地質背景怎麼研究

A. 　地質背景綜述

對研究區地質背景的了解，尤其是大地構造屬性與地層區劃及地層系統、岩相古地理輪廓的總體分析與把握，是開展層序地層學研究的必要前提。

一、地層區劃特徵

研究區位於湖南、湖北交界地帶，屬於上揚子地台東南緣，具有較典型的被動大陸邊緣特徵（王鴻禎，1978,1981,1982；賴才根等，1980,1982；王鴻禎主編，1985；王鴻禎等，1986,1990；周明魁等，1992；劉寶瑁等，1993）（見圖1）。根據沉積類型、生物面貌、沉積厚度及層序結構以及頂底界特徵等原則（王鴻禎，1978），自北向南，研究區可分屬以下三個地層區類型（湖南區調隊，1986；曾慶鑾等，1987）。其總體特徵如下：

（1）大致沿桃源熱市—慈利龍潭河—吉首一線以北（北西），岩性及岩相與峽東宜昌一帶類似。其奧陶系下部為較純的碳酸鹽岩，夾少量泥頁岩；其上部則為泥質較多的碳酸鹽岩，並有碳硅質筆石頁岩等，最頂部為觀音橋層。靠近慈利一帶，奧陶系頂部—志留系底部則多有不同程度的缺失。生物群以三葉蟲、頭足、腕足等為主，間有筆石等。總體厚度300～400m。屬於一種基底較穩定的台地相區沉積環境，即揚子區。

（2）以桃源九溪—黃石和慈利陳家河一帶為代表，基本上沿武陵山南坡呈北東—南西向延伸。該區奧陶系沉積厚度較大（700～1000m）。其下部地層，自兩河口期至牯牛潭期，以含泥的碳酸鹽岩為主，夾多層碳酸鹽角礫岩等碎屑流沉積，向上逐漸過渡為泥質—粉砂質沉積。奧陶繫上部，自廟坡期至五峰期，該區則與揚子區相似，為含泥的碳酸鹽岩與碳硅質筆石頁岩，頂部出現觀音橋層。生物群以揚子型為主，夾有江南型，反映了一種沉積基底較活動、沉降較大的台地邊緣斜坡沉積環境，屬於通常所說的揚子區和江南區之間的過渡區（武陵山小區）。

（3）以桃江響濤園—安化毛鋪子一帶為代表，奧陶系為一套厚度不大（300m±）的硅泥質、碳泥質、粉砂質板狀頁岩，中上部夾含錳碳酸鹽岩及近源型濁積砂礫岩。其頂底分別與寒武系、志留系呈連續沉積，生物群以筆石為主體。與前兩區相比，總體上顯示出遠離碳酸鹽台地、相對飢餓的深斜坡－盆地沉積背景。該區即屬於揚子區與華南區之間的過渡區，習稱江南區（雪峰分區）。

二、地層劃分與對比

上揚子地台東南緣的峽東—湘西北地區，是我國華南地區奧陶系經典研究區之一。地層研究工作最早可以追溯到20世紀初20、30年代。李四光（1924）、田奇鐫等（1933）、王鈺（1938）以及孫雲鑄（1941）等地學前輩，曾在該區內做過許多開創性研究。新中國成立以來，更有許多學者在此進行了多方面、多層次的工作，如楊敬之、穆恩之（1954）、張文堂（1957,1962,1982）、金玉琴等（1959,1964）、劉義仁、傅漢英（1984,1989）、安太庠等（1980,1987）、汪嘯風等（1980,1983,1987），等等。另外，湖北省和湖南省地礦局所屬單位等，則對該區進行了地質填圖及專題研究，如湖北省地礦局三峽地層研究組、原地質礦產部宜昌地質礦產所、湖北及湖南區調隊等。數十年的積累，已使該區的生物地層學及相關研究達到較高的水平。宜昌黃花場剖面等已成為我國奧陶系指定層型剖面（賴才根等，1982；汪嘯風等，1987）。

本文基本沿用該區現有的地層系統（表1-1）。奧陶系的年代地層特別是階根據賴才根等（1982）以及汪嘯風和陳旭等（1996）的劃分綜合而成。筆石帶、牙形石帶則分別參照安太庠（1987）、倪世釗等（1987）、陳旭等（1993）、汪嘯風和陳旭等（1996）、張建華（1996）等人的資料綜合。寒武—奧陶系暫以Cordylos lindstromi帶的底界為界，奧陶—志留系暫以Glyptograptus persculptus帶底界為界（汪嘯風等，1987,1992）。系、階界線年齡分別採用Harland等（1989）以及王鴻禎、李光岑（1990）和王鴻禎（1996）的數據。岩石地層劃分基本根據曾慶鑾等（1987）、湖南區調隊（1986）及汪嘯風和陳旭等（1996），但此次在湘西北劃分出了大田壩組、舍人灣組等，並對桃花石組等岩石地層單位的界線，從層序地層學的角度進行了重新釐定（參見第八章）。

表1-2研究區奧陶紀古斜坡坡度及碎屑流靜力學強度表

註：HJ即九溪剖面，HH為桃源黃石鎮剖面，HC為慈利陳家河剖面。O₁p即盤家嘴組，O₁m即馬刀育組這三條剖面均屬於武陵山小區。HX則為桃江響濤園（南石沖）剖面，O₂n即南石沖組，屬於湘中區。

從上表中可以看出：

（1）研究區奧陶紀古斜坡坡度為0.12°～1.40°。它們包含在現代所觀測的可發生碎屑流的斜坡角范圍中（0.1°～6.5°）（Embley,1976;Jacobi,1976），與李傑測算的川陝及湘黔交境晚寒武世發生碎屑流沉積的古斜坡坡角（0.28°～2.49°；1.07°～2.35°）相比較，總體上也是一致的。

（2）研究區內碎屑流靜力學強度值的范圍在10²～10⁴Pa之間。這與A.M.Johnson（1970）關於現代地表泥石流的強度（10²～10⁴Pa）及劉寶珺（1990）關於湘黔地區寒武紀碎屑流靜力學強度（10²～10⁴Pa）李傑關於川陝、湘黔交境地區晚寒武世碎屑流靜力學強度（10³～10⁴Pa）是基本吻合的。

（3）如果測量值沒有大的偏差的話（不排除因露頭面積所限、所能見到的最大等軸粒礫石的直徑有可能會偏小等），那麼，奧陶紀早期湘北九溪一帶的古斜坡坡度角，看起來總體上要比晚期湘中響濤園一帶的大一些。同時，根據當前的坡度測算值，並參考台地邊緣湘北熱市—茅草鋪一帶當時的古水深（潮間帶附近）等，可以估算出湘北九溪一帶和湘中響濤園一帶古斜坡在理想狀態下的「古水深」。其中，前者大多為100～200m，後者則為350～700m左右。這也從另一個角度說明了問題：前者屬於碳酸鹽台地前緣斜坡，後者則可能已屬外陸棚緩坡地帶或盆地相區（王鴻禎，1985；湖南區調隊，1986；周名魁等，1993；劉寶珺等，1993）。前者大體上或可與現代熱帶－亞熱帶海洋的大堡礁及巴哈馬台地邊緣等相比照，後者則大致可與我國東海及黃海陸架外部等相對應。同時，這也表明，此前有關九溪一帶「下奧陶統存在著等深流沉積」的認識（高振中等，1995）是令人懷疑的，至少是值得商榷的。

由此可見，上揚子地台東南緣湘西北—湘中一帶的沉積基底，自北西向南東，大致上從坡度稍陡的碳酸鹽台地前緣斜坡，逐漸轉換為坡度較緩的外陸棚緩坡或盆地相區，基本上繼承了震旦、寒武紀以來的面貌（劉寶珺，1991；劉寶珺等，1993）。而由於紅花園期之後碳酸鹽岩台地的被淹沒（劉寶珺等，1993）和沉積充填，坡度稍陡的碳酸鹽台地前緣斜坡，已隨之轉化為坡度較緩的陸棚緩坡的一部分。即自大灣期開始，研究區的沉積基底環境又有了一些改觀。

Von Bubnoff（1954）最早運用了時間－沉積厚度曲線，即平均沉降速率來表達沉積盆地沉降史。盡管它比現在的「反剝法」所達到的精度稍低，數值稍小，但最終所獲得的趨勢與後者是基本一致的（劉寶珺等，1993）。因此，在缺乏孔隙度及壓實比等參數的情形下，人們仍可以直接用現在的實測地層厚度，參照一些界線年齡來求得這一數值。下圖即為作者根據研究區的4條奧陶系基幹剖面的實測數據，參照現有的奧陶系各階年齡（表11），做成的研究區奧陶紀基底沉降曲線（圖1-1）。

圖1-1研究區奧陶紀基底沉降曲線對比圖

Ⅰ—桃江響濤園；Ⅱ—宜昌黃花場；Ⅱ—桃源熱市－茅草鋪；Ⅳ—桃源九溪

從圖中可以看到以下特點：

1.各區基底沉降速率的差異

總體上沉降最大、最快的地區是九溪剖面所代表的武陵山小區，即台緣斜坡區。其次是熱市—茅草鋪剖面所在的八面山小區，它屬於台地相區，但非常接近台地前緣斜坡，大致相當於樞紐帶（hinge）附近。再次則是黃花場剖面所在的峽東區，屬台地內部相區。沉降最小、最慢的地區是響濤園剖面所在的湘中區，屬外陸棚斜坡－盆地相區。這說明相區的形成及地層區的劃分，實際上首先是由沉積基底的穩定程度所決定的。

2.各地區普遍存在這樣幾個基底沉降演化階段

（1）兩河口—紅花園期：屬於強沉降階段。沉降速率范圍為4～25m/Ma，順序為九溪＞熱市＞黃花場＞響濤園。反映研究區所在的上揚子地台及其邊緣，總體可能處於一種熱沉降拉伸或裂谷狀態（Miall,1990;Einsele,1992；劉寶珺等，1993），並有可能最終導致了整個地台區和碳酸岩台地的被淹沒（劉寶珺等，1993）。這一時期不僅在斜坡（湘西北九溪一帶）及盆地相區（如湘中新化等地）均出現了較典型的類復理石式濁積岩（湖南區調隊，1986），而且在台地內部相區的峽東一帶，也出現了碳酸鹽角礫岩等重力流堆積（雷卞軍等，1996），可能就是這種應力背景狀態的一個突出表現。

（2）大灣—牯牛潭期：屬於弱沉降階段，沉降速率范圍降低為1.9～7.3m/Ma，總體上遠遠小於前一階段的幅度，但順序有所變化，為九溪＞響濤園＞黃花場＞熱市。其中前兩者的速率十分接近，不過，響濤園的沉降幅度卻超過了前期。而後兩者的幅度比前期減少了許多。反映出上揚子地台及其邊緣的熱沉降拉伸或裂谷狀態，比前期減弱了許多，並可能有某種調整。因而在其末期導致了上揚子地台及其邊緣整體露出海平面，並遭受到不同程度的剝蝕（汪嘯風等，1996）。

（3）廟坡—臨湘期：屬於極弱沉降階段。沉降速率均變得非常低，為0.7～1.2m/Ma，四個地區很相似，僅九溪剖面稍稍小些。反映出研究區總體上可能處於構造沉降甚小、整體較為穩定的均衡狀態，並很可能在早期出現了較快、較大幅度的海平面上升，造成了缺氧事件，從而使其代表性產物－黑色筆石頁岩，幾乎遍布原來各個相區（湖南區調隊，1986；曾慶鑾等，1987）。後期雖有改觀，但總體仍遠離物源區——不管是碎屑岩濱岸，還是碳酸鹽台地，屬於一種相對穩定、還原的沉積環境，因而有利於較為均一、厚度不大的瘤狀泥灰岩、具收縮紋泥灰岩的形成（陳旭等，1986）。並在末期有可能逐漸暴露或接近暴露，因而一些地點出現了白雲岩等（劉永耀等，1984）。

（4）五峰期：總體屬於弱沉降階段，但各地差異較大。沉降速率范圍可從2m/Ma增至12m/Ma。其中，熱市一帶因後期剝蝕缺失而難以估算，余者的順序為九溪＞響濤園＞黃花場。反映該區可能又出現了新的熱沉降拉伸，如湘中桃江—安化一帶發育了近源濁積岩（徐熊飛，1980）。末期則因出現了擠壓狀態（劉寶珺等，1993），造成了以熱市一帶為代表的湘鄂黔交界地區局部隆升成陸，並遭受剝蝕（穆恩之，1954；湖南區調隊，1986）。

B. 研究區地質背景

一、遼河坳陷冷東油田冷91和冷43－54－556井

我們重點解剖的3口井油藏剖面中的兩口來自遼河坳陷西部凹陷東側(圖7－1)。西部凹陷位於西部隆起和中央隆起之間，呈北東－南西走向，其東界是一個鏟狀的張性斷層，斷面上陡下緩;其西側為寬緩斜坡;半地塹構造形態在漸新世形成。冷東油田東鄰中央隆起，西接陳家凹陷。根據前人研究(Lu等，1990;Koopmans等，1999，2002;Huang等，2002，2003，2004)，冷東油田的地層主要包括沙河街組和東營組，形成下細上粗、西細東粗的岩性組合，主力生油岩分布在陳家凹陷的沙三段和沙四段湖相泥頁岩地層，儲層主要是沙三段和沙一段砂岩地層。冷東油田西側局部地區沙三段也有湖底濁積砂岩形成儲層。

圖7－1 冷東油田構造位置圖(上)和構造橫剖面圖(下)

我們分別選取了沙三段和沙一段油層剖面開展系統研究。沙三段油層剖面取自冷91井濁積砂岩儲層，現今埋深為1693～1821.5m，地溫60～70℃，原油降解級別相當於Peters和Moldowan(1993)的1～4/5級。而沙一段剖面取自冷43－54－556井礫岩和粗砂岩系統岩心樣品，現今埋深為1373.32～1427.53m，地溫50～55℃，原油降解級別相當於Peters和Moldowan(1993)的5～9級。由於接近物源，分選差，儲層物性具有明顯的非均質性，孔隙度一般在5%～40%，滲透率一般在1～5000mD。兩儲層均為正常壓力系統。

二、西加盆地Athabasca油砂礦13－26－084－11W4井油藏剖面

圖7－2 西加拿大盆地Athabasca油砂礦13－26－084－11W4井地質剖面圖右側為地化分析樣品位置及編號;標*的樣品為酸性組分分析重點樣品

我們重點解剖的西加盆地阿爾伯塔油砂礦油藏剖面取自Athabasca南部13－26－084－11W4井，位於淺層原地熱采方法試驗區。如第六章所述，艾伯塔油砂的儲層是下白堊統McMurray組，沉積環境下部為陸相，中部為港灣，上部為海相，儲層物性顯示出很強的非均質性(圖7－2)。由於儲層沒有經歷過深埋，最大埋藏溫度不超過30℃，成岩程度極差，儲層物性主要反映沉積物的沉積歷史;而儲層瀝青則遭受了嚴重的微生物降解，原油物性明顯受儲層溫度、注入時間、混合、油水界面存在與否及規模、地層水礦化度及養分供給程度等控制(Wilhelms等，2001;Larter等，2003;Head等，2003)。區域地質研究結果(Ranger和Rottenfusser，2005)表明，本區油砂儲層存在區域性底水，從而造成大面積原油生物降解，原油酸值增加，並在蓋層條件較好的地方形成甲烷氣頂。儲層瀝青黏度為200000～6000000cP，原油降解級別相當於Peters和Moldowan(1993)的5～9級。這次分析的樣品位置詳見圖7－2。

C. 研究剖面與地質背景

本次研究主要選取了青藏高原黃河源地區的P₁、P₂、P₃、P₆共4條剖面。P₁剖面位於瑪回多縣城南野牛溝附近答，為一套砂礫石層、粗砂層，ESR測年為76.4萬～113.4萬年，為下更新統野牛溝組剖面。P₂剖面位於瑪多縣城南大野馬嶺附近，地貌上為湖相地層階地，主要為褐色細砂、粉砂層，ESR測年為12.6萬～1.21萬年，為上更新統大野馬嶺組剖面。P₃剖面位於瑪多縣黑河鄉東，ESR測年為1.1萬～0.80萬年，為全新統黑河鄉組剖面。P₆剖面位於鄂陵湖北哈拉灘，ESR測年為184萬～223.9萬年，為下更新統沉積物。

D. 成礦地質背景研究成果報告提綱

成果報告總結論述區域地質構造特徵和演化規律,主要內容如下。

××省(市、專自治區)成礦地質背屬景研究成果報告

第一章 前言

第一節 目的任務

第二節 以往研究程度

第三節 研究思路與技術路線

第四節 提交成果

第二章 沉積作用特徵

第一節 地層分區

第二節 沉積建造

第三節 盆地類型

第四節 構造古地理

第五節 第四紀地貌

第六節 沉積作用演化與成礦

第三章 火山作用特徵

第一節 火山地層分區

第二節 火山建造

第三節 火山岩相與火山構造

第四節 火山作用演化與成礦

第四章 侵入岩漿作用特徵

第一節 侵入岩分布

第二節 岩漿建造

第三節 侵入岩漿構造

第四節 侵入岩漿作用演化與成礦

第五章 變質作用特徵

第一節 變質岩分布

第二節 變質建造

第三節 變質變形構造

第四節 變質作用演化與成礦

第六章 大型變形構造特徵

第一節 大型變形構造類型與分布

第二節 大型變形構造組成與結構

第三節 大型變形構造演化與成礦

第七章 地質構造形成與演化

第一節 大地構造分區

第二節 構造單元與大地構造相特徵

第三節 大地構造演化與成礦

第八章 結語

第一節 主要結論和認識

第二節 主要創新點

第三節 其他需要說明的問題

E. 開展成礦地質背景研究

系統研究區域成礦的建造和構造要素,說明成礦地質構造的空間組合、歷史、版演化、物質成權分及其相互關系,總結成礦地質構造形成演化規律。

1.沉積岩區研究

研究沉積建造/沉積作用(一級預測要素4)及構造岩相古地理(一級預測要素5)特徵。

研究第四紀河湖(一級預測要素24)及第四紀沉積類型與地貌(一級預測要素25)特徵。

2.火山岩區研究

研究火山建造/火山作用(一級預測要素6)及火山岩性岩相構造/火山構造(一級預測要素7)特徵。

3.侵入岩區研究

研究岩漿建造/岩漿作用(一級預測要素8)及侵入岩漿構造(一級預測要素9)特徵。

4.變質岩區研究

研究變質建造/變質作用(一級預測要素10)及變質變形構造(一級預測要素11)特徵。

5.大型變形構造研究

研究大型變形構造(一級預測要素12)特徵。

6.綜合地質構造研究

綜合分析沉積、岩漿、變質、變形等建造與構造特徵,確定大地構造位置(一級預測要素2)和大地構造演化階段(一級預測要素3)。

F. 研究「歷史上的地震」的課題研究背景怎麼寫

杭州歷史上雖未發生過像汶川、唐山、海城這樣的大地震，但中小規模的地震也發生過多次。據杭州史書記載，從公元108年到1970年，杭州地區曾發生4到5級的地震9次，3級到4級的地震65次，小於3級的地震12次；杭州地區自1971年有儀器精確測算後也發生3級以上地震14次；此外，杭州地區受到鄰近地區地震波及的有30多次。
就全球而論，地震帶基本上有3條，中國東南沿海地區、台灣島這些多地震地區均屬環太平洋地震帶范圍內，這是因為它們處於太平洋板塊與亞洲板塊相互撞沖的交界處。杭州雖不在這兩大板塊交界的中心區，但杭州處在亞洲大陸板塊的外側。據《杭州科技志》介紹，昌化——杭州灣斷裂帶、蕭山——球川斷裂帶、黃湖——三門灣斷裂帶的疊加部，存在著發生中強地震的地質構造背景，嘉興到杭州一帶是地質學界確認的浙江省3個5級地震潛在震源區之一，杭州灣地震區塊的南部邊界就在杭州——三門灣一線，它的地震活動較為頻繁。
杭州史書上最早有記載的地震為吳越國寶正四年（929），那年杭州發生了5級地震，「居人廬舍傾圯甚多」，也就是杭州有許多房屋被震塌，這也是有記載以來杭州最高等級的地震。1935年美國地質學家裡克特按地震強度的標准劃分，把地震釋放出來的能量由小到大分成9級，每一級的能量是低一級的30倍。它們可以分為：微震、弱震和強震三類。微震是人們不易感覺出來的；弱震可以使窗戶、地板、器皿發生抖動、吊燈晃動、危房倒掉；強震可以使屋倒房塌、山體崩裂，產生滑坡和泥石流，人畜傷亡大。看來一千多年前的杭州這次地震能使房屋倒塌，已構成危害，屬於弱震與強震之間。
杭州歷史上的地震大多發生在晚間。據史書記載，吳越國建隆三年（962）10月16日晚發生地震、晴夜響起炸雷；南宋紹熙四年（1193）1月12日夜發生地震；南宋嘉定十四年（1221）正月發生夜中地震；南宋嘉定元年（1228）9月2日正是二鼓（半夜時分），杭州自東北方向傳來陣陣悶雷，緊接著發生地震，到了四鼓，再次發生地震。是年10月10日、12日，夜又震，這一年共地震3次；南宋淳祐二年（1242）正月29日夜，正是零時時分，地震動、屋瓦皆搖，床榻隨地上下起伏如坐舟船。是年12月3日，正後半夜時又地震；明嘉靖五年2月26日（1526），杭州梅城夜地震；明嘉靖二十六年（1547）7月，半夜富陽發生地震；明萬曆七年（1579）3月1日半夜餘杭發生地震；清順治十一年（1654）5月20日快天亮時，昌化半夜地震，居民惶惶不安；清咸豐二年（1852）5月19日，臨安壽昌午夜地震，睡在床上的人被翻落在地，廚中碗盤拋灑在地；1924年8月3日凌晨2時杭州地震，居民牆壁紛紛裂開。
以上地震記載，都發生在夜晚，這符合地質界「地震易在夜間」的說法。我國1985年共發生25次5級以上的地震，競有20次發生在日落後的19點到次日早晨6時之間，世界上最大的幾次地震也都發生在夜間。究其原因，地震學家認為這是一個科學之秘，尚在積極探索研究之中。有科學家說這是太陽和月球的引力作用結果。如果地球內部在孕育地震的過程中，當地下岩石受力的作用接近破裂時，這時又正好受到日、月的雙重引力作用，這樣蓄勢已久的地震能量就會一下子迸發出來，在這里，太陽和月球的引力就起到了導火索的作用，而月球離地球近，故引力也大。

G. 不同地質背景上發育的節理研究

節理構造是區域構造運動的產物，它與構造運動中形成的褶皺、斷層以及其他地質構造在幾何學特徵、形成作用、發展演化上都具有密切的關系。探討和查明這些關系不僅對研究節理，而且對研究區域構造都具有重要意義。

8.3.3.1 與褶皺有關的節理

與褶皺有關的節理很大程度上取決於褶皺的形成方式和發展過程，例如，縱彎褶皺上發育的節理與橫彎褶皺上發育的節理就明顯不同。在縱彎褶皺的不同發育階段和不同構造部位發育的節理也有所不同。

（1）岩層褶皺前形成的節理

沉積岩層在發生褶皺之前，處於原始水平狀態，受側向水平擠壓應力，在平面上會先形成一對「X」型共軛剪切節理（圖8.30），這對共軛剪節理面垂直或近於垂直岩層層面，兩組剪節理的交線垂直或近於垂直岩層層面（圖8.31），所以被稱為早期平面「X」型共軛剪節理。

圖8.30 褶皺前平面共軛節理示意圖

圖8.31 褶皺前平面共軛節理

（2）岩層褶皺時形成的節理

在平面「X」型剪節理形成之後，岩層繼續受側向水平擠壓，逐漸彎曲褶皺，並在褶皺岩層上形成一系列節理。在岩層彎曲褶皺的不同階段，在褶皺的不同部位形成不同方向、不同形態、不同規模和不同力學性質的節理。這些節理是引起褶皺的區域性應力和褶皺形成過程中派生的局部應力作用的結果。

縱彎褶皺岩層中可能發育的節理主要有：

A.與縱彎褶皺有關的張節理

這種類型的節理有兩組，一組縱張節理，一組橫張節理。

（a）縱張節理：①主要發育於背斜轉折端上，受岩層彎曲而派生的局部拉伸應力場控制形成。②在背斜橫截面上排列成扇狀，單個節理為尖端向下的楔形，隨著背斜的不斷隆起，縱張節理也不斷從外側向內核發展（圖8.32）。

（b）橫張節理：①縱彎褶皺上的橫張節理多發育於褶皺的轉折端或核部，垂直褶皺的樞紐延伸（圖8.33）。②橫張節理是受區域構造應力場控制，是造成褶皺形成的區域水平擠壓應力的作用而形成的。

圖8.32 褶皺形成的縱張節理示意圖

圖8.33 褶皺形成的橫張節理示意圖

B.與縱彎褶皺有關的剪節理

這種類型的節理是一對（平面）斜向共軛剪節理：①這對斜向共軛剪節理的走向與褶皺的軸向斜交，剪節理面傾角陡峻，直立或近於直立。②這對（平面）斜向共軛剪節理是受區域構造應力場控制，是受到褶皺形成的區域水平擠壓應力的作用而形成的。

C.兩翼岩層層間滑動派生引起的層間剪節理

岩層在縱彎褶皺過程中，層間彎滑作用導致層間滑動，派生出剪切力，並由剪切力作用產生層間剪節理兩組，其中一組平行或近於平行岩層層面，另一組則垂直或近於垂直岩層層面（圖8.34）。

D.剖面「X」型共軛剪節理

縱彎褶皺的岩層在彎曲褶皺的過程中，在褶皺的橫截面上會產生一對「X」型共軛剪節理。這兩組剪節理的傾向相反，走向在平面上相互平行，且平行褶皺的軸跡（圖8.35）。這對剖面共軛剪節理是受區域構造應力場控制，是受到褶皺形成的區域水平擠壓應力的作用而形成的。

圖8.34 褶皺層間滑動形成的剪節理示意圖

圖8.35 褶皺形成的剖面共軛剪節理示意圖

此外，由於背斜的隆起和向斜的凹下，在背斜的核部和向斜的核部會派生出局部構造應力場。其中在背斜的核部派生出與褶皺軸跡垂直的張應力，在此張應力作用下，背斜核部會產生一對產狀陡峻的斜向共軛「X」剪節理。由於向斜的凹下，在向斜的核部會派生出與褶皺軸跡垂直的壓應力局部構造應力場，在此壓應力的作用下，向斜核部會產生一對產狀陡峻的斜向共軛「X」剪節理（圖8.36）。

圖8.36 褶皺核部派生應力形成的節理示意圖

8.3.3.2 與斷層有關的節理

在斷層作用中，由於斷層兩盤相對位移滑動而派生剪切應力作用，這種派生的局部應力場會在斷層的旁側產生一些與斷層具有一定幾何關系的節理構造。

（1）羽狀張節理

（a）這種張節理呈羽狀斜列，位於斷層的旁側而不穿切斷層（圖8.37）。

（b）羽狀張節理一般是在斷層兩盤產生相對位移活動時所派生的局部應力活動的產物。

（c）羽狀張節理常常與斷層成銳角相交，與斷層相交的銳夾角方向指示斷層本盤位移方向。由此，斷層派生的羽狀張節理可以用來判斷斷層的滑動方向。

（2）伴生剪節理

在形成斷層的統一構造應力場下，可以形成兩組剪節理，一組與斷層面平行或近於平行，另一組與斷層面斜交，在剖面上構成「X」型共軛剪節理。在平面上兩組剪節理的走向均相互平行，且平行斷層的走向（圖8.38）。

圖8.37 斷層滑動形成的羽狀張節理示意圖

圖8.38 斷層形成時的伴生共軛剪節理

（a）正斷層的伴生節理：在形成正斷層的統一構造應力場下，可以形成兩組剪節理，一組與斷層面平行或近於平行，另一組與斷層面斜交，在剖面上構成「X」型共軛剪節理。在平面上兩組剪節理的走向均相互平行，且平行斷層的走向。

（b）逆斷層的伴生節理：在形成逆斷層的統一構造應力場下，可以形成兩組剪節理，一組與斷層面平行或近於平行，另一組與斷層面斜交，在剖面上構成「X」型共軛剪節理。在平面上兩組剪節理的走向均相互平行，且平行斷層的走向。

（c）平移斷層的伴生節理：在形成平移斷層的統一構造應力場下，可以形成兩組剪節理，一組與斷層面平行或近於平行，另一組與斷層面斜交。在平面上它們構成「X」型共軛剪節理，而在剖面上兩組剪節理直立或傾向陡峻且平行或近於相互平行。

（3）派生剪節理

斷層兩盤相對運動引起的派生構造應力場，也可在斷層旁側形成兩組剪節理，其中一組剪節理與斷層面呈小角度相交；另一組剪節理與斷層面呈大角度相交。與斷層呈大角度相交的一組剪節理一般不太發育，也不太穩定。另一組與斷層面呈小角度相交的剪節理，其交角一般不超過15°。這兩組剪節理與斷層面相交銳夾角方向指示斷層本盤運動方向。

H. 編製成礦地質背景研究專題圖件

在成礦地質背景綜合研究基礎上,編制相關專題圖件,表達各項綜合研究與專題研究成果。

1.開展區域成礦地質構造研究,分幅編制1:25萬實際材料圖、1:25萬建造構造圖及省級1:50萬大地構造相圖

1)按國際標准分幅,編制1:25萬成礦地質背景研究工作實際材料圖。

2)按國際標准分幅,編制1:25萬建造構造圖。

3)按省級范圍,編制省級1:50萬大地構造相圖。

2.開展預測工作區成礦地質作用研究,編制預測工作區地質構造專題底圖

在上述研究與編圖基礎上,按具體礦種(組)的礦產預測類型與礦產預測方法類型,開展預測工作區成礦地質作用研究,編制預測工作區地質構造專題底圖。具體礦產預測類型的預測工作區地質構造專題底圖編圖類型如下。

1)沉積型,編制岩相古地理圖、沉積建造構造圖,第四紀沉積型編制地貌與第四紀地質圖。

2)火山型,編制火山岩性岩相構造圖。對於海相火山岩也可編制沉積建造構造圖,但應研究和表達成礦有關的岩相、火山構造等內容。

3)侵入岩體型,編制侵入岩漿構造圖。

4)變質型,編制變質建造構造圖。

5)層控內生型,編制建造構造圖,突出表達成礦建造與構造內容。

6)復合內生型,編制建造構造圖,突出表達成礦建造與構造內容。

上述預測工作區地質構造專題底圖工作比例尺要求≥1:25萬。

I. 特色農產品立地地質背景研究

特色農產品立地地質背景研究屬專題研究項目，主要通過對浙江省部分特色農產內品立地地質背景的研究，查明各容主要名特優農產品的適宜性和限制性條件，建立名特優農產品生產的生態地質環境模式，揭示名特優農產品分布的地域性規律，為因地制宜發展名特優農產品提供科學依據。以全省主要茶區和重點產茶縣（市）、安吉 臨安竹筍、胡柚、四季柚、文旦、柑橘、香榧、銀杏等特色農產品的主產區為重點研究區，開展調查研究。該項目提交了如下數據內容。

1）特色農產品立地背景圖。

2）特色農產品區劃建議圖（包括茶葉、竹筍、胡柚、四季柚、文旦、柑橘、香榧、銀杏等）。

3）文檔多媒體資料。

J. 研究區地質背景及地質生態環境分區

（一）地質概況

河北南部地區位於華北地台中部，臨漳縣城以東屬於華北地塹，以西為太行山斷裂帶（圖4-2）。太行山斷裂帶呈北北東走向，在地質歷史中曾多次活動，形成由西向東的階梯狀降低的太行山系。在西部高山區除涉縣境內漳河流域出露震旦系石英岩狀砂岩夾頁岩和太古界片麻岩地層外，主要是寒武-奧陶系灰岩、白雲岩、頁岩和砂岩地層，東部低山丘陵區出露太古宇贊皇群、震旦系、寒武系、奧陶系、石炭系、二疊系砂岩、頁岩、煤系地層和第三系紅層夾礫岩。山前平原和山間盆地為第四系洪積層。華北地塹為裂陷區，被第四系沖積層和黃土覆蓋。

圖4-2研究區地質及地質生態環境分布圖

1—第四系黃土、砂土夾礫石；2—上第三系三趾馬紅土夾礫岩；3—二疊系砂岩、砂質頁岩夾灰岩；4—奧陶系-寒武系灰岩、白雲岩及泥灰岩；5—震旦系石英岩狀砂岩夾頁岩；6—太古宇黑雲斜長片麻岩；7—閃長岩；8—斷層；9—地塹界線；10—分區界線；A—漳河地質生態環境區；B—山區地質生態環境區；C滏陽河地質生態環境區；D—平原地質生態環境區

本區出露的中—鹼性岩漿產物，屬於閃長岩類，有含斑閃長岩、石英閃長玢岩、閃長玢岩和正常閃長岩。其同位素年齡為170～87Ma，為早侏羅世至晚侏羅世的岩漿活動產物，屬燕山期。從整體來看，岩體延長方向多為南北—北北東向，受南北構造體系和新華夏構造體系的主壓結構面所控制。只有三條輝綠岩脈出露於涉縣東部寒武、奧陶系地層，是燕山早期的產物。

以圖幅中部貫穿南北的安陽—邯鄲斷裂為界，西部為太行隆起，東部為華北拗陷的一部分。本區構造主要發生於燕山時期，喜馬拉雅運動時期這些構造又繼續發展，造成本區構造面貌。

本區處於兩個一級構造單元連接處，經受南北構造和新華夏構造體系的復合作用，因而構造比較復雜，大多數構造線方向呈南北或北北東方向，構造類型以斷裂為主，褶皺次之。各種構造體系的各級構造以各種方式相互疊加，使本區構造輪廓更加復雜多樣。

（二）地質生態環境分區

漳河沿岸山區為食管癌死亡率最高區（112～326人/10萬），漳河以北山區死亡率相對較低（62～116人/10萬），個別鄉達到147～150人/10萬。磁縣山區、丘陵和山前平原60～70年代死亡率除個別鄉外，基本上為100～180人/10萬。然而90年代山區死亡率呈明顯下降趨勢（58～115人/10萬，個別降至150人/10萬），丘陵區靠山區一側的大部分鄉死亡率亦有降低（45～142人/10萬），但丘陵靠平原一側的幾個鄉和山前平原區死亡率不但沒有降低，反而明顯上升（110～228人/10萬）。屬於山前洪積平原的臨漳縣城以西的杜村集和南東坊，在90年代食管癌死亡率亦較高（81～120人/10萬）。縣城東和魏縣沖擊平原地區90年代死亡率為27～61人/10萬。明顯高於全國食管癌死亡率平均水平17.38人/10萬。涉縣山區90年代食管癌死亡率有無降低，目前無資料說明，但本次調查表明關防和合漳死亡率已由116人/10萬和154人/10萬降至60人/10萬和56人/10萬（表4-4）。

表4-41993～1995年涉縣食管癌標化死亡率（1/10萬）

由以上統計可以看出：以臨漳縣城附近的杜村集和南東坊為界，以東為食管癌中低發區＜60～27人/10萬）（Ⅱ）（圖4-3），以西為食管癌中高發區（＞60～329人/10萬）；在食管癌中高發區（Ⅰ）中，漳河流域沿岸曾是本區食管癌死亡率最高地區（Ⅰ₁），但合漳下游磁縣境內岳城水庫附近死亡率有明顯下降。涉縣漳河以北和磁縣山區為食管癌降低區（Ⅰ₂）；磁縣丘陵地區大部分亦為食管癌降低區（Ⅰ₃）；磁縣東部和臨漳縣西部山前（洪積扇）平原為食管癌上升區（Ⅰ₄）（圖4-3）。

綜合以上內容，可將本區劃分為四種地質生態環境區：漳河地質生態環境區（A），山區地質生態環境區（B），滏陽河地質生態環境區（C），平原地質生態環境區（D）（圖4-2）。

（1）漳河地質生態環境區（A）：指岳城水庫以西的漳河流域沿岸地區，呈狹長條帶狀近東西向展布，河床寬30～50m，最寬可達100m左右，兩岸為陡峭的岩石，河流階地不發育，耕地大多為河灘沙土。由於沿岸山區長年無流水匯入，土壤母質主要來自上游蝕源區沉積物，土壤成分與本地區岩石關系不大，主要種植小麥和玉米。由於土質差，糧食產量不高。

圖4-3河北南部地區食管癌分布圖

Ⅰ—高中食管癌死亡率（＞60人/10萬）分布區：Ⅰ₁—漳河高食管癌死亡率分布區；Ⅰ₂—山區食管癌死亡率降低區；Ⅰ₃—丘陵食管癌死亡率降低區；Ⅰ₄—洪積扇（部分丘陵）食管癌上升區；Ⅱ—平原中低食管癌死亡率（＜60人/10萬）分布區

（2）山區地質生態環境區（B）：漳河以北，黃沙、都黨、賈壁以西山區。由太行山斷裂差異升降形成沖蝕地貌，呈由西向東階梯狀降低趨勢。出露岩石以灰岩、白雲質灰岩、砂岩為主，土壤為岩石殘坡積發育的褐土和褐土型粗骨土，種植玉米和小麥，施農家肥為主，糧食產量不高，當地村民大多喝窯水或深井水。

（3）滏陽河流域地質生態環境區（C）：包括峰峰礦區、磁縣東部和臨漳西部地區，在太行山斷裂帶邊緣地帶，河流流經丘陵（C1）和洪積扇（C2）兩個地貌單元，在丘陵地區（C1）發育一、二級水系，呈網狀分布。該區出露二疊系砂岩、頁岩和煤系地層、第四系沖積層和洪積層，發育草甸土和砂質褐土。在洪積扇地區（C2）河流為三級水系，洪積層形成扇形台地，形成草甸土和褐土，土質較好，種植小米、玉米，一年二季，由於大量使用化肥和農葯，產量高。村民喝淺井水。

（4）平原地質生態環境區（D）：臨漳縣城以東地區為地裂陷沉降區。主要堆積河流沖積砂土和風成黃土，發育砂質黏土和砂土，形成沖積平原地貌。土壤已基本被開墾成農田和經濟林，種植小米、玉米、棉花和經濟農作物。大量施用化肥，機井灌溉，一年二季，產量高，村民喝壓井水。

表4-5邯鄲剖面I土壤化學元素背景

表4-6邯鄲剖面Ⅱ土壤化學元素背景