钙质结核气候变化

1、第四系——第四纪沉积物

嵩山地区第四系分布在嵩山南北两侧的山麓地带，尤以南麓分布广泛。由松散的碎屑沉积物组成，局部呈半胶结状态。以冲积、洪积、冰碛为主，次为风积、残积、坡积、沼泽及牛轭湖相沉积等，多为复合成因类型。第四系总厚度为27～102m。

根据古生物组合、成因类型、岩性、岩相、地貌特征、层位关系和考古资料等，将嵩山第四系自下而上划分为：

嵩山地质博览

现由下而上逐层介绍如下。

1.下更新统冰碛层（

）

下更新统冰碛层是1989年河南区调队在1∶5万登封幅区域地质调查报告中提出来的，由于工作范围所限，只在登封（东经113°）以东做了调查，登封以西及嵩山其他地区尚无人研究。故叙述以嵩山东南部为重点。在登封大龙尾沟、茶庵沟、申半坡、十里铺、北新庄、杨岗村等地的岗垄顶部都可看到冰川堆积物。而冰蚀地貌多在嵩山南坡的沟谷山岭间。冰碛层以唐庄桑树坡及韩村小牙沟两地保存较好。

登封韩村小牙沟下更新统冰碛层剖面（图10-7）：

图10-7　登封市小牙沟下更新统冰碛层剖面图（引自河南区调队，1989）

（未见顶）

下更新统冰碛层（

）　厚17.0m

3.下部为褐红色含砾亚粘土层，上部为红、褐红色粘土层　4.0m

2.灰绿色泥砾岩，夹绿色透镜状粘土层。砾石以石英岩、石英砂岩、脉石英为主，次为片岩、片麻岩等，砾径5～3cm，大者50cm，表面有擦痕，砾石大小混杂，无分选，次棱角状，胶结物为砂、泥质　9.0m

1.灰绿色致密块状粘土，夹亚粘土，湿时具滑感，干时坚硬易裂，具水平层理　4.0m

不整合

下伏地层　新第三系洛阳组（N1l）粉砂岩

下更新统为一套灰绿、红、棕红色冰碛泥砾层，是由冰川搬运来并沉积下来的，为粘土、砾石、碎屑物质的混杂堆积。砾石成分以石英岩、石英砂岩、脉石英为主，次有绢云石英片岩、片麻岩、花岗岩等。砾径5～30cm，巨大的漂砾直径可达1～5m。砾石分选性，滚圆度较差，呈次棱角状和半滚圆状，砾石大小混杂，形态各异排列无序，有不少砾石长轴直立。砾石含量不均，约20%～70%。从剖面和区域情况看，冰碛层下部为粘土层与砾石层交替出现的冰碛泥砾层；上部为粘土层夹泥砾层的冰水沉积，反映气候后期逐渐变暖的趋势。泥砾结构是冰碛的典型特征。

泥砾层中的砾石成分比较单调，多来自嵩山、玉寨山地区的岩层，以嵩山群石英岩为主。砾石具压坑、猴面石、扭曲、钉头鼠尾状擦痕、刻槽、弧形壳状刻蚀痕（图10-8）及平行排列的压裂裂隙。砾石表面附有泥膜（泥包砾）或铁锰质薄膜，以上均反映了典型的冰碛特征。在冰川堆积区，到处可见直径达1～5m左右的冰川漂砾，只有冰川作用，才能将这些巨大的砾块搬运到距山麓较远地带，一般的洪积作用是无能为力的。

图10-8　登封市下赵家沟石英岩冰川漂砾素描图（引自河南区调队，1989）

在嵩山地区发现的冰碛地貌包括终碛、侧碛和冰碛垄岗。终碛在嵩山南麓山岳冰川发育较好，在冰川前缘呈向南突出的弧形展布，堆积于大龙尾沟、上沟、赵家庄、东十里铺、党家沟、吴岗等地，形成垄岗地貌（图10-9）。前缘呈陡坎地貌。东西长约20km，由于后期河流下切可看到天然的冰碛层剖面。终碛垄厚12～25m，由褐红、灰黄色泥砾堆积而成。侧碛分布于寺里沟两侧，在孙窑、高庄两地保存较好，是寺里沟冰川所遗留的侧碛物。呈南东向延伸，长约700～1000m。侧碛分布于海拔370～420m的高度，高出现代河水面50～65m，内侧坡度31°～34°，顶部纵向坡度30～5°，在泥砾层之上留有巨大的冰川漂砾。区内冰碛垄岗较多，主要分布于大龙尾沟、茶庵、十里铺、杨树村等地。冰碛层呈帽状不整合覆盖于基岩之上。呈近南北向和南东向放射状展布，高出现代河床70～106m，由冰碛和冰水堆积而成。

在嵩山地区发现保存较完整的冰蚀地形有：冰斗、“U”形槽谷、悬谷、冰坎、鱼脊（刃脊）、角峰等地貌形态。这些冰蚀地貌与上述冰碛地貌相配套，共同组成典型的冰川地貌。“U”形谷在嵩山南麓分布有几条，其形迹完整，大多呈“U”字形。因嵩山长期处于上升阶段，遭受侵蚀后在“U”谷底部形成“V”字形的谷中谷。会善寺“U”谷长约2.5km，宽约250m，老君殿沟“U”谷长约1.8km,宽约200～300m，寺里沟“U”谷长约2.3km，宽约150～220m。“U”谷之上游多有冰斗分布，“U”谷一般谷宽底平，谷壁陡峻，谷坡上残留有冰碛物。悬谷分布范围与“U”谷相同。悬谷多平直伸展，横断面呈“U”型，与主谷交汇处陡然而下，呈悬谷景观。如卢崖瀑布由石英岩组成陡坎，高差达250m，寺里沟陡坎高差可达110m。冰斗在嵩山地区平行分布于海拔850～890m高度的山地上。如青岗坪后沟冰斗，形态保留完整，易辨认。其分布标高在海拔850m以上，冰斗呈簸箕状，南、西、北三面石壁陡直（冰蚀崖），谷坡70°～75°。斗壁由罗汉洞组石英岩组成，谷底为五指岭组绢云石英片岩。斗底平坦开阔并有冰碛物残存，斗径约450m，向南东开口，在冰斗前缘有卢崖瀑布——冰坎。典型的鱼脊岭跑马岭，由罗汉洞组坚硬的石英岩组成，山脊呈锯齿状，近南北走向，长约3.2km。两坡陡直，是由冰川相夹刨蚀或两侧冰斗溯源刨蚀而成的。区内还有灯盏锅、羊旦山及龙山等鱼脊岭，山脊呈近南东走向。角峰系由数条“U”形谷溯源掘蚀形成金字塔状尖峰。灯盏锅角峰海拔高1334.7m，白石尖角峰海拔高1068m，均由罗汉洞组石英岩组成。呈尖棱状角峰，峰顶高耸，峻秀挺拔，景观壮丽，突出山脊线150～240m，周围为冰斗所包围。早更新世嵩山为冰层覆盖，因重力作用，冰川自高处向下滑动。在嵩山南麓由于冰川的刨蚀，还形成了冰蚀斜坡，坡度30～50，涉及范围半径达8～13km。斜坡基底为太古宇—新生界第三系及石秤花岗岩体等。在斜坡上现保留有鼓丘、羊背石等冰蚀遗迹。因后期地壳不断上升，伴随着断裂活动和河流下切，把斜坡割成许多块段，破坏了冰川斜坡的完整性。

图10-9　嵩山第四纪冰川遗迹分布图

从层位关系来看，嵩山冰碛层不整合覆盖于第三系之上，其上与中更新统呈斜坡式不整合接触（图10-10）。该套冰碛层分布于海拔380～410m的垄岗丘陵地带，高出现代河面80～110m。冰碛物之顶面未见新的沉积物，只有一些棕红色粘土和冰川漂砾散落其上。

图10-10　登封市韩村东沟下更新统与中更新统接触关系素描图（引自河南区调队，1989）

综上所述，嵩山地区的这期冰川为山岳冰川，冰碛层发育，规模较大，且有一套完整的冰蚀和冰碛地貌相配套。上述地貌特征，决非由季节性河流和洪积、泥石流所能塑造而成的。我们称此次冰期为“嵩山冰期”，将其归属于早更新世，该冰期大体与我国北方的朝阳冰期和南方的鄱阳冰期相当。嵩山冰蚀地貌和冰碛物的发现，对研究中原地区早更新世的古气候变化和古地理变迁有着十分重要的意义。

2.中更新统冲-洪积层（

）

该统主要分布于颍河河谷之Ⅲ级阶地，及嵩山山麓地带。与下伏下更新统呈斜坡式不整合接触，与上覆上更新统为假整合接触。

登封市方家沟中更新统剖面（图10-11）：

上覆地层　上更新统（

）黄土状亚砂土

假整合

中更新统（

）　厚9.6m

3.褐红色亚粘土，夹粗砂层透镜体，具水平层理，垂直解理发育，含钙质层及钙质结核　6.1m

2.褐红、紫红色砂砾层，砾石以石英砂石、石英岩、片岩、花岗岩等为主，砾径3～5cm，分选及磨圆度良好，砾石定向排列，未胶结　1.0m

1.褐红色粘土层夹灰褐色亚粘土层，底部为30～40cm厚的洪积碎石层，粘土中采得Palaeoloxodon namadicus（纳玛古菱齿象）　2.5m

不整合

下伏地层　三叠系刘家沟组（T2l）石英砂岩

中更新统底部为红、棕红色含碎石粘土层，下部为青灰、褐灰色砂、砾石层，夹亚砂土层；上部为褐黄、棕红、红色粘土、亚粘土层，夹砂层透镜体，富含钙质。具水平层理，河谷Ⅲ级阶地具二元结构。砂层中斜层理发育。底部碎石呈次棱角状，成分各地不一。该层厚度变化与地貌部位相关，一般厚6～24m。中更新统形成于湿热与干燥气候周期性变化的条件下，属冲-洪积物。其中夹古土壤5～7层，且厚度大，结构完整。其特征与黄河中下游地区的中更新世次生黄土和离石黄土相同。近年来，在登封县方家沟、库庄、安窑、西十里铺及密县牛店等地发现丰富的脊椎动物化石，为地层时代确定提供了依据。登封方家沟棕红色粘土中采获古菱齿象，安窑红色亚粘土中产安氏驼鸟等化石（以上化石据登封县文物管理所资料）。在邻区荥阳等地产安氏驼鸟、水鹿、中华缟鬣狗等。以上化石经中国科学院古脊椎和古人类研究所鉴定，时代属中更新世。综上所述，脊椎动物为中更新世常见的化石，其时代应属中更新世。

图10-11　登封市方家沟中更新统剖面图（引自河南区调队，1989）

图10-12　登封市双庙沟上更新统剖面图（引自河南区调队，1989）

3.上更新统冲积层

主要分布于颍河两侧，组成河谷Ⅱ级阶地，呈带状展布。另外在山前丘陵地带也有少量分布。与下伏中更新统和上覆全新统均为不整合接触。

登封告城双庙沟上更新统剖面（图10-12）：

上更新统（

）　厚＞3.4m

3.表土层为腐殖土及耕作层，含介形虫、腹足类化石　0.2m

2.灰黄、浅灰色黄土状粉砂质重亚砂土夹不规则的钙质结核（4～5层），夹层厚0.15～0.9m不等，含介形虫、轮藻、腹足类、双壳类化石　3.0m

1.灰、浅灰黄色黄土状粉土质重亚砂土，疏松状，含有石英及少量暗色矿物　＞0.2m

（未见底）

剖面中上部黄土状粉砂质重亚砂土夹钙质结核层中采得的介形虫组合中有布氏土星介、双折土星介相似种、爬虫介未定种、胖真星介、新奇玻璃介相似种、球星介未定种等；腹足类有中国蜗牛、直立中国锅牛、下蜀钻子螺、幼鼠蛹形螺等，均属晚更新世常见分子。

本统上部为灰黄、灰褐色黄土状亚砂土，夹灰黑色淤泥层及透镜状砂砾；下部为青灰色砂层、砾石层。黄土状亚砂土颗粒均匀，疏松质轻，垂直节理发育，多孔隙，湿陷性强，含钙质结核及白色钙质网纹。钙质结核在黄土中呈星散状分布。结核直径一般为5～10cm，呈姜疙瘩状，表面光滑，固结较差，易碎。黄土中还夹有1～3层棕色古土壤层。下部砾石成分各地不一，分选性及磨圆度良好，砾石扁平面多倾向河流上游。砂层中水平层理和斜层理发育。河谷Ⅱ级阶地具二元结构。黄土是在比较干冷草原环境中形成的，褐土型古土壤层是在比较温湿的森林草原环境中形成的。本统岩性特点与黄河中下游晚更新世的马兰黄土和次生黄土相同，层位相当，可以进行对比。

据上述岩性、岩相和生物群特征分析，晚更新世时嵩山地区为湿热—干冷气候周期性波动条件下的河流-牛轭湖泊沉积环境。沉积厚度受地貌部位严格控制，在河谷Ⅱ级阶地沉积厚度为5～20m，山前丘陵地带厚达10～40m。

4.全新统冲积层（Qh）

广泛分布于嵩山南北各大河流两侧及河漫滩中，组成河流Ⅰ级阶地及河床，按其岩性地貌特征，可将全新统划分为下部冲积层及上部冲积层。兹分述如下。

全新统下部冲积层呈带状、串珠状分布于颍河、双洎河两侧，组成河谷平台Ⅰ级阶地。不整合于上更新统及更老地层之上。全新统下部冲积层二元结构十分明显。下部是在横向环流作用下形成的一套粗砂砂砾层，自下而上粒度变细，斜层理发育，属河床相沉积；上部是在洪水期间由河水漫出河槽而形成的一套薄层亚砂土和亚粘土互层，往往具微细的水平层理，属河漫滩相沉积环境。粗粒河床相与细粒河漫滩相有规律的组合，构成了冲积层特有的二元结构。砾石扁平面倾向上游，呈叠瓦状排列，中间为砂所充填，是河流相冲积物的典型特征。

登封芦店河西全新统下部剖面（图10-13）。

图10-13　登封市芦店河西全新统下部冲积层剖面图（引自河南区调队，1989）

（未见顶）

全新统下部冲积层（

）　厚5.1m

3.灰黄、褐灰色亚砂土层夹砂、砾石层透镜体，具水平层理　3.1m

2.青灰色粉—细砂层，水平层理及斜层理发育　0.8m

1.青灰色砾石层，砾石成分以石英岩、石英砂岩、片岩、脉石英为主，砾径5～10cm，磨圆度及分选性较好，砾石扁平面向北倾，倾角20°～30°　1.2m

不整合

下伏地层　三叠系和尚沟组（T1h）紫红色泥岩

全新统上部冲积层主要分布于颍河及其各大支流的河床及河漫滩，与下伏全新统下部冲积层呈叠瓦状或斜坡式不整合接触。河漫滩岩性多为浅灰黄色砂层、粉砂及亚砂土，局部夹淤泥层。河床为砂砾、卵石层。本统厚度各地不一，一般厚1～5m。

第四系全新世晚期以来，地壳仍处于缓慢的升降运动中，特别是在河面宽广、曲流发育的地段，如颍河的东金店、告城段，富集大量砂层。这些河沙是良好的建筑用砂。砂砾层中，还含有丰富的有益重矿物，如石站山金异常，黄家岭—张光沟、缸瓷窑的辰砂异常，中岳庙后沟的铅异常等，均富集于全新统上部冲积、坡积残积层中。研究全新统冲积层对寻找原生矿床具有重要意义。

综上所述，颍河河谷第四系发育完全，地质工作者在登封马寺庄，横切河谷画了一张剖面图，可以形象地表现从早更新世到全新世各期沉积物的相互关系（图10-14）。

图10-14　登封市马寺庄—上沟颍河河床第四系剖面图（引自河南区调队，1989）

2、陆相沉积的主要类型

(一)冲积扇相

1.冲积扇的一般特征

冲积扇是由洪水携带山区的物理风化产物从狭窄的山谷流出山口，坡度急剧变缓，洪水散流，流速变慢，水中携带的石块和泥砂很快在山口附近堆积下来，形成以山口为顶点的扇形沉积物(图6－3)。冲积扇一般分布于山脉与平原交接的部位，此外，又常是同生断裂所在处，山区不断上升剥蚀，可供给丰富的碎屑物质，平原不断下降可以接受很厚沉积物，因而常在山麓前形成多个互相衔接的冲积扇群，延伸可达几十到几百千米，厚几百到上千米。我国有部分冲积扇可从山口向前一直延伸到湖岸或海岸区，形成沿岸发育的冲积扇或扇三角洲。

2.冲积扇沉积相划分和特征

扇根亚相 位于山口，分布范围狭窄，但厚度巨大(图6－3)，主要由陡坡型辫状河和泥石流沉积的粗碎屑岩组成。

图6－3 典型的冲积扇相模式(据Spearing，1974)

扇中亚相 扇中是冲积扇的主体组成部分，分布范围大，但厚度较扇根减薄，由辐射状分流的辫状河道、泥石流、筛积物和水道间漫流带组成，其中筛积物是扇中亚相的标志性产物。

扇端或扇缘亚相 位于冲积扇外围与冲积平原呈过渡关系的低洼部位，由间歇发育的辫状河、片泛、湖泊和干盐湖或风成沙丘组成。

3.古代冲积扇相沉积的主要鉴别标志

1)冲积扇多形成于干旱、半干旱气候、氧化环境，故沉积物常呈红色，以碎屑物质为主，粒度冲积扇一般被划分为扇根、扇中和扇端或扇缘3个亚相主要特点为粒粗，分选差，岩性变化大，可有少量盐类及碳酸盐矿物。动物化石稀少，但砾石中可含有老地层中的化石，它不能代表冲积扇形成期的化石，而是指示物源区位置和母岩区地层年代的标志。

2)冲积扇的扇根和扇中，多具陡坡型辫状河体系，搬运和沉积作用均是阵发性和暴发性的，故搬运介质较复杂，既有牵引流又有重力流。其沉积物可由厚的河流沉积物和粗的泥石流沉积物，或由水携沉积物、筛积物和泥石流沉积物组成，河床充填沉积物少，可见其沉积物粒度差别很大。

3)沉积物主体呈长/宽比约为5～20的板片状外形，称为片状(片流)沉积物。

4)泥石流沉积主要发育在扇体的上部，向扇缘渐少。

5)自扇顶顺坡向下，碎屑物粒度逐渐减小，剖面上具有向上变细的结构(图6－4)。

图6－4 冲积扇剖面结构

6)切割－充填构造主要发育在扇顶附近，坡脚附近少见，一般不具层理，可见波痕、干裂、雨痕等暴露标志。

7)冲积扇的各种沉积类型(如片流沉积、筛积物、泥石流及河床充填物)，其搬运沉积的水动力条件很不相同，因而它们在厚度上、碎屑粒度上及分选性上变化很大，很不相同。

8)冲积扇与河漫滩或湖泊相等沉积环境的沉积物常呈超覆接触或舌状交错接触。

9)冲积扇的水流模式呈辐射状，主流水方向为辐射状。

川西安县一带上侏罗统境莲花口砾岩厚达近千米，即由一连串的冲积扇沉积物组成。

(二)河流相

河流相沉积常与某些大型油气藏有关，也常产有铀、金、金刚石、水晶、独居石、刚玉、钨、锡、铂等矿产，因此，近年来对河流相沉积的研究非常深入，在认识上有很大的发展，主要是通过对现代河流沉积物的研究和室内水槽模拟试验，对河流作用的机理和所形成的沉积物的结构、构造、粒度、组分等有深入的了解。以将今论古的方法说明古代河流相沉积物是广泛存在的，并且厚度可以很大(多阶性)、分布面积可以很广(河床侧向迁移)，不一定成薄层的长条带状分布。

图6－5 四种类型的河流平面形态特征(据B.R.Rust，1978;Miall，1997)

按河流河道的平面形态等特征，把河流分为带状河流、蛇曲河流及平直河流三类，但自然界平直河流很少，下面以曲流河为例介绍河流沉积相沉积的主要特征。

1.河流的分类

河流的类型主要利用曲率来划分的，所谓曲率系指河道长度与河谷长度之比。当曲率>2.0时，为曲流河;曲率=1.3～2.0时，为顺直河;曲率<1.3时，为辫状河。河流的分类方案意见较统一(表6－2)，本教材采用Rust(1978)和Miall(1997)的四分方案，图6－5为四种类型的河流平面分布特征。

表6－2 几种通用的河流类型划分方案

2.河流沉积相划分和特征

以曲流河为例，河流相沉积一般可划分出以下几个亚相和微相(图6－6)。

图6－6 曲流河沉积模式和沉积相划分

(1)河床亚相

属于河流下部旋回沉积，发育有以下4个沉积微相:

河床滞留微相 从上游搬运来的与就地侵蚀来的物质，细粒被冲走，粗粒物被留下堆积在河底，即为河床滞留沉积。其成分复杂，砾石多、砂多，可有泥砾和硅化木。砾石可呈叠瓦状排列，最大扁平面倾向上游。一般厚度不大，呈断续的透镜状位于河流沉积物的底部，向上过渡为边滩或心滩沉积(图6－7，图6－8)。

边滩微相 为曲流河所特有，是河流侧向迁移在河湾内侧形成的加积物，也是曲流河中沉积作用最活跃的部位，沉积物以砂为主，混有砾、粉砂和粘土，成分及结构成熟度均低，向上粒度渐细。层理类型丰富多样，主要为各种大、中型交错层理，尤以大型板状层理常见。砂体呈板状，厚几十厘米至几米(图6－7)，宽度变化大，取决于河流大小及侧向迁移规模和时间。

心滩微相 心滩是辫状河流的主要流水地貌，它的存在是确定辫状河流的主要标志(图6－7)。心滩沉积物粒度比边滩粗得多，但粒度范围变化更大，成分成熟度更低，层理更发育，类型也多样化，常出现大型槽状交错层理、平行层理、块状和逆行沙波层理，底冲刷构造非常发育。心滩沙体也呈透镜状产出、侧向岩性变化快，但垂向上往往由多个心滩连续叠置，顶部一般缺少堤岸沉积。

串沟充填微相 当流速很大的洪水向边滩上散流时，由于强烈的侵蚀下切作用，常在边滩上形成深1～2m的串沟，河流因串沟而使河道截直。沉积物主要是洪水期垂向加积的砂、粉砂，夹砾石，分选不好，以小型槽状层理常见，还可见干裂、槽模，岩体呈上平下凸的透镜状夹于边滩之中。

(2)河漫滩亚相

属于河流下部旋回沉积，包括天然堤、决口扇、岸后沼泽、洪泛平原和牛轭湖等微相类型:

天然堤微相 天然堤的形成是由于洪水期河水漫越河岸，当河水变浅、流速降低时，大量河水携带的悬移物质很快在岸边沉积下来，形成断面呈楔形的天然堤。它具曲流河的地貌特征，沉积物粒度比边滩细，主要是细砂岩、粉砂岩及泥岩的薄互层组合，单层厚几厘米到几十厘米。常发育钙质结核，这是河流堤岸间歇性暴露沉积的一个标志。层理发育，在砂岩层中见各种大型交错层理。泥岩中可见水平层理、干裂、植物根。岩层中有虫迹出现。垂向剖面上位于边滩的顶部(图6－7)。

决口扇微相 在洪水期时，过量的洪水冲决天然堤，并在堤岸靠平原一方的斜坡上形成树枝状水系的舌状堆积物，称为决口扇沉积(图6－6)。沉积物主要为细砂及粉砂岩等细粒物质，但粒度比相邻的堤岸沉积要粗一些。可见各种小型交错层理，局部有中型交错层理，另见冲刷及充填构造，植物及其他化石是河水带来的。决口扇沉积呈舌状体，断面上呈透镜状，厚度不大。

图6－7 曲流河沉积序列和剖面结构

图6－8 辫状河沉积序列(据Walker和Cant，1976，魁北克省加斯佩半岛泥盆系)

洪泛平原微相现代河流虽可细分为河平原、河漫湖泊和河漫沼泽等微地貌，但在古代沉积物中很难分出各微相，而统称为洪泛平原微相。洪泛平原一般地势平坦，很少起伏，无冲刷作用，低洼的部位常年积水而形成河漫沼泽(或岸后沼泽)，洪水期流水带来的细粒悬移载荷是沉积物最重要的供给源和供给方式，因此沉积物粒度细，以垂向加积作用为主，形成的岩石主要为粉砂岩及泥岩。层理一般不发育，有时可见水平层理、小型交错层理。常见干裂构造，砂体一般不发育。在干燥气候区，由于蒸发作用强烈而产生钙质结核和铁质结核，在潮湿气候区的低洼部位植物生长茂盛，可进一步发展成岸后沼泽，广泛沉积炭质页岩、泥灰岩和泥炭与煤层等，为重要的造煤环境。

牛轭湖微相 由于河流的衰老或蛇曲河的截弯取直作用而形成牛轭湖(即废弃河道，图6－6)，其中既有侧向加积的砂质物，又有垂向加积的粉砂和泥质。富含有机质，还可有淡水动物化石。一般层理不显，有时有沙纹层理、水平层理等。

3.古代河流相沉积的主要鉴别标志

■具明显的半韵律构造，即每一个韵律都是下粗上细，底部常有一个冲刷面或冲蚀坑。

■岩层横向变化大，沙体多呈透镜状产出。

■粒度组分上有较多的砾石，砾石有定向性，多呈叠瓦状排列。

■砂岩、粉砂岩中不稳定矿物多，即矿物成熟度低。

■层理发育，类型丰富，最具代表性的层理类型是板状交错层及槽形交错层;斜层理具定向性，可指示水流方向。

■河流相中一般无动物化石，可有植物碎片及硅化木等。

■河流相的剖面层序:由于河流的侧向迁移、侧向和垂向的加积作用，形成的垂向剖面层序，具有粒度向上变细的层序。曲流河沉积层序具两层结构(图6－7)，常因河道大幅度的侧向迁移而具有大面积分布的边滩沙体。辫状河流沉积也由河流下部旋回和上部旋回两部分组成，但一般上部旋回沉积不发育，下部旋回以发育心滩为主(图6－8)，因旋回的多阶性而具有连续叠置的河道沙体。

(三)湖泊相

1.湖泊的一般特征

湖泊沉积是陆相沉积物中分布最广泛的沉积物之一。我国中新生代地层中常有巨厚的湖泊沉积，如四川侏罗系、白垩系等。湖盆大小可相差很大，大者面积可这几十万平方千米(如里海面积达43×104km2)，小者可很小。大小及深度不同的湖盆，其水动力条件显然不一样，其岩性、生物、构造等均不一样;再者气候环境、水体含盐度及淡水注入情况等都影响着湖相沉积的特征。

湖泊分类的方案和原则很多，通常按湖水含盐度把湖泊分为淡水湖(含盐度<3.5%)和盐湖(含盐度>3.5%)。但大陆上的湖泊多是淡水的，或者在湖泊的发展历史中淡水期占主要时期，当然这主要决定于古气候和盐分的供应情况。

2.淡水湖泊沉积相划分和特征

淡水湖泊发育于潮湿气候区，其沉积特征主要为陆源物质，化学沉积物少，常有淡水动物化石和陆生植物及其碎片。淡水湖泊可依据湖底地形和水动力强弱的不同而划分出滨湖、浅湖、半深湖、深湖区，若有河流注入，还可形成湖泊三角洲。湖泊沉积物常呈带状分布，从湖岸至湖心，伴随水深加大和水动力条件由强转弱，沉积物粒度愈来愈细，依次为砾、砂、粉砂和泥(图6－9)，因此，按湖底地形和水深变化，通常将湖泊划分为滨湖、浅湖和半深湖－深湖3个亚相，在发育有大型河流的入湖口处和相邻的较深水湖底，时常还发育有湖泊三角洲、扇三角洲、湖岸扇和湖底浊积扇等沉积体系。以下重点介绍滨、浅湖和深－半深湖亚相。

滨湖亚相 滨湖地区水动力条件比较复杂，有拍岸浪与回流的作用，也有潮汐的作用，可有生物介壳，有时富集成介壳滩，故湖水对沉积物的改造作用较强。岩石类型多样，以砂岩、粉砂岩为主，有时产有滨湖砾岩。因湖浪的淘洗作用强，砂粒磨圆好，分选性也较好，交错层理发育，主要为小型波状层理及中小型单斜层理，还有变形层理、干裂、雨痕、虫迹及冲刷构造等，沙体呈透镜状。

浅湖亚相 主要指滨湖沉积以下至波基面以上的地带，岩性主要为泥岩、粉砂岩，有时有细砂岩透镜体。层理多为不规则的水平层理、小型波状层理。有时可见对称波痕，生物化石保存好，且较丰富，以腹足、瓣鳃类为主，还有介形虫、叶肢介及鱼类。可产有菱铁矿、鲕状绿泥石等弱还原自生矿物。

半深湖－深湖亚相 湖泊深水区是位于波基面以下的静水区，一般大型湖泊都是在20～30m以下地区，水动力弱、安静、还原环境。深湖沉积主要为黑色、深灰色泥岩、页岩，有时可夹灰岩，泥灰岩及油页岩。层理发育，以微细水平层理、季节纹层为主、无底栖生物，只有介形虫、叶肢介和鱼类游泳生物化石，多黄铁矿。岩体呈层状，层位稳定、分布广、易对比。

3.盐湖的沉积特征

盐湖分布于干燥炎热的气候区，其形成条件是蒸发量大于降水量，由于湖水受强烈蒸发，含盐度高，出现盐类矿物沉淀而形成盐湖。

盐湖沉积具有显著的阶段性，由老到新常分为碳酸盐、硫酸盐和卤化物三个沉积演化阶段:

■在含盐度较低时，只沉积碳酸盐，钙质粉砂岩及泥灰岩，其初期可有碎屑物伴生和形成钙质砂岩，往往位于剖面的下部;

■蒸发作用加强，含盐度加大，开始沉积石膏、芒硝等硫酸盐矿物，位于剖面的中部;

■蒸发作用继续加强，甚至蒸干，含盐度连续加大，依次沉淀溶解度更大的氯化物，如石盐、钾盐、光卤石等。

盐湖这三个沉积阶段可因构造下陷和气候周期性变化，且盐湖与淡水期间常呈过渡交替的关系，故形成多旋回的盐湖沉积。在我国西北地区有现代盐湖沉积，在古代地层剖面中也有盐湖沉积阶段，如江汉第三系等。

图6－9 湖泊沉积环境和相带的划分

如果湖泊很少水流注入，湖水不断减少，则湖泊逐渐被沉积物充填满而淤塞，湖泊就向沼泽转化。

(四)沼泽相

沼泽也可称之为湿地，系指植物非常茂盛的蓄水低地。按其地理位置，可分为滨海沼泽(即沼泽化潟湖)和大陆沼泽，前者多生于海退时期的滨海平原地区，常可形成大的煤田，如河北峰峰煤田。大陆沼泽则多为湖泊发展之末期产物，陕北神户大煤田，故大陆沼泽与湖泊相常共生或过渡。当河漫湖泊演化成沼泽时，则称河漫沼泽或岸后沼泽，大陆沼泽环境的特点是:地势平坦，气候温暖、潮湿，水体几乎呈停滞状态，植物生长茂盛。

沼泽相沉积物特征主要有如下几点:

■以泥岩为主(包括黑色页岩、炭质页岩等)，无或很少碎屑岩，沼泽相沉积物无分带现象;

■常有腐泥和泥炭沉积，有时有煤层，含有大量植物化石和根土岩;

■粘土矿物和次生矿物成分复杂，含量较高，有高岭石及黄铁矿、菱铁矿等还原性矿物;

■水没有或很少流动，故层理不清，有时见水平层理，或被破坏成块状层理;

■厚度不大，分布范围一般较有限。

3、　评估区自然地理和地质环境

一、自然地理概况

（一）地形地貌

评估区地形复杂多样。西段为晋西黄土高原和吕梁山地，中段为临汾盆地，东段为太岳、太行山地，地形起伏变化较大，海拔在430～1500m，相对高差1070m。总的地势是中部低，东、西两侧高。永和关—化乐（EA001—EC144），长度113.803km，为晋西黄土高原。地形破碎，沟壑纵横，海拔600～1500m，相对高差900m，由东向西倾斜，黄河岸边一带最低，海拔在600m左右。双锁山最高，海拔1503m，是芝河和桑壁河的地表分水岭。化乐—土门（EC144—ED073），长度233.55km，海拔700～1500m，相对高差800m，属吕梁山南部余脉。土门—大阳（ED073—ED121），长度22.551km，为临汾盆地区，地势平坦，海拔430～700m，相对高差270m，汾河现代河床为最低点，海拔430m。大阳—东要（ED121—EF037），长度25.7144km，为侵蚀黄土台地，海拔700～1100m，相对高差400m，地形自西向东逐渐升高。东要—斑鸠岭（EF037—EJ102），长度138.0611km，为太岳、太行山地，海拔700～1400m，相对高差700m。

根据地貌形态和成因划分为中山、低山、台地与丘陵、山间河谷和山间盆地5类地貌类型和16个亚区。详见表10-1。

（二）气候气象

评估区属暖温带半干旱大陆性季风气候。多年平均气温7.9～12.6℃，极端最低气温-18.6～-25.6℃，极端最高气温37.8～42.0℃。多年平均降水量548.8～622.8mm，年最大降水量893.4～1010.1mm。降水分布不均，山区大于盆地，东南部大于西北部，降水主要集中在每年的6～9月，约占全年降水量的70%。年蒸发量893.4～2034.2mm。春冬季以西北风为主，夏秋季以东南风居多，平均风速1.4～2.8m/s。最大冻结深度永和、蒲县103～107cm；临汾、浮山、沁水61～67cm；阳城、泽州41～43cm。

（三）河川水文

评估区主要河流有芝河、昕水河、汾河、沁河，均属黄河水系。黄河是陕西、山西两省的天然分界线，自评估区西端流过。与管线相交的主要河流基本情况见表10-2。

二、地质环境条件

（一）地层岩性

评估区出露地层有古生界寒武系、奥陶系、石炭系、二叠系和中生界三叠系以及新生界新近系、第四系，自西向东地层时代由新到老。

永和关—化乐（EA001—EC144），主要分布为第四系上、中、下更新统和新近系松散层，永和一带出露三叠系铜川组和延长组。隰县—蒲县出露三叠系刘家沟组和和尚沟组，二马营组零星出露。化乐—土门（EC144—EC073），分布奥陶系、石炭系、二叠系的下马家沟组—上石盒子组。土门—大阳（ED073—ED121），全部被第四系上更新统和全新统松散土覆盖。大阳—东要（ED121—EF037），分布第四系中、上更新统及新近系松散层，局部有三叠系中、上统铜川组、延长组及侵入岩出露。东要—斑鸠岭（EF037—EJ102），出露寒武系、奥陶系、石炭系、二叠系、三叠系，其中浮山—沁水间以三叠系为主，沁水—阳城以二叠系出露广泛，阳城—泽州（斑鸠岭）以奥陶系居多。评估区综合地层见表10-3。

表10-1　地貌分区说明表

续表

表10-2　河流基本情况一览表

表10-3　评估区地层综合柱状表

（二）岩土工程地质特征

根据岩土体的岩性、结构、物理力学性质等的差异，山西段沿线出露的岩土体可划分为7个工程地质岩组，即：

1.坚硬夹软弱中厚—厚层状岩类（

、O1、O2x、O2s）

分布于泽州县晋庙铺、李寨和吕梁山一带。由寒武系上统和奥陶系中下统碳酸盐岩组成。灰岩干抗压强度115～140MPa，软化系数0.78；泥灰岩软化系数0.33～0.44。溶洞、溶沟、落水洞等岩溶现象发育，溶蚀作用较强烈。

2.较坚硬厚层状岩类（T1l）

广泛分布于浮山县东部—沁水县。由三叠系刘家沟组较坚硬厚层状砂岩构成。

3.软弱夹坚硬薄—中厚层状岩类（C3t、C3s、P1x、P2s、P2sh、T2er、T2t、T3y）

广泛分布于浮山东部—泽州李寨、犁川，零星分布于吕梁山一带。由石炭系上统太原组和山西组、二叠系下统下石盒子组与上统上石盒子组和石千峰组、三叠系中统二马营组与上统铜川组和延长组组成。岩性主要为砂岩、灰岩、泥页岩及煤层。岩石干抗压强度10～100MPa，软化系数0.3～0.7。

4.软弱薄层状岩类（C2b、T1h）

零星分布于阳城县润城和泽州县李寨、犁川等地及沁水县大尖山山顶。由石炭系本溪组铝土质页岩、三叠系下统和尚沟组泥页岩组成。岩石干抗压强度10～40MPa，软化系数0.3～0.60铝土页岩和泥页岩呈碎片状，易风化。

5.粘性土类（N2+Q1）

零星分布于管线西段永和—蒲县黄土沟谷，由新近系和第四系下更新统构成。岩性为棕红色粘土、粉质粘土，含数层钙质结核。土质较均匀，中密，呈可塑—硬塑状态，无湿陷性和胀缩性。承载力200～300kPa。

6.黄土类（Q2+3）

广泛分布于永和县—蒲县和浮山县。由第四系中、上更新统构成，岩性为粉土。离石黄土（Q2）成因为洪积，黄褐色，上部稍湿，中密，具湿陷性，中下部湿陷性逐渐减弱，直至消失。马兰黄土（Q3）成因为风坡积，浅黄—黄褐色，稍湿，稍密—中密，具湿陷性，多属自重湿陷性黄土。北留—周村一带马兰黄土成因为坡洪积，浅黄色，稍湿，稍密，具湿陷性，属非自重湿陷性黄土。

7.砂卵砾石类（Q4）

条带状分布于芝河、昕水河、沁水河、芦苇河、沁河等山间河谷，由第四系全新统组成，岩性主要为砂卵砾石，颗粒大小不均。

（三）地质构造与地震

山西处于一级构造单元华北准地台的中部。总体可划分为鄂尔多斯断块（台坳）和吕梁—太行断块（山西断隆）。管线经过的构造单元见表10-4，各单元构造形迹见图10-1。评估区共有断裂19条，与管线相交的有12条，其中有4条具活动性。

（1）离石断裂：是鄂尔多斯断块与吕梁—太行断块的分界构造，总长约270km。发生于蒲县一带的3次5级地震均位于该断裂。

（2）罗云山山前活动断裂：洪洞—临汾凹陷北段西界断裂。走向呈北北东向，延伸长度20km。自新生代起，断裂的西盘呈反向发展为正断层，东盘下降，不但石炭系、二叠系被错断，第四系下更新统也被错断。据钻孔揭示，上更新统底界埋深近40m，按晚更新世10万年计算，断层平均活动速率为0.4mm/a。

表10-4　评估区构造单元区划表

（3）浮山活动断裂：是临汾—运城新裂陷东侧断裂，与管线相交于EF038的298°方向600m处，走向北北东，延伸长度约70km。在北王—北韩和赵家坡都可见断陷错断中更新统、上更新统下部。在王子堡村东，中更新统被错断达50m，表明断裂活动至第四纪中更新世、晚更新世早期仍有活动。1209年沿断裂带发生过

级地震。

（4）晋获活动断裂：又称太行大断裂，是沁水块坳与太行山块隆的分界断裂，断裂南端距管线（EJ012）1300m，总体走向北北东，山西境内延伸长度约320km。在该断裂经过的和顺、高平、晋城等发生过多起地震，属继承性活动断裂。

管线经过汾渭地震带（也称山西地震带）。据记载，山西地震带绝大多数中、强地震集中在临汾断陷盆地中；而两侧山区地震相对较少，是地震活动较弱的地区。

从公元446年到2000年，盆地内记录到M≥4级的地震14次，其中

～

级地震4次，

级地震1次，8级地震1次（表10-5）。据地震部门分析认为1695年临汾

级地震后，临汾盆地处于以积累应变能为主的稳定状态，未来该地区发生最大地震为

级。

西气东输管道工程地质灾害危险性研究

根据最新地震区划，山西段50年超越概率10%水平的地震烈度：午城以西Ⅵ度，午城—云中山东麓Ⅶ度，云中山东麓—大阳（临汾盆地）Ⅷ度，大阳—沁水Ⅶ度，沁水以东Ⅵ度。地震动加速度峰值：午城以西50gal，午城—云中山东麓100～150gal，云中山东麓—浮山200gal，浮山—沁水100～150gal，沁水以东50gal。地震危险性分析，临汾为8级潜在震源区，浮山为7级潜在震源区。

（四）水文地质条件

评估区地下水可划分为松散岩类孔隙水、碎屑岩类裂隙水、碎屑岩夹碳酸盐岩类岩溶裂隙水和碳酸盐岩类裂隙岩溶水4类（图10-2）。各类水对管线施工和运营影响不大。

1.松散岩类孔隙水

（1）丘陵区

黄河以东及临汾盆地两侧黄土丘陵区，大面积出露黄土类土，地下水含水层为粉土、粉质粘土，局部为砂砾石或钙质结核，由于受水的侵蚀切割作用，沟谷发育，不利于地下水的储存。在梁峁地区一般是透水而不含水，仅在冲沟沟头，当下伏新近系红土隔水时，局部赋存少量上层滞水或潜水，动态变化大，没有统一的地下水位，富水性较差，仅能作为人畜饮用水源。在现代较大山间河谷中，由于受地表水的补给，富水性相对较好，如昕水河蒲县河段和芦苇河芹池—润城。水位埋深2～10m。管线在河谷地段有时要遇到地下水。水质类型以HCO3—Ca型为主，矿化度20～45mg/L。

（2）盆地平原区

① 浅层潜水

图10-1　西气东输管道工程山西段地质构造图

燕山期断块：1.二级构造单元界线；2.三级构造单元界线；3.四级构造单元界线；喜马拉雅期新裂陷：4.新裂陷边界线；5.新裂陷内次级单元界线；6.背斜、向斜；7.推测背向斜；8.基底断裂；9.盖层断裂；10.一般断裂；11.正断层；12.性质不明断断层（实测、推测）；13.管道线路

在临汾盆地中部，含水层为上更新统和全新统砂、砂砾石层，厚10～30m，是良好的含水层，地下水量丰富，且有由中心向两侧递减的规律。地下水由边山向汾河方向径流，排向河流。水质类型为HCO3·SO4—Na·Mg型水，矿化度100～300mg/L；高阶地和山前地带水质良好，为HCO3·SO4—Ca·Mg型水，矿化度50～100mg/L。该区地下水位埋深5～12m，水位年变幅0.2～1.5m，水位以下在细砂分布地段有液化现象，对管道施工有影响。

② 中深层水

中深层水含水岩组为中下更新统冲洪积、湖积砂层、粉质粘土，含水层厚度30～50m，具承压性，富水性中等，水质类型为SO4·Cl—Na、HCO3·SO4—Na、HCO3—Na·Mg型水，矿化度50～300mg/L。地下水位埋深在30～160m，对管线无影响。

2.碎屑岩类裂隙水

含水介质主要为二叠系和三叠系砂页岩，广泛分布于永和—蒲县、沁水—阳城地段，由于含水层出露位置较高，地形切割严重，降水入渗后多在沟谷低凹处以下降泉的形式排泄于地表。泉流量一般小于1L/s，富水性属水量贫乏，水化学类型多属重碳酸型和重碳酸硫酸型，矿化度130～550mg/L，动态呈季节性变化。

3.碎屑岩夹碳酸盐岩类岩溶裂隙水

含水岩组为石炭系山西组和太原组。零星出露于阳城县润城—北留和蒲县黑龙关、泽州李寨、犁川、晋庙铺和阳城润城等地，含水介质主要为砂页岩间所夹5～7层灰岩，同时灰岩下部的煤层和页岩起相对隔水作用，较富水，单井涌水量多在360～960m3/d，但由于采煤影响，破坏了含水层结构，致使地下水呈逐渐疏干状态，水化学类型一般为重碳酸硫酸型，矿化度210～1290mg/L。

4.碳酸盐岩类裂隙岩溶水

主要出露于泽州县，在临汾盆地西边山一带也有零星分布。含水岩组主要为上、下马家沟组。含水介质主要为灰岩。富水性极不均匀，评估区内出露的岩溶大泉有龙子祠泉、延河泉、三姑泉等，泉水出露标高分别为478m、464m、302m，流量分别为623L/s、4500L/s、3370L/s，水化学类型分别为HCO3—Ca型、HCO3·SO4—Ca型，HCO3·SO4—Ca·Mg型，矿化度分别为500mg/L、370mg/L、430mg/L。

（五）矿产资源

评估区蕴藏的固体矿产集中分布于沁水块坳，即EF—EJ段，其次是吕梁块隆，即EC段东部和ED段西部，主要有煤、铁、石灰岩、粘土矿、铝土矿、重晶石、白云岩等十余个矿种。其中分布面积和蕴藏量最大的为沁水煤田和河东煤田，目前探明的储量仅晋城就达271.77亿吨，占山西无烟煤的54.65%，占全国无烟煤的25.6%。含煤地层主要为石炭系太原组和山西组。太原组含煤5～8层，其中15#煤厚1.23～7.7m，稳定可采，属主采煤层，9#、10#在EF段局部可采；山西组含煤4层，其中3#煤厚3.42～6.91m，稳定可采，属主采煤层。评估区现有煤矿159座，年产量一般在10万吨以下，较大的有临汾蛇凹沟，蒲县黑龙关、阳城卧庄煤矿，年产量分别达21万吨、30万吨、21.9万吨。主采9#、10#煤中EC段11座，ED段38座，EF段2座；主采3#煤EH段52座；主采15#煤EJ段55座。管线经过的煤矿有19座。

铁矿分布于EF、EH、EJ段，含矿层位主要是中石炭系本溪组底部，一般厚0.5～2m。多为小型矿床或矿点，评估区内铁矿共有53座，集中分布于EH段。其他矿种储量小，呈零星点分布，开发利用程度低。

此外，在EG—EH段的沁水煤田还蕴藏有丰富的煤层气资源。含气面积约400km2，煤炭平均埋深在600～700m,3#、9#、15#煤总厚约15～20m，目前探明地质储量1000多亿m3，属特大型非常规天然气田。

图10-2　西气东输管道工程山西段水文地质图

松散岩类孔隙水：1.水量丰富；2.水量中等；3.水量贫乏；碳酸盐类裂隙岩溶水：4.水量中等；5.水量贫乏；碎屑岩类裂隙水：6.水量中等；7.水量贫乏；8.变质岩类裂隙水；9.岩浆岩类裂隙水；10.有供水意义的下伏岩溶水含水岩层（中等富水）；11.

；12.

；13.断裂；14.活动性断裂；15.推测隐状断裂；16.地下水类型及富水程度界线；17.水位下降漏斗区；18.泉域边界线；19.地下水流向；20.输气管道线路

三、人类工程活动对地质环境的影响

评估区地质灾害主要是因采煤、铁引起的地裂缝、地面塌陷和由此而诱发的滑坡和崩塌，人类工程活动破坏或恶化了自然地质环境，这是不可恢复和很难恢复的。有些非人为引起的灾种经改造后逐渐消失，如临汾盆地（ED段）以往盐碱化严重，多年来人类在生产活动中对其整治、改良，目前盐碱化已消失。

四、地质环境条件复杂性等级的分段划分

地质环境条件简单的管线长度88.504km，占总长的27.36%；中等的管线长度122.26km，占全长的37.80%；复杂的管线长度112.72km，占全长的34.84%。地质环境条件复杂程度分段划分见表10-6和图10-3。

4、湖盆水文地质条件分析

陆相盆地层序形成主要受构造与气候两个因素控制。由盆地构造演化和形成的层序地层特点看，构造活动不但决定着湖平面变化，而且决定着蓄水空间的形成与消亡，它直接控制着地层基准面和可容空间的变化，导致地层旋回形成，最终决定或控制着不同级别的层序形成、发育与演化；气候的变化对湖平面升降起着决定性影响，也影响着沉积物类型，两者共同作用影响着沉积物供给，并控制着层序格架样式。

湖盆按水文地质条件，可具体分为敞流湖盆和闭流湖盆两种类型。两类湖盆具有不同的相对湖平面变化特征，分别控制了不同的地层沉积格架。敞流湖盆，按水文地质学的含义是注入湖盆的水量大于蒸发量和地下渗流量之和，湖平面的位置维持在与湖盆的最低溢出口相同的高程上，多余的水则通过泄水通道流出湖盆，如现代的部阳湖、洞庭湖，一般在较潮湿气候条件下易于形成闭流盆地是注入湖盆的水量小于蒸发量和地下渗流量之和，湖平面的位置常低于盆地溢出口的高程，一般干旱气候条件易于这类盆地形成。尽管这两类盆地在地史中可相互转化，但鄂尔多斯盆地与江汉盆地、苏北洪泽凹陷等不同（张国栋等， 2001），在湖盆演化的过程中，敞流湖盆一直是最主要形式，甚至最大敞流期与今定西南部盆地，即西秦岭－祁连造山带之北缘中晚三叠世海盆相通（柯保嘉，1988；陈孟晋等，2004）。上述两类湖盆中，构造与气候因素对湖平面变化或层序形成的控制与影响是不同的（纪友亮等，1996）：盆地基底构造沉降是导致敞流湖盆湖平面相对上升主要因素，构造沉降的速率决定着湖平面上升的速率，盆地构造抬升导致湖平面下降，即构造沉降的距离等于相对湖平面上升距离，构造沉降曲线与湖平面上升曲线互呈镜像关系；而盆地基底的整体构造事件对闭流湖盆的相对湖平面变化无影响（图2.6）。气候的变化对湖平面相对升降的影响与构造相反，对敞流湖盆，一般潮湿的气候对其湖平面不再产生直接影响，而在干旱气候条件下对闭流湖盆则是导致湖平面下降的主要因素。基于上述情况，有人将前者（敞流湖盆）形成的层序称构造层序，而后者闭流湖盆形成的层序称气候层序。

图2.6 构造沉降对敞流湖盆及闭流湖盆湖平面变化的影响

敞流湖盆中随构造沉降的增加（A-B-C），相对湖平面上升；闭流湖盆中构造沉降距离的增加，相对湖平面不受影响

根据上述湖盆水文地质条件的分析，晚三叠世鄂尔多斯盆地划入敞流湖盆，其层序特征阐述如下。

（1）Ⅱ级层序特征

晚三叠世延长组相当于一个超长期基准面旋回或一个Ⅱ级层序，其顶底由印支运动形成两个重要的层序界面，并构成一个完整的构造层序。顶部与上覆侏罗系之间存在长时间的沉积间断，呈假整合或局部角度不整合接触。间断时间据袁效奇等（2003）对北方侏罗系研究，盆地内部最早沉积的侏罗系富县组仅代表早侏罗世晚期的产物（相当晋林斯巴赫阶—图阿尔阶），而早期（相当赫·唐阶—西涅缪尔阶）由于印支运动持续上升造成沉积间断约12Ma，与其同时，延长组顶部广遭侵蚀，局部下切深度200m～300m，并在陇东地区侵蚀面上形成典型的杂色古风化壳层，表现在地震剖面上呈现出明显的侵蚀深切古地；顶部界面上下古生物表现出古生物不连续或断代现象，即界面之上的富县组孢粉组合以本沙椤科光面三角孢类Deltoidospora—原始松泊类Protoconiferus—苏铁类单沟花粉Cycadopites组合为特征，古植物以银杏纲、松柏纲占优势，缺少苏铁纲及种子蕨纲植物，而界面之下延长组孢粉则为离层单逢孢Aratrisporites—皱球粉Psophosphaera—光面单逢孢Laeriguosprites组合，古植物群以丹尼蕨Danacopsis—贝脑蕨Bernoullia组合为特征。

延长组底部界面与下伏中三叠世纸坊组接触，也存在明显的沉积间断，并假整合接触，代表中三叠世末印支运动强烈挤压上升剥蚀界面。界面之下可见发育典型的古风化壳层式古土壤层，该层位于纸坊组顶部厚约50cm～70cm，其颜色由下而上为棕红—灰绿—土黄色，而顶为铁质褐色薄膜，显示出整体的退色现象；其岩性下部为质地成层性较好的泥岩岩层，向上岩石逐渐破碎，呈松散的粉粒状，至顶部则变为铁质薄膜覆盖下的土壤层；其剖面结构具有明显经风化淋滤作用形成的多个钙质结核体（一般为6cm×3cm）垂直发育。延长组和纸坊组分界面，既是岩性上的突变面，其界面之上的长10段油层组为厚层灰绿－棕红色中粗粒砂岩，大型槽状－板状交错层理发育，而界面之下则与纸坊组顶杂色泥页岩相接触，亦是岩相上的转换面，同时从古孢粉反映的古气候状况方面又是由纸坊组干燥气候向延长组潮湿气候的转折点。由此可见，延长组与纸坊组分界线作为层序界面（SB1）也是一个长期的结构假整合面。

总之，晚三叠世延长组Ⅱ级层序的顶底界均以不整合面与之分开，显示了基准面下降造成的大陆剥蚀，反映在地震剖面上顶部剥蚀，底部上超现象明显存在，特别在顶部形成规模较大的深切谷充填型河道，下切深度50m～200m，构成一完整的构造型Ⅱ级层序。

（2）Ⅲ级层序特征

Ⅱ级层序中包括5个Ⅲ级层序，由下而上分别描述如下。

1）层序Ⅲ1（长10段）

底界面SB.为印支早期形成的延长组（T3）y与下伏中三叠统纺坊组平行不整合面，对应地震剖面上的T8反射波组，在盆地区域性的追踪对比中，属Ⅱ级层序边界。该界面之上发育大型切割叠置的河道砂体，基底冲刷起伏较大。据测井曲线和野外露头剖面和岩心观察认识到，在盆地南部铜川、柳林和长武一带确有湖泛面存在，并可达到开阔浅湖的性质，据柳林剖面观察代表湖泛面的泥岩为灰绿－深灰色质纯，厚度大（> 20m）；泥页岩水平纹理局部较发育，虽含植物碎片丰度不高，但保存相对较完整；含典型的菱铁矿结核，并沿层面大量分布；泥页岩中夹有厚度不等的（一般厚5cm～15cm）泥灰岩透镜体；在碎屑粉砂质泥岩中见Skolithos类遗迹化石，并在长20井相应层位发现双壳类动物化石。这说明长10期盆地南部存在着一定范围湖盆，至于盆地腹部由于过去钻井揭露较少，有待新资料证实，盆地北部少有钻井揭露和岩石观察均未见类似湖相泥岩的存在。因此有理由推断长10期湖盆或湖泛面主要发育在盆地南部。

2）层序Ⅲ2（长9段—长82亚段）

该层序底界面SB2为长9段油层组与长10段油层组的分界线，是一个冲刷切割十分明显的界面，局部地段冲刷起伏可达5m以上。界面之上主要由多期河道砂体频繁切割叠置，界面之下则发育三角洲平原细粒漫滩沉积，反映界面在相序或相组合上是一个转换点，测井曲线上为突变点。该层序的低位体系域由长8段三角洲砂体组成，准层序叠置方式为加积－进积式；湖侵体系域位于长91亚段中上部，主要为深灰色、灰黑色的泥岩及页岩，俗称“李家畔页岩”，属于开阔浅湖相，野外露头剖面和多口井取心井的观察，确认长9期中上部湖侵是仅次于长7期最大湖泛面的一次规模较大的湖侵，它是在基准面不断上升、可容空间逐步增大的总背景下形成的，其基底下陷的幅度和相对湖盆扩张强度远比长（4+5）期湖侵大得多，因而其发育的开阔浅湖、半深湖亚相所反映的湖泛面更是长（4+ 5）期湖侵（主要为含沼泽的滨浅湖亚相）所无法比拟的。经观察长9期半深湖亚相主要分布湖盆腹地的东北与东南，厚度最大25m～35m，主要为灰色泥页岩夹凝灰岩薄层，水平纹理发育，并含有完整鱼类化石及鱼类骨片、低等水生植物和藻类（或似藻包体）；开阔浅湖亚相，主要为深灰色粉砂岩泥岩类泥质粉砂岩条带，除含有植物碎片外，并采获较丰富的介形虫、双壳类、叶肢介和鱼类等化石，以及各种动物居所、觅食和爬行遗迹化石。电性特征为高自然伽马，高自然电位，低电阻、低密度，尖刀状，大井径；高位体系域，由一至两套薄层砂岩组组成，并夹有灰棕色泥岩，属三角洲平原或前缘，准层序叠置方式呈进积式。

3）层序Ⅲ3（长81亚段—长6，亚段）

该层序底界面SB3为长6，亚段油层组与长62亚段油层组分界线。在盆地边缘，界面之上发育多期曲流河道叠置砂体，界面之下则为三角洲平原相为主，发育孤立的河道砂体，并以细粒漫滩沉积占主体，界面之上自然电位曲线呈箱状，与下伏地层呈突变关系；在盆地内部，界面之上常为三角洲前缘亚相，而界面之下则为深－半深水泥岩夹浊积岩沉积，显示相组合的明显转换。该层序的低位体系域主要由长81亚段和长6，亚段油层组三角洲前缘亚相带组成，准层序的叠置方式前者呈退积式，后者呈进积式；湖侵体系域主要由长7段油层组中下部的黑色泥岩、页岩或油页岩，凝灰质泥岩或碳质泥岩组成，属半深湖－深湖相沉积，在电性上主要表现为高时差，高伽马，自然电位偏正等特点，为全盆地延长组中分布最稳定，对比性最强的区域性标志层（俗称“张家滩页岩”），它是湖盆发展到鼎盛时期形成的主要凝缩层段，也是中生代最主要的生油岩，准层序叠置方式为典型的退积式；高位体系域主要由长7段油层组上部三角洲前缘砂体（包括水下分流河道与河口坝为主砂体），其准层序的叠置方式呈进积式。

4）层序Ⅲ4（长62亚段—长33亚段）

该层序的低位体系域主要由长62亚段和长（4+ 5）段油层组三角洲前缘亚相带组成，准层序的叠置方式呈进积式；湖侵体系域主要由长（4+ 5）段中上部滨浅湖泥岩或三角洲平原泥沼组成，表明湖泊水体继长7期最大湖侵之后又一次湖平面波动，形成第二次较大湖泛面，准层序的叠置方式以退积式为主；高位体系域主要由长（4+ 5）段上部一至两套砂岩与泥岩互层组成，属三角洲平原－前缘细粒沉积，准层序的叠置为退积－进积式。

5）层序Ⅲ5（长32亚段—长1段）

该层序低界面SB4为长32亚段油层组与长33亚段油层组的分界面，界面之上为多期辫状或曲流河道冲刷叠置沉积，界面之下为一套泥质和粉沙质细粒沉积并夹煤线，测井曲线呈特征的“细脖子”段，代表三角洲平原与前缘亚相沉积，界面既是相序或相组合转换点，又是冲刷间断面；顶部界面SB5为延长组与上覆侏罗系构造不整合面属一级层序界面。根据测井曲线并结合岩性剖面分析，该层序主要由低位体系域组成，准层序的叠置方式为加积－进积式，即强烈的河流回卷作用形成的砂岩进积楔状体直抵湖盆的腹部，使湖盆受分割进一步萎缩，并淤积发生沼泽化，转变为非湖泊沉积。

5、三叠系——三叠纪地层

三叠纪形成的地层叫三叠系。分为三统六阶。中国北方除黑龙江、甘肃两省部分地区外，其余地方全为陆相沉积。嵩山地区为一套红、紫红、灰绿色交替的内陆碎屑岩复理式沉积建造。

三叠系在河南的划分开始于1933年孙健初在禹县、密县做煤田调查时，但直到1960年前划分较简单而且缺少古生物依据。1960年以后，华北石油普查大队、河南区调队、焦作矿业学院等单位，对豫西三叠系开展了详细的调查，采获了大量的化石，不断完善划分方案。本书按河南地矿厅1989年《河南省区域地质志》的方案叙述。河南省华北地层区三叠系划分沿革见表9-1。

三叠系主要分布在嵩山东南麓和南麓。景店、芦店、李沟、卷门水库、安庙、石道、颍阳、江左、丁流街等地都有分布，受新生代的覆盖，出露多不连续。

表9-1　河南省华北地层区三叠系划分沿革表

现分组描述如下。

1.下三叠统（T1）

刘家沟组（T1l）　1959年中国科学院山西地层队在山西省宁武县刘家沟命名，1982年河南区调队从本省原二叠系石千峰组中划出。与其下的二叠系石千峰组为整合关系。刘家沟组（亦称金斗山砂岩），为一套粗陆屑沉积建造。主要岩性为粗粒石英砂岩，夹少量粉砂岩和泥岩，含鲜红色泥质斑块。岩性、岩相稳定，岩层厚度由西向东变薄，岩石易加工，可作条石，是良好的建筑石料。该组在地貌上多形成单面山。以岩性单调、色调紫红为主要特征。砂岩中水平层理及斜层理（板状、楔状层理）发育。层面可见波痕、雨痕等。韵律层发育，在韵律层底面具重荷模。有适应较干旱条件下生长的植物Ephedripites（麻黄粉）及具二肋囊花粉为代表。据上述分析，该组为干旱炎热气候条件下的河流沉积环境。据《古生物学报》1982年6期报道，在登封安庙三叠系刘家沟组中共发现孢粉48属70种。其中裸子植物占64.1%，蕨类植物孢子占35.1%。该组合中早三叠世的种属占较大比例，尤其是Lycopodiacidites（拟石松孢）、Polycingulatisporites（多环三缝孢）、Podocarpidites（拟竹柏粉）、Aratrispories（单缝孢）和Lunde-bladispora（隆德孢）等的出现，证明本组合的时代为中生代早期是没有疑问的。

这里所说的“孢粉”即植物孢子和花粉的简称。孢子植物的孢子和种子植物的花粉，均是植物的生殖细胞。孢子花粉质轻量多，可散布到一定范围内，且有耐酸碱的外壁，各种类型的沉积岩层中均可保存，用以划分对比地层，恢复古地理、古气候等极有价值。

1977年当地群众在王堂水库东侧挖房基时，在本组下部发现Dicynodon（二齿兽）牙齿，参照新疆、陕甘盆地所产相同化石层位分析，二齿兽应该生存于晚二叠世—中三叠世。从以上孢粉组合特征和二齿兽的产出层位分析，刘家沟时代应为早三叠世早期。

登封县东金店卷门水库西侧下三叠统刘家沟组剖面（图9-2）：

图9-2　登封市卷门水库下三叠统刘家沟组剖面图（引自河南区调队，1989）

上覆地层　和尚沟组（T1l）紫红色泥岩

整合

刘家沟组（T1l）　厚281.3m

8.紫红色中—厚层中粗粒石英砂岩，含鲜红色泥斑，水平层理及交错层理发育，矿物颗粒表面可见氧化铁薄膜　43.1m

7.紫红色薄层中粒石英砂岩与粉砂质泥岩互层　17.7m

6.紫红色中—厚层条带状石英砂岩，夹中—厚层石英砂岩，水平层理及交错层理发育，层面具波痕　43.5m

5.紫红色厚层石英砂岩，含鲜红色泥斑，交错层理发育，层面具槽状冲刷沟　28.6m

4.紫红色薄层中—细粒石英砂岩夹泥岩　9.5m

3.紫红色薄—中厚层石英砂岩，夹厚层中粒石英砂岩，厚层石英砂岩，顶面具河流冲刷槽沟　60.9m

2.紫红色厚层中粒石英砂岩　30.0m

1.紫红色中厚层石英砂岩，夹少量泥岩　48.0m

整合

下伏地层　石千峰组（

）灰绿色泥岩

和尚沟组（T1h）　本组命名和划分沿革情况同刘家沟组。和尚沟组为一套细碎屑岩沉积建造。岩性主要为紫红、鲜红色钙质泥岩、粉砂岩夹灰白色泥灰岩，钙质结核较多，有时呈层状出现。本组以红色、岩石风化后呈沙土状、地貌上呈负地形为其特征。水平层理发育，层面可见小型波痕及泥裂，并可见生物腐烂后形成的灰绿色钙质网纹和斑点。岩性岩相稳定，厚度变化大，向西约5km王堂水库一带厚228.7m，向东变薄，直至尖灭。泥岩中遗迹化石丰富。据分析本组应属于干热气候条件下的滨湖—浅湖沉积环境。和尚沟组在区内缺乏生物化石，但在邻区义马韩沟下三叠统和尚沟组中采得植物化石Pleuromeria cf.jiaochengensis（交城肋木相似种）、Yuccites sp.（丝兰未定种），介形类Darwinula cf.triassiana（三叠达尔文介相似种）等。上述肋木出现于欧亚大陆下三叠统奥列尼克阶。丝兰是德国下三叠世斑砂植物群的重要化石。从岩性及层位关系来看，本组与义马地区的和尚沟组为同一层位，故将和尚沟组归于早三叠世晚期。介形类化石是一类具两瓣外壳的微小节肢动物。化石多仅保存其外壳，壳长一般0.5～4mm，最长可达30mm，壳面纹饰是鉴定介形类化石的重要特征。介形类从奥陶纪一直延续到现在，海相和陆相地层均有产出。

登封东金店卷门水库和尚沟组剖面（图9-3）：

图9-3　登封市卷门水库下三叠统和尚沟组剖面图（引自河南区调队，1989）

上覆地层　二马营组（T2e）紫红色砂岩

整合

和尚沟组（T1h）　厚81.9m

4.暗紫红色钙质泥岩，夹石英粉砂岩、泥晶灰岩及同生砾岩　23.1m

3.紫红、鲜红色钙质泥岩与紫红色薄—中厚层长石石英砂岩呈不等厚的互层。泥岩中虫迹发育。　24.4m

2.下部为紫红色钙质泥岩，夹粉砂质微晶灰岩，含钙质结核，呈似层状；上部为紫红色泥岩夹长石石英砂岩　17.2m

1.灰紫色泥质钙质粉砂岩，含白色钙质结核，呈似层状　17.2m

整合

下伏地层　刘家沟组（T1l）石英砂岩

2.中三叠统（T2）

二马营组（T2e）　1959年中国科学院在山西宁武二马营命名。1960年河南地质局石油队首先在本省济源划出“二马营群”。二马营组为一套中细粒陆屑沉积建造。主要岩性为暗紫、灰紫色泥岩、粉砂质泥岩、灰紫色长石石英砂岩互层，上部夹1～2层黄绿色长石砂岩和多层鲜蓝绿色微晶泥灰岩。在黄绿色长石砂岩中含植物化石（多为碎片），鲜蓝绿色泥灰岩中含丰富的轮藻和介形类化石。在暗紫红色泥岩、粉砂岩中虫迹极为发育，虫管直径3～10mm，形如蚯蚓，横七竖八无规律地分布于岩石中。该组以色调灰紫、暗紫，夹含轮藻、介形的鲜蓝绿色微晶泥灰岩薄层，虫迹大量出现为主要特征。韵律发育，由下而上、由粗到细组成多个韵律。砂岩具水平层理、微波状层理。反映为在缓慢水流作用下的河流三角洲—滨湖沉积环境，同时也反映了气候由干热逐渐向温湿条件过渡。在卷门水库二马营组剖面和李沟二马营组剖面中采得丰富的轮藻、介形类及少量的脊椎动物和植物化石。在卷门水库剖面中发现丰富的轮藻化石，经河南地研所鉴定，计有6属24种。主要有：Stellatochara hoellvicensis等星孔轮藻多种；Mashovichara dengfengensis等马氏轮藻多种；Stenuochara ovata等直立轮藻多种。其组合为：Stellatochara-Mashvichara-Stenochara轮藻植物群。以上轮藻组合与德国、瑞典、苏联的中三叠世轮藻组合大多数的种属相同或相似。在国内可与湖北巴东组，江苏黄马青组，山东聊城组及陕西二马营组等中三叠世的轮藻化石组合相对比。卷门和茶亭沟采得较多的介形类，经河南地研所鉴定有：陕西介属、斜达尔文介、高崖底陕西介等，都是陕甘宁盆地中三叠世早期二马营组的主要分子。在登封李沟剖面于本组上部发现Parakannemeyeria（副肯氏兽），可与陕甘宁盆地边缘的中三叠统纸坊组和山西宁武、沁水等地含中国肯氏兽动物群的二马营组对比。二马营组中的轮藻，是藻类植物中分化程度最高、构造比较复杂的一种，外形似有“根、茎、叶”的分化。我们看到的轮藻化石多是具有钙化能力的藏卵器（雌性生殖器官），表面具饰纹，呈球形，一般小于1mm。生活于淡水或半咸水中，从泥盆纪起至现代仍有延续。在中、新生代含油地层对比中应用较多（图9-4）。

图9-4　轮藻（引自《地质词典》，1979）

登封东金店庄河西二马营组剖面（图9-5）：

图9-5　登封市卷门水库中三叠统二马营组剖面图（引自河南区调队，1989）

上覆地层　油房庄组（T2y）黄色砂岩

整合

二马营组（T2e）　厚463.0m

18～19.紫红色泥岩与灰褐色薄—中厚层细砂岩互层，夹鲜蓝绿色泥晶灰岩，含轮藻、介形类化石　85.6m

17.黄绿色中—厚层细粒长石石英砂岩，夹鲜蓝绿色微晶泥灰岩，底部产植物化石，微晶泥灰岩中产轮藻化石　7.8m

16.紫红色泥岩夹粉砂岩，层面具泥裂　27.6m

15.黄色薄—中厚层细粒长石石英砂岩　5.5m

14.紫红色泥岩夹灰紫色薄层粉砂岩　38.8m

13.紫红色含砾钙质石英砂岩　5.8m

12.上部暗紫红色泥岩夹灰绿色钙质泥岩及钙质砾岩，下部紫红色钙质长石石英砂岩夹棕红色粉砂岩，虫迹发育　41.2m

11.紫红色泥岩夹中厚层长石石英砂岩，含同生砾岩　3.4m

10.底部为紫红色砾岩，中部为细砂岩夹绿色泥岩及粉砂岩，上部暗紫红色中厚层细粒长石石英砂岩与鲜红色泥岩呈不等厚互层，虫迹发育　129.7m

9.暗紫红色中厚层砂岩，顶部为紫红色泥岩　10.9m

8.鲜红色薄层泥岩　7.4m

7.暗紫红色中厚层长石石英砂岩　8.4m

5～6.紫红色中厚层细砂岩、厚层亮晶砾屑灰岩　4.3m

4.灰绿色中厚层长石石英砂岩　4.4m

3.紫红色钙质泥岩，含鲜蓝绿色斑纹　4.0m

2.暗紫红色薄—中厚层长石石英砂岩，夹少量泥岩及同生砾岩　35.8m

1.暗紫红色细粒长石石英砂岩与粉砂质泥岩互层；底部为灰绿色砾岩，厚2～20cm，顶部为粉砂质泥晶灰岩，厚8～10cm，产轮藻化石　42.4m

整合

下伏地层　和尚沟组（T2h）紫红色泥岩

油房庄组（T2y）　1960年河南地质局石油大队在济源县油房庄命名。油房庄组为一套中—细粒陆屑沉积建造。以杏黄、米黄色长石石英砂岩为主，夹杂色泥岩，自下而上由粗到细组成两个沉积旋回及多个小韵律层，每个旋回厚30～60m。砂岩层面具冲刷槽沟，水平层理及斜层理发育，砂岩中含植物化石（多为碎片）。该组属于湿润气候条件下的河流—滨湖相沉积环境。油房庄组以杏黄、米黄色长石石英砂岩为独特标志，可与济源、义马地区的中三叠世晚期油房庄组对比。本组含较丰富的植物化石，但多为碎片，仅见有Neocalamites sp.（新芦木未定种），在济源仙口油房庄组中产Neocalamites carrerei（卡勒莱新芦木）、N.carcinoides（蟹形新芦木）、Equisetites arenaceus（砂地拟木贼）、E.tongchuanensis（东川拟木贼）等有节类植物，与陕西中三叠世晚期铜川组植物群相同。据该组岩性、岩相特征、层位关系及与邻区生物群对比，其时代应为中三叠世晚期。油房庄组提到的植物化石“新芦木”和“拟木贼”，都是楔叶植物茎化石的属，都是高大的木本植物。新芦木与芦木近似，拟木贼与现代木贼属也几乎没有区别。

登封李沟油房庄组剖面（图9-6）：

上覆地层椿树腰组（T3c）灰黄色砂岩

整合

油房庄组（T2y）　厚106.8m

5.紫红色薄—中厚层粉砂岩与灰绿、紫红色泥岩互层，水平层理及斜层理发育　11.6m

4.米黄、黄绿色中厚层细—中粒长石石英砂岩，夹少许暗紫红色泥岩，砂岩含植物化石（多为碎片）Neocalamites sp.（新芦木未定种）　58.7m

3.紫红色薄—中厚层粉砂岩　8.0m

2.杏黄、黄绿色中厚层细—中粒长石石英砂岩，夹紫红色泥岩，水平层理及交错层理发育，层面具凹槽　25.3m

1.米黄色中厚层中粒长石石英砂岩，斜层理发育　3.2m

整合

下伏地层　二马营组（T2e）紫红色泥岩

图9-6　登封市李沟中三叠统油房庄组剖面图（引自河南区调队，1989）

3.上三叠统（T3）

椿树腰组（T3c）　1960年河南省地质局石油地质队命名，本组以济源西承留椿树腰发育较好。椿树腰组为一套灰黄、黄绿色长石石英砂岩与灰紫色粉砂质泥岩互层，夹泥灰岩、炭质页岩、油页岩。自下而上组成多个韵律。沉积物内含丰富的双壳类及有节植物化石，指示了淡水湖泊的沉积特征。炭质泥岩及油页岩的形成，反映出某一阶段湖泊沼泽的沉积环境。在湖盆的边缘为河流相沉积。总之，该组为温暖潮湿气候条件下的河流—沼泽—湖泊环境。1982年省煤炭勘查公司在芦店13701及11003钻孔中发现本组的砂岩、泥岩中产双壳类Shaanxiconcha（陕西蚌）等及植物化石Neocalamites carrerei（卡勒莱新芦木）、Equisetites（拟木贼）等。上述双壳类和植物化石多见于济源上三叠统椿树腰组，也与陕北延长群二段，在岩性、岩相及沉积特征方面相似，故将椿树腰组归属晚三叠世早期。

登封李沟椿树腰组剖面（图9-7）：

图9-7　登封市李沟上三叠统椿树腰组剖面图（引自河南区调队，1989）

上覆地层　谭庄组（T3t）钙质砂岩

整合

椿树腰组（T3c）　厚168.8m

10.紫红色薄层粉砂岩夹泥岩　8.5m

9.杏黄色中厚层中粒长石石英砂岩，含植物化石，多为碎片　17.0m

8.暗紫红色薄层砂岩与泥岩互层，夹黄绿色钙质泥岩，韵律发育　29.9m

7.黄、黄绿色中厚层中粒长石石英砂岩，水平层理及交错层理发育　14.8m

6.紫红色薄—中厚层粉砂岩，夹灰绿色泥岩，砂岩中产植物化石：Neocalamites sp.　10.4m

5.灰白色薄层粉砂岩　9.9m

4.下部紫红色中厚层粉砂岩，上部为灰绿与紫红色泥岩互层，夹灰黑色炭质泥岩　6.2m

3.黄、灰黄色中厚层长石石英砂岩，交错、水平层理均发育　15.1m

2.紫红色薄—中厚层粉砂岩、灰绿色钙质泥岩与灰色泥岩互层，夹灰黑色薄层油页岩，韵律发育　53.0m

1.黄、灰黄色中厚层中粒长石石英砂岩　4.0m

整合

下伏地层　油房庄组（T2y）紫红色粉砂岩

谭庄组（T3t）　1960年河南省地质局石油队在河南济源县谭庄命名。与下伏椿树腰组整合接触，其上为第三系或第四系不整合覆盖。谭庄组为黄绿、紫红、灰绿色砂岩、钙质泥岩与粉砂岩互层，夹少量泥灰岩、炭质泥岩及煤线，偶夹菱铁矿结核。自下而上由粗到细组成多个韵律。水平层理发育，层面具微波痕。砂岩、泥岩中含丰富的双壳及有节类植物化石。该组应为温湿气候条件下的沼泽—湖泊沉积环境。谭庄组植物群组合面貌与陕北延长群、济源、义马地区的谭庄组植物组合是一致的。双壳类中的三角陕西蚌、斜卵陕西蚌、近卵陕西蚌等，多出现于陕北延长群二、三段及山西延长组二段和济源谭庄组等地三叠纪地层中。故将谭庄组归属晚三叠世晚期。

登封市宋家沟上三叠统谭庄组剖面（图9-8）：

图9-8　登封市宋家沟上三叠统谭庄组剖面图（引自河南区调队，1989）

上覆地层　第四系（Q）黄土

不整合

谭庄组（T3t）　厚95.8m

13.灰色中厚层长石石英粉砂岩　3.8m

12.黄绿色薄层泥岩，产植物化石：拟木贼、霍尔新芦木、卡勒莱新芦木、多皱新芦木等　1.3m

11.黄绿色薄层粉砂岩、泥岩，含植物碎片　3.8m

10.灰白色薄—中厚层中粒砂岩　1.6m

9.紫红色薄层泥岩，夹黄绿色中厚层钙质粉砂岩　6.8m

8.黄绿色钙质泥岩，夹紫红色泥岩，产卡勒莱新芦木　6.3m

7.紫红色薄层泥岩夹黄色透镜状泥岩　6.5m

6.灰色中厚层细砂岩，夹紫色、黄绿色泥岩及炭质泥岩　7.9m

5.紫红色薄层泥岩，夹灰白色薄层泥晶灰岩　12.5m

4.黄绿色薄层钙质泥岩，夹紫红色泥岩　2.3m

3.黄绿色薄层钙质泥岩与黄绿色中厚层细砂岩互层，产双壳类化石：三角陕西蚌、斜卵陕西蚌、近卵陕西蚌等　24.1m

2.灰黄色中厚层含生物碎屑长石石英砂岩　2.7m

1.灰、灰黄色钙质砂岩　16.2m

整合

下伏地层　椿树腰组（T3c）黄色泥岩

区内三叠系主要分布于向斜盆地中。由于受印支运动的影响，早三叠世后期，嵩山东部地壳抬升，使密县、大隗一带缺失中、上三叠统，仅沉积了厚约60～100m的下三叠统刘家沟组及部分和尚沟组。西部芦店和东金店向斜仍处于大幅度下降阶段，形成三叠纪沉积盆地中心，连续沉积了厚达1200余米的三叠纪地层。三叠系各组岩性特征、化石类型、沉积环境、气候条件变化情况如表9-2。

表9-2　嵩山三叠系主要特征简表

6、泥质岩类

（一）一般特征

泥质岩（argillaceous rock）是粒度小于0.004mm的陆源碎屑和粘土矿物含量＞50%的岩石。绝大多数的泥质岩是由母岩化学分解后产生的粘土矿物经机械沉积而成，故亦称粘土岩，只有极少数泥质岩是凝灰岩在成岩过程中蚀变而成的。

泥质岩是分布最广的一类沉积岩，占沉积岩总量的60%左右。

泥质岩的矿物成分复杂，除主要成分粘土矿物外，常有陆源碎屑矿物和自生矿物。粘土矿物常见的有高岭石、水云母、蒙脱石等。陆源碎屑矿物主要是石英、云母和极少量长石。自生矿物则多种多样，最常见的是铁的氧化物（褐铁矿、赤铁矿）、氧化硅矿物（玉髓、石英）、碳酸盐矿物（方解石、白云石、菱铁矿等）、硫酸盐矿物（石膏、硬石膏、重晶石等）、硫化铁矿物（黄铁矿、白铁矿）；此外，还有海绿石、绿泥石和有机质等。这些自生矿物虽然一般含量不高，但能影响岩石的颜色及其物理工艺性质，并能反映岩石的形成环境，故不可忽视。

泥质岩的结构主要为泥状结构、粉砂泥状结构、鲕粒或豆粒结构、生物泥状结构等。具泥状结构的岩石几乎全由泥质质点组成，岩石致密细腻，具贝壳状断口，用手捻时有滑感，用小刀切割时，切面很光滑。泥质岩的鲕粒和豆粒结构，外貌上与碳酸盐岩的鲕粒、豆粒结构相似，但其内部多为隐晶质致密状，无同心层状构造或同心层极少，鲕粒或豆粒的质地比周围的基质坚硬。

泥质岩的层理均为水平层理，但厚薄不一，厚度在1cm以下的，称为页状层理或页理。页理发育的泥质岩通称为页岩。无页理或页理不发育的叫泥岩。泥质岩中还常有干裂、雨痕、晶体印模以及水下滑动等构造。

泥质岩的颜色变化很大，主要视岩石中有无色素物质如铁质、有机质等而定。不含色素物质的较纯的泥质岩通常为灰白色，含铁的氧化物时为红色、紫色、褐色；含绿泥石、海绿石等含低价铁的硅酸盐矿物时呈绿色；含细分散的黄铁矿及有机质较多时则呈黑色或灰黑色。它们都是良好的环境标志，反映了沉积介质的氧化还原条件。

泥质岩具有吸水性、烧结性、耐火性和吸收性等。这些性质使其具有一定的工业价值，被广泛应用作陶瓷原料、耐火材料、漂白剂、净化剂和钻井泥浆原料等。但其中的一些物理性质，如可塑性、吸水性等对工程建设有极不利的影响，应当加以注意。

（二）泥质岩的分类和主要类型

由于泥质岩的成因复杂，颗粒又很细小，不仅肉眼难于鉴定，甚至在显微镜下有时也难以确定，加之研究程度较低，因此目前尚无一个较完善的泥质岩分类方案。在实际工作中使用的分类主要是根据泥质岩的固结程度、页理的发育情况等宏观的构造特征划分的，通常依此而把泥质岩分为粘土、泥岩和页岩三类（表5-4）。各类的进一步划分则按其主要矿物成分或次要组分划分。

现将泥质岩主要类型的各个种属的特征简介如下。

1.粘土

粘土是一种未固结或弱固结的泥质岩，基本上仍为土状，在水中易泡软，具不同程度的可塑性和粘结性。多为现代风化壳的产物。古代质地较纯的泥质岩出露地表因风化和被水浸泡后，有时也易成土状及具明显的可塑性。常见的质地较纯的粘土有高岭石粘土、蒙脱石粘土和水云母粘土。

表5-4 泥质岩按固结程度的分类

◎高岭石粘土：主要由高岭石组成。多为灰白色、浅灰色或浅黄色。土状，有滑感，具贝壳状断口。用舌舔之，有明显的吸着性，遇水不急剧膨胀，但具可塑性。其粘结性和耐火性较高，故是重要的陶瓷原料和耐火材料。

高岭石粘土是在潮湿温暖的气候条件下，由铝硅酸盐矿物经较强烈的化学风化而成，一般需要酸性（pH=5～6）介质条件。有在原地残积的，也有被搬运至湖、海、沼泽中沉积的。

我国东南地区许多地方有残积的高岭石粘土，多构成花岗岩的风化壳。制造著名的景德镇瓷器所用的粘土即为高岭石粘土。“高岭石”一词，即由江西浮梁县高岭山名而来。

◎蒙脱石粘土：蒙脱石粘土又名膨润土、斑脱岩、漂白土等。主要由蒙脱石组成，一般为灰白色、淡粉红色、淡黄色或浅灰绿色。断口不太平坦，有滑感，但不如高岭石粘土明显。吸水性极强，浸入水中后其体积急剧膨胀，这是蒙脱石粘土的重要特征和鉴定标志，也是对工程建设不利的性能。蒙脱石粘土的可塑性比高岭石粘土的弱，因其吸收性强，在工业上主要用作漂白剂和净化石油的原料，也用作钻井泥浆。

蒙脱石粘土主要由中酸性凝灰岩在海水或地下水作用下分解而成，沉积于中性或碱性（pH=7～8.5）的介质条件。我国河北宣化、张家口及浙江余杭等地产有蒙脱石粘土。

◎水云母粘土：水云母粘土的成分一般比较复杂，除水云母外，常有其他粘土矿物，以及石英、长石、云母等碎屑矿物。还有各种自生矿物和有机质。很纯的水云母粘土比较少见。水云母粘土的颜色也是多为灰白色、灰黄色、浅绿色和淡红色等。可塑性比高岭石粘土差，但比蒙脱石粘土好，吸水后不像蒙脱石粘土那样急剧膨胀。多为粉砂泥状结构，常具水平层理及极细的波状层理。水云母粘土多为含各种铝硅酸盐矿物的岩石或凝灰岩化学分解的初期产物，无论大陆、海洋均可生成，条件是溶液富钾，介质稍偏碱性（pH=7～8）。高岭石、蒙脱石在成岩过程中均可转变为水云母，故水云母粘土是泥质岩中最常见的类型。

我国四川、贵州一带中三叠统雷口坡组的底部有一层厚仅几十厘米，但分布极广的水云母粘土，质较纯，呈灰白色至浅绿色，具鲕粒及豆粒结构，豆粒成分为SiO2。该层水云母粘土通称为“绿豆岩”，是由中酸性凝灰岩在海水作用下分解而成的，岩石中含K20较高，达6.00%～12.50%。

2.泥岩和页岩

泥岩（mudstone）和页岩（shale）是泥质沉积物经成岩作用后固结而成的。泥岩层理不明显，呈块状。页岩则具明显的页理构造。泥岩和页岩的成分一般都比较复杂，主要由水云母或高岭石组成，并含碎屑物质和各种自生矿物，但也有部分泥岩质较纯，主要由高岭石组成，可称为高岭石泥岩。这种高岭石泥岩，常为深灰色至灰色，致密，质较硬，具贝壳状断口。我国石炭－二叠系的煤系地层中常有这种质地较纯的高岭石泥岩，可作耐火材料和陶瓷原料。大多数泥岩和页岩常含一定数量的粉砂及其他自生矿物和有机质。含粉砂数量较明显者，可称为粉砂质泥岩或页岩。当泥岩和页岩含较多的自生矿物及有机质时，根据自生矿物及有机质等混入物的成分及颜色，可将泥岩分为红色页岩（泥岩）、黑色页岩（泥岩）、炭质页岩（泥岩）、钙质页岩（泥岩）、硅质页岩（泥岩）等。

◎红色页岩（泥岩）：红色页岩（泥岩）是红色岩层中的主要岩石之一，含较多的分散的氧化铁和粉砂，有时含钙质结核，多为陆相沉积，形成于较干旱气候带的氧化环境中，常和蒸发岩共生。

◎黑色页岩（泥岩）：富含有机质，常含多量细分散的或结核状的黄铁矿。层理一般较好，故黑色页岩比黑色泥岩多，无化石或只有浮游的生物化石（如笔石）。黑色页岩出露地表后，常因其中的黄铁矿风化成氧化铁而使岩石的表面及节理裂隙染成淡红色。黑色页岩是在温湿气候条件下形成于湖泊、沼泽、海洋或潟湖等环境的较滞流的水体中，它们是在较强的还原环境下形成的。

◎炭质页岩（泥岩）：炭质页岩含大量炭化了的分散的有机质。黑色，页理发育，性脆，常含较多的植物化石。与黑色页岩的区别是炭质页岩能染手。炭质页岩多形成于湖泊－沼泽环境中，产于煤系地层之内。

◎硅质页岩（泥岩）：含较多的隐晶质的玉髓和石英等化学沉积的硅质矿物，多为灰黑色、深灰色、棕褐色等。岩石致密坚硬，具贝壳状断口，节理裂隙较发育。这类岩石与燧石岩很相似，不同的是硅质页岩硬度比燧石岩硬度小，用小刀可以刻划，而燧石岩小刀不能刻划。硅质页岩常与燧石岩等硅质岩共生，其成因多与生物作用及火山作用有关。

◎钙质页岩（泥岩）：主要由粘土矿物组成，但含较多的方解石混入物，常为浅黄、浅绿、浅红、浅灰绿、黄褐等色，致密，性脆，具贝壳状断口，风化后易成小碎块或小片，加盐酸起泡。常与碳酸盐岩共生。

（三）泥质岩的地质意义和研究方法

泥质岩是沉积岩中数量最多、分布最广的岩石。大多数泥质岩是在静水环境中沉积的，其颜色和成分常能反映沉积时的介质条件，因此研究泥质岩可了解沉积环境的介质条件。

质地较纯的粘土和泥岩是重要的陶瓷原料、耐火原料、漂白剂、净化剂和造纸工业的填充材料等。近年来发现泥质岩中还含有很多重要的金属矿产，如Ag、Mo、Zn、Ni、Cu、Cr、V、U等。一些富含有机质的泥质岩还常是重要的生油岩石，因此，研究泥质岩具有重要的找矿意义。

研究泥质岩对水文地质和工程地质也具有十分重要的意义。由于泥质岩不具有大的空隙，并饱含结合水，故不能含水、透水，一般不能成为含水层，但可成为良好的隔水层。在工程地质上，泥质岩的抗压强度较低，为几兆帕至50MPa，且遇水易膨胀、泥化，强度更低。加之，泥质岩易风化破碎，因此，泥质岩的存在很易引起岩层的滑动、崩塌，故对工程建设甚为不利。泥质岩的物理力学性质与岩石的矿物成分、裂隙发育的情况以及岩石的固结程度等有关，如蒙脱石粘土，吸水性和膨胀性最大，水云母粘土次之，高岭石粘土最小。故在泥质岩地区进行水工建筑时，应对泥质岩物质成分、固结程度、裂隙发育情况等特性进行认真仔细的研究，以便采取相应的措施，减少其不利影响。

由于泥质岩的颗粒细小，成分复杂，肉眼鉴定其成分较为困难，因此，野外研究泥质岩时，首先应着重注意其宏观的特征，如层理与层面构造、颜色、岩体的形状、厚度变化与上下岩层的关系、横向变化等；然后再仔细观察和描述岩石的结构及某些重要的物理性质，如岩石的固结程度、硬度、断口特征，滑腻感、吸水性和膨胀性以及能被水泡软的程度等；初步确定其中所含主要的粘土矿物成分和混入物的成分，给岩石以适当的命名。如果粘土的颜色较浅或泥岩、页岩的成分较纯时，也可以用染色法鉴定其主要的粘土矿物成分。

7、特殊沉积物的特征

1.2.2.1 淤泥质层

河南平原沉积物分布有多层淤泥质层，其岩性多以淤泥质亚黏土、淤泥质亚砂土为主，有时为黏土及泥质粉砂，层中多见炭化的植物碎屑和动物化石，富含有机质，颜色呈灰、深灰、灰黑色，湿时具塑性，干时为块状构造。代表着积水时间较长的牛轭湖、沼泽洼地、浅湖相沉积环境。

平原北部的上部地层中可以见到1～3层，且较稳定，其中上两层位于第Ⅰ色序段，下层位于第Ⅱ色序段；平原南部可见1～2层，部分地方暴露地表出现在第Ⅰ或第Ⅱ色序段内。

1.2.2.2 黄土状土

在广大平原地区，普遍可见黄土状土堆积，包括粉土质土、轻亚砂类土。它与典型黄土的各项特征不完全相同。但又具有其一些基本的特征，如以灰黄、浅黄色为主，粉土质含量高，具大孔隙，密度低，块状构造，富含分散钙质，普遍见钙质结核，垂直节理发育等。

1.2.2.3 混粒结构

系指“混粒砂”和“混粒土”。前者系砂层中含有大量黏粒者；后者系在黏土中含有大量砂粒者。这种混粒结构堆积物的特征是粒级粗细悬殊而混杂，粗粒为细、中、粗砂，有的可见小砾石，颗粒磨圆度甚差，有时可见到呈棱角状、半棱角状的角砾碎块与之混杂。细粒为黏土，缺少粉土级含量。块状构造，断面粗糙，基本不含钙质和生物化石，锈染普遍，分散钙质少。其中最明显的一个标志就是砂粒中的长石成分含量较高，风化严重，呈白色（高岭土化）斑点，手搓即成粉末。该类堆积物反映形成时的动力条件不稳定，接近于混浊的暴流或泥流型沉积，或后期经强烈风化作用等。主要分布在第Ⅳ色序段中。

1.2.2.4 紫色层及泥灰岩

系指棕红显紫、紫红色为主的黏性土。分布稳定，厚层状，以湖相或河湖相为主的堆积物。泥灰岩，呈灰白色或粉红色致密块状的湖相堆积物。二者分布于第Ⅴ色序段的地层中。

1.2.2.5 风化壳及古土壤

风化壳多为深红色土，黏性强，底部含有老地层碎块，上部含大量铁锰浸染，层位不稳定，厚度较薄且分布不均一，一般多见于老地层的上部。

古土壤团粒结构较明显，可见较多的根系、根孔、虫孔、植物碎屑、动物化石等生物遗迹，含较多的有机质，随色序段的不同而异。由下到上颜色呈深红、棕红到灰褐色变化。

风化壳、古土壤代表一定时期的沉积间断或指示沉积环境的改变，是河南平原地层划分的一个重要标志。

1.2.2.6 钙质结核及铁锰质结核

钙质、铁锰质结核常聚集为豆状、同心圆状，有时可见单独的锰质结核。这些核有的是在盆地水中沉积生成的，但大量的铁、锰结核与次生的风化作用有关，是在既定条件下次生而成的。利用它们的出现、含量、存在形式等特征可作为划分河南平原地层的标志之一。它们的形成代表了当时的气候环境和水介质条件。如铁锰质结核的出现，说明当时的水介质条件属酸性，气候比较湿热；大量分散钙质及其结核的出现，说明当时的水交替强烈，水介质条件具弱碱性，气候比较温暖干旱。因此，当钙核或钙质大量存在时，很少见到铁锰结核的出现。相反，大量铁、锰结核出现时，分散钙和钙核的含量很少。

从本区的地层岩性看，第Ⅰ色序段未见钙核；第Ⅱ色序段，以分散钙为主，仅有小型钙核出现；第Ⅲ色序段，为较大钙核和铁锰质结核大量交替出现；第Ⅳ色序段，有较大钙核出现，并含有黑色铁锰结核，有时二者难以区分，混称为铁锰质结核。钙质结核形状不规则，大小不一，一般为1～3cm，亦可分出与围岩界线清楚的次生钙核、与围岩界线不清楚的原生钙核。后者是上覆层淋溶淀积的结果，从而可作为地层划分的明显标志。

1.2.2.7 淋溶淀积层

淋溶淀积层包括地表水及潜水在强烈的垂直交替情况下形成的大量盐类的淋溶以及在下部某一合适深度重新沉淀，并聚集成盐类富集的地段。这种淋溶淀积层厚度可达数米至10余米，上部大量碳酸盐被淋溶，土层进一步黏化，形成褐色或棕色的亚黏土淋溶层。下部为灰色、灰绿色碳酸钙富集的淀积层，钙质呈结核，甚至成为钙化层。另外，淋溶淀积层也包括了古土壤层的一部分，古土壤层中含有机质、大量虫孔、根孔，具团粒结构。钙质结核大部分与淋溶淀积层有关，也有一些是零星分布的。

淋溶淀积层的出现，标明地层在沉积过程中曾一度有过沉积间断。其地层中出现的多少、厚薄与新构造运动，特别是以垂直为主的大面积升降运动有着较为密切的关系。并反映了一定的生成环境，其分布具有一定的规律性，主要出现在第Ⅲ、Ⅳ地层段中。淋溶淀积层多层分布，说明钙质相对含量增高，造成地层断面显得比较粗糙；相反，无淋溶淀积层或淋溶淀积层出现少的地层段，地层断面光滑，基色反映清楚。这种地层段在岩心观察中是易于辨认的。

淋溶淀积层的形成不仅代表了一定的气候条件，而且也反映了新构造运动的影响，加之分布比较稳定，在区域上具有可比性。因此，它是河南平原沉积圈演化过程和地层划分的一个重要的宏观标志。

8、杭嘉湖平原第四纪地层对比与环境变迁

陈忠大顾明光彭振宇梁河

（浙江省地质调查院，萧山311203）

摘要：利用古土壤层、河流冲刷面等标志，在岩石地层、磁性地层、生物地层等多重地层划分基础上，依据基准面旋回的等时原理，将杭嘉湖平原第四纪地层划分为9个亚层序、8个气候旋回、27个基准面旋回，进行了不同钻孔、不同地区间地层的精确对比，并根据不同气候旋回期的古地理特征，进行了杭嘉湖平原的第四纪环境变迁研究，将其划分为河湖与潮坪2个发展演化阶段。同时，对杭嘉湖平原成陆后的钱塘江、杭州湾变迁作了初步分析。

关键词：杭嘉湖平原；第四纪；地层对比；基准面旋回；环境变迁

第四纪研究首先要解决的问题就是地层的划分和对比，“化石层序律”几乎是地层学唯一实用的全球性基础。传统的生物地层学用“标准化石”确定地层年代并进行区域或洲际对比。岩石地层则依据岩石或岩石组合进行划分，并尽量寻找分布广泛而连续的“标志层”进行区域对比。但杭嘉湖平原第四纪地层所经历的时间总共只有2.48Ma；所含化石，例如有孔虫、介形虫、超微钙藻等，地质分布时间往往要长出1～2个数量级；本区第四纪地层相变极其频繁，相距几百米甚至几十米的相邻钻孔便无法直接对比；沉积物最终进入稳定的地质状态之前，还会经历多次剥蚀、搬运的改造，地层缺失和频繁相变则成为本区第四系的重要特征；海积平原在很大程度上是侧向加积，随海平面升降向陆或向海退积及进积。因此，笔者利用高分辨率层序地层学的理论，采用“基准面旋回”概念和岩石地层、气候地层、年代地层、磁性地层和层序地层等多重地层划分的研究方法，建立等时地层格架及对比依据，解决标准孔与一般钻孔的气候旋回等时对比问题，并利用“基准面旋回”等时性的理论，对气候旋回内的地层进一步进行对比，制作准瞬时岩相古地理图［1］，分析不同时期的古地理特征，以探讨其环境演化过程。

1 第四纪地层划分

《中国地质年代表》将第四纪下限定为2.48Ma。根据长1－1孔古地磁资料所标定的年限，杭嘉湖平原大致推定第四纪底界位于该孔258.7m处。杭嘉平原第四纪沉积物以厚度变化大、沉积类型复杂多样、岩相变化剧烈，岩性组合复杂为其主要特点。现自下而上如下。

1.1 嘉兴组（N－Qpj）

该组仅于钻孔见及，岩性以砾石、砂砾石、中细砂为主，局部有含砾亚粘土或含砾亚砂土，顶部往往见硬塑亚粘土。底部不整合于基岩之上，底板埋藏深度在156～318m，厚度横向变化较大，为6～148m。长1－1孔厚约148m，可划分为3个岩性段：

1.1.1 下段（N－Qpj1）

以砂砾石、含砾砂、中粗砂为主，偶夹薄层细砂及粘土，以黄、棕黄色为主。区域上主要分布于王江泾—西塘—线、新丰—平湖一线的构造凹陷部位，其他地段多已缺失，厚约81m。

1.1.2 中段（N－Qpj2）

主要分布于基底构造凹陷区，厚约30m。岩性下部以灰绿～灰黄色粉细砂为主，局部夹粘性土层；上部以亚粘土、亚砂土为主，含较多铁锰质结核。

1.1.3 上段（N－Qpj3）

下部以具二元结构的褐灰色粉细砂、中粗砂组成，富含钙质；上部由灰蓝、褐黄色粘土、亚粘土组成，富含钙质结核和炭化植物碎屑。主要发育于杭嘉湖平原东北部，厚约35m。

1.2 前港组（Qpq）

主要分布于杭嘉湖地区，少量分布于萧山、绍兴地区及慈溪北部，为钻孔所揭露，以粉细砂、亚粘土为主。本组底部以古土壤层与嘉兴组分开。底板埋深91～232m，厚度5～102m，具西南薄、东北厚的表现特征，可分上、下两段。

1.2.1 下段（Qpq1）

以灰色为主；岩性以中细砂、粉细砂为主，含较多的钙泥质结核，厚约43m。顶部一般为灰绿、灰黄色的硬塑亚粘土，含铁锰质结核。

1.2.2 上段（Qpq2）

由亚粘土、亚砂土、中细砂相间构成两个上细下粗的沉积韵律，厚约20m。上部为灰绿色硬塑亚粘土或粘土，富含铁锰质结核、钙质结核；下部为灰色细砂、中细砂，含钙泥质结核。在近山前坡麓地带，厚约20m的粘土中发育较为特征的网纹构造。

本段地层中的海相有孔虫表明在该时期内曾发生过短暂的海侵事件，时间为中更新世晚期，属本区最早的一次小规模海侵事件。

1.3 东浦组（Qpd）

广泛分布于平原区，早期以陆相沉积为主，后期则以海陆交替为主。可分为上、下两段：

1.3.1 下段（Qpd1）

下部由亚粘土或粘土、亚砂土或粉砂组成数个上细下粗的沉积韵律；上部为粉砂或亚砂土，局部为粉砂与亚粘土互层，单层厚度数毫米至几十厘米，灰色为主，含钙质结核。

1.3.2 上段（Qpd2）

上部粘土或亚粘土，灰绿、褐黄色，含铁锰质结核和有机质，灰、灰绿色为主，可塑～硬塑，含铁锰质结核、钙质结核；下部主要由砂砾石、亚砂土组成，灰、灰黄色为主，局部灰褐色。

1.4 宁波组（Qpn）

上部以河湖相亚粘土、粘土为主，灰黄、灰绿色，硬塑，含铁锰质结核。中部为粉细砂、亚砂土、亚粘土组成，含钙质及有机质，灰色为主；下部为亚粘土，灰－深灰色，可塑。底板埋深6～85m，厚度0～49m。

1.5 河姆渡组（Qhh）

包括跨湖桥、河姆渡、马家浜、松泽及良渚等5个文化层及其以下的全新世沉积地层，时限为10000a.B.P.（或12000a.B.P.）至4300a.B.P.。因此，各地出现的河姆渡组其文化层及岩性组合并不一样，但其文化层则为显著标志。

1.6 镇海组（Qhzh）

区内广泛发育，构成现今之平原表土层。下部以淤泥质亚粘土、粘土为主，流塑～软塑，灰色，局部夹粉砂透镜体；上部成因类型复杂，在地势低洼处一般以泻湖相、湖沼相的亚粘土、粘土为主，灰褐、灰色，形成湖沼水网平原。

河口地区以亚砂土、粉砂为主，灰色，微层理发育，形成河口冲海积平原。

滨海平原区，以海积、冲海积粉砂、亚砂土为主，薄层理十分发育，灰色为主。底板埋藏深度5～76m。

2 气候旋回与基准面旋回划分

第四纪时间跨度短，生物已失去或部分失去了划分年代地层的作用。作者采用了气候旋回和基准面旋回等时性的理论，利用气候旋回、磁性地层学和层序地层学等方法技术对全区地层进行了高精度对比，并以微相作为编图单位制作不同时间段的古地理图，揭示其古环境演化。

在寒冷期形成的“硬土层”、铁锰质结核层等暴露面是气候旋回转换的自然界面，以暴露面为界线进行划分，由暖至冷为一个周期，亦即一个气候旋回。

基准面是分隔沉积作用与侵蚀作用的理论势能均衡面，在这个面上既无沉积作用，又无侵蚀作用。基准面总是向其幅度最大值或最小值单向移动，构成一个升和降旋回，称基准面旋回，在这个时间域中保存的岩层组成一个成因层序，因其边界为时间面，所以为一个时间地层单位，故亚层序是一个相当短周期基准面旋回时间间隔的地质体。

依据气候旋回划分标志、基准面旋回叠加样式及界面特征，将杭嘉湖平原第四系划分为8个气候旋回和9个亚层序，亚层序与气候周期呈明显的耦合关系表明亚层序受控于气候周期性变化［1］。其中，更新世包括7个气候旋回，全新世1个气候旋回，每个气候旋回则分别可划分为3～4个基准面旋回（表1）。

表1 杭嘉湖平原第四纪气候旋回与基准面旋回划分表

3 区域对比

第四纪地层区域对比仅限于长江三角洲平原区的上海、江苏两地，而且仅对海积平原的第四纪地层进行了对比研究。长江三角洲平原区第四纪对比是第四纪研究的重要问题之一，作者在区域对比的研究过程中，首先依据古土壤层、风化壳，以及河流冲刷面等寒冷期的标志，再依据基准面旋回的等时原理，对气候旋回中的地层进行更精确对比，使其对比精度大为提高，同时利用磁性地层所确定的年龄、气候地层标志作为重要标志，并以上海嘉定G414孔、江苏南通SK10孔及本区长1－1孔为标准进行区域对比［2］。

3.1 晚更新世地层对比

《中国地层典（第四系）》下界年龄为2.48Ma，这条年代界线分别位于浙江嘉兴组、上海安亭组、江苏海门组之中。下更新统的顶界为布容正极性与松山负极性时的界面。在这两条年代界线之间，为浙江嘉兴组、上海安亭组及江苏海门组，因此，它们是可以相互对比的。

3.2 中更新世地层对比

中更新世时限为0.73～0.13Ma，浙江将其沉积物称前港组，顶界为一古土壤层，说明为一个由暖变冷的气候旋回。上海在0.73Ma之上为嘉定组，顶界面则为一河流冲刷面，是因气候变冷，海平面下降，河流向海延伸的产物，亦标示温度下降，虽然表现形式不一样，但亦反映出一个气候旋回。江苏中更新世称启东组，其顶界面为一硬土层，亦反映气候变冷，与浙江具有相同的气候变化规律。因此，它们是可以对比的。

3.3 晚更新世及全新世地层对比

晚更新世为13万年至1万年。

浙江包括东浦组、宁波组。东浦组位于布容磁性底界（11.4万年）之下的古土壤层之上，顶界则以布容磁性事件顶界（10.8万年）之上的古土壤层为界。上部的宁波组顶界是以末次冰川结束为标志，其沉积物表现为一“硬土层”。

上海上更新统亦包括昆山、滆湖两个组。昆山组底界也为布容磁性事件底界之下的冲刷面，顶界为该磁性事件之上的冲刷面，其上的滆湖组顶界亦为末次冰期为界面。因此，浙江的东浦组、宁波组是可以与上海的昆山组、滆湖组分别相对比的。

江苏晚更新世昆山组的顶界为一可与东浦组对比的古土壤层，滆湖组顶界亦为末次冰期，因此它们是可以对比的。

全新世无论是浙江还是上海、江苏，均以末次冰期作为划分标志，或以哥德堡磁性事件为准，所以本区的河姆渡组和镇海组可以与上海组、如东组对比（表2）。

4 杭嘉湖平原环境变迁

4.1 杭嘉湖平原第四纪的发展与演化

杭嘉湖平原第四纪的发展以首次海泛波及本区为标志可分为两个发展阶段，早期全为陆相的湖泊与河流沉积，被称为“河湖”发展阶段。晚期则以潮坪沉积为主，称为“潮坪”发展阶段。

4.1.1 河湖发展阶段

早期的河湖发展阶段包括了第一至第四气候旋回，相当于嘉兴组至前港组下段。杭嘉湖平原现存的南西高、北东低，西南部为丘陵区的地貌格局，在新世纪上新世时业已形成，且一直控制着第四纪的沉积。

初始，湖泊主要发育于北部，南部的慈溪仅见零星小湖，它们均被古陆或剥蚀区围限，严格受地形控制。随着时间的推移，总体上湖泊向南、西推进，直逼南、西部的丘陵地带。表现为小湖逐渐合并为较大湖泊，丘陵地带的洼地也形成大小不等的湖泊。这一现象反映了气候总体越来越暖的变化规律。

表2 第四纪地层划分与区域对比表

河流几乎每一气候旋回均有出现，且越来越发育，源区则逐渐向南推移，规模渐次变大。洪积扇各气候期均可见到，它们大小不一，或居于丘陵之间，或位于平原之中。河流的发育程度与降雨量密切相关，其逐渐发育的特点也印证了气候变暖降雨量增加的气候变化特点。河流源区向丘陵地带推移，似表明夷平作用的加强。洪积扇不仅见于丘陵地带，平原区也可见到，表明不仅丘陵地带的地形相对高差比现今要高，而且平原区中还存在不少的丘陵。

虽然总体反映出气候变暖，但在这一阶段中，有四次次级气候波动出现，表现出湖泊范围随气候温度增高而加大，降低则缩小的正相关关系。每一气候旋回的早期，湖泊分布限于北东部，至中期则向南扩展，且南、西部丘陵地区也可见到大小不等的湖泊。气候旋回的晚期则湖泊向北东萎缩，原连成一体的大湖由于湖平面降低而分离成东、西两个湖泊。

剥蚀区的分布则与湖泊演化相反，每一气候旋回出现早期增大，中期缩小，晚期又增大的变化规律。表现为早期呈片出现，中期仅在西、南丘陵边缘及原湖区中零星出现，晚期则又呈片出现，有时还伸入湖中将湖泊分成两部分或组成半岛。

从湖泊与剥蚀区消长变化规律分析，它们与气候旋回呈耦合关系，也即气候旋回控制了湖泊及剥蚀区的发展、演化。当温度增高时，降雨量随即增高，河流发育，湖平面抬高，造成剥蚀区缩小，湖泊面积扩大。丘陵地带也因降雨量增加、地下水位抬高，在低洼处集水形成大小不一的湖泊。当气候变冷变干时，则出现相反的情况。

本阶段构造活动控制沉积的现象也是明显的。第一气候旋回末期剥蚀区呈北东向分布的现象就有可能是北东向断裂再次活动造成的差异性沉降造成；第二气候旋回晚期，嘉兴、乍浦两条伸向湖区的半岛，反而出现湖平面下降、半岛缩小的现象，反映可能地壳下降所致；第三气候旋回早、晚期出现北东部为浅湖，南东部为深湖的北东高、南西低的湖底地形，只能是由于构造作用加强造成“地块”掀斜形成。本阶段构造活动与气候变化共同控制着沉积作用及沉积物的分布。

4.1.2 潮坪发展阶段

至第五气候旋回，潮水侵入本区，相应的潮坪沉积开始出现，揭开了杭嘉湖平原以海相沉积为主的发展阶段。海侵初期岸线位于湖州—余杭—海盐—慈溪一线。第六气候旋回海侵高峰期，岸线已达湖州南—三墩—萧山—绍兴—慈溪一线。而第七气候旋回海侵高峰期岸线向南推至杭州—萧山一带。因此，从第五气候旋回至第七气候旋回为海侵高峰期，即中更新世晚期至晚更新世，区内海域不断扩大，岸线南移，标志着这一时期，温度总体变暖。每一气候周期均具有冷—暖—冷的变化规律，表现为海侵初始—海侵高峰—海水退却三个发展阶段，沉积物的响应是潮间带或潮下带沉积向南西推移，古陆及剥蚀区缩小、砂坝或砂堤减小或向南西推进。当海水退却时，岸线向海位移，古陆增加，剥蚀区急剧加大成片出现，往往仅见潮上带沉积。但是，在第七气候旋回末期，即晚更新世末期，则出现大幅度的海退现象，表现为剥蚀区的大范围出现，岸线向北东推移且出现大量的砂堤，而区内仅见潮上带沉积，这可能是冰期到来的反映。依据古地理图分析，本阶段潮水是由北东向南西侵入为主，另在慈溪及余姚两地分别还有由东向西、由南东向北西的两个进潮口。

全新世早期，为冰期后的海侵期，主要表现为剥蚀区与古陆将潮坪分割为多个不等的沉积区，且均为潮上带的沉积，古太湖比现今要大的多。至第二基准面旋回期，海域急剧扩大，除现在的丘陵区外，几乎全为海水淹没；杭州湾出现浅海沉积，周边依次出现潮下带、潮间、潮上带沉积物，代表了高海平面特征。第三基准面旋回期的最大特点是剥蚀区急剧扩大，岸线移至湖洲、洛舍、王店、乍浦一带。1～3个基准面旋回组成了一个次级的气候周期。至第四基准面旋回期，又出现大规模的海侵作用，岸线与第二基准面旋回相似，直达现存丘陵地带，标志一个新的次级气候旋回开始。

古钱塘江在第五气候旋回期已具雏形，虽然其后的各时期时隐时现，但从进潮口分析，尤其是全新世的进潮口基本上均是逆江而上漫浸陆地，所以，从它形成以后，至少是在全新世它一直是存在的。只是由于有时是因海进，迫使它退出本区。

与河湖发展阶段一样，构造活动也起到控制沉积的作用，但本阶段的构造作用，尤其是进入全新世后，比河湖发展阶段要弱的多。

4.2 2500a.B.P.以来的钱塘江、杭州湾变迁

通过资料分析，杭嘉湖平原全面成陆后，钱塘江、杭州湾自5000a.B.P.开始至2600a.B.P.以前，岸线就向北推移，于4000a.B.P.前后，钱塘江与杭州湾位置雏形基本形成。在2100～2600a.B.P.时，杭州萧山城厢镇—慈溪—镇海一线以南地区业已出水成陆，萧绍、宁奉平原形成，那时的杭州湾堪称“大喇叭”，其口宽达100多km，湾顶位于现今杭州，南界于今日萧山—慈溪—镇海一线，曹娥江口有一个次级喇叭型河口湾。

2100a.B.P.后，由于海平面下降，古长江口南移，三角洲不断向测区北东方向的海域延伸和乍浦—金山深槽潮流的冲刷等，渐形成现今之三角湾海岸。河口段由于水动力条件复杂，宽浅的河槽和岸坡由疏松的轻亚粘土和粉砂组成，使河槽极不稳定，导致两岸产生大冲大淤的变化及河床南、北往返摆动现象。

1600a.B.P.后，钱塘江河口及杭州湾涨涌强烈，岸线变化变迁频繁，河口段由北大门，中小门和南大门记载了钱塘江入海河槽的巨大变化（图1），岸线摆动幅度达20km。

杭州湾南岸萧山—慈溪—镇海以北的大片陆地是最近600年以来杭州湾湾顶东移，南部边滩渐向北淤涨，造成杭州湾从“大喇叭”变成“中喇叭”的河口地貌过程中形成，从14世纪（明）至今累计，杭州湾湾顶东推了近50km。

图1 钱塘江及杭州湾演化变迁图

20世纪50年代以来，杭州湾北岸以冲刷为主的侵蚀海岸，进行系统整流护岸工程，逐步使北岸成为相对稳定岸段，但个别地段仍冲淤更叠。杭州湾南岸一直处于淤涨状态，局部则表现为相对稳定海岸，属连续堆积型。

由上可知，最近50年来杭州湾海滨平原淤泥质海岸线一直处于侵蚀和淤涨的变化中，稳定不变仅是相对而言，在前期变化剧烈地段后期有所缓和，然北塌南淤的总趋势仍存在。

5 结论与讨论

（1）利用气候旋回与基准面旋回理论，结合岩石多重地层划分方法，较好地解决了不同钻孔间对比问题，进一步提高了杭嘉湖平原的第四纪地层划分和对比精度。

（2）通过气候旋回与基准面旋回研究，将杭嘉湖平原第四纪地层划分为9个亚层序、8个气候旋回、27个基准面旋回，较系统、全面地分析杭嘉湖平原第四纪的环境发展与演化过程，并进一步划分为河湖与潮坪两个阶段。

（3）杭州湾北岸以冲刷为主的侵蚀海岸，虽经系统整流护岸使其成为相对稳定岸段，但个别地段仍冲淤更叠，南岸一直处于淤涨状态，局部则表现为相对稳定海岸，属连续堆积型。

参考文献

［1］陈忠大，覃兆松，梁河等.杭嘉湖平原第四纪地层高精度对比研究方法研究.中国地质，2002，29（3）：275～280

［2］陈忠大，顾明光，彭振宇等.杭嘉湖平原第四纪地质研究.2004，内部版，4～138

Environmental Change and Contrast of Quaternary Stratigraphy in Hang-Jia-Hu plain

Chen Zhongda, Gu Mingguang, Peng Zhenyu, Liang He

(Zhejiang Institute of Geological Survey, Xiaoshan 311203)

Abstract: Based on the dividing of lithostratigraphy, magnetostraigraphy and biostratigraphy, and the isochronous theory of cycle of base-level, we divide Q of the Hang-Jia-Hu plain into 9 sub-sequence, 8 cycle of climate, and 27 cycle of base-level according to the mark, such as pelaeopedological and river wash-surface. And we do the high-resolusion contrast of Quernary stratigraphy on the different stratigraphic hole and the different area. Besides these, with the old geographic feather of different cycle of climate, we study the change of Quernary stratigraphy condition in Hang-Jia-Hu plain, and divide Q of the plain into 2 segment of developed and evolvement, which are river-lake and tide-level ground. Meanwhile, we do the frist research on the change of Qian-Tang-Jiang river and Huangzhou bay, which happened after Hang-Jia-Hu plain become land.

Key words: Hang-Jia-Hu plain; Quaternary (Q);Contrast of stratigraphy; Cycle of base-level; Environmental change

9、（一）华北地区第四纪地层

所谓华北地区包括黄河中、下游以及海河和滦河流域的广大地区。该区第四纪地层主要分布在上述河流及其支流的河流阶地、三角洲、渤海海滩和海成阶地所组成的华北平原，以及一些山间断陷盆地和河谷两岸，其中包括太行山、吕梁山、燕山和阴山山岳地区的一些山间断陷盆地和河谷。在华北平原和一些山间盆地内，第四纪堆积物达到很大的厚度。在第四纪时期内，由于山岳地区与邻接的平原和山间盆地地区的差异性升、降运动的发展，在山岳地区各时期第四纪堆积物的山露情况良好；但在平原和盆地区的早期第四纪堆积物被埋藏于地下，保留得较为完整，具有较好的连续性。华北地区第四纪堆积物的主要成因类型有冲积物、洪积物、湖积物、风积物、冰川及冰水堆积物、海积物等。这些堆积物的岩相特点清晰，并含有大量化石。

上述这些特点非常有利于华北地区第四纪地层的研究。华北地区是我国新生代地质研究（其中包括第四纪地层的研究）进行得最早和研究程度最高的地区。数十年来，国内外许多地学工作者在这一地区进行了大量的第四纪地层的研究工作，建立了标准地层剖面。华北地区的研究，为中国第四纪地层的研究，打下了良好的基础。

1.下更新统

（1）泥河湾组

泥河湾组的典型地区位于河北省桑干河河谷盆地，阳原县泥河湾村一带。泥河湾组是以湖相沉积为主的地层，在底部及盆地边缘有河流相沉积。沉积物的厚度可能超过600m在盆地中心至今未揭露到底。泥河湾组以灰绿色、灰蓝色、灰白色粘土、砂质粘土和泥灰岩层为主；有些地方上部具有浅红、浅黄、灰黑等杂色砂与砂质粘土层；个别地方发育沼泽相泥炭层；在底部及盆地边缘有砂、砾石层。细粒的粘土层具完整的大型水平层理；砂砾石层有明显的交错层理。含有丰富的淡水软体动物化石、鱼化石及丰富的哺乳动物化石。在一些层位中发现了半咸水有孔虫化石。上述特征表明，泥河湾组是以大型淡水湖泊沉积为主，在某些时期可能有海水侵入。这一套沉积集中分布于汾、渭地堑的一些大型断陷湖盆地中，例如延庆怀来盆地、蔚县阳原盆地、大同盆地、汾河河谷盆地、渭河河谷盆地、黄河中游三门峡地区等。

泥河湾组地层中发现了早更新世的长鼻三趾马-真马动物群，于是将它与维拉弗朗阶对比，成了我国和世界上第四系下更新统的标准地层。

泥河湾动物群（即长鼻三趾马-真马动物群）的主要代表如下：

长鼻三趾马（Proboscidipparion sinensis）　翁氏转角羚羊（Spirocerus wongi）

三门马（Eguus sanmeniensis）　中国羚羊（Gazella sinensis）

板齿犀（Elasmotherium sp.）　直隶狼（Canis chihliensis）

纳玛象（Palaeoloxodon namadicus）　中国貉（Nyctereutes sinensis）

巨骆驼（Paracamelus gigas）　 国猎狗（Hyaena sinensis）

步氏大角鹿（Eucladoceros boulei）　泥河湾剑齿虎（Megantereon nihowanensis）

四不象鹿（Elaphurus bifurcatus）　丁氏鼢鼠（Myospalax tingi）

中国古野牛（Bison palaeosinensis）

此外，泥河湾组还含有大量软体动物化石，常见的有下列几种：螗螺（Limnaea）、平卷螺（Pianorbis）、蚬（Corbicula）、丽蚌（Lamprotula）和楔蚌（Cuneopsis）。

泥河组地尚有许多问题，有待进一步研究、现据近来一些工作中获得的资料简单介绍如下：

① 泥河湾组下部直接覆盖在含三趾马的上新统红土层之上。在阳原—蔚县盆地南部壶流河西的蔚县红崖村，发现的剖面（图13-6）中，1975年有人提出含三趾马红色粘土砾石层底部有1.7m是冰碛，定为“红崖冰期”。从而对第四系界线提出推到三趾马红土层以下的建议。这个建议尚未被采纳。

② 目前测得比较系统的泥河湾组剖面是郝家台剖面，实际它只是露出地表百余米的地层，并不能代表厚达600m以上的泥河湾组全部

图13-6　河北蔚县红崖村乱石矻塔沟剖面

1—中生代火山岩；2—下第三系；3—上第三系三趾马层，4—下更新统F部（泥河湾组）灰绿色泥灰岩及砂质粘土

郝家台剖面位于阳原县化稍营乡小渡口东南角（图13-7），被桑干河与壶流河切割的湖积台地上，高出桑干河147m，地层总厚113m。上部为灰黄色砂质粘土与杂色亚砂土互层；下部为含钙较多的灰绿、灰白色砂质粘土或泥灰岩与灰黄含砾亚砂土互层。

③在泥河湾村的下沙沟剖面是发现化石比较丰富的地点，含泥河湾动物群的大部分哺乳动物化石。下沙沟剖面相当于泥河湾组上部。它在泥河湾期处于湖积平原与山麓交界处，因而形成一套砂、砾和砂质粘土的河湖交替相沉积。该剖面共厚43.6m（图13-8）。

图13-7　河北阳原郝家台剖面

1—黄土；2—钙结核；3—砂；4—砂质粘土；5—泥岩；6—泥灰岩；7—砂砾石透镜体；8—无脊椎动物化石；9—脊椎动物化石

图13-8　河北阳原泥河湾下沙沟剖面

1—黄土；2—交错砂层；3—砂；4—砂砾；5—粘土；6一钙结核；7—无脊椎动物化石；8—脊椎动物化石

图13-9　河北蔚县东窑子头东南三里蔚县—宣化公路东侧第四纪泥河湾海相层实测剖面（据汪品先等）

④目前与这一层相当的，在怀来盆地的暖泉也发现了半咸水有孔虫化石。联系到华北平原的海相层，很可能在早更新世时的某一段时间，桑于河的断陷盆地是和海水相通的。在这时，海水可以沿着某一通道侵入盆地中，带入一些有孔虫，在淡化半咸水的特殊条件下，出现一种变异的有孔虫并繁殖了一段时间。发现海相化石的剖面位于蔚县东窑子头东南三里，蔚县—宣化公路东侧（图13-9）。所含有孔虫有山西九字虫（Nonion shansiensis）仅一属一种，但数量很多，占微体化石部分的90%。其余10%有半咸水介形虫6属11种。还有可生活于淡水、微咸水及半咸水的瓣鳃类豆蚬（Pisidium）及陆生瓦娄蜗牛。

（2）三门组

这是与泥河湾组可以对比的一套下更新统河湖相沉积。三门峡位于黄河中游的断陷盆地中，北界中条山，南接秦岭，西通汾渭河谷，东界三门峡谷。在这个盆地中堆积了总厚度约200—900m的河湖相砂砾石层和泥灰岩层，沿河谷两岸可以见到许多露头及部面（图13-10）。这一地层过去笼统地都称为“三门系”，1959年根据三门峡第四纪地质现场会议，将原来的“三门系”分为五层，多数人的意见，其中③、④层是下更新统，称为三门组，①、②应属于上新统上部，第五层争论较多，暂列为中更新统。现简述如下：

⑤砂、砂质粘土层夹砾石层，分布于黄河Ⅱ、Ⅲ级阶地之下部。

剥蚀间断面

④棕红色砂质粘土层夹粘土、砂及砾石层。粘土质含量较高，含泥化蜗牛化石，沉积以后常遭受侵蚀，分布不广。　厚60m

③砾石，砂砾、砂的互层。向盆地中心相变为夹粘土的细砂、粉砂层。砾石磨圆度高，主要为石英岩、石英砂岩、砂层中有明显的交错层理，含有丰富的蚌壳的哺乳动物化石。　厚70—100m

上新统上部：

② 砂质粘土层夹砾石层或粘土夹砂层，颜色棕红色，岩性坚实，砾石分选性差，含李氏三趾马（Hipparion richthofeni）。　厚200—240m

① 底砾岩层，灰白色由石英岩，石英砂岩，石灰岩，片岩及喷出岩组成，砾石分选差，略带棱角，钙质胶结坚硬。　厚10—90m

不整合

下复地层为下第三系平陆组

图13-10　三门峡一带的三个剖面（据贾福海）

A—山西平陆黄底河；B—三门峡市东坡沟；C—三门峡夭头沟剖面及柱状图

解放前杨钟健在东延村下部砂砾层中发现过米诺鼠（Minomys orientalis）这在欧洲是早更新世的化石；卞美年在风陵渡砂层地表上发现过肿骨鹿的下颚骨。解放后发现哺乳动物化石甚多，除一些层位不明者外，在张峪后沟砂层中发现步氏鹿、原田鼠、鹿、犀牛、鬣狗等，裴氏板齿犀可能从这里产出。在山西临猗采集到平额象、三门马、秀丽黑鹿（Rusaelegans）布氏鹿，四角鹿（Euctenoceros tetroceros）羚羊等。这表明属于泥河湾动物群。在三门组中还发现现在生活于南亚的龟类（Clemmys sp）植物孢粉资料证明沉积时是森林草原环境，比现在略湿润的温带气候，属于间冰期气候。

在华北，泥河湾组及三门组地层，大部分遭受了构造变动，地层倾斜并发生了断裂。由此可证明早更新世以后的新构造运动是很激烈的这一期构造运动在华北称为“三门运动”

早更新世的“三门运动”及“元谋运动”以后，中部断陷沉积区的绝大多数断陷盆地，不再保存湖盆地的古地理面貌。除少数盆地有继承性的湖泊发育外，多数成为河谷的谷地。发育了不同时期的冲积层或间有其它成因类型的沉积。在中部断陷区，除了在谷地的冲积层外，由于气候向干旱方向变化，在北方地区发育了厚度很大的黄土层。黄土可覆盖在不同成因类型的沉积物及地形上，其分布区也超出了中部断陷沉积区的范围，是以反映气候分带为主要特征的沉积层。

2.中更新统

华北地区中更新统，过去称为周口店组，自从“蓝田猿人”化石发现以来，产蓝田人化石的泄湖组也成了一个标准地点，而且由于蓝田公王岭人化石较“北京猿人”老一些，所以泄湖组下部的时代可能也较早一些。

（1）泄湖组　标准地点在陕西蓝田的塬上和灞河的第Ⅲ、Ⅳ级阶地上。沉积物的性质和成因，最主要的有两大类，即河流冲积的砾石层和红色土。前者分布于灞河沿岸，特别是灞河右岸，在稠水河、安沟及公王岭等地砾石层厚达40米左右，向西北逐渐变薄，以至尖灭；后者分布于黄土塬及灞河的Ⅲ、Ⅵ级阶地上。根据脊椎动物、埋藏土与剥蚀面，可以分为上、下两部分：

泄湖组下部　在黄土塬区，为黄褐色黄土状砂质土，含大块钙质结核，埋藏土壤A、B层颜色不明显，产状基本上与第四纪前基本一致。此外，在黄土塬区下层，还有一套具水平层理的褐色砂质土和亚粘土沉积，与下伏地层呈不整合接触，可能是黄土塬区古老冲沟的产物。分布在灞河阶地的有砾石、砂质上和红色亚粘土层，与下伏的第三系呈不整合接触，砾石层近于水平，在受新构造破坏区砾石层发生变位，并有断裂发生。

泄湖组上部　上层是棕红色或红褐色黄土状砂质土，钙质结核常富集成网状，有时连成条带，埋藏土壤A、B层颜色鲜艳，表面起伏，可具有10°左右的倾角；下层亦为黄土状土，钙质富集成板状，埋藏土壤A、B层颜色淡。堆积范围较小。

在蓝田地区，“蓝田猿人”化石在两个地点发现，一是公王岭，另一地点是陈家窝村。它们分别属于泄湖组的上部和下部（图13-11）。

从泄湖组各处剖面对比看，泄湖组有以下特征：

① 泄湖组下部沉积了河流相沉积物，在塬上为古冲沟沉积；②泄湖组上部主要是土状沉积；③泄湖组上部埋藏土壤颜色较鲜艳，钙质结核零星；下部埋藏土壤颜色淡，钙质结核呈板状；④黄土塬上泄湖组上、下部产状不一致，上部倾角10°—15°，下部近于水平，两者之间有剥蚀面；⑤泄湖组上部化石与“北京猿人”化石地点接近，公王岭动物群则介于泥河湾动物群与周口店动物群之间，且更接近于后者；⑥公王岭下部砾石层的时代可能属中更新世，也可能属早更新世。对砾石层的成因，也曾引起一些争论，一种意见认为是水流沉积，另外也有人提出是冰碛层，并且称作“公王岭冰期”。看来要把“公王岭冰期”确立起来，还应作细致的工作。

图13-11　公王岭“蓝田人”化石产地—水子沟口剖面及蓝田泄湖组柱状对比图（据贾兰坡等简化，1964年）

（2）周口店组　周口店组曾作为我国华北中更新统标准地点，它是位于北京房山区周口店的洞穴堆积。在周口店地区，裂隙及洞穴堆积甚多，周口店组是指“北京猿人”化石产地周口店第一地点的洞穴堆积而言，其沉积岩性很难与洞穴外对比，然而它含有极丰富的哺乳动物化石，周口店组的哺乳动物群，称之为中国猿人—肿骨鹿动物群，是我国北方的标准动物群。

周口店第一地点物物化石名单：

北京猿人（Sinanthropus pekinensis）　居氏大河狸Trogontheriumcf.cuvieri

后丁氏鼢鼠　Myospalax epi-tingi　虎　Felis cf.tigris

鼢鼠　Myospalax sp.　豹　Felis pars

竹鼠　Rhizomys sp.　猎豹　Cynailurus sp.

豪猪　Hystrix subcristata　纳玛象　Palaeoloxodon cf.namadicus

狼　Canis lu pus　三门马　Equus sanmeniensis

变种狼　Canis lupus var.variabilis　梅氏犀　Rhinoceros mercki

中国狸　Nyctereutes sinensis　披毛犀　Coelodonta antiquitatis

豺　Cuon alpinus var.antiqua　李氏野猪　Sus lydekkeri

洞熊　Ursus spelaeus　巨骆驼　Paracamelus gigas

熊猫　Ailhuropoda sp.　葛氏斑鹿　Pseudaxis grayi

獾　Meles cf.leucurus　肿骨鹿　Megaloceros pachyosteus

貂　Martes sp.　德氏水牛　Bubalus teilhardi

中国鬣狗　Hyaena sinensis　野牛　Bison sp.

洞穴鬣狗　Crocuta ultima　翁氏转角羚羊　Sipirocerus cf.wongi

剑齿虎　Megantareon inexpectatus　羚羊　Gazella sp.

这一动物群的特点是：代表第三纪残留种属有的已灭绝，如三趾马，但有极少数的残留种，如剑齿虎。出现了中更新世代表种属，如肿骨鹿、中国鬣狗、居氏大河狸等。也有些更现代化的种属，如狼、狐、猞猁、骆驼等。

周口店第一地点，解放前及解放后五十年代的发掘，揭露地层厚达40m，共划分了十三层（图13-12）。从探井底部揭露出红粘土砾石层，称为“底砾石层”。1978—1979年，在对周口店进行综合研究过程中，揭露了探井中厚达10m的地层，继续按原划分的十三层再向下划分出第十四至第十七层。原称为“底砾石层”者是第十四层。

第一层　粗角砾岩层。　厚约3m

第二层　石灰华层，为胶结坚硬的粉红色土，位于洞的最高处。含有化石、石器及人类的材料。　厚约1m

第三层　不规则的巨大角砾岩层，含有极大的石灰岩块，是洞顶崩塌造成的，下部较软的堆积物受巨石压力，有折曲现象。　厚约3米

第四层　为一极厚的红、黄、紫、黑色细土层。黑色者为炭灰。红黄、紫色是受了烘烤的泥土。该层发现的石块及化石，也都经过火烧烤，改变了颜色和形状。这一层化石以啮齿类最多，由于有较多的石器存在，因之称为“上文化层”。　西部厚约6米，至东部尖灭

第五层　含化石的黑色硬灰层，一部分为角砾岩层或“上文化层”的底部。　西部渐变为厚约一米的石钟乳层，东部渐薄而消失

第六层　含化石的角砾岩层，内有大石块，石器很少。

第七层　深灰色松散砂层。化石保存完好，以野猪为最多，鹿次之，肉食类较少，其它如水牛及水獭等都发现在这一层理。　此层西部较厚，约一米，东部渐薄

第八及第九层　为不规则的角砾岩层，其中夹有薄灰烬层，化石丰富，且较完整。有鹿、猪、马、犀、狼、狐及鬣狗。这两层的石器及人类化石也最多，因此称为“下文化层”。　厚约6m

第十层　上部为含化石的红色土层，下部为灰烬层。　厚约2m

第十一层　为含化石的角砾岩层。　厚约2m

第十二层　红色粗砂层，含小砾石和化石碎块，化石碎块受磨蚀。　厚约2m

第十三层　红色粘土层夹红色或灰色砂透镜体，底部有巨大石灰岩块。　厚约2m

第十四层　棕红色粘土质砂及砾石混杂的粘土砾石层。下部砾石减少，星散于粘土之中。该层即过去所称“底砾石层”。因上部被掘去并已填土，不能正确估计其厚度。　可见厚约4m

第十五层　棕红色粗砂砾石层及含砾细砂层。　厚约1m

侵蚀面

第十六层　灰色薄层状具平行层理的粉砂层，产状倾斜，80°（10°）上部有明显的侵蚀面的痕迹。厚约1.5m

第十七层　黄棕色粗砂砾石层，未见底。可见厚度约1m

根据对这十七层的综合研究，包括年代学沉积环境、古气候及古生物的研究，将侵蚀面以下的第十六、十七两层划为下更新统，第十四、十五层为距今0.7—0.8Ma的中更新统早期，相当于公王岭蓝田猿人产出层位，命名为“龙骨山组”。第十三层以上为“周口店组”。并按气候演变划分为五段。

对周口店地区洞穴内外对比研究，建立了这一地区晚新生代以来的地层系统（表13-2），可以作为对比我国北方的第四纪地层的参考。

图13-12　周口店第一地点剖面（据贾兰坡）

1—角砾岩；2—灰烬；3—石灰华；4—砂；5—红色土，6—泥砂；7—砾石；8—石灰岩

表13-2　周口店地区晚新生代地层简表

续表

*据孔昭宸、张子斌等

图13-13　山西襄汾丁村第四纪地质剖面及98地点剖面图（据裴文中、贾兰坡）

3.上更新统

（1）丁村组　丁村剖面位于山西省襄汾县丁村至柴庄间的汾河沿岸。因剖面中挖掘出大批脊椎动物化石，人类化石及文化遗物而驰名。后来又发现了一个幼年人颅骨。对古人类研究提供了新资料。

丁村组沉积属河湖相沉积（图13-13），位于汾河河谷第三级阶地上，上覆微红色黄土（红色土上部）。

丁村组的砂砾层中所含脊椎动物化石很丰富，主要有方氏鼢鼠、野驴、野马、纳玛象、梅氏犀、披毛犀、葛氏斑鹿、原始牛、转角羚羊、羚羊等24种；还有鱼类、瓣鳃类化石。从动物群性质看，比周口店第一地点的北京人——肿骨鹿动物群要晚。所发现的丁村人为较直立人进化的“古人”，其创制的石器有第二次加工痕迹。所以它的时代应晚于中更新世周口店期，应归入上更新世早期。在1959年地层会议上作了这样的暂定，但是一直有人认为丁村组应属于中更新世。

（2）萨拉乌苏组　该组最初发现于内蒙古河套南部乌审旗和陕北格林等地，为河湖相沉积，常构成二、三级阶地。由于在这一地层中发现了“河套人”化石，脊椎动物化石又很丰富，为我国北方上更新世标准动物群——萨拉乌苏动物群。

各层均为连续沉积，层中发现了丰富的动物化石，萨拉乌苏动物群称赤鹿—最后鬣狗哺乳动物群，动物名单如下：

披毛犀　Coelodonta antiquitalis　野驴　Equus hemionus

野马　Equus przewalskyi　转角羚羊　Spirocerus kiakhtensis

双峰骆驼　Camelus knoblochi　普氏羚羊　Gazella przewalskyi

赤鹿　Cervus canadensis　盘羊　Ovis ammon

鄂尔多斯大角鹿　Megaloceros ordosianus　诺氏象　Palaeoloxodon namanni

王氏水牛　Bubalus wansijocki　最晚斑鬣狗　Crocuta ultima

原始牛　Bos primigenius　野猪　Sus scrofa

萨拉乌苏组的剖面，最早是德日进测得。相当于萨拉乌苏组的地层，目前发现地点很多，整个黄河中游及华北地区几乎都有分布。

萨拉乌苏组的岩性为黄、灰黄、灰绿色粉细砂，夹含钙质结核的黄土状砂质粘土及粘质砂土。具有水平层理及交错层理。剖面情况如图13-14所示。

图13-14　萨拉乌苏河地层剖面图（据P·德日进）

1—风成砂丘；2—黄土；3—淡水沉积；4—砂层；5—砂质粘土；6—风化层；7—脊椎动物化石；8—石器；9—软体动物化石；10—剥蚀阶地及冲积阶地

萨拉乌苏组的底部砂层中含河套人（Ordos man）和大量脊椎动物化石，重要种属有洞穴鬣狗、披毛犀、野驴、蒙古野马、赤鹿、河套大角鹿、纳玛古象等，还有驼鸟。并发现了尖状器、刮削器、雕刻器等旧石器。

萨拉乌苏动物群与丁村动物群相比，有一些代表古老时代的动物，如原齿象、梅氏犀、大型马等都已绝灭。堆积物中大批“细石器”的出现，标志着向中石器时代过渡的象征。所以萨拉乌苏组是晚于丁村组的上更新统地层。在许多地方又发现萨拉乌苏组上面覆盖着厚度不等“马兰黄土”

（3）迁安组　该组标准地点是河北迁安爪村，位于滦河第二级阶地上，为河流沼泽相沉积。其中发现了大量的脊椎动物化石，与萨拉乌苏动物群相当。

迁安组地层剖面（图13-15）是冲积亚砂土层，中夹有厚1.2—2m的沼泽相黑土，其中含丰富的脊椎动物化石。

迁安组中脊椎动物化石主要有披毛犀、野驴、野猪、赤鹿、转角羊、原始牛、纳玛象等。所含软体动物及介形虫很丰富。孢粉分析结果证明，爪村的上更新统迁安组，大约相当于晚更新世的一次冰期。从孢粉资料可分为三个带（表13-3）。脊椎动物繁盛时期相当于孢粉划分的较温暖的间冰阶，其中也还有喜冷的披毛犀化石。哺乳动物种类比较单纯，是典型的北方动物群。

图13-15　迁安爪村滦河南岸阶地剖面示意图（示哺乳动物化石产物）（据裴文中等）

1—基岩；2—冲积物（砾石及砂）；3—冲积物（砂质上）；4—坡积物；5—沼泽堆积（黑土）；6—冲积物（亚砂土）；7—化石产地底部碎石层；8—冲积物（砂）；9—化石产地

表13-3　迁安爪村“迁安组”孢粉分析反映的气候变化

（据地质科学院地矿所新生代孢粉组资料）

（4）华北平原第四纪地层　根据华北平原钻探岩心第四纪堆积物的矿物学、岩石学及其中所含生物残骸的研究结果，可以分出四个冰期、三个间冰期和一个冰后期的堆积物。华北平原第四纪堆积物主要是源出或流经平原西面和西北面的黄土高原和山区，有黄河、海河和滦河等河流的干流及其支流搬运沉积下来的。

在第四纪冰期与间冰期的交替过程中，形成了冰期堆积物和间冰期堆积物的交替顺序。华北平原第四纪堆积物的主要类型是冰川及冰水堆积物、冲积物、洪积物、海积物、湖沼堆积物、残积物等。由太行山、燕山山区经山麓、山前地带向平原和海滨方向去，第四纪堆积物的颗粒由粗变细。由于华北平原在第四纪过程中是一个断陷堆积平原，所以，第四纪堆积物被较完整地保留在埋藏剖面中。华北平原基底各个部分的断陷运动的强度是不一致的。第四纪堆积物的厚度，随平原基底各个部分断陷运动的发展而不同。在断陷运动剧烈发展的部分，第四纪堆积物的厚度可达1000m以上，大部分地区的一般厚度在5—700m之间。

华北平原第四纪地层的基本顺序如下：

第一冰期堆积物　山麓和山前平原多为紫色冰川泥砾和粘土；平原中部和海滨地带多为紫红色的冰水砂砾、砂和粉砂层，含暗针叶林及草甸沼泽植被孢子花粉。喜冷植物云杉及雪杉孢粉含量高达51%。计算当时年平均温度较现时低达10℃左右，年平均温度在0℃以下。

第一间冰期堆积物　第一冰期堆积物顶部被风化形成的铁、锰铝土质残积物（埋藏风化壳）；在断陷运动剧烈发展的地区和一些古河床中，出现冲积物和湖沼堆积物；在海滨地带出现海积物。含阔叶林或针阔叶混交林孢粉，在一些地方山毛榉含量高达15—22%。计算年平均温度10—11℃。

第二冰期堆积物　山麓和山前平原地带为红色冰川泥砾和粘土；平原中部和海滨地带为埋藏冰水砂砾、砂和粉砂层。暗针叶林及草原带孢粉。云杉及冷杉孢粉达47.5%。

第二间冰期堆积物　发育于第二冰期堆积物顶部的铁锰质残积物（埋藏风化壳）；在埋藏古河道、断陷运动剧烈的部分和海滨地带出现冲积物、湖沼堆积物和海积物。针阔叶林草原带。推定年平均温度为12℃左右。

第三冰期堆积物　在山麓和山前平原地带为褐色冰川泥砾和冰水砂砾、砂和粉砂层。在平原中部和海滨地区为冰水砂砾、砂和粉砂层。粉砂在一定程度上黄土化。暗针叶林草甸沼泽至针叶林草甸沼泽。云杉及冷杉占46.46%—14%。

第三间冰期堆积物　发育在第三冰期堆积物顶部的铁、锰、碳酸盐质残积物（古风化壳）。埋藏古河道、断陷运动剧烈发育的部分，出现冲积物、湖沼堆积物，在海滨地带出现海滨堆积物。针阔叶林草原至针叶林草原。计算年平均温度8—10℃。

第四冰期堆积物　埋藏的冰水砂和砂层，粉砂轻微黄土化。暗针叶林草原带孢粉。云彬、苔藓植物多。计算年平均温度较现时低11—13℃。

冰后期堆积物　主要为河漫滩堆积物，主要为粉砂和细砂，在一些地方出现湖沼堆积物；在海滨地带分布着海滨堆积物。在一些河间地带，出现埋藏的碳酸盐质风化壳和古土壤。

根据海相堆积物以及其中有孔虫和介形虫的研究，可以确定华北平原存在着六次海进和一次推定的海进。分别命名为渤海海进、海兴海进、黄骅海进、青县海进、沧西海进、献县海进和泡东海进。这些海进皆发生于间冰期或间冰阶和冰后期内。其中沧西海进的14C年龄为22900±1100a，献县海侵的年代为距今8500—5500a，沧东海侵距今5000—3500a。

华北平原第四纪堆积物中夹有玄武岩和凝灰岩，火山堆积物古地磁年代学测定结果如下：更新世初，相当于古地磁年表中的Mammth事件，距今3.05—3.15Ma；第二冰期、第二间冰期交界线，相当于Olvai事件，距今1.67—1.90Ma；第三冰期—第三间冰期交界，大致相当于Brunhes-Matuyama磁世之间，距今0.7—0.9Ma。

10、中国海洋大学普通地质学的复习要点或题

中国海洋大学普通地质学综合复习题（要点及解析）
二．放射性同位素；稳定同位素；克拉克值；矿物；晶体；矿物的常规鉴定；摩氏硬度计.
三．火成岩分类表（SiO2的含量）；产状；结构；构造；枕状构造；安山岩线；两种喷发方式；火山地貌；火山分布三大地带；鲍温反应系列；鬣刺结构；斑状结构；似斑状结构；同化；混染；捕虏体
四．外动力地质作用一般特征：1）外力地质作用的因素（大气圈、水圈（科里奥利效应）-生物圈）， 2）外力地质作用的能源（太阳热能、重力能、日月引力能）， 3）外力地质作用的类型或沉积岩的形成过程（风化作用-剥蚀作用-搬运作用-沉积作用-固结作用包括压固、胶结、重结晶、新矿物的生长）
碎屑结构，非碎屑结构；沉积构造意义（确定形成环境、岩层顶部、成岩过程）；递变层理；交错层理；斜层理；冲刷构造；波痕；泥裂构造；沉积岩平均矿物成分；八种主要造岩矿物；四类沉积岩（碎屑岩-化学岩-生物化学岩-粘土岩）.
五．变质岩形成因素（温度、压力、具化学活动性流体）；变质作用方式（热力重结晶、接触交代、区域变质、韧性剪切或动力变质）；变余结构，变晶结构；片麻构造。
热力重结晶：大理岩；接触交代: 矽卡岩；区域变质:板岩、千枚岩、片岩、蓝片岩、片麻岩（长石+石英>50%, 长石>石英）、麻粒岩，榴辉岩、混合岩化岩石；混合岩（基体+脉体）；韧性剪切：糜棱岩。变质特征矿物6-8种; 高压与超高压的代表矿物：蓝闪石，柯石英，金刚石。三大类岩石的形成与演化关系。
六．标准化石; 生物层序律; 地层层序律; 相对与绝对年龄；地质年代表（五代十三纪）；各纪代号；早古、晚古；新生代：古、始、渐、中、上、更、全.
七．震级(智利8.9级)确定、裂度、分布；波的传播（介质）；P波最快、S波不能过液体、面波破坏最大；地震预报三要素。
地球内部层圈构造及主要界面：1）地壳(Si-Al层,Si-Mg层)-上地幔(岩石圈-软流圈-上地幔)-下地幔-外地核-内核及深度；2）各层主要物理性质、物质状态、深度；3）地球内部四个不连续面（康拉德面、莫霍面、古登堡面、来曼面）。
八．构造活动的二种基本方式；褶皱（地层对称重复和新老分布）+断裂+节理；褶皱要素（轴面、枢纽、弧尖）；形态（剖面形态、平面形态、合围转折、组合形态）；单斜山、单面山、猪背岭.
6种接触关系：沉积不整合（假花岗岩）、侵入、整合、假整合、断层、不整合（剥蚀面、底砾岩、风化壳、不整合面上下地层新老、变质变形差异）、
断裂要素；识别标志（相当层错开、地层重复缺失、擦痕、派生构造、温泉分布、矿产、角砾岩、三角面山等）、研究内容：时代、动向、断距、组合特征及应力场等. 断层研究意义. 地堑、地垒.
画六个图以便判断断层的性质
断层
类型 地层和断层倾向
相反 地层和断层倾向
相同
地层>断层 地层<断层
正断层 重复 重复 缺失
逆断层 缺失 缺失 重复
九．海底扩张六方面证据与威尔逊旋回（板块构造的理论精髓）六阶段特征
1．海底扩张证据方面: 1）地形吻合性；2）地质（洋中脊；古生物；构造；冰川；平顶山；洋中脊二侧岩石年龄变化的对称性）；3）地球物理（海底岩石的正、负磁异常条带对称分布；地热、重力；浅源、中源、深源地震集中分布在环太平洋边缘带）；4）深海钻探（包括深潜器）证实了洋底确切地貌、洋中脊高热流和枕状熔岩的存在。5）发现蛇绿岩套，完善了洋壳剖面。6）大洋中转换断层的发现。
2.威尔逊旋回方面: (1)定义,(2)6阶段:萌芽阶段(东非裂谷)-幼年阶段(红海)-成熟阶段(大西洋)-收缩阶段(太平洋)-结束阶段(地中海)-碰撞阶段(喜山),(3)各阶段应力,(4)沉积,(5)火成岩,(6)变质等特征.
转换断层；蛇绿岩套（洋壳剖面）；地体构造。
三种板块边界（压：海沟、造山带；张：洋脊；剪：转换断层）.
活动陆缘（太平洋：沟-弧-盆；沟-弧）；被动陆缘（大西洋：陆-架-棚-坡-洋盆，无海沟）。板块构造三大理论支柱（刚体绕球面的旋转运动或地幔对流、海底磁异常、转换断层）；全球板块划分。
十．化学风化；物理风化；水化；水解；球状风化；地形倒置.
十一．河谷横剖面形态要素；侵蚀方式（溶蚀、水冲力、磨蚀）；侵蚀方向（下蚀：取决与河水流速、水中泥砂含量、河床岩石性质及地质构造等；旁蚀；塑源）；三种侵蚀的产物；V型河谷；侵蚀基准面；横向环流；截弯取直；河流的袭夺；搬运方式（拖运、悬运、溶运）；沉积；三级河流阶地示意图；夷平面（根本原因是构造作用）.
河流三角洲沉积特征与形成条件：1)河流三角洲 Delta定义: 在河口部位，因流速降低，动能减小，形成的大规模沉积体平面上呈三角形，称之。进一步发展则形成三角洲平原。2)三角洲的形态：a．鸟嘴状（一条河流入海者，如长江）；b．鸟足状（若干条河流入海者，如密西西比河）；c．扇形（许多条河流入海着，如黄河）。3) 三角洲的形成条件：1．有充足的沉积物来源；2．河口处坡度较小，易于沉积（日本东部不能形成）；3．水动力较小，沉积物易于保存。
十二．大陆与山岳冰川；冰川剥蚀（刨蚀）；搬运（推运、载运）；沉积（八条特征）；山谷冰川地貌（U形谷、羊背石）；冰川构造（冰裂隙、钉子形擦痕）；三大冰期.
十三．地下水类型（包气带水、潜水、承压水；空隙水、裂隙水、Karst水）；水质影响因素；水的富集运移；温泉和地下热水形成条件（构造、地热、水文地质条件）; Karst的发育条件、盲谷、落水洞
十四．海水运动；浪基面、波切台、波筑台、海蚀平衡剖面；潮汐；滨海（外、前、后滨）沉积特性、浅海沉积特性、深海沉积特性；浊流、浊流沉积与鲍玛序列（E. 块状泥岩,含远洋化石(陆隆环境）；D. 水平纹层状页岩,含生物化石(陆坡)；C. 丘状波纹层粉砂岩,前积层理（斜层理）（陆坡)；B. 平行纹层状砂岩，具粒序性(陆坡)；A. 粗粒递变层：砾岩-砂岩,冲刷面及印模发育）(陆坡))
；等深流；生物礁沉积.
十五．湖泊成因10种类型；淡、咸、盐湖的标准；
干旱气候区湖泊消亡四阶段及其沉积规律（垂直剖面和水平分布）：
1)干旱区大湖消亡四阶段:湖区不断缩小咸化，溶解度小的先沉积：碳酸盐沉积(方解石+白云石:咸湖)→硫酸盐沉积(石膏+芒硝:苦湖)→氯化物沉积如氯化钠(盐湖,卤水,>25‰,含K、Mg、B矿)→盐湖干枯,盐层埋藏(盐矿);2) 湖岩分带（垂直剖面和水平分布）：1)湖浅而小者:碎屑相分带(砾岩-粗砂岩-砂岩-细砂岩-粉砂岩-泥页岩),2) 湖深而大者:碎屑相→化学相分带(碎屑岩→化学岩即砾岩-粗砂岩-砂岩-细砂岩-粉砂岩-泥页岩→灰岩-石膏-盐矿岩)。
十六．风的剥蚀、搬运、沉积；风蚀地貌；风棱石（风从多个方向对砾石进行摩擦与冲撞, 风向改变、砾石滚动,最终磨蚀而成的一种边角奇异,油光滚圆的石头）；黄土的特征（1.定义:风将荒漠中的粉沙、尘土搬运到沙漠的边缘堆积而成的堆积物。2）.矿物成分：石英,长石,碳酸盐矿物为主。3).化学成分：SiO250-60%、Al2O39-12%、CaO7-10%、MgO3%、Fe2O34-5%、K2O2%。4)颜色：黄色到棕黄色；时代：第四纪；具垂直节理，质地均一，无层理；遇水易剥落；有钙质结核。5).黄土分布：中纬度气候温暖地带。6).黄土的成因：原生黄土系风对沙漠物质的搬运和沉积形成。次生黄土为河流搬运沉积的产物。);沙漠化；现代沙漠的分布（将古论今）
十七．块体运动的条件(重力、斜面和水是运动发生的直接因素;地震、爆破则是触发因素)；泥石流与蠕移机制；滑坡易于形成的五种场所.
十八．行星运动方式、特征；成分、密度；陨石成分分类；冲击构造：陨石、冲击构造及其识别标志