摘  要：运用当前新兴学科—构造地层学的原理和方法，可以重新认识延边地区的二叠系基本上是沉积混杂岩和浊积岩，构成了成层有序和成层无序地层，局部有构造混杂岩组成的无层无序地层；开山屯区是叠瓦状冲断岩片和糜棱岩带发育的典型地区。恢复后的地层序列自下而上是：1、采树沟组—杂、灰色硅泥质板岩；2、大蒜沟组—黑、灰色沉积混杂岩；3、香仁坪组-杂色浊积岩 和泥质岩；4、开山屯组—造山前磨拉石；5、柯岛组—黑色浊积岩。构成了古太平洋活动大陆边缘典型地区之一，对于深入认识古太平洋演化有重要意义。 

     关 键 词：构造地层学  二叠系  延边  吉林  

      构造地层学在国内外的研究方兴末艾，是当前地学前沿之一。国际上，构造地层学主要研究构造地层单元(unit)和序列(Seqence)及其大地构造意义。Tectonostratigraphy作为专门术语，首见于1978年印度东北那加(Naga)山系蛇绿岩带的研究中(Srivastava et al.,1978)。但实际研究始于60年代，包括许靖华教授的一系列研究。70年代晚期至80年代晚期，随着地体研究而加强，但非地体的研究也是大量的。其研究区域遍及世界各主要造山带，同时也包括变质岩区、裂谷、盆地以及对某个蛇绿岩带、杂岩、地层组等的专门研究。86年至今，有关文献己超过百篇，相关的研究文献更多。研究的内容是多方面的，例如划分构造地层单元，研究单元内部岩石、岩组、结构及单元间的构造关系，分析构造的变形、变位(Steltenpohl,1987;Sliva et al.,1994);结合大地构造总结构造一地层事件演化(Surlyk,1991)，论述放射虫古生物学在构造地层学中的意义(Bogdanov et al.,1991)，探讨构造地层学与全球海平面变化(Harris et al.,1994)，构造地层学与金成矿作用（Bardoux et al.,1994），大陆边缘裂谷与地壳减薄作用的构造地层学模式(Spadini et& nbsp;al.,1995)，以及造山带、海沟、地体某个专门单元的构造地层学研究等等。大致可以分为以地层学、岩石学与构造地质学相结合研究构造岩石地层单元和序列的“狭义”构造地层学和与大地构造相结合，辅以古生物、沉积、同位素年代、古地磁等多学科，研究大的地层序列、构造及构造一地层事件演化史的“广义”构造地层学。其中，对造山带的研究颇类似于近年来国内兴起的非史密斯地层学、造山带综合地层学、造山带区域地层学等(殷鸿福等，1997;张克信等，1997;龚一鸣等，1996;冯庆来，1993，1997，1999；王乃文等，1994，1995；郭宪璞等，1996；罗建宁，1994；杜远生，1995，1997；刘本培等，1996；姚华舟等，1994；方宗杰，1998；吴根耀，1998等)。 

    总体上，国内外对构造地层学的研究，仍处于初步总结的阶段，还不成熟，与国际上相比，目前国内研究范围主要是造山带、变质岩区，且重点在层序重建和原始沉积环境的依复，大多数研究基本上属地层学的范畴。然而，无可否认，在研究构造活动区带及受构造运动影响的地层中，沿用正常地层的方法已不完全适用，必须辅以或主要采用构造地层学的方法，才能正确恢复和建立地层层序，同时构造地层学己日益成为造山带和构造活动区带研究的基础之一，因此，发展和完善构造地层学是一项重要的任务。 

*本文为地质行业科学发展基金资助项目（HY979824）成果之一 

一、延边地区二叠系构造地层学研究 

   延边造山带是兴凯地块与龙岗一狼林地块之间的碰撞造山带。二叠系是主要沉积地层。 长期以来，因沿用正常地层方法而未能正确建立地层层序。自张允平等认为“山秀岭组” 可能是外来岩块（1994），邵济安、唐克东等识别了6种活动大陆边缘沉积（1995），已开始认识到延边地区二叠系必须用构造地层学方法才可能正确建立地层层序。 

    延边造山带主要限定于古洞河及汪清一密江断裂之间，其中的二叠系被花岗岩侵入后成残留块状分布于开山屯区、汪清一图门区和安图等地，大多数建组剖面在开山屯区，仅庙岭组建组于汪清。汪清一密江断裂以东的密江一珲春区是兴凯地块边缘区，因此和造山带区是二个独立的构造地层小区。恢复当时构造沉积环境，造山带二叠系是弧前盆地沉积，兴凯地块边缘区是山弧带和弧后盆地沉积。 

    1、开山屯区 

    开山屯区己识别出12个以上的鳞片状冲断岩片，岩片间为出露很宽的糜棱岩带，各组间大多以此相隔或成不正合接触。全区，特别是南部广泛发育有基性、超基性、硅质岩和灰岩等外来岩块，包含于黑色粉砂岩中。地层成挤压带状和透镜状。北部构造线方向为SWW一NEE,南部近SN，形成自北向南和自西向东的推覆。 
 
    1．大拉子盆地不正合边界；2．花岗岩；3．糜棱岩断层带；4．地层界线;5．基性、超基性岩块； 

6．石灰岩块；7．高地；8．采树沟组(P12-1)；9．大蒜沟组(P12-2);10．香仁坪组(P12-3);11．开山   

屯组(P21-1)；12．柯岛组(P21-2) 

      物质主要来自俯冲带的消减杂岩弧，形成以洋壳、海山碎块、碎屑为主的浊积岩和滑塌沉积混杂岩，以大蒜沟组、香仁坪组和柯岛组为代表，亦接受大陆边缘以花岗质为代表的沉积，以开山屯组和大蒜沟组底部和中部二层花岗质杂砂砾岩为代表，此外还有半深海硅泥质沉积，以采树沟组为代表。在西南部草坪一带还有几十平方公里的构造混杂体。经历了半深海一非海相一半深海的沉积过程，其间又经历了由深变浅的多次旋回。其沉积类似于印尼苏门答腊岛南缘尼亚斯巽他弧的消减杂岩附近弧前盆地沉积模式（迈尔，1991）。包括本区在内的延边地区化石稀少，灰岩岩块和砾石中的动物大化石较多来源于消减杂岩中的海山；基质粉砂岩中的化石较少，也是再沉积的产物，因此岩块和砾石中的化石可以老于、相同于和新于基质中的化石时代。其中的蜒、腕足、珊瑚和少量的瓣鳃类等，最老时代为中石炭世，最新时代为茅口期。各组动物化石的相似性和混杂性已无法用于对比地层和恢复层序，但总体沉积时期可确定为早二叠世晚期至晚二叠世早期。运用构造-沉积环境分析、非构造地层的覆盖和标志层对比后恢复的地层层序自下而上是： 

    采树沟组(P12-1)一杂色、灰色硅泥质建造 

    为本文新创建，分布于中西部岩片中和南部咸万洞口，在龙井南胜地一带也有分布。以糜棱岩断层带与其它组接触。岩性为杂色、灰色硅质岩和硅泥质岩，在胜地附近见硅质岩与碳酸岩组成条带状互层。迄今未分析出化石。建组剖面位于采树沟西、板田沟东山638高地一511高地。 

    香仁坪组  灰、灰绿色砂质板岩 

    大蒜沟组(P12-2)一沉积混杂岩建造和造山前磨拉石建造 

    孙恒元所建的大蒜沟组剖面，被视为倒转层序，由于“山秀岭组”被否定而应是正常层序。经测制咸万洞西山654高地剖面和东山941高地一733高地剖面，再复查山秀岭大粱剖面，该组由花岗质杂砂砾岩一黑色粉砂岩一花岗质杂砂砾岩一黑色、灰色粉砂岩、砂砾岩组成二个沉积旋回，在黑灰色粉砂岩、砂砾岩中散布有较多的基性、超基性、硅质岩和石灰岩块(包括“山秀岭组”岩块)，大可几平方公里，小至砾石级。原建组剖面仅相当上旋回的一部分。该组以有较大灰岩块体、透镜体，基质粉砂岩不显层理、韵律为特征，可在造山带区对比。 

    香仁坪组(P12-3)一杂色浊积岩建造和泥质岩建造 

    此组相当于前人所建上柯岛组、滩前组，为1962年杨启伦命名。建组于开山屯一香仁坪剖面，而非滩前村，“滩前组”一名不符合建组地点应与建组名称一致或附近的要求，同时据命名优先原则，应恢复香仁坪组一名。建组剖面上，此组与柯岛组(原下柯岛组)之间为糜棱岩断层带，不是覆盖关系。在岩性上，该组的含碳酸岩铁锰结核的杂色粉砂泥质板岩与粒序层理组成的粗碎屑浊积岩成间层，可以香仁坪北和西江边及寺洞沟公路剖面为代表。该组以灰绿、灰紫、灰黑等杂色，含碳酸岩、铁锰结核及浊积岩粒序层理等特征可在延边地区对比。 

    开山屯组(P21-1)一造山前磨拉石建造 

    与原建组含义一致。以具有磨园度好的花岗质砾石的杂砾岩、杂砂砾岩为特征。虽然与大蒜沟组中的花岗质砂砾岩层很相似，但该组以零星团块状分别覆盖于香仁坪组、大蒜沟组之上，分布于寺洞沟东山、大西山、山秀岭、四树坪、石门一带。大蒜沟组中的相似花岗质杂砂砾岩层成带状线形分布，可以与此组区别。 

    柯岛组(P21-2)一黑色浊积岩建造 

    建组剖面位于柯岛一山谷旗和寺洞沟旧水库，分别相当于原下柯岛组、山谷旗组和寺洞沟组，也分别代表该组的下段和上段。原柯岛组或柯岛群包含了现划分的柯岛组和香仁坪组，因此柯岛群一名应废除，而将柯岛组的含义限于以柯岛剖面为代表的粒序层理发育的粗碎屑浊积岩和以寺洞沟旧水库剖面为代表的细粒浊积岩。据命名优先原则而不用山谷旗组。而上下段在区域上不易划分，同时分别代表同一沉积体系的远源和近源浊积岩，因此不再划分出寺洞沟组。该组分别覆盖于香仁坪组、开山屯组、大蒜沟组之上，在建组剖面与香仁坪组为糜棱岩断层带相隔。以黑色、局部为暗紫色的粒序韵律层理发育的粗、细碎屑浊积岩为特征，可在延边地区对比。 

    2．汪清一图门区 

    汪清一图门区的冲断岩片构造不甚发育，粗碎屑沉积层也较少，未发现采树沟组。但是庙岭组中的石灰岩、基性、超基性岩块较多，包含于黑色粉砂岩中，所谓的“山秀岭组”灰岩与庙岭二叠纪灰岩联为一体，形成了巨大的岩块。表现了与大蒜沟组相似的沉积特点。前人将庙岭组分别与大蒜沟组、“下柯岛组”和“上柯岛组”对比，形成了不同的地层划分方案。解决这一问题的关键不是沉积特征和化石的对比，而是区域构造分析。 

    汪清庙岭地区从天桥岭一庙岭一大兴沟为一背斜构造，轴部正是在庙岭，两翼分别向北西和南东倾斜。轴部核心的庙岭组的代表剖面是庙岭采石场一533高地一593高地，背斜北翼可以天桥岭西的口山村一桃源村一铜矿公路剖面代表，在桃源村附近可见香仁坪组与柯岛组之间有十几米厚的磨园度好的花岗质杂砂砾岩，似为开山屯组沉积，同时可见柯岛组的黑色浊积岩。南翼可以庙岭一大兴沟公路剖面为代表，柯岛组的浊积岩特征亦很明显。上述背斜的地层层序是庙岭组一香仁坪组一柯岛组，即二黑(庙岭组、柯岛组)夹一红(香仁坪组)。因此庙岭组是最下部层位，应与大蒜沟组对比。 

    汪清西大坡一图门地区，地层走向近南北，为一相对独立的地层区域，由于汪清一密江断裂带穿越该区，是造山带与兴凯地块拼接部位。其重要地层问题之一是西大坡石灰岩块的认定，经查明，西大坡采石场的石灰岩有较多的黑色粉砂岩贯入体，表现了与山秀岭灰岩块相似的构造沉积特点，应隶属于庙岭组中的外来岩块。其二是满河组火山岩系的定位，由于该火山岩系为灰绿、灰紫、灰黑色的杂色火山岩及火山沉积岩，与东邻的侏罗系火山岩系相似，且上、下地层不清，因此在未采到可靠化石之前暂不作定论。这一情况与密江乡南铁路路堑剖面的情况类似。在密江乡西北铁路路堑剖面发育一套含碳酸盐铁锰结核的杂色粉砂泥质板岩，可确定为香仁坪组，被众多的花岗岩脉、岩墙和后期的基性、火山岩脉穿插，代表了山弧边缘拼合带的构造岩浆侵入。目前，该区能够确认的为庙岭组和香仁坪组。 

     3、 密江-珲春区 

 密江珲春区为兴凯地块基底所控制的山弧和弧后盆地沉积区，构造破坏不明显，向东成单斜排列，主要有解放村组和关门咀子组。解放村组为粉砂、细砂质板岩，除产少量植物化石外，在太平沟灰岩中见长达成20cm的海百合茎，代表了静水沉积，因此是海陆交互相；在十里坪乡也发现了黑色粉砂岩与白色石英岩互层，后者代表了成熟度高的海滨沉积；此外，该组也有局部的细浊积岩，说明当时处于大陆边缘及边缘斜坡。在马滴达盆地见有浊积岩，应为弧后盆地沉积，可与解放村组对比。关门咀子组以安山岩为主，代表了山弧火山岩系。密江-珲春区总体表现为关门咀子火山岩居中，两侧为细碎屑沉积，据此有人将其视为背斜倒转层序，但在解放村组与关门咀子组之间有灰岩夹层(太平沟灰岩)沿走向断续分布，而东侧则无此现象，因此两侧是不对称的，不能视为背斜、向斜的倒转。将关门咀子组等同于满河组并置于解放村组之下（李东津，1997），是不合适的。 

                                                   二、总       结 

   综上所述，运用区域构造分析和造山带沉积学研究，延边造山带的二叠系地层主要由硅质岩一沉积混杂岩一浊积岩一造山前磨拉石一浊积岩组成，但基本发育的是沉积混杂岩和浊积岩(包括泥质岩)。开山屯区冲断岩片构造发育，岩层走向有近东西，也有近南北，沉积类型多，地层组合全，表现了弧前盆地靠近消减杂岩弧一侧的沉积特征。汪清一图门区，构造相对简单，主要是褶皱和断裂，不同区域岩层走向分别为近东西和近南北，但岩片构造不发育，沉积类型和地层组合不完全，表现了当时靠近大陆边缘的盆地中心区域沉积。密江一珲春区则是大陆边缘区，主要为滨海沉积和火山岩系，弧后盆地规模小。上述特点反映了小型地块造山的增生弧一陆“软碰撞”特点。 

            参    考    文    献 

    孙恒元，1988；吉林延边地区二叠系研究的进展，地层学杂志，12，(3)，p．202—209． 

    迈尔，(孙抠等译)，1991；沉积盆地分析原理，北京：石油工业出版社，p．388—407。 

    吉林省地质局区域地质测量大队二分队，1964；1：20万区域地质测量报告，大拉子幅，北京：地质出版社。 

    吉林省地质矿产局，U88；吉林省区域地质志，北京地质出版社，p．137—139，156—166，174。 

吉林省地层表编辑组，1975；吉林省地层表。 

李东律等，1997；·吉林省岩石地层，全国地层多重划分对比研究，北京：中国地质大学出版社，p．24—28，156—163。 

    张允平，张炯飞，1994；延边地区石炭系二叠系研究新认识，沈阳地质矿产研究所集刊，3，p．80． 

    邵济安，唐克东等，1995；中国东北地体与东北亚大陆边缘演化，北京：地震出版社，p．64—70。 

    Bardoux,M.et al.,1994:Tectonostratigraphy  and gold mineralization of Cadillac tectonic zone at McWatters Mine,in: Rouyn-Noranda District gold deposits gitology; recent studies,pp.1-31.    

    Bogdaov,N．A．et a1.,1991:Significance of radiolarians in tectonostratigraphy of northeastern USSR.,in：Paleontological and stratigraphic investigation of the Phonerozoic in the Far East; results of radio1arian analysis for mapping, pp.20-29. 

    Harris，W.B．et al., 1994:Paleogene tectonostratigraphy and global sea level change，North Caro1ina coastal plain,in: Geo1ogical Society of America, 26; 7, pp．151． 

    Sliva, R．et aI.,1994: Tectonostratigrphy of the cetral north D'Agui1ar B1ock，southeastern Quees1and.in: Deformation processes in the Earth; from microcracks to mountain belts；field conference．Abstracts-Geo．Soc．of Australia,36；pp．148—149． 

    Spadini, G.et a1.，1995；  Tectonostratigraphic  modelling of the Sardinian  margin of the Tyrrhenian Sea．Tectonophysics, 252(1-4)；pp．269—284． 

    Srivastava，S．N．R  et  a1.，1978: Tectonostradtigraphy of the ophio1ite belt  of the Naga Hills, northeastern India，Himalaya Geology, 8，Part; pp．550-559． 

    Steltenpohl，M．G.，1987: Tectonostratigraphy and tectonic evo1ution of Skanland area，North Norway .Bulletin-Norges Geo1ogiske Undersokelse．409；pp．1—19． 

Surlyk，F.，1991: Tectonostratigraphy of North  Greenland；in：Sedimentary  basin of North Greenland．Bulletin-Gronlands Geo1ogiske Undersogelse．160；pp．25—47．