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A. 地熱地質概況

評價區以天津濱海新區行政范圍為界。濱海新區處於中心區的東面,地理坐標位於北緯38°40'～39°00',東經117°20'～118°00'。區內發育的主要斷裂有NNE向的滄東斷裂帶和NEE向的北大港斷裂帶及NWW向的海河斷裂、漢沽斷裂、增福台斷裂等。構造位置在燕山褶皺帶之南,滄縣隆起以東,埕寧隆起西側,呈NE-SW向展布。面積約1.7×10⁴km²,見天津市構造單元分區圖5-8所示。

圖5-8 天津市地質構造單元分區及濱海新區范圍示意圖

濱海新區構造主體位於黃驊坳陷。黃驊坳陷屬於中、新生代斷陷盆地,斷坳區基岩頂板以中生界為主,頂板埋深1400～5200m。靠近滄縣隆起區基岩頂板以古生界—中新元古界為主,頂板埋深1000～1600m(圖5-9)。通過鑽探揭露的地層有新生界第四系、新近系、古近系,中生界侏羅系—白堊系,古生界石炭—二疊系、奧陶系、寒武系、中新元古界青白口系、薊縣系。其中新生界最大沉積厚度達5000m,館陶組(Ng)是濱海新區地熱資源的主要開采層,分布范圍見圖5-10。

圖5-9 濱海新區基岩地質圖

圖5-10 新近系館陶組熱儲層分布圖

館陶組熱儲層除在小韓庄凸起高部位有缺失外,在本區普遍分布。屬於河流相碎屑岩沉積,沉積旋迴明顯,分為館Ⅰ上粗段、館Ⅱ中細段和館Ⅲ下粗段。揭露頂板埋深1129～1806m,總厚度100～500m。該層分布在本區橫跨滄縣隆起和黃驊坳陷兩個構造單元。在滄縣隆起地區埋藏較淺,厚度為100～200m,在黃驊坳陷地區底板埋藏比較深,厚度為200～500m,在寧車沽—驢駒河一線厚達500m。其滲透系數為0.43～2.92m/d,彈性釋水系數為1.26E 5～9.32E-4,按熱儲層岩性特徵將館陶組熱儲分為上、下兩個熱儲段。

館陶組上段熱儲:岩性以粉細砂岩為主,其中夾有3～4層泥岩和砂質泥岩,揭露頂板埋深1129～1806m,厚度為19～349m,西部薄至東部逐漸加厚,統計砂岩厚占總厚的40%～70%。孔隙度為27%～32.6%。單井涌水量40～90m³/h,靜水位埋深60～80m,水溫45～60℃,水質為HCO₃-Na或HCO₃·Cl-Na型水,礦化度1500～1800mg/L,硬度為35～57mg/L。

館陶組下段熱儲:揭露頂板埋深1245～1900m,厚度100～150m。統計砂岩層占總厚度的60%～80%,孔隙度為25%～31.4%。單井涌水量為60～120m³/h,靜水位埋深為60～84.3m,水溫60～77.5℃,水質為HCO₃·Cl-Na或Cl·HCO₃-Na型,礦化度為1500～2000mg/L,硬度為37mg/L左右。底部普遍發育單層厚度為30～60m的礫岩,一般稱為底礫岩。底礫岩在塘沽地區最為發育,富水性較好,大港地區次之,在北塘地區,底礫岩因有泥質充填,而影響了砂層的富水性。

濱海新區館陶組2007年地熱井共有84眼,開采量為648.0×10⁴m³/a,區域水位年降幅為1.23～6.1m。該層地熱流體主要用於供暖、洗浴、居民生活用水。

通過所收集熱流體動態資料,繪制了2005～2007年館陶組熱儲40℃水柱水位埋深等值線圖(圖5-11)。由水位埋深等值線圖可以看出:由於集中開采,大港區和塘沽區水位下降幅度較大,已形成了以這兩個區為中心的大型開采降落漏斗,漏斗向西擴展至東麗區附近,以塘沽區到東麗區為中心,向東、西方向水位埋深逐漸變深,向南、北方向水位埋深逐漸變淺。在大港區和塘沽集中開采區到東麗區一線水位埋深較大,漏斗中心最大靜水位埋深達100m,地熱流體接受北東方向徑流補給,西部由於館陶組缺失形成明顯隔水邊界。自漢沽向南水位年降幅逐漸變大,在TG-01井附近,年降幅為6m左右。根據長觀資料分析統計,全區館陶組熱儲層長觀井中水位年降幅大於4m的地熱井占總數的50%,主要分布在塘沽區、大港區的集中開采區;水位年降幅小於4m的長觀井占總數的50%,主要分布在大港區和塘沽區的外圍。

圖5-11 評價區Ng靜水位埋深圖(40℃水柱)

a—2005年;b—2006年;c—2007年

B. 地質塊體劃分

晚古生代本區大體經歷了西伯利亞板塊與華北板塊之間的碰撞與拼貼，碰撞後階段（-Collision）的造山作用可能延續到了中生代早期，從而基本結束了南北亞構造域塊體之間構造運動的發展演化史。

從晚三疊世至中侏羅世階段，本區東南一帶可能處於大陸邊緣構造-岩漿活動帶，推測為從古亞洲構造域向濱太平洋構造域演化和過渡階段，主要受南北古板塊之間的超碰撞及法拉隆、伊澤納吉洋板塊對本區陸塊的影響。

大約從晚侏羅世以來，因受庫拉-太平洋板塊向歐亞大陸俯沖影響，出現新的應力場和構造格局，從而轉為濱太平洋構造域，形成了我國東部巨大的濱太平洋中、新生代火成岩帶。

從本文研究的需要出發，首先把前中生代塊體的展布與輪廓進行簡要敘述，然後提出中生代以來塊體劃分的初步意見。前者主要以地層展布和物化探資料為依據，後者主要以邊界斷裂構造活動和殼幔結構為依據。

（一）前中生代塊體

1.基底塊體

觀點各異，在此不一一舉例。

（1）額爾古納-興安塊體（EX）

是指額爾古納隆起及大興安嶺北段，即東烏珠穆沁旗-布特哈旗-黑河斷裂以北地區，包括額爾古納-興安北段加里東-中華力西褶皺帶、內蒙古-興安南段晚華力西褶皺帶。區內前寒武紀地層有興華渡口群（Pt₁x）和佳疙瘩群（Pt₃j），呈零星展布，且遍布全區，主要岩性為混合岩、片麻岩、變粒岩和淺粒岩，夾磁鐵石英岩、大理岩，以及各種片岩、千枚岩等，具有明顯的前寒武紀塊體的地質特徵。從寒武紀以來，本區普遍處於淺海相沉積環境；晚古生代早期，得爾布干斷裂以東至塔源-烏奴爾斷裂一帶，處於海相裂谷環境；華力西期侵入岩漿活動表現得十分強烈，花崗岩類岩石大片出露，主要為二長花崗岩和花崗閃長岩岩基及閃長岩岩株等。

（2）佳木斯-興凱塊體（JX）

位於黑龍江省東部地區，根據前寒武系的展布特徵，本塊體的西界為烏伊嶺—一面坡一線，即蘿北-四平斷裂北段部分，東界為同江-當壁斷裂。區內前寒武系主要為麻山群（Arms）、一面坡群（Pt₃ym）及黃松群（Pt₃hs）等。麻山群以角閃岩相-麻粒岩相層狀變質岩系為特徵，以含石墨和夾大理岩及磁鐵礦透鏡體為特色，測得同位素年齡為2251～2539Ma；一面坡群、黃松群等，主要由綠片岩系組成，很可能屬於地槽發展階段早期產物。寒武紀以來，本區局部地區處於海相沉積環境；晚古生代早期基本處於海相火山-沉積環境，晚古生代晚期為局部陸源沉積。

（3）華北-燕遼塊體（HY）

位於赤峰-開原斷裂以南，華北陸塊郯廬斷裂以西地區。區內前寒武系主要為河北省境內的遷西群、單塔子群下亞群和遼寧境內的小塔子溝組（Arx）、大營子組（Pt₁d）、瓦子峪組（Pt₁w），此外有長城系、薊縣系和青白口系等。太古宇以角閃岩相-麻粒岩相變質岩系為主（TTG）；古元古界為低角閃岩相—高綠片岩相層狀變質岩系；中-新元古界以輕微變質的海相沉積岩為主。寒武-奧陶系為海相碳酸鹽岩系。石炭—二疊系主要為陸相碎屑岩系。

（4）遼-吉塊體（LJ）

指沈陽-敦化斷裂以東和古洞河斷裂以南，華北陸塊郯廬斷裂的以東地區。唐克東等認為遼-吉塊體（渤海塊體）構造演化史不同於華北-燕遼塊體。區內前寒武系有鞍山群（Aras）、龍崗群（Arlg）、夾皮溝群（Arjp），主要由輝石角閃岩相-麻粒岩相「TTG」變質岩系組成，可與朝鮮境內狼林陸塊基底岩系類比；古—中元古代地層主要是遼河群、集安群、老嶺群和色洛河群等。遼-吉塊體從元古宙以來的構造演化明顯區別於華北-燕遼塊體，主要表現在①古元古界，前者為陸內裂谷岩系，後者為大陸邊緣凹陷優-冒地槽相火山-沉積岩系；②中元古界，前者為大陸邊緣凹陷火山-沉積岩系，後者為陸內裂谷海相碳酸鹽岩系。古生代以來的地層層序及大地構造環境同華北-燕遼塊體基本類似。

2.古生代增生塊體

本區古生代增生塊體是指錫林浩特中間陸塊、嫩松陸塊、伊春-延壽加里東褶皺帶等較廣闊地帶，可劃分為兩個塊體，大體以賀根山—突泉—長春—圖們一帶的碰撞對接帶為界，北部為興安-佳木斯增生塊體，南部為華北增生塊體。

（1）興安-佳木斯增生塊體（XJZH）

該增生塊體北部收斂向南開闊，大部被松遼盆地所佔據。如果說松遼盆地是拉張盆地，那麼上述兩個基底塊體之間原來的距離一定會比現在的距離縮小得很多，或許上述兩個基底塊體本屬同一基底塊體。

從古生代地層的展布特徵看，在額爾古納-興安塊體的向SE方向和佳木斯-興凱塊體的西緣向SW方向，地層時代呈由老變新的趨勢。換句話說，地層時代北老南新，即從北部的高力溝組（

）、寶泉組（O₁b）等火山岩-碎屑岩-碳酸鹽岩建造和向南到哈爾濱以東地區的黑龍宮組（D₁h）、楊木崗組（C₂-P₁y）、哲斯組（P₁z）等淺海相沉積-火山岩。大興安嶺中段也是由北向南依次變新。延邊地區為石炭-二疊系。晚古生代火山-侵入岩漿活動加劇。

（2）華北增生塊體（HZH）

位於赤峰—開原斷裂以北，近EW向展布。古生代地層由南向北依次變新，南部主要為下古生界，如內蒙古的包爾漢圖組、杏樹窪組；遼寧境內的盤嶺組、吉林省的黃鶯屯組、二道溝組等，主要為海相火山-沉積岩建造，部分地區見有蛇綠岩套，為弧前、弧後夾島弧帶的構造環境（唐克東等，1992）。上古生界主要展布於北側，如內蒙古的查干哈布組、本巴圖組、大石寨組；遼寧的磨盤山組、青鳳山組；吉林的王家街組、鹿圈屯組、柯島組等，它們以火山岩、海相細碎屑岩和碳酸鹽岩為主，代表了活動大陸邊緣的構造環境。

關於上述兩個古生代增生塊體之間的碰撞拼接問題，主要依據有兩點：一是沿拼接帶見有蛇綠岩（套）殘片、混雜堆積及超基性岩；二是拼接帶兩側古生代增生塊體在地層時代及岩性、岩相等方面呈對稱關系。從該拼接帶的演化特徵看，西部的碰撞時間可能較早，為D₃—C₁（唐克東等，1992），東部較晚，為P₁—P₂（張允平等，1994），碰撞後的造山活動可能持續到了印支期。

該拼接帶在布格重力異常圖上也反映得比較清楚：①內蒙古賀根山—甘珠爾廟一帶，△g等值線由NEE向轉為近EW向，然後被大興安嶺△g梯度帶所斜接；②吉林白城以南的突泉一通榆—長嶺—長春一線表現為NW—SE向，然後被依蘭-伊通梯度帶所疊加；③永吉—敦化一線及古洞河斷裂北側仍表現為NW—SE向構造，然後被日本海△g梯度帶所取代。

3.各塊體地球化學場特徵

本區屬中生代活化區，因而各塊體前中生代的原始地球化學場特徵是難以描述的。因此我們根據1/20萬區域地質調查資料，統計了各塊體的常量元素和金屬成礦的異常元素，列於表2-1。表2-1所列元素，雖然不是定量的，但可顯示各塊體的地球化學場特徵，並反映出各塊體之間的差異，如各基底塊體w（K₂O）/w（Na₂O）值小於1，而增生塊體則相反，前者基本以富Fe、Mg為其特徵，而後者富Ca；異常元素特徵也是如此，大體符合該塊體中所發育的礦化與成礦的基本特徵。

（二）中、新生代塊體

對中生代以來塊體劃分有如下考慮。

圖2-1伊爾施—延吉莫霍面深度變化圖

2.中、新生代構造-岩漿活動

需要指出，中生代以來塊體活動及其演化是隨時間而變化的，主要由各期的構造-岩漿活動反映出來。

（1）T₃—J₁期

大約在目前的赤峰-開原斷裂以南地區和依蘭-伊通斷裂以東地區，T₃—J₁期處於大陸邊緣構造-岩漿活動帶，包括此時的完達山板片（拼貼地體）。我們稱之為饒河-汪清-北票塊體，該塊體的部分地區控制了該期的火山-侵入岩漿活動（圖2-2A）。

該期的主要特徵是在全球范圍內開始進入了近代板塊的演化階段。對本區而言，此時歐亞大陸已形成，濱太平洋構造域尚未形成或向濱太平洋構造域開始演化的階段。必須承認，此時的西伯利亞板塊與華北板塊的超碰撞作用還在繼續，使處在大陸邊緣的華北板塊和佳木斯塊體產生近EW或NE向走滑斷裂，在其拉分階段噴出火山岩。從總體而言，此時的華北板塊繼續向北左旋移動，日本地體可能向華南、華北俯沖擠壓，向雛形的歐亞大陸俯沖等，基本處於SN方向和NW—SE方向的擠壓環境。因此該期饒河-汪清-北票塊體的西北廣闊地區則處於穩定隆起環境，其中局部地帶（扎魯特旗、巴林左旗及柴河一帶）形成凹陷盆地，沉積有含煤岩系，如紅旗組（J₁h）、原查伊河組（T₃—J₁ch）等。另外由於受蒙古-鄂霍次克構造帶影響，本區北部上黑龍江地區也發生了局部沉降。

（2）J₂期

經分析認為，該期總的特徵與T₃—J₁期類似，構造—岩漿活動主要表現在本區的東部和南部地區。南部的遼西地區火山活動比較強烈，而且向北越過赤峰-開原斷裂至西拉木倫河斷裂一帶。此時庫拉或Izanagi板塊可能向歐亞大陸的俯沖作用開始，新的力學場使岩石圈結構部分發生變化，走滑斷裂的拉分作用加大等。

我們認為此時的深部構造活動（如幔隆、幔坳、深斷裂活動等）是由南向北依次進行的，也就是說從南部的郯廬斷裂系向北部逐漸擴展，首先沖入的是郯廬斷裂系在本區的南部基底剛性「塊體」，然後逐漸向北擴展到松遼盆地等古生代增生塊體的塑性褶皺帶。需要指出，此時的大興安嶺東麓山前斷裂在本區的南部老哈河地帶已經形成，並向北部延伸；而遼吉塊體、佳木斯-興凱塊體及張廣才嶺加里東—印支期花崗岩帶等，均表現為剛性「塊體」。因此J₂期火山活動在遼西地區表現得強烈，而東部地區只在敦化-密山斷裂以南的部分地區有表現。因此把該期塊體劃分為冀北-遼西塊體和延吉-通化塊體。冀北—遼西地區所以岩漿活動較強烈，是與下遼河郯廬斷裂系深部構造活動有關（圖2-2B）。

圖2-2東北地區中生代以來的塊體活動示意圖

1—岩漿活動；2—斷坳陷；3—拼貼地體；4—上地幔隆起；5—斷裂活動

由於岩石圈結構由南向北發生變化的結果，大興安嶺南段局部拉分—沉降，沉積新民組（J₂x）、萬寶組（J₂w），主要岩性為含煤岩系和火山碎屑岩；而大興安嶺中段主要表現為升降，沉積了太平川組（J₂t）和南平組（J₂n），主要岩性為含煤岩系和類磨拉石建造砂礫岩。此時的大興安嶺已開始打破前期較寧靜局面，斷裂構造和地殼升降運動開始加劇。上黑龍江凹陷繼續下沉，沉積了二十二站組（J₂er）碎屑岩，主要與蒙古-鄂霍次克海構造活動有關。

（3）J₃—K₁期

該期是本區火山-侵入岩漿活動強盛期，火山-侵入岩遍布全區。然而以松遼盆地—下遼河盆地為界，東西兩側岩漿活動的強弱表現得截然不同，西部的大興安嶺和遼西地區表現得十分強烈，而東部的小興安嶺、張廣才嶺及遼東—吉南地區表現得相對較弱。

眾所周知，J₃—K₁期濱太平洋構造域構造-岩漿作用在我國東部表現得十分強烈，規模很大，主要以大興安嶺和我國東南沿海地區為代表，其中對大興安嶺J₃—K₁期火山-侵入岩漿作用的成因機制目前尚有較大爭議。有認為主要與裂谷作用有關（蔣國源，1988；王東方，1984）；認為與南北向繼承性活動和太平洋板塊的俯沖、幔隆、部分熔融有關（趙國龍，1989）；認為是邊緣陸塊型火山岩（夏軍等，1993）。

庫拉-太平洋板塊此時對歐亞大陸的俯沖作用可能達到了最強烈階段。我們認為可能J₂期形成的興城—雙遼一線NE向地幔上涌峰脊帶，在J₃—K₁期呈NNE嚮往北延伸，並貫穿了目前的整個松遼盆地乃至俄羅斯境內的結雅盆地（當時的地幔上涌峰脊帶可能處於目前峰脊帶的西側），此時的大興安嶺東麓山前斷裂或大興安嶺主脊斷裂已成為大型走滑斷裂，呈NNE向貫穿了整個大興安嶺地區。此時的岩漿作用主要與大型走滑斷裂的拉分階段岩漿侵位有關，這種岩漿也可以是在大型走滑斷裂的擠壓階段地殼的部分熔融產生的（И.B.ГοрдиенΚο，2000）。

如前所述，即以松遼盆地為界，東部和西部無論是火山-侵入岩漿活動的規模還是岩漿作用的強度，差別都很大。那麼J₃—K₁期的活動塊體，大體以松遼-下遼河盆地為界，劃分為東西兩塊是合理的，即西部大興安嶺塊體（含冀北、遼西）和東部小興安嶺-張廣才嶺-長白山塊體（圖2-2C）。

（4）K₂—E期

該期的殼幔結構，與目前所測得的結果更接近，主要表現為拉伸作用及裂谷-地塹盆地。

當時太平洋板塊向歐亞大陸進行正向俯沖，松遼盆地以地幔上涌和陸殼減薄、裂解及拉伸為特徵，△g值約（-10～＋30）×10^-5m/s²，陸殼厚度為33km左右，個別地段為小於30km，△T異常軸線為SN向，反映E—W向拉伸特徵。目前松遼盆地的范圍，主要是在K₂—E期因陸殼減薄、拉伸和裂解的結果，也就是說，在海拉爾-孫吳EW向斷裂與赤峰-開原斷裂及西拉木倫河EW向斷裂之間向東-西伸展的結果。假設把大興安嶺地殼最厚的43km視為地幔上涌前松遼盆地的地殼厚度，同時從松遼盆地目前地殼厚度中再減去K₂—Q期沉積厚度（均3000m），那麼松遼盆地的目前地殼厚度比地幔上涌前的地殼厚度減薄約12km。如果按減薄的12km計算松遼盆地向EW方向伸展的寬度，則為目前300km寬度的約1/3.5，接近100km。實際上地幔上涌不只是在松遼盆地的范圍，而是在大興安嶺地幔斜坡帶中已經開始，那麼因地殼減薄引起的松遼盆地EW方向伸展的寬度遠不止100km。

總之，K₂—E期本區塊體活動主要表現為隆起和斷陷作用，岩漿活動只體現在斷陷區邊界斷裂或深斷裂附近，為少量的玄武質岩漿和酸性岩漿。因此把該期塊體劃分為松遼-下遼河裂陷塊體、依蘭-伊通裂陷塊體、海拉爾地塹塊體、三江平原地塹塊體等（圖2-2D）。其餘為穩定隆起區，見有少量酸性火成岩。

（5）N—Q期

該期的塊體活動有如下特點：K₂—E期斷陷塊體繼續下沉；N期敦化-密山斷裂帶的火山-裂谷作用加劇；Q期的寬甸—白頭山—延吉—線雛型裂谷作用開始。但是該期的岩漿作用與其說受塊體影響，不如說受斷裂活動的控制或受日本海弧後拉張作用的影響更切合實際些，因此劃分塊體的意義不大。

C. 基礎地質

12.2.3.1 地層岩性

本調查區基岩地層主要為薊縣系、青白口系、寒武系、奧陶系、石炭系、二疊系。調查區無基岩裸露，全部為第四系覆蓋(圖2.9)。主要地層特徵描述如下:

(1)薊縣、青白口系(Jx-Qb)

分布於調查區西北部，與太古宇呈角度不整合接觸，主要岩性下部為薊縣系燧石條帶白雲岩、白雲質灰岩及泥質白雲岩等;上部青白口系砂岩、礫岩。

(2)寒武系(

)

分布於調查區北中部及南中部，與青白系平行不整合接觸，厚度700～800m左右，下部灰岩、砂岩、頁岩、中部碎屑岩，上部鮞狀灰岩及竹葉狀灰岩。

(3)奧陶系(O)

分布在調查區中部及東南部，與寒武系呈整合接觸，厚度800m左右，下統冶里組、亮甲山組以竹葉狀灰岩，白雲岩為主;中統馬家溝組為白雲岩，豹皮狀灰岩，上統缺失。

(4)石炭、二疊系(C—P)

分布於調查區中部及東南部向斜核部，與奧陶系呈平行不整合接觸，厚度400m左右，由一套雜色粉砂岩、細砂岩及頁岩煤系地層組成，石炭系下統、二疊繫上統缺失。

(5)第四系(Q)

調查區缺失古、新近系，第四系地層主要為傾斜平原陸相粗細粒沉積物，受基底起伏變化影響，第四系厚度變化較大，由西北到西南厚度逐漸加大。由下至上可分四個統:

下更新統(Qp₁):岩性為黏土、卵礫石，上部為深灰色砂質黏土及淤泥質黏土。

中更新統(Qp₂):岩性為黃褐色，灰色砂礫卵石，砂礫石、粗中砂及砂質黏土。

上更新統(Qp₃):岩性為黃色，棕黃色砂礫石、中細砂及粉質黏土。

全新統(Qh):厚度小於5～10m，岩性為黏性，淤泥質粉土，粉土及粉細砂。

12.2.3.2 地質構造

調查區隸屬華北地台東北隅之燕山沉降帶南緣，新構造運動極為活躍。基底各時代古老地層經燕山運動形成寬緩褶皺和斷裂，塑造基底構造骨架，調查區新生界沉積東北部較薄，西南部較厚，差異較大。

D. 中元古代—新元古代地層區劃有哪些

根據中元古代—新元古代岩石地層、生物地層等特徵發育極其相似，而這一時期正處於呂梁構造階段後期及整個晉寧運動階段，中國地層典中，中元古代及新元古代的地層區劃也基本一致。本文以新元古代地層區劃為基礎，共劃分為8個地層區(圖3-2)。

中元古代—新元古代地層與太古宙—古元古代地層不同，大多地層為淺變質至未變質，在碳酸鹽岩相中富含疊層石和微古植物以及宏觀藻類化石等。中元古代磁性地層研究，劃分了2個磁性帶，分別為長城期(R+n)、薊縣期(M)；此外，還有一個新元古期(N+r)，但由於古地磁樣點密度不夠，古地磁極性變化還不能做出結論。各種同位素測年方法(K Ar法、Rb Sr法、U Pb法、Pb Pb法和單顆粒鋯石U Pb法等)所獲取的大量年齡資料，為我國中元古代—新元古代地層單元的劃分及全球相關地層對比提供了極為珍貴的依據。根據全國地層委員會1990年的決議，對中國中元古界下限採用了1800ma，比《國際地層表》(IUGS，1989)中元古界下限早200ma。

中元古界 劃分為2個系，下部為長城系，上部為薊縣系，以天津市薊縣層型剖面的長城系和薊縣系為代表。

新元古界 以岩石地層單位為基礎，綜合地質事件、 生物事件和同位素地質年代學資料，可以劃分為青白口系、南華系和震旦系。前者與國際地層劃分方案中拉伸系(紀)基本相當；中者相當於國際地層劃分方案中的成冰系(紀)；後者則相當於目前國際地層劃分方案中已新建的伊迪卡拉系(紀)。

Ⅰ 阿爾泰—興安地層區

本區位於我國最北部，呈東西向帶狀展布。西起新疆阿爾泰、准噶爾，向東經甘肅、內蒙古兩省(區)北部和大、小興安嶺，達烏蘇里江一帶的中俄邊界線。區內多數地區為沙漠、草原或森林覆蓋，地層出露不好。僅在吉林南部出露歸屬古元古代—中元古代的老嶺群，為一套中淺變質的以大理岩、片岩、石英岩和千枚岩為主的岩石組合，局部混合岩化，與下伏集安群(Pt1)呈不整合接觸。本區無可靠的青白口系和南華系—震旦系。可能屬於新元古代的地層，在本區西端阿爾泰山區的哈巴河一帶稱哈拉斯群；在東端黑龍江晨明一帶為晨明群。劉效良等曾報道，在黑龍江雞西一帶的麻山群中，發現埃迪卡拉動物群分子，如果此化石無誤，則麻山群的柳毛組也有可能歸屬震旦系。

Ⅱ 天山—北山地層區

本區西起中國與哈薩克國境線，東達阿拉善右旗以東，北鄰阿爾泰—興安地層區西段南緣，南與塔里木地層區及祁連地層區北界相接，包括新疆境內天山及甘肅境內北山等地。中元古界在北天山西段賽里木湖、中天山西段特克斯及東段星星峽、北山和阿拉善地區廣為分布。中天山西段特克斯地區可作代表，長城系特克斯群，為一套淺變質海相碎屑岩 碳酸鹽岩建造，含疊層石Cruneriaf.，kussiellaf.，與下伏那拉提群(Pt1)接觸關系不清；薊縣系科克蘇群，以淺海相碳酸鹽岩為主，富含疊層石，局部形成疊層石礁，與下伏特克斯群為假整合接觸。區內中元古界多屬活動型—過渡型沉積。區內青白口系主要由碳酸鹽岩及泥質碳酸鹽岩組成，與下伏薊縣系呈整合或假整合接觸。南華系—震旦系以含冰磧層為特徵，主要由冰磧礫岩、粉砂岩、粉砂質泥岩組成，岩石基本不變質，與下伏青白口系常呈不整合接觸，與上覆下寒武統為整合或不整合接觸。

Ⅲ 塔里木地層區

本區西起國境線，東至甘肅安西、三危山，北與天山—北山地層區為鄰，南至昆侖山北麓，包括塔里木盆地及其周邊的中、低山區。塔里木盆地西北緣(阿克蘇—柯坪)、北緣(庫魯克塔格)、西南緣(鐵克里克)、東緣(阿爾金山北緣)等均廣泛出露中元古界。其中，以庫魯克塔格地區發育最為完整，長城系楊吉布拉克群主體為中淺變質的海相碎屑岩，並有少量變火山岩，與下伏興地塔格群(Pt1)呈不整合接觸。薊縣系愛爾基幹群為富含硅、鎂質的淺海相碳酸鹽岩建造，岩性主要為白雲岩、白雲質大理岩，夾少量石英岩，疊層石發育，與下伏楊吉布拉克群整合接觸。區內中元古界屬過渡型—穩定型沉積。區內青白口系普遍有不同程度變質。一般由下部的變質碎屑岩和上部的大理岩夾千枚岩、片岩組成，大理岩中含疊層石。南華系—震旦系具有明顯的蓋層性質，地層不變質或僅輕微變質，含疊層石及豐富的微古植物，以含1～3層冰磧層為其特點。其下與青白口系為不整合接觸。

Ⅳ 祁連地層區

本區位於天山—北山地層區東段南側，西與塔里木地層區東緣相接，東至寧夏海原、隆德一線以西，南達祁連山南坡。祁連山及柴達木盆地等均有中元古界分布，其總體特徵屬活動型 過渡型沉積，以青海省湟中地區出露的長城系湟中群為代表，為一套由石英岩、石英砂岩、粉砂岩、板岩和千枚岩組成的淺變質岩系，與下伏湟源群(Pt1)不整合接觸；薊縣系花石山群以白雲質碳酸鹽岩為主，富含疊層石和微古植物，與下伏湟中群為整合接觸。甘肅裕固出露長城系朱龍關群，與下伏北大河群(Pt1)接觸關系不清。中祁連西段出露的薊縣系托拉南山群與下伏朱龍關群不整合接觸。區內青白口系和南華系—震旦系均輕度變質，二者常呈不整合接觸，局部地區為假整合接觸。

Ⅴ 中朝地層區

本區在中國境內部分，西起寶雞、海源、阿拉善左旗一線，東達國境線，北與阿爾泰興安地層區東段南緣為鄰，南至秦嶺—大別山一線，包括華北地台的廣大地區(華北地區、膠遼徐淮地區及北秦嶺—大別山地區)。區內青白口系發育，震旦系主要分布於地台東緣、西緣及南緣。

華北地區 中元古界長城系和薊縣系廣泛分布於燕遼和晉豫陝地區。 晉豫陝地區長城系熊耳群為一套中性夾酸性火山岩組合，其下與古元古界或太古宇太華群(Ar)不整合接觸；薊縣系汝陽群為一套輕微變質或未經變質的碎屑岩組合，與下伏熊耳群不整合接觸；盧氏、欒川地區薊縣系官道口群與下伏熊耳群呈不整合接觸；該區是青白口系典型剖面所在地，青白口系在本區分布廣泛，發育齊全，富產以微古植物和宏觀藻類為代表的生物化石，岩石基本不變質，多由下部的碎屑岩和上部的含泥質碳酸鹽岩組成；南華系、震旦系在該區的絕大部分地區缺失，僅在其南緣和西緣局部存在，而且發育不全，以上部含冰磧層為特徵。

膠遼—徐淮地區 僅在安徽滁州出露中元古界張八嶺群(由下而上分為北將軍組和西冷組)，下部為千枚岩—片岩系；上部則為細碧岩—石英角斑岩系。西冷組鋯石U—Th—Pb年齡1026ma，細碧岩全岩Pb法年齡1031ma，故推定該群歸屬中元古代，與下伏肥東群(Pt1)接觸關系不明，屬活動型—過渡型沉積。區內青白口系和南華系、震旦系屬地台蓋層性質，由碎屑岩及碳酸鹽岩組成。大部分地區岩石基本不變質，但在魯東及遼南旅順、大連一帶輕度變質。青白口系以碎屑岩為主，上部夾碳酸鹽岩，富含微古植物及宏觀藻類，並有遺跡化石出現；南華系—震旦系在該區厚度較大，以富含疊層石的碳酸鹽岩為主，微古植物豐富，含有以蠕形動物和類水母化石為主要特徵的動物群。青白口系和南華系—震旦系常為連續沉積，震旦系與下寒武統之間則普遍有沉積間斷現象，一般為假整合接觸。關於張八嶺群也有人主張劃在華南地層區為宜。

北秦嶺—大別山地區 前寒武紀地層普遍變質，地質構造復雜。 青白口系和南華系—震旦系究竟包括哪些岩組，目前尚存在較大爭議。有可能屬於上述時限范疇的岩組，在本區西段為欒川群、陶灣組、三岔口組、魚庫組；在東段為佛子嶺群或其中一部分。

Ⅵ 昆侖地層區

本區位於新疆葉城以南及柴達木盆地北緣一線以南，包括新疆境內的西昆侖山、青海境內的東昆侖山和柴達木盆地北緣一帶的山區(全吉山、歐龍布魯克山)。區內中元古代地層在新疆喀拉喀什河上游及青海都蘭縣境內有少量出露。新元古代地層在區內大部分地區無可靠的青白口系和南華系—震旦系。但在柴達木盆地北緣全吉山、歐龍布魯克山一帶，南華系—震旦系發育較好，出露完整，並含疊層石和微古植物。青白口系出露於柴達木盆地南緣祁漫塔格、布爾汗布達山一帶，主要由砂岩、板岩組成，夾碳酸鹽岩，岩石輕度變質。

Ⅶ 西藏—滇西地層區

本區北與昆侖山為鄰，東達滇西元江—川西白玉—青海玉樹一線，西南以中國國境線為界，包括雲南西部和幾乎全部的西藏自治區。中元古界聶拉木群構成喜馬拉雅地區最古老的結晶基底，為含基性火山噴發的類復理石沉積建造，且中深變質，該群同位素年齡為1250ma(U—Pb)、(1800±100)Ma(Sm—Nd)等，未見底，上與肉切村組等年輕地層均呈斷層接觸。區內可能屬於青白口系和南華系—震旦系的地層均已發生中、深程度的變質，缺乏古生物化石證據，同位素年齡資料稀少，確定時代的依據不足，這些地層有瀾滄群、蒼山群、珠穆朗瑪群或其中一部分。

Ⅷ 華南地層區

本區由北部巴顏喀拉山、秦嶺和大別山一線以南，直抵我國東南國境線，西與西藏滇西地層區相接。內分巴顏喀拉—南秦嶺—大別、揚子、江南和東南4個地層分區。

巴顏喀拉—南秦嶺—大別地層分區 地跨巴顏喀拉山、 川西、 大巴山、 武當山、 神農架、桐柏山和大別山等地區。中元古界廣泛分布，其中以大別山區的紅安群為代表，由中深變質的片岩、片麻岩、變粒岩及少量含磷、錳的片岩等組成，其原岩為基性—酸性火山岩、碎屑岩、碳酸鹽岩建造，屬活動型—過渡型沉積；新元古界青白口系主要為變質火山岩；南華系以變質海相火山岩及火山碎屑岩為主，與上覆震旦系呈不整合接觸；震旦系已輕度變質，一般其下部為淺海相碳酸鹽岩及碎屑岩，局部地區常含磷塊岩，上部則以碳酸鹽岩為主。本區震旦系岩性特徵與揚子地層分區頗為相似，但南華系有明顯區別，以無冰川堆積和火山岩發育為基本特徵。

揚子地層分區 該分區基本上為揚子地台范圍。 分區內中元古界廣布於雲南東部、 四川喜德、會理、西昌等地區，分別稱昆陽群、登相營群、會理群和鹽邊群。分區內青白口系在許多地區缺失，只在部分地區或為碎屑岩，或為含火山物質的碎屑岩，或為火山熔岩。南華系—震旦系為蓋層性質，普遍不整合於前震旦系不同時代的地層或岩體之上，岩石一般不變質。南華系普遍含冰磧層1～2層，主要由砂岩、粉砂岩組成，底部常為礫岩，有些地區含火山碎屑岩，個別地區有火山熔岩。震旦系以碳酸鹽岩為主，常含磷質，在部分地區可形成磷塊岩礦，富含生物化石，在許多地區與上覆寒武系為連續沉積，為震旦系層型剖面所在地區。

江南地層分區 本分區位於長江以南。 分區內中元古界廣布於桂北、 黔東南、 贛北、皖南和浙西等地，分別稱四堡群(冷家溪群)、梵凈山群、雙橋(嬌)山群、上溪群和雙溪塢群。其中以四堡群為代表，主要由變質砂泥質岩夾火山碎屑岩、細碧岩、角斑岩組成，未見底，該群廣泛出露於湘黔桂交匯處，其原岩為一套以海相碎屑岩為主，夾火山噴發岩的組合，屬活動型—過渡型沉積。分區內青白口系較發育，主要為一套淺變質的砂泥質岩組成，下部夾泥質碳酸鹽岩，局部常夾礫岩，上部富火山物質，局部地區有火山熔岩。南華系與揚子地層分區有相似之處，為碎屑岩及冰川堆積，其上部常夾兩層冰磧層，其間的沉積層中常含具有開采價值的錳礦層。震旦系下部以頁岩為主，夾粉砂岩及白雲岩，局部夾有含錳層及磷礦層；上部主要為硅質層，偶夾頁岩及薄層白雲岩，與揚子分區的震旦系有明顯區別。

東南地層分區 本分區位於江南分區以南，包括雲南東南部、 廣西南部、 廣東大部、湘東、贛中、贛南、浙江東部和南部，以及福建省、台灣省和海南省。中元古界陳蔡群、龍泉群和抱板群廣泛出露於浙江和海南。以陳蔡群為代表，為一套變質中基性、酸性火山沉積岩建造，未見底，屬活動型—過渡型沉積。青白口系及南華系—震旦系均普遍遭受變質作用，明顯區別於其他地區，由一套淺變質地層組成，厚度巨大，可達萬米左右，岩性以變質的砂、泥質岩石為主。震旦系下部未見冰磧層，上部常夾硅質層，局部含磷塊岩；頂部常以硅質層與上覆寒武系分界。

E. 走馬南疆看地質

以和田為界，和田以西為二分隊，和田以東為三分隊（我任分隊長、駐在和田地委院內）。主要工作任務是對昆侖山北麓與塔里木盆地南緣之間的山前坳陷進行1:20萬至1:100萬地面地質勘查。

和田以西的葉城坳陷，除未見三疊系外，各系均有不同程度的發育，侏羅系出露較少，到白堊紀湖盆擴大，晚白堊世—老第三紀有海侵沉積，生物灰岩的出露在地貌上有明顯特徵，在上白堊系中曾採集到海膽化石。新第三紀為快速堆積，為沉積最厚的覆蓋層。新生界向箕狀坳陷斜坡逐層超覆，在坳陷中褶皺發育，至山前有多排背斜發育。我們僅到杜瓦背斜作過觀察。受逆沖作用影響，構造復雜背斜呈倒轉狀。

和田以東，界以玉龍喀什隆起帶，再往東為於田坳陷，它是在前震旦系基底之上發育起來的中、新生代坳陷。受昆侖山和阿爾金山山前斷裂帶控制，走向北東，坳陷中以白堊紀—新生代沉積為主，侏羅系分布甚少，新生界總厚約4000～5000米。

葉城、於田坳陷均屬於西南坳陷區，受昆侖山鐵克里克隆起控制。該隆起地表廣泛出露深變質岩系，其岩性主要是一套片麻岩、大理岩、石英岩及綠片岩等，由於受鐵克里克逆沖推覆作用，中新生界向斜坡帶遷移，形成葉城—和田山前坳陷。

據統計，現時被稱之葉城—和田的前陸盆地，至今已鑽探20個構造，其中有8個構造見油氣，但僅發現一個柯克亞油田。目前，尚不明白那些逆沖倒轉的復雜構造中油氣重新運移分配是否會形成隱閉油氣藏，以及採用哪些最先進的高科技勘探方法才可找到油氣田。

三分隊建制基本與631隊一樣，但工作條件相差甚大。在准噶爾盆地，野外工作交通工具還算得上是機械化的，而在這里大部分是沙漠地區，汽車寸步難行，出野外只有騎馬騎毛驢。由於氣候異常乾燥炎熱，便特製了一批大容量的水壺，一人兩個掛在馬背上，這才免強維持一天的飲用。從移動沙丘刮來的風沙時常堆滿帳篷周圍，把行軍床上的被子埋住。可想而知，野旅生活是何等艱苦，騎馬收工回來時累得兩腿站立不穩！可是年輕人以苦為榮，以苦為樂，高昂的樂觀情緒和熱愛祖國的理想，從准噶爾到塔里木，「我騎著馬兒過草原……」嘹亮歌聲一直響徹在戈壁大漠！

蘇聯專家哈拉包夫來753隊指導工作，二、三分隊技術人員集中在和田陪同專家等去野外觀察。大隊向邊防軍借來軍馬作交通，大部分人已出發。我因同管理員交代點事最後走，誰知軍馬有嚴明紀律集體行動，我騎的那匹高頭大馬突然發驚，迅猛奔跑，追趕前面的馬隊。這時我才跨上一隻腳即被馬拖出很遠，情況極其危急！幸虧前頭有一根大圓木擋住，馬躍飛而起崩斷了馬登，我被拋在地上暈死休克過去。軍區首長當即派來吉普車把我送到邊防軍醫院，經搶救脫險，但頭上、頸部連縫了7針，20分鍾後才蘇醒過來。人是得救了，但從此留下了永久性頸椎病。

塔里木盆地南緣斷斷續續分布著一套晚白堊—老第三紀淺海—潟湖相的深灰、灰綠、灰色泥岩、生物灰岩、灰岩等，厚約200～400米，西厚東漸薄。其中，生物灰岩的出露尤為醒目，常在地貌上形成「圍牆」。據參考資料推測，這套淺海相地層有可能是從西亞費爾干納盆地延伸過來的，或者屬相同的沉積環境。

考慮到對這套使人感興趣的海相地層的評價，詳細介紹一下費爾干納盆地油氣地質情況是十分必要的。這對今後在塔里木盆地南緣尋找白堊—老第三系可能存在的油氣藏也有參考價值。

「費爾干納盆地位於天山山脈（古生界褶皺山系）中的一個山間盆地，面積38000平方公里，基底為古生界變質岩，盆地中央可深達10公里，上覆中、新生代沉積，西南端開口與錫爾河盆地通連。

中生代沉積比較穩定，主要為雜色碎屑岩沉積，僅上白堊統夾少量石灰岩，頂部並有石膏層，厚約2000米，屬陸相轉變為海陸交替相和瀉湖相的沉積。

老第三系為灰色、棕色及褐色的泥岩夾石灰岩及砂岩。石灰岩類包括鮞狀灰岩、生物灰岩和白雲岩，為海侵沉積，厚約600米。

新第三系為陸相磨拉石沉積，北部有鹽湖相的巨厚鹽層和石膏層。在盆地中部上第三系可厚達5～6公里。

盆地的區域構造為北東－南西向，南、北兩條構造帶夾一個中央凹陷。北部構造帶長300公里，由雁行排列的新第三系褶皺組成，並受新第三系鹽運動的影響，有鹽丘構造。南部構造帶長350公里、寬20餘公里，主要由白堊系和老第三系組成，斷裂發育。中央凹陷為新第三系的深凹陷，地球物理剖面顯示，有深埋的平緩大型隆起。此外，在盆地東南為庫薩布凹陷，此區老第三紀沉積最薄，上覆1～3公里的新第三系，多為塊斷構造，有的核部出露白堊系甚至基岩。

盆地的生油層為老第三紀和白堊紀的海侵沉積，油氣儲集層主要是老第三系的碳酸鹽岩及砂岩，白堊系的砂岩和石灰岩次之、侏羅系和新第三系砂岩產量則不到10%，最大單井日產油500噸和氣200萬立方米。油氣田集中在南、北兩構造帶內。原油性質為低比重、含高蠟、低含硫，因此很可能含有中央深凹陷陸相新第三紀沉積的生油層。

盆地產油最高年產量為1964年的220萬噸、1974年就下降到100萬噸。盆地內至1974年底共鑽探井進尺450萬米，平均每平方公里超過百米。

在和田以西的西南坳陷區內海相特徵非常明顯。

我們在野外觀察時，曾在晚白堊紀地層中還找到了海膽和蜇皮類生物化石。在和田以東進行了野外追蹤觀察，當到了策勒便出現相變層，由海相漸變成陸相砂礫岩層，繼續往東觀察到於田因沙漠覆蓋未找到出露地層。該縣位於昆侖山北麓，清置於闐縣，1959年改於田縣。

據有關史料，東漢時期，西域諸國分割為55個小國，分北道與南道諸國。公元74年，明帝時派假司馬班超率吏36人，出使西域南道各國聯合抗拒匈奴。班超先到鄯善，夜率吏士燒匈奴使者營幕，殺匈奴使者，控制鄯善。接著班超西至於闐、迫使於闐王殺匈奴使者，歸服漢朝。

我們從於闐向東接近民豐，旅途條件越來越差，已基本無路可循。

發源於昆侖山的尼雅河從民豐往南潛流入塔克拉瑪干沙漠。

2000多年前，漢朝使臣張騫出使西域，曾報道了在尼雅河尾閭的三角洲有個尼雅古國叫「精絕國」。據《漢書·西域傳》載：「精絕國，王治精絕城，戶480，口3360，勝兵500人。」唐玄奘從印度取經歸來經過尼雅，稱其為「王治尼壤城。」他在《大唐·西域記》中記載：「東入沙磧，行二百餘里至尼壤城，周三四里，唯取城路僅得通過，故往來者莫不由此城焉。」相傳唐僧西天取經，歷經九九八十一難，終成正果。而他到過的這個興盛一時的王國，卻在以後的沙漠歷史記載中神秘地消失了。

1901年，尼雅古國遺址被英國探險家、考古學家斯埋因首次發現。當時，他曾發現這里有遺址40餘處，並發掘到八支價值連城的漢文木簡。木簡的用法、書體與西漢後期長沙王家族墓內出土的有著驚人的相似。

此外，他還掠走了大量珍貴古文獻及各種完好無損的毛織物、漆器、銅鏡，以及具有健陀羅風格的木器傢具、希臘神話中人物雅典娜像封泥等。消息傳出，國際學術界為之震驚：在塔克拉瑪干沙漠死亡之海深處竟有過如此人類輝煌的文明！

尼雅古國，沙丘周圍散布著佛塔、寺廟、城牆等50多處古代遺址。當年唐玄奘描述的一座佛塔、遠遠望去，像一座威嚴的「人面獅身」凝視著大漠里的一片死寂。距今2000年前的房屋依然房柱林立，此乃世界上極為罕見的人類活動古遺址。尼雅緊挨於闐，在歷史上曾是於闐國的一部分。

尼雅是一個雖被內陸包圍卻又具有國際性的繁華大城市，是連結中國漢王朝與羅馬帝國兩大文明古國的重要中轉站。它是中國、古印度、古希臘、古伊朗世界四大古代文明，在地球上的一個罕見交匯點，是中國絲綢通向西域的重要通道。

尼雅王國為何會陡然間神秘消失？對此難解之謎尚有爭論。一種觀點是尼雅河改道，尼雅綠洲因得不到水源灌溉，「沙進人退」。另一個很重要的觀點：尼雅遭到了外界的襲擊，被戰爭危險所毀滅。

於田—且末，構造區劃屬塔東南斷階區，在斷陷邊緣出露有侏羅—白堊系及第三系。據後來進行地震調查資料分析，中新生界厚度推測約7000米，應是個中新生代的坳陷。

遠望東北，那裡就是神秘莫測的羅布泊。有一個古老的民間傳說：很久以前，身世顯赫的蒙古族青年羅布諾爾不願繼承王位，要去龜茲學習歌舞。當他走到塔里木盆地東部邊緣時，飢渴、勞累、使他昏倒在地。三天後，當他醒來時，竟發現身旁坐著一對青年男女。小夥子說他叫若羌，姑娘說她叫米蘭。他倆是風神母收養的同胞兄妹，因忍受不了風神母的殘暴虐待，拋家到庫車學技藝，不料返回途中在此與羅布諾爾相遇。米蘭對羅布諾爾一見鍾情。風神發現女兒與凡人相愛，惱羞成怒，便颳起黑風暴懲罰他們。用砂石打瞎了羅布諾爾的眼睛，把米蘭從空中摔下折斷了雙腿。之後，風神又將他們三人分別刮到東、南、西面的荒漠上。哥哥惦念妹妹，米蘭思戀情人，三人哭天搶地，淚流聚在一起，形成鹽澤，成為羅布泊，這當然是神話。

古元古代時，羅布泊基底為塔里木陸塊一部分。阿爾金山隆起後，羅布泊正處在坳陷位置。現今的羅布泊的表面主要為第四紀以來的沖積、洪積、湖成或風成堆積物覆蓋。曾是我國最大的鹹水湖封閉盆地，為塔里木河、孔雀河的積水地，後因河流改道、下游斷流、湖泊逐漸乾涸，總面積約7000平方公里。

羅布泊附近有著名的樓蘭古城遺址。「樓蘭」這個名字直譯就是：巫史或皇家史官為帝王反復思考其歷法思想的地方，而從前的巫史就是最早的太陽觀測者，就是殷人始祖契那樣的部落首領。

1901年，瑞典人斯文赫定發現樓蘭遺址後，轟動了全世界。人們獲知樓蘭人有明顯的原始歐洲人血統，證實樓蘭絲綢之路、東西方文化的交流在這里就已開始了。樓蘭向西到達地中海、向東到達美洲大陸、向南到達馬來半島，被稱為「大地四極」。它是世界古文明的奇跡，近百年來一直是史學家研究的熱門課題。

由於野外工作條件極差，難以展開地質勘查，故對塔東地質情況所知甚少。

事隔13年之後，即1969年7月，地質部石油地質綜合大隊組成塔里木隊，派遣孫萬祿等沙漠踏勘組，徒步橫穿沙漠又一次到達瑪扎塔格，取得了重要地質成果，加深了對盆地地質結構的認識，經過4個月的工作，編寫了《塔里木盆地石油地質概況及今後找油意見》的報告。

次年5月，該大隊又組成西北分隊，由康玉柱帶隊繼續對塔里木盆地進行綜合評價，認為：「塔里木盆地是我國重要的大型含油氣盆地之一。盆地大型隆起坳陷具長期活動性質，為生、儲油氣創造良好條件。盆地內圈閉多、斷裂發育，並多分布於坳陷邊緣地帶，是一個多油氣類型的含油氣盆地。」並提出以後工作方針：「著眼全盤、確保重點、快速擴大、積極准備，著眼於找大油氣田。」其具體部署是：「擴大一塊（庫車坳陷）、突破一塊（西南坳陷區）、准備一塊（塔東坳陷區）。並建議把石油勘探重點由庫車坳陷向西南坳陷區轉移。」

1979年10月，地質部石油地質局關士聰總工程師在長沙石油地質部署座談會上，書面發言提到塔里木盆地油氣勘查工作：

「塔里木，自從西和甫（柯克亞）再噴油以後，迄今兩年有餘，但研究程度還是很低，當然是由於工作條件不足之故。在大地構造劃分上，在塔里木的地史發展上，意見比較分歧，特別是西和甫油源問題，至今沒有結論。塔里木含油層位很多，但生油層不明。因此，還不能確切地選擇重點。有些同志特別強調了塔東坳陷，而塔東坳陷航磁和重力資料所顯示的，極大可能不存在這樣一個面積較大的深盆。相反地，中新生界分割的可能性很大，應當全盤考慮，用多兵種作戰，沿著和田河在不同地質構造單元上進行區域剖面測量。最近在有爭議的向東南延伸的巴楚隆起南緣地區，曾見瑪扎塔克山的強烈褶皺帶，它是否意味著某一堅硬地盤的邊緣，還不能定論。而從瑪扎塔克的南部斜坡，成了擴大了的西南坳陷，應給予較高評價。因此，新疆工作的重點，應放在從阿克蘇到和田一線的附近，同時不放棄西南坳陷的西部地區的工作。關鍵是要加強新疆的多工種的物探工作。」

在長沙會議上，朱夏對塔里木盆地的選區評價是這樣的：

「塔里木的西南凹陷更深，如果我們能打六千米、八千米、一萬米，手段很夠的話，那麼這里（指塔里木西南）同柴達木一樣是大有可為的。如果沒有相應的手段，恐怕不容易一下子下手。對塔里木來講，我是想以北部邊緣下手，似乎容易奏效。深凹陷，我同意關總的說法，不能放棄，應多做些工作，然後再下手。所謂北面，我想庫車凹陷是被一個梁子隔開的。這條梁子的南坡口上應該是很有利的地方，也比較容易下手，探索更多的層位。

另外，大塔里木套小塔里木，這觀點還是對的，西南凹陷是個小菱形，整個塔里木是個大菱形。關老總懷疑南邊有硬塊，也許是小塔里木的核心，所以巴楚隆起的南緣，也是斜坡地帶，同樣應予重視。」

1981年，康玉柱在《石油與天然氣地質》刊物上發表《塔里木盆地石油地質特徵》（第2卷第4期）。他的論述是：「該區是晚古生代以來長期活動之深坳陷。古生代、中新生代地層發育齊全，多時代生、儲油氣層發育良好。油氣顯示豐富，局部構造較發育。已在該區內葉城坳陷柯克亞構造上，發現高產油氣流和麥蓋提斜坡的石炭系碳酸鹽岩內見良好油氣顯示和少量原油等，是盆地內含油氣遠景最佳的地區之一。」

自80年代以來，塔里木盆地油氣勘探取得了突破性進展，尤其是1984年9月22日，一普6008鑽井隊在塔北雅克拉構造上的沙參2井，於5363～5391米井段奧陶系白雲岩中，試獲特高產油氣流，日產原油1000立方米、天然氣200萬立方米，成為塔里木盆地油氣普查勘探的重要轉折點，在西北大漠中樹起了一座歷史豐碑。爾後，油氣勘探連連取得重大突破，在早年沙漠踏勘所見石炭一二疊紀地層露頭的西南坳陷區麥蓋提斜坡終於找到了油氣田。對此，康玉柱確認油源來自海相古生代地層。他的根據是：經地質礦產部無錫中心實驗室等單位，對沙參2井原油進行多項物理和化學鑒定表明：

原油含蠟量低（2.27%），釩鎳比高（7.74）；天然氣中含氦氣高；油田水鉀、硼、溴、碘、鍶……等含量也較高。鍶/氯為0.004，溴/氯為0.034。原油經全烴氣相色譜、飽和烴氣相色譜分析，OEP值、碳數范圍及主峰碳等均顯示為低碳豐度優勢的特點。

氣相色譜分析，正構烷烴高低碳比為2.1～5.9。據美國學者菲利浦認為：其比值在0.6～1.2為陸相腐泥型標志；1.5～5.0為海相和湖相腐泥型標志。故沙參2井原油母質具腐泥型特徵。

原油碳同位素δ¹³C為－32.41‰；芳烴、非烴、瀝青質等含量均小於－32‰，也說明碳同位素較輕，具海相特點。

色譜—質譜分析，沒有見到陸相原油的典型生物標志化合物伽馬蠟烷和奧利烷。而且色質分析中三環二萜烷含量較高，表明原始生油母質菌藻類數量占優勢。

綜上所述，沙參2井原油具海相原油特徵，原始生油母質以海生菌藻類為主，為腐泥型。由此，康玉柱認為沙參2井油氣主要來自於寒武—奧陶系。

許靖華教授在《中國沉積盆地的成因》的論述中，對塔里木盆地的看法是這樣的：

「塔里木盆地位於天山和昆侖山之間，面積56萬平方公里，是中國最大的一個盆地，它的規模和形狀可與現代的弧後盆地日本海對比。

塔里木的基底埋藏很深，為寒武紀變質岩和古生代淺海沉積岩，在盆地周圍已經出露或者埋藏在盆地中央很淺的隆起上，估計塔里木下伏著地台碳酸鹽岩和大陸殼，但未證實。前寒武紀至古生代淺海沉積分布於盆地的最深部位，從地震剖面上追蹤這些地層深達7公里（地質部非出版資料，1987）。

昆侖山脈和塔里木盆地C—P地層包括火山碎屑岩、粗碎屑岩和黑色頁岩，晚古生代深成侵入岩形成昆侖山脈主峰，喀拉昆侖發現二疊—三疊系的濁積岩。所有這些特徵存在活動板塊邊緣，火山弧產生火山岩、火山岩則來自深部岩基。深海槽中的濁積岩分布於昆侖山以南的前弧盆地，弧的南部是天山弧後盆地，已由海底擴張陸殼漂移而成。

從重力資料估計，塔里木莫霍面埋藏在40公里左右，最大沉積厚度為15公里、最小地殼厚度為25公里。塔里木弧後盆地顯然下伏著減薄了的陸殼，偶然出現的大的正磁力異常最大值為350nT，說明那些地方也是盆地最深處，由塔里木中央隆起負異常分為兩個正異常帶。這些大的磁力異常說明存在洋殼，塔里木弧後凹陷擴大很厲害，為鐵鎂質岩石侵入的海底擴張階段。根據均衡條件凹陷底為洋殼，磁異常和沉積厚度對比的結果認為，磁力異常最大處也是沉積最厚的地方。

負異常出現在塔里木中心，據觀察這條帶為陸殼，這條弓形的脊將弧後盆地分成兩部分，一個殘留弧和一個塔里木中心脊，視其幾何形態像一個弧，塔里木二疊系島弧是很復雜的，可能在菲律賓有一個現實的模型。前弧沿昆侖山方向可與現在的馬里安娜弧對比，塔里木的中央脊將塔里木的南凹陷與北部分開，與現今的九洲—帛琉海（Kyushu—Palan）脊相當。

塔里木盆地是在早中生代古Tethys海消失在昆侖山背後形成的。盆地中心，中生代堆積近10公里厚的沉積，與中生代沉降相均衡。盆地在弧－陸相碰後完全與開闊海隔絕，接受了巨厚的侏羅系陸相沉積。氣候溫暖、潮濕，因為達到了均衡沉降的極限，沉積率降低，白堊—老第三系海相層，相對比較薄，塔里木於新第三紀中新世時又重新活動，這時陸相地層沉積於數個拉張成因的邊緣槽地中。」

F. 什麼是並層地質，什麼是青口白系

青口白系是新古元界的一套地層，多見於華北地區，好像是石英砂岩什麼的，大學實習時見過，忘的差不多了。
並層地質這個詞沒聽說過，也沒見過。至少中國正常的地質類教材中應該沒有。不排除是哪位大神自己發明的。

G. 青白口系大豁落山組（Qbd）

（一）概述

青白口系大豁落山組根據岩性及岩相特徵大致可分為兩個岩段，前人曾將其與平頭山組統稱為園藻山群；1:20萬牛圈子幅將其劃歸震旦系平頭山組中、下岩性段；1:5萬沙井子幅和1:25萬馬鬃山幅將其劃歸青白口系大豁落山組上、下岩性段。本書延用青白口系大豁落山組，並分為兩個岩性段。兩個岩性段間為整合接觸，局部斷層接觸。該組總體上呈飛來峰，與下伏地層之間為斷層接觸。

調查區青白口系大豁山組主要分布於沙井子幅的中南部考克交瑞—大交瑞口子一帶，地貌上形成近東西向展布的中高山地，出露面積約162km²，主要呈走滑推覆體置於震旦系－奧陶系之上。依據組內岩性岩相的不同分為兩個岩性段：下段（Qbd¹）分布於大交瑞及其以北—烏蘭棗一帶，面積約91km²；上段（Qbd²）分布於交瑞口子－考克交瑞－烏蘭棗南部，面積約67km²。

（二）實測剖面

甘肅省肅北蒙古族自治縣營毛沱地區大交瑞與交瑞口子大豁落山組實測地質剖面（圖1-1-5，圖1-1-6），現分別列述於下：

1.營毛沱地區沙井子南大交瑞一帶大豁落山組下段（Qbd¹）實測地質剖面

圖1-1-5 營毛沱地區大交瑞大豁落山組下段實測地質剖面圖

大豁落山組下段（Qbd¹） 總厚度＞1153.00m

4.灰－褐深灰色結晶灰岩 ＞324.00m

3.灰褐－深灰色硅化白雲石化灰岩 44.00m

2.黃褐－灰幅色中厚層狀含燧石條帶白雲質灰岩742.00m

1.土黃色－淺灰褐色塊狀含石英大理岩 ＞61.00m

2.營毛沱地區交瑞口子大豁落山組上段（Qbd²）實測剖面

圖1-1-6 營毛沱地區大交瑞大豁落山組上段實測地質剖面圖

未見頂

大豁落山組上段（Qbd²） 總厚度＞1198.00m

11.灰－深灰色中厚層狀粉晶灰岩，褶皺發育 ＞46.00m

10.灰－深灰色薄層狀粉晶灰岩，單層厚5～10cm，小型緊密褶皺發育345.00m

9.淺灰色鈣質泥岩 43.00m

8.灰－深灰色薄層狀粉晶灰岩，劈理小型褶曲發育 59.00m

7.灰－深灰色中層狀粉晶－微晶灰岩與薄層狀細晶－粉晶灰岩不等厚互層，夾硅質灰岩透鏡體或條帶，中層狀灰岩單層厚10～20cm，薄層灰岩單層厚1～5cm。岩層中小型褶皺極為發育 210.00m

6.灰－深灰色薄層狀微晶灰岩與紋層狀灰岩不等厚互層，夾硅質灰岩透鏡體或條帶。薄層灰岩單層厚3～8cm.紋層灰岩單層厚1～2cmm.岩層內小型褶皺極為發育 73.00m

5.灰－深灰色中薄層狀粉晶－細晶灰岩。單層厚20～30cm，小型褶皺極為發育64.00m

4.灰-深灰色中厚層狀粉晶－細晶灰岩。單層厚20～30cm，硅質岩類條帶發育，單個條帶寬5～10cm.個別達15cm以上60.00m

3.灰色條帶狀微晶灰岩與土黃色條紋狀灰岩構成韻律沉積層。條帶狀灰岩單層厚1～2cm，條紋狀灰岩單層厚1～3mm。在與第2層接觸處見15～20cm寬.長約1.5m的錳礦透鏡體順層分布，並夾2m 寬的黑色硅質岩夾層77.00m

2.灰－深灰色中層狀微晶－粉晶灰岩與紋層狀微晶灰岩構成韻律沉積層。中層狀灰岩單層厚20～30cm，紋層狀灰岩單厚層 5～10cm 49.00m

1.灰－深灰色薄層狀微晶－粉晶灰岩與紋層狀微晶灰岩構成韻律沉積層夾條帶狀硅質灰岩。薄層狀微晶粉晶灰岩構成韻律沉積層。薄層狀微晶粉晶灰岩單層厚5～10cm，紋層狀微晶灰岩，單層厚1～5cm，硅質灰岩單條帶寬約0.5～1c，m小型褶皺構造發育 ＞172 00m

斷層

呈推覆體置於震旦系洗腸井群、寒武系雙鷹山組、西雙鷹山組、奧陶系羅雅楚山組之上。

（三）岩石組合特徵

1.大豁落山組下段（Qbd¹）

大豁落山組下段分布於沙井子幅中南部大紅山錳礦以北大交瑞—烏蘭棗一帶，呈近東西向展布。岩石風化外貌多呈淺褐黃—淺土黃色，常構成險峻陡峭的山巒。主要岩性為淺灰色中厚層一塊狀白雲質灰岩、含白雲質灰岩、硅質灰岩及礫屑白雲質灰岩，多處發育藻席構造及疊層石化石群體。岩層中硅質析集作用強烈，不規則的硅質團塊及條帶發育。硅質團塊一般為15～20cm，大者可達50～60cm。硅質條帶一般長0.5～1.5m，寬1～15cm。該段為濱海潮坪和潮下淺水內源碎屑岩相，沉積厚度大於1153m。

2.大豁落山組上段（Qbd²）

大豁落山組上段主要分布於沙井子幅南部大紅山錳礦以南交瑞口子—考克交瑞—帶.為呈近東西向展布的相對較高山脈。宏觀色調為深灰色—灰黑色，主要由灰—深灰色中薄層狀微晶灰岩與淺灰色紋層狀微晶灰岩構成不等厚准韻律層。沉積厚度大於1198m。該沉積序列中夾有少量硅質岩和千枚岩薄層。中薄層微晶灰岩單層厚一般5～15cm，個別達30cm；紋層灰岩單層厚一般2～10cm，長約10～50cm 不等，岩石中方解石細網脈發育。

中薄層微晶灰岩及泥灰岩具有延伸平直的毫米級紋層以及准韻律層理等沉積構造和准韻律型非旋迴性基本層序，表明大豁落山組上段沉積作用處於不活躍時期，處於一種低能、低速緩慢的飢餓沉積環境。這是由於沉積速度放慢，可見介質動能低，提供陸源碎屑的能力很弱。

另外，以Sr/Ba=4.3,Ca/Mg=38.7等元素比值分析，表明大豁落山組上段沉積時為水深、寒冷、古鹽度相對較小、生物貧乏的外陸架以外缺氧還原環境下的一種低能、低速的非補償的深水沉積環境。

（四）區域對比及時代討論

甘肅地質勘察局1997年開展1:5萬雲母頭幅區調時，曾於大豁落山組採集到疊層石化石。經南京古生物所曹瑞驥鑒定，有Gymnosolen sp.（裸枝疊層石，未定種）、Clavaphton sp.（棍棒疊層石，未定種）和Katavia sp.（卡塔夫疊層石）等種群；區域上，趙祥生等（1984）在《北山地區前寒武系》一文中，將大豁落山組疊層石劃分為4個組合（V －Ⅷ），區內的疊層石僅相當於V、VI組合，即Conicodomenia-Jactuophyton-Conophyton-Clavaphyton組合、Jurusania-Boxonia-Gymnosolen-Curcamalites組合。

大豁落山組下段所含疊層石組合與冀西下花園一帶下馬嶺組及景兒峪組疊層石組合基本相同，可以對比 1976年，普雷斯（W.V.Preiss）在總結世界疊層石資料時認為，Gymnosolen的同位素值約680～1000Ma,Boxonia的同位素年齡值約500～1000Ma，故將該組時代定為青白口紀較為適宜。

（五）地層含礦性

岩石地球化學測量顯示，大豁落山組下段中Zn,Co元素相對富集，上段中Au,As,Hg,Pb,Co,Ni元素相對富集。目前，該組地層內未發現有礦化現象。

H. 地質構造

受測試手段的限制及後期構造變形的疊加和強烈改造，前寒武紀變形時代的確定有一定難度，在對變形構造特徵論述中測試數據有限，有部分是合理的推斷。

1.阿爾金地區變形特徵

變形地質體包括長城系、薊縣系及青白口系，屬阿爾金造山帶結晶基底之上的蓋層沉積，按照區域變質程度和變形特徵（圖3-4）可分為：高綠片岩相長城系變形區；低綠片岩相薊縣系-青白口系變形區。

長城系變形特徵 長城系為一套高綠片岩相副變質岩系，其構造變形是以S₀為變形面的順層掩卧褶皺，在弱變形域中有殘留，順層掩卧褶皺的軸面為S₁面理；露頭尺度控制岩性成分層。S₂疊加在順層流變掩卧褶皺層（層狀無序）之上，為區域透入性片理，是長城系的主導面理，理順、歸並和改造了S₁面理，使絕大多數以S₀為變形面的頂厚流變褶皺、無根褶皺的軸面平行於S₂面理，即S₁平行S₂，S₁頂厚流變褶皺頂端常被順層剪切帶截切，並見同構造分泌脈的貫入。S₂片理產狀南傾為主，傾角40°～82°。在其強變形帶（區）中，早期面理被徹底置換，同構造變質礦物平行S₂片理定向排列。由S₂構成的韌性剪切帶呈網結狀將長城系變形體切割成不同構造岩片，在區域上呈北東向菱形塊體被韌性剪切帶包繞，剪切帶內發育不同類型的糜棱岩、方解石、石英脈體，其旁側構造指示為左行走滑。

圖3-4 普爾錯-勝利達坂昆侖-於田剖面

圖例同圖2-7

薊縣系-青白口系變形特徵 其典型構造樣式以填圖尺度的等厚褶皺為特徵，分布於阿中地塊北部。以S₀為變形面，形成線狀等厚的背、向斜構造，褶皺軸線總體走向北東東，與區域構造線基本一致，南部為對稱寬緩褶皺、發育間隔狀軸面劈理，北部背斜南翼緩（35°～55°）、北翼陡（60°～78°），向斜則相反，呈水平斜歪褶皺。靠近變形地層體底部，剪切滑脫帶形成南傾北倒的倒轉褶皺，直至軸面向南緩傾的同斜-平卧褶皺。上述褶皺翼部多發育露頭尺度，伴生層間牽引褶皺，順層剪切劈理。變形區南部，地層變形明顯增強，變形層次趨深，一般在能幹岩層（石英岩、大理岩、變粒岩、變基性火山岩）區，褶皺形態呈兩翼長短不齊的不對稱斜歪褶皺；能幹岩層與軟弱層相間地區，能幹層發育成不對稱非圓柱狀褶皺和膝折狀褶皺，軟弱層順層片理化，發育緊閉-同斜褶皺，並形成一些同構造分泌脈，呈黏滯型石香腸或殘存的鉤狀褶皺存在於片理間。以軟弱岩層為主區段，所夾的能乾性岩層表現為橫向置換，發育斷續的、形態不對稱的N型和S型褶皺。

2.昆侖山地區變形特徵

變形地質體有白沙河岩群、小廟岩群、苦海岩群及萬寶溝岩群，構造形跡表現為北西南東向或北西西-南東東向構造片麻理或片理、透入性的韌性剪切及相關的剪切褶皺（見圖2-7）。

白沙河岩群晉寧期變形遺跡 疊加於白沙河岩群片麻理上的片理、韌性剪切帶是該期變形的產物。韌性剪切帶中糜棱面理發育，糜棱面理在不同區段產狀略有變化，東部一般與構造片麻理平行，產狀20°～60°∠60°～80°，面理上拉伸線理近水平，產狀295°∠5°。宏觀韌性剪切構造常見眼球狀、透鏡狀、扁豆狀的長石單晶和長英質集合體，被外圍的構造面理包繞定向排列。不對稱眼球體及S-C組構顯示平面右旋韌性剪切。顯微尺度的長石石英集合體顯示σ型碎斑系、石英顆粒核幔結構、雲母扭折彎曲發育。在中西部，糜棱面理主體產狀4°～10°∠70°～85°，糜棱面理上的礦物拉伸線理295°∠35°。花崗質片麻岩中淺色長英質脈體發育塑形流變褶皺，變形過程中有鉀質的帶入，常形成鉀長石眼球體，片柱狀礦物多數平行流變面理排列，石英晶內塑性變形、核幔結構、拔絲結構常見，石英動態重結晶顆粒邊界多呈鋸齒狀。不對稱長英質眼球體、碎斑系及S-C構造岩，總體剪切流動方向為右行。1∶25萬阿拉克湖幅對白沙河岩群拉忍溝北西西-南東東向韌性剪切帶進行了鋯石U-Pb年齡測試，其中兩件構造片麻岩樣品獲得Pb-Pb年齡811～776 Ma，可大體代表該期變形的時間。

苦海岩群晉寧期變形特徵 東昆侖南部苦海岩群該期變形是疊加在早期片麻理、片理和塑性流褶皺之上的區域性片麻理、水平分層韌性剪切帶和伴生的順層掩卧褶皺等。順層面理置換和透入性韌性剪切帶是主體構造樣式。沿順層韌性剪切帶發育不同類型糜棱岩帶。在以長英質為主體的高級變質岩區，發育花崗質、長英質片麻狀糜棱岩、眼球狀糜棱岩，眼球體的不對稱形態組構顯示總體為右旋平移韌性剪切，即平面上的右行走滑，剖面上的韌性逆沖。在大理岩層區，發育碳酸鹽質糜棱岩，其定向流動構造平行片麻理，一些粗粒方解石、輝石、閃石等礦物構成殘斑，並發育方解石的e雙晶，沿片麻理面上發育礦物拉伸線理，顯示片麻理既是變質作用產物，也是變形作用形成的面理，記錄了順層片麻理的差異剪切運動的方向和強烈程度。區域上苦海岩群構造面延伸方向為北西-南東向，構造面理傾向南西，傾角50°～70°。在哈拉郭勒，產出於苦海岩群中的變質侵入體（眼球狀黑雲二長花崗質片麻岩、含鉀長石斑晶的片麻狀石英二長閃長岩及片麻狀似斑狀二長花崗岩）片麻理產狀為185°～225°∠60°～85°，較明顯的截切了苦海岩群早期片麻理，說明苦海岩群有過兩期變質變形。根據不對稱眼球體的形態組構及眼球體的拖尾，判斷東哈拉郭勒地區的苦海岩群有由南向北的韌性逆沖變形。苦海岩群深層次韌性剪切變形構造年代學研究，在可可曬爾溝一帶的苦海岩群中發育北西-南東向韌性剪切系，在其中的含石榴黑雲斜長片麻岩中獲得顆粒鋯石Pb-Pb年齡為706 ± 17 Ma，可能是晉寧期的構造熱事件信息。苦海岩群中由深熔事件形成的眼球狀鉀長石集合體內所產岩漿鋯石，獲得SHRIMP U-Pb年齡1000 Ma和單顆粒鋯石核部2400 Ma的年齡信息及422 Ma的邊部新生環帶年齡（1∶25萬冬給措納湖幅）。這些鋯石Pb-Pb年齡，既反映了古元古代的成岩信息，也明確了存在深熔繼承生長成因的環帶。而1000～800 Ma的年齡信息，則可能反映四堡-晉寧期的構造熱事件，也應是結晶基底的主（峰）期變形、變質時間，422 Ma的邊部新生環帶年齡是後期構造熱事件的疊加。

昆侖中、新元古代變質侵入體變形特徵 昆侖中新元古代變質侵入體主要在昆中和昆北發育，早期變形是侵入岩結構-構造的改變，由塊狀向片麻狀過渡，顯示為深層次塑性剪切流變，形成新生片麻理。第二期變形，為侵入體的構造平行化和中深層次的韌性剪切，老侵入體邊界與副變質地層面理趨於平行，或形成似層狀構造。東昆侖那陵格勒河古侵入體發育中深層次韌性剪切帶，剪切帶走向北西，由花崗質糜棱岩系列組成，構造岩有糜棱岩化條帶狀黑雲斜長構造片麻岩、眼球狀黑雲斜長片麻岩、眼球狀黑雲鉀長構造片麻岩、花崗質糜棱岩等，條帶狀構造、眼球狀構造、糜棱狀構造發育。構造面理走向北西西南東東，產狀190°～210°∠50°～60°。結合糜棱面理產狀和碎斑等運動學標志判斷，該期韌性剪切帶是由北向南的左旋逆沖。該剪切帶被華力西早期岩體侵入，其變形特徵有別於加里東期的韌性剪切帶，結合區域古構造格局推斷為晉寧期陸內俯沖-碰撞造山的變形。

此外，西昆侖長城-青白口系及古侵入體和東昆侖中、新元古代萬寶溝岩群也遭受了晉寧期構造變形，共同特徵是弱變形域殘塊中保留有片理和片麻理面和深層次塑性流變褶皺、同構造分泌脈的W→N→I型的露頭尺度無根揉流褶皺。從弱變形域→強變形帶，無根褶皺轉折端形態，從W型→同斜緊閉N型→無根鉤狀逐漸消亡演變，反映剪切流變有遞進變形和最終理順平行化，逐漸被密集流劈理置換，形成從S-C型過渡為L-C型糜棱岩帶的規律性。

I. 青白口系

青白口系（Qn）主要分布在盆地西北部的霍邱、北部的淮南-鳳陽山區以及南部的金寨—霍山一帶。

淮南-鳳陽山區及霍邱的青白口系，最早命名為劉老碑系（謝家榮，1947）。1952年，李四光將其改稱為杏山頁岩，並在其下新建「伍山石英砂岩」。從此各家都沿用伍山組和劉老碑組。1978年，安徽省區調隊將伍山組底部的鐵質砂岩分出，另建曹店組。

盆地南部的金寨—霍山一帶的淺變質岩系，最早命名為結晶片岩系（劉季辰和趙汝鈞，1919）。張祖還（1957）首先創名為佛子嶺片岩系。目前該地層仍存在爭議，本書採用《安徽省區域地質志》（1987）的劃分方案。

（一）淮南地區

霍邱及鳳陽山區的青白口系稱為八公山群（Qnbg）。此名源於徐嘉煒（1958）。自下而上劃分為曹店組（安徽省區調隊，1978）、伍山組和劉老碑組（謝家榮，1947）。

八公山群分布在霍邱及淮南-鳳陽山區，主要由灰白、灰紫色巨厚石英礫岩及鐵質石英礫岩、灰紫色薄層鐵質含礫砂岩及粉砂岩組成，累積厚度1000餘米（表2-1）。礫石分選性較差，磨圓較好，礫石粒徑大小不一，1～3cm者居多，大者達30～50cm，成分以石英岩為主，其次為千枚岩、大理岩和片岩。屬於山前坳陷類磨拉石沉積。

（二）大別山北緣地區

佛子嶺群在安徽省霍山縣佛子嶺水庫附近出露最好，是一套韻律層極為發育的板岩、千枚岩或變質砂岩。屬於淺海槽盆相石英砂岩建造和復理石建造。其時代跨度較大，包括新元古界和下古生界，自下而上劃分為祥雲寨組、潘家嶺組和諸佛庵組，總厚度接近76400m（表2-1）。

J. 區域地層對比

疊層石從約35億年前至約6億年前的組合特徵變化直接或間接地，呈階段性地反映了早期地球大氣圈、岩石圈、水圈及生物圈的演化歷程。許多實際材料表明，疊層石組合可以作為前寒武紀區域地層對比的重要標志。我國學者經長期積累和研究，已為此提供了中國元古代薊縣層型剖面及遼東輔助層型剖面疊層石組合系列（國家地質總局等，1979；曹瑞驥，趙文傑，1979；曹瑞驥等，1985），自下而上分別為：

薊縣層型剖面

長城系

組合Ⅰ：以Gruneria biwabikia、Gruneria sinensis、Xiayingella xiayingensis及Kussiella tuanshanziensis為代表；

組合Ⅱ：以Conophyton cylindricum及Conophyton garganicum為代表。

薊縣系

組合Ⅲ：以Conophyton shanpolingensis、Conophyton lituum、Conophyton concellosum、Pseudogymnosolen mopanyuensis、Pseudogymnosolen epyiphytum及Scyphus parvus為代表；

組合Ⅳ：以Chihsienella chihsienensis、Baicalia calica及Anabaria chihsienensis為代表。

遼東輔助層型剖面

青白口系

組合Ⅴ：以 Katavia dalijiaensis、Linella jinxianensis、Gymnosolen furcatus、Gymnosolen levis、Jurusania cylindrica、Conophyton ocularoides、Baicalia rara、Tungussia nodosa及Minjaria nimbifera為代表。

作為對比，徐淮地區疊層石組合的代表類型包括：

Katavia dalijiaensis、Jurusania cylindrical、Inzeriaanhuiensis、Baicalia calica，Boxonia jinshanzhaiensis及Gymnosolen ramsayi。

其亞組合Ⅰ從大量Baicalia與Jurusania及Inzernia等群共生的特點看，在層位順序的對比上大致介於華北薊縣地區疊層石組合Ⅳ（以Chihsienella、Baicalia及Anabaria為代表）和遼南地區疊層石組合V（以Kataria、Linella、Gymnosolen、Jurusania、Conophyton、Tungussia及Minjaria為代表）之間（曹瑞驥等，1985）；與俄羅斯Учуро—Майск地區上里菲系Лахандчнская組Игниканская亞組的疊層石面貌（除出現Baicalia群的若干形外，還有Inzeria及Gymnosolen等群）（曹瑞驥等，1985）近似。

亞組合Ⅱ在地理分布上較廣，不僅見於遼東地區遼南群，而且其部分群形也見於膠東地區蓬萊群及朝鮮中北部祠堂隅群（曹瑞驥等，1985）。

亞組合Ⅲ則僅見於本區宿州一帶很局限的范圍內，基本上代表我國華北新元古代疊層石最晚期的面貌（表6）。

表6 華北元古代疊層石組合的區域對比

續表

此外，相似於本區亞組合Ⅱ、Ⅲ的疊層石也見於澳大利亞中北部Amadeus盆地新元古代Pioneer上冰磧層之下的Bitter Spring組Loves Creek段碳酸鹽岩中（主要分子包括Acaciella、Inzeria、Boxonia、Linella、Jurusania、Minjaria及Tungussia等）。而Pioneer上冰磧層之上的Pertatataka組白雲岩則在沉積特徵及所含微生物化石方面與華南震旦系燈影組甚相似（曹瑞驥等，1985）。由此推測，Amadeus盆地的Pioneer上冰磧層與華南的南沱冰磧層沉積時間差不多，而本區疊層石的層位則可能應在華南震旦系南沱冰磧層之下。