辽宁省本溪期-山西期沉积岩相古地理分析

本溪地区岩相及所指示的区域地质特征1.中太古代：1）清河镇万利村石棚子组片麻岩、南芬铁矿茨沟组磁铁石英岩为代表的鞍山群变质岩，构成了华北板块的基底；2）该变质岩由火山岩和火山碎屑岩（沉积岩）经变质作用形成。

片麻岩和磁铁石英岩分别是区域变质作用和接触变质作用的结果2.新太古代：1) 出露于连山关和平顶山大峪沟组粉红色混合花岗岩，代表了鞍山群上部变质岩2）混合花岗岩是混合岩化作用，即超深变质岩化作用的结果。

该作用代表了变质岩向岩浆岩作用转变，与构造运动（鞍山运动）强烈挤压有关。

3.古元古代：1）出露于连山关镇附近千枚岩和大理岩代表了辽河群变质岩系2) 千枚岩和大理岩分别是区域变质作用和接触变质作用的结果，代表了中-浅变质岩系，反映了本地区变质作用减弱。

4.中元古代：1）古元古代盖县组与新元古代永宁组角度不整合2）反映了本区这一时期抬升和剥蚀作用发生5.新元古代：1）出露于南芬地区和平顶山的钓鱼台组石英砂岩代表了本区发生了广泛海侵2）出露于千金岭的南芬组互层的蛋清色泥灰岩和紫色泥灰岩反映了本区海侵进一步加深；3）南芬组与桥头组平行不整合说明本区因海水退出并经历了剥蚀；4）出露于冯家堡细河的桥头组石英砂岩及波痕构造反映了本区再次经历了海侵；5）出露于冯家堡康家组粉砂岩及薄层泥灰岩说明本区海侵加深6.古生代：1）寒武纪碱厂组合馒头组毛庄组合徐庄组以页岩为主，夹灰岩透镜体，盛产三叶虫，代表了潮坪环境。

馒头组和毛庄组紫色页岩指示气候温暖炎热；2）出露于白石砬子的张夏组鲕粒灰岩代表了动荡水环境；崮山组砾屑灰岩具氧化圈边代表了炎热气候；长山组竹叶状灰岩代表了海水动荡环境3）出露于火连寨豆房沟村的凤山组窝卷状灰岩代表了稳定的海水环境4）出露于本溪湖公园和牛毛岭等地的奥陶系冶理组、亮甲山组合马家沟组巨厚灰岩代表了海侵达到了最高峰；5）晚石炭世本溪组与中奥陶世马家沟组平行不整合，说明本地区和华北板块其他地方相似，缺失晚奥陶世至早石炭世地层，反映了该地区抬升和剥蚀作用在这一时期发生；6）出露于牛毛岭的本溪组由砂岩、泥岩、煤线和5层薄灰岩组成，系海陆交互相；7）出露于牛毛岭的太原组及本溪地区山西组、上下石盒子组合石千峰组均为发现海相地层，说明这一时期完全进入陆相地层控制区。

Science &Technology Vision 科技视界0前言国内对区域沉积环境的研究日渐成熟,就辽宁地区而言,多数文献资料主要研究古生物的特征、生存环境及生物礁的特征,对沉积岩沉积环境的研究则相对缺乏。

本研究以本溪组牛毛岭实测剖面及横向对比的研究成果为基础,借鉴前人的研究成果,从沉积岩层演化的角度对本溪地区本溪组上段区域进行分析研究,总结由老到新岩层的海陆变迁,古气候变化,古地理特征,生物礁特征。

1地质概况工作区位于辽宁太子河流域本溪地区,是华北型石炭系主要发育区之一。

晚石炭世初期,本区开始了由南至北的海侵,沉积环境由扇形三角洲到峡湾海岸再演化为碳酸岩台地,堆积了近陆特征明显,近东西向展布的各沉积相带。

本溪组平行不整合覆于中奥陶统上马家沟组之上。

本组岩性下部为黄绿、黄、紫色页岩夹G、F 两层铝土页岩、薄煤层;上部为青、黄绿、黄色页岩、砂岩、灰岩透镜体和E 层铝土页岩,局部夹薄煤层。

本组腹足类、腕足类古生物化石甚多,生物礁发育且具有很强的代表性,具有很大的理论研究价值。

2本溪组上段牛毛岭剖面辽宁本溪市本溪组地层发育较好,本剖面位于本溪市区西北部的牛毛岭上,东距本溪湖公园约1km,呈近东西向沿山脊延伸。

牛毛岭剖面为国内本溪组岩层的典型剖面之一,本人对该区本溪组上段岩层进行了地质考察,并采集了大量的岩石标本,牛毛岭剖面主要以砂岩、泥岩为主,夹有5层生物碎屑灰岩。

其中砂岩为河流、湖泊、沼泽相沉积,岩层之间为渐变式接触。

生物碎屑灰岩为近海相或滨海相沉积,含有腕足、蜓等化石。

剖面地层大致呈南北向展布,各岩层间呈平行整合接触,岩层间多为渐变的接触关系,没有断层展布,岩层大致向西倾斜,倾角一般小于30°。

全段共划分为19层,测量部分总厚度84.83m。

3碎屑岩沉积环境分析牛毛岭剖面最底层为厚层微层理构造中细粒杂砂岩,有极少量的铁质,处于弱氧化、中性至弱酸性环境,判断其为稳定的河流相沉积环境,再往上,沉积环境变的不稳定,难以形成较厚的岩层,可能是水流加大,使沉积物的物源减少,也可能是因为河床底部向顶部变化,河流变浅。

辽西义县盆地义县组底部沉积相与沉积环境分析
辽西义县盆地下白垩统义县组底部发育有马神庙、老公沟两个沉积层.马神庙沉积层从下至上可以划分出6个沉积亚层,其下部复成分砾岩沉积层为干旱气候条件下形成的洪(冲)积扇底部沉积相、洪(冲)积扇上的山洪冲槽充填相;中部为复成分砾岩夹凝灰质沉积层;顶部被中基*的火山岩覆盖.老公沟沉积层下部是以泥质粉砂岩为主的滨浅湖相、洪(冲)积扇向湖盆过渡的季节*河流作用形成的粗砂岩-含砾粗砂岩沉积相;顶部为一套滨浅湖相的膨润土化粉砂岩-膨润土-碳*盐岩沉积岩石组合.义县盆地演化初期气候干旱,盆地边缘地势起伏较大,盆地边缘形成洪(冲)积扇、扇面上发育洪槽充填沉积作用,洪(冲)积扇向湖盆过渡区存在季节*河流;老公沟顶部湖泊相沉积指示受区域季节*变化的半干旱、频繁火山作用影响下,湖盆水深频繁波动的古地理、古气候的沉积特征.义县组底部沉积相表现了该盆地边缘向中心横向上的洪(冲)扇、季节*河流和湖泊沉积的三相发育的古地理特征.。

华北地台是我国古地理构造中的一个重要构造单元，本溪组—山西组是华北地台上的地层序列之一。

它记录了华北地台在中生代纪中、晚期的古地理环境及其演变规律，也是华北地区重要的煤炭地质资源之一。

通过对本溪组—山西组的研究，不仅可以了解华北地台古地理环境的演变过程，还可以为煤炭资源的勘探开发提供重要的理论指导。

一、地层分布及发育特征1. 本溪组—山西组地层分布本溪组—山西组主要分布于华北地台西部及北部地区，包括辽宁、河北、山西等省份。

该地层序列的地理范围广阔，地层发育较为完整，是华北地台上重要的地层之一。

2. 本溪组—山西组发育特征本溪组—山西组包括本溪组、三道庙组、兴和组、鲁山组、文水组等多个地层单元，地层统计厚度较大，发育特征明显。

其中以煤炭资源最为丰富，煤层的数量和产煤条件较好。

二、古地理环境演变过程1. 本溪组—山西组古地理环境初步概述本溪组—山西组地层的堆积环境主要包括湖泊相、河流相、河口相等。

这些地质特征表明华北地台在中、晚期的古地理环境主要受陆相沉积环境影响，煤层的形成大多与湖泊、河流沉积环境有关。

2. 古地理环境演变过程的主要特征通过对本溪组—山西组的研究发现，华北地台在中生代纪中、晚期主要经历了陆相向湖相演变的过程。

在湖相发育时期，煤层形成条件逐渐成熟，煤炭资源得到了充分的积累。

三、煤层变化规律1. 煤层的数量和产煤条件本溪组—山西组地层序列中煤层的数量较多，产煤条件较好。

其中以三道庙组、兴和组等地层单元的煤炭资源为主，厚度较大，成矿条件较为有利。

2. 煤层的储量和分布特点本溪组—山西组地层中煤炭资源储量较大，分布区域广阔。

煤炭资源主要分布于河北、山西等地区，不仅储量大、品位高，而且易于开采利用。

四、研究意义及应用价值1. 对华北地台古地理环境演变过程的认识通过对本溪组—山西组的研究，可以深入了解华北地台在中生代纪中、晚期的古地理环境演变过程，为认识华北地台的地质演化历史，探讨古地理构造问题提供重要依据。

本溪地区本溪组上段沉积环境分析【摘要】辽宁本溪组地层在晚石炭世早期处于近岸陆棚环境。

同期沉积物的底部为河湖相泥岩、页岩、再向上为粉砂岩、砂岩，最后为碳酸盐岩夹碎屑岩，代表了一个海进组合。

本溪牛毛岭剖面碎屑岩主要为河流、湖泊、沼泽相沉积，砂岩粒度分选一般较好，磨圆相对较差，成熟度相对较高，推测为河流相沉积。

砂质页岩和粉砂岩层内，岩石的颜色多为灰色，绿灰色或是灰绿色，多为在气温较低的河流相环境下沉积。

泥岩泥质含量较高，球状风化发育，表现为沼泽相沉积环境。

【关键词】晚石炭世；碎屑岩；碳酸盐岩；沉积环境0 前言国内对区域沉积环境的研究日渐成熟，就辽宁地区而言，多数文献资料主要研究古生物的特征、生存环境及生物礁的特征，对沉积岩沉积环境的研究则相对缺乏。

本研究以本溪组牛毛岭实测剖面及横向对比的研究成果为基础，借鉴前人的研究成果，从沉积岩层演化的角度对本溪地区本溪组上段区域进行分析研究，总结由老到新岩层的海陆变迁，古气候变化，古地理特征，生物礁特征。

1 地质概况工作区位于辽宁太子河流域本溪地区，是华北型石炭系主要发育区之一。

晚石炭世初期，本区开始了由南至北的海侵，沉积环境由扇形三角洲到峡湾海岸再演化为碳酸岩台地，堆积了近陆特征明显，近东西向展布的各沉积相带。

本溪组平行不整合覆于中奥陶统上马家沟组之上。

本组岩性下部为黄绿、黄、紫色页岩夹G、F两层铝土页岩、薄煤层；上部为青、黄绿、黄色页岩、砂岩、灰岩透镜体和E层铝土页岩，局部夹薄煤层。

本组腹足类、腕足类古生物化石甚多，生物礁发育且具有很强的代表性，具有很大的理论研究价值。

2 本溪组上段牛毛岭剖面辽宁本溪市本溪组地层发育较好，本剖面位于本溪市区西北部的牛毛岭上，东距本溪湖公园约1km，呈近东西向沿山脊延伸。

牛毛岭剖面为国内本溪组岩层的典型剖面之一，本人对该区本溪组上段岩层进行了地质考察，并采集了大量的岩石标本，牛毛岭剖面主要以砂岩、泥岩为主，夹有5层生物碎屑灰岩。

华北地台东南部石炭纪岩相古地理
房尚明
【期刊名称】《沉积与特提斯地质》
【年(卷),期】1992(000)004
【摘要】华北地台东南部,即晋、冀、鲁、豫、苏、皖六省边区,石炭纪地层广泛分布,并蕴藏着丰富的煤和铝土矿等沉积矿产。

本文将根据笔者多年对本区地质矿产方面的野外工作及室内综合研究,探讨石炭纪岩相古地理和煤、铝等矿产的分布规律。

一、本溪期的岩相古地理中石炭统本溪组,底部以“山西式铁矿”、“G层铝土矿”或铁铝质泥直接覆盖在奥陶系或寒武系剥蚀面之上;顶部泉旺头灰岩或相当的徐家庄灰岩、畔沟灰岩与上覆太原组分界上部灰岩产小纺锤(??蜓)等上带化石(FusulineUa-Beedeina),下部灰岩产原小纺锤(??蜓)下带化石(Profusulinellu)。

(一)地层概况本溪期地层厚度较小,一般几十米至几米。

东部临沂一带厚度最
大,60—80m,局部达
【总页数】7页(P46-52)
【作者】房尚明
【作者单位】江苏省地矿局第五地质队
【正文语种】中文
【中图分类】P642
【相关文献】
1.华北地台东部中奥陶世岩相古地理特征 [J], 林玉祥;朱传真;赵承锦;吴玉琛;李佳;李秀芹
2.华北地台区晚侏罗世—早白垩世岩相古地理特征 [J], 林玉祥;孟彩;韩继雷;朱传真;赵承锦;曹高社
3.华北地台区古近纪—新近纪岩相古地理特征 [J], 林玉祥;孟彩;韩继雷;朱传真;王玉伟;赵慧;曹高社
4.华北地台东部早奥陶世岩相古地理特征 [J], 林玉祥;赵承锦;朱传真;栾伟娜;吴玉琛;李佳;李秀芹
5.华北地台东南部二叠纪岩相古地理 [J], 房尚明
因版权原因，仅展示原文概要，查看原文内容请购买。

本溪太子河馒头期岩相古地理研究摘要:本溪大地构造位于中朝准地台胶辽台窿浑江—太子河台陷辽阳—太子河拗陷中部。

范围西自辽阳市张海屯，东至本溪县碱厂镇，北至本溪县清河城镇，南至草河掌套岫峪村，东西长80公里，南北宽50公公里，面积4000平方公里。

本文旨在对前人取得的地质资料进行综合研究分析，总结成矿规律，通过岩相古地理研究，大致查明石膏成矿地质条件及控矿地质条件，对石膏成矿远景区进行予测，为寻找石膏矿提供理论指导。

关键词：本溪太子河馒头期岩相古地理理论指导Abstract Benxi tectonics in Sino-Korean paraplatform jiao-liao platform construction of Taizi River Station in Hunjiang, Liaoyang Taizi River in central. Range from West Zhang Haitun Liaoyang City, East Benxi County soda plant Township, Benxi county to the north of Qinghe town, South to the Grass River palm sleeve Junxiu village,80 km from east to west, north-south width of50man, an area of 4000 square kilometers. The aim of this paper is to has been achieved for the comprehensive analysis of geological data, the summarization of metallogenic regularities, through the study of lithofacies paleogeography, generally identified gypsum ore forming geological conditions and ore controlling geological conditions, the gypsum mineralization were to measure, to provide theoretical guidance for gypsum mine.Keyword：Benxi Taizi River steamed period lithofacies paleogeography academic guidance一、概述震旦系及下古生代地层主要分布在太子河两岸，呈东西向分布在北纬40°48′—41°35′之间。

浅谈本溪煤田晚古生代含煤地层的划分和对比[摘要] 通过对辽宁省本溪煤田晚古生代含煤地层沉积特征及地层对比的深入研究，在区域地层划分的基础上，确定了本溪地区地层对比的标志层，为本溪煤田的勘探和生产提供可靠的划分对比依据。

[关键词] 本溪煤田含煤地层划分对比标志层[Abstract ] This paper delves into the sedimentary characteristics and stratigraphic correlation of the late Paleozoic coal-bearing stratas of Benxi coalfield in Liaoning province, on the basis of the regional stratigraphic division, figuring out the mark layer of stratigraphic correlation for this area, providing a reliable dividion and contrast basis for the exploration and production .[Key words] Benxi coalfield Coal-bearing strata Division and correlation Mark layer引言辽宁省东部本溪煤田为辽宁省重要的煤产地之一，其晚古生代石炭～二叠系含煤地层特征在晚古生代中具有较为重要的位置，特别是本溪组典型剖面的的确立，地层层序完整，被认定为区域性标准剖面，并以本溪地理名称命名。

国内外可对比性很强。

1.自然概况1.1地理位置本溪地区位于辽宁省中部的东部，地理坐标范围在东经123°34′－125°46′、北纬40°49′－41°35′，属辽宁中部城市群的重要城市，东傍吉林省通化地区，南接丹东市，西邻鞍山、辽阳，北接沈阳和抚顺，面积8435平方千米，地理环境优越。

辽河群沉积时期岩相－古地理基本特征辽东裂谷长约830千米，宽约60-170千米。

辽东裂谷沉积时期，据前期研究，岩相－古地理特征总结如下：辽东裂谷据北北东－北东向主干边界基底同生断裂和北东向、北西向的次级同生断裂，将辽东裂谷分成七个构造单元：1、北部边缘隆起；2、大石桥－草河口断坳；3、虎皮峪（周家）－宽甸断隆；4、盖县－岫岩断坳；5、盖县－旅顺隆起（庄河隆起）；6、丹东－长海断坳；7、南部边缘隆起。

现主要介绍大石桥－草河口断坳中辽河群岩相－古地理。

一、里尔峪期岩相－古地理特征据前人研究，里尔峪期岩相－古地理沉积环境，以裂谷轴为界，即以现在地理范围西自大石桥－析木域－草河口－桓仁一线，它相当于裂谷轴位置。

以它为界将裂谷分成轴南侧和轴北侧两个相区。

南区的里尔峪期沉积，西起营口，经岫岩、凤城，东至宽甸，长约300千米，宽约几十千米的东西狭长地带。

是辽东裂谷早期强烈下陷时期沉积的优地槽沉积环境。

该地带内，未见浪子山组地层出露，其原因可能有两个：一是从里尔峪期开始，盆地的中央凹陷区向南迁移，里尔峪组的沉积掩盖了它；二是其原浪子山组被造山早期的席状花岗岩所占据。

里尔峪组岩性以浅粒岩、钠长浅粒岩、电气石变粒岩以及条痕状混合岩为主，恢复原岩相当于火山喷发岩。

下部发育有条痕状混合岩，这种混合岩一般出露于穹窿状褶皱的核部，既有一定的层位，也具有切层的特点，推测与次火山岩的地质特征极为相似。

条痕状混合岩与各种变粒岩、浅粒岩、电气石变粒岩及镁质大理岩，构成了独突的含硼建造。

它在时空关系上和演化特征上与硼矿、硼镁铁矿具有特定的成因联系。

岫岩－凤城通远堡一带，里尔峪组可分三个岩段：下部为钠长浅粒岩、电气石变粒岩、黄铁浅粒岩、磁铁钠长浅粒岩、黑云变粒岩；中部为含榴黑云变粒岩、矽线二云变粒岩、二长变粒岩及浅粒岩；上部为黑云变粒岩、黑云二长变粒岩、浅粒岩、电气（钠长）浅粒岩夹矽线黑云变粒岩，顶部为复杂的钙硅酸岩。

通远堡以东的宽甸地区，岫岩以西的营口地区，里尔峪组三分性不明显。

油区岩相古地理实验报告班级：地质1202学号：201211030201姓名：张瑞尧指导老师：赖生华完成日期：2015年1月9日目录一：实验内容 (02)二：实验的性质和目的 (02)三：实验的具体内容 (02)大型大型浅水三角洲沉积相研究 (02)1.沉积特征及环境 (02)2.浅水三角洲平原与前缘微相类型及特征 (04)3.浅水三角洲沉积模式 (07)4.结论 (09)5.参考文献 (09)鄂尔多斯盆地东部子洲地区上古生界海相沉积特征研究 (09)1.地层及岩性特征 (11)2.沉积相类型及特征 (11)3.古地理演化及沉积相展布 (14)4.结论 (15)5.参考文献 (15)四：心得体会 (15)一：实验内容该实验内容是研究陆、海相油区岩相古地理，其中分别以大型浅水三角洲沉积相研究—以新立油田泉四段陆相沉积为例、鄂尔多斯盆地东部子洲地区上古生界海相沉积特征研究为例，分析陆海相盆地岩相古地理图，总结其地层和岩性特征，气候和水体特点，沉积相类型与展布规律，分析环境变化及演化规律等。

二、实验的性质和目的油区岩相古地理是石油地质专业基础课，主要任务是重建地质历史时期的古沉积环境，它是沉积学研究的高度概括和最后总结。

古环境沉积特征的研究是一项综合性很强的工作，不仅要求研究者具有比较广泛的地质学基础，而且还要有活跃的学术思想。

油区岩相古地理实验属于综合性实验，实验的目的是通过分析典型的陆相盆地岩相古地理图，综合认识沉积环境和沉积相。

三：实验的具体内容大型浅水三角洲沉积相研究—以新立油田泉四段沉积相为例20世纪60年代首次提出浅水三角洲的概念。

Donaldon最早将河控三角洲分为深水型及浅水型三角洲，Postma将低能盆地中的三角洲分为浅水三角洲及深水三角洲。

浅水三角洲通常是在水体较浅和构造相对稳定的台地和陆表海或地形平缓、整体缓慢沉降的坳陷盆地条件下形成的。

针对中国陆相湖盆浅水湖泊三角洲沉积特征、沉积模式的建立及其对岩性油藏形成的控制作用研究较少。

辽宁本溪地区关门山岩体地球化学特征及构造环境石绍山;尤洪喜;成龙;魏明辉;宋运红;姚远;王宇利【摘要】对辽宁本溪地区关门山岩体正长花岗岩主量元素特征的研究表明,其属于高钾钙碱性系列.球粒陨石标准化稀土元素分配模式显示LREE相对富集,HREE相对亏损,具有中等亏损的负Eu异常,模式图总体呈“海鸥式”分布.微量元素蛛网图显示富集大离子亲石元素(LILE)Rb、Th、K,贫高场强元素(HFSE)Ta、P、Ti.正长花岗岩微量元素组成表明本区的花岗岩岩浆形成压力小于1.0 GPa,源区物质存在于30～40 km的地壳深处,属于减薄型地壳.正长花岗岩的形成时代为早白垩世,当时辽东陆块处于陆内伸展环境.【期刊名称】《地质与资源》【年(卷),期】2014(023)005【总页数】6页(P440-445)【关键词】地球化学;构造环境;早白垩世;正长花岗岩;辽宁省【作者】石绍山;尤洪喜;成龙;魏明辉;宋运红;姚远;王宇利【作者单位】沈阳地质矿产研究所/中国地质调查局沈阳地质调查中心,辽宁沈阳110034;沈阳地质矿产研究所/中国地质调查局沈阳地质调查中心,辽宁沈阳110034;沈阳地质矿产研究所/中国地质调查局沈阳地质调查中心,辽宁沈阳110034;沈阳地质矿产研究所/中国地质调查局沈阳地质调查中心,辽宁沈阳110034;沈阳地质矿产研究所/中国地质调查局沈阳地质调查中心,辽宁沈阳110034;沈阳地质矿产研究所/中国地质调查局沈阳地质调查中心,辽宁沈阳110034;沈阳地质矿产研究所/中国地质调查局沈阳地质调查中心,辽宁沈阳110034【正文语种】中文【中图分类】P595研究区位于辽宁省东部山区，行政区划隶属辽宁省本溪市本溪县的主要辖区.其大地构造位于华北地台北缘东段，华北陆块构造增生带太子河拗陷之辽阳-本溪凹陷（图1）.在地层分区上属华北地层区太子河小区［1］.区内出露地层有新元古界青白口系钓鱼台组、南芬组、桥头组的变质石英砂岩和沉积岩，古生界寒武系碱厂组、馒头组、张夏组、崮山组、炒米店组的灰岩，奥陶系冶里组、亮甲山组、马家沟组的灰岩，石炭系本溪组、太原组，二叠系山西组、石盒子组含煤系沉积岩，中生界侏罗系北庙组、长梁子组、转山子组、大堡组、小东沟组沉积岩，白垩系小岭组火山岩和第四系.关门山岩体以正长花岗岩为主，位于关门山水库周围，呈环带状分布（图2）.关门山岩体正长花岗岩多为肉红色，多斑状结构.基质为细粒花岗结构.其中斜长石为自形板状，聚片双晶，核部绢云母化强烈，边部土化，粒径为0.4～1.0 mm，占5%～10%.条纹长石为宽板状，条纹斑点状，粒径为0.68～1.24 mm，占20%～30%.石英为他形粒状，粒径为0.12～1.1 mm，占15%～20%.斑晶主要特点：条纹长石具条纹结构，细脉状、细纹状条纹，布丁状斜长石嵌晶，粒径为3.2～5.2 mm，占30%～40%.斜长石为自形板状、环带状，外围环带土化更明显，具聚片双晶，绢云母化、土化，粒径为3.6～4.2 mm，占3%～5%.石英为他形粒状，边缘碎裂熔蚀，粒径为1.6～2.9 mm，占10%～15%.角闪石为自形菱形、半自形柱状，具多色性，Ng—绿，Np—黄绿，褐铁质成分沿解理缝交代析出榍石.粒径为0.12～1.02 mm.占3%～5%.关门山岩体正长花岗岩主量元素、微量元素和稀土元素特征见表1.本文投点图采用Geokit完成［2］.3.1 主要元素地球化学特征关门山岩体正长花岗岩主量元素中SiO2含量为68.42%～71.87%（平均69.99%），Na2O 4.36%～5.62%（平均4.77%），K2O 3.80%～4.72%（平均4.32%），里特曼指数σ＝2.68～3.43（平均3.08%），Na2O-2<K2O，在K2O-SiO2图上（图3）所有样品都落入高钾钙碱性系列区域内，表明岩石为高钾钙碱性岩石.Al2O3/（CaO+ Na2O+K2O）的值在1.36～1.61之间，平均1.48，说明岩石为过铝质岩石.MgO含量为0.49%～0.96%（平均0.62%），Mg#=11.63～19.16（平均13.94），Al2O3含量为13.03%～15.27%（平均14.25%）.3.2 微量元素地球化学特征关门山岩正长花岗岩体微量元素原始地幔标准化蛛网（图4）整体呈右倾型，富集大离子亲石元素（LILE）Rb、Th、K，贫高场强元素（HFSE）Ta、P、Ti.Nb/ Ta 比值在12.8～29.0之间，高于上地壳Nb/Ta（12）［3］. Sr含量为126×10-6～319×10-6（平均含量178×10-6）.在球粒陨石标准化稀土元素配分图解上（图5）关门山岩体岩正长花岗岩总体呈“海鸥式”分布，稀土总量较高（ΣREE=211.59～382.44，平均2821.78）；富集轻稀土（LREE＝196.45～356.85，平均259.12）；岩石的轻重稀土比（LREE/HREE）=10.00～13.95（平均11.49），岩石的（La/Yb）N=8.44～17.23（平均12.21），轻重稀土分异程度强烈；具有中等亏损的负Eu异常，δEu=0.41～0.67（平均0.51），岩浆的分异程度强.4.1 岩石成因本溪地区关门山岩体正长花岗岩具有高硅（SiO2平均含量为69.99%）、贫铝（Al2O3平均含量为14.39%）、低Sr（平均181×10-6）、高Yb（平均3.28×10-6）、贫Ta、P、Ti高场强元素（HFSE），标准稀土元素分配图呈“海鸥式”分布，具强负Eu异常（δEu平均0.51）.这些地球化学特征与张旗等［4］和苏玉平等［5］定义的A型花岗岩地球化学特征基本相一致，但与典型的A型花岗岩相比，Al2O3含量高，δEu高［4］.在花岗岩Sr-Yb分类图上［6］（图6），所有花岗岩点位均落入浙闽型花岗岩上，岩体属于低Sr高Yb（Sr<400×10-6，Yb>2×10-6）型.斜长石是主要的Sr富集矿物且Eu异常主要受控于长石，斜长石在岩浆源区残留或分离结晶会使熔体Sr含量降低、Eu负异常增强，本区花岗岩低的Sr含量和中等的Eu负异常特征暗示斜长石在岩浆源区主要作为残留相存在.花岗岩根据Sr-Yb 含量按照压力分类属于在低压下形成［7］，在低压下斜长石稳定存在，无石榴子石，残留相为角闪岩相（斜长石+角闪石+辉石）的岩石.综上所述，可以推断源区的主要残留物为斜长石.依据熔体与残留相平衡理论，浙闽型花岗岩浆平衡的残留相主要是斜长石，其形成时压力应小于1.0 GPa［8］.4.2 构造背景本溪县关门山岩体正长花岗岩其时代归属1∶20万区域地质测量报告宽甸幅❶辽宁省地质局区域地质测量队二分队.地质图说明书K- 51-ⅩⅪⅩ（宽甸幅）. 1976.将其划归入晚侏罗世.此次工作获得SHRIMP锆石U-Pb年龄为（128±2）Ma（项目组未发表数据）将其归入早白垩世.华北东部广泛发育中生代花岗岩，对于中国东部中生代酸性岩浆岩的环境问题有各种观念，最为流行的说法是中国东部中生代中酸性岩浆岩产于岛弧环境，与太平洋板块的向西俯冲有关［9-12］；是华北克拉通下地壳拆沉作用的产物［13］；和陆内伸展作用的影响［14-15］.侏罗纪以来，辽东地块受到强烈的构造-岩浆活动性的改造，尤其是在白垩纪达到鼎盛阶段.这一阶段的构造-岩浆活动性，是华北克拉通岩石圈减薄和克拉通破坏的结果，尤其是在晚中生代，伸展作用异常强烈，辽南变质核杂岩构造的发育为其提供了有利的证据［16］.近年来对A型花岗岩的研究也为我国东部早白垩世处于伸展构造提供了有利的证据，辽东半岛有千山和四平街岩体，通辽地区以岗山岩体为代表的A型花岗岩有近十个岩体，以及在燕辽带中的A型花岗岩，大都在120～130 Ma形成的［15］.花岗岩用来判断地壳的厚度主要考察Na2O/K2O的比值，如果该比值接近1，为高钾钙碱性系列或钾玄岩系列，可以用来判断地壳厚度［17］.本溪县地区正长花岗岩Na2O/K2O平均值等于1.11，为高钾钙碱性系列，根据正长花岗岩形成的压力在0.8～1.0 GPa，推测本区的花岗岩岩浆形成时源区物质存在于30～40 km的地壳深处［8］，地壳较薄.在Rb-（Y+Nb图）（图7）解上落入板块内环境中，反映辽东陆块当时处在造山后期，陆内伸展环境中.（1）本溪县正长花岗岩具有富Si、贫Al、高Sr、低Yb，中等负Eu的地球化学特征，为高钾钙碱性系列岩石.（2）本溪县正长花岗岩形成于早垩世，属于浙闽型花岗岩，其形成源区主要残留相为斜长石，形成压力在0.8～1.0 GPa之间.（3）根据花岗岩的性质，推测本溪县地区早白垩世地壳厚30～40 km，处于后造山期陆内伸展环境中，与太平洋板块的向西俯冲无关.【相关文献】［1］辽宁省地质矿产局.辽宁省区域地质志［M］.北京：地质出版社,1989.［2］路远发.GeoKit：一个用VBA构建的地球化学工具软件包［J］.地球化学,2004,33（5）:460—464.［3］Taylor S R,McLennan S M.The Continental Crust:its composition andevolution.Oxford:Blackwell Scientific Publishers,1985.［4］张旗，冉，李承东.A型花岗岩的实质是什么?［J］.岩石矿物学杂志,2012,31（4）:621—626.［5］苏玉平，唐红峰.A型花岗岩的微量元素地球化学［J］.矿物岩石地球化学通报,2005,24（3）:245—251.［6］张旗，王焰，李承东，等.花岗岩的Sr-Yb分类及其地质意义［J］.岩石学报,2006,22（9）:2249—2269.［7］张旗，王焰，李承东，等.花岗岩按照压力的分类［J］.地质通报,2006, 25（11）:1274—1278.［8］张旗，金惟俊，李承东，等.花岗岩与地壳厚度关系探讨［J］.大地构造与成矿学,2011,35（2）:259—269.［9］Zhou X M,Li W X.Origin of Late Mesozoic igneous rocks in SoutheasternChina:Implications for lithosphere subduction and underplating of mafic magmas ［J］.Tectonophysics,2000,326:269—287.［10］吴福元，杨进辉，张艳斌，等.辽西东南部中生代花岗岩时代［J］.岩石学报,2006,22（2）:315—325.［11］陈斌，田伟，翟明国，等.太行山和华北其它地区中生代岩浆作用的锆石U-Pb年代学和地球化学特征及其岩浆成因和地球动力学意义［J］.岩石学报,2005,21（1）:13—24.［12］杨进辉，吴福元，柳小明，等.辽东半岛小黑山岩体成因及其地质意义：锆石U-Pb年龄和铪同位素证据［J］.矿物岩石地球化学通报, 2007,26（1）:29—43.［13］Gao S,Rudnick R L,Yuan H L,et al.Recycling lower continent al crust in the North China Craton［J］.Nature,2004,432:892—897.［14］Li X H,Chung S L,Zhou H,et al.Jurassic intraplate magmatism in southern Hunan-eastern Guangxi:40 Ar/39Ar dating,geochemistry,Sr-Nd isotopes and implications for the tectonic evolution of SE China［A］. Malpas J,Fletcher C J N,Ali J R,et al.eds.Aspects of the tectonic evolution ofChina.Geol Soc London:Spec Publ,2004,226:193—225.［15］郭春丽，吴福元，杨进辉，等.中国东部早白垩世岩浆作用的伸展构造性质——以辽东半岛南部饮马湾山岩体为例［J］.岩石学报, 2004（5）:1193—1204.［16］刘俊来，纪沫，申亮，等.辽东半岛早白垩世伸展构造组合、形成时代及区域构造内涵［J］.中国科学：地球科学,2011,41（5）:618—637.［17］张旗，金惟俊，李承东，等.三论花岗岩按照Sr-Yb的分类：应用［J］.岩石学报,2010,26（12）:3431—3455.。

辽河群沉积时期岩相－古地理基本特征辽东裂谷长约830千米，宽约60-170千米。

辽东裂谷沉积时期，据前期研究，岩相－古地理特征总结如下：辽东裂谷据北北东－北东向主干边界基底同生断裂和北东向、北西向的次级同生断裂，将辽东裂谷分成七个构造单元：1、北部边缘隆起；2、大石桥－草河口断坳；3、虎皮峪（周家）－宽甸断隆；4、盖县－岫岩断坳；5、盖县－旅顺隆起（庄河隆起）；6、丹东－长海断坳；7、南部边缘隆起。

现主要介绍大石桥－草河口断坳中辽河群岩相－古地理。

一、里尔峪期岩相－古地理特征据前人研究，里尔峪期岩相－古地理沉积环境，以裂谷轴为界，即以现在地理范围西自大石桥－析木域－草河口－桓仁一线，它相当于裂谷轴位置。

以它为界将裂谷分成轴南侧和轴北侧两个相区。

南区的里尔峪期沉积，西起营口，经岫岩、凤城，东至宽甸，长约300千米，宽约几十千米的东西狭长地带。

是辽东裂谷早期强烈下陷时期沉积的优地槽沉积环境。

该地带内，未见浪子山组地层出露，其原因可能有两个：一是从里尔峪期开始，盆地的中央凹陷区向南迁移，里尔峪组的沉积掩盖了它；二是其原浪子山组被造山早期的席状花岗岩所占据。

里尔峪组岩性以浅粒岩、钠长浅粒岩、电气石变粒岩以及条痕状混合岩为主，恢复原岩相当于火山喷发岩。

下部发育有条痕状混合岩，这种混合岩一般出露于穹窿状褶皱的核部，既有一定的层位，也具有切层的特点，推测与次火山岩的地质特征极为相似。

条痕状混合岩与各种变粒岩、浅粒岩、电气石变粒岩及镁质大理岩，构成了独突的含硼建造。

它在时空关系上和演化特征上与硼矿、硼镁铁矿具有特定的成因联系。

岫岩－凤城通远堡一带，里尔峪组可分三个岩段：下部为钠长浅粒岩、电气石变粒岩、黄铁浅粒岩、磁铁钠长浅粒岩、黑云变粒岩；中部为含榴黑云变粒岩、矽线二云变粒岩、二长变粒岩及浅粒岩；上部为黑云变粒岩、黑云二长变粒岩、浅粒岩、电气（钠长）浅粒岩夹矽线黑云变粒岩，顶部为复杂的钙硅酸岩。

通远堡以东的宽甸地区，岫岩以西的营口地区，里尔峪组三分性不明显。

沙墕一带本溪组岩相古地理与成矿关系的探讨
柴榜甲
【期刊名称】《煤》
【年(卷),期】2008(017)001
【摘要】沙墕一带铝土矿、铁矿资源丰富,文章重点研究了区内本溪组岩相古地理与铝土矿、山西式铁矿及硫铁矿的成矿关系及分布规律.
【总页数】3页(P36-38)
【作者】柴榜甲
【作者单位】山西省地质矿产勘查开发局,212地质队,山西,长治,046000
【正文语种】中文
【中图分类】TD163+.1
【相关文献】
1.冀东地区长城系高于庄组岩相古地理及黄铁矿生物成因探讨 [J], 李钟模;夏学惠;刘昌涛;阎飞
2.羌塘盆地隆鄂尼-鄂斯玛古油藏带中侏罗统布曲组岩相古地理研究 [J], 陈浩;陈明;孙伟;王羽珂
3.辽宁省本溪期-山西期沉积岩相古地理分析 [J], 张永;曲洪祥;谭文刚;王志军
4.山西省中石炭世本溪早期(铁铝岩段)岩相古地理与成矿规律之探讨 [J], 郭有录
5.湘西-黔东地区寒武系都匀阶清虚洞期岩相古地理与铅锌成矿关系研究 [J], 汤朝阳;邓峰;李堃;赵武强;金世超
因版权原因，仅展示原文概要，查看原文内容请购买。

辽西地区常州沟期—团山子期岩相古地理概况耿志洪;曲若达;王然;谭文刚【摘要】辽西地区长城纪常州沟期—团山子期由陆源碎屑岩沉积底垫始,至形成稳定的碳酸盐岩台地止,构成了一个完整的海侵—海退旋回.根据其岩石组合、沉积构造、指相微量元素、古盐度及稀土元素比值等测试成果分析,这一时期沉积相做有规律的变化,早期发育河控三角洲相,中期发育无障壁海岸相、浅海陆棚相,晚期为有障壁海岸相、开阔台地相、局限台地相.【期刊名称】《地质与资源》【年(卷),期】2014(023)003【总页数】5页(P246-250)【关键词】岩相古地理;长城纪;常州沟期;串岭沟期;团山子期;辽西地区【作者】耿志洪;曲若达;王然;谭文刚【作者单位】辽宁省地质勘查院,辽宁大连116100;辽宁省地质勘查院,辽宁大连116100;辽宁省地质勘查院,辽宁大连116100;辽宁省地质勘查院,辽宁大连116100【正文语种】中文【中图分类】P531国内岩相古地理研究始于上世纪50年代中叶，刘鸿允首先以古生物地层学理论为指导，编制了我国第一部《中国古地理图》专著，意在分析沉积盆地及其成矿环境与区域构造演化之间的关系.80年代以来，相继有聂振声［1］、丁杰［2］、宋天锐［3］、曲洪祥［4］等对辽宁省典型沉积岩分布区进行了岩相古地理的研究.较系统的岩相古地理研究当属杨新德等编著的《辽宁省区域地质志》之沉积岩及沉积作用［5］，为辽宁省岩相古地理研究奠定了坚实的基础.但是，该研究仅反映当时岩相古地理研究之水平.本文以现代沉积学的理论与方法，利用前人地质研究成果，根据其岩性组合、沉积构造等常规研究方法，另据指相微量元素、古盐度及稀土元素比值等测试分析成果，对辽西地区长城纪常州沟期—团山子期岩相古地理特征进行较深入的研究，旨在提高本区沉积岩的研究程度，并期望对该区页岩气资源预测提供借鉴.研究区位于华北地层区，隶属燕辽地层分区辽西地层小区.地层发育较全，主要发育长城系、蓟县系，零星见有青白口系、寒武系—奥陶系、石炭系—二叠系等.常州沟期—团山子期是华北陆块区晋冀陆块结晶基底形成后的第一个盖层沉积时期，其大地构造环境属陆内裂谷——燕辽裂谷.由于裂谷处于初期裂开阶段，海域分布局限，惯称辽西海盆.盆地早期为一套粗陆源碎屑岩沉积，中期为一套细陆源碎屑岩沉积，晚期为一套碳酸盐岩沉积，构成一个完整的海侵到海退的沉积旋回. 目前国内外研究黏土岩的学者，认为黏土矿物的碱性吸附离子在成岩、后生作用过程中保持稳定，可以反映原始沉积环境.本文采用指相元素B、Ga、Eu、Ce及其比值作为划分区内沉积相的主要证据之一.另外根据沃克等研究，B含量大于400×10-6为超盐度环境，在300×10-6～400×10-6为正常海相，200×10-6～300×10-6为半咸水沉积，小于200×10-6为低盐度环境.海水中B的浓度随盐度的变化而变化，黏土矿物所吸附的B则与盐度成正比.根据黏土矿物中B含量计算古盐度，其公式［6］为：y=0.0977x-7.043.其中y为水体盐度（‰），x为B含量（10-6）.常州沟期—团山子期，辽西海盆南西与河北省蓟县海相通，海岸线呈北东向舌状伸入内陆，南部为绥中剥蚀区，北部的内蒙古剥蚀区与辽西剥蚀区相连.该期剥蚀区地势相对较高，为盆内沉积的主要物源供给区.海侵来自西南方向，沉积中心位于凌源-喀左一带，沉积厚度达1794 m.其岩相古地理特征如图1.长城纪常州沟期—团山子期，沉积相做有规律的变化：早期发育河控三角洲相，中期发育无障壁海岸相、浅海陆棚相，晚期为有障壁海岸相、开阔台地相、局限台地相.研究区沉积相特征见沉积序列综合柱状图（图2）.3.1 河控三角洲相河控三角洲相见于常州沟早期沉积，分布于凌源-建平一带.物理风化作用强烈，蚀源区向盆内供给不稳定的粗陆源碎屑组分.发育河流相大型板状、楔状交错层理，常见平行层理、韵律层理及波痕、冲刷面构造，局部可见雹痕等暴露标志.河控三角洲相由分流河道、河口沙坝两个亚相（图2A、B）组成，前者主要岩性为灰紫色石英岩质砾岩、含砾石英砂岩、含砾石英杂砂岩，后者主要岩性为灰紫色石英砂岩、长石石英砂岩等.由表1知，B含量58×10-6～91×10-6＜100×10-6，为淡水相.δEu、δCe值0.07～1.43，3个样品小于1，一个样品大于1，表明河流相主要处于氧化环境.河流相沉积物以灰紫色为主，属氧化环境形成的产物.通过以上分析，河控三角洲相水体较浅，属近岸淡水相的氧化环境形成的产物. 3.2 无障壁海岸相无障壁海岸相见于常州沟晚期—串岭沟晚期沉积，葫芦岛地区可以延至团山子早期沉积.海水覆盖整个海盆，北达建平县北部化石里-北票-阜新一线以北，南界止于锦州-北宁一带，北东海域可能未及新民-彰武地区.无障壁海岸相由前滨亚相、临滨亚相（图2A、B、C）组成，前者主要岩性为灰紫色石英砂岩、长石石英砂岩、长石杂砂岩，葫芦岛地区底部见有石英岩质砾岩；后者主要岩性为灰黑色页岩或泥岩、粉砂岩，夹少量含海绿石粉砂岩等，发育水平层理、微波状层理等沉积构造.当时海域开阔，波浪作用较强，沉积物具有较高的结构成熟度及成分成熟度，发育鱼骨状、板状、楔状交错层理，常见平行层理、韵律层理、槽状层理及波痕、冲刷面构造，局部可见雨痕及泥裂等暴露标志.B含量95×10-6≈100×10-6，B/Ga比值为9.5＞7，属海相；含盐度为2.24‰，属盐度正常相海水.δEu和δCe值分别为0.83和0.91，接近于1，表明其形成环境为弱氧化—弱还原环境.岩石中含自生海绿石，其主要形成于远离河流入海口的陆棚区，其形成时的介质条件为弱碱性（pH=7～8）和弱氧化—弱还原（Eh=0左右）的正常海水，水温10～15℃，形成海水深度大于125 m.通过以上分析，无障壁海岸相为海水循环较好、含盐度正常的沉积环境.前滨亚相形成于海域开阔、波浪作用较强的海滩砂区，处于氧化环境（岩石以灰紫色为特征）.临滨亚相远离海岸，形成于弱氧化—弱还原及弱碱性的正常海水，水温10～15℃，形成于浪基面以下，海水深度达125 m以上.3.3 障壁海岸相分布局限，仅见于葫芦岛地区，发育于团山子早期沉积.障壁海岸相仅见潮坪相，由云坪微相、混合坪微相（图2C）组成.混合坪微相主要岩性为粉红色长石杂砂岩、含岩屑长石杂砂岩，夹灰黑色含黄铁矿泥岩或页岩，发育透镜状层理、不对称波痕.云坪微相由白云岩组成，发育微波状层理，局部见斜层理.障壁海岸相处于温暖潮湿气候.云坪形成于氧化环境，水体能量较低.混合坪则形成于弱还原—还原环境，早期混合坪较晚期混合坪水体能量为低.3.4 浅海陆棚相浅海陆棚相分布局限，仅见于凌源以南地区，发育于串岭沟中期沉积.浅海陆棚相仅见斜坡亚相（图2A），以发育黑色页岩、粉砂质页岩及粉砂岩为特征，具水平层理及收缩裂隙构造，无潮汐层理，反映为浪基面以下的强还原静水环境沉积，处于温暖潮湿气候.3.5 开阔台地相串岭沟末期—团山子期海底地形平坦，清水碳酸盐岩沉积逐渐代替了海岸环境浑水形成的细碎屑岩沉积，辽西地层小区沉积盖层首次进入碳酸盐台地相发展阶段，主要见于凌源地区.开阔台地相潮坪亚相由内屑滩微相、滩间海微相、台内礁微相（图2A）组成.内屑滩微相主要岩性为砂屑灰岩、砾屑灰岩，发育冲刷面构造；滩间海微相岩性为白云质灰岩、页岩，常见水平层理；台内礁微相主要岩性为含叠层石灰岩、含叠层石白云质灰岩.局部可见风暴岩沉积，其灰岩砾屑呈“倒小字”或“菊花状”排列，显丘状层理构造.开阔台地相处于温暖潮湿气候，属弱氧化—弱还原环境形成，内屑滩微相和台内礁微相较滩间海微相水体相对为浅，但其水体能量较高.3.6 局限台地相局限台地相形成于串岭沟末期—团山子期，分布于建平-葫芦岛地区.局限台地相由潮坪亚相和湖亚相（图2B、C）组成，前者以分布有灰色含叠层石白云岩及含燧石结核或条带白云岩为特征，由砂坪、云坪微相组成；后者以泥质湖和云质湖微相组成.砂坪微相岩性为石英砂岩，发育平行层理.云坪微相岩性为白云岩、砾屑砂屑白云岩、含砂屑叠层石白云岩，常见微波状层理.云质湖微相岩性为灰色白云岩，泥质湖微相岩性为灰黑色粉砂岩，具水平层理构造.泥质湖微相B含量较高（160×10-6～403×10-）6，平均含量287.6×10-6；海水盐度较高（8.59‰～32.33‰），甚至达超盐度.B/Ga比值为48.5＞7，属海相.δEu和δCe值分别为0.96～1.05和0.58～0.91，无明显的负异常，表明其形成环境为弱氧化—弱还原环境.通过以上分析，局限台地相总体处于温暖潮湿的气候，形成于弱氧化—弱还原环境.潮坪亚相水体能量较高，潟湖亚相处于朝下低能环境.湖亚相海水含盐度较潮坪亚相高，局部可达超盐度.辽西地区长城纪常州沟期—团山子期由陆源碎屑岩沉积底垫始，至形成稳定的碳酸盐岩台地止，构成了一个完整的海侵—海退旋回.这一时期沉积相做有规律的变化：早期发育河控三角洲相，其水体较浅，属近岸淡水相的氧化环境形成的产物；中期发育无障壁海岸相，由海水循环较好、含盐度正常的环境形成；晚期发育浅海陆棚相，属强还原静水环境沉积，处于温暖潮湿气候；末期为碳酸盐岩台地形成时期，处于温暖潮湿气候条件下弱氧化—弱还原环境，开阔台地海水循环好，能量相对较高，含盐度正常，而局限台地水循环差，能量相对较低，海水含盐度高，局部可达超盐度.致谢：本文在撰写过程中，承蒙黄志安、曲洪祥等两位高级工程师的悉心指导和帮助；另原始地层资料利用了1∶20万锦西、兴城幅地质报告（原辽宁区调队，1983），1∶25万锦州、建平县幅地质报告（辽宁省地质勘查院，2003），1∶5万杨树岭等2幅区调报告（原长春科技大学地球科学学院，2000）.在此一并深表谢意！【相关文献】［1］聂振声.本溪太子河流域早寒武世馒头期岩相古地理特征与石膏普查［J］.辽宁地质学报,1984（1）:69—80.［2］丁杰.辽西早寒武世老庄户期岩相古地理及其地球化学特征［J］.辽宁地质,1986（1）:23—34.［3］宋天锐，刘燕学.古地震记录与岩相古地理［J］.沉积学报,2009,27（5）:872—879.［4］曲洪祥，鲍庆忠，董万德，等.辽宁南华系的划分及其特征［J］.地质与资源,2011,20（6）:430—433.［5］辽宁省地质矿产局.辽宁省区域地质志［M］.北京：地质出版社, 1989.［6］殷科华，叶德书，沈大兴，等.息烽-遵义早石炭世大塘岩相古地理特征［J］.沉积学报,2009,27（4）:606—613.。

辽宁南华纪岩相古地理特征李艳;曲洪祥;王振铭;丁伟;王志军;曲若达;李升东【摘要】The strata of Nanhua Period are mainly distributed in the Liaodong Peninsula and scattered in Tieling area in Northern Liaoning Province.The Nanhau sedimentary period,which started with terrigenous clastic rocks as bottom,until the forming of stable carbonate rock platform,composed a complete progression-regression cycle.With studyon the lithofacies paleogeographic characteristics of the NanhuaPeriod,according to its lithologic assemblage,sedimentary structure and facies fossils,six sedimentary facies are assigned,i.e.littoral facies,neritic shelf facies,open platform facies,restricted platform facies,fluvial facies and alluvial fan facies.%辽宁南华纪地层主要分布于辽东半岛,零星见于辽北铁岭地区.南华纪沉积期由陆源碎屑岩沉积底垫始,至形成稳定的碳酸盐岩台地止,构成了一个完整的海侵-海退旋回.通过对南华纪岩相古地理特征的较深入研究,根据其岩性组合、沉积构造、指相化石等特征划分出6个沉积相,即滨岸相、浅海陆棚相、开阔台地相、局限台地相和河流-冲积扇相.【期刊名称】《地质与资源》【年(卷),期】2013(022)003【总页数】5页(P195-198,211)【关键词】南华纪;沉积相;沉积底垫;海退旋回;碳酸盐岩台地;辽宁【作者】李艳;曲洪祥;王振铭;丁伟;王志军;曲若达;李升东【作者单位】辽宁省地质勘查院,辽宁大连116100;辽宁省地质勘查院,辽宁大连116100;辽宁省地质勘查院,辽宁大连116100;辽宁省地质勘查院,辽宁大连116100;辽宁省地质勘查院,辽宁大连116100;辽宁省地质勘查院,辽宁大连116100;辽宁省地质勘查院,辽宁大连116100【正文语种】中文【中图分类】P5310 引言沉积相、岩相的概念由瑞士A·格雷斯利（1883）首先提出.国内岩相古地理研究始于20世纪50年代中叶.刘鸿允等以古生物地层学理论为指导，编制了我国第一部《中国古地理图》专著，意在分析沉积盆地及其成矿环境与区域构造演化之间的关系.20世纪80年代以来，相继有聂振声［1］、丁杰［2］、宋天锐［3］等对辽宁省典型地区进行岩相古地理的研究，较系统的岩相古地理研究当属杨新德等编著的《辽宁省区域地质志》中的沉积岩及沉积作用部分［4］，为辽宁省岩相古地理研究奠定了坚实的基础.辽宁南华纪地层研究较早，如高振家等［5］对辽宁大连地区南华纪地层进行了较深入的研究，认为南华系包括金县群［4］、五行山群［4］及细河群［4］的桥头组.曲洪祥等［6］通过新编《辽宁省区域地质志》项目野外考察及全国矿产资源潜力评价项目编图（辽宁省地质背景课题研究）综合研究认为，辽宁南华系主要发育于大连地层小区，包括五行山群长岭子组、南关岭组、甘井子组和细河群桥头组；少量分布于本溪太子河地层小区，包括桥头组和康家组；零星见于铁岭河地层小区，仅包括殷屯组［6］.本文以曲洪祥等所著称的南华系进行该期的岩相古地理研究，旨在为辽宁南华系区域划分对比研究提供新的地质资料.1 南华系地质背景南华纪地层主要分布于大连地层小区，少量出露于太子河地层小区，零星见于河地层小区.大连地层小区南华系发育较全，自下而上划分为桥头组、长岭子组、南关岭组和甘井子组，各组之间均为整合接触.南华系整合于青白口系南芬组之上，整合覆于震旦系营城子组之下.太子河地层小区仅发育桥头组、康家组，下伏地层分别为青白口系南芬组和寒武系碱厂组，其为平行不整合接触关系.河地层小区南华系殷屯组零星出露，该组可以角度不整合于长城-蓟县系不同层位之上，区内未见顶.2 主要沉积相类型南华纪构成一个完整的海侵-海退旋回，从陆源碎屑岩沉积垫底始，形成稳定的碳酸盐岩台地止.大连地层小区沉积相发育较全，可划分为滨岸相、浅海陆棚相、开阔海台地相、局限海台地相；太子河地层小区缺失碳酸盐岩台地相；河地层小区仅见河流相-冲积扇相.本文主要以大连地层小区为例，简述南华系沉积相特征（图1）.图1 大连地层小区南华系岩性岩相综合柱状图（引自辽宁区调队，1994）Fig.1 Column of lithology and facies of Nanhua system in Dalian stratigraphic area（from Liaoning Regional Geological Survey,1994）1—灰岩（limestone）；2—叠层灰岩（stromatolitic limestone）；3—砂屑灰岩（calcarenite）；4—砂屑泥质灰岩（psammitic argillaceous limestone）；5—白云岩（dolostone）；6—叠层白云岩（stromatolitic dolostone）；7—含燧石结核砂砾白云岩（chert-bearing gravel dolostone）；8—含砂质页岩、钙质页岩（sandy shale and calcareous shale）；9—粉砂岩（siltstone）；10—含海绿石长石石英砂岩（glauconite-bearing feldspar quartzose sandstone）；11—含海绿石长石砂岩（glauconite-bearing arkose）；12—石英砂岩（quartzose sandstone）；13—海绿石（glauconite）；14—赤铁矿（hematite）；15—水平层理（horizontal bedding）；16—平行层理（parallel bedding）；17—板状交错层理（tabular cross-bedding）；18—槽状交错层理（trough cross-bedding）；19—透镜状层理（lenticularbedding）；20—羽状交错层理（herringbonecross-bedding）；21—干涉波痕（interferenceripple）；22—波状交错层理（hummockycross-bedding）；23—鸟眼构造（birdeyestructure）；24—浪成波痕（waveripple）；25—灰色、灰白色（gray/grayishwhite）；26—绿色（green）；27—层序界面（sequenceinterface）；28—海侵体系域（progression system tract）；29—凝缩段（condensed succession）；30—高水位体系域（highstand system tract）2.1 滨岸相滨岸相可进一步划分为临滨亚相和前滨亚相，发育于桥头组沉积期，沉积厚度413～660 m.本期发生了大规模的海侵事件，沉积盆地广布于辽东半岛，形成一套无障壁陆源碎屑岩.（1）临滨亚相沉积物以黄绿色和颗粒细为特征，主要岩性为黄绿色砂质页岩、钙质页岩、粉砂岩夹薄层含海绿石长石砂岩及长石石英砂岩.发育水平层理、平行层理等沉积构造.产宏观藻类化石及海绿石，反映了低能还原沉积环境特点.（2）前滨亚相沉积物以灰白色和颗粒粗为特点，主要岩性为灰白色中—厚层石英砂岩、长石石英砂岩夹薄层粉砂岩.发育板状交错层理、浪成波痕等沉积构造.产赤铁矿，反映了高能氧化沉积环境特点.2.2 浅海陆棚相浅海陆棚相可划分为盆地亚相、深缓坡亚相和浅缓坡亚相.发育于长岭子组（太子河地层小区称康家组）沉积期，沉积厚度约571～707 m.本期海侵是本区最大的海泛事件，沉积盆地广布于辽东半岛，形成一套无障壁陆源碎屑岩和内源碳酸盐岩混合沉积.（1）盆地亚相沉积物主要岩性包括黄绿色砂质页岩、钙质页岩和粉砂岩，发育水平层理沉积构造.（2）深缓坡亚相沉积物主要岩性为黄绿色砂质页岩、粉砂岩夹薄层泥晶灰岩和长石石英砂岩，发育水平层理、槽状交错层理等沉积构造.（3）浅缓坡亚相以黄绿色和颗粒细为特征，沉积物主要岩性为石英砂岩夹粉砂岩，发育平行层理、板状交错层理等沉积构造.产宏观藻类化石及海绿石，反映了低能还原沉积环境特点.2.3 开阔海台地相开阔海台地相可划分为生物礁亚相和砂屑滩亚相，形成于南关岭组沉积期.本期沉积盆地萎缩，仅限于大连地层小区，沉积厚度约160～270 m.（1）生物礁亚相沉积：由于水体较浅，水体循环良好，盐度正常，故生物繁盛，主要岩性为叠层石灰岩、薄层泥晶灰岩，发育浪成波痕沉积构造.（2）砂屑滩亚相沉积：发育于台地上的水下高地，水体较浅，受潮汐和波浪作用影响，能量较高，主要岩性以碎屑灰岩、豆屑灰岩为特征，发育浪成波痕、板状交错层理等沉积构造.2.4 局限海台地相发育于甘井子组沉积期.本期沉积盆地更加萎缩，仅限于大连地层小区，沉积厚度约220～360 m.根据岩石组合、沉积构造及生物化石等特征，可以将局限海台地相划分为生物礁亚相、潮间带亚相、潮上带亚相和海岸沙丘亚相.（1）生物礁亚相：叠层石为生物礁的主体.叠层石呈短柱状或半球状，叠层石高5～13 cm，柱体直径3～7 cm，主要岩性为灰色叠层石细晶白云岩.（2）潮间带亚相：主要岩性为灰色含砂砾屑白云岩、薄层泥晶白云岩，发育透镜状层理沉积构造，常见鸟眼构造暴露标志.（3）海岸沙丘亚相：分布较局限，仅见于盆缘瓦房店地区，呈透镜体产出，小者几米，大者长轴约30 m，短轴长10余米，由中心向外，粒度变细.其岩性为石英砂岩，粒度（1～0.125 mm）由跳跃总体构成，跳跃总体含量约96%.其沙丘系甘井子组沉积时期处于潮上带亚相风积形成❶辽宁区调队.复州湾镇等4幅1∶5万区调资料.1997..2.5 河流相与冲积扇相河流相与冲积扇相仅见于辽北铁岭地区.冲积扇相对应于殷屯组下部，岩性为紫色砾岩、碍层砂岩，砾石大小混杂，呈块状层理，沉积厚度约410 m.河流相主要见于殷屯组上部，主要岩性为灰白、灰绿、紫色薄层长石石英砂岩，石英砂岩，砂泥质板岩，具大型斜层理、平行层理构造，沉积厚度大于484 m.3 岩相古地理特征南华纪沉积盆地较青白口纪沉积盆地缩小，仅限于辽东半岛及铁岭大甸子盆地西部，辽西、铁岭以北地区为陆源剥蚀区.南华纪早期沉积盆地广布于辽东地区，主要由滨海砂岩相、浅海陆棚灰岩相沉积组成.晚期沉积盆地更加萎缩，仅见于大连瓦房店以南地区及铁岭大甸子盆地西部.前者属开阔海台地灰岩相和局限海台地白云岩相沉积，后者属河流-冲积扇砂砾岩相沉积.地貌经过长期风化夷平，地形总体上起伏不大，地貌中心位于岫岩-庄河一带.盆地有2个沉积中心，大连沉积中心沉积厚度大于3000 m，铁岭沉积中心沉积厚度大于500 m；一个拗陷区，即铁岭拗陷区.海侵方向由南西向北东向.岩相古地理特征如图2、3.4 结论（1）南华纪早期沉积盆地广布于辽东半岛，晚期盆地萎缩，仅限于大连瓦房店以南及辽北铁岭殷屯一带.（2）南华纪构成一个完整的海侵-海退旋回，从陆源碎屑岩沉积岩垫底始，形成稳定的碳酸盐岩台地止.（3）南华纪沉积期由滨岸相、浅海陆棚相、开阔海台地相、局限海台地相和河流-冲积扇相组成.图2 辽宁省南华纪岩相古地理图Fig.2 Lithofacies paleogeographic map of Nanhua Period in Liaoning Province1—陆源剥蚀区（terrigenous denudation area）；2—物源供给方向（direction of material supply）；3—海侵方向（direction of progression）4—实测地层剖面位置（surveyed stratigraphic profile）；5—岩相古地理图切剖面位置（lithofacies paleogeographic profile）；6—地层等厚线/m（stratigraphic isopach）；7—水下拗陷（underwater depression）；8—河流－冲积扇砂砾岩相（fluvial-alluvial fan gravel facies）；9—滨海砂岩相（littoral sandstone facies）；10—浅海陆棚灰岩相（neritic shelf limestone facies）；11—开阔台地灰岩相（open platform limestone facies）；12—局限台地白云岩相（restricted platform dolostone facies）图3 南华系沉积相横剖面图（大连－铁岭）Fig.3 Sedimentary profile of Nanhua system from Dalian to TielingNh—南华系（Nanhuasystem）；Nhq—桥头组（Qiaotoufm.）；Nhc—长岭子组（Changlingzifm.）；Nhn—南关岭组（Nanguanlingfm.）；Nhg—甘井子组（Ganjingzifm.）；Nhk—康家组（Kangjiafm.）：Nhy—殷屯组（Yintunfm.）；Qbn—青白口系南芬组（Nanfenfm.,Qingbaikousys.）；Qbyw—青白口系腰未台冲组（Yaoweitaichongfm.）；Zy—震旦系营城子组（Sinian Yingchengzi fm.）；1—含砾石英砂岩（gravel quartzose sandstone）；2—粉砂质泥岩（silty mudstone）；3—石英砂岩（quartzose sandstone）；4—钙质粉砂岩（calcareoussiltstone）；5—长石石英砂岩（feldsparquartzosesandstone）；6—泥晶灰岩（micriticlimestone）；7—白云岩（dolostone）参考文献:［1］聂振声.本溪太子河流域早寒武世馒头期岩相古地理特征与石膏普查［J］.辽宁地质学报, 1984（1）: 69—80.［2］丁杰.辽西早寒武世老庄户期岩相古地理及其地球化学特征［J］.辽宁地质, 1986（1）: 23—34.［3］宋天锐.古地震记录与岩相古地理［J］.沉积学报, 2009（5）: 872—879. ［4］辽宁省地质矿产局.辽宁省区域地质志［M］.北京：地质出版社,1989:1—856.［5］高振家，陈克强.新疆的南华系及我国南华系的几个地质问题［J］.地质调查与研究, 2003, 26（1）: 8—14.［6］曲洪祥，鲍庆忠，董万德，等.辽宁南华系的划分及其特征［J］.地质与资源, 2011, 20（6）: 430—433.。

鞍山-本溪-抚顺地区新太古代地质演化探讨田毅;余超;王广伟;豆士勇;鲍东明【摘要】鞍山-本溪-抚顺地区是我国太古宙岩石出露的主要地区及重点研究区.区内太古宙岩石以变质深成侵入体为主,变质表壳岩出露面积不足20％.区内变质深成岩侵位于始太古代—新太古代的不同时期,原岩由TTG岩系和钙碱性CA岩系组成;变质表壳岩以磁铁石英岩和斜长角闪岩为标志性岩性.两类原岩建造在太古宙时期,遭受了由麻粒岩相到角闪岩相至绿片岩相连续降温减压过程.根据区内新太古代岩石出露的特点划分3个微古陆核,分别为鞍本古陆核、清原古陆核及辽北古陆核.中太古代和新太古代为本区最重要的造陆时期,以鞍本微古陆核为最早的增生点,经拼接增生、裂解改造,形成现今的地质格局.【期刊名称】《地质与资源》【年(卷),期】2015(024)004【总页数】8页(P301-308)【关键词】新太古代;变质深成侵入体;变质表壳岩;微古陆核;辽宁省【作者】田毅;余超;王广伟;豆士勇;鲍东明【作者单位】辽宁省地质矿产调查院,辽宁沈阳110032;辽宁省地质矿产调查院,辽宁沈阳110032;辽宁省地质矿产调查院,辽宁沈阳110032;辽宁省地质矿产调查院,辽宁沈阳110032;辽宁省地质矿产调查院,辽宁沈阳110032【正文语种】中文【中图分类】P534.2前人在鞍山-本溪-抚顺地区进行了大量的区调工作及科研工作.近几年的科研成果显示鞍山-本溪-抚顺地区的新太古代岩体的岩石特征、岩石地球化学、变质变形作用及年代学特征具有较大的差异，但具有区域规律性，既不同区域内的太古宙岩石的年龄差异大，不具有演化性；同一区域内的岩石的年龄、地球化学、岩石学特征具有演化性.根据上述的区域性特征及空间展布的特点，可以将鞍山-本溪-抚顺地区划分为鞍本、清原及辽北3个微古陆核.1.1 清原微古陆核主体位于胶辽吉陆块的次级构造单元清原弧盆系的浑河断裂以南区域，岩石组分以变质深成岩为主体，变质上壳岩出露面积不足总面积的5%.《辽宁省区域地质志》［1］将这些变质岩系划分为上、下鞍山群，太古宙混合岩和混合花岗岩.新一轮1∶5万区调在解体原鞍山群和混合岩、混合花岗岩基础上，将其划分为中太古代变质上壳岩、变质深成岩和新太古代变质上壳岩及变质深成岩，并识别出了多期具重要地质意义的基性岩墙❶❷❸王天武，等.张家堡子等两幅1∶5万区调联测报告.1991.卢崇海.1∶5万大苏河等六幅区调报告.辽宁地勘局第十地质大队.1996.张立东，等.英守堡等两幅1∶5万区调联测报告.1999..随着同位素测年技术的发展，近几年的科研成果显示清原古陆核不存在中太古代的岩石.清原古陆核的变质表壳岩的成岩年龄集中在2560～2540Ma［2］❹❺张国仁，等.桥头等四幅1∶5万区调报告.辽宁省地质矿产调查院.2012.田毅，等.辽宁省1∶25万辽阳市、宽甸县幅区调修测.辽宁省地质矿产调查院.2013.，变质深成侵入体的成岩年龄范围较大，为2520～2470 Ma［2］.清原古陆核出露的太古宙岩体主要以变质深成侵入体为主，岩性主要为大冰沟紫苏石英闪长质片麻岩，网户英云闪长质片麻岩，平岭后闪长质、花岗闪长质片麻杂岩，奚家堡子奥长花岗岩，晚期太阳沟顶二长花岗岩.变质表壳岩出露面积有限.根据岩石组合及变质变形等特征划分为石棚子及通什村2个岩组，二者均呈包体形态产出于变质深成侵入体中.1.2 辽北微古陆核主体位于胶辽吉陆块次级构造单元清原弧盆系的浑河断裂以南区域，以变质深成侵入体为主，变质表壳岩的出露面积不足1%，地表均呈小包体出露.《辽宁省区域地质志》［1］将这些变质岩系划分鞍山群红透山岩段，太古宙混合岩和混合花岗岩.新一轮1∶5万、1∶25万区调及辽东-吉南成矿带科研项目将原鞍山群和混合岩解体，划分出新太古代变质表壳岩及变质深成岩.变质深成侵入体的岩性主要为网户英云闪长质片麻岩，平岭后闪长质、花岗闪长质片麻杂岩，奚家堡子奥长花岗岩，晚期太阳沟顶二长花岗岩.辽北为古陆核的变质深成侵入体具有一定的旋回演化性，早期为TTG岩系，晚期演化为CA岩系，标志陆壳的逐渐成熟.该微古陆核的变质表壳岩主要为红透山岩组，以出产我国著名的红透山式铜矿为特征区别于其他古陆核.其成岩年龄为2540±34 Ma（锆石SHRIMP）❻邢德和，等.辽吉东部成矿带地质矿产调查评价成果集成.中国地质调查局沈阳地质调查中心.2013..1.3 鞍本微古陆核位于胶辽吉陆块次级构造单元太子河陆拗西南部和营口宽甸隆起西北缘，出露面积约500 km2，呈弧形展布于鞍山-弓长岭-本溪一带.区内太古宙研究程度位于国内前列，特别是西部的鞍山地区集中了始太古代—新太古代的一系列同位素年龄数据及相应的地质体，刘敦一等［3］曾在此发现和测定了我国至今为止最古老的硅铝壳，即3804±5 Ma的白家坟奥长花岗岩.总的来看，该地区以变质深成岩为主体，变质上壳岩约占总面积的5%，且新太古代富钾花岗岩占据了绝大部分面积. 变质表壳岩出露面积较其他微古陆核多而广，多呈NNW或近E-W向带状，集中出露于鞍山一带的樱桃园-胡家庙子、西鞍山-眼前山和东部的弓长岭-大峪沟等地.岩石类型主要为磁铁石英岩、绿泥片岩、石榴云母片岩、石英岩、黑云变粒岩、浅粒岩、长英质片麻岩.《辽宁省区域地质志》［1］将其称为上鞍山群，王国祯❼王国桢，等.鞍山市等两幅1∶5万区调联测报告.1989.、万渝生［4］将其划归新太古代变质表壳岩系，万渝生［4］认为该套新太古代变质上壳岩形成于2750～2650 Ma.田毅等在辽阳大柳峪采集的茨沟岩组斜长角闪岩的锆石U-Pb年龄为2564 Ma（未发表）.需指出的是，伍家善等［5］依据同位素年代学研究，在该地区鞍山陈台沟一带，识别出了古太古代陈台沟表壳岩，其岩性主要为斜长角闪岩、石英岩、黑云斜长片麻岩及薄层状变粒岩，是辽宁乃至我国现今发现的最古老的一套太古宙变质沉积-火山岩组合.变质深成岩由始太古代—新太古代的TTG岩系及CA岩系组成，较早时期王国祯等❼在1∶5万区调中，将其划分为中太古代铁架山花岗岩（岩性为花岗闪长岩-奥长花岗岩-二长花岗岩）和新太古代弓长岭花岗岩（中粗粒及似斑状富钾二长花岗岩）.在此基础上，伍家善等［5］在鞍山地区的原铁架山花岗岩中，识别出始太古代白家坟奥长花岗岩、古太古代陈台沟花岗岩、中太古代立山奥长花岗岩、中太古代东鞍山花岗岩和中太古代铁架山花岗岩，它们构成了新太古代变质表壳岩的沉积基底，又共同被新太古代弓长岭富钾花岗岩侵入，呈捕虏体或小岩基状产出.由此来看，鞍山-本溪微古陆核变质深成岩属TTG岩系的奥长花岗岩和属CA岩系的花岗岩，在时序上具多旋回演化特征，但总的来看，始太古代—中太古代早期以TTG岩系的奥长花岗岩为主，中太古代晚期—新太古代以CA岩系的二长花岗岩及富钾的二长花岗岩为主.2.1 清原微古陆核该古陆区的变质表壳岩原岩主要由一套火山-沉积岩系变质而成，其中以沉凝灰岩质沉积岩为主，纯火山碎屑岩较少，说明他们是有邻区火山喷发物质搬运至此而沉积，即本区在太古宙时期火山活动较弱，是一个以接受沉积物为主的环境.其岩石组合和地球化学组成特征与岛弧系统十分类似.该区太古宙时期的大地构造环境相当于大陆边缘盆地，而火山物质来自附近岛弧区的火山活动.该区变质表壳岩原岩的形成环境相当于古陆边缘和古大洋的过渡地带，最初岛弧拉斑玄武岩的大量喷发，继之接近安山质的火山岩和大陆拉斑玄武岩开始形成.在岛弧发育到一定程度后，弧后盆地开始形成，在这种环境下形成了大量陆源碎屑沉积和硅铁建造.2.2 辽北微古陆核该微古陆核的变质表壳岩主要由有2个岩石单元组成：下部为镁铁质岩石单元，它主要由斜长角闪岩、角闪变粒岩组成；上部为长英质岩石单元，主要有黑云变粒岩、浅粒岩，夹角闪变粒岩、斜长角闪岩和磁铁石英岩，块状硫化物，顶部还含有石榴、蓝晶、夕线黑云片岩、片麻岩等.原岩恢复主要为中基性、中酸性火山熔岩及其对应的火山碎屑岩，夹少量细碎屑沉积岩和化学沉积岩.整个表壳岩具有向形盆地特征，盆地边缘分布有变质中基性火山岩、而中心部位变为中酸性火山岩.结合上面的论述，认为该岩组的原岩沉积环境为陆源火山盆地，与现代岛弧和弧后盆地过渡部位相类似.红透山岩组中赋存块状硫化物说明其成岩位置更靠近洋壳.2.3 鞍本微古陆核该区新太古代变质表壳岩系的形成环境可能为稳定的大陆边缘环境.通过对变质表壳岩性的岩石学、地球化学分析，将分布于歪头山、本溪、弓长岭的茨沟岩组划分为以玄武质和安山质的火山沉积岩为主的表壳岩，距离稳定的大陆边缘较远，以基性的大洋拉斑玄武岩为主；将分布在歪头山以东、北台以北的大峪沟岩组划分为过渡性的表壳岩性，原岩为基性火山岩及其对应的碎屑岩、夹少量陆源沉积物；分布于鞍山樱桃园地区的樱桃园岩组划分为以陆源沉积物为主的表壳岩性夹少量基性火山岩，距离稳定大陆边缘较近，并且接受陆源碎屑的沉积.近些年来对该区发育的鞍山式铁矿的研究也从另一方面佐证了该区变质表壳岩的成岩环境.不同的原岩建造发育在成矿海盆的不同部位，从海底火山活动中心附近至稍远以致距陆缘更近的各个不同地方，分别依次发育基性火山岩建造、凝灰岩建造、含沉积岩的基性—中酸性火山岩建造和沉积岩-中酸性火山岩建造.通过大量的科学研究证明，该地区条带状铁矿的成矿物质来源于火山活动，而其成矿的有利环境是火山作用影响较差，而陆源水影响显著的弱酸性沉积环境.这样，将成矿盆地中不同原岩建造分布情况，与不同部位形成铁矿结合起来，则是在基性火山岩建造中的铁矿小而零星分散.在凝灰岩建造及含沉积岩的基性—中酸性火山岩建造中铁矿较多、较大，且层次较多.在沉积岩-中酸性火山岩建造中的铁矿最大,而且呈一厚大的单层，这与该地区分布的不同类型变质表壳岩中的含铁性是一致的.上述分析可以看出，新太古代表壳岩的成岩环境均为弧后盆地或火山岛弧.空间上各岩组呈北东-南西向串珠状展布.而岩组内部由片麻理及可识辨原生层理指示呈北西-南东向展布.区内新太古代变质深成侵入体早期为TTG岩系，晚期为富钾CA岩系.TTG岩系出露于清原微古陆核及辽北微古陆核.鞍本微古陆核缺少新太古代TTG岩系，发育新太古代晚期的富钾二长花岗岩.新太古代变质深成岩侵入岩体岩性及分布见表1.大冰沟片麻岩以紫苏英云闪长质片麻岩及紫苏花岗闪长质为主，在CaO-Na2O-K2O图解（图1）上其与网户英云闪长质片麻岩、平岭后片麻岩呈钙碱岩系变化趋势.稀土分析结果及配分曲线显示，同太古宙TTG岩石比较相似，但是出现较弱的Eu正异常.在（La/ Yb）N-（Yb）N图解（图2）上，大冰沟片麻岩主要落入含榴角闪岩源岩附近，个别样品落入大陆上部地壳与洋壳区域.在（La/Sm）N-（La）N图解（图3）上，平岭后片麻岩构成了倾斜的线性趋势，说明其岩浆由部分熔融作用形成.在Rb-Y+Nb图解（图4）上，大冰沟片麻岩落于火山岛弧区域.通过于网户英云闪长质片麻岩的岩相学、岩石化学、微量元素与稀土元素特征对比，发现二者存在许多相似性，反映他们呈几乎相同的成因类型.前人研究表明，大冰沟片麻岩与网户英云闪长质片麻岩的成因均源于“地壳硅铝层”的部分熔融作用，因为在岩石中经常见到基性岩包体（角闪石岩、辉石岩和闪长岩），这些包体很可能代表了源区的物质成分.而由这种“地壳硅铝层”构成古陆壳尚不属于传统认识上的硅铝壳，基本上由偏基性的岩石组成.大冰沟片麻岩的"母岩浆"是由源岩在部分熔融与分凝作用而产生相当于网户英云闪长质片麻岩成分的正常岩浆的同时所余下的一种残留相［6］.网户英云闪长质片麻岩在图1上与大冰沟片麻岩、平岭后片麻岩呈钙碱岩系变化趋势.在图4及图5上，网户英云闪长质落于火山岛弧区域.在图2上，网户英云闪长质片麻岩主要落入石英榴辉岩与含榴角闪岩源岩区域、大陆上部地壳及洋壳区域.在图3上，网户英云闪长质片麻岩构成了倾斜的线性趋势.说明了网户英云闪长质片麻岩的岩浆形成于相对较浅的基性古陆壳局部熔融.大地构造位置可能处在洋壳与陆壳的接触带.平岭后片麻岩除岩相学特征与网户英云闪长质片麻岩有明显的差异外，岩石化学、微量元素与稀土元素特征均比较相似，在图1上其与大冰沟片麻有、网户英云闪长质片麻岩呈钙碱岩系变化趋势.在图4及图5上，平岭后片麻岩落于火山岛弧区域.在图2上，平岭后片麻岩和网户英云闪长质片麻岩投点区域基本一致，主要落入石英榴辉岩与含榴角闪岩源岩区域、大陆上部地壳及洋壳区域.表明平岭后片麻岩的岩浆也来自相对较浅的基性古陆壳局部熔融.大地构造位置可能处在洋壳与陆壳过渡区域的火山岛弧区域.奚家堡子奥长花岗岩在图6上，随着岩石的CaO含量降低，Na2O含量快速增加，而K2O含量缓慢降低，说明这些岩石具有TTG岩浆演化趋势.在图3上，奚家堡子奥长花岗岩构成了倾斜的线性趋势，说明其岩浆由部分熔融作用形成.在图2上，奚家堡子奥长花岗岩投影点呈现上地幔重熔的趋势线.在图4及图5上，奚家堡子奥长花岗岩投入火山弧区域.可以推测奚家堡子奥长花岗岩形成于大洋与大陆的过渡区——火山岛弧区，成岩物质来源于上地幔.太阳沟顶二长花岗岩在CaO-Na2O-K2O图解（图7）上，与弓长岭二长花岗岩显示出明显的钙碱性岩浆演化趋势，构成了富钾钙碱性岩系.在图3上，太阳沟顶二长花岗岩具有倾斜线性的特征，表明其岩浆由源岩部分熔融形成.在图2上，太阳沟顶二长花岗岩主要落于大陆上部地壳区域，少数样品落入石英榴辉岩与含榴角闪岩源岩区域，表明其岩浆由陆壳上部部分熔融所形成，同时暗示了新太古代末期的陆壳不再是早期的基性，而是偏硅铝质.由于陆壳经历长时间的增生、造陆活动，已由早期的基性陆壳向现今的硅铝质陆壳转变.在图4及图5上，太阳沟顶二长花岗岩主要投影于火山弧区，个别的投影于板内岩石区，代表当时构造环境较为强烈. 弓长岭二长花岗岩在图7上，与太阳沟顶二长花岗岩显示出明显的钙碱性岩浆演化趋势，构成了富钾钙碱性岩系.弓长岭二长花岗岩较太阳沟顶二长花岗岩更富钾贫钠，太阳沟顶二长花岗岩向弓长岭二长花岗岩具有线性演化的趋势.在图3上，弓长岭二长花岗岩具有平缓倾斜线性的特征.虽然倾斜，但有平行La轴的趋势，说明其岩浆的形成既具有分熔融特征，又具有结晶分异的特征.可能代表了弓长岭二长花岗岩是由上地壳部分熔融的太阳沟顶花岗岩岩浆经历结晶分异所形成的，这与二者在图7上呈线性演化的特征相吻合.在图2上，弓长岭二长花岗岩全部落于大陆上部地壳区域，表明其岩浆是由陆壳上部部分熔融所形成，虽然在新太古代末期的陆壳已由早期的基性向偏硅铝质转变，但与现今陆壳相比仍然偏基性，而弓长岭二长花岗岩投点完全落入大陆上部地壳区域，间接说明其经历了结晶分异，并将原“偏基性”的成分残留在源区形成太阳沟顶二长花岗岩.弓长岭二长花岗岩在图4上，均落入火山弧区，而在图5上，其投点较为散乱，分别落入板内花岗岩区、同碰撞花岗岩区及火山弧区，表明其当时构造运动十分强烈，成岩环境较为复杂. 1）新太古代变质表壳岩的成岩年龄是解决新太古代地质演化的基础，前人对区内的表壳岩的年龄做了较为深入的研究，将区内表壳岩分为上鞍山群和下鞍山群，认为北东至南西岩石年龄逐渐变新，呈整合覆盖的关系.近期最新的研究成果显示，鞍本-抚顺地区的新太古代变质表壳岩的年龄集中在2560～2540 Ma.其中石棚子岩组的年龄为2560 Ma［2］，通什村岩组的年龄为2549±8 Ma❶田毅，等.辽宁省1∶25万辽阳市、宽甸县幅区调修测.辽宁省地质矿产调查院.2013.，红透山岩组的年龄为2540±34 Ma❷邢德和，等.辽吉东部成矿带地质矿产调查评价成果集成.中国地质调查局沈阳地质调查中心.2013.，茨沟岩组的年龄为2564 Ma❶田毅，等.辽宁省1∶25万辽阳市、宽甸县幅区调修测.辽宁省地质矿产调查院.2013..年龄的集中代表各岩组间不是简单的呈上下层位的关系，而且各岩组间的火山物质的地球化学特征有明显的差异，不具有演化性，表明区内新太古代表壳岩各岩组间可能呈平行的关系，各自所形成的构造位置不同.2）最新资料显示，新太古代晚期可能已经存在超大陆（基诺兰超大陆），世界范围内新太古代广泛发育变质深成侵入体是这一超大陆造陆运动的反映.区内的新太古代晚期的TTG岩系大面积出露，而鞍本地区则缺少新太古代TTG，说明在新太古代晚期造陆运动开始阶段鞍本地区处在相对稳定的环境下，并没有参与到初期的造陆运动.之后区内大面积CA岩系侵位阶段，鞍本微古陆核才被卷入到新太古晚期的造陆运动.区内鞍本微古陆核、清原微古陆核及辽北微古陆核的拼贴闭合是对基诺兰超大陆的反应.根据上述结论，结合测区抚顺-弓长岭一带新太古代各类岩石的岩石学特征、地球化学特征及年代学特征，我们将新太古代岩石出露区划分为辽北古、清原、及鞍本3个古陆核，提出了抚顺-弓长岭一带新太古代地质演化模式.1）在2560 Ma前，鞍本古陆核和辽北古陆核较薄，相当现今的洋壳——“洋壳型”古陆核，清原古陆核较厚，相当现今的陆壳——“陆壳型”古陆核.在地幔热对流的作用下，原始硅镁质地壳底部不断拉伸张裂，3个独立的古陆核遭受火山作用，分别形成基性火山岩及火山盆地（图8）.2）2560 Ma，由于受地幔热对流的作用，辽北古陆核首先向清原古陆核俯冲（图9），此时鞍本古陆核继续接受沉积.辽北古陆核向清原古陆核俯冲的过程中，同时使火山冲积物发生褶皱、变形及变质.俯冲岩片早期在部分熔融与分凝作用下而产生相当于网户英云闪长质片麻岩成分的正常岩浆，同时所余下的一种残留相成为大冰沟片麻岩的“母岩浆”.晚期在部分熔融作用下形成平岭后片麻岩岩浆.3）2540 Ma，鞍本古陆核向清原古陆核俯冲，俯冲作用导致了二者之间的过渡区的上地幔向上隆起，从而降低了上地幔岩石的部分熔融温度，首先形成了奚家堡子奥长花岗岩岩浆，其次由于大量上地幔物质的上升，为陆壳重熔提供了大量的热.陆壳的部分熔融作用在新太古代晚期形成了大规模的钙碱性岩浆.这种钙碱性岩浆在清原古陆核一侧直接侵位形成太阳沟顶二长花岗岩，在鞍本古陆核侵位由于受俯冲岩片的阻挡，较长一段时间内使岩浆上侵暂时停滞，经历结晶分异作用，地幔热流的持续作用，岩浆上涌侵位形成弓长岭二长花岗岩（图10）.4）在2510 Ma，鞍本古陆核、清原古陆核及辽北古陆核拼贴闭合形成统一的龙岗陆块，形成现今的地质格局（图11）.1）区内新太古代变质表壳岩成岩年龄基本一致，岩性组合较为相似.各岩组间并不是简单的上下层位的关系，而是呈平行的关系，即红透山岩组、石棚子岩组、通什村岩组及茨沟岩组为同时异地的产物.由于各岩组的地球化学、变质变形及含矿性的差异，以及空间分布与原生层理的产状近垂直等特点，判断新太古代各岩组分别形成于不同的微古陆核.2）区内的新太古代晚期的TTG岩系大面积出露，而鞍本地区则缺少新太古代TTG，说明在新太古代晚期造陆运动开始阶段鞍本地区处在相对稳定的环境下，并没有参与到初期的造陆运动.之后区内大面积CA岩系侵位阶段，鞍本微古陆核才被卷入到新太古代晚期的造陆运动.鞍本微古陆核的变质表壳岩较另外2个微古陆核陆缘碎屑物更多也反映了清原微古陆核与辽北微古陆核拼贴闭合的时候，鞍本微古陆核处在相对稳定的构造环境接受更多的陆缘碎屑物的沉积，形成大峪沟岩组及樱桃园岩组.3）抚顺地区新太古代早的深成侵入体仅在太子河断陷以北，浑河断裂两侧出露，遭受高角闪岩相—低角闪岩相的变质作用.呈钙碱岩系演化的趋势，岩浆来自相对较浅的基性古陆壳局部熔融.大地构造位置可能处在洋壳与陆壳的接触带.说明当时在太子河以北地区，浑河断裂附近出现陆壳碰撞增生活动.4）太古代中期—末期深成侵入体遭受低角闪岩相—绿片岩相的变质作用，奚家堡子岩体在太子河北侧断陷带两侧出露，呈TTG岩浆演化趋势，岩浆来自上地幔重熔，说明当时地幔热流活动较强，地幔局部熔融上涌.形成于大洋与大陆的过渡区——火山岛弧区.太阳沟顶二长花岗岩在太子河北侧断陷带以北出露，弓长岭二长花岗岩在太子河北侧断陷带南部出露，二者显示出明显的钙碱性岩浆演化趋势，构成了富钾钙碱性岩系.太阳沟顶二长花岗岩由陆壳上部部分熔融所形成，弓长岭二长花岗岩经历了结晶分异，并将原“偏基性”的成分残留在源区形成太阳沟顶二长花岗岩.二者形成于岛弧向同碰撞构造转化的区域.说明当时在太子河北侧断陷带附近出现陆壳碰撞增生活动.【相关文献】［1］辽宁地质矿产局.辽宁省地质志［M］.北京：地质出版社,1989.［2］万渝生，宋彪，耿元生，等.辽北抚顺-清原地区太古宙基底地球化学组成特征及其地质意义［J］.地质论评,2005,51（2）:128—137．［3］刘敦一,Nntman A P,Williams I S,等.中国鞍山和冀东地区老于3.8 Ga地质记录的发现［J］.中国地质科学院地质研究所所刊,1992, 23:86—98．［4］万渝生.辽宁弓长岭含铁岩系的形成与演化［M］.北京：科学技术出版社,1993.［5］伍家善，等.中朝古大陆太古宙地质特征及构造演化［M］.北京：地质出版社,1998.［6］凌贤长.抚顺东部地区紫苏花岗质岩石的特征及成因［J］.吉林地质, 1995,14（2）:37—44．。

辽东本溪地区新元古界青白口系岩石地层格架及模型吴子杰;王烜;潘玉啟;程培起;包洪伟;雷广新【摘要】辽东本溪地区新元古界青白口系非常发育,出露齐全.文章运用沉积学、地层学、层序地层学等理论,依据辽东本溪地区新元古界青白口系岩相岩石组合特征及空间展布规律的地质调查和研究成果,参考前人层序地层划分意见,将该区青白口系划分为2个三级层序;对层序内部的体系域进行研究,建立了本溪地区岩石地层格架和地层模型,认为该区青白口系在不同阶段的盆地演化过程继承了前期的古地理格局.【期刊名称】《地质找矿论丛》【年(卷),期】2016(031)001【总页数】5页(P87-91)【关键词】青白口系;层序地层;地层格架;岩石地层模型;本溪;辽东【作者】吴子杰;王烜;潘玉啟;程培起;包洪伟;雷广新【作者单位】辽宁省地质勘查院,辽宁大连116100;辽宁省地质勘查院,辽宁大连116100;辽宁省地质勘查院,辽宁大连116100;辽宁省地质勘查院,辽宁大连116100;辽宁省地质勘查院,辽宁大连116100;辽宁省地质勘查院,辽宁大连116100【正文语种】中文【中图分类】P534.3辽东本溪地区新元古代地层发育良好，是我国研究新元古界的理想之地。

其新元古界集中分布在研究区的太子河流域，一般呈EW向展布(图1)，有青白口系和南华系，自下而上为青白口系钓鱼台组、南芬组和南华系的桥头组、康家组，其中钓鱼台组、南芬组、桥头组的层型剖面均位于研究区内。

青地乙治1928年在本溪桥头镇至南芬区间的细河流域创名细河群，并创建了钓鱼台石英岩、南芬页岩及泥灰岩，之后远藤隆次(1937)、姜春潮(1957)、马子骥(1964)、辽宁区调队(1964)、辽宁省地质勘查院(2013)等地质学者及单位在此研究[1]，在岩石地层、震积岩、构造及古地理等方面成果颇丰。

本文利用沉积学和地层学理论，对青白口系的地层格架及地层模型进行研究。

辽东本溪地区青白口系岩石地层及层序地层划分见表1。