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A. 地热地质概况

评价区以天津滨海新区行政范围为界。滨海新区处于中心区的东面,地理坐标位于北纬38°40'～39°00',东经117°20'～118°00'。区内发育的主要断裂有NNE向的沧东断裂带和NEE向的北大港断裂带及NWW向的海河断裂、汉沽断裂、增福台断裂等。构造位置在燕山褶皱带之南,沧县隆起以东,埕宁隆起西侧,呈NE-SW向展布。面积约1.7×10⁴km²,见天津市构造单元分区图5-8所示。

图5-8 天津市地质构造单元分区及滨海新区范围示意图

滨海新区构造主体位于黄骅坳陷。黄骅坳陷属于中、新生代断陷盆地,断坳区基岩顶板以中生界为主,顶板埋深1400～5200m。靠近沧县隆起区基岩顶板以古生界—中新元古界为主,顶板埋深1000～1600m(图5-9)。通过钻探揭露的地层有新生界第四系、新近系、古近系,中生界侏罗系—白垩系,古生界石炭—二叠系、奥陶系、寒武系、中新元古界青白口系、蓟县系。其中新生界最大沉积厚度达5000m,馆陶组(Ng)是滨海新区地热资源的主要开采层,分布范围见图5-10。

图5-9 滨海新区基岩地质图

图5-10 新近系馆陶组热储层分布图

馆陶组热储层除在小韩庄凸起高部位有缺失外,在本区普遍分布。属于河流相碎屑岩沉积,沉积旋回明显,分为馆Ⅰ上粗段、馆Ⅱ中细段和馆Ⅲ下粗段。揭露顶板埋深1129～1806m,总厚度100～500m。该层分布在本区横跨沧县隆起和黄骅坳陷两个构造单元。在沧县隆起地区埋藏较浅,厚度为100～200m,在黄骅坳陷地区底板埋藏比较深,厚度为200～500m,在宁车沽—驴驹河一线厚达500m。其渗透系数为0.43～2.92m/d,弹性释水系数为1.26E 5～9.32E-4,按热储层岩性特征将馆陶组热储分为上、下两个热储段。

馆陶组上段热储:岩性以粉细砂岩为主,其中夹有3～4层泥岩和砂质泥岩,揭露顶板埋深1129～1806m,厚度为19～349m,西部薄至东部逐渐加厚,统计砂岩厚占总厚的40%～70%。孔隙度为27%～32.6%。单井涌水量40～90m³/h,静水位埋深60～80m,水温45～60℃,水质为HCO₃-Na或HCO₃·Cl-Na型水,矿化度1500～1800mg/L,硬度为35～57mg/L。

馆陶组下段热储:揭露顶板埋深1245～1900m,厚度100～150m。统计砂岩层占总厚度的60%～80%,孔隙度为25%～31.4%。单井涌水量为60～120m³/h,静水位埋深为60～84.3m,水温60～77.5℃,水质为HCO₃·Cl-Na或Cl·HCO₃-Na型,矿化度为1500～2000mg/L,硬度为37mg/L左右。底部普遍发育单层厚度为30～60m的砾岩,一般称为底砾岩。底砾岩在塘沽地区最为发育,富水性较好,大港地区次之,在北塘地区,底砾岩因有泥质充填,而影响了砂层的富水性。

滨海新区馆陶组2007年地热井共有84眼,开采量为648.0×10⁴m³/a,区域水位年降幅为1.23～6.1m。该层地热流体主要用于供暖、洗浴、居民生活用水。

通过所收集热流体动态资料,绘制了2005～2007年馆陶组热储40℃水柱水位埋深等值线图(图5-11)。由水位埋深等值线图可以看出:由于集中开采,大港区和塘沽区水位下降幅度较大,已形成了以这两个区为中心的大型开采降落漏斗,漏斗向西扩展至东丽区附近,以塘沽区到东丽区为中心,向东、西方向水位埋深逐渐变深,向南、北方向水位埋深逐渐变浅。在大港区和塘沽集中开采区到东丽区一线水位埋深较大,漏斗中心最大静水位埋深达100m,地热流体接受北东方向径流补给,西部由于馆陶组缺失形成明显隔水边界。自汉沽向南水位年降幅逐渐变大,在TG-01井附近,年降幅为6m左右。根据长观资料分析统计,全区馆陶组热储层长观井中水位年降幅大于4m的地热井占总数的50%,主要分布在塘沽区、大港区的集中开采区;水位年降幅小于4m的长观井占总数的50%,主要分布在大港区和塘沽区的外围。

图5-11 评价区Ng静水位埋深图(40℃水柱)

a—2005年;b—2006年;c—2007年

B. 地质块体划分

晚古生代本区大体经历了西伯利亚板块与华北板块之间的碰撞与拼贴，碰撞后阶段（-Collision）的造山作用可能延续到了中生代早期，从而基本结束了南北亚构造域块体之间构造运动的发展演化史。

从晚三叠世至中侏罗世阶段，本区东南一带可能处于大陆边缘构造-岩浆活动带，推测为从古亚洲构造域向滨太平洋构造域演化和过渡阶段，主要受南北古板块之间的超碰撞及法拉隆、伊泽纳吉洋板块对本区陆块的影响。

大约从晚侏罗世以来，因受库拉-太平洋板块向欧亚大陆俯冲影响，出现新的应力场和构造格局，从而转为滨太平洋构造域，形成了我国东部巨大的滨太平洋中、新生代火成岩带。

从本文研究的需要出发，首先把前中生代块体的展布与轮廓进行简要叙述，然后提出中生代以来块体划分的初步意见。前者主要以地层展布和物化探资料为依据，后者主要以边界断裂构造活动和壳幔结构为依据。

（一）前中生代块体

1.基底块体

观点各异，在此不一一举例。

（1）额尔古纳-兴安块体（EX）

是指额尔古纳隆起及大兴安岭北段，即东乌珠穆沁旗-布特哈旗-黑河断裂以北地区，包括额尔古纳-兴安北段加里东-中华力西褶皱带、内蒙古-兴安南段晚华力西褶皱带。区内前寒武纪地层有兴华渡口群（Pt₁x）和佳疙瘩群（Pt₃j），呈零星展布，且遍布全区，主要岩性为混合岩、片麻岩、变粒岩和浅粒岩，夹磁铁石英岩、大理岩，以及各种片岩、千枚岩等，具有明显的前寒武纪块体的地质特征。从寒武纪以来，本区普遍处于浅海相沉积环境；晚古生代早期，得尔布干断裂以东至塔源-乌奴尔断裂一带，处于海相裂谷环境；华力西期侵入岩浆活动表现得十分强烈，花岗岩类岩石大片出露，主要为二长花岗岩和花岗闪长岩岩基及闪长岩岩株等。

（2）佳木斯-兴凯块体（JX）

位于黑龙江省东部地区，根据前寒武系的展布特征，本块体的西界为乌伊岭—一面坡一线，即萝北-四平断裂北段部分，东界为同江-当壁断裂。区内前寒武系主要为麻山群（Arms）、一面坡群（Pt₃ym）及黄松群（Pt₃hs）等。麻山群以角闪岩相-麻粒岩相层状变质岩系为特征，以含石墨和夹大理岩及磁铁矿透镜体为特色，测得同位素年龄为2251～2539Ma；一面坡群、黄松群等，主要由绿片岩系组成，很可能属于地槽发展阶段早期产物。寒武纪以来，本区局部地区处于海相沉积环境；晚古生代早期基本处于海相火山-沉积环境，晚古生代晚期为局部陆源沉积。

（3）华北-燕辽块体（HY）

位于赤峰-开原断裂以南，华北陆块郯庐断裂以西地区。区内前寒武系主要为河北省境内的迁西群、单塔子群下亚群和辽宁境内的小塔子沟组（Arx）、大营子组（Pt₁d）、瓦子峪组（Pt₁w），此外有长城系、蓟县系和青白口系等。太古宇以角闪岩相-麻粒岩相变质岩系为主（TTG）；古元古界为低角闪岩相—高绿片岩相层状变质岩系；中-新元古界以轻微变质的海相沉积岩为主。寒武-奥陶系为海相碳酸盐岩系。石炭—二叠系主要为陆相碎屑岩系。

（4）辽-吉块体（LJ）

指沈阳-敦化断裂以东和古洞河断裂以南，华北陆块郯庐断裂的以东地区。唐克东等认为辽-吉块体（渤海块体）构造演化史不同于华北-燕辽块体。区内前寒武系有鞍山群（Aras）、龙岗群（Arlg）、夹皮沟群（Arjp），主要由辉石角闪岩相-麻粒岩相“TTG”变质岩系组成，可与朝鲜境内狼林陆块基底岩系类比；古—中元古代地层主要是辽河群、集安群、老岭群和色洛河群等。辽-吉块体从元古宙以来的构造演化明显区别于华北-燕辽块体，主要表现在①古元古界，前者为陆内裂谷岩系，后者为大陆边缘凹陷优-冒地槽相火山-沉积岩系；②中元古界，前者为大陆边缘凹陷火山-沉积岩系，后者为陆内裂谷海相碳酸盐岩系。古生代以来的地层层序及大地构造环境同华北-燕辽块体基本类似。

2.古生代增生块体

本区古生代增生块体是指锡林浩特中间陆块、嫩松陆块、伊春-延寿加里东褶皱带等较广阔地带，可划分为两个块体，大体以贺根山—突泉—长春—图们一带的碰撞对接带为界，北部为兴安-佳木斯增生块体，南部为华北增生块体。

（1）兴安-佳木斯增生块体（XJZH）

该增生块体北部收敛向南开阔，大部被松辽盆地所占据。如果说松辽盆地是拉张盆地，那么上述两个基底块体之间原来的距离一定会比现在的距离缩小得很多，或许上述两个基底块体本属同一基底块体。

从古生代地层的展布特征看，在额尔古纳-兴安块体的向SE方向和佳木斯-兴凯块体的西缘向SW方向，地层时代呈由老变新的趋势。换句话说，地层时代北老南新，即从北部的高力沟组（

）、宝泉组（O₁b）等火山岩-碎屑岩-碳酸盐岩建造和向南到哈尔滨以东地区的黑龙宫组（D₁h）、杨木岗组（C₂-P₁y）、哲斯组（P₁z）等浅海相沉积-火山岩。大兴安岭中段也是由北向南依次变新。延边地区为石炭-二叠系。晚古生代火山-侵入岩浆活动加剧。

（2）华北增生块体（HZH）

位于赤峰—开原断裂以北，近EW向展布。古生代地层由南向北依次变新，南部主要为下古生界，如内蒙古的包尔汉图组、杏树洼组；辽宁境内的盘岭组、吉林省的黄莺屯组、二道沟组等，主要为海相火山-沉积岩建造，部分地区见有蛇绿岩套，为弧前、弧后夹岛弧带的构造环境（唐克东等，1992）。上古生界主要展布于北侧，如内蒙古的查干哈布组、本巴图组、大石寨组；辽宁的磨盘山组、青凤山组；吉林的王家街组、鹿圈屯组、柯岛组等，它们以火山岩、海相细碎屑岩和碳酸盐岩为主，代表了活动大陆边缘的构造环境。

关于上述两个古生代增生块体之间的碰撞拼接问题，主要依据有两点：一是沿拼接带见有蛇绿岩（套）残片、混杂堆积及超基性岩；二是拼接带两侧古生代增生块体在地层时代及岩性、岩相等方面呈对称关系。从该拼接带的演化特征看，西部的碰撞时间可能较早，为D₃—C₁（唐克东等，1992），东部较晚，为P₁—P₂（张允平等，1994），碰撞后的造山活动可能持续到了印支期。

该拼接带在布格重力异常图上也反映得比较清楚：①内蒙古贺根山—甘珠尔庙一带，△g等值线由NEE向转为近EW向，然后被大兴安岭△g梯度带所斜接；②吉林白城以南的突泉一通榆—长岭—长春一线表现为NW—SE向，然后被依兰-伊通梯度带所叠加；③永吉—敦化一线及古洞河断裂北侧仍表现为NW—SE向构造，然后被日本海△g梯度带所取代。

3.各块体地球化学场特征

本区属中生代活化区，因而各块体前中生代的原始地球化学场特征是难以描述的。因此我们根据1/20万区域地质调查资料，统计了各块体的常量元素和金属成矿的异常元素，列于表2-1。表2-1所列元素，虽然不是定量的，但可显示各块体的地球化学场特征，并反映出各块体之间的差异，如各基底块体w（K₂O）/w（Na₂O）值小于1，而增生块体则相反，前者基本以富Fe、Mg为其特征，而后者富Ca；异常元素特征也是如此，大体符合该块体中所发育的矿化与成矿的基本特征。

（二）中、新生代块体

对中生代以来块体划分有如下考虑。

图2-1伊尔施—延吉莫霍面深度变化图

2.中、新生代构造-岩浆活动

需要指出，中生代以来块体活动及其演化是随时间而变化的，主要由各期的构造-岩浆活动反映出来。

（1）T₃—J₁期

大约在目前的赤峰-开原断裂以南地区和依兰-伊通断裂以东地区，T₃—J₁期处于大陆边缘构造-岩浆活动带，包括此时的完达山板片（拼贴地体）。我们称之为饶河-汪清-北票块体，该块体的部分地区控制了该期的火山-侵入岩浆活动（图2-2A）。

该期的主要特征是在全球范围内开始进入了近代板块的演化阶段。对本区而言，此时欧亚大陆已形成，滨太平洋构造域尚未形成或向滨太平洋构造域开始演化的阶段。必须承认，此时的西伯利亚板块与华北板块的超碰撞作用还在继续，使处在大陆边缘的华北板块和佳木斯块体产生近EW或NE向走滑断裂，在其拉分阶段喷出火山岩。从总体而言，此时的华北板块继续向北左旋移动，日本地体可能向华南、华北俯冲挤压，向雏形的欧亚大陆俯冲等，基本处于SN方向和NW—SE方向的挤压环境。因此该期饶河-汪清-北票块体的西北广阔地区则处于稳定隆起环境，其中局部地带（扎鲁特旗、巴林左旗及柴河一带）形成凹陷盆地，沉积有含煤岩系，如红旗组（J₁h）、原查伊河组（T₃—J₁ch）等。另外由于受蒙古-鄂霍次克构造带影响，本区北部上黑龙江地区也发生了局部沉降。

（2）J₂期

经分析认为，该期总的特征与T₃—J₁期类似，构造—岩浆活动主要表现在本区的东部和南部地区。南部的辽西地区火山活动比较强烈，而且向北越过赤峰-开原断裂至西拉木伦河断裂一带。此时库拉或Izanagi板块可能向欧亚大陆的俯冲作用开始，新的力学场使岩石圈结构部分发生变化，走滑断裂的拉分作用加大等。

我们认为此时的深部构造活动（如幔隆、幔坳、深断裂活动等）是由南向北依次进行的，也就是说从南部的郯庐断裂系向北部逐渐扩展，首先冲入的是郯庐断裂系在本区的南部基底刚性“块体”，然后逐渐向北扩展到松辽盆地等古生代增生块体的塑性褶皱带。需要指出，此时的大兴安岭东麓山前断裂在本区的南部老哈河地带已经形成，并向北部延伸；而辽吉块体、佳木斯-兴凯块体及张广才岭加里东—印支期花岗岩带等，均表现为刚性“块体”。因此J₂期火山活动在辽西地区表现得强烈，而东部地区只在敦化-密山断裂以南的部分地区有表现。因此把该期块体划分为冀北-辽西块体和延吉-通化块体。冀北—辽西地区所以岩浆活动较强烈，是与下辽河郯庐断裂系深部构造活动有关（图2-2B）。

图2-2东北地区中生代以来的块体活动示意图

1—岩浆活动；2—断坳陷；3—拼贴地体；4—上地幔隆起；5—断裂活动

由于岩石圈结构由南向北发生变化的结果，大兴安岭南段局部拉分—沉降，沉积新民组（J₂x）、万宝组（J₂w），主要岩性为含煤岩系和火山碎屑岩；而大兴安岭中段主要表现为升降，沉积了太平川组（J₂t）和南平组（J₂n），主要岩性为含煤岩系和类磨拉石建造砂砾岩。此时的大兴安岭已开始打破前期较宁静局面，断裂构造和地壳升降运动开始加剧。上黑龙江凹陷继续下沉，沉积了二十二站组（J₂er）碎屑岩，主要与蒙古-鄂霍次克海构造活动有关。

（3）J₃—K₁期

该期是本区火山-侵入岩浆活动强盛期，火山-侵入岩遍布全区。然而以松辽盆地—下辽河盆地为界，东西两侧岩浆活动的强弱表现得截然不同，西部的大兴安岭和辽西地区表现得十分强烈，而东部的小兴安岭、张广才岭及辽东—吉南地区表现得相对较弱。

众所周知，J₃—K₁期滨太平洋构造域构造-岩浆作用在我国东部表现得十分强烈，规模很大，主要以大兴安岭和我国东南沿海地区为代表，其中对大兴安岭J₃—K₁期火山-侵入岩浆作用的成因机制目前尚有较大争议。有认为主要与裂谷作用有关（蒋国源，1988；王东方，1984）；认为与南北向继承性活动和太平洋板块的俯冲、幔隆、部分熔融有关（赵国龙，1989）；认为是边缘陆块型火山岩（夏军等，1993）。

库拉-太平洋板块此时对欧亚大陆的俯冲作用可能达到了最强烈阶段。我们认为可能J₂期形成的兴城—双辽一线NE向地幔上涌峰脊带，在J₃—K₁期呈NNE向往北延伸，并贯穿了目前的整个松辽盆地乃至俄罗斯境内的结雅盆地（当时的地幔上涌峰脊带可能处于目前峰脊带的西侧），此时的大兴安岭东麓山前断裂或大兴安岭主脊断裂已成为大型走滑断裂，呈NNE向贯穿了整个大兴安岭地区。此时的岩浆作用主要与大型走滑断裂的拉分阶段岩浆侵位有关，这种岩浆也可以是在大型走滑断裂的挤压阶段地壳的部分熔融产生的（И.B.ГοрдиенΚο，2000）。

如前所述，即以松辽盆地为界，东部和西部无论是火山-侵入岩浆活动的规模还是岩浆作用的强度，差别都很大。那么J₃—K₁期的活动块体，大体以松辽-下辽河盆地为界，划分为东西两块是合理的，即西部大兴安岭块体（含冀北、辽西）和东部小兴安岭-张广才岭-长白山块体（图2-2C）。

（4）K₂—E期

该期的壳幔结构，与目前所测得的结果更接近，主要表现为拉伸作用及裂谷-地堑盆地。

当时太平洋板块向欧亚大陆进行正向俯冲，松辽盆地以地幔上涌和陆壳减薄、裂解及拉伸为特征，△g值约（-10～＋30）×10^-5m/s²，陆壳厚度为33km左右，个别地段为小于30km，△T异常轴线为SN向，反映E—W向拉伸特征。目前松辽盆地的范围，主要是在K₂—E期因陆壳减薄、拉伸和裂解的结果，也就是说，在海拉尔-孙吴EW向断裂与赤峰-开原断裂及西拉木伦河EW向断裂之间向东-西伸展的结果。假设把大兴安岭地壳最厚的43km视为地幔上涌前松辽盆地的地壳厚度，同时从松辽盆地目前地壳厚度中再减去K₂—Q期沉积厚度（均3000m），那么松辽盆地的目前地壳厚度比地幔上涌前的地壳厚度减薄约12km。如果按减薄的12km计算松辽盆地向EW方向伸展的宽度，则为目前300km宽度的约1/3.5，接近100km。实际上地幔上涌不只是在松辽盆地的范围，而是在大兴安岭地幔斜坡带中已经开始，那么因地壳减薄引起的松辽盆地EW方向伸展的宽度远不止100km。

总之，K₂—E期本区块体活动主要表现为隆起和断陷作用，岩浆活动只体现在断陷区边界断裂或深断裂附近，为少量的玄武质岩浆和酸性岩浆。因此把该期块体划分为松辽-下辽河裂陷块体、依兰-伊通裂陷块体、海拉尔地堑块体、三江平原地堑块体等（图2-2D）。其余为稳定隆起区，见有少量酸性火成岩。

（5）N—Q期

该期的块体活动有如下特点：K₂—E期断陷块体继续下沉；N期敦化-密山断裂带的火山-裂谷作用加剧；Q期的宽甸—白头山—延吉—线雏型裂谷作用开始。但是该期的岩浆作用与其说受块体影响，不如说受断裂活动的控制或受日本海弧后拉张作用的影响更切合实际些，因此划分块体的意义不大。

C. 基础地质

12.2.3.1 地层岩性

本调查区基岩地层主要为蓟县系、青白口系、寒武系、奥陶系、石炭系、二叠系。调查区无基岩裸露，全部为第四系覆盖(图2.9)。主要地层特征描述如下:

(1)蓟县、青白口系(Jx-Qb)

分布于调查区西北部，与太古宇呈角度不整合接触，主要岩性下部为蓟县系燧石条带白云岩、白云质灰岩及泥质白云岩等;上部青白口系砂岩、砾岩。

(2)寒武系(

)

分布于调查区北中部及南中部，与青白系平行不整合接触，厚度700～800m左右，下部灰岩、砂岩、页岩、中部碎屑岩，上部鲕状灰岩及竹叶状灰岩。

(3)奥陶系(O)

分布在调查区中部及东南部，与寒武系呈整合接触，厚度800m左右，下统冶里组、亮甲山组以竹叶状灰岩，白云岩为主;中统马家沟组为白云岩，豹皮状灰岩，上统缺失。

(4)石炭、二叠系(C—P)

分布于调查区中部及东南部向斜核部，与奥陶系呈平行不整合接触，厚度400m左右，由一套杂色粉砂岩、细砂岩及页岩煤系地层组成，石炭系下统、二叠系上统缺失。

(5)第四系(Q)

调查区缺失古、新近系，第四系地层主要为倾斜平原陆相粗细粒沉积物，受基底起伏变化影响，第四系厚度变化较大，由西北到西南厚度逐渐加大。由下至上可分四个统:

下更新统(Qp₁):岩性为黏土、卵砾石，上部为深灰色砂质黏土及淤泥质黏土。

中更新统(Qp₂):岩性为黄褐色，灰色砂砾卵石，砂砾石、粗中砂及砂质黏土。

上更新统(Qp₃):岩性为黄色，棕黄色砂砾石、中细砂及粉质黏土。

全新统(Qh):厚度小于5～10m，岩性为黏性，淤泥质粉土，粉土及粉细砂。

12.2.3.2 地质构造

调查区隶属华北地台东北隅之燕山沉降带南缘，新构造运动极为活跃。基底各时代古老地层经燕山运动形成宽缓褶皱和断裂，塑造基底构造骨架，调查区新生界沉积东北部较薄，西南部较厚，差异较大。

D. 中元古代—新元古代地层区划有哪些

根据中元古代—新元古代岩石地层、生物地层等特征发育极其相似，而这一时期正处于吕梁构造阶段后期及整个晋宁运动阶段，中国地层典中，中元古代及新元古代的地层区划也基本一致。本文以新元古代地层区划为基础，共划分为8个地层区(图3-2)。

中元古代—新元古代地层与太古宙—古元古代地层不同，大多地层为浅变质至未变质，在碳酸盐岩相中富含叠层石和微古植物以及宏观藻类化石等。中元古代磁性地层研究，划分了2个磁性带，分别为长城期(R+n)、蓟县期(M)；此外，还有一个新元古期(N+r)，但由于古地磁样点密度不够，古地磁极性变化还不能做出结论。各种同位素测年方法(K Ar法、Rb Sr法、U Pb法、Pb Pb法和单颗粒锆石U Pb法等)所获取的大量年龄资料，为我国中元古代—新元古代地层单元的划分及全球相关地层对比提供了极为珍贵的依据。根据全国地层委员会1990年的决议，对中国中元古界下限采用了1800ma，比《国际地层表》(IUGS，1989)中元古界下限早200ma。

中元古界 划分为2个系，下部为长城系，上部为蓟县系，以天津市蓟县层型剖面的长城系和蓟县系为代表。

新元古界 以岩石地层单位为基础，综合地质事件、 生物事件和同位素地质年代学资料，可以划分为青白口系、南华系和震旦系。前者与国际地层划分方案中拉伸系(纪)基本相当；中者相当于国际地层划分方案中的成冰系(纪)；后者则相当于目前国际地层划分方案中已新建的伊迪卡拉系(纪)。

Ⅰ 阿尔泰—兴安地层区

本区位于我国最北部，呈东西向带状展布。西起新疆阿尔泰、准噶尔，向东经甘肃、内蒙古两省(区)北部和大、小兴安岭，达乌苏里江一带的中俄边界线。区内多数地区为沙漠、草原或森林覆盖，地层出露不好。仅在吉林南部出露归属古元古代—中元古代的老岭群，为一套中浅变质的以大理岩、片岩、石英岩和千枚岩为主的岩石组合，局部混合岩化，与下伏集安群(Pt1)呈不整合接触。本区无可靠的青白口系和南华系—震旦系。可能属于新元古代的地层，在本区西端阿尔泰山区的哈巴河一带称哈拉斯群；在东端黑龙江晨明一带为晨明群。刘效良等曾报道，在黑龙江鸡西一带的麻山群中，发现埃迪卡拉动物群分子，如果此化石无误，则麻山群的柳毛组也有可能归属震旦系。

Ⅱ 天山—北山地层区

本区西起中国与哈萨克斯坦国境线，东达阿拉善右旗以东，北邻阿尔泰—兴安地层区西段南缘，南与塔里木地层区及祁连地层区北界相接，包括新疆境内天山及甘肃境内北山等地。中元古界在北天山西段赛里木湖、中天山西段特克斯及东段星星峡、北山和阿拉善地区广为分布。中天山西段特克斯地区可作代表，长城系特克斯群，为一套浅变质海相碎屑岩 碳酸盐岩建造，含叠层石Cruneriaf.，kussiellaf.，与下伏那拉提群(Pt1)接触关系不清；蓟县系科克苏群，以浅海相碳酸盐岩为主，富含叠层石，局部形成叠层石礁，与下伏特克斯群为假整合接触。区内中元古界多属活动型—过渡型沉积。区内青白口系主要由碳酸盐岩及泥质碳酸盐岩组成，与下伏蓟县系呈整合或假整合接触。南华系—震旦系以含冰碛层为特征，主要由冰碛砾岩、粉砂岩、粉砂质泥岩组成，岩石基本不变质，与下伏青白口系常呈不整合接触，与上覆下寒武统为整合或不整合接触。

Ⅲ 塔里木地层区

本区西起国境线，东至甘肃安西、三危山，北与天山—北山地层区为邻，南至昆仑山北麓，包括塔里木盆地及其周边的中、低山区。塔里木盆地西北缘(阿克苏—柯坪)、北缘(库鲁克塔格)、西南缘(铁克里克)、东缘(阿尔金山北缘)等均广泛出露中元古界。其中，以库鲁克塔格地区发育最为完整，长城系杨吉布拉克群主体为中浅变质的海相碎屑岩，并有少量变火山岩，与下伏兴地塔格群(Pt1)呈不整合接触。蓟县系爱尔基干群为富含硅、镁质的浅海相碳酸盐岩建造，岩性主要为白云岩、白云质大理岩，夹少量石英岩，叠层石发育，与下伏杨吉布拉克群整合接触。区内中元古界属过渡型—稳定型沉积。区内青白口系普遍有不同程度变质。一般由下部的变质碎屑岩和上部的大理岩夹千枚岩、片岩组成，大理岩中含叠层石。南华系—震旦系具有明显的盖层性质，地层不变质或仅轻微变质，含叠层石及丰富的微古植物，以含1～3层冰碛层为其特点。其下与青白口系为不整合接触。

Ⅳ 祁连地层区

本区位于天山—北山地层区东段南侧，西与塔里木地层区东缘相接，东至宁夏海原、隆德一线以西，南达祁连山南坡。祁连山及柴达木盆地等均有中元古界分布，其总体特征属活动型 过渡型沉积，以青海省湟中地区出露的长城系湟中群为代表，为一套由石英岩、石英砂岩、粉砂岩、板岩和千枚岩组成的浅变质岩系，与下伏湟源群(Pt1)不整合接触；蓟县系花石山群以白云质碳酸盐岩为主，富含叠层石和微古植物，与下伏湟中群为整合接触。甘肃裕固出露长城系朱龙关群，与下伏北大河群(Pt1)接触关系不清。中祁连西段出露的蓟县系托拉南山群与下伏朱龙关群不整合接触。区内青白口系和南华系—震旦系均轻度变质，二者常呈不整合接触，局部地区为假整合接触。

Ⅴ 中朝地层区

本区在中国境内部分，西起宝鸡、海源、阿拉善左旗一线，东达国境线，北与阿尔泰兴安地层区东段南缘为邻，南至秦岭—大别山一线，包括华北地台的广大地区(华北地区、胶辽徐淮地区及北秦岭—大别山地区)。区内青白口系发育，震旦系主要分布于地台东缘、西缘及南缘。

华北地区 中元古界长城系和蓟县系广泛分布于燕辽和晋豫陕地区。 晋豫陕地区长城系熊耳群为一套中性夹酸性火山岩组合，其下与古元古界或太古宇太华群(Ar)不整合接触；蓟县系汝阳群为一套轻微变质或未经变质的碎屑岩组合，与下伏熊耳群不整合接触；卢氏、栾川地区蓟县系官道口群与下伏熊耳群呈不整合接触；该区是青白口系典型剖面所在地，青白口系在本区分布广泛，发育齐全，富产以微古植物和宏观藻类为代表的生物化石，岩石基本不变质，多由下部的碎屑岩和上部的含泥质碳酸盐岩组成；南华系、震旦系在该区的绝大部分地区缺失，仅在其南缘和西缘局部存在，而且发育不全，以上部含冰碛层为特征。

胶辽—徐淮地区 仅在安徽滁州出露中元古界张八岭群(由下而上分为北将军组和西冷组)，下部为千枚岩—片岩系；上部则为细碧岩—石英角斑岩系。西冷组锆石U—Th—Pb年龄1026ma，细碧岩全岩Pb法年龄1031ma，故推定该群归属中元古代，与下伏肥东群(Pt1)接触关系不明，属活动型—过渡型沉积。区内青白口系和南华系、震旦系属地台盖层性质，由碎屑岩及碳酸盐岩组成。大部分地区岩石基本不变质，但在鲁东及辽南旅顺、大连一带轻度变质。青白口系以碎屑岩为主，上部夹碳酸盐岩，富含微古植物及宏观藻类，并有遗迹化石出现；南华系—震旦系在该区厚度较大，以富含叠层石的碳酸盐岩为主，微古植物丰富，含有以蠕形动物和类水母化石为主要特征的动物群。青白口系和南华系—震旦系常为连续沉积，震旦系与下寒武统之间则普遍有沉积间断现象，一般为假整合接触。关于张八岭群也有人主张划在华南地层区为宜。

北秦岭—大别山地区 前寒武纪地层普遍变质，地质构造复杂。 青白口系和南华系—震旦系究竟包括哪些岩组，目前尚存在较大争议。有可能属于上述时限范畴的岩组，在本区西段为栾川群、陶湾组、三岔口组、鱼库组；在东段为佛子岭群或其中一部分。

Ⅵ 昆仑地层区

本区位于新疆叶城以南及柴达木盆地北缘一线以南，包括新疆境内的西昆仑山、青海境内的东昆仑山和柴达木盆地北缘一带的山区(全吉山、欧龙布鲁克山)。区内中元古代地层在新疆喀拉喀什河上游及青海都兰县境内有少量出露。新元古代地层在区内大部分地区无可靠的青白口系和南华系—震旦系。但在柴达木盆地北缘全吉山、欧龙布鲁克山一带，南华系—震旦系发育较好，出露完整，并含叠层石和微古植物。青白口系出露于柴达木盆地南缘祁漫塔格、布尔汗布达山一带，主要由砂岩、板岩组成，夹碳酸盐岩，岩石轻度变质。

Ⅶ 西藏—滇西地层区

本区北与昆仑山为邻，东达滇西元江—川西白玉—青海玉树一线，西南以中国国境线为界，包括云南西部和几乎全部的西藏自治区。中元古界聂拉木群构成喜马拉雅地区最古老的结晶基底，为含基性火山喷发的类复理石沉积建造，且中深变质，该群同位素年龄为1250ma(U—Pb)、(1800±100)Ma(Sm—Nd)等，未见底，上与肉切村组等年轻地层均呈断层接触。区内可能属于青白口系和南华系—震旦系的地层均已发生中、深程度的变质，缺乏古生物化石证据，同位素年龄资料稀少，确定时代的依据不足，这些地层有澜沧群、苍山群、珠穆朗玛群或其中一部分。

Ⅷ 华南地层区

本区由北部巴颜喀拉山、秦岭和大别山一线以南，直抵我国东南国境线，西与西藏滇西地层区相接。内分巴颜喀拉—南秦岭—大别、扬子、江南和东南4个地层分区。

巴颜喀拉—南秦岭—大别地层分区 地跨巴颜喀拉山、 川西、 大巴山、 武当山、 神农架、桐柏山和大别山等地区。中元古界广泛分布，其中以大别山区的红安群为代表，由中深变质的片岩、片麻岩、变粒岩及少量含磷、锰的片岩等组成，其原岩为基性—酸性火山岩、碎屑岩、碳酸盐岩建造，属活动型—过渡型沉积；新元古界青白口系主要为变质火山岩；南华系以变质海相火山岩及火山碎屑岩为主，与上覆震旦系呈不整合接触；震旦系已轻度变质，一般其下部为浅海相碳酸盐岩及碎屑岩，局部地区常含磷块岩，上部则以碳酸盐岩为主。本区震旦系岩性特征与扬子地层分区颇为相似，但南华系有明显区别，以无冰川堆积和火山岩发育为基本特征。

扬子地层分区 该分区基本上为扬子地台范围。 分区内中元古界广布于云南东部、 四川喜德、会理、西昌等地区，分别称昆阳群、登相营群、会理群和盐边群。分区内青白口系在许多地区缺失，只在部分地区或为碎屑岩，或为含火山物质的碎屑岩，或为火山熔岩。南华系—震旦系为盖层性质，普遍不整合于前震旦系不同时代的地层或岩体之上，岩石一般不变质。南华系普遍含冰碛层1～2层，主要由砂岩、粉砂岩组成，底部常为砾岩，有些地区含火山碎屑岩，个别地区有火山熔岩。震旦系以碳酸盐岩为主，常含磷质，在部分地区可形成磷块岩矿，富含生物化石，在许多地区与上覆寒武系为连续沉积，为震旦系层型剖面所在地区。

江南地层分区 本分区位于长江以南。 分区内中元古界广布于桂北、 黔东南、 赣北、皖南和浙西等地，分别称四堡群(冷家溪群)、梵净山群、双桥(娇)山群、上溪群和双溪坞群。其中以四堡群为代表，主要由变质砂泥质岩夹火山碎屑岩、细碧岩、角斑岩组成，未见底，该群广泛出露于湘黔桂交汇处，其原岩为一套以海相碎屑岩为主，夹火山喷发岩的组合，属活动型—过渡型沉积。分区内青白口系较发育，主要为一套浅变质的砂泥质岩组成，下部夹泥质碳酸盐岩，局部常夹砾岩，上部富火山物质，局部地区有火山熔岩。南华系与扬子地层分区有相似之处，为碎屑岩及冰川堆积，其上部常夹两层冰碛层，其间的沉积层中常含具有开采价值的锰矿层。震旦系下部以页岩为主，夹粉砂岩及白云岩，局部夹有含锰层及磷矿层；上部主要为硅质层，偶夹页岩及薄层白云岩，与扬子分区的震旦系有明显区别。

东南地层分区 本分区位于江南分区以南，包括云南东南部、 广西南部、 广东大部、湘东、赣中、赣南、浙江东部和南部，以及福建省、台湾省和海南省。中元古界陈蔡群、龙泉群和抱板群广泛出露于浙江和海南。以陈蔡群为代表，为一套变质中基性、酸性火山沉积岩建造，未见底，属活动型—过渡型沉积。青白口系及南华系—震旦系均普遍遭受变质作用，明显区别于其他地区，由一套浅变质地层组成，厚度巨大，可达万米左右，岩性以变质的砂、泥质岩石为主。震旦系下部未见冰碛层，上部常夹硅质层，局部含磷块岩；顶部常以硅质层与上覆寒武系分界。

E. 走马南疆看地质

以和田为界，和田以西为二分队，和田以东为三分队（我任分队长、驻在和田地委院内）。主要工作任务是对昆仑山北麓与塔里木盆地南缘之间的山前坳陷进行1:20万至1:100万地面地质勘查。

和田以西的叶城坳陷，除未见三叠系外，各系均有不同程度的发育，侏罗系出露较少，到白垩纪湖盆扩大，晚白垩世—老第三纪有海侵沉积，生物灰岩的出露在地貌上有明显特征，在上白垩系中曾采集到海胆化石。新第三纪为快速堆积，为沉积最厚的覆盖层。新生界向箕状坳陷斜坡逐层超覆，在坳陷中褶皱发育，至山前有多排背斜发育。我们仅到杜瓦背斜作过观察。受逆冲作用影响，构造复杂背斜呈倒转状。

和田以东，界以玉龙喀什隆起带，再往东为于田坳陷，它是在前震旦系基底之上发育起来的中、新生代坳陷。受昆仑山和阿尔金山山前断裂带控制，走向北东，坳陷中以白垩纪—新生代沉积为主，侏罗系分布甚少，新生界总厚约4000～5000米。

叶城、于田坳陷均属于西南坳陷区，受昆仑山铁克里克隆起控制。该隆起地表广泛出露深变质岩系，其岩性主要是一套片麻岩、大理岩、石英岩及绿片岩等，由于受铁克里克逆冲推覆作用，中新生界向斜坡带迁移，形成叶城—和田山前坳陷。

据统计，现时被称之叶城—和田的前陆盆地，至今已钻探20个构造，其中有8个构造见油气，但仅发现一个柯克亚油田。目前，尚不明白那些逆冲倒转的复杂构造中油气重新运移分配是否会形成隐闭油气藏，以及采用哪些最先进的高科技勘探方法才可找到油气田。

三分队建制基本与631队一样，但工作条件相差甚大。在准噶尔盆地，野外工作交通工具还算得上是机械化的，而在这里大部分是沙漠地区，汽车寸步难行，出野外只有骑马骑毛驴。由于气候异常干燥炎热，便特制了一批大容量的水壶，一人两个挂在马背上，这才免强维持一天的饮用。从移动沙丘刮来的风沙时常堆满帐篷周围，把行军床上的被子埋住。可想而知，野旅生活是何等艰苦，骑马收工回来时累得两腿站立不稳！可是年轻人以苦为荣，以苦为乐，高昂的乐观情绪和热爱祖国的理想，从准噶尔到塔里木，“我骑着马儿过草原……”嘹亮歌声一直响彻在戈壁大漠！

苏联专家哈拉包夫来753队指导工作，二、三分队技术人员集中在和田陪同专家等去野外观察。大队向边防军借来军马作交通，大部分人已出发。我因同管理员交代点事最后走，谁知军马有严明纪律集体行动，我骑的那匹高头大马突然发惊，迅猛奔跑，追赶前面的马队。这时我才跨上一只脚即被马拖出很远，情况极其危急！幸亏前头有一根大圆木挡住，马跃飞而起崩断了马登，我被抛在地上晕死休克过去。军区首长当即派来吉普车把我送到边防军医院，经抢救脱险，但头上、颈部连缝了7针，20分钟后才苏醒过来。人是得救了，但从此留下了永久性颈椎病。

塔里木盆地南缘断断续续分布着一套晚白垩—老第三纪浅海—潟湖相的深灰、灰绿、灰色泥岩、生物灰岩、灰岩等，厚约200～400米，西厚东渐薄。其中，生物灰岩的出露尤为醒目，常在地貌上形成“围墙”。据参考资料推测，这套浅海相地层有可能是从西亚费尔干纳盆地延伸过来的，或者属相同的沉积环境。

考虑到对这套使人感兴趣的海相地层的评价，详细介绍一下费尔干纳盆地油气地质情况是十分必要的。这对今后在塔里木盆地南缘寻找白垩—老第三系可能存在的油气藏也有参考价值。

“费尔干纳盆地位于天山山脉（古生界褶皱山系）中的一个山间盆地，面积38000平方公里，基底为古生界变质岩，盆地中央可深达10公里，上覆中、新生代沉积，西南端开口与锡尔河盆地通连。

中生代沉积比较稳定，主要为杂色碎屑岩沉积，仅上白垩统夹少量石灰岩，顶部并有石膏层，厚约2000米，属陆相转变为海陆交替相和泻湖相的沉积。

老第三系为灰色、棕色及褐色的泥岩夹石灰岩及砂岩。石灰岩类包括鲕状灰岩、生物灰岩和白云岩，为海侵沉积，厚约600米。

新第三系为陆相磨拉石沉积，北部有盐湖相的巨厚盐层和石膏层。在盆地中部上第三系可厚达5～6公里。

盆地的区域构造为北东－南西向，南、北两条构造带夹一个中央凹陷。北部构造带长300公里，由雁行排列的新第三系褶皱组成，并受新第三系盐运动的影响，有盐丘构造。南部构造带长350公里、宽20余公里，主要由白垩系和老第三系组成，断裂发育。中央凹陷为新第三系的深凹陷，地球物理剖面显示，有深埋的平缓大型隆起。此外，在盆地东南为库萨布凹陷，此区老第三纪沉积最薄，上覆1～3公里的新第三系，多为块断构造，有的核部出露白垩系甚至基岩。

盆地的生油层为老第三纪和白垩纪的海侵沉积，油气储集层主要是老第三系的碳酸盐岩及砂岩，白垩系的砂岩和石灰岩次之、侏罗系和新第三系砂岩产量则不到10%，最大单井日产油500吨和气200万立方米。油气田集中在南、北两构造带内。原油性质为低比重、含高蜡、低含硫，因此很可能含有中央深凹陷陆相新第三纪沉积的生油层。

盆地产油最高年产量为1964年的220万吨、1974年就下降到100万吨。盆地内至1974年底共钻探井进尺450万米，平均每平方公里超过百米。

在和田以西的西南坳陷区内海相特征非常明显。

我们在野外观察时，曾在晚白垩纪地层中还找到了海胆和蜇皮类生物化石。在和田以东进行了野外追踪观察，当到了策勒便出现相变层，由海相渐变成陆相砂砾岩层，继续往东观察到于田因沙漠覆盖未找到出露地层。该县位于昆仑山北麓，清置于阗县，1959年改于田县。

据有关史料，东汉时期，西域诸国分割为55个小国，分北道与南道诸国。公元74年，明帝时派假司马班超率吏36人，出使西域南道各国联合抗拒匈奴。班超先到鄯善，夜率吏士烧匈奴使者营幕，杀匈奴使者，控制鄯善。接着班超西至于阗、迫使于阗王杀匈奴使者，归服汉朝。

我们从于阗向东接近民丰，旅途条件越来越差，已基本无路可循。

发源于昆仑山的尼雅河从民丰往南潜流入塔克拉玛干沙漠。

2000多年前，汉朝使臣张骞出使西域，曾报道了在尼雅河尾闾的三角洲有个尼雅古国叫“精绝国”。据《汉书·西域传》载：“精绝国，王治精绝城，户480，口3360，胜兵500人。”唐玄奘从印度取经归来经过尼雅，称其为“王治尼壤城。”他在《大唐·西域记》中记载：“东入沙碛，行二百余里至尼壤城，周三四里，唯取城路仅得通过，故往来者莫不由此城焉。”相传唐僧西天取经，历经九九八十一难，终成正果。而他到过的这个兴盛一时的王国，却在以后的沙漠历史记载中神秘地消失了。

1901年，尼雅古国遗址被英国探险家、考古学家斯埋因首次发现。当时，他曾发现这里有遗址40余处，并发掘到八支价值连城的汉文木简。木简的用法、书体与西汉后期长沙王家族墓内出土的有着惊人的相似。

此外，他还掠走了大量珍贵古文献及各种完好无损的毛织物、漆器、铜镜，以及具有健陀罗风格的木器家具、希腊神话中人物雅典娜像封泥等。消息传出，国际学术界为之震惊：在塔克拉玛干沙漠死亡之海深处竟有过如此人类辉煌的文明！

尼雅古国，沙丘周围散布着佛塔、寺庙、城墙等50多处古代遗址。当年唐玄奘描述的一座佛塔、远远望去，像一座威严的“人面狮身”凝视着大漠里的一片死寂。距今2000年前的房屋依然房柱林立，此乃世界上极为罕见的人类活动古遗址。尼雅紧挨于阗，在历史上曾是于阗国的一部分。

尼雅是一个虽被内陆包围却又具有国际性的繁华大城市，是连结中国汉王朝与罗马帝国两大文明古国的重要中转站。它是中国、古印度、古希腊、古伊朗世界四大古代文明，在地球上的一个罕见交汇点，是中国丝绸通向西域的重要通道。

尼雅王国为何会陡然间神秘消失？对此难解之谜尚有争论。一种观点是尼雅河改道，尼雅绿洲因得不到水源灌溉，“沙进人退”。另一个很重要的观点：尼雅遭到了外界的袭击，被战争危险所毁灭。

于田—且末，构造区划属塔东南断阶区，在断陷边缘出露有侏罗—白垩系及第三系。据后来进行地震调查资料分析，中新生界厚度推测约7000米，应是个中新生代的坳陷。

远望东北，那里就是神秘莫测的罗布泊。有一个古老的民间传说：很久以前，身世显赫的蒙古族青年罗布诺尔不愿继承王位，要去龟兹学习歌舞。当他走到塔里木盆地东部边缘时，饥渴、劳累、使他昏倒在地。三天后，当他醒来时，竟发现身旁坐着一对青年男女。小伙子说他叫若羌，姑娘说她叫米兰。他俩是风神母收养的同胞兄妹，因忍受不了风神母的残暴虐待，抛家到库车学技艺，不料返回途中在此与罗布诺尔相遇。米兰对罗布诺尔一见钟情。风神发现女儿与凡人相爱，恼羞成怒，便刮起黑风暴惩罚他们。用砂石打瞎了罗布诺尔的眼睛，把米兰从空中摔下折断了双腿。之后，风神又将他们三人分别刮到东、南、西面的荒漠上。哥哥惦念妹妹，米兰思恋情人，三人哭天抢地，泪流聚在一起，形成盐泽，成为罗布泊，这当然是神话。

古元古代时，罗布泊基底为塔里木陆块一部分。阿尔金山隆起后，罗布泊正处在坳陷位置。现今的罗布泊的表面主要为第四纪以来的冲积、洪积、湖成或风成堆积物覆盖。曾是我国最大的咸水湖封闭盆地，为塔里木河、孔雀河的积水地，后因河流改道、下游断流、湖泊逐渐干涸，总面积约7000平方公里。

罗布泊附近有著名的楼兰古城遗址。“楼兰”这个名字直译就是：巫史或皇家史官为帝王反复思考其历法思想的地方，而从前的巫史就是最早的太阳观测者，就是殷人始祖契那样的部落首领。

1901年，瑞典人斯文赫定发现楼兰遗址后，轰动了全世界。人们获知楼兰人有明显的原始欧洲人血统，证实楼兰丝绸之路、东西方文化的交流在这里就已开始了。楼兰向西到达地中海、向东到达美洲大陆、向南到达马来半岛，被称为“大地四极”。它是世界古文明的奇迹，近百年来一直是史学家研究的热门课题。

由于野外工作条件极差，难以展开地质勘查，故对塔东地质情况所知甚少。

事隔13年之后，即1969年7月，地质部石油地质综合大队组成塔里木队，派遣孙万禄等沙漠踏勘组，徒步横穿沙漠又一次到达玛扎塔格，取得了重要地质成果，加深了对盆地地质结构的认识，经过4个月的工作，编写了《塔里木盆地石油地质概况及今后找油意见》的报告。

次年5月，该大队又组成西北分队，由康玉柱带队继续对塔里木盆地进行综合评价，认为：“塔里木盆地是我国重要的大型含油气盆地之一。盆地大型隆起坳陷具长期活动性质，为生、储油气创造良好条件。盆地内圈闭多、断裂发育，并多分布于坳陷边缘地带，是一个多油气类型的含油气盆地。”并提出以后工作方针：“着眼全盘、确保重点、快速扩大、积极准备，着眼于找大油气田。”其具体部署是：“扩大一块（库车坳陷）、突破一块（西南坳陷区）、准备一块（塔东坳陷区）。并建议把石油勘探重点由库车坳陷向西南坳陷区转移。”

1979年10月，地质部石油地质局关士聪总工程师在长沙石油地质部署座谈会上，书面发言提到塔里木盆地油气勘查工作：

“塔里木，自从西和甫（柯克亚）再喷油以后，迄今两年有余，但研究程度还是很低，当然是由于工作条件不足之故。在大地构造划分上，在塔里木的地史发展上，意见比较分歧，特别是西和甫油源问题，至今没有结论。塔里木含油层位很多，但生油层不明。因此，还不能确切地选择重点。有些同志特别强调了塔东坳陷，而塔东坳陷航磁和重力资料所显示的，极大可能不存在这样一个面积较大的深盆。相反地，中新生界分割的可能性很大，应当全盘考虑，用多兵种作战，沿着和田河在不同地质构造单元上进行区域剖面测量。最近在有争议的向东南延伸的巴楚隆起南缘地区，曾见玛扎塔克山的强烈褶皱带，它是否意味着某一坚硬地盘的边缘，还不能定论。而从玛扎塔克的南部斜坡，成了扩大了的西南坳陷，应给予较高评价。因此，新疆工作的重点，应放在从阿克苏到和田一线的附近，同时不放弃西南坳陷的西部地区的工作。关键是要加强新疆的多工种的物探工作。”

在长沙会议上，朱夏对塔里木盆地的选区评价是这样的：

“塔里木的西南凹陷更深，如果我们能打六千米、八千米、一万米，手段很够的话，那么这里（指塔里木西南）同柴达木一样是大有可为的。如果没有相应的手段，恐怕不容易一下子下手。对塔里木来讲，我是想以北部边缘下手，似乎容易奏效。深凹陷，我同意关总的说法，不能放弃，应多做些工作，然后再下手。所谓北面，我想库车凹陷是被一个梁子隔开的。这条梁子的南坡口上应该是很有利的地方，也比较容易下手，探索更多的层位。

另外，大塔里木套小塔里木，这观点还是对的，西南凹陷是个小菱形，整个塔里木是个大菱形。关老总怀疑南边有硬块，也许是小塔里木的核心，所以巴楚隆起的南缘，也是斜坡地带，同样应予重视。”

1981年，康玉柱在《石油与天然气地质》刊物上发表《塔里木盆地石油地质特征》（第2卷第4期）。他的论述是：“该区是晚古生代以来长期活动之深坳陷。古生代、中新生代地层发育齐全，多时代生、储油气层发育良好。油气显示丰富，局部构造较发育。已在该区内叶城坳陷柯克亚构造上，发现高产油气流和麦盖提斜坡的石炭系碳酸盐岩内见良好油气显示和少量原油等，是盆地内含油气远景最佳的地区之一。”

自80年代以来，塔里木盆地油气勘探取得了突破性进展，尤其是1984年9月22日，一普6008钻井队在塔北雅克拉构造上的沙参2井，于5363～5391米井段奥陶系白云岩中，试获特高产油气流，日产原油1000立方米、天然气200万立方米，成为塔里木盆地油气普查勘探的重要转折点，在西北大漠中树起了一座历史丰碑。尔后，油气勘探连连取得重大突破，在早年沙漠踏勘所见石炭一二叠纪地层露头的西南坳陷区麦盖提斜坡终于找到了油气田。对此，康玉柱确认油源来自海相古生代地层。他的根据是：经地质矿产部无锡中心实验室等单位，对沙参2井原油进行多项物理和化学鉴定表明：

原油含蜡量低（2.27%），钒镍比高（7.74）；天然气中含氦气高；油田水钾、硼、溴、碘、锶……等含量也较高。锶/氯为0.004，溴/氯为0.034。原油经全烃气相色谱、饱和烃气相色谱分析，OEP值、碳数范围及主峰碳等均显示为低碳丰度优势的特点。

气相色谱分析，正构烷烃高低碳比为2.1～5.9。据美国学者菲利浦认为：其比值在0.6～1.2为陆相腐泥型标志；1.5～5.0为海相和湖相腐泥型标志。故沙参2井原油母质具腐泥型特征。

原油碳同位素δ¹³C为－32.41‰；芳烃、非烃、沥青质等含量均小于－32‰，也说明碳同位素较轻，具海相特点。

色谱—质谱分析，没有见到陆相原油的典型生物标志化合物伽马蜡烷和奥利烷。而且色质分析中三环二萜烷含量较高，表明原始生油母质菌藻类数量占优势。

综上所述，沙参2井原油具海相原油特征，原始生油母质以海生菌藻类为主，为腐泥型。由此，康玉柱认为沙参2井油气主要来自于寒武—奥陶系。

许靖华教授在《中国沉积盆地的成因》的论述中，对塔里木盆地的看法是这样的：

“塔里木盆地位于天山和昆仑山之间，面积56万平方公里，是中国最大的一个盆地，它的规模和形状可与现代的弧后盆地日本海对比。

塔里木的基底埋藏很深，为寒武纪变质岩和古生代浅海沉积岩，在盆地周围已经出露或者埋藏在盆地中央很浅的隆起上，估计塔里木下伏着地台碳酸盐岩和大陆壳，但未证实。前寒武纪至古生代浅海沉积分布于盆地的最深部位，从地震剖面上追踪这些地层深达7公里（地质部非出版资料，1987）。

昆仑山脉和塔里木盆地C—P地层包括火山碎屑岩、粗碎屑岩和黑色页岩，晚古生代深成侵入岩形成昆仑山脉主峰，喀拉昆仑发现二叠—三叠系的浊积岩。所有这些特征存在活动板块边缘，火山弧产生火山岩、火山岩则来自深部岩基。深海槽中的浊积岩分布于昆仑山以南的前弧盆地，弧的南部是天山弧后盆地，已由海底扩张陆壳漂移而成。

从重力资料估计，塔里木莫霍面埋藏在40公里左右，最大沉积厚度为15公里、最小地壳厚度为25公里。塔里木弧后盆地显然下伏着减薄了的陆壳，偶然出现的大的正磁力异常最大值为350nT，说明那些地方也是盆地最深处，由塔里木中央隆起负异常分为两个正异常带。这些大的磁力异常说明存在洋壳，塔里木弧后凹陷扩大很厉害，为铁镁质岩石侵入的海底扩张阶段。根据均衡条件凹陷底为洋壳，磁异常和沉积厚度对比的结果认为，磁力异常最大处也是沉积最厚的地方。

负异常出现在塔里木中心，据观察这条带为陆壳，这条弓形的脊将弧后盆地分成两部分，一个残留弧和一个塔里木中心脊，视其几何形态像一个弧，塔里木二叠系岛弧是很复杂的，可能在菲律宾有一个现实的模型。前弧沿昆仑山方向可与现在的马里安娜弧对比，塔里木的中央脊将塔里木的南凹陷与北部分开，与现今的九洲—帕劳海（Kyushu—Palan）脊相当。

塔里木盆地是在早中生代古Tethys海消失在昆仑山背后形成的。盆地中心，中生代堆积近10公里厚的沉积，与中生代沉降相均衡。盆地在弧－陆相碰后完全与开阔海隔绝，接受了巨厚的侏罗系陆相沉积。气候温暖、潮湿，因为达到了均衡沉降的极限，沉积率降低，白垩—老第三系海相层，相对比较薄，塔里木于新第三纪中新世时又重新活动，这时陆相地层沉积于数个拉张成因的边缘槽地中。”

F. 什么是并层地质，什么是青口白系

青口白系是新古元界的一套地层，多见于华北地区，好像是石英砂岩什么的，大学实习时见过，忘的差不多了。
并层地质这个词没听说过，也没见过。至少中国正常的地质类教材中应该没有。不排除是哪位大神自己发明的。

G. 青白口系大豁落山组（Qbd）

（一）概述

青白口系大豁落山组根据岩性及岩相特征大致可分为两个岩段，前人曾将其与平头山组统称为园藻山群；1:20万牛圈子幅将其划归震旦系平头山组中、下岩性段；1:5万沙井子幅和1:25万马鬃山幅将其划归青白口系大豁落山组上、下岩性段。本书延用青白口系大豁落山组，并分为两个岩性段。两个岩性段间为整合接触，局部断层接触。该组总体上呈飞来峰，与下伏地层之间为断层接触。

调查区青白口系大豁山组主要分布于沙井子幅的中南部考克交瑞—大交瑞口子一带，地貌上形成近东西向展布的中高山地，出露面积约162km²，主要呈走滑推覆体置于震旦系－奥陶系之上。依据组内岩性岩相的不同分为两个岩性段：下段（Qbd¹）分布于大交瑞及其以北—乌兰枣一带，面积约91km²；上段（Qbd²）分布于交瑞口子－考克交瑞－乌兰枣南部，面积约67km²。

（二）实测剖面

甘肃省肃北蒙古族自治县营毛沱地区大交瑞与交瑞口子大豁落山组实测地质剖面（图1-1-5，图1-1-6），现分别列述于下：

1.营毛沱地区沙井子南大交瑞一带大豁落山组下段（Qbd¹）实测地质剖面

图1-1-5 营毛沱地区大交瑞大豁落山组下段实测地质剖面图

大豁落山组下段（Qbd¹） 总厚度＞1153.00m

4.灰－褐深灰色结晶灰岩 ＞324.00m

3.灰褐－深灰色硅化白云石化灰岩 44.00m

2.黄褐－灰幅色中厚层状含燧石条带白云质灰岩742.00m

1.土黄色－浅灰褐色块状含石英大理岩 ＞61.00m

2.营毛沱地区交瑞口子大豁落山组上段（Qbd²）实测剖面

图1-1-6 营毛沱地区大交瑞大豁落山组上段实测地质剖面图

未见顶

大豁落山组上段（Qbd²） 总厚度＞1198.00m

11.灰－深灰色中厚层状粉晶灰岩，褶皱发育 ＞46.00m

10.灰－深灰色薄层状粉晶灰岩，单层厚5～10cm，小型紧密褶皱发育345.00m

9.浅灰色钙质泥岩 43.00m

8.灰－深灰色薄层状粉晶灰岩，劈理小型褶曲发育 59.00m

7.灰－深灰色中层状粉晶－微晶灰岩与薄层状细晶－粉晶灰岩不等厚互层，夹硅质灰岩透镜体或条带，中层状灰岩单层厚10～20cm，薄层灰岩单层厚1～5cm。岩层中小型褶皱极为发育 210.00m

6.灰－深灰色薄层状微晶灰岩与纹层状灰岩不等厚互层，夹硅质灰岩透镜体或条带。薄层灰岩单层厚3～8cm.纹层灰岩单层厚1～2cmm.岩层内小型褶皱极为发育 73.00m

5.灰－深灰色中薄层状粉晶－细晶灰岩。单层厚20～30cm，小型褶皱极为发育64.00m

4.灰-深灰色中厚层状粉晶－细晶灰岩。单层厚20～30cm，硅质岩类条带发育，单个条带宽5～10cm.个别达15cm以上60.00m

3.灰色条带状微晶灰岩与土黄色条纹状灰岩构成韵律沉积层。条带状灰岩单层厚1～2cm，条纹状灰岩单层厚1～3mm。在与第2层接触处见15～20cm宽.长约1.5m的锰矿透镜体顺层分布，并夹2m 宽的黑色硅质岩夹层77.00m

2.灰－深灰色中层状微晶－粉晶灰岩与纹层状微晶灰岩构成韵律沉积层。中层状灰岩单层厚20～30cm，纹层状灰岩单厚层 5～10cm 49.00m

1.灰－深灰色薄层状微晶－粉晶灰岩与纹层状微晶灰岩构成韵律沉积层夹条带状硅质灰岩。薄层状微晶粉晶灰岩构成韵律沉积层。薄层状微晶粉晶灰岩单层厚5～10cm，纹层状微晶灰岩，单层厚1～5cm，硅质灰岩单条带宽约0.5～1c，m小型褶皱构造发育 ＞172 00m

断层

呈推覆体置于震旦系洗肠井群、寒武系双鹰山组、西双鹰山组、奥陶系罗雅楚山组之上。

（三）岩石组合特征

1.大豁落山组下段（Qbd¹）

大豁落山组下段分布于沙井子幅中南部大红山锰矿以北大交瑞—乌兰枣一带，呈近东西向展布。岩石风化外貌多呈浅褐黄—浅土黄色，常构成险峻陡峭的山峦。主要岩性为浅灰色中厚层一块状白云质灰岩、含白云质灰岩、硅质灰岩及砾屑白云质灰岩，多处发育藻席构造及叠层石化石群体。岩层中硅质析集作用强烈，不规则的硅质团块及条带发育。硅质团块一般为15～20cm，大者可达50～60cm。硅质条带一般长0.5～1.5m，宽1～15cm。该段为滨海潮坪和潮下浅水内源碎屑岩相，沉积厚度大于1153m。

2.大豁落山组上段（Qbd²）

大豁落山组上段主要分布于沙井子幅南部大红山锰矿以南交瑞口子—考克交瑞—带.为呈近东西向展布的相对较高山脉。宏观色调为深灰色—灰黑色，主要由灰—深灰色中薄层状微晶灰岩与浅灰色纹层状微晶灰岩构成不等厚准韵律层。沉积厚度大于1198m。该沉积序列中夹有少量硅质岩和千枚岩薄层。中薄层微晶灰岩单层厚一般5～15cm，个别达30cm；纹层灰岩单层厚一般2～10cm，长约10～50cm 不等，岩石中方解石细网脉发育。

中薄层微晶灰岩及泥灰岩具有延伸平直的毫米级纹层以及准韵律层理等沉积构造和准韵律型非旋回性基本层序，表明大豁落山组上段沉积作用处于不活跃时期，处于一种低能、低速缓慢的饥饿沉积环境。这是由于沉积速度放慢，可见介质动能低，提供陆源碎屑的能力很弱。

另外，以Sr/Ba=4.3,Ca/Mg=38.7等元素比值分析，表明大豁落山组上段沉积时为水深、寒冷、古盐度相对较小、生物贫乏的外陆架以外缺氧还原环境下的一种低能、低速的非补偿的深水沉积环境。

（四）区域对比及时代讨论

甘肃地质勘察局1997年开展1:5万云母头幅区调时，曾于大豁落山组采集到叠层石化石。经南京古生物所曹瑞骥鉴定，有Gymnosolen sp.（裸枝叠层石，未定种）、Clavaphton sp.（棍棒叠层石，未定种）和Katavia sp.（卡塔夫叠层石）等种群；区域上，赵祥生等（1984）在《北山地区前寒武系》一文中，将大豁落山组叠层石划分为4个组合（V －Ⅷ），区内的叠层石仅相当于V、VI组合，即Conicodomenia-Jactuophyton-Conophyton-Clavaphyton组合、Jurusania-Boxonia-Gymnosolen-Curcamalites组合。

大豁落山组下段所含叠层石组合与冀西下花园一带下马岭组及景儿峪组叠层石组合基本相同，可以对比 1976年，普雷斯（W.V.Preiss）在总结世界叠层石资料时认为，Gymnosolen的同位素值约680～1000Ma,Boxonia的同位素年龄值约500～1000Ma，故将该组时代定为青白口纪较为适宜。

（五）地层含矿性

岩石地球化学测量显示，大豁落山组下段中Zn,Co元素相对富集，上段中Au,As,Hg,Pb,Co,Ni元素相对富集。目前，该组地层内未发现有矿化现象。

H. 地质构造

受测试手段的限制及后期构造变形的叠加和强烈改造，前寒武纪变形时代的确定有一定难度，在对变形构造特征论述中测试数据有限，有部分是合理的推断。

1.阿尔金地区变形特征

变形地质体包括长城系、蓟县系及青白口系，属阿尔金造山带结晶基底之上的盖层沉积，按照区域变质程度和变形特征（图3-4）可分为：高绿片岩相长城系变形区；低绿片岩相蓟县系-青白口系变形区。

长城系变形特征 长城系为一套高绿片岩相副变质岩系，其构造变形是以S₀为变形面的顺层掩卧褶皱，在弱变形域中有残留，顺层掩卧褶皱的轴面为S₁面理；露头尺度控制岩性成分层。S₂叠加在顺层流变掩卧褶皱层（层状无序）之上，为区域透入性片理，是长城系的主导面理，理顺、归并和改造了S₁面理，使绝大多数以S₀为变形面的顶厚流变褶皱、无根褶皱的轴面平行于S₂面理，即S₁平行S₂，S₁顶厚流变褶皱顶端常被顺层剪切带截切，并见同构造分泌脉的贯入。S₂片理产状南倾为主，倾角40°～82°。在其强变形带（区）中，早期面理被彻底置换，同构造变质矿物平行S₂片理定向排列。由S₂构成的韧性剪切带呈网结状将长城系变形体切割成不同构造岩片，在区域上呈北东向菱形块体被韧性剪切带包绕，剪切带内发育不同类型的糜棱岩、方解石、石英脉体，其旁侧构造指示为左行走滑。

图3-4 普尔错-胜利达坂昆仑-于田剖面

图例同图2-7

蓟县系-青白口系变形特征 其典型构造样式以填图尺度的等厚褶皱为特征，分布于阿中地块北部。以S₀为变形面，形成线状等厚的背、向斜构造，褶皱轴线总体走向北东东，与区域构造线基本一致，南部为对称宽缓褶皱、发育间隔状轴面劈理，北部背斜南翼缓（35°～55°）、北翼陡（60°～78°），向斜则相反，呈水平斜歪褶皱。靠近变形地层体底部，剪切滑脱带形成南倾北倒的倒转褶皱，直至轴面向南缓倾的同斜-平卧褶皱。上述褶皱翼部多发育露头尺度，伴生层间牵引褶皱，顺层剪切劈理。变形区南部，地层变形明显增强，变形层次趋深，一般在能干岩层（石英岩、大理岩、变粒岩、变基性火山岩）区，褶皱形态呈两翼长短不齐的不对称斜歪褶皱；能干岩层与软弱层相间地区，能干层发育成不对称非圆柱状褶皱和膝折状褶皱，软弱层顺层片理化，发育紧闭-同斜褶皱，并形成一些同构造分泌脉，呈黏滞型石香肠或残存的钩状褶皱存在于片理间。以软弱岩层为主区段，所夹的能干性岩层表现为横向置换，发育断续的、形态不对称的N型和S型褶皱。

2.昆仑山地区变形特征

变形地质体有白沙河岩群、小庙岩群、苦海岩群及万宝沟岩群，构造形迹表现为北西南东向或北西西-南东东向构造片麻理或片理、透入性的韧性剪切及相关的剪切褶皱（见图2-7）。

白沙河岩群晋宁期变形遗迹 叠加于白沙河岩群片麻理上的片理、韧性剪切带是该期变形的产物。韧性剪切带中糜棱面理发育，糜棱面理在不同区段产状略有变化，东部一般与构造片麻理平行，产状20°～60°∠60°～80°，面理上拉伸线理近水平，产状295°∠5°。宏观韧性剪切构造常见眼球状、透镜状、扁豆状的长石单晶和长英质集合体，被外围的构造面理包绕定向排列。不对称眼球体及S-C组构显示平面右旋韧性剪切。显微尺度的长石石英集合体显示σ型碎斑系、石英颗粒核幔结构、云母扭折弯曲发育。在中西部，糜棱面理主体产状4°～10°∠70°～85°，糜棱面理上的矿物拉伸线理295°∠35°。花岗质片麻岩中浅色长英质脉体发育塑形流变褶皱，变形过程中有钾质的带入，常形成钾长石眼球体，片柱状矿物多数平行流变面理排列，石英晶内塑性变形、核幔结构、拔丝结构常见，石英动态重结晶颗粒边界多呈锯齿状。不对称长英质眼球体、碎斑系及S-C构造岩，总体剪切流动方向为右行。1∶25万阿拉克湖幅对白沙河岩群拉忍沟北西西-南东东向韧性剪切带进行了锆石U-Pb年龄测试，其中两件构造片麻岩样品获得Pb-Pb年龄811～776 Ma，可大体代表该期变形的时间。

苦海岩群晋宁期变形特征 东昆仑南部苦海岩群该期变形是叠加在早期片麻理、片理和塑性流褶皱之上的区域性片麻理、水平分层韧性剪切带和伴生的顺层掩卧褶皱等。顺层面理置换和透入性韧性剪切带是主体构造样式。沿顺层韧性剪切带发育不同类型糜棱岩带。在以长英质为主体的高级变质岩区，发育花岗质、长英质片麻状糜棱岩、眼球状糜棱岩，眼球体的不对称形态组构显示总体为右旋平移韧性剪切，即平面上的右行走滑，剖面上的韧性逆冲。在大理岩层区，发育碳酸盐质糜棱岩，其定向流动构造平行片麻理，一些粗粒方解石、辉石、闪石等矿物构成残斑，并发育方解石的e双晶，沿片麻理面上发育矿物拉伸线理，显示片麻理既是变质作用产物，也是变形作用形成的面理，记录了顺层片麻理的差异剪切运动的方向和强烈程度。区域上苦海岩群构造面延伸方向为北西-南东向，构造面理倾向南西，倾角50°～70°。在哈拉郭勒，产出于苦海岩群中的变质侵入体（眼球状黑云二长花岗质片麻岩、含钾长石斑晶的片麻状石英二长闪长岩及片麻状似斑状二长花岗岩）片麻理产状为185°～225°∠60°～85°，较明显的截切了苦海岩群早期片麻理，说明苦海岩群有过两期变质变形。根据不对称眼球体的形态组构及眼球体的拖尾，判断东哈拉郭勒地区的苦海岩群有由南向北的韧性逆冲变形。苦海岩群深层次韧性剪切变形构造年代学研究，在可可晒尔沟一带的苦海岩群中发育北西-南东向韧性剪切系，在其中的含石榴黑云斜长片麻岩中获得颗粒锆石Pb-Pb年龄为706 ± 17 Ma，可能是晋宁期的构造热事件信息。苦海岩群中由深熔事件形成的眼球状钾长石集合体内所产岩浆锆石，获得SHRIMP U-Pb年龄1000 Ma和单颗粒锆石核部2400 Ma的年龄信息及422 Ma的边部新生环带年龄（1∶25万冬给措纳湖幅）。这些锆石Pb-Pb年龄，既反映了古元古代的成岩信息，也明确了存在深熔继承生长成因的环带。而1000～800 Ma的年龄信息，则可能反映四堡-晋宁期的构造热事件，也应是结晶基底的主（峰）期变形、变质时间，422 Ma的边部新生环带年龄是后期构造热事件的叠加。

昆仑中、新元古代变质侵入体变形特征 昆仑中新元古代变质侵入体主要在昆中和昆北发育，早期变形是侵入岩结构-构造的改变，由块状向片麻状过渡，显示为深层次塑性剪切流变，形成新生片麻理。第二期变形，为侵入体的构造平行化和中深层次的韧性剪切，老侵入体边界与副变质地层面理趋于平行，或形成似层状构造。东昆仑那陵格勒河古侵入体发育中深层次韧性剪切带，剪切带走向北西，由花岗质糜棱岩系列组成，构造岩有糜棱岩化条带状黑云斜长构造片麻岩、眼球状黑云斜长片麻岩、眼球状黑云钾长构造片麻岩、花岗质糜棱岩等，条带状构造、眼球状构造、糜棱状构造发育。构造面理走向北西西南东东，产状190°～210°∠50°～60°。结合糜棱面理产状和碎斑等运动学标志判断，该期韧性剪切带是由北向南的左旋逆冲。该剪切带被华力西早期岩体侵入，其变形特征有别于加里东期的韧性剪切带，结合区域古构造格局推断为晋宁期陆内俯冲-碰撞造山的变形。

此外，西昆仑长城-青白口系及古侵入体和东昆仑中、新元古代万宝沟岩群也遭受了晋宁期构造变形，共同特征是弱变形域残块中保留有片理和片麻理面和深层次塑性流变褶皱、同构造分泌脉的W→N→I型的露头尺度无根揉流褶皱。从弱变形域→强变形带，无根褶皱转折端形态，从W型→同斜紧闭N型→无根钩状逐渐消亡演变，反映剪切流变有递进变形和最终理顺平行化，逐渐被密集流劈理置换，形成从S-C型过渡为L-C型糜棱岩带的规律性。

I. 青白口系

青白口系（Qn）主要分布在盆地西北部的霍邱、北部的淮南-凤阳山区以及南部的金寨—霍山一带。

淮南-凤阳山区及霍邱的青白口系，最早命名为刘老碑系（谢家荣，1947）。1952年，李四光将其改称为杏山页岩，并在其下新建“伍山石英砂岩”。从此各家都沿用伍山组和刘老碑组。1978年，安徽省区调队将伍山组底部的铁质砂岩分出，另建曹店组。

盆地南部的金寨—霍山一带的浅变质岩系，最早命名为结晶片岩系（刘季辰和赵汝钧，1919）。张祖还（1957）首先创名为佛子岭片岩系。目前该地层仍存在争议，本书采用《安徽省区域地质志》（1987）的划分方案。

（一）淮南地区

霍邱及凤阳山区的青白口系称为八公山群（Qnbg）。此名源于徐嘉炜（1958）。自下而上划分为曹店组（安徽省区调队，1978）、伍山组和刘老碑组（谢家荣，1947）。

八公山群分布在霍邱及淮南-凤阳山区，主要由灰白、灰紫色巨厚石英砾岩及铁质石英砾岩、灰紫色薄层铁质含砾砂岩及粉砂岩组成，累积厚度1000余米（表2-1）。砾石分选性较差，磨圆较好，砾石粒径大小不一，1～3cm者居多，大者达30～50cm，成分以石英岩为主，其次为千枚岩、大理岩和片岩。属于山前坳陷类磨拉石沉积。

（二）大别山北缘地区

佛子岭群在安徽省霍山县佛子岭水库附近出露最好，是一套韵律层极为发育的板岩、千枚岩或变质砂岩。属于浅海槽盆相石英砂岩建造和复理石建造。其时代跨度较大，包括新元古界和下古生界，自下而上划分为祥云寨组、潘家岭组和诸佛庵组，总厚度接近76400m（表2-1）。

J. 区域地层对比

叠层石从约35亿年前至约6亿年前的组合特征变化直接或间接地，呈阶段性地反映了早期地球大气圈、岩石圈、水圈及生物圈的演化历程。许多实际材料表明，叠层石组合可以作为前寒武纪区域地层对比的重要标志。我国学者经长期积累和研究，已为此提供了中国元古代蓟县层型剖面及辽东辅助层型剖面叠层石组合系列（国家地质总局等，1979；曹瑞骥，赵文杰，1979；曹瑞骥等，1985），自下而上分别为：

蓟县层型剖面

长城系

组合Ⅰ：以Gruneria biwabikia、Gruneria sinensis、Xiayingella xiayingensis及Kussiella tuanshanziensis为代表；

组合Ⅱ：以Conophyton cylindricum及Conophyton garganicum为代表。

蓟县系

组合Ⅲ：以Conophyton shanpolingensis、Conophyton lituum、Conophyton concellosum、Pseudogymnosolen mopanyuensis、Pseudogymnosolen epyiphytum及Scyphus parvus为代表；

组合Ⅳ：以Chihsienella chihsienensis、Baicalia calica及Anabaria chihsienensis为代表。

辽东辅助层型剖面

青白口系

组合Ⅴ：以 Katavia dalijiaensis、Linella jinxianensis、Gymnosolen furcatus、Gymnosolen levis、Jurusania cylindrica、Conophyton ocularoides、Baicalia rara、Tungussia nodosa及Minjaria nimbifera为代表。

作为对比，徐淮地区叠层石组合的代表类型包括：

Katavia dalijiaensis、Jurusania cylindrical、Inzeriaanhuiensis、Baicalia calica，Boxonia jinshanzhaiensis及Gymnosolen ramsayi。

其亚组合Ⅰ从大量Baicalia与Jurusania及Inzernia等群共生的特点看，在层位顺序的对比上大致介于华北蓟县地区叠层石组合Ⅳ（以Chihsienella、Baicalia及Anabaria为代表）和辽南地区叠层石组合V（以Kataria、Linella、Gymnosolen、Jurusania、Conophyton、Tungussia及Minjaria为代表）之间（曹瑞骥等，1985）；与俄罗斯Учуро—Майск地区上里菲系Лахандчнская组Игниканская亚组的叠层石面貌（除出现Baicalia群的若干形外，还有Inzeria及Gymnosolen等群）（曹瑞骥等，1985）近似。

亚组合Ⅱ在地理分布上较广，不仅见于辽东地区辽南群，而且其部分群形也见于胶东地区蓬莱群及朝鲜中北部祠堂隅群（曹瑞骥等，1985）。

亚组合Ⅲ则仅见于本区宿州一带很局限的范围内，基本上代表我国华北新元古代叠层石最晚期的面貌（表6）。

表6 华北元古代叠层石组合的区域对比

续表

此外，相似于本区亚组合Ⅱ、Ⅲ的叠层石也见于澳大利亚中北部Amadeus盆地新元古代Pioneer上冰碛层之下的Bitter Spring组Loves Creek段碳酸盐岩中（主要分子包括Acaciella、Inzeria、Boxonia、Linella、Jurusania、Minjaria及Tungussia等）。而Pioneer上冰碛层之上的Pertatataka组白云岩则在沉积特征及所含微生物化石方面与华南震旦系灯影组甚相似（曹瑞骥等，1985）。由此推测，Amadeus盆地的Pioneer上冰碛层与华南的南沱冰碛层沉积时间差不多，而本区叠层石的层位则可能应在华南震旦系南沱冰碛层之下。