区域地质背景有哪些内容

Ⅰ 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。

Ⅱ 　区域地质背景

1.1.1塔里木盆地的大地构造位置

自70年代初，我国一些地质学者开始应用板块构造理论探索塔里木、天山、昆仑山大地构造演化规律以来，获得了许多有重要意义的认识。

塔里木板块是新元古代固结的大陆板块，北以哈里克套南坡—巴仑台—库米什深大断裂与伊犁—伊塞克湖板块分界；东北以吐鲁番—哈密大断裂与准噶尔—哈萨克斯坦板块相接；南以康西瓦—木孜塔格北坡大断裂与羌塘板块为界。在古生代，塔里木板块与周围相邻的板块皆以大洋相隔，板块活动边缘的俯冲带，发生洋壳俯冲、消减、碰撞或造山，使大陆不断增生，洋壳随之消亡，从而形成较大的陆壳板块。

塔里木板块的稳定地壳部分称为塔里木地块，是中国西部大陆起核心作用的主要地块，最后固结于700—800Ma前。塔里木地块北为天山褶皱系，南为昆仑褶皱系，东邻祁连褶皱系，随着地块边缘的库鲁克塔格、柯坪、阿尔金和铁克里克的先后隆起，中间地区被动下沉，自晚二叠世后，逐渐演化成为塔里木盆地，见图1—1。

图1—1塔里木盆地区域构造位置图（据新疆石油管理局资料）

1.断层；2.盆地；3.城镇

1.1.2地层发育及展布特点

塔里木盆地北部地层发育齐全，露头和钻井资料表明，前震旦系为浅变质的结晶基底。震旦系—古生界可划分为两个大的海进、海退沉积旋回：下旋回为震旦系—泥盆系，以海相碳酸盐岩为主，往上过渡为碎屑岩和泥质岩；上旋回为石炭系—二叠系，石炭系以碎屑岩、碳酸盐岩和膏泥岩为主，二叠系为陆相红层夹火山岩。中新生界亦划分为两大沉积旋回：三叠系—下第三系为下旋回，以断陷—坳陷型陆相含煤碎屑岩和红层为主；上第三系为上旋回，为全区大面积覆盖的红色和黄灰色碎屑岩。在四大旋回之间以角度不整合和超覆不整合为边界。

塔里木盆地北部，震旦系为不整合于前震旦系之上的第一套沉积盖层。分布于新和南—齐满—轮台一线以南，以北则遭剥蚀而缺失。在轮台—达里亚一线以西的广大地区，地层岩性为含葡萄状藻球粒的白云岩、碳酸盐岩与泥质碳酸盐岩互层。由该线向东，地层迅速加厚，厚度在2000m以上。库鲁克塔格露头剖面表明，其为深海滑塌重力流—浊积岩相的岩性组合和沉积构造。

塔北地区寒武纪—奥陶纪是一套以碳酸盐岩为主的地层体系。分布于英买力北—齐满—沙4井一线以南，以北因剥蚀而缺失。北西薄，向南厚度达4700m，并有向东南急剧增厚之趋势。平面上大致可分为三个沉积相区，即①盆地相区，分布于草湖以东，主要为浊积岩和海相泥质岩；②斜坡相区，分布于达里亚以东、草湖以西地区，为台地相与盆地相过渡区，可能发育有滑塌的重力流沉积；③台地相区，分布于达里亚以西的广大地区，主要为深灰、灰褐色灰质泥岩与浅灰色泥灰岩互层，夹灰色砂质泥岩、粉晶灰岩及钙质砂岩条带，为台地相沉积。

塔北地区志留系—泥盆系为一套陆源碎屑沉积体系。除在沙雅隆起高部位（包括沙西凸起和阿克库勒凸起）上缺失外，其它地区均有分布。在东河塘—阿布干那一线以西，南厚北薄，此线以东向阿克库勒凸起减薄。在达里亚以东地区向东急剧增厚。

从总体上看，志留—泥盆系属深水凹槽海盆环境和滨岸环境中形成的陆源碎屑沉积（沙11井、沙21井揭示的志留—泥盆系均为一套向上变粗的陆源碎屑海退沉积序列）。与寒武—奥陶纪不同，在志留—泥盆纪整个塔北地区处在不断抬升、海域范围不断退缩的状态中。其岩性主要为泥质岩、粉砂岩和砂岩。志留—泥盆系与奥陶系为不整合接触。

石炭纪—二叠纪地层除在沙西凸起高部位及雅克拉—轮台凸起之上缺失外，塔北地区均广泛分布。总趋势为南厚北薄。在沙西凸起以西厚达1300多米，塔里木河一线厚度为500—900m，并有向南加厚之趋势。地震、钻井资料表明，本区下石炭统分布广泛，可与巴楚露头对比，由上至下分别为卡拉沙依组和巴楚组，哈1井、沙30井揭示卡拉沙依组岩性主要为砂泥岩薄互层。巴楚组上部为一套薄层灰岩，称为“双峰灰岩”；中部为泥岩，至沙10井则变为膏盐岩；下部主要为一套石英砂岩，称之为“东河砂岩”，为东河塘油气藏的储集层，主要分布于东河塘和哈拉哈塘地区。石炭—二叠系与志留—泥盆系呈角度不整合接触关系。上石炭统主要分布于达里亚以东地区，厚度100多米，岩性主要为生物灰岩。二叠系仅存下二叠统，分布于东河塘—雅克拉以南、阿克库勒以西，为陆相碎屑岩和火山岩。不整合于石炭系之上。

在塔北地区，三叠—侏罗纪地层除在沙西凸起北部至雅克拉—轮台断凸北部一带缺失外，其它地区均有分布，总体南厚北薄，向北超覆。三叠系是本区找油的主要目的层之一，是塔北阿克库勒等几个油田的储油层。由于受古地理环境的影响，在西部阿瓦提断陷，三叠系巨厚。在其以东受隆起和断裂系统的控制，多发育冲积扇、三角洲和滨浅湖沉积。侏罗系在库车坳陷发育齐全，塔北仅有下侏罗统。据钻井揭示其岩性为棕褐、褐紫色泥岩、深灰、灰色泥岩与浅灰、棕灰色细粒长石石英砂岩、泥质粉砂岩不等厚互层，并夹煤层及灰黑色炭质泥岩薄层。

白垩纪—早第三纪地层在本区广泛分布，主要为洪积—河流相的棕褐色砂砾岩，局部夹砂质泥岩或灰绿色粉砂质泥岩，其中的卡普沙良群底部砾、砂岩段广泛分布于东部雅克拉、阿克库勒等一系列凸起的构造部位，是良好的储集层。

上第三系与第四系以陆相红层碎屑岩为主，全区覆盖。上第三系为冲积平原—河流—湖泊相红色碎屑岩沉积，第四系为冲积、风积、湖积及山麓粗碎屑堆积。

1.1.3区域构造特征及演化

1.1.3.1震旦纪—古生代构造旋回

塔里木地区震旦纪—二叠纪为克拉通盆地发育阶段，经历了一个完整的威尔逊旋回，其中震旦纪—泥盆纪和石炭纪—二叠纪又分别构成两大发展演化阶段（表1—1）。

1.震旦纪构造演化

“古中国大陆”形成后经历了相对稳定的时期，形成“地台型”沉积，仅在少数地区形成所谓的坳拉谷（aulacogen），如东北部的库鲁克塔格。震旦系呈北东向展布的楔形断陷槽，沉积厚度达5000多米，大陆坡的各种重力流和滑塌堆积发育，并有“双峰式”火山岩。向北至卡瓦布拉克很快变为缺失隆起，向南至孔雀河一带迅速减薄。在阿瓦提—满加尔一线震旦系厚度稳定，为“克拉通内碟形坳陷”沉积。在盆地的北部可能还存在着尚未被认识的坳拉谷。总之，少数狭窄的坳拉谷及相对沉降的边缘与大面积稳定的碟形坳陷明显的差异性，成为震旦纪古构造突出的特点。它反映拉张初期拉张活动强度不大的面貌。

2.寒武—奥陶纪构造演化

区域性拉张从寒武纪开始明显加强并逐渐达到高峰。库鲁克塔格坳拉谷呈现更强烈的拉张断陷，沉降中心南移，并使相邻的满加尔坳陷在寒武纪和早奥陶世出现半深海相饥饿型沉积，厚度仅千米。中晚奥陶世开始向补偿型沉积转变，坳陷中部沉积明显加厚，厚度可达4000m。从此，改变了震旦纪盆地内部的均一状态，出现了相间隆坳（如沙雅隆起和满加尔坳陷）。东西分异开始出现，海侵规模增大，寒武—奥陶纪出现了最大海侵期。

3.志留—泥盆纪构造演化

在塔里木外围地区强烈拉张的制约下盆地内部出现相对挤压状态，库鲁克塔格地区隆起并向西延至轮台，沙雅隆起进一步上隆成为满加尔坳陷的物源区，坳陷西部变成补偿—超补偿的类前陆盆地沉积，厚达4000m。志留及泥盆系向隆起顶部尖灭。

泥盆纪末，海西早期运动使天山的一些活动带处于相对收缩状态并产生压性构造形变，盆地内部形成一系列的东西向断裂、褶皱，并出现大规模的侵蚀间断面（

）。

总之，震旦纪到泥盆纪盆地内部形成了以东西向为主的大型隆起和坳陷，为盆地的进一步发展奠定了基础。

表1—1塔里木盆地北部构造运动与界面性质

4.石炭—二叠纪构造演化

石炭纪—二叠纪本区进入新的演化阶段，塔里木盆地周围区域性拉张活动在石炭纪达到空前规模。天山和昆仑山发育了一系列陆内—陆间裂谷，它们在石炭纪末或早二叠世末闭合。海西晚期运动使大陆再拼合，最终导致强烈挤压变形。

受周围强烈拉张的影响，盆地内表现为相对挤压，北部的隆起进一步抬升，使大部分地区隆起为陆。沉降中心向西迁移，使南北隆坳背景上的东西分异再次明显出现，以致形成早石炭世海湾向西开口的马蹄形大陆包围的格局。至早二叠世晚期，塔里木地区大部分为陆，隆起部位古生界遭受剥蚀并且构造形变加剧。同时，还出现岩浆喷发和基性岩浆侵入，如哈拉哈塘和沙西地区等。这些火成岩被认为是相对拉张条件下的产物。

海西晚期盆地完全处于挤压环境中，盆地周围造山活动加剧，地层变形、褶皱，并伴有以酸性岩浆为主的侵入活动，特别是塔北出现了大量的褶皱和断裂。最终，海水全部退出，并造成地层长期暴露剥蚀，形成全区性的不整合面（

）。

1.1.3.2中、新生代构造演化

海西晚期，随着盆地周围地槽带的关闭，塔里木盆地成为板内克拉通盆地。中—新生代可分为三叠纪—侏罗纪和白垩纪—早更新世两大构造演化阶段。

1.三叠纪—侏罗纪构造演化阶段

早、中三叠世：早、中三叠世，塔里木北部的构造演化经历了一个由断陷—坳陷的构造发展阶段。受海西末期南天山的褶皱上隆和后期应力的相对松弛影响，库车坳陷开始以断陷形式下坳，沙雅隆起定型并与柯坪隆起和库鲁克塔格隆起分隔北部库车坳陷与南部的阿瓦提和满加尔坳陷。南部沉降中心在阿瓦提—满加尔一线，以河沼、湖相沉积为主，为残留的克拉通坳陷盆地。北部库车坳陷形成沿山缘东西向狭长展布的北深南浅不对称坳陷，发育河沼、湖泊含煤碎屑沉积，形成前陆盆地的雏形。

晚三叠世—晚侏罗世：晚三叠世开始，古特提斯洋向北“潜没”挤压，并逐渐加强直到侏罗纪晚期，塔北受到明显影响。阿瓦提—满加尔地区西部抬升，湖水向满加尔退缩，至早侏罗世，沉降中心已向东迁至库鲁克塔格山前，随着抬升的加剧，在中、晚侏罗世湖水全部退出塔北，造成大范围的中、上侏罗统的缺失。

2.白垩纪—早更新世构造演化阶段

白垩纪时，由于新特提斯洋向欧亚大陆“潜没”作用，印度板块向北漂移、拼接、碰撞，随之由于天山的抬升及反冲作用，使塔北进入了统一的前陆盆地发展阶段。早期相对分隔的水体趋于一体化，沉积作用从天山山前扩展到中央隆起北缘，形成广泛的红色粗碎屑岩。总体构造格局变为北低南高的单斜式不对称坳陷。进入晚白垩世，构造活动逐渐加强，形成覆盖全盆地的广泛沉积。晚第三纪，构造活动表现剧烈，周围山系高峻，向盆内提供大量碎屑，使盆内沉积加厚，范围扩大，塔里木北部前陆盆地的演化进入到更趋完善的阶段。这一时期的构造处于燕山和喜马拉雅活动时期，由于印度板块持续向北推移、俯冲和最后碰撞拼合以及喜马拉雅山脉的崛起，天山、昆仑山褶皱带进一步活动，使盆地最终演化为四周高山围绕的干旱内陆盆地。受喜马拉雅晚期运动的影响，盆内受到挤压，塔北地区山前边缘中新生界沿古剥蚀面出现大规模的逆冲推覆，形成多种形式的断褶带和褶皱带。

Ⅲ 区域地质构造体系背景

汶川特大地震位于中国南北向地震构造带的中段,这里是划分我国东、西两版大地震大区域权的分界,也是我国各种构造体系分为东、西两大区域的分界,而且是多种构造体系交接复合的特殊部位。该南北向地震构造带中段,与其南、北两段走向近南北向不同,中段为北东向,位于华夏系展布地段,并为北北东向新华夏系断裂切割,它们都是中国东部普遍分布的巨型华夏多字型构造体系系列的组成成分,这里受到西南部超巨型青藏反“S”型旋构造的影响特别强烈,随着青藏系不断右旋隆起,形成青藏高原,位于其东侧的南北向地震构造带,受到高原物质向东缓慢流动压缩的影响,在高原东缘的华夏系构造带向东挤压,遇到四川盆地之下刚性地块的顽强阻挡,并且青藏系右旋,华夏系龙门带原来应为左旋,二者扭动方向相反,更加剧了构造应力和能量的长期积累集中,特别是龙门山断裂带与汶川附近被天全-茂汶新华夏系断裂错开,可能限制和“锁住”龙门山断裂带的自由移动,致使构造应力和能量在这里高度集中和积累,最终在汶川县映秀镇附近龙门山断裂带突然错动,致使断裂活动不断往北东方向扩张,余震也不断往北东方向迁移。

Ⅳ 区域地质构造背景

南岭东段区域上处于华夏古陆闽、赣、粤后早古生代隆起与湘、桂、粤北晚古生代— 早中生代凹陷的交汇部位（图7-13）。该区地壳演化经历了早古生代、晚古生代—早中 生代、晚中生代、新生代四个构造旋回。区内地层出露较全，从新元古界—第四系均有出 露，其中震旦系、寒武系、泥盆系、石炭系、侏罗系分布较广泛。

图7-13 诸广—贵东地区大地构造位置图（据张祖还等，1991，略修改）

该区岩浆活动广泛而强烈，九嶷山—诸广山—仙游岩带和花山—大东山—贵东—泉州 两条花岗岩带呈EW向横贯全区，与西太平洋大陆边缘的NNE向构造-岩浆体系展布不 同。岩浆侵入主要受区域断裂构造控制，空间上呈带状分布，产状以岩基和岩株为主。侵 入岩岩石类型有基性、中性、中酸性、酸性、偏碱性、碱性及酸性花岗岩类占绝对优势。 其次为中酸性的二长花岗岩、花岗闪长岩、石英闪长岩等。始兴县司前、仁化县扶溪、金 竹圆等地还有早古生代和晚古生代斜辉橄榄岩、蛇纹石化橄榄辉长岩、云辉二长岩和二辉 辉长岩等超基性岩出露（地矿部南岭项目花岗岩专题组，1989）。晚中生代岩浆作用是中 国东部一次十分重要的地质事件（陶奎元等，1999），区内晚中生代花岗岩占全区侵入岩 面积60.3％（图7-14），岩浆活动具多期、多阶段特点，并以壳幔岩浆活动为主（杜扬 松等，1988；杜扬松，1999）。

本区经多次地壳运动，形成一系列断裂构造。J₃-K₁多为控岩断裂构造，而K₂-N 形成的断裂多为控盆断裂构造。断裂展布的方向有SN、EW、NW、NE等，这些断裂构造 多为深大断裂，具有多次活动的特征。总体趋势是SN向断裂较早，EW向、NW向断裂 次之，最晚为NE向断裂。深大断裂控制了本区中-新生代以来的岩浆活动和盆地形成与 发展，同时也控制了铀矿和多金属矿产的形成。

Ⅳ 东北地区区域地质背景

1.地质构造单元划分

从区域构造格架角度来看，东北地区由南部的华北地台和北部的兴蒙造山带所构成，它们在古生代以前具有不同的演化历史，古生代晚期-中生代初期完成两者的聚合，其后发育统一的构造演化历史。仅就本书涉及的北部兴蒙造山带而言，它自西而东可划分为额尔古纳地块、兴安地块、松嫩地块、佳木斯地块和最东部的饶河地体(吴福元等，1995，吴福元和曹林，1999)，它们是古—中生代期间经多次事件拼合在一起的构造堆合体(collage)，其相互之间分别以得尔布干、嫩江、牡丹江和跃进山断裂为界。

额尔古纳地块位于本区的西北端，是巨大的中蒙古中央地块的一部分。尽管有关于该地块太古宙岩石形成事件的报道，但对我国境内地区的这一构造单元的具体属性目前所致甚少(孙广瑞等，2002)。区内地质体主要以花岗岩为主，另有少量中级变质的兴华渡口群片岩、片麻岩和未变质的砂岩、粉砂岩等，晚期被中新生界火山-沉积地层所覆盖。由于目前研究程度较低，目前还难以对它们的时代作详细的约定。部分作者认为兴华渡口群可能为中元古代(王友勤等，1997)，但有学者认为应属古元古代甚至太古宙(表尚虎等，1999)。新的年代学资料还显示，这些花岗岩主要形成于中生代，但部分形成于早古生代(葛文春等，2005a;武广等，2005;周长勇等，2005)。

兴安地块体位于大兴安岭地区，其出露的最古老岩石也定名为兴华渡口群，但其时代及与额尔古纳地块上的兴华渡口群关系不清。该地块的最大特点是古生代地层相对比较发育，并出现年龄确切的古生代花岗岩(Wu et al.，2003;孙德有等，2000;苗来成等，2004;葛文春等，2005b)。该地块以得尔布干断裂为界与北侧额尔古纳地块相邻，并在该断裂带附近出露有新林-喜桂图北蛇绿岩及相应的高压变质岩(李瑞山，1991)。值得一提的是，本地块在晚中生代叠加有大面积的大兴安岭中生代火山-沉积建造(蒋国源和权恒，1988;赵国龙等，1989;林强等，1998;Zhang et al.，2006)。

松嫩地体位于兴蒙-吉黑地区的中部，其西侧以嫩江-贺根山断裂与兴安地块相邻，东南部以牡丹江断裂与佳木斯地块相接。松辽盆地是其上叠的一个重要构造单元，主要岩石出露在张广才岭地区，东风山群是该地体中目前发现的最古老岩系，具体成岩时代尚不清楚。该地块的最大特点是显生宙花岗岩极为发育，在某种程度上，古生代地层及所谓的老变质岩系只不过是“花岗岩海洋”中的几叶孤舟而已。以前曾对这些花岗岩进行过详细的研究(吉林省地质矿产局，1988;方文昌，1992;黑龙江省地质矿产局，1993)，但近几年的高精度年代学资料显示，它们主要形成于晚三叠-中侏罗世的中生代(Wu et al.，2000，2001，2003a，2004a;Zhang et al.，2004，2005;吴福元等，1999;孙德有等，2001)。

佳木斯地体位于东北地区东部，是范围更大的布列亚-佳木斯地块的一部分，以出露麻粒岩相变质的麻山群为代表(曹熹等，1992)。传统上以西麻山二辉麻粒岩中辉石的2539Ma的Ar/Ar坪年龄认为该地体是在太古宙形成的(黑龙江省地质矿产局，1993)，近几年已有更可靠的资料显示该地体的麻粒岩相变质作用发生在500Ma的泛非期(Wilde et al.，2000;宋彪等，1997)，并已鉴定出泛非期的花岗质侵入体(Wilde et al.，2003)。侵入其中的原定为新元古代的花岗岩实际形成年代为晚古生代(吴福元等，2001)，且这一时期的花岗岩在西侧的松嫩地块上目前还未发现。

位于本区最东部的饶河地体出露一套由深海相放射虫硅质岩、浊积岩以及包含其中的镁铁质熔岩和石炭-二叠纪岩块组成的地层，是我国东部唯一的中生代海相地层出露区。目前多数研究者认为，这套岩石组合应为蛇绿岩，并自下而上划分为大顶子堆积岩、驼腰山枕状熔岩、大佳河组放射虫硅质岩、大岭桥组深海浊积岩和上覆的永福桥组海相磨拉石沉积岩等(康宝祥等，1990;王友勤等，1997)。根据化石研究结果，一般将这套地层置于中晚三叠世—早侏罗世，或至中侏罗世—晚侏罗世中期(王友勤等，1997;丁秋红等，1997)，代表了该时期一个规模不是很大的洋盆。但也有学者认为，这套岩石并非属于蛇绿岩，它只不过是大洋中的一个洋岛或外来地体而已(邵济安等，1991;邵济安和唐克东，1996)。年代学资料显示，侵入于该地体中的花岗岩形成于早白垩世(程瑞玉等，2006)。

2.地块基底性质

在目前上述构造单元划分中，存在众多有待解决的问题，大量地质体基本地质事实不清是严重制约进一步地质规律总结和深入研究的重要障碍。首先是关于松辽盆地的基底性质，以前一直有两种截然不同的观点。认为该基底应属前寒武纪的重要直接证据是钻孔岩心中存在片麻岩。然而，我们对已鉴定的所谓片麻岩进行岩相学检查发现，它们实际上是遭受韧性变形的花岗质岩石。其中采自盆地中部二深一井花岗片麻岩的锆石年龄仅为165Ma，而盆地西部杜I-4井中未变形的花岗岩的年龄为305Ma(吴福元等，2000)。这两个数据说明，这些岩石并不是前寒武纪形成的，而是形成于中生代。尽管我们仔细寻找，但仍未发现古老的前寒武纪锆石存在的痕迹。Nd同位素的示踪研究结果显示，这些基底岩石具有与周围兴安、松嫩地块相似的特点，而与本区古老的佳木斯地块岩石的同位素特点截然不同(Wu et al.，2001)。因此，我们认为，松辽盆地不存在前寒武纪结晶基底。考虑样品的代表性，我们可以肯定地说，松辽盆地至少不存在大规模的前寒武纪结晶基底。

单元划分中的第二个问题是关于本区前寒武纪变质岩石的形成时代。首先是佳木斯地块上的麻山群，以前认为它应属太古宙(黑龙江省地质矿产局，1993)，但下述的年代学数据不赞成这一点。第一，对该地块上麻粒岩相变质的孔兹岩系及在变质过程中形成的石榴石花岗岩，其年龄在500Ma左右，应代表了这次变质作用的时代(Wilde et al.，1997，2000);第二，在这些岩石中，目前高精度的SHRIMP技术所鉴定出的最老锆石颗粒年龄约在1600～1900Ma左右，且基本上所有的数据点都不在谐和线上，它们应该是沉积岩石蚀源区的年龄;第三，佳木斯地块上的变质沉积岩和花岗岩的Nd同位素资料显示，其模式年龄为1800Ma左右(Wu et al.，2000)。根据Nd同位素模式年龄的定义，麻山群沉积岩及其源岩的最大年龄不应超过18亿年;第四，在柳毛地区，Wilde et al.(2001)鉴定出一个经历过麻粒岩相变质的闪长岩，其变质年龄与其他岩石一样(500Ma左右)，但该样品似出现大约13亿～14亿年的上交点，结合闪长岩的岩石性质，我们推测这有可能是闪长岩的侵位年龄。如果这一推论正确的话，麻山群的沉积年龄应为中元古代。

兴蒙-吉黑地区第二个古老岩石是大兴安岭地区兴华渡口群，目前倾向性的意见是该群属于早前寒武纪，或至少是中元古代早期。但Nd同位素资料显示，它的Nd模式年龄集中值仅为1000Ma左右。因此，我们断定，该群的最大形成年龄不超过中元古代晚期，而不是以前认为的古元古代甚至太古宙，支持这一解释的最新资料来自该区科洛-新开岭杂岩的年代学研究成(苗来成等，2003)。

上述资料大体限制了本区古老岩石的年龄情况，即佳木斯地块是本区最老的块体，其内部的麻山群可能形成于中元古代，且其物质来源于古元古代大陆。从这一点看，佳木斯地块并不是从华北地块分离出的一个块体。大兴安岭地区的兴华渡口群也不是想象的那样古老，其主要形成于新元古代或之后，这些认识是恢复本区前寒武纪地壳演化的重要基础。

3.兴蒙造山带古生代构造演化历史

这是制约东北地区地质研究的关键问题，较差的露头和大量后期花岗岩的侵入是导致众多问题得不到深入研究的症结所在。因此，我们只能依靠前人发表的有限资料，对此问题进行总结。关于额尔古纳与兴安地块的拼合时间，目前所依赖的线索很少，但根据得尔布干断裂附近新林-喜桂图北早古生代蛇绿岩、额尔古纳右旗和塔河南蓝片岩的出现，我们将上述两地块的拼合按早古生代处理。

区内最重要的问题之一是兴安-松嫩地块的拼合时间。前人将此拼合置于晚古生代(叶茂等，1994;张贻侠等，1998)，这也得到我们所进行的花岗岩年代学资料的支持，即在以前所确定缝合线北侧的黑河地区，发育一套晚古生代造山后A型花岗岩，高精度的锆石年代学研究表明，这些花岗岩形成于260～292Ma的晚古生代(Wu et al.，2002)，与西侧相邻的内蒙古中部和新疆东准噶尔地区的同类花岗岩时代类似，成因相近。因此我们推测，该巨型A型花岗岩带应代表了一个很大范围块体拼合后的伸展事件，真正的块体拼贴应发生在此之前。联系世界范围内，造山作用主期到造山后伸展的时间间隔，上述块体的拼合大致发生在晚古生代中期，其碰撞带位置大约延黑河向南，并与贺根山缝合带相连。支持这一解释的资料还来自大兴安岭主峰和甘河一带二长花岗岩的研究，我们获得该花岗岩的锆石年龄在300Ma左右，可能反映了碰撞事件的年代。

区内另一个重要的问题是关于上述拼合块体与华北地块的拼贴时间，这也是认识华北与西伯利亚块体间古亚洲洋最后消失的地点和时间问题(Tang，1990;王荃等，1991;唐克东，1992)。一般认为上述拼合带在西拉木伦河—长春—延吉一线，拼合时代应在早古生代。但古生物学的判定却与上述认识有所出入(黄本宏，1983;郭胜哲，1986;王玉峥和樊志勇，1997)。我们对出露于吉林省中部磐石县境内的呼兰群进行了详细的变质作用研究(Wu et al.，2007b)，该变质作用具有造山带型变质作用的特点，其白云母Rb-Sr矿物等时线年龄为250Ma左右，这一年龄应大体接近区域上造山作用的年代。同时，我们对与呼兰群密切伴生的大玉山花岗岩进行了研究，确认其为同造山花岗岩，其岩浆侵位年龄与呼兰群的变质年代基本一致。因此，我们得出结论，兴安-松嫩与华北块体拼合的时代应在古生代末期，这与区域地层学研究的结果基本一致。

关于古亚洲洋闭合的时间和地点问题，以前一直存在争论，一般认为古亚洲洋最后闭合以发育在我国内蒙古的贺根山蛇绿岩为代表，缝合带沿贺根山—嫩江—黑河一线分布，其时间在晚古生代早期(D₃-C₁)(曹从周等，1983;ZhangandTang，1989;Tang，1990;叶茂等，1994;邵济安等，1997)，我们的资料也证实了这一缝合时间的正确性;但古生物及其他方面的研究则认为最后缝合的地点应位于华北地台北缘的西拉木伦河—长春—延吉一线(Zonenshain et al.，1985，1990;曹生儒，1993;赵春荆等，1996;王玉峥和樊志勇，1997)，时代可能为二叠纪(部分学者提出应在早古生代，唐克东等，1995;王友勤等，1997);而古地磁资料则认为位于蒙古—鄂霍茨克海一线(Zhao et al.，1990)。导致上述分歧的主要原因是对区域内广泛分布的晚古生代建造的构造性质存在争议(和政军等，1997);同时，古地磁数据间常出现矛盾的解释。从岩石建造的宏观规律来看，张广才岭-延边地区晚古生代的岩石建造主要表现为混杂岩，所谓的晚古生代地层实际上是混杂岩中的岩块，多代表了大洋中的海山(吴福元等，2003)，这一点也得到了国际地质对比计划第420项2002年工作组会议野外考察专家的肯定。由于混杂岩的基质不含化石，因而难以确定它的时代，但从岩块的年代可知，混杂作用的形成时代应在晚古生代末期，并可能持续到早三叠世。因此，无论是岩石建造，还是年代学数据，都支持华北地块北缘是古亚洲洋最后闭合的地点所在，其时代应在晚古生代末期—三叠纪早期(Wu et al.，2007b)。

Ⅵ 什么叫区域地质背景

比研究的区域范围更大一级的区域范围里面的地质情况，包括地层，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。这些情况会影响研究的区域范围内的情况，所以很重要。

Ⅶ 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。

Ⅷ 区域地质背景与区域稳定性

二郎山公路隧道地处龙门山NE向构造带西南端，向东过渡为峨眉山断块区的大相岭菱形地块，西北侧为甘孜-阿坝印支褶皱带。NE向龙门山构造带、SN向川滇构造带和NW向鲜水河构造带在区域内形成了中国西部著名的“Y”字型构造格局，隧址区大地构造背景即处在该“Y”字型构造之三岔口交接部位的NE侧，但其总体构造格局仍受NE向龙门山构造带控制(图2-1)。

表2-2 工程区地震动参数Tab.2-2 Earthquake parameter in the study area

Ⅸ 区域地质背景

小秦岭金矿带分布在陕西省东端的潼关、华阴、洛南市和河南省西端的灵宝市，所处大地构造部位属华北地台西南缘华熊地块小秦岭隆起，南邻秦岭造山带，北侧为渭黄凹陷，东西延展140km，是我国重要的太古宙花岗–绿岩带出露地区之一。秦岭金矿处于在太古宙花岗–绿岩带中。认为太华群为矿源层。区域褶皱以开阔的背、向斜为特征。韧性剪切断裂和多组断裂构造发育。该区多期构造岩浆活动和变质作用强烈，具有良好的金成矿地质条件，金、钼、多金属等矿产资源丰富^〔6，20〕（图2–1）。

（一）地层、构造、岩浆岩

1.地层

区域上广泛分布的太古宙太华群，为一套高度混合岩化的区域变质岩系。可分为三段：下段为含大理岩夹层的条带混合岩，夹少量透辉石及少量斜长角闪片麻岩；中段为混合岩化程度较高的均质混合岩，条痕、条带状混合岩夹斜长角闪片麻岩类；上段为混合片麻岩、条带状混合岩及斜长角闪片麻岩，底部为厚层石英岩。

2.构造

太华群在塑性变动期受南北向挤压应力作用，在古老的结晶基底形成了近东西向紧闭的复杂式褶皱带，以后受区域上不同时期、不同方向应力影响，形成复杂的断裂构造体系，控制金矿脉的分布。

（1）褶皱：小秦岭总体褶皱形态为一近东西向展布的复背斜，西起陕西提峪，东至河南娘娘山，长约100km，宽约10～20km，自北向南由五里村背斜、七树坪向形、老鸦岔（主）背斜等次级褶皱组成。

老鸦岔主背斜：背斜轴线出露于板石山、老鸦岔脑及娘娘山一线。西段褶皱轴线呈东西向，向东为北西西向，娘娘山以东为北东东向，平面展布总体呈反“S”型，两翼不对称，轴面北倾。北翼地层倾角30°～50°，南翼地层倾角60°～80°，在文峪一带地层直立或倒转。褶皱形变的主要时期应为太古宙末。

（2）断裂：小秦岭金矿田分布于南界为小河、北边界为太要两条韧性剪切带中间的变质杂岩核体内——太华群隆起带。南、北韧性剪切带控制了小秦岭花岗岩—绿岩带的展布。

图2-1 河南小秦岭金矿集中区地质略图

太要断裂：西起陕西太要，向东经大湖、灵湖至武家山一带，长度大于75km，宽数十至数百米，总体呈近东西向展布，走向70°～120°，主断面北倾，倾角35°～80°。

小河断裂：西起唐家峪，经小河至周家山，长度大于75km，宽数十米至数百米，西段走向近东西，倾向南，倾角65°～85°，东段呈北东向，倾向南东，倾角45°～60°。

小秦岭地区的次级断裂以近东西向为主，北西向、北东向和南北向次之。

近东西向断裂：控制了成矿带的分布，也是本区的主要控矿构造。按其倾向不同可进一步划分为北倾和南倾两个亚组。在老鸦岔背斜及其南部，以南倾断裂最为发育，如控制S505～S60矿脉产出的断裂，北倾者次之；在五里村背斜及其北部，以北倾断裂最为发育，如F₅断裂，南倾者次之。在区域上，南倾断裂具中等倾斜，北倾断裂具缓倾斜。南部的南倾断裂和北部的北倾断裂，规模较大，长达数千米，是大中型金矿的主要储矿构造。前者如文峪金矿、杨砦峪金矿；后者如竹峪金矿、大湖金矿等。北部的南倾断裂和南部的北倾断裂以及中部的同组断裂规模较小，但沿走向和倾斜延伸较大，已发现许多中小型金矿，如马家凹金矿、金渠金矿、出岔沟金矿和桐沟金矿等。该组断裂以含金石英脉—蚀变构造岩为特征，沿走向和倾向均呈波状起伏变化，是以压性为主的破裂结构面。

其他各组断裂产状一般较陡，北西向和北东向断裂具扭性特征，近南北向断裂具张扭性特征，沿断裂多被辉绿岩等各类岩脉充填，是区域上的控岩构造。断裂中有含金石英脉分布，在特定构造部位可形成工业矿体。

3.岩浆岩

区内岩浆活动频繁，自太古宙、元古宙到中生代皆有表现，具多旋回、多期次特点。本区侵入岩以花岗岩类为主，分布有桂家峪岩体小河岩体、文峪–王家峪黑云母花岗岩床以及不同时代的伟晶岩和相当于燕山早期的基性岩脉等。其中，燕山期花岗岩浆活动与本区金矿具有密切的成生关系。

文峪–王家峪黑云母花岗岩床：位于太要断裂带南侧文峪—泉家峪—向阳沟一带，总体形态为椭圆形，长轴方向近东西，与区域构造线一致。

Ⅹ 区域地质和水文地质背景

一、气象水文

1.气象

九里山泉域岩溶水系统地处中纬度地带，属大陆季风型温暖带半干旱性气候，四季分明。据焦作气象站1952～2008年降水观测资料（图10-2），57年平均降水量为598.31mm，最大年降水量为1101.7mm（1955年），最小年降水量为243.3mm（1981年）。降水年内分配不均（表10-1，图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月降水总量仅占全年降水量的5%。多年平均蒸发量为1774.2mm，是年降水量的三倍，其中以5月、6月、7月蒸发量最大，三个月蒸发量占全年蒸发量的40%。多年平均气温为13.4℃，相对湿度为70%。最低气温出现在元月份，平均气温为-2.1℃，最高气温出现在6月份，月平均气温为27.0℃。

图10-2 焦作市1952～2008年年降水量柱状图

表10-1 焦作市1952～2008年月均降水量统计表

图10-3 焦作市多年月均降水量柱状图

2.水文

系统内河流有丹河、西石河、山门河、纸坊沟、峪河、新河、大沙河等（图10-1），丹河属黄河水系，其余河流属海河水系。丹河和峪河为常年性河流，其他河流均为季节性河流。

丹河发源于山西省高平县境内，干流长为162km，流域面积为3150km²。在系统内流经寒武-奥陶系灰岩岩溶发育区（图10-1），漏失严重，河水成为九里山泉域岩溶水系统的重要补给源之一。其中后寨至后陈庄段是河水强烈渗漏河段，渗漏量1.284～1.734m³/s。丹河山路平水文站46年（1955～2000年）年均径流量为7.34m³/s，最大径流量为22.00m³/s（1956年），多年趋势变化总体上呈阶段性下降（图10-4）。西石河、山门河、纸坊沟流经灰岩分布区，河流漏失严重，除丰水年有洪水流出山口外，其余时间均无水流，常表现为干谷，河水在距出山口5～10km地段全部漏失补给地下水。

二、地形地貌

焦作市区北部为太行山区，南部为黄河、沁河冲洪积平原。全区地形整体上为西北高、东南低。北部山区地面高程200～1790m，地形陡峭，地面起伏大，河谷深切，岩石裸露，发育地表岩溶景观。市区及市区南部为山前倾斜平原区，地面标高80～200m，地形略向南、南东倾斜，总体由北向南逐渐降低（图10-5）。

在长期内外地质营力的作用下，形成了山地和冲洪积平原两个一级地貌单元。根据地貌成因和形态特征，山地和冲洪积平原可划分为七个二级地貌单元。分述如下：

图10-4 丹河山路平水文站年均流量动态变化曲线图

图10-5 焦作附近地形地貌卫星影像图

1.山地

（1）构造侵蚀中山

分布于市区北部山西境内的晋庙铺、柳树口、夺火一带，山体呈北东向展布，标高为1000～1790m，地形陡峭，沟谷深切，似峰林地貌。山体出露地层主要是元古宇变质岩。

（2）构造溶蚀低山

分布于寨豁、赵庄、西村、黑龙王庙一线以北，地面标高为500～1000m。地形起伏较大，沟谷深切。山体岩层多为寒武-奥陶系灰岩和白云岩，地表岩溶发育，有溶隙、溶沟、溶槽和大型溶洞。

（3）构造剥蚀丘陵

分布于近山前地带，标高为200～500m，山顶呈浑圆状，山坡平缓。地表多出露中奥陶统灰岩和石炭-二叠系砂岩、泥岩。

2.山前倾斜平原

分布于山前一带，由河流冲洪物堆积而成。分坡洪积斜地、冲洪积扇、扇前和扇间洼地、交接洼地等二级地貌单元。

（1）坡洪积斜地

不连续地分布于市区东北部的方庄、薄壁等近山前地带，由重力和坡面水流作用堆积而成，黏土、碎石、卵石等组成的坡积物呈倒石锥状或围绕坡麓堆积构成坡积裙，坡积裙相连组成坡积斜地。

（2）冲洪积扇

在丹河、西石河、山门河、子房沟、翁涧河等河流的出山口处，间歇性暂时洪流堆积作用形成了一系列冲洪积扇。不同时期、不同河流的洪积扇相互重叠或相连，呈带状沿太行山前连成一片。组成物质为粉质黏土、黏土、卵砾石等。

（3）扇前洼地

分布于焦枝铁路线以南至新河间的朱村—于村—墙南—待王一带，为西石河、翁涧河、山门河洪积扇的前缘地带，地形低洼，地面标高95～85m，微向东南倾斜。组成物质以粉质黏土、粉土为主，局部夹有砂层。

（4）交接洼地

分布于新河—大沙河一带，为黄河、沁河的冲积平原与太行山山前冲洪积平原之间的交接洼地，由粉质黏土、粉细砂土组成。地势低洼，地面标高100～90m，微向东南倾斜。

在山前冲洪积平原中上部，分布有十几座煤矿。采煤引起地表下沉变形，地表形成塌陷坑。据调查，焦作矿区有较大的塌陷坑17个，塌陷面积近70km²。

三、地层与构造

1.地层

区域出露的地层有太古宇变质岩、震旦系石英砂岩、寒武系和奥陶系碳酸盐岩，石炭系和二叠系煤系地层、三叠系砂页岩、新近系砂泥岩、第四系松散冲洪积物。由老至新分述如下：

太古宇（Ar）：出露于山区峪河口、薄壁一带，主要岩性为变质程度中等的片麻岩和混合岩，厚度大于1000m。

震旦系（Z）：分布于山区马鞍石水库一带，与下伏太古宁呈角度不整合接触。主要岩性为浅红、紫红色石英砂岩，厚度为100～500m。

寒武系（）：出露于丹河、峪河等深切河谷中，与下伏震旦系地层平行不整合接触。总厚度为300～500m，分下统、中统、上统。下统主要为泥灰岩、泥质灰岩、砖红色页岩和砂岩，中统下部为紫红色页岩、砂岩，中上部为深灰色亮晶灰岩、白云岩，上统是中厚层状白云岩。

奥陶系（O）：山区广泛出露于地表；山前倾斜平原区则隐伏于石炭-二叠系之下，与下伏寒武系呈整合接触。总厚度约500m，分中统、下统。下统出露于深切河谷两岸，岩性为青灰色细晶白云岩和硅质条带或硅质团块白云岩。中统广泛分布于山区，山前倾斜平原区除局部埋藏于新生代地层之下外，大部分埋藏在石炭纪地层之下。是一套碳酸盐岩地层，厚度约400m。岩性主要是黑色、灰色厚层状灰岩、白云质灰岩和泥灰岩。

石炭系（C）：山区零星出露，山前平原区则隐伏于新生代地层之下，是一套由灰岩、泥岩、页岩组成的海陆交互相沉积，含煤数层。厚70～90m。

二叠系（P）：隐伏于山前平原之下。岩性为砂岩、页岩互层，夹可采煤层。厚度为70～120m。

新近系及第四系（R+Q）：据钻孔资料，新近系下部为砾岩、泥岩、砂岩、灰岩互层，上部是黏土、砂砾石互层。第四系（Q）分布于山前冲洪积平原区，由砾石、砂、粉土和粉质黏土组成，沉积物厚度从北向南由薄到厚，颗粒由粗变细。前冲洪积平原上部（近山前）沉积物一般为粉质黏土、砾石层或粗砂层，中部一般为粉质黏土夹粉土或中细砂层，冲洪积平原前缘多为粉质黏土夹粉土或砂透镜体。第四系地层厚度在近山前地带小于50m；老城区为75～150m，局部大于200m；焦枝铁路线南至新河一带，厚为175～200m；新河至大砂河一带，厚度大于500m。

区内分布的地层由于岩性不同，构成不同的含水介质。广泛分布的寒武系和奥陶系灰岩和白云岩岩溶裂隙普遍发育，富水性和导水性强，并具有很好的补给条件，富含岩溶水。石炭系薄层灰岩，岩溶裂隙较为发育，也富含有岩溶水。分布于山前冲洪积平原第四系冲洪积物，厚度大，砂卵石及砂层孔隙中，富含孔隙水。

2.构造

本区基岩断裂构造发育（图10-6），多为高角度正断层。受断裂构造控制，区内地层形成自北向南呈阶梯状下降的单斜式构造形式，地层倾角为10°20°。现将对岩溶水赋存和运动有控制意义的断层简要描述如下：

图10-6 焦作矿区基岩断裂构造纲要图

（1）凤凰岭断层

西起石河附近，与盘古寺断裂相交，向东经丹河、瓦窑沟，在焦作北部沿太行山山前展布，地貌上构成山区与平原的分界线。过焦作后隐伏于新生界地层之下，向东经过王母泉、葛庄，至狮子营一带尖灭，全长约70km。断层呈东西向走向，倾向南，倾角70°～80°，为一正断层，落差200～300m。该断层带岩石破碎，溶蚀裂隙、溶孔、溶洞发育，多个钻孔揭露过直径大于1m的溶洞，导水性和富水性强，是岩溶地下水的强径流带和富集带，大型集中水源地（岗庄、阎河等）和大型岩溶水充水矿井（演马矿）均处在该断层带上，各水源地取水量很大，但水位降深和影响范围有限。

（2）朱村断层

朱村断层是盘古寺-新乡断裂的一部分，盘古寺-新乡断裂西起济源克井盆地以西山区，向东经盘古寺、河口、柏山、焦作，直至新乡市南部的郎公庙，全长约160km。呈东西走向，倾向南，倾角为60°～70°，北盘上升，南盘下降，落差700～1000m。断层北盘的奥陶系灰岩岩溶含水层与南盘的石炭-二叠煤系地层及新生界相对阻水的地层对接，使岩溶水不能越过断层向南运动，从而构成岩溶水的南部边界。断层带岩石破碎，岩溶发育，断层北侧构造发育，断层北侧的岩溶水沿王封断层、39号井断层等北东向导水断层渗流。

（3）九里山断层

断层走向北东，倾向北西，倾角70°。南东盘上升，北西盘下降，落差300～1000m。南东盘局部地段中奥陶统灰岩出露地表，形成北东向展布的残丘，残丘附近中奥陶统灰岩与第四系接触，形成“天窗”。天然状态下，残丘附近曾是区域岩溶地下水的排泄中心，岩溶水以泉群形式集中排泄，20世纪50年代泉流量达12m³/s。该断层也是岩溶水强径流带，演马庄矿特大型突水后，岩溶水降落漏斗也沿断层扩展。九里山断层西南端与朱村断层交会，中间被凤凰岭断层截断，东北端与方庄断层交会，起到沟通各大断层的作用。

（4）赵庄断层

西南端与凤凰岭断层斜接，向北东方向延伸，全长35km，倾向南东，倾角65°～85°。赵庄断层和朱岭断层组成地垒构造，对焦作地区岩溶水渗流和分布有一定控制作用。断层两侧岩溶水水位及动态明显不同，北侧为高水位区，断层南侧为低水位区，断层两侧水位相差70～240m。

（5）方庄断层

呈北西走向，落差200m，倾向南西，西盘上升，东盘下降。导水性强，该断层西侧的冯营矿多次突水，最大突水量85m³/min。该断层与NE向展布的九里山断层相交，来自北部山区的岩溶水沿方庄断层带和九里山断层带运动、富集。

此外，规模比较大的断层还有39号井断层、3号井断层、天官区断层、王封断层、冯封断层、黑龙王庙断层、马坊泉断层等。

四、岩溶水系统边界

九里山泉域岩溶水系统周边均为隔水边界，岩溶水有独立的补给、径流和排泄条件。

1.西北边界

系统西北为丹河小山字形东南弧压性断层组成的隔水边界，总体上北盘上升、南盘下降。在晋城孔庄白水河河谷地面可见主断层带内发育约80cm厚断层糜棱岩，区域水文地质条件分析认为，水掌泉、三姑泉的出流与该断层带的相对阻水有关。

2.北部边界

大致在丹河一带，山字形构造前弧断层压性特征减弱，在青天河水库坝址北约2km可见断层面，断层带内发育角砾岩（未见糜棱岩），南北两侧地层断距约70m。经岩溶所水均衡计算，认为该段为潜流边界，三姑泉域岩溶水系统内约有0.944m³/s潜流量补给九里山泉域岩溶水系统（崔光中，1993）。

3.东北边界

东北边界分别与三姑泉域岩溶水系统和太行山散流区岩溶水系统为地下分水岭边界。

4.东部、南部边界

南部为朱村断层，该断层使中奥陶统含水层与南盘的石炭-二叠煤系地层及新生界相对阻水的地层对接，构成隔水边界；东南部为碳酸盐岩含水层埋深大致在1000m的滞流性隔水边界。

5.西部边界

西部边界从山西晋城冶底—追山并沿逍遥河西侧分水岭构成与延河泉域岩溶水系统的地下水分水岭或隔水边界。

五、区域水文地质概况

1.含水岩组及富水性

依据含水介质特征、储水条件、地层时代和含水层富水性，区内含水层可以划分为寒武-奥陶系灰岩岩溶含水层组、石炭系薄层灰岩岩溶含水层和第四系松散沉积物孔隙含水层组。

（1）寒武系—奥陶系灰岩岩溶含水层组

由寒武系中上统和奥陶系中统灰岩组成，总厚约900m，岩溶裂隙发育，富含裂隙岩溶水，是本区最富水的含水层。在北部山区呈裸露型，山前倾斜平原区掩埋于石炭-二叠系和新生界地层之下，呈埋藏型。岩溶发育程度和含水层富水性与岩性、构造、地形、地貌等条件有关。主干断层带包括凤凰岭断层带、朱村断层带、九里山断层带和方庄断层带，是岩溶水地下强径流带和富集带，岩石破碎，岩溶发育，裂隙密集，岩溶水沿这些主干断层富集、运动。凤凰岭断层带上分布着数个大型水源地，其中岗庄水源地，在0.05km²的面积上布有50个水源井，取水量超过2.5m³/s。凤凰岭断层与朱村断层之间的焦西矿区、凤凰岭断层与九里山断层相交构成的三角形区域即演马、韩王、九里山、古汉山一带，在东西向主干构造控制下，北东向断裂构造发育，造成岩石破碎，岩溶发育，并发育有溶洞，富水性强，是岩溶水极强富水区，单井出水量大于3000m³/d，最大可达16000m³/d。处于该区的演马矿、九里山矿、王封矿等均是大型岩溶水充水煤矿，常发生大型岩溶水突水事故。方庄断层和九里山断层相会处附近即冯营、方庄一带，奥陶系灰岩埋深小于500m，岩溶也比较发育，单井出水量1000～3000m³/d，是岩溶水强富水区。朱村断层以南和焦东矿区的凤凰岭断层以南，奥陶系灰岩岩溶含水层深埋于新生界和石炭-二叠系之下，岩溶发育微弱，富水性较差，是弱富水区。北部山区奥陶系灰岩出露于地表，岩溶水水位埋深大，岩溶发育程度和富水性具有不均匀性。

（2）石炭系薄层灰岩岩溶含水层

石炭系有5～11层薄层灰岩，其中第八层灰岩和第二层灰岩分布比较稳定，八灰厚为6～10m，二灰厚为4～21m，含裂隙岩溶水。八灰和二灰位于二煤（大煤）之下，距煤层分别是20m和70m，是煤层底板充水含水层。石炭系薄层灰岩地表露头面积有限，直接接受大气降水入渗补给量非常有限，仅在近山前及九里山、演马矿一带覆盖在第四系松散沉积物地层之下，接受上部第四系孔隙水的越流补给。石炭系薄层灰岩虽然是煤层底板直接充水层，岩溶承压水影响采掘生产，但没有供水意义。

（3）第四系松散沉积物孔隙水含水层组

孔隙水主要分布于山前冲洪积平原区，含水层主要为砂砾石层或中细砂层，顶板埋深为20～40m。受地质、地貌和水文地质条件的影响，含水层富水性空间分布不均。丹河、西石河、山门河等河流的冲洪积扇上，含水层为砂砾石层，厚度20～50m，导水性和渗透性强，补给、径流条件好，富水性最强。单井出水量扇体上部大于5000m³/d，扇体中下部为3000～5000m³/d。冲洪积平原的扇间区，含水层为砂、砂砾石，连续性差，常呈透镜体状，厚度为10～15m，导水性和渗透性较差，单井出水量为1000～3000m³/d。山前倾斜平原的前缘区，含水层为上更新统中细砂，单层厚度为5～10m，富水性差，单井出水量为500～1000m³/d。坡洪积裙区，含水层是坡洪积的碎石和砾石，连续性差，多呈透镜状，局部半胶结，富水性最差，单井出水量小于500m³/d。

2.岩溶水的补给、径流和排泄

太行山区是岩溶水系统补给区，地表分布有大面积的寒武-奥陶系碳酸盐岩，地表及地下岩溶发育，且山区大气降水丰富，大气降水入渗是焦作岩溶水重要补给来源之一。丹河常年有水，流经碳酸盐岩分布区，河床渗漏严重，多年平均渗漏量为1.60m³/s。西石河、山门河和子房沟河流属季节性河流，流经碳酸盐岩分布区，河水在距出山口5～10km地段全部漏失补给地下水。地表水沿河渗漏也是焦作岩溶水的重要补给来源之一。

岩溶水在焦作北部、西部接受补给后，由北向南、东南以水平径流方式向山前排泄区径流汇集。赵庄断层是一条弱导水断层（图10-6），岩溶水以赵庄断层为界形成水位差达70～200m的地下水力陡坎。断层北为高水位区，岩溶水水位与大气降水同步变化，丰水期（9～10月）水位200～240m，枯水期（3～5月）水位130～160m，水位升降幅度与降水量大小成正比。断层南是低水位区，岩溶水水位低，水位受大气降水和人工开采的双重影响，年水位变幅小，丰水期水位为80～85m，枯水期水位为70～80m，年水位变幅为10～12m。近山前地带断裂构造和岩溶发育，岩溶水循环径流交替条件好，是岩溶水排泄-径流区，也是岩溶水富集区。来自北部山区的岩溶水，沿凤凰岭断层、九里山断层、朱村断层等强导水断裂运动、富集，并形成岩溶水强径流带。区内分支断裂及小构造也十分发育，相互连通，从而使山前地区的岩溶水具有统一流场和相似的水位动态。

天然条件下，岩溶水在九里山残丘南侧的奥灰“天窗”处以泉群形式集中排泄，在目前开采条件下，人工开采和矿井排水是岩溶水的主要排泄方式。

3.孔隙水的补给、径流与排泄

孔隙水补给来源有大气降水入渗、农田灌溉水回渗和地下水侧向径流补给等。山前冲洪积平原区地势比较平坦，地表植被发育，包气带岩性多为砾石、砂及粉质黏土等，渗透性好，大气降水容易下渗补给孔隙地下水。因此，大气降水入渗是孔隙水的重要补给来源之一。市区西部和市区东部农业区多用矿井排水灌溉农田，焦作南部农业区多采用城市污水灌溉农田，矿井水和污水沿渠道渗漏、农田灌溉水回渗也是孔隙水的重要补给方式。人工开采、矿井排水和地下蒸发是孔隙水的主要排泄方式。此外，在灵泉碑和小张庄，孔隙水还以泉和自流井形式向外排泄。

天然条件下，孔隙水自冲洪积扇上部向扇前缘径流，径流方向与地形坡降方向基本一致。在目前开采条件下，受煤矿排水和人工开采影响，孔隙水径流状态发生了变化，孔隙水分布区出现了水位深埋、含水层疏干区，水位降落漏斗区和水位稳定区。近山前地带，因煤矿长期排水和人工开采，水位大幅度下降，水位埋深为30～60m，含水层处于疏干—半疏干状态。老城区南部因集中开采已形成孔隙水水位下降漏斗，漏斗附近孔隙水由漏斗边缘向中心运动。丰收路以南孔隙水，补给与排泄处于平衡状态，水位稳定，地下水自西北向东南运动。

4.孔隙水与岩溶水水力联系

孔隙水与岩溶水属于两个不相同的含水层系统，各自有相对独立的补给、径流和排泄条件。孔隙水主要分布于山前冲洪积平原的第四系冲洪积物中，含水空间是孔隙；岩溶水主要分布于奥陶系灰岩中，含水空间是裂隙岩溶。岩溶水补给区在北部山区，属于远源补给，大气降水入渗和山区河流渗漏是岩溶水的补给来源。山前倾斜平原区是岩溶水集中排泄区，人工开采和矿井排水是岩溶水的主要排泄方式。孔隙水的补给来源包括大气降水入渗、农田灌溉水回渗、河流和沟渠地表水沿河渗漏等，补给区范围与其分布范围一致，属于近源补给。排泄方式为人工开采、蒸发、泉排泄及地下径流等。在山前冲洪积平原上，第四系冲洪积物孔隙水含水层分布在浅部，奥灰岩溶水含水层埋藏于石炭-二叠煤系地层之下，奥灰含水层之上有350～400m厚的石炭-二叠系砂岩、泥岩隔水层，奥灰岩溶水与浅层孔隙水一般无直接水力联系。

在九里山—演马矿一带，由于九里山断层北西盘下降，南东盘上升，使石炭系、奥陶系灰岩覆盖在第四系松散地层之下，局部区域中奥陶灰岩出露地表，形成“天窗”（图10-7），使奥灰水、孔隙水和薄层灰岩岩溶水相互间发生水力联系。20世纪60年代之前岩溶水水位高于孔隙水水位，岩溶水在此直接出露成泉。目前，孔隙水水位高于奥灰岩溶水水位，孔隙水补给岩溶水。石炭系薄层灰岩在松散沉积物分布区有条带状露头，孔隙水水位高于薄层灰岩岩溶水水位，孔隙水越流太灰岩溶水，顺地层倾向流入九里山矿和演马矿井田，以矿井排水形式排出地表。矿井水主要来源于太灰和奥灰岩溶水，矿井长期排水不仅造成岩溶水水位下降，也使九里山、演马矿附近的孔隙水水位下降，并形成水位降落漏斗。因此，在九里山—演马矿一带，岩溶水和孔隙水有一定水力联系。

图10-7 焦作九里山奥灰与第四系冲洪积层“天窗”式接触剖面示意图

六、岩溶水水位及动态

岩溶水水位动态主要受山区大气降水和人工开采（包括矿井排水）双重因素的影响，随开采量增加和降水减少呈阶梯状下降，自1952年至1993年上半年，水位呈台阶状下降，大致可划分5个阶梯；1994～2008年的水位动态主要表现为动态性的波动（图10-8）。

图10-8 焦作矿区历年岩溶水水位动态曲线

第一阶梯：1952～1964年，年均降水量734.3mm，岩溶水开采量小于1.50m³/s，水位标高在100～110m间波动，最高达到119m，高出九里山泉群排泄极限标高（95m），岩溶水在九里山奥灰露头周围以泉群形式排泄。泉水最大流量达到12m³/s。

第二阶梯：1965～1970年，年均降水量512.4mm，降水量减少，矿井排水和自备井开采量增大到4.42m³/s，岩溶水水位在100～102m之间波动，略高于九里山泉口标高，泉水流量减小。

第三阶梯：1971～1976年，年均降水量602.4mm，岩溶水开采量和矿井排水量增加到6.58m³/s，水位标高在90～100m之间波动。此间，九里山泉群开始出现断流，并开始形成水位下降漏斗。

第四阶梯：1977～1985年，年均降水量546.9mm，岩溶水开采量增至10.1m³/s，其中矿井排水量为8.7m³/s，水位降至80～90m，低于九里山泉口标高，泉水完全断流。1980年9月焦作电厂岗庄水源地建成使用，开采量达到0.7m³/s。焦作第四水厂于1982年投入使用，开采量0.3m³/s。因集中开采岩溶水，出现了以岗庄水源地为中心的水位降落漏斗。

第五阶梯：1986～1993年，年均降水量561.0mm，开采量达到达到峰值10.3m³/s，水位在70～90m之间波动。

1994年以来，王封矿、焦西矿和焦东矿相继被关闭，矿井排水量出现了逐年递减的变化。近年来，工作面煤层底板含水层注浆改造技术在焦作煤矿得到普遍应用，矿井排水量减小，但城市供水开采岩溶水量逐步增加，由此抵消了消减的矿井排水量，岩溶水开采总量仍然保持在较高的水平，在8.5～9.5m³/s之间，岩溶水水位在70～90m之间波动。此间，1996年和2003年降水量较大，分别达到746.8mm和859.0mm，当年岩溶水水位最高回升至95m，接近岩溶泉水排泄标高。

七、岩溶水水化学特征

本区岩溶水属于大气降水、地表水溶滤-入渗型，其化学成分是水-岩相互作用的结果。太行山山区分布有大面积的碳酸盐岩地层，岩石化学成分主要是CaO和MgO，在水和水中CO₂共同作用下，碳酸盐岩中的碳酸钙、碳酸镁等被溶于水中，从而使岩溶水以、Ca²⁺、Mg²⁺等离子为主，水化学类型以-Ca²⁺·Mg²⁺型为主。

东部山区岩溶水水化学形成环境和西部山区略有不同。在西部山区，奥陶系碳酸盐岩地层之上覆盖有富含硫化物的石炭-二叠煤系地层，大气降水的淋滤作用将煤系地层中的硫化物溶于水中，随入渗水流进入到岩溶水中，致使岩溶水含量较高，水化学类型演变为·-Ca²⁺·Mg²⁺型。这种类型岩溶水分布于寨豁—西张庄—李封以南、焦作电厂以西，水中化学成分以、、Ca²⁺、Mg²⁺为主，固化物、总硬度和各种离子含量，特别是含量均明显高于东部。东部山区，奥陶系—寒武系碳酸盐岩地层上基本没有煤系地层覆盖，大气降水、地表水通过岩溶裂隙补给岩溶水，水中含量不及西部地区，水化学成分主要是、Ca²⁺、Mg²⁺，水化学类型一般为-Ca²⁺·Mg²⁺型。

八、地下水资源概况及开采利用现状

1.地下水资源概况

焦作的地下水资源由岩溶水和孔隙水组成，以岩溶水资源为主。据河南省第一水文地质工程地质大队“河南省焦作市东小庄水源地水文地质勘查报告”（1989年），焦作地区地下水天然资源总量为10.758m³/s，其中岩溶水为8.09m³/s，相当于25512.6万m³/a；孔隙水为2.668m³/s，相当于8413.80万m³/a。

2.地下水资源开采利用现状

焦作市开发利用地下水的形式有：供水总公司大型水源地集中开采、厂矿自备水源地（水源井）集中或分散开采、矿井排水和郊区农业分散开采四种（表10-2）。

表10-2 焦作市规划区2008年地下水开采现状统计表 单位：万m³/a

焦作市供水公司现有水厂六座（第三水厂于2001年4月停产），以开采岩溶水为主，并利用少量群英水库地表水，其中以第七水厂（东小庄水源地）和第二水厂（周庄水源地）开采规模较大。2008年供水公司开采岩溶水4348万m³。

焦作城区共有厂矿自备水源井224眼，其中岩溶水开采井96眼，孔隙水开采井128眼。岩溶水的开采主要集中在焦作电厂（岗庄水源地46眼井）、爱依斯万方电厂（待王水源地14眼井）、化工三厂（6眼井）、热电厂（4眼井）、中州铝厂（14眼井）和化工总厂等企业，孔隙水的开采主要集中在造纸厂、平光厂、中州机械厂、化工一厂、轮胎厂和化工二厂等企业。2008年自备井开采地下水4403万m³，其中开采岩溶水3533万m³，开采孔隙水870万m³。

焦作矿区现有大型煤矿9座，主要分布在焦东矿区，2008年矿井排水总量为5.97m³/s，相当于18827万m³/a，扣除20%的重复排水量，实际抽排地下水15062万m³/a，其中岩溶水为12050万m³/a，孔隙水3012万m³/a。

近郊农村农民生活用水、农田灌溉用水和乡镇企业生产用水开采孔隙水约为4600万m³/a。

岩溶水开采量为19931万m³/a，低于岩溶水天然资源量；孔隙水开采量为8482万m³/a，略高于孔隙水天然资源量。岩溶水尚有一定开发潜力，而孔隙水则处于超采状态。