l是什麼地質構造
㈠ 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。
㈡ 地層、構造
四川盆地，自震旦紀以來，是一個比較穩定的大型坳陷區。晚三疊世的印支運動使之成為內陸湖盆，范圍遠比現今的四川盆地大。中生代，盆地不斷沉陷，堆積了厚達3000～4000m的紫紅色砂岩和頁岩，被稱為「紅色盆地」或「紫色盆地」。中生代末期，四川運動使盆地周圍褶皺成山，盆地相對下陷，同時，盆地內地層發生大規模褶皺。華鎣山和龍泉山將盆地分隔成三部分，華鎣山以東，稱為盆東褶皺帶，由NE-SW走向的多條平行山嶺與谷地相間組成，條狀山嶺海拔一般為700～800m，谷地多為低丘、平壩，海拔200～500m;華鎣山和龍泉山之間，稱為盆中穹窿帶，區內紫紅色砂、頁岩傾角平緩，受切割後形成大片方山式丘陵，海拔350～450m，相對高度幾十米;龍泉山以西，為成都平原(川西平原)，屬盆地沉陷帶，面積7000km2，是我國西南地區最大的平原，海拔約600m。新生代的喜馬拉雅運動，使周圍山地急劇抬升，盆地相對下沉，盆地邊緣形成巨大地形落差。
一、地層
四川盆地內主要分布地層為中生界侏羅系、白堊系，厚3000～4000m，最大厚度達6738m，為一套湖、河相沉積的紅色碎屑岩系。侏羅系層序發育完全，分布面積占盆地面積的74.13%;白堊系岩相變化較大，分布面積占盆地面積的27.96%;古近系僅有少量分布。
1.侏羅系
是四川紅層區內分布最廣、出露面積最大的地層岩組，分布面積達75898.34km2。
(1)下侏羅統
分布遍及盆地區，在丘陵區北緣及威遠穹窿周邊較典型，為湖相紫紅色泥岩、灰黑色頁岩夾淡水灰岩及砂岩，厚174～930m。
白田壩組(J1b):河湖相碎屑岩系，為黃綠色頁岩與灰白色石英砂岩、硬砂岩，偶夾礫岩或薄煤層，厚60～470m。不整合超覆於老地層之上。
千佛崖組(J1q):分布在盆地西北邊緣廣元—南江一帶，由黃綠、灰綠、紫紅、黑色泥岩與灰色砂岩組成，中下部夾少量砂岩，厚100～300m。
(2)中侏羅統
新田溝組(J2x):在達州、廣安、自貢等地出露於川東平行嶺谷背斜的兩翼，岩性為深灰色砂岩與頁岩互層。
沙溪廟組(J2s):為湖相沉積的紫紅色泥岩、砂質泥岩與砂岩不等厚互層，由北東向南西厚度變薄，渠縣、遂寧、內江厚度分別為1900m、1150m、900m左右。本組分為上、下沙溪廟組。上沙溪廟組中上段含有斑點狀和纖維狀石膏，靠近頂部夾一層石膏及鈣質膠結的砂岩。
(3)上侏羅統
遂寧組(J3s):為一套靜水湖相沉積，岩性單一，為棕紅色泥岩、砂質泥岩夾石英粉砂岩，橫向變化小，厚288～455m，泥、鈣質膠結，含脈狀、薄層狀及斑塊狀石膏。厚度由北東向西南減薄，營山一帶厚455.6m，資陽一帶厚287m。
蓬萊鎮組(J3p):為灰紫色砂岩及棕紫色泥岩，偶夾薄層泥灰岩沉積。射洪一帶厚700～850m。泥岩往南增厚(湖相)，砂岩減少、厚度變薄;盆地北部為礫岩、含礫石砂岩、砂岩及泥岩的多個韻律沉積(河流相)。龍門山前緣有古河流沖積錐，沖積錐下部有厚層、巨厚層礫岩(稱蓮花口組(J3l))，厚1400～1735m，向盆地內很快變細、變薄、尖滅。分布面積僅次於遂寧組，大多數縣、市均有分布。
2.白堊系
為厚層磚紅色粉砂岩(局部為礫岩)與泥岩、頁岩互層，岩相、厚度變化大。主要分布在盆地內，盆地中部、東部因構造剝蝕而缺失;在盆地北部、西部、南部構成舒緩向斜軸部;盆地西側，構成龍門山、邛崍山前中山、低山，地層傾角變陡，常構成單斜;川西平原則被第四系覆蓋。
(1)下白堊統
為巨厚層淺黃—淺灰色鈣質砂岩，紫紅色砂質泥岩、粉砂岩及礫岩。沿龍門山前劍閣—江油—都江堰—蘆山間以西，三台—鹽亭—閬中一線以東的狹長地帶分布。鹽亭—閬中一帶厚814m，向南東變薄或缺失。由北向南，砂岩顏色變紅，鈣質減少，礫岩中灰岩礫石漸變為石英質礫石。
梓潼向斜以北，分為劍門關組(K1j)及劍閣組(K1jg)，頂部遭受剝蝕，保存不全。
龍泉山北段，稱天馬山組(K1t)，厚70～500m。
在巴中、達州、綿陽、德陽一帶分4組。
蒼溪組(K1c):為淺灰、灰紫色塊狀中細粒長石砂岩、棕色泥岩和粉砂岩，底部見透鏡狀鈣質細砂岩，厚336～539m。
白龍組(K1b):為灰、淺灰色塊狀中細粒長石砂岩與紫紅色鈣質粉砂岩、鈣質泥岩互層，底部為透鏡狀鈣質礫岩，厚260～428m。
七曲寺組(K1q):為淺灰色塊狀中細粒長石砂岩夾紫紅色粉砂岩及鈣質泥岩，底部為透鏡狀鈣質礫岩，厚298～518m。
古店組(K1g):以磚紅色泥岩、粉砂岩為主，殘留厚50～170m。
(2)上白堊統
為棕紅、磚紅色不等厚互層狀鈣質粉砂岩、砂岩，主要分布於成都、眉山、樂山、宜賓、瀘州和自貢等市。
夾關組(K2j):厚層泥質砂岩夾薄層泥岩為主，厚200～1285m。盆地西部及成都附近，底部有厚約5～10m的礫岩層。
灌口組(K2g):地層以泥岩為主，含脈狀、薄層狀及團塊狀石膏、鈣芒硝，厚度小於290～1144m。因溶蝕作用，泥岩內多溶蝕孔洞。雙流、新津、彭山、眉山一帶，石膏、鈣芒硝層增多變厚，成為礦層。邛崍一帶，鈣質礫岩層內，可形成似岩溶現象和出露似岩溶泉。川南筠連、羅場等地的山間盆地內，也有出露。
3.古近系
名山群(E1-2M):分布於雅安一帶，為一套河湖相細—粗粒紅色碎屑岩系;發育在名山向斜，下部夾薄層膏鹽層，厚達1400m。
蘆山組(E2l):分布在蘆山一帶，岩性與名山群相似，厚度小於652m。
4.第四系
大邑組(Q1):由黃灰色中、粗礫岩和中、細礫岩互層，夾砂岩透鏡體。礫石以石英岩、砂岩為主，次為花崗岩、灰岩及變質岩，砂岩主要成分為岩屑、長石和石英，呈膠結—半膠結狀，由下往上，由粗至細，可劃分出10個韻律，與下伏地層呈不整合接觸或假整合，厚153m。
雅安組(Q2):出露於雅安龍觀山，分上、下兩部分，下部以砂和礫石為主，不具層理，礫石成分有石英岩、花崗岩、玄武岩、輝長岩等，礫徑大小不一，一般為2～8cm，大者可達20～40cm，膠結物為黃色和橙黃色粘土;上部以黃色粘土為主，略具層理。總厚數米至40m。組成四川西部Ⅳ、Ⅴ級高階地，一般高出河面:平原山前地帶為90～100m，丘陵區為70～120m，南部邊緣為125～130m。
成都粘土(Q3):為灰黃、棕色粘土，具膠黏性或塑性，質地均勻，無層理。含鈣質結核，結核直徑一般為3～6cm，最大達20cm以上。粘土層底部常含有黑褐色豆粒狀鐵錳結核或斑塊。礦物成分以石英為主，其次為褐鐵礦和鈦鐵礦。主要分布在成都平原Ⅱ級階地以上的各級階地上和丘陵內部的封閉和半封閉窪地中。在廣漢、德陽、綿陽和梓潼等地均有分布。
資陽組(Q4):分上、下兩部分，下部為砂、礫石層;上部為紅黃色、灰色砂質粘土和粘土質砂，土厚7～12m，廣泛分布於四川盆地河流兩岸，組成Ⅰ級階地和河漫灘，在成都平原厚2～7m，在盆地東南厚17～30m，丘陵區厚度為10～18m。上部烏木的14C年齡為(7500±130)～(7310±150)a;底部烏木的14C年齡為(415000±6250)a。
二、構造
四川盆地，古生代末期上升為內陸盆地，中生代侏羅紀—白堊紀，沉積了一套巨厚的河湖相紅色碎屑岩。燕山運動使其發生全面褶皺，形成NE向和NNE向新華夏系褶皺構造。龍泉山、華鎣山間的川中地區，構造變動較輕，形成開闊、平緩的東西向褶皺。新生代，喜馬拉雅運動使盆地周圍山區大幅抬升，盆地邊緣的侏羅系、白堊系紅色地層抬升後被剝蝕為中高山;在兩期構造運動作用下，盆地內的地層，發生褶曲、斷裂、旋扭，形成多種構造類型，構造裂隙展布受其控制。全區可分為盆地西部的新生代斷陷、川中褶皺帶、川東褶皺帶3個主要構造區。
1.西部新生代斷陷
成都斷陷，位於龍泉山-總崗山斷褶帶與龍門山斷裂帶之間，西接龍門山斷裂帶，東連龍泉山-總崗山斷褶帶。
(1)龍泉山-總崗山斷褶帶
由龍泉山背斜與熊坡背斜及伴生的斷裂構造組成。褶皺走向N5～30°E。軸部由中侏羅統上沙溪廟組(J2s2)和上侏羅統遂寧組(J3sn)組成，兩翼分布蓬萊鎮組(J3p)及白堊系天馬山組(K1t)。軸部地層產狀平緩，傾角6～8°，局部16°。伴有壓扭性斷裂和次級褶皺。
龍泉山斷裂帶，位於金堂—龍泉—仁壽一線，長120km，呈舒緩S形伸展，斷層傾角35°～62°，斷距400～1200m，在老君場北，斷裂破碎帶寬10m，為成都斷陷盆地、川中褶皺帶的分界。兩側還發育文安背斜、茅店子背斜、東禪寺背斜、陳家灣向斜、中興場向斜，以及紅花塘逆斷層、周家莊逆斷層、易家灣逆斷層等次級構造。
(2)龍門山斷裂帶
為成都斷陷盆地的西部邊界。龍門山斷裂帶和山前隱伏斷裂呈疊瓦狀向成都盆地逆沖推覆，在山前推覆體內，構造變形強烈，逆沖斷層發育，並在斷層兩側形成了一系列牽引褶皺，形成滎經-蘆山斷褶帶。
(3)成都斷陷盆地
位於龍泉山與龍門山之間新生代斷陷盆地，NE走向，西依龍門山斷裂帶，東以金堂-龍泉-仁壽斷裂為界，西深東淺，為一箕型斷陷盆地，面積6500km2。早更新世開始斷陷，不斷接受來自四周山區的沖洪積相和冰水相砂礫石沉積。晚更新世後，接受岷江、沱江沖洪積相沉積，形成成都沖洪積平原，沖積扇頂位於都江堰附近。見圖5-4-1。
成都平原主要隱伏斷裂有大邑斷裂、彭州斷裂、浦江-新津-新都斷裂等。
大邑斷裂:主要分布在新場-道明場之間，終止於崇州-懷遠公路南，斷裂走向NE，傾向NW，構成斷陷一段西側邊界，晚更新世以來無明顯活動。
彭州斷裂:位於軍樂—懷遠之間，為傾向NW、走向NE的逆沖斷層，在竹瓦鋪—彭州—軍樂一帶，斷層兩側第四系厚度差異較大，西側竹瓦鋪一帶，第四系厚僅20m左右;而東側的安德鋪，第四紀地層則厚達300m。該斷層沿線是斷陷盆地第四系沉積厚度最大的區域。
蒲江—新津—新都斷裂:位於丹棱—蒲江—新津一線，消失在雙流以南;在雙流—成都—新都之間，僅局部存在有延伸較短的小斷層。該斷裂西側第四系沉積厚度為100m左右，而東側的成都市區僅13.15～32.95m。
2.川中褶皺帶
位於龍泉山與華鎣山斷裂之間，主要構造如下:
(1)儀隴-平昌蓮花狀構造
分布於平昌、巴中、儀隴、營山等縣境內，由侏羅系、白堊系紅層構成的20多個弧形背、向斜及與之平行的壓扭性斷裂構成，直徑約120km。背、向斜以瓦子場、高灘等為中心，傾角一般3°～5°，呈環列展布，形如蓮花狀。
圖5-4-1 成都斷陷盆地剖面
(2)中台山半環狀構造
位於閬中、南部、鹽亭、三台、梓潼之間半環狀區域，構造影響范圍達5800km2;由9條新月形、短軸背、向斜組成半環狀構造。環狀褶曲向北東方向外突、北西方向收斂、東南方向發散。
(3)綿陽環狀構造
位於綿陽、鹽亭、射洪、中江之間，面積約4800km2，出露上侏羅統—白堊系，由吳家壩、新橋龍鳳場等平緩開闊(傾角1°～3°)的弧形背、向斜組成;向西收斂，向東—南東發散。
(4)合興場環狀構造
分布於德陽、羅江、中江之間的合興場一帶，出露白堊系。成生於喜馬拉雅晚期，由帚狀褶皺束、10餘個平緩短軸背、向斜(傾角1°～5°)和數條壓扭性斷裂組成。
(5)天仙寺渦輪狀構造
位於射洪城北約15km處，分布面積200km2，由10個產狀平緩、向中心收斂、四周發散的短軸弧形背、向斜組成，捲入地層為侏羅系與白堊系，與綿陽環狀構造呈連環式相鄰。
(6)龍女寺環狀構造
位於渠縣、南充、遂寧、安岳和重慶市銅梁之間，由十幾個平緩的弧形褶皺成環狀排列組成。北側一束為兩排舒緩波狀褶皺，南東側有大石橋、太平場、沫灘場、官溪、文昌寨、仁和寨、街子坪等背斜及向斜。
(7)威遠輻射狀構造
位於榮縣、自貢、資中、威遠、井研一帶。由壓扭性斷裂、短軸、鼻狀褶曲等組成5個旋迴帶，圍繞連界場、新建煤、墨林場、長山鎮間作輻射狀展布。壓扭性斷裂傾角20°～30°，斷面西側常發育小褶曲。
(8)觀音場環狀構造
緊鄰威遠輻射狀構造西南，由短軸狀、鼻狀背斜、壓性及壓扭性斷裂組成，平面組合上呈雁列、弧形，圍繞五寶鎮、合江鎮作環狀分布。
(9)馬邊-雷波半環狀構造
位於馬邊、沐川、宜賓、雷波一帶，有兩束明顯的帚狀構造。一束在沐川、宜賓一帶，主要分布五指山背斜、靛藍壩向斜，向南西收斂、南東撒開，呈向北東外凸的帚狀構造，捲入地層為白堊系。另一束在雷波以北，有紅層少量分布。區內構造以褶曲為主，地層平緩傾角，在10°以下，一般為1°～3°，近於水平。斷裂少見。
3.川東褶皺帶
位於四川沉降帶東南部，華鎣山斷裂以東。由一系列(30餘條背斜)雁行排列的隔擋式褶皺和沿走向分布的壓扭性斷裂組成;大部分呈NNE向展布。其西南部由背斜構造形成散開狀的似帚狀構造帶。褶皺線型特徵明顯，背斜陡窄(多在35°～45°以上)，兩翼地層直立或局部倒轉，寬僅3～5km。向斜核部寬緩，近似水平，寬10～30km，具梳狀褶皺的特點。組成背斜和向斜的中生代、新生代岩層多呈對稱的帶狀分布，在寬緩向斜谷地內廣布中生代的紅色地層。
㈢ 地貌地質
構造地貌
由地球內力作用直接造就的和受地質體與地質構造控制的地貌。從宏觀上看，所有大地貌單元，如大陸和海洋、山地和平原、高原和盆地，均為岩石圈變動直接造成。但完全不受外力作用影響的地貌，如現代火山錐和新斷層崖是罕見的，絕大多數構造地貌都經受了外力作用的雕琢。故不論從構造解釋地貌，或從地貌分析構造，都必須考慮外力作用的影響。構造地貌分為3個等級：第一級是大陸和洋盆；第二級是山地和平原、高原和盆地；第三級是方山、單面山、背斜脊、斷裂谷等小地貌單元。第一級和第二級屬大地構造地貌，其基本輪廓直接由地球內力作用造就；第三級是地質構造地貌，或稱狹義的構造地貌，除由現代構造運動直接形成的地貌（如斷層崖、火山錐、構造穹窿和凹地）外，多數是地質體和構造的軟弱部分受外營力雕琢的結果。如水平岩層地區的構造階梯，傾斜岩層被侵蝕而成的單面山和豬脊背，褶曲構造區的背斜谷和向斜山，以及斷層線崖、斷塊山地和斷陷盆地等。
㈣ 地質構造框架
1.前島弧期的地質構造格架
前島弧期的「基底」岩系主要由3個構造-地層單元構成。前震旦系變質構造-地層單元，僅出露於義敦島弧造山帶的東南緣，由基底前震旦系恰斯群和蓋層震旦系觀音崖組和燈影組組成，是該造山帶目前出露的最老的陸殼殘塊。奧陶系—下二疊統構造-地層單元，分布於火山島弧的東緣，主要為一套地台型碎屑岩和碳酸鹽岩沉積，與揚子西緣沉積相類似。上二疊統—中三疊統構造-地層單元與上述單元相依分布，但范圍更廣，包括下義敦群和下熱水塘群主體。東部與下伏地層多呈整合接觸，西部則多呈超覆不整合接觸。在西部，中下三疊統分別包括列衣組和黨恩組，沉積相型主要為碳酸鹽岩型和碎屑岩型，可能形成於淺海環境和海岸環境（胡世華等，1992）。在東部，地層主要以碳酸鹽岩為主，夾少量碎屑岩。該單元內晚二疊世火山岩大量發育。在東部甘孜—理塘一帶，玄武岩具枕狀構造，具典型的MORB地球化學特徵，它與鎂質-鎂鐵質岩、席狀岩牆群和放射蟲硅質岩構成蛇綠岩套，標志著晚古生代—早中生代甘孜-理塘古洋盆的發育（莫宣學等，1993）。在西部，火山岩主要為基性火山岩，以低MgO、高TiO2為特徵，顯示板內張裂型玄武岩的地球化學特徵，表明西部地區與東部開裂成洋作用相呼應，發生強烈的張裂乃至斷陷。構造-沉積相分析表明，義敦前島弧「基底」具有如下主要特徵：
（1）主體具薄陸殼性質：古老變質基底由前震旦系恰斯群構成，在「恰斯斷隆」上出露，與揚子地台上的河口群相當。蓋層為地台型震旦系觀音崖組和燈影組沉積，表明恰斯斷隆曾是揚子地台西緣的一部分，但被甘孜-理塘俯沖帶與之隔開。奧陶系—下二疊統地層單元的沉積相特徵和生物面貌與揚子地台類似，表明中咱地塊和義敦地區可能是揚子地台西緣的組成部分。上二疊統—中三疊統構造-地層單元的碳酸鹽型沉積和碎屑岩型沉積揭示其形成於陸緣海盆環境。基性火山岩顯示板內玄武岩親和性。侯增謙和羅再文（1991）依據岩漿密度對岩漿噴發侵入活動的制約關系，估算出義敦島弧基底陸殼厚度介於20～25km之間，與地層厚度大體相當，表明義敦島弧具薄陸殼基底特徵。
（2）處於強烈拉張狀態：義敦島弧基底的伸張始於早古生代，擴張中心主要集中於金沙江東側和甘孜-理塘帶上。早古生代時期，在金沙江東側得榮-巴塘一帶，發育寒武紀基性火山岩，以低MgO、高TiO2、較高FeO*/MgO比值為特徵，顯示板內張裂型玄武岩特徵。奧陶紀和志留紀酸性火山岩與基性火山岩構成「雙峰」岩石組合，反映該帶強烈擴張，形成大陸裂谷系或裂陷槽。在甘孜-理塘斷裂帶，基性火山岩由晚期的高MgO、中等TiO2、低FeO*/MgO比值和低鹼質的拉斑玄武岩及早期的低MgO、高TiO2、高鹼質的鹼性玄武岩組成。前者顯示大洋玄武岩特徵，後者顯示大陸玄武岩特徵，表明甘孜-理塘帶於古生代時期由裂谷系向大洋方向演變；進入石炭紀和二疊紀，大洋中脊型玄武岩沿金沙江帶噴發，成為金沙江洋殼的組成部分。沿甘孜-理塘一帶噴發，與超基性岩、輝綠岩牆群和放射蟲硅質岩密切共生，構成甘孜-理塘蛇綠岩套；至晚三疊世卡尼早期，義敦地區強烈擴張，產出曲嘎寺組（根隆組）大陸裂谷型鹼性玄武岩和拉斑玄武岩系及「雙峰」岩石組合。其中的玄武岩系具有LREE富集型配分型式，相對富集LILE和HFSE，地球化學特徵總體上與峨眉山玄武岩系相當（侯增謙等，1995）。
（3）局部擴張成洋殼或過渡殼：長期處於伸張狀態的陸殼基底，在鄉城地區被進一步拉張減薄，局部引張開裂產生新的洋殼。以鎂鐵質-超鎂鐵質岩體、輝長-輝綠岩牆群、枕狀-塊狀玄武岩、深海放射蟲硅質岩等洋殼殘片為標志，擴張中心位於鄉城西部潘擁-白松一帶，洋殼形成年齡約231Ma（曲曉明等，2002）。
（4）蓋層下部發育3個斷續分布的剛性岩塊：區域重磁異常資料綜合分析表明，可能在現今的中咱地塊（逆沖岩片）下部，存在3個線狀不連續分布的剛性岩塊。盡管該地塊僅出露早古生帶以來的構造-地層單元，這些剛性岩塊很可能是中咱地塊的變質基底或根系。其隱伏區域范圍在東西方向上遠超出中咱地塊的東西邊界，其中，白玉和羊拉剛性岩塊分別隱伏在昌台弧地體和鄉城弧地體的西半部，並可能從根本上控制了義敦古島弧的整體輪廓和南北分段性。
2.義敦島弧碰撞造山帶構造格架
橫跨義敦島弧碰撞造山帶自東而西分4個次級構造單元，即蛇綠混雜岩帶、碰撞隆起帶、弧地體和伸展構造帶。
（1）蛇綠混雜岩帶：沿甘孜-理塘斷裂帶斷續分布，北起青海冶多，南抵雲南石鼓，長達500km。北段與金沙江蛇綠混雜岩帶相連，南段因揚子地塊向西推擠楔入而向西南折曲（圖2-10）。此帶東臨揚子陸塊和松番-甘孜地體，西為義敦弧地體東緣，寬約5～20km。因強烈構造變形改造，被強烈肢解的蛇綠岩呈構造岩片與混雜岩混生。蛇綠岩由變質橄欖岩、堆積雜岩、輝綠岩牆、塊狀-枕狀玄武岩和硅質岩及深水濁積岩構成。弧前增生楔分布於甘孜-理塘縫合帶西側，由上三疊統淺海陸棚及復理石濁積相組成。滑脫底盤為甘孜-理塘混雜岩，與松番-甘孜-理塘被動陸緣復理石楔組成規模巨大的「復合型」復理石雜岩（Yin and Harri-son,2000圖；2-10）。
（2）弧地體：義敦弧地體北起德格，南達中甸，長達數百公里，東緣發育稻城弧前增生楔，西緣與中咱地塊以斷裂相接。因晚三疊世以來的洋盆閉合和陸-陸碰撞，弧地體強烈擠壓和大幅度隆升，陸殼已縮短百餘千米。該地體以晚三疊世弧火山-岩漿強烈活動為特徵，同位素年齡為206～238Ma的弧火山-岩漿活動縱貫弧地體南北，構成措交瑪-稻城弧花崗岩帶和昌台-鄉城-中甸火山弧（侯增謙等，1995、2001；圖2-10和2-11）。
弧花崗岩岩漿事件持續時間238～206Ma，岩漿侵位高峰在215Ma左右（侯增謙等，2001b），主要呈大岩基和眾多小岩株形式產出。主要元素化學顯示Ⅰ型花崗岩特徵，REE配分型式屬LREE富集型（La/Yb=9.0～11.6），與火山弧安山岩-英安岩的REE配分型式一致（Hou,1993）。微量元素地球化學顯示典型的弧花崗岩特徵（侯增謙等，2001b）。87Sr/86Sr初始比變化於0.708～0.711之間，反映其物源屬殼幔型，或者來自殼-幔混合源區，或者由結晶的幔源岩漿與殼源岩漿發生大規模混合。
弧火山事件始於228Ma，終止於213Ma（圖2-11；胡世華等，1992；侯增謙等，1995），沿火山弧南北顯示明顯的差異發育特徵。北段火山作用復雜，顯示典型的張性島弧特徵（侯增謙和莫宣學，1990；侯增謙等，1995）；南段火山岩系單調，顯示壓性弧特徵。在中段鄉城地區，火山弧性質介於其間，並以發育玻鎂安山岩的洋生弧為特徵（侯增謙等，1995）。
（3）碰撞隆升帶：碰撞隆升帶空間上疊加於岩漿弧花崗岩帶及其東側的弧前增生楔上，系T/J之交弧（義敦弧）-陸（揚子大陸）碰撞產物，以同碰撞花崗岩發育為特徵，侵位年齡介於200～206Ma之間（侯增謙等，2001b）。同碰撞花崗岩體通常規模不大，多侵位於弧花崗岩岩體內及附近，構成SN向斷續分布的同碰撞花崗岩帶（圖2-10）。岩石高SiO2、低CaO、MgO，富親地殼的Nb（7.0×10-6～19.7×10-6）、Ta（2.1×10-6）、Rb（212×10-6～258×10-6）、Ba（562×10-6～4093×10-6），具典型的S型花崗岩特徵，顯示同碰撞花崗岩的地球化學親合性（侯增謙等，2001b）。REE配分型式呈LREE富集型（La/Yb=4.05～15.2），具明顯的負Eu異常，Rb/Sr=0.63～4.94，接近於殼源花崗岩Rb/Sr值（＞0.5），表明岩漿物源以殼源為主，可能為弧-陸碰撞及地殼逆沖縮短加厚過程中的地殼重熔產物。
（4）伸展構造帶：伸展構造帶空間上位於義敦火山弧的弧後區靠陸一側，系造山帶發生碰撞後伸展作用結果，以板內張裂型長英質火山岩和A型花崗岩的大規模發育為特徵。A型花崗岩發育於柯鹿洞-鄉城斷裂與矮拉-日雨斷裂帶夾持的狹長區域，構成第二條較大規模的花崗岩帶，即高貢-措莫隆花崗岩帶（圖2-10）。岩體侵位年齡介於116～73Ma之間，岩漿活動高峰在80Ma左右（圖2-11；侯增謙等，2001b）。岩體多為復式岩體，早期為似斑狀鉀長花崗岩，晚期為似斑狀黑雲母二長花崗岩和鉀長花崗岩。岩石富鹼（Na2O+K2O=6.13%～8.68%）,AR=1.9～3.0，屬鹼性系列。K2O/Na2O=1.2～2.3，平均為1.46，屬富鉀型。K2O含量平均為4.78%,Na2O平均為3.28%，與A型花崗岩的Na2O、K2O含量相當。強烈富集Rb、相對富集Zr、Hf、Nb、Ta、Y、Ce等，並具有較高的FeO*/MgO和（Na2O+K2O）/CaO比值和較大的微量元素比值變化（Rb/Ba:0.52～39.3;Rb/Sr:8.0～39.8），顯示出A型花崗岩的地球化學普遍性規律（Eby,1992）。REE配分型式具有典型的「燕式」分布特點，並具顯著的負Eu異常，也顯示出典型的殼源花崗岩特點（侯增謙等2001b）。花崗岩CaO/Na2O比值介於0.14～0.42，明顯低於頁岩和硬砂岩的CaO/Na2O比值（1.2,0.93），表明這些花崗岩主要由富含泥質的沉積岩熔融而成（Chappell and white,1992）。褐簾石含錫花崗岩岩體（如渣隴岩體）的（87Sr/86Sr）i=0.7441，表明花崗岩岩漿來自以泥質岩為特徵的典型陸殼，形成於造山期後的伸展構造環境；無褐簾石含鎢鉬錫銀岩體（如連龍岩體）的（87Sr/86Sr）i=0.7095，表明花崗岩岩漿要麼是源自殼-幔混合源，要麼是陸殼泥質岩熔體遭受幔源物質的大量混染或混合，形成於伸展構造強烈張裂環境（侯增謙等，2001b）。
圖2-10義敦古島弧構造格架及礦床分布略圖
圖2-11義敦島弧造山帶花崗岩（a）-火山岩（b）的時間坐標
㈤ 「南半球某地區圖」插圖為 l 地地質構造剖面圖。讀圖回3~4題。叮(水概率大於
讀圖，根據等壓線分布情況，可以判斷圖示為一低壓槽，在南半球低壓中心左側為冷鋒版，冷鋒降水在鋒後．權圖示時刻，甲地位於冷鋒鋒後，乙地位於冷鋒鋒前，所以甲地降水概率大，A對；
結合前面分析，南半球的鋒面氣旋是順時針輻合，圖示時刻，甲地位於冷氣團控制下，乙地位於暖氣團一側，甲地氣溫低於乙地，B錯；
根據風的形成原理，始終由高壓吹向低壓，南半球向左偏，可以分析甲地吹偏南風，C錯；
乙地吹偏西風，D錯．
故選：A．
㈥ 圖為「南半球某地區圖」，插圖為L地地質構造剖面圖．讀圖回答4～5題．4．圖示時刻（）5．關於圖示地
A、根據岩層的來彎曲分析源L是背斜構造，在外力作用下，背斜頂部因受張力，裂隙發育，易被侵蝕反而形成谷地，故不符合題意；
B、根據海拔高度分析R1的輸水管道經過的海拔變化是先變高，後變低，所以此輸水管道先要抽水輸送，後可以自流輸水，故不符合題意；
C、根據等壓線的氣壓分布，分析氣壓是四周高，中心低，是低壓系統．低壓，近地面的氣流從四周向中心輻合，故不符合題意；
D、根據等高線的彎曲與河流的流向相反，分析此圖中的河流的流向從R2---R3，河流向西流，故正確．
故選：D．
㈦ 讀圖，回答下列問題。 （l）圖中地質構造是 __________，其中A為 ________ 斜，B為 __________ 斜。（2
| （1）褶皺背向
（2）不易受外力侵蝕 （3）①②② ㈧ 地質、地貌 一、地貌 鄂爾多斯盆地海拔為1000～1700m，地形總體從西北向東南傾斜，呈高原地貌景觀，大致以長城為界，可分為兩大地貌單元:北部屬波狀沙漠高原，大部分被沙漠覆蓋，有庫布齊沙漠和毛烏素沙地，地形平緩，呈波狀起伏，海拔為1100～1500m，相對高差為30～80m;南部屬黃土高原，構成我國黃土高原的主體部分，黃土厚100～200m，在姬塬一帶厚度可達300餘米，溝壑縱橫，切割強烈，地形破碎。 子午嶺將黃土高原分為東、西兩部分，東部為陝北黃土高原，海拔為1300～1600m，地勢自北向南、自西向東逐漸降低，地形切割破碎，多呈梁、峁地貌類型;西部為隴東黃土高原，地勢自周圍向中部的馬蓮河口降低，形成隴東盆地，中部和南部地區，黃土塬為主要地貌單元，如董志塬、長武塬、北極塬等，塬面平坦，往往被沖溝切割成眾多塬塊，面積23～227km2。 二、構造 1.盆地內構造 鄂爾多斯盆地是一個SN走向、不對稱的中生代緩傾向斜盆地，周邊以斷裂為界。這些斷裂深達盆地基底，活動時間長，自中生代早期至新生代均有活動，控制著盆地的形成與發育，分屬不同構造體系，西部邊界斷裂為磴口-平涼斷裂，屬高角度逆沖斷裂;北界為黃河斷裂(磴口-托克托斷裂)，南界為渭河盆地北緣斷裂，均屬裂谷型高角度正斷裂;東部為離石斷裂。向斜西翼受六盤山逆沖斷裂帶破壞，形成陡傾的逆沖斷階帶，見圖3-1-2。 鄂爾多斯盆地，北起伊盟隆起，南抵渭北斷褶帶，軸線SN走向，內部無大型斷裂構造，為較完整緩傾不對稱向斜，向斜東翼向西緩傾，岩層傾角多小於1°，又稱伊陝斜坡;西翼距軸部10～20km，向東傾斜，傾角1°～10°;向斜軸部呈SN走向，地層傾角平緩，埋深最大，呈帶狀，緊鄰盆地西緣，也稱天環坳陷。 伊盟隆起位於盆地北部，北起黃河斷裂，南接主體向斜，西連西緣逆沖斷裂帶，東靠晉西撓褶帶，與河套斷陷相鄰。北界為一系列EW走向、北傾斜的高傾角正斷層帶(磴口-托克托斷裂)，自南向北呈階梯狀斷落，南升北降，古新世以來活動強烈。伊盟隆起基底為古老的結晶岩系，蓋層為古生界和中生界，厚度不超過1km，地層從南向北超覆，北部缺失下古生界，隆起中部為二疊系和侏羅系。 圖3-1-2 鄂爾多斯盆地橫剖面示意圖(據侯光才等，2008) 2.盆地周邊構造帶 盆地周邊構造帶由西緣逆沖構造帶、渭北隆起和晉西撓褶帶組成，分屬不同構造體系。 (1)西緣逆沖構造帶 東起磴口-平涼斷裂，西至賀蘭山-六盤山褶皺帶，近SN走向，北起磴口，南至寶雞一帶，長約300km，為我國北方西部構造體系與東部構造體系的結合部。由一系列的高角度逆沖斷裂組成，斷距大且深，使基底發生錯斷。大體以青銅峽—馬家灘為界，斷裂帶分為南、北兩段。 北段:由一系列的高角度逆沖斷層組成，斷層傾向多樣，基底捲入變形，前震旦系變質雜岩及下古生界灰岩常逆沖到中生代地層之上，出露地層普遍較老。近EW走向的平推斷層將該斷裂分割為3部分，北部的桌子山段，以西傾高角度逆沖斷裂為主，由一系列SN走向的向斜、背斜組成;中部的石嘴山段，由東傾的逆沖斷層組成，為一大型逆沖斷隆;南部的陶樂—橫山堡段，由一系列的東傾逆沖斷裂組成，斷層密集，規模大，由北向南斷層密度和規模逐漸減小，至橫山堡進入轉換帶。 南段:北起馬家灘，南至平涼，屬祁連山褶皺帶與鄂爾多斯地塊的結合部，由一系列西傾疊瓦狀逆掩斷裂組成，傾角上陡下緩，未波及基底，以逆沖推覆構造為特徵。該段被東西向平推斷裂分割成南、北兩部分。北部，自馬家灘至惠安堡，為南、北兩大逆沖構造體系的轉換帶，由一系列疊瓦狀逆掩斷層和夾於其間的褶皺沖斷席組成，逆掩推覆作用發育，剖面上地層多呈重復疊置;南部，北起沙子井，南至平涼，以西傾逆沖斷層為主，推覆體主要為三疊系，其下為寒武系—奧陶系組成的大型背斜構造。 (2)渭北隆起 位於鄂爾多斯盆地南緣，沿千陽、永壽、銅川、黃龍、宜川一線分布，呈EW走向，為中生代燕山期隆起。新生代，南部斷陷，以梯狀斷階或以地塹、地壘相間的形式出現，構成渭河盆地的北緣。斷裂多為正斷層，走向NE50°～60°，斷面南傾，傾角35°～55°。 (3)晉西撓褶帶 離石斷裂是晉西撓褶帶的東部邊界，同時也是鄂爾多斯盆地的東部邊界。該斷裂呈SN走向，北起林格爾，經興縣、方山縣、蒲縣，南至黑龍關，長約270km，為高角度逆沖深斷裂，斷至岩石圈，傾向多變，北部斷面西傾，傾角60°～80°;中段斷面東傾或西傾;南段主斷面東傾，傾角45°～70°。燕山運動使斷層東側的呂梁山斷塊向西推擠，使離石斷裂西部形成了近SN走向的一系列短軸背斜，構成晉西撓褶帶。從區域上看，晉西撓褶帶東翹西伏，岩層產狀西傾，傾角5°～10°，可看成鄂爾多斯向斜東翼的上翹部分。 三、地層 鄂爾多斯盆地地層與華北地區基本相同，自下而上，地層基本序列為:太古宙—元古宙結晶片岩，中新元古界淺變質碎屑岩-碳酸鹽岩及少量火山岩，古生界寒武-奧陶系碳酸鹽岩，石炭系—侏羅系碎屑岩，白堊系碎屑岩以及新生界鬆散堆積物。其中，寒武-奧陶系碳酸鹽岩、白堊系碎屑岩和第四系的黃土和砂礫石層是區內重要的含水岩系。盆地的向斜構造使老地層呈環帶狀出露在盆地周邊，盆地內則主要出露中生代地層，表層多為第四系沉積物覆蓋。 1.前寒武系 前寒武系主要出露在盆地周邊的構造隆起區。太古宇主要為黑雲母片麻岩、花崗片麻岩等，元古宇主要為淺變質綠片岩，在盆地內主要構成盆地的基底。 薊縣系主要為深灰—灰白色中厚層硅質條帶或硅質團塊白雲岩，下部偶見礫岩透鏡體。岐山一帶厚度大於2000m，隴縣一帶厚度為500～700m，與下伏前長城系的砂頁岩及火山岩和上覆寒武系均呈角度不整合接觸。薊縣系在渭北西部、隴縣、千陽、平涼和寧夏南部是重要的岩溶含水層。 2.寒武系 (1)下寒武統 猴家山組(1h):角度不整合或平行不整合在前震旦系之上，底部為灰黃色含礫石英砂岩、鮞粒灰岩，上部為紫灰色灰岩、砂質白雲岩與頁岩互層。 硃砂洞組(1zs):為一套灰白色、深灰色中厚層白雲岩、白雲質灰岩，厚13.1～47m。 饅頭組(1m):為紫褐色砂質白雲岩、灰白色石英砂岩、頁岩、鮞狀灰岩、白雲質灰岩等，與上覆地層張夏組呈整合接觸，厚50～535m。 (2)中寒武統 在盆地中部、東部、南部和西北部稱為張夏組，而在西南部則稱為陶思溝組和呼魯斯台組。 張夏組(Є2 z) : 以灰色中厚層鮞狀灰岩為主，夾薄層灰岩、竹葉狀灰岩，與上下地層呈整合接觸，厚49 ～ 354m，具南厚北薄、東厚西薄的特點。 陶思溝組(Є2 t) : 出露在寧夏青龍山一帶，為灰白色、灰黃色薄層細粒石英砂岩、白雲岩、灰岩和頁岩，厚109.5m，整合在硃砂洞組之上。 呼魯斯台組(Є2h) : 與下伏陶思溝組呈整合接觸，為紫紅色頁岩與薄—中層灰岩、泥質條帶灰岩不等厚互層，間夾鮞狀灰岩和竹葉狀灰岩，厚144.6m。 (3) 上寒武統 在盆地西緣稱為炒米店組和阿不切亥組，在東部地區稱為三山子組(延至奧陶系) 。 炒米店組(3 ch) : 主要分布在桌子山和崗德爾山背斜的兩翼，岩性為灰色泥質條帶灰岩、竹葉狀灰岩、鮞狀灰岩透鏡體和頁岩，厚215.6 ～ 337.6m。 阿不切亥組(Є 3-O1 ) : 分布於寧夏青龍山等地，為泥質條帶灰岩，夾白雲質灰岩、白雲岩、竹葉狀灰岩和鮞狀灰岩及少量頁岩，與下伏呼魯斯台組呈整合接觸，厚70.88 ～433.6m。 三山子組(Є 3-O1 ) : 廣泛出露於盆地周邊地區，上部為淺灰色中厚層含燧石細晶白雲岩，下部為黃灰色夾紫灰色薄層細晶白雲岩、竹葉狀礫屑粉晶白雲岩和薄層泥質粉晶白雲岩。厚93 ～ 200m。 3.奧陶系 奧陶系出露於盆地周邊，主要出露於西北緣桌子山及其南的經黑山、太陽山、雲霧山，盆地南緣的景福山、鐵瓦殿、金栗山以及東緣的稷王山、漢高山和偏關，總體呈U字形分布，盆地內奧陶系深埋於地下。 (1) 下、中奧陶統 馬家溝組(O1-2m) : 盆地內廣為分布。大體以涇河為界，東、西兩部分岩性有所差異。東部地區，底部為灰褐色鈣質礫岩、含礫砂岩，中部以黃綠色黃灰色泥灰岩、頁岩為主，上部以灰色、深灰色中厚層白雲質灰岩、灰岩為主，厚200 ～ 350m。西部地區，在岐山、涇河一帶，為灰色、灰白色中厚層灰岩，厚度在1000m 以上; 在桌子山、青龍山一帶，為灰色、深灰色中厚層泥灰岩、白雲質灰岩，厚50 ～ 570m。該組與下伏寒武系呈整合接觸。 (2) 中奧陶統 峰峰組(O2 f) : 分布在盆地東緣及富平以東，下段為灰黃色、褐黃色薄層泥灰岩與深灰色白雲質灰岩、厚層灰岩互層，局部夾石膏; 上段為灰色中厚層白雲質灰岩、灰岩及褐灰色白雲岩。與下伏地層為整合接觸，與上覆石炭系呈平行不整合接觸，厚193.55 ～ 389.06m。 平涼組(O2p) : 主要分布在渭北地區，富平一帶主要岩性以多層凝灰岩和混雜角礫岩和薄板狀灰岩為特徵，厚860m; 在渭北西部，為黃綠色、灰綠色頁岩夾紫紅色粉砂岩，間夾泥灰岩; 東部富平一帶底部夾燧石條帶灰岩，厚800m。 (3) 上奧陶統 主要分布在盆地的西緣。 西緣背鍋山組(O3b) : 為灰色、肉紅色中厚層、塊狀灰岩，夾少量黃綠色頁岩。在隴縣一帶上部為黃綠色頁岩，夾紫紅色粉砂岩、灰色細砂岩和瘤狀灰岩，下部為灰色塊狀灰岩、角礫狀灰岩。 4.石炭系—侏羅系 加里東運動時期，本區抬升，在志留紀、泥盆紀和早石炭世遭受剝蝕，沉積缺失。到晚石炭世開始出現海陸交互相沉積，石炭系岩性為深灰色、黑色泥岩、頁岩，煤層夾白色砂岩、薄層泥灰岩等，厚200～700m，平行不整合在奧陶系之上，陝北的太原組高產天然氣，也是主力煤層。 二疊系:是一套碎屑岩夾煤系建造，主要有山西組(P1s)、石盒子組(P2sh)和孫家溝組(P3s)，大部分埋於地下，出露於桌子山地區和東部的溝谷中。岩性為中、細砂岩、泥岩互層，夾數層可採煤，厚300～500m。其中山西組和石盒子組是鄂爾多斯盆地北部重要的天然氣產層和主力採煤層。 三疊系:為一套內陸河流、湖泊、沼澤相的碎屑建造，大面積出露於東部溝谷中，全盆地均可鑽遇，厚度超過5000m。自下而上，劉家溝組(T1l)為一套礫岩、砂岩、粉砂岩、泥岩組成的完整沉積旋迴;二馬營組(T2e)以中粗粒長石砂岩、砂質泥岩、粉砂岩為主，上部夾炭質頁岩、油頁岩;延長組(T3y)、瓦窯堡組(T3w)以砂岩為主，夾泥岩、炭質頁岩、油頁岩及煤層，是鄂爾多斯盆地重要的產油層和含煤地層。 侏羅系:為一套河湖相碎屑岩夾煤層沉積，全盆地均有發育，平行不整合在三疊系之上，厚度超過2000m。早期，富縣組(J1f)為河流-河流湖沼沉積，以泥岩、砂岩沉積為主，夾少量泥灰岩、礫岩、薄層煤;中期為河流-湖沼沉積，以砂岩、泥岩不等厚沉積為主，夾煤層、頁岩、煤線，由下而上分為延安組(J2y)、直羅鎮組(J2z)、安定組(J2a);晚期僅在盆地西緣的桌子山地區有山麓相的砂礫岩出露。侏羅系是盆地內煤、石油及砂岩型鈾礦的主要產層。在煤層淺埋區和出露區有煤層自燃形成的燒變岩，其厚度不甚穩定，為5～15m，常成為地下水的補給通道。 5.白堊系 鄂爾多斯盆地在白堊紀時為完全封閉為統一的湖盆。碎屑沉積物埋藏淺，成岩程度較低，較為鬆散，孔隙發育，沉積厚度大，大於1300m，地下水蘊藏豐富，是盆地內主要的含水地層。盆地內地層可分為保安群和六盤山群。六盤山群，僅分布在盆地西南六盤山以東的平涼和隴縣;保安群，分布於盆地的大部分地區，主要出露於伊盟隆起北部，在白於山以北為毛烏素沙地覆蓋，僅在地形較高處有小面積出露。 (1)保安群 保安群自兩翼向核部厚度逐漸增大，翼部為300～800m，核部則大於1000m，自下而上，可分為宜君組、洛河組、環合組、羅漢洞組等。 宜君組(K1y):為一套山前洪沖積物，岩性主要為雜色礫岩、砂礫岩，厚0～320m，呈扇狀、丘狀、透鏡狀產出，從盆地邊緣向盆地內尖滅，或相變為河湖相的洛河組;主要出露在盆地南緣的千陽、彬縣、旬邑及東緣的安寨、宜君、甘泉、耀縣等地。 洛河組(K1l):為一套近源沖積扇、辮狀河、沙漠相的沉積組合，岩性以磚紅色、棕紅色、紫紅色長石砂岩、石英砂岩為主，具巨型交錯層理和板狀層理，分布穩定，盆地內均可鑽遇，一般厚度為250～350m，最厚可達855m;大體在伊金霍洛旗—烏審旗—鹽池—環縣—涇川—長武一線以東，砂岩以沙漠相沉積為主;盆地南緣、西緣，盆地北部、東北部的鄂爾多斯以南則是以河流向沉積為主。該地層中，泥岩類地層不足10%，砂層所佔比例高，佔90%上，結構鬆散，孔隙發育，連通性好，延伸距離長，分布廣，有巨大的儲水空間，使之成為鄂爾多斯盆地最重要的含水層。 環河組(K1h):與下伏洛河組呈整合接觸。分布范圍比洛河組要向西收縮，一般厚度為200～600m;在向斜核部厚度最大，達800～900m;東部邊緣厚度較薄，為0～100m。該組岩性變化較大，大體以白於山北—鹽池—靖邊一線為界，北部，大部分地區以辮狀河相和曲流河沉積為主，岩性為紫灰色、棕紅色、青灰色岩屑長石砂岩、長石砂岩、砂礫岩，夾棕紅色泥岩和泥質粉砂岩，底部為粗大的礫岩;南部，以湖相沉積為主，岩性為青灰色、灰色細粒砂岩、粉砂岩、泥岩和少量膏岩等細粒沉積物，其中，砂層主要為水下、水上三角洲河道沉積，具有北厚南薄、西厚東薄的特點。 羅漢洞組(K1lh):主要分布在盆地北部的杭錦旗、伊克烏素和西部定邊、環縣、慶陽、涇川一線，一般厚0～150m;北部主要是洪積扇和辮狀河沉積，由棕紅色、姜黃色砂岩、含礫砂岩、礫岩夾泥岩透鏡體組成;南部以辮狀河與沙漠相沉積為主，為棕紅色、紫紅色中粒、不等粒岩屑長石砂岩、長石砂岩、鈣質細砂岩夾紫紅色泥岩。該組與下伏環河組呈侵蝕接觸，超覆在奧陶系—三疊系之上。 (2)六盤山群 六盤山群分布在隴縣和平涼地區，呈NW向展布，不整合在侏羅系之上。主要是一套紫紅色、灰綠色山麓相、河流相和湖相碎屑沉積建造。自下而上，可分為三橋組、和尚鋪組、李窪峽組等，各組間均為整合接觸。 三橋組(K1s):分布於寧夏的西吉、同心、固原和涇源等縣。岩性為山麓相的淺棕黃色、灰紫色塊狀礫岩，局部夾砂岩透鏡體，鈣質膠結，局部含灰岩質的礫石較多，易溶蝕成岩溶孔隙，成為良好的含水地段。 和尚鋪組(K1hs):分布於寧夏的同心、固原，甘肅的華亭、庄浪和陝西的隴縣、千陽等縣。岩性為紫紅色、棕紅色、棕紫色砂礫岩、砂岩、粉砂岩、泥岩，加少量白色長石石英砂岩，有底礫層，屬湖相沉積。該層厚度變化較大，在華亭厚度最大，達1216m，向東變薄;在寧夏境內厚度由北向南增大，厚度在38.7～762.4m之間;在陝西厚度為489m，東薄西厚。 李窪峽組(K1lw):分布在寧夏的同心、固原、西吉、彭陽，甘肅的華亭和陝西的隴縣。岩性為一套紫色、灰綠色灰白色砂岩、泥岩、泥灰岩的湖相沉積，與和尚鋪組為同層相變關系，厚度為90～618m。 6.新生代 (1)古近系—新近系 古近系—新近系在地表廣泛出露於盆地中、西部，底部與下伏老地層呈不整合接觸。發育地層有漸新統、中新統和上新統。 漸新統清水營組(E3q):分布於盆地西部，岩性為褐紅色、磚紅色泥岩、粉砂岩夾灰綠色砂岩、泥岩和石膏層，局部夾灰白色石英砂岩、砂質泥岩，厚度變化大，從幾十米到數百米。 中新統紅柳溝組(N1h):分布在桌子山、同心、固原等縣。與下伏清水營組呈平行不整合接觸，岩性為橘紅色、橘黃色粘土、粘土質沙土夾灰白色石英砂岩、砂礫岩透鏡體，厚73～956m。 上新統:呈殘片狀分布在盆地邊緣，在東部地區稱為保德組(N2b)和靜樂組(N2j)。保德組，為洪積、沖洪積、湖積相的棕紅色、棕黃色砂礫石層、粘土、亞粘土、層狀鈣質結核和灰綠色粘土、泥灰岩，厚2～070m;靜樂組為河湖相的紅色、灰綠色粘土夾砂礫石透鏡體、泥灰岩和鈣質結核層，厚10～25m。 (2)第四系 洪積層:第四系各統均有發育，主要分布在陰山、賀蘭山、六盤山等山前地帶，岩性為灰色或雜色礫卵石、砂礫石夾粘質砂土透鏡體，厚5～130m。 黃土:包括下更新統的午城黃土、中更新統的離石黃土和晚更新統的馬蘭黃土，主要分布在盆地的東部、西部和南部，其餘地區零星分布。午城黃土，下部為淡肉紅色亞粘土(石質黃土)，夾數層至數十層棕紅色古土壤層;上部為淺肉紅色石質黃土層，夾10～20層鈣質結核層，厚2～84m。離石黃土，為灰黃色、淺褐黃色粉砂質黃土，夾數層褐紅色古土壤層和白色鈣質結核層，柱狀節理發育，厚2～235m。馬蘭黃土，為淺黃色粉砂質黃土，夾鈣質結核，柱狀節理發育，較為鬆散，厚5～70m。 湖積層:主要有上更新統的薩拉烏蘇組和全新統的沖湖積層。薩拉烏蘇組主要分布在盆地的東部和南部，為湖積相和風積相沉積，厚5～90m，底部有1～2m厚的泥炭層;中部為中粗砂與粉砂質粘土互層;頂部為淺灰色粘土質粉砂，是主要含水層。全新統的沖湖積層，分布在黃河兩岸、銀吳盆地、衛寧盆地等地形低窪處，岩性為灰黃色、灰黑色細砂、粉砂粘土和淤泥，厚1～30m。 沖洪積層:主要分布在各地山前沖積平原和大型河流的一、二級階地，岩性主要為灰黃色砂礫石層、砂層夾薄層黏性土透鏡體，厚1～30m，是主要含水層。 四、盆地發展史 早古生代:鄂爾多斯地區位於華北地台西部，寒武紀、奧陶紀廣大的華北地台區為遼闊的海洋，以海相沉積為主，沉積了一套巨厚的碳酸鹽岩地層;志留紀，本區隨華北大部分地區抬升，遭受剝蝕，沉積缺失，一直延續到晚古生代的泥盆紀和早石炭世。晚石炭世，華北地台重新成為淺海，出現海陸交互相的煤系沉積。二疊紀，本區由淺海轉變為寬闊的內陸盆地，以內陸河流、湖泊、沼澤相的碎屑建造為主。 中生代:三疊紀、侏羅紀，盆地仍以內陸河流、湖泊相沉積為主，煤系建造普遍發育，區內氣候逐漸轉為乾燥炎熱;白堊紀早期，氣候乾燥炎熱，盆地內以洪沖積扇、辮狀河及沙漠相沉積為主;白堊紀中後期，盆地整體抬升，遭受剝蝕。 新生代:受青藏高原隆升產生的邊際效應影響，鄂爾多斯盆地繼續沿斷裂整體抬升，成為台地，並褶皺成向斜，形成碟狀高原，漸新世盆地中西部地區重新接受沉積，新近紀沉積范圍有所擴大，成為較穩定的內陸盆地。周圍斷陷盆地開始形成，銀川盆地、河套盆地、汾河、渭河盆地形成裂谷型地塹盆地，盆地內沉積了河湖相的紅色砂、泥岩。 第四紀:早更新世，本區延續新近紀構造格局，湖區面積縮小，僅在慶陽、靜樂等局部地區有坳陷型河湖相沉積;而周邊的裂谷斷陷盆地繼續深陷，湖泊廣為發育，沉積了巨厚的河湖相沉積，如渭河斷陷盆地在這一時期沉積厚度就超過1744.5m。中、晚更新世，全區以抬升為主，抬升差異性明顯，在烏審旗、靖邊和榆林一帶形成相對的低窪區，形成薩拉烏蘇組河湖相沉積，在東南部普遍有離石黃土和馬蘭黃土沉積，黃土厚100～300m;周邊地塹盆地繼續沉降，並伴有NE向斷裂發生，形成一系列的斜列斷階和斷隆;同時，河流侵蝕作用加強，相互襲奪聯通，使銀川盆地、河套盆地、渭河盆地以及汾河盆地相互連通，構成現代黃河中游水系，盆地中以河流沉積為主。晚更新世—全新世，本區繼續抬升，但上升幅度有所減弱，南部及東部地區河谷下切作用強烈，形成晉陝大峽谷，河谷中常可見到3～4級階地。 ㈨ 讀圖，回答下列問題．（l）說明圖中甲處的地貌類型及其成因．（2）圖中地質構造，乙為______，丙為______
（1）喀斯特地貌是具有溶蝕力的水對可溶性岩石進行溶蝕等作用所形成的地專表和地下形態的總稱，又稱屬岩溶地貌． 石灰岩是可溶性岩石．根據圖中的岩層分析甲處是石灰岩，是可溶性岩石，而地表崎嶇不平，所以形成了喀斯特地貌． ㈩ 請問怎麼看得出岩層是什麼地質時期形成的l 首先要知道該地區的地層，比如華北地區普遍發育的地層有寒武、奧陶、專石炭、二迭、古近系、屬第四系等地層，其次再根據岩石的岩性、結構、構造、固結程度等一系列信息，綜合判斷，地質科學是一門探索性的科學，只要用心領會，去偽存真，一般情況下可以判斷出岩石形成的時代，如果你的古生物學的好，那將有利於你對地層年代的判斷。 熱點內容
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