地質局史
⑴ 地質演化史
地質發展史：
最早的地層是奧陶紀（D）的灰岩，上面是石炭紀（C）和二疊紀（P），著三版個地層權單元是整合接觸。之後發生構造運動，形成一個向斜（核部是二疊紀地層，兩翼是奧陶紀和石炭紀地層）。之後侏羅紀砂岩角度不整合接觸於之前的所有地層。白堊紀和侏羅紀整合接觸。最後全區整體發生構造變動。
⑵ 區域地質演化簡史
研究區的地質發展史可以由第四紀上溯到太古宙，歷時約 3000 Ma，特徵可用 「五次重要地質事件、兩個重大轉折時期和三個大地構造發展階段」來概括。其中五次重要的地質事件指阜平運動、呂梁運動、印支運動、燕山運動和喜馬拉雅運動; 兩個重大的轉折時期是呂梁期和印支期; 三個大地構造發展階段分別為地台結晶基底陸核形成階段 ( 太古宙—古元古代) 、准地台蓋層形成階段 ( 中元古代—中生代中三疊世) 和濱太平洋大陸邊緣活動帶發展階段 ( 晚三疊世晚期—現代) 。
北京地質礦產局 ( 1991) 據此將本區地質構造發展劃分為三個大階段、六個旋迴及相應的構造層，六個旋迴分別是遷西、阜平、五台-呂梁、後呂梁-印支、燕山、喜馬拉雅旋迴 ( 表 2. 1) 。
太古宙末的阜平運動是前長城紀時期的一次重要的地質事件，它結束了本區優地槽的發展，是中朝雛地台的一個重要的形成時期。發生在中元古代末的呂梁運動是本區地質發展史中的第一個重大轉折，這一運動規模浩大，影響很廣，在南北向擠壓應力的作用下本區和中朝地台的大部分地區一樣，基底固化，呂梁運動以後，燕遼地區經歷了裂陷槽的發展與消亡階段，並進入了地台蓋層發育階段。印支運動是區內中生代的一次重要地質事件，也是中國大地構造發展史中的一次變革運動，它使中國古生代地槽全部褶皺封閉，最後形成了古亞洲構造域，從此結束了中國大陸自古生代以來一直存在著的南北分異、匯聚的古構造格局。這次運動不僅是區內最後一次大規模的南北向擠壓運動，而且還是本區地史發展中的第二個重大轉折。它結束了本區穩定地台蓋層發展階段，也是中朝准地台解體的開始，並從此同中國東部廣大地區一起進入了濱太平洋大陸邊緣活動帶發展階段。
自晚三疊世晚期起，本區由中元古代以來的以海相沉積為主、岩漿作用和構造形變表現微弱的大面積整體升降為特徵的相對穩定的發展階段，逐漸過渡為具有強烈的火山噴發、岩漿侵入和構造形變，沉積作用以斷陷盆地中的火山-碎屑岩建造為特徵的大陸邊緣活動帶發展階段。其中，發生在侏羅紀和白堊紀期間的燕山運動的規模巨大，伴有強烈的火山活動和岩漿侵入，其影響波及整個燕山地區及中國東部; 喜馬拉雅期主要表現為軸向北東的大面積引張斷陷、岩漿作用以玄武岩的噴溢為特點。整個發展階段中除第四紀初期可能有過一次短暫的海漫外，全部為陸相沉積。
⑶ 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
⑷ 中國核工業地質局的歷史背景
我國鈾礦地質事業是在黨和國家第一代領導人的親切關懷下創立的，是發展我國內原子能事業的先行與基容礎。中國核工業地質局是負責我國放射性礦產資源勘查工作的專門機構。
1955年4月，在當時國務院第三辦公室的領導下，地質部第三局在北京成立，它就是中國核工業地質局的前身。
上世紀末，根據國家對地勘隊伍管理體制調整改革的要求，核地質系統共有77個核地勘單位、近6萬人的隊伍整建制實行屬地化管理。中國核工業總公司地質總局更名為中國核工業地質局，保留了13個單位、近6000人，繼續履行國家放射性礦產資源戰略性勘查的職責和使命。
中國核工業地質局現有在職職工近3500人，其中60%以上為專業技術人員，研究員級高級工程師129人，高級工程師526人，有33人具有博士學位，有147人具有碩士學位，擁有性能優良的各類專業找礦勘查設備1000多台套。目前，一支隊伍精幹、裝備精良、技術精湛的鈾礦地質「精兵」隊伍已初步建立，具備承擔國家放射性礦產資源戰略性勘查任務的雄厚實力。
⑸ 地質演化歷史
3.2.1 地質演化
膠州灣地區在大地構造上處於華南板塊與華北板塊的碰撞帶，屬魯東隆起和膠萊坳斷兩個Ⅲ級構造單元;區域構造線以NE向為主，次為NW;主要構造形跡為韌性剪切帶和脆性斷裂構造。
在地質歷史上，膠州灣地區經歷了呂梁運動和燕山運動兩次重大的構造運動以及新近紀以來的喜馬拉雅運動。
(1)呂梁運動
在距今20多億年前的元古宙，岩漿活動比較頻繁，形成了以火山岩為主的膠南群。元古宙晚期，火山作用漸弱，地層以海相為主。
大約在17億～19億年前的呂梁運動對本區影響較大，強烈的地應力使地層嚴重褶皺，膠南群內形成了多級頂厚等斜褶皺。此外，還形成了韌性剪切帶，並靠其主界面形成線狀混合花崗岩化帶或混合岩－混合花崗岩帶。韌性剪切帶還改造了其中的褶皺，使其成為無根或鉤形褶皺，並在大型韌性剪切帶的一些斷片及兩盤形成拖曳褶皺。呂梁運動使膠南群經受了區域變質作用，並伴有鈉質交代、有鉀質加入的區域性混合岩化作用。呂梁運動後期，本區開始了地質歷史上的第一次隆起。6億年前的薊縣運動，使膠州灣地區再次發生變質作用和隆起。
(2)燕山運動
大約在2.13億～0.65億年前的燕山運動對該區影響最為強烈。中生代侏羅紀後，本區產生了NE向的斷陷，並在斷陷盆地內產生了陸相碎屑岩沉積，形成了上侏羅統萊陽組。隨著構造運動的加劇，膠萊盆地因差異性活動而破裂，尤以其接合地帶最為顯著。大量火山噴發形成了白堊系青山群中、酸性火山岩系構成的東大洋火山岩帶。青山群由下至上分布面積驟減，反映了火山活動的減弱。至晚白堊世，出現了以陸相湖泊、河流堆積為主的王氏群;同時，新華夏系的構造應力場產生了一些NE向的深大斷裂，而這些深大斷裂又作為岩漿通道導致岩漿在應力作用下向上侵入，形成嶗山花崗岩帶。燕山運動晚期，本區第二次抬升，繼續遭受風化剝蝕並緩慢上升。
(3)喜馬拉雅運動
自新近紀以來的喜馬拉雅運動，一般稱之為新構造運動。在本區構造活動方式以垂直差異運動為主，水平運動次之。新構造運動對先期形成的老構造運動形跡有著明顯的繼承性，又有新生性。新構造運動與地貌、斷裂、地熱、地震、水系等有著密切聯系。
由於膠南隆起的抬升速度大於膠萊坳陷，在膠南隆起和膠萊坳陷邊界上造成差異升降，又由於一系列NE向斷裂和NW向斷裂交互切割，形成了棋盤格式的膠州灣陷落。膠州灣沿岸河流水道的沖刷、第四紀冰川作用的切割及全新世玉木冰後期海水入侵的共同作用，形成了現在的膠州灣。
3.2.2 第四紀地層及其特點
膠州灣近海是全新世海侵形成的海，構造上屬於穩定上升區。海底鬆散沉積物中只有全新世的海相地層，海相地層以下為晚更新世的河流、沼澤、沖洪積地層或中生代以前的基岩。下面根據物探、鑽探和柱狀取樣資料以及以往的地質調查成果，對膠州灣第四紀地層及其特點進行簡述。
(1)地層標志
膠州灣第四紀地層的劃分標志主要有海相層標志、沉積間斷面標志和14C年代學標志。
海相層標志:在海相沉積環境中，微體古生物的含量多、演化快，不同的屬種和組合反映了海相和海陸過渡相的沉積環境。研究區內以含「有孔蟲、寬卵中華麗花介、方地豆艷花介」的地層作為海相層，含「純凈小玻璃介、豐縣假玻璃介」等介形蟲的地層作為陸相層，陸相層中不含有孔蟲;在海陸過渡相層中，以畢克卷轉蟲為優勢種，該層可以和中國東部平原地區的卷轉蟲海侵進行對比。
沉積間斷面標志:海水的侵入使得研究區內的沉積環境完全發生變化，沉積作用改變的結果表現為形成沉積間斷面，該間斷面以不整合或假整合為特徵。海進初期的波浪作用使得沉積物表面形成富含砂、礫和貝殼的砂－粉砂－黏土質的海侵層。
14C年代學標志:14C年齡為更新統及全新統的劃分提供了准確的數據。測試樣品以黑色有機質淤泥、貝殼類及鈣質結核為主。貝殼類包括完整或有磨損的貝殼及牡蠣;鈣質結核礦物成分主要為方解石，不含文石和高鎂方解石，化學成分以富鈣、貧鎂、Sr/Ba比值小於1為特徵，是在陸地條件下由地表水的滲透、淋溶與毛細管作用形成的，同位素年齡為1.9萬～3.0萬年。
(2)地層劃分及其特點
膠州灣基岩面以上的鬆散沉積物較薄，地層結構簡單。其地層包括以殘坡積、洪沖積為主及後期以河湖、沼澤相沉積為主的晚更新世陸相地層和以濱海地帶海陸交互相為主的全新世海相地層。
根據青島海洋地質研究所的研究資料，膠州灣綜合地層剖面可歸納為圖3.1所示，更新統與全新統的界線為11.5ka。
圖3.1 膠州灣綜合地層柱狀剖面
結合其他調查成果，對第四紀地層進行研究與描述。
第四紀地層基本層序(圖3.2):26.30m以下為沖洪積層，26.10～8.59m為河流相，8.59～8.41m為濱岸沉積，8.41～0m為淺海相，其中8.41～7.00m表現為鹽沼沉積。
1)上更新統下段:紅褐色砂質黏土，26.28～29.76m，含礫較多，堅硬。該層廣泛分布在緩坡、現代河流一級階地的底部和膠州灣堆積區底部;洪沖積層的下部與基岩面直接接觸。岩性多為卵(碎)石、礫砂、中粗砂夾多層粉質黏土薄層;褐黃色，濕—飽和，稍密—中密，層狀構造，緊密結構，粗顆粒磨圓度以亞角狀為主，分選中等。粒度下粗上細，顆粒中間充填砂土、黏性土，以基底式－空隙式充填為主，物質成分以花崗岩、火山雜岩為主，具水平層理和斜層理。
圖3.2 膠州灣第四紀基本地層劃分
2)上更新統上段:該段的岩性以礫砂、中粗砂、細砂、砂質黏土為主，局部含鐵染和植物的根系物，表層含較多的鈣質結核。該層與上覆海相層呈不整合接觸。根據膠州灣自然環境報告中的孢粉及古生物測試，含有淡水生扁卷螺、河蜆、河蚌、中國圓田螺等遺殼，含有較多的藜科、蒿屬、菊科、水龍骨科、櫟屬、柳屬和松屬等孢粉化石，一般含有鈣質結核。
3)下全新統:8.41～8.59m，岩性為灰黑色泥質中細砂，可塑，含大量貝殼碎片。下伏地層為含鈣質結核的砂質黏土層，其間為不整合界面。
4)上全新統:0～8.41m，沉積物岩性為黏土質粉砂。7.44m以上為灰色，7.44m以下為深灰色，有機質含量較上端為高;軟塑—可塑，飽和，岩性均勻;含水量向下減小，局部見有機質富集條帶。7.2m和8.3m見蟲孔，內充填粉細砂;7.75m以下見泥、沙互層。另外，在該層中有4個粒徑大於2.5Φ的砂質組分含量較高的區段，分別為0～0.2m，0.7～1.0m，4.1～4.3m和7.5～7.8m。
(3)第四紀地層厚度及其控制因素
膠州灣口附近，沉積物都很薄，一般為0～5m;特別在團島—薛家島和團島—黃島之間基本無鬆散沉積物，基底直接出露。在團島與黃島中間一線，有一個沉積厚度的劇變區，自0m突變為20～40m，但范圍較窄，呈NS向線狀展布，北薄南厚。該沉積區與灣東岸兩個沉積中心呈NNE向線性排列。
海灣中、西部沉積厚度中心基本位於灣中心，與兩岸距離相差不大。膠州灣東岸沉積中心靠近東岸，形成以灣口北為頂點的「V」形分布中心。
灣外潮汐通道影響的范圍內，沉積物厚度較薄，一般為5～10m，向北靠岸附近逐漸增厚至10～15m，再向北則又減薄至基岩海岸的0m。在落潮通道的末端及南翼，沉積厚度明顯迅速增加，已經揭露的深度達到了40～45m。
總的來講，地質構造決定了晚更新世以來坡、洪積至末期河流相沉積物的充填形態;全新世海水動力將灣口沉積物侵蝕殆盡，潮流攜帶侵蝕物質搬運至灣口兩側沉積，形成溝、脊相間地貌。沉積物的供給形成了膠州灣西部的三角洲堆積;海侵過程中的海面快速上升、物源供應及現代潮流作用，形成了研究區東部的殘留沉積。
⑹ 地質調查史
青藏高原新生代火山岩的研究始於19世紀末期，至今已有100餘年的研究歷史。較完整的資料來自於20世紀70年代中後期開展的1∶100萬區域地質填圖和極少量的1∶20萬區域地質調查資料，有關火山岩研究資料主要來自國內外針對青藏高原的各種綜合地質考察成果，這些成果已零星發表。
1899～1908年間，瑞士探險家斯文·赫定（Sven Hedin）曾三次進入西藏地區，在東經85°～90° 30′之間發現了年輕的火山岩露頭，這些岩石呈水平狀產於不高的錐形山的上部，下部覆蓋著砂、泥岩，被定名為凝灰岩；在87°30′E，35°10′N採集了兩塊火山岩樣品，經H.Bachstrom（1900）鑒定為古銅輝石安山岩。
1931～1935年間，E.Norin在現今的西藏阿里地區北部進行了考察，對該區新生代火山岩的熔岩台地、圓頂山及錐狀山等火山地貌作了較詳細的考察和描述，其研究報告（1946）在本區早期的地質文獻中佔有極其重要的地位，至今仍具有很高的學術價值。
1950年，我國地質學家王恆升由於田南行，據說到達了阿什庫勒火山群，定名為安山岩。
1955～1975年間，本區的地質工作基本上處於停滯狀態。
1976年，中國科學院青藏高原綜合考察隊對羌塘地區進行考察時，首次穿越了改則至喀拉木蘭山口的無人地帶，對巴毛窮、涌波錯和強巴欠山等地的新生代火山岩進行了詳細的觀察和描述。
1978年，中國科學院鄧萬明在1976年青藏地質考察的基礎上，撰文討論了藏北第四紀火山岩岩石學和地球化學特徵。
1979～1984年間，西藏區調隊在開展1∶100萬改則幅、日土幅區調工作時，對圖幅內的火山岩做了大量工作。
1984年，青海地礦局吳向農等描述了唐古拉山地區晚第三紀火山岩的岩石類型、火山構造及火山活動的控制因素，提出了唐古拉山晚第三紀到第四紀陸相火山活動與南北向的深部構造同高原隆起表層張裂的疊加有關。
1989年，長春地質學院李才等撰文對青藏高原北部新生代火山岩岩石化學特徵及其構造意義進行了探討。
20世紀80年代末～90年代初，我國地質工作者分別與英、法、美、日等國家的學者開展合作，對部分火山岩區進行了多學科的路線地質考察。
1992年，青海省地礦局孫延貴撰文論述了可可西里北緣中新世火山活動帶的基本特徵。
1994～1997年，成都理工大學和成都地質礦產研究所等單位科研人員在藏北羌塘盆地、青海可可西里地區開展地質路線調查和1∶5萬地質填圖過程中，對藏北新生代火山岩做了大量工作，取得了豐富的第一手資料。
2000～2002年，成都理工大學科研人員在藏北高原烏蘭烏拉湖地區開展的1∶25萬區域地質調查過程中，對烏蘭烏拉山、祖爾肯烏拉山、桌子山、枕頭崖等地大面積分布的新生代火山岩進行了系統的野外觀察、采樣、測試和綜合分析，獲取了豐富的岩石學、岩石化學、地球化學和同位素年代學等資料。
⑺ 區域地質發展史
根據上述地層與構造的特點，為探討本區地熱資源的形成與演變，本節 重點追溯與其關系密切的晚侏羅世早期以後的地質發展史。
印支運動以後，區域性北東向構造已形成，燕山運動早期，又形成了北北東向構造。這些構造的強烈活動，導致岩漿沿構造帶運移，發生強烈的火山噴發，形成了分布於我國東部的北北東向、北東向展布的火山岩帶。
區內此段地質發展史可分為3個時期。
1.燕山運動早期
這是火山強烈活動時期。區內經歷了兩個發展階段。
第一階段（晚侏羅世早期）：該階段早中期，火山活動強烈；晚期火山活動由噴發轉為爆溢，岩漿從火山口溢出，在霞浦、柴橋、白峰及大榭西部等地冷卻凝固，形成厚度巨大的貌似花崗岩的晶屑熔結凝灰岩（J3g）。與上覆砂礫岩假整合面的存在，顯示該階段火山活動強度漸弱，暫告結束。
第二階段（晚侏羅世晚期）：經過第一階段火山活動後，區內相對寧靜，處於剝蝕狀態，在河流、湖泊等低窪區內首先堆積了該階段的底部紫紅色砂岩、砂礫岩，它代表濕熱氧化的環境，標志第二階段的開始。此後，由於北東向、北北東向構造帶再次強烈活動，岩漿急劇上升，在構造有利部位發生中心式多口火山爆發。此後，火山活動又經歷了岩漿噴發—寧靜—岩漿噴溢—岩漿超淺成侵入—再次岩漿超淺成侵入—火山活動止息的過程。同時，先後形成了分布在靈峰山火山穹窿、太白山火山機體四周的上侏羅統西山頭組（J3x）火山碎屑流相的火山碎屑岩、茶灣組（J3c）火山沉積岩、九里坪組（J3j）噴溢相流紋斑岩、靈峰山石英霏細斑岩、四顧山潛火山岩，顯示出火山活動由強變弱，直至止息。
2.燕山運動晚期
經過早期強烈火山活動後，燕山運動晚期岩漿活動進入較為寧靜的時期，運動方式也發生了變化。伴隨構造帶的繼續運動，區內有微弱的火山活動、較弱的岩漿侵入和明顯的垂直差異運動。
第一階段（白堊紀早期）：溫州—鎮海北北東向斷裂帶由擠壓轉為拉張，其東西側下降，接受沉積。在蛤蟆山一帶出露的紫紅色砂岩夾安山岩、安玄岩層，顯示該階段以河湖相沉積為主，有微弱中基性岩漿噴溢，標志著新火山活動開始。
第二階段（白堊紀早期）：區內處於全面隆起剝蝕狀態，未留下堆積產物。而伴隨隆起的垂直運動，導致岩漿多次侵入，先後形成白峰石英閃長岩、三山二長花崗岩、盧鄭鉀長花崗岩、育王寺花崗斑岩等小岩體。區內的鉛鋅礦、鐵礦、螢石礦、黃鐵礦等是這一時期岩漿期後氣液活動和有用元素富集作用的結果。
3.喜馬拉雅運動時期
進入新生代後，新構造運動控制了區內的地質發展。
新近紀時區域應力場發生重大變化，處於近東西向擠壓應力作用下，地殼全面隆起，遭受剝蝕，一直延續到第四紀早更新世，從而缺失了新近系和下更新統地層。第四紀中期起，由全面隆起轉為隆起與下陷交替進行，垂直差異運動明顯。靈峰山—四顧山繼續處於隆起狀態，新碶—大碶則出現下陷，形成新凹陷，並延續到全新世。在構造運動和氣候條件的雙重因素作用下，凹陷內出現四次海侵，沉積了厚達百餘米的海相、河湖相產物，大碶平原形成；在山麓部位則由沖洪積、坡洪積和坡積組成，形成溝谷小平原。
⑻ 地質發展史
本區位於中朝准地台燕山台褶帶的東段。在古太古代（3000Ma前），中朝准地台西起內蒙古大青山，向東經山西陽高、河北懷安、遵化、遷安，經本區再向東進入遼寧新金一帶，最先出現了海底火山噴發，形成了以火山岩建造為主的遷西群堆積，其中已測得了3500M a左右的Sm-Nd法同位素年齡。在古太古代晚期，中朝准地台出現了初始陸核，並開始了陸殼和洋殼的分異。在距今3000Ma左右，包括本區在內的華北地區發生了一次重大的構造－變質熱事件，造成了遷西群的強烈變質和混合岩化作用，局部可見混合花崗岩。這次構造－變質熱事件產生的構造形跡主要是短軸褶皺——穹窿。新太古代末期，秦皇島及其周邊地區發生了大規模的酸性岩漿侵入。本區所在的山海關台拱區主要就是由新太古代花崗岩組成的，整體為一個花崗岩穹窿。
本區缺失古－中元古界，其原因與台拱區西界的青龍－灤縣大斷裂密切相關。該斷裂形成於新太古代晚期，導致了當時沿斷裂的海底中基性熔岩噴發，從古元古代初期至新元古代早期，斷裂兩側呈明顯的差異升降活動，西盤持續下降，堆積了厚達數萬米的碎屑岩系和火山岩系；東盤即台拱區則不斷隆起，沉積間斷，遭受剝蝕並為西盤提供了沉積物源。在新元古代中期，華北地區地殼整體下降，海侵范圍急劇擴大，向東越過了青龍－灤縣大斷裂，直達山海關一帶，在本區形成了淺海相的青白口系長龍山組。
在新元古代晚期，即800～570Ma的震旦紀，整個中朝准地台上升成陸，沒有接受沉積。在本區表現為下寒武統府君山組假整合於青白口系長龍山組之上。
從寒武紀至中奧陶世末期，中朝准地台總體處於海侵環境，地殼運動主要發生在海盆內部。在早寒武世出現沉積間斷，即饅頭組與下伏府君山組假整合接觸；而其餘時期雖有短期上升，但沉積是連續的，地層之間為整合接觸關系
從晚奧陶世開始，整個中朝准地台再次全面上升成陸，直到晚石炭世才重新下降，接受沉積。因此，本區和中朝准地台其他地區一樣，缺失這一時期的沉積。
進入晚石炭世，中朝准地台又開始緩慢沉降。晚石炭世沉積的主體為一套海陸交互相的含煤碎屑岩。由於遭受了晚奧陶世—早石炭世的長期風化剝蝕，在古風化面上富集了大量的鐵鋁質礦物；當海水再次入侵時，富含鐵鋁質礦物的碎屑岩最先沉積在凹凸不平的風化面上，結果在本溪組底部形成了以殘積型為主的山西式鐵礦和鋁土礦，根據古風化殼中含有較多鋁土礦可知，在晚奧陶世—早石炭世，中朝准地台位於低緯度（N10°～20°）地區，以後發生了大規模的水平運動才到達現今的位置。
晚石炭世末期地殼上升，致使中朝准地台的主體到早二疊世基本脫離海洋環境；至晚二疊世海水全部退出華北地區，轉變為陸地環境。早二疊世沉積為一套以河湖相、沼澤相為主的含煤碎屑建造，晚二疊世沉積為一套不含煤的河湖相碎屑建造。
早—中三疊世本區處於上升階段，缺失沉積。中三疊世末的印支運動在東鄰遼寧省境內比較強烈，往西進入本區明顯減弱。在本區，印支運動造成了下侏羅統下花園組與下伏古生界之間呈角度不整合接觸關系。
在侏羅紀發生了對我國東部地區影響極為強烈的燕山運動，早侏羅世末的燕山運動Ⅰ幕較弱，在本區表現為由局部掀動而造成的中、下侏羅統之間的弱角度不整合接觸關系。中侏羅世以來，地殼活動進一步發展，基底斷裂繼承性活動，發生了裂隙式火山噴發，並有岩漿侵入，在本區形成了中侏羅統髫髻山組中性火山岩 中侏羅世末的燕山運動Ⅱ幕比較強烈.在北西－南東向擠壓應力作用下，廣泛發育軸向以北東向為主的褶皺，基底斷裂復活並產生新斷裂。本區最重要的地質構造——柳江向斜的初始形態就是由燕山運動Ⅱ幕造成的，可能當時的軸向是北東向或北北東向，兩翼傾角都是比較平緩並且接近相等的。
晚侏羅世為地殼劇烈活動時期，火山活動有中性和酸性岩漿噴發，在本區形成上侏羅統張家口組火山岩。晚侏羅世末的燕山運動主幕——第Ⅲ幕造成了強烈的區域逆沖構造變形和規模不大的中性中深成岩漿侵入活動。燕山運動Ⅱ、Ⅲ幕形成了區域主體構造格局，在本區形成了柳江向斜和一些新斷裂，並且使老斷裂重新活動。
在早白堊世，本區及鄰區進入了重要的伸展構造活動時期，區域構造應力場轉換成大致為北西－南東向伸展的應力狀態，發生了強烈的伸展構造作用和大規模的岩漿活動 在鄰區形成了構造帶主要呈北東向的伸展斷裂系統與伴生斷陷盆地，產生了強烈的中酸性火山噴發活動。在本區發生了大規模的中性、酸性深成侵入活動，形成了燕塞湖石英正長岩岩株、後石湖山花崗岩岩株（118Ma）和響山花崗岩岩基（110Ma），它們侵入於張家口組及更老的地層中 位於柳江向斜南端西側的響山花崗岩岩基侵入時對周圍產生側向擠壓，導致柳江向斜進一步變形。向斜南端西側受到由西向東的擠壓力，造成褶皺軸向由近北東向或北北東向變為近南北向，向斜西翼地層產狀變陡，發育南北向逆斷層，局部地層直立、倒轉或缺失；而東翼地層受影響很小，傾角較緩，南北向逆斷層不發育（見圖2-1，圖2-3）。
從白堊紀開始，區域構造運動強度總體上逐漸減弱。直到現在，華北地區構造運動呈減弱趨勢，全區總體上升遭受剝蝕，局部地區出現裂谷系和斷陷盆地。在本區地殼上升運動明顯，並且西北部抬升幅度大於東南部，全區缺失白堊紀－新近紀的沉積，在古近紀－第四紀早期發育了海拔高度大約為600m、450m、300m的三級夷平面，在第四紀形成了多級河流階地、海蝕階地和其他古海蝕地貌。
由此可見，侏羅紀燕山運動，特別是晚侏羅世末的燕山運動Ⅲ幕，對本區的地質演化過程起到至關重要的作用。這次運動奠定了本區現今構造格局的基本輪廓，以後的地質作用只是在此基礎上進行改造而已。