地質背景包括哪些
① 地質背景綜述
對研究區地質背景的了解，尤其是大地構造屬性與地層區劃及地層系統、岩相古地理輪廓的總體分析與把握，是開展層序地層學研究的必要前提。
一、地層區劃特徵
研究區位於湖南、湖北交界地帶，屬於上揚子地台東南緣，具有較典型的被動大陸邊緣特徵（王鴻禎，1978,1981,1982；賴才根等，1980,1982；王鴻禎主編，1985；王鴻禎等，1986,1990；周明魁等，1992；劉寶瑁等，1993）（見圖1）。根據沉積類型、生物面貌、沉積厚度及層序結構以及頂底界特徵等原則（王鴻禎，1978），自北向南，研究區可分屬以下三個地層區類型（湖南區調隊，1986；曾慶鑾等，1987）。其總體特徵如下：
（1）大致沿桃源熱市—慈利龍潭河—吉首一線以北（北西），岩性及岩相與峽東宜昌一帶類似。其奧陶系下部為較純的碳酸鹽岩，夾少量泥頁岩；其上部則為泥質較多的碳酸鹽岩，並有碳硅質筆石頁岩等，最頂部為觀音橋層。靠近慈利一帶，奧陶系頂部—志留系底部則多有不同程度的缺失。生物群以三葉蟲、頭足、腕足等為主，間有筆石等。總體厚度300～400m。屬於一種基底較穩定的台地相區沉積環境，即揚子區。
（2）以桃源九溪—黃石和慈利陳家河一帶為代表，基本上沿武陵山南坡呈北東—南西向延伸。該區奧陶系沉積厚度較大（700～1000m）。其下部地層，自兩河口期至牯牛潭期，以含泥的碳酸鹽岩為主，夾多層碳酸鹽角礫岩等碎屑流沉積，向上逐漸過渡為泥質—粉砂質沉積。奧陶繫上部，自廟坡期至五峰期，該區則與揚子區相似，為含泥的碳酸鹽岩與碳硅質筆石頁岩，頂部出現觀音橋層。生物群以揚子型為主，夾有江南型，反映了一種沉積基底較活動、沉降較大的台地邊緣斜坡沉積環境，屬於通常所說的揚子區和江南區之間的過渡區（武陵山小區）。
（3）以桃江響濤園—安化毛鋪子一帶為代表，奧陶系為一套厚度不大（300m±）的硅泥質、碳泥質、粉砂質板狀頁岩，中上部夾含錳碳酸鹽岩及近源型濁積砂礫岩。其頂底分別與寒武系、志留系呈連續沉積，生物群以筆石為主體。與前兩區相比，總體上顯示出遠離碳酸鹽台地、相對飢餓的深斜坡－盆地沉積背景。該區即屬於揚子區與華南區之間的過渡區，習稱江南區（雪峰分區）。
二、地層劃分與對比
上揚子地台東南緣的峽東—湘西北地區，是我國華南地區奧陶系經典研究區之一。地層研究工作最早可以追溯到20世紀初20、30年代。李四光（1924）、田奇鐫等（1933）、王鈺（1938）以及孫雲鑄（1941）等地學前輩，曾在該區內做過許多開創性研究。新中國成立以來，更有許多學者在此進行了多方面、多層次的工作，如楊敬之、穆恩之（1954）、張文堂（1957,1962,1982）、金玉琴等（1959,1964）、劉義仁、傅漢英（1984,1989）、安太庠等（1980,1987）、汪嘯風等（1980,1983,1987），等等。另外，湖北省和湖南省地礦局所屬單位等，則對該區進行了地質填圖及專題研究，如湖北省地礦局三峽地層研究組、原地質礦產部宜昌地質礦產所、湖北及湖南區調隊等。數十年的積累，已使該區的生物地層學及相關研究達到較高的水平。宜昌黃花場剖面等已成為我國奧陶系指定層型剖面（賴才根等，1982；汪嘯風等，1987）。
本文基本沿用該區現有的地層系統（表1-1）。奧陶系的年代地層特別是階根據賴才根等（1982）以及汪嘯風和陳旭等（1996）的劃分綜合而成。筆石帶、牙形石帶則分別參照安太庠（1987）、倪世釗等（1987）、陳旭等（1993）、汪嘯風和陳旭等（1996）、張建華（1996）等人的資料綜合。寒武—奧陶系暫以Cordylos lindstromi帶的底界為界，奧陶—志留系暫以Glyptograptus persculptus帶底界為界（汪嘯風等，1987,1992）。系、階界線年齡分別採用Harland等（1989）以及王鴻禎、李光岑（1990）和王鴻禎（1996）的數據。岩石地層劃分基本根據曾慶鑾等（1987）、湖南區調隊（1986）及汪嘯風和陳旭等（1996），但此次在湘西北劃分出了大田壩組、舍人灣組等，並對桃花石組等岩石地層單位的界線，從層序地層學的角度進行了重新釐定（參見第八章）。
表1-2研究區奧陶紀古斜坡坡度及碎屑流靜力學強度表
註：HJ即九溪剖面，HH為桃源黃石鎮剖面，HC為慈利陳家河剖面。O1p即盤家嘴組，O1m即馬刀育組這三條剖面均屬於武陵山小區。HX則為桃江響濤園（南石沖）剖面，O2n即南石沖組，屬於湘中區。
從上表中可以看出：
（1）研究區奧陶紀古斜坡坡度為0.12°～1.40°。它們包含在現代所觀測的可發生碎屑流的斜坡角范圍中（0.1°～6.5°）（Embley,1976;Jacobi,1976），與李傑測算的川陝及湘黔交境晚寒武世發生碎屑流沉積的古斜坡坡角（0.28°～2.49°；1.07°～2.35°）相比較，總體上也是一致的。
（2）研究區內碎屑流靜力學強度值的范圍在102～104Pa之間。這與A.M.Johnson（1970）關於現代地表泥石流的強度（102～104Pa）及劉寶珺（1990）關於湘黔地區寒武紀碎屑流靜力學強度（102～104Pa）李傑關於川陝、湘黔交境地區晚寒武世碎屑流靜力學強度（103～104Pa）是基本吻合的。
（3）如果測量值沒有大的偏差的話（不排除因露頭面積所限、所能見到的最大等軸粒礫石的直徑有可能會偏小等），那麼，奧陶紀早期湘北九溪一帶的古斜坡坡度角，看起來總體上要比晚期湘中響濤園一帶的大一些。同時，根據當前的坡度測算值，並參考台地邊緣湘北熱市—茅草鋪一帶當時的古水深（潮間帶附近）等，可以估算出湘北九溪一帶和湘中響濤園一帶古斜坡在理想狀態下的「古水深」。其中，前者大多為100～200m，後者則為350～700m左右。這也從另一個角度說明了問題：前者屬於碳酸鹽台地前緣斜坡，後者則可能已屬外陸棚緩坡地帶或盆地相區（王鴻禎，1985；湖南區調隊，1986；周名魁等，1993；劉寶珺等，1993）。前者大體上或可與現代熱帶－亞熱帶海洋的大堡礁及巴哈馬台地邊緣等相比照，後者則大致可與我國東海及黃海陸架外部等相對應。同時，這也表明，此前有關九溪一帶「下奧陶統存在著等深流沉積」的認識（高振中等，1995）是令人懷疑的，至少是值得商榷的。
由此可見，上揚子地台東南緣湘西北—湘中一帶的沉積基底，自北西向南東，大致上從坡度稍陡的碳酸鹽台地前緣斜坡，逐漸轉換為坡度較緩的外陸棚緩坡或盆地相區，基本上繼承了震旦、寒武紀以來的面貌（劉寶珺，1991；劉寶珺等，1993）。而由於紅花園期之後碳酸鹽岩台地的被淹沒（劉寶珺等，1993）和沉積充填，坡度稍陡的碳酸鹽台地前緣斜坡，已隨之轉化為坡度較緩的陸棚緩坡的一部分。即自大灣期開始，研究區的沉積基底環境又有了一些改觀。
Von Bubnoff（1954）最早運用了時間－沉積厚度曲線，即平均沉降速率來表達沉積盆地沉降史。盡管它比現在的「反剝法」所達到的精度稍低，數值稍小，但最終所獲得的趨勢與後者是基本一致的（劉寶珺等，1993）。因此，在缺乏孔隙度及壓實比等參數的情形下，人們仍可以直接用現在的實測地層厚度，參照一些界線年齡來求得這一數值。下圖即為作者根據研究區的4條奧陶系基幹剖面的實測數據，參照現有的奧陶系各階年齡（表11），做成的研究區奧陶紀基底沉降曲線（圖1-1）。
圖1-1研究區奧陶紀基底沉降曲線對比圖
Ⅰ—桃江響濤園；Ⅱ—宜昌黃花場；Ⅱ—桃源熱市－茅草鋪；Ⅳ—桃源九溪
從圖中可以看到以下特點：
1.各區基底沉降速率的差異
總體上沉降最大、最快的地區是九溪剖面所代表的武陵山小區，即台緣斜坡區。其次是熱市—茅草鋪剖面所在的八面山小區，它屬於台地相區，但非常接近台地前緣斜坡，大致相當於樞紐帶（hinge）附近。再次則是黃花場剖面所在的峽東區，屬台地內部相區。沉降最小、最慢的地區是響濤園剖面所在的湘中區，屬外陸棚斜坡－盆地相區。這說明相區的形成及地層區的劃分，實際上首先是由沉積基底的穩定程度所決定的。
2.各地區普遍存在這樣幾個基底沉降演化階段
（1）兩河口—紅花園期：屬於強沉降階段。沉降速率范圍為4～25m/Ma，順序為九溪＞熱市＞黃花場＞響濤園。反映研究區所在的上揚子地台及其邊緣，總體可能處於一種熱沉降拉伸或裂谷狀態（Miall,1990;Einsele,1992；劉寶珺等，1993），並有可能最終導致了整個地台區和碳酸岩台地的被淹沒（劉寶珺等，1993）。這一時期不僅在斜坡（湘西北九溪一帶）及盆地相區（如湘中新化等地）均出現了較典型的類復理石式濁積岩（湖南區調隊，1986），而且在台地內部相區的峽東一帶，也出現了碳酸鹽角礫岩等重力流堆積（雷卞軍等，1996），可能就是這種應力背景狀態的一個突出表現。
（2）大灣—牯牛潭期：屬於弱沉降階段，沉降速率范圍降低為1.9～7.3m/Ma，總體上遠遠小於前一階段的幅度，但順序有所變化，為九溪＞響濤園＞黃花場＞熱市。其中前兩者的速率十分接近，不過，響濤園的沉降幅度卻超過了前期。而後兩者的幅度比前期減少了許多。反映出上揚子地台及其邊緣的熱沉降拉伸或裂谷狀態，比前期減弱了許多，並可能有某種調整。因而在其末期導致了上揚子地台及其邊緣整體露出海平面，並遭受到不同程度的剝蝕（汪嘯風等，1996）。
（3）廟坡—臨湘期：屬於極弱沉降階段。沉降速率均變得非常低，為0.7～1.2m/Ma，四個地區很相似，僅九溪剖面稍稍小些。反映出研究區總體上可能處於構造沉降甚小、整體較為穩定的均衡狀態，並很可能在早期出現了較快、較大幅度的海平面上升，造成了缺氧事件，從而使其代表性產物－黑色筆石頁岩，幾乎遍布原來各個相區（湖南區調隊，1986；曾慶鑾等，1987）。後期雖有改觀，但總體仍遠離物源區——不管是碎屑岩濱岸，還是碳酸鹽台地，屬於一種相對穩定、還原的沉積環境，因而有利於較為均一、厚度不大的瘤狀泥灰岩、具收縮紋泥灰岩的形成（陳旭等，1986）。並在末期有可能逐漸暴露或接近暴露，因而一些地點出現了白雲岩等（劉永耀等，1984）。
（4）五峰期：總體屬於弱沉降階段，但各地差異較大。沉降速率范圍可從2m/Ma增至12m/Ma。其中，熱市一帶因後期剝蝕缺失而難以估算，余者的順序為九溪＞響濤園＞黃花場。反映該區可能又出現了新的熱沉降拉伸，如湘中桃江—安化一帶發育了近源濁積岩（徐熊飛，1980）。末期則因出現了擠壓狀態（劉寶珺等，1993），造成了以熱市一帶為代表的湘鄂黔交界地區局部隆升成陸，並遭受剝蝕（穆恩之，1954；湖南區調隊，1986）。
② 區域環境地質背景
4.1.1氣象特徵
黃河三角洲地區屬暖溫帶季風氣候區，具大陸性氣候特點，四季分明。春季回暖快，降水少；夏季氣溫高，天氣濕熱，降水集中；秋季氣溫急降，雨量驟減，旱多於澇；冬季乾冷，雨雪少。
區內1956～1998年平均降水量537.3mm（見表4-1），降水量在時空分布上極不均勻。在地域上，從南向北遞減。在時間上，年內主要集中在汛期，特別是7、8月；年際變化大，豐、枯水期交替出現，最大年降水量為最小年降水量的2.88倍；年均水面蒸發強度1194.2mm，夏、春季較大，佔全年的70%；蒸降比2.2:1。
表4-1東營市各區縣不同保證率降水量表單位：mm
4.1.2地層與岩性
油氣聚集區位於華北地台區濟陽坳陷的東北部，是中、新生代的一個沉降區，沉降幅度達1.2萬m，中生代以前的地層及構造為數千米的新生界所覆蓋。
華北坳陷的結晶基底為太古界變質岩類，下古生界寒武、奧陶系為一套以碳酸鹽為主的海相沉積；中生界侏羅、白堊系為一套巨厚的碎屑岩、火山岩系；新生界為濱海湖相—河流相沉積，沉積厚度達7000m。第三系是一套巨厚的含油、鹽泥沙岩建造，劃分為下第三系和上第三系。下第三系由老到新分為孔店組、沙河街組和東營組，其中沙河街組是勝利油田的高產油層；上第三系自下而上分為館陶組和明化鎮組，厚達千米。第四系平原組，厚200～400m，覆蓋於明化鎮組之上。
下更新統（Q1）：厚85～175m，埋深250～400m。以粉質粘土為主，夾粉土及粉細砂、細砂，顏色多為棕黃、棕紅、灰綠等色，結構緻密，壓裂面發育，富含鈣質結核。
中更新統（Q2）：厚65～102m，埋深90～200m，全區有兩次海侵。以粉質粘土為主，夾粉土、粉砂及粉細砂，顏色多為灰黃、棕黃色，含鈣質結核，少見壓裂面。
上更新統（Q3）：厚40～50m，層底埋深80～100m，區內有兩次海侵。岩性以粉質粘土為主，夾粉土、粉細砂，顏色多為灰黃、土黃色，夾淤泥質薄層。
全新統（Q4）：厚10～32m，區內有一次海侵。上部為土黃、灰黃色粉土，粉質粘土；中部多為灰黑色淤泥質土或淤泥；下部以粉細砂為主。結構鬆散，含鈣質結核，具鐵質浸染。
4.1.3構造與地震
地質構造的基本形式為中新生代以來周邊被深斷裂圍限的負向地質構造單元。在平原內部受若干基底斷裂、深斷裂的分割，這些大型基底斷裂嚴格控制著次級（Ⅲ）構造單元的分布和排列形式，呈現北東方向張開，南西方向收斂，具旋鈕構造的特點。中生代末至早第三紀初次級構造單元的隆起、坳陷內部又被次級斷裂分成凸起、凹陷更小的Ⅳ級構造單元。晚期北西向斷裂活動，使它們普遍遭受改造。區內基底構造及地震烈度見圖4-1，區內構造單元見表4-2。
區內斷裂以北東、北東東向為主，次為北北西及北西向。各斷裂徑跡測量均具活動顯示，其主要斷裂自北而南有：
（1）埕子口斷裂：走向由北東轉為近東西向，基底斷差達500m，傾向南至南東。嚴格控制下第三系沉積於斷裂傾側。
表4-2黃河三角洲構造單元劃分
（2）義南斷裂：走向北東，傾向東南，下部切入基底，為車鎮凹陷與沾化凹陷的分界斷裂。
（3）孤北斷裂：走向北東，至近東西向，傾向北至北西，斷距從東到西，由小變大（45～200m），控制下第三系沉積於斷裂傾側。
（4）陳南斷裂和勝北斷裂：為陳家莊凸起與東營凹陷的分界斷裂，近東西向分布。二者在淺部表現為分開的兩條斷裂，在深部則合二為一，兩斷裂一致南傾，傾角60°～70°，
圖4-1基底構造及地震烈度示意圖落差大於300m，控制下第三系沉積於傾側。
（5）東營斷裂：呈近東西向分布於東營凹陷內，為新生代以來形成的淺層斷裂。
（6）昌樂—廣饒斷裂：為益都—無棣斷裂的分支，走向北西，傾向北東，切割了廣饒—齊河斷裂，控制著第三系的沉積。
該區位於華北地震區內，周圍都是強震區。據歷史記載：自公元692年以來，區內共感受地震54次，其中在區內發生的地震14次，遭受烈度Ⅶ度影響已達3次：1668年7月25日郯城莒縣8.5級地震時，「利津房屋多傾倒」，烈度達Ⅶ度；1888年6月13日渤海7.5級地震時利津「房屋倒塌甚多」；1969年7月18日渤海7.4級地震時，墾利、利津、沾化三縣遭受較重震害，「孤島出現長約1km，寬0.3～0.4m的地裂縫，北端下沉30cm」，墾利縣的左家莊、建林、新安、黃河農場地裂多處，冒水涌砂，房屋倒塌。1976年7月28日，唐山7.8級地震時，沾化、利津出現裂度異常區：利津縣黃河大壩裂縫兩處，冒水涌砂100餘處，沾化縣倒塌房屋560間，出現多處地裂縫及噴水冒砂點。綜上所述，該區地震實際破壞已達Ⅶ度強。
根據地震活動時間分布特徵及100年內破壞性地震的缺震統計和歷史上地震烈度影響的分析，區內未來100年內主要面臨Ⅶ度強震一次，鑒於區內歷史上很少有地震發生，地震破壞的主要危險來自區外的強震。預測渤海區未來百年內將有高達6.5級的晚期強餘震的發生；安丘—益都區未來100年內發生中強震（6～6.5級），震中烈度Ⅶ度的可能性最大：濱縣—博興區未來百年內將有5.56級（震中烈度為Ⅶ～Ⅷ度）的地震發生。區內的陳南斷裂、勝北斷裂新的活動相對突出，在該區范圍內具有發生5級左右（度）地震的背景。
根據1977年出版的「山東省烈度區劃圖」編制的區內地震綜合烈度圖，將區內地震烈度定為：五號樁—樁西地區為Ⅷ度；河口、墾利、東營、利津均為Ⅶ度；博興—濱縣定為Ⅷ度；沾化為Ⅵ度。
③ 地質背景分區
本研究區范圍包括安徽、江蘇、浙江、江西、福建、廣東、台灣等省。對湖南、湖北、廣西的小部分地區論及較少。就區域構造單元而言，屬於揚子和華夏兩大陸塊，確切劃分該兩大陸塊的界線及范圍就目前研究程度而言是相當困難的工作。我們傾向於以江山-紹興、廣豐-萍鄉大斷裂為界，北側為揚子陸塊南界，南側為華夏陸塊北界。華夏陸塊西部以萍鄉-茶陵-郴州及連山-梧州-博白-合浦斷裂與揚子陸塊為界，北段沿武功山、萬洋山、諸廣山西緣，南段以雲開大山西緣為界。如以前寒武紀基底出露為標志，以鷹潭-石城-定南斷裂為界，代表了武夷區的西界，西側南嶺—雲開區為加里東期增生的陸殼，仍屬於華夏陸塊的范圍。
華夏陸塊西緣南段界線在雲開大山與欽州—防城一線，欽防海槽於印支期關閉，沿連縣-梧州-博白斷裂帶有超基性岩、中基性岩侵入，S型碰撞花崗岩發育。華夏陸塊南界為海南島南部九所-陵司斷裂，南海西沙群島西永一井混合岩Rb-Sr等時線年齡為1465Ma，是由前寒武紀變質岩組成的，這樣華夏陸塊的南界可向南進入南海。
華夏陸塊（包括揚子陸塊）的東界，大致相當於歐亞大陸東部邊緣界線，根據目前資料，戴雲山為一古老變質基底的隆起，近年來在東海大陸架變質岩、台灣太魯閣花崗岩、朝鮮半島東南部的片麻岩、日本飛
根據本研究區基底源岩時代、源岩建造、變質相、變質雜岩的岩石組合等特徵，重要邊界斷裂的性質，花崗岩中長石鉛同位素所反映的基底岩石地球化學特徵，岩漿岩系列和組合的差異以及成礦元素的組合特徵，以重要斷裂為邊界將本研究區劃分4個岩漿岩區帶（圖4-1），屬揚子陸塊的有中下揚子區帶（A區）、滁縣太湖區（B）和南揚子區帶（C區），屬華夏陸塊的有武夷區帶（E區）、浙閩粵濱海區帶（D區）和贛南區（F）。A區與C區以江陰-常州-九江-岳陽斷裂為界，D區與E區以麗水-政和-大浦斷裂為界，E區的西界為鷹潭-石城-定南-廣州斷裂。
圖4-1中國東南部岩漿岩組合分區簡圖
斷裂帶編號：1—郯廬斷裂帶；2—確山-肥東斷裂；3—信陽-舒城-桐柏斷裂；4—襄樊-隨縣-廣濟-宿松斷裂；5—嘉山-響水斷裂；60—江陰-常州-宣城-石台-九江-岳陽斷裂；7—江山-萍鄉-茶陵-郴州及連山-梧州-靈山-博白-合浦斷裂；8—鷹潭-石城-定南-廣州斷裂；9—政和-大浦-麗水斷裂；10—長樂-南澳斷裂；11—海岸山脈斷裂；A、B…為岩區代號
④ 地質構造背景
按照傳統地質觀點，烏克蘭的大部分地區屬東歐地台西南部，僅西南部東喀爾巴阡山地一隅和南端克里木半島一帶為阿爾卑斯地槽褶皺帶（圖13－1）。
圖13－1 烏克蘭大地構造示意圖（引自劉燕平，1997）
地台區可劃分出烏克蘭地盾和一系列台坪、台向斜構造。烏克蘭結晶地盾位於烏克蘭中部，作北西、南東向展布，在構造上屬於東歐地台渦狀地質構造系的一段。烏克蘭地盾的主要構造是北西向中央變質帶，由高壓外部弧狀帶和低壓內部帶組成。該地盾由太古宙和古元古代強烈錯斷的變質侵入建造和交代建造組成。主要產出鐵、鈦、鎳礦床。
烏克蘭地盾西面是沃倫－波多爾台坪，系克拉通邊緣坳陷區，前寒武紀結晶基底沉降深度達3千米。區內發育火山作用，與基性火山作用有關的次火山構造中產有金剛石、銅、鎳、鉛、鋅、金、銀、汞等礦產，而與古生代、中生代和新生代沉積岩有關的礦產主要是褐煤、硫、石膏、磷塊岩等。
第聶伯－頓涅茨次向斜位於烏克蘭地盾的東北面，亦呈北西向展布。該次向斜軸部的前寒武紀基底沉降深度達6～15千米，被古生代和中生代巨厚沉積岩系所充填。該盆地的東南部為頓涅茨褶皺構造（頓涅茨硬煤盆地），基底產出深度竟達18～20千米。在該構造發育演變過程中，長期多次形成煤聚集。第聶伯－頓涅茨次向斜產出油氣、岩鹽、石膏等礦床，而硬煤、汞、螢石等礦產與頓涅茨褶皺構造有關。
烏克蘭地盾的南面是濱黑海台坪，再往南是亞速海－黑海最新地向斜。後者與阿爾卑斯地槽褶皺帶相接，是地台沉陷的南部邊緣，中生代沉積層厚達4～5千米，其中產有錳、褐煤、鋁土礦和多金屬礦化。
克里木褶皺區位於烏克蘭最南部，為大型地塹隆起，其南部沉降已低於黑海海平面。褶皺區由強烈錯斷的三疊－侏羅紀復理石沉積層和較平緩產出的晚侏羅世碳酸鹽岩層、砂泥質白堊紀地層、古近紀和新近紀地層組成。區內有鐵礦、各種鹽類和熔劑灰岩產出。
位於烏克蘭西南邊區的喀爾巴阡坳陷，屬阿爾卑斯褶皺區，可細分為前喀爾巴阡邊緣坳陷（具有含硫、含油氣的沉積岩）、喀爾巴阡褶皺區和具有火山沉積建造的外喀爾巴阡坳陷（產有岩鹽、沸石、重晶石、明礬石、汞和多金屬礦化）。
⑤ 地質背景
一、區域地質背景
西加拿大盆地是一個NW－SE走向的古生代克拉通邊緣盆地，東邊以加拿大地盾為界，西邊以加拿大西部造山帶為界，北部延伸到西北特區進入北極圈，南面直達美國蒙大拿州與威利斯頓盆地匯合(圖6－2)。
西加拿大盆地的地層分布反映了其構造發育的兩個重要階段:①中泥盆世－中侏羅世的裂谷－漂移階段;②晚侏羅世－始新世的前陸盆地發育時期。盆地的基底為元古宙火成岩和變質岩以及下古生界殘余沉積物。下古生界地層在艾伯塔不是重要的油氣勘探目的層，但在威利斯頓盆地由於地層發育較全而含有豐富的油氣資源。
早－中泥盆世的拉張事件形成了西加拿大盆地的雛形，即NE—SW向的板內裂谷體系(Elk Point Rift)，具有特徵的裂陷期、以陸相紅層和蒸發岩為主、分布范圍有限的地層層系。盆地基底隆起如西艾伯塔洋脊(West Alberta Ridge)、塔斯里納隆起(TathlinaHigh)、和平河穹隆(Peace River Arch)以及規模巨大的碳酸鹽岩生物障壁礁復合體(Presquile Barrier)，形成相對封閉的沉積體系，僅在西北部有點礁發育(圖6－2)。在經歷了區域性不整合之後，盆地中的地層發育經歷了四個完整的碳酸鹽岩/泥岩沉積旋迴，即形成了Beaverhill Lake、Woodbend、Winterburn和Wabamun群(圖6－3)。在這個裂谷充填階段，盆地基底隆起逐漸被超覆，進而演化為被動大陸邊緣的開闊海相環境。在經歷泥盆紀末期沉積間斷之後，密西西比亞紀早期發生了大規模的海侵，以碳酸鹽岩沉積為主，形成一系列向西推進的碳酸鹽岩堤壩。在晚密西西比世—二疊紀時期，和平河穹隆古隆起瓦解，在碳酸鹽岩為主的大陸邊緣形成了一系列碎屑岩沉積。三疊系—侏羅系地層以碎屑岩沉積為主，並且存在剝蝕性不整合接觸。上侏羅統及其上覆地層主要為前陸盆地沉積。由於西加拿大造山帶的形成，沉積物主要分布在一個NW—SE向的海槽之中，西北部與海相通。伴隨著哥倫比亞和拉拉米運動，盆地中形成了五套粗碎屑岩沉積。盆地在始新世達到最大埋藏後抬升回返，海退方向為西北部北極圈的麥肯齊三角洲—碧福海。
圖6－10 落基山前Juri溪泥盆系最頂部至密西西比亞系Exshaw組烴源岩標准剖面
⑥ 地質構造背景是什麼意思包括哪些方面的內容
比工作區范圍更大一級的區域范圍。地層，褶皺，斷層，地球化學，地球物理等。類似於縣的背景是市，市的背景是省。
⑦ 環境地質背景
一、環境地質背景概況
湖南省地跨兩個不同的大地構造分區，全省以雪峰山脈為界，西北部為揚子地台的一部分，東南部為華南准地台的一部分。東南部華南准地台在活化的過程中，遭受褶皺、斷裂和差異升降運動，中生代的岩漿活動強烈。西部揚子地台在構造運動中，以水平擠壓為主，褶皺強烈，伴生斷裂，但岩漿活動極不強烈。大地構造的這種分異活動，使湖南省西北部與東南部地區在地層、古地理環境、構造格局、成礦條件、地質環境等諸多方面形成明顯的差異。
湖南三大岩系（沉積岩、岩漿岩、變質岩）發育，中元古代及以後的地層出露齊全，層序完整，出露良好，橫向變化明顯，地層分布約佔全省面積的91.7%；中、酸性岩漿活動強烈，岩漿岩出露面積15744km2，佔全省總面積的8.3%，主要分布於雪峰構造帶以東的華南褶皺帶和湘東北地區。岩漿活動與省內有色金屬、稀土等礦產資源關系密切，特別是燕山期酸性岩漿岩對鎢、錫、鉬、鉍、鉛鋅等有色金屬礦產控制明顯。地史上各期大的構造運動在湖南均表現明顯，兩組深切斷裂帶發育，一組呈北東向或北東東向深斷裂帶橫貫全省；另一組是北北西和北北東近南北向的斷裂帶或深斷裂帶縱貫湘中和湘南地區。地質構造復雜，區域地球化學條件良好，給外生礦床和內生礦床的生成提供了必要的條件。
湖南受到三個地質成礦構造單元的控制：一為八面山褶皺區，地處湘西土家族苗族自治州和常德地區的西北部，區內地殼運動比較緩和，岩漿活動微弱，沉積作用普遍發育，主要礦產有磷、錳、鐵、煤、汞、砷、鉛、鋅等；二為雪峰山隆起區，由湘、桂、黔邊境伸向東北經洞庭湖盆地東延出省，區內地層出露單一，岩漿活動較弱，僅在東北端局部地區有較強的岩漿活動。區內主要礦產有磷、岩鹽、芒硝、石膏、螢石、金剛石砂礦、鎢、銻、金、鉛、鋅、銅等；三為湘中、湘東南褶皺區，古生代海相碳酸鹽沉積發育，岩漿活動極為頻繁、多次侵入，形成了許多大小不等的復式岩體或同期的多次侵入體，造成了岩漿成礦作用的多期性和礦化作用的多樣性，構成了湘中、湘東南兩個大的成礦帶，是湖南礦產資源高度富集地區。內生礦產有鉛、鋅、銅、鎢、錫、鉬、鉍、銻、金及分散元素礦產；外生礦產有煤、鐵、石墨、高嶺土、石膏、岩鹽、芒硝、耐火黏土及工業用的石灰岩。
二、環境地質背景分區
根據地質構造、地貌、岩土體工程地質條件、地殼穩定性程度以及地質災害易發程度，全省分為6個地質環境區和16個亞區（圖1-1）。
（一）湘西北地質環境區（Ⅰ）
本區又稱湘西北岩溶山原褶皺隆起以山地崩滑流地質災害為主的地質環境區。該區地貌上位於雲貴高原的東部邊緣，具明顯的山緣地貌景觀，海拔一般600～200m，最高為2099m，切割深500～1500m；澧水中、上游流經本區，河谷多呈「V」形，新構造運動明顯上升；碳酸鹽岩區岩溶地貌發育顯著。區內發育巨大斷裂及箱狀褶皺，屬較穩定地塊，地震最高6.1級。地質災害以岩溶塌陷、滑坡、崩塌、泥石流及水土流失為主，屬地質災害中易發區。該區又劃分為龍山—石門碳酸鹽岩與碎屑岩相的中低山地質環境亞區（Ⅰ1）與慈利—鳳凰以碳酸鹽岩為主的中低山地質環境亞區（Ⅰ2）。
（二）湘西地質環境區（Ⅱ）
本區又稱湘西斷褶隆起山地以崩滑流及地面岩溶塌陷地質災害為主的地質環境區。雪峰山區以中山地形為主，其西南為中低山地形，北部為中低山、低山及丘陵地形；該區水系發育，河谷多呈「V」形；構造較復雜，由沅陵—芷江坳陷帶和雪峰斷褶帶組成，挽近時期明顯隆升，活動性斷裂發育；歷史上地震最高5級。湘西地質環境區為崩、滑、流與地面岩溶塌陷地質災害的高—中易發區，按地貌與岩組類別的不同，可劃分為四個亞區。
1）麻陽—桃源紅層低山丘陵地質環境亞區（Ⅱ1）：主要環境地質問題為紅層易風化、軟弱夾層多，易發生崩塌、滑坡與水土流失地質災害。
2）桃江—馬底驛以淺變質岩為主的低山丘陵地質環境亞區（Ⅱ2）：主要環境地質問題為含軟弱夾層、邊坡不穩，易發生崩塌、滑坡、泥石流地質災害。
3）安化—懷化以碳酸鹽岩和淺變質岩為主的低山丘陵地質環境亞區（Ⅱ3）：主要環境地質問題為岩溶塌陷與邊坡不穩，含軟弱夾層，易產生崩塌、滑坡、泥石流，屬地質災害高易發區。
4）黔陽—通道淺變質岩和岩漿岩的中低山地質環境亞區（Ⅱ4）：主要地質環境問題為斜坡變形和地下水具侵蝕性。
（三）湘北地質環境區（Ⅲ）
本區又稱湘北斷陷盆地沖積平原較不穩定地質環境區。洞庭湖沖湖積平原其東、南、西三面為丘陵低山，中東部區域地勢低平，洞庭湖坳陷仍處在不均衡沉降中，發育較多活動性斷裂。該區域可劃分為：
1）澧縣—沅江軟土沖湖積平原地質環境亞區（Ⅲ1）：地殼較不穩定，歷史最高地震6.5級，烈度最高Ⅶ～Ⅷ度。
2）臨澧—益陽—岳陽崗狀沖積平原地質環境亞區（Ⅲ2）：地殼較不穩定，工程地質條件差。
圖1-1 湖南省地質環境分區略圖
（四）湘中地質環境區（Ⅳ）
本區又稱湘中褶斷岩溶丘陵盆地以地面塌陷及崩滑地質災害為主的地質環境區。區內大部分為丘陵盆地，局部中低山，水系發育，挽近時期活動性斷裂發育，歷史地震最高5.5級，沿斷裂帶有溫泉出露。本區可分為：
1）漣源—零陵（永州）以碳酸鹽岩為主的低山丘陵盆地地質環境亞區（Ⅳ1）：除岩溶塌陷、部分水土流失嚴重外，突出的是人為礦山地質災害，如采空塌陷、突水突泥、煤與瓦斯突出，以及過量抽取地下水引發的大面積地面塌陷等地質災害和水、土環境破壞。
2）寧鄉—湘鄉以岩漿岩和碳酸鹽岩為主的丘陵地質環境亞區（Ⅳ2）：地質環境以岩溶塌陷滲漏、岩漿岩風化帶、水土流失為主，屬崩塌、滑坡、泥石流地質災害中易發區。
（五）湘東地質環境區（Ⅴ）
本區又稱湘東褶斷坳陷丘陵山地以崩滑流地質災害為主的地質環境區。區內中部及南部為丘陵盆地，東北為低山丘陵，邊界為中低山區；挽近時期活動性斷裂發育，規模巨大，歷史地震最高5.5級；岩組成分復雜。本區可分為兩個亞區：
1）臨湘—瀏陽以淺變質岩和岩漿岩為主的低山丘陵地質環境亞區（Ⅴ1）：主要環境地質問題為岩組中多軟弱夾層、膏鹽夾層、水土流失等。除平江縣中部、瀏陽市西部為地質災害低易發區外，其餘地區為崩、滑、流地質災害高易發區。
2）長沙—永興以紅層為主的丘陵盆地地質環境亞區（Ⅴ2）：環境地質問題為軟弱夾層、膏鹽夾層、軟土及脹縮土、岩溶塌陷、水土流失，屬地質災害低—中易發區。
（六）湘東南地質環境區（Ⅵ）
本區又稱湘東南褶斷隆起岩溶山地丘陵以崩滑流及地面塌陷地質災害為主的地質環境區（Ⅵ）。區內多山地及丘陵盆地，岩溶發育強烈，構造復雜，大型挽近時期活動性斷裂發育。環境地質問題以岩溶塌陷、邊坡不穩為主，屬崩、滑、流地質災害高易發區，且礦山開采誘發的突水、突泥、采空塌陷、水環境與土石環境破壞嚴重。本區可分為：
1）大義山—陽明山以淺變質岩為主的低山丘陵地質環境亞區（Ⅵ1）；
2）桂陽—江永以碳酸鹽岩為主的丘陵盆地地質環境亞區（Ⅵ2）；
3）桂東—汝城以岩漿岩淺變質岩為主的中低山地質環境亞區（Ⅵ3）；
4）九嶷山以淺變質岩和岩漿岩為主的中低山地質環境亞區（Ⅵ4）。
⑧ 區域地質背景
區內地層從太古宇至中、新生界出露齊全,海陸相兼具。主造山期前以海相沉積地層為主,火山作用強烈,各類火山岩發育。主造山期以後,主要為陸相地層。
太古宇—古元古界主要分布於小秦嶺、北秦嶺、勉-略-寧地區及湘河、佛坪、漢南地區。
中、新元古界主要由活動型火山-沉積建造、穩定型陸源碎屑-碳酸鹽岩建造組成。活動型火山-沉積建造主體屬大陸裂谷,局部發育為局限小洋盆及古火山島弧環境,主要由三花石岩群、寬坪岩群、碧口岩群、熊耳岩群、西鄉岩群和耀嶺河岩組等地層單位組成; 穩定型陸源碎屑-碳酸鹽岩建造主要分布於南秦嶺、大巴山揚子板塊,屬震旦紀穩定蓋層沉積,包括南沱組、陡山沱組、燈影組。
下古生界主要由丹鳳岩群、二郎坪群、草灘溝群和志留系組成。丹鳳岩群分布於商丹結合帶,以變中基性火山岩為主,具類蛇綠岩套特點,主體屬古火山島弧環境產物,屬該帶銅、金礦產的含礦岩系。二郎坪群分布於商-丹帶以北的北秦嶺眉縣—戶縣—商縣一帶,由下而上,由細碧角斑質岩-陸源碎屑岩-碳酸鹽岩沉積組成,反映裂陷盆地從活動型向穩定型轉化。其中火山岩系具類蛇綠岩套特點,是多金屬礦含礦岩系。志留系包括大貴坪組、梅子埡組、水洞溝岩組及白龍江群,主要分布於徽縣—石泉—安康—旬陽一帶。
上古生界泥盆系主要分布於南秦嶺北帶的山陽—柞水一帶及南秦嶺南帶的鳳縣—鎮安—旬陽一帶。南、北兩帶因沉積環境的差異,地層單位劃分及岩石組合不盡相同。北帶(柞水—山陽地區)泥盆系位於商丹對接帶以南、鳳鎮-山陽斷裂以北,主要出露中泥盆統牛耳川組、池溝組、青石埡組及上泥盆統桐峪寺組,總體以陸源細碎屑岩為主,屬半深水—深水陸緣斜坡—外陸棚沉積建造,且有顆粒流沉積特徵。其中,牛耳川組局部夾磁鐵礦和黃鐵礦層;青石埡組中部局部夾菱鐵礦、多金屬礦層,是Ag、Pb、Zn、Fe的重要含礦岩系; 桐峪寺組屬周至馬鞍橋金礦的含礦岩系。南帶(鳳縣-旬陽)泥盆系位於太白磨房溝—柞水—山陽一線(鳳鎮-山陽斷裂)以南的鳳縣、太白、鎮安、旬陽廣大地區,泥盆系出露完整,總體屬海相陸源碎屑-碳酸鹽岩建造,自下而上包括西岔河組、公館組、石家溝組、大楓溝組、古道嶺組、星紅鋪組、鐵山組和九里坪組8個岩石地層單位。其中,西岔河組局部夾含銅、銀、金砂礫岩或砂岩,上部為板岩及碳酸鹽岩,在山陽古墓溝、銀廠溝一帶,屬砂岩型銅礦的含礦層位; 公館組以白雲岩及白雲質灰岩為主,是公館-青銅溝特大型汞、銻礦的容礦地層; 古道嶺組以生物礁灰岩為特徵,在鳳-太礦集區,古道嶺組頂部與星紅鋪組接觸部位是鉛鋅、銅礦的重要含礦層位; 鐵山組以碎屑岩層間碳酸鹽岩為特徵,在鎮旬礦集區是鉛、鋅、黃鐵礦的含礦層位。石炭系—二疊系主要出露於南秦嶺的鎮安-山陽-旬陽的北部及漢南西鄉、鎮巴等地,以海相碳酸鹽岩建造為主,僅柞水紅岩寺、周至板房子等地的二峪河組具含煤建造,屬濱海—潮坪相,具由海相轉化為陸相的沉積特點。
中生界主要分布於西鄉-鎮巴揚子板塊東部。其中,早、中三疊世均為海相沉積,晚三疊世中晚期轉為陸相沉積;侏羅系—白堊系主要為內陸湖盆沉積,次為山間斷陷沉積。
秦嶺造山帶在不同時期、以不同方式發生變形和相應變質,形成不對稱扇狀強烈應變的變形變質帶。總體上,秦嶺造山帶的變質作用分為區域動力熱流變質作用、區域動力變質作用、埋深變質作用及斷陷變質作用。各類變質作用為金屬成礦作用提供了重要的動熱-流體條件。
區域動力熱流變質作用分布范圍廣泛,遍及整個陝西秦嶺地區。受變質地層自太古宇至三疊系,包含了各種火山建造、火山沉積建造及陸源沉積建造。變質相從低綠片岩相到麻粒岩相。在區域動力熱流變質作用影響下,形成變質熱液(含混合岩化熱液)礦床、變成礦床。原有的受變質礦床也得到進一步改造、富集。區內重要的變質礦床均與這一變質作用類型有關,總體上,變質作用對該區金屬成礦作用有一定的貢獻。
區域動力變質作用主要發育於南秦嶺造山帶與華南板塊過渡帶。受變質地層主要為下古生界泥質細碎屑建造和碳酸鹽岩建造,其次有新元古界火山-沉積建造(鄖西群、西鄉群)。該變質作用以構造應力為主,熱流作用不明顯。在定向壓力作用下變質岩石以面型構造發育為特點,變質程度最高達低綠片岩相。在此種變質作用影響下,原含礦地質體或原岩經變質作用改造,有用組分相對富集(如火山沉積赤鐵礦),或使原岩結構構造發生變化而形成有用礦產,如泥質碎屑岩變為瓦板岩等。
埋深變質作用和斷陷變質作用分布范圍更窄,僅分布於局部地段,與其有關的變質成礦作用與區域動力變質作用十分類似。
秦嶺造山帶區域構造-岩漿活動頻繁,構造線多呈EW向展布,局部亦有NWW向及NEE向構造。區域內岩漿活動往往與構造活動在時間上緊密相隨,岩漿岩從超基性—基性、中酸性—酸性均有出露,時代跨度亦較大。構造、流體及岩相與金屬礦產的形成、就位關系密切。帶內火山岩自太古宙至新近紀均有發育,岩性以中酸性岩和基性岩為主,形成環境以海相為主。秦嶺海相火山岩在時間上主要形成於前寒武紀和早古生代,多與沉積岩共生或伴生,並組成火山-沉積岩系; 在空間上,則主要形成於沉降階段的活動構造帶。中生代陸相火山岩特別是次火山岩與成礦關系比較密切(王平安等,1998)。區內從太古宙至燕山期均有岩漿侵入活動,侵入岩按照時代和岩性統計,以中生代的中酸性岩類最為發育。尤其是不同時期、不同成因、不同類型的花崗岩類十分發育,分布面積達4萬多平方千米(盧欣祥,1999),其形成和秦嶺造山帶的構造演化密切相關,更具有其特定的成礦作用。
⑨ 地理地質背景
瀘西小江流域位於滇東岩溶區，東經103°′～104°05′，北緯24°10′～24°45′，屬南盤江水系一級支流。主體為紅河哈尼族彝族自治州瀘西縣轄區。流域總面積1009.28km2，岩溶面積佔75.2%。流域中上游為橢圓形的瀘西岩溶盆地，長軸呈北東向延伸，盆底沉積平壩區海拔1700m左右，面積78.1km2，地形較平坦；盆地周圍裸露型岩溶中山區海拔1800～2459m，各種岩溶形態發育齊全；盆地以南流域下游的小江河谷，為流域的排泄基準，最低點海拔820m，橫剖面呈「V」形，切割深度500～1639m。
該區屬亞熱帶高原季風氣候，氣候溫和、雨量適中，枯、雨季分明。山區、壩區氣候差異較大。區內多年平均氣溫15.2℃，最高氣溫36.1℃，最低氣溫-4.3℃。多年平均降水量966.8mm，最大1251.5mm，降水量80%以上集中於6～10月。水面蒸發量多年平均值在 1204.1～1279.3mm之間。小江全長 97.5km，落差 1001m，流量0.52～39.83m3/s，年平均流量5.44m3/s。
流域內森林面積269.38km2，覆蓋率為26.69%。石漠化總面積211.75km2，占流域面積的20.98%，主要分布於瀘西盆地周圍和小江河谷裸露型岩溶山區。
流域內共有人口20.04萬人，其中農業人口17.43萬人，占總人口的86.98%。2003年國內生產總值(GDP)50791.72萬元，其中農業產值占總產值的68.02%，人均佔有糧食391kg，農民人均純收入1426元，處於岩溶高中山區的三塘鄉人均純收僅688元。耕地總面積70.76萬畝，其中水田9.81萬畝，旱地60.95萬畝，人均佔有耕地3.53畝。目前缺水人口5.17萬人，缺水耕地39.22萬畝。
流域內分布有古生界、中生界、新生界等地層，出露地層以中生界三疊系為主，局部地段分布古生界二疊系、新生界古近系。壩區、河谷區及山間窪地內分布有新生界第四系紅粘土、砂質粘土、砂土及碎石土，一般厚度0～30m。古生界僅出露二疊系中統宣威組(P2x)泥岩、砂頁岩、粉砂岩，厚度57～250m。中生界三疊系：下統飛仙關組(T1f)為砂泥岩、永寧鎮組(T1y)為薄層灰岩夾砂泥岩，厚度分別為517m、401m；中統個舊組(T2g)、法郎組(T2f)以灰岩、白雲岩為主夾少量薄層泥質灰岩、砂泥岩，厚度分別為2853m、104m；上統鳥格組(T3n)、火把沖組(T3h)為砂泥岩，厚度分別為314m、313m。新生界古近系始新統路美邑組(E2l)主要為砂岩、礫岩，厚度1714m。流域內地層以個舊組(T2g)和火把沖組(T3h)分布最廣(圖3-1)。
圖3-1 瀘西小江流域地質圖
1—正斷層；2—推測正斷層；3—逆斷層；4—平移斷層；5—實測及推測性質不明斷層；6—地層界線；7—不整合地層界線；8—背斜；9—向斜；10—地層代號；11—流域邊界
小江流域屬華南褶皺系滇東南褶皺帶，經歷過多期構造運動，形成構造線以北東向為主的不同類別和性質的斷層、褶皺。斷層是小江流域內的主要構造類型，以北東向為主，規模較大；其次為近南北向的斷層，規模較小，多切斷前期斷層。斷層傾角較陡，一般50°～80°左右。雨龍斷層為流域內主幹斷層，斷面傾向南東，為一正斷層。流域內褶皺具有背斜舒緩、向斜緊密的特點，主要有白水向斜和楊梅山背斜。因受斷層切割，褶皺多不完整。構造控制了小江流域的地貌格局，瀘西盆地的形成受構造活動的制約，長軸方向與構造線走向一致。通常沿斷層走向發育串珠狀的窪地、落水洞及溶洞等。
⑩ 區域農業地質背景的主要內容包括哪些
熱量 日照 水源/灌溉條件 地形 土壤 市場