區域地質背景有哪些內容

Ⅰ 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。

Ⅱ 　區域地質背景

1.1.1塔里木盆地的大地構造位置

自70年代初，我國一些地質學者開始應用板塊構造理論探索塔里木、天山、昆侖山大地構造演化規律以來，獲得了許多有重要意義的認識。

塔里木板塊是新元古代固結的大陸板塊，北以哈里克套南坡—巴侖台—庫米什深大斷裂與伊犁—伊塞克湖板塊分界；東北以吐魯番—哈密大斷裂與准噶爾—哈薩克板塊相接；南以康西瓦—木孜塔格北坡大斷裂與羌塘板塊為界。在古生代，塔里木板塊與周圍相鄰的板塊皆以大洋相隔，板塊活動邊緣的俯沖帶，發生洋殼俯沖、消減、碰撞或造山，使大陸不斷增生，洋殼隨之消亡，從而形成較大的陸殼板塊。

塔里木板塊的穩定地殼部分稱為塔里木地塊，是中國西部大陸起核心作用的主要地塊，最後固結於700—800Ma前。塔里木地塊北為天山褶皺系，南為昆侖褶皺系，東鄰祁連褶皺系，隨著地塊邊緣的庫魯克塔格、柯坪、阿爾金和鐵克里克的先後隆起，中間地區被動下沉，自晚二疊世後，逐漸演化成為塔里木盆地，見圖1—1。

圖1—1塔里木盆地區域構造位置圖（據新疆石油管理局資料）

1.斷層；2.盆地；3.城鎮

1.1.2地層發育及展布特點

塔里木盆地北部地層發育齊全，露頭和鑽井資料表明，前震旦系為淺變質的結晶基底。震旦系—古生界可劃分為兩個大的海進、海退沉積旋迴：下旋迴為震旦系—泥盆系，以海相碳酸鹽岩為主，往上過渡為碎屑岩和泥質岩；上旋迴為石炭系—二疊系，石炭系以碎屑岩、碳酸鹽岩和膏泥岩為主，二疊系為陸相紅層夾火山岩。中新生界亦劃分為兩大沉積旋迴：三疊系—下第三系為下旋迴，以斷陷—坳陷型陸相含煤碎屑岩和紅層為主；上第三系為上旋迴，為全區大面積覆蓋的紅色和黃灰色碎屑岩。在四大旋迴之間以角度不整合和超覆不整合為邊界。

塔里木盆地北部，震旦系為不整合於前震旦系之上的第一套沉積蓋層。分布於新和南—齊滿—輪台一線以南，以北則遭剝蝕而缺失。在輪台—達里亞一線以西的廣大地區，地層岩性為含葡萄狀藻球粒的白雲岩、碳酸鹽岩與泥質碳酸鹽岩互層。由該線向東，地層迅速加厚，厚度在2000m以上。庫魯克塔格露頭剖面表明，其為深海滑塌重力流—濁積岩相的岩性組合和沉積構造。

塔北地區寒武紀—奧陶紀是一套以碳酸鹽岩為主的地層體系。分布於英買力北—齊滿—沙4井一線以南，以北因剝蝕而缺失。北西薄，向南厚度達4700m，並有向東南急劇增厚之趨勢。平面上大致可分為三個沉積相區，即①盆地相區，分布於草湖以東，主要為濁積岩和海相泥質岩；②斜坡相區，分布於達里亞以東、草湖以西地區，為台地相與盆地相過渡區，可能發育有滑塌的重力流沉積；③台地相區，分布於達里亞以西的廣大地區，主要為深灰、灰褐色灰質泥岩與淺灰色泥灰岩互層，夾灰色砂質泥岩、粉晶灰岩及鈣質砂岩條帶，為台地相沉積。

塔北地區志留系—泥盆系為一套陸源碎屑沉積體系。除在沙雅隆起高部位（包括沙西凸起和阿克庫勒凸起）上缺失外，其它地區均有分布。在東河塘—阿布干那一線以西，南厚北薄，此線以東向阿克庫勒凸起減薄。在達里亞以東地區向東急劇增厚。

從總體上看，志留—泥盆系屬深水凹槽海盆環境和濱岸環境中形成的陸源碎屑沉積（沙11井、沙21井揭示的志留—泥盆系均為一套向上變粗的陸源碎屑海退沉積序列）。與寒武—奧陶紀不同，在志留—泥盆紀整個塔北地區處在不斷抬升、海域范圍不斷退縮的狀態中。其岩性主要為泥質岩、粉砂岩和砂岩。志留—泥盆系與奧陶系為不整合接觸。

石炭紀—二疊紀地層除在沙西凸起高部位及雅克拉—輪台凸起之上缺失外，塔北地區均廣泛分布。總趨勢為南厚北薄。在沙西凸起以西厚達1300多米，塔里木河一線厚度為500—900m，並有向南加厚之趨勢。地震、鑽井資料表明，本區下石炭統分布廣泛，可與巴楚露頭對比，由上至下分別為卡拉沙依組和巴楚組，哈1井、沙30井揭示卡拉沙依組岩性主要為砂泥岩薄互層。巴楚組上部為一套薄層灰岩，稱為「雙峰灰岩」；中部為泥岩，至沙10井則變為膏鹽岩；下部主要為一套石英砂岩，稱之為「東河砂岩」，為東河塘油氣藏的儲集層，主要分布於東河塘和哈拉哈塘地區。石炭—二疊系與志留—泥盆系呈角度不整合接觸關系。上石炭統主要分布於達里亞以東地區，厚度100多米，岩性主要為生物灰岩。二疊系僅存下二疊統，分布於東河塘—雅克拉以南、阿克庫勒以西，為陸相碎屑岩和火山岩。不整合於石炭系之上。

在塔北地區，三疊—侏羅紀地層除在沙西凸起北部至雅克拉—輪台斷凸北部一帶缺失外，其它地區均有分布，總體南厚北薄，向北超覆。三疊系是本區找油的主要目的層之一，是塔北阿克庫勒等幾個油田的儲油層。由於受古地理環境的影響，在西部阿瓦提斷陷，三疊系巨厚。在其以東受隆起和斷裂系統的控制，多發育沖積扇、三角洲和濱淺湖沉積。侏羅系在庫車坳陷發育齊全，塔北僅有下侏羅統。據鑽井揭示其岩性為棕褐、褐紫色泥岩、深灰、灰色泥岩與淺灰、棕灰色細粒長石石英砂岩、泥質粉砂岩不等厚互層，並夾煤層及灰黑色炭質泥岩薄層。

白堊紀—早第三紀地層在本區廣泛分布，主要為洪積—河流相的棕褐色砂礫岩，局部夾砂質泥岩或灰綠色粉砂質泥岩，其中的卡普沙良群底部礫、砂岩段廣泛分布於東部雅克拉、阿克庫勒等一系列凸起的構造部位，是良好的儲集層。

上第三系與第四系以陸相紅層碎屑岩為主，全區覆蓋。上第三系為沖積平原—河流—湖泊相紅色碎屑岩沉積，第四系為沖積、風積、湖積及山麓粗碎屑堆積。

1.1.3區域構造特徵及演化

1.1.3.1震旦紀—古生代構造旋迴

塔里木地區震旦紀—二疊紀為克拉通盆地發育階段，經歷了一個完整的威爾遜旋迴，其中震旦紀—泥盆紀和石炭紀—二疊紀又分別構成兩大發展演化階段（表1—1）。

1.震旦紀構造演化

「古中國大陸」形成後經歷了相對穩定的時期，形成「地台型」沉積，僅在少數地區形成所謂的坳拉谷（aulacogen），如東北部的庫魯克塔格。震旦系呈北東向展布的楔形斷陷槽，沉積厚度達5000多米，大陸坡的各種重力流和滑塌堆積發育，並有「雙峰式」火山岩。向北至卡瓦布拉克很快變為缺失隆起，向南至孔雀河一帶迅速減薄。在阿瓦提—滿加爾一線震旦系厚度穩定，為「克拉通內碟形坳陷」沉積。在盆地的北部可能還存在著尚未被認識的坳拉谷。總之，少數狹窄的坳拉谷及相對沉降的邊緣與大面積穩定的碟形坳陷明顯的差異性，成為震旦紀古構造突出的特點。它反映拉張初期拉張活動強度不大的面貌。

2.寒武—奧陶紀構造演化

區域性拉張從寒武紀開始明顯加強並逐漸達到高峰。庫魯克塔格坳拉谷呈現更強烈的拉張斷陷，沉降中心南移，並使相鄰的滿加爾坳陷在寒武紀和早奧陶世出現半深海相飢餓型沉積，厚度僅千米。中晚奧陶世開始向補償型沉積轉變，坳陷中部沉積明顯加厚，厚度可達4000m。從此，改變了震旦紀盆地內部的均一狀態，出現了相間隆坳（如沙雅隆起和滿加爾坳陷）。東西分異開始出現，海侵規模增大，寒武—奧陶紀出現了最大海侵期。

3.志留—泥盆紀構造演化

在塔里木外圍地區強烈拉張的制約下盆地內部出現相對擠壓狀態，庫魯克塔格地區隆起並向西延至輪台，沙雅隆起進一步上隆成為滿加爾坳陷的物源區，坳陷西部變成補償—超補償的類前陸盆地沉積，厚達4000m。志留及泥盆系向隆起頂部尖滅。

泥盆紀末，海西早期運動使天山的一些活動帶處於相對收縮狀態並產生壓性構造形變，盆地內部形成一系列的東西向斷裂、褶皺，並出現大規模的侵蝕間斷面（

）。

總之，震旦紀到泥盆紀盆地內部形成了以東西向為主的大型隆起和坳陷，為盆地的進一步發展奠定了基礎。

表1—1塔里木盆地北部構造運動與界面性質

4.石炭—二疊紀構造演化

石炭紀—二疊紀本區進入新的演化階段，塔里木盆地周圍區域性拉張活動在石炭紀達到空前規模。天山和昆侖山發育了一系列陸內—陸間裂谷，它們在石炭紀末或早二疊世末閉合。海西晚期運動使大陸再拼合，最終導致強烈擠壓變形。

受周圍強烈拉張的影響，盆地內表現為相對擠壓，北部的隆起進一步抬升，使大部分地區隆起為陸。沉降中心向西遷移，使南北隆坳背景上的東西分異再次明顯出現，以致形成早石炭世海灣向西開口的馬蹄形大陸包圍的格局。至早二疊世晚期，塔里木地區大部分為陸，隆起部位古生界遭受剝蝕並且構造形變加劇。同時，還出現岩漿噴發和基性岩漿侵入，如哈拉哈塘和沙西地區等。這些火成岩被認為是相對拉張條件下的產物。

海西晚期盆地完全處於擠壓環境中，盆地周圍造山活動加劇，地層變形、褶皺，並伴有以酸性岩漿為主的侵入活動，特別是塔北出現了大量的褶皺和斷裂。最終，海水全部退出，並造成地層長期暴露剝蝕，形成全區性的不整合面（

）。

1.1.3.2中、新生代構造演化

海西晚期，隨著盆地周圍地槽帶的關閉，塔里木盆地成為板內克拉通盆地。中—新生代可分為三疊紀—侏羅紀和白堊紀—早更新世兩大構造演化階段。

1.三疊紀—侏羅紀構造演化階段

早、中三疊世：早、中三疊世，塔里木北部的構造演化經歷了一個由斷陷—坳陷的構造發展階段。受海西末期南天山的褶皺上隆和後期應力的相對鬆弛影響，庫車坳陷開始以斷陷形式下坳，沙雅隆起定型並與柯坪隆起和庫魯克塔格隆起分隔北部庫車坳陷與南部的阿瓦提和滿加爾坳陷。南部沉降中心在阿瓦提—滿加爾一線，以河沼、湖相沉積為主，為殘留的克拉通坳陷盆地。北部庫車坳陷形成沿山緣東西向狹長展布的北深南淺不對稱坳陷，發育河沼、湖泊含煤碎屑沉積，形成前陸盆地的雛形。

晚三疊世—晚侏羅世：晚三疊世開始，古特提斯洋向北「潛沒」擠壓，並逐漸加強直到侏羅紀晚期，塔北受到明顯影響。阿瓦提—滿加爾地區西部抬升，湖水向滿加爾退縮，至早侏羅世，沉降中心已向東遷至庫魯克塔格山前，隨著抬升的加劇，在中、晚侏羅世湖水全部退出塔北，造成大范圍的中、上侏羅統的缺失。

2.白堊紀—早更新世構造演化階段

白堊紀時，由於新特提斯洋向歐亞大陸「潛沒」作用，印度板塊向北漂移、拼接、碰撞，隨之由於天山的抬升及反沖作用，使塔北進入了統一的前陸盆地發展階段。早期相對分隔的水體趨於一體化，沉積作用從天山山前擴展到中央隆起北緣，形成廣泛的紅色粗碎屑岩。總體構造格局變為北低南高的單斜式不對稱坳陷。進入晚白堊世，構造活動逐漸加強，形成覆蓋全盆地的廣泛沉積。晚第三紀，構造活動表現劇烈，周圍山系高峻，向盆內提供大量碎屑，使盆內沉積加厚，范圍擴大，塔里木北部前陸盆地的演化進入到更趨完善的階段。這一時期的構造處於燕山和喜馬拉雅活動時期，由於印度板塊持續向北推移、俯沖和最後碰撞拼合以及喜馬拉雅山脈的崛起，天山、昆侖山褶皺帶進一步活動，使盆地最終演化為四周高山圍繞的乾旱內陸盆地。受喜馬拉雅晚期運動的影響，盆內受到擠壓，塔北地區山前邊緣中新生界沿古剝蝕面出現大規模的逆沖推覆，形成多種形式的斷褶帶和褶皺帶。

Ⅲ 區域地質構造體系背景

汶川特大地震位於中國南北向地震構造帶的中段,這里是劃分我國東、西兩版大地震大區域權的分界,也是我國各種構造體系分為東、西兩大區域的分界,而且是多種構造體系交接復合的特殊部位。該南北向地震構造帶中段,與其南、北兩段走向近南北向不同,中段為北東向,位於華夏系展布地段,並為北北東向新華夏系斷裂切割,它們都是中國東部普遍分布的巨型華夏多字型構造體系系列的組成成分,這里受到西南部超巨型青藏反「S」型旋構造的影響特別強烈,隨著青藏系不斷右旋隆起,形成青藏高原,位於其東側的南北向地震構造帶,受到高原物質向東緩慢流動壓縮的影響,在高原東緣的華夏系構造帶向東擠壓,遇到四川盆地之下剛性地塊的頑強阻擋,並且青藏系右旋,華夏系龍門帶原來應為左旋,二者扭動方向相反,更加劇了構造應力和能量的長期積累集中,特別是龍門山斷裂帶與汶川附近被天全-茂汶新華夏系斷裂錯開,可能限制和「鎖住」龍門山斷裂帶的自由移動,致使構造應力和能量在這里高度集中和積累,最終在汶川縣映秀鎮附近龍門山斷裂帶突然錯動,致使斷裂活動不斷往北東方向擴張,餘震也不斷往北東方向遷移。

Ⅳ 區域地質構造背景

南嶺東段區域上處於華夏古陸閩、贛、粵後早古生代隆起與湘、桂、粵北晚古生代— 早中生代凹陷的交匯部位（圖7-13）。該區地殼演化經歷了早古生代、晚古生代—早中 生代、晚中生代、新生代四個構造旋迴。區內地層出露較全，從新元古界—第四系均有出 露，其中震旦系、寒武系、泥盆系、石炭系、侏羅系分布較廣泛。

圖7-13 諸廣—貴東地區大地構造位置圖（據張祖還等，1991，略修改）

該區岩漿活動廣泛而強烈，九嶷山—諸廣山—仙游岩帶和花山—大東山—貴東—泉州 兩條花崗岩帶呈EW向橫貫全區，與西太平洋大陸邊緣的NNE向構造-岩漿體系展布不 同。岩漿侵入主要受區域斷裂構造控制，空間上呈帶狀分布，產狀以岩基和岩株為主。侵 入岩岩石類型有基性、中性、中酸性、酸性、偏鹼性、鹼性及酸性花崗岩類占絕對優勢。 其次為中酸性的二長花崗岩、花崗閃長岩、石英閃長岩等。始興縣司前、仁化縣扶溪、金 竹圓等地還有早古生代和晚古生代斜輝橄欖岩、蛇紋石化橄欖輝長岩、雲輝二長岩和二輝 輝長岩等超基性岩出露（地礦部南嶺項目花崗岩專題組，1989）。晚中生代岩漿作用是中 國東部一次十分重要的地質事件（陶奎元等，1999），區內晚中生代花崗岩佔全區侵入岩 面積60.3％（圖7-14），岩漿活動具多期、多階段特點，並以殼幔岩漿活動為主（杜揚 松等，1988；杜揚松，1999）。

本區經多次地殼運動，形成一系列斷裂構造。J₃-K₁多為控岩斷裂構造，而K₂-N 形成的斷裂多為控盆斷裂構造。斷裂展布的方向有SN、EW、NW、NE等，這些斷裂構造 多為深大斷裂，具有多次活動的特徵。總體趨勢是SN向斷裂較早，EW向、NW向斷裂 次之，最晚為NE向斷裂。深大斷裂控制了本區中-新生代以來的岩漿活動和盆地形成與 發展，同時也控制了鈾礦和多金屬礦產的形成。

Ⅳ 東北地區區域地質背景

1.地質構造單元劃分

從區域構造格架角度來看，東北地區由南部的華北地台和北部的興蒙造山帶所構成，它們在古生代以前具有不同的演化歷史，古生代晚期-中生代初期完成兩者的聚合，其後發育統一的構造演化歷史。僅就本書涉及的北部興蒙造山帶而言，它自西而東可劃分為額爾古納地塊、興安地塊、松嫩地塊、佳木斯地塊和最東部的饒河地體(吳福元等，1995，吳福元和曹林，1999)，它們是古—中生代期間經多次事件拼合在一起的構造堆合體(collage)，其相互之間分別以得爾布干、嫩江、牡丹江和躍進山斷裂為界。

額爾古納地塊位於本區的西北端，是巨大的中蒙古中央地塊的一部分。盡管有關於該地塊太古宙岩石形成事件的報道，但對我國境內地區的這一構造單元的具體屬性目前所致甚少(孫廣瑞等，2002)。區內地質體主要以花崗岩為主，另有少量中級變質的興華渡口群片岩、片麻岩和未變質的砂岩、粉砂岩等，晚期被中新生界火山-沉積地層所覆蓋。由於目前研究程度較低，目前還難以對它們的時代作詳細的約定。部分作者認為興華渡口群可能為中元古代(王友勤等，1997)，但有學者認為應屬古元古代甚至太古宙(表尚虎等，1999)。新的年代學資料還顯示，這些花崗岩主要形成於中生代，但部分形成於早古生代(葛文春等，2005a;武廣等，2005;周長勇等，2005)。

興安地塊體位於大興安嶺地區，其出露的最古老岩石也定名為興華渡口群，但其時代及與額爾古納地塊上的興華渡口群關系不清。該地塊的最大特點是古生代地層相對比較發育，並出現年齡確切的古生代花崗岩(Wu et al.，2003;孫德有等，2000;苗來成等，2004;葛文春等，2005b)。該地塊以得爾布干斷裂為界與北側額爾古納地塊相鄰，並在該斷裂帶附近出露有新林-喜桂圖北蛇綠岩及相應的高壓變質岩(李瑞山，1991)。值得一提的是，本地塊在晚中生代疊加有大面積的大興安嶺中生代火山-沉積建造(蔣國源和權恆，1988;趙國龍等，1989;林強等，1998;Zhang et al.，2006)。

松嫩地體位於興蒙-吉黑地區的中部，其西側以嫩江-賀根山斷裂與興安地塊相鄰，東南部以牡丹江斷裂與佳木斯地塊相接。松遼盆地是其上疊的一個重要構造單元，主要岩石出露在張廣才嶺地區，東風山群是該地體中目前發現的最古老岩系，具體成岩時代尚不清楚。該地塊的最大特點是顯生宙花崗岩極為發育，在某種程度上，古生代地層及所謂的老變質岩系只不過是「花崗岩海洋」中的幾葉孤舟而已。以前曾對這些花崗岩進行過詳細的研究(吉林省地質礦產局，1988;方文昌，1992;黑龍江省地質礦產局，1993)，但近幾年的高精度年代學資料顯示，它們主要形成於晚三疊-中侏羅世的中生代(Wu et al.，2000，2001，2003a，2004a;Zhang et al.，2004，2005;吳福元等，1999;孫德有等，2001)。

佳木斯地體位於東北地區東部，是范圍更大的布列亞-佳木斯地塊的一部分，以出露麻粒岩相變質的麻山群為代表(曹熹等，1992)。傳統上以西麻山二輝麻粒岩中輝石的2539Ma的Ar/Ar坪年齡認為該地體是在太古宙形成的(黑龍江省地質礦產局，1993)，近幾年已有更可靠的資料顯示該地體的麻粒岩相變質作用發生在500Ma的泛非期(Wilde et al.，2000;宋彪等，1997)，並已鑒定出泛非期的花崗質侵入體(Wilde et al.，2003)。侵入其中的原定為新元古代的花崗岩實際形成年代為晚古生代(吳福元等，2001)，且這一時期的花崗岩在西側的松嫩地塊上目前還未發現。

位於本區最東部的饒河地體出露一套由深海相放射蟲硅質岩、濁積岩以及包含其中的鎂鐵質熔岩和石炭-二疊紀岩塊組成的地層，是我國東部唯一的中生代海相地層出露區。目前多數研究者認為，這套岩石組合應為蛇綠岩，並自下而上劃分為大頂子堆積岩、駝腰山枕狀熔岩、大佳河組放射蟲硅質岩、大嶺橋組深海濁積岩和上覆的永福橋組海相磨拉石沉積岩等(康寶祥等，1990;王友勤等，1997)。根據化石研究結果，一般將這套地層置於中晚三疊世—早侏羅世，或至中侏羅世—晚侏羅世中期(王友勤等，1997;丁秋紅等，1997)，代表了該時期一個規模不是很大的洋盆。但也有學者認為，這套岩石並非屬於蛇綠岩，它只不過是大洋中的一個洋島或外來地體而已(邵濟安等，1991;邵濟安和唐克東，1996)。年代學資料顯示，侵入於該地體中的花崗岩形成於早白堊世(程瑞玉等，2006)。

2.地塊基底性質

在目前上述構造單元劃分中，存在眾多有待解決的問題，大量地質體基本地質事實不清是嚴重製約進一步地質規律總結和深入研究的重要障礙。首先是關於松遼盆地的基底性質，以前一直有兩種截然不同的觀點。認為該基底應屬前寒武紀的重要直接證據是鑽孔岩心中存在片麻岩。然而，我們對已鑒定的所謂片麻岩進行岩相學檢查發現，它們實際上是遭受韌性變形的花崗質岩石。其中采自盆地中部二深一井花崗片麻岩的鋯石年齡僅為165Ma，而盆地西部杜I-4井中未變形的花崗岩的年齡為305Ma(吳福元等，2000)。這兩個數據說明，這些岩石並不是前寒武紀形成的，而是形成於中生代。盡管我們仔細尋找，但仍未發現古老的前寒武紀鋯石存在的痕跡。Nd同位素的示蹤研究結果顯示，這些基底岩石具有與周圍興安、松嫩地塊相似的特點，而與本區古老的佳木斯地塊岩石的同位素特點截然不同(Wu et al.，2001)。因此，我們認為，松遼盆地不存在前寒武紀結晶基底。考慮樣品的代表性，我們可以肯定地說，松遼盆地至少不存在大規模的前寒武紀結晶基底。

單元劃分中的第二個問題是關於本區前寒武紀變質岩石的形成時代。首先是佳木斯地塊上的麻山群，以前認為它應屬太古宙(黑龍江省地質礦產局，1993)，但下述的年代學數據不贊成這一點。第一，對該地塊上麻粒岩相變質的孔茲岩系及在變質過程中形成的石榴石花崗岩，其年齡在500Ma左右，應代表了這次變質作用的時代(Wilde et al.，1997，2000);第二，在這些岩石中，目前高精度的SHRIMP技術所鑒定出的最老鋯石顆粒年齡約在1600～1900Ma左右，且基本上所有的數據點都不在諧和線上，它們應該是沉積岩石蝕源區的年齡;第三，佳木斯地塊上的變質沉積岩和花崗岩的Nd同位素資料顯示，其模式年齡為1800Ma左右(Wu et al.，2000)。根據Nd同位素模式年齡的定義，麻山群沉積岩及其源岩的最大年齡不應超過18億年;第四，在柳毛地區，Wilde et al.(2001)鑒定出一個經歷過麻粒岩相變質的閃長岩，其變質年齡與其他岩石一樣(500Ma左右)，但該樣品似出現大約13億～14億年的上交點，結合閃長岩的岩石性質，我們推測這有可能是閃長岩的侵位年齡。如果這一推論正確的話，麻山群的沉積年齡應為中元古代。

興蒙-吉黑地區第二個古老岩石是大興安嶺地區興華渡口群，目前傾向性的意見是該群屬於早前寒武紀，或至少是中元古代早期。但Nd同位素資料顯示，它的Nd模式年齡集中值僅為1000Ma左右。因此，我們斷定，該群的最大形成年齡不超過中元古代晚期，而不是以前認為的古元古代甚至太古宙，支持這一解釋的最新資料來自該區科洛-新開嶺雜岩的年代學研究成(苗來成等，2003)。

上述資料大體限制了本區古老岩石的年齡情況，即佳木斯地塊是本區最老的塊體，其內部的麻山群可能形成於中元古代，且其物質來源於古元古代大陸。從這一點看，佳木斯地塊並不是從華北地塊分離出的一個塊體。大興安嶺地區的興華渡口群也不是想像的那樣古老，其主要形成於新元古代或之後，這些認識是恢復本區前寒武紀地殼演化的重要基礎。

3.興蒙造山帶古生代構造演化歷史

這是制約東北地區地質研究的關鍵問題，較差的露頭和大量後期花崗岩的侵入是導致眾多問題得不到深入研究的症結所在。因此，我們只能依靠前人發表的有限資料，對此問題進行總結。關於額爾古納與興安地塊的拼合時間，目前所依賴的線索很少，但根據得爾布干斷裂附近新林-喜桂圖北早古生代蛇綠岩、額爾古納右旗和塔河南藍片岩的出現，我們將上述兩地塊的拼合按早古生代處理。

區內最重要的問題之一是興安-松嫩地塊的拼合時間。前人將此拼合置於晚古生代(葉茂等，1994;張貽俠等，1998)，這也得到我們所進行的花崗岩年代學資料的支持，即在以前所確定縫合線北側的黑河地區，發育一套晚古生代造山後A型花崗岩，高精度的鋯石年代學研究表明，這些花崗岩形成於260～292Ma的晚古生代(Wu et al.，2002)，與西側相鄰的內蒙古中部和新疆東准噶爾地區的同類花崗岩時代類似，成因相近。因此我們推測，該巨型A型花崗岩帶應代表了一個很大范圍塊體拼合後的伸展事件，真正的塊體拼貼應發生在此之前。聯繫世界范圍內，造山作用主期到造山後伸展的時間間隔，上述塊體的拼合大致發生在晚古生代中期，其碰撞帶位置大約延黑河向南，並與賀根山縫合帶相連。支持這一解釋的資料還來自大興安嶺主峰和甘河一帶二長花崗岩的研究，我們獲得該花崗岩的鋯石年齡在300Ma左右，可能反映了碰撞事件的年代。

區內另一個重要的問題是關於上述拼合塊體與華北地塊的拼貼時間，這也是認識華北與西伯利亞塊體間古亞洲洋最後消失的地點和時間問題(Tang，1990;王荃等，1991;唐克東，1992)。一般認為上述拼合帶在西拉木倫河—長春—延吉一線，拼合時代應在早古生代。但古生物學的判定卻與上述認識有所出入(黃本宏，1983;郭勝哲，1986;王玉崢和樊志勇，1997)。我們對出露於吉林省中部磐石縣境內的呼蘭群進行了詳細的變質作用研究(Wu et al.，2007b)，該變質作用具有造山帶型變質作用的特點，其白雲母Rb-Sr礦物等時線年齡為250Ma左右，這一年齡應大體接近區域上造山作用的年代。同時，我們對與呼蘭群密切伴生的大玉山花崗岩進行了研究，確認其為同造山花崗岩，其岩漿侵位年齡與呼蘭群的變質年代基本一致。因此，我們得出結論，興安-松嫩與華北塊體拼合的時代應在古生代末期，這與區域地層學研究的結果基本一致。

關於古亞洲洋閉合的時間和地點問題，以前一直存在爭論，一般認為古亞洲洋最後閉合以發育在我國內蒙古的賀根山蛇綠岩為代表，縫合帶沿賀根山—嫩江—黑河一線分布，其時間在晚古生代早期(D₃-C₁)(曹從周等，1983;ZhangandTang，1989;Tang，1990;葉茂等，1994;邵濟安等，1997)，我們的資料也證實了這一縫合時間的正確性;但古生物及其他方面的研究則認為最後縫合的地點應位於華北地台北緣的西拉木倫河—長春—延吉一線(Zonenshain et al.，1985，1990;曹生儒，1993;趙春荊等，1996;王玉崢和樊志勇，1997)，時代可能為二疊紀(部分學者提出應在早古生代，唐克東等，1995;王友勤等，1997);而古地磁資料則認為位於蒙古—鄂霍茨克海一線(Zhao et al.，1990)。導致上述分歧的主要原因是對區域內廣泛分布的晚古生代建造的構造性質存在爭議(和政軍等，1997);同時，古地磁數據間常出現矛盾的解釋。從岩石建造的宏觀規律來看，張廣才嶺-延邊地區晚古生代的岩石建造主要表現為混雜岩，所謂的晚古生代地層實際上是混雜岩中的岩塊，多代表了大洋中的海山(吳福元等，2003)，這一點也得到了國際地質對比計劃第420項2002年工作組會議野外考察專家的肯定。由於混雜岩的基質不含化石，因而難以確定它的時代，但從岩塊的年代可知，混雜作用的形成時代應在晚古生代末期，並可能持續到早三疊世。因此，無論是岩石建造，還是年代學數據，都支持華北地塊北緣是古亞洲洋最後閉合的地點所在，其時代應在晚古生代末期—三疊紀早期(Wu et al.，2007b)。

Ⅵ 什麼叫區域地質背景

比研究的區域范圍更大一級的區域范圍裡面的地質情況，包括地層，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。這些情況會影響研究的區域范圍內的情況，所以很重要。

Ⅶ 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。

Ⅷ 區域地質背景與區域穩定性

二郎山公路隧道地處龍門山NE向構造帶西南端，向東過渡為峨眉山斷塊區的大相嶺菱形地塊，西北側為甘孜-阿壩印支褶皺帶。NE向龍門山構造帶、SN向川滇構造帶和NW向鮮水河構造帶在區域內形成了中國西部著名的「Y」字型構造格局，隧址區大地構造背景即處在該「Y」字型構造之三岔口交接部位的NE側，但其總體構造格局仍受NE向龍門山構造帶控制(圖2-1)。

表2-2 工程區地震動參數Tab.2-2 Earthquake parameter in the study area

Ⅸ 區域地質背景

小秦嶺金礦帶分布在陝西省東端的潼關、華陰、洛南市和河南省西端的靈寶市，所處大地構造部位屬華北地台西南緣華熊地塊小秦嶺隆起，南鄰秦嶺造山帶，北側為渭黃凹陷，東西延展140km，是我國重要的太古宙花崗–綠岩帶出露地區之一。秦嶺金礦處於在太古宙花崗–綠岩帶中。認為太華群為礦源層。區域褶皺以開闊的背、向斜為特徵。韌性剪切斷裂和多組斷裂構造發育。該區多期構造岩漿活動和變質作用強烈，具有良好的金成礦地質條件，金、鉬、多金屬等礦產資源豐富^〔6，20〕（圖2–1）。

（一）地層、構造、岩漿岩

1.地層

區域上廣泛分布的太古宙太華群，為一套高度混合岩化的區域變質岩系。可分為三段：下段為含大理岩夾層的條帶混合岩，夾少量透輝石及少量斜長角閃片麻岩；中段為混合岩化程度較高的均質混合岩，條痕、條帶狀混合岩夾斜長角閃片麻岩類；上段為混合片麻岩、條帶狀混合岩及斜長角閃片麻岩，底部為厚層石英岩。

2.構造

太華群在塑性變動期受南北向擠壓應力作用，在古老的結晶基底形成了近東西向緊閉的復雜式褶皺帶，以後受區域上不同時期、不同方向應力影響，形成復雜的斷裂構造體系，控制金礦脈的分布。

（1）褶皺：小秦嶺總體褶皺形態為一近東西向展布的復背斜，西起陝西提峪，東至河南娘娘山，長約100km，寬約10～20km，自北向南由五里村背斜、七樹坪向形、老鴉岔（主）背斜等次級褶皺組成。

老鴉岔主背斜：背斜軸線出露於板石山、老鴉岔腦及娘娘山一線。西段褶皺軸線呈東西向，向東為北西西向，娘娘山以東為北東東向，平面展布總體呈反「S」型，兩翼不對稱，軸面北傾。北翼地層傾角30°～50°，南翼地層傾角60°～80°，在文峪一帶地層直立或倒轉。褶皺形變的主要時期應為太古宙末。

（2）斷裂：小秦嶺金礦田分布於南界為小河、北邊界為太要兩條韌性剪切帶中間的變質雜岩核體內——太華群隆起帶。南、北韌性剪切帶控制了小秦嶺花崗岩—綠岩帶的展布。

圖2-1 河南小秦嶺金礦集中區地質略圖

太要斷裂：西起陝西太要，向東經大湖、靈湖至武家山一帶，長度大於75km，寬數十至數百米，總體呈近東西向展布，走向70°～120°，主斷面北傾，傾角35°～80°。

小河斷裂：西起唐家峪，經小河至周家山，長度大於75km，寬數十米至數百米，西段走向近東西，傾向南，傾角65°～85°，東段呈北東向，傾向南東，傾角45°～60°。

小秦嶺地區的次級斷裂以近東西向為主，北西向、北東向和南北向次之。

近東西向斷裂：控制了成礦帶的分布，也是本區的主要控礦構造。按其傾向不同可進一步劃分為北傾和南傾兩個亞組。在老鴉岔背斜及其南部，以南傾斷裂最為發育，如控制S505～S60礦脈產出的斷裂，北傾者次之；在五里村背斜及其北部，以北傾斷裂最為發育，如F₅斷裂，南傾者次之。在區域上，南傾斷裂具中等傾斜，北傾斷裂具緩傾斜。南部的南傾斷裂和北部的北傾斷裂，規模較大，長達數千米，是大中型金礦的主要儲礦構造。前者如文峪金礦、楊砦峪金礦；後者如竹峪金礦、大湖金礦等。北部的南傾斷裂和南部的北傾斷裂以及中部的同組斷裂規模較小，但沿走向和傾斜延伸較大，已發現許多中小型金礦，如馬家凹金礦、金渠金礦、出岔溝金礦和桐溝金礦等。該組斷裂以含金石英脈—蝕變構造岩為特徵，沿走向和傾向均呈波狀起伏變化，是以壓性為主的破裂結構面。

其他各組斷裂產狀一般較陡，北西向和北東向斷裂具扭性特徵，近南北向斷裂具張扭性特徵，沿斷裂多被輝綠岩等各類岩脈充填，是區域上的控岩構造。斷裂中有含金石英脈分布，在特定構造部位可形成工業礦體。

3.岩漿岩

區內岩漿活動頻繁，自太古宙、元古宙到中生代皆有表現，具多旋迴、多期次特點。本區侵入岩以花崗岩類為主，分布有桂家峪岩體小河岩體、文峪–王家峪黑雲母花崗岩床以及不同時代的偉晶岩和相當於燕山早期的基性岩脈等。其中，燕山期花崗岩漿活動與本區金礦具有密切的成生關系。

文峪–王家峪黑雲母花崗岩床：位於太要斷裂帶南側文峪—泉家峪—向陽溝一帶，總體形態為橢圓形，長軸方向近東西，與區域構造線一致。

Ⅹ 區域地質和水文地質背景

一、氣象水文

1.氣象

九里山泉域岩溶水系統地處中緯度地帶，屬大陸季風型溫暖帶半乾旱性氣候，四季分明。據焦作氣象站1952～2008年降水觀測資料（圖10-2），57年平均降水量為598.31mm，最大年降水量為1101.7mm（1955年），最小年降水量為243.3mm（1981年）。降水年內分配不均（表10-1，圖10-3），多集中在6月、7月、8月，占年降水量的75%左右，而12月、1月、2月降水總量僅佔全年降水量的5%。多年平均蒸發量為1774.2mm，是年降水量的三倍，其中以5月、6月、7月蒸發量最大，三個月蒸發量佔全年蒸發量的40%。多年平均氣溫為13.4℃，相對濕度為70%。最低氣溫出現在元月份，平均氣溫為-2.1℃，最高氣溫出現在6月份，月平均氣溫為27.0℃。

圖10-2 焦作市1952～2008年年降水量柱狀圖

表10-1 焦作市1952～2008年月均降水量統計表

圖10-3 焦作市多年月均降水量柱狀圖

2.水文

系統內河流有丹河、西石河、山門河、紙坊溝、峪河、新河、大沙河等（圖10-1），丹河屬黃河水系，其餘河流屬海河水系。丹河和峪河為常年性河流，其他河流均為季節性河流。

丹河發源於山西省高平縣境內，幹流長為162km，流域面積為3150km²。在系統內流經寒武-奧陶系灰岩岩溶發育區（圖10-1），漏失嚴重，河水成為九里山泉域岩溶水系統的重要補給源之一。其中後寨至後陳庄段是河水強烈滲漏河段，滲漏量1.284～1.734m³/s。丹河山路平水文站46年（1955～2000年）年均徑流量為7.34m³/s，最大徑流量為22.00m³/s（1956年），多年趨勢變化總體上呈階段性下降（圖10-4）。西石河、山門河、紙坊溝流經灰岩分布區，河流漏失嚴重，除豐水年有洪水流出山口外，其餘時間均無水流，常表現為干谷，河水在距出山口5～10km地段全部漏失補給地下水。

二、地形地貌

焦作市區北部為太行山區，南部為黃河、沁河沖洪積平原。全區地形整體上為西北高、東南低。北部山區地面高程200～1790m，地形陡峭，地面起伏大，河谷深切，岩石裸露，發育地表岩溶景觀。市區及市區南部為山前傾斜平原區，地面標高80～200m，地形略向南、南東傾斜，總體由北向南逐漸降低（圖10-5）。

在長期內外地質營力的作用下，形成了山地和沖洪積平原兩個一級地貌單元。根據地貌成因和形態特徵，山地和沖洪積平原可劃分為七個二級地貌單元。分述如下：

圖10-4 丹河山路平水文站年均流量動態變化曲線圖

圖10-5 焦作附近地形地貌衛星影像圖

1.山地

（1）構造侵蝕中山

分布於市區北部山西境內的晉廟鋪、柳樹口、奪火一帶，山體呈北東向展布，標高為1000～1790m，地形陡峭，溝谷深切，似峰林地貌。山體出露地層主要是元古宇變質岩。

（2）構造溶蝕低山

分布於寨豁、趙庄、西村、黑龍王廟一線以北，地面標高為500～1000m。地形起伏較大，溝谷深切。山體岩層多為寒武-奧陶系灰岩和白雲岩，地表岩溶發育，有溶隙、溶溝、溶槽和大型溶洞。

（3）構造剝蝕丘陵

分布於近山前地帶，標高為200～500m，山頂呈渾圓狀，山坡平緩。地表多出露中奧陶統灰岩和石炭-二疊系砂岩、泥岩。

2.山前傾斜平原

分布於山前一帶，由河流沖洪物堆積而成。分坡洪積斜地、沖洪積扇、扇前和扇間窪地、交接窪地等二級地貌單元。

（1）坡洪積斜地

不連續地分布於市區東北部的方庄、薄壁等近山前地帶，由重力和坡面水流作用堆積而成，黏土、碎石、卵石等組成的坡積物呈倒石錐狀或圍繞坡麓堆積構成坡積裙，坡積裙相連組成坡積斜地。

（2）沖洪積扇

在丹河、西石河、山門河、子房溝、翁澗河等河流的出山口處，間歇性暫時洪流堆積作用形成了一系列沖洪積扇。不同時期、不同河流的洪積扇相互重疊或相連，呈帶狀沿太行山前連成一片。組成物質為粉質黏土、黏土、卵礫石等。

（3）扇前窪地

分布於焦枝鐵路線以南至新河間的朱村—於村—牆南—待王一帶，為西石河、翁澗河、山門河洪積扇的前緣地帶，地形低窪，地面標高95～85m，微向東南傾斜。組成物質以粉質黏土、粉土為主，局部夾有砂層。

（4）交接窪地

分布於新河—大沙河一帶，為黃河、沁河的沖積平原與太行山山前沖洪積平原之間的交接窪地，由粉質黏土、粉細砂土組成。地勢低窪，地面標高100～90m，微向東南傾斜。

在山前沖洪積平原中上部，分布有十幾座煤礦。採煤引起地表下沉變形，地表形成塌陷坑。據調查，焦作礦區有較大的塌陷坑17個，塌陷面積近70km²。

三、地層與構造

1.地層

區域出露的地層有太古宇變質岩、震旦系石英砂岩、寒武系和奧陶系碳酸鹽岩，石炭系和二疊系煤系地層、三疊系砂頁岩、新近系砂泥岩、第四系鬆散沖洪積物。由老至新分述如下：

太古宇（Ar）：出露於山區峪河口、薄壁一帶，主要岩性為變質程度中等的片麻岩和混合岩，厚度大於1000m。

震旦系（Z）：分布於山區馬鞍石水庫一帶，與下伏太古寧呈角度不整合接觸。主要岩性為淺紅、紫紅色石英砂岩，厚度為100～500m。

寒武系（）：出露於丹河、峪河等深切河谷中，與下伏震旦系地層平行不整合接觸。總厚度為300～500m，分下統、中統、上統。下統主要為泥灰岩、泥質灰岩、磚紅色頁岩和砂岩，中統下部為紫紅色頁岩、砂岩，中上部為深灰色亮晶灰岩、白雲岩，上統是中厚層狀白雲岩。

奧陶系（O）：山區廣泛出露於地表；山前傾斜平原區則隱伏於石炭-二疊系之下，與下伏寒武系呈整合接觸。總厚度約500m，分中統、下統。下統出露於深切河谷兩岸，岩性為青灰色細晶白雲岩和硅質條帶或硅質團塊白雲岩。中統廣泛分布於山區，山前傾斜平原區除局部埋藏於新生代地層之下外，大部分埋藏在石炭紀地層之下。是一套碳酸鹽岩地層，厚度約400m。岩性主要是黑色、灰色厚層狀灰岩、白雲質灰岩和泥灰岩。

石炭系（C）：山區零星出露，山前平原區則隱伏於新生代地層之下，是一套由灰岩、泥岩、頁岩組成的海陸交互相沉積，含煤數層。厚70～90m。

二疊系（P）：隱伏於山前平原之下。岩性為砂岩、頁岩互層，夾可採煤層。厚度為70～120m。

新近系及第四系（R+Q）：據鑽孔資料，新近系下部為礫岩、泥岩、砂岩、灰岩互層，上部是黏土、砂礫石互層。第四系（Q）分布於山前沖洪積平原區，由礫石、砂、粉土和粉質黏土組成，沉積物厚度從北向南由薄到厚，顆粒由粗變細。前沖洪積平原上部（近山前）沉積物一般為粉質黏土、礫石層或粗砂層，中部一般為粉質黏土夾粉土或中細砂層，沖洪積平原前緣多為粉質黏土夾粉土或砂透鏡體。第四系地層厚度在近山前地帶小於50m；老城區為75～150m，局部大於200m；焦枝鐵路線南至新河一帶，厚為175～200m；新河至大砂河一帶，厚度大於500m。

區內分布的地層由於岩性不同，構成不同的含水介質。廣泛分布的寒武系和奧陶系灰岩和白雲岩岩溶裂隙普遍發育，富水性和導水性強，並具有很好的補給條件，富含岩溶水。石炭系薄層灰岩，岩溶裂隙較為發育，也富含有岩溶水。分布於山前沖洪積平原第四系沖洪積物，厚度大，砂卵石及砂層孔隙中，富含孔隙水。

2.構造

本區基岩斷裂構造發育（圖10-6），多為高角度正斷層。受斷裂構造控制，區內地層形成自北向南呈階梯狀下降的單斜式構造形式，地層傾角為10°20°。現將對岩溶水賦存和運動有控制意義的斷層簡要描述如下：

圖10-6 焦作礦區基岩斷裂構造綱要圖

（1）鳳凰嶺斷層

西起石河附近，與盤古寺斷裂相交，向東經丹河、瓦窯溝，在焦作北部沿太行山山前展布，地貌上構成山區與平原的分界線。過焦作後隱伏於新生界地層之下，向東經過王母泉、葛庄，至獅子營一帶尖滅，全長約70km。斷層呈東西向走向，傾向南，傾角70°～80°，為一正斷層，落差200～300m。該斷層帶岩石破碎，溶蝕裂隙、溶孔、溶洞發育，多個鑽孔揭露過直徑大於1m的溶洞，導水性和富水性強，是岩溶地下水的強徑流帶和富集帶，大型集中水源地（崗庄、閻河等）和大型岩溶水充水礦井（演馬礦）均處在該斷層帶上，各水源地取水量很大，但水位降深和影響范圍有限。

（2）朱村斷層

朱村斷層是盤古寺-新鄉斷裂的一部分，盤古寺-新鄉斷裂西起濟源克井盆地以西山區，向東經盤古寺、河口、柏山、焦作，直至新鄉市南部的郎公廟，全長約160km。呈東西走向，傾向南，傾角為60°～70°，北盤上升，南盤下降，落差700～1000m。斷層北盤的奧陶系灰岩岩溶含水層與南盤的石炭-二疊煤系地層及新生界相對阻水的地層對接，使岩溶水不能越過斷層向南運動，從而構成岩溶水的南部邊界。斷層帶岩石破碎，岩溶發育，斷層北側構造發育，斷層北側的岩溶水沿王封斷層、39號井斷層等北東向導水斷層滲流。

（3）九里山斷層

斷層走向北東，傾向北西，傾角70°。南東盤上升，北西盤下降，落差300～1000m。南東盤局部地段中奧陶統灰岩出露地表，形成北東向展布的殘丘，殘丘附近中奧陶統灰岩與第四系接觸，形成「天窗」。天然狀態下，殘丘附近曾是區域岩溶地下水的排泄中心，岩溶水以泉群形式集中排泄，20世紀50年代泉流量達12m³/s。該斷層也是岩溶水強徑流帶，演馬庄礦特大型突水後，岩溶水降落漏斗也沿斷層擴展。九里山斷層西南端與朱村斷層交會，中間被鳳凰嶺斷層截斷，東北端與方庄斷層交會，起到溝通各大斷層的作用。

（4）趙庄斷層

西南端與鳳凰嶺斷層斜接，向北東方向延伸，全長35km，傾向南東，傾角65°～85°。趙庄斷層和朱嶺斷層組成地壘構造，對焦作地區岩溶水滲流和分布有一定控製作用。斷層兩側岩溶水水位及動態明顯不同，北側為高水位區，斷層南側為低水位區，斷層兩側水位相差70～240m。

（5）方庄斷層

呈北西走向，落差200m，傾向南西，西盤上升，東盤下降。導水性強，該斷層西側的馮營礦多次突水，最大突水量85m³/min。該斷層與NE向展布的九里山斷層相交，來自北部山區的岩溶水沿方庄斷層帶和九里山斷層帶運動、富集。

此外，規模比較大的斷層還有39號井斷層、3號井斷層、天官區斷層、王封斷層、馮封斷層、黑龍王廟斷層、馬坊泉斷層等。

四、岩溶水系統邊界

九里山泉域岩溶水系統周邊均為隔水邊界，岩溶水有獨立的補給、徑流和排泄條件。

1.西北邊界

系統西北為丹河小山字形東南弧壓性斷層組成的隔水邊界，總體上北盤上升、南盤下降。在晉城孔庄白水河河谷地面可見主斷層帶內發育約80cm厚斷層糜棱岩，區域水文地質條件分析認為，水掌泉、三姑泉的出流與該斷層帶的相對阻水有關。

2.北部邊界

大致在丹河一帶，山字形構造前弧斷層壓性特徵減弱，在青天河水庫壩址北約2km可見斷層面，斷層帶內發育角礫岩（未見糜棱岩），南北兩側地層斷距約70m。經岩溶所水均衡計算，認為該段為潛流邊界，三姑泉域岩溶水系統內約有0.944m³/s潛流量補給九里山泉域岩溶水系統（崔光中，1993）。

3.東北邊界

東北邊界分別與三姑泉域岩溶水系統和太行山散流區岩溶水系統為地下分水嶺邊界。

4.東部、南部邊界

南部為朱村斷層，該斷層使中奧陶統含水層與南盤的石炭-二疊煤系地層及新生界相對阻水的地層對接，構成隔水邊界；東南部為碳酸鹽岩含水層埋深大致在1000m的滯流性隔水邊界。

5.西部邊界

西部邊界從山西晉城冶底—追山並沿逍遙河西側分水嶺構成與延河泉域岩溶水系統的地下水分水嶺或隔水邊界。

五、區域水文地質概況

1.含水岩組及富水性

依據含水介質特徵、儲水條件、地層時代和含水層富水性，區內含水層可以劃分為寒武-奧陶系灰岩岩溶含水層組、石炭系薄層灰岩岩溶含水層和第四系鬆散沉積物孔隙含水層組。

（1）寒武系—奧陶系灰岩岩溶含水層組

由寒武系中上統和奧陶系中統灰岩組成，總厚約900m，岩溶裂隙發育，富含裂隙岩溶水，是本區最富水的含水層。在北部山區呈裸露型，山前傾斜平原區掩埋於石炭-二疊系和新生界地層之下，呈埋藏型。岩溶發育程度和含水層富水性與岩性、構造、地形、地貌等條件有關。主幹斷層帶包括鳳凰嶺斷層帶、朱村斷層帶、九里山斷層帶和方庄斷層帶，是岩溶水地下強徑流帶和富集帶，岩石破碎，岩溶發育，裂隙密集，岩溶水沿這些主幹斷層富集、運動。鳳凰嶺斷層帶上分布著數個大型水源地，其中崗庄水源地，在0.05km²的面積上布有50個水源井，取水量超過2.5m³/s。鳳凰嶺斷層與朱村斷層之間的焦西礦區、鳳凰嶺斷層與九里山斷層相交構成的三角形區域即演馬、韓王、九里山、古漢山一帶，在東西向主幹構造控制下，北東向斷裂構造發育，造成岩石破碎，岩溶發育，並發育有溶洞，富水性強，是岩溶水極強富水區，單井出水量大於3000m³/d，最大可達16000m³/d。處於該區的演馬礦、九里山礦、王封礦等均是大型岩溶水充水煤礦，常發生大型岩溶水突水事故。方庄斷層和九里山斷層相會處附近即馮營、方庄一帶，奧陶系灰岩埋深小於500m，岩溶也比較發育，單井出水量1000～3000m³/d，是岩溶水強富水區。朱村斷層以南和焦東礦區的鳳凰嶺斷層以南，奧陶系灰岩岩溶含水層深埋於新生界和石炭-二疊系之下，岩溶發育微弱，富水性較差，是弱富水區。北部山區奧陶系灰岩出露於地表，岩溶水水位埋深大，岩溶發育程度和富水性具有不均勻性。

（2）石炭系薄層灰岩岩溶含水層

石炭系有5～11層薄層灰岩，其中第八層灰岩和第二層灰岩分布比較穩定，八灰厚為6～10m，二灰厚為4～21m，含裂隙岩溶水。八灰和二灰位於二煤（大煤）之下，距煤層分別是20m和70m，是煤層底板充水含水層。石炭系薄層灰岩地表露頭面積有限，直接接受大氣降水入滲補給量非常有限，僅在近山前及九里山、演馬礦一帶覆蓋在第四系鬆散沉積物地層之下，接受上部第四系孔隙水的越流補給。石炭系薄層灰岩雖然是煤層底板直接充水層，岩溶承壓水影響採掘生產，但沒有供水意義。

（3）第四系鬆散沉積物孔隙水含水層組

孔隙水主要分布於山前沖洪積平原區，含水層主要為砂礫石層或中細砂層，頂板埋深為20～40m。受地質、地貌和水文地質條件的影響，含水層富水性空間分布不均。丹河、西石河、山門河等河流的沖洪積扇上，含水層為砂礫石層，厚度20～50m，導水性和滲透性強，補給、徑流條件好，富水性最強。單井出水量扇體上部大於5000m³/d，扇體中下部為3000～5000m³/d。沖洪積平原的扇間區，含水層為砂、砂礫石，連續性差，常呈透鏡體狀，厚度為10～15m，導水性和滲透性較差，單井出水量為1000～3000m³/d。山前傾斜平原的前緣區，含水層為上更新統中細砂，單層厚度為5～10m，富水性差，單井出水量為500～1000m³/d。坡洪積裙區，含水層是坡洪積的碎石和礫石，連續性差，多呈透鏡狀，局部半膠結，富水性最差，單井出水量小於500m³/d。

2.岩溶水的補給、徑流和排泄

太行山區是岩溶水系統補給區，地表分布有大面積的寒武-奧陶系碳酸鹽岩，地表及地下岩溶發育，且山區大氣降水豐富，大氣降水入滲是焦作岩溶水重要補給來源之一。丹河常年有水，流經碳酸鹽岩分布區，河床滲漏嚴重，多年平均滲漏量為1.60m³/s。西石河、山門河和子房溝河流屬季節性河流，流經碳酸鹽岩分布區，河水在距出山口5～10km地段全部漏失補給地下水。地表水沿河滲漏也是焦作岩溶水的重要補給來源之一。

岩溶水在焦作北部、西部接受補給後，由北向南、東南以水平徑流方式向山前排泄區徑流匯集。趙庄斷層是一條弱導水斷層（圖10-6），岩溶水以趙庄斷層為界形成水位差達70～200m的地下水力陡坎。斷層北為高水位區，岩溶水水位與大氣降水同步變化，豐水期（9～10月）水位200～240m，枯水期（3～5月）水位130～160m，水位升降幅度與降水量大小成正比。斷層南是低水位區，岩溶水水位低，水位受大氣降水和人工開採的雙重影響，年水位變幅小，豐水期水位為80～85m，枯水期水位為70～80m，年水位變幅為10～12m。近山前地帶斷裂構造和岩溶發育，岩溶水循環徑流交替條件好，是岩溶水排泄-徑流區，也是岩溶水富集區。來自北部山區的岩溶水，沿鳳凰嶺斷層、九里山斷層、朱村斷層等強導水斷裂運動、富集，並形成岩溶水強徑流帶。區內分支斷裂及小構造也十分發育，相互連通，從而使山前地區的岩溶水具有統一流場和相似的水位動態。

天然條件下，岩溶水在九里山殘丘南側的奧灰「天窗」處以泉群形式集中排泄，在目前開采條件下，人工開采和礦井排水是岩溶水的主要排泄方式。

3.孔隙水的補給、徑流與排泄

孔隙水補給來源有大氣降水入滲、農田灌溉水回滲和地下水側向徑流補給等。山前沖洪積平原區地勢比較平坦，地表植被發育，包氣帶岩性多為礫石、砂及粉質黏土等，滲透性好，大氣降水容易下滲補給孔隙地下水。因此，大氣降水入滲是孔隙水的重要補給來源之一。市區西部和市區東部農業區多用礦井排水灌溉農田，焦作南部農業區多採用城市污水灌溉農田，礦井水和污水沿渠道滲漏、農田灌溉水回滲也是孔隙水的重要補給方式。人工開采、礦井排水和地下蒸發是孔隙水的主要排泄方式。此外，在靈泉碑和小張庄，孔隙水還以泉和自流井形式向外排泄。

天然條件下，孔隙水自沖洪積扇上部向扇前緣徑流，徑流方向與地形坡降方向基本一致。在目前開采條件下，受煤礦排水和人工開采影響，孔隙水徑流狀態發生了變化，孔隙水分布區出現了水位深埋、含水層疏干區，水位降落漏斗區和水位穩定區。近山前地帶，因煤礦長期排水和人工開采，水位大幅度下降，水位埋深為30～60m，含水層處於疏干—半疏干狀態。老城區南部因集中開采已形成孔隙水水位下降漏斗，漏斗附近孔隙水由漏斗邊緣向中心運動。豐收路以南孔隙水，補給與排泄處於平衡狀態，水位穩定，地下水自西北向東南運動。

4.孔隙水與岩溶水水力聯系

孔隙水與岩溶水屬於兩個不相同的含水層系統，各自有相對獨立的補給、徑流和排泄條件。孔隙水主要分布於山前沖洪積平原的第四系沖洪積物中，含水空間是孔隙；岩溶水主要分布於奧陶系灰岩中，含水空間是裂隙岩溶。岩溶水補給區在北部山區，屬於遠源補給，大氣降水入滲和山區河流滲漏是岩溶水的補給來源。山前傾斜平原區是岩溶水集中排泄區，人工開采和礦井排水是岩溶水的主要排泄方式。孔隙水的補給來源包括大氣降水入滲、農田灌溉水回滲、河流和溝渠地表水沿河滲漏等，補給區范圍與其分布范圍一致，屬於近源補給。排泄方式為人工開采、蒸發、泉排泄及地下徑流等。在山前沖洪積平原上，第四系沖洪積物孔隙水含水層分布在淺部，奧灰岩溶水含水層埋藏於石炭-二疊煤系地層之下，奧灰含水層之上有350～400m厚的石炭-二疊系砂岩、泥岩隔水層，奧灰岩溶水與淺層孔隙水一般無直接水力聯系。

在九里山—演馬礦一帶，由於九里山斷層北西盤下降，南東盤上升，使石炭系、奧陶系灰岩覆蓋在第四系鬆散地層之下，局部區域中奧陶灰岩出露地表，形成「天窗」（圖10-7），使奧灰水、孔隙水和薄層灰岩岩溶水相互間發生水力聯系。20世紀60年代之前岩溶水水位高於孔隙水水位，岩溶水在此直接出露成泉。目前，孔隙水水位高於奧灰岩溶水水位，孔隙水補給岩溶水。石炭系薄層灰岩在鬆散沉積物分布區有條帶狀露頭，孔隙水水位高於薄層灰岩岩溶水水位，孔隙水越流太灰岩溶水，順地層傾向流入九里山礦和演馬礦井田，以礦井排水形式排出地表。礦井水主要來源於太灰和奧灰岩溶水，礦井長期排水不僅造成岩溶水水位下降，也使九里山、演馬礦附近的孔隙水水位下降，並形成水位降落漏斗。因此，在九里山—演馬礦一帶，岩溶水和孔隙水有一定水力聯系。

圖10-7 焦作九里山奧灰與第四系沖洪積層「天窗」式接觸剖面示意圖

六、岩溶水水位及動態

岩溶水水位動態主要受山區大氣降水和人工開采（包括礦井排水）雙重因素的影響，隨開采量增加和降水減少呈階梯狀下降，自1952年至1993年上半年，水位呈台階狀下降，大致可劃分5個階梯；1994～2008年的水位動態主要表現為動態性的波動（圖10-8）。

圖10-8 焦作礦區歷年岩溶水水位動態曲線

第一階梯：1952～1964年，年均降水量734.3mm，岩溶水開采量小於1.50m³/s，水位標高在100～110m間波動，最高達到119m，高出九里山泉群排泄極限標高（95m），岩溶水在九里山奧灰露頭周圍以泉群形式排泄。泉水最大流量達到12m³/s。

第二階梯：1965～1970年，年均降水量512.4mm，降水量減少，礦井排水和自備井開采量增大到4.42m³/s，岩溶水水位在100～102m之間波動，略高於九里山泉口標高，泉水流量減小。

第三階梯：1971～1976年，年均降水量602.4mm，岩溶水開采量和礦井排水量增加到6.58m³/s，水位標高在90～100m之間波動。此間，九里山泉群開始出現斷流，並開始形成水位下降漏斗。

第四階梯：1977～1985年，年均降水量546.9mm，岩溶水開采量增至10.1m³/s，其中礦井排水量為8.7m³/s，水位降至80～90m，低於九里山泉口標高，泉水完全斷流。1980年9月焦作電廠崗庄水源地建成使用，開采量達到0.7m³/s。焦作第四水廠於1982年投入使用，開采量0.3m³/s。因集中開采岩溶水，出現了以崗庄水源地為中心的水位降落漏斗。

第五階梯：1986～1993年，年均降水量561.0mm，開采量達到達到峰值10.3m³/s，水位在70～90m之間波動。

1994年以來，王封礦、焦西礦和焦東礦相繼被關閉，礦井排水量出現了逐年遞減的變化。近年來，工作面煤層底板含水層注漿改造技術在焦作煤礦得到普遍應用，礦井排水量減小，但城市供水開采岩溶水量逐步增加，由此抵消了消減的礦井排水量，岩溶水開采總量仍然保持在較高的水平，在8.5～9.5m³/s之間，岩溶水水位在70～90m之間波動。此間，1996年和2003年降水量較大，分別達到746.8mm和859.0mm，當年岩溶水水位最高回升至95m，接近岩溶泉水排泄標高。

七、岩溶水水化學特徵

本區岩溶水屬於大氣降水、地表水溶濾-入滲型，其化學成分是水-岩相互作用的結果。太行山山區分布有大面積的碳酸鹽岩地層，岩石化學成分主要是CaO和MgO，在水和水中CO₂共同作用下，碳酸鹽岩中的碳酸鈣、碳酸鎂等被溶於水中，從而使岩溶水以、Ca²⁺、Mg²⁺等離子為主，水化學類型以-Ca²⁺·Mg²⁺型為主。

東部山區岩溶水水化學形成環境和西部山區略有不同。在西部山區，奧陶系碳酸鹽岩地層之上覆蓋有富含硫化物的石炭-二疊煤系地層，大氣降水的淋濾作用將煤系地層中的硫化物溶於水中，隨入滲水流進入到岩溶水中，致使岩溶水含量較高，水化學類型演變為·-Ca²⁺·Mg²⁺型。這種類型岩溶水分布於寨豁—西張庄—李封以南、焦作電廠以西，水中化學成分以、、Ca²⁺、Mg²⁺為主，固化物、總硬度和各種離子含量，特別是含量均明顯高於東部。東部山區，奧陶系—寒武系碳酸鹽岩地層上基本沒有煤系地層覆蓋，大氣降水、地表水通過岩溶裂隙補給岩溶水，水中含量不及西部地區，水化學成分主要是、Ca²⁺、Mg²⁺，水化學類型一般為-Ca²⁺·Mg²⁺型。

八、地下水資源概況及開采利用現狀

1.地下水資源概況

焦作的地下水資源由岩溶水和孔隙水組成，以岩溶水資源為主。據河南省第一水文地質工程地質大隊「河南省焦作市東小庄水源地水文地質勘查報告」（1989年），焦作地區地下水天然資源總量為10.758m³/s，其中岩溶水為8.09m³/s，相當於25512.6萬m³/a；孔隙水為2.668m³/s，相當於8413.80萬m³/a。

2.地下水資源開采利用現狀

焦作市開發利用地下水的形式有：供水總公司大型水源地集中開采、廠礦自備水源地（水源井）集中或分散開采、礦井排水和郊區農業分散開采四種（表10-2）。

表10-2 焦作市規劃區2008年地下水開采現狀統計表 單位：萬m³/a

焦作市供水公司現有水廠六座（第三水廠於2001年4月停產），以開采岩溶水為主，並利用少量群英水庫地表水，其中以第七水廠（東小庄水源地）和第二水廠（周庄水源地）開采規模較大。2008年供水公司開采岩溶水4348萬m³。

焦作城區共有廠礦自備水源井224眼，其中岩溶水開采井96眼，孔隙水開采井128眼。岩溶水的開采主要集中在焦作電廠（崗庄水源地46眼井）、愛依斯萬方電廠（待王水源地14眼井）、化工三廠（6眼井）、熱電廠（4眼井）、中州鋁廠（14眼井）和化工總廠等企業，孔隙水的開采主要集中在造紙廠、平光廠、中州機械廠、化工一廠、輪胎廠和化工二廠等企業。2008年自備井開采地下水4403萬m³，其中開采岩溶水3533萬m³，開采孔隙水870萬m³。

焦作礦區現有大型煤礦9座，主要分布在焦東礦區，2008年礦井排水總量為5.97m³/s，相當於18827萬m³/a，扣除20%的重復排水量，實際抽排地下水15062萬m³/a，其中岩溶水為12050萬m³/a，孔隙水3012萬m³/a。

近郊農村農民生活用水、農田灌溉用水和鄉鎮企業生產用水開采孔隙水約為4600萬m³/a。

岩溶水開采量為19931萬m³/a，低於岩溶水天然資源量；孔隙水開采量為8482萬m³/a，略高於孔隙水天然資源量。岩溶水尚有一定開發潛力，而孔隙水則處於超采狀態。