① 显生宙造山带
由板块碰撞或单向俯冲形成的造山带，一直是深反射地震调查的重点。上节已经讨论过元古宙以前的造山带，它们已经克拉通化，在下地壳仍可保留造山带壳根的痕迹（图6.3上），但地面上山脉早已被夷为平地而不复存在。只有揭示中新生代年青造山带的地壳结构，才能对这一复杂的构造活动产生完整的认识。因此，近年来在阿尔卑斯和青藏高原开展了大规模的反射地震调查。
巨大造山带是在挤压环境中形成的，由岩石圈碰撞和俯冲产生的倾斜反射体常常组合在一起，形成一些造山带地壳中常见的反射模式，如图6.9所示。图6.9（a）示出一组多边形的反射体，看上去与挤压环境中出现的复式构造块体相似，有人称为“多层楼房”，或复式反射体（plex）。图6.9（b）中为典型的楔形反射体（wedge），它们反映了岩块碰撞穿插及地壳加厚缩短。如果楔形体尺度较大而且出现在板块缝合带下方，呈鳄鱼嘴形状，则称为鳄鱼嘴反射体（图6.9c）。在实际地震剖面上，上述几种反射模式常可组合出现。例如，在我国中央造山带东端的苏鲁地体下地壳（图6.10），5～10s之间就出现了多个楔形反射体和一个复式反射体，表明南部的扬子板块与苏鲁地体在这里碰撞（详见第十讲）。上地壳（0～4.5s）有多组向南倾的反射体，与地表看到的糜棱岩韧性剪切带吻合。这段剖面位于大别—苏鲁超高压变质带内，地表出露了从地幔折返上来的经超高压变质的榴辉岩，表壳岩等，内部韧性剪切带也很发育。
图6.9在挤压型地壳中常见的三种组合反射模式
（a）复式反射体；（b）楔形反射体；（c）鳄鱼嘴形反射体，圆圈表示鳄鱼嘴位置
在图6.10中还可以看到，年青碰撞造山带的Moho面反射呈现倒八字型，中间有不封口的壳根，似乎反映一个板块的地壳俯冲在另一个板块的地壳之下。我国地震学家曾融生先生（1998）认为这是造山带Moho面的普遍反射模式。图6.11是横穿比利牛斯造山带的反射地震剖面（上）和过喜马拉雅山的反射地震剖面（下），在图5.1中曾经示出过西阿尔卑斯山的综合地球物理剖面。在比利牛斯的剖面中，浅地幔比较透明，上面有强反射的下地壳，Moho面为倒八字型，其轴部下地壳为透明体，其南侧有鳄鱼嘴反射体。欧洲的地震学家们认为，此剖面南段反射体都向北倾斜，反映了非洲板块向北俯冲到欧亚板块的下方，而欧亚板块的下地壳则插入到俯冲带上方，形成鳄鱼嘴。剖面北段有反映碰撞的剪切带和逆断层，分为向南倾和向北倾的两组。碰撞带轴部因伴随岩浆垂向侵入而呈现透明弱反射，两侧都有前陆或后陆盆地伴生。至于下地壳为什么会有强反射层，有人认为是由造山期后的岩浆席状侵入体和变质作用引起。
图6.10苏鲁地区反射地震剖面的一段
从江苏省东海县牛山到赵集，在上地壳（0～4.5s）向南倾的反射与地表韧性剪切带吻合；中下地壳存在多个楔形反射体和一个复式反射体；Moho面呈倒八字形
过喜马拉雅山的地震剖面也有许多类似之处。在雅鲁藏布江缝合带南侧，有一系列向北倾的强反射体，如图中数字（2）（4）（5）所示，反映印度板块俯冲形成的逆断层。与比利牛斯剖面不同，在雅鲁藏布江缝合带下方有近水平强反射，很可能反映超基性侵入体的顶界面，或者是现代岩浆房。在剖面南端（左边）22s处有反映Moho面的强反射，它在康马以北反映不太清晰，因此倒八字型的模式看不出来。根据折射等资料在反射体（2）下面波速升高，赵文津先生等认为这可能是正在形成的新Moho面。
图6.11年轻造山带的反射地震剖面
纵轴单位为双程走时（秒）。上图为过比利牛斯山的典型剖面（Choukroune等，1989）；下图为过喜马拉雅山的剖面（赵文津等，1996），其上方为剖面布伽重力异常；剖面南起帕里，北至羊八井，数字①为上地壳近水平反射体，②为“新”Moho面，③为Moho面，④为主喜马拉雅逆断层，⑤为过雅鲁藏布江反射体
从图5.1和图6.11等几个深反射剖面都可看出，板块的俯冲伴随的地壳逆断层不止一组，例如喜马拉雅剖面就有主逆掩断层（4）和北边过雅鲁藏布江的（5）两组。在苏鲁超高压变质带上也出现这种情况。据此，我提出了双重俯冲的演化模式（Yang Wencai,1997），将在第十讲中详细讨论。
反映壳根的年轻造山带Moho面的倒八字型特征，有可能随造山带年龄增长而保存下来（图6.3上例），也可能由于壳幔相互作用被剥蚀掉，或者由于构造运动抬升到下地壳。深反射探测表明许多古生代甚至早中生代的造山带，其壳根不再存在。例如过东秦岭的长剖面，就没有发现壳根（袁学诚，1994）。美国东部的阿巴拉契亚造山带现在也没有壳根（图6.12）。西欧加里东及华力西期造山带也没有壳根。但是，反映造山带特征复式反射体、楔形体或鳄鱼嘴，常可保留在下地壳中（例如图6.12b）。
图6.12过阿巴拉契亚造山带的三条反射地震剖面及其地质解释
（a）南阿巴拉契亚薄皮构造（Cook等，1981）；（b）过新英格兰及中部绿山复背斜（Brown等，1983）；（c）滨海东阿巴拉契亚，下地壳强反射（Phinney,1986）
在图6.12（a）中，展示了所谓“薄皮构造”的反射地震模式，即上地壳存在一个产状很平缓的拆离面，把下方的基底和上方薄薄的外来岩席分开，而后者是由东南方逆冲过来的（见图中箭头）。在新英格兰剖面上（b），可见到绿山复背斜和Taconic外来体的厚度只有5km左右，来自东部中下地壳的推覆，而薄皮构造带内的复式褶皱和逆冲断层是由推覆形成的。剖面左边4～10s的强反射反映了一系列的推覆和逆冲席。在图6.12（c）中，下地壳包含大量楔形体、复式反射体和近水平层状反射体，被认为由古生代碰撞造山和期后地壳拉张作用结果的叠加形成，同时在上地壳也存在反映缝合带的剪切带强反射。所有三个剖面中浅地幔都比较透明，Moho面反射不连续，但比较水平。由深反射地震揭示，在大陆内部和边缘存在大型逆冲推覆和拆离滑脱构造，说明板块内部和边缘都有大规模的低角度位移和叠覆，这是大陆地壳普遍存在的一种变形。这种变形作用的动力学机制是什么？如果说年轻造山带上的拆离与大陆碰撞或板块俯冲有关，那么古生代造山带中后期推覆形成的薄皮构造又是怎么形成的？这些问题使板块学说陷入困境。例如，有人认为许多山脉可由陆内上地壳的水平堆叠形成，与板块边缘的碰撞俯冲无关。因此，近年来用GPS在大陆山链上进行了广泛的位移和形变测量，这些资料也许可以揭示现代大陆形变及有关的地质作用的内涵。
② 阴山-天山纬向构造体系
该构造体系的主体大致位于北纬40°~43°之间,在局部地区展布较宽或较窄,走向上亦有所起伏和偏转。它在中国境内绵延达4000km左右,是一个横贯中国北部的非常显著的构造带,在地貌上反映极为明显,在地质历史上起着重要的控制作用。它的西段包含整个天山山脉及塔吉克斯坦和吉尔吉斯斯坦的阿赖山、吉尔吉斯山脉;向东至甘肃北山被巴丹吉林沙漠所覆盖,经雅布赖山北与中段相接,大体沿中蒙边境南侧展布,经狼山、白云鄂博、阴山、大青山一带,过大马群山而与燕山相连;再东被下辽河槽地压抑在新生界之下,但物探资料表明其具有较好的连续性,在铁岭地区亦有所显露;再东过辽东、吉林南部经朝鲜北部入日本海,有日本海深海槽与之对应,构成其东段,日本北海道与本州岛以北地带,均有其踪迹可寻。
这一体系的组成特征之一是基底岩系广泛裸露,太古宇-古元古界深变质岩系组成的岩块和岩片沿此带断续分布,与之相应的中酸性岩体、岩带和混合岩带显露良好,它们共同组成了阴山-天山纬向构造带中的古老结晶基底。中、新元古界沿带显露亦良好,但从岩相建造、变形变质特征看,天山-北山段(可能包括阿拉善地块)中、新元古界褶断变形变质强烈,它们是经晋宁运动形成的区域性的褶皱基底;而阴山-燕山段则有着不同的发育历史,这个带及其以南地区为华北地块,中、新元古界为稳定的盖层沉积,直至印支运动前本区无明显构造变形变质作用及岩浆活动,长期处于较稳定的沉积和抬升环境。西段和东段、中段经过晚华力西-印支运动逐步形成统一的阴山-天山纬向构造体系,燕山运动和喜马拉雅运动使该体系得到加强和发展。由于它们经历了多次构造运动和包容了一些老的岩块、岩片,也归并了一些早期构造形迹、形体,再加上后期其他构造体系广泛的复合、改造,因而使其结构复杂化,变形多样,韧-脆性变形发育,低温高压动力变形变质带规模较大,且保存良好。这里仅选择几个有代表性的地段作一概略介绍。
2.1.1.1 天山构造带
在新疆境内天山-阴山纬向构造带(简称天山纬向构造带)的空间展布总体向北挪动了约100km,该段大体介于北纬40°40′~44°之间,个别地段更靠北一些。该带处于准噶尔地块与塔里木地块间,近东西向展布,向西经哈萨克斯坦、吉尔吉斯斯坦继续西延,向东经新疆、甘肃北山,被巴丹吉林沙漠所掩盖。天山纬向构造带具有复杂的结构,除东西向主干构造形迹、形体外,与之斜交的两组北西-北西西向右行扭性、扭压性断裂带和北东-北东东向左行扭性、扭压性断裂带比较发育,规模也较大。它们主要由东西向压性构造带的两组扭裂面发育而成,早期的呈北西西和北东东向,晚期的呈北东、北西向伸延。另外,还有北西西向的西域构造体系与之复合。这个带归并和包容了一些前古生代形成、现今呈近东西向展布的构造形迹、形体(它们沿复背斜带轴部断续出露),以及一些东西向的岩石圈深断裂带。同时有一些近东西向中新生代盆地和槽地沿带断续相循,组成东西向复式向斜带。依其发育历史和展布特点,自北而南大致可分为:阿拉套-博格达-哈尔里克褶断带、巩乃斯-新源坳褶带、吐鲁番-哈密山间坳陷带、哈尔克山-巴音布鲁克褶断带、觉罗塔格-黑鹰山褶断带、库鲁克塔格-马鬃山隆褶带等二级构造带。
①鲁克塔格-马鬃山隆褶带
该带处于塔里木盆地北缘,为天山纬向构造带之南缘断褶隆起带。地表部分西起库尔勒经库鲁克塔格、星星峡,至甘肃马鬃山五道明以东,隐伏于巴丹吉林沙漠之下,再往东与内蒙古阴山隆起带相连接。区内出露的最老结晶基底岩石为托格杂岩。其下部由一套中-深变质角闪岩相组成,其上为古元古界兴地塔格群不整合覆盖。兴地塔格群原岩为中-基性火山岩和陆源碎屑岩。太古宇-古元古界中的褶皱、片理、片麻理多为近东西向展布。新元古界青白口系和震旦系在本区都有出露,青白口系帕尔岗塔格群为稳定型浅海台地相砂岩、含叠层石白云质灰岩。其中以北山地区出露较全。
早古生代广泛接受浅海碳酸盐、炭质、泥质沉积,底部含磷、铀、钒等较高,中奥陶世后,库鲁克塔格南-方山口带为巨厚浊积岩,马鬃山复背斜南北两侧下部以笔石相为主,上部以头足类及三叶虫为主,均属华南生物群;志留系为活动型含笔石页岩建造,向上过渡为海陆交互相至陆相红色碎屑岩沉积,与泥盆系中、下统类磨拉石建造为过渡关系。在泥盆纪末本区褶皱固结而成为相对稳定的陆壳,晚古生代到中、新生代长期处于相对隆起状态,只在库车、轮台一带局部下沉,形成拉伸-断陷盆地沉积。但在北山地区石炭系为活动型海相沉积,以碎屑岩、灰岩、火山岩为主,厚度达6000m以上,表明石炭纪似乎尚未形成统一的东西向沉积环境。早二叠世为海相中基性-酸性-基性火山岩。晚二叠世陆相火山岩以中酸性为主,中基性次之,主要发育在北山南部,分布在柳园-大仓褶皱带内,受断裂控制,形成长达100km的火山岩带。
本带内侵入岩十分发育,超基性、基性、中酸性及碱性岩均有出露,但花岗岩占绝对优势。
②哈尔克山-巴音布鲁克褶断带
该带处于伊宁盆地以南,塔里木北缘库鲁克塔格-马鬃山隆断带之北,向西经哈萨克斯坦、吉尔吉斯斯坦的伊赛克湖-纳轮河和吉尔吉斯山一带继续向西延伸。在中国境内,其主体西起汗腾楚里峰,经哈尔克山主脊,向东至巴音布鲁克附近,被西域系北西西向构造带斜接复合,大体可分为南北两个亚带:北亚带——那拉提亚带;南亚带——巴音布鲁克亚带。
③巩乃斯-新源坳褶带
它包含了巩乃斯坳褶带、伊宁山间坳陷带,是发育在伊宁地块陆壳基底上的晚古生代坳褶带和中生代坳陷带。早古生代该带长期处于隆起剥蚀状态,中-新元古界之上有震旦纪冰碛层所不整合,缺失上震旦统-奥陶系,只在隆起带南部边缘有少量志留系中-上统;泥盆纪继续处于剥蚀阶段;石炭纪开始进入裂谷发展时期,早石炭世形成陆相及海陆交互相的碎屑岩及中酸性火山岩,中-晚石炭世在乌孙山一带发育大量碱性玄武岩、层状辉绿岩、基性-超基性杂岩及拉斑玄武岩,直到二叠纪时陆相基性-酸性火山喷发仍很剧烈。早、晚二叠世间有一次重要的褶皱运动,称天山运动,形成巩乃斯-新源坳褶带和伊犁山间坳陷带。中、新生界为内陆山间坳陷含煤建造。
该带主体为走向东西的复式褶皱,褶皱轴面近直立,两翼倾角中等;东西向压性断裂及北东向、北西向两组扭断裂都很发育;沿带岩浆活动强烈,除喷出岩外,侵入岩主要为华力西中、晚期钙碱系列花岗岩类及非造山类型碱性系列的辉长岩-花岗闪长岩-石英二长岩类;变质作用属葡萄石-绿纤石相。
④阿拉套-博格达-哈尔里克褶断带
该带位于吐鲁番-哈密(以下简称吐-哈)断陷盆地北缘和准噶尔盆地之间。呈东西向延伸,因受西域系的克拉麦里-哈尔里克北西向构造带、北西西向婆罗科努构造带的干扰和影响,明显地分为西、中、东三段。西段处于赛里木以北阿拉套一带,与哈萨克斯坦准噶尔阿拉套相连;中段以博格达山、哈尔里克山之西构造特征最为显著;东段进入甘肃北部和蒙古南缘。一般习称它为北天山华力西期活动带,并被认为是一个典型的华力西优地槽褶皱带,下泥盆统和中、上石炭统中有长达数百千米的蛇绿岩套等洋壳残片。
该带主要由阿拉套复背斜、博格达复背斜、哈尔里克-巴里坤山复背斜组成。
◎阿拉套复背斜:主体位于中哈交界的阿拉套山一带,呈东西向展布。在中国境内出露的地层仅有中泥盆统、中-上石炭统、下二叠统和中-上侏罗统及新生界。在哈萨克斯坦境内存在一东西向断隆,有志留纪-泥盆纪蛇绿岩、元古宇中-上里菲系和文德系。
◎博格达复背斜:以博格达山脉为主体,西与北西西向婆罗科努构造带的依连哈比尔尕复背斜斜接复合,北与准噶尔坳陷相接,大体以准噶尔南缘深断裂带为其北界,南为吐-哈盆地。区内出露地层主要为石炭系、二叠系,组成线型褶皱带。褶皱和压性主干断裂均呈舒缓波状弯曲,东西向延伸;褶皱轴部较为开阔,南北两翼较陡,次级褶皱发育,褶皱轴面均向轴部倾斜呈扇形;断层也具相应特征,均属高角度逆断层。
◎哈尔里克-巴里坤山复背斜:该复背斜展布于哈密盆地以北,从巴里坤山至哈尔里克山一线,与北西西向克拉麦里-哈尔里克构造带斜接复合。
⑤吐鲁番-哈密山间坳陷带
该坳陷带处于博格达山、哈尔里克山和觉罗塔格山的环抱之中,西与伊宁坳陷盆地相循,东沿中蒙边境与西居延海-苏古诺尔坳陷相对应,断续相循展布于天山-阴山纬向带中部,是在晚华力西褶皱基底上发展起来的中生代的主要山间盆地带。出露地层有三叠系、侏罗系、白垩系、古近-新近系和第四系。沉降幅度北深南浅,沉积厚度为8000~4000m。该坳陷带可分北部凹陷带、中部凸起带和南部凹陷带。北带以平缓的短轴褶皱为特征,岩层北陡南缓,区域上显示重力低值;中带以北缓南陡单面山为特征;南带为向北缓倾的单斜。断块差异升降运动为本坳陷带显著的构造特色。明显的不整合见于中三叠统与下三叠统间、三叠系与侏罗系间、侏罗系与白垩系间、上白垩统与下白垩统间、白垩系与古近系间以及中新统与上新统之间。
⑥觉罗塔格-黑鹰山褶断带
该带位于吐-哈盆地以南,阿其克库都克断裂带以北,向西至托克逊西南与北西西向西域系褶断带斜接复合,向东延入甘肃北山中北部明水-黑鹰山一带,在甘肃与新疆交界地带被北东东向构造带改造,部分被归并。其主体为觉罗塔格复背斜,由下-中泥盆统、石炭系、二叠系组成。区内有侏罗系、古近-新近系分布。构造形态北部以东西向线型不和谐的褶皱为主,南部以断块构造为特征。明显的不整合见于下石炭统与中石炭统间、上石炭统与下二叠统间,上二叠统与下二叠统之间,上二叠统为红色磨拉石建造。进入中生代以来,构造运动以断块的差异升降为主要表现形式。分为以下两个亚带:
◎阿齐山-雅满苏亚带:位于觉罗塔格南缘,以阿奇克库都克断裂与库鲁克塔格-马鬃山隆起带为邻。
◎秋格明塔什-黄山亚带:该亚带展现于康古尔塔格-黄山-镜儿泉一线,长约600km,宽5~30km,向西与北西西向构造带斜接复合。
从中国天山-北山地区地质发展历史看:加里东运动尚未形成天山—北山地区的纬向构造带。如泥盆纪时的4条深海建造和蛇绿岩带中有3条(即沙尔布拉克带、纳尔曼德带和克拉麦里带)为北西西向,仅北天山深海建造带为东西向(在依连哈比尔尕山和纸房以南发现一些蛇绿岩的线索,构成近东西向深海蛇绿岩建造带)。另外在吐-哈盆地两侧广泛分布的中、下泥盆统中都有一套深海基性火山岩和硅质岩沉积组合。中泥盆世末,从塔尔巴哈台山南北缘至准噶尔北塔山形成了一个晚泥盆世的大陆边缘以中酸性为主的火山岩带。它们共同构成了规模较大的东西向构造带,主要展现于婆罗科努北西西构造带东侧。中晚泥盆世古地理已显出纬向带的雏形。只是到石炭纪早期,北天山觉罗塔格-伊犁带才沟通,但仍以北东、北西向构造为主,形成小热泉子组的中酸性火山岩带。中石炭世沉降中心向北移到依连哈比尔尕—康古尔塔格一带,在依连哈比尕山一带保存着发育良好的蛇绿岩带,在乌鲁木齐南山—康古尔塔格—黄山一带都有中石炭世的由硅质岩、基性火山岩和复理石组成的深海相沉积建造;中石炭世末褶皱隆起,并有大规模岩浆活动,形成了以花岗闪长岩为主的觉罗塔格花岗岩带和以二长花岗岩为主的哈尔里克花岗岩带。晚石炭世沉降中心进一步北移至博格达山一带,形成厚达数千米的陆源碎屑岩和火山碎屑岩夹火山岩。中晚石炭世北山地区沉积了厚达3000m以上的中基性火山岩、火山碎屑岩,同时伴随出现了统一的天山(包括伊犁地区)一北山纬向构造带。早二叠世得到进一步发展,天山—北山海槽表现为残余海盆,以滨海—浅海相及海陆交互相碎屑岩为主,在南湖戈壁一带有较多的基性火山岩,北山地区有大量的枕状玄武岩、细碧角斑岩和火山质硬砂岩,并有基性、超基性岩相伴,组成蛇绿岩套。早二叠世末强烈的造山运动使该区褶皱隆起,海水全部退出,山前坳陷、山间盆地和大型内陆盆地形成。但北山地区二叠纪还有强烈的陆相火山活动,其他地区则为磨拉石建造。与造山活动相伴本区二叠纪有强烈的岩浆活动。因此,石炭纪—二叠纪是天山-北山纬向构造带成型的主要时期,中生代是其定型演化时期。
2.1.1.2 阴山-燕山构造带
天山-阴山纬向构造带中段从阿拉善向东,过狼山,沿阴山山系和燕山山脉,直至下辽河槽地西侧,东西向构造形迹清楚连续,这是天山-阴山纬向构造体系的主体之一。其北界大体沿中蒙边境一线东西延伸,过索伦山,经二道井、查干诺尔、达来诺尔,沿西拉木伦河入松辽平原;南界从巴丹吉林沙漠雅布赖山北侧,过磴口、东胜隆起北侧,越太行山进入华北平原北缘延入渤海湾。其间受到新华夏系贺兰山-锦屏山断隆带和兴安-雪峰断隆带的穿切和改造,部分地段显得分散、断续,但总体上是连续性较好的、规模宏伟的东西向构造变形变质带和岩浆活动带。根据构造发育历史及建造特点,它又可分为南北两个亚带。
(1)北亚带
该亚带介于北纬42°00′~43°40′之间,展布于索伦山、满都拉、温都尔庙、翁牛特旗、库伦旗等地。东西延长1320km,南北宽50~200km。北界西起二连浩特、苏尼特左旗南部,至西拉木伦河;南界从狼山、白云鄂博北侧阿贵、化德、赤峰至彰武,即所谓槽台界线,这既是一条边界断裂又是一条岩相突变带,呈波状东西向延伸。
自南向北,北亚带主要构造成分包括镶黄旗-库伦旗褶断带、索伦山-林褶断带、艾力格庙-二道井褶断带、西拉木伦河褶断带、苏尼特左旗中部推覆构造带等。其间发育有桑根达莱白垩纪断陷盆地、浑善达克新生代裂陷槽地等。槽地内部次级隆起与凹陷长轴也呈东西向,而且它们常常受东西向隐伏断裂所控制。该亚带具有如下变形特征:
①褶皱带为主体。
②褶皱带、冲断带以及拉张带平行分布。
③纬向推覆构造发育:如苏尼特左旗中部吐哈默—哈拉干—交其尔一线呈纬向延伸达60km以上的推覆构造带(李述靖和张维杰,1995),中新元古代-早古生代浅变质的绿片岩系自南向北以低角度辗掩于晚古生代花岗岩岩基上。推覆构造上盘变质岩中同斜倒转褶皱发育,轴面向北倾倒,伴有一组向南倾斜的叠瓦式冲断面,下盘只有较宽的韧性剪切带(图2.2)。还有一系列飞来峰与构造窗沿推覆构造带分布,推测推覆距离在20km以上。从糜棱岩中选取的白云母和白云母伟晶岩脉测得的K-Ar年龄为247Ma、160Ma、218.5Ma、223.3Ma,表明推覆构造活动的主要时期从早二叠世延至中侏罗世。
图2.2 内蒙古苏尼特左旗交其尔西构造剖面(据李述靖和张维杰,1995)
④多起变形、变质作用:本带区域变质作用以多期、叠加变质作用为特征。
(2)南亚带
该亚带位于北纬40°00′~42°00′之间,展布于色尔腾山、乌拉山、大青山、棋盘山、燕山等地。西起乌拉特前旗,东至锦西,南以磴口南清水河、宝坻-乐亭东西向隐伏断裂为界。东西延长1120km以上。南亚带是阴山带的主体,主要构造成分包括东西走向的复式背向斜隆褶带,核部由太古宇-古元古界或岩体组成,两翼为中新元古界-中下二叠统组成的构造层,但在阴山地区缺失二叠系。还伴有延长几百到1000km的东西向冲断带、推覆构造、碎裂岩一糜棱岩带,有与其平行的晚古生代-印支期构造岩浆岩带和沉积厚度达数千至万米的中生代含煤盆地、新生代裂陷盆地等。自北向南计有:①白云鄂博褶断带,②乌拉特中旗-太仆寺旗构造岩浆岩带,③乌兰哈达-化德-围场断裂带,④西斗铺复背斜隆断带,⑤万和昌-察哈尔右翼中旗构造岩浆岩带,⑥哈达图-三合明-苏勒图冲断推覆构造及韧性剪切带,⑦丰宁-隆化-大庙断裂带,⑧固阳-武川褶断带及营盘湾、大佘太推覆构造,⑨乌拉山-大青山复背斜隆褶带及石拐子侏罗纪含煤断陷盆地冲断-推覆构造,⑩乌拉特前旗-呼和浩特断裂带、尚义-平泉断裂带;(11)呼和浩特-包头新生代断陷盆地,(12)密云-兴城褶断带,(13)马兰峪复背斜、玉田复向斜等。从构造形迹的空间展布看,东西向隆褶带、褶断带、构造岩浆岩带、槽地等相间排列,组成一幅复杂的应变图像。南亚带的主要特征如下:
①南亚带是一条复杂的构造带,为复式背斜隆起带。
②南亚带各褶断带其变形强度、特征不尽相同,基底卷入程度各异。在造山带中央部位或强应变带盖层褶皱区,往往夹基底岩片或复式背斜由结晶基底组成核部,这是该亚带变形特征之一。如马兰峪复式背斜,太古宇变质岩系构成核部,两翼中、新元古界形成宽缓背斜、紧闭的向斜。另外,密云复式背斜北侧,古北口涝洼背斜、梭椤树向斜等,均被上三叠统杏石口组含煤地层不整合覆盖(图2.3)。显示印支运动第一幕既使本区中新元古界-中下三叠统第一次卷入褶皱,也使本区东西向复杂构造带定型。
图2.3 古北口梭椤树构造剖面图(李锦蓉据河北省地矿局1:20万区调资料修编,1994)
印支运动第一幕在华北地块北缘出现一系列轴向东西的、呈线状分布的大中型紧密、直立、南缓北陡的歪斜褶皱构造。如白云鄂博-布格图山褶断带,西起乌兰,东至察哈尔右翼后旗,长约400km,南北宽20~40km,包括白银角拉克褶皱束、白云鄂博褶皱束、布格图山褶皱束及与其平行的东西向冲断带。
白云鄂博褶皱束由中元古界白云鄂博群组成,经低绿片岩相变质和强烈变形,在尖山组灰岩中出现分层剪切的固态流变褶叠层,在都拉哈拉南侧有两条韧性断裂,炭质板岩中拉伸线理发育。笔者在长英质糜棱岩、浅色蚀变白云片岩、黑色构造片岩中发现蓝闪石。另据天津地质矿产研究所资料(王长尧,1993),在白云鄂博北侧宽沟白石山附近,也发现蓝闪石片岩,厚约3m。经X射线粉晶鉴定蓝闪石类矿物有冻蓝闪石、镁钠闪石、钠闪石。又据肖仲洋(1979)资料,白云鄂博矿区6个方解石的铀铅年龄平均为219±16Ma。因此,尽管南亚带北缘出现蓝片岩带,以线型褶皱为特征,但从区域性对比看,褶皱带定型期仍为印支期。
南亚带南缘位于北纬39°40~40°00′之间,由中元古界-三叠系组成的东西向褶皱带,断续延长375km,南北宽70~90km。自西向东有灵丘-易县褶断带、大白石尖-玉田褶皱带。在北京西山东西向的谷积山-大白石尖背斜中包容了不同序次的大型平卧褶皱、顶部加厚的固态流变褶皱,歪斜褶皱的陡翼发育粘滞型石香肠以及楔入褶皱、压溶劈理等,显微尺度中形变与相变紧密伴生,出现低压型、局部达到中压型的绿片岩矿物组合,即蓝晶石硬绿泥石片岩。其塑性变晶结构反映了从压扁到韧性剪切的变形机制,可能属中深构造层次。
③南亚带中央隆起带包括西斗铺隆褶带、色尔腾山复背斜、大青山-乌拉山复背斜隆起、冀北隆起带等,以冲断-推覆构造、韧性剪切带和构造岩浆岩带极发育为特征。
阴山中部推覆构造展布在石拐子断陷盆地南北两侧。南侧冲断带由三条逆掩断层组成,断层东西长30~60km,断面均倾向南,倾角30°左右。北侧冲断带由五当召逆断层、大淖免逆冲断层等组成,东西长25~50km,断面北倾,倾角20°~30°。两组冲断带形成南北对冲型推覆构造(图2.4)。在南部冲断带上,多处见乌拉山群向北推覆于中下侏罗统石拐群之上或呈飞来峰,显示由南向北强烈侧向挤压作用。盆地北缘冲断带以大淖免逆断层为主体,剖面上构成叠瓦式构造。微观研究表明,毛忽洞沿断裂带上,发育一套复杂的构造岩,由糜棱岩、糜棱质角砾岩、碎裂岩及含铁质球粒玻化岩等组成,显示盆地北缘向南推覆的强大挤压作用。
图2.4 石拐地区对冲型推覆构造示意图(据李锦蓉,1994)
营盘湾地区推覆构造呈北西西向展布,长约50km。盆地内为拴马桩组和石拐群含煤地层。盆地南缘发育一组南倾的低角度逆掩断层。盆地北缘为叠瓦式冲断带,断面北倾。两者形成对冲式、叠瓦式推覆构造(图2.5)。
图2.5 营盘湾地区对冲式、叠瓦式推覆构造剖面示意图(据李锦蓉,1994)
阴山东部推覆构造主要发育在察哈尔右翼中旗苏勒图侏罗系含煤盆地南北两侧。北侧为黑牛沟-盘羊山-乌兰合雅冲断带,东西延伸50km以上,断面向北倾,老地层由北向南推覆在新地层之上,形成飞来峰。苏勒图盆地南缘冲断带东西延伸60km以上,断面均向南倾斜。它与北侧冲断层形成南北对冲型推覆构造(图2.6)。
图2.6 苏勒图地区小白兔子沟对冲型推覆构造剖面示意图(据李锦蓉,1994)
前已述及,阴山地区隆起带上,上石炭统-中下侏罗统含煤盆地南北两侧冲断推覆构造极发育,均为叠瓦式对冲型推覆构造,反映中生代以来本区发生过多期强烈的垂直山链的南北向的水平挤压运动。
另外,在造山带中部可能存在科伯构造。如三合明南,东西走向两组断裂带局部被白垩纪盆地不整合覆盖。其北侧断层面南倾,由南往北二道凹群推覆于华力西期花岗岩之上;南侧断层面北倾,由北向南古元古界二道凹群推覆于中元古界白云鄂博群之上,形成反方向冲断带,断续延长180km。往西潭尔泰山书记沟组出现蓝晶石片岩,东翼北隆起带上沿隆化-大庙断裂亦有蓝晶石糜棱石英质片岩,并有混合岩化(同位素年龄为236Ma、230Ma)和碱性花岗岩(223Ma、217Ma)。
综上所述,推测北纬41°00′左右可能为印支期造山带的中轴线,阴山-燕山东西构造带定型期,既不是前寒武纪也不是燕山期,而是印支期印支运动主幕。
2.1.1.3 辽东-吉东构造带
该段系指下辽河以东地区,为天山-阴山纬向构造带东延部分。其北界在昌图-磐石、桦甸-安图-汪清一带,大致为北纬43°00′左右;南界在辽南瓦房店-庄河一线,北纬40°00′左右或更南一些。由于受北东-北北东向构造带的切截、改造,纬向构造形迹分散,方位也有不同程度的改变。
(1)北亚带:双阳-延边褶断带
该带包括:①开源-梅河口断裂带,②双阳-延边断褶带,③安图新合-珲春马滴达断裂带。
(2)南亚带:铁岭-太子河褶断带
该亚带展布于华北地块内部,主要构造有:①铁岭褶皱带,②太子河坳褶带,③兴华-白头山天池断裂带,④大泉源-长白山断裂带,⑤南孤山燕山期杂岩带,⑥柏林川印支期碱性杂岩带(223~208Ma),⑦双牙山-大堡印支期岩浆岩带(226~220Ma),⑧步云山褶皱带,⑨芙蓉山构造岩浆岩带(207Ma),⑩瓦房店-庄河构造岩浆岩带(213~200Ma),(1)金州-董家沟韧性断裂带等。
(3)天山-阴山纬向构造带的形成和演化
研究表明,天山-阴山纬向构造带并不是从太古宙以来就存在,它经历了多次构造运动,于晚华力西期-印支期成型定型,燕山期得到加强,伴有多期沉积作用、变质作用、岩浆活动、壳幔物质演化与成矿作用以及挤压与拉张体制交替的造山作用。各阶段演化史不尽相同,以阴山-天山为中轴,由南向北、由西而东发生发展。天山-北山段由华力西晚期变形变质而定型,印支期表现不明显;在阿拉善地区有印支期中酸性岩体侵入,反映印支运动的存在;到狼山以东印支运动是其主要变形期。但它们的雏形则出现于早中华力西阶段,构成石炭纪-二叠纪北海南陆或北部活动带与南部稳定区的主要分界带。
就建造与构造的关系而言,构造控制建造,建造在一定程度上反映构造。即巨型的形变带是沉积形成的前提,同时形成过程中表现出的岩相、厚度、建造特点又在一定程度上反映出巨型变形带的展布和演化特点。关于不同时期古方位的恢复有待今后进一步研究。这里只能按现今展布状况进行简要论述。
华北地块经历吕梁运动之后,中新元古代时期出现不连续东西向隆起与坳陷。中段和东段叠加有北东向隆坳带,西段有北西向隆坳带。中元古代—早古生代接受了不同类型的沉积。
南亚带,早印支期为主造山期,不仅使中新元古生代-中三叠世地层一起卷入褶皱,而且使古老结晶基底地块、岩块不同程度地卷入,阴山地区盖层褶皱与基底褶皱构造皆为东西走向,两者为重接。这套褶皱地层普遍遭受低绿片岩相低温动力变质作用。东西向变形变质带上,出现蓝闪石、蓝晶石、硬绿泥石等,属中高压系动力变质带。此外,在西斗铺-三合明南、辽南金州的韧性变形带,表明印支期形变属中深构造层次,可达下地壳-上地幔。天山地段在秋明塔什-黄山一线有长达600km以上的韧性剪切带,发育于上古生界中,沿巴音布鲁克带等地有蓝闪石片岩出露。另据燕山地区有限应变量测量结果,中元古界雾迷山组、洪水庄组,Z轴缩短量为17%~24%,中石炭统-下三叠统,Z轴缩短量为47%~57%,区域古差应力值为20~50MPa。
综上所述,天山-阴山纬向构造体系的形成和演化过程经历了南北向拉张与挤压体制多次交替。现已查明其形成期(或称定型期)为晚华力西期-早印支期,通过归并、包容、拼贴与焊接等方式形成复合型造山带。其主要造山作用为沉积期裂陷闭合式造山作用和定型期挤压造山、对冲式与科伯式造山作用和热隆造山。晚印支期燕山期沿天山-阴山纬向带中部形成东西向的内陆含煤、油气盆地,褶皱较为开阔,伴有逆冲推覆作用。
③ 矿床类型
根据硼矿床的成因不同，将硼矿床分为以下7种类型。
一、火山喷气型硼矿床
本类型是与现代地表火山活动有关的原生硼矿床，以含硼温泉和硼酸喷气孔为最重要。喷气的温度高达140～240℃，压力达（3～6）×105Pa，喷气中富含硼酸，高达0.3～0.5g/L，此外还含有 H2O、CO2、CH4、H2、H2S、N2、NH3等气体。喷气经人工浓缩后获得硼酸与氨气，利用喷气还可发电。含硼温泉附近可形成钙华，其中产有硼砂与钠硼解石。矿床规模小，很少构成工业矿床，但在学术研究上，具有重要意义。
世界上著名的含硼喷气孔分布在意大利的托斯卡那，此外俄罗斯的千岛群岛、日本等地都有与近代火山活动有关的含硼喷气孔与温泉。
二、矽卡岩型硼矿床
矿床常产于酸性岩浆岩与碳酸盐岩类接触带附近的矽卡岩中，因围岩成分不同可形成不同的矽卡岩矿床。
当围岩为镁质碳酸盐岩（白云质灰岩、白云岩）时，则形成以镁质硅酸盐矿物为主的镁矽卡岩，其中的硼矿床为镁硼酸盐矿床，即硼镁石-硼镁铁矿矿床。矿体常呈不规则的透镜体、扁豆体，矿石矿物主要为硼镁石，常与硼镁铁矿、硅镁石、金云母、透闪石、电气石、叶蛇纹石、磁铁矿等矿物共生。矿石中B2O3含量一般不高，可达5%～10%。
当围岩为石灰岩和大理岩时，则形成以钙硅酸盐为主的钙矽卡岩，在其中或附近大理岩中可形成钙硼硅酸盐矿床，即硅硼钙石矿床。矿体呈透镜状，由于成矿作用受构造裂隙控制，也可形成网状、细脉状硅硼钙石矿体。矿石矿物主要为硅硼钙石，与其共生的有透辉石、石榴子石、方解石、石英、透闪石及少量的斧石和赛黄晶。富矿石硅硼钙石含量可达50%以上，矿石中B2O3的含量变化大。
在上述各种矽卡岩带内有时可伴生有色金属矿化，有的成为具一定规模的金属矿床，可综合利用。但在硅硼钙石矿床内，有色金属矿化一般不发育。本类型矿床多属中、小型矿床。
此类矿床在俄罗斯、美国、罗马尼亚、捷克斯洛伐克等国都有产出。近年来在我国湖南常宁和浙江北部都找到这类矿床。以下介绍湖南常宁半边街-七里坪硼矿床：
湖南常宁矽卡岩型硼矿床有七里坪及半边街两个矿床，它们位于耒阳-临武南北向构造带中段，大义山花岗岩体北部西侧。矿床赋存于花岗岩体与中上石炭统壶天群白云岩接触带中（图16-1）。
大义山岩体为一复式岩体，岩性为细-中粒斑状黑云母花岗岩，系燕山早期第二阶段产物，年龄为164～185Ma。花岗岩中富含B、Li、As、W、Sn、Bi、F等元素，B 可达109.1×106，是地壳中B丰度的9倍。这一重要地球化学特点是在其附近形成硼矿床的重要因素。岩体周围有半边街及七里坪矿床及其他一些矿点，矿床规模均达中型。
图16-1 半边街矿区11勘探线地质剖面图
（据周荣文等，1990）
1—硼矿层；2—石炭系中上统壶天群；3—二叠系栖霞组；4—燕山早期花岗岩；5—矿体编号
半边街矿床似层状、透镜状、火焰状，受接触面的形态、产状和围岩裂隙的控制。半边街矿床共有Ⅰ、Ⅱ号2矿体。Ⅰ号矿体产于矽卡岩（由尖晶石、透辉石、石榴子石、符山石、方柱石等组成）及矽卡岩化大理岩中，长800m，倾向延伸698m，平均厚5.72m。B2O3含量5.03%～8.59%，平均6.34%。沿矿体走向、倾向均有尖灭再现、膨大、缩小等特征。Ⅱ号矿体在Ⅰ号矿体之上，平行产出，赋矿围岩为接触带上部的大理岩、矽卡岩化大理岩和白云质大理岩。矿体长568m，倾向延伸498m，平均厚3.31m。B2O3含量10.91%～3.08%，平均6.84%，沿走向矿体有尖灭再现等现象。
矿石组成矿物复杂，有用矿物主要为硼镁石（含量10.3%）、镁硼石（7.3%）、硼镁铁矿（9.9%）、氟硼镁石（7.8%）及刹哈石（sakhaite）（1.8%）；脉石矿物主要有方解石（51%）、白云石（2.5%）、透辉石（2.3%）、符山石（1.7%）、硅镁石（2.5%）、水镁石（1.0%）、磁铁矿（1.1%）等。据矿石的结构构造特征，上述矿物主要分为2个成矿期：矽卡岩期和热液成矿期。从矿石矿物来看，镁硼石、硼镁铁矿、氟硼镁石形成于矽卡岩期，硼镁石及白钨矿、锡石、辉钼矿、斑铜矿、黄铜矿等硫化物形成于热液成矿期。
三、火山沉积型硼矿床
该类型矿床主要分布于新生代构造带内的晚第三纪陆相盆地中。盆地是在造山晚期阶段形成的山间盆地、断陷盆地或狭窄的地堑，并受深大断裂带控制。在矿床附近广泛发育有新生代花岗岩类和各种成分熔岩，在大多数硼酸盐矿床中发现有与湖相含硼沉积物同时形成的基性或酸性的火山岩。
硼矿床赋存于陆相火山-沉积岩系中，形成时代主要是晚第三纪上新世与中新世，矿床储量占80%以上，小部分矿床属早第三纪和第四纪。
产硼岩系为陆相沉积岩夹火山岩组合，由粘土质、硅质、碳酸盐-粘土质沉积岩和各种火山岩如玄武岩、流纹岩以及凝灰岩互层组成，有时还夹有盐层。矿床产于岩系中的粘土质、泥灰质或凝灰质沉积物中，具有一定的层位。矿体呈巨大的层状体、透镜体，其厚度可由1～3m到30～90m。矿石成团块状或结核状产在粘土岩或凝灰岩中，矿物成分简单，主要为易溶硼酸盐类。矿石含B2O3达30%～50%。按矿石中主要硼酸盐不同，将之分为4种类型：①硼砂-斜方硼砂矿床；②硬硼钙石矿床；③白硼钙石矿床；④硬硼钙石-钠硼解石矿床。
该类矿床规模大，可达数千万吨至数亿吨，如著名的矿床有美国的克拉麦尔、土耳其的克尔卡、阿根廷的廷卡劳等矿床。国内还没有见到这种类型矿床的报道。
本类矿床处于大陆主动边缘及其碰撞带内（太平洋带和阿尔卑斯-喜马拉雅带），由于火山和与其有关的热液活动，对沉积盆地中硼的成矿作用有重要影响，火山灰和热液同时进入湖盆地造成盆地中大量硼的聚集，使淡水逐渐变为卤水，在干旱的气候条件下，从盆地中沉积形成各种硼矿床。但在第三纪巨大硼矿床内没有见到其他可溶盐类的共生，这可能是由于硼酸盐类沉淀时，其他盐类还不足以沉淀之故。
本类典型矿床为美国加州克拉麦尔矿床，其特点如下：
该矿床是一个火山沉积型硼矿床，位于太平洋内带美国西部加州莫哈维沙漠中部的一个大型第三纪盆地中。盆地基底由侏罗纪和白垩纪的花岗岩和变质岩组成，不整合其上的为晚第三纪中新世湖相沉积岩和火山岩，厚约600m。下部由砾岩、砂岩、凝灰岩和淡水灰岩组成，厚约300m；中部为玄武岩（萨德白克玄武岩），厚约36～180m，还有次火山岩英安岩；上部为粘土岩、凝灰岩夹硼砂透镜体（页岩层+阿科斯层），厚约45～160m，共有7层矿（图16-2）。
其上为更新世和现代砂、砾石层覆盖。在上部粘土岩中含有雄黄、雌黄、辉锑矿，在凝灰岩中出现冰长石、方沸石等矿物。上部岩石中含量高的元素有As、Sb、Ge、Li。主矿体平均厚45～60m，大的矿体长450m。矿石组成矿物主要为硼砂、贫水硼砂和三方硼砂，钠硼解石和斜硼钠钙石等。矿石平均含量B2O3为25%，富矿段B2O3＞30%。估算硼砂储量8000×105t到1.2×109t以上，是世界上最大的硼酸盐矿床之一。据研究认为，矿床是在玄武岩喷溢和英安岩侵入之后形成的，玄武岩流从周围的高地注入高地之间的浅水盆地（估算深10～20m），该湖盆主要受伴随玄武岩喷溢和英安岩侵入而出现的温泉补给矿质，温泉除了带来硼以外，还带来As、Sb、Ge和Li，流入该湖的含硼溶液的蒸发最终导致硼酸盐的沉积，最初沉积有钠硼解石，而后沉积硼砂，再后又与板硼钙石一起沉积钠硼解石。
图16-2 美国克拉茂硼矿柱状图
（据王有德等，1989）
四、浅海相沉积型菱锰矿-锰方硼石矿床
在我国河北省首次发现的具有工业意义的锰-硼矿床，属于一种新的类型。所处大地构造位置属于克拉通北缘燕山裂陷槽带，产矿岩系为中元古代长城系的浅海相硅质白云岩夹含锰页岩建造。建造下部具海相粗面岩-粗玄武类火山岩、火山角砾岩、集块岩，矿床位于建造的白云岩中或页岩和白云岩之间，与围岩为渐变关系。矿层由富矿体和贫矿体组成，富矿体在矿层中呈扁豆状、透镜状、饼状、串珠状。富矿体之间或其上、下盘，往往分布有条带状、不规则囊状、团块状、浸染状的锰方硼石和菱锰矿，构成贫矿体。
矿石中矿物主要有菱锰矿、锰方硼石（Mn3[B2O12]OCl），其次有锰方解石、黄铁矿、赤铁矿、磁铁矿、黄铜矿、黑电气石、铁白石、石英、长石碎屑、蒙脱石、水云母、玉髓、磷灰石、胶磷矿、燧石、石膏、金红石、锆石等。
矿石的构造主要有豆状、假鲕状、团块状、条带状以及浸染状等构造。矿石的品位，在贫矿石中B2O3为2%左右，富矿石中B2O3为17%左右，一般硼与锰之间为正相关关系。
含矿岩系主要由白云岩组成，含矿层常见水平层理，亦见波痕构造，说明矿床是在海水较浅而平静的海盆环境中沉积的，推测当时气候干旱而炎热，海水盐度较高，pH值大于8，在这些条件综合影响下才有利于硼矿床形成。矿床下伏地层存在一套粗面岩-粗玄岩类火山岩，其中富含Mn（达 0.5%）和B（达0.1%）等元素，其喷发过程中为成矿提供了成矿物质来源。
本类型硼矿床规模较小，但B、Mn可综合利用。
五、潟湖相沉积型硼矿床
此类硼矿床与潟湖相盐类矿床有关，矿体呈层状或透镜状夹于钾盐层或石膏层之中。矿石呈团块状或浸染状构造，矿石中主要硼矿物为方硼石，共生的有硼钾镁石（KMg[B5O6OH）4][B2O3（OH）5]2）、硼镁石、钠硼解石、石盐、钾盐、石膏、硬石膏、方解石等。这类矿床是由于含硼海水经蒸发后，硼酸盐与其他盐类同时发生沉积作用而形成。矿床中大部分硼酸盐分散于硬石膏、石盐和钾盐层中，开采盐类矿床时加以回收。德国斯塔斯孚特钾盐矿床的光卤石带中产有硼、每年综合回收数万吨方硼石。在北美、西欧和东欧一些国家的二叠系海相盐类沉积层中都分布有硼矿床或硼矿化。
六、淋积型硼矿床
原生的钾盐矿床中常含有少量的硼酸盐类，受到风化后经淋滤富集可以形成巨大的淋积型硼矿床。矿床产于盐丘顶部的石膏帽或粘土层中，矿床呈透镜状、似层状以及不规则的囊状充填于石膏之洞穴或裂隙中。其中常见的含硼矿物有硬硼钙石、单斜硼钙石、细晶硼钙石、钠硼解石和纤维硼镁石等。硼矿床规模较大，但多为贫矿。前苏联因杰尔矿床较为著名，该矿床有富矿石（B2O315.9%～42.6%）38.3×104t，贫矿石（B2O30.6%～5.37%）643×104t。
七、区域变质型硼矿床
本类矿床主要分布于太古代克拉通内的古元古代裂谷带中，有的分布于太古代变质岩系中，如俄罗斯、瑞典。产矿地层为古元古代变质岩系中，它由斜长角闪岩、黑云斜长片麻岩、变粒岩、浅粒岩、电英岩夹斑花状大理岩、菱镁岩组成，原岩属为海相含硼火山-沉积岩系。
硼矿床具一定层位，断续延长数百千米，构成大型硼矿带。矿体呈层状、似层状、透镜状，有时呈多层出现。矿体受到变形时，可与围岩发生同步褶皱。矿体多赋存于含硼建造的白云石大理岩-菱镁岩中，或它们与变粒岩，浅粒岩的接触处，矿体与围岩整合接触，矿体中也可有围岩的夹层；单个矿体厚达几米到几十米，延长几十米至几百米。
矿石由磁铁矿、含硼矿物（硼镁铁矿、硼镁石、遂安石）、稀土元素矿物（褐帘石、独居石、铈硼钙石）及其他榍石、磷灰石、粒硅镁石-斜硅镁石、方柱石、透辉石、阳起石等组成，各种矿物以不同的比例共生，构成条带或薄层，或呈互层产出。矿石具片状构造、柔皱构造、变余角砾状构造、变余结核构造等以及各种变晶结构。矿石品位变化大，低者B2O3＜10%，一般B2O315%～25%，最高达40%。
因矿石中共生矿物不同可分为硼镁石矿床、硼镁石-硼镁铁矿矿床及磁铁矿-硼镁铁矿-稀土元素矿床（Fe-B-TR矿床）。
当含矿岩系受到混合岩化或花岗岩侵入时，则引起矿床中一些元素的活化、迁移，在含硼岩系的裂隙内产生电气石、磁铁矿、硼镁铁矿、遂安石、金云母等矿物的细脉，还可伴随某些交代现象，如蛇纹石化、硼镁石化等。
本类矿床属区域变质型硼矿床，规模小型-大型都有，个别为超大型硼矿床。我国该类型矿床主要分布于辽东、少量分布在吉南，目前以硼镁石矿床、硼镁石-硼镁铁矿矿床为主要开采对象，有较大的工业意义。Fe-B-TR矿床规模较大，因冶炼技术尚未完全解决，目前工业利用还有一定困难。
以下介绍辽东典型的变质矿床的地质与成因研究。
（一）古元古代变质含硼岩系及其原岩建造
含硼岩系主要分布于辽吉裂谷带轴部，属古元古代辽河群里尔峪组，岩石中以富硼为其突出特点，总厚370～800m。岩系较完整的剖面自下而上由4个岩石组合组成：斜长角闪岩夹钠长浅粒岩（＞120m），钠长浅粒岩与黑云变粒岩互层夹斜长角闪岩（320m），蛇纹岩（蛇纹大理岩）与硼镁铁矿互层（220m），角闪变粒岩与钠长浅粒岩互层（＞100m），原岩包括基性、酸性火山熔岩、凝灰岩、粘土质-半粘土质碎屑岩、富镁碳酸盐岩及富硅、富硼、铁的热水沉积岩，属含硼火山岩-富镁碳酸盐岩-镁（铁）硼酸盐岩岩系，于古元古代末期（1900Ma）遭受了角闪岩相区域变质作用。
（二）矿床类型
1.硼镁石矿床
矿石矿物以纤维硼镁石为主或纤维硼镁石和遂硼镁石为主，含少量硼镁铁矿、磁铁矿。脉石矿物以镁橄榄石、硅镁石、金云母、蛇纹石为主及少量透闪石、菱镁矿、白云石、滑石及少量硫化物。如前述矿石具有变质与变余的组构特点。有的矿床中见有硬石膏薄层。本类矿床品位较高，质量较好，规模大，是最重要的矿床类型，如砖庙、花园沟、后仙峪等矿床（图16-3）。
图16-3 辽宁砖庙硼矿剖面图
（据冯本智等，1978）
1—角闪混合片麻岩；2—斜长角闪岩；3—电气石角闪石岩；4—蛇纹岩夹硼镁石岩；5、12、17—硼镁石岩；6—蛇纹石大理岩；7—透辉石斜长角闪岩；8、10—伟晶岩；9—斜长角闪岩；11、13—蛇纹岩；14—角闪混合片麻岩；15—黑云片麻岩；16—含黑云、电气石变粒岩；18—角闪石岩；19、22—长英岩；20—斜长角闪岩；21、23—黑云片麻岩；24—黑云电气变粒岩；25—钛磁铁矿和透辉石斜长角闪岩；26—电气石变粒岩；27—黑云电气变粒岩夹电气石石英岩；28—含钛磁铁矿斜长角闪岩；29—黑云片麻岩、黑云电气石变粒岩夹含钛磁铁矿和透辉石斜长角闪岩；30—含钛磁铁矿和透辉石斜长角闪岩
2.硼镁铁矿矿床或磁铁矿-硼镁铁矿-稀土元素（Fe-B-TR）矿床
矿石矿物以硼镁铁矿为主，次之为磁铁矿、纤维硼镁石、遂硼镁石、脉石矿物与上相似。矿石中纤维硼镁石明显交代了硼镁铁矿，同时析出磁铁矿。矿床中还含有独居石、铈硼硅石（Ce-BO[SiO4]）等稀土元素矿物，且见其交代硼矿体中电气石透辉石岩。稀土元素含已达工业要求，矿床可综合利用Fe-B-TR。区内最著名的是翁泉沟硼矿床（图16-4）。
图16-4 翁泉沟硼矿区地质和剖面示意图
（据辽宁地矿局第七地质队资料，1987）
1—钠长浅粒岩；2—角闪石黑云母变粒岩、角闪透辉变粒岩；3—含硼镁铁矿蛇纹岩、金云母蛇纹岩、蛇纹石化大理岩；4—条痕状混合岩
3.硼镁石-硼镁铁矿矿床
和硼镁铁矿矿床的特点相似，矿石中硼镁石的含量较硼镁铁矿为高，以开采硼镁石矿石为主。矿床内含稀土元素矿物不明显。
（三）硼矿床的形成条件
1.古火山-沉积断陷盆地
沿辽吉古元古代裂谷，硼矿床集中于4个地区，结合重力与航磁异常分析，其位置处于东西向与南北向大断裂交汇处或其附近，推测在裂谷海槽演化过程中，其内部受东西向与近南北深断裂的影响，控制了更次一级断陷成矿盆地的产生，沿盆地中的断裂，由与火山作用有关的含硼热泉与喷气孔的活动为盆地带来充分的成矿物质，有利于热水沉积岩与硼矿床的形成。
2.成矿物质来源
含硼建造组成岩石由大量的基-酸性火山岩、凝灰岩、热水沉积岩等组成，其中硼的含量较硼在地壳中的丰度值高10～300倍，表明在盆地中火山活动时，所产生的流体有可能为水盆地带来成矿物质硼；裂谷海槽内下渗海水在岩石圈循环时也可能使基性火山岩中的镁、铁质浸出，补给成矿盆地；大陆壳岩石风化也可提供部分镁、铁或其他组分。
3.盆地古地理环境
由硼矿床的凝灰质围岩中产出黄铁矿条纹，夹有条纹、条带状构造的电英岩， 巨大硼镁铁矿层的存在等等，反映出这些沉积物中2价铁占相当的比例，可以推测硼的成矿盆地为一较深水的盆地，并属还原环境。含矿建造中白云岩、菱镁岩的大量出现，指示当时海水为碱性，pH值达9以上。从矿石成分看，富含B、Fe、Mg、Si、K、Na以及
4.硼酸盐的沉淀与富集
层状硼矿床夹于镁质碳酸盐岩层中，后者也可夹硼矿床内。碳酸盐岩中以富镁为特征，MgO为17.2%～36.28%之间，一般皆大于25%，属菱镁质白云岩和菱镁岩。对近代海洋的研究证明，白云岩沉积地区共同特点是气候干旱炎热，蒸发量大于降雨量，说明硼矿床沉积时是在干旱的气候条件，由于蒸发作用而沉淀与富集的。多年来，研究者们在硼矿围岩发现有硬石膏层，在遂硼镁石矿石中也发现共生的硬石膏。近年采，本区硼酸盐和电气石的硼同位素δ11B（一般为+9‰～+11‰，个别为+4‰～+14.5‰），研究表明，其与海相蒸发岩的一致。这些结果都表明，硼矿床形成在干旱气候条件。除上述的自然地理条件外，由于物理化学条件的改变也可导致镁-镁铁硼酸盐的沉淀、富集。当时从盆地中沉积的原始硼酸盐，为含水的镁硼酸盐与含水的镁铁硼酸盐，它们经过区域变质作用再转变成为现在的硼矿床。
八、现代大陆盐湖型硼矿床
现代干旱地区的大陆盐湖中，有时硼酸盐的含量很高，形成硼酸盐盐湖。这些盐湖大部分分布于年轻的火山活动带内，小部分分布于天然气和石油发育地区。盐湖卤水中硼的含量达到一定工业品位时，可供开采。湖底沉积物中有时蕴藏着固体硼矿层，小部分矿体也可分布于湖滨地带。矿体常呈透镜状、巢状产于湖底的淤泥中，厚度一般仅几十厘米，很少有超过两米者。矿石中的共生矿物以硼砂为主，其次有钠硼解石、柱硼镁石（Mg [B2O（OH）6]）、库水硼镁石、水方硼石等，此外还有石盐、芒硝、钙芒硝、石膏、白钠镁矾、泻利盐等盐类矿物。硼砂结晶粗大，一般直径1cm左右，大者可达5～6cm。除固体硼砂外，湖底还有丰富的含硼、锂、钾、钨、砷、锑、磷等盐类的晶间卤水。本类矿床分布面积广，多是易溶的优质硼矿石，可构成工业价值极大且可综合利用的盐湖矿床。我国古代使用的硼砂主要来自这种类型。
该类型矿床分布于北美和南美西部、小亚西亚、伊郎高原、柴达木盆地、西藏高原；我国青海大柴旦盐湖、西藏班戈湖硼矿床属于本类型，美国加州的西尔斯盐湖是工业价值较大的大陆盐湖型硼矿床。
1.青海大柴旦盐湖硼矿床
该盐湖位于柴达木盆地北缘山间盆地内。湖面海拔分别为3110m和3118m，属于高原温干气候区。盆地周围山系及基底岩系均由前震旦纪变质岩系及较年轻的中酸性侵入体构成。古生代及中生代地层零星见于盆地边缘，盆地内有巨厚的第三纪-第四纪沉积。盆地北缘南祁连山断裂带至今仍有活动，构成温泉-泥火山活动带，至少自第四纪更新世晚期以来即有含硼热水自深部涌出，并通过塔塔陵河、温泉河以及由泉水等途径汇入大柴旦湖。
该湖形成于印支期，在第四纪更新世至全新世期间，演化为盐湖。盐湖中有细碎屑-粘土的沉积，夹有石膏、石盐以及硼矿层。盐湖属硫酸镁亚型盐湖硼矿，可分为湖滨硼矿和湖底硼矿。湖底硼矿又包括固体硼矿和卤水硼矿两种。该矿床为以硼、锂为主，伴有钾、镁、石盐、芒硝的大型综合性盐湖矿床。
2.美国加利福尼亚西尔斯盐湖硼矿床
西尔斯湖矿床位于加州干莫哈维沙漠北部。硼矿床赋存第四纪湖相沉积物中，沉积总厚度约300m，由粘土和盐类组成。沉积物之上产有下部和上部2层盐矿体，其厚度分别为9～12m和21～24m。这些矿体是在晚更新世和早全新世期间形成的，它们之间隔有3～4.5m厚的粘土沉积物。
盐矿体具层状构造。上部盐矿体含有约4000×105t盐类，由天然碱、石盐和碳钾钠矾组成，还存在易溶盐类25种，包括芒硝、卤钠石、氟硫盐等，硼矿物有硼砂、三方硼砂以及氯硼钠石、水硅硼钠石和钠硼解石。硼砂在上部盐矿体中，成透镜体或厚达1.5m的矿层，其他硼矿物呈结核状或包体出现。盐矿体的晶间空隙被卤水充满，卤水矿化度为35%。硼含量约3～4g/kg。
下部盐矿体与上部盐矿体相比，卤水中钠的含量较高，钾的含量较低。下部盐矿体卤水中，硼的含量为4.2g/kg。
除硼外，卤水中还含有大量（以mg/kg计）的Li（90）、W（56）、As（150）、Sb（5）、P（300）和其他组分。
上下部盐矿体的盐类和卤水中硼的储量估计约为600×104t元素或约1×109t硼酸盐。西尔斯湖卤水中所含的Li约15000t、W约60000t。
在西尔斯湖周围，广泛分布着上新世-更新世的流纹岩、玄武岩及近代的火山渣锥和凝灰岩锥，温泉的活动与火山作用有关，温泉与流入湖中河水补给了西尔斯湖的硼及其他组分。
④ 九江有复式楼吗哪个小区具体价位是多少
挺多小区有复式楼的，像九江学院对面的莱茵美郡，新湖柴桑春天，在建的源丰上城等，价格都在5千以上。
⑤ 小小小问题
克里斯托佛利
大约在14世纪，欧洲出现了一种在多弦乐器上加键而成的击弦古钢琴——克拉维卡琴。这种古钢琴发音轻柔微弱，适于演奏温馨抒情的曲调，特别适合家庭演奏室内乐，曾盛行一时。几乎与克拉维卡古钢琴同时存在的还有一种羽管键琴也叫庆巴罗古钢琴。这种古钢琴装有一套拨弦机诫，演奏时机诫上的羽毛管拨弦发音。这种古钢琴音色清晰明亮，在教堂、宫廷音乐中曾广泛应用。
克里斯托佛利曾是一名出色的羽管键琴制作家。他于1709年制成世界上第一架钢琴，称其为“piano——forte”意即“弱——强”琴。表明这种乐器可以弱奏，也可以大力度演奏，音量的强弱变化很大。这一优点是庆巴罗和克拉维卡两种古钢琴所不具备的。
1855年德籍美国人斯坦威（Henry steinway）制成了一架完美的三角钢琴。
最早的立式钢琴于1750年由德国古钢琴制作家佛里德里西制成。
我国生产钢琴的历史仅有几十年时间。
我国的钢琴工业是在解放后逐渐发展起来的。
（现代钢琴是从古钢琴逐渐演变的，至今仍在不断改良，将来也会永远继续发展下去）
钢琴的前身是“哈泼西考特”，这是用羽毛拨动琴弦的琴。后来意大利人克利斯托佛里，发明了一架有弹力的锤子发音装置的琴，这就是现代钢琴的前身。
现代本钢总琴蛞的怀发明者是意怀大利人起克利心斯托弗流利一。给他原是提一位�羽管键供琴欢制造者焙，有着丰�富的好造琴坏经崃验一，的在思总结验了羽管键琴的优缺起点鸢后，岛于1点709年物，在羽管键流琴上起安竟装竟了用点槌�击心弦好的键焙盘思机学械，奠�定大了实现代钢琴习的提基�础三。由于好这一改进实，崃弥点补了古学钢琴三和熬羽管学键琴几乎无法废调Φ节音量的家缺了点�，�这酶种蠹钢的琴在嘉演奏时起，随心着求对称键子一敲怀击力思的家变化来思改没变点音�量坏的大小大，思音量心也比古钢郧琴和欢羽峁管键琴怀大基得锪多。
⑥ 21克拉复式装修注意事项和如何装修复式房
21克拉复式 装修 复式房装饰你到底如何想知道有很多人的想法，我的朋友，其实不是一点点神话相信我们是先来看看你更新前，有些知识装修的双人房，所以当我更新，所以每个人都有翻新的复式房吗？翻新的房间和复式房都很小，可以推出笔记本，下一步你做什么？
1、在 21克拉复式装修 的时候因为，复式房的特点，所以说在装修时上下楼的装修风格一定要一样，不要说是楼上一个风格楼下一个风格，这样的话装修出来的效果是不会好看，所以说是我们一定要注意这个问题。
2、现在的人都比较忙工作为好，但装修风格，选择全包的装修公司，因为你不检查在创新过程中的施工质量，而是一个过程，包括一切问题虽然这是他繁忙的工作非常好，装饰这是一件非常重要的事情，但是装修的质量，以及对自己的满意度，检查时间的唯一途径就是让自己的房子装修更加完美。
3、 21克拉复式装修 在房间的两侧，如果设置得太高的家人失望了这方面的关键的楼梯，我们也，当你设置了楼梯，步骤也不能忽视，需要设置haprijeokinreul，想必楼梯老人和孩子都非常不舒服。
复式房如何装修
4、找到一家可靠的装饰公司很重要，因为只有装饰设计师才能在安装维修室时体验它。我们将很容易理解需要什么样的方法来容纳您自己满意的装饰。
1、 21克拉复式装修 在一间复式房的装饰情况，但首先我们有，我们在地上2层材料花费太多的力量，需要进行双复式两层是承重，因为关注的问题楼上的，需要谨慎，土地你的朋友此时应该小心，因为它可能无法承受它。
2、要使用电气安全，那么在改造时，复式房的每个楼层都必须设置配电箱，这一定要小心，因为现在家里有很多电器，必须安装两个配电箱，因为电源的电源可能无法承受。
3、
21克拉复式装修 ，很明显会产生污染，但如果我们不对装饰材料起作用，装饰污染比较严重，所以一定要买环保的装饰材料，您需要购买环保装饰材料，因为它提供的更少。
4.在 21克拉复式装修 时，还要注意确定设计方案并确定装修方案，因为装修正在进行，装修必须进行，装修进度是否会增加装修成本。
以上是 21克拉复式装修 的注意事项希望可以帮助到您。
⑦ 新疆阿克苏地区阿拉尔市的具体情况是什么
阿拉尔市属于暖温带极端大陆性干旱荒漠气候，极端最高气温35℃（沙井子垦区每隔5～10年遇最高温40℃），极端最低气温-28℃（四团垦区最低气温为-33.2℃）。垦区太阳辐射年均133.7～146.3千卡/平方厘米。
年均日照2556.3～2991.8小时，日照率为5869%。垦区雨量稀少，冬季少雪，地表蒸发强烈，年均降水量为40.1～82.5毫米，年均蒸发量1876.6～2558.9毫米。
2016年末，第一师阿拉尔市总人口32.68万人。其中，男性16.77万人；女性15.91万人。男女性别比为105︰100。全部人口中，汉族28.99万人；少数民族3.69万人。全年师市出生人口2 564人，出生率为8.0‰；死亡人口1 184人，死亡率3.7‰ 。人口自然增长率4.3‰。
2012年，阿拉尔市从业人数12.47万人，比上年增长2.0%。其中：第一产业5.89万人，下降8.0%，占47.2%；第二产业2.46万人，增长9.3%，占19.7%；第三产业4.12万人，增长15.4%，占33.1%。其中：单位从业人员7.83万人，增长1.7%，占62.8%。
私营及个体从业人员3.76万人，增长16.0%，占30.2%。其他从业人员0.89万人，下降29.9%，占7.0%。在年底全社会从业人数中，农牧团场从业人数7.63万人，增长2.8%，占从业人员总数的61.2%。
阿拉尔市属塔里木河冲积细土平原，沿河岸及冲沟两侧略有抬升，地势由西北向东南倾斜。水资源有阿克苏河、塔里木河及胜利、上游、多浪三大平原水库。阿拉尔市农业以灌溉为主，主要利用昆马力克河、哈拉玉尔滚河、阿克苏河、多浪河、叶尔羌河以及和田河等河水。
(7)21克拉复式扩展阅读
1983年8月19日，经国务院批准，撤销阿克苏县，设立县级阿克苏市。1984年5月7日，阿克苏市人民政府挂牌成立。1984年7月18日，撤销阿克苏镇，将原镇属的4个街道办事处升格为乡建置。1999年城区增设南城街道。2012年2月6日，柯柯牙街道办事处正式挂牌成立。
2013年1月23日，自治区政府批复同意将阿克苏市802.733平方千米区域划归阿拉尔市管辖。2014年11月14日，自治区政府同意将现英巴扎街道管辖的英巴格社区、林园社区以及阿依库勒镇部分区域划入设立多浪街道，街道办事处驻现英巴格社区居委会办公楼。
⑧ 煤层气形成与分布
一、煤层气的涵义及其边界
煤层气是一种非常规天然气藏，具有与常规天然气藏迥然不同的特征，直接将天然气藏的概念应用于煤层气显然不妥。根据煤层气的具体特征，结合前人的定义，本书将煤层气定义为“受相似地质因素控制，含有一定资源规模，以吸附状态为主的煤层气，具有相对独立流体系统的煤岩体”。由于煤层气与其他非常规气藏一样，大面积连续分布，因此它也是连续性气藏的一种。
通过对国内、外典型煤层气的系统解剖，将煤层气边界系统归纳为五类:水动力边界，风氧化带边界，断层边界，物性边界，岩性边界。
水动力边界:以吸附态为主的煤层气大部分通过地下水静水压力作用得以赋存，同时地下水的补给、运移、滞留、排泄控制了煤层气聚集的基本单元。因此，地下水动力条件是煤层气富集成藏的决定性因素之一。水动力边界可细分为地下水分水岭和水动力封堵两种类型。地下水分水岭的存在使其两侧的煤层气处于不同的流体流动单元，分属不同煤层气。这类边界在美国Utah州的中东部和中国的沁水盆地南部存在。地下水分水岭的形成受构造控制，一般为背斜的轴部。水动力封堵边界是最常见的煤层气边界，几乎所有的煤层气都存在。以地下水沿煤层露头补给、向深部运移、形成一定高度的地下水水位、促使煤层气在滞留区富集为主要表现形式。水动力封堵的机理为:要使储层内保存一定量的煤层气，就必须具备一定的储层压力，即地下水静水位面(对应于储层压力)具有一定的高程。可见，水动力边界是一个间接反映含气量的边界，也是一个随地下水位变化的动态边界。
风氧化带边界:是一个取决于煤层气组分组成的边界，由于地下水水位下降，煤层气沿露头散失和空气混入使得煤层气组分组成发生变化，甲烷含量降低，二氧化碳、氮气含量增加。一般将甲烷浓度80%作为风氧化带底界，如沁水盆地南部风氧化带边界以上甲烷浓度急剧下降(图4-19)。因此，从某种程度上说风氧化带是一种人为划定的边界。
图4-19 沁水盆地南部风氧化带边界的确定
断层边界:断层作为重要的煤层气侧向边界可区分为封闭性断层和开放性断层。封闭性断层的封闭机制是断层带岩体的排替压力必须大于储层压力，有4种作用方式:泥岩涂抹作用加强了断层的封闭性，断层两侧岩性配置因断层的落差和与煤储层对接的岩层排替压力而不同，强烈的颗粒碎裂作用和成岩胶结作用是造成断层封闭的基础。开放性断层的封闭性取决于断层带静水压力的大小，富水性强、静水压力高有利于煤层气保存，否则将引起煤层气散失，这与水动力封堵边界的作用机理相同。
物性边界:当煤体在构造应力作用下破坏为糜棱煤、物性变差、排驱压力显著增大时，对煤层气的扩散运移将起到阻止作用。同时糜棱煤本身含气量高、储层压力高，阻止了邻近煤体煤层气的浓度扩散运移散失。这类边界往往与断层边界共生，沿断层带分布，对于提高开放性断层的封闭性具有重要意义。不同性质的断层、断层的上下盘都会产生不同宽度与不同破坏程度的煤体。随着煤层气开发和煤炭开采的实践，此类边界越来越受到人们的重视。
岩性边界:岩性边界是指位于煤层尖灭带的边界，这类边界可以分为两种情形:一是位于煤层尖灭带的岩性具有较大的渗透率，排驱压力低，如砂岩、裂隙孔隙发育的灰岩等，煤层气将难以在煤层内聚集，易逸散，不利于保存;二是位于煤层尖灭带的岩性具有较低的渗透率，如泥岩、粉砂岩等，该岩性边界具有较高的排驱压力，有利于煤层气的保存。
二、煤层气地球化学特征
煤层气地球化学分析数据主要来自煤岩解吸气、瓦斯抽放气及井口排采气等样品，前两者数据的分布范围较宽。张新民等(2002)统计了我国不同地质时代和各种煤级的358个井田(矿)煤层气组分6000余组数据，结果显示，煤层气组分构成以CH4为主，其含量变化范围为66.55%～99.98%，一般为85%～93%;CO2含量为0～35.58%，一般＜2%;N2的含量变化很大，但一般＜10%;重烃气含量随煤级不同而变化。Scott等(1993，1994)对美国煤层气井的795个气样的分析结果表明，煤层气的组分及其平均含量为:CH4占93.2%，C2+(重烃)占1.6%，CO2占4.4%，N2占0.8%。从前人统计数据看，井口排采的煤层气无论是热成因气(如黑勇士盆地、沁水盆地等)，还是生物成因气(如粉河、阜新盆地等)，煤层气的组分差别不是很大，主要为甲烷(平均值为97%～99.75%)，重烃气及非烃气含量均很低(一般小于2%，多小于1%)(表4-5)。相对于常规天然气而言，煤层气组分较一致，无论源岩的成熟度是未成熟还是过成熟，煤层气的组分均显示干气的特征，来源于煤系的常规天然气组分往往受到源岩的成熟度影响，随着成熟度增大，甲烷含量升高，重烃气含量降低，过成熟的晚阶段气富集甲烷。如高过成熟煤系生成的克拉2气田甲烷含量达96.58%，C3以后的烷烃组分基本检测不到，而成熟-高成熟阶段生成的牙哈凝析气田天然气组分甲烷含量均值只有82.32%，C2-5含量达11.61%。
碳同位素组成上煤层气与常规天然气有着明显的差别(陶明信，2005)。目前由于煤层气主要成分为甲烷，C2+组分较少，统计中数据较少。热成因的常规煤成气与煤层气碳同位素最大的差别是成熟度相近源岩的煤层气甲烷碳同位素明显偏轻，例如沁水盆地南部二叠系3#煤层的Ro最高可达3.5%以上，库车侏罗系煤系源岩Ro小于2%，但库车克拉2晚期阶段聚集的天然气甲烷碳同位素为-27.3，明显重于沁水盆地南部过成熟的煤层气甲烷碳同位素值(-31.95)，这种现象也存在于其他盆地，是一种普遍的现象。
表4-5 我国典型煤成气与国内外煤层气组分及碳同位素对比
引起煤层气与常规天然气碳同位素差异性的原因不同。常规天然气甲烷碳同位素主要受到母质和源岩热演化程度Ro的影响，煤成气和油型气δ13C1-Ro演化线不同(图4-20)。煤层气甲烷碳同位素受到生烃作用与后期改造作用的影响，前者与常规天然气相似，主要为煤岩热成熟度的影响，后者主要因素包括解吸作用、生物作用、水动力作用。常规天然气主要为游离气，煤层气为吸附气，后期吸附解吸过程中会造成组分和同位素的变化。常规天然气除典型生物气外，我国已发现的大、中型煤成气藏受到生物降解的影响较小，而目前工业开采利用的煤层气一般埋深小于2000m，生物降解作用使得源岩成熟度相近的煤层气较常规煤成气的甲烷碳同位素偏轻(Scott，1993;Ayers，2002)。煤层气受水动力条件影响较大，其作用机制为甲烷通过水溶作用而改变同位素的组成。
图4-20 我国煤层气、煤成气和油型气δ13C1-Ro关系图
三、煤层气形成演化过程
根据中国含煤盆地构造演化特征分析，除变质程度较低的含煤盆地外，绝大多数盆地都经历了沉降和回返抬升演化阶段，煤层经历了埋藏-抬升的构造演化过程，有的盆地甚至经历了多次的旋回。而煤层的埋藏-抬升构造演化过程决定了煤层气的成藏演化过程。
图4-21是煤层气演化与相应的主要成藏机制示意图。随着煤层的埋藏和抬升，煤层气形成过程主要经历了煤层气的生成和吸附阶段、煤层的吸附能力增加阶段和煤层气的解吸-扩散和保存阶段，其中煤层气的生成和吸附阶段包括由于煤层埋藏而造就的煤层气生成-吸附阶段和由于异常热事件而造就的煤层气生成-吸附阶段;煤层气的解吸-扩散和保存阶段中主要包括盖层扩散机制和地下水溶解机制。在各种机制作用下得以保存的煤层气形成现今煤层气。
现今煤层气的富集程度是聚煤盆地回返抬升和后期演化对煤层气保持和破坏的综合叠加结果。在煤层抬升回返过程中上覆地层厚度变化影响下的温度、压力的变化控制了煤层含气量的变化，因此地质历史时期中煤层上覆地层最小厚度决定了现今煤层的含气量。
根据上述煤层气成藏历史恢复，结合煤层气成藏物理模拟实验，归纳出中、高煤阶煤层气成藏的3种地质模式和低煤阶有利成藏模式。
有利富集模式(Ⅰ):煤层区域回返抬升至风化带之下，再沉降但未超过抬升前的深度，煤层含气量取决于地质历史时期上覆地层的最小厚度，厚度越大含气量越高，含气饱和度高于较有利富集模式。
较有利富集模式(Ⅱ):煤层在区域回返抬升后再发生沉降，再沉降超过抬升前的深度，煤层含气量取决于地质历史时期上覆地层的最小厚度，在没有外来气源补给的条件下，饱和度取决于再沉降的地层厚度，再沉降地层的厚度越大饱和度越低。
不利富集模式(Ⅲ):煤层在区域回返抬升后仍持续抬升至风化带内，使煤层中含气量和饱和度都很低，一般达不到煤层成藏的含气量。
低煤阶有利成藏模式(Ⅳ):与高煤阶相比，低煤阶煤层气成藏过程简单，沉降生烃之后的抬升回返幅度小;一般不存在二次生烃，即使存在岩浆侵入造成煤的接触变质，其影响范围也是局部的;地下水径流带是次生生物气生成的有利场所，为低煤阶煤层气提供了持续的气源补给，在此生成的煤层气可原地保存(粉河盆地)，也可在地下水作用下运移至滞流区富集(阜新盆地);往往以巨厚的煤层或煤组出现，形成高资源丰度，进而抵消煤层气含气量低的缺陷。
图4-21 煤层气演化与相应的主要成藏机制示意
四、煤层气分布规律
通过对国内、外中高煤阶含煤盆地的研究可以看出，在大的区域背景下具有向斜构造富集煤层气的规律，这一现象比较普遍，如美国圣胡安盆地在煤田或二级构造带也具有这种规律。无论是否受煤阶的影响，在向斜的核部，煤层含气量都较高，呈现盆地边缘往盆地中心含气量增加的特征(图4-22)。我国沁水盆地也具有向斜富气的规律，该盆地剖面形态上为一个完整的复式向斜盆地，向斜部位含气量明显高于两翼，明显存在向斜富气的规律。如沁水盆地复向斜南部地层宽阔平缓，地层倾角平均只有4°左右，区内低缓、平行褶皱普遍发育，展布方向以北北东向和近南北向为主，呈典型的长轴线型褶皱。晋城地区煤层气分布普遍是背斜轴部含气量低，含气量为5～15m3/t，特别是潘庄矿西部的马村背斜表现得更加明显，而向斜轴部和翼部煤层含气量高，含气量均高于15m3/t(图4-23)。
由以上分析可见，向斜富气规律不仅存在，同时机理上也支持。可以说是构造演化、水动力条件以及封闭条件综合作用的结果，而这三大地质条件正是煤层气富集的重要因素。煤层气向斜富集模式可以用图4-24进行描述，在一个区域向斜构造背景下，往向斜轴部方向，由于大气渗入水沿着边缘露头向轴部低水势方向汇聚，形成向斜区汇水区，矿化度高，在边沿隆起区可形成侧向水封堵，形成良好的保存条件环境;向斜轴部比边缘部分煤层上覆地层厚度大，煤层维持更高的地层压力，煤层气吸附量大;从构造的角度看，向斜轴部是地层沉降幅度大的区域，由于沉降深埋，煤层可以进行充分的热演化，并有助于生气，同时轴部构造活动稳定，断裂、裂缝不发育和盖层稳定均有利于煤层气的富集。因此，在向斜构造中，一般具有轴部高含气量，往边缘隆起含气量降低直至风氧化带分布的特点。
图4-22 美国圣胡安盆地Fruitland组煤层含气量等值线(m3/t)图
图4-23 沁水盆地晋城地区地质构造形态与3号煤含气量关系
图4-24 向斜构造煤层气富集模式
⑨ 复式投注，是叫什么来着
人生的意志和劳动将创造奇迹般的奇迹。涅克拉索夫
人生最美的东西之一就是母爱，这是无私的爱，道德与之相形见绌。武者小路实笃
⑩ 衍生矿源岩系——预富集期（初成矿期）
金成矿预富集期是继原始矿源岩系形成后金成矿元素再次的活化、迁移、富集时期，是金成矿过程的中介媒体。对胶东能成为金矿集区起着重要的承前启后的作用。
其是在古元古代陆壳发展阶段后期并进入陆—陆碰撞造山阶段（800～543Ma），地壳已克拉通化，扬子板块与华北板块碰撞造山等重大事件发生后的构造背景下形成和发展的，其间内陆裂谷的开合，碰撞造山活动，幔源、壳幔型岩浆侵入活动及中、中浅构造相的韧性剪切构造、变质作用等均十分强烈而频繁。一系列构造—岩浆事件的发生，特别是扬子板块向华北板块深部的俯冲作用下，地壳升温，幔源花岗岩浆在侵位的过程中将弥漫于TTG岩系（即原始矿源岩系）的金质活化、迁移并融于新的岩浆系统中的有利部位浓集而形成的衍生矿源岩系—新元古代震旦期玲珑超单元的二长花岗岩类。
（一）古元古代吕梁期—新元古代晋宁期（2500～800Ma）的表壳岩和变质变形侵入岩
该时期是衍生矿源岩系形成前的地质史实，期间的变质岩系是元古代构造层的变质基底，其包括了变质表壳岩和变质变形侵入岩类，这些岩类与衍生矿源岩系的形成有否内在的相关性，借此作简要交代。
1.古元古代变质地层——荆山群、粉子山群
古元古代吕梁期（2500～1800Ma）陆壳发展阶段的产物，在东西向拉张环境下的内陆裂陷槽的海相沉积，粉子山群出露于胶东地区之北，而荆山群居南，呈近东西向断续环绕太古代变质基底岩系边缘展布。二者岩石组合颇为相似，是一套由高铝片岩、长英质（或富碳）变粒岩、透闪透辉岩和大理岩为主体，偶夹斜长角闪岩等岩性组成的岩石组合。变质程度达高角闪岩相，局部麻粒岩相。其平均化学成分见表4-1。原岩系一套高铝、富碳的粘土质、砂质碎屑—碳酸盐岩偶夹中基性火山碎屑岩的类复理石—碳酸盐岩建造，属陆缘碎屑岩—碳酸盐沉积。稀土元素表现为轻稀土富集、铕略具亏损型，金丰度值较低，分别为1.36×10-9和1.75×10-9（表4-2），宏观上和金矿分布疏远，凡成型的矿床（点）多与该二群远离而无缘，仅在玲珑超单元的外接触带的该群内偶见之。以上信息反馈：古元古代表壳岩物质不能构成矿源岩系。
2.古元古代吕梁期变质变形侵入岩——莱州超单元、双顶超单元
莱州超单元的岩体大部分是从原划胶东岩群、荆山群和粉子山中剔出的具侵位关系的超基性—基性—中酸性的岩类，散布于栖霞超单元T TG岩系组成的片麻岩穹隆的边缘带和玲珑超单元的边部，单体规模均较小，总出露面积50km2。其中西水夼单元（斜长角闪岩）分布最广，其踪迹遍布太古宙—古元古代变质基底。岩石灰黑、黑绿、黄绿色，具片麻状，条带状构造。其化学成分及主要参数值见表2-4，表中反映其为太平洋型极强—强钙性—钙碱性岩系，为幔源超基性岩浆直接结晶和幔源玄武岩浆及壳幔型花岗岩浆结晶分异的“I”型花岗岩类。其岩体虽未见与金矿分布的关系，然从岩浆来源和分布特征，结合金元素的特性推断，其应从地幔中携带较高的金质散于地壳内，从其较高的金丰度值2.58×10-9（表4-2）亦可例证，其应归于原始矿源岩系的增补成员。
双顶超单元出露于太古宙变质基底岩系周围及玲珑超单元之内（捕虏体性质），规模较大，较集中，总面积180km2。其是一套由花岗闪长岩向二长花岗岩演化的酸性岩类，变质程度达高角闪岩相的灰色片麻岩系。从表2-4中显示为壳幔型花岗岩浆同熔交代壳源物质，沿东西向张性构造带底劈就位的“S”型花岗岩类。在郭家岭超单元外接触带偶见有金矿分布。从其岩浆特点及成岩过程，可能活化、运移了TTG岩系的金质熔于其内。尽管如此，它显然不能构成矿源岩系。
综上可见：古元古代变质基底岩系，除莱州超单元能成为原始矿源岩系的增补物质外，余者荆山群、粉子山群及双顶超单元均不能构成原始矿源岩系，但其具有的硅质、碱质、碳酸盐物质，变质热液等为金活化、运移、积淀提供有利的物理化学条件。
中元古代四堡期（1800～1400Ma），新元古代晋宁期（1400～800Ma）南华期（800～680Ma）变质变形侵入岩—海阳所超单元、荣成超单元、铁山超单元
系吕梁运动之后，地壳进入陆—陆碰撞造山阶段时期，扬子与华北两大板块对接敛合的前夕和高潮及后期的碰撞造山运动环境下形成的。均分布于秦岭—大别—苏鲁造山带东延部分的胶东东部沿海一线。此时的华北板块部处相对稳定的隆升阶段。海阳所超单元规模甚小，北东东向散布，属内陆裂谷型的超镁铁质—铁镁质的超基性—基性侵入岩，其化学成分及参数值见表2-4，属深部幔源超基性岩浆直接结晶和幔源玄武岩浆分异的“I”型花岗岩类，区域上未见与金矿分布关系。荣成超单元，规模大，多呈复式岩体，是同碰撞造山期的侵入岩类，系由花岗闪长岩—二长花岗岩系列岩石组合，经历低角闪岩相—高绿片岩相变质作用形成的灰色片麻岩系。其岩石化学平均值及主要参数值表（表2-5）显示：系大陆环境的壳幔花岗岩浆交代重熔壳源物质而结晶分异的“I”型花岗岩类。铁山超单元规模较小，多呈单体岩株状，是造山期后的偏碱性花岗岩类，亦是大陆环境下的壳幔花岗岩浆交代重熔壳源物质的“I”型花岗岩类。三者均被逆掩推覆韧性剪切带叠加改造。在其分布范围内仅在个别断裂脆性通过处有金矿点出露外，绝大部分无金矿化现象。
其三者处于板块碰撞造山带上，主期是在向下俯冲的压性环境。海阳所超单元虽有携带金元素条件，终因规模小，又处高压榴辉岩相的变质作用制约下，遭压抑使金元素难活化；荣成超单元、铁山超单元等是同构造期和构造期稍后的侵入岩类，由于处挤压俯冲阶段，岩浆流体活动较弱，更不适宜上升流体的活动，其所重熔交代的壳源物质多系荆山群地层，未见太古代克拉通化变质基底提供的原始矿源岩系，故不可能形成金矿。
（二）衍生矿源岩系的主体——新元古代震旦期玲珑超单元的特征及致矿性
众所周知，胶东地区是我国重要黄金产地，数以百计的大中型金矿（88%以上的金矿）产于玲珑复式岩体内及与之毗邻的太古宙变质岩系围岩中（徐金芳1989）和与燕山早期郭家岭超单元的接触带上。玲珑复式岩体是一个由结构、构造演化为主的二长花岗岩的岩浆序列。共划分11个单元，归并于两个亚超单元，其在金成矿过程中的作用与各单元在侵位过程中的热事件及定位机制密切相关。
1.玲珑超单元的致矿因素
（1）玲珑超单元是胶东地区侵入岩最重要的组成。其是在两大板块碰撞造山之后，板块继续向下俯冲至较深部位时的一次规模宏大的岩浆侵入活动，其包括西部玲珑和东部㟙山－昆嵛山两大复式岩体，出露总面积达3733km2。玲珑复式岩体呈北北东向面状展布，各单元在其内部是近东西向分布，㟙山－昆嵛山复式岩体亦呈北北东向展布，而各单元呈近东西向半环状分布，在两大复式岩体相连接的近东西向分布的栖霞超单元出露区断续有毕郭、杨础东和五叶山等地亦有其岩体分布，在重力延拓图上证实了其深部有该超单元岩体连接两复式岩体。自西向东构成了北北东—东西—北北东向的“H”型的以珑玲超单元和郭家岭超单元为主体的岩浆侵入岩带。胶东金矿集中区处于这个“H”型的花岗岩带上，显示该超单元与金矿的相关性和受北北东向和东西向构造的双重制约性。
（2）组成玲珑超单元的各单元是同源岩浆演化，多次脉动或涌动侵位而形成的复式岩体。其大致由弱片麻状细粒二长花岗岩（云山、九曲、罗山等单元）→微弱片麻状中细粒二长花岗岩（方沟山、崔召单元）→块状中粗粒二长花岗岩（郭家店单元）→伟晶不等粒花岗岩（笔架山单元）依次侵入就位的。早中期弱片麻状二长花岗岩为强力底辟膨胀式机制定位；而中后期的块状中粗粒二长花岗岩是被动的顶蚀机制而就位；伟晶不等粒花岗岩则是该超单元岩浆期后的岩体具岩墙扩张定位特点。正是郭家店中粗粒二长花岗岩单元的南陡北缓的顶蚀定位机制，形成了以郭家店单元分布范围的复式岩体中心（岩体深度7.5km），向北以缓角度超覆侵位于太古宙TTG岩系之上（北部岩体厚仅2km）向南呈高角度，东部呈断层与TTG岩系或古元古代荆山群地层接触，在布格重力异常图上（图4-30）可佐证之。北部正是该超单元早期定位的弱片麻状二长花岗岩广布辖区。岩体的围岩和其内大量残留包体，均是太古宙栖霞超单元TTG岩系的英云闪长岩类及其呈包体残留的斜长角闪岩（变辉长岩）。而这一带正是金矿集中分布地段，这种巧合与金成矿物质由高能部位（岩浆侵入定位中心向低能带岩体边缘之浅部位——先定位具空隙度的单元）迁移、聚集成矿不谋而合。旧店—大庄子一线之南，从中心到边缘岩体厚度未减，与围岩呈高角度接触，热流质被阻，金质不易向南迁移聚集，加之南部围岩是非原始矿源岩系的荆山群地层，故南部金矿（化）点甚泛；昆嵛山复式岩体为热氢气球膨胀式定位机制，其定位中心亦是郭家店单元，金矿集中分布于其西和西南部的片麻状细粒二长花岗岩内（九曲、崔召单元），亦显示由高能向低能迁移的规律，该地区的珑玲超单元岩体内，除在莱山一带有太古宙栖霞超单元TTG岩系列，其余为古元古代荆山群地层，它们均呈包体赋存其内，从金矿分布看与荆山群关系疏远。与TTG岩系相关者亦稀少，在玲珑超单元北北东向的脆性断裂带上的金矿围岩中见有斜长角闪岩、片麻岩残留体。由于其处于碰撞造山带前缘，推断其下应有TTG岩系的残留体。与此同时，震旦晚期构造运动渐强。在先定位单元岩体的某些部位产生了浅构造相北东—北北东向，个别北西向韧性剪切带，这些韧剪带所形成的高孔隙度的构造脆弱带是金成矿物质运移的通道和聚集场所。
（3）从玲珑超单元各单元岩石化学平均值及主要参数值一览表上（表2-3）看出：该超单元为SiO2含量较高的富钾酸性二长花岗岩，为太平洋型钙碱性岩系。K/Na比值从早到晚跳跃性降低，早中期为内生源改造系列的多次原地交代再生岩浆，中后期为重熔（同熔）型花岗岩浆；FeO/MgO分子比值属花岗岩浆重熔交代壳源物质产物；δEu值：初期（敦北山、云山单元）0.56～0.55，属壳幔型，早期（九曲、罗山、方沟山、崔召等单元）为0.80～0.94均大于0.7为幔源型，中后期（郭家店等单元）为0.3～0.7，壳幔型，晚期笔架山单元δEu0.23为壳源型。从而显示该超单元初期为壳幔型花岗岩浆，随板块俯冲下切转换为幔源花岗岩浆，中后期岩浆房上移而又变为壳幔型和晚期的壳源型花岗岩浆。岩浆源无论出自何处，各阶段的花岗岩浆在原地和上涌侵位过程中交代重熔已克拉通化的壳源物质形成新的含金颇丰的重熔型岩浆，结晶分异定位的“I”与“S”型过渡类型的花岗岩（A/NKC分子比1.02～1.18），中后期为“I”型花岗岩。在（1.5～3.6）×108Pa的低压环境下，形成温度自早到晚渐次增高：云山单元636℃、崔召单元655℃、罗山和九曲单元680℃、郭家店单元700℃以上。玲珑超单元的物理、化学条件反映：其不但提供了把原始矿源岩系（TTG岩系）内的金活化、焠取出来被热液运移的条件，同时又将地幔内的金等成矿元素熔入花岗岩浆内在侵位上涌时，与壳源物质强烈重熔作用，使大量的金流质转入新的重熔岩浆流体内，从而造成了金的显著富集，该类重熔流体完全可以形成现今的招掖金矿集中分布区。
2.衍生矿源岩系的形成、演化
从上述致矿因素分析：由于扬子板块向华北板块深部持续俯冲挤压之后的减压拉伸作用波及处于隆升的华北板块边缘的胶东地区，在东西向挤压应力与南北向引张应力的双重体制的控制下，区域增温达到高潮，先期的壳幔和幔源携带金成矿物质的花岗岩浆，沿南北向引张部位上涌侵位，与含金颇丰的已克拉通化的太古宙TTG岩系（原始矿源岩系）的下地壳交代、重熔和壳幔物质的强烈置换，在低压、高温条件将TTG岩系中的金活化，焠取出来熔入于自身携带的金成矿流体中，形成了金显著富集的重熔型岩浆。富金重熔型岩浆流体再次与上地壳的表壳岩（荆山群、粉子山群）及侵入岩类发生重熔作用，热流作用致使其内的硅质、碱质、碳酸盐等成矿过程中必需的物质补充于向上运移的岩浆流体内。这类充满富金和成矿物质活力的岩浆流体，沿东西向压性空间强力底劈就位，中后期郭家店单元壳幔型高温花岗岩浆再次交代重熔壳源物质和活化残存的金质，形成强热流质的同熔“I”型花岗岩浆，在南陡北缓的顶蚀定位机制前提下，岩浆分异作用驱使其间的含金流体汇融，沿韧性剪切构造提供的绿色通道流动运移，随伟晶不等粒花岗岩这一低熔组分单元的侵位，促使金流体迅速地在北部复式岩体的边缘或其他地段，高密度的弥漫于半塑状态，渗透性强的片麻状细粒二长花岗岩内及被韧性剪切带叠加部位和与太古宙栖霞超单元的接触带等部位贮存之。昆嵛山复式岩体亦同样具从中心向边缘迁移的特性，只是迁移方向不是向北，而是向西和西南而已。这就是金矿预富集期的衍生矿源岩系的形成过程。