① 顯生宙造山帶
由板塊碰撞或單向俯沖形成的造山帶，一直是深反射地震調查的重點。上節已經討論過元古宙以前的造山帶，它們已經克拉通化，在下地殼仍可保留造山帶殼根的痕跡（圖6.3上），但地面上山脈早已被夷為平地而不復存在。只有揭示中新生代年青造山帶的地殼結構，才能對這一復雜的構造活動產生完整的認識。因此，近年來在阿爾卑斯和青藏高原開展了大規模的反射地震調查。
巨大造山帶是在擠壓環境中形成的，由岩石圈碰撞和俯沖產生的傾斜反射體常常組合在一起，形成一些造山帶地殼中常見的反射模式，如圖6.9所示。圖6.9（a）示出一組多邊形的反射體，看上去與擠壓環境中出現的復式構造塊體相似，有人稱為「多層樓房」，或復式反射體（plex）。圖6.9（b）中為典型的楔形反射體（wedge），它們反映了岩塊碰撞穿插及地殼加厚縮短。如果楔形體尺度較大而且出現在板塊縫合帶下方，呈鱷魚嘴形狀，則稱為鱷魚嘴反射體（圖6.9c）。在實際地震剖面上，上述幾種反射模式常可組合出現。例如，在我國中央造山帶東端的蘇魯地體下地殼（圖6.10），5～10s之間就出現了多個楔形反射體和一個復式反射體，表明南部的揚子板塊與蘇魯地體在這里碰撞（詳見第十講）。上地殼（0～4.5s）有多組向南傾的反射體，與地表看到的糜棱岩韌性剪切帶吻合。這段剖面位於大別—蘇魯超高壓變質帶內，地表出露了從地幔折返上來的經超高壓變質的榴輝岩，表殼岩等，內部韌性剪切帶也很發育。
圖6.9在擠壓型地殼中常見的三種組合反射模式
（a）復式反射體；（b）楔形反射體；（c）鱷魚嘴形反射體，圓圈表示鱷魚嘴位置
在圖6.10中還可以看到，年青碰撞造山帶的Moho面反射呈現倒八字型，中間有不封口的殼根，似乎反映一個板塊的地殼俯沖在另一個板塊的地殼之下。我國地震學家曾融生先生（1998）認為這是造山帶Moho面的普遍反射模式。圖6.11是橫穿比利牛斯造山帶的反射地震剖面（上）和過喜馬拉雅山的反射地震剖面（下），在圖5.1中曾經示出過西阿爾卑斯山的綜合地球物理剖面。在比利牛斯的剖面中，淺地幔比較透明，上面有強反射的下地殼，Moho面為倒八字型，其軸部下地殼為透明體，其南側有鱷魚嘴反射體。歐洲的地震學家們認為，此剖面南段反射體都向北傾斜，反映了非洲板塊向北俯沖到歐亞板塊的下方，而歐亞板塊的下地殼則插入到俯沖帶上方，形成鱷魚嘴。剖面北段有反映碰撞的剪切帶和逆斷層，分為向南傾和向北傾的兩組。碰撞帶軸部因伴隨岩漿垂向侵入而呈現透明弱反射，兩側都有前陸或後陸盆地伴生。至於下地殼為什麼會有強反射層，有人認為是由造山期後的岩漿席狀侵入體和變質作用引起。
圖6.10蘇魯地區反射地震剖面的一段
從江蘇省東海縣牛山到趙集，在上地殼（0～4.5s）向南傾的反射與地表韌性剪切帶吻合；中下地殼存在多個楔形反射體和一個復式反射體；Moho面呈倒八字形
過喜馬拉雅山的地震剖面也有許多類似之處。在雅魯藏布江縫合帶南側，有一系列向北傾的強反射體，如圖中數字（2）（4）（5）所示，反映印度板塊俯沖形成的逆斷層。與比利牛斯剖面不同，在雅魯藏布江縫合帶下方有近水平強反射，很可能反映超基性侵入體的頂界面，或者是現代岩漿房。在剖面南端（左邊）22s處有反映Moho面的強反射，它在康馬以北反映不太清晰，因此倒八字型的模式看不出來。根據折射等資料在反射體（2）下面波速升高，趙文津先生等認為這可能是正在形成的新Moho面。
圖6.11年輕造山帶的反射地震剖面
縱軸單位為雙程走時（秒）。上圖為過比利牛斯山的典型剖面（Choukroune等，1989）；下圖為過喜馬拉雅山的剖面（趙文津等，1996），其上方為剖面布伽重力異常；剖面南起帕里，北至羊八井，數字①為上地殼近水平反射體，②為「新」Moho面，③為Moho面，④為主喜馬拉雅逆斷層，⑤為過雅魯藏布江反射體
從圖5.1和圖6.11等幾個深反射剖面都可看出，板塊的俯沖伴隨的地殼逆斷層不止一組，例如喜馬拉雅剖面就有主逆掩斷層（4）和北邊過雅魯藏布江的（5）兩組。在蘇魯超高壓變質帶上也出現這種情況。據此，我提出了雙重俯沖的演化模式（Yang Wencai,1997），將在第十講中詳細討論。
反映殼根的年輕造山帶Moho面的倒八字型特徵，有可能隨造山帶年齡增長而保存下來（圖6.3上例），也可能由於殼幔相互作用被剝蝕掉，或者由於構造運動抬升到下地殼。深反射探測表明許多古生代甚至早中生代的造山帶，其殼根不再存在。例如過東秦嶺的長剖面，就沒有發現殼根（袁學誠，1994）。美國東部的阿巴拉契亞造山帶現在也沒有殼根（圖6.12）。西歐加里東及華力西期造山帶也沒有殼根。但是，反映造山帶特徵復式反射體、楔形體或鱷魚嘴，常可保留在下地殼中（例如圖6.12b）。
圖6.12過阿巴拉契亞造山帶的三條反射地震剖面及其地質解釋
（a）南阿巴拉契亞薄皮構造（Cook等，1981）；（b）過新英格蘭及中部綠山復背斜（Brown等，1983）；（c）濱海東阿巴拉契亞，下地殼強反射（Phinney,1986）
在圖6.12（a）中，展示了所謂「薄皮構造」的反射地震模式，即上地殼存在一個產狀很平緩的拆離面，把下方的基底和上方薄薄的外來岩席分開，而後者是由東南方逆沖過來的（見圖中箭頭）。在新英格蘭剖面上（b），可見到綠山復背斜和Taconic外來體的厚度只有5km左右，來自東部中下地殼的推覆，而薄皮構造帶內的復式褶皺和逆沖斷層是由推覆形成的。剖面左邊4～10s的強反射反映了一系列的推覆和逆沖席。在圖6.12（c）中，下地殼包含大量楔形體、復式反射體和近水平層狀反射體，被認為由古生代碰撞造山和期後地殼拉張作用結果的疊加形成，同時在上地殼也存在反映縫合帶的剪切帶強反射。所有三個剖面中淺地幔都比較透明，Moho面反射不連續，但比較水平。由深反射地震揭示，在大陸內部和邊緣存在大型逆沖推覆和拆離滑脫構造，說明板塊內部和邊緣都有大規模的低角度位移和疊覆，這是大陸地殼普遍存在的一種變形。這種變形作用的動力學機制是什麼？如果說年輕造山帶上的拆離與大陸碰撞或板塊俯沖有關，那麼古生代造山帶中後期推覆形成的薄皮構造又是怎麼形成的？這些問題使板塊學說陷入困境。例如，有人認為許多山脈可由陸內上地殼的水平堆疊形成，與板塊邊緣的碰撞俯沖無關。因此，近年來用GPS在大陸山鏈上進行了廣泛的位移和形變測量，這些資料也許可以揭示現代大陸形變及有關的地質作用的內涵。
② 陰山-天山緯向構造體系
該構造體系的主體大致位於北緯40°~43°之間,在局部地區展布較寬或較窄,走向上亦有所起伏和偏轉。它在中國境內綿延達4000km左右,是一個橫貫中國北部的非常顯著的構造帶,在地貌上反映極為明顯,在地質歷史上起著重要的控製作用。它的西段包含整個天山山脈及塔吉克和吉爾吉斯斯坦的阿賴山、吉爾吉斯山脈;向東至甘肅北山被巴丹吉林沙漠所覆蓋,經雅布賴山北與中段相接,大體沿中蒙邊境南側展布,經狼山、白雲鄂博、陰山、大青山一帶,過大馬群山而與燕山相連;再東被下遼河槽地壓抑在新生界之下,但物探資料表明其具有較好的連續性,在鐵嶺地區亦有所顯露;再東過遼東、吉林南部經朝鮮北部入日本海,有日本海深海槽與之對應,構成其東段,日本北海道與本州島以北地帶,均有其蹤跡可尋。
這一體系的組成特徵之一是基底岩系廣泛裸露,太古宇-古元古界深變質岩系組成的岩塊和岩片沿此帶斷續分布,與之相應的中酸性岩體、岩帶和混合岩帶顯露良好,它們共同組成了陰山-天山緯向構造帶中的古老結晶基底。中、新元古界沿帶顯露亦良好,但從岩相建造、變形變質特徵看,天山-北山段(可能包括阿拉善地塊)中、新元古界褶斷變形變質強烈,它們是經晉寧運動形成的區域性的褶皺基底;而陰山-燕山段則有著不同的發育歷史,這個帶及其以南地區為華北地塊,中、新元古界為穩定的蓋層沉積,直至印支運動前本區無明顯構造變形變質作用及岩漿活動,長期處於較穩定的沉積和抬升環境。西段和東段、中段經過晚華力西-印支運動逐步形成統一的陰山-天山緯向構造體系,燕山運動和喜馬拉雅運動使該體系得到加強和發展。由於它們經歷了多次構造運動和包容了一些老的岩塊、岩片,也歸並了一些早期構造形跡、形體,再加上後期其他構造體系廣泛的復合、改造,因而使其結構復雜化,變形多樣,韌-脆性變形發育,低溫高壓動力變形變質帶規模較大,且保存良好。這里僅選擇幾個有代表性的地段作一概略介紹。
2.1.1.1 天山構造帶
在新疆境內天山-陰山緯向構造帶(簡稱天山緯向構造帶)的空間展布總體向北挪動了約100km,該段大體介於北緯40°40′~44°之間,個別地段更靠北一些。該帶處於准噶爾地塊與塔里木地塊間,近東西向展布,向西經哈薩克、吉爾吉斯斯坦繼續西延,向東經新疆、甘肅北山,被巴丹吉林沙漠所掩蓋。天山緯向構造帶具有復雜的結構,除東西向主幹構造形跡、形體外,與之斜交的兩組北西-北西西向右行扭性、扭壓性斷裂帶和北東-北東東向左行扭性、扭壓性斷裂帶比較發育,規模也較大。它們主要由東西向壓性構造帶的兩組扭裂面發育而成,早期的呈北西西和北東東向,晚期的呈北東、北西向伸延。另外,還有北西西向的西域構造體系與之復合。這個帶歸並和包容了一些前古生代形成、現今呈近東西向展布的構造形跡、形體(它們沿復背斜帶軸部斷續出露),以及一些東西向的岩石圈深斷裂帶。同時有一些近東西向中新生代盆地和槽地沿帶斷續相循,組成東西向復式向斜帶。依其發育歷史和展布特點,自北而南大致可分為:阿拉套-博格達-哈爾里克褶斷帶、鞏乃斯-新源坳褶帶、吐魯番-哈密山間坳陷帶、哈爾克山-巴音布魯克褶斷帶、覺羅塔格-黑鷹山褶斷帶、庫魯克塔格-馬鬃山隆褶帶等二級構造帶。
①魯克塔格-馬鬃山隆褶帶
該帶處於塔里木盆地北緣,為天山緯向構造帶之南緣斷褶隆起帶。地表部分西起庫爾勒經庫魯克塔格、星星峽,至甘肅馬鬃山五道明以東,隱伏於巴丹吉林沙漠之下,再往東與內蒙古陰山隆起帶相連接。區內出露的最老結晶基底岩石為托格雜岩。其下部由一套中-深變質角閃岩相組成,其上為古元古界興地塔格群不整合覆蓋。興地塔格群原岩為中-基性火山岩和陸源碎屑岩。太古宇-古元古界中的褶皺、片理、片麻理多為近東西向展布。新元古界青白口系和震旦系在本區都有出露,青白口系帕爾崗塔格群為穩定型淺海台地相砂岩、含疊層石白雲質灰岩。其中以北山地區出露較全。
早古生代廣泛接受淺海碳酸鹽、炭質、泥質沉積,底部含磷、鈾、釩等較高,中奧陶世後,庫魯克塔格南-方山口帶為巨厚濁積岩,馬鬃山復背斜南北兩側下部以筆石相為主,上部以頭足類及三葉蟲為主,均屬華南生物群;志留系為活動型含筆石頁岩建造,向上過渡為海陸交互相至陸相紅色碎屑岩沉積,與泥盆系中、下統類磨拉石建造為過渡關系。在泥盆紀末本區褶皺固結而成為相對穩定的陸殼,晚古生代到中、新生代長期處於相對隆起狀態,只在庫車、輪台一帶局部下沉,形成拉伸-斷陷盆地沉積。但在北山地區石炭系為活動型海相沉積,以碎屑岩、灰岩、火山岩為主,厚度達6000m以上,表明石炭紀似乎尚未形成統一的東西向沉積環境。早二疊世為海相中基性-酸性-基性火山岩。晚二疊世陸相火山岩以中酸性為主,中基性次之,主要發育在北山南部,分布在柳園-大倉褶皺帶內,受斷裂控制,形成長達100km的火山岩帶。
本帶內侵入岩十分發育,超基性、基性、中酸性及鹼性岩均有出露,但花崗岩占絕對優勢。
②哈爾克山-巴音布魯克褶斷帶
該帶處於伊寧盆地以南,塔里木北緣庫魯克塔格-馬鬃山隆斷帶之北,向西經哈薩克、吉爾吉斯斯坦的伊賽克湖-納輪河和吉爾吉斯山一帶繼續向西延伸。在中國境內,其主體西起汗騰楚里峰,經哈爾克山主脊,向東至巴音布魯克附近,被西域系北西西向構造帶斜接復合,大體可分為南北兩個亞帶:北亞帶——那拉提亞帶;南亞帶——巴音布魯克亞帶。
③鞏乃斯-新源坳褶帶
它包含了鞏乃斯坳褶帶、伊寧山間坳陷帶,是發育在伊寧地塊陸殼基底上的晚古生代坳褶帶和中生代坳陷帶。早古生代該帶長期處於隆起剝蝕狀態,中-新元古界之上有震旦紀冰磧層所不整合,缺失上震旦統-奧陶系,只在隆起帶南部邊緣有少量志留系中-上統;泥盆紀繼續處於剝蝕階段;石炭紀開始進入裂谷發展時期,早石炭世形成陸相及海陸交互相的碎屑岩及中酸性火山岩,中-晚石炭世在烏孫山一帶發育大量鹼性玄武岩、層狀輝綠岩、基性-超基性雜岩及拉斑玄武岩,直到二疊紀時陸相基性-酸性火山噴發仍很劇烈。早、晚二疊世間有一次重要的褶皺運動,稱天山運動,形成鞏乃斯-新源坳褶帶和伊犁山間坳陷帶。中、新生界為內陸山間坳陷含煤建造。
該帶主體為走向東西的復式褶皺,褶皺軸面近直立,兩翼傾角中等;東西向壓性斷裂及北東向、北西向兩組扭斷裂都很發育;沿帶岩漿活動強烈,除噴出岩外,侵入岩主要為華力西中、晚期鈣鹼系列花崗岩類及非造山類型鹼性系列的輝長岩-花崗閃長岩-石英二長岩類;變質作用屬葡萄石-綠纖石相。
④阿拉套-博格達-哈爾里克褶斷帶
該帶位於吐魯番-哈密(以下簡稱吐-哈)斷陷盆地北緣和准噶爾盆地之間。呈東西向延伸,因受西域系的克拉麥里-哈爾里克北西向構造帶、北西西向婆羅科努構造帶的干擾和影響,明顯地分為西、中、東三段。西段處於賽里木以北阿拉套一帶,與哈薩克准噶爾阿拉套相連;中段以博格達山、哈爾里克山之西構造特徵最為顯著;東段進入甘肅北部和蒙古南緣。一般習稱它為北天山華力西期活動帶,並被認為是一個典型的華力西優地槽褶皺帶,下泥盆統和中、上石炭統中有長達數百千米的蛇綠岩套等洋殼殘片。
該帶主要由阿拉套復背斜、博格達復背斜、哈爾里克-巴里坤山復背斜組成。
◎阿拉套復背斜:主體位於中哈交界的阿拉套山一帶,呈東西向展布。在中國境內出露的地層僅有中泥盆統、中-上石炭統、下二疊統和中-上侏羅統及新生界。在哈薩克境內存在一東西向斷隆,有志留紀-泥盆紀蛇綠岩、元古宇中-上里菲系和文德系。
◎博格達復背斜:以博格達山脈為主體,西與北西西向婆羅科努構造帶的依連哈比爾尕復背斜斜接復合,北與准噶爾坳陷相接,大體以准噶爾南緣深斷裂帶為其北界,南為吐-哈盆地。區內出露地層主要為石炭系、二疊系,組成線型褶皺帶。褶皺和壓性主幹斷裂均呈舒緩波狀彎曲,東西向延伸;褶皺軸部較為開闊,南北兩翼較陡,次級褶皺發育,褶皺軸面均向軸部傾斜呈扇形;斷層也具相應特徵,均屬高角度逆斷層。
◎哈爾里克-巴里坤山復背斜:該復背斜展布於哈密盆地以北,從巴里坤山至哈爾里克山一線,與北西西向克拉麥里-哈爾里克構造帶斜接復合。
⑤吐魯番-哈密山間坳陷帶
該坳陷帶處於博格達山、哈爾里克山和覺羅塔格山的環抱之中,西與伊寧坳陷盆地相循,東沿中蒙邊境與西居延海-蘇古諾爾坳陷相對應,斷續相循展布於天山-陰山緯向帶中部,是在晚華力西褶皺基底上發展起來的中生代的主要山間盆地帶。出露地層有三疊系、侏羅系、白堊系、古近-新近系和第四系。沉降幅度北深南淺,沉積厚度為8000~4000m。該坳陷帶可分北部凹陷帶、中部凸起帶和南部凹陷帶。北帶以平緩的短軸褶皺為特徵,岩層北陡南緩,區域上顯示重力低值;中帶以北緩南陡單面山為特徵;南帶為向北緩傾的單斜。斷塊差異升降運動為本坳陷帶顯著的構造特色。明顯的不整合見於中三疊統與下三疊統間、三疊系與侏羅系間、侏羅系與白堊系間、上白堊統與下白堊統間、白堊系與古近系間以及中新統與上新統之間。
⑥覺羅塔格-黑鷹山褶斷帶
該帶位於吐-哈盆地以南,阿其克庫都克斷裂帶以北,向西至托克遜西南與北西西向西域系褶斷帶斜接復合,向東延入甘肅北山中北部明水-黑鷹山一帶,在甘肅與新疆交界地帶被北東東向構造帶改造,部分被歸並。其主體為覺羅塔格復背斜,由下-中泥盆統、石炭系、二疊系組成。區內有侏羅系、古近-新近系分布。構造形態北部以東西向線型不和諧的褶皺為主,南部以斷塊構造為特徵。明顯的不整合見於下石炭統與中石炭統間、上石炭統與下二疊統間,上二疊統與下二疊統之間,上二疊統為紅色磨拉石建造。進入中生代以來,構造運動以斷塊的差異升降為主要表現形式。分為以下兩個亞帶:
◎阿齊山-雅滿蘇亞帶:位於覺羅塔格南緣,以阿奇克庫都克斷裂與庫魯克塔格-馬鬃山隆起帶為鄰。
◎秋格明塔什-黃山亞帶:該亞帶展現於康古爾塔格-黃山-鏡兒泉一線,長約600km,寬5~30km,向西與北西西向構造帶斜接復合。
從中國天山-北山地區地質發展歷史看:加里東運動尚未形成天山—北山地區的緯向構造帶。如泥盆紀時的4條深海建造和蛇綠岩帶中有3條(即沙爾布拉克帶、納爾曼德帶和克拉麥里帶)為北西西向,僅北天山深海建造帶為東西向(在依連哈比爾尕山和紙房以南發現一些蛇綠岩的線索,構成近東西向深海蛇綠岩建造帶)。另外在吐-哈盆地兩側廣泛分布的中、下泥盆統中都有一套深海基性火山岩和硅質岩沉積組合。中泥盆世末,從塔爾巴哈台山南北緣至准噶爾北塔山形成了一個晚泥盆世的大陸邊緣以中酸性為主的火山岩帶。它們共同構成了規模較大的東西向構造帶,主要展現於婆羅科努北西西構造帶東側。中晚泥盆世古地理已顯出緯向帶的雛形。只是到石炭紀早期,北天山覺羅塔格-伊犁帶才溝通,但仍以北東、北西向構造為主,形成小熱泉子組的中酸性火山岩帶。中石炭世沉降中心向北移到依連哈比爾尕—康古爾塔格一帶,在依連哈比尕山一帶保存著發育良好的蛇綠岩帶,在烏魯木齊南山—康古爾塔格—黃山一帶都有中石炭世的由硅質岩、基性火山岩和復理石組成的深海相沉積建造;中石炭世末褶皺隆起,並有大規模岩漿活動,形成了以花崗閃長岩為主的覺羅塔格花崗岩帶和以二長花崗岩為主的哈爾里克花崗岩帶。晚石炭世沉降中心進一步北移至博格達山一帶,形成厚達數千米的陸源碎屑岩和火山碎屑岩夾火山岩。中晚石炭世北山地區沉積了厚達3000m以上的中基性火山岩、火山碎屑岩,同時伴隨出現了統一的天山(包括伊犁地區)一北山緯向構造帶。早二疊世得到進一步發展,天山—北山海槽表現為殘余海盆,以濱海—淺海相及海陸交互相碎屑岩為主,在南湖戈壁一帶有較多的基性火山岩,北山地區有大量的枕狀玄武岩、細碧角斑岩和火山質硬砂岩,並有基性、超基性岩相伴,組成蛇綠岩套。早二疊世末強烈的造山運動使該區褶皺隆起,海水全部退出,山前坳陷、山間盆地和大型內陸盆地形成。但北山地區二疊紀還有強烈的陸相火山活動,其他地區則為磨拉石建造。與造山活動相伴本區二疊紀有強烈的岩漿活動。因此,石炭紀—二疊紀是天山-北山緯向構造帶成型的主要時期,中生代是其定型演化時期。
2.1.1.2 陰山-燕山構造帶
天山-陰山緯向構造帶中段從阿拉善向東,過狼山,沿陰山山系和燕山山脈,直至下遼河槽地西側,東西向構造形跡清楚連續,這是天山-陰山緯向構造體系的主體之一。其北界大體沿中蒙邊境一線東西延伸,過索倫山,經二道井、查干諾爾、達來諾爾,沿西拉木倫河入松遼平原;南界從巴丹吉林沙漠雅布賴山北側,過磴口、東勝隆起北側,越太行山進入華北平原北緣延入渤海灣。其間受到新華夏系賀蘭山-錦屏山斷隆帶和興安-雪峰斷隆帶的穿切和改造,部分地段顯得分散、斷續,但總體上是連續性較好的、規模宏偉的東西向構造變形變質帶和岩漿活動帶。根據構造發育歷史及建造特點,它又可分為南北兩個亞帶。
(1)北亞帶
該亞帶介於北緯42°00′~43°40′之間,展布於索倫山、滿都拉、溫都爾廟、翁牛特旗、庫倫旗等地。東西延長1320km,南北寬50~200km。北界西起二連浩特、蘇尼特左旗南部,至西拉木倫河;南界從狼山、白雲鄂博北側阿貴、化德、赤峰至彰武,即所謂槽台界線,這既是一條邊界斷裂又是一條岩相突變帶,呈波狀東西向延伸。
自南向北,北亞帶主要構造成分包括鑲黃旗-庫倫旗褶斷帶、索倫山-林褶斷帶、艾力格廟-二道井褶斷帶、西拉木倫河褶斷帶、蘇尼特左旗中部推覆構造帶等。其間發育有桑根達萊白堊紀斷陷盆地、渾善達克新生代裂陷槽地等。槽地內部次級隆起與凹陷長軸也呈東西向,而且它們常常受東西向隱伏斷裂所控制。該亞帶具有如下變形特徵:
①褶皺帶為主體。
②褶皺帶、沖斷帶以及拉張帶平行分布。
③緯向推覆構造發育:如蘇尼特左旗中部吐哈默—哈拉干—交其爾一線呈緯向延伸達60km以上的推覆構造帶(李述靖和張維傑,1995),中新元古代-早古生代淺變質的綠片岩系自南向北以低角度輾掩於晚古生代花崗岩岩基上。推覆構造上盤變質岩中同斜倒轉褶皺發育,軸面向北傾倒,伴有一組向南傾斜的疊瓦式沖斷面,下盤只有較寬的韌性剪切帶(圖2.2)。還有一系列飛來峰與構造窗沿推覆構造帶分布,推測推覆距離在20km以上。從糜棱岩中選取的白雲母和白雲母偉晶岩脈測得的K-Ar年齡為247Ma、160Ma、218.5Ma、223.3Ma,表明推覆構造活動的主要時期從早二疊世延至中侏羅世。
圖2.2 內蒙古蘇尼特左旗交其爾西構造剖面(據李述靖和張維傑,1995)
④多起變形、變質作用:本帶區域變質作用以多期、疊加變質作用為特徵。
(2)南亞帶
該亞帶位於北緯40°00′~42°00′之間,展布於色爾騰山、烏拉山、大青山、棋盤山、燕山等地。西起烏拉特前旗,東至錦西,南以磴口南清水河、寶坻-樂亭東西向隱伏斷裂為界。東西延長1120km以上。南亞帶是陰山帶的主體,主要構造成分包括東西走向的復式背向斜隆褶帶,核部由太古宇-古元古界或岩體組成,兩翼為中新元古界-中下二疊統組成的構造層,但在陰山地區缺失二疊系。還伴有延長幾百到1000km的東西向沖斷帶、推覆構造、碎裂岩一糜棱岩帶,有與其平行的晚古生代-印支期構造岩漿岩帶和沉積厚度達數千至萬米的中生代含煤盆地、新生代裂陷盆地等。自北向南計有:①白雲鄂博褶斷帶,②烏拉特中旗-太僕寺旗構造岩漿岩帶,③烏蘭哈達-化德-圍場斷裂帶,④西斗鋪復背斜隆斷帶,⑤萬和昌-察哈爾右翼中旗構造岩漿岩帶,⑥哈達圖-三合明-蘇勒圖沖斷推覆構造及韌性剪切帶,⑦豐寧-隆化-大廟斷裂帶,⑧固陽-武川褶斷帶及營盤灣、大佘太推覆構造,⑨烏拉山-大青山復背斜隆褶帶及石拐子侏羅紀含煤斷陷盆地沖斷-推覆構造,⑩烏拉特前旗-呼和浩特斷裂帶、尚義-平泉斷裂帶;(11)呼和浩特-包頭新生代斷陷盆地,(12)密雲-興城褶斷帶,(13)馬蘭峪復背斜、玉田復向斜等。從構造形跡的空間展布看,東西向隆褶帶、褶斷帶、構造岩漿岩帶、槽地等相間排列,組成一幅復雜的應變圖像。南亞帶的主要特徵如下:
①南亞帶是一條復雜的構造帶,為復式背斜隆起帶。
②南亞帶各褶斷帶其變形強度、特徵不盡相同,基底捲入程度各異。在造山帶中央部位或強應變帶蓋層褶皺區,往往夾基底岩片或復式背斜由結晶基底組成核部,這是該亞帶變形特徵之一。如馬蘭峪復式背斜,太古宇變質岩系構成核部,兩翼中、新元古界形成寬緩背斜、緊閉的向斜。另外,密雲復式背斜北側,古北口澇窪背斜、梭欏樹向斜等,均被上三疊統杏石口組含煤地層不整合覆蓋(圖2.3)。顯示印支運動第一幕既使本區中新元古界-中下三疊統第一次捲入褶皺,也使本區東西向復雜構造帶定型。
圖2.3 古北口梭欏樹構造剖面圖(李錦蓉據河北省地礦局1:20萬區調資料修編,1994)
印支運動第一幕在華北地塊北緣出現一系列軸向東西的、呈線狀分布的大中型緊密、直立、南緩北陡的歪斜褶皺構造。如白雲鄂博-布格圖山褶斷帶,西起烏蘭,東至察哈爾右翼後旗,長約400km,南北寬20~40km,包括白銀角拉克褶皺束、白雲鄂博褶皺束、布格圖山褶皺束及與其平行的東西向沖斷帶。
白雲鄂博褶皺束由中元古界白雲鄂博群組成,經低綠片岩相變質和強烈變形,在尖山組灰岩中出現分層剪切的固態流變褶疊層,在都拉哈拉南側有兩條韌性斷裂,炭質板岩中拉伸線理發育。筆者在長英質糜棱岩、淺色蝕變白雲片岩、黑色構造片岩中發現藍閃石。另據天津地質礦產研究所資料(王長堯,1993),在白雲鄂博北側寬溝白石山附近,也發現藍閃石片岩,厚約3m。經X射線粉晶鑒定藍閃石類礦物有凍藍閃石、鎂鈉閃石、鈉閃石。又據肖仲洋(1979)資料,白雲鄂博礦區6個方解石的鈾鉛年齡平均為219±16Ma。因此,盡管南亞帶北緣出現藍片岩帶,以線型褶皺為特徵,但從區域性對比看,褶皺帶定型期仍為印支期。
南亞帶南緣位於北緯39°40~40°00′之間,由中元古界-三疊系組成的東西向褶皺帶,斷續延長375km,南北寬70~90km。自西向東有靈丘-易縣褶斷帶、大白石尖-玉田褶皺帶。在北京西山東西向的谷積山-大白石尖背斜中包容了不同序次的大型平卧褶皺、頂部加厚的固態流變褶皺,歪斜褶皺的陡翼發育粘滯型石香腸以及楔入褶皺、壓溶劈理等,顯微尺度中形變與相變緊密伴生,出現低壓型、局部達到中壓型的綠片岩礦物組合,即藍晶石硬綠泥石片岩。其塑性變晶結構反映了從壓扁到韌性剪切的變形機制,可能屬中深構造層次。
③南亞帶中央隆起帶包括西斗鋪隆褶帶、色爾騰山復背斜、大青山-烏拉山復背斜隆起、冀北隆起帶等,以沖斷-推覆構造、韌性剪切帶和構造岩漿岩帶極發育為特徵。
陰山中部推覆構造展布在石拐子斷陷盆地南北兩側。南側沖斷帶由三條逆掩斷層組成,斷層東西長30~60km,斷面均傾向南,傾角30°左右。北側沖斷帶由五當召逆斷層、大淖免逆沖斷層等組成,東西長25~50km,斷面北傾,傾角20°~30°。兩組沖斷帶形成南北對沖型推覆構造(圖2.4)。在南部沖斷帶上,多處見烏拉山群向北推覆於中下侏羅統石拐群之上或呈飛來峰,顯示由南向北強烈側向擠壓作用。盆地北緣沖斷帶以大淖免逆斷層為主體,剖面上構成疊瓦式構造。微觀研究表明,毛忽洞沿斷裂帶上,發育一套復雜的構造岩,由糜棱岩、糜棱質角礫岩、碎裂岩及含鐵質球粒玻化岩等組成,顯示盆地北緣向南推覆的強大擠壓作用。
圖2.4 石拐地區對沖型推覆構造示意圖(據李錦蓉,1994)
營盤灣地區推覆構造呈北西西向展布,長約50km。盆地內為拴馬樁組和石拐群含煤地層。盆地南緣發育一組南傾的低角度逆掩斷層。盆地北緣為疊瓦式沖斷帶,斷面北傾。兩者形成對沖式、疊瓦式推覆構造(圖2.5)。
圖2.5 營盤灣地區對沖式、疊瓦式推覆構造剖面示意圖(據李錦蓉,1994)
陰山東部推覆構造主要發育在察哈爾右翼中旗蘇勒圖侏羅系含煤盆地南北兩側。北側為黑牛溝-盤羊山-烏蘭合雅沖斷帶,東西延伸50km以上,斷面向北傾,老地層由北向南推覆在新地層之上,形成飛來峰。蘇勒圖盆地南緣沖斷帶東西延伸60km以上,斷面均向南傾斜。它與北側沖斷層形成南北對沖型推覆構造(圖2.6)。
圖2.6 蘇勒圖地區小白兔子溝對沖型推覆構造剖面示意圖(據李錦蓉,1994)
前已述及,陰山地區隆起帶上,上石炭統-中下侏羅統含煤盆地南北兩側沖斷推覆構造極發育,均為疊瓦式對沖型推覆構造,反映中生代以來本區發生過多期強烈的垂直山鏈的南北向的水平擠壓運動。
另外,在造山帶中部可能存在科伯構造。如三合明南,東西走向兩組斷裂帶局部被白堊紀盆地不整合覆蓋。其北側斷層面南傾,由南往北二道凹群推覆於華力西期花崗岩之上;南側斷層面北傾,由北向南古元古界二道凹群推覆於中元古界白雲鄂博群之上,形成反方向沖斷帶,斷續延長180km。往西潭爾泰山書記溝組出現藍晶石片岩,東翼北隆起帶上沿隆化-大廟斷裂亦有藍晶石糜棱石英質片岩,並有混合岩化(同位素年齡為236Ma、230Ma)和鹼性花崗岩(223Ma、217Ma)。
綜上所述,推測北緯41°00′左右可能為印支期造山帶的中軸線,陰山-燕山東西構造帶定型期,既不是前寒武紀也不是燕山期,而是印支期印支運動主幕。
2.1.1.3 遼東-吉東構造帶
該段系指下遼河以東地區,為天山-陰山緯向構造帶東延部分。其北界在昌圖-磐石、樺甸-安圖-汪清一帶,大致為北緯43°00′左右;南界在遼南瓦房店-庄河一線,北緯40°00′左右或更南一些。由於受北東-北北東向構造帶的切截、改造,緯向構造形跡分散,方位也有不同程度的改變。
(1)北亞帶:雙陽-延邊褶斷帶
該帶包括:①開源-梅河口斷裂帶,②雙陽-延邊斷褶帶,③安圖新合-琿春馬滴達斷裂帶。
(2)南亞帶:鐵嶺-太子河褶斷帶
該亞帶展布於華北地塊內部,主要構造有:①鐵嶺褶皺帶,②太子河坳褶帶,③興華-白頭山天池斷裂帶,④大泉源-長白山斷裂帶,⑤南孤山燕山期雜岩帶,⑥柏林川印支期鹼性雜岩帶(223~208Ma),⑦雙牙山-大堡印支期岩漿岩帶(226~220Ma),⑧步雲山褶皺帶,⑨芙蓉山構造岩漿岩帶(207Ma),⑩瓦房店-庄河構造岩漿岩帶(213~200Ma),(1)金州-董家溝韌性斷裂帶等。
(3)天山-陰山緯向構造帶的形成和演化
研究表明,天山-陰山緯向構造帶並不是從太古宙以來就存在,它經歷了多次構造運動,於晚華力西期-印支期成型定型,燕山期得到加強,伴有多期沉積作用、變質作用、岩漿活動、殼幔物質演化與成礦作用以及擠壓與拉張體制交替的造山作用。各階段演化史不盡相同,以陰山-天山為中軸,由南向北、由西而東發生發展。天山-北山段由華力西晚期變形變質而定型,印支期表現不明顯;在阿拉善地區有印支期中酸性岩體侵入,反映印支運動的存在;到狼山以東印支運動是其主要變形期。但它們的雛形則出現於早中華力西階段,構成石炭紀-二疊紀北海南陸或北部活動帶與南部穩定區的主要分界帶。
就建造與構造的關系而言,構造控制建造,建造在一定程度上反映構造。即巨型的形變帶是沉積形成的前提,同時形成過程中表現出的岩相、厚度、建造特點又在一定程度上反映出巨型變形帶的展布和演化特點。關於不同時期古方位的恢復有待今後進一步研究。這里只能按現今展布狀況進行簡要論述。
華北地塊經歷呂梁運動之後,中新元古代時期出現不連續東西向隆起與坳陷。中段和東段疊加有北東向隆坳帶,西段有北西向隆坳帶。中元古代—早古生代接受了不同類型的沉積。
南亞帶,早印支期為主造山期,不僅使中新元古生代-中三疊世地層一起捲入褶皺,而且使古老結晶基底地塊、岩塊不同程度地捲入,陰山地區蓋層褶皺與基底褶皺構造皆為東西走向,兩者為重接。這套褶皺地層普遍遭受低綠片岩相低溫動力變質作用。東西向變形變質帶上,出現藍閃石、藍晶石、硬綠泥石等,屬中高壓系動力變質帶。此外,在西斗鋪-三合明南、遼南金州的韌性變形帶,表明印支期形變屬中深構造層次,可達下地殼-上地幔。天山地段在秋明塔什-黃山一線有長達600km以上的韌性剪切帶,發育於上古生界中,沿巴音布魯克帶等地有藍閃石片岩出露。另據燕山地區有限應變數測量結果,中元古界霧迷山組、洪水庄組,Z軸縮短量為17%~24%,中石炭統-下三疊統,Z軸縮短量為47%~57%,區域古差應力值為20~50MPa。
綜上所述,天山-陰山緯向構造體系的形成和演化過程經歷了南北向拉張與擠壓體制多次交替。現已查明其形成期(或稱定型期)為晚華力西期-早印支期,通過歸並、包容、拼貼與焊接等方式形成復合型造山帶。其主要造山作用為沉積期裂陷閉合式造山作用和定型期擠壓造山、對沖式與科伯式造山作用和熱隆造山。晚印支期燕山期沿天山-陰山緯向帶中部形成東西向的內陸含煤、油氣盆地,褶皺較為開闊,伴有逆沖推覆作用。
③ 礦床類型
根據硼礦床的成因不同，將硼礦床分為以下7種類型。
一、火山噴氣型硼礦床
本類型是與現代地表火山活動有關的原生硼礦床，以含硼溫泉和硼酸噴氣孔為最重要。噴氣的溫度高達140～240℃，壓力達（3～6）×105Pa，噴氣中富含硼酸，高達0.3～0.5g/L，此外還含有 H2O、CO2、CH4、H2、H2S、N2、NH3等氣體。噴氣經人工濃縮後獲得硼酸與氨氣，利用噴氣還可發電。含硼溫泉附近可形成鈣華，其中產有硼砂與鈉硼解石。礦床規模小，很少構成工業礦床，但在學術研究上，具有重要意義。
世界上著名的含硼噴氣孔分布在義大利的托斯卡那，此外俄羅斯的千島群島、日本等地都有與近代火山活動有關的含硼噴氣孔與溫泉。
二、矽卡岩型硼礦床
礦床常產於酸性岩漿岩與碳酸鹽岩類接觸帶附近的矽卡岩中，因圍岩成分不同可形成不同的矽卡岩礦床。
當圍岩為鎂質碳酸鹽岩（白雲質灰岩、白雲岩）時，則形成以鎂質硅酸鹽礦物為主的鎂矽卡岩，其中的硼礦床為鎂硼酸鹽礦床，即硼鎂石-硼鎂鐵礦礦床。礦體常呈不規則的透鏡體、扁豆體，礦石礦物主要為硼鎂石，常與硼鎂鐵礦、硅鎂石、金雲母、透閃石、電氣石、葉蛇紋石、磁鐵礦等礦物共生。礦石中B2O3含量一般不高，可達5%～10%。
當圍岩為石灰岩和大理岩時，則形成以鈣硅酸鹽為主的鈣矽卡岩，在其中或附近大理岩中可形成鈣硼硅酸鹽礦床，即硅硼鈣石礦床。礦體呈透鏡狀，由於成礦作用受構造裂隙控制，也可形成網狀、細脈狀硅硼鈣石礦體。礦石礦物主要為硅硼鈣石，與其共生的有透輝石、石榴子石、方解石、石英、透閃石及少量的斧石和賽黃晶。富礦石硅硼鈣石含量可達50%以上，礦石中B2O3的含量變化大。
在上述各種矽卡岩帶內有時可伴生有色金屬礦化，有的成為具一定規模的金屬礦床，可綜合利用。但在硅硼鈣石礦床內，有色金屬礦化一般不發育。本類型礦床多屬中、小型礦床。
此類礦床在俄羅斯、美國、羅馬尼亞、捷克斯洛伐克等國都有產出。近年來在我國湖南常寧和浙江北部都找到這類礦床。以下介紹湖南常寧半邊街-七里坪硼礦床：
湖南常寧矽卡岩型硼礦床有七里坪及半邊街兩個礦床，它們位於耒陽-臨武南北向構造帶中段，大義山花崗岩體北部西側。礦床賦存於花崗岩體與中上石炭統壺天群白雲岩接觸帶中（圖16-1）。
大義山岩體為一復式岩體，岩性為細-中粒斑狀黑雲母花崗岩，系燕山早期第二階段產物，年齡為164～185Ma。花崗岩中富含B、Li、As、W、Sn、Bi、F等元素，B 可達109.1×106，是地殼中B豐度的9倍。這一重要地球化學特點是在其附近形成硼礦床的重要因素。岩體周圍有半邊街及七里坪礦床及其他一些礦點，礦床規模均達中型。
圖16-1 半邊街礦區11勘探線地質剖面圖
（據周榮文等，1990）
1—硼礦層；2—石炭系中上統壺天群；3—二疊系棲霞組；4—燕山早期花崗岩；5—礦體編號
半邊街礦床似層狀、透鏡狀、火焰狀，受接觸面的形態、產狀和圍岩裂隙的控制。半邊街礦床共有Ⅰ、Ⅱ號2礦體。Ⅰ號礦體產於矽卡岩（由尖晶石、透輝石、石榴子石、符山石、方柱石等組成）及矽卡岩化大理岩中，長800m，傾向延伸698m，平均厚5.72m。B2O3含量5.03%～8.59%，平均6.34%。沿礦體走向、傾向均有尖滅再現、膨大、縮小等特徵。Ⅱ號礦體在Ⅰ號礦體之上，平行產出，賦礦圍岩為接觸帶上部的大理岩、矽卡岩化大理岩和白雲質大理岩。礦體長568m，傾向延伸498m，平均厚3.31m。B2O3含量10.91%～3.08%，平均6.84%，沿走向礦體有尖滅再現等現象。
礦石組成礦物復雜，有用礦物主要為硼鎂石（含量10.3%）、鎂硼石（7.3%）、硼鎂鐵礦（9.9%）、氟硼鎂石（7.8%）及剎哈石（sakhaite）（1.8%）；脈石礦物主要有方解石（51%）、白雲石（2.5%）、透輝石（2.3%）、符山石（1.7%）、硅鎂石（2.5%）、水鎂石（1.0%）、磁鐵礦（1.1%）等。據礦石的結構構造特徵，上述礦物主要分為2個成礦期：矽卡岩期和熱液成礦期。從礦石礦物來看，鎂硼石、硼鎂鐵礦、氟硼鎂石形成於矽卡岩期，硼鎂石及白鎢礦、錫石、輝鉬礦、斑銅礦、黃銅礦等硫化物形成於熱液成礦期。
三、火山沉積型硼礦床
該類型礦床主要分布於新生代構造帶內的晚第三紀陸相盆地中。盆地是在造山晚期階段形成的山間盆地、斷陷盆地或狹窄的地塹，並受深大斷裂帶控制。在礦床附近廣泛發育有新生代花崗岩類和各種成分熔岩，在大多數硼酸鹽礦床中發現有與湖相含硼沉積物同時形成的基性或酸性的火山岩。
硼礦床賦存於陸相火山-沉積岩系中，形成時代主要是晚第三紀上新世與中新世，礦床儲量佔80%以上，小部分礦床屬早第三紀和第四紀。
產硼岩系為陸相沉積岩夾火山岩組合，由粘土質、硅質、碳酸鹽-粘土質沉積岩和各種火山岩如玄武岩、流紋岩以及凝灰岩互層組成，有時還夾有鹽層。礦床產於岩系中的粘土質、泥灰質或凝灰質沉積物中，具有一定的層位。礦體呈巨大的層狀體、透鏡體，其厚度可由1～3m到30～90m。礦石成團塊狀或結核狀產在粘土岩或凝灰岩中，礦物成分簡單，主要為易溶硼酸鹽類。礦石含B2O3達30%～50%。按礦石中主要硼酸鹽不同，將之分為4種類型：①硼砂-斜方硼砂礦床；②硬硼鈣石礦床；③白硼鈣石礦床；④硬硼鈣石-鈉硼解石礦床。
該類礦床規模大，可達數千萬噸至數億噸，如著名的礦床有美國的克拉麥爾、土耳其的克爾卡、阿根廷的廷卡勞等礦床。國內還沒有見到這種類型礦床的報道。
本類礦床處於大陸主動邊緣及其碰撞帶內（太平洋帶和阿爾卑斯-喜馬拉雅帶），由於火山和與其有關的熱液活動，對沉積盆地中硼的成礦作用有重要影響，火山灰和熱液同時進入湖盆地造成盆地中大量硼的聚集，使淡水逐漸變為鹵水，在乾旱的氣候條件下，從盆地中沉積形成各種硼礦床。但在第三紀巨大硼礦床內沒有見到其他可溶鹽類的共生，這可能是由於硼酸鹽類沉澱時，其他鹽類還不足以沉澱之故。
本類典型礦床為美國加州克拉麥爾礦床，其特點如下：
該礦床是一個火山沉積型硼礦床，位於太平洋內帶美國西部加州莫哈維沙漠中部的一個大型第三紀盆地中。盆地基底由侏羅紀和白堊紀的花崗岩和變質岩組成，不整合其上的為晚第三紀中新世湖相沉積岩和火山岩，厚約600m。下部由礫岩、砂岩、凝灰岩和淡水灰岩組成，厚約300m；中部為玄武岩（薩德白克玄武岩），厚約36～180m，還有次火山岩英安岩；上部為粘土岩、凝灰岩夾硼砂透鏡體（頁岩層+阿科斯層），厚約45～160m，共有7層礦（圖16-2）。
其上為更新世和現代砂、礫石層覆蓋。在上部粘土岩中含有雄黃、雌黃、輝銻礦，在凝灰岩中出現冰長石、方沸石等礦物。上部岩石中含量高的元素有As、Sb、Ge、Li。主礦體平均厚45～60m，大的礦體長450m。礦石組成礦物主要為硼砂、貧水硼砂和三方硼砂，鈉硼解石和斜硼鈉鈣石等。礦石平均含量B2O3為25%，富礦段B2O3＞30%。估算硼砂儲量8000×105t到1.2×109t以上，是世界上最大的硼酸鹽礦床之一。據研究認為，礦床是在玄武岩噴溢和英安岩侵入之後形成的，玄武岩流從周圍的高地注入高地之間的淺水盆地（估算深10～20m），該湖盆主要受伴隨玄武岩噴溢和英安岩侵入而出現的溫泉補給礦質，溫泉除了帶來硼以外，還帶來As、Sb、Ge和Li，流入該湖的含硼溶液的蒸發最終導致硼酸鹽的沉積，最初沉積有鈉硼解石，而後沉積硼砂，再後又與板硼鈣石一起沉積鈉硼解石。
圖16-2 美國克拉茂硼礦柱狀圖
（據王有德等，1989）
四、淺海相沉積型菱錳礦-錳方硼石礦床
在我國河北省首次發現的具有工業意義的錳-硼礦床，屬於一種新的類型。所處大地構造位置屬於克拉通北緣燕山裂陷槽帶，產礦岩系為中元古代長城系的淺海相硅質白雲岩夾含錳頁岩建造。建造下部具海相粗面岩-粗玄武類火山岩、火山角礫岩、集塊岩，礦床位於建造的白雲岩中或頁岩和白雲岩之間，與圍岩為漸變關系。礦層由富礦體和貧礦體組成，富礦體在礦層中呈扁豆狀、透鏡狀、餅狀、串珠狀。富礦體之間或其上、下盤，往往分布有條帶狀、不規則囊狀、團塊狀、浸染狀的錳方硼石和菱錳礦，構成貧礦體。
礦石中礦物主要有菱錳礦、錳方硼石（Mn3[B2O12]OCl），其次有錳方解石、黃鐵礦、赤鐵礦、磁鐵礦、黃銅礦、黑電氣石、鐵白石、石英、長石碎屑、蒙脫石、水雲母、玉髓、磷灰石、膠磷礦、燧石、石膏、金紅石、鋯石等。
礦石的構造主要有豆狀、假鮞狀、團塊狀、條帶狀以及浸染狀等構造。礦石的品位，在貧礦石中B2O3為2%左右，富礦石中B2O3為17%左右，一般硼與錳之間為正相關關系。
含礦岩系主要由白雲岩組成，含礦層常見水平層理，亦見波痕構造，說明礦床是在海水較淺而平靜的海盆環境中沉積的，推測當時氣候乾旱而炎熱，海水鹽度較高，pH值大於8，在這些條件綜合影響下才有利於硼礦床形成。礦床下伏地層存在一套粗面岩-粗玄岩類火山岩，其中富含Mn（達 0.5%）和B（達0.1%）等元素，其噴發過程中為成礦提供了成礦物質來源。
本類型硼礦床規模較小，但B、Mn可綜合利用。
五、潟湖相沉積型硼礦床
此類硼礦床與潟湖相鹽類礦床有關，礦體呈層狀或透鏡狀夾於鉀鹽層或石膏層之中。礦石呈團塊狀或浸染狀構造，礦石中主要硼礦物為方硼石，共生的有硼鉀鎂石（KMg[B5O6OH）4][B2O3（OH）5]2）、硼鎂石、鈉硼解石、石鹽、鉀鹽、石膏、硬石膏、方解石等。這類礦床是由於含硼海水經蒸發後，硼酸鹽與其他鹽類同時發生沉積作用而形成。礦床中大部分硼酸鹽分散於硬石膏、石鹽和鉀鹽層中，開采鹽類礦床時加以回收。德國斯塔斯孚特鉀鹽礦床的光鹵石帶中產有硼、每年綜合回收數萬噸方硼石。在北美、西歐和東歐一些國家的二疊系海相鹽類沉積層中都分布有硼礦床或硼礦化。
六、淋積型硼礦床
原生的鉀鹽礦床中常含有少量的硼酸鹽類，受到風化後經淋濾富集可以形成巨大的淋積型硼礦床。礦床產於鹽丘頂部的石膏帽或粘土層中，礦床呈透鏡狀、似層狀以及不規則的囊狀充填於石膏之洞穴或裂隙中。其中常見的含硼礦物有硬硼鈣石、單斜硼鈣石、細晶硼鈣石、鈉硼解石和纖維硼鎂石等。硼礦床規模較大，但多為貧礦。前蘇聯因傑爾礦床較為著名，該礦床有富礦石（B2O315.9%～42.6%）38.3×104t，貧礦石（B2O30.6%～5.37%）643×104t。
七、區域變質型硼礦床
本類礦床主要分布於太古代克拉通內的古元古代裂谷帶中，有的分布於太古代變質岩系中，如俄羅斯、瑞典。產礦地層為古元古代變質岩系中，它由斜長角閃岩、黑雲斜長片麻岩、變粒岩、淺粒岩、電英岩夾斑花狀大理岩、菱鎂岩組成，原岩屬為海相含硼火山-沉積岩系。
硼礦床具一定層位，斷續延長數百千米，構成大型硼礦帶。礦體呈層狀、似層狀、透鏡狀，有時呈多層出現。礦體受到變形時，可與圍岩發生同步褶皺。礦體多賦存於含硼建造的白雲石大理岩-菱鎂岩中，或它們與變粒岩，淺粒岩的接觸處，礦體與圍岩整合接觸，礦體中也可有圍岩的夾層；單個礦體厚達幾米到幾十米，延長幾十米至幾百米。
礦石由磁鐵礦、含硼礦物（硼鎂鐵礦、硼鎂石、遂安石）、稀土元素礦物（褐簾石、獨居石、鈰硼鈣石）及其他榍石、磷灰石、粒硅鎂石-斜硅鎂石、方柱石、透輝石、陽起石等組成，各種礦物以不同的比例共生，構成條帶或薄層，或呈互層產出。礦石具片狀構造、柔皺構造、變餘角礫狀構造、變余結核構造等以及各種變晶結構。礦石品位變化大，低者B2O3＜10%，一般B2O315%～25%，最高達40%。
因礦石中共生礦物不同可分為硼鎂石礦床、硼鎂石-硼鎂鐵礦礦床及磁鐵礦-硼鎂鐵礦-稀土元素礦床（Fe-B-TR礦床）。
當含礦岩系受到混合岩化或花崗岩侵入時，則引起礦床中一些元素的活化、遷移，在含硼岩系的裂隙內產生電氣石、磁鐵礦、硼鎂鐵礦、遂安石、金雲母等礦物的細脈，還可伴隨某些交代現象，如蛇紋石化、硼鎂石化等。
本類礦床屬區域變質型硼礦床，規模小型-大型都有，個別為超大型硼礦床。我國該類型礦床主要分布於遼東、少量分布在吉南，目前以硼鎂石礦床、硼鎂石-硼鎂鐵礦礦床為主要開采對象，有較大的工業意義。Fe-B-TR礦床規模較大，因冶煉技術尚未完全解決，目前工業利用還有一定困難。
以下介紹遼東典型的變質礦床的地質與成因研究。
（一）古元古代變質含硼岩系及其原岩建造
含硼岩系主要分布於遼吉裂谷帶軸部，屬古元古代遼河群里爾峪組，岩石中以富硼為其突出特點，總厚370～800m。岩系較完整的剖面自下而上由4個岩石組合組成：斜長角閃岩夾鈉長淺粒岩（＞120m），鈉長淺粒岩與黑雲變粒岩互層夾斜長角閃岩（320m），蛇紋岩（蛇紋大理岩）與硼鎂鐵礦互層（220m），角閃變粒岩與鈉長淺粒岩互層（＞100m），原岩包括基性、酸性火山熔岩、凝灰岩、粘土質-半粘土質碎屑岩、富鎂碳酸鹽岩及富硅、富硼、鐵的熱水沉積岩，屬含硼火山岩-富鎂碳酸鹽岩-鎂（鐵）硼酸鹽岩岩系，於古元古代末期（1900Ma）遭受了角閃岩相區域變質作用。
（二）礦床類型
1.硼鎂石礦床
礦石礦物以纖維硼鎂石為主或纖維硼鎂石和遂硼鎂石為主，含少量硼鎂鐵礦、磁鐵礦。脈石礦物以鎂橄欖石、硅鎂石、金雲母、蛇紋石為主及少量透閃石、菱鎂礦、白雲石、滑石及少量硫化物。如前述礦石具有變質與變余的組構特點。有的礦床中見有硬石膏薄層。本類礦床品位較高，質量較好，規模大，是最重要的礦床類型，如磚廟、花園溝、後仙峪等礦床（圖16-3）。
圖16-3 遼寧磚廟硼礦剖面圖
（據馮本智等，1978）
1—角閃混合片麻岩；2—斜長角閃岩；3—電氣石角閃石岩；4—蛇紋岩夾硼鎂石岩；5、12、17—硼鎂石岩；6—蛇紋石大理岩；7—透輝石斜長角閃岩；8、10—偉晶岩；9—斜長角閃岩；11、13—蛇紋岩；14—角閃混合片麻岩；15—黑雲片麻岩；16—含黑雲、電氣石變粒岩；18—角閃石岩；19、22—長英岩；20—斜長角閃岩；21、23—黑雲片麻岩；24—黑雲電氣變粒岩；25—鈦磁鐵礦和透輝石斜長角閃岩；26—電氣石變粒岩；27—黑雲電氣變粒岩夾電氣石石英岩；28—含鈦磁鐵礦斜長角閃岩；29—黑雲片麻岩、黑雲電氣石變粒岩夾含鈦磁鐵礦和透輝石斜長角閃岩；30—含鈦磁鐵礦和透輝石斜長角閃岩
2.硼鎂鐵礦礦床或磁鐵礦-硼鎂鐵礦-稀土元素（Fe-B-TR）礦床
礦石礦物以硼鎂鐵礦為主，次之為磁鐵礦、纖維硼鎂石、遂硼鎂石、脈石礦物與上相似。礦石中纖維硼鎂石明顯交代了硼鎂鐵礦，同時析出磁鐵礦。礦床中還含有獨居石、鈰硼硅石（Ce-BO[SiO4]）等稀土元素礦物，且見其交代硼礦體中電氣石透輝石岩。稀土元素含已達工業要求，礦床可綜合利用Fe-B-TR。區內最著名的是翁泉溝硼礦床（圖16-4）。
圖16-4 翁泉溝硼礦區地質和剖面示意圖
（據遼寧地礦局第七地質隊資料，1987）
1—鈉長淺粒岩；2—角閃石黑雲母變粒岩、角閃透輝變粒岩；3—含硼鎂鐵礦蛇紋岩、金雲母蛇紋岩、蛇紋石化大理岩；4—條痕狀混合岩
3.硼鎂石-硼鎂鐵礦礦床
和硼鎂鐵礦礦床的特點相似，礦石中硼鎂石的含量較硼鎂鐵礦為高，以開采硼鎂石礦石為主。礦床內含稀土元素礦物不明顯。
（三）硼礦床的形成條件
1.古火山-沉積斷陷盆地
沿遼吉古元古代裂谷，硼礦床集中於4個地區，結合重力與航磁異常分析，其位置處於東西向與南北向大斷裂交匯處或其附近，推測在裂谷海槽演化過程中，其內部受東西向與近南北深斷裂的影響，控制了更次一級斷陷成礦盆地的產生，沿盆地中的斷裂，由與火山作用有關的含硼熱泉與噴氣孔的活動為盆地帶來充分的成礦物質，有利於熱水沉積岩與硼礦床的形成。
2.成礦物質來源
含硼建造組成岩石由大量的基-酸性火山岩、凝灰岩、熱水沉積岩等組成，其中硼的含量較硼在地殼中的豐度值高10～300倍，表明在盆地中火山活動時，所產生的流體有可能為水盆地帶來成礦物質硼；裂谷海槽內下滲海水在岩石圈循環時也可能使基性火山岩中的鎂、鐵質浸出，補給成礦盆地；大陸殼岩石風化也可提供部分鎂、鐵或其他組分。
3.盆地古地理環境
由硼礦床的凝灰質圍岩中產出黃鐵礦條紋，夾有條紋、條帶狀構造的電英岩， 巨大硼鎂鐵礦層的存在等等，反映出這些沉積物中2價鐵占相當的比例，可以推測硼的成礦盆地為一較深水的盆地，並屬還原環境。含礦建造中白雲岩、菱鎂岩的大量出現，指示當時海水為鹼性，pH值達9以上。從礦石成分看，富含B、Fe、Mg、Si、K、Na以及
4.硼酸鹽的沉澱與富集
層狀硼礦床夾於鎂質碳酸鹽岩層中，後者也可夾硼礦床內。碳酸鹽岩中以富鎂為特徵，MgO為17.2%～36.28%之間，一般皆大於25%，屬菱鎂質白雲岩和菱鎂岩。對近代海洋的研究證明，白雲岩沉積地區共同特點是氣候乾旱炎熱，蒸發量大於降雨量，說明硼礦床沉積時是在乾旱的氣候條件，由於蒸發作用而沉澱與富集的。多年來，研究者們在硼礦圍岩發現有硬石膏層，在遂硼鎂石礦石中也發現共生的硬石膏。近年采，本區硼酸鹽和電氣石的硼同位素δ11B（一般為+9‰～+11‰，個別為+4‰～+14.5‰），研究表明，其與海相蒸發岩的一致。這些結果都表明，硼礦床形成在乾旱氣候條件。除上述的自然地理條件外，由於物理化學條件的改變也可導致鎂-鎂鐵硼酸鹽的沉澱、富集。當時從盆地中沉積的原始硼酸鹽，為含水的鎂硼酸鹽與含水的鎂鐵硼酸鹽，它們經過區域變質作用再轉變成為現在的硼礦床。
八、現代大陸鹽湖型硼礦床
現代乾旱地區的大陸鹽湖中，有時硼酸鹽的含量很高，形成硼酸鹽鹽湖。這些鹽湖大部分分布於年輕的火山活動帶內，小部分分布於天然氣和石油發育地區。鹽湖鹵水中硼的含量達到一定工業品位時，可供開采。湖底沉積物中有時蘊藏著固體硼礦層，小部分礦體也可分布於湖濱地帶。礦體常呈透鏡狀、巢狀產於湖底的淤泥中，厚度一般僅幾十厘米，很少有超過兩米者。礦石中的共生礦物以硼砂為主，其次有鈉硼解石、柱硼鎂石（Mg [B2O（OH）6]）、庫水硼鎂石、水方硼石等，此外還有石鹽、芒硝、鈣芒硝、石膏、白鈉鎂礬、瀉利鹽等鹽類礦物。硼砂結晶粗大，一般直徑1cm左右，大者可達5～6cm。除固體硼砂外，湖底還有豐富的含硼、鋰、鉀、鎢、砷、銻、磷等鹽類的晶間鹵水。本類礦床分布面積廣，多是易溶的優質硼礦石，可構成工業價值極大且可綜合利用的鹽湖礦床。我國古代使用的硼砂主要來自這種類型。
該類型礦床分布於北美和南美西部、小亞西亞、伊郎高原、柴達木盆地、西藏高原；我國青海大柴旦鹽湖、西藏班戈湖硼礦床屬於本類型，美國加州的西爾斯鹽湖是工業價值較大的大陸鹽湖型硼礦床。
1.青海大柴旦鹽湖硼礦床
該鹽湖位於柴達木盆地北緣山間盆地內。湖面海拔分別為3110m和3118m，屬於高原溫干氣候區。盆地周圍山系及基底岩系均由前震旦紀變質岩系及較年輕的中酸性侵入體構成。古生代及中生代地層零星見於盆地邊緣，盆地內有巨厚的第三紀-第四紀沉積。盆地北緣南祁連山斷裂帶至今仍有活動，構成溫泉-泥火山活動帶，至少自第四紀更新世晚期以來即有含硼熱水自深部湧出，並通過塔塔陵河、溫泉河以及由泉水等途徑匯入大柴旦湖。
該湖形成於印支期，在第四紀更新世至全新世期間，演化為鹽湖。鹽湖中有細碎屑-粘土的沉積，夾有石膏、石鹽以及硼礦層。鹽湖屬硫酸鎂亞型鹽湖硼礦，可分為湖濱硼礦和湖底硼礦。湖底硼礦又包括固體硼礦和鹵水硼礦兩種。該礦床為以硼、鋰為主，伴有鉀、鎂、石鹽、芒硝的大型綜合性鹽湖礦床。
2.美國加利福尼亞西爾斯鹽湖硼礦床
西爾斯湖礦床位於加州干莫哈維沙漠北部。硼礦床賦存第四紀湖相沉積物中，沉積總厚度約300m，由粘土和鹽類組成。沉積物之上產有下部和上部2層鹽礦體，其厚度分別為9～12m和21～24m。這些礦體是在晚更新世和早全新世期間形成的，它們之間隔有3～4.5m厚的粘土沉積物。
鹽礦體具層狀構造。上部鹽礦體含有約4000×105t鹽類，由天然鹼、石鹽和碳鉀鈉礬組成，還存在易溶鹽類25種，包括芒硝、鹵鈉石、氟硫鹽等，硼礦物有硼砂、三方硼砂以及氯硼鈉石、水硅硼鈉石和鈉硼解石。硼砂在上部鹽礦體中，成透鏡體或厚達1.5m的礦層，其他硼礦物呈結核狀或包體出現。鹽礦體的晶間空隙被鹵水充滿，鹵水礦化度為35%。硼含量約3～4g/kg。
下部鹽礦體與上部鹽礦體相比，鹵水中鈉的含量較高，鉀的含量較低。下部鹽礦體鹵水中，硼的含量為4.2g/kg。
除硼外，鹵水中還含有大量（以mg/kg計）的Li（90）、W（56）、As（150）、Sb（5）、P（300）和其他組分。
上下部鹽礦體的鹽類和鹵水中硼的儲量估計約為600×104t元素或約1×109t硼酸鹽。西爾斯湖鹵水中所含的Li約15000t、W約60000t。
在西爾斯湖周圍，廣泛分布著上新世-更新世的流紋岩、玄武岩及近代的火山渣錐和凝灰岩錐，溫泉的活動與火山作用有關，溫泉與流入湖中河水補給了西爾斯湖的硼及其他組分。
④ 九江有復式樓嗎哪個小區具體價位是多少
挺多小區有復式樓的，像九江學院對面的萊茵美郡，新湖柴桑春天，在建的源豐上城等，價格都在5千以上。
⑤ 小小小問題
克里斯托佛利
大約在14世紀，歐洲出現了一種在多弦樂器上加鍵而成的擊弦古鋼琴——克拉維卡琴。這種古鋼琴發音輕柔微弱，適於演奏溫馨抒情的曲調，特別適合家庭演奏室內樂，曾盛行一時。幾乎與克拉維卡古鋼琴同時存在的還有一種羽管鍵琴也叫慶巴羅古鋼琴。這種古鋼琴裝有一套撥弦機誡，演奏時機誡上的羽毛管撥弦發音。這種古鋼琴音色清晰明亮，在教堂、宮廷音樂中曾廣泛應用。
克里斯托佛利曾是一名出色的羽管鍵琴製作家。他於1709年製成世界上第一架鋼琴，稱其為「piano——forte」意即「弱——強」琴。表明這種樂器可以弱奏，也可以大力度演奏，音量的強弱變化很大。這一優點是慶巴羅和克拉維卡兩種古鋼琴所不具備的。
1855年德籍美國人斯坦威（Henry steinway）製成了一架完美的三角鋼琴。
最早的立式鋼琴於1750年由德國古鋼琴製作家佛里德里西製成。
我國生產鋼琴的歷史僅有幾十年時間。
我國的鋼琴工業是在解放後逐漸發展起來的。
（現代鋼琴是從古鋼琴逐漸演變的，至今仍在不斷改良，將來也會永遠繼續發展下去）
鋼琴的前身是「哈潑西考特」，這是用羽毛撥動琴弦的琴。後來義大利人克利斯托佛里，發明了一架有彈力的錘子發音裝置的琴，這就是現代鋼琴的前身。
現代本鋼總琴蛞的懷發明者是意懷大利人起克利心斯托弗流利一。給他原是提一位�羽管鍵供琴歡製造者焙，有著豐�富的好造琴壞經崍驗一，的在思總結驗了羽管鍵琴的優缺起點鳶後，島於1點709年物，在羽管鍵流琴上起安竟裝竟了用點槌�擊心弦好的鍵焙盤思機學械，奠�定大了實現代鋼琴習的提基�礎三。由於好這一改進實，崍彌點補了古學鋼琴三和熬羽管學鍵琴幾乎無法廢調Φ節音量的家缺了點�，�這酶種蠹鋼的琴在嘉演奏時起，隨心著求對稱鍵子一敲懷擊力思的家變化來思改沒變點音�量壞的大小大，思音量心也比古鋼鄖琴和歡羽峁管鍵琴懷大基得鍃多。
⑥ 21克拉復式裝修注意事項和如何裝修復式房
21克拉復式 裝修 復式房裝飾你到底如何想知道有很多人的想法，我的朋友，其實不是一點點神話相信我們是先來看看你更新前，有些知識裝修的雙人房，所以當我更新，所以每個人都有翻新的復式房嗎？翻新的房間和復式房都很小，可以推出筆記本，下一步你做什麼？
1、在 21克拉復式裝修 的時候因為，復式房的特點，所以說在裝修時上下樓的裝修風格一定要一樣，不要說是樓上一個風格樓下一個風格，這樣的話裝修出來的效果是不會好看，所以說是我們一定要注意這個問題。
2、現在的人都比較忙工作為好，但裝修風格，選擇全包的裝修公司，因為你不檢查在創新過程中的施工質量，而是一個過程，包括一切問題雖然這是他繁忙的工作非常好，裝飾這是一件非常重要的事情，但是裝修的質量，以及對自己的滿意度，檢查時間的唯一途徑就是讓自己的房子裝修更加完美。
3、 21克拉復式裝修 在房間的兩側，如果設置得太高的家人失望了這方面的關鍵的樓梯，我們也，當你設置了樓梯，步驟也不能忽視，需要設置haprijeokinreul，想必樓梯老人和孩子都非常不舒服。
復式房如何裝修
4、找到一家可靠的裝飾公司很重要，因為只有裝飾設計師才能在安裝維修室時體驗它。我們將很容易理解需要什麼樣的方法來容納您自己滿意的裝飾。
1、 21克拉復式裝修 在一間復式房的裝飾情況，但首先我們有，我們在地上2層材料花費太多的力量，需要進行雙復式兩層是承重，因為關注的問題樓上的，需要謹慎，土地你的朋友此時應該小心，因為它可能無法承受它。
2、要使用電氣安全，那麼在改造時，復式房的每個樓層都必須設置配電箱，這一定要小心，因為現在家裡有很多電器，必須安裝兩個配電箱，因為電源的電源可能無法承受。
3、
21克拉復式裝修 ，很明顯會產生污染，但如果我們不對裝飾材料起作用，裝飾污染比較嚴重，所以一定要買環保的裝飾材料，您需要購買環保裝飾材料，因為它提供的更少。
4.在 21克拉復式裝修 時，還要注意確定設計方案並確定裝修方案，因為裝修正在進行，裝修必須進行，裝修進度是否會增加裝修成本。
以上是 21克拉復式裝修 的注意事項希望可以幫助到您。
⑦ 新疆阿克蘇地區阿拉爾市的具體情況是什麼
阿拉爾市屬於暖溫帶極端大陸性乾旱荒漠氣候，極端最高氣溫35℃（沙井子墾區每隔5～10年遇最高溫40℃），極端最低氣溫-28℃（四團墾區最低氣溫為-33.2℃）。墾區太陽輻射年均133.7～146.3千卡/平方厘米。
年均日照2556.3～2991.8小時，日照率為5869%。墾區雨量稀少，冬季少雪，地表蒸發強烈，年均降水量為40.1～82.5毫米，年均蒸發量1876.6～2558.9毫米。
2016年末，第一師阿拉爾市總人口32.68萬人。其中，男性16.77萬人；女性15.91萬人。男女性別比為105︰100。全部人口中，漢族28.99萬人；少數民族3.69萬人。全年師市出生人口2 564人，出生率為8.0‰；死亡人口1 184人，死亡率3.7‰ 。人口自然增長率4.3‰。
2012年，阿拉爾市從業人數12.47萬人，比上年增長2.0%。其中：第一產業5.89萬人，下降8.0%，佔47.2%；第二產業2.46萬人，增長9.3%，佔19.7%；第三產業4.12萬人，增長15.4%，佔33.1%。其中：單位從業人員7.83萬人，增長1.7%，佔62.8%。
私營及個體從業人員3.76萬人，增長16.0%，佔30.2%。其他從業人員0.89萬人，下降29.9%，佔7.0%。在年底全社會從業人數中，農牧團場從業人數7.63萬人，增長2.8%，占從業人員總數的61.2%。
阿拉爾市屬塔里木河沖積細土平原，沿河岸及沖溝兩側略有抬升，地勢由西北向東南傾斜。水資源有阿克蘇河、塔里木河及勝利、上游、多浪三大平原水庫。阿拉爾市農業以灌溉為主，主要利用昆馬力克河、哈拉玉爾滾河、阿克蘇河、多浪河、葉爾羌河以及和田河等河水。
(7)21克拉復式擴展閱讀
1983年8月19日，經國務院批准，撤銷阿克蘇縣，設立縣級阿克蘇市。1984年5月7日，阿克蘇市人民政府掛牌成立。1984年7月18日，撤銷阿克蘇鎮，將原鎮屬的4個街道辦事處升格為鄉建置。1999年城區增設南城街道。2012年2月6日，柯柯牙街道辦事處正式掛牌成立。
2013年1月23日，自治區政府批復同意將阿克蘇市802.733平方千米區域劃歸阿拉爾市管轄。2014年11月14日，自治區政府同意將現英巴扎街道管轄的英巴格社區、林園社區以及阿依庫勒鎮部分區域劃入設立多浪街道，街道辦事處駐現英巴格社區居委會辦公樓。
⑧ 煤層氣形成與分布
一、煤層氣的涵義及其邊界
煤層氣是一種非常規天然氣藏，具有與常規天然氣藏迥然不同的特徵，直接將天然氣藏的概念應用於煤層氣顯然不妥。根據煤層氣的具體特徵，結合前人的定義，本書將煤層氣定義為「受相似地質因素控制，含有一定資源規模，以吸附狀態為主的煤層氣，具有相對獨立流體系統的煤岩體」。由於煤層氣與其他非常規氣藏一樣，大面積連續分布，因此它也是連續性氣藏的一種。
通過對國內、外典型煤層氣的系統解剖，將煤層氣邊界系統歸納為五類:水動力邊界，風氧化帶邊界，斷層邊界，物性邊界，岩性邊界。
水動力邊界:以吸附態為主的煤層氣大部分通過地下水靜水壓力作用得以賦存，同時地下水的補給、運移、滯留、排泄控制了煤層氣聚集的基本單元。因此，地下水動力條件是煤層氣富集成藏的決定性因素之一。水動力邊界可細分為地下水分水嶺和水動力封堵兩種類型。地下水分水嶺的存在使其兩側的煤層氣處於不同的流體流動單元，分屬不同煤層氣。這類邊界在美國Utah州的中東部和中國的沁水盆地南部存在。地下水分水嶺的形成受構造控制，一般為背斜的軸部。水動力封堵邊界是最常見的煤層氣邊界，幾乎所有的煤層氣都存在。以地下水沿煤層露頭補給、向深部運移、形成一定高度的地下水水位、促使煤層氣在滯留區富集為主要表現形式。水動力封堵的機理為:要使儲層內保存一定量的煤層氣，就必須具備一定的儲層壓力，即地下水靜水位面(對應於儲層壓力)具有一定的高程。可見，水動力邊界是一個間接反映含氣量的邊界，也是一個隨地下水位變化的動態邊界。
風氧化帶邊界:是一個取決於煤層氣組分組成的邊界，由於地下水水位下降，煤層氣沿露頭散失和空氣混入使得煤層氣組分組成發生變化，甲烷含量降低，二氧化碳、氮氣含量增加。一般將甲烷濃度80%作為風氧化帶底界，如沁水盆地南部風氧化帶邊界以上甲烷濃度急劇下降(圖4-19)。因此，從某種程度上說風氧化帶是一種人為劃定的邊界。
圖4-19 沁水盆地南部風氧化帶邊界的確定
斷層邊界:斷層作為重要的煤層氣側向邊界可區分為封閉性斷層和開放性斷層。封閉性斷層的封閉機制是斷層帶岩體的排替壓力必須大於儲層壓力，有4種作用方式:泥岩塗抹作用加強了斷層的封閉性，斷層兩側岩性配置因斷層的落差和與煤儲層對接的岩層排替壓力而不同，強烈的顆粒碎裂作用和成岩膠結作用是造成斷層封閉的基礎。開放性斷層的封閉性取決於斷層帶靜水壓力的大小，富水性強、靜水壓力高有利於煤層氣保存，否則將引起煤層氣散失，這與水動力封堵邊界的作用機理相同。
物性邊界:當煤體在構造應力作用下破壞為糜棱煤、物性變差、排驅壓力顯著增大時，對煤層氣的擴散運移將起到阻止作用。同時糜棱煤本身含氣量高、儲層壓力高，阻止了鄰近煤體煤層氣的濃度擴散運移散失。這類邊界往往與斷層邊界共生，沿斷層帶分布，對於提高開放性斷層的封閉性具有重要意義。不同性質的斷層、斷層的上下盤都會產生不同寬度與不同破壞程度的煤體。隨著煤層氣開發和煤炭開採的實踐，此類邊界越來越受到人們的重視。
岩性邊界:岩性邊界是指位於煤層尖滅帶的邊界，這類邊界可以分為兩種情形:一是位於煤層尖滅帶的岩性具有較大的滲透率，排驅壓力低，如砂岩、裂隙孔隙發育的灰岩等，煤層氣將難以在煤層內聚集，易逸散，不利於保存;二是位於煤層尖滅帶的岩性具有較低的滲透率，如泥岩、粉砂岩等，該岩性邊界具有較高的排驅壓力，有利於煤層氣的保存。
二、煤層氣地球化學特徵
煤層氣地球化學分析數據主要來自煤岩解吸氣、瓦斯抽放氣及井口排采氣等樣品，前兩者數據的分布范圍較寬。張新民等(2002)統計了我國不同地質時代和各種煤級的358個井田(礦)煤層氣組分6000餘組數據，結果顯示，煤層氣組分構成以CH4為主，其含量變化范圍為66.55%～99.98%，一般為85%～93%;CO2含量為0～35.58%，一般＜2%;N2的含量變化很大，但一般＜10%;重烴氣含量隨煤級不同而變化。Scott等(1993，1994)對美國煤層氣井的795個氣樣的分析結果表明，煤層氣的組分及其平均含量為:CH4佔93.2%，C2+(重烴)佔1.6%，CO2佔4.4%，N2佔0.8%。從前人統計數據看，井口排採的煤層氣無論是熱成因氣(如黑勇士盆地、沁水盆地等)，還是生物成因氣(如粉河、阜新盆地等)，煤層氣的組分差別不是很大，主要為甲烷(平均值為97%～99.75%)，重烴氣及非烴氣含量均很低(一般小於2%，多小於1%)(表4-5)。相對於常規天然氣而言，煤層氣組分較一致，無論源岩的成熟度是未成熟還是過成熟，煤層氣的組分均顯示干氣的特徵，來源於煤系的常規天然氣組分往往受到源岩的成熟度影響，隨著成熟度增大，甲烷含量升高，重烴氣含量降低，過成熟的晚階段氣富集甲烷。如高過成熟煤系生成的克拉2氣田甲烷含量達96.58%，C3以後的烷烴組分基本檢測不到，而成熟-高成熟階段生成的牙哈凝析氣田天然氣組分甲烷含量均值只有82.32%，C2-5含量達11.61%。
碳同位素組成上煤層氣與常規天然氣有著明顯的差別(陶明信，2005)。目前由於煤層氣主要成分為甲烷，C2+組分較少，統計中數據較少。熱成因的常規煤成氣與煤層氣碳同位素最大的差別是成熟度相近源岩的煤層氣甲烷碳同位素明顯偏輕，例如沁水盆地南部二疊系3#煤層的Ro最高可達3.5%以上，庫車侏羅系煤系源岩Ro小於2%，但庫車克拉2晚期階段聚集的天然氣甲烷碳同位素為-27.3，明顯重於沁水盆地南部過成熟的煤層氣甲烷碳同位素值(-31.95)，這種現象也存在於其他盆地，是一種普遍的現象。
表4-5 我國典型煤成氣與國內外煤層氣組分及碳同位素對比
引起煤層氣與常規天然氣碳同位素差異性的原因不同。常規天然氣甲烷碳同位素主要受到母質和源岩熱演化程度Ro的影響，煤成氣和油型氣δ13C1-Ro演化線不同(圖4-20)。煤層氣甲烷碳同位素受到生烴作用與後期改造作用的影響，前者與常規天然氣相似，主要為煤岩熱成熟度的影響，後者主要因素包括解吸作用、生物作用、水動力作用。常規天然氣主要為游離氣，煤層氣為吸附氣，後期吸附解吸過程中會造成組分和同位素的變化。常規天然氣除典型生物氣外，我國已發現的大、中型煤成氣藏受到生物降解的影響較小，而目前工業開采利用的煤層氣一般埋深小於2000m，生物降解作用使得源岩成熟度相近的煤層氣較常規煤成氣的甲烷碳同位素偏輕(Scott，1993;Ayers，2002)。煤層氣受水動力條件影響較大，其作用機制為甲烷通過水溶作用而改變同位素的組成。
圖4-20 我國煤層氣、煤成氣和油型氣δ13C1-Ro關系圖
三、煤層氣形成演化過程
根據中國含煤盆地構造演化特徵分析，除變質程度較低的含煤盆地外，絕大多數盆地都經歷了沉降和回返抬升演化階段，煤層經歷了埋藏-抬升的構造演化過程，有的盆地甚至經歷了多次的旋迴。而煤層的埋藏-抬升構造演化過程決定了煤層氣的成藏演化過程。
圖4-21是煤層氣演化與相應的主要成藏機制示意圖。隨著煤層的埋藏和抬升，煤層氣形成過程主要經歷了煤層氣的生成和吸附階段、煤層的吸附能力增加階段和煤層氣的解吸-擴散和保存階段，其中煤層氣的生成和吸附階段包括由於煤層埋藏而造就的煤層氣生成-吸附階段和由於異常熱事件而造就的煤層氣生成-吸附階段;煤層氣的解吸-擴散和保存階段中主要包括蓋層擴散機制和地下水溶解機制。在各種機製作用下得以保存的煤層氣形成現今煤層氣。
現今煤層氣的富集程度是聚煤盆地回返抬升和後期演化對煤層氣保持和破壞的綜合疊加結果。在煤層抬升回返過程中上覆地層厚度變化影響下的溫度、壓力的變化控制了煤層含氣量的變化，因此地質歷史時期中煤層上覆地層最小厚度決定了現今煤層的含氣量。
根據上述煤層氣成藏歷史恢復，結合煤層氣成藏物理模擬實驗，歸納出中、高煤階煤層氣成藏的3種地質模式和低煤階有利成藏模式。
有利富集模式(Ⅰ):煤層區域回返抬升至風化帶之下，再沉降但未超過抬升前的深度，煤層含氣量取決於地質歷史時期上覆地層的最小厚度，厚度越大含氣量越高，含氣飽和度高於較有利富集模式。
較有利富集模式(Ⅱ):煤層在區域回返抬升後再發生沉降，再沉降超過抬升前的深度，煤層含氣量取決於地質歷史時期上覆地層的最小厚度，在沒有外來氣源補給的條件下，飽和度取決於再沉降的地層厚度，再沉降地層的厚度越大飽和度越低。
不利富集模式(Ⅲ):煤層在區域回返抬升後仍持續抬升至風化帶內，使煤層中含氣量和飽和度都很低，一般達不到煤層成藏的含氣量。
低煤階有利成藏模式(Ⅳ):與高煤階相比，低煤階煤層氣成藏過程簡單，沉降生烴之後的抬升回返幅度小;一般不存在二次生烴，即使存在岩漿侵入造成煤的接觸變質，其影響范圍也是局部的;地下水徑流帶是次生生物氣生成的有利場所，為低煤階煤層氣提供了持續的氣源補給，在此生成的煤層氣可原地保存(粉河盆地)，也可在地下水作用下運移至滯流區富集(阜新盆地);往往以巨厚的煤層或煤組出現，形成高資源豐度，進而抵消煤層氣含氣量低的缺陷。
圖4-21 煤層氣演化與相應的主要成藏機制示意
四、煤層氣分布規律
通過對國內、外中高煤階含煤盆地的研究可以看出，在大的區域背景下具有向斜構造富集煤層氣的規律，這一現象比較普遍，如美國聖胡安盆地在煤田或二級構造帶也具有這種規律。無論是否受煤階的影響，在向斜的核部，煤層含氣量都較高，呈現盆地邊緣往盆地中心含氣量增加的特徵(圖4-22)。我國沁水盆地也具有向斜富氣的規律，該盆地剖面形態上為一個完整的復式向斜盆地，向斜部位含氣量明顯高於兩翼，明顯存在向斜富氣的規律。如沁水盆地復向斜南部地層寬闊平緩，地層傾角平均只有4°左右，區內低緩、平行褶皺普遍發育，展布方向以北北東向和近南北向為主，呈典型的長軸線型褶皺。晉城地區煤層氣分布普遍是背斜軸部含氣量低，含氣量為5～15m3/t，特別是潘庄礦西部的馬村背斜表現得更加明顯，而向斜軸部和翼部煤層含氣量高，含氣量均高於15m3/t(圖4-23)。
由以上分析可見，向斜富氣規律不僅存在，同時機理上也支持。可以說是構造演化、水動力條件以及封閉條件綜合作用的結果，而這三大地質條件正是煤層氣富集的重要因素。煤層氣向斜富集模式可以用圖4-24進行描述，在一個區域向斜構造背景下，往向斜軸部方向，由於大氣滲入水沿著邊緣露頭向軸部低水勢方向匯聚，形成向斜區匯水區，礦化度高，在邊沿隆起區可形成側向水封堵，形成良好的保存條件環境;向斜軸部比邊緣部分煤層上覆地層厚度大，煤層維持更高的地層壓力，煤層氣吸附量大;從構造的角度看，向斜軸部是地層沉降幅度大的區域，由於沉降深埋，煤層可以進行充分的熱演化，並有助於生氣，同時軸部構造活動穩定，斷裂、裂縫不發育和蓋層穩定均有利於煤層氣的富集。因此，在向斜構造中，一般具有軸部高含氣量，往邊緣隆起含氣量降低直至風氧化帶分布的特點。
圖4-22 美國聖胡安盆地Fruitland組煤層含氣量等值線(m3/t)圖
圖4-23 沁水盆地晉城地區地質構造形態與3號煤含氣量關系
圖4-24 向斜構造煤層氣富集模式
⑨ 復式投注，是叫什麼來著
人生的意志和勞動將創造奇跡般的奇跡。涅克拉索夫
人生最美的東西之一就是母愛，這是無私的愛，道德與之相形見絀。武者小路實篤
⑩ 衍生礦源岩系——預富集期（初成礦期）
金成礦預富集期是繼原始礦源岩系形成後金成礦元素再次的活化、遷移、富集時期，是金成礦過程的中介媒體。對膠東能成為金礦集區起著重要的承前啟後的作用。
其是在古元古代陸殼發展階段後期並進入陸—陸碰撞造山階段（800～543Ma），地殼已克拉通化，揚子板塊與華北板塊碰撞造山等重大事件發生後的構造背景下形成和發展的，其間內陸裂谷的開合，碰撞造山活動，幔源、殼幔型岩漿侵入活動及中、中淺構造相的韌性剪切構造、變質作用等均十分強烈而頻繁。一系列構造—岩漿事件的發生，特別是揚子板塊向華北板塊深部的俯沖作用下，地殼升溫，幔源花崗岩漿在侵位的過程中將彌漫於TTG岩系（即原始礦源岩系）的金質活化、遷移並融於新的岩漿系統中的有利部位濃集而形成的衍生礦源岩系—新元古代震旦期玲瓏超單元的二長花崗岩類。
（一）古元古代呂梁期—新元古代晉寧期（2500～800Ma）的表殼岩和變質變形侵入岩
該時期是衍生礦源岩系形成前的地質史實，期間的變質岩系是元古代構造層的變質基底，其包括了變質表殼岩和變質變形侵入岩類，這些岩類與衍生礦源岩系的形成有否內在的相關性，藉此作簡要交代。
1.古元古代變質地層——荊山群、粉子山群
古元古代呂梁期（2500～1800Ma）陸殼發展階段的產物，在東西向拉張環境下的內陸裂陷槽的海相沉積，粉子山群出露於膠東地區之北，而荊山群居南，呈近東西向斷續環繞太古代變質基底岩系邊緣展布。二者岩石組合頗為相似，是一套由高鋁片岩、長英質（或富碳）變粒岩、透閃透輝岩和大理岩為主體，偶夾斜長角閃岩等岩性組成的岩石組合。變質程度達高角閃岩相，局部麻粒岩相。其平均化學成分見表4-1。原岩系一套高鋁、富碳的粘土質、砂質碎屑—碳酸鹽岩偶夾中基性火山碎屑岩的類復理石—碳酸鹽岩建造，屬陸緣碎屑岩—碳酸鹽沉積。稀土元素表現為輕稀土富集、銪略具虧損型，金豐度值較低，分別為1.36×10-9和1.75×10-9（表4-2），宏觀上和金礦分布疏遠，凡成型的礦床（點）多與該二群遠離而無緣，僅在玲瓏超單元的外接觸帶的該群內偶見之。以上信息反饋：古元古代表殼岩物質不能構成礦源岩系。
2.古元古代呂梁期變質變形侵入岩——萊州超單元、雙頂超單元
萊州超單元的岩體大部分是從原劃膠東岩群、荊山群和粉子山中剔出的具侵位關系的超基性—基性—中酸性的岩類，散布於棲霞超單元T TG岩系組成的片麻岩穹隆的邊緣帶和玲瓏超單元的邊部，單體規模均較小，總出露面積50km2。其中西水夼單元（斜長角閃岩）分布最廣，其蹤跡遍布太古宙—古元古代變質基底。岩石灰黑、黑綠、黃綠色，具片麻狀，條帶狀構造。其化學成分及主要參數值見表2-4，表中反映其為太平洋型極強—強鈣性—鈣鹼性岩系，為幔源超基性岩漿直接結晶和幔源玄武岩漿及殼幔型花崗岩漿結晶分異的「I」型花崗岩類。其岩體雖未見與金礦分布的關系，然從岩漿來源和分布特徵，結合金元素的特性推斷，其應從地幔中攜帶較高的金質散於地殼內，從其較高的金豐度值2.58×10-9（表4-2）亦可例證，其應歸於原始礦源岩系的增補成員。
雙頂超單元出露於太古宙變質基底岩系周圍及玲瓏超單元之內（捕虜體性質），規模較大，較集中，總面積180km2。其是一套由花崗閃長岩向二長花崗岩演化的酸性岩類，變質程度達高角閃岩相的灰色片麻岩系。從表2-4中顯示為殼幔型花崗岩漿同熔交代殼源物質，沿東西向張性構造帶底劈就位的「S」型花崗岩類。在郭家嶺超單元外接觸帶偶見有金礦分布。從其岩漿特點及成岩過程，可能活化、運移了TTG岩系的金質熔於其內。盡管如此，它顯然不能構成礦源岩系。
綜上可見：古元古代變質基底岩系，除萊州超單元能成為原始礦源岩系的增補物質外，余者荊山群、粉子山群及雙頂超單元均不能構成原始礦源岩系，但其具有的硅質、鹼質、碳酸鹽物質，變質熱液等為金活化、運移、積淀提供有利的物理化學條件。
中元古代四堡期（1800～1400Ma），新元古代晉寧期（1400～800Ma）南華期（800～680Ma）變質變形侵入岩—海陽所超單元、榮成超單元、鐵山超單元
系呂梁運動之後，地殼進入陸—陸碰撞造山階段時期，揚子與華北兩大板塊對接斂合的前夕和高潮及後期的碰撞造山運動環境下形成的。均分布於秦嶺—大別—蘇魯造山帶東延部分的膠東東部沿海一線。此時的華北板塊部處相對穩定的隆升階段。海陽所超單元規模甚小，北東東向散布，屬內陸裂谷型的超鎂鐵質—鐵鎂質的超基性—基性侵入岩，其化學成分及參數值見表2-4，屬深部幔源超基性岩漿直接結晶和幔源玄武岩漿分異的「I」型花崗岩類，區域上未見與金礦分布關系。榮成超單元，規模大，多呈復式岩體，是同碰撞造山期的侵入岩類，系由花崗閃長岩—二長花崗岩系列岩石組合，經歷低角閃岩相—高綠片岩相變質作用形成的灰色片麻岩系。其岩石化學平均值及主要參數值表（表2-5）顯示：系大陸環境的殼幔花崗岩漿交代重熔殼源物質而結晶分異的「I」型花崗岩類。鐵山超單元規模較小，多呈單體岩株狀，是造山期後的偏鹼性花崗岩類，亦是大陸環境下的殼幔花崗岩漿交代重熔殼源物質的「I」型花崗岩類。三者均被逆掩推覆韌性剪切帶疊加改造。在其分布范圍內僅在個別斷裂脆性通過處有金礦點出露外，絕大部分無金礦化現象。
其三者處於板塊碰撞造山帶上，主期是在向下俯沖的壓性環境。海陽所超單元雖有攜帶金元素條件，終因規模小，又處高壓榴輝岩相的變質作用制約下，遭壓抑使金元素難活化；榮成超單元、鐵山超單元等是同構造期和構造期稍後的侵入岩類，由於處擠壓俯沖階段，岩漿流體活動較弱，更不適宜上升流體的活動，其所重熔交代的殼源物質多系荊山群地層，未見太古代克拉通化變質基底提供的原始礦源岩系，故不可能形成金礦。
（二）衍生礦源岩系的主體——新元古代震旦期玲瓏超單元的特徵及致礦性
眾所周知，膠東地區是我國重要黃金產地，數以百計的大中型金礦（88%以上的金礦）產於玲瓏復式岩體內及與之毗鄰的太古宙變質岩系圍岩中（徐金芳1989）和與燕山早期郭家嶺超單元的接觸帶上。玲瓏復式岩體是一個由結構、構造演化為主的二長花崗岩的岩漿序列。共劃分11個單元，歸並於兩個亞超單元，其在金成礦過程中的作用與各單元在侵位過程中的熱事件及定位機制密切相關。
1.玲瓏超單元的致礦因素
（1）玲瓏超單元是膠東地區侵入岩最重要的組成。其是在兩大板塊碰撞造山之後，板塊繼續向下俯沖至較深部位時的一次規模宏大的岩漿侵入活動，其包括西部玲瓏和東部㟙山－昆嵛山兩大復式岩體，出露總面積達3733km2。玲瓏復式岩體呈北北東向面狀展布，各單元在其內部是近東西向分布，㟙山－昆嵛山復式岩體亦呈北北東向展布，而各單元呈近東西向半環狀分布，在兩大復式岩體相連接的近東西向分布的棲霞超單元出露區斷續有畢郭、楊礎東和五葉山等地亦有其岩體分布，在重力延拓圖上證實了其深部有該超單元岩體連接兩復式岩體。自西向東構成了北北東—東西—北北東向的「H」型的以瓏玲超單元和郭家嶺超單元為主體的岩漿侵入岩帶。膠東金礦集中區處於這個「H」型的花崗岩帶上，顯示該超單元與金礦的相關性和受北北東向和東西向構造的雙重製約性。
（2）組成玲瓏超單元的各單元是同源岩漿演化，多次脈動或涌動侵位而形成的復式岩體。其大致由弱片麻狀細粒二長花崗岩（雲山、九曲、羅山等單元）→微弱片麻狀中細粒二長花崗岩（方溝山、崔召單元）→塊狀中粗粒二長花崗岩（郭家店單元）→偉晶不等粒花崗岩（筆架山單元）依次侵入就位的。早中期弱片麻狀二長花崗岩為強力底辟膨脹式機制定位；而中後期的塊狀中粗粒二長花崗岩是被動的頂蝕機制而就位；偉晶不等粒花崗岩則是該超單元岩漿期後的岩體具岩牆擴張定位特點。正是郭家店中粗粒二長花崗岩單元的南陡北緩的頂蝕定位機制，形成了以郭家店單元分布范圍的復式岩體中心（岩體深度7.5km），向北以緩角度超覆侵位於太古宙TTG岩系之上（北部岩體厚僅2km）向南呈高角度，東部呈斷層與TTG岩系或古元古代荊山群地層接觸，在布格重力異常圖上（圖4-30）可佐證之。北部正是該超單元早期定位的弱片麻狀二長花崗岩廣布轄區。岩體的圍岩和其內大量殘留包體，均是太古宙棲霞超單元TTG岩系的英雲閃長岩類及其呈包體殘留的斜長角閃岩（變輝長岩）。而這一帶正是金礦集中分布地段，這種巧合與金成礦物質由高能部位（岩漿侵入定位中心向低能帶岩體邊緣之淺部位——先定位具空隙度的單元）遷移、聚集成礦不謀而合。舊店—大莊子一線之南，從中心到邊緣岩體厚度未減，與圍岩呈高角度接觸，熱流質被阻，金質不易向南遷移聚集，加之南部圍岩是非原始礦源岩系的荊山群地層，故南部金礦（化）點甚泛；昆嵛山復式岩體為熱氫氣球膨脹式定位機制，其定位中心亦是郭家店單元，金礦集中分布於其西和西南部的片麻狀細粒二長花崗岩內（九曲、崔召單元），亦顯示由高能向低能遷移的規律，該地區的瓏玲超單元岩體內，除在萊山一帶有太古宙棲霞超單元TTG岩系列，其餘為古元古代荊山群地層，它們均呈包體賦存其內，從金礦分布看與荊山群關系疏遠。與TTG岩系相關者亦稀少，在玲瓏超單元北北東向的脆性斷裂帶上的金礦圍岩中見有斜長角閃岩、片麻岩殘留體。由於其處於碰撞造山帶前緣，推斷其下應有TTG岩系的殘留體。與此同時，震旦晚期構造運動漸強。在先定位單元岩體的某些部位產生了淺構造相北東—北北東向，個別北西向韌性剪切帶，這些韌剪帶所形成的高孔隙度的構造脆弱帶是金成礦物質運移的通道和聚集場所。
（3）從玲瓏超單元各單元岩石化學平均值及主要參數值一覽表上（表2-3）看出：該超單元為SiO2含量較高的富鉀酸性二長花崗岩，為太平洋型鈣鹼性岩系。K/Na比值從早到晚跳躍性降低，早中期為內生源改造系列的多次原地交代再生岩漿，中後期為重熔（同熔）型花崗岩漿；FeO/MgO分子比值屬花崗岩漿重熔交代殼源物質產物；δEu值：初期（敦北山、雲山單元）0.56～0.55，屬殼幔型，早期（九曲、羅山、方溝山、崔召等單元）為0.80～0.94均大於0.7為幔源型，中後期（郭家店等單元）為0.3～0.7，殼幔型，晚期筆架山單元δEu0.23為殼源型。從而顯示該超單元初期為殼幔型花崗岩漿，隨板塊俯沖下切轉換為幔源花崗岩漿，中後期岩漿房上移而又變為殼幔型和晚期的殼源型花崗岩漿。岩漿源無論出自何處，各階段的花崗岩漿在原地和上涌侵位過程中交代重熔已克拉通化的殼源物質形成新的含金頗豐的重熔型岩漿，結晶分異定位的「I」與「S」型過渡類型的花崗岩（A/NKC分子比1.02～1.18），中後期為「I」型花崗岩。在（1.5～3.6）×108Pa的低壓環境下，形成溫度自早到晚漸次增高：雲山單元636℃、崔召單元655℃、羅山和九曲單元680℃、郭家店單元700℃以上。玲瓏超單元的物理、化學條件反映：其不但提供了把原始礦源岩系（TTG岩系）內的金活化、焠取出來被熱液運移的條件，同時又將地幔內的金等成礦元素熔入花崗岩漿內在侵位上涌時，與殼源物質強烈重熔作用，使大量的金流質轉入新的重熔岩漿流體內，從而造成了金的顯著富集，該類重熔流體完全可以形成現今的招掖金礦集中分布區。
2.衍生礦源岩系的形成、演化
從上述致礦因素分析：由於揚子板塊向華北板塊深部持續俯沖擠壓之後的減壓拉伸作用波及處於隆升的華北板塊邊緣的膠東地區，在東西向擠壓應力與南北向引張應力的雙重體制的控制下，區域增溫達到高潮，先期的殼幔和幔源攜帶金成礦物質的花崗岩漿，沿南北向引張部位上涌侵位，與含金頗豐的已克拉通化的太古宙TTG岩系（原始礦源岩系）的下地殼交代、重熔和殼幔物質的強烈置換，在低壓、高溫條件將TTG岩系中的金活化，焠取出來熔入於自身攜帶的金成礦流體中，形成了金顯著富集的重熔型岩漿。富金重熔型岩漿流體再次與上地殼的表殼岩（荊山群、粉子山群）及侵入岩類發生重熔作用，熱流作用致使其內的硅質、鹼質、碳酸鹽等成礦過程中必需的物質補充於向上運移的岩漿流體內。這類充滿富金和成礦物質活力的岩漿流體，沿東西向壓性空間強力底劈就位，中後期郭家店單元殼幔型高溫花崗岩漿再次交代重熔殼源物質和活化殘存的金質，形成強熱流質的同熔「I」型花崗岩漿，在南陡北緩的頂蝕定位機制前提下，岩漿分異作用驅使其間的含金流體匯融，沿韌性剪切構造提供的綠色通道流動運移，隨偉晶不等粒花崗岩這一低熔組分單元的侵位，促使金流體迅速地在北部復式岩體的邊緣或其他地段，高密度的彌漫於半塑狀態，滲透性強的片麻狀細粒二長花崗岩內及被韌性剪切帶疊加部位和與太古宙棲霞超單元的接觸帶等部位貯存之。昆嵛山復式岩體亦同樣具從中心向邊緣遷移的特性，只是遷移方向不是向北，而是向西和西南而已。這就是金礦預富集期的衍生礦源岩系的形成過程。