東北地質局官網
Ⅰ 沈陽的地質單位
這個問題有點專業，建議不要到網路知道上尋找答案
不妨直接上門問一問 哪怕問問門口的保安呢
地質：沈陽市黃河北大街1號，16號樓
Ⅱ 東北煤田地質局、沈陽勘察設計院、遼寧地礦測繪院哪個好
單田芳老師說過「好漢不賺有數的錢」，這類單位基本都是養老的，好任務本來就少，真的有任務出門還很辛苦，補助根本沒有，獎金基本自籌，呵呵。其實呢做為你一個本科生去這樣的單位本身就沒有競爭力，又不是研究生又不是博士等等。不知道你是家裡有門路還是自己拍腦袋想進這樣的單位，在這樣的單位里學歷第一，能力最後，情商第一，智商最後。如果能考公務員建議就不去這樣的單位，這樣的單位編制基本靠統考，要不就是實習然後永遠的實習，弄個派遣人員的編制基本就是比保潔的都不如。so，如果你只會測繪的話最好讓找找家裡人看看能幫你怎麼能使勁。
Ⅲ 遼寧省有色地質局怎麼樣
簡介：公司原名為中國有色金屬工業總公司遼寧地質勘查局。
Ⅳ 東北煤田地質局一五五勘探隊是什麼性質的單位是省直屬還是下屬是事業還是企業，是全額還是差額
屬於公益性事業單位，由所在省的煤田地質局管理。
Ⅳ 請問東北煤田地質局下屬的勘察設計研究總院待遇怎麼樣正式編制，無野外工作。
還是先找地勘局下面的單位吧，真的！！！四大煤城都快黃了，還搞這個行專當，會吐血的。他們的項目得屬等著地勘局吃剩的骨頭才能啃啃地。
還有，地勘局下屬單位編制除了個別單位難弄，大部分都是比較容易的，只要自身條件夠硬。
Ⅵ 沈陽市地質局
地質局
地址：116路;116路;228路;228路;279路;279路;280路;280路鐧懼害鍦板浘
本數據來源於網路地圖，最終結果以網路地圖最新數據為准。
Ⅶ 東北地質煤田局155勘察隊待遇怎麼樣很急
我也馬上去這個單位了，求指教
Ⅷ 核工業東北地質局二四O研究所待遇怎麼樣
一般也就3000-4000吧
Ⅸ 遼寧省核工業地質局怎麼樣
簡介：遼寧省核工業地質局是遼寧省人民政府直屬正廳級事業單位。遼寧省核工業地質局前身為核工業東北地質局，組建於1957年2 月。是一支專業的鈾礦地質隊伍，承擔東北全區、冀、魯、內蒙古東部鈾礦地質工作。
Ⅹ 東北地區區域地質背景
1.地質構造單元劃分
從區域構造格架角度來看，東北地區由南部的華北地台和北部的興蒙造山帶所構成，它們在古生代以前具有不同的演化歷史，古生代晚期-中生代初期完成兩者的聚合，其後發育統一的構造演化歷史。僅就本書涉及的北部興蒙造山帶而言，它自西而東可劃分為額爾古納地塊、興安地塊、松嫩地塊、佳木斯地塊和最東部的饒河地體(吳福元等，1995，吳福元和曹林，1999)，它們是古—中生代期間經多次事件拼合在一起的構造堆合體(collage)，其相互之間分別以得爾布干、嫩江、牡丹江和躍進山斷裂為界。
額爾古納地塊位於本區的西北端，是巨大的中蒙古中央地塊的一部分。盡管有關於該地塊太古宙岩石形成事件的報道，但對我國境內地區的這一構造單元的具體屬性目前所致甚少(孫廣瑞等，2002)。區內地質體主要以花崗岩為主，另有少量中級變質的興華渡口群片岩、片麻岩和未變質的砂岩、粉砂岩等，晚期被中新生界火山-沉積地層所覆蓋。由於目前研究程度較低，目前還難以對它們的時代作詳細的約定。部分作者認為興華渡口群可能為中元古代(王友勤等，1997)，但有學者認為應屬古元古代甚至太古宙(表尚虎等，1999)。新的年代學資料還顯示，這些花崗岩主要形成於中生代，但部分形成於早古生代(葛文春等，2005a;武廣等，2005;周長勇等，2005)。
興安地塊體位於大興安嶺地區，其出露的最古老岩石也定名為興華渡口群，但其時代及與額爾古納地塊上的興華渡口群關系不清。該地塊的最大特點是古生代地層相對比較發育，並出現年齡確切的古生代花崗岩(Wu et al.，2003;孫德有等，2000;苗來成等，2004;葛文春等，2005b)。該地塊以得爾布干斷裂為界與北側額爾古納地塊相鄰，並在該斷裂帶附近出露有新林-喜桂圖北蛇綠岩及相應的高壓變質岩(李瑞山，1991)。值得一提的是，本地塊在晚中生代疊加有大面積的大興安嶺中生代火山-沉積建造(蔣國源和權恆，1988;趙國龍等，1989;林強等，1998;Zhang et al.，2006)。
松嫩地體位於興蒙-吉黑地區的中部，其西側以嫩江-賀根山斷裂與興安地塊相鄰，東南部以牡丹江斷裂與佳木斯地塊相接。松遼盆地是其上疊的一個重要構造單元，主要岩石出露在張廣才嶺地區，東風山群是該地體中目前發現的最古老岩系，具體成岩時代尚不清楚。該地塊的最大特點是顯生宙花崗岩極為發育，在某種程度上，古生代地層及所謂的老變質岩系只不過是「花崗岩海洋」中的幾葉孤舟而已。以前曾對這些花崗岩進行過詳細的研究(吉林省地質礦產局，1988;方文昌，1992;黑龍江省地質礦產局，1993)，但近幾年的高精度年代學資料顯示，它們主要形成於晚三疊-中侏羅世的中生代(Wu et al.，2000，2001，2003a，2004a;Zhang et al.，2004，2005;吳福元等，1999;孫德有等，2001)。
佳木斯地體位於東北地區東部，是范圍更大的布列亞-佳木斯地塊的一部分，以出露麻粒岩相變質的麻山群為代表(曹熹等，1992)。傳統上以西麻山二輝麻粒岩中輝石的2539Ma的Ar/Ar坪年齡認為該地體是在太古宙形成的(黑龍江省地質礦產局，1993)，近幾年已有更可靠的資料顯示該地體的麻粒岩相變質作用發生在500Ma的泛非期(Wilde et al.，2000;宋彪等，1997)，並已鑒定出泛非期的花崗質侵入體(Wilde et al.，2003)。侵入其中的原定為新元古代的花崗岩實際形成年代為晚古生代(吳福元等，2001)，且這一時期的花崗岩在西側的松嫩地塊上目前還未發現。
位於本區最東部的饒河地體出露一套由深海相放射蟲硅質岩、濁積岩以及包含其中的鎂鐵質熔岩和石炭-二疊紀岩塊組成的地層，是我國東部唯一的中生代海相地層出露區。目前多數研究者認為，這套岩石組合應為蛇綠岩，並自下而上劃分為大頂子堆積岩、駝腰山枕狀熔岩、大佳河組放射蟲硅質岩、大嶺橋組深海濁積岩和上覆的永福橋組海相磨拉石沉積岩等(康寶祥等，1990;王友勤等，1997)。根據化石研究結果，一般將這套地層置於中晚三疊世—早侏羅世，或至中侏羅世—晚侏羅世中期(王友勤等，1997;丁秋紅等，1997)，代表了該時期一個規模不是很大的洋盆。但也有學者認為，這套岩石並非屬於蛇綠岩，它只不過是大洋中的一個洋島或外來地體而已(邵濟安等，1991;邵濟安和唐克東，1996)。年代學資料顯示，侵入於該地體中的花崗岩形成於早白堊世(程瑞玉等，2006)。
2.地塊基底性質
在目前上述構造單元劃分中，存在眾多有待解決的問題，大量地質體基本地質事實不清是嚴重製約進一步地質規律總結和深入研究的重要障礙。首先是關於松遼盆地的基底性質，以前一直有兩種截然不同的觀點。認為該基底應屬前寒武紀的重要直接證據是鑽孔岩心中存在片麻岩。然而，我們對已鑒定的所謂片麻岩進行岩相學檢查發現，它們實際上是遭受韌性變形的花崗質岩石。其中采自盆地中部二深一井花崗片麻岩的鋯石年齡僅為165Ma，而盆地西部杜I-4井中未變形的花崗岩的年齡為305Ma(吳福元等，2000)。這兩個數據說明，這些岩石並不是前寒武紀形成的，而是形成於中生代。盡管我們仔細尋找，但仍未發現古老的前寒武紀鋯石存在的痕跡。Nd同位素的示蹤研究結果顯示，這些基底岩石具有與周圍興安、松嫩地塊相似的特點，而與本區古老的佳木斯地塊岩石的同位素特點截然不同(Wu et al.，2001)。因此，我們認為，松遼盆地不存在前寒武紀結晶基底。考慮樣品的代表性，我們可以肯定地說，松遼盆地至少不存在大規模的前寒武紀結晶基底。
單元劃分中的第二個問題是關於本區前寒武紀變質岩石的形成時代。首先是佳木斯地塊上的麻山群，以前認為它應屬太古宙(黑龍江省地質礦產局，1993)，但下述的年代學數據不贊成這一點。第一，對該地塊上麻粒岩相變質的孔茲岩系及在變質過程中形成的石榴石花崗岩，其年齡在500Ma左右，應代表了這次變質作用的時代(Wilde et al.，1997，2000);第二，在這些岩石中，目前高精度的SHRIMP技術所鑒定出的最老鋯石顆粒年齡約在1600～1900Ma左右，且基本上所有的數據點都不在諧和線上，它們應該是沉積岩石蝕源區的年齡;第三，佳木斯地塊上的變質沉積岩和花崗岩的Nd同位素資料顯示，其模式年齡為1800Ma左右(Wu et al.，2000)。根據Nd同位素模式年齡的定義，麻山群沉積岩及其源岩的最大年齡不應超過18億年;第四，在柳毛地區，Wilde et al.(2001)鑒定出一個經歷過麻粒岩相變質的閃長岩，其變質年齡與其他岩石一樣(500Ma左右)，但該樣品似出現大約13億～14億年的上交點，結合閃長岩的岩石性質，我們推測這有可能是閃長岩的侵位年齡。如果這一推論正確的話，麻山群的沉積年齡應為中元古代。
興蒙-吉黑地區第二個古老岩石是大興安嶺地區興華渡口群，目前傾向性的意見是該群屬於早前寒武紀，或至少是中元古代早期。但Nd同位素資料顯示，它的Nd模式年齡集中值僅為1000Ma左右。因此，我們斷定，該群的最大形成年齡不超過中元古代晚期，而不是以前認為的古元古代甚至太古宙，支持這一解釋的最新資料來自該區科洛-新開嶺雜岩的年代學研究成(苗來成等，2003)。
上述資料大體限制了本區古老岩石的年齡情況，即佳木斯地塊是本區最老的塊體，其內部的麻山群可能形成於中元古代，且其物質來源於古元古代大陸。從這一點看，佳木斯地塊並不是從華北地塊分離出的一個塊體。大興安嶺地區的興華渡口群也不是想像的那樣古老，其主要形成於新元古代或之後，這些認識是恢復本區前寒武紀地殼演化的重要基礎。
3.興蒙造山帶古生代構造演化歷史
這是制約東北地區地質研究的關鍵問題，較差的露頭和大量後期花崗岩的侵入是導致眾多問題得不到深入研究的症結所在。因此，我們只能依靠前人發表的有限資料，對此問題進行總結。關於額爾古納與興安地塊的拼合時間，目前所依賴的線索很少，但根據得爾布干斷裂附近新林-喜桂圖北早古生代蛇綠岩、額爾古納右旗和塔河南藍片岩的出現，我們將上述兩地塊的拼合按早古生代處理。
區內最重要的問題之一是興安-松嫩地塊的拼合時間。前人將此拼合置於晚古生代(葉茂等，1994;張貽俠等，1998)，這也得到我們所進行的花崗岩年代學資料的支持，即在以前所確定縫合線北側的黑河地區，發育一套晚古生代造山後A型花崗岩，高精度的鋯石年代學研究表明，這些花崗岩形成於260～292Ma的晚古生代(Wu et al.，2002)，與西側相鄰的內蒙古中部和新疆東准噶爾地區的同類花崗岩時代類似，成因相近。因此我們推測，該巨型A型花崗岩帶應代表了一個很大范圍塊體拼合後的伸展事件，真正的塊體拼貼應發生在此之前。聯繫世界范圍內，造山作用主期到造山後伸展的時間間隔，上述塊體的拼合大致發生在晚古生代中期，其碰撞帶位置大約延黑河向南，並與賀根山縫合帶相連。支持這一解釋的資料還來自大興安嶺主峰和甘河一帶二長花崗岩的研究，我們獲得該花崗岩的鋯石年齡在300Ma左右，可能反映了碰撞事件的年代。
區內另一個重要的問題是關於上述拼合塊體與華北地塊的拼貼時間，這也是認識華北與西伯利亞塊體間古亞洲洋最後消失的地點和時間問題(Tang，1990;王荃等，1991;唐克東，1992)。一般認為上述拼合帶在西拉木倫河—長春—延吉一線，拼合時代應在早古生代。但古生物學的判定卻與上述認識有所出入(黃本宏，1983;郭勝哲，1986;王玉崢和樊志勇，1997)。我們對出露於吉林省中部磐石縣境內的呼蘭群進行了詳細的變質作用研究(Wu et al.，2007b)，該變質作用具有造山帶型變質作用的特點，其白雲母Rb-Sr礦物等時線年齡為250Ma左右，這一年齡應大體接近區域上造山作用的年代。同時，我們對與呼蘭群密切伴生的大玉山花崗岩進行了研究，確認其為同造山花崗岩，其岩漿侵位年齡與呼蘭群的變質年代基本一致。因此，我們得出結論，興安-松嫩與華北塊體拼合的時代應在古生代末期，這與區域地層學研究的結果基本一致。
關於古亞洲洋閉合的時間和地點問題，以前一直存在爭論，一般認為古亞洲洋最後閉合以發育在我國內蒙古的賀根山蛇綠岩為代表，縫合帶沿賀根山—嫩江—黑河一線分布，其時間在晚古生代早期(D3-C1)(曹從周等，1983;ZhangandTang，1989;Tang，1990;葉茂等，1994;邵濟安等，1997)，我們的資料也證實了這一縫合時間的正確性;但古生物及其他方面的研究則認為最後縫合的地點應位於華北地台北緣的西拉木倫河—長春—延吉一線(Zonenshain et al.，1985，1990;曹生儒，1993;趙春荊等，1996;王玉崢和樊志勇，1997)，時代可能為二疊紀(部分學者提出應在早古生代，唐克東等，1995;王友勤等，1997);而古地磁資料則認為位於蒙古—鄂霍茨克海一線(Zhao et al.，1990)。導致上述分歧的主要原因是對區域內廣泛分布的晚古生代建造的構造性質存在爭議(和政軍等，1997);同時，古地磁數據間常出現矛盾的解釋。從岩石建造的宏觀規律來看，張廣才嶺-延邊地區晚古生代的岩石建造主要表現為混雜岩，所謂的晚古生代地層實際上是混雜岩中的岩塊，多代表了大洋中的海山(吳福元等，2003)，這一點也得到了國際地質對比計劃第420項2002年工作組會議野外考察專家的肯定。由於混雜岩的基質不含化石，因而難以確定它的時代，但從岩塊的年代可知，混雜作用的形成時代應在晚古生代末期，並可能持續到早三疊世。因此，無論是岩石建造，還是年代學數據，都支持華北地塊北緣是古亞洲洋最後閉合的地點所在，其時代應在晚古生代末期—三疊紀早期(Wu et al.，2007b)。