岩系，一般稱為「紅色砂礫岩」。現在懸崖上可以看到的粗細相間的沉積層理，顆粒粗大的岩層叫「礫岩」，細密均勻的岩層叫做「砂岩」。丹霞地貌最突出的特點，是「赤壁丹霞」廣泛發育，形成了頂平、身陡、麓緩的方山、石牆、石峰、石柱等奇險的地貌形態。由於20世紀20年代我國學者以丹 霞山為基地率先對紅層地貌開展科學研究，因而紅層地貌也就被命名為「丹霞 地貌」。

『拾』 這塊是什麼石頭

這個應該是建築物上的混凝土塊長期在水底激流磨洗的產物。