研究區地質背景包括什麼

❶ 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。

❷ 研究區大地構造背景

准噶爾-巴爾喀什位於烏拉爾-西伯利亞褶皺帶的南北向（烏拉爾）和東西向（中央亞細亞）兩條分支的銜接區（圖3-8）。具有完整的古生界剖面、強烈的海西構造運動和花崗岩類侵入活動、廣泛發育中-晚古生代火山岩、集中了大量金屬礦產。其中斑岩銅礦建造最為廣泛。地表植被覆蓋較少，基岩出露廣泛，有利於遙感技術的運用。

哈薩克-天山地區地質演化的一個重要特徵是其古生代演化的多階段性，多旋迴導致物質的活化和再活化，成礦環境的長期性和周期性決定了成礦物質的多次遷移。正因如此，哈薩克-天山在華力西階段形成的礦產最豐富。哈薩克中-東部地區是中亞造山帶中最主要的金屬成礦密集區，該地區地質演化歷史復雜，形成了為數眾多的世界級銅礦、金礦和銀多金屬礦床。

研究表明，北哈薩克科克切塔夫地塊東緣發現的大型-超大型金礦、銅礦和錫礦主要受圍繞科克切塔夫前寒武紀地塊發育的島弧增生帶的控制，這些礦床主要形成於早古生代（寒武-奧陶紀為主），其成礦作用屬於典型的島弧岩漿-熱液成礦體系；這些礦床的形成是科克切塔夫前寒武紀地塊與其周邊早古生代島弧岩漿活動相互作用的結果，古老陸殼和新生陸殼對成礦均有重要貢獻。

大型斑岩銅礦的形成是一定地質背景與環境的產物，根據其成礦地質條件上的多樣性、復雜性、特殊性等特點，以地質遙感為主要技術手段，通過對比研究，得出巴爾喀什地區與准噶爾地區影響斑岩銅礦產出的遙感影像差異，包括蝕變帶分布狀況、線形構造狀況、環形構造狀況等。再結合典型礦區的已知地質數據，充分考慮控礦構造、容礦構造的展布情況，綜合分析出斑岩銅礦分布的不均衡的原因。從而嘗試建立中亞地區斑岩銅礦的遙感地質找礦模型。服務於今後中亞地區的斑岩銅礦勘查。

圖3-8 研究區及周邊地區成礦區帶劃分

Ⅰ—哈薩克-准噶爾成礦域：Ⅰ₁—巴爾喀什成礦帶，Ⅰ₂—准噶爾-阿拉套成礦帶，Ⅰ₃—成吉思-塔爾巴哈台成礦帶，Ⅰ₄—扎爾馬-薩吾爾成礦帶，Ⅰ₅—烏斯品成礦帶，Ⅰ₆—巴彥瑙爾城礦區，Ⅰ₇—楚伊犁成礦帶，Ⅰ₈—科克舍套成礦帶；Ⅰ₉—田吉思成礦區，Ⅰ₁₀—灰茲卡茲甘成礦區；Ⅱ—西伯利亞構造成礦域：Ⅱ₁—礦區阿勒泰成礦帶，Ⅱ₂—薩彥山區勒泰成礦帶

❸ 研究區地質背景及地質生態環境分區

（一）地質概況

河北南部地區位於華北地台中部，臨漳縣城以東屬於華北地塹，以西為太行山斷裂帶（圖4-2）。太行山斷裂帶呈北北東走向，在地質歷史中曾多次活動，形成由西向東的階梯狀降低的太行山系。在西部高山區除涉縣境內漳河流域出露震旦系石英岩狀砂岩夾頁岩和太古界片麻岩地層外，主要是寒武-奧陶系灰岩、白雲岩、頁岩和砂岩地層，東部低山丘陵區出露太古宇贊皇群、震旦系、寒武系、奧陶系、石炭系、二疊系砂岩、頁岩、煤系地層和第三系紅層夾礫岩。山前平原和山間盆地為第四系洪積層。華北地塹為裂陷區，被第四系沖積層和黃土覆蓋。

圖4-2研究區地質及地質生態環境分布圖

1—第四系黃土、砂土夾礫石；2—上第三系三趾馬紅土夾礫岩；3—二疊系砂岩、砂質頁岩夾灰岩；4—奧陶系-寒武系灰岩、白雲岩及泥灰岩；5—震旦系石英岩狀砂岩夾頁岩；6—太古宇黑雲斜長片麻岩；7—閃長岩；8—斷層；9—地塹界線；10—分區界線；A—漳河地質生態環境區；B—山區地質生態環境區；C滏陽河地質生態環境區；D—平原地質生態環境區

本區出露的中—鹼性岩漿產物，屬於閃長岩類，有含斑閃長岩、石英閃長玢岩、閃長玢岩和正常閃長岩。其同位素年齡為170～87Ma，為早侏羅世至晚侏羅世的岩漿活動產物，屬燕山期。從整體來看，岩體延長方向多為南北—北北東向，受南北構造體系和新華夏構造體系的主壓結構面所控制。只有三條輝綠岩脈出露於涉縣東部寒武、奧陶系地層，是燕山早期的產物。

以圖幅中部貫穿南北的安陽—邯鄲斷裂為界，西部為太行隆起，東部為華北拗陷的一部分。本區構造主要發生於燕山時期，喜馬拉雅運動時期這些構造又繼續發展，造成本區構造面貌。

本區處於兩個一級構造單元連接處，經受南北構造和新華夏構造體系的復合作用，因而構造比較復雜，大多數構造線方向呈南北或北北東方向，構造類型以斷裂為主，褶皺次之。各種構造體系的各級構造以各種方式相互疊加，使本區構造輪廓更加復雜多樣。

（二）地質生態環境分區

漳河沿岸山區為食管癌死亡率最高區（112～326人/10萬），漳河以北山區死亡率相對較低（62～116人/10萬），個別鄉達到147～150人/10萬。磁縣山區、丘陵和山前平原60～70年代死亡率除個別鄉外，基本上為100～180人/10萬。然而90年代山區死亡率呈明顯下降趨勢（58～115人/10萬，個別降至150人/10萬），丘陵區靠山區一側的大部分鄉死亡率亦有降低（45～142人/10萬），但丘陵靠平原一側的幾個鄉和山前平原區死亡率不但沒有降低，反而明顯上升（110～228人/10萬）。屬於山前洪積平原的臨漳縣城以西的杜村集和南東坊，在90年代食管癌死亡率亦較高（81～120人/10萬）。縣城東和魏縣沖擊平原地區90年代死亡率為27～61人/10萬。明顯高於全國食管癌死亡率平均水平17.38人/10萬。涉縣山區90年代食管癌死亡率有無降低，目前無資料說明，但本次調查表明關防和合漳死亡率已由116人/10萬和154人/10萬降至60人/10萬和56人/10萬（表4-4）。

表4-41993～1995年涉縣食管癌標化死亡率（1/10萬）

由以上統計可以看出：以臨漳縣城附近的杜村集和南東坊為界，以東為食管癌中低發區＜60～27人/10萬）（Ⅱ）（圖4-3），以西為食管癌中高發區（＞60～329人/10萬）；在食管癌中高發區（Ⅰ）中，漳河流域沿岸曾是本區食管癌死亡率最高地區（Ⅰ₁），但合漳下游磁縣境內岳城水庫附近死亡率有明顯下降。涉縣漳河以北和磁縣山區為食管癌降低區（Ⅰ₂）；磁縣丘陵地區大部分亦為食管癌降低區（Ⅰ₃）；磁縣東部和臨漳縣西部山前（洪積扇）平原為食管癌上升區（Ⅰ₄）（圖4-3）。

綜合以上內容，可將本區劃分為四種地質生態環境區：漳河地質生態環境區（A），山區地質生態環境區（B），滏陽河地質生態環境區（C），平原地質生態環境區（D）（圖4-2）。

（1）漳河地質生態環境區（A）：指岳城水庫以西的漳河流域沿岸地區，呈狹長條帶狀近東西向展布，河床寬30～50m，最寬可達100m左右，兩岸為陡峭的岩石，河流階地不發育，耕地大多為河灘沙土。由於沿岸山區長年無流水匯入，土壤母質主要來自上游蝕源區沉積物，土壤成分與本地區岩石關系不大，主要種植小麥和玉米。由於土質差，糧食產量不高。

圖4-3河北南部地區食管癌分布圖

Ⅰ—高中食管癌死亡率（＞60人/10萬）分布區：Ⅰ₁—漳河高食管癌死亡率分布區；Ⅰ₂—山區食管癌死亡率降低區；Ⅰ₃—丘陵食管癌死亡率降低區；Ⅰ₄—洪積扇（部分丘陵）食管癌上升區；Ⅱ—平原中低食管癌死亡率（＜60人/10萬）分布區

（2）山區地質生態環境區（B）：漳河以北，黃沙、都黨、賈壁以西山區。由太行山斷裂差異升降形成沖蝕地貌，呈由西向東階梯狀降低趨勢。出露岩石以灰岩、白雲質灰岩、砂岩為主，土壤為岩石殘坡積發育的褐土和褐土型粗骨土，種植玉米和小麥，施農家肥為主，糧食產量不高，當地村民大多喝窯水或深井水。

（3）滏陽河流域地質生態環境區（C）：包括峰峰礦區、磁縣東部和臨漳西部地區，在太行山斷裂帶邊緣地帶，河流流經丘陵（C1）和洪積扇（C2）兩個地貌單元，在丘陵地區（C1）發育一、二級水系，呈網狀分布。該區出露二疊系砂岩、頁岩和煤系地層、第四系沖積層和洪積層，發育草甸土和砂質褐土。在洪積扇地區（C2）河流為三級水系，洪積層形成扇形台地，形成草甸土和褐土，土質較好，種植小米、玉米，一年二季，由於大量使用化肥和農葯，產量高。村民喝淺井水。

（4）平原地質生態環境區（D）：臨漳縣城以東地區為地裂陷沉降區。主要堆積河流沖積砂土和風成黃土，發育砂質黏土和砂土，形成沖積平原地貌。土壤已基本被開墾成農田和經濟林，種植小米、玉米、棉花和經濟農作物。大量施用化肥，機井灌溉，一年二季，產量高，村民喝壓井水。

表4-5邯鄲剖面I土壤化學元素背景

表4-6邯鄲剖面Ⅱ土壤化學元素背景

❹ 研究區背景

新疆天山總體為一巨型古生代造山帶，位於准噶爾地塊和塔里木地塊的結合部位，大地構造環境復雜，岩漿活動頻繁，沉積建造類型豐富，是我國西部極為重要的銅鎳金成礦區域。對成礦有重要意義的建造主要有：雙峰式火山岩建造、復理石建造、含碳碎屑岩建造、火山-類復理石建造，以及岩漿作用形成的各種鈣鹼性、鹼性花崗岩類建造、鎂鐵-超鎂鐵岩建造、地幔熱柱有關的深源鹼性（火山-花崗岩）建造、裂谷玄武岩建造、綠岩建造等。根據大地構造環境和構造單元地質特徵分析，東天山是尋找斑岩型銅鉬礦、岩漿熔離型銅鎳礦、火山沉積-改造型銅礦、與韌性剪切帶有關的海相火山岩型金礦的有利地區。已發現的成型銅（鎳）礦床主要分布於研究區的北部，即康古爾斷裂以北的小熱泉子—土屋—黃山一帶。銅礦主要類型有斑岩型、銅鎳硫化物型、火山岩塊狀硫化物型，夕卡岩型等。主要成礦時代是石炭紀、二疊紀。斑岩銅礦床主要形成於早石炭世，如土屋-延東-赤湖-三岔口銅礦。

在研究區東部土墩—黃山—鏡兒泉一帶，分布有黃山、黃山東、黃山南、香山、土墩、二紅窪、葫蘆等鎂鐵-超鎂鐵質雜岩體，沿康古爾塔格斷裂及其次級斷裂侵位於石炭系干墩組和梧桐窩子組中，這些岩體高度分異，普遍有銅鎳礦化；現已探明黃山、黃山東為大型礦床，土墩、香山、黃山北為中型礦床，黃山南、二紅窪為小型礦床。

8.1.1 礦區地層

哈密土墩—黃山—鏡兒泉一帶出露地層如下：

1）下石炭統干墩組：分布於黃山南、黃山、黃山東、黑山口一帶，與上覆的梧桐窩子組成整合接觸。岩性為濁積岩夾有凝灰岩及石灰岩透鏡體、細碧岩及少量千枚岩、含鐵碧玉岩。本組岩性變化大，自東向西火山岩呈現明顯增加趨勢，東部有大規模的華力西期中期花崗岩侵入，地層受變質程度較高，見有變粒岩、片岩等。

2）中石炭統梧桐窩子組：分布於土墩、黃山、黑山口以北地區。為淺海相碎屑岩、火山碎屑岩、細碧岩和石灰岩等，厚590～3537 m。在黑山口北部，下部為角斑質凝灰岩、石英角斑質凝灰岩、石英角斑岩夾有凝灰質板岩和凝灰質砂岩、變質砂岩；上部為凝灰岩夾角礫凝灰岩和細碧岩，為陸棚火山沉積，進一步可能發展成為深海盆地中角斑質熔岩流噴溢、火山灰泥沉積。

8.1.2 礦區基性-超基性岩體

黃山地區基性-超基性岩帶呈近於東西向展布於康古爾塔格斷裂和苦水斷裂之間，長約270km，可以分為東西兩段。西段包括有土墩、二紅窪、黃山、黃山北、黃山南、黃山東等近20個岩體，東段位於鏡兒泉一帶包括有紅石崗、黑石樑、葫蘆、葫蘆東、串珠、馬蹄等十幾個岩體。在西段，華力西期中期有兩次岩漿侵入作用，先是基性超基性岩-中基性岩-中性岩-中酸性岩，最後是酸性岩。基性超基性岩出露於黃山東、黃山西、黃山南、黃山北、二紅窪、土墩、山口及黑尖山等地，大多位於NNE向和EW向斷裂兩側，侵位於下石炭統干墩組和中石炭統梧桐窩子組，是本區銅鎳硫化物礦床的主要含礦岩體。主要岩石類型有輝石閃長岩、角閃輝長蘇長岩、斜長角閃橄欖輝長岩、角閃輝石岩、斜長角閃橄欖岩。普遍富含鐵、鎂，並且具有低的鎂鐵比值（M/F），其中鐵質超基性岩M/F值為2.37～3.00；鐵質基性岩M/F值為0.96～2.11 ，多屬於亞鹼性系列岩石。蝕變表現為蛇紋石化、綠泥石化、滑石化、次閃石化、碳酸岩化等。中基性岩體主要位於黃山—黃山東以北，主要岩石為蝕變輝石閃長岩、蝕變輝長閃長岩、蝕變閃長岩等。具有黝簾石化、鈉黝簾石化、綠泥石化、纖閃石化；侵位於下石炭統干墩組和中石炭統梧桐窩子組。

（1）含礦岩體岩石化學特徵

岩體可以劃分為兩個系列，一是橄欖拉斑玄武岩系列，如黃山地區各岩體，其侵位時間相對較早；一是苦橄玄武岩系列，如葫蘆、土墩等岩體，多數是較晚階段的產物。

各岩體全岩（各相帶總合）M/F介於2.47～3.68之間，其中橄欖岩相的M/F介於3.84～4.68之間，為鐵質超鎂鐵岩石。各岩體總平均成分彼此差不多，SiO₂：50.01%～51.80%，Al₂ O₃：10.57%～16.34%，Fe₂ O₃：1.74%～2.49%，FeO：5.34%～6.62%，MgO：10.52%～16.91%，CaO：8.03%～0.65%，Na₂ O：1.53%～2.65%，K₂ O：0.32%～0.62%。岩石化學成分的總體特徵為低Ca，Al，富Mg，Fe，弱鹼，SiO₂ 含量在42%～50% 之間，主要岩石化學數值特徵見表8.1。從表8.1可以看出，超基性岩里特曼組和指數（δ）為負值，Na₂ O＞K₂ O，屬於過鈉性大西洋型；基性岩屬於鈣性強太平洋型；SI值除葫蘆、土墩、二紅窪岩體不同岩性差值不大之外，其餘岩體都有一定差值，暗示有一定程度的分異；M/F值一般在1.5～6之間，屬於含Cu，Ni，PGE岩體；其αSi-Calk/m數值對應於有銅鎳礦化的偏鎂岩石系列；其扎氏數值也在礦化岩體經驗數值內；主要成礦元素豐度不同於加拿大地盾含礦岩體的統計數值，與甘肅金川、新疆卡拉通克岩體的成礦元素豐度也有很大差異。黃山東、黃山、土墩和香山已經圈定出不同經濟價值的礦體，可以認為成礦元素豐度較高者形成礦床可能性很大。

表8.1 研究區內含礦岩體岩石化學特徵參數

（2）含礦岩體稀土元素特徵

含礦岩體稀土元素豐度見表8.2 ，從表8.2中可以看出，各類岩體稀土元素總量很低，為地幔岩的2～6倍，大致穩定在（5～15）× 10 ^-6之間，與一般超鎂鐵岩相一致；配分形式基本上都不同程度地呈富集型模式，但斜率不大，暗示稀土元素分餾程度不高；銪異常不明顯，一般基性岩略具正異常，超基性岩則多呈負異常，暗示岩漿貧鈣並處於相對還原條件，也同岩漿分異程度較低有關；稀土元素豐度形式特點也不同，黃山西和葫蘆岩體的超基性岩類相近似，與其他岩體明顯不同。

表8.2 研究區內含礦岩體岩石化學特徵參數

8.1.3 成岩成礦時代

周汝洪（1985）、王潤民（1987）和南京大學（1990）在黃山基性-超基性岩帶上測試了15件K-Ar年齡，范圍在235.05～439.6 Ma之間，年齡解釋上存在著很大的不確定性。岩體Rb-Sr等時線年齡為285 Ma（李先梓等，1991），相當於早二疊世。

黃山含礦雜岩體全岩Sm-Nd等時線年齡為308.9 ± 10.7Ma，五件銅鎳礦石Sm-Nd等時線年齡為305.4 ± 2.4Ma；黃山東含礦雜岩體全岩Sm-Nd等時線年齡為320 ± 38Ma，七件銅鎳礦石Sm-Nd等時線年齡為314 ± 14 Ma（李華芹，1998）。

秦克章（2001）對香山角閃輝長岩進行單顆粒鋯石U-Pb同位素年齡測定，獲得其年齡為285 ± 1.2 Ma。

對於基性-超基性岩來說，Sm-Nd等時線年齡指示著從上地幔源區脫離出來的岩漿越過莫霍面進入下地殼岩漿房之後的時間長度，此時岩漿溫度為1300～1500℃之間，而岩石或單礦物U-Pb同位素體系時鍾啟動溫度為700～1000℃之間，全岩Rb-Sr及K-Ar同位素體系的封閉溫度分別為400～500℃，200～600℃以下（秦克章，2001）。因此，Sm-Nd等時線年齡指一般小於相應的岩石或單礦物U-Pb同位素體系、全岩Rb-Sr及K-Ar年齡。

綜上所述，可以得出黃山基性-超基性岩帶侵入年齡不應該早於Sm-Nd等時線年齡308.9Ma，這與岩體侵位的最新地層為中石炭統梧桐窩子組的地質事實是相符合的。結合岩石單顆粒鋯石U-Pb（285Ma）年齡和礦石Re-Os同位素精確測定年齡（282Ma），本區成岩成礦時間應該在280～310Ma之間，即晚石炭世—早二疊世，為華力西期中晚期岩漿活動的產物。

成岩成礦時代的釐定是礦床成礦系列研究的十分重要的內容，對於一個地區的成礦動力學背景的研究具有十分重要的意義（毛景文等，2002；王登紅等，2002）。因此，黃山東銅鎳礦床礦石Re-Os同位素精確測定的年齡，對於明確回答該地區基性-超基性岩帶形成與碰撞期後陸殼伸展期張弛動力學環境具有重要意義。

❺ 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。

❻ 研究區地質背景

一、遼河坳陷冷東油田冷91和冷43－54－556井

我們重點解剖的3口井油藏剖面中的兩口來自遼河坳陷西部凹陷東側(圖7－1)。西部凹陷位於西部隆起和中央隆起之間，呈北東－南西走向，其東界是一個鏟狀的張性斷層，斷面上陡下緩;其西側為寬緩斜坡;半地塹構造形態在漸新世形成。冷東油田東鄰中央隆起，西接陳家凹陷。根據前人研究(Lu等，1990;Koopmans等，1999，2002;Huang等，2002，2003，2004)，冷東油田的地層主要包括沙河街組和東營組，形成下細上粗、西細東粗的岩性組合，主力生油岩分布在陳家凹陷的沙三段和沙四段湖相泥頁岩地層，儲層主要是沙三段和沙一段砂岩地層。冷東油田西側局部地區沙三段也有湖底濁積砂岩形成儲層。

圖7－1 冷東油田構造位置圖(上)和構造橫剖面圖(下)

我們分別選取了沙三段和沙一段油層剖面開展系統研究。沙三段油層剖面取自冷91井濁積砂岩儲層，現今埋深為1693～1821.5m，地溫60～70℃，原油降解級別相當於Peters和Moldowan(1993)的1～4/5級。而沙一段剖面取自冷43－54－556井礫岩和粗砂岩系統岩心樣品，現今埋深為1373.32～1427.53m，地溫50～55℃，原油降解級別相當於Peters和Moldowan(1993)的5～9級。由於接近物源，分選差，儲層物性具有明顯的非均質性，孔隙度一般在5%～40%，滲透率一般在1～5000mD。兩儲層均為正常壓力系統。

二、西加盆地Athabasca油砂礦13－26－084－11W4井油藏剖面

圖7－2 西加拿大盆地Athabasca油砂礦13－26－084－11W4井地質剖面圖右側為地化分析樣品位置及編號;標*的樣品為酸性組分分析重點樣品

我們重點解剖的西加盆地阿爾伯塔油砂礦油藏剖面取自Athabasca南部13－26－084－11W4井，位於淺層原地熱采方法試驗區。如第六章所述，艾伯塔油砂的儲層是下白堊統McMurray組，沉積環境下部為陸相，中部為港灣，上部為海相，儲層物性顯示出很強的非均質性(圖7－2)。由於儲層沒有經歷過深埋，最大埋藏溫度不超過30℃，成岩程度極差，儲層物性主要反映沉積物的沉積歷史;而儲層瀝青則遭受了嚴重的微生物降解，原油物性明顯受儲層溫度、注入時間、混合、油水界面存在與否及規模、地層水礦化度及養分供給程度等控制(Wilhelms等，2001;Larter等，2003;Head等，2003)。區域地質研究結果(Ranger和Rottenfusser，2005)表明，本區油砂儲層存在區域性底水，從而造成大面積原油生物降解，原油酸值增加，並在蓋層條件較好的地方形成甲烷氣頂。儲層瀝青黏度為200000～6000000cP，原油降解級別相當於Peters和Moldowan(1993)的5～9級。這次分析的樣品位置詳見圖7－2。

❼ 　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）。

❽ 　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。

❾ 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。

❿ 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。