大学地质图星岗地区
Ⅰ 北北东向构造带地质特征
北北东向构造与传统意义上的新华夏系构造基本一致，是研究区内最为重要的构造体系之一。以发育一系列北北东走向断裂构造为主，并伴随着强烈的岩浆活动。总体上，北北东向构造与前述北东向隆起带呈斜切关系，且交角较小。该时期的构造控制了侏罗系－白垩系盆地的形成、分布以及隆起带与凹陷带相间分布的现今构造格局。与这一时期构造伴生的褶皱变形主要为侏罗系－白垩系盆地中宽缓的褶皱，部分靠近断裂部位褶皱变形较强。北北东向断裂往往以相对密集的断裂束出现，具有成群成带分布的特征。
综合考虑本区构造特点，区内具有较大影响的断裂自东向西主要为黑城子－八家子断裂带、下洼－叨尔登断裂带、红山－八里罕断裂带和大兴安岭主脊断裂带。其中，以红山－八里罕断裂带构造规模最大，变形最强，对区内成矿作用影响较大。
一、黑城子－八家子断裂带(图2－1中F13～F14)
分布于研究区东南部的辽宁境内。北起辽宁朝阳黑城子—白塔子一带，向南经北票、朝阳至建昌八家子，东西宽约40km，南北长约200km。总体呈北北东30°～40°，由一系列产生于古老变质岩和长城系及中生代地层中的断裂组成。根据断裂密集程度分为东、西两个亚带:西亚带位于白塔子—大好村沟一带，以鸡冠山断裂为代表。东亚带即为狭义的黑城子－八家子断裂带。
(一)鸡冠子山断裂(F14)
该断裂大致沿白塔子公社至娄子店(汤沟)公社一直向南西方向，并与北东东向承德－北票断裂交会在一起。总体走向为北30°东，连续长度90km左右，破碎带宽达200m。主断裂面以向南东倾斜为主，但也有北西倾向的，具体产状为110°∠72°、315°∠72°。断裂带通过地区的岩性极为复杂，有太古宙黑云斜长角闪片麻岩、含磁铁石英岩、华力西晚期的花岗岩、闪长岩及上侏罗统砾岩、页岩、含油页岩等。断裂所穿切的岩石均清楚地显示了挤压特征。在断裂带的两侧甚至破碎带中，伴生大量各组方向的断裂，其中压扭性断裂，产状为150°～160°∠70°;张扭性断裂，产状为80°∠75°或230°∠45°;张性断裂，产状为190°～200°∠80°。沿断裂发育巨大的石英脉，并组成众多的、以北北东走向为主的岩墙群，后期的断裂活动使石英脉受挤压而破碎，造成脉中的石英矿物重结晶并沿北北东方向拉长，该矿物在以后再被新的断裂所错切，显示了断裂的多次活动。
(二)黑城子－八家子断裂带(F13)
断裂带由断续相循的北东—北北东向走滑断裂带组成，断裂带宽5～7km，北起黑城子东，经北票、朝阳、药王庙，直到辽宁建昌八家子，沿努鲁儿虎隆起东侧与朝阳－北票盆地间延展，断裂带长度超过200km。朝阳以南沿金岭寺－羊山盆地中部发育，由两条断裂组成。东支切割中上侏罗统，反扭错移约17km，沿断裂带有零星的早白垩世火山岩喷发和潜火山岩侵入;西支与娄子山隆起东缘逆冲断裂重接复合;朝阳以北与北票南天门推覆构造重接，切割白垩系孙家湾组及更老地层。断裂带内见有中新元古界－古生界呈构造透镜体出现。属于燕山早、晚期活动的压扭性壳断裂。黑城子断裂以东的大甲营子断裂带，不仅穿切了中、古生代地层，而且还错断了第四纪红色亚粘土层，说明该方向断裂带在挽近时期还有较强烈的活动。
二、下洼－叨尔登断裂带(图2－1中F15～F17)
该断裂带分布于研究区东部，斜切努鲁儿虎隆起带及其北侧的褶皱带，由一系列断续出露的断裂组成，北起敖汉旗下洼，向南经前坤头沟、金厂沟梁，进入辽宁境内，过朱碌科、中三家，直抵凌源县叨尔登。全长在250km以上，宽约50km，研究区范围内仅为该带之北段，长约百余千米。根据断裂的密集程度及特征不同，可以划分为南、中、北3段。
北段位于下洼以南、铁匠营子以北之间，由教来河－白塔子河断裂及其东南部的一系列分支断裂所组成。教来河－白塔子河断裂(F16)主要沿教来河－白塔子河呈45°方向延伸，可见长度达50余千米。在敖吉—捣各郎营子一带，断层两侧地层及其产状互不连续，在其西南端捣各郎营子一带见连续的破碎带。与此同时，该断裂东南侧形成4条与此断裂呈30°～45°交角的分支断裂，自西向东依次为捣各郎营子断裂、上杜力营子断裂、大敖吉断裂、青风山断裂。这些断裂长30～35km，宽40～50m。主断裂倾向南东，而平面上则呈舒缓波状。它们将古生代地层切割成多个块段，造成显著的不同时代地质体不连续现象。两盘主要为下石炭统的绢云母石英片岩、变质火山岩等，次之还有中侏罗统———以中性为主的粗火山碎屑岩与燕山早期的白岗质钾长、二长花岗岩。该断裂带属压扭性，具有逆向扭动的力学性质。沿断裂有侏罗—白垩纪火山岩喷发及燕山期花岗斑岩岩株的侵入，而且这些火山岩又受到后期错动。
中段(F15)北以贝子府—铁匠营子一线为界，向南经林家地、四家子至辽宁朱碌科、中三家一带，总长达110km以上。研究区属于其北段，出露长达30km。该断裂走向北东18°～20°，倾向北西，倾角42°～72°，由北西向南东逆冲，切过建平群至侏罗系，平移错动23～25km。断面平直光滑，破碎带宽50～100m。带内挤压扁豆体、挤压劈理、糜棱岩发育。该断裂南段，即叶柏寿以东地区，断裂的上盘(北西盘)发育着一系列平行排列的压性分支断裂，如上豆腐房冲断层、安太沟冲断层、岳家台子冲断层、九头山冲断层等，这些冲断层的走向大体一致，为北东60°左右。未见切过主干断层，与主干断层组成多条“入”字型构造，它们与主干断裂所夹锐角指示下盘向北北东扭动，造成了太古宙结晶基底岩石发生位移，位移距离达到35km以上。两侧岩层呈现明显的挤压状态，上盘震旦系中常见挤压的拖曳褶皱。破碎带宽达百余米。
长皋金矿就是受到该“入”字型构造(三级或者四级构造体系)的控制。其次受到“S”型构造控制。
另外，在该断裂的北东侧肖家营子一带，发育有一些帚状构造，如肖家营子帚状构造，位于主干冲断层的下盘。在长城系中有4个压扭性旋转面向北东方向撒开，向南西方向收敛形成帚状构造。其砥柱位于收敛端内侧，沿砥柱部位有燕山期闪长岩侵入，并形成了与其有关的铅锌矿及钼矿。研究表明，该帚状构造对肖家营子大型钼矿具有重要的控制作用。
沿着上述断裂带，尤其是中三家断裂带两侧及其与鸡冠子山断裂带之间，燕山期侵入岩广泛出露，岩体出露面积不大，主要为岩株状;在与北部赤峰－开原断裂带交会部位，岩体出露面积较大，且侵入岩方向以东西向为主，反映了早期构造带对晚期构造带的制约作用及不同构造带的复合作用对岩浆活动的控制。岩浆岩类型主要为闪长岩和花岗岩类，这些岩浆岩与该地区金属矿床的形成具有密切关系，如金厂沟梁南部的对面沟岩体等，对金厂沟梁金矿田的形成，肖家营子闪长岩对于肖家营子大型钼矿的形成等都具有至关重要的作用。
南段(F17)全部位于辽宁境内，为凌源至叨尔登一带，属习称的“叨尔登断裂束”。该断裂束南部由冀北经建平张家营子、凌源、叨尔登一线进入内蒙古，沿努鲁儿虎隆起以西延伸，由断续相循呈雁列的北东—北北东向展布、主要为逆冲压剪性断裂组成，倾向不定，倾角80°左右。断裂带与东侧鸡冠山－帽子山隆起上的古生界北东向褶皱、断裂共同组成断裂束。凌源以南为凌源三十家子盆地西缘边界，松林子以南为燕山期火山－沉积盆地，叨尔登有新第三纪(新近纪)砾岩断块，凌源以北切割建平群、中元古界及下白垩统。受断裂控制有早白垩世火山喷发和燕山期花岗岩侵入。断裂位于重力场陡梯度带，卫星照片上为线性灰阶。由于位于研究区外，故不再详述。
三、红山－八里罕断裂带(图2－1中F18～F19)
该断裂带位于研究区中部，南起宁城县头道营子—黑里河一带，向北东经锦山—赤峰—乌敦套海，向北延入沙地，向南进入河北与平泉－桑园断裂带相接。断裂带东西宽50km，南北长200km。
该断裂带斜切前述黑里河－库里吐北东向隆起带，其主要构造成分包括一系列走向北东18°～30°的压性、压扭性断裂和北西走向的张性、张扭性断裂，组合成一个巨大的新华夏“多”字型构造(其中北北东向的断裂最为发育)。断裂之间还夹有呈北北东向延长的古老地垒和若干中生代的坳陷盆地。
该断裂带中的断裂规模大小不一，规模较大的主要有红山水库(乌敦套海)－小河沿断裂、连花山－黑水断裂、哈拉道口－安庆沟断裂、美丽河西－八里罕断裂(F18)、旗杆庙断裂及赤峰－锦山断裂(F19)等。以下仅就地表形迹表现相对明显的几条断裂叙述如下。
(一)美丽河西－八里罕断裂(F18)
在八里罕断裂束中，以美丽河西－八里罕断裂的构造形迹最为显著，且连续性好。它也是对研究区影响最大的一条断裂。
该断裂航磁异常反映明显，赤峰市南部，由于受天山－阴山东西向复杂构造带控制，航磁异常一般呈东西向展布。在该断裂位置，航磁异常分布方向比较零乱，多数航磁异常转为北东向或北北东向。八里罕—大城子的北西侧为大面积正磁场，南东侧为负磁场，正负磁场分界线附近，航磁等值线平行且密集。大城子－美丽河是由两个北北东向展布的狭长正异常组成的串珠状异常带。美丽河以北至八肯中一段是大面积正负磁场区的分界线，航磁等值线沿北北东向展布，与断裂延伸方向一致。
八里罕断裂由走向北北东、倾向南东的主压性结构面和发育同方向的压性结构面群构成宽50m至数百米的挤压破碎带。该断裂走向为北东28°左右，断裂面倾向南东110°～118°，不甚平直，局部变化为130°～140°，倾角一般在45°～55°之间，沿着断裂擦痕和劈理发育。在两侧50～100m的宽度内，岩石普遍破碎，有构造角砾岩、花岗糜棱岩，并有硅化、绿泥石化、高岭土化等蚀变现象。断裂附近常常有中性和酸性脉岩平行分布。区内该断裂的构造变形特征在地表具有非常明显的露头和构造破碎带等表现，在娄子店东北和热水镇以南等地出露最明显。
1.娄子店东北八里罕断裂剖面特征
图2－4 八里罕断裂娄子店二道营子灰场剖面
在娄子店东北的二道营子灰场，断裂断于燕山期花岗岩与白垩纪碎屑岩之间，沿断裂为宽约30m的负地形沟谷，断裂北西侧为花岗岩，南东侧为白垩系泥岩、砂岩、粉砂岩及凝灰质岩石等。其中断裂带北西侧与花岗岩的断裂接触关系剖面出露清楚［图版2－1(a)，(b)］，自北西向南东依次出露花岗岩、花岗质糜棱岩［图版2－1(c)］、绿泥石化碎裂糜棱岩、微角砾岩［图版2－1(d)］、硅化超碎粒岩(硅质薄膜层)，至断裂带中心(负地形部位)为黏性很强的灰白色断层泥(图2－4)，局部可见黑色断层破碎带和断层泥。花岗岩为中粗粒花岗结构，块状构造，地表呈黄褐色、土黄色，花岗质糜棱岩呈黄白色，片理构造产状为35°/SE62°，出露宽度0.5～1m，糜棱岩线理向北东侧伏40°，具有比较典型的核幔结构和糜棱状构造;绿泥石化碎裂糜棱岩呈灰色、浅灰绿色，出露宽度0.5～1m，是由花岗质糜棱岩被抬升后叠加偏脆性的破碎和动力退变质作用所形成的;微角砾岩为糜棱岩发生脆性破碎形成，出露宽度0.2～0.5m，角砾大小为2～10mm，个别大于10mm，构造磨圆明显，角砾成分为花岗岩、糜棱岩和硅质岩;硅化超碎粒岩(硅质薄膜层)为断层最后活动形成的滑动面，出露宽度0.05～0.15m，表面光滑如镜，滑动面产状25°/SE43°。
该剖面说明八里罕断裂自白垩纪以来表现为左行正断的运动学特点，这与中国东部晚中生代以来具有的伸展环境相吻合。同时该断裂还具有长期多次的碾磨作用，形成宽度比较大的断层泥带。
八里罕断裂也是现代活动断裂，在该点附近，断裂发育于花岗岩破碎带与黄土层之间，断距3.5～3.8m，并在地表形成高度达3m的地貌陡坎，反映其第四纪新构造活动特点［图版2－1(e)］。
图2－5 八里罕断裂娄子店二道营子灰场剖面
2.热水镇南李麻子沟剖面特征
在热水镇南李麻子沟，断裂断于燕山期花岗岩与白垩纪含砾凝灰岩之间［图版2－1(f)］，沿断裂为宽大约10m的负地形沟谷，断裂北西侧为花岗岩，南东侧为白垩纪凝灰岩。自北西向南东依次出露花岗岩、硅化凝灰质构造角砾岩组成的破碎带和灰白色断层泥［图2－6;图版2－1(g)，(h)］。
角砾岩中的角砾主要成分为花岗质岩石，包括花岗岩、花岗片麻岩和少量片岩，角砾磨圆度普遍较高，达到次圆，部分为浑圆状;角砾大小为1～3cm，部分达5～6cm，角砾含量为25%;胶结物为含晶屑凝灰岩，角砾岩层内又发育多个滑动面，沿滑动面发育擦痕构造、摩擦镜面和5～20cm不等的硅化碎裂－碎粒岩。该硅化角砾岩抗风化。断层滑动面产状为45°/SE60°～65°，出露宽度0.5～1m，擦痕向北东侧伏55°。
上述构造岩表现出来的变形特征，反映了八里罕断裂从早期到晚期的变化过程，即早期为韧性变形，逐渐演化为晚期脆性－脆韧性变形。另外，在八里罕断裂中的糜棱岩中北北东15°～20°方向的节理非常发育，该组节理与安家营子金矿控矿节理基本一致。
从地层出露情况分析，此带在成生过程中，上盘(南东盘)的运动方式以下降为主。该断裂在八里罕附近被派生的北西向张扭性断裂错断。在八里罕以南的主干断裂方位呈近南北向。
图2－6 八里罕断裂李麻子沟剖面
(二)连花山－黑水断裂
位于八里罕断裂东侧，呈北东15°经由敖汉旗的黑水、孟家沟、梨树沟至莲花山附近通过，长达百余千米。该断裂在孟家沟附近介于燕山早期花岗岩体和下白垩统岩层之间，并错开东西向断裂达4～5km，在梨树沟一带又将下二叠统及大城子岩体错开，其错动方向均为左行。
在孟家沟、混金台、梨树沟和撰山子等地，发育与北北东向断裂配套的北西向次级张性小断裂群，控制石英脉的分布和产出，且多呈雁行式或羽状排列于断裂两侧，除孟家沟受附近东西向断裂的干扰呈北西300°走向外，其余各地均为北西320°左右。这些小断裂群成为重要的含矿构造。
(三)旗杆庙断裂
位于乌丹东部的旗杆庙地区，走向北东18°～20°，在旗杆庙附近断于奥陶－志留系内部，两侧岩层交角极大，岩石破碎，破碎带宽1～10m，有构造角砾岩、断层泥和擦痕等，沿断裂带绿泥石化明显。断裂带南端切过了加里东期的超基性岩体。断层面总体倾向北西，倾角70°。在旗杆庙北，断裂附近发育牵引构造，上盘的片状灰岩中的片理与断裂面平行。故应为一压扭性断裂，成生于燕山期。
红山－八里罕断裂两侧，发育了同方向、同性质的多条低级别、低序次的构造带，而正是这些低级别、低序次的断裂构造对沿该断裂形成的侵入岩及金属矿产起到了直接的控制作用。如在马鞍山隆起东北部的鸡冠子山岩体中，北北东向的节理发育，并具有成群成带分布的特点，安家营子金矿床主要沿着这些裂隙发育。在宁城黑里河陈家杖子一带，北北东向的断裂控制了隐爆角砾岩带及岩体的分布，从而控制了与隐爆角砾岩有关的金矿化。而安家营子金矿田、陈家杖子金矿、樱桃沟金钼矿点等均是在八里罕断裂的控制下形成的。
总之，该构造带为一较为典型的“多”字型控岩控矿构造，也是金、铅、锌多金属成矿带之一。
四、大兴安岭主脊断裂带(图2－1中F20)
位于研究区西北部。区域上，沿大兴安岭主峰及其两侧分布，向南经克什克腾旗的经棚，延入河北省境内，与上黄旗－乌龙沟深断裂连为一体。呈北北东向延伸达千余千米。根据各区段区调成果资料表明，断裂总体向东倾斜，倾角在60°～80°之间。在区域重力场中，位于大兴安岭－太行山－武陵山重力异常梯级带的北段西侧，莫霍面深度大于38km。在布格重力异常图上处于陡梯度带向缓梯度带变换的部位。断裂形成于晚侏罗世，白垩纪继续活动，与东部嫩江－八里罕深断裂同步发展，形成巨大的大兴安岭主脊垒、堑构造体系。由于新生代沙地或第四系覆盖，该断裂在区内出露较差。但克什克腾旗南部的燕山晚期花岗岩、花岗斑岩绝大部分很明显呈北北东向展布，并侵入于早白垩世地层中，显示了受该方向断裂带的影响。
Ⅱ 中国有行星地质学的大学吗
最优的是中国地质大学，其次是成都理工大学，吉林大学，以及各省的地质学院。如果你是希望学习理科的地质学专业，我想你比较适合搞研究，那么你可以考中国地质大学的本科，然后考中科院的研究生，读中科院的博士，那你就可以成为名副其实的地质专家了。
如果你希望应用地质规律，那么，你适合去学习工程地质或者矿产地质，水文地质等等，这样你既可以常常探索地质规律并更注重于应用。
注：中国地质大学地球科学学院是国家理科（地质学）基础科学研究和教学人才培养基地、教育部“211”工程建设的重点学科所在地。2007年地质学一级学科被评为国家级重点学科，其下的古生物学与地层学、矿物学岩石学矿床学、地球化学、构造地质学和第四纪地质学成为国家重点学科，此外还有地图制图学与地理信息工程、 海洋地质二个省部级重点学科。这些学科全部有博士和硕士授予权，并设有地质学一级学科博士点和地质学博士后流动站。现有首批长江人才基金特聘教授岗位三个。建设有“湖北省地球物质与区域资源和环境重点实验室”、“湖北省地球表层系统重点实验室”，作为主要参与单位共建了“地质过程与矿产资源国家重点实验室”，“生物地质与环境地质教育部重点实验室”，“岩石圈构造、深部过程及探测技术教育部重点实验室”。地球科学学院师资力量雄厚，现有中科院院士4人（殷鸿福、於崇文、张本仁、金振民）、俄罗斯自然科学院外籍院士1人（桑隆康）、博士生导师38人、教授和副教授85人。承担北京周口店、河北北戴河、湖北黄石、长江三峡、江西庐山等教学实习基地的建设，为我校人才培养创造了极好的条件。 培养的学生具有扎实的地学基础和实际工作能力，除为地球科学研究和发展输送高层次人才外，还将在资源、环境、灾害、宝玉石、地质工程、遥感地理信息系统和国土资源规划等地学及其延伸领域中拓宽，使学生在上述部门和领域具有较强的适应国家经济建设及发展的能力。
Ⅲ 实习十 阅读地质图，切制简单的地质剖面图
一、目的
(1)初步学习阅读地质图的方法，了解各种地质构造在地质图上的表现，进一步建立地质构造的立体概念。
(2)初步学习绘制地质剖面图的方法。
二、要求
(1)了解不同产状的岩层、不整合、褶皱和断层在地质图上表现出来的特点。
(2)切制一张简单的地质剖面图。
三、实习内容
1.不同产状的岩层在地质图上的表现
水平岩层 水平岩层在地质图上的特征是:地质界线是与地形等高线重合或平行的曲线;新地层出现在高处(山头)，老地层在低处(山谷);同一时代的水平岩层在坡度小时出露宽，坡度大时出露窄;上下岩层面出露高度差即为岩层厚度。
直立岩层 直立岩层面或地质界面(岩墙或断层面)在地质图上的表现是:地质界线永远是一条切割地形等高线的直线，不受地形起伏影响;上下岩层面之间的垂直距离即为岩层厚度。
倾斜岩层 倾斜岩层或其他地质界面在地质图上表现出地质界线是与地形等高线斜交的曲线。在山脊和沟谷处弯曲成“V”字形，有一定规律(称“V”字形法则)。
2.不整合在地质图上的表现
平行不整合 上下两套地层的界线基本平行，倾向、倾角相同，但不整合面上下地层之间缺失某些年代的地层。
角度不整合 上下两套地层产状不同，并有地层缺失。不整合面的界线可截断不整合面以下的较老地层的界线，不整合界线与下伏岩层界线成角度相交，而与上覆岩层界线基本平行，不整合面以上的底部地层可与不整合面以下不同时代的老地层接触。
3.褶皱在地质图上的表现
地质图上主要根据地层的对称重复分布来判断褶皱构造的存在。分析褶皱发育区地质图，首先要确定背斜和向斜，其次确定褶皱的形态和类型，最后确定褶皱形成的时代。
(1)区分背斜和向斜:背斜的核部地层时代较老，两翼依次出现较新地层;向斜则相反，核部地层时代较新，两翼依次为老地层。
(2)褶皱形成时代的确定:主要根据地层间的角度不整合接触关系来确定褶皱的形成时代，即在不整合面以下参与褶皱的最新地层形成之后，不整合面以上最老地层形成之前。此方法对于不整合面上下地层时代间隔较短时，比较有用处。
4.断层在地质图上的表现
大部分地质图上都用一定的符号表示出断层的产状要素和断层类型。在没有用符号表示断层的产状及类型的地质图上，常画出了断层线，此时，首先要判断其大致倾向及倾角，然后判断两盘相对位移方向，根据两者可以确定断层的性质，最后也要确定断层的形成时代。
(1)断层面产状的确定:在地质图上，断层面具有和岩层面一样的出露特征，判断断层面产状和判断倾斜岩层面产状的方法相同，可以在野外对于岩石露头实测，也可根据断层线和地形等高线之间的关系进行。
(2)两盘相对位移的判定:根据两盘标志层错断的情况判断，但经侵蚀夷平后，两盘往往处于等高平面上，加上标志层和断层的产状关系因素，情况会复杂些。
(3)断层时代的确定:根据角度不整合(原理与确定褶皱年代的方法相似)，或地质体的相互切割关系来确定。
5.切制地质剖面图
(1)选择剖面位置:在仔细阅读地质图的基础上，选择有代表性的方向编制地质剖面图。剖面线一般选择垂直于岩层走向方向，并通过地层出露最全和图区内最主要、最典型的构造部位。并将剖面位置标定在地质图上。
(2)绘制地形剖面图:在绘图纸(选用方格纸)的下方适当位置画出剖面基线，其长短与选定的剖面线相等，基线标高一般选取比剖面所过最低等高线高程再低1cm的高程，基线的两端画出垂直线条比例尺(一般与地质图比例尺一致)，以一定间隔标明各横线的标高。将剖面图纸的基线与地质图上的剖面线放平行，并使二者的起点和终点一一对准。最后将地质图上的剖面线与地形等高线各交点一一垂直投影到剖面图的相应高程线上，在剖面图上按实际地形用平滑曲线连接相邻的投影点，即得出地形剖面线。
(3)绘地质剖面:将地质图上的剖面线与地质界线(地层分界线、不整合线、断层线等)的各交点投影到地形剖面线上，按各点的产状(倾角)在地形线下画出各自的分界线，若剖面线与走向线斜交，应该按换算后的视倾角画出分界线。
(4)整饰剖面图:将规定的色谱或花纹填绘到各相应地层内，并注明地层代号。在剖面图的下方，在适当的分层界线、断层线下标明产状。在剖面的正上方写上图名、比例尺，在剖面的右上方标上剖面方位。
四、作业与思考题
1.作业
(1)阅读星岗地区地形地质图(图实101)，完成实习报告。
(2)绘制星岗地形地质图上A—B地质剖面图。
2.思考题
(1)如何确定褶皱构造的存在?其基本类型有哪些?
(2)如何确定断裂(断层)构造的存在?其基本类型有哪些?
(3)如何确定褶皱和断层的形成时代?
图十10-1 星岗地区地形地质图（据叶俊林等，1987，修改这补充）
实习十 阅读地质图实习报告
1.水平岩层
分布地区:__________________________________________
在地质图上的表现:__________________________________
2.倾斜岩层
分布地区:__________________________________________
在地质图上的表现:__________________________________
3.不整合
涉及地层:__________________________________________
在地质图上的表现:__________________________________
4.背斜
分布地区:__________________________________________
核部地层:__________________________________________
翼部地层:__________________________________________
在地质图上表现:____________________________________
5.向斜
分布地区:___________________________________________
核部地层:___________________________________________
翼部地层:___________________________________________
在地质图上表现:_____________________________________
6.断层
分布地点:___________________________________________
断层标志在地质图上的表现:___________________________
Ⅳ 地质史
夹皮沟金矿区是金矿密集区。它位于华北地台北缘东段边缘构造活动带上，主要产出在夹皮沟花岗岩－绿岩带的西南侧，呈NW向展布，延绵30余公里，有十余个大、中、小型矿床和上百个矿点，发现的含金石英脉上千条，主要矿床有夹皮沟本区、三道岔、二道沟、八家子、板庙子、小北沟、四道岔、大线沟等。金矿带分布在夹皮沟绿岩带与哑铃状钾质花岗岩之间的绿岩带一侧，矿体产出在韧性剪切带中。绿岩带、钾质花岗岩和韧性剪切带是与金矿密切相关的3个主要地质因素（图1-2）。
夹皮沟绿岩带位于桦甸市东南大红石砬子—老牛沟—夹皮沟一带，呈NW向长条状分布在华北地台铁岭－靖宇隆起和古亚洲吉林褶皱区交界处的台区一侧，并受滨太平洋大陆边缘活动的影响，绿岩带延伸约45km，宽4～10km，面积约315km2，北东侧与以华力西晚期为主的黄泥岭花岗岩相接，西南侧以韧性剪切带和新太古代钾质花岗岩与龙岗麻粒岩－片麻岩区相邻，北西端以辉发河断裂为界，南东部分被钾质花岗岩和燕山期花岗岩切断。绿岩带本身又被太古宙英云闪长质－奥长花岗质片麻岩侵入，肢解成大小不等、形态不一的残块。花岗质岩石出露面积占总面积的65%左右，绿岩带约占35%，两者之比约5:3。绿岩带地层为夹皮沟岩群，下部老牛沟岩组，其原岩建造以镁铁质火山岩为主夹少量超镁铁质岩，厚度为2500m；上部三道沟岩组，原岩主要由镁铁质火山岩、长英质火山岩、沉积岩和条带状铁建造等组成，厚度为1300m。夹皮沟岩群中安山质岩石不发育。整个岩序形成一个巨型的火山－沉积旋回，又可再细分为多个次级火山－沉积旋回。
图1-2夹皮沟太古宙花岗岩－绿岩带地质及矿床分布略图
1—呼兰群；2—夹皮沟岩群三道沟岩组；3—夹皮沟岩群老牛沟岩组；4—片麻岩－麻粒岩区；5—太古宙英云闪长质－奥长花岗质片麻岩；6—华力西期花岗岩；7—钾质花岗岩；8—金矿床；9—韧性剪切带；10—地质界线；11—推断地质界线
对夹皮沟金矿区地质认识的不断深化是与采金和找金的实践紧密相联的，是与地质科学不断发展密切相关的。对金矿带赋存的控矿构造从主蚀变带→NW向构造带→韧性剪切带的认识，从地表找矿到研究矿体的分布规律，从单一的地质找矿方法到以地质为主，物化遥的综合信息找矿，从对矿床成因岩浆期后热液矿床到绿岩带有关的热液金矿床，无不浸透着广大地质工作者辛勤的劳动和无穷的智慧；随着对地质认识上的一次次深化，促进了找矿工作的一次次突破，充分说明了科学技术是第一生产力的颠扑不破的真理。
在1960年以前，夹皮沟矿区虽然开采黄金已一百多年，但当时找金工作主要局限在主蚀变带，且仅有一张26km2的1:5000千地形地质图。图上仅表示出几条蚀变带和岩脉（图1-3）。主蚀变带是指鞍山群三道沟组角闪斜长片麻岩经退变质作用形成的绿泥片岩、绿泥绢云石英片岩等，其中叠加有硅化、绢云母化、黄铁矿化等热液蚀变及含金石英脉等的地质体。主蚀变带走向NEE，长约5000m，宽200～300m，开采了16条含金石英脉，最大矿脉的延长和延深均达600～700m。当时的认识是含金石英脉受构造控制，金的成矿物质来自燕山期花岗岩，矿床成因属于岩浆期后热液充填，工业远景矿脉皆产在NEE向的主蚀变带内。这些认识，在本区早期找矿时曾起过一定的作用，但后来根据这些认识将主要勘探工程（约6000多米钻探，800多米的坑道）都投入到主蚀变带，却没有取得新的进展，不得不在1960年10月夹皮沟本区宣布闭坑停产。
图1-31960年前夹皮沟矿区地质图
（据程玉明，1986）
1—太古宙岩石；2—主蚀变带；3—花岗闪长岩；4—夕卡岩；5—含金石英脉；6—竣工钻孔
在夹皮沟地区找矿工作面临山穷水尽的情况下，在本区工作的广大地质工作者，特别是604队的地质人员，在反复研究了约20多处金矿点后，发现其共同的特点就是受断裂构造控制明显。虽然它们各自的产状不同，但空间上多分布在NW向挤压破碎带一侧的次级构造中，而且当时在NW向挤压断裂带上的小北沟金矿床开采的深度已近400m，因而说明NEE向主蚀变带控矿构造不是唯一的，还应注意NW向断裂带的控矿作用。在对NW向构造带认识的基础上，604队的地质人员经反复论证和筛选，先对二道沟五号矿点进行地质勘查工作。
在1909年（宣统元年）在二道沟地表发现有矿脉。从1956年到1960年的5年内，先后有4个单元对5号矿点作了地质评价，他们都对地表仅有的3条规模不大的含金石英脉（长30～50m，宽0.5～1m）做了无工业远景的结论。自1961年起，604队的地质人员在突出加强矿区构造的研究后，着眼于由矿脉的地表规模，转到控矿构造的特点和规模上。二道沟5号矿点地表矿脉规模虽小，但含矿断裂延伸达400多米，与无矿的结论似乎不一致。他们在进行深部地质评价中，第一钻就见到了工业矿体，矿体厚度为6.43m，金品位为17.27g/t，坑道中也见到了工业矿体。通过4个月的地勘工作，肯定了矿床的工业远景，从而使矿山恢复了生产。这是跳出主蚀变带，突破矿体空间展布的“禁区”，找到的第一个大中型矿床，为形成北西向断裂控矿的新认识，迈开了十分可喜的一步。
再如三道岔6号矿点，含金石英脉地表长仅10～20m，宽0.1～0.3m，品位只有0.4～0.8g/t。如单从地表的规模与矿石的品位来看，其远景就不很乐观；但矿点位于北西断裂构造带上盘，与已知工业矿床相比，矿化特征相似，且控矿构造十分发育。604队先用平硐探矿，见到含金石英脉后连续布3钻孔，孔孔见矿，发现了隐伏的三道岔大型金矿床。
认识来源于实践，实践更深化了认识。出露在地表的金矿化，经常是零散的。604队的地质人员通过对零星矿化现象分析，探索其赋存规律，认识控矿系统，选出最佳成矿地段进行评价，这是夹皮沟地区找金的有效经验。如1904年在八家子西部发现两条含金石英脉，长50m，宽20m，品位27g/t，断续评价至1964年，因着眼于两条小脉，收效甚微，而且作了否定的结论；后来用控矿系统观点，再认识八家子矿点，发现该含金石英脉分布在石英正长斑岩的上下盘，两者关系密切，确立了控矿系统的存在，在石英正长斑岩向东延长1000多米处，结合控矿因素，选择有利地段，发现了隐伏的中型金矿床。四道岔、菜
70年代末期，二道沟深部矿体的发现，可以说是本区找金工作又一次重大突破，并进而深化了对矿床成因的认识。在二道沟金矿发现初期，认为含金石英脉的形成是与花岗闪长岩有关的岩浆期后热液矿床，因而矿体应分布在花岗闪长岩的上盘，所以前期钻孔几乎都停留在花岗闪长岩里。直到70年代末期，在375m中段，在闪长玢岩下盘发现了富含方铅矿的含金石英脉后，提出二道沟深部可能出现第二个富集地段，经过勘探，在花岗闪长岩的下部又找到了深部矿体（图1-4），从而认识到花岗闪长岩不是含金石英脉的成矿母体，而是切穿矿体，其形成晚于金矿体，这是对本区金矿床成因认识上的又一次飞跃。
80年代以来，随着改革开放的不断深入，和国民经济的飞速发展国家需要有充足的、丰富的黄金资源，国家对黄金工业给予了足够的重视；同时国际合作交流进一步发展，国外有关绿岩带、韧性剪切带和绿岩带金矿成矿理论的引入，对本区的地质研究和找金工作也起了极大的推动作用。在此期间，604地质队、夹皮沟金矿、吉林有色地勘局地质研究所、长春地质学院、长春黄金研究所、沈阳地矿所、天津地矿所、吉林地质科学研究所（下称吉林地科所）、东北大学、南京大学等单位在本区进行了地层、构造、变质岩、花岗岩、矿床、地球化学、同位素地质、综合信息找矿等多学科研究工作，对矿区的绿岩带地质、构造格架、韧性剪切带、TTG岩系特征、成岩成矿特征、同位素年代、成矿机制和控矿因素、矿床成因、综合信息找矿模式等整理出了丰富的资料，促进了本区的找矿工作；此外，还提交了研究报告，发表了大量学术论文、出版了一些专著，其中较为重要的有：《夹皮沟金矿控矿因素与富集规律》（604队程玉明，1979），《华北板块北缘东段金多金属成矿带成矿远景区划》（吉林地矿局刘长安等，1985），《夹皮沟金矿带地质条件、成矿规律和找矿方向》（吉林有色地勘局研究所胡安国、王义文等，1985），《吉林南部夹皮沟地区早前寒武纪地质及金的成矿作用》（沈阳地矿所林宝钦、阮忠义，1986），《华北陆台太古宙花岗岩－绿岩地体中金矿床类型和演化》（天津地矿所沈保丰、骆辉等，1989），《吉林省夹皮沟－金城洞花岗岩－绿岩区成矿作用及找矿方向》（吉林地科所戴薪义等，1989），《吉林夹皮沟金矿床含金石英脉的40Ar/39Ar快中子活化年龄测定》（吉林有色地勘局研究所吴尚全，1991），《吉林夹皮沟金矿区综合信息成矿预测及深部预测》（长春黄金研究所朱太天等，1992），《辽北－吉南太古宙地质及成矿》（天津地矿所沈保丰、骆辉等，1994），《夹皮沟金矿带花岗岩－绿岩地体金矿的成矿规律与成矿预测》（吉林有色地勘局研究所程玉明等，1994），《清原－夹皮沟绿岩带地质及金的成矿作用》（天津地矿所李俊建、沈保丰等，1995）；《吉南太古宙高级变质地体及金矿床》（孙晓明、徐克勤等，1996）。总之，本区研究程度很高，由于掌握资料有限，可能还有些较重要的论文、专著、报告没有提及，尚请谅解。
图1-4二道沟金矿床0线地质剖面图
（据604地质队）
1—角闪斜长片麻岩；2—花岗闪长岩；3—闪长玢岩；4—含金石英脉
Ⅳ 应用于区域地质综合分析与编图
(一)用多层次遥感资料进行区域地质研究
1.用不同分辨力遥感资料进行区域地质研究
为了解区域构造格架和编图,需要小比例尺、低分辨力的遥感图像;相反,为对区域内一些重要断裂、岩体及矿化地段细节进行解译,就要求大比例尺、高分辨力的遥感图像。表11-2表明,当遥感器的技术参数(最主要的是仪器的焦距)确定以后,成像时航高愈大,图像比例尺就愈小;同时,取得单幅图像所覆盖的面积愈大,但分辨力随之降低。为了满足区域地质分析的以上要求,通常是选用多层次遥感图像进行各种地质体的对比解译分析,以发挥各种资料的长处。在甘肃北山地区进行大比例尺区域地质调查时,就充分应用各种比例尺及类型的遥感图像,进行不同尺度地质体的解译(表1-13。
表11-1 12种综合处理组合简表
(据全国遥感地质工作协调小组办公室,1991)
图11-2 香花岭地区多种地学信息图像集
2.利用遥感图像的抽象作对比解译与分析
用遥感图像的抽象能力来获取宏观区域构造特征、解译构造格架对遥感地学工作非常重要。随图像比例尺变小,地面分辨力降低,各种地质体(包括线性构造)的细节被模糊化或隐没,宏观地质特征相对被突出。滇东小江断裂东川市以南段,构造挤压特征十分明显,北段却不清楚,反映两段断裂性质及地质历史有差异(图版56)。图11-3是美国纽约地区不同比例尺图像的线性构造统计资料,航高低的航片解译出线性构造短(0-4km)而数量多;陆地卫星图像则较长(8-20km)而数量少(C.A.Shuman,1991)。
表11-2
(据朱亮璞等)
表11-3 遥感图像综合应用简表
(据戴文晗,1991)
图1-14是Kapustin(1985)利用中等、中小、小到超小比例尺遥感图像解译出滨里海盆地及其周邻地区的线性构造。与区域地质及地球物理资料对照之后,评价不同比例尺、在不同构造单元、不同走向的线性构造及其与已知断裂对应程度;确定每条线性构造在不同深度的构造层次的存在(即延深)。由于地质工作的习惯认识是:断裂构造的地表延长正比于延深(推覆构造、薄皮构造等例外),因而可以利用多层次遥感解译资料来定性分析断裂的主次与规模;建立区域断裂的构造格架;对比同一断裂的影像特征在不同地段变化。
3.用多源地学复合资料进行区域岩性识别与编图
利用遥感资料来识别岩性、圈定不同岩性的边界,历来是遥感地质的一个重点和难点。多源地学信息的应用,增加描述与区分岩性的标志。M.Fernandez与Alonso(1991)对东非卢旺达地区航磁、航放和TM的复合资料编制岩性分布图,把Th、U、K航空放射性测量数据先转换为当量浓度值,此值相当于伽玛仪产生的辐射信号的该种元素的理论含量(表11-4)。然后TM5分别与Th(R)、U(G)、K(B)做复合合成和IHS变换(图版19),并以表1-14的数值为依据编制出简易岩性图来(图11-5)。图11-6是原有的地质图件,可见图11-5岩性划分更为详细。
图11-3 阿巴拉契高原各种图像的线性构造长度分类简图
图11-4 里海盆地东部遥感图像解译图
4.用复合图像编制区域地质图
为编制区域地质图,要求遥感图像精度高,波谱与空间信息丰富。机载合成孔径雷达(SAR)与星载多波段扫描图像如(TM、MSS、SPOT)的复合图像最接近这种要求。这类数字复合图像一直是国内外遥感研究重要内容。
表11-4
图11-5 卢旺达西部岩性解译简图
图11-6 卢旺达西部构造一造性单元图
岳阳地区SAR图像为X波段(波长2.4-3.75cm)HH极化,分辨力为3m(图版68)。复合处理包括:①把SAR扫描资料转换为地距图像;②进行投影变化和数字镶嵌;③重采样使SAR及TM的像元大小统一为7m,④按TM4+SAR(R)、TM5+SAR(G)、TM3+SAR(B)作假彩色合成图像(图版24)。复合图像比单幅SAR、TM对区域地质解译与编图有如下主要优点(朱亮璞,1991):①更强的立体效应,便于构造与地貌解译,图版24上△处莲沱组(Z21)不整合于冷家溪群(Pt)之上,单面山的构造地貌十分清楚。②MSS/TM的云下阴影与SAR图像上因微波直射受阻产生的阴影区在两者复合图上得以互为补充,改善图像质量。③微波辐射能显示浓密植被下的某些地形细节,使像冷家溪群那样岩性单调、构造复杂,又缺少可供地面追索的标志层的地层,能够凭复合图像上垅脊、陡坎等微地貌特征,揭示其细部地质构造和层理。我国有很多类似中浅区域变质岩(如华南冷家溪群、华北滹沱群等),一直缺少能揭示其内部构造的技术手段。上述复合图像是一种有开发潜力的技术资料。④由于波谱与空间信息丰富,也增强了编图时岩性-地层单元的识别与划分(图11-7)。
图11-7 岳阳地区SAR与TM数字复合图像地质解译图
(二)多源地学信息资料在断裂、线性构造研究中的应用
1.对内蒙东南部线性构造带的研究
研究区位于内蒙东南与河北省交界处,区内矿化受岩性、断裂、火山盆地等因素控制。
使用的多源地学信息资料包括:①遥感(TM磁带)、航磁、航放等数据资料;②地质图、矿点分布图、线性构造解译图等二维平面图件;③其他地质资料。对航空放射性测量资料,经过含量、放射性平衡、高度、大气等多项校正处理,使测量数据转换为能直接显示Th、U、K三种放射性元素在地壳表层的含量分布。对地质图等平面图件,首先进行整饰处理,如对陆地卫星数据的几何校正,使其经纬网坐标系统与地形图件相匹配。对各种解译图件统一比例尺等,即按本章第一节中的数字化、网格化、编码、几何配准等步骤,形成矢量数据文件,以便建立多源信息图像数据文件库,为复合、叠合作好准备。
图版22是在TM图像目视解译(全向或不同方向)线性构造的资料基础上,进行密度统计,把U(R)、Th(G)、K(B)假彩色合成图像与全方位线性构造密度统计图的叠合(叠和)图像。
线性构造的统计是经过试验后,选定一定半径的圆为窗口,统计出全区每个窗口线性构造长度之和后,绘出线性构造等密度图。并按密度一定的网值及地质资料,确定高值区构成的线性构造带。第二是对线性构造的几何形态进行研究,分为“Y”、“O”、“U”、“X”等型。第三是结合区域地质及解译资料,分析这些线性构造带与区域断裂、火山、盆地边界等的关系,推断其地质成因。最后探索其与区域成矿(铀、金等)的空间与成因关系。何钟琦等(1992)还根据地质、遥感、航磁等多种特征信息资料,分析与断裂有关的线性构造的切割深度(表11-5)与产状特征(表11-6)为断裂遥感半定量研究提供新的技术途径。
表11-5 线性构造带产出深度特征识别(模型)表
(据何钟琦等)
F—地质观察断裂;Ma—岩浆岩体;B—中新生代盆地;
F、Ma、B三者可以是断续出露的;
LD—遥感图像线性构造带(单位面积断裂构造总长度);
CD—遥感图像线性构造区(单位面积环形构造数量);
HM—磁场高通方向滤波显示出的线性特征;
LM—磁场低通方向滤波显示出的线性特征
表1-16 线性构造带产状特征识别(模型)表
(据何钟琦等)
2.用航磁与遥感资料综合分析线性构造
航磁资料是多源地学信息中最常用的一种非遥感资料。通过对航磁值的高与低及正、负异常来解译基底磁性与非磁性岩石分布,推断基底断裂的特点。航磁资料的不同深度延拓与不同方向滤波,配合遥感资料解译线性构造非常有用。航磁资料常经处理成下列几种平面图:①航磁ΔT彩色图像;②航磁△T等值线图(图11-8右上);③航磁△T剩余磁场图;④航磁不同深度的延拓图(图11-8左上);⑤航磁不同方向的卷积图;⑥航磁ΔT的LAHE图,⑦航磁ΔT不同方向的二次导数图(图1-8,左下);⑧航磁ΔT的阴影浮雕图(图1-18右下)等种类。当然也可以把航磁资料与遥感图像进行复合处理(图版20),或把航磁资料与岩性界线叠加起来,这对研究区岩性磁性的解译与分析都非常直观有用。通过分析可以取得研究区构造格架、优势断裂或线性构造发育方向及特点,以及断裂、线性构造与其他地质体的相互关系,对区域成矿预测提供新的认识。
(三)多源地学信息复合资料在隐伏岩体和构造岩浆带遥感地质研究中的应用
1.用重、磁资料与SAR图像复合来研究香花岭岩体深部构造特点
应用SAR、航磁、重力与陆地卫星遥感多源地学信息复合来研究我国著名南岭多金属矿带,并预测成矿有利地段(易昌善,1990)。首先对SAR图像进行重采样,使分辨力变为30m×30m,对分辨力较低的航磁与重力资料用内插方法也使它变成30m×30m的分辨力。然后将上述资料转换成图像形式,对航磁与重力在统一的公里网坐标系下配准,两种异常图分别用不同颜色表示其数据大小(表1-17)。在此基础上,再分别以航磁异常数据为H、重力异常为S、SAR图像为I,作HSI变换所得假彩色合成图像(图版20)。据孟赛尔颜色系统的关系,彩版中色彩的变化反映航磁△T的强度变化,其中蓝紫反映航磁高值,色彩饱和度则是重力异常的强度。每种颜色中渗入白光愈少,重力异常值愈高。
香花岭矿田是湖南耒阳-临武南北向拗褶与嘉禾-资兴北东向深大断裂复合部位的通天庙穹隆背斜处。背斜核部是寒武纪变质岩系,两侧是上古生代地层,并有中生代侵入的中酸性岩株、岩瘤出露地面,多金属矿化、矿点普遍。通天庙穹隆背斜在MSS/TM、SAR及航片上均显示有多层环状影像特征。布格异常图也显示为椭圆形,但范围比穹隆背斜更大。区域重力异常图像上以深浅不同的色调显示出三层环状影像特征,表示岩体地下部分的展布范围与几何形态特征(图版70)。即岩体的顶部有小的局部突起与凹陷,突起处是岩枝、岩瘤,基部是相连的,是中酸性大岩基。图11-9是显示由各种数据所得出的环形影像。
由于隐伏小侵入体(如岩枝、岩瘤)的揭露对寻找隐伏矿体很有意义,应充分利用各种地学信息资料作综合分析,如利用化探圈闭异常(欧阳成甫,1990)或某些特殊影像特征来解译隐伏岩体。
图11-8 航磁资料的几种处理
表11-7
(据易昌善,1991)
2.用多源地学信息资料研究构造岩浆带
内蒙东部白音诺与黄岗梁一带是我国北方重要多金属成矿带。通过重、磁资料与MSS图像的复合,揭示区内存在两条侵入时代、岩性与成矿类系都不尽相同的构造岩浆带(图11-10及图版21左中)。其中NE向延伸的是花岗岩类,重力低;NEE向展布的是中酸性花岗闪长岩类,重力高。据物探资料与遥感影像特征分析:①NE向穿插NEE向的,时代分属中生代燕山早与中晚期。②花岗岩构造岩浆带的深部为复式岩基,中深部处为钟形岩体突起,浅部则沿断裂侵入,形成大小不等的花岗岩侵入体。③NEE展布的花岗闪长岩构造岩浆带的重磁资料显示,岩体沿EW、NE和NW三组断裂交叉处侵入,在卫片上呈现向心环状影像特征。④据区域成矿资料分析:Sn、W、Mo、Pb、Zn与花岗闪长岩构造岩浆带有关,而Cu、Pb、Zn、Ag等多金属则与较晚的花岗岩类有关。
图11-9 香花岭岩体的各类数据的环形影像
图11-10 由重磁异常图像揭示的岩浆构造系列
Ⅵ 怎么分析星岗地区地形地质图
这里有F1，F2，F3，F4四个断层，最老的是专F4断层，依次是F3F2F1，在松村属有个背斜，核部是O3两翼是S1，在石家有个向斜，核部是D1，两翼是S3，在东山有个不整合接触，地层缺失，北山坡也有一个角度不整合，F4形成时间是D1之后C11之前，F2是个逆断层，F1是个正断层，形成时间是N2，向北倾斜。
Ⅶ 地质构造
1.太古宙陆核及构造-热事件信息
研究区有确切证据的始太古代地质体出露于阿尔金带，位于红柳沟-拉配泉蛇绿构造混杂岩带以北，称阿北陆块。其中的古老变质地质体宽数千米，东西向条带状展布在阿尔金北缘，向北大部分被沙漠覆盖，主体由长英质片麻岩（紫苏花岗片麻岩为主）、基性麻粒岩和斜长角闪岩组成，其原岩主要为英云闪长岩、科马提岩（孙勇，1992）。其中的花岗片麻岩曾获3605 ± 43 Ma的锆石U-Pb年龄（陆松年，2002），反映残存有始太古代地壳。此外尚有大量的新太古-古元代高级变质岩，其中斜长角闪片麻岩同位素年龄为2940～2935 Ma（西北地层清理，1998），麻粒岩Sm-Na等时线年龄为2789.5 Ma（车自成，1995），锆石U- Pb 年龄为 2589.3 Ma（王云山，1987），斜长角闪岩同位素年龄为2462.5～2548 Ma（新疆地质志，1993），该组年龄反映阿北主体为一套新太古-古元古代变质杂岩。
阿北地块麻粒岩、角闪岩Nd同位素εNd（t）值均小于零，介于-3.77～-3.75之间，具有异常地幔源特征（车自成，1995），反映其与εNd（t）为低正值的同时代的敦煌岩群及库鲁克塔格岩群变质杂岩具明显的差异。
在东昆北祁漫塔格山辉长岩中获3383 Ma、斜长角闪岩获2753 Ma钕模式年龄（1∶25万库朗米其提幅），显示东昆北有太古宙陆壳存在的信息。东昆中小庙岩群碎屑锆石有3206 ± 14 Ma的207Pb/206Pb年龄信息（1∶25万阿拉克湖幅），显示小庙岩群的源区同样存在着太古宙陆壳。
在塔里木盆地西南缘铁克里克克里阳也发现有中、新太古代的古老变质侵入体，赫罗斯斯坦岩群的古侵入体获得2977 ± 140 Ma的岩浆结晶年龄（肖序常，2003，未刊）。阿喀孜岩体中曾获锆石U-Pb等时线年龄为2261 ± 75 Ma（许荣华等，1992）。
以上资料信息均反映中国西部的前寒武纪地体中存在始太古代的地壳。
根据陆松年等的研究，该区从3.6～2.6Ga（始太古代-新太古代），先后有三次规模不等的大陆地壳生长过程，同时存在新太古代的英云闪长岩-奥长花岗质片麻岩岩浆的侵入，反映在初始陆核生长的同时，存在明显的地壳拼贴积累作用。
2.构造变形
因后期构造的改造、叠加作用，该阶段的构造变形保留零星，由于测试技术的局限，该阶段变形年龄的确定受到一定限制，归入该阶段的变形遗迹主要通过地质分析确定。变形地质体有阿尔金山的阿尔金岩群及古元古代的变质侵入体、昆仑山地区的白沙河岩群（图2-7），其中区域片麻理应该是该期构造的产物。
图2-7 西金乌兰断裂-阿尔喀山-库朗米其提花土沟剖面
（1）阿尔金岩群构造变形特征
阿尔金岩群，属层状无序的韧变地层体，原始层理受多期构造置换丧失殆尽，区域变形主体面理是透入性片麻理和片理及同构造分泌脉。区内阿尔金岩群呈岩片、岩块被后期的韧性剪切带及脆韧性断裂所围限和包绕，形成区域性强变形带与弱构造域间互发育的构造网结。其中弱变形域残块内部保留以片麻理为形变面，发育深层次塑性流变褶皱；同构造分泌脉W-N-I型露头尺度的无根柔流褶皱，反映深层次的塑性流动构造。由于后期构造的改造作用，片麻理在不同地区产状不同。
（2）古变质侵入体变形特征
变质侵入体普遍发育区域性透入性片理或糜棱面理，使古侵入体普遍糜棱岩化，形成以眼球状长石为碎斑的糜棱岩，在强变形带中，长英质糜棱岩、花岗质糜棱岩微观基质矿物细径化及动态结晶作用强烈，其中石英多已动态重结晶，并偶见残斑被塑性拉长成眼球状或形成石英拔丝。长石普遍细颈化和边界不规则港湾状分布的细粒长石集合体，形成边缘粒化结构，强变形带中心则有长石的晶格位错形成的膝折构造，条纹长石断续书斜，共轭或雾状，以及钾、钠长石固溶体定向分解的剪切压溶结构。
（3）白沙河岩群构造变形特征
主要发育在昆中微陆块，昆北零星出露，属高角闪岩相，局部达麻粒岩相，内部面理置换非常强烈，S0已不复存在，形成片理、片麻理，和变粒岩多组面理共存，区域一般均以具透入性的韧性剪切流动变形面为主导面理。其中的片麻理构造应该是早期变形的产物。
Ⅷ （一）华北地台区域成矿地质背景
华北陆块是我国规模最大的陆块。近年在鞍山地区发现3.8Ga花岗质岩石，在冀东黄柏峪地区也发现含3.7Ga碎屑锆石的原岩和3.5Ga的斜长角闪岩。这些资料说明本区在2.9Ga以前的古—中太古代已存在零星微小的硅铝质地体，迁西运动（2.9Ga）将其聚合，开始具有原始陆壳的特征，后经阜平期（2.9～2.6Ga）的海槽闭合与拼贴，形成了华北古陆核。华北地台则在此基础上经过了5个发展阶段，并产生不同的成矿作用。
1.新太古代-古元古代阶段
华北陆块在该阶段中发生了两次较大规模裂解，产生了大型火山-沉积盆地或裂陷槽，其中以中基性-中酸性火山喷发-沉积作用为主，厚近万米，后经五台运动（2.5Ga）与吕梁运动（1.8Ga）将其闭合，形成一套以角闪岩相为主，个别为麻粒岩相的中深度变质岩系，部分可能属绿岩带产物，并出现了两次克拉通化，从而使华北陆块进一步刚性化。这过程大约发生在2.5～1.8Ga之间，该区的大气圈与水圈逐渐由还原状态转为弱氧化状态，出现了原核生物，并在火山喷发间歇期间发生了较广泛的Fe、Mn、Pb、Zn等成矿作用。形成了鞍本地区、冀东地区和五台地区以沉积变质型为主的铁矿成矿带，以及辽河地区以热液型为主的铅锌矿成矿带。此外在古陆裂解过程中也伴有非造山型镁铁质—超镁铁质岩侵入，形成岩浆型Ni、Cu、Pt等矿化作用，如金川、赤柏松等地铜、镍矿，但规模悬殊较大。
2.中新元古代阶段
中元古代初，华北陆块在其北缘燕山地区、南缘熊耳山地区以及狼山、渣尔泰、白云等地发生裂解，在裂陷海槽中沉积了一套碎屑岩与碳酸盐岩地层，夹超基性或钙碱性火山岩，厚近万米。变质程度较低，通常为低绿片岩相。四堡运动后（1000Ma）海槽逐渐闭合，直到晚期晋宁运动华北地台与塔里木地台对接，完成了地台形成历史和第三次克拉通化。在这次地质事件中其早期火山喷发期间，曾发生较大范围的层状Pb、Zn、Cu、Au以及S、P等区域成矿作用，并赋存在灰岩或白云岩地层中，如狼山铅锌铜矿、熊耳山金矿等。
3.早古生代阶段
早古生代华北地台大部分沉陷为陆表海，沉积了一套碳酸盐岩，厚度可达千米。其北部以浅海钙质碳酸盐岩为主，南部以浅海镁质碳酸盐岩为主，而西部则以半深海泥砂质碳酸盐岩为主。中奥陶世晚期受西伯利亚板块向南俯冲的影响，海水几乎全部退出，陆块遭受剥蚀。该阶段除在中部形成巨厚石灰岩、石膏等矿产外，在陆块边缘局部地区具有小规模层状Pb、Zn矿化作用。
4.晚古生代阶段
早-中石炭世开始华北地台受西伯利亚地台活动影响发生了由北向南的海侵，沉积了浅海相-海陆交互相的砂岩、页岩、灰岩夹煤。在这次海侵过程中华北地台广大地区在中奥陶世灰岩风化面之上依次产生了Fe、Mn、Al以及粘土、煤等区域成矿作用，形成了晋东南地区风化壳型铁矿、华北中部地区沉积型铝土矿等。早二叠世初由于西伯利亚地台与华北地台并合，华北地台南北缘再次隆升，并在中部形成了大型内陆含煤盆地，同时在北缘有较大规模的海西晚期（斜长）花岗岩以及中—小基性岩和碱性—偏碱性岩侵入，常伴有Cu、Ni、Au等成矿作用。
5.中新生代阶段
中新生代华北地台受太平洋板块向西俯冲的影响，处于板内变异阶段，并出现了东、西分异现象。在西部形成规模不等的陆内盆地，沉积了河流湖泊相的砂岩、页岩等，含有煤、油、气，局部形成聚煤盆地或油气田。在东部先期形成的郯庐断裂再次活动，而新形成的NNE向构造叠置于前中生代近EW向构造之上，产生了大小不一的断陷盆地，并伴有一定规模的岩浆侵入与火山喷发作用，以及与其有关的有较广泛的夕卡岩型和热液型Fe、Cu、Pb、Zn、W、Sn、Au等区域成矿作用，如冀北-辽西地区铅、锌、银、金矿、辽东-胶北金-多金属矿、冀西南-晋南铜铁矿。
Ⅸ 长沙市地质地图 越全越好 [email protected] 注意是地质地图 长沙的 是长沙的 我不要湖南省的
长沙位于湘江和浏阳河交汇的河谷阶地，周围为地势较高的山丘，可谓“环城皆山也”，其地形属于盆地，习称之湘浏盆地，亦称长沙盆地。经过数十万年来的地质变化和大自然的侵蚀，湘浏盆地形成了3个较为明显的地貌特征。
第一，南高北低。在地质史上，中国大陆由于受菲律宾板块向西北的挤压，在华中和华南部分地区曾产生活动性断裂，湖南的地层也曾发生过间歇性掀斜式的升降运动，南部地层抬升量较大，向北逐渐减少，至洞庭湖区地层反而下降，因此形成长沙南高北低的地势，城南的金盆岭、豹子岭一带，海拔均高于100米，而城北的湘、浏二水交汇处，海拔不超过30米，与北面的洞庭湖平原衔接。湘浏盆地南高北低，成为湘中丘陵与洞庭湖平原的过渡地带。
第二，丘涧交错。湘浏盆地为湘中丘陵与洞庭湖平原的过渡地带，为我国东南丘陵中的一个断陷盆地，其中自然保存着丘陵地貌的部分特征。盆地南起昭山，根据山岭作西南——东北走向，偏西从河西靳江流域，经湘江东岸现长沙市区向北至捞刀河，转而偏东沿浏阳河至浏阳、平江县境，成长条状分布。在此范围内，沿湘江和浏阳河西侧经长期风雨侵蚀和流水冲刷，发育成较宽阔面平坦的冲积阶地，地质工作者根据标高和岩石风化程度等，将此范围内的阶地分为七级，第一级为湘、浏水交汇的河滩，阶面比高为71—81米。在各级阶地上仍有岗丘起伏，溪涧纵横，现城区范围内在古代就有不少通湘江的溪、涧，如城南的南湖港曾经过沙河街南门口一带直能到城东，城内现凡有带桥名的地方，如西湖桥、文星桥、培元桥等过去均有河水贯通，在今五一中路的省二轻厅院内，50年代曾经挖出过唐代木船，二轻厅正北面的蝴蝶大厦在基建现场清理出10多米深均是淤泥，可见这一带在唐代尚是河涧。此盆地内，虽然千万年以来，施自然之造化，尽人力之所为，但丘涧纵横的原始地貌遗痕至今依然比比可见。
第三，红岩白沙。湘浏盆地的地质结构，可考察者均为第四纪沉积物，年代约在300万年到1万年之间。这里的山丘、河谷经过地层的断裂、掀斜升降等运动，以及自然的风化、流水的冲刷等外力的作用，多处出现陡岩壁立，断岸垣横，河滩溪畔沙石裸陈，揭示了其原始的地质结构。前人选择部分较为典型的裸露地层，做了地层的取样分析，有属于一级阶地的水陆洲组，属于二级阶地的马王堆组，属于三级阶地的白沙井组，属于四级阶地的新开铺组及属于五级阶地的洞井铺组等，取得了大量的地质资料。可知长沙的地质结构主要由砂砾岩、粉砂岩、砂岩、砾岩及板岩等岩层组成，最上层则多为网纹红土。由于这些岩石均由铁质、钙质和泥质胶结，颜色多呈红色或紫红色，因此该盆地习称为红岩盆地或简称红盆。而地层的砂岩和砂砾岩中组成成分则以石英为主，颗粒较大，颜色灰白。
由于湘浏盆地地貌具有以上特点，特别是其处于从丘陵向平原的过渡地带，使得这一范围内地貌变化，多姿多彩。
西侧为低山区。盆地西侧止于河西岳麓山，山势中部高，南北低，碧虚岭海拔296米，为岳麓山最高峰。山前有天马山、凤凰山大小岗丘罗列。山后有桃花岭、金牛岭等丛峦叠翠，群山混然一体，形成长沙的屏障。由于岳麓山山体为砂岩、砂砾岩、板岩等较坚硬的岩层组成，抗风化力强，故能保持低山地貌，四周断裂处经长期的侵蚀，逐渐形成沟壑、溪谷，使山体更显巍峨耸立，从白鹤泉至爱晚亭一线为一横向断裂带，发育成谷地，地下水沿断层汇向低谷，而有白鹤、青枫诸名泉形成，大自然的鬼斧神工，营造出了名誉宇内的岳麓山自然景观。
西北侧分布着元古代震旦纪后期的浅变质岩和板岩组成的丘陵，海拔一般在100米左右。由于有的地层岩质坚硬，自然力剥蚀作用缓慢，形成了数座孤峰矗立，点缀于低缓丘陵之中。滨临湘江西岸的谷山，海拔361米，谷山之西有尖山，因其山呈圆锥形，又名圭峰，海拔247米。
东北侧为花岗岩低山丘陵地带。此处山体多以云母花岗岩构成，地表发育的土壤多为沙土和黄砂土，山势均较陡峭，山脊多不相连，高者海拔达500余米。湘江东岸的鹅羊山，高仅海拔140米，但因其庄落平野，使人感觉突兀矗立。
东侧和东南侧为红岩丘岗。主要以红砂岩和砂砾岩构成的小山组成的丘陵，海拔一般100米左右。这些小山丘岩质较松散，易于风化成红岩岗地。但亦有个别因岩基坚硬，虽久经剥蚀，仍耸立于红岩丘岗之中，
盆地中心为沿江的冲积阶地，是长沙城市主要建设地带，其地层主要是第四纪更新世的冲积性网纹红土和砂砾。北起湘、浏二水交汇的新河三角洲第一级台地，海拔约30米，高出湘江常年水位约10米。至今五一广场黄兴路一带为第二级台地，高出湘江常年水位约30米，长沙古城主要分布在这一级台地。随着城市建设的发展，现在第六级、第七级阶地逐步建设成为新城区了。
湘浏盆地地貌的形成，是古代地质运动的结果，早在地质时代的元古代震旦纪时，此地还在一个广阔的古海槽之中，沉积着最古老的岩层——浅海碎屑岩，这些沉积物曾在银盆岭至荣湾镇一带的断层暴露出来。后来经过雪峰运动和加里东运动，江南古陆地隆起。到中生代三迭纪的印支运动，湖南各地受到扭曲、断裂、褶皱等作用，使海水全部退出，东北——西南走向排列的山地、拗陷槽谷出现雏形。中生代侏罗纪的燕山运动后，本地区地层断裂拗陷逐渐演变为山间盆地，奠定了湘浏盆地的基础骨架。盆地内堆积的白垩——第三纪砂砾岩层，在当时干燥炎热的条件下，成为红色岩层。后来在第三纪末到第四纪的新构造运动中，湖南发生了间歇性掀斜式抬升运动，湖南抬升量大，造成了湘浏盆地南高北低，并使盆地内河谷阶地形成梯级展布，地表起伏幅度也随之增大，出现低山、丘岗、平原的多种地貌。至第四纪初，地球气候变冷，出现冰期，丘岗崩塌，岩石碎屑堆积于河床之中，因而形成白沙井砾石层。后来经过间冰期的湿热气候及长期的风化、淋沥作用，在砾石层上，覆盖着白斑网纹红土。因此，三、四纪之交的新构造运动和第四纪气候的变化，是本地区地貌发育的基本原因，地质时代的地壳运动和自然界的外力相互作用，形成了本地区千姿百态的地貌。
Ⅹ 基本地质概况
陈家庄凸起横亘于济阳坳陷中部，呈近东西走向。南临东营凹陷，北与沾化凹陷相连，东接垦东-孤岛凸起，西隔流钟洼陷与无棣凸起相望。该凸起及北坡目前已经发现古生界、中生界、沙四段、沙三段、沙一段、东营组、馆陶组等多套含油层系，凸起超覆带主要探明了以馆陶组为主要层系的陈家庄油田 (图 6-1)。
1.地层沉积
陈家庄凸起带自下而上发育的地层有太古宇、古生界、中生界、新近系馆陶组、明化镇组及第四系平原组。区内发育 － 区域性的不整合面: 新近系与前新近系之间的不整合，前古近系地层分布具有规律性，受基底断层———罗西断层的控制，断层下降盘分布有中生界，但只存留有中下侏罗统砾岩及薄层煤层沉积; 上升盘以陈 27-陈 37 井之间为界，南部凸起高点为太古宇花岗片麻岩，北部为古生界。古生界地层与区域特征相当，地层整体北倾，倾角为11° ～13°，由南至北依次出露寒武-奥陶系、石炭-二叠系，层位由老变新。
古近系为滨浅湖相沉积，环绕凸起主体分布。沙一段不整合于潜山之上，以底部出现生物灰岩为标志，地层厚度 0 ～50 m。东营组继承沙一段沉积特点，向南超覆尖灭，为三角洲砂泥岩沉积，其顶部遭受剥蚀，残留东营组下段下部地层，厚度 0 ～80 m，沉积范围超过沙一段。新近系馆陶组在古地形之上继承性沉积，馆下段超覆于潜山翼部，将低部位填平以后，馆上段披覆全区。明化镇组及第四系平原组也随之覆盖全区。
2.构造特征
陈家庄凸起具有典型的 “二元”地质结构，上构造层为新近系、第四系地层，下构造层为前新近系地层。凸起总体上呈南高北低的构造形态。在漫长的地质演化过程中，陈家庄凸起经历了多期构造运动，构造高部位遭受严重的风化、淋滤、剥蚀，前新近系形成了“沟梁”相间的古地貌特征 (图 6-1)。
受罗西断层的影响，陈家庄凸起被分为东、西两个部分，西 “山头”称为陈西凸起，轴向呈东西走向，构造高点位于陈 23 井区，顶面埋深 960 m，潜山整体较大，区内馆陶组上段沉积时露头总面积超过 200km2，露头高度约 360 m; 东 “山头”称为陈东凸起，轴向呈近北西走向，构造高点位于陈 4 井区，埋深 1160 m。陈东凸起较陈西凸起构造稍缓，区内发育了多个次级山包，顶面埋深 1200 ～1300 m。该区潜山形体较小，馆陶组上段沉积时陈 4 潜山露头面积约 20 km2，高度约 200 m; 其余潜山在平面上零星分布，露头面积小于0.5 km2。陈东凸起与陈西凸起之间为罗西断层活动形成的沟谷，走向近北西向，构造趋势南高北低，沟谷南窄北宽，沿罗西断层由南向北散开。
区内发育的罗西断层为北西走向，前古近系断距由北向南逐渐变小，与陈南大断层相交后消失。罗西断层主要活动期为燕山期，至古近系孔店组沉积时基本停止活动。凸起北部断层较为发育，多为在早期基底断裂的基础上后期继承性活动的断层，凸起南部断层不发育。
陈家庄凸起新近系构造层由北向南层层超覆，直至披覆于凸起之上。其北部的古近系盖层继承了前古近系构造形态，产状趋缓。北部斜坡带由西向东发育了邵西鼻状构造、邵7-邵 9 断裂带、罗家鼻状构造等。
图 6-1 陈家庄凸起东段馆陶组底面构造及馆陶组含油面积图