胶莱盆地区域地球物理场特征及构造单元划分
胶莱盆地东北缘地区成矿元素地球化学特征及成矿潜力分析
图 １ 研究区大地构造位置简图（Ａ）及区域地质图（Ｂ）
２ 成矿元素地球化学特征及地质意义
２．１ 单元素 在研究区开展了 １∶１００００岩石地球化学剖面测
１ 区域地质背景
研究区大地构造位置上横跨华北板块与苏鲁碰撞 造山带（见图 １－Ａ），三叠纪晚期经历了扬子板块与华 北板块碰撞造山作用叠加太平洋板块俯冲碰撞［２］，白
垩纪胶莱盆地开始拉张成盆至古新世消亡。三叠纪晚 期至晚白垩世末区内壳幔作用剧烈，构造岩浆活动频 繁，为金及多金属矿床的形成提供了优越条件。
研究区出露地层主要为古元古界荆山群斜长透 辉岩、黑云斜长片麻岩、变粒岩、大理岩、含石墨大理 岩、长石石英岩等；中生界莱阳群粉砂岩、砂岩、含砾 砂岩，为一套陆源冲洪积相碎屑岩沉积；中生界青山 群为一套基性—中基性安山岩、酸性流纹质角砾岩等 火山岩地 层，分 布 于 ４－４′剖 面 西 北 段 盆 地 内 （见 图 １－Ｂ）。
区域构造主要分为韧性剪切带和脆性断裂 ２种， 韧性剪切带主要为南果子—蓬家夼 ＮＷ 向韧性剪切 带、宋家沟—南地口 ＮＥ向韧性剪切带；ＮＥ向脆性断 裂主要为桃村断裂、郭城断裂、崖子断裂、育黎断裂， 蓬家夼断裂呈近 ＥＷ 向展布。
收稿日期：２０１８－０３－１９；修回日期：２０１８－０６－２０ 基金项目：山东省 自 然 科 学 基 金 项 目 （ＺＲ２０１６ＤＭ０１）；山 东 省 泰 山 学 者 建 设 工 程 专 项 经 费 项 目 （ｔｓ２０１５１１０７６）；山 东 省 重 点 研 发 计 划 项 目
研究区侵入岩分布广泛，新太古代、中元古代、新 元古代和中生代均有发育。其中，中生代主要出露燕 山早期弱片麻状含石榴二长花岗岩，燕山晚期斑状中 粒角闪二长 花 岗 岩 （与 铜 钼 铅 锌 银 金 多 金 属 矿 化 关 系密切）、石英闪长玢岩、含斑细粒正长花岗岩、中— 细粒正长 花 岗 岩。 此 外，区 内 脉 岩 发 育 有 闪 长 玢 岩 脉、煌斑岩脉、辉绿玢岩脉、二长斑岩脉、花岗斑岩脉、 伟晶岩脉、石英脉、重晶石脉等，与 ＮＥ向断裂带平行 展布。其中，石英脉、重晶石脉局部为金矿体。
胶莱盆地白垩系林寺山组砾岩沉积特征及盆地演化意义
文章编号：１０００⁃０５５０（２０１６）０１⁃００１５⁃１８ｄｏｉ：１０．１４０２７／ｊ．ｃｎｋｉ．ｃｊｘｂ．２０１６．０１．００２收稿日期：２０１５⁃０１⁃１２；收修改稿日期：２０１５⁃０４⁃１０基金项目：国家自然基金项目（４１２７２０２１，４１３７２１０９，９０９１４００３）；中国地质调查局项目（１２１２０１１０８５４７７，１２１２０１１４０６４３０１）［Ｆｏｕｎｄａｔｉｏｎ：ＣｈｉｎａＮａｔｕｒａｌＳｃｉｅｎｃｅＦｏｕｎｄａｔｉｏｎ，ＮＯ．４１２７２０２１，４１３７２１０９，９０９１４００３；ＣｈｉｎａＧｅｏｌｏｇｉｃａｌＳｕｒｖｅｙＰｒｏｊｅｃｔ，ＮＯ．１２１２０１１０８５４７７，１２１２０１１４０６４３０１］胶莱盆地白垩系林寺山组砾岩沉积特征及盆地演化意义章㊀朋１，２㊀旷红伟１㊀柳永清１㊀彭㊀楠１㊀许㊀欢１㊀汪明伟３㊀安㊀伟１㊀王能盛１（１．中国地质科学院地质研究所㊀北京㊀１０００３７；２．中国地质大学（北京）地球科学与资源学院㊀北京㊀１０００８３；３．中国海洋石油总公司湛江分公司㊀广东湛江㊀５２４０５７）摘㊀要㊀胶莱盆地下白垩统莱阳群底部林寺山组主要由砾岩组成㊂通过对盆地及周缘１８个地点林寺山组砾岩系统的调查，从砾岩组分㊁砾径和长轴排列方向的统计分析出发，研究该砾岩沉积相类型㊁盆地物源区㊁古水流及林寺山组上覆地层中砂岩碎屑锆石Ｕ⁃Ｐｂ年龄谱特点，并进一步讨论了盆地演化的意义㊂研究表明，林寺山组底部砾岩以冲积扇相为主，但不同地点亚㊁微相类型又有差异㊂原型胶莱盆地由莱阳㊁海阳 即墨和诸城 五莲３个独立盆地组成，被６个隆起区所分隔㊂莱阳盆地的物源主要来自胶北隆起和苏鲁造山带北部；海阳 即墨盆地以苏鲁造山带北部隆起区㊁即墨 牟平隆起㊁胶南隆起为主物源区；诸城 五莲盆地以胶南隆起和马山 李党家低隆起为主要物源区㊂林寺山组砾岩的出现标志着苏鲁造山带大规模塌陷和胶莱盆地的形成㊂关键词㊀胶莱盆地㊀白垩系㊀林寺山组㊀砾岩㊀沉积特征㊀盆地演化第一作者㊀章㊀朋㊀男㊀１９８８年出生㊀硕士研究生㊀沉积地质与盆地分析研究㊀Ｅ⁃ｍａｉｌ：ｚｈａｎｇｐ０９２７＠１２６．ｃｏｍ通讯作者㊀旷红伟㊀女㊀教授㊀Ｅ⁃ｍａｉｌ：ｋｕａｎｇｈｗ＠１２６．ｃｏｍ中图分类号㊀Ｐ５３４．５３㊀文献标识码㊀Ａ０㊀引言胶莱盆地恰处于华北克拉通东缘，东南缘通过苏鲁造山带与华南板块相接㊂胶莱盆地早白垩世莱阳群底部普遍发育一套底砾岩，命名为 林寺山组 砾岩㊂该砾岩在分析莱阳盆地形成演化历史中具特殊意义［１⁃２］，其出现与造山带的活动密切相关，记录着造山带塌陷成盆的启动时限，以往未有专门的类似研究，而对于胶莱盆地的研究多局限于地层划分对比㊁沉积序列以及火山岩年代学研究，在一系列问题上仍存有争议㊂（１）盆地原型的性质及形成机制㊂①胶莱盆地受到古太平洋板块ＮＷ向俯冲的影响，导致郯庐断裂发生大规模左旋活动㊁五莲 青岛断裂发生右旋活动而形成走滑 拉分盆地［３⁃５］，或者由盆地以某断裂系的单一右旋或左旋走滑运动控制形成走滑 拉分盆地［６⁃１１］；②胶莱盆地是在苏鲁造山作用后期，由一系列正断层控制而形成的断陷盆地［１２⁃１７］；③胶莱该盆地是由于太平洋板块对欧亚板块的ＮＮＷ向俯冲而形成的挠曲盆地［１８］㊂（２）原型盆地恢复不一致，盆地原始构造单元划分㊁沉积范围㊁沉积 沉降中心分布㊁物源区等方面存有较大争议［１４，１７，１９⁃２８］㊂（３）控盆断裂认识不一致，包括沂沭断裂带㊁即墨 牟平断裂带㊁百尺河断裂㊁青岛 五莲断裂㊁五龙村断裂［１０，１３，１８，２９⁃３０］㊂（４）以往对苏鲁造山代的研究多集中于构造地质学㊁高压／超高压变质岩岩石学变等方面［３１⁃３８］，未能运用盆山耦合理论，通过胶莱盆地的沉积构造响应信息，反演出苏鲁造山构造演化历程㊂本文在前人研究的基础上，通过对胶莱盆地林寺山组砾岩１８个不同地点的详细调查，从砾岩组分㊁砾径和长轴排列方向的统计分析出发，研究该砾岩沉积相类型㊁砾石成分㊁古水流及林寺山组上覆地层中砂岩碎屑锆石Ｕ⁃Ｐｂ年龄谱特点，并进一步讨论了盆地演化的意义㊂研究成果揭示了胶莱盆地林寺山组砾岩源区㊁搬运过程和沉积环境，恢复了胶莱盆地形成初期的古水流系统，重建初期各盆地展布格局，最后讨论了莱阳盆地的形成机制及其对苏鲁造山带演化理解和启示㊂㊀第３４卷㊀第１期２０１６年２月沉积学报ＡＣＴＡＳＥＤＩＭＥＮＴＯＬＯＧＩＣＡＳＩＮＩＣＡＶｏｌ．３４㊀Ｎｏ １Ｆｅｂ．２０１６１㊀地质概况山东省位于华北克拉通中东部，沂水断裂带将其分隔为东西两部分，胶莱盆地发育于沂沭断裂带东侧（图１），总体走向为ＮＥ ＳＷ向，南北夹于胶南隆起和胶北隆起之间，东部伸入黄海，以千里岩断裂为界，中部即墨 牟平断裂将盆地分为东西两部分，面积约１．２ˑ１０４ｋｍ２㊂原型盆地后期经历了热力改造㊁叠合埋深改造㊁构造变形改造和隆升剥蚀改造等，而形成典型白垩纪复合改造型盆地［４，２９，３９⁃４０］㊂胶莱盆地基底岩系为太古界胶东群㊁下元古界荆山群㊁粉子山群和上元古界蓬莱群，与上覆白垩系下统林寺山组砾岩多呈角度不整合接触或断层接触［４，１９］㊂白垩系地层主要为一套陆相碎屑岩 火山岩沉积，从下往上依次为下白垩统莱阳群㊁青山群和上白垩统王氏群㊂莱阳群为河湖相沉积，青山群为中 酸性火山岩㊁火山碎屑岩夹沉积岩，王氏群以紫红色㊁红色碎屑岩为主的河湖相沉积㊂莱阳群由下向上划分为六个组，依次为瓦屋夼组㊁林寺山组㊁止凤庄组㊁水南组㊁龙旺庄组和曲格庄组［４］㊂瓦屋夼组为灰绿㊁灰黄色页岩㊁粉砂岩夹含细砾砂岩㊁砂砾岩沉积，含有大量叶肢介及植物化石［１４］，野外调查发现，瓦屋夼组横向上与林寺山组应为相变关系㊂林寺山组主要为紫红色㊁浅紫红色㊁褐灰色粗 巨砾岩至细砾岩，夹紫红色或灰绿色砂岩，化石少见㊂止凤庄组下部为辫状河相沉积，主要为紫红色中砾岩㊁砂砾岩㊁粗砂岩，与林寺山组整合接触或相变接触，上部为三角洲相沉积，主要为紫红色㊁灰黄色细 粉砂岩砂岩，局部夹中 粗砂岩㊂水南组为湖泊相沉积，主要为灰绿色㊁灰黑色薄层状粉砂岩质页岩㊁粉砂岩和细砂岩沉积㊂龙旺庄组为灰紫色㊁灰绿色中细砂岩㊁粉砂岩㊁泥岩，夹含砾细砂岩㊂曲格庄组图１㊀胶莱盆地地质简图及莱阳群地层柱状简图Ａ．黄崖底；Ｂ．山角；Ｃ．郭城镇；Ｄ．朱吴镇；Ｅ．海阳桃源；Ｆ．皇华镇；Ｇ．许孟镇；Ｈ．五莲；Ｉ．桑园镇；Ｊ．柳黄沟；Ｋ．郝戈庄；Ｆ１．青岛 五莲断裂；Ｆ２．即墨 牟平断裂带；Ｆ３．千里岩断裂㊂Ｆｉｇ．１㊀ＳｋｅｔｃｈｇｅｏｌｏｇｉｃａｌｍａｐｏｆＪｉａｏｌａｉＢａｓｉｎａｎｄｃｏｌｕｍｎａｒｓｅｃｔｉｏｎｏｆｔｈｅＬａｉｙａｎｇＧｒｕｏｐ６１㊀沉㊀积㊀学㊀报㊀㊀㊀㊀㊀㊀㊀㊀㊀㊀㊀㊀㊀㊀㊀㊀㊀㊀㊀第３４卷㊀为河流相沉积，主要为紫红色砂砾岩㊁粗砂岩㊁中细砂岩组成的正韵律沉积㊂因此，整个莱阳群由下至上表现为两个沉积旋回：退积型和进积型㊂张岳桥［３０］通过对水南组粉砂岩和泥岩中所夹玄武质火山岩的角闪石和锆石分别进行了４０Ａｒ⁃３９Ａｒ和锆石ＳＨＲＩＭＰＵ⁃Ｐｂ测年分析，获得水南组年龄约为１２９ １３１Ｍａ；霍腾飞等［４１］通过对莱阳群底部瓦屋夼组碎屑锆石分析，获得最年轻的碎屑锆石加权平均谐和年龄为１２９Ｍａ；Ｘｉｅ等［２８］通过对龙旺庄组和曲格庄组大量碎屑锆石年龄分析，限定了莱阳群最大的沉积年龄为１３０ʃ２Ｍａ㊂同时，大量的青山群测量数据显示青山群底界约为１２２Ｍａ［１７，４２⁃４４］，因此莱阳群发育于早白垩世中期（Ｋ２１），林寺山组的沉积年龄约为１３０Ｍａ㊂本文所研究的林寺山组由山东区域地质调查队王来明等（１９９２年）命名，它主要分布于胶北隆起南缘和胶南隆起北缘，由山麓洪积相的巨砾岩㊁粗砾岩㊁中砾岩组成，夹少量中 薄层砂岩，沉积厚度较薄，为一套边缘相沉积㊂该套地层与下覆盆地基底呈断层或角度不整合接触㊂２㊀研究方法（１）对早白垩世中 晚期莱阳群沉积岩石组合㊁沉积构造等进行描述，并对林寺山组出露较好，地层连续的地区进行剖面实测，综合分析盆地沉积相类型和古地理环境㊂（２）对１８个林寺山组砾岩测点的砾石成分㊁磨圆度㊁长轴长度㊁短轴长度进行统计和分析（表１㊁图１），每个测点统计面积不小于１ｍ２㊂根据各测点的砾石成分数据，绘制砾石成分含量饼状图，分析盆地的物源区㊂根据公式ϕ＝－ｌｏｇ２（Ｘ）获得各个测点砾石长轴长度的粒径ϕ值（Ｘ为砾石长轴长度，单位为ｍｍ），绘制各测点ϕ值的概率直方图和累计概率曲线图；然后依据福克和沃德所提出公式，分别计算各测点砾石的均值㊁标准方差㊁偏度㊁峰度值，研究林寺山组沉积时期水动力条件及沉积环境㊂（３）对莱阳群中叠瓦状砾石及交错层理产状进行测量，再经地层校正后制得古水流玫瑰花图，探讨盆地古地貌及物源剥蚀区位置㊂（４）为了从更高精度上限定盆地物源区，对林寺山组上覆砂岩中的碎屑锆石进行ＬＡ⁃ＩＣＰ⁃ＭＡ锆石Ｕ⁃Ｐｂ测年㊂样品粉碎㊁锆石挑选与制靶在河北省廊坊诚信地质公司完成，锆石透射光㊁反射光图像及ＬＡ⁃ＩＣＰ⁃ＭＳ锆石Ｕ⁃Ｐｂ测试工作在中国地质科学院国家地质测试中心完成㊂数据用Ｇｌｉｔｔｅｒ软件处理，并用Ｉｓｏｐｌｏｔ软件进行年龄计算和图谱制作，对于大于１０００Ｍａ的年龄采用１００ˑ（２０７Ｐｂ／２０６Ｐｂ）／（２０６Ｐｂ／２３８Ｕ），小于１０００Ｍａ年龄采用１００ˑ（２０７Ｐｂ／２３５Ｐｂ）／（２０６Ｐｂ／２３８Ｕ），分别计算锆石测年结果谐和度，谐和度在９０％ １１０％之外的数据予以排除㊂３㊀砾岩特征３．１㊀砾石粒度胶莱盆地１８个不同地点中林寺山组砾岩粒度的系统观测获得了一系列参数，其中包括：磨圆度㊁分选㊁偏度㊁峰度等（表１）㊂３．１．１㊀北部地区胶莱盆地北缘黄崖底和山角两个测点分析结果显示，两地区砾石表现为棱角 次棱角状，粒径ϕ值跨度较大，为－７ １；粒度从下往上表现为多个细 粗的沉积旋回㊂黄崖底标准方差普遍比山角高，多为１．０以上，分选差或中等 差；山角标准方差多为１．０以下，分选中等或差 中等㊂黄崖底峰度为尖峰；山角峰度多为宽峰或中等宽峰㊂盆地北部边缘郭城镇㊁朱吴镇㊁桃源砾岩标准方差与黄崖底⁃３㊁黄崖底⁃４及山角所测值较为相近，峰度为中等宽峰状分布，与山角峰度值较为相似㊂３．１．２㊀南部地区五莲⁃１㊁五莲⁃２㊁桑园镇㊁柳黄沟等地下部砾岩粒径ϕ值处于－６ ０之间，次圆状，标准方差０．９ １．０１，分选中等 差，呈近对称分布，为中等宽峰或宽峰；上部五莲⁃３测点粒度偏小，粒径ϕ值为－４ ２，次棱 棱角状，标准方差０．９１，分选中等 差，为宽峰，说明该测点砾岩沉积水动力条件较五莲⁃１㊁五莲⁃２测点砾岩弱㊂皇华镇和许孟镇测点砾岩粒度特点与前述测点相似，但标准方差要大于前者，最高可达１．２１，表明水动力条件的稳定性要弱于前者㊂３．２㊀砾石成分通过对胶莱盆地１０个地点（含１８个测点）的２２４１颗砾石成分统计可知（图２），北部黄崖底的砾石成分以基底岩系黑云片岩㊁透辉石岩㊁大理岩为主，含量高达９３．１％，其次含少量花岗岩（图３ａ）㊂郭城镇以花岗岩和花岗片麻岩为主，约占８５．７％，其次含少量石英岩㊂山角㊁朱吴镇以花岗片麻岩为主，约占６２．２％ ８４．７％，其次为花岗岩和片麻岩（图３ｂ，ｃ）㊂海阳桃源的林寺山组砾石成分几乎全为燕７１㊀第１期㊀㊀㊀㊀㊀㊀㊀㊀㊀㊀㊀章㊀朋等：胶莱盆地白垩系林寺山组砾岩沉积特征及盆地演化意义山期花岗岩（图３ｄ），含量高达９８．３％㊂南部皇华镇㊁许孟镇㊁五莲㊁柳黄沟主要以花岗岩和花岗片麻岩为主，约占６８．５％ ８７．５％，其次含有少量石英岩㊁大理岩㊁片麻岩，以及少量再旋回砂岩和基性侵入岩（图３ｅ，ｆ）㊂３．３㊀砾岩沉积相分析根据各砾石测点统计结果（表１），结合砾岩的沉积充填序列㊁岩石结构（颗粒支撑类型㊁胶结类型）及沉积构造等特征，系统分析林寺山期的沉积相及沉积类型（表２）㊂表１㊀胶莱盆地各砾石统计点砾石长轴ϕ值的粒度参数Ｔａｂｌｅ１㊀ϕｏｆｔｈｅｌｏｎｇａｘｉｓｏｆｔｈｅｃｏｎｇｌｏｍｅｒａｔｅｉｎｔｈｅＪｉａｏｌａｉＢａｓｉｎ标号地名经度纬度砾石数均值标准方差偏度峰度磨圆度分选偏度峰度Ａ黄崖底⁃１１２０ʎ４７．８２６ᶄ３７ʎ０３．４２９ᶄ１２１－２．００１．１５－０．１９１．１２棱角 次棱角差偏向粗粒尖峰黄崖底⁃２１２０ʎ４７．８９１ᶄ３７ʎ０３．３１５ᶄ１４０－３．５２１．１６０．０７１．２３棱角 次棱角差近对称尖峰黄崖底⁃３１２０ʎ４７．８７６ᶄ３７ʎ０３．２４０ᶄ１６５－２．９３１．０２０．０４１．２８次棱角中等 差近对称尖峰黄崖底⁃４１２０ʎ４７．６１７ᶄ３７ʎ０３．４３２ᶄ１６７－２．２００．８２－０．１６１．２５次棱角中等偏向粗粒尖峰Ｂ山角⁃１１２１ʎ０６．６６０ᶄ３７ʎ００．０８１ᶄ１３９－２．２３１．０４－０．１１１．２４棱角 次棱角中等 差偏向粗粒尖峰山角⁃２１２１ʎ０６．９０４ᶄ３７ʎ００．４５３ᶄ１２９－３．４７０．８９０．１２０．８５棱角 次棱角中等偏向细粒宽峰山角⁃３１２１ʎ０７．０６３ᶄ３７ʎ００．６０７ᶄ１２０－２．６００．９３０．０１１．０３棱角 次棱角中等 差近对称中等宽峰山角⁃４１２１ʎ０７．３９９ᶄ３７ʎ００．３１７ᶄ１２０－３．８６０．８２－０．０６０．９５棱角 次棱角中等近对称中等宽峰Ｃ郭城镇１２１ʎ０４．５７４ᶄ３７ʎ０４．０５５ᶄ１９７－１．２１０．８８－０．１１１．０８棱角 次棱角中等偏向粗粒中等宽峰Ｄ朱吴镇１２１ʎ０３．２６７ᶄ３６ʎ５７．３６１ᶄ１４３－２．６６１．０５－０．０９０．９２次圆状中等 差近对称中等宽峰Ｅ桃源１２１ʎ２８．１０７ᶄ３６ʎ４６．７７４ᶄ１２０－２．９９１．０１０．０２１．０４圆状 次圆状中等 差近对称中等宽峰Ｆ皇华镇１１９ʎ２７．４４８ᶄ３５ʎ５１．３０３ᶄ１３７－２．６４１．０７０．０００．９３圆状 次圆状中等 差近对称中等宽峰Ｇ许孟镇１１９ʎ１９．０１０ᶄ３５ʎ５０．２７４ᶄ１１２４－２．８５１．２１－０．１２０．９７次圆状 圆状差偏向粗粒中等宽峰Ｈ五莲⁃１１１９ʎ１３．３５３ᶄ３５ʎ４１．０５８ᶄ１２７－２．５８０．９０－０．０１１．０７次棱角中等近对称中等宽峰五莲⁃２１１９ʎ１３．０６８ᶄ３５ʎ４４．６６４ᶄ１２８－１．０５０．８６－０．０４１．０７棱角中等近对称中等宽峰五莲⁃３１１９ʎ１３．４４０ᶄ３５ʎ４４．５６１ᶄ１２１－２．４８０．９１－０．０９０．８６次棱角中等 差近对称宽峰Ｉ桑园镇１１９ʎ００．８８１３５ʎ３９．８３２ᶄ１２３－２．６８０．９２－０．０１０．７９次圆 次棱角中等近对称宽峰Ｊ柳黄沟１９ʎ０２ᶄ４．２６ᵡ３５ʎ２５ᶄ５３ᵡ１２０－２．５３１．０１０．０４０．８２棱角 次棱角中等 差近对称宽峰图２㊀胶莱盆地林寺山组砾石成分分布图ａ．花岗片麻岩；ｂ．花岗岩；ｃ．石英岩；ｄ．片麻岩；ｅ．大理岩；ｆ．片岩；ｇ．基性侵入岩；ｈ．砂岩；ｉ．黑云片岩；ｊ．透辉石岩㊂Ｆｉｇ．２㊀ＴｈｅｇｒａｖｅｌｃｏｍｐｏｎｅｎｔｓｏｆｔｈｅＬｉｎｓｉｓｈａｎＦｏｒｍａｔｉｏｎｉｎｔｈｅＪｉａｏｌａｉＢａｓｉｎ８１㊀沉㊀积㊀学㊀报㊀㊀㊀㊀㊀㊀㊀㊀㊀㊀㊀㊀㊀㊀㊀㊀㊀㊀㊀第３４卷㊀图３㊀胶莱盆地林寺山组砾岩砾石成分ａ．黄崖底；ｂ．朱吴镇；ｃ．山角；ｄ．海阳；ｅ．许孟；ｆ．五莲ＴＨＳ．透辉岩；ＨＹＰ．黑云片岩；ＳＹ．石英岩；ＰＭ．片麻岩；ＨＧＰＭ．花岗片麻岩；ＤＬ．大理岩；ＪＸＱ．基性侵入岩Ｆｉｇ．３㊀ＰｈｏｔｏｓｓｈｏｗｉｎｇｃｈａｒａｃｔｅｒｉｓｔｉｃｓｏｆｔｈｅｃｏｎｇｌｏｍｅｒａｔｅｆｒｏｍＬｉｎｓｉｓｈａｎＦｏｒｍａｔｉｏｎｉｎＪｉａｏｌａｉＢａｓｉｎ㊀㊀莱阳黄崖底林寺山组砾岩（图４）粒度均值从下向上表现为多个细 粗的沉积旋回，偏度表现为多个偏粗粒分布 近对称分布变化旋回，表明当时水动力条件极不稳定，多期沉积事件相互叠加；砾岩峰度呈尖峰状分布，表明水动力条件极强，为干旱型冲积扇沉积；下部砾岩表现为扇根亚相，多为泥石流沉积，夹少量河道沉积（图４ｂ，ｃ）；上部砾岩粒度㊁标准方差较下部有所减小，表明水动力强度较下部明显减弱，表现为扇中或扇端亚相，多为河道沉积和河道间湾沉积（图４ｄ，ｅ）㊂山角㊁郭城镇㊁朱吴镇㊁桃源等地林寺山组砾岩（图４）粒度㊁标准方差㊁峰度等普遍较黄崖底小，说明林寺山组沉积时山角水动力条件较黄崖底弱㊂下部多为扇根亚相，泥石流沉积（图４ｇ）；上部则为扇中亚相，以筛状沉积为主，夹漫流沉积和河道沉积（图４ｈｋ），漫流沉积层厚度多为２０ ３０ｃｍ，平行层理或斜层理发育，一些漫流沉积层被水流撕裂㊁冲断，延伸不远即尖灭，上覆砾岩层表现为正粒序沉积，体现一种突变的水动力条件（图４ｊ）；而有些漫流沉积层厚度稳定，延伸较远，上覆砾岩层为逆粒序沉积，这反映一种渐变的水动力条件（图４ｈ）［４５］㊂这种漫流沉积的发育充分的说明了当时水动力条件极不稳定，强弱转化频繁㊂皇华镇和许孟镇林寺山组砾岩（图５）粒度特点９１㊀第１期㊀㊀㊀㊀㊀㊀㊀㊀㊀㊀㊀章㊀朋等：胶莱盆地白垩系林寺山组砾岩沉积特征及盆地演化意义与山角相似，但沉积特征等方面与山角有显著区别，表现为湿润型冲积扇沉积㊂下部为扇根亚相，泥石流沉积（图５ｂ）㊂上部扇中亚相特征最为显著（图５ｃ，ｄ，ｅ），河道沉积与筛状沉积交互出现；顶部为扇端亚相，以河道沉积为主（图５ｆ，ｇ），整套地层漫流沉积少见且厚度较薄（图５ｅ）㊂五莲㊁桑园镇㊁柳黄沟地区林寺山组下部砾岩为较强水动力条件下的快速混杂堆积，为湿润型冲积扇扇根亚相沉积（图６ａ，ｂ，ｃ）㊂整套沉积层序以发育一套扇三角洲相为特点，以扇三角洲前缘亚相为主（？），多表现为水下河道沉积（图６ｄ，ｅ，ｆ）㊂４㊀盆地物源分析４．１㊀砾石成分砾岩一般属于近源沉积，砾石成分受外界改造较小，所以能直观地反应物源区母岩成分，揭示盆缘邻区山脉隆升和侵蚀演化的过程，恢复盆地初期的物源区㊂本次研究共统计了１０地区（１８个测点）的砾岩成分数据（图２）㊂黄崖底林寺山组砾石成分以黑云片岩㊁透辉石岩为主，约占７０．４％，其次为大理岩，约为１８．３％，含少量花岗岩和石英岩，与下覆荆山群变质基底岩性一表２㊀胶莱盆地各地区林寺山组沉积特征及沉积相划分依据Ｔａｂｌｅ２㊀ＳｅｄｉｍｅｎｔａｒｙｃｈａｒａｃｔｅｒｉｓｔｉｃｓｏｆＬｉｎｓｉｓｈａｎＦｏｒｍａｔｉｏｎｉｎＪｉａｏｌａｉＢａｓｉｎａｎｄｆａｃｉｅｓｃｌａｓｓｉｆｉｃａｔｉｏｎ地名沉积相亚相岩石组合特征岩石结构沉积构造沉积序列沉积类型黄崖底地区干旱型冲积扇扇根亚相以灰褐色㊁灰色中 粗砾岩为主棱角 次棱角状，分选差，可见最大粒径达７０ｃｍ的砾石 漂浮 于地层中；杂基支撑，基底式胶结；偶见含砾粗砂岩透镜体呈块状，无定向性，混杂堆积，不显层理多个细 粗沉积旋回，总体为粗细沉积旋回多为泥石流沉积，夹少量河道沉积扇中或扇端亚相㊀以灰褐色中 细砾岩为主，夹灰黄色薄层状粗砂岩㊁含砾粗砂岩棱角 次棱角状；分选差 中等，砾径多为２５ｃｍ，顶部砾岩层砾径可达０．５ ５ｃｍ；杂基支撑，基底式胶结，基质含量高多呈中厚层状，少量为薄层状；略显斜层里和平行层理多个粗 细沉积旋回多为河道沉积和河道间湾沉积山角，郭城镇，朱吴镇，等地干旱型冲积扇扇根亚相大套浅紫红中粗砾岩次棱角状，颗粒支撑，孔隙式胶结，分选差／中等，砾径多为２５ ４０ｃｍ，部分可达７０ ８０ｃｍ呈块状，混杂堆积，缺乏侵蚀面不显泥石流沉积扇中亚相大套浅紫红色中砾岩，偶见粗砾岩，下部夹大量薄层砂岩㊁含砾砂岩颗粒支撑，孔隙式胶结，缺乏基质，呈棱角次棱状，砾径以５ １５ｃｍ为主呈块状或中厚层状，可见叠瓦构造，斜层理，正反粒序层理不显以筛状沉积为主，夹漫流沉积和河道沉积皇华镇和许孟镇地区湿润型冲积扇扇根亚相浅紫红色单成分中 粗砾岩杂基支撑，基底式胶结，分选差，砾径多为４２０ｃｍ，圆状 次圆状呈块状，未见侵蚀构造不显泥石流沉积扇中亚相以浅紫红色单成分中 粗砾岩为主颗粒支撑 接触式胶结或颗粒支撑 接触式胶结，分选中等，最大粒径可达４０ｃｍ，多为８ ２５ｃｍ，呈圆状 次圆状，结构成熟度较高叠瓦构造发育，侵蚀构造不显多个由粗 细沉积旋回河道沉积与筛状沉积交互出现扇端亚相紫红色含砾粗砂岩㊁粗砂岩㊁中砂岩为主，夹若干层厚约１０ ２０ｃｍ中砾岩条带砾岩分选较好，砾径多为４ ６ｃｍ，次圆状，杂基支撑，砂质充填，薄 中层状，略显平行层理总体表现下粗上细沉积旋回河道沉积五莲桑园镇柳黄沟地区㊀㊀湿润型冲积扇扇端亚相紫红色㊁灰紫色复成分中 粗粒岩杂基支撑，基底式胶结，分选中等 差，次圆状呈块状，混杂堆积不显泥石流沉积扇三角洲（？）扇三角洲前缘亚相主要为紫红色中 细砾岩粒径跨度较大，次棱角 棱角状，分选中等 差，胶结致密，砾石多呈片状，定向排列正㊁反粒序层理，叠瓦构造㊁斜层理发育，每个粒序层理厚约３０ｃｍ总体由粗 细沉积旋回水下河道沉积０２㊀沉㊀积㊀学㊀报㊀㊀㊀㊀㊀㊀㊀㊀㊀㊀㊀㊀㊀㊀㊀㊀㊀㊀㊀第３４卷㊀图４㊀莱阳盆地北缘林寺山组沉积特征Ｆｉｇ．４㊀ＤｅｐｏｓｉｔｉｏｎａｌｃｈａｒａｃｔｅｒｉｓｔｉｃｓｏｆＬｉｎｓｉｓｈａｎＦｏｒｍａｔｉｏｎｉｎｔｈｅｎｏｒｔｈｏｆＪｉａｏｌａｉＢａｓｉｎ１２㊀第１期㊀㊀㊀㊀㊀㊀㊀㊀㊀㊀㊀章㊀朋等：胶莱盆地白垩系林寺山组砾岩沉积特征及盆地演化意义图５㊀莱阳盆地南缘诸城地区林寺山组沉积特征Ｆｉｇ．５㊀ＤｅｐｏｓｉｔｉｏｎａｌｃｈａｒａｃｔｅｒｉｓｔｉｃｓｏｆＬｉｎｓｉｓｈａｎＦｏｒｍａｔｉｏｎｉｎＺｈｕｃｈｅｎｇ，ｔｈｅｓｏｕｔｈｏｆＪｉａｏｌａｉＢａｓｉｎ２２㊀沉㊀积㊀学㊀报㊀㊀㊀㊀㊀㊀㊀㊀㊀㊀㊀㊀㊀㊀㊀㊀㊀㊀㊀第３４卷㊀图６㊀莱阳盆地南缘林寺山组沉积特征ａ．五莲市郊林寺山组下部冲积扇扇根亚相；ｂ．柳黄沟村林寺山组下部冲积扇扇根亚相；ｃ．桑园镇林寺山组下部冲积扇扇根亚相；ｄ．五莲市郊林寺山组上部扇三角洲相（？），叠瓦构造；ｅ．五莲市郊林寺山组上部近岸扇三角洲相（？），斜层理；ｆ．五莲市郊林寺山组上部近岸扇三角洲相（？），正 反粒序层理㊂Ｆｉｇ．６㊀ＤｅｐｏｓｉｔｉｏｎａｌｃｈａｒａｃｔｅｒｉｓｔｉｃｓｏｆＬｉｎｓｉｓｈａｎＦｏｒｍａｔｉｏｎｉｎｔｈｅｓｏｕｔｈｏｆＪｉａｏｌａｉＢａｓｉｎ致，且砾石呈棱角 次棱角状，不具再旋回沉积砾岩特征，因此，推测黄崖底砾石可能主要来自邻近地区荆山群㊂桃源砾石成分以燕山期花岗岩为主，含量高达９８．３％，恰好与邻近花岗岩发育特征及类型相一致，推断桃源林寺山组的物源区可能为苏鲁造山带北部地区㊂㊀㊀其余８个统计点砾石成分较为一致，以花岗片麻岩㊁花岗岩为主，两者含量高达６９％ ８５％，含少量大理岩㊁片麻岩等㊂前寒武纪花岗片麻岩及燕山期花岗岩在胶北隆起和苏鲁造山带都有大面积分布［２５，４６］，因此须结合古水流及砂岩碎屑锆石年代进一步分析和限定盆地物源区㊂４．２㊀古水流通过对林寺山组叠瓦构造和斜层理产状的实测与统计，绘制古水流玫瑰花图（图７）㊂由图可知，盆地北缘古流向具有明显的分带性，以即墨 牟平断裂为界，西部莱阳蒲格庄林寺山组中获得１６个叠瓦数据，古流向显示为Ｓ，穴坊镇曲格庄组中获得１７个斜层理数据，古流向显示为Ｗ或ＷＳ，指示莱阳北部胶北地区或东北部苏鲁造山带北部地区为古隆起，为莱阳地区提供物源㊂而断裂带东缘朱吴镇和山角地区林寺山组中获得的４１斜层理数据，显示古水流为Ｅ或ＮＥ；桃源林寺山组和田横镇杨家庄组中获得的７２个斜层理数据，古水流显示为ＮＥ ＥＳ，优势方位为Ｅ，表明在海阳西部存在一个古隆起（即墨 牟平隆起，并推测其基底性质与苏鲁造山北部地区相似，有相同的岩浆活动期次），为海阳地区提供物源㊂盆地南缘五莲地区林寺山组中获得４０个叠瓦数据，古水流自南向北流；诸城皇华镇地区㊁五莲许孟地区林寺山组中测得５６个叠瓦数据及诸城郝戈庄地区㊁五莲羊角石沟村地区曲戈庄组测得１６个斜层理数据，古水流较为一致，以ＮＷ为主，表明胶南隆起地势较高，可为诸城 五莲地区的提供物源㊂在马山地区曲戈庄组获得的３２个数据中，显示为双向古水流，分别为ＮＥ和Ｗ，暗示即墨马山地区即为诸城提供物源也为即墨地区提供物源㊂４．３㊀砂岩碎屑锆石莱阳群各岩石地层之间多为整合接触关系，莱阳群沉积时期胶莱盆地构造运动稳定，盆山格局未发生较大变化㊂因此，可以借助林寺山组上覆地层砂岩中碎屑锆石Ｕ⁃Ｐｂ年龄来限定盆地物源区（图８，９）㊂４．３．１㊀莱阳地区莱阳地区莱阳群砂岩主要包含５个年龄段碎屑锆石：早白垩世（１２０ １４５Ｍａ）㊁晚三叠世（２１０ ２５０Ｍａ）㊁新元古代（６００ ９００Ｍａ）㊁古元古代（１６００ ２５００Ｍａ）㊁太古宙（２５００ ２９００Ｍａ）（图８ａ）㊂早白垩世碎屑锆石约占３４．７％，与胶北隆起发育的１０８ １７３Ｍａ以及苏鲁造山带发育的１４２ １６１Ｍａ㊁６８ １３５３２㊀第１期㊀㊀㊀㊀㊀㊀㊀㊀㊀㊀㊀章㊀朋等：胶莱盆地白垩系林寺山组砾岩沉积特征及盆地演化意义图７㊀胶莱盆地林寺山组古水流特征Ｆｉｇ．７㊀ＰａｌａｅｏｃｕｒｒｅｎｔｏｆＬｉｎｓｉｓｈａｎＦｏｒｍａｔｉｏｎｉｎＪｉａｏｌａｉＢａｓｉｎ图８㊀胶莱盆地莱阳群砂岩碎屑锆石Ｕ⁃Ｐｂ年龄谱图Ｆｉｇ．８㊀Ｕ⁃ＰｂａｇｅｐｅｄｉｇｒｅｅｆｏｒｄｅｔｒｉｔａｌｚｉｒｃｏｎｆｒｏｍｔｈｅｓａｎｄｓｔｏｎｅｏｆＬａｉｙａｎｇＧｒｏｕｐｉｎＪｉａｏｌａｉＢａｓｉｎ（ａ，ｅｆｒｏｍＸｉｅ，ｅｔａｌ．［２８］）Ｍａ地质体年龄一致㊂晚三叠世及新元古代年龄段碎屑锆石含量可达２８％，胶北隆起区缺乏该年龄段地质体，而苏鲁造山带却含量丰富（２０５ ２４５．３Ｍａ，６０５ ８８８Ｍａ），推测苏鲁造山带为莱阳地区三叠纪和新元古代碎屑锆石的物源区㊂古元古代和太古宙年龄段碎屑锆石含量高达２８％，该年龄段地质体在胶北隆起含量丰富（１８１７ １９０６Ｍａ，２４６８ ２５３７Ｍａ，２６１０ ２７２６Ｍａ，２８４６ ２８６２Ｍａ），推断胶北隆起是４２㊀沉㊀积㊀学㊀报㊀㊀㊀㊀㊀㊀㊀㊀㊀㊀㊀㊀㊀㊀㊀㊀㊀㊀㊀第３４卷㊀古元古代 太古宙年龄段碎屑锆石主要物源区㊂此外，可见少量古生代年龄段碎屑锆石，胶北隆起缺乏古生代岩浆作用记录，而研究表明苏鲁造山古生代发育一期岩浆活动［２８，３８，４７］，可知莱阳地区古生代碎屑锆石可能来自于苏鲁造山带㊂４．３．２㊀海阳—即墨地区海阳地区莱阳群碎屑锆石Ｕ⁃Ｐｂ年龄分布与即墨地区具有一定的差异性（图７ｂ，ｃ）㊂海阳地区以晚侏罗世碎屑锆石为主，含量达５３．５％，其次为晚三叠世 中侏罗世碎屑锆石，占４０．８％，缺失早 中三叠世㊁早白垩世碎屑锆石；而即墨地区主要为早白垩世碎屑锆石，占６５％，其次为中 晚三叠世碎屑锆石，占２１．７％，缺乏中 晚侏罗世㊁早三叠世碎屑锆石㊂这种差异性刚好体现它们物源区的差异性㊂第一，靠近海阳地区的苏鲁造山带北部隆起区发育丰富的晚侏罗世地质体（１４５ １６１Ｍａ），而靠近即墨地区的胶南隆起区缺乏侏罗纪地质体；第二，胶南隆起发育大量与即墨地区碎屑锆石年龄相符早白垩世侵入体，苏鲁造山带北部隆起区缺失；第三，胶南隆起区发育中三叠世年龄段地质体，苏鲁造山带北部隆起区缺乏㊂综上可知，海阳地区以苏鲁造山带北部隆起区为主物源区，即墨地区以胶南隆起为主物源区㊂图９㊀胶莱盆地各地质体年龄分布图Ｆｉｇ．９㊀ＡｇｅｄｉｓｔｒｉｂｕｔｉｏｎｏｆｔｈｅｇｅｏｌｏｇｉｃａｌｍａｓｓｉｎＪｉａｏｄｏｎｇｐｅｎｉｎｓｕｌａ。
(整理)论二级构造单元的特征和分类
论二级构造单元的特征和分类论文提要含油气单元盆地内部是不均一的，为了勘探石油和天然气，需要划分盆地内部的构二级构造单元位于亚一级构造单元内部，正相单元称二级构造带，负向单元称洼陷。
洼陷基底埋藏深，盖层发育全，生油岩厚度大，是油气生成的基本单位。
准确的说，盆地的二级构造带是位于一定区域构造部位上，由同一种构造运动形成的若干个形态相似的三级构造组成的正向构造。
二级构造带不仅控制着三级构造的形态、规模、分布、发展史和力学机制，而且还控制着岩性剖面及生、储、盖组合。
因此二级构造带直接控制着油气的圈闭条件，从而形成一群有共同性的油气藏。
二级构造带的种类甚多，如逆牵引构造带、潜山构造带、断鼻构造带、断阶带、背斜带、斜坡带、地层尖灭带、超覆带、盐丘、焦块、披覆、嵌入带等等。
正文一、逆牵引构造带：在断层的两盘因断块相对位移而出现的拖拽现象，是一种常见的构造变动。
拖拽构造在水平方向和垂直方向都能出现，它与油藏关系比较密切的主要的是垂直方向，分为正牵引与逆牵引两种。
断块顺着正断层的破裂面向下滑动，因摩擦力作用，可能形成向上拖拽的正牵引。
正断层的下盘相对上升，而岩层是向下拖拽，可形成半背斜。
这种拖拽构造无论在正断层和逆断层之中均能出现，但以逆断层的牵引更为显著。
它与逆断层伴生的拖拽构造，是塑性形变过渡到破裂的典型。
在构造地质学中，研究断层的性质时，经常将这种构造现象用来当作确定两盘相对位移方向的重要证据。
逆牵引是较大的同生正断层伴生的一种构造。
它发生在产状平缓的岩层之中，在正断层的下降盘出现。
岩层发生逆牵引的拖拽现象恰巧与正牵引相反，逆牵引可以形成幅度相当大的背斜构造。
由于这种背斜是正断层的同生构造，断层的落差可达数百米至千米，断层的上盘滑落时，断块伴有沿水平轴旋转的运动状态，这种旋转的结果，导致背斜的形成。
而且背斜的轴部亦成弧形滚动，所以国外又称为滚动背斜。
从成因上来说，这种成排分布的滚动背斜是正断层发生逆牵引形成的构造带，故又称之为逆牵引构造带。
山东胶莱盆地边缘层间滑动角砾岩型金矿地质特征及成矿动力学背景
类 型 金矿 。这 种 新 类 型金 矿产 出于 走 滑 拉分 盆地 边 缘 ， 受 层 间滑 动 断 裂 的 控 制 。层 间 滑 动 断 裂 是 在 伸 展 构 造 环 并
境 下 形成 的 ， 一般 沿 大 理 岩 等 相对 脆 性 岩 层 产 出 ， 一 条 由 碎 裂 岩 、 砾 岩 等 张 性 构 造 岩 构 成 、 是 角 具有 一 定 宽 度 的 断 裂构 造 岩 带 ， 有 倾 向滑 移 的特 点 。层 问 滑 动 角砾 岩 型金 矿 化 主 要 发 生 在 大 理 岩 质 碎 裂 岩 、 砾 岩 等 张 性 构 造 岩 具 角 胶结 物 内 。地 质 研究 及 硫 、 及 氢 氧 同位 素 证 据 表 明 ， 碳 成矿 物 质 和 成 矿 流 体 具 有 多 源 性 的特 点 ， 以源 于 下 地 壳 及 上 地 幔 的深 源 成 矿 流 体 为 主 ， 渗 大气 降水 及 盆 地 流体 不 同 程 度 地 参 与 了 成 矿 作 用 过 程 ， 金 矿 的形 成 起 到 了 重 要 下 对 的作 用 。控 矿 断 裂 和 金矿 化 的形 成 与 中 生代 期 间 华 北 东部 大 地 构 造 环 境 及 胶 莱 盆 地 的形 成 演 化 密 切 相 关 。受 区 域构 造 应 力 场 的 影 响 ， 裂 经历 了挤 压 断 伸 展一 挤压 的构 造 过 程 。中生 代 中 晚期 华 北 东 部 岩 石 圈 的 剧 烈 拉 张 减 薄
１ 。由于盆 地南缘 有 火 山岩 的大 面积 的覆盖 ， 矿 ） 金
人们有关金矿成矿作用 的一些传 统观念 ， 在金 矿地质
地质工 作程 度相对 较低 ， 由于断裂构 造过 于平直 ， 或
注 ： 文 为 中 国科 学 院创 新 工 程 项 目“ 矿 资 源 战 略接 替 基 地 若 干 靶 区 预 测 （ 号 ＫＺ Ｘ 一 一３ ” 中 国科 学 院 黄金 “ 五 ” 大 项 目“ 本 金 编 Ｃ １Ｙ ０ ） 和 九 重 山
胶莱盆地南部大盛群、王氏群的划分与对比
通过分析大盛群、王氏群沉积基底、层序位置，
发现二者处于同一构造层，都是在青山期大规模火
山活动之后、盆地进一步沉降形成的河流、湖泊相沉
积，二者的区别在于构造位置不同造成的环境细微
差异「15）。从大盛群的分布区域可知，其主要是发育
在沂沐断裂带的东、西两个地堑中，建造特征反映构
造特征，从大盛群的地层序列可以看出，大盛群是在
m11
岩 姚
Ar 3Ma
泉头 组 孙 湾组 阜
沙
大
=1
海
组
U
U
图2大盛群、王氏群生物群特征及年代地层划分 Fig. 2 BIOTA characteristics and chronostratigraphic division of Dasheng group and Wangshi group
2构造层序
的碟状盆地，古地貌类型较复杂但总体盆地深度才、，
难以形成深湖环境，造成了两者同期、同相又有差异
的特点。
有者 田
之上的
土
组，认为与其下田家楼组为平行不整合接触。从已
完成的区调图幅看，红土崖组在安丘-莒县断陷中是
普遍存在的「18）,下伏层位都是田家楼组。但是有很
多不协调的地方，以1 = 5万东莞幅、枳沟幅为例（图 3）,在枳沟幅东北部田家楼组之上是寺前村组、孟瞳 组，而图幅东南部田家楼组之上是红土崖组并处理
240
中国矿业
第30卷
王氏群和大盛群的年代地层划分对比图如图 2所示。从化石面貌和层序分析，红土崖组对应 松辽盆地的泉头组至四方台组「⑷，但从沉积相分 析红土崖组是一个不完整旋回，与松辽盆地不能
详细对比，松辽盆地从泉头组至明水组发育了一 套巨厚的湖相沉积「14）,为含油层位，而红土崖组 则是以河流相为主，局部发育浅湖相，未形成生 油岩系。
论二级构造单元的特征和分类
论二级构造单元的特征和分类论文提要含油气单元盆地内部是不均一的，为了勘探石油和天然气，需要划分盆地内部的构二级构造单元位于亚一级构造单元内部，正相单元称二级构造带，负向单元称洼陷。
洼陷基底埋藏深，盖层发育全，生油岩厚度大，是油气生成的基本单位。
准确的说，盆地的二级构造带是位于一定区域构造部位上，由同一种构造运动形成的若干个形态相似的三级构造组成的正向构造。
二级构造带不仅控制着三级构造的形态、规模、分布、发展史和力学机制，而且还控制着岩性剖面及生、储、盖组合。
因此二级构造带直接控制着油气的圈闭条件，从而形成一群有共同性的油气藏。
二级构造带的种类甚多，如逆牵引构造带、潜山构造带、断鼻构造带、断阶带、背斜带、斜坡带、地层尖灭带、超覆带、盐丘、焦块、披覆、嵌入带等等。
正文一、逆牵引构造带：在断层的两盘因断块相对位移而出现的拖拽现象，是一种常见的构造变动。
拖拽构造在水平方向和垂直方向都能出现，它与油藏关系比较密切的主要的是垂直方向，分为正牵引与逆牵引两种。
断块顺着正断层的破裂面向下滑动，因摩擦力作用，可能形成向上拖拽的正牵引。
正断层的下盘相对上升，而岩层是向下拖拽，可形成半背斜。
这种拖拽构造无论在正断层和逆断层之中均能出现，但以逆断层的牵引更为显著。
它与逆断层伴生的拖拽构造，是塑性形变过渡到破裂的典型。
在构造地质学中，研究断层的性质时，经常将这种构造现象用来当作确定两盘相对位移方向的重要证据。
逆牵引是较大的同生正断层伴生的一种构造。
它发生在产状平缓的岩层之中，在正断层的下降盘出现。
岩层发生逆牵引的拖拽现象恰巧与正牵引相反，逆牵引可以形成幅度相当大的背斜构造。
由于这种背斜是正断层的同生构造，断层的落差可达数百米至千米，断层的上盘滑落时，断块伴有沿水平轴旋转的运动状态，这种旋转的结果，导致背斜的形成。
而且背斜的轴部亦成弧形滚动，所以国外又称为滚动背斜。
从成因上来说，这种成排分布的滚动背斜是正断层发生逆牵引形成的构造带，故又称之为逆牵引构造带。
区域地球物理场
κ （ 4 π * 1 0 -6 ）
变化范围
微弱
J r（ 1 0 3 A /m ）
变化范围
微弱
D （ 1 0 3 k g /m 3 ）
变化范围
1 .2 -2 .0 2 .0 -3 .1 2 .3 -2 .6 2 .3 -2 .7 2 .3 -2 .7 2 .3 8 -2 .7 3 2 .6 6 -2 .8 6 2 .5 0 -2 .8 6 2 .2 1 -2 .8 4 2 .4 0 -2 .7 1 2 .5 5 -2 .8 5 2 .5 -3 .3 2 .6 -3 .1 2 .5 1 -3 .0 0 2 .6 -3 .3 2 .5 2 -3 .0 7 2 .5 -2 .8 2 .5 3 -2 .7 0 2 .5 0 -2 .7 4 2 .4 5 -2.7 2 .5 1 -2 .6 9 2 .4 -3 .0 2 .2 -3 .1 2 .4 -2 .7 2 .4 -3 .1 2 .3 -3 .0
3)早元古代吕梁期侵入岩 在鲁西隆起及沂沭断裂带上分布广泛，形成大面积的岩基。鲁中地区、肥城 －沂源、四海山重力低为该期侵入岩的反映。主要分布的岩带及岩体有： 在鲁西地区为泰山－徂徕山－蒙山，鲁山－金星头－马牧池，风仙山， 尼山，峄山，沂山，汞丹山，它们同属傲徕山超单元；在鲁东地区为龙 口－张舍－景芝基性岩带，其岩性为角闪辉长岩、斜长角闪岩、辉石角 闪岩、变橄榄岩等，属莱州超单元。它们在磁场上一般表现为正磁异常。 4)中元古代四埠期侵入岩 为一套高角闪岩相的侵入岩，主要有：海阳超单元的斜长角闪岩、辉石闪长 岩等，分布在烟台－回里一带；胶南－荣成榴辉岩带。上述岩体在磁场 上表征为强的正磁异常，且多伴有负磁异常。 5)元古代晋宁期侵入岩 主要分布在胶北隆起及胶南隆起上。其主要岩性为石英二长闪长岩、石英二 长岩、黑云二长花岗岩、二长花岗岩等，分属大时家超单元、威海超单 元、玲珑超单元及垛固山超单元等。该时期岩体规模较大，在区域重磁 场上一般表征为低缓磁场、低负重力场的特征。
论二级构造单元的特征和分类
论二级构造单元的特征和分类论文提要含油气单元盆地内部是不均一的，为了勘探石油和天然气，需要划分盆地内部的构二级构造单元位于亚一级构造单元内部，正相单元称二级构造带，负向单元称洼陷。
洼陷基底埋藏深，盖层发育全，生油岩厚度大，是油气生成的基本单位。
准确的说，盆地的二级构造带是位于一定区域构造部位上，由同一种构造运动形成的若干个形态相似的三级构造组成的正向构造。
二级构造带不仅控制着三级构造的形态、规模、分布、发展史和力学机制，而且还控制着岩性剖面及生、储、盖组合。
因此二级构造带直接控制着油气的圈闭条件，从而形成一群有共同性的油气藏。
二级构造带的种类甚多，如逆牵引构造带、潜山构造带、断鼻构造带、断阶带、背斜带、斜坡带、地层尖灭带、超覆带、盐丘、焦块、披覆、嵌入带等等。
正文一、逆牵引构造带：在断层的两盘因断块相对位移而出现的拖拽现象，是一种常见的构造变动。
拖拽构造在水平方向和垂直方向都能出现，它与油藏关系比较密切的主要的是垂直方向，分为正牵引与逆牵引两种。
断块顺着正断层的破裂面向下滑动，因摩擦力作用，可能形成向上拖拽的正牵引。
正断层的下盘相对上升，而岩层是向下拖拽，可形成半背斜。
这种拖拽构造无论在正断层和逆断层之中均能出现，但以逆断层的牵引更为显著。
它与逆断层伴生的拖拽构造，是塑性形变过渡到破裂的典型。
在构造地质学中，研究断层的性质时，经常将这种构造现象用来当作确定两盘相对位移方向的重要证据。
逆牵引是较大的同生正断层伴生的一种构造。
它发生在产状平缓的岩层之中，在正断层的下降盘出现。
岩层发生逆牵引的拖拽现象恰巧与正牵引相反，逆牵引可以形成幅度相当大的背斜构造。
由于这种背斜是正断层的同生构造，断层的落差可达数百米至千米，断层的上盘滑落时，断块伴有沿水平轴旋转的运动状态，这种旋转的结果，导致背斜的形成。
而且背斜的轴部亦成弧形滚动，所以国外又称为滚动背斜。
从成因上来说，这种成排分布的滚动背斜是正断层发生逆牵引形成的构造带，故又称之为逆牵引构造带。
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文章编号:1009-0258(2000)03-0041-07胶莱盆地区域地球物理场特征及构造单元划分Ξ黄太岭(山东省地质矿产勘查开发局,山东济南 250013)摘要:胶莱盆地第四系分布广泛,其构造单元可利用重磁资料进行划分。
本文对鲁东地区各岩层的磁性及密度资料进行了汇总,按物性特征将其划分为5种类型。
根据胶莱盆地重磁场形态、走向、幅值等特征,可将其划分为6个分区,其中七级镇重高磁高低相间区为该盆地的特殊地段。
胶莱盆地共划分14个次级构造单元,它们的形成与发展受七级镇断裂带的控制。
关键词:重力场;航磁场;构造单元;胶莱盆地中图分类号:P631.1+4;P631.2+4 文献标识码:A胶莱盆地位于鲁东地区中部,北为胶北隆起,南为胶南隆起,面积近2万余平方公里[1]。
该盆地第四系广布,其基底由晚太古代—元古宙变质地层构成,与胶北隆起上的变质岩系———唐家庄(岩)群、胶东(岩)群、荆山群、粉子山群、蓬莱群大致相当。
盆地内发育有白垩纪地层,自下而上为莱阳群(冲洪积砾岩)、青山群(中基性、中酸性火山岩夹砂页岩)、大盛群(砾岩夹砂岩层)、王氏群(紫红色粗碎屑岩夹富碱性的中基性火山岩)。
断裂构造较发育,有N E ,EW ,NW 及SN 向四组,其中SN ,N E ,NW 向构造与胶北隆起和胶南隆起贯通。
岩浆岩与胶北、胶南隆起基本相同。
总之,胶莱盆地的形成、演化与构造活动关系密切,断裂构造不仅奠定了盆地的基本构造格局,而且对其次级构造的形成以及岩浆侵入、火山喷发、热液成矿等也起着控制作用。
1 胶莱盆地及相邻地区区域重磁场环境70年代以来,胶莱盆地相继开展了1∶20万区域地质测量,1∶5万～1∶10万航空磁测及1∶10万～1∶20万重力测量工作,取得了系统的区域物探资料。
1.1 岩层物性参数特征胶莱盆地多被第四系覆盖,其基底岩性与胶北隆起、胶南隆起基本一致,故将整个鲁东地区物性参数整理于表1①。
第16卷 第3期 山 东 地 质 2000年9月 Ξ①据山东省物化探勘查院1988～1996年提交的《胶东地区区域物性报告》,《山东省招掖金矿区1∶5万综合物探成果报告》及其他矿产普查物探成果资料。
收稿日期:2000-03-07; 修订日期:2000-08-27; 编辑:游文澄作者简介:黄太岭(1958-),男,山东临沂市人,教授级高级工程师,主要从事区域及矿产物化探技术管理工作。
表1 鲁东地区各岩层物性参数统计T able1 Statistics of physical property parameters of every-rock-form ation in east Shandong 地 层 及 岩 体κ(4π×10-6)J r(103A/m)D(103kg/m3)变化范围平均值变化范围平均值变化范围平均值新太古代胶东(岩)群0～310004000～1000100 2.6～3.3 2.76元古宙中生代新生代新元古代中生代胶南(岩)群0～6000350————荆山群0～30501500～100060 2.6～3.1 2.76粉子山群0～19501200～65030 2.5～3.3 2.75蓬莱群0～200200～3015 2.55～2.85 2.72莱阳群微弱—微弱— 2.3～2.7 2.64青山群10～200045015～2217130 2.3～2.7 2.60王氏群0～80100～5010 2.3～2.6 2.59第三系———— 2.0～3.1 2.28第四系微弱—微弱— 1.2～2.0 1.85震旦期玲珑岩体0～500150～1205 2.51～2.69 2.60燕山晚期崂山阶段岩体0～58005000～15000500 2.5～2.8 2.65燕山晚期艾山阶段岩体0～31002800～300085 2.53～2.70 2.65燕山早期郭家岭岩体 3.3～21002500～42025 2.50～2.74 2.65印支期岩体0～500200～20015 2.45～2.7 2.64鲁东地区各岩层按物性特征基本可分为五种类型:(1)不均匀磁性高密度岩层:主要为新太古代—新元古代的各类变质岩系,构成胶莱盆地的基底。
胶东(岩)群等变质地层磁性变化范围大,斜长角闪岩和斜长角闪片麻岩等岩层的磁性强,磁化率一般可达(n×103～n×104)×4π×10-6,而变粒岩、黑云斜长片麻岩、大理岩、石墨透闪岩等岩层磁化率微弱甚至为零。
这种不均匀的磁性特征导致了磁场顺地层走向的条带状分布及跳跃式变化。
各变质岩系密度平均值均在2.7×103kg/m3以上,斜长角闪岩、大理岩等岩层可达2.9×103～3.0×103kg/m3,为该地区最高的密度层,在变质岩系分布区或当其残留体具一定规模时,可引起较高的区域重力场或局部重力异常,而当该类岩层与中、低密度岩层接触时,则引起较大的重力梯级带。
(2)弱磁性中密度岩层:莱阳群、青山群和王氏群为胶莱盆地的主要地层。
其中青山群为一套火山喷发岩,磁性变化范围较大,形成的磁场亦多为跳跃型;莱阳群和王氏群磁性则微弱或无,磁场平稳,与变质岩地层的跳跃磁场形成鲜明的对比。
该类岩层密度为2.6×103kg/m3±,为鲁东地区中等密度层,与变质岩系大约有0.1×103kg/m3的密度差。
在基底背景上,该类岩层的重磁场表征为相对重力、磁力低。
(3)弱磁性低密度岩层:新生代地层密度、磁性均较低,与下伏岩层形成很强的密度界面和磁性界面,利用重磁资料可有效地研究盆地内中生代地层或基底的起伏情况。
(4)不均匀磁性中密度岩层:中生代燕山期各类侵入岩体的磁性变化范围较大,所24 山 东 地 质 16卷形成的磁场强度高,面积图1 胶莱盆地重力场示意图Fig.1 Gravity field characteristic in Jiaodong basin大,且多伴有负磁异常。
该侵入期岩体密度中等,变化不大,当它们侵入老变质岩系时,可形成显著的相对重力低。
(5)弱磁性中密度岩层:印支期(文登岩体、宁律所岩体)和震旦期(玲珑岩体)侵入岩的磁性弱且均匀,多表现为平缓的磁场特征,当其内部有脉岩或有后期岩浆岩侵入时,则形成明显的局部异常。
这两期侵入岩的密度与燕山期岩体相当,因而常形成统一的区域重力场,而当其与变质岩系接触时,则形成较明显的梯级带。
图2 胶莱盆地航磁场示意图Fig.2 Airborne magnetic field characteristic in Jiaolai basin1.2 区域重磁场分区鲁东地区的区域地球物理场可分为北部、中部、南部三个区(图1,2),其中:北部区重力场值为0～-20×10-5m/s 2,磁场值为0～20nt ,为重力低、磁场平缓区,对应胶北隆起;中部区重力场值为0～20×10-5m/s 2,磁场值为-50～50nt ,为重力高、磁场正负相间分布区,对应胶莱盆地;南部区重力场值为0～-20×10-5m/s 2,磁场值为-200～200nt ,为重力低、磁场跳跃区,对应胶南隆起。
三个区的分界线,即胶莱盆地的北界在平度—招远—栖霞—桃村一线,南界在五莲—胶南—即墨—海阳一线。
343期 黄太岭:胶莱盆地区域地球物理场特征及构造单元划分 分界处重磁场有两个特点:一为重力场值的剧烈变化,表征为规模巨大的重力梯级带;二为重磁场特征的显著变化,其中胶莱盆地重磁场一般表现为平缓场,局部异常范围相对较大,等值线平直,而其南北隆起区的重磁场尤其是磁场则表现为高频成分多,呈跳跃状,等值线弯曲。
重磁场的这些特征既反映了鲁东地区深部构造以近EW 向为主,也反映了三个不同区域物理场的分界处即是大规模断裂的位置。
中部区区域重力场值之所以升高,其原因:一是胶莱坳陷为莫霍面相对隆起区,其莫霍面深32km ,比南北两侧隆起区浅约2km ;二是胶莱盆地基底为巨厚的变质岩系;三是南北两侧隆起区因大规模岩浆侵入导致岩层密度降低,而胶莱坳陷内低密度岩体相对较少。
2 胶莱盆地区域地球物理场特征图3 胶莱盆地重磁场分区示意图Fig.3 Diagrammatic sketch of sub -divisions of gravity and magnetism fields in jiaolai basin 前已述及,胶莱坳陷区总体表征为重力高、磁场正负相间的特征。
据重磁场形态、走向、幅值等,胶莱盆地重磁场可进一步分为五个区(图3)。
2.1 五莲即墨重磁场跳跃区(Ⅰ) 呈一N EE 走向的长条形。
其重力场值平均为6×10-5m/s 2,磁场值为-300nt ,重磁场走向总体呈N EE 向。
磁场在区内多为负值,七宝山、瓦店镇、张应镇等地有较高的磁异常存在;重力场沿N EE 向有5个异常中心存在,异常峰值为10×10-5～18×10-5m/s 2,其北部为一长条状负异常,该异常值为-8×10-5m/s 2。
表明该区以凸起为特点,局部有凹陷存在,燕山晚期的火山喷发及岩浆活动较强烈。
2.2 高密重磁场缓变区(Ⅱ)呈一等腰三角形。
其重力场值平均可达18×10-5m/s 2,磁场值近于零。
重力场总体缓变,表现为相对重力高,变化范围为12×10-5～24×10-5m/s 2,胶州附近为一相对重力低;磁场低且平缓,等值线稀疏,变化范围为0～50nt 。
局部重磁异常走向为近EW 向。
表明该区基底构造以褶皱为主,且被较厚的弱磁性地层王氏群覆盖,井沟镇西侧的44 山 东 地 质 16卷重低磁高和胶州附近的磁高则反映了燕山晚期岩浆岩的侵入。
2.3 平度七级镇重高磁高低相间区(Ⅲ)呈一NW 走向的矩形。
重力场值为0～28×10-5m/s 2,磁场值为-100～200nt ,高值部位为高密七级镇,低值部位为平度寥兰。
重磁场总体走向呈NW 向,局部磁异常呈近EW 走向。
该区将胶莱盆地的重磁场分为特征显著不同的东西两部分。
重磁场特征表明该区构造以凸起为主,并有局部凹陷存在。
2.4 莱阳莱西重磁高低相间区(Ⅳ)呈一N E 走向的矩形。
其重力场值平均可达18×10-5m/s 2,磁场值为100nt 。
重磁场总体特征是其异常走向近EW ,局部呈高低相间分布;重力场具两高两低的局部重力异常,其值变化范围为12×10-5～34×10-5m/s 2,磁场变化范围为-300～300nt 。
表明该区构造以凸起为主,变质岩基底埋藏浅甚至出露地表,其间夹有局部凹陷。
2.5 穴坊郭城重力缓变磁场杂乱区(Ⅴ)呈N E 走向。