地質上J3X1代表什麼

『壹』 地質地層代號 斜杠代表什麼意思

你可以參考下《中國區域年代地層地質年代表》和《國際地層表》簡介我有pdf版本的我自己也整理了一份留下郵箱後我可以發給你

『貳』 地質圖上，算出傾向走向，怎麼算傾角

傾向角也叫做傾斜角，是由直線的斜率算出來的。

斜率是表示一條直線（或曲線的切線）關於（橫）坐標軸傾斜程度的量。它通常用直線（或曲線的切線）與（橫）坐標軸夾角的正切，或兩點的縱坐標之差與橫坐標之差的比來表示。[1]

斜率又稱「角系數」，是一條直線對於橫坐標軸正向夾角的正切，反映直線對水平面的傾斜度。一條直線與某平面直角坐標系橫坐標軸正半軸方向所成的角的正切值即該直線相對於該坐標系的斜率。如果直線與x軸互相垂直，直角的正切值無窮大，故此直線不存在斜率。當直線L的斜率存在時，對於一次函數y=kx+b，（斜截式）k即該函數圖像的斜率。

斜率亦稱「角系數」，表示平面直角坐標系中表示一條直線對橫坐標軸的傾斜程度的量。

直線對X 軸的傾斜角α的正切值tgα稱為該直線的「斜率」，並記作k，k=tgα。規定平行於X軸的直線的斜率為零，平行於Y軸的直線的斜率不存在。對於過兩個已知點(x1，y1) 和 (x2，y2)的直線，若x1≠x2，則該直線的斜率為k=(y1-y2)/(x1-x2)。[3]

即k=tanα=

斜率(3張)

率，用坡度來刻劃道路的傾斜程度，也就是用坡面的切直高度和水平長度的比，相當於在水平方向移動一千米，在切直方向上升或下降的數值，這個比值實際上就表示了坡度的大小。

其次，從傾斜角的正切值來看；還有就是從向量看，是直線向上方向的向量 與X軸方向上的單位向量的夾角；最後是從導數這個視角來再次認識斜率的概念，這里實際上就是直線的瞬時變化率。認識斜率概念不僅僅是對今後的學習起著很重要的作用，而且對今後學習的一些數學的重要的解題的方法，也是非常有幫助的。

希望我能幫助你解疑釋惑。

『叄』 地質剖面B、J1、J2、J3、Y是什麼

skating and sliding to look forward to.

『肆』 區域地質發展史

根據上述地層與構造的特點，為探討本區地熱資源的形成與演變，本節 重點追溯與其關系密切的晚侏羅世早期以後的地質發展史。

印支運動以後，區域性北東向構造已形成，燕山運動早期，又形成了北北東向構造。這些構造的強烈活動，導致岩漿沿構造帶運移，發生強烈的火山噴發，形成了分布於我國東部的北北東向、北東向展布的火山岩帶。

區內此段地質發展史可分為3個時期。

1.燕山運動早期

這是火山強烈活動時期。區內經歷了兩個發展階段。

第一階段（晚侏羅世早期）：該階段早中期，火山活動強烈；晚期火山活動由噴發轉為爆溢，岩漿從火山口溢出，在霞浦、柴橋、白峰及大榭西部等地冷卻凝固，形成厚度巨大的貌似花崗岩的晶屑熔結凝灰岩（J₃g）。與上覆砂礫岩假整合面的存在，顯示該階段火山活動強度漸弱，暫告結束。

第二階段（晚侏羅世晚期）：經過第一階段火山活動後，區內相對寧靜，處於剝蝕狀態，在河流、湖泊等低窪區內首先堆積了該階段的底部紫紅色砂岩、砂礫岩，它代表濕熱氧化的環境，標志第二階段的開始。此後，由於北東向、北北東向構造帶再次強烈活動，岩漿急劇上升，在構造有利部位發生中心式多口火山爆發。此後，火山活動又經歷了岩漿噴發—寧靜—岩漿噴溢—岩漿超淺成侵入—再次岩漿超淺成侵入—火山活動止息的過程。同時，先後形成了分布在靈峰山火山穹窿、太白山火山機體四周的上侏羅統西山頭組（J₃x）火山碎屑流相的火山碎屑岩、茶灣組（J₃c）火山沉積岩、九里坪組（J₃j）噴溢相流紋斑岩、靈峰山石英霏細斑岩、四顧山潛火山岩，顯示出火山活動由強變弱，直至止息。

2.燕山運動晚期

經過早期強烈火山活動後，燕山運動晚期岩漿活動進入較為寧靜的時期，運動方式也發生了變化。伴隨構造帶的繼續運動，區內有微弱的火山活動、較弱的岩漿侵入和明顯的垂直差異運動。

第一階段（白堊紀早期）：溫州—鎮海北北東向斷裂帶由擠壓轉為拉張，其東西側下降，接受沉積。在蛤蟆山一帶出露的紫紅色砂岩夾安山岩、安玄岩層，顯示該階段以河湖相沉積為主，有微弱中基性岩漿噴溢，標志著新火山活動開始。

第二階段（白堊紀早期）：區內處於全面隆起剝蝕狀態，未留下堆積產物。而伴隨隆起的垂直運動，導致岩漿多次侵入，先後形成白峰石英閃長岩、三山二長花崗岩、盧鄭鉀長花崗岩、育王寺花崗斑岩等小岩體。區內的鉛鋅礦、鐵礦、螢石礦、黃鐵礦等是這一時期岩漿期後氣液活動和有用元素富集作用的結果。

3.喜馬拉雅運動時期

進入新生代後，新構造運動控制了區內的地質發展。

新近紀時區域應力場發生重大變化，處於近東西向擠壓應力作用下，地殼全面隆起，遭受剝蝕，一直延續到第四紀早更新世，從而缺失了新近系和下更新統地層。第四紀中期起，由全面隆起轉為隆起與下陷交替進行，垂直差異運動明顯。靈峰山—四顧山繼續處於隆起狀態，新碶—大碶則出現下陷，形成新凹陷，並延續到全新世。在構造運動和氣候條件的雙重因素作用下，凹陷內出現四次海侵，沉積了厚達百餘米的海相、河湖相產物，大碶平原形成；在山麓部位則由沖洪積、坡洪積和坡積組成，形成溝谷小平原。

『伍』 J2t地質上代表什麼是侏羅紀什麼組其中「2」又是什麼含義

盆地腹部侏羅系主要沉積的地層自下而上有八道灣組(J1b)、三工河組(J1s)、西山窯組(J2x)、頭屯河組(J2t)和齊古組(J3q)。 2t是代表侏羅紀中統。

『陸』 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。

『柒』 區域地質特徵

准噶爾盆地是我國大型含油氣盆地之一，面積約13×10⁴km²，盆地四周被褶皺山系所圍限，西北邊界為扎伊爾山和哈拉阿拉特山，東北邊界為阿爾泰山、青格里底山和克拉麥里山，南界為伊連黑比爾根山和博格達山，總體形狀為三角形，東西長，南北窄。

一、構造特徵

准噶爾盆地是歐亞板塊的組成部分，北鄰西伯利亞板塊，西接哈薩克板塊，南依天山造山帶。區域構造位於阿爾泰褶皺帶、西准噶爾褶皺帶和北天山褶皺帶所夾持的三角地帶。盆地內發育較全的上古生界至新生界地層，其中石炭系、二疊系、三疊系、侏羅系、白堊系、古近系、新近系構成了盆地內主要含油氣勘探目的層，在盆地南部其累計厚度最大達18000m，盆地內的一般厚度也在10000m左右。准噶爾盆地自石炭紀以來，經歷了海西、印支、燕山和喜馬拉雅等多期構造運動，形成了多個不整合面與構造層。斷裂發育主要有三期，即海西期、燕山期和喜馬拉雅期，目前三疊系及以下地層中主要為逆斷層，侏羅系和白堊系中發育正斷層，盆地南緣則以逆斷層和走滑斷層為主。

准噶爾盆地可以劃分出8個一級單元(圖5－1)，分別為烏倫古斷陷、三個泉隆起、西北緣沖斷帶、瑪湖－漠區坳陷、中央隆起帶、北天山山前坳陷、博格達山前坳陷及沙－奇隆起區。

二、地層分布及沉積特徵

准噶爾盆地的沉積蓋層發育，在晚海西期褶皺帶基底石炭系火山岩與變質岩之上的沉積層都是盆地的沉積蓋層。自老至新依次為上古生界的石炭系、二疊系，中生界的三疊系、侏羅系和白堊系，新生界的古近系與新近系(圖5－2)。

1.石炭系(C)

屬於准噶爾沉積盆地基底岩性，下石炭統為變質凝灰岩及安山岩;中石炭統為為火山岩及火山碎屑岩，主要分布在西北緣、陸梁隆起、克拉麥里山前;上石炭統為邊緣海相碳酸鹽岩，分布局限(僅分布於准東外圍石錢灘凹陷)。

2.二疊系(P)

佳木河組下亞組(P₁j¹):為一套雜色礫岩、火山碎屑岩夾熔岩，最大厚度可達4000m。

佳木河組上亞組(P₁j²):為一套火山熔岩夾火山碎屑岩。在中拐五區、八區為流紋岩、安山岩、凝灰岩及凝灰碎屑岩，未穿視厚度268～350m，風成城地區407m;陸梁地區為紫褐色、紫灰色杏仁狀橄欖安山玄武岩及安山質熔結角礫岩夾棕紅色砂質泥岩、細砂岩，未穿視厚度139m。

圖5－1 准噶爾盆地構造單元分區圖(據鄭和榮等，2007)

風城組(P₁f):為一套暗色泥質、凝灰質白雲岩，白雲質泥岩夾砂岩、粉砂岩及薄層灰岩，為滯留海灣或湖沉積，其分布主要在瑪湖－漠區坳陷的北段，以烏爾禾－黃羊泉一帶最厚，厚700～900m。為瑪湖－漠區坳陷內的主力生油層。

夏子街組(P₂x):為棕褐色、雜色及灰綠色礫岩夾褐色薄層砂岩，礫石成分復雜，主要為變質岩、火山岩和泥岩等，分選及磨圓度差，砂泥質膠結。夏子街地區變細，出現較多棕色泥質粉砂岩和粉砂質泥岩，未發現任何化石。屬於一套山麓洪積扇體堆積。

下烏爾禾組(P₂w):分布於克－烏斷裂、夏紅北斷裂下盤，為灰色、灰綠色礫岩夾同色礫狀砂岩及深灰色、灰黑色泥岩，屬於山麓河流洪積－湖沼沉積。

上烏爾禾組(P₃w):僅分布於烏爾禾－夏子街地區的構造低部位，為棕褐色礫岩夾砂質泥岩，為山麓洪積扇體堆積。

3.三疊系(T)

百口泉組(T₁b):分布於百口泉－夏子街地區，沉積厚度80～200m，為一套灰綠－棕紅色塊狀礫岩夾薄層透鏡狀砂岩和泥岩，為山麓辮狀河沉積。

下克拉瑪依組(T₂k¹):分布於百口泉－夏子街地區。岩性為一套灰綠色、棕褐色的厚層礫岩、含礫狀巨－粗砂岩、中－細砂岩、粉砂岩與泥岩的正韻律組合，為洪積相沉積。

上克拉瑪依組(T₂k²):分布基本同T₂k¹，下部為灰白、灰褐色含礫粗砂岩，上部為灰白色中－細砂岩、泥質砂岩及粉砂岩，為洪積相與辮狀河沉積。

圖5－3 准噶爾盆地西北緣油藏分布略圖據方朝亮等，2003)

稠油油藏的地層水類型與水動力條件、岩性條件以及油氣藏的保存環境有關。侏羅系地層水水型以NaHCO₃型為主，在車18井和車26井區為CaCl₂水型，侏羅系地層水的礦化度表現為白鹼灘地區最低，僅為5000mg/L，夏34井以西地區次之，為7000mg/L，車26井所在地區為最高，達21000mg/L，夏子街地區次高。三疊系地層水的礦化度在烏爾禾以南與克淺28井所在地區最低，僅5000mg/L，外拐和瑪湖兩地區較高。三疊系地層水水型主要為NaHCO₃型，在紅43－車002井地區為CaCl₂型水(方朝亮等，2003)。

『捌』 李四光是我國著名的地質學家資料

李四光（1889年10月26日－1971年4月29日），中國著名地質學家，新中國版成立後第權一批傑出的科學家和為新中國發展做出卓越貢獻的元勛，中國地質大學第一任校長，湖北黃岡人，蒙古族[1]，畢業於英國伯明翰大學並獲博士學位。首創地質力學。中央研究院院士，中國科學院院士，之後李四光的著名事跡也被翻拍為電影。1932年任中央大學(1949年更名南京大學)代理校長，之後又任重慶大學教授。為中國甩掉「貧油」帽子，創立地質力學理論和中國「兩彈」的研發作出了重大貢獻。

中文名： 李四光
別名： 字仲拱，原名李仲揆
國籍： 中國
民族： 漢族
出生地： 湖北黃岡
出生日期： 1889年10月26日
逝世日期： 1971年4月29日
創立地質力學理論
為中國氫彈的研製作出重大貢獻
代表作品： 《地質力學之基礎與方法》，《地質力學概論》

『玖』 地質礦量,實際采出兩,損失量的關系

先說下，我之前都沒有看過相關的東東，現在也懶得搜相關的，純粹是根據你上述的資料的個人理解。 開採回採率是第n次的數據，開采率是n次總的結果，回採率是第n+1次的數據，其實都不大有關系。我的想法如下： 先設置個情景，就是在一棵樹採摘果子。理想情況下，我們知道了一棵果樹一年的總產量a，總之，就類似於知道礦產儲量。開採回採率x、開采率y、回採率z。 我們假設這一年小主人開始工作，專門負責這棵樹。開採回採率x1就是他採的果子總數除以a。然後，開采率y1也是在這棵樹上摘的果子的總數除以a。這樣我們發現x1=y1（當且僅當是第一次采才有此關系，其餘的xy無關）。當然，因為是第一次親身實踐，自己嘴饞吃了一些，技術問題有些果子根本就沒發現沒摘到，還不小心弄壞了一些，這等等都不能算在他採的果子裡面，所以x1可能只是70%。 好了，小主人摘完了，任務告一段落。後來主人發現樹上還有果子，以免浪費就自己動手再摘一遍，這次的采量除以a就是回採率z。可以想像，由於經驗豐富的原因，主人把剩下的都摘完了，一顆不剩，所以x2就是100%。所以x可以看出技術水平的高低。 然後，我們把父子兩人採的加起來除以a，就有了新的y2，顯然y2>y1。開采率是個遞增的量，但由於損失不可逆，每一次開采率的極限值會越來越小。 補充：我覺得，是寫文的錯了（把開採回採率簡寫成回採率）。不是很明顯的強調某廠的技術強嗎？

『拾』 中國區域地質特徵概述

馬麗芳閔隆瑞丁孝忠

（中國地質科學院地質研究所，北京100037）

摘要中國疆域遼闊，地質構造復雜。40多年來，尤其是近20年來中國在區域地質調查和地學研究方面取得了很大進展，有必要編制一張縱覽全國地質總貌的大型掛圖。1:250萬《中國地質圖》是6張超全開拼幅大掛圖，分中、英文版出版，以促進國際交流。它全面、系統地反映了我國40多年來，尤其是近20年來區域地質調查和地學研究的最新成果，除以各省自治區、直轄市地質志和新編的第二代《中國地質圖集》為基礎資料外，盡可能補充了1990年以來地學部門所取得的最新科研成果和資料，如地層清理和地層典的研究成果等^[1,2]，資料截止到1996年。因此，該圖全面、清晰地展示我國各時代地質體的展布和區域地質構造特徵的總貌。通過地質圖的編制與研究不僅進一步系統總結和提高了對我國區域地質特徵及地殼發展演化規律的認識，同時也為國土整治與規劃、資源調查、地質災害事件預測和環境保護等項工作提供了必不可少的基礎地質資料。

該圖強調資料性與科學性的緊密結合，以新全球構造理論為主導學術思想，對不同區域的地層、火成岩、構造和變質作用等內容作了時空三維演變發展過程的總結，並汲取了世界各國地質編圖的長處，選擇說明區域構造發展關鍵性地層的沉積類型、火成岩的岩類和岩石組合、變質相組合以突出表示，使圖面在表示內容和表達方式上有所改革和創新。為增加與環境地質、災害地質和全球變化有關的地質信息，改變以往地質圖上只注重老地質體內容的做法，突出和加強第四紀以來的地質信息，反映第四紀地質體的形成過程和外動力條件。為反映上述內容，這次編圖除劃分時代外，還增加了成因類型代號和有關花紋，並標出第四系的等厚線及典型鑽孔位置。圖例是體現圖幅內容的科學性、系統性和邏輯性的標志。該圖打破了傳統的表達方式，首次嘗試按主要構造單元表示圖例，以便更清晰、更全面地反映不同地區三大岩類和地殼運動在時空等三維方面演化的過程。

該圖採用區域地質綜合分析和詳細專題研究相結合的手段，傳統手工編圖和計算機數字制圖技術相結合的新工藝流程，確保了成圖質量和水平；在工作站上採用先進的Intergraph軟體進行地理、地質內容的編輯，使地質圖信息化，並有利於圖件的共享和更新。

關鍵詞區域地質特徵前寒武系侏羅系—白堊系第四系構造分區板塊構造褶皺區（系）

1區域地質編圖概述

區域地質研究是國民經濟建設中具有戰略意義的基礎工作，區域地質圖是衡量一個國家區域地質研究程度和水平的標志。世界上許多經濟發達的國家都將地質圖的編製作為地質調查研究的基本任務之一，並且根據研究程度和新的進展定期地更新全國性的地質圖件。60年代，我國曾在全國1∶100萬套圖編制的基礎上編制了一幅1∶200萬「中華人民共和國地質圖」，後因涉及國界及其它原因未能公開發行。70年代曾編制和公開出版了1∶400萬《中華人民共和國地質圖》。改革開放以來，我國區域地質調查工作有了極大進展，全國1∶100萬區域地質調查已基本完成，1∶20萬綜合區域地質調查工作也完成了陸地面積的70%。1981年起在地質礦產部統一部署下，各省區市都陸續總結和編寫了《區域地質志》及與其相應的系列地質圖件^[3～30]，而且在此基礎上還綜合編制了1∶500萬《中國地質圖》並出版了相應的說明書^[31]。最近幾年，各省區市的地質工作者又通過第二代《中國地質圖集》的編制進一步提高了綜合研究程度^[32]。與此同時，隨著新技術、新方法和新理論的廣泛應用，我國地學各領域也獲得了豐碩的科研成果，許多重大的基礎地質問題也都取得了突破性的新認識。但是，至今還沒有一幅縱覽我國地質全貌的大型掛圖。因此，編制一幅1∶250萬比例尺的全國性地質圖是十分必要的；同時，現在編制這樣一幅圖件也是有扎實基礎的。

21∶250萬《中國地質圖》編制特點

在詳細研究和綜合分析資料的基礎上，以准確、清晰、簡明地反映我國區域地質特徵總貌為准則，以新全球構造理論為主導學術思想，區域地質綜合分析方法為手段，本次新版《中國地質圖》編圖工作對不同區域的地層、火成岩、構造和變質作用等內容作了以下幾方面的深入研究和總結：

（1）不同構造單元在各地質時期的沉積組合特點和古地理演化及其與構造的關系；

（2）各區構造運動的發育過程、構造變動的類型及其構造演化的歷程；

（3）各區火成岩活動的性質和特點，及其與構造的關系；

（4）各區變質作用的期次，變質相組合及變質相系的特點，及其與構造的關系。

在此基礎上再進行全國性地層、火成岩、構造和變質作用的橫向分析對比與總結。

2.1地層

一般表示到統或階（組），研究程度較低或緊密褶皺區可以表示到系或群，甚至跨統或跨系。地層的劃分考慮了國際和國內的現狀進行劃分對比。地層的年齡值除國內已有比較確切的年齡值外，基本參照國際通用地質年代表。前寒武系的劃分對比一直是我國研究的重點，最近幾年來相繼在冀東發現了我國最古老的表殼岩曹庄群和鞍山附近花崗質古陸殼的殘塊。因此，將太古宇暫以3500Ma和3000Ma為界三分，包括古太古界、中太古界、新太古界。元古宇與太古宇以2500Ma分界。這些年齡數據只代表大致的分界年齡。本圖前寒武系的劃分對比見表1。

早寒武世仍以Anabarities trisulcatus帶作為底界；奧陶系四分，宜昌統（O₁）與揚子統（O₂）的分界置於大灣階含Azygograptus suecicus筆石帶底界；志留系亦四分，將原上志留統中含牙形石Ozarkodina remscheidensis eosteinhornensis帶的地層劃歸普里多利期，以S₄表示，含Polygnathoides siluricus帶的劃歸拉德洛期，以S₃表示；石炭系二分，上、下統界線劃在Eumorphoceras和Homoceras帶之間；與二疊系的界線劃在290Ma，即格舍爾期與阿瑟爾期之間；考慮國際上目前白堊系仍然二分，本圖亦採用二分，界線仍在阿爾必階和賽諾曼階之間。具體到我國東部侏羅系—白堊系陸相地層的劃分也是長期有爭議的問題。最近，隨著生物化石研究的進展和同位素年齡測定精度的提高，東部含熱河動物群地層時代的歸屬逐漸明朗，遼西北票地區原始鳥類化石的發現，也為這些地層時代的確定提供了新的證據，考慮到資料來源及認識的不統一，本圖將九佛堂組—阜新組均劃歸下白堊統，有爭議的義縣組以J3-K1表示。詳細劃分對比見表2。

表1中國前寒武系劃分對比簡表

第四系一般劃分為更新統（Qp）和全新統（Qh），對大面積第四系發育區盡可能區分出下更新統（Q₁）、中更新統（Q₂）、上更新統（Q₃）。第四系在我國非常發育，占陸地面積的四分之一。尤其是近年來對全球變化、環境地質、青藏高原的抬升以及古人類的研究已引起廣泛的關注。第四紀已有古人類的活動，根據最近的研究，其底界為2.48Ma。主要依據有：①華北泥河灣組中含Equus sanmeniensis（三門馬），Proboscidipparion sinensis（長鼻三趾馬）等和雲南元謀組中含Rhinoceros sinensis（中國犀），Equus yunnansis（雲南馬）等均為早更新世典型代表分子；②中國黃土的底界年齡為2.48Ma。黃土和古土壤系列氣候期可以與深海沉積物氧同位素氣候期對比（圖1）。

除太古宇、第四系和變質較深的地層外，為了有助於說明不同區域的研究程度和地殼發展歷史，要求在圖上選擇以下幾種關鍵性的、對說明區域構造發展有代表性的沉積類型加以表示：①代表穩定型的海綠石石英砂岩或碳酸鹽台地沉積；②代表活動型放射蟲硅質岩或深水濁積岩；③代表造山後的磨拉石粗碎屑沉積。火山岩類物質是區分穩定型和非穩定型的重要標志之一，上新世以前的火山岩由所屬時代地層用岩相界線圈出再加不同花紋表示其岩石類型。

為了更確切地反映第四紀地質體的形成過程和外動力條件，要求圖面上除劃分時代外，還需加成因類型代號。主要的成因類型有：殘坡積（eld）、冰磧（g）、冰水沉積（gf）、洪積（P）、沖洪積（fp）、沖積（f）、湖積（1）、沖湖積（fl）、海積（m）、沖海積（fm）、黃土（L）、風積（e）、生物堆積（b）、化學沉積（c）。成因類型代號寫在第四系代號右上角，如Qp¹。在面積較大的第四紀地質體中要求表示與構造、氣候關系密切的成因類型花紋，計有：冰磧、風成砂、黃土、沖洪積、洪積、海積、沖海積等。同時，為了反映大面積第四系覆蓋區的基底概況，標出第四系的等厚線及典型鑽孔位置，並在鑽孔位置旁標出第四系厚度和下伏岩層時代，如

200m^[33]。

2.2火成岩

火成岩一般按岩石化學成分和礦物成分劃分成超鎂鐵質岩類、鎂鐵質岩類、中性岩類、酸性岩類和過鹼性岩類等5大類，又按其產狀分成深成岩、淺成岩、潛火山岩和火山岩4類。詳細分類見火成岩分類表。潛火山岩一律按岩體處理，但為了突出其與火山岩的密切關系，再加相應火山岩類的花紋，這樣也解決了我國南方一些與火山岩關系密切的、具潛火山岩的性質的酸性和中性超淺成岩體的表示方法問題。為了突出與環境地質和災害地質有關的信息，該圖將上新世（含上新世）以來的火山岩及時代不明的火山岩均按岩體表示。

2.3變質岩

在變質岩發育區要求在圖面上區分出變質相。變質相劃分為綠片岩相、角閃岩相和麻粒岩相，分別用三種花紋表示。總之，變質相的花紋方向代表該地區片理和片麻理方向。另外，根據現有研究資料盡可能表示超高壓、高壓變質帶，動力變質帶和藍閃石片岩帶。

2.4構造

以清晰地反映區域構造特徵為目的，地質體的展布應符合客觀實際，接觸關系要表示清楚。對境內的主要斷裂要區分其性質，是平移、逆沖還是拉張的；不同時期構造運動所形成的斷裂方向及其相互間的切割關系要充分注意，並在圖上准確表示。為有助於全區地質構造的分析，對大型盆地、第四紀大面積覆蓋區下的主要隱伏斷裂亦加以表示。此外，在圖上盡量表示出構造窗、飛來峰、韌性剪切帶等。

表2中國東部侏羅系—白堊系劃分對比簡表

圖1中國黃土-古土壤系列氣候演化略圖

3中國區域地質特徵

中國大陸是在西伯利亞板塊、華北板塊、塔里木板塊、揚子板塊、華南板塊、印度板塊和太平洋板塊等長期相互作用下逐漸發展演化而成。其中華北板塊、塔里木板塊、揚子板塊和華南板塊是構成中國大陸的主體。根據沉積組合、岩漿活動、變質作用和構造運動等時空發育的總體特徵，中國大陸大致又可以劃分成地台區和褶皺區兩大類。地台區有華北地台、塔里木地台和揚子地台。褶皺區有準噶爾-內蒙古-興安嶺褶皺區、昆侖-秦嶺褶皺系、青藏-滇西褶皺區、岡底斯-喜馬拉雅褶皺區、華南褶皺區、完達山褶皺系、台灣褶皺系和南海褶皺區等（圖2）。

圖2中國大地構造分區略圖

（1）華北地台：構成華北板塊的主體，是呂梁運動後即已基本固結的穩定地塊。其太古宇是目前我國出露最全和發育最完整的地區，並已證實此時已有一些陸核存在。中新元古界主要由海相碎屑岩和鎂質碳酸鹽岩組成，發育在地台內部的裂陷帶內，在震旦紀晚期於地台西、南部發育冰磧岩。中奧陶世後，地台主體缺失晚奧陶世到早石炭世的沉積物。上石炭統—下二疊統為海陸交互相煤系地層，晚二疊世後進入陸相沉積。侏羅紀開始，受太平洋板塊的影響，在太行山以東廣泛發育燕山期的侵入岩和火山岩。內蒙古南部蘇尼特旗至西拉木倫河以南是華北地台的北緣，主要為加里東褶皺帶。西南的柴達木地塊可能是新元古代晚期從華北地台西南緣分裂出來的塊體。祁連山加里東褶皺帶即是此時形成的海槽，於志留紀晚期褶皺隆起，中泥盆世堆積的磨拉石說明柴達木地塊於此時已與華北地台形成統一的大陸地殼區。

（2）塔里木地台：固結於850Ma的晉寧運動。第三紀以來，隨著青藏高原和天山的大幅度隆升，塔里木相對下沉形成了我國最大的內陸盆地。其基底埋深約8～10km，西部隆起，東部為疊加式斷陷。最老的岩層為中太古界—古元古界^[34]，震旦系以發育冰磧岩為特徵，下古生界生物化石與揚子地台頗為接近，上二疊統全部為陸相沉積。中生界主要為山間盆地或山前坳陷型沉積，但盆地西部出現海相。老第三系在西部也為海相或潟湖相沉積，盆地四周有呂梁期和華力西期為主的中酸性、基性和超基性岩類的侵入，南緣還有喜馬拉雅期的火山噴發^[35]。

（3）揚子地台：以山陽-桐城斷裂與秦嶺褶皺系相鄰，西以龍門山-紅河斷裂帶與青藏-滇西褶皺區分界，東南則以紹興-江山斷裂與華南褶皺系相接。該地台形成於晉寧運動後，但根據最近資料，川南康定群有2957Ma的年齡值，另外還有一批大於1700Ma的年齡數據，說明其中有些是呂梁運動固結的穩定區。鄂西的崆嶺群已解體為新太故界東沖河組和古元古界水月寺岩群。震旦系—中三疊統是典型蓋層沉積，其中湖北三峽是震旦系—寒武系的層型剖面之一。地台邊緣除有元古宙、古生代和中生代的中酸性、基性、超基性岩類侵入外，地台內部還有過鹼性岩類侵入。

（4）准噶爾-內蒙古-興安嶺褶皺區：是西伯利亞板塊、塔里木板塊和華北板塊之間占亞洲陸緣增生褶皺帶的一部分，總體呈近東西向弧形展布，其中還散布著准噶爾、錫林浩特、佳木斯、額爾古納等小型地塊。陸緣的增生演化主要發生在加里東期和華力西早期。阿爾泰-額爾古納褶皺帶即是一條加里東褶皺帶。早石炭世，西伯利亞板塊與塔里木-華北板塊碰撞對接，致使區內褶皺斷裂發育，岩漿活動強烈，變質作用類型復雜多樣，構成我國重要的古生代構造岩漿帶。華力西期以後，西段受西伯利亞板塊、哈薩克板塊和印度板塊的擠壓，形成山鏈與盆地相間的構造構局，並伴有一系列逆沖推覆與大型走滑斷裂；東段除受西伯利亞板塊影響外，還多次受來自東南太平洋板塊的推擠，呈現EW向構造與NE、NNE向構造相互復合的構造格局。准噶爾屬穩定型內陸盆地，地層發育較全，主要為河湖相碎屑和煤系沉積；松遼盆地是從晚侏羅世發展起來的裂陷盆地。該區東部受太平洋板塊的影響，從燕山期開始發育了一系列大小不等的斷陷型含煤盆地和沉積-火山岩盆地。燕山中期有強烈的火山活動和大規模的中酸性岩漿侵位。

（5）昆侖-秦嶺褶皺系：是介於塔里木板塊、華北板塊和揚子板塊之間的一條消減帶，也是上述南北兩板塊之間的結合帶。因此，該系內部組成和構造非常復雜，尚有許多地質問題有待進一步查明。根據現有資料，它是晉寧、加里東、華力西、印支等造山運動所形成的復合造山帶。東段被郯廬斷裂帶截切，且平移到膠南，走向轉為NEE向；西段被阿爾金斷裂所截。昆侖褶皺系可以康西瓦—中昆侖斷裂劃分成南北兩部分。北昆侖是一條華力西褶皺帶，南昆侖是一條華力西、印支褶皺帶。伴隨華力西期中昆侖的疊接有中酸性、基性—超基性岩類的侵入活動。中三疊統仍保持島弧海環境，隨著古特提斯洋北支在中三疊世的閉合、造山，上三疊統出現夾陸相火山岩的磨拉石堆積，並不整合在前期地層之上，生物群已屬特提斯型。其後的侏羅系—白堊系均為陸相小型盆地沉積。燕山期和喜馬拉雅期是其推覆、走滑和隆起的主要構造變動時期。秦嶺褶皺系位於華北板塊和揚子板塊之間，以商丹斷裂帶作為南北秦嶺的分界。北秦嶺為加里東期造山帶，基底由新太古界和古元古界變質岩系組成，其上被中新元古界深水火山-沉積岩所覆蓋；寒武奧陶系仍為活動型火山-沉積岩系，含放射蟲硅質岩，並有數條蛇綠岩帶侵位於上述岩系之中。伴隨加里東末期至華力西早期的造山作用，此帶還有大量花崗岩類侵位。南秦嶺是華力西、印支褶皺帶。新太古界—中元古界構成該帶的基底，近來研究證實，基底與蓋層之間存在一條大的韌性滑脫剪切帶，同時伴有大量印支期花崗岩類的侵入。晚三疊世以後受古太平洋板塊向NNW方向的移動，致使秦嶺到大別山一帶繼續發生逆沖、滑脫和推覆。並有人認為，大別山群之下有年輕地層存在。

（6）青藏-滇西褶皺區：北以修溝—瑪沁斷裂與昆侖褶皺系分界，南以班公湖—怒江斷裂帶與岡底斯-喜馬拉雅褶皺區相接。該區由巴顏喀拉褶皺系和唐古拉褶皺系，以及若干中間地塊、推覆構造、蛇綠岩帶、混雜岩帶和構造岩漿岩帶所組成。兩個褶皺系之間以可可西里—金沙江斷裂帶分界。巴顏喀拉褶皺系原屬揚子板塊西部邊緣，是在晚古生代初期從揚子大陸開裂離散出來所形成的印支褶皺系。在巨厚的三疊系濁積岩之下有前古生代結晶基底的殘塊；震旦系—下古生界為一套夾火山岩的碎屑岩、碳酸鹽岩沉積，其生物特徵接近揚子區；泥盆系為穩定型碳酸鹽台地和台地邊緣沉積為主，晚石炭世開始受古特提斯洋的影響靠近東昆侖和金沙江一帶發育活動型火山-沉積岩系，其餘廣大地區仍屬穩定型沉積。二疊紀開始由穩定逐漸轉為活動，並有大量中基性火山噴發。早中三疊世該區隨著金沙江帶的打開而向北推移，同時接受了一套濁流沉積和混雜堆積；晚三疊世該區與北面的歐亞大陸拼合而褶皺成山。唐古拉褶皺系主要由上三疊統—侏羅系構成的褶皺帶、逆沖斷裂帶和蛇綠岩帶組成，並有一系列花崗岩類岩體貫穿其中。在巨厚的蓋層之下可能存在前寒武紀基底，晚三疊世金沙江向南俯沖、閉合，唐古拉褶皺系與巴顏喀拉褶皺系拼接在一起。侏羅紀時，南部為陸相沉積，北部為海相沉積。陸相沉積的白堊系不整合其上。

（7）岡底斯-喜馬拉雅褶皺區：是岡瓦納大陸北緣分離出來的一部分，可以雅魯藏布江帶為界劃分成岡底斯-念青唐古拉褶皺系和喜馬拉雅褶皺系。岡底斯-念青唐古拉褶皺系是燕山晚期褶皺系。其基底為元古宇的變質岩群，奧陶系—志留系為陸表海碳酸鹽和碎屑沉積，在雲南變質岩系之上直接被泥盆系所覆蓋。晚古生代出現具岡瓦納特徵的冰海沉積和冷水動物群。中生代分異明顯，三疊系具大陸邊緣裂陷槽特點，侏羅紀開始出現溝-弧-盆體系，沉積了巨厚的濁積岩，含大量超鎂鐵質岩-鎂鐵質岩、放射蟲硅質岩和混雜岩塊。著名的岡底斯火山-岩漿弧形成於燕山晚期和喜馬拉雅早期。喜馬拉雅褶皺系是新生代褶皺系，南以主邊界斷裂與印度地台相接。前寒武系結晶基底之上為一大套古生代碳酸鹽岩夾碎屑岩的地台蓋層沉積。二疊紀末、三疊紀初隨著雅魯藏布江特提斯海域的打開，在雅魯藏布江一帶發育活動型沉積，並有火山岩和外來岩塊。侏羅紀—早白堊世在喜馬拉雅一帶仍以陸棚細碎屑-碳酸鹽沉積為主，而至雅魯藏布江處則為深海洋盆的火山岩-含放射蟲硅質岩。晚白堊世印度板塊向北漂移，特提斯海逐漸關閉出現雅魯藏布江蛇綠岩帶。

（8）華南褶皺區：主體屬加里東褶皺系，但受到華力西期、印支期，特別是燕山期構造岩漿活動的強烈影響，呈現多期構造相互疊加的復合構造格局。最早的岩石有中新元古界陳蔡群，震旦系—志留系以濁流沉積為主，經加里東運動褶皺和變質，伴有花崗岩類的侵入，與中新元古界一起形成了褶皺系的基底。泥盆系—中三疊統為地台型碳酸鹽岩夾砂頁岩和煤系地層，印支運動使其褶皺，並伴有花崗岩類的侵入，晚三疊世到新第三紀受太平洋板塊的影響，形成了一系列NE或NNE方向的斷陷盆地，伴有強烈的構造作用和岩漿活動。

（9）完達山褶皺系：屬錫霍特阿林褶皺帶的一部分，是晚侏羅世—早白堊世沿亞洲大陸東緣形成的陸緣增生帶。主要由石炭系—二疊系的灰岩和綠片岩、中上三疊統含放射蟲硅質岩、濁積岩、混雜岩，以及下中侏羅統的碎屑岩和火山岩組成。這些岩層有的以外來岩塊出現在晚侏羅世地層中。該區逆沖、推覆構造十分復雜，並有印支期和燕山期的花崗岩類侵位。

（10）台灣褶皺系：是西太平洋島弧褶皺系的組成部分。該系可以台東大縱谷帶為界劃分成台西中央山脈褶皺帶和台東的海岸山脈褶皺帶。後者與菲律賓的呂宋島弧相聯，屬菲律賓海板塊；前者的中央山脈與北面的釣魚島隆起相接，屬歐亞板塊，大縱谷帶是一條菲律賓海板塊和歐亞板塊的地殼對接帶。中央山脈褶皺帶包括台灣島大部分和台灣海峽東部。主要為厚達萬米的第三紀濁積岩沉積。在大南澳變質帶中有玉里和太魯閣為代表的雙變質帶，前者有多期蛇綠混雜岩分布，後者捲入有屬於華南區的石炭系—二疊系岩塊。該帶西部是第三紀晚期—第四紀初期形成的坳陷帶，大部分為第四系所覆蓋。海岸山脈帶主要為第三紀碎屑岩、島弧火山岩組成，又可分東西兩部分。東部主要由中新世奇美火山岩和上新世至更新世濁積岩組成。東南側上新世的利吉蛇綠混雜岩帶為菲律賓海板塊俯沖碰撞時帶來的洋殼物質^[36]。

（11）南海褶皺區：屬印支地塊的一部分，曾經歷了古生代—中生代多次拼貼增生和新生代解體離散的復雜過程。海南島三亞地區的寒武系—奧陶系為穩定型碎屑和碳酸鹽沉積，中寒武統所含三葉蟲等化石與澳大利亞的Currant Bush組所含化石極其相似，同時在西沙群島曾鑽遇到前寒武系基底，這些資料說明早古生代時期該區曾與澳大利亞同屬於南大陸，具地塊性質。華力西期—印支期是南大陸解體離散和北大陸拼貼增生階段，從該區晚古生代的生物群已具岡瓦納冷水生物區與特提斯暖水生物區之間的過渡生物區性質可表明此時已從南大陸裂離出來。印支運動實質上反映了古特提斯海的消亡和滇-緬-泰與印支及華南陸塊三者碰撞過程，印支期後整個東亞已拼合成統一陸塊。南海的擴張起始於白堊紀末—古新世早期（63～70Ma），與印度陸塊與歐亞大陸碰撞密切相關，南海中部即中央海盆地區，具一般大洋地殼的三層結構（沉積層、大洋層2和大洋層3），北緯14°30′～15°30′之間近東西向分布的海山鏈即為殘留中心，直到上新世末—更新世初南海才與太平洋完全分開，形成現今的邊緣海性質。

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