研究区地质背景包括什么

❶ 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。

❷ 研究区大地构造背景

准噶尔-巴尔喀什位于乌拉尔-西伯利亚褶皱带的南北向（乌拉尔）和东西向（中央亚细亚）两条分支的衔接区（图3-8）。具有完整的古生界剖面、强烈的海西构造运动和花岗岩类侵入活动、广泛发育中-晚古生代火山岩、集中了大量金属矿产。其中斑岩铜矿建造最为广泛。地表植被覆盖较少，基岩出露广泛，有利于遥感技术的运用。

哈萨克斯坦-天山地区地质演化的一个重要特征是其古生代演化的多阶段性，多旋回导致物质的活化和再活化，成矿环境的长期性和周期性决定了成矿物质的多次迁移。正因如此，哈萨克斯坦-天山在华力西阶段形成的矿产最丰富。哈萨克斯坦中-东部地区是中亚造山带中最主要的金属成矿密集区，该地区地质演化历史复杂，形成了为数众多的世界级铜矿、金矿和银多金属矿床。

研究表明，北哈萨克斯坦科克切塔夫地块东缘发现的大型-超大型金矿、铜矿和锡矿主要受围绕科克切塔夫前寒武纪地块发育的岛弧增生带的控制，这些矿床主要形成于早古生代（寒武-奥陶纪为主），其成矿作用属于典型的岛弧岩浆-热液成矿体系；这些矿床的形成是科克切塔夫前寒武纪地块与其周边早古生代岛弧岩浆活动相互作用的结果，古老陆壳和新生陆壳对成矿均有重要贡献。

大型斑岩铜矿的形成是一定地质背景与环境的产物，根据其成矿地质条件上的多样性、复杂性、特殊性等特点，以地质遥感为主要技术手段，通过对比研究，得出巴尔喀什地区与准噶尔地区影响斑岩铜矿产出的遥感影像差异，包括蚀变带分布状况、线形构造状况、环形构造状况等。再结合典型矿区的已知地质数据，充分考虑控矿构造、容矿构造的展布情况，综合分析出斑岩铜矿分布的不均衡的原因。从而尝试建立中亚地区斑岩铜矿的遥感地质找矿模型。服务于今后中亚地区的斑岩铜矿勘查。

图3-8 研究区及周边地区成矿区带划分

Ⅰ—哈萨克斯坦-准噶尔成矿域：Ⅰ₁—巴尔喀什成矿带，Ⅰ₂—准噶尔-阿拉套成矿带，Ⅰ₃—成吉思-塔尔巴哈台成矿带，Ⅰ₄—扎尔马-萨吾尔成矿带，Ⅰ₅—乌斯品成矿带，Ⅰ₆—巴彦瑙尔城矿区，Ⅰ₇—楚伊犁成矿带，Ⅰ₈—科克舍套成矿带；Ⅰ₉—田吉思成矿区，Ⅰ₁₀—灰兹卡兹甘成矿区；Ⅱ—西伯利亚构造成矿域：Ⅱ₁—矿区阿勒泰成矿带，Ⅱ₂—萨彦山区勒泰成矿带

❸ 研究区地质背景及地质生态环境分区

（一）地质概况

河北南部地区位于华北地台中部，临漳县城以东属于华北地堑，以西为太行山断裂带（图4-2）。太行山断裂带呈北北东走向，在地质历史中曾多次活动，形成由西向东的阶梯状降低的太行山系。在西部高山区除涉县境内漳河流域出露震旦系石英岩状砂岩夹页岩和太古界片麻岩地层外，主要是寒武-奥陶系灰岩、白云岩、页岩和砂岩地层，东部低山丘陵区出露太古宇赞皇群、震旦系、寒武系、奥陶系、石炭系、二叠系砂岩、页岩、煤系地层和第三系红层夹砾岩。山前平原和山间盆地为第四系洪积层。华北地堑为裂陷区，被第四系冲积层和黄土覆盖。

图4-2研究区地质及地质生态环境分布图

1—第四系黄土、砂土夹砾石；2—上第三系三趾马红土夹砾岩；3—二叠系砂岩、砂质页岩夹灰岩；4—奥陶系-寒武系灰岩、白云岩及泥灰岩；5—震旦系石英岩状砂岩夹页岩；6—太古宇黑云斜长片麻岩；7—闪长岩；8—断层；9—地堑界线；10—分区界线；A—漳河地质生态环境区；B—山区地质生态环境区；C滏阳河地质生态环境区；D—平原地质生态环境区

本区出露的中—碱性岩浆产物，属于闪长岩类，有含斑闪长岩、石英闪长玢岩、闪长玢岩和正常闪长岩。其同位素年龄为170～87Ma，为早侏罗世至晚侏罗世的岩浆活动产物，属燕山期。从整体来看，岩体延长方向多为南北—北北东向，受南北构造体系和新华夏构造体系的主压结构面所控制。只有三条辉绿岩脉出露于涉县东部寒武、奥陶系地层，是燕山早期的产物。

以图幅中部贯穿南北的安阳—邯郸断裂为界，西部为太行隆起，东部为华北拗陷的一部分。本区构造主要发生于燕山时期，喜马拉雅运动时期这些构造又继续发展，造成本区构造面貌。

本区处于两个一级构造单元连接处，经受南北构造和新华夏构造体系的复合作用，因而构造比较复杂，大多数构造线方向呈南北或北北东方向，构造类型以断裂为主，褶皱次之。各种构造体系的各级构造以各种方式相互叠加，使本区构造轮廓更加复杂多样。

（二）地质生态环境分区

漳河沿岸山区为食管癌死亡率最高区（112～326人/10万），漳河以北山区死亡率相对较低（62～116人/10万），个别乡达到147～150人/10万。磁县山区、丘陵和山前平原60～70年代死亡率除个别乡外，基本上为100～180人/10万。然而90年代山区死亡率呈明显下降趋势（58～115人/10万，个别降至150人/10万），丘陵区靠山区一侧的大部分乡死亡率亦有降低（45～142人/10万），但丘陵靠平原一侧的几个乡和山前平原区死亡率不但没有降低，反而明显上升（110～228人/10万）。属于山前洪积平原的临漳县城以西的杜村集和南东坊，在90年代食管癌死亡率亦较高（81～120人/10万）。县城东和魏县冲击平原地区90年代死亡率为27～61人/10万。明显高于全国食管癌死亡率平均水平17.38人/10万。涉县山区90年代食管癌死亡率有无降低，目前无资料说明，但本次调查表明关防和合漳死亡率已由116人/10万和154人/10万降至60人/10万和56人/10万（表4-4）。

表4-41993～1995年涉县食管癌标化死亡率（1/10万）

由以上统计可以看出：以临漳县城附近的杜村集和南东坊为界，以东为食管癌中低发区＜60～27人/10万）（Ⅱ）（图4-3），以西为食管癌中高发区（＞60～329人/10万）；在食管癌中高发区（Ⅰ）中，漳河流域沿岸曾是本区食管癌死亡率最高地区（Ⅰ₁），但合漳下游磁县境内岳城水库附近死亡率有明显下降。涉县漳河以北和磁县山区为食管癌降低区（Ⅰ₂）；磁县丘陵地区大部分亦为食管癌降低区（Ⅰ₃）；磁县东部和临漳县西部山前（洪积扇）平原为食管癌上升区（Ⅰ₄）（图4-3）。

综合以上内容，可将本区划分为四种地质生态环境区：漳河地质生态环境区（A），山区地质生态环境区（B），滏阳河地质生态环境区（C），平原地质生态环境区（D）（图4-2）。

（1）漳河地质生态环境区（A）：指岳城水库以西的漳河流域沿岸地区，呈狭长条带状近东西向展布，河床宽30～50m，最宽可达100m左右，两岸为陡峭的岩石，河流阶地不发育，耕地大多为河滩沙土。由于沿岸山区长年无流水汇入，土壤母质主要来自上游蚀源区沉积物，土壤成分与本地区岩石关系不大，主要种植小麦和玉米。由于土质差，粮食产量不高。

图4-3河北南部地区食管癌分布图

Ⅰ—高中食管癌死亡率（＞60人/10万）分布区：Ⅰ₁—漳河高食管癌死亡率分布区；Ⅰ₂—山区食管癌死亡率降低区；Ⅰ₃—丘陵食管癌死亡率降低区；Ⅰ₄—洪积扇（部分丘陵）食管癌上升区；Ⅱ—平原中低食管癌死亡率（＜60人/10万）分布区

（2）山区地质生态环境区（B）：漳河以北，黄沙、都党、贾壁以西山区。由太行山断裂差异升降形成冲蚀地貌，呈由西向东阶梯状降低趋势。出露岩石以灰岩、白云质灰岩、砂岩为主，土壤为岩石残坡积发育的褐土和褐土型粗骨土，种植玉米和小麦，施农家肥为主，粮食产量不高，当地村民大多喝窑水或深井水。

（3）滏阳河流域地质生态环境区（C）：包括峰峰矿区、磁县东部和临漳西部地区，在太行山断裂带边缘地带，河流流经丘陵（C1）和洪积扇（C2）两个地貌单元，在丘陵地区（C1）发育一、二级水系，呈网状分布。该区出露二叠系砂岩、页岩和煤系地层、第四系冲积层和洪积层，发育草甸土和砂质褐土。在洪积扇地区（C2）河流为三级水系，洪积层形成扇形台地，形成草甸土和褐土，土质较好，种植小米、玉米，一年二季，由于大量使用化肥和农药，产量高。村民喝浅井水。

（4）平原地质生态环境区（D）：临漳县城以东地区为地裂陷沉降区。主要堆积河流冲积砂土和风成黄土，发育砂质黏土和砂土，形成冲积平原地貌。土壤已基本被开垦成农田和经济林，种植小米、玉米、棉花和经济农作物。大量施用化肥，机井灌溉，一年二季，产量高，村民喝压井水。

表4-5邯郸剖面I土壤化学元素背景

表4-6邯郸剖面Ⅱ土壤化学元素背景

❹ 研究区背景

新疆天山总体为一巨型古生代造山带，位于准噶尔地块和塔里木地块的结合部位，大地构造环境复杂，岩浆活动频繁，沉积建造类型丰富，是我国西部极为重要的铜镍金成矿区域。对成矿有重要意义的建造主要有：双峰式火山岩建造、复理石建造、含碳碎屑岩建造、火山-类复理石建造，以及岩浆作用形成的各种钙碱性、碱性花岗岩类建造、镁铁-超镁铁岩建造、地幔热柱有关的深源碱性（火山-花岗岩）建造、裂谷玄武岩建造、绿岩建造等。根据大地构造环境和构造单元地质特征分析，东天山是寻找斑岩型铜钼矿、岩浆熔离型铜镍矿、火山沉积-改造型铜矿、与韧性剪切带有关的海相火山岩型金矿的有利地区。已发现的成型铜（镍）矿床主要分布于研究区的北部，即康古尔断裂以北的小热泉子—土屋—黄山一带。铜矿主要类型有斑岩型、铜镍硫化物型、火山岩块状硫化物型，夕卡岩型等。主要成矿时代是石炭纪、二叠纪。斑岩铜矿床主要形成于早石炭世，如土屋-延东-赤湖-三岔口铜矿。

在研究区东部土墩—黄山—镜儿泉一带，分布有黄山、黄山东、黄山南、香山、土墩、二红洼、葫芦等镁铁-超镁铁质杂岩体，沿康古尔塔格断裂及其次级断裂侵位于石炭系干墩组和梧桐窝子组中，这些岩体高度分异，普遍有铜镍矿化；现已探明黄山、黄山东为大型矿床，土墩、香山、黄山北为中型矿床，黄山南、二红洼为小型矿床。

8.1.1 矿区地层

哈密土墩—黄山—镜儿泉一带出露地层如下：

1）下石炭统干墩组：分布于黄山南、黄山、黄山东、黑山口一带，与上覆的梧桐窝子组成整合接触。岩性为浊积岩夹有凝灰岩及石灰岩透镜体、细碧岩及少量千枚岩、含铁碧玉岩。本组岩性变化大，自东向西火山岩呈现明显增加趋势，东部有大规模的华力西期中期花岗岩侵入，地层受变质程度较高，见有变粒岩、片岩等。

2）中石炭统梧桐窝子组：分布于土墩、黄山、黑山口以北地区。为浅海相碎屑岩、火山碎屑岩、细碧岩和石灰岩等，厚590～3537 m。在黑山口北部，下部为角斑质凝灰岩、石英角斑质凝灰岩、石英角斑岩夹有凝灰质板岩和凝灰质砂岩、变质砂岩；上部为凝灰岩夹角砾凝灰岩和细碧岩，为陆棚火山沉积，进一步可能发展成为深海盆地中角斑质熔岩流喷溢、火山灰泥沉积。

8.1.2 矿区基性-超基性岩体

黄山地区基性-超基性岩带呈近于东西向展布于康古尔塔格断裂和苦水断裂之间，长约270km，可以分为东西两段。西段包括有土墩、二红洼、黄山、黄山北、黄山南、黄山东等近20个岩体，东段位于镜儿泉一带包括有红石岗、黑石梁、葫芦、葫芦东、串珠、马蹄等十几个岩体。在西段，华力西期中期有两次岩浆侵入作用，先是基性超基性岩-中基性岩-中性岩-中酸性岩，最后是酸性岩。基性超基性岩出露于黄山东、黄山西、黄山南、黄山北、二红洼、土墩、山口及黑尖山等地，大多位于NNE向和EW向断裂两侧，侵位于下石炭统干墩组和中石炭统梧桐窝子组，是本区铜镍硫化物矿床的主要含矿岩体。主要岩石类型有辉石闪长岩、角闪辉长苏长岩、斜长角闪橄榄辉长岩、角闪辉石岩、斜长角闪橄榄岩。普遍富含铁、镁，并且具有低的镁铁比值（M/F），其中铁质超基性岩M/F值为2.37～3.00；铁质基性岩M/F值为0.96～2.11 ，多属于亚碱性系列岩石。蚀变表现为蛇纹石化、绿泥石化、滑石化、次闪石化、碳酸岩化等。中基性岩体主要位于黄山—黄山东以北，主要岩石为蚀变辉石闪长岩、蚀变辉长闪长岩、蚀变闪长岩等。具有黝帘石化、钠黝帘石化、绿泥石化、纤闪石化；侵位于下石炭统干墩组和中石炭统梧桐窝子组。

（1）含矿岩体岩石化学特征

岩体可以划分为两个系列，一是橄榄拉斑玄武岩系列，如黄山地区各岩体，其侵位时间相对较早；一是苦橄玄武岩系列，如葫芦、土墩等岩体，多数是较晚阶段的产物。

各岩体全岩（各相带总合）M/F介于2.47～3.68之间，其中橄榄岩相的M/F介于3.84～4.68之间，为铁质超镁铁岩石。各岩体总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%。岩石化学成分的总体特征为低Ca，Al，富Mg，Fe，弱碱，SiO₂ 含量在42%～50% 之间，主要岩石化学数值特征见表8.1。从表8.1可以看出，超基性岩里特曼组和指数（δ）为负值，Na₂ O＞K₂ O，属于过钠性大西洋型；基性岩属于钙性强太平洋型；SI值除葫芦、土墩、二红洼岩体不同岩性差值不大之外，其余岩体都有一定差值，暗示有一定程度的分异；M/F值一般在1.5～6之间，属于含Cu，Ni，PGE岩体；其αSi-Calk/m数值对应于有铜镍矿化的偏镁岩石系列；其扎氏数值也在矿化岩体经验数值内；主要成矿元素丰度不同于加拿大地盾含矿岩体的统计数值，与甘肃金川、新疆卡拉通克岩体的成矿元素丰度也有很大差异。黄山东、黄山、土墩和香山已经圈定出不同经济价值的矿体，可以认为成矿元素丰度较高者形成矿床可能性很大。

表8.1 研究区内含矿岩体岩石化学特征参数

（2）含矿岩体稀土元素特征

含矿岩体稀土元素丰度见表8.2 ，从表8.2中可以看出，各类岩体稀土元素总量很低，为地幔岩的2～6倍，大致稳定在（5～15）× 10 ^-6之间，与一般超镁铁岩相一致；配分形式基本上都不同程度地呈富集型模式，但斜率不大，暗示稀土元素分馏程度不高；铕异常不明显，一般基性岩略具正异常，超基性岩则多呈负异常，暗示岩浆贫钙并处于相对还原条件，也同岩浆分异程度较低有关；稀土元素丰度形式特点也不同，黄山西和葫芦岩体的超基性岩类相近似，与其他岩体明显不同。

表8.2 研究区内含矿岩体岩石化学特征参数

8.1.3 成岩成矿时代

周汝洪（1985）、王润民（1987）和南京大学（1990）在黄山基性-超基性岩带上测试了15件K-Ar年龄，范围在235.05～439.6 Ma之间，年龄解释上存在着很大的不确定性。岩体Rb-Sr等时线年龄为285 Ma（李先梓等，1991），相当于早二叠世。

黄山含矿杂岩体全岩Sm-Nd等时线年龄为308.9 ± 10.7Ma，五件铜镍矿石Sm-Nd等时线年龄为305.4 ± 2.4Ma；黄山东含矿杂岩体全岩Sm-Nd等时线年龄为320 ± 38Ma，七件铜镍矿石Sm-Nd等时线年龄为314 ± 14 Ma（李华芹，1998）。

秦克章（2001）对香山角闪辉长岩进行单颗粒锆石U-Pb同位素年龄测定，获得其年龄为285 ± 1.2 Ma。

对于基性-超基性岩来说，Sm-Nd等时线年龄指示着从上地幔源区脱离出来的岩浆越过莫霍面进入下地壳岩浆房之后的时间长度，此时岩浆温度为1300～1500℃之间，而岩石或单矿物U-Pb同位素体系时钟启动温度为700～1000℃之间，全岩Rb-Sr及K-Ar同位素体系的封闭温度分别为400～500℃，200～600℃以下（秦克章，2001）。因此，Sm-Nd等时线年龄指一般小于相应的岩石或单矿物U-Pb同位素体系、全岩Rb-Sr及K-Ar年龄。

综上所述，可以得出黄山基性-超基性岩带侵入年龄不应该早于Sm-Nd等时线年龄308.9Ma，这与岩体侵位的最新地层为中石炭统梧桐窝子组的地质事实是相符合的。结合岩石单颗粒锆石U-Pb（285Ma）年龄和矿石Re-Os同位素精确测定年龄（282Ma），本区成岩成矿时间应该在280～310Ma之间，即晚石炭世—早二叠世，为华力西期中晚期岩浆活动的产物。

成岩成矿时代的厘定是矿床成矿系列研究的十分重要的内容，对于一个地区的成矿动力学背景的研究具有十分重要的意义（毛景文等，2002；王登红等，2002）。因此，黄山东铜镍矿床矿石Re-Os同位素精确测定的年龄，对于明确回答该地区基性-超基性岩带形成与碰撞期后陆壳伸展期张弛动力学环境具有重要意义。

❺ 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。

❻ 研究区地质背景

一、辽河坳陷冷东油田冷91和冷43－54－556井

我们重点解剖的3口井油藏剖面中的两口来自辽河坳陷西部凹陷东侧(图7－1)。西部凹陷位于西部隆起和中央隆起之间，呈北东－南西走向，其东界是一个铲状的张性断层，断面上陡下缓;其西侧为宽缓斜坡;半地堑构造形态在渐新世形成。冷东油田东邻中央隆起，西接陈家凹陷。根据前人研究(Lu等，1990;Koopmans等，1999，2002;Huang等，2002，2003，2004)，冷东油田的地层主要包括沙河街组和东营组，形成下细上粗、西细东粗的岩性组合，主力生油岩分布在陈家凹陷的沙三段和沙四段湖相泥页岩地层，储层主要是沙三段和沙一段砂岩地层。冷东油田西侧局部地区沙三段也有湖底浊积砂岩形成储层。

图7－1 冷东油田构造位置图(上)和构造横剖面图(下)

我们分别选取了沙三段和沙一段油层剖面开展系统研究。沙三段油层剖面取自冷91井浊积砂岩储层，现今埋深为1693～1821.5m，地温60～70℃，原油降解级别相当于Peters和Moldowan(1993)的1～4/5级。而沙一段剖面取自冷43－54－556井砾岩和粗砂岩系统岩心样品，现今埋深为1373.32～1427.53m，地温50～55℃，原油降解级别相当于Peters和Moldowan(1993)的5～9级。由于接近物源，分选差，储层物性具有明显的非均质性，孔隙度一般在5%～40%，渗透率一般在1～5000mD。两储层均为正常压力系统。

二、西加盆地Athabasca油砂矿13－26－084－11W4井油藏剖面

图7－2 西加拿大盆地Athabasca油砂矿13－26－084－11W4井地质剖面图右侧为地化分析样品位置及编号;标*的样品为酸性组分分析重点样品

我们重点解剖的西加盆地阿尔伯塔油砂矿油藏剖面取自Athabasca南部13－26－084－11W4井，位于浅层原地热采方法试验区。如第六章所述，艾伯塔油砂的储层是下白垩统McMurray组，沉积环境下部为陆相，中部为港湾，上部为海相，储层物性显示出很强的非均质性(图7－2)。由于储层没有经历过深埋，最大埋藏温度不超过30℃，成岩程度极差，储层物性主要反映沉积物的沉积历史;而储层沥青则遭受了严重的微生物降解，原油物性明显受储层温度、注入时间、混合、油水界面存在与否及规模、地层水矿化度及养分供给程度等控制(Wilhelms等，2001;Larter等，2003;Head等，2003)。区域地质研究结果(Ranger和Rottenfusser，2005)表明，本区油砂储层存在区域性底水，从而造成大面积原油生物降解，原油酸值增加，并在盖层条件较好的地方形成甲烷气顶。储层沥青黏度为200000～6000000cP，原油降解级别相当于Peters和Moldowan(1993)的5～9级。这次分析的样品位置详见图7－2。

❼ 　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）。

❽ 　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。

❾ 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。

❿ 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。