形成砾岩的古地理环境

『壹』 砾岩的性质

砾岩

地层中常见的砾岩有两种。

一是底砾岩，位于某个地层组合底部的侵蚀面上，代表长期沉积间断以后，一个新的沉积时期开始的产物，故在不整合面或假整合面上时有所见。

在野外如何识别底砾岩？可以根据以下的特点予以判断：①位于侵蚀面上，其砾石成分具有其下伏各岩层所成的砾石。②砾石的成分比较简单，常见的以石英质的砾石最多。③砾石的磨圆度良好，分选也好。④分布的范围不大，但分布的层位相当稳定。⑤同一底砾岩层中的砾石及砂粒，自下而上变细，磨圆度变好。

确定底砾岩存在与否的意义十分重要，因为它既是划分地层（系、统、组）界

线的标志，又是阐明地壳运动的标志，是恢复古地理面貌、讨论区域地质发展阶段

性等问题的重要资料。某些矿产的赋存，诸如金、铀、铜、金刚石、钼等也往往与

底砾岩在一起。

第二种砾岩是层间砾岩，它的产生大多数是由于沉积过程中局部的环境发生变化，比如水流的冲刷、波浪的冲击、暂时的干涸、岸坡的滑动、地壳的微弱升降等均可导致层间砾岩的形成。

在野外，如何认识层间砾岩呢？主要有以下几项标志：①相夹在普通的岩层之间，与侵蚀面、不整合面、假整合面无关。②其砾石的成分与其下最接近的地层岩性相关。③有时层间砾岩层之下有冲刷面。④砾石的磨圆度较差，而且含有石灰岩、粘土岩类等容易溶解或易破碎的岩石所形成的砾石。⑤胶结物、充填物比较复杂。作为最典型的层间砾岩，就是同生砾岩，例如华北地区寒武纪地层中极为常见的竹叶状灰岩。

在观察砾岩的岩石性质时，还可以根据砾石的外形和排列情况判断其形成时的环境。例如在河流中形成的砾石的外形对称性较差，其长轴方向与水流的流向垂直，倾斜方向与水流流向相反，倾角较大，可达15°～30°。形成于海滨的砾石，排列的倾斜方向对着海洋，倾角较小，7 °～8 °，长轴方向与海岸平行。还有的具有干裂、孔隙、结核等。常见的沉积岩有：直径大于3毫米的砾和磨圆的卵石及被其它物质胶结而形成的砾岩，由2毫米到0.05毫米直径的砂粒胶结而成的砂岩，由颗粒细小的粘土矿物组成的页岩，由方解石为其主要成分，硬度不大的石灰岩等。

『贰』 砾岩由哪三部分组成

碎屑物（岩屑、晶屑）、胶结物

『叁』 岩相古地理环境

与铁建造有关的绿岩带层控金矿床主要与碳酸盐相、氧化物－硅酸盐和硫化物相BIF有关，并多产在距火山口较近的喷气作用较强烈的地带，显然是受沉积时的岩相古地理的控制。

田永清（1981）及李树勋等（1986）曾根据BIF的岩相、岩石组合及准同生变形等特征，详细地分析了沉积盆地的古地貌，确定出康家沟－柏枝岩、赵村－黑山庄、金刚库、平型关等处可能是一些火山活动的近源地带，其地形特征为水下隆起，属于火山盾形台地，以出现喷气碳酸盐相BIF、铁的硫化物相和分布火山碎屑岩为特征（图7-4）。其中以康家沟—大西沟一带最典型，在这里水热喷气作用较强烈，发育铁的碳酸盐岩（主要是铁白云石和菱铁矿）及其伴生的碳质条带、燧石条带和黄铁矿化，局部见火山角砾岩。菱铁石英岩与含菱铁矿绿泥片岩呈互层产出，见有2～3层磁铁石英岩。由于褶皱变形作用较强，除发生局部扭曲外，常呈透镜状出露。在含碳酸盐的地层中夹有绢云石英片岩（可能为酸性火山岩），与菱铁石英岩及含菱铁绿泥片岩的界线清楚并一起褶皱。这一地段不仅火山岩、BIF、石英岩等的金丰度值普遍较高，且在局部出现金矿化，如康家沟的黄铁矿化菱铁磁铁石英岩含金可达2.37×10^-6，含金量在100×10^-9以上的点有多处，表明与火山喷气作用有关的碳酸盐相BIF对金矿化的形成有利。即使主要矿化出现在贫磁铁石英岩中，但它仍然受一定的岩相古地理条件控制。

图7-4五台群BIF的岩相古地理图

1—滹沱群；2—太古宙基底；3—金刚库组BIF;4—柏枝岩组BIF；5—氧化物相；6—氧化物－硅酸盐相；7—碳酸盐相；8—喷气碳酸盐相；9—硫化物相；10—火山角砾岩；11—海底倾斜方向；12—水下隆起区

另一典型金矿化是变质砾岩型古砂矿。根据变质砾岩金丰度高、离差大，将其作为有利的矿源层。山西省区调队综合1∶50000滩上、聂营、岩头幅变质砾岩痕量金、银测试成果表明（孟令山等，1986），五台山区四集庄组在604个样品中，金的平均值为2.13×10^-9，离差4.94，变异系数231，富集系数469，浓集克拉克值0.53，峰值5120×10^-9，产于含砾绿泥长英片岩中。可见金的分布极不均一，虽普遍显示微量含金，但丰度最高、离差最大者并非变质砾岩，而是绿泥片岩。富集系数小于60者，无论是否为变质砾岩，都有金矿化产出。富集系数小于20者，即可能有矿（化）体产生。后者约占样品总数的19.91%，表明五台山区变质砾岩分布区金矿化有希望地段可达1/5，在这19.91%的变质砾岩矿化样品中，又有13.81%是经过后期热液活化使金、银再次富集的结果，只有6%纯属原生沉积－变质的含金砾岩。这也说明了有原生金矿化存在的可能性。

孟令山等（1986）根据砾岩的岩性及沉积构造恢复了四集庄组的岩相及古地理，将其划为河流三角洲相、潟湖相、海湾浪击相和海湾宁静相，并认为对成矿最有利的是海湾浪击相，其次是河流三角洲相。沉积物的来源主要是北部五台群蚀源区。

『肆』 白垩纪岩溶的分布

古岩溶改造形态及其伴生建造的分布，具广泛性、方向性、局部等距性和伴生共存等特征，这些我们在前期研究成果中已作总结。现以古岩溶建造分布的形态特征及其相关参数为依据，对古岩溶负向形态和正向形态，就其分布密度、形态和伴生建造的视厚度参数、区域岩溶侵蚀、剥蚀度和古岩溶化强度等，作些探索性研讨。

7.2.1.1我国南方白垩纪岩溶发育概况

区域地质资料表明，秦岭地轴以南白垩系分布广泛，其中不少属古岩溶沉积堆积建造。诸如秦岭南坡的淅川、李官桥、马蹬、房县、南漳等盆地，长江中下游的宜昌南津关、黄岗鄂城附近，芜湖、南京附近，云贵高原的开远、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、来凤龙山、源麻凤凰和南岭的衡阳水口山、临武、星子、乐昌南等中小型盆地，都有完整型的古岩溶建造。这些中小型盆地都与岩溶区或半岩溶区大型的陆相红色沉积建造湖盆有水力联系，是大型湖盆外缘的中小型盆地。而中小型盆地之外，所有岩溶区内，都有典型的湖相、河流相、坡麓、坡积、溶洼、溶斗、洞穴、㟖地、嵅地等各种微（亚）相岩溶沉积堆积建造。这些古岩溶区特有的古岩溶建造，是重建古地理环境的重要依据，其中以溶积钙砾岩型的古岩溶沉积堆积建造分布最广，其形态、产状反映的古岩溶形态最具广泛性和典型性。

7.2.1.2广西岩溶区白垩纪岩溶建造的分布特征

广西岩溶区的古岩溶建造分布特征：①古岩溶建造分布方向变化大，形态多样，大小掺杂，反映古岩溶化程度较高，但山（峰）体离立度不大。古岩溶建造分布的整体走向与褶皱或断裂构造走向一致。如南岭东西构造带上的山字型和弧形构造制约着广西都安六柱、来宾、柳城良村和桂林白垩纪岩溶建造的分布；②很多古岩溶建造发育在断裂构造带内，其分布与断裂走向一致。古岩溶建造呈群、呈簇分布极广泛。很少连成大片，若以面积计，极少大于10km²,5km²者亦零星，多数小于1km²，甚至仅几十平方米或更小。反映古岩溶化程度较高，为岩溶沉积堆积提供大量物质，且成因类型复杂。因此，形成完整型岩溶建造小片分布和溶积钙砾岩型建造分布广的总格局；③古岩溶建造的岩石结构成因类型复杂。沉积堆积角砾分布最广，间夹坍塌、崩塌块石和冲积砾石。砾间填隙物以无粒序或似粒序砂砾屑为主，间夹流水层面构造或纹层构造。这些都是古地理环境和古岩溶水复杂流态的反映。

综上所述，古岩溶建造分布极广泛，但多呈零散、小面积展布，其中钙砾岩型建造为主，胶结物局部有复杂层面构造，反映南方的古岩溶环境复杂，构造布局明显。古岩溶建造的这些特征既反映我国南方古岩溶特别是古岩溶形态的主要特征，也说明岩溶化极不均一。

7.2.1.3桂林岩溶区的古岩溶形态类型

本区研究较详，已测定351处晚白垩世岩溶建造，可以此作代表重点分析，其分布有相对集中或较零散之分。选其中相对集中的地段统计表明（表7.1）：分布密度最大在芦笛岩－汉塘分区，每10km²达5.3处，其他分区2～3处，更多地区是小于0～1处，尚有许多未详细工作或第四系覆盖的分区。反映桂林岩溶区，古岩溶建造分布广、密度大而不均，说明白垩纪以前强岩溶化和新生代以来岩溶剥蚀作用强，以及古岩溶发育不均一。

表7.1 桂林古岩溶建造平面形态统计表

区内岩溶建造出露的平面形态极复杂，以条形和似等轴形居多。前者长100～1750m，个别大于3000m，宽40～500m，个别1000m以上，长短宽窄不一。后者直径小于50m至400m，大小不一。另有较多特殊形态，如弧形，呈较规则状或不规则状，近环一半环形、三角形、丁字形等，基本显示古岩溶建造沉积时的原始空间状态或分布概貌。此外是特殊形态与上述常态的连接或复合，呈各种不规则形态。其中有些可能显示古岩溶地表与地下形态的串通状态。

全区古岩溶建造出露长宽比值，一般为1.5～5，大于10或近似1的较少。统计资料表明（表7.1），古岩溶建造形态长宽比值小于2.5者占48.8%，其中以1.5和2左右为主，前者呈似圆形，后者呈椭圆形；比值2.6～7.5者占43.5%，呈条形，其中5以下为宽条形，以上为窄条形；比值大于7.5者占7.3%，呈细长条形。这些平面形态主要反映岩溶建造沉积堆积时，负向古岩溶形态以㟖地、溶斗和溶隙为主，间夹嵅地，其间缓坡地和坡麓广布，少量湖盆和洞穴；其次是成形时的控制构造，特别是古断裂。

以古岩溶建造长宽比值作分类基础，结合建造分布密度、分布高程、形态组合，以及与碳酸盐岩基岩的相关关系，桂林岩溶区有5种古岩溶建造分布类型。基本反映五类古岩溶形态类型，其特征及重建，详见下文。

（1）芦笛岩－汉塘型分布区（图7.1，表7.1）

图7.1 桂林芦笛岩—汉塘白垩纪岩溶建造分布图

1.白垩系岩溶建造；2.下石炭统碳酸盐岩；3.上泥盆统碳酸盐岩；4.石炭系、泥盆系碳酸盐岩残存山体（溶岜）海拔高度（m）

古岩溶建造长宽比值以小于2.5为主，占58.3%，多呈近等轴状、椭圆状，形态简单，反映㟖地、溶斗形态；其次比值2.6～7.5，占33.3%，以宽条形为主；窄条形很少；比值大于7.5者的细条形更小，反映溶隙较发育，且剥蚀深度不甚大。其中特殊的或复合连结的形态较明显，受主干或交汇裂隙控制。如二纸厂东有残坡积溶积钙砾岩，光明山嵅状溶积钙砾岩间夹洞穴坍塌堆积溶积钙砾岩。再如猴山、汉塘北、乳胶厂北等筒状溶积钙砾岩，应是缓坡面上、㟖地、崴地一侧的竖井或溶斗中下部的沉积堆积物，其长宽比值分别为1.4、1.5、1.67，残留标高不一，且有坍塌砾块、方解石晶包和马牙状、环带状构造，是洞穴或竖井沉积堆积物。总之，本分区是溶岜㟖地为主，溶斗和竖井或洞穴较发育的古岩溶环境。

（2）白沙堡-水嵅型分布区（图7.2，表7.1）

古岩溶建造长宽比值以2.5为主占68.2%，背山—寺山（图7.2）一带占67.7%。呈近等轴状、椭圆形、不规则状；其次比值为2.6～7.5，占32%左右，以宽条形为主；比值若大于7.5，为㟖地、谷地、溶斗（井）、嵅地、洞穴坍塌和淤积等沉积堆积体，反映古岩溶环境较复杂，溶岜间有溶岧，㟖地呈条形或槽谷形，间有嵅地。

图7.2 桂林背山—寺山古岩溶建造分布图

1.白垩系岩溶建造；2.下石炭统碳酸盐岩；3.上泥盆统碳酸盐岩；4.中泥盆统碳酸盐岩；5.泥盆系—石炭系碳酸盐岩残山峰体海拔高度（m）

（3）丫吉村-轮胎厂型分布区（图7.3，表7.1）

古岩溶建造分布广，方向性明显，受断裂和背斜构造、古地形制约。古岩溶建造长宽比值小于2.5和2.6～7.5两级，各占45%左右。报安—牛路坪一带小于2.5者达50%，而2.6～7.5者仅37.5%，多呈近等轴形、宽条形，形态简单，规模悬殊，部分呈弧形、似环形、半环形等复合形态。简单形态反映㟖地、溶斗、坡－坡麓、嵅地或谷地、竖井等沉积堆积空间。复合形态，则是坡－坡麓与㟖（嵅）地、洞穴与嵅地、坡麓与洞穴等沉积堆积体的组合。长宽比值大于7.5者为10.3%，而牛路坪一带和劳动大学地段分别为12.5%,7.5%，以宽条形为主（图7.4、7.5），椭圆形为辅，呈串珠状展布。牛路坪一带受北西向断裂谷控制为主，马面墟劳动大学一带，则受背斜及其伴（派）生断裂系统制约。这些形态反映条形㟖地或槽谷、嵅地和溶裂或坡麓等沉积堆积空间。总之，这类分区的古岩溶环境，以㟖地、槽谷为主，溶斗、溶裂为辅，局部地段有竖井、嵅地、洞穴，其匹配的溶岜群间溶岧呈簇状分布，残丘或台状和墙状山体，沿槽谷呈条带状或串珠状断续分布。

图7.3 桂林丫吉村古岩溶建造分布图

1.白垩系岩溶建造；2.下石炭统碳酸盐岩；3.上泥盆统碳酸盐岩；4.泥盆系—石炭系碳酸盐岩残山峰体海拔高度（m）

图7.4 桂林报安—牛路坪古岩溶建造分布图

1.白垩系岩溶建造；2.下石炭统碳酸盐岩；3.上泥盆统碳酸盐岩；4.中泥盆统碳酸盐岩；5.压扭性断裂；6.泥盆系—石炭系碳酸盐岩残山峰体海拔高度（m）

（4）地水洞—思和型分布区

古岩溶建造分布高程变化大（表7.1），反映古正向形态与坳地层次和高差变化都大。古建造长宽比值以2.6%～7.5%为主，达49%～51.5%，多呈椭圆形、宽条形；其次长宽比值小于2.5，占33%～45.3%，多呈不规则状、椭圆形或条形；长宽比值大于7.5者为5.7%～15.2%，以细长条形为主。地水洞一带沿近南北向背斜轴分布（图7.6），但主要发育在其伴（派）生断裂系统中，特别是近东西向的横张断裂（陷）谷中。

上述古建造形态是㟖地、嵅地、槽谷、溶斗等部分沉积堆积体的反映，有洞穴、竖井、溶裂等沉积堆积体复合的体现。说明古负向形态复杂，大小、组合变化大。这些负向形态匹配的溶岜间有溶岧，呈簇状分布，其中局部地段可能有伏流或深邃峡谷。

综上所述，（1）～（4）型岩溶分区内，均以溶积钙砾岩型建造为主，是溶岜㟖地间有溶岧、嵅地古岩溶形态组合的伴生产物。

图7.5 桂林劳动大学—马面圩古岩溶建造分布图

1.白垩系岩溶建造；2.下石炭统碳酸盐岩；3.上泥盆统碳酸盐岩；4.泥盆系—石炭系碳酸盐岩残山峰海拔高度（m）

（5）李家村-马路厂型分布区

古岩溶建造在槽谷内有完整型岩溶建造，呈较大片或椭圆形分布（图7.7）。片间及槽外有溶积钙砾岩零星分布，其长宽比值为小于2.5和2.6～7.5，约各占50%，呈片状、椭圆形、宽条形，个别近等轴状等形态。表明槽内外有湖盆、河湖沼泽、河谷、溶丘、残山（峰）、溶斗、㟖地、嵅地等，彼此以不同形式连通，古岩溶环境复杂。溶积钙砾岩中有坍塌砾块、碳酸盐岩基岩露头、残丘（山）及其中的裂隙状填充沉积、方解石晶包等混杂构造，常有顶托溶积钙砾岩的溶帽残山（丘）。这些是古负向岩溶形态内有溶丘、残山（峰）、洞穴化峰体等正向形态残存踪迹。

综上所述，以古建造裸露的平面形态及其长宽比值等参数，揭示的古岩溶形态特征，表明桂林岩溶区的5种古岩溶建造形态分布类型，都分布在与有正向伴生形态的负向中，彼此匹配，组合特征也有较大差异。因此，以上5种古岩溶建造形态类型，代表现代岩溶剥露后的古岩溶概况，也是岩溶剥蚀度和古岩溶发育度的综合显示。

图7.6 桂林思和—地水洞古岩溶建造分布图

1.白垩系岩溶建造；2.下石炭统碳酸盐岩；3.上泥盆统碳酸盐岩；4.中泥盆统碳酸盐岩；5.泥盆系—石炭系碳酸盐岩残山峰体海拔高度（m）

『伍』 古地理环境与沉积相概述

由于两大平原在第四纪以来，属于间歇性沉降的加积平原，且具有明显的继承性、多期性和差异性，加上古气候的冷暖交替，导致区内第四纪古地理环境与沉积相在时间上和空间上产生差异。

（一）早更新世古地理环境与岩相

1.早更新世早期（距今300～250万a前）

早更新世早期的三江平原与现在面貌迥然不同，盆地范围很小。仅在绥缤凹陷和前进凹陷有三个内陆封闭盆地接受第四系沉积，其余广大地区属于陆源剥蚀区，其周围山地约高出当地基面100～300m。区内除松花江有明显河道外，其他河流尚未形成。

主要沉积相有河床滞留相和冲洪积相（图3-3），沉积物厚20～100m，推断距今年龄约300～250万a前。

兴凯湖平原湖泊尚未形成，仅在松阿察河一带有一近南北向深槽，沉积了冲洪积物，厚30～50m（图3-4）。

2.早更新世中晚期古地理环境与岩相（距今250～120万a前）

由于两大平原断陷下沉，其沉积范围逐渐扩大，至早更新世未，达到山麓边缘，大体受平原周边断裂带控制。

三江平原西界小兴安岭山前台地边缘与依兰—伊通裂谷北段相通，东接完达山西麓，与敦化—密山裂谷相连，南临山前台地，以近东西向断裂为界，略小于今日三江平原范围，周围山地高出当地基面100～350m，属陆源剥蚀补给区。

区内的黑龙江业已形成，约在福兴一带入松花江再北泄。其河床滞留相沉积物的电阻率达300～400Ω·m。表明河流能量较小，尚未切穿嘉荫峡谷，还没有能力携带更粗颗粒沉积物。小兴安岭东坡的梧桐河已形成，流出山口后汇入松花江，古松花江仍按其故道北泄，至桦川一带分两支，主流北支继续北泄与黑龙江汇合后流入现今的俄罗斯境内，形成一个较大水体，另一支流过花马山入“古三江湖”（拟称）。

古松花江、东河床滞留相沉积物电阻率约180～250Ω·m，表明河水能量小，携带能力弱，没有切穿依兰峡谷。

“古三江湖”的滨湖相沉积由泥质粉砂、细砂构成。电阻率100～70Ω·m。浅湖相沉积物，由亚黏土、亚砂黏土与粉细砂互层，电阻率为50～70Ω·m。

在完达山北麓与抚远间，亦存在一个较大的水体。有两股水流注入其中：一股由北而南入湖。另一股源于锡霍特山，自东而西注入湖泊中，此两河床滞留相沉积物的视电阻率为300～200Ω·m，该水体滨湖相沉积物视电阻率约100～80Ω·m；浅湖相沉积物为80～50Ω·m。

其余广大地区均属于边滩相沉积（见图2-48）。沉积物厚40～100m，距今年龄约为250～120万a。

图3-3三江平原岩相对比图

图3-4兴凯湖平原岩相对比图

以上特点表明古三江水系在早更新世晚期仍属于内陆水系，没有外泄入海。

兴凯湖平原在早更新世晚期，湖泊相当广大，约相当于现今平原面积1/3。古兴凯湖（见图2-59）北至虎林县城，西抵宝东、承紫河、青山一线，东临松阿察河，南越中苏边界线，此外在平原北部的阿北—新政一带也存在一个较小湖泊。

此期，古穆棱河形成，注入兴凯湖，形成大面积三角洲沉积，在俄罗斯境内的伊漫河、塔姆加河开始形成，分别流入盆地的两个湖中，形成入湖三角洲与边滩相沉积。

区内河床滞留相沉积物视电阻率为200～150Ω·m。三角洲相为150～100Ω·m，滨湖相视电阻率为100～70Ω·m。浅湖相视电阻率为70～30Ω·m。

（二）中更新世古地理环境与岩相（距今120～20万a前）

进入中更新世以来，由于两个大平原整体稳定下沉，致使沉积范围达到最广时期。现今的台地后缘即为当时的平原边界，到中更新世晚期，湖泊发育极盛时期，“古三江湖”南迁至宝清、双鸭山一带，在集贤、汤原、鹤立一带都有较大湖泊（见图2-71）。

小兴安岭东麓的诸顺坡河，均已形成，分别汇入松花江，并形成各自的河床滞留相沉积物。黑龙江与松花江在绥滨—萝北地区相汇。由于水流过大，使河道漫散，沉积了较宽的河床相砾石层。

古挠力河及其支流形成后，汇同松花江南部的分支河道北流入黑龙江。古乌苏里江还是一条近东西向小河，它源于锡霍特山，在抚远南汇入黑龙江，形成了各自的河床滞留相沉积。其余广大地区为边滩相沉积。

应当说明，黑龙江河床滞留相沉积物视电阻率高达1000～500Ω·m。松花江的河床滞留相沉积达600～400Ω·m，都比早更新世沉积物视电阻率明显增大。这表明水流能量剧增，携带能力强，才得以沉积粗大颗粒。由此可见，黑龙江在中更新世中晚期已切穿嘉荫峡谷，同时松花江切穿了依兰峡谷。截夺了各自上游水系所致。然而，两江汇流后并未形成广大水体，推断此期区内水系已经外泄入海，距今约在60～50万a前。这一结论与黑龙江地矿局第一水文队及原九〇四部队的研究结果相合。

古兴凯湖及其北部湖泊达到最盛时期，广泛发育滨湖相、浅湖相沉积。穆棱河分两沉积。支河道分别注入两个湖泊中（见图2-71），形成了河床滞留相和边滩相及入湖三角洲相

（三）晚更新世古地理环境与岩相

划分如下阶段。到了晚更新世时期，两大平原均处在差异性缓慢抬升沉积期，加上古气候恶化，可

1.晚更新世早期

由于两大平原周围山体隆升，使山麓前缘沿断裂带缓慢抬升。随着古气候转冷变干，三江平原中更新世遗留下来的古湖泊，除“古三江湖”外相继消亡，两大平原缩小到今日的台地前缘，周围山地接近现今高度，仍近陆源剥蚀区（见图2-78）。

黑龙江汇入松花江有两条古河道，宽10～15km，沉积物视电祖率1000～400Ω·m。松花江基本上仍按中更新世故道分两支北泄，其河床滞留相沉积物视电阻率为600～300Ω·m。

小兴安岭东坡的各级河谷，从山区携带的粗粒物质沉积在平原边缘，形成了冲洪积扇堆积物。其余广大地区为边滩相沉积，平原东侧乌苏里江北段河道已见雏形。

兴凯湖平原仍以湖泊沉积为主（图2-78），还没有形成外泄水系。

2.晚更新世中期

近，山前台地分异明显。距今15～7万a前，两大平原范围基本与晚更新世早期相似，周围山体与现今面貌相

与边滩相沉积。由于古气候转暖变湿，三江平原河流量增大。并经常淹没地势低平的洪泛区，乃致使同江—富锦—集贤一线以东广大地区，被水体淹没，形成了稳定而广阔的河漫湖，沉积了厚达6～10m亚黏土层（见图2-78），其视电阻率20～30Ω·m，其他地区为河床相

兴凯湖平原仍为广阔的湖相沉积。

3.晚更新世晚期—全新世

距今7.0万a以来，两大平原都发生了重大变化，三江平原的同江—富锦—集贤连线以东平原整体抬升，随着古气候恶化、河漫湖干涸、Ⅱ级阶地形成。至此，三江平原中的湖泊消亡，这段时期平原东部发育挠力河、别拉洪河及其支流等沼泽性河流，加积了泥质堆积物，但这些河流大都未切穿亚黏土层。由于古冰缘强烈作用，形成许多宽浅谷地，闭流洼地，为全新世发育沼泽、泥炭沉积提供了空间。

边境北泄入海。平原西部河流作用十分活跃，黑龙江在绥萝地区留下六条古河道，沉积物粒度粗大，由卵砾石组成，其视电阻率高达1～3000Ω·m，一般在1000～400Ω·m。河水携带能量相当大，至晚更新世末（距今2.2万a前）遗弃最后一条河道（后述），回到现今的中俄

松花江依然如故，沿其故道北流入黑龙江，但在同江一带曾一度向东迁移，留下了数条自然堤，形成了宽达20km的边滩沉积，它的河床相沉积物视电阻率为500～300Ω·m，此期总的看来边滩相不甚发育。

小兴安岭东坡的各级河流仍将山区携带物质叠加在晚更新世中早期扇形平原之上。由于小兴安岭东麓，坡缓流短，河流量小，故其携带能力远小于黑龙江和松花江，所以扇形地的沉积物颗粒相对较细。

兴凯湖平原也发生了重大变化，约在距今2.0万a前湖水退缩到第四道堤附近，穆棱河、松阿察河与俄罗斯境内诸水系，均被乌苏里江所截夺，使之成为外流水系（见图2-85）。

『陆』 含煤地层的古地理环境是怎样的

含煤地层在远古属于森林

『柒』 含金变质砾岩沉积的古地理环境

根据四集庄组的缺失超覆和沉积岩相、厚度等编制的岩相古地理略图（图4-5）得知：当时古地形面极不平坦，沉积盆地为复杂的“指状”海湾。在砾岩分布区的中部，自善护山—五台一线存在一条北东东向横贯全区的古隆起。隆起南北为两个互不连通的沉积盆地。北部盆地可分为两个相互连通，开口向西的狭长状的东部海湾和较为开阔的西部海湾。东部海湾沉积中心在镇海寺一线，最厚572m，往西受智存沟“半岛”和水下隆起影响，厚度变薄，从而构成一个狭长状的半闭塞的潟湖海湾。西部海湾沉积中心在野庄—康家湾一线。野庄最厚，达2050m，向西渐厚。由此推测，海水系自西南方向进入。

图4-3四集庄组变质砾岩构造背景判别函数Ⅰ、Ⅱ值关系图解

AM—活动陆缘：宽滩、东岔村；PM—被动陆缘：宽滩－镇海寺；CIA—大陆岛弧：四集庄、上岭口；OIA—大洋岛弧：七图村（据杨敏之等，1993）

图4-4四集庄组变质砾岩砂质胶结物主要氧化物－构造环境图解

A—大洋岛弧；B—大陆岛弧；C—活动大陆边缘；D—被动大陆边缘

1、2、3—宽滩；4—七图村；5—上金山；6—四集庄；7—东岔村（据杨敏之等，1993）

图4-5四集庄组岩相古地理略图

（据《山西区域矿产总结》，1988）

1—四集庄组之上地层超覆点；2—四集庄组厚度控制点及厚度；3—河口三角洲相；4—潟湖相；5—海湾相；6—激流冲击海岸；7—缓坡拍岸地带；8—岩相分界线；9—沉积厚度等值线；10—古陆

从变质砾岩的砾石成分分布特征来看，北部盆地的东、西部海湾广布石英岩、磁铁石英岩和绿片岩砾石，局部邻近古花岗质岩体地段则花岗质岩石砾石相对增多。可见，沉积物来自古隆起五台群蚀源区。

综上岩相古地理分析和沉积岩相的差别，可划分如下岩相各不相同的地区（图4-5）：

Ⅰ.镇海寺一带，位于东部海湾的东段沉积中心区，主要为河流三角洲相；

Ⅱ.伏胜—水峪一带，位于东部海湾的西段，主要为潟湖相；

Ⅲ₁.康家湾—白石一带，位于西部海湾的北部，为海湾浪击相；

Ⅲ₂.四集庄—上金山一带，位于西部海湾的南部，主要为海湾宁静相；

Ⅳ.蒋村—龙王堂一带，位于南部盆地区，沉积相不明。

『捌』 为什么石灰岩形成时的古地理环境是海洋

石灰岩是由沉淀物所生成的岩石,主要由碳酸钙组成。通常是由海中微生物和珊瑚的遗骸所形成。所以形成的古地理环境是海洋。

『玖』 地理题哦

1...在沙源充足的情况下抄,几个草灌丛沙堆顺主风向相互连结,也可能形成纵向沙垄 2.丹霞地貌属于红层地貌。所谓“红层”是指在中生代侏罗纪至新生代第三 纪沉积形成的红色岩系，一般称为“红色砂砾岩”。现在悬崖上可以看到的粗细相间的沉积层理，颗粒粗大的岩层叫“砾岩”，细密均匀的岩层叫做“砂岩”。丹霞地貌最突出的特点，是“赤壁丹霞”广泛发育，形成了顶平、身陡、麓缓的方山、石墙、石峰、石柱等奇险的地貌形态。由于20世纪20年代我国学者以丹 霞山为基地率先对红层地貌开展科学研究，因而红层地貌也就被命名为“丹霞 地貌”。

『拾』 这块是什么石头

这个应该是建筑物上的混凝土块长期在水底激流磨洗的产物。