地层

在上述各种控制条件制约下，对沙32和沙11井测井层序进行了划分（表3—1）。工作主要以测井曲线为依据，紧密结合钻井岩性和各种测试、鉴定资料，并以古地理、古环境背景作指导，进行综合分析判断。划分的基本层序单元相当于三级层序，其中，沙11井从奥陶系至下第三系划分出34个层序，沙32井划分出54个层序（图3—7、3—8），在此基础上对三级层序进行了组合和分级。层序级次划分的基本原则是：①以地震巨层序的一级不整合面，控制和确定测井巨层序的组合；表3—1　塔里木盆地北部钻井与地震层序对比表图3-7　塔里木盆地北部沙11井层序地层分析图3-7　续1图3-7　续2图3-7　续3图3-8　塔里木盆地北部沙32井层序地层分析图3-8　续1图3-8　续2图3-8　续3图3-8　续4② 以测井分析求出的一级旋回曲线的下降拐点（参见第四章第二节），结合部分二级地震不整合面的控制，确定二级超层序组的边界；③ 根据测井分析求取的一、二级旋回曲线划分超层序组合；④ 根据二级和二级测井旋回曲线在高级次旋回中的位置，结合钻井层序间相互关系的分析，确定超层序内各三级层序的叠加关系。沙11井和沙32井的层序系统划分方案见图3—7、图3—8和表3—1需要注意的是，三级地震层序的组合关系既包含着垂向层序组合关系，也包含着侧向上的层序组合关系，但三级测井层序的组合只有垂向上的组合关系。二者并不完全一致。不同时期层序发育有不同的特点，我们将其归纳为表3—2。表3—2　不同时期测井层序发育特点

地层岩石力学性能测井表征方法包括：1、声波测井。声波测井是最常用的方法之一，它通过测量声波在地层岩石中传播的速度和衰减程度来确定岩石的弹性模量和泊松比。2、密度测井.密度测井则是通过测量地层岩石的密度来计算岩石的抗压强度。3、核磁共振测井。核磁共振测井则是通过测量地层岩石中的水分子的信号来确定岩石的孔隙度和渗透率等参数。地层岩石力学性能测井表征应用则包括以下两种：4、在油气井完井设计中，需要根据地层岩石的力学性能参数来确定井壁稳定性和井筒完整性。5、在油气储层评价中，需要根据地层岩石的孔隙度和渗透率等参数来确定储层的储量和产能。地层岩石力学性能测井表征方法指利用测井技术对地层岩石的物理性质进行测量，并通过分析这些数据来确定地层岩石的力学性能，包括弹性模量、泊松比、抗压强度等。

河北柳江盆地地质遗迹国家自然保护区保护对象为中国北方标准组级地层亮甲山组（O1l）命名地点亮甲山及其所出露的奥陶系地层。亮甲山奥陶系剖面包括冶里组上部、亮甲山组和马家沟组（原下马家沟组），三组为连续沉积。冶里组（O1y）：以灰色薄--中层泥质条带灰岩为主，近顶部与砾屑灰岩互层，夹虫孔灰岩、生物碎屑灰岩、黄绿色薄层灰岩，钙质页岩及云斑灰岩；顶为钙质页岩及泥灰岩，出露厚度65.9m，未见底。亮甲山组（O1l）：主要岩性为中厚层豹皮灰岩与虫孔灰岩互层夹砾屑灰岩；顶部为白云质灰岩、厚层灰岩和生物碎屑岩。含古杯类（Archaeocyphia）及藻类化石，厚65.8m。马家沟组（O2m）：岩性为黄灰、褐灰、灰等色白云质灰岩和白云岩。含燧石团块和燧石条带，底为黄灰色，风化呈薄层状白云岩；顶为黄灰色中层白云岩，含松旋螺（Ecculiomphalus）等化石，厚65.0m。马家沟组顶部具有剥蚀面，与中石炭统本溪组平行不整和接触。马家沟组形成于奥陶纪中期。在马家沟组沉积之后（大约在距今470Ma）本区发生海退，马家沟组升出水面遭受剥蚀。直到距今大约320Ma，本区才又下沉，沉积了海陆交互相的本溪组。这一沉积间断时间跨度长达150Ma，跨过了加里东构造阶段（寒武纪~志留纪）的晚奥陶世和志留纪、海西（华力西）构造阶段（泥盆纪~二叠纪）的泥盆纪和早石炭世，影响范围遍及整个华北和东北南部。孙云铸曾将这次大范围、长时间的“造陆”运动称为冶里上升。当时的华北古海称为华北陆表海，构成本区奥陶纪地层的岩石大多形成于潮下（低潮线以下）环境，也有一些形成于潮间（高、低潮线之间）环境。

这个要看地下水位在你说的地层之上还是之下，如果地下水位高于你说的这层，那肯定是富水，反之则贫水

【答案】：B本题考查的是土石方工程施工技术。

大陆漂移学说是德国科学家魏格纳提出的，主要证据有3点，分别是：大陆轮廓的吻合性；拼合大陆几种古地层的相似性；拼合大陆几种生物的相近性。大陆漂移假说是解释地壳运动和海陆分布、演变的学说。大陆彼此之间以及大陆相对于大洋盆地间的大规模水平运动，称大陆漂移。大陆漂移说认为，地球上所有大陆在中生代以前曾经是统一的巨大陆块，称之为泛大陆或联合古陆，中生代开始分裂并漂移，逐渐达到现在的位置。大陆漂移假说主要证据有3点，分别是：大陆轮廓的吻合性；拼合大陆几种古地层的相似性；拼合大陆几种生物的相近性。??

　　是的。金衢盆地盆边断裂带多具同生性质，沉降、堆积都很迅速， 形成山麓相、洪积相的紫红色块状砾岩、砂砾岩。但由于陡坡相带很窄，形成的紫红色块状砾岩、砂砾岩厚度一般不大、分布不广。　　金华市境的东、东北有大盘山、会稽山，南属仙霞岭，北、西北接龙门山及干里岗山脉。仙霞岭山脉从闽、赣交界的武夷山延伸入境，至武义县、婺城区南部和永康市境，向东北延续为大盘山和天台山脉，山体多由火山岩和花岗岩构成。大盘山是钱塘江、曹娥江、椒江和瓯江部分支流的源地和分水岭。会稽山为天台山支脉，主体朝东北方向伸展，西南段延伸至东阳北部和义乌，山体主要由火山熔岩、碎屑岩构成。主峰东白山位于东阳、诸暨、嵊州交界处。龙门山界于富春江与浦阳江之间，分布在浦江、婺城区和金东区北部、兰溪及义乌西缘，山体主要由中生代火山熔岩和碎屑岩构成，局部为花岗岩和石灰岩，其余脉金华山呈块状山地，北隔墩头盆地与龙门山脉相连。千里岗山脉由赣东北怀玉山脉延伸入境，余脉至兰溪与建德市交界处，山体由沉积碎屑岩组成，中心部分为干里岗砂岩。延伸入境的山系受华夏构造控制，山脉大多呈东北一西南走向，同时受东北一西南和东西向断裂带的切割，延伸出来的众多支脉纵横交织，山形破碎、峰岭交错。

很容易啊 线条拱起的就是背斜 向下的就是向斜 产油背斜 有水向斜

测井资料的构造地质研究，主要是褶皱、断层和不整合三类地质现象的地层产状和构造要素的准确确定。研究构造的主要测井资料是地层倾角测井和井壁成像测井资料。（一）褶皱构造1.对称背斜当井没有穿过轴面，矢量图为绿色模式显示（图4-15），与单斜构造显示相同。但是在轴面两侧钻井，两口井的矢量图在同一岩层出现倾向相反的倾角。如果井钻在背斜的顶部，这时测得的地层倾角就很小，倾斜方位角也就很乱（图4-16）。只有钻在两翼上，才会显示出倾角较大、方位角一致的绿色模式。图4-15 对称背斜的绿模式2.不对称背斜当不对称背斜和轴面重合，井钻遇的不对称背斜次序是缓翼—脊面—陡翼时，矢量图有下列特征（图4-17）。1）在缓翼地层中，构造倾角与倾斜方位角基本一致，矢量图呈绿色模式。2）由缓翼地层逐渐接近构造脊面，倾角随深度增加而减小，矢量图呈蓝色模式。在背斜脊面处倾角接近零度。3）有背斜脊面向陡翼地层过渡时，倾角随深度增加而增大，倾向与上翼地层相反，矢量图成红色模式。4）在陡翼地层中，倾角稳定，倾角比缓翼地层大，倾向与缓翼地层相反，矢量图呈绿模式。其模式组合为绿—蓝—红（反）—绿（反、大）。图4-16 对称背斜的乱模式图4-17 非对称背斜井眼穿过轴面的地层倾角矢量图特征3.倒转背斜倒转背斜的特点是下翼倾角比上翼大，两翼倾向相同。当井穿过倒转背斜轴面时，矢量图有下列特征显示（图4-18）。1）在上翼地层中，矢量图呈绿色模式，倾角和倾向基本不变。2）由上翼地层至背斜脊面，矢量图呈蓝色模式，倾角随深度增加而减小。3）由背斜脊面至背斜轴面，矢量图呈红色模式，倾向相反。至倒转背斜转折面，倾角随深度增大，一直增加到90°直立为止。有的倒转背斜在此部分，由于弯曲太大造成断裂，矢量图不为红色模式而以散乱模式显示。4）由转折面进入下翼地层，矢量图呈蓝色模式，倾角由最大值随深度增加而减小，倾向与上翼地层相同。图4-18 倒转背斜的矢量模式5）在下翼地层中，矢量图呈绿色模式；但倾角比上翼地层大，倾斜方位与上翼地层基本一致。此种倒转背斜的模式组合为绿—蓝—红（反）—蓝—绿（大）或绿—蓝—乱—蓝—绿（大）。对于其他类型的褶皱构造，可以采用同样方式确定其倾角矢量模式组合。（二）地层倾角测井的断层研究1.断层面没有变形的断层图4-19为正断层，在井眼中E层缺失。由于断层面没有变形，矢量图显示与单斜构造一样，不能用倾角资料判断、确定这类断裂。同样倾角测井也不能确定断层面没有变形的逆断层。图4-19 断层面没有变形的正断层在矢量图上显示2.有破碎带的断层当地层很硬时，岩层沿断层面形成破碎带。由于破碎带中地层倾向没有固定方向，故矢量图为绿—乱—绿模式（图4-20）。图4-20 断裂破碎带断层3.有拖曳现象的断层塑性岩层上下盘沿断层面作相对运动时，由于摩擦力的作用，地层层面在断层面处发生形变，就有可能从矢量图上认出断层。（1）断面与层面倾向相同的正断层图4-21为带有拖曳现象的正断层，断层面与地层面向同一方向倾斜。由于上盘顺断层面下滑，下盘沿断层面上推，使上下盘在拖曳区倾角变大，矢量图上有下列特征。图4-21 反向牵引正断层1）在上盘岩层中，层面为未受拖曳影响，矢量图呈绿模式。此时的倾角和方位角为上盘岩层的倾角与方位角。2）进入上盘拖曳区，倾角增大，至断层面，倾角最大。矢量图为红色模式显示。此时最大倾角的深度为断点深度，其倾角及方位角为断面的倾角及方位角。3）进入下盘拖曳区，倾角减小，矢量图为蓝色模式。4）进入下盘，未受拖曳影响的岩层倾角稳定，矢量图为绿色模式显示。矢量图显示为绿—红—蓝—绿模式组合，方位始终一致。（2）断面与层面倾向相反的正断层图4-22为带拖曳现象的正断层，断层面与地层面倾向相反。由于上盘下滑，在拖曳区出现小向斜；下盘上推，在拖曳区出小背斜。整个矢量图显示为绿—蓝—红（反）—蓝（反）—红—绿模式组合。红（反）模式最大倾角处的深度为断点深度，其矢量点倾角和方位角接近断层面的倾角和方位角。图4-22 同向牵引正断层（3）断面与地层面倾向相同的逆断层带有拖曳现象的逆断层，断层面与地层面倾向相同时，上盘在拖曳区出现小背斜，下盘拖曳区出现小向斜。整个矢量模式组合为绿—蓝—红（反）—蓝（反）—绿模式（图4-23）。断点处倾角矢量模式组合为红（反）—蓝（反）模式组合。红模式倾角最大处对应断点埋深，断层面倾向与红（反）模式矢量方向相反。这种情况下不能确定断层面倾角。（4）断面与层面倾向相反的逆断层图4-24为带有拖曳现象的断层，断层面与地层面倾向相反，由于上盘顺断层面上推，下盘沿断层面下滑，使上下盘在拖曳区倾角变大。矢量图显示为绿—红—蓝—绿模式，倾角最大深度为断点深度。综合上述分析，拖曳断层显示有两种模式，即绿—红—蓝—绿和绿—蓝—红（反）—蓝（反）—红—绿。但是，怎样判断绿—红—蓝—绿是断面与层面相同的正断层，还是断面与层面相反的逆断层?同理怎样判断绿—蓝—红（反）—蓝（反）—红—绿是断面与层面倾向相反的正断层，还是层面与断面倾向相同的逆断层?这就需要用地质资料、测井资料综合判断。图4-23 同向牵引逆断层图4-24 反向牵引逆断层（三）地层倾角测井的不整合面研究1.平行不整合（假整合）当侵蚀面的倾角与方位角没有变化时，假整合右倾角图上就无显示。当侵蚀面有风化带时，倾角图显示为乱倾角，假整合就有可能识别。如果侵蚀面侵蚀后产生局部的高点和低点，再沉积时在低洼处形成充填式沉积，倾角图为红色模式（图4-25）或蓝色模式显示，假整合也有可能识别。图4-25 假整合（有倾斜层再沉积）2.角度不整合角度不整合在倾角矢量图上表现为倾角或倾向突变，一般情况下整合上部地层倾角较小，下部地层倾角较大（图4-26）。这种突变在区域上可以对比，不同于断层仅引起局部地层产状突变。图4-26 角度不整合

理正的边坡稳定，你在录入地层信息的时候，建议使用DXF文件导入。主要的方法：先在CAD中按1:1画好地层界线，每个地层需要闭合。对于坡后无限延长的边坡，你可以在坡后缘一定水平距离就截断。对于坡前，如果有支挡结构，可以按实际尺寸放上去做为土层，但垫层和坡面护层不应计算在内。在CAD中画好后另存为DXF文件，然后在理正中用读入CAD土层信息，然后通过交互式指定坡脚节点编号和坡面段数，由理正自动生成土层信息。如果手工输入地层信息，出错率较高，不。当然，如果将支挡结构做为土层参与计算，首先要经过计算确保支挡结构的稳定性，也就是说，要先计算支档结构能否满足无支挡结构时产生下滑推力或库仑土压力（两者取大值），在满足的前提下才能做为地层参与计算。

山东张夏、崮山、馒头山一带，寒武纪地层发育和出露都十分良好，而且紧靠津浦铁路交通便利，早在19世纪末就为国内外地质学者所重视。1903年美国地质学家B·维里斯和E·布莱克威尔德在张夏、崮山、莱芜九龙山等地测量了剖面，采集了化石，对寒武纪地层作了初步划分，其研究成果于1907年正式发表，将张夏、崮山一带的寒武纪地层自下而上划分为馒头页岩、张夏灰岩、崮山页岩、炒米店灰岩。之后美国古生物学家毕可脱（1913年）、日本人远藤隆次（1939年）、小林贞一（1941年、1942年、1955年）均相继研究过张夏、崮山一带寒武纪地层中的生物化石。中国著名的地质学家孙云铸教授从1923年起对张夏、崮山地区的寒武系进行了长达20余年的研究，对寒武纪地层做了划分。1953年卢衍豪、董南庭重新观察了张夏、崮山一带寒武纪标准剖面，其中最重要的是把B·维里斯和E·布莱克威尔德的馒头页岩自下而上再分为馒头组、毛庄组、徐庄组，并把前两个组置于下寒武统，把后一个组归入中寒武统，炒米店灰岩再分为凤山组及长山组，将张夏地区寒武系确定为7个单位和17个三叶虫化石带。此后，有关地质院校，如北京地质学院等，以及山东省地质局等单位，先后对张夏寒武纪地层剖面作过大量的野外观察、剖面测制、室内鉴定和专题研究，取得了丰富的实际资料，从不同的角度补充和完善了该剖面的基础资料，进一步提高了该剖面的研究水平。 1959年，位于泰山北侧的张夏寒武纪地层剖面在全国地层会议上被正式定为华北寒武系标准剖面。1958-1961年，北京地质学院在泰山地区进行1：20万区调，将泰山变质岩命名为太古代泰山群，自下而上划分为万山庄、雁翎关、山草峪组等。1960-1962年，山东地质局805队开展包括泰安南留幅等23幅1∶5万区调联测。1963-1965年，山东地质局805队进行1∶5万泰安幅区调，将泰山变质岩称为泰山杂岩，划分为望府山、笤帚峪、唐家庄、盂家庄、冯家峪等五个岩组。同时，地科院程裕淇等，山东地质局805队郑良峙、张成基等人开展变质岩专题研究，确立了雁翎关、山草峪组层序，恢复了原岩，进行变质岩的岩石学研究。1978年以后，泰山的地质研究工作，进入了一个以专题研究为主的深入发展级段。泰山的保护、管理和开发建设得到了很大的加强，泰山的面貌有了巨大的变化。1980年，应思淮研究员对泰山变质岩进行了专题研究，并出版专著《泰山杂岩》。1981-1984年，山东矿业学院吕朋菊教授对泰山的形成进行了专题研究，并发表了《泰山形成及其年龄》一文。1982-1985年，山东区调队郑良峙、王世进等人进行了鲁西泰山群专题研究，新建柳杭组，置于雁翎关组和山草峪组之上。1982-1987年，山东地矿局第一地质队马云顺、翟颖川等对鲁西太古代绿岩带含矿性进行专题研究。1982-1984年，赵世英等进行红门“桶状构造”的专题研究，并发表《泰山红门“桶状构造”成因的探讨》论文。1982-1985年，地科院朱振华硕士填制了泰山山前1∶2.5万地质图，完成硕士论文，发表“泰山太古宙岩浆杂岩体的岩石化学和地球化学特征”论文。1983-1986年，法国雷恩大学江博明等，地科院沈其韩等，山东地矿局董一杰等对中国太古宙地壳演化进行专题研究，认为泰山杂岩的大部分为变质侵入岩（灰色片麻岩），称之为望府山片麻岩，取得大量地球化学和同位素年龄资料。1986-1987年，北京大学谢凝高等进行泰山风景名胜区资源综合考察评价及其保护利用研究。1986-1990年，山东区调队王世进等进行1∶20万泰安、新泰幅修测。同期，地科院徐惠芬、山东地质一大队董一杰等人对山东鲁西太古宙绿岩带和鲁西太古代地层等进行专题研究，系统总结了泰山岩群的分布、层序、变质作用的特点，并出版专著。1987年联合国教科文组织把泰山列为世界自然与文化遗产，泰山的地位和影响发生了历史性的变化。1989-1990年，山东矿业学院吕朋菊教授等对泰山周围重力滑动构造进行专题研究，发表了“泰山周围太古界与古生界不整合面上滑动构造的发现”论文。1990年，山东省地矿局第一地质大队董一杰等发表《泰山地区太古宙杂岩体的地球化学特征》论文。1990－1993年，山东地矿局曹国权等人发表《鲁西早前寒武纪地质》专著。1993－1996年，地质矿产部地质研究所、山东第一地质矿产勘查院进行泰安市幅1∶5万区域地质调查。1994－1995年，吕朋菊教授就泰山新构造运动的进行专题研究，发表了《新构造运动与现今泰山的形成及地貌景观》论文，并对泰山地质地貌进行总结，撰写《泰山大全》之地质地貌篇。1995年地科院庄育勋等，山东地矿局第一地质大队张富中等就泰山地区新太古代～古元古代地壳演化研究的新进展发表论文。1997年，地科院庄育勋等，山东地矿局第一地质大队任志康等人在《岩石学报》发表论文《泰山地区早前寒武纪主要地质事件与地壳演化》。1998年，山东地勘局地质调查研究院吕发堂等就其研究成果发表《泰山地区晚太古代“框架侵入岩”的地质特征及稀土地球化学演化》论文。1999年，地科院王新社等，山东地矿局第一地质大队任志康等发表《泰山地区太古宙末韧性剪切作用在陆壳演化中的意义》论文。2000年，地科院地质力学所张明利等发表《新生代构造运动与泰山形成》论文。2002-2003年，山东科技大学吕朋菊教授等、泰山风景区管委会牛健等人进行泰山地质地貌特征及地学价值评价专题研究，并发表《泰山的地学价值及其意义》论文。2004年9月中国地质大学对拟建中国泰山世界地质公园的建设条件、地质遗迹和资源状况等进行了为期两周的研究考察。张夏寒武纪地层剖面，把寒武系划分为下、中、上统的7个地层单位，即下统的馒头组，中统的毛庄组、徐庄组、张夏组，上统的崮山组、长山组、凤山组。现从老到新简述如下：馒头组主要由紫红色、黄绿色等杂色页岩及泥质、白云质灰岩组成。底部不整合于泰山杂岩的肉红色片麻状花岗岩之上。下部灰岩中含磁石结核和条带，上部页岩中具微细水平层理，中部页岩含有三叶虫化石～中华莱德利基虫。厚度119米。毛庄组主要由紫色云母质页岩和灰岩组成。含三叶虫、腕足类及藻类化石。厚度39米。徐庄组主要由紫灰色页岩和鲕状灰岩组成，其中下部的灰岩及灰质粉砂岩中常具斜层理或交错层理。含有徐庄虫等三叶虫化石及腕足类化石。厚度73米。张夏组主要由鲕状灰岩和藻类灰岩组成，中夹杂色页岩。含德氏虫等三叶虫化石。厚度198米。崮山组主要由竹叶状灰岩、疙瘩状灰岩和黄绿色页岩组成。含蝴蝶虫、蝙蝠虫等三叶虫化石。厚度51米。长山组主要由迭层石灰岩、具红色氧化圈竹叶状灰岩、紫色页岩组成。含有庄氐虫、蒿里山虫等三叶虫化石。厚度70米。凤山组主要由泥质灰岩和竹叶状灰岩组成。含济南虫、方头虫等三叶虫化石，以及海百合茎和腕足类化石。厚度130米。张夏寒武纪地层的标准剖面，分别位于张夏和崮山一带的馒头山、虎头崖、黄草顶、唐王寨、范庄等地。其中的馒头山是徐庄组、毛庄组、馒头组的剖面，虎头崖～黄草顶是张夏组的剖面，唐王寨是崮山组、长山组的剖面，范庄是凤山组的剖面。馒头山位于张夏镇南2公里，104国道的西侧。因其状如馒头而得名。山的北麓有两个名为徐庄和毛庄的小村子。它是张夏寒武纪标准地层剖面的馒头组、毛庄组、徐庄组的建组和命保所在地。张夏寒武纪地层剖面，在泰山主峰之北，位于泰安和济南之间交通干线的两侧，交通方便，而且构造简单，出露完全，十分有利于现场观察和研究。它是中国地层和古生物研究历史最长、研究程度最高的地层剖面之一，在中国地质学史上占有很重要地位。1959全国地层会议后，被正式确定为中国北方寒武系的标准地层剖面，在中国不同地区寒武纪地层对比和国际寒武纪地层对比方面起着重要作用，同时也是许多寒武纪古生物种属（蒿里山虫Kaolizhania、中华莱德利基虫Redichia Chinensis、馒头褶颊虫Ptychopariamantoensis、山东虫Shantungia、孙氏盾虫Sunasp-is Lavevis）命名地或模式标本的原产地。因此，这个标准地层剖面，在国内外十分闻名，长期以来有许多国内外地质学者不断来此参观考察，同时也成为中国大专院校地学的重要实习基地，无论在地质科学方面，还是在生产实践以及地质教育方面，都具有很高的科学价值。

——以吐哈盆地台北凹陷及准噶尔盆地南缘中侏罗世煤系为例摘要综合应用有机岩石学、地球化学及孢粉学的研究方法，对吐哈盆地台北凹陷及准噶尔盆地南缘J2x煤系的沉积有机相在陆相层序的格架中的分布特征进行了探讨。研究表明，一般情况下，各类沉积有机相在层序地层格架纵向上以湖侵体系域为中心对称分布，生烃能力最强的烃源岩出自湖湾—半深湖有机相，其位置一般出现在湖侵体系域中部，向上向下，烃源岩生烃能力依次变差。任德贻煤岩学和煤地球化学论文选辑一、引言层序地层学是沉积学发展史中出现的一门新学科。它强调某一类大型水体(海、内陆大湖)表面变动所产生的全球或大区域同时性沉积有等时面的意义。层序地层学最初是从研究北美被动大陆边缘盆地海相沉积过程中建立起来的一种沉积学模式。近年来，许多学者［1～4］又试图将其分析原理及方法引入陆相盆地研究。吐哈盆地和准噶尔盆地是我国中生代大型陆相坳陷盆地，有关本区的层序地层学和烃源岩研究的文章很多。纪友亮认为，构造和气候是影响陆相层序地层形成的主控因素［2］。代世峰等运用TOF－SIMS研究了该区不同沉积相中显微组分的生烃潜力［5］。吐哈盆地与准噶尔盆地在J2x以前，有着较为相近的大地构造及古气候环境条件，故二者至少在早中侏罗世J2x期以前，有着较好的可比性。本次研究以油气赋存条件较好的吐哈盆地台北凹陷和准噶尔盆地南缘的J2x煤层为例，来探讨本区的层序地层学与沉积有机相间的关系。二、本区层序地层格架吐哈盆地台北凹陷层序地层格架见表1。杨瑞财［4］根据台北坳陷侏罗系存在的四个不整合面，划分出3个层序，10个体系域，现采用杨瑞财的划分方案，简述如下:层序I:底界为三叠系与早侏罗世八道湾组(J1b)之间的印支运动形成的不整合面，顶界为西山窑组(J2x)与三间房组(J2s)间燕山运动I幕形成的不整合面。第I层序形成于温暖潮湿气候条件，树蕨、银杏、松柏、木贼、苏铁类植物十分发育。J1b时，为低位期的河流、三角洲及湖泊沼泽沉积，形成水进期巨厚煤层。J1s时，为第I层序的湖侵时期，沉积了一套灰绿色泥岩、页岩、粉砂岩的浅湖相沉积。J2x前期，是J1s湖侵体系背景下发展起来的湖泊沉积和三角洲沉积，并发育煤层;J2x后期，气候已经明显有转往半干热的亚热带气候的迹象。燕山运动I幕后，第I构造层序也随之结束。层序II:为整个J2s组段，下部以J2x与J2s之间的燕山运动I幕不整合面为界，上部则为J2s与J2q间的不整合面所限。这期间，喜干热的Classopollis分子含量增加，而湿热的分子，如三角孢，桫椤孢等减少，已经渐渐转变为半干热的亚热带气候，沉积物总体上为一套紫色、褐色、灰绿、紫红色的泥岩与浅灰、灰白、灰紫色砂岩粉砂岩沉积，反映了相对干旱的浅水的环境。层序III:吐哈盆地从七克台期已经进入第III构造层序，直至侏罗纪结束后发生的燕山运动II幕所形成的不整合面作为此层序顶界并将之与白垩纪地层隔开。J2q初期，气候又一度短暂转为暖湿，在其低位及湖侵期出现泥炭及煤线沉积。台参2井处在J2q湖侵时形成半深湖相泥岩和少量油页岩，但至J2q中期后，气候又开始向炎热、干燥转变，至侏罗纪末期，湖泊在本区已经全部消亡，取而代之的是长期河流环境，以齐古组、喀拉扎组的红色砂质泥岩为主体。表 1 吐哈盆地台北凹陷侏罗系层序划分表注:据杨瑞财(1997)，新疆石油管理局。SB1－SB4:不整合面;Tk:侏罗系与白垩系界面的地震响应;TJ2q:七克台组下部砂泥岩夹煤层与七克台组中、上部暗色泥岩段界面响应;TJ2x:西山窑组二段煤层集中段与上、下围岩界面响应;TJ1b:八道湾组顶部煤层与上下围岩界面响应;HST:高位体系域;LHST:晚期高位体系域;EHST:早期高位体系域;TST:湖侵体系域;LST:低位体系域。三、层序变化与沉积有机相旋回从层序地层学的角度考察沉积有机相在陆相盆地上的纵向充填序列及变化规律，在国内外研究中实例不多。本次研究中，将吐哈盆地陵深1井早侏罗世J1b和J1s地层和台参2井的中晚侏罗世地层接成一个示意性的综合剖面，以期根据整个剖面上泥岩有机质类型、丰度变化、有机地化和无机地化参数的变化，找出体系域与沉积有机相间的对应关系。就泥岩而言，荧光有机组分指数TOC、S1+S2代表有机质丰度与生烃潜能;SiO2+Al2O3含量可表示沉积区距物源区的距离;Ca/Mg表示沉积介质深度变化;Sr/Ba表示介质的盐度和还原程度;P、Sr/Cu反映气候变化。它们在纵剖面上的变化，既能反映不同沉积体系域的变化，也能反映不同类型的沉积有机相旋回。图1是综合剖面上的各种有机岩石学、有机地化、无机地化参数变化图。有机质丰度高，类型好、生烃潜能高的泥岩大体上分布在湖侵体系域内，或早期高位体系域内及晚期低位体系域内，这可能是在这个阶段中，往往覆水加深、介质还原型较强，且比较稳定，故可形成与保存有机质类型较好、丰度较高的泥岩。另外，从Al2O3+SiO2变化上看，除了个别点外，总的看来湖侵体系域的Al2O3+SiO2要低于其他体系域，暗示着沉积区距物源区较远;Ca/Mg高值一般也多出现在湖侵体系域内，只是其他体系域内的煤线或炭质泥岩，如果有后期碳酸盐脉出现，也会影响Ca/Mg的变化;Sr/Ba比值广泛应用于海陆交互相地层的沉积环境分析，因为Ba属于难迁移的元素，离岸越远，Ba含量越低;Sr的情形正与Ba相反，它的迁移能力要远远大于Ba，离岸越远，盐度越高，Sr含量越高。本次研究试图将其应用于内陆盆地分析。从综合剖面上Sr、Ba变化趋势也正好相反。J1b低位体系域中，Ba最高，Sr最低，而在J2q湖侵体系域内，Sr最高，Ba最低，从Sr、Ba变化还可间接推出陵深1井的J1s期湖侵及台参2井J2s期湖侵可能要较之台参2井J2q期湖侵要小得多。当然，仅仅Sr、Ba判断并不完全可靠，众所周知，在Ca含量较高时，Sr含量也会异常高，故还须综合其他地质证据作出判断。P与Sr/Cu都是对古气候变化反应较为灵敏的元素和元素对。沉积岩中P元素富集与生物有关。若炎热气候下水体蒸发引起盐度急剧增高，某些低等生物因此不适应这种高盐度而死亡并参与成岩，从而使其层位的P元素相对富集，显然，P元素含量相对高的层段表示干旱炎热条件下的高盐度环境。泥岩中Sr/Cu介于1.3～5.0时指示的是温湿气候环境，而大于5.0时指示的是干热气候［6］。从P与Sr/Cu的变化趋势看，J2q在湖侵期间，气候就已经开始向炎热、干旱的方向转换，这与前人的分析基本一致。三间房期整个处于较干热的气候条件下(P有反映，Sr/Cu不明显)，这与前人的分析结论也基本一致。煤层中Sr与Ba的分离不明显，故它们与P、Sr/Cu响应极好，共同反映了泥炭沼泽发育过程中的古气候演变。图2是准噶尔盆地南缘J2x中上部煤层与下部煤层中Sr、Ba、P、Sr/Cu的变化。由图可见J2x下部煤层中Sr、Ba、P、Sr/Cu相对于中上部煤层要高出很多，说明J2x早期的泥炭沼泽古气候要相对干燥一些，孢粉分析也表明，下部煤层裸子植物花粉占优势，而上部煤层则以蕨类孢子占优势，这与煤相学分析也是一致的。图1 吐哈盆地台北凹陷早中侏罗世示意性剖面泥岩中荧光有机组分指数、SiO2+Al2O3、Ca/Mg、Sr/Cu、Sr/Ba、Ba和P变化图由于每一个沉积有机相也会有一定的有机岩石学及有机地化和无机地化指标相对应，因此，从上面综合剖面图上各种参数在不同体系域中变化表明，无论是从古气候，还是从古地理环境的角度分析，层序地层学中每个体系域，都能与某几个沉积有机相较好的呼应。在层序地层学的大格架下，这些沉积有机相在纵向上有规律的重复出现，体现出良好的镜象式对称的旋回性。表2是一个本区层序格架与沉积有机相对应关系的理想模式，简要说明如下:吐哈盆地台北凹陷J1b的低水位体系域发育早期，虽气候温湿，雨量充沛，植物繁茂，但早期一些低隆起仍在被夷平的过程中，故沉积区距物源区较近，这期间形成的泥岩多为SiO2+Al2O3含量相对较高的贫荧光有机组分沉积有机相，煤则是发育在辫状河及辫状河三角洲上的高位沼泽相煤，煤中惰质组分含量较高。J1b中晚期，地势更为平坦，地下潜水面渐渐升高，介质还原性增强，在平面上，向低凹湖水汇集处，并且在纵向上，由下至上，依次会出现干燥森林泥炭沼泽相，周期性干燥森林泥炭沼泽相，覆水森林泥炭沼泽相。煤是V/I越来越高，且以均质镜质体和结构镜质体越来越占主导，含量甚至可达百分之九十以上，并在局部低凹处可发育富荧光有机组分的半深湖-湖湾泥岩相，但后者主要发育在J1s全面湖侵时期，当然，湖侵是个逐渐发生、增强的过程，也可以出现其他有机相，如贫荧光、中等荧光含量泥岩有机相。湖侵体系域发育至晚期，沉积物可容空间增至最大后，开始缓慢减小进入高位体系域发育期。上述的各种泥岩和煤的有机相，又会以低水位时有机相的相反顺序依次出现，即强覆水森林泥炭沼泽相，覆水森林泥炭沼泽相……。可见吐哈盆地台北坳陷每个构造运动旋回可容空间总趋势是由小→大→小的过程。这个过程不仅构成了层序地层的低水位体系域，湖侵体系域，高水位体系域发育的旋回性。同样也构成了荧光有机组分由小→大→小，煤的V/I由小→大→小的过程，并进而构成了沉积有机相在横向上和纵向上以湖侵体系中的富荧光泥岩有机相为中心，向两边、上下呈镜象对称依次展布的旋回系列，代世峰在研究鄂尔多斯西部乌达矿区煤的有机相时，亦发现了相同的变化规律［7，8］。按照这个理想的模式，本区有机质丰度较高，有机质类型较好，荧光有机组分指数较高，生气能力较强的各类烃源岩在纵向上，均应出现在以湖侵体系域为中心的上下层段内，偏离这个中心越远的EHST层段，其有机质类型、丰度、生气能力也会依次变差。煤作为一种有机质高度富集的特殊的有机相，其主煤层往往出现在LST与TST，TST与HST转折处，及LLST-ETST，和EHST层段内。图2 准噶尔盆地南缘J2x组各示意性煤层剖面煤中P、Sr、Ba和Sr/Cu变化图植物化石组合上也有相似的变化规律，如准噶尔盆地J1b组上部，即低水位体系晚期(LLST)真蕨类植物增多，约为全部植物种属的40.8%，银杏占18.4%，松柏类占18.4%，苏铁类植物则少见;至三工河组为湖侵体系域，真蕨种属种类达到最高，约为42.2%，银杏，松柏类也相应增加，各为20%，苏铁类植物种属此时最少，仅为9.0%。J2x下部反映了早期高水位体系域的生态环境(EHST)，真蕨类数量减少，仅为34%，银杏和苏铁类则分别增加到23.7%，17.5%。J2x上部则又反映了晚期高水位-早期低水位体系域的环境，真蕨类植物又有增加的趋势，达38.2%，银杏为24.5%，苏铁类则下降为14.7%，松柏类占10.8%。由此可见，真蕨类植物种属在地层的纵向充填序列上的变化旋回性十分明显。水进期，真蕨类植物趋于增多，至全面湖侵时，真蕨类种属种类达到顶峰，但到水退期，则又开始减少。当然，这种周期性变化绝不会简单的重复。总的看来，吐哈盆地和准噶尔盆地在侏罗纪时具有的气候从温湿走向干旱，苏铁类植物从J1b-J2t有不断增加的趋势，而真蕨植物则有减少的趋势。表 2 沉积有机相及生气性能与层序地层关系注:A:贫荧光组分泥岩沉积有机相1;B:贫荧光组分泥岩沉积有机相2;C:中等荧光组分泥岩沉积有机相3;D:富荧光组分湖湾－半深湖泥岩有机相;A"*:高位沼泽煤有机亚相，大致相当于干燥森林泥炭沼泽相;B":干燥森林泥炭沼泽相;B″:周期性干燥森林泥炭沼泽相;C":覆水森林泥炭沼泽相;C″:强覆水森林泥炭沼泽相;D"**:半深湖—深湖有机相，本次工作中未采到此类样品。有必要再一次强调指出，表2仅仅是我们提出的沉积有机相赋存在层序地层中一个“理想模式”。所谓理想模式，是指古构造、古气候、物源供应、包括生物先质的提供，以及古地形地貌环境合理的配置，才可能完整出现这种模式，否则不可能出现。例如本区三间房期，尽管LST、TST、HST三种体系域齐全，但并不出现各类相和富荧光泥岩有机相，主要因为古气候此时已经转干热，不利于有机质的充足供应。本次研究所提出的理想模式，仅是初步的探索，对盆地的构造运动、陆源区及其变化等诸多因素考虑甚少，均有待于深化。致谢:本文得到中国矿业大学北京校区张鹏飞教授的指导，孙俊民博士、代世峰博士给以具体建议，赵峰华博士、许德伟硕士参加了部分研究工作在此一并致以衷心感谢!参 考 文 献［1］ 李思田 . 鄂尔多斯盆地东北部层序地层学及沉积体系分析 . 北京: 地质出版社，1992［2］ 纪友良，张世奇 . 陆相断陷湖盆层序地层学 . 北京: 石油工业出版社，1996［3］ 吴因业 . 新疆侏罗系盆地层序地层学与储层特征 . 国际 30 届地质大会中国博士后文集 . 北京: 石油工业出版社，1996［4］ 杨瑞财，吴元燕，赵志刚 . 吐哈盆地台北凹陷陆相侏罗系层序形成主控因素探讨 . 见: 顾家裕，邓宏文，朱筱敏主编. 层序地层学及其在油气勘探开发中的应用 . 北京: 石油工业出版社，1997: 46 ～51［5］ Dai Shifeng，Ren Deyi，Yang Jianye，et al. TOF-SIMS study of the hydrocarbon-generating potential of mineral-bitumi- nous groundmass. Acta Geologica Sinica，2000，74( 1) : 84 ～ 92［6］ A. 莱尔曼主编，王苏民等译 . 湖泊的化学地质学和物理学 . 北京: 地质出版社，1989［7］ 代世峰，任德贻，唐跃刚等 . 乌达矿区主采煤层泥炭沼的演化及其特征 . 煤炭学报，1998，23( 1) 7 ～ 11［8］ 代世峰，艾天杰，焦方立等 . 内蒙古乌达矿区煤中硫的同位素组成及演化特征 . 岩石学报，2000，16( 2) : 269 ～ 274The distribution of sedimentary organic facies in the continental facies sequence stratigraphic frameworkFramework: an example from Middle Jurassic coal-bearing series in the Taibei sag of the Turpan-Hami basin and Southern Junggar basinYANG Jian-ye1REN De-yi2SHAO Long-yi2( 1. Xi"an Institute of Mining and Technology，Xi"an 710054;2. China University of Mining and Technology，Beijing 100083)Abstract: The generation and development of sedimentary organic facies are controlled by many factors，such as palaeoclimate，palaeostructure and palaeogeography etc. It is know n that these factors have changed periodically in the geological history，and this change must have led to periodical changes of sedimentary organic facies. This can be indicated by distribution of the sedimentary organic facies in the time-stratigraphic framew ork or sequence stratigraphic frame- w ork. Due to the lateral variation in the palaeoenviroments，many types of sedimentary organic facies can develop all over the basin during a single period. The lateral zonation of organic facies can be reflected in their vertical superimposition，w hich to some extend follow s the Walther"s law. The sedimentary systems tracts in the sequence stratigraphic framew ork have been proved to be effective methods to analyze regularities and to predict nature of the organic petrology， organic geochemistry and non-organic geochemistry of the potential source rocks.Based on the above know ledge，the organic petrological，geochemical and palynological methods have been used to analyze the distribution of the sedimentary organic facies in the con- tinental facies stratigraphic framew ork of the middle Jurassic coal-bearing series in Taibei sag of the Turpan-Hami basin and the southern Junggar basin edge. Turpan-Hami and Junggar basins are typical basins of w hich hydrocarbon generated from coal measure in China and the continen- tal facies sequence stratigraphic framew ork in this area have been studied by many scholars and experts. In the muddestone，the organic quantity and potential hydrocarbon-generating ability are indicated by fluorescent organic constituent index，TOC，S1+ S2. The distance from provenance is revealed by SiO2+ AI2O3content. The deep change of sedimentary media is indicated by Ca / Mg. The salinity and reducibility of media is reflected by Sr / Ba. Climate change is indicated by P，Sr / Cu，and the both change of the different sedimentary system tract and cycling of the dif- ferent types sedimentary organic facies can be reflected by all of these change in vertical pro- file. The results show that，in general，all types of organic sedmentary facies show vertically symmetrical distribution centered at the transgresssives systems trace( TST) . The best hydrocar- bon source rocks are preserved in the middle part of the TST，and the potential for hydrocarbon generation becomes poor upw ards and dow nw ards from this position .Key words: continental facies sequence stratigraphy sedimentary organic facies Jurassic Turpan-Hami basin Junggar basin( 本文由杨建业、任德贻、邵龙义合著，原载《沉积学报》，2000 年 18 卷 4 期)

Composite Stratigraphy of the Sailinhuodong Group and Ore-bearing Micrite Mound in the Bayan Obo Deposit,Inner Mongolia,China乔秀夫　高林志　彭阳　章雨旭原文刊于《地质学报》1999年，第71卷第3期；英文版刊于Acta Geologica Sinica,1997,Vol.71No.4.白云鄂博超大型矿床成因解释甚多，本文首次提出它的赋矿白云岩是一巨型深水微晶丘。之后在章雨旭等的研究中认为深水微晶丘物质来源于海底热液和CO2的喷溢，其中的生物与深海热水活动相伴生（微晶丘成因新认识， 2005，地球科学进展，20卷，20期）。重新刊印的意义在于：①腮林忽洞群白云岩与白云鄂博超大型铌稀土铁矿赋矿白云岩是与深部物质活动相关联，地震事件紧位于微晶丘之下及微晶丘内部，地震事件同样反映深部物质活动的结果；地震事件与内生金属成矿作用伴生。地层中地震记录的研究在矿床研究中应受到足够的重视。②腮林忽洞群腮4组中的地震记录是典型的“molar tooth构造”，它的时代为奥陶系。最近高林志等对腮林忽洞群中斑脱岩的锆石SHRIMP U-Pb定年为奥陶系，与古生物材料完全吻合，从而表明：液化泥亮晶脉（国外所称molar tooth）并非某些学者认定的只局限于中、新元古界。据层序地层、事件地层、生物地层和岩石地层研究，腮林忽洞群是白云鄂博群的一部分。于腮林忽洞群下部层位的岩石切片中首次发现三叶虫屑，并首次分离出奥陶系疑源类及几丁虫化石；于上部层位首次识别出碳酸盐震积岩组及顶部巨型微晶丘（micrite mound）。白云鄂博超大型铌稀土铁矿赋矿白云岩既非火成碳酸岩，也非一般层状沉积岩，而是一巨型微晶丘，与腮林忽洞群顶部微晶丘白云岩宏观特征一致，并可能属同一层位。根据已有的化石材料，腮林忽洞群与白云鄂博群应为下古生界而非中元古界。本文的新发现与新认识将对白云鄂博超大型矿床的成因解释提供新的思路。并有可能在其以南地区发现新的同类型矿床。腮林忽洞群、白云鄂博群位于内蒙古自治区呼和浩特市西北的白云鄂博—百灵庙草原，北纬41° 38′～41° 55′之间，呈EW向分布（图1）。有关白云鄂博群及白云鄂博矿床研究的历史很长，研究精度极高[1～33]。但是有关白云鄂博群在地层柱中的位置一直有不同的认识：是中元古界？还是下古生界？有关白云鄂博超大型矿床的成因解释甚多，对赋矿白云岩的成因认识极不相同：有人认为是沉积碳酸盐岩[1,5,14,18,21,23,28,33]，但缺乏典型的沉积岩结构、构造和层状岩石的风化地形；有人认为是火成碳酸岩[2,4,9,11,12,27]，尽管有岩石化学、地球化学数据支持，但无法否认其中的生物化石和藻纹层等；有人认为与火山作用有关[6,19,31,32]，而赋矿白云岩的成因与矿床成因又有着直接关系。近年来，有关白云鄂博群基础地质及矿床成因研究应提及张鹏远等[28]、白鸽等[32]、赵景德等[21,26]和潘启宇[33]的成果。他们的研究对于进一步认识白云鄂博群时代与矿床成因环境均具重要意义。过去的研究多限于白云鄂博矿区及北侧的宽沟背斜北翼。宽沟背斜北翼由于接近北部洋壳，构造复杂，与矿区地层和赋矿围岩的对比方面容易产生不同认识。本文选择白云鄂博铁矿矿区东南约20km，即白云鄂博复向斜南翼的腮林忽洞群，进行精细露头层序地层、事件地层与生物地层工作。腮林忽洞群轻度变质，但构造简单、剖面连续、层序界面清晰，有利于认识与白云鄂博群相关的基础地质记录及整个盆地的演化。图1 腮林忽洞群、白云鄂博群与什那干群分布图1　层序地层图2为野外识别的腮林忽洞群层序与层序不整合界面，计7个三级层序。1.1　层序特征与纵向演化层序1(DS1）：以碎屑岩为特征的层序。LST为发育于色尔腾山群基底岩石侵蚀面上的河流相沉积，河床主流相为巨型透镜状砾岩，边滩相为长石石英砂岩。河床砾岩下切下伏花岗片麻岩基底达15～25 m深度。TST（三角洲—滨岸）以初始海侵面与LST分界。HST顶部含砂灰岩，广泛发育帐篷构造和硅结壳层。DS1中凝缩层不明显。层序2(DS2）：碎屑岩与碳酸盐岩混合相。底界面为岩相转换面。CS段为4～5 m厚的黑色板岩（第22层）。HST早期为深水锥柱叠层石灰岩，晚期变为圆柱叠层石灰岩及滨岸碎屑岩。层序3(DS3）：含石英砂藻纹层灰岩组成的碳酸盐岩层序。底界为海侵碳酸盐岩上超面；顶部界面是厚度不大的铁质风化壳。50cm厚不含石英砂的纹层灰岩（第35层）为CS期记录。层序4(DS4）：一个台地边缘叠层石礁相组成的层序，顶底界面均为以铁质红土型风化壳为代表的陆上暴露面。纹层灰岩（第47层，共厚50cm）为CS期沉积。层序5(DS5）：由藻团灰岩、藻纹层灰岩、泥晶灰岩组成的碳酸盐岩潮坪层序，顶、底界均为陆上暴露面。TST以波状起伏的海侵面（ts）与下伏海相LST分界。CS段为被上、下硬地限制的纹层灰岩（第57—58层）。59—66层代表早期HST;67—73层是晚期HST。层序6及层序7(DS6,DS7）：两个层序由深水微晶丘组成。DS6是微晶丘初始发育阶段；DS7微晶丘白云岩夹有三层具液化泄水脉的泥晶灰岩（浅水环境），它反映微晶丘发育过程中曾有三次停顿。DS7顶界由白云鄂博群黑色板岩所覆盖。据研究（袁忠信、白鸽等，1995及作者等薄片观察）[31]，这种黑色板岩的原岩为火山－沉积岩。所以这一界面可能为火山作用形成，不是层序界面。1.2　层序不整合面与盆地演化层序界面的野外标定是露头层序地层研究的关键。沉积层序及其间的界面是构造与海平面变化结果的响应，即盆地发生、发展的记录。沉积物组成的层序为正记录，界面则为负记录。图2 腮林忽洞群综合地层柱图2腮林忽洞群中的层序不整合面有不同类型。DS1底部界面代表腮林忽洞群—白云鄂博群盆地的开始。DS2与DS1之间的水下间断层序不整合面反映了盆地的进一步扩展。海侵碳酸盐上超（DS3底界面）于DSl及DS2组建的碎屑岩垫板（template）之上，标志新的盆地—碳酸盐台地形成，反映了全球海平面总体上升时期。腮林忽洞群碳酸盐台地位于华北地台北部大陆边缘，DS3—DS5碳酸盐岩中普通含有陆源石英砂，也说明这是与大陆相连接的台地。台地发展过程中有3次海平面下降形成暴露不整合面（红土型大陆风化壳），层序界面与当时的断裂构造活动相联系。层序5中大量发育的震积岩，有力地表明暴露型层序不整合面的形成是由于区域断裂构造活动引起碳酸盐台地抬升所致。DS5,DS6顶部红土型风化壳厚30～50cm，从母岩至风化壳的地球化学变化列于表1中，风化壳中稳定元素大量集中，表明是一个相当长时期的暴露记录。DS5顶部界面的重要意义在于它代表盆地性质的转换期，海平面由下降转变为迅速上升时期，由碳酸盐台地转化为深水盆地，发育了深水微晶丘。这种海平面的迅速上升，应是碳酸盐台地构造下沉的结果。表1 腮林忽洞群层序5和层序6顶部风化壳化学分析结果表2　地震灾变事件地层腮林忽洞群DS5为一震积岩构成的地震事件岩组。震积岩主要由内部发育各种形态液化泄水脉的纹理灰泥灰岩组成，即笔者等建立的碳酸盐震积岩序列中的A单元[34,35]。泄水脉由亮晶方解石构成，脉的上、下两端穿刺水平纹层，引起纹层牵引弯曲（图版Ⅰ－1）。除泄水脉外，纹层灰岩中广泛发育液化卷曲变形（B单元）及层间断层（C单元）。DS5中具7个震积岩层，DS7微晶丘中发现3个震积岩层，计代表了10个地震幕。显然， DS5—DS7是腮林忽洞—白云鄂博裂陷槽最强烈的构造活动（断裂活动、火山作用、火成岩侵入）时期，可能也是相应的白云鄂博矿床的成矿时期。震积岩即当时构造活动引起强地震（＞6级）的产物。3　岩石地层图版Ⅰ　腮林忽洞群中的地震记录与微晶丘地层中地震记录腮林忽洞群原称腮林忽洞组，由内蒙古地质矿产局第一区域地质调查队1971年建立内蒙古自治区地质局.达尔罕茂明联合旗幅（K-49XⅩⅪ）1:200000区域地质测量报告，1971。，分为一岩段及二岩段。前已述及，“腮林忽洞组”厚达900m，其中有多个沉积间断面，故按岩石地层组的定义，“腮林忽洞组”应称腮林忽洞群，它可分为5个岩组（图2）。DS1,DS2为一个组，即碎屑岩与碳酸盐岩混合岩岩组，这个组即相当于原称的一岩段。二、三、四岩组为碳酸盐岩岩组，顶底均为明确的大陆风化壳所限，野外极易辨认。其中第三岩组为一叠层石灰岩岩组，横向应与灰岩相变；DS5单独构成第四组，第四组为一强地震事件岩组。DS6,DS7（第五组）为微晶丘白云岩。4　生物地层4.1　首次发现三叶虫碎屑在腮林忽洞剖面第10层上部，即DS1顶部的含石英砂微晶灰岩薄片中，发现有十几粒细小生物碎片（图版Ⅱ－3,4,5），颗粒呈弧形，个别为波浪形，并在碎屑的一侧外壳上有暗色粉末状铁质镶边，在周围灰泥已结晶为细微晶体时仍保持了生物的原始玻纤结构，在正交偏光下呈追踪式消光，这种结构构造是典型的三叶虫碎屑的特征。薄片中可观察到有大量变形的S形石英晶体组成的细脉贯穿岩石，并见由铁质细粉末充填的细小裂缝切断三叶虫碎片。4.2　首次发现奥陶纪疑源类微古植物样品采自DS1,DS2及DS3（图2），共计21份。分析结果如下：①DS1第2层所夹板岩中：Lophosphaeridium sp.,Leiopsophosphaera simplex Sin,Leiopsophosphaera sp.,Micrhystridium sp.,Zonosphaeridium sp.,Taeniatum simplex Sin。②DS2第22层（CS段）黑色纹理灰岩中：Micrhystridium sp.1,Micrhystridium sp.2,Micrhystridium conifrum Downia,Lophosphospheridium sp.,Microconcentrica sp.，？Gonio-sphaeridiasp.,Goniosphaeridia sp.,Baltisphaeridium solidium(Sin,1962)Fu,Ancyrochiti-nasp.,Rbabdochitina sp.,Cyathochitinasp.。③DS3第35层CS段黑色纹理灰岩中：？Rbabdochitinasp.,Goniospheridiasp.,Leiopso-phosphaera sp.。由于腮林忽洞群已轻微变质，具刺疑源类只保留了角刺类和微刺类化石。DS1中的化石属于寒武系的分子；而DS2和DS3中的具刺疑源类和几丁虫则应属奥陶系的分子（图版Ⅱ－6～17），特别是DS2的CS段中疑源类类型多样，反映出CS段沉积时间很长，可以保留较多的属种。Baltisphaeridium Solida,Gonosphaeridiasp.和几丁虫，它们最初发现于俄罗斯地台及扬子地台的下古生界中[36,37]。腮林忽洞群DS2和DS3的疑源类的时代应为早奥陶世。1.腮四组（DS5）灰岩中的震积岩（岩石切片，比例棒长0.5cm），液化脉穿刺水平纹理灰岩使之在脉的两端弯曲变形。薄片中可清楚地看到直立的脉是在强地震振动下，由无数的水平泥晶纹层液化泄水集中而成（震积岩序列A单元）。图中直立的亮晶脉在图的上方、中部及底部可看到液化亮晶脉与水平纹层的连结，表明液化脉源于水平纹层灰岩。2.白云鄂博群中赋矿微晶丘宏观展布特征。3.腮林忽洞群微晶丘白云岩风化后的宏观地形。4.腮林忽洞群微晶丘上部青灰色富有机质微晶灰岩与黄色藻团相间排列。5.腮林忽洞群顶部微晶丘中黄色藻团冠部微晶方解石和亮晶方解石填充孔洞接触关系。6.腮林忽洞群微晶丘下部暗色藻泥及其间大量孔洞（箭头所指），比例棒长0.56mm。7.白云鄂博赋矿微晶丘已变为细晶白云岩，其中可见被改造的石英碎屑，比例棒长0.5mm，样品采自白云鄂博东矿以东地表。图版Ⅱ　腮林忽洞群中的古生物材料地层中地震记录5　微晶丘——白云鄂博超大型矿床赋矿围岩微晶丘一般为底平顶凸的铁饼状体，厚度一般从几米至几十米，出现于较深水缓坡地带，成带状平行于古海岸线。微晶丘由微晶灰岩、生物组分、层晶构造（Stromatactis）、亮晶及陆源沉积物组成。钱宪和[38,39]对微晶丘曾做了系统研究与总结，他认为在微晶丘的形成过程中，微生物，像菌类、蓝绿藻等在新陈代谢的过程中淀出大量的微晶灰泥，同时捕获与沉淀一些灰泥，造成大量的微晶灰岩。笔者等研究华北地台寒武系—奥陶系层序地层时，辨认出北京西山及山西浑源等地冶里组底部纯灰岩为微晶丘，对其宏观与微观特征进行了初步研究[40]彭阳，季强，章雨旭，乔秀夫。北京西山及邻区奥陶系底部微晶丘特征及层序地层学意义.地质论评，1998,44(1）:35～43。，积累了一定的经验，认为腮林忽洞群顶部和白云鄂博矿床赋矿围岩（H8或 ）均为巨型微晶丘。5.1　腮林忽洞群DS7微晶丘特征腮林忽洞群顶部厚约90～100m均由基本上面貌相同的同一岩性岩石构成，仅在下部有三层发育液化碳酸盐脉（地震记录）的薄层灰岩将其分隔。这一巨大的岩性体是一个主要由碳酸盐岩微晶组成的大型微晶丘，并已发生了白云岩化。微晶丘的风化地貌呈馒头状山丘，与一般层状沉积岩的风化地形迥然不同（图版Ⅰ－3）。微晶丘外貌上呈土黄色厚层块状，在野外可清楚地看到黄色的藻团与青色富有机质灰泥相间生长构造（图版Ⅰ－4）。显微镜下，虽然岩石已重结晶并已白云石化，但仍能与宏观对照看到原生长状藻丛的冠部与填隙物的接触关系（图版Ⅰ－5），表现为生长状藻丛部分结晶较细，而填充的灰泥及孔隙内则结晶较粗；在野外结构构造相同的下部层位的同样黄色藻团中发现了大量藻丝及藻凝团，显然白云岩化之前的微晶丘中除了灰泥之外也存在有类似的藻团，代表微晶丘中的生物组分；其中发育的大量孔洞构造也是微晶丘的特征之一（图版Ⅰ－6）；在DS7顶部发现大量藻纹层，为微晶丘的又一证据。5.2　白云鄂博超大型铁矿赋矿白云岩——微晶丘的特征1.白云鄂博矿床矿石中的纹层状构造，与藻纹层有相似性。白云鄂博东矿。2.白云鄂博矿床赋矿微晶丘（H25）中的纹层状构造（藻纹层）。白云鄂博东矿以东地表。3.岩石薄片中的三叶虫屑，箭头所指。单偏光（－），比例棒长0.52mm。4.岩石薄片中细小的三叶虫屑（箭头所指），图中可见到细裂缝切断三叶虫碎片。单偏光（－），比例棒长0.15mm。5.三叶虫屑，具玻纤结构，暗色部分为混染的泥、铁质杂质。单偏光（－），比例棒长0.52mm。6.Goni ophaeridiasp.（×800)7.Lophosphosphaeridium sp.（×800)8—9.Micrhystridium sp.1（×800)10—11.Micrhystridium sp.2（×800)12.角刺藻（×800)13.Ancyrochitinasp.（×260)14.Microconcentricasp.（×800)15.?Goniosphaeridiasp.（×800)16.Baltisphaeridlum sp.（×800)17.Cyathochitinasp.（×260）(6—17号样品采自腮二组第22层，标本号911031-8,9）赋矿白云岩形态呈长透镜状，具有微晶丘的宏观形态及展布特征（图版Ⅰ－2），东西向延伸18km，它为由早奥陶世（相当于腮四组时期）两条东西向同沉积断裂控制的深水盆地中的碳酸盐灰泥体。依潘启宇意见，这两条断裂为北部的高位断裂和南部的东介格勒断裂[33]。矿区内部受矿化的影响使原始结构破坏殆尽，只有矿石中的不规则条带状构造有可能是继承了原藻纹层的结构构造（图版Ⅱ－1）；矿区东部同层位白云岩中宏观上也可见层纹状结构（图版Ⅱ－2），应为微晶丘内部微生物成分（如隐藻）的体现，其内部结构为细晶白云石成层分布（图版Ⅰ－7）；微晶丘白云岩中有板岩的夹层及透镜体，这些板岩是由间歇性火山喷发的火山灰沉积在微晶丘内部或丘间（微晶丘应看成是由若干个次一级的微晶丘互相叠置而成），后经变质改造形成；微晶丘的顶部为凹凸不平的起伏状，上覆很厚的板岩层，由于板岩为火山灰变质而来[31]，因此微晶丘的消亡是由于大规模的火山喷发带来大量的火山灰沉降使制造碳酸盐岩微晶的微生物窒息而死。在白云岩下伏页岩中有白云岩的夹层及透镜体（原来疑为白云岩侵入体），应解释为在微晶丘的初始发育阶段，页岩中有微晶丘的夹层。6　讨论6.1　腮林忽洞群、白云鄂博群在地层柱中的位置图3 腮林忽洞群与白云鄂博群下部层位可能的对比关系内蒙古地质学家一直将腮林忽洞群与中元古界什那干群相对比[41]。腮林忽洞群组成白云鄂博复向斜南翼（图1），与白云鄂博群均不整合于色尔腾山群（Pt1sr）之上，有着共同基底，而与其南远距约100km的什那干群无关（图1左下图）。图3表示腮林忽洞群与白云鄂博群下部（H1—H5）的对比关系。 及H1,H2为河流—三角洲—滨岸浅水硅质碎屑岩为主；海侵碳酸盐岩上超的结果，发育了华北地台北缘的碳酸盐台地（ O1s2-4）及其以北台地前泥质沉积（H3—H4）；腮林忽洞群微晶丘白云岩 与白云鄂博群赋矿微晶丘白云岩 可能为同一时期深水碳酸盐盆地沉积。白云鄂博群的时代曾有长期争论。目前主导性认识将其置于中元古界[41]。主要依据是同位素定年资料（1400～1200 Ma）。张鹏远等对白云鄂博群的全面研究和公布的丰富的微古植物及微体动物化石（H3,H5,H8,H10），论证了白云鄂博群为下古生界[24,28]。作者等在腮林忽洞群中新发现的化石材料，支持了张鹏远等的工作。据目前已有的材料，在全球范围内，微晶丘仅见于奥陶纪—三叠纪，也佐证了白云鄂博群与腮林忽洞群更可能为下古生界。根据新的地质记录，作者修正原有中元古界的观点，认为，腮林忽洞群—白云鄂博群为加里东期裂陷槽沉积。根据震积岩层位，裂陷作用始于腮林忽洞群DS5，即腮四组时期。前已述及，这个时期可能正是主要成矿时期，白云鄂博群下古生界化石资料与大量加里东期成矿年龄数据相吻合[21,26,41,42]。至于1400～1200 Ma的年龄数据需进一步研究其地质意义。6.2　丘控矿床基于赋矿白云岩为微晶丘这一新认识，白云鄂博矿床的形成除了可能与幔源物质及火山作用有关外，微晶丘的生物聚矿作用和微晶丘本身的储矿作用也是十分重要的。7　结论腮林忽洞群与白云鄂博群的研究涉及对华北地台北缘构造演化和白云鄂博矿床成因的认识。笔者希望本文提供的新材料和新认识能引起地层学、沉积学、古生物学、构造地质学、同位素地质年代学和矿床学等学科地质学家的兴趣，从新的角度和思路进一步深入研究。目前，部分同位素年龄数据与古生物材料的矛盾应如何解释？腮林忽洞群中震积岩组与白云鄂博群中的多个震积岩层位如何等时对比？强地震形成的构造背景如何？腮林忽洞群微晶丘层位是否可能高于白云鄂博赋矿微晶丘而是一个穿时微晶丘？微晶丘生物成矿机制和微晶丘储矿机制如何？这些问题均需深入研究。丘控矿床的提出，使我们不得不将注意力集中到与白云鄂博赋矿微晶丘平行的腮林忽洞微晶丘上，在这个微晶丘中是否存在类似的铁、稀土或（和）铌矿化。这是本文的期待。参考文献[1]李毓英.白云鄂博铁矿地质与勘探.北京：地质出版社.1959[2]周振玲，李功元，宋同云，刘宇光.内蒙古白云鄂博白云石碳酸岩的地质特征及成因讨论.地质论评.1980,26(1）:481～488[3]李继亮，胡辅佑.白云鄂博群中蛇纹岩质滑塌堆积.地质科学，1981(3）:269～272[4]孟庆昌.白云鄂博碳酸岩矿床的成因特征.地质与勘探，1981(3）:11～15[5]孟庆润.论白云鄂博铁矿含矿围岩—白云岩的沉积成因及其沉积环境分析.地质论评，1982(5）:481～489[6]白鸽，袁忠信.白云鄂博矿床成因分析.中国地质科学院矿床地质研究所所刊.1983(4）:1～15[7]成忠礼，桂训唐，王俊文.白云鄂博黑色板岩的Rb-Sr同位素年代学研究.见：中国科学院地球化学研究所年报（1982～1983).贵阳：贵州人民出版社，1983.43～44页[8]李继亮.白云鄂博群中的酸性火山岩.地质科学，1983(1）:36～43[9]李士勤.再论内蒙古白云鄂博含稀有金属碳酸岩及其铌稀土铁矿床的成因.见：北方板块构造文集.第1集.北京：地质出版社，1983.156～185页[10]魏菊英，上官志冠.白云鄂博铁矿围岩白云岩的氧、碳同位素组成及其成因。岩石学研究（第二辑）.北京：地质出版社，1983.14～21页[11]刘铁庚.白云鄂博白云碳酸岩的地质和地球化学特征.岩石学报，1985(3）:15～28[12]刘铁庚.白云鄂博白云岩氧、碳同位素组成及其成因讨论.地质论评，1986(2）:150～159[13]中国科学院地球化学研究所.白云鄂博矿床地球化学.北京：科学出版社，1988[14]侯宗林.白云鄂博铁铌稀土矿床成矿模式及成矿作用.地质与勘探，1989(7）:1～5[15]王楫，李双庆等.内蒙古渣尔泰山群与白云鄂博群时代对比及含矿性.呼和浩特：内蒙古人民出版社，1989[16]Drew 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尹崇玉 刘鹏举 唐 烽 高林志 王自强 邢裕盛（中国地质科学院地质研究所，北京 100037）本专题通过前阶段的研究工作，先后考察了湖北宜昌王丰岗、长阳古城、湖南石门杨家坪和广西三江富禄等多条南华系剖面。 经过研究对比，推荐湖南石门杨家坪剖面作为南华系的候选层型剖面。同时，针对震旦系—南华系同位素年代学研究相对薄弱的问题，加强了对华南地区震旦系和南华系火山灰凝灰岩夹层的寻找和进行同位素年代学研究。在湖北峡东地区黄陵背斜西翼秭归九曲脑震旦系剖面，贵州松桃黑水溪锰矿南华系剖面，湖南石门杨家坪震旦系—南华系剖面，浙江建德下涯埠震旦系—南华系剖面，浙江江山石龙岗震旦系—南华系剖面，新疆库尔勒西山口震旦系—南华系剖面，贵州瓮安北斗山磷矿震旦系剖面，以及开阳金中镇化工厂附近南华系剖面进行了考察和采样，发现了南华系和震旦系火山灰凝灰岩夹层或含碎屑锆石的黏土岩夹层，经过选样发现火山灰锆石，通过SHRIMP锆石U-Pb测年研究，获得了大量南华系和震旦系的SHRIMP锆石U-Pb年龄数据，基本解决了扬子地层分区内部南华系的划分和对比问题（全国地层委员会，2008）。 但是，如何与江南地层分区对比，以及南华系冰期的划分成为当务之急。华南南华系的下部地层大致可划分为3个不同的沉积组合带。(1)北带以黄陵背斜周边地区为代表，下部以滨岸带的辫状河之砂砾岩沉积为主。 向上过渡为含凝灰质的粉砂岩和泥岩夹砂岩及凝灰岩薄层。(2)中带的范围较宽，以湖北长阳-湖南石门，大庸-沅陵地区为代表。 特征是下部以辫状河-河口湾坝的砂砾岩为主，向上随海水加深出现少量（数米厚）碎屑流至深浅海含锰粉砂岩和页岩及硅质岩沉积，代表以陆相-坡折-陆坡的沉积组合特征。(3)南带以湖南安化一线以南-怀化-广西三江等地区为代表，下部以大陆斜坡碎屑流沉积为主，上部为含锰粉砂岩、页岩、硅质泥岩及含锰白云岩透镜体（富禄组），含锰粉砂岩和泥岩代表南华系的最大海泛期的沉积物。课题组本阶段的工作重点是解决南带与北、中带的地层对比问题。1 主要研究剖面和研究内容课题组重点考察了广西三江冠洞和贵州黎平肇兴等地的南华系剖面，采集了相关地层的古生物、岩石学、地球化学等方面的研究样品。 同时还系统采集了峡东地区莲沱组至南沱组下部细碎屑样品，进行了化学蚀变指数研究。在前一阶段研究工作的基础上，采用野外地质调查和室内研究密切结合的多学科综合研究方法。集中精力对江南分区典型南华系地层剖面进行以同位素年代地层学为主的多学科综合研究，重点研究南华系下统冰期、间冰期的沉积特征、地层格架以及关键层位的同位素年龄测定。进一步完善华南地区南华系的划分对比问题。研究目标是，通过系统野外考察和室内综合研究，提出江南分区与扬子分区南华系划分对比方案，为进一步完善我国南华系年代地层系统，为逐步与国际接轨奠定基础。2 主要研究进展和成果2.1 南华系富禄组SHRIMP锆石U-Pb新年龄富禄组凝灰岩样品采自贵州省黎平县肇兴镇龙水岔剖面的南华系富禄组下部。该剖面地处江南地层分区，代表华南地区南华系—震旦系的斜坡至盆地相沉积类型。该类型主要分布在湖南安化—贵州铜仁一线以南地区，南华系自下而上分为长安组、富禄组和南沱组。长安组为一套冰成混积岩沉积，既有冰水浊积岩沉积又含典型冰积杂砾岩沉积（图2a）。一般认为，富禄组由温湿气候条件下的含Fe、Mn质碎屑岩及白云岩组成，底部为含Fe砂岩。南沱组与其他地区相同，为一套稳定的冰碛岩沉积。样品T06117-1采自肇兴龙水岔南华系富禄组中—下部剖面的底部。该剖面富禄组下部为灰褐色粉砂质长石石英砂岩，近底部夹一层7～10 cm厚的黄绿色凝灰岩夹层（图1，图2b）。图1 贵州黎平肇兴龙水岔南华系富禄组中—下部剖面和采样点位置图2 贵州省黎平肇兴龙水岔南华系剖面2.1.1 锆石特征及SHRIMP定年结果样品T06117-1为黄绿色凝灰岩厚约7～10 cm，经常规方法粉碎，直接手工淘洗，最后镜下挑出100％纯的锆石。锆石显微镜下观察，明显呈无色或微粉色透明状，等轴状或者短柱状的自形晶，晶面保存完好，晶面平整，未见溶蚀和磨损痕迹，属岩浆锆石。锆石的长轴多为100～150μm，所有锆石的阴极发光图像均可见清晰的环带状构造（图3）。另外，有些锆石阴极发光的图像显示明显的核部和边缘增生的环带（图3，f），个别锆石还显示2个核拼接后再增生边缘环带现象（图3，g）。图3 肇兴富禄组部分锆石的阴极发光图像显示明显的核部和边缘环带笔者对该样品的58粒锆石进行了58个测点的年龄测定。分析结果除一粒最大的年龄由于Pb丢失与一致曲线稍不谐和外，其他测点的结果全部落在一致谐和曲线上。57个测点结果明显分为新、老两组年龄（图4，表1），年轻的一组51个测点年龄结果主要集中在660～820 Ma之间，并出现三个峰值（图4b）。最小峰值的4个测点的206Pb/238U年龄加权平均值为（669±13）Ma（MSWD ＝0.95），该年龄值应代表富禄组底部凝灰岩的形成年龄（图5）。图4 肇兴富禄组底部凝灰岩样品T06117-1的锆石U-Pb一致线图图3为样品T06117-1的部分锆石阴极发光图像和测点位置图。照片a—d显示最小峰值的4粒锆石的阴极发光图像和测点位置，可以看出它们均为晶形较好，无明显核部，且边缘具有明显环带的锆石，且测点位置均位于边部的环带上。测定结果206Pb/238U年龄(1)测点L061107-3.1为（659.1±9.8）Ma；(2)测点L261107-3.1为（689.0±15.6）Ma；(3)测点L261107-11.1为（668.5±19.5）Ma；(4)测点L261107-13.1为（675.0±14.8）Ma（表1）。 图3的e-h发育明显的核部，并向外具有增生的环带，其中图g中间显示2个清晰的核拼接在一起，向外具有增生环带。它们的测定结果分别为(5)测点061107-12.1为（718.7±11.9）Ma；(6)测点L061107-5.1为（710.1±11.3）Ma；(7)测点L061107-14.1为（834.1±8.8）Ma，可以看出它们明显大于无明显核部的锆石。 图h显示近20亿年的一组锆石的形态，(8)测点0023-22.1为（2060.9±24.9）Ma。图5 肇兴富禄组底部凝灰岩样品T06117-1的锆石U-Pb一致线图表1 样品T06117-1锆石SHRIMP U-Pb年龄测定结果续表注：误差为1σ，Pbc和Pb*分别为普通Pb和放射成因Pb；用普通Pb校正204P。2.1.2 地质意义广西北部三江和黔东南地区，富禄组下部常含条带状含铁砂岩，中部偶见薄层含砾的可疑冰碛砾岩，上部为含锰页岩及粉砂岩。根据岩性对比，有些研究者认为富禄组上部含锰页岩及粉砂岩可与黔北地区的大塘坡组对比，中部的含砾似冰碛岩可与湘西的东山峰组或黔北的铁丝坳组对比，下部条带状含铁砂岩为间冰期与其下长安组冰碛岩分隔； 并认为华南南华系有3个冰期，即自下而上为长安冰期、古城（或铁丝坳）冰期和南沱冰期（薛耀松等，2001； Zhou et al.，2004）。 由于近年来在黔北松桃县寨郎沟剖面和黑水溪锰矿剖面分别获得大塘坡组下部凝灰岩锆石U-Pb年龄（662.9±4.3）Ma（MSWD ＝1.24，Zhou et al.，2004）和（667±9.9）Ma（MSWD＝1.6，尹崇玉等，2006），表明黔北地区大塘坡间冰期的下界年龄应小于670 Ma。本次在黔东南黎平县肇兴龙水岔剖面南华系富禄组底部获得（669±13）Ma（MSWD＝0.95）的年龄值与上述大塘坡间冰期的下界年龄基本一致，证明黔东南地区南华系富禄组尽管岩性和厚度与黔北地区大塘坡组存在一定差异，但是底界年龄是一致的，同为间冰期温湿环境的产物。 富禄组和大塘坡组的底界年龄基本一致的结果也证明，在大陆斜坡至盆地相沉积区的南华系同为两套冰期夹一套间冰期的沉积结构（图6）。图6 黎平肇兴南华系剖面与湖南石门杨家坪和湖北宜昌南华系剖面的对比同时，黔东南黎平县肇兴龙水岔剖面南华系富禄组底部锆石U-Pb年龄结果可进一步限定我国南华系大塘坡（富禄）间冰期的下限年龄，证明该间冰期以下的冰川寒冷事件记录随各地所处的古地理位置不同，发育程度有所不同。最完整且沉积厚度最大的下冰期发育在江南地层分区的盆地相区，如黔东南和桂北等地区的长安组。从东南部江南地层分区向西北方向下冰期的发育程度依次变化（图6），至湖北峡东地区大塘坡组和下冰期完全缺失被莲沱组所取代（Jiang et al.，2003； Zhou et al.，2004）。综合近年来获得的锆石U-Pb年龄资料和本课题所获得的同位素年龄新结果，进一步证明我国华南南华系的南沱冰期与国际广泛发育的新元古代马雷诺（Marinoan）冰期相当，时限大致在660～635 Ma之间。南华系下冰期（长安或古城冰期）与斯图特（Sturtian）冰期相当，时限大致在750～670 Ma之间。2.2 峡东地区南华系莲沱组化学蚀变指数变化与环境意义2.2.1 样品采集及分析处理在峡东地区，南华系仅发育下统莲沱组（厚50～246m）和上统南沱组（厚35～180m）。南沱组由冰成沉积物组成，包括典型冰碛砾岩和冰水沉积物。莲沱组底部不整合于黄陵花岗岩之上，为紫色砾岩、砂砾岩，发育中、小规模的斜层理和槽状层理； 中部为灰紫色和灰绿色中—细粒长石石英砂岩、砂质粉砂岩、粉砂岩及少量页岩； 上部由灰绿色夹紫灰色砂质粉砂岩、粉砂岩夹页岩及少量紫色中—细粒砂岩组成（赵自强等，1985； 邢裕盛等，1996； 刘鸿允，1991）。莲沱组化学蚀变指数样品取自三斗坪以南的石板溪桥东至花鸡坡的公路切割剖面（样品号R041016-1～17），南沱组样品（含莲沱组最顶部样品）取自三斗坪东南的九龙湾-头顶石实测剖面（样品号R041104-1～11），共计28件。其中4件样品因达不到质量标准，剔除没有参与分析计算。全部样品均选择为较新鲜的细屑岩，首先将样品切出新鲜面后，用手钻在3 ～5mm范围内取岩粉200 mg，进行化学全分析（中国地质大学化学分析实验室）。 主要元素的分析精度优于6％，分析中已取得H2O＋和H2O-，故表2中的烧失量可基本代表CO2的含量，并参与取得n（CaO*）的计算，样品岩性及分析结果见表2。2.2.2 沉积物的沉积环境分析分析结果显示，南华系上统南沱组的CIA值主要介于60～65范围内（顶部2个样品除外）。下统莲沱组CIA值的分布情况较为复杂，其最顶部接近于南沱组的2个样品（R041016-1～2）CIA值介于55～60之间； 其下莲沱组上部的8个样品（R041016-3～5，7～8，10～12）CIA值则介于65～75的范围内； 而最下部的5个样品（R041016-13～17）CIA值又回落到50～65的范围内。从A-CN-K三角图解判断可以看出南华系不同层位的样品较明显集中于3个紧凑稳定区域。 研究表明，三斗坪地区南沱组样品CIA值大致相当于更新世冰川粘土的CIA值，为冰成沉积物成因。该组最顶部的两个样品（R041104-11，R041104-10）CIA值达70，则预示由南沱组寒冷气候向陡山沱组温暖气候的转化已初见端倪（王自强等，2006a）。莲沱组除底部为厚达数十米的河流相砂砾岩沉积外，向上逐渐发育为近海曲流河-网状河的砂岩-粉砂岩沉积。莲沱组顶部两个样品（R0411016-1～2）CIA值分别为61和58的，表明该组顶部已出现干燥寒冷气候的低等化学风化沉积； 莲沱组上部样品的ClA值在65～75之间，则显示温暖湿润气候条件的中等化学风化程度的沉积； 该组下部样品的CIA值再次降至55～65之间，表明为寒冷干燥气候条件的低等化学风化程度的沉积。这些变化说明莲沱组的沉积开始于寒冷干燥气候低等化学风化程度的环境下，然后转入温暖湿润气候中等化学风化程度的环境，顶部再次出现寒冷干燥气候的低等化学风化程度的环境，并延续至南沱组稳定冰成沉积物的出现。上述变化在图7中表现得十分清楚，图7a、b、c分别显示3个相对密集区，图7（a）表示南沱组样品点分布，其中可再分为两个次级小区。小区Ⅰ共有5个点，其CIA值分布于60～65范围内。小区x包含了代表南沱组顶部的两个样品点，可能预示了气候开始转暖的迹象。 图7b表示莲沱组顶部和下部样品点的相对密集区。样品点全部位于CIA值50～65的低值区。 图7c则表示莲沱组上部的样品点，所有点都落于三角图偏上位置的CIA值65 ～75范围内。上述3个相对密集区分别表示了南华纪沉积演化过程中3个不同的相对稳定阶段。但就整个南华系A-CN-K三角图来看，样品点的分布又相当分散，且不同阶段的CIA值跳动较大。 这种特点反映了南华纪（成冰纪Cryogenian）处于古大陆裂解时期，在各大陆块就位前无论从沉积物特征和岩相变化都反映了扬子古陆的构造环境及气候条件与古生代时期相比都表现出总体的不稳定状态（王自强等，2006b）。2.3 黔南、桂北南华系化学蚀变指数变化与环境分析黔南和桂北地区的南华系自下而上划分为3个组，下部长安组、中部富禄组、上部南沱组。 长安组假整合或不整合于新元古界丹洲群之上，该组成因虽然存在不同认识，但是多数研究者倾向该组为冰海相的沉积。长安组之上富禄组为含Fe、Mn质的碎屑岩沉积，为间冰期产物。 上部南沱组则代表再一次冰期的沉积。课题组试图通过该区化学地层研究，进一步探讨黔桂地区南华系与扬子地区南华系对比问题。该区南华系化学蚀变指数样品主要取自广西三江冠洞-枫木剖面的富禄组，贵州黎平的水口以东及肇兴剖面的丹洲群顶部、长安组及南沱组下部（图8）。 由于肇兴地区的富禄组岩性过粗，不宜进行CIA研究，故未采用。但该区富禄组中、下部见有斑脱岩夹层，获得锆石U-Pb年龄（669±13）Ma，为南华系的划分、对比提供了有力的依据。表2 宜昌三斗坪南华系样品全岩化学分析及CLA、ICV值图7 宜昌三斗坪南华系分解A-CN-K三角图解图8 广西三江冠洞及贵州黎平水口、肇兴实测剖面图上述剖面的化学蚀变指数研究样品均采自粉砂岩、砂质粉砂岩和冰成砾岩的胶结物。样品全岩化学分析、ICV及CIA的分析结果见表3。表3 广西三江、贵州黎平南华系样品全岩化学分析及ICV，CIA值注：1106-1～5为拱洞组样品，1106-6～24为长安组样品，1104-9～12（冠洞），1107-5，7（肇兴）为富禄组样品，1107-8～13为南沱组样品。由于贵州黎平肇兴剖面的富禄组岩性偏粗，不宜作为化学蚀变指数的研究对象，仅在该剖面富禄组的顶部取样品1107-5和1107-7。其余富禄组样品（1104-9～12）取自广西三江冠洞剖面的富禄组下部。冠洞剖面富禄组下部的样品全部为极薄层页岩和泥岩，其CIA值均在85～95之间，反映其源于炎热、潮湿气候的强化学风化程度沉积，特别是上述样品的ICV值均大于1说明这些样品有可能为构造相对活动的大陆边缘的首次沉积。样品1107-5和1107-7的CIA分别为69和70，表明在接近“南沱冰期” 到来之前已出现气候变冷的征兆。样品1107-8～13取自黎平肇兴南沱组的下部，6个样品CIA值数据除1107-13为66.31外，其余5个CIA值都在60～65之间（表3），相当于更新世冰川粘土CIA值的范围。 其与前述宜昌峡东地区南沱组所获得的CIA值基本一致。表明再次转化为寒冷、干燥气候的低等化学风化程度环境的沉积。3 华南地区新元古界划分与区域对比我国华南地区新元古界的划分和对比问题长期存在不同认识，但有两个方面已基本取得共识。 一是新元古界以晋宁运动界面为底界，最下部的一个地层单元为青白口系（即相当国际地层表的拉伸系Tonian），应包含沧浪铺群和板溪群以及与它们相当的地层（全国地层委员会，2001，2002； 陆松年，2002； 郑永飞，2003）。二是我国震旦系已获得很好的界定（马国干等，1984； Yin et al.，2005）。 当前的焦点问题是南华系莲沱组的认识及其在南华系中的位置。华南地区南华系大体可概括为3种类型：类型Ⅰ分布于湘、黔、桂三省交界地区，以广西三江剖面为代表。南华系包括3个组，上部南沱组（冰成岩）； 中部富禄组（含Fe、Mn的粉砂岩、页岩夹含Mn白云岩透镜体）； 下部长安组（冰海沉积的杂砾岩）。类型Ⅱ主要分布于黔东北-湘西北地区，以湖南石门杨家坪剖面为代表，南华系由4个组所组成。顶部为南沱组冰成沉积； 上部为大塘坡组（湖南称为湖锰组）为含Mn黑色、紫褐色细屑岩，在黔东北和湖南的部分地区形成可采Mn矿； 中部东山峰组为厚度不大的冰成沉积杂砾岩； 下部渫水河组，由紫灰色、灰绿色砂砾岩、砂岩及粉砂岩组成，夹页岩和少量斑脱岩薄层。类型Ⅰ和类型Ⅱ的南华系底界均不整合于板溪群及与其层位相当的地层之上。类型Ⅲ的南华系主要分布于鄂西及下扬子中-北部地区。 以宜昌峡东剖面为代表，包括两个组，上部南沱组为冰成沉积杂砾岩，下部莲沱组由紫红色砂砾岩、砂岩、灰绿色砂岩、粉砂岩夹页岩组成，区别在于该剖面沉积不整合于黄陵花岗岩之上。 如果仅依据岩石地层学原则进行划分和对比，显然可以认为峡东地区缺失南沱组之下的含Mn地层及更下的冰成混积岩（包括贵州的铁丝坳组、湖南的东山峰组及其他地区所称的“小冰”，以及将湘、黔、桂交界地区的长安组），同时将湖南石门的渫水河组与莲沱组对比，并认为长安组之下缺失莲沱组。甚至把属于不同构造阶段产物，由普遍片理化的浅变质岩组成的板溪群与莲沱组进行对比（刘鸿允，1991）。图9 华南新元古界南华系不同类型沉积相带剖面示意图冯连君等（2001）通过化学蚀变指数研究，提出石门杨家坪的渫水河组上部及东山峰组的CIA值分别为60～65和60～70，与更新世冰川粘土的CIA值大体一致。认为该地区渫水河组同为寒冷干燥气候的低等化学风化条件下的产物。而渫水河组下伏的板溪群老山崖组上部CIA为70～75，应该为温湿气候、中等化学风化作用的产物。 当前，笔者对湖北宜昌三斗坪南华系化学蚀变指数的研究表明，南沱组之下的莲沱组同样经历了由寒冷干燥—温暖湿润—寒冷干燥气候变化所控制的沉积过程，故此作者提出南华系不同相区的划分对比方案（图9）。参 考 文 献冯连君，储雪雷，张启锐，等2001.化学蚀变指数（CIA）及其在新元古代碎屑岩中的应用。地学前缘，10（4）：539～544葛文春，李献华，李正祥等。龙胜地区铁镁侵入体：年龄及地质意义。地质科学，2001，36（1）：112～118林树基.板溪群和莲沱组对比问题与震旦/前震旦界限.贵州地质，1995，12（42）：22 ～29刘鸿允，沙庆安.长江峡东地区震旦系新见.地质科学，1963，（4）：177～187刘鸿允.中国震旦系.北京：科学出版社，1991，1～388陆松年，2002.关于中国新元古界划分几个问题的讨论。地质论评，48（3）：242 ～248马国干，李华芹，张自超等。华南地区震旦纪时限范围的研究。宜昌地质矿产研究所所刊，1984，8：1～29全国地层委员会（编著），2008.中国主要断代地层建阶研究报告（2001 ～2005）：498 ～514全国地层委员会（编著）.2001.中国地层指南及中国地层指南说明书（修订版）.北京，地质出版社全国地层委员会（编著）.2002.中国区域年代地层（地质年代）表说明书.北京，地质出版社全国地层委员会.2003.南华系候选层型剖面野外现场讨论会会议纪要.地层学杂志，27（2）：159～160孙卫国，1999.末元古系全球层型的选择：层位、地点和命名.现代地质，13（2）：204～205王自强，尹崇玉，高林志，唐烽，柳永清，刘鹏举.2006a.宜昌三斗坪地区南华系化学蚀变指数特征及南华系划分、对比的讨论.地质论评，52（5）：577～585王自强，尹崇玉，高林志，柳永清，唐烽，张传恒.2006b.用化学地层学研究新元古代地层划分和对比.地学前缘，13（6）：268～279邢裕盛，高振家，王自强，等.中国地层典-新元古界.北京：地质出版社，1996.27 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Records of Earthquake Event in Sedimentary Strata and Its Significance宋天锐1　问题的由来20世纪80年代初在研究北京十三陵中元古界常州沟组沉积岩时，发现本组中部潮坪相砂岩－粉砂岩韵律层中的“掘穴状”充填构造。当时认为两种可能的成因，一种是最古老的遗迹化石，另一种是由于地震产生的充填管构造（宋天锐、高健，1985）。后来又发现层面上似遗迹化石痕迹（宋天锐、高健，1985;Song Tianrui and Gao Jian,1985）并初步鉴定为：Planolites sp(?）；由于常州沟组的地层时代比伊迪卡拉动物群的地层早10亿年以上，还是暂定为“疑生物化石”（Dubious trace fossils）（宋天锐、高健，1987）。至于“掘穴状”的充填构造为什么在古元古代晚期的碎屑岩中特别发育，在新元古代碳酸盐岩中也很普遍的问题，国内外文献记载中有不同的认识，一种观点认为是由于干缩裂缝充填产生的（D.L.Kidder,1990），本文的观点认为是由于地震事件造成的（宋天锐， 1988；乔秀夫、宋天锐等，1994,1996;Song Tianrui and G.Einsele,1996;I.J.Fairchild,G.Einsele and Song Tianrui,1997）。其实地震事件对沉积物的影响早已被注意，例如，阶梯状断层（A.Seilacher,1969），海底地震能够使沉积的壳屑反转倒置（A.Seilacher,1984），地震事件在地层中的旋回性（G.Einsele,W.Ricken and A.Seilacher,1991）以及地震引起砂体液化等（朱海之、冯先岳、宋和平等，1982;M.Greene et al.,1994）。本文仅就地震事件记录的研究加以论述。第四纪地震和现代地震记录包括地层错动、喷砂、褶曲、垮塌等等（丁国瑜，1982；冯先岳等，1982），但是元古宙十几亿年中所发生过的地震－海啸等一定更多，由于这些大地震的记录难以辨认，所以宏观至微观的相似的沉积构造需要引起注意。此外，由于现代地震记录主要是在陆地发生的，至于在海洋沉积中的地震记录特别是微细沉积构造更难以比较地层学方法加以研究，例如臼齿状构造（molar tooth），因此出现了其他解释，Fairchild等（1992）对大连震旦纪兴民村组研究后，同意地震解释的正确性，并从机理上加以说明。2　沉积地层中的地震事件记录2.1　地震事件记录属异常沉积构造正常的沉积构造是按剥蚀—运移—沉积—成岩作用的顺序发生的，而地震事件造成的沉积构造是打乱了正常的顺序而形成的特殊记录，无论是在海洋或在陆地，由断裂、火山爆发、大规模塌陷甚至天体撞击等产生的地震事件，达到一定的烈度时，都将产生异常的宏观和微观的沉积构造，沉积地层的局部不连续、塌陷、角砾化和泄水构造等是最常见的异常沉积构造。2.2　宏观记录1981年中国第四纪研究委员会全新世分会与陕西省地震局在西安举办了“中国史前地震学术讨论会”，研讨了我国新疆、山西、北京、江苏、云南、四川等省（市、自治区）发现的古地震遗迹及其研究成果，包括了地震造成的断裂错动、沉积物变形、各种有关的地貌现象、生物现象、岩石矿物以及其他的微观标志等（丁国瑜，1982）。沉积地层中的断层蠕动及砂体液化、喷砂、液化旋卷层和砂质岩脉等是最典型的宏观标志（朱海之，1982；冯先岳等，1982;Xiang Hongfa et al.,1996）。时代较老的沉积地层中保存地震事件记录的条件更为复杂，后期的构造活动、岩浆热液活动以及频繁风暴活动等，都可能为准确判断地震事件记录造成影响（龚一鸣等，1988）。由地震引发的异常沉积构造可以出现在砂岩、泥岩和碳酸盐岩地层中，也可以出现类似浊积岩和风暴岩中的粒序层和丘状—洼状层理，因此，砂体液化、层内褶曲和层内微断层等就成为鉴别地震事件记录的最特征的标志。本文对地震事件的宏观标志和微观标志的判定强调其综合性，既要考虑个别的异常沉积构造，又要考虑异常沉积构造的序列性及其相互联系，同时也要考虑产生异常沉积构造的事件环境，例如：沉积地层所处的大地构造活动阶段、火山活动的迹象、沉积环境及沉积物堆积速度及堆积量以至天体物质坠落的可能性等。（1）断层、同生断层和错动位移地壳上纵横分布的大小断层是很多的，但并不是每一条断层带都可以找到地震事件的记录。一种情况是断层活动期已过，旧的遗迹不复保存，另一种情况是断层产生的震动较小，持续缓慢不足以产生地震事件记录的异常沉积构造。但是在一个成因上有共同性的沉积盆地单元，断层、同生断层和错动位移是联系的，甚至可以根据盆地边部的错动位移推断盆地内部同生断层的存在，A.Seilacher(1969）首先将阶梯状断层解释为地震岩（Seis-mites）；错动位移亦可称之为微断层（Micro-faulting.)(A.Seilacher,1991），其错动位移的层间距只有几厘米，代表盆地周缘距断层地震中心的距离较远，但盆地中心则由于断距较大，伴随着一系列垮塌的角砾化现象。例如，华北元古宙燕山裂陷槽盆地是一个具有10亿年历史的沉积的盆地，在盆地西部的北京十三陵常州沟组中存在错动位移或微断层（宋天锐等，1991），在东部的河北宽城一带的同层位也存在梯阶状断层（图1），而盆地中心则存在大量同生断层及垮塌角砾化现象，表现为强烈地震事件的记录（和政军等， 1994）。密云火郎峪一带长城系同生断层的断距达数百米王清晨，燕山长城系沉积盆地中碎屑岩的沉积相、沉积环境、沉积模式和沉积背景兼论该盆地的形成演化特点，中国科学院地质研究所博士论文，1985年。。（2）层内褶曲层内褶曲是指上、下两层平行层位之间产生的对称或不对称的褶曲，可判定地震发生在上、下两个沉积层形成的中间，规模大小不一，但是都与周围的地震事件记录相伴出现。新疆温宿县新近系两层砂岩中的泥岩为对称的层内褶曲，波长可达10m（宋天锐，1982）；北京十三陵中元古界雾迷山组两层白云岩中的黑色硅质岩为对称的层内褶曲，波长为30cm；另一层白云岩层内褶曲为不对称褶曲，约1.5m；而在团山子组出现的揉皱状层，层内褶曲只有40cm左右；雾迷山组所见的叠层石揉皱褶曲，如同卷心菜状，也是由于地震所形成的。层内褶曲亦可叠加而成龙皮状构造（宋天锐，1988），也可由滑动而成卷皮状构造（Skin slump)(A.Seilacher,1991）。图1 燕山山脉元古宙常州沟组发现的古地震记录A.燕山西段北京卜三陵常州沟组中的地层记录，表现在潮坪沉积段中压扁－透镜层理相互成层内的层内断层、砂体液化脉、充填管状构造等，显微构造中包括火焰构造、层内错动、硅质盲脉等；Lf：常州沟组中段为潮坪泥岩＋砂岩互层；B.北京十三陵常州沟组中压扁－透镜层理中发现由地震引发砂体液化脉，这些沉积构造不同于干裂构造，泥质干裂表现为层面构造，向下贯入并呈V字形，而砂体液化脉既向下也向上贯入；Ls：透镜状砂岩；Fm：泥披状压扁层理，其中含粉砂薄层理；Lq(1）：砂液化脉向下贯入；Lq(u）：砂液化脉向上贯入；C.燕山东部宽城常州沟组出现地震滑塌角砾（Sb）;D.宽城常城沟组砂岩层中在两个平行层之间出现层内正断层是由地震引起，这些拉张性构造与燕山拉张裂陷槽的形成机制一致；PL：平行的砂岩层理；Ift：层间正断层（3）层内角砾化震积角砾不同于正常沉积的角砾岩，可根据堆积方式和角砾大小与其他地震记录相配合识别，例如在川西、滇西地区，震积角砾岩与震积不整合共生（梁定益等，1991），与泄水构造共生（乔秀夫等，1994,1996），与地震－海啸序列共生（宋天锐，1988）。前二例的层内角砾多是无序杂乱的，而后者产生的层内角砾则呈板刺状平行或放射状排列，易被误认为是风暴产生的角砾岩。（4）海啸风暴层理典型的丘状－洼状风暴层理产生于海洋浪基面以下（S.Greewood and D.J.Sherman,1986），但是由地震引起海啸时，可以造成浅海—滨海地带海水平面的骤然升高。据记载，于1896年和1933年在日本本州的三陆海岸发生两次地震海啸，海平面上升了20～24 m;1975年夏威夷的Kahio湾发生的一次海啸冲击长达4h以上，两次海啸波峰相同达15 min，海啸造成的波长与水深有关，等于 d,g为重力加速度，d为海水深度（B.A.Bolt,1978）。由此可见，受海啸影响形成风暴层理——丘状－洼状层理的条件是存在的。北京十三陵中元古界雾迷山组碳酸盐岩中的地震－海啸序列中存在丘状－洼状层理以及粒序递变层等典型的风暴层理证明了这一点（宋天锐，1988）。（5）泄水构造近代地震引起碎屑沉积层中砂体液化产生“砂岩墙”、“砂岩床”、“砂岩旋卷层”等穿层现象多有记载（朱海之等，1982）。北京十三陵中元古界常州沟组、串岭沟组和蓟县的串岭沟组都发现类似的砂体液化现象，也在有关文献中加以报道（宋天锐等，1985;1986;Song Tianrui and G.Einsele,1996）。碳酸盐岩中的泄水构造在北京十三陵雾迷山组的地震－海啸序列中的筑丘状构造的顶部也有出现（Song Tianrui and G.Einsele,1996），但是规模较小。大连金石滩震旦系兴民村组的白云质石灰岩中的泄水构造十分普遍，被确认为是由地震振动产生的液化泥晶脉（乔秀夫等，1994,1996）。这种锯齿状的泥晶脉在国外被称之为“臼齿纹构造”（molar tooth structure)(Smith,1968;Connor,1972;Horodyski,1976），但是对于其地震成因的解释是国内首次报道。I.J.Fairchild等在该地考察后亦赞成地震成因的结论，他认为其形成过程可分为六个阶段：①原岩由泥质到砂质黏结度递减，但水饱和度增大，石化作用则呈反方向态势；②在盆地或沟槽内由于重力作用可拉成裂缝；③深埋作用中黏结度由上向下加大而水分递减，于是，上部可产生软沉积变形，下部受乐夫波的影响产生裂缝；④兴民村组是由风暴岩和泥晶白云质石灰岩互层组成，裂缝多集中在白云灰岩层内；⑤互层岩层在沟槽内产生局部液化；⑥由地震影响，裂缝产生充填－胶结、弯曲和断裂，最终形成“臼齿纹构造”（图2）。2.3　微观记录地震事件既然可以产生宏观记录，当然也可以在微观范围内产生影响，但是由于微观现象产生的因素颇多，类似的现象难以辨认，因此，对于判定是否由地震事件诱发的微观构造应持慎重态度，最主要的是应在宏观构造被确认的前提之下，探索微观构造的形成机理，同时，也应与一套沉积物形成的沉积相和沉积环境相联系进行分析判断。图2 由于地震抖动导致“臼齿纹”构造的产生a 不同岩性；b.开裂与重力；c.埋深作用；d.不同层位；e.在槽中的不同层位；f.裂缝发展（1）显微层内错位地震诱发的显微层内错位常见于泥－砂互层的岩性之中，由于地震波的加速力使层理产生错位，但是泥质层的抗剪切力比砂质层抗剪切力强，于是在泥－砂互层之间产生了错位构造（I.J.Fairchild et al.,1997）。北京十三陵中元古界常州沟组和串岭沟组都见到与其他宏观地震事件记录相伴生的显微层内错位，错距为0.25mm，呈“正断层”状；当然，另一些层内错动也可能呈“逆断层”状在地震岩中出现（A.Seilacher,1991）。（2）显微泄水构造由于北京十三陵中元古界常州沟组和串岭沟组中宏观的地震事件记录较明显，特别是串岭沟组发现了火山活动与地震记录伴生（Song Tianrui and G.Einsele,1996；宋天锐等， 2000），因此推断一系列充填状显微构造为地震诱发的显微泄水构造，而不是成岩作用或干裂充填现象。显微泄水构造的三种类型：①具有向下和向上充填的粗粉砂脉呈弯曲状或“臼齿纹”状（Song Tianrui and Gao Jian,1985）；②泥岩和粉砂岩层纹状岩石中，粉砂岩上层面呈“显微旋卷”状构造或“火焰状”构造；③粉砂岩－砂岩层内出现微晶硅质细脉穿插，细脉之间形成阶段不同，并可显示层内错位，以此与一般的成岩作用微晶硅质脉相区分。显微泄水构造产生充填物或管状充填构造都是相对颗粒较粗的组分，这是因为在相同地震烈度的情况下，“颗粒组分越细，它的相对密度值越高，越难于液化”（黄兴根等， 1982）。（3）碎裂单颗粒晶体和晶格错位目前发现在碎屑岩和碳酸盐岩中都有单颗粒晶格碎裂和晶格错位的例子，很可能是在剧烈冲击下产生，但是由于有些颗粒是陆源碎屑物，因此有必要研究晶体碎裂的阶段和晶格错位产生的背景，这一微观记录的存在为今后进一步研究提供了线索。总之，国内外文献中记载了多种地震事件的记录（图3），很显然，地层中所判定的地震事件记录比起地质历史中发生的地质事件次数少得多，“这是为什么？①沉积学家们可能不像判定浊积岩或风暴岩那样，也能够判定出震积岩；②地震标志在大多数地方可能被后来的风暴事件或生物扰动消灭，尤其是在缺氧盆地沉积的细粒纹层泥岩中；③由于机制性质未搞清楚，难以肯定沉积物是地震变形而不是其他原因”（A.Seilacher,1991）。3　地震事件记录的意义以前对于沉积地层中的地震事件记录缺乏确定的判断，因此难以认识其重要意义，近十几年来由于多方面研究的结果，有理由区别沉积地层中的地震记录与风暴岩、浊积岩等的差异，从而开始探索地层对比和区域地震对比等问题，随着今后积累资料增多，认识将更加深入。概述地震事件记录的意义可分三方面：（1）根据历史记载（李善邦，1981）可划分地区发震等级，但是由各省区人口分布、文化发展和记载条件的差异，地震记录的准确程度不尽相同（表1），例如在陕西省历代帝王建都较多，记载资料可靠，从公元前1177年起的地震记录都有案可查，而新疆地广人稀，多民族聚居区，且早先以游牧民族为主，记录条件较差，自公元前1716年才有地震记录，然而新疆是地震多发区，这些记录很可能也是不完全的。另外，西藏、青海、黑龙江古代人迹稀少，高山、荒漠面积大，地震虽频繁发生但历史资料较少。按李善邦（1981）整理的统计数字还是可以看出各省区地震发生率的差别，本文划分为八个级别，西藏、台湾、云南、甘肃是历代地震多发区。虽然按省区划分与按大地构造单位划分有所不同，但是根据新近系和第四系沉积层在地质历史上的继承性关系，新近系厚度较大，第四系和新近系不整合接触面较多，对于划分地震等级方面也有启示意义（宋天锐， 1986）。（2）沉积地层中地震引起的异常构造对近代地震带的预测具有一定的意义。前述及地震事件产生一系列宏观和微观的异常沉积构造，而且在第四系更新统中已报道多处活动地震断层和喷砂构造等（王挺梅，1982;Xiang Hongfa et al.,1996），因此，在进行第四纪钻探工程、水文地质勘探中，顺便研究、观察地震引起的异常构造及频繁程度，将有于益于地震带和继承性强烈地震发生区的预测。图3 文献记载中的地震构造记录华北元古宙的地震－海啸构造（左）；简化的地震岩（右）（据A.Seilacher,1991）（3）根据地震事件记录进行大范围地层对比。进行地层大范围对比时，尤其是对缺少带化石地层，如前寒武系，根据碳酸盐岩中存在地震泥晶脉（“臼齿纹”构造）进行对比已经得到验证（乔秀夫等，1994,1996,2001）。在中元古界常州沟组—串岭沟组碎屑岩中也普遍存在砂质层液化充填脉，不仅在中国而且在美洲也发现类似现象不是偶然的，有可能与元古宙早期全球性地壳活动产生的频繁地震事件有关。参考文献丁国瑜.1982.古地震研究近况.见：中国第四纪全新世委员会、陕西省地震局编，史前地震与第四纪地质文集.西安：陕西科学技术出版社，2～7冯先岳，宋和平.1982.新疆古地震遗迹鉴别标志.见：中国第四纪全新世委员会、陕西省地震局编，史前地震与第四纪地质文集.西安：陕西科学技术出版社，43～50龚一鸣.1988.风暴岩、震积岩、海啸岩——几个名词含义的商榷.地质论评，36,5,481～482和政军，孟祥化，葛铭.1994.燕山地区长城纪沉积演化及构造背景，沉积学报，2,10～19黄兴根，张英礼，焦振兴.1982.北京宣武门及复兴门外三里河古地震烈度的探讨.见：中国第四纪全新世委员会、陕西省地震局编，史前地震与第四纪地质文集.西安：陕西科学技术出版社，59～71李善邦.1981.中国地震.北京：地震出版社梁定益，聂泽同，万晓樵，陈国民.1991.试论震积岩与震积不整合——以川西、滇西地区为例.现代地质，5,2,138～146乔秀夫，宋天锐，高林志，彭阳，李海兵，高劢，宋彪，张巧大.1994.碳酸盐岩振动液化地震序列.地质学报，63,1,16～24乔秀夫，宋天锐，李海兵，高林志.1996.辽东半岛南部震旦系－下寒武统成因地层——附大连市金石滩海岸国家级风景区旅游导游.北京：科学出版社，49～52乔秀夫，高林志，彭阳.2001.古郯庐带新元古界—灾变、层序、生物.北京：地质出版社王挺梅，李建平.1982.北京的古地震研究.见：中国第四纪全新世委员会、陕西省地震局编，史前地震与第四纪地质文集.西安：陕西科学技术出版社，51～58宋天锐，高健.1985.最古老的后生动物痕迹化石——对北京十三陵前寒武系常州沟组充填管构造的探讨.沉积学报，3,2,85～96宋天锐.1982.塔里木盆地及邻区第三纪沉积岩系发育探讨.地质论评，28,4,49～52宋天锐，高健.1985.这些是中国发现的最古老的后生动物痕迹化石吗？科学通报，12,926～928宋天锐.1986.关于沉积岩地层中的古地震信息.见：张勤文、徐道一主编，天文－地质学进展.北京：海洋出版社，95～104宋天锐，高健.1987.北京十三陵前寒武系沉积岩.北京：地质出版社，101～106宋天锐.1988.北京十三陵前寒武纪碳酸盐岩地层中的一套可能的地震－海啸序列，科学通报，8,609～611宋天锐，赵震，王长尧，杨惠宁，刘仲秋、须湘官.1991.华北元古宙沉积岩.北京：科学技术出版社，11～22宋天锐，和政军，丁孝忠、张巧大.2000.北京十三陵串岭沟组地质事件的探索.地质论评，46(4）:400～405朱海之.1982.古地震活动若干标志的研究.见：中国第四纪全新世委员会、陕西省地震局编，史前地震与第四纪地质文集.西安：陕西科学技术出版社，17～29Bolt,B.A.,1978.Earthquakes,A 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District,Beijing,30th International Geological Congress,1996,Beijing,China,Field Trip Guide T201,Beijing,Geological Publishing House,T201-1-22Xiang Hongfa,Zhang Wanxia and Li Rucheng,1996.Deformation zone of the 1679,Shanhe-Pinggu M 8.0 earthquake and buried active faults,30th International Geological Congress,1996,Beijing,China,Field Trip Guide T211,Beijing,Geological Publishing House,T211-1-8第5章《碳酸盐岩振动液化地震序列》原文刊于地质学报1994年第68卷第1期，英文刊于1994年《Acta Geologic Sinica》Vol.7,No.3.现刊印文增添了1996年《辽东半岛南部震旦系—下寒武统成因地层》一书中的部分内容，并依1996年之后的工作在内容方面作了新的补充与解释。（1）对碳酸盐岩中的泥亮晶脉与围岩成分上的差异进行解释，宋天锐于1996年提出“盲脉”的概念，结合液化模拟实验指出液化沙脉有一些是与液化母源层连结，有一些则脱离液化母源沙层而形成“盲脉”，“盲脉”与其侵位周围沙层在成分及粒径上略有差异，对比解释了泥亮晶“盲脉”的成因。（2)1996年之后的研究工作中，在胶辽徐淮地区的震旦系中识别出四个地震活跃期，并进行了新的震旦系对比，现刊印文（图20）仍保留原文三个地震活跃期，未作修改，仅将震旦系上统底界年龄置于550 Ma。有关四个地震活跃期可阅本书第22章《中朝板块古地震带》一文及本书中有关文章。（3）增添了若干图件与照片。原文自1994年发表后，受到中外地质学家的关注，法国地质学家Plaziat于1995年的私人通信中热情支持，认为系对地球动力学最深刻的解释，并赠予大量国外文献及其本人在红海裂谷地区的地震研究成果。Fairchild等还专门考察了辽东半岛震旦系的地震记录，发表了相应的地震观点论文。国内众多地质学家多次引用本文（地质学报引用率高的论文之一），推动了地层中地震事件的研究。论文的基本事实、解释已经历了十余年地质实践的检验。我们高兴地看到，1994年文对于提高我国地质调查中地层研究深度与构造解释方面起到推动作用，因此在本专著中对1994年文增补了资料，并对某些地质记录作了进一步解释，现刊印文与原文已有一定区别，是一个再创作的科学总结。

裴军令1杨振宇2刘静1仝亚博2徐彦龙2赵越1田树刚3(1.中国地质科学院地质力学研究所，北京100081;2.南京大学地球科学系，南京210093;3.中国地质科学院地质研究所，北京100037)磁性地层学是利用岩石磁性特征解决地层问题的一门技术。由于地磁场具有其独特的全球性变化特点，能够为地层的划分对比提供可靠的保证，它是现代地层对比与划分必不可少的研究方法之一(杨振宇，2002)。冀北滦平盆地沉积连续的剖面和前人在该地区已经取得的大量成果为在该地区剖面开展磁性地层学研究提供了良好的前提条件(田树刚等，2003，2004;牛绍武等，2002;庞其清等，2002;柳永清等，2003;季强等，2004)。因此，对冀北滦平盆地大北沟组—大店子组—西瓜园组地层开展系统的高分辨率的磁性地层学调查研究，建立该地层剖面沉积的磁极性序列具有重大意义。冀北滦平盆地三道沟剖面的磁性地层学研究首次获得了大北沟组—大店子组—西瓜园组高精度的磁极性序列，为划分和确定地层的时代，进而探讨热河生物群的时代归属和中国陆相侏罗系—白垩系界线的划分对比提供了基础资料。目前国际侏罗系—白垩系界线层型(GSSP)尚未确定(Gradsteinetal.，2004)，国际中生代地磁极性年表也没能得到完全统一。表1列出了具有代表性的4个极性年表中中生代极性时、年代及期的对应关系，总体上，这些年表的基本结构相同，而各年表的年代标定由于是基于洋底扩张速率进行线性内插外推而得，表现出较大的差异。近年来有关M0反极性时的同位素年龄研究有了重大进展，目前主要存在116Ma左右的年龄是代表了M0还是代表了发生在超静磁带期间的一个反极性事件ISEA的分歧(Gilderetal.，2002;ZhuRixiangetal.，2004;史瑞萍等，2004)。2004年公布的地质年表中M0年龄为(125±1)Ma，而最近从欧特里沃期到阿尔布期多个海绿石的K-Ar年龄，建议阿普特期/巴列姆期年龄为(113.7±0.4)Ma、巴列姆期/欧特里沃期年龄为(118.8±0.4)Ma、欧特里沃期/凡兰吟期年龄为(124.1±0.4)Ma(Fietetal.，2006)。显然早白垩世的绝对年龄现在争议非常大，因此，涉及这一时期的磁极性序列的对比难度更大。由于各门类对该地层时代划分的不统一以及同一门类不同学者认识的不一致，关于冀北－辽西地区含热河生物群地层的对比长期以来一直是被广泛关注和讨论的热点。古生物研究趋向于将大北沟组—大店子组界线作为陆相侏罗系—白垩系界线(牛绍武等，2002;田树刚等，2003)。近年来中国侏罗系—白垩系的研究取得了很大进展，特别是在生物地层方面取得了新的突破，将黑龙江海陆交互相地层龙爪沟群和鸡西群全部归为早白垩世(ShaJG，2007)。辽西带羽毛恐龙和原始鸟类等大量珍稀化石的新发现则带动了有关地层的同位素年代学等研究(季强，2004)。辽西义县组时代相当于龙爪沟群裴德组和鸡西群滴道组的认识已趋于一致，属于欧特里沃期—凡兰吟期。最近三道沟剖面大店子组与西瓜园组的生物地层研究认为大店子组的上部或西瓜园组下部相当于辽西义县组底部(庞其清等，2006)。而相关地层的同位素年龄却认为大店子组顶部的时代与辽西北票－义县地区的义县组底部基本相当(陈文等，2004;张宏等，2005)，无论国际侏罗系—白垩系界线的年龄值将来确定为135Ma左右还是145Ma左右，根据同位素年龄大北沟组与大店子组都属于早白垩世(季强等，2006)。表1 早白垩世不同地磁极性年表对比图1 三道沟剖面磁极性序列与标准磁性柱对比方案Ⅰ因此，在将所建立的大北沟组—大店子组磁极性序列与国际极性年表确切对比时，既要仔细分析极性条带分布的总体特征和细微结构，又要考虑地层剖面岩性的变化。因为地层的磁极性序列是以地层厚度为标尺，而国际地层极性年表则是以时间为标尺，地层沉积厚度的影响因素很多，如古气候、沉积物物源、构造运动、沉积速率、沉积时间等，这就增加了地层的磁极性序列与国际地磁极性年表对比的难度。因此首先必须结合相关地层的古生物和同位素年龄资料，把握住特点突出的层段与地磁极性年表对比。由于国际地质年表中早白垩世的特殊性，同位素年龄在磁性地层对比中的 “钉子”作用被削弱，目前的磁极性序列没有到达白垩系超静磁带，使得对比难度增大。如果仅依据 Gradstein(2004)年表中的年龄作为标准进行磁极性序列的对比，则对比方案如图 1 所示。虽然本次研究所获得的磁极性序列是以厚度为标尺的，与以时间为标尺的国际磁性地层年表对比不能完全凭借表面的正反极性特征来判断，但是显然这一方案所对应的标准地磁极性年表中是以反极性为主的，尤其是 M3 反极性时的对比，约 1.5 Ma 的 M3 反极性时仅仅对应了约 2 m 的地层厚度。从沉积速率和磁极性序列的特征上来说这一对比方案值得商榷。另外，取得的古生物学成果无论是叶肢介还是介形类等都不支持这种方案(牛绍武等，2002; 庞其清等，2006)。图 2 三道沟剖面磁极性序列与标准磁性柱对比方案ⅡFiet(2006)关于早白垩世晚期的研究成果与 Lowrie(1986)的地质年表中的推断年龄非常一致，其中 Aptian 底部的年龄与 Gilder(2002)于新疆的研究相互印证。如果仅仅根据大店子组顶部的约131Ma 的年龄为准星与 Lowrie(1986)的地质年表中的时间序列厘定的 Gradstein(2004)中生代极性年表进行对比，从上至下依次对应极性时，则对比方案如图 2 所示。方案Ⅱ的对比中，大北沟组底部对应至 M21 极性带，大店子组下部也对应于晚侏罗世。此方案中侏罗系—白垩系的界线年龄肯定不会是145 Ma，甚至 136 Ma 或 135 Ma 的年龄也显得偏老，因为大北沟组下伏张家口组的年龄目前已确定为135 Ma。磁极性特征上来看对应方案中部分极性带存在不和谐，例如持续了约 2 Ma 的 M17 反极性带仅对应了大店子组中第 56 层顶部约 2 m 的泥岩沉积。考虑到三道沟剖面磁极性序列以正极性为主，大店子组下部有一段以反极性为主的特征，再加上张家口组约 135Ma 的年龄和大店子组顶部约 131Ma 的年龄限定了此段地层的沉积时间应该在 4Ma 以内，初步得出了图 3 所示的对比方案。该方案的对比从同位素年代学角度看，无论是 Gradstein(2004)地质年表还是 Lowrie(1986)地质年表都不一致，查阅大量已有相关地质年表资料说明凡是参考并使用了海绿石年龄的地质年表(Kennedy ＆ Odin，1982; Hallam，1985; Odin ＆ Odin，1990)中各期界线年龄都比没有使用海绿石年龄的各地质年表(Harland et al.，1990; Gradstein et al.，1994; Kent，1985)的年龄偏新(表 2)。其中Harland(1982)、Kent ＆ Gradstein(1985)、Gradstein(1994)地质年表中的 Hauterivian / Valanginian 界线年龄在 130 ～132 Ma 之间，与对比方案Ⅲ中大店子组顶部的年龄比较一致。图 3 三道沟剖面磁极性序列与标准磁性柱对比方案Ⅲ表 2 不同年表早白垩世各期界线年龄近年关于极性带 M0 和反极性事件 ISEA 年龄的研究在我国辽西的火山岩序列中取得了突破，认为116 Ma 的年龄很可能是代表了 ISEA 反极性事件，并且推测 M0 反极性带的年龄约为 120 Ma。这一研究成果支持了上述地质年表中阿普特期底界(M0 反极性带底)的年龄。依据方案Ⅲ的分析，根据文献(Fiet et al，2006)中研究所得的各期持续时间(巴列姆期为5.1 Ma，欧特里沃期为5.3 Ma)，本文给出了一个初步的年龄建议: 阿普特期/巴列姆期年龄为 120 Ma、巴列姆期/欧特里沃期年龄为 125.1Ma、欧特里沃期 / 凡兰吟期年龄为 130.4 Ma。对比方案Ⅲ中提出大北沟组属于凡兰吟期早期，大店子组主体上属于凡兰吟期中晚期，西瓜园组下部则对应凡兰吟期/欧特里沃期界线附近。当然，由于早白垩世的特殊性，同位素年龄在磁性地层对比中的 “钉子”作用被削弱，目前的研究还没有到达白垩系超静磁带，使对比难度增大。因此，本文的对比方案还需要在滦平盆地大店子组之上的西瓜园组开展更深入的工作来进行修订。致 谢 参加本项工作的还有石家庄经济学院庞其清教授、天津地质矿产研究所牛绍武研究员，在此一并表示感谢。主要参考文献陈文，季强，刘敦一等.2004.内蒙古宁城地区道虎沟化石层同位素年代学.地质通报，23(12): 1165 ～1169季强，2004.中国辽西中生代热河生物群.北京: 地质出版社，1 ～375季强，柳永清，姬书安，等.2006.论中国陆相侏罗系 － 白垩系界线.地质通报，25(3): 336 ～339季强.2003.辽西中生代热河生物群综合研究.2003 年地调局重大地质科技项目汇报柳永清，李佩贤，田树刚.2003.冀北滦平晚中生代火山碎屑(熔)岩中锆石 SHRIMP U-Pb 年龄及其地质意义.岩石矿物学杂志，22(3):238 ～ 244柳永清，田树刚，李佩贤等.2001.滦平盆地大北沟组 － 大店子组沉积和地层格架及陆相层型意义.地球学报，22(3): 391 ～396牛绍武，李佩贤，田树刚等.2002.冀北滦平盆地大北沟组叶肢介化石研究进展.地质通报，21(6): 322 ～328庞其清，李佩贤，田树刚等.2002.冀北滦平张家沟大北沟组—大店子组介形类的发现及生物地层界线研究.地质通报，21(6): 329 ～338庞其清，田树刚，李佩贤等.2006.冀北滦平盆地大北沟组—大店子组介形类生物地层和侏罗系—白垩系界线.地质通报，25(3): 348 ～356史瑞萍，贺怀宇，朱日祥，等.2004.白垩纪超静磁带期间一个短极性事件 ISEA:40Ar /39Ar 定年和古地磁结果.科学通报，49(8): 798～ 802孙知明，许坤，马醒华等.2002.辽西朝阳地区含鸟化石层附近侏罗—白垩系磁性地层研究.地质学报，76(3): 317 ～324田树刚，柳永清，李佩贤等.2003.冀北滦平侏罗—白垩系界线层序地层研究.中国科学(D 辑)，33(9): 871 ～880田树刚，庞其清，牛绍武等.2004.冀北滦平盆地陆相侏罗系—白垩系界线候选层型剖面初步研究.地质通报，23(12): 1170 ～1179杨振宇.2002.高精度地层划分对比的可靠方法———磁性地层学研究.地质通报，21(1): 45 ～47张宏，柳小明，张晔卿等.2005.冀北滦平 － 辽西凌源地区张家口组火山岩顶、底的单颗粒锆石 U-Pb 测年及意义.地球科学 － 中国地质大学学报，30(4): 387 ～401Fiet N，Quidelleur X，Parizi O et al.2006.Lower Cretaceous stage durations combining radiometric data and orbital chronology: Towards a more sta-ble relative time scale? 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裴军令1 杨振宇2 刘 静1 仝亚博2 徐彦龙2 赵 越1 田树刚3（1.中国地质科学院地质力学研究所，北京 100081； 2.南京大学地球科学系，南京 210093；3.中国地质科学院地质研究所，北京 100037）磁性地层学是利用岩石磁性特征解决地层问题的一门技术。 由于地磁场具有其独特的全球性变化特点，能够为地层的划分对比提供可靠的保证，它是现代地层对比与划分必不可少的研究方法之一（杨振宇，2002）。冀北滦平盆地沉积连续的剖面和前人在该地区已经取得的大量成果为在该地区剖面开展磁性地层学研究提供了良好的前提条件（田树刚等，2003，2004； 牛绍武等，2002； 庞其清等，2002； 柳永清等，2003； 季强等，2004）。 因此，对冀北滦平盆地大北沟组—大店子组—西瓜园组地层开展系统的高分辨率的磁性地层学调查研究，建立该地层剖面沉积的磁极性序列具有重大意义。冀北滦平盆地三道沟剖面的磁性地层学研究首次获得了大北沟组—大店子组—西瓜园组高精度的磁极性序列，为划分和确定地层的时代，进而探讨热河生物群的时代归属和中国陆相侏罗系—白垩系界线的划分对比提供了基础资料。目前国际侏罗系—白垩系界线层型（GSSP）尚未确定（Gradstein et al.，2004），国际中生代地磁极性年表也没能得到完全统一。 表1列出了具有代表性的4个极性年表中中生代极性时、年代及期的对应关系，总体上，这些年表的基本结构相同，而各年表的年代标定由于是基于洋底扩张速率进行线性内插外推而得，表现出较大的差异。 近年来有关M0反极性时的同位素年龄研究有了重大进展，目前主要存在116 Ma左右的年龄是代表了M0还是代表了发生在超静磁带期间的一个反极性事件ISEA的分歧（Gilder et al.，2002； Zhu Rixiang et al.，2004；史瑞萍等，2004）。 2004年公布的地质年表中M0年龄为（125±1）Ma，而最近从欧特里沃期到阿尔布期多个海绿石的K-Ar年龄，建议阿普特期/巴列姆期年龄为（113.7±0.4）Ma、巴列姆期/欧特里沃期年龄为（118.8±0.4）Ma、欧特里沃期/凡兰吟期年龄为（124.1±0.4）Ma（Fiet et al.，2006）。 显然早白垩世的绝对年龄现在争议非常大，因此，涉及这一时期的磁极性序列的对比难度更大。 由于各门类对该地层时代划分的不统一以及同一门类不同学者认识的不一致，关于冀北-辽西地区含热河生物群地层的对比长期以来一直是被广泛关注和讨论的热点。 古生物研究趋向于将大北沟组—大店子组界线作为陆相侏罗系—白垩系界线（牛绍武等，2002；田树刚等，2003）。 近年来中国侏罗系—白垩系的研究取得了很大进展，特别是在生物地层方面取得了新的突破，将黑龙江海陆交互相地层龙爪沟群和鸡西群全部归为早白垩世（Sha J G，2007）。 辽西带羽毛恐龙和原始鸟类等大量珍稀化石的新发现则带动了有关地层的同位素年代学等研究（季强，2004）。表1 早白垩世不同地磁极性年表对比辽西义县组时代相当于龙爪沟群裴德组和鸡西群滴道组的认识已趋于一致，属于欧特里沃期—凡兰吟期。最近三道沟剖面大店子组与西瓜园组的生物地层研究认为大店子组的上部或西瓜园组下部相当于辽西义县组底部（庞其清等，2006）。而相关地层的同位素年龄却认为大店子组顶部的时代与辽西北票-义县地区的义县组底部基本相当（陈文等，2004；张宏等，2005），无论国际侏罗系—白垩系界线的年龄值将来确定为135Ma左右还是145Ma左右，根据同位素年龄大北沟组与大店子组都属于早白垩世（季强等，2006）。图1 三道沟剖面磁极性序列与标准磁性柱对比方案Ⅰ因此，在将所建立的大北沟组—大店子组磁极性序列与国际极性年表确切对比时，既要仔细分析极性条带分布的总体特征和细微结构，又要考虑地层剖面岩性的变化。 因为地层的磁极性序列是以地层厚度为标尺，而国际地层极性年表则是以时间为标尺，地层沉积厚度的影响因素很多，如古气候、沉积物物源、构造运动、沉积速率、沉积时间等，这就增加了地层的磁极性序列与国际地磁极性年表对比的难度。因此首先必须结合相关地层的古生物和同位素年龄资料，把握住特点突出的层段与地磁极性年表对比。由于国际地质年表中早白垩世的特殊性，同位素年龄在磁性地层对比中的 “钉子” 作用被削弱，目前的磁极性序列没有到达白垩系超静磁带，使得对比难度增大。 如果仅依据Gradstein（2004）年表中的年龄作为标准进行磁极性序列的对比，则对比方案如图1所示。 虽然本次研究所获得的磁极性序列是以厚度为标尺的，与以时间为标尺的国际磁性地层年表对比不能完全凭借表面的正反极性特征来判断，但是显然这一方案所对应的标准地磁极性年表中是以反极性为主的，尤其是M3反极性时的对比，约1.5 Ma的M3反极性时仅仅对应了约2m的地层厚度。从沉积速率和磁极性序列的特征上来说这一对比方案值得商榷。 另外，取得的古生物学成果无论是叶肢介还是介形类等都不支持这种方案（牛绍武等，2002；庞其清等，2006）。图2 三道沟剖面磁极性序列与标准磁性柱对比方案ⅡFiet（2006）关于早白垩世晚期的研究成果与Lowrie（1986）的地质年表中的推断年龄非常一致，其中Aptian底部的年龄与Gilder（2002）于新疆的研究相互印证。如果仅仅根据大店子组顶部的约131Ma的年龄为准星与Lowrie（1986）的地质年表中的时间序列厘定的Gradstein（2004）中生代极性年表进行对比，从上至下依次对应极性时，则对比方案如图2所示。方案Ⅱ的对比中，大北沟组底部对应至M21极性带，大店子组下部也对应于晚侏罗世。 此方案中侏罗系—白垩系的界线年龄肯定不会是145 Ma，甚至136 Ma或135 Ma的年龄也显得偏老，因为大北沟组下伏张家口组的年龄目前已确定为135 Ma。磁极性特征上来看对应方案中部分极性带存在不和谐，例如持续了约2 Ma的M17反极性带仅对应了大店子组中第56层顶部约2 m的泥岩沉积。考虑到三道沟剖面磁极性序列以正极性为主，大店子组下部有一段以反极性为主的特征，再加上张家口组约135Ma的年龄和大店子组顶部约131Ma的年龄限定了此段地层的沉积时间应该在4Ma以内，初步得出了图3所示的对比方案。该方案的对比从同位素年代学角度看，无论是Gradstein（2004）地质年表还是Lowrie（1986）地质年表都不一致，查阅大量已有相关地质年表资料说明凡是参考并使用了海绿石年龄的地质年表（Kennedy ＆ Odin，1982； Hallam，1985； Odin ＆ Odin，1990）中各期界线年龄都比没有使用海绿石年龄的各地质年表（Harl and et al.，1990； Gradstein et al.，1994； Kent，1985）的年龄偏新（表2）。其中Harl and（1982）、Kent ＆ Gradstein（1985）、Gradstein（1994）地质年表中的Hauterivian/Valanginian界线年龄在130～132 Ma之间，与对比方案Ⅲ中大店子组顶部的年龄比较一致。图3 三道沟剖面磁极性序列与标准磁性柱对比方案Ⅲ表2 不同年表早白垩世各期界线年龄近年关于极性带M0和反极性事件ISEA年龄的研究在我国辽西的火山岩序列中取得了突破，认为116 Ma的年龄很可能是代表了ISEA反极性事件，并且推测M0反极性带的年龄约为120 Ma。 这一研究成果支持了上述地质年表中阿普特期底界（M0反极性带底）的年龄。依据方案Ⅲ的分析，根据文献（Fiet et al，2006）中研究所得的各期持续时间（巴列姆期为5.1 Ma，欧特里沃期为5.3 Ma），本文给出了一个初步的年龄建议：阿普特期/巴列姆期年龄为120 Ma、巴列姆期/欧特里沃期年龄为125.1Ma、欧特里沃期/凡兰吟期年龄为130.4 Ma。对比方案Ⅲ中提出大北沟组属于凡兰吟期早期，大店子组主体上属于凡兰吟期中晚期，西瓜园组下部则对应凡兰吟期/欧特里沃期界线附近。当然，由于早白垩世的特殊性，同位素年龄在磁性地层对比中的 “钉子” 作用被削弱，目前的研究还没有到达白垩系超静磁带，使对比难度增大。 因此，本文的对比方案还需要在滦平盆地大店子组之上的西瓜园组开展更深入的工作来进行修订。致 谢 参加本项工作的还有石家庄经济学院庞其清教授、天津地质矿产研究所牛绍武研究员，在此一并表示感谢。主要参考文献陈文，季强，刘敦一等.2004.内蒙古宁城地区道虎沟化石层同位素年代学.地质通报，23（12）：1165～1169季强，2004.中国辽西中生代热河生物群.北京：地质出版社，1 ～375季强，柳永清，姬书安，等.2006.论中国陆相侏罗系-白垩系界线.地质通报，25（3）：336 ～339季强.2003.辽西中生代热河生物群综合研究.2003年地调局重大地质科技项目汇报柳永清，李佩贤，田树刚.2003.冀北滦平晚中生代火山碎屑（熔）岩中锆石SHRIMP U-Pb年龄及其地质意义.岩石矿物学杂志，22（3）：238 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接触关系可以分为整合、不整合接触。整合就是岩层层序没有间断。不整合就是岩层的层序有间断缺少中间的一段时期的岩层。不整合可以分为：角度不整合、平行不整合之类的。褶皱主要分析的是他的两翼、内部岩层、向斜、背斜、产状变化、空间摆放形状等。断层主要分析的是他的上下盘。断层面的分析。断层的走向、倾向、倾角、断层的岩层地质年代、断层两盘的岩性变化、有无断层泥、断层角砾岩等标志。剖面图需要在地形图上画一条剖面线，量出剖面方向标在剖面图左上角。然后再根据每个点所在的位置在剖面图上标出高程，然后连接起来。最后还要画出岩层的产状等，写出地质年代符号等。有些地方描述不太清楚的再查点资料吧。

你连图例都没有吗我这里有就是没法给你 呵呵 这上面也没法贴出来

一、实训目的1）学会编制实测地质剖面图。2）进一步加深理解工程、文件、图层。3）进一步掌握编辑MAPGIS图形编辑的基本技能。4）掌握岩性花纹库的设置和绘制。二、实训素材本实训素材数据保存于文件夹“jnsx-16”中。三、实训步骤与内容将实训数据复制、粘贴至各自文件夹内。1）采用地质实习实测地质剖面的数据编制石马地层剖面图（图6-1-3），操作步骤参见实训十四信手剖面图的绘制。2）利用Section工具系统编制石马地区实测地层柱状图（图6-1-3），操作步骤参见本任务的相关内容。四、提交实训成果提交电子作业和打印纸质作业，删除工作目录下带扩展名“～”的文件，将所有文件打包为压缩格式（.rar）提交到教师计算机。五、思考与讨论讨论交流实测地质剖面图的方法和技巧。

地层剖面图一般是反映所测剖面的地形地貌、野外宏观地质特征、收集的各种数据、样品在剖面中的位置，以及对剖面的初步地质认识。实测地层剖面图的绘制大致分五步。第一步，如图4.4所示，将剖面导线平面图总方位置于水平方向，于导线平面图的下方选定一合适位置为剖面基点，位置摆放通常以剖面的地面线最高点距导线平面图15 cm左右为宜；基点一般选择剖面起点或终点，视剖面是上山还是下山而定；以分导线累计高差投点，最后参考野外实际地形（野外信手剖面图），以圆滑曲线将所有投影点连接作为剖面地形线。图4.4 剖面地形线绘制第二步，将在平面导线上标注的其他各种测量点（导线号、分层号、产状）投影到地形线上。在剖面地形线的上方，按准确位置标注所有标本、样品、化石的符号和代号（图4.5）。第三步，根据各种地质体界线性质和产状（层状地质体用视倾角）划界，标注填图单位代号（图4.5）。第四步，填绘各分层岩性花纹（图4.5）。图4.5 实测地层剖面图绘制第五步，检查、整饰，图件所需各种要素要齐全（图4.6）。图4.6 实测剖面图整饰及完善

侵入岩较新

（1）绘地形剖面线。在导线平面图以下适当的位置，将各导线的端点，按高程和比例尺要求分别投影标出其在剖面上的位置。将这些投影点用平滑曲线相连即得地形剖面线（如图4-4下图）。注意：投影时，通常竖直方向比例尺应与水平方向比例尺一致。如遇工作中特殊需要，可以将竖直方向比例尺适当放大。但是，在此情况下为了避免地形与构造要素的关系失真，以下画剖面上的地质界线（包括断层线）和岩性符号时，其倾斜角度不再是在剖面总方向上的视倾角值，而应是把该视倾角依据放大倍数进行修正后的角度值，并且应该予以注明。视倾角值换算方法见表4-1。图4-4 导线平面图和实测地层剖面图（1∶1000；其中剖面图未画完）表4-1 竖直方向比例尺放大后地质界线倾斜角度的修正（2）画分层界线。将分层界线点投影到地形剖面线上，并通过该投影点在剖面上画出分层界线。分层界线的倾斜方向依该岩层在剖面总方向上的视倾向进行绘制，倾斜角度严格依照在剖面总方向上的视倾角绘制（竖直方向比例尺未放大时）。（3）标注标本采集位置。将标本采集位置投影到剖面上，并在剖面上方适当位置标出标本样号，岩石标本用R001、R002、R003……化石标本用F001、F002、F003……（如图4-4中的下图）。（4）完成地层剖面图。填岩性花纹，标注地层产状、地层代号，按照地质剖面图的格式要求进行整理修饰（如：标明剖面起讫点位置、标志性地形地物，标注剖面总方向，书写图名、比例尺，绘制图例、责任表）等（图4-5）。图4-5 实测地层剖面图图名和比例尺的书写应力求工整美观，字体的大小应与图件的大小相协调。图例的高度与宽度之比为0.6～0.7，大小应与图件的大小相协调。图例的排列顺序为：从左到右，先把机械沉积岩层按碎屑物的粗细排列，再排列化学沉积岩层，最后是其他岩层和矿层。责任表置于右下方，其内容通常应包括图名、比例尺、制图单位、制图人、技术负责、资料来源和制图日期等项内容。其格式参见表4-2。表4-2 责任表其他与绘制图切地质剖面图相同，不再赘述。提醒：在作图过程中，一律先用铅笔绘描，经指导教师检查无差错后再上墨。以下各图也按这一原则进行。

张明华（北京科技大学资源工程学院，北京　100083）管志宁（中国地质大学物探系，北京　100083）摘要　在分析以往重磁界面反演方法的基础上，本文提出了拟合地壳内部磁化强度分布的磁化强度函数和进一步的反演居里深度和磁性地层界面深度的正反演迭代算法。该方法克服了以往方法的不足，节省时间，而且具有很高的反演精度和准确度。在以寻找大型和超大型矿床为目标的国家“攀登计划-B”项目的课题研究工作中，于华北地台北缘地区获得了对地质研究和贵金属找矿都有价值的结果。关键词　磁化强度函数　高精度　地层界面1　磁化强度函数和磁性层界面模型关于地壳区域磁场场源的形成机制和分布范围，不同的研究工作者提出了不同的假设。目前的知识来自对岩石圈和大陆科学钻探的研究。根据目前所得到的地壳综合深部岩石物理剖面参数和磁性矿物的居里点数据[1,2,3,6,8]，我们认为，岩石磁性是随深度变化的，在温度高于磁性矿物居里点的深度（简单称为居里深度）以下变为顺磁性。同时，岩石磁化强度在横向上随岩性和地质构造单元的不同而变化。这就是地壳磁化强度分布的基本特征。我们提出一个能够较好地拟合这一地壳岩石磁性特征的磁化强度函数，见图1a。表达式为：第30届国际地质大会论文集　第20卷　地球物理其中，J（ξ，η，ζ）是磁化强度函数，n=1或2,a（ξ，η）、b（ξ，η）＞0和c（ξ，η）≥0是在横向上随不同磁性地质构造单元而变化的变量，ζ是垂向上的深度变量。我们采用如图1b所示的磁性地层模型用于区域磁异常解释。这是一个上、下界面均为起伏的磁性层模型。模型的上界面以上是弱磁性或无磁性的沉积岩等介质，下界面（居里深度）以下的岩石变为顺磁性。磁性层内存在着由磁化强度函数所描述的纵、横向上的磁性差异。2　反演磁性界面深度的迭代法图1　磁化强度函数与磁性地层模型示意图a—地壳结构、磁化强度变化及磁化强度函数；b—磁性层模型为了利用航磁资料对深部地质构造进行解释、了解居里深度和太古宇顶面深度的变化，结合国家“攀登计划-B”项目课题的工作，我们研究了以往所有这方面的反演方法。传统方法或者由于其对地壳磁性假设的近似程度较低，或者由于在反演过程中对磁异常或深度值施加滤波[2,9,4]，反演结果准确性和精度受到限制。为此，我们基于前述的磁化强度函数和磁性层模型，研究并提出一种正反演结合迭代反演磁性界面深度的方法，英文简写为MIDI。为节约篇幅，这里给出取n=1和c（ξ，η）＝0时的正演计算公式。利用平面磁场垂直分量Z（x,y）的化极场频谱[2]，第30届国际地质大会论文集　第20卷　地球物理其中，Z（）uv和F{}表示傅里叶变换或频谱。J（ξ，η，ζ）为磁性层磁化强度。h（ζ，η）=h＋Δh（ζ，η），H（ζ，η）＝H＋△H（ζ，η），分别为上下界面深度。h,H为上下界面的平均深度。Δh（ζ，η）和△H（ζ，η）分别为上下界面的起伏幅度。R（x—ξ，y—η，ζ）＝[（x—ζ）2＋（y—η）2＋ζ2]-1/2。F{R}=exp（-2πf）exp[-2πj（uξ＋vη）]/f。利用指数函数的泰勒级数展开，有：第30届国际地质大会论文集　第20卷　地球物理我们将磁化强度表达式（1）代入（2）式，最终导出磁性按磁化强度函数变化、上下界面都起伏的磁性层磁场频谱表达式为：第30届国际地质大会论文集　第20卷　地球物理磁场垂直分量Z（x,y）可以由实测得到，或由ΔT（x,y）转换得到。由正演公式，若其中一个界面的深度已知，则可反演另一界面深度变化。不计级数项的部分可用于直接反演，称为直接反演公式。由直接反演公式结合级数项，即可构筑迭代反演。迭代计算在第n次反演之界面深度值与第n—1次反演之深度值之差，或相邻两次中间磁场频谱值之差满足精度要求时，迭代终止。3　计算方法的精度常磁化强度情况是本文算法（MIDI）的一个特例。此情况下，MIDI方法与已有方法结果一致。在变磁化强度情况下，理论模型上的反演计算表明，无论对于连续起伏界面，还是对于跳跃起伏界面（尤其是大断裂所致的界面起伏），也不论起伏的形式和幅度如何，MIDI反演都很好地，可以说准确而且相对省时地收敛到已知的理论真值，只是要求反演结果的精确愈高，计算迭代的时间愈长而已。图2a是一个迭代精度要求达到5%即终止的例子。在4M内存的486微机上迭代355次，花费22min。由图明显可见，反演深度等值线（虚线）与理论模型深度（实线）几乎重合。MIDI方法的一个特点是，不需要对面积性场值进行滤波处理，也不对反演过程中的深度或场值作滤波等可能改变场源特征的处理。所以，反演计算速度快，而且对深度的分辨能力强。使用图2b所示的起伏界面，MIDI方法与Parker法[4,10]进行了对比。用同样的磁化强度计算出磁场值，再由磁场反演界面深度起伏，反演结果分别见图2c、2d。二者的计算时间都限制为20min。显然，MIDI方法的深度分辨能力较强。4　关于平均深度的讨论平均深度的选择一直是重磁界面反演的一个难题。在MIDI算法，当一个界面已知时，由于磁化强度的非线性变化是事先约束给定的，所以另一个要反演界面的平均深度，可以由反演计算来调整确定。给出一个模型计算的例子如图3。给定上界面的平均深度值h=2.0km，其深度起伏为图2b所示的模型。下界面的平均深度H=5.0km，下界面水平。计算这一磁性层模型的磁场Z（x,y）。然后，下界面不变，反演上界面。当h给以不同的值时，反演出的深度起伏幅度值Δh（x,y）的平均值（Ria）不同。给定的值大于真值2.0时，Ria为负；给定的值小于真值2.0时，Ria为正。给定的h值越接近真值，Ria越小。当h取真值时，Ria趋于零（由于计算误差而不为零）。Ria对h的真值具有明显的指向性。因此，我们可用Ria做为指示因子来求解平均深度。图2　理论模型上的方法精度检验a—实线是给定模型的深度等值线，虚线是MIDI反演结果等值线，MIDI方法与Parker方法对比结果。实例2:b—界面深度模型；c—Parker方法反演结果；d—在与Parker方法计算时间相同时的MIDI反演结果。深度单位：km图3　界面平均深度的调整计算当平均深度接近真值时，深度起伏平均值（Ria）趋于05　呼和浩特—张家口地区居里深度反演地壳磁性层下界深度即居里深度，是由地壳温度场决定的，是地下热状态的一个重要指标。它对深部地质构造研究、地震学研究和矿产预测都有重要意义。我们选择深部构造及上部矿产都具有重要价值的呼和浩特—张家口地区，53200km2范围，进行了居里深度分布的反演研究。图4a是该区太古宙地层、岩浆岩、侵入玄武岩分布图。太古宇和玄武岩具有较强磁性。图4b是该区航磁异常图。图4　呼和浩特—张家口地区太古宙地层分布图（a）与航磁异常图（b）异常值单位：nT（1）综合该地区岩石及地层磁性统计结果及有关的已知地层深度结果，大致得磁化强度于不同深度变化的数据，由遗传算法[5]选择出的磁化强度函数为：第30届国际地质大会论文集　第20卷　地球物理（2）为提取居里深度的磁场信息，采用正则化滤波（因子选L=40Km）方法消除浅层磁性变化影响。滤波结果作为居里深度界面起伏和磁性基底顶界起伏二者的综合异常。（3）根据已知的地层深度资料和人工地震剖面解释[7,11,13]，由已知的太古宙地层（Ar）顶界面的位置，通过插值得到全区磁性基底顶界起伏的大致深度。其平均深度在114°以西为3.2km,114°以东为3.5km。这一深度分布作为磁性层上界面。（4）通过计算将居里深度调整为33.0km。按反演迭代中间结果中，前后两次的深度值相差5%为迭代终止条件，所得反演结果见图5。可以看到，居里深度的主要凸起与本区主要的深断裂构造相一致。图5　呼和浩特—张家口地区居里面深度变化图深度等值线单位：km6　蔡家营地区太古宇顶面反演华北地台北缘地区金、铅、锌等多金属矿产一般与太古宙地层（有时与元古宙地层）顶面起伏和断裂构造及岩浆活动（尤其燕山期侵入岩）关系密切。太古宙地层巨厚，且与上覆地层相比具有强磁性。因而利用航磁异常研究隐伏构造和太古宙地层的顶界面具有较好物理前提。我们选择正在进一步深入和扩大找矿的张家口市蔡家营地区，26112km2范围，进行了研究。对1/20万航磁异常进行消去浅地表干扰的滤波处理[12]，利用前述的居里深度结果参与计算，我们得到的蔡家营地区太古宇顶面深度起伏结果见图6。其深度变化与一些剖面上布格重力异常遗传算法反演的结果[5]几乎完全一样。结合该区地质构造、岩浆岩分布和重力异常，我们对反演结果解释于下。（1）在蔡家营、土城子的南面都存在老地层隆起。蔡家营矿位于老地层四周隆起的凹陷之中，目前的蔡家营矿位于凹陷的次级平缓地段。这一凹陷对应着重力相对低异常，由于该区燕山期岩浆岩密度较低，此凹陷上应有一燕山期隐伏岩体存在。地表已见岩株。与此类似，土城子南面的隆起南侧，张北的西面有一类似的平缓地段。这两个地段应是寻找金、铅、锌等多金属矿床的有望地段。（2）尚义—张北—土城子之间及其西北的新生代玄武岩层应是比较薄的。从航磁图上以及滤波处理结果上可以清楚说明这一点。土城子西南的太古宇隆起应是在该层玄武岩之下。（3）尚义到康保之间应该存在一条深大断裂（图6）。这一点从航磁异常图及反演的太古宇顶界起伏可以清楚地看到。断裂两侧的磁场特征和太古宇深度截然不同。致谢　研究工作得到中国科学院院士刘光鼎先生支持与指导，刘士毅教授级高工对蔡家营地区地球物理解释给予极大帮助，谭承泽教授和中国地质大学古地磁实验室其他老师、姚长利讲师、中科院地球物理研究所郝天珧副研究员为研究工作提供很大帮助，在此一并衷心感谢。图6　菜家营地区太古宇顶面起伏形态图虚线是推测的深断裂，深度数据单位：km参考文献[1]　Kelochihovskarya，3．A．.Magnetic 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1.1.1.1 层序地层学的产生与发展层序作为一种以不整合面为边界的地层单位早在1948年由Sloss在“Sedimentary Facies in Geological History"的专题讨论会上就提了出来。Wheeler对保存在地层层序中的时间关系进行了研究。Sloss和Wheeler在20世纪40和50年代提出了以区域性不整合为界的沉积幕概念。Siclen在1958年提出了一个大陆边缘相对于海平面变化和沉积物供应变化的地层响应图。Kansas地质勘察学会召集的一个关于旋回沉积的重要讨论会，这一会议是这一研究领域的重要里程碑。1963年Sloss在北美克拉通晚前寒武纪至全新世地层之间，以区域不整合为界划分出六大地层单位，称这些地层为“层序”。Sloss的观点在20世纪50年代、60年代以及70年代前仅为极少数人所接受。在20世纪60年代和70年代早—中期，一些学者开展了全球地层对比、全球性海平面变化和在海平面波动条件下形成的地层单元的几何形态研究。1958年Wheeler引入了年代地层图；1963年Hallam首次讨论了全球海平面变化可能是对大洋扩张中心体积变化的响应的思想；1964年Curray首先认识到海平面和沉积物供应之间的关系；1974年Frazier把密西西比三角洲序列划分为退积、加积和前积相，并讨论了自旋回和全球冰川、海面变化对沉积的控制作用。直到20世纪70年代高质量的地震反射资料的出现以及解释技术的发展，真正意义的“层序”概念才被广泛的重视。在20世纪60～70年代的10多年的时间里，Vail和他的同事们研究地震反射资料，形成地震地层学。Vail和他领导的小组推出了著名的全球旋回图以及随后的几个经修改的版本。Vail等将“层序”概念定义为“一套相对整合的、成因上有联系的地层序列。其顶和底以不整合或与这些不整合可以对比的整合为界。”其次，提出了海平面升降作用作为层序演化机理的主导因素，为层序地层学的产生奠定了基础。应用地震地层学理论和盆地范围内的地震资料，虽然初步解决了层序形成问题，但是对层序内部地层的彼此关系并未完全解决。随着研究工作的深入，Vail等人使用了更多的露头、测井资料，进一步完善了原有的理论和概念。1987年Vail及Wagoner在AAPG上发表的论文中首次明确使用了“层序地层学”这一新概念。在层序概念的基础上将每个层序内部，依照海平面的下降、上升，划分为三个体系域。同时把每个体系域内部进一步划分出次一级的单位——准层序；并提出了被动大陆边缘典型层序的沉积和地层分布模式以及一系列有关的新的概念和术语。从而确立了层序内部地层的分布规律及成因联系，为地层划分提出了一个重要的手段和依据。1988年，C·K·威尔格斯等主编的SEPM第42号特刊，标志着一门新的学科——层序地层学诞生了。之后有关层序地层学的论文数量大增，进入了层序地层学的发展阶段。20世纪90年代，层序地层学发展迅速，相继出现了许多分支，如成岩层序地层学、构造层序地层学、高分辨率层序地层学、陆相层序地层学、碳酸盐岩层序地层学等等。这些分支的出现，不断丰富和发展了层序地层学理论和应用领域。目前，层序地层学的发展方兴未艾。1.1.1.2 含油气系统的产生与发展“含油气系统”概念的形成与石油地质学发展和勘探技术的进步密切相关。随着油气勘探技术不断进步，石油地质学理论不断完善和发展，应运而生的出现了“含油气系统”概念。“含油气系统”概念最初是由Dow于1972年在丹佛举办的 AAPG年会上提出的。当时主要是为预测威利斯顿盆地三种主要类型石油分布而研究“石油-源岩对比”。该研究虽然只涉及油源对比，但提出了“系统”一词。随后主要经历了“含油气系统”（Perrodon，1984）、“生油盆地”（Demaison，1984）、“油气机器”（由 Meissner 1984 提出）、“独立含油气系统”（Ulmishek，1986）、“含油气系统”（Magoon，1988）等几个发展阶段。俄国石油地质学者近50年来在油气藏形成分布研究中有В·R·阿弗那塞夫、И·О布罗德、A·A·巴基洛夫、A·Э·康得洛维契、H·A·耶廖明柯等，先后从哲学、系统学、逻辑学和自然科学方面论述了“系统”概念。1996年H·A·耶廖明柯（俄）在出版的《油气地质》一书中，把研究自然界中“系统”概念追溯到十八世纪达尔文的论述，即掌握研究自然直观系统的方法才能取得自然科学知识。俄国学者的论述并没有与石油勘探中的应用有效地联系起来。中国石油地质学家从不同角度提出了一些类似含油气系统的术语和概念，如20世纪50～60年代提出的生储盖及其组合（静态因素）、运移聚集及圈闭的形成（动态因素）。20世纪60～70年代胡见义1963年提出的“有利生油区控制油气藏分布”；胡朝元1963年、1982年提出成油系统和源控论；朱夏1986年提出各项地质因素之间“有着紧密的联系，不能孤立对待，必须在油气系统整体的区划单元中予以考虑”；胡见义等1987年提出“陆相盆地生油中心控制油气富集系统”；油气富集由二级构造带控制（如松辽盆地）和复式油气聚集区带控制（渤海湾、苏北盆地等），即同一个成熟生油岩系，相同的区域盖层封盖，不同类型储层和圈闭，有机的、近似的运移聚集过程的油气聚集单元（提出和完善这一概念的有翟光明、李德生、胡见义等，1978～1991）。这些提法均强调各项必要因素的匹配关系。不同沉积盆地的油气分布规律更是大量出现在各种文献上。研究油气在不同级别地质单元的分布特征，都属于这一单元内油气藏形成地质要素及其相互关系的综合研究。在这个领域中国石油地质学界的研究是相当活跃的，这是与油气勘探及其进展密不可分的。1988～1989年美国联邦地质局（USGS）出版了《美国的含油气系统》与《含油气系统——研究现状与方法》，1991年AAPG76届年会Magoon和Dow主持了“含油气系统——从源岩到圈闭”的专题讨论会。经过20年含油气系统终从源岩走到了圈闭。1994年Magoon和Dow主编出版了《含油气系统——从烃源岩到圈闭》一书。该书的出版可以说是含油气系统研究过程中的一个里程碑。它标志着含油气系统研究已日趋成熟。该书在综合和精炼前人有关含油气系统概念的基础上认为含油气系统是一个天然的系统，它包括一套呈扁豆状的有效源岩和所有已形成的油气藏，并包括油气藏形成时不可少的一切地质要素和作用。近年来，含油气系统作为一种新的研究思路，正在不断地受到重视，成为西方油气地质研究工作中的一个热点。我国近年来也掀起了含油气系统的研究热潮，中国石油股份有限公司还专门设立了“九五”含油气系统科技攻关项目。1996年11月，中国石油学会组织的“中国含油气系统及其在油气勘探中的应用”学术研讨会，会议针对中国的陆相沉积盆地的特点全面讨论了含油气系统的概念内涵、应用范围、研究内容和描述方法，尤其在含油气系统的分类、划分、研究内容和描述方法上有很多创新，初步形成了适合中国陆相沉积盆地的含油气系统概念和方法。

隧道因其变形受到地层约束而产生的一种被动荷载，是地层对隧道结构的反作用力，侧向地层抗力和底部地基反力均可统称为 “地层抗力”

该阶段地层存在东西向（新疆、青海）同一地层不同名现象，经过对比，依据地层命名优先原则进行了统一，取消“阿拉马斯群”，采用狼牙山组。1.小庙岩群（ChX.）出露于昆北柴达木盆地南缘、昆中阿尔格山、石花山一带，高绿片岩相-低角闪岩相变质；与下伏白沙河岩群断层接触，与上覆狼牙山组平行不整合；以石英质岩石为主，主要有石英岩、云母石英片岩、变长石石英岩夹黑云斜长片麻岩与大理岩等。石英岩层位相对稳定，是区域地层对比的重要标志层，叠置厚度2300 m（昆中地区叠置厚度7735 m）。底部以大量石英质岩石的出现与白沙河岩群分界。小庙岩群原岩为杂砂岩、泥质岩及泥砂质灰岩，昆中地区夹少量偏基性火山凝灰岩，属浅海陆缘碎屑岩沉积。小庙岩群变粒岩继承锆石内核年龄，重结晶环带年龄分别为2444 ± 35 Ma、1097 ± 30 Ma（1∶25万冬给措纳湖幅），结合其与上下地层的接触关系定为长城纪。2.赛图拉岩群（ChS.）出露于西昆仑赛图拉、和平桥道班及库地、康矮孜达里亚沟一带，构成昆仑山主脊。为高绿片岩相-角闪岩相变质岩，主要有黑云斜长片麻岩、二云斜长片麻岩、石榴二云石英片岩、黑云斜长石英片岩、黑云片岩、黑云斜长变粒岩、斜长浅粒岩、斜长变粒岩、石英岩夹斜长角闪岩等。下未见底，上与桑株塔格岩群不整合接触，叠置厚度大于8664 m。以副变质岩为主，原岩为一套泥质-长英质碎屑岩夹碳酸盐岩、中基性火山岩。从赛图拉向东至康西瓦一带，主要为大理岩、绢云黑云石英片岩和绢云绿泥变砂岩的不均匀互层，夹凝灰岩和霏细斑岩。形成于活动大陆边缘与大陆岛弧环境。在坎地里克南东侵入于赛图拉岩群的花岗岩获1576 Ma 的 Rb- Sr 年龄（汪玉珍，1983），反映赛图拉岩群的时代上限为中元古代早期，目前将赛图拉岩群的时代暂划归长城纪，考虑到有高角闪岩相变质岩石的存在，不排除跨越古元古代的可能。3.狼牙山组（Jxl） 主要出露于东昆仑阿拉克湖温冷恩-木和德特、诺木洪郭勒东岸及波洛斯太-乌拉斯太一带。岩性组合为白云岩、白云质灰岩、硅质条带白云岩、硅质条带灰岩、硅质灰岩及大理岩夹砂岩、板岩、红柱石角岩及硅质岩，未见底，厚1020 m，产叠层石。沉积环境主要为浅海陆棚。据岩石组合和狼牙山组对比，前人据微古植物和叠层石，将狼牙山组时代定为蓟县纪，目前在没有新的时代依据情况下，仍定为蓟县纪。与下伏小庙岩群和上覆丘吉东沟组均为平行不整合接触。该组在西昆仑于田县普鲁-阿羌一带原称阿拉马斯群，呈岩块状混杂于石炭纪裂谷火山岩中。下部为碳酸盐岩，有白云石化大理岩、块状大理岩；中部为泥质细碎屑岩夹碳酸盐岩，有二云石英片岩、片理化石英岩与大理岩互层、角闪斜长变粒岩、石榴黑云石英片岩、砂质大理岩、石榴二云石英片岩夹蓝晶黑云石英片岩；上部为硅泥质岩夹少量碳酸盐岩，有糜棱岩化石英岩、绢云片岩夹石英大理岩、石英岩等。未见顶底，厚1166 m。变质达高绿片岩相-低角闪岩相。在苏巴什北侧，该组内的斜长角闪岩获 Sm- Nd 年龄1012 Ma，εNd值为＋8.6；前人曾采获叠层石Jacutophyton sp.，故将其时代归蓟县纪。4.桑株塔格岩群（JxSz.）出露于西昆仑阿特奥依纳克以北地区。下部灰白色厚层大理岩、微晶大理岩夹少量绢云板岩、炭质板岩；中部灰黑色炭泥质板岩、变石英砂岩、粉砂岩夹灰岩及少量大理岩；上部浅黄色中、厚层砂质灰岩夹千枚岩、粉砂岩等。不整合于赛图拉岩群之上，上与不同时代地层断层接触，叠置厚度2086 m。总体为一套浅变质的碳酸盐岩与碎屑岩组合，属较稳定浅海沉积。大理岩中产叠层石Conophyton sp.，Baicalia sp.，与东昆仑狼牙山组、塔里木盆地博查特塔格组可以对比，时代为蓟县纪。5.苏玛兰组（Jxs） 分布在于田县普鲁至阿羌一带。由于构造活动强烈，地层出露不全，多呈构造透镜体产出，未见顶、底，厚度不详。岩性组合与铁克里克地区出露的苏玛兰组完全一致，时代属于蓟县纪。岩性特征见塔里木地层区。6.丘吉东沟组（Qbq） 主要出露于祁漫塔格山白干湖断裂带北侧。以碎屑岩为主，夹硅质岩、镁质碳酸盐岩，有长石石英变砂岩、凝灰质变砂岩、石英粉砂岩、石英岩夹凝灰岩、玄武岩，平行不整合于狼牙山组之上，上与志留系白干湖组断层接触，厚925 m。总体为浅变质、低成熟度的陆源碎屑岩夹玄武岩。区域上向东至冰沟、丘吉东沟一带为含炭硅质板岩、粉砂质板岩，丘吉东沟层型剖面上为以碎屑岩为主夹硅质岩和镁质碳酸盐岩，产叠层石Spicaphyton qiujidonggouense及微古植物化石。该叠层石相当于青海柴南缘叠层石组合Ⅴ，即Spicaphy-ton-Conophyton组合，出现在丘吉东沟组上部的硅质白云岩中，是本区分布层位最高的叠层石组合，时代属青白口纪。丘吉东沟组根据岩石组合特征与所含叠层石化石，与中祁连地区的龚岔群可以对比。7.万宝沟岩群（Pt2-3W.）出露于万宝沟、忠阳山、雪水河西侧及水泥厂北侧等地，为中、浅变质的火山岩及碳酸盐岩。区域上形成大小不一的构造块体，严格受断裂控制。主要岩石组合有：灰绿色玄武岩、玄武安山岩、安山岩夹玄武质凝灰熔岩、钠长英安岩、灰岩、大理岩、板岩、硅质岩及微晶、细晶、粒屑、藻屑白云岩和白云质大理岩等。与周围地层均呈断层接触，叠置厚度大于2989 m。总体无层无序，局部有序，变形强烈，形态各异，各类糜棱岩、褶叠层、石香肠、构造鱼等广泛发育，沿石灰厂南断裂带形成韧性变形带。在碳酸盐岩中采得叠层石Conophyton f.，minjaria f.，Kussiella f.，Jurusania f.，Gymnosolen f.等，时代为中、新元古代；变玄武岩中获锆石U-PbSHRIMP年龄1348 ± 23 Ma （1∶25万不冻泉幅），Sm-Nd等时线年龄1141 ± 230 Ma、670 ± 15 Ma（1∶5万万宝沟幅），主体时代为中、新元古代，但作为构造地层体其中可能混杂有古生代地层块体。

地震地层学中最基本的原理是：地震反射同相轴基本上是沉积等时面，而非宏观岩性界面的反映。由此基本原理出发，可以推演出本学科的主要内容：各反射同相轴的系统中断面表示它们反映的沉积过程的间断，这种间断面也具有相对等时性，即此面之上的所有沉积均比此面以下的任何沉积为新，而在上下两间断面之间不被间断面隔开的地层，可视为大体上连续沉积的一个地层单元，称为地震层序，层序的上下边界均被间断面或与其相当的整合面完全封闭。层序内不同地点的沉积虽属同时生成，但其生成环境与岩相成分可能有差异。这种差异反映在剖面上的反射同相轴的平行性、连续性、强度(振幅)、波形及显示频率等特性的变化上。故可从这些显示特征(称为地震相)预测生成环境和岩相成分。

上古生界与三叠系同等发育，泥盆系出露零星，石炭系与下二叠统全区比较一致，中上二叠统侧向变化较大。三叠系非常发育，相变大，同时代地层单位多，结隆群和结扎群分布于唐古拉地区，汉台山群、巴塘群和苟鲁山克错组分布在北部的西金乌兰-金沙江结合带上。1.拉竹龙组（Dl）出露于可可西里的移山湖、山口河及还东河一带，为碎屑岩系。岩性为灰白色中厚层状细、中、粗粒石英砂岩、长石石英砂岩夹灰黑色炭质板岩、土黄色凝灰岩、硅质岩。发育平行层理、楔状交错层理，沉积环境比较稳定。产放射虫化石Entactinids（内射虫），时代为晚奥陶世—晚泥盆世，同时见有晚泥盆世辉绿岩墙群侵入。拉竹龙组的时代为泥盆纪。2.杂多群碎屑岩组（C1Z1）出露于唐古拉山北坡呈带状或片状。深灰色粉砂质板岩夹砂岩，夹炭质板岩、粉砂岩、石英细砂岩、灰岩及中酸性火山岩，局部地段见石膏薄层。扎曲河北侧炭质板岩明显增加，部分地段有薄层煤产出。直根尕卡西恰山一带，泥岩、灰岩增多，砂岩减少，未见煤层。总体是以海相为主的海陆交互相沉积。未见底，厚1152 m。产腕足类 Gigantoproductus cf.giganteus，Pustula altaica，Eomarginifera cf.viseeniana，Crurithyris suluensis；珊瑚 Kueichouphyllum sp.，Lithostrotion pingtangense，Yuanophyllum sp.，Dibunophyllum sp.；菊石Muensteroceras nandanse等。均系早石炭世维宪期的常见分子。杂多群碎屑岩组的时代为早石炭世。3.杂多群碳酸盐岩组（C1Z2）出露范围同前。岩性以生物灰岩、灰岩为主，夹有角砾灰岩、鲕粒灰岩、团粒灰岩、泥灰岩及细粒石英砂岩和泥岩。岩性比较稳定，横向上变化不大。与下伏碎屑岩组整合接触，厚度大于1503 m。形成于浅海环境，其中角砾灰岩、鲕粒灰岩反映出水体处于高能带，为台地浅海-浅滩相。产腕足 Striatifera strata，Gigantoproductus semiglobosus，Eomarginifera viseenina，Echi-noconchus punctaus，Linoproductus cf.corrugatus；珊瑚 Lithostrotion irregulare，Palaeosmilia murchisoni，Clisiophyllum hunanense，Diphyphyllum platiforme；苔藓虫Polypora sp.，其组合为早石炭世维宪晚期。杂多群碳酸盐岩组的时代为早石炭世。4.加麦弄群碎屑岩组（C2J1）出露于唐古拉北坡。以细粒石英砂岩、粉砂质板岩为主，夹长石石英砂岩、石英质粉砂岩、千枚岩、灰岩及炭质板岩。部分地区炭质板岩含量增高，形成煤线，一些地段达到可采厚度并具有一定的规模。与下伏杂多群整合接触，厚度大于1390 m。以滨浅海相为主，底部有海陆交互相的近岸滨海沼泽沉积。炭质板岩中产丰富的植物化石，为温暖潮湿环境。产 腕 足 类 Choristites cf.trautscholdi，Dictyoclostus cf.weiningensis，Neospirifer cf.orientalis，Linoproductus cf.planata；苔 藓 Fenestella sp.；植 物 Archaeocalamites cf.scrobiaulatus，Lepidodendron aolungpylukense，Neuropteris ovata，Rhodea hsianghsiangensis等。腕足类中Choristites的大量出现是晚石炭世的标志；植物化石也以晚石炭世为主。加麦弄群碎屑岩组的时代为晚石炭世。5.加麦弄群碳酸盐岩组（C2-P1J2）出露范围同前。以灰色厚层状微晶灰岩及生物碎屑灰岩为主，夹细粒石英砂岩、泥灰岩、板岩及白云岩化灰岩。与下伏碎屑岩组整合接触，厚度大于664 m。为水体能量较高的浅海相沉积。产腕足类化石 Alexenia cf.mucronata，Avonia cf.subtubereulotus，Choristites cf.pavlovi，Linoproductus cora linealus，L.sinensis；珊 瑚 Syrigopora sp.，Lophophyllidium sp.； Pseudoschwagerina sp.，Triticites sp.，Rugosofusulina sp.，均以晚石炭世为主，其中 化石Pseudoschwagerina是我国华南早二叠世底部的带化石。本组时代以晚石炭世为主，顶部包括一部分早二叠世地层。6.开心岭群（P1-2K）自下而上包括扎日根组、诺日巴尕日保组和九十道班组，各组间均为整合接触。（1）扎日根组（P1-2z）出露于唐古拉山北坡，下部为浅灰色厚层-块状泥晶、亮晶含砾屑砂屑生物屑灰岩，粉细晶泥晶含砂屑生物屑灰岩；中部为暗红色中薄层状含钙质水云母微晶白云岩、灰绿色粉砂质泥岩夹含水云母含菱铁矿细粒岩屑砂岩；上部为浅灰色厚层状生物屑粉晶化泥晶灰岩、苔藓虫骨架灰岩，夹弱硅化亮晶含生物屑砾屑灰岩、暗红色薄层含放射虫水云母赤铁矿泥晶硅质岩。未见底，厚度大于698 m。属开阔台地相、边滩相、礁相及深水盆地相。产中二叠世栖霞早中期Misellina 类组合带分子，时代属中二叠世栖霞期。曲柔尕卡地区， 类化石中尚有晚石炭世的分子Fusulinella obesa，Triticites等。这一带层序不太清楚，层位可能偏低，包括一部分晚石炭世地层在内。（2）诺日巴尕日保组（P2n）出露范围同前。为碎屑岩组合，以细粒长石石英砂岩夹粉砂岩、粉砂质板岩为主，夹砾岩、岩屑砂岩、钙质粉砂岩、泥钙质板岩和薄层状生物灰岩、灰岩，并夹中酸性火山岩及凝灰岩，局部夹薄层石膏。未见底，厚度大于2944 m。以滨海相为主，局部有潟湖相沉积。产 、珊瑚等化石。 化石仍属Misellina带，主要分子有M.sphaerica，M.claudiae，Schubertella rara，Dunbarula sp.，Parafusulina splendens等。属中二叠世栖霞期，与华南相当层位的 类组合可以对比。珊瑚化石属Wentzellophyllum-Szechuanophyllum组合，亦属于中二叠世栖霞期，与川西、藏东、西秦岭、长江三峡以及贵州南部等地的栖霞期珊瑚组合均可对比。（3）九十道班组（P2j）出露范围同前。由碳酸盐岩夹少许碎屑岩组成，有灰色厚层状灰岩、生物碎屑灰岩、碎屑灰岩、砂屑灰岩、生物礁粘结灰岩夹细粒长石石英砂岩和粉砂岩。灰岩中多见硅质条带或结核，局部发育礁灰岩。含大量 、腕足、海百合茎碎片，发育生物介壳滩，为温暖、清澈透明的浅海环境。有粘结灰岩以及反映水体为高能带的内碎屑灰岩、粉晶粒屑灰岩等，其沉积相应为台地边缘生物礁相和台地边缘浅滩相。产大量 化石。底部为Pseudofusulina-Parafasulina带，主要有Parafusulina cf.rothi，P.gigantea，Pseudofusulina vulgris，Pseudofusulina fusiformis，Schwagerina sp.等，为中二叠世祥播阶早期。下部 类化石建Cancellina cf.houchangensis带，主要分子尚有Schubertella simplex，Dunbarula sp.，Chusenella schwagerinaeformis 等；本 带 以 Cancellina cf.houchangensis的始现与结束为划分标志，并以其大量繁盛为特征，时代置于祥播期晚期。中上部层位可建 Afghanella schencki- Neoschuagerina craticulifera 带，主要分子还有Sumateina annae，Schubertella simplex，Dunbarula sp.，Toriyamaia cf.laxiseptata等，属茅口早、中期。其中Afghanella schencki始现层位都是茅口阶底部，属华南地区Neoschwagerina带的典型分子，又是特提斯区分布较为广泛的属种，西秦岭中二叠统杨家河组上部、贵州茅口组中部、青海玛沁、杂多、都兰以及西藏芒康等地茅口阶中均可见及。7.尕笛考组（P2gd）出露于唐古拉山北坡。由火山岩夹灰岩及碎屑岩组成。岩性为灰绿色凝灰岩夹灰岩、火山凝灰质细粒砂岩、硅质泥岩、硅质岩、玄武岩、玄武安山岩、安山玄武质晶屑火山角砾岩，块状火山集块岩、安山质岩屑火山角砾岩、块状亮泥晶砂粉屑核形石灰岩、火山角砾岩、火山集块岩，顶部见少量深红色泥岩。以火山岩的大量出现与消失作为底、顶界的划分标志。未见底，最大厚度2432 m。产丰富的 类化石，主要有 Misellina claudiae，Schubertella giraudi，S.simplex，Yangchienia sp.Schwagerina sp.，Pseudofusulina vulgaris等，属中二叠世栖霞期Misellina带，与诺日巴尕日保组的时代大体一致，为同期异相产物。尕笛考组的时代为中二叠世栖霞期。8.晚二叠世火山岩组（P3va）出露于杂多特龙赛、然者尕哇切吉-吉拉涌一带。以中基性火山熔岩为主夹中基性火山碎屑岩，具陆相火山岩特征。岩性为灰绿、灰紫色玄武岩、安山岩及中基性火山角砾岩、角砾凝灰岩夹少量流纹岩。与下伏诺日巴尕日保组不整合接触，其上被三叠纪结扎群不整合覆盖，厚度大于1500 m。底部有厚45 m 的紫色复成分砾岩，具明显的底砾岩性质。本组被上下两个不整合界面所限定，时代在中二叠世与三叠纪之间，定为晚二叠世。分布局限，横向延伸情况不太清楚，有待进一步工作。9.乌丽群（P3Wl）包括下部的那益雄组和上部的拉卜查日组，二者整合接触。与下伏开心岭群平行不整合接触。（1）那益雄组（P3n）出露于唐古拉山北坡。为含煤碎屑岩夹少量灰岩及火山岩。岩性下部为灰绿、灰黄色长石石英砂岩与灰黑色粉砂岩及泥岩构成的韵律层，夹灰绿色蚀变安山岩及煤层；上部浅灰色生物碎屑灰岩、灰岩与炭质板岩组成的韵律和大套的蚀变安山岩、灰褐色安山质晶屑岩屑凝灰岩互为夹层。温泉兵站地区，与下伏九十道班组平行不整合接触，底部有厚大于40 m的底砾岩，有紫红色砾岩、含砾砂岩。厚度大于1224 m。为海陆交互相-浅海相沉积。含大量腕足类化石，主要有Neoplicatifera huangi，Spinomarginifera kueichowensis，Old-hamina anshunensis，O.grandis等； 类Reichelina sp.；属晚二叠世长兴阶早期。（2）拉卜查日组（P3l）出露范围同前。由灰、深灰色碳酸盐岩夹碎屑岩及煤层组成。下部为深灰色中厚层微晶生物碎屑灰岩、含铁微晶砾屑灰岩及生物屑砂砾屑灰岩不等厚互层；中上部为浅灰色生物碎屑灰岩，含泥质生物碎屑灰岩及海绵礁灰岩。曲柔尕卡地区夹有晶屑岩屑沉凝灰岩。与下伏那益雄组整合接触，厚大于945 m。为浅水碳酸盐缓坡相沉积，局部含海岸平原湿地相沉积。产丰富的腕足类化石，有Oldhamina anshunensis，Neoplicatifera huangi，Spinomarginif-era sp.，S.kueichowensis 等，为 晚 二 叠 世 晚 期。 Codonofusiella sp，Rechelina cf.changhsingensis；以及非 有孔虫等，时代亦为晚二叠世晚期，其中 Rechelina cf.changhsingensis是我国喜马拉雅区二叠纪长兴期晚期的带化石。拉卜查日组的时代为晚二叠世晚期。10.汉台山群（P3-T1H）出露于可可西里蛇形沟、玉树可君一带。岩性下部为不等粒岩屑石英砂岩、岩屑长石石英砂岩、石英岩屑砂岩夹粉砂岩、粉砂质板岩，局部夹砂质灰岩，底部有2～5m厚的砾岩层；上部以微晶灰岩、生物碎屑灰岩为主，夹角砾状灰岩、灰质角砾岩。不整合于通天河蛇绿混杂岩之上，玉树地区不整合于下泥盆统依吉组之上，视厚度约1700 m。产晚二叠世和早三叠世晚期两组生物群。晚二叠世生物群有Reichelina changhsingen-sis，R.cribroseptata，Dunbarula palaeofusulinaeformis，Codonofusiella lui，C.cf.pseudolui；有孔虫 Glomospira vulgaris，Tuberitina collosa 等。早三叠世生物群有双壳类 Palaeoneilo cf.oviformis，Mytilus praecursor，Leptochondria virgalensis等；牙形刺Neogondolella cf.jubata，Neospathodus timorensis，Neospathodus waageni。汉台山群的时代为晚二叠世至早三叠世。11.结隆群（T2J）零星出露于玉树麦龙涌-格陇一带，呈断块状分布。岩性为灰色粉砂质板岩、千枚状粉砂质板岩、砂质灰岩、泥晶灰岩、灰绿色变中细粒长石石英砂岩、长石砂岩。与巴塘群及结扎群断层接触，视厚度为1432 m。含黄铁矿晶体，化石较少，以半浮游型的头足类为主，化石多发现在层面上，具异地埋藏特征。属还原低能的次深海沉积环境。产 头 足 类 化 石 Paraceratites sp.，Japonites yushuensis，Balatonites gracilis，B.disparicostatus，B.xizangensis，Acrochordiceras cf.carolinaei；双壳类Halobia sp.常见于云南、贵州、四川、西藏和青海南部等地的Anisian-Ladinian期地层中，但多见于Anisian期。因此结隆群的时代为中三叠世。12.巴塘群（T3B）出露于西金乌兰湖至玉树地区。下部为灰色中厚层状细粒石英砂岩、泥钙质板岩、板岩及长石石英砂岩、粉砂岩，沉积韵律明显，砂岩见粒序层理，发育鲍马序列，为深海次深海相浊流沉积；中部为泥晶灰岩、碎裂块状灰岩夹少量灰黑色薄层状灰岩、暗绿色安山岩、中基性熔岩、砂岩、板岩以及玄武岩、火山角砾岩、中酸性凝灰熔岩，为滨、浅海碳酸盐台地相-台地前缘斜坡相；上部为紫红色含砾中粗粒长石石英砂岩、粉砂岩、页岩、片理化石英砂岩、片理化泥钙质石英粉砂岩。为滨浅海相沉积。未见底，厚度大于1902 m。产大量化石，下部产双壳类Halobia pluriradiata，H.convexa，为Carnian期，菊石Pro-trachyceras sp.，亦为 Carnian 期。中部产双壳类 Halobia yandongensis，H.superbescens H.qinghaiensis，Cuneigervillia gigantean，显示 Carnian-Norian 期。上部产双壳类 Halobia baqingensis，H.superbescens，H.yunnanensis，Unionites aff.lutrariaeformis 等，均为晚三叠世诺利期。上述双壳类动物群均见于云南、贵州、西藏和青海南部以及阿尔卑斯地区，为晚三叠世卡尼-诺利期的代表分子。巴塘群的时代为晚三叠世晚期。13.苟鲁山克错组（T3g）出露于可可西里节约湖、明镜湖、寨冒拉昆，乌兰乌拉湖地区的塞日布米至八一湖一带以及沱沱河尹日记—苟鲁山克错一线，是西金乌兰-金沙江构造混杂岩带上叠盆地内的三叠纪地层。下部为灰色中厚层状不等粒变质钙质凝灰质长石岩屑砂岩、长石岩屑砂岩、粉砂岩夹砂质板岩，砂岩底层面发育槽模、沟模，普遍具正粒序层理，发育鲍马层序；上部为粉砂质板岩、粉砂岩夹中细粒长石岩屑砂岩、长石砂岩，顶部有复成分砾岩、长石石英砂岩、岩屑石英砂岩、粉砂岩、粉砂质板岩。未见底，厚度大于3047 m。下部以陆缘斜坡海底扇环境为主，并伴有浅海碎屑岩沉积；上部沉积盆地处于较稳定、水动力较弱的陆棚沉积环境，顶部为滨、浅海相沉积环境。产双壳类Halobia cf.parallela，H.talauana，Daonella sp.。多见于云南、四川、藏东、青海玉树地区上三叠统。前人曾在本组中采得植物化石Hyrcanopteris sinensis，为晚三叠世诺利期标准分子。同时还发现有牙形刺Epigondolella postera，E.abneptis spatulatus，均为晚三叠世Epigondolella动物群的重要分子，其中后者还分布于西藏聂拉木地区扎木热组（T3z）、达沙隆组（T3d）和曲龙共巴组（T3q）下部，时代为卡尼期至诺利期。苟鲁山克错组的时代为晚三叠世。14.结扎群（T3J）分为3个组，由下而上为甲丕拉组、波里拉组和巴贡组，三者间整合接触。与羌塘地区不同的是该区含有火山岩夹层。（1）甲丕拉组（T3j）主要出露于唐古拉山地区。岩性为灰紫色厚层中细粒岩屑石英砂岩、岩屑长石砂岩夹巨厚层复成分砾岩、含砾粗砂岩、长石石英砂岩、泥质粉砂岩及微晶灰岩透镜体，局部夹中基性火山角砾岩。曲柔尕卡地区，上部为玄武岩、玄武安山岩、安山岩、安山质火山角砾岩，安山质集块岩。纵向上构成下粗上细的海进旋回；横向上砾岩、砂岩、粉砂岩和灰岩的比例各地不一，火山岩分布尤其不均，形成北西-南东向延伸的面状分布。底部为三角洲-滨浅海环境，向上转变为火山活动频繁的滨浅海-浅海环境。与下伏乌丽群不整合接触，厚度大于3026 m。产 植 物 化 石 Equisetites rogersii，E.arenaceus，双 壳 类 Halobia talauana，H.yandongensis，H.superbescens，Myophorigonia gemaensis，时代属晚三叠世卡尼期。（2）波里拉组（T3b）主要出露于唐古拉山东北部，是结扎群中分布最广的地层。为深灰色含生物泥晶灰岩、亮晶灰岩、白云质生物灰岩、灰质白云岩夹紫红色岩屑长石砂岩，局部地段见石膏、安山岩及中基性凝灰岩。与下伏甲丕拉组整合接触，厚度大于1540 m。横向上变化不大，生物繁盛，为浅海相沉积环境。产腕足类 Yidunella magna，Zeilleria elliptica，Mentzelia sp.，Oxycolpella oxycolpos，Timorhynchia nimassica，Septamphiclina qinghaiensis等。皆为晚三叠世晚期的化石组合。波里拉组的时代为晚三叠世。与南羌塘区总体比较相近，不同的是该区含有凝灰岩并夹有薄层石膏。（3）巴贡组（T3bg）出露范围同前。为灰、灰黑色含煤碎屑岩夹少量灰岩和火山岩。主要为长石石英砂岩、石英砂岩、粉砂岩、炭质页岩夹灰岩透镜体及煤层，产大量动植物化石。与下伏波里拉组整合接触，厚2234 m。为海陆交互相含煤碎屑岩沉积。属滨海沼泽环境，局部为潮坪潟湖环境。产双壳类Halobia sp.，Cardium sp.；植物化石Hyrcanopteris sevanensis，H.cf.sinensis，Pterophyllum cf.jaegeri，Otozamites sp.，Clathropteris meniscioides，Anomozamites sp.，Ptero-phyllum minutum。双壳类为晚三叠世；植物化石属南方型的Dictyophyllum-Clathropteris组合，为晚三叠世诺利期。与羌塘区同为碎屑岩沉积夹煤线，不同的是该区含有火山岩。