中国陆相第四系周口店阶综合研究报告

张宗祜1闵隆瑞2朱关祥3张静1

(1中国地质科学院水文地质环境地质研究所，河北石家庄050061;

2中国地质科学院地质研究所，北京100037;3中国地质科学院，北京100037)

1 周口店阶阶名及其名称由来

1963年全国地层委员会裴文中、周明镇、郑家坚编写的《中国的新生界》中，将更新世中期含中国猿人、石器和梅氏犀、中国鬣狗、肿骨鹿等哺乳动物的周口店洞穴堆积名之为“周口店阶”。1999年12月第二届全国地层委员会第四系工作组在十三陵断代工作会议期间再次提出建立周口店阶。2002年被正式列入中国区域年代地层表中。

2 周口店阶层型和副层型剖面位置

周口店阶命名地点是北京西南59km处的房山县周口店，地理坐标:北纬39°42'东经116°。层型剖面位于周口店龙骨山奥陶纪石灰岩洞穴，其编号为周口店第一地点，即中国猿人化石产地，乘坐公交车即可到达(图1)。

图 1 北京房山周口店阶层型剖面交通位置图

为了能更广泛地进行区域性对比，2006 ～2007 年间，张宗祜、闵隆瑞等在距北京 200 多千米的河北阳原泥河湾盆地郝家台台儿沟泥河湾阶之上建立了一个河湖相周口店阶副层型剖面。宣大高速公路和秦大铁路可到达化稍营镇(图 2)。

图 2 河北阳原化稍营郝家台台儿沟副层型剖面交通位置图

3 周口店阶的层型剖面描述

31 北京房山周口店第 1 地点层型剖面。

第 1 地点的洞穴东西长 140 余米，南北最宽处约 20 m，向西渐渐变窄。堆积层基本上是由冻裂物理风化形成的角砾层与非角砾层相间互层组成，洞内剖面厚度有一定的差异，但自上而下统一分为 13层，总厚 3500 m。

中国主要断代地层建阶研究报告:2006～2009

32 河北阳原化稍营郝家台台儿沟周口店阶副层型剖面。

剖面描述见图 3。

图 3 河北阳原化稍营郝家台台儿沟周口店阶副层型剖面柱状图

4 周口店阶的底界界线定义

41 岩性特征

(1)北京房山周口店第一地点层型剖面底部第13 层的岩性是: 红色粉砂质粘土角砾层，角砾风化较强，厚 20 m。

(2)河北阳原化稍营郝家台台儿沟周口店阶副层型剖面底部的岩性是: 浅红色粘土层夹 1 层浅黄绿色砂质粘土层，厚 16 m。

从(1)、(2)岩性可见，周口店期开始是处于氧化较强的环境，故岩性均呈红色。

42 磁性地层和同位素年龄

(1)北京房山周口店第一地点层型剖面属古地磁布容正向极性时，第 13 层底约距今 078 Ma(B/M 界线); 第 12 层年龄:(0641 ± 0032)Ma(ESR)。

(2)河北阳原化稍营郝家台台儿沟副层型剖面底是在古地磁极性柱 B/M 界线之下 16 m 处，约080 Ma。

从(1)、(2)磁性地层分析，周口店阶底部年龄为 078Ma(B/M)左右。

43 古生物标志

(1)北京房山周口店第一地点层型剖面孢粉分析结果表明，第 13 层(即剖面底)为孢粉贫乏带，仅个别样品见少量 Artemisia(蒿)和 Selaginella sinensis(中华卷柏)。

(2)河北阳原化稍营郝家台台儿沟副层型剖面周口店阶底部孢粉分析结果表明，孢粉含量少，以Artemisia(蒿)、Gramineae(禾本科)为主。介形类分析结果表明，主要分子有: Limnocythere dubiosa(疑湖花介)、Limnocythere sancti-patricii(单瘤湖花介)、Ilyocypris gibba(隆起土星介)、Limnocytherebinoda(双瘤湖花介)、Leucocythere plethora(丰满白花介)等，而其中以 Limnocythere dubiosa 占绝对优势，可作为古生物标志。

5 周口店阶的单位层型内年代地层和生物地层特征描述

51 北京房山周口店第一地点周口店阶年代地层和主要古生物特征

511 同位素年龄及磁性地层

1)氧同位素测定结果: 非角砾层可与太平洋 V28 － 238 氧同位素奇数段对比，代表间冰期; 角砾层则可与偶数段对比，代表冰期。

2)铀系测年结果

中国主要断代地层建阶研究报告:2006～2009

第 7 层年龄值为: 037 ～040 Ma

中国主要断代地层建阶研究报告:2006～2009

第 10 层年龄值为:(0462 ±0054)Ma

3)热释光测年结果

第 4 层年龄值为:(0292 ±0026)Ma 和(0312 ±0028)Ma

第 10 层年龄值为: 0417 ～0592Ma

4)裂变径迹测年结果

第 4 层年龄值为:(0306 ±0056)Ma

第 10 层年龄值为:(046 ±0045)Ma

5)ESR 测年结果

第 4 层年龄值为:(0306 ±0056)Ma

第 10 层年龄值为:(0462 ±0045)Ma

6)氨基酸外消旋法测年结果

第 8、9 层年龄值为: 0390Ma

7)古地磁测定

整个剖面属布容(Brunhes)正向极性时，第 13 层底约距今 073Ma

512 哺乳动物化石

以北京猿人、肿骨鹿为代表，主要组成分子是:

北京猿人 Homo erectus pekingensis(1929 ～1933 年发掘时称中国猿人 Sinanbhropus pekinensis Black)

肿骨鹿 Megaloceros pachyosteus Young

中国鬣狗 Hyaena sinensis Zdansky

杨氏虎 Felis youngi Pei

三门马 Eqnus sanmeniensis Teilhard et Pivetean

剑齿虎 Megantareon inexpectatus Teilhard

披毛犀 Coelodonta antiquitatis Blumenbach

居氏大河狸 Trogontherium cfcuvieri Fischer

梅氏犀 Rhinoceros merki Jger

巨骆驼 Paracamelus gigas Schlosser

洞熊 Ursus speaeus Blumenbach

德氏水牛 Bubalus teihardi Young

纳玛象 Palaeoloxodon cfnamadicus Falconer et Cautley

猎豹 Cynailurus sp

豪猪 Hystrix subcristata Swinhoe

北京麝 Moschus moschiferus verPekinensis Young

裴氏转角羚羊 Spirocerus peii Yoang

硕猕猴 Macacus robustus Young

竹鼠 Rhizomys sp

鼹鼠 Scaptochirus primitivus Zdansky

狼 Canis lupus L

狐 Vulpes cfcorsac L

豹 Felis pardus L

513 孢粉组合带特征

第 13 层: 孢粉贫乏，仅个别样品见少量蒿(Artemisia)及中华卷柏(Selaginella sinensis)。

第 12 ～ 10 层: 温带落叶阔叶林 － 草原的胡桃楸(Juglans mandshurica)－ 榆(Ulmus)－ 栎(Quercus)－ 蒿(Artemisia)组合。

第 8、9 层: 中华卷柏(Selaginella sinensis)－ 薄叶卷柏(Selaginella delicatula)－ 桦(Betula)－榆(Ulmus)组合。

第 7 层: 蔷薇科(Rosaceae)－ 葎草(Humulus)－ 禾本科(Gramineae)组合。

第 6 层: 中华卷柏(Selaginella sinensis)－ 翠云草(Selaginella unicinata)－ 钱苔(Riccia)组合。

第 5 层: 未采样。

第 4 ～1 层: 藜科(Chenopodiaceae)－ 蒿(Artemisia)－ 蓼(Polygonum)－ 中华卷柏(Selaginel-la sinensis)－ 松(Pinus)组合。

52 河北阳原化稍营郝家台台儿沟周口店阶年代地层和主要古生物特征

521 周口店阶底界之上 16 m 处为古地磁 B /M 界线，故其底界接近 B /M 界线，约 080 Ma

周口店阶顶界在图 3 中，143 层(1180 ±257)ka 年龄采样点下 1 m 处，约 120 ka，接近更新统上部 128 ka 的界线。

522 介形类组合特征

周口店阶介形类化石较丰富，为 Limnocythere(湖花介)－ Ilyocypris(土星介)－ Eucypris(真星介)组合，主要分子有: Limnocythere dubiosa，Limnocythere sancti － patricii，Ilyocypris cornea，Ilyocypris dunschanensis，Eucypris inflata 等化石。沉积环境为湖相，气候较暖干，水体较咸。

523 孢粉组合段特征

以图 3 中 138 层底(深 1945m)为界，划分为 2 个组合段。

下组合段: 孢粉含量少，孢粉浓度为 09 ～223 粒/克，木本植物花粉以 Pinus(松属)为主，还有 Picea(云杉属)，Abies(冷杉属); 草本植物花粉以 Artemisia(蒿属)，Chenopodiaceae(藜科)为主，不能确切反映本段植被面貌。

上组合段: 孢粉浓度为 32 ～ 248 粒/克，木本植物花粉占 0 ～ 667%，有 Pinus(松属)，Picea(云杉属)，Cupressaceae(柏科); 草本植物花粉占 333% ～ 100%，以 Artemisia(蒿属)，Gramineae(禾本科)为主，偶见蕨类植物孢子 Polypodiaceae(水龙骨科)，此孢粉组合特征反映出由针叶阔叶树种组成的疏林草原植被面貌，气候较温干。

6 对 比 关 系

61 北京房山周口店阶在周口店地区对比性较好

第 1 地点 10 ～13 层，可与周口店第 9、13 地点对比。

第 1 地点第 4 ～9 层可与周口店 8、6、5 和 2 地点对比。

第 1 地点第 1 ～3 层可与周口店 15、4、21、23、24 和 20 地点对比。

第 1 地点北东的太平山北坡西地点堆积层之(4)与(5)层也可与本阶对比。

62 河北阳原化稍营郝家台周口店阶在泥河湾盆地东部对比性较好

经古地磁测定，阳原县郝家台小渡口剖面、小长梁剖面、官亭村西鹿角梁剖面、洞沟剖面和蔚县东窑子头剖面与红崖剖面等，均测到 B/M 界线，即周口店阶底部界线。其界线在壶流河东一般埋深22 ～ 34 m，壶流河西则埋深 10 余米。可见，周口店阶在阳原盆地东部，包括壶流河下游两侧普遍存在。在官厅村附近，周口店阶顶面之上我们发现10 多枚古人类牙齿及古人类头盖骨碎片，其年龄约11万年。在红崖村周口店阶中与郝家台台儿沟一样含有介形类 Limnocythere dubiosa(疑湖花介)－Lsanctipatricii(单瘤湖花介)－ Lbinoda(双瘤湖花介)组合。

63 与国内其他地区对比

(1)中国北方渭河流域陈家窝组相当于周口店期早期堆积; 大荔组相当于周口店期晚期堆积。

(2)中国南方四川盐井沟洞穴堆积、桂北笔架山洞穴堆积和雷州半岛北海组等均与周口店期同期。

主要参考文献

曹伯勋，田明中，袁铃声等1994北京周口店新发现的洞穴堆积物研究武汉: 中国地质大学出版社

陈茅南1988泥河湾层的研究北京: 海洋出版社

杜恒俭，陈华慧，曹伯勋主编1981地貌学及第四纪地质学北京: 地质出版社，308 ～309

黄培华1991北京猿人洞堆积层的 ESR 年代、堆积旋回与深海气候旋回的对比研究刊于“中国海陆第四纪对比研究”北京: 科学出版社

黄万坡1960中国猿人洞穴堆积，古脊椎动物与古人类，2(1): 83 ～95

计宏祥1991中国中更新世哺乳动物化石群中国科学院古脊椎动物与古人类研究所参加第十三届国际第四纪地质大会论文集北京:北京科学技术出版社

贾兰坡，黄慰文1984周口店发掘记 天津: 天津科学技术出版社

贾兰坡，卫奇1982建议用古人类学和考古学的成果建立我国第四系的标准剖面地质学报，56(3)

贾兰坡1950中国猿人(北京人)龙门联合书局

贾兰坡1956对中国猿人石器的新看法考古通讯(6): 1 ～8

贾兰坡1959关于中国猿人的骨器问题考古学报，(3): 1 ～3

贾兰坡1959中国猿人化石产地 1958 年发掘报告脊椎动物与古人类，1(1)，21 ～26

贾兰坡1964中国猿人及其他文化北京: 中华书局

李任伟，林大兴1979我国“北京人”、“蓝田人”和“元谋人”产地骨化石中氨基酸的地球化学地质科学，(1): 56 ～62

刘东生，刘敏厚，吴子荣，陈承惠1964关于中国第四纪地层划分问题刊于“第四纪地质问题”北京: 科学出版社，P49 ～50

刘泽纯1983北京猿人洞穴堆积反映的古气候变化及气候地层学上的对比人类学学报，2(2)

闵隆瑞，迟振卿，朱关祥2000从井儿洼孔岩芯看阳原盆地第四纪湖相层的划分地质学报，74(2): 108 ～115

闵隆瑞，迟振卿2003河北阳原盆地西部第四纪地质北京: 地质出版社

闵隆瑞，张宗祜，王喜生，郑绍华，朱关祥2006河北阳原台儿沟剖面泥河湾组底界的确定地层学杂志，30(2): 103 ～108

南京大学地理系地貌教研组编著1961第四纪地质学 北京: 人民教育出版社 P326 ～329

裴文中，张森水1985中国猿人石器研究北京: 科学出版社

裴文中，周明镇，郑家坚1963中国新生界北京: 科学出版社，P18 ～31

裴文中1930中国猿人化石之发现科学 14(8): 1127 ～1133

裴文中1931周口店洞穴层之时代及其与近古期地层之比较中国地质学会志，第 10 卷

裴文中1957中国第四纪哺乳动物群的地理分布古脊椎动物学报，1(2)

裴文中1934周口店洞穴采掘记地质专报乙种 7，(1)

钱方等1980周口店猿人洞堆积物磁性地层的研究科学通报，25(4)

邱中郎等1976周口店新发现的北京猿人化石及文化遗物古脊椎动物与古人类，11(2): 109 ～131

孙孟蓉1965周口店中国猿人化石层孢粉组合中国第四纪研究，4(1): 84 ～104

吴汝康，贾兰坡1954周口店新发现的中国猿人化石古生物学报，2(3): 267 ～288

吴汝康，吴新智，张森水1989中国远古人类北京: 科学出版社

吴汝康1980中国古人类学三十年(1949 ～1979)，古脊椎动物与古人类18(1): 1 ～8

吴汝康等1985北京猿人遗址综合研究北京: 科学出版社

夏明1982周口店北京猿人洞骨化石铀系年龄数据 － 混合模式人类学学报，1(2): 191 ～196

徐仁1965中国猿人时代的北京气候环境中国第四纪研究，4(1): 77 ～83

杨怀仁主编1987第四纪地质北京: 高等教育出版社，P378 ～381

杨钟健1930周口店之化石堆积科学 14(8): 1099 ～1126

杨钟健1933中国猿人化石及新生代地质概论地质专报乙种，5(1)

杨子庚，牟昀智1981对周口店地区晚新生代地层的新认识科学通报(13)

杨子赓等1983北京猿人时期的地层与环境海洋地质与第四纪地质，3(4)

袁复礼，杜恒俭1984中国新生代生物地层学北京: 地质出版社

张宗祜，闵隆瑞，王喜生，朱关祥，郑绍华，张静，赵华2008中国陆相第四系泥河湾阶综合研究报告见: 第三届全国地层委员会编，中国

主要断代地层建阶研究报告(2001 ～2005)北京: 地质出版社

张宗祜，闵隆瑞，朱关祥2003河北省阳原台儿沟剖面泥河湾河湖相层岩石地层的划分地质通报，22(6)379 ～383

周慕林，闵隆瑞，王淑芳2000中国地层典·第四系北京: 地质出版社P96 ～97

Andersson，J1919Preliminary description of a bone deposit at Chou Kou Tien in Fang Shan Hsien Chihli ProvinceGeografiska Annaler，1

Andersson，J1923Essays on the Cenozoic of northern ChinaGeolMemSerA，(3): 1 ～ 152

Barbour，G1930The geological background of Peking Man(Sinanthropus)Science，72，635 ～ 636Black，D1927，On a lower molar hominid tooth rfom the Chou Kou Tien depositPalSinSerD，7(1): 1 ～ 28

Black，D1927Further hominid remains of Lower Quaternary age form the Chou Kou Tien depositNature120，954

Black，D1927Tertiaryman in Asia: The Chou Kou Tien discoveryBullGeolSocChina，5，207 ～ 208

Black，D1929Sinanthropus pekinensis，－ A futher note on new material discovered at Chou Kou Tien in 1928，and its zoogeographical signifi-canceProcFourth Pacific Science Congress in Java，3，105 ～ 112

Black，D1930Preliminary report on the discovery of skull of adult Sinanthropus pekinensis at Chou Kou Tien，The Chira journal，12，163 ～ 164

Black，D1932Skeletal remains of Sinanthropus other than skull partsBullGeolSocChina，11，365 ～ 374

Black，D1934On the discovery，morphology and environment of Sinanthropus pekinensisPhilosophical Transactions of the Royal Society of Lon-don SerD，(223)，57 ～ 120

Bohlin，B1927Excavation of the Chou Kou Tien depositBull GeolSocChina，6，345 ～ 346

Breuil，H1932Le Gisement á Sinanthropus de Chou Kou Tien(China)et ses vestiges de feu et l’industrieAnthropos，27，1 ～ 10

Breuil，H1939Bone and antler industry of the Choukoutien Sinanthropus sitePalSinNew ser6，1 ～ 41

Pei，WC1930An account of the discovery of an adult Sinanthropus skull in the Chou Kou Tien depositBullGeolSocChina，8，203 ～ 205

Pei，WC1931The age of the Choukoutien depositsBullGeolSocChina，10，165 ～ 178

Pei，WC1934Carnivora from locality l of ChoukoutienPalSinSerC，7，(2)

Teilhard de Chardin，PAnd Pei WC1932The lithic industry of the Sinanthropus deposits in ChoukoutienBullGeolSocChina，11，317～ 358

Teilhard de Chardin，PAnd Young，CC1929，Preliminary report on the Chou Kou Tien fossiliferous depositBullGeolSocChina，8，175～ 202

Teilhard de Chardin，P1941Early man in ChinaInstGeo-Biol，7，1 ～ 99

Weidenreich，F1935The Sinanthropus Population of Choukoutien(locality l)with apreliminary report on new disocverlesBallGeolSocChi-na，14，427 ～ 468

Weidenreich，F1936Sinanthropus pekinensis: A comparative studyPalSinSerD，7，(3): 1 － 162

Weidenreich，F1937The forerunner of Sinanthropus pekinensis，BullGeolSocChina，17，137 ～ 144

Weidenreich，F1943The skull of Sinanthropus pekinensis: A comparative study on a primitive hominid skullPalSinNew Ser，D，10，1 ～184

Young，CC1930On the mammalian remains from Chikushan，near Choukoutien，PalSinSerC，7，(1): 1 ～ 24

Young，CC1932On the Artiodactyla from Locality 1 of ChoukoutienPalSinSerC8，(2): 1 ～ 158

Young，CC1934On the Insectivora，Chiroptera，Rodentia and Premates other than Sinanthropus from locality l in ChoukoutienPalSinSerD，8，(3): 1 ～ 139

Zdansky，O1923Ueber ein Sugerlnochenlager in Chou Kou Tien，ProvinzChihliBullGeolSurvChina，(5): 83 ～ 89

Zdansky，O1928Die Sugetiere der Qurtarfauna von ChoukoutienPalSimSerC，5，(4): 1 ～ 146

251 岩石圈结构的不均一性是构造运动发生的根源

通过本项研究和相关资料的收集，得到的最突出的认识是区内岩石圈结构的不均一性。这不均一性在纵向上，表现为从地壳表层向下到岩石圈底，具有不同的分层;横向上表现为不同地区岩石圈的结构构造有着明显的差异。这种不均一性和地表的地形差异有着很好的相关性;同时也正是由于岩石圈(地壳和上地幔)的这种不均一性导致形成了目前地表的盆山结构面貌。

现将有关本区地壳不同层圈以及岩石圈有关数据列于表251中，以供对比。从该表也可看出，本区岩石圈无论在纵向上还是在横向上都具有明显的不均一性。这种不均一性就为岩石圈各层圈内的物质运动提供了基础。

另外要强调的一点是，在中国西北不同地区的岩石圈结构中，除了厚度等方面的不同外，它们的物质组成等方面也有所不同。图251和图252分别为根据格-额断面和独-泉断面的成果表示的这两个断面中所涉及的不同地体的地壳组成。

252 区内沉积盆地地壳结构的某些特征

目前已有资料来看，本区具有国内最大的几个内陆盆地，面积均在10万km2以上，塔里木盆地面积达56万km2。这些盆地具有巨厚的中新生代沉积盖层。这些盆地的基底并不一致，有的是前寒武纪克拉通上的继承性盆地，有的则是古生代造山带基础上上叠的新生盆地。但是在新生代时期它们都成了相对于周边山系强烈下沉的盆地，从而形成了目前所见到的盆山构造格局。

从现有的深部资料可见到，这些盆地的地壳结构具有一定的相似性。一般来说，它们具有稳定地区地壳结构的面貌，常可见三分的地壳(有的没有P波速度相当于63～64km/s的中地壳，而呈现二分的形式)，一般盆地内地壳没有低速层出现。

从变形的角度来看，这些盆地的地壳变形相对比较简单，地壳各层圈常呈相似的变形形式，也就是各层圈的变形形态基本一致。仅在盆地边缘可见到由于盆山之间的接触，或俯冲，或挤压，而呈现强烈的褶皱和断裂，形成复杂的变形形式，如天山山前、昆仑山前及祁连山前所见。

另一个重要特征是这些盆地大多是属于“冷盆”，即盆地内的热流值或地温梯度都不高(表252)。

表2 5 1 中国西北地区岩石圈结构特征对比表

图2 5 1 格尔木-额济纳旗地学断面不同地体的地壳结构和组成

图2 5 2 独山子-泉水沟地学断面不同地体的地壳结构和组成

表252 中国西部盆山地区沉积盆地地壳结构和热流数据

从新疆北部断面所得的资料来看，准噶尔盆地周边各主要油田(包括独山子、车排子、百口泉和夏子街等)的大地热流值在41～61mW/m2之间，平均为534mW/m2，比全国的平均值63mW/m2要低得多。

根据王良书的资料，塔里木盆地内的地热数值也是很低的。地表热流值一般在42～56mW/m2之间，平均仅为50mW/m2左右。同时表现出盆地中央隆起部位热流值高，盆地边缘凹陷中热流值低的特点。

在格尔木-额济纳旗地学断面中，据沈显杰的资料，所测得的热流值在30～79mW/m2之间，平均为(56±15)mW/m2，其中柴达木盆地和酒泉盆地热流值偏低，在40～50mW/m2之间，而山区偏高，可达65～70mW/m2左右。

这些资料一方面反映了这些地区新生代岩浆活动不发育，另一方面反映这些盆地主要形成在一个较厚的地壳背景之上，亦表明这一地区新生代时已具有较厚的岩石圈根。

在这些盆地下面，地壳厚度相对较小，见表251所示，而在山区地壳明显加厚，形成特征的山根。但现有资料也表明，在目前的盆地下面，岩石圈的厚度相对于周边的山区来讲，都要厚得多，尤其是在塔里木盆地下面，据独-泉断面资料，岩石圈厚度可达200km以上，明显比两侧的山区要大得多，显示塔里木是一个古老的稳定地块。从岩石圈的角度来看，巨厚的岩石圈应该说是盆地相对稳定的重要原因。

253 岩浆活动所反映的本区岩石圈的某些特征

由于岩浆岩形成于地壳不同的深处，并以不同的方式和途径侵入于地壳之中或喷出于地表，形成不同的侵入岩或喷出岩。由此，它们的许多性质和特征就反映了它们形成的条件。特别是近数十年来，从岩浆岩的地球化学特征入手来探索它们形成时的物理化学状态和地球化学条件，已为许多地质学家所接受，而且已经取得了大量的成果。本区内，在三大山区已见有大量不同时期的岩浆岩，包括侵入岩和喷出岩，也已进行了大量的研究和调查。在盆地内由于覆盖仅见有少量的新生代喷出岩，目前也引起了人们充分的关注。

在天山地区，已有的地质调查表明，从元古宙开始，具有大量的岩浆侵入活动，而在不同部位和不同构造阶段具有明显的规律性(图253)。总体来说，天山地区的岩浆活动以晚古生代时期为主，而且主要是和古亚洲洋的俯冲和两侧陆块的碰撞有着直接的联系。另一方面，目前资料也已表明，天山地区从中生代开始，岩浆活动不发育，除了西南天山有少量中新生代的浅成和喷出活动外，其他地方尚无这方面的报道。

图253 新疆独-泉断面走廊域侵入岩类出露面积频率分布图(据罗照华资料)

从天山地区的区域地层分布、各时代的沉积物特征，结合不同时期的岩浆活动面貌，大致可以作如下的推断:在晚古生代末期，由于古亚洲洋的闭合和两侧陆块的碰撞，形成了古天山的雏形，也导致了这一地区地壳明显加厚。罗照华等曾根据天山地区岩浆活动的地球化学特征指出:“中天山地区在晚古生代时曾经有过一个非常厚的陆壳，它是由构造变形和深部岩浆过程逐步积累起来的。岩浆活动的大规模发生使得陆壳加速成熟和分异，最后山根的崩塌使其较基性的基底部分返回地幔。”(独-泉断面地质课题岩浆岩与地球化学专题总结，2001)。

中生代时期，这里岩浆活动不发育，特别值得注意的是这里没有报道有碰撞后的碱性花岗岩(白云母花岗岩)。这可用于解释天山的碰撞隆升方式不同于喜马拉雅山的隆升方式。后者近年多用来自印度板块的俯冲、碰撞和挤压来解释，而天山地区就可能有来自南北两侧的作用，导致以双向挤压为主的应力方式成为中生代以后隆升的主要原因。这和在格-额断面中祁连山的隆升有一定类似之处。

新生代时期，天山，主要在西南天山以及昆仑山地区均有碱质基性岩浆喷出的报道。这些岩浆产物，以及其中的深源包体，为我们认识该地区下地壳—上地幔的物质组成提供了重要的信息。南天山所发现的包体见于托云地区和柯坪皮羌等地，昆仑山地区主要在康西瓦和泉水沟附近发现有新生代的玄武岩，内含有下地壳—上地幔的包体。其中发现的包体主要是方辉橄榄岩、二辉橄榄岩、纯橄榄岩、单斜辉石岩等，它们一方面反映了该地区上地幔的物质组成，另一方面，这些包体还带来了一些关于上地幔温压状态等方面的信息。例如，罗照华等提出了，康西瓦玄武岩中橄榄岩包体形成的温度大约为880℃，压力为1600MPa，大致相当于56km左右的深度。托云和皮羌地区的包体反映其形成深度可能更大。韩宝福等(1998)也曾指出，在这些深源岩石的碎块和包体中发现有含水矿物，表明其曾经发生过强烈的地幔交代作用。这种地幔交代活动对于新生代时期的造山和隆升应该有直接的联系。

254 本区岩石圈构造形成的演化历史

结合本区盆山构造的形成，应该考虑到，岩石圈的构造演化应该是有一定连续性的，不会是一蹴而就的。从已有的工作成果来看，上地幔的流变、软流圈和岩石圈的相互作用应该是盆山构造形成的主要机制。其作用的深度主要在岩石圈的底界附近，也就是在100～200km左右的深度上;从时间的尺度来看，这一作用当以Ma为单位，因此它是一个长期作用的过程;现代地表所见的盆山构造面貌，以及深部资料所测得的地壳和上地幔的结构构造特征，都是这一作用的现代表现。

已有的地质资料表明，在古生代一直到中生代早期，本区尚存在着不同性质和规模洋壳盆地。目前的这些陆块，包括准噶尔、塔里木和华北-柴达木等，均为这些洋盆所分隔。直到中生代时期，它们在不同地段开始了陆壳的发展演化。天山的陆壳发展演化应该说是从晚二叠世开始的，昆仑山则是从侏罗纪以后开始，因此他们的发展演化过程又应该有所不同。

天山地区，在三叠纪时，由于南北板块碰撞，天山被挤压上隆，形成具有一定高度的山脉和两侧的前陆盆地。相应地，可以认为此时天山的地壳也相对加厚，天山之下，地壳应有一定的山根，而两侧的地块则属于相对稳定的地区，地壳相对较薄。同时还应该可以想到，正是由于这时深部岩石圈的物质向天山之下流动而造成了这种格局。其后，侏罗纪时，天山及其南北两侧广泛发育相似的含煤岩系，地层及沉积特征均可进行对比，表明了天山内部及其两侧具有相似的古地理和古构造环境，亦表明当时天山地区存在一个地壳表面夷平的过程。因此，这时天山地壳的厚度和两侧山系似也不应有很大的差异，说明这时地壳—上地幔有一个均一化的过程。白垩纪至古近-新近纪时期，由于南侧岩石圈的不断向北推挤运移，本区岩石圈再次发生运动、特别是地壳表层受挤压而缩短上隆，再次形成山盆的对立。在天山内部基本未见有白垩系和古近系沉积的报道，反映出这时开始了新的隆起。这一格局到古近纪—第四纪时进一步加强，直至形成现代的岩石圈结构和地表的盆山构造面貌。从塔里木盆地的演化也可以看出天山地区在二叠纪以后的演化历史(图254)。其最后的隆升，是上新世以后地壳变形的产物，这一连续发展的过程在认识现代地壳和岩石圈三维结构时是必须考虑的。

祁连山的隆升也具有类似的状态。祁连山在地质历史上已证明是一个早古生代的造山带，在早古生代末和晚古生代初开始形成山系，泥盆纪的磨拉石是这一事件的证据。然而经过中生代的夷平后，直到新生代后期才重新又活动而隆起成为一个新生的山系。

西昆仑地区更是如此，主要是新生代以来的构造变动，使之强烈上隆而形成了现在的世界屋脊———青藏高原。与天山地区略有不同的是，在三叠纪末期，古特提斯洋盆闭合以后，塔里木和羌塘拼合成一个完整的陆壳块体，其中不再有洋壳和洋壳盆地出现。但在侏罗纪-白垩纪时期，这里广泛发育的浅海相碳酸盐岩，属于陆壳上的陆棚浅海盆地沉积，表明当时这里整体海拔不高，是在海平面的上下。同样也可以认为，这时的陆壳厚度也不会很大，应该在35～40km左右。从古近纪开始，随着印度板块的碰撞挤压，山体才开始强烈上隆，直到形成现代的青藏高原。

图2 5 4 塔里木盆地二叠纪以来的构造演化历史

因此我们在认识现代的盆山结构时，不能脱离历史，必须结合各个地区的演化历史，才有可能了解该地区盆山结构的形成过程，也才可能进一步了解岩石圈构造对盆山形成的控制作用。

255 区内岩石圈构造形成的动力学过程和机制的某些认识

本区岩石圈结构的演化过程和动力学机制是进一步认识现代盆山构造的形成和演化过程，也是当前不同方法之间争议最多的。在中国西部目前所见的盆山结构，反映在地形上具有鲜明的特点，同时在现代地壳和岩石圈结构上也有明显的特征。所以，目前所说的盆山构造实际是现代地壳和岩石圈结构构造状态的反映。其形成则是新生代以来地壳及岩石圈构造演化的结果，特别是上新世以来(5～8Ma)的构造演化。那么是什么样的机制，或者说，是岩石圈什么样的活动导致新生代时期形成了如此大规模的山系过去较多地归因于南侧印度板块的向北挤压。那么，第一，印度板块的向北挤压受何因素控制显然也和它下面的岩石圈运动有关，也必将影响到本区岩石圈的结构和运动;第二，印度板块向北挤压的应力到天山、祁连一带，影响还有多大是否应该考虑本区或是中亚地区岩石圈本身的结构和运动对本区盆山耦合的形成具有更为重要和直接的控制作用。这也是本专题在下阶段研究中应予以注意的问题。

从胥颐等(2001)所做的层析成像剖面来看(彩图1)，青藏高原岩石层在向北的运动过程中受到塔里木刚性地块的阻滞，同时也推动塔里木岩石圈向天山之下俯冲，在天山、准噶尔和塔里木之下都有明显的“层间插入”现象。

本区位于中亚地区东部，属于中亚构造域的一部分。对本区的构造演化一直认为主要是受南侧印度板块的挤压所致。目前也有许多资料对此进行了论证。但是从现在收集到的资料来看，除此之外，来自北方大陆的作用也是不可忽视的。古地磁资料和生物古地理的资料均表明可能存在某种形式和程度的北方块体向南运动。因此，这种从中生代以来的来自北侧的挤压是否存在，并导致大陆整体上的由北向南的运动，是我们今后工作中应该注意的。这里只提供几点供进一步研究:

(1)格-额断面中，在北山地区获得的资料表明，北山地区存在着一系列由北向南的推覆构造(图255)，研究也表明，这些推覆构造形成于晚印支-燕山期，也就是主要在侏罗纪—白垩纪的时期。表明这时在北山地区具有明显的由北向南的挤压应力。

(2)格-额断面中，祁连山北缘的宽滩山断裂被认为是青藏高原应力作用的北界。该断裂呈明显的南倾，北侧的地壳向南插入到祁连山之下。这种构造格局的出现，除了祁连山的向北推挤外，北侧陆壳的向南下插是不可忽视的原因，这也和北侧具有一定的向南推挤作用力有关。

(3)同样的构造面貌出现在北天山的北侧。沙-哈断面有关北天山山前断裂的反射资料揭示了北天山在表层向北推挤的同时，准噶尔的地壳具有一定的向南的俯冲(图256)。

图2 5 5 格尔木-额济纳旗地学断面所反映的北山地区的推覆构造

图256 北天山山前的反射地震剖面(据国家地震局资料)

其他有关的古地磁、地壳应力等方面的资料也表明对这种由北往南的推挤应力应予以必要的重视。

有关岩石圈拆沉作用的问题。赵俊猛等在讨论天山下面的上地幔低速层时，曾提出是由于两侧地壳向天山下俯冲时，下地壳在地幔顶部发生拆沉作用而产生。更早一些时候，也曾有学者提出塔里木板块向西昆仑下俯冲，发生拆沉，引起了西昆仑地区一系列新生代的火山喷发活动。在格-额断面中，也有学者提出了祁连山的形成和板块的俯冲而产生的拆沉有关。由此看来，“拆沉”的观点出现后，许多学者用以解释中国西部一系列山脉的形成并提出了许多见解。总体来看这一问题尚须通过较全面的地质、地球物理和地球化学的综合研究来进行深入的探索。

256 和青藏高原隆升有关的若干问题

从本专题在塔里木盆地南缘所测制的柯克亚新生代地层剖面来看，新生代沉积具有明显的旋回性。这是沉积作用的反映，但更说明控制这一时期沉积作用的构造活动具有明显的周期性。

从对科克亚剖面进行的剖面砾石统计，结果明显反映出:砾石成分主要是沉积岩类，包括砂页岩、碳酸盐岩和硅质岩，主要是晚古生代的沉积物。图257为本次所进行的砾石成分测量统计得到的成分分布直方图。

砾石成分的另一个特点是变质岩砾石、特别是片麻岩的砾石较少，而片麻岩砾石在各个点上都很少见到。从总的趋势来看，剖面由下而上砾石成分没有明显的变化，以沉积岩为主，很少有变质岩、特别是极少有片麻岩的砾石，反映了当时的物源区主要是由中新元古界和古生界的沉积岩系所组成，基底的变质岩系尚未大量出露于地表。这一状态和现代地质图上在和田及塔什库尔干附近出露大量古元古界变质岩系的面貌显然是不一致的。

本剖面所进行的砾石测量层位，地质年代大致相当于38～24Ma左右。由此我们得出如下的认识:在第四纪早期，西昆仑和铁克里克虽然已经开始上升，但还没有形成现代的面貌，或者说，尚未达到现代所具有的高度。也就是说，古老的基底岩系尚未大量出露，地表分布的还主要是中新元古界和古生界的沉积岩系，后者成为本剖面测量点第四系砾石的主要物源。直到24Ma以后，随着青藏高原的强烈上隆，西昆仑和铁克里克也急剧隆起，导致表层的沉积岩系被剥蚀殆尽，基底变质岩系广泛出露，才形成现代地表所见的面貌。由此可得出结论，西昆仑的隆起在2Ma以后。

图257 科克亚剖面第四系砾岩砾石组分统计结果

本剖面所测量的地层，相当于第四系下部，且均已受到一定的构造变动，地层发生倾斜，倾角一般在30°～60°左右，有时更大一些。其上为另一套近水平产出的浅灰色粗碎屑岩所覆盖，其间具有明显的角度不整合，代表了在两者的沉积之间曾发生过一次明显的构造运动。这次运动应相当于前人所称的西域运动(喜马拉雅运动第五幕)(新疆地矿局，1993;陈华慧，1994)，其发生的时间大致在15Ma以后。从前述的工作结果表明，也就是在这次运动以后，西昆仑才开始强烈隆升，并持续达到了目前所具有的高度和状态。

在一定地质条件下，矿床经受改造后，可以一部分或全部地改变为其他的矿床类型。其已知和可能的(从逻辑上分析)转化方式和结果有下列几种:

原生矿→砂矿，如锡、钨、金、金刚石等(图5-14)。

原生矿→氧化矿(风化壳型矿)，如铁、铜、锰的原生矿→铁帽。

石墨矿→无烟煤。

成矿系统论

能被转化为其他类型的矿产(矿床)需要有一定的条件，从已知实例看，有以下几种情况:

图5-14 云南山寨盆地砂锡矿成矿模式(据陈华慧等，1991)

1)矿产(元素或化合物)具有同质多像性质，如碳可生成煤、石墨、金刚石等，存在着转化为多种类型矿产的物质基础。

2)一些变价元素，如Fe，U，Mn等，因氧化还原条件的差异，可以形成多种矿物类型和矿物组合类型，因而存在矿床类型转化的可能。

3)一些化学元素具有可产在多种物理化学条件下的性质，即所谓“广谱性”、“广泛性”、“多种亲合力”等，因而可形成多种矿床类型，如铜、铁、金矿床等。有些矿种则缺乏“多种亲和力”，如铬铁矿，它只存在很少数的矿床成因类型，即原生岩浆型和次生残积或冲积砂矿型。

某矿床类型是否由另一类矿床转化而来，还是由分散物质逐步富集起来，这需要做周密的研究，如条件具备，有可能弄清其来龙去脉。参见下图5-15。

图5-15 矿床类型转变的不同情况

当原来矿床类型尚被部分保留而产出位置又毗邻新衍生的矿床类型时，则有可能查清它们之间的亲缘关系。

要着重指出的是，矿床类型的变化还有一种特殊情况，即原有矿床被后来的另一类矿床叠加时(叠加成矿作用)，原有的单一矿床类型转变为多种类型共存的多成因矿床，这种情况并不少见，详见第十章“成矿系统叠加与多成因矿床”。