地质背景怎么研究

A. 　地质背景综述

对研究区地质背景的了解，尤其是大地构造属性与地层区划及地层系统、岩相古地理轮廓的总体分析与把握，是开展层序地层学研究的必要前提。

一、地层区划特征

研究区位于湖南、湖北交界地带，属于上扬子地台东南缘，具有较典型的被动大陆边缘特征（王鸿祯，1978,1981,1982；赖才根等，1980,1982；王鸿祯主编，1985；王鸿祯等，1986,1990；周明魁等，1992；刘宝瑁等，1993）（见图1）。根据沉积类型、生物面貌、沉积厚度及层序结构以及顶底界特征等原则（王鸿祯，1978），自北向南，研究区可分属以下三个地层区类型（湖南区调队，1986；曾庆銮等，1987）。其总体特征如下：

（1）大致沿桃源热市—慈利龙潭河—吉首一线以北（北西），岩性及岩相与峡东宜昌一带类似。其奥陶系下部为较纯的碳酸盐岩，夹少量泥页岩；其上部则为泥质较多的碳酸盐岩，并有碳硅质笔石页岩等，最顶部为观音桥层。靠近慈利一带，奥陶系顶部—志留系底部则多有不同程度的缺失。生物群以三叶虫、头足、腕足等为主，间有笔石等。总体厚度300～400m。属于一种基底较稳定的台地相区沉积环境，即扬子区。

（2）以桃源九溪—黄石和慈利陈家河一带为代表，基本上沿武陵山南坡呈北东—南西向延伸。该区奥陶系沉积厚度较大（700～1000m）。其下部地层，自两河口期至牯牛潭期，以含泥的碳酸盐岩为主，夹多层碳酸盐角砾岩等碎屑流沉积，向上逐渐过渡为泥质—粉砂质沉积。奥陶系上部，自庙坡期至五峰期，该区则与扬子区相似，为含泥的碳酸盐岩与碳硅质笔石页岩，顶部出现观音桥层。生物群以扬子型为主，夹有江南型，反映了一种沉积基底较活动、沉降较大的台地边缘斜坡沉积环境，属于通常所说的扬子区和江南区之间的过渡区（武陵山小区）。

（3）以桃江响涛园—安化毛铺子一带为代表，奥陶系为一套厚度不大（300m±）的硅泥质、碳泥质、粉砂质板状页岩，中上部夹含锰碳酸盐岩及近源型浊积砂砾岩。其顶底分别与寒武系、志留系呈连续沉积，生物群以笔石为主体。与前两区相比，总体上显示出远离碳酸盐台地、相对饥饿的深斜坡－盆地沉积背景。该区即属于扬子区与华南区之间的过渡区，习称江南区（雪峰分区）。

二、地层划分与对比

上扬子地台东南缘的峡东—湘西北地区，是我国华南地区奥陶系经典研究区之一。地层研究工作最早可以追溯到20世纪初20、30年代。李四光（1924）、田奇镌等（1933）、王钰（1938）以及孙云铸（1941）等地学前辈，曾在该区内做过许多开创性研究。新中国成立以来，更有许多学者在此进行了多方面、多层次的工作，如杨敬之、穆恩之（1954）、张文堂（1957,1962,1982）、金玉琴等（1959,1964）、刘义仁、傅汉英（1984,1989）、安太庠等（1980,1987）、汪啸风等（1980,1983,1987），等等。另外，湖北省和湖南省地矿局所属单位等，则对该区进行了地质填图及专题研究，如湖北省地矿局三峡地层研究组、原地质矿产部宜昌地质矿产所、湖北及湖南区调队等。数十年的积累，已使该区的生物地层学及相关研究达到较高的水平。宜昌黄花场剖面等已成为我国奥陶系指定层型剖面（赖才根等，1982；汪啸风等，1987）。

本文基本沿用该区现有的地层系统（表1-1）。奥陶系的年代地层特别是阶根据赖才根等（1982）以及汪啸风和陈旭等（1996）的划分综合而成。笔石带、牙形石带则分别参照安太庠（1987）、倪世钊等（1987）、陈旭等（1993）、汪啸风和陈旭等（1996）、张建华（1996）等人的资料综合。寒武—奥陶系暂以Cordylos lindstromi带的底界为界，奥陶—志留系暂以Glyptograptus persculptus带底界为界（汪啸风等，1987,1992）。系、阶界线年龄分别采用Harland等（1989）以及王鸿祯、李光岑（1990）和王鸿祯（1996）的数据。岩石地层划分基本根据曾庆銮等（1987）、湖南区调队（1986）及汪啸风和陈旭等（1996），但此次在湘西北划分出了大田坝组、舍人湾组等，并对桃花石组等岩石地层单位的界线，从层序地层学的角度进行了重新厘定（参见第八章）。

表1-2研究区奥陶纪古斜坡坡度及碎屑流静力学强度表

注：HJ即九溪剖面，HH为桃源黄石镇剖面，HC为慈利陈家河剖面。O₁p即盘家嘴组，O₁m即马刀育组这三条剖面均属于武陵山小区。HX则为桃江响涛园（南石冲）剖面，O₂n即南石冲组，属于湘中区。

从上表中可以看出：

（1）研究区奥陶纪古斜坡坡度为0.12°～1.40°。它们包含在现代所观测的可发生碎屑流的斜坡角范围中（0.1°～6.5°）（Embley,1976;Jacobi,1976），与李杰测算的川陕及湘黔交境晚寒武世发生碎屑流沉积的古斜坡坡角（0.28°～2.49°；1.07°～2.35°）相比较，总体上也是一致的。

（2）研究区内碎屑流静力学强度值的范围在10²～10⁴Pa之间。这与A.M.Johnson（1970）关于现代地表泥石流的强度（10²～10⁴Pa）及刘宝珺（1990）关于湘黔地区寒武纪碎屑流静力学强度（10²～10⁴Pa）李杰关于川陕、湘黔交境地区晚寒武世碎屑流静力学强度（10³～10⁴Pa）是基本吻合的。

（3）如果测量值没有大的偏差的话（不排除因露头面积所限、所能见到的最大等轴粒砾石的直径有可能会偏小等），那么，奥陶纪早期湘北九溪一带的古斜坡坡度角，看起来总体上要比晚期湘中响涛园一带的大一些。同时，根据当前的坡度测算值，并参考台地边缘湘北热市—茅草铺一带当时的古水深（潮间带附近）等，可以估算出湘北九溪一带和湘中响涛园一带古斜坡在理想状态下的“古水深”。其中，前者大多为100～200m，后者则为350～700m左右。这也从另一个角度说明了问题：前者属于碳酸盐台地前缘斜坡，后者则可能已属外陆棚缓坡地带或盆地相区（王鸿祯，1985；湖南区调队，1986；周名魁等，1993；刘宝珺等，1993）。前者大体上或可与现代热带－亚热带海洋的大堡礁及巴哈马台地边缘等相比照，后者则大致可与我国东海及黄海陆架外部等相对应。同时，这也表明，此前有关九溪一带“下奥陶统存在着等深流沉积”的认识（高振中等，1995）是令人怀疑的，至少是值得商榷的。

由此可见，上扬子地台东南缘湘西北—湘中一带的沉积基底，自北西向南东，大致上从坡度稍陡的碳酸盐台地前缘斜坡，逐渐转换为坡度较缓的外陆棚缓坡或盆地相区，基本上继承了震旦、寒武纪以来的面貌（刘宝珺，1991；刘宝珺等，1993）。而由于红花园期之后碳酸盐岩台地的被淹没（刘宝珺等，1993）和沉积充填，坡度稍陡的碳酸盐台地前缘斜坡，已随之转化为坡度较缓的陆棚缓坡的一部分。即自大湾期开始，研究区的沉积基底环境又有了一些改观。

Von Bubnoff（1954）最早运用了时间－沉积厚度曲线，即平均沉降速率来表达沉积盆地沉降史。尽管它比现在的“反剥法”所达到的精度稍低，数值稍小，但最终所获得的趋势与后者是基本一致的（刘宝珺等，1993）。因此，在缺乏孔隙度及压实比等参数的情形下，人们仍可以直接用现在的实测地层厚度，参照一些界线年龄来求得这一数值。下图即为作者根据研究区的4条奥陶系基干剖面的实测数据，参照现有的奥陶系各阶年龄（表11），做成的研究区奥陶纪基底沉降曲线（图1-1）。

图1-1研究区奥陶纪基底沉降曲线对比图

Ⅰ—桃江响涛园；Ⅱ—宜昌黄花场；Ⅱ—桃源热市－茅草铺；Ⅳ—桃源九溪

从图中可以看到以下特点：

1.各区基底沉降速率的差异

总体上沉降最大、最快的地区是九溪剖面所代表的武陵山小区，即台缘斜坡区。其次是热市—茅草铺剖面所在的八面山小区，它属于台地相区，但非常接近台地前缘斜坡，大致相当于枢纽带（hinge）附近。再次则是黄花场剖面所在的峡东区，属台地内部相区。沉降最小、最慢的地区是响涛园剖面所在的湘中区，属外陆棚斜坡－盆地相区。这说明相区的形成及地层区的划分，实际上首先是由沉积基底的稳定程度所决定的。

2.各地区普遍存在这样几个基底沉降演化阶段

（1）两河口—红花园期：属于强沉降阶段。沉降速率范围为4～25m/Ma，顺序为九溪＞热市＞黄花场＞响涛园。反映研究区所在的上扬子地台及其边缘，总体可能处于一种热沉降拉伸或裂谷状态（Miall,1990;Einsele,1992；刘宝珺等，1993），并有可能最终导致了整个地台区和碳酸岩台地的被淹没（刘宝珺等，1993）。这一时期不仅在斜坡（湘西北九溪一带）及盆地相区（如湘中新化等地）均出现了较典型的类复理石式浊积岩（湖南区调队，1986），而且在台地内部相区的峡东一带，也出现了碳酸盐角砾岩等重力流堆积（雷卞军等，1996），可能就是这种应力背景状态的一个突出表现。

（2）大湾—牯牛潭期：属于弱沉降阶段，沉降速率范围降低为1.9～7.3m/Ma，总体上远远小于前一阶段的幅度，但顺序有所变化，为九溪＞响涛园＞黄花场＞热市。其中前两者的速率十分接近，不过，响涛园的沉降幅度却超过了前期。而后两者的幅度比前期减少了许多。反映出上扬子地台及其边缘的热沉降拉伸或裂谷状态，比前期减弱了许多，并可能有某种调整。因而在其末期导致了上扬子地台及其边缘整体露出海平面，并遭受到不同程度的剥蚀（汪啸风等，1996）。

（3）庙坡—临湘期：属于极弱沉降阶段。沉降速率均变得非常低，为0.7～1.2m/Ma，四个地区很相似，仅九溪剖面稍稍小些。反映出研究区总体上可能处于构造沉降甚小、整体较为稳定的均衡状态，并很可能在早期出现了较快、较大幅度的海平面上升，造成了缺氧事件，从而使其代表性产物－黑色笔石页岩，几乎遍布原来各个相区（湖南区调队，1986；曾庆銮等，1987）。后期虽有改观，但总体仍远离物源区——不管是碎屑岩滨岸，还是碳酸盐台地，属于一种相对稳定、还原的沉积环境，因而有利于较为均一、厚度不大的瘤状泥灰岩、具收缩纹泥灰岩的形成（陈旭等，1986）。并在末期有可能逐渐暴露或接近暴露，因而一些地点出现了白云岩等（刘永耀等，1984）。

（4）五峰期：总体属于弱沉降阶段，但各地差异较大。沉降速率范围可从2m/Ma增至12m/Ma。其中，热市一带因后期剥蚀缺失而难以估算，余者的顺序为九溪＞响涛园＞黄花场。反映该区可能又出现了新的热沉降拉伸，如湘中桃江—安化一带发育了近源浊积岩（徐熊飞，1980）。末期则因出现了挤压状态（刘宝珺等，1993），造成了以热市一带为代表的湘鄂黔交界地区局部隆升成陆，并遭受剥蚀（穆恩之，1954；湖南区调队，1986）。

B. 研究区地质背景

一、辽河坳陷冷东油田冷91和冷43－54－556井

我们重点解剖的3口井油藏剖面中的两口来自辽河坳陷西部凹陷东侧(图7－1)。西部凹陷位于西部隆起和中央隆起之间，呈北东－南西走向，其东界是一个铲状的张性断层，断面上陡下缓;其西侧为宽缓斜坡;半地堑构造形态在渐新世形成。冷东油田东邻中央隆起，西接陈家凹陷。根据前人研究(Lu等，1990;Koopmans等，1999，2002;Huang等，2002，2003，2004)，冷东油田的地层主要包括沙河街组和东营组，形成下细上粗、西细东粗的岩性组合，主力生油岩分布在陈家凹陷的沙三段和沙四段湖相泥页岩地层，储层主要是沙三段和沙一段砂岩地层。冷东油田西侧局部地区沙三段也有湖底浊积砂岩形成储层。

图7－1 冷东油田构造位置图(上)和构造横剖面图(下)

我们分别选取了沙三段和沙一段油层剖面开展系统研究。沙三段油层剖面取自冷91井浊积砂岩储层，现今埋深为1693～1821.5m，地温60～70℃，原油降解级别相当于Peters和Moldowan(1993)的1～4/5级。而沙一段剖面取自冷43－54－556井砾岩和粗砂岩系统岩心样品，现今埋深为1373.32～1427.53m，地温50～55℃，原油降解级别相当于Peters和Moldowan(1993)的5～9级。由于接近物源，分选差，储层物性具有明显的非均质性，孔隙度一般在5%～40%，渗透率一般在1～5000mD。两储层均为正常压力系统。

二、西加盆地Athabasca油砂矿13－26－084－11W4井油藏剖面

图7－2 西加拿大盆地Athabasca油砂矿13－26－084－11W4井地质剖面图右侧为地化分析样品位置及编号;标*的样品为酸性组分分析重点样品

我们重点解剖的西加盆地阿尔伯塔油砂矿油藏剖面取自Athabasca南部13－26－084－11W4井，位于浅层原地热采方法试验区。如第六章所述，艾伯塔油砂的储层是下白垩统McMurray组，沉积环境下部为陆相，中部为港湾，上部为海相，储层物性显示出很强的非均质性(图7－2)。由于储层没有经历过深埋，最大埋藏温度不超过30℃，成岩程度极差，储层物性主要反映沉积物的沉积历史;而储层沥青则遭受了严重的微生物降解，原油物性明显受储层温度、注入时间、混合、油水界面存在与否及规模、地层水矿化度及养分供给程度等控制(Wilhelms等，2001;Larter等，2003;Head等，2003)。区域地质研究结果(Ranger和Rottenfusser，2005)表明，本区油砂储层存在区域性底水，从而造成大面积原油生物降解，原油酸值增加，并在盖层条件较好的地方形成甲烷气顶。储层沥青黏度为200000～6000000cP，原油降解级别相当于Peters和Moldowan(1993)的5～9级。这次分析的样品位置详见图7－2。

C. 研究剖面与地质背景

本次研究主要选取了青藏高原黄河源地区的P₁、P₂、P₃、P₆共4条剖面。P₁剖面位于玛回多县城南野牛沟附近答，为一套砂砾石层、粗砂层，ESR测年为76.4万～113.4万年，为下更新统野牛沟组剖面。P₂剖面位于玛多县城南大野马岭附近，地貌上为湖相地层阶地，主要为褐色细砂、粉砂层，ESR测年为12.6万～1.21万年，为上更新统大野马岭组剖面。P₃剖面位于玛多县黑河乡东，ESR测年为1.1万～0.80万年，为全新统黑河乡组剖面。P₆剖面位于鄂陵湖北哈拉滩，ESR测年为184万～223.9万年，为下更新统沉积物。

D. 成矿地质背景研究成果报告提纲

成果报告总结论述区域地质构造特征和演化规律,主要内容如下。

××省(市、专自治区)成矿地质背属景研究成果报告

第一章 前言

第一节 目的任务

第二节 以往研究程度

第三节 研究思路与技术路线

第四节 提交成果

第二章 沉积作用特征

第一节 地层分区

第二节 沉积建造

第三节 盆地类型

第四节 构造古地理

第五节 第四纪地貌

第六节 沉积作用演化与成矿

第三章 火山作用特征

第一节 火山地层分区

第二节 火山建造

第三节 火山岩相与火山构造

第四节 火山作用演化与成矿

第四章 侵入岩浆作用特征

第一节 侵入岩分布

第二节 岩浆建造

第三节 侵入岩浆构造

第四节 侵入岩浆作用演化与成矿

第五章 变质作用特征

第一节 变质岩分布

第二节 变质建造

第三节 变质变形构造

第四节 变质作用演化与成矿

第六章 大型变形构造特征

第一节 大型变形构造类型与分布

第二节 大型变形构造组成与结构

第三节 大型变形构造演化与成矿

第七章 地质构造形成与演化

第一节 大地构造分区

第二节 构造单元与大地构造相特征

第三节 大地构造演化与成矿

第八章 结语

第一节 主要结论和认识

第二节 主要创新点

第三节 其他需要说明的问题

E. 开展成矿地质背景研究

系统研究区域成矿的建造和构造要素,说明成矿地质构造的空间组合、历史、版演化、物质成权分及其相互关系,总结成矿地质构造形成演化规律。

1.沉积岩区研究

研究沉积建造/沉积作用(一级预测要素4)及构造岩相古地理(一级预测要素5)特征。

研究第四纪河湖(一级预测要素24)及第四纪沉积类型与地貌(一级预测要素25)特征。

2.火山岩区研究

研究火山建造/火山作用(一级预测要素6)及火山岩性岩相构造/火山构造(一级预测要素7)特征。

3.侵入岩区研究

研究岩浆建造/岩浆作用(一级预测要素8)及侵入岩浆构造(一级预测要素9)特征。

4.变质岩区研究

研究变质建造/变质作用(一级预测要素10)及变质变形构造(一级预测要素11)特征。

5.大型变形构造研究

研究大型变形构造(一级预测要素12)特征。

6.综合地质构造研究

综合分析沉积、岩浆、变质、变形等建造与构造特征,确定大地构造位置(一级预测要素2)和大地构造演化阶段(一级预测要素3)。

F. 研究“历史上的地震”的课题研究背景怎么写

杭州历史上虽未发生过像汶川、唐山、海城这样的大地震，但中小规模的地震也发生过多次。据杭州史书记载，从公元108年到1970年，杭州地区曾发生4到5级的地震9次，3级到4级的地震65次，小于3级的地震12次；杭州地区自1971年有仪器精确测算后也发生3级以上地震14次；此外，杭州地区受到邻近地区地震波及的有30多次。
就全球而论，地震带基本上有3条，中国东南沿海地区、台湾岛这些多地震地区均属环太平洋地震带范围内，这是因为它们处于太平洋板块与亚洲板块相互撞冲的交界处。杭州虽不在这两大板块交界的中心区，但杭州处在亚洲大陆板块的外侧。据《杭州科技志》介绍，昌化——杭州湾断裂带、萧山——球川断裂带、黄湖——三门湾断裂带的叠加部，存在着发生中强地震的地质构造背景，嘉兴到杭州一带是地质学界确认的浙江省3个5级地震潜在震源区之一，杭州湾地震区块的南部边界就在杭州——三门湾一线，它的地震活动较为频繁。
杭州史书上最早有记载的地震为吴越国宝正四年（929），那年杭州发生了5级地震，“居人庐舍倾圯甚多”，也就是杭州有许多房屋被震塌，这也是有记载以来杭州最高等级的地震。1935年美国地质学家里克特按地震强度的标准划分，把地震释放出来的能量由小到大分成9级，每一级的能量是低一级的30倍。它们可以分为：微震、弱震和强震三类。微震是人们不易感觉出来的；弱震可以使窗户、地板、器皿发生抖动、吊灯晃动、危房倒掉；强震可以使屋倒房塌、山体崩裂，产生滑坡和泥石流，人畜伤亡大。看来一千多年前的杭州这次地震能使房屋倒塌，已构成危害，属于弱震与强震之间。
杭州历史上的地震大多发生在晚间。据史书记载，吴越国建隆三年（962）10月16日晚发生地震、晴夜响起炸雷；南宋绍熙四年（1193）1月12日夜发生地震；南宋嘉定十四年（1221）正月发生夜中地震；南宋嘉定元年（1228）9月2日正是二鼓（半夜时分），杭州自东北方向传来阵阵闷雷，紧接着发生地震，到了四鼓，再次发生地震。是年10月10日、12日，夜又震，这一年共地震3次；南宋淳祐二年（1242）正月29日夜，正是零时时分，地震动、屋瓦皆摇，床榻随地上下起伏如坐舟船。是年12月3日，正后半夜时又地震；明嘉靖五年2月26日（1526），杭州梅城夜地震；明嘉靖二十六年（1547）7月，半夜富阳发生地震；明万历七年（1579）3月1日半夜余杭发生地震；清顺治十一年（1654）5月20日快天亮时，昌化半夜地震，居民惶惶不安；清咸丰二年（1852）5月19日，临安寿昌午夜地震，睡在床上的人被翻落在地，厨中碗盘抛洒在地；1924年8月3日凌晨2时杭州地震，居民墙壁纷纷裂开。
以上地震记载，都发生在夜晚，这符合地质界“地震易在夜间”的说法。我国1985年共发生25次5级以上的地震，竞有20次发生在日落后的19点到次日早晨6时之间，世界上最大的几次地震也都发生在夜间。究其原因，地震学家认为这是一个科学之秘，尚在积极探索研究之中。有科学家说这是太阳和月球的引力作用结果。如果地球内部在孕育地震的过程中，当地下岩石受力的作用接近破裂时，这时又正好受到日、月的双重引力作用，这样蓄势已久的地震能量就会一下子迸发出来，在这里，太阳和月球的引力就起到了导火索的作用，而月球离地球近，故引力也大。

G. 不同地质背景上发育的节理研究

节理构造是区域构造运动的产物，它与构造运动中形成的褶皱、断层以及其他地质构造在几何学特征、形成作用、发展演化上都具有密切的关系。探讨和查明这些关系不仅对研究节理，而且对研究区域构造都具有重要意义。

8.3.3.1 与褶皱有关的节理

与褶皱有关的节理很大程度上取决于褶皱的形成方式和发展过程，例如，纵弯褶皱上发育的节理与横弯褶皱上发育的节理就明显不同。在纵弯褶皱的不同发育阶段和不同构造部位发育的节理也有所不同。

（1）岩层褶皱前形成的节理

沉积岩层在发生褶皱之前，处于原始水平状态，受侧向水平挤压应力，在平面上会先形成一对“X”型共轭剪切节理（图8.30），这对共轭剪节理面垂直或近于垂直岩层层面，两组剪节理的交线垂直或近于垂直岩层层面（图8.31），所以被称为早期平面“X”型共轭剪节理。

图8.30 褶皱前平面共轭节理示意图

图8.31 褶皱前平面共轭节理

（2）岩层褶皱时形成的节理

在平面“X”型剪节理形成之后，岩层继续受侧向水平挤压，逐渐弯曲褶皱，并在褶皱岩层上形成一系列节理。在岩层弯曲褶皱的不同阶段，在褶皱的不同部位形成不同方向、不同形态、不同规模和不同力学性质的节理。这些节理是引起褶皱的区域性应力和褶皱形成过程中派生的局部应力作用的结果。

纵弯褶皱岩层中可能发育的节理主要有：

A.与纵弯褶皱有关的张节理

这种类型的节理有两组，一组纵张节理，一组横张节理。

（a）纵张节理：①主要发育于背斜转折端上，受岩层弯曲而派生的局部拉伸应力场控制形成。②在背斜横截面上排列成扇状，单个节理为尖端向下的楔形，随着背斜的不断隆起，纵张节理也不断从外侧向内核发展（图8.32）。

（b）横张节理：①纵弯褶皱上的横张节理多发育于褶皱的转折端或核部，垂直褶皱的枢纽延伸（图8.33）。②横张节理是受区域构造应力场控制，是造成褶皱形成的区域水平挤压应力的作用而形成的。

图8.32 褶皱形成的纵张节理示意图

图8.33 褶皱形成的横张节理示意图

B.与纵弯褶皱有关的剪节理

这种类型的节理是一对（平面）斜向共轭剪节理：①这对斜向共轭剪节理的走向与褶皱的轴向斜交，剪节理面倾角陡峻，直立或近于直立。②这对（平面）斜向共轭剪节理是受区域构造应力场控制，是受到褶皱形成的区域水平挤压应力的作用而形成的。

C.两翼岩层层间滑动派生引起的层间剪节理

岩层在纵弯褶皱过程中，层间弯滑作用导致层间滑动，派生出剪切力，并由剪切力作用产生层间剪节理两组，其中一组平行或近于平行岩层层面，另一组则垂直或近于垂直岩层层面（图8.34）。

D.剖面“X”型共轭剪节理

纵弯褶皱的岩层在弯曲褶皱的过程中，在褶皱的横截面上会产生一对“X”型共轭剪节理。这两组剪节理的倾向相反，走向在平面上相互平行，且平行褶皱的轴迹（图8.35）。这对剖面共轭剪节理是受区域构造应力场控制，是受到褶皱形成的区域水平挤压应力的作用而形成的。

图8.34 褶皱层间滑动形成的剪节理示意图

图8.35 褶皱形成的剖面共轭剪节理示意图

此外，由于背斜的隆起和向斜的凹下，在背斜的核部和向斜的核部会派生出局部构造应力场。其中在背斜的核部派生出与褶皱轴迹垂直的张应力，在此张应力作用下，背斜核部会产生一对产状陡峻的斜向共轭“X”剪节理。由于向斜的凹下，在向斜的核部会派生出与褶皱轴迹垂直的压应力局部构造应力场，在此压应力的作用下，向斜核部会产生一对产状陡峻的斜向共轭“X”剪节理（图8.36）。

图8.36 褶皱核部派生应力形成的节理示意图

8.3.3.2 与断层有关的节理

在断层作用中，由于断层两盘相对位移滑动而派生剪切应力作用，这种派生的局部应力场会在断层的旁侧产生一些与断层具有一定几何关系的节理构造。

（1）羽状张节理

（a）这种张节理呈羽状斜列，位于断层的旁侧而不穿切断层（图8.37）。

（b）羽状张节理一般是在断层两盘产生相对位移活动时所派生的局部应力活动的产物。

（c）羽状张节理常常与断层成锐角相交，与断层相交的锐夹角方向指示断层本盘位移方向。由此，断层派生的羽状张节理可以用来判断断层的滑动方向。

（2）伴生剪节理

在形成断层的统一构造应力场下，可以形成两组剪节理，一组与断层面平行或近于平行，另一组与断层面斜交，在剖面上构成“X”型共轭剪节理。在平面上两组剪节理的走向均相互平行，且平行断层的走向（图8.38）。

图8.37 断层滑动形成的羽状张节理示意图

图8.38 断层形成时的伴生共轭剪节理

（a）正断层的伴生节理：在形成正断层的统一构造应力场下，可以形成两组剪节理，一组与断层面平行或近于平行，另一组与断层面斜交，在剖面上构成“X”型共轭剪节理。在平面上两组剪节理的走向均相互平行，且平行断层的走向。

（b）逆断层的伴生节理：在形成逆断层的统一构造应力场下，可以形成两组剪节理，一组与断层面平行或近于平行，另一组与断层面斜交，在剖面上构成“X”型共轭剪节理。在平面上两组剪节理的走向均相互平行，且平行断层的走向。

（c）平移断层的伴生节理：在形成平移断层的统一构造应力场下，可以形成两组剪节理，一组与断层面平行或近于平行，另一组与断层面斜交。在平面上它们构成“X”型共轭剪节理，而在剖面上两组剪节理直立或倾向陡峻且平行或近于相互平行。

（3）派生剪节理

断层两盘相对运动引起的派生构造应力场，也可在断层旁侧形成两组剪节理，其中一组剪节理与断层面呈小角度相交；另一组剪节理与断层面呈大角度相交。与断层呈大角度相交的一组剪节理一般不太发育，也不太稳定。另一组与断层面呈小角度相交的剪节理，其交角一般不超过15°。这两组剪节理与断层面相交锐夹角方向指示断层本盘运动方向。

H. 编制成矿地质背景研究专题图件

在成矿地质背景综合研究基础上,编制相关专题图件,表达各项综合研究与专题研究成果。

1.开展区域成矿地质构造研究,分幅编制1:25万实际材料图、1:25万建造构造图及省级1:50万大地构造相图

1)按国际标准分幅,编制1:25万成矿地质背景研究工作实际材料图。

2)按国际标准分幅,编制1:25万建造构造图。

3)按省级范围,编制省级1:50万大地构造相图。

2.开展预测工作区成矿地质作用研究,编制预测工作区地质构造专题底图

在上述研究与编图基础上,按具体矿种(组)的矿产预测类型与矿产预测方法类型,开展预测工作区成矿地质作用研究,编制预测工作区地质构造专题底图。具体矿产预测类型的预测工作区地质构造专题底图编图类型如下。

1)沉积型,编制岩相古地理图、沉积建造构造图,第四纪沉积型编制地貌与第四纪地质图。

2)火山型,编制火山岩性岩相构造图。对于海相火山岩也可编制沉积建造构造图,但应研究和表达成矿有关的岩相、火山构造等内容。

3)侵入岩体型,编制侵入岩浆构造图。

4)变质型,编制变质建造构造图。

5)层控内生型,编制建造构造图,突出表达成矿建造与构造内容。

6)复合内生型,编制建造构造图,突出表达成矿建造与构造内容。

上述预测工作区地质构造专题底图工作比例尺要求≥1:25万。

I. 特色农产品立地地质背景研究

特色农产品立地地质背景研究属专题研究项目，主要通过对浙江省部分特色农产内品立地地质背景的研究，查明各容主要名特优农产品的适宜性和限制性条件，建立名特优农产品生产的生态地质环境模式，揭示名特优农产品分布的地域性规律，为因地制宜发展名特优农产品提供科学依据。以全省主要茶区和重点产茶县（市）、安吉 临安竹笋、胡柚、四季柚、文旦、柑橘、香榧、银杏等特色农产品的主产区为重点研究区，开展调查研究。该项目提交了如下数据内容。

1）特色农产品立地背景图。

2）特色农产品区划建议图（包括茶叶、竹笋、胡柚、四季柚、文旦、柑橘、香榧、银杏等）。

3）文档多媒体资料。

J. 研究区地质背景及地质生态环境分区

（一）地质概况

河北南部地区位于华北地台中部，临漳县城以东属于华北地堑，以西为太行山断裂带（图4-2）。太行山断裂带呈北北东走向，在地质历史中曾多次活动，形成由西向东的阶梯状降低的太行山系。在西部高山区除涉县境内漳河流域出露震旦系石英岩状砂岩夹页岩和太古界片麻岩地层外，主要是寒武-奥陶系灰岩、白云岩、页岩和砂岩地层，东部低山丘陵区出露太古宇赞皇群、震旦系、寒武系、奥陶系、石炭系、二叠系砂岩、页岩、煤系地层和第三系红层夹砾岩。山前平原和山间盆地为第四系洪积层。华北地堑为裂陷区，被第四系冲积层和黄土覆盖。

图4-2研究区地质及地质生态环境分布图

1—第四系黄土、砂土夹砾石；2—上第三系三趾马红土夹砾岩；3—二叠系砂岩、砂质页岩夹灰岩；4—奥陶系-寒武系灰岩、白云岩及泥灰岩；5—震旦系石英岩状砂岩夹页岩；6—太古宇黑云斜长片麻岩；7—闪长岩；8—断层；9—地堑界线；10—分区界线；A—漳河地质生态环境区；B—山区地质生态环境区；C滏阳河地质生态环境区；D—平原地质生态环境区

本区出露的中—碱性岩浆产物，属于闪长岩类，有含斑闪长岩、石英闪长玢岩、闪长玢岩和正常闪长岩。其同位素年龄为170～87Ma，为早侏罗世至晚侏罗世的岩浆活动产物，属燕山期。从整体来看，岩体延长方向多为南北—北北东向，受南北构造体系和新华夏构造体系的主压结构面所控制。只有三条辉绿岩脉出露于涉县东部寒武、奥陶系地层，是燕山早期的产物。

以图幅中部贯穿南北的安阳—邯郸断裂为界，西部为太行隆起，东部为华北拗陷的一部分。本区构造主要发生于燕山时期，喜马拉雅运动时期这些构造又继续发展，造成本区构造面貌。

本区处于两个一级构造单元连接处，经受南北构造和新华夏构造体系的复合作用，因而构造比较复杂，大多数构造线方向呈南北或北北东方向，构造类型以断裂为主，褶皱次之。各种构造体系的各级构造以各种方式相互叠加，使本区构造轮廓更加复杂多样。

（二）地质生态环境分区

漳河沿岸山区为食管癌死亡率最高区（112～326人/10万），漳河以北山区死亡率相对较低（62～116人/10万），个别乡达到147～150人/10万。磁县山区、丘陵和山前平原60～70年代死亡率除个别乡外，基本上为100～180人/10万。然而90年代山区死亡率呈明显下降趋势（58～115人/10万，个别降至150人/10万），丘陵区靠山区一侧的大部分乡死亡率亦有降低（45～142人/10万），但丘陵靠平原一侧的几个乡和山前平原区死亡率不但没有降低，反而明显上升（110～228人/10万）。属于山前洪积平原的临漳县城以西的杜村集和南东坊，在90年代食管癌死亡率亦较高（81～120人/10万）。县城东和魏县冲击平原地区90年代死亡率为27～61人/10万。明显高于全国食管癌死亡率平均水平17.38人/10万。涉县山区90年代食管癌死亡率有无降低，目前无资料说明，但本次调查表明关防和合漳死亡率已由116人/10万和154人/10万降至60人/10万和56人/10万（表4-4）。

表4-41993～1995年涉县食管癌标化死亡率（1/10万）

由以上统计可以看出：以临漳县城附近的杜村集和南东坊为界，以东为食管癌中低发区＜60～27人/10万）（Ⅱ）（图4-3），以西为食管癌中高发区（＞60～329人/10万）；在食管癌中高发区（Ⅰ）中，漳河流域沿岸曾是本区食管癌死亡率最高地区（Ⅰ₁），但合漳下游磁县境内岳城水库附近死亡率有明显下降。涉县漳河以北和磁县山区为食管癌降低区（Ⅰ₂）；磁县丘陵地区大部分亦为食管癌降低区（Ⅰ₃）；磁县东部和临漳县西部山前（洪积扇）平原为食管癌上升区（Ⅰ₄）（图4-3）。

综合以上内容，可将本区划分为四种地质生态环境区：漳河地质生态环境区（A），山区地质生态环境区（B），滏阳河地质生态环境区（C），平原地质生态环境区（D）（图4-2）。

（1）漳河地质生态环境区（A）：指岳城水库以西的漳河流域沿岸地区，呈狭长条带状近东西向展布，河床宽30～50m，最宽可达100m左右，两岸为陡峭的岩石，河流阶地不发育，耕地大多为河滩沙土。由于沿岸山区长年无流水汇入，土壤母质主要来自上游蚀源区沉积物，土壤成分与本地区岩石关系不大，主要种植小麦和玉米。由于土质差，粮食产量不高。

图4-3河北南部地区食管癌分布图

Ⅰ—高中食管癌死亡率（＞60人/10万）分布区：Ⅰ₁—漳河高食管癌死亡率分布区；Ⅰ₂—山区食管癌死亡率降低区；Ⅰ₃—丘陵食管癌死亡率降低区；Ⅰ₄—洪积扇（部分丘陵）食管癌上升区；Ⅱ—平原中低食管癌死亡率（＜60人/10万）分布区

（2）山区地质生态环境区（B）：漳河以北，黄沙、都党、贾壁以西山区。由太行山断裂差异升降形成冲蚀地貌，呈由西向东阶梯状降低趋势。出露岩石以灰岩、白云质灰岩、砂岩为主，土壤为岩石残坡积发育的褐土和褐土型粗骨土，种植玉米和小麦，施农家肥为主，粮食产量不高，当地村民大多喝窑水或深井水。

（3）滏阳河流域地质生态环境区（C）：包括峰峰矿区、磁县东部和临漳西部地区，在太行山断裂带边缘地带，河流流经丘陵（C1）和洪积扇（C2）两个地貌单元，在丘陵地区（C1）发育一、二级水系，呈网状分布。该区出露二叠系砂岩、页岩和煤系地层、第四系冲积层和洪积层，发育草甸土和砂质褐土。在洪积扇地区（C2）河流为三级水系，洪积层形成扇形台地，形成草甸土和褐土，土质较好，种植小米、玉米，一年二季，由于大量使用化肥和农药，产量高。村民喝浅井水。

（4）平原地质生态环境区（D）：临漳县城以东地区为地裂陷沉降区。主要堆积河流冲积砂土和风成黄土，发育砂质黏土和砂土，形成冲积平原地貌。土壤已基本被开垦成农田和经济林，种植小米、玉米、棉花和经济农作物。大量施用化肥，机井灌溉，一年二季，产量高，村民喝压井水。

表4-5邯郸剖面I土壤化学元素背景

表4-6邯郸剖面Ⅱ土壤化学元素背景