⑴ 司家营铁矿和大贾庄铁矿
位于滦县城南5～15km，属响堂、李兴庄乡管辖，司家营铁矿韩磁异常编号为59-141，大贾庄铁矿航磁异常编号为59-1411。
(一)发现过程
司家营铁矿区呈南北向带状分布，以滦县—乐亭公路为界，以北称为司家营铁矿北区，南部的东侧为司家营铁矿南区，南部的西侧为大贾庄矿区。除北区为露头矿扩大外，其余二区均为隐伏矿。
1955～1958年冶金部曾进行过1∶5万及1∶1万地面磁测，并在北区进行过勘探工作。1959年地质部航测大队901队进行河北北部地区1∶10万航空磁测时发现规模巨大的航磁异常，编号为59-141号。到70年代为建设冀东钢铁基地提供充足的铁矿资源，组织了地质勘探会战，于1973年河北物探队在司家营区完成1∶5000磁法面积27.42km2，在大贾庄区先开展磁剖面检查，也发现规模可观的异常带，编号为59-1412，接着在大贾庄区开展了面积为24.4km2的1∶1万地面磁测工作，详细地圈定了大贾庄异常。在1973～1974年冶金物探公司航测队又飞测了1∶2.5万航空磁测。
1976年为寻找风化淋滤型富铁矿，地质十五队在南区及大贾庄一带进行了1∶5万重力、磁法及电测深剖面，控制面积99km2。河北地质局冀东地质指挥部于1976年提交了《滦县司家营铁矿北区最终地质勘探报告》，完成了北区的地质勘探工作。南区和大贾庄区也相继结束了勘探工作。3区均为大型规模的铁矿床，仅南北两区已探明储量就在22×108t以上。
(二)异常区地质及地球物理特征
异常区被第四系广泛覆盖，仅北区东侧的丘陵地带有小面积的基岩及矿层零星出露，地层主要为单塔子群白庙组变质岩和中元古界长城系大红峪组长石石英砂岩。
含矿岩系岩性简单，主要为变粒岩(黑云变粒岩为主，少量角闪变粒岩)，并有少量斜长角闪岩。变质程度为高绿片岩相—低角闪岩相。
矿床存在于司家营—大贾庄复式倒转向斜构造之中，属于司马长复式褶皱的次一级褶皱，该褶皱轴向近南北，轴面西倾。其东翼为正常翼，产状较缓而稳定;西翼为倒转翼，产状较陡。次级褶皱发育。原始沉积的铁矿层同围岩一起褶皱变形，背斜部分的矿体被剥蚀掉，而处于向斜部分的矿体被保留下来，成为目前的司家营铁矿。
区内断裂构造发育，主要有北北东，北北西和近东西向3组，多为压性和压扭性，时代多为中元古代以后。
区内出露的新太古界变质岩普遍遭受不同程度的混合岩化作用，强弱不均，以再生交代型为主，局部强烈地形成了较大面积的混合岩化花岗岩。
本区主要岩矿石的磁性和密度参数列于表3-4。表中数据表明:本区围岩只具微弱磁性，密度也较低，矿石为强磁性、高密度。围岩与矿石之间磁化率相差(30000～90000)×10－6·4πSI，剩磁相差(5000～10000)×10－6·4πSI，密度差为0.76×103kg/m3，可见本区铁矿与围岩之间有明显的磁性和密度差异。
表3-4 司家营异常区岩矿石物性参数表
矿石的磁性资料还表明:当全铁品位在25%～40%之间时，磁性与含铁品位呈正变，但含铁品位大于40%时，其磁性则略有下降，且无规律。另外，铁矿石的磁性还与氧化程度密切相关，氧化程度越深，磁性越弱。
(三)磁异常特征及解释推断
1.航磁异常(图3-17)
航磁异常处在低值的负磁场背景中，呈近南北向狭长带状分布，正异常范围南北长13km，东西最宽3km，在李兴庄地段正异常宽度最小，不足1km，该处两侧均有较强的负异常分布，极小值在－1500nT以下，以此处为界异常分为特征截然不同的南北两部分:
北部即为司家营北区，本区南北长4km，异常强度高，梯度陡，极大值近4000nT。在异常南段司家营以西形成东西向平行排列的3个封闭异常，即Ⅴ、Ⅵ、Ⅶ异常，显示了矿体的多层叠加，整个异常梯度为东陡西缓，反映了矿体总体向西倾斜。在正异常的北部有宽大的半环状负异常相伴，极小值－1200nT，系由矿体倾斜磁化引起的。
图 3-17 59-141、59-1412航磁 ΔT平面图 ( 单位: 100 nT)
图 3-18 地磁 ΔZ 平面图 ( 单位: 100 nT)
在正异常北部负异常区的西北方，有一个椭圆状的升高小异常，编号为 74-25，极大值在 400 nT 以上，正负值幅度达 1000 nT，西北侧有极小值异常，是一个规模较小的磁铁矿床 ( 杜峪铁矿、规模中型) 的反映。
李兴庄以南异常强度显著降低，梯度也逐渐变缓。正异常分成了平行相伴的东西两支: 东支是司家营南区，由Ⅲ、Ⅳ号异常组成，南北长6km，宽1 ～1.5km，极大值2700nT。在杜营以南的西支为59-1412异常。即大贾庄区，由Ⅰ、Ⅱ异常组成，长7km，宽1 ～4km，异常宽缓，极大值1600nT，梯度东陡西缓，也反映了矿体的西倾。
2. 地磁异常 ( 图 3-18)
地磁异常与航磁十分吻合，司家营南、北两区地磁异常带总长 10. 5 km。北区异常带长 4 km，强度高，一般 1000 ～5000 nT，梯度东侧陡而西侧缓，极大值带的东侧断续出露铁矿层，造成异常局部扭曲或正负交变，极大值在 13000 nT 左右。
N 26 勘探线 ( 图 3-19) 和 N10 勘探线 ( 图 3-20) 处，异常膨大，强度高，前者反映了矿体厚度和延深都很大; 后者反映了紧密倒转向斜构造使矿体增厚。
图 3-19 司家营铁矿北区 N26 勘探线综合剖面图
北区正异常带的北部为大范围负异常所包围，极小值－1000nT，系由磁铁矿层斜磁化引起。
在负异常区内，有两处正异常突起，零值线封闭呈葫芦状和椭圆状两个小异常，它们皆由规模相对较小的铁矿所产生。其中杜峪异常(即航磁74-25异常)经验证及勘探为中型铁矿床。
南区异常带长6.5km，强度由北向南逐渐降低，一般500～1000nT，梯度也为东陡西缓，但没有北区那么明显。北端异常值较高，极大值为1×104nT左右，范围较窄，北部与北区异常之间有负异常分开，极小值近－3000nT，两侧负异常明显，主要原因是南区矿体的北端受倾斜磁化影响所致，可能还与该处矿体埋藏浅、下延有限有关，在图3-21上矿体倾斜一侧负值近－3000nT，在矿体上还有近3×10－5m/s2的剩余重力异常。
图3-20 司家营铁矿北区N10勘探线综合剖面图
图3-21 司家营南区S16线勘探线综合剖面图
在异常带的中段大范围内异常宽度增大，强度也较高，极大值在9000～3000nT，由北向南渐次降低，说明该处矿带较宽矿层比较稳定，异常带东侧负异常值由北向南逐渐减小，矿体埋深也由北而南加深，如S38勘探线(图3-22)处，东侧负值基本消失，计算埋深128m及105m，实际见矿深度为130m。
图3-22 司家营南区S38勘探线综合剖面图
异常带南段，强度很快减弱，极大值不足1000nT，说明矿带收缩变窄。
大贾庄异常带位于南区异常的西侧，相互平行，长7.5km，最宽处近2km，异常宽缓，极大值3500nT，梯度东陡西缓十分明显。异常带北端有大范围负磁场包围，极小值－2700nT，也由矿体倾斜磁化引起。异常带中段的东侧有一南北向负异常带与南区正异常带分开，极小值－200nT，系与矿体产状有关。
3.磁异常的推断解释及验证
以大贾庄异常为例。该异常带处在第四系覆盖层地区，具有变质铁矿的典型特征，推断为铁矿带引起，其依据是:
1)异常走向与片麻岩一致，为南北走向。
2)倾向与片麻理一致，异常梯度西缓东陡，东侧伴有微弱负值，说明矿层西倾。
3)向下为有限延深，以异常北端反映最为明显，由于倾斜磁化结果，北端有负异常围绕。
4)磁化率较强，根据2、54两条勘探线计算，所得磁化率分别为24000×10－6·4πSI及29000×10－6·4πSI。此值比前述磁铁矿石的磁化率值为小，原因是剖面计算所得数据系整个矿带的磁化率，而矿带由多层矿组成，中间夹有变质岩，因此矿带比矿石的磁化率为小是不言而喻的。
在异常北端第2勘探线附近(图3-23)，异常梯度较陡，两侧均有负值，说明该处矿带埋藏较浅，为有限延深，计算求得左边异常矿层的顶端埋深为90m，宽104m，验证结果，甚为接近。右边异常的矿体延深更小。在异常南段异常宽度大、强度高的54勘探线(图3-24)，用两种方法计算矿层顶端埋深为179m及176m，宽214m及210m，两者甚为接近，第一个验证孔ZK1孔布置在极大值偏西100m以内，结果于144m见矿，实际埋深与计算结果甚为吻合。在矿体上还有近1×10－5m/s2剩余重力异常。
图3-23 大贾庄区2勘探线综合剖面图
图3-24 大贾庄区54勘探线综合剖面图
(四)矿床地质(图3-25)
司家营矿区只有北区出露有小的铁矿露头，后扩大为大型铁矿，以隐伏矿为主，南区和大贾庄区全部为隐伏矿床。勘探结果显示司家营铁矿全长10.5km，各区矿床情况简述如下:
1.司家营铁矿北区
矿区地层为中元古界长城系常州沟组、大红峪组和太古宇单塔子群白庙组。后者岩性主要为变粒岩夹磁铁石英岩及片岩类。含矿围岩以白庙组三段上部黑云斜长变粒岩为主要岩石，又是矿体直接围岩和主要夹石层。呈渐变关系。变质岩地层近南北走向，倾向西，倾角为40°～45°。
图3-25 司家营铁矿区矿体分布示意图
北区矿体长4km，从出露的铁石山观测，以厚层铁矿为核心，两侧对称出现黑云变粒岩。东翼岩层走向南北，倾向西，倾角40°～60°;西翼倾角较大。矿体呈层状或似层状平行带状排列，矿体层位稳定，厚度变化不大，向斜核部矿体加厚。
北区矿床由4个矿体组成，自东向西分述如下:
Ⅰ号矿体:长2150m，南延为南区主要矿体，为司家营铁矿最大矿体(全长8350m)，最大厚度213m，最薄25m，一般40～50m，平均厚55m。沿倾斜延深200～300m。
Ⅱ号矿体:呈扁豆状或纺锤状，位于矿区中部Ⅰ号矿体西侧150m处，全长900m，最大厚度80m，一般厚30～60m，最大延深800m。
Ⅲ号矿体:位于矿区北部Ⅰ号矿体北段西侧50m处，长2800m，由多层矿组成，一般厚100～200m，最大厚度300m，最小厚度50m，平均厚130m。延深较大，400～600m，有的地段斜深800～1200m，厚度仍很稳定，并有越向深部越趋完整的趋势，这种厚大矿体的形成主要由于褶皱所致，Ⅲ号矿体本身就是一个紧密的倒转向斜构造。
Ⅳ号矿体:位于矿区北部Ⅲ号矿体西侧150m处，全长1600m，呈似层状产出，矿体最厚60m，最薄13m，一般20～40m，最大斜深800m，最小160m，一般300～500m。矿体直接被中元古代地层不整合覆盖。局部地段矿体被剥蚀。
矿石矿物成分简单，以磁铁矿、假象赤铁矿为主;脉石矿物以石英为主。矿石类型有两类:磁铁石英岩类和赤铁石英岩类。
矿石为条纹状构造，主要为贫矿石，TFe品位30%。少量为致密块状及砂状矿石组成富矿，品位45%～55%，平均50%，最高达60%。
在司家营矿区的贫铁矿中，赋存着一部分小富铁矿体，多集中在矿体的中部，多呈似层状，透镜状或脉状顺层产出，与贫矿体产状一致，二者界线清楚。最大的富矿体长150m，平均厚7m，斜深200m;其他富矿体长多在100m左右，厚1～5m或更薄。富铁矿石以磁铁矿为主，次为假象赤铁矿、镜铁矿，可分为磁铁富矿和赤铁富矿两大类。富铁矿石的TFe品位一般为45%～55%，最高可达60%，平均50%左右。富铁矿体的周围都具明显的热液蚀变现象，可以认为富铁矿体的成因类型应属于混合热液型。
2.司家营铁矿南区
区内几乎全部被第四系所覆盖，据钻孔资料，含矿围岩为白庙组三段黑云斜长变粒岩、均质混合岩及混合花岗岩。矿体北起李兴庄，南至大孟庄，只有一条主矿体，全长6200m，一般厚40～150m，最厚203.66m，平均厚120m。由北区Ⅰ号矿体延伸而来。
矿石由磁铁矿，假象赤铁矿、赤铁矿、石英、铁闪石、绿泥石和碳酸盐等组成。矿石多为细粒变晶结构，氧化矿石和磁铁富矿颗粒略粗。矿石构造以细条纹、条纹状为主，条带状少见。磁铁富矿呈致密块状或粉末砂状。矿石平均品位为31.71%。其中磁铁矿31.26%，赤铁贫矿33.76%，磁铁富矿50.48%。
3.大贾庄矿区
矿区南北长8km，东西宽2.5km，基岩全被第四系覆盖。钻孔所见为白庙组三段黑云斜长变粒岩、云母石英岩等。混合岩化作用的产物均为均质混合岩。矿层顶板多为均质混合岩，底板及夹层一般为黑云斜长变粒岩、云母石英岩。
矿区共划分为6个矿体，其中Ⅰ、Ⅱ号矿体规模较大，Ⅲ、Ⅳ号矿体较小，各矿体呈层状产出，走向均呈北西向、北东向，倾向南西、北西，倾角40°～50°。
矿石矿物成分简单，有磁铁矿、假象赤铁矿、赤铁矿。脉石矿物以石英为主。矿石结构以细粒为主，条纹状构造。局部见条带状构造。含矿平均品位31.71%～34.09%，局部见富矿，富矿品位49.91%～52.22%。矿床类型属于沉积变质型。
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⑶ 板块构造学说简介
板块构造，又叫做全球大地构造，它是大陆漂移和海底扩张说的进一步引伸与发展。1912年，魏格纳（Wegener A L）提出大陆漂移学说；20世纪60年代，赫斯（Hess H H）和迪茨（Dietz R S）提出海底扩张理论；1965年，威尔逊（Wilson J T）提出转换断层和板块构造的概念，由此产生板块构造学说。这个学说直到现在仍在继续发展。
（一）板块构造学说的基本思想
板块构造学说认为：在固体地球的上层，存在比较刚性的岩石圈及其下伏的较塑性的软流圈。岩石圈并非是整体一块，它具有侧向的不均一性，被许多活动带如大洋中脊、海沟、转换断层、地缝合线、大陆裂谷等分割成大大小小的块体，这些块体就是所说的板块。换言之，整个岩石圈可以理解为由若干刚性板块拼合起来的圈层。板块内部是稳定的，而板块的边缘和接缝地带则是地球表面的活动带，也是发生构造运动、沉积作用、岩浆活动、火山活动、变质作用、地震活动的主要场所，又是极有利的成矿地带。岩石圈板块是活动的，并以水平运动占主导地位，可以发生几千千米的大规模水平位移。在漂移过程中，板块或分散裂开，或碰撞焊合，或平移相错。这些不同的相互运动方式以及相应的各类活动带的产生、转化和消失，决定了全球岩石圈运动和演化的基本格局。
总之，板块构造说是海底扩张说的发展和延伸，而从海底扩张到板块构造，又促进了大陆漂移的复活。因此，人们称大陆漂移、海底扩张和板块构造为不可分割的“三歩曲”。
（二）岩石圈板块的划分
1968年法国地球物理学家勒皮雄（Le Pichon X）根据各方面的资料，把全球岩石圈划分成六大板块：即太平洋板块、欧亚板块、印度洋板块、非洲板块、美洲板块和南极洲板块（图7-5）。其中除太平洋板块几乎完全是海洋外，其余五大板块既包括大块陆地，又包括大片海洋。随着研究工作的进展，又有人进一步在大板块中划分出许多小板块。如美洲板块分为北美和南美板块；印度洋板块又分为印度和澳大利亚板块；东太平洋单独划分为一个板块，称纳兹卡板块；欧亚板块中分出东南亚板块以及菲律宾、阿拉伯、土耳其等小板块。所有这些大小板块拼接起来，就构成了全球的板块构造，它既包含了板块的分布和几何特征，又包括了它们相互的连接和运动关系。
这些板块都是活动的，主要表现为大规模的具有一定方向性的水平运动。如太平洋板块，从太平洋东部中隆生长脊新生长出来的大洋壳，平均每年以5cm的速度向西移动，2亿年内可移动10000km。从东太平洋中隆至马里亚纳海沟的消亡带正好为约10000km，而马里亚纳及其附近海底岩石年龄也正好为1.5亿～2亿年。这雄辩地说明太平洋底大约每2亿年更新一次。
图7-5 六大板块的划分
（据勒皮雄，1968）
（三）板块的边界及其类型
不同的板块边界，有着不同性质的相对运动形式。岩石圈活动带的板块边界，可以归纳为三种类型：
1.离散（张性）型板块边界 主要出现在洋中脊、中隆和大陆裂谷系统中。它是岩石圈板块的生长场所，也是海底扩张的中心地带。板块在此做相背运动，板块边界受到拉伸、引张，故在洋脊轴部形成平行洋脊的张裂缝。其主要特征是岩石圈张裂，基性、超基性岩浆涌出，并伴随有高热流值及浅震。随着板块的分离，地幔物质沿裂谷上升，造成较大规模的岩浆侵入和喷出活动，形成新的洋底，促使板块边界不断增长。如大西洋中脊、东太平洋中隆等都属于此种类型，在洋脊两侧分布有直线排列的火山。
大陆裂谷也属于拉张性边界。绝大多数裂谷为复式地堑构造，中间下陷最深，两侧为一系裂阶梯状断层，主要为高角度正断层。典型的裂谷位于隆起带的顶部，如东非大裂谷、贝加尔裂谷等，垂直断距可达数千米。在裂谷中火山活动比较频繁，浅源地震比较活跃，有明显的高地热流异常。有一部分大陆裂谷被认为是胚胎时期的洋脊，可发展形成新的海洋。
2.汇聚（挤压）型板块边界 是两个板块对冲、挤压、碰撞的场所。由于两个板块在这里聚合，故构造活动强烈、复杂。按板块汇聚性质，又可分为以下三种型式：
（1）岛弧-海沟系（图7-6）主要分布在西太平洋边缘。两个都是海洋板块，接触处产生岛弧-海沟系，如马里亚纳群岛；海洋板块和前缘带有岛弧的大陆板块相衔接，在接触处也表现为岛弧-海沟系，如日本岛弧-海沟、千岛岛弧-海沟、汤加岛弧-海沟等，这里是两个板块相向移动、挤压、对冲的地带。
（2）山弧-海沟系（图7-7）海洋板块和大陆板块的直接接触，在接触处表现为山弧海沟系，即岛弧不发育，而相当于岛弧的海岸山脉发育，形成陆缘火山弧，如南美西海岸。
图7-6 岛弧-海沟系示意图
（据Edward＆Frederick，1976）
图7-7 山弧-海沟系示意图
（据Edward＆Frederick，1976）
（3）山弧-地缝合线（图7-8）两个大陆板块互相碰撞，陆壳彼此受到挤压，形成山脉，标志两个板块缝合之处，称为地缝合线，如雅鲁藏布江地缝合线。
图7-8 山弧-地缝合线示意图
（据Edward＆Frederick，1976）
3.平错（剪切）型板块边界 两个板块沿边界互相错动，两侧板块不发生褶皱、增生和消亡，只有剪切错动的边界，但浅震活跃。转换断层就属于这种性质的边界。它一般分布在大洋中，但也可以在大陆上出现，如美国西部的圣安德烈斯断裂，就是一条有名的从大陆上通过的转换断层。
转换断层是威尔逊于1965年提出的一种新型断层，它构成了板块构造模式中最重要的特点之一。如图7-9所示，大洋中脊常为垂直于它的横断层所错开，并常切成许多段。从表面看，这些断层非常像平推断层，但经过地震发震机制等的研究，它又和平推断层有许多差异。
图7-9 转换断层块状示意图
图中大洋中脊被平推断层错开（两个大黑箭头表示运动方向），洋脊两侧海底持续扩张（白箭头所指方向），结果使断层两盘运动方向发生改变（小箭头所示），而在洋脊以外地段断层两盘向同一方向运动
转换断层在海底常形成一些深沟，水平断距可达数百千米。著名的美国西部圣安德烈斯断层为一右旋断层，其西盘向北移动达1100km，是有名的地震带。从前被认为是一条平推断层，威尔逊和瓦因根据地磁资料，证实它是一条错开太平洋中隆的转换断层。
（四）板块的扩张与俯冲
板块的运动，是一种绕极旋转的运动，因此，洋中脊各段的扩张速度是不一致的。扩张速度必定在扩张赤道最大，在扩张极为零。在冰岛有好大一段中脊裂谷出露于水面上，它是大西洋中央裂谷的直接延伸部分。1967年起，以梅森为首的一批英国学者，在冰岛裂谷区设置了大量标杆，他们利用激光系统定期测量标杆之间的距离，其精度可达千分之几厘米。测量结果表明：在几年中不同地段扩张5～8cm。这直接地证明了板块在不间断地扩张着。
在板块扩张过程中，还伴随有下降运动。因而随着板块的扩张，离洋中脊距离加大，洋底深度相应增加。在洋中脊轴部火山活动强烈之处，多形成火山岛。这些火山岛在波浪作用下，顶部被削平形成平顶的火山岛（又称平顶山），并随板块向外边扩张、边沉降。有的平顶山，往往被数千米厚的珊瑚礁覆盖着。珊瑚是一种腔肠动物，它的生存具有一定的局限性，一般只能在水深90m左右生长。如果海底水深稳定不变的话，珊瑚礁向上生长只能到一定程度。有数千米厚珊瑚礁的存在，必然是在礁体不断增高的同时，礁体生长的基底在不断发生沉降，才能使珊瑚保持浅水的生活环境。20世纪50年代，美国在马绍尔群岛西北端的埃尼威托克环礁钻了两口井，钻孔穿透了珊瑚礁层而达到玄武岩，终孔深度分别为1267m和1405m。由此推断，洋底从始新世形成平顶山以来，大约下沉了1200多米。因此洋底的沉降速度，平均每年约0.02～0.03mm。当平顶山推移到海沟时，可随板块倾没于海沟，与洋壳一起消亡。
当洋壳板块向两侧扩张推移，遇着大陆板块而彼此相碰时，会向下俯冲于大陆板块之下（图7-10）。这一俯冲部分称为俯冲带。俯冲带向下进入到地幔，与地幔物质熔融同化，使这部分板块消失，所以也称为消亡带或俯冲消减带。美国地震学家贝尼奥夫曾通过地震研究肯定了此带的存在，故在地震学上把俯冲带称为贝尼奥夫带（或毕鸟夫带）。俯冲带的倾角，一般为45°左右。从地震震源深度和分布得知，俯冲深度一般为300千米，少数地区深达720千米。由于板块俯冲下弯，就形成了海沟。当俯冲带俯冲到距地表150～200千米时，洋壳岩石进入地幔，由于两个板块摩擦生热，使俯冲的洋壳岩石部分熔融。熔融成的岩浆，上升喷发地表，于距深海沟约150～200千米处的仰冲板块一侧形成火山，构成火山岛，称为火山岛弧。如阿留申群岛、千岛、日本、琉球等都是明显的岛弧。当俯冲板块直接沿大陆边缘俯冲，则火山沿大陆边缘成带状或弧状分布，不成岛弧，而是像南美安第斯山脉这样的带状构造山系。
图7-10 大洋板块碰撞俯冲现象示意图
（五）板块运动与海洋演化
按照板块构造理论，在海洋中有洋壳分裂、地幔物质涌出、新洋壳的生长；而在大陆上也有同样的现象，大陆裂谷就是这样的地带。东非大裂谷正处于陆壳开始张裂，即大洋发展的胚胎期。倘若裂谷继续发展，海水侵入其间，好像红海和亚丁湾一样，被认为是大洋发展的幼年期。如果再继续扩张，基性岩浆不断侵入和喷出，新洋壳把老洋壳向两侧推移，扩张速率以每年5cm计算，大约经过1亿年后，就会形成一个新的“大西洋”。板块学说认为大西洋就是正处于大洋发展的成年期；而太平洋的年龄比大西洋要老，它正处于大洋发展的衰退期；地中海是宽阔的古地中海经过长期发展演化的残留部分，代表大洋发展的终结期；印巴次大陆长期北移，最后和欧亚板块相撞，二者熔合一起，形成巍峨的喜马拉雅山脉以及地缝合线的形迹，地缝合线代表大洋发展的遗痕。
据上所述，海洋从开始形成到封闭，可以归纳为下列过程：大陆裂谷→红海型海洋→大西洋型海洋→太平洋型海洋→地中海型海洋→地缝合线。这一过程被称为大洋发展旋回或威尔逊旋回。
⑷ 3.4米层高90平米能做成复试吗
这个高度完全可以做个小阁楼了，一般不影响活动的层高是2.3米，你这个隔两层都可以达到了，不过我个人建议一层做2.75，跟稍微矮点的平层差不多了，二层做2米，虽然有点局促不过基本不影响活动，作为储物间或者备用客房完全没问题，，或者二层高一点，视野也好一点，一层作为备用间，
⑸ 有利区综合评价
4.3.2.1 有利区优选标准
依据我国泥页岩气资源特点，将泥页岩气分布区划分为远景区、有利区和目标区三级。依据贵州省泥页岩气发育地质背景和条件、贵州省泥页岩气勘探程度，参考《全国泥页岩气资源调查评价及有利区优选项目》确定的海相、海陆过渡相泥页岩气有利区优选标准，确定了贵州省泥页岩气有利区优选标准见表4.23，表4.24。在此基础上，对各自项目优选出的页岩气有利区进行了进一步优选评价。
表4.23 海相泥页岩气有利区优选标准
表4.30 龙潭组有利区泥页岩气资源量分布表
黔西南关岭岗乌-晴隆光照有利区泥页岩气地质资源量2160.60×108m3，占黔西南龙潭组有利区总资源量的55.1%，可采资源量388.91×108m3；普安地瓜-青山有利区泥页岩气地质资源量1339.33×108m3，占黔西南龙潭组有利区总资源量的34.1%，可采资源量241.08×108m3；兴仁巴铃-安龙龙山有利区泥页岩气地质资源量424.44×108m3，占黔西南龙潭组有利区总资源量的10.8%，可采资源量76.40×108m3。