当前位置:首页 » 地质问题 » 拉萨聂拉木县地质怎么样

拉萨聂拉木县地质怎么样

发布时间: 2021-02-13 04:30:51

Ⅰ 藏南聂拉木地区中侏罗统(上巴通阶) 铁质鲕粒砂岩组沉积时代和成因讨论

1 西藏聂拉木县拉弄拉剖面生物地层学

插图 1 西藏聂拉木县拉弄拉剖面交通位置图

西藏聂拉木县拉弄拉剖面 ( 插图 1) 位于中尼公路的 5264 km 里程碑处路东侧大萨久沟内,东行约 1. 5 km 处,可见含有铁质砂岩组形成的红色小山包上的 “铁帽”,地形上颇为醒目 ( 插图 2) 。本文沿用徐钰林等人 ( 1990) 对该剖面的命名,即拉弄拉剖面,该剖面经作者 1999 年测量,建立了较为详细的菊石层序,并命名铁质鲕粒砂岩组 ( Yin et al. ,2000) 。拉弄拉剖面自下而上分别为拉弄拉组 ( 中侏罗世早巴柔期) 、铁质鲕粒岩组 ( 晚巴通期)和门卡敦组 ( 早卡洛夫期至提塘期) 。拉弄拉组和上巴通阶铁质鲕粒砂岩组之间存在着一个时间跨度约为 8 Ma 的沉积缺失 ( Yin et al. ,2000) 。而上巴通阶铁质鲕粒砂岩组与上覆门卡敦组底部为整合接触。由于沉积构造仅见于铁质鲕粒砂岩组,兹将该组岩性,化石和层序描述如下。

插图 2 拉弄拉剖面中侏罗统铁质叠层石砂岩景观

上覆地层 门卡敦组的黑色泥页岩,黑色泥岩夹有再沉积的土黄色厚层状铁质鲕粒砂岩团块;

含菊石: Macrocephalites gucuoi ( Westermann et Wang) ,Homoeoplanulites balinensis ( Neumayr) ,Macrocephalites cf. jaquoti ( Douvillé) ,Macrocephalites bifurcates ( Westermann et Callomon) ,Jean-neticeras cf. anomalum Elmi, Khaiceras cf. devauxi ( Gross ) 和 Bomburites cf. microstoma( d'Orbigny) 等

——整合——

铁质鲕粒砂岩组 由新到老依次为:

7. 土黄色厚层铁质鲕粒砂岩或泥质砂岩,富含 菊石,如 Phylloceras sp. ,Oxycerites cf. orbis ( Giebel) ,Cadomites sp. ,Procerites sp. ,Macrocephalites cf. jaquoti ( Douvillé) ,Choffatia ( Grossouvria) cf. bathonica ( Mangold) 约 1. 3 m

6. 紫红色含钙质薄层状铁质叠层石砂岩: 下部为波状黑红色铁质层和土黄色砂质层互层; 上部可见为成管柱状的叠层石砂岩个体,不含其它化石 约 0. 5 ~0. 8 m

5. 薄层灰岩层,向上过渡到薄层铁质砂岩,偶含菊石化石 ( macrocephalit-id) ,缺少其它底栖类生物化石 约0. 3 m

4. 薄层灰岩透镜体,在剖面上向东延伸约 20 米逐渐尖灭,未见化石 0. 5 m

3. 灰绿色粉砂岩透镜体,在剖面上向东延伸约 20 米逐渐尖灭,未见化石 0. 2 m

2. 厚层状砂质灰岩,富含箭石化石 Belemnopsis 约 0. 45 m

1. 灰绿色薄层粉砂岩,未见化石 约 0. 15 m

- - - - 沉积缺失 ( 假整合) - - - -

下伏地层 聂聂雄拉组生物碎屑灰岩; 含有晚巴柔期菊石 Chondroceras evolves-cense ( Waagen) ,Chondroceras cf. crassicostatum ( Westermann) ,Dorsetensia cf. ed-ouardiana ( d'Orbigny) ,Dorsetensia cf. liostraca ( Buckman) ,和 Stephanoceras sp. ,以及腕足类和双壳类 >60 m

2 拉弄拉剖面铁质砂岩沉积组合时代和成因分析

拉弄拉剖面拉弄拉组生物碎屑灰岩产出菊石 Chondroceras evolvescense ( Waagen) ,Chon-droceras cf. crassicostatum Westermann,Dorsetensia cf. edouardiana,以及 Stephanoceras sp. 指示其时代为下巴柔阶 Humphriesianum 菊石带。铁质鲕粒砂岩组上部的铁质鲕粒砂岩层中含有丰富的菊石,其中有 Phylloceras sp. ,Oxycerites cf. orbis ( Giebel) ,Cadomites sp. ,Proceritessp. ,Macrocephalites gucuoi ( Westermann and Wang) ,Macrocephalites cf. jaquoti ( Douvillé) ,Choffatia ( Grossouvria) cf. bathonica ( Mangold) 。其中,Oxycerites orbis ( Giebel) 是西北欧上巴通阶 Orbis 菊石带的带化石。这层铁质鲕粒砂岩层向上逐渐过渡到黑色泥岩,后者含有菊石 Macrocephalites cf. jacquoti ( Douvillé) ,Homoeoplanulites cf. evolutum Sandoval et Gabaron 和Homoeoplanulites balinensis ( Neumayr) 指示西北欧上巴通阶 Discus 菊石带。这层含菊石的黑色泥岩向上过渡到灰黑色含泥质结核页岩层,后者含有丰富的早卡洛夫期的菊石化石,例如Macrocephalites bifurcatus; M. guocuoi Jeanneticeras cf. anomalum,Khaiceras cf. devauxi,Bom-burites cf. microstoma 和 Neuqueniceras ( Frickites) tibeticum 。值得注意的是,这条剖面迄今尚未发现晚卡洛夫期的菊石代表,晚卡洛夫期很有可能是缺失的 ( 插图3,插图4) 。

插图 3 拉弄拉剖面中侏罗统铁质叠层石砂岩近观

插图 4 拉弄拉剖面中侏罗统铁质叠层石砂岩剖面地层和菊石带

Rioult 等 ( 1991) 将铁质砂岩按照铁质沉积物的大小,区分为平行成层的 ( stromato-lite pavement) ,厘米级的圆形的铁质鲕球 ( oncoids) ,以及分选很好的铁质鲕粒 ( ooids) 。早期对于英格兰南部早侏罗世的铁质沉积岩被解释为是由于生物 ( 藻类) 和非生物共同作用而形成的。而近年来,Palmer 等则提出新的观点,认为这种铁质结核的形成与非光合作用的铁质氧化细菌的作用有关。特别是 Préat 等人 ( 1998,1999,2000) 通过对于欧洲古生代和中生代的含铁沉积岩的研究揭示了铁质结核 ( 鲕粒) 沉积组合的成因,他们认为大部分铁质都是来源于细菌活动。这是一种与 Beggiatoaceae ( 贝氏硫化细菌超科) 有关的丝状细菌类 ( filamentous bacteria) ,它们通常在水深超过 50m 至上百米水深的海相静水环境中繁衍,即最有可能在透光带以下的深度生存,在这种通常为缺氧和低氧状态的环境下,铁质成分的可溶性呈相对较低的状态。在西藏拉弄拉地区的铁质鲕粒砂岩组的沉积构造包括平行成层的铁质叠层石结构砂岩 ( stromatolitic pavement) ( 图版 1,图 8) ,或是由数厘米大小圆形的铁质鲕球 ( oncoids) ( 图版 1,图 2,3) ,以及分选很好的铁质鲕粒砂岩层 ( oolids) 组成,它们构成一套和 Rioult 等 ( 1991) 描述所相同的铁质砂岩沉积序列。从宏观上看,拉弄拉剖面的铁质鲕粒砂岩组中的化石缺少底栖类型很有可能和沉积基底介于缺氧或无氧状态有关。因为拉弄拉剖面的铁质鲕粒砂岩组中的箭石类和菊石类均属于积极的游泳类型动物,其生存水体的深度估计大于 100 m ( 阴家润、万晓樵,1996) 。从总体上来看,拉弄拉地区的铁质鲕粒砂岩组与其上覆的门布组是一套在晚巴通期开始的海侵背景下的沉积序列,对于拉弄拉剖面含藻灰质砂岩的铁质砂岩组合、化石古生态和沉积环境的分析表明,这套沉积序列的水体逐渐加深,是一个连续的环境变化过程 ( 插图5) 。

插图 5 拉弄拉剖面中侏罗统铁质叠层石砂岩沉积环境图解

拉弄拉地区早巴柔期以前的沉积环境为浅海碳酸盐台地,生物碎屑灰岩和泥灰岩的总体厚度超过 100 m,但由于区域性构造运动,自早巴柔期晚期直至中巴通期,本区上升成为剥蚀区。随着全球性晚巴通期海平面迅速升高,原本经历长期剥蚀的拉弄拉地区由于海侵形成新的沉积区,整个铁质叠层石砂岩组合的沉积过程可以识别出以下三个阶段:

( 1) 海侵初期,由于海平面的迅速上升,成为可以容纳狭盐度的箭石动物 Belemnop-sis 生存的正常盐度海相环境。根据对箭石类动物的气壳裂限深度的计算,侏罗纪箭石Belemnopsis 最适宜的生存环境的水深多在 100 m 左右 ( Westermann,1973; 1990) 。尽管地层记录中的箭石也通常发现于浅水区沉积相 ( 20 ~50m) ,但是如果生物组合中缺乏其他底栖生物,完全是由箭石动物组成的,则更有可能表明其生态环境水深接近 100 m 左右。一般而言,水深接近100 m 的海底属于低能环境。但是保存箭石化石的地层底面凹凸不平,显示为高能水流侵蚀的冲刷面,箭石壳体在此冲刷面以上颇为稠密,表现为经过高能水流改造而再沉积的壳体密度较大的箭石壳层。在箭石壳层上覆的岩层中,箭石壳体数量骤然减少,零星分布在围岩中,显示出水流改造的能力明显降低。所以这套含箭石化石的沉积序列和受风暴控制的介壳沉积的特点可以很好的比较。这一阶段的沉积以钙质成分为主,兼有粉砂质沉积,但是并没有铁质成分,证明早期风化剥蚀的沉积基底和陆源碎屑物供给区并没有能够成为铁质成分沉积的来源。换言之,传统的铁质沉积来源于风化剥蚀的解释不适用于本区。

( 2) 海平面持续上升,导致沉积环境水体深度加大,良好发育的铁质砂岩的成层构造需要在水动力很小的静水环境和缺乏底栖生物的破坏作用下方能形成。铁质砂岩的沉积构造组合主要由厚数毫米的褐红色薄层富含铁质砂岩和灰黄色薄层砂岩交替组成,其组合层序和 Préat 等描述的法国诺曼底地区巴柔期的铁质砂岩组合几乎一致: 底部由大体和沉积基底接近平行的层理过渡到中部为鼓包状的丘状层理 ( 即所谓的 stromatolitic pave-ment) ,上部多直径为 5 ~ 6 cm 的球状层理 ( 即所谓的 oncoid) 和圆柱状叠层石砂岩沉积构造,最上部是铁质鲕粒砂岩 ( 即所谓分选良好的 oolids) 。考虑到本区在铁质砂岩沉积之前的含箭石钙质砂岩沉积的水深已在透光带之下,铁质鲕粒砂岩中所含的菊石也指示着深水沉积环境,诸如菊石个体较大,以叶菊石科和大头菊石科分子为主体。叶菊石科多在外陆坡深水环境生存,大头菊石科多在外陆棚和近陆坡的相对的深水环境繁衍 ( 阴家润,等 1996) 。所以,这些不同形态的铁质成层构造成因很有可能来源于较深水环境的细菌生物化学沉积作用。随着海平面进一步上升,铁质叠层石砂岩势必在更深的水体沉积。显然,那些需要进行光合作用的藻类是不可能在这样的深度生存的,只有那些依靠非光合作用的细菌和藻类的生物化学沉淀作用形成铁质叠层石砂岩,这一类异养性质的细菌和藻类捕获铁质的机理应该如同 Préat 等 ( 1998,1999,2000) 所描述的那样,铁质层和砂岩层的交替可能与微生物的生物化学沉淀作用和沉积物的相互作用有关。

我们知道,现代海洋中以藻类进行光合作用的水体深度多在0 ~15 m 之间。但是从拉弄拉剖面的古生态学研究中已经知道当时的古环境水深远远大于 15m。此外,对于生物沉淀和砂岩层的交替,曹瑞骥等 ( 2001) 从元古宙似锥藻灰质砂岩的层理的形成的研究角度出发,认为是由于微生物的生长速度和矿物的沉积速率之间达到一种振动–平衡状态下形成的。

( 3) 早卡洛夫期初期海平面持续上升。晚巴通期的铁质鲕粒砂岩层过渡为早卡洛夫期初期富含泥质结核的黑色泥岩和黑灰色页岩。页岩中产出的菊石动物群生物分异度较高。以大头菊石科为代表的菊石动物群,其生存水体深度介于 150 ~300 m 之间,为陆坡环境。大量泥质结核的产生与底流水的强烈扰动有关,因此有可能作为不利于铁质细菌生存的主要原因之一。页岩中的富有机质成分可能代表强还原环境,是导致铁质成分消失的另一个原因。

3 讨论

奥陶纪和侏罗纪是全球范围内铁质鲕粒砂岩沉积的两个主要时期。侏罗纪时的铁质鲕粒砂岩沉积主要发育在早—中侏罗世。在中生代泛大陆裂解以前,早侏罗世的铁质鲕粒岩沉积集中在西北欧地区; 中侏罗世铁质鲕粒岩沉积在欧洲地区的分布相对于早侏罗世大大减少,但是在欧洲以外的其他大陆分布较广。特提斯喜马拉雅中侏罗统铁质鲕粒砂岩的沉积分布相当广泛,几乎遍布于西特提斯和东特提斯南缘,自西北欧的英国,经德国、法国、阿拉伯半岛、至巴基斯坦 Zanskar 和 Sipiti 地区、中国西藏阿里地区、尼泊尔的塔克霍拉地区和中国西藏聂拉木县的拉弄拉地区; 但是在各处其时代并不完全相同,介于巴柔期、巴通期和早卡洛夫期之间变化 ( Jansa,1991) 。中侏罗世的铁质鲕粒砂岩之所以能够从西欧向东沿着特提斯海南缘呈长达数万千米的条带状分布,可能和当时古海岸位置的变化和偏移有密切的联系。在东特提斯喜马拉雅地区,如巴基斯坦的 Zanskar,印巴交界处的 Sipiti 地区,中侏罗统的铁质鲕粒砂岩沉积的上覆地层通常是含丰富泥质结核和大头菊石科分子,因此其时代被认为是早卡洛夫期。尼泊尔中部的塔克霍拉地区的铁质鲕粒砂岩层有晚巴通期菊石 ( Cariou et al. ,1994) 。西藏聂拉木县拉弄拉侏罗纪地层剖面曾先后经有多人研究,由于缺乏系统的化石采集和菊石层序的资料,无论是对该剖面的铁质鲕粒砂岩沉积层的上覆及下伏地层,还是对铁质砂岩沉积本身的时代的确定都存在着谬误,铁质鲕粒砂岩沉积成因也缺乏确切的解释。Westermann 等 ( 1988) 根据铁质砂岩沉积层上覆灰黑色页岩中的大头菊石科化石,将铁质砂岩作为该区 “斯匹提页岩”的底部而将其纳入下卡洛夫阶。徐钰林等则根据黄亚平 ( 1982) 未发表硕士论文的化石鉴定结果将其定为卡洛夫阶。聂拉木县拉弄拉剖面的出现的两层铁质砂岩是由于构造作用错断而形成的,菊石层序也充分证明了地层重复 ( Yin et al. ,2000) 。但是在近年的西藏喜马拉雅地区层序地层学研究中,拉弄拉剖面原本为同一层的铁质鲕粒砂岩却被作为时代不同的两段沉积,并被解释为两套古风化壳,成为卡洛夫期 “超级层序”上、下层序界面 ( Shi et al. ,1996; Shi 2000) 。Houten ( 1985) 认为,中侏罗世的铁质鲕粒岩沉积和冈瓦纳大陆主裂解期相关联,它也是海平面上升和海侵的标志 ( Houten,1985; Hallam,1992,2001) 。以西藏聂拉木的拉弄拉剖面为例,晚巴通期的铁质鲕粒砂岩沉积虽然发生在海侵早期,但是它们是在沉积环境的水深达到相当深度以后才得以形成的。目前我们所看到的 “铁帽”地貌是在现代风化作用下形成的。在喜马拉雅特提斯地区,晚巴通期至早卡洛夫期的铁质鲕粒砂岩沉积代表了显著的海平面上升期 ( Jansa,1991; Garzanti E. 1999) ,而不是海退期以后遭受剥蚀的 “古风化壳”。显而易见,将同一层铁质鲕粒岩划分为时代不同的两段沉积,并进而将其解释为卡洛夫期的 “超级层序”上、下层序界面的做法是不合适的。

对于鲕粒沉积岩相的解释,国内以往都倾向于浅水成因,例如最近完成的聂拉木县幅地质调查报告 ( 朱同兴,2004. ) ,也是将这套铁质鲕粒砂岩视为潮坪和内陆棚浅水环境下的沉积。近年来,国际上对于铁质砂岩层中的 “叠层石砂岩状”沉积构造和铁质鲕粒的沉积成因的解释更加趋向于细菌的生物化学沉积作用 ( Palmer and Wilson,1990; Préatet al. ,1998; 1999,2000) 。与对于叠层石砂岩成因的传统解释所不同的是,铁质砂岩的叠层石结构是在水动力强度不大,非透光带的深水环境下形成的。如前所述,西藏聂拉木地区侏罗系的这套铁质叠层石结构砂岩沉积组合,其时代和成因一直缺乏合理的解释。在特提斯喜马拉雅范围内,中侏罗世铁质叠层石结构砂岩层层虽然厚度一般仅为 3 ~ 5 m,但是分布广泛,其上覆地层是富含有机质的黑色 “斯匹提页岩相”沉积。通过对西藏聂拉木地区拉弄拉剖面的铁质砂岩沉积组合宏观的相分析和古生态研究,可以得到如下初步结论: ①西藏聂拉木地区拉弄拉剖面的铁质砂岩沉积是在海平面迅速上升的地质背景形成的。这是一套全球性晚巴通期—早卡洛夫期高海平面下的海侵期的沉积记录; 而不是所谓的早卡洛夫期和晚卡洛夫期的古风化壳层。②这套铁质沉积主要发生在近陆坡的较深水环境,处于非透光带,因此,细菌或藻类产生的铁质沉淀和光合作用没有必然的联系。③这套铁质砂岩沉积组合中的铁质成分不是来源于陆源碎屑供给区的早期风化剥蚀,而最有可能与持续上升的海平面所造成的深水环境下细菌或藻类产生的生物化学沉淀作用有关。

参 考 文 献

曹瑞骥,袁训来,肖书海 . 2001. 论锥藻灰质砂岩群 ( Conophyton) 的形态发生 . 古生物学报,40 ( 3) : 318 ~329

史晓颖 . 2000. 藏南中—新生代层序地层学和海平面变化. 王鸿祯主编 . 中国层序地层学研究 . 297 ~316 页,广州 .广东科技出版社 . Shi X. 2000. Mesozoic to Cenozoic sequence stratigraphy and sea level changes in southern Xizang ( Tibet) . Inwang et al. ( eds. ) ,Research on sequence stratigraphy in China. Sciences and Technology press of Guangdong,Guangzhou,p. 297 ~ 316 ( in Chinese with English abstract)

徐钰林,万晓樵,苟宗海,张启华 . 1990. 西藏侏罗纪,白垩纪和第三级生物地层 . 武汉: 中国地质大学出版社,144 页 . Xu Y Wan X Gou Z Zhang Q. 1990. Biostratigraphy of Xizang ( Tibet) in the Jurassic,Cretaceous and Tertiary peri-ods. China University of Geosciences Press,Wuhan,144pp ( in Chinese with English abstract)

阴家润,史晓颖,苟金,雷振宇 . 1992. 唐古拉山中侏罗统缅甸光牡蛎壳层的事件沉积成因及其环境意义 . 现代地质,6 ( 3) : 254 ~266。Yin J Sh X Gou J Lei Z. 1992. Middle Jurassic oyster - shell beds ( Liostrea burmanica Reed) fromTanggula Maintains,and their environmental significance. Geosciences,63: 254 ~ 266 ( in Chinese with English abstract)

阴家润,万晓樵 . 1996. 侏罗纪菊石形态作为特提斯喜马拉雅海水深标志 . 古生物学报,35 ( 1) : 72 ~ 79. Yin JWan X. 1996. Jurassic ammonite morphotypes as water - depth indicator og Tethyan Himalayan sea. Acta Palaeontologica Sinica,35 ( 1) : 72 ~ 79 ( in Chinese with English abstract)

朱同兴,周铭魁,邹光富,李建忠,冯心涛,庄忠海,贾保江 . 2004. 聂拉木县幅地质调查新成果及主要进展 . 地质通报,23 ( 5/6) : 433 ~437。Zhu T Zhou M Zou G Li J Feng X Zhuang Z Jia B. 2004. New results and main progress in geo-logical survey of Nyalam County Sheet. Geological Bullentin of China,23 ( 5 /6) : 433 ~ 437 ( in Chinese with English abstract)

Cai R Yuan X Xiao S. 2001. On morphogenesis of Conophyton Stromatolites – Analyses of a Conophyton – like specimen from Neoproterozoic Jiudingshan Formation in N. Jiangsu province,China. Acta Palaeontologica Sinica,40 ( 3) : 318 ~ 329 ( inChinese with English abstract)

Cariou,E. Enay,R. & Bassollet,J - P Colchen,M. 1994. Biochronologie Jurassique moyen de la Thakkhola ( Nepal central) et biogeographie domaine himalayen. C. R. Acad. Sci. Paris,t. 318,ser. II,93 ~ 99

Garzanti,E. 1999. Stratigraphy and sedimentary history of the Nepal Tethys Himalaya passive margin. Journal of Asian EarthSciences. 17 ( 1999) : 805 ~ 827

Gatrall,M. Jenkyns,H. C. & Parsons,C F. 1972. Limonitic concretions from the European Jurassic,with particular refer-ence to the ” Snuff - Boxes”of southern England. Sedimentology 18: 79 ~ 103

Hallam,A. 1992. Phaneroic sea - level changes. Columbia University Press,New York

Hallam,A. 2001. A review of the broad patterns of Jurassic sea level changes and their possible causes in the light of currentknowledge. Palaeogeography,Palaeoclimatology,Palaeoecology,167 ( 2001) ,23 ~ 37

Houten Van F B. 1985. Oolitic ironstones and contrasting Ordovician and Jurassic Paleogeography. Geology 13: 722 ~ 724

Jansa,L . F. 1991. Processes affecting paleogeography,with examples from the Tethys. Paleogeography,Paleoclimatology,Paleoecology,87 ( 1991) : 345 ~ 371

Palmer T J Wilson M. 1990. Growth of ferruginous oncoliths in the Bajocian ( Middle Jurassic) of Europe. Terra Nova 2,142~ 147

Préat,A Mamet B & Devleeschouwer X. 1998. Sedimentologie stratotype de la limite Frasnien - Famennien ( Coumiac,Montagne Noire,France) . Bull. Soc. Geol. France 169 ( 3) : 331 ~ 342

Préat A Mamet B Bernard A Gillan D. 1999. Bacterial mediation, red matrices diagenesis, Devonian, Montagne Noire( southern France) . Sedimentary Geology,126 ( 1 /4) : 223 ~ 243

Préat A Mamet B D Ridder C Boulvain F Gillan D. 2000. Iron bacterial and fungal mats,Bajocian stratotype ( Mid - Juras-sic,northern Normandy,France) ,Sedimentary Geology,137 ( 3) : 107 ~ 126

Rioult M Dugue O Jan Chene R Ponsot C,Fily G Noron J M Vail R. 1991. Outcrop sequence stratigraphy of the Anglo -Paris Basin,Middle to Upper Jurassic ( Normandy,Maine,Dorset) . Bull. Centres Rech. Explor. – Prod. Elf Aquitaine 15 /1:101 ~ 194

Shi X Yin J Jia C. 1996. Mesozoic to Cenozoic sequence stratigraphy and sea - level changes in the Northern Himalayas,Southern Tibet,China. Newsl. Stratigr. 33: 15 ~ 61

Westermann G E G. 1973. Strength of concave septa and depth limits of fossil cephalopods. Lethaia 6: 383 ~ 403

Westermann G E G Wang Y. 1988. Middle Jurassic ammonites of Tibet and the age of the Lower Spiti Shales. Paleontology,31: 295 ~ 339

Westermann G E G. 1990. New developments in ecology of Jurassic - Cretaceous ammonoids. In: Pallini G Cecca F Cresta SSantantonio M. ( eds. ) ,Atti del secondo convegno internazionale,fossili,evoluzione,ambiente,Pergola,25 ~ 30 Ottobre1987,Tectnostampa,Osta Vetere,Italy. pp. 459 ~ 478

Yin J. 1996. Neuqueniceras ( Frickites ) tibeticum: an Andean ammonite in the Middle Jurassic of South Tibet. NeusJb. Geol. Palaont. 1996,H9,517 ~ 526

Yin J Callomon J H Enay R. 2000. A hiatus of 8 My ration in the Middle Jurassic with ammonite succession in the TethyanHimalayas ( South Tibet) Geobios. 33 ( 2) : 210 ~ 210

Age and Sedimentation History of the LateBathonian ( Middle Jurassic) FerruginousStromatolite-bearing Sandstone Beds from the Nyalam Area,Southern Tibet

Abstract The late Bathonian Ferruginous Stromatolite Sandstone Formation unconformably overlies the Early Ba-jocian Nieniexiongla Formation. This has been recently documented by the ammonite succession in the Nyalamarea,South Tibet. The base and the lower beds of the formation are less ferruginous,indicating that iron-precipita- tion in the formation likely had nothing to do with any previous erosion process. Ammonites and belemnites,as well as the facies succession suggest sub- or aphotic environments with waterdepths fluctuating between 100-300 m as result of a rapid sea-level rise. The ferruginous stromatolites are thought to be the proct of biochemical sedi-mentation by bacteria and fungi,and a response of the global sea-level rise that took place ring late Bathonian to early Callovian times.

Keywords Tibet,Middle Jurassic,ammonites,Ferruginous Stromatolite Sandstone Formation

1—拉弄拉剖面铁质叠层石砂岩沉积组合露头景观,其中含有 5 ~ 8 cm 大小的球状构造; 2—铁质叠层石砂岩层的球状构造 ( 直径 6 ~9 cm) ; 3—箭石层,图中约 1 cm 大小的白色圆点为箭石壳横断面,示成层的箭石壳体; 4—铁质叠层石砂岩层的圆柱状构造的横切面所显示的同心圆状层理 ( 手标本光面,直径5 cm) ; 5—拉弄拉剖面铁质砂岩沉积组合的非铁质沉积层: a. 下伏巴柔期生物碎屑灰岩; b. 薄层粉砂岩; c,d. 箭石灰岩,箭石灰岩之间夹有) 薄层粉砂岩; e. 铁质叠层石砂岩; 6—铁质叠层石砂岩露头景观,铁质砂岩层和下伏灰岩层为正地形,铁质砂岩层的上覆黑色页岩往往形成负地形 ( 图右侧深色部位) ; 7—箭石灰岩层中的箭石不定向排列; 8—铁质叠层石砂岩层的平行层理 ( stromatolitic pavement,手标本光面,宽 6 cm) ; 9—拉弄拉剖面铁质叠层石砂岩沉积 ( 图上部深色为铁质砂岩层) 和下伏的早巴柔期生物碎屑灰岩与泥灰岩互层; 10—铁质叠层石砂岩层的圆柱状构造纵向 ( 生长方向) 层理( 手标本光面,高 7 cm) ; 11—拉弄拉剖面层露头景观; 12—铁质叠层石砂岩层 ( 地质锤所指处)

Ⅱ 构造古地磁新数据

2000~2002年开展的西藏1∶25万聂拉木县幅区域地质调查中,笔者在喜马拉雅北坡奥陶系—古近系近乎连续的海相沉积地层中系统采集古地磁样品3848件,其中测试统计样品数为2920件,进行了系统的构造古地磁研究工作。根据对2920件样品测试数据的分析、统计和计算,获得了年代地层统一级单元的各项古地磁参数,包括平均特征剩余磁化方向(磁偏角D和磁倾角I),精密度参数,古地磁极位置和古纬度(表7-2)。

表7-2 喜马拉雅地块奥陶纪—古近纪构造古地磁数据

由古地磁极位置和古纬度数据分别绘出了代表喜马拉雅地块自奥陶纪至新近纪的视古地磁极漂移曲线(图7-2)和古纬度变化曲线(图7-3)。

从喜马拉雅地块构造古地磁数据可以得出如下几点结论:

1)喜马拉雅地块在奥陶纪至晚白垩世均位于南半球,由奥陶纪的35.8°S逐步向北缓慢移动到晚白垩世的11.3°S。到始新世中晚期(约40Ma)已快速北移并越过赤道至8.1°N。整个古生代—中生代,喜马拉雅地块古地磁极点位置集中在293°~304°E、23°~42°N

图7-2 喜马拉雅地块显生宙视极漂移曲线

图7-3 喜马拉雅地块奥陶纪-新近纪古纬度变化曲线

这一小区域内。这表明喜马拉雅地块在漫长的450Ma的向北漂移期间,整体上是相对稳定的,属于一个块体范围。

2)由古纬度数据推算出喜马拉雅地块各时期向北移动的平均速率:奥陶纪至泥盆纪陆表海时期向北移动的平均速率是0.55cm/a;石炭纪至二叠纪大陆裂谷时期移动速率0.74cm/a;三叠纪至侏罗纪被动大陆边缘时期向北移动的平均速率是0.30cm/a,其中晚三叠世为5.5cm/a,晚侏罗世为1.24cm/a;早白垩世前陆早期复理石盆地向北移动速率是1.9cm/a;晚白垩世到始新世前陆晚期磨拉石盆地向北移动速率陡增至8.5cm/a。参照亚东帕里新近纪古纬度23.7°N的数据,渐新世—上新世的北移速率为4.7cm/a。根据上述向北漂移速率,有理由相信喜马拉雅地块奥陶纪至中三叠世相对稳定,并作为一个整体地块向北漂移;晚三叠世和晚白垩世向北移动速率陡增至5.5cm/a和8.5cm/a,表明以雅鲁藏布江为主体洋盆的特提斯洋在晚三叠世和晚白垩世有两次明显的俯冲消减过程。

3)奥陶纪到晚白垩世,喜马拉雅地块在向北移动过程中整体发生了约20°的顺时针旋转,但石炭纪和早三叠世曾分别逆时针旋转了6°和8°。这二次在顺时针旋转背景下的逆时针旋转,可能与大陆裂谷的张裂作用有关。始新世到上新世,喜马拉雅地块在相对快速北移的同时也产生了约28°的顺时针旋转。这一现象说明在始新世晚期,由于印度洋洋底持续扩张,导致以雅鲁藏布江为主体洋盆的特提斯洋闭合造山,并在其西北端的帕米尔地区形成了一个向北楔入的西喜马拉雅构造结。伴随着西喜马拉雅构造结强烈的陆-陆碰撞造山作用,中喜马拉雅地区产生了顺时针旋转运动。

4)喜马拉雅地块整体向北移动过程中,在晚三叠世—早侏罗世(晚三叠世时的古纬度为18.6°S,早侏罗世为20.6°S)和晚侏罗世—早白垩世(晚侏罗世古纬度为18.6°S,早白垩世为22.4°S)期间,曾分别发生了古纬度为2°和3.8°的向南回返。这一现象可能与雅鲁藏布新特提斯洋弧后扩张有关。根据古纬度数据,拉萨地块中白垩世古纬度为4.2°N,而喜马拉雅地块中白垩世古纬度为18.0°S,两者古纬度相差22.2°。考虑到拉萨地块和喜马拉雅地块现在的纬度差,大致可以推算出这个最终消亡了的雅鲁藏布新特提斯洋盆的宽度至少为2200km。

Ⅲ 四川巴蜀建筑工程有限公司聂拉木分公司怎么样

四川巴蜀建筑工程有限公司聂拉木分公司是2018-11-28注册成立的有限责任公司分公司(自然人投资或控股内),注册地址位容于西藏自治区日喀则市聂拉木县烟台路9号。

四川巴蜀建筑工程有限公司聂拉木分公司的统一社会信用代码/注册号是91540235MA6TCKY6XJ,企业法人何肖,目前企业处于开业状态。

四川巴蜀建筑工程有限公司聂拉木分公司的经营范围是:建筑工程,公路工程,水利水电工程,电力工程,市政公用工程,机电工程,建筑装修装饰工程,电子与智能化工程,消防设施工程,桥梁工程,隧道工程,钢结构工程,建筑幕墙工程,城市与道路照明工程,公路路面工程,公路路基工程,输变电工程,地质灾害防治工程设计、勘测、施工,水文地质、工程地质、环境地质调查、固体矿产勘查、地质灾害危险性评估,地理信息系统工程,工程测量;建筑劳务分包(不含劳务派遣)、园林绿化工程。【依法须经批准的项目,经相关部门批准后方可开展经营活动。】。

通过爱企查查看四川巴蜀建筑工程有限公司聂拉木分公司更多信息和资讯。

Ⅳ 拉萨到聂拉木骑行攻略

当然先是办理相关证件,如护照、边防通行证之类
路线:318(中尼公路段)拉萨专——日喀属则——樟木
有拉萨直发樟木的,也可先到日喀则,在乘坐去樟木的车
若自驾,途径主要地有:拉萨——日喀则——拉孜县——定日县——聂拉木县——樟木镇
从樟木出关,就可以去往尼泊尔了

Ⅳ 西藏有哪些矿质资源

西藏矿产资源:
已探明的矿产达70多种,已探明储量的26种矿产中,有11种的储量分别名列中国的前位。铬铁矿质量好,品位高达50% 左右,已经探明的远景储量居中国之冠;铜矿的远景储量仅次于江西省。藏东玉龙大型班岩铜矿储量高达600多万吨,世界罕见。锂的远景储量居世界前列。非金属矿石膏居中国第二位;硼砂、菱镁矿、重晶石居中国第三位;砷、白云母、泥炭居中国第四位;陶瓷土居中国第五位。还有食盐、天然碱、芒硝、硫、磷、钾、硅藻土、冰洲石、大理石、刚玉、水晶、玛瑙等多种矿产。
西藏矿产资源丰富、矿种齐全,矿产资源总量潜在价值达6505亿元,具有优越的成矿条件和较低的开发度,有望成为我国重要的矿产基地。
西藏地处世界最大的成矿之--阿尔卑斯--喜马拉雅成矿带的东段, 地质构造背景十分复杂,成矿地质条件十分优越、具备寻找国家紧缺矿种和大型、超大型矿产地的地质条件。
截至1999年底,西藏自治区累计发现矿产100种,已探明矿产资源储量的有36种。按矿种类型分为:能源矿产2种,金属矿产11种,非金属矿产21种, 地热、矿泉水各1种。各类物化探异常1300余个。全区共发现矿产地1891处,有矿产资源储量的矿产地共120处,其中能源(煤、泥炭)矿产地31处;金属(铬、铁、铜、铅、锌、钻、锡、钼、锑、金、银)矿产地34处;非金属(自然硫、硫铁矿、砷、硼、盐、重晶石、菱镁矿、冶金用脉石英、石黑、石膏、石灰岩、粘土、陶瓷土、大理岩、花岗岩、刚玉、水晶、压电水晶、熔炼水晶、云母、火山灰)矿产地55处, 地热、矿泉产地15处。探明储量的矿床132个(勘探6个,详查24个,普查34个, 矿点检查68个),其中能源矿产25个,金属矿产33个,非金属矿产37个,地热资源4个,矿泉水11个,探明的矿产资源上表储量潜在价值1967.61亿元。已探明矿床规模达到大型 22个、中型25个、小型48个、矿点37个。
另据国土资源部信息中心l999年统计,西藏矿产储量在全国排序前九位的有 17 种:第一:铬、工艺水晶、刚玉、高温地热;第二:铜、火山灰;第三:菱镁矿;第四: 硼、自然硫、云母;第五:砷;第六:陶瓷土;第七:石膏;第八:泥炭、品质石黑;第九:锑、重晶石、铬、铜、硼、金、锑、高温地热。
截止1999年底,西藏已上矿产储量表的矿产有:铜952.4832万吨(铜金属量);铬(B十C十D)364.5万吨(矿石量);金18688千克;锑39906吨(锑金属量);铁 32319.2万吨(矿石);钼242394吨(钼金属量);硫铁矿10.2万吨;煤4332.6 万吨;硼300.6万吨;菱镁矿5709,9万吨;水泥灰岩21939万吨;饰面花岗岩石1473万立方米(矿石);大理石岩1082万立方米(矿石);水泥用粘土993万吨。
通过西藏多年地质矿产工作实践及总结,初步认为西藏存在藏东、喜马拉雅、冈底斯、羌塘等四个大型成矿带。其矿产资源潜在价值十分巨大。铜(钼)、锂等位居世界前列,其中锂储量占世界总量的一半。铬、盐类(盐湖)、地热等矿产资源名列国内前茅;金、多金属、宝(玉)石等也很丰富。具潜在价值的矿种有铁、铅、银、铂、锡、稀有、稀土及治金辅料、化工原料、其它非金属、能源等矿产。其中地热蕴藏量居全国首位,地热显示点有600多处, 著名的羊八井地热田全年放出的热能相当于470万吨标准煤,估计热能发电潜力达15万千瓦。西藏还有众多的矿泉, 这些矿泉水质好,微量元素含量丰富,且无任何染。
西藏矿产资源分布
拉萨市:瓷土、硫磺、铁、铅、锌、铜、大理石
城关区:四氧化三铁矿石、石灰石、黄沙、花岗岩、天然矿泉水
林周县:铅、锌、铜、银、金达孜县:石灰石、砂金、铜镍、硫铁
尼木县:铜、铀、泥炭、大理石
曲水县:钼、钢玉、石灰岩、花岗岩、草炭
墨竹工卡县:金、银、铜、钼、锑、铅、锌矿、大理石
堆龙德庆县:石灰石、红土、煤、铁、铅、锌
林芝地区朗县:金矿、铬铁矿、花岗石
米林县:石膏、石灰石、铬、铁、砂金、水晶石、电气石
察隅县:金、银、锡
阿里地区:褐煤、磁铁、砂金、硼砂、水晶石、铜、铅、石油、铬
普兰县:砂金、磁铁、硼砂、褐煤、水晶石
日土县:铁、铬、铜、金、硼、铅锌、软玉水晶、盐湖锂、盐湖液钾
札达县:金、水晶石、铜、银
日喀则地区日喀则市:金、银、硼砂、煤矿
康马县:硫磺、铅、硝、云母、寒水石
聂拉木县:黄金、宝石、铅、煤
昂仁县:煤、金、铜、铁、碱
岗巴县:硼砂、土碱
仁布县:金矿、铜矿、铅锌矿、铬铁矿、大理石矿、红柱石矿、玉石矿、水晶石矿
山南地区:铬、铁、铜、金、铝、水晶、玉石、砂、金
乃东县:铬、铜、铁、水晶、云母、砂金、矿泉水、大理石
琼结县:锑、铬铁、水晶石、玉石
措美县:金、银、铜、重晶石、铅、锌、汞、钛、锑
加查县:金、铬铁矿、水晶石、石墨、花岗岩
贡嘎县:磁石矿、铜矿、汉白玉、大理石、花岗岩
洛扎县:磁铁、铅、锌、银、钼、水晶石
曲松县:铁矿、砂金、玉石、水晶石、大理石
桑日县:金、铜、铬、铁、大理石、石灰石
扎囊县:大理石、方解石、硅质岩、汉白玉、铬铁、铜、铁、陶土
错那县:沙金矿、锑矿、铅锌矿、宝石矿
隆子县:沙金、铁锰、水晶
昌都地区
昌都县:煤、铁、砷、铜、金、银、铅、硫磺
洛隆县:金、铜、铅、锡、煤、硫磺、大理石、硝石、硝盐类
乌齐县:煤、锡、铅锌、金、铜、菱镁
察雅县:铁、煤、大理石、金、银、铜、铅、硝石、砷、水晶石
那曲地区:沙金、银、铬、锌、石油、食盐、玛瑙、水晶、玉石
那曲县:锑、铅锌、硫矿、水晶、沙金、大理石、石灰石、黄铁、铜、铬、磁铁、孔雀石、锡、玛瑙、石墨
嘉黎县:盐、硼砂
申扎县:铅锌、砂金、铜、铬铁、玉石、水晶石、煤
巴青县:煤、铜、铅锌、铁、沙金、锡、红绿蓝宝石
聂荣县:铁、铜、铅锌、煤、大理石、花岗岩
尼玛县:盐、硼砂
比如县:铅、锌、锑、煤、砂金
班戈县:沙金、硼砂、食盐、碱
安多县:铜、水晶石、煤炭、铬铁

Ⅵ 中国上三叠统土隆阶综合研究报告

姚建新1纪占胜1武桂春1王彦斌1王立亭2

(1.中国地质科学院地质研究所,北京 100037; 2.贵州省地质调查局,贵阳 550004)

中国上三叠统分为两个阶,下部亚智梁阶,上部土隆阶。亚智梁阶大致相当于国际地层表中的卡尼阶,土隆阶大致相当于国际地层表中的诺利阶至瑞替阶(杨遵仪等,2000)。

1 中国土隆阶建阶

土隆阶阶名源于西藏聂拉木县土隆村。命名剖面位于土隆村附近的山坡上。在土隆剖面上,土隆阶的底界定义在菊石 Nodotibetites nodosus 带之底,以菊石 Tropitidae 的消失和 Tibetitidae 及 Juvavitidae 的兴起为界线处的重要标志。此菊石带大致相当于牙形石 Epigondolella abneptis 带。在北喜马拉雅地区,土隆阶自下而上包含 5 个菊石带: Nodotibetites nodosus 带,Criesbachites-Gonionotites 带,Indojuvavites an-gulatus 带,Cyrtopleurites socius 带和 Himavatites columbianus 带(杨遵仪等,2000)。在黑龙江省那丹哈达岭地区,土隆阶自下而上含 5 个牙形石带: Epigondolella abneptis 带,E.multidentata 带,E.bidentata带,Parvigondolella andrusovi 带和 Misikella posthernsteini 带(王成源等,1986)。

既然土隆阶大致相当于国际地层表中的诺利阶至瑞替阶(杨遵仪等,2000),那么,土隆阶的底界最好与诺利阶底界相一致。目前,国际地层委员会建议,诺利阶的底界以菊石 Klamathites macroloba-tus 或 Stikinoceras kerri,牙形石 Metapolygnathus communisti 或 Epigondolella primitius 出现为标志。

2 土隆阶建阶剖面

在土隆阶命名剖面上,土隆阶厚 123.5 m,下部地层为较深水相的页岩、灰岩及生物灰岩; 上部地层渐变为滨岸相的粗碎屑岩。由于岩性不太合适的原因,目前在土隆剖面上还没有发现诺利阶最底部的标志化石———牙形石 Epigondolella primitia。我国晚三叠世地层主要分布在西藏、云南和黑龙江地区。由于牙形石是晚三叠世地层划分与对比的重要标准之一,三叠纪牙形石带的划分和古生物地理分区问题已经引起一些研究者的关注(王成源,1991; 杨守仁等,1999,2001)。在西藏拉萨市达孜县唐嘎区麦龙岗村的麦龙岗组中诺利阶最底部的标志化石 Epigondolella primitia 已被发现(毛力和田传荣,1987; 纪占胜等,2003)。因此,我们选择了拉萨市达孜县唐嘎区麦龙岗剖面进行土隆阶的建阶研究(图 1)。

“麦龙岗组”1962 年由西藏拉孜地质队建立,建组剖面位于西藏拉萨地区达孜县麦龙岗村(N29°56ག″,E91°27ཱི″),该组为一套碳酸盐岩与碎屑岩沉积。原 “麦龙岗组” 代表西藏拉萨附近的一套灰岩、碎屑岩和火山岩地层,时代被定为晚三叠世。1979 年西藏区调队将其更名为麦龙岗群,同时将时代定为晚三叠世至侏罗纪。1983 年王乃文等重新厘定了麦龙岗群的含义,将其限定为含晚三叠世海相化石、以灰岩为主的地层,并将其上以碎屑岩为主的地层划归下侏罗统甲拉浦组。饶荣标等(1985)将麦龙岗组的时代确定为晚三叠世卡尼期至诺利期; 根据牙形石的研究,纪占胜等(2003)将麦龙岗组的时代确定为晚三叠世晚卡尼期至诺利期。

在西藏拉萨地区达孜县麦龙岗村剖面,麦龙岗组主要由碳酸盐岩、碎屑岩组成,未见底。在研究剖面上,麦龙岗组与下伏地层下—中三叠统查曲浦组(T1+2ch)呈假整合接触,与上覆上三叠统—下侏罗统甲拉浦组(T3-J1j)整合接触;出露总厚度为1787~1895m;产有大量厚珊瑚(Procycloitid-ae)化石(夏金宝,廖卫华,1986),另外还发现了双壳类、水螅类、腕足类和腹足类及牙形石;其中重要的双壳类有Halobiacf.beyrichi,Nuculanayunnanensis,Costatoriasp.等(刘世坤等,1988)。依据牙形石、珊瑚和双壳类化石研究,麦龙岗组的时代为晚三叠世卡尼期晚期—瑞替期早期。拉萨市达孜县唐嘎区麦龙岗村剖面描述如下。

图1 拉萨市达孜县唐嘎区麦龙岗剖面交通位置图

中国主要断代地层建阶研究报告:2006~2009

中国主要断代地层建阶研究报告:2006~2009

3 土隆阶界线标志

根据 Orchard & Tozer(1997)和 Krystyn,et al.(2002)研究,卡尼阶与诺利阶的界线位于上和下Epigongdolella primitius 之间; Orchard et al.(2000)还曾建议将卡尼阶与诺利阶的界线放在菊石 Kla-mathites macrolobatus 带和牙形石 Metapolygnathus communisti 带的底部。另外,Channell,et al.(2003)认为传统的拉丁阶与诺利阶的界线是在上、下 Epigongdolella primitius 之间,如果将卡尼阶与诺利阶的界线置于 Epigondolella abneptis 底部可能更为合适。在我国 Epigongdolella primitius 不够发育,难以划分出上、下 Epigongdolella primitius 带,只能以 Epigongdolella primitius 的出现为诺利阶的底界。如果将土隆阶底界与国际地层年表中诺利阶底界置于相同层位的话,土隆阶底界应定义在菊石 Klamathites mac-rolobatus 或 Stikinoceras kerri,牙形石 Metapolygnathus communisti 或 Epigongdolella primitius 首次出现的位置。在西藏拉萨市达孜县唐嘎区麦龙岗村剖面,土隆阶底界可暂时放在第 12 层顶部的砂岩过渡为砂质生物碎屑灰岩层中 Epigongdolella primitius 首次出现的位置。通过进一步工作,如果能发现更多牙形石化石的话,E.primitius 首次出现的位置有可能下移。

4 土隆阶生物地层序列

根据对西藏林周地区麦龙岗组的牙形石的研究,自下而上可识别出 Epigondolella primitia 带,E .spiculata 带,E.tozeri 带,E.postera 带,E.bidentata 带 5 个牙形石带(表 1),这些牙形石带可与西藏、青海、云南和黑龙江等地晚三叠世牙形石带进行对比(表 2),具体情况如下:

表 1 麦龙岗组生物化石分带的划分与对比

4.1 Epigondolella primitia 带

本带以 Epigondolella primitius 首次出现为底界,以 Epigondolella spiculata 出现为顶界。这个带化石赋存于林周地区麦龙岗组下部碎屑岩为主地层的灰岩夹层中。在毛力等(1987)测制的林周地区麦龙岗剖面麦龙岗组的 18 层顶部和 20 层中也报道了这种类型的分子。由于下部地层中碎屑岩逐渐增加,含碳酸盐岩夹层逐渐减少。除在 12 层的 P5H27 号样品中,产出较多的 E.primitia 的个体外,目前在其下的地层中还没有发现更多的 E.primitia 个体。因此,暂时将 E.primitia 的底界置于本项目测制的麦龙岗剖面的 12 层上部。Epigondolella primitius 带底界位置有待于进一步研究。另外,田传荣(1982)在聂拉木土隆剖面报道的 M .multidentata 由于其齿台后部光滑,齿脊由瘤状齿组成,主齿不达后边缘等特征不同于典型的 M.multidentata,而符合 E.primitia 的特征,建议应该归入 E.primitia 中。E.primi-tia 带还发现于黑龙江饶河(王成源等,1986)。因此,E.primitia 带在我国西藏和黑龙江地区有一定的地理分布。

根据 Krystyn(1977),Orchard(1991),Meco(1999),Krystyn et al.(2002)和 Channell et al.(2003)研究,E.primitia 带代表上卡尼阶顶部至下诺利阶的地层。Channell et al.(2003)将卡尼阶—诺利阶界线划在下 E.primitia 带与上 E.primitia 带之间。牙形石 E.primitia 在欧洲的阿尔卑斯地区、加拿大和美洲的西北部、澳大利亚西北部、中国的西藏地区和日本中部广泛存在,是诺利阶底部良好的对比标志。

4.2 E.spiculata 带

Orchard(1991)建立了牙 形 石 E.spiculata,并 将其作为 E.spiculata 带 的代表 分 子。同时将 他(1983)定名为 Epigondolella sp.C,Orchard 的分子也归入此种。毛力等(1987)报道了此种的分子。在麦龙岗剖面的麦龙岗组中发现了数量较多的 E.spiculata 化石。本带以 E.spiculata 出现为底界,以E.tozeri 的出现为顶界,共生分子有: Epigondolella cf.spiculata,Epigondolella sp.,延伸范围包括诺利阶中、下部的地层。E.spiculata 带在国外还见于北美和特提斯地区的上三叠统诺利阶(Channell,etal.,2003; Katvala,et al.,2008)。

表2 摇中国上三叠统土隆阶牙形石带对比表

4.3 Epigondolella tozeri 带

本带以 Epigondolella tozeri 出现为底界,以 Epigondolella postera 的出现为顶界,共生分子有: Epigo-ndolella spiculata。在 Orchard(1991)的划分方案中并没有将 E.tozeri 作为带化石提出,而是包含在 E.elongata 带中,并指出 E.tozeri 贯穿于这个带。在麦龙岗组 E.tozeri 产出较多,其延续的地层范围内并没有发现 E.elongata。因此,我们将与 E.elongata 伴生的 E.tozeri 作为 E.tozeri 带的代表分子。E.toz-eri 带分布于麦龙岗剖面的 P5H100 - P5H115 号样品中,代表了诺利阶中部的地层。

4.4 Epigondolella postera 带

本带以 E.postera 出现为底界,以 E.bidentata 出现为顶界。共生分子有: Epigondolella cf .spicula-ta,E.violinformis sp.nov.,E.cf .triangularis uniformis,Epigondolella sp.。E.postera 带在国内外分布最广泛,已经在我国云南保山(王志浩等,1985)、西藏林周(毛利等,1987; 纪占胜等,2003)、黑龙江饶河(王成源等,1986)、西藏阿里(赵锡文等,1991)、川西藏东(王骊军,1993)、西藏羌塘盆地(李勇等,1999)、西藏改则(贵州省地质调查院,2005)被报道。E.postera 带在国外还见于奥地利、捷克斯洛伐克(Sweet,et al.,1971)、日本的 Mino-Tamba 地区(Isozaku and Matsuda,1982)和加拿大不列颠哥伦比亚省(Orchard,1983)、美洲的西北部(Katvala,et al.,2008)等地的上三叠统诺利阶中上部。目前在 E.postera 化石的鉴定方面存在意见分歧,具体情况可参考纪占胜等(2003)意见。

4.5 Epigondolella bidentata 带

本带以 Epigondolella bidentata 的出现和消失为底界和顶界,共生分子有: Epigondolella postera,Hindeodella sp.,Priniodella libita,Xaniognathos sp.,L onchadina muelleri,Metalonchodina mediocrisa,Enantiognathus sp.,Enantiognathus ziegleri。E.bidentata 带代表诺利阶最顶部的牙形石带,具有广泛的国际对比意义。该带在西藏拉萨达孜地区(毛力等,1987; 纪占胜等,2003)、云南保山地区(王志浩,董致中,1985)、黑龙江饶河(王成源等,1986)、西藏改则(贵州省地质调查院,2005)和西藏乌丽(朱同兴等,2005)都有发现。E.bidentata 带在国外还见于北美(Katvala,et al.,2008)和特提斯地区的上三叠统诺利阶上部(Meco,1999; Channell,et al.,2003)。由于样品采集间距较大,目前尚不能确定 E.bidentata 带的准确延限范围,需要进一步加强 E.bidentata 带延限范围的研究。

5 土隆阶地层的对比

与土隆阶大致同期的岩石地层单位包括: 西藏南部聂拉木地区的达沙隆组至曲龙贡巴组和德日荣组,定日县达沙隆组(王成源和王志浩,1976)和康马县涅如地区涅如群上部,西藏北部双湖地区西亚尔岗组上部; 西藏东部地区的波里拉组和巴贡组,云南丽江地区松桂组和保山地区上三叠统大水塘组(王志浩、董致中,1985); 青海西南部结扎群波里拉组上部及巴塘群中组、川西曲嘎寺组及图姆沟组相当的地层(赵政璋等,2001),川西北龙门山地区上三叠统垮洪洞组至小塘子组和须家河组,以及白玉地区下逆松多组碳酸盐岩段(王骊军,1993)。南祁连山地区的尕勒得寺组。在东南沿海沉积区,与土隆阶大致同期的岩石地层单位主要由海陆交互相的碎屑岩夹煤层组成,如大坑组上部和文宾山组、小水组和头木冲组。黑龙江省东部那丹哈达岭地区与土隆阶大致同期的岩石地层单位为上三叠统胜利组(王成源等,1986)。

参 考 文 献

贵州省地质调查院,2005: 1∶25 万丁固幅、加措幅地质调查成果与进展。沉积与特提斯地质,25(1 -2): 45 ~50

纪占胜,姚建新,杨欣德等,2003: 西藏晚三叠世诺利阶麦龙岗组牙形石的发现及其地质意义。古生物学报,(42)3: 382 ~392

李勇,尹海生,王成善,1999: 青藏高原北部晚三叠世 Epigondolella 动物群的发现及其地质意义。地质论评,45(6),628

刘世坤,刘鸿飞,马召军,1988: 拉萨地区上三叠统麦隆岗组的新认识。地层学杂志,12(4): 303 ~306

毛力,田传荣,1987.西藏林周县麦龙岗组顶部的晚三叠世牙形石.中国地质科学院院报,17: 159 ~168

邱洪荣,1984.西藏古生代和三叠纪的牙形石动物群,见: 李光岑等.中法喜马拉雅考察成果 1980.北京: 地质出版社,85 ~107

饶荣标,徐济凡,陈永明,邹定帮,1985: 青藏高原的三叠纪。中华人民共和国地质矿产部地质专报,二,地层古生物,第7 号,北京: 地质出版社,1 ~239

田传荣,1982.西藏聂拉木县土隆村三叠纪牙形石,青藏高原地质文集 7.北京: 地质出版社,153 ~165

王成源,1991.中国三叠纪牙形石生物地层。地层学杂志,15(4): 311 ~312

王成源,王志浩,1976.珠穆朗玛峰地区三叠纪牙形刺,见: 珠穆朗玛峰地区科学考察报告 1966—1968,古生物(二).北京: 科学出版社,387 ~416

王成源、康宝祥、张海驲,1986: 那丹哈达岭三叠纪牙形刺的发现及其地质意义。中国北方板块构造文集,1,208 ~214

王骊军,1993.川西藏东晚三叠世诺利期牙形刺。青海地质,1,24 ~58

王志浩,董致中,1985.云南西部保山地区晚三叠世 Epigondolella 动物群的发现,微体古生物学报,2(2): 125 ~131

夏金宝,廖卫华,1986.拉萨地区 Procyclolitidae 的一些石珊瑚化石.古生物学报,25(1): 27 ~51

杨守仁,郝维城,江大勇,2001.中国三叠纪牙形石的古生物地理分区。古地理学报,3(3): 1 ~10

杨守仁,郝维城,王新平,1999.中国三叠纪不同相区的牙形石序列。见八尾昭等编著,中国古特提斯生物及地质变迁,北京: 北京大学出版社,97,112

杨遵仪,张舜新,杨基端,周惠琴,曹洪升,2000.中国地层典· 三叠系,北京: 地质出版社,1 ~139

赵锡文,张克信,1991.中国西藏阿里地区三叠牙形刺。微体古生物学报,8(4),433 ~440

赵政璋,李永铁,叶和飞等,2001: 青藏高原地层。北京: 科学出版社,1 ~543

朱同兴等,2005: 藏北双湖地区三叠纪地层新资料。地质通报,25(12),1127 ~1134

Channell,J.E.T.,Kozur,H.W.,Sievers,T.,Mock,R.,Aubrecht,R.,Sykora,M.,2003.Carnian - Norian biomagnetostratigraphy at Silicka.Brezova.(Slovakia): correlation to other Tethyan sections and to the Newark Basin.Palaeogeography,Palaeoclimatology,Palaeoecolo-gy 191: 65 ~ 109

Guizhou Institute of Geological Survey,2005.1∶ 250 000 Dinggo and Gyamco Sheets in Xizang.Sedimentary Geology and Tethyan Geology,25(1- 2): 45 ~ 50(in Chinese with English abstract)

Isozaki,Y.,Matsuda,T.,1982.Middle and Late Triassic conodonts from bedded chert sequences in the Mino-Tamba Belt,Southwest Japan.Part I,Epigondolella,Journal of Geosciences,Osaka City University,25: 103 ~ 136

Ji Zhansheng,Yao Jianxin,Yang Xinde,Zang Wenshuan,WU Guichun,2003.Conodont zonations of Norian in Lhasa area,Xizang(Tibet)and Their global correlation.Acta Palaeontologica Sinica,(42)3: 382 ~ 392(in Chinese with English abstract)

Katvala,E.C.,Stanley,G.D.,2008.Conodont biostratigraphy and facies correlations in a Late Triassic island arc,Keku Strait,southeast Alas-ka.Special Paper-Geological Society of America,442 181 ~ 226

Krystyn L,1977.Stratigraphy of the Hallstatt region.Abhandlumgen der Geologischen Bundesanstalt,35(5): 69 ~ 98.

Krystyn,L.,Gallet,Y.,Besse,J.,Marcoux,J.,2002.Integrated Upper Carnian to Lower Norian biochronology and implications for the Upper Triassic magnetic polarity time scale.Earth and Planetary Science Letters,203: 343 ~ 351.

Li Yong,Yin Haisheng,Wang Chengshan,1999.Discovery of Late Triassic Epigondolella fauna in of the northern Qinghai-Xizang Plateau and their geological signification.Geological Review,45(6): 628(in Chinese)

Liu Shikun,Liu Hongfei,Ma Zhaojun,1988.New discussion on Upper Triassic Mailonggang Formation in Lhasa area.Journal of Stratigraphy,12(4): 303 ~306(in Chinese)

Mao Li,Tian Chuanrong,1987.Late Triassic conodonts from the uppermost Mailonggang formation in Mailonggang village of Lhunzhub County,Xi-zang(Tibet),China.Bulletin Chinese Academy of Geological Sciences,17: 159 ~ 168(in Chinese with English abstract)

Meco,S.,1999.Conodont biostratigraphy of Triassic pelagic strata,Albania.Rivista Italiana di Paleontologia e Stratigrafia,105(2): 251 ~ 266

Orchard,M.J.,1983.The distribution of conodonts in tectonostratigraphic terranes of Western Canada.Abstracts with Programs-Geological Society of America,15(5): 385

Orchard,M.J.,1991.Upper Triassic conodont biochronology and new index species from the Canadian Corlillera.In : Orchard M J and Mc-Cracken A D(eds.).Ordivician to Triassic conodont paleontology of the Canadian Cordillera,Geological Survey of Canada.Bulletin,417:299 ~ 335

Orchard,M.J.,Carter,E.,Tozer,E.T.,2000.Fossil data and their bearing on defining a Carnian - Norian(Upper Triassic)boundary in Western Canada,Albertiana 24: 48 ~ 56

Orchard,M.J.,Tozer,E.T.,1997.Triassic conodont biochronology,its calibration with the ammonoid standard,and a biostratigraphic summa-ry for the western Canada sedimentary basin.Bull.Can.Pet.Geol.45,675 ~ 692

Rao Rongbiao,Xu Jigan,Chen Yongming,Zou Dingbang,1985.The Triassic system of the Qinghai-Xizang Plateau.People’s Republic of China Ministry of Geology and Mineral Resources,Geological Memoire,Series 2,Number 7,Beijing: Geological Publishing House,1 ~ 239(in Chi-nese with English abstract)

Sweet,W.C.,Mosher,L.C.,Clark,D.L.,James W.Collinson,J.W.,Hasenmueller,W.A.,1971.Conodont biostratigraphy of the Triassic.Conodont biostratigraphy,Memoir-Geological Society of America,127: 441 ~ 465

Tian Chuanrong,1982.Triassic conoconts from Tulong Village,Nyalam,Xizang(Tibet).Geological corpus of Qinghai-Xizang(Tibet)plateau,7,Beijing: Geol.Publ.House,153 ~ 165(in Chinese)

Wang Chengyuan,1991.Triassic conodont biostratigraphy of China.Journal of stratigraphy,15(4): 311 ~ 312(in Chinese)

Wang Chengyuan,Kang Baoxiang,Zhang Hairi,1986.Discovery of Triassic conodonts in Nadanhada Range and their geological signification.Tec-tonic corpus of North China plate,1: 208 ~ 214(in Chinese)

Wang Chengyuan,Wang Zhihao,1976.Triassic conodonts in Qomolangma area.In: Report of Science investigation in Qomolangma area,1966 -1968,Paleontology,2,Beijing: Science Press,387 ~ 416(in Chinese)

Wang Lijun,1993.The Norian conodonts of Late Triassic from western Sichuan and eastern Xizang.Qinghai of Geology,1: 24 ~ 58(in Chinese with English abstract)

Wang Zhihao,Dong Zhizhong,1985.Discovery of conodont Epigondolella fauna from Late Triassic in Baoshan area,western Yunnan.Acta Micro-palaeontologica Sinica,2(2): 125 ~ 132(in Chinese with English abstract)

Xia Jinbao,Liao Weihua,1986.Some Scleractinian corals of Procyclolitidea from Lhasa.Acta Micropalaeotologica Sinica,25(1): 37 ~ 48(in Chi-nese with English abstract)

Yang Shouren,Hao Weicheng,Jiang Dayong,2001.Provincialism of Triassic conodonts in China.Journal of Palaeogeography,3(3): 1 ~ 10(in Chinese with English abstract)

Yang Shouren,Hao Weicheng,Wang,Xinping,1999.Triassic conodonts sequences from different facies in China.In Yao Akira et al.,eds.Biot-ic and geological development of the Paleo-Tethys in China,Beijing: Peking University Press,97 ~ 112(in Chinese with English abstract)

Yang Zunyi,Zhang Shunxin,Yang Jian,Zhou Hunqin,Cao Hongsheng,2000.Dictionary of Stratigraphic terms of China Triassic.Geological Publishing House,Beijing,pp.1 ~ 139(in Chinese)

Zhao Xiwen,zhang Kexin,1991.Triassic Conodonts from the Ngari area,Xizang(Tibet),China.Acta Micropalaeotologica Sinica,8(4): 433 ~440(in Chinese with English abstract)

Zhao Zhengzhang,Li Yongtie,Ye Hefei,et al.,2001.Stratigraphy of Qinghai - Tibet plateau.Beijing: Science Press,1 ~ 543(in Chinese with English abstract)

Zhu Tongxing,Li Zongliang,Li Cai,Feng Xintao,Zhang Qiyue,Zhang Huihua,Lin Shiliang,Zeng Qingrong,2005.New data of Triassic strata in the Shuanghu area,northern Tibet,China.Geological Bulletin of China,24(12): 1127 ~ 1134(in Chinese with English abstract)

Ⅶ 尼泊尔地震 樟木镇地质结构有什么变化

4月25日尼泊尔发生8.1级大地震后,中国地震局地震研究所联合中国地质大学(武汉)迅速派出四个GPS野外观测小组,开始对震源区周边300公里范围内的2000个网点和控制点等开展了GPS应急观测。
野外观测小组观测发现,大地震造成西藏日喀则市的吉隆镇、聂拉木县等地向南水平运动约60厘米。吉隆镇垂直形变不明显,聂拉木县垂直下降10厘米左右。
据介绍,尼泊尔8.1级地震震中距我国国境线直线距离约50公里,西藏日喀则市吉隆县、聂拉木县等地震感强烈。此前有媒体报道,大地震使尼泊尔首都加德满都向南移动了3米,珠穆朗玛峰高度降低2.5厘米。

Ⅷ 西藏公路状况怎么样,有没有很多险路

近年来,西藏先后投资建设林芝至拉萨、日喀则机场至日喀则市,泽当至贡嘎机场,拉萨环城路等7个一级公路项目。截至目前,西藏一级以上公路通车里程达到613公里。这些高等级公路的建设,将极大提升西藏交通运输能力,改善西藏主要城市之间的交通运输条件。

西藏危险路段细分为落石路段、泥石流路段、滑坡路段、过水路面、临水临崖路段、高海拔路段、连续弯道路段、反向弯路、易滑路面、傍山险路和临水临崖路段。

西藏地区地处高原,多高山峡谷,路面情况复杂,区内公路多急弯、临崖临水和冰雪路面。随着正式进入雨季,路面情况更加复杂,广大驾驶人员可通过由自治区公安厅交警总队编印的《西藏自治区国省干道交通警示便民服务略图》了解到西藏部分危险道路的分布情况。

川藏线

落石、滑坡、泥石流

318国道上,然乌湖至波密段有约90公里长的路段为落石、泥石流、滑坡、过水路面、临水临崖路段,在进入雨季后,这些危险路段更容易发生自然灾害。

了解到,除了然乌湖附近道路较危险外,318国道米拉山口至墨竹工卡县有56公里高海拔、连续弯道路段;拉萨市区至日喀则地区仁布县有约180公里的傍山险路、临水临崖、事故多发和连续弯道路段;日喀则地区聂拉木县向南有约100公里连续下坡、多弯道、道路狭窄、急速落差、多滑坡、泥石流路段。

317国道虽说也算得上川藏线,但和318国道相比,317国道并没有那么多危险路段。在317国道上,那曲地区索县至那曲地区所在地为危险路段,途中有200多公里的道路为交通事故多发段。

青藏线

易滑、急转、傍山路

众所周之,西藏地区除了川藏线外还有一条重要道路:109国道青藏公路。与川藏公路不同,109国道的养护保通任务又青藏公路管理分局和沿线各养护段承担。

109国道南山口至那曲县均为危险路段,其中雁石坪镇附近约600公里的道路属于易滑、连续急弯道、事故多发路段,那曲地区安多县至那曲县约有240公里为事故多发和高寒缺氧路段。

拉萨市区至山南地区洛扎县为危险路段,其中羊卓雍措附近与318国道交汇处约180公里为傍山险路、临水临崖、事故多发、连续弯道路段,羊卓雍措至浪卡子县约90公里为连续反向弯道、临水临崖路段,浪卡子县至洛扎县约120公里为高海拔、多弯道、泥石流、多滑坡路段。

热点内容
鹿特丹港国家地理 发布:2021-03-15 14:26:00 浏览:571
地理八年级主要的气候类型 发布:2021-03-15 14:24:09 浏览:219
戴旭龙中国地质大学武汉 发布:2021-03-15 14:19:37 浏览:408
地理因素对中国文化的影响 发布:2021-03-15 14:18:30 浏览:724
高中地理全解世界地理 发布:2021-03-15 14:16:36 浏览:425
工地质检具体干些什么 发布:2021-03-15 14:15:00 浏览:4
东南大学工程地质考试卷 发布:2021-03-15 14:13:41 浏览:840
中国地质大学自动取票机 发布:2021-03-15 14:13:15 浏览:779
曾文武汉地质大学 发布:2021-03-15 14:11:33 浏览:563
中国冶金地质总局地球物理勘察院官网 发布:2021-03-15 14:10:10 浏览:864