地质上J3X1代表什么

『壹』 地质地层代号 斜杠代表什么意思

你可以参考下《中国区域年代地层地质年代表》和《国际地层表》简介我有pdf版本的我自己也整理了一份留下邮箱后我可以发给你

『贰』 地质图上，算出倾向走向，怎么算倾角

倾向角也叫做倾斜角，是由直线的斜率算出来的。

斜率是表示一条直线（或曲线的切线）关于（横）坐标轴倾斜程度的量。它通常用直线（或曲线的切线）与（横）坐标轴夹角的正切，或两点的纵坐标之差与横坐标之差的比来表示。[1]

斜率又称“角系数”，是一条直线对于横坐标轴正向夹角的正切，反映直线对水平面的倾斜度。一条直线与某平面直角坐标系横坐标轴正半轴方向所成的角的正切值即该直线相对于该坐标系的斜率。如果直线与x轴互相垂直，直角的正切值无穷大，故此直线不存在斜率。当直线L的斜率存在时，对于一次函数y=kx+b，（斜截式）k即该函数图像的斜率。

斜率亦称“角系数”，表示平面直角坐标系中表示一条直线对横坐标轴的倾斜程度的量。

直线对X 轴的倾斜角α的正切值tgα称为该直线的“斜率”，并记作k，k=tgα。规定平行于X轴的直线的斜率为零，平行于Y轴的直线的斜率不存在。对于过两个已知点(x1，y1) 和 (x2，y2)的直线，若x1≠x2，则该直线的斜率为k=(y1-y2)/(x1-x2)。[3]

即k=tanα=

斜率(3张)

率，用坡度来刻划道路的倾斜程度，也就是用坡面的切直高度和水平长度的比，相当于在水平方向移动一千米，在切直方向上升或下降的数值，这个比值实际上就表示了坡度的大小。

其次，从倾斜角的正切值来看；还有就是从向量看，是直线向上方向的向量 与X轴方向上的单位向量的夹角；最后是从导数这个视角来再次认识斜率的概念，这里实际上就是直线的瞬时变化率。认识斜率概念不仅仅是对今后的学习起着很重要的作用，而且对今后学习的一些数学的重要的解题的方法，也是非常有帮助的。

希望我能帮助你解疑释惑。

『叁』 地质剖面B、J1、J2、J3、Y是什么

skating and sliding to look forward to.

『肆』 区域地质发展史

根据上述地层与构造的特点，为探讨本区地热资源的形成与演变，本节 重点追溯与其关系密切的晚侏罗世早期以后的地质发展史。

印支运动以后，区域性北东向构造已形成，燕山运动早期，又形成了北北东向构造。这些构造的强烈活动，导致岩浆沿构造带运移，发生强烈的火山喷发，形成了分布于我国东部的北北东向、北东向展布的火山岩带。

区内此段地质发展史可分为3个时期。

1.燕山运动早期

这是火山强烈活动时期。区内经历了两个发展阶段。

第一阶段（晚侏罗世早期）：该阶段早中期，火山活动强烈；晚期火山活动由喷发转为爆溢，岩浆从火山口溢出，在霞浦、柴桥、白峰及大榭西部等地冷却凝固，形成厚度巨大的貌似花岗岩的晶屑熔结凝灰岩（J₃g）。与上覆砂砾岩假整合面的存在，显示该阶段火山活动强度渐弱，暂告结束。

第二阶段（晚侏罗世晚期）：经过第一阶段火山活动后，区内相对宁静，处于剥蚀状态，在河流、湖泊等低洼区内首先堆积了该阶段的底部紫红色砂岩、砂砾岩，它代表湿热氧化的环境，标志第二阶段的开始。此后，由于北东向、北北东向构造带再次强烈活动，岩浆急剧上升，在构造有利部位发生中心式多口火山爆发。此后，火山活动又经历了岩浆喷发—宁静—岩浆喷溢—岩浆超浅成侵入—再次岩浆超浅成侵入—火山活动止息的过程。同时，先后形成了分布在灵峰山火山穹窿、太白山火山机体四周的上侏罗统西山头组（J₃x）火山碎屑流相的火山碎屑岩、茶湾组（J₃c）火山沉积岩、九里坪组（J₃j）喷溢相流纹斑岩、灵峰山石英霏细斑岩、四顾山潜火山岩，显示出火山活动由强变弱，直至止息。

2.燕山运动晚期

经过早期强烈火山活动后，燕山运动晚期岩浆活动进入较为宁静的时期，运动方式也发生了变化。伴随构造带的继续运动，区内有微弱的火山活动、较弱的岩浆侵入和明显的垂直差异运动。

第一阶段（白垩纪早期）：温州—镇海北北东向断裂带由挤压转为拉张，其东西侧下降，接受沉积。在蛤蟆山一带出露的紫红色砂岩夹安山岩、安玄岩层，显示该阶段以河湖相沉积为主，有微弱中基性岩浆喷溢，标志着新火山活动开始。

第二阶段（白垩纪早期）：区内处于全面隆起剥蚀状态，未留下堆积产物。而伴随隆起的垂直运动，导致岩浆多次侵入，先后形成白峰石英闪长岩、三山二长花岗岩、卢郑钾长花岗岩、育王寺花岗斑岩等小岩体。区内的铅锌矿、铁矿、萤石矿、黄铁矿等是这一时期岩浆期后气液活动和有用元素富集作用的结果。

3.喜马拉雅运动时期

进入新生代后，新构造运动控制了区内的地质发展。

新近纪时区域应力场发生重大变化，处于近东西向挤压应力作用下，地壳全面隆起，遭受剥蚀，一直延续到第四纪早更新世，从而缺失了新近系和下更新统地层。第四纪中期起，由全面隆起转为隆起与下陷交替进行，垂直差异运动明显。灵峰山—四顾山继续处于隆起状态，新碶—大碶则出现下陷，形成新凹陷，并延续到全新世。在构造运动和气候条件的双重因素作用下，凹陷内出现四次海侵，沉积了厚达百余米的海相、河湖相产物，大碶平原形成；在山麓部位则由冲洪积、坡洪积和坡积组成，形成沟谷小平原。

『伍』 J2t地质上代表什么是侏罗纪什么组其中“2”又是什么含义

盆地腹部侏罗系主要沉积的地层自下而上有八道湾组(J1b)、三工河组(J1s)、西山窑组(J2x)、头屯河组(J2t)和齐古组(J3q)。 2t是代表侏罗纪中统。

『陆』 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。

『柒』 区域地质特征

准噶尔盆地是我国大型含油气盆地之一，面积约13×10⁴km²，盆地四周被褶皱山系所围限，西北边界为扎伊尔山和哈拉阿拉特山，东北边界为阿尔泰山、青格里底山和克拉麦里山，南界为伊连黑比尔根山和博格达山，总体形状为三角形，东西长，南北窄。

一、构造特征

准噶尔盆地是欧亚板块的组成部分，北邻西伯利亚板块，西接哈萨克斯坦板块，南依天山造山带。区域构造位于阿尔泰褶皱带、西准噶尔褶皱带和北天山褶皱带所夹持的三角地带。盆地内发育较全的上古生界至新生界地层，其中石炭系、二叠系、三叠系、侏罗系、白垩系、古近系、新近系构成了盆地内主要含油气勘探目的层，在盆地南部其累计厚度最大达18000m，盆地内的一般厚度也在10000m左右。准噶尔盆地自石炭纪以来，经历了海西、印支、燕山和喜马拉雅等多期构造运动，形成了多个不整合面与构造层。断裂发育主要有三期，即海西期、燕山期和喜马拉雅期，目前三叠系及以下地层中主要为逆断层，侏罗系和白垩系中发育正断层，盆地南缘则以逆断层和走滑断层为主。

准噶尔盆地可以划分出8个一级单元(图5－1)，分别为乌伦古断陷、三个泉隆起、西北缘冲断带、玛湖－漠区坳陷、中央隆起带、北天山山前坳陷、博格达山前坳陷及沙－奇隆起区。

二、地层分布及沉积特征

准噶尔盆地的沉积盖层发育，在晚海西期褶皱带基底石炭系火山岩与变质岩之上的沉积层都是盆地的沉积盖层。自老至新依次为上古生界的石炭系、二叠系，中生界的三叠系、侏罗系和白垩系，新生界的古近系与新近系(图5－2)。

1.石炭系(C)

属于准噶尔沉积盆地基底岩性，下石炭统为变质凝灰岩及安山岩;中石炭统为为火山岩及火山碎屑岩，主要分布在西北缘、陆梁隆起、克拉麦里山前;上石炭统为边缘海相碳酸盐岩，分布局限(仅分布于准东外围石钱滩凹陷)。

2.二叠系(P)

佳木河组下亚组(P₁j¹):为一套杂色砾岩、火山碎屑岩夹熔岩，最大厚度可达4000m。

佳木河组上亚组(P₁j²):为一套火山熔岩夹火山碎屑岩。在中拐五区、八区为流纹岩、安山岩、凝灰岩及凝灰碎屑岩，未穿视厚度268～350m，风成城地区407m;陆梁地区为紫褐色、紫灰色杏仁状橄榄安山玄武岩及安山质熔结角砾岩夹棕红色砂质泥岩、细砂岩，未穿视厚度139m。

图5－1 准噶尔盆地构造单元分区图(据郑和荣等，2007)

风城组(P₁f):为一套暗色泥质、凝灰质白云岩，白云质泥岩夹砂岩、粉砂岩及薄层灰岩，为滞留海湾或湖沉积，其分布主要在玛湖－漠区坳陷的北段，以乌尔禾－黄羊泉一带最厚，厚700～900m。为玛湖－漠区坳陷内的主力生油层。

夏子街组(P₂x):为棕褐色、杂色及灰绿色砾岩夹褐色薄层砂岩，砾石成分复杂，主要为变质岩、火山岩和泥岩等，分选及磨圆度差，砂泥质胶结。夏子街地区变细，出现较多棕色泥质粉砂岩和粉砂质泥岩，未发现任何化石。属于一套山麓洪积扇体堆积。

下乌尔禾组(P₂w):分布于克－乌断裂、夏红北断裂下盘，为灰色、灰绿色砾岩夹同色砾状砂岩及深灰色、灰黑色泥岩，属于山麓河流洪积－湖沼沉积。

上乌尔禾组(P₃w):仅分布于乌尔禾－夏子街地区的构造低部位，为棕褐色砾岩夹砂质泥岩，为山麓洪积扇体堆积。

3.三叠系(T)

百口泉组(T₁b):分布于百口泉－夏子街地区，沉积厚度80～200m，为一套灰绿－棕红色块状砾岩夹薄层透镜状砂岩和泥岩，为山麓辫状河沉积。

下克拉玛依组(T₂k¹):分布于百口泉－夏子街地区。岩性为一套灰绿色、棕褐色的厚层砾岩、含砾状巨－粗砂岩、中－细砂岩、粉砂岩与泥岩的正韵律组合，为洪积相沉积。

上克拉玛依组(T₂k²):分布基本同T₂k¹，下部为灰白、灰褐色含砾粗砂岩，上部为灰白色中－细砂岩、泥质砂岩及粉砂岩，为洪积相与辫状河沉积。

图5－3 准噶尔盆地西北缘油藏分布略图据方朝亮等，2003)

稠油油藏的地层水类型与水动力条件、岩性条件以及油气藏的保存环境有关。侏罗系地层水水型以NaHCO₃型为主，在车18井和车26井区为CaCl₂水型，侏罗系地层水的矿化度表现为白碱滩地区最低，仅为5000mg/L，夏34井以西地区次之，为7000mg/L，车26井所在地区为最高，达21000mg/L，夏子街地区次高。三叠系地层水的矿化度在乌尔禾以南与克浅28井所在地区最低，仅5000mg/L，外拐和玛湖两地区较高。三叠系地层水水型主要为NaHCO₃型，在红43－车002井地区为CaCl₂型水(方朝亮等，2003)。

『捌』 李四光是我国著名的地质学家资料

李四光（1889年10月26日－1971年4月29日），中国著名地质学家，新中国版成立后第权一批杰出的科学家和为新中国发展做出卓越贡献的元勋，中国地质大学第一任校长，湖北黄冈人，蒙古族[1]，毕业于英国伯明翰大学并获博士学位。首创地质力学。中央研究院院士，中国科学院院士，之后李四光的著名事迹也被翻拍为电影。1932年任中央大学(1949年更名南京大学)代理校长，之后又任重庆大学教授。为中国甩掉“贫油”帽子，创立地质力学理论和中国“两弹”的研发作出了重大贡献。

中文名： 李四光
别名： 字仲拱，原名李仲揆
国籍： 中国
民族： 汉族
出生地： 湖北黄冈
出生日期： 1889年10月26日
逝世日期： 1971年4月29日
创立地质力学理论
为中国氢弹的研制作出重大贡献
代表作品： 《地质力学之基础与方法》，《地质力学概论》

『玖』 地质矿量,实际采出两,损失量的关系

先说下，我之前都没有看过相关的东东，现在也懒得搜相关的，纯粹是根据你上述的资料的个人理解。 开采回采率是第n次的数据，开采率是n次总的结果，回采率是第n+1次的数据，其实都不大有关系。我的想法如下： 先设置个情景，就是在一棵树采摘果子。理想情况下，我们知道了一棵果树一年的总产量a，总之，就类似于知道矿产储量。开采回采率x、开采率y、回采率z。 我们假设这一年小主人开始工作，专门负责这棵树。开采回采率x1就是他采的果子总数除以a。然后，开采率y1也是在这棵树上摘的果子的总数除以a。这样我们发现x1=y1（当且仅当是第一次采才有此关系，其余的xy无关）。当然，因为是第一次亲身实践，自己嘴馋吃了一些，技术问题有些果子根本就没发现没摘到，还不小心弄坏了一些，这等等都不能算在他采的果子里面，所以x1可能只是70%。 好了，小主人摘完了，任务告一段落。后来主人发现树上还有果子，以免浪费就自己动手再摘一遍，这次的采量除以a就是回采率z。可以想象，由于经验丰富的原因，主人把剩下的都摘完了，一颗不剩，所以x2就是100%。所以x可以看出技术水平的高低。 然后，我们把父子两人采的加起来除以a，就有了新的y2，显然y2>y1。开采率是个递增的量，但由于损失不可逆，每一次开采率的极限值会越来越小。 补充：我觉得，是写文的错了（把开采回采率简写成回采率）。不是很明显的强调某厂的技术强吗？

『拾』 中国区域地质特征概述

马丽芳闵隆瑞丁孝忠

（中国地质科学院地质研究所，北京100037）

摘要中国疆域辽阔，地质构造复杂。40多年来，尤其是近20年来中国在区域地质调查和地学研究方面取得了很大进展，有必要编制一张纵览全国地质总貌的大型挂图。1:250万《中国地质图》是6张超全开拼幅大挂图，分中、英文版出版，以促进国际交流。它全面、系统地反映了我国40多年来，尤其是近20年来区域地质调查和地学研究的最新成果，除以各省自治区、直辖市地质志和新编的第二代《中国地质图集》为基础资料外，尽可能补充了1990年以来地学部门所取得的最新科研成果和资料，如地层清理和地层典的研究成果等^[1,2]，资料截止到1996年。因此，该图全面、清晰地展示我国各时代地质体的展布和区域地质构造特征的总貌。通过地质图的编制与研究不仅进一步系统总结和提高了对我国区域地质特征及地壳发展演化规律的认识，同时也为国土整治与规划、资源调查、地质灾害事件预测和环境保护等项工作提供了必不可少的基础地质资料。

该图强调资料性与科学性的紧密结合，以新全球构造理论为主导学术思想，对不同区域的地层、火成岩、构造和变质作用等内容作了时空三维演变发展过程的总结，并汲取了世界各国地质编图的长处，选择说明区域构造发展关键性地层的沉积类型、火成岩的岩类和岩石组合、变质相组合以突出表示，使图面在表示内容和表达方式上有所改革和创新。为增加与环境地质、灾害地质和全球变化有关的地质信息，改变以往地质图上只注重老地质体内容的做法，突出和加强第四纪以来的地质信息，反映第四纪地质体的形成过程和外动力条件。为反映上述内容，这次编图除划分时代外，还增加了成因类型代号和有关花纹，并标出第四系的等厚线及典型钻孔位置。图例是体现图幅内容的科学性、系统性和逻辑性的标志。该图打破了传统的表达方式，首次尝试按主要构造单元表示图例，以便更清晰、更全面地反映不同地区三大岩类和地壳运动在时空等三维方面演化的过程。

该图采用区域地质综合分析和详细专题研究相结合的手段，传统手工编图和计算机数字制图技术相结合的新工艺流程，确保了成图质量和水平；在工作站上采用先进的Intergraph软件进行地理、地质内容的编辑，使地质图信息化，并有利于图件的共享和更新。

关键词区域地质特征前寒武系侏罗系—白垩系第四系构造分区板块构造褶皱区（系）

1区域地质编图概述

区域地质研究是国民经济建设中具有战略意义的基础工作，区域地质图是衡量一个国家区域地质研究程度和水平的标志。世界上许多经济发达的国家都将地质图的编制作为地质调查研究的基本任务之一，并且根据研究程度和新的进展定期地更新全国性的地质图件。60年代，我国曾在全国1∶100万套图编制的基础上编制了一幅1∶200万“中华人民共和国地质图”，后因涉及国界及其它原因未能公开发行。70年代曾编制和公开出版了1∶400万《中华人民共和国地质图》。改革开放以来，我国区域地质调查工作有了极大进展，全国1∶100万区域地质调查已基本完成，1∶20万综合区域地质调查工作也完成了陆地面积的70%。1981年起在地质矿产部统一部署下，各省区市都陆续总结和编写了《区域地质志》及与其相应的系列地质图件^[3～30]，而且在此基础上还综合编制了1∶500万《中国地质图》并出版了相应的说明书^[31]。最近几年，各省区市的地质工作者又通过第二代《中国地质图集》的编制进一步提高了综合研究程度^[32]。与此同时，随着新技术、新方法和新理论的广泛应用，我国地学各领域也获得了丰硕的科研成果，许多重大的基础地质问题也都取得了突破性的新认识。但是，至今还没有一幅纵览我国地质全貌的大型挂图。因此，编制一幅1∶250万比例尺的全国性地质图是十分必要的；同时，现在编制这样一幅图件也是有扎实基础的。

21∶250万《中国地质图》编制特点

在详细研究和综合分析资料的基础上，以准确、清晰、简明地反映我国区域地质特征总貌为准则，以新全球构造理论为主导学术思想，区域地质综合分析方法为手段，本次新版《中国地质图》编图工作对不同区域的地层、火成岩、构造和变质作用等内容作了以下几方面的深入研究和总结：

（1）不同构造单元在各地质时期的沉积组合特点和古地理演化及其与构造的关系；

（2）各区构造运动的发育过程、构造变动的类型及其构造演化的历程；

（3）各区火成岩活动的性质和特点，及其与构造的关系；

（4）各区变质作用的期次，变质相组合及变质相系的特点，及其与构造的关系。

在此基础上再进行全国性地层、火成岩、构造和变质作用的横向分析对比与总结。

2.1地层

一般表示到统或阶（组），研究程度较低或紧密褶皱区可以表示到系或群，甚至跨统或跨系。地层的划分考虑了国际和国内的现状进行划分对比。地层的年龄值除国内已有比较确切的年龄值外，基本参照国际通用地质年代表。前寒武系的划分对比一直是我国研究的重点，最近几年来相继在冀东发现了我国最古老的表壳岩曹庄群和鞍山附近花岗质古陆壳的残块。因此，将太古宇暂以3500Ma和3000Ma为界三分，包括古太古界、中太古界、新太古界。元古宇与太古宇以2500Ma分界。这些年龄数据只代表大致的分界年龄。本图前寒武系的划分对比见表1。

早寒武世仍以Anabarities trisulcatus带作为底界；奥陶系四分，宜昌统（O₁）与扬子统（O₂）的分界置于大湾阶含Azygograptus suecicus笔石带底界；志留系亦四分，将原上志留统中含牙形石Ozarkodina remscheidensis eosteinhornensis带的地层划归普里多利期，以S₄表示，含Polygnathoides siluricus带的划归拉德洛期，以S₃表示；石炭系二分，上、下统界线划在Eumorphoceras和Homoceras带之间；与二叠系的界线划在290Ma，即格舍尔期与阿瑟尔期之间；考虑国际上目前白垩系仍然二分，本图亦采用二分，界线仍在阿尔必阶和赛诺曼阶之间。具体到我国东部侏罗系—白垩系陆相地层的划分也是长期有争议的问题。最近，随着生物化石研究的进展和同位素年龄测定精度的提高，东部含热河动物群地层时代的归属逐渐明朗，辽西北票地区原始鸟类化石的发现，也为这些地层时代的确定提供了新的证据，考虑到资料来源及认识的不统一，本图将九佛堂组—阜新组均划归下白垩统，有争议的义县组以J3-K1表示。详细划分对比见表2。

表1中国前寒武系划分对比简表

第四系一般划分为更新统（Qp）和全新统（Qh），对大面积第四系发育区尽可能区分出下更新统（Q₁）、中更新统（Q₂）、上更新统（Q₃）。第四系在我国非常发育，占陆地面积的四分之一。尤其是近年来对全球变化、环境地质、青藏高原的抬升以及古人类的研究已引起广泛的关注。第四纪已有古人类的活动，根据最近的研究，其底界为2.48Ma。主要依据有：①华北泥河湾组中含Equus sanmeniensis（三门马），Proboscidipparion sinensis（长鼻三趾马）等和云南元谋组中含Rhinoceros sinensis（中国犀），Equus yunnansis（云南马）等均为早更新世典型代表分子；②中国黄土的底界年龄为2.48Ma。黄土和古土壤系列气候期可以与深海沉积物氧同位素气候期对比（图1）。

除太古宇、第四系和变质较深的地层外，为了有助于说明不同区域的研究程度和地壳发展历史，要求在图上选择以下几种关键性的、对说明区域构造发展有代表性的沉积类型加以表示：①代表稳定型的海绿石石英砂岩或碳酸盐台地沉积；②代表活动型放射虫硅质岩或深水浊积岩；③代表造山后的磨拉石粗碎屑沉积。火山岩类物质是区分稳定型和非稳定型的重要标志之一，上新世以前的火山岩由所属时代地层用岩相界线圈出再加不同花纹表示其岩石类型。

为了更确切地反映第四纪地质体的形成过程和外动力条件，要求图面上除划分时代外，还需加成因类型代号。主要的成因类型有：残坡积（eld）、冰碛（g）、冰水沉积（gf）、洪积（P）、冲洪积（fp）、冲积（f）、湖积（1）、冲湖积（fl）、海积（m）、冲海积（fm）、黄土（L）、风积（e）、生物堆积（b）、化学沉积（c）。成因类型代号写在第四系代号右上角，如Qp¹。在面积较大的第四纪地质体中要求表示与构造、气候关系密切的成因类型花纹，计有：冰碛、风成砂、黄土、冲洪积、洪积、海积、冲海积等。同时，为了反映大面积第四系覆盖区的基底概况，标出第四系的等厚线及典型钻孔位置，并在钻孔位置旁标出第四系厚度和下伏岩层时代，如

200m^[33]。

2.2火成岩

火成岩一般按岩石化学成分和矿物成分划分成超镁铁质岩类、镁铁质岩类、中性岩类、酸性岩类和过碱性岩类等5大类，又按其产状分成深成岩、浅成岩、潜火山岩和火山岩4类。详细分类见火成岩分类表。潜火山岩一律按岩体处理，但为了突出其与火山岩的密切关系，再加相应火山岩类的花纹，这样也解决了我国南方一些与火山岩关系密切的、具潜火山岩的性质的酸性和中性超浅成岩体的表示方法问题。为了突出与环境地质和灾害地质有关的信息，该图将上新世（含上新世）以来的火山岩及时代不明的火山岩均按岩体表示。

2.3变质岩

在变质岩发育区要求在图面上区分出变质相。变质相划分为绿片岩相、角闪岩相和麻粒岩相，分别用三种花纹表示。总之，变质相的花纹方向代表该地区片理和片麻理方向。另外，根据现有研究资料尽可能表示超高压、高压变质带，动力变质带和蓝闪石片岩带。

2.4构造

以清晰地反映区域构造特征为目的，地质体的展布应符合客观实际，接触关系要表示清楚。对境内的主要断裂要区分其性质，是平移、逆冲还是拉张的；不同时期构造运动所形成的断裂方向及其相互间的切割关系要充分注意，并在图上准确表示。为有助于全区地质构造的分析，对大型盆地、第四纪大面积覆盖区下的主要隐伏断裂亦加以表示。此外，在图上尽量表示出构造窗、飞来峰、韧性剪切带等。

表2中国东部侏罗系—白垩系划分对比简表

图1中国黄土-古土壤系列气候演化略图

3中国区域地质特征

中国大陆是在西伯利亚板块、华北板块、塔里木板块、扬子板块、华南板块、印度板块和太平洋板块等长期相互作用下逐渐发展演化而成。其中华北板块、塔里木板块、扬子板块和华南板块是构成中国大陆的主体。根据沉积组合、岩浆活动、变质作用和构造运动等时空发育的总体特征，中国大陆大致又可以划分成地台区和褶皱区两大类。地台区有华北地台、塔里木地台和扬子地台。褶皱区有准噶尔-内蒙古-兴安岭褶皱区、昆仑-秦岭褶皱系、青藏-滇西褶皱区、冈底斯-喜马拉雅褶皱区、华南褶皱区、完达山褶皱系、台湾褶皱系和南海褶皱区等（图2）。

图2中国大地构造分区略图

（1）华北地台：构成华北板块的主体，是吕梁运动后即已基本固结的稳定地块。其太古宇是目前我国出露最全和发育最完整的地区，并已证实此时已有一些陆核存在。中新元古界主要由海相碎屑岩和镁质碳酸盐岩组成，发育在地台内部的裂陷带内，在震旦纪晚期于地台西、南部发育冰碛岩。中奥陶世后，地台主体缺失晚奥陶世到早石炭世的沉积物。上石炭统—下二叠统为海陆交互相煤系地层，晚二叠世后进入陆相沉积。侏罗纪开始，受太平洋板块的影响，在太行山以东广泛发育燕山期的侵入岩和火山岩。内蒙古南部苏尼特旗至西拉木伦河以南是华北地台的北缘，主要为加里东褶皱带。西南的柴达木地块可能是新元古代晚期从华北地台西南缘分裂出来的块体。祁连山加里东褶皱带即是此时形成的海槽，于志留纪晚期褶皱隆起，中泥盆世堆积的磨拉石说明柴达木地块于此时已与华北地台形成统一的大陆地壳区。

（2）塔里木地台：固结于850Ma的晋宁运动。第三纪以来，随着青藏高原和天山的大幅度隆升，塔里木相对下沉形成了我国最大的内陆盆地。其基底埋深约8～10km，西部隆起，东部为叠加式断陷。最老的岩层为中太古界—古元古界^[34]，震旦系以发育冰碛岩为特征，下古生界生物化石与扬子地台颇为接近，上二叠统全部为陆相沉积。中生界主要为山间盆地或山前坳陷型沉积，但盆地西部出现海相。老第三系在西部也为海相或潟湖相沉积，盆地四周有吕梁期和华力西期为主的中酸性、基性和超基性岩类的侵入，南缘还有喜马拉雅期的火山喷发^[35]。

（3）扬子地台：以山阳-桐城断裂与秦岭褶皱系相邻，西以龙门山-红河断裂带与青藏-滇西褶皱区分界，东南则以绍兴-江山断裂与华南褶皱系相接。该地台形成于晋宁运动后，但根据最近资料，川南康定群有2957Ma的年龄值，另外还有一批大于1700Ma的年龄数据，说明其中有些是吕梁运动固结的稳定区。鄂西的崆岭群已解体为新太故界东冲河组和古元古界水月寺岩群。震旦系—中三叠统是典型盖层沉积，其中湖北三峡是震旦系—寒武系的层型剖面之一。地台边缘除有元古宙、古生代和中生代的中酸性、基性、超基性岩类侵入外，地台内部还有过碱性岩类侵入。

（4）准噶尔-内蒙古-兴安岭褶皱区：是西伯利亚板块、塔里木板块和华北板块之间占亚洲陆缘增生褶皱带的一部分，总体呈近东西向弧形展布，其中还散布着准噶尔、锡林浩特、佳木斯、额尔古纳等小型地块。陆缘的增生演化主要发生在加里东期和华力西早期。阿尔泰-额尔古纳褶皱带即是一条加里东褶皱带。早石炭世，西伯利亚板块与塔里木-华北板块碰撞对接，致使区内褶皱断裂发育，岩浆活动强烈，变质作用类型复杂多样，构成我国重要的古生代构造岩浆带。华力西期以后，西段受西伯利亚板块、哈萨克斯坦板块和印度板块的挤压，形成山链与盆地相间的构造构局，并伴有一系列逆冲推覆与大型走滑断裂；东段除受西伯利亚板块影响外，还多次受来自东南太平洋板块的推挤，呈现EW向构造与NE、NNE向构造相互复合的构造格局。准噶尔属稳定型内陆盆地，地层发育较全，主要为河湖相碎屑和煤系沉积；松辽盆地是从晚侏罗世发展起来的裂陷盆地。该区东部受太平洋板块的影响，从燕山期开始发育了一系列大小不等的断陷型含煤盆地和沉积-火山岩盆地。燕山中期有强烈的火山活动和大规模的中酸性岩浆侵位。

（5）昆仑-秦岭褶皱系：是介于塔里木板块、华北板块和扬子板块之间的一条消减带，也是上述南北两板块之间的结合带。因此，该系内部组成和构造非常复杂，尚有许多地质问题有待进一步查明。根据现有资料，它是晋宁、加里东、华力西、印支等造山运动所形成的复合造山带。东段被郯庐断裂带截切，且平移到胶南，走向转为NEE向；西段被阿尔金断裂所截。昆仑褶皱系可以康西瓦—中昆仑断裂划分成南北两部分。北昆仑是一条华力西褶皱带，南昆仑是一条华力西、印支褶皱带。伴随华力西期中昆仑的叠接有中酸性、基性—超基性岩类的侵入活动。中三叠统仍保持岛弧海环境，随着古特提斯洋北支在中三叠世的闭合、造山，上三叠统出现夹陆相火山岩的磨拉石堆积，并不整合在前期地层之上，生物群已属特提斯型。其后的侏罗系—白垩系均为陆相小型盆地沉积。燕山期和喜马拉雅期是其推覆、走滑和隆起的主要构造变动时期。秦岭褶皱系位于华北板块和扬子板块之间，以商丹断裂带作为南北秦岭的分界。北秦岭为加里东期造山带，基底由新太古界和古元古界变质岩系组成，其上被中新元古界深水火山-沉积岩所覆盖；寒武奥陶系仍为活动型火山-沉积岩系，含放射虫硅质岩，并有数条蛇绿岩带侵位于上述岩系之中。伴随加里东末期至华力西早期的造山作用，此带还有大量花岗岩类侵位。南秦岭是华力西、印支褶皱带。新太古界—中元古界构成该带的基底，近来研究证实，基底与盖层之间存在一条大的韧性滑脱剪切带，同时伴有大量印支期花岗岩类的侵入。晚三叠世以后受古太平洋板块向NNW方向的移动，致使秦岭到大别山一带继续发生逆冲、滑脱和推覆。并有人认为，大别山群之下有年轻地层存在。

（6）青藏-滇西褶皱区：北以修沟—玛沁断裂与昆仑褶皱系分界，南以班公湖—怒江断裂带与冈底斯-喜马拉雅褶皱区相接。该区由巴颜喀拉褶皱系和唐古拉褶皱系，以及若干中间地块、推覆构造、蛇绿岩带、混杂岩带和构造岩浆岩带所组成。两个褶皱系之间以可可西里—金沙江断裂带分界。巴颜喀拉褶皱系原属扬子板块西部边缘，是在晚古生代初期从扬子大陆开裂离散出来所形成的印支褶皱系。在巨厚的三叠系浊积岩之下有前古生代结晶基底的残块；震旦系—下古生界为一套夹火山岩的碎屑岩、碳酸盐岩沉积，其生物特征接近扬子区；泥盆系为稳定型碳酸盐台地和台地边缘沉积为主，晚石炭世开始受古特提斯洋的影响靠近东昆仑和金沙江一带发育活动型火山-沉积岩系，其余广大地区仍属稳定型沉积。二叠纪开始由稳定逐渐转为活动，并有大量中基性火山喷发。早中三叠世该区随着金沙江带的打开而向北推移，同时接受了一套浊流沉积和混杂堆积；晚三叠世该区与北面的欧亚大陆拼合而褶皱成山。唐古拉褶皱系主要由上三叠统—侏罗系构成的褶皱带、逆冲断裂带和蛇绿岩带组成，并有一系列花岗岩类岩体贯穿其中。在巨厚的盖层之下可能存在前寒武纪基底，晚三叠世金沙江向南俯冲、闭合，唐古拉褶皱系与巴颜喀拉褶皱系拼接在一起。侏罗纪时，南部为陆相沉积，北部为海相沉积。陆相沉积的白垩系不整合其上。

（7）冈底斯-喜马拉雅褶皱区：是冈瓦纳大陆北缘分离出来的一部分，可以雅鲁藏布江带为界划分成冈底斯-念青唐古拉褶皱系和喜马拉雅褶皱系。冈底斯-念青唐古拉褶皱系是燕山晚期褶皱系。其基底为元古宇的变质岩群，奥陶系—志留系为陆表海碳酸盐和碎屑沉积，在云南变质岩系之上直接被泥盆系所覆盖。晚古生代出现具冈瓦纳特征的冰海沉积和冷水动物群。中生代分异明显，三叠系具大陆边缘裂陷槽特点，侏罗纪开始出现沟-弧-盆体系，沉积了巨厚的浊积岩，含大量超镁铁质岩-镁铁质岩、放射虫硅质岩和混杂岩块。著名的冈底斯火山-岩浆弧形成于燕山晚期和喜马拉雅早期。喜马拉雅褶皱系是新生代褶皱系，南以主边界断裂与印度地台相接。前寒武系结晶基底之上为一大套古生代碳酸盐岩夹碎屑岩的地台盖层沉积。二叠纪末、三叠纪初随着雅鲁藏布江特提斯海域的打开，在雅鲁藏布江一带发育活动型沉积，并有火山岩和外来岩块。侏罗纪—早白垩世在喜马拉雅一带仍以陆棚细碎屑-碳酸盐沉积为主，而至雅鲁藏布江处则为深海洋盆的火山岩-含放射虫硅质岩。晚白垩世印度板块向北漂移，特提斯海逐渐关闭出现雅鲁藏布江蛇绿岩带。

（8）华南褶皱区：主体属加里东褶皱系，但受到华力西期、印支期，特别是燕山期构造岩浆活动的强烈影响，呈现多期构造相互叠加的复合构造格局。最早的岩石有中新元古界陈蔡群，震旦系—志留系以浊流沉积为主，经加里东运动褶皱和变质，伴有花岗岩类的侵入，与中新元古界一起形成了褶皱系的基底。泥盆系—中三叠统为地台型碳酸盐岩夹砂页岩和煤系地层，印支运动使其褶皱，并伴有花岗岩类的侵入，晚三叠世到新第三纪受太平洋板块的影响，形成了一系列NE或NNE方向的断陷盆地，伴有强烈的构造作用和岩浆活动。

（9）完达山褶皱系：属锡霍特阿林褶皱带的一部分，是晚侏罗世—早白垩世沿亚洲大陆东缘形成的陆缘增生带。主要由石炭系—二叠系的灰岩和绿片岩、中上三叠统含放射虫硅质岩、浊积岩、混杂岩，以及下中侏罗统的碎屑岩和火山岩组成。这些岩层有的以外来岩块出现在晚侏罗世地层中。该区逆冲、推覆构造十分复杂，并有印支期和燕山期的花岗岩类侵位。

（10）台湾褶皱系：是西太平洋岛弧褶皱系的组成部分。该系可以台东大纵谷带为界划分成台西中央山脉褶皱带和台东的海岸山脉褶皱带。后者与菲律宾的吕宋岛弧相联，属菲律宾海板块；前者的中央山脉与北面的钓鱼岛隆起相接，属欧亚板块，大纵谷带是一条菲律宾海板块和欧亚板块的地壳对接带。中央山脉褶皱带包括台湾岛大部分和台湾海峡东部。主要为厚达万米的第三纪浊积岩沉积。在大南澳变质带中有玉里和太鲁阁为代表的双变质带，前者有多期蛇绿混杂岩分布，后者卷入有属于华南区的石炭系—二叠系岩块。该带西部是第三纪晚期—第四纪初期形成的坳陷带，大部分为第四系所覆盖。海岸山脉带主要为第三纪碎屑岩、岛弧火山岩组成，又可分东西两部分。东部主要由中新世奇美火山岩和上新世至更新世浊积岩组成。东南侧上新世的利吉蛇绿混杂岩带为菲律宾海板块俯冲碰撞时带来的洋壳物质^[36]。

（11）南海褶皱区：属印支地块的一部分，曾经历了古生代—中生代多次拼贴增生和新生代解体离散的复杂过程。海南岛三亚地区的寒武系—奥陶系为稳定型碎屑和碳酸盐沉积，中寒武统所含三叶虫等化石与澳大利亚的Currant Bush组所含化石极其相似，同时在西沙群岛曾钻遇到前寒武系基底，这些资料说明早古生代时期该区曾与澳大利亚同属于南大陆，具地块性质。华力西期—印支期是南大陆解体离散和北大陆拼贴增生阶段，从该区晚古生代的生物群已具冈瓦纳冷水生物区与特提斯暖水生物区之间的过渡生物区性质可表明此时已从南大陆裂离出来。印支运动实质上反映了古特提斯海的消亡和滇-缅-泰与印支及华南陆块三者碰撞过程，印支期后整个东亚已拼合成统一陆块。南海的扩张起始于白垩纪末—古新世早期（63～70Ma），与印度陆块与欧亚大陆碰撞密切相关，南海中部即中央海盆地区，具一般大洋地壳的三层结构（沉积层、大洋层2和大洋层3），北纬14°30′～15°30′之间近东西向分布的海山链即为残留中心，直到上新世末—更新世初南海才与太平洋完全分开，形成现今的边缘海性质。

参考文献

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[10]广东省地质矿产局.广东省区域地质志.地质出版社，1988.

[11]吉林省地质矿产局.吉林省区域地质志.地质出版社，1988.

[12]浙江省地质矿产局.浙江省区域地质志.地质出版社，1989.

[13]陕西省地质矿产局.陕西省区域地质志.地质出版社，1989.

[14]辽宁省地质矿产局.辽宁省区域地质志.地质出版社，1989.

[15]河北省地质矿产局.河北省区域地质志.地质出版社，1989.

[16]河南省地质矿产局.河南省区域地质志.地质出版社，1989.

[17]山西省地质矿产局.山西省区域地质志.地质出版社，1989.

[18]甘肃省地质矿产局.甘肃省区域地质志.地质出版社，1989.

[19]湖北省地质矿产局.湖北省区域地质志.地质出版社，1990.

[20]云南省地质矿产局.云南省区域地质志.地质出版社，1990.

[21]宁夏回族自治区地质矿产局.宁夏回族自治区区域地质志.地质出版社，1990.

[22]四川省地质矿产局.四川省区域地质志.地质出版社，1991.

[23]青海省地质矿产局.青海省区域地质志.地质出版社，1991.

[24]内蒙古自治区地质矿产局.内蒙古自治区区域地质志.地质出版社，1991.

[25]山东省地质矿产局.山东省区域地质志.地质出版社，1991.

[26]北京市地质矿产局.北京市区域地质志.地质出版社，1991.

[27]福建省地质矿产局.台湾省区域地质志.地质出版社，1992.

[28]西藏自治区地质矿产局.西藏自治区区域地质志.地质出版社，1993.

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