中国西南地质构造特征ppt
⑴ 地质构造单元划分及地质特征
一、概述
不同学派对本区构造单元认识不同，概括起来，主要有：
李四光（1925～1955）根据当时所获的有限的地质资料，从地质力学观点出发，将祁连山划作为祁吕贺山字形构造体系的西翼部分，其中兰州、白银及武威一带为该山字形马蹄形盾地——阿宁盾地的一部分，阿拉善地区为阿宁盾地南侧的弧形构造带。甘肃地质矿产局（1989）将上述思想进一步具体化，指出祁连山可进一步划分为：前弧西翼褶皱带、西翼反射弧，认为祁连山及龙首山存在多种构造体系，主要有古河西系，祁吕贺山字形西翼，青藏歹字形（主要分布于祁连山及其南侧），陇西系及阿拉善弧形构造，此外还存在纬向、经向构造，这种不同形式的构造存在联合、复合关系。
在“槽－台”学说指导下，早在1945年黄汲清在《中国主要地质构造单位》一书中，扼要地论述了阿拉善（龙首山）及祁连山的范围和地质构造特征，认为前者属中朝地台的一部分，是联系塔里木地台和华北地台的纽带，后者为典型的优地槽。时隔10年之后，他又将祁连山自南而北划分为：南山（指祁连山，下同）地槽沉积带、南山地槽边缘沉积带、山前凹地沉积带，并指出祁连山系中的中新生代盆地有寻找石油的希望；又过10年，他再一次将本区划分为：阿拉善台隆走廊过渡带、北祁连山褶皱带、祁连中间隆起带、南祁连褶皱带、祁连南缘过渡带。认为北祁连的主褶期是加里东而不是华力西期，同年又指出北祁连山为优地槽褶皱带，南祁连为冒地槽褶皱带，并认为它们均具有多旋回构造发展特征。20世纪70年代末，黄汲清等融合板块构造的新观点，将本区重新划分为：阿拉善台隆（属中朝准地台的一部分）、走廊过渡带、祁连山山前坳陷、北祁连优地槽褶皱带、祁连中间隆起带、南祁连褶皱带，这是基于多旋回槽台构造学说对祁连山构造格局和构造演化全面而系统的论述。由于汲取了板块构造学说，他们的上述划分及论述当时起到了立典和示范作用，至今仍有较大的参考价值。
利用槽台学说，用历史发展演化的观点，根据本区的建造特点，涂光炽1960年也将本区划分为：阿拉善隆起带、走廊坳陷带、北祁连加里东褶皱带、中祁连山前寒武纪褶皱带、南祁连山早古生代—中生代（或早古生代—三叠纪）坳陷带、南祁连山加里东褶皱带、南祁连印支褶皱带（或海西褶皱带）、柴达木北缘隆起带（或柴达木北缘前寒武纪褶皱带）。
持断块学说的学者如赵生贵（1996）将本区划分为：阿拉善地块、龙首山断隆、河西走廊盆地、永昌中宁陆缘断陷带、北祁连裂谷、中祁连断隆、南祁连断陷、柴达木北缘断隆。他的祁连区以内硅铝造山（A型俯冲）作用为主的观点，北祁连早古生代火山作用早期以中基性为主、晚期以中酸性为主的观点，火山岩大多属钙碱系列，仅局部发育细碧角斑岩系的认识，有一定的参考价值。
20世纪70年代初，尹赞勋、李春昱、傅承义率先将板块构造学说引入中国，也是李春昱率先用板块构造学说对本区大地构造和地质发展史进行了研究，将本区划分为：阿拉善隆起带、北祁连褶皱带（含走廊带）、中祁连隆起带、南祁连褶皱带，认为北祁连是一个早古生代洋盆，保留有完好的蛇绿岩、蓝片岩及混杂堆积等洋壳残片及洋壳俯冲活动的地质记录。1982年他又从亚洲全局构造出发，认为祁连山实际上是中朝板块和扬子板块间的缝合带。在他的启发指导下，许多学者开始涉足本区。王荃（1976）撰文认为本区存在古海洋；肖序常（1978）对本区做了实质性的野外研究工作，提出本区存在多期蛇绿岩；吴汉泉（1980）对北祁连山的高压变质带进行了研究；张之孟（1980）首次提出祁连山存在沟弧盆体系，并提出走廊相当于弧后盆地；夏林圻等（1991）对本区火山岩进行了深入的研究，进一步论证了本区存在沟弧盆体系，且是向北俯冲；左国朝（1986、1987）认为北祁连属“有限洋盆”；许志琴（1994）提出本区存在海沟向洋退却岛弧增生的动力学模型；张旗等（1997）对北祁连的蛇绿岩做了系统的研究，指出本区蛇绿岩存在多样性；冯益民自20世纪70年代以来，也先后对祁连山做了研究，认为中祁连和柴达木同属一个板块，早古生代华北古陆西南缘存在裂谷－板块构造两种体制。造山带分为俯冲造山、碰撞造山及陆内造山机制，为复合造山带。汤中立、李文渊、黄承熊等（1995）对本区金昌—门源地学断面进行了研究，他们认为龙首山断裂早期属低角度正断层，将超大型、大型矿床的形成及成矿模式与构造背景联系起来。
上述研究工作，是我们本次工作的基础。
二、华北板块西南缘的构造格架
我们从历史演化的观点出发，运用现实主义原则，以“活动论”、“系统论”为指导，以本区沉积建造、岩浆作用、构造作用、成矿作用等最基本的地质事实为基础，系统、全面、多层次、多侧面地探讨区内各构造单元的范围、性质、演化及与成矿系统的耦合关系，立足于前人众多的研究成果，勾勒出本区加里东期构造图案（图1-1），从北而南各构造单元为：龙首山陆缘带、河西走廊边缘海盆、北祁连缝合带、中祁连离散型岛弧地体、南祁连弧后盆地、柴达木陆块。现将它们的主要特征概述如下：
图1-1华北古大陆西南缘构造格架及成矿系统
（一）龙首山陆缘带
北邻潮水盆地，南以龙首山深大断裂为界与河西走廊相接，西部止于金塔—鼎新断裂与塔里木板块毗连，向东尖灭于银川以西，略呈近东西向弧形分布。该带所见主要岩石单元为前长城纪龙首山岩群（AnChL）。由于该岩群时代较老，后期遭受多期次、多旋回的变质变形等作用，变得支离破碎，层序不清，当属非史密斯地层。下部为白家嘴子组，西部出现磁铁石英岩和磁铁角闪岩，称之为东大山组。经原岩恢复（汤中立、李文渊，1995；王崇礼，1994），原岩建造相当于火山－沉积建造，白家嘴子组为碳酸盐岩建造及基性火山岩建造，东大山组为碎屑岩含磁铁石英岩及基性火山岩建造。考虑其中的基性火山岩（斜长角闪岩）呈层状分布，代表本区最早的岩浆活动记录，测得年龄为3056Ma（Sm-Nd法，平均，王崇礼，1994）应属中太古代喷发，这一数据表明龙首山岩群具古陆核性质。另外，切穿该岩段混合岩又发生弯曲变形的变辉绿岩脉年龄为（2486±16）Ma～（2796±56）Ma，平均2600Ma（王崇礼，1994），这对上述太古宙年龄是一个佐证。龙首山岩群下部岩石的稀土配分型式也表明它属太古宙产物，因新太古代岩石稀土配分曲线要右倾得多（见后文讨论）。龙首山岩群上部主要为中酸性火山－碎屑岩建造，其年龄为（2147±74）Ma（Rb-Sr等时线法，西北地质勘查局，1993），相当于古元古代。该带缺失长城纪沉积，蓟县纪为复陆屑次稳定型沉积（墩子沟群），缺失青白口纪沉积，震旦纪为冰水沉积及碳酸盐－碎屑沉积（韩母山群），碳酸盐－碎屑岩底部含磷。早古生代为隆起剥蚀区，晚古生代为碎屑岩－碳酸盐岩（含煤）建造、磨拉石建造，中新生代为河湖相及山麓相碎屑岩（磨拉石）建造。本区还发育加里东期及华力西期花岗岩，这分别应是祁连洋及其次生洋向北俯冲及陆内A型俯冲造山的产物（此处所称的方位，只是现代方位，并不代表地质历史时期的方位，下同）。
在中—新太古代古陆边缘活动带中，形成了东大山铁矿。中元古代早期本区在裂解条件下，形成金川含镍铜超基性杂岩，汤中立（1995）所取得的（1508±31）Ma（Sm-Nd内部等时线法）年龄应是上述岩浆脱离地幔的时间。
（二）河西走廊边缘海盆
河西走廊边缘海盆现今十分狭窄，呈近东西条带状分布，若能考虑它形成和演化的历史，就不难推知当时（加里东期）它曾是一个广阔的陆缘海盆。该陆缘海盆的基底是华北古陆的南延部分。寒武纪靠陆一侧（北）为浅海陆棚碎屑岩单元（大黄山组
（三）北祁连缝合带
北祁连造山带作为柴达木—中祁连板块与华北板块的缝合带，当初一经李春昱提出，便得到了大家的赞同。但问题是，该缝合带究竟是华北板块与柴达木板块开合的产物（特提斯型造山带），还是柴达木—中祁连板块抑或是前者从别处漂来，在加里东期二者邂逅碰撞的结果（科迪勒拉型造山带）？北祁连小洋盆外侧是否还有原生洋（祁连洋）？问题还不止此，作为缝合带，北祁连造山带本身也复杂多样，东部西部有差别，南边北边不相同，西部还分布着许多微陆块，那么这些微陆块又来自何方？其形成机制如何？各家意见也不一致。利用模式对比原则，我们初步认为：上述微陆块连同中祁连微陆块，均是因祁连洋向南俯冲致使其相继从柴达木陆块边缘裂解出来的结果。其构造格局犹如太平洋西南部的多岛构造景象。
简捷地说，北祁连缝合带内部构造单元虽然复杂多样，但概括起来说，主要由以下单元组成：微陆块、混杂岩带、蛇绿岩、洋脊－洋岛火山岩、岛弧（包括陆缘弧和洋壳型岛弧）火山岩及岛弧型沉积（图1-2）。微陆块主要由前寒武纪地层组成，其上有加里东期岛弧型花岗岩。前者具体岩性为灰色片麻岩、云英片岩、大理岩（北大河岩群AnChB，野马南山岩群AnChY）以及巨厚的蛇绿混杂堆积（熬油沟组Cha）、千枚岩、碎屑岩，局部夹碳酸盐岩、变石英砂岩、铁矿层（桦树沟组Chh）。此外，还见到中元古代托来南山群（Ch-JxT）杂色碎屑岩及碳酸盐岩建造，青白口纪龚岔群（QnG）碎屑岩－碳酸盐岩建造。蛇绿混杂岩带共有南北两条，北带主要沿肃南九个泉、白泉门呈NW-SE向分布，向西延至玉门昌马寒山地区，南带规模较大，主要分布于青海边马沟—清水沟—香子沟—郭米寺—祁连县—景阳岭南，南北宽约20～25km，断续延长近500km，呈NW-SE向展布。清水沟见有榴辉岩，与之共生的蓝片岩年龄为440～460Ma（蓝闪石、多硅白云母、39Ar/40Ar法），北带九个泉蓝片岩蓝闪石39Ar/40Ar年龄为447Ma（吴汉泉，未刊资料）。北带称之低级蓝片岩带，南带称之为高级蓝片岩带。蛇绿混杂岩带主要由陆缘弧（南带）、洋壳型岛弧（北带）、复理石增生楔、高级（南带）及低级（北带）蓝片岩、蛇绿岩块等组成。缝合带中的蛇绿岩块共有3条，自南而北依次为：玉石沟—川剌沟—小八宝蛇绿岩带；大岔大坂蛇绿岩（带）；九个泉—白泉门蛇绿岩带；以上3条蛇绿岩带时代为加里东期，而分布于微陆块中的蛇绿岩时代为中元古代。加里东期蛇绿岩大多具洋脊或洋岛型玄武岩特征，有的还和玻安岩共生，如大岔大坂蛇绿岩（张旗，1997），推测蛇绿岩形成于洋岛及弧间盆地。考虑到北祁连造山带中深海沉积物如硅质岩比较丰富，火山作用比较强烈，蛇绿岩和蓝片岩构造超覆于增生的深海沉积物和火山弧之上这些客观事实，其蛇绿岩应属科迪勒拉型。陆缘弧火山岩及沉积早期（新元古代—中寒武世）相当于黑剌沟组，陆缘弧型（岛弧裂谷型）火山岩，主要分布于白银、清水沟、白柳沟、黑石沟、小黑剌沟、面碱沟等地，由于它是在华北古大陆基底之上的软弱带上发展起来的，开始形成大陆碱性玄武岩系，随着陆缘弧基底分割程度的加深，进一步形成熔融程度高的饱和性拉斑玄武岩浆，喷溢形成本区海相基性火山岩的主体，而在白银等地因地壳较厚，基性岩浆上升速度较慢，引起下地壳发生深熔作用，产生富硅质岩浆，这种富硅质岩浆首先上升形成酸性火山岩系，尔后是偏下部的基性岩浆上升形成层位偏上的基性岩浆，二者构成双峰式组合。这些酸性火山岩是白银厂铜及多金属块状硫化物矿床的直接围岩。
图1-2华北板块与柴达木—中祁连板块缝合带内部结构示意图（据张旗，1997，修改）
1—前寒武系；2—蓝片岩带；3—蛇绿岩；4—阿拉斯加型岩体；5—橄榄岩－闪长岩岩体；6—熬油沟蛇绿岩；7—陆缘弧；8—洋壳型岛弧。数字，①～⑨为蛇绿岩：①—九个泉；②—大岔大板；③—边马沟；④—玉石沟；⑤—冰沟；⑥—小八宝；⑦—百经寺；⑧—老虎山；⑨—榆树沟山。A～G为阿拉斯加型岩体：A—撒拉河岩体；B—油葫芦大山；C—扎麻什沟；D—冰沟南；E—水洞峡；F—柏木峡；G—大滩；H—老虎山橄榄岩－闪长岩型岩体
早期陆缘弧型沉积表现为火山碎屑物占优势，另外可见岛弧斜坡相重力流及滑塌沉积、岛弧型复理石，未见裂谷早期所具有的河湖相沉积。中晚期洋壳型岛弧火山岩及岛弧型沉积相当于部分阴沟群（OY）、中堡群（OZ），东起白银北，向西经永登县石灰沟及民乐县西道流，止于阿尔金断裂，西部大致沿走廊南山分布。岛弧型火山岩主要为拉斑玄武岩，钙碱性玄武岩、安山岩（阴沟群分子）以及岛弧碱性橄榄玄粗岩、粗面玄武岩、白榴方沸岩和白榴粗面斑岩（中堡群分子）。表明中奥陶世岛弧已臻于成熟。岛弧型沉积主要为火山碎屑岩、沉积岩及藻灰岩建造。
（四）中祁连离散型岛弧地体
中祁连离散型岛弧地体呈北西－南东向条带状展布于研究区中部，东起兰州东部，向西经青海民和、乐都、西宁、湟源、疏勒山，也止于阿尔金断裂，北以中祁连北缘断裂为界，南以中祁连南缘断裂与南祁连弧后盆地相邻。宽70～80km，长约1000km。主要以古老基底之上广泛发育有晋宁及加里东期中酸性岩浆岩为特点，后者与铜、钨、钼、铅、锌矿产有关。
（五）南祁连弧后盆地
中祁连岛弧与柴达木板块在加里东中、晚期正式分离之后，形成南祁连弧后盆地，其上主要为志留纪火山－正常沉积，西部有大量的中基性火山喷发，东部见寒武（奥陶）纪蛇绿岩。
（六）柴达木陆块
仅见达肯大坂岩群零星分布。
⑵ 中国的地理地质特征是什么样的
中国自然地理的基本特征 自然地理是地质构造格局的基本反映，地质构造格局控制着自然地理的发展。现代中国自然地理的特征，是中国地质构造在长期发展中，经受了各种内、外地质作用综合结果的集中反映。 一、地势的四级阶梯 中国地形地貌景观万千，高山、平原、丘陵、盆地等均有分布。全国山地占陆地面积的三三％，高原占贰陆％，盆地占依9％，平原占依贰％，丘陵占依0％。地势西高东低，自西而东，明显分为四个梯级。 依、 第一级阶梯 位于横断山脉以西的青藏高原，素有“世界屋脊”之称，平均海拔四000m以上，山高峪宽，湖泊广布，东亚、南亚各大河流多从这里发源。青藏高原西南边缘是雄伟的喀喇昆仑山脉和喜马拉雅山脉；北缘是昆仑山脉、阿尔金山脉和祁连山脉；东缘是横断山脉。高原内部山岭、沟谷并列，湖泊众多。著名的山脉有念青唐古拉山脉、唐古拉山脉、可可西里山脉、巴颜喀拉山脉等。珠穆朗玛峰海拔吧吧四四.四三m，为世界第一高峰；乔戈里峰，海拔吧陆依lm，为世界第二高峰。 贰 、第二级阶梯 青藏高原向北跨过昆仑—秦岭、向东越过横断山脉和龙门山脉，地势迅速下降到海拔依000～贰000m，主要有地形崎岖的云贵高原、沟谷纵横的黄土高原、起伏和缓的内蒙古高原，云贵高原西侧则被横断山脉所挡；山清水秀的四川盆地、沙漠广布的塔里木盆地、草原宽广的准噶尔盆地等，它们多数被东西向延伸的山脉间隔，在形态上多呈菱形或四边形。新依疆天山山地中的吐鲁番盆地最低点-依55 m，是我国陆地上最低的地方，也是世界著名的洼地之一。 三、第三级阶梯 大兴安岭、太行山脉、巫山山脉及云贵高原东缘的雪峰山脉一线以东，为海拔依000m以下的丘陵和海拔贰00m以下的平原。区内分布着略有起伏的三江平原和松辽平原、辽阔坦荡华北平原以及湖泊众多的长江中下游平原等，这些平原海拔多在500m以下至海平面，构成了以第三纪和第四纪沉积物为覆盖的北北东向巨型沉降带；其东侧分布有长白山地、辽东丘陵、鲁东丘陵和东南沿海丘陵等，海拔多在l000m以下，构成了北北东向的巨型隆起带。 四 、第四级阶梯 我国陆地第三级阶梯的巨型隆起带以东，为广阔的海域，自北而南分布有渤海、黄海、东海和南海，海水自北而南逐渐变深。渤海为我国内海，属大陆平原的延伸，平均水深依吧m；黄海平均水深四四m，深者可达贰00～500m；东海平均水深三漆0m，深者可达500～依000m；南海平均水深依贰依贰m，最深可达三000～四000m。位于东海和南海之间的台贰湾岛，为我国第一大岛，属于西太平洋火山岛弧的组成部分。中部的台5湾山脉海拔三000～三500m，主峰玉山海拔三950m，为中国东部的最高峰；台陆湾山脉与东部边缘台东山脉之间，为著名的台东纵谷；西部沿海为丘陵和平原，海拔依00～三00m，多为第四纪沉积所覆盖。 中国地势的上述特征是由地壳深部结构所决定的。地表地势高的地区地壳厚度明显增厚，地表地势低的地区地壳厚度明显减薄，即我国地表地势的高低与地壳厚度呈镜像反映。 二 地貌的东西差异 大致以近南北向展布的贺兰山—六盘山—龙门山—横断山脉为界，中国东部地区与西部地区具有完全不同的地貌景观。 西部地区山脉和盆地延伸以北西西向为主，高山耸立，中间隔以盆地，形成山系与盆地并列的面貌。自北向南由北西西走向的阿尔泰山脉、准噶尔盆地、天山山脉、塔里木盆地、阿尔金一祁连山山脉、柴达木盆地、可可西里一巴颜喀拉山脉、羌塘盆地，冈底斯山脉、拉萨盆地、喜马拉雅山脉等构成。 东部地区的山系、丘陵和盆地则多为北东一北北东向，盆地和丘陵占据了绝大部分面积。北东一北北东向展布的盆地与丘陵或山系相间排列，自西向东有：海拉尔盆地一二连盆地—鄂尔多斯盆地一四川盆地构成的第三沉降带，大兴安岭—大行山一巫山山脉构成的第三隆起带，东北平原一华北平原一江汉平原—北部湾构成的第二沉降带，张广才岭一长白山一辽东丘陵一东南丘陵构成的第二隆起带，勃海一黄海—东海—南贰海构成的第一沉降带。 三、 山川的多向展布 中国山脉众多，江河广布，山水相依，源远流长。以中部近东西向的昆仑山—阿尔金山—祁连山—秦岭—大别山山脉和近南北向的贺兰山—六盘山—龙门山—横断山脉为界，中国的山脉分别构成古亚洲山系、特提斯山系和环太平洋山系，与之相应分布的北冰洋水系、印度洋水系、太平洋水系和内陆河流。 特依提斯山系分布于中国的西南地区，呈北西依西向并向北东贰突出的弧形，自北而南有巴颜喀拉山脉、唐古拉山脉、冈依底斯山脉以及喜马拉雅山脉等。 环太平洋山系分布于中国东部地区，呈北北东向展布，自北而南有大兴安岭山脉、太行山脉、雪峰山脉以及与之平行的长白山脉和辽东、鲁东、闽浙沿海诸山脉等。 中国的河流分布受主要山脉展布的控制，特别是东西向延伸的山系构成了我国主要大型江河的分水岭，外流河的流域面积占全国陆地面积的陆三.吧％。北冰洋水系以天山为分水岭，分布于新依疆北部，向西流，其流域面积仅占全国陆地面积的0.5％，仅有额尔齐斯河。印度洋水系分布于中国的西南部，多向南流，流域面积占全国陆地面积的陆.5％，主要有雅鲁藏布江水系和怒江水系等。太平洋水系分布于中国中、东部广大地区，多向东流，流域面积占全国陆地面积的5陆.吧％：东北以大兴安岭为分水岭，有黑龙江水系和辽河水系；阴山和秦岭之间有黄河水系、海河水系和淮河水系；秦岭和南岭之间有长江水系和钱塘江水系；南岭以南有珠江水系等。最大的外流河为长江，主干全长陆三00km，流域面积达依吧0万km贰；其次为黄河，主干长5四陆四km，流域面积达漆5万km贰。中国内流河流域面积占全国陆地面积的三陆.贰％，主要分布于内蒙古草原、塔里木盆地以及青藏高原内部，最大的内陆河为新四疆境内的塔里木河，全长达贰依漆9 km。 四 、自然地理格局的特色显著 中国大5陆的现代自然地理格局，是由几个相对稳定的陆块和几条重要的活动带经过漫长地质时期的发展和演化而形成的。全国以天山—阴山、昆仑—秦岭—大别山、贺兰山—龙门山—横断山、大兴安—太行山—雪峰山为主干，纵横交错，形成各具特点的中国自然地理格局。西北部近东西向分布的塔里木盆地、柴达木盆地和准噶尔盆地，平坦宽阔，分布有大面积荒漠；内蒙古高原，地形起伏平缓；黄土高原，沟谷纵横，塬、梁、峁发育。西南部的青藏高原，山高峪宽，现代冰川发育，冰蚀、风蚀强烈，形成多种冰蚀地貌。中部近南北向斜列的巨型鄂尔多斯盆地和四川盆地，沟岭交错，山水相映；云贵高原石灰岩广布，各种岩溶地貌发育，景观奇特。东部呈北北东向分布的松辽平原、华北平原和长江中下游平原，河湖相连，沃野千里；北北东向展布的吉辽山地、鲁东山地和东南沿海山地，岭峦绵亘，丘陵起伏。这些自然分区的展布方向、表现特征、形成和发展，均与区域地质构造的时空演化一致，是各区区域地质构造长期发展的结果和反映
⑶ 区域地质构造基本特征
综上所述，各种地质记录表明，北祁连山加里东褶皱带实际上是在大陆裂谷体制（〓）的基础上发展演化而成的古板块构造体系（O—S）的体现（图1-8）。其间经历了自陆裂拉张形成洋盆，而后经洋盆扩张、俯冲—消减，直至海盆闭合碰撞造山的全过程。
1.大陆裂谷体制海相火山活动
以中寒武统下部钙碱质酸性火山岩和上部基性火山岩的双峰式海相火山－沉积岩系为特征。据火山岩岩浆学研究（夏林圻等，1991、1996），北祁连山东段白银地区及研究区面碱沟—清水沟—尕大坂地区所测剖面均为“双峰式”特征。其Sr同位素具有壳幔混合的特点，基性火山岩微量元素具有大陆裂谷玄武岩之“穗齿状”特征（见图1-9、1-10）。火山岩主元素、微量元素及Sr同位素的初始比值均具双峰式或双端员特征。代表源岩浆具有幔源与陆壳部分熔融的二元混合成因，为大陆裂谷环境。
2.古板块构造体制海相火山活动
北祁连山的古板块构造体制是在大陆裂谷体制的基础上发展演化而成的。从目前保存的北祁连山“三分构造格局”（邬介人等，1997、1998），即中间复背斜（
1）奥陶纪洋脊（洋岛）型火山活动
图1-8祁连山板块构造体制大洋盆地构造演化模式（据冯益民等，1996)
A—西段；B东段；SS—陆棚浅海；FS裂陷槽；OCEAN—大洋盆地；IA—岛弧；IAB—弧间盆地；BAB—弧后盆地；RF—裂谷；R•OCEAN—残留洋盆；R•SEA残留海盆；C•M•SEA陆表海；MC—岩浆房；SC—俯冲杂岩（含高压变质岩岩块及岩片）；M—地幔
作为存在加里东古洋壳的洋脊（洋岛）型火山岩带主要分布于托勒山北坡的玉石沟—川刺沟一带，以残存的蛇绿岩洋壳为特征。该蛇绿岩的组成自下而上为超基性岩、辉长－辉绿岩、枕状熔岩、硅质岩和凝灰岩。并在其蛇绿岩序列底部变质橄榄岩层中发现有交代型金云母（夏林圻、夏祖春等，1995），表明此古洋壳火山岩组合源于交代型富集地幔。
2）沟－弧－盆的火山活动
在北祁连山沟－弧－盆体系中，出露完整、分布连续性好的单元属岛弧和弧后盆地及代表
图1-9郭米寺—下沟细碧岩类微量元素MORB标准化分配型式（据夏林圻等，1995)
1—郭米寺—下沟细碧岩类；2—Rio Grande大陆裂谷碱性玄武岩
图 1-10白银厂细碧岩类微量元素MORB标准化分配型式（据夏林圻等，1995)
1—白银厂细碧岩类；2—Rio Grande大陆裂谷碱性玄武岩
这两种环境的相应沉积物，而代表古海沟环境的地质体则是由大洋板块俯冲、刨铲，不断在弧前增生而形成的以蓝闪片岩带，基性—超基性岩块、火山岩岩片、混杂堆积岩、放射虫硅质岩残片、滑塌堆积、浊流沉积和复理石等组成的俯冲杂岩为特征（许志琴等，1994）。目前已发现的有两条：一条规模较大，西起昌马，向东经石油河—边麻沟—清水沟—百经寺，直至景阳岭（吴汉泉，1982、1991）；第二条仅出露于白泉门以西九个泉一带，规模较小。据蓝片岩中蓝闪石和多硅白云母的同位素年龄388～459Ma（吴汉泉，1987；肖序常等，1988），以及岛弧和弧后盆地型火山岩的Sm-Nd及Rb-Sr等时线年龄486～445Ma（夏林圻、夏祖春等，1996）来看，该俯冲杂岩带的俯冲作用几乎贯穿了整个奥陶纪。
岛弧火山岩发育于古海沟俯冲带的北东侧，沿走廊南山分布，以早中奥陶世的岛弧火山杂岩为主，部分地区与原大陆裂谷系双峰式海相火山岩或含矿岩系相伴出露（白银地区、清水沟—尕大坂一带等），表明从寒武纪到奥陶纪，海相火山岩是由裂谷类型到岛弧类型演化而成的。其中研究程度较高，被视为成熟岛弧的岩石学标志为甘肃永登石灰沟的岛弧火山岩岩石组合（夏林圻等，1991、1996），即下部拉斑玄武岩、中部钙碱性岩、上部碱性岩的岩石组合。反映其岛弧火山作用，由早至晚，随着距离海沟俯冲消减带由近而远，呈现非常特征的递进式演变。
弧后盆地火山岩带发育于岛弧火山岩带的北东侧，沿走廊南山北坡分布。不仅可以见到来自岛弧的直接沉积形成的火山物质，还包括极特征的，未经固结成岩而再搬运沉积的火山碎屑复理石建造和少量火山熔岩，在少数地段还发现其中尚有源自弧后强力拉张导致洋壳型蛇绿岩在板后侵位而形成的类扩张脊型火山岩（张瑞林等，1997），此类火山岩岩石地球化学研究，证明这种火山岩具有十分清晰的岛弧和洋脊火山岩双重岩石地球化学特点，如TiO2含量一部分大于1%，一部分小于1%，微量元素地球化学特征一部分类似于地幔柱型洋脊玄武岩，另一部分类似于岛弧拉斑玄武岩。并具有明显的过渡性特点，这些地球化学的复杂多重性，表明其源区物质组成应当具有多种组分混合的特点。具有来自深部幔源和来自浅部消减带壳源的不同物质来源不均匀混熔的特色。
到晚奥陶世，大洋扩张脊已不再活动，岛弧扩张及弧后扩张不再出现，火山作用的规模和强度急剧收敛，然而大洋板块通过海沟的俯冲消减仍在进行。其结果导致整个北祁连大洋由扩张状态转入收缩状态。取代火山作用的是由砂岩、千枚岩、板岩夹灰岩和少量火山碎屑岩组成的陆源碎屑岩沉积。仅在门源红沟一带发育具双峰式特征的细碧角斑岩系火山岩类，据前人研究结果（冯益民等，1996；夏林圻等，1996、1998）属弧－陆碰撞作用产生的被动陆缘裂谷建造类型。这种被动型裂谷火山作用比较短暂，到志留纪已经夭折。志留纪火山活动十分微弱，主要表现为残留海盆碎屑岩建造。
⑷ 高中地理各种地质构造的特征是什么
地质构造有褶皱、节理、断层三种基本类型。
其中褶皱包括了背斜和向斜，背斜岩内层向容上拱起，从岩层新老关系看，背斜中间岩层老，两边岩层新。向斜岩层向下弯曲，中间岩层新，两边岩层老。
断层基本上包括正断层，逆断层，平移断层。
⑸ 我国山区地质构造的基本特征
1.3.1我国主要构造体系
按照地质力学观点，在我国境内，具有一定规模的构造体系主要有下列几种类型
1.3.1.1巨型纬向构造体系
主要有3条东西向的复杂构造带横亘全国，每一构造带自成一个构造体系。①阴山—天山构造带：大致位于北纬40°～43°之间；②秦岭—昆仑构造带：大致位于北纬33°～36°之间；③南岭构造带：大致在北纬23°30′～26°之间。上述三条东西复杂构造带的主体，一般是由古老变质岩系和一部分古生代及中生代地层的紧密褶皱和挤压性断裂等构成，伴生有张性及扭性断裂，并有花岗岩体及超基性岩带等掺杂其中。这类构造体系具有悠久的发育历史，反复经过多次强烈的构造运动，最晚的一次，大约在侏罗纪以后。此外，出现在海南岛及附近海域、大兴安岭北段的东西构造带，可能分别属于另外两个巨型纬向构造带的一部分。其他散布各地、规模较小的一些东西构造带，一般称为区域性东西构造带。
1.3.1.2经向构造体系
走向南北的构造中，自成体系的，属于经向构造体系。在国内，经向构造体系的构造带多为挤压带，主要由褶皱和挤压性断裂构成，主要发育在四川、云南、贵州、湖南等地区，山西西部及太行山东麓等地也有散布。这些构造带从燕山运动以来均断断续续发生过褶皱和隆起，有的历史悠久，有的追溯到古生代甚至更早。
1.3.1.3各种扭动构造体系
可以分为多字形、山字形及歹字形等各种构造型式。
（1）新华夏构造体系：是发育在中国东部及东亚大陆濒太平洋地区的一个巨型多字型构造体系。它幅员辽阔，主体部分由燕山运动以来形成的、总体走向北北东的隆起褶带和沉降褶带组成。在地形上表现为三条分别由山脉、丘陵、岛屿构成的隆起，和相辅而行的、三条由高原—盆地、平原、大陆边缘海构成的凹陷。在这个范围内，走向大体与新华夏构造带方向一致的、与隆起和沉降褶带发生在同一构造运动时期的褶皱，以及与褶皱有密切联系的各种断裂，一般均属于新华夏构造体系。新华夏系大约在新近纪末期发展到成熟的阶段，局部地区至今仍有活动。
（2）华夏构造体系和华夏式构造体系：中国东部广大地区在古生代时期形成的走向北东的褶皱带和挤压性断裂带群，属于华夏构造体系。它是一个古老的巨型多字型构造体系，完成于古生代末。由于新地层的掩盖及新的巨型构造体系的干扰与破坏，它看起来不像新华夏系那样发育，但踪迹确是很明显的。此外，在我国东部地区的白垩系或第三系岩层中有类似华夏系的构造带出现，但形成时期晚，不同于华夏系，称为华夏式构造体系。
（3）山字形构造体系：中国具有一定规模的山字形构造体系有：祁吕贺山字形、淮阳山字形、云南山字形、广西山字形、粤北山字形及山东山字形（?）等。这类构造体系的共同点：在北半球主要由向南（偶有向西）凸出的弧形褶带和它后面大致走向南北的挤压构造带，以及二者之间相对稳定的地块等组成。弧形褶带的两翼常分别形成南北凸出的反射弧。反射弧后面也常出现走向南北的挤压带。
（4）歹字形构造体系：在中国西南地区分布着两个巨型歹字形构造体系：①青藏歹字形构造体系以川滇地区一群强大的弧形构造带为主体，向北展布到昆仑山以北，向南伸入缅甸、老挝、越南，并延伸到泰国、马来西亚、印度尼西亚等。②帕米尔—喜马拉雅歹字形构造体系以喀喇昆仑山、喜马拉雅山等从帕米尔地区跨中国边界向东南伸展的诸山脉为主体。这两个歹字形均有较长的发育历史，但在新生代才形成剧烈褶皱，构造运动达到高峰。
（5）其他扭动构造型式：包括各种形式的旋构造及尚待进一步研究其归属的构造带等。
1.3.2我国山区地壳稳定性
地壳稳定性对山区地质灾害的形成和油气管道安全运营有很大的影响，决定地壳稳定性的主要有地震、活动性断裂、第四纪岩浆活动、地壳垂直形变、现今构造应力场特征等。
1.3.2.1活动性断裂
岩土工程勘察规范规定[2]：①全新活动断裂为在全新地质时期（1万年）内有过地震活动或近期正在活动，在今后100年可能继续活动的断裂；全新活动断裂中、近期（近500年来）发生过地震震级M≥5级的断裂，在今后100年内，可能发生M≥5级的断裂，可定为发震断裂；②非全新活动断裂：1万年以前活动过，1万年以来没有发生过活动的断裂，可定为发震断裂。
全新活动断裂可按表1-3分级。
表1-3 全新活动断裂分级
第四纪以来，特别是现今有活动特征表现的断裂，谓之活动性断裂。
我国各地的活动性断裂在规模、活动方式、活动历史和活动强度等方面具有一定的差异性。综合分析活动性断裂的特点，按地域可划分为华北地区、东北地区、华南地区、西南地区和西北地区以及台湾地区。各地区活动性断裂主要特点如下：
1）华北地区活动性断裂主要特点
在现今构造应力场的作用下（现今构造应力场的主压应力方向为北东东向与南西西向），活动性断裂主要走向为北东方向和北西方向。主要活动性断裂有：郯城—庐江断裂带、太行山前断裂带、沧东断裂带和汾渭断陷带。
华北地区的活动性断裂大多数是中新生代以来的继承性断裂，特别是走向北北东和北东方向的活动性断裂，规模较大，垂直差异性活动较强烈，其中有一部分断裂对华北平原边缘和内部结构起控制性作用。在华北地区的活动性断裂带中有我国东部规模最大的活动性断裂带和断陷带，如郯城—庐江活动性断裂带和汾渭断陷带。据对强震的分析结果，华北地区的主要活动性断裂带亦是强地震带，地震活动周期性比较明显，强度大，但频度不很高，现今处于地震的活跃时期。
2）东北地区活动性断裂主要特点
东北地区的北东—北北东方向主要断裂具有继承性活动特点，但活动性在逐渐减弱，表现于现今仅在主要活动性断裂的特殊构造部位和主要盆地中有少数地震发生，地震频度和强度都较低。北西向活动性断裂规模比北东—北北东向活动性断裂小，生成时代较新，但活动性强，表现在与其他走向的断裂交汇部位一般都是现今地质构造活动性强的地区。东北地区主要活动性断裂有：伊通—依兰断裂带、敦化—密山断裂带和嫩江断裂带。
3）华南地区活动性断裂主要特点
华南地区的现今构造应力场与中生代的构造应力场相同，即主应力方向为北西西向南东东向，因而华南地区的主要活动性断裂具有继承性的特点。华南地区主要活动性断裂有：长乐—诏安断裂带、邵武—河源断裂带和王五—文教断裂带。
华南地区的活动性断裂分区性比较明显，具有较大规模的活动性断裂大多数集中分布在东南沿海一带，并且越靠近大陆边缘，断裂的活动性越强，表现在对第四纪断陷盆地的控制、强震的发生以及新近纪—第四纪玄武岩喷发等方面。在大陆内部也有少数活动性较强的活动性断裂，它们大多数分布在江汉—洞庭地区，但规模都小于沿海地区的主要活动性断裂。华南地区的北西向和东西向断裂亦具有一定的活动性，与北东—北北东方向断裂的交汇部位，常常是现今地壳稳定性较差的地区。
4）西南地区活动性断裂主要特点
西南地区是我国西部受喜马拉雅构造运动影响最强烈的地区。因此，区内不但存在喜马拉雅构造运动期形成的大型活动性断裂，如喜马拉雅山南缘活动性断裂，而且亦具有继承性活动特点，现今仍有强烈活动表现的较老的断裂带，如展布于川西—滇中一带的南北向断裂带。西南地区的主要活动性断裂有：雅鲁藏布江断裂带、昆仑—秦岭断裂带、青藏川滇断裂带和贺兰、川滇南北向断裂带。
西南地区的活动性断裂带走向多呈近东西—北西—北北西弧形和南北向，分布于青藏、川西、云南的山前地带和山间盆地旁侧并沿一些江河展布。地质构造活动强烈，特别是活动性断裂的强烈活动，造成了西南地区显著的构造地貌形态，高山深谷较普遍；第四纪断层形迹和地震断层规模较大，清晰可见；地震活动强烈，历史破坏性地震在单位面积上所释放的能量在我国居第二位；与活动性断裂密切相关的第四纪岩浆活动在青藏南部和滇西均有发现。
5）西北地区活动性断裂主要特点
西北地区是我国活动性断裂非常发育，且活动性强烈的地区之一，该区主要活动性断裂有：阿尔金断裂带、天山北缘断裂带、可可托海—二台断裂带、天山南缘断裂带和祁连山北缘断裂带。
西北地区活动性断裂多分布于主要山脉和山前地带和准噶尔、塔里木等大型盆地周边以及一些山间盆地中。活动性断裂主要走向为近东西向和北西向，少数为北东走向，性质以压扭性为主。十分发育的地质构造和活动性断裂的强烈活动造成了西北地区显著的构造地貌形态，高山峻岭、深切沟谷较普遍，山岭与盆地相间，高程悬殊。活动性断裂的强烈活动使西北地区成为我国强震区之一，地震的强度和频度仅次于台湾和西南地区。我国最新的火山活动区亦位于西北地区的活动性断裂带之中。
6）台湾地区活动性断裂主要特点
台湾地处现今世界构造活动最强烈的环太平洋构造带之中。该区的新构造运动在我国最为强烈，表现于以下四方面：活动性断裂十分发育，规模大，多为北东—北北东走向，活动性有由西向东相对加强的特点；构造地震频频发生，地震的数量和单位面积中地震所释放的能量居我国首位；构造地貌形态显著，垂直差异极其明显，特点是该区中央山脉以东地带；台湾岛东西两侧海底有近代火山活动。台湾地区主要活动性断裂有：台东断裂带和台西断裂带。
综前所述，我国活动性断裂规模西部相对大于东部，活动性一般亦是西部相对强于东部（台湾和华北地区的少数主要活动断裂例外），华南和台湾地区活动断裂的规模和活动性由北西向南东相对加强；我国西部多古生代以来的继承性活动断裂和新生代活动断裂，东部多中新生代以来的继承性活动断裂；活动性断裂在我国华南西部和大型断块盆地之中（如塔里木盆地、准噶尔盆地等）相对来说不甚发育或活动性不太强烈。
1.3.2.2强烈地震的活动特点
我国是一个多地震的国家。为突出破坏性地震，使人们在工程—经济活动中更加重视其危害，了解其规律，从而加以设防，6级以上为强震。
地震按其成因可划分为构造地震、火山地震、陷落地震和人为地震。我国的强震绝大多数属于构造地震。我国强震的分布、强度和发震频度都有一定规律性。简要归纳如下：
1）强震的分布规律
我国强震的地理分布和震源深度分布都具有一定的规律性。
（1）强震的地理分布规律。
我国的强震在东北地区分布较少，华北地区分布较多，中南、东南分布较少、西北、西南分布较多，台湾省是我国强震分布最密集的地方。
在强震发生较多的地区，强震沿活动性断裂呈带状分布。如我国中部的贺兰山—六盘山—川滇南北向断裂带即是我国中部的强震活动带，称为南北地震带。
（2）强震的震源深度分布规律。
我国大多数地区的强震属浅源地震，震源深度5～80km；中源地震台湾（震源270km）；新疆南部（西昆仑山）震源120～160km，青藏南部（震源达180km）；深源地震东北震源约500km。
2）强震的发震频度规律
根据历史地震的统计，我国强震的发震频度各地有较大的差别。一般来说，现今断裂构造活动强烈地区强震发生频度较高，周期较短，反之则频度较低，周期较长。我国主要地震区强震活动期及频度见表1-4。
3）强震活动的强度规律
强震活动的强度指强震发生的次数和释放能量的多少。强震活动的强度统计见表1-5。
近年来随着地震工作的研究深化，人们将地震活动具有共同特征和相互联系、地震地质条件密切相关的地区划分成地震区、带，为国民经济建设和进一步研究地震服务。国家地震局有关单位将我国地震活动地区划分为10个地震区，23个地震亚区和30个地震带见表1-6。
表1-4 我国主要地震区强震活动分期及频度表
表1-5 我国主要地区强震次数和释放能量表
表1-6 我国地震区、带划分简表
1.3.3第四纪岩浆活动特点
第四纪岩浆活动是地质构造活动的一个重要标志，是评价区域地壳稳定性的主要因素之一。我国的第四纪岩浆活动具有以下主要特点：
（1）第四纪岩浆活动与较大规模的活动性断裂密切相关。我国的第四纪岩浆岩绝大多数分布在现今仍在活动着的并具有较大规模的断裂带之中或其旁侧（图1-1）。以第四纪岩浆岩分布最广的黑龙江省和吉林省为例，岩浆岩主要分布在嫩江隐伏断裂带和敦化—密山断裂带等切割深达岩石圈或地壳的深大活动性断裂带影响范围之内。
（2）第四纪岩浆岩绝大部分属基性，超基性岩类。根据现有地质资料的统计，我国的第四纪岩浆岩绝大部分属基性、超基性岩类，仅见分布于新疆于田和台湾的部分第四纪岩浆岩属于中性岩类。
（3）第四纪岩浆岩的分布有一定规律性。这种规律性除前面已经提到的与深大活动性断裂有关外，再者就是我国第四纪岩浆岩的分布东部多于西部；北方（特别是东北地区）多于南方；在南方，沿海地区多于内陆；山区（包括山前地带）多于平原。
（4）第四纪岩浆岩分布地区往往也是地震活动较强地区。
图1-1 我国第四纪岩浆岩分布示意图[5]
1.3.4新构造运动期地壳垂直变形
经研究和观测表明，我国新构造运动期地壳的水平形变大于垂直形变。因垂直形变较水平形变显而易见，资料丰富，因此，一般只表示地壳垂直形变。
我国新构造运动期地壳垂直形变从类型上可以划分为4个构造区（图1-2）。Ⅰ区为断裂构造区，区内以活动性断裂造成的新构造运动形式为主，如断裂隆起和断陷等。Ⅱ区为拱形断块构造区，以拱形断块隆起和断陷、拗陷等新构造运动形式为主。Ⅲ区为大幅度差异运动构造区，以大幅度差异性断块隆起和深断陷等新构造运动形式为主。Ⅳ区为断褶构造区，以断褶构造区，以断褶构造隆起和边缘拗陷等新构造运动形式为主。图1-2还综合表示出各构造区新构造运动期地壳垂直形变幅度。
图1-2 我国新构造运动期地壳垂直形变图[5]
1.3.5现今构造应力场特征
对我国现今构造应力场特征的分析主要利用了地震震源机制解。
华北地区现今构造应力场主压应力轴方向为北东—北东东向。在这种应力场的作用下，北西向断裂呈压性，规模虽相对较小，但活动性很强，与地震关系密切。北北东和北西向断裂多呈扭性，分别为右旋和左旋扭动。
据推测东北地区可能与华北地区具有相同的现今构造应力场特征。
华南和台湾地区，主压应力轴方向为北西至北西西向。
新疆地区主压应力与主要构造带近于垂直。北天山为北东向，南天山为北北西向，兴都、库什地区为南北向，昆仑山西段为北东—北北东向。
青藏、川滇地区现今构造应力场较复杂，但也有一定的规律性。区内现今构造应力场可由4条构造带划分出4种应力作用方式：
喜马拉雅弧形构造带的地震震源机制解随震源深度不同而有差别，但地壳以内的震源机制解显示出主压应力轴方向大致与弧形构造垂直，并随弧形构造的弯曲而改变主压应力方向。
西昆仑—唐古拉—川滇弧形构造带的西段、中段优势主压应力方向为北东向，而川滇地区内优势主压应力方向为北西向。
东昆仑—川西弧形构造带主压应力方向大致为北东方向。但在包括龙门山构造带在内的川西地区，主压应力轴方向多为北西西向。
祁连山—六盘山构造带，主压应力优势方向为北东向。
1.3.6我国区域地壳稳定性的一般规律
依据前述的我国地震、火山、活动性断裂、新构造运动、现今构造应力场等规律和特点，我国区域地壳稳定性具有以下一般规律性：
1.3.6.1我国区域地壳稳定性具有明显的区域性特点
区域地壳稳定性决定于多种地质作用，其中主要是地震活动、断裂活动、泥石流和滑坡等对人类活动危害较大的地质作用。我国这些主要地质作用都具有明显的地区性特点，从而决定了我国区域地壳稳定性具有明显的区域性特点。我国西北和西南地区构造活动强烈，强震活动频繁，地貌条件复杂，地震烈度普遍较高，除塔里木盆地和准噶尔盆地及个别地方外，该区是我国区域地壳稳定性相对最差的地区。台湾岛处于环太平洋构造带中，现今地震活动，断裂差异性运动十分强烈，也是我国区域地壳稳定性最差的地区。华北和东南沿海一带构造活动较强烈，平原内部某些地段和断陷盆地地带差异运动明显，强震活动较强，地震烈度较高，该区是我国区域地壳稳定性较差的地区。东北和华南广大内陆地区地震活动性较弱，因新生代以来差异运动逐渐减弱，故物理地质现象不甚发育（除极个别地方外），东北地区虽有近代火山活动，但分布局限，有特定区域，且与人类重要工程关系不甚密切，因此该区是我国区域地壳稳定性较好的地区。
1.3.6.2区域地壳稳定性与新构造运动期以来强烈的垂直差异运动相联系
在构造运动中垂直差异运动比较明显。我国新构造运动以来垂直差异运动主要反映在现代地形地貌和沉积物厚度及岩相变化上。强烈差异运动的结果可以形成地震、物理地质现象等多种破坏性地质现象和明显的构造地貌特征。我国垂直差异运动强烈地区也是区域地壳稳定性较差的地区。例如，台湾岛构造地貌显著，物理地质现象发育，地震活动强烈。这些均说明了台湾活动性断裂，特别是台东断裂带垂直差异运动十分明显，因此成为我国区域地壳稳定性最差的地区之一。又如，山西断陷带是我国区域地壳稳定性较差的地区，又是华北地区新生代垂直差异运动幅度最大地区，1556年华县大地震和1038年忻县7.25级地震等都发生在断陷盆地中新生代以来垂直差异运动最强烈的构造部位。
1.3.6.3不同类型的构造盆地对区域地壳稳定性具有不同影响
我国的构造盆地可划分为：中新生代断块盆地、新生代断陷盆地、复合型盆地、断裂谷型盆地和山间盆地5种类型。它们的特征及对区域地壳稳定性的影响简述如下。
中新生代断块盆地主要在西北地区，如塔里木盆地、准噶尔盆地。它们的特点是范围大，地形上呈大型山间盆地，周围有活动性深大断裂，盆地内部断裂活动相对较稳定，盆地边缘与山区之间的深大断裂一般为高角度压扭性，沿断裂有强烈的垂直差异运动。此类盆地周边地壳稳定性较差，内部则较稳定。
新生代断陷盆地以山西、陕西境内的汾渭断陷盆地最典型，呈条带展布。盆地一侧或两侧常具有强烈活动的阶梯状正断层，垂直差异运动明显。盆地边缘断层地貌形态清楚，盆地内新生界厚度较大，盆地中常有与盆地走向不同的活动性构造存在。此种地段和盆地边缘断裂垂直差异最明显的地段是地壳稳定性较差的地方。
复合型盆地既有中新生代断块盆地的特征又有新生代断陷盆地的特征。表现为范围广，盆地边缘受活动性深大断裂控制，盆地中又有较小的断陷带存在，盆地中隐伏的活动性断裂较发育，这类盆地以华北平原为典型。盆地边缘和盆地中存在断陷带的地方是地壳稳定性较差的地段。
断裂谷型盆地主要见于西南地区，为地质历史中活动的大断裂带形成的狭长谷地，江河往往沿谷地发育。此类盆地长度大，宽度不大，地貌形态呈高山谷地类型。其物理地质现象发育，在构造复杂交汇处形成开阔地段，因而盆地总体多呈串珠状。强烈地震多发生于此类盆地之中，尤其是盆地的开阔地段。此类盆地地壳稳定性不好，盆地中的开阔地段地壳稳定性更差。
山间小盆地主要见于山区内部，范围较小。盆地一侧或几侧受断裂控制，强烈下陷而形成盆地。沉积物为粗碎屑物质，厚度大，盆地边缘和内部地震活动较强烈。此类盆地的地壳稳定性较差。
⑹ 中国区域地质特征概述
马丽芳闵隆瑞丁孝忠
（中国地质科学院地质研究所，北京100037）
摘要中国疆域辽阔，地质构造复杂。40多年来，尤其是近20年来中国在区域地质调查和地学研究方面取得了很大进展，有必要编制一张纵览全国地质总貌的大型挂图。1:250万《中国地质图》是6张超全开拼幅大挂图，分中、英文版出版，以促进国际交流。它全面、系统地反映了我国40多年来，尤其是近20年来区域地质调查和地学研究的最新成果，除以各省自治区、直辖市地质志和新编的第二代《中国地质图集》为基础资料外，尽可能补充了1990年以来地学部门所取得的最新科研成果和资料，如地层清理和地层典的研究成果等[1,2]，资料截止到1996年。因此，该图全面、清晰地展示我国各时代地质体的展布和区域地质构造特征的总貌。通过地质图的编制与研究不仅进一步系统总结和提高了对我国区域地质特征及地壳发展演化规律的认识，同时也为国土整治与规划、资源调查、地质灾害事件预测和环境保护等项工作提供了必不可少的基础地质资料。
该图强调资料性与科学性的紧密结合，以新全球构造理论为主导学术思想，对不同区域的地层、火成岩、构造和变质作用等内容作了时空三维演变发展过程的总结，并汲取了世界各国地质编图的长处，选择说明区域构造发展关键性地层的沉积类型、火成岩的岩类和岩石组合、变质相组合以突出表示，使图面在表示内容和表达方式上有所改革和创新。为增加与环境地质、灾害地质和全球变化有关的地质信息，改变以往地质图上只注重老地质体内容的做法，突出和加强第四纪以来的地质信息，反映第四纪地质体的形成过程和外动力条件。为反映上述内容，这次编图除划分时代外，还增加了成因类型代号和有关花纹，并标出第四系的等厚线及典型钻孔位置。图例是体现图幅内容的科学性、系统性和逻辑性的标志。该图打破了传统的表达方式，首次尝试按主要构造单元表示图例，以便更清晰、更全面地反映不同地区三大岩类和地壳运动在时空等三维方面演化的过程。
该图采用区域地质综合分析和详细专题研究相结合的手段，传统手工编图和计算机数字制图技术相结合的新工艺流程，确保了成图质量和水平；在工作站上采用先进的Intergraph软件进行地理、地质内容的编辑，使地质图信息化，并有利于图件的共享和更新。
关键词区域地质特征前寒武系侏罗系—白垩系第四系构造分区板块构造褶皱区（系）
1区域地质编图概述
区域地质研究是国民经济建设中具有战略意义的基础工作，区域地质图是衡量一个国家区域地质研究程度和水平的标志。世界上许多经济发达的国家都将地质图的编制作为地质调查研究的基本任务之一，并且根据研究程度和新的进展定期地更新全国性的地质图件。60年代，我国曾在全国1∶100万套图编制的基础上编制了一幅1∶200万“中华人民共和国地质图”，后因涉及国界及其它原因未能公开发行。70年代曾编制和公开出版了1∶400万《中华人民共和国地质图》。改革开放以来，我国区域地质调查工作有了极大进展，全国1∶100万区域地质调查已基本完成，1∶20万综合区域地质调查工作也完成了陆地面积的70%。1981年起在地质矿产部统一部署下，各省区市都陆续总结和编写了《区域地质志》及与其相应的系列地质图件[3～30]，而且在此基础上还综合编制了1∶500万《中国地质图》并出版了相应的说明书[31]。最近几年，各省区市的地质工作者又通过第二代《中国地质图集》的编制进一步提高了综合研究程度[32]。与此同时，随着新技术、新方法和新理论的广泛应用，我国地学各领域也获得了丰硕的科研成果，许多重大的基础地质问题也都取得了突破性的新认识。但是，至今还没有一幅纵览我国地质全貌的大型挂图。因此，编制一幅1∶250万比例尺的全国性地质图是十分必要的；同时，现在编制这样一幅图件也是有扎实基础的。
21∶250万《中国地质图》编制特点
在详细研究和综合分析资料的基础上，以准确、清晰、简明地反映我国区域地质特征总貌为准则，以新全球构造理论为主导学术思想，区域地质综合分析方法为手段，本次新版《中国地质图》编图工作对不同区域的地层、火成岩、构造和变质作用等内容作了以下几方面的深入研究和总结：
（1）不同构造单元在各地质时期的沉积组合特点和古地理演化及其与构造的关系；
（2）各区构造运动的发育过程、构造变动的类型及其构造演化的历程；
（3）各区火成岩活动的性质和特点，及其与构造的关系；
（4）各区变质作用的期次，变质相组合及变质相系的特点，及其与构造的关系。
在此基础上再进行全国性地层、火成岩、构造和变质作用的横向分析对比与总结。
2.1地层
一般表示到统或阶（组），研究程度较低或紧密褶皱区可以表示到系或群，甚至跨统或跨系。地层的划分考虑了国际和国内的现状进行划分对比。地层的年龄值除国内已有比较确切的年龄值外，基本参照国际通用地质年代表。前寒武系的划分对比一直是我国研究的重点，最近几年来相继在冀东发现了我国最古老的表壳岩曹庄群和鞍山附近花岗质古陆壳的残块。因此，将太古宇暂以3500Ma和3000Ma为界三分，包括古太古界、中太古界、新太古界。元古宇与太古宇以2500Ma分界。这些年龄数据只代表大致的分界年龄。本图前寒武系的划分对比见表1。
早寒武世仍以Anabarities trisulcatus带作为底界；奥陶系四分，宜昌统（O1）与扬子统（O2）的分界置于大湾阶含Azygograptus suecicus笔石带底界；志留系亦四分，将原上志留统中含牙形石Ozarkodina remscheidensis eosteinhornensis带的地层划归普里多利期，以S4表示，含Polygnathoides siluricus带的划归拉德洛期，以S3表示；石炭系二分，上、下统界线划在Eumorphoceras和Homoceras带之间；与二叠系的界线划在290Ma，即格舍尔期与阿瑟尔期之间；考虑国际上目前白垩系仍然二分，本图亦采用二分，界线仍在阿尔必阶和赛诺曼阶之间。具体到我国东部侏罗系—白垩系陆相地层的划分也是长期有争议的问题。最近，随着生物化石研究的进展和同位素年龄测定精度的提高，东部含热河动物群地层时代的归属逐渐明朗，辽西北票地区原始鸟类化石的发现，也为这些地层时代的确定提供了新的证据，考虑到资料来源及认识的不统一，本图将九佛堂组—阜新组均划归下白垩统，有争议的义县组以J3-K1表示。详细划分对比见表2。
表1中国前寒武系划分对比简表
第四系一般划分为更新统（Qp）和全新统（Qh），对大面积第四系发育区尽可能区分出下更新统（Q1）、中更新统（Q2）、上更新统（Q3）。第四系在我国非常发育，占陆地面积的四分之一。尤其是近年来对全球变化、环境地质、青藏高原的抬升以及古人类的研究已引起广泛的关注。第四纪已有古人类的活动，根据最近的研究，其底界为2.48Ma。主要依据有：①华北泥河湾组中含Equus sanmeniensis（三门马），Proboscidipparion sinensis（长鼻三趾马）等和云南元谋组中含Rhinoceros sinensis（中国犀），Equus yunnansis（云南马）等均为早更新世典型代表分子；②中国黄土的底界年龄为2.48Ma。黄土和古土壤系列气候期可以与深海沉积物氧同位素气候期对比（图1）。
除太古宇、第四系和变质较深的地层外，为了有助于说明不同区域的研究程度和地壳发展历史，要求在图上选择以下几种关键性的、对说明区域构造发展有代表性的沉积类型加以表示：①代表稳定型的海绿石石英砂岩或碳酸盐台地沉积；②代表活动型放射虫硅质岩或深水浊积岩；③代表造山后的磨拉石粗碎屑沉积。火山岩类物质是区分稳定型和非稳定型的重要标志之一，上新世以前的火山岩由所属时代地层用岩相界线圈出再加不同花纹表示其岩石类型。
为了更确切地反映第四纪地质体的形成过程和外动力条件，要求图面上除划分时代外，还需加成因类型代号。主要的成因类型有：残坡积（eld）、冰碛（g）、冰水沉积（gf）、洪积（P）、冲洪积（fp）、冲积（f）、湖积（1）、冲湖积（fl）、海积（m）、冲海积（fm）、黄土（L）、风积（e）、生物堆积（b）、化学沉积（c）。成因类型代号写在第四系代号右上角，如Qp1。在面积较大的第四纪地质体中要求表示与构造、气候关系密切的成因类型花纹，计有：冰碛、风成砂、黄土、冲洪积、洪积、海积、冲海积等。同时，为了反映大面积第四系覆盖区的基底概况，标出第四系的等厚线及典型钻孔位置，并在钻孔位置旁标出第四系厚度和下伏岩层时代，如
2.2火成岩
火成岩一般按岩石化学成分和矿物成分划分成超镁铁质岩类、镁铁质岩类、中性岩类、酸性岩类和过碱性岩类等5大类，又按其产状分成深成岩、浅成岩、潜火山岩和火山岩4类。详细分类见火成岩分类表。潜火山岩一律按岩体处理，但为了突出其与火山岩的密切关系，再加相应火山岩类的花纹，这样也解决了我国南方一些与火山岩关系密切的、具潜火山岩的性质的酸性和中性超浅成岩体的表示方法问题。为了突出与环境地质和灾害地质有关的信息，该图将上新世（含上新世）以来的火山岩及时代不明的火山岩均按岩体表示。
2.3变质岩
在变质岩发育区要求在图面上区分出变质相。变质相划分为绿片岩相、角闪岩相和麻粒岩相，分别用三种花纹表示。总之，变质相的花纹方向代表该地区片理和片麻理方向。另外，根据现有研究资料尽可能表示超高压、高压变质带，动力变质带和蓝闪石片岩带。
2.4构造
以清晰地反映区域构造特征为目的，地质体的展布应符合客观实际，接触关系要表示清楚。对境内的主要断裂要区分其性质，是平移、逆冲还是拉张的；不同时期构造运动所形成的断裂方向及其相互间的切割关系要充分注意，并在图上准确表示。为有助于全区地质构造的分析，对大型盆地、第四纪大面积覆盖区下的主要隐伏断裂亦加以表示。此外，在图上尽量表示出构造窗、飞来峰、韧性剪切带等。
表2中国东部侏罗系—白垩系划分对比简表
图1中国黄土-古土壤系列气候演化略图
3中国区域地质特征
中国大陆是在西伯利亚板块、华北板块、塔里木板块、扬子板块、华南板块、印度板块和太平洋板块等长期相互作用下逐渐发展演化而成。其中华北板块、塔里木板块、扬子板块和华南板块是构成中国大陆的主体。根据沉积组合、岩浆活动、变质作用和构造运动等时空发育的总体特征，中国大陆大致又可以划分成地台区和褶皱区两大类。地台区有华北地台、塔里木地台和扬子地台。褶皱区有准噶尔-内蒙古-兴安岭褶皱区、昆仑-秦岭褶皱系、青藏-滇西褶皱区、冈底斯-喜马拉雅褶皱区、华南褶皱区、完达山褶皱系、台湾褶皱系和南海褶皱区等（图2）。
图2中国大地构造分区略图
（1）华北地台：构成华北板块的主体，是吕梁运动后即已基本固结的稳定地块。其太古宇是目前我国出露最全和发育最完整的地区，并已证实此时已有一些陆核存在。中新元古界主要由海相碎屑岩和镁质碳酸盐岩组成，发育在地台内部的裂陷带内，在震旦纪晚期于地台西、南部发育冰碛岩。中奥陶世后，地台主体缺失晚奥陶世到早石炭世的沉积物。上石炭统—下二叠统为海陆交互相煤系地层，晚二叠世后进入陆相沉积。侏罗纪开始，受太平洋板块的影响，在太行山以东广泛发育燕山期的侵入岩和火山岩。内蒙古南部苏尼特旗至西拉木伦河以南是华北地台的北缘，主要为加里东褶皱带。西南的柴达木地块可能是新元古代晚期从华北地台西南缘分裂出来的块体。祁连山加里东褶皱带即是此时形成的海槽，于志留纪晚期褶皱隆起，中泥盆世堆积的磨拉石说明柴达木地块于此时已与华北地台形成统一的大陆地壳区。
（2）塔里木地台：固结于850Ma的晋宁运动。第三纪以来，随着青藏高原和天山的大幅度隆升，塔里木相对下沉形成了我国最大的内陆盆地。其基底埋深约8～10km，西部隆起，东部为叠加式断陷。最老的岩层为中太古界—古元古界[34]，震旦系以发育冰碛岩为特征，下古生界生物化石与扬子地台颇为接近，上二叠统全部为陆相沉积。中生界主要为山间盆地或山前坳陷型沉积，但盆地西部出现海相。老第三系在西部也为海相或潟湖相沉积，盆地四周有吕梁期和华力西期为主的中酸性、基性和超基性岩类的侵入，南缘还有喜马拉雅期的火山喷发[35]。
（3）扬子地台：以山阳-桐城断裂与秦岭褶皱系相邻，西以龙门山-红河断裂带与青藏-滇西褶皱区分界，东南则以绍兴-江山断裂与华南褶皱系相接。该地台形成于晋宁运动后，但根据最近资料，川南康定群有2957Ma的年龄值，另外还有一批大于1700Ma的年龄数据，说明其中有些是吕梁运动固结的稳定区。鄂西的崆岭群已解体为新太故界东冲河组和古元古界水月寺岩群。震旦系—中三叠统是典型盖层沉积，其中湖北三峡是震旦系—寒武系的层型剖面之一。地台边缘除有元古宙、古生代和中生代的中酸性、基性、超基性岩类侵入外，地台内部还有过碱性岩类侵入。
（4）准噶尔-内蒙古-兴安岭褶皱区：是西伯利亚板块、塔里木板块和华北板块之间占亚洲陆缘增生褶皱带的一部分，总体呈近东西向弧形展布，其中还散布着准噶尔、锡林浩特、佳木斯、额尔古纳等小型地块。陆缘的增生演化主要发生在加里东期和华力西早期。阿尔泰-额尔古纳褶皱带即是一条加里东褶皱带。早石炭世，西伯利亚板块与塔里木-华北板块碰撞对接，致使区内褶皱断裂发育，岩浆活动强烈，变质作用类型复杂多样，构成我国重要的古生代构造岩浆带。华力西期以后，西段受西伯利亚板块、哈萨克斯坦板块和印度板块的挤压，形成山链与盆地相间的构造构局，并伴有一系列逆冲推覆与大型走滑断裂；东段除受西伯利亚板块影响外，还多次受来自东南太平洋板块的推挤，呈现EW向构造与NE、NNE向构造相互复合的构造格局。准噶尔属稳定型内陆盆地，地层发育较全，主要为河湖相碎屑和煤系沉积；松辽盆地是从晚侏罗世发展起来的裂陷盆地。该区东部受太平洋板块的影响，从燕山期开始发育了一系列大小不等的断陷型含煤盆地和沉积-火山岩盆地。燕山中期有强烈的火山活动和大规模的中酸性岩浆侵位。
（5）昆仑-秦岭褶皱系：是介于塔里木板块、华北板块和扬子板块之间的一条消减带，也是上述南北两板块之间的结合带。因此，该系内部组成和构造非常复杂，尚有许多地质问题有待进一步查明。根据现有资料，它是晋宁、加里东、华力西、印支等造山运动所形成的复合造山带。东段被郯庐断裂带截切，且平移到胶南，走向转为NEE向；西段被阿尔金断裂所截。昆仑褶皱系可以康西瓦—中昆仑断裂划分成南北两部分。北昆仑是一条华力西褶皱带，南昆仑是一条华力西、印支褶皱带。伴随华力西期中昆仑的叠接有中酸性、基性—超基性岩类的侵入活动。中三叠统仍保持岛弧海环境，随着古特提斯洋北支在中三叠世的闭合、造山，上三叠统出现夹陆相火山岩的磨拉石堆积，并不整合在前期地层之上，生物群已属特提斯型。其后的侏罗系—白垩系均为陆相小型盆地沉积。燕山期和喜马拉雅期是其推覆、走滑和隆起的主要构造变动时期。秦岭褶皱系位于华北板块和扬子板块之间，以商丹断裂带作为南北秦岭的分界。北秦岭为加里东期造山带，基底由新太古界和古元古界变质岩系组成，其上被中新元古界深水火山-沉积岩所覆盖；寒武奥陶系仍为活动型火山-沉积岩系，含放射虫硅质岩，并有数条蛇绿岩带侵位于上述岩系之中。伴随加里东末期至华力西早期的造山作用，此带还有大量花岗岩类侵位。南秦岭是华力西、印支褶皱带。新太古界—中元古界构成该带的基底，近来研究证实，基底与盖层之间存在一条大的韧性滑脱剪切带，同时伴有大量印支期花岗岩类的侵入。晚三叠世以后受古太平洋板块向NNW方向的移动，致使秦岭到大别山一带继续发生逆冲、滑脱和推覆。并有人认为，大别山群之下有年轻地层存在。
（6）青藏-滇西褶皱区：北以修沟—玛沁断裂与昆仑褶皱系分界，南以班公湖—怒江断裂带与冈底斯-喜马拉雅褶皱区相接。该区由巴颜喀拉褶皱系和唐古拉褶皱系，以及若干中间地块、推覆构造、蛇绿岩带、混杂岩带和构造岩浆岩带所组成。两个褶皱系之间以可可西里—金沙江断裂带分界。巴颜喀拉褶皱系原属扬子板块西部边缘，是在晚古生代初期从扬子大陆开裂离散出来所形成的印支褶皱系。在巨厚的三叠系浊积岩之下有前古生代结晶基底的残块；震旦系—下古生界为一套夹火山岩的碎屑岩、碳酸盐岩沉积，其生物特征接近扬子区；泥盆系为稳定型碳酸盐台地和台地边缘沉积为主，晚石炭世开始受古特提斯洋的影响靠近东昆仑和金沙江一带发育活动型火山-沉积岩系，其余广大地区仍属稳定型沉积。二叠纪开始由稳定逐渐转为活动，并有大量中基性火山喷发。早中三叠世该区随着金沙江带的打开而向北推移，同时接受了一套浊流沉积和混杂堆积；晚三叠世该区与北面的欧亚大陆拼合而褶皱成山。唐古拉褶皱系主要由上三叠统—侏罗系构成的褶皱带、逆冲断裂带和蛇绿岩带组成，并有一系列花岗岩类岩体贯穿其中。在巨厚的盖层之下可能存在前寒武纪基底，晚三叠世金沙江向南俯冲、闭合，唐古拉褶皱系与巴颜喀拉褶皱系拼接在一起。侏罗纪时，南部为陆相沉积，北部为海相沉积。陆相沉积的白垩系不整合其上。
（7）冈底斯-喜马拉雅褶皱区：是冈瓦纳大陆北缘分离出来的一部分，可以雅鲁藏布江带为界划分成冈底斯-念青唐古拉褶皱系和喜马拉雅褶皱系。冈底斯-念青唐古拉褶皱系是燕山晚期褶皱系。其基底为元古宇的变质岩群，奥陶系—志留系为陆表海碳酸盐和碎屑沉积，在云南变质岩系之上直接被泥盆系所覆盖。晚古生代出现具冈瓦纳特征的冰海沉积和冷水动物群。中生代分异明显，三叠系具大陆边缘裂陷槽特点，侏罗纪开始出现沟-弧-盆体系，沉积了巨厚的浊积岩，含大量超镁铁质岩-镁铁质岩、放射虫硅质岩和混杂岩块。著名的冈底斯火山-岩浆弧形成于燕山晚期和喜马拉雅早期。喜马拉雅褶皱系是新生代褶皱系，南以主边界断裂与印度地台相接。前寒武系结晶基底之上为一大套古生代碳酸盐岩夹碎屑岩的地台盖层沉积。二叠纪末、三叠纪初随着雅鲁藏布江特提斯海域的打开，在雅鲁藏布江一带发育活动型沉积，并有火山岩和外来岩块。侏罗纪—早白垩世在喜马拉雅一带仍以陆棚细碎屑-碳酸盐沉积为主，而至雅鲁藏布江处则为深海洋盆的火山岩-含放射虫硅质岩。晚白垩世印度板块向北漂移，特提斯海逐渐关闭出现雅鲁藏布江蛇绿岩带。
（8）华南褶皱区：主体属加里东褶皱系，但受到华力西期、印支期，特别是燕山期构造岩浆活动的强烈影响，呈现多期构造相互叠加的复合构造格局。最早的岩石有中新元古界陈蔡群，震旦系—志留系以浊流沉积为主，经加里东运动褶皱和变质，伴有花岗岩类的侵入，与中新元古界一起形成了褶皱系的基底。泥盆系—中三叠统为地台型碳酸盐岩夹砂页岩和煤系地层，印支运动使其褶皱，并伴有花岗岩类的侵入，晚三叠世到新第三纪受太平洋板块的影响，形成了一系列NE或NNE方向的断陷盆地，伴有强烈的构造作用和岩浆活动。
（9）完达山褶皱系：属锡霍特阿林褶皱带的一部分，是晚侏罗世—早白垩世沿亚洲大陆东缘形成的陆缘增生带。主要由石炭系—二叠系的灰岩和绿片岩、中上三叠统含放射虫硅质岩、浊积岩、混杂岩，以及下中侏罗统的碎屑岩和火山岩组成。这些岩层有的以外来岩块出现在晚侏罗世地层中。该区逆冲、推覆构造十分复杂，并有印支期和燕山期的花岗岩类侵位。
（10）台湾褶皱系：是西太平洋岛弧褶皱系的组成部分。该系可以台东大纵谷带为界划分成台西中央山脉褶皱带和台东的海岸山脉褶皱带。后者与菲律宾的吕宋岛弧相联，属菲律宾海板块；前者的中央山脉与北面的钓鱼岛隆起相接，属欧亚板块，大纵谷带是一条菲律宾海板块和欧亚板块的地壳对接带。中央山脉褶皱带包括台湾岛大部分和台湾海峡东部。主要为厚达万米的第三纪浊积岩沉积。在大南澳变质带中有玉里和太鲁阁为代表的双变质带，前者有多期蛇绿混杂岩分布，后者卷入有属于华南区的石炭系—二叠系岩块。该带西部是第三纪晚期—第四纪初期形成的坳陷带，大部分为第四系所覆盖。海岸山脉带主要为第三纪碎屑岩、岛弧火山岩组成，又可分东西两部分。东部主要由中新世奇美火山岩和上新世至更新世浊积岩组成。东南侧上新世的利吉蛇绿混杂岩带为菲律宾海板块俯冲碰撞时带来的洋壳物质[36]。
（11）南海褶皱区：属印支地块的一部分，曾经历了古生代—中生代多次拼贴增生和新生代解体离散的复杂过程。海南岛三亚地区的寒武系—奥陶系为稳定型碎屑和碳酸盐沉积，中寒武统所含三叶虫等化石与澳大利亚的Currant Bush组所含化石极其相似，同时在西沙群岛曾钻遇到前寒武系基底，这些资料说明早古生代时期该区曾与澳大利亚同属于南大陆，具地块性质。华力西期—印支期是南大陆解体离散和北大陆拼贴增生阶段，从该区晚古生代的生物群已具冈瓦纳冷水生物区与特提斯暖水生物区之间的过渡生物区性质可表明此时已从南大陆裂离出来。印支运动实质上反映了古特提斯海的消亡和滇-缅-泰与印支及华南陆块三者碰撞过程，印支期后整个东亚已拼合成统一陆块。南海的扩张起始于白垩纪末—古新世早期（63～70Ma），与印度陆块与欧亚大陆碰撞密切相关，南海中部即中央海盆地区，具一般大洋地壳的三层结构（沉积层、大洋层2和大洋层3），北纬14°30′～15°30′之间近东西向分布的海山链即为残留中心，直到上新世末—更新世初南海才与太平洋完全分开，形成现今的边缘海性质。
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⑺ 分析中国地质地貌的基本特征
我国是一个地形地貌十分复杂多样的国家，我国拥有几乎所有的地形类型，平原、丘陵、高原、盆地和山地等地形类型在我国都有大面积的分布。
从地形角度来看，我国的“地形特征”可以描述为“我国地形类型复杂多样，以山地、高原地形为主，山区（丘陵、山地以及崎岖的高原）面积广大，我国地势西高东低，呈三级阶梯状分布”。从地形单元来看，我国主要的高原地形区包括青藏高原、黄土高原、内蒙古高原和云贵高原，主要的盆地地形区包括塔里木盆地、准噶尔盆地、柴达木盆地和四川盆地，主要的平原地形区包括东北平原、华北平原和长江中下游平原，主要的丘陵地形区包括山东丘陵、辽东丘陵和东南丘陵（包括江南丘陵、两广丘陵和浙闽丘陵）。
我国是一个山地分布十分广泛的国家，从山地走向来看，我国主要山地的走向分为两类，第一类是东西走向的山脉，包括北列的天山和阴山，中列的昆仑山和秦岭，南列的南岭；第二类是东北-西南走向的山脉，包括西列的大兴安岭、太行山、巫山和雪峰山，中列的长白山和武夷山，东列的台湾山脉。此外，我国还包括南北走向的山脉，如横断山脉、贺兰山和六盘山等；西北-东南走向的山脉，如阿尔泰山、祁连山、小兴安岭和大别山等；还有巨大的弧形山脉，如喜马拉雅山脉。
⑻ 主要地质构造特征
1.褶皱构造
褶皱构造主要形成于中生代的挤压造山阶段。这时的构造环境与美国西部弧后压缩区的情况十分类似，即由岩石圈板块应力传递而形成的构造现象。由于基底块体压缩使上覆盖层产生“断褶隆起”。在隆起的顶部断裂发育，块体破碎，剥蚀严重。但由于基底硬化程度和盖层沉积厚度差异，特别是不同地点受力大小、方向的不同，变形特点因地而异。这次构造作用在太行山区发育了北北东向雁列褶皱带，华北裂谷带内主要形成了北东向的右行雁列短轴背斜和大型向斜。总体而言，太行山区褶皱的发育强度由北向南有减弱的趋势，至太行南缘地区褶皱两翼地层倾角一般不超过15°，褶皱断面形态极为宽缓。
云台山地质公园位于区域上任村－上八里复式背斜的西翼，任村－上八里复背斜南端抬升幅度较大，轴向10°N～15°E，微向北倾伏，两翼为不整合在太古宇之上的盖层沉积岩系，岩石倾向东或西，倾角5°～15°。区内地层总体倾角平缓，多表现为舒缓波状起伏。
2.断裂构造
区域上的深大断裂构造宏观上分为两组：一组位于华北裂谷西侧，另一组位于裂谷转换带北缘（图2-1）。华北裂谷西侧断裂带包括任村－西平罗大断裂，青羊口大断裂及邢台－安阳－新乡深大断裂等。其走向为北北东，构成华北裂谷带与太行山隆起带的分界线。该断裂带于中生代生成，初期表现为逆断层性质。到古近纪的伸展作用使其重新开裂活动，从而形成上盘向下滑动的正断层，一般落差1500～2000m，最大落差达5000～6000m，沿断裂带有新生代玄武岩喷发。
裂谷转换带北缘的断裂带，以焦作－商丘深断裂带为代表。焦作一带走向近于东西，新乡以东偏转为北西－南东向，断面南倾，为一南盘下降的高角度正断层。该断裂带垂直落差西部小，东部大，一般为1000～2000m，最大可达6000m。东段分布有喜马拉雅期玄武岩、安山岩及酸性火山岩，燕山期花岗闪长岩与辉长岩，为一条长期活动的切壳断裂。
3.不整合界面
不整合界面是区域构造变形的重要表现之一，它表示一个地区的上、下两套地层之间发生了沉积间断和生物演化上的不连续，是地壳运动的一种反映。其中的角度不整合界面，上、下两套岩层间不仅有明显的沉积间断，而且两套岩层以一定的角度相交，反映出这一地区在下伏岩层形成后，曾发生构造运动和剥蚀作用，且构造运动引起的构造变形已经使得下伏岩层的产状产生掀斜和褶皱。云台山地区发育的不整合界面主要有中元古界蓟县系云梦山组与太古宇之间的角度不整合界面（图2-2），寒武系与云梦山组之间的平行不整合界面，中奥陶统与寒武系之间的平行不整合界面，石炭系与中奥陶统之间的平行不整合界面。
4.典型构造变形形迹
（1）断层
按断层走向云台山公园区共有4组断层，各组断层的走向也有一些差异。如第一组为南北向断层，也有南北向、北北东向和北北西向；第二组为东西向断层，也有东西向、北东东向与北西西向；第三组为北东向断层；第四组为北西向断层。
图2-1 云台山及周边地区断裂构造略图
图2-2 中元古界蓟县系云梦山组（Pt2y）与太古宇（Ar）之间的角度不整合界面（云台山园区红石峡）
南北向断层组：南北向断层在青天河一带及老潭沟等地较发育，但往往不形成连续的“大”断层，多表现为小而密集的“断层带”。
云台天瀑断层：分布于老潭沟一带，形成平行展布的一组断层，各断层走向均为南北向，断面垂直平整，两侧地层被错断，西盘上升、东盘下降，落差一般小于10 m。云台天瀑崖即由保存完整的断层崖构成（图2-3）。
图2-3 云台天瀑断层
青天河断层：青天河一带虽无贯通性较好、规模较大的断层，但青天河峡谷的发育显然受南北向断层控制，由于一系列断距不大的断层的共同作用，使沟谷两壁地层被明显错断，并被水流沿断层侵蚀形成深切河谷。
北北东向断层：在峰林峡一带表现较为特征，也有一系列小断层共同组成北北东向延伸的“断裂带”，控制着峰林峡的总体延伸方向。沟谷两壁地层错断明显。
东西向断层组：主要分布于北部的中山区和西部山前地带。断层特征基本相同，走向近东西向，断面向南陡倾，南盘下降、北盘上升，为正断层。主要有盘古寺断层、凤凰岭断层、黑龙王庙断层等。
盘古寺断层：展布于园区南部，为焦作－商丘断裂带在本区的表现，为隐伏断层。断层走向近东西向，倾向南，倾角60°～70°，断距可达1500m。该断层南盘下降、北盘上升，构成山地与平原的分界。
凤凰岭断层：展布于园区南部，为盘古寺断层的次级断层，走向近东西，倾向南，倾角60°～80°，由一系列正断层组成，东段为隐伏断层，最大断距260m。
黑龙王庙断层：展布于园区北东部，总体呈近东西向展布，断层走向为向南凸的弧形，断面微向南倾，倾角近直立，为南盘下降、北盘上升的正断层。北盘出露蓟县系云梦山组，南盘为中上奥陶统马家沟组（图2-4），落差200～700m。
在断层南盘还发育一系列向南陡倾的次级断层，组成阶梯状断层组。
除上述较大断层外，在其他地段，尤其是园区南部还有较多规模较小的近东西向断层发育。由于它们明显受焦作－商丘断裂带的影响，多表现为南盘下降的正断层，结果造成北高南低的坡状地形。
北东向断层组和北西向断层组：在园区内主要分布于东南部的中低山与丘陵区，形成北西高、南东低的阶梯状下降的地貌特点。该组断层数量众多，发育密集，总体走向为北东向，但多数断层呈舒缓波状弯曲，且弧顶向北西凸出；断层倾向既有南东、也有北西，剖面上构成“Y”字形组合，南东倾者为主断层，北西倾者为次级派生断层。倾角一股为60°～70°，均为上盘下降的正断层。在这一区域地层倾角一般为20°左右。
图2-4 黑龙王庙断层
（2）张裂带
为多方向密集小断裂的综合表现。地质上的断层效应是被密集的小断裂分割的岩块（体）沿断裂面发生伸展性崩塌、垮塌和滑塌，共同组成宏观张裂带（图2-5），同时因为不同方向的断裂在不同地段发育强度的差异，张裂带也在不同区段表现为不同的延伸方向。这种宏观张裂带主导着园区内峡谷的形成与展布。
图2-5 地层沿断裂滑塌（潭瀑峡）
（3）破劈理带和密集节理带
破劈理带和密集节理带的区域分布特征是不均匀的，其发育受三方面因素制约：其一，在太行山隆起、华北裂谷带和裂谷转换带相对升降过程中应力传导的不均一；其二，断裂作用影响；其三，由于基底顶面的凹、凸不平。这些因素的共同作用使在适当地段形成了不均匀分布的破劈理带和密集节理带。该带大体有三种分布形式，第一种为独立发育（图2-6）；第二种临近断层或与断层有一定距离发育，其产状基本与断层一致（图2-7）；第三种在断层端部沿走向方向延伸，为断层夭折端的表现。
图2-6 独立发育的劈理带（红石峡）
图2-7 断层旁侧的劈理带（红石峡）
它们对云台地貌形成的控制作用表现在两个方面，或直接崩塌、垮塌和滑塌形成长墙等；或为水流的追踪切割创造构造脆弱带，形成深切河谷，如子房湖河谷等。
（4）区域性节理
园区内的区域性节理主要有近南北向、近东西向和北东向三组，其中以近南北向和近东西向两组最发育，近垂直相交。在红石峡，其中一组走向355°左右，另一组走向100°左右（图2-8），节理间距5～10cm。在小寨沟，一组走向355°左右，另一组走向100°左右（图2-9），节理间距10～15cm。两组节理面都很平直，延展性好，大体形成棋盘格式节理组合，在园区广泛发育。对云台地貌的控制主要有三个阶段：第一阶段形成桌状山；第二阶段在沟谷两壁造成边缘呈不平直的犬齿状；第三阶段因下部蚀空造成岩块由下而上坠落形成瓮谷。
图2-8 红石峡节理统计极点图（a）和节理走向玫瑰花图（b）（统计节理数量56条）
图2-9 小寨沟节理统计极点图（a）和节理走向玫瑰花图（b）（统计节理数量48条）
⑼ 地质构造特征
一、地层特征
Drachev et al.（1998）根据莫斯科区域地质动力学实验室1989年采集的多道地震资料，在拉普捷夫海域125° E以东地区识别出6个地震层序反射界面，从下至上分别为：界面A、界面1、界面2、界面3、界面4和界面B，并划分为5个地层层序：SU-1、SU-2、SU-3、SU-4和SU-5（图7-4，图7-5～图7-7）。但在海域125°E以西的Ust’ Lena裂谷地区（Drachev称之为南拉普捷夫裂谷盆地）由于盆地沉降大，地层划分不能与东部对比，可识别出3个地震层序，分别为LU、MU和UU（图7-8）。
1.125° E以东地层划分
（1）反射界面特征
反射界面A：为穿时不整合面，对应于声波基底顶界面，在全区反射清晰，而在Ust’ Lena裂谷因盆地沉降大而无法识别。界面之下的声波基底无特定的地震反射特征，这可能与裂谷一期开始前晚中生代的褶皱作用和晚白垩世的强烈剥蚀、准平原化影响有关（Drachev et al.，1998）。该界面之上覆盖的地震地层年代在裂谷区年代老，而在地垒区上覆地层年代新。
反射界面1：因地震记录深部反射品质较弱，该界面只在Ust’ Lena裂谷区有零星反射。在裂谷东部表现为明显的削蚀不整合（图7-9），与欧亚海盆及海底初始扩张时间一致，可与陆上古新世-始新世之间的区域不整合对比。
反射界面2：该界面主要发育于Ust’ Lena裂谷内，可向东延伸至较高地块之上（图7-9）。
反射界面3：该界面在主要裂谷内外均有广泛分布，在较高的地垒之上缺失。在地震剖面上表现为强反射特征，可与陆上始新世-渐新世大型不整合对比。
反射界面4：该界面为明显的不整合面，是拉普捷夫海域重要的、延伸范围大的反射界面。
反射界面B：为一削蚀不整合，与中新世-上新世交接期海平面下降有关。
（2）地层特征
SU-1：该层序地震反射特征可见-中等，厚度随正断层的断距变化较大。主要为白垩纪末期（？）-古新世的泥质沉积，代表裂谷一期的沉积。
SU-2：该层序对应于下-中始新统，地震反射特征中等-强。代表欧亚海盆打开至最大时的裂谷二期沉积。
SU-3：该层序相当于中-上始新统，地震反射特征表现为强振幅。由砂泥互层和含煤地层构成，受正断层控制，地层厚度变化大。代表裂谷二期的末期沉积。
SU-4：该层序相当于渐新统-中中新统，主要受逆冲断层和逆断层作用，是欧亚海盆打开后拉普捷夫海域受到的唯一的挤压作用阶段。
SU-5：该层序相当于上中新统-第四系，在地垒区缺失该地层的上中新统下部-全新统。无明显的地震构造特征，古海洋学和沉积环境发生巨大变化，代表板块相互作用发生实质性变化，由SU-4期的挤压作用又转为重新拉伸作用。
图7-4 拉普捷夫陆架主要构造事件与欧亚海盆、 挪威-格陵兰盆地的对比
（据Drachev et al.，1998）
图7-5 LARGE多道地震测线解释图
（据Drachev et al.，1998）
测线位置见图7-1
图7-6 LARGE009多道地震测线局部放大图（A）及其构造与地震地层样式解释（B）
（据Drachev et al.，1998）
测线位置见图7-5
图7-7 LARGE008多道地震测线局部放大图（A）及Bel’kov-Svyatoi Nos裂谷非对称构造与地层解释（B）
（据Drachev et al.，1998）
测线位置见图7-5
图7-8 过Ust’Lena裂谷地震测线Line 01解释图
（据Franke et al.，2001）
测线位置见图7-1
LU、MU和UU分别代表下、中、上地震层序；LU包括白垩系-下古新统沉积，反应初始裂陷期；MU包括始新统-中中新统的SU-2、SU-3、SU-4地震层序；UU代表中新统-全新统的SU-5层序
图7-9 LARGE006多道地震测线，显示SU-1与SU-2之间的不整合
（据Drachev，1998）
位置见图7-5
2.125° E以西地层划分
拉普捷夫海陆架区125°E以西地区包括Ust’ Lena裂谷盆地的主体部分，新生代地层厚度为4～13km（Vernikovsky et al.，1998）。本区盆地因沉降大，沉积盖层厚度大，且发育大量正断层，地震地层划分与125°E以东地区相比更加困难。Drachev et al.（1998）和Franke et al.（2001）利用地震资料在本区识别出3个大型区域不整合，分别为LS1、LS2和LS3，并划分出3个地震层序LU、MU和UU（图7-8）。
（1）地震反射界面特征
LS1：为声波基底与沉积盖层之间的界面，是本区最重要的削蚀不整合面，除在Ust’ Lena裂谷西部外，全区均可识别。该不整合面代表晚白垩世-早古新世区域隆升后的强烈剥蚀和风化作用。持续时间为65～56Ma，这一时期北极地区主要发生如下构造运动：古新世格陵兰与北美板块最终裂离、格陵兰与欧亚板块的裂离及欧亚海盆扩张启动。
LS2：为强反射层顶部明显的不整合面，但在隆起区缺失。该不整合时间厘定为33Ma，因在鲁培尔期与夏特期相交发生大规模海平面下降。
LS3：该不整合面在拉普捷夫海域东、西部表现均很明显。界面下部为明显的亚平行地震相特征，而上部反射则较弱，表现为明显的削截特征。该不整合面时代为晚中新世，时间为9～10Ma，由中中新世末期的大规模海平面下降造成。
（2）地层特征
LU：构成Ust’ Lena裂谷充填的主体，最大厚度可达10km。发育大量正断层，为同裂陷期产物。
MU：主要发育于地堑区，隆起区地层减薄或缺失。断层发育较少，代表裂陷活动减弱，为裂陷后期的产物。
UU：该层分布广泛，相当于东部地区的SU-5层。
二、构造特征
1.构造单元划分
拉普捷夫海陆架区以发育拉普捷夫裂谷为构造背景。Drachev et al.（1995，1998）认为该裂谷长500～600km，宽50～70km。而Franke et al.（2001）利用新采集的多道地震资料，推测其宽至少达300km（图7-3）。由于调查程度低，地质地球物理资料少，对本区的构造区划仍存在许多不同的看法和认识（Kristoffersen，1990；Drachev et al.，1995，1998；Vernikovsky et al.，1998；Franke et al.，2001）。
本书采用Franke et al.（2001）二级构造单元划分的方案，他将拉普捷夫陆架盆地划分为Ust’ Lena裂谷、东拉普捷夫隆起、Anisin盆地、科捷利内地垒等构造单元（图7-3）。
（1）Ust’ Lena裂谷
Ust’ Lena裂谷与东拉普捷夫隆起以Mv Lazarev拆离断层为界，新生代沉积厚度平均为4～5km，在裂谷中增大至9km（Drachev et al.，1998），最大可达12km（Vernikovsky et al.，1998）。Franke et al.（2001）在 Alekseev et al.（1992）、Drachev et al.（1995，1998）推测Trofimov隆起区中发现了中央裂谷Ⅰ和中央裂谷Ⅱ，这两裂谷新生代沉积厚度达13km。Ust’ Lena裂谷北侧终止于SW-NE走向的Severnyi走滑转换带（Fujita et al.，1990）。该走滑断裂推测从Khatanga湾向陆架边缘延伸。南部，拉普捷夫裂谷由晚中生代的Olenek褶皱带与西伯利亚台地分割（Drachev et al.，1998）（图7-3）。
（2）东拉普捷夫隆起
Ust’ Lena裂谷以东为线性高地，也是研究程度最高的地区（Drachev et al.，1998，1999，称为东拉普捷夫隆起；Vernikovsky et al.，1998，称为Stolbovoi 地垒）。该隆起由北、南和东拉普捷夫地垒、Omoloi地堑、Bel ’ khov-Svyatoi Nos半地堑组成（Franke et al.，2001）（图7-3）。
Alekseev et al.（1992）曾推测Omoloi 地堑为主裂谷，是Gakkel 海岭从欧亚海盆向Buor Khaya湾的延伸。在早期的研究中认为Bel’ khov-Svyatoi Nos半地堑是最主要的裂谷盆地（Alekseev et al.，1992；Drachev et al.，1995，1998）。Drachev et al.（1998）认为该裂谷从海岸延伸至76°N。但Franke et al.（2001）认为，该裂谷规模较小，只是拉普捷夫地垒中几个半地堑之一，最大深度小于5km，宽小于25km。
（3）Anisin盆地
该盆地位于陆架的北部，介于东拉普捷夫隆起与科捷利内地垒之间，盆地形态上呈北宽南窄，基本上为 N-S展布，向北地层厚度增大至10km（Franke et al.，2001）。Anisin盆地向东倾，在盆地与科捷利内地垒之间发育大型铲状西倾的IB Kapitan Dranitsin断层。
2.构造演化
拉普捷夫海海域构造特征及现今的地形地貌主要由晚中生代褶皱事件和第三纪（古、新近纪）裂陷事件所控制（Drachev et al.，1998）。
（1）晚中生代褶皱作用
该事件以古西伯利亚大陆边缘于中中生代增生一些构造地层的地体开始为标志，以白垩纪中期广泛的花岗岩深成作用及欧亚大型褶皱带（包括泰梅尔、上扬斯克和新西伯利亚-楚科奇褶皱带）进入稳定期终止为标志（Savostin et al.，1984 b；Zonenshain et al.，1990；Parfenov，1991；Fujita et al.，1997）。此次事件导致了拉普捷夫海域新生陆壳大规模伸展和沉降，也是陆架沉积盆地基底形成阶段。
（2）第三纪（古、新近纪）裂陷作用
拉普捷夫大陆边缘第三纪（古、新近纪）张裂与始于56～80 Ma的欧亚海盆扩张有关（Drachev et al.，1998）。根据前人研究成果（Drachev et al.，1998；Karasik，1974；Vogt et al.，1979；Karasik et al.，1983；Savostin et al.，1984 a；Cook et al.，1986；Savostin et al.，1988；Kristoffersen，1990），以及对板块动力学的分析，将该区新生代构造演化划分为4个阶段：①古新世末-始新世裂谷阶段，与大陆破裂和欧亚海盆海底快速扩张有关；②渐新世-中中新世挤压转化阶段，不发育裂谷，伴随极慢速扩张（＜1.2 cm/a）；③中中新世末-中更新世裂谷复活，加速扩张；④中更新世-至今欧亚海盆扩张减速，裂谷作用下降（图7-4）。
此外，晚白垩世末-古新世，即Gakkel海岭扩张之前的几个百万年为海底扩张前的拉伸阶段，但这并未得到磁场的证实。拉普捷夫邻近边缘长期的拉张形成了拉普捷夫裂谷系统（LRS）。阶段②是拉普捷夫裂谷系统演化的唯一受挤压阶段，对裂谷沉积充填的地震地层年代确定至关重要。
⑽ 中国西部的地质构造
中国 西部地区由于受印度板块与欧亚板块南北方向：向挤压作用的影响，区域构造版线呈近东内向权或北西西向，山系与低地相间、多发育挤压性质的大型坳陷沉积盆地，如其北部（昆仑山以北，亦称西北地区）的准噶尔盆地、塔里木盆地、柴达木盆地、吐鲁番盆地和河西走廊一带(包括酒泉盆地，亦称走廊盆地)，合称四盆一走廊。另外还有走廊以北的阿拉善三角形地区(包括潮水、银根、巴音浩特、巴丹吉林等盆地)。南部包括西藏全部，并涉及青海省南缘和云南省西南缘（滇西）。这些沉积盆地多属山前或山间的大型坳陷盆地，形成时间旱，经历过分异、叠加等长期演化。此外，尚有少数山间断陷小盆地，由于这些盆地四周山地上升快、地势高，风化剥蚀快，产生大量粗碎屑风化产物，盆地沉降快但充填也快，常处于补偿或过补偿状态。另外，许多盆地形成时期节，沉积时间长，故沉积厚度大，粗碎屑物质多，河流相和洪积相很发育，湖泊面积也大，但变化快、湖水较浅，深湖区的比例小。另一特点是西部地区的地壳厚度大，一般40～50公里，最厚处达70公里，地温悌度低，2～2.60/100甚至更低