中国东北部地区的华夏构造体系

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辽东地区在早前寒武纪属华北地块的结晶基底，中元古代海水仅达汛河海湾一带，辽东－吉－黑东部均为古隆起区。但到新元古代青白口纪，辽东—黑龙江东部(龙东)古陆内部出现了强烈坳陷区。青白口纪晚期，辽东古陆整体下沉，全被海水淹没，辽西海盆缓慢下沉。青白口纪末辽西海盆及汛河海湾全部抬升成陆，从而结束了长期沉积的历史。震旦纪继承青白口纪环境，由辽东直达黑龙江东南形成北东向海槽。在黑龙江东部海槽分两支，一支沿牡丹江经向构造带的南北槽地(沿张广才岭—依兰一线)延伸;另一支沿敦化－密山断裂带呈北东向延伸，青白口系和震旦系发育良好。这期间因近东西向隆坳叠加，在区域沉积建造、展布特点上有所复杂化，但总体形态无大的变化;只是活动强度不一，南弱北强，沉积类型差异较大。从青白口纪—震旦纪本区明显地有别于华北地块，而更相似于华南－扬子地块，确切些说它处于两大地块间的过渡带。古生代早期，太子河海盆与复州海盆沟通，复州海盆东与朝鲜海区相连，南与鲁西—徐淮海区沟通，晚寒武世北东向次级海盆发育，奥陶纪太子河海盆、复州海盆为开阔陆表海，具稳定型内源碳酸盐岩建造，吉林、黑龙江为活动型火山复理石建造。志留纪—泥盆纪，辽东地区到吉、黑东部均缺失沉积物，加里东运动在辽东地区表现为隆升，而在吉、黑东部则表现为强烈变形变质作用，并伴有花岗岩浆侵入。这种差异可能是由于两段基底性质不一(南段刚性强，北段刚性较差)所致。晚古生代在辽－吉－黑东部隆褶带上未发现早石炭世沉积，而西部则广泛发育活动型沉积。中石炭世，西部为滨海沼泽、边缘海硅质条带灰岩－滨海碳酸盐岩－砂泥质岩建造，东部为海相碳酸盐岩建造;晚石炭世，西部为陆相含煤灰色复陆屑建造，东部仍为海相，局部为陆相或海陆交互环境，二叠纪基本继承石炭纪的环境，北部为陆源碎屑岩－火山岩－砂页岩及碳酸盐岩建造，晚期为海陆交互沉积，南部以湖沼相为主有海相夹层(复州凹陷)、河流冲积复陆屑建造;早、中三叠世，在辽－吉－黑东缘有不同程度的沉积。整个带上华力西运动表现不清，且一些地区二叠系—中下三叠统表现为连续沉积;但中三叠世末期到晚三叠世末期全区都遭受了强烈的挤压变形变质并伴有强烈岩浆活动，形成一系列北45°～55°东的复式隆褶带或断褶带。这些特点与扬子地块相似。印支运动以后中国陆壳进入新的地质历史发展时期，辽－吉－黑东部也进入大陆边缘活动阶段。本区主要华夏系构造带有以下几条。

1)太平岭－虎林构造带:在黑龙江省东南边缘地区，沿敦化－密山北东向断续带两侧，断续出现有北东向褶皱、挤压性断裂带和印支期中酸性岩浆岩带，并向西南延入吉林延吉地区。它们若隐若现地显示出前燕山期有一个北东向构造岩浆变形变质带。它应属于华夏构造体系的组成部分。

2)张广才岭－老爷岭构造岩浆带:该带展布于敦化－密山断裂带与依兰－伊通断裂带之间。其主体沿吉黑交界的张广才岭向西南经蛟河西侧松花湖一带，沿老爷岭延经永吉—磐石间分布，轴部为晚华力西－印支期花岗岩带。

3)浑江断褶带:这个断褶带是在青白口纪至古生代末期浑江坳陷的基础上，经晚华力西－印支运动而形成的北东向断褶带，总体为一复向斜，核部为石炭系—二叠系，两翼由奥陶系—青白口系组成。

4)鸭绿江－绥芬河断褶带:该断褶带的主体是绥芬河－延边复向斜、鸭绿江－松江带。这个断褶带展布于太平岭复背斜和浑江断褶带东南侧，向东北可能延入俄罗斯。从建造资料看，该断裂形成于华力西－印支期，断裂西南段位于印支期形成的浑江槽地东南侧，北段控制华力西晚期—印支早期的基性—超基性岩体群，燕山期前表现为逆钟向压剪性，错移距离达30km左右。晚三叠世—侏罗纪转为拉张或张剪性活动，控制了晚三叠世、晚侏罗世及白垩纪的沉积和火山喷发活动。

华南地区的华夏系

华南地块成矿省西界为红河断裂，北界为师宗—弥勒断裂为界，是在华南地块基础上发育起来的（图4.1）。该成矿省包括4个次级成矿单元：越北隆起成矿带（V1）、河江—高平—太原断褶成矿带（V2）、大新—德保—安龙断褶成矿带（V3）和越南沿海多金属成矿带（V4）。越南北部的多个大中型铜镍矿床、金矿床、铅锌矿床均分布在该成矿省，如老街—范士坂铜矿区，其探明铜储量达数百万吨；老街—安沛铁矿带，长200km，宽20～30km，包括老街博萨、保和勒村，文磐贵乡、安沛大朴等大、中型铁矿床，是越南资源潜力最大的铁成矿省。

4.2.5.1 越北隆起成矿带（V1）

该成矿带位于越北准地台西部，在红河深断裂与河江—文山断裂之间。基底元古宇变质岩系发育。产有含铁石英岩矿床、石英岩矿床和大理岩矿床。盖层仅有下寒武统，泥盆系，三叠系散布于隆起边缘，在老街下寒武统变质岩系中产有磷灰石（老街磷矿）和石墨。在基底岩系中有岩浆岩侵入，形成巨大的片麻状微斜长石二云母花岗岩或浅色碱性花岗岩，同位素年龄650Ma。分布于穹隆边缘的水浒花岗岩带，北西可与个旧—文山—马关花岗岩带连接，主要形成于白垩纪。此外，还有零星散布的三叠纪、侏罗纪—白垩纪的小型黑云母花岗岩或二云母花岗岩体，与这些侵入岩体有关的矿化有锡、铅锌矿化。沿齐江深断裂展布的一些印支期（三叠纪）超基性岩，花岗岩的小岩体产有宝石矿。金属矿化有铁、锡（钨）、铅、锌矿化等。

该成矿带北西进入云南境内，与个1日—马关锡、钨、铅、锌、银、锑成矿带相连，有与晚白垩世花岗岩关系密切的马关县都龙、个旧市卡房—老厂、蒙自县白牛厂等大型锡多金属矿床，有构造裂隙控制的建水县荒田、砚山县芦紫冲大中型铅锌矿床和广南县母利、西畴县小溪坝大中型锑矿床（Econmic and Social,1990）。

4.2.5.2 河江—高平—太原断褶成矿带（V2）

该成矿带是越北黑色、有色金属的主要成矿区。它西界于河江—北件断裂，南界于太慈—同登断裂，东止于富宁（中国）—高平（越南）断裂带。因此该成矿带向北东延伸到中国云南、广西。主要地质事件是在晚三叠世大规模隆起，包括三叠系在内一起形成呈北东向宽缓褶皱，多呈短轴状穹窿构造。同时，邑比花岗杂岩体沿断裂高侵位并穿过穹窿核部，中生代晚期继续隆起，在晚白垩世—古近纪时，几个浅色含锡花岗岩体沿穹窿及深断裂交叉处侵入，在高平、三岛山附近与安川盆地分界，断裂带有基性—超基性和花岗岩体侵入，年龄值为178～90Ma，时代为晚三叠世—早白垩世。构造线呈北西向的褶皱构造和北西、北东、南北向三组断裂带组成弧形构造带。泥盆纪陆源—碳酸盐岩建造是本区重要含矿层位，几乎所有的铁、锰、钛和锡多金属矿床的形成与其密切相关；其次是晚二叠世地层底部的铁铝层是铝土矿的产出层位。该成矿带可划分3个三级成矿单元：谦河铁矿区、叠加其上的高平—谅山锰、铝矿带和北件（丰格）锡多金属矿带（Econmic and Social,1990）。

4.2.5.3 大新—德保—安龙成矿带（V3）

位于华南地块成矿区的最东侧，呈北西向展布，出露地层主要是新太古界至志留系和下泥盆统至中三叠统。主要矿化为铝、锰和金。典型矿床有大新锰矿、德保铝土矿和安龙、兴仁金矿。总之，该成矿区矿产资源丰富，是寻找铁、铜、镍和富锰的重要远景区（Econmic and Social,1990）。

4.2.5.4 越南沿海多金属成矿区（V4）

构造上可能为华力西期褶皱带，它与安州盆地以东西向弧形的东湖—芒街深断裂为界。由早古生代线状褶皱经过区域变质的浅变质碎屑泥质建造组成，不整合面上是晚古生代的碳酸盐岩建造为主的岩层，再上又是一个不整合面上的晚三叠世诺利期含煤建造。本区岩浆活动仅有小规模的侏罗纪—白垩纪花岗岩体呈零星散布。构造上发育东西向线状褶皱，和呈东西向延伸的断层，且被北西向断层切割。沿东西向断裂零星分布有铜、锡、铅锌、锑矿点和滨海型钛铁砂矿，如鸿基铜矿点，锦着伟晶岩锡矿点、平辽—芒街铅锌、锡矿点和芒街—先安沿海钛铁砂矿（Econmic and Social,1990）。

作为洲际成矿带——特提斯成矿带的一个重要组成部分，东南亚中南半岛经历陆核形成、板块活动和板内活动三个演化阶段，每个阶段都有其复杂的演化历史和特征的矿产。尤其是自古生代以来，历经古特提斯和新特提斯多旋回的周期性洋陆转换，构成现在的大地构造格局和丰富多样的矿产资源。在古老陆核结晶基底区形成沉积变质型铁、铜和稀土矿床（分布于元古宙范士坂变质结晶基底中的老街博萨大型火山变质沉积铁矿床，和老街辛归大型沉积变质型铜（稀土）矿床）。在板（断）块的结合带形成典型与基性—超基性岩浆活动有关的铬铁和铜镍硫化物矿床（越南清化古定大型铬铁矿床，塔布版福大型铜镍硫化物矿床，缅甸若开铬铁铜成矿带以及杭巴—望濑铬铜金成矿带等）。在板内沉积凹陷区形成盐类矿床（泰国呵叻高原特大型钾盐—石膏矿床以及老挝万象特大型钾盐矿床）。在造山带的各个演化阶段形成与花岗质岩浆活动有关的斑岩铜金矿床（老挝Sepon矿床），火山沉积改造型铅锌矿床（中缅毗邻区金腊矿床），造山带型金矿床（缅甸Modi Tang-Nankwe矿床）以及与S型花岗岩有关的钨锡矿床（东南亚西、中和东锡（钨）矿带。

东南亚中南半岛具有极其复杂的地质演化历史，由于整体研究程度较低，作者对成矿带的划分是初步的，随着研究工作的不断深入，必将会有新的发现和认识。

青海湖盆地

在秦岭-大别山系以南的华南地区,华夏构造体系分布相当广泛,以规模巨大的隆起带为主体,构造成分以复式褶皱和断裂为主,也有花岗岩-混合岩带、热动力变质带、韧性剪切带。按形成时期华夏构造体系可以划分出加里东期和印支期两期,由于受到其他构造体系的限制和强烈干扰,多呈S形分布。另外,在前震旦纪系中还存在一些古北东向构造带。华南地区的华夏构造体系包括3个一级隆褶带,从西向东为龙门山-玉龙雪山隆褶带、天目山-九岭山-雪峰山隆褶带、闽-赣-粤隆褶带,以第二带规模最大,第三带次之。3个隆褶带之间为大型的川黔古生代坳褶带及湘桂粤赣晚古生代坳褶带,构成北东向“三隆二坳”的华夏系构造格局。

(1)龙门山-玉龙雪山隆褶带

该带总体呈北东向伸展,向东北抵汉中,与北西西向祁连-大别带相交接,被秦岭纬向带所斜接复合,向西南经康定与北西向丹巴复背斜和川滇经向带反接复合,过川滇经向带后经锦屏山、玉龙雪山,西南延至点苍山东侧,与北西向的哀牢山构造带反接复合。它横断扬子-塔里木地块中部,又被川滇经向带分割为两段,东北段称龙门山断褶带、西南段称盐源-丽江断褶带,以广泛发育推覆构造为其特征。

图2.28 辽南-徐淮型震旦纪S型海盆示意图(据李自坤,1985,修改)

①龙门山断褶带:北起陕南勉县,经广元-茂汶、灌县-宝兴、天全,斜插入川滇经向带达泸定以远,长达500km、宽仅25~40km由北东向的褶皱、扭压性断裂、挤压破碎带组成,总体呈北40°~50°东方向延展。组成该构造带的主要构造形迹是4个复背斜、3个复向斜和4条规模巨大的走向压性、扭压性断裂带。4个复背斜分别称轿子顶-牟托复背斜、彭灌-九里岗复背斜、宝兴复背斜和天井山复背斜。前三者之核部出露前震旦纪及晋宁-澄江期中酸性岩浆岩,两翼由震旦系-三叠系组成,它们呈多字型斜列,系主构造带遭受逆钟向扭动作用所致。3个复向斜是武安复向斜、盐井-五龙复向斜、唐王寨-仰天窝复向斜,卷入地层为震旦系-三叠系,其间未见角度不整合,单个褶皱轴向北45°~60°东,两端作S状弯转,雁列轴北45°东。4条巨大断裂是青川断裂带、茂纹断裂带、北川-映秀断裂带和江油-灌县断裂带,它们走向为北45°~60°东,延长200~400km左右,前三条切割三叠系及以前的岩层、岩体,后一条切割了侏罗系,断面均倾向北西,倾角一般50°~80°;北川-映秀断裂南段倾角仅20°,断面波状弯曲,斜冲擦痕常被水平擦痕掩盖,断裂构造岩发育,断裂带在剖面上呈叠瓦状。根据其变形特点和切割地层关系,这些断裂主要形成于印支期,燕山期还有所活动,而喜马拉雅期则表现为逆冲推覆与顺时针向水平错移(图2.29)。它们与青藏高原隆升向东推挤和经向带挽近活动具有成生联系。

②盐源-丽江断褶带:它斜贯于川滇经向带与三江经向带之间,过去称为扬子地块西缘坳陷,它大体被夹持于北东向的金河-箐河断裂带与小金河断裂带之间,是古生代以来长期处于缓慢沉降的地带,盖层发育齐全,最厚达16500m,尤以泥盆系和石炭系发育良好,带内基底岩系未出露,震旦系-三叠系中统的沉积建造多属扬子型,晚三叠世以来则与扬子型有差异。从变形特点看,可分为金河-永胜褶断束与盐源-鹤庆坳褶束两个次级单元。从区域建造资料分析,盐源-丽江断褶带主要在印支运动褶皱隆升,而加里东运动也对本区有重要影响,使其两端缺失志留系,一些地区泥盆系平行不整合于震旦系灯影组之上。

③龙门山-玉龙雪山断裂带:此系任纪舜所划的龙门-玉龙深断裂。总体呈北东向,斜贯川、滇两省,北东端达汉中一带,南西段直抵哀牢山断裂带,其后期活动是否超过哀牢山而抵滇西南,认识尚不一致。

图2.29 彭县天台山-白鹿顶飞来峰构造剖面图(据《四川省区域地质志》,1991)

图2.30 盐源推覆构造剖面图(据《四川省区域地质志》,1991)

该断裂的主要组分有东北段的小金河断裂、北川-映秀断裂和茂汶断裂,西南段称小金河-三江口断裂、金棉-丽江断裂和箐河断裂,一般均属深大断裂。总的走向为北东向。古生代-三叠纪由南向北沉积环境逐渐加深,沉积厚度逐渐加大。西南段的箐河-金河断裂在新元古代曾有过较强的活动。华力西晚期沿几条断裂也发生过较强的活动,沿箐河断裂、小金河-三江口断裂、金棉-丽江断裂均有基性岩浆的喷发和侵入活动。这些特征表明,这一组断裂在古生代-三叠纪有过明显的拉张活动。该断裂系向东北经盐源一带,在川滇经向带西侧逐渐偏北,呈北北东向,渐与经向构造体系的雅砻江断裂带斜接-重接复合,沿带逆冲推覆构造和飞来峰发育(图2.30)。

川西北龙门山段,主要有茂汶深断裂,北川-映秀深断裂和江油-灌县大断裂。北川-映秀深断裂带为前人所称之龙门山主中央断裂,它走向北东,长达400km以上。断裂带平面上多分叉复合,断面波状,并有叠置的推覆岩片夹于其间。龙门山断裂带的基本特征是:推覆挤压带后部上叠岩片经受韧剪切形变,中部以韧性形变为主伴有脆性形变,前部下置岩片属脆性形变;从变形特点看,后部为动力变质,有中压动热渐进变质带及混合岩化现象,中部仅沿剪切带的劈理、片理中出现新生应力矿物或变质矿物,前缘岩片基本上无变质作用;从运动学特征看,剪切滑移而伴生的拖曳柔性剪切褶皱轴面、滑移剪切擦痕、砾石拉伸线理、矿物旋转方位等均一致指示推覆岩片自西北向东南方向逆冲运动;从推覆时间看,自西而东从印支末期开始,经燕山期至喜马拉雅期,表现了构造应力多阶段多期次连续向东南挤压、迁移、依次推叠的过程。

龙门山-玉龙雪山构造带最显著的结构特点是,沿构造带推覆构造或推覆体广泛发育。它的主体部分基本上是由众多的推覆体和飞来峰所组成,尤其是龙门山地区,可以说是由推覆体堆砌而成的推覆山脉。航磁资料表明,该构造带处于区域性北东向负异常带,其中的局部升高的线性异常和连续负异常梯度带显示了主要断裂带的位置,异常带内基本上不存在强磁异常,即使在已出露的岩浆岩体上磁异常仅90nT,且呈自行圈闭的孤立异常,这说明该磁性体延深有限。横穿“彭灌杂岩”的重、磁剖面证明杂岩体延深不大,为漂浮“无根”的杂岩体。该带的褶皱变形变质作用,主要发生在印支运动期间,它是在印支运动挤压变形逆冲的基础上,主要断裂转为逆冲推覆,发展成形于燕山期,定位于喜马拉雅期,形成规模不等的推覆构造和飞来峰,沿龙门山-玉龙雪山构造带的前缘不仅有侏罗纪、白垩纪磨拉石建造,也有古近-新近纪、第四纪磨拉石建造,表明这个推覆带的发展具有长期性和多阶段性。推覆构造的冲断带在剖面上多呈犁式,倾向西北,倾角在地表一般为50°~60°,向下往往变得很缓,仅5°~10°。据石油地震资料,龙门山区在地表下21km左右有一低速层,是理想的主滑移面,关于推覆体位移距离,根据飞来峰现在的位置与其岩性、时代相似的根带位置,推算其最大位移距离为30~40km。由于该带挤压推覆发生于地壳浅部,无深层次构造背景,所以无相应的岩浆活动和超变质作用,但主断裂带后部及中部已有中高压渐进动热变质作用、混合岩化和应力矿物出现。青川大断裂中有蓝闪石相高压变质岩带和顺片理分布的花岗岩脉群带,同位素年龄为223Ma,亦属构造动力变质产物。

(2)天目山-九岭山-雪峰山隆褶带

该带是华南华夏构造体系的主体,包括江南隆起及其边侧的褶断带。古生界褶皱(包括部分新元古界褶皱)为主的北东向构造保存较完整,形成一个较连续的反S型华夏系构造带。隆褶带核部为前震旦纪浅变质岩,古生代及早、中三叠世地层组成其宽大的两翼,向东隐伏于苏南平原之下,并继续向黄海和东海之下延伸。北东向苏州隐伏断裂带是其重要成分。该带向南西横贯黔中地区。该隆褶带内的华夏系构造,除定型于印支期的华夏系晚期构造外,还有由下古生界组成的华夏系早期构造,两者轴向一致,变形相似,但强度不一,它们以加里东运动为界面;另外,还归并了由中新元古界组成的古北东向构造带,它们的方位相近,继承性活动十分明显。该隆褶带在早古生代时期是东南沿海活动性沉积区(槽区)与西部稳定沉积区(台区)的分界带,至晚古生代初期,又是东南部“华夏古陆”的西北边界。由于后期受到其他构造体系的严重干扰,使其方位偏转,形态奇特,南北翼很不协调,甚至被掩覆而不连贯,组成北东-北东东-北东向的反S形构造。主要组成成分如下。

①天目山-怀玉山隆褶带:为天目山-九岭山-雪峰山隆褶带的北东段,位于苏、皖、赣毗邻的怀玉山、天目山区,由天目山-怀玉山复式隆起带及一系列断裂带和一些花岗岩岩体组成,包括安吉-祁门-景德镇复背斜带及其南、北边侧的杭州-开化复向斜带、宣城-东至复向斜带等3个I级构造带。安吉-祁门-景德镇复背斜带为北东向,轴部大体位于祁门-景德镇一带,由中元古界板溪群、双桥山群浅变质岩及震旦系组成,两翼为下古生界及下、中三叠统。由古生界组成的天目山复背斜带是其东延部分,再向东隐没于江苏平原之下。宣城-东至复向斜带包括牌楼复向斜、七都复背斜、太平复向斜等一系列开阔型褶皱,轴向北40°~60°东,主要由古生界组成,背斜轴部为前寒武系或寒武系,向斜核部为志留系或二叠系、三叠系。杭州-开化复向斜带,由北50°东的杭州-开化复向斜以及南翼的临浦-寿昌、兰溪-江山复向斜和北翼的武康-鲁村、长兴-孝丰复向斜组成,并由下古生界及上古生界和中、下三叠统分别构成轴向相近的早、晚两期华夏系构造形迹。

该隆褶带内与之伴生的区域性断裂也很发育,主要有江南、皖浙赣、赣东北、江山-绍兴等“深”大断裂,它们主倾东南,多期活动和推覆、滑覆特征明显。以江南、江山-绍兴断裂带为例简介之。

——江南大断裂带:斜贯于皖南山区,经宣城、东至,向西与江西修水-德安深断裂相接,向北延至江苏溧阳一带,切割印支期侵入岩,沿断裂带为航磁异常递变带。它形成于加里东期,对古生界岩相、厚度和生物群有明显控制作用,定型于印支期。

——江山-绍兴“深”断裂带:该带规模巨大,长280km,宽约10km,略呈S形,航磁表现为宽达数千米的异常带。沿断裂带多期变形变质、岩浆活动强烈,但古生代-中生代早期的活动可归属华夏构造体系。该断裂带北西侧双桥山群和东南侧陈蔡群韧性变形强烈,逆冲断裂发育,形成叠瓦式对冲构造带及宽达10km的混合石英闪长岩带、片理化混合斜长花岗岩带及千糜岩带,并有大量透镜状超基性岩产出。该断裂多被视为是江南、华夏两个古陆块在晋宁期和加里东期对接碰撞的产物。值得指出的是,被志棠组不整合覆盖的前震旦系变质基底中的上述北东向挤压性构造是有别于早、晚期华夏系的古北东向构造带。

②幕阜山-九岭山隆褶带:为天目山-九岭山-雪峰山隆褶带的中段,主体为由幕阜山复背斜带和九岭山复背斜带组成的隆褶带,其南、北侧分别为萍乡-乐平复向斜带及湖口-通山复向斜带。复背斜轴部为中新元古界浅变质岩系及花岗质杂岩体,两翼为古生界及下三叠统;复向斜轴部主要为下三叠统,两翼为古生界。幕阜山复背斜带走向为北东-北东东,略呈向西北凸出的弧形。其南面尚有武功山复背斜带与之相随。

在幕阜山-九岭山隆褶带边侧,同向断裂带十分发育,修水-德安、宜丰-南昌、萍乡-广丰等断裂带是其代表。它们多期活动明显,有些还具强烈的推覆、滑覆特征。修水-德安断裂带位于九岭隆起北缘,构造混杂岩块发育,韧性变形明显,控制古生界沉积及燕山期花岗岩带展布。宜丰-南昌断裂带位于九岭隆起南缘,倾向北西,倾角大于60°,由一系列叠瓦式逆冲断层组成,脆韧性变形十分明显,并控制中元古代火山岩带及中新生代基性-超基性杂岩带展布。宜丰-南昌断裂与其南的上高七宝山-高安新街逆冲断裂带,在印支-燕山期向南逆冲,共同构成双带式逆冲扇或双重逆冲构造(图2.31),组成九岭南缘逆冲推覆构造(朱志澄等,1987)。萍乡-广丰断裂位于武功山隆起北缘,为扬子地块与华南褶皱系的分界断裂,并对应深部构造变异带,对新元古界、下古生界的沉积厚度有明显控制作用,此外还有基性超基性岩体产出。

图2.31 宜丰敖桥-上高七宝山构造剖面图

③雪峰山-雷公山隆褶带:属天目山-九岭山-雪峰山隆褶带的西南段,以大型隆褶带为主,同向断裂带也很发育,被沅麻盆地分隔,北东段与区域东西向构造带联合,形成向西北凸出的巨大“雪峰弧型构造带”。它也可划分早、晚两期:早期华夏系由中、新元古界和下古生界组成,形迹清晰;晚期华夏系发育于早期华夏系坳陷带内,由上古生界及下、中三叠统组成,因受中华夏系和新华夏系干扰破坏,形态很不完整。从北东向南西包括武陵山褶断带、安化-桃江褶断带、黔东南褶断带和雪峰山褶断带等4个Ⅲ级构造带。

丘元禧等研究了江南-雪峰地区的层滑作用,在雪峰隆起端的湘桂黔毗邻区,发现和厘定了加里东期的褶皱推(滑)覆构造。构造样式主要为近平卧的褶皱和逆掩叠瓦构造扇,它以板溪群为主体包括震旦系、寒武系、奥陶系组成巨型平卧褶皱的上翼,宽约300km并被上古生界不整合覆盖,前缘带位于独山-施秉和凯里桂丁-镇远之间,发育一系列南东顷的叠瓦式冲掩构造带。如在镇远施洞口至新城凉土凹一线,由五六条南东倾的北东向逆断层组成向西冲掩的叠瓦式构造扇,其中施洞口断层可见板溪群逆掩于寒武系之上,飞来峰、构造窗构造发育,丘元禧等认为是加里东期扬子地块东南边缘的碰撞挤贴所形成的大陆边缘褶皱山系和褶皱推(滑)覆构造。不言而喻,该期的层滑作用主要是早期华夏系构造应力场的产物。

(3)闽-粤-赣隆褶带(武夷-云开隆褶带)

展布于闽西、赣东及粤西、桂东南等地,主要由前震旦系、下古生界变质岩和混合岩为核部的复式背斜带,上古生界为核部的复式向斜带及断裂带组成。由于受南岭纬向构造带的复合改造及中华夏系和新华夏系构造的强烈干扰,而呈不甚连续的反S形,构成平行于怀玉-九岭-雪峰巨型隆褶带的又一个大型隆褶带。西永安至粤东梅县一带,是一个叠加在加里东隆褶带之上的海西-印支坳陷带,习称“永梅凹陷”。主体为北东向,晚古生代沉积了厚达4500m的单陆屑建造组合夹含煤建造和碳酸盐岩建造,上古生界组成过渡型褶皱并有永梅热动力变质带。

◎云开隆褶带:为闽-粤-赣隆褶带的西南段,位于粤西桂东南的云开大山-六万大山地区,主体是由震旦纪、早古生代变质岩和混合岩组成的复背斜带,边侧还发育北东向上古生界褶皱及一些深大断裂带,包括东部和西部的大云雾山复背斜带和六万大山复背斜带,以及边侧的下古生界复向斜带。大云雾山复背斜带,即习称的“云开台隆”及其边侧深断裂对古生代沉积有明显控制作用,前震旦系和下古生界主要为活动型复理式沉积,厚约10000m。加里东晚期逐渐隆升,并发生强烈的区域变质、混合岩化作用及岩浆活动。六万大山复背斜带,构成钦州海西槽地的中部隆起带(六万大山隆起),并控制六万大山印支期花岗岩带的展布;两侧的钦州-灵山一带及博白-岑溪一带,志留纪-早二叠世沉积了厚10000m的类复理石建造,构两条北东向坳陷带。在云开隆起边侧还发育一些北东向复向斜带,主要有阳春春湾(图2.32)、高要-清远、花县复向斜等,它们由上古生界组成,是云开地区华夏系构造的组成部分。

图2.32 阳春春湾复向斜示意图(据《广东省区域地质志》,1988)

另外,在云开隆起和十万大山隆起边侧,北东向深大断裂十分发育,如吴川-四会、岑溪-博白、灵山-钦州等深大断裂带。它们多期活动明显,并具韧性变形、热动力变质及多期次的滑脱拆离特征。它不但对古生界及加里东期、印支期花岗岩有明显控制作用,而且还控制侏罗纪、白垩纪盆地的成生发展。但是它们在早、晚古生代的活动形迹应是华夏构造的表现,中生代以来被归并为华南山字型前弧东翼的组成成分。

纵贯海南岛中部的琼中隆褶带,可能是云开隆褶带的延伸部分。主体为北东向琼中复背斜带,主要由元古宙和早古生代变质岩组成,轴部位于安定、琼中、乐东一带,因被加里东-华力西期琼中混合花岗岩和燕山期花岗岩所侵占,褶皱保存极不完整。北东向的南坤园向斜和儋县向斜是其代表。

在华南华夏构造体系3个Ⅰ级隆褶带之间的2个Ⅰ级坳褶带中,华夏系构造也较发育川黔古生代坳褶带中的华夏构造体系,大多被中华夏系和新华夏系复合利用,但华蓥山、七曜山两条北东向断裂带是该坳褶带华夏构造体系的主干构造,它们对古生代北东向四川盆地的奠定起重要作用。在湘桂粤赣晚古生代坳褶带的湘南-桂东北及桂西北地区,早、晚两期华夏系构造均可见及。如潇水流域可见由寒武系浅变质岩组成的紧闭型北东向褶皱,并被泥盆系所不整合。由上古生界组成的宽缓型褶皱亦较为发育,并有断层伴生。上述以加里东运动面为分划面的上、下是两类北东向褶皱及伴生断层,应分别是早、晚两期华夏构造的组分。

综上所述,中国东部华夏构造体系有如下一些基本特征:

1)华夏系以塑性形变为特征,常形成走向北东的大型复式隆褶带和坳陷带,伴有压性、压扭性大断裂带,大断裂多具继承性,并有中酸性侵入岩带和动力变质带产出。

2)华夏系主要定型于印支运动,在华南江南-雪峰隆褶带及其东南地区可以分早、晚两期。早期为加里东运动晚期形成的北东向隆褶带和坳陷带,伴有花岗岩带和动力变质带,主要见于武夷山-云开隆褶带;晚期为印支运动所形成,华南地区上、下古生界为角度不整合。两期褶皱带构造线方向基本一致,而在扬子地区、华北及东北地区东部广大地区,加里东运动以隆升为主,无明显变形变质作用及岩浆侵入活动。印支运动在中国东部形成了广泛的北东向隆褶带和坳褶带,变形变质作用大体一致。由于华南地区两期变形变质的叠加作用,因而呈现出华夏系东强西弱和南强北弱的表象。

3)构造动力变质带和侵入岩带分布的不均一性。由于华夏系波及不同地块,因而常在波及区内不同地块间形成强大的构造动力变质带和中酸性侵入岩带,如武夷山-云开隆褶带西侧的动力变质-混合岩带、花岗岩带;大别东缘-胶南高压超高压动力变质带;张广才岭-老爷岭构造岩浆带等。同时韧性剪切性的大断裂带较为常见,它们一般都具继承性活动,对古生代和早中三叠世岩相建造有明显控制作用。

4)华夏构造体系,多遭受强烈的复合改造。华夏系形成后受到后期构造体系的复合改造,使其变位或变形,故其位态奇特,或断续相循,或形成S型、反S型或弧形展布,如雪峰弧、九岭弧、阳春S型复向斜等。加之华夏系隆褶带、坳褶带形成之后遭受过多次强烈的抬升,发生向边侧的多期次和多层次滑脱拆离,常显示隆起带向旁侧坳陷带的层滑作用,但以指向北西前陆坳陷的推滑作用为主,形成雪峰、九岭等弧型构造或龙门山带的推覆构造带等。

5)华夏系构造带对古生代和早中三叠世岩相建造和沉积矿产,加里东期、印支期岩浆岩带及有关的内生和变质矿产有重要控制作用。如古生代的铁、煤和海相油气等,在受华夏系海槽控制的华南古生界和中下三叠统的浅海相沉积层中,普遍有油气显示,其中构造变动不大的平缓隆起区以及中生代推覆构造的披盖区带,可能是有利的海相油气聚集区带。

6)华夏构造体系的主要构造区(带)在深层构造中有明显反映,但主要为北东向幔隆(坳)区和幔坡带相对应,特别是雪峰-九岭华夏系弧型隆褶带等对应弧型幔隆区(带),地壳厚度为30~40km,表明它们是深切地壳的区域构造体系。

地层、构造

一、前言

青海湖盆地处于青藏高原东北部，盆地面积7300km2。关于该盆地有记载的地质调查是，1938年我国地质学家孙键初先生提出青海湖是“因地层断陷、倒淌河倒流而形成”的科学论断。1955年起，国家科委和中国科学院组织了青海湖综合考察队，从1961年7月开始进行了两年的野外考察，并进行7个钻孔探查，针对石油地质的有关问题进行了系统的综合研究，取得了可贵成果(表10-30-1)。

表10-30-1 青海湖盆地勘探概况表

青海湖盆地油气资源评价主体工作由中国地质科学院地质力学研究所完成。

二、地质条件

(一)构造单元划分

青海湖盆地主要是新生代发育成熟的构造盆地，新构造活动较为强烈，断裂较为发育，NNW向河西系断裂活动是形成湖盆的主导构造，对盆地整体形态及发育起着重要作用，盆地东西边界主体为NNW向，其主体之东为龙保欠山—尕海东—哈里根河断裂所限，西为黑马河—黑山东—沙沱寺断裂所限，深水湖盆中心连线亦为NNW向，但其早期的祁连山NWW向断褶带对其东北和西南边界仍有明显的制约作用，尤其黑山—海心山—将军台NWW向古断裂及其晚近活动性，对青海湖盆产生了重要影响。即青海湖湖盆中部的黑山—海心山—将军台为青海南山复背斜轴部的构造残山，它的存在，形成了湖盆中部NWW向断隆带，将青海湖盆分隔为南北两个坳陷带。即南部NWW向坳陷、中部NWW向隆起带、北部断坳斜坡带，南窄北宽、南陡北缓，中部断隆带与湖盆南缘的青海南山断隆带都遭受了后期NNW向断裂带的顺时针向错移，使之节节南错断续相循(图10-30-1)。

图10-30-1 青海湖盆区主要断裂带及盆区构造单元划分图(据青海湖综合考察队资料修编)

(二)烃源岩条件

青海湖盆地是经过新近纪构造洼地—早中更新世河湖并存外泄湖泊—晚更新世成为内陆湖泊，此时为湖盆全盛时期，只是到全新世时期随着区域气候干燥湖水入不敷出水位下降，遂由淡水湖泊变为半咸水湖泊。这一演化过程对盆区内含油气有何影响，是油气资源评价中的一个重要问题。

青海湖中现代沉积物厚度仅1m左右，厚度虽小但颇具代表性。黄第藩等将其作为现代内陆湖泊典型的沉积模式之一(图10-30-2)。

图10-30-2 青海湖底各种类型沉积物分布图(据晋慧娟)

湖底现代沉积物中，有机碳含量的分布是不均匀的，它随着湖水的加深、粒度的变细，而有规律地增大，最高值达3%左右，有两个高值区。湖积物中的沥青含量为0.063%～0.204%，平均0.117%，其分布规律与有机碳相似，沥青中油质组分平均66.8%，沥青质12%，表现出初具还原性质特征(图10-30-3，表10-30-2)。

表10-30-2 青海湖不同粒级沉积物有机碳、有机氮平均百分含量表

图10-30-3 青海湖湖底沉积物有机碳含量等值线图(据青海湖综合考察报告)

从上述青海湖中颇为丰富的近代湖泊的沉积相，及其有机地球化学的资料研究中可以得知:不论是淡水、微咸水或半淡水湖泊，其沉积物中均可以发生有利于油气生成的有机物质的聚集。并且，不论是在有机质的数量，或是在烃含量上，都不亚于海相;有机物质的丰度与沉积物的颗粒密切有关。在湖盆中部的细粒沉积物中(往往相当于深水湖相)有机质最为富集。并且，其主要生源物质来自富含脂肪和蛋白质的浮游动植物和底栖生物。

(三)其他成藏条件

湖盆处于古生代北西西向的祁连山巨型隆起带与NNW向河西系中新生代坳陷带的隆坳叠加部位，它正是日月山和青海南山两个压扭性断隆带交汇部位内侧，故从构造上看盆地封闭性能良好;从其发育历史可知区内侏罗系—古近系均不发育，仅见零星的山间河流相等沉积物，到新近系由于日月山断隆带急剧隆升。新近纪和第四纪早期为河湖共存，后期逐渐成为内陆湖盆，从倒淌河谷上游及布哈河口钻孔及其他地方均可见有新近系零星出现，因第四系覆盖，其分布情况不明，但可推知湖盆底部南、北凹陷带和古河谷地带存在着一定厚度及一定范围的新近系。

青海湖原始有机质中的油质组分约10%，湖底沉积物中约为20%，而埋深100～140m时可达60%左右。相应氯仿沥青则由9%(C/H比7.55)、11.68%增至12.50%(C/H比6.6)左右，杂元素含量大大减少，由23.2%、10.8%降至5.4%～6.2%，这些数据都表现出青海湖区第四纪沉积物已向石油转化方向趋近的特点。

青海湖底沉积物有机碳含量为2%，而埋藏到一定深度则稳定在0.4%。

青海湖底沉积物中正烃烷的OEP值为6.2，而埋深至135m(即第四纪中晚期)沉积物中则下降为1.64，这证明在还原条件下随着埋藏加深，有机质逐渐向石油方向转化。

根据湖盆地区已有钻孔资料揭露，湖盆区第四纪沉积物中有四个还原层段。除全新统还原层段外，更新统有三个还原层段(表10-30-3)。

表10-30-3 青海湖盆地更新统还原层段厚度对比表

早中更新世是青海湖发育由河湖并存到闭塞时期，区内类黄土组是一种水成沉积物，属山前倾斜平原冲积物与湖相沉积交替发育的产物，其分布面积较广，且地层和三级夷平面有5°～11°倾角背山产出，这一时期生、储盖均较发育。中晚更新世二郎尖组沉积时，随着湖盆闭塞日益显著，导致水位上升，气候温暖潮湿，是青海湖发育全盛时期，湖水显著加深，沉积物变细，湖面广阔，南缘黄土冲积平原为湖水所淹没，同时湖盆中部有北西西向断片潜山，其南北两侧为两个北西西向坳陷带，从北部坳陷带的哈达湾青3孔第四纪(Q4)湖相沉积只有30m布哈河组粒度较粗，且直接伏于新近系红层之上，属于南部坳陷的东南湖湾青4孔。第四纪湖相沉积三组厚度超过178m(未见底)，沉积物较细，还原层厚达100m左右，属浅—深湖相，故南部坳陷比北部沉降的更为强烈。现在青海湖面积为4635km2，全新世时古青海湖的大致范围比目前约大三分之一，湖水水位高出现在100m，当时湖水面积约6000km2左右。估计其面积应当在4000km2左右。现在的海心山为3266m，只比湖面高出70m，故中晚更新世时海心山仍在湖面以下30m，海心山上中晚更新世时应有沉积物，现今只保留有上新世黄土沉积。由此可知中上更新统二郎尖组还原层段之上的盖层虽然不厚，但有粉砂质淤泥层泥质粉砂层和马兰黄土层存在，有可能均为有利的盖层(图10-30-4)。

图10-30-4 全新世初古青海湖与现代青海湖大小比较图

据Hubbert(1953年)研究几英寸的泥岩就可以封盖住几百米高的油柱。当然，对于有利油气区来说，至少应该有一个区域性盖层，其展布面积只有大于油气藏分布范围才能形成有效封闭，即盖层大范围内连续分布有利于油气保存。从青海湖盆第四纪沉积物分布来看:布哈河组线层天然气层具有一定封闭性，二郎尖组还原层段厚度较大在青5孔，青4孔所在的湖盆南部坳陷区的滨湖—线湖沉积区有较好的盖层存在。北部坳陷情况不明，因这时期为湖盆发育的全盛时期，故应有与南部坳陷的相应沉积。共和类黄土层上部还原层段厚度不大，在湖盆周边山前斜坡平原冲积带上已被剥蚀。(共和青海湖水16孔)而在盆内二郎尖组广泛展布区应具有较大面积的盖层和储层，对于类黄土组中下部还原层段而言，不仅厚度较大，且其上的盖层和储层都较好，具有区域性。故二郎尖组还原层段和类黄土组中下部还原层段是本区油气的希望所在。

总之，盆地内烃源岩为第四系下部所夹褐**、黄绿色淤泥质亚黏土夹粗砂透镜体和锰质结核，属湖相沉积，厚度仅77m。南部坳陷盆地有效烃源岩面积约1858km2，占盆地面积的25.6%。盆内第四系属河湖相、湖沼相夹风成黄土，储层平均厚约180m，储层埋深平均大于200m。盆内构造较为简单，第四系直接不整合于志留系—下中三叠统之上，第四系本身无明显间断和构造变形。盆内第四系中烃源岩厚度不大，虽有储层，但无盖层，现代沉积仅0～2m。

三、油气资源评价方法与参数

(一)油气资源评价方法的选择

由于青海湖盆地勘探程度较低，钻孔未达Q1+2下部及古近系和新近系，故未提交探明储量，不具备统计法的应用条件。因此，主要采用类比法和成因法分别计算油气资源量，然后用特尔菲法加权得到盆地油气资源量(表10-30-4)。

表10-30-4 评价单元基本情况表

(二)主要参数的获取

1.类比法主要参数

面积资源丰度是类比法的重要参数。根据油气成藏条件的相似性，青海湖盆地选择柴东作为刻度区，其油气面积丰度由柴北缘的面积丰度与该盆地的类比系数相乘得到。根据盆地和运聚单元类比法评价的评分标准，得到青海湖盆地在成藏条件方面的得分情况及相应的依据，总得分为48.5分(表10-30-5)。

表10-30-5 青海湖盆地类比参数、评分标准和评价得分表

2.成因法主要参数

根据柴达木盆地产烃率模拟实验和运聚系数研究成果，类比得到所评价盆地的平均产烃率和油气运聚系数(表10-30-6)。青海湖盆地天然气运聚系数为0.80%。

表10-30-6 青海湖盆地成因法主要参数计算结果表

3.可采系数

根据新一轮油气资评项目办《油气资源可采系数取值标准及计算方法》的要求，确定本项目评价盆地可采系数取值的依据:

(1)按照陆上中新生代前陆盆地类型评价单元取值标准;

(2)按照储层物性低渗碎屑岩(渗透率＜50mD)取值标准;

(3)按照低勘探程度的小盆地、不区分经济可采系数和技术可采系数，取值为相应评价单元类型经济可采系数标准中的低值。

青海湖盆地油气天然气可采系数为50%(表10-30-7)。

表10-30-7 青海湖盆地油气可采系数计算表

四、油气资源评价结果

(一)油气资源评价结果

经过对各种方法得到的资源量结果进行比较和取舍，得到油气资源评价结果，其中包括远景、地质和可采三个资源系列，以及分层、深度分布、地理环境和资源品位评价结果。

表10-30-8给出了青海湖盆地不同层系石油和天然气资源类比法计算结果。类比法计算青海湖盆地石油地质资源量为0，天然气资源量为29.08×108m3。

表10-30-8 青海湖盆地油气资源类比法计算结果表

表10-30-9为成因法生烃量和资源量计算结果。成因法计算青海湖盆地石油地质资源量为0，天然气资源量为26.40×108m3。

表10-30-9 青海湖盆地油气资源成因法计算结果表

青海湖盆地所有的石油和天然气地质资源量和可采资源量均为待探明。

(二)油气资源分布

青海湖盆地油气资源以天然气为主(表10-30-10)，石油资源几乎为零。

青海湖盆地油气资源主要分布在新生界储集层系。

青海湖盆地的油气资源主要分布在浅层。

表10-30-10 青海湖盆地天然气资源评价结果表

青海湖盆地具有湖沼地貌特征，油气资源全部分布在湖沼环境下。

青海湖盆地的油气资源量品位估算，是分常规与低渗按资源量概率加以配置的，油气资源以常规为主。

前面仅对南部坳陷的第四系可能的生油岩系进行了初步评价。但对中部断隆带以北的北部坳陷工作程度低，资料欠缺，未资评，更重要的是对盆内Q1+2之下是否有古近系和新近系尚不清楚，从天峻、共和、刚察、晏水等地来看，盆地下部应有新古近系和新近系存在，据物探资料分析湖盆下部新近系厚度可能在300m左右。

五、勘探建议

鉴于青海湖盆地形成发展和周缘中、新生代沉积物展现，在新近系以来湖盆接受了广泛的上新世和更新世沉积，更新世上部和中部有三个还原层段，即上部旋回在青4孔和青5孔分别有80m和31m的还原层段，中下部有两个还原层段，下旋回顶部间断面以下保留有19m和11m的还原层段，共和青海湖水16孔中下部77m的还原层段，且在布哈河口全新统中已发现天然气等资料分析，该盆地第四纪沉积物中有生油气的可能，在生油条件方面，更新统上旋回层及全新统看，盖储条件略差，生油转化尚未成熟，但天然气方面应有一定前景。而下旋回中两个还原层段具较好生、储、盖条件，且向生油转化已渐趋成熟，故有油藏存在的可能性较大，而更重要的是在湖盆主要沉积区的一些钻孔均终孔于第四系中未打穿第四系更未达古近系和新近系，故湖盆区古近系和新近系的厚度、岩性及生油条件均属未知，影响对本区新近系以来油气前景评价。

总之湖盆烃源岩系厚度不大，储层条件也较差，虽有成油的可能，但无良好的盖层，故成藏条件欠佳，是否有局部天然气藏值得进一步研究。

今后应在南部靠近湖盆坳陷中心地带钻进达变质基底，以便了解中下更新统及新近系生油条件极其分布范围，在湖盆北部坳陷区则不仅要通过钻探了解新近系及第四系的生储条件，还应注意深部是否有侏罗系、白垩系及古近系，岩性厚度以及它们的生油气条件，目前仅知北部边缘有厚约200m的侏罗纪河湖相含煤岩系零星出露，且被白垩系河流相红色砂砾岩微不整合覆盖，一些沟谷中见有紫红、砖红色砂砾岩厚仅几十米，可能属古近系，对这些零星出露的岩层亦需做一些地表地质工作了解的分布和沉积条件，为分析盆内下部岩系提供一些可借鉴的依据。如能在两个坳陷的中心地带进行打钻工作效果将会更好。

六、小结

鉴于青海湖盆地较深部位及北部坳陷的研究程度较差，加之对已有资料的收集不够齐全，此次评价仅根据20世纪60年代在青海湖盆地中央隆起带南部坳陷湖边的三个钻孔资料———即综考队青4、青5孔(均终孔于Q1－2中上部)和青海省地矿局“共和县青海湖水16孔”(Q1－2中下部共242m，有约80m还原层段，无化学分析数据，Q1－2不整合于变质基底之上)对湖盆南部坳陷有效烃源岩1850km2进行了初步评价，作出了仅有少量气、无油的结论。该结论未能反映整个盆地的情况，目前评价条件尚不成熟。

青海湖盆地天然气远景资源量为47.44×108m3，地质资源量为27.74×108m3，可采资源量为13.87×108m3。

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**和橙**粘土;上部以**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**、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。

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