大學地質圖星崗地區
Ⅰ 北北東向構造帶地質特徵
北北東向構造與傳統意義上的新華夏系構造基本一致，是研究區內最為重要的構造體系之一。以發育一系列北北東走向斷裂構造為主，並伴隨著強烈的岩漿活動。總體上，北北東向構造與前述北東向隆起帶呈斜切關系，且交角較小。該時期的構造控制了侏羅系－白堊系盆地的形成、分布以及隆起帶與凹陷帶相間分布的現今構造格局。與這一時期構造伴生的褶皺變形主要為侏羅系－白堊系盆地中寬緩的褶皺，部分靠近斷裂部位褶皺變形較強。北北東向斷裂往往以相對密集的斷裂束出現，具有成群成帶分布的特徵。
綜合考慮本區構造特點，區內具有較大影響的斷裂自東向西主要為黑城子－八家子斷裂帶、下窪－叨爾登斷裂帶、紅山－八里罕斷裂帶和大興安嶺主脊斷裂帶。其中，以紅山－八里罕斷裂帶構造規模最大，變形最強，對區內成礦作用影響較大。
一、黑城子－八家子斷裂帶(圖2－1中F13～F14)
分布於研究區東南部的遼寧境內。北起遼寧朝陽黑城子—白塔子一帶，向南經北票、朝陽至建昌八家子，東西寬約40km，南北長約200km。總體呈北北東30°～40°，由一系列產生於古老變質岩和長城系及中生代地層中的斷裂組成。根據斷裂密集程度分為東、西兩個亞帶:西亞帶位於白塔子—大好村溝一帶，以雞冠山斷裂為代表。東亞帶即為狹義的黑城子－八家子斷裂帶。
(一)雞冠子山斷裂(F14)
該斷裂大致沿白塔子公社至婁子店(湯溝)公社一直向南西方向，並與北東東向承德－北票斷裂交會在一起。總體走向為北30°東，連續長度90km左右，破碎帶寬達200m。主斷裂面以向南東傾斜為主，但也有北西傾向的，具體產狀為110°∠72°、315°∠72°。斷裂帶通過地區的岩性極為復雜，有太古宙黑雲斜長角閃片麻岩、含磁鐵石英岩、華力西晚期的花崗岩、閃長岩及上侏羅統礫岩、頁岩、含油頁岩等。斷裂所穿切的岩石均清楚地顯示了擠壓特徵。在斷裂帶的兩側甚至破碎帶中，伴生大量各組方向的斷裂，其中壓扭性斷裂，產狀為150°～160°∠70°;張扭性斷裂，產狀為80°∠75°或230°∠45°;張性斷裂，產狀為190°～200°∠80°。沿斷裂發育巨大的石英脈，並組成眾多的、以北北東走向為主的岩牆群，後期的斷裂活動使石英脈受擠壓而破碎，造成脈中的石英礦物重結晶並沿北北東方向拉長，該礦物在以後再被新的斷裂所錯切，顯示了斷裂的多次活動。
(二)黑城子－八家子斷裂帶(F13)
斷裂帶由斷續相循的北東—北北東向走滑斷裂帶組成，斷裂帶寬5～7km，北起黑城子東，經北票、朝陽、葯王廟，直到遼寧建昌八家子，沿努魯兒虎隆起東側與朝陽－北票盆地間延展，斷裂帶長度超過200km。朝陽以南沿金嶺寺－羊山盆地中部發育，由兩條斷裂組成。東支切割中上侏羅統，反扭錯移約17km，沿斷裂帶有零星的早白堊世火山岩噴發和潛火山岩侵入;西支與婁子山隆起東緣逆沖斷裂重接復合;朝陽以北與北票南天門推覆構造重接，切割白堊系孫家灣組及更老地層。斷裂帶內見有中新元古界－古生界呈構造透鏡體出現。屬於燕山早、晚期活動的壓扭性殼斷裂。黑城子斷裂以東的大甲營子斷裂帶，不僅穿切了中、古生代地層，而且還錯斷了第四紀紅色亞粘土層，說明該方向斷裂帶在挽近時期還有較強烈的活動。
二、下窪－叨爾登斷裂帶(圖2－1中F15～F17)
該斷裂帶分布於研究區東部，斜切努魯兒虎隆起帶及其北側的褶皺帶，由一系列斷續出露的斷裂組成，北起敖漢旗下窪，向南經前坤頭溝、金廠溝梁，進入遼寧境內，過朱碌科、中三家，直抵凌源縣叨爾登。全長在250km以上，寬約50km，研究區范圍內僅為該帶之北段，長約百餘千米。根據斷裂的密集程度及特徵不同，可以劃分為南、中、北3段。
北段位於下窪以南、鐵匠營子以北之間，由教來河－白塔子河斷裂及其東南部的一系列分支斷裂所組成。教來河－白塔子河斷裂(F16)主要沿教來河－白塔子河呈45°方向延伸，可見長度達50餘千米。在敖吉—搗各郎營子一帶，斷層兩側地層及其產狀互不連續，在其西南端搗各郎營子一帶見連續的破碎帶。與此同時，該斷裂東南側形成4條與此斷裂呈30°～45°交角的分支斷裂，自西向東依次為搗各郎營子斷裂、上杜力營子斷裂、大敖吉斷裂、青風山斷裂。這些斷裂長30～35km，寬40～50m。主斷裂傾向南東，而平面上則呈舒緩波狀。它們將古生代地層切割成多個塊段，造成顯著的不同時代地質體不連續現象。兩盤主要為下石炭統的絹雲母石英片岩、變質火山岩等，次之還有中侏羅統———以中性為主的粗火山碎屑岩與燕山早期的白崗質鉀長、二長花崗岩。該斷裂帶屬壓扭性，具有逆向扭動的力學性質。沿斷裂有侏羅—白堊紀火山岩噴發及燕山期花崗斑岩岩株的侵入，而且這些火山岩又受到後期錯動。
中段(F15)北以貝子府—鐵匠營子一線為界，向南經林家地、四家子至遼寧朱碌科、中三家一帶，總長達110km以上。研究區屬於其北段，出露長達30km。該斷裂走向北東18°～20°，傾向北西，傾角42°～72°，由北西向南東逆沖，切過建平群至侏羅系，平移錯動23～25km。斷面平直光滑，破碎帶寬50～100m。帶內擠壓扁豆體、擠壓劈理、糜棱岩發育。該斷裂南段，即葉柏壽以東地區，斷裂的上盤(北西盤)發育著一系列平行排列的壓性分支斷裂，如上豆腐房沖斷層、安太溝沖斷層、岳家檯子沖斷層、九頭山沖斷層等，這些沖斷層的走向大體一致，為北東60°左右。未見切過主幹斷層，與主幹斷層組成多條「入」字型構造，它們與主幹斷裂所夾銳角指示下盤向北北東扭動，造成了太古宙結晶基底岩石發生位移，位移距離達到35km以上。兩側岩層呈現明顯的擠壓狀態，上盤震旦系中常見擠壓的拖曳褶皺。破碎帶寬達百餘米。
長皋金礦就是受到該「入」字型構造(三級或者四級構造體系)的控制。其次受到「S」型構造控制。
另外，在該斷裂的北東側肖家營子一帶，發育有一些帚狀構造，如肖家營子帚狀構造，位於主幹沖斷層的下盤。在長城系中有4個壓扭性旋轉面向北東方向撒開，向南西方向收斂形成帚狀構造。其砥柱位於收斂端內側，沿砥柱部位有燕山期閃長岩侵入，並形成了與其有關的鉛鋅礦及鉬礦。研究表明，該帚狀構造對肖家營子大型鉬礦具有重要的控製作用。
沿著上述斷裂帶，尤其是中三家斷裂帶兩側及其與雞冠子山斷裂帶之間，燕山期侵入岩廣泛出露，岩體出露面積不大，主要為岩株狀;在與北部赤峰－開原斷裂帶交會部位，岩體出露面積較大，且侵入岩方向以東西向為主，反映了早期構造帶對晚期構造帶的制約作用及不同構造帶的復合作用對岩漿活動的控制。岩漿岩類型主要為閃長岩和花崗岩類，這些岩漿岩與該地區金屬礦床的形成具有密切關系，如金廠溝梁南部的對面溝岩體等，對金廠溝梁金礦田的形成，肖家營子閃長岩對於肖家營子大型鉬礦的形成等都具有至關重要的作用。
南段(F17)全部位於遼寧境內，為凌源至叨爾登一帶，屬習稱的「叨爾登斷裂束」。該斷裂束南部由冀北經建平張家營子、凌源、叨爾登一線進入內蒙古，沿努魯兒虎隆起以西延伸，由斷續相循呈雁列的北東—北北東向展布、主要為逆沖壓剪性斷裂組成，傾向不定，傾角80°左右。斷裂帶與東側雞冠山－帽子山隆起上的古生界北東向褶皺、斷裂共同組成斷裂束。凌源以南為凌源三十家子盆地西緣邊界，松林子以南為燕山期火山－沉積盆地，叨爾登有新第三紀(新近紀)礫岩斷塊，凌源以北切割建平群、中元古界及下白堊統。受斷裂控制有早白堊世火山噴發和燕山期花崗岩侵入。斷裂位於重力場陡梯度帶，衛星照片上為線性灰階。由於位於研究區外，故不再詳述。
三、紅山－八里罕斷裂帶(圖2－1中F18～F19)
該斷裂帶位於研究區中部，南起寧城縣頭道營子—黑里河一帶，向北東經錦山—赤峰—烏敦套海，向北延入沙地，向南進入河北與平泉－桑園斷裂帶相接。斷裂帶東西寬50km，南北長200km。
該斷裂帶斜切前述黑里河－庫里吐北東向隆起帶，其主要構造成分包括一系列走向北東18°～30°的壓性、壓扭性斷裂和北西走向的張性、張扭性斷裂，組合成一個巨大的新華夏「多」字型構造(其中北北東向的斷裂最為發育)。斷裂之間還夾有呈北北東向延長的古老地壘和若干中生代的坳陷盆地。
該斷裂帶中的斷裂規模大小不一，規模較大的主要有紅山水庫(烏敦套海)－小河沿斷裂、連花山－黑水斷裂、哈拉道口－安慶溝斷裂、美麗河西－八里罕斷裂(F18)、旗桿廟斷裂及赤峰－錦山斷裂(F19)等。以下僅就地表形跡表現相對明顯的幾條斷裂敘述如下。
(一)美麗河西－八里罕斷裂(F18)
在八里罕斷裂束中，以美麗河西－八里罕斷裂的構造形跡最為顯著，且連續性好。它也是對研究區影響最大的一條斷裂。
該斷裂航磁異常反映明顯，赤峰市南部，由於受天山－陰山東西向復雜構造帶控制，航磁異常一般呈東西向展布。在該斷裂位置，航磁異常分布方向比較零亂，多數航磁異常轉為北東向或北北東向。八里罕—大城子的北西側為大面積正磁場，南東側為負磁場，正負磁場分界線附近，航磁等值線平行且密集。大城子－美麗河是由兩個北北東向展布的狹長正異常組成的串珠狀異常帶。美麗河以北至八肯中一段是大面積正負磁場區的分界線，航磁等值線沿北北東向展布，與斷裂延伸方向一致。
八里罕斷裂由走向北北東、傾向南東的主壓性結構面和發育同方向的壓性結構面群構成寬50m至數百米的擠壓破碎帶。該斷裂走向為北東28°左右，斷裂面傾向南東110°～118°，不甚平直，局部變化為130°～140°，傾角一般在45°～55°之間，沿著斷裂擦痕和劈理發育。在兩側50～100m的寬度內，岩石普遍破碎，有構造角礫岩、花崗糜棱岩，並有硅化、綠泥石化、高嶺土化等蝕變現象。斷裂附近常常有中性和酸性脈岩平行分布。區內該斷裂的構造變形特徵在地表具有非常明顯的露頭和構造破碎帶等表現，在婁子店東北和熱水鎮以南等地出露最明顯。
1.婁子店東北八里罕斷裂剖面特徵
圖2－4 八里罕斷裂婁子店二道營子灰場剖面
在婁子店東北的二道營子灰場，斷裂斷於燕山期花崗岩與白堊紀碎屑岩之間，沿斷裂為寬約30m的負地形溝谷，斷裂北西側為花崗岩，南東側為白堊系泥岩、砂岩、粉砂岩及凝灰質岩石等。其中斷裂帶北西側與花崗岩的斷裂接觸關系剖面出露清楚［圖版2－1(a)，(b)］，自北西向南東依次出露花崗岩、花崗質糜棱岩［圖版2－1(c)］、綠泥石化碎裂糜棱岩、微角礫岩［圖版2－1(d)］、硅化超碎粒岩(硅質薄膜層)，至斷裂帶中心(負地形部位)為黏性很強的灰白色斷層泥(圖2－4)，局部可見黑色斷層破碎帶和斷層泥。花崗岩為中粗粒花崗結構，塊狀構造，地表呈黃褐色、土黃色，花崗質糜棱岩呈黃白色，片理構造產狀為35°/SE62°，出露寬度0.5～1m，糜棱岩線理向北東側伏40°，具有比較典型的核幔結構和糜棱狀構造;綠泥石化碎裂糜棱岩呈灰色、淺灰綠色，出露寬度0.5～1m，是由花崗質糜棱岩被抬升後疊加偏脆性的破碎和動力退變質作用所形成的;微角礫岩為糜棱岩發生脆性破碎形成，出露寬度0.2～0.5m，角礫大小為2～10mm，個別大於10mm，構造磨圓明顯，角礫成分為花崗岩、糜棱岩和硅質岩;硅化超碎粒岩(硅質薄膜層)為斷層最後活動形成的滑動面，出露寬度0.05～0.15m，表面光滑如鏡，滑動面產狀25°/SE43°。
該剖面說明八里罕斷裂自白堊紀以來表現為左行正斷的運動學特點，這與中國東部晚中生代以來具有的伸展環境相吻合。同時該斷裂還具有長期多次的碾磨作用，形成寬度比較大的斷層泥帶。
八里罕斷裂也是現代活動斷裂，在該點附近，斷裂發育於花崗岩破碎帶與黃土層之間，斷距3.5～3.8m，並在地表形成高度達3m的地貌陡坎，反映其第四紀新構造活動特點［圖版2－1(e)］。
圖2－5 八里罕斷裂婁子店二道營子灰場剖面
2.熱水鎮南李麻子溝剖面特徵
在熱水鎮南李麻子溝，斷裂斷於燕山期花崗岩與白堊紀含礫凝灰岩之間［圖版2－1(f)］，沿斷裂為寬大約10m的負地形溝谷，斷裂北西側為花崗岩，南東側為白堊紀凝灰岩。自北西向南東依次出露花崗岩、硅化凝灰質構造角礫岩組成的破碎帶和灰白色斷層泥［圖2－6;圖版2－1(g)，(h)］。
角礫岩中的角礫主要成分為花崗質岩石，包括花崗岩、花崗片麻岩和少量片岩，角礫磨圓度普遍較高，達到次圓，部分為渾圓狀;角礫大小為1～3cm，部分達5～6cm，角礫含量為25%;膠結物為含晶屑凝灰岩，角礫岩層內又發育多個滑動面，沿滑動面發育擦痕構造、摩擦鏡面和5～20cm不等的硅化碎裂－碎粒岩。該硅化角礫岩抗風化。斷層滑動面產狀為45°/SE60°～65°，出露寬度0.5～1m，擦痕向北東側伏55°。
上述構造岩表現出來的變形特徵，反映了八里罕斷裂從早期到晚期的變化過程，即早期為韌性變形，逐漸演化為晚期脆性－脆韌性變形。另外，在八里罕斷裂中的糜棱岩中北北東15°～20°方向的節理非常發育，該組節理與安家營子金礦控礦節理基本一致。
從地層出露情況分析，此帶在成生過程中，上盤(南東盤)的運動方式以下降為主。該斷裂在八里罕附近被派生的北西向張扭性斷裂錯斷。在八里罕以南的主幹斷裂方位呈近南北向。
圖2－6 八里罕斷裂李麻子溝剖面
(二)連花山－黑水斷裂
位於八里罕斷裂東側，呈北東15°經由敖漢旗的黑水、孟家溝、梨樹溝至蓮花山附近通過，長達百餘千米。該斷裂在孟家溝附近介於燕山早期花崗岩體和下白堊統岩層之間，並錯開東西向斷裂達4～5km，在梨樹溝一帶又將下二疊統及大城子岩體錯開，其錯動方向均為左行。
在孟家溝、混金台、梨樹溝和撰山子等地，發育與北北東向斷裂配套的北西向次級張性小斷裂群，控制石英脈的分布和產出，且多呈雁行式或羽狀排列於斷裂兩側，除孟家溝受附近東西向斷裂的干擾呈北西300°走向外，其餘各地均為北西320°左右。這些小斷裂群成為重要的含礦構造。
(三)旗桿廟斷裂
位於烏丹東部的旗桿廟地區，走向北東18°～20°，在旗桿廟附近斷於奧陶－志留系內部，兩側岩層交角極大，岩石破碎，破碎帶寬1～10m，有構造角礫岩、斷層泥和擦痕等，沿斷裂帶綠泥石化明顯。斷裂帶南端切過了加里東期的超基性岩體。斷層面總體傾向北西，傾角70°。在旗桿廟北，斷裂附近發育牽引構造，上盤的片狀灰岩中的片理與斷裂面平行。故應為一壓扭性斷裂，成生於燕山期。
紅山－八里罕斷裂兩側，發育了同方向、同性質的多條低級別、低序次的構造帶，而正是這些低級別、低序次的斷裂構造對沿該斷裂形成的侵入岩及金屬礦產起到了直接的控製作用。如在馬鞍山隆起東北部的雞冠子山岩體中，北北東向的節理發育，並具有成群成帶分布的特點，安家營子金礦床主要沿著這些裂隙發育。在寧城黑里河陳家杖子一帶，北北東向的斷裂控制了隱爆角礫岩帶及岩體的分布，從而控制了與隱爆角礫岩有關的金礦化。而安家營子金礦田、陳家杖子金礦、櫻桃溝金鉬礦點等均是在八里罕斷裂的控制下形成的。
總之，該構造帶為一較為典型的「多」字型控岩控礦構造，也是金、鉛、鋅多金屬成礦帶之一。
四、大興安嶺主脊斷裂帶(圖2－1中F20)
位於研究區西北部。區域上，沿大興安嶺主峰及其兩側分布，向南經克什克騰旗的經棚，延入河北省境內，與上黃旗－烏龍溝深斷裂連為一體。呈北北東向延伸達千餘千米。根據各區段區調成果資料表明，斷裂總體向東傾斜，傾角在60°～80°之間。在區域重力場中，位於大興安嶺－太行山－武陵山重力異常梯級帶的北段西側，莫霍面深度大於38km。在布格重力異常圖上處於陡梯度帶向緩梯度帶變換的部位。斷裂形成於晚侏羅世，白堊紀繼續活動，與東部嫩江－八里罕深斷裂同步發展，形成巨大的大興安嶺主脊壘、塹構造體系。由於新生代沙地或第四系覆蓋，該斷裂在區內出露較差。但克什克騰旗南部的燕山晚期花崗岩、花崗斑岩絕大部分很明顯呈北北東向展布，並侵入於早白堊世地層中，顯示了受該方向斷裂帶的影響。
Ⅱ 中國有行星地質學的大學嗎
最優的是中國地質大學，其次是成都理工大學，吉林大學，以及各省的地質學院。如果你是希望學習理科的地質學專業，我想你比較適合搞研究，那麼你可以考中國地質大學的本科，然後考中科院的研究生，讀中科院的博士，那你就可以成為名副其實的地質專家了。
如果你希望應用地質規律，那麼，你適合去學習工程地質或者礦產地質，水文地質等等，這樣你既可以常常探索地質規律並更注重於應用。
註：中國地質大學地球科學學院是國家理科（地質學）基礎科學研究和教學人才培養基地、教育部「211」工程建設的重點學科所在地。2007年地質學一級學科被評為國家級重點學科，其下的古生物學與地層學、礦物學岩石學礦床學、地球化學、構造地質學和第四紀地質學成為國家重點學科，此外還有地圖制圖學與地理信息工程、 海洋地質二個省部級重點學科。這些學科全部有博士和碩士授予權，並設有地質學一級學科博士點和地質學博士後流動站。現有首批長江人才基金特聘教授崗位三個。建設有「湖北省地球物質與區域資源和環境重點實驗室」、「湖北省地球表層系統重點實驗室」，作為主要參與單位共建了「地質過程與礦產資源國家重點實驗室」，「生物地質與環境地質教育部重點實驗室」，「岩石圈構造、深部過程及探測技術教育部重點實驗室」。地球科學學院師資力量雄厚，現有中科院院士4人（殷鴻福、於崇文、張本仁、金振民）、俄羅斯自然科學院外籍院士1人（桑隆康）、博士生導師38人、教授和副教授85人。承擔北京周口店、河北北戴河、湖北黃石、長江三峽、江西廬山等教學實習基地的建設，為我校人才培養創造了極好的條件。 培養的學生具有扎實的地學基礎和實際工作能力，除為地球科學研究和發展輸送高層次人才外，還將在資源、環境、災害、寶玉石、地質工程、遙感地理信息系統和國土資源規劃等地學及其延伸領域中拓寬，使學生在上述部門和領域具有較強的適應國家經濟建設及發展的能力。
Ⅲ 實習十 閱讀地質圖，切制簡單的地質剖面圖
一、目的
(1)初步學習閱讀地質圖的方法，了解各種地質構造在地質圖上的表現，進一步建立地質構造的立體概念。
(2)初步學習繪制地質剖面圖的方法。
二、要求
(1)了解不同產狀的岩層、不整合、褶皺和斷層在地質圖上表現出來的特點。
(2)切制一張簡單的地質剖面圖。
三、實習內容
1.不同產狀的岩層在地質圖上的表現
水平岩層 水平岩層在地質圖上的特徵是:地質界線是與地形等高線重合或平行的曲線;新地層出現在高處(山頭)，老地層在低處(山谷);同一時代的水平岩層在坡度小時出露寬，坡度大時出露窄;上下岩層面出露高度差即為岩層厚度。
直立岩層 直立岩層面或地質界面(岩牆或斷層面)在地質圖上的表現是:地質界線永遠是一條切割地形等高線的直線，不受地形起伏影響;上下岩層面之間的垂直距離即為岩層厚度。
傾斜岩層 傾斜岩層或其他地質界面在地質圖上表現出地質界線是與地形等高線斜交的曲線。在山脊和溝谷處彎曲成「V」字形，有一定規律(稱「V」字形法則)。
2.不整合在地質圖上的表現
平行不整合 上下兩套地層的界線基本平行，傾向、傾角相同，但不整合面上下地層之間缺失某些年代的地層。
角度不整合 上下兩套地層產狀不同，並有地層缺失。不整合面的界線可截斷不整合面以下的較老地層的界線，不整合界線與下伏岩層界線成角度相交，而與上覆岩層界線基本平行，不整合面以上的底部地層可與不整合面以下不同時代的老地層接觸。
3.褶皺在地質圖上的表現
地質圖上主要根據地層的對稱重復分布來判斷褶皺構造的存在。分析褶皺發育區地質圖，首先要確定背斜和向斜，其次確定褶皺的形態和類型，最後確定褶皺形成的時代。
(1)區分背斜和向斜:背斜的核部地層時代較老，兩翼依次出現較新地層;向斜則相反，核部地層時代較新，兩翼依次為老地層。
(2)褶皺形成時代的確定:主要根據地層間的角度不整合接觸關系來確定褶皺的形成時代，即在不整合面以下參與褶皺的最新地層形成之後，不整合面以上最老地層形成之前。此方法對於不整合面上下地層時代間隔較短時，比較有用處。
4.斷層在地質圖上的表現
大部分地質圖上都用一定的符號表示出斷層的產狀要素和斷層類型。在沒有用符號表示斷層的產狀及類型的地質圖上，常畫出了斷層線，此時，首先要判斷其大致傾向及傾角，然後判斷兩盤相對位移方向，根據兩者可以確定斷層的性質，最後也要確定斷層的形成時代。
(1)斷層面產狀的確定:在地質圖上，斷層面具有和岩層面一樣的出露特徵，判斷斷層面產狀和判斷傾斜岩層面產狀的方法相同，可以在野外對於岩石露頭實測，也可根據斷層線和地形等高線之間的關系進行。
(2)兩盤相對位移的判定:根據兩盤標志層錯斷的情況判斷，但經侵蝕夷平後，兩盤往往處於等高平面上，加上標志層和斷層的產狀關系因素，情況會復雜些。
(3)斷層時代的確定:根據角度不整合(原理與確定褶皺年代的方法相似)，或地質體的相互切割關系來確定。
5.切制地質剖面圖
(1)選擇剖面位置:在仔細閱讀地質圖的基礎上，選擇有代表性的方向編制地質剖面圖。剖面線一般選擇垂直於岩層走向方向，並通過地層出露最全和圖區內最主要、最典型的構造部位。並將剖面位置標定在地質圖上。
(2)繪制地形剖面圖:在繪圖紙(選用方格紙)的下方適當位置畫出剖面基線，其長短與選定的剖面線相等，基線標高一般選取比剖面所過最低等高線高程再低1cm的高程，基線的兩端畫出垂直線條比例尺(一般與地質圖比例尺一致)，以一定間隔標明各橫線的標高。將剖面圖紙的基線與地質圖上的剖面線放平行，並使二者的起點和終點一一對准。最後將地質圖上的剖面線與地形等高線各交點一一垂直投影到剖面圖的相應高程線上，在剖面圖上按實際地形用平滑曲線連接相鄰的投影點，即得出地形剖面線。
(3)繪地質剖面:將地質圖上的剖面線與地質界線(地層分界線、不整合線、斷層線等)的各交點投影到地形剖面線上，按各點的產狀(傾角)在地形線下畫出各自的分界線，若剖面線與走向線斜交，應該按換算後的視傾角畫出分界線。
(4)整飾剖面圖:將規定的色譜或花紋填繪到各相應地層內，並註明地層代號。在剖面圖的下方，在適當的分層界線、斷層線下標明產狀。在剖面的正上方寫上圖名、比例尺，在剖面的右上方標上剖面方位。
四、作業與思考題
1.作業
(1)閱讀星崗地區地形地質圖(圖實101)，完成實習報告。
(2)繪制星崗地形地質圖上A—B地質剖面圖。
2.思考題
(1)如何確定褶皺構造的存在?其基本類型有哪些?
(2)如何確定斷裂(斷層)構造的存在?其基本類型有哪些?
(3)如何確定褶皺和斷層的形成時代?
圖十10-1 星崗地區地形地質圖（據葉俊林等，1987，修改這補充）
實習十 閱讀地質圖實習報告
1.水平岩層
分布地區:__________________________________________
在地質圖上的表現:__________________________________
2.傾斜岩層
分布地區:__________________________________________
在地質圖上的表現:__________________________________
3.不整合
涉及地層:__________________________________________
在地質圖上的表現:__________________________________
4.背斜
分布地區:__________________________________________
核部地層:__________________________________________
翼部地層:__________________________________________
在地質圖上表現:____________________________________
5.向斜
分布地區:___________________________________________
核部地層:___________________________________________
翼部地層:___________________________________________
在地質圖上表現:_____________________________________
6.斷層
分布地點:___________________________________________
斷層標志在地質圖上的表現:___________________________
Ⅳ 地質史
夾皮溝金礦區是金礦密集區。它位於華北地台北緣東段邊緣構造活動帶上，主要產出在夾皮溝花崗岩－綠岩帶的西南側，呈NW向展布，延綿30餘公里，有十餘個大、中、小型礦床和上百個礦點，發現的含金石英脈上千條，主要礦床有夾皮溝本區、三道岔、二道溝、八家子、板廟子、小北溝、四道岔、大線溝等。金礦帶分布在夾皮溝綠岩帶與啞鈴狀鉀質花崗岩之間的綠岩帶一側，礦體產出在韌性剪切帶中。綠岩帶、鉀質花崗岩和韌性剪切帶是與金礦密切相關的3個主要地質因素（圖1-2）。
夾皮溝綠岩帶位於樺甸市東南大紅石砬子—老牛溝—夾皮溝一帶，呈NW向長條狀分布在華北地台鐵嶺－靖宇隆起和古亞洲吉林褶皺區交界處的台區一側，並受濱太平洋大陸邊緣活動的影響，綠岩帶延伸約45km，寬4～10km，面積約315km2，北東側與以華力西晚期為主的黃泥嶺花崗岩相接，西南側以韌性剪切帶和新太古代鉀質花崗岩與龍崗麻粒岩－片麻岩區相鄰，北西端以輝發河斷裂為界，南東部分被鉀質花崗岩和燕山期花崗岩切斷。綠岩帶本身又被太古宙英雲閃長質－奧長花崗質片麻岩侵入，肢解成大小不等、形態不一的殘塊。花崗質岩石出露面積占總面積的65%左右，綠岩帶約佔35%，兩者之比約5:3。綠岩帶地層為夾皮溝岩群，下部老牛溝岩組，其原岩建造以鎂鐵質火山岩為主夾少量超鎂鐵質岩，厚度為2500m；上部三道溝岩組，原岩主要由鎂鐵質火山岩、長英質火山岩、沉積岩和條帶狀鐵建造等組成，厚度為1300m。夾皮溝岩群中安山質岩石不發育。整個岩序形成一個巨型的火山－沉積旋迴，又可再細分為多個次級火山－沉積旋迴。
圖1-2夾皮溝太古宙花崗岩－綠岩帶地質及礦床分布略圖
1—呼蘭群；2—夾皮溝岩群三道溝岩組；3—夾皮溝岩群老牛溝岩組；4—片麻岩－麻粒岩區；5—太古宙英雲閃長質－奧長花崗質片麻岩；6—華力西期花崗岩；7—鉀質花崗岩；8—金礦床；9—韌性剪切帶；10—地質界線；11—推斷地質界線
對夾皮溝金礦區地質認識的不斷深化是與採金和找金的實踐緊密相聯的，是與地質科學不斷發展密切相關的。對金礦帶賦存的控礦構造從主蝕變帶→NW向構造帶→韌性剪切帶的認識，從地表找礦到研究礦體的分布規律，從單一的地質找礦方法到以地質為主，物化遙的綜合信息找礦，從對礦床成因岩漿期後熱液礦床到綠岩帶有關的熱液金礦床，無不浸透著廣大地質工作者辛勤的勞動和無窮的智慧；隨著對地質認識上的一次次深化，促進了找礦工作的一次次突破，充分說明了科學技術是第一生產力的顛撲不破的真理。
在1960年以前，夾皮溝礦區雖然開采黃金已一百多年，但當時找金工作主要局限在主蝕變帶，且僅有一張26km2的1:5000千地形地質圖。圖上僅表示出幾條蝕變帶和岩脈（圖1-3）。主蝕變帶是指鞍山群三道溝組角閃斜長片麻岩經退變質作用形成的綠泥片岩、綠泥絹雲石英片岩等，其中疊加有硅化、絹雲母化、黃鐵礦化等熱液蝕變及含金石英脈等的地質體。主蝕變帶走向NEE，長約5000m，寬200～300m，開采了16條含金石英脈，最大礦脈的延長和延深均達600～700m。當時的認識是含金石英脈受構造控制，金的成礦物質來自燕山期花崗岩，礦床成因屬於岩漿期後熱液充填，工業遠景礦脈皆產在NEE向的主蝕變帶內。這些認識，在本區早期找礦時曾起過一定的作用，但後來根據這些認識將主要勘探工程（約6000多米鑽探，800多米的坑道）都投入到主蝕變帶，卻沒有取得新的進展，不得不在1960年10月夾皮溝本區宣布閉坑停產。
圖1-31960年前夾皮溝礦區地質圖
（據程玉明，1986）
1—太古宙岩石；2—主蝕變帶；3—花崗閃長岩；4—夕卡岩；5—含金石英脈；6—竣工鑽孔
在夾皮溝地區找礦工作面臨山窮水盡的情況下，在本區工作的廣大地質工作者，特別是604隊的地質人員，在反復研究了約20多處金礦點後，發現其共同的特點就是受斷裂構造控制明顯。雖然它們各自的產狀不同，但空間上多分布在NW向擠壓破碎帶一側的次級構造中，而且當時在NW向擠壓斷裂帶上的小北溝金礦床開採的深度已近400m，因而說明NEE向主蝕變帶控礦構造不是唯一的，還應注意NW向斷裂帶的控礦作用。在對NW向構造帶認識的基礎上，604隊的地質人員經反復論證和篩選，先對二道溝五號礦點進行地質勘查工作。
在1909年（宣統元年）在二道溝地表發現有礦脈。從1956年到1960年的5年內，先後有4個單元對5號礦點作了地質評價，他們都對地表僅有的3條規模不大的含金石英脈（長30～50m，寬0.5～1m）做了無工業遠景的結論。自1961年起，604隊的地質人員在突出加強礦區構造的研究後，著眼於由礦脈的地表規模，轉到控礦構造的特點和規模上。二道溝5號礦點地表礦脈規模雖小，但含礦斷裂延伸達400多米，與無礦的結論似乎不一致。他們在進行深部地質評價中，第一鑽就見到了工業礦體，礦體厚度為6.43m，金品位為17.27g/t，坑道中也見到了工業礦體。通過4個月的地勘工作，肯定了礦床的工業遠景，從而使礦山恢復了生產。這是跳出主蝕變帶，突破礦體空間展布的「禁區」，找到的第一個大中型礦床，為形成北西向斷裂控礦的新認識，邁開了十分可喜的一步。
再如三道岔6號礦點，含金石英脈地表長僅10～20m，寬0.1～0.3m，品位只有0.4～0.8g/t。如單從地表的規模與礦石的品位來看，其遠景就不很樂觀；但礦點位於北西斷裂構造帶上盤，與已知工業礦床相比，礦化特徵相似，且控礦構造十分發育。604隊先用平硐探礦，見到含金石英脈後連續布3鑽孔，孔孔見礦，發現了隱伏的三道岔大型金礦床。
認識來源於實踐，實踐更深化了認識。出露在地表的金礦化，經常是零散的。604隊的地質人員通過對零星礦化現象分析，探索其賦存規律，認識控礦系統，選出最佳成礦地段進行評價，這是夾皮溝地區找金的有效經驗。如1904年在八家子西部發現兩條含金石英脈，長50m，寬20m，品位27g/t，斷續評價至1964年，因著眼於兩條小脈，收效甚微，而且作了否定的結論；後來用控礦系統觀點，再認識八家子礦點，發現該含金石英脈分布在石英正長斑岩的上下盤，兩者關系密切，確立了控礦系統的存在，在石英正長斑岩向東延長1000多米處，結合控礦因素，選擇有利地段，發現了隱伏的中型金礦床。四道岔、菜
70年代末期，二道溝深部礦體的發現，可以說是本區找金工作又一次重大突破，並進而深化了對礦床成因的認識。在二道溝金礦發現初期，認為含金石英脈的形成是與花崗閃長岩有關的岩漿期後熱液礦床，因而礦體應分布在花崗閃長岩的上盤，所以前期鑽孔幾乎都停留在花崗閃長岩里。直到70年代末期，在375m中段，在閃長玢岩下盤發現了富含方鉛礦的含金石英脈後，提出二道溝深部可能出現第二個富集地段，經過勘探，在花崗閃長岩的下部又找到了深部礦體（圖1-4），從而認識到花崗閃長岩不是含金石英脈的成礦母體，而是切穿礦體，其形成晚於金礦體，這是對本區金礦床成因認識上的又一次飛躍。
80年代以來，隨著改革開放的不斷深入，和國民經濟的飛速發展國家需要有充足的、豐富的黃金資源，國家對黃金工業給予了足夠的重視；同時國際合作交流進一步發展，國外有關綠岩帶、韌性剪切帶和綠岩帶金礦成礦理論的引入，對本區的地質研究和找金工作也起了極大的推動作用。在此期間，604地質隊、夾皮溝金礦、吉林有色地勘局地質研究所、長春地質學院、長春黃金研究所、沈陽地礦所、天津地礦所、吉林地質科學研究所（下稱吉林地科所）、東北大學、南京大學等單位在本區進行了地層、構造、變質岩、花崗岩、礦床、地球化學、同位素地質、綜合信息找礦等多學科研究工作，對礦區的綠岩帶地質、構造格架、韌性剪切帶、TTG岩系特徵、成岩成礦特徵、同位素年代、成礦機制和控礦因素、礦床成因、綜合信息找礦模式等整理出了豐富的資料，促進了本區的找礦工作；此外，還提交了研究報告，發表了大量學術論文、出版了一些專著，其中較為重要的有：《夾皮溝金礦控礦因素與富集規律》（604隊程玉明，1979），《華北板塊北緣東段金多金屬成礦帶成礦遠景區劃》（吉林地礦局劉長安等，1985），《夾皮溝金礦帶地質條件、成礦規律和找礦方向》（吉林有色地勘局研究所胡安國、王義文等，1985），《吉林南部夾皮溝地區早前寒武紀地質及金的成礦作用》（沈陽地礦所林寶欽、阮忠義，1986），《華北陸台太古宙花崗岩－綠岩地體中金礦床類型和演化》（天津地礦所沈保豐、駱輝等，1989），《吉林省夾皮溝－金城洞花崗岩－綠岩區成礦作用及找礦方向》（吉林地科所戴薪義等，1989），《吉林夾皮溝金礦床含金石英脈的40Ar/39Ar快中子活化年齡測定》（吉林有色地勘局研究所吳尚全，1991），《吉林夾皮溝金礦區綜合信息成礦預測及深部預測》（長春黃金研究所朱太天等，1992），《遼北－吉南太古宙地質及成礦》（天津地礦所沈保豐、駱輝等，1994），《夾皮溝金礦帶花崗岩－綠岩地體金礦的成礦規律與成礦預測》（吉林有色地勘局研究所程玉明等，1994），《清原－夾皮溝綠岩帶地質及金的成礦作用》（天津地礦所李俊建、沈保豐等，1995）；《吉南太古宙高級變質地體及金礦床》（孫曉明、徐克勤等，1996）。總之，本區研究程度很高，由於掌握資料有限，可能還有些較重要的論文、專著、報告沒有提及，尚請諒解。
圖1-4二道溝金礦床0線地質剖面圖
（據604地質隊）
1—角閃斜長片麻岩；2—花崗閃長岩；3—閃長玢岩；4—含金石英脈
Ⅳ 應用於區域地質綜合分析與編圖
(一)用多層次遙感資料進行區域地質研究
1.用不同分辨力遙感資料進行區域地質研究
為了解區域構造格架和編圖,需要小比例尺、低分辨力的遙感圖像;相反,為對區域內一些重要斷裂、岩體及礦化地段細節進行解譯,就要求大比例尺、高分辨力的遙感圖像。表11-2表明,當遙感器的技術參數(最主要的是儀器的焦距)確定以後,成像時航高愈大,圖像比例尺就愈小;同時,取得單幅圖像所覆蓋的面積愈大,但分辨力隨之降低。為了滿足區域地質分析的以上要求,通常是選用多層次遙感圖像進行各種地質體的對比解譯分析,以發揮各種資料的長處。在甘肅北山地區進行大比例尺區域地質調查時,就充分應用各種比例尺及類型的遙感圖像,進行不同尺度地質體的解譯(表1-13。
表11-1 12種綜合處理組合簡表
(據全國遙感地質工作協調小組辦公室,1991)
圖11-2 香花嶺地區多種地學信息圖像集
2.利用遙感圖像的抽象作對比解譯與分析
用遙感圖像的抽象能力來獲取宏觀區域構造特徵、解譯構造格架對遙感地學工作非常重要。隨圖像比例尺變小,地面分辨力降低,各種地質體(包括線性構造)的細節被模糊化或隱沒,宏觀地質特徵相對被突出。滇東小江斷裂東川市以南段,構造擠壓特徵十分明顯,北段卻不清楚,反映兩段斷裂性質及地質歷史有差異(圖版56)。圖11-3是美國紐約地區不同比例尺圖像的線性構造統計資料,航高低的航片解譯出線性構造短(0-4km)而數量多;陸地衛星圖像則較長(8-20km)而數量少(C.A.Shuman,1991)。
表11-2
(據朱亮璞等)
表11-3 遙感圖像綜合應用簡表
(據戴文晗,1991)
圖1-14是Kapustin(1985)利用中等、中小、小到超小比例尺遙感圖像解譯出濱裏海盆地及其周鄰地區的線性構造。與區域地質及地球物理資料對照之後,評價不同比例尺、在不同構造單元、不同走向的線性構造及其與已知斷裂對應程度;確定每條線性構造在不同深度的構造層次的存在(即延深)。由於地質工作的習慣認識是:斷裂構造的地表延長正比於延深(推覆構造、薄皮構造等例外),因而可以利用多層次遙感解譯資料來定性分析斷裂的主次與規模;建立區域斷裂的構造格架;對比同一斷裂的影像特徵在不同地段變化。
3.用多源地學復合資料進行區域岩性識別與編圖
利用遙感資料來識別岩性、圈定不同岩性的邊界,歷來是遙感地質的一個重點和難點。多源地學信息的應用,增加描述與區分岩性的標志。M.Fernandez與Alonso(1991)對東非盧安達地區航磁、航放和TM的復合資料編制岩性分布圖,把Th、U、K航空放射性測量數據先轉換為當量濃度值,此值相當於伽瑪儀產生的輻射信號的該種元素的理論含量(表11-4)。然後TM5分別與Th(R)、U(G)、K(B)做復合合成和IHS變換(圖版19),並以表1-14的數值為依據編制出簡易岩性圖來(圖11-5)。圖11-6是原有的地質圖件,可見圖11-5岩性劃分更為詳細。
圖11-3 阿巴拉契高原各種圖像的線性構造長度分類簡圖
圖11-4 裏海盆地東部遙感圖像解譯圖
4.用復合圖像編制區域地質圖
為編制區域地質圖,要求遙感圖像精度高,波譜與空間信息豐富。機載合成孔徑雷達(SAR)與星載多波段掃描圖像如(TM、MSS、SPOT)的復合圖像最接近這種要求。這類數字復合圖像一直是國內外遙感研究重要內容。
表11-4
圖11-5 盧安達西部岩性解譯簡圖
圖11-6 盧安達西部構造一造性單元圖
岳陽地區SAR圖像為X波段(波長2.4-3.75cm)HH極化,分辨力為3m(圖版68)。復合處理包括:①把SAR掃描資料轉換為地距圖像;②進行投影變化和數字鑲嵌;③重采樣使SAR及TM的像元大小統一為7m,④按TM4+SAR(R)、TM5+SAR(G)、TM3+SAR(B)作假彩色合成圖像(圖版24)。復合圖像比單幅SAR、TM對區域地質解譯與編圖有如下主要優點(朱亮璞,1991):①更強的立體效應,便於構造與地貌解譯,圖版24上△處蓮沱組(Z21)不整合於冷家溪群(Pt)之上,單面山的構造地貌十分清楚。②MSS/TM的雲下陰影與SAR圖像上因微波直射受阻產生的陰影區在兩者復合圖上得以互為補充,改善圖像質量。③微波輻射能顯示濃密植被下的某些地形細節,使像冷家溪群那樣岩性單調、構造復雜,又缺少可供地面追索的標志層的地層,能夠憑復合圖像上壠脊、陡坎等微地貌特徵,揭示其細部地質構造和層理。我國有很多類似中淺區域變質岩(如華南冷家溪群、華北滹沱群等),一直缺少能揭示其內部構造的技術手段。上述復合圖像是一種有開發潛力的技術資料。④由於波譜與空間信息豐富,也增強了編圖時岩性-地層單元的識別與劃分(圖11-7)。
圖11-7 岳陽地區SAR與TM數字復合圖像地質解譯圖
(二)多源地學信息資料在斷裂、線性構造研究中的應用
1.對內蒙東南部線性構造帶的研究
研究區位於內蒙東南與河北省交界處,區內礦化受岩性、斷裂、火山盆地等因素控制。
使用的多源地學信息資料包括:①遙感(TM磁帶)、航磁、航放等數據資料;②地質圖、礦點分布圖、線性構造解譯圖等二維平面圖件;③其他地質資料。對航空放射性測量資料,經過含量、放射性平衡、高度、大氣等多項校正處理,使測量數據轉換為能直接顯示Th、U、K三種放射性元素在地殼表層的含量分布。對地質圖等平面圖件,首先進行整飾處理,如對陸地衛星數據的幾何校正,使其經緯網坐標系統與地形圖件相匹配。對各種解譯圖件統一比例尺等,即按本章第一節中的數字化、網格化、編碼、幾何配准等步驟,形成矢量數據文件,以便建立多源信息圖像數據文件庫,為復合、疊合作好准備。
圖版22是在TM圖像目視解譯(全向或不同方向)線性構造的資料基礎上,進行密度統計,把U(R)、Th(G)、K(B)假彩色合成圖像與全方位線性構造密度統計圖的疊合(疊和)圖像。
線性構造的統計是經過試驗後,選定一定半徑的圓為窗口,統計出全區每個窗口線性構造長度之和後,繪出線性構造等密度圖。並按密度一定的網值及地質資料,確定高值區構成的線性構造帶。第二是對線性構造的幾何形態進行研究,分為「Y」、「O」、「U」、「X」等型。第三是結合區域地質及解譯資料,分析這些線性構造帶與區域斷裂、火山、盆地邊界等的關系,推斷其地質成因。最後探索其與區域成礦(鈾、金等)的空間與成因關系。何鍾琦等(1992)還根據地質、遙感、航磁等多種特徵信息資料,分析與斷裂有關的線性構造的切割深度(表11-5)與產狀特徵(表11-6)為斷裂遙感半定量研究提供新的技術途徑。
表11-5 線性構造帶產出深度特徵識別(模型)表
(據何鍾琦等)
F—地質觀察斷裂;Ma—岩漿岩體;B—中新生代盆地;
F、Ma、B三者可以是斷續出露的;
LD—遙感圖像線性構造帶(單位面積斷裂構造總長度);
CD—遙感圖像線性構造區(單位面積環形構造數量);
HM—磁場高通方向濾波顯示出的線性特徵;
LM—磁場低通方向濾波顯示出的線性特徵
表1-16 線性構造帶產狀特徵識別(模型)表
(據何鍾琦等)
2.用航磁與遙感資料綜合分析線性構造
航磁資料是多源地學信息中最常用的一種非遙感資料。通過對航磁值的高與低及正、負異常來解譯基底磁性與非磁性岩石分布,推斷基底斷裂的特點。航磁資料的不同深度延拓與不同方向濾波,配合遙感資料解譯線性構造非常有用。航磁資料常經處理成下列幾種平面圖:①航磁ΔT彩色圖像;②航磁△T等值線圖(圖11-8右上);③航磁△T剩餘磁場圖;④航磁不同深度的延拓圖(圖11-8左上);⑤航磁不同方向的卷積圖;⑥航磁ΔT的LAHE圖,⑦航磁ΔT不同方向的二次導數圖(圖1-8,左下);⑧航磁ΔT的陰影浮雕圖(圖1-18右下)等種類。當然也可以把航磁資料與遙感圖像進行復合處理(圖版20),或把航磁資料與岩性界線疊加起來,這對研究區岩性磁性的解譯與分析都非常直觀有用。通過分析可以取得研究區構造格架、優勢斷裂或線性構造發育方向及特點,以及斷裂、線性構造與其他地質體的相互關系,對區域成礦預測提供新的認識。
(三)多源地學信息復合資料在隱伏岩體和構造岩漿帶遙感地質研究中的應用
1.用重、磁資料與SAR圖像復合來研究香花嶺岩體深部構造特點
應用SAR、航磁、重力與陸地衛星遙感多源地學信息復合來研究我國著名南嶺多金屬礦帶,並預測成礦有利地段(易昌善,1990)。首先對SAR圖像進行重采樣,使分辨力變為30m×30m,對分辨力較低的航磁與重力資料用內插方法也使它變成30m×30m的分辨力。然後將上述資料轉換成圖像形式,對航磁與重力在統一的公里網坐標系下配准,兩種異常圖分別用不同顏色表示其數據大小(表1-17)。在此基礎上,再分別以航磁異常數據為H、重力異常為S、SAR圖像為I,作HSI變換所得假彩色合成圖像(圖版20)。據孟賽爾顏色系統的關系,彩版中色彩的變化反映航磁△T的強度變化,其中藍紫反映航磁高值,色彩飽和度則是重力異常的強度。每種顏色中滲入白光愈少,重力異常值愈高。
香花嶺礦田是湖南耒陽-臨武南北向拗褶與嘉禾-資興北東向深大斷裂復合部位的通天廟穹隆背斜處。背斜核部是寒武紀變質岩系,兩側是上古生代地層,並有中生代侵入的中酸性岩株、岩瘤出露地面,多金屬礦化、礦點普遍。通天廟穹隆背斜在MSS/TM、SAR及航片上均顯示有多層環狀影像特徵。布格異常圖也顯示為橢圓形,但范圍比穹隆背斜更大。區域重力異常圖像上以深淺不同的色調顯示出三層環狀影像特徵,表示岩體地下部分的展布范圍與幾何形態特徵(圖版70)。即岩體的頂部有小的局部突起與凹陷,突起處是岩枝、岩瘤,基部是相連的,是中酸性大岩基。圖11-9是顯示由各種數據所得出的環形影像。
由於隱伏小侵入體(如岩枝、岩瘤)的揭露對尋找隱伏礦體很有意義,應充分利用各種地學信息資料作綜合分析,如利用化探圈閉異常(歐陽成甫,1990)或某些特殊影像特徵來解譯隱伏岩體。
圖11-8 航磁資料的幾種處理
表11-7
(據易昌善,1991)
2.用多源地學信息資料研究構造岩漿帶
內蒙東部白音諾與黃崗梁一帶是我國北方重要多金屬成礦帶。通過重、磁資料與MSS圖像的復合,揭示區內存在兩條侵入時代、岩性與成礦類系都不盡相同的構造岩漿帶(圖11-10及圖版21左中)。其中NE向延伸的是花崗岩類,重力低;NEE向展布的是中酸性花崗閃長岩類,重力高。據物探資料與遙感影像特徵分析:①NE向穿插NEE向的,時代分屬中生代燕山早與中晚期。②花崗岩構造岩漿帶的深部為復式岩基,中深部處為鍾形岩體突起,淺部則沿斷裂侵入,形成大小不等的花崗岩侵入體。③NEE展布的花崗閃長岩構造岩漿帶的重磁資料顯示,岩體沿EW、NE和NW三組斷裂交叉處侵入,在衛片上呈現向心環狀影像特徵。④據區域成礦資料分析:Sn、W、Mo、Pb、Zn與花崗閃長岩構造岩漿帶有關,而Cu、Pb、Zn、Ag等多金屬則與較晚的花崗岩類有關。
圖11-9 香花嶺岩體的各類數據的環形影像
圖11-10 由重磁異常圖像揭示的岩漿構造系列
Ⅵ 怎麼分析星崗地區地形地質圖
這里有F1，F2，F3，F4四個斷層，最老的是專F4斷層，依次是F3F2F1，在松村屬有個背斜，核部是O3兩翼是S1，在石家有個向斜，核部是D1，兩翼是S3，在東山有個不整合接觸，地層缺失，北山坡也有一個角度不整合，F4形成時間是D1之後C11之前，F2是個逆斷層，F1是個正斷層，形成時間是N2，向北傾斜。
Ⅶ 地質構造
1.太古宙陸核及構造-熱事件信息
研究區有確切證據的始太古代地質體出露於阿爾金帶，位於紅柳溝-拉配泉蛇綠構造混雜岩帶以北，稱阿北陸塊。其中的古老變質地質體寬數千米，東西向條帶狀展布在阿爾金北緣，向北大部分被沙漠覆蓋，主體由長英質片麻岩（紫蘇花崗片麻岩為主）、基性麻粒岩和斜長角閃岩組成，其原岩主要為英雲閃長岩、科馬提岩（孫勇，1992）。其中的花崗片麻岩曾獲3605 ± 43 Ma的鋯石U-Pb年齡（陸松年，2002），反映殘存有始太古代地殼。此外尚有大量的新太古-古元代高級變質岩，其中斜長角閃片麻岩同位素年齡為2940～2935 Ma（西北地層清理，1998），麻粒岩Sm-Na等時線年齡為2789.5 Ma（車自成，1995），鋯石U- Pb 年齡為 2589.3 Ma（王雲山，1987），斜長角閃岩同位素年齡為2462.5～2548 Ma（新疆地質志，1993），該組年齡反映阿北主體為一套新太古-古元古代變質雜岩。
阿北地塊麻粒岩、角閃岩Nd同位素εNd（t）值均小於零，介於-3.77～-3.75之間，具有異常地幔源特徵（車自成，1995），反映其與εNd（t）為低正值的同時代的敦煌岩群及庫魯克塔格岩群變質雜岩具明顯的差異。
在東昆北祁漫塔格山輝長岩中獲3383 Ma、斜長角閃岩獲2753 Ma釹模式年齡（1∶25萬庫朗米其提幅），顯示東昆北有太古宙陸殼存在的信息。東昆中小廟岩群碎屑鋯石有3206 ± 14 Ma的207Pb/206Pb年齡信息（1∶25萬阿拉克湖幅），顯示小廟岩群的源區同樣存在著太古宙陸殼。
在塔里木盆地西南緣鐵克里克克里陽也發現有中、新太古代的古老變質侵入體，赫羅斯斯坦岩群的古侵入體獲得2977 ± 140 Ma的岩漿結晶年齡（肖序常，2003，未刊）。阿喀孜岩體中曾獲鋯石U-Pb等時線年齡為2261 ± 75 Ma（許榮華等，1992）。
以上資料信息均反映中國西部的前寒武紀地體中存在始太古代的地殼。
根據陸松年等的研究，該區從3.6～2.6Ga（始太古代-新太古代），先後有三次規模不等的大陸地殼生長過程，同時存在新太古代的英雲閃長岩-奧長花崗質片麻岩岩漿的侵入，反映在初始陸核生長的同時，存在明顯的地殼拼貼積累作用。
2.構造變形
因後期構造的改造、疊加作用，該階段的構造變形保留零星，由於測試技術的局限，該階段變形年齡的確定受到一定限制，歸入該階段的變形遺跡主要通過地質分析確定。變形地質體有阿爾金山的阿爾金岩群及古元古代的變質侵入體、昆侖山地區的白沙河岩群（圖2-7），其中區域片麻理應該是該期構造的產物。
圖2-7 西金烏蘭斷裂-阿爾喀山-庫朗米其提花土溝剖面
（1）阿爾金岩群構造變形特徵
阿爾金岩群，屬層狀無序的韌變地層體，原始層理受多期構造置換喪失殆盡，區域變形主體面理是透入性片麻理和片理及同構造分泌脈。區內阿爾金岩群呈岩片、岩塊被後期的韌性剪切帶及脆韌性斷裂所圍限和包繞，形成區域性強變形帶與弱構造域間互發育的構造網結。其中弱變形域殘塊內部保留以片麻理為形變面，發育深層次塑性流變褶皺；同構造分泌脈W-N-I型露頭尺度的無根柔流褶皺，反映深層次的塑性流動構造。由於後期構造的改造作用，片麻理在不同地區產狀不同。
（2）古變質侵入體變形特徵
變質侵入體普遍發育區域性透入性片理或糜棱面理，使古侵入體普遍糜棱岩化，形成以眼球狀長石為碎斑的糜棱岩，在強變形帶中，長英質糜棱岩、花崗質糜棱岩微觀基質礦物細徑化及動態結晶作用強烈，其中石英多已動態重結晶，並偶見殘斑被塑性拉長成眼球狀或形成石英拔絲。長石普遍細頸化和邊界不規則港灣狀分布的細粒長石集合體，形成邊緣粒化結構，強變形帶中心則有長石的晶格位錯形成的膝折構造，條紋長石斷續書斜，共軛或霧狀，以及鉀、鈉長石固溶體定向分解的剪切壓溶結構。
（3）白沙河岩群構造變形特徵
主要發育在昆中微陸塊，昆北零星出露，屬高角閃岩相，局部達麻粒岩相，內部面理置換非常強烈，S0已不復存在，形成片理、片麻理，和變粒岩多組面理共存，區域一般均以具透入性的韌性剪切流動變形面為主導面理。其中的片麻理構造應該是早期變形的產物。
Ⅷ （一）華北地台區域成礦地質背景
華北陸塊是我國規模最大的陸塊。近年在鞍山地區發現3.8Ga花崗質岩石，在冀東黃柏峪地區也發現含3.7Ga碎屑鋯石的原岩和3.5Ga的斜長角閃岩。這些資料說明本區在2.9Ga以前的古—中太古代已存在零星微小的硅鋁質地體，遷西運動（2.9Ga）將其聚合，開始具有原始陸殼的特徵，後經阜平期（2.9～2.6Ga）的海槽閉合與拼貼，形成了華北古陸核。華北地台則在此基礎上經過了5個發展階段，並產生不同的成礦作用。
1.新太古代-古元古代階段
華北陸塊在該階段中發生了兩次較大規模裂解，產生了大型火山-沉積盆地或裂陷槽，其中以中基性-中酸性火山噴發-沉積作用為主，厚近萬米，後經五台運動（2.5Ga）與呂梁運動（1.8Ga）將其閉合，形成一套以角閃岩相為主，個別為麻粒岩相的中深度變質岩系，部分可能屬綠岩帶產物，並出現了兩次克拉通化，從而使華北陸塊進一步剛性化。這過程大約發生在2.5～1.8Ga之間，該區的大氣圈與水圈逐漸由還原狀態轉為弱氧化狀態，出現了原核生物，並在火山噴發間歇期間發生了較廣泛的Fe、Mn、Pb、Zn等成礦作用。形成了鞍本地區、冀東地區和五台地區以沉積變質型為主的鐵礦成礦帶，以及遼河地區以熱液型為主的鉛鋅礦成礦帶。此外在古陸裂解過程中也伴有非造山型鎂鐵質—超鎂鐵質岩侵入，形成岩漿型Ni、Cu、Pt等礦化作用，如金川、赤柏松等地銅、鎳礦，但規模懸殊較大。
2.中新元古代階段
中元古代初，華北陸塊在其北緣燕山地區、南緣熊耳山地區以及狼山、渣爾泰、白雲等地發生裂解，在裂陷海槽中沉積了一套碎屑岩與碳酸鹽岩地層，夾超基性或鈣鹼性火山岩，厚近萬米。變質程度較低，通常為低綠片岩相。四堡運動後（1000Ma）海槽逐漸閉合，直到晚期晉寧運動華北地台與塔里木地台對接，完成了地台形成歷史和第三次克拉通化。在這次地質事件中其早期火山噴發期間，曾發生較大范圍的層狀Pb、Zn、Cu、Au以及S、P等區域成礦作用，並賦存在灰岩或白雲岩地層中，如狼山鉛鋅銅礦、熊耳山金礦等。
3.早古生代階段
早古生代華北地台大部分沉陷為陸表海，沉積了一套碳酸鹽岩，厚度可達千米。其北部以淺海鈣質碳酸鹽岩為主，南部以淺海鎂質碳酸鹽岩為主，而西部則以半深海泥砂質碳酸鹽岩為主。中奧陶世晚期受西伯利亞板塊向南俯沖的影響，海水幾乎全部退出，陸塊遭受剝蝕。該階段除在中部形成巨厚石灰岩、石膏等礦產外，在陸塊邊緣局部地區具有小規模層狀Pb、Zn礦化作用。
4.晚古生代階段
早-中石炭世開始華北地台受西伯利亞地台活動影響發生了由北向南的海侵，沉積了淺海相-海陸交互相的砂岩、頁岩、灰岩夾煤。在這次海侵過程中華北地台廣大地區在中奧陶世灰岩風化面之上依次產生了Fe、Mn、Al以及粘土、煤等區域成礦作用，形成了晉東南地區風化殼型鐵礦、華北中部地區沉積型鋁土礦等。早二疊世初由於西伯利亞地台與華北地台並合，華北地台南北緣再次隆升，並在中部形成了大型內陸含煤盆地，同時在北緣有較大規模的海西晚期（斜長）花崗岩以及中—小基性岩和鹼性—偏鹼性岩侵入，常伴有Cu、Ni、Au等成礦作用。
5.中新生代階段
中新生代華北地台受太平洋板塊向西俯沖的影響，處於板內變異階段，並出現了東、西分異現象。在西部形成規模不等的陸內盆地，沉積了河流湖泊相的砂岩、頁岩等，含有煤、油、氣，局部形成聚煤盆地或油氣田。在東部先期形成的郯廬斷裂再次活動，而新形成的NNE向構造疊置於前中生代近EW向構造之上，產生了大小不一的斷陷盆地，並伴有一定規模的岩漿侵入與火山噴發作用，以及與其有關的有較廣泛的夕卡岩型和熱液型Fe、Cu、Pb、Zn、W、Sn、Au等區域成礦作用，如冀北-遼西地區鉛、鋅、銀、金礦、遼東-膠北金-多金屬礦、冀西南-晉南銅鐵礦。
Ⅸ 長沙市地質地圖 越全越好 [email protected] 注意是地質地圖 長沙的 是長沙的 我不要湖南省的
長沙位於湘江和瀏陽河交匯的河谷階地，周圍為地勢較高的山丘，可謂「環城皆山也」，其地形屬於盆地，習稱之湘瀏盆地，亦稱長沙盆地。經過數十萬年來的地質變化和大自然的侵蝕，湘瀏盆地形成了3個較為明顯的地貌特徵。
第一，南高北低。在地質史上，中國大陸由於受菲律賓板塊向西北的擠壓，在華中和華南部分地區曾產生活動性斷裂，湖南的地層也曾發生過間歇性掀斜式的升降運動，南部地層抬升量較大，向北逐漸減少，至洞庭湖區地層反而下降，因此形成長沙南高北低的地勢，城南的金盆嶺、豹子嶺一帶，海拔均高於100米，而城北的湘、瀏二水交匯處，海拔不超過30米，與北面的洞庭湖平原銜接。湘瀏盆地南高北低，成為湘中丘陵與洞庭湖平原的過渡地帶。
第二，丘澗交錯。湘瀏盆地為湘中丘陵與洞庭湖平原的過渡地帶，為我國東南丘陵中的一個斷陷盆地，其中自然保存著丘陵地貌的部分特徵。盆地南起昭山，根據山嶺作西南——東北走向，偏西從河西靳江流域，經湘江東岸現長沙市區向北至撈刀河，轉而偏東沿瀏陽河至瀏陽、平江縣境，成長條狀分布。在此范圍內，沿湘江和瀏陽河西側經長期風雨侵蝕和流水沖刷，發育成較寬闊面平坦的沖積階地，地質工作者根據標高和岩石風化程度等，將此范圍內的階地分為七級，第一級為湘、瀏水交匯的河灘，階面比高為71—81米。在各級階地上仍有崗丘起伏，溪澗縱橫，現城區范圍內在古代就有不少通湘江的溪、澗，如城南的南湖港曾經過沙河街南門口一帶直能到城東，城內現凡有帶橋名的地方，如西湖橋、文星橋、培元橋等過去均有河水貫通，在今五一中路的省二輕廳院內，50年代曾經挖出過唐代木船，二輕廳正北面的蝴蝶大廈在基建現場清理出10多米深均是淤泥，可見這一帶在唐代尚是河澗。此盆地內，雖然千萬年以來，施自然之造化，盡人力之所為，但丘澗縱橫的原始地貌遺痕至今依然比比可見。
第三，紅岩白沙。湘瀏盆地的地質結構，可考察者均為第四紀沉積物，年代約在300萬年到1萬年之間。這里的山丘、河谷經過地層的斷裂、掀斜升降等運動，以及自然的風化、流水的沖刷等外力的作用，多處出現陡岩壁立，斷岸垣橫，河灘溪畔沙石裸陳，揭示了其原始的地質結構。前人選擇部分較為典型的裸露地層，做了地層的取樣分析，有屬於一級階地的水陸洲組，屬於二級階地的馬王堆組，屬於三級階地的白沙井組，屬於四級階地的新開鋪組及屬於五級階地的洞井鋪組等，取得了大量的地質資料。可知長沙的地質結構主要由砂礫岩、粉砂岩、砂岩、礫岩及板岩等岩層組成，最上層則多為網紋紅土。由於這些岩石均由鐵質、鈣質和泥質膠結，顏色多呈紅色或紫紅色，因此該盆地習稱為紅岩盆地或簡稱紅盆。而地層的砂岩和砂礫岩中組成成分則以石英為主，顆粒較大，顏色灰白。
由於湘瀏盆地地貌具有以上特點，特別是其處於從丘陵向平原的過渡地帶，使得這一范圍內地貌變化，多姿多彩。
西側為低山區。盆地西側止於河西嶽麓山，山勢中部高，南北低，碧虛嶺海拔296米，為嶽麓山最高峰。山前有天馬山、鳳凰山大小崗丘羅列。山後有桃花嶺、金牛嶺等叢巒疊翠，群山混然一體，形成長沙的屏障。由於嶽麓山山體為砂岩、砂礫岩、板岩等較堅硬的岩層組成，抗風化力強，故能保持低山地貌，四周斷裂處經長期的侵蝕，逐漸形成溝壑、溪谷，使山體更顯巍峨聳立，從白鶴泉至愛晚亭一線為一橫向斷裂帶，發育成谷地，地下水沿斷層匯向低谷，而有白鶴、青楓諸名泉形成，大自然的鬼斧神工，營造出了名譽宇內的嶽麓山自然景觀。
西北側分布著元古代震旦紀後期的淺變質岩和板岩組成的丘陵，海拔一般在100米左右。由於有的地層岩質堅硬，自然力剝蝕作用緩慢，形成了數座孤峰矗立，點綴於低緩丘陵之中。濱臨湘江西岸的谷山，海拔361米，谷山之西有尖山，因其山呈圓錐形，又名圭峰，海拔247米。
東北側為花崗岩低山丘陵地帶。此處山體多以雲母花崗岩構成，地表發育的土壤多為沙土和黃砂土，山勢均較陡峭，山脊多不相連，高者海拔達500餘米。湘江東岸的鵝羊山，高僅海拔140米，但因其庄落平野，使人感覺突兀矗立。
東側和東南側為紅岩丘崗。主要以紅砂岩和砂礫岩構成的小山組成的丘陵，海拔一般100米左右。這些小山丘岩質較鬆散，易於風化成紅岩崗地。但亦有個別因岩基堅硬，雖久經剝蝕，仍聳立於紅岩丘崗之中，
盆地中心為沿江的沖積階地，是長沙城市主要建設地帶，其地層主要是第四紀更新世的沖積性網紋紅土和砂礫。北起湘、瀏二水交匯的新河三角洲第一級台地，海拔約30米，高出湘江常年水位約10米。至今五一廣場黃興路一帶為第二級台地，高出湘江常年水位約30米，長沙古城主要分布在這一級台地。隨著城市建設的發展，現在第六級、第七級階地逐步建設成為新城區了。
湘瀏盆地地貌的形成，是古代地質運動的結果，早在地質時代的元古代震旦紀時，此地還在一個廣闊的古海槽之中，沉積著最古老的岩層——淺海碎屑岩，這些沉積物曾在銀盆嶺至榮灣鎮一帶的斷層暴露出來。後來經過雪峰運動和加里東運動，江南古陸地隆起。到中生代三迭紀的印支運動，湖南各地受到扭曲、斷裂、褶皺等作用，使海水全部退出，東北——西南走向排列的山地、拗陷槽谷出現雛形。中生代侏羅紀的燕山運動後，本地區地層斷裂拗陷逐漸演變為山間盆地，奠定了湘瀏盆地的基礎骨架。盆地內堆積的白堊——第三紀砂礫岩層，在當時乾燥炎熱的條件下，成為紅色岩層。後來在第三紀末到第四紀的新構造運動中，湖南發生了間歇性掀斜式抬升運動，湖南抬升量大，造成了湘瀏盆地南高北低，並使盆地內河谷階地形成梯級展布，地表起伏幅度也隨之增大，出現低山、丘崗、平原的多種地貌。至第四紀初，地球氣候變冷，出現冰期，丘崗崩塌，岩石碎屑堆積於河床之中，因而形成白沙井礫石層。後來經過間冰期的濕熱氣候及長期的風化、淋瀝作用，在礫石層上，覆蓋著白斑網紋紅土。因此，三、四紀之交的新構造運動和第四紀氣候的變化，是本地區地貌發育的基本原因，地質時代的地殼運動和自然界的外力相互作用，形成了本地區千姿百態的地貌。
Ⅹ 基本地質概況
陳家莊凸起橫亘於濟陽坳陷中部，呈近東西走向。南臨東營凹陷，北與沾化凹陷相連，東接墾東-孤島凸起，西隔流鍾窪陷與無棣凸起相望。該凸起及北坡目前已經發現古生界、中生界、沙四段、沙三段、沙一段、東營組、館陶組等多套含油層系，凸起超覆帶主要探明了以館陶組為主要層系的陳家莊油田 (圖 6-1)。
1.地層沉積
陳家莊凸起帶自下而上發育的地層有太古宇、古生界、中生界、新近系館陶組、明化鎮組及第四系平原組。區內發育 － 區域性的不整合面: 新近系與前新近系之間的不整合，前古近系地層分布具有規律性，受基底斷層———羅西斷層的控制，斷層下降盤分布有中生界，但只存留有中下侏羅統礫岩及薄層煤層沉積; 上升盤以陳 27-陳 37 井之間為界，南部凸起高點為太古宇花崗片麻岩，北部為古生界。古生界地層與區域特徵相當，地層整體北傾，傾角為11° ～13°，由南至北依次出露寒武-奧陶系、石炭-二疊系，層位由老變新。
古近系為濱淺湖相沉積，環繞凸起主體分布。沙一段不整合於潛山之上，以底部出現生物灰岩為標志，地層厚度 0 ～50 m。東營組繼承沙一段沉積特點，向南超覆尖滅，為三角洲砂泥岩沉積，其頂部遭受剝蝕，殘留東營組下段下部地層，厚度 0 ～80 m，沉積范圍超過沙一段。新近系館陶組在古地形之上繼承性沉積，館下段超覆於潛山翼部，將低部位填平以後，館上段披覆全區。明化鎮組及第四系平原組也隨之覆蓋全區。
2.構造特徵
陳家莊凸起具有典型的 「二元」地質結構，上構造層為新近系、第四系地層，下構造層為前新近系地層。凸起總體上呈南高北低的構造形態。在漫長的地質演化過程中，陳家莊凸起經歷了多期構造運動，構造高部位遭受嚴重的風化、淋濾、剝蝕，前新近系形成了「溝梁」相間的古地貌特徵 (圖 6-1)。
受羅西斷層的影響，陳家莊凸起被分為東、西兩個部分，西 「山頭」稱為陳西凸起，軸向呈東西走向，構造高點位於陳 23 井區，頂面埋深 960 m，潛山整體較大，區內館陶組上段沉積時露頭總面積超過 200km2，露頭高度約 360 m; 東 「山頭」稱為陳東凸起，軸向呈近北西走向，構造高點位於陳 4 井區，埋深 1160 m。陳東凸起較陳西凸起構造稍緩，區內發育了多個次級山包，頂面埋深 1200 ～1300 m。該區潛山形體較小，館陶組上段沉積時陳 4 潛山露頭面積約 20 km2，高度約 200 m; 其餘潛山在平面上零星分布，露頭面積小於0.5 km2。陳東凸起與陳西凸起之間為羅西斷層活動形成的溝谷，走向近北西向，構造趨勢南高北低，溝谷南窄北寬，沿羅西斷層由南向北散開。
區內發育的羅西斷層為北西走向，前古近系斷距由北向南逐漸變小，與陳南大斷層相交後消失。羅西斷層主要活動期為燕山期，至古近系孔店組沉積時基本停止活動。凸起北部斷層較為發育，多為在早期基底斷裂的基礎上後期繼承性活動的斷層，凸起南部斷層不發育。
陳家莊凸起新近系構造層由北向南層層超覆，直至披覆於凸起之上。其北部的古近系蓋層繼承了前古近系構造形態，產狀趨緩。北部斜坡帶由西向東發育了邵西鼻狀構造、邵7-邵 9 斷裂帶、羅家鼻狀構造等。
圖 6-1 陳家莊凸起東段館陶組底面構造及館陶組含油麵積圖