今天养殖艺技术网的小编给各位分享瑞丽地区地层类型特征是什么的养殖知识，其中也会对云南地区与邻区新生界含油气性对比(云南地域优势)进行专业解释，如果能碰巧解决你现在面临的问题，别忘了关注本站，现在我们开始吧！
云南地区与邻区新生界含油气性对比
显然，这一部分是第一章的总结和篇末点题之处。
（一）不同地区的相似性
1.大致相同的构造格局
作为特提斯构造域的组成部分，本书所涉及的云南地区、西藏高原东部、中南半岛北部三区之间有相同的构造格局，甚至自印度板块向外，各构造带都可在三地区中找到对应的部分。不仅有新生代强烈挤压和造山形成的变形带，也有古老断块挟持于其中。两种不同性质的地质体并存于一个狭窄地带中，又在机制相同的挤压应力场**同受到统一的改造，这是本区有别于其他地区的突出特点。
2.大致相同的地质演化历程
三个地区之间构造演化阶段的划分基本相同，历史经历的同步导致沉积盆地发展及各阶段沉积性质的可对比性。最明显的是有大致相同的深湖和沼泽相的发育时期。对油气地质来说，这意味着有几套时代大致相当的生烃岩系和重要的生储盖组合。从区域上看，渐新统到下中新统是首要的勘探目的层。
3.晚新生代构造改造强烈
这是一把“**剑”。作为建设性的一面，在其强烈沉降带形成了相应的生储盖组合；在其整体分布区，保护了下伏地层并促进了其中有机质的热演化。作为破坏性的一面则是强烈变形，强烈的动力变质（或轻度的区域变质）和因隆起而造成的强烈侵蚀使油气的保存条件极差。较老地层，甚至早新生代地层中的油气也强烈地散失。因而该区的老地层多见油气显示，但要找到适合目前经济技术开采的油气田，却有很大的难度。
（二）不同地区之间的差异性
1.挤压强度不同
由于在印度板块向欧亚板块的挤压中向北的推挤大于向东的推挤，特别是由于阿萨姆尖角的存在，使三地区之间的挤压应力场的方向和强度有很大的差异。总的看来以云南地区为最强，以中南半岛为最弱，这特别影响到构造变形和对油气破坏的强度。
2.沉积盆地的发育时代和规模不同
在持续强烈挤压的构造背景下，云南地区的新生界盆地各成盆期起止的时间，盆地的规模上都有别于其他两地区。
云南地区隆起时间早，导致其古近系的发育程度差，该期盆地少且其生烃岩系不发育。从新生代看，生烃岩系相对发育的时期比其他两地区晚，上新统到第四系的生烃岩的成熟程度低，对生气，特别是生油不利。
云南地区新生代盆地的规模相当小，呈星散状分布。据统计，在近150个左右的盆地中，面积大于200km2的盆地在云南省内有26个。其中面积≥2000km2的仅有永仁和镇沅，面积≥1000km2的还有勐腊、腾冲、元谋和昆明。26个盆地的平均面积仅667.1km2。以大致与平均面积相当的陇川盆地为例，650km2的面积中仅在**断陷带66km2内有较厚的沉积。该带又被横向断层切割成凹陷和凸起相间的格局，有4个凸起和4个凹陷。凹陷的面积稍大于凸起，平均每个凹陷仅10km2左右。只有在凹陷内生烃岩系才比较发育。可以看到，这不利于生烃，生烃岩的总体积也不大（图1-19）。相比之下，即使在西藏的羌塘和冈底斯两个断块上也可以看到第三系和第四系大面积的分布，尽管后期也遭受到不同程度的侵蚀、改造。
3.盆地的改造破坏程度不同
不言而喻，云南地区不论是古生代和中生代的“老盆地”，还是古近纪的盆地都受到相当强烈的改造，油气保存条件不好。西藏地区的后期改造也相当强烈，但由于保存有面积较大的断块地质体，其上的形变差，有的地区地表切割也不强烈，使其有一定的保存条件。而在中南半岛的断块内保存条件则较好，特别在新生代整体沉降的地区（包括现在的陆上和海域）则有相当好的保存条件，是以新生界为目的层的重要油气勘探区。
图1-19 陇川盆地构造单元划分图
（据承布科等，1994，笔者作了删减）
总之，在云南地区的找油气工作中，既可以基于相似性而在邻区间对比，以开拓找油思路，借鉴邻区的成功和失败的经验，也要注意不同区之间的差别，从生烃和保存条件的差异中形成不同的勘探思路和勘探方针。
区域地层特征
韩城区块发育的地层由老至新依次为太古宇涑水群、中寒武统、下奥陶统亮甲山组、中奥陶统马家沟组与峰峰组、上石炭统本溪组、上石炭统—下二叠统太原组、下二叠统山西组、中二叠统下石盒子组、上二叠统上石盒子组与石千峰组、下三叠统刘家沟组、第四系更新统与全新统(表2-1)。
1.太古宇涑水群(ArS)
为韩城区块最古老的基底岩层,岩性为肉红色眼球状花岗片麻岩,含磁铁矿和石英岩脉。区块内原在象山北侧灰沟有零星出露,现已被采石场废渣掩盖,厚度不详。
2.中寒武统( )
仅出露于象山北侧的灰沟。岩性为紫红色板状泥岩及深灰色厚层状鲕状灰岩。与下伏地层为断层接触,厚度不详。
3.奥陶系(O)
亮甲山组(O1l):上部为灰色、浅灰色、灰**泥质白云岩,厚度为20～80m,下部为富含燧石条带及团块的中厚层白云岩。
马家沟组(O2m):下段以白云质灰岩、泥灰岩为主,夹石灰岩层,中—厚层状,质地不均,常见鸟眼构造,见方解石斑晶及大量缝合线,夹多层微薄层纤维状石膏及泥岩,并含大量同生角砾,溶蚀裂隙较发育,见网格状、蜂窝状溶孔及小溶洞,有的被方解石、石膏充填。上段上部以白云岩为主(俗称百米岩段),深灰色,中—厚层状;下部以不等厚的泥灰岩与白云质灰岩互层为主,褐灰色,中—薄层状,含燧石团块及同生角砾,见大量缝合线,局部含鲕粒及纤维状石膏,溶蚀裂隙及小溶洞发育。厚度为165～293m,一般为242m左右。
峰峰组(O2f):上部以深灰色厚层状石灰岩为主,分布不普遍,隐晶-微晶结构,质地较均,致密、坚硬、性脆,局部显豹斑构造。溶蚀裂隙较发育,裂隙被方解石、黄铁矿充填,溶洞及溶孔多被泥、砂质充填。下部为泥质灰岩、泥质白云岩互层,中-薄层状,褐灰色—深灰色,局部呈红色,质地不均,多夹炭质、铝质泥岩薄层,含黄铁矿团块及同生角砾,显花斑状,裂隙较发育,均为方解石及泥质充填,并见有充填型小溶洞及溶孔。与下伏地层呈整合接触,厚度为48～127m,一般为83m左右。
4.石炭系(C)
本溪组(C2b):假整合于奥陶系灰岩之上。主要岩性为紫杂色铁铝质岩,系奥陶系风化面上的残积物经再搬运沉积而成。铁铝质岩之上为一套海湾潟湖相灰岩及深灰色泥岩、砂质泥岩、砂岩,夹透镜状灰岩或钙质泥岩和煤线,不含可采煤层。厚度为18～26m。
太原组(C2—P1t):本区为一套不断向西超覆的滨岸-三角洲环境下形成的海陆交互相沉积,是本区的主要含煤地层。按岩性、岩相组合大致可分为上、中、下3个旋回。下、中旋回为海进旋回,由砂岩、泥岩和灰岩组成,夹两层可采煤层(11、10号煤层),其相序均由河流相或波浪带相石英砂岩开始,经湖泊相、沼泽-泥炭沼泽相过渡,最后以海相灰岩结束。上旋回为海退旋回,主要为滨海湖泊沼泽相粉砂岩、砂质泥岩和泥岩。上部局部地区受滨海波浪带作用影响,有三角洲及其前缘河口砂坝砂岩沉积;顶部5号煤层为几乎遍及全区的主要可采煤层。太原组厚度由东向西逐渐变薄,厚度为45～80m。
表2-1 韩城区块区域地层表
5.二叠系(P)
山西组(P1s):连续沉积于太原组之上,分布范围与太原组基本一致,为本区又一重要含煤地层,属滨海平原环境下的陆相沉积。岩性主要为灰、灰黑色细-中粒砂岩、粉砂岩、泥岩,组成了3个完整旋回,旋回结构简单,每个旋回均以河流相开始,经河漫滩相过渡,最后以湖泊相或湖泊-沼泽相结束。在中、下部的第一、二旋回分别含局部可采的3号和2号煤层。本组厚度为40～79.5m。
下石盒子组(P2x):本组为陆相沉积,发育两个旋回,依次为河床相、河漫相、湖泊相。上部为含铁质鲕粒灰绿色、紫色砂质泥岩或泥岩。两个旋回底部为浅灰色中粗粒砂岩,常具明显的河床相斜层理。砂岩较山西组复杂,重矿物增多,砂粒磨圆度较差,为钙质和泥质胶结;粉砂岩矿物成分主要为石英或硅质碎屑,含黏土质胶结物及泥质条带状夹层,构成**的层状构造,具斜波状、波状、水平层理,为河漫相沉积,或与细砂岩互层,为湖泊相沉积。该组与下伏地层呈整合接触。
上石盒子组(P3sh):本组由陆相碎屑岩组成,底部为一层10m厚含砾石及泥岩包体的灰白色层状中粗粒砂岩,分选性和磨圆度差,但层位稳定,普遍沉积,斜层理发育,是典型的河床相沉积,其上为(K5标志层)一层10m厚团块结构且含大量铁质鲕粒的紫杂色泥岩。本组平均厚度为300m,与下伏地层呈整合接触。
石千峰组(P3s):分布于区块的中深部,该组属陆相碎屑岩建造,下部及中部以厚层灰绿色、灰色砂岩为主,与一套暗紫色砂质泥岩、粉砂岩互层,其宏观特征明显,易于辨别;底部普遍有一层灰白色、灰绿色中粗粒砂岩,厚达30～50m,含石英砾石及泥岩包体甚多,成分以石英、长石为主,含暗色矿物,颗粒分选不好,硅泥质胶结,致密坚硬,大型直线型斜层理发育,为典型的河床相沉积,地表露头多以悬崖峭壁出现;其上部为猪肝色泥岩,薄层状,含钙质结核及薄层石膏,水平层理发育,显示了干燥内陆闭塞湖泊相沉积的特点。在该层泥岩之下,普遍发育有2～3层浅灰色泥灰岩,外观极为明显。本组一般厚度为220m,与下伏地层呈整合接触。
6.三叠系(T)
刘家沟组(T1l):岩性为紫红色、浅紫红色、灰紫色中厚层中-细粒砂岩、粉砂岩与暗红色、暗棕红色砂质泥岩、泥岩不等厚互层。底部为分选差的砾岩。与下伏地层呈整合接触,本组厚度为150～225m,一般厚度为200m。
7.第四系(Q)
更新统(Qp):主要由砂土、亚砂土组成,俗称“黄土”,广泛发育于山梁及低凹地带。与下伏地层呈不整合接触,厚度在0～100 m不等。
全新统(Qh):为近代冲积和坡积物,多分布于沟谷及其两侧地段。与下伏地层呈不整合接触,厚度为0～20m。
区域地层概述
鄂尔多斯盆地内沉积盖层有中新元古界、下古生界的海相碳酸盐岩层、上古生界—中生界的滨海相、海陆过渡相及陆相碎屑岩层。新生界仅在局部地区分布。盆地内各地层层序、主要沉积相类型及与构造的关系见表2-1。这里仅简述奥陶系地层特征。
（1）下奥陶统下部冶里组与亮甲山组仅分布于盆地的东缘。冶里组岩性以灰色、灰**白云岩、泥质白云岩为主，厚66～112m，与下伏上寒武统为连续沉积。亮甲山组为富含燧石条带及团块的厚层白云岩，厚32～120m。下奥陶统下部厚度变化趋向明显，由庆阳古陆之东南，由50m渐增至200m。
表2-1 鄂尔多斯盆地地层层序、主要沉积相类型及与构造的关系简表
（2）下奥陶统上部马家沟组除乌兰格尔凸起外，都有厚度不等的沉积。该组在盆地东缘发育灰色、黄灰色粉晶白云岩、泥晶白云岩、白云质页岩互层、深灰色白云岩夹石灰岩，厚201～309m。西部北段为黑灰色泥晶灰岩夹页岩，富含笔石化石；南段岩性为灰色泥晶灰岩、钙藻灰岩夹少量砂屑灰岩，厚134～383m。位于庆阳古隆起的庆深1井、庆深12井，马家沟组分别厚76m和55m，为灰色粉晶白云岩、浅灰色膏白云岩及白云岩。南缘地区厚552～744m，为白云岩、石灰岩。下奥陶统马家沟组的沉积厚度仍向西南缘明显增大，由500m增大至1000～2000m，榆林—米脂地区厚600～900m，庆阳古隆起厚仅100m。
（3）中奥陶统平凉组仅分布于盆地的西部及南部边缘地带，为笔石页岩相沉积。
（4）上奥陶统背锅山组 仅分布于盆地边缘地带，主要为灰岩，少许页岩，富含珊瑚、三叶虫、腕足类化石。
各分区地层系统
根据塔里木盆地志留系现有的研究程度、钻孔及露头的岩性、古生物及接触关系，建立了6个地层分区。
（一）柯坪地层分区
柯坪地层分区志留系出露完整、接触关系清楚，为一套滨岸－潮坪相、以碎屑岩为主的沉积，是塔里木盆地志留系研究的经典地区。广泛分布于阿克苏西部、乌什、阿合奇、柯坪等地，呈北东—南西向条带状展布。自下而上包括了柯坪塔格组、塔塔埃尔塔格组、依木**乌组。以柯坪印干大湾沟和铁热克阿瓦提剖面最为典型。
1.柯坪塔格组[（O3—S1）k]
柯坪塔格组为一套滨岸相的碎屑岩沉积，底部常见一层不稳定的褐灰色砾岩，与下伏中—上奥陶统印干组为假整合接触。根据所含的丰富的笔石、腕足、双壳、三叶虫、几丁虫及疑源类等多门类化石，将其时代定为早志留世，又由于在其下段产有晚奥陶世的几丁虫化石，将其下段确认为上奥陶统，奥陶系—志留系界线置于柯坪塔格组下段的顶部。本区的柯坪塔格组自下而上可分为三段，区内全组厚度在100～700m之间。
下段：灰绿色、深灰色中-厚层状粗粉-细砂岩与泥岩互层，257～275m；中段：灰绿色泥页岩、粉砂质泥岩夹粗粉-细杂砂岩和泥质粉砂岩，厚60～125m；上段：灰绿色、暗紫色厚层状粗粉-细砂岩及灰绿色、深灰色页岩，厚84～132m。
2.塔塔埃尔塔格组（S1t）
塔塔埃尔塔格组为一套潮坪砂坝相的红色碎屑岩沉积，与下伏柯坪塔格组为整合接触，两者之间没有截然的界线，一般以红色层增多、岩性变粗为界。根据其中所产的疑源类、孢子、无颌类和棘鱼类以及上覆和下伏地层的时代，将其定为早志留世。在柯坪地区一般分为上、下两段，但覆盖区内统一称之为下砂岩段，区内全组厚度在95～600m 之间。下段岩性为紫红色、灰绿色薄中层细砂岩、粉砂岩与紫红色泥岩、粉砂质泥岩互层；上段较粗，为紫红色、浅灰色薄－中层细砂岩、粉砂岩夹紫红色泥页岩。
3.依木**乌组（S2y）
依木**乌组为潮坪-潟湖相的红色碎屑岩沉积，与下伏塔塔埃尔塔格组为整合接触，以大套紫红色泥岩、粉砂质泥岩的出现作为该组的开始。根据其中所发现的牙形石、棘鱼、无颌类等化石将其时代确定为中志留世。根据其岩性可分为上、下两段，下段在覆盖区称为红泥岩段，上段称为上砂岩段，区内厚度在150～600m之间。
下段：紫红色泥岩、粉砂质泥岩、泥质粉砂岩与灰绿色薄层粉砂岩、细砂岩不等厚互层，偶夹砂质灰岩、鲕粒灰岩和泥晶灰岩的透镜体；上段：紫红色泥岩、粉砂质泥岩、泥质粉砂岩夹薄层灰绿色粉细砂岩。
（二）库鲁克塔格－塔东北地层分区
库鲁克塔格－塔东北地层分区包括了露头区的库鲁克塔格山地、覆盖区的孔雀河斜坡，两个地区的研究程度都很低，均仅见到志留系，两者之间岩性和古生物都难以对比。
1.库鲁克塔格地层小区
仅见于库鲁克塔格东段却尔却克—阿尔特梅什布拉克一带，称之为阿尔特梅什布拉克组，为灰绿色砂岩、粉砂岩夹泥灰岩和灰岩，厚720～2217m，产笔石：Monograptus priodon；腕足类：Spiroraphe cf.bohemica；头足类：Michelinoceras等（新疆区域地质志，1993），与下伏上奥陶统树沟子组为连续沉积，与上覆下石炭统为假整合接触。
2.孔雀河地层小区
维马1井钻遇，井段2408～2923m，塔指将其命名为维马克群，按岩性自上而下分为一组和二组。一组为紫色粗－细粒岩屑砂岩夹灰绿色细粒长石岩屑砂岩和暗紫色泥岩；二组为灰绿色、浅灰色粉砂岩、中－细粒长石岩屑砂岩与灰绿色、紫色泥质砂岩、泥岩。因两个组均产有早志留世几丁虫化石，而将其置于下志留统。与下伏奥陶系为整合接触。
（三）库车－塔北地层分区
在库车－塔北地层分区，由于库车坳陷中新生界厚度极大，还没有钻遇志留系的钻孔，因此研究范围仅限于塔北隆起。塔北隆起受后期构造破坏严重，侏罗系或三叠系直接上覆于志留系之上，地层缺失现象非常普遍，但不同地区也有差异。
本区重要的生物化石发现包括以下几个方面：英买2井在柯坪塔格组中段发现早志留世的几丁虫 Conochitina iklaensis，笔石Glyptograptus incertus,G.tangshanensis，双壳Nuculileskalpinensis-Praectenodonts组合；草1井柯坪塔格组中段产早志留世的笔石Glyptograptus tansanensis-G.inxertus-G.tamariscus组合。
1.柯坪塔格组[（O3—S1）K]
塔北钻遇该组的钻孔有27口，大部分地区仅保留了中段，厚度差异很大，9～1009m不等，大多在150～400m之间，最厚的是英买30井，达到1009m，还未见底，最薄的是吉南1井，仅有9m。其下伏地层为下奥陶统或中、上奥陶统，除草1、草湖1等少数几口井与下伏地层呈整合接触外，其余钻孔均缺失下段地层，与下伏奥陶系呈假整合或角度不整合接触。
柯坪塔格组中段代表了较深水的沉积环境，岩性以灰色、深灰色泥岩为主，夹少量灰色薄层细砂岩、粉砂质泥岩；下段和上段岩性相近，均以灰绿色、绿灰色泥岩、粉砂质泥岩、粉砂岩、细砂岩互层为主。
2.塔塔埃尔塔格组（S1t）
塔北钻遇该组的钻孔仅有6口井，钻遇井的厚度在78～385m之间，岩性及厚度在横向上均没有明显差异。与柯坪塔格组多为假整合接触，但草湖1井和草1井与柯坪塔格组上段为整合接触。
塔塔埃尔塔格组一般上部为浅灰色、灰紫色、灰白色、杂色厚层细砂岩、含砾不等粒砂岩为主，夹灰紫色、棕褐色泥岩；下部浅灰色、紫褐色巨厚层细砂岩与不等粒砂岩互层，夹紫褐色泥质粉砂岩及棕褐色。绿灰色薄层泥岩。
3.依木**乌组（S2y）
塔北钻遇该组的钻孔较少，仅有7口井，主要分布在西部的英买力地层小区，东部的轮南-轮台地层小区大多缺失，只有东河1井钻遇。依木**乌组的厚度横向变化不大，在149～288m之间。与下伏地层多为超覆不整合接触，仅有英买2井为整合接触。依木**乌组岩性以灰、灰白、紫色粉砂岩夹灰色、棕红色泥岩，由于存留厚度较薄，没有像露头区一样分出上部的上砂岩段、下部的红泥岩段。
（四）阿瓦提－满加尔地层分区
由于北部坳陷中新生界沉积厚度巨大，因此钻遇志留系的钻孔不多，只有20口井，主要分布在满加尔地区。从已钻遇地层的情况分析，依木**乌组分布零星，以羊屋2井、满参1井、满西2井为代表。
区内志留系的重要化石发现不多，主要有羊屋2井柯坪塔格组产中志留世的微古植物化石。
1.柯坪塔格组[（O3—S1）K]
钻遇柯坪塔格组的井仅有2口井，羊屋2井和塔河1井。其中羊屋2井厚度为158m，塔河1井超过571m（没有钻穿），因此其横向分布规律并不清楚，推测与下伏奥陶系呈角度不整合接触。岩性为灰、绿灰色、灰绿色泥岩夹泥质粉砂岩、粉砂岩。
2.塔塔埃尔塔格组（S1t）
区内钻遇塔塔埃尔塔格组的井较多，共有14口井，但钻穿者仅有羊屋2井，其厚度为172m，另有跃南1井和满1井尽管没有钻穿，厚度却很大，分别为377m和383m，可见其横向变化大。与下伏柯坪塔格组呈整合接触。岩性为紫灰、灰紫、浅灰色细砂岩、沥青质细砂岩，夹粉砂岩及泥岩，也称为沥青砂岩段或下砂岩段。
3.依木**乌组（S2y）
依木**乌组在区内分布不连续，主要分布于南部及西部地区。钻遇的有满参1井、满西2井、学参1井和跃南1井等4口井。满参1井的厚度为390m，跃南1井为240m，西部的满西2井尽管没有钻穿，厚度却达到795m。与下伏地层呈整合接触或超覆不整合接触。
岩性分为上、下两段，上段为上砂岩段，以浅灰、紫红色细砂岩为主，夹紫红色泥质粉砂岩；下段为红色泥岩段，以红色泥岩为主，夹粉砂质泥岩、粉砂岩。
（五）塔克拉玛干地层分区
塔克拉玛干地层分区包括了巴楚、塔中、塘古孜巴斯和塔东共4个地层小区。统计分析表明，区内钻遇志留系的井最多，达到78口井，占了几乎整个盆地钻遇志留系钻孔的一半，主要集中在塔中地层小区。从地层展布规律来看，下志留统的柯坪塔格组在塔中、塔东及塘古孜巴斯等地层小区内几乎全部缺失，主要见于巴楚地层小区；其他时代地层在区内则均有范围不等的分布。以塔中10井、塔中33井、塘北2井、方1井及和4井为代表。
1.柯坪塔格组[（O3—S1）K]
柯坪塔格组在塔克拉玛干地层分区分布局限，除巴楚外，其他地区分布零星，在所有钻遇柯坪塔格组的9口井中，有6口井在巴楚、塔中、塔东及塘古孜巴斯仅有塔中451井、塔452井和塔中34井3口井钻遇。柯坪塔格组在本区厚度变化很大，巴5井最厚，达到665m；康2井次之，为477m；古董3井最薄，仅有150m。与下伏奥陶系多为角度不整合接触。
柯坪塔格组的中、下段为灰色泥岩夹薄、中－厚层粉砂岩，上段的下部为绿色粉砂岩夹泥岩和细砂岩，上部为紫红色砂岩、泥岩互层。
2.塔塔埃尔塔格组（S1t）
塔塔埃尔塔格组的分布比柯坪塔格组要广泛得多，钻遇该组的井多达55口井。从钻遇井的厚度统计来看，呈现西部厚—中部薄—东部厚的变化趋势：西部的巴楚地层小区最厚，一般在200～500m，最厚的为皮1井，厚达702m；塔中地区最薄，一般在100～200m，超过200m的井很少，塔中160井最厚，也仅有335m，最薄的是塔中103井，只有9m，该组在塔中地区分布是不连续的；到塔东地区厚度开始加大，如塔中33井为207m，塔中34井为203m。区域上塔塔埃尔塔格组与下伏地层呈角度不整合接触，西部巴楚则为假整合接触。
塔塔埃尔塔格组岩性在横向上变化很大，主要体现在砂泥比例上。巴楚地层小区岩性较细，为砂泥坪环境的褐、灰紫、浅灰色泥岩、粉砂岩互层，夹薄层细砂岩；塔中地区较粗，具有真正意义上的下砂岩段，以潮坪相砂坪的灰色细砂岩为主，夹灰绿色泥岩及粉砂岩，下部夹沥青质细砂岩；塔东地区岩性更粗、颜色变深，以海滩环境的中－厚层浅灰色细砂岩、深灰色及黑色沥青质细砂岩和棕色及灰绿色泥岩为主，偶夹含砾不等粒砂岩。
3.依木**乌组（S2y）
依木**乌组的分布范围比塔塔埃尔塔格组稍小，有42口井钻遇。从厚度统计来看，尽管全区东西差异不大，一般在150～250m，但与塔塔埃尔塔格组的分布相似，仍然由西向东呈现出厚—薄—厚的规律性变化：巴楚地区较厚，在200～300m之间，其中巴参1井最厚为387m；塔中地区较薄，而且井间的差异较大，最厚的塔中49井，厚424m，最薄的塔中17井仅保留了55m；塔东地区厚度开始加大，如塔中33井为244m，塔中32井为859m。与下伏塔塔埃尔塔格组经常相伴出现，二者间多呈整合接触，
依木**乌组分为上部的上砂岩段和下部的红泥岩段，横向上分布稳定，差异仅在于上、下段相对厚度的变化。红泥岩段为棕色、棕褐色巨厚层泥岩夹浅灰色薄层粉砂岩、泥质粉砂岩；上砂岩段为棕色、棕红色、灰色、浅灰绿色中细砂岩及泥岩不等厚互层，局部夹灰岩。
（六）塔西南地层分区
塔西南地层分区通常称之为麦盖提斜坡，钻遇志留系的井有10口，纵向上地层发育齐全、基本连续，西厚东薄的分布规律明显，如西部的伽1井厚达1389m，自下而上发育了塔里木盆地的全部志留系，向东缺失增多、厚度变薄，到玛参1井志留系全部缺失。因其他地层特征与塔克拉玛干地层分区基本一致，这里不再赘述。
水热流体的地球化学
腾冲地区现代活动的水热流体，云南省地矿局第二水文地质工程地质大队，北京大学，中国科学院地质所、地球化学所、兰州地质所，中国石油勘探研究院等许多单位相继进行了许多勘查和研究工作，并有多篇文献公开发表。作者在1992、1994、1999的三年中，也相继对该区20个有代表性的热温泉水进行了化学组分及相关研究工作。为便与对比，本节只对其中资料比较齐全的11个热泉化学组分及水化学类型进行论述。
一、水化学类型
热温泉水质分析，通常以8个主要组分，即*离子CO3、HCO3、SO4、Cl和阳离子Na、K、Ca、Mg的相对含量大小，划分水化学类型。对其它次要组分以及微量元素，也视具体情况，分别作为重要参数进行研究。
表4-3所列11个热泉，除来凤山为低温泉（系**钻孔涌泉），高田、黑泥塘、大塘中寨的中高温热泉外，大多为沸泉。出露处海拔为1119～1790m。表列各泉，在地理坐标上，大体方向为自北而南（表内为自左至右）排序。由表可知：本区沸泉多为Cl—HCO3—Na型和HCO3—Cl—Na型，中高温热泉为HCO3—Na和HCO3—Cl—Na型，低温热泉则为HCO3—Mg—Ca型。地表热泉，由高温➝中温➝低温，矿化度总体上呈递减的趋势；Li、Rb、Cs等稀碱金属组分，在高温沸泉中的含量，明显高于中低温热泉；F、Cl、SiO2的含量，在高温热泉中也比较偏高。
高温热泉中的Cl、HCO3、H2S组分的高含量，及其化学活动性，对围岩有强烈的蚀变交代作用，由其构成的络合物，更是重金属的携带剂，从而促进了矿化作用的进行。热田内的广泛酸性淋滤作用、水热蚀变**的形成、铀、金及其它贱金属的元素赋集，以及大的生态环境的形成，莫不与此关联。
在表4-3所列热温沸泉中，大滚锅、眼镜泉为氯—重碳酸—钠型，以高锂、低镁为特征，接近于深源水性质；热水塘、硝塘、石墙、腊辛等热泉为重碳酸—氯—钠型，具有热水与冷水的混合型性质；来凤山矿泉，则系**深层冷温泉，为重碳酸—镁—钠型，以高镁含量为特征。此外，在腾冲地区，局部还有硫酸—钠型泉水，出露于蒸汽地面，系地表冷水受地热蒸汽加热所致，而重碳酸—钠型水质，在全区分布普遍，系含大量CO2的**水与围岩反应所致，并含有较高丰度的Rb、Cs、As、Li等元素。
表4-3 腾冲地区温热沸泉水化学组分与类型
注：元素含量为mg/L。
（据云南省第二水文地质工程地质大队地热队资料汇编，1988）
二、热泉中的化学元素
由于腾冲地区硅华及硅质岩类含有较高的Au丰度，且区内已发现热泉型金矿化与小型金矿床，对热泉水中的Au含量测试自然成为大家关注的问题。天津地质调查院郭光裕等，于1993年发表了区内17个热泉化学元素的测试数值，其中Au平均值为0.06μg/L，As为218、Sb 16.9、U 8.23、Tl 4.3（均为μg/L）。大滚锅热沸泉Au为0.11μg/L，攀枝花硝塘Au为0.16μg/L。北京大学过国颖1994年发表了大滚锅泉Au含量为0.106μg/L、眼镜泉为0.089、狮子塘泉为0.047μg/L的数据。
作者对腾冲地区的热泉水化学元素含量，曾多次进行过采样分析，并在国家地质测试中心、云南省地矿局中心实验室、云南省地矿局物化探队实验室对同一水样进行外检测试，但所得数据差异较大，但均高于郭、过二位学者公布的数值。
作者1999年再次对一些热泉水进行取样，并进行酸化处理（使pH值为4），送经云南省地矿局中心实验室，以化学光谱法则Au、**荧光光度法测As、Se、分光光度法测Si、**吸收分光光度法测Li，获得一批新的数据，详见表4-4。
表4-4 腾冲热泉化学元素含量测试数据
注：1.Sb及St编号样品的As元素含量，为云南省地矿局物化探队实验室测试；2.表列其他各项元素的含量，均为云南省地矿局中心实验室测试；3.质量分数Si、Li、As、Sb为mg/L，Se、Au为μg/L。
由表列数据可知，本区热沸泉与热温泉中均含有甚高丰度的Se、Au元素。硫磺塘地段的热沸泉（大滚锅、眼镜泉、怀胎泉、鼓鸣泉）Au丰度平均值0.55μg/L、Se平均值14.7μg/L，除Au、Se高丰度外，并有Li（7.55mg/L）、As（0.613mg/L）元素的高含量。而区内中温热泉Au元素的均值为0.26μg/L、Se的均值为12.6μg/L，而Li、As元素的含量明显偏低，分别为1.17mg/L、0.001mg/L。硅元素的测定数值，换算成SiO2含量，与前述表4-3所列数据差异均在误差范围以内，如大滚锅泉SiO2换算值为147mg/L、眼镜泉为172、热水塘135等，由此也说明该区热温泉中多年来的Si元素丰度较为稳定。
坝派巨泉，为沿Q3玄武岩层（同位素年龄0.31Ma）涌出的低温位温泉，常年水温22℃（腾冲气温年平均温度为15℃），8个泉口的总流量4257L/s，依其高于该地年平均温度7℃和巨大水流量计算，其热值总量超过腾冲地区的热温、沸泉热值总和。泉水中CO2的质量浓度为250ml/L，Au元素丰度为0.35μg/l，Se为6.5μg/L，Li、As元素的含量低于检测限。
三、热温泉水的同位素分析
腾冲地区，特别是热海热田水热流体的同位素地球化学，王先彬、赵平、张知非、廖志杰、戴金星、上官志冠等学者曾发表过多篇文献，不一一赘述。本书引用上官志冠的研究成果，予以择要说明。
上官氏对热海热田的18个主要泉点的逸出气体，进行了气体化学和同位素组成的测试分析，还采集了马鞍山火山口附近泉点以及若干较老火山岩区出露泉点的逸出气体，以进行对比。测试数据表明，热海地区水热流体逸出气体的最主要成分是CO2，其次为N2、Ar、O2，匡算区内每天通过地热水释放的溶解CO2约有26.8t，大量深源CO2的经久不息释放，指示该区地壳相对浅部可能存在岩浆活动。区内SN向断裂沿线泉点逸出气体中的CO2平均含量最高，为95.12%。热海地区逸出He的3He/4He比值变化范围为1.42×10-6～6.12×10-6（1.01～4.37Ra），其比值多数大于空气值（Ra），应为有幔源He的加入，指示本区地壳浅部存在幔源岩浆的侵入活动。在SN向断裂中分布的泉点逸出气体中He的含量和3He/4He比值最高，反映了SN向断裂的切割较深，为幔源岩浆挥发分逸出的通道。基于SN向断裂分布的泉点气体3He/4He比值相对较低，以及δ13C值明显增高，从而表明了本区深部的幔源岩浆已被地壳物质混染。上官志冠关于热泉气体的化学和氦、碳同位素组成，见表4-5。
由表可知，出露在较老火山岩中的泉点（硝塘坝、扯雀塘、革家寨）所逸出He的3He/4He比值随He含量的增大而降低；而在水热流体活动强烈的硫磺塘地段，则总体上呈现相反的变化。
作者对腾冲地区不同期次火山岩**的He同位素分析表明，区内火山岩年龄越大，**中He的含量越高，其3He/4He比值越低。区内自上新世、至早更新世、晚更新世，以至全新世以来，火山岩**的He含量分别为51.14×10-8、6.85×10-8、2.38×10-8、1.44×10-8，呈现降低的趋势；而3He/4He比值则随火山岩年龄的更新进而增大，由0.027×10-6、而至0.14×10-6、1.5×10-6和3.0×10-6。于打莺山下采取的玄武岩样品，其He含量为4.15×10-8、3He/4He比值为1.5×10-6，与上述变化趋势呈现变异，是否因其年龄过于年轻（中国科学院地球化学所对该样点附近的测年为7×103a），以及岩源遭受放射性成因He混染的缘故，有待进一步研究。
腾冲地区新生代火山岩**中的He含量与3He/4He比值，均远低于分布于其周边的热温泉水逸出的He含量和3He/4He比值，说明区内水热流体的3He有幔源的来源，水热流体的活动与新生代火山岩的喷溢并无直接的渊源关系。
腾冲地区火山岩**He同位素分析见表4-6。
腾冲地区热温泉水的氢、氧同位素组成，中国科学院贵阳地球化学研究所、地质所、北京大学、云南省第二水文地质工程地质大队等许多单位都进行过研究工作。中科院地质所、北京大**合在热海热田进行的系统采样和分析资料表明，区内的热水存在较小的“氧飘移”，δ18O和δD值大体靠近全球气体降水线δD、δ18O值的分布线，且远离岩浆水δD和δ18O的范围，由此论证区内水热流体的主要水源为大气降水。
表4-5 腾冲热海及邻近地区地热流体逸出气体的化学和氦、碳同位素组成
注：表中未给出氧气值的泉点样品为1997年8月采集，其余为1988年9月采集，采样点分组：1为热海地区南北向断裂沿线泉点；2 为北西向断裂沿线泉点；3 为澡塘河南蛤蟆嘴西侧泉群；4 为马鞍山火山口附近泉点；5 为区内老火山岩中出露的泉点。
（据上官志冠，2000）
表4-6 腾冲火山岩**惰性气体同位素分析
注：1.He同位素分析单位为中国地质科学院矿产资源所稳定同位素研究实验室；2.同位素年龄依据云南地矿局区调队1：5万腾冲幅资料。
表4-7 热海热田水热流体中氢、氧同位素的组成和氯含度
（据廖志杰等，1999）
热海热田水热流体中氢、氧同位素的组成和氯含度，见表4-7。
四、水热流体与地热的热源
基于本区深、浅钻孔测温资料，及水热流体的活动特征与地球化学特征，可知本区**水热流体埋深较浅，分布主要受断裂构造的控制，基本上不存在深循环增温机制。同位素资料表明，水热流体逸出的CH4、CO2均为无机成因，3He/4He比值高于大气，反映了3He以及CH4、CO2，都是来自于幔源岩浆。热水是由深部热源直接加热渗流于壳层内的大气降水形成。
中国科学院地球物理所、国家地震局地质所、北大地质系、成都地院物探系，1995年对热海地区进行了大地电磁测探（MT）工作，获取7km以下约20km厚的高导层可能为一个正在**的岩浆囊，应是整个热海热田的深部热源。20世纪80年代初，刘宝诚等在热田进行了微震观测，认为该区**存在7km厚的薄地壳，厚度向四周增大，构成伞状结构，具备存在热储构造或岩浆囊的条件。之后，地震局地质所在腾冲—南华的MT剖面中，发现在腾冲地区的石坪、大宽邑两测点的第三电性层电阻率约6～10Ω·m，厚约5km，埋深9～10km，推论该高导层为火山岩浆囊，这些认识多有相同之处，即**浅部有岩浆囊存在的可能。由区域地球化学研究可知，本区Pb、Th元素丰度背景较高，新生代火山岩中放射性成因铅具有相当高的含量。在区内一些地段，更有U的高背景存在，故放射性热能也是本区应予考虑的热源。
据热红外与地球化学温标分析，热海热田的热储具多层结构，彼此有一定的沟通。上官志冠将其分为：浅层（热储温度为175±20℃）、中层（热储温度为215±25℃）、深层（250±7℃），推断深部岩浆热源的温度＞514℃。廖志杰对热储的划分略有差异，且推断浅层热储的压力为0.7920MPa，埋深78m；热储上部的压力为2.798MPa，埋深314m；热储下部的压力为5.962MPa，埋深724m。
什么是地层分类？
地层分类指根据划分依据的不同，把组成地壳的岩层划分为不同类型的地层。目前国际上的趋向是把地层分为三大类型：①以岩性作为主要划分依据的**地层（岩性地层）；②以化石作为划分依据的生物地层；③以形成时间作为划分依据的时间地层或年代地层。另外一种意见认为，年代地层也就是生物地层。因为在年代对比方法上虽然有许多种，但以古生物的和同位素年龄测定的方法具有普遍意义。并指出，尽管同位素年龄值是前寒武纪和寒武纪以后的深度变质地层时代对比的重要方法，但它在显生宙地层的详细划分和对比方面，还不够完善。而古生物（生物地层）的方法，在地质时期划分和地层的时代对比方面，具有全球的同时性。而且，迄今为止，年代地层单位（界、系、统、阶）也象生物地层一样，都是以化石作为划分和对比依据的，因而年代地层也就是生物地层，进而主张把地层分为两大类型。
区域地质概况
一、区域地层
该区位于河北平原北部，新生代地层十分发育，但由于受基底构造制约和构造运动影响，地层厚度和岩性岩相变化较大。由新而**有第四系堆积物和新、老第三系地层。
1.第四系（Q）
根据《廊坊地区南部农田供水水文地质勘探报告》本区第四纪地层厚度为510m，其地层岩性由老而新依次为：
（1）全新统（Q4）：厚度约26m，岩性多以灰、灰绿、黑灰和黄灰色亚砂土、亚粘土为主，其次为粘土，砂层只在局部出现，且多以粉细砂为主，厚薄不均并多含粉土。
（2）上更新统欧庄组（Q3o）：底板埋深148m，厚度122m，下部岩性以灰黄、黄灰或灰、黄绿灰色亚砂土、亚粘土为主，砂层为中砂、粉细砂层，含钙质结核；上部岩性以灰黄、黄灰色亚砂土、亚粘土为主，砂层为细砂、粉细砂层，含钙质结核。
（3）中更新统杨柳青组（Q2y）：底板埋深354m，厚度206m，下段厚度为96m，地层岩性主要以灰黄、黄灰夹锈斑和灰棕**的亚粘土为主，砂层为中砂、细砂层；上段厚度约110m,以黄灰、灰绿、灰棕**夹锈斑的亚砂土、亚粘土为主。砂层为中砂、细砂层，含钙铁质结核。
（4）下更新统固安组（Q1g）：底板埋深510m，厚度156m，由冲积物组成，下部以棕红色夹有铁锈黄、锰黑、钙白等斑纹构成杂色粘土为主，夹有中砂、细砂层；上部以红棕色、灰褐色亚粘土、粘土夹中、细砂为主，含钙核。
2.新第三系地层（N）
区内埋深在500～600m以下，为一套冲、洪积相沉积，主要由砾砂岩、泥岩、泥质粉砂岩组成，底部普遍存在底砾岩层。是矿泉水和**热水的主要产出层位，底板埋深800～1500m。
3.老第三系地层（E）
在本区埋深在800～1500m之下，为一套河流、湖泊相沉积，主要由砂岩、粉砂岩、泥岩组成，夹灰质页岩和少许玄武岩薄层。是本区主要的储油、气地层。底板埋深1480～3300m。
二、区域地质构造
廊坊市城市规划区位于中朝准地台（Ⅰ级构造单元）华北断拗（Ⅱ级构造单元）东部，隶属于冀中台陷（Ⅲ级构造单元）廊坊—固安凹陷（Ⅳ级构造单元）之上。其北侧与北北东向大厂凹陷相邻；南东与武清—霸州凹陷相接；南临牛镇凸起；西北面为大兴凸起。
本区断裂构造发育，活动断裂强烈，特别是第三纪以来的活动性断裂及隐伏断裂，是诱发本区地震的直接因素。4条较大活动性断裂分别是桐柏断裂、夏垫断裂、河西断裂和大王务断裂。主要特征见第二章。
三、地质灾害概况
廊坊市城市规划区属平原区，主要地质灾害有突发性地质灾害和缓变性地质灾害。突发性地质灾害有地震、地裂缝等；缓变性地质灾害有地面沉降、**水污染等。
根据《河北省（包括天津市、北京市）地震地质初步研究》报告资料，廊坊地区（包括天津市）为全省六个地震活动较强地区之一，雄县—安次地震地质背景带上存在6级以上地震危险。
据历史资料记载，廊坊市自公元294～1993年底，全市范围内就发生了100余次地震，其中4级以上的地震49次，6级以上的地震3次，震源深度5～39km，其中8～25km的深度分布较集中。1994～1999年，该区域共发生地震79次，是多震区域。
根据河北省水资源局有关报告提供，廊坊市自20世纪40～70年代以来地面缓慢下沉，80年代后期以均加速度下沉。1981～1983年年均沉降21.51mm,1983～1988年年均沉降量为24.05mm,1988～1998年年均沉降量为30.47mm，至1998年沉降中心累计沉降量已达548.23mm，沉降范围逐渐扩大。
廊坊规划区尚未发现地裂缝。
地层区划是什么？
地层区划 由于在某一地质历史时期各个地区的地层发育不同，把不同的地层加以对比研究，找出其共同点和不同之处，阐明其原因，并划分出不同的地层区域，这就是地层区划。其目的在于科学地规划和指导未来的地层研究工作，并为合理规划区域地质调查及一些矿产评价和预测提供依据。因此它不仅具有科学意义，而且还有很大的实用价值。
地层区划原则 主要依据地层特征来划分。 因此，它有别于构造区及沉积区。地层特征是受诸多因素(如地壳活动、古地理、古气候及古生物演化等)影响形成的综合特征。所以在考虑地层特征的同时必须考虑形成这些特征的因素，这就构成了地层区划的原则。其中构造环境条件和构造发展过程对地层的形成如物质来源、粒度、厚度、分布及接触关系等起着制约作用，尤为重要。
地层区划级别 前人曾将地层区划划分为三个级别(一级区划称地层区或地层大区、二级区划称地层分区、**区划称地层小区或地层亚区)。根据本次各断代编典的统一规定，地层区划分到二级。一级地层区大致相当于构造分区中的一级构造单元，即构造域；除前寒武纪地层(以变质地区或以“群”的特征)外，使用“组”级地层单位的特征进行对比划分；在古生物方面应考虑生物群及生物组合能够对比；而新生界尤其是第四系首先是以地质构造及地貌两个主要因素为基础的。二级地层区大致相当于构造分区中的二级构造单元，即地块和褶皱带；使用“组”及“段”的地层特征进行对比划分；在古生物方面应考虑生物组合及化石带能够对比。
综合地层区划地史阶段的划分 1979年第二届全国地层会议以前，由于前寒武纪地层及中、新生代地层研究程度较低，难以进行地层区划的划分，因此只能对研究程度高的古生代地层进行综合地层区划划分，并称为“中国地层区划”。第二届全国地层会议以后，对前寒武纪地层及中、新生代地层加强了研究并取得很大进展，所以在这次编写“中国地层典”过程中15个断代均进行了地层区划，但这又出现了使之过细的现象。本书根据地质历史发展阶段和地层发育演化特征，对中国地层典中的15个地层区划进行综合，分成5个大阶段分别进行区划：①太古宙—古元古代地层区划；②中元古代—新元古代地层区划；③古生代地层区划；④中生代地层区划；⑤新生代地层区划。现对各区划综述如下。
影像**单元法
影像**单元法是以影像**单元为基本填图单位，进行遥感初步解译地质图、遥感地质图填制的方法。影像**单元建立是通过影像单元反映出的岩性特点、**类型、**类型组合特征分析对比，同时结合野外踏勘、剖面测试、野外地质调查及前人资料等综合分析而确定。确定的标准必须与新填图理论的**地层、**构造地层、**谱系单位、构造**单位建立、划分的填图种类相一致或基本吻合。
从理论上讲，遥感技术填图以影像**单元作为基本填图单位是完全可行的，具一定的可操作性和实用价值，而且与新填图理论具有相似性或一致性特点。因为，影像**单元建立与划分是以**反射光谱特征为物理基础，以反射光谱特征的规律性变化差异为理论依据进行。而这种光谱的差异与变化恰好是因地质体的性质不同而不同，并表现出一定的规律性。通常而言，性质相同或相似的地质体光谱反射特征保持相同或相似性，性质不同的地质体光谱反射特征截然不同，这主要取决于**的结构构造、矿物成分的变化和物理性质及化学性质的不同。这些不同反映在影像特征上则是色彩（调），影纹结构、地形地貌，以及水系类型等不同标志的变化。
虽然地质作用错综复杂，地质现象千差万别，但地质体的空间分布组合，产出状态受其成因、地质作用类型等因素控制表现出规律性，即沉积地层具有互层、夹层、韵律、建造等组合特点；变质岩地层具有变形变质、构造改造、变质程度不同等特点；火山岩具有喷发旋回、火山机构等特点；而侵入岩则具有形态结构，不协调的侵入关系，多变的**类型等特点。实际上，这些特点反映在卫星图像上，则是影像单元特征的变化。也正是由于不同的**类型、**类型组合与影像之间存在着明显的因果关系，为遥感填图以影像**单元为填图单位建立划分提供了可行性和依据。
（一）影像**单元的填图含义
影像**单元是一种以影像形式反映单一**、**类型、**类型组合特征，并具有填图单位建立、划分意义的影像**体。
在实际应用中，影像**单元是遥感地质填图单位建立的一种划分方案，对沉积地层、火山地层、变质地层、侵入岩类具有等同填图效应。但依据不同岩类填图区别，遥感地质填图单位划分方案有所不同，具体包括影像**地层单位（特指沉积岩、浅变质岩、变质表壳岩地层）、影像构造**地层单位（特指变形变质、构造改造强烈的变质岩地层）、影像**谱系单位（特指花岗岩类）、影像构造**单位（特指变质强烈的深成侵入岩体）。既然影像**单元是遥感填图单位划分方案，也是一种填图实体或称之为填图单位，那么它的填图单位种类也是不同的，也就是说，对于不同遥感填图单位划分方案，填图单种类划分和含义有所不同。
1.影像**地层单位
影像**地层单位是针对层型影像单元，实施的一种填图单位划分方案。其划分的目的在于根据遥感影像特征的变化，系统地将它们建立、划分为影像**单元，即填图单位，并加以组织，展示出**组成、结构、时空存在状况，以及它们相对于地层的位置。
影像**地层单位，可以是一种或数种**类型的联合，整体岩性一致。根据影像**单元特征变化及所代表的**组合的一致性和差异性，影像**地层单位种类采用群、组、段**划分方式。
（1）群
群是层型影像岩性单元的宏观影像分区（彩图2-27a）。在岩性上，一般反映沿纵向相邻的两个或两个以上具某种共同岩性特征的**组合合并而成，群内不允许有重要的间断或不整合存在。
（2）组
它属于群级宏观影像**单元分区内部具有相同或不同特征的影像**单元细划。划分结果为组级单位（彩图2-27b、c）。
在岩性特征上，表现总体岩性一致。它可以由一种**构成，也可以由一种主要**为主，夹有重复出现的夹层或由两三种**交替出现构成，甚至由很复杂的**组分组成，但应以清楚、稳定的特殊岩性变化面或特殊的结构标志层为界线，易于鉴定，并应有一定的延展范围。
（3）段
在影像**单元中，应属于组级影像**单元的细划。反映的是相邻岩层不同岩性特征的变化。建立中应以组级影像**单元内部影像**特征变化为依据。
2.影像**构造地层单位
影像**构造地层单位是针对经受强烈的构造改造或构造作用，使其原来沉积叠置关系遭受破坏的变质**地层进行填图单位建立、划分的一种方案。
实际应用中，仍以影像**单元为基本划分单位，采用岩群、岩组、岩段划分方式。
（1）岩群
它是一种以宏观影像**单元反映遭受构造改造的区域性变质岩带，并被构造界面所围限的多个二级影像**单元组成的一个填图单位。其围限边界以线性单元显示（彩图2-28a）。岩群常常以其反映不同大地构造环境、区域性地质事件区别于相邻的变质地体。不同岩群可以产出于相同构造带的不同位置，也可产出于不同的构造改造环境。
（2）岩组
它是一种产出于岩群之内，由次级线性单元所围限的一种二级影像**单元。它由单一岩性层组成。在同一变形变质带中具有一致的构造样式和变质程度（彩图2-28b、c）。
（3）岩段
它是一种产出于岩组之内，由于岩性变化而产生的次级影像**单元体。
3.影像**谱系单位
影像**谱系单位是对花岗岩类实施遥感地质填图，划分和厘定填图单位的一种划分方案。它是以不同花岗岩区显示出的影像单元特征等级变化为依据，进行同源岩浆熔融事件演化所形成的**系列或组合的区分。区分的基本原则为：
（1）同源岩浆演化序列形成于特定的构造环境和构造位置。宏观影像**单元具有空间分带和局部集**点。
（2）同源岩浆演化序列具有明显成分演化和结构演化特征。影像**单元特征差异明显。
（3）同源岩浆演化序列所形成的不同**类型影像单元特征不同。通常表现为相同**类型，影像单元特征一致，不同**类型影像单元特征不同。
在实际应用中，影像**谱系单位划分采用单元、**侵入体、序列和杂岩体分类方式：
（1）序列。序列为单元归并之结果，是比单元高一级的**谱系单元（彩图2-29a）。它以一种特征的、空间具密切联系的影像**单元复合体显示。其内部影像**单元特征差异，反映的是同源岩浆熔融事件所形成的**类型差别。
从岩性上讲，凡在时间上和空间上紧密相关，并且在**特征上具有某些相似特征，以及在成分和结构上表现出清楚的亲缘和演化关系，并且未被其他地质事件中断的两个或两个以上单元的归并。把单元归并为序列的重要标志是序列内部各单元**成分和结构演化的有序性和单向性。也就是说序列内部从早至晚单元的**之间在成分上有从比较基性向较酸性演化的趋势，在结构上是从细粒向粗粒演化的趋势。
（2）单元。单元是**谱系单位的基本单位。它是同源岩浆一次侵入活动的结果，**的矿物成分、结构构造、矿物形态基本一致（彩图2-29b、c）。而且相对的侵入时代一致，单元影像特征相同或一致。
（3）**侵入体。以特定影像**单元显示一个**岩体的存在，且无法划归单元的侵入体为**岩体。
（4）杂岩体。杂岩体是以宏观影像**单元反映同源岩浆演化所形成的多种**组合，且无法进行单元划分的侵入岩为杂岩体。
4.影像构造**单位
特指对构造变形复杂、变质程度较高的深成侵入体进行填单位建立、划分的一种方案。该类岩体原岩结构已基本消失，无法进行谱系单位划分或归并。其填图单位种类采用片麻岩体、片麻岩套二分法。
（1）片麻岩体。大致相当于影像**谱系单位的单元或**侵入体（彩图2-30）。
（2）片麻岩套。是由两种以上具有演化关系的片麻岩体所组成，它们的时空分布关系密切。
从影像**单元特征分析，在不同地区它们除了具有宏观影像单元分区特征之外，比较典型的特征是环形构造信息显示丰富。其形态、空间组合形式的变化关系，间接地反映出原侵入体形成过程中岩浆侵入作用的单一性和复杂性。也就是说**存在环形影像单元，基本反映的是同源岩浆一次涌动或脉动侵入的结果；而组合环形构造信息的叠加、相切关系，反映了同源或异源岩浆多期次侵入结果。这种环形构造或影像信息属一种变质残留信息，它之所以能够保留，主要取决于原始侵入体的性质和后期变质改造的不彻底性。
（二）影像**单元转化
实际上，影像**单元转化是影像单元向填图单元转化的过程。根据影像**单元定义，它必须是一个特征的影像**体。它可以由一个**的影像单元体构成，也可以由两个或两个以上的影像单元体归并而成。当这些影像单元体在晋升为影像**单元（填图单位）时，其构成影像单元体的**组合特点，必须是单一**类型或**组合类型（夹层、互层、韵律、旋回等）。影像**单元边界应清楚，延伸稳定，具有一定的规模性。边界性质包括：断层、整合、角度不整合、平行不整合等。而影像**单元转化总体岩性特点应与常规区调填图相一致或基本吻合，但不应过分强调与区调的完全一致，要充分体现和保留影像**单元的**性、稳定性和可分性。对于影像特征清晰、延伸稳定、边界明显、具有重现性的影像单元可直接确定为影像**单元作为遥感填图单位加以建立。影像特征清晰、延伸稳定、边界略不明显的影像，可通过野外调查确定其边界位置后再作为填图单位加以确定。影像特征、延伸、边界不甚明显的影像单元，可通过野外地质调查直接建立填图单位。
（三）填图单位命名
对于影像**地层、影像构造**地层单位命名主要参考前人资料进行。如某某组、某某段或群。
对于影像**谱系单位命名采用地名加岩性加时代。如：库如克萨依单元用KγoO表示。
K——地名第一个字母大写；
γo——斜长花岗岩；
O——奥陶纪。
对于影像构造**单位命名，采用地名加片麻岩代号构成。如：喀拉乔喀片麻岩体，用Kgn表示。
（四）影像单元与遥感填图单元的精度控制方法
遥感填图单元是在影像单元解译与分析基础上进行的**、地层、构造的再定性与定位，影像单元是影像**单元建立的基础，影像单元与影像**单元在区调与遥感地质调查的不同阶段可发挥不同的作用，在区调与遥感地质调查设计阶段以影像单元的解译为主，在区调与遥感调查进行与成果提交阶段应以影像**单元的解译为主，两者紧密联系、互相促进，共同提高遥感地质解译的准确性。
1.影像**单元的岩性特点
无论是影像**地层单位还是影像**谱系单位，或影像构造**地层单位、影像构造**单位，其单位种类划分必须遵循群、组、段，岩群、岩组、岩段，序列（超单元）、单元、**侵入体、混杂岩体，片麻岩体、片麻岩套建立划分的岩性特点。通常情况下，由特征相近的影像单元组成的大的影像体代表的是群、岩群、序列；大的影像体内的影像单元为组、段级和单元级填图单位建立划分的标准。应用中只要符合上述岩性特点的影像**单元均可作为填图单位。
2.影像**单元边界性质厘定
影像**单元的边界性质取决于不同影像**单元间的接触关系。具体表现形式有代表断裂性质接触的线带影像单元；代表渐变过渡接触，即整合接触的色调变化线影像单元；代表逆冲接触的不协调地带影像单元；不整合接触关系影像单元特征比较复杂，可通过影像**单元的缺失、层型单元的不协调性等加以判别。
3.影像**单元边界位置厘定
影像**单元的边界位置是由影像单元的边界位置确定的，一般情况下，以线带影像单元（如断裂、环形构造等）显示的边界为填图单位的边界，以色调变化线显示的边界应依据**组合特征是否符合不同填图单位种类建立划分标准加以厘定。
4.影像**单元的可填图性控制
影像**单元对于不同种类的填图单位具有通用性的填图特点，只是依据不同填图单位划分方案，其填图单位的岩性构成有所不同。影像特征、边界清晰，岩性特征符合填图单位建立划分的影像**单元可直接作为遥感填图单位建立，并填制。对于影像特征比较清晰，边界不甚清楚的影像**单元，可通过安排少量的野外控制路线，经实地调查后加以厘定。对于模糊影像**单元则必须通过野外调查加以确定。
