彭迪马鞍山

❶ 与火山喷发－沉积盆地内富玻火山岩有关的沸石、膨润土矿床成矿亚系列（4a）

该亚系列矿床主要分布钱塘台褶带的北东段长兴、安吉、临安、余杭一带和浙东南隆起区金华、缙云、天台、宁海、象山一带。前一地区以膨润土为主，如临安平山、余杭仇山，属浙北成矿带；后一地区以沸石为主，如缙云靖岳、天台白鹤殿、宁海小河塘、象山高塘等，属沿海成矿带。它们发现于20世纪70～80年代，均为大型矿床，推动了浙江非金属矿产的勘查开发和科学研究（参见典型矿床十三、十四、十五）。

（一）主要成矿地质条件（姚道坤等，1991）（表3-4-1）

1）相关的火山喷发旋回

浙江省第一地质大队，浙西北膨润土成矿远景区划，1982。，临安—余杭—安吉一带为燕山第Ⅰ、Ⅱ火山喷发旋回的上侏罗统劳村组和寿昌组。个别盆地成矿延续到横山组。缙云-天台-宁海一带主要是燕山期第Ⅳ喷发旋回，归属上白垩统塘上组和两头塘组。个别矿点属第Ⅱ、Ⅲ喷发旋回产物。

表3-4-1 与燕山期火山喷发－沉积盆地内富玻火山岩有关的沸石、膨润土矿床成矿亚系列（4a）特征表

2）几个矿床所在的火山盆地堆积物在岩相上作序列变化。缙云靖岳位壶镇－舒洪构造火山盆地中段，马鞍山喷发中心旁侧，塘上组除底部少量沉火山碎屑岩、沉积岩以外，向上全部是爆发相和喷溢相火山集块岩、角砾集块岩、角砾凝灰岩、珍珠岩，各喷发小旋回均以爆发相开始，喷溢相结束，占柱状的80%～90%。余杭仇山位瓶窑火山盆地边部，可分4个小旋回，下部为含凝灰质沉积岩和正常沉积岩，上部为厚层状熔结凝灰岩和部分玻屑凝灰岩。整个旋回中沉积岩占1/3左右，灰流相和空落相占2/3左右。临安平山火山盆地由寿昌组组成，全部为河湖相沉积岩和沉火山碎屑岩，发育各种沉积结构、构造，含丰富的古生物。天台白鹤殿为两头塘组，杂色砂岩中夹玻屑凝灰岩。可见赋矿的火山喷发－沉积盆地从以爆发－喷溢相为主的火山喷发盆地，过渡为火山喷发－沉积盆地和远火山的沉积盆地。随距离喷发中心的远近，盆地内火山喷发强度、堆积－沉积物性质都有相应的变化。这也说明沸石、膨润土成矿地质条件可以有相当的变化幅度。

3）如上述各矿床相关的火山盆地中的岩相变化，也表现在各个矿床矿化原岩类型的差别。

靖岳老虎头沸石矿区，矿化层主要是玻质火山碎屑岩，即火山角砾集块岩，系由块状火山玻璃熔融浆经剧烈爆发、撕碎，就地堆积于水盆地中而形成。因玻璃组分高，孔隙、裂隙度大，在水介质作用下蚀变完全，沸石总量达60%～80%。矿层同位素年龄为77.8Ma，原岩为81.4Ma，成岩与成矿时差很小。另外在珍珠岩、球粒球泡流纹岩等玻质熔岩中有透镜状矿体产出。珍珠岩矿化后沸石含量最高可达60%～70%。球粒球泡流纹岩矿化后沸石量可达40%～50%。每个喷发小旋回，在旋回下部形成火山碎屑岩型沸石矿层，旋回顶部形成熔岩型沸石矿层。

仇山膨润土矿床共7层矿，矿化原岩均为晶屑（玻屑）强熔结凝灰岩。矿化层一般在熔结凝灰岩层的下部，也有顶、底部都有一矿化层的。据陈鹤年（1990年）研究认为，在剖面结构上，矿体赋存在灰流或岩流底部和舌尖部分，是因为灰流或岩流涌入湖盆，加热了水体，直接促进了水解作用沿底部堆积物进行的结果。在水浸条件下，灰流顶部同时被水浸没时，其顶部也可以形成矿层，但一般矿化不彻底。

白鹤殿和平山，成矿原岩为以含玻屑火山灰为主的火山碎屑岩和沉火山碎屑岩，顶底板为水盆地内正常沉积岩或火山碎屑沉积岩。

4）矿物组成：沸石、蒙脱石都是酸性火山岩蚀变产物，经常紧密共生或伴生。在我省沸石、膨润土矿床中情况也是如此。但它们在总量比例上还是有不同的。

靖岳老虎头沸石矿沸石，总量60%～80%，以斜发沸石为主，丝光沸石次之，含石英（10%～15%）、蒙脱石（5%～10%），以及钠长石、正长石、斜长石、绿泥石等，并有α－方英石出现。

仇山膨润土矿Ⅰ、Ⅱ矿层：以钠（钙）基蒙脱石为主，含α－方英石、丝光沸石、石英、碳酸盐；Ⅳ、Ⅴ矿层：钙（钠）基蒙脱石、高岭石、石英、伊利石（陈鹤年，1990）。

白鹤殿：斜发沸石10%～30%，丝光沸石少量（局部达5%），含石英、蒙脱石、长石、云母等。

平山膨润土矿以钠基蒙脱石为主，少量斜发沸石、绿泥石、方沸石、萤石、水云母、方英石、玉髓等。

以上可见，几个沸石、膨润土矿床矿物种类上差异不大，只是占主导地位的矿物不同。α－方英石形成于200～275℃，在靖岳、仇山、平山都已见及。水云母、高岭石、伊利石等见于仇山、平山等膨润土矿。据袁慰顺、姚道坤面告，仇山、平山还出现绿泥石－蒙脱石间层矿物。

5）成矿的物化条件。沸石与蒙脱石紧密共生的原因，基于它们的成矿物质都是火山玻璃，都是在水介质环境中一定的碱性条件下生成。它们都是在近地表的温压条件下形成，都有硅、碱带出，和Ca^2＋、Mg^2＋、H₂O的带入。

沸石和蒙脱石形成条件的差别，在于火山玻璃在不同碱度、SiO₂活度（

比值）和不同阳离子浓度的水介质中反应平衡的结果。火山玻璃在水化、水解过程中，水介质中OH^-浓度、

比值、碱土和碱金属离子（Ca^2＋、Na^＋、K⁺）浓度较高，则生成沸石；如果水介质OH^－浓度和

比值低，又有一定量的Mg^2＋离子，则生成蒙脱石。如果高硅沸石形成后，水介质的碱度低、淋滤条件好，又有一定量的Mg^2＋离子存在，则高硅沸石可以转变为蒙脱石。

据郭吉保（1992）以缙云老虎头珍珠岩为试样进行模拟实验，研究沸石、蒙脱石形成的物化条件。其实验结果可归纳为：

a.珍珠岩蚀变形成丝光沸石，温度为150～400℃，形成蒙脱石为常温～500℃，形成斜发沸石和方沸石为150～500℃。蒙脱石生成温度范围最宽，可在常温～100℃内形成。

b.丝发状丝光沸石形成于300～400℃之间，针柱状、管柱状丝光沸石在150～300℃之间。老虎头矿床丝光沸石呈针柱状、管柱状，与斜发沸石、蒙脱石共生，又有α－方英石出现，说明该矿床成矿温度在300～200℃之间。

c.丝光沸石、斜发沸石、蒙脱石共生，也是依一般矿石中矿物生成顺序。但此顺序并不固定，一般在丝光沸石与斜发沸石、斜发沸石与蒙脱石之间随介质性质变化，而相互转换。蒙脱石可在弱酸一碱性条件下生成，其pH值范围为7～13，比丝光沸石形成所需的pH值范围（7～10）更宽。

d.在实验压力范围内（常压～500×10⁵Pa），压力对沸石、蒙脱石的生成无明显影响。说明矿床是地表或近地表环境下形成。

e.以Na₂CO₃、NaHCO₃溶液为介质进行实验，生成了丝光沸石、方沸石、斜长石、石英、方解石、斜发沸石、蒙脱石等矿物。当以NaCl溶液为介质实验时，未有丝光沸石形成。说明介质水化学性质属碳酸盐型，溶液浓度0.2～1M是较适宜的盐度条件。

f.元素的带进带出。当火山玻璃水解时，Ca、Mg、Al以类质同象替代Na、K参与沸石或蒙脱石结晶，Na^＋、K^＋进入溶液。当温度较高时，K^＋进入水云母、伊利石，或形成水云母－伊利石间层矿物。Si进入高硅沸石外，多余部分以石英、玉髓析出。

（二）矿床成矿地质条件和成因类型

据前述几个沸石膨润土矿床成矿地质条件，它们的共同点如下：

1）矿床赋存在火山喷发盆地或喷发－沉积盆地内，从喷发相占岩石序列的主要部分，变化到以火山碎屑－沉积岩占主要部分。

2）成矿的火山喷发旋回，在钱塘台褶带北部主要是燕山期第Ⅰ、Ⅱ火山喷发旋回的劳村组和寿昌组；浙东南则赋存在燕山第Ⅳ喷发旋回，部分赋存在第Ⅲ喷发旋回中。

3）矿化原岩主要是火山玻璃质岩石。属于爆发相玻质火山碎屑岩的有老虎头矿区：如火山集块岩、火山角砾集块岩；属玻质碎屑流相的有仇山的曜岩状熔结凝灰岩；属于喷溢相玻璃质熔岩的有老虎头的珍珠岩、松脂岩、球粒球泡流纹岩；属于喷发－沉积相的火山碎屑沉积岩、沉火山碎屑岩的，如平山、白鹤殿。原岩岩相不同，形成方式不同，结构构造迥异，但成矿作用上并无大的差异。

4）火山玻璃质喷发直接进入水体，在地表开放的环境中水解成矿。无论是玻质熔质、玻质碎屑流或是空落火山灰，均直接进入地表水体。火山玻璃在200℃左右的重碳酸型水介质中，在弱酸—碱性条件，以及一定的

范围内，和相关阳离子浓度下，形成高硅沸石或蒙脱石。

5）矿床成因类型。已知沸石、膨润土矿床总体可属火山玻璃－水解型矿床。依成矿物质形成方式的不同，可分为两个亚类：

火山玻质岩－水解型矿床：缙云靖岳老虎头沸石矿、余杭仇山膨润土矿。

火山灰沉积－水解型矿床：天台白鹤殿沸石矿、临安平山膨润土矿。

（三）矿田、矿床地球物理场

1）省内平山、仇山等几个主要膨润土矿床，主要位于天目山—莫干山重力低亚区，产矿层的晚侏罗世晚期的火山喷发－沉积盆地发育在下古生界基础上，为重力布格负值区，处重力局部凸起的边缘。

表3-4-2 与破火山、火山构造洼地有关的次生石英岩型明矾石、叶蜡石、地开石、伊利石矿床成矿亚系列（4b）简表

续表

2）航磁处于火山岩区中强跳跃磁场与平缓弱正磁场之间，盆地内局部火山岩呈线状、点状异常。

3）基底沉积岩、含矿层上下围岩均无磁性和较高电阻，火山岩为中—强磁性和较高电阻。膨润土矿层和蚀变围岩为低阻、无磁性。可用磁法、电法推算含矿层位上覆、下伏厚度和盆地边界构造，确定勘探范围，追索含矿层的延伸方向和产状。

❷ 我找不到我的太行玉山石微信号了

北方地区范围：大兴安岭、贺兰山脉、巴颜喀拉山脉以东,秦岭、淮河以北,即我国东部季风区的北部地区. 地形特征：平原面积广大,其中东北平原是我国最大的平原,黑土为主,多沼泽,北部冻土层厚；华北平原是我国最平坦的平原,主要由黄河、海河、淮河冲积而成,土层深厚；黄土高原是世界上最广、最厚的黄土堆积区,土质疏松,直立性强,地表植被保护差,水土流失严重,沟壑纵横,流经高原区的河流含沙量大. 太行山脉两侧地形差异明显,以东为华北平原,以西为黄土高原. 本区主要地形单元有：东北平原（三江、松嫩、松辽）、华北平原、黄土高原、兴安岭山地、长白山地、山东丘陵、辽东丘陵.本区“名山”有：“东岳”泰山（山东）、“西岳”华山（陕西）、“中岳”嵩山（河南）、“北岳”恒山（山西）. 气候特征：以温带大陆性季风气候为主,其中大兴安岭北部为寒温带、长城以北为中温带、黄河中下游地区为暖温带,无霜期4-8个月,热量条件南北差异大；年降水量400-800毫米,主要集中在7-8月,大部分属于半湿润、半干旱区（东北的东部及北部山地为湿润区）；夏季温暖多雨（东北较短）,冬季寒冷干燥（东北漫长严寒多积雪,漠河为我国的“寒极”）；主要灾害性天气：冬季寒潮,东北地区夏季低温、秋季早霜,华北地区春季干旱多沙暴、夏季多暴雨. 水文特征：水文特征南北差异大.水量北丰南小,汛期北长南短（东北地区有明显融雪春汛）,河流含沙量北小南大,结冰期北长南短. 主要河流：黑龙江及其支流松花江、乌苏里江,黄河（下游为“地上河”）及其支流渭河、汾河,海河,辽河,鸭绿江,图们江. 主要湖泊：白头山天池、兴凯湖. 植被：东北地区以针叶林为主（长白山地区为针叶-落叶阔叶混交林）,黄河中下游地区为落叶阔叶林. 土壤：东北地区黑土分布广泛,黄河中下游地区主要为钙质土. 主导因素：积温自北而南逐渐增大. 农业生产条件：有利条件：①夏季气温高,降水多,高温期与多雨期一致,水热配合较好.东北地区冬季积雪厚,夏季日照长；黄河中下游地区秋季晴天多,华北平原地下水丰富.②平原广阔,土层深厚.东北地区,黑土肥沃,人均耕地多,宜农荒地多,森林资源丰富.③黄河中下游地区农业生产历史悠久. 不利条件：①东北地区生长期短,热量不足,受寒潮影响大；西部风沙威胁大.②黄河中下游地区春旱、夏涝突出；水土流失和土壤盐碱化严重. 农业活动特点：重要的农耕区,以旱作为主.长城以北一年一熟长城以南两年三熟.农耕区畜牧业为主.东北林区面积广大. 农业在全国的地位：①东北平原是我国最大的商品粮基地和林业基地,农业机械化程度高；黄河中下游地区是我国最大的棉麦产区；黄泛区为全国最大水果带.②商品粮基地：三江平原、松嫩平原、黄淮海平原；棉花基地：冀中南、鲁西北、豫北. 主要农产品：种植业－小麦（东北春小麦）、玉米、高粱（东北、黄土高原）、谷子（黄土高原）大豆、甜菜、亚麻（东北）；棉花、花生、烤烟（华北）林业－用材林：红松、落叶松（东北）；经济林：苹果、梨、柿、桃、枣、板栗（黄河中下游）畜牧业－黄牛、马、驴、骡、绵羊、鸡. 水产业－海水养殖和海洋捕捞：海带、对虾、贝类. 工业发展条件：农业基础－东北地区是我国最重要的商品粮、甜菜、大豆、亚麻生产基地,黄河流域棉区是我国最大的棉区. 交通运输－东北地区铁路网最稠密,以沈阳和哈尔滨为中心,滨洲、滨绥、哈大、京沈、沈丹五条铁路呈“不”字型分布；黄河中下游地区铁路以北京为中心呈放射状分布,主要干线有：京哈、京九、京沪、京广、京包、京通、京秦,以及石太、石德、太焦、焦柳、胶济、陇海、包兰、同蒲、大秦、神黄、焦石等.著名海港：大连、秦皇岛、青岛、烟台、天津,新建黄骅港.河港：哈尔滨. 资源配置－①矿产资源丰富,尤其是以煤炭、石油为代表的能源资源极其丰富.著名的矿产地：煤矿：抚顺、阜新、鸡西、鹤岗、开滦、大同、峰峰、阳泉、平顶山、焦作、兖州、平朔、神府.油田：大庆、辽河、吉林、胜利、华北、中原.海盐：长芦.铁矿：鞍山、本溪、迁安、磁山.②松花江上游、黄河中上游水能资源丰富,著名的水电站：白山、丰满、三门峡、小浪底、青铜峡、刘家峡.③长白山地和兴安山地森林资源丰富.资源主要缺陷为水资源不足,尤其是辽中南和京津唐两大工业区. 工业生产：突出特点－工业基础好,重工业突出.钢铁、石油、化工、电机、能源、造船、煤炭、机械、汽车、电子、纺织、制糖等工业在全国占重要地位. 重要工业城市和工业区－沈阳（东北最大工业中心、多种机械制造）、大连（造船、化工）、鞍山（钢铁）、长春（汽车）、吉林（化工）、哈尔滨（电机、制糖、麻纺）、齐齐哈尔（机械）、大庆（石油、化工）、北京（钢铁、机械、化工、汽车、电子、家电、纺织）、天津（钢铁、化工、造船、电子、纺织）、石家庄（棉纺）、唐山（钢铁、煤炭、陶瓷）、青岛（棉纺、机械）、郑州（棉纺）、洛阳（拖拉机、棉纺）、西安（电子、棉纺、电机）、兰州（能源、化工、机械）、太原（钢铁、化工、能源）工业区：辽中南、京津唐、陇海-兰新线工业带东段、沿海工业带北段. 南方地区范围：东部季风区南部,秦岭——淮河以南,青藏高原以东地区. 地形特征：地势东西差异大,主要位于第二、三级阶梯,东部平原、丘陵面积广大,长江中下游平原是我国地势最低的平原,河汊纵横交错,湖泊星罗棋布；江南丘陵是我国最大的丘陵,大多由东北-西南走向的低山和河谷盆地相间分布,“南岳”衡山、庐山、井冈山等众多名山分布其中,南岭地区岩浆岩分布广泛,是我国有色金属矿产的集中分布区；西部以高原、盆地为主,四川盆地（西北部有成都平原）是我国四大盆地之一,素有“紫色盆地”和“天府之国”之称；云贵高原地表崎岖不平,是世界上喀斯特地貌分布最典型的地区,山间“坝子”是当地主要的耕作区；横贯山脉和南岭山脉是我国重要的地理分界线、台湾玉山主峰为我国东南沿海最高峰. 主要地形区有：长江中下游平原（江汉、洞庭湖、鄱阳湖、长江三角洲）、珠江三角洲平原、江南丘陵、四川盆地、云贵高原、横断山脉、南岭、武夷山脉、秦巴山地、台湾山脉. 气候特征：以热带、亚热带季风气候为主,积温4500℃-8000℃,热量条件南北差异大,一月份均温在0°C以上,冬温夏热,四季分明（南部沿海和滇南地区一月均温大于15°C,长夏无冬）.年降水大于800毫米（台湾东北部火烧寮年均降水6489毫米,为我国“雨极”）,主要集中在夏半年,雨季由南向北变短.横断山区气候垂直变化大,云贵高原为源于太平洋和源于印度洋的两类季风交汇处,冬季昆明静止锋以东阴雨冷湿,以西晴朗温暖.长江中下游地区（宜昌以东,淮河以南,南岭以北）每年6-7月间受江淮静止锋影响,出现梅雨,7-8月在夏威夷高压脊控制下形成伏旱.冬季寒潮和沿海地区夏秋季台风是主要的灾害性天气. 水文特征：水量丰富,汛期长,水位季节变化小（南部沿海河流有明显台风汛）；江南丘陵、南部沿海、云贵高原、四川盆地河流落差大,水力丰；长江水系、珠江水系、京杭运河航运价值高；河流含沙量小；无结冰期. 主要湖泊：长江流域为我国淡水湖主要分布区,鄱阳湖（我国最大淡水湖）、洞庭湖、太湖、洪泽湖、巢湖；日月潭. 主要河流：长江及其支流汉江、洞庭湖水系、鄱阳湖水系、四川盆地向心水系（岷江、雅垄江、乌江、嘉陵江）；珠江及其支流西江、东江、北江；钱塘江；淮河；闽江；横断山区水系澜沧江、怒江；浊水溪. 植被：亚热带常绿阔叶林、热带季雨林. 土壤：地带性土壤为红、黄壤和砖红壤性红壤,非地带性土壤有四川盆地的紫色土和农田区的水稻土. 主导因素：东部积温自北而南逐渐增加,西部降水自东向西逐渐减少. 农业生产条件：有利条件：①高温期与多雨期一致,水热资源丰富、配合好（台湾、海南、滇南西双版纳是全国水热条件最好的地区）.江淮地区梅雨适时适量,有利于水稻生长.②长江中下游平原、珠江三角洲地势低平、土壤肥沃,河汊纵横,既灌溉便利,也利于发展淡水养殖；四川盆地紫色土肥沃；横断山区,森林资源丰富,树种多,人类影响小,利于发展林业生产.③长江流域农业生产历史悠久,生产水平高. 不利条件：①江淮地区伏旱期,气温高,降水减少,蒸发旺盛,易对水稻生产产生影响、南部沿海地区夏秋季台风影响很大.②长江以南地区为红壤分布区,土壤酸性强,土质粘重,不利于种植业的发展.③云贵地区喀斯特地貌发育,地表崎岖,土层薄,地表水缺乏,不利于农业发展. 农业活动特点：重要的农耕区之一,以水田为主.长江以北一年两熟,长江以南一年三熟.农耕区畜牧业为主.淡水养殖发展很快.南部（海南、云南西双版纳等）发展热带经济作物生产.海洋渔业发达,舟山渔场是我国最大的渔场,沈家门港是我国最大的渔港. 农业在全国的地位：①重要的商品粮、桑蚕、糖料作物、油料作物、棉花、黄麻、亚热带热带作物和淡水渔业产区；长江中下游平原和珠江三角洲是著名的“鱼米之乡”,四川盆地素有“天府之国”之美誉.②商品粮基地：成都平原、江汉平原、洞庭湖平原、鄱阳湖平原、太湖平原、珠江三角洲、江淮地区.棉花基地：江汉平原、长江三角洲.热带经济作物基地：海南岛、西双版纳.糖料作物基地：广东、海南、广西、云南、四川.出口农产品基地：太湖平原、珠江三角洲.淡水渔业基地：长江中下游平原、珠江三角洲.桑蚕基地：太湖平原、珠江三角洲、成都平原.用材林基地：横断山区、东南林区. 主要农产品：种植业－水稻（最大产区）、小麦、棉花、油菜籽（长江流域）、甘蔗. 林业－用材林：杉、马尾松、竹.经济林：茶叶、油茶、油桐、橡胶、剑麻、柑橘、香蕉、荔枝、桂圆、菠萝、蚕桑. 畜牧业－水牛、山羊、猪、鸭、鹅、鸡. 水产业－海水养殖和海洋捕捞：带鱼、大黄鱼、小黄鱼、墨鱼、贝类.谈水养殖：青、草、鲢、鳙、蟹、虾等. 工业发展条件：农业基础－长江中下游平原和珠江三角洲是著名的鱼米之乡,是我国商品粮基地分布最集中的地区,长江流域是我国重要的棉花产地,四川盆地素有“天府之国”之美称.长江三角洲珠江三角洲和四川盆地是我国著名的桑蚕产区. 交通运输－铁路运输、公路运输、内河航运、沿海运输密切配合,水陆联运条件好.铁路：主要铁路干线构成“六纵三横”铁路网.“三横”：北是陇海线,中是沪杭-浙赣-湘黔-贵昆线,北是黎湛-南昆线；“六纵”：京沪、京九、京广、焦柳、襄渝-川黔、宝成-成昆线.内河航线：京杭运河（港口：杭州、苏州、无锡、扬州）淮河（港口：蚌埠）、长江干支流（港口：上海、南通、镇江、南京、芜湖、安庆、九江、武汉、宜昌、重庆、宜宾）、珠江干支流（广州、肇庆、梧州）.沿海港口：连云港、上海、宁波、温州、福州、泉州、厦门、汕头、深圳、广州、香港、湛江、北海. 资源配置－①矿产资源丰富,尤其是南岭和横断山区的有色金属矿产最有特色,滇、苏北、皖北的煤、大陆架石油、四川盆地的天然气等矿物能源资源也较丰富,四川盆地的井盐,四川是我国铁矿比较丰富的省.著名的矿产地：煤矿：徐州、“两淮”六盘水、天府；海盐：莺歌海、布袋；铁矿：海南、马鞍山、大冶、綦江、攀枝花.有色金属：铜（德兴、东川）、钨（大余）、锑（锡矿山）、铅锌（水口山）、锡（个旧）、汞（铜仁）、铝（修文）.②水能资源极其丰富,主要集中在长江中上游及其支流、横断山区、珠江上游、东部沿海各河流.著名水电站有：长江流域：丹江口、安康、五强溪、葛洲坝、三峡、隔河岩、宝珠寺、乌江渡、二滩；珠江流域：天生桥、岩滩、西津、大化.钱塘江：新安江、乌溪江.闽江：水口.③江南丘陵盛产毛竹、茶、油茶、油桐等多种用材林和经济林,横断山区是我国第二大木材基地、海南、滇南盛产各种热带经济作物.东南沿海地区缺乏煤等能源矿产. 工业生产：突出特点－工业基础好,轻重工业都比较发达.钢铁、有色冶金、化工、能源、造船、机械、汽车、电子、纺织、制糖等工业在全国占重要地位.工业布局由沿海向内地发展. 重要工业城市和工业区－上海（我国最大综合性工业中心）、南京（化工、电子）、徐州（煤炭）、无锡（纺织）、杭州（丝纺、麻纺、电子、化工）、马鞍山（钢铁）、景德镇（陶瓷、飞机）、武汉（钢铁、棉纺、造船）、十堰（汽车）、宜昌（能源）、长沙（有色冶金）、重庆（能源、钢铁、机械、纺织）、成都（机械、纺织、仪表）、贵州（有色冶金）昆明（有色冶金、机械、仪表、化工）、广州（综合性工业中心）、南宁（制糖、罐头）、柳州（机械）工业区：沪宁杭工业区、长江沿岸工业地带、珠江三角洲工业区、沿海工业地带南段.

❸ 早白垩世中期断陷事件

早期大规模、大区域的火山喷发，不是幔源岩浆溢流，而是高位岩浆房中酸—酸性岩浆爆发，这是白垩纪大量断陷盆地形成的重要前提。因为大量岩浆喷出地表，产生了断陷盆地形成的两个必要条件，即高位岩浆房卸空和喷出的火山物质对地壳浅部已卸空的岩浆房的静压所蕴藏着的位能，这也是断陷事件触发的前提条件。

早白垩世早期火山喷发阶段虽然已处于印支运动主幕强挤压之后，挤压力场向减弱、松弛的方向演化，而拉张尚未开始，地壳仍可维持着动态平衡。到早白垩世中期，地动力机制转变为拉张，地壳上过去地质时期所形成的各种方向的断裂，由于拉张而重新活动，使上地壳出现众多的脆弱面。当卸空的高位岩浆房之上的火山堆积物形成的静压超过脆弱的地壳的临界强度后，岩浆房的顶盖便被压垮而沿老断裂断陷，形成了火山岩区的断陷盆地群。火山喷发的强度越大，岩浆房卸空程度就越高，地壳上堆积的火山物质就越多，对岩浆房静压就越大，形成断陷盆地的几率就越高。所以浙东、闽东等火山活动强的地区断陷盆地最发育，西部和扬子陆块上发育较差。

由于地壳沿脆弱带陷落，所以断层控制现象非常明显: 由不相交断层组控制时，形成地堑型断陷盆地，如丽水盆地、西屏盆地; 主要由一个断层组控制时，则断层处断陷，另一边拗陷，形成箕型断陷盆地，如老竹盆地、武义盆地，这是最主要的盆地类型。以上盆地的延展方向与断裂系的走向相同。由两个或两组相交断层控制的则形成复合式的断陷盆地，如天台盆地、新昌盆地和仙居盆地，这种盆地的延展取综合方向。

表 12-1 浙江省白垩系事件地层学划分对比

断陷事件发生在早白垩世中期，其产生的地层记录是馆头组下部的下类磨拉石建造和馆头组中、上部的暗色岩系。正宗的磨拉石建造是造山运动晚期的产物，是前陆盆地中堆积的粗陆屑岩套，是在陆壳急剧隆升、侵蚀基准面急速下降背景上快速堆积的沉积总体。本区断陷后所形成的扇三角洲亚相砾岩，具有与磨拉石建造相近的形成过程和特征，是以可以称之为 “类磨拉石建造”。为了区分于中戴期的类磨拉石建造，笔者建议在其前冠以“上”、“下”等层位定语，以便区分。

下类磨拉石建造起因于盆地快速断陷，导致强切割、快堆积，特别是断崖破碎带岩块的崩落或地表径流冲刷后形成的重力流，它们的分布有其局限性，限于断陷边缘，时厚时薄，乃至于无，它可以和其上的暗色岩段组成特征的岩套，以区别于第三构造-沉积旋回的暗色岩系 ( 金华组) 。下类磨拉石建造是构造断陷这一事件的物质表现，在拗陷盆地中没有发现这种下类磨拉石建造。

下类磨拉石建造无层理或块状层理，无分选性，有时可见砾径在 1 m 以上的断崖坠落岩块，常为杂基支撑，且因形成于弱补偿环境，岩层多为灰绿色，这些特征不同于其他层位的粗碎屑岩，可作为标志层进行区域追踪对比，而可以确定其为馆头期的沉积 ( 图版Ⅲ-1，图版Ⅴ-1，Ⅴ-2; 图 5 －2) 。

这种下类磨拉石建造最发育的地方是嵊州三界仙岩—谢岩剖面，厚度 ＞ 400 m。向东北不远，迅速变为只有几米厚，其上为数百米的褐红色与灰绿色相间的钙质粉砂岩。这一层序非常类似于馆头期的断陷岩套 ( 下类磨拉石建造 + 暗色岩段) 。而这套地层在诸暨幅( 1∶ 20 万) 和近几年完成的谷来幅 ( 1∶ 5 万) 均已划归下火山岩系最下部的大爽组，作为大爽组中的一个沉积岩段处理。

笔者在考察该剖面过程中发现，这是一套典型的湖泊扇三角洲亚相砾岩，亦即下类磨拉石建造，剖面垂向上有由下而上砾径变小的总趋势，反映了剥蚀区逐渐削低，但同一层位上不见有分选现象。更为令人注目的是其砾石的岩性，几乎完全是其邻近出露的大爽组灰紫色流纹岩类，杂基也是这些流纹岩风化后形成的泥沙。这一现象表明，两者并非同一个构造层的地层。如果旁边出露的火山岩确实是大爽组的话，那么包括这套砾岩在内的沉积岩组应是另一个构造旋回地层。从事件地层学角度分析，应该是馆头组。因为这么巨厚的砾岩不可能是水下冲刷形成的同期层间砾岩，而是在大爽组形成之后，经过构造运动，使之裸露到地表成为剥蚀对象。在新的构造-沉积旋回中，由于断陷盆地的形成，它被快速剥蚀和堆积到刚刚形成的断陷盆地中，形成湖泊扇三角洲亚相沉积总体。它的巨大厚度和几千米外迅速变为数米的现象，表明它正是断陷盆地边缘的水下冲积扇体，与馆头组下部的湖泊扇三角洲亚相在成因机制和空间展布形态上是完全一致的。此外，在 “浙江省1∶ 5万谷来镇幅、三界镇幅区调报告” 中，有产自该断陷岩套上部灰绿色钙质粉砂岩中的孢粉化石组合名单，据南京地质矿产研究所汪迎平鉴定，其孢粉组合属馆头期。

此外，缙云县电视转播塔剖面馆头组底部砾岩和天台水南 “塘上组”底部砾岩等都是这一断陷事件的产物，应属同一层位。

上述事例说明，事件沉积可以进行区域追踪和对比，可以作为一个标志层来对待，在区调工作中富有实际意义。

馆头组的暗色 ( 或杂色) 岩段分布广泛，几乎每个盆地中均可见到，加之化石丰富，时代容易确定，因而可以作为区域对比的良好标志层。几乎每一个剖面上，在上白垩统下部红色建造与下白垩统下部火山岩建造之间均有这套断陷以后形成的 “下类磨拉石 + 暗色岩段”的断陷岩套，但天台盆地水南剖面等若干地方出现例外。那里是 “下类磨拉石建造+ 火山岩段”，被称为 “塘上组”，其上整合覆有红色建造。这个层序与正常下白垩统上部永康群的唯一差别是火山岩段代替了暗色岩段，占领了暗色岩段在构造-沉积旋回中的固定位置，这就雄辩地说明它的层位与馆头组相同而不是高于方岩组。“塘上组”之上的湖相地层和更上的山麓堆积相砾岩，从区域上看，岩性和层序与朝川组、方岩组完全相似。由于火山喷发可以在短期内喷出大量的火山碎屑岩和熔岩，其堆积的速度远快于断陷的速度，以致没有出现非补偿型沉积环境，也就见不到暗色岩系而不同于馆头组。“塘上组”中部和顶部都出现熔结凝灰岩，说明湖盆曾经两度或更多次被填满。根据此地 “塘上组”在层序上的位置，它无疑是馆头组的同期异相堆积，即 “火山岩型馆头组”。由于火山喷发，破坏了正常的沉积环境，没出现真正的馆头组; 火山喷发之后恢复了正常的沉积环境，依然是浅湖相的红色建造和山麓堆积相砾岩，这与永康盆地的朝川组、方岩组完全相似，没有必要另起名称为 “赖家组”，更没必要更名为 “两头塘组”和 “赤城山组”。与水南相似的剖面还有多个，如舒洪盆地仙岩铺、马鞍山剖面和壶镇盆地的沈宅剖面，那里的 “塘上组”都是直接不整合覆于下火山岩系之上而整合伏于朝川组之下，都是火山岩型馆头组。

虽然水南剖面的 “塘上组”厚达千米，而作为火山岩，它的形成时期是短暂的，它也许只相当于馆头组中部的层位，但由于大量喷发物的填积，使湖盆提前变为浅湖相而导致火山岩之上相当于馆头组上部的层位被按岩性、岩相划归朝川组。从此可以联想到，各盆地的物源补给速度不一，沉降幅度不一，以致由深—半深湖亚相的馆头组变为浅湖亚相的朝川组的时间在不同盆地中肯定先后不一，所以馆头组与朝川组的界面，区域上不是个等时面，也不是个穿时面，而是个乱时面，而层序却是固定的。

❹ 各主要盆地盖层

(1)塔里木盆地盖层

该盆地古生界具有多时代多层系的盖层，自寒武系—二叠系各时代均发育有良好盖层。另外，古生界作为油气源来讲，中新生界各时代也起盖层作用(表5.30)。

表5.30 塔里木盆地盖层综合评价表

其各时代盖层岩性主要有:泥岩、页岩、致密灰岩、石膏、盐岩、煤层及火山岩。

(2)鄂尔多斯盆地盖层

1)该盆地上古生界上石盒子组和石千峰组是一套横向稳定以湖相为主的砂泥岩沉积，其中上石盒子组泥质岩厚度为70～100m，石千峰组泥质厚度为141～205m。两套地层的泥质岩分布广泛，横向连续，相当T8地震层，可连续追踪20～30km。泥岩厚度占地层厚度的80%以上，其气体绝对渗透率为0.7×10^－9～0.8×10^－9μm²，饱和空气条件下的突破压力为1.5～2MPa，其过剩压力为5.2～7.1MPa，成为整个古生界含气系统的大区域封盖层。

此套盖层具有自西向东厚度增大，区域封盖能力增强的特点，同时该组泥岩普遍存在过剩压力，过剩压力与物性差相匹配，使其具有双重封闭能力，有着更强的封盖效果。

2)局部盖层。目前，在盆地中北部地区，上古生界已探明的各天然气田的含气层位从西向东是变化的。它们受各自的局部盖层控制。

中西部的苏里格庙气层主要是盒6，向其东南部为盒8—山1，而乌审旗气田主要含气的是盒8，少量的盒7，以盒6以上泥岩层为盖层;向东到榆林气田则变成山西组下部(山2段)储层含气，其盖层为山西组上部山1泥岩段为主;盆地东部的子洲区带以石盒子下部的盒8、7含气为主，山2也产气，以盒6以上地层为盖层，分布局限于镇川－子洲地区;盒2、盒l、千5气藏只分布在神木—榆东一带，受局部砂岩体和局部泥岩隔层控制成藏。

华北地区盖层与鄂尔多斯盆地相似。

(3)中国南方地区盖层

南方地区的盖层也具有多时代、多类型盖层条件，分述如下:

1)泥质岩盖层。由于现今南方地区主要烃源岩已处于成熟—过成熟阶段，而且古生界烃源岩经历了印支、燕山和喜马拉雅期构造运动和岩浆活动的强烈改造及破坏。因此，南方地区油气勘探的重点应是次生和再生的天然气勘探为主。直接盖层和区域性盖层的垂向配置是形成天然气藏的重要条件。

下古生界区域性盖层有下寒武统和下志留统两套:

A.下寒武统区域性盖层:盆地区岩性以泥岩为主，本身又是烃源岩，在台地相区以碳酸盐岩为主。主要分布在滇东、川东南和川北、鄂西渝东、江汉盆地及下扬子地区。厚度为100～1000m，最厚处为1000m，位于渝东大巴山地区。

B.下志留统区域性盖层:盆地区岩性以泥岩为主，本身又是烃源岩，但遭受加里东以来的隆升剥蚀强烈。主要分布在兰坪－思茅盆地、滇东、川东南和川北、鄂西渝东、江汉盆地及下扬子地区。厚度为100至2000多米，最厚处达2290m，位于下扬子浙西临安地区。

印支运动以来，南方地区共发育3套区域性盖层:中下三叠统、上三叠统—下白垩统、中白垩统—第三系(古近－新近系)，岩性主要为泥岩和膏盐岩。印支运动以前的区域性盖层主要是志留系泥岩，主要分布在扬子区和特提斯构造域，现今能连片分布的地区是滇东北、四川盆地、中—下扬子中新生界覆盖区，盖层平均厚度300～1000m，最大厚度2000m左右。

C.中下三叠统区域性盖层:现今保存较好的中下三叠统区域性盖层主要分布在四川盆地及周缘、思茅盆地、黔桂、江汉、鄂东南和苏皖南地区。岩性以泥质岩、碳酸盐岩为主，局部夹膏盐岩层。残留盖层厚度100～600m，最大为1000m。盖层厚度最大处分布在南盘江盆地。据马力等(2004)评价结果，四川盆地属于Ⅰ—Ⅱ类盖层，江汉当阳－沉湖地区属Ⅱ类盖层，下扬子区属Ⅲ类盖层，南盘江拗陷属Ⅳ—Ⅴ类盖层，思茅拗陷属Ⅲ—Ⅳ类盖层。

D.中白垩统—第三系(古近－新近系)区域性盖层:现今保存较好的中白垩统—第三系(古近－新近系)区域性盖层主要分布在晚燕山－喜马拉雅期形成的张性盆地中。四川盆地南部、兰坪－思茅、江汉、麻阳盆地、南鄱阳拗陷和下扬子地区。岩性以泥质岩为主，局部夹膏盐岩层。残留盖层厚50～500m，最大为2000m。盖层厚度最大处分布在江汉盆地。在含膏盐岩分布地区的盖层，一般为Ⅱ类盖层，如江汉和楚雄盆地(马力等，2004)。

从南方地区各时代盖层突破压力统计分析表明(表5.31)，下寒武统、下志留统、中下三叠统、上白垩统盖层的平均突破压力分别为10.92Ma、22.16Ma、6.84Ma、23.03MPa，以下志留统和上白垩统区域盖层质量最好。从地区上分析，下扬子地区的盖层突破压力最大，质量最好，其次为江汉盆地和通南巴地区。

表5.31 南方各地区盖层突破压力统计表

❺ 学习任务中国中生界划分与对比

【任务描述】 ①了解中生代地质特征；②掌握中生代的地质时代划分；③了解中生代生物界面貌，鉴定代表性化石。

一、三叠系划分与对比

（一）典型工作任务——认识和分析三叠纪地层特征

阅读黔西南三叠系剖面、陕甘宁盆地（鄂尔多斯盆地）三叠系剖面资料（图9-8）；并参观下列地层标本，了解其代表的沉积环境：

（1）黔西南下三叠统的紫红色含双壳类化石砂、泥岩；

（2）黔西南中三叠统白云岩；

（3）黔西南上三叠统海相及陆相化石的砂、页岩；

（4）陕甘宁地区下三叠统紫红色砂、泥岩；

（5）陕甘宁地区中三叠统含植物化石的杂色砂、泥岩；

（6）陕甘宁地区上三叠统暗色含植物化石的泥岩、粉砂岩和油页岩。

（二）概述

三叠系是中国地层分布最广、地层结构最为复杂、生物类群比较丰富的地质沉积体之一。三叠纪地层分异明显受控于板块构造和沉积古地理格局，大体上以昆仑山-祁连山秦岭-大别山一线为界，呈现为南海北陆的沉积序列分化。二叠纪晚期，北方区的华北-柴达木、塔里木板块与西伯利亚-蒙古板块已连接形成巨大的劳亚大陆的一部分。中国北方大陆，包括西北、华北和东北广大地域，在三叠纪时期仅在一系列大小不等的内陆河湖盆地中保存沉积记录。其中大型河湖盆地主要有华北西部的陕甘宁（鄂尔多斯）盆地和宁武-沁水盆地，西北地区的准噶尔盆地和塔里木盆地等。华北东部、东北地区以及西北的祁连山、天山等地，主要是一些零星分布的小型山间盆地。唯华北地块南缘的陕西岐山-麟游一带下三叠统有海相夹层。此外，在黑龙江东部的完达山北段也有中、晚三叠世海相地层。

南方区除海南、云南、贵州等省，部分地区下、中三叠统为陆相或海陆交互相沉积外，全区主要为海相沉积。受印支运动的影响，扬子和华夏块体在三叠纪逐步与北方区拼合，华南地区在中三叠世晚期大规模海退，浅海范围退缩到黔桂及龙门山前一隅，其后的晚三叠世则以海陆交互相含煤沉积或陆相沉积为特征。扬子地块西侧西藏-滇西地区由特提斯多岛洋中的一系列小块体组成，三叠纪为海相沉积，直到三叠纪末期以后与扬子等地块拼合。

（三）华南板块三叠系

1.黔西南（贞丰）典型剖面分析（图9-8）

地层古生物基础

黔西南贞丰三叠系总厚达4000～5000m，可代表云南东部、广西、贵州南部等地区发育的三叠系。地层厚度巨大，表明地壳相对下降幅度很大，沉积也很迅速。从剖面岩相分析，飞仙关组以红色的砂岩为主夹灰岩，双壳类化石丰富，属于半干旱气候条件下的亚浅海沉积。永宁镇组和关岭组的白云质灰岩和白云岩各占本组总厚度的80% 以上，是半咸化浅海沉积物，但海水偶尔恢复正常，形成正常浅海灰岩、泥岩，说明海水变浅，具明显海退趋势。把南组和火把冲组是海陆交互相地层，向上陆相地层增多，海相地层减少，表明华南地壳上升过程中有短期地壳下降和海侵，二桥组是陆相河湖沉积，表明贞丰一带海水全部退出，由于地壳继续上升，使本区变为古陆剥蚀区，因此出现沉积间断，形成二桥组与上覆中下侏罗统的平行不整合接触。

图9-8 中国三叠系柱状剖面对比图

（据刘本培等，1996）

从上述分析可以看出，贞丰中下三叠统为咸化、半咸化及正常浅海沉积，上统则为极浅海、海陆交互相及陆相沉积。从下统飞仙关组海侵初期的紫红色砂泥岩开始，到上统二桥组陆相砂泥岩和顶部沉积间断止，构成一个巨大完整的沉积旋回，其中又可分出若干较小的沉积旋回，反映地壳的相对升降运动。在古气候方面，贞丰三叠系也反映出明显的规律，即由早、中三叠世的半干旱、干旱气候逐渐变为中、晚三叠世的温暖潮湿气候。伴随着古地理古气候的变化，在不同沉积环境中形成不同的沉积岩和沉积矿产。

2.横向变化（图9-9）

整个三叠纪，华南古地理总的演变趋势是地壳上升，浅海逐渐变成陆地，气候逐渐由干旱、半干旱逐渐变温暖潮湿。华南海区由于江南古陆的阻隔，以及海底地形的起伏，又可分为扬子区、东南区和右江区。扬子海盆的三叠系发育，岩相变化复杂且有规律；东南内陆海湾的三叠系岩性单一，且多缺失；右江边缘海较活动，具类复理石沉积。华南海区自中三叠世起，地壳运动趋于活跃，东南区大部上升为陆，普遍缺失沉积，扬子区则形成一闭塞的咸化海盆地。晚三叠世海退继续，华南海区逐步上升为陆，秦岭海槽东段也同时封闭，使华南大陆与中国北方大陆连成了一体。这一阶段的地壳运动在中南半岛最为显著，并主要表现为褶皱运动，故一般被称为印支运动。

图9-9 华南地区三叠纪沉积剖面示意图

（据刘本培等，1996）

（a）早中三叠世；（b）晚三叠世

（四）中国北方古陆三叠系

1.陕甘宁盆地典型剖面分析

昆仑-秦岭以北的中国北部，三叠纪处于大陆状态，华北和西北地区广布着一些彼此隔离的内陆盆地，其中主要的有陕甘宁盆地（又称鄂尔多斯盆地）、沁水、宁武盆地、准噶尔盆地及吐鲁番盆地，除南祁连山和东北地区的绕力河一带出露海相三叠系外，全为陆相沉积。

地层古生物基础

上述剖面下统及中统下部岩性以红色砂泥岩为主，是炎热干旱气候下的河湖相沉积，中统上部及上统黄绿色、深灰色砂泥岩发育，富含植物、鱼及介形虫化石，说明气候渐趋潮湿，是湖相为主的沉积。

2.横向变化

三叠纪时，中国北部大都处于大陆环境，大陆内部发育了彼此隔离的内陆盆地，具陆相的河湖沉积。仅西北地区的南祁连山和东北地区的挠力河一带具海相的沉积。

中国北部以吕梁山为界，以西多为大型的盆地，以东则为一些孤立小型盆地，这种东、西部的差异反映了我国整个中生代的地史特点（图9-10）。这些盆地三叠纪的历史大致都可以分为两个阶段：早、中三叠世为干燥气候下的河流、湖泊发展阶段，皆为红色的砂岩沉积，偶见石膏结核或夹层，含脊椎动物化石，表明继承了晚二叠世的干燥气候环境，当时地形起伏较大，以河流及湖泊沉积为主，中晚三叠世则为潮湿气候下的河流、湖泊、沼泽发展阶段，沉积物以灰绿色砂页岩为主，有些地区夹煤层、油页岩，富含植物化石，属湖泊、河流及沼泽相沉积。

（五）其他地区三叠系

1.塔里木地区

该区虽然地表露头分布局限，但大量石油钻井资料揭示，三叠系分布广泛，且地层序列齐全，为一套以塔里木盆地为中心的内陆盆地碎屑沉积组合。地层序列与北方大陆相邻的其他地层区相似，表现为下红、上黑的结构，而且上部含煤，并可能有海泛夹层。生物群中末见水龙兽-肯氏兽动物群，上统所含植物群具有南、北方植物群混生现象。本区也夹有多层海相疑源类化石。

2.内蒙古-兴安地区

该区三叠系主要是一些零散的小型山间盆地沉积物，且主要保存于东部的东北地区。下三叠统分布更加局限，主要为杂色含煤线的山麓山间碎屑沉积，含湖生叶肢介和双壳类，其气候为北方凉温带半潮湿类型，与华南的暖温带半干旱型红色序列有明显的差别。

3.西藏-滇西地区

本区三叠纪时期为特提斯多岛洋中孤立北漂的小块体，接受海相沉积，它们在三叠纪中晚期以后才与北方大陆拼合。

二、侏罗系划分与对比

三叠纪后期的印支运动使我国大部分地区海水退去，基本上处于大陆环境。中国东部则结束了“南海北陆”状态，华南和华北连成一片，古生代以来南北的显著差异已退居次要地位，而东西的差异却突出起来。

（一）典型工作任务——认识和分析侏罗纪地层特征

（1）阅读陕甘宁盆地侏罗系剖面（或四川盆地侏罗系剖面）资料，并参观下列地层标本，了解其代表的沉积环境：①下侏罗统暗色含植物化石的砂、页岩；②中侏罗统杂色含植物化石的砂、泥岩及泥灰岩；③上侏罗统紫色砂岩（或砾岩）。

图9-10 中国晚三叠世古地理图

（据刘本培等，1996）

（2）结合四川盆地侏罗系剖面，了解其岩性、岩相特征、生物组合、接触关系及地层厚度，分析该地区侏罗纪构造古地理特征。

（3）阅读侏罗纪岩相古地理图，了解印支运动和燕山运动对中国东部构造古地理的影响。

（二）中国东部的侏罗系

印支运动后，贺兰山、龙门山、大雪山一线以东的中国东部，除东北的挠力河地区、台湾及珠江三角洲至湘南等少数沿海地区有海侵或偶有海侵外，其余地区均属大陆环境。大陆上分布着大大小小的沉积盆地，吕梁-雪峰山以西为两个大型的内陆盆地，即鄂尔多斯盆地和四川盆地，吕梁-雪峰山以东为一系列小型的盆地，并表现有强烈的地壳运动和火山活动，这些盆地均以北北东向或北东向展布，显然是受华夏系或新华夏系构造控制。

1.陕甘宁盆地侏罗系典型剖面分析

该盆地轮廓侏罗纪时与三叠纪近似，唯沉积范围稍有缩小，下面列出该盆地东部剖面。

地层古生物基础

上述陕甘宁盆地的下侏罗统富县组是湖相为主兼有沼泽相的沉积；中统延安组宝塔山段至枣园段的岩性，是由粗至细的正旋回，是河流相转为湖相的沉积过程；直罗组从岩性及组合分析，具有河流沉积的二元结构特点，故应是河流相；安定组中泥灰岩、油页岩发育，富含介形类和鱼类化石，是典型的湖相沉积，安定组上部多次出现红层，说明气候渐趋干旱；上统芬芳河组仅见于盆地西南千阳县、凤翔县一隅，为干旱气候，内陆盆地边缘的山麓堆积，物源似来自其西部的古六盘山。总的情况是早、中侏罗世的沼泽成煤环境分布较广，后期转变为干旱气候。

陕甘宁盆地侏罗系相变显著，一般边缘为河流相，向中心逐渐过渡到滨湖相、浅湖相、深湖相（图9-11）。其中滨湖相常发育有沼泽含煤沉积；深湖相泥灰岩、油页岩层，富含有机质，是重要生油层；河流相、滨湖相沉积物颗粒粗，孔隙度高，为重要储油层位。盆地西边，贺兰山东侧一带侏罗系厚达2000m，是较强烈的坳陷地带。

图9-11 陕甘宁盆地侏罗纪岩相古地理略图

（据傅英褀等，1981）

2.四川盆地侏罗系典型剖面分析

该盆地侏罗系分布十分广泛，均属陆相沉积（图9-12），岩性以红色碎屑岩、黏土岩为主，故有红色盆地之称。川中地区的侏罗系在岩性及生物化石等方面有代表性，研究程度较高，现列出蓬溪、蓬莱镇剖面如下。

地层古生物基础

图9-12 早、 中侏罗世川滇盆地岩相古地理略图

（据王鸿祯等，1980）

1.滨湖砂砾岩相；2.浅湖砂泥岩相；3.湖心泥灰岩相；4.沼泽含煤相（叠加）；5.海陆交互碎屑岩相

地层古生物基础

由上述剖面可以看到川中地区侏罗系发育齐全，厚1437～3775 m。自流井组根据岩性及化石尚可分出六段，自下而上：珍珠冲紫红色泥岩、东岳庙灰黑色页岩夹介壳灰岩段、马鞍山紫红色泥岩段、大安寨紫红色泥岩夹灰岩段及凉高山杂色砂泥岩段。由岩性及化石分析，本组为湖相沉积，气候特点是干燥和温暖交替出现，属过渡类型；从沙溪庙期开始的中晚侏罗世，盆地内普遍沉积棕红色、紫红色的砂岩和泥岩为主的一套红层，并含石膏，厚层状砂岩增多，属燥热气候下河湖相沉积。

盆地内自流井组为内陆静水湖相沉积，川中地区位于湖盆中心，岩性多灰岩夹层，并富含淡水双壳类化石；由川中向西至江油-天全一线出现明显的粗碎屑岩沉积，多硬砂岩及砾岩夹层，应是滨湖沉积；由川中向东至鄂西和向北至广元地区均相变为含煤沉积（川北称白田坝组）；本组具备油气生成和转化条件，同时具有良好的储集和盖层条件。

中侏罗世沙溪庙期的盆地轮廓与自流井期基本一致，而岩相变化特点大致从龙门山向川中、川东地区，由砂砾岩洪积相变为砂泥岩河湖相到湖相。

晚侏罗世遂宁期，四川盆地处于相对稳定时期，岩性岩相变化不大，以砖红、红色泥岩为主夹粉砂岩及石膏，属干燥炎热的内陆湖相为主的沉积环境；由于生物缺乏，不利于生油，但砂层具储油条件，川中地区本组地面油苗普遍，在个别构造上已获小量工业油流。蓬莱镇期的古地理特点与沙溪庙期相似，岩性西粗东细，显示出东部水体较深。

侏罗纪时，四川盆地范围广阔，向西南可能和滇中沉积盆地相连，向东包括了川东、鄂西，向南已达黔中一带，属于巨大的内陆沉积盆地。

3.东部小型盆地的侏罗系

东部地区的侏罗系是一系列中小型盆地中的沉积，主要为陆相和火山岩相，仅少数浅海地区具海相及海陆交互相沉积。可以冀北辽西为代表（图9-13之①）。

图9-13 中国侏罗系柱状剖面对比图

（据刘本培等，1996）

冀北辽西地区的侏罗系，其下侏罗统为含煤沉积，属河流碎屑岩相和沼泽含煤相，夹火山岩；中上侏罗统为火山岩与沉积岩互层，上部含以Lycoptera （狼鳍鱼）为代表的“热河动物群”属火山喷发岩相和河湖相。侏罗纪中、晚期的地壳运动在冀北燕山地区十分显著，使本区发生断裂和强烈的火山喷发，并多次发生局部的沉积间断和角度不整合，因此这一运动称为“燕山运动”，此称谓后来被广泛用来代表侏罗纪和白垩纪这一时期的地壳运动，它对我国东部地区具有极大的影响。

（三）中国西部侏罗系

在贺兰山、龙门山、大雪山以西的我国西部侏罗系海相、陆相都很发育，昆仑山以南以海相为主，昆仑山以北以陆相为主。

昆仑山以南，因雪山运动，大雪山一带已褶皱升起，海水主要淹没西藏、滇西、青海南部和新疆西南边缘，并与古地中海相通，属特提斯洋东段。昆仑山以北，主要为几个北西向排列的内陆盆地，盆地轮廓大体与三叠纪相似，以吐鲁番盆地为代表。我国西北地区的陆相侏罗系，均与吐鲁番盆地相似，下、中侏罗统为含煤的湖沼沉积，上侏罗统为红层，并且整个侏罗系厚度大。

我国的侏罗系有陆相、火山岩相和海相三种类型。以陆相分布最广，多为盆地湖泊沉积。火山岩相主要分布于我国东部地区。海相仅限于我国西南部（西藏、青海南部、滇西），而广东、东北挠力河等边缘地区则具有海相和海陆交互相沉积（图9-14）。

三、白垩系划分与对比

（一）典型工作任务——认识和分析白垩纪地层特征

（1）阅读松辽盆地白垩系剖面（或陕甘宁、四川盆地白垩系剖面）资料，并参观下列地层标本：①松辽盆地白垩系各色含双壳类等化石的泥岩、粉砂岩；②陕甘宁盆地白垩系棕红色含鱼化石的细砂岩、泥岩；③四川盆地白垩系棕红色含双壳类化石的细砂岩、泥岩。

（2）对比辽西和四川盆地的生物面貌、沉积特征及其与气候的关系。

（3）根据辽西侏罗、白垩系地层的岩性、岩相特征、接触关系、岩浆活动及地层厚度，分析该地区侏罗、白垩纪构造古地理特征。

（4）阅读侏罗、白垩纪岩相古地理图，了解印支运动和燕山运动对中国东部构造古地理的影响。

（二）概述

白垩纪我国大部分地区仍为大陆，海侵范围更加缩小，海水仅到达西藏、西昆仑，新疆西南缘和台湾等地区，因此我国的白垩系有陆相、火山岩相和海相三种类型。而陆相和火山岩相广泛发育，是我国白垩系最显著的特点。

中国白垩系研究起始于20世纪20年代，早年仅在地质考察或矿产资源调查中作为一项内容进行的，研究的广度和深度都很有限。50年代以后，随着各种比例尺地质调查填图和石油、煤等沉积矿产的普查与勘探工作的广泛开展，极大地推动了中国白垩系的研究并取得了突破性的进展。建立起了各大区区域白垩系地层层序与对比关系，尤其在中国东部火山岩发育地区，建立起了热河群及其与下伏、上覆地层的完整层序，肯定了建德群、永康群、衢江群的层序关系，从而建立起具有代表意义的完整火山-沉积岩系的白垩系层序及其生物群组合序列。并以燕辽、松辽平原地区的白垩系及其生物群的综合研究为标准层序，建立了中国陆相白垩系12个阶。各门类化石的研究取得了系统的成果，建立起叶肢介、介形虫、双壳类、爬行类、孢粉、植物等多个门类的生物组合带或生物带，为各地层区地层层序的建立和对比，进而与国际白垩系研究对比提供了可靠的化石依据。在海相白垩系发育地区，以喜马拉雅地区白垩系层序为标准层序，建立起海相白垩系层序和海生生物组合带或生物带序列。

图9-14 中国玩侏罗世古地理图

（据刘本培等，1986）

（三）中国东部

中国东部的白垩系基本上全为一系列内陆盆地的陆相沉积，这些盆地在侏罗纪时大多已经存在，经燕山运动进一步发展。吕梁-雪峰山以西仍然是一系列大型盆地，即鄂尔多斯盆地和四川盆地。吕梁-雪峰山以东又出现一系列大型盆地即松辽盆地、华北盆地和江汉盆地，它们于侏罗纪后期至白垩纪时，由于地壳断裂，下陷而形成。此外，还有一系列的小型盆地，以火山活动强烈为特征。

1.辽西白垩系剖面分析

由于110Ma前燕山运动的影响，早白垩世早期和早白垩世晚期至晚白垩世两个阶段地层发育特征不同。辽西剖面着重介绍早白垩世地层发育情况（图9-15），由阜新、朝阳、建昌等地综合建立。

地层古生物基础

辽西地区九佛堂组空间上存在显著相变，有时与义县组内部沉积夹层不易区分，总体上仍代表强烈的构造-火山活动末期的沉积记录。沙海组-阜新组代表新一轮拉张构造背景下的裂陷盆地沉积，以沙海组上部的深湖相泥岩段代表湖盆最大水进期，发育浊积岩和滑塌构造，表明拉张裂陷作用达到高峰。阜新期起转化为总体向上变浅的盆地充填过程，成煤沼泽广布，是主要的含煤层位。阜新组顶部砾岩增多，达400 多米，仅见薄煤层（有人另建半拉山组），标志着盆地周围地势抬升，堆积速度增强的盆地填满过程，孙家湾组红色粗碎屑岩代表急流堆积，分布局限，从区域上看以角度不整合覆于下伏地层之上，但盆地中心部位与阜新组顶部间未见明显间断。因此，阜新组和孙家湾组间发生过重要构造运动，导致原先张裂盆地遭受挤压而抬升成为山地。这期运动发生在早白垩世晚期（约110Ma），称为中期燕山运动，或燕山运动Ⅱ。辽西地区从此不再发生明显沉降和接受沉积，可能出现一些零星的火山喷发（约90Ma）作用。

2.松辽盆地白垩系剖面分析

燕山运动引起中国东部古地理格局的重要变化，早白垩世晚期起新的大型坳陷盆地转移到北北东向的松辽盆地一带，形成我国目前最重要的含油岩系——松花江群（图9 15），介绍如下。

地层古生物基础

火石岭组、营城组为火山间歇喷发与湖沼相共同的产物，沙河子组是相对宁静的浅湖、沼泽含煤沉积。从火石岭组至登楼库组沉积范围狭窄，岩性变化较大，代表小型断陷盆地沉积类型，从泉头期起转化为大型坳陷盆地。登楼库组和泉头组属弱氧化和弱还原环境下的河湖相沉积，青山口组至嫩江组是以还原环境为主的湖相沉积，是主要的生、储油层段，四方台期和明水期又出现了弱氧化和弱还原环境下的河湖相沉积。登楼库期至明水期构成一个巨大而完整的沉积旋回，其中尚可分出登楼库期、泉头期至嫩江期、四方台期至明水期三个次一级的旋回，青山口期至嫩江期是湖水最深时期。

图9-15 中国白垩系柱状剖面对比图

（据刘本培等，1996）

3.东部小型盆地中的白垩系

从东北东部，经山东半岛至雪峰古陆以东的东南沿海一带，除苏北地区外，白垩纪时分布着一系列小型盆地，这些盆地以北东向或北北东向展布，白垩系一般由火山岩和红色岩层组成，系大陆火山活动地区沉积环境多变的火山岩-沉积岩的综合性组合。东部小型盆地白垩系的特点，除含有大量火山岩系外，就是上、下白垩统间普遍呈角度不整合接触，代表燕山运动的一幕，向上和第三系一般则多为整合接触。

4.四川盆地和陕甘宁（鄂尔多斯）盆地的白垩系

四川盆地和陕甘宁（鄂尔多斯）盆地中的白垩系，主要为一套干燥、半干燥气候条件下的红色或杂色河湖相沉积。地层分布及岩性特征表明：盆地东部逐渐有所上升，沉积中心向西迁移，使盆地形成西缘陡而东缘缓的地形。

图9-16 中国早白垩世晚期-晚白垩世古地理图

（据刘本培等，1996）

综上所述，贺兰山-龙门山-大雪山一线以东的中国东部地区，白垩纪是一系列内陆盆地发展的历史，它们是继侏罗纪中后期的燕山运动而进一步发展起来的，皆以北北东向展布。从西向东共有三列盆地（图9-16）：第一列为两个大型的稳定盆地即鄂尔多斯盆地和四川盆地，白垩纪时其东侧有所上升，沉降中心向西侧转移，后期鄂尔多斯盆地整体上升；第二列为一系列新形成的大型盆地，即松辽盆地、华北盆地和江汉盆地，它们为侏罗纪后期至白垩纪时显著下降的新的大型凹陷区，含丰富的石油及天然气矿产，火山活动和褶皱运动仅华北盆地有表现；第三列为一系列中小型盆地，即东北东部、山东半岛及浙闽等小型盆地发育地区，仅苏北盆地较大，它们邻近环太平洋海槽，地壳运动强烈，表现为大规模的火山喷发和褶皱运动（上、下白垩统间不整合）。中国东部地区的白垩系普遍为红色岩系，在江汉和苏北等盆地的上白垩统中尚含有膏盐层，说明普遍为干旱气候环境，仅东北北部（特别是鸡西一带）白垩系含煤层，属潮湿气候环境。

（四）中国西部

白垩纪时中国西部与侏罗纪相似，仍处于“南海北陆”状态，但昆仑山以南的海侵范围已大大缩小，陆相地层逐渐占主要地位。西北地区为一些内陆盆地，新藏地区、西昆仑及滇西为海水淹没，其海水与特提斯海相通（图9-16）。

西北地区的一些内陆盆地，以新疆准噶尔盆地为代表，下白垩统以灰绿色砂岩、泥岩为主，夹褐红色泥岩，含Dsungaripterus （准噶尔翼龙）及介形虫等；上统为砖红色砂岩、泥岩、砾岩，含介形虫化石，属温湿气候逐渐变为干燥气候的湖相沉积。

新藏海区大致可分为三部分：南部珠峰地区属陆缘浅海沉积，由深色页岩、灰岩及泥灰岩组成，夹石英砂岩，具Neohoploceras，Calycoceras，Bournonia 等菊石及海胆、双壳、珊瑚等底栖与浮游生物，岩性及厚度稳定，完全没有火山岩；中部雅鲁藏布江地区为活动型深海-半深海沉积，岩性较复杂，以碎屑岩为主，复理石层发育，并夹大量中基性火山岩，具菊石、箭石等浮游生物，属海槽性质；北部喀喇昆仑、藏北地区，属滨海及浅海沉积，以浅色碎屑岩及灰岩为主，夹陆相沉积，局部具中-酸性火山岩，含菊石、双壳、珊瑚等浮游和底栖生物。

❻ 南黄海区域构造演化

下扬子区海相盆地的沉积演化史至早三叠世末期已基本结束，后期盆地主要经历了加里东期和中生代前陆盆地时期（T₂₊₃—J₁₊₂）、转换盆地时期（J₃、K₁—K₂），以及新生代断陷盆地时期（E）、坳陷时期（N）的改造。经历了挤压褶断、碰撞造山→压、张脉动和走滑→拉张块断和反转→挤压收敛的发展过程，形成了海相盆地和中新生代断陷盆地叠合改造型残留盆地。以晋宁事件和印支—燕山事件为界，可将下扬子区的构造演化划分为前扬子板块阶段、稳定地台阶段、大陆板块活化阶段。

（一）下扬子区海相中-古生界各时期原型盆地的形成

从震旦纪—早志留世，扬子陆块具有稳定的大陆板块边缘盆地的特征（任纪舜，1992）。构造运动只具有振荡运动的性质，加里东运动使下扬子区长期隆起，缺失上志留统和中-下泥盆统，沉积间断长达47Ma；加里东运动后其他构造事件都是持续时间短暂，上升幅度较小；中三叠世末的印支运动使华南地区全面隆升，基本结束了本地区的海相地层发育历史，中三叠世末—早白垩纪下扬子区大部分地区都处于隆升剥蚀状态，只在局部地区发育有前陆盆地沉积。

下扬子陆区研究表明，晋宁运动之后，下扬子区开始接受稳定的地台型海相沉积建造。晚震旦世开始，上震旦统陡山沱组页岩和灯影组白云岩向全盆地披盖式超覆代表了盆地沉降作用的开始，沉降中心位于浙西一带，形成以碳酸盐岩为主的克拉通边缘海沉积建造。这一时期海相沉积主要以一个中央台地和其两侧的深水槽地为基本格局。中央台地大致位于石台—南京一带，以开阔台地相碳酸盐岩沉积为主，台地北侧为滁县海槽，其南为安吉海槽，在这两个深水海槽内以沉积黑色泥岩、硅质岩和暗色细粉晶灰岩为主，沉积物中富含有机质，是早古生代生油物质聚集中心。早古生代末期发生的加里东运动使“江南隆起”在浙、皖边界褶皱抬升，原“一台两槽”沉积格局消失。早石炭世初期，盆地西部开始沉降，形成海陆交互相和浅海碳酸盐相沉积。中石炭世，盆地全面沉降，全盆地发育碳酸盐岩开阔台地相沉积，仅在江山—兰溪一带出现局限台地白云质泥晶灰岩、藻球灰岩夹石英粗砂岩。石炭纪末期盆地内曾有一次短暂抬升，局部地区在下二叠统底部侵蚀面上见石炭系煤系。早二叠世为碳酸盐岩台地沉积，晚二叠世出现较大相变，盆地北部的大隆组放射虫硅质岩代表盆地相沉积，南部的长兴组灰岩代表碳酸盐岩台地相沉积。早三叠世沉积体制与晚二叠世具有一定的继承性，早期广泛海浸，盆地内大部分地区为陆棚沉积，在巢县—南京一带出现硅质泥岩建造，早三叠世晚期在无锡—南昌一带出现碳酸盐岩台地，台地南北两侧均为高能鲕滩沉积，台地西北出现碳酸盐岩斜坡，发育薄层灰岩、瘤状灰岩、泥晶砾屑灰岩和蠕虫状灰岩。发生于中三叠世末的印支运动使华南大地全面隆升，基本结束了本地区的海相地层发育历史，海相建造从此受到严重的改造。

印支运动，已被公认为中国大地构造史上的一次伟大转折（陈沪生等，1999；丁道桂等，1991；董树文等，1994；郭正吾等，1996；马寅生等，2004）。根据目前的资料，印支运动应属扬子板块与华北板块拼合、碰撞的前奏，表现为古特提斯海的关闭到扬子板块向华北板块的府冲，时限为中三叠世—中侏罗世后。三叠纪末期，以特提斯海关闭为特征的印支运动，导致下扬子区稳定缓缓地上升隆起，使海水逐渐退出，地壳发生大型坳隆形变；并经上升剥蚀使下扬子区中-古生界成为复向斜，并控制了早－中侏罗世盆地的形成与发展。中侏罗世以后，扬子板块与华北板块剧烈碰撞，导致下扬子区基底-盖层、盖层层间的两次拆离、逆冲-推覆造山，使包括中、下侏罗统在内的中-古生界遭受强烈的挤压形变、位变与序变。下扬子区的构造式样应该主要是这一时期形成的。

总的来说，本期虽说挤压、形变十分强烈，但受力性质和方向趋于单一。恢复中生代盆地总体走向应与两大板块的基底性质（华北板块硬、扬子板块软）和边界位置有关。由于拼贴呈反时针偏转，其盆地走向亦呈NE—NNE偏转，沉积范围则呈逐渐萎缩趋势。中生代盆地基底仍受制于前期一隆两坳背景，但厚度只能参考残存和盆地性质加以推测。经过印支-燕山期改造后，原先的“一台两盆”沉积格局已演变为压缩抬升基底结构及“两背夹一向”总体构造格局。现今的复背斜区-盆地东南、西北边缘抬升尤为强烈，地层剥至下古生界，古油气藏破坏严重。

（二）下扬子区海相中-古生界盆地的改造史

下扬子区海相盆地的沉积演化史自早三叠世末期已基本结束，取而代之的是遭受后期各期构造运动的改造。下扬子区海相中-古生界盆地的被改造史从其构造活动特点分析，大体上可以分为如下几个阶段。

1.前陆盆地的形成及其对前期盆地的改造作用

中－晚三叠世至早－中侏罗世，由于下扬子板块与华北板块的陆-陆碰撞及华南板块的作用，下扬子区处于南东-北西向强烈的挤压应力环境，区内发生了大规模的逆冲推覆构造，并具有对冲推覆构造特点，其对冲构造的枢纽带大体位于芜湖—马鞍山和南京—安丰一带，呈北东向展布，发育了下扬子板块中部的前陆盆地。从下扬子陆区看，海相中-古生代地层发生强烈变形，形成一系列以北东走向为主的挤压褶皱带和逆冲推覆带以及广泛的多层次滑脱，其中－下志留统厚层泥岩段底部是区内的主要滑脱面，把上、下古生界分成两个不协调的形变层，在此情况下，上古生界的构造要比下古生界复杂。

2.转换盆地的形成及其对前期盆地的改造作用

下扬子区从晚侏罗世—早白垩世，大量的火山喷发形成一系列的火山喷发沉积盆地，晚侏罗世火山岩盆地、火山构造、岩体的空间分布特征，表明它们明显受早期断裂构造控制，如溧水、溧阳、庐江、繁昌、当涂和宁芜等火山岩沉积盆地。它们的出现意味着岩石圈从剪切破裂向张扭性裂陷的初步转变。这些火山岩盆地主要沿北北东向走滑断裂分布，具有拉张走滑构造的特点，表明火山岩浆是沿切割较深的走滑断裂的张裂处喷发的，郯庐断裂的左行平移是此次活动的主要动因。

晚侏罗世—白垩纪的盆地改造特点，表现为下白垩统葛村组为零星分布的小型山间盆地沉积，亦呈北东条带状与北东向走滑断裂相伴生。与此同时，在局部地区出现了走滑挤隆构造，老地层覆于上侏罗统和下白垩统（J₃—K₁）之上。反映了区内强烈挤压后的调整恢复过程，具有“压”、“张”脉动性质，表现为“热喷发”至“冷收缩”的构造演化特点，但总体上，属于构造活动相对稳定的时期，形成了厚度较大的上覆盖层，对下伏油气藏的保存有重要作用。

3.断陷盆地的形成及其对前期盆地的改造作用

晚白垩世末，岩石圈转向了伸展运动的全新时期，随着地壳表层开裂的程度逐步加大，终于发展成为以苏北－南黄海盆地为主体的伸展盆地群。陆上部分苏北盆地由一系列走向北东箕状断陷雁行排列而成，箕状断陷一般受海相中-古生界内部先存断裂的控制，因此，沿对冲复向斜带为轴线（海安—扬州—南京—庐江一线），各箕状断陷出现了北部为“南断北超”、南部为“北断南超”的构造格局。各盆地内主要充填泰州组（K₂t）、阜宁组（E₁f）、戴南组（E₂d）、三垛组（E₂s）的湖相碎屑岩建造，并有玄武岩夹层，是表层裂陷已波及深部。

4.坳陷盆地的形成及其对前期盆地的改造作用

古近纪后期至今，区内又处于压张脉动时期，表现为新近纪玄武岩的喷发和早、新近纪之间的不整合（三垛事件），使本区进入了近东西向挤压为特征的收敛期，从而结束了断陷期进入了新的坳陷期，在近北北西向的坳陷中沉积了新近系（盐城组）和第四系（东台组）地层（柴利根等，1982；王胜利等，2006）。在此期间坳陷盆地的发育对古近系的油气成藏及保存起重要的作用。

综上所述，下扬子区海相中-古生代原型盆地在漫长的地质演化历史中，经历了从前陆盆地→转换盆地→断陷盆地→坳陷盆地四期主要的构造改造期，遭受了多期构造运动的强烈改造，从而使其原型盆地变得面目全非，使其具有典型“改造型残留盆地”的构造特点。

❼ “天台群”与永康群的关系

构造-沉积学研究，强调要区分背景沉积与叠加沉积，即区分正常沉积与事件沉积。进行区域对比时，只能以遵循一定构造-沉积规律演化的背景沉积为依据，那些无规律的局部性、瞬时性、突发性的非区域地壳构造运动控制的叠加性沉积不能作为对比依据，在建立地层层序时，要剔除干扰性沉积，诸如余喷期火山岩、滑塌岩、风暴岩和水下重力流沉积等。

特别需要指出的是火山事件，早白垩世时，它是背景沉积，空间上连片出现，时间上连续不断，自成系统。到了早白垩世晚期，火山岩层时空上都是不连续的，先后不一，分布区域也有其局限性，与盆地中的正常性的背景沉积无任何成因联系，不能作为一个正常层序来考虑。同样道理，山麓堆积相砾岩在晚白垩世受控于地壳运动，作区域性分布，是晚白垩世中期的背景沉积; 而白垩纪的湖泊重力流沉积却是个来去匆匆的过客。火山活动和洪暴引发的水底扇，它们的发生可以暂时地中断正常性沉积，但过后还会恢复正常沉积。

无疑，数百乃至上千米的火山地层，宏观上非常醒目，但它们的局部性、瞬时性和不等时性，使之不能作为区域地层对比的标志。不等时性已如表 14-4 所列。瞬时性是指它的发生与延续时间，相对于上火山岩系约 2 000 余万年而言，只是弹指一挥间。俄罗斯堪察加半岛的克留契夫火山，经过5 000 年约700 次喷发，喷出的熔岩总体积达3 400 多立方千米。把这一喷发量装到浙江这些 500 ～1 000 km2的盆地里就会形成 30 000 ～60 000 m 厚的火山岩系，相当于 “塘上组”厚度的十倍乃至百倍。而 5 000 年相对于上火山岩系 ( 馆头组 + 朝川组) 的近 2 000 万年而言，仅约 1/4 000。1815 年4 月 5 日，印尼松巴哇岛的塔姆博拉夫火山一次喷发量至少有100 ～150km3，把它装到天台盆地、丽水盆地等不足 500 km2的盆地里，比 “塘上组”的平均厚度薄不了太多。美国亚利桑那州的维廉峡谷区一次熔岩溢流就形成 300 km2的高原，熔岩厚度可达 240 m。从以上数字可见，形成 “塘上组”数百乃至上千米火山岩，其所需的时间，相对于上火山岩系的延续时间而言，认为是弹指一挥间，确非夸大之词。永康盆地馆头组 + 朝川组连续沉积为1214m，平均每米沉积近两万年。“塘上组”形成的时间，充其量只相当于半米沉积形成的时间。

断陷盆地是在地动力机制从松弛走向拉张后形成的。地动力机制的改变在一定范围内是同时的，盆地形成也大致上是同时的。盆地形成以后，有了沉积场所，就必然发生沉积作用，形成同期的地层。永康盆地、老竹盆地与其相邻的舒洪盆地、丽水盆地及稍远些的天台盆地、仙居盆地均相距不远，盆地带的垂向间距近者 10 余千米，远者 40 余千米，不算是大范围，这些盆地的形成应该是同时的。但永康盆地和老竹盆地下部为馆头组，而舒洪盆地、天台盆地有的剖面下部是馆头组，另一些剖面下部却为 “塘上组”。如果说 “塘上组”的层位高于方岩组，那就等于说舒洪、天台盆地底部为 “塘上组”的地方，断陷盆地形成之后长期空敞着，直至别的地方沉积了朝川组和方岩组之后才发生沉积作用。这里面就存在一系列难以解释的问题: ①舒洪盆地和天台盆地处于丽水-余姚断裂之东，早白垩世时火山活动的强度大于断裂以西的永康盆地和老竹盆地。因此，前者壳下卸空、壳上加压程度均大于后两者，具备了比后两者更为良好的形成断陷盆地的条件，早白垩世中期应该同后两者一样形成沉积盆地，沉积了下白垩统中部的馆头组。可是为什么舒洪盆地的仙岩铺、马鞍山和天台盆地的水南等地却为上白垩统的 “塘上组”? 天台盆地的焦家坑和舒洪盆地的谢山头等地，都有正宗可靠的馆头组，说明这些盆地早白垩世中期已经断陷成盆，且有了中期的沉积。如果 “塘上组”确实是晚白垩世地层，为什么同一个盆地，有的地方底部早白垩世中期就有沉积，而另外一些则直到晚白垩世才有沉积? ②如果 “塘上组”确实是上白垩统底部层位，那么是什么力量支撑着这片壳下卸空和壳上加压程度均高的地壳在早白垩世中期拉张力场下没有断陷? 又是什么力量使这些地方在区域上全面隆升形成上类磨拉石建造时，它们却断陷形成 “塘上组” ( 表 14 －2，将 “塘上组”与本书归为上白垩统的中戴组横向对比) ?

如果改弦更张，将 “塘上组” ( 单指上述仙岩铺等盆地底部的 “塘上组”) 的时代改为馆头期，则以上问题即可迎刃而解，说明早白垩世中期这些盆地均已断陷成盆，有的地方发生火山爆发，并形成时代上与馆头组同期的 “塘上组”，向未喷发的地区相变为正常沉积的馆头组。

如果说水南等地的 “塘上组”与馆头组层位相同，那么其上整合覆盖的 “两头塘组”和 “赤城山组”也就相当于朝川组和方岩组的层位，而且岩性、岩相和相序均完全相同。火山活动发生较晚的地方，“塘上组”的层位就较高，同样会横向相变为正常沉积的朝川组。总之，“塘上组”是白垩纪中晚期期间局部火山喷发形成的岩层，层位高低不一，侧向会相变为同期的沉积相地层。是火山喷发暂时中止了正常的沉积形成“塘上组”; 火山活动过后，环境复原。所以所谓 “天台群”，差不多是多了些火山岩夹层 ( 段) 的永康群而已。在考察过永康群剖面和 “天台群”剖面后，笔者对两者剖面结构的相似性留下了深刻的印象。试将永康群和 “天台群”的地层柱并列，按笔者的建议，把那些火山岩、重力流等叠加性的事件沉积层剔除后，再互相对照一下，便可一目了然，“天台群”加其下伏下白垩统上部地层 = 永康群。

丁保良等 ( 1989) 就指出，浙东地区 “馆头组与朝川组 ( 塘上组) ……火山岩夹层发育，甚至以火山岩为主夹沉积岩”。所以认为 “塘上组与朝川组大致相同，为同期异相沉积”，并建议 “岩性以沉积岩为主者称朝川组，以火山岩为主者称塘上组”。俞云文( 1996) 亦一再申明，“塘上组层位大致与朝川组相当，即相当于火山岩型朝川组”，并认为 “小平田剖面中小平田组为塘上组”。

笔者基本上同意丁保良、俞云文两位的意见，所不同的是笔者认为 “塘上组”的层位不固定，有的相当于馆头组，即火山岩型馆头组; 有的层位相当于朝川组，即火山岩型朝川组，“小平田组”情况与之完全相似，它们是永康群中方岩组之下层位不固定的火山岩夹层。这些意见，笔者等 ( 丁保良等，1999; 李耀西等，2001) 曾著文论述。其后，蔡正全等 ( 2001) 、卢成忠等 ( 2006) 的论文中亦表示了类似的认识。

岩石地层单位必须有固定的层位和面上展布，而 “塘上组”、 “小平田组”没有固定的层位，不应该作为岩石地层单位来对待。

笔者等观察过 “小平田组”的命名剖面。该剖面有两套火山碎屑岩: 下面一套的底板为含少量细砾的粉砂岩; 上面一套的底板为不含砾的粉砂岩。按 《浙江省岩石地层》编者对 “小平田组”和 “塘上组”的区别标准 ( 有无 “底砾岩”) ，上面一套应定为 “小平田组”，下面一套则为 “塘上组”。可是这又与他们认为 “塘上组”是高于 “小平田组”的构造亚层的设定相矛盾; 他们是顾了 “塘上组”层位高于 “小平田组”这一头，将上面的火山碎屑岩定为 “塘上组”，而顾不了 “塘上组”应该有 “底砾岩”，应不整合覆于下伏地层之上这一头，弄得顾此失彼，难以自圆其说。

“天台群”以 “塘上组”为底，以 “赤城山组”为顶，其顶界与永康群一致，而底界则未必一致; 当 “塘上组”不整合覆于下火山岩系上时，它们的底界一致，“天台群”即火山岩型的永康群; 当 “塘上组”覆于馆头组或朝川组的不同层位上时，“塘上组”之下的部分永康群不是 “天台群”的组成部分，两个群的底界不一，“天台群”只是永康群的一部分，其底界高于永康群的底界。所以，认为 “天台群”就是火山岩型的永康群和“塘上组”就是火山岩型的朝川组都不够严谨。随着 “塘上组”被废弃，因之而新创的“两头塘组”、“赤城山组”、“天台群”、 “赖家组”等配套名称就失去了存在的意义，照此办理，“小平田组”、“壳山组”等名称也应取消。

由于 “天台群”的 “两头塘组”和 “赤城山组”在岩性和岩相、层序上实在太像朝川组和方岩组，为了支撑 “天台群”这个新创的名称，说明它们与永康群不是相同的层位，有人强调 “天台群”中产恐龙蛋化石，而永康群没有，所以不是一个层位。客观地讲，未发现化石，不等于没有化石; 即使没有，也不能只凭这一条就可以下这结论，因为生态环境各地不一样，同一时代，有的地方可以生物繁茂，而另一些地方因生态不宜而物种单调。只有发现不同化石组合，证明层位确实不一样，才能下此结论。据 1995 年 11 月7 日 《浙江日报》 报道，永康盆地已发现恐龙和恐龙蛋化石，实物现存永康市文物管理处仓库。笔者曾到文物管理处参观过实物，确信无疑。那里保存了一根一米多长的大腿骨和一窝 7 个恐龙蛋，后来又发现两根腿骨。化石未经专家鉴定。该窝恐龙蛋与天台县城北啤酒厂工地找到的蛋形状、大小均相似。当年在采集现场工作的拖拉机司机黄师傅带领笔者等参观了化石产地的现场，大腿骨产出层位为朝川组上部辫状河亚相心滩微相砂岩中，恐龙蛋则产于相去不远的漫滩微相的粉砂岩中。

“天台群”的创立，并认为其为永康群之上的 “新构造亚层”的原因，首先是 “塘上组”在岩性上明显不同于永康群中的任何已知岩组，加上将其底部湖泊重力流成因的层间砾岩视作 “底砾岩”，而其下多数情况下又有永康群不同层位的岩组，这就促成了 “新构造亚层”概念的形成。既然是新构造亚层，当然不能再使用永康群及其下属岩组的名称，于是一系列新的名称应运而生，如 “塘上组”、“赖家组”、“天台群”、“丽水运动”等，甚至将 “赖家组”a 段、b 段易名为 “两塘头组”和 “赤城山组”。

“天台群”的创立，给地质界带来了长期难以澄清的混乱。地层方面只是乱了浙江省自己，内部纷争不已，而对邻省影响不大，还没见邻省将火山岩夹层如广东的优胜组、福建的白牙山组等视作 “新构造亚层”。影响最大的是将火山旋回的研究导入了误区。本来火山活动到晚白垩世中期已经很微弱，如 《福建省区域地质志》报道，认为沙县组夹少量火山岩 “是火山活动将近停息时之产物”，与方岩组层位相当的崇安组中几乎无火山岩记录。《江西省区域地质志》报道江西省与方岩组层位相当的圭峰群中只夹少量玄武岩类。而浙江省因为将 “塘上组”层位置于方岩组之上，以致出现了上火山岩系之上，还有一个火山岩系之现象。其实浙江的情况与其他省情况相似，中戴组和方岩组中所夹火山岩很少。

❽ 有机质丰度

百色第三纪盆地主要发育在百岗组（E₂b）和那读组（E₂n）沉积时期。我们在全盆地收集了70口井共554个有机碳分析数据统计，百岗组一段和二段暗色泥岩主要分布在盆地的东部地区，有机碳含量都比较低，平均低于0.4%，属于非烃源岩岩，百岗组三段平均为0.75%；那读组各段平均在1.01%～1.58%之间，其中东部以那读组一段最高，平均1.47%，西部以那读组三段最高，平均1.58%（表3.1）。百色盆地煤层和碳质泥岩厚度较薄，分别在几米到十几米之间。煤层的有机碳含量多在37.1%～58.6%之间，碳质泥岩有机碳含量在为3.5%～6.2%之间。

从有机碳含量平面分布来看，百色盆地东部坳陷烃源岩的有机碳含量较高，绝大部分都在1.0%以上，达到了好烃源岩的标准，最大可达2.6%以上（图3.1）。那读组各层段烃源岩有机碳含量反映出基本相同的变化趋势，有机碳含量大于1.2%的点均落在盆地中心附近，其中，在田东凹陷的马鞍山北区、花茶—唐林及坡圩—头塘3个区域内TO C数值较高，其沉积环境为浅湖－半深湖相沉积。西部坳陷那三段烃源岩有机碳含量大于1.2%的范围大致沿六塘凹陷中央断凹带分布。

表3.1 百色盆地第三系暗色泥岩有机碳数据统计表

图3.1 百色盆地那读组二段（E₂n²）有机碳含量（%）等值图

百色第三纪盆地百岗组和那读组烃源岩暗色氯仿沥青“A”含量多分布在0.01%～0.24%之间，平均为0.0896%。暗色泥岩烃源岩的氯仿沥青“A”含量/总有机碳（w（氯仿沥青“A”）/w（TOC）比值多在1.51～181.6之间，平均为61.6。w（氯仿沥青“A”）/w（TOC）可在一定程度上反映了烃源源岩有机质的烃转化率，但是与有机质热演化程度有关。在未熟阶段w（氯仿沥青“A”）/w（TOC）很低，当进入生烃门限时开始大幅度增高，到生烃高峰演化阶段时达到最大值，之后有降低的趋势。

百色盆地那读组烃源岩的特征和热演化程度基本与胜利惠民凹陷和柴达木盆地烃源岩的特征和热演化程度相似（图3.2），但是烃源岩有机质的烃转化率相对较低。百色盆地那读组烃源岩的w（氯仿沥青“A”）/w（TOC）比值较低，均在200mg/g以下（图3.3），大部分样品在100mg/g以下，而胜利惠民凹陷和柴达木盆地第三系烃源岩的w（氯仿沥青“A”）/w（TOC）有较大的变化范围，有半数以上样品在200mg/g以上，部分样品达400mg/g以上，表明其成烃转化率明显高于百色盆地。由于这几个盆地的烃源岩有大致相同的热演化范围，因而它们的w（氯仿沥青“A”）/w（TOC）变化范围能反映彼此生烃潜力的高低。相比之下，百色盆地主力烃源岩那读组生油层生烃潜力较低。

图3.2 百色盆地与其他盆地第三系烃源岩有机碳含量对比图

图3.3 百色盆地与其他盆地第三系烃源岩烃转化率对比图

❾ 强中纬力的地球响应

我们讨论了受强中纬力作用的海水的运动、大气的运动，从而获得了强中纬力是形成地球上环流的重要作用力组成部分的认识。

强中纬力的作用除了对地球中纬度地带物质有强烈作用外，还对相对低纬度地带的物质有作用，只是随着纬度的增高或降低作用影响越来越小，直至为零。受强中纬力作用的物体还有一个重要的特性需要总结，即物体在强中纬力作用下，并辅以一定条件，将可以跨越赤道。

1.对板块的作用

强中纬力作用于地壳，主要表现在对板块的作用上。板块分为活动的和相对稳定两种，强中纬力对活动板块的作用表现在板块运移上，这一点将在专门论述板块的全球运移时阐述。强中纬力对相对稳定板块的作用表现在使地壳受力错断和褶皱上，大型的地壳褶皱以山脉出现，是强中纬力的地貌表现。

我国是一个绝大部分陆地和部分海域位于北半球最大强中纬力作用带的典型的受最大强中纬力作用的领域。之所以说是“典型的”，是因为它不仅从局部表现在许多沉积盆地的构造格局上（如图7-5、图7-6、图7-7是我们从东到西，由北往南，分小、中、大三个等级找了三个不同盆地，来分析强中纬力的作用），而且从宏观表现在我国的主要活动断裂上。

海拉尔盆地是位于我国东北、内蒙古自治区，紧邻蒙古和俄罗斯的小盆地；四川盆地是位于我国西南地区的中型盆地；塔里木盆地是位于我国西部边陲的大型盆地。图7-5反映了盆地基底隆坳格局和局部断裂及控制盆地边界的断裂主要为北东走向；图7-6反映了盆地基底隆坳格局和局部圈闭及盆地边界断裂的主体走向也是北东向；图7-7从盆地内部断裂和盆地周边断裂的总体格局反映了塔里木盆地及邻区的构造特征受北东向和北西向两组作用力控制。虽然三张图所反映的是三个不同地区，但它们却具有相同的受力特征，这是因为它们均处于北半球强中纬力作用带内，同样受强中纬力作用的结果。通过这三张分别由不同地区不同工作人员所作的具有相同含义的构造分析图，可以获得这样一个认识——只要掌握了强中纬力作用带的作用力机制，就可以应用其原理进行盆地基底构造格局的断裂组合、构造分区，甚至进行构造评价等。

图7-5海拉尔盆地构造略图（据李国玉等，1988）

图7-6四川盆地构造略图（据李国玉等，1988）

图7-7塔里木盆地及邻区构造特征（据周清杰，1990；梁狄刚，1997等资料改编）

图7-8是我国主要活动断裂的简化图，由于它是地壳活动后的真实遗迹，所以人们曾经应用它作为解释各自学说或观点的地质证据，有的还加上自己的主观意念。我们说中国大部处于强中纬力作用带，自然也应该对此做出相应的评价，图7-9即是所做的相应匹配工作。

对比图7-8和图7-9，不难发现，除云南及其与四川、西藏交接区部分断裂因为受不同板块拼合时边界限制而具有非强中纬力作用特征外，其余绝大多数的断裂走向完全具有强中纬力的作用特点。

强中纬力作用不仅表现在板块内部活动断裂的走向上，还表现在陆块分离后的分布格局上，图7-10是反映我国及与周边国家受强中纬力作用网格控制的情况。由于图面上纬线被拉直，所以强中纬力网络线并非对称。图中示意性地加进了几个中国含油气盆地和几组断裂，以配合显示与朝鲜半岛、日本列岛、库页岛、堪察加半岛和千岛群岛、阿留申群岛和普里比洛夫群岛等分布情况。

2.对山脉走向的控制

强中纬力作用于地壳，可以表现在山脉的基本走向上。

图7-11绘出了中国不同类型山脊及其走向分布与强中纬力作用网格匹配情况。

尽管山脊的形态和走向受控因素较多，与构成山脊的岩石成分、当地气候、地表植被、温差大小、河流、冰川、波浪、以及人为因素等相关，但山脉的形成动力始终是第一位的，它是控制山脉走向的主体因素，其他均为次要因素。次要因素可以局部改变山脊的形态和类型，但无法改变山脊的走向，人为行动可以消灭一座山，但无法消灭一条山脉。

无论这些山脉的成因是由于岩浆的垂直上升，还是因为地块受周围压力作用，它们已经明确地表现出了走向的规律性。

图7-8中国主要活动断裂简化示意图（据高庆华等，1996。引用资料时去掉了推测断裂、断裂性质）

图7-9中国断裂基本走向与强中纬力作用网格匹配关系示意图

1—经纬度网格；2—强中纬力作用网格；3—断裂基本走向

图7-10强中纬力作用带内中国部分含油气盆地与北太平洋部分岛屿分布形态示意图

图7-11中国不同类型山脊及其走向分布示意图（据中国大网络全书·地理学，1990改编）

1—平顶山脊；2—平顶－尖顶山脊；3—圆顶山脊；4—尖顶山脊；5—尖顶—圆顶山脊

3.对火山分布格局约束

强中纬力作用于地壳，可以表现在火山的分布上。

图7-12记录了发生在我国东北地区的火山群、火山。

图7-12东北地区火山分布图（据孙文昌资料）

1—察哈彦火山；2—古罗亚火山群；3—干河火山群；4—诺敏河火山群；5—辉河火山群；6—伊敏河－莫克河火山群；7—阿尔山火山群；8—五义沟火山群；9—阿尔善保力格火山群；10—阿尔嘎火山群；11—达米诺尔火山群；12—赤峰火山群；13—七星山火山群；14—石岭火山群；15—富峰山火山群；16—阁山火山群；17—二克山火山群；18—南尖山火山群；19—莲花山火山；20—五大连池火山群；21—北尖山火山；22—科洛火山群；23—门鲁河火山群；24—嘎丛火山群；25—四季屯火山；26—库尔滨火山群；27—津街口南山火山；28—二龙山火山；29—小孤山火山；30—佳木斯火山群；31—疙瘩山火山；32—高丽山火山群；33—缸窑火火山；34—伊通火山群；35—辽源火山群；36—鸡冠山火山群；37—马鞍山火山；38—团山子火山群；39—镜泊湖火山群；40—三家子火山群；41—敦化火山群；42—龙岗火山群；43—长白火山山群；44—宽甸火山群

由图7-12可见，火山活动与强中纬力作用具有很大程度的匹配性。

据统计研究，世界上的主要火山活动与板块边界有着密切的关系，15%发生在板块分离的引张带，80%发生在板块会聚的挤压带，只有少数发生在板块内部。图7-12所示的火山活动显然应归为板内火山，对于板内火山所表现出的这一规律性，同样应适用于解释处于太平洋板块的皇帝海山—夏威夷火山岛链的形成。

与火山活动相近的岩浆侵入活动，同样要受到强中纬力的作用，图7-13描述了我国大陆的岩浆岩侵入与强中纬力作用网格的匹配情况。

图7-13中国岩浆岩（未分时代）分布示意图（根据中国地质图摘编）（图中国界以中国地图出版社1989年1:400万《中华人民共和国地形图》校正）

图7-14美国大陆地震震中分布示意图（据马宗晋等，1995）

4.对地震震中的影响

强中纬力作用于地壳，可以表现在地震震中的分布上。

图7-14是反映美国大陆的地震震中分布图，马宗晋等在进行全球大陆地震分区时，已经认识到了大陆地区存在着沿一定方向排列并具有一定定向迁移规律的地震密集带，在比较了美国大陆和中国大陆的地震震中分布图后，指出它们存在着北东向地震线和北西向地震线，尚存在部分南北向地震线和近东西向地震线。

图7-15是我国大陆地震震中分布图，图面上的地震分布走向——北西向和北东向，较美国大陆地震震中更明显。

针对地震震中分布所表现出来的规律性，马宗晋等归结为地球自转的原因，这实际上还是没有突破出地质力学的束缚。地质力学是以地球自转为核心，以纬向构造和经向构造为拳头纵论全球地质，是无法解释地球的北东向和北西向构造体系真正原因的。只有建立了地球的自转与公转这样一个复合的运动系统，才能得以正确解释。

5.对风沙分选沉积的作用

强中纬力作用于地壳，还可以表现在对组成地壳的风沙沉积物的分选上。

我们曾经讨论了大气受强中纬力作用，指出了大气在强中纬力作用下的运动状态（参见图5-5、图5-6）。

也许有人会说——火山、断裂、岩浆、山脉走向等存在着严重的相关性，不是独立的事件，因而不能说明问题的实质。其实它们的相关性，实质上就是表现出了它们都受强中纬力作用这一点。如果没有地球的倾斜，只有地球公转和自转轴垂直于黄道面的自转，那么，地球上将不会出现北西向和北东向的地质现象，只有人们现在常说的纬向和经向地质现象了。

张伯声（1980）在地质力学的基础上提出了中国地壳的波浪状镶嵌构造假说，实际上是一种自发的力图摆脱地质力学思维的学术争鸣，他的最大进展表现在对纬向构造和经向构造说的抗争，但仍然不能突破地质力学的紧箍咒——地球的自转是地质的动因。

❿ 中—新元古代地质简史

中岳运动不整合面的形成，反映了中岳期变形之后，嵩山地区又经历了一个长期的风化剥蚀作用。直至中元古代中期，大约距今1400Ma前后才又开始沉降，这一沉降的范围大大超出以前的范围，形成了处于熊耳安山火山弧之后，嵩山陆块之前的弧后或前陆盆地。首先在嵩山西段边坡接受了兵马沟组为代表的类磨拉石建造沉积，此时地壳活动性仍较强，表现为地壳的升降振荡运动。一方面嵩山除西部以外其他地方缺失兵马沟组，其后沉积的马鞍山组不整合覆盖于嵩山群及太古宙岩石之上；嵩山西段马鞍山组假整合覆盖在兵马沟组之上。另一方面，从盆地内各地层单位的岩石组合及空间展布特征来看，嵩山西北坡沉积地层发育较齐全，应为前陆盆地沉积中心，其他地区则处于盆地边缘环境，很少见到五佛山群中上部地层分布。盆地中心连续的普峪组、骆驼畔组和何家寨的沉积建造，其内部韵律性沉积明显，但岩性岩相在纵横方向上变化都很大，可见当时是处于十分明显的动态环境下的沉积。

新元古代中晚期，大约距今800Ma左右，少林运动开始起动，嵩山区开始急剧隆升。由于各地隆升速率不均一，位于盆地边缘的嵩山主脊以南地区抬升较快、幅度相对较大，加上沉积层具有向盆地中心的原始倾斜，在抬升过程中岩层向北倾斜角度加大，尚未完全固结或刚刚固结成岩的五佛山群岩层内引起重力失稳。同时，区域拉张力还在五佛山群内部形成一系列向北倾斜的正断层或边坡断层，在基底断层重新活动的引发和重力作用下，沿其内部的构造软弱层发生破裂，岩层沿着这些破裂面由上而下，由南向北滑移运动，形成了嵩山地区独具特色的，发育在浅表构造相环境下的伸展构造体系——重力滑动构造。此时，华北地台第一盖层形成。

重力滑动构造的形成，并未改变本区仍继续隆升的状态。至震旦纪时，受全球寒冷气候影响，嵩山及周边广大地区也发生了冷事件，普遍有冰川活动，形成了罗圈组冰碛杂岩。在嵩山以南地区，罗圈组之上还有冰前海相的东坡组沉积地层分布，而嵩山地区缺失这一层位，说明当时嵩山地势较高，嵩箕以南地区则有海盆存在。罗圈组和东坡组是华北地台南缘的第二盖层，是为嵩山第四代沉积。值得提出的是，嵩山西端偃师上徐马村附近有保存完好的古冰蚀面特征，这些特征表明，罗圈冰碛杂岩具有大陆冰川沉积的性质，也说明此时嵩山大部分地区仍处于被剥蚀的环境。