本文所使用的地磁资料为沿榆林—咸阳—万源—涪陵综合地球物理大剖面(图 1)所采集的高精度最新地磁数据，并进行了数据处理与反演计算.该综合地球物理大剖面从陕西榆林向南经延安、咸阳、镇巴后进入四川省的万源、达州后直抵重庆的涪陵，总长约为1000 km，观测点距为1 km，采用的观测 仪器为GMS-19T型质子旋进式磁力仪，共采集到 974个不同点位的地磁场数据1060个，其中有检查点86个，均方误差为1.97 nT，观测精度符合规范要求.

对沿该剖面所采集的地磁数据进行了日变改正 和IGRF(International Geomagnetic Reference Field， 国际地磁参考场)正常场改正后，求得了各个测点的地磁场总强度异常值，并绘出沿该剖面的磁异常ΔT分布曲线，再经过化极处理则可以得到地磁异常场的垂直分量ΔZ(图 2，两条曲线均为3点圆滑后成图).为了削弱局部背景异常的干扰，以呈现出深部磁性异常体，对原始地磁异常数据做了向上延拓处理(图 3).

图2 剖面地磁异常特征图(CS:可能与华北克拉通向南高角度俯冲相关；YS:可能为扬子克拉通以缓角度向北俯冲相关) Fig.2 The characteristic of geomagnetic anomaly along the observed profile(CS: may be associated with NCC subduction southward with high angle; YS: may be associated with Yangtze cratonsubduction northward with low angle)

从曲线的起伏变化形态可见，不同构造单元之间存在着一定的磁性差异.在整体上该剖面由北向南可以分为四个异常区，即南鄂尔多斯盆地、渭河盆地、秦岭—大巴造山带和四川盆地东北缘.

榆林—铜川地带(南鄂尔多斯盆地)磁异常曲线起伏较平稳，变化幅度亦小，这是由于鄂尔多斯块体内部自显生宙以来发育了不同时期的沉积建造，而岩浆活动和地震活动却少见，构造特征比较稳定(张岳桥等，2006).依沿剖面地磁异常特征图(图 2)和向上延拓图(图 3)中的曲线变化均可以清晰地看出榆林以南的靖边县有一较大异常体，推断其为榆林—府谷基底断裂.而在延安与铜川之间的洛川县附近磁异常曲线有一凸起，形成极大值，此处为受到北山山前断裂影响，其幅值变化可达300 nT，它很可能与华北克拉通向南高角度俯冲有关；铜川—咸阳的渭河盆地磁异常曲线相对光滑平稳，这是由于渭河盆地有着很厚的新生代沉积，地表被第四纪所 覆盖，构造活动微弱，磁异常数值在该区域的总体趋 势为由北向南逐渐减小，由正变负(桩号300~450 km).

图3 向上延拓后的地磁异常图 (a)向上延拓2 km; (b)向上延拓4 km;(c)向上延拓6 km; (d)向上延拓8 km. Fig.3 The geomagnetic anomaly map after upward continuation (a)Upward continuation 2 km; (b)Upward continuation 4 km; (c)Upward continuation 6 km; (d)Upward continuation 8 km.

秦岭—大巴造山带磁异常曲线起伏跳动变化剧烈，且变化幅度亦大.秦岭造山带北部磁异常曲线显示为剧烈的高频起伏振动，但幅值变化不大，基本在100 nT以内，说明该区浅部磁性结构较为复杂，这可能与中元古代末-新元古代初秦岭发展为活动的大陆边缘，且出现两大块体俯冲、碰撞、消减及其后的造山作用有关(王谦身等，2013).秦岭造山带形成以后，由于其北缘近乎陡立，并有大量沉积物剥落至其北侧，故使得秦岭造山带北部分布有大量不同时代、不同类型的中酸性岩体，且均分布在浅表层.在户县附近磁异常迅速增加，形成一个小突起，为受到八渡—洛南断裂的影响.秦岭造山带南部磁异常曲 线随着纬度的降低而迅速减小，最低可达-300 nT， 从图中可以看出，在镇巴北侧纬度33°经度108.1°处出现磁异常极大值，而在万源附近纬度32.17°经度107.85°处则出现磁异常极小值，这一段曲线的形态与板状体磁异常剖面曲线极为相似.基于现有地质、地球物理资料的综合研究表明：秦岭—大巴造山带主要是由华北克拉通南缘、秦岭造山带和扬子克拉通北缘共同构成的，它们之间的商丹和勉略构造带为其内部的重要界带，形成了“三块夹两缝”的构造模式(王宗起等，2009).由此推断这种曲线形态为受到秦岭造山过程的影响，两个磁异常极值点则为秦岭造山带的边界(CS，YS)，可见秦岭造山带的磁性结构与华北及扬子克拉通大不相同，其南北向宽度约为100 km，却近于水平状分布，这表明秦岭造山带结晶基底为整体抬升.

大巴山构造带处的磁异常曲线表现为剧烈的起伏振动，总体而言随着纬度的降低磁异常曲线呈现上升之态势，且幅值变化范围较大，可达500 nT以上.这是由于这一水平向宽缓，垂向强烈变化的地带乃是扬子克拉通的前缘地带，而其早古生代地层中又含有大量的基性、超基性侵入岩和火山岩，故这一构造带经历了古生代大陆边缘伸展裂陷和晚三叠世的碰撞造山作用，其变形强度由北而南依次递减(董云鹏等，2008)，在磁异常曲线上则表现为自北向南磁异常强度逐渐增加，由负变正.显然，万源—达州间的磁异常大幅度变化乃与扬子克拉通的向北俯冲关切.

四川盆地东北缘，即四川达州—涪陵之间的磁异常曲线变化幅度较大，在进入四川盆地的边缘地带，磁异常最高可达400 nT，进入重庆之后磁异常曲线变得较平稳.这是因为在四川盆地东北缘主要以太古界深变质的基性-超基性变质岩为基底，而在重庆垫江北侧附近则穿插有一块中、基性岩浆岩的基底(江为为等，2001)，从而导致在这一地带磁异常变化强烈，并在磁异常曲线上表现为一个凹谷的形态.

为了研究剖面辖区的地下磁性结构，运用欧拉反褶积方法求取了地下磁源体埋藏深度(图 4a).这种方法以欧拉齐次方程为基础，利用磁异常数据、水平导数、垂直导数以及地质体的构造指数来确定磁源体位置.欧拉反褶积方法最大的优点是，它不需要假设任何特定地质模型，因此即使在地质体不能用一些棱柱体或厚板状模型来表达时，也能得到较好的结果并作出推断(阮小敏等，2011).由于本文研究区范围较大，跨越多个地质构造单元，因此不能简单 地用单一的地质模型去表征，利用这种方法则能够较好的确定磁性体的位置与深度分布.运用磁性体上界面频率域位场快速反演法和磁性上界面广义逆矩阵反演法(管志宁和刘光鼎，2005)求得了磁性基底顶界面的起伏深度(图 4b为频率域位场快速反演法所得)，所得结果基本一致，误差为±1.5 km.

图4 磁源体及结晶基底埋藏深度图 Fig.4 The burial depth map of magnetic sources and crystalline basement

由结晶基底的起伏变化(图 4)可见，南鄂尔多斯盆地磁源深度主要分布在15 km以内，最深可达20 km，结晶基底上界面埋深为4~6 km，由于受榆林—府谷基底断裂的影响，在靖边磁源体分布较深，而结晶基底却较浅；延安和铜川之间的洛川附近，其北山山前断裂导致了磁源体埋藏较深，结晶基底也较浅，仅有4 km左右；渭河盆地结晶基底较深，这是由于新生代以来渭河盆地大幅度的沉陷接受了巨厚的沉积，在总体上结晶基底由北向南埋深逐渐增加，因为受到了秦岭造山带北侧岩屑剥落后运移沉积的影响，而这些岩屑中有部分顺磁性或铁磁性岩石，从而导致了这一地区磁源体埋藏较浅，即大多分布在10 km以内.在咸阳以南的八渡—洛南断裂附近，磁源体和基底界面埋藏均较深.秦岭造山带北侧主要出露为华北型的基底和盖层建造，由于岩屑剥落及沉积建造导致浅表层磁性异常体杂乱，而结晶基底埋藏较深.基于华北克拉通与扬子克拉通的相向运动与俯冲、碰撞造山，且又经历了后期强烈的陆内造山运动，致使秦岭造山带南部的地层和岩性分布极不均匀，地质构造十分复杂，磁源体分布极不均匀，即从0~20 km范围内均有分布.这说明秦岭造山带在华北克拉通和扬子克拉通两大板块碰撞挤压及后期的造山运动中，促成了深部物质的运移、调整和交换；这里结晶基底埋藏深度迅速减小(最小可达3 km)，几近于出露地表，这是由于在两大块体碰撞过程中，深部物质上涌，导致沉积地层连同结晶基底一起向上隆升，故结晶基底在该处则表现为一个很大的凸起.大巴山构造带具有晋宁期形成的过渡性基底和大量的古生界盖层，发育有多层次的逆冲推覆构造，导致这一地区磁源体和结晶基底埋藏均较深，磁源体最深竞可达到28 km，且多分布在中、深层；城口断裂以北的推覆体沿底板滑脱层向SW推移了约60 km，盖在了扬子克拉通之上，造成结晶基底埋藏较深.四川盆地长期接受沉积作用，结晶基底埋藏深度较大，平均值可达8 km左右，磁源体埋藏深度总体较浅，在达州—垫江一带埋藏较深，且分布零散，这是由于四川盆地东北缘主要以上元古界板溪群变质岩为基底，而在这一地带穿插有一块中基性岩浆岩的基底之故.图 4a中两个凹谷则可能是两种不同岩性基底的分界，这一基底展布特征在图 4b中亦明显可见，它表现为一个埋深约为6 km的凸起平台，这有可能与秦岭造山带南北两缘华北克拉通和扬子克拉通的向南与向北俯冲相关.

基于在各断裂构造的界带处磁源体埋藏深度均较深，且分布零散，而结晶基底却有深有浅，故表明在断裂形成过程中存在着深部物质与能量的交换作用.这一系列断裂则可成为深部物质运动的通道，而根据断裂倾向和类型的不同，结晶基底亦会随地层起伏而有所升降.运用欧拉反褶积方法求取磁源体的深度可较精确地确定断裂的位置，并可发现新的断裂，由于不同构造分区之间的界带往往以深大断裂来界定，因此这种方法可以较好的划定不同构造单元之间的界带.

通过高精度人工源地震深部探测和数据采集与反演结果界定了北起榆林，向南抵涪陵地带的结晶基底速度结构，并给出其变异的等值线剖面分布图(图 5).所得结果表明：依据上地壳介质的岩性与地震波速度之间的匹配响应，设定地震波P波速度为5.8~6.0 km/s以上介质(见图 5中速度等值线)为沉积盖层的厚度，即速度为5.8 km/s的等值线为结晶基底的埋藏深度(滕吉文等，2014).通过图 4与图 5的对比可以看出：结晶基底的起伏形态基本相近，两种方法所得的结果亦比较一致，仅在一些局部地区有1~2 km左右的差异.由于人工源地震深部探测方法所得的结果精度较高，这也就从一个侧面反映出地磁异常数据反演所得的结果是可信的.

图5 榆林—涪陵剖面人工地震有限差分走时反演求得的基底速度结构 Fig.5 Velocity structure of crystallizing basement for traveltime conversion of artificial seismic method by Finite-difference along profile from Yulin to Fuling

在中国国土资源部航空物探遥感中心的支持下收集到研究区内的航空磁测异常场资料，其比例尺主要为1 ∶ 10万和1 ∶ 20万，网格精度为1 km×1 km，图 6为据此求得的航磁异常等值线图.为了压制浅部小磁性体的异常干扰，相对突出深部较大地质体的磁异常，对原始数据作了向上延拓处理(图 7).这两张磁场异常分布图包含了丰富的磁性结构信息，它们清晰地表明：研究区内主要有3条负磁异常条带展布，其走向和幅值各不相同，它们为研究区内不同性质、不同结构的基岩块体边界场特征的反映.为了进一步探讨研究区的区域航磁异常展布，现依航磁异常的分布特性由北向南逐一进行分析.

图6 秦岭造山带及邻域航空磁测异常场等值线图 Fig.6 Distribution map of the aeromagnetic anomaly contour of the Qinlingorogenic belt and its adjacent areas

4.1.3 四川盆地东北缘的磁性结构

进入四川盆地以后航磁异常则表现为稳定平缓的展布特征，但分布有团块状的负磁异常区.这是因为四川盆地东北部地区位于上扬子克拉通的西北缘，晚震旦世以来，该区处于秦岭洋被动大陆边缘广海沉积环境，沉积了一套浅海台型碳酸盐岩、碎屑岩，沉积环境总体较为稳定.中三叠世末的印支运动，伴随着勉略洋的关闭和秦岭由北向南的陆内碰撞与造山过程，四川盆地东部结束了长期的海相沉积环境，转入前陆盆地沉积环境，沉积了一套自上三叠统须家河组至下白垩统的陆相砂、泥岩层.垫江附近的团块负磁异常则是由于该处的基性岩浆岩基底局部上凸引起的.

通过高精度实测地磁数据与航磁异常资料对比可以看出，在航磁异常等值线图上沿地面地磁测量剖面，其磁异常与剖面实测地磁数据变化形态基本一致，这便充分说明了两种磁测数据和反演结果的相对应和可靠性.这里必须指出的是：图中南部由西向东的巴中、达州、万源、巫溪、恩施一带的向北突出的三角形正磁异常乃扬子克拉通向北俯冲的起始界带.

航磁异常边界场特征(图 6)与解析延拓图像(图 7)的一致性特征表明，这些磁性结构的分布特征乃整个沉积建造和结晶基底起伏与岩石磁性的反映，同时亦说明这种磁性结构展布表征着上地壳深部的岩相和结构的变化响应.

图7 航磁异常解析延拓图 (a)上延10 km; (b)上延20 km; (c)上延30 km; (d)上延40 km. Fig.7 The analytic continuation maps of aeromagnetic anomaly (a)Upward continuation 10 km; (b)Upward continuation 20 km; (c)Upward continuation 30 km; (d)Upward continuation 40 km.

该研究区在整体上呈现出正、负相间的航磁异常，且呈带状展布特征，它们是结晶基底磁性体属性与结构空间展布的特征反映.依据研究区的航磁异常数据反演了结晶基底界面的起伏形态(图 8)，其反演结果表明：该研究区内基底起伏变化显著，且极不均匀，由最浅的2 km可达到最深的8 km.不同构造单元之间结晶基底埋藏深度差别亦较大，且在35°N以北以NE向展布为主，而在35°N以南则以EW向为主，这种差异可能反映了不同块体之间的介质属性和构造分区的边界场响应.

图8 航磁异常反演结晶基底埋藏深度分布图 Fig.8 Distribution map of crystalline basement burial depth inverted form aeromagnetic

通过数据反演求得的上地壳中结晶基底起伏可划分为6个区块(图 8)，它们由北向南的分区变化特征为：

Ⅰ区在构造上位于南鄂尔多斯盆地，该区结晶基底埋藏深度较浅，平均深度约为4±0.5 km.这是因为鄂尔多斯盆地经加里东运动后于晚二叠世开始由陆缘盆地向中生代大型内陆盆地过渡,至三叠世进入了盆地发展的中期坳陷阶段,形成为大型的内陆盆地.在三叠纪末印支运动和侏罗纪末燕山运动的影响下使盆地整体抬升，并受到了不同程度的剥蚀.在榆林—靖边一构造凹陷区，其基地深度最深可达4±0.5 km，而在其南部的延川—延安一带结晶基底则为隆起区，基底深度仅为3 km左右.

Ⅱ区主要在36°N—34°N之间，属前陆渭河盆地部分，其基底深度较深，平均为5±0.5 km左右.新生代以来，渭河盆地主要表现为大幅度的沉降并接受巨厚的松散沉积，在秦岭、华山山前断裂带等相关阶状正断层的正倾滑运动控制下，整个断陷盆地在时空上呈现出拗陷与隆起，即凹与凸形态的复式盆地构造系统.渭河断陷盆地南深北浅，向南倾斜，是我国华北克拉通南缘第四纪以来下陷幅度和堆积厚度最大的地区之一，也是新地质时期垂直差异运动和历史地震十分活动的地带.这一地带则可能是华北克拉通向南俯冲的初始界带.

Ⅲ区地处秦岭造山带，这一地区结晶基底表现为隆起区，埋藏深度较浅，最浅可达3 km，基底呈EW向展布，与秦岭造山带延伸方向一致.秦岭造山带是在晚太古-中元古代洋陆相间构造基础上,于晚元古代-中三叠世经历了现代板块构造体制作用，并使在主造山期的华北克拉通、秦岭、扬子克拉通三大块体相互作用和华北克拉通、扬子克拉通向南、北相向俯冲碰撞造山，并由于后造山期强烈的陆内造山作用的叠加、改造所形成的复合型造山带.在华北克拉通与扬子克拉通挤压、碰撞的过程中，山体深部壳、幔岩层向上突起，故导致了沉积建造和结晶基底不断抬升.

Ⅳ区为大巴山构造带，这一地区结晶基底埋藏 深度较大，形成一个凹陷区，平均埋深为6±0.5 km， 最深可达7 km.大巴山构造带具有晋宁期形成的过渡性基底和大量的古生界盖层，发育有多层次逆冲推覆构造，而城口断裂以北的推覆体则沿底板滑脱层向SW推移了约60 km，盖在了扬子克拉通之上，造成结晶基底埋藏较深.

Ⅴ区为扬子克拉通的前陆地带，即达州、万源地域.该区结晶基底较两侧浅，表现为隆起区，平均深度为5±0.5 km.该地带位于扬子克拉通北缘，晚震旦世以来，该区处于南秦岭洋被动大陆边缘广海沉积环境，沉积了一套浅海台型碳酸盐岩、碎屑岩，沉积环境总体上较为稳定.由于喜马拉雅期的抬升作用，导致这一地域边缘地带遭受剥蚀作用，只保留了志留系及以前的地层，从而结晶基底较浅.这一地带亦可能是扬子克拉通向北俯冲的初始界带.

Ⅵ区为达州以南的四川盆地，该区结晶基底埋藏较深，平均深度为7 km，最深可达8 km.四川盆地是我国西南地区唯一的大型中生代沉积盆地，具有较厚的古生代与中生代的海相与陆相沉积和古老的基底构造，长期接受沉积导致结晶基底埋深较大.四川盆地基底可划分为结晶基底和沉积岩变质基底.前震旦系结晶基底地层是一套经受中、深程度变质且普遍混合岩化的地层，它们的主体是康定群，时代为晚太古一早元古代.康定群下部为一套中、基性火山岩建造，上部为中、酸性火山碎屑岩及复理石建造, 该群是四川境内目前已知最老的一套变质岩系.沉积岩变质基底地层, 包括覆盖于康定群结晶基底之上、不整合于震旦系之下的一套前震旦系浅变质地层与下震旦统地层(宋鸿彪和罗志立，1995).

通过地磁剖面高精度测量和区域航磁异常场的反演所得结晶基底埋深和起伏变化的研究可以做这样的理解：

(1)34°N以北和31°N以南地带的结晶基底.该研究区不同地带的结晶基底磁性结构存在明显差异，34°N以北属中等深度区(Ⅰ,Ⅱ区)，即4±1 km，走向为NE向；31°N以南属相对高深度区(Ⅵ区)，即6.5±1 km.在南、北两区结晶基底埋藏深度不同，异常分布走向亦不相同，但在整体上二者分布是均匀的，且变化平稳.同时也表明它们具有较厚的沉积建造.

(2)31°N—34°N之间地带的复杂结晶基底起伏变化.这一地带包括三个区(带)，即Ⅲ、Ⅳ、Ⅴ区，它们不论是各区(带)之间，还是区(带)内部变化，不仅是不均匀的，而且尚具有分块性.该地区乃秦岭—大巴造山带与前陆盆地地带.这便充分表明：它们受到物质分异、调整和非匀速运动的制约，且其南、北边界(CS,YS)形态亦不相同，前者走向近EW，而后者则为向北凸起状，似有向北平缓嵌入势态，但二者基底埋深却相近，均为6.5±0.5 km左右.

(3)对图 9所得结果的理解.主体上要提取它的分区性和相对变化规律，这是因为利用磁测数据反演结晶基底深度时，其本身横向分辨率远大于纵向分辨率，故在横向的敏感度乃该方法本身的特点所决定.

(4)秦岭—大巴造山带结晶基底的南北界带.基于磁异常场数据反演在横向具有高分辨率的特点，并对华北克拉通、秦岭—大巴造山带和扬子克拉通之间的界带进行了厘定.北界(CS)：即秦岭—大巴造山带与华北克拉通的界带为Ⅱ区与Ⅲ区之间的分界处，亦即结晶基底走向由NE向变为近EW向的界带；南界(YS)：即秦岭—大巴造山带与扬子克拉通的界带为Ⅴ区与Ⅵ区之间的分界处，亦即结晶基底走向由近EW向变为NNW向的边界.

鄂尔多斯盆地是我国石油、天然气、煤、铀矿等金属矿产资源和能源同盆共存的富集地域，也是目前我国石油、天然气储量、产量增长最快的盆地之一，资源蕴藏十分丰富(刘池洋等，2006).鄂尔多斯盆地是中生代以来叠加在早、晚古生代大型沉积盆地之上的一个双相沉积盆地，晚白垩世以来经历了后期改造，但总体上以整体升降为主，内部构造活动不强(秦绪英等，2005；王红伟等，2013)，故为能源与金属矿产资源的保存创造了良好的条件.鄂尔多斯盆地的资源分布具有一定的规律性，石油、天然气、煤和铀等资源富集在不同时代地层或同一层位不同层段，形成多层位成矿区(图 9).石油主要分布在盆地中南部的安塞—平凉一带，如安塞油田、延长油田.该区结晶基底为一构造隆起区，故为石油的生成、运移、富集和存储创造了有利条件.天然气主要分布在盆地中部的榆林—乌审旗一带，如乌审气田、靖边气田.该区结晶基底为近WE走向的凹陷区，为天然气的运移和存储提供了封闭空间.煤炭分布较为广泛，在整个盆地内均有分布.铀矿则主要分布 在盆地的周边地区(图 9).总体上具有满盆煤、南 油、北气和周缘铀矿的格局(杨伟利等，2010).

图9 鄂尔多斯盆地多种能源矿产平面分布图 Fig.9 Distribution map of multiple energy minerals in Ordios basin

秦岭—大巴造山带是一个多旋回复合的陆内碰撞造山带，是我国重要的多金属成矿带之一.自太古代以来经历了多种构造体制的转化，发生了多期构造热事件，为秦岭—大巴造山带地域深部金属元素在适宜部位的大规模聚集成矿创造了条件.由于伴随着多个构造成矿旋回，故所形成的含矿建造、成矿作用、过程及矿床组合具有多样性.由于华北克拉通 和扬子克拉通两大块体的俯冲、碰撞及其后期的陆内造山作用，构造运动十分复杂,岩浆活动强烈，因此金、银、钼、铁、铅、锌、铝、铜、汞、锑等金属矿产资源非常丰富, 从而使秦岭—大巴造山带成为有色金属和贵金属的成矿带域(图 10)(朱赖民等，2008；侯满堂，2011).

图10 秦岭造山带构造格架及代表性金属矿床分布略图(杨宗让，2012) 1 前寒武纪基底岩系; 2 秦岭古岛弧; 3 蛇绿岩带; 4 古缝合线; 5 区域性断裂; 6 花岗岩;7 热水盆地; 8 主要金属矿床. Fig.10 Sketch map of Qinlingorogenic belt and the distribution of metallic deposits(Yang, 2012) 1 Precambrian basement rocks; 2 Qinling ancient island arc; 3 Ophiolite belt; 4 Ancient suture; 5 Regional fracture; 6 Granite; 7 Hot water basin; 8 Major metal deposits.

断裂构造与矿产分布密切相关，研究区内绝大多数金属矿产都是由于深部热液物质以深、大断裂为通道上涌与聚集的产物，因此在各深、大断裂构造带所辖范围内分布有众多的各种类型的矿区和矿带.当然，造山带地带的断裂构造在地质历史时期内的活动时间、活动次数、活动规模、岩浆活动的强弱和蚀变与变质作用的深浅等因素对成矿区、成矿带的规模和性质均为极为重要的制约.在秦岭—大巴造山带地域寻找具有较大规模的金属矿产，应主要集中在两条岩浆岩带和靠近活动大陆块体的边缘地带，如岩浆活动带基性度较高的勉略、商丹和秦岭北界逆冲断裂之间地带(杨振武，2003).当今在这一地域矿产资源探查主要限在第一深度空间(0~500 m深度范围内)，而基于这一地域的结晶基底起伏、断裂构造和岩浆岩分布可见，向深部第二深度空间(500~2000 m)找矿、勘查，以在深处发现大型、超大型金属和非金属矿产及多金属矿集区尚具有很大的潜力(滕吉文等，2009b).

四川盆地是我国南方最大的含油、气盆地，也是我国典型的双相叠合盆地，具有悠久的油、气勘探历史，至今发现含气层层位20多个，气田173 个，油田13 个.盆内现今大中型油气田共35个，其中海相大、中型气田22个，陆相大、中型气田13个(图 11)(赵文智等，2007；刘树根等，2011).川东北属渐变型盆山结构区，现今大、中型油、气田共11个，其中大型油、气田3个、中型油、气田8个，主要以气田为主，如铁山坡气田、普光气田、渡口河气田、罗家寨气田、五百梯气田等(图 11)，4个含气层位分别为石炭系黄龙组、上二叠统长兴组、下三叠统飞仙关组和嘉陵江组，以石炭系海相气藏为主(占盆地海相探明总储量的21. 24%)，探明储量占四川盆地天然气总储量13.76%(何建坤等，1997；滕吉文，2003；马国庆等，2011).由于该区开发程度较大，且沉积建造盖层较厚，因此第二深度空间(5000~10000 m)的油、气探查和开发，以及未来油、气页岩的探查均具有很好的前景.

图11 四川盆地大中型油气田分布特征图(赵文智等，2007) Fig.11 The distribution of medium-large sized oil and gas fields in Sichuan basin (Zhao et al., 2007)