l是什么地质构造
㈠ 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。
㈡ 地层、构造
四川盆地，自震旦纪以来，是一个比较稳定的大型坳陷区。晚三叠世的印支运动使之成为内陆湖盆，范围远比现今的四川盆地大。中生代，盆地不断沉陷，堆积了厚达3000～4000m的紫红色砂岩和页岩，被称为“红色盆地”或“紫色盆地”。中生代末期，四川运动使盆地周围褶皱成山，盆地相对下陷，同时，盆地内地层发生大规模褶皱。华蓥山和龙泉山将盆地分隔成三部分，华蓥山以东，称为盆东褶皱带，由NE-SW走向的多条平行山岭与谷地相间组成，条状山岭海拔一般为700～800m，谷地多为低丘、平坝，海拔200～500m;华蓥山和龙泉山之间，称为盆中穹窿带，区内紫红色砂、页岩倾角平缓，受切割后形成大片方山式丘陵，海拔350～450m，相对高度几十米;龙泉山以西，为成都平原(川西平原)，属盆地沉陷带，面积7000km2，是我国西南地区最大的平原，海拔约600m。新生代的喜马拉雅运动，使周围山地急剧抬升，盆地相对下沉，盆地边缘形成巨大地形落差。
一、地层
四川盆地内主要分布地层为中生界侏罗系、白垩系，厚3000～4000m，最大厚度达6738m，为一套湖、河相沉积的红色碎屑岩系。侏罗系层序发育完全，分布面积占盆地面积的74.13%;白垩系岩相变化较大，分布面积占盆地面积的27.96%;古近系仅有少量分布。
1.侏罗系
是四川红层区内分布最广、出露面积最大的地层岩组，分布面积达75898.34km2。
(1)下侏罗统
分布遍及盆地区，在丘陵区北缘及威远穹窿周边较典型，为湖相紫红色泥岩、灰黑色页岩夹淡水灰岩及砂岩，厚174～930m。
白田坝组(J1b):河湖相碎屑岩系，为黄绿色页岩与灰白色石英砂岩、硬砂岩，偶夹砾岩或薄煤层，厚60～470m。不整合超覆于老地层之上。
千佛崖组(J1q):分布在盆地西北边缘广元—南江一带，由黄绿、灰绿、紫红、黑色泥岩与灰色砂岩组成，中下部夹少量砂岩，厚100～300m。
(2)中侏罗统
新田沟组(J2x):在达州、广安、自贡等地出露于川东平行岭谷背斜的两翼，岩性为深灰色砂岩与页岩互层。
沙溪庙组(J2s):为湖相沉积的紫红色泥岩、砂质泥岩与砂岩不等厚互层，由北东向南西厚度变薄，渠县、遂宁、内江厚度分别为1900m、1150m、900m左右。本组分为上、下沙溪庙组。上沙溪庙组中上段含有斑点状和纤维状石膏，靠近顶部夹一层石膏及钙质胶结的砂岩。
(3)上侏罗统
遂宁组(J3s):为一套静水湖相沉积，岩性单一，为棕红色泥岩、砂质泥岩夹石英粉砂岩，横向变化小，厚288～455m，泥、钙质胶结，含脉状、薄层状及斑块状石膏。厚度由北东向西南减薄，营山一带厚455.6m，资阳一带厚287m。
蓬莱镇组(J3p):为灰紫色砂岩及棕紫色泥岩，偶夹薄层泥灰岩沉积。射洪一带厚700～850m。泥岩往南增厚(湖相)，砂岩减少、厚度变薄;盆地北部为砾岩、含砾石砂岩、砂岩及泥岩的多个韵律沉积(河流相)。龙门山前缘有古河流冲积锥，冲积锥下部有厚层、巨厚层砾岩(称莲花口组(J3l))，厚1400～1735m，向盆地内很快变细、变薄、尖灭。分布面积仅次于遂宁组，大多数县、市均有分布。
2.白垩系
为厚层砖红色粉砂岩(局部为砾岩)与泥岩、页岩互层，岩相、厚度变化大。主要分布在盆地内，盆地中部、东部因构造剥蚀而缺失;在盆地北部、西部、南部构成舒缓向斜轴部;盆地西侧，构成龙门山、邛崃山前中山、低山，地层倾角变陡，常构成单斜;川西平原则被第四系覆盖。
(1)下白垩统
为巨厚层浅黄—浅灰色钙质砂岩，紫红色砂质泥岩、粉砂岩及砾岩。沿龙门山前剑阁—江油—都江堰—芦山间以西，三台—盐亭—阆中一线以东的狭长地带分布。盐亭—阆中一带厚814m，向南东变薄或缺失。由北向南，砂岩颜色变红，钙质减少，砾岩中灰岩砾石渐变为石英质砾石。
梓潼向斜以北，分为剑门关组(K1j)及剑阁组(K1jg)，顶部遭受剥蚀，保存不全。
龙泉山北段，称天马山组(K1t)，厚70～500m。
在巴中、达州、绵阳、德阳一带分4组。
苍溪组(K1c):为浅灰、灰紫色块状中细粒长石砂岩、棕色泥岩和粉砂岩，底部见透镜状钙质细砂岩，厚336～539m。
白龙组(K1b):为灰、浅灰色块状中细粒长石砂岩与紫红色钙质粉砂岩、钙质泥岩互层，底部为透镜状钙质砾岩，厚260～428m。
七曲寺组(K1q):为浅灰色块状中细粒长石砂岩夹紫红色粉砂岩及钙质泥岩，底部为透镜状钙质砾岩，厚298～518m。
古店组(K1g):以砖红色泥岩、粉砂岩为主，残留厚50～170m。
(2)上白垩统
为棕红、砖红色不等厚互层状钙质粉砂岩、砂岩，主要分布于成都、眉山、乐山、宜宾、泸州和自贡等市。
夹关组(K2j):厚层泥质砂岩夹薄层泥岩为主，厚200～1285m。盆地西部及成都附近，底部有厚约5～10m的砾岩层。
灌口组(K2g):地层以泥岩为主，含脉状、薄层状及团块状石膏、钙芒硝，厚度小于290～1144m。因溶蚀作用，泥岩内多溶蚀孔洞。双流、新津、彭山、眉山一带，石膏、钙芒硝层增多变厚，成为矿层。邛崃一带，钙质砾岩层内，可形成似岩溶现象和出露似岩溶泉。川南筠连、罗场等地的山间盆地内，也有出露。
3.古近系
名山群(E1-2M):分布于雅安一带，为一套河湖相细—粗粒红色碎屑岩系;发育在名山向斜，下部夹薄层膏盐层，厚达1400m。
芦山组(E2l):分布在芦山一带，岩性与名山群相似，厚度小于652m。
4.第四系
大邑组(Q1):由黄灰色中、粗砾岩和中、细砾岩互层，夹砂岩透镜体。砾石以石英岩、砂岩为主，次为花岗岩、灰岩及变质岩，砂岩主要成分为岩屑、长石和石英，呈胶结—半胶结状，由下往上，由粗至细，可划分出10个韵律，与下伏地层呈不整合接触或假整合，厚153m。
雅安组(Q2):出露于雅安龙观山，分上、下两部分，下部以砂和砾石为主，不具层理，砾石成分有石英岩、花岗岩、玄武岩、辉长岩等，砾径大小不一，一般为2～8cm，大者可达20～40cm，胶结物为黄色和橙黄色粘土;上部以黄色粘土为主，略具层理。总厚数米至40m。组成四川西部Ⅳ、Ⅴ级高阶地，一般高出河面:平原山前地带为90～100m，丘陵区为70～120m，南部边缘为125～130m。
成都粘土(Q3):为灰黄、棕色粘土，具胶黏性或塑性，质地均匀，无层理。含钙质结核，结核直径一般为3～6cm，最大达20cm以上。粘土层底部常含有黑褐色豆粒状铁锰结核或斑块。矿物成分以石英为主，其次为褐铁矿和钛铁矿。主要分布在成都平原Ⅱ级阶地以上的各级阶地上和丘陵内部的封闭和半封闭洼地中。在广汉、德阳、绵阳和梓潼等地均有分布。
资阳组(Q4):分上、下两部分，下部为砂、砾石层;上部为红黄色、灰色砂质粘土和粘土质砂，土厚7～12m，广泛分布于四川盆地河流两岸，组成Ⅰ级阶地和河漫滩，在成都平原厚2～7m，在盆地东南厚17～30m，丘陵区厚度为10～18m。上部乌木的14C年龄为(7500±130)～(7310±150)a;底部乌木的14C年龄为(415000±6250)a。
二、构造
四川盆地，古生代末期上升为内陆盆地，中生代侏罗纪—白垩纪，沉积了一套巨厚的河湖相红色碎屑岩。燕山运动使其发生全面褶皱，形成NE向和NNE向新华夏系褶皱构造。龙泉山、华蓥山间的川中地区，构造变动较轻，形成开阔、平缓的东西向褶皱。新生代，喜马拉雅运动使盆地周围山区大幅抬升，盆地边缘的侏罗系、白垩系红色地层抬升后被剥蚀为中高山;在两期构造运动作用下，盆地内的地层，发生褶曲、断裂、旋扭，形成多种构造类型，构造裂隙展布受其控制。全区可分为盆地西部的新生代断陷、川中褶皱带、川东褶皱带3个主要构造区。
1.西部新生代断陷
成都断陷，位于龙泉山-总岗山断褶带与龙门山断裂带之间，西接龙门山断裂带，东连龙泉山-总岗山断褶带。
(1)龙泉山-总岗山断褶带
由龙泉山背斜与熊坡背斜及伴生的断裂构造组成。褶皱走向N5～30°E。轴部由中侏罗统上沙溪庙组(J2s2)和上侏罗统遂宁组(J3sn)组成，两翼分布蓬莱镇组(J3p)及白垩系天马山组(K1t)。轴部地层产状平缓，倾角6～8°，局部16°。伴有压扭性断裂和次级褶皱。
龙泉山断裂带，位于金堂—龙泉—仁寿一线，长120km，呈舒缓S形伸展，断层倾角35°～62°，断距400～1200m，在老君场北，断裂破碎带宽10m，为成都断陷盆地、川中褶皱带的分界。两侧还发育文安背斜、茅店子背斜、东禅寺背斜、陈家湾向斜、中兴场向斜，以及红花塘逆断层、周家庄逆断层、易家湾逆断层等次级构造。
(2)龙门山断裂带
为成都断陷盆地的西部边界。龙门山断裂带和山前隐伏断裂呈叠瓦状向成都盆地逆冲推覆，在山前推覆体内，构造变形强烈，逆冲断层发育，并在断层两侧形成了一系列牵引褶皱，形成荥经-芦山断褶带。
(3)成都断陷盆地
位于龙泉山与龙门山之间新生代断陷盆地，NE走向，西依龙门山断裂带，东以金堂-龙泉-仁寿断裂为界，西深东浅，为一箕型断陷盆地，面积6500km2。早更新世开始断陷，不断接受来自四周山区的冲洪积相和冰水相砂砾石沉积。晚更新世后，接受岷江、沱江冲洪积相沉积，形成成都冲洪积平原，冲积扇顶位于都江堰附近。见图5-4-1。
成都平原主要隐伏断裂有大邑断裂、彭州断裂、浦江-新津-新都断裂等。
大邑断裂:主要分布在新场-道明场之间，终止于崇州-怀远公路南，断裂走向NE，倾向NW，构成断陷一段西侧边界，晚更新世以来无明显活动。
彭州断裂:位于军乐—怀远之间，为倾向NW、走向NE的逆冲断层，在竹瓦铺—彭州—军乐一带，断层两侧第四系厚度差异较大，西侧竹瓦铺一带，第四系厚仅20m左右;而东侧的安德铺，第四纪地层则厚达300m。该断层沿线是断陷盆地第四系沉积厚度最大的区域。
蒲江—新津—新都断裂:位于丹棱—蒲江—新津一线，消失在双流以南;在双流—成都—新都之间，仅局部存在有延伸较短的小断层。该断裂西侧第四系沉积厚度为100m左右，而东侧的成都市区仅13.15～32.95m。
2.川中褶皱带
位于龙泉山与华蓥山断裂之间，主要构造如下:
(1)仪陇-平昌莲花状构造
分布于平昌、巴中、仪陇、营山等县境内，由侏罗系、白垩系红层构成的20多个弧形背、向斜及与之平行的压扭性断裂构成，直径约120km。背、向斜以瓦子场、高滩等为中心，倾角一般3°～5°，呈环列展布，形如莲花状。
图5-4-1 成都断陷盆地剖面
(2)中台山半环状构造
位于阆中、南部、盐亭、三台、梓潼之间半环状区域，构造影响范围达5800km2;由9条新月形、短轴背、向斜组成半环状构造。环状褶曲向北东方向外突、北西方向收敛、东南方向发散。
(3)绵阳环状构造
位于绵阳、盐亭、射洪、中江之间，面积约4800km2，出露上侏罗统—白垩系，由吴家坝、新桥龙凤场等平缓开阔(倾角1°～3°)的弧形背、向斜组成;向西收敛，向东—南东发散。
(4)合兴场环状构造
分布于德阳、罗江、中江之间的合兴场一带，出露白垩系。成生于喜马拉雅晚期，由帚状褶皱束、10余个平缓短轴背、向斜(倾角1°～5°)和数条压扭性断裂组成。
(5)天仙寺涡轮状构造
位于射洪城北约15km处，分布面积200km2，由10个产状平缓、向中心收敛、四周发散的短轴弧形背、向斜组成，卷入地层为侏罗系与白垩系，与绵阳环状构造呈连环式相邻。
(6)龙女寺环状构造
位于渠县、南充、遂宁、安岳和重庆市铜梁之间，由十几个平缓的弧形褶皱成环状排列组成。北侧一束为两排舒缓波状褶皱，南东侧有大石桥、太平场、沫滩场、官溪、文昌寨、仁和寨、街子坪等背斜及向斜。
(7)威远辐射状构造
位于荣县、自贡、资中、威远、井研一带。由压扭性断裂、短轴、鼻状褶曲等组成5个旋回带，围绕连界场、新建煤、墨林场、长山镇间作辐射状展布。压扭性断裂倾角20°～30°，断面西侧常发育小褶曲。
(8)观音场环状构造
紧邻威远辐射状构造西南，由短轴状、鼻状背斜、压性及压扭性断裂组成，平面组合上呈雁列、弧形，围绕五宝镇、合江镇作环状分布。
(9)马边-雷波半环状构造
位于马边、沐川、宜宾、雷波一带，有两束明显的帚状构造。一束在沐川、宜宾一带，主要分布五指山背斜、靛蓝坝向斜，向南西收敛、南东撒开，呈向北东外凸的帚状构造，卷入地层为白垩系。另一束在雷波以北，有红层少量分布。区内构造以褶曲为主，地层平缓倾角，在10°以下，一般为1°～3°，近于水平。断裂少见。
3.川东褶皱带
位于四川沉降带东南部，华蓥山断裂以东。由一系列(30余条背斜)雁行排列的隔挡式褶皱和沿走向分布的压扭性断裂组成;大部分呈NNE向展布。其西南部由背斜构造形成散开状的似帚状构造带。褶皱线型特征明显，背斜陡窄(多在35°～45°以上)，两翼地层直立或局部倒转，宽仅3～5km。向斜核部宽缓，近似水平，宽10～30km，具梳状褶皱的特点。组成背斜和向斜的中生代、新生代岩层多呈对称的带状分布，在宽缓向斜谷地内广布中生代的红色地层。
㈢ 地貌地质
构造地貌
由地球内力作用直接造就的和受地质体与地质构造控制的地貌。从宏观上看，所有大地貌单元，如大陆和海洋、山地和平原、高原和盆地，均为岩石圈变动直接造成。但完全不受外力作用影响的地貌，如现代火山锥和新断层崖是罕见的，绝大多数构造地貌都经受了外力作用的雕琢。故不论从构造解释地貌，或从地貌分析构造，都必须考虑外力作用的影响。构造地貌分为3个等级：第一级是大陆和洋盆；第二级是山地和平原、高原和盆地；第三级是方山、单面山、背斜脊、断裂谷等小地貌单元。第一级和第二级属大地构造地貌，其基本轮廓直接由地球内力作用造就；第三级是地质构造地貌，或称狭义的构造地貌，除由现代构造运动直接形成的地貌（如断层崖、火山锥、构造穹窿和凹地）外，多数是地质体和构造的软弱部分受外营力雕琢的结果。如水平岩层地区的构造阶梯，倾斜岩层被侵蚀而成的单面山和猪脊背，褶曲构造区的背斜谷和向斜山，以及断层线崖、断块山地和断陷盆地等。
㈣ 地质构造框架
1.前岛弧期的地质构造格架
前岛弧期的“基底”岩系主要由3个构造-地层单元构成。前震旦系变质构造-地层单元，仅出露于义敦岛弧造山带的东南缘，由基底前震旦系恰斯群和盖层震旦系观音崖组和灯影组组成，是该造山带目前出露的最老的陆壳残块。奥陶系—下二叠统构造-地层单元，分布于火山岛弧的东缘，主要为一套地台型碎屑岩和碳酸盐岩沉积，与扬子西缘沉积相类似。上二叠统—中三叠统构造-地层单元与上述单元相依分布，但范围更广，包括下义敦群和下热水塘群主体。东部与下伏地层多呈整合接触，西部则多呈超覆不整合接触。在西部，中下三叠统分别包括列衣组和党恩组，沉积相型主要为碳酸盐岩型和碎屑岩型，可能形成于浅海环境和海岸环境（胡世华等，1992）。在东部，地层主要以碳酸盐岩为主，夹少量碎屑岩。该单元内晚二叠世火山岩大量发育。在东部甘孜—理塘一带，玄武岩具枕状构造，具典型的MORB地球化学特征，它与镁质-镁铁质岩、席状岩墙群和放射虫硅质岩构成蛇绿岩套，标志着晚古生代—早中生代甘孜-理塘古洋盆的发育（莫宣学等，1993）。在西部，火山岩主要为基性火山岩，以低MgO、高TiO2为特征，显示板内张裂型玄武岩的地球化学特征，表明西部地区与东部开裂成洋作用相呼应，发生强烈的张裂乃至断陷。构造-沉积相分析表明，义敦前岛弧“基底”具有如下主要特征：
（1）主体具薄陆壳性质：古老变质基底由前震旦系恰斯群构成，在“恰斯断隆”上出露，与扬子地台上的河口群相当。盖层为地台型震旦系观音崖组和灯影组沉积，表明恰斯断隆曾是扬子地台西缘的一部分，但被甘孜-理塘俯冲带与之隔开。奥陶系—下二叠统地层单元的沉积相特征和生物面貌与扬子地台类似，表明中咱地块和义敦地区可能是扬子地台西缘的组成部分。上二叠统—中三叠统构造-地层单元的碳酸盐型沉积和碎屑岩型沉积揭示其形成于陆缘海盆环境。基性火山岩显示板内玄武岩亲和性。侯增谦和罗再文（1991）依据岩浆密度对岩浆喷发侵入活动的制约关系，估算出义敦岛弧基底陆壳厚度介于20～25km之间，与地层厚度大体相当，表明义敦岛弧具薄陆壳基底特征。
（2）处于强烈拉张状态：义敦岛弧基底的伸张始于早古生代，扩张中心主要集中于金沙江东侧和甘孜-理塘带上。早古生代时期，在金沙江东侧得荣-巴塘一带，发育寒武纪基性火山岩，以低MgO、高TiO2、较高FeO*/MgO比值为特征，显示板内张裂型玄武岩特征。奥陶纪和志留纪酸性火山岩与基性火山岩构成“双峰”岩石组合，反映该带强烈扩张，形成大陆裂谷系或裂陷槽。在甘孜-理塘断裂带，基性火山岩由晚期的高MgO、中等TiO2、低FeO*/MgO比值和低碱质的拉斑玄武岩及早期的低MgO、高TiO2、高碱质的碱性玄武岩组成。前者显示大洋玄武岩特征，后者显示大陆玄武岩特征，表明甘孜-理塘带于古生代时期由裂谷系向大洋方向演变；进入石炭纪和二叠纪，大洋中脊型玄武岩沿金沙江带喷发，成为金沙江洋壳的组成部分。沿甘孜-理塘一带喷发，与超基性岩、辉绿岩墙群和放射虫硅质岩密切共生，构成甘孜-理塘蛇绿岩套；至晚三叠世卡尼早期，义敦地区强烈扩张，产出曲嘎寺组（根隆组）大陆裂谷型碱性玄武岩和拉斑玄武岩系及“双峰”岩石组合。其中的玄武岩系具有LREE富集型配分型式，相对富集LILE和HFSE，地球化学特征总体上与峨眉山玄武岩系相当（侯增谦等，1995）。
（3）局部扩张成洋壳或过渡壳：长期处于伸张状态的陆壳基底，在乡城地区被进一步拉张减薄，局部引张开裂产生新的洋壳。以镁铁质-超镁铁质岩体、辉长-辉绿岩墙群、枕状-块状玄武岩、深海放射虫硅质岩等洋壳残片为标志，扩张中心位于乡城西部潘拥-白松一带，洋壳形成年龄约231Ma（曲晓明等，2002）。
（4）盖层下部发育3个断续分布的刚性岩块：区域重磁异常资料综合分析表明，可能在现今的中咱地块（逆冲岩片）下部，存在3个线状不连续分布的刚性岩块。尽管该地块仅出露早古生带以来的构造-地层单元，这些刚性岩块很可能是中咱地块的变质基底或根系。其隐伏区域范围在东西方向上远超出中咱地块的东西边界，其中，白玉和羊拉刚性岩块分别隐伏在昌台弧地体和乡城弧地体的西半部，并可能从根本上控制了义敦古岛弧的整体轮廓和南北分段性。
2.义敦岛弧碰撞造山带构造格架
横跨义敦岛弧碰撞造山带自东而西分4个次级构造单元，即蛇绿混杂岩带、碰撞隆起带、弧地体和伸展构造带。
（1）蛇绿混杂岩带：沿甘孜-理塘断裂带断续分布，北起青海冶多，南抵云南石鼓，长达500km。北段与金沙江蛇绿混杂岩带相连，南段因扬子地块向西推挤楔入而向西南折曲（图2-10）。此带东临扬子陆块和松番-甘孜地体，西为义敦弧地体东缘，宽约5～20km。因强烈构造变形改造，被强烈肢解的蛇绿岩呈构造岩片与混杂岩混生。蛇绿岩由变质橄榄岩、堆积杂岩、辉绿岩墙、块状-枕状玄武岩和硅质岩及深水浊积岩构成。弧前增生楔分布于甘孜-理塘缝合带西侧，由上三叠统浅海陆棚及复理石浊积相组成。滑脱底盘为甘孜-理塘混杂岩，与松番-甘孜-理塘被动陆缘复理石楔组成规模巨大的“复合型”复理石杂岩（Yin and Harri-son,2000图；2-10）。
（2）弧地体：义敦弧地体北起德格，南达中甸，长达数百公里，东缘发育稻城弧前增生楔，西缘与中咱地块以断裂相接。因晚三叠世以来的洋盆闭合和陆-陆碰撞，弧地体强烈挤压和大幅度隆升，陆壳已缩短百余千米。该地体以晚三叠世弧火山-岩浆强烈活动为特征，同位素年龄为206～238Ma的弧火山-岩浆活动纵贯弧地体南北，构成措交玛-稻城弧花岗岩带和昌台-乡城-中甸火山弧（侯增谦等，1995、2001；图2-10和2-11）。
弧花岗岩岩浆事件持续时间238～206Ma，岩浆侵位高峰在215Ma左右（侯增谦等，2001b），主要呈大岩基和众多小岩株形式产出。主要元素化学显示Ⅰ型花岗岩特征，REE配分型式属LREE富集型（La/Yb=9.0～11.6），与火山弧安山岩-英安岩的REE配分型式一致（Hou,1993）。微量元素地球化学显示典型的弧花岗岩特征（侯增谦等，2001b）。87Sr/86Sr初始比变化于0.708～0.711之间，反映其物源属壳幔型，或者来自壳-幔混合源区，或者由结晶的幔源岩浆与壳源岩浆发生大规模混合。
弧火山事件始于228Ma，终止于213Ma（图2-11；胡世华等，1992；侯增谦等，1995），沿火山弧南北显示明显的差异发育特征。北段火山作用复杂，显示典型的张性岛弧特征（侯增谦和莫宣学，1990；侯增谦等，1995）；南段火山岩系单调，显示压性弧特征。在中段乡城地区，火山弧性质介于其间，并以发育玻镁安山岩的洋生弧为特征（侯增谦等，1995）。
（3）碰撞隆升带：碰撞隆升带空间上叠加于岩浆弧花岗岩带及其东侧的弧前增生楔上，系T/J之交弧（义敦弧）-陆（扬子大陆）碰撞产物，以同碰撞花岗岩发育为特征，侵位年龄介于200～206Ma之间（侯增谦等，2001b）。同碰撞花岗岩体通常规模不大，多侵位于弧花岗岩岩体内及附近，构成SN向断续分布的同碰撞花岗岩带（图2-10）。岩石高SiO2、低CaO、MgO，富亲地壳的Nb（7.0×10-6～19.7×10-6）、Ta（2.1×10-6）、Rb（212×10-6～258×10-6）、Ba（562×10-6～4093×10-6），具典型的S型花岗岩特征，显示同碰撞花岗岩的地球化学亲合性（侯增谦等，2001b）。REE配分型式呈LREE富集型（La/Yb=4.05～15.2），具明显的负Eu异常，Rb/Sr=0.63～4.94，接近于壳源花岗岩Rb/Sr值（＞0.5），表明岩浆物源以壳源为主，可能为弧-陆碰撞及地壳逆冲缩短加厚过程中的地壳重熔产物。
（4）伸展构造带：伸展构造带空间上位于义敦火山弧的弧后区靠陆一侧，系造山带发生碰撞后伸展作用结果，以板内张裂型长英质火山岩和A型花岗岩的大规模发育为特征。A型花岗岩发育于柯鹿洞-乡城断裂与矮拉-日雨断裂带夹持的狭长区域，构成第二条较大规模的花岗岩带，即高贡-措莫隆花岗岩带（图2-10）。岩体侵位年龄介于116～73Ma之间，岩浆活动高峰在80Ma左右（图2-11；侯增谦等，2001b）。岩体多为复式岩体，早期为似斑状钾长花岗岩，晚期为似斑状黑云母二长花岗岩和钾长花岗岩。岩石富碱（Na2O+K2O=6.13%～8.68%）,AR=1.9～3.0，属碱性系列。K2O/Na2O=1.2～2.3，平均为1.46，属富钾型。K2O含量平均为4.78%,Na2O平均为3.28%，与A型花岗岩的Na2O、K2O含量相当。强烈富集Rb、相对富集Zr、Hf、Nb、Ta、Y、Ce等，并具有较高的FeO*/MgO和（Na2O+K2O）/CaO比值和较大的微量元素比值变化（Rb/Ba:0.52～39.3;Rb/Sr:8.0～39.8），显示出A型花岗岩的地球化学普遍性规律（Eby,1992）。REE配分型式具有典型的“燕式”分布特点，并具显著的负Eu异常，也显示出典型的壳源花岗岩特点（侯增谦等2001b）。花岗岩CaO/Na2O比值介于0.14～0.42，明显低于页岩和硬砂岩的CaO/Na2O比值（1.2,0.93），表明这些花岗岩主要由富含泥质的沉积岩熔融而成（Chappell and white,1992）。褐帘石含锡花岗岩岩体（如渣陇岩体）的（87Sr/86Sr）i=0.7441，表明花岗岩岩浆来自以泥质岩为特征的典型陆壳，形成于造山期后的伸展构造环境；无褐帘石含钨钼锡银岩体（如连龙岩体）的（87Sr/86Sr）i=0.7095，表明花岗岩岩浆要么是源自壳-幔混合源，要么是陆壳泥质岩熔体遭受幔源物质的大量混染或混合，形成于伸展构造强烈张裂环境（侯增谦等，2001b）。
图2-10义敦古岛弧构造格架及矿床分布略图
图2-11义敦岛弧造山带花岗岩（a）-火山岩（b）的时间坐标
㈤ “南半球某地区图”插图为 l 地地质构造剖面图。读图回3~4题。叮(水概率大于
读图，根据等压线分布情况，可以判断图示为一低压槽，在南半球低压中心左侧为冷锋版，冷锋降水在锋后．权图示时刻，甲地位于冷锋锋后，乙地位于冷锋锋前，所以甲地降水概率大，A对；
结合前面分析，南半球的锋面气旋是顺时针辐合，图示时刻，甲地位于冷气团控制下，乙地位于暖气团一侧，甲地气温低于乙地，B错；
根据风的形成原理，始终由高压吹向低压，南半球向左偏，可以分析甲地吹偏南风，C错；
乙地吹偏西风，D错．
故选：A．
㈥ 图为“南半球某地区图”，插图为L地地质构造剖面图．读图回答4～5题．4．图示时刻（）5．关于图示地
A、根据岩层的来弯曲分析源L是背斜构造，在外力作用下，背斜顶部因受张力，裂隙发育，易被侵蚀反而形成谷地，故不符合题意；
B、根据海拔高度分析R1的输水管道经过的海拔变化是先变高，后变低，所以此输水管道先要抽水输送，后可以自流输水，故不符合题意；
C、根据等压线的气压分布，分析气压是四周高，中心低，是低压系统．低压，近地面的气流从四周向中心辐合，故不符合题意；
D、根据等高线的弯曲与河流的流向相反，分析此图中的河流的流向从R2---R3，河流向西流，故正确．
故选：D．
㈦ 读图，回答下列问题。 （l）图中地质构造是 __________，其中A为 ________ 斜，B为 __________ 斜。（2
| （1）褶皱背向
（2）不易受外力侵蚀 （3）①②② ㈧ 地质、地貌 一、地貌 鄂尔多斯盆地海拔为1000～1700m，地形总体从西北向东南倾斜，呈高原地貌景观，大致以长城为界，可分为两大地貌单元:北部属波状沙漠高原，大部分被沙漠覆盖，有库布齐沙漠和毛乌素沙地，地形平缓，呈波状起伏，海拔为1100～1500m，相对高差为30～80m;南部属黄土高原，构成我国黄土高原的主体部分，黄土厚100～200m，在姬塬一带厚度可达300余米，沟壑纵横，切割强烈，地形破碎。 子午岭将黄土高原分为东、西两部分，东部为陕北黄土高原，海拔为1300～1600m，地势自北向南、自西向东逐渐降低，地形切割破碎，多呈梁、峁地貌类型;西部为陇东黄土高原，地势自周围向中部的马莲河口降低，形成陇东盆地，中部和南部地区，黄土塬为主要地貌单元，如董志塬、长武塬、北极塬等，塬面平坦，往往被冲沟切割成众多塬块，面积23～227km2。 二、构造 1.盆地内构造 鄂尔多斯盆地是一个SN走向、不对称的中生代缓倾向斜盆地，周边以断裂为界。这些断裂深达盆地基底，活动时间长，自中生代早期至新生代均有活动，控制着盆地的形成与发育，分属不同构造体系，西部边界断裂为磴口-平凉断裂，属高角度逆冲断裂;北界为黄河断裂(磴口-托克托断裂)，南界为渭河盆地北缘断裂，均属裂谷型高角度正断裂;东部为离石断裂。向斜西翼受六盘山逆冲断裂带破坏，形成陡倾的逆冲断阶带，见图3-1-2。 鄂尔多斯盆地，北起伊盟隆起，南抵渭北断褶带，轴线SN走向，内部无大型断裂构造，为较完整缓倾不对称向斜，向斜东翼向西缓倾，岩层倾角多小于1°，又称伊陕斜坡;西翼距轴部10～20km，向东倾斜，倾角1°～10°;向斜轴部呈SN走向，地层倾角平缓，埋深最大，呈带状，紧邻盆地西缘，也称天环坳陷。 伊盟隆起位于盆地北部，北起黄河断裂，南接主体向斜，西连西缘逆冲断裂带，东靠晋西挠褶带，与河套断陷相邻。北界为一系列EW走向、北倾斜的高倾角正断层带(磴口-托克托断裂)，自南向北呈阶梯状断落，南升北降，古新世以来活动强烈。伊盟隆起基底为古老的结晶岩系，盖层为古生界和中生界，厚度不超过1km，地层从南向北超覆，北部缺失下古生界，隆起中部为二叠系和侏罗系。 图3-1-2 鄂尔多斯盆地横剖面示意图(据侯光才等，2008) 2.盆地周边构造带 盆地周边构造带由西缘逆冲构造带、渭北隆起和晋西挠褶带组成，分属不同构造体系。 (1)西缘逆冲构造带 东起磴口-平凉断裂，西至贺兰山-六盘山褶皱带，近SN走向，北起磴口，南至宝鸡一带，长约300km，为我国北方西部构造体系与东部构造体系的结合部。由一系列的高角度逆冲断裂组成，断距大且深，使基底发生错断。大体以青铜峡—马家滩为界，断裂带分为南、北两段。 北段:由一系列的高角度逆冲断层组成，断层倾向多样，基底卷入变形，前震旦系变质杂岩及下古生界灰岩常逆冲到中生代地层之上，出露地层普遍较老。近EW走向的平推断层将该断裂分割为3部分，北部的桌子山段，以西倾高角度逆冲断裂为主，由一系列SN走向的向斜、背斜组成;中部的石嘴山段，由东倾的逆冲断层组成，为一大型逆冲断隆;南部的陶乐—横山堡段，由一系列的东倾逆冲断裂组成，断层密集，规模大，由北向南断层密度和规模逐渐减小，至横山堡进入转换带。 南段:北起马家滩，南至平凉，属祁连山褶皱带与鄂尔多斯地块的结合部，由一系列西倾叠瓦状逆掩断裂组成，倾角上陡下缓，未波及基底，以逆冲推覆构造为特征。该段被东西向平推断裂分割成南、北两部分。北部，自马家滩至惠安堡，为南、北两大逆冲构造体系的转换带，由一系列叠瓦状逆掩断层和夹于其间的褶皱冲断席组成，逆掩推覆作用发育，剖面上地层多呈重复叠置;南部，北起沙子井，南至平凉，以西倾逆冲断层为主，推覆体主要为三叠系，其下为寒武系—奥陶系组成的大型背斜构造。 (2)渭北隆起 位于鄂尔多斯盆地南缘，沿千阳、永寿、铜川、黄龙、宜川一线分布，呈EW走向，为中生代燕山期隆起。新生代，南部断陷，以梯状断阶或以地堑、地垒相间的形式出现，构成渭河盆地的北缘。断裂多为正断层，走向NE50°～60°，断面南倾，倾角35°～55°。 (3)晋西挠褶带 离石断裂是晋西挠褶带的东部边界，同时也是鄂尔多斯盆地的东部边界。该断裂呈SN走向，北起林格尔，经兴县、方山县、蒲县，南至黑龙关，长约270km，为高角度逆冲深断裂，断至岩石圈，倾向多变，北部断面西倾，倾角60°～80°;中段断面东倾或西倾;南段主断面东倾，倾角45°～70°。燕山运动使断层东侧的吕梁山断块向西推挤，使离石断裂西部形成了近SN走向的一系列短轴背斜，构成晋西挠褶带。从区域上看，晋西挠褶带东翘西伏，岩层产状西倾，倾角5°～10°，可看成鄂尔多斯向斜东翼的上翘部分。 三、地层 鄂尔多斯盆地地层与华北地区基本相同，自下而上，地层基本序列为:太古宙—元古宙结晶片岩，中新元古界浅变质碎屑岩-碳酸盐岩及少量火山岩，古生界寒武-奥陶系碳酸盐岩，石炭系—侏罗系碎屑岩，白垩系碎屑岩以及新生界松散堆积物。其中，寒武-奥陶系碳酸盐岩、白垩系碎屑岩和第四系的黄土和砂砾石层是区内重要的含水岩系。盆地的向斜构造使老地层呈环带状出露在盆地周边，盆地内则主要出露中生代地层，表层多为第四系沉积物覆盖。 1.前寒武系 前寒武系主要出露在盆地周边的构造隆起区。太古宇主要为黑云母片麻岩、花岗片麻岩等，元古宇主要为浅变质绿片岩，在盆地内主要构成盆地的基底。 蓟县系主要为深灰—灰白色中厚层硅质条带或硅质团块白云岩，下部偶见砾岩透镜体。岐山一带厚度大于2000m，陇县一带厚度为500～700m，与下伏前长城系的砂页岩及火山岩和上覆寒武系均呈角度不整合接触。蓟县系在渭北西部、陇县、千阳、平凉和宁夏南部是重要的岩溶含水层。 2.寒武系 (1)下寒武统 猴家山组(1h):角度不整合或平行不整合在前震旦系之上，底部为灰黄色含砾石英砂岩、鲕粒灰岩，上部为紫灰色灰岩、砂质白云岩与页岩互层。 朱砂洞组(1zs):为一套灰白色、深灰色中厚层白云岩、白云质灰岩，厚13.1～47m。 馒头组(1m):为紫褐色砂质白云岩、灰白色石英砂岩、页岩、鲕状灰岩、白云质灰岩等，与上覆地层张夏组呈整合接触，厚50～535m。 (2)中寒武统 在盆地中部、东部、南部和西北部称为张夏组，而在西南部则称为陶思沟组和呼鲁斯台组。 张夏组(Є2 z) : 以灰色中厚层鲕状灰岩为主，夹薄层灰岩、竹叶状灰岩，与上下地层呈整合接触，厚49 ～ 354m，具南厚北薄、东厚西薄的特点。 陶思沟组(Є2 t) : 出露在宁夏青龙山一带，为灰白色、灰黄色薄层细粒石英砂岩、白云岩、灰岩和页岩，厚109.5m，整合在朱砂洞组之上。 呼鲁斯台组(Є2h) : 与下伏陶思沟组呈整合接触，为紫红色页岩与薄—中层灰岩、泥质条带灰岩不等厚互层，间夹鲕状灰岩和竹叶状灰岩，厚144.6m。 (3) 上寒武统 在盆地西缘称为炒米店组和阿不切亥组，在东部地区称为三山子组(延至奥陶系) 。 炒米店组(3 ch) : 主要分布在桌子山和岗德尔山背斜的两翼，岩性为灰色泥质条带灰岩、竹叶状灰岩、鲕状灰岩透镜体和页岩，厚215.6 ～ 337.6m。 阿不切亥组(Є 3-O1 ) : 分布于宁夏青龙山等地，为泥质条带灰岩，夹白云质灰岩、白云岩、竹叶状灰岩和鲕状灰岩及少量页岩，与下伏呼鲁斯台组呈整合接触，厚70.88 ～433.6m。 三山子组(Є 3-O1 ) : 广泛出露于盆地周边地区，上部为浅灰色中厚层含燧石细晶白云岩，下部为黄灰色夹紫灰色薄层细晶白云岩、竹叶状砾屑粉晶白云岩和薄层泥质粉晶白云岩。厚93 ～ 200m。 3.奥陶系 奥陶系出露于盆地周边，主要出露于西北缘桌子山及其南的经黑山、太阳山、云雾山，盆地南缘的景福山、铁瓦殿、金栗山以及东缘的稷王山、汉高山和偏关，总体呈U字形分布，盆地内奥陶系深埋于地下。 (1) 下、中奥陶统 马家沟组(O1-2m) : 盆地内广为分布。大体以泾河为界，东、西两部分岩性有所差异。东部地区，底部为灰褐色钙质砾岩、含砾砂岩，中部以黄绿色黄灰色泥灰岩、页岩为主，上部以灰色、深灰色中厚层白云质灰岩、灰岩为主，厚200 ～ 350m。西部地区，在岐山、泾河一带，为灰色、灰白色中厚层灰岩，厚度在1000m 以上; 在桌子山、青龙山一带，为灰色、深灰色中厚层泥灰岩、白云质灰岩，厚50 ～ 570m。该组与下伏寒武系呈整合接触。 (2) 中奥陶统 峰峰组(O2 f) : 分布在盆地东缘及富平以东，下段为灰黄色、褐黄色薄层泥灰岩与深灰色白云质灰岩、厚层灰岩互层，局部夹石膏; 上段为灰色中厚层白云质灰岩、灰岩及褐灰色白云岩。与下伏地层为整合接触，与上覆石炭系呈平行不整合接触，厚193.55 ～ 389.06m。 平凉组(O2p) : 主要分布在渭北地区，富平一带主要岩性以多层凝灰岩和混杂角砾岩和薄板状灰岩为特征，厚860m; 在渭北西部，为黄绿色、灰绿色页岩夹紫红色粉砂岩，间夹泥灰岩; 东部富平一带底部夹燧石条带灰岩，厚800m。 (3) 上奥陶统 主要分布在盆地的西缘。 西缘背锅山组(O3b) : 为灰色、肉红色中厚层、块状灰岩，夹少量黄绿色页岩。在陇县一带上部为黄绿色页岩，夹紫红色粉砂岩、灰色细砂岩和瘤状灰岩，下部为灰色块状灰岩、角砾状灰岩。 4.石炭系—侏罗系 加里东运动时期，本区抬升，在志留纪、泥盆纪和早石炭世遭受剥蚀，沉积缺失。到晚石炭世开始出现海陆交互相沉积，石炭系岩性为深灰色、黑色泥岩、页岩，煤层夹白色砂岩、薄层泥灰岩等，厚200～700m，平行不整合在奥陶系之上，陕北的太原组高产天然气，也是主力煤层。 二叠系:是一套碎屑岩夹煤系建造，主要有山西组(P1s)、石盒子组(P2sh)和孙家沟组(P3s)，大部分埋于地下，出露于桌子山地区和东部的沟谷中。岩性为中、细砂岩、泥岩互层，夹数层可采煤，厚300～500m。其中山西组和石盒子组是鄂尔多斯盆地北部重要的天然气产层和主力采煤层。 三叠系:为一套内陆河流、湖泊、沼泽相的碎屑建造，大面积出露于东部沟谷中，全盆地均可钻遇，厚度超过5000m。自下而上，刘家沟组(T1l)为一套砾岩、砂岩、粉砂岩、泥岩组成的完整沉积旋回;二马营组(T2e)以中粗粒长石砂岩、砂质泥岩、粉砂岩为主，上部夹炭质页岩、油页岩;延长组(T3y)、瓦窑堡组(T3w)以砂岩为主，夹泥岩、炭质页岩、油页岩及煤层，是鄂尔多斯盆地重要的产油层和含煤地层。 侏罗系:为一套河湖相碎屑岩夹煤层沉积，全盆地均有发育，平行不整合在三叠系之上，厚度超过2000m。早期，富县组(J1f)为河流-河流湖沼沉积，以泥岩、砂岩沉积为主，夹少量泥灰岩、砾岩、薄层煤;中期为河流-湖沼沉积，以砂岩、泥岩不等厚沉积为主，夹煤层、页岩、煤线，由下而上分为延安组(J2y)、直罗镇组(J2z)、安定组(J2a);晚期仅在盆地西缘的桌子山地区有山麓相的砂砾岩出露。侏罗系是盆地内煤、石油及砂岩型铀矿的主要产层。在煤层浅埋区和出露区有煤层自燃形成的烧变岩，其厚度不甚稳定，为5～15m，常成为地下水的补给通道。 5.白垩系 鄂尔多斯盆地在白垩纪时为完全封闭为统一的湖盆。碎屑沉积物埋藏浅，成岩程度较低，较为松散，孔隙发育，沉积厚度大，大于1300m，地下水蕴藏丰富，是盆地内主要的含水地层。盆地内地层可分为保安群和六盘山群。六盘山群，仅分布在盆地西南六盘山以东的平凉和陇县;保安群，分布于盆地的大部分地区，主要出露于伊盟隆起北部，在白于山以北为毛乌素沙地覆盖，仅在地形较高处有小面积出露。 (1)保安群 保安群自两翼向核部厚度逐渐增大，翼部为300～800m，核部则大于1000m，自下而上，可分为宜君组、洛河组、环合组、罗汉洞组等。 宜君组(K1y):为一套山前洪冲积物，岩性主要为杂色砾岩、砂砾岩，厚0～320m，呈扇状、丘状、透镜状产出，从盆地边缘向盆地内尖灭，或相变为河湖相的洛河组;主要出露在盆地南缘的千阳、彬县、旬邑及东缘的安寨、宜君、甘泉、耀县等地。 洛河组(K1l):为一套近源冲积扇、辫状河、沙漠相的沉积组合，岩性以砖红色、棕红色、紫红色长石砂岩、石英砂岩为主，具巨型交错层理和板状层理，分布稳定，盆地内均可钻遇，一般厚度为250～350m，最厚可达855m;大体在伊金霍洛旗—乌审旗—盐池—环县—泾川—长武一线以东，砂岩以沙漠相沉积为主;盆地南缘、西缘，盆地北部、东北部的鄂尔多斯以南则是以河流向沉积为主。该地层中，泥岩类地层不足10%，砂层所占比例高，占90%上，结构松散，孔隙发育，连通性好，延伸距离长，分布广，有巨大的储水空间，使之成为鄂尔多斯盆地最重要的含水层。 环河组(K1h):与下伏洛河组呈整合接触。分布范围比洛河组要向西收缩，一般厚度为200～600m;在向斜核部厚度最大，达800～900m;东部边缘厚度较薄，为0～100m。该组岩性变化较大，大体以白于山北—盐池—靖边一线为界，北部，大部分地区以辫状河相和曲流河沉积为主，岩性为紫灰色、棕红色、青灰色岩屑长石砂岩、长石砂岩、砂砾岩，夹棕红色泥岩和泥质粉砂岩，底部为粗大的砾岩;南部，以湖相沉积为主，岩性为青灰色、灰色细粒砂岩、粉砂岩、泥岩和少量膏岩等细粒沉积物，其中，砂层主要为水下、水上三角洲河道沉积，具有北厚南薄、西厚东薄的特点。 罗汉洞组(K1lh):主要分布在盆地北部的杭锦旗、伊克乌素和西部定边、环县、庆阳、泾川一线，一般厚0～150m;北部主要是洪积扇和辫状河沉积，由棕红色、姜黄色砂岩、含砾砂岩、砾岩夹泥岩透镜体组成;南部以辫状河与沙漠相沉积为主，为棕红色、紫红色中粒、不等粒岩屑长石砂岩、长石砂岩、钙质细砂岩夹紫红色泥岩。该组与下伏环河组呈侵蚀接触，超覆在奥陶系—三叠系之上。 (2)六盘山群 六盘山群分布在陇县和平凉地区，呈NW向展布，不整合在侏罗系之上。主要是一套紫红色、灰绿色山麓相、河流相和湖相碎屑沉积建造。自下而上，可分为三桥组、和尚铺组、李洼峡组等，各组间均为整合接触。 三桥组(K1s):分布于宁夏的西吉、同心、固原和泾源等县。岩性为山麓相的浅棕黄色、灰紫色块状砾岩，局部夹砂岩透镜体，钙质胶结，局部含灰岩质的砾石较多，易溶蚀成岩溶孔隙，成为良好的含水地段。 和尚铺组(K1hs):分布于宁夏的同心、固原，甘肃的华亭、庄浪和陕西的陇县、千阳等县。岩性为紫红色、棕红色、棕紫色砂砾岩、砂岩、粉砂岩、泥岩，加少量白色长石石英砂岩，有底砾层，属湖相沉积。该层厚度变化较大，在华亭厚度最大，达1216m，向东变薄;在宁夏境内厚度由北向南增大，厚度在38.7～762.4m之间;在陕西厚度为489m，东薄西厚。 李洼峡组(K1lw):分布在宁夏的同心、固原、西吉、彭阳，甘肃的华亭和陕西的陇县。岩性为一套紫色、灰绿色灰白色砂岩、泥岩、泥灰岩的湖相沉积，与和尚铺组为同层相变关系，厚度为90～618m。 6.新生代 (1)古近系—新近系 古近系—新近系在地表广泛出露于盆地中、西部，底部与下伏老地层呈不整合接触。发育地层有渐新统、中新统和上新统。 渐新统清水营组(E3q):分布于盆地西部，岩性为褐红色、砖红色泥岩、粉砂岩夹灰绿色砂岩、泥岩和石膏层，局部夹灰白色石英砂岩、砂质泥岩，厚度变化大，从几十米到数百米。 中新统红柳沟组(N1h):分布在桌子山、同心、固原等县。与下伏清水营组呈平行不整合接触，岩性为橘红色、橘黄色粘土、粘土质沙土夹灰白色石英砂岩、砂砾岩透镜体，厚73～956m。 上新统:呈残片状分布在盆地边缘，在东部地区称为保德组(N2b)和静乐组(N2j)。保德组，为洪积、冲洪积、湖积相的棕红色、棕黄色砂砾石层、粘土、亚粘土、层状钙质结核和灰绿色粘土、泥灰岩，厚2～070m;静乐组为河湖相的红色、灰绿色粘土夹砂砾石透镜体、泥灰岩和钙质结核层，厚10～25m。 (2)第四系 洪积层:第四系各统均有发育，主要分布在阴山、贺兰山、六盘山等山前地带，岩性为灰色或杂色砾卵石、砂砾石夹粘质砂土透镜体，厚5～130m。 黄土:包括下更新统的午城黄土、中更新统的离石黄土和晚更新统的马兰黄土，主要分布在盆地的东部、西部和南部，其余地区零星分布。午城黄土，下部为淡肉红色亚粘土(石质黄土)，夹数层至数十层棕红色古土壤层;上部为浅肉红色石质黄土层，夹10～20层钙质结核层，厚2～84m。离石黄土，为灰黄色、浅褐黄色粉砂质黄土，夹数层褐红色古土壤层和白色钙质结核层，柱状节理发育，厚2～235m。马兰黄土，为浅黄色粉砂质黄土，夹钙质结核，柱状节理发育，较为松散，厚5～70m。 湖积层:主要有上更新统的萨拉乌苏组和全新统的冲湖积层。萨拉乌苏组主要分布在盆地的东部和南部，为湖积相和风积相沉积，厚5～90m，底部有1～2m厚的泥炭层;中部为中粗砂与粉砂质粘土互层;顶部为浅灰色粘土质粉砂，是主要含水层。全新统的冲湖积层，分布在黄河两岸、银吴盆地、卫宁盆地等地形低洼处，岩性为灰黄色、灰黑色细砂、粉砂粘土和淤泥，厚1～30m。 冲洪积层:主要分布在各地山前冲积平原和大型河流的一、二级阶地，岩性主要为灰黄色砂砾石层、砂层夹薄层黏性土透镜体，厚1～30m，是主要含水层。 四、盆地发展史 早古生代:鄂尔多斯地区位于华北地台西部，寒武纪、奥陶纪广大的华北地台区为辽阔的海洋，以海相沉积为主，沉积了一套巨厚的碳酸盐岩地层;志留纪，本区随华北大部分地区抬升，遭受剥蚀，沉积缺失，一直延续到晚古生代的泥盆纪和早石炭世。晚石炭世，华北地台重新成为浅海，出现海陆交互相的煤系沉积。二叠纪，本区由浅海转变为宽阔的内陆盆地，以内陆河流、湖泊、沼泽相的碎屑建造为主。 中生代:三叠纪、侏罗纪，盆地仍以内陆河流、湖泊相沉积为主，煤系建造普遍发育，区内气候逐渐转为干燥炎热;白垩纪早期，气候干燥炎热，盆地内以洪冲积扇、辫状河及沙漠相沉积为主;白垩纪中后期，盆地整体抬升，遭受剥蚀。 新生代:受青藏高原隆升产生的边际效应影响，鄂尔多斯盆地继续沿断裂整体抬升，成为台地，并褶皱成向斜，形成碟状高原，渐新世盆地中西部地区重新接受沉积，新近纪沉积范围有所扩大，成为较稳定的内陆盆地。周围断陷盆地开始形成，银川盆地、河套盆地、汾河、渭河盆地形成裂谷型地堑盆地，盆地内沉积了河湖相的红色砂、泥岩。 第四纪:早更新世，本区延续新近纪构造格局，湖区面积缩小，仅在庆阳、静乐等局部地区有坳陷型河湖相沉积;而周边的裂谷断陷盆地继续深陷，湖泊广为发育，沉积了巨厚的河湖相沉积，如渭河断陷盆地在这一时期沉积厚度就超过1744.5m。中、晚更新世，全区以抬升为主，抬升差异性明显，在乌审旗、靖边和榆林一带形成相对的低洼区，形成萨拉乌苏组河湖相沉积，在东南部普遍有离石黄土和马兰黄土沉积，黄土厚100～300m;周边地堑盆地继续沉降，并伴有NE向断裂发生，形成一系列的斜列断阶和断隆;同时，河流侵蚀作用加强，相互袭夺联通，使银川盆地、河套盆地、渭河盆地以及汾河盆地相互连通，构成现代黄河中游水系，盆地中以河流沉积为主。晚更新世—全新世，本区继续抬升，但上升幅度有所减弱，南部及东部地区河谷下切作用强烈，形成晋陕大峡谷，河谷中常可见到3～4级阶地。 ㈨ 读图，回答下列问题．（l）说明图中甲处的地貌类型及其成因．（2）图中地质构造，乙为______，丙为______
（1）喀斯特地貌是具有溶蚀力的水对可溶性岩石进行溶蚀等作用所形成的地专表和地下形态的总称，又称属岩溶地貌． 石灰岩是可溶性岩石．根据图中的岩层分析甲处是石灰岩，是可溶性岩石，而地表崎岖不平，所以形成了喀斯特地貌． ㈩ 请问怎么看得出岩层是什么地质时期形成的l 首先要知道该地区的地层，比如华北地区普遍发育的地层有寒武、奥陶、专石炭、二迭、古近系、属第四系等地层，其次再根据岩石的岩性、结构、构造、固结程度等一系列信息，综合判断，地质科学是一门探索性的科学，只要用心领会，去伪存真，一般情况下可以判断出岩石形成的时代，如果你的古生物学的好，那将有利于你对地层年代的判断。 热点内容
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