岩石地质学范文
时间：2023-10-27 17:42:38
岩石地质学篇1
关键词：老顶类别及控制；岩石地质力学
中图分类号：TB文献标识码：A文章编号：16723198（2013）22019001
当采煤工作面回采后，采用全部陷落法管理顶板，其顶板有时候不能够及时垮落，造成大面积悬顶，给安全生产带来隐患。
当工作面从开切眼沿走向向前推进后，其上面的顶板岩层随着工作面的放顶必然会出现岩层接近采空区的部分开始垮落、垮落层上面的没能落下的岩石在应力作用下出现裂缝、在裂缝的岩层上面的岩层出现弯曲下沉三种情况。从科学角度看，工作面中的支护的作用应能支撑住垮落带岩层的重量，综采液压支架或单体液压支柱的可缩量应能适应岩层的裂缝下沉作用。
通过长期的井下现场实践，直接顶的岩石厚度比3倍采高大或者和3倍采高相等时，老塘中只要冒下的直接顶岩石等于3倍采高厚时，采煤工作面上部的老顶或直接顶岩层已开始出现裂缝，形成裂隙带。
如果直接顶的厚度比3倍采高小时，则它上面的老顶可能出现以下两种情况：
（1）如果直接顶上面的岩石分层厚度超过6m的老顶。工作面开采后，其也会断开被破坏，因块大，之间挤压力大容易被压实，下降量少，由于直接顶岩层块大互相挤压上降量少和老顶岩石有一个自由空间；如果工作面沿走向推进到一定距离后，老顶达到极限垮落步距必将大范围垮落，必然产生撞击和暴风，危险性大。这种老顶可定为厚度大不容易冒落顶板。
（2）如果直接顶上面的岩石分层厚度不超过6m的老顶。当工作面开采后，其也会断开，转动下沉，下沉落到浮矸上，整个变化过程中，老顶断块间从开始到结束不失水平方向力的互相制约，并且能形成平衡结构，即这类老顶已进入裂隙带。如果这个过程中断块间没有水平力的联系，不能形成平衡，那么老顶是在垮落带里。
关于煤层被采动后其上覆顶板岩层会出现垮落和裂隙现象，我从长期的生产实践中总结出来的规律看出，老顶岩层的高度如果只比其下面自由空间高度大一点点时，是形成不了裂隙带的，老顶岩层的高度要比自由空间高度超过1.5m-2.0m，这样才能形成稳定的平衡结构，才能产生裂隙带。我们可以用下面数学关系式来判别是否进入裂隙带。
如果Hⅰ是裂隙带中的第ⅰ层老顶的高度，则：
ⅰ=1
Hⅰ≥M-[∑Hⅰ（K-1）+h（a-1）]+（1.5～2.0）
式中：Hⅰ——第ⅰ层老顶的分层厚度，m；
M——煤层采高；
k——老顶及其附加岩层的碎胀系数，建议取1.1；
h——直接顶岩层厚度m；
a——直接顶岩层的碎胀系数，建议取1.33。
这个数学关系式从顶板最底下到上面能判断出各个老顶分层，很容易判别出处在哪个带中。
对难冒落的老顶和比较容易冒落的老顶要用不同的方法去处理。难冒落的要采取打眼放炮方法处理，用炮崩落实现人工强制落顶，消除隐患。实现安全生产。
对垮落带老顶，要用以下措施解决：
（1）如果直接顶高度比1倍采高大时，可以对老顶的断裂块采用支撑的措施。生产实践过程看，厚1.5m的老顶，块度长6m左右；2m厚的，岩块长度10m左右；厚2.5m的老顶，块度大小在长14m左右。用增加切顶支柱的办法解决这个问题，是因为老顶断裂是在工作面煤壁里切断，随着采煤工作面的向前推进，老顶断裂线进入采煤工作面上方，必须增加切顶支柱来支撑断裂的老顶。
（2）当直接顶厚度比1倍采高小时，有时煤层直接和老顶接触，可考虑沿切顶线直接切断的方式，为此，必须使老顶岩梁在切顶线处处于固支条件，同时所采用的支柱必须能支得住断裂的老顶的重量。为了使老顶岩梁正好在切顶线处形成固支条件，要求从以下两个方面做起：①工作面切顶支柱的初撑力能平衡工作面上方垮落的岩石的重量，切顶液压支柱初撑力能支住最大悬顶距时老塘上方垮落带岩层的重量。②工作面切顶液压支柱的初撑力与切顶支柱初撑力所形成的反力矩应能支住岩梁由重量所产生的力矩。当选择用大初撑力的单体液压支柱，尤其是选择初撑力大的切顶支柱时，完全能沿切顶线切断垮落带老顶，从而实现安全生产。
参考文献
岩石地质学篇2
关键词：锆石；U－Pb年代学；f同位素；麻粒岩相变质作用；下地壳；幕式生长；前寒武纪；华北克拉通
中图分类号：P5883 文献标志码：A
文章编号：672－656（202）04－000－11
0引言
大陆地壳的形成一般归结为2个典型的板块构造位置，即活动大陆边缘和板内［］。其中，板内的大陆生长与地幔柱的岩浆板底垫托作用或岩浆底侵作用（magmatic underplating）有关，而板缘的大陆生长则主要通过俯冲增生和弧陆碰撞来实现的。而且，会聚大陆边缘通常被认为是下地壳增生（包括幔源岩浆板底垫托作用和俯冲增生）的主要场所［2］。然而，很少有实例是来自活动大陆边缘的下地壳包体［2－3］。
麻粒岩包体和麻粒岩地体（尤其是高压麻粒岩）通常被认为是透视下地壳的窗口［2］。高压麻粒岩通常被认为代表高级的变基性岩，并以单斜辉石+斜长石+石榴子石+石英等矿物组合为主要特征［4－6］， 至于其他次要矿物如角闪石和蓝晶石等是否出现，取决于水活度和全岩成分［7］。高压麻粒岩不同于榴辉岩的是其矿物组合中含有斜长石和（或）贫硬玉分子的单斜辉石，而中压麻粒岩不同于高压麻粒岩的主要特征是其矿物组合中含有斜方辉石，但是高压麻粒岩在峰期之后减压过程中可能会形成以后成合晶冠状体形式存在的斜方辉石［7］。高压麻粒岩出露相当广泛，从古元古代（如华北恒山杂岩［8］）到新生代（如喜马拉雅山脉）的诸多大陆碰撞造山带中均有报道。前人研究结果显示，当变质温度超过800 ℃时，变质压力可能超过4 GPa［5］，这意味着加厚地壳（或俯冲地壳）的下部经历了高温作用。另外，高压麻粒岩有时也与中温榴辉岩共生，如华力西造山带［9］。在特定地带鉴定出高压麻粒岩有助于对涉及大陆碰撞及相关过程中下地壳演化的认识，而对高压麻粒岩相变质作用的岩石学观察和年代学测定对理解变质作用和下地壳演化之间的关系至关重要。但是，获得精确的高压麻粒岩相变质作用的时代往往比较困难。这种困难主要来自于后期多阶段变质作用叠加以及相关过程导致的矿物间同位素体系（尤其是Sm－Nd和Rb－Sr）的重置或不平衡，因此影响了对岩石的形成过程和构造背景的认识。
在过去的20年里，众多研究者对华北克拉通前寒武纪变质基底和下地壳包体岩石开展了大量的岩石学、构造地质学、地球化学和地质年代学研究，并在其形成和演化上获得了若干重要进展，进一步将华北克拉通变质基底划分为东部陆块、西部陆块及分割东部和西部陆块的中部造山带［0－］。目前就东、西部陆块沿中部造山带在大约85 Ga完成克拉通拼合已经达成共识［0－7］。拼合完成之后，在6～85 Ga期间，克拉通内部和边缘经历了一系列的拉张和裂谷事件，形成了伴随有镁铁质岩浆群侵位的拗拉槽和边缘裂谷盆地，发育有斜长岩辉长岩纹长二长岩环斑花岗岩套和A型花岗岩，以及超钾火山岩的喷发［7－22］。值得注意的是，目前已报道的古元古代高压麻粒岩相变质作用主要来自于中部造山带［8，0－3，23］，而东部陆块仅在胶东和信阳地区见有零星报道［24］。此外，对华北克拉通古元古代高压麻粒岩相变质作用的构造背景还存在2种不同的解释：一种观点认为这些高压麻粒岩形成于东、西部陆块拼合的碰撞造山环境中［8，－4］；另一种观点则认为它们是古元古代地幔柱活动的产物［8－20，24］。存在争议的一个重要原因是对高压麻粒岩相变质作用缺少直接的岩石学和年代学观察，尤其是在华北克拉通东南缘或东部陆块的南部。目前，在所研究的区域，仅见高压麻粒岩相变质作用的岩石学证据和模糊的（晚）古元古代年龄的分开报道。最近，Xu等在徐州—宿州地区发现了榴辉岩（类）捕虏体，认为它们是华北克拉通镁铁质下地壳在大约220 Ma时构造加厚形成的［25－27］。
关于华北克拉通的形成与演化，虽然受到广泛关注并日益引起国内外研究者的兴趣，但是大部分研究都集中于华北克拉通内部、北部和东、西陆块结合带或中部造山带，而东南缘下地壳的形成与演化研究则显得较薄弱。华北克拉通东南缘出露的变质基底（五河变质杂岩）和下地壳包体岩石无疑为这一研究提供了极好的天然实验室。最近的研究结果显示，五河变质杂岩中的变基性岩经历了80～90 Ga的高压麻粒岩相变质作用［28－29］。徐州—宿州一带中生代侵入体中包体的岩石学、年代学和岩石地球化学研究也表明，这些包体大部分形成于24～25 Ga并经过大约8 Ga高压麻粒岩相变质作用［25－29］。但是，有关研究区下地壳岩石的成因、形成与演化仍是亟待解决的重要科学问题。
为了更好地了解华北克拉通东南缘前寒武纪地壳（尤其是下地壳）的形成和演化过程，笔者根据近年来对蚌埠地区出露的前寒武纪变质基底和宿州附近夹沟中生代闪长斑岩中捕虏体的研究成果和进展，结合研究区已发表的相关资料，总结了华北克拉通东南缘前寒武纪幕式地壳生长和多期变质作用与改造的岩石学和年代学证据。
地质背景
华北克拉通是世界上最古老的克拉通之一，保留有大于36 Ga的古老地壳物质残留［30］。地理位置上，华北克拉通西接祁连造山带，北邻天山—内蒙—大兴安岭造山带；在南端，秦岭—大别—苏鲁造山带把华北克拉通和扬子克拉通分开（图［26］）。基于年代学、岩石组合、构造演化和P－T－t轨迹的不同，将华北克拉通划分为东部陆块、西部陆块及夹于其中的中部造山带［8，0，9，3］。笔者研究的蚌埠和徐州—宿州地区位于华北克拉通东部陆块的东南缘，距苏鲁造山带西端的郯—庐断裂带以西约00 km，距大别造山带北端约300 km （图）。区内变形的新元古代和古生代盖层，以及晚太古代到古元古代的变质基底侵入有大量小的中生代侵入体（如夹沟、班井和利国岩体；图）。这些中生代侵入体主要由闪长质和二长闪长质斑岩组成。研究区的前寒武纪变质基底主要出露在蚌埠地区（常称为“五河变质杂岩”或“五河群”［32］），并且被中生代含石榴子石花岗岩所侵入［图2（a）］；而中生代侵入体中含有大量下地壳或幔源包体或捕虏体［25－26，29，33－34］ ［图2（b）］的徐州—宿州地区则无变质基底出露。近期研究表明，变质基底出露区（荆山、怀远和凤阳等地）发育的含石榴子石花岗岩主要是由华南三叠纪俯冲陆壳岩石在59 Ma左右发生部分熔融形成的［35－36］。
研究区变质基底的岩石类型主要有（含石榴）斜长角闪岩、榴闪岩、石榴麻粒岩和片麻岩等；下地壳包体的岩石类型主要有（含石榴）斜长角闪岩、榴闪岩、石榴角闪石岩、石榴麻粒岩、含石榴角闪斜长片麻岩和花岗片麻岩等。此外，包体中还有含尖晶石石榴单斜辉石岩、含金云母单斜辉石岩和含尖晶石二辉石岩等形成于古生代（（393SymbolqB@ 7）Ma）的幔源岩石，指示北秦岭向东延伸到华北克拉通东南缘（至少到安徽宿州地区）以及在华北克拉通与扬子克拉通之间存在一个已消失的新元古代洋壳［33］。
研究区前寒武纪变质基底岩石（五河变质杂岩），主要出露于“蚌埠隆起”区（如荆山、怀远和凤阳等地），岩石类型主要有含石榴斜长角闪岩、榴闪岩、石榴麻粒岩和片麻岩等。石榴斜长角闪岩呈构造岩块或条带状产于不纯的大理岩中［29，34－36］，两者之间呈构造接触关系，反映了它们原岩的不同以及可能具有不同的演化历史，它们的原岩分别为岩浆岩和沉积岩。石榴斜长角闪岩（如样品07FY0）主要由石榴子石、斜长石和角闪石以及少量单斜辉石、榍石和微量金红石等矿物组成（图3（a）、（c）［29］）。石榴子石在成分上是均一的，为铁铝榴石镁铝榴石钙铝榴石固溶体，锰含量较低。斜长石有3种产出形式：以包裹体形式产于石榴子石中；以后成合晶形式与绿角闪石共生；以基质形式产出。富钛的棕色角闪石通常以包裹体形式产于斜长石［图3（b）［29］］或基质中，TiO2含量（质量分数，后文同）高达
382%；而产于基质中或与斜长石共生产于后成合晶中［图3（c）］的绿色角闪石几乎不含Ti。基质中残留的单斜辉石为透辉石。榴闪岩［图3（d）、（e）］主要由石榴子石、角闪石、斜长石和石英等组成，石榴子石在成分上相对均一，类似于样品07FY0的石榴子石组成；角闪石有2期，分别为早期的棕色高钛角闪石和晚期的绿色低钛角闪石，这些特征暗示榴闪岩样品也经历了类似的高压麻粒岩相变质作用及后期变质作用叠加。石榴麻粒岩的主要矿物组合为石榴子石+单斜辉石+斜长石+角闪石［图3（f）］，这种矿物组合指示其经历了高压麻粒岩相变质作用［4－6］。
研究区下地壳包体的岩石类型很丰富，如（含石榴）斜长角闪岩、榴闪岩、石榴角闪石岩、石榴麻粒岩、含石榴角闪斜长片麻岩和花岗片麻岩等（图4［29，33］）。其中，石榴斜长角闪岩（如样品07JG2）主要组成矿物为石榴子石、斜长石、角闪石、金红石、石英以及少量单斜辉石［图4（b）、（d）、（e）］。石榴子石晶体在尺度上为毫米级别，成分相对均一，为铁铝榴石镁铝榴石钙铝榴石固溶体。斜长石有3种产出形式：以包裹体形式产于石榴子石中；以后成合晶形式与单斜辉石和（或）角闪石共生；以基质形式产出。大部分金红石已退变为钛铁矿，单斜辉石被以角闪石+斜长石组成的后成合晶结构所替代［图4（d）、（e）］。有时可见裂隙中钾长石等矿物的分布［图4（b）］，可能指示晚期的溶体交代作用结果。
石榴麻粒岩（如样品07JG4、08JG5）主要组成矿物为石榴子石、斜长石、角闪石、单斜辉石、石英、金红石、榍石和少量绿泥石［图4（a）、（f）～（h）］。单斜辉石为透辉石，有2种产出形式：与金红石和石英共生，以包裹体的形式产出于石榴子石和榍石中；以残晶形式与斜长石和角闪石共生产于后成合晶中。透辉石局部被绿泥石所交代［图4（f）］。含有金红石和角闪石针状出溶体的单斜辉石有时含有角闪石退变边［图4（g）］。石榴子石的典型特征是含有定向的针状金红石出溶体［图4（g）］，成分上类似于样品07JG2的石榴子石。长石主要以基质或后成合晶形式存在［图4（f）］。基质中的金红石部分被钛铁矿所替代。
含石榴角闪斜长片麻岩（如样品07JG32）［图4（c）］主要矿物组合为石榴子石+斜长石+角闪石+金红石，金红石部分退变为钛铁矿，石榴子石被斜长石+角闪石后成合晶所环绕。此外，石榴角闪石岩的主要组成矿物为石榴子石、角闪石、金红石［图4（i）］：石榴子石有2期，包括具有针状金红石出溶体的早期石榴子石和晚期深色石榴子石；角闪石也有2期，分别为早期的褐色富铁、高钛角闪石和晚期的绿色低钛角闪石。
不同样品中的角闪石是按照Leake等的分类方案［37］来命名的。棕褐色、富TiO2角闪石为韭闪石和铁质韭闪石，而绿色、低TiO2的角闪石为镁质绿钠闪石和浅闪石［图3（b）、（e），图4（i）］。表明这2类角闪石分别形成于不同的变质条件下，如麻粒岩相和角闪岩相条件下，因为前人研究已证明角闪石中Ti含量随变质程度的增加而升高［6，38］。这种差别也得到了岩相学证据的支持：绿角闪石产出于后成合晶中，而棕褐色角闪石以包裹体形式产出。有些样品中含有较多的富钛角闪石，可能反映了它们不同的原岩成分。根据电子探针成分分析，不同类型的角闪石可能形成于不同的变质条件下（图5［39］），`这进一步证明本区下地壳岩石经历了多期变质叠加与改造过程。
综上所述，无论是变质基底还是下地壳包体岩石，它们大多数（除下地壳上部的岩石以外）都含有石榴子石、单斜辉石、金红石、斜长石和石英等峰期矿物组合，指示形成于高压（大约 GPa）麻粒岩相条件下［40］。另外，这些样品缺少诸如蓝晶石和硅线石之类的富铝矿物相，表明其原岩为岩浆岩而非沉积岩成因［4］。基于上述显微结构观察和矿物之间的关系，至少可以区分出峰期高压麻粒岩相（石榴子石+斜长石+单斜辉石+石英+金红石±富钛角闪石）变质矿物组合，以及后期角闪岩相（斜长石+绿角闪石+钛铁矿+榍石）和绿片岩相（绿泥石+方解石+磁铁矿）等退变质矿物组合。因此，研究区前寒武纪变质基底岩石以及大多数下地壳包体岩石所经历的最高变质条件为高压麻粒岩相。矿物组合与初步的温压计算结果表明，高压麻粒岩相变质阶段温度和压力分别为800 ℃～860 ℃和0～2 GPa［29］。但是，由于缓慢冷却，尤其是可能经历了缓慢折返作用的岩石（如样品07FY0），而导致矿物的Fe－Mg交换或重置［42］，所计算的温度有可能代表高压麻粒岩相变质阶段的最小估计值［43］。
3幕式地壳生长与多期改造的年代学和f同位素证据
由于受到后期多阶段变质作用叠加的影响，Sm－Nd和Rb－Sr同位素体系发生了重置和（或）矿物之间的同位素不平衡，往往难以准确测定不同变质阶段的时代，而锆石无疑是理想的定年矿物。锆石是一种难熔矿物，具有很低的Pb扩散速率［44］，因而高级变质岩中锆石常常能保留多期次的岩浆作用和变质作用记录［45－49］。因此，锆石的原位U－Pb定年是获得经历过复杂演化过程和多期变质作用岩石可靠时代的有效方法。但是，由于物理化学条件变化和每期变质时间长短的不同，导致早期的锆石结构发生改变和（或）新的锆石生长，从而造成高级变质岩中的锆石结构显示较大的变化性和复杂性［50］。锆石中的变质矿物包裹体能把年代学结果和变质作用直接联系起来，而对于那些反映岩石复杂的岩浆和变质作用历史的环带锆石所表现出的诸如不规则边界、不同的核幔边区域之类的复杂结构可以通过阴极发光（CL）图像揭示出来［5－52］。此外，锆石的Lu－f同位素体系优于其U－Pb体系，通常能抵抗后期蚀变和改造作用的影响［44，53－54］，能保存近于初始的f同位素比值，并可以用来示踪岩石成因和源区研究［55－56］。
因此，单颗粒锆石U－Pb和Lu－f 同位素的联合分析数据已被证明能提供有关岩浆和变质事件以及岩石成因和壳幔演化的可靠详细信息［53－55，57－65］。正如前文所述，华北克拉通是一个古老的克拉通并经历了复杂的演化过程，为此，笔者根据最新研究成果以及已发表的有关华北克拉通东南缘变质基底和下地壳包体的锆石U－Pb年代学和Lu－f 同位素数据，探讨了研究区前寒武纪下地壳的形成和演化过程。
根据锆石阴极发光图像（图6［29，33－34］）可以看出，研究区前寒武纪下地壳包体岩石经历了复杂的岩浆热事件和多期变质作用，大多数锆石显示核幔边结构，包括典型的岩浆锆石核和具有石榴子石+单斜辉石+金红石+斜长石等高压麻粒岩相矿物组合的8～9 Ga变质锆石［29，33］以及具有高的Ti温度（大于800 ℃）的248～249 Ga麻粒岩相变质锆石［34］。锆石U－Pb年龄结果统计（图7）显示，研究区经历了25～26、2 Ga的岩浆热事件以及25～26、2、8～9 Ga以及390、76 Ma的变质事件。其中，形成于25～26 Ga的下地壳岩石包括2类：一类是经历了2 Ga和（或）8～9 Ga高压麻粒岩相变质作用以及390、76 Ma的变质改造，而且可能是因为这类岩石位于下地壳下部，在2 Ga时靠近俯冲带，因而遭受大洋俯冲与变质作用的强烈影响而造成Pb同位素均一化，形成了具有与约2 Ga岛弧岩石一致的高放射成因Pb同位素组成；另一类岩石则形成于255～264 Ga，可能因处于下地壳上部而仅遭受了248～249 Ga麻粒岩相变质作用，但没有2 Ga和（或）8～9 Ga变质叠加的岩石学和年代学记录，表现为典型的前寒武纪下地壳岩石特点的低放射成因Pb同位素组成［34］。此外，强烈的约8 Ga高压麻粒岩相变质作用可能是由于幔源岩浆底侵于下地壳底部而导致大规模地壳加热和增厚引起的，这也与该时期华北克拉通存在广泛的拉张、裂谷作用以及相关的镁铁质岩浆侵位等相吻合［8，20－2，29］。
锆石的f同位素分析（图8［33］）指示，研究区前寒武纪下地壳经历了25 Ga和2 Ga的岩浆热事件。鉴于这2期锆石的ε-f（t）中有一部分样品为明显的正值（如5～2），反映它们的原岩来自于新生地壳，结合其原岩性质和地球化学特点，指示它们的岩石成因与2期俯冲增生事件有关［33］。此外，27～28 Ga的继承锆石U－Pb年龄（图7）和锆石f模式年龄［33－34］暗示研究区可能还存在更老的地壳物质或更早的地壳生长时期，这尚需进一步的研究。
4结语
（）华北克拉通东南缘前寒武纪下地壳的岩石组成复杂，反映一个不同形成时代和不同成因并经过多期不同程度变质作用与改造的形成、演化过程。
（2）华北克拉通东南缘在前寒武纪发生过幕式地壳生长，至少包括25～26 Ga和2 Ga这2期俯冲增生和约8 Ga的垂向增生过程。由f模式年龄和继承锆石限定的27～28 Ga可能代表另一期地壳生长时间。
（3）华北克拉通东南缘前寒武纪下地壳岩石至少经历过25～26、2、8～9 Ga以及390、76 Ma等多期构造热事件和不同程度的变质交代与改造，造成岩石中某些元素和同位素特征发生变异。
（4）华北克拉通东南缘前寒武纪下地壳岩石显示2类Pb同位素组成：一是具有典型前寒武纪下地壳岩石特点的低放射成因Pb同位素组成；另一类是因为2 Ga大洋俯冲与变质作用的强烈影响而造成靠近俯冲带的下地壳岩石发生Pb同位素均一化并形成高放射成因Pb同位素组成。
岩石地质学篇3
关键词：实习基地；地质；实践教学资源；巢湖
中图分类号：G642.0 文献标志码：A 文章编号：1674-9324（2016）24-0076-03
巢湖凤凰山地区西以郯庐断裂带与华北陆块分隔，南与大别造山带毗邻，东与太平洋板块相邻。实习区三面环山，一面临水，南部为安徽省最大的淡水湖――巢湖。由于独特的大地构造位置、典型的地质地貌和漫长的演化历史，实习区地层发育齐全，岩石种类众多，生物化石丰富，地质构造典型，露头发育良好。近年来，多所高校在此开展了地质实习，并进行了卓有成效的地质研究。尤其是下三叠统层型候选剖面、鱼龙化石和郯庐断裂带的地质研究，为开展优质实践教学提供了极其丰富和十分珍贵的地质资料。
一、地层和古生物
实习区地层区划上属华南地层大区、扬子地层区、下扬子地层分区。出露的地层有震旦系、寒武系、下奥陶统、下―中志留统、上泥盆统、石炭系、二叠系、下―中三叠统、下侏罗统和第四系。志留系碎屑岩与三叠系碳酸盐岩分别构成凤凰山背斜和平顶山向斜的核部地层，其余地层依次分布在其两侧。
震旦系灯影组厚150m～370m。岩性主要为灰、深灰色厚层微晶白云岩夹硅质条带，见燧石结核、叠层构造和葡萄状构造。
寒武系厚570m，自下而上划分为冷泉王组、半汤组和山凹丁群，主要由含鲕微晶白云岩、砂屑白云岩、粉晶白云质灰岩组成，夹灰黄色薄层页岩。白云岩中含葛万藻，页岩中含三叶虫及腕足类化石。
奥陶系以仑山组发育为特征，厚118m，主要由细晶白云岩、硅质结核白云岩、含灰白云岩、亮晶球粒微晶灰岩组成。产头足类化石。
志留系缺失上统沉积。下统高家边组厚度超过380m，以青灰色、黄绿色页岩、粉砂质泥岩与粉砂岩互层为主。含笔石、腕足类、双壳类、三叶虫、腹足类等动物化石；中统坟头组厚271m。岩性主要为黄绿色中、厚层岩屑砂岩、石英砂岩、含砾岩屑石英砂岩，夹粉砂岩、泥岩。发育大型丘状交错层理，含鱼类（多鳃鱼）、三叶虫（王冠虫）、腕足类、腹足类、双壳类化石。
泥盆系上统五通组厚180m。底部岩性为灰白色厚层石英岩砾岩；下部为灰白色石英砂岩；上部灰黑色粘土岩夹细粒石英砂岩。发育大型板状交错层理，上部含褐铁矿层及古植物（亚鳞木、薄皮木，见图1）、叶肢介、腕足类化石。泥盆纪是陆生植物大发展时期，生物界完成了从海生向陆生的转变，开始了生物演化的新篇章。
石炭系下统金陵组厚5m。岩性为灰黑色中厚层生物碎屑灰岩、微晶灰岩，富含珊瑚、腕足类（金陵穹房贝）等化石。高骊山组厚12m，岩性主要为杂色页岩，局部夹泥灰岩、钙质泥岩、劣质煤与赤铁矿，顶部为细粒石英砂岩。含贵州珊瑚、网格长身贝及双壳类化石。和州组厚25m，岩性为灰―灰黑色中厚层生物碎屑灰岩，夹钙质泥岩、灰质白云岩，顶部为特征显著的浅灰色厚层砾状生物碎屑灰岩（炉渣状灰岩），富产袁氏珊瑚、始塔夫蜓及大长身贝。上统黄龙组厚27m，岩性为灰色、带红色调中厚层白云质灰岩、生物碎屑灰岩和亮晶砂屑灰岩，富含蜓类、珊瑚。
二叠系下统栖霞组厚175m。由灰黑色、深灰色薄层―中厚层泥晶生物碎屑灰岩组成，含燧石结核或燧石层。分四个岩性段：臭灰岩、下硅质层、本部灰岩和上硅质层。生物化石有蜒类、珊瑚、海绵、腕足类。中统孤峰组厚25m，岩性为黄、灰色薄层泥岩、页岩及黑色薄层硅质岩，下部泥岩中含锰及磷质结核。生物以营漂浮生活的硅质放射虫和游泳生物菊石（阿尔图菊石）为主。上统龙潭组厚78m，由棕灰、灰黑色薄层泥岩、粉砂质泥岩夹灰黄色长石石英砂岩组成，中、上部含煤，顶部夹生物碎屑灰岩透镜体（压煤灰岩），含古植物（大羽羊齿、美楔叶）和腕足类（刺围脊贝）化石。大隆组厚21m，岩性为褐、黑色页岩夹薄层硅质岩、泥灰岩，富含菊石（假提罗菊石、假腹菊石）、腕足类及双壳类化石。
三叠系下统殷坑组厚84m，岩性以黄绿色页岩、钙质泥岩为主，发育韵律层理、水平层理，富含菊石（蛇菊石）、双壳类（克氏蛤）。和龙山组厚21m，岩性为灰色微晶灰岩、瘤状灰岩与黄绿色钙质页岩互层，水平层理发育，以菊石（米克菊石）发育为特征。南陵湖组厚170m，岩性为中厚层微晶灰岩，局部夹薄层泥灰岩、瘤状灰岩，生物以游泳的鱼龙（见图2）和菊石为特征。中统东马鞍山组厚191m，岩性为灰白色、紫色粉晶白云岩夹微晶灰岩，含多层中厚层膏溶白云质角砾状灰岩，风化后呈蜂窝状构造。东马鞍山组沉积后，本区受印支期地壳运动的影响，褶皱隆起，整体抬升，海水退出，结束了该区的海洋环境。
平顶山和马家山剖面为全球下三叠统印度阶、奥伦尼克阶界线（251.5Ma）的层型候选剖面。
侏罗系厚度超过450m，岩性为陆相沉积的灰白、灰黄色中、粗粒长石砂岩、长石石英砂岩、岩屑砂岩、夹粉砂岩、泥岩，含植物化石毛羽叶、苏铁杉及叶肢介、瓣鳃类、鱼类化石。
第四系为中更新统洞穴堆积及全新统的残坡积物，由各色粘土、亚粘土、碎屑混杂物组成，不整合于下伏各时代地层之上。
二、地质构造与岩浆活动
实习区位于扬子陆块东北部，郯庐断裂带东侧，属半汤复背斜北西翼。印支期强烈的褶皱造山运动，奠定了本区的构造格架，形成NNE向褶皱，并伴有一系列的断层发育。
实习区构造由三个二级褶皱组成，自东向西分别为俞府大村向斜、凤凰山背斜和平顶山向斜（见图3）。褶皱岩层由志留系―三叠系构成。俞府大村向斜核部地层为龙潭组，翼部为孤峰组至高家边组。枢纽向北东仰起，轴面倾向300°，倾角84°，属直立褶皱；凤凰山背斜核部为高家边组，北西翼为高家边组―东马鞍山组，南东翼为高家边组―龙潭组。两翼产状基本正常，局部倒转。枢纽向南西倾伏，轴面倾向300°～320°，倾角80°，为线性斜歪褶皱；平顶山向斜核部最新地层为东马鞍山组，翼部地层为下三叠统―高家边组。平顶山以南两翼地层向西倾，平顶山以北两翼地层产状正常。枢纽北东向仰起，属直立、倒转褶皱。
郯庐断裂带是西太平洋东亚大陆边缘上一系列北北东向断裂系中的巨型断裂带。中国境内长达2400km，总体走向25°～40°，平面形态呈“S”形。郯庐断裂带的大规模平移，使中国东部前期的构造单元被左行错移。原先近东西向的大别―苏鲁造山带左行错移达550km。苏鲁造山带在向北错移中发生了牵引弯曲，使两造山带之间沿郯庐断裂带残留了北北东向延伸的张八岭隆起带。
郯庐断裂带断层岩主要有两种类型：韧性走滑剪切形成的糜棱岩系列和拉张作用、挤压作用形成的碎裂岩系列。断裂带性质有三种类型，即走滑期的平移断层、伸展期的正断层以及挤压期的逆断层。该断裂带经历了晚三叠世至早白垩世的左旋走滑运动，晚白垩世至古近纪的伸展运动和新近纪以来挤压逆冲活动的演化。演化规律与中国东部大地构造演化一致，主要受控于太平洋板块运动所产生的区域应力场。
由于多期构造活动，特别是受青苔山断层活动的影响，实习区主要发育北东向的逆断层和北西向的平移正断层。青苔山逆断层走向50°，倾向北西，倾角约60°，上盘地层为灯影组，下盘为高家边组。断层碎粉岩带宽1m～2m，发育平行于滑脱面的破劈理，可见擦痕和镜面。断层出露长度5km，地层断距达1km；222高地逆断层走向20°～30°，倾向北西，倾角40°～45°，上盘地层为和州组、黄龙组，下盘为栖霞组。断层破碎带宽1m～2m，原岩为和州组炉渣状灰岩。断层下盘近断层面栖霞组灰岩中节理密集，并发生牵引现象。断层面见有擦痕和镜面，出露长度超过1km；177高地右行平移正断层倾向20°～50°，倾角45°～60°，走向长约1km。断层破碎带宽5m～8m，主要为碳酸盐岩角砾；断层带旁侧节理、劈理发育，并发育大量方解石脉与断层线相交；局部见高骊山组与黄龙组直接接触。
区内岩浆岩与围岩的接触关系均为侵入接触，除狮子口岩体侵入高家边组外，其余岩体均侵入石炭、二叠系地层。岩体规模均不大，侵入体面积为100m2～400m2，呈岩株、岩脉、岩枝状产出，属于浅成、超浅成侵入体。侵入岩岩性单一，为花岗斑岩的单相岩体，侵入时代为晚白垩世。
三、矿产资源
实习区位于扬子、华北两大不同构造单元的交接部位，郯庐断裂带贯穿全区，历经多次构造运动，各时代地层发育形成了碳酸盐岩、粘土、煤、铁、磷等矿产。石灰岩、白云岩矿产资源丰富。
区内石灰岩主要成矿时代为石炭纪、二叠纪、三叠纪。矿层多、厚度大、分布广、资源丰富。工业用途为化工原料、冶金辅料、水泥原料及建筑石料。
白云岩主要赋存于震旦系的灯影组及寒武系的冷泉王组、半汤组、山凹丁群。矿体主要由中厚层白云岩组成。矿石中白云石含量在90%～97%，含少量石英、方解石和泥质；矿石工业类型为镁矿（冶镁白云岩）和熔剂用白云岩两种。
耐火、陶用粘土矿层赋存于五通组和高骊山组。五通组粘土矿以粉砂质粘土为主，层位稳定。矿石成分主要为高岭石、伊利石，少量石英和微量褐铁矿。耐火度1650℃～1710℃，可塑性指数13～17；高骊山组粘土矿层不稳定，矿体由杂色粘土岩组成。矿石耐火度在1580℃～1710℃，烧结度1205℃。
含煤岩系有五通组、栖霞组、龙潭组及磨山组。有工业价值的煤层产于龙潭组下段含煤岩系中。龙潭组煤层平均厚0.5m，局部厚达7.5m，呈透镜状产出。煤岩类型以亮煤、暗煤为主，含少量丝炭，属高硫无烟煤。
四、结语
巢湖凤凰山地区地层出露完整，化石类型丰富，岩石种类齐全，构造现象典型，资源与环境地质现象独特，是开展野外地质教学的优质场所。众多的地质研究成果，尤其是下三叠统层型剖面、晚古生代的地层特征和沉积环境、郯庐断裂带及实习区的地质构造、马家山鱼龙化石及中生代的地壳运动和地质演化研究，为开展野外地质实习提供了丰富的教学资源。实习基地每年接待的实习生超过5000人，在学生野外地质教学中发挥了重要作用，是我国南方重要的地学实习基地。
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岩石地质学篇4
关键词:玄武岩 辉长岩包体 构造环境
中图分类号:P62 文献标识码:A 文章编号:1007-3973 (2010) 01-118-02
湘南新田、宁远、道县一带,沿NE向分布有500多个玄武质火山岩体及次火山岩体,单个岩体规模不大,面积从几十平方公里至几平方米不等,产状有小规模岩流、火山锥、岩筒、岩脉和岩墙等,火山岩体的围岩主要是泥盆纪、石炭纪灰岩、最新者为白垩系的灰紫色、绿色的泥质砂岩,因而可知火山岩形成的时代应为白垩纪。其中虎子岩玄武岩体同位素年龄132~151Ma,形成时间应在晚侏罗世-早白垩世,即燕山运动的中期阶段。在这套中生代玄武岩中的携带有深源包体,种类多而齐,且数量极为丰富,为了解地壳深部的结构组成提供了重要的信息。
图1宁远-道县一带地质略图
1.Z-S地层;2.侏罗系地层;3.白垩系地层4.中生代玄武岩;
5.深大断裂;6.不折合接触界线;Ⅰ.虎子岩岩体包体组成为:尖晶石二辉橄榄岩+辉长岩+麻粒岩+钾长石片麻岩;
Ⅱ.太阳山岩体包体组成:尖晶石二辉橄榄岩
1寄主玄武岩岩石学与地球化学特征
湘南地区玄武岩岩体主要呈灰绿色,块状、气孔-杏仁状构造,斑状结构,斑晶主要为镁橄榄石。TAS 分类图,本区熔岩大多分布在玄武岩和粗面玄武岩区,少数落在碧玄岩区。按照CIPW矿物分类命名,这些岩体的岩性包括:石英拉斑玄武岩、橄榄拉斑玄武岩、碱性橄榄岩、碧玄岩等。椐(Na2O + K2O)-SiO2 图及AFM 图等判别,石英拉斑玄武岩和橄榄拉斑玄武岩属拉斑玄武岩系列,其余均属碱性玄武岩系列。
湘南地区的玄武岩的稀土配分型式类似,稀土总量较高, REE值分别为210.21~223.2(东城山岩体)和190.81~247.8(虎子岩体)。配分曲线强烈的右倾,为轻稀土富集型,具有大陆裂谷型的特征,表明本区玄武岩产出的构造环境应为大陆裂谷环境。Eu异常不明显,表明岩浆未经历过以斜长石为主的分离结晶作用。认为湘南地区的玄武岩主要是受控于部分熔融机制,而不是分离结晶机制。
本区玄武岩较MORB明显富集K、Pb、Ba、Zr而贫Ti、Yb和Y等,其微量元素配分型式于板内玄武岩相似但更富Rb、Ba和Th。同时,在过渡元素配分型式上,富Fe、Ti,并显示强烈的配分型式。在稀土元素配分模式上,无Eu明显异常,右倾斜型,斜率大,(La/Yb)N在10.30至12.53之间,轻稀土元素相对富集,属于大陆裂谷碱性玄武岩。
2辉长岩包体特征
辉长岩包体是该地区中生代玄武岩中一类重要的包体,包体大小不一,几厘米至几十厘米者均有,形状以球状、肾状为主。包体多呈深灰色至黑色,灰长结构,局部可见堆晶结构。。矿物组成为斜长石+单斜辉石斜方辉石+橄榄石+角闪石+尖晶石。
2.1包体的岩石化学特征
辉长岩包体的全岩分析结果见(表1)。包体总的来说具有(1)是富Al和Ca, Ca的含量在10%左右,Fe、Mg相对贫;(2)是Na2O十K2O在4%左右,Na2O>K2O;(3)是在硅-碱图上投点落在拉斑系列,TiO2-10P2O5-10MnO图为钙碱性玄武岩区,反应了岛弧型的构造环境。(4)在Mg#[Mg#=Mg/(Mg+∑Fe)]对主要氧化物图解中,CaO呈正相关,TiO2、FeO为负相关,Al2O3、K2O和P2O5变化很小,Al2O3局部显示出负相关趋势。CaO含量随着岩浆的演化而降低,这与辉长岩中单斜辉石、斜方辉石及基性辉长石的早期分离结晶作用有关。
表1辉长岩包体岩石化学成分
2.2包体地球化学特征
辉长岩包体的稀土总量(表2)远低于玄武岩,可能表明源区亏损稀土元素,具显著的Eu正异常,这主要是因为分离结晶相长石中Ca含量高有关,它可能由斜长石二辉橄榄岩源区熔融形成, 斜长石的熔融起了主要作用,熔浆在分离结晶过程中斜长石又作为主要的分离结晶相在分异的早期与暗色矿物一起沉淀,从而形成具有条带状构造的辉长岩。这在辉石的矿物化学特征上得到了体现,即岩浆分异向着富Fe富碱的方向演化,含角闪石的尖晶石辉长岩就是岩浆分异晚期的产物。随着辉长岩浆的分异演化,F2O3含量增高,表明岩浆的结晶条件从还原状态向着相对氧化状态过渡,指示岩石圈伸展减薄的地质事件,辉长岩浆的形成就是深部岩石圈地幔上隆,发生较大规模熔融的产物,在侵入到地壳厚,通过结晶、固结成岩。
微量元素:辉长岩的过渡元素配分形式与寄主玄武岩相似,只是总量低于玄武岩,它代表了深部结晶分异形成的堆积岩碎块。其亲石元素的特征参数K*=0.94(
图2辉长岩包体的TAS图解(据文献10)
B-玄武岩;O1-玄武安山岩;O3-英安岩;R-流纹岩;
S1-粗面岩玄武岩;U1-碧玄岩或碱玄岩;A-碱性系列;
S-亚碱性系列;.辉长岩包体
图3辉长岩包体TiO2-10P2O5-10MnO(据Mullen,1983)
MORB-洋脊玄武岩;OIT-洋岛拉斑玄武岩;OIA-
洋岛碱性玄武岩;IAT-岛弧拉斑玄武岩;CAB-钙碱
玄武岩;.辉长岩包体
表2湘南地区中生代玄武岩及其包体稀土元素含量表
3大地构造意义讨论
通过前人对该地区辉长岩包体做了大量多种方法的同位素年代学的。采用U-Pb法测得辉长岩包体中的锆石,获得不一致线与和谐曲线的上交点年龄为7870Ma,这与区域上分布的基性岩年龄相一致,认为是在晋宁造山之后的拉张背景下,基性岩浆侵入下地壳的结果。下交点年龄为2987Ma,这与前人测的辉长岩包体的全岩和单矿物Sm-Nd等时线年龄为2244Ma相吻合,人为对应于海西构造期,它是地壳大规模裂陷作用的产物,辉长岩包体再次熔融,底侵上身。这与该时期扬子地台西缘大面积的峨嵋二叠纪玄武岩喷溢的响应,都反映了海西期构造-热事件。此外获得锆石表面年龄为13856Ma,则认为是在岩浆上升过程中所捕获的中元古代地壳园区的锆石,这与岩浆受到了地壳混染结果相吻合,反映了晚元古时期地壳深部的岩浆活动是较为强烈的,晚元古时期发生了幔源基性岩浆对下地壳的底侵作用,并且是反映了地壳的一种垂直增生机制。
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岩石地质学篇5
根据研究区的地质情况和各个地层单元中的岩石矿物组合，可以进行区域上的地层对比，还原该区域的构造演化。在此基础上，对重新认识和研究柴达木古陆核分布范围提供了重要的依据。
区域地层概况
测区地层属华北地层大区秦祁昆地层区，祁连—北秦岭地层分区及东昆仑—中秦岭地层分区。纵跨南祁连山地层小区，宗务隆山地层小区、柴达木北缘地层小区和西秦岭地层小区。出露的地层主要有：古元古界地层、寒武—奥陶系滩间山群、石炭系土尔根大坂组、石炭系果可山组、二叠系、三叠系郡子河群、隆务河群，新近系油砂山组、狮子沟组及第四系等。
生格古元古代主要岩石的岩相学特征
1.片麻岩类：主要以黑云斜长片麻岩为主，其次有石榴黑云斜长片麻岩、角闪斜长片麻岩、黑云二长片麻岩以及矽线黑云斜长片麻岩、二云斜长片麻岩。
显微鳞片粒状变晶结构，微片麻状构造。颗粒大小以0.25-0.3mm为主，少数0.5mm个别1-1.5mm.斜长石59-65%、石英21-27%、黑云母10-13%、白云母5-7%。原岩经区域中高级变质作用，使岩石中的长石和石英发生明显的变质重结晶作用，形成等轴变晶粒状结构，造成原生特点消失，结构不清。变晶形成的黑云母，白云母等为细小鳞片状，黑云母呈褐色，受变质应力作用，使云母呈断续定向排列，形成不发育的片麻状构造。从矿物组合和个别粗大（1-1.5）斜长石，分析为原岩中的斑晶成分。原岩为正变质的侵入岩类，也有副变质岩类。
2.变粒岩类：主要有斜长角闪变粒岩，其次有透辉二长变粒岩、含石榴黑。
云二长变粒岩、斜长浅粒岩。都具粒状变晶结构，条纹状构造。经受区域动力热流中级变质作用，使岩石中的矿物，发生变质重结晶，形成等轴变晶粒状，原形状消失。矿物定向平行分布，形成平行定向构造。含石榴黑云二长变粒岩：其颗粒大小0.1-0.15mm个别0.2mm石英55-56，斜长石17-18%石榴石>1%。变晶形成黑云母和白云母等鳞片，在变质构造期还形成石榴石变晶矿物，为高绿片岩相，分析原岩为副变质岩。角闪斜长变粒岩，斜长石51-52%，角闪石40-41%，颗粒大小0.15-0.2-0.3mm。变质过程中形成的角闪石呈细粒状，呈浅绿色，大小。粒间含个别石英。仍具变质后的矿物组合特征，原岩可能为正变质岩类。透辉二长变粒岩：无色钾长石15-16%斜长石35-36%，颗粒大小0.3-0.6mm为主，个别0.8mm。钾长石洁净，格子双晶清晰，透辉石半自形粒状，同世代变质矿物共生组合：透辉石+斜长石+方解石。
3.石英片岩类：以云母石英片岩出露最多，其次为石榴二云长英片岩。
鳞片粒状变晶结构，片状构造。颗粒大小以0.3-0.6mm为主，少数1mm。石英55-59%。岩石原岩经区域动力热流中级变质作用，使岩石中原生石英、长石发生变质重结晶，形成变晶粒状，造成原生特点消失，定向分布。原粒间填隙成分，现变质作用，形成白云母和黑云母混合在一起，受应力作用，成条纹和条状聚集平行相间排列，形成片状结构。从变质后的矿物组合及相互关系，原岩应为富泥质砂岩类和长石石英砂岩类。
生格早元古代地层的区域对比
根据全国地层单位的划分中的达肯大坂岩群的标准剖面，我们依据其和本次任务测制的剖面的主要岩性，进行了柱状图的绘制与对比。从而达到对比直观有效的目的。为我们的划分提供有力的证据。
我们认为本区的早元古代的地层和标准剖面的达肯大坂岩群有很好的拟合性，其中主要的片麻岩段和石英片岩段能对应。标准剖面中缺失的达肯大坂岩群定义的一种类别的主要岩性-混合岩段，在本次任务测制的剖面中有出现。而本次测制的剖面则明显缺失了达肯大坂岩群定义中提及和标准剖面中出现的大理岩段。对于柴达木盆地北缘这个经历了多期构造改造、叠加和经历了区域热动力变质作用的地区，出现个别岩段的重复和缺失是正常的。然而在本次的剖面中上部出现了相当长一段斜长片麻岩，没有对应，据岩石鉴定报告推测为正变质岩类。对于其出现的成因判断还需要进一步的深入工作。
通过剖面的对比和岩性的组合规律，以及其共同的构造环境。我们认为把青海省乌兰县生格地区老虎口幅的早元古代地层归属于大肯大阪岩群是有依据的，也是合适的。
结论
（1）早元古代的地层，岩石组合规律清楚，变质特征明显，具有明显的分段性。
（2）通过对IV号剖面的四个岩石化学样测试分析，推测它们可能具有共同的物质成分来源。
（3）德令哈杂岩和达肯大坂岩群共同构成柴达木盆地北缘残存的欧龙布鲁克陆块中的变质基底。
岩石地质学篇6
[关键词] 表壳岩 叶柏寿片麻岩
中图分类号：P588.3文献标识码： A
0前言
叶柏寿隆起区位于华北地台北缘．内蒙地轴东段，建平台拱区，宁城断凹的东部边缘。其北侧被赤峰一开原断裂所限，与内蒙古一大兴安岭地槽褶皱系相邻。其东侧和南侧分别被中三家断裂和承德―北票断裂截切，并与燕辽台摺带毗邻。
辽西地区较详细的地质工作始于60年代中期，辽宁省地质局区测队在本区进行了1：2O万区域地质调查，认为：前寒武纪主体岩石为层状火山岩和沉积岩，并且经历了简单的褶曲变形，现今所见的主期片麻理相当于原始层面；部分岩石因变质程度较高．达到了混台岩化的程度；并形成了所谓的“混合岩或混合花岗岩”。据此，采用了传统的沉积地层工作方法，建立了建平群，划分为下部小塔子沟组、中部大营子组和顶部瓦子峪组。叶柏寿隆起区的变质岩石相当于小塔子沟组和大营子组。有人认为这些岩石具有太古代三位一体的绿岩特征。
90年代，辽宁区调队和沈阳地质矿产研究所相继在隆起区内开展了1：5万区调填图工作，采用岩石一构造一事件方法，依据变质岩石类型、岩石组合、岩石的矿物成分和化学成分、岩石组构、原岩建造、岩石的产出形态和彼此接触关系，及同位素年龄方面的综合分析，将前寒武纪基底岩石解体为：表壳岩组合、叶柏寿片麻杂岩、斜长片麻岩等。其中，表壳岩主要为磁铁石英岩、各种麻粒岩、斜长角闪岩和角阔石岩等，呈大小不等的块体存在于大面积TTG质片麻岩中。叶柏寿片麻杂岩和斜长片麻岩的原岩相当于TTG质侵入杂岩。
1 表壳岩组合及其特征
表壳岩组合出露面积较小，约占基底岩石的5％～l5％ ，但是分布较广。岩石呈大小不等的透镜状、条带状捕掳体或残留体分布于晚太古代各类侵入岩中，其中以叶柏寿片麻杂岩中分布最多。捕掳体小者延长仅几厘米，大者可达数公里，并且与围岩界线清晰。
表壳岩组合经历了4期变形作用的改造，其中第一期和第二期变形最强，第三期和第四期变形微弱。但是，在变形较弱的表壳岩(磁铁石英岩和部分斜长角闪岩)中，仍可辨认出原始成分层(S0)。第一期变形作用只发育在后期变形改造较弱的表壳岩组合中，变形形迹为层间流褶皱和层问片理(S1)。第二期变形作用是区内主期变形事件，是在叶柏寿片麻杂岩侵位之后发生的，主要变形形迹为NE走向透入性片麻理和条带状构造，表壳岩捕掳体被压扁或拉长，其长轴与 平行，其中大部分S3和S4已被 所置换。第三期和第四期变形形迹为局部剪切片理和线理。伴随第一期和第二期变形，岩石经历了麻粒岩相一角闪岩相变质。伴随第三期和第四期变形，岩石经历了高绿片岩相― 低绿片岩相变质[1]。
根据岩石组构、矿物成分及其产出特征，将表壳岩组合具体划分为4个类型：斜长角闪岩类、磁铁石英岩、中细粒黑云斜长片麻岩及少量角闪辉石岩和角闪石岩。其中，磁铁石英岩常与中细粒黑云斜长片麻岩和斜长角闪岩类密切伴生。
根据矿物成分将斜长角闪岩类进一步划分为斜长角闪岩、斜长辉石岩、黑云斜长角闪岩、含石榴斜长角闪岩和含石榴斜长辉石岩等。根据岩石组构将斜长角闪岩类划分为条纹状细粒斜长角闪岩类和片麻状中粒、粗中粒斜长角闪岩类。前者组构均一，斜长石含量偏低，变化范围在l5％-50％之间，一般不含石英。后者组构不均一，暗色矿物与浅色矿物含量常常在不大的露头范围内发生较大的变化，岩石往往含有一定数量的石英，而且分布不均，斜长石含量偏高，变化范围在40％-60％之间。在岩石化学图解上，前者投影于基性火成岩区，后者投影于含碳酸盐物质的沉凝灰岩区[2]。
中细粒黑云斜长片麻岩包括以往文章或书籍常提到的“黑云变粒岩”，这种变粒岩常常在很小的范围内(无论是在横向还是在纵向上)与片麻岩过渡，因此建议改称细粒片麻岩。此类岩石常常与磁铁石英岩伴生，结合岩石化学图解判别，其原岩为长石石英杂砂岩。
角闪石岩和辉石岩在区内零星分布，化学成分在橄榄科马提岩和玄武质科马提岩之间。
综上所述，区内表壳岩组合的原岩建造以基性-超基性火山岩建造和硅铁建造为特征。从表壳岩组合呈各种侵入岩的捕掳体之产出特征看，表壳岩组合应当是区内最古老的岩石。
2叶柏寿片麻杂岩的岩石学特征
叶柏寿片麻杂岩是区内最古老的变质侵入岩岩石单位，分布广，出露面积大，在隆起区各个部位都有分布，总体呈深成岩基产出，构成了区内太古代地体的主体。片麻杂岩中含有大量表壳岩组合的捕掳体。经过强烈的构造置换作用，大部分捕掳体被改造成透镜状和条带状，但在变形较弱地段仍可见到少量捕掳体的形态呈不规则状，其片理产状与围岩的片麻理明显斜交。在部分捕掳体周围可见到岩体同化表壳岩的现象，如由岩体向表壳岩方向，侵入岩石中的暗色矿物含量逐渐增多。在部分捕掳体边缘还可见到重结晶的单矿物边或伟晶质环边。
片麻杂岩经受了3期变形作用的改造，最早期的变形作用使片麻杂岩形成了广泛的透人性片麻理，相当于区域上的主期片麻理(S2)，并伴随有麻粒岩相一角闪岩相的变质作用。之后局部韧脆性变形作用形成了非透入性的S3、S4面理和线理，伴随有高绿片岩相一低绿片岩相的动力退变质作用。片麻杂岩总体呈不同程度的灰色，发育条带状、条痕状和片麻状构造，具粗中粒一中粒一中细粒变晶结构，局部保留有变余花岗结构和变余似斑状结构。
片麻杂岩的暗色矿物含量变化在8％-4O％ 之间，一般在2O％-30％ 之间，斜长石在30％-65％之间，石英在3％-35％之间，石榴石在0-8％之问。暗色矿物主要由普通角闪石和黑云母组成，其次还有紫苏辉石和普通辉石。岩石的副矿物组成为榍石一磷灰石型。
根据岩石中是否含紫苏辉石，将片麻岩具体区分为含紫苏辉石片麻杂岩和不含紫苏辉石片麻杂岩。其中含紫苏辉石片麻杂岩在空间上呈一系列大小不一的透镜状分布在不含紫苏辉石的片麻杂岩中。但是这两类片麻杂岩没有明显的界线，两者之间呈渐变过渡关系。岩石化学数据表明两者化学成分具有一致性，在普列多夫斯基的Al2O3-(K2O+Na2O)图解上，两者都投影于火成岩区；在Q-ANOR图解和巴克尔的Ah-An-Or三角图解上，两者都投影于相同的岩石区域，原岩以闪长岩和石英闪长岩为主，其次为英云闪长岩、少量花岗闪长岩和奥长花岗岩。综合研究表明，同一原岩建造呈现两类不同形态的片麻杂岩是晚期角闪岩相变质作用对早期麻粒岩相变质作用改造的结果[2]。
3.变质岩的形成时期及总体特点
辽西地区表壳岩形成于太古代早期，最初为以海底火山喷发方式堆积的超基性岩夹超基性岩、中酸性火山岩以及沉积岩组成了具双模式火山-沉积岩系特点的建平群下部。这一时期形成有硅铁质建造的铁矿。
距今2800Ma[3]（太古代早晚期分界）的鞍山运动，造成了建平群下部的强烈变质和混合岩化作用，强烈的混合岩化作用造成了太古代早期地层呈孤立的残留体存在。
鞍山运动之后，太古代克拉通形成，太古代变质岩的雏形基本形成。后经过多期地质作用，多次沉积、剥蚀，变质、变形形成今天的风貌。
作为一个较小的地质体，虽然受到多期构造影响，在小范围内为整体的变形，所以太古代表壳岩在成分及构造上具有一致性：线性构造整体为北北东向，成分上呈北北东向条带状一致。由于时代及岩性的差异，地质体的变形程度有所不同，大体为早期地质体变形程度大，多成尖灭或的不连续透镜体，晚期侵入岩形成的片麻岩呈条带状较连续分布，变形程度较小。
参考文献：
[1]王来春.辽西叶柏寿片麻岩的特征与成因探讨[J].辽宁地质，1994,(4):342-346
[2]吴春林 陈树良 王来春.辽西早太古宙表壳岩地球化学特征[J].辽宁地质学报1993 (1):
[3]魏春景 张翠光 张阿利,等.辽西建平杂岩高压麻粒岩相变质作用的P―T条件及其地质意义[J]地质学报，2001,17（2）:271
岩石地质学篇7
关键词: 内蒙古 大地构造单元 建造类型 生物特征 构造演化
内蒙古地域辽阔，地质构造复杂。有不少学者进行全国地质构造单元划分时对内蒙古地质构造单元做过初步划分，如（黄汲清,任纪舜,姜春发等.1977.）进行中国大地构造基本轮廓的研究中，将内蒙古划为中朝准地台和天山兴安地槽褶皱区及额尔古纳地槽褶皱系两个大的构造单元；（李春昱.1981.）对中国板块构造轮廓研究和划分中，将内蒙古划为中朝板块和西伯利亚板块两大板块；《内蒙古自治区区域地质志》（内蒙古地质矿产局，1991）划分为华北地台、内蒙古中部地槽、兴安地槽、天山地槽。后来有一些学者通过研究又有不同的认识和划分，（邵积东.1998）划分为西伯利亚板块、华北板块和塔里木板块；（潘桂棠,肖庆辉,陆松年,邓晋福等.2009）将内蒙古也划为塔里木板块、西伯利亚板块、华北板块。（任纪舜,王作勋,陈炳蔚等.1993）在《中国大陆构造研究新进展》中，曾经提出古亚洲洋中可能存在一个规模相当大的哈萨克斯坦―准葛尔古陆块。通过对1：20万区调资料，特别是近年完成的1：5万和1：25万区调成果资料以及地球物理资料的详细研究，认为北山北带的地层建造、古生物区系特征明显不同于北山南带，应分属两个不同的构造块体，提出北山北带属哈萨克斯坦（准葛尔）板块的新认识。并对关键性地质问题进行了讨论。
1. 大地构造单元划分
根据1：20万区调资料和近年完成的1：5万区调、1：25万区调最新成果以及一些新的科研成果资料，结合《内蒙古自治区区域地质志》（内蒙古地质矿产局，1991）、《内蒙古自治区岩石地层》(内蒙古地质矿产局，1996)。通过全面、系统的研究，并采用板块构造学术观点,依据地层建造类型、生物群系特征、不同块体的构造及其边界构造（蛇绿岩带）特征，将内蒙古中新元古代―古生代大地构造单元划分为华北板块、西伯利亚板块、哈萨克斯坦（准葛尔）板块和塔里木板块四个一级构造单元。并根据构造活动性质的不同，进一步划分为华北地块、华北板块北部陆缘增生带、西伯利亚板块东南陆缘增生带、哈萨克斯坦板块东南陆缘增生带和塔里木板块东部陆缘增生带五个二级构造单元。在二级构造单元划分的基础上，依据建造类型、总体构造特点的不同，陆缘增生带又可进一步划分为火山型和非火山型被动陆缘、华北地块划分为阴山隆起和鄂尔多斯拗陷等九个三级构造单元。其中华北板块北部陆缘增生带划分为宝音图―锡林浩特火山型被动陆缘，镶黄旗―赤峰非火山型被动陆缘。西伯利亚板块东南陆缘增生带可划分为额尔古纳非火山型被动陆缘,乌尔其汉火山型被动陆缘, 东乌珠穆沁旗―扎兰屯火山型被动陆缘。哈萨克斯坦板块东南陆缘增生带和塔里木板块东部陆缘增生带未能进一步划分。四个一级构造单元的分界线,分别由两条板块构造拼合带和一条深大断裂构成。西伯利亚板块与华北板块的分界线位于二连―贺根山一线，即著名的贺根山蛇绿岩带；塔里木板块和华北板块分界线为恩格尔乌苏蛇绿混杂岩带，位于巴丹吉林沙漠北部梭梭头―乌兰套海―恩格尔乌苏一线，向北东延入蒙古国；哈萨克斯坦（准葛尔）板块与塔里木板块的分界，位于甜水井―黑鹰山―额济纳旗―雅干一带，为一条深大断裂，目前正在甜水井开展的10幅1：5万矿调分别于绿条山组和白山组中识别出了规模较大的蛇绿混杂岩带，进一步证实了该断裂带的存在。二级构造单元，华北地块与华北北部陆缘增生带的分界，也就是槽台界线，位于巴彦乌拉山北―乌拉特后旗―达茂旗北―化德县―赤峰南一线，为一规模巨大的深大断裂带。其它二级构造单元的分界线也均由深大断裂构成。
与地层区划对比，华北板块相当于华北地层大区，华北地块相当于晋冀鲁豫地层区，华北北部陆缘增生带相当于内蒙古草原地层区，宝音图―锡林浩特火山型被动陆缘相当于锡林浩特―盘石地层分区，镶黄旗―赤峰非火山型被动陆缘相当于赤峰地层分区；西伯利亚板块东南陆缘增生带相当于兴安地层区，额尔古纳非火山型被动陆缘相当于额尔古纳地层分区,乌尔其汉火山型被动陆缘相当于达来―兴隆地层分区,东乌珠穆沁旗―扎兰屯火山型被动陆缘相当于东乌―呼玛地层分区；哈萨克斯坦（准葛尔）板块东南陆缘增生带相当于觉罗塔格―黑鹰山地层分区，塔里木板块东部陆缘增生带相当于中天山―马鬃山地层分区。
2. 各构造单元地质特征
2.1华北地块
分为鄂尔多斯拗陷和阴山隆起两个构造单元。前者属陆块内的稳定沉积，地层系统与华北地区一致，没有发生构造运动的改造；后者为基底陆壳出露区，可分为太古宙古陆核，晚太古宙晚期―早元古宙增生陆壳，中、晚元古宙裂谷沉积，古生代为滨浅海碎屑岩及碳酸岩沉积，生物组合与华北地区基本一致。
2.1.1太古宙古陆核
由太古代兴和岩群、集宁岩群和乌拉山岩群麻粒岩相―高角闪岩相的变质表壳岩和TTG岩系组成。采用不同方法获得2521―3108Ma等一批同位素年龄。其构造特点表现为两种形式，一种为大青山以北地区表现为大型穹状构造，代表原始基地的特点；另一种为乌拉山、大青山地区表现为大规模的条带状构造，表明其经受了强平行化的变形变质作用改造。
2.1.2晚太古宙晚期―早元古宙增生陆壳
由色尔腾山岩群和二道洼群构成，色尔腾山岩群为一套角闪质绿片岩、石英岩、大理岩组合。原岩为拉斑玄武岩、钙碱质中基性火山岩―硅铁质岩、泥砂质―碳酸盐建造,属绿岩带性质。为高绿片岩相―低角闪岩相变质的双峰式火山岩建造。该群获得25亿年左右的年龄值较多。
二道洼群为一套滨浅海相以陆源碎屑及砂泥质为主夹中基性火山岩及碳酸盐沉积建造,构成一套中压、富铝的石榴石、蓝晶石、十字石片岩组合。变质相以高绿片岩相为主,局部达低角闪岩相。在华北板块北部陆缘增生带中零星分布的宝音图群，与二道洼群相当，我们认为这套地层，应为古元古代末期从华北地块分离出去的小陆块，呈岛链状分布于中元古―古生代以来的大洋中。
上述两个群已有大量18-23亿年的同位素年龄资料。
2.1.3中、晚元古宙裂谷沉积
中晚元古时期，有白云鄂博群和渣尔泰山群巨厚的浅变质的沉积岩系，均不整合于太古代老地层之上。阿拉善地区的原巴音诺尔公群沉积建造与之相当，考虑大地构造位置将其一并划入渣尔泰山群。两个群均获得了大量锆石U-Pb同位素年龄，白云鄂博群多在1350-1728 Ma间，渣尔泰山群在1037-1675 Ma间。
上述两个群在华北地块北部边缘呈狭长带状分布，分别构成平行排列的南北两个带。应为古元古末―中晚元古时期在华北陆块北部边缘由于拉张作用形成的两条巨大裂谷带。
2、2华北地块北部陆缘增生带
2.2.1 中、晚元古宙地质特征
在古元古代末期由于拉张作用,使的华北陆块边缘裂解、分离，形成宝音图群微陆块，中、晚元古时期，从华北地块分离出去的宝音图群微陆块与华北地块之间形成了大洋,沉积了温都尔庙群、白乃庙群，与华北地块北部边缘拉裂未被分离形成边缘裂谷，接受巨厚沉积的白云鄂博群和渣尔泰山群属同期不同环境的产物,形成截然不同的两套建造。
温都尔庙群:下部为原岩以拉斑玄武岩系等基性火山岩为主的绿片岩组合，夹硅铁质岩、碳酸盐岩及辉长岩等。尚恒胜等于辉长岩中获得Sm-Nd等时线年龄为1642Ma①。上部为各种片岩及石英岩、含铁石英岩夹大理岩透镜体。温都尔庙铁矿即产于该组中。
据下部火山岩岩石化学的研究，反映出被动火山陆缘的特征。徐备等于下组绿片岩中获得Sm-Nd等时线年龄为1511±76Ma，于上岩组获得Sm-Nd等时线年龄为820.8±80.8Ma。
白乃庙群:为一套绿泥片岩、石英片岩、绢云片岩组合，为火山―复理石建造。据其火山岩岩石化学研究，属典型的岛弧型基性火岩熔岩，产有岛弧背景下特有的斑岩型铜矿,即著名的白乃庙铜矿。(聂凤军等，1991，1994，1995)于该组中采集绿片岩做锆石U-Pb谐和年龄1130.513±16.012Ma,Sm-Nd等时线年龄为1107Ma和810Ma。
2.2.2早古生代地质特征
有早奥陶世包尔汉图群、中晚志留世徐尼乌苏组、晒乌苏组和西别河组。
包尔汉图群:为一套海相中基性火山岩、硅质岩夹变质砂岩及大理岩。基性熔岩底部具枕状构造。玄武岩据其岩石化学研究为初始洋壳。上部沉积夹层中含笔石。
徐尼乌苏组:为一套浅海相碎屑岩夹碳酸岩及火山岩组合。含珊瑚化石。
晒乌苏组:为碳酸岩夹碎屑岩组合，灰岩中含丰富的珊瑚及腕足类化石，时代为中志留世。
西别河组:为一套浅海相碎屑岩、灰岩及生物礁。含丰富的珊瑚、腕足等生物化石，其不整合于早中志留世徐尼乌苏组之上。
上述中晚志留世三个组均为浅海相沉积，生物化石完全属介壳相动物群。中志留世有火山活动，在白乃庙一带形成复理石建造。晚志留世为氧化环境下的滨浅海相类磨拉石建造，局部为碳酸盐台地，呈角度不整合覆于奥陶纪和中志留世地层之上，构成华北北部大陆边缘增生陆壳上的盖层沉积。标志着加里东期洋壳的消亡和俯冲作用的结束。
2.2.3晚古生代地质特征
晚泥盆世―二迭纪，这一阶段，以西拉木伦河断裂为界，南北两侧同时代形成明显不同的两套地层系统。
泥盆纪晚期―早石炭世:北部区出露为色日巴彦敖包组，为一套海相碎屑岩夹中酸性火山岩及薄层灰岩。含珊瑚、腕足、苔藓虫等化石，属滨浅海环境的类复理石建造。而南部区则出现早石炭世的朝吐沟组、白家店组、石咀子组。朝吐沟组由变质玄武岩、玄武安山岩、中酸性熔岩夹绢云片岩及少量石英岩组成，为海相火山―复理石建造；白家店组为一套碳酸岩夹砂岩及板岩组合，含丰富的珊瑚及腕足类化石，上部板岩夹层中含Cordaites sp.等植物化石，属欧美植物群。
晚石炭世:北部区有本巴图组、阿木山组。
本巴图组为杂砂岩、粉砂岩夹安山岩及灰岩透镜体的一套海相地层。含丰富的类、珊瑚及腕足化石。
阿木山组为生物灰岩夹钙质砂岩、粉砂岩等。含丰富的海相动物化石。其中类、腕足均建立了化石带，属于特提斯型腕足动物群。而南部区则为酒局子组，为中细粒长石砂岩、杂砂岩、板岩夹煤层的一套陆相地层。产丰富的植物化石，主体体现了华夏植物群的特点。
早中二叠世:北部区有寿山沟组、大石寨组、哲斯组,南部区为三面井组、额里图组、于家北沟组。
北部区寿山沟组为一套滨浅海相碎屑岩沉积。
大石寨组为位于哲斯组和寿山沟组之间的一套海相中酸性火山岩建造,在达茂旗北部、西乌旗和大石寨一带底部出现细碧岩和角斑岩,反映了深水相的环境特点。在索伦山和西拉木伦河北岸有洋壳残片。
哲斯组为一套滨浅海相碎屑岩夹生物碎屑灰岩组合,不整合于大石寨组之上。其中含丰富的类、珊瑚、腕足类及头足类、腹足类、海绵、苔藓虫等化石，各门类化石均建立了化石带。早中二叠世北部区主体体现了冷水型动物群的特点,以腕足S-K-Y组合带为代表。
南部区三面井组为一套浅海―滨海相碎屑岩夹生物碎屑灰岩。含丰富的类、腕足类及珊瑚等化石。其中类建立了化石带。额里图组为一套陆相火山岩夹碎屑岩组合。含植物及淡水动物化石，植物化石主要属种是华北地台石盒子组的常见分子，其中Emplectopteris为带化石的命名属，属典型的华夏植物群。于家北沟组为一套滨浅海相碎屑岩夹火山碎屑岩组合，含类和腕足类化石。早中二叠世南部区总体体现了特提斯暖水动物群和华夏植物群的特点，与北部区明显不同。
晚二叠世林西组，分布于北部区，为一套湖相黑灰色砂板岩组合，含淡水动物化石Palaeomutela-
Paleanodoneta组合，是典型的西伯利亚晚二叠世双壳类动物群。植物化石有Callipteris-Noeggerathiopsis组合，为典型的安格拉植物群。铁营子组分布于南部区，为一套滨湖相碎屑岩组合，含植物化石Cordaites-Alethopteria组合，为华夏植物群。两个组均为两大构造块体拼合后的陆相沉积，但仍具有明显的构造分区特点。
综观石炭―二叠纪，无论从建造类型、环境特征、生物区系以及构造活动特点，都是以西拉木伦河断裂为界，仅一河相隔，南北两侧截然不同，应为明显不同的两个构造块体。西拉木伦河断裂即为这两个构造块体的重要拼合带，北岸有蛇绿岩残片，即可证实俯冲带的存在。
2.3 西伯利亚板块东南陆缘增生带
西伯利亚东南陆缘增生带，按其建造类型及其构造特征的不同又进一步划分为额尔古纳非火山型被动陆缘（北西区）、乌尔其汉火山型被动陆缘（中部区）、东乌珠穆沁旗―扎兰屯火山型被动陆缘（东南区）三个三级构造单元。
2.3.1元古宙地质特征
有早元古宙兴华渡口群和晚元古宙加疙疸组、额尔古纳河组。
兴华渡口群：主要分布于东南区，为一套黑云斜长片麻岩、斜长角闪岩夹磁铁石英岩、片岩、大理岩等。为高绿片岩相―低角闪岩相变质。应属西伯利亚板块或蒙古微陆块在中晚元古时期被裂解、分离出去的古陆壳残片。
加疙疸组:主要分布于北西区，东南区有少量出露，中部区缺失。为一套绢云石英片岩夹千枚岩及酸性火山岩和大理岩。为浅海相复理石建造,低绿片岩相变质。含光球藻,所获Rb-Sr等时线年龄为1061.6Ma。
额尔古纳河组:分布同加疙疸组，为一套浅海相碳酸盐岩建造,即白云质大理岩夹石英片岩及绿泥片岩。为绿片岩相变质。与加疙疸组整合接触。两个组均属基底之上的盖层沉积。
2.3.2奥陶纪地质特征
早期东南区和西北区有乌宾敖包组浅海相碎屑岩夹灰岩透镜体，含腕足类、三叶虫及笔石等化石；中部区为铜山组的一套浅海相碎屑岩及结晶灰岩等，含腕足类、珊瑚、苔藓虫等化石。中期中部区为多宝山组的一套中酸性火山岩夹板岩组合。在夹层中含腕足类及三叶虫化石；东南区为巴彦呼舒组浅海相长石砂岩、长石石英砂岩夹灰岩透镜体的陆源碎屑岩组合，含笔石化石。晚期中部区和东南区为裸河组，为一套浅海相变质砂板岩夹砂质灰岩的沉积组合，含腕足、三叶虫、珊瑚及介形虫等化石。中晚期北西区缺失。
奥陶纪的构造活动特点，早期基本上为浅海相碎屑岩沉积，为类复理石建造。中晚期北西区缺失，处于隆升的构造环境；中部区则为多宝山组中酸性火山岩，为火山―复理石建造。据火山岩岩石化学的研究属岛弧型，表明当时本区处于岛弧环境，有洋壳向北部陆壳俯冲的构造机制；东南区为一套稳定的浅海相碎屑岩沉积，为弧后盆地的沉积环境。
2.3.3志留纪地质特征
缺失早中志留世，仅有晚志留世卧都河组，主要见于北西和东南两个区，为一套浅海相碎屑岩组合，以含大量Tuvaella腕足动物群为特征。
2.3.4泥盆纪地质特征
泥盆纪地层只见于中部区和东南区，北西区缺失。其中早中泥盆世中部区有泥鳅河组，东南区有哈诺敖包组；中晚泥盆世中部区有大民山组、东南区有塔尔巴格特组；晚泥盆世在中部区和东南区为安格尔音乌拉组。
泥鳅河组:为一套浅海相碎屑岩夹碳酸盐岩建造。其中生物碎屑灰岩、珊瑚礁灰岩含丰富的腕足及珊瑚化石，以盛产床板珊瑚和四射珊瑚为特征。珊瑚、腕足类均建有化石带。
哈诺敖包组:为一套陆相碎屑岩沉积，含大量植物化石。
大民山组：为一套海相中基性、酸性火山熔岩、碎屑岩、碳酸盐岩及放射虫硅质岩组合。在东乌珠穆沁旗贺根山一带有大量蛇绿岩出现。含大量珊瑚、菊石、头足类、腕足类等化石。
塔尔巴格特组:为一套海相碎屑岩建造，含腕足类、珊瑚及苔藓虫等化石。
安格尔音乌拉组:为一套陆相及滨浅海相砂板岩组合。含大量植物化石和孢粉。
泥盆纪三个区的构造特征也是截然不同的。北西区继晚志留世末期为长期隆升的构造环境，缺失泥盆纪的沉积。中部区和东南区早中泥盆世为浅海相碎屑岩夹碳酸盐岩建造，以含丰富的床板珊瑚和四射珊瑚为特征。较为特殊的是该阶段在东南区则为哈诺敖包组的陆相地层，含丰富的裸蕨类植物化石，是本区最古老的植物群落。中晚泥盆世主要为半深海―深海相的中基性、酸性火山熔岩、碎屑岩及硅泥质岩组合。
在二连―贺根山一带见有大量基性火山岩、硅质岩及超基性岩 (同位素年龄为380Ma)，硅质岩中含放射虫Entactinia sp.和Tetrentactinia sp，基性火山岩据其岩石化学分析属大洋中脊玄武岩，形成了典型的蛇绿岩组合。代表着华北板块与西伯利亚板块拼合带的证据。
晚泥盆世晚期为陆相地层，局部为海陆交互相。代表着板块闭合后的陆相沉积。
2.3.5石炭纪地质特征
早期有红水泉组和莫尔根河组，主要分布于中部区，北西区和东南区缺失。红水泉组为一套海相杂砂岩、砂板岩、碳酸盐岩及凝灰岩组成类复理石建造，含腕足类及珊瑚化石。其特点是物源复杂、成熟度差，并有火山岩，说明是靠近大陆边缘的初始裂谷环境。莫尔根河组为一套海相高钠的火山岩序列，成分从基性―酸性(细碧―角斑质)均有，部分地区见有放射虫硅质岩，实际上可能为蛇绿岩，为代表洋壳性质的裂谷或小的洋盆环境。
晚期中部区为新伊根河组，东南区则为宝力高庙组和格根敖包组，北西区缺失。新伊根河组为一套陆相或海陆交互相的碎屑岩组合，含晚石炭世植物化石，为安格拉植物群。宝力高庙组为陆相中酸性火山岩及正常沉积的碎屑岩组合。炭质板岩中产植物化石，均属安格拉植物群。格根敖包组仅见于东南区贺根山蛇绿岩带及其两侧。为含腕足动物和植物化石的一套海陆交互相火山岩及碎屑岩夹生物灰岩透镜体组合，腕足化石有Neospirifer-Brachythyrina组合，含多层Noeggerathiopsis等植物化石。据西乌旗1：25万最新区资料，其不整合于贺根山蛇绿岩带，不整合的底砾岩中具大量的超基性岩和硅质岩砾石。证实其为板块闭合后的盖层沉积。
2.4 哈萨克斯坦板块
位于北山北部，即甜水井（蛇绿混杂岩带）―黑鹰山―雅干深大断裂以北地区。
2.4.1奥陶纪地质特征
早期有罗雅楚山组，中期有咸水湖组，晚期有白云山组。罗雅楚山组:为一套浅海相碎屑岩建造，含笔石、三叶虫及腕足类等化石，各门类化石均建立了化石带。咸水湖组:为一套海相安山岩、玄武岩、流纹岩夹灰岩及碎屑岩组合，属火山―复理石建造。据其火山岩岩石学研究具双峰式火山岩的特点。含丰富的腕足类、三叶虫、笔石及珊瑚等化石。白云山组:为一套滨海相碎屑岩夹灰岩及少量安山岩及碧玉岩组合。含丰富的动物化石。
奥陶纪的基本特征，早期为浅海相碎屑岩建造，即笔石页岩相，含大量笔石，反映了深水相的环境特点。中期为海相中基性火山岩、酸性火山岩夹碎屑岩的火山一复理石建造，具双峰式火山岩的特点。晚期为类复理石建造。所含三叶虫、珊瑚、笔石等动物群，均属于东南型。
2.4.2志留纪地质特征
早期有圆包山组，中期为公婆泉组，晚期为碎石山组。圆包山组为一套浅海相碎屑岩组合，富含笔石化石。公婆泉组为海相中基性火山岩建造，夹生物碎屑灰岩。含珊瑚及腕足类化石。碎石山组为一套浅海相碎屑岩夹灰岩透镜体及少量硅质岩组合。富含珊瑚化石，有Squameofavosites-Angopora组合，体现了晚志留世晚期床板珊瑚动物群的特点。
2.4.3泥盆纪地质特征
仅有雀儿山群一个地层单位。为一套海相中基性、中酸性火山―复理石建造。生物灰岩夹层中含丰富的腕足类和珊瑚化石，其特点体现了华南区(跳马涧)的生物特征。
2.4.4石炭纪地质特征
从早期延至晚期有绿条山组和白山组。绿条山组为一套海相长石砂岩、杂砂岩，偶夹灰岩和火山岩碎屑岩组合，为类复理石建造。含腕足、珊瑚、腹足、苔藓虫等化石。白山组为一套中酸性火山岩偶夹碎屑岩组合。为火山―复理石建造。其岩相特征指示为岛弧环境。
石炭纪的特点是早期为海相类复理石建造。其环境无疑属岛弧边缘重力流沉积。所含化石，属中国北方动物区腕足动物群。中晚期为火山―复理石建造，其岩相特征显示了岛弧环境的特点。
2.4.5二叠纪地质特征
早中二叠世下部为双堡塘组，上部为金塔组。晚二叠世下部为方山口组，上部为哈尔苏海组。均广泛分布于北山地区。
双堡塘组为一套滨浅海相碎屑岩夹灰岩组合，含腕足类、珊瑚、头足类、菊石等化石。各门类化石均建立了化石带。金塔组为一套海相基性火山岩夹正常沉积碎屑岩组合，有些地区玄武岩具枕状构造。方山口组为一套陆相中酸性熔岩及凝灰岩夹砂岩组合。整合覆于金塔组之上。哈尔苏海组为覆于方山口组火山岩上的一套陆相碎屑岩组合。含植物化石等。
基本特征，早、中二迭世为浅海―滨海相碎屑岩―碳酸盐岩建造，以冷水型腕足动物群及珊瑚、菊石化石为特征。中二迭世为海相具有枕状构造的基性火山岩夹碎屑岩组合，属火山―复理石建造，构造环境为上迭火山裂谷，体现强烈拉张环境。晚二迭世早期为一套陆相中酸性火山岩组合，晚期为一套陆相碎屑岩沉积。
2.5 塔里木板块
位于北山南部，即甜水井―黑鹰山―雅干深大断裂以南地区。
2.5.1早元古宙地质特征
有北山群，呈北西向带状分布于石板井北―路井一带。为绢云石英片岩、大理岩夹变粒岩、石英岩及变质安山岩的一套岩石组合。于马鬃山一带获得Rb-Sr全岩等时线年龄为1755Ma。应属塔里木板块裂解分离出去残存在古生代陆缘增生带中的微陆块。
2.5.2中晚元古宙地质特征
有长城系古硐井群，蓟县系―青白口系园藻山群，震旦系洗肠井群。古硐井群为一套浅海相碎屑岩夹结晶灰岩透镜体的岩石组合。为褶皱基底之上的第一个盖层。园藻山群为浅海相的碳酸盐岩组合，含大量迭层石，至下而上可划分为6个组合，其中下部三个组合分别相当于华北的杨庄组、雾迷山组、铁岭组，时限为1400-1000Ma；上部3个组合分别相当于下马岭组、景儿峪组和震旦纪早期，时限应是1000-800Ma。洗肠井群为一套冰碛砾岩、泥砾岩、板岩、白云质灰岩的地层序列，不整合于园藻山群之上。含微古植物化石和核形石。
从总体看，长城―青白口纪中期为稳定的盖层沉积，青白口纪晚期地壳抬升，缺失沉积。震旦纪气候比较寒冷，形成大陆冰川，局部地段为滨海冰川环境，沉积了洗肠井群冰碛岩系，具有古冈瓦讷、古欧洲和华南古陆的特点，而不同于西伯利亚板块。
2.5.3寒武纪地质特征
仅有中晚寒武世西双鹰山组，为一套浅海相结晶灰岩、白云质灰岩、硅质岩及硅质板岩组合。含丰富的三叶虫化石，至下而上可建立7个生物带。
上述资料表明，早寒武世缺失沉积。中晚寒武世为浅海相的硅泥质―碳酸岩建造，属稳定的沉积环境。该阶段所含三叶虫为天山型。这些特点说明古地理、古构造环境、古生物面貌均不同于华北地区。
2.5.4奥陶纪地质特征
早期为罗雅楚山组，中期为咸水湖组，晚期为锡林柯博组。
罗雅楚山组为一套浅海相碎屑岩建造，含笔石、三叶虫及腕足类等化石。咸水湖组为一套海相中基性火山岩夹碎屑岩组合，属火山―复理石建造。据其火山岩岩石学研究具双峰式火山岩的特点。另外据左国朝等研究，在月牙山一带出现了洋壳，即月牙山蛇绿岩。含丰富的腕足类、三叶虫、笔石及珊瑚等化石。锡林柯博组为一套浅海相结晶灰岩、泥灰岩夹少量杂砂岩的岩石组合。含丰富的三叶虫、珊瑚、腕足、笔石等化石。
奥陶纪的基本特征，早期为笔石页岩相，含大量笔石，反映了深水相的环境特点。中期为海相中基性、中酸性火山一复理石建造，具双峰式火山岩的特点。晚期为碳酸盐岩建造。所含三叶虫、珊瑚、笔石等化石，均属于东南型动物群。
2.5.5志留纪地质特征
早期有斑定陶勒盖组和圆包山组，中期为公婆泉组，晚期为碎石山组。
斑定陶勒盖组为一套泥质板岩、硅质板岩夹硅质岩组合，具有深水相的环境特点，含丰富的笔石化石，建立了3个化石带。共生有腕足类、头足类、腹足类等化石。
圆包山组、公婆泉组、碎石山组的特征与北部区相当。总的特点，早期为海相滞流还原条件下的笔石页岩建造，具半深海―深海相的环境特征。笔石属西欧型。中期为海相火山岩建造，火山岩具双峰式特点。晚期为一套成熟度不高的浅海相碎屑岩建造，所含化石以床板珊瑚动物群为特征。构造分区特点不明显。
2.5.6泥盆纪地质特征
早期为依克乌苏组、中期为卧驼山组、晚期为西屏山组。
依克乌苏组为一套浅海相碎屑岩夹硅质灰岩及硅质岩组合。含珊瑚、腕足类及三叶虫等化石，各门类化石均建立了化石带。卧驼山组为一套杂色粗碎屑岩沉积，偶见保存不好的植物化石碎片，为陆相沉积。西屏山组为一套滨浅海相碎屑岩夹生物礁灰岩，含大量珊瑚及腕足类化石。珊瑚、腕足均建立了化石带。
2.5.7石炭纪地质特征
早期为红柳园组的一套碎屑岩夹灰岩的浅海相类复理石建造，含丰富的珊瑚和腕足类化石。晚期为芨芨台子组的一套碳酸盐岩地层，含丰富的类、珊瑚和腕足类化石，均建立了化石带。
石炭纪的特点，早石炭世为浅海相类复理石建造，晚石炭世早中期为浅海相碳酸盐岩建造，所含类化石，与华北板块本巴图组相似。说明该阶段两大板块增生陆缘有过拼合。
2.5.8二叠纪地质特征
早中二叠世下部为双堡塘组，上部为金塔组；晚二叠世下部为方山口组，上部为哈尔苏海组。其建造类型、生物化石组合特征均与北部哈萨克斯坦板块相一致，说明这一时期，两大板块拼合已形成统一的大陆。
从上述资料可以看出，几大板块的基本地质特征，无论是地层建造，还是生物化石组合特点，均明显不同，应分属不同的构造块体。结合边界构造（甜水井―雅干深大断裂带、恩格尔乌苏蛇绿岩带、贺根山蛇绿岩带等）特征进行地质构造单元划分应当是可行的。
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岩石地质学篇8
⑴实习目的、任务和要求
1.目的
地质学是一门实践性和探究性很强的自然科学。认识实习是教学计划中的一个重要环节，学生在学习相关地质基础知识之后，到大自然中去观察各种地质现象，理论联系实习，增强感性认识，巩固基础理论知识。同时，进行野外地质工作基本技能的初步训练，培养学生的专业兴趣，为后续课程的学习打下良好的基础。
2.任务
①在野外对各种内、外地质作用进行初步观察分析，着重点是外力地质作用的观察分析。
②在老师的指导下，初步对三大类岩石、地质构造和矿产进行观察认识，了解它们在自然界的分布状况。
③进行野外地质工作方法的基本训练，包括地质罗盘的使用、手标本采集、地质现象观察、描述记录等内容。
④通过实习，培养学生运用辨证唯物主义观点，观察分析地质作用规律，提高学生分析和解决问题的能力。
3.要求
①实习前学生应认真学习实习知道书，以明确实习目的、内容安排等情况，做到心中有数，有条不紊。
②实习中学生要听从老师安排，认真听指导老师的讲解。
③现场观察各种地质现象要认真细致，并作好记录，还应多问、多思考，克服怕苦怕累的懒惰思想。
④每个学生应采集3——5块有代表性的岩石、矿物或化石标本。
⑵.实习的组织形式及实习过程
实习的组织形式以班级为单位，每个班又分两个小组，每个小组由一个指导老师带领实习，
过程由实习指导书上的日程安排：
第一天昆明西山;
第二天上午乘车由昆明至武定县五孔桥，下午芭蕉箐采矿场、雷刚厂;
第三天上午人民渡至狮子山石棉厂至狮山风景区，下午乘车由武定县至元谋县;
第四天上午元谋县朱布超基性岩体，下午元谋县黄瓜园大桥;
第五天上午元谋县德大大桥至那化大桥，下午元谋县弯堡土林;
第六天返回昆明。
(3)实习任务完成情况
通过实习我们三大类岩石有了更深一步的了解和认识，能够在野外认识和辨别三大类岩石，还能够在野外辨别各种地质构造。通过在各实习点对其的观察，实地考察，我掌握了罗盘的使用，还在各实习点采集了各种相应的岩石标本。还提高了我们对各种地质现象的观察分析能力，并学会了野外纪录，基本达到学校预期的目标。
二.各实习点地质概括
⑴昆明西山地区
①地层：由老到新如下，
1.泥盆系上统宰格组(d3z)：该岩石为灰色厚层状细晶白云岩，细晶结构，块状构造，风化面为灰黑色，呈刀砍状。
2.石碳系下统大塘组(c1d)：该岩石为灰色、深灰色角砾状灰岩厚层状灰岩，角砾大小混杂，为钙质胶结，较紧密，含珊化石，底部办翠绿色页岩与宰格组呈假整合接触。
3.石碳系中统威宁组(c2w)：灰色、灰白色中厚层状灰岩，粉晶结构，块状构造中部夹角砾岩，含珊瑚、腕足化石，矿物成分为方解石等，风化面为灰白色，局部有铁质侵染，与大塘组整合接触。
4.二迭系下统——(1)倒石头组(p1d)：上部黑色页岩与泥灰岩互层，中部呈黑色页岩夹薄层沙岩，含植物化石，下部为杂色黏土、黄铁矿及煤线，与威宁组呈假整合接触(2)栖震组(p1x)：为浅灰色厚至块状细晶白云岩，风化面为灰黑色白云质灰岩。风化后成团块状小虎斑，成分为方解石(70%)和白云石(30%)越往上白云石逐渐增多。含丰富珊瑚化石，与倒石头组整合接触。(3)茅口组(p1m)：上部为灰色、灰白色中厚层状灰岩，中部为灰色厚状灰岩与灰色琥珀斑状白云质灰岩互层，岩性较纯，层理不发育，表面有雨蚀沟槽，含珊瑚等化石，下部为灰色厚状不规则琥珀斑状白云质灰岩，与栖震组整合接触。
5.二迭系上统蛾眉山组(p2b)：上部为黑色气孔状杏仁状玄武岩，块状玄武岩，部分地段见柱状节理或球状风化;中部为紫色、紫红色凝灰岩，可见由粗细的韵律变化层理，下部为玄武质灿集块岩。含灰质角砾玄武岩，含灰质角砾凝灰岩。
②构造：普渡河----西山(滇池)大断裂
大断裂为昆明地区南北向的主干断裂。西山龙门一带，断面向东倾斜，产状较陡，近于直立，东盘下降形成昆明断陷盆地，西盘上升形成观音山、西山及龙门等地貌景观。该断层控制了昆明地区的地层、构造、矿产及地形地貌的形成与发展。
③岩浆岩：该地区有气孔状、杏仁状玄武岩及块状玄武岩，玄武质火山集块岩，含灰质角砾玄武岩，含灰质角砾凝灰岩。
④地貌：西山大断裂西盘上升形成了观音山西山龙门，东盘下降止水形成滇池山及龙门(断层崖)等地貌景观。滇池为断陷湖泊，西岸多为半岛、海湾，地形起伏较大;北岸、南岸、东岸地形起伏较小，有八条较大的河流注入，形成河口三角洲，冲积扇等沉积。
西山小石林，由二迭系栖霞和茅口组的灰岩、白云质灰岩构成。地表岩石在雨水和地表水的作用下，风化、容蚀形成岩溶地貌(又称kast地貌)。石笋、石芽、石柱、溶沟、溶槽、溶蚀漏斗等地貌随处可见。
⑵武定地区
1.地层：在五孔桥观察了辉绿岩与三叠系资组的接触关系及灰绿岩体的岩石特征(球形风化)。经过观察，发现二者的接触面的特征是：接触面呈波状起伏，面上有一层厚厚的灰褐色钛铁矿及褐黄色的古风化粘土层，且厚度不一，二者呈沉积接触关系。辉绿岩中无舍资组的俘虏体，其上舍资组中底砾岩无烘烤蚀变现象;辉绿岩中长石高岭土化现象明显。
在雷刚厂观察了三叠系舍姿组与寒武系西王庙组的接触关系。
西王庙组：为紫红色泥岩与黄色粉砂岩互层。
舍姿组：为紫灰色泥岩夹多层浅灰黄中层状粉砂岩为主。底部为灰黄色薄、中层状含细砾、含鲕状赤铁矿不等粒石英砂岩夹泥质粉砂岩，接触面为含砾粗砂岩。二者的接触关系呈微角度不整合接触。
芭蕉箐铁矿观察到缩头山组：该铁矿位于武定县南东5公里处矿体产于泥盆系中统鱼子甸组第一段(d2y1)：属于沉积型铁矿床;矿石主要为鲕状赤铁矿。第二段为灰白薄中层状隐晶质灰岩，泥灰岩夹白云岩，钙质泥岩。其中在铁矿中含有磷成分和薄层黑色页岩、泥岩等，还含有植物碎片、贝类化石。