中国地质大学向东进
1. 沙厂铁矿发现与勘查史
远在18世纪前，前人就在该区铁山头开采铁矿。20世纪日本占领时期，日本在掠夺开采钨矿时，再次发现此铁矿。
1959年进行地质勘探，施工5个钻孔，获得储量1600万吨。
1959年1:10万航磁测量，发现航磁异常，编号为M168，航磁异常特征如图4-5a所示。1961～1963年开展了1:1万地面磁测。
1958～1959年在该区工作的北京地质学院（现中国地质大学（北京））师生，根据航磁异常特征曾提出本区为向斜构造，但未进行定量解释。1963年，对航磁异常特征进行进一步研究，认为存在向斜构造。1966～1967年进行钻探验证，未发现向斜构造。
图4-5 沙厂铁矿磁异常特征
（据《航空磁测和地面物探异常见矿实例》第二集，1979）
a—航磁异常图；b—地磁异常图
为了解决深部铁矿体分布，1972年在该区进行了1:2000地磁测量，较精细地刻画了铁矿引起的磁异常特征（如图4-5b所示）。同时，对地磁异常进行了定量解释。由于60年代的钻探未发现向斜构造，定量解释时未按向斜构造建模，仅推测存在向东倾斜的大铁矿体（如图4-6a所示）。其后进行了钻探验证，ZK41孔见到70m 多的铁矿体，ZK36孔未见到矿体（与定量计算有出入）。对ZK36孔进行了磁三分量测井（如图4-6b所示），推测距井孔10m 左右存在矿头。根据地磁异常特征、磁三分量测井异常特征和钻孔结果，推测ZK36 孔旁存在铁矿体、且矿体向西倾斜，深部矿体与ZK41孔所见铁矿体连成一体，形成向斜构造。随后布置了一系列钻孔，终于揭开了沙厂铁矿的真面目（如图2-15c所示）。
经过20年反复勘探，最终以99个钻孔、总进尺34153.6m，求得铁矿石储量为1.4亿吨（姚培慧，1993）。
图4-6 沙厂铁矿磁异常推断解释及钻孔验证结果图
（据《航空磁测和地面物探异常见矿实例》第二集，1979）
a—地磁异常推断解释及钻孔验证结果图；b—磁测井及推断解释结果图
2. 中朝板块元古宙板内地震带与盆地格局
Intraplate Seismic Belt and Basin Framework of Sino-Korean Plate in Proterozoic
乔秀夫
原文刊于《地学前缘》，2002年第9卷第3期，对年所提出的地震液化序列的B单元底部增加了液化角砾岩单元；图2，图3改换为彩色图。
地史中发生的强地震事件在地层中留下固定的记录（图1～图3），这些记录在区域上呈带状分布，代表地史中的地震带。中朝板块元古宙目前可识别出两个板内地震带（图5）。中元古代板内地震带（1700～1200 Ma）西起太行山北段，经燕山山脉、辽宁西部，穿越辽河平原至辽宁北部的泛河流域分布，即燕山—泛河地震带，现今呈NEE向延伸。新元古代震旦纪地震带沿吉林南部、辽东半岛、山东中部及苏皖北部现今呈NNE走向分布，即古郯庐地震带（650～600 Ma）。上述两个板内地震带是元古宙不同时期超大陆裂解在板内的响应。中元古代与新元古代两个不同方向的地震断裂带分别控制着两个时期的盆地边界。燕山泛河地震断裂带构成中元古代海盆南界（指现在的位置），形成向北开放的海域。古郯庐地震断裂带将中朝板块裂解为华北块体与胶辽朝块体。古郯庐地震断裂带构成震旦纪海域的边界，震旦纪海盆通过朝鲜半岛与当时的外海相连接，华北块体则为陆源剥蚀区。文内四幅古地理图（图6～9）是以地震灾变思想为指导，以新的地层研究、对比为基础编制的，侧重反映了盆地的格局及其变化。根据地震、同沉积断裂新的思路，可提供地质学家重新认识与解释某些沉积矿床的成因，它们的成矿元素均来自地球深部而非地表风化作用。文中编制的古地理图将为这种解释提供盆地与事件背景。
1软沉积物中的地震液化记录
地史中发生的强地震事件在固结或未固结的沉积物中留下不同的记录。在未固结的软沉积物中主要表现为沉积物内部的液化作用及由此而引起的一系列变形构造。众多地质学家，地震学家及土建学家对沉积物中液化作用及形成的记录进行了系统的研究[1～11]。图1碳酸盐岩地震液化序列系依据笔者1994年所提出的序列[5]，在B单元底部增添了液化角砾岩单元，它是液化作用形成的液化脉切穿、扰动软沉积物使之原地破碎形成角砾岩，这种碳酸盐角砾具有可拼合性。图1液化序列概括了一次强地震瞬时过程中，在碳酸盐软沉积物中的灾变事件记录，它提供了在碳酸盐岩以及其他沉积岩中识别地震事件的基本标志。在野外实际工作中，我们可在一个剖面中识别出图1中所有的单元，但更多的情况则是某几个单元的组合。
图1 碳酸盐岩地层中的地震液化序列
（据乔秀夫等，1994补充）
图2，图3给出了遭受地震时，地层中在原地形成的事件单元以及共生单元组合（图1中的A,B,C单元），它们均选自中朝板块元古宙地层。
2地震时间分布与板内地震带
图4列出了1700～600 Ma中朝板块板内具强地震灾变记录的27个岩组，这些地震记录是笔者及其研究集体近10年来调查并进行了不同程度的研究而确认的。某些文献最近大量报道的地震事件岩组尚未列入图4中。
中元古代（1800～1000 Ma）的1700～1200 Ma期间是一个近500 Ma的地震长周期，在这个长周期中有5个地震活跃期（图4中①～⑤）。约1200～850 Ma为无地震或少地震的长周期。约630～540 Ma为第二个长周期，近80 Ma的时期内有4个地震活跃期。从中元古代到新元古代每个地震长周期的时限缩短，而每个地震长周期中地震活跃期则更加密集，活跃期之间平静期更加缩短。
图2 碳酸盐岩中的地震液化记录
a—液化泥晶脉（盲脉）与层内微断层，图1中A单元与C单元（辽宁大连市金石滩海岸，震旦系兴民村组）；b—地震液化泥晶脉在层面及垂直于层面的表现，它呈现板状体，图1中A单元（辽宁省瓦房店市小岛山震旦系营城子组）；c—地裂缝及粒序断层，图1中C单元（辽宁省大连市金石滩海岸），图的中部呈Y字形断裂为地裂缝，铅笔处为当时的古地面，可清楚看到古地面上新的碳酸盐沉积物向下贯入地裂缝，地裂缝的下方为两行密集的微断层（粒序断层）；d—液化碳酸盐角砾岩，图1中B单元（辽宁省旅顺龙头尾）
图3 地层中的地震液化记录
a—北京昌平区十三陵，长城系串岭沟组页岩中弯曲的液化砂岩脉（据宋天锐）；b—北京十三陵串岭沟组中地震引起的液化卷曲变形；c—液化泥晶脉，脉向上层面及下层面两个方向流动穿刺纹层，迫使纹层围绕脉的两端弯曲，黑色比例棒1cm，图1中A单元（河南省嵩山青白口系何窑组，标本由高林志采集）；d—深色液化泥晶脉（箭头所指），与深色泥晶薄层相连通，由深色薄层液化形成直立的泥晶脉，泥晶脉又为层内断层（粒序断层）错碎，表明为液化作用后期岩层缩水，体积收缩的结果，图1中A单元及C单元（江苏徐州铜山县震旦系九顶山组）；e—层内正断层（图1中C单元），箭头所指为上盘移动方向，直立弯曲的液化泥晶脉（图1中A单元）为上升盘，这张照片表明：地震引起的泄水作用形成直立的液化泥晶脉（盲脉），液化作用停止后，沉积物由于失水体积收缩，迫使泥晶脉弯曲，随之发生层内错断（安徽宿县金山寨村震旦系望山组）；f—液化泥晶脉（盲脉）在岩层两个断面的表现，呈板状体（金山寨望山组）
图4 中朝板块元古宙板内强地震事件岩组
第二个地震长周期中，特别是晚震旦世4个地震活跃期（图4中⑦～⑩），可能是Rodinia超大陆从800 Ma开始裂解（breaking up），至震旦纪达到裂解高潮时在中朝板块板内的响应[12]。王鸿祯提出地史中曾5次出现联合古陆，P-1950 Ma,P-1450 Ma为中元古代中的两个联合大陆[13]，图4中串岭沟组时期及高于庄组时期的地震事件，很可能是中元古代不同时期联合古陆裂解在板内的响应。
中元古代与新元古代的强地震分布于中朝板块内部的不同地区，中元古代地震事件位于燕山—辽宁北部泛河流域（图5），构成中元古代燕山—泛河板内地震带。现今呈NNE走向的新元古代地震带大体沿现今郯庐断裂带分布，即震旦纪古郯庐带[5,6,14]。这两个板内地震带分别控制了中、新元古代海域边界与古盆地格局。
3中朝板块中、新元古代盆地格局
同沉积断裂构造、火成岩活动及伴随的强地震带构成了中元古代的盆地边界，新元古代随着地震带的位置变化，海域及盆地边界也相应变化。
3.1中元古代早期（相当于早长城世）盆地格局（图6）
长城纪早期海域位于板块的北部。南部及东、西部广大地域为侵蚀区。古地理最明显特征是高山耸立，高山之间为由断层控制的裂陷谷地，即燕山裂陷槽（aulacogen）。
图5 中朝板块元古宙板内地震带
（据乔秀夫等，1999修正）
NCB—华北块体；JLKB—胶辽朝块体；YSTF—黄海转换断层（中生代）
密云—平泉—凌源与滦县—抚宁—建昌两条同沉积断裂控制的狭长谷地构成裂陷槽的轴部，沿着谷地（靠密云—兴隆—平泉—凌源断裂一侧）为河流沉积（常州沟组下部砾岩、砂岩），谷地两侧为冲积扇、洪积扇[15]。燕山裂陷谷地被与之斜交的多条平行的同沉积断裂（具转换断裂性质）截切。沿谷地边界断裂及斜切转换断层是强地震分布区[15]。早长城世地震分布除与断裂伴生外，并与火成岩活动密切相关[16]。常州沟组上部砂岩及串岭沟组为代表的晚期海侵越过密云—兴隆—平泉—凌源断裂超覆于裂陷槽的肩部，至赤城—北票以北（内蒙地轴）与外海相连接。滦县—建昌地震断裂则构成海域的南部边界（指现在地理位置）。新的研究表明： “内蒙地轴”由古元古界及中元古界变质地层组成[17]，并未构成盆地的北部隆起区，解决了长期困扰地质学家的关于中元古代海盆地与外海连通的问题。
串岭沟组沿燕山裂陷槽轴部为障壁深水黑色泥质沉积，而在肩部则为典型浅海沉积。盆地西北部著名的串岭沟组中鲕状，肾状赤铁矿（宣龙式铁矿），实际是由藻颗粒及叠层石吸附铁质形成。有关铁质来源过去均解释为陆源搬运至浅海海岸带形成。如图6所示，串岭沟组海域向北与外海相连，北部无陆源物供应；其西部（山西，河北东部）基底岩石（太古宇，古元古界）风化壳并不十分发育，铁质来源并不充分，作为稳定的铁元素实际很难向海域迁移。在宣龙式铁矿的顶、底板层位中有多个由砂岩脉及泥质脉组成的震积岩，宣龙铁矿盆地侧边为赤城—密云—滦县同沉积断裂。断裂及伴生的地震均表明这里是地球深部物质十分活跃的地区，铁元素来源于深部，至地表被藻类吸附形成富铁沉积。为什么在串沟组沉积的广阔海岸带，只有宣化龙关地区形成有经济价值铁矿层，用铁元素来源于深部可能合理地解释了目前的地质记录。
图6 中朝板块早长城世（1800～1600Ma）古地理格局
1—侵蚀区；2—同沉积断裂；3—与同沉积断裂伴生的地震事件（震积岩分布区）；4—河流（砂岩、长石石英砂岩）；5—河流流向；6—滨海含铁沉积区（宣龙式叠层石赤铁矿）；7—海侵超覆区（含砂页岩与极薄层砂岩互层）；8—开阔海较深水沉积；①燕山裂隙槽；YSTF—黄海转换断层（中生代后期）
山西吕梁山地区汉高山砂岩、小两岭安山岩及晋南、豫西的西阳河群、熊耳群历来作为中元古代早期的岩组。最近在熊耳群中获得单颗粒锆石U-Pb年龄1.95 Ga，认为熊耳群为古元古界[18]。因此，吕梁—陕豫三叉裂陷槽[19]有可能为古元古代裂陷槽，则中元古代盆地只限于中朝板块北部。
3.2晚长城世—蓟县纪（1600～1000Ma）盆地格局（图7）
图7主要反映1600～1200 Ma，即大红峪组至雾迷山组沉积时期古地理，海域仍位于中朝板块北部。长城纪早期的断裂仍控制盆地格局，深水碳酸盐岩位于由断裂控制的裂陷槽轴部。燕山裂陷槽向东延伸至辽北泛河流域。有地震记录的最高层位为雾迷山组（燕山）及辽北泛河群虎头岭组，1200 Ma之后伸展作用结束，裂陷槽停止发展。中元古代中期（1600～1200 Ma）是一个充满火山爆发、频繁发生地震及断裂活动的海盆地[12,20,21]。沿裂陷槽轴部密云—兴隆—平泉断裂分布的黄铁矿—铅锌硫化物矿带（高板河铅矿）及铁岭泛河流域的关门山铅锌矿，其成因均与沿海底断裂来自深部喷出的富金属的热水或喷气相关联[22]。1600～1200 Ma强地震活跃时期也是一个造矿期。
图7 中朝板块晚长城世—蓟县纪（1600～1000Ma）古地理格局
1—侵蚀区；2—同沉积断裂及与其伴生的地震事件（大红峪组，高于庄组，雾迷山组及泛河群震积岩分布区）；3—火山喷发（大红峪组富钾粗面岩）；4—火山喷气孔（铁岭组灰岩中）；5—铅锌硫化物矿带（燕山高于庄组高板河铅锌矿与辽北泛河流域关门山组铅锌矿）；6—潮坪带（叠层石、藻席灰岩、白云岩）；7—较深水沉积区（高于庄组灰岩）；8一开阔广海沉积；①燕山—泛河裂陷槽；YSTF—黄海转换断层（中生代后期）
3.3青白口纪（1000～800Ma）盆地格局（图8)
1000Ma很可能是全球超大陆（Rodinia）形成时期。中朝板块主体经过芹峪上升（1000～900Ma）长期剥蚀[23～25]，已完全准平原化，海水淹没了大部分地区，整个青白口纪盆地为极浅水海盆。除辽北铁岭泛河流域会试屯群于北沟组，太子河流域南芬组及豫西有地震记录外（图4），整个盆地很少地震及构造活动，也无火山爆发痕迹。板块南部（豫西）青白口纪盆地从1000Ma开始发展，为典型潮坪沉积；板块北部盆地则从900Ma开始，与北部开阔海有陆地障壁，形成内陆海。内陆海通过辽东半岛、朝鲜半岛北部与当时的外海连通，其地形很类似于今天的渤海。这种障壁环境可能是青白口统下马岭组黑色层形成的古地理背景。
图8 中朝板块青白口纪（1000～800Ma）古地理格局（Rodinia古大陆上沉积）
1—侵蚀区；2—同沉积断裂及其伴生的地震事件（泛河会试屯群下部，太子河南芬组及豫西何窑组震积岩）；3—青白口纪潮坪为主沉积区（砂岩、页岩、叠层石灰岩）；4～6：晚青白口世滨海浅海沉积区；4—晚青白口世早期相对障壁海（下马岭组黑色页岩），后期浅海（龙山组石英砂岩，景儿峪组泥晶灰岩）；5—晚青白口世中后期海侵超覆区（龙山组，景儿峪组及相当层位）；6—晚青白口世早期陆相盆地（山区河流为主）：①永宁盆地，②步云山盆地，③旅大盆地，④苇沙河盆地；7—开阔海沉积区；YSTF—黄海转换断层（中生代后期）
3.4震旦纪（630～540Ma）盆地格局（图9）
中朝板块从800 Ma开始，整体上升，缺失南华纪（800～680 Ma）与早震旦世沉积（图4），震旦纪盆地格局发生根本性变化，即古郯庐断裂地震带产生，古郯庐断裂将中朝板块分隔为华北块体（NCB）与胶辽朝块体（JLKB）。晚震旦世海域主要位于古郯庐断裂之东（指现今位置），而华北块体的主体部分则作为其陆源区。古郯庐断裂控制了胶辽朝海盆地界线，华北块体的晚震旦世沉积仅分布于其南部边缘。
统一的中朝板块从630 Ma开始裂解为两个块体，沿裂解带强地震频繁发生及基性岩墙（床）侵位[12,26,27]，这种盆地格局可解释为Rodinia超大陆裂解在中朝板块的板内响应。
扬子板块南华纪南沱期冰川消融后，导致震旦纪海平面上升才淹没了中朝板块的胶辽朝块体与华北块体的南部边缘。
中朝板块在Rodinia古大陆再造图中模式2（张世红，2000），胶辽朝块体紧邻大洋裂开的一侧（图10），震且纪海盆通过朝鲜半岛与当时的外海相连，而华北块体则为其陆源区。图9震旦纪古地理盆地格局与古地磁研究的结果相一致[28]。
图9 中朝板块震旦纪（630～540Ma）古地理格局（Rodinia裂解期格局）
1—侵蚀区；2—同沉积断裂；3—与断裂伴生的地震事件（震积岩）；4—浅海（下部为碎屑岩垫板，上部为海侵碳酸盐岩上超）；5—山岳冰川－冰海沉积（上震旦统顶部罗圈组）；6—开阔海沉积区；PTLF—古郯庐断裂；NCB—华北块体；JLKB—胶辽朝块体；YSTF—黄海转换断层（中生代）
4结语
中朝板块元古宙盆地边界由地震断裂带控制（图6～9），是本文对盆地形成的动力作用解释。盆地格局有两个重要转换期：一为青白口纪，由中元古代板块北部向北开放的海域，广大南部地区为侵蚀区转变为板块北部、东部及南部均有沉积。震旦纪为第二个转折时期，海域主要在板块东部（胶辽朝块体）及华北块体南部边缘，是一个向东开放（指现今方位）的海域，而华北块体为陆源区。古郯庐地震断裂带构成震旦纪盆地的边界，它的全球构造意义是Rodinia裂解在板内的响应。
图10 630Ma（震旦纪）中朝板块在Rodinia古大陆再造中的位置
（据张世红，2000)[28]
中朝板块1800 Ma固结，经历3次内部裂解：1700 Ma,1400 Ma,630 Ma。始自震旦纪结束于晚石炭世早期的裂解期[12,14]，中朝板块实际被分割为两个块体，块体之间的界线为古郯庐带。晚中生代沿古郯庐断裂重新裂开形成晚中生代以来的板内裂谷盆地。因此，郯庐断裂带两侧地质体的不连续是两个不同块体上不同地质作用演化的结果，不必用郯庐断裂巨大平移来解释。
参考文献
[1]PLINT A G.Liquefaction,fluidization and erosional structures associated with bituminous sands of the Bracklesham Formation(middle Eocene)of Dorset,England[J].Sedimentology,1983,30(4):525～535
[2]LIU Ying,XIE Junpei.Sand Soil Seismic Vibrational Liquefaction[M].Beijing:Seismology Publishing House,1984.1～327(in Chinese).[刘颖，谢君裴.沙土震动液化[M].北京：地震出版社， 1984.1～327.]
[3]FENG Xianyue.Study on the deformation caused by seismic vibrational liquefaction[J].I nland Earthquake,1989,3(4）:209～307(in Chinese).[冯先岳.地震振动液化变形的研究[J].内陆地震，1989,3(4):209～307.]
[4]PLAZIAT J C,PURSER B H,PHILOBBOS E.Seismic deformation structure of the NW Red Sea(Egypt)[J].Bull Soc Geol France,1990,8(3):419～434
[5]QIAO Xiufu,SONG Tianrui,GAO Lin,et al.Seismic sequence in carbonate rocks by vibrational liquefaction[J].Acta Geologica Sinica,1994,7(3）:243～265(English edition).[乔秀夫，宋天锐，高林志，等.碳酸盐岩地震液化序列[J].地质学报，1994,68(1）:16～34.]
[6]QIAO Xiufu,SONG Tianrui,LI Haibing,et al.Genetic Stratigraphy of the Sinianand Lower Cambrian Strata in South Liaoning Province—Guidebook of the National Scenic Area of Jinshitan Beach[M].Beijing:Science Press,1996.1～174(in Chinese).[乔秀夫，宋天锐，李海兵，等.辽东半岛南部震旦系—下寒武统成因地层（附大连市金石滩海岸国家级风景区旅游导游[M].北京：科学出版社，1996.1～174.]
[7]FAIRCHILD I J,EINSELE G,SONG Tianrui.Possible seismic origin of molar tooth structures in Neoproterozoic carbonate ramp deposit,North China[J].Sedimentology,1997,44:611～636
[8]MORETTI M.Soft-sediment deformation structures interpreted as seismites in middle-late Pleistocene aeolian deposits(Apulian foreland,southern Italy)[J].Sedimentary Geology,2000,135:137～156
[9]PRATT B R. Oceanography,bathymetry,and syndepositional tectonics of a Precambrian intracratonic basin:integrating sediments,storms,earthquakes and tsunamis in Belt Supergroup(Helena Formation, ca.1.45 Ga),western North America[J].Sedimentary Geology,2001,141-142:371～394
[10]QIAO Xiufu,GAO Lin,PENG Yang,et al.Seismic event,sequence and tectonic significance in Canglangpu Stage in Paleo-Tanlu Fault Zone[J].Science in China(Series D),2002,45(9):781～791(English edition).[乔秀夫，高林志，彭阳，等.古郯庐带沧浪铺阶地震事件、层序及构造意义[J].中国科学（D）,2001,31(11）:911～918.]
[11]QIAO Xiufu,PENG Yang,GAO Lin.Interpretation of the seismic origin of Permian limestone dike in northwestern Guangxi[J].Geological Bulletin of China,2002,21(2）:102～104(in Chinese).[乔秀夫，彭阳，高林志.桂西北二叠纪灰岩墙（脉）的地震成因解释[J].地质通报，2002,21(2）:102～104.]
[12]QIAO Xiufu,GAO Lin.Earthquake events in Neoproterozoic and Early Paleozoic and its relation-ship with supercontinental Rodinia in North China[J].Chinese Science Bulletin，2002,45(10):931～935(English edition).[乔秀夫，高林志.华北中新元古代及早古生代地震灾变事件及与Rodinia的关系[J].科学通报，1999,44(16）:1753～1758.]
[13]WANG Hongzhen.Speculations of earth's rhythms and continental dynamics[J].Earth Science Frontiers,1997,4(3-4）:1～12(in Chinese).[王鸿祯.地球的节律与大陆动力学的思考[J].地学前缘，1997,4(1-2）:1～12.]
[14]QIAO Xiufu,GAO Lin,PENG Yang.Neoproterozoic in Paleo-Tarnlu Fault Zone—Catastrophe,Sequence,Biostratigraphy[M].Beijing:Geological Publishing House,2001.1～128(in Chinese).[乔秀夫，高林志，彭阳.古郯庐带新元古界——灾变·层序·生物[M].北京：地质出版社，2001.1～128.]
[15]H E Zhengjun,SONG Tianrui,DING Xiaozhong,et al.The early synsedimentary faulting of the Meso-proterozoic Yanshan Rift and its influence on event sedimentation[J].Journalof Paleogeography,2000,2(3）:83～91(in Chinese).[和政军，宋天锐，丁孝忠，等.燕山中元古代裂谷早期同沉积断裂活动及其对事件沉积的影响[J].古地理学报，2000,2(3）:83～91.]
[16]SONG Tianrui,HE Zhengjun,DING Xiaozhong,et al.A study of geological event records in the Proterozoic Chuanlinggou Formation of Ming Tombs District,Beijing[J].Geological Review,2000,46(4):400～406(in Chinese).[宋天锐，和政军，丁孝忠，等.北京十三陵中元古代串岭沟期地质事件的探索[J].地质论评，2000,46(4）:400～406.]
[17]ZHANG Jiongfei,ZHU Hongchen.On the Jixian-type Mid-Proterozoic sedimentary enviroment and the character of Inner Mongolian Axis[J].Jilin Geology,2000,19(4):11～16(in Chinese).[张炯飞，祝洪臣.关于蓟县型中、上元古界沉积环境及内蒙地轴的性质[J].吉林地质，2000,19(4）:11～16.]
[18]ZHAO Taiping,ZHOU Meifu,JIN Chengwei,et al.Discussion on age of the Xiong'er Group in southern margin of North China Craton[J].Chinese Journal of Geology,2001,36(3):326～334(in Chinese).[赵太平，周美夫，金城伟，等.华北陆块南缘熊耳群形成时代讨论[J].地质科学，2001,36(3）:326～334.]
[19]QIAO Xiufu,ZHANG Dequan,WANG Xueying,et al.A preliminary study on isotope geochronology of the Xiyanghe Groupfrom southern Shanxi Province and its geological signi icfance[J].Acta Geological Sinica,1985,59(3）:258～269(in Chinese).[乔秀夫，张德全，王雪英，等.晋南西阳河群同位素年代学研究及其地质意义[J].地质学报，1985,59(3）:258～269.]
[20]SONG Tianrui,HE Zhengjun,DING Xiaozhong,et al.A study of event message-bearing sedimentary rocks of the Proterozoic Dahongyu Formation from the Ming Tomb District,Beijing[J].Acta Petrologica ET Mineralogica,2000,19(4）:323～332(in Chinese).[宋天锐，和政军，丁孝忠，等.北京十三陵元古宙大红峪组含事件信息的沉积岩研究[J].岩石矿物学杂志，2000,19(4）:323～332.]
[21]HE Zhengjun,SONG Tianrui,DING Xiaozhong,et al.Sedimentary record of the Proterozoic Changchengian volcanic events in Beijing and its neighbouring area[J].Acta Sedimentologica Sinica,2000,18(4）:510～514(in Chinese)[和政军，宋天锐，丁孝忠，等.北京及邻区长城纪火山事件的沉积记录[J].沉积学报，2000,18(4）:510～514.]
[22]XIA Xuehui,LIU Changtao,YAN Fei,et al.The geochemistry and submarine exhalative genesis of sulfide black shale in Xinglong district,Hebei[J].Geochimica,1999,28(5):496～504(in Chinese).[夏学惠，刘昌涛，闫飞，等.河北兴隆地区硫化物黑色页岩地球化学及海底喷气成因研究[J]地球化学，1999,28(5):496～504.]
[23]QIAO Xiufu.Investigation on stratigraphy of the Qingkou Group of the Yanshan Mountains,North China[J].Scientia Geologica Sinica,1976,3:246～265(in Chinese).[乔秀夫.青白口群地层研究[J].地质科学，1976,3:246～265.]
[24]QIAO Xiufu,GAO Mai.Carbonate Pb-Pb isotopic dating of Qingkou System in North China and its signifiicance[J].Earth Science—Journal of China University of Geosciences,1997,22(1）:1～7(in Chinese).[乔秀夫，高劢.中国北方青白口系碳酸盐岩Pb-Pb同位素测年及意义[J].地球科学——中国地质大学学报，1997,22(1）:1～7.]
[25]QIAO Xiufu,GAO Lin,GAO Mai.Event stratigraphy and sequence stratigraphy of Neoproterozoic in North China[J].Earth Science—Journnl of China University of Geosciences,1999,10(2）:93～101(English edition)
[26]PAN Guoqiang,Kong Qingyou,WU Junqi,et al.Geochemical feature of Neoproterozoic diabase sill in Xuzhou-Suzhou area[J].Geological Journal of China Universities,2000,6(1）:53～63(in Chinese).[潘国强，孔庆友，吴俊奇，等.徐宿地区新元古代辉绿岩床地球化学特征[J].高校地质学报，2000,6(1）:53～63.]
[27]PAN Guoqiang,LIU Jiarun,KONG Qingyou,et al.St udy on Sinian geologic events in Xuzhou Suzhou area and discussion on their origin[J].Journar of China Universities,2000,6(4):566～575(in Chinese).[潘国强，刘家润，孔庆友，等.徐宿地区震旦纪地质事件及其成因讨论[J].高校地质学报，2000,6(4):566～575.]
[28]ZHANG Shihong,LI Zhengxiang,WU Huaichun,et al.New paleomagnetic results from the Neoproterozoic successions in southern North China Block and paleogeographic implications [J].Science in China(Series D）,2000,43(Suppl）:233～244(English edition).[张世红，李正祥，吴怀春，等.华北地台新元古代古地磁研究新成果及其古地理意义[J].中国科学（D）,2000,30（增刊）：138～147.]
3. 中国地质科学院地质力学研究所
中国地质科学院地质力学研究所主要研究领域包括构造地质、新构造与地质灾害、地应力与区域地壳稳定性评价、油气地质及矿田构造、第四纪地质与环境等领域。国际工程地质与环境协会（IAEG）新构造与地质灾害专委会、中国地质学会地质力学专业委员会、第四纪地质与冰川专业委员会和古地磁专业委员会挂靠该所。主办学术刊物为《地质力学学报》。
2009年地质力学研究所实到经费8816.35万元，包括地质大调查项目3418万元、科技部项目1649万元、国家自然科学基金项目223.6万元、国土资源部项目2218.56万元、基本科研业务费项目341.02万元、横向合作项目976.17万元。承担各类项目173项，其中包括地质大调查计划项目3项、工作项目22项、国家（科技部）项目（课题）25项、国家自然科学基金项目17项、国土资源部项目23项、基本科研业务费项目40项、横向合作项目42项。
2009年获中国黄金协会科学技术奖一等奖1项，获中国国际专利与名牌博览会特别金奖1项。公开发表科技论文共计114篇，包括SCI检索期刊共计22篇，EI检索期刊2篇，国内核心期刊76篇，出版专著7部。
所长龙长兴（中）、党委副书记兼纪委书记何长虹（左二）、副所长赵越（右二）、副所长李贵书（右一）、副所长侯春堂（左一）
2009年重要科研成果
《全球构造体系图》编制出版：属地质调查项目，负责人为苗培实、周显强研究员。在孙殿卿和马宗晋两位院士指导下按照地质力学整体观、系统论，由苗培实、周显强等通过“由地球看宇宙”和“从太空看地球”编制而成的既有继承又有创新的综合性大型图件。该项目提交了1:2500万《全球构造体系图》1幅和说明书，1:7500万辅助图件6幅及说明书和附表。
该图展示了11种不同型式、不同规模的构造体系，新建立了全球棋盘格式构造格架；发现并厘定了：全球大扭转构造体系、南大洋裂离式旋转构造体系、大洋裂谷系经向构造体系、大西洋—马里亚那非对称型壳裂式构造体系；建立了块缘歹字型构造体系概念；认定北古老地块系及南古老地块系，分别组成了3个超巨型纬向构造体系和4个超巨型经向构造体系，围绕北极是一个挤压型同心圆辐射状超旋转构造体系。
6张辅助图件还分别揭示了全球构造对固体金属矿产、石油天然气的形成与分布的控制作用；全球构造对地震和火山活动规律和分布的控制意义以及全球构造对洋流、热带风暴和自然灾害的控制作用、发生与发展规律，为减灾、防灾提出了建议。
全球构造体系图
新构造与重要经济区和重大工程安全系列图件编制：属中国地质调查局地质调查项目，项目负责人为马寅生研究员。编制完成了1:500万中国新构造图、中国现今地应力状态图、中国地质灾害易发区分布图、中国区域稳定性评价图及说明书，编制完成了1:20万京津地区区域稳定性与城市安全图、京沪高速铁路沿线新构造活动与工程安全图及说明书。
通过编图和野外调查，更新了中国新构造图的地质信息，总结了我国不同地区新构造运动特征，进行了新构造分区；总结了中国现今地应力方向和大小的变化规律，探讨了不同地区地应力的变化特征，建立了中国地壳表层现今地应力测量最大主应力值分级标准。从地质灾害形成与发展的基础条件、动力条件或激发条件、现今地质灾害点分布情况，区划了地质灾害的易发区。以地壳结构、地质构造背景、活动断裂、地震活动、现今地壳垂直运动速率、地应力、地热和地质灾害等作为评价因子，进行区域稳定性综合评价。指出了影响京津地区区域稳定性和城市安全、京沪高速铁路工程安全的主要地质问题。认为影响京津地区区域稳定性和城市安全的内动力因素主要是地震活动、活动断裂。外动力因素主要是地面沉降、地裂缝、崩滑流和地面塌陷等地质灾害。京沪高速铁路沿线新构造活动与工程地质特性可分为北京一济南、济南一徐州、徐州一上海3段。影响铁路安全的主要地质因素包括地震活动、活动断裂、岩土体性质和地质灾害。
中国现今地应力状态图
中国区域稳定性评价图
中国新构造图
中国地质灾害易发区分布图
华北地区古近系和新近系地层格架厘定：属国土资源大调查项目，负责人为朱大岗研究员。根据野外调查和室内综合研究，确定了华北地区古近纪—新近纪地层的分布和特征，建立了华北地区古近系—新近系典型地层剖面，开展了华北地区古近纪—新近纪地层区划和多重地层划分；根据华北地区古近纪—新近纪地层时代和年代学研究结果，确定和重新划分了山东古近系、新近系的年代地层，建立了华北地区古近系和新近系地层的年代序列；根据山东平邑—蒙阴地区古近纪地层时代讨论、山西平陆地区古近纪地层的重新厘定与划分、山西榆社地区新近纪地层的补充与完善、山西保德—静乐地区新近纪地层时代讨论等方面的综合研究，重新厘定和划分了华北地区古近纪—新近纪地层，建立了华北地区的古近系和新近系地层格架；根据环境代用指标测试分析结果，对华北地区古近纪和新近纪时期的古环境与古气候变迁进行了综合研究，确定了华北地区古近纪—新近纪地质环境演变过程和古环境演变序列：自65.0MaB.P．至2.48MaB.P．，伴随着华北地块的快速凹陷，华北地区的古气候与古环境经历了由亚热带潮湿气候→温带潮湿气候→温带偏干气候的变化过程。对华北地区古近纪和新近纪时期构造演化进行了分析，探讨了华北地区古近纪—新近纪湖盆形成演化与陆内造山之间的关系。2009年12月30日，中国地质调查局组织对项目成果进行了评审，结果为优秀。
部分项目组成员野外合影（山西榆社新近系）
山西平陆古近系
灾区次生灾害隐患排查与工程设计示范：属科技部科技支撑项目课题，课题负责人为张春山研究员。通过对重灾区14个县的次生地质灾害、堰塞湖、溃坝险情水库、受损堤防等的调查研究获得了大量调查和统计数据。阐述了各类次生灾害分布特征、形成条件，分析了次生地质灾害的易发地层和工程岩组，进行了危险性评价分区，对个别灾害进行了风险评价和排序，对重灾区的次生灾害隐患点进行了危险性评价。编制了次生灾害的分布图、工程地质条件图和地质灾害危险性评价分区图（1:50万）。课题提出的有关堰塞湖风险等级评判方法已经被水利部相关标准采纳。初步建立了灾区次生灾害危险性评价的模型和评价方法，提出了各类次生灾害应急危险性评价的技术流程和方法。对典型灾害隐患点进行了稳定性分析和模拟计算，提出了有针对性的防治方案和措施，对其他灾点防治具有典型示范作用。取得了大量的环境分析测试数据，开发了一套高危化学品和放射源远程监测系统。为地震灾区恢复重建工作中重建规划、特别是场地选址、地质灾害的防治提供了急需的次生灾害方面的基础资料，为国家和地方政府规划决策提供了基础科学依据。
重灾区地质灾害分布与工程地质岩组分区图
汶川地震重灾区震后地质灾害危险性定量评价结果图
改造后的空心包体三轴地应力测量系统外形
空心包体三轴地应力测量系统升级改造：属科技部条件平台项目，项目负责人为董诚。对20世纪60年代研制的空心包体地应力系统进行了大幅度改造，研制成功了具有国际先进水平的空心包体精密原岩三轴地应力测量系统。该系统具备以下特点：①体积小，集成度高。利用先进的微处理器和单片机技术，将应变测量、定位器、平衡箱、数据预处理、存储单元、通信单元等功能全部集成安装于直径88mm、长度230mm的耐压仪器舱，可直接放置于解除钻孔中。②设置灵活，自动化程度高。灵活多样的设置控制使得每个通道的3种桥型和5种量纲（应变、应力、重力、位移、温度）变换自由。通过参数设置能够自动独立完成所有井下测量、数据存储等工作，具备了对竖直孔进行长期监测的能力。③实现了自动巡回检测。利用先进的电子开关技术，实现了1s～12h采集控制时间间隔，解决了机械触点的弊端。④配备强大的计算软件。PC端软件可通过实时通讯获取应变、方位、倾角等数据，计算钻孔附近岩体的三维应力状态并绘制曲线。改造完成后，经过多次实验室和野外实测验证，仪器各项参数都达到了设计的要求，使测量过程得到很大简化，测量速度和精度大大提高。该套仪器为进行快速、准确的地应力测量提供了一个新的手段。该系统不但可以用于地应力测量，也可用于其他需要测量应变。
项目组成员在野外采样和选样
托林组第三岩段（
广西岑溪市佛子冲铅锌矿矿产预测：属国土资源部危机矿山接替资源找矿项目，负责人韦昌山研究员。以成矿作用“三条件”→控矿因素“三位一体”→矿产预测“三步骤”（三·三程式）指导思路，提出了早期隆坳构造次级盆地边缘成矿作用的重要性，总结了燕山期“灰岩（泥质灰岩、钙质泥岩）层位＋花岗闪长岩（花岗斑岩）＋NNE向构造破碎带”的“三位一体”有机组合控矿、三者缺一不可的新认识，建立了综合找矿模型图表，提出了6个成矿预测区；结合面积性物探工作圈定了8处激电异常带（其中2处矿致异常），提出了矿产预测验证方案，所施工的2个验证钻孔分别见到厚达9m和6m的富铅锌（铜）工业矿体。结合前期探矿工程见矿情况及成矿地质条件分析，本次矿产预测佛子冲背斜西翼334？级别资源量估算为Pb+Zn(+Cu)66万吨。所总结的矿产预测思路、找矿标志及预测准则，不仅为今后在佛子冲背斜两翼的扩大找矿提供了重要信息，而且通过全程指导后续勘查项目实施，为矿山新增Pb+Zn(+Cu)333资源量64万吨，成为目前危机矿山专项中通过矿产预测项目工作有效地指导勘查工作，并新获大型资源量规模矿床的少有成功实例之一，实现了我所近期矿田构造指导深部矿产预测的新突破。
西藏阿里札达盆地晚新生代沉积建造及其构造意义：属国家自然科学基金项目，负责人为朱大岗研究员。通过野外地质调查、室内测试分析和综合研究，重新划分和建立了札达盆地晚新生代河湖相沉积地层序列，确定了札达盆地晚新生代以来河湖相地层的年代序列；首次在札达盆地上新世—早更新世河湖相沉积中发现了的两个不整合面；首次在札达盆地上新世地层中采集到犀类和鼠兔类化石；首次确定了札达等盆地的成因、构造属性及其演化过程，划分了札达盆地河湖相地层的层序地层，厘定了札达盆地河湖相地层层型剖面及其构造属性，并与青藏高原及邻区的晚新生代地层进行了对比；确定了沉积物的成因类型与突变事件的地层层位和年代，揭示了水动力、湖水盐度变化过程和构造事件的关系；确定了札达盆地上新世—早更新世的古植被、古环境与古气候演化过程，划分了古环境演化阶段；厘定了札达盆地南缘西喜马拉雅山在上新世—早更新世时期的隆升速率和强度；进一步探讨了青藏高原隆升、古湖泊变迁、古环境演化及其对全球变化的影响。本项目共发表论文15篇，其中国内核心期刊13篇、SCI收录论文2篇，培养硕士2名。
雅砻江锦屏水电站坝址
深切河谷地应力分布规律和卸荷裂隙形成机理研究：属国家自然科学基金面上项目，负责人为谭成轩研究员。以锦屏一级水电站深切河谷为例，综合考虑区域构造应力环境演化、河流下切和地壳抬升过程、河谷形态演化、边坡岩体结构构造、岩体工程地质特征、岩性组合、岩石物理力学特性、地形地貌、人类工程活动等因素，深入开展复杂地质要素和复杂结构面组合的深切河谷地质建模研究。配合岩石物理力学参数测试，按重力、构造作用力、地震作用力等不同组合应力边界条件，运用三维应力场有限元数值模拟方法，基本查明锦屏一级电站深切河谷谷坡和谷底应力降低区、应力增高区及原岩应力区的空间分布范围和应力量级，揭示其深切河谷地应力的分布规律、边坡岩体结构的表生改造和时效变形，以及边坡卸荷裂隙的形成机理、发育类型、展布规律、主控因素及其相关性，并与地应力测量、实际工程地质问题等相佐证。该项研究成果对于我国西南水电、交通等建设具有重要的理论和实践意义。
雅砻江锦屏水电站坝址左岸深部卸荷裂隙
博格达山（东天山）新生代再造山的隆升特征和演化：属国家自然科学基金面上项目，负责人为王宗秀研究员。通过系统批量采样，运用低温热年代学方法与沉积响应相结合，对博格达山链新生代的隆升过程进行了系统研究，获得如下重要结认识：①博格达山链新生代抬升过程存在3个明显阶段：5.6～19Ma、20～30Ma和42～47Ma，其复活造山隆升的起动时间不晚于65Ma。②中新世是山体最显著的一期整体隆升，20Ma到5.6Ma之间山链表现为不均匀—差异隆升状态，而且随着年龄变新，隆升速率有加快的趋势，这与西天山以及青藏高原北部同期的构造事件相似，说明该期隆升意味着青藏高原向北扩展已经影响到了天山一线。③山体在东西和南北方向上的隆升具有明显的差异性特点，表现为冷却年龄自西向东、自北向南有逐渐变新的趋势。博格达山3次隆升都有显示，而东侧的巴里坤山主要为中晚两期隆升。④博格达—巴里坤山链中新世以来的2期隆升很可能是青藏高原尤其是北部演化的响应。至于博格达山链中生代末期的缓慢隆升可能与西伯利亚板块的作用有关。
博格达山韧性剪切带中黄铁矿的多期旋转构造形成的压力影
博格达山脉新生代再造山形成的逆冲推覆构造
湖北宜昌地区下三叠统及二叠系—三叠系界线附近高精度磁性地层研究：属国家自然科学基金面上项目，负责人为孙知明研究员。通过湖北宜昌地区大峡口和安徽巢湖地区平顶山早三叠世地层剖面磁性地层研究，获得了早三叠世地层剖面的磁极性序列。巢湖剖面下三叠统印度阶磁极性序列总体以反极性为主，包含3个明显的、较宽的正极性带和两个非常薄的正极性。奥伦尼克阶最底部处在反极性带中，位于正极性带（WP4n）以下0.6～1.0m，结合该剖面已获得的国际通行的牙形石和菊石等生物地层为主线的生物地层研究资料，认为二叠系一三叠系界线（PTB）位于下三叠统底部正极性带的下部，印度阶/奥伦尼克阶的界线位于印度阶上部反极性带的顶部，巢湖剖面正极性带（WP4n）可以作为奥伦尼克阶/印度阶界线标志之一。以上研究成果进一步修订和完善了国际下三叠统印度阶及二叠系一三叠系界线附近的磁极性年表，为二叠系—三叠系界线以及早三叠世地层的精确划分与对比提供磁性地层证据，从而进一步提高我国下三叠统层型剖面及二叠系—三叠系界线的研究水平。
湖北宜昌大峡口野外工作
波速剖面位置
波速剖面结构解释图
面波频散、波形及接收函数的三维非线性联合层析成像研究：属国家自然科学基金青年基金项目，负责人为冯梅博士。传统的层析成像方法在岩石圈探测中一直存在一个明显的困难，即体波层析成像在岩石圈上地幔垂向精度低，而面波层析成像的横向精度低，且两者难以进行联合探测。针对此科学难题，本项目经过多年不懈努力，成功开发了一种具高精度、高扩展性，可实现面波和体波等多种地球物理观测进行联合反演的高效岩石圈三维结构探测方法。该方法得到国际同行认可，介绍该方法的科研论文已经发表在JGR-SolidEarth杂志上；利用该方法和公开地震观测数据对中国大陆岩石圈地震热学结构进行了研究，获得了中国大陆及邻区400km以上高精度三维横波速度结构模型以及地壳和岩石圈厚度模型。这些模型为中国大陆的构造格局和新生代以来的动力演化提供了重要的深层依据。波速模型显示高速的印度岩石圈板片在50Ma左右与欧亚大陆发生碰撞以后，可能在约20Ma左右发生了折断（左图中代表印度岩石圈板片的segment1和segment2在标识为break的地方断开），而青藏高原地壳急剧增厚也正好发生在大约20Ma以来。这些证据表明俯冲至青藏高原下方的印度岩石圈板片可能在20Ma左右发生了俯冲角的改变，早期的可能为大角度俯冲，而20Ma以来则变为近水平俯冲（碰撞）。研究成果已发表在Lithos杂志上。
西藏中部念青唐古拉山东南麓断裂带晚第四纪活动速率的冰川沉积物年代约束：属国家自然科学基金青年基金项目，负责人为吴中海副研究员。项目围绕西藏中部念青唐古拉山东南麓地区，在晚第四纪冰川作用、正断层作用过程及全新世古地震等方面获得了多项重要研究成果。详细厘定了该区的第四纪冰川序列，确定该区至少发育了6套冰碛物，可大致与深海氧同位素阶段（MIS)18～12, 8,6,4或3,2和1等一一对应。同时，发现老于MIS6阶段的冰碛物有2～3套，最大冰期出现在MIS6阶段之前，最老冰碛物可能出现在距今约80万～90万年左右。系统恢复、估算了念青唐古拉山东南麓断裂带晚第四纪不同时间尺度的断层活动速率。结果发现，该断裂带约15ka以来的活动速率变化幅度较大，而之前的活动速率比较稳定，且前者（1～3mm/a）明显整体上大于后者（0.5～1mm/a），显示典型的非线性断裂活动特征。首次对亚东－谷露裂谷的全新世古地震进行了对比研究，结果表明：当雄—羊八井段在全新世至少发生过4次M8.0级左右的大地震，谷露盆地在距今约6000年以来发生过M7.5级左右的古地震事件3次。该区全新世古地震的时间间隔最长5700a左右，最短1600a左右。
当雄盆地主边界断裂的古地震探槽揭露的多期古地震崩积楔和探槽编录过程
念青唐古拉山东南麓当雄段（上部）和谷露段（下部）的古地震事件逐次限定图
山东省招远市玲珑金矿田成矿规律和深部外围预测：属山东省黄金局横向合作项目，负责人为吕古贤研究员。提出“胶东金矿”产于剪压造山带，是中生代活化改造花岗绿岩带的产物，主要围岩差别表现为“玲珑—焦家式”等矿床；深化胶东“入字型断裂蚀变岩、脆—韧性剪切带和雁列带等控矿规律，通过成矿深度的构造校正测算数据，预测深部发育第二富集带，并得到探矿工程证实。提出“构造作用力通过改变物理化学参量而影响地球化学过程”的思路，推动了构造物理化学研究。建立了矿源岩系列概念，提出以矿源岩系为指导的找矿路线，在九曲矿区和玲珑断裂带深部及大庄子金矿实测构造蚀变岩相预测靶区，已取得明显找矿效果。根据项目研究成果在矿山靶区勘查新增金金属量33吨，可延长矿山服务年限约7年。项目首次预测玲珑金矿田黄金资源总量超过1000吨，建议将其作为矿保工程整装勘查的示范区。
玲珑金矿矿区
2009年12月27日，山东省科技厅组织专家对“山东省招远市玲珑金矿田成矿规律和深部外围预测”项目成果进行了鉴定。专家认为，项目总体达到了国际先进水平，在“胶东金矿”成矿模型、构造物理化学研究等方面达到国际领先水平，是一项产学研相结合、长期坚持理论密切联系实际的优秀成果。
项目成果评审会
4. 大型不整合面与风化壳岩溶发育关系——以塔中地区奥陶系为例
陈新军1，2蔡希源3纪友亮2周卓明1
（1.中国石化石油勘探开发研究院无锡石油地质研究所，无锡214151；2.同济大学海洋与地球科学学院，上海200092；3.中国石油化工集团公司，北京100027）
摘要 塔里木盆地经历了多期构造运动，造成沉积间断，继而形成了一系列重大的地层不整合面。塔中地区奥陶系主要发育有两个大型的不整合面T47和T07，它们受构造和海平面的共同控制，暴露时间长，规模大，在区域上控制了两期强烈的风化壳岩溶事件的发育。第一期位于下奥陶统顶部不整合面之下，第二期位于上奥陶统顶部不整合面之下，这两期岩溶特征因其上覆不整合面的特征不同而不同。不整合面对岩溶发育的控制主要体现在两个方面：一是不整合面形态对风化壳岩溶发育范围的控制；二是不整合面的强度级别对风化壳岩溶发育深度的控制。
关键词 不整合面 岩溶 塔中地区
The Relationship between the Large Scale Unconformity Surface and Weathering Crust Karst——Ordovician in Central Tarim Area
CHEN Xin-jun1，2，CAI Xi-yuan3，JI You-liang2，ZHOU Zhuo-ming1
（1.Wuxi Research Institute of Petroleum Geology，SINOPEC，Wuxi，214151；2.School of Ocean and Earth Science，Tongji University，Shanghai200092；3.SINOPEC，Beijing100027）
Abstract The Tarim basin has experienced periods of structure movements and developed a series of large stratigraphic unconformities.The Ordovician has two large unconformity surfaces T47 and T07 in central Tarim area，which were predominated by structure movements and sea level changes.They were exposed for a long time，and locally controlled the development of two periods regolith karst.The first period karst located under the unconformity’s at the top of Lower-Ordovician，the second located under the unconformity at the top of Upper-Ordovician，the character of two periods’ karst are different for their unconformities are different.The effects of the unconformity surface on karst mainly include two aspects：one is that the configuration of unconformities controls the development scale of regolith karst，another is the intensity of unconformities controls the development depth of regolith karst.
Key words unconformity surface karst central Tarim area
地层之间的不整合接触关系是地面露头和地震剖面上常见的地质现象，进行不整合分析对于划分地层层序，确定地层格架和构造运动，分析盆地的形成、演化和改造以及研究与不整合有关的圈闭均具有重要的意义。为此，许多学者曾对不整合的概念、类型及其在油气勘探中的应用进行了广泛的研究，并取得了重要的进展［1］。不整合的认识与研究自18世纪末以来已经历了200年的历史，但仅是在20世纪30年代才因其与油气圈闭有关而受到广泛关注。在总结以往研究成果的基础上，Bates和Jackson［2］在美国地质词汇中对不整合作了这样的定义：它是相接触岩层的构造关系，以沉积间断、风化作用或特别是新岩层沉积前的陆上或水下侵蚀作用为特点，常常（但不总是）表现为地层间的非平行接触关系。然而自20世纪70年代以来，随着地震地层学及层序地层学的发展，地层不整合面被应用在层序地层学中，不整合面更主要的是在成因上与海面相对变动联系起来，并被作为划分层序级别及类型的关键界面。Vail等将作为层序界面的不整合面划分为代表陆架暴露的第一类层序界面和陆架未暴露的第二类层序界面，以分别反映海面的相对下降幅度［2］。但是，并非所有不整合面都可归为低海平面成因，因为多数全球性构造事件在时间上与海面上升期相对应［3］。许效松［4］则从Vail等［5］的两类层序界面划分中独立出第三类层序界面，专指发育于碳酸盐岩层序之上的溶蚀型卡斯特界面，以区别于碎屑海岸由河流回春作用形成的侵蚀界面，并且这一划分是非成因的。
不整合面不仅是构造运动或海面变动事件的记录者，而且还代表了后期地质作用对前期沉积岩（物）的不同性质和程度的改造。这一改造作用通常具有明显的经济价值。风化作用除能直接形成残坡积风化矿床外，与风化面相关的岩溶型油气藏已在碳酸盐岩油气勘探中占据了重要地位［6～8］。与不整合面发育相伴的岩溶作用强度及其分带性是控制碳酸盐岩次生储集空间形成与展布的关键因素。而不同成因的不整合面以不同方式控制着岩溶储层的产出。油气勘探成果证明，世界上许多含油气盆地均发育有碳酸盐岩古风化壳含油气层，据统计，世界油气的20%～30%与不整合面有关，且主要与古风化壳岩溶有关［9］。因此对不整合面进行研究在岩溶储层研究中具有非常重要的意义。
1 区域地质概况
塔里木盆地位于我国西北边陲，面积约56×104km2，是我国最大的内陆盆地。塔中地区在区域构造位置上属中央隆起中段的塔中低隆起，北以塔中1号断裂带与满加尔凹陷相邻，西面及南面分别与阿瓦提凹陷和塘古孜巴斯凹陷呈斜坡过渡关系，东与塔中东凸起相邻（图1）。目前，该区已经开展了大量的基础地质研究工作，经过多年的研究大家对碳酸盐岩储层发育规律已达成基本共识，即岩溶作用是控制碳酸盐岩储层质量的关键因素。为此，众多研究者运用各种理论和方法对碳酸盐岩储层的岩溶发育规律进行了多方面的研究［10～13］。本文从不整合面分析的角度出发来研究风化壳岩溶的发育规律，为油气勘探服务。
2 不整合面发育情况及其特征
塔里木盆地自震旦纪以来，经历了加里东期、海西期、印支期和喜马拉雅期构造旋回，形成了四大构造层［14］。每个构造旋回又发生过多期构造运动，相应地引起了海平面的大规模相对升降变化，造成沉积间断和地层变形，继而形成了一系列重大的地层不整合面。其中，在塔中地区奥陶系主要发育有两个大的不整合面（图2），一个是发育在下奥陶统与中上奥陶统之间的
图1 研究区平面位置图
图2 塔中地区奥陶系大型不整合面
2.1
该不整合面在塔里木盆地普遍分布，位于下奥陶统顶，在塔中地区剥蚀程度较大，在剖面上容易识别（图2）。
根据塔中地区下奥陶统上覆地层分布图（图3）可以得知，沿塔中Ⅱ号构造带一线，TZ64—TZ18—TZ46—TZ37—TZ9—TZ19—TZ4—TC1—TZ1—TZ25—TZ27 一线以南至 TB1—TZ3—TZ38—TZ48一线的广大地区，下奥陶统之上均缺失了中上奥陶统、志留系，且下奥陶统发育不全，表明该区除了受下奥陶统顶部早加里东期运动影响外，还经受了上奥陶统与志留系之间的晚加里东运动等后期构造运动。因此，该区受构造活动影响较大，挤压抬升幅度较大，古地貌较高，遭受剥蚀程度巨大。
图3 塔中下奥陶统上覆地层分布图
2.2
该界面在塔里木盆地普遍分布，位于奥陶系与志留系之间，在塔中地区为角度不整合。不整合面之上的地层主要是碎屑岩，其下主要为碳酸盐岩，在露头、测井及地震剖面上都非常容易识别（图2）。钻井揭示塔中隆起由北向南、由西向东，志留系依次不整合覆于中上奥陶统、中奥陶统和下奥陶统之上。
根据塔中上奥陶统上覆地层分布图（图4）可以看出，除了下奥陶统裸露区外，塔中大部分地区均有中、上奥陶统分布，并且大部分地区的奥陶系顶部发育有一套泥岩沉积，仅在TZ37—TZ20—TZ16—TZ401—TZ101一线附近，上奥陶统顶的泥岩层缺失，导致中、上奥陶统的灰岩在志留系沉积之前裸露地表遭受剥蚀和溶蚀。
3 岩溶发育特征
塔中地区奥陶系主要发育有两期风化壳岩溶，第一期位于下奥陶统顶部不整合面之下；第二期位于上奥陶统顶部不整合面之下。这两期岩溶发育特征因其上覆不整合面的发育特征不同而不同。
3.1 平面发育特征
从平面上看，下奥陶统顶部的风化壳岩溶分布范围较大，岩溶作用比较强烈，溶蚀深度较大。主要分布在塔中Ⅱ号构造带、TZ3—TZ7井区、TZ48—TZ38井区、TG1井区和TB2井区。
图4 塔中上奥陶统上覆地层分布图
上奥陶统顶部的风化壳岩溶早期分布范围很小，岩溶作用也不大，仅在TZ25—TZ27井区分布，随着后期构造运动的改造，在Z1—TZ37—TZ16—TC1—TZ101一线及TB2井周围一定范围内由于缺失上奥陶统泥岩段而形成比较强的岩溶作用，该期岩溶作用在上奥陶统灰岩厚度不大的地区还间接地影响到下奥陶统顶面的岩溶发育。
3.2 纵向发育特征
从纵向上看，在塔中地区两期风化壳岩溶都具有良好的分带性，大致可以分为3个带，自上而下依次为：垂直渗流带、水平潜流带和深部缓流带（图5）。
图5 TZ16井中上奥陶统岩溶带
3.2.1 垂直渗流带
该带常位于不整合面与最高潜水面之间，沉积物以代表古土壤的紫红色泥岩、灰绿色粘土质泥岩、覆盖角砾灰岩及角砾白云岩等为主。岩溶作用以垂直方向为主，常形成一些垂向溶孔、溶缝、侵蚀沟、古梁和孤立的落水洞等。该带的一个最大特点是发育各种裂缝，尤其是风化缝和构造缝，且这些裂缝常被溶蚀。这主要是因为垂直渗流带处于不整合面地表附近，岩石温度随季节变化而变化，岩石在冷热温差悬殊下极易产生风化缝［15］。在这些垂向溶孔、溶缝和溶洞中，常被泥、粉砂、各种成因的角砾（垮塌角砾、构造角砾、岩溶角砾）所充填，有些还被方解石胶结物所充填，这些充填物的形态极不规则，大体上以与围岩垂直或近于垂直的囊状或脉状产出，与围岩呈清晰的溶蚀接触。
垂直渗流带在测井曲线上常呈漏斗型，因为在垂直渗流带中各种胶结、充填作用较强，其储集性能较差，常形成岩溶带中相对致密的岩溶壳，电阻率相对于其下部的潜流带要高，自然伽马测井曲线相对于不整合面顶部要低。在地震剖面上有时可见一些沿不整合面发育的侵蚀沟，呈“V”或“U”型。垂直渗流带的发育深度与岩溶作用强度、所处构造部位和潜水面高低有关，一般在距侵蚀面50m内。
3.2.2 水平潜流带
水平潜流带位于枯水期的最低潜水面之下，距侵蚀面一般30～200m，其厚度与补给区高程有关。该带以发育大量的溶洞和溶孔为主，当然也有一些溶缝，但远不及垂直渗流带发育。这是因为该带处于包水带，地下水十分活跃，并多沿水平方向流动，在潜水面附近，地下水不饱和，CO2含量高，分压大，岩溶地下水交替快，溶蚀作用强，易形成水平溶洞，甚至地下暗河，由于构造运动引起的地表升降，在古岩溶地层中可形成若干层水平溶洞［16］。
水平潜流带在自然伽马曲线与电阻率曲线上都表现为低值，深、浅侧向电阻率间具有较大的正幅度差。在地震上，该带常表现为低能量、低频率和弱反射，反射轴的连续性极差。若地下暗河发育，该带在地震剖面上表现为一弱反射带，且与相邻反射呈切割接触，呈一水平囊状体。水平潜流带由于具有大量的孔洞和溶缝，即使被充填，也仍有许多有效储集空间，因此常成为良好的油气储层。
3.2.3 深部缓流带
该带位于水平潜流带下，最大底界深度是岩溶作用的下限，一般可达侵蚀面下300m左右，该带仅见一些小型水的溶孔和零星溶缝，与普通未发生岩溶作用的层段差别不大，胶结作用在该带较明显。
在对塔中地区岩溶发育特征研究的基础上，建立了该区奥陶系的岩溶地貌发育模式。区内岩溶地貌表现为较大的地形起伏。从整体上看，具明显的北高南低的特征，南北两侧是岩溶高地，中间部位为岩溶谷地，二者之间为岩溶斜坡。
4 不整合面与岩溶发育的关系
影响碳酸盐岩岩溶发育的主要因素有很多，如古气候、海平面的升降以及构造活动等［17］。其中构造不整合面决定了古递降水流平衡面、地下水的深度及活动范围，水动力场大小对碳酸盐岩岩溶发育与否起到了极其重要的作用，尤其是风化壳岩溶。因为碳酸盐岩必须直接出露地表或出露到大气水能改造的范围内才会受大气水中溶解的CO2形成的碳酸溶解［13，15］。构造挤压运动形成隆起，地层出露水面遭受剥蚀，形成不整合面，这为岩溶的发育提供了最基本的条件。研究表明，不整合面对岩溶发育的控制主要体现在两个方面：①古构造所形成的不整合面形态；②古构造的形成不整合面的强度级别。
4.1 不整合面形态对风化壳岩溶发育范围的控制
通过细致研究塔中地区岩溶发育区图（图6）可以发现，塔中地区奥陶纪的岩溶几乎都分布在古构造高点，四周被断层包围形成了构造控制岩溶的格局。在古构造的高点，下奥陶统上部和中上奥陶统顶部的地层在不同时期都出露地表遭受剥蚀，这样下奥陶统顶部和中上奥陶统顶部的灰岩直接出露于不整合面之上，遭受大气水的淋滤、溶蚀，形成风化壳岩溶。也就是说，风化壳岩溶发育范围受不整合面形态的控制，即只有在不整合面发育区域，风化壳岩溶才有可能发生。
图6 塔中地区岩溶发育区示意图
值得注意的是出露于不整合面之上的中上奥陶统顶部灰岩，由于大部分地区发育有一套泥岩沉积，阻隔了中、上奥陶统顶部灰岩与大气水的接触，抑制了风化壳岩溶的发育。这些被泥岩所包围的碳酸盐岩“岩块”区域，在地貌上为高地或丘陵，虽然在志留系前的古地貌背景上存在区域上的地表水古径流体系，但对这些呈地貌高地的碳酸盐岩“岩块”来说，其区域古地表径流的作用不太大。这些“岩块”区的大气水渗入，补给主要靠“岩块”自身捕获的大气降水。另外，这些“岩块”区顶部的岩性和岩相特征也是控制其岩溶作用发育的因素之一。TZ50井区至TZ15井区处于棚内缓坡、棚内洼地与棚缘内的相变区内，其上部的泥质条带灰岩段厚度大、泥质含量高。这些含泥质的泥晶灰岩孔、缝发育较差，可溶解性差，其较低的渗透性和较差的可溶性，影响了岩溶作用的发育。
4.2 不整合面强度级别对风化壳岩溶发育深度的控制
风化壳岩溶发育在垂向上的发育深度不仅与古地貌、构造、岩性和古水文条件等因素有关，而且还与不整合面的强度级别有关。
综上所述，在全球性的海平面大规模下降时形成的大型不整合面对岩溶发育具有控制作用，在古地貌较高部位，由于遭受强烈的剥蚀，缺少泥岩封盖，碳酸盐岩直接出露地表，因而岩溶作用相对较发育。
5 结论
在研究区内，通过不整合面的研究可以得出：多期构造运动和海平面的大规模相对升降变化，形成了区内大型不整合面，并对风化壳岩溶作用产生了一定的控制。风化壳岩溶发育在不整合面的下部，岩溶特征因其上覆不整合面的发育特征不同而不同。不整合面的形态控制了风化壳岩溶发育范围，不整合面的强度级别控制了风化壳岩溶的发育深度。塔中地区中、上奥陶统碳酸盐岩为特低孔和特低渗储层，因此对碳酸盐岩储层的岩溶发育规律进行研究，对于正确预测碳酸盐岩储层的发育规律显得尤为重要。本文将不整合面特征与岩溶作用研究相结合，探讨不整合面对风化壳岩溶发育的控制作用，旨在探索本区碳酸盐岩的油气储层研究的新思路。
参考文献
［1］陈发景，张光亚，陈昭年.不整合分析及其在陆相盆地构造研究中的意义.现代地质，2004，18（3）：269～275.
［2］Bates R L，Jackson J A，Falls Church.Glossary of geology.Virginia：American Geological Institute，1980，749.
［3］Miall A D.Principles of sedimentary basin analysis.New York：Springer-Verlag，1984，490.
［4］许效松.层序不整合界面的综合标志与盆地性质.见：王英华，鲍志东，朱筱敏编.沉积学及岩相古地理学新进展.北京：石油工业出版社，1995，442～445.
［5］Vail P R，Mitchum R M Jr.Seismic stratigraphy and global changes of sealevel，Part 1：Over view，In：Payton C E.Seismic Stratigraphy Applications to Hydrocarbon Exploration.AAPG Memoir，1979，26：51～52.
［6］Saller H A，Budd A D，Harris M P.Unconformities and porosity development in carbonatestrata：Ideas from a Hedberg Conference.AAPG Bulletin，1994，78（6）：857～872.
［7］Shanmugam G.Origin recognition and importance of erosional unconformities in sedimentary basins.In：Kleinspehn K L and Paola C.New Perspectives in Basin Analysis.New York：Springer-Verlag KG，1988，83～108.
［8］Sun S Q.Dolomite reservoirs：porosity evolution and reservoir characteristics.AAPG Bulletin，1995，79（2）：186～204.
［9］Fritz R D，Wilson J L，Yurewicz D A.Paleokarst related hydrocarbon reservoirs［M］.New Orleans：SEPM Core Workshop.1993，（18）.
［10］陈强路，王恕一，钱一雄等.塔里木盆地阿克库勒地区下奥陶统古岩溶及油气分布.沉积学报，2002，20（4）：633～638.
［11］陈新军，蔡希源，高志前等.寒武、奥陶系海平面变化与烃源岩发育关系——以塔里木盆地为例.天然气工业，2005，10（25）：18～20.
［12］陈新军，谢其山，邢作云等.塔中地区石炭系层序地层分析与沉积相研究.新疆地质，2004，2（22）：187～190.
［13］郭建华.塔里木盆地轮南地区奥陶系潜山古岩溶及其所控制的储层非均质性.沉积学报，1993，11（1）：56～63.
［14］贾承造主编.中国塔里木盆地构造特征与油气.北京：石油工业出版社，1997.
［15］郭建华.塔北、塔中地区下古生界深埋古岩溶［J］.中国岩溶，1996，15（3）：207～216.
［16］顾家裕.塔里木盆地轮南地区下奥陶统碳酸盐岩岩溶储层特征及形成模式［J］.古地理学报，1999，1（1）：54～60.
［17］马永生，梅冥相，陈小兵等.碳酸盐岩储层沉积学.北京：地质出版社，1999.
5. 求助此段的翻译,地质学描述,高赏分
大吉山钨矿区位于江西省全南县大吉山镇，距县城41km，大型黑钨矿床，累计探明储量(WO3)17.39万t(据《中国矿床发现史·江西卷》公布的储量，与表3.12.4略有不同)，并伴生丰富的铋、钼、铍、铌、钽等矿产。矿山建设是国家第一个五年计划的156项重点建设工程之一。
大吉山钨矿发现于1918年，之后民窿开采。地质调查工作最早始于1929年。1953～1955年由重工业部中南有色局长沙地质勘探公司二○五队进行大规模的详细勘探，1956年提交了《大吉山钨矿地质勘探报告书》。1969年，为寻找富钽矿在矿床深部发现69号花岗岩型钽铌钨铍矿体，1982年提交了《江西省全南县大吉山矿区花岗岩型钽铌钨铍矿床地质勘探报告》。
矿区位于赣湘粤加里东隆起成矿带的九连山区。近东西向延展的隆褶带与北东向断裂复合部位，是该矿床成岩成矿的主要定位构造。区内地层为寒武系板岩、变质砂岩，是成矿岩体及石英脉型钨矿床的围岩；矿区东南侧断陷盆地中分布有泥盆系砂页岩。两条平行断裂分别出现于矿区的西北和东南两侧，走向北东，倾向北西，控制矿床分布范围，东南侧断裂延伸较远，为寒武系与泥盆系之分界。区内燕山期花岗岩浆活动频繁，具有同源多阶段成岩成矿演化系列。矿区北侧出露有大面积粗粒斑状黑云母花岗岩，矿区深部隐伏有中粒二云母花岗岩；上部过渡为细粒钠长石化白云母花岗岩岩盖，即为钨铍钽铌矿化岩体，又称69号岩体。矿区分布有石英脉型黑钨矿床、岩体浸染型钨铍钽铌矿床和稀土矿床，构成典型的多型共生钨矿床。石英脉型黑钨矿床，矿体主要赋存在燕山早期花岗岩及其外接触带的寒武系浅变质岩系中，并以外接触带为主。含钨石英脉(矿脉)，主要呈北西西向和北北东向，平行密集成群成组产出。单脉可见尖灭、再现、膨缩、分支、复合、弯曲等现象。矿区共有编号矿脉113条，其中有开采价值的矿脉103条，并分为南、中、北3组，均向北东倾斜，倾角70°～80°。各脉组由上往下渐次收敛，由西向东渐散开。脉组水平延长一般850～900m，最大达1150m，矿脉延深800～900m，最深可达1000m。平均厚度0.45m，最厚可达3m以上。矿脉围岩蚀变，主要为硅化、云英岩化、电气石化、黑云母化、绿帘石化、黄铁矿化等。矿石矿物有黑钨矿、白钨矿、辉铋矿、辉钼矿、方铅矿、闪锌矿等。矿石平均品位WO3 2.033%，伴生钼0.038%、锡0.02%、铋0.105%、铍0.021%。通常将大吉山钨矿划为石英脉型黑钨矿床，实际上根据该区具有多型矿床共生特征及其所反映的成岩成矿演化系列，可简略概括为(由早至晚)：成岩阶段(黑云母花岗岩—二云母花岗岩—白云母花岗岩—似伟晶岩)→自变质交代矿化阶段(白云母花岗岩浸染型钨铍钽铌矿床)→岩浆期后含矿热液充填阶段(黑钨矿石英脉矿床)。
6. 国土资源科学技术一等奖
全国矿产资源利用现状调查
主要完成人：王安建、王瑞江、李厚民、王高尚、王勇毅、高 兰、赵汀、李建武、陈其慎、于汶加、孟刚、李瑞萍、高辉、张照志、闫强
完成单位：中国地质科学院矿产资源研究所
成果简介：该项目是国土资源部2007年部署的规模最大最为系统的矿产资源国情调查工程。经全国31个省区市3万人5年艰苦努力，耗资22.5亿元，完成油气、铀、铁、铜、铝土矿、煤炭、稀土等28个矿种全部25753个矿区资源储量及其利用现状的核查，摸清了我国矿产资源储量的数量、结构、品质、开发利用及其空间分布现状，发掘出大量新增资源量，挤掉了资源储量水分，取得了一系列新认识，建立了全国矿产资源空间数据库和储量动态管理支持系统，实现了资源储量管理从一维属性数据向二维半空间数据管理的飞跃，为实施“一张图管矿”、提升管理水平搭建了科技平台。项目形成矿区核查报告21540套，省级汇总报告550套，全国单矿种调查报告28套，图集300余册。
中国铁矿矿产资源分布图
全国铁矿吨位—品位模型
中国岩石圈三维结构
主要完成人：李廷栋、袁学诚、肖庆辉、黄宗理、叶天竺、耿树方、范本贤、高 锐、肖序常、朱介寿、邓晋福、姚伯初、张兴洲、杨文采、路凤香
完成单位：中国地质科学院地质研究所
成果简介：中国大陆和海域岩石圈三维结构多项特征，取得了12项重要的创新性成果:
（1）提出大致以东经105°（南北地震带）为界，我国东、西部的岩石圈和软流圈存在较大差异：西部“层状”结构明显、岩石圈厚、软流圈薄；而东部岩石圈薄、软流圈厚，可达到200～300千米，导致了软流圈物质上涌。
（2）指出中国东部和边缘海地区的莫霍面和岩石圈底界面凹凸不平和不连续，构成了软流圈与岩石圈之间壳—幔物质交换的“过渡层”。
（3）对华北岩石圈减薄动力学进行数值模拟实验结果确认：太平洋板块俯冲动力对华北岩石圈200千米以上没有影响，在200千米深度之下影响的横向范围局限在大陆边缘200～300千米之内。
信阳—黄骅地震层析剖面图（“过渡层”）
（4）对中国东部中生代强烈的构造—岩浆活动提出了“东亚型造山作用”的新认识——其成因是深部软流圈物质上涌；其造山作用划分为3个阶段，即初始造山幕、主造山幕、晚期造山幕。
（5）揭示出中国东部岩石圈“下新上老”的年龄结构，即前寒武纪基底的岩石圈被中生代岩石圈（小于200Ma）置换或熔融交代。
（6）初步划分和建立了中国大陆岩石圈结构模型，总结和划分出了5种岩石圈类型：克拉通型、造山带型、裂谷型、岛弧型和边缘海洋壳型。
（7）提出了中国岩石圈构造单元划分方案。根据地质、地球物理场和地球化学场特征，把中国大陆及海区划分为2个岩石圈构造域和6个岩石圈块体。
（8）揭示了青藏高原存在巨型南北向构造带。航空磁测显示出青藏高原存在巨型南北向构造带，直至深度60～180千米仍很明显，表明其深部结构与表层结构具有不统一的特征。
（9）层析成像研究揭示出印度岩石圈从恒河平原向北俯冲跨过斑公—怒江，在北纬33°附近向深部下插、拆沉，在北纬34°地区形成羌塘地块深部的低速熔融体，在西昆仑山深部呈现出印度板块与塔里木板块直接碰撞，说明了青藏高原地壳加厚的原因。
（10）详细分析研究了深部作用的资源环境效应。提出中国东部中生代构造—岩浆活动及其伴随的成矿作用，软流圈物质上涌是主导因素。
（11）揭示了深部地幔流由西向东流动的3条“通道”轨迹，从而导致了中国东部形成巨厚的软流圈层。
（12）揭示出太平洋板块俯冲只对中国东部吉林省珲春地区的深源地震（540千米）起了制约作用。而东部大陆区的浅源地震的动力来源很可能是软流圈物质的高热能量转化为强动力作用的结果。
中国岩石圈构造单元分区图
沿AB剖面的印度岩石圈地幔俯冲到西昆仑山的图像
中国东部及周边地区天然地震震中分布图（吉林省珲春地区的深源地震）
7. 地质历史上长江是从东向西流的吗
是的，在地质历史上，现在中国这个地区曾经是东高西低，那时候大部分的河流都是从东往西流的。
不过要说现在的长江也是往西流，这个就不太好说了。可以肯定，在现在长江这个地区会有河流自东向西流，但它是否就是现在这条长江，没有办法去认定。
在地质历史上，曾经有一段时间全世界大陆总共只有两块，北边一块叫劳亚古陆，它后来分裂为亚欧大陆和北美大陆；南边一块叫冈瓦纳古陆，它后来分裂成非洲、南美、澳洲、印度、阿拉伯等若干小块。
当时在劳亚古陆与冈瓦纳古陆之间，有一个巨大的古忒提斯洋，它是当时世界上仅有的两大洋之一（另一个是古太平洋，它比现在的太平洋要大得多）。
那个时候，现在中国的青海、西藏、四川西部和云南西部一带，都是古忒提斯洋的一部分，而东部则是陆地，并且这个陆地不仅仅限于目前的陆地范围。
当时现在渤海、黄海、东海、日本海一带，都是陆地，是劳亚古陆的一部分。
后来，首先发生了一次大规模的造山运动，这场运动现在把它叫做燕山运动，它的实质就是，古太平洋板块开始向劳亚古陆俯冲。
于是中国东部的陆地在古太平洋的挤压下隆起成为高山和高原，于是这段时期中国的河流基本上都是从东部发源，向西注入古忒提斯洋。其中有些河流很可能是发源于现在的东海甚至日本海的。
再后来，又发生了一次大规模造山运动，这场造山运动一直持续到今天，在中国叫喜马拉雅运动，而在欧洲则叫阿尔卑斯运动。
喜马拉雅运动分为两个阶段，第一个阶段，是由于古印度板块，从冈瓦纳大陆分裂出来后就向亚洲运动，但是那时它还没有直接撞到亚洲，而是在它向北运动过程中，推挤古忒提斯洋板块向亚洲下面俯冲，从而使得中国西南地区开始隆起成为陆地，并形成列昆仑山、唐古拉山等山脉（这些山脉当时还没有现在这么高）。这一事件发生在距今大约7500-6500万年前。
到后来，也就是距今大约4000-3000万年前开始，古忒提斯洋完全俯冲到亚洲之下，印度板块则与亚洲正面撞上，于是形成了冈底斯山、喜马拉雅山等山脉，原先形成的昆仑山、唐古拉山等则进一步升高，最后达到现在的高度。
与此同时，导致燕山运动的太平洋板块向亚洲俯冲的过程还在继续，但是情况有了些变化。
太平洋板块是一个很薄的大洋板块，因为比较薄，强度比较小，因而它向亚洲俯冲时，向下弯折得比较厉害，俯冲速度也很快，于是板块前端深入到地幔深处，并在那里融化，形成岩浆上升。上升的岩浆又将上面的亚洲东部大陆的岩石融化，导致这个地区的地壳变薄。
地壳变薄之后，在重力平衡作用下，地表就要下沉，于是中国东部就越来越低，有些地方沉降为平原，有些地方甚至成为了海洋（渤海、黄海）。
在岩浆上升最厉害的地方，地壳都被融穿，造成岩浆流出，形成了与大洋中脊类似的海底扩张区。现在的日本海和南海都是这样形成的，东海也有发展成海洋扩张区的趋势。
就这样，原来高的东部降下去了，原来是海洋的西部隆起成为高原，所以现在中国的河流大多数是从西向东流的。
8. 北北东向构造带地质特征
北北东向构造与传统意义上的新华夏系构造基本一致，是研究区内最为重要的构造体系之一。以发育一系列北北东走向断裂构造为主，并伴随着强烈的岩浆活动。总体上，北北东向构造与前述北东向隆起带呈斜切关系，且交角较小。该时期的构造控制了侏罗系－白垩系盆地的形成、分布以及隆起带与凹陷带相间分布的现今构造格局。与这一时期构造伴生的褶皱变形主要为侏罗系－白垩系盆地中宽缓的褶皱，部分靠近断裂部位褶皱变形较强。北北东向断裂往往以相对密集的断裂束出现，具有成群成带分布的特征。
综合考虑本区构造特点，区内具有较大影响的断裂自东向西主要为黑城子－八家子断裂带、下洼－叨尔登断裂带、红山－八里罕断裂带和大兴安岭主脊断裂带。其中，以红山－八里罕断裂带构造规模最大，变形最强，对区内成矿作用影响较大。
一、黑城子－八家子断裂带(图2－1中F13～F14)
分布于研究区东南部的辽宁境内。北起辽宁朝阳黑城子—白塔子一带，向南经北票、朝阳至建昌八家子，东西宽约40km，南北长约200km。总体呈北北东30°～40°，由一系列产生于古老变质岩和长城系及中生代地层中的断裂组成。根据断裂密集程度分为东、西两个亚带:西亚带位于白塔子—大好村沟一带，以鸡冠山断裂为代表。东亚带即为狭义的黑城子－八家子断裂带。
(一)鸡冠子山断裂(F14)
该断裂大致沿白塔子公社至娄子店(汤沟)公社一直向南西方向，并与北东东向承德－北票断裂交会在一起。总体走向为北30°东，连续长度90km左右，破碎带宽达200m。主断裂面以向南东倾斜为主，但也有北西倾向的，具体产状为110°∠72°、315°∠72°。断裂带通过地区的岩性极为复杂，有太古宙黑云斜长角闪片麻岩、含磁铁石英岩、华力西晚期的花岗岩、闪长岩及上侏罗统砾岩、页岩、含油页岩等。断裂所穿切的岩石均清楚地显示了挤压特征。在断裂带的两侧甚至破碎带中，伴生大量各组方向的断裂，其中压扭性断裂，产状为150°～160°∠70°;张扭性断裂，产状为80°∠75°或230°∠45°;张性断裂，产状为190°～200°∠80°。沿断裂发育巨大的石英脉，并组成众多的、以北北东走向为主的岩墙群，后期的断裂活动使石英脉受挤压而破碎，造成脉中的石英矿物重结晶并沿北北东方向拉长，该矿物在以后再被新的断裂所错切，显示了断裂的多次活动。
(二)黑城子－八家子断裂带(F13)
断裂带由断续相循的北东—北北东向走滑断裂带组成，断裂带宽5～7km，北起黑城子东，经北票、朝阳、药王庙，直到辽宁建昌八家子，沿努鲁儿虎隆起东侧与朝阳－北票盆地间延展，断裂带长度超过200km。朝阳以南沿金岭寺－羊山盆地中部发育，由两条断裂组成。东支切割中上侏罗统，反扭错移约17km，沿断裂带有零星的早白垩世火山岩喷发和潜火山岩侵入;西支与娄子山隆起东缘逆冲断裂重接复合;朝阳以北与北票南天门推覆构造重接，切割白垩系孙家湾组及更老地层。断裂带内见有中新元古界－古生界呈构造透镜体出现。属于燕山早、晚期活动的压扭性壳断裂。黑城子断裂以东的大甲营子断裂带，不仅穿切了中、古生代地层，而且还错断了第四纪红色亚粘土层，说明该方向断裂带在挽近时期还有较强烈的活动。
二、下洼－叨尔登断裂带(图2－1中F15～F17)
该断裂带分布于研究区东部，斜切努鲁儿虎隆起带及其北侧的褶皱带，由一系列断续出露的断裂组成，北起敖汉旗下洼，向南经前坤头沟、金厂沟梁，进入辽宁境内，过朱碌科、中三家，直抵凌源县叨尔登。全长在250km以上，宽约50km，研究区范围内仅为该带之北段，长约百余千米。根据断裂的密集程度及特征不同，可以划分为南、中、北3段。
北段位于下洼以南、铁匠营子以北之间，由教来河－白塔子河断裂及其东南部的一系列分支断裂所组成。教来河－白塔子河断裂(F16)主要沿教来河－白塔子河呈45°方向延伸，可见长度达50余千米。在敖吉—捣各郎营子一带，断层两侧地层及其产状互不连续，在其西南端捣各郎营子一带见连续的破碎带。与此同时，该断裂东南侧形成4条与此断裂呈30°～45°交角的分支断裂，自西向东依次为捣各郎营子断裂、上杜力营子断裂、大敖吉断裂、青风山断裂。这些断裂长30～35km，宽40～50m。主断裂倾向南东，而平面上则呈舒缓波状。它们将古生代地层切割成多个块段，造成显著的不同时代地质体不连续现象。两盘主要为下石炭统的绢云母石英片岩、变质火山岩等，次之还有中侏罗统———以中性为主的粗火山碎屑岩与燕山早期的白岗质钾长、二长花岗岩。该断裂带属压扭性，具有逆向扭动的力学性质。沿断裂有侏罗—白垩纪火山岩喷发及燕山期花岗斑岩岩株的侵入，而且这些火山岩又受到后期错动。
中段(F15)北以贝子府—铁匠营子一线为界，向南经林家地、四家子至辽宁朱碌科、中三家一带，总长达110km以上。研究区属于其北段，出露长达30km。该断裂走向北东18°～20°，倾向北西，倾角42°～72°，由北西向南东逆冲，切过建平群至侏罗系，平移错动23～25km。断面平直光滑，破碎带宽50～100m。带内挤压扁豆体、挤压劈理、糜棱岩发育。该断裂南段，即叶柏寿以东地区，断裂的上盘(北西盘)发育着一系列平行排列的压性分支断裂，如上豆腐房冲断层、安太沟冲断层、岳家台子冲断层、九头山冲断层等，这些冲断层的走向大体一致，为北东60°左右。未见切过主干断层，与主干断层组成多条“入”字型构造，它们与主干断裂所夹锐角指示下盘向北北东扭动，造成了太古宙结晶基底岩石发生位移，位移距离达到35km以上。两侧岩层呈现明显的挤压状态，上盘震旦系中常见挤压的拖曳褶皱。破碎带宽达百余米。
长皋金矿就是受到该“入”字型构造(三级或者四级构造体系)的控制。其次受到“S”型构造控制。
另外，在该断裂的北东侧肖家营子一带，发育有一些帚状构造，如肖家营子帚状构造，位于主干冲断层的下盘。在长城系中有4个压扭性旋转面向北东方向撒开，向南西方向收敛形成帚状构造。其砥柱位于收敛端内侧，沿砥柱部位有燕山期闪长岩侵入，并形成了与其有关的铅锌矿及钼矿。研究表明，该帚状构造对肖家营子大型钼矿具有重要的控制作用。
沿着上述断裂带，尤其是中三家断裂带两侧及其与鸡冠子山断裂带之间，燕山期侵入岩广泛出露，岩体出露面积不大，主要为岩株状;在与北部赤峰－开原断裂带交会部位，岩体出露面积较大，且侵入岩方向以东西向为主，反映了早期构造带对晚期构造带的制约作用及不同构造带的复合作用对岩浆活动的控制。岩浆岩类型主要为闪长岩和花岗岩类，这些岩浆岩与该地区金属矿床的形成具有密切关系，如金厂沟梁南部的对面沟岩体等，对金厂沟梁金矿田的形成，肖家营子闪长岩对于肖家营子大型钼矿的形成等都具有至关重要的作用。
南段(F17)全部位于辽宁境内，为凌源至叨尔登一带，属习称的“叨尔登断裂束”。该断裂束南部由冀北经建平张家营子、凌源、叨尔登一线进入内蒙古，沿努鲁儿虎隆起以西延伸，由断续相循呈雁列的北东—北北东向展布、主要为逆冲压剪性断裂组成，倾向不定，倾角80°左右。断裂带与东侧鸡冠山－帽子山隆起上的古生界北东向褶皱、断裂共同组成断裂束。凌源以南为凌源三十家子盆地西缘边界，松林子以南为燕山期火山－沉积盆地，叨尔登有新第三纪(新近纪)砾岩断块，凌源以北切割建平群、中元古界及下白垩统。受断裂控制有早白垩世火山喷发和燕山期花岗岩侵入。断裂位于重力场陡梯度带，卫星照片上为线性灰阶。由于位于研究区外，故不再详述。
三、红山－八里罕断裂带(图2－1中F18～F19)
该断裂带位于研究区中部，南起宁城县头道营子—黑里河一带，向北东经锦山—赤峰—乌敦套海，向北延入沙地，向南进入河北与平泉－桑园断裂带相接。断裂带东西宽50km，南北长200km。
该断裂带斜切前述黑里河－库里吐北东向隆起带，其主要构造成分包括一系列走向北东18°～30°的压性、压扭性断裂和北西走向的张性、张扭性断裂，组合成一个巨大的新华夏“多”字型构造(其中北北东向的断裂最为发育)。断裂之间还夹有呈北北东向延长的古老地垒和若干中生代的坳陷盆地。
该断裂带中的断裂规模大小不一，规模较大的主要有红山水库(乌敦套海)－小河沿断裂、连花山－黑水断裂、哈拉道口－安庆沟断裂、美丽河西－八里罕断裂(F18)、旗杆庙断裂及赤峰－锦山断裂(F19)等。以下仅就地表形迹表现相对明显的几条断裂叙述如下。
(一)美丽河西－八里罕断裂(F18)
在八里罕断裂束中，以美丽河西－八里罕断裂的构造形迹最为显著，且连续性好。它也是对研究区影响最大的一条断裂。
该断裂航磁异常反映明显，赤峰市南部，由于受天山－阴山东西向复杂构造带控制，航磁异常一般呈东西向展布。在该断裂位置，航磁异常分布方向比较零乱，多数航磁异常转为北东向或北北东向。八里罕—大城子的北西侧为大面积正磁场，南东侧为负磁场，正负磁场分界线附近，航磁等值线平行且密集。大城子－美丽河是由两个北北东向展布的狭长正异常组成的串珠状异常带。美丽河以北至八肯中一段是大面积正负磁场区的分界线，航磁等值线沿北北东向展布，与断裂延伸方向一致。
八里罕断裂由走向北北东、倾向南东的主压性结构面和发育同方向的压性结构面群构成宽50m至数百米的挤压破碎带。该断裂走向为北东28°左右，断裂面倾向南东110°～118°，不甚平直，局部变化为130°～140°，倾角一般在45°～55°之间，沿着断裂擦痕和劈理发育。在两侧50～100m的宽度内，岩石普遍破碎，有构造角砾岩、花岗糜棱岩，并有硅化、绿泥石化、高岭土化等蚀变现象。断裂附近常常有中性和酸性脉岩平行分布。区内该断裂的构造变形特征在地表具有非常明显的露头和构造破碎带等表现，在娄子店东北和热水镇以南等地出露最明显。
1.娄子店东北八里罕断裂剖面特征
图2－4 八里罕断裂娄子店二道营子灰场剖面
在娄子店东北的二道营子灰场，断裂断于燕山期花岗岩与白垩纪碎屑岩之间，沿断裂为宽约30m的负地形沟谷，断裂北西侧为花岗岩，南东侧为白垩系泥岩、砂岩、粉砂岩及凝灰质岩石等。其中断裂带北西侧与花岗岩的断裂接触关系剖面出露清楚［图版2－1(a)，(b)］，自北西向南东依次出露花岗岩、花岗质糜棱岩［图版2－1(c)］、绿泥石化碎裂糜棱岩、微角砾岩［图版2－1(d)］、硅化超碎粒岩(硅质薄膜层)，至断裂带中心(负地形部位)为黏性很强的灰白色断层泥(图2－4)，局部可见黑色断层破碎带和断层泥。花岗岩为中粗粒花岗结构，块状构造，地表呈黄褐色、土黄色，花岗质糜棱岩呈黄白色，片理构造产状为35°/SE62°，出露宽度0.5～1m，糜棱岩线理向北东侧伏40°，具有比较典型的核幔结构和糜棱状构造;绿泥石化碎裂糜棱岩呈灰色、浅灰绿色，出露宽度0.5～1m，是由花岗质糜棱岩被抬升后叠加偏脆性的破碎和动力退变质作用所形成的;微角砾岩为糜棱岩发生脆性破碎形成，出露宽度0.2～0.5m，角砾大小为2～10mm，个别大于10mm，构造磨圆明显，角砾成分为花岗岩、糜棱岩和硅质岩;硅化超碎粒岩(硅质薄膜层)为断层最后活动形成的滑动面，出露宽度0.05～0.15m，表面光滑如镜，滑动面产状25°/SE43°。
该剖面说明八里罕断裂自白垩纪以来表现为左行正断的运动学特点，这与中国东部晚中生代以来具有的伸展环境相吻合。同时该断裂还具有长期多次的碾磨作用，形成宽度比较大的断层泥带。
八里罕断裂也是现代活动断裂，在该点附近，断裂发育于花岗岩破碎带与黄土层之间，断距3.5～3.8m，并在地表形成高度达3m的地貌陡坎，反映其第四纪新构造活动特点［图版2－1(e)］。
图2－5 八里罕断裂娄子店二道营子灰场剖面
2.热水镇南李麻子沟剖面特征
在热水镇南李麻子沟，断裂断于燕山期花岗岩与白垩纪含砾凝灰岩之间［图版2－1(f)］，沿断裂为宽大约10m的负地形沟谷，断裂北西侧为花岗岩，南东侧为白垩纪凝灰岩。自北西向南东依次出露花岗岩、硅化凝灰质构造角砾岩组成的破碎带和灰白色断层泥［图2－6;图版2－1(g)，(h)］。
角砾岩中的角砾主要成分为花岗质岩石，包括花岗岩、花岗片麻岩和少量片岩，角砾磨圆度普遍较高，达到次圆，部分为浑圆状;角砾大小为1～3cm，部分达5～6cm，角砾含量为25%;胶结物为含晶屑凝灰岩，角砾岩层内又发育多个滑动面，沿滑动面发育擦痕构造、摩擦镜面和5～20cm不等的硅化碎裂－碎粒岩。该硅化角砾岩抗风化。断层滑动面产状为45°/SE60°～65°，出露宽度0.5～1m，擦痕向北东侧伏55°。
上述构造岩表现出来的变形特征，反映了八里罕断裂从早期到晚期的变化过程，即早期为韧性变形，逐渐演化为晚期脆性－脆韧性变形。另外，在八里罕断裂中的糜棱岩中北北东15°～20°方向的节理非常发育，该组节理与安家营子金矿控矿节理基本一致。
从地层出露情况分析，此带在成生过程中，上盘(南东盘)的运动方式以下降为主。该断裂在八里罕附近被派生的北西向张扭性断裂错断。在八里罕以南的主干断裂方位呈近南北向。
图2－6 八里罕断裂李麻子沟剖面
(二)连花山－黑水断裂
位于八里罕断裂东侧，呈北东15°经由敖汉旗的黑水、孟家沟、梨树沟至莲花山附近通过，长达百余千米。该断裂在孟家沟附近介于燕山早期花岗岩体和下白垩统岩层之间，并错开东西向断裂达4～5km，在梨树沟一带又将下二叠统及大城子岩体错开，其错动方向均为左行。
在孟家沟、混金台、梨树沟和撰山子等地，发育与北北东向断裂配套的北西向次级张性小断裂群，控制石英脉的分布和产出，且多呈雁行式或羽状排列于断裂两侧，除孟家沟受附近东西向断裂的干扰呈北西300°走向外，其余各地均为北西320°左右。这些小断裂群成为重要的含矿构造。
(三)旗杆庙断裂
位于乌丹东部的旗杆庙地区，走向北东18°～20°，在旗杆庙附近断于奥陶－志留系内部，两侧岩层交角极大，岩石破碎，破碎带宽1～10m，有构造角砾岩、断层泥和擦痕等，沿断裂带绿泥石化明显。断裂带南端切过了加里东期的超基性岩体。断层面总体倾向北西，倾角70°。在旗杆庙北，断裂附近发育牵引构造，上盘的片状灰岩中的片理与断裂面平行。故应为一压扭性断裂，成生于燕山期。
红山－八里罕断裂两侧，发育了同方向、同性质的多条低级别、低序次的构造带，而正是这些低级别、低序次的断裂构造对沿该断裂形成的侵入岩及金属矿产起到了直接的控制作用。如在马鞍山隆起东北部的鸡冠子山岩体中，北北东向的节理发育，并具有成群成带分布的特点，安家营子金矿床主要沿着这些裂隙发育。在宁城黑里河陈家杖子一带，北北东向的断裂控制了隐爆角砾岩带及岩体的分布，从而控制了与隐爆角砾岩有关的金矿化。而安家营子金矿田、陈家杖子金矿、樱桃沟金钼矿点等均是在八里罕断裂的控制下形成的。
总之，该构造带为一较为典型的“多”字型控岩控矿构造，也是金、铅、锌多金属成矿带之一。
四、大兴安岭主脊断裂带(图2－1中F20)
位于研究区西北部。区域上，沿大兴安岭主峰及其两侧分布，向南经克什克腾旗的经棚，延入河北省境内，与上黄旗－乌龙沟深断裂连为一体。呈北北东向延伸达千余千米。根据各区段区调成果资料表明，断裂总体向东倾斜，倾角在60°～80°之间。在区域重力场中，位于大兴安岭－太行山－武陵山重力异常梯级带的北段西侧，莫霍面深度大于38km。在布格重力异常图上处于陡梯度带向缓梯度带变换的部位。断裂形成于晚侏罗世，白垩纪继续活动，与东部嫩江－八里罕深断裂同步发展，形成巨大的大兴安岭主脊垒、堑构造体系。由于新生代沙地或第四系覆盖，该断裂在区内出露较差。但克什克腾旗南部的燕山晚期花岗岩、花岗斑岩绝大部分很明显呈北北东向展布，并侵入于早白垩世地层中，显示了受该方向断裂带的影响。