江西萍乐凹陷构造－沉积演化的基本特征及对找煤预测的启示

许德如，王力，2，王智琳，2，吴俊，2，吴传军，3

(1.中国科学院 广州地球化学研究所 矿物学与成矿学重点实验室，广东 广州510640;2.中国科学院研究生院，北京100049;3.中国科技大学地球和空间科学学院，安徽合肥230026)

江西萍乐凹陷构造－沉积演化的基本特征及对找煤预测的启示

许德如1，王力1，2，王智琳1，2，吴俊1，2，吴传军1，3

(1.中国科学院 广州地球化学研究所 矿物学与成矿学重点实验室，广东 广州510640;2.中国科学院研究生院，北京100049;3.中国科技大学地球和空间科学学院，安徽合肥230026)

中新生代以来，江西萍乐(萍乡－乐平)凹陷带的构造－沉积演化经历了三期四个阶段，即:印支期大规模的推覆、燕山早期晚三叠世末的基底拆离和褶皱－逆冲以及早侏罗世末的盖层滑脱、喜山期新近纪盖层和基底的滑覆，反映盆地性质具有断(裂)陷与坳陷的多次转换特征。构造运动对煤层的控制也表现为坳陷导致煤系地层盖层加厚、埋藏加深及错断、重复，以及由断陷导致的煤系地层地堑式错断、不连续或埋藏加深。位于萍乐凹陷中段的丰城地区，因远离凹陷带南缘的武功山和北缘的九岭两个巨型隆起带，储煤构造相对简单，晚二叠世龙潭组煤系地层受推覆构造作用影响较小，B4煤层保存条件较好，是有利的储煤区块。据此，建立了丰城地区构造控煤模式。

萍乐凹陷;构造演化;推覆构造;找煤预测

煤(井)田构造、尤其是全隐伏区深部构造，是煤田地质勘探及深部煤层开采极为关注的重大科学问题(曹代勇等，2009;李小明等，2010;彭苏萍，2008)，各种构造的形成和演化对煤炭资源的聚集、保存和破坏起重要的控制作用(韩德馨和杨起，1980;黄克兴和夏玉成，1991)。因此，深入开展煤(井)田构造研究、查清赋煤构造特点等，对找煤预测有着极其重要的理论和现实意义。

位于扬子和华南两大板块接合部位(图1)的萍(萍乡)乐(乐平)凹陷，是江西省煤炭资源主要储集区，主要含煤地层包括晚二叠世龙潭组及晚三叠世安源组。整体上，萍乐聚煤凹陷呈NE－近EWNNE向的反“S”展布，多期次构造变形复杂，逆冲推覆、重力滑覆和伸展等各种构造对带内煤岩系地层有重要的改造或破坏，给开展区内、尤其是隐伏区找煤预测带来了极大难度。区域上前人的研究主要集中在构造形迹的识别、划分(李文恒和龚绍礼，1998;马杏垣等，1983;朱志澄等，1987;朱志澄，1989)以及地层沉积特征的辨别、分析(李思田，1992;殷鸿福，1994;赵金科，1978)等方面，而对找矿预测有重要意义的矿(井)田构造较少涉及。近几年来，由于国家对能源矿产的需求激增，浅部煤炭资源逐渐减少和枯竭，地下开采的深度越来越大(大于600 m)，深部构造、尤其是全隐伏区的深部构造，已成为找煤预测和煤田勘探过程极为重视的工作。

本文以位于萍乐凹陷中段的丰城地区为主要研究对象，在重点讨论萍乐凹陷带的构造－沉积演化特征基础上，结合丰城地区煤(井)田构造的研究以及二维地震和钻探工程所揭示的成果，总结了萍乐凹陷构造控煤规律，开展了丰城地区全隐伏区深部找煤预测。

图1 (a).江西省大地构造略图(据江西省地质矿产局，1988);(b).华南大地构造略图(据Chen and Jahn，1998修改);(c).丰城地区构造简图Fig.1 (a).Sketch tectonic map of Jiangxi Province(after Jiangxi Bureau of Geology and Mineral Resources，1988);(b).Sketch tectonic map of South China(after Chen and Jahn，1998);(c).Sketch tectonic map of the Fengcheng area

1 区域地质概况

萍乐凹陷是古生代发育于江南古陆南侧的凹陷，普遍沉积了上古生界浅海相灰岩及海陆交互相煤系，沉积稳定，煤层发育较好，即著名的晚二叠世“龙潭或乐平煤系”;至中生代由于燕山运动影响，既改造了原始沉积物及其构造，使构造形迹(褶曲和断裂)大部具NE方向，构造基本定型;同时在凹陷附近产生断陷盆地，接受如晚三叠世安源煤系的沉积。区内基底强烈褶皱，盖层褶皱较弱，前者呈NEE-NE向展布，后者主要呈NE向展布;断裂破坏严重，且多成组、成带出现，延伸一般数十公里至百余公里，断层走向与盖层褶皱轴向基本一致，多呈走向逆冲或斜冲性质。

丰城地区位于萍乐凹陷带中段、丰城－乐平凹断束西南端内，南北两侧均为深大断裂所限(图1)。该区石炭纪以前曾遭较长期的风化剥蚀，晚石炭世才开始下沉接受沉积，形成了厚约1590 m的石炭纪至中三叠世地层。上三叠统至白垩系主要分布于断陷带及断陷盆地中，总厚度大于2800 m。该区成煤期后因受印支、燕山、喜山三次大的构造运动影响，形成了曲江向斜(付家圩复式向斜向东部的延伸部分)及一系列断裂构造。

1.1 区域地层

丰城地区及邻区出露的地层由老到新包括:中元古宇双桥山群(Ptb)、上泥盆统峡山组(D3x)、下石炭统梓山组(C1z)和华山岭组(C1h)、中石炭统黄龙组(C2h)、上石炭统船山组(C3c)、下二叠统栖霞组(P1q)和茅口组(P1m)、上二叠统龙潭组(P2l)和长兴组(P2c)、下三叠统大冶组(T1d)、下侏罗统门口山组(J1m)、古近系(E)和第四系(Q)。本区含煤地层为上二叠统龙潭组，一般厚度600 m左右，系一套过渡相为主的海陆交互相含煤建造，自上而下又可分为四段(图2):即王潘里段(P2l4)、狮子山段(P2l3)、老山段(P2l2)和官山段(P2l1)。其中，官山段、老山段及王潘里段是龙潭煤系主要含煤层位，分别称为A煤组、B煤组和C煤组，B4煤则是丰城地区及邻区主要可采煤层。

图2 丰城地区及邻区二叠纪地层综合柱状图Fig.2 Composite histogram for the Permian strata in the Fengcheng area

1.2 区域构造

萍乐凹陷两侧是由元古界组成的隆起。北缘是中元古界组成的九岭隆起，南缘是元古界和震旦系组成的武功山隆起，带内产出了自泥盆纪－新生代的地层。凹陷带北、南两缘分别发育了南昌－宜丰逆冲推覆系和武功山前逆冲推覆滑覆系(朱志澄等，1987)。前者自北向南、后者自南向北运移逆冲，并于凹陷中部对接。该带内发育有华夏系的NE向褶皱、SN向断裂、EW向褶皱;其中，基底褶皱主要发育于东端乐平－婺源地区，以NEE至NE向紧密线型褶皱为主;沉积盖层褶皱主要发育于西端萍乡－高安地区，以过渡型褶皱和宽缓型褶皱为主;在萍乡－宜春地区，尚发育一系列同斜倒转褶皱，南翼倒转。褶皱展布由西而东，形成一NNE-NE-NNE向的反S型构造式样。该区断裂发育，主要以NEE走向冲断层为主，往往成群成组出现，其它如NNE、近EW及NW向断裂则规模较小。依据地层、构造、岩浆岩及煤系地层等特征，又可将萍乐聚煤凹陷划分为丰城－乐平凹断束(图1中的Ⅳ12)和萍乡－高安凹褶束(图1中的Ⅳ13)。

据研究(钟南昌，1992)，萍乐凹陷及其基底存在不同层次的滑脱，并由宜春盆地滑覆系、九岭南缘逆冲推覆系和乐平逆冲推覆系组成一个规模宏大的复杂推覆系统。推覆系内部存在三种不同的结构类型:基底逆冲叠瓦式、盆地盖层对滑式和盆岭对冲式。钟南昌(1992)还认为，盖层区逆冲断层扩展的主导因素是盖层底部不整合面的拆离，后继作用是多层次滑脱和随后的切层逆冲，扩展顺序是由盆内指向盆缘;而推覆作用可分为三期:即印支期、燕山早期和喜马拉雅期。萍乐凹陷及其缘区这一巨型推覆构造系统与政和－大浦断裂以西的闽西南地区发育的一系列NE-NNE向推覆构造可能是华南地区自印支期至燕山早期因多期次构造事件所形成的、走向NE-NNE、宽达1300 km复杂逆冲和褶皱推覆构造系统的组成部分，其动力与华南－华北板块沿秦岭－大别造山带的陆－陆碰撞和华南地块南缘古特提斯洋的俯冲增生作用以及华南东部大洋板块向华南大陆之下低角度俯冲作用有关(陈爱根和吴正文，1996;翟明国等，2004;陶建华，2008)。

1.3 区域岩浆岩

丰城地区及邻区岩浆活动微弱，仅在其次级隆起或断裂带交叉复合地段，有少许加里东期或燕山期花岗岩、花岗闪长岩及少许燕山－喜山期基性岩及超基性岩，但对区内煤层变质改造影响很小。

2 萍乐凹陷构造－沉积演化特征

2.1 构造解析

本次构造解析研究工作分为宏观和微观两个方面:宏观上主要进行野外构造剖面调查、实测，微观上则采集区内各地层岩石定向标本进行室内岩石组构分析，两者结合进而探讨区域岩石形成时的条件及其在构造运动中的变形历史。野外地质构造调查和构造剖面实测以丰城地区及邻区为重点，选择了丰城－西山－奉新和樟树－泗溪－上高－宜丰2条NW-SE向剖面。岩石组构分析采用X射线衍射法分别测量了石英(1010)、(1120)、(1011)、(0001)面网和方解石(1012)、(0001)面网分布的规律性，并据该岩石组构(即矿物分布的规律性)分析构造变形特点，探讨构造变形环境等。由于X光岩石组构是采取全面积衍射统计，在显微镜下观察鉴定的基础上，考虑所测矿物的含量要求(＞25%)和粒度要求(＜1 mm)，结合矿区主要含煤地层(即龙潭组)岩石构造变形形迹特征和矿区构造变形历史的研究需要，在样品布局上考虑不同方向、不同特征的各种岩石，共选取了14块岩石样品以期充分了解不同岩性在不同构造带内变形后的组构特征。测试样品尺寸要求是直径30 mm、厚约2 mm的磨光岩片，先将野外地质定向面恢复为地理水平方位切制岩片，进行X光组构测试，然后将测试结果进行投影作图(等面积施氏网上半球投影)。测量工作由中国地质科学院地质力学研究所X光组构实验室完成。

通过地质调查和岩石组构分析(图3)，我们对萍乐凹陷丰城－宜丰地区推覆构造发育情况及构造特征取得一定认识，认为丰城地区及邻区构造格局的形成和演化与不同时期构造运动密切相关:

(1)印支－燕山期区内曾发生多期次大规模的逆冲推覆，导致元古代地层逆冲推覆到石炭系－二叠系－三叠系－白垩系之上，逆冲推覆方向在宜丰、西山地区均近似由N向S;

图3 西山万寿宫地质剖面图与代表性岩石组构图Fig.3 Geological profile of the Xishan-Wanshougong and representative rock fabric charts

(2)中元古代地层主要表现NE-SW向挤压，其次是NW-SE向和/或近SN向挤压，说明晋宁期形成的近EW向构造形迹已受后期构造应力的改造;

(3)震旦纪－寒武纪主要表现NW-SE向挤压，反映了加里东构造应力状态;

(4)石炭纪仍表现近EW向挤压，说明海西构造运动主要应力来源于近EW向，但仍残余有近SN向挤压或剪切旋转变形形迹;

(5)晚二叠世龙潭组主要表现近SN向挤压或NW-SE的扭压，但叠加有NE-SW向挤压，说明海西－印支期以近SN向或NW-SE向挤压和扭动为主;

(6)至晚二叠世长兴组，构造应力明显以近SN向构造应力为主，但NE-SW向应力对该地层有一定影响，说明在印支期后构造运动已开始发生重大的转折;

(7)三叠纪同时表现NE-SW向和NW-SE向构造挤压，这与印支期－燕山期以来构造应力转换相一致。

通过前述各构造变形特征的分析，结合前人已有的研究成果，认为:丰城地区及邻区早期的构造环境主要是南北向挤压，以造成东西向褶皱构造为主(图4a)。到印支期末以来，以由东向北、由西向南的扭转运动上升为主要机制、且扭动的愈来愈烈，因此构造形迹由北东东到北东再到北北东(图4b)，其挤压主应力方向由北北西到北西再到北西西。到燕山晚期以后，伸展、剪切和块断隆降成了本区的主要构造活动形式，因而白垩纪以后主要是形成各种断裂和断陷红盆(图4c)。总观本区应力场的变化大致是:强烈的挤压－逆时针扭转－后期的伸展拉张、升降和剪切。

2.2 沉积特征

为了进一步制约龙潭组赋煤岩系的沉积环境，本次主要对龙潭组赋煤岩系和古近系沉积岩开展了沉积粒度分析。粒度分析的样品均采自丰城地区，包括上二叠统龙潭组官山段、老山段、狮子山段和王潘里段砂岩、细砂岩、泥岩，以及古近系砂岩。实验采用薄片图像分析法，先将岩石样品制成薄片，然后将显微镜下的薄片图像摄取到计算机中(选择有代表性的视域采集图像)，在计算机上对颗粒的二维图像进行测量统计、编辑处理，并以此结果表征岩石的粒度分布特征，本次实验每个样品统计颗粒数为450个，总共得到3600个数据，数据经统计、分析后，得到以下数据表1及概率累积曲线图(图5)。岩石粒度分析由作者在中国科学院广州地球化学研究所显微镜室完成。

图4 区域构造发展示意图Fig.4 Sketch diagram for the regional tectonic evolution

表1 沉积粒度分析数据表Table 1 Sediment grain size analysis data table

图5 样品概率累积曲线图Fig.5 Cumulative frequency curves of the samples

参考粒度参数的解译数据，并对比晚二叠世江西省岩相古地理特征，认为丰城地区龙潭煤系(即B4煤层)形成于海退末期与海侵初期河流相、沙滩相的浅水三角洲环境。其中官山段为河流相沉积，岩性主要为石英砂岩、细砂岩、粉砂岩;老山段近海三角洲相到浅海相沉积，岩性为粉砂岩、细砂岩互层，夹煤层;狮子山段、王潘里段均为滨海浪带及潮坪沉积，岩性主要为细砂岩、中粒砂岩，夹泥岩、黏土岩互层。本区从龙潭组下部的官山段往上到长兴组灰岩底界，主要由一个大的三角洲旋回组成，分别对应粒度分析的结果:ZYZ-12官山段河流环境→ZYK-12下老山段海滩环境→ZYZ-17、ZYZ-21中老山段海相环境→ZYZ-06狮子山段、ZYZ-28、ZYZ-29王潘里段海滩环境→ZYZ-02第三系河流天然堤或沙洲环境(图6)。

2.3 构造－沉积演化特征

图6 丰城地区二叠系龙潭组沉积序列示意图Fig.6 Sketch diagram showing the Permian Longtan Formation sedimentary sequences in the Fengcheng area

结合华南区域构造演化特征，国内外学者探讨了不同时期华南盆山构造格局的动力学成因及与各种矿产的关系(Gilder et al.，1991，1996;Li，2000;Li et a1.，1995;Zhou and Li，2000)。李文恒和龚绍礼(1998)曾将区内二叠纪聚煤盆地形成演化划分为区域基底形成阶段(Ar?-Pz1)、聚煤盆地形成发展阶段(D-T2)和含煤地层变形阶段(T3之后)。本次通过野外地质调查，结合已开展的区域构造变形和沉积特征研究，认为萍乐凹陷构造－沉积演化经历了以下5个阶段:

第一阶段的晋宁期(图7a)，因扬子陆块和华夏陆块沿江山－绍兴一线对接，在扬子陆块上表现为晋宁运动，造成震旦纪与晚元古代早期地层呈不整合接触;而在江绍缝合带向西，扬子陆块与华南板块继续对接、碰撞，但未造山，只是引起该区震旦系与下伏地层呈整合或假整合接触。

第二阶段的加里东期(图7b)，华夏陆块继续向扬子陆块拼贴，永丰－抚州海底深断裂形成。该断裂向北延伸，与清江－绍兴深断裂的东乡－绍兴段连成一线，形成了赣杭断裂带。它将浙赣浅海分为两个沉积区，其北侧新干－淳安为相对坳陷区，南侧南城－金华为相对隆起区，北部的沉积厚度一般比南部厚100～300 m。

第三阶段的海西期－印支期(图7c)，受两侧同生断裂控制(宜丰－景德镇断裂和萍乡－广丰断裂)，萍乡－乐平地区发生大规模裂陷，沉积盆地由此开始成形。海西期地壳运动以升降为主，海水进退频繁，沉积了陆相、海陆交互相、海相地层。早二叠世末的东吴运动，使东南侧华夏陆块进一步上隆，区内海水向西南方向逐渐退却，造成了滨海平原沼泽环境，形成了区内重要的晚二叠世海陆交互相含煤建造即龙潭煤系(图7d)。晚二叠世末－中三叠世，海侵范围和沉积中心略有变化，但没有明显的构造变动。印支运动则使板块整体上升，基本结束了该区的海相沉积，进入了陆相沉积历史。

第四阶段的印支期(图7e)，发生大规模对冲式逆冲推覆，使得华南晚古生代以来的古地理格架发生了根本性变化。在江西及毗邻地区，大规模的海侵已基本退出;萍乐凹陷北缘的九岭隆起、南缘的武功山隆起则在构造应力作用下向凹陷带中部逆冲并对接，沉积盆地构造性质也由断陷逐渐向坳陷转变。丰城地区由于地处应力薄弱部位(山间坳陷)，受逆冲推覆作用影响不明显，仅在其南部的洛市一带存在属萍乡－乐平推覆－滑覆构造组成部分的推覆构造(马逸麟和梅丽辉，1997;吴安国，1990)。尽管如此，区域大规模对冲式逆冲推覆构造造成丰城地区龙潭组含煤岩系地层形成一近东西向复式向斜褶皱。印支期末，萍乐凹陷西部即萍乡至丰城一带地壳又开始下沉、海水侵入，因而沉积了一套晚三叠世含煤岩系，即安源煤系，沉积盆地构造性质也由坳陷向断陷转变。

第五阶段的燕山期－喜山期(图7f)，燕山运动使区内断裂发育，它既继承加强、又破坏改造了前期构造形迹，同时还强制新生发育一些新的构造形迹。燕山早期由于区域上第二次大规模基底拆离和逆冲推覆作用，不但使晚三叠世安源煤系发生褶皱变形和破坏、并控制其保存，而且也对龙潭煤系的破坏和保存起重要制约，因而此时盆地构造性质具有断陷－坳陷的过渡特点;燕山晚期晚白垩世末或喜山期初，由于重力滑脱作用，盆地构造环境由挤压转变为拉张、断陷作用继续加剧(余心起等，2006)，在原有构造的基础上形成一系列近南北向正断层，并伴随次一级牵引褶曲的发育，使之整体上表现地堑式断陷构造，因而有利于煤系保存。至喜山期，区内应力环境转化，原有深断裂活动转化为正断层性质，裂陷作用随之发生，个别地区形成箕状坳陷盆地，抬升剥蚀不一，接受古近纪巨厚的类磨拉石沉积建造，随后接受第四纪沉积形成了现存的地形地貌。

3 典型矿田(丰城)控煤规律与找煤预测

3.1 矿(井)田构造调查

丰城地区及其周缘分布着一系列已开采或正在开采的井田和勘探区(图1c)，主要包括坪湖煤矿、建新煤矿、八一煤矿、曲江煤矿、石上勘探区、尚庄煤矿、云庄井田、白富井田、杉林井田和八景矿区。矿区地质构造总体较复杂，主干断裂均分布在井田边界，次级断裂在井田内部较为发育，一定程度上影响矿井生产及工程布置。区内未发现任何类型的岩浆岩、蚀变岩。整个丰城地区及邻区构造线方向为NNE-NE向，个别发育近EW向和NW向构造(表2)。其中，断层主要为正断层、平移正断层，逆断层发育较少。正断层走向多以近SN向、NE向为主，其次为NW向和近EW向，但NE向、NW向和近EW向正断层常被近SN向正断层所错断，反映近SN向正断层的形成相对较晚;而近SN向正断层在深部则构成一组X型断层组合，倾向相对的正断层多构成地堑式形态、倾向相反的正断层形成地垒式形态，与萍乐凹陷内部构造特点相一致。

褶皱构造在丰城地区及邻区整体表现一弧形复式向斜形态，属于研究区西部付家圩复式向斜东延部分，控制了区内煤系地层。褶皱轴在丰城地区西部呈NEE-NE-近EW走向、中部转北部呈NEE-NNE-NNW-NW向，东部又变为NNE-NW-近EW向。

3.2 二维地震及钻探信息

本次二维地震工作仪器采用德国产SUMMIT数字地震仪，1.0 ms采样。记录长度1.5 s，全频带接收;激发方式:井深一般在2～6 m，井深小于3 m时采用双井组合激发，采用1.0～1.2 kg药量激发;接收方式采用40 Hz检波器组合检波，4个检波器2串2并组合，5 m内距接收;观测系统采用偏移距60 m，10 m道距，20 m炮距，80道接收，单边激发，叠加次数20次。

图7 萍乐凹陷构造演化示意图Fig.7 Sketch map showing the tectonic evolution of the Pingle depression

表2 丰城地区各井田构造特征综合简表Table 2 Structural features of the mining area in Fengcheng area

图8 二维地震解译B4煤层底板等高线与构造示意图Fig.8 B4 seam floor contour and structure diagram

野外工作共在丰城泉港地区共施工地震测线四条，呈“口”字型分布，分别为D1、D2、L1、L2(图8)。结合区域内原有的地震和钻探资料，对所得地震时间剖面进行了解译:主要包括确定相应的地质层位、断层及褶皱构造。其中，对应于古近系底界的TR波和二叠系长兴组底界的TC波，组成一组波组TR+C，作为覆盖层波组处理。对应于B4煤层的反射波TB波。该反射波能量较强，连续性较好，波组关系明显，是本区煤层对比解释的主要依据。

四条地震剖面基本反映了区内构造形态和煤系地层分布范围。解译结果显示测区煤系地层整体受一宽缓向斜控制，轴向北西，地层倾角较缓，煤层埋藏深度－600～－1300 m。由于后期地质改造，在东北角形成一个宽缓的次级褶曲。区内断裂构造以正断层为主(图8)。

其中，D1测线桩号6950处B4煤层反射波明显，反射波相位强，在该点设计钻探验证(验1孔)。钻探工作见C煤组两层，由于B4煤层被断层错断，未见 B4煤层。但在区内曾施工 2701钻孔，在884 m深度见B4煤层，厚1.72 m;另外，最近江西省地质勘查基金项目(项目号［2009］02-17)实施钻孔(1-1)在地震D1剖面线桩号4000位置约1060 m已揭露到B4煤层，证明该区有可采煤层存在。

3.3 控煤规律与找煤预测

结合二维地震勘探结果和矿(井)田构造调查，在丰城地区及邻区，褶皱轴转折部位均出现近SN向的正断层，如位于泉港区东部与白富－云庄井田之间的F39(F9)断层和位于泉港区西部与杉林－八景井田之间的F4断层等(图9)，这些近SN向正断层在使矿区地层发生错断过程中还形成一系列牵引褶曲。丰城地区所具有的褶皱、断层和地堑、地垒式构造形态，实际上是萍乐聚煤盆地的构造性质因多次转变而在局部的响应结果。

总体来看，丰城地区的褶皱和断层构造发育程度相对较复杂，尤其是矿区正断层不仅破坏了区内褶皱和含煤地层的连续性，而且使整个矿区煤系地层因断层错动产生一系列次一级牵引褶曲，最终导致煤岩层抬升不一而出现埋深不一的特点。

依据周边各矿区地质勘查报告和龙潭期聚煤规律，丰城地区内B4煤层属于较稳定类型且含煤层位具较好的连续性，故B4煤层将向泉港区稳定延伸。加之泉港区为一隐伏向斜构造，有利于煤层保存，认为深部有隐伏的B4煤层存在。但该向斜深部(＞1000 m)隐伏断层较发育，这些断层形成于成煤期后的喜山运动，断层性质基本为正断层，相邻的正断层组成地堑或地垒式构造形态，使得B4煤层产生错断和移动，导致煤层埋深加大或缺失。

图9 丰城矿区及邻区构造控煤规律分布示意图Fig.9 Sketch map of structure-control on coal mine in Fengcheng and adjacent regions

结合丰城地区位于萍乐凹陷两侧巨型推覆构造系统断陷盆地构造中心部位的认识，我们进一步认为，区内一系列不同方向的向斜构造虽是由于晚期一系列断层破坏而变得支离破碎的结果，但整体上仍有利于寻找龙潭组赋煤岩系地层。据此，在丰城地区及其周缘提出了两个预测区:即位于曲江向斜西侧的泉港预测区和位于其东侧的同田预测区(图9)。经钻探验证，在泉港预测区预获煤炭资源量近1.2亿吨，说明所提出的预测区可供进一步开展找煤勘查工作。

4 结 论

(1)中新生代以来，萍乐聚煤凹陷及缘区曾发生过三个期次四个阶段的构造－沉积演化，即印支期大规模的推覆、燕山早期晚三叠世末的基底拆离和褶皱－逆冲和早侏罗世末的盖层滑脱、喜山期新近纪的盖层和基底滑覆，反映盆地性质具有断(裂)陷与坳陷的多次转换特征。

(2)丰城地区二叠系龙潭组老山段煤层(B4煤)形成于河流－沙滩相的浅水三角洲环境。

(3)构造运动对煤层的控制在丰城地区主要表现为由断陷(地垒、地堑)导致的煤系地层错断、不连续或埋藏加深。

(4)丰城地区龙潭组煤系地层受推覆构造作用影响较小，B4煤层保存条件较好，有利于找煤预测工作的开展。

致谢:衷心感谢江西省煤田地质勘察研究院郑在邦总工程师、王飞荣高级工程师在野外地质考察工作及室内报告编写工作中给予的帮助和指导!感谢地质人员秦伟颖、伯慧、韩秋、邹永军、王振强给予的工作支持!

曹代勇，李小明，宁树正，林中月.2009.中国东部深化找煤的思路和方法.现代地质，23(2):347－352.

陈爱根，吴正文.1996.闽西地区逆冲推覆构造格局及其演化.中国区域地质，23(4):335－343.

韩德馨，杨起主编.1980.中国煤田地质学(下册).北京:煤炭工业出版社:427－675.

黄克兴，夏玉成.1991.构造控煤概论.北京:煤炭出版社:1－236.

江西省地质矿产局.1988.江西省区域地质志.北京:地质出版社:358－541.

李思田.1992.论沉积盆地的等时性地层格架和基本建造单元.沉积学报，10(4):10－16.

李小明，曹代勇，刘德明.2010.深部新区煤炭资源赋存规律及其勘探模式.煤炭工程，(2):68－70.

李文恒，龚绍礼.1998.华南二叠纪含煤盆地特征及聚煤规律.南昌:江西科学技术出版社:1－19.

马杏垣，刘和甫，王维襄，汪一鹏.1983.中国东部中、新生代裂陷作用和伸展构造.地质学报，57(1):18－27.

马逸麟，梅丽辉.1997.丰城洛市地区推、滑覆构造特征及其成因探讨.江西地质，11(2):14－19.

彭苏萍.2008.深部煤炭资源赋存规律与开发地质评价研究现状及今后发展趋势.煤，100(02):1－27.

陶建华.2008.福建推覆构造研究与找矿突破.福建地质，(2):105－124.

吴安国.1990.江西主要推覆构造的基本特征、形成机制及控矿作用.中国区域地质，17(1):35－39.

殷鸿福.1994.二叠系－三叠系研究的进展.地质科学进展，9(2):26－36.

余心起，吴淦国，舒良树，颜铁增，张达，狄永军.2006.白垩纪时期赣杭构造带的伸展作用.地学前缘，13(3):31－43;

翟明国，孟庆任，刘建明，侯泉林，胡圣标，李忠，张宏福，刘伟，邵济安，朱日祥.2004.华北东部中生代构造体制转折峰期的主要地质效应和形成动力学探讨.地学前缘，11(3):285－297.

赵金科.1978.中国南部二叠系菊石层.地质学杂志，1(2):35－42.

钟南昌.1992.江西萍乡－乐平地区推覆构造.中国区域地质，19(1):1－13.

朱志澄，叶俊林，杨坤光.1987.幕阜山－九岭隆起侧缘逆冲推覆和滑动拆离以及山体的不对称性.地球科学——武汉地质学院学报，12(5):503－510.

朱志澄.1989.逆冲推覆构造.武汉:中国地质大学出版社:1－102.

Chen J F and Jahn B M.1998.Crustal evolution of southeastern China:Nd and Sr isotopic evidence.Tectonophysics，284:101－133.

Gilder S A，Gill J，Coe R S，Zhao X X，Liu Z W，Wang G X，Yuan K R，Liu W L，Kuang G D and Wu H R.1996.Isotopic and paleomagnetic constraints on the Mesozoic tectonic evolution of south China.Journal of Geophysical Research–Solid Earth，101:16137－16154.

Gilder S A，Keller G R，Luo M and Goodell P C.1991.Timing and spatial distribution of rifting in China.Tectonophysics，197:225－243.

Li X H.2000.Cretaceous magmatism and lithospheric extension in southeast China.Journal of Asian Earth Sciences，18:293－305.

Li Z X，Zhang L and Powell C M.1995.South China in Rodinia:Part of the missing link between Australia-East Antarctica and Laurentia.Geology，23:407－410.

Zhou X M and Li W X.2000.Origin of Late Mesozoic igneous rocks in southeastern China:Implications for lithosphere subduction and underplating of basaltic magmas.Tectonophysics，326:269－287.

Tectonic-Sedimentary Characteristics of the Ping(Pingxiang)-Le(Leping)Depression in Jiangxi Province and its Implications on Coal Mineral Resource Prospecting

XU Deru1，WANG Li1，2，WANG Zhilin1，2，WU Jun1，2and WU Chuanjun1，3
(1.CAS Key Laboratory of Mineralogy and Metallogeny，Guangzhou Institute of Geochemistry，Chinese Academy of Sciences，Guangzhou510640，Guangdong，China;2.Graduate School of Chinese Academy of Sciences，Beijing100049，China;3.School of Earth and Space Sciences，University of Science and Technology of China，Hefei230026，Anhui，China)

The formation of the Ping(Pingxiang)-Le(Leping)coal-bearing depression zone was strictly controlled by three-period and four-stages of tectonic-sedimentary evolution from Mesozoic to Cenozoic.These include Nappestage in Indosinian，basal-detachment and fold-thrust stage in the end of the Late Triassic and cover strike-slip stage in the end of the Early Jurassic，and cover and basal sliding stage during Himalayan.Thus，multistage conversion between sag and fault depression made the basin type of the Pingle depression showing different geotectonic features.And different geotectonic features lead to diverse occurrence features of the coal seam.Sag led to thicker cover strata，greater depth of coal seams，stratigraphic leap and repetition;while fault depression led to stratigraphic leap，discontinuity or the greater buried depth like graben.The Fengcheng region is favorable location for coal mine as is it located in the middle of the Pingle depression and far away from the southern Wugongshan and the northern Jiuling uplift of the Pingle depression，its structural styles are relatively simple and the B4 coal stratum was well preserved.As a result of this study，we establish a coal-controlling structural model which could be a guide for coal mine exploration in the Fengcheng region.

Pingle depression;tectonic-sedimentary evolution;nappe structure;coal mine predicting

P542;P612

A

1001-1552(2011)04-0513-012

2010－11－20;改回日期:2011－06－07

项目资助:本文受全国危机矿山接替资源找矿项目(项目编码200736030)资助。

许德如(1966－)，男，博士，研究员，长期从事构造与成矿研究。Email:xuderu@gig.ac.cn