東北什麼地質
『壹』 NEE在地質里指的是東北和正北的角平分線方向么謝謝
不是
nee是所謂北東東，就是比北東方向更東一點
意思就是在直角坐標系裡45-90之間的方位
不論是60度還是80度，都可以說NEE
『貳』 在東北作簡單的地質考察可以有哪些方向
東北全線貫穿郯廬斷裂。我上大學期間曾在河北平泉實習那裡距遼寧錦洲很近內,平泉的地容質現象很多,可以做為一個學習考察的好地方,這里可以做為第一站,然後去長白山,那裡有幾百年內的火山噴發,還有好多地質現象.長春市內有個凈月譚那裡好象有一個什麼層，我在長春學習了幾年也沒有機會去，你可以到那裡去看一下，長春市內有地質宮博物館，你可以到那裡去看一下，那裡是亞洲最的地質類博物館。很值 得一看，還有難得一見的恐龍化石。最後一站是黑龍江省的五大連池火山和牡丹湖的鏡泊湖火山，它們都曾是全新世有過噴發。五大連池是剛評為地質公園，有好多火山景觀，老黑山、火燒山在1720-1721年有過噴發。形成了石海等特有的地質景觀。鏡泊湖火山是噴發時堵塞了河道形成了著名的鏡泊 湖。鏡湖湖火山區共有12個火山口，1-4號火山口開發為地下森林火山公園。黑龍江省內還有依通斷裂、嫩江斷裂，你也可以去尋一尋，祝你好運，記得帶個GPS。
『叄』 東北三省有什麼好的單位適合地質勘探工程專業畢業生
石油類單位有大慶油田，遼河油田，吉林油田等。還有各個省或者市的地質調查隊，屬於公務員
『肆』 華北、 東北平原丘陵山地地質環境區
本區屬濕潤-半濕潤氣候，自南東向北西，年降水量由800mm衰減至300mm。以華北平原、東北平原為主體，北中部被山地所圍。平原區地面物質主要包括沖積層、洪積層和湖積層，海拔0～250m。東部山地與山東低山丘陵出露岩石主要為花崗岩、玄武岩和變質岩，海拔200～1500m。興安嶺山地與台原出露岩石主要為花崗岩、玄武岩、流紋岩，海拔500～1500m。區內活動斷裂水平位移速率在每年5mm以下。東北地區強震成帶現象不明顯。華北地區地震活躍，與我國西部地震活動度相差一個量級。
本區包括黑松流域區、遼河流域區和黃淮海地區三個水文地質單元，可開采地下水資源量分別為328.34億m3/a、154.74億m3/a、512.10億m3/a，地下水資源模數分別為3.66萬m3/Km2、10.91萬m3/Km2、10.18萬m3/Km2。黑松流域區、遼河流域區地下水資源占水資源總量的40%以上，黃淮海地區為70%～85%。
本區總體上地質災害發育程度較低。長白山東、燕山南、太行山屬滑坡、崩塌、泥石流災害中易發區，遼東山區和北京北山部分地區為泥石流高易發區。華北平原屬於地面沉降高易發區。
(一)東北高緯度多年凍土地質環境亞區
本亞區包括大興安嶺北端及其北部伊勒呼里山以北地區，為高緯度多年凍土區，屬寒溫帶氣候，大部分為海拔500～1000m的山區，由南向北逐漸降低。多年凍土層發育，厚度北部為120m，向南減至30m，再南為島狀分布，厚度減至10多米以至幾米。由於永凍層的存在，地表水不易下滲，使土壤表層長期處於過濕狀態，形成沼澤化。
(二)大小興安嶺、長白山山地地質環境亞區
本亞區包括大、小興安嶺和長白山地區，呈一弧形，是我國集中連片的大面積原始林區。大興安嶺中段為南北走向的中低山，海拔1000m左右，小興安嶺西部為剝蝕台地，海拔400～700m，東部為低山丘陵;長白山地海拔500～1000m。全區地處中緯度季風帶，年降水量由大興安嶺西坡的400mm至長白山東坡的1000mm以上。本亞區屬大興安嶺和吉黑褶皺系，以岩漿岩為主，地熱、礦產資源豐富。
(三)呼倫貝爾高原、三江-松遼平原地質環境亞區
呼倫貝爾高原，地勢東高西低，海拔500～850m，以剝蝕堆積為主的層狀地形為特徵，草原廣闊，地表多覆蓋沙丘，低窪地區多沼澤。三江-興凱湖平原為黑龍江、松花江和烏蘇里江沖積而成，平原堆積物厚達千米以上，一般海拔80～100m，是我國最大的沼澤平原。松遼平原以第四紀巨厚的沙礫石沉積層為主，平原中部地勢低窪，鹽鹼化現象較普遍。林甸縣和安達縣的低平原，農安縣和乾安縣的低窪地帶地下水氟含量較高。下遼河平原地下水鐵微量元素異常，大於0.3mg/L的高鐵水面積約1.92萬Km2。
(四)燕山山地、膠遼山地地質環境亞區
燕山山地海拔1000m左右，年降水量在400～600mm之間。膠遼山地主要為海拔200～400m的丘陵，年降水量600～1000mm。屬中朝地台的北、東邊緣，基底隆起，NNE向的郯廬斷裂帶活動較強烈，平均滑動速率0.4mm/a。本區以內岩漿岩、變質岩、碳酸鹽岩和碎屑岩為主。燕山、遼東和遼西山地泥石流和滑坡較發育，規模較小，頻次低，相對復發周期長，但具有群發性特徵。
(五)黃淮海平原地質環境亞區
黃淮海平原是我國最大的平原，北起燕山南麓，西鄰太行、伏牛山脈，南到大別山北坡，東向黃、渤海傾斜，地勢低窪，海拔高度在100m以下，為總面積285500Km2的巨型簸箕狀平原。黃河以北為乾旱、半乾旱氣候區，年降水量500～600mm，黃河以南為暖溫帶半濕潤區，降水量600～800mm。本區位於中朝地台東部，主要由第四紀沖積物組成。礦產資源豐富，以石油、煤炭為主。
『伍』 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)。
『陸』 東北有哪些地質院校
長春理工大學 是中國老四大名牌地質學校
『柒』 東北查干湖這一帶的多湖泊地形是什麼地質原因
作為東北平原的一部分，吉林西部的吉西大平原和黑龍江西部的松嫩平原地勢平專坦，
東側是松屬花江和遼河沖積形成的松遼平原，有發源於長白山系的松花江流過來；
西側是海拔攀升的大興安嶺，大興安嶺有很多河流發源，東麓發源的霍林河與嫩江也在這片相對低窪的地帶交匯，形成了嫩江與霍林河交匯的水網地區。查干湖剛好位於這片地域，是霍林河下游低窪地帶形成的堰塞湖。
同時，吉西平原又剛好位於400mm等量降水線附近，降雨量少，蒸發量大，結合低窪平坦的地勢和周圍河流形成的水源補充，所以形成很多濕地、堰塞湖和鹽鹼灘地。不知這樣解釋能否解答你的疑問。
『捌』 東北的地質災害為什麼少
中國是一個地質災害嚴重的國家，因為在中國幾乎有著地球上全部的地貌類型，所以各內種地貌單元當中常容見的地質災害在中國幾乎都有發生，中國最嚴重的地質災害是地震、崩塌、滑坡、泥石流，其次還有地面沉降、冰崩、雪崩（但這些一般發生在人煙稀少的地區，所以災害性比較小）、歷史上還有河流遷徙改道（如黃河）引發的大洪水，等等。水旱災害一般是氣象因素引起的，所以水旱災害大部分都是氣象災害而不是地質災害。
『玖』 東北有幾所地質大學
遼寧工程技術大學地質也還可以，原來的阜新礦業學院；吉林大學就更不用說了，五大地院之一長春地質學院的前身，水文地質學和礦床學不錯。
『拾』 中國地質大學和東北大學到底哪一個好
這還用說嗎，不論看實力還是看名氣中國地質大學都沒法和東北大學比。