彭州天然气电话号码_彭州市天然气价格一览表2023

1.沉积盆地演化

2.鄂尔多斯盆地

彭州市2023年中考分数线如下：

彭州市嘉祥外国语学校最低控制分数线：583分。彭州市宏德学校最低控制分数线：450分。

：彭州市嘉祥外国语学校

彭州市嘉祥外国语学校（原名为:成都嘉祥外国语学校北城分校），简称“彭州嘉祥“或“嘉祥北城分校”，位于彭州市濛阳镇，毗邻2400亩生态人居“中海外·北岛”，距成都市主城区20余分钟车程。

2014年7月，应彭州市政府引进教育邀请，投资兴建的一所的K12民办寄宿制学校。学校隶属四川嘉祥教育集团。截止2019年12月，学校校园占地100余亩，有全校教职工共230余人，名优教师占50%以上，共有2000余名在校学生。

截止2019年12月，有学校办公电脑300余台、学生机房电脑300多台（所有电脑均百兆接入校园网），教室61间、生物实验室4间、多媒体教室70余间、物理实验室4间、化学实验室4间、美术教室5间、舞蹈教室3间、音乐教室5间。

建有教学楼、实验楼、图书馆、嘉祥讲堂（大礼堂）、宿舍楼（住校生2000多人）、具有A级资质的食堂、标准田径运动场及各种球类运动场地。

办学六年，学校学生累计获奖3500余人次。截止2019年底，小六毕业生升入嘉祥及其他重点学校连续5年达95%以上；连续三届中考重点率均超过90%；首届高一、高二学子参加成都市统一摸底测试，一本率达100%。

彭州市嘉祥外国语学校连续六年被成都市教育局与彭州市教育局授予教育教学先进单位”、基础教育显著单位、“市级教学质量及综合评价一等奖”，学校被重庆大学等多所院校授予优秀生源基地，被优促会授予“教师专业发展科研基地实验学校”等。

学校重视艺体教育，先后获得“成都市艺术教育特色学校”、“成都市排球特色学校”、“成都市篮球特色学校”、“成都市羽毛球特色学校”等称号。

沉积盆地演化

氢是一种清洁能源，主要以化合物的形式存在水中，燃烧后生成水，不会产生任何污染物。氢能被称为人类的终极能源之一，是全球能源结构转型的重大战略方向，备受世界各国关注。国际氢能委员会预测，到2050年，氢能及氢技术将催生全球超过2.5万亿美元的市场，可为3000多万人提供就业机会。

为啥发展氢能？

应用广带动强 未来具有广阔市场空间

国际氢能委员会预测，到2050年，氢能可满足全球能源总需求的18%，相当于2015年氢能用量的10倍，成为全球未来战略能源的重要组成部分。为此，世界主要发达国家和地区已将氢能作为战略方向，提前谋划布局。

“氢能产业未来具有广阔的市场空间。氢能产业链条长、应用领域广、带动效应强，未来随着关键技术不断突破和提升，氢能产业有望爆发式增长。”市经信局相关负责人介绍道，成都目前已聚集氢能产业链企业及院所50余户，覆盖氢气制备、储运、加注和检测，燃料电池及整车（机）研发制造等主要环节。此外，成都氢能产业关键核心技术积淀较为深厚，部分技术处于国内领先水平，初步实现产业化突破。

“同时，四川是水电大省，目前丰水期富余水电可制备氢气约2.53亿吨，加之国家电力体制改革、能源供给侧改革及智慧能源等利好政策频出，未来水电解制氢市场前景相对较好。”该负责人分析道。同时，四川天然气资源储量富足，约占全国天然气资源总量的19%，且形成了“三纵三横”的管网格局，为天然气重整制氢提供了潜在的氢源保障。多渠道的氢源供给可满足成都氢能产业的发展。

发展方向是啥？

培育相关企业100户 重点开展关键技术协同攻关

此次印发的《规划》提出，到2023年，成都市将培育从事氢能相关业务企业100户，全市氢能产业力争实现主营业务收入超过500亿元，初步建立健全覆盖全市、辐射全省的氢能产业体系，提升产业核心竞争力及产业配套能力，建设全国知名的氢能产业高端装备制造基地。《规划》显示，成都将重点开展燃料电池电堆及动力系统、氢气储运与加注等关键技术协同攻关。

空间布局方面，成都将在龙泉驿区（成都经开区）、郫都区、新津县、新都区、高新区（西区）、彭州市、双流区、金堂县、邛崃市九个区域规划打造氢能产业功能区，包含五个专业制造产业园、一个氢能产业新城、一个绿色氢都，形成“五园一城一都”的氢能全产业链空间布局新格局。

四川是水电大省，目前丰水期富余水电可制备氢气约2.53亿吨。“发展氢能过程中，成都将推动形成跨区域产业协同。”市经信局相关负责人介绍，根据《规划》，成都将以成都平原为中心，建设省内客运、城际物流氢能交通系统，筹建“成都—绵阳”“成都—雅安—西昌—攀枝花”城际氢能线路，逐步形成规模化的城际氢能交通网等。

未来是啥样？

到2023年推广应用燃料电池 汽车 2000辆以上

氢燃料电池车是氢能重要的“消费者”。随着氢能技术的不断进步，氢燃料电池车走进百姓寻常生活的梦想正一步步变为现实。

去年6月，搭载东方电气自主研发的氢燃料电池发动机的首批10辆氢燃料电池公交车在成都市实现商业运行。今年4月，中国西部首条氢燃料电池自动化生产线在成都正式投产，该生产线前期产品主要用于新能源 汽车 。而此次印发的《规划》明确，到2023年全市在客车、物流车、环卫车、出租车、公务车、共享 汽车 等领域推广应用燃料电池 汽车 2000辆以上；建设燃料电池有轨电车示范线2条，示范线路总长30公里以上。

虽然氢燃料电池车产业被业界视为“没有天花板”的产业，但氢能产业的发展，氢燃料电池车只是一个部分。根据《规划》，成都市将燃料电池在无人机、分布式能源、船舶、各类电源等领域开展示范应用；建设覆盖全域成都的加氢站30座以上，形成以成都平原为中心，辐射全省的氢能综合交通网络；“氢生活”理念融入大众生活，将成都塑造成为全国氢能产业示范应用标杆城市。

鄂尔多斯盆地

昌都三叠纪沉积盆地具有较为特色的弧-盆体系格局（图2.6），不同类型的沉积盆地均是在陆壳基础上发育起来的（表6.1），经历了各种的拉张、挤压等动力学模式，充填了差别较大的沉积物。它们在三叠纪各阶段的发育程度也有差别。那么，这些差异是如何产生的?沉积盆地演化具体过程怎样?以下拟结合前面的章节按不同类型的沉积盆地从层序地层学、盆地沉积动力学与深部地质过程来阐明上述两个问题。

6.2.1 江达岛弧盆地演化

6.2.1.1 岛弧盆地构造演化

根据岛弧区的沉积相、岩相古地理、充填序列、事件沉积与构造、火山作用等综合分析，火山弧的演化可初步划分为三个阶段：第一阶段（T1），在元古界或古生界的界面上，形成一套河湖-滨湖相碎屑岩和潮坪相灰岩，并夹少量安山岩-流纹岩，开始弧演化的序幕；第二阶段（T2），俯冲作用导致弧内局部撕裂拉张，在江达-瓦拉寺一带形成深水凹地，发育一套深水斜坡-海底扇相浊积岩夹安山-流纹质火山岩；第三阶段（T3早期），火山弧演化达到顶峰阶段，弧内发育强烈的以玄武岩-安山岩-英安流纹岩为组合的钙碱性岩浆喷发及侵入活动，火山活动多呈中心式喷发，加多岭和哇曲等地是主要的喷发中心。在上三叠统洞卡组（T3dk）形成大量以爆发相为主的火山角砾岩、集块岩和熔岩堆积，远离喷发中心的凹地则有火山物质为主的浊积岩发育，如阿中等地。这一时期与火山活动有关的热水沉积和与中酸性岩浆侵入有关的铁铜成矿作用强烈，形成重要矿床。晚三叠世晚期，伴随弧火山熄灭，弧、盆演化也趋于尾声。

6.2.1.2 火山沉积充填演化

根据层序地层分析，结合构造-火山作用特点，将江达岛弧盆地的沉积充填演化划分为6个阶段。

（1）初期浅水陆架沉积阶段：相当于层序1（SQ1）与层序2（SQ2）的沉积。早三叠世印度期，金沙江洋向西俯冲消减，岛弧地区强烈隆升，在江达-阿中-莽岭一带发生了岛弧火山作用与构造的活化。与此同时，相对海平面快速下降，围绕岛弧生长的狭窄陆架大部分暴露，沉积一套与弧火山岩共生的风化残坡积物与河流相的砾岩、砂岩与泥岩沉积，期间曾发生次一级小的海平面变化，形成一些被浅水粗粒砂岩所包围的孤立碳酸盐浅滩，滩后为潟湖与洪泛平原沉积（图6.1A）。这一时期岛弧处于初始发育阶段，其中的英安质、流纹质火山岩占相当大的比例，安山质的火山岩不算多。在晚二叠世海平面基础上发展起来的初始岛弧的规模并不大，未能提供过多的火山-沉积物，推测岛弧的形态多半类似于低矮的一个一个的孤立小丘。这一阶段所反映的是相对低位、中等构造隆升、中等沉积物注入与弱的火山活动相互作用的过程。

（2）碳酸盐台地形成阶段：相当于层序3（SQ3）和层序4（SQ4）的沉积。这一时期总的特征是相对海平面总的呈现上升趋势。伴随着陆源物质的减少，钙质成分增加，早先形成的孤立碳酸盐浅滩反复地向上加积和进积，促使浅滩向凹地较深水处推进。很明显，台地边缘浅滩是围绕岛弧两翼的相对高地生长的。随着时间的推移和可容空间的允许，构筑成狭窄的碳酸盐台地，并向着岛弧的高处发生超覆。到后来，在相对海平面稳定上升与同沉积断裂的同步作用下，台地加积变得越来越厚，愈来愈陡，并发生破坏。一些来自台地浅滩的由各种浅水角砾构成的钙质角砾岩被碎屑流推运到较深水环境中，堆积下来成为斜坡碎石堆（图6.1B）。同时，发生在斜坡背景的其他沉积响应还有少量安山质火山岩、安山质浊积岩与薄层放射虫硅质岩。这一阶段是相对高位、同沉积断裂、很低的沉积物注入和微弱的火山活动相互作用的表现。

图6.1 岛弧区海平面变化、沉积物补给与构造-火山作用相互关系

（3）火山-陆源海底扇发育阶段：相当于层序5（SQ5）和层序6（SQ6）的沉积。中三叠世拉丁期，构造与火山活动增强。岛弧的长高和增大，提供了大量的火山沉积物。与此同时，碳酸盐台地因火山-沉积物的快速注入而中断。在隆凹相间的弧区，差异沉降与拉张也在此时期内发生，使得低凹处有充足的可容纳空间，来堆放快速海平面下降而产生的巨厚火山源、陆源与少量的内源浊积岩（图6.1C）。某些灰岩角砾暗示着深切谷切割到了前期围绕岛弧四周的碳酸盐台地。高的陆源碎屑、碳酸盐物质、火山碎屑导致水道-叶状体的浊积扇沉积和斜坡碎屑流沉积与重力崩塌角砾岩的形成。与发育的海底扇沉积共生的还有较多安山质熔岩与放射虫硅质岩。海底扇环境中产营深水生活的菊石类、骨针类与薄壳双壳、腕足化石和营浅水生活的厚壳双壳类、腕足类、珊瑚类化石以及植物化石。

（4）火山-陆屑陆架推进阶段：相当于层序7（SQ7）和一部分层序8（SQ8）的沉积。晚三叠世卡尼期，江达岛弧火山活动达到最高峰，此后弧火山作用未能继续。洋壳残片、混杂岩、磨拉石相的出现与主峰期弧火山以及S型花岗岩的侵位等都说明有弧与陆之间的碰撞造山，强烈的隆升使这一时期河流纵横，并深切陆棚（图6.1D）。海平面到达最低位，大部分凹地均被充足的火山-沉积物充填。另外，同一时间内在阿中陆缘弧的凹地仍可见到深水环境的沉积，主要表现为陆源与火山源的浊积岩及其重力流沉积（图3.15与图3.16）。末期，不再活动的残留岛弧被剥蚀与夷平，所提供的火山质外生碎屑构成河湖相砾岩、砂岩和泥岩的组分。

（5）碳酸盐缓坡阶段：相当于层序8（SQ8）的大部分沉积。诺利早期，幕式的弧火山活动最终停止，碰撞后的构造挤压应力的松弛与全球海平面上升，导致碳酸盐缓坡上超在填平补齐后的碎屑陆架上（图6.1E）。该时期的海侵是昌都地区（包括岛弧区）规模最大的一次。在整个区域内均可以见到缓坡碳酸盐向东西两侧的高地或古陆发生上超和超覆。

（6）碎屑陆架至三角洲推进阶段：相当于层序9（SQ9）和层序10（SQ10）的沉积。自诺利晚期之后，相对海平面下降，硅质碎屑大量堆积下来，形成反复向上变深与变浅的滨浅海环境的砂岩、泥岩夹煤层、煤线。侏罗纪时，随着可容纳空间愈来愈小，与河流回春与侵蚀作用的增强，粗粒的沉积物或紫红色磨拉石沉积堆积下来。沉积盆地的性质也由此发生转变，进入到前陆盆地的发展过程。

6.2.1.3 构造沉降分析

为了阐明盆地演化的动力学过程，有必要进行沉降史分析。本书采用广泛使用的“反剥法”来描述盆地沉降过程。由于获得的资料尚不完善，只能进行粗略的分析。公式为：

昌都盆地三叠纪层序地层与沉积演化

式中：Dr为构造沉降幅度；S为经压实校正的地层厚度；Wd为古水深；ΔSL指相对于现今水位的古海平面升降值；ρm为地幔密度，取ρm=3.33g/cm3；ρw为海水密度，取 ρw=1.03g/cm3；ρs为该段时间沉积层系的平均密度，取ρs=2.33g/cm3；Ф为基底对负载的响应函数，选用Airy补偿系数，考虑到构造-火山作用的影响，取Ф=0.6。

鉴于缺乏孔隙度-深度曲线资料，此处略去压实校正；又因为研究目的是大致恢复构造沉降趋势，也省略了海平面升降因素。由此把上面的“反剥法”公式简化为：

昌都盆地三叠纪层序地层与沉积演化

式中S*为某时间段的地层厚度。

根据上述方法，初步恢复了江达岛弧盆地斜坡背景的构造沉降曲线（图6.2）。在斜坡背景下，以普水桥组为基底的构造沉降曲线主要反映出：盆地在晚二叠世末至早三叠世印度期（250Ma）曾发生过一次明显的抬升，在早三叠世奥伦尼克期至中三叠世拉丁期出现过一次沉降。中、晚三叠世之间，发生过一次强烈抬升（235 Ma）；随后又出现沉降，自诺利期后呈现出相对稳定的沉降。这从水深曲线上也可看出，构造抬升强烈时，水体深度明显变浅。另外，扣除火山岩的基底沉降曲线在晚三叠世卡尼期之前与构造沉降曲线相似，但在其后则未能表现出与构造沉降曲线相应的变化。如果考虑到火山岩厚度的变化值及其相应的沉积负载，那么基底沉降曲线在中、晚三叠世之间的拐点会很明显；并且在拐点之前的基底沉降斜率陡、沉降快，在拐点之后的斜率缓，沉积相对稳定而缓慢。

图6.2 江达岛弧区构造沉降曲线

（1）晚二叠世末至早三叠世印度期的抬升，使海平面下降快，沉积一套以普水桥组为代表的河湖-滨浅海地层，厚611 m，时间跨度为250～243Ma，时限约为7Ma，净沉积速率值（净沉积速率概念，见许效松等，1997）为87m/Ma。反映了粗碎屑沉积与弧火山岩堆积较快的过程，在局部地方可见到界面上风化残坡积物。

（2）早三叠世奥伦尼克期至中三叠世拉丁期的沉降，使水体持续加深，这是由构造的快速沉降所导致的。弧火山岩的厚度不断地增加，反映出火山活动逐渐增强，毫无疑问火山岩的沉积负载所发生的均衡沉降也对构造沉降做了一部分贡献。此时期的地层为连续沉积，自下而上分别为区侠弄组、色容寺组和瓦拉寺组。根据区侠弄剖面估计三者的厚度之和为3052 m。经历的时间从243Ma到235Ma，时限约8Ma，净沉积速率为382m/Ma。其中早三叠世奥伦尼克期的区侠弄组与中三叠世安尼期的色容寺组为碳酸盐沉积，拉丁期的瓦拉寺组为碎屑岩与岛弧安山质火山岩不等厚互层。这里可以看到，早些时候的沉降引起灰岩的发育，晚些时候的弧火山活动提供了较充足的火山沉积物，尤其是厚达2209m的瓦拉寺组表现得最为显著。推测的构造沉降、水体加深与高的净沉积速率相互关系反映了活动岛弧区的构造、沉积作用特点。

（3）中三叠世末期至晚三叠世卡尼早期的抬升使得岛弧区的陆架大部分暴露，河流回春与侵蚀作用发育，并深切陆棚，沉积一套以东独组为代表的紫红色河湖相夹少量滨海相的砾岩、砂岩与泥岩沉积，最厚868 m。时限为3～4 Ma。净沉积速率为217～289m/Ma。

（4）晚三叠世卡尼中晚期的沉降发生于231～223Ma期间，时限约8Ma，自下而上沉积巨厚的碳酸盐岩序列与弧火山岩组合序列，对应的地层分别为公也弄组和洞卡组。这两个序列的厚度共约4298 m。净沉积速度为537m/Ma，如果扣除火山岩，则净沉积速率约165m/Ma。这一时期火山岩厚度曲线的拐点（图6.2）代表弧火山活动达到最高峰。

（5）晚三叠世诺利期后的沉降发生于223～208Ma期间，时限约15Ma。自下而上分别沉积着波里拉组灰岩、阿堵拉组碎屑岩与夺盖拉组碎屑岩，三者的最大厚度之和为2023 m。净沉积速率为134m/Ma。这一时期内的构造沉降相对来说较为稳定。其充填序列表现为先加深后变浅的沉积层序，但总体上看，均为较浅水的沉积。

从上述可以看出，岛弧区具有构造沉降频繁变化与高的净沉积速率特征，这是被动边缘所不及的。

6.2.1.4 深部地质过程与盆地形成

在现有的深部地球物理资料比较缺乏的情况下，这里主要基于岩浆岩，特别是蛇绿岩套与岛弧-大陆边缘火山岩的研究来反演昌都地区的深部地质与板块构造过程，发挥岩浆岩作为深部“探针”的作用（莫宣学等，1993）。

6.2.1.4.1 古板块的运动速率

根据Sugisaki（1976）提出的火山岩K2O、Na2O、Q值与板块扩张或闭合速率之间的相关性图解，进行古大洋扩张俯冲速率的估算（表6.2，表6.3）。计算结果表明金沙江洋的平均扩张速率为0.90cm/a，澜沧江洋为0.67cm/a，车所弧后盆地为1.1cm/a。与大西洋的扩张速率0.95～2.25cm/a相比（10个数据的平均值为1.66cm/a），昌都地区的洋盆扩张速率较小，与大西洋最低的扩张速率一致。洋盆的平均闭合速率分别为：金沙江5.88cm/a，澜沧江5.25cm/a。看来昌都地区两个洋的闭合速率较接近，并类似于伊朗（4.3cm/a）与南安第斯（5.2cm/a）。

表6.2 估算的大洋扩张速率与洋盆宽度

6.2.1.4.2 古大洋宽度与板块闭合宽度

由表6.2和表6.3可知，有了扩张（注意为半扩张速率）和闭合速率，那么洋盆宽度主要取决于时间跨度。从表中看来，金沙江洋最宽，达1836 km；澜沧江洋约为996 km；最小者为车所弧后盆地，约99 km。当大洋发生俯冲时，洋盆消减至闭合。比照现代板块活动，俯冲作用发生时，洋中脊的扩张仍在进行。由此估算出板块纯闭合宽度分别为金沙江2040 km与澜沧江1056 km。显而易见两个洋盆在俯冲时，除洋盆已完全闭合外，还应分别有约204 km与60 km的地壳缩短。这与该区俯冲碰撞时地壳增厚效应相一致。

表6.3 估算的古板块消减速率与闭合宽度

莫宣学等（1993）根据整个三江地区估算的洋盆宽度与三江地区及邻区古地磁数据进行了对比研究，表明根据火山岩所作出的反演结果是符合古地磁数据所获得的结论的，这样古地磁数据反过来又验证了估算的合理性。

6.2.1.4.3 估算的地壳厚度与地壳压缩率

根据Condie（1982）所提出的经验公式估算了昌都地区的地壳厚度（表6.4）。由表

表6.4 估算的俯冲深度及地壳厚度

可知，靠金沙江侧岛弧带的江达、阿中弧的地壳厚度分别为33.7 km与42.5 km；位于昌都微陆块腹地或靠澜沧江侧的妥坝、角龙桥等地的地壳厚度分别为38.1 km及大于30.0 km。看来它们大致相同。昌都地区三叠纪俯冲时的地壳厚度与世界其他地区的地壳厚度相比，是相当厚的，与现今的平均地壳厚度相当。为什么三江地区现在的地壳厚度（约60～65 km）如此之大呢?如果考虑到除三叠纪俯冲碰撞外的陆内会聚作用作，那么地壳增厚的主要贡献者可能是大碰撞、大推覆作用。其同步的效应是地壳缩短了，正如前面所估算的纯闭合宽度大于洋盆宽度所获得的地壳缩短信息一样。从图2.5可知，昌都地区现今的地壳厚度变化值为63～65 km，取其平均值为64 km；取三叠纪俯冲时估算地壳厚度的平均值为38 km。这样，可知三叠纪的碰撞使地壳缩短的平均压缩率为68%。而各地点的情况则不同，江达压缩率为90%，阿中为51%，妥坝为68%。如果考虑到现今江达火山弧距海沟的最大距离为65 km，车所-生达弧后盆地宽度为50 km，阿中弧离海沟的最大距离为70 km，则分别按各地点的压缩率估算值，推算各地点在俯冲过程中于昌都微陆块边缘的增生宽度的恢复宽度分为江达123.5 km、阿中105.7 km、车所-生达盆地84 km（压缩率按平均68%估算）。如果将车所-生达弧后盆地的东西向恢复宽度与表6.2中所估算的车所弧后拉张宽度（99 km）对比一下，可以看到二者近乎相同，这种互相印证也反映了估算的合理性。

6.2.1.4.4 俯冲深度与倾角

估算的板块俯冲深度见表6.4，由表可知金沙江洋壳板块俯冲深度在江达与阿中等地分别为162.0 km与204.8 km。由上述所估算的增生宽度值，可分别估算出俯冲角度。据此得到江达的俯冲角度为53°，阿中为63°。值得指出的是，所估算的俯冲角度代表了最终洋壳消亡时的角度。与根据ΔT磁场剖面（图2.3）进行的定量计算所获得的金沙江断裂带倾角较大的结果相吻合（侯立伟等，1994）。

6.2.1.4.5 盆地形成

现有的地球物理资料和据火山岩所反演的深部地质过程表明，昌都地区的三叠纪沉积盆地均发育在厚的地壳之上（平均为38 km）。江达岛弧盆地和生达弧后盆地的火山岩源区成分中高含量的地壳组分（40%～60%）便是一个佐证。地壳的较大程度的缩短与增厚的沉积响应是火山强烈的喷发与被剥蚀和其他老地层的出露与剥蚀所带来的充足的火山-沉积物。地壳的增生引起盆地宽度变大，同时地壳均衡与热耗散又使盆地发生沉降。所估算的俯冲角度最终突然变陡，表明弧火山活动的终结，同时角度变陡有利于弧后盆地的扩张和发育。这从另一侧面表明了生达弧后盆地在晚三叠世诺利期以后的重力流发育与拉张火山岩的存在，盆地水体加深等现象可能是俯冲角度变陡的响应；而岛弧盆地在诺利期后，水体急剧变浅，陆源碎屑大增。上述结果粗略说明浅部地质（包括盆地沉积）过程应是深部地质的表现和反映。

6.2.2 生达残留弧后盆地演化

该盆地紧邻江达-阿中-莽岭火山弧西侧展布，现今被早第三纪走滑拉分盆地叠加。在面达—生达一带上三叠统菜俊卡组和巴马组发育一套深水浊积岩；在长青可、车所等地见有同期的橄榄玄武岩与枕状玄武岩，另向南在同一带上的车台、哇坝、阿旺等地有印支期辉长辉绿岩侵入；基性火山岩稀土与微量元素特征与江达岛弧钙碱性系列火山岩明显不同（图5.5与5.6），显示与板内碱性玄武岩一致。上述特征表明火山-沉积物是弧后拉张的产物。这一盆地发育时间与东侧的江达火山弧具有同步性，盆地规模也有限（表6.2），它是被造山作用圈闭的残留弧后盆地，与黑海是白垩纪残余弧后盆地一样（Hsu，1977、1993）。该盆地主要发育晚三叠世地层。下面在盆地层序地层分析的基础上阐述其火山沉积演化。

根据层序类型、体系域演化与沉积体系纵横向演变，结合构造-火山作用特点分析，将晚三叠世生达残留弧后盆地充填演化初步划分为5个阶段。

（1）陆源浊积扇初始发育阶段（图6.3A）：相当于SQ1的LST沉积，这一时期全区范围内处于相对低位期，同时靠弧侧的俯冲碰撞发生造山作用与弧火山作用（图5.4），具复杂构造-火山地形的岛弧火山作用提供了丰富的陆源与火山源的碎屑物质，以浊流和碎屑流方式通过火山沉积碎屑陆架，沿着海底峡谷搬运到处于初始拉张沉降的弧后区，形成纵向上反复叠置的海底扇浊积砂体（图5.5），反映了供给与充填极快的过程。靠陆侧深切河谷布满碎屑陆架，充填了河湖相砾、砂与泥沉积（图5.6）。

图6.3 生达弧后盆地演化序列

（2）内源浊积扇充填阶段（图6.3B）：相当于SQ1的TST沉积，研究区相对稳定的构造与火山作用的短暂停止、很低的沉积物注入有利于环岛弧分布的狭窄的镶边碳酸盐台地快速成长、变陡与破坏，产生台缘斜坡重力流与钙质浊积岩。靠陆侧充填陆架-滨岸相碎屑岩（图5.6）。在盆地中央处由于强烈的拉张使弧后区产生了碱性系列玄武岩和橄榄玄武岩，与之共生的是盆地相钙质板岩、硅质岩和少量浊积砂。

（3）海底扇充填阶段（图6.3C）：相当于SQ1的HST沉积，此时隆升着的主峰期岛弧火山强烈喷发，源自弧区火山沉积物的供给与陆源物质的剧增以及快速进积，导致碳酸盐台地发育中断，并再次发育各种重力流沉积，纵向上构成多个海底扇叠置序列。晚期，原来斜坡带的地方由于碎屑陆架的推进而逐渐填积与变浅了，同时在陆侧向上变浅到浪控三角洲沉积（图5.6）。

（4）碳酸盐台地阶段（图6.3D）：相当于SQ2沉积。没有了火山活动、很低的沉积物注入与区域海平面的快速上升，再次朝着有利于碳酸盐沉积的方向进行。在承袭了原先沉积地形的浅水陆架基础上，在靠岛弧侧和靠克拉通侧分别沉积着碳酸盐台地或缓坡（图5.6）。推测这一时期碳酸盐沉积可能是弧火山活动熄灭与海平面上升的响应。

（5）碎屑陆架发育阶段（图6.3E）：相当于SQ3沉积，诺利晚期到瑞替期，随着区域海平面的下降，陆源物质快速注入，碳酸盐发育又一次被中断并消亡，在台地基础上建筑的碎屑陆架向弧后区推进与扩大。这一时期仅在局部地区发育着与拉张背景相匹配的深水斜坡相浊积砂体（图5.6）和盆地相。值得一提的是，侏罗纪以后，一套典型的代表着温暖潮湿与干燥气候的紫红色砂、泥岩沉积假整合覆盖着全区，海水自北自西退出，结束了残留弧后盆地的发展。

从以上盆地演化阶段可以看出，其沉积史经过了早先的拉张加深过程的重力流和浊积堆积夹火山岩层和晚期的大量碎屑岩充填变浅过程。具有活动弧后盆地的双层充填序列的结构、火山堆积和双向物源性的特点。

6.2.3 昌都-类乌齐克拉通盆地演化

根据构造、沉积相、沉积事件与层序地层研究将晚三叠世盆地演化初步划分为3个演化阶段。

（1）河湖、三角洲发育阶段：相当于层序1（SQ1）沉积。晚三叠世卡尼期，东侧的造山作用导致昌都微陆块快速隆升，相对海平面迅速下降至陆棚坡折之下，暴露的陆架上发生河流侵蚀作用，广泛堆积河湖与三角洲相砾岩、砂岩与泥岩。局部地方充填滨浅海碎屑岩。

（2）碳酸盐缓坡发育阶段：相当于层序2（SQ2）的沉积。诺利早期，整个昌都地区均发育着碳酸盐缓坡，缓坡向着西侧的类乌齐古陆超覆。与前述江达岛弧盆地第5阶段具有类似的特征，此处从略。

（3）碎屑陆架至三角洲推进阶段：相当于层序3（SQ3）和层序4（SQ4）的沉积。诺利晚期以来，随着相对海平面的下降，陆源碎屑物在滨浅海环境中大量堆积下来，形成一大套单调的向上变浅的砂岩、泥（页）岩夹煤层与煤线沉积。侏罗纪时，陆相与滨浅海相的磨拉石相砾岩、砂岩与泥岩夹少量灰岩沉积最终使盆地被充填变浅，进入前陆盆地发展时期。

从上述沉积演化可以看出，昌都-类乌齐克拉通盆地总体上是一套浅水沉积物，反映了稳定构造沉降与海平面变化的相互作用过程。

6.2.4 层序地层与盆山转换耦合关系

如前所述，弧-盆体系中的层序地层形成的主要控制因素是构造-火山、沉积物源与海平面变化。反过来，通过层序地层的研究，可以识别出构造性质变化的界面，进而阐明盆地性质及其盆山转换过程。事实上，层序界面的类型及其成因代表了沉积盆地演替及其造山作用过程（许效松等，1994；李兴振等，1995）。下面根据层序地层、构造-地层标识与地质事件等综合分析，以江达岛弧为例来说明层序地层与盆山转换的耦合过程。

层序1（SQ1）为Ⅰ类层序，其底界面为Ⅰ类层序界面，该界面上的低水位体系域为紫红色风化残坡积的粗粒碎屑物和河流相砾岩、砂岩与泥岩夹英安质火山岩，后者为深切谷堆积。这些沉积物是相对海平面的快速下降、陆架暴露与地壳抬升（风化物）的响应，结合俯冲事件，对初始弧（T1p开始）火山事件与区域可对比的角度不整合界面等方面进行分析发现，层序1的Ⅰ类界面无疑反映盆地性质发生了转变，从古生代的被动边缘盆地变成此时的岛弧盆地，同时也说明了俯冲作用的开始。

层序7与8（SQ7与SQ8）为Ⅰ类层序，层序7的Ⅰ类界面与区域可对比的假整合或角度不整合面重叠，界面上堆积一大套单调的紫红色河湖相砾岩、砂岩与泥岩；界面下为深水海底扇至斜坡相粗粒碎屑岩夹灰岩、火山岩。该界面是岩性、岩相的突变面，沉积相向盆地方向迁移很明显，反映出相对海平面下降极快速的过程，表明构造应力状态发生了大的变化。层序8的Ⅰ类界面上发育一套厚度约3000 m的钙碱性系列弧火山岩组合，它代表弧火活动达到了高潮，也是区内最重要的一次火山事件。这次高峰期火山作用的到来与蛇绿岩的冷侵位以及S型花岗岩的出现等表明了金沙江古大洋的消亡及弧-陆碰撞的结束（潘桂棠等，1997），尔后弧火山活动停止。因此，这两个层序的Ⅰ类层序界面是对碰撞造山作用的响应。对应的沉积盆地性质发生变化，由岛弧盆地成为滞后型岛弧盆地。

层序2、3、4与层序5、6等及其底界面成因类型分别指示了差异沉降（同沉积断裂）与拉张等动力学过程（图5.2，图5.3，图5.13，表5.1），盆地性质未发生根本变化，仍为弧内盆地。

此外，层序9与10的底界面为Ⅱ类层序界面，这类界面的上、下为连续沉积，无岩性、岩相的突变与河流回春作用，是构造趋于相对稳定的表现。滞后型弧内盆地逐渐向前陆盆地转化，盆地的水体愈来愈浅，至侏罗纪中期末以后，一套紫红色磨拉石沉积显示滞后型弧盆向前陆盆地演化。

1.石炭—二叠系煤层

鄂尔多斯盆地晚古生代煤层主要分布于石炭系太原组及二叠系山西组。煤层总厚以北厚南薄为特征。西北部乌海及东北部府谷煤层累计厚度达20～35 m，柳林—神木一带厚度在10～20 m，而南部铜川等地煤层总厚度仅5 m左右（图3-7）。

太原组各煤岩系形成于广阔的滨海平原区，在成煤过程中形成了广覆型富煤区。但是，由于各处古构造、古环境及同沉积构造的差异，导致了各地煤层富集程度的差别（表3-13）。盆地内石炭系太原组含煤层数较少，煤层厚度薄。该组共含煤5～12层，可采煤最大累厚度达36.50 m，含煤系数平均17.51%，最高达38.20%，其中仅10号煤（陕西俗称“丈八煤”），是全区分布最稳定的主采煤层。

图3-6 柴达木盆地及祁连地区侏罗系煤层等厚线图

图3-7 鄂尔多斯盆地石炭—二叠系煤层等厚线图

10号煤层产于第二岩性段I旋回的上部，在北部府谷、保德一带厚0～20 m。在平面上10号煤层常与同期砂体过渡，被分为2～3个分层。由于砂体的影响，厚度变化较大。保德以南至宜川—富县以北的中部区，含煤3～5层，一般可采煤1层，最厚12 m左右，含煤系数平均为10.35%，最厚15 m。吴堡矿区以南至韩城一带的广大地区，该煤层分布连续，厚度变化较小，含煤3～7层，一般厚度为4～8 m，最大12.42 m，含煤系数平均为7.0%，多以单层产出，局部有分叉现象（图3-8）。在盆地南缘地区，10号煤层厚度变化较大，其中澄合矿区厚度为0～4.05 m，并常有大面积缺失。蒲白矿区至铜川一带，煤层分布基本稳定，但厚度变化亦大，一般厚1～3 m，个别地段可达20.73 m，常有变薄、尖灭的现象，且厚度变化受沉积时基底古地形和同沉积坳陷作用的控制明显，在古地形低凹处和同沉积作用较强的地段煤层沉积厚度大，在古地形凸起处和相对隆起处煤层变薄甚至尖灭。

表3-13 鄂尔多斯盆地太原组含煤情况一览表

图3-8 鄂尔多斯盆地吴堡地区太原组10煤层分叉现象

从表3-13可以看出，北部含煤性最好，是煤层的富煤区。由北向南，由东向西有逐渐变差的趋势。区内大约在东经108°30′以东，是太原组可采煤层的分布区。富煤区则分布在铜川—延安—靖边以东的广大地区，以西为薄煤区。由东向西随着逐渐靠近108°线的中央隆起区，煤层层数减少，煤层发生变薄或尖灭。

鄂尔多斯盆地下二叠统山西组煤层主要发育于盆地的西缘、北部及东部，含煤2～5层，其中4号煤为主要可采煤层。在乌海至横山堡一带煤层累计厚度一般大于12 m，含煤系数在8.1%～10.4%；陕西北部地区累计煤层厚度可达10 m，其中府谷地区厚0～13.13 m，吴堡一带一般厚1.6～5 m，含煤系数在1.8%～38.2%；河东煤田一般为6 m左右，其中北部煤厚度可达16 m，含煤系数5.6～32.3%；南部韩城一带厚0.18～9.25 m，一般厚1～5 m，含煤系数在0～17.3%（表3-14）。煤层厚度变化总体上表现为，东西向中间薄两侧厚，南北向南部薄北部厚。由韩城矿区中部向西至铜川逐渐变薄至不可采甚至尖灭，为零星分布的薄透镜体，其余均为局部可采煤层，大部分地区为透镜状或煤线，大致在榆林—延川—合阳一线以西本组煤层基本没有发育；在南缘的渭北地区，由合阳至铜川一带，仍有零星分布的透镜状薄煤或煤线，一般不可采。

表3-14 鄂尔多斯盆地下二叠统山西组含煤情况

2.三叠系瓦窑堡组煤层

上三叠统延长组、瓦窑堡组煤层仅在子长、志丹及洛川为中心的小范围地区含煤。含煤最多可达32层，其中Ⅴ号煤为主要可采煤层。Ⅰ～Ⅳ号煤层厚度多在0.5 m以下，一般不可采，仅在局部地段可达0.6～0.8 m，极个别点厚度达1 m左右，其他煤层均为0.1～0.3 m左右的煤线。总含煤系数0.2%～1.9%。V号煤层发育在第4岩性段顶部，紧靠第5段之底油页岩层之下，一般为单层产出，有时分叉为两层。在第4段保存完整的地区，V号煤层均有分布，其厚度为0.2～2.95 m，呈层状，为复杂或较复杂结构的煤层，含夹矸2～4层。分布连续的富煤区在子长—安塞间，其外为断续分布的小面积可采区，煤层厚度及含煤系数均由富煤中心向四周逐渐变小（图3-9）。

3.侏罗系延安组煤层

下、中侏罗统延安组是本盆地主要含煤地层，该组煤层层数多，总厚度大。盆地北部的杭锦旗、乌审及东胜的地区煤层总厚度一般为10～30 m，盆地西部马家滩、盐池至环县及华亭地区煤层厚度多大于20 m，往南及往东煤层层数减少，厚度逐渐变薄。黄陵、延长至神木一线煤层尖灭（图3-10）。各区含煤特征如下。

在陕北侏罗纪煤田含煤多达27层，主可采煤层为3号、4号、8号和9号，局部可采煤层如2号、5号、7号煤层，1号和6号煤为零星可采煤层（表3-15）。各煤层基本产于4个岩性段的中部，每个煤层分别位于各段中级旋回的顶部（图3-11）。煤层厚度、间距、结构及稳定性以第3段含煤性为最好，含煤系数7.37%～12.7%，其次是第1段，含煤系数5%～8%。全组总含煤系数0.2%～0.9%，由东南边缘向北西含煤系数逐渐增加。

侏罗系3号煤层是陕北侏罗纪煤田最发育的煤层，分布广，连续性好，厚度大而稳定，一般厚3～5 m，最厚达12 m之多。由东北端的府谷至西部定边，整个煤田几乎都有3号煤层分布，尤以榆林、神木地区发育好，其可采面积约2万 km2。富煤带呈北东向带状分布，厚度中心位于榆溪河上游及榆溪河—秃尾河之间。煤层厚度变化的总趋势由东南向北西逐渐增厚。由于成煤后直罗组河道的强烈冲刷，沿秃尾河形成一个北西向的薄煤区或缺失区，使3号煤的连续性遭到破坏。延边以西至安边一带是煤层的变薄区，厚1～3 m。定边一带仍是3号煤的稳定分布区，厚3～5 m左右。

图3-9 鄂尔多斯盆地三叠系瓦窑堡组煤厚等值线及可采煤层系数等值线图

南部黄陇侏罗纪煤田中，3号煤基本没有发育，仅在彬长矿区的局部地段见有透镜状薄煤或煤线。

4号煤层：产于第3岩性段旋回的上部，主要分布于陕北侏罗纪煤田的东北段榆林以北的地区，亦是榆、神、府地区的主要可采煤层。榆林附近及其以南的地区多不可采。可采区内为厚度稳定、连续性好的中厚煤层，一般厚1.3～3.5 m，最厚达5.19 m。总的分布特点是由东南边缘向北西逐渐增厚，厚度中心位于红碱淖一带，呈北东向分布。该煤层在定边地区为局部可采煤层，在黄陇煤田一般没有发育，仅在彬长矿区可见零星分布的透镜状煤层。

图3-10 鄂尔多斯盆地侏罗系煤厚分布图

8号煤层：产于第1岩性段Ⅰ旋回之顶部，宝塔山砂岩K标志层之上，与其下9号煤为同一煤组的两个分层，二者常有分叉合并现象，是延安组中分布最广的煤层之一，在陕北侏罗纪煤田中主要分布在榆溪河东北部和定边一带，其间为薄煤区或煤线，总的分布趋势是由西南的榆溪河向东北逐渐增厚，厚度中心位于秃尾河上游红碱淖一带，厚0.83～6.60 m。在黄陇侏罗纪煤田中该煤层为惟一主可采煤层，分布稳定、厚度大。主要分布在店头、焦坪、彬长及阡陇几个成煤盆地中，为该区的主要工业煤层，厚0～34 m，一般厚2～8 m。在盆地中由边缘向中心逐渐增厚，由于该煤田中古隆起、同期河道及后期河道发育，往往破坏了该煤层的连续性，形成一个孤立的煤盆地，或在盆地中形成几个富煤带。

9号煤层：可采区主要分布在陕北侏罗纪煤田中，其展布和变化特点与8 号煤相似，亦是神府地区的主采煤层。在黄陇煤田中，局部地段仅是8号煤的一个分层，大部分地区没有发育。

图3-11 鄂尔多斯盆地安口矿区侏罗系主采煤层煤岩柱状图

甘肃华亭矿区5个煤层组含煤7层，主可采煤层为5号煤层，其平均厚度为46.51 m，局部可采煤层如2～2号煤层、2～3号煤层、3号煤层及4号煤层（表3-15），含煤系数5%。

宁夏汝箕沟矿区含煤地层共含煤11层，可采及局部可采者7层。可采煤层总厚度为22.95～45.38 m。5～2煤层为主要可采层、4～2煤次之，余为局部可采煤层。煤层结构多为复杂型，煤层间距变化大，为7～53 m之间。煤层总厚在达峰沟最大达34.02 m，至卫东和大岭井田减薄至22.95～24.63 m，含煤系数为9%～13%，至立新井田煤系减薄为160 m，煤层分叉，厚度减薄到20.63 m，至北段和南段煤系厚仅30 m，煤层总厚度只有2.3～2.9 m，下部煤层已逐渐尖灭（表3-15）。

表3-15 鄂尔多斯盆地侏罗系煤层情况一览表

从上述各主要煤层厚煤带分布的特点可以看出：盆地西北地区煤层厚度相对较大、含煤性较好；盆地南部、东部含煤性变差，煤系厚度逐渐变小，煤层层数减少，厚度变薄；大理河以南，葫芦河以北，吴旗以东地区无煤沉积。