萍乡地质局
A. 江西省地源评估咨询有限责任公司的主要业绩
涉及上市企业的土地资产评估：
九江化纤(000650) 江西纸业(600053)
凤凰光学(600071) 江西水泥(000789)
赣南果业(000829) 昌九生化(600228)
赣能股份(000899) 新华股份(600782)
中国石化600028(境外上市) 江西铜业0358-HK(境外上市)
江西铜业600362(A股) 赣粤高速(600269)
洪都航空(600316) 诚志股份(000990)
联创光电(600363) 中国联通(600050)
中国移动(美国CHL) 安源股份(600397)
泰豪科技(600590) 江西长运(600561)
洪城水业(600461) 江中药业(600750)
中国人保(2328-HK) 中国人寿(2628-HK)
中国银行(3988-HK) 中国电信（0728-HK）
长力弹簧（600507） 中国工商银行（601398）
中国建设银行（601939）
涉及大型企业集团改制与股份制改制土地评估：
江西民星企业集团公司
井冈山旅游发展股份有限公司
铁道部第四工程局
江西金牛集团公司
铁道部大桥工程局
赣州有色冶金研究所
江西变压器有限公司
江西得雨活茶股份有限公司
江西金世纪冶金(集团)股份有限公司
萍乡钢铁有限责任公司
江西锅炉化工石油机械联合有限责任公司
江西涤纶厂
江西丰华彩印有限公司
江西三和电力股份有限公司
江西黑猫碳黑股份有限公司
南昌铁路局工程总公司
宜春钽铌矿
江西赣南制药厂
江西电化有限责任公司
江西省医药集团
江西省电力设计院
江西省煤炭集团公司
中国建设银行
中国银行
中国工商银行
江西省外贸包装厂
樟树富达实业公司
江西省饲料饲养食品开发公司
江西省地质矿产勘查开发局
江西省纺织工业供销公司
丰城曲江煤炭开发有限责任公司
南昌钢铁有限责任公司
江西省邮政局
南昌大洪人管业有限公司
江西省核工业地质局
江西省广联实业有限公司
中国农业银行
江西稀有稀土金属钨业集团公司
涉及企业债权转股权的土地评估：
江西光学仪器厂
江西盐矿
赣州钴钨有限责任公司
九江化学纤维厂
景德镇华意电器总公司
南昌齿轮厂
国营第七四0厂
国营第八九七厂
江西江南材料厂
江西红声器材厂
江西景华电子有限责任公司
江西南光仪表电子总公司
新余钢铁有限责任公司
江西国药有限责任公司
江西制药有限责任公司
江西贵溪化肥厂
江西长江化工厂(国营第5727厂)
江西盐矿有限责任公司
江西省物资储运总公司
涉及企业兼并、作价入股、合资联营的土地评估：
江西省富家坞铜业有限公司
江西金纬水技术工程有限责任公司
罗纳普克星火密封胶有限公司
江西省环境保护局
昌河飞机工业（集团）有限责任公司
九江电子材料厂
南昌硬质合金有限责任公司
江西三清房地产开发有限公司
江西省饲料饲养食品开发公司
中国电力投资集团公司
江西省贵溪市火力发电厂
江西南华医药有限公司
江西省外贸资产经营有限公司
江西省物资储运总公司
江西省核工业地质局
江西省樟树粮油公司
萍乡矿业集团有限责任公司
江西通信服务公司
江西液化石油气总公司
江西省石油化工供销总公司
江西省造纸印刷工业总公司
江西省电影发行放映公司
江西省金属材料总公司
江西耐火材料厂
江西省物资集团公司
土地规划
南昌市土地利用总体规划修编、共青城开放开发区土地利用总体规划修编、青山湖区土地利用总体规划调整、新建县土地利用总体规划调整、永新县土地利用总体规划调整、余干县土地复垦重点项目、余江县土地利用总体规划调整、安福县土地利用总体规划调整、芦溪县土地利用总体规划、永丰县土地利用总体规划调整等；
开发整理可研及设计
南昌市土地开发整理规划编制、吉安市土地开发整理规划、南昌昌东工业区可行性论证报告、共青城开放开发区土地开发整理规划、新建县土地开发整理规划、永新县土地开发整理规划、余江县倪桂生态村建设重点项目、余干县梅溪土地整理项目规划设计、龙南县渡江土地整理项目规划设计、武宁县澧溪土地整理项目规划设计、修水县马坳土地整理项目规划设计、万安县枧头土地整理项目规划设计、宁都县东山坝土地复垦项目规划设计等；
基准地价评估
九江市城区基准地价更新项目、吉安市城区土地定级与基准地价评估、抚州市土地定级及基准地价评估、景德镇市城区土地定级与基准地价更新、鹰潭市城区土地定级与基准地价更新、泰和县土地定级与基准地价更新、余江县城土地定级与基准地价更新、武宁县城区土地定级与基准地价更新、彭泽县城区土地定级与基准地价更新、修水县城土地定级估价报告（白岭镇、港口镇、古市镇、杭口镇、何市镇、黄港镇、黄沙镇、全丰镇、山口镇、上奉镇、西港镇、溪口镇、大桥镇、马坳镇、三都镇、四都镇、渣津镇）、芦溪土地定级估价报告、新建土地定级估价报告、永新县城区土地定级与基准地价评估、永丰县城区土地定级与基准地价评估、吉水县城区土地定级与基准地价评估、万安县城区土地定级与基准地价更新、余干县城区土地定级与基准地价更新、瑞洪镇土地定级与基准地价评估、樟树市城区土地定级与基准地价更新（阁山镇、黄土岗镇、临江镇、永泰镇）、龙虎山集镇土地定级与基准地价评估、九江县城区土地定级与基准地价评估、东馆镇土地定级与基准地价评估、罗湖镇土地定级与基准地价评估、共青城城区土地定级与基准地价评估、龙市镇土地定级与基准地价评估等；
土地利用数据库建设
南昌县土地利用数据库建设、新建县土地利用数据库建设、修水县土地利用数据库建设、青山湖区土地利用数据库建设、青云谱区土地利用数据库建设等
土地利用现状及变更
青山湖土地利用基础图件与数据更新调查、贵溪市土地利用基础图件与数据更新调查、南昌市土地利用基础图件与数据更新调查等；
测量
共青城地籍测量、余干县人民政府落脚湖"四万亩"围垦土地开发测量、赣州市黄金开发区果园开发项目等。
征地区片价及统一年产值测算
南昌市征地区片价；南昌市、九江市、抚州市、吉安市、鹰潭市市级平衡汇总及全部下辖县统一年产值测算；宜春市、赣州市、上饶市部分下辖县统一年产值测算。
开发区四至范围确认
南昌高新技术开发区、南昌经济技术开发区、九江进出口加工区、九江市经济技术开发区、南昌市长凌外商投资工业区、共青开放开发区、南昌小兰工业园区等30余个开发区四至范围确认。
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C. 江西萍乡都有哪些煤矿啊麻烦把名称和地址说具体点，谢谢了，一些小煤矿也可以说。
太多了。到地质矿产局去查啊。那里齐全。
煤矿都在高坑，黄家源那边。好多好多
D. 大富足岩体地质地球化学特征
大富足岩体(又称富城岩体)出露在江西会昌富城、瑞金大富足及福建长汀江山一带。岩体形成于加里东－印支－燕山期，为一多期复式花岗质侵入体，平面形态略呈长方形，长轴北西向，面积850km2(图6－2)。岩体主体侵入于震旦－寒武纪地层中，东部与晚侏世河田岩体接触，西侧被白垩纪红层不整合覆盖，与会昌西部的珠兰埠岩体隔盆相望。
图6-2 大富足岩体展布形态
该岩体是花岗岩单元－超单元填图方法研究的试点岩体。熊清华(1990)根据大富足主花岗岩体接触带特点和内部组构特征，结合区域构造分析，认为主花岗岩体(印支期)定位与邵武－会昌－龙南(邵武－河源)断裂密切相关，并提出了主花岗岩体的定位模式。
花岗岩是大陆动力学中地壳与地幔相互作用的一个重要组成部分，花岗岩的一个主要研究方向是把区域性花岗岩成因和其形成时的大地构造环境相结合，以期能建立起一个它们之间相互关联的框架(董申保等，2001)。本次研究在前人工作的基础上，主要研究大富足岩体的岩石地球化学特征，并判别其形成的构造环境，这对华南花岗岩构造体制的厘定也是有重要意义的。
一、岩石谱系表
江西省地质矿产局地质矿产调查研究大队412队在划分和圈定侵入体的基础上，根据各侵入体的岩性、结构构造、矿物成分以及组构、包体、岩脉、含矿性、接触关系等的相似性，将数十个岩体归并于10个单元，根据同源岩浆演化系列的概念，把空间上紧密共生、成因上有一定联系的有关单元归并于1个超单元，不能归并的单元则以独立单元存在，从而建立了大富足岩体的岩石谱系表(表6－1)。后期的小侵入体或脉体不属岩石谱系表之内容。
表6－1大富足岩体岩石谱系特征简表
续表
注:明显侵入接触关系;脉动侵入接触关系;涌动侵入接触关系;不明侵入接触关系;同位素年龄数据源于江西省地质矿产局(1989)《会昌幅1∶50000地质图说明书》，测定方法:K—钾氩法，U—铀铅法，Rb—铷锶法，Sm—钐钕法。
二、样品及分析
在开展核工业地质局地质项目“江西省会昌县草桃背矿床北东侧铀资源潜力调查评价”过程中，对大富足岩体进行了野外调查，对当风凹、荷树岽、土桥凹、水隘背、新村、石教坪单元进行了较详细的观测取样，分别采取较新鲜岩石样品共6件。磨片镜下观察后，送国土资源部中南矿产资源监督检测中心分析主量元素、微量元素包括稀土元素，分析结果见表6－2和表6－3。
表6－2大富足岩体常量元素分析数据
续表
注:春坑、先坑、沙告、泮塘单元的样品分析数据源自江西省地质矿产局(1989)《会昌幅1∶50000地质图说明书》，其中春坑单元为4个样品的平均值;其他样品分析单位、分析方法及精度见正文。σ(综合指数)=(K2O+Na2O)2/(SiO2－43);SI(固结指数)=MgO×100/(MgO+FeO+Fe2O3+Na2O+K2O)。
表6－3大富足岩体微量元素(含稀土元素)分析数据
续表
注:数据来源同表6－2。
另外从会昌幅1∶5万地质图说明书(江西省地质矿产局，1989)获取了泮塘、春坑、沙告、先坑单元的岩石成分分析数据。在计算有关参数时，将分析报告中小于检出限的组分或元素含量，用“检出限/2”值代替。
三、岩石地球化学特征
(一)常量元素
大富足岩体是一个由二叠纪、三叠纪和侏罗纪花岗岩组成的复式岩体(后期的小侵入体或脉体未算在内)。SiO2含量71.70%～76.70%，平均74.32%，Al2O3含量12.32%～14.19%，平均12.93%，综合指数(σ)1.41～2.45，K2O＞Na2O，在SiO2－K2O关系图上可以看出(图6－3)，属高钾钙碱性岩石系列。
图6-3 大富足岩体SiO2－K2O图
从SiO2含量的变化趋势和SiO2与其他氧化物的关系图(图6－4)又可看出，大富足岩体各氧化物的演化趋势并不构成线性关系，可能反映它们的岩浆过程是有差异的。但三叠纪富城超单元(主侵入体，分布面积占87%)的各岩体的有些氧化物(如MgO、P2O5、TiO2)与SiO2构成了良好的线性关系，很好地反映了它们的同源性质。
固结指数(SI)是反映岩浆分异程度和岩石基性程度的重要岩石化学参数，岩浆分异程度高，则SI值就小，岩石酸性程度高;若分异程度差，SI值就大，岩石的基性程度就高(邱家骧等，1991)。侏罗纪石教坪单元到先坑单元再到沙告单元，SI由大变小，即从3.54～3.04～2.46，从早到晚，岩浆分异程度变差，它们之间不应有分异演化关系，它们是不可归并的单元;二叠纪单元SI变化与侏罗纪相似;但富城超单元从早期到晚期，岩石之SI值具减小趋势(3.32～3.81～2.24～1.97～1.68)，岩浆分异程度是逐渐升高的，这符合正常岩浆房酸度逐渐增高的岩浆分异趋势，进一步反映了富城超单元是同一岩浆房岩浆过程的产物。
(二)微量元素
微量元素含量与组合特点可提供岩浆分异、演化程度、含矿潜力等方面的重要信息(赵振华，1997)。大富足岩体，与Tayloretal.(1985)上陆壳元素丰度相比，Rb、U、Th等含量较高，Rb是上陆壳丰度的2.56～4.55倍，U为1.50～4.61倍，Th为1.07～30.47倍，而Cu、Zn、Co、Cr、Ni、Sr、Ba、Zr、Hf含量较低，均低于其上陆壳丰度值。Ta、Ga与上陆壳丰度值接近，而Pb大部分略高于上陆壳丰度值。
在岩浆分异过程中，Sr主要在早期的分异岩浆中富集(Sr易进入斜长石及其他富钙矿物晶体内)，而Rb则相反，因此随岩浆分异作用加强，Rb/Sr值是增加的(赵振华，1997)。从表6－2可见，侏罗纪各单元和二叠纪各单元的Rb/Sr值均无随时代变新而具有逐渐增大的趋势，而富城超单元从早期到晚期，Rb/Sr呈增大趋势(从3.53～6.67～24.37～23.39)，反映岩浆演化程度逐渐升高。Rb/Sr值与固结指数SI反映的事实一致。
K/Rb值也是岩浆分异程度的重要参数，由于Rb的离子半径大于K，更趋向于在残余岩浆中富集，因此，K/Rb值越大，反映岩浆分异程度越低。三叠纪富城超单元从荷树岽单元到新村单元，K/Rb值呈连续的线性下降，即从141.09～109.77～93.35～91.6，平均108.95，而侏罗纪和二叠纪各单元均无这种变化规律。大富足岩体的K/Rb值变化特征反映的事实与固结指数反映的事实也是一致的。
图6-4 大富足岩体氧化物与二氧化硅变异图
此外，Nb/Ta值也反映了二叠纪、侏罗纪各单元，应为不同岩浆房岩浆分异演化的产物;而三叠纪富城超单元从早期到晚期，岩浆分异演化程度逐渐升高，是同一岩浆房岩浆分异演化的产物。
岩浆过程的示踪，强不相容元素具有重要的意义。强不相容元素(Rb、Ba、Th、Ta、Nb、La等)具有相似的全岩配分系数D，在地幔部分熔融和结晶分离过程中都不会导致这些元素之间发生强烈分异，这些元素之间的比值是判断岩浆过程是否相近的重要参量(Weaver，1991;Schmidbergeretal.，1999)。
大富足岩体的Rb、Ba、Th、Ta、Nb、La等强不相容元素的含量及有关比值见表6－3。表6－3显示，侏罗纪、三叠纪、二叠纪岩体的Rb/Ba、Th/Nb、Th/Ta、Nb/Ta、La/Nb值，有的相差较大，有的相差较小。如Rb/Ba值，石教坪单元0.73，先坑单元7.85，相差10倍;Th/Nb、Th/Ta和La/Nb值在富城超单元内部的各单元之间相差很小，而在侏罗纪和二叠纪的各单元之间差异就明显得多;Nb/Ta值在富城超单元内部，从荷树岽单元到新村单元(春坑单元缺数据)呈逐渐降低的趋势，而在其他单元之间则没有这种变化规律。这些强不相容元素的有关比值特征，进一步反映了大富足岩体较复杂的岩浆过程或成因机制。
(三)稀土元素
稀土元素是一个特殊的元素族，只要其中一个元素出现，其余的就都会同时出现，但稀土有其共性，也有其差异性，它们的运动和组合规律是一定的地质与物理化学条件的反映。因此，稀土元素是良好的地球化学的示踪剂，可用于探讨成岩成矿物质来源及形成过程等多种地质问题(王中刚等，1989)。
从表6－3我们可以看到，大富足岩体∑REE=(66.32～349.56)×10－6，变化范围较大，平均206.95×10－6，LREE/HREE＞1.0，稀土配分曲线略向右倾斜，总体相似。但侏罗纪的石教坪、先坑、沙告单元、三叠纪的富城超单元和二叠纪的当风凹、泮塘单元的稀土配分曲线并不完全一致(图6－5)。石教坪单元配分曲线向右倾斜率较大，LREE/HREE=6.52，先坑单元配分曲线较平缓，LREE/HREE=2.14，沙告单元Eu亏损强烈，“V”谷最深，富城超单元LREE/HREE=2.66～7.67，从春坑到新村单元，LREE/HREE从7.67—5.78—4.24—3.30—2.66，而二叠纪的当风凹、泮塘单元配分曲线偏低，这种变化特点表明，除富城超单元具有同源岩浆分异演化关系外，其他单元则没有很强的亲缘或分异演化关系。这种变化规律与上述的主量元素、微量元素比值所反映的岩浆分异演化程度的不同而具有对应关系。
δEu是讨论岩石类型及成岩条件的重要参数之一。大富足岩体δEu=0.09～0.35，总体变化不大，平均0.20，这是壳源岩石类型的重要依据。
图6-5 大富足岩体稀土配分型式
四、构造环境判别
Maniar和Piccoli(1987)利用花岗岩类岩石、矿物学特征和主量元素化学特征将花岗岩类形成的构造环境划分为造山花岗岩类和非造山花岗岩类两大类。造山花岗岩又可分为:①岛弧花岗岩类(IAG);②大陆弧花岗岩类(CAG);③大陆碰撞花岗岩类(CCG);④后造山花岗岩类(POG)。非造山花岗岩可分为:①与裂谷有关的花岗岩类(RRG);②大陆的造陆抬升花岗岩类(CEUG);③大洋斜长花岗岩类(OP)。
(一)根据岩石矿物特征判别
大富足岩体各单元的主要矿物成分及含量见表6－4，把石英、钾长石、斜长石含量取中间值并换算为100%，然后投于Q－A－P三元图中(图6－6)，发现各单元的投点相对较集中，位于POG、CCG、CAG边缘附近或外侧，仅有个别单元(J3Sj)点离得远些，并落入石英正长岩区域。利用矿物成分图解，我们可以推测这些单元与POG、CCG、CAG岩石类型较为接近，但难以准确判别岩石类型或其构造环境。
表6－4大富足岩体矿物成分及含量
续表
注:矿物成分及含量源于江西省地质矿产局(1989)《会昌幅1∶50000地质图说明书》。铝饱和指数(A/CNK)=n(Al2O3)/［n(CaO)+n(Na2O)+n(K2O)］。
图6-6 石英(Q)－碱性长石(A)－斜长石(P)实际矿物三元图解
(二)根据化学成分特征判别
从K2O－SiO2图解(图6－3)可知，大富足岩体各单元均属高钾钙碱性岩石系列，这就基本上可以排除非造山的OP花岗岩类型。
铝饱和指数(A/CNK)=1.016～1.362，均＞1，属过铝质岩石类型，而且除三叠纪富城超单元的荷树岽、土桥凹和晚侏罗世的先坑单元外，A/CNK均＞1.15。在铝饱和指数图解中(图6－7)，各单元投点基本落入CCG或POG范围之内，排除了归属IAC岩石类型的可能，也反映归属RRG、CEUG岩石类型的可能性不大。T3H同时也落入CAG范围内，但T3H是富城超单元的组成部分，富城超单元的各单元是同源岩浆分异演化的产物，因而其构造环境应是相同的，这就基本上排除了CAG岩石类型的可能。
图6-7 铝饱和指数图解
CCG岩石的Al2O3/(Na2O+K2O)＞1.1，而POG岩石在0.9～1.4之间，RRG和CEUG岩石则＜1.15(肖庆辉等，2002)，大富足岩体各单元Al2O3/(Na2O+K2O)=1.49～1.82，因而大富足花岗岩不是RRG或CEUG类型，也不应是POG类型。
可见，包括二叠纪、三叠纪和侏罗纪的各单元(侵入体)的大富足复式岩体，虽然岩浆过程可能有所不同，但都是CCG岩石类型，反映了它们形成于相同的大陆碰撞的构造环境。
(三)根据微量元素特征判别
由于不同构造背景下岩浆活动产物的微量元素丰度存在很大不同，根据岩石中微量元素的差异可指示岩浆源区特征以及岩浆发生、演化等过程，进而可恢复其形成的大地构造环境。Pearce等(1984)认为花岗岩的构造环境主要有4种类型，即洋脊型、火山弧型、板块内部型和板块碰撞型，它们的微量元素组合特点是不同的。
洋脊花岗岩:大多数正常脊花岗岩K、Rb明显亏损，异常洋脊花岗岩Th、Ta、Nb、Ce较高，俯冲带洋脊花岗岩Ta、Ba含量较高，K、Rb较低。
火山弧花岗岩:Ta、Nb、Ce、Hf、Sm、Zr、Y、Yb等含量低，均低于标准洋脊花岗岩，Ba、Th略有富集。
板内花岗岩:以明显亏损Ba和富集K、Rb、Th、Ta、Nb、Ce、Hf、Zr、SM、Y、Yb为特征，其中K、Rb、Th、Ta富集更为明显。
碰撞型花岗岩:以Rb明显富集为特征，K、Th含量也较高，Ba相对亏损，但Ce、Hf、Zr、Sm、Y、Yb等明显低于洋脊花岗岩。
大富足岩体属高钾钙碱性岩石系列，Rb是上陆壳丰度的2.56～4.55倍，Th含量也较高，Ba、Zr、Hf含量较低，与碰撞花岗岩的微量元素组合特点相似。
Pearce等(1984)的进一步研究表明，Rb、Y(或Yb)、Nb或Ta是鉴别构造环境最为有效的元素。在Pearce等(1984)Rb－(Yb+Ta)和Rb－(Y+Nb)图解中(图6－8)，大富足岩体各单元的数据点绝大多数落入同碰撞花岗岩(Syn－COLG)区域内，仅有先坑(T3X)和荷树岽(T3H)单元的数据投点似乎有落入同碰撞花岗岩(Syn－COLG)与板内花岗岩(WPG)分界线附近的板内花岗岩一侧的趋势，但是，T3X在Rb－(Yb+Ta)图解中落入WPG一侧，而在Rb－(Y+Nb)图解中还是落入Syn－COLG区域，T3H在Rb－(Y+Nb)图中落入WPG一侧，而在Rb－(Yb+Ta)图中还是落入Syn－COLG区域。春坑单元(T3C)缺乏分析数据，但与新村、水隘背、土桥凹、荷树岽单元同属富城超单元，它们形成的构造环境相同。因此，大富足复式岩体各单元均为碰撞型花岗岩类，且可归属同碰撞花岗岩类，这种判别结果与根据化学成分特征判别的结果完全一致。
图6-8 不同构造环境花岗岩的Rb－(Yb+Ta)和Rb－(Y+Nb)判别图
综上所述，大富足岩体为CCG或同碰撞花岗岩类型，扬子板块与华夏板块在二叠－侏罗纪的大致沿着杭州－萍乡－钦州这条缝合带发生的陆内A型俯冲与这种花岗岩形成的构造环境相呼应。
E. 各期岩浆岩特征
随着构造周期性的活动，岩浆随之多期多阶段喷溢和侵入（表1-2），即有四堡期、雪峰期、加里东期、海西期、印支期、燕山期和喜马拉雅期。
（一）四堡期岩浆岩
表1-2南岭地区各期岩浆演化和岩性特征表
四堡期岩浆岩分布零星，主要为喷出岩和超基性、基性、中酸性小岩体。
1．火山岩
主要见于广西融水县和罗城县，赣西北及东北部、湖南益阳、醴陵、浏阳等地亦可见到。
广西早期喷发为四堡群细碧－角斑岩系[8]，有细碧岩、角斑岩、熔凝灰岩、火山角砾岩和集块岩等。产于元古宇四堡群九小组上部和鱼西组内，下部以熔岩为主，上部两层主要为火山碎屑岩。各层火山岩一般厚数十米至百余米。属海底喷出岩，以裂隙型喷发为主，局部尚有中心式喷发，且多次喷溢或喷发，早期以喷溢为主，形成下部四层熔岩；晚期喷发为主，形成两层火山碎屑岩。
湖南冷家溪群中有玄武岩、安山岩、角斑岩等，火山岩系总厚度大于1000m，有两个喷发旋回[9]。
江西西北和东北部中元古界双桥群[10]，下部为超基性、基性岩组合，中部为钙碱性火山熔岩和火山碎屑岩组合，上部为凝灰质泥砂细屑岩组成的浊流沉积岩组合。岩性有细碧岩、角斑岩、石英角斑岩及变玄武岩等。呈层状、似层状、透镜状等夹于双桥山群中，属海底喷发。
2．侵入岩
岩浆喷溢或喷发之后，随之侵入。
早期有超基性—基性侵入岩，它们是一套与基性火山岩有着成因联系的变橄榄岩、变辉石岩、变辉长辉绿岩为主的深至浅成岩类组合。除少数岩体呈岩盆、岩盖外，多数为岩床状岩体。大多数岩体集中于文通组细碧－角斑岩建造内及其下伏九小组类复理式建造中。丹洲群沉积覆盖在岩体之上。早期侵入岩主要分布在桂北九万大山和元宝山一带，共有岩体500余个。
晚期中酸性侵入岩，为中细粒花岗闪长岩和花岗闪长斑岩，呈岩株状零星分布于罗城大坡岭、融水本洞等地。岩体出露总面积约80km2。岩体侵入于四堡群及早期超基性—基性岩体之中，并被丹洲群沉积覆盖。本洞花岗闪长岩体经湖北地质局科研所用铀－铅法测定年龄为1422～1340Ma，铷－锶年龄为1063Ma。
（二）雪峰期岩浆岩
雪峰期岩浆岩分布比四堡期广泛，五省（区）内都可见到。
1．火山岩
分布广，五省（区）内都有不同程度发育。岩性有细碧岩、橄榄玄武岩、玄武岩、安山岩、凝灰岩等，有些地方受变质作用。以海相喷出岩为主，也有陆相火山岩。
雪峰早期火山岩发育于新元古代。广西火山岩分布于龙胜和三门两复式背斜轴部，呈北北东向线状排列，分别长达数十公里，宽约20km，往北断续延伸至湖南境内。火山岩赋存于丹洲群合桐组中，由细碧岩、角斑岩、凝灰熔岩、火山角砾岩等组成。经历三个喷发旋回，第一旋回为基性溢流；第二旋回活动增强，除广泛溢流外还伴随有强烈的爆发活动。由火山角砾岩－细碧岩或细碧岩、角斑岩组成1～7个喷发韵律；第三旋回大为减弱，以间歇性喷溢为特征，有细碧岩、角斑岩等。湖南益阳、隆回等地的板溪群中有安山质—英安质火山角砾岩，呈不规则椭圆状岩锥产出，属中心式喷发。另外还有角砾状玻基玄武岩、玄武质熔岩。江西新元古界下部有海相和陆相火山岩。海相火山岩主要分布于萍乡寒寨—戈阳迎山村等地，为东西向转向北东向细碧－石英角斑岩带，赋存于神山群、上野群下部；陆相火山岩分布于江西北部，由杏仁状安山玄武岩、安山玢岩、安山岩、英安岩、流纹岩、熔结凝灰岩等组成，赋存于上野群上部。而在赣北九岭山地区的落可
雪峰期晚期火山岩赋存于震旦系下统。火山岩受北北东、北东向等构造带控制。湘、桂、粤三省交界的鹰阳关地区，为一套呈北北东向带状展布的变质基性—中酸性海底火山喷出岩，以角斑岩及其相应的火山碎屑岩为主，细碧岩及石英角斑岩较少。可划分三个喷发旋回，各旋回由2～5个以上的火山角砾岩—凝灰岩或火山角砾岩—熔岩的喷发韵律，即属间歇性喷发，以强烈的爆发继而出现微弱的岩浆溢出为特点。湖南境内震旦纪火山活动微弱，出露面积仅2km2左右，皆为玄武岩。而江西中南部火山活动较强，多为海底火山喷发，形成拉斑玄武岩和细碧角斑岩建造。赣江以东的武夷山—雩山地区分布较为广泛，赣江以西的武功山、井冈山、诸广山一带分布则比较零星。广东除鹰阳关地区外，在信宜—罗定—云浮和连平—和平一带的震旦系云开群第二亚群中夹变火山岩，为变中基性火山岩、变安山岩、变中酸性凝灰岩、流纹岩等。
2．侵入岩
侵入岩分布范围较火山岩小，主要出露于桂北和赣北等地。桂北主要有元宝山和三防（摩天岭）花岗岩体，赣北主要为九岭杂岩体。
九岭杂岩体主要由花岗闪长岩和花岗岩组成的复式杂岩体。沿九岭复式背斜轴部侵入，形成近东西向的岩基，出露面积为2500km2（图1-13）。花岗岩至少分三个阶段侵入，第一阶段为堇青石富斜长花岗岩；第二阶段为富斜长花岗岩；第三阶段为细粒黑云母花岗岩、二云母花岗岩。该岩体侵入中元古界双桥群，而又被下震旦统硐门组沉积覆盖。钾－氩法同位素年龄值805Ma。
元宝山和三防（摩天岭）花岗岩体，分别产于北东向雪峰隆起构造带轴部，呈岩基状（图1-13），出露面积总计为1448km2。系复式岩体，至少可分四次侵入。一次侵入形成中粒斑状黑云母花岗岩岩基，动力变质作用形成片麻状斑状黑云母花岗岩；第二次侵入形成中粒二云母花岗岩岩基。岩体相变明显，边缘相为细粒二云母花岗岩、二云母花岗斑岩，并有团块状伟晶岩发育。过渡相为不等粒二云母花岗岩，中心相为中粒二云母花岗岩；第三次侵入形成不等粒黑云母花岗岩，侵入于第一次侵入的片麻状斑状花岗岩体；第四次侵入形成含电气石细粒二云母花岗岩，多为岩株状或岩脉状小岩体。岩体侵入四堡群中，北京第三研究所、宜昌地矿研究所和贵阳地球化学研究所等单位，根据铀－铅和铷－锶同位素年龄变化在712～808Ma，取值为760Ma，定为雪峰期。
（三）加里东期岩浆岩
分布较广，南岭各省（区）均可见到（图1-14）。以侵入岩为主，火山活动极微弱。
1．火山岩
仅在广西和广东局部地区见到加里东期火山岩。广西地区只在大明山和岑溪局部地区的下奥陶统有角斑岩和下志留统有细碧角斑岩。在广东罗定分界的下志留统连滩群的变质砂页岩中，夹一层变质流纹岩，厚6.49～25m[11]。在开平马山上志留统有中酸性火山岩，为流纹岩、英安岩和安山岩，呈岩穹状和岩钟状。
2．侵入岩
侵入岩与火山岩大不相同，分布广，活动较强，仅次于燕山期侵入岩。其中又以广西境内岩浆侵入活动最强，赣中南地区加里东期岩浆侵入活动也频繁。
加里东期侵入岩以花岗岩为主，其次有混合岩、花岗闪长岩，也有少量花岗斑岩、花岗闪长斑岩、石英闪长岩等。这些岩体侵入于下古生界，部分岩体被中泥盆统沉积覆盖，并取得同位素年龄值为355～548Ma可资佐证。
花岗岩体出露广泛，各省区内均可见到，往往形成规模较大的岩基，部分为岩株等。尤以桂、湘交界处较发育，如越城岭、苗儿山、白马山等花岗岩基。花岗岩主要为中粒斑状黑云母花岗岩、片麻状细中粒斑状黑云母花岗岩，另外还有黑云母二长花岗岩、二云母花岗岩等。片麻状花岗岩中，片麻理方向与区域构造方向基本一致。
混合岩和混合花岗岩，主要分布于武夷—云开隆起带及其两侧，构成南北－北北东向的岩带。这类岩石有片麻状斜长花岗岩、片麻状黑云母二长花岗岩、斜长花岗岩等。
花岗闪长岩分布零星，除桂、粤交界的大宁岩体为岩基外，其他地区见到岩株状小岩体。多出露于北东向或北北东向等深断裂带与东西向等构造带交汇部位。大宁岩体为北西向岩基，主体为花岗闪长岩，但岩体边缘常过渡为石英闪长岩（或石英二长岩、或二长花岗岩）。该岩体侵入震旦系和寒武系，而被中泥盆统桂头组沉积覆盖。
（四）海西期岩浆岩
海西期火山岩分布较侵入岩广，侵入岩则以小岩体为主，但总的来说，海西期岩浆活动不强。
1．火山岩
由于地壳处于相对稳定阶段，海西期火山喷发亦处于相对微弱状态。仅在广西、广东和福建等省区局部地段的泥盆系、石炭系、二叠系中见到火山岩。主要为间歇性的海底喷发和溢流，形成一套层位多、厚度小，中—基性为主的火山岩。
泥盆纪火山岩。在桂西、桂南和桂中等地，系一套偏碱性的中—基性海底喷发岩，以熔岩为主，火山碎屑岩次之。产于下泥盆统莫丁组下部为玄武岩，分布于田林县八步地区；中泥盆统东岗岭组上部、中部，在龙州局部地段有火山角砾岩、凝灰熔岩、玄武玢岩，粗面斑岩等；上泥盆统底部、中部，在龙州县板旺、岜都至武德一带，产于融县组底部的气孔－杏仁状粗面岩。广西泥盆纪火山岩产于上述五个层位，组成五个喷发旋回。在广东中上泥盆统中，分布在恩平—开平一带鼎湖山群底部的流纹岩、流纹质凝灰熔岩等；上泥盆统的火山岩，在平远东石一带双头群有凝灰岩、凝灰质砂页岩等，在开平金鸡一带大乌石组上部有酸性火山碎屑岩、沉凝灰岩。在福建上泥盆统桃子坑组中，局部有中基性火山岩。
石炭纪火山岩，仅广西、福建零星见到。在广西靖西等地有早石炭世火山岩，零星发育，产于岩关阶中下部，为玄武岩、角砾熔岩及凝灰岩等。而广东则为中晚石炭世壶天群中夹火山岩，在连平大顶见到辉石安山岩、安山岩、钾长霏细岩、流纹岩、安山质凝灰岩、火山碎屑岩等。
二叠纪火山岩局部见到。早二叠世童子岩组火山岩，见于粤东兴宁、河源、连平等地，呈夹层产于煤系地层中，主要为安山岩、中性含火山角砾凝灰岩和酸性凝灰岩，厚度为0.5～3m；晚二叠世火山岩仅在广东的连县九陂石塘、莲塘，广州郊区花山，广西的隆林、崇左—宁明、钦州、柳州等地局部地段出露，以玄武岩为主，以及深灰色凝灰岩呈夹层产于乐平阶煤系的上部。这些火山岩厚度薄、延续性差，显示先喷发后溢出的特点。
2．侵入岩
海西期侵入岩的地层依据较少，主要以年龄数据来确定其时代。就目前区内1:50万地质图及各省区域地质志等资料来看，有闪长岩、花岗闪长岩和花岗岩等。这些岩体分布零星，粤北、桂西、福建
广东仁化漂塘坳和南雄上龙云辉二长岩都侵入于中泥盆统。它们又被印支期蛇离二长花岗岩体和燕山期花岗岩侵入。云辉二长岩测得的锆石、角闪石年龄分别为311Ma、240Ma。
福建境内分布于三明的夏茂、真峰顶，清流的
（五）印支期岩浆岩
该期岩浆活动局部发育，零星分布。
1．火山岩
活动微弱，主要发育于桂、粤、闽局部地区。
早三叠世基性—中酸性火山岩。广西那坡地区为一套基性火山岩，由细碧岩、凝灰角砾岩、角砾熔岩等组成，呈层状产于罗楼群中、上部。凭祥地区为一套中酸性火山岩，由角砾熔岩－中酸性熔岩－凝灰熔岩组成。广东连县九陂石塘的下三叠统大冶群中有一层厚1.5m的玻屑凝灰岩。
中三叠世酸性、中酸性火山岩，产于桂西、桂中和桂西南的百逢组中，在那坡县百合一带河口组中部尚夹酸性凝灰岩。在那关山地区火山岩之下有一套石英斑岩（可能为次火山岩）。
上述三叠系下、中统为海相沉积，火山岩为海底喷发或溢流。
晚三叠世广西板八组中有流纹斑岩、珍珠岩、凝灰熔岩和熔凝灰岩，属陆相喷发。闽北和闽西南晚三叠世有安山岩、安山质凝灰熔岩，偶见流纹岩，还有凝灰岩等火山碎屑岩，产于焦坑组和文宾山组中。文宾山组为湖相，焦坑组为内陆山间盆地沉积，因此火山岩属于大陆喷发。
从两个地区火山活动和地壳运动发展史来看，印支早、中期是海底喷发，晚期变为大陆喷发类型。
2．侵入岩
目前仅在广西东南部酸性—中酸性侵入岩中找到可靠地层依据，其他地区侵入岩主要依据同位素年龄而定。桂东南酸性侵入岩以大容山花岗岩体为代表，可分两个亚期。第一亚期为呈岩基产出的混染花岗岩，这一亚期分四次侵入。第一次为堇青石黑云母花岗岩，普遍具强烈的同化混染作用，呈巨大岩基产出，出露面积6450km2。相变明显，边缘相窄，有时有花岗斑岩，过渡相发育。侵入于古生代地层，较宽的角岩化带。第二次侵入岩多呈小岩株零星分布于大容山岩体西北侧或侵入其中，岩性为石榴子石黑云母花岗岩、堇青石紫苏辉石花岗斑岩、堇青石黑云母花岗闪长岩、堇青石黑云母斜长花岗岩等。第三次侵入岩为小岩体，主要由紫苏辉石花岗斑岩组成，混染现象明显，捕虏体较多。本次台马岩体侵入第二次侵入的大寺岩体。第四次侵入岩为小岩体，稔稳岩体由文象黑云母紫苏花岗岩组成，另一岩体那洞岩体呈北东向长条状产出。主要由文象黑云母花岗岩组成。这一岩体侵入于第三次台马岩体中。第一至第三次侵入的岩体均被下侏罗统沉积覆盖，第一次侵入的大容山岩体侵入最新地层为上二叠统，但同位素年龄值多在238～289Ma之间，数值偏高，因而宜昌地矿研究所、贵阳地球化学研究所认为属海西期。然而第三次侵入的台马岩体侵入下三叠统，又被上三叠统、下侏罗统沉积覆盖（图1-16），即为早三叠世之后，晚三叠世之前的印支期侵入岩体，但取锆石测定年龄为285Ma，与地质现象不吻合。并且台马岩体与第一、二次侵入的大容山岩体矿物成分和化学成分相当（表1-3），都有特征矿物堇青石和石榴子石等，这些岩体应为同期同源岩浆不同阶段侵入的产物。尤其是这些侵入岩体的成分（表1-3），与三叠纪的火山岩成分（表1-4）相当，而与晚三叠世以玄武岩为主的火山岩差异较大，故认为三叠纪火山岩与大容山侵入岩体为同期同源岩浆演化的产物。基于上述因素，以及依据侵入关系确定大容山岩体为印支期侵入体。
图1-16印支期台马岩体被上三叠统沉积覆盖图
（防城教西l00m小河边，广西地矿局资料）
印支期岩体（
第二亚期侵入岩多呈岩株产出，零星分布于桂东南和桂东北一带，主要有牛庙、南渡、西山等岩体。岩性复杂，除黑云母花岗岩外还有花岗闪长岩、石英正长岩、石英二长岩，多侵入于晚古生代地层中，而被白垩系覆盖，时代划分依据不足。另外还有辉绿岩、辉长辉绿岩、橄榄岩—辉长辉绿岩等基性、超基性侵入岩，侵入最新地层为下三叠统。
（六）燕山期岩浆岩
南岭地区燕山期岩浆岩分布最广，活动频繁而又强烈，是本区岩浆活动鼎盛时期。以侵入岩为主，但火山岩也十分发育。其中又以晚侏罗世岩浆喷发和侵入活动最强，分布最广，南岭从东至西均有分布。
1．火山岩
燕山期岩浆喷发活动是空前的，从早侏罗世开始间歇性喷发，至晚侏罗世岩浆喷溢和火山喷发达到鼎盛时期，进入早白垩世其规模和强度才大为减弱，到晚白垩世基本结束。
（1）早侏罗世火山岩
分布广，但零星，即各省区内局部地段发育。湖南省两江口酸性火山岩，汝城横山及桂东贝溪基性火山岩，常宁老盟山安山岩，桂阳月亮村中酸性火山岩。而广西仅见于北流县六麻盆地西侧边缘，下侏罗统顶、底均为凝灰碎屑岩和沉凝灰岩，中部为沉火山角砾岩或中—酸性凝灰岩。广东早侏罗世火山岩出露于粤东北蕉岭—梅县—大埔。粤中惠阳—河源，粤西阳春三个地区。并可分为下部金鸡组火山喷发亚旋回和上部桥源组火山喷发亚旋回。金鸡组为浅海相喷发的基性—中酸性火山岩，火山活动较强；桥源组为海陆交替相碎屑岩夹酸性火山岩建造，火山活动较弱（图1-17）。
表1-3印支期花岗岩类岩体岩石化学成分表（wB/%）
据广西区域地质志资料编。
表1-4三叠纪火山岩岩石化学成分（wB/%）及数值特征表
据广西区域地质志资料。
图1-17粤东早侏罗世火山岩系喷发韵律图
（据广东省区域地质志）
J3gj—上侏罗统高基坪群；J1q—下侏罗统桥源组；J1j—下侏罗统金鸡岭组；T3gn—上三叠统艮口组
（2）中侏罗世火山岩
分布范围较窄，局部见到，且主要见于粤、赣、闽局部地区。广东中侏罗世有漳平组和马梓坪群火山岩。漳平组中有陆相火山碎屑岩和熔岩夹层，主要出露于粤中深圳、惠阳、惠东，粤东北连平、梅县、大埔等地，并以梅县—大埔一带最发育，呈北东向带状分布。马梓坪群火山岩出露于粤北曲江马梓坪、仁化黄坑。
（3）晚侏罗世火山岩
晚侏罗世是火山岩活动极盛时期，南岭东部活动最为强烈。主要受北北东或北东向断裂控制，为裂隙式或裂隙－中心式喷出，形成北北东或北东向火山岩带。
南岭东部沿海地区，即闽东和粤东地区晚侏罗世火山活动特别强烈，火山岩遍布全区。岩性具有明显的中性—酸性岩浆演化喷发旋回。福建上侏罗统几乎全为火山岩组成，底部长林组砂岩中夹有安山岩和凝灰岩，构成了一个岩浆演化系列；中部南园组以火山岩为主夹砂岩和页岩，由下而上可分四个岩性段；第一段主要为安山岩、英安岩夹火山角砾岩、集块岩及少量流纹质晶屑凝灰熔岩等。第二段为流纹质晶屑熔岩、流纹岩、凝灰岩、熔结凝灰岩等，夹砂页岩。第三段为英安岩、英安质凝灰岩、流纹英安质凝灰熔岩，熔结凝灰岩，常与中酸性碎斑熔岩过渡，夹薄层砂泥岩等。第四段流纹质晶屑凝灰岩、凝灰熔岩、流纹质熔结凝灰岩及石泡钾长流纹岩、流纹岩，夹凝灰质粉砂岩、砂页岩、硅质岩、豆状沉凝灰岩。形成由中性—酸性、中酸性—酸性的两个半岩浆演化喷发旋回。上侏罗统上部小溪组以酸性火山岩为主：流纹质晶屑凝灰岩、熔结凝灰岩、石泡流纹岩等。闽东火山岩带向南西延伸为粤东火山岩带，亦沿北东至北北东向断裂带发育，形成长500～600km的北东向粤东火山岩带。其中尤以莲花山带和南澳—潮安带规模最大。晚侏罗世火山岩赋存于高基坪群中，是一套陆相及陆相湖泊相安山岩－英安岩－流纹岩建造，形成一套巨厚的中性—中酸性、酸性熔岩及相应的火山碎屑岩，夹少量沉积岩。可划分为四个喷发亚旋回：第一亚旋回为安山质碎屑岩夹中性火山岩；第二亚旋回为中性火山岩类夹沉积层及铁矿层；第三亚旋回为酸性火山岩类夹沉积岩层（图1-18）；第四亚旋回为中酸性、酸性火山岩类夹沉积岩及铁矿层（图1-19）。其中以第三喷发亚旋回最发育，不仅在粤东，全省都有零星出露，而第一、二喷发亚旋回仅分布在莲花山断裂带以西，第四喷发亚旋回仅分布在莲花山深断裂带以东。所以，在时间空间上呈现西部层位偏低，东部层位齐全，由西往东由老到新渐变规律。
南岭中部地区，赣东北、赣南、粤中、粤西，晚侏罗世火山岩零星分布，主要沿北北东向深断裂带与东西向等多组构造交汇部位喷溢，大致有河源—寻乌、新丰—连平—龙南、吴川—四会、郁南—连县几个北东向火山岩带，火山岩沿着这些带零星出露。岩性组合和岩石类型较复杂，变化大，均属钙碱性火山岩系列的玄武岩－安山岩－英安岩，且一般可划分2～4个喷发旋回。
南岭西部目前尚未发现晚侏罗世火山岩。
晚侏罗世火山活动的同时或稍后，伴随有潜火山杂岩的活动。一类与喷溢的火山岩有逐渐过渡关系的次火山岩，其岩性有英安玢岩、石英闪长玢岩、安山玢岩、石英斑岩、花岗斑岩、石英正长斑岩；另一类为超浅成—浅成侵入体，均具有隐爆的特点，不仅有岩浆胶结的隐爆角砾岩，其周围裂隙中也有火山岩或次火山岩脉。
（4）白垩纪火山岩
是燕山晚期喷出活动，已接近尾声，大的火山岩浆喷溢已为数不多。岩浆多沿几组构造交汇部位，尤其是切穿地壳的北北东向深断裂带与东西向等构造交汇部位喷发侵入，以中心式喷发为主。这些火山机构沿北北东或北东向排列，呈串珠状分布（图1-15）。由西向东分为若干个北北东向岩带，主要有：湖南的江永回龙圩至浏阳西楼的北东向构造带中零星出露的玄武岩带，云开北东向深断裂带的博白—岑溪北东向次级深断裂带中的中酸性火山岩带，恩平—新丰和莲花山的北东向深断裂带的酸性火山岩带。
2．侵入岩
燕山期侵入岩，分布最广，规模最大，同火山岩一样，活动强度和广度都是空前的，为鼎盛时期。岩石类型比较复杂，变化较大，超基性、基性、中性、酸性和碱性岩类均有出露，而以花岗岩类占绝对优势。
燕山期侵入岩为多期次、多阶段侵入的产物，可分为早晚两期。
早期侵入岩可分三个阶段：第一阶段侵入岩，以花岗岩为主，其次为基性—超基性岩类。岩体多呈岩基、岩株产出；第二阶段侵入岩，主要为花岗岩，其次为基性岩等；第三阶段侵入岩，主要为花岗岩类，其次尚有基性、中性和碱性岩类等。本阶段花岗岩浆侵入活动，其强度和规模达到极盛程度。大部分形成巨大的花岗岩基，部分呈岩株、岩墙产出。
图1-18从化、梅县地区晚侏罗世高基坪群火山岩系第一、二、三岩性段韵律图
晚侏罗世火山岩系：第三岩性段（J3gjc）；第二岩性段（J3gjb）；第一岩性段（J3gja）；下侏罗统（J1）
燕山晚期侵入岩，主要为花岗岩，其次为基性—超基性、中性和碱性岩类。
（七）喜马拉雅期岩浆岩
岩浆活动不但微弱，分布局限，规模很小，而且主要为基性岩浆的溢出和喷发，也有以流纹岩为主的酸性岩浆喷溢。岩浆喷溢后紧接着侵入。
1．火山岩
分布于南岭东南部局部地区，主要见于福建的漳浦佛昙，明溪雪峰、屏南下村，广东河源、三水、连平，以及广西合浦新圩等地。以橄榄玄武岩喷溢为主，安山岩、粗面岩和流纹岩次之，间夹火山碎屑岩。一般发生在第三纪，部分发生在第四纪更新世或全新世。喷溢活动具多旋回特点，一般2～4个旋回。广东三水走马营粗面岩为47Ma，三水小塘玄武岩为64Ma。
图1-19莲花山地区晚侏罗世高基坪群火山岩系第三、四岩性段韵律图
晚侏罗世火山岩系：第四岩性段（J3gjd）；第三岩性段（J3gjc）；下侏罗统（J1）
2．侵入岩
零星分布于福建、广东、广西、江西局部地区。以岩株、岩脉（墙）产出。主要有辉长岩，其次有辉长辉绿岩、辉绿（玢）岩；但在江西南丰县白含境内有欧龙和郭家山两个花岗岩体，为细—中粒黑云母花岗岩，侵入于第三系新余群中，年龄值为37Ma。
大部分岩体侵入于上白垩统或第三系中。
F. 基底岩系
研究区的基底不仅见于隆起区，在下扬子、浙赣和永梅3个拗陷也有出露。区内基底岩系的组成见表1-1。
表1-1 研究区主要地区基底岩系
（一）扬子地区
1.大别地区
可以划分为北淮阳、大别山、宿松-张八岭带。
北淮阳带是秦岭加里东对接带的东延，在印支碰撞造山带中属于仰冲板块的一部分，现已强烈缩短，宽仅几十千米，主要由两个构造岩片叠加而成。信阳-佛子岭构造岩片：岩片内的地层称卢镇关岩群（新元古代）和佛子岭岩群（早古生代，可能包括震旦纪），主要由云母石英片岩、云母片岩组成，夹石英岩和大理岩，顺层的韧性剪切变形强烈，经历了高绿片岩相变质作用。苏家河构造岩片：主要出露于西端河南境内，位于信阳-佛子岭岩片南侧。可分为南北两个部分，北边为定远组，南边为浒湾混杂岩带，两者之间为韧性剪切带。定远组由变凝灰岩和变玄武岩组成，现划归古生代。浒湾混杂岩带为一强剪切带，带内云母钠长石英片岩、酸性片麻岩、大理岩、石英岩以及从酸性到基性的火山岩等块体和岩片呈构造混杂，并发生了绿片岩-角闪岩相变质作用和普遍的糜棱岩化。榴辉岩、大理岩和石英岩呈透镜体被包裹在片岩和片麻岩中。北淮阳带下部基底不明，西部松扒断裂（相当于龟山-梅山断裂）北侧出现了秦岭群，不排除本带（至少西段）存在秦岭群基底的可能性。
北大别杂岩主要分布于大别山东部的安徽和湖北省境内，东为郯庐断裂所限。北大别地质作用历史复杂，经历过角闪岩相到麻粒岩相、榴辉岩相变质作用。其中麻粒岩相进变质的温度和压力条件分别为750～850℃和0.9～1.4GPa（翟明国，丛柏林，1996；Zhang R Y，Liou J G，et al.，1996；Zhai M，Cong B，Zhao Z et al.，1992；You Z D，Chen N，Chalokwu C I.，1995）。北大别杂岩以灰色奥长花岗质-英云闪长质-花岗闪长质正片麻岩（TTG）为主，约占全部变质岩出露面积的70％～80％，其次为超镁铁-镁铁质岩块（透镜体）和变质的表壳岩、混合岩及少量角闪岩、麻粒岩，其中片麻岩与超镁铁-镁铁质透镜体之间呈构造接触。表壳岩则呈大小不一的岩片或透镜体出露于TTG片麻岩中，由互层状的石英岩、大理岩、黑云斜长角闪岩、云母片岩、细粒云母片麻岩和条带状含铁建造或单一的岩石组成。其中麻粒岩中锆石的U-Pb年龄为1690 Ma±82 Ma（Chen N S，YouZ，Suo S et al.，1996）或更老，指示元古宙麻粒岩相变质作用的存在。北大别榴辉岩的发现（徐树桐等，1997），表明区内部分岩石也经历了榴辉岩相变质作用，它是否是南大别超高压变质带的基底残余部分、还是与南大别同属超高压变质作用的一部分，至今仍在研究之中。
南大别火山-沉积杂岩出露于北大别杂岩带的南侧，以马庙-太湖断裂为界与宿松变质杂岩区别（或呈过渡关系）。岩石主要由各种类型的片麻岩、片岩、榴辉岩和大理岩组成，其他还有超镁铁质岩、硬玉石英岩和可能是由榴辉岩退变质而成的榴闪岩以及明显具有上地壳特征的变泥质岩、变砂质岩等，可能是新元古代形成的基底。
宿松-张八岭带呈弧形带状分布在大别山的东南缘。主要由宿松岩群和张八岭岩群及变形变质侵入体组成。宿松岩群大都经历了绿片岩相到角闪岩相变质作用，部分地区出露榴辉岩相及蓝片岩相。变质程度从北到南越来越浅。北部主要出露含磁铁矿变质砂岩，并夹有层状云母片岩和花岗质片麻岩；中部主要出露大理岩、片麻岩和变质磷块岩；南部主要出露含蓝晶石石英岩、绿泥石-绢云母片岩、绿片岩和细粒黑云母片麻岩（Liu et al.，1995）。和超高压地块有相似的变形结构和剥蚀过程，可能表明两者之间是渐变关系，分别代表俯冲地幔楔的上部和下部并经历兰高压和超高压变质作用（Dong et al.，1998）。
最近研究将宿松群分解为两部分，即蒲河杂岩和宿松岩群。前者主要为正片麻岩（花岗质片麻岩）；后者为表壳岩，由变粒岩、大理岩、含磷岩系组成。宿松（红安）岩群时代—般划为中—新元古代。
张八岭岩群主要分布在大别山西南及东南边缘，为一套遭受绿片岩相变质作用的千枚岩-片岩系，时代置于新元古代。下部可能属复理石建造，上部为细碧角斑岩建造，以石英角斑岩及其火山碎屑岩占优势，细碧岩仅呈夹层出现。带内经历了多期变形变质，地层间接触界面多为韧性断层。下部岩性为绢云石英片岩、千枚岩、变质砂岩夹大理岩、石墨片岩；上部为石英角斑岩、石英角斑质凝灰熔岩、凝灰质角砾岩、凝灰岩夹细碧岩、细碧质凝灰角砾熔岩。
2.下扬子地区
指大别山以南、高坦断裂-周王断裂以北地区。太古宙-古元古代的变质基底零星出露于变质核杂岩-花岗岩底辟构造内。
出露于安徽长江北岸的怀宁董岭一带的板岩、千枚岩和片麻岩称为董岭杂岩（董树文等，1993），原岩为一套基性-酸性火山岩和花岗质侵入体。邢凤鸣等（1994）测得Sm-Nd同位素等时线年龄为1895 Ma±72 Ma，董树文获得Sm-Nd同位素年龄为1439 Ma±56Ma。镇江西北部的埤城群为隐伏基底，钻孔揭露其上部属低绿片岩相，下部属绿帘角闪岩相，原岩以基性火山岩为主。其年龄有K-A r法年龄1771 Ma±5 Ma（闵庆魁等，1986），Ar-Ar法1396 Ma±28.9 Ma（董树文，1988），Sm-Nd法1401 Ma（江苏地矿局，1994）。
星子杂岩为古元古代的一套中深变质的片状-片麻状无序杂岩，主要由云母石英片岩、石榴子石、十字石云母片岩、角闪斜长片岩、英云闪长岩、花岗质岩石等组成。出露于江西庐山东麓，星子观音桥一带。角闪斜长片岩（原岩为基性火山岩）锆石U-Pb同位素年龄值1869 Ma±40 Ma（江西省地质局，1984）。天津地矿所斜长角闪岩的单颗粒锆石的U-Pb年龄为1850～2100 Ma。
3.江南地区
江南隆起区即是广泛所称“江南古陆”的东段。其边界划分各家不一（任纪舜，1992；杨明桂，1998），本报告指江南地区高坦-周王断裂以南、景德镇-屯溪-三阳坑断裂以北地区。由于地跨皖浙赣三省，基底岩系变形特征复杂且对比标志不明显，迄今为止划分方案未能统一。总体为一套海相复理石、类复理石沉积，下部称为溪口群（双桥山群、双溪坞群），上部称为历口群（落可岽群、河上镇群），在新元古代末期经历了低绿片岩相的区域变质作用。这套浅变质岩系原岩以碎屑岩为主，东南皖浙交界地区有较多的火山岩，中部皖赣交界的障公山地区则变形较强，同时夹有细碧岩、角斑岩、红色硅质岩等具大洋玄武岩特征的火山熔岩及深水硅质沉积。其南为赣东北蛇绿混杂岩带，东端被赣东北断裂错移而与怀玉岛弧接触。九岭地区基底地层以碎屑岩为主，变质变形弱，原生组构保存完好，属被动陆缘上的斜坡相、滨浅海相碎屑岩系，其中侵入有晋宁期花岗岩或花岗闪长岩。它们可能在晋宁期由北向南逐渐与下扬子地区的基底拼贴在一起，构成扬子地块的南部基底。
4.浙赣地区
基底岩系在江西省境内主要为演吉岭岩群、张村岩群、登山岩群组成，浙江省境内相当层位称双溪坞群、河上镇群。其上为华南型晚古生代以来盖层，被燕山期宜丰-景德镇逆冲推覆构造切割成一系列构造岩片。现在查明乐平、波阳南部的中元古界与双桥山群有所不同，以发育火山岩为特点，不少层位夹有钙硅质层，属江南古岛弧弧前盆地型沉积。演吉岭岩群下部江西省地调院曾创名珍珠山岩群，最下为▓崌山岩组、未见底，以夹有黑色千枚岩层为特征，相当双桥山群之横涌组，只是含有稍多的凝灰岩和少量细碧岩，石英角斑岩夹层，变角斑岩、变石英角斑岩锆石U-Pb同位素年龄值1334 Ma±10 Ma、1308Ma±9 Ma。演吉岭岩群上部曾称诸家群（杨明桂，1998），分布于万年、进贤一带。划分为3个组，自下而上，为牛头岭组以底部砾岩为特征；皮库组为变泥砂质细碎屑岩；程源组以凝灰质千枚岩为主。其时代层位相当于双桥山群修水组。该区牛头岭组砾岩中含细碧岩砾石，之下尚有厚300余米凝灰质千枚岩，属郑家坞岩组。这套地层当位于演吉岭岩群上部。据微古植物组合主体属蓟县纪，顶部包含有青白口系。
张村岩群仅呈构造透镜体状出露于德兴铜厂、张村、弋阳樟树墩，并零星见于横峰司铺、东乡杨溪。下部韩源岩组主要由浅变质的细碧岩、石英角斑岩、凝灰质浊积岩、泥砂质千枚岩及炭、硅质夹层组成，其中混入有较多的蛇绿岩块。蛇绿岩Sm-Nd等时线年龄值1024 Ma，锆石U-Pb年龄968 Ma±23 Ma，细碧岩Sm-Nd等时线年龄1112.9 Ma±53Ma。上部榔树底组为浅变质的泥砂质、凝灰质的深海浊流沉积，底部有不稳定砾岩。
怀玉山区登山群，底部杂砾岩、红色砂页岩称祝家组，下部拔竹坑组为泥砂质浊积岩、玄武岩或安山玄武岩及基性岩墙群，产古蛋、瓶形类等化石，时代为青白口纪晚世早期。上部上墅组为杂砂岩、板岩、玄武岩、英安岩、流纹岩，英安岩Rb-Sr等时线年龄值817.6 Ma±83 Ma。
江南隆起和浙赣拗陷之间以及浙赣拗陷内部分布有两条元古宙蛇绿岩带（邢风鸣等，1992）或两条蛇绿岩混杂岩带（程光华等，2000）：宜丰-伏川蛇绿岩混杂岩带和赣东北蛇绿岩混杂岩带（图1-2）。
图1-2 皖南和赣东北蛇绿岩分布图（据张旗，2001）
伏川蛇绿岩混杂岩带：宜丰-伏川蛇绿混杂岩带被后期断裂错断成祁门-伏川、宜丰-万载和程浪3段，蛇绿岩主体位于皖南祁门-歙县-伏川一带，故又称皖南蛇绿岩或伏川蛇绿岩，分布于绩溪-宁国断裂带以东，三阳断裂带以北、伏岭岩体及清凉峰火山岩以南区域。伏川蛇绿岩套下部以蛇纹石化超镁铁岩为主，主要由暗绿色纯橄榄岩、斜辉橄榄岩、单辉橄榄岩等组成，大多已糜棱岩化，中部由辉长岩类、粗玄岩类的基性火成岩、沉积碎屑岩组成。上部由海相喷发的细碧岩、角斑岩及深水硅质沉积组成。伏川蛇绿岩（套）层序保存完好，有豆荚状铬铁矿产出，堆积岩结晶分异不完全，细碧岩具枕状构造，不出现高压变质矿物组合，共生沉积物是凝灰质千枚岩、板岩，但岩石组合的连续性遭到构造破碎，彼此以断层接触，故称之为（蛇绿）构造混杂岩。伏川蛇绿混杂岩带倾向南东，其中岩片的叠置层序为由北向南。
赣东北蛇绿混杂岩：赣东北蛇绿混杂岩带主要分布于赣东北断裂带内。混杂岩带的组成极为复杂，有被分割成大小不等的碎块包裹在深海复理石基质中的蛇绿岩套成员，有其他构造单元的异地岩片，还有被系列脆性、韧脆性断层分割的晚古生代以及中生代断块。赣东北蛇绿混杂岩带走向北东，过去有学者将其所夹基底地层称之为铜厂群（马长兴等，1992）和张村群（曾勇等，1999），蛇绿岩主要分布于樟树墩-西湾-德兴一带，本次野外研究表明，赣东北蛇绿混杂岩带中基性-超基性岩带出露宽度较过去报道的要大得多，从樟树墩往北东延伸，都有出露，德兴董家山一带基性-超基性岩体大片出露，如小梅坞、西湾等地。小梅坞剖面上有玄武岩、滑石片岩、蓝闪片岩（？）等发育，玄武岩呈构造透镜体产出于滑石片岩等之中；西湾地区有蛇纹片岩、辉长岩、斜长岩等出露，其中，斜长岩岩块呈北西向延伸，断续分布。本次新发现的3个基性-超基性岩块分别是：德兴张村乡南的朱家村辉长岩体、张村乡北的搪瓷岭基性岩块（玄武岩、辉长岩等）、德兴铜厂的金家超基性岩块等。由此将原来的赣东北基性-超基性岩带的产出范围向北推进至德兴以北，基性-超基性岩带的规模得到大规模延长和加宽。总体的基性-超基性岩带的展布为北东向，基性-超基性岩呈岩块状和构造透镜体状产出于围岩中，围岩多为元古宙的浅变质岩。赣东北蛇绿混杂岩带中的岩片以西倾和北倾为主，超镁铁岩、镁铁岩、细碧岩、角斑岩、复理石的叠置层序为由南向北。
（二）华夏地区
这一地区大致相当所谓“华夏古陆”分布范围，基底岩系出露如图1-3。20世纪80年代中期以来，以水涛（1988）为代表的研究者关于“华夏古陆”发表了大量有价值的研究成果。
1.武夷山区
位于萍乡-绍兴缝合带南侧呈近东西向至北东东向延伸，是在华南加里东造山带前缘仰冲褶皱带基础上发展起来的，也是一条加里东期花岗岩带和动热变质带，燕山期形成构造-花岗岩隆起带，带宽约80km左右。基底岩系前人称“浙、闽变质岩地层”，在不同的地区被分别称为陈蔡群（浙南-陈蔡地区），八都群和龙泉群（浙西南）以及建瓯群或麻源群（福建）。但上、下时代变动较大，尚未能完全对应。其中浙西南变质基底为陈蔡群，由上、下两个亚群组成。上亚群以浅粒岩、变粒岩、大理岩夹斜长角闪岩为特征，底部具底砾岩与下亚群不整合接触，浅粒岩全岩Rb-Sr等时线年龄为901 Ma（浙江区调队，1986），并为辉石橄榄岩侵入（892 Ma）。下亚群以硅线石黑云斜长片麻岩为主，夹斜长角闪片麻岩及硅线石黑云石英片岩，变质岩中碎屑锆石U-Pb不一致线上交点年龄为1438Ma。大致以东乡为界，以西为武功山隆起，由青白口系—下古生界组成褶皱基底；以东为北武夷隆起，由古元古界麻源岩群、中元古界周潭岩群组成结晶基底，青白口系—寒武系形成褶皱基底。隆起自北向南抬升，北缘为饶南晚古生代—早中生代拗陷，主体除变质岩、花岗岩外，有较多中小型中生代火山盆地。
图1-3 台湾海峡西北地区古、中元古界露头分布略图（据张达等，2004）
2.永梅地区
古元古界结晶基底基本被剥蚀掉，只有少量出露，称为桃溪组（陶奎元等，1998）。主要分布在上杭东部和永定西北部，以片岩、变粒岩为主，出现不同程度的混合岩化，构成区内前震旦纪褶皱基底。同位素年龄U-Pb年龄为1777 Ma。震旦系-奥陶系浅变质岩系是一套厚度巨大的浅海-次深海相火山复理石建造，主要由各类细碎屑岩组成，为本区第二层次的褶皱基底地层，部分地区出现澳角岩群，为一套遭受角闪岩相变质的变质岩，时代为前泥盆系。
3.沿海火山岩带
区内在泥盆纪以前形成的所有经区域变质、剧烈构造变动和岩浆喷发的正变质岩，构成了火山岩的基底。但相对武夷隆起发育较差，可能只相当武夷地区的某一套或两套地层。海岸山脉地层分区，地壳属过渡类型，现今缺少有关基底地层的文献资料。福建东南沿海的区域变质岩，现划归为前泥盆纪。然而，侵入澳角岩群变粒岩、片岩的片麻状花岗岩与其接触关系截然分明，反映出该花岗岩的形成温压条件未超过变粒岩、片岩成岩时的温压条件。上述片麻状花岗岩被晚侏罗世南园组火山岩覆盖，其岩石特征与同位素地质年代资料均表明，其为四堡期或晋宁期。花岗岩单颗粒锆石U-Pb法年龄组分别达到1135Ma±10 Ma、909 Ma±10 Ma。
G. 湘潭“门”矿的“门”是什么字，我写的是斜音，求湘潭人救救我，湘潭人说的“门”是哪个字，一个金字旁一
湘潭锰矿
矿区位于湘潭市以北14公里处。
该矿为震旦系下统莲沱组黑色页岩段中的层状沉积型碳酸锰锰矿，含矿一层，平均厚1.75米，走向长度7000多米，平均含锰21.31%，含磷0.144%，探明的总储量为1472万吨，大型规模，现仍有湘潭锰矿继续开采，为全国的重要锰矿基地之一，曾有中国“锰都”之称。该矿是国内首次发现，被称之为“湘潭式”锰矿。
该矿发现于清末民初的1913年。当时有一位当地的上五都人谢恕存，在江西萍乡务工，他将当地出产的一种“黑石头”。告诉了萍乡煤矿运输科的卢洪昶，次年卢洪昶的次子卢志学，到湖南省财政厅矿业科任职，便派了一位略懂得矿业知识的人上山勘察检查，始知这种“黑石头”是氧化锰矿石。其后，卢联络了几个人集资，于1914年成立了一家裕生生公司，在那里开始开采锰矿，将矿石销往日本。从此鹤岭一带的锰矿石，就以其质量优越而阐名于东亚。进而发展到有十多家公司进行开采。这样，湘潭锰矿就被人们发现了。当时发现的是氧化锰，而深部的碳酸锰矿则在1953年以后才被发现。该锰矿被发现和开采之后，自1919年到1940年，先后有不少知名的地质学家到矿区进行调查和了解。有朱庭初祜、刘代屏、翁之灏、王晓青、田奇等等，曾写有多份调查报告，也编入了《湖南锰矿志》，估算储量310万吨。
正规的系统的地质勘探工作是从新中国建国后开始的。1950年——1951年冬，有中南地质局徐瑞麟、王北海等作过1:5万路线地质调查600公里，测制1:5千、1:100地形地质图各7.2平方米公里，提交了湘潭上五都锰矿地质报告，查明了矿层时代、层位，认为品位高的锰矿是风化残余锰矿，尚有储量50万吨。
1953年上半年，因氧化锰开采已告殆尽，准备闭矿了，但11月间，地质部派地质专家叶连俊先生来到矿区考察、研究，他发现扶乱冲的一个钻孔中有含锰的石灰岩，其含锰品位达到32.27%。经过焙烧，含锰可升高到50%。于是叶先生指出，氧化锰的下面蕴藏有大量的原生碳酸锰矿，如果质量符合要求，将可大量开采。1954年一位苏联专家来矿检查后，也有相同的看法。从此，该矿区就进入勘探原生碳酸锰矿的新附段。
1954年8月，重工业部钢铁工业管理局组建湘潭锰矿勘探队（后改称冶金部地质局湖南分局901队）进行勘探，1954年上钻机6台，1956年增加到16台，1958年提交勘探报告，共打钻3.56万米，硐探2892米，采选矿大样2个，进行了选矿试验，探明储量907万吨，储量获全国储委批准。勘探中解决了以下问题，一是查明了碳酸锰矿是本区的主要开发对象及其分布范围；二是确定了矿层层位是震旦系下统莲沱组黑色页岩段；三是首创了碳酸锰矿的勘探经验为全国同一类型的锰矿提供了勘探样板。但勘探工作也存在一些问题。
1960年，湖南冶金236队受命重新上山补充勘探，解决901队地质报告中存在的水文地质做的不够问题，部分地段地质构造勘查不清，矿层走向不明问题和含锰低于20%的矿石能否利用的问题。上述问题逐一得到了解决，特别是低品位矿石选矿后可获优质精锰矿石，使储量获得了增加。此外，还对外围附近矿区进行了勘探，从而使矿区储量增加到916万吨。通过补勘，报告获省储委批准。为矿山建设第二期年产矿石20万吨的矿山提供依据。
1972年，矿山自己组建了勘探队，新增储量82万吨，为建设第三期矿山提供了储量。1978年236队又在黄峰寺地段进行了勘探，获储量230万吨。使全矿区储量增至1742万吨，成为我省的第一个大型锰矿和国内产锰的重
H. 宜春的明月山和萍乡武功山是一座山吗
没错，明月山就是武功山 武功山自古与庐山、衡山并称为江南三大名山，具有丰富的旅游资源。其类型与特色被专家概括为“山景雄秀、瀑布独特、草甸奇观、生态优良、天象称奇、人文荟萃”，已被列入国家重点风景名胜区、国家地质公园、国家自然遗产预备名录，旅游开发潜力巨大。然而，由于武功山分属我省萍乡、吉安、宜春3个不同的设区市，使得它的开发存在各自为政的问题。那么，在全省构筑大旅游的格局下，武功山旅游资源是否有可能“抱团”开发？ 各自角力 何来共赢 从某种意义上说，武功山是一块“唐僧肉”。这可以从萍乡的芦溪县、宜春的袁州区、吉安的安福县3县区暗自“角力”武功山旅游开发中管窥一斑。 在武功山存在权属争议的情况下，目前，芦溪、袁州和安福3县区都在积极开发武功山：安福县成立了“武功山国家森林公园”，袁州区成立了“明月山国家森林公园”，芦溪县则成立了“羊狮幕省级自然保护区”和“国家级武功山风景名胜区”。最近全省评出的“新赣鄱十景”之武功山风景区，明确包括了芦溪县武功山风景名胜区、安福县武功山国家森林公园、袁州区明月山国家森林公园——将一个景区一分为三，这是现实条件下的无奈之举，也从一个侧面揭示了武功山旅游资源开发的尴尬。 针对武功山的权属之争，省有关部门在若干年前便定了一个基调：“谁先开发，谁先受益。”从此，3个县区围绕武功山权属的纠葛基本平息，转而在旅游资源的开发上展开了竞争。近年来，这3个县区立足本地资源优势，大力推介武功山旅游，使武功山逐渐走出“深闺”，有了较大的知名度。但是，细心的人们会发现，各地在大打武功山牌子时，都不约而同地加上了地方的前缀，如安福武功山、萍乡武功山、宜春明月山，颇有在宣传上不能“为他人作嫁衣”的心理。这明显会造成巨大的资源浪费。 许多钟情于武功山山水的游客都认为，3个县区应该在资源共享、共同开发上形成一个合作机制，把武功山的旅游产业做得更大更强。 面临窘境 如出一辙 尽管经过数载苦心经营，3地的武功山旅游已初具规模，然而当前3地仍面临众多共同的问题：首先是资金的制约，成为武功山后续开发的一大隐忧。如萍乡市武功山管委会成立以来，在下拨资金有限且没有银行贷款的情况下，为尽快使景区资源优势变为经济优势，向社会融资举债推进景区开发进程。至今，景区共欠社会各界债务2900万元，成为当地武功山开发建设一道绕不过的“坎”。其次是体制机制不顺畅。在3地，武功山景区内的一些乡、镇没有划入景区管辖，不利于保护景区资源、有效实施景区规划、维护景区的经营秩序。第三，基础设施建设滞后。景区可进入性差，接待能力薄弱，游客接待中心、公共卫生设施等，适应不了旅游市场的发展。第四，景区商业业态差，旅游产业规模偏小、档次偏低、产业链条不完整。第五，景区缺乏高度概括的主题形象，线路包装缺乏文化内涵，景区文化挖掘深度不够，主题不鲜明，特色不突出。第六，营销工作力度较小，宣传促销经费投入不足。 业内人士指出，武功山旅游还仅停留在较为原始的状态，在旅游开发、利用、创新上不够。从调查数字反映的情况看，近几年，到武功山的游客平均停留天数为2天。此外，武功山旅游配套产品匮乏，旅游活动没有自身的特色，且缺乏大型互动娱乐场所，游客们基本上是“白天看山，晚上睡觉”。同时，各地都缺乏富有地方特色的旅游商品，不少游客只能采挖武功山的珍奇树苗和花草带回家，让人啼笑皆非。 挖掘潜力 抱团发展 业内人士指出，从旅游经济角度看，武功山处于我省旅游业发展“一轴带五环”的井冈山黄金旅游线上，是赣西旅游区的中坚，地理位置特殊，只要开发得当，应该可以产生良好的经济效益。目前，武功山旅游开发已列入全省旅游开发大盘子，为武功山旅游提供了难得的发展机遇。 在这样的背景下，武功山旅游是否能够迎来飞跃式的发展？有业内人士担忧，在3地利益博弈的情形下，“各怀心事”有可能会消抵“利好”政策，加速无序开发竞争。一些有识之士一针见血地指出，如果3地各行其是，各搞各的规划，难免出现重复建设，将降低开发效率，甚至出现相互扯皮的内耗现象。 那么，如何才能把武功山旅游品牌做大做强？众多业界专家认为，“十指弹钢琴”是关键。要根据武功山横跨3市的地理特点，整合3市武功山的优势资源，总体策划、整体包装，打造武功山品牌，用品牌效应带动旅游业发展。携手做大做强武功山旅游业，是吉安、萍乡和宜春3市经济发展的共同需要，也是江西旅游业发展的内在要求。为此，可由省政府出面组建“武功山旅游风景名胜管理局”，整合3地的旅游资源，组织协调编制统一的高起点的武功山旅游规划，尽快把武功山旅游开发纳入省级旅游框架。 业内人士着重指出，3地应摒弃“门户之见”，主动融合，积极建立旅游区域协作机制，共同把武功山建设成为国家级风景名胜区和中国旅游热区。一是在产品促销上应一致对外。如今，萍乡称武功山在芦溪县境内、吉安称武功山在安福县境内、宜春干脆称明月山，其实明月山只是武功山的一小部分。如果能够以统一的武功山牌子对外，可以取得少花钱、多办事的效果；对外参展也可考虑联合促销，同打武功山牌，共搭大展台，促销效果肯定会更好。二是在相互协作的基础上鼓励竞争。竞争在市场经济条件下是无法回避的，关键是看在哪一个层次展开，同是武功山的旅游产品，外在形式、内涵挖掘、文化体现都可以做出各有千秋的文章。 因此，3县市要积极协作，在武功山旅游这个大的题目上，强化旅游产品异类互补性，淡化旅游产品的同类替代性，做到突出各自产品特色、错位协调发展，开创性地培育特色互补、经济互惠、经营互助、信息互通、具有跨区域核心竞争力的武功山旅游产业链。
I. 江西萍乡历史上地震过吗
地震过。
2014年4月26日19时41分，江西省萍乡市发生1.7级地震，震源深度8千米。
2014年9月23日1时7分，江西省萍乡市芦溪县与宜春市袁州区交界发生2.3级地震，震源深度5千米。
2014年11月2日18时39分，江西省萍乡市安源区安源镇张家湾村发生里氏2.1级地震，震源深度7千米。
2015年4月3日8时43分，江西省萍乡市安源区发生2.2级地震，震源深度5千米。
2015年7月26日21时55分，江西省萍乡市安源区发生2.2级地震，震源深度5千米。
2016年3月1日20时22分，江西萍乡市安源区(北纬27.62度,东经113.90度)发生2.3级地震,震源深度6千米。
2016年5月27日2时22分，江西萍乡市安源区发生2.2级地震。
2016年11月16日01时43分在江西萍乡市安源区(北纬27.63度,东经113.91度)发生1.9级地震，震源深度5千米。
2017年5月27日，地震发生在27日2时22分，震源为萍乡安源区安源镇，震级为2.2级，此次地震未造成房屋倒塌及人员伤亡，由于此次地震发生在深夜，大部分居民并没有感觉多大震动。
2017年07月06日23时23分，在江西萍乡市安源区(北纬27.62度,东经113.92度)发生2.4级地震，震源深度5km。震中距离萍乡市区7km。
(9)萍乡地质局扩展阅读
萍乡地震：
2015年4月3日江西省萍乡市安源区发生2.2级地震，震中周边的局部乡镇有感。记者从江西地震局网站查询获悉，这是去年以来，该市发生的第4次小地震。
对此，人民网记者采访了江西省地震局预报中心副主任、高级工程师吕坚。他表示，根据地震局监测，此次地震，震中周边的局部乡镇有感。地震发生后，江西省地震局及时开展了震情应对工作，并派出现场工作组协作当地开展震后处置工作。
“经过江西省地震局预报中心会商研判，这次地震发生在横贯江西中部的萍乡-广丰断裂带上，该断裂带系华南地块区内部扬子地块与华夏地块东边界的分界断裂。
沿线的地质构造较为复杂，近几年来有感地震偶有发生，反映了华南地块区内部次级块体间的构造应力作用过程。 ” 吕坚对人民网记者表示。
萍乡地形地貌：
萍乡市境位于江南丘陵地区，以丘陵地貌为主，但从全市地势起伏状况来看，山地、丘陵和盆地错综分布，地貌较为复杂。
东、南部雄伟的武功山是萍乡市与莲花、安福、宜春等市、县的界山，主峰金顶海拔1918.3米，为全市最高峰，北部的杨岐山主峰海拔947.6米。
西部大屏山最高点为615米，是江西萍乡与湖南醴陵的省界山。中部广大地区丘陵起伏，河川纵横。上埠―高坑―泉江―楼下一线。
丘陵岗峦相连，为赣江支流袁水与湘江支流渌水（萍乡境内称萍水）的分水岭。西部陂头洲海拔仅65.4米，是全市最低处。全市整个地势是南北高，中部略低，为一马鞍形。
全市土地总面积2764.93平方公里，其中丘陵面积约占三分之二，山地面积约占四分之一，河谷平原约占五分之一。
J. 认识矿产要有一个过程
马克思主义哲学认为，物质世界是可以认识的，但同时又认为，人类对于物质世界的全面认识，要有一个较长的过程，要在实践的基础上，经过从感性认识到理性认识，又从理性认识到实践的辩证途径来实现的。也就是实践、认识，再实践、再认识的过程。
从感性认识到理性认识是从量变到质变的飞跃。实现这个飞跃必须具备以下几个条件。第一，感性材料也就是野外第一手实地调查观测的原始材料必需十分丰富;第二，感性材料和原始资料必须质量可靠，符合客观实际;第三，对丰富而又真实的材料进行去粗取精、去伪存真、由此及彼、由表及里的加工制作，也就是要进行原始地质资料的综合分析研究。只有在实践的基础上通过这样的综合分析之后，才有可能对矿产情况有一个比较符合实际的理性的认识。
但是，由于主观和客观的原因，使我们对于一个地区的矿产情况，或对于一个矿床的地质情况，不能经过一次实践—认识的过程就能认识清楚，而往往需要经过多次反复实践才能获得比较接近于客观实际的认识。这是因为在认识过程中始终存在着主观与客观的矛盾。从客观方面来看:第一，事物(矿产)的全貌暴露要有一个过程;第二，人们的认识受到一定历史条件和科学技术水平的限制。从主体本身来看，可能有以下原因:一是实践经验不足，二是知识结构限制，三是哲学素养水平即辩证思维能力与水平限制，四是认识能力限制，五是勤奋(主观能动性)程度不够。
新中国成立以来的找矿实践的丰硕成果表明，地下的矿产资源情况是可以被人们所认识的。但是，由于我们所寻找的矿产，往往不尽裸露于地表，而通常是深埋地下，这样，靠人们的感觉器官以及感觉器官的延伸———先进的找矿技术装备和技术方法，也是难以观测其全貌的;加之，地质找矿对象的形成过程，是人们不曾经历过的也无法如实呈现的过程，因此，地质找矿这项调查研究工作就带有很强的探索性。正如恩格斯曾经指出的那样“地质学按其性质来说主要是研究那些不但我们没有经历过而且任何人都没有经历过的过程。所以要挖掘出最后的、终极的真理就要费很大的力气，而所得是极少的。”(《马列著作选读·哲学》)有些矿产尽管它们部分地裸露于地表，而易于为人们所观察到，但往往由于观察能力或岩矿测试手段及水平的限制，而不易被我们所认识。有些矿产的某些方面的可使用性由于科学技术水平和生产能力的限制尚未被人们所发现。随着科学技术的进展，原来被认为无用的，可能被认识到其具有重大的经济价值。这就是说，要正确认识客观矿产的实际，就要正确处理实践与认识的关系，批判唯心主义、形而上学的“先验论”和“顶峰论”，坚持实践、认识、再实践、再认识的认识路线，就需要经历一个长期的、有时是曲折的、反复实践、不断深化的过程。人类的找矿实践证明了这一点。纵观我国近80年来的找矿历史，经过前40年老一辈地质学家的努力，特别是新中国成立40多年来，由于全国地质行业百万地质大军的协同作战，地质矿产勘查工作大规模展开并逐步深入，发现与探明的矿产也不断增加，探明的储量也是逐步获得的。
对全国矿产情况的认识要有一个过程，对一个省区的资源面貌的认识，当然也要有一个过程。江西的找矿实践充分证明了这一点。江西钨矿、铜矿、稀有矿产、稀土矿产具有良好的成矿地质条件，对此，并不是从一开始就清楚了解，而是经过反复实践之后才逐步认识到的。
新中国成立前，由于西华山等钨矿及萍乡安源等煤矿已开采而为世人所知，故在20世纪50年代，特别是新中国成立初期，投入找钨、找煤的地质力量较多，找铜的人员较少，而找钨的队伍又主要集中在赣南。大余西华山、全南大吉山、于都盘古山、兴国画眉坳、安福浒坑等几大钨矿勘探的成功，不仅为发展我国钨业生产提供了矿物原料基地，而且使广大地质人员明确认识到江西的确具有较好的钨矿成矿地质条件。但这个时期对江西铜矿地质情况、铜矿资源的远景了解得还很少，投入找铜的力量也不多。只是在德兴铜厂铜矿于1955年被发现，并随后经勘探证实为一特大型铜矿之后，才给地质工作者以有力的启示，江西不仅有大钨矿，而且也有大铜矿;不仅钨矿成矿地质条件优越，而且也存在有形成大铜矿的地质条件。于是，在认识上实现了一次飞跃。根据这个认识，1963年通过贯彻“调整、巩固、充实、提高”的调整国民经济的八字方针之后，与重新加强一度被削弱的钨矿地质工作的同时，也加强了铜矿地质普查勘探工作。经过几年的努力，在赣南，漂塘钨矿经勘探证实为大型钨矿;在赣东北，发现并成功勘探了东乡富铜矿，经勘探证实，铅山永平铜矿、九江城门山铜矿、瑞昌武山铜矿均为大型铜矿，它们连同德兴铜矿一道，构成了江西这一“铜省”中的“五朵金花”，从而根本上改变了江西铜资源的面貌，为建设江西铜基地、发展铜业生产准备了充裕的矿物原料基地。并证实在江西地质找矿工作采取的以铜钨为主这个方针的正确性。此外，与物质上获得丰收的同时，人们对于江西铜钨资源远景的认识也有了很大的提高。
但是，对于铜矿钨矿地质情况的认识过程并未就此完结。进入20世纪70年代之后，通过对“五朵金花”的进一步勘探，储量规模原已很大的这五个矿床远景又获得进一步扩大。新增铜储量约500万吨，相当于10个大型铜矿床的规模。此外，在德兴银山铅锌矿区又发现了大型铜矿。钨矿方面也有了突出的进展，分宜下桐岭大型钨矿的勘探成功，丰城徐山铜钨矿所取得的进展和都昌阳储岭斑岩钨矿的发现，以无可辩驳的事实，有力地说明，不仅赣南有大钨矿，而且在赣北也有钨矿的存在。
江西找钨、找铜的历史，不仅说明对于一个地区的矿产资源情况的认识，需要有一个过程，而且对于一个具体矿床的地质情况的认识也需要有一个反复实践、逐步深化、不断提高的过程。以江西永平铜矿为例。20世纪50年代初，根据该矿所在县铅山的县志记载，古代在这里炼过铅，采过银，地质人员便开始找铅。经多年努力，没有找到铅锌矿的原生硫化矿，只找到了一些铅的氧化矿:含铅黑土。这期间，发现在山脊和山坡产出有规模很大的“铁帽”，于是在“大跃进”年代又作为铁矿来进行勘查，结果没有找到“生根”的原生铁矿，但发现一些含铜的硫化物以及铜的次生矿物，于是又开始找铜矿。从50年代中期开始一直到60年代中期，即在江西省地质局组织赣东北地区铜矿地质工作会战时才在永平矿区发现深部有大的铜矿体存在。到了70年代，详细研究了矿区地质资料并对岩心样品进行重新检验分析，发现在这个铜矿中还伴生有大量的白钨矿。
对于一个地区某种矿产是否具有远景的认识，也往往需要有一个反复实践过程。宁夏南部山区，极度干旱缺水，群众吃窖水，牲口到几十里外驮苦水饮用。新中国成立后，党非常关心群众饮水问题，地质部门也投入了大量工作，结果均不理想。经过20多年的反复实践和不断研究总结，终于在基岩埋藏浅的中、新生代地层边缘，在西吉、彭扬、同心县等地找到了质量好、储量大的地下水，解决了少数民族同胞吃水难的疾苦。新疆萨尔托海铬铁矿区的远景和成矿特点也是通过几起几落反复实践后而逐步认识的。从事这个矿区勘查工作的同志逐步认识地表矿是次要的，而盲矿是主要的;认识到偏基性岩相带控矿以及矿体成带分布、成群出现、分段集中和基底凹部分布等特点，并据以指导找矿，使矿区远景不断扩大，已先后发现和评价了26个矿群，到“七五”末期比20世纪60年代铬铁矿储量增长5.6倍，成为我国仅次于西藏罗布萨铬铁矿的第二大矿区。又如塔里木盆地油气资源勘查工作，50年代、60年代即断断续续地进行了不少工作，在盆地西南部和北部边缘也曾发现了几个小油田，但没有找到大油田。由于没有大的发现，该盆地的地质工作几度中断。直到1984年地矿部西北石油地质局施工的沙参2井发现了高产工业油气流之后，才认识到这里有找到大油气田的希望。自此之后，地矿部和石油工业部门相继调集队伍在这里进行勘查会战，近8年的工作成果已初步证实，塔里木盆地将是我国未来石油工业的重要的接替后备基地。
从世界范围来看，认识客观矿产情况也要有一个过程。如加拿大赫姆洛金矿的发现也经历了一个曲折的漫长的过程。赫姆洛地区找金工作可追溯到19世纪60年代。到1951年仅发现一个小的金矿点。1973年又进行工作，均未有大的发现而中断工作。直到1981年采用地质类比法和化探、物探等综合方法进行普查，1982年钻探验证异常，才发现了拥有587吨金矿储量的超大型赫姆洛金矿。再以石油储量为例，到20世纪40年代后期，经勘查工作证实为694亿桶，其中58%产于新生代地层之中，30%产于中生代地层之中，12%古生代地层之中(表24)，经过40年的勘查工作，对产油的主要地层时代又有了新的认识。如前表11所示，65%的石油产于中生代地层之中。
表24世界石油产量及储量(1947年12月31日)
(摘自詹斯脱G G，World Oil，1984)
又如世界铁矿，20世纪50年代中期估计资源总量3200亿吨，其中探明储量基础为1600亿吨。而进入80年代，估计铁矿资源总量已达8500亿吨，其中储量基础3700亿吨。都增加了一倍以上。储量增长较多的国家和地区有澳大利亚、巴西、印度、南非等国。从表25看出，铁矿在全世界分布也是很不均匀的。其中俄罗斯、巴西、中国、乌克兰、澳大利亚、印度、美国等7国拥有铁矿储量1275亿吨，占世界总储量的80%。相信随着各国地质工作的深入，世界铁矿资源量还会增加。
表252005年世界主要国家铁矿储量和储量基础
续表
资料来源:国土资源信息中心.世界矿产资源年评2004～2005.