地质背景包括哪些
① 地质背景综述
对研究区地质背景的了解，尤其是大地构造属性与地层区划及地层系统、岩相古地理轮廓的总体分析与把握，是开展层序地层学研究的必要前提。
一、地层区划特征
研究区位于湖南、湖北交界地带，属于上扬子地台东南缘，具有较典型的被动大陆边缘特征（王鸿祯，1978,1981,1982；赖才根等，1980,1982；王鸿祯主编，1985；王鸿祯等，1986,1990；周明魁等，1992；刘宝瑁等，1993）（见图1）。根据沉积类型、生物面貌、沉积厚度及层序结构以及顶底界特征等原则（王鸿祯，1978），自北向南，研究区可分属以下三个地层区类型（湖南区调队，1986；曾庆銮等，1987）。其总体特征如下：
（1）大致沿桃源热市—慈利龙潭河—吉首一线以北（北西），岩性及岩相与峡东宜昌一带类似。其奥陶系下部为较纯的碳酸盐岩，夹少量泥页岩；其上部则为泥质较多的碳酸盐岩，并有碳硅质笔石页岩等，最顶部为观音桥层。靠近慈利一带，奥陶系顶部—志留系底部则多有不同程度的缺失。生物群以三叶虫、头足、腕足等为主，间有笔石等。总体厚度300～400m。属于一种基底较稳定的台地相区沉积环境，即扬子区。
（2）以桃源九溪—黄石和慈利陈家河一带为代表，基本上沿武陵山南坡呈北东—南西向延伸。该区奥陶系沉积厚度较大（700～1000m）。其下部地层，自两河口期至牯牛潭期，以含泥的碳酸盐岩为主，夹多层碳酸盐角砾岩等碎屑流沉积，向上逐渐过渡为泥质—粉砂质沉积。奥陶系上部，自庙坡期至五峰期，该区则与扬子区相似，为含泥的碳酸盐岩与碳硅质笔石页岩，顶部出现观音桥层。生物群以扬子型为主，夹有江南型，反映了一种沉积基底较活动、沉降较大的台地边缘斜坡沉积环境，属于通常所说的扬子区和江南区之间的过渡区（武陵山小区）。
（3）以桃江响涛园—安化毛铺子一带为代表，奥陶系为一套厚度不大（300m±）的硅泥质、碳泥质、粉砂质板状页岩，中上部夹含锰碳酸盐岩及近源型浊积砂砾岩。其顶底分别与寒武系、志留系呈连续沉积，生物群以笔石为主体。与前两区相比，总体上显示出远离碳酸盐台地、相对饥饿的深斜坡－盆地沉积背景。该区即属于扬子区与华南区之间的过渡区，习称江南区（雪峰分区）。
二、地层划分与对比
上扬子地台东南缘的峡东—湘西北地区，是我国华南地区奥陶系经典研究区之一。地层研究工作最早可以追溯到20世纪初20、30年代。李四光（1924）、田奇镌等（1933）、王钰（1938）以及孙云铸（1941）等地学前辈，曾在该区内做过许多开创性研究。新中国成立以来，更有许多学者在此进行了多方面、多层次的工作，如杨敬之、穆恩之（1954）、张文堂（1957,1962,1982）、金玉琴等（1959,1964）、刘义仁、傅汉英（1984,1989）、安太庠等（1980,1987）、汪啸风等（1980,1983,1987），等等。另外，湖北省和湖南省地矿局所属单位等，则对该区进行了地质填图及专题研究，如湖北省地矿局三峡地层研究组、原地质矿产部宜昌地质矿产所、湖北及湖南区调队等。数十年的积累，已使该区的生物地层学及相关研究达到较高的水平。宜昌黄花场剖面等已成为我国奥陶系指定层型剖面（赖才根等，1982；汪啸风等，1987）。
本文基本沿用该区现有的地层系统（表1-1）。奥陶系的年代地层特别是阶根据赖才根等（1982）以及汪啸风和陈旭等（1996）的划分综合而成。笔石带、牙形石带则分别参照安太庠（1987）、倪世钊等（1987）、陈旭等（1993）、汪啸风和陈旭等（1996）、张建华（1996）等人的资料综合。寒武—奥陶系暂以Cordylos lindstromi带的底界为界，奥陶—志留系暂以Glyptograptus persculptus带底界为界（汪啸风等，1987,1992）。系、阶界线年龄分别采用Harland等（1989）以及王鸿祯、李光岑（1990）和王鸿祯（1996）的数据。岩石地层划分基本根据曾庆銮等（1987）、湖南区调队（1986）及汪啸风和陈旭等（1996），但此次在湘西北划分出了大田坝组、舍人湾组等，并对桃花石组等岩石地层单位的界线，从层序地层学的角度进行了重新厘定（参见第八章）。
表1-2研究区奥陶纪古斜坡坡度及碎屑流静力学强度表
注：HJ即九溪剖面，HH为桃源黄石镇剖面，HC为慈利陈家河剖面。O1p即盘家嘴组，O1m即马刀育组这三条剖面均属于武陵山小区。HX则为桃江响涛园（南石冲）剖面，O2n即南石冲组，属于湘中区。
从上表中可以看出：
（1）研究区奥陶纪古斜坡坡度为0.12°～1.40°。它们包含在现代所观测的可发生碎屑流的斜坡角范围中（0.1°～6.5°）（Embley,1976;Jacobi,1976），与李杰测算的川陕及湘黔交境晚寒武世发生碎屑流沉积的古斜坡坡角（0.28°～2.49°；1.07°～2.35°）相比较，总体上也是一致的。
（2）研究区内碎屑流静力学强度值的范围在102～104Pa之间。这与A.M.Johnson（1970）关于现代地表泥石流的强度（102～104Pa）及刘宝珺（1990）关于湘黔地区寒武纪碎屑流静力学强度（102～104Pa）李杰关于川陕、湘黔交境地区晚寒武世碎屑流静力学强度（103～104Pa）是基本吻合的。
（3）如果测量值没有大的偏差的话（不排除因露头面积所限、所能见到的最大等轴粒砾石的直径有可能会偏小等），那么，奥陶纪早期湘北九溪一带的古斜坡坡度角，看起来总体上要比晚期湘中响涛园一带的大一些。同时，根据当前的坡度测算值，并参考台地边缘湘北热市—茅草铺一带当时的古水深（潮间带附近）等，可以估算出湘北九溪一带和湘中响涛园一带古斜坡在理想状态下的“古水深”。其中，前者大多为100～200m，后者则为350～700m左右。这也从另一个角度说明了问题：前者属于碳酸盐台地前缘斜坡，后者则可能已属外陆棚缓坡地带或盆地相区（王鸿祯，1985；湖南区调队，1986；周名魁等，1993；刘宝珺等，1993）。前者大体上或可与现代热带－亚热带海洋的大堡礁及巴哈马台地边缘等相比照，后者则大致可与我国东海及黄海陆架外部等相对应。同时，这也表明，此前有关九溪一带“下奥陶统存在着等深流沉积”的认识（高振中等，1995）是令人怀疑的，至少是值得商榷的。
由此可见，上扬子地台东南缘湘西北—湘中一带的沉积基底，自北西向南东，大致上从坡度稍陡的碳酸盐台地前缘斜坡，逐渐转换为坡度较缓的外陆棚缓坡或盆地相区，基本上继承了震旦、寒武纪以来的面貌（刘宝珺，1991；刘宝珺等，1993）。而由于红花园期之后碳酸盐岩台地的被淹没（刘宝珺等，1993）和沉积充填，坡度稍陡的碳酸盐台地前缘斜坡，已随之转化为坡度较缓的陆棚缓坡的一部分。即自大湾期开始，研究区的沉积基底环境又有了一些改观。
Von Bubnoff（1954）最早运用了时间－沉积厚度曲线，即平均沉降速率来表达沉积盆地沉降史。尽管它比现在的“反剥法”所达到的精度稍低，数值稍小，但最终所获得的趋势与后者是基本一致的（刘宝珺等，1993）。因此，在缺乏孔隙度及压实比等参数的情形下，人们仍可以直接用现在的实测地层厚度，参照一些界线年龄来求得这一数值。下图即为作者根据研究区的4条奥陶系基干剖面的实测数据，参照现有的奥陶系各阶年龄（表11），做成的研究区奥陶纪基底沉降曲线（图1-1）。
图1-1研究区奥陶纪基底沉降曲线对比图
Ⅰ—桃江响涛园；Ⅱ—宜昌黄花场；Ⅱ—桃源热市－茅草铺；Ⅳ—桃源九溪
从图中可以看到以下特点：
1.各区基底沉降速率的差异
总体上沉降最大、最快的地区是九溪剖面所代表的武陵山小区，即台缘斜坡区。其次是热市—茅草铺剖面所在的八面山小区，它属于台地相区，但非常接近台地前缘斜坡，大致相当于枢纽带（hinge）附近。再次则是黄花场剖面所在的峡东区，属台地内部相区。沉降最小、最慢的地区是响涛园剖面所在的湘中区，属外陆棚斜坡－盆地相区。这说明相区的形成及地层区的划分，实际上首先是由沉积基底的稳定程度所决定的。
2.各地区普遍存在这样几个基底沉降演化阶段
（1）两河口—红花园期：属于强沉降阶段。沉降速率范围为4～25m/Ma，顺序为九溪＞热市＞黄花场＞响涛园。反映研究区所在的上扬子地台及其边缘，总体可能处于一种热沉降拉伸或裂谷状态（Miall,1990;Einsele,1992；刘宝珺等，1993），并有可能最终导致了整个地台区和碳酸岩台地的被淹没（刘宝珺等，1993）。这一时期不仅在斜坡（湘西北九溪一带）及盆地相区（如湘中新化等地）均出现了较典型的类复理石式浊积岩（湖南区调队，1986），而且在台地内部相区的峡东一带，也出现了碳酸盐角砾岩等重力流堆积（雷卞军等，1996），可能就是这种应力背景状态的一个突出表现。
（2）大湾—牯牛潭期：属于弱沉降阶段，沉降速率范围降低为1.9～7.3m/Ma，总体上远远小于前一阶段的幅度，但顺序有所变化，为九溪＞响涛园＞黄花场＞热市。其中前两者的速率十分接近，不过，响涛园的沉降幅度却超过了前期。而后两者的幅度比前期减少了许多。反映出上扬子地台及其边缘的热沉降拉伸或裂谷状态，比前期减弱了许多，并可能有某种调整。因而在其末期导致了上扬子地台及其边缘整体露出海平面，并遭受到不同程度的剥蚀（汪啸风等，1996）。
（3）庙坡—临湘期：属于极弱沉降阶段。沉降速率均变得非常低，为0.7～1.2m/Ma，四个地区很相似，仅九溪剖面稍稍小些。反映出研究区总体上可能处于构造沉降甚小、整体较为稳定的均衡状态，并很可能在早期出现了较快、较大幅度的海平面上升，造成了缺氧事件，从而使其代表性产物－黑色笔石页岩，几乎遍布原来各个相区（湖南区调队，1986；曾庆銮等，1987）。后期虽有改观，但总体仍远离物源区——不管是碎屑岩滨岸，还是碳酸盐台地，属于一种相对稳定、还原的沉积环境，因而有利于较为均一、厚度不大的瘤状泥灰岩、具收缩纹泥灰岩的形成（陈旭等，1986）。并在末期有可能逐渐暴露或接近暴露，因而一些地点出现了白云岩等（刘永耀等，1984）。
（4）五峰期：总体属于弱沉降阶段，但各地差异较大。沉降速率范围可从2m/Ma增至12m/Ma。其中，热市一带因后期剥蚀缺失而难以估算，余者的顺序为九溪＞响涛园＞黄花场。反映该区可能又出现了新的热沉降拉伸，如湘中桃江—安化一带发育了近源浊积岩（徐熊飞，1980）。末期则因出现了挤压状态（刘宝珺等，1993），造成了以热市一带为代表的湘鄂黔交界地区局部隆升成陆，并遭受剥蚀（穆恩之，1954；湖南区调队，1986）。
② 区域环境地质背景
4.1.1气象特征
黄河三角洲地区属暖温带季风气候区，具大陆性气候特点，四季分明。春季回暖快，降水少；夏季气温高，天气湿热，降水集中；秋季气温急降，雨量骤减，旱多于涝；冬季干冷，雨雪少。
区内1956～1998年平均降水量537.3mm（见表4-1），降水量在时空分布上极不均匀。在地域上，从南向北递减。在时间上，年内主要集中在汛期，特别是7、8月；年际变化大，丰、枯水期交替出现，最大年降水量为最小年降水量的2.88倍；年均水面蒸发强度1194.2mm，夏、春季较大，占全年的70%；蒸降比2.2:1。
表4-1东营市各区县不同保证率降水量表单位：mm
4.1.2地层与岩性
油气聚集区位于华北地台区济阳坳陷的东北部，是中、新生代的一个沉降区，沉降幅度达1.2万m，中生代以前的地层及构造为数千米的新生界所覆盖。
华北坳陷的结晶基底为太古界变质岩类，下古生界寒武、奥陶系为一套以碳酸盐为主的海相沉积；中生界侏罗、白垩系为一套巨厚的碎屑岩、火山岩系；新生界为滨海湖相—河流相沉积，沉积厚度达7000m。第三系是一套巨厚的含油、盐泥沙岩建造，划分为下第三系和上第三系。下第三系由老到新分为孔店组、沙河街组和东营组，其中沙河街组是胜利油田的高产油层；上第三系自下而上分为馆陶组和明化镇组，厚达千米。第四系平原组，厚200～400m，覆盖于明化镇组之上。
下更新统（Q1）：厚85～175m，埋深250～400m。以粉质粘土为主，夹粉土及粉细砂、细砂，颜色多为棕黄、棕红、灰绿等色，结构致密，压裂面发育，富含钙质结核。
中更新统（Q2）：厚65～102m，埋深90～200m，全区有两次海侵。以粉质粘土为主，夹粉土、粉砂及粉细砂，颜色多为灰黄、棕黄色，含钙质结核，少见压裂面。
上更新统（Q3）：厚40～50m，层底埋深80～100m，区内有两次海侵。岩性以粉质粘土为主，夹粉土、粉细砂，颜色多为灰黄、土黄色，夹淤泥质薄层。
全新统（Q4）：厚10～32m，区内有一次海侵。上部为土黄、灰黄色粉土，粉质粘土；中部多为灰黑色淤泥质土或淤泥；下部以粉细砂为主。结构松散，含钙质结核，具铁质浸染。
4.1.3构造与地震
地质构造的基本形式为中新生代以来周边被深断裂围限的负向地质构造单元。在平原内部受若干基底断裂、深断裂的分割，这些大型基底断裂严格控制着次级（Ⅲ）构造单元的分布和排列形式，呈现北东方向张开，南西方向收敛，具旋钮构造的特点。中生代末至早第三纪初次级构造单元的隆起、坳陷内部又被次级断裂分成凸起、凹陷更小的Ⅳ级构造单元。晚期北西向断裂活动，使它们普遍遭受改造。区内基底构造及地震烈度见图4-1，区内构造单元见表4-2。
区内断裂以北东、北东东向为主，次为北北西及北西向。各断裂径迹测量均具活动显示，其主要断裂自北而南有：
（1）埕子口断裂：走向由北东转为近东西向，基底断差达500m，倾向南至南东。严格控制下第三系沉积于断裂倾侧。
表4-2黄河三角洲构造单元划分
（2）义南断裂：走向北东，倾向东南，下部切入基底，为车镇凹陷与沾化凹陷的分界断裂。
（3）孤北断裂：走向北东，至近东西向，倾向北至北西，断距从东到西，由小变大（45～200m），控制下第三系沉积于断裂倾侧。
（4）陈南断裂和胜北断裂：为陈家庄凸起与东营凹陷的分界断裂，近东西向分布。二者在浅部表现为分开的两条断裂，在深部则合二为一，两断裂一致南倾，倾角60°～70°，
图4-1基底构造及地震烈度示意图落差大于300m，控制下第三系沉积于倾侧。
（5）东营断裂：呈近东西向分布于东营凹陷内，为新生代以来形成的浅层断裂。
（6）昌乐—广饶断裂：为益都—无棣断裂的分支，走向北西，倾向北东，切割了广饶—齐河断裂，控制着第三系的沉积。
该区位于华北地震区内，周围都是强震区。据历史记载：自公元692年以来，区内共感受地震54次，其中在区内发生的地震14次，遭受烈度Ⅶ度影响已达3次：1668年7月25日郯城莒县8.5级地震时，“利津房屋多倾倒”，烈度达Ⅶ度；1888年6月13日渤海7.5级地震时利津“房屋倒塌甚多”；1969年7月18日渤海7.4级地震时，垦利、利津、沾化三县遭受较重震害，“孤岛出现长约1km，宽0.3～0.4m的地裂缝，北端下沉30cm”，垦利县的左家庄、建林、新安、黄河农场地裂多处，冒水涌砂，房屋倒塌。1976年7月28日，唐山7.8级地震时，沾化、利津出现裂度异常区：利津县黄河大坝裂缝两处，冒水涌砂100余处，沾化县倒塌房屋560间，出现多处地裂缝及喷水冒砂点。综上所述，该区地震实际破坏已达Ⅶ度强。
根据地震活动时间分布特征及100年内破坏性地震的缺震统计和历史上地震烈度影响的分析，区内未来100年内主要面临Ⅶ度强震一次，鉴于区内历史上很少有地震发生，地震破坏的主要危险来自区外的强震。预测渤海区未来百年内将有高达6.5级的晚期强余震的发生；安丘—益都区未来100年内发生中强震（6～6.5级），震中烈度Ⅶ度的可能性最大：滨县—博兴区未来百年内将有5.56级（震中烈度为Ⅶ～Ⅷ度）的地震发生。区内的陈南断裂、胜北断裂新的活动相对突出，在该区范围内具有发生5级左右（度）地震的背景。
根据1977年出版的“山东省烈度区划图”编制的区内地震综合烈度图，将区内地震烈度定为：五号桩—桩西地区为Ⅷ度；河口、垦利、东营、利津均为Ⅶ度；博兴—滨县定为Ⅷ度；沾化为Ⅵ度。
③ 地质背景分区
本研究区范围包括安徽、江苏、浙江、江西、福建、广东、台湾等省。对湖南、湖北、广西的小部分地区论及较少。就区域构造单元而言，属于扬子和华夏两大陆块，确切划分该两大陆块的界线及范围就目前研究程度而言是相当困难的工作。我们倾向于以江山-绍兴、广丰-萍乡大断裂为界，北侧为扬子陆块南界，南侧为华夏陆块北界。华夏陆块西部以萍乡-茶陵-郴州及连山-梧州-博白-合浦断裂与扬子陆块为界，北段沿武功山、万洋山、诸广山西缘，南段以云开大山西缘为界。如以前寒武纪基底出露为标志，以鹰潭-石城-定南断裂为界，代表了武夷区的西界，西侧南岭—云开区为加里东期增生的陆壳，仍属于华夏陆块的范围。
华夏陆块西缘南段界线在云开大山与钦州—防城一线，钦防海槽于印支期关闭，沿连县-梧州-博白断裂带有超基性岩、中基性岩侵入，S型碰撞花岗岩发育。华夏陆块南界为海南岛南部九所-陵司断裂，南海西沙群岛西永一井混合岩Rb-Sr等时线年龄为1465Ma，是由前寒武纪变质岩组成的，这样华夏陆块的南界可向南进入南海。
华夏陆块（包括扬子陆块）的东界，大致相当于欧亚大陆东部边缘界线，根据目前资料，戴云山为一古老变质基底的隆起，近年来在东海大陆架变质岩、台湾太鲁阁花岗岩、朝鲜半岛东南部的片麻岩、日本飞
根据本研究区基底源岩时代、源岩建造、变质相、变质杂岩的岩石组合等特征，重要边界断裂的性质，花岗岩中长石铅同位素所反映的基底岩石地球化学特征，岩浆岩系列和组合的差异以及成矿元素的组合特征，以重要断裂为边界将本研究区划分4个岩浆岩区带（图4-1），属扬子陆块的有中下扬子区带（A区）、滁县太湖区（B）和南扬子区带（C区），属华夏陆块的有武夷区带（E区）、浙闽粤滨海区带（D区）和赣南区（F）。A区与C区以江阴-常州-九江-岳阳断裂为界，D区与E区以丽水-政和-大浦断裂为界，E区的西界为鹰潭-石城-定南-广州断裂。
图4-1中国东南部岩浆岩组合分区简图
断裂带编号：1—郯庐断裂带；2—确山-肥东断裂；3—信阳-舒城-桐柏断裂；4—襄樊-随县-广济-宿松断裂；5—嘉山-响水断裂；60—江阴-常州-宣城-石台-九江-岳阳断裂；7—江山-萍乡-茶陵-郴州及连山-梧州-灵山-博白-合浦断裂；8—鹰潭-石城-定南-广州断裂；9—政和-大浦-丽水断裂；10—长乐-南澳断裂；11—海岸山脉断裂；A、B…为岩区代号
④ 地质构造背景
按照传统地质观点，乌克兰的大部分地区属东欧地台西南部，仅西南部东喀尔巴阡山地一隅和南端克里木半岛一带为阿尔卑斯地槽褶皱带（图13－1）。
图13－1 乌克兰大地构造示意图（引自刘燕平，1997）
地台区可划分出乌克兰地盾和一系列台坪、台向斜构造。乌克兰结晶地盾位于乌克兰中部，作北西、南东向展布，在构造上属于东欧地台涡状地质构造系的一段。乌克兰地盾的主要构造是北西向中央变质带，由高压外部弧状带和低压内部带组成。该地盾由太古宙和古元古代强烈错断的变质侵入建造和交代建造组成。主要产出铁、钛、镍矿床。
乌克兰地盾西面是沃伦－波多尔台坪，系克拉通边缘坳陷区，前寒武纪结晶基底沉降深度达3千米。区内发育火山作用，与基性火山作用有关的次火山构造中产有金刚石、铜、镍、铅、锌、金、银、汞等矿产，而与古生代、中生代和新生代沉积岩有关的矿产主要是褐煤、硫、石膏、磷块岩等。
第聂伯－顿涅茨次向斜位于乌克兰地盾的东北面，亦呈北西向展布。该次向斜轴部的前寒武纪基底沉降深度达6～15千米，被古生代和中生代巨厚沉积岩系所充填。该盆地的东南部为顿涅茨褶皱构造（顿涅茨硬煤盆地），基底产出深度竟达18～20千米。在该构造发育演变过程中，长期多次形成煤聚集。第聂伯－顿涅茨次向斜产出油气、岩盐、石膏等矿床，而硬煤、汞、萤石等矿产与顿涅茨褶皱构造有关。
乌克兰地盾的南面是滨黑海台坪，再往南是亚速海－黑海最新地向斜。后者与阿尔卑斯地槽褶皱带相接，是地台沉陷的南部边缘，中生代沉积层厚达4～5千米，其中产有锰、褐煤、铝土矿和多金属矿化。
克里木褶皱区位于乌克兰最南部，为大型地堑隆起，其南部沉降已低于黑海海平面。褶皱区由强烈错断的三叠－侏罗纪复理石沉积层和较平缓产出的晚侏罗世碳酸盐岩层、砂泥质白垩纪地层、古近纪和新近纪地层组成。区内有铁矿、各种盐类和熔剂灰岩产出。
位于乌克兰西南边区的喀尔巴阡坳陷，属阿尔卑斯褶皱区，可细分为前喀尔巴阡边缘坳陷（具有含硫、含油气的沉积岩）、喀尔巴阡褶皱区和具有火山沉积建造的外喀尔巴阡坳陷（产有岩盐、沸石、重晶石、明矾石、汞和多金属矿化）。
⑤ 地质背景
一、区域地质背景
西加拿大盆地是一个NW－SE走向的古生代克拉通边缘盆地，东边以加拿大地盾为界，西边以加拿大西部造山带为界，北部延伸到西北特区进入北极圈，南面直达美国蒙大拿州与威利斯顿盆地汇合(图6－2)。
西加拿大盆地的地层分布反映了其构造发育的两个重要阶段:①中泥盆世－中侏罗世的裂谷－漂移阶段;②晚侏罗世－始新世的前陆盆地发育时期。盆地的基底为元古宙火成岩和变质岩以及下古生界残余沉积物。下古生界地层在艾伯塔不是重要的油气勘探目的层，但在威利斯顿盆地由于地层发育较全而含有丰富的油气资源。
早－中泥盆世的拉张事件形成了西加拿大盆地的雏形，即NE—SW向的板内裂谷体系(Elk Point Rift)，具有特征的裂陷期、以陆相红层和蒸发岩为主、分布范围有限的地层层系。盆地基底隆起如西艾伯塔洋脊(West Alberta Ridge)、塔斯里纳隆起(TathlinaHigh)、和平河穹隆(Peace River Arch)以及规模巨大的碳酸盐岩生物障壁礁复合体(Presquile Barrier)，形成相对封闭的沉积体系，仅在西北部有点礁发育(图6－2)。在经历了区域性不整合之后，盆地中的地层发育经历了四个完整的碳酸盐岩/泥岩沉积旋回，即形成了Beaverhill Lake、Woodbend、Winterburn和Wabamun群(图6－3)。在这个裂谷充填阶段，盆地基底隆起逐渐被超覆，进而演化为被动大陆边缘的开阔海相环境。在经历泥盆纪末期沉积间断之后，密西西比亚纪早期发生了大规模的海侵，以碳酸盐岩沉积为主，形成一系列向西推进的碳酸盐岩堤坝。在晚密西西比世—二叠纪时期，和平河穹隆古隆起瓦解，在碳酸盐岩为主的大陆边缘形成了一系列碎屑岩沉积。三叠系—侏罗系地层以碎屑岩沉积为主，并且存在剥蚀性不整合接触。上侏罗统及其上覆地层主要为前陆盆地沉积。由于西加拿大造山带的形成，沉积物主要分布在一个NW—SE向的海槽之中，西北部与海相通。伴随着哥伦比亚和拉拉米运动，盆地中形成了五套粗碎屑岩沉积。盆地在始新世达到最大埋藏后抬升回返，海退方向为西北部北极圈的麦肯齐三角洲—碧福海。
图6－10 落基山前Juri溪泥盆系最顶部至密西西比亚系Exshaw组烃源岩标准剖面
⑥ 地质构造背景是什么意思包括哪些方面的内容
比工作区范围更大一级的区域范围。地层，褶皱，断层，地球化学，地球物理等。类似于县的背景是市，市的背景是省。
⑦ 环境地质背景
一、环境地质背景概况
湖南省地跨两个不同的大地构造分区，全省以雪峰山脉为界，西北部为扬子地台的一部分，东南部为华南准地台的一部分。东南部华南准地台在活化的过程中，遭受褶皱、断裂和差异升降运动，中生代的岩浆活动强烈。西部扬子地台在构造运动中，以水平挤压为主，褶皱强烈，伴生断裂，但岩浆活动极不强烈。大地构造的这种分异活动，使湖南省西北部与东南部地区在地层、古地理环境、构造格局、成矿条件、地质环境等诸多方面形成明显的差异。
湖南三大岩系（沉积岩、岩浆岩、变质岩）发育，中元古代及以后的地层出露齐全，层序完整，出露良好，横向变化明显，地层分布约占全省面积的91.7%；中、酸性岩浆活动强烈，岩浆岩出露面积15744km2，占全省总面积的8.3%，主要分布于雪峰构造带以东的华南褶皱带和湘东北地区。岩浆活动与省内有色金属、稀土等矿产资源关系密切，特别是燕山期酸性岩浆岩对钨、锡、钼、铋、铅锌等有色金属矿产控制明显。地史上各期大的构造运动在湖南均表现明显，两组深切断裂带发育，一组呈北东向或北东东向深断裂带横贯全省；另一组是北北西和北北东近南北向的断裂带或深断裂带纵贯湘中和湘南地区。地质构造复杂，区域地球化学条件良好，给外生矿床和内生矿床的生成提供了必要的条件。
湖南受到三个地质成矿构造单元的控制：一为八面山褶皱区，地处湘西土家族苗族自治州和常德地区的西北部，区内地壳运动比较缓和，岩浆活动微弱，沉积作用普遍发育，主要矿产有磷、锰、铁、煤、汞、砷、铅、锌等；二为雪峰山隆起区，由湘、桂、黔边境伸向东北经洞庭湖盆地东延出省，区内地层出露单一，岩浆活动较弱，仅在东北端局部地区有较强的岩浆活动。区内主要矿产有磷、岩盐、芒硝、石膏、萤石、金刚石砂矿、钨、锑、金、铅、锌、铜等；三为湘中、湘东南褶皱区，古生代海相碳酸盐沉积发育，岩浆活动极为频繁、多次侵入，形成了许多大小不等的复式岩体或同期的多次侵入体，造成了岩浆成矿作用的多期性和矿化作用的多样性，构成了湘中、湘东南两个大的成矿带，是湖南矿产资源高度富集地区。内生矿产有铅、锌、铜、钨、锡、钼、铋、锑、金及分散元素矿产；外生矿产有煤、铁、石墨、高岭土、石膏、岩盐、芒硝、耐火黏土及工业用的石灰岩。
二、环境地质背景分区
根据地质构造、地貌、岩土体工程地质条件、地壳稳定性程度以及地质灾害易发程度，全省分为6个地质环境区和16个亚区（图1-1）。
（一）湘西北地质环境区（Ⅰ）
本区又称湘西北岩溶山原褶皱隆起以山地崩滑流地质灾害为主的地质环境区。该区地貌上位于云贵高原的东部边缘，具明显的山缘地貌景观，海拔一般600～200m，最高为2099m，切割深500～1500m；澧水中、上游流经本区，河谷多呈“V”形，新构造运动明显上升；碳酸盐岩区岩溶地貌发育显著。区内发育巨大断裂及箱状褶皱，属较稳定地块，地震最高6.1级。地质灾害以岩溶塌陷、滑坡、崩塌、泥石流及水土流失为主，属地质灾害中易发区。该区又划分为龙山—石门碳酸盐岩与碎屑岩相的中低山地质环境亚区（Ⅰ1）与慈利—凤凰以碳酸盐岩为主的中低山地质环境亚区（Ⅰ2）。
（二）湘西地质环境区（Ⅱ）
本区又称湘西断褶隆起山地以崩滑流及地面岩溶塌陷地质灾害为主的地质环境区。雪峰山区以中山地形为主，其西南为中低山地形，北部为中低山、低山及丘陵地形；该区水系发育，河谷多呈“V”形；构造较复杂，由沅陵—芷江坳陷带和雪峰断褶带组成，挽近时期明显隆升，活动性断裂发育；历史上地震最高5级。湘西地质环境区为崩、滑、流与地面岩溶塌陷地质灾害的高—中易发区，按地貌与岩组类别的不同，可划分为四个亚区。
1）麻阳—桃源红层低山丘陵地质环境亚区（Ⅱ1）：主要环境地质问题为红层易风化、软弱夹层多，易发生崩塌、滑坡与水土流失地质灾害。
2）桃江—马底驿以浅变质岩为主的低山丘陵地质环境亚区（Ⅱ2）：主要环境地质问题为含软弱夹层、边坡不稳，易发生崩塌、滑坡、泥石流地质灾害。
3）安化—怀化以碳酸盐岩和浅变质岩为主的低山丘陵地质环境亚区（Ⅱ3）：主要环境地质问题为岩溶塌陷与边坡不稳，含软弱夹层，易产生崩塌、滑坡、泥石流，属地质灾害高易发区。
4）黔阳—通道浅变质岩和岩浆岩的中低山地质环境亚区（Ⅱ4）：主要地质环境问题为斜坡变形和地下水具侵蚀性。
（三）湘北地质环境区（Ⅲ）
本区又称湘北断陷盆地冲积平原较不稳定地质环境区。洞庭湖冲湖积平原其东、南、西三面为丘陵低山，中东部区域地势低平，洞庭湖坳陷仍处在不均衡沉降中，发育较多活动性断裂。该区域可划分为：
1）澧县—沅江软土冲湖积平原地质环境亚区（Ⅲ1）：地壳较不稳定，历史最高地震6.5级，烈度最高Ⅶ～Ⅷ度。
2）临澧—益阳—岳阳岗状冲积平原地质环境亚区（Ⅲ2）：地壳较不稳定，工程地质条件差。
图1-1 湖南省地质环境分区略图
（四）湘中地质环境区（Ⅳ）
本区又称湘中褶断岩溶丘陵盆地以地面塌陷及崩滑地质灾害为主的地质环境区。区内大部分为丘陵盆地，局部中低山，水系发育，挽近时期活动性断裂发育，历史地震最高5.5级，沿断裂带有温泉出露。本区可分为：
1）涟源—零陵（永州）以碳酸盐岩为主的低山丘陵盆地地质环境亚区（Ⅳ1）：除岩溶塌陷、部分水土流失严重外，突出的是人为矿山地质灾害，如采空塌陷、突水突泥、煤与瓦斯突出，以及过量抽取地下水引发的大面积地面塌陷等地质灾害和水、土环境破坏。
2）宁乡—湘乡以岩浆岩和碳酸盐岩为主的丘陵地质环境亚区（Ⅳ2）：地质环境以岩溶塌陷渗漏、岩浆岩风化带、水土流失为主，属崩塌、滑坡、泥石流地质灾害中易发区。
（五）湘东地质环境区（Ⅴ）
本区又称湘东褶断坳陷丘陵山地以崩滑流地质灾害为主的地质环境区。区内中部及南部为丘陵盆地，东北为低山丘陵，边界为中低山区；挽近时期活动性断裂发育，规模巨大，历史地震最高5.5级；岩组成分复杂。本区可分为两个亚区：
1）临湘—浏阳以浅变质岩和岩浆岩为主的低山丘陵地质环境亚区（Ⅴ1）：主要环境地质问题为岩组中多软弱夹层、膏盐夹层、水土流失等。除平江县中部、浏阳市西部为地质灾害低易发区外，其余地区为崩、滑、流地质灾害高易发区。
2）长沙—永兴以红层为主的丘陵盆地地质环境亚区（Ⅴ2）：环境地质问题为软弱夹层、膏盐夹层、软土及胀缩土、岩溶塌陷、水土流失，属地质灾害低—中易发区。
（六）湘东南地质环境区（Ⅵ）
本区又称湘东南褶断隆起岩溶山地丘陵以崩滑流及地面塌陷地质灾害为主的地质环境区（Ⅵ）。区内多山地及丘陵盆地，岩溶发育强烈，构造复杂，大型挽近时期活动性断裂发育。环境地质问题以岩溶塌陷、边坡不稳为主，属崩、滑、流地质灾害高易发区，且矿山开采诱发的突水、突泥、采空塌陷、水环境与土石环境破坏严重。本区可分为：
1）大义山—阳明山以浅变质岩为主的低山丘陵地质环境亚区（Ⅵ1）；
2）桂阳—江永以碳酸盐岩为主的丘陵盆地地质环境亚区（Ⅵ2）；
3）桂东—汝城以岩浆岩浅变质岩为主的中低山地质环境亚区（Ⅵ3）；
4）九嶷山以浅变质岩和岩浆岩为主的中低山地质环境亚区（Ⅵ4）。
⑧ 区域地质背景
区内地层从太古宇至中、新生界出露齐全,海陆相兼具。主造山期前以海相沉积地层为主,火山作用强烈,各类火山岩发育。主造山期以后,主要为陆相地层。
太古宇—古元古界主要分布于小秦岭、北秦岭、勉-略-宁地区及湘河、佛坪、汉南地区。
中、新元古界主要由活动型火山-沉积建造、稳定型陆源碎屑-碳酸盐岩建造组成。活动型火山-沉积建造主体属大陆裂谷,局部发育为局限小洋盆及古火山岛弧环境,主要由三花石岩群、宽坪岩群、碧口岩群、熊耳岩群、西乡岩群和耀岭河岩组等地层单位组成; 稳定型陆源碎屑-碳酸盐岩建造主要分布于南秦岭、大巴山扬子板块,属震旦纪稳定盖层沉积,包括南沱组、陡山沱组、灯影组。
下古生界主要由丹凤岩群、二郎坪群、草滩沟群和志留系组成。丹凤岩群分布于商丹结合带,以变中基性火山岩为主,具类蛇绿岩套特点,主体属古火山岛弧环境产物,属该带铜、金矿产的含矿岩系。二郎坪群分布于商-丹带以北的北秦岭眉县—户县—商县一带,由下而上,由细碧角斑质岩-陆源碎屑岩-碳酸盐岩沉积组成,反映裂陷盆地从活动型向稳定型转化。其中火山岩系具类蛇绿岩套特点,是多金属矿含矿岩系。志留系包括大贵坪组、梅子垭组、水洞沟岩组及白龙江群,主要分布于徽县—石泉—安康—旬阳一带。
上古生界泥盆系主要分布于南秦岭北带的山阳—柞水一带及南秦岭南带的凤县—镇安—旬阳一带。南、北两带因沉积环境的差异,地层单位划分及岩石组合不尽相同。北带(柞水—山阳地区)泥盆系位于商丹对接带以南、凤镇-山阳断裂以北,主要出露中泥盆统牛耳川组、池沟组、青石垭组及上泥盆统桐峪寺组,总体以陆源细碎屑岩为主,属半深水—深水陆缘斜坡—外陆棚沉积建造,且有颗粒流沉积特征。其中,牛耳川组局部夹磁铁矿和黄铁矿层;青石垭组中部局部夹菱铁矿、多金属矿层,是Ag、Pb、Zn、Fe的重要含矿岩系; 桐峪寺组属周至马鞍桥金矿的含矿岩系。南带(凤县-旬阳)泥盆系位于太白磨房沟—柞水—山阳一线(凤镇-山阳断裂)以南的凤县、太白、镇安、旬阳广大地区,泥盆系出露完整,总体属海相陆源碎屑-碳酸盐岩建造,自下而上包括西岔河组、公馆组、石家沟组、大枫沟组、古道岭组、星红铺组、铁山组和九里坪组8个岩石地层单位。其中,西岔河组局部夹含铜、银、金砂砾岩或砂岩,上部为板岩及碳酸盐岩,在山阳古墓沟、银厂沟一带,属砂岩型铜矿的含矿层位; 公馆组以白云岩及白云质灰岩为主,是公馆-青铜沟特大型汞、锑矿的容矿地层; 古道岭组以生物礁灰岩为特征,在凤-太矿集区,古道岭组顶部与星红铺组接触部位是铅锌、铜矿的重要含矿层位; 铁山组以碎屑岩层间碳酸盐岩为特征,在镇旬矿集区是铅、锌、黄铁矿的含矿层位。石炭系—二叠系主要出露于南秦岭的镇安-山阳-旬阳的北部及汉南西乡、镇巴等地,以海相碳酸盐岩建造为主,仅柞水红岩寺、周至板房子等地的二峪河组具含煤建造,属滨海—潮坪相,具由海相转化为陆相的沉积特点。
中生界主要分布于西乡-镇巴扬子板块东部。其中,早、中三叠世均为海相沉积,晚三叠世中晚期转为陆相沉积;侏罗系—白垩系主要为内陆湖盆沉积,次为山间断陷沉积。
秦岭造山带在不同时期、以不同方式发生变形和相应变质,形成不对称扇状强烈应变的变形变质带。总体上,秦岭造山带的变质作用分为区域动力热流变质作用、区域动力变质作用、埋深变质作用及断陷变质作用。各类变质作用为金属成矿作用提供了重要的动热-流体条件。
区域动力热流变质作用分布范围广泛,遍及整个陕西秦岭地区。受变质地层自太古宇至三叠系,包含了各种火山建造、火山沉积建造及陆源沉积建造。变质相从低绿片岩相到麻粒岩相。在区域动力热流变质作用影响下,形成变质热液(含混合岩化热液)矿床、变成矿床。原有的受变质矿床也得到进一步改造、富集。区内重要的变质矿床均与这一变质作用类型有关,总体上,变质作用对该区金属成矿作用有一定的贡献。
区域动力变质作用主要发育于南秦岭造山带与华南板块过渡带。受变质地层主要为下古生界泥质细碎屑建造和碳酸盐岩建造,其次有新元古界火山-沉积建造(郧西群、西乡群)。该变质作用以构造应力为主,热流作用不明显。在定向压力作用下变质岩石以面型构造发育为特点,变质程度最高达低绿片岩相。在此种变质作用影响下,原含矿地质体或原岩经变质作用改造,有用组分相对富集(如火山沉积赤铁矿),或使原岩结构构造发生变化而形成有用矿产,如泥质碎屑岩变为瓦板岩等。
埋深变质作用和断陷变质作用分布范围更窄,仅分布于局部地段,与其有关的变质成矿作用与区域动力变质作用十分类似。
秦岭造山带区域构造-岩浆活动频繁,构造线多呈EW向展布,局部亦有NWW向及NEE向构造。区域内岩浆活动往往与构造活动在时间上紧密相随,岩浆岩从超基性—基性、中酸性—酸性均有出露,时代跨度亦较大。构造、流体及岩相与金属矿产的形成、就位关系密切。带内火山岩自太古宙至新近纪均有发育,岩性以中酸性岩和基性岩为主,形成环境以海相为主。秦岭海相火山岩在时间上主要形成于前寒武纪和早古生代,多与沉积岩共生或伴生,并组成火山-沉积岩系; 在空间上,则主要形成于沉降阶段的活动构造带。中生代陆相火山岩特别是次火山岩与成矿关系比较密切(王平安等,1998)。区内从太古宙至燕山期均有岩浆侵入活动,侵入岩按照时代和岩性统计,以中生代的中酸性岩类最为发育。尤其是不同时期、不同成因、不同类型的花岗岩类十分发育,分布面积达4万多平方千米(卢欣祥,1999),其形成和秦岭造山带的构造演化密切相关,更具有其特定的成矿作用。
⑨ 地理地质背景
泸西小江流域位于滇东岩溶区，东经103°′～104°05′，北纬24°10′～24°45′，属南盘江水系一级支流。主体为红河哈尼族彝族自治州泸西县辖区。流域总面积1009.28km2，岩溶面积占75.2%。流域中上游为椭圆形的泸西岩溶盆地，长轴呈北东向延伸，盆底沉积平坝区海拔1700m左右，面积78.1km2，地形较平坦；盆地周围裸露型岩溶中山区海拔1800～2459m，各种岩溶形态发育齐全；盆地以南流域下游的小江河谷，为流域的排泄基准，最低点海拔820m，横剖面呈“V”形，切割深度500～1639m。
该区属亚热带高原季风气候，气候温和、雨量适中，枯、雨季分明。山区、坝区气候差异较大。区内多年平均气温15.2℃，最高气温36.1℃，最低气温-4.3℃。多年平均降水量966.8mm，最大1251.5mm，降水量80%以上集中于6～10月。水面蒸发量多年平均值在 1204.1～1279.3mm之间。小江全长 97.5km，落差 1001m，流量0.52～39.83m3/s，年平均流量5.44m3/s。
流域内森林面积269.38km2，覆盖率为26.69%。石漠化总面积211.75km2，占流域面积的20.98%，主要分布于泸西盆地周围和小江河谷裸露型岩溶山区。
流域内共有人口20.04万人，其中农业人口17.43万人，占总人口的86.98%。2003年国内生产总值(GDP)50791.72万元，其中农业产值占总产值的68.02%，人均占有粮食391kg，农民人均纯收入1426元，处于岩溶高中山区的三塘乡人均纯收仅688元。耕地总面积70.76万亩，其中水田9.81万亩，旱地60.95万亩，人均占有耕地3.53亩。目前缺水人口5.17万人，缺水耕地39.22万亩。
流域内分布有古生界、中生界、新生界等地层，出露地层以中生界三叠系为主，局部地段分布古生界二叠系、新生界古近系。坝区、河谷区及山间洼地内分布有新生界第四系红粘土、砂质粘土、砂土及碎石土，一般厚度0～30m。古生界仅出露二叠系中统宣威组(P2x)泥岩、砂页岩、粉砂岩，厚度57～250m。中生界三叠系：下统飞仙关组(T1f)为砂泥岩、永宁镇组(T1y)为薄层灰岩夹砂泥岩，厚度分别为517m、401m；中统个旧组(T2g)、法郎组(T2f)以灰岩、白云岩为主夹少量薄层泥质灰岩、砂泥岩，厚度分别为2853m、104m；上统鸟格组(T3n)、火把冲组(T3h)为砂泥岩，厚度分别为314m、313m。新生界古近系始新统路美邑组(E2l)主要为砂岩、砾岩，厚度1714m。流域内地层以个旧组(T2g)和火把冲组(T3h)分布最广(图3-1)。
图3-1 泸西小江流域地质图
1—正断层；2—推测正断层；3—逆断层；4—平移断层；5—实测及推测性质不明断层；6—地层界线；7—不整合地层界线；8—背斜；9—向斜；10—地层代号；11—流域边界
小江流域属华南褶皱系滇东南褶皱带，经历过多期构造运动，形成构造线以北东向为主的不同类别和性质的断层、褶皱。断层是小江流域内的主要构造类型，以北东向为主，规模较大；其次为近南北向的断层，规模较小，多切断前期断层。断层倾角较陡，一般50°～80°左右。雨龙断层为流域内主干断层，断面倾向南东，为一正断层。流域内褶皱具有背斜舒缓、向斜紧密的特点，主要有白水向斜和杨梅山背斜。因受断层切割，褶皱多不完整。构造控制了小江流域的地貌格局，泸西盆地的形成受构造活动的制约，长轴方向与构造线走向一致。通常沿断层走向发育串珠状的洼地、落水洞及溶洞等。
⑩ 区域农业地质背景的主要内容包括哪些
热量 日照 水源/灌溉条件 地形 土壤 市场