萍鄉地質局
A. 江西省地源評估咨詢有限責任公司的主要業績
涉及上市企業的土地資產評估：
九江化纖(000650) 江西紙業(600053)
鳳凰光學(600071) 江西水泥(000789)
贛南果業(000829) 昌九生化(600228)
贛能股份(000899) 新華股份(600782)
中國石化600028(境外上市) 江西銅業0358-HK(境外上市)
江西銅業600362(A股) 贛粵高速(600269)
洪都航空(600316) 誠志股份(000990)
聯創光電(600363) 中國聯通(600050)
中國移動(美國CHL) 安源股份(600397)
泰豪科技(600590) 江西長運(600561)
洪城水業(600461) 江中葯業(600750)
中國人保(2328-HK) 中國人壽(2628-HK)
中國銀行(3988-HK) 中國電信（0728-HK）
長力彈簧（600507） 中國工商銀行（601398）
中國建設銀行（601939）
涉及大型企業集團改制與股份制改制土地評估：
江西民星企業集團公司
井岡山旅遊發展股份有限公司
鐵道部第四工程局
江西金牛集團公司
鐵道部大橋工程局
贛州有色冶金研究所
江西變壓器有限公司
江西得雨活茶股份有限公司
江西金世紀冶金(集團)股份有限公司
萍鄉鋼鐵有限責任公司
江西鍋爐化工石油機械聯合有限責任公司
江西滌綸廠
江西豐華彩印有限公司
江西三和電力股份有限公司
江西黑貓碳黑股份有限公司
南昌鐵路局工程總公司
宜春鉭鈮礦
江西贛南制葯廠
江西電化有限責任公司
江西省醫葯集團
江西省電力設計院
江西省煤炭集團公司
中國建設銀行
中國銀行
中國工商銀行
江西省外貿包裝廠
樟樹富達實業公司
江西省飼料飼養食品開發公司
江西省地質礦產勘查開發局
江西省紡織工業供銷公司
豐城曲江煤炭開發有限責任公司
南昌鋼鐵有限責任公司
江西省郵政局
南昌大洪人管業有限公司
江西省核工業地質局
江西省廣聯實業有限公司
中國農業銀行
江西稀有稀土金屬鎢業集團公司
涉及企業債權轉股權的土地評估：
江西光學儀器廠
江西鹽礦
贛州鈷鎢有限責任公司
九江化學纖維廠
景德鎮華意電器總公司
南昌齒輪廠
國營第七四0廠
國營第八九七廠
江西江南材料廠
江西紅聲器材廠
江西景華電子有限責任公司
江西南光儀表電子總公司
新余鋼鐵有限責任公司
江西國葯有限責任公司
江西制葯有限責任公司
江西貴溪化肥廠
江西長江化工廠(國營第5727廠)
江西鹽礦有限責任公司
江西省物資儲運總公司
涉及企業兼並、作價入股、合資聯營的土地評估：
江西省富家塢銅業有限公司
江西金緯水技術工程有限責任公司
羅納普剋星火密封膠有限公司
江西省環境保護局
昌河飛機工業（集團）有限責任公司
九江電子材料廠
南昌硬質合金有限責任公司
江西三清房地產開發有限公司
江西省飼料飼養食品開發公司
中國電力投資集團公司
江西省貴溪市火力發電廠
江西南華醫葯有限公司
江西省外貿資產經營有限公司
江西省物資儲運總公司
江西省核工業地質局
江西省樟樹糧油公司
萍鄉礦業集團有限責任公司
江西通信服務公司
江西液化石油氣總公司
江西省石油化工供銷總公司
江西省造紙印刷工業總公司
江西省電影發行放映公司
江西省金屬材料總公司
江西耐火材料廠
江西省物資集團公司
土地規劃
南昌市土地利用總體規劃修編、共青城開放開發區土地利用總體規劃修編、青山湖區土地利用總體規劃調整、新建縣土地利用總體規劃調整、永新縣土地利用總體規劃調整、余干縣土地復墾重點項目、余江縣土地利用總體規劃調整、安福縣土地利用總體規劃調整、蘆溪縣土地利用總體規劃、永豐縣土地利用總體規劃調整等；
開發整理可研及設計
南昌市土地開發整理規劃編制、吉安市土地開發整理規劃、南昌昌東工業區可行性論證報告、共青城開放開發區土地開發整理規劃、新建縣土地開發整理規劃、永新縣土地開發整理規劃、余江縣倪桂生態村建設重點項目、余干縣梅溪土地整理項目規劃設計、龍南縣渡江土地整理項目規劃設計、武寧縣澧溪土地整理項目規劃設計、修水縣馬坳土地整理項目規劃設計、萬安縣梘頭土地整理項目規劃設計、寧都縣東山壩土地復墾項目規劃設計等；
基準地價評估
九江市城區基準地價更新項目、吉安市城區土地定級與基準地價評估、撫州市土地定級及基準地價評估、景德鎮市城區土地定級與基準地價更新、鷹潭市城區土地定級與基準地價更新、泰和縣土地定級與基準地價更新、余江縣城土地定級與基準地價更新、武寧縣城區土地定級與基準地價更新、彭澤縣城區土地定級與基準地價更新、修水縣城土地定級估價報告（白嶺鎮、港口鎮、古市鎮、杭口鎮、何市鎮、黃港鎮、黃沙鎮、全豐鎮、山口鎮、上奉鎮、西港鎮、溪口鎮、大橋鎮、馬坳鎮、三都鎮、四都鎮、渣津鎮）、蘆溪土地定級估價報告、新建土地定級估價報告、永新縣城區土地定級與基準地價評估、永豐縣城區土地定級與基準地價評估、吉水縣城區土地定級與基準地價評估、萬安縣城區土地定級與基準地價更新、余干縣城區土地定級與基準地價更新、瑞洪鎮土地定級與基準地價評估、樟樹市城區土地定級與基準地價更新（閣山鎮、黃土崗鎮、臨江鎮、永泰鎮）、龍虎山集鎮土地定級與基準地價評估、九江縣城區土地定級與基準地價評估、東館鎮土地定級與基準地價評估、羅湖鎮土地定級與基準地價評估、共青城城區土地定級與基準地價評估、龍市鎮土地定級與基準地價評估等；
土地利用資料庫建設
南昌縣土地利用資料庫建設、新建縣土地利用資料庫建設、修水縣土地利用資料庫建設、青山湖區土地利用資料庫建設、青雲譜區土地利用資料庫建設等
土地利用現狀及變更
青山湖土地利用基礎圖件與數據更新調查、貴溪市土地利用基礎圖件與數據更新調查、南昌市土地利用基礎圖件與數據更新調查等；
測量
共青城地籍測量、余干縣人民政府落腳湖"四萬畝"圍墾土地開發測量、贛州市黃金開發區果園開發項目等。
征地區片價及統一年產值測算
南昌市征地區片價；南昌市、九江市、撫州市、吉安市、鷹潭市市級平衡匯總及全部下轄縣統一年產值測算；宜春市、贛州市、上饒市部分下轄縣統一年產值測算。
開發區四至范圍確認
南昌高新技術開發區、南昌經濟技術開發區、九江進出口加工區、九江市經濟技術開發區、南昌市長凌外商投資工業區、共青開放開發區、南昌小蘭工業園區等30餘個開發區四至范圍確認。
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C. 江西萍鄉都有哪些煤礦啊麻煩把名稱和地址說具體點，謝謝了，一些小煤礦也可以說。
太多了。到地質礦產局去查啊。那裡齊全。
煤礦都在高坑，黃家源那邊。好多好多
D. 大富足岩體地質地球化學特徵
大富足岩體(又稱富城岩體)出露在江西會昌富城、瑞金大富足及福建長汀江山一帶。岩體形成於加里東－印支－燕山期，為一多期復式花崗質侵入體，平面形態略呈長方形，長軸北西向，面積850km2(圖6－2)。岩體主體侵入於震旦－寒武紀地層中，東部與晚侏世河田岩體接觸，西側被白堊紀紅層不整合覆蓋，與會昌西部的珠蘭埠岩體隔盆相望。
圖6-2 大富足岩體展布形態
該岩體是花崗岩單元－超單元填圖方法研究的試點岩體。熊清華(1990)根據大富足主花崗岩體接觸帶特點和內部組構特徵，結合區域構造分析，認為主花崗岩體(印支期)定位與邵武－會昌－龍南(邵武－河源)斷裂密切相關，並提出了主花崗岩體的定位模式。
花崗岩是大陸動力學中地殼與地幔相互作用的一個重要組成部分，花崗岩的一個主要研究方向是把區域性花崗岩成因和其形成時的大地構造環境相結合，以期能建立起一個它們之間相互關聯的框架(董申保等，2001)。本次研究在前人工作的基礎上，主要研究大富足岩體的岩石地球化學特徵，並判別其形成的構造環境，這對華南花崗岩構造體制的釐定也是有重要意義的。
一、岩石譜系表
江西省地質礦產局地質礦產調查研究大隊412隊在劃分和圈定侵入體的基礎上，根據各侵入體的岩性、結構構造、礦物成分以及組構、包體、岩脈、含礦性、接觸關系等的相似性，將數十個岩體歸並於10個單元，根據同源岩漿演化系列的概念，把空間上緊密共生、成因上有一定聯系的有關單元歸並於1個超單元，不能歸並的單元則以獨立單元存在，從而建立了大富足岩體的岩石譜系表(表6－1)。後期的小侵入體或脈體不屬岩石譜系表之內容。
表6－1大富足岩體岩石譜系特徵簡表
續表
注:明顯侵入接觸關系;脈動侵入接觸關系;涌動侵入接觸關系;不明侵入接觸關系;同位素年齡數據源於江西省地質礦產局(1989)《會昌幅1∶50000地質圖說明書》，測定方法:K—鉀氬法，U—鈾鉛法，Rb—銣鍶法，Sm—釤釹法。
二、樣品及分析
在開展核工業地質局地質項目「江西省會昌縣草桃背礦床北東側鈾資源潛力調查評價」過程中，對大富足岩體進行了野外調查，對當風凹、荷樹崬、土橋凹、水隘背、新村、石教坪單元進行了較詳細的觀測取樣，分別採取較新鮮岩石樣品共6件。磨片鏡下觀察後，送國土資源部中南礦產資源監督檢測中心分析主量元素、微量元素包括稀土元素，分析結果見表6－2和表6－3。
表6－2大富足岩體常量元素分析數據
續表
注:春坑、先坑、沙告、泮塘單元的樣品分析數據源自江西省地質礦產局(1989)《會昌幅1∶50000地質圖說明書》，其中春坑單元為4個樣品的平均值;其他樣品分析單位、分析方法及精度見正文。σ(綜合指數)=(K2O+Na2O)2/(SiO2－43);SI(固結指數)=MgO×100/(MgO+FeO+Fe2O3+Na2O+K2O)。
表6－3大富足岩體微量元素(含稀土元素)分析數據
續表
注:數據來源同表6－2。
另外從會昌幅1∶5萬地質圖說明書(江西省地質礦產局，1989)獲取了泮塘、春坑、沙告、先坑單元的岩石成分分析數據。在計算有關參數時，將分析報告中小於檢出限的組分或元素含量，用「檢出限/2」值代替。
三、岩石地球化學特徵
(一)常量元素
大富足岩體是一個由二疊紀、三疊紀和侏羅紀花崗岩組成的復式岩體(後期的小侵入體或脈體未算在內)。SiO2含量71.70%～76.70%，平均74.32%，Al2O3含量12.32%～14.19%，平均12.93%，綜合指數(σ)1.41～2.45，K2O＞Na2O，在SiO2－K2O關系圖上可以看出(圖6－3)，屬高鉀鈣鹼性岩石系列。
圖6-3 大富足岩體SiO2－K2O圖
從SiO2含量的變化趨勢和SiO2與其他氧化物的關系圖(圖6－4)又可看出，大富足岩體各氧化物的演化趨勢並不構成線性關系，可能反映它們的岩漿過程是有差異的。但三疊紀富城超單元(主侵入體，分布面積佔87%)的各岩體的有些氧化物(如MgO、P2O5、TiO2)與SiO2構成了良好的線性關系，很好地反映了它們的同源性質。
固結指數(SI)是反映岩漿分異程度和岩石基性程度的重要岩石化學參數，岩漿分異程度高，則SI值就小，岩石酸性程度高;若分異程度差，SI值就大，岩石的基性程度就高(邱家驤等，1991)。侏羅紀石教坪單元到先坑單元再到沙告單元，SI由大變小，即從3.54～3.04～2.46，從早到晚，岩漿分異程度變差，它們之間不應有分異演化關系，它們是不可歸並的單元;二疊紀單元SI變化與侏羅紀相似;但富城超單元從早期到晚期，岩石之SI值具減小趨勢(3.32～3.81～2.24～1.97～1.68)，岩漿分異程度是逐漸升高的，這符合正常岩漿房酸度逐漸增高的岩漿分異趨勢，進一步反映了富城超單元是同一岩漿房岩漿過程的產物。
(二)微量元素
微量元素含量與組合特點可提供岩漿分異、演化程度、含礦潛力等方面的重要信息(趙振華，1997)。大富足岩體，與Tayloretal.(1985)上陸殼元素豐度相比，Rb、U、Th等含量較高，Rb是上陸殼豐度的2.56～4.55倍，U為1.50～4.61倍，Th為1.07～30.47倍，而Cu、Zn、Co、Cr、Ni、Sr、Ba、Zr、Hf含量較低，均低於其上陸殼豐度值。Ta、Ga與上陸殼豐度值接近，而Pb大部分略高於上陸殼豐度值。
在岩漿分異過程中，Sr主要在早期的分異岩漿中富集(Sr易進入斜長石及其他富鈣礦物晶體內)，而Rb則相反，因此隨岩漿分異作用加強，Rb/Sr值是增加的(趙振華，1997)。從表6－2可見，侏羅紀各單元和二疊紀各單元的Rb/Sr值均無隨時代變新而具有逐漸增大的趨勢，而富城超單元從早期到晚期，Rb/Sr呈增大趨勢(從3.53～6.67～24.37～23.39)，反映岩漿演化程度逐漸升高。Rb/Sr值與固結指數SI反映的事實一致。
K/Rb值也是岩漿分異程度的重要參數，由於Rb的離子半徑大於K，更趨向於在殘余岩漿中富集，因此，K/Rb值越大，反映岩漿分異程度越低。三疊紀富城超單元從荷樹崬單元到新村單元，K/Rb值呈連續的線性下降，即從141.09～109.77～93.35～91.6，平均108.95，而侏羅紀和二疊紀各單元均無這種變化規律。大富足岩體的K/Rb值變化特徵反映的事實與固結指數反映的事實也是一致的。
圖6-4 大富足岩體氧化物與二氧化硅變異圖
此外，Nb/Ta值也反映了二疊紀、侏羅紀各單元，應為不同岩漿房岩漿分異演化的產物;而三疊紀富城超單元從早期到晚期，岩漿分異演化程度逐漸升高，是同一岩漿房岩漿分異演化的產物。
岩漿過程的示蹤，強不相容元素具有重要的意義。強不相容元素(Rb、Ba、Th、Ta、Nb、La等)具有相似的全岩配分系數D，在地幔部分熔融和結晶分離過程中都不會導致這些元素之間發生強烈分異，這些元素之間的比值是判斷岩漿過程是否相近的重要參量(Weaver，1991;Schmidbergeretal.，1999)。
大富足岩體的Rb、Ba、Th、Ta、Nb、La等強不相容元素的含量及有關比值見表6－3。表6－3顯示，侏羅紀、三疊紀、二疊紀岩體的Rb/Ba、Th/Nb、Th/Ta、Nb/Ta、La/Nb值，有的相差較大，有的相差較小。如Rb/Ba值，石教坪單元0.73，先坑單元7.85，相差10倍;Th/Nb、Th/Ta和La/Nb值在富城超單元內部的各單元之間相差很小，而在侏羅紀和二疊紀的各單元之間差異就明顯得多;Nb/Ta值在富城超單元內部，從荷樹崬單元到新村單元(春坑單元缺數據)呈逐漸降低的趨勢，而在其他單元之間則沒有這種變化規律。這些強不相容元素的有關比值特徵，進一步反映了大富足岩體較復雜的岩漿過程或成因機制。
(三)稀土元素
稀土元素是一個特殊的元素族，只要其中一個元素出現，其餘的就都會同時出現，但稀土有其共性，也有其差異性，它們的運動和組合規律是一定的地質與物理化學條件的反映。因此，稀土元素是良好的地球化學的示蹤劑，可用於探討成岩成礦物質來源及形成過程等多種地質問題(王中剛等，1989)。
從表6－3我們可以看到，大富足岩體∑REE=(66.32～349.56)×10－6，變化范圍較大，平均206.95×10－6，LREE/HREE＞1.0，稀土配分曲線略向右傾斜，總體相似。但侏羅紀的石教坪、先坑、沙告單元、三疊紀的富城超單元和二疊紀的當風凹、泮塘單元的稀土配分曲線並不完全一致(圖6－5)。石教坪單元配分曲線向右傾斜率較大，LREE/HREE=6.52，先坑單元配分曲線較平緩，LREE/HREE=2.14，沙告單元Eu虧損強烈，「V」谷最深，富城超單元LREE/HREE=2.66～7.67，從春坑到新村單元，LREE/HREE從7.67—5.78—4.24—3.30—2.66，而二疊紀的當風凹、泮塘單元配分曲線偏低，這種變化特點表明，除富城超單元具有同源岩漿分異演化關系外，其他單元則沒有很強的親緣或分異演化關系。這種變化規律與上述的主量元素、微量元素比值所反映的岩漿分異演化程度的不同而具有對應關系。
δEu是討論岩石類型及成岩條件的重要參數之一。大富足岩體δEu=0.09～0.35，總體變化不大，平均0.20，這是殼源岩石類型的重要依據。
圖6-5 大富足岩體稀土配分型式
四、構造環境判別
Maniar和Piccoli(1987)利用花崗岩類岩石、礦物學特徵和主量元素化學特徵將花崗岩類形成的構造環境劃分為造山花崗岩類和非造山花崗岩類兩大類。造山花崗岩又可分為:①島弧花崗岩類(IAG);②大陸弧花崗岩類(CAG);③大陸碰撞花崗岩類(CCG);④後造山花崗岩類(POG)。非造山花崗岩可分為:①與裂谷有關的花崗岩類(RRG);②大陸的造陸抬升花崗岩類(CEUG);③大洋斜長花崗岩類(OP)。
(一)根據岩石礦物特徵判別
大富足岩體各單元的主要礦物成分及含量見表6－4，把石英、鉀長石、斜長石含量取中間值並換算為100%，然後投於Q－A－P三元圖中(圖6－6)，發現各單元的投點相對較集中，位於POG、CCG、CAG邊緣附近或外側，僅有個別單元(J3Sj)點離得遠些，並落入石英正長岩區域。利用礦物成分圖解，我們可以推測這些單元與POG、CCG、CAG岩石類型較為接近，但難以准確判別岩石類型或其構造環境。
表6－4大富足岩體礦物成分及含量
續表
注:礦物成分及含量源於江西省地質礦產局(1989)《會昌幅1∶50000地質圖說明書》。鋁飽和指數(A/CNK)=n(Al2O3)/［n(CaO)+n(Na2O)+n(K2O)］。
圖6-6 石英(Q)－鹼性長石(A)－斜長石(P)實際礦物三元圖解
(二)根據化學成分特徵判別
從K2O－SiO2圖解(圖6－3)可知，大富足岩體各單元均屬高鉀鈣鹼性岩石系列，這就基本上可以排除非造山的OP花崗岩類型。
鋁飽和指數(A/CNK)=1.016～1.362，均＞1，屬過鋁質岩石類型，而且除三疊紀富城超單元的荷樹崬、土橋凹和晚侏羅世的先坑單元外，A/CNK均＞1.15。在鋁飽和指數圖解中(圖6－7)，各單元投點基本落入CCG或POG范圍之內，排除了歸屬IAC岩石類型的可能，也反映歸屬RRG、CEUG岩石類型的可能性不大。T3H同時也落入CAG范圍內，但T3H是富城超單元的組成部分，富城超單元的各單元是同源岩漿分異演化的產物，因而其構造環境應是相同的，這就基本上排除了CAG岩石類型的可能。
圖6-7 鋁飽和指數圖解
CCG岩石的Al2O3/(Na2O+K2O)＞1.1，而POG岩石在0.9～1.4之間，RRG和CEUG岩石則＜1.15(肖慶輝等，2002)，大富足岩體各單元Al2O3/(Na2O+K2O)=1.49～1.82，因而大富足花崗岩不是RRG或CEUG類型，也不應是POG類型。
可見，包括二疊紀、三疊紀和侏羅紀的各單元(侵入體)的大富足復式岩體，雖然岩漿過程可能有所不同，但都是CCG岩石類型，反映了它們形成於相同的大陸碰撞的構造環境。
(三)根據微量元素特徵判別
由於不同構造背景下岩漿活動產物的微量元素豐度存在很大不同，根據岩石中微量元素的差異可指示岩漿源區特徵以及岩漿發生、演化等過程，進而可恢復其形成的大地構造環境。Pearce等(1984)認為花崗岩的構造環境主要有4種類型，即洋脊型、火山弧型、板塊內部型和板塊碰撞型，它們的微量元素組合特點是不同的。
洋脊花崗岩:大多數正常脊花崗岩K、Rb明顯虧損，異常洋脊花崗岩Th、Ta、Nb、Ce較高，俯沖帶洋脊花崗岩Ta、Ba含量較高，K、Rb較低。
火山弧花崗岩:Ta、Nb、Ce、Hf、Sm、Zr、Y、Yb等含量低，均低於標准洋脊花崗岩，Ba、Th略有富集。
板內花崗岩:以明顯虧損Ba和富集K、Rb、Th、Ta、Nb、Ce、Hf、Zr、SM、Y、Yb為特徵，其中K、Rb、Th、Ta富集更為明顯。
碰撞型花崗岩:以Rb明顯富集為特徵，K、Th含量也較高，Ba相對虧損，但Ce、Hf、Zr、Sm、Y、Yb等明顯低於洋脊花崗岩。
大富足岩體屬高鉀鈣鹼性岩石系列，Rb是上陸殼豐度的2.56～4.55倍，Th含量也較高，Ba、Zr、Hf含量較低，與碰撞花崗岩的微量元素組合特點相似。
Pearce等(1984)的進一步研究表明，Rb、Y(或Yb)、Nb或Ta是鑒別構造環境最為有效的元素。在Pearce等(1984)Rb－(Yb+Ta)和Rb－(Y+Nb)圖解中(圖6－8)，大富足岩體各單元的數據點絕大多數落入同碰撞花崗岩(Syn－COLG)區域內，僅有先坑(T3X)和荷樹崬(T3H)單元的數據投點似乎有落入同碰撞花崗岩(Syn－COLG)與板內花崗岩(WPG)分界線附近的板內花崗岩一側的趨勢，但是，T3X在Rb－(Yb+Ta)圖解中落入WPG一側，而在Rb－(Y+Nb)圖解中還是落入Syn－COLG區域，T3H在Rb－(Y+Nb)圖中落入WPG一側，而在Rb－(Yb+Ta)圖中還是落入Syn－COLG區域。春坑單元(T3C)缺乏分析數據，但與新村、水隘背、土橋凹、荷樹崬單元同屬富城超單元，它們形成的構造環境相同。因此，大富足復式岩體各單元均為碰撞型花崗岩類，且可歸屬同碰撞花崗岩類，這種判別結果與根據化學成分特徵判別的結果完全一致。
圖6-8 不同構造環境花崗岩的Rb－(Yb+Ta)和Rb－(Y+Nb)判別圖
綜上所述，大富足岩體為CCG或同碰撞花崗岩類型，揚子板塊與華夏板塊在二疊－侏羅紀的大致沿著杭州－萍鄉－欽州這條縫合帶發生的陸內A型俯沖與這種花崗岩形成的構造環境相呼應。
E. 各期岩漿岩特徵
隨著構造周期性的活動，岩漿隨之多期多階段噴溢和侵入（表1-2），即有四堡期、雪峰期、加里東期、海西期、印支期、燕山期和喜馬拉雅期。
（一）四堡期岩漿岩
表1-2南嶺地區各期岩漿演化和岩性特徵表
四堡期岩漿岩分布零星，主要為噴出岩和超基性、基性、中酸性小岩體。
1．火山岩
主要見於廣西融水縣和羅城縣，贛西北及東北部、湖南益陽、醴陵、瀏陽等地亦可見到。
廣西早期噴發為四堡群細碧－角斑岩系[8]，有細碧岩、角斑岩、熔凝灰岩、火山角礫岩和集塊岩等。產於元古宇四堡群九小組上部和魚西組內，下部以熔岩為主，上部兩層主要為火山碎屑岩。各層火山岩一般厚數十米至百餘米。屬海底噴出岩，以裂隙型噴發為主，局部尚有中心式噴發，且多次噴溢或噴發，早期以噴溢為主，形成下部四層熔岩；晚期噴發為主，形成兩層火山碎屑岩。
湖南冷家溪群中有玄武岩、安山岩、角斑岩等，火山岩系總厚度大於1000m，有兩個噴發旋迴[9]。
江西西北和東北部中元古界雙橋群[10]，下部為超基性、基性岩組合，中部為鈣鹼性火山熔岩和火山碎屑岩組合，上部為凝灰質泥砂細屑岩組成的濁流沉積岩組合。岩性有細碧岩、角斑岩、石英角斑岩及變玄武岩等。呈層狀、似層狀、透鏡狀等夾於雙橋山群中，屬海底噴發。
2．侵入岩
岩漿噴溢或噴發之後，隨之侵入。
早期有超基性—基性侵入岩，它們是一套與基性火山岩有著成因聯系的變橄欖岩、變輝石岩、變輝長輝綠岩為主的深至淺成岩類組合。除少數岩體呈岩盆、岩蓋外，多數為岩床狀岩體。大多數岩體集中於文通組細碧－角斑岩建造內及其下伏九小組類復理式建造中。丹洲群沉積覆蓋在岩體之上。早期侵入岩主要分布在桂北九萬大山和元寶山一帶，共有岩體500餘個。
晚期中酸性侵入岩，為中細粒花崗閃長岩和花崗閃長斑岩，呈岩株狀零星分布於羅城大坡嶺、融水本洞等地。岩體出露總面積約80km2。岩體侵入於四堡群及早期超基性—基性岩體之中，並被丹洲群沉積覆蓋。本洞花崗閃長岩體經湖北地質局科研所用鈾－鉛法測定年齡為1422～1340Ma，銣－鍶年齡為1063Ma。
（二）雪峰期岩漿岩
雪峰期岩漿岩分布比四堡期廣泛，五省（區）內都可見到。
1．火山岩
分布廣，五省（區）內都有不同程度發育。岩性有細碧岩、橄欖玄武岩、玄武岩、安山岩、凝灰岩等，有些地方受變質作用。以海相噴出岩為主，也有陸相火山岩。
雪峰早期火山岩發育於新元古代。廣西火山岩分布於龍勝和三門兩復式背斜軸部，呈北北東向線狀排列，分別長達數十公里，寬約20km，往北斷續延伸至湖南境內。火山岩賦存於丹洲群合桐組中，由細碧岩、角斑岩、凝灰熔岩、火山角礫岩等組成。經歷三個噴發旋迴，第一旋迴為基性溢流；第二旋迴活動增強，除廣泛溢流外還伴隨有強烈的爆發活動。由火山角礫岩－細碧岩或細碧岩、角斑岩組成1～7個噴發韻律；第三旋迴大為減弱，以間歇性噴溢為特徵，有細碧岩、角斑岩等。湖南益陽、隆回等地的板溪群中有安山質—英安質火山角礫岩，呈不規則橢圓狀岩錐產出，屬中心式噴發。另外還有角礫狀玻基玄武岩、玄武質熔岩。江西新元古界下部有海相和陸相火山岩。海相火山岩主要分布於萍鄉寒寨—戈陽迎山村等地，為東西向轉向北東向細碧－石英角斑岩帶，賦存於神山群、上野群下部；陸相火山岩分布於江西北部，由杏仁狀安山玄武岩、安山玢岩、安山岩、英安岩、流紋岩、熔結凝灰岩等組成，賦存於上野群上部。而在贛北九嶺山地區的落可
雪峰期晚期火山岩賦存於震旦系下統。火山岩受北北東、北東向等構造帶控制。湘、桂、粵三省交界的鷹陽關地區，為一套呈北北東向帶狀展布的變質基性—中酸性海底火山噴出岩，以角斑岩及其相應的火山碎屑岩為主，細碧岩及石英角斑岩較少。可劃分三個噴發旋迴，各旋迴由2～5個以上的火山角礫岩—凝灰岩或火山角礫岩—熔岩的噴發韻律，即屬間歇性噴發，以強烈的爆發繼而出現微弱的岩漿溢出為特點。湖南境內震旦紀火山活動微弱，出露面積僅2km2左右，皆為玄武岩。而江西中南部火山活動較強，多為海底火山噴發，形成拉斑玄武岩和細碧角斑岩建造。贛江以東的武夷山—雩山地區分布較為廣泛，贛江以西的武功山、井岡山、諸廣山一帶分布則比較零星。廣東除鷹陽關地區外，在信宜—羅定—雲浮和連平—和平一帶的震旦系雲開群第二亞群中夾變火山岩，為變中基性火山岩、變安山岩、變中酸性凝灰岩、流紋岩等。
2．侵入岩
侵入岩分布范圍較火山岩小，主要出露於桂北和贛北等地。桂北主要有元寶山和三防（摩天嶺）花崗岩體，贛北主要為九嶺雜岩體。
九嶺雜岩體主要由花崗閃長岩和花崗岩組成的復式雜岩體。沿九嶺復式背斜軸部侵入，形成近東西向的岩基，出露面積為2500km2（圖1-13）。花崗岩至少分三個階段侵入，第一階段為堇青石富斜長花崗岩；第二階段為富斜長花崗岩；第三階段為細粒黑雲母花崗岩、二雲母花崗岩。該岩體侵入中元古界雙橋群，而又被下震旦統硐門組沉積覆蓋。鉀－氬法同位素年齡值805Ma。
元寶山和三防（摩天嶺）花崗岩體，分別產於北東向雪峰隆起構造帶軸部，呈岩基狀（圖1-13），出露面積總計為1448km2。系復式岩體，至少可分四次侵入。一次侵入形成中粒斑狀黑雲母花崗岩岩基，動力變質作用形成片麻狀斑狀黑雲母花崗岩；第二次侵入形成中粒二雲母花崗岩岩基。岩體相變明顯，邊緣相為細粒二雲母花崗岩、二雲母花崗斑岩，並有團塊狀偉晶岩發育。過渡相為不等粒二雲母花崗岩，中心相為中粒二雲母花崗岩；第三次侵入形成不等粒黑雲母花崗岩，侵入於第一次侵入的片麻狀斑狀花崗岩體；第四次侵入形成含電氣石細粒二雲母花崗岩，多為岩株狀或岩脈狀小岩體。岩體侵入四堡群中，北京第三研究所、宜昌地礦研究所和貴陽地球化學研究所等單位，根據鈾－鉛和銣－鍶同位素年齡變化在712～808Ma，取值為760Ma，定為雪峰期。
（三）加里東期岩漿岩
分布較廣，南嶺各省（區）均可見到（圖1-14）。以侵入岩為主，火山活動極微弱。
1．火山岩
僅在廣西和廣東局部地區見到加里東期火山岩。廣西地區只在大明山和岑溪局部地區的下奧陶統有角斑岩和下志留統有細碧角斑岩。在廣東羅定分界的下志留統連灘群的變質砂頁岩中，夾一層變質流紋岩，厚6.49～25m[11]。在開平馬山上志留統有中酸性火山岩，為流紋岩、英安岩和安山岩，呈岩穹狀和岩鍾狀。
2．侵入岩
侵入岩與火山岩大不相同，分布廣，活動較強，僅次於燕山期侵入岩。其中又以廣西境內岩漿侵入活動最強，贛中南地區加里東期岩漿侵入活動也頻繁。
加里東期侵入岩以花崗岩為主，其次有混合岩、花崗閃長岩，也有少量花崗斑岩、花崗閃長斑岩、石英閃長岩等。這些岩體侵入於下古生界，部分岩體被中泥盆統沉積覆蓋，並取得同位素年齡值為355～548Ma可資佐證。
花崗岩體出露廣泛，各省區內均可見到，往往形成規模較大的岩基，部分為岩株等。尤以桂、湘交界處較發育，如越城嶺、苗兒山、白馬山等花崗岩基。花崗岩主要為中粒斑狀黑雲母花崗岩、片麻狀細中粒斑狀黑雲母花崗岩，另外還有黑雲母二長花崗岩、二雲母花崗岩等。片麻狀花崗岩中，片麻理方向與區域構造方向基本一致。
混合岩和混合花崗岩，主要分布於武夷—雲開隆起帶及其兩側，構成南北－北北東向的岩帶。這類岩石有片麻狀斜長花崗岩、片麻狀黑雲母二長花崗岩、斜長花崗岩等。
花崗閃長岩分布零星，除桂、粵交界的大寧岩體為岩基外，其他地區見到岩株狀小岩體。多出露於北東向或北北東向等深斷裂帶與東西向等構造帶交匯部位。大寧岩體為北西向岩基，主體為花崗閃長岩，但岩體邊緣常過渡為石英閃長岩（或石英二長岩、或二長花崗岩）。該岩體侵入震旦系和寒武系，而被中泥盆統桂頭組沉積覆蓋。
（四）海西期岩漿岩
海西期火山岩分布較侵入岩廣，侵入岩則以小岩體為主，但總的來說，海西期岩漿活動不強。
1．火山岩
由於地殼處於相對穩定階段，海西期火山噴發亦處於相對微弱狀態。僅在廣西、廣東和福建等省區局部地段的泥盆系、石炭系、二疊系中見到火山岩。主要為間歇性的海底噴發和溢流，形成一套層位多、厚度小，中—基性為主的火山岩。
泥盆紀火山岩。在桂西、桂南和桂中等地，系一套偏鹼性的中—基性海底噴發岩，以熔岩為主，火山碎屑岩次之。產於下泥盆統莫丁組下部為玄武岩，分布於田林縣八步地區；中泥盆統東崗嶺組上部、中部，在龍州局部地段有火山角礫岩、凝灰熔岩、玄武玢岩，粗面斑岩等；上泥盆統底部、中部，在龍州縣板旺、岜都至武德一帶，產於融縣組底部的氣孔－杏仁狀粗面岩。廣西泥盆紀火山岩產於上述五個層位，組成五個噴發旋迴。在廣東中上泥盆統中，分布在恩平—開平一帶鼎湖山群底部的流紋岩、流紋質凝灰熔岩等；上泥盆統的火山岩，在平遠東石一帶雙頭群有凝灰岩、凝灰質砂頁岩等，在開平金雞一帶大烏石組上部有酸性火山碎屑岩、沉凝灰岩。在福建上泥盆統桃子坑組中，局部有中基性火山岩。
石炭紀火山岩，僅廣西、福建零星見到。在廣西靖西等地有早石炭世火山岩，零星發育，產於岩關階中下部，為玄武岩、角礫熔岩及凝灰岩等。而廣東則為中晚石炭世壺天群中夾火山岩，在連平大頂見到輝石安山岩、安山岩、鉀長霏細岩、流紋岩、安山質凝灰岩、火山碎屑岩等。
二疊紀火山岩局部見到。早二疊世童子岩組火山岩，見於粵東興寧、河源、連平等地，呈夾層產於煤系地層中，主要為安山岩、中性含火山角礫凝灰岩和酸性凝灰岩，厚度為0.5～3m；晚二疊世火山岩僅在廣東的連縣九陂石塘、蓮塘，廣州郊區花山，廣西的隆林、崇左—寧明、欽州、柳州等地局部地段出露，以玄武岩為主，以及深灰色凝灰岩呈夾層產於樂平階煤系的上部。這些火山岩厚度薄、延續性差，顯示先噴發後溢出的特點。
2．侵入岩
海西期侵入岩的地層依據較少，主要以年齡數據來確定其時代。就目前區內1:50萬地質圖及各省區域地質志等資料來看，有閃長岩、花崗閃長岩和花崗岩等。這些岩體分布零星，粵北、桂西、福建
廣東仁化漂塘坳和南雄上龍雲輝二長岩都侵入於中泥盆統。它們又被印支期蛇離二長花崗岩體和燕山期花崗岩侵入。雲輝二長岩測得的鋯石、角閃石年齡分別為311Ma、240Ma。
福建境內分布於三明的夏茂、真峰頂，清流的
（五）印支期岩漿岩
該期岩漿活動局部發育，零星分布。
1．火山岩
活動微弱，主要發育於桂、粵、閩局部地區。
早三疊世基性—中酸性火山岩。廣西那坡地區為一套基性火山岩，由細碧岩、凝灰角礫岩、角礫熔岩等組成，呈層狀產於羅樓群中、上部。憑祥地區為一套中酸性火山岩，由角礫熔岩－中酸性熔岩－凝灰熔岩組成。廣東連縣九陂石塘的下三疊統大冶群中有一層厚1.5m的玻屑凝灰岩。
中三疊世酸性、中酸性火山岩，產於桂西、桂中和桂西南的百逢組中，在那坡縣百合一帶河口組中部尚夾酸性凝灰岩。在那關山地區火山岩之下有一套石英斑岩（可能為次火山岩）。
上述三疊系下、中統為海相沉積，火山岩為海底噴發或溢流。
晚三疊世廣西板八組中有流紋斑岩、珍珠岩、凝灰熔岩和熔凝灰岩，屬陸相噴發。閩北和閩西南晚三疊世有安山岩、安山質凝灰熔岩，偶見流紋岩，還有凝灰岩等火山碎屑岩，產於焦坑組和文賓山組中。文賓山組為湖相，焦坑組為內陸山間盆地沉積，因此火山岩屬於大陸噴發。
從兩個地區火山活動和地殼運動發展史來看，印支早、中期是海底噴發，晚期變為大陸噴發類型。
2．侵入岩
目前僅在廣西東南部酸性—中酸性侵入岩中找到可靠地層依據，其他地區侵入岩主要依據同位素年齡而定。桂東南酸性侵入岩以大容山花崗岩體為代表，可分兩個亞期。第一亞期為呈岩基產出的混染花崗岩，這一亞期分四次侵入。第一次為堇青石黑雲母花崗岩，普遍具強烈的同化混染作用，呈巨大岩基產出，出露面積6450km2。相變明顯，邊緣相窄，有時有花崗斑岩，過渡相發育。侵入於古生代地層，較寬的角岩化帶。第二次侵入岩多呈小岩株零星分布於大容山岩體西北側或侵入其中，岩性為石榴子石黑雲母花崗岩、堇青石紫蘇輝石花崗斑岩、堇青石黑雲母花崗閃長岩、堇青石黑雲母斜長花崗岩等。第三次侵入岩為小岩體，主要由紫蘇輝石花崗斑岩組成，混染現象明顯，捕虜體較多。本次台馬岩體侵入第二次侵入的大寺岩體。第四次侵入岩為小岩體，稔穩岩體由文象黑雲母紫蘇花崗岩組成，另一岩體那洞岩體呈北東向長條狀產出。主要由文象黑雲母花崗岩組成。這一岩體侵入於第三次台馬岩體中。第一至第三次侵入的岩體均被下侏羅統沉積覆蓋，第一次侵入的大容山岩體侵入最新地層為上二疊統，但同位素年齡值多在238～289Ma之間，數值偏高，因而宜昌地礦研究所、貴陽地球化學研究所認為屬海西期。然而第三次侵入的台馬岩體侵入下三疊統，又被上三疊統、下侏羅統沉積覆蓋（圖1-16），即為早三疊世之後，晚三疊世之前的印支期侵入岩體，但取鋯石測定年齡為285Ma，與地質現象不吻合。並且台馬岩體與第一、二次侵入的大容山岩體礦物成分和化學成分相當（表1-3），都有特徵礦物堇青石和石榴子石等，這些岩體應為同期同源岩漿不同階段侵入的產物。尤其是這些侵入岩體的成分（表1-3），與三疊紀的火山岩成分（表1-4）相當，而與晚三疊世以玄武岩為主的火山岩差異較大，故認為三疊紀火山岩與大容山侵入岩體為同期同源岩漿演化的產物。基於上述因素，以及依據侵入關系確定大容山岩體為印支期侵入體。
圖1-16印支期台馬岩體被上三疊統沉積覆蓋圖
（防城教西l00m小河邊，廣西地礦局資料）
印支期岩體（
第二亞期侵入岩多呈岩株產出，零星分布於桂東南和桂東北一帶，主要有牛廟、南渡、西山等岩體。岩性復雜，除黑雲母花崗岩外還有花崗閃長岩、石英正長岩、石英二長岩，多侵入於晚古生代地層中，而被白堊系覆蓋，時代劃分依據不足。另外還有輝綠岩、輝長輝綠岩、橄欖岩—輝長輝綠岩等基性、超基性侵入岩，侵入最新地層為下三疊統。
（六）燕山期岩漿岩
南嶺地區燕山期岩漿岩分布最廣，活動頻繁而又強烈，是本區岩漿活動鼎盛時期。以侵入岩為主，但火山岩也十分發育。其中又以晚侏羅世岩漿噴發和侵入活動最強，分布最廣，南嶺從東至西均有分布。
1．火山岩
燕山期岩漿噴發活動是空前的，從早侏羅世開始間歇性噴發，至晚侏羅世岩漿噴溢和火山噴發達到鼎盛時期，進入早白堊世其規模和強度才大為減弱，到晚白堊世基本結束。
（1）早侏羅世火山岩
分布廣，但零星，即各省區內局部地段發育。湖南省兩江口酸性火山岩，汝城橫山及桂東貝溪基性火山岩，常寧老盟山安山岩，桂陽月亮村中酸性火山岩。而廣西僅見於北流縣六麻盆地西側邊緣，下侏羅統頂、底均為凝灰碎屑岩和沉凝灰岩，中部為沉火山角礫岩或中—酸性凝灰岩。廣東早侏羅世火山岩出露於粵東北蕉嶺—梅縣—大埔。粵中惠陽—河源，粵西陽春三個地區。並可分為下部金雞組火山噴發亞旋迴和上部橋源組火山噴發亞旋迴。金雞組為淺海相噴發的基性—中酸性火山岩，火山活動較強；橋源組為海陸交替相碎屑岩夾酸性火山岩建造，火山活動較弱（圖1-17）。
表1-3印支期花崗岩類岩體岩石化學成分表（wB/%）
據廣西區域地質志資料編。
表1-4三疊紀火山岩岩石化學成分（wB/%）及數值特徵表
據廣西區域地質志資料。
圖1-17粵東早侏羅世火山岩系噴發韻律圖
（據廣東省區域地質志）
J3gj—上侏羅統高基坪群；J1q—下侏羅統橋源組；J1j—下侏羅統金雞嶺組；T3gn—上三疊統艮口組
（2）中侏羅世火山岩
分布范圍較窄，局部見到，且主要見於粵、贛、閩局部地區。廣東中侏羅世有漳平組和馬梓坪群火山岩。漳平組中有陸相火山碎屑岩和熔岩夾層，主要出露於粵中深圳、惠陽、惠東，粵東北連平、梅縣、大埔等地，並以梅縣—大埔一帶最發育，呈北東向帶狀分布。馬梓坪群火山岩出露於粵北曲江馬梓坪、仁化黃坑。
（3）晚侏羅世火山岩
晚侏羅世是火山岩活動極盛時期，南嶺東部活動最為強烈。主要受北北東或北東向斷裂控制，為裂隙式或裂隙－中心式噴出，形成北北東或北東向火山岩帶。
南嶺東部沿海地區，即閩東和粵東地區晚侏羅世火山活動特別強烈，火山岩遍布全區。岩性具有明顯的中性—酸性岩漿演化噴發旋迴。福建上侏羅統幾乎全為火山岩組成，底部長林組砂岩中夾有安山岩和凝灰岩，構成了一個岩漿演化系列；中部南園組以火山岩為主夾砂岩和頁岩，由下而上可分四個岩性段；第一段主要為安山岩、英安岩夾火山角礫岩、集塊岩及少量流紋質晶屑凝灰熔岩等。第二段為流紋質晶屑熔岩、流紋岩、凝灰岩、熔結凝灰岩等，夾砂頁岩。第三段為英安岩、英安質凝灰岩、流紋英安質凝灰熔岩，熔結凝灰岩，常與中酸性碎斑熔岩過渡，夾薄層砂泥岩等。第四段流紋質晶屑凝灰岩、凝灰熔岩、流紋質熔結凝灰岩及石泡鉀長流紋岩、流紋岩，夾凝灰質粉砂岩、砂頁岩、硅質岩、豆狀沉凝灰岩。形成由中性—酸性、中酸性—酸性的兩個半岩漿演化噴發旋迴。上侏羅統上部小溪組以酸性火山岩為主：流紋質晶屑凝灰岩、熔結凝灰岩、石泡流紋岩等。閩東火山岩帶向南西延伸為粵東火山岩帶，亦沿北東至北北東向斷裂帶發育，形成長500～600km的北東向粵東火山岩帶。其中尤以蓮花山帶和南澳—潮安帶規模最大。晚侏羅世火山岩賦存於高基坪群中，是一套陸相及陸相湖泊相安山岩－英安岩－流紋岩建造，形成一套巨厚的中性—中酸性、酸性熔岩及相應的火山碎屑岩，夾少量沉積岩。可劃分為四個噴發亞旋迴：第一亞旋迴為安山質碎屑岩夾中性火山岩；第二亞旋迴為中性火山岩類夾沉積層及鐵礦層；第三亞旋迴為酸性火山岩類夾沉積岩層（圖1-18）；第四亞旋迴為中酸性、酸性火山岩類夾沉積岩及鐵礦層（圖1-19）。其中以第三噴發亞旋迴最發育，不僅在粵東，全省都有零星出露，而第一、二噴發亞旋迴僅分布在蓮花山斷裂帶以西，第四噴發亞旋迴僅分布在蓮花山深斷裂帶以東。所以，在時間空間上呈現西部層位偏低，東部層位齊全，由西往東由老到新漸變規律。
南嶺中部地區，贛東北、贛南、粵中、粵西，晚侏羅世火山岩零星分布，主要沿北北東向深斷裂帶與東西向等多組構造交匯部位噴溢，大致有河源—尋烏、新豐—連平—龍南、吳川—四會、鬱南—連縣幾個北東向火山岩帶，火山岩沿著這些帶零星出露。岩性組合和岩石類型較復雜，變化大，均屬鈣鹼性火山岩系列的玄武岩－安山岩－英安岩，且一般可劃分2～4個噴發旋迴。
南嶺西部目前尚未發現晚侏羅世火山岩。
晚侏羅世火山活動的同時或稍後，伴隨有潛火山雜岩的活動。一類與噴溢的火山岩有逐漸過渡關系的次火山岩，其岩性有英安玢岩、石英閃長玢岩、安山玢岩、石英斑岩、花崗斑岩、石英正長斑岩；另一類為超淺成—淺成侵入體，均具有隱爆的特點，不僅有岩漿膠結的隱爆角礫岩，其周圍裂隙中也有火山岩或次火山岩脈。
（4）白堊紀火山岩
是燕山晚期噴出活動，已接近尾聲，大的火山岩漿噴溢已為數不多。岩漿多沿幾組構造交匯部位，尤其是切穿地殼的北北東向深斷裂帶與東西向等構造交匯部位噴發侵入，以中心式噴發為主。這些火山機構沿北北東或北東向排列，呈串珠狀分布（圖1-15）。由西向東分為若干個北北東向岩帶，主要有：湖南的江永回龍圩至瀏陽西樓的北東向構造帶中零星出露的玄武岩帶，雲開北東向深斷裂帶的博白—岑溪北東向次級深斷裂帶中的中酸性火山岩帶，恩平—新豐和蓮花山的北東向深斷裂帶的酸性火山岩帶。
2．侵入岩
燕山期侵入岩，分布最廣，規模最大，同火山岩一樣，活動強度和廣度都是空前的，為鼎盛時期。岩石類型比較復雜，變化較大，超基性、基性、中性、酸性和鹼性岩類均有出露，而以花崗岩類占絕對優勢。
燕山期侵入岩為多期次、多階段侵入的產物，可分為早晚兩期。
早期侵入岩可分三個階段：第一階段侵入岩，以花崗岩為主，其次為基性—超基性岩類。岩體多呈岩基、岩株產出；第二階段侵入岩，主要為花崗岩，其次為基性岩等；第三階段侵入岩，主要為花崗岩類，其次尚有基性、中性和鹼性岩類等。本階段花崗岩漿侵入活動，其強度和規模達到極盛程度。大部分形成巨大的花崗岩基，部分呈岩株、岩牆產出。
圖1-18從化、梅縣地區晚侏羅世高基坪群火山岩系第一、二、三岩性段韻律圖
晚侏羅世火山岩系：第三岩性段（J3gjc）；第二岩性段（J3gjb）；第一岩性段（J3gja）；下侏羅統（J1）
燕山晚期侵入岩，主要為花崗岩，其次為基性—超基性、中性和鹼性岩類。
（七）喜馬拉雅期岩漿岩
岩漿活動不但微弱，分布局限，規模很小，而且主要為基性岩漿的溢出和噴發，也有以流紋岩為主的酸性岩漿噴溢。岩漿噴溢後緊接著侵入。
1．火山岩
分布於南嶺東南部局部地區，主要見於福建的漳浦佛曇，明溪雪峰、屏南下村，廣東河源、三水、連平，以及廣西合浦新圩等地。以橄欖玄武岩噴溢為主，安山岩、粗面岩和流紋岩次之，間夾火山碎屑岩。一般發生在第三紀，部分發生在第四紀更新世或全新世。噴溢活動具多旋迴特點，一般2～4個旋迴。廣東三水走馬營粗面岩為47Ma，三水小塘玄武岩為64Ma。
圖1-19蓮花山地區晚侏羅世高基坪群火山岩系第三、四岩性段韻律圖
晚侏羅世火山岩系：第四岩性段（J3gjd）；第三岩性段（J3gjc）；下侏羅統（J1）
2．侵入岩
零星分布於福建、廣東、廣西、江西局部地區。以岩株、岩脈（牆）產出。主要有輝長岩，其次有輝長輝綠岩、輝綠（玢）岩；但在江西南豐縣白含境內有歐龍和郭家山兩個花崗岩體，為細—中粒黑雲母花崗岩，侵入於第三系新余群中，年齡值為37Ma。
大部分岩體侵入於上白堊統或第三系中。
F. 基底岩系
研究區的基底不僅見於隆起區，在下揚子、浙贛和永梅3個拗陷也有出露。區內基底岩系的組成見表1-1。
表1-1 研究區主要地區基底岩系
（一）揚子地區
1.大別地區
可以劃分為北淮陽、大別山、宿松-張八嶺帶。
北淮陽帶是秦嶺加里東對接帶的東延，在印支碰撞造山帶中屬於仰沖板塊的一部分，現已強烈縮短，寬僅幾十千米，主要由兩個構造岩片疊加而成。信陽-佛子嶺構造岩片：岩片內的地層稱盧鎮關岩群（新元古代）和佛子嶺岩群（早古生代，可能包括震旦紀），主要由雲母石英片岩、雲母片岩組成，夾石英岩和大理岩，順層的韌性剪切變形強烈，經歷了高綠片岩相變質作用。蘇家河構造岩片：主要出露於西端河南境內，位於信陽-佛子嶺岩片南側。可分為南北兩個部分，北邊為定遠組，南邊為滸灣混雜岩帶，兩者之間為韌性剪切帶。定遠組由變凝灰岩和變玄武岩組成，現劃歸古生代。滸灣混雜岩帶為一強剪切帶，帶內雲母鈉長石英片岩、酸性片麻岩、大理岩、石英岩以及從酸性到基性的火山岩等塊體和岩片呈構造混雜，並發生了綠片岩-角閃岩相變質作用和普遍的糜棱岩化。榴輝岩、大理岩和石英岩呈透鏡體被包裹在片岩和片麻岩中。北淮陽帶下部基底不明，西部松扒斷裂（相當於龜山-梅山斷裂）北側出現了秦嶺群，不排除本帶（至少西段）存在秦嶺群基底的可能性。
北大別雜岩主要分布於大別山東部的安徽和湖北省境內，東為郯廬斷裂所限。北大別地質作用歷史復雜，經歷過角閃岩相到麻粒岩相、榴輝岩相變質作用。其中麻粒岩相進變質的溫度和壓力條件分別為750～850℃和0.9～1.4GPa（翟明國，叢柏林，1996；Zhang R Y，Liou J G，et al.，1996；Zhai M，Cong B，Zhao Z et al.，1992；You Z D，Chen N，Chalokwu C I.，1995）。北大別雜岩以灰色奧長花崗質-英雲閃長質-花崗閃長質正片麻岩（TTG）為主，約佔全部變質岩出露面積的70％～80％，其次為超鎂鐵-鎂鐵質岩塊（透鏡體）和變質的表殼岩、混合岩及少量角閃岩、麻粒岩，其中片麻岩與超鎂鐵-鎂鐵質透鏡體之間呈構造接觸。表殼岩則呈大小不一的岩片或透鏡體出露於TTG片麻岩中，由互層狀的石英岩、大理岩、黑雲斜長角閃岩、雲母片岩、細粒雲母片麻岩和條帶狀含鐵建造或單一的岩石組成。其中麻粒岩中鋯石的U-Pb年齡為1690 Ma±82 Ma（Chen N S，YouZ，Suo S et al.，1996）或更老，指示元古宙麻粒岩相變質作用的存在。北大別榴輝岩的發現（徐樹桐等，1997），表明區內部分岩石也經歷了榴輝岩相變質作用，它是否是南大別超高壓變質帶的基底殘余部分、還是與南大別同屬超高壓變質作用的一部分，至今仍在研究之中。
南大別火山-沉積雜岩出露於北大別雜岩帶的南側，以馬廟-太湖斷裂為界與宿松變質雜岩區別（或呈過渡關系）。岩石主要由各種類型的片麻岩、片岩、榴輝岩和大理岩組成，其他還有超鎂鐵質岩、硬玉石英岩和可能是由榴輝岩退變質而成的榴閃岩以及明顯具有上地殼特徵的變泥質岩、變砂質岩等，可能是新元古代形成的基底。
宿松-張八嶺帶呈弧形帶狀分布在大別山的東南緣。主要由宿松岩群和張八嶺岩群及變形變質侵入體組成。宿松岩群大都經歷了綠片岩相到角閃岩相變質作用，部分地區出露榴輝岩相及藍片岩相。變質程度從北到南越來越淺。北部主要出露含磁鐵礦變質砂岩，並夾有層狀雲母片岩和花崗質片麻岩；中部主要出露大理岩、片麻岩和變質磷塊岩；南部主要出露含藍晶石石英岩、綠泥石-絹雲母片岩、綠片岩和細粒黑雲母片麻岩（Liu et al.，1995）。和超高壓地塊有相似的變形結構和剝蝕過程，可能表明兩者之間是漸變關系，分別代表俯沖地幔楔的上部和下部並經歷蘭高壓和超高壓變質作用（Dong et al.，1998）。
最近研究將宿松群分解為兩部分，即蒲河雜岩和宿松岩群。前者主要為正片麻岩（花崗質片麻岩）；後者為表殼岩，由變粒岩、大理岩、含磷岩系組成。宿松（紅安）岩群時代—般劃為中—新元古代。
張八嶺岩群主要分布在大別山西南及東南邊緣，為一套遭受綠片岩相變質作用的千枚岩-片岩系，時代置於新元古代。下部可能屬復理石建造，上部為細碧角斑岩建造，以石英角斑岩及其火山碎屑岩占優勢，細碧岩僅呈夾層出現。帶內經歷了多期變形變質，地層間接觸界面多為韌性斷層。下部岩性為絹雲石英片岩、千枚岩、變質砂岩夾大理岩、石墨片岩；上部為石英角斑岩、石英角斑質凝灰熔岩、凝灰質角礫岩、凝灰岩夾細碧岩、細碧質凝灰角礫熔岩。
2.下揚子地區
指大別山以南、高坦斷裂-周王斷裂以北地區。太古宙-古元古代的變質基底零星出露於變質核雜岩-花崗岩底辟構造內。
出露於安徽長江北岸的懷寧董嶺一帶的板岩、千枚岩和片麻岩稱為董嶺雜岩（董樹文等，1993），原岩為一套基性-酸性火山岩和花崗質侵入體。邢鳳鳴等（1994）測得Sm-Nd同位素等時線年齡為1895 Ma±72 Ma，董樹文獲得Sm-Nd同位素年齡為1439 Ma±56Ma。鎮江西北部的埤城群為隱伏基底，鑽孔揭露其上部屬低綠片岩相，下部屬綠簾角閃岩相，原岩以基性火山岩為主。其年齡有K-A r法年齡1771 Ma±5 Ma（閔慶魁等，1986），Ar-Ar法1396 Ma±28.9 Ma（董樹文，1988），Sm-Nd法1401 Ma（江蘇地礦局，1994）。
星子雜岩為古元古代的一套中深變質的片狀-片麻狀無序雜岩，主要由雲母石英片岩、石榴子石、十字石雲母片岩、角閃斜長片岩、英雲閃長岩、花崗質岩石等組成。出露於江西廬山東麓，星子觀音橋一帶。角閃斜長片岩（原岩為基性火山岩）鋯石U-Pb同位素年齡值1869 Ma±40 Ma（江西省地質局，1984）。天津地礦所斜長角閃岩的單顆粒鋯石的U-Pb年齡為1850～2100 Ma。
3.江南地區
江南隆起區即是廣泛所稱「江南古陸」的東段。其邊界劃分各家不一（任紀舜，1992；楊明桂，1998），本報告指江南地區高坦-周王斷裂以南、景德鎮-屯溪-三陽坑斷裂以北地區。由於地跨皖浙贛三省，基底岩系變形特徵復雜且對比標志不明顯，迄今為止劃分方案未能統一。總體為一套海相復理石、類復理石沉積，下部稱為溪口群（雙橋山群、雙溪塢群），上部稱為歷口群（落可崬群、河上鎮群），在新元古代末期經歷了低綠片岩相的區域變質作用。這套淺變質岩系原岩以碎屑岩為主，東南皖浙交界地區有較多的火山岩，中部皖贛交界的障公山地區則變形較強，同時夾有細碧岩、角斑岩、紅色硅質岩等具大洋玄武岩特徵的火山熔岩及深水硅質沉積。其南為贛東北蛇綠混雜岩帶，東端被贛東北斷裂錯移而與懷玉島弧接觸。九嶺地區基底地層以碎屑岩為主，變質變形弱，原生組構保存完好，屬被動陸緣上的斜坡相、濱淺海相碎屑岩系，其中侵入有晉寧期花崗岩或花崗閃長岩。它們可能在晉寧期由北向南逐漸與下揚子地區的基底拼貼在一起，構成揚子地塊的南部基底。
4.浙贛地區
基底岩系在江西省境內主要為演吉嶺岩群、張村岩群、登山岩群組成，浙江省境內相當層位稱雙溪塢群、河上鎮群。其上為華南型晚古生代以來蓋層，被燕山期宜豐-景德鎮逆沖推覆構造切割成一系列構造岩片。現在查明樂平、波陽南部的中元古界與雙橋山群有所不同，以發育火山岩為特點，不少層位夾有鈣硅質層，屬江南古島弧弧前盆地型沉積。演吉嶺岩群下部江西省地調院曾創名珍珠山岩群，最下為▓崌山岩組、未見底，以夾有黑色千枚岩層為特徵，相當雙橋山群之橫涌組，只是含有稍多的凝灰岩和少量細碧岩，石英角斑岩夾層，變角斑岩、變石英角斑岩鋯石U-Pb同位素年齡值1334 Ma±10 Ma、1308Ma±9 Ma。演吉嶺岩群上部曾稱諸家群（楊明桂，1998），分布於萬年、進賢一帶。劃分為3個組，自下而上，為牛頭嶺組以底部礫岩為特徵；皮庫組為變泥砂質細碎屑岩；程源組以凝灰質千枚岩為主。其時代層位相當於雙橋山群修水組。該區牛頭嶺組礫岩中含細碧岩礫石，之下尚有厚300餘米凝灰質千枚岩，屬鄭家塢岩組。這套地層當位於演吉嶺岩群上部。據微古植物組合主體屬薊縣紀，頂部包含有青白口系。
張村岩群僅呈構造透鏡體狀出露於德興銅廠、張村、弋陽樟樹墩，並零星見於橫峰司鋪、東鄉楊溪。下部韓源岩組主要由淺變質的細碧岩、石英角斑岩、凝灰質濁積岩、泥砂質千枚岩及炭、硅質夾層組成，其中混入有較多的蛇綠岩塊。蛇綠岩Sm-Nd等時線年齡值1024 Ma，鋯石U-Pb年齡968 Ma±23 Ma，細碧岩Sm-Nd等時線年齡1112.9 Ma±53Ma。上部榔樹底組為淺變質的泥砂質、凝灰質的深海濁流沉積，底部有不穩定礫岩。
懷玉山區登山群，底部雜礫岩、紅色砂頁岩稱祝家組，下部拔竹坑組為泥砂質濁積岩、玄武岩或安山玄武岩及基性岩牆群，產古蛋、瓶形類等化石，時代為青白口紀晚世早期。上部上墅組為雜砂岩、板岩、玄武岩、英安岩、流紋岩，英安岩Rb-Sr等時線年齡值817.6 Ma±83 Ma。
江南隆起和浙贛拗陷之間以及浙贛拗陷內部分布有兩條元古宙蛇綠岩帶（邢風鳴等，1992）或兩條蛇綠岩混雜岩帶（程光華等，2000）：宜豐-伏川蛇綠岩混雜岩帶和贛東北蛇綠岩混雜岩帶（圖1-2）。
圖1-2 皖南和贛東北蛇綠岩分布圖（據張旗，2001）
伏川蛇綠岩混雜岩帶：宜豐-伏川蛇綠混雜岩帶被後期斷裂錯斷成祁門-伏川、宜豐-萬載和程浪3段，蛇綠岩主體位於皖南祁門-歙縣-伏川一帶，故又稱皖南蛇綠岩或伏川蛇綠岩，分布於績溪-寧國斷裂帶以東，三陽斷裂帶以北、伏嶺岩體及清涼峰火山岩以南區域。伏川蛇綠岩套下部以蛇紋石化超鎂鐵岩為主，主要由暗綠色純橄欖岩、斜輝橄欖岩、單輝橄欖岩等組成，大多已糜棱岩化，中部由輝長岩類、粗玄岩類的基性火成岩、沉積碎屑岩組成。上部由海相噴發的細碧岩、角斑岩及深水硅質沉積組成。伏川蛇綠岩（套）層序保存完好，有豆莢狀鉻鐵礦產出，堆積岩結晶分異不完全，細碧岩具枕狀構造，不出現高壓變質礦物組合，共生沉積物是凝灰質千枚岩、板岩，但岩石組合的連續性遭到構造破碎，彼此以斷層接觸，故稱之為（蛇綠）構造混雜岩。伏川蛇綠混雜岩帶傾向南東，其中岩片的疊置層序為由北向南。
贛東北蛇綠混雜岩：贛東北蛇綠混雜岩帶主要分布於贛東北斷裂帶內。混雜岩帶的組成極為復雜，有被分割成大小不等的碎塊包裹在深海復理石基質中的蛇綠岩套成員，有其他構造單元的異地岩片，還有被系列脆性、韌脆性斷層分割的晚古生代以及中生代斷塊。贛東北蛇綠混雜岩帶走向北東，過去有學者將其所夾基底地層稱之為銅廠群（馬長興等，1992）和張村群（曾勇等，1999），蛇綠岩主要分布於樟樹墩-西灣-德興一帶，本次野外研究表明，贛東北蛇綠混雜岩帶中基性-超基性岩帶出露寬度較過去報道的要大得多，從樟樹墩往北東延伸，都有出露，德興董家山一帶基性-超基性岩體大片出露，如小梅塢、西灣等地。小梅塢剖面上有玄武岩、滑石片岩、藍閃片岩（？）等發育，玄武岩呈構造透鏡體產出於滑石片岩等之中；西灣地區有蛇紋片岩、輝長岩、斜長岩等出露，其中，斜長岩岩塊呈北西向延伸，斷續分布。本次新發現的3個基性-超基性岩塊分別是：德興張村鄉南的朱家村輝長岩體、張村鄉北的搪瓷嶺基性岩塊（玄武岩、輝長岩等）、德興銅廠的金家超基性岩塊等。由此將原來的贛東北基性-超基性岩帶的產出范圍向北推進至德興以北，基性-超基性岩帶的規模得到大規模延長和加寬。總體的基性-超基性岩帶的展布為北東向，基性-超基性岩呈岩塊狀和構造透鏡體狀產出於圍岩中，圍岩多為元古宙的淺變質岩。贛東北蛇綠混雜岩帶中的岩片以西傾和北傾為主，超鎂鐵岩、鎂鐵岩、細碧岩、角斑岩、復理石的疊置層序為由南向北。
（二）華夏地區
這一地區大致相當所謂「華夏古陸」分布范圍，基底岩系出露如圖1-3。20世紀80年代中期以來，以水濤（1988）為代表的研究者關於「華夏古陸」發表了大量有價值的研究成果。
1.武夷山區
位於萍鄉-紹興縫合帶南側呈近東西向至北東東向延伸，是在華南加里東造山帶前緣仰沖褶皺帶基礎上發展起來的，也是一條加里東期花崗岩帶和動熱變質帶，燕山期形成構造-花崗岩隆起帶，帶寬約80km左右。基底岩系前人稱「浙、閩變質岩地層」，在不同的地區被分別稱為陳蔡群（浙南-陳蔡地區），八都群和龍泉群（浙西南）以及建甌群或麻源群（福建）。但上、下時代變動較大，尚未能完全對應。其中浙西南變質基底為陳蔡群，由上、下兩個亞群組成。上亞群以淺粒岩、變粒岩、大理岩夾斜長角閃岩為特徵，底部具底礫岩與下亞群不整合接觸，淺粒岩全岩Rb-Sr等時線年齡為901 Ma（浙江區調隊，1986），並為輝石橄欖岩侵入（892 Ma）。下亞群以硅線石黑雲斜長片麻岩為主，夾斜長角閃片麻岩及硅線石黑雲石英片岩，變質岩中碎屑鋯石U-Pb不一致線上交點年齡為1438Ma。大致以東鄉為界，以西為武功山隆起，由青白口系—下古生界組成褶皺基底；以東為北武夷隆起，由古元古界麻源岩群、中元古界周潭岩群組成結晶基底，青白口系—寒武系形成褶皺基底。隆起自北向南抬升，北緣為饒南晚古生代—早中生代拗陷，主體除變質岩、花崗岩外，有較多中小型中生代火山盆地。
圖1-3 台灣海峽西北地區古、中元古界露頭分布略圖（據張達等，2004）
2.永梅地區
古元古界結晶基底基本被剝蝕掉，只有少量出露，稱為桃溪組（陶奎元等，1998）。主要分布在上杭東部和永定西北部，以片岩、變粒岩為主，出現不同程度的混合岩化，構成區內前震旦紀褶皺基底。同位素年齡U-Pb年齡為1777 Ma。震旦系-奧陶系淺變質岩系是一套厚度巨大的淺海-次深海相火山復理石建造，主要由各類細碎屑岩組成，為本區第二層次的褶皺基底地層，部分地區出現澳角岩群，為一套遭受角閃岩相變質的變質岩，時代為前泥盆系。
3.沿海火山岩帶
區內在泥盆紀以前形成的所有經區域變質、劇烈構造變動和岩漿噴發的正變質岩，構成了火山岩的基底。但相對武夷隆起發育較差，可能只相當武夷地區的某一套或兩套地層。海岸山脈地層分區，地殼屬過渡類型，現今缺少有關基底地層的文獻資料。福建東南沿海的區域變質岩，現劃歸為前泥盆紀。然而，侵入澳角岩群變粒岩、片岩的片麻狀花崗岩與其接觸關系截然分明，反映出該花崗岩的形成溫壓條件未超過變粒岩、片岩成岩時的溫壓條件。上述片麻狀花崗岩被晚侏羅世南園組火山岩覆蓋，其岩石特徵與同位素地質年代資料均表明，其為四堡期或晉寧期。花崗岩單顆粒鋯石U-Pb法年齡組分別達到1135Ma±10 Ma、909 Ma±10 Ma。
G. 湘潭「門」礦的「門」是什麼字，我寫的是斜音，求湘潭人救救我，湘潭人說的「門」是哪個字，一個金字旁一
湘潭錳礦
礦區位於湘潭市以北14公里處。
該礦為震旦系下統蓮沱組黑色頁岩段中的層狀沉積型碳酸錳錳礦，含礦一層，平均厚1.75米，走向長度7000多米，平均含錳21.31%，含磷0.144%，探明的總儲量為1472萬噸，大型規模，現仍有湘潭錳礦繼續開采，為全國的重要錳礦基地之一，曾有中國「錳都」之稱。該礦是國內首次發現，被稱之為「湘潭式」錳礦。
該礦發現於清末民初的1913年。當時有一位當地的上五都人謝恕存，在江西萍鄉務工，他將當地出產的一種「黑石頭」。告訴了萍鄉煤礦運輸科的盧洪昶，次年盧洪昶的次子盧志學，到湖南省財政廳礦業科任職，便派了一位略懂得礦業知識的人上山勘察檢查，始知這種「黑石頭」是氧化錳礦石。其後，盧聯絡了幾個人集資，於1914年成立了一家裕生生公司，在那裡開始開采錳礦，將礦石銷往日本。從此鶴嶺一帶的錳礦石，就以其質量優越而闡名於東亞。進而發展到有十多家公司進行開采。這樣，湘潭錳礦就被人們發現了。當時發現的是氧化錳，而深部的碳酸錳礦則在1953年以後才被發現。該錳礦被發現和開采之後，自1919年到1940年，先後有不少知名的地質學家到礦區進行調查和了解。有朱庭初祜、劉代屏、翁之灝、王曉青、田奇等等，曾寫有多份調查報告，也編入了《湖南錳礦志》，估算儲量310萬噸。
正規的系統的地質勘探工作是從新中國建國後開始的。1950年——1951年冬，有中南地質局徐瑞麟、王北海等作過1:5萬路線地質調查600公里，測制1:5千、1:100地形地質圖各7.2平方米公里，提交了湘潭上五都錳礦地質報告，查明了礦層時代、層位，認為品位高的錳礦是風化殘余錳礦，尚有儲量50萬噸。
1953年上半年，因氧化錳開采已告殆盡，准備閉礦了，但11月間，地質部派地質專家葉連俊先生來到礦區考察、研究，他發現扶亂沖的一個鑽孔中有含錳的石灰岩，其含錳品位達到32.27%。經過焙燒，含錳可升高到50%。於是葉先生指出，氧化錳的下面蘊藏有大量的原生碳酸錳礦，如果質量符合要求，將可大量開采。1954年一位蘇聯專家來礦檢查後，也有相同的看法。從此，該礦區就進入勘探原生碳酸錳礦的新附段。
1954年8月，重工業部鋼鐵工業管理局組建湘潭錳礦勘探隊（後改稱冶金部地質局湖南分局901隊）進行勘探，1954年上鑽機6台，1956年增加到16台，1958年提交勘探報告，共打鑽3.56萬米，硐探2892米，采選礦大樣2個，進行了選礦試驗，探明儲量907萬噸，儲量獲全國儲委批准。勘探中解決了以下問題，一是查明了碳酸錳礦是本區的主要開發對象及其分布范圍；二是確定了礦層層位是震旦系下統蓮沱組黑色頁岩段；三是首創了碳酸錳礦的勘探經驗為全國同一類型的錳礦提供了勘探樣板。但勘探工作也存在一些問題。
1960年，湖南冶金236隊受命重新上山補充勘探，解決901隊地質報告中存在的水文地質做的不夠問題，部分地段地質構造勘查不清，礦層走向不明問題和含錳低於20%的礦石能否利用的問題。上述問題逐一得到了解決，特別是低品位礦石選礦後可獲優質精錳礦石，使儲量獲得了增加。此外，還對外圍附近礦區進行了勘探，從而使礦區儲量增加到916萬噸。通過補勘，報告獲省儲委批准。為礦山建設第二期年產礦石20萬噸的礦山提供依據。
1972年，礦山自己組建了勘探隊，新增儲量82萬噸，為建設第三期礦山提供了儲量。1978年236隊又在黃峰寺地段進行了勘探，獲儲量230萬噸。使全礦區儲量增至1742萬噸，成為我省的第一個大型錳礦和國內產錳的重
H. 宜春的明月山和萍鄉武功山是一座山嗎
沒錯，明月山就是武功山 武功山自古與廬山、衡山並稱為江南三大名山，具有豐富的旅遊資源。其類型與特色被專家概括為「山景雄秀、瀑布獨特、草甸奇觀、生態優良、天象稱奇、人文薈萃」，已被列入國家重點風景名勝區、國家地質公園、國家自然遺產預備名錄，旅遊開發潛力巨大。然而，由於武功山分屬我省萍鄉、吉安、宜春3個不同的設區市，使得它的開發存在各自為政的問題。那麼，在全省構築大旅遊的格局下，武功山旅遊資源是否有可能「抱團」開發？ 各自角力 何來共贏 從某種意義上說，武功山是一塊「唐僧肉」。這可以從萍鄉的蘆溪縣、宜春的袁州區、吉安的安福縣3縣區暗自「角力」武功山旅遊開發中管窺一斑。 在武功山存在權屬爭議的情況下，目前，蘆溪、袁州和安福3縣區都在積極開發武功山：安福縣成立了「武功山國家森林公園」，袁州區成立了「明月山國家森林公園」，蘆溪縣則成立了「羊獅幕省級自然保護區」和「國家級武功山風景名勝區」。最近全省評出的「新贛鄱十景」之武功山風景區，明確包括了蘆溪縣武功山風景名勝區、安福縣武功山國家森林公園、袁州區明月山國家森林公園——將一個景區一分為三，這是現實條件下的無奈之舉，也從一個側面揭示了武功山旅遊資源開發的尷尬。 針對武功山的權屬之爭，省有關部門在若干年前便定了一個基調：「誰先開發，誰先受益。」從此，3個縣區圍繞武功山權屬的糾葛基本平息，轉而在旅遊資源的開發上展開了競爭。近年來，這3個縣區立足本地資源優勢，大力推介武功山旅遊，使武功山逐漸走出「深閨」，有了較大的知名度。但是，細心的人們會發現，各地在大打武功山牌子時，都不約而同地加上了地方的前綴，如安福武功山、萍鄉武功山、宜春明月山，頗有在宣傳上不能「為他人作嫁衣」的心理。這明顯會造成巨大的資源浪費。 許多鍾情於武功山山水的遊客都認為，3個縣區應該在資源共享、共同開發上形成一個合作機制，把武功山的旅遊產業做得更大更強。 面臨窘境 如出一轍 盡管經過數載苦心經營，3地的武功山旅遊已初具規模，然而當前3地仍面臨眾多共同的問題：首先是資金的制約，成為武功山後續開發的一大隱憂。如萍鄉市武功山管委會成立以來，在下撥資金有限且沒有銀行貸款的情況下，為盡快使景區資源優勢變為經濟優勢，向社會融資舉債推進景區開發進程。至今，景區共欠社會各界債務2900萬元，成為當地武功山開發建設一道繞不過的「坎」。其次是體制機制不順暢。在3地，武功山景區內的一些鄉、鎮沒有劃入景區管轄，不利於保護景區資源、有效實施景區規劃、維護景區的經營秩序。第三，基礎設施建設滯後。景區可進入性差，接待能力薄弱，遊客接待中心、公共衛生設施等，適應不了旅遊市場的發展。第四，景區商業業態差，旅遊產業規模偏小、檔次偏低、產業鏈條不完整。第五，景區缺乏高度概括的主題形象，線路包裝缺乏文化內涵，景區文化挖掘深度不夠，主題不鮮明，特色不突出。第六，營銷工作力度較小，宣傳促銷經費投入不足。 業內人士指出，武功山旅遊還僅停留在較為原始的狀態，在旅遊開發、利用、創新上不夠。從調查數字反映的情況看，近幾年，到武功山的遊客平均停留天數為2天。此外，武功山旅遊配套產品匱乏，旅遊活動沒有自身的特色，且缺乏大型互動娛樂場所，遊客們基本上是「白天看山，晚上睡覺」。同時，各地都缺乏富有地方特色的旅遊商品，不少遊客只能採挖武功山的珍奇樹苗和花草帶回家，讓人啼笑皆非。 挖掘潛力 抱團發展 業內人士指出，從旅遊經濟角度看，武功山處於我省旅遊業發展「一軸帶五環」的井岡山黃金旅遊線上，是贛西旅遊區的中堅，地理位置特殊，只要開發得當，應該可以產生良好的經濟效益。目前，武功山旅遊開發已列入全省旅遊開發大盤子，為武功山旅遊提供了難得的發展機遇。 在這樣的背景下，武功山旅遊是否能夠迎來飛躍式的發展？有業內人士擔憂，在3地利益博弈的情形下，「各懷心事」有可能會消抵「利好」政策，加速無序開發競爭。一些有識之士一針見血地指出，如果3地各行其是，各搞各的規劃，難免出現重復建設，將降低開發效率，甚至出現相互扯皮的內耗現象。 那麼，如何才能把武功山旅遊品牌做大做強？眾多業界專家認為，「十指彈鋼琴」是關鍵。要根據武功山橫跨3市的地理特點，整合3市武功山的優勢資源，總體策劃、整體包裝，打造武功山品牌，用品牌效應帶動旅遊業發展。攜手做大做強武功山旅遊業，是吉安、萍鄉和宜春3市經濟發展的共同需要，也是江西旅遊業發展的內在要求。為此，可由省政府出面組建「武功山旅遊風景名勝管理局」，整合3地的旅遊資源，組織協調編制統一的高起點的武功山旅遊規劃，盡快把武功山旅遊開發納入省級旅遊框架。 業內人士著重指出，3地應摒棄「門戶之見」，主動融合，積極建立旅遊區域協作機制，共同把武功山建設成為國家級風景名勝區和中國旅遊熱區。一是在產品促銷上應一致對外。如今，萍鄉稱武功山在蘆溪縣境內、吉安稱武功山在安福縣境內、宜春乾脆稱明月山，其實明月山只是武功山的一小部分。如果能夠以統一的武功山牌子對外，可以取得少花錢、多辦事的效果；對外參展也可考慮聯合促銷，同打武功山牌，共搭大展台，促銷效果肯定會更好。二是在相互協作的基礎上鼓勵競爭。競爭在市場經濟條件下是無法迴避的，關鍵是看在哪一個層次展開，同是武功山的旅遊產品，外在形式、內涵挖掘、文化體現都可以做出各有千秋的文章。 因此，3縣市要積極協作，在武功山旅遊這個大的題目上，強化旅遊產品異類互補性，淡化旅遊產品的同類替代性，做到突出各自產品特色、錯位協調發展，開創性地培育特色互補、經濟互惠、經營互助、信息互通、具有跨區域核心競爭力的武功山旅遊產業鏈。
I. 江西萍鄉歷史上地震過嗎
地震過。
2014年4月26日19時41分，江西省萍鄉市發生1.7級地震，震源深度8千米。
2014年9月23日1時7分，江西省萍鄉市蘆溪縣與宜春市袁州區交界發生2.3級地震，震源深度5千米。
2014年11月2日18時39分，江西省萍鄉市安源區安源鎮張家灣村發生里氏2.1級地震，震源深度7千米。
2015年4月3日8時43分，江西省萍鄉市安源區發生2.2級地震，震源深度5千米。
2015年7月26日21時55分，江西省萍鄉市安源區發生2.2級地震，震源深度5千米。
2016年3月1日20時22分，江西萍鄉市安源區(北緯27.62度,東經113.90度)發生2.3級地震,震源深度6千米。
2016年5月27日2時22分，江西萍鄉市安源區發生2.2級地震。
2016年11月16日01時43分在江西萍鄉市安源區(北緯27.63度,東經113.91度)發生1.9級地震，震源深度5千米。
2017年5月27日，地震發生在27日2時22分，震源為萍鄉安源區安源鎮，震級為2.2級，此次地震未造成房屋倒塌及人員傷亡，由於此次地震發生在深夜，大部分居民並沒有感覺多大震動。
2017年07月06日23時23分，在江西萍鄉市安源區(北緯27.62度,東經113.92度)發生2.4級地震，震源深度5km。震中距離萍鄉市區7km。
(9)萍鄉地質局擴展閱讀
萍鄉地震：
2015年4月3日江西省萍鄉市安源區發生2.2級地震，震中周邊的局部鄉鎮有感。記者從江西地震局網站查詢獲悉，這是去年以來，該市發生的第4次小地震。
對此，人民網記者采訪了江西省地震局預報中心副主任、高級工程師呂堅。他表示，根據地震局監測，此次地震，震中周邊的局部鄉鎮有感。地震發生後，江西省地震局及時開展了震情應對工作，並派出現場工作組協作當地開展震後處置工作。
「經過江西省地震局預報中心會商研判，這次地震發生在橫貫江西中部的萍鄉-廣豐斷裂帶上，該斷裂帶系華南地塊區內部揚子地塊與華夏地塊東邊界的分界斷裂。
沿線的地質構造較為復雜，近幾年來有感地震偶有發生，反映了華南地塊區內部次級塊體間的構造應力作用過程。 」 呂堅對人民網記者表示。
萍鄉地形地貌：
萍鄉市境位於江南丘陵地區，以丘陵地貌為主，但從全市地勢起伏狀況來看，山地、丘陵和盆地錯綜分布，地貌較為復雜。
東、南部雄偉的武功山是萍鄉市與蓮花、安福、宜春等市、縣的界山，主峰金頂海拔1918.3米，為全市最高峰，北部的楊岐山主峰海拔947.6米。
西部大屏山最高點為615米，是江西萍鄉與湖南醴陵的省界山。中部廣大地區丘陵起伏，河川縱橫。上埠―高坑―泉江―樓下一線。
丘陵崗巒相連，為贛江支流袁水與湘江支流淥水（萍鄉境內稱萍水）的分水嶺。西部陂頭洲海拔僅65.4米，是全市最低處。全市整個地勢是南北高，中部略低，為一馬鞍形。
全市土地總面積2764.93平方公里，其中丘陵面積約佔三分之二，山地面積約佔四分之一，河谷平原約佔五分之一。
J. 認識礦產要有一個過程
馬克思主義哲學認為，物質世界是可以認識的，但同時又認為，人類對於物質世界的全面認識，要有一個較長的過程，要在實踐的基礎上，經過從感性認識到理性認識，又從理性認識到實踐的辯證途徑來實現的。也就是實踐、認識，再實踐、再認識的過程。
從感性認識到理性認識是從量變到質變的飛躍。實現這個飛躍必須具備以下幾個條件。第一，感性材料也就是野外第一手實地調查觀測的原始材料必需十分豐富;第二，感性材料和原始資料必須質量可靠，符合客觀實際;第三，對豐富而又真實的材料進行去粗取精、去偽存真、由此及彼、由表及裡的加工製作，也就是要進行原始地質資料的綜合分析研究。只有在實踐的基礎上通過這樣的綜合分析之後，才有可能對礦產情況有一個比較符合實際的理性的認識。
但是，由於主觀和客觀的原因，使我們對於一個地區的礦產情況，或對於一個礦床的地質情況，不能經過一次實踐—認識的過程就能認識清楚，而往往需要經過多次反復實踐才能獲得比較接近於客觀實際的認識。這是因為在認識過程中始終存在著主觀與客觀的矛盾。從客觀方面來看:第一，事物(礦產)的全貌暴露要有一個過程;第二，人們的認識受到一定歷史條件和科學技術水平的限制。從主體本身來看，可能有以下原因:一是實踐經驗不足，二是知識結構限制，三是哲學素養水平即辯證思維能力與水平限制，四是認識能力限制，五是勤奮(主觀能動性)程度不夠。
新中國成立以來的找礦實踐的豐碩成果表明，地下的礦產資源情況是可以被人們所認識的。但是，由於我們所尋找的礦產，往往不盡裸露於地表，而通常是深埋地下，這樣，靠人們的感覺器官以及感覺器官的延伸———先進的找礦技術裝備和技術方法，也是難以觀測其全貌的;加之，地質找礦對象的形成過程，是人們不曾經歷過的也無法如實呈現的過程，因此，地質找礦這項調查研究工作就帶有很強的探索性。正如恩格斯曾經指出的那樣「地質學按其性質來說主要是研究那些不但我們沒有經歷過而且任何人都沒有經歷過的過程。所以要挖掘出最後的、終極的真理就要費很大的力氣，而所得是極少的。」(《馬列著作選讀·哲學》)有些礦產盡管它們部分地裸露於地表，而易於為人們所觀察到，但往往由於觀察能力或岩礦測試手段及水平的限制，而不易被我們所認識。有些礦產的某些方面的可使用性由於科學技術水平和生產能力的限制尚未被人們所發現。隨著科學技術的進展，原來被認為無用的，可能被認識到其具有重大的經濟價值。這就是說，要正確認識客觀礦產的實際，就要正確處理實踐與認識的關系，批判唯心主義、形而上學的「先驗論」和「頂峰論」，堅持實踐、認識、再實踐、再認識的認識路線，就需要經歷一個長期的、有時是曲折的、反復實踐、不斷深化的過程。人類的找礦實踐證明了這一點。縱觀我國近80年來的找礦歷史，經過前40年老一輩地質學家的努力，特別是新中國成立40多年來，由於全國地質行業百萬地質大軍的協同作戰，地質礦產勘查工作大規模展開並逐步深入，發現與探明的礦產也不斷增加，探明的儲量也是逐步獲得的。
對全國礦產情況的認識要有一個過程，對一個省區的資源面貌的認識，當然也要有一個過程。江西的找礦實踐充分證明了這一點。江西鎢礦、銅礦、稀有礦產、稀土礦產具有良好的成礦地質條件，對此，並不是從一開始就清楚了解，而是經過反復實踐之後才逐步認識到的。
新中國成立前，由於西華山等鎢礦及萍鄉安源等煤礦已開采而為世人所知，故在20世紀50年代，特別是新中國成立初期，投入找鎢、找煤的地質力量較多，找銅的人員較少，而找鎢的隊伍又主要集中在贛南。大余西華山、全南大吉山、於都盤古山、興國畫眉坳、安福滸坑等幾大鎢礦勘探的成功，不僅為發展我國鎢業生產提供了礦物原料基地，而且使廣大地質人員明確認識到江西的確具有較好的鎢礦成礦地質條件。但這個時期對江西銅礦地質情況、銅礦資源的遠景了解得還很少，投入找銅的力量也不多。只是在德興銅廠銅礦於1955年被發現，並隨後經勘探證實為一特大型銅礦之後，才給地質工作者以有力的啟示，江西不僅有大鎢礦，而且也有大銅礦;不僅鎢礦成礦地質條件優越，而且也存在有形成大銅礦的地質條件。於是，在認識上實現了一次飛躍。根據這個認識，1963年通過貫徹「調整、鞏固、充實、提高」的調整國民經濟的八字方針之後，與重新加強一度被削弱的鎢礦地質工作的同時，也加強了銅礦地質普查勘探工作。經過幾年的努力，在贛南，漂塘鎢礦經勘探證實為大型鎢礦;在贛東北，發現並成功勘探了東鄉富銅礦，經勘探證實，鉛山永平銅礦、九江城門山銅礦、瑞昌武山銅礦均為大型銅礦，它們連同德興銅礦一道，構成了江西這一「銅省」中的「五朵金花」，從而根本上改變了江西銅資源的面貌，為建設江西銅基地、發展銅業生產准備了充裕的礦物原料基地。並證實在江西地質找礦工作採取的以銅鎢為主這個方針的正確性。此外，與物質上獲得豐收的同時，人們對於江西銅鎢資源遠景的認識也有了很大的提高。
但是，對於銅礦鎢礦地質情況的認識過程並未就此完結。進入20世紀70年代之後，通過對「五朵金花」的進一步勘探，儲量規模原已很大的這五個礦床遠景又獲得進一步擴大。新增銅儲量約500萬噸，相當於10個大型銅礦床的規模。此外，在德興銀山鉛鋅礦區又發現了大型銅礦。鎢礦方面也有了突出的進展，分宜下桐嶺大型鎢礦的勘探成功，豐城徐山銅鎢礦所取得的進展和都昌陽儲嶺斑岩鎢礦的發現，以無可辯駁的事實，有力地說明，不僅贛南有大鎢礦，而且在贛北也有鎢礦的存在。
江西找鎢、找銅的歷史，不僅說明對於一個地區的礦產資源情況的認識，需要有一個過程，而且對於一個具體礦床的地質情況的認識也需要有一個反復實踐、逐步深化、不斷提高的過程。以江西永平銅礦為例。20世紀50年代初，根據該礦所在縣鉛山的縣志記載，古代在這里煉過鉛，采過銀，地質人員便開始找鉛。經多年努力，沒有找到鉛鋅礦的原生硫化礦，只找到了一些鉛的氧化礦:含鉛黑土。這期間，發現在山脊和山坡產出有規模很大的「鐵帽」，於是在「大躍進」年代又作為鐵礦來進行勘查，結果沒有找到「生根」的原生鐵礦，但發現一些含銅的硫化物以及銅的次生礦物，於是又開始找銅礦。從50年代中期開始一直到60年代中期，即在江西省地質局組織贛東北地區銅礦地質工作會戰時才在永平礦區發現深部有大的銅礦體存在。到了70年代，詳細研究了礦區地質資料並對岩心樣品進行重新檢驗分析，發現在這個銅礦中還伴生有大量的白鎢礦。
對於一個地區某種礦產是否具有遠景的認識，也往往需要有一個反復實踐過程。寧夏南部山區，極度乾旱缺水，群眾吃窖水，牲口到幾十里外馱苦水飲用。新中國成立後，黨非常關心群眾飲水問題，地質部門也投入了大量工作，結果均不理想。經過20多年的反復實踐和不斷研究總結，終於在基岩埋藏淺的中、新生代地層邊緣，在西吉、彭揚、同心縣等地找到了質量好、儲量大的地下水，解決了少數民族同胞吃水難的疾苦。新疆薩爾托海鉻鐵礦區的遠景和成礦特點也是通過幾起幾落反復實踐後而逐步認識的。從事這個礦區勘查工作的同志逐步認識地表礦是次要的，而盲礦是主要的;認識到偏基性岩相帶控礦以及礦體成帶分布、成群出現、分段集中和基底凹部分布等特點，並據以指導找礦，使礦區遠景不斷擴大，已先後發現和評價了26個礦群，到「七五」末期比20世紀60年代鉻鐵礦儲量增長5.6倍，成為我國僅次於西藏羅布薩鉻鐵礦的第二大礦區。又如塔里木盆地油氣資源勘查工作，50年代、60年代即斷斷續續地進行了不少工作，在盆地西南部和北部邊緣也曾發現了幾個小油田，但沒有找到大油田。由於沒有大的發現，該盆地的地質工作幾度中斷。直到1984年地礦部西北石油地質局施工的沙參2井發現了高產工業油氣流之後，才認識到這里有找到大油氣田的希望。自此之後，地礦部和石油工業部門相繼調集隊伍在這里進行勘查會戰，近8年的工作成果已初步證實，塔里木盆地將是我國未來石油工業的重要的接替後備基地。
從世界范圍來看，認識客觀礦產情況也要有一個過程。如加拿大赫姆洛金礦的發現也經歷了一個曲折的漫長的過程。赫姆洛地區找金工作可追溯到19世紀60年代。到1951年僅發現一個小的金礦點。1973年又進行工作，均未有大的發現而中斷工作。直到1981年採用地質類比法和化探、物探等綜合方法進行普查，1982年鑽探驗證異常，才發現了擁有587噸金礦儲量的超大型赫姆洛金礦。再以石油儲量為例，到20世紀40年代後期，經勘查工作證實為694億桶，其中58%產於新生代地層之中，30%產於中生代地層之中，12%古生代地層之中(表24)，經過40年的勘查工作，對產油的主要地層時代又有了新的認識。如前表11所示，65%的石油產於中生代地層之中。
表24世界石油產量及儲量(1947年12月31日)
(摘自詹斯脫G G，World Oil，1984)
又如世界鐵礦，20世紀50年代中期估計資源總量3200億噸，其中探明儲量基礎為1600億噸。而進入80年代，估計鐵礦資源總量已達8500億噸，其中儲量基礎3700億噸。都增加了一倍以上。儲量增長較多的國家和地區有澳大利亞、巴西、印度、南非等國。從表25看出，鐵礦在全世界分布也是很不均勻的。其中俄羅斯、巴西、中國、烏克蘭、澳大利亞、印度、美國等7國擁有鐵礦儲量1275億噸，佔世界總儲量的80%。相信隨著各國地質工作的深入，世界鐵礦資源量還會增加。
表252005年世界主要國家鐵礦儲量和儲量基礎
續表
資料來源:國土資源信息中心.世界礦產資源年評2004～2005.