构造地质层怎么分
① 地层分区与地质构造单元的划分
4.2.1.1 区域地层的分区
中南蒙古-大兴安岭地区地层发育,从太古宇至新生界皆有分布。本书以该区古生代地层区划为基础的划分原则,将中南蒙古-大兴安岭地区地层划分为二个地层大区及三个地层区(图4.4),自北而南向分别为:西伯利亚地层大区(Ⅱ)的阿尔丹地层区(Ⅱ1)、滨太平洋地层大区(Ⅲ)的蒙古-鄂霍次克地层区(Ⅲ2)、西伯利亚地层大区(Ⅱ)的兴安地层区(Ⅱ2)。
图4.5 中南蒙古-大兴安岭地区大地构造略图
(1)贺根山(缝合对接)断裂
位于内蒙古贺根山至突泉一带,是著名的克拉麦里-二连断裂系的东延部分。走向为东西向,东端在突泉被松嫩坳陷掩盖。该断裂带为华北与西伯利亚两大古板块对接缝合断裂,沿断裂带发育蛇绿岩块、混杂堆积及高压变质带等。
(2)塔源-海拉尔断裂
位于研究区的塔源-海拉尔一带,为中央蒙古断裂的东延部分,属超岩石圈断裂。断裂走向北东,倾向北西。沿断裂分布有新元古代蛇绿岩块、混杂堆积,并有高压变质带发育。该断裂带形成于新元古代末期,是额尔古纳地块与加格达奇地块的分界断裂,具有对接缝合断裂特征。断裂向北东延伸至上黑龙江地区,被得尔布干断裂截断。
(3)得尔布干断裂
断裂南起呼伦湖东岸经黑山头-得尔布干-塔河至黑龙江岸,呈北东向延伸,倾向北西,具逆断层并有左旋平移特征。该断裂带形成于新元古代末期,古生代时期控制了海相沉积,并有基性-超基性岩和花岗岩体的形成。断裂带于晚古生代活动减弱,中生代晚侏罗世-早白垩世期间又强烈活动,作为大兴安岭火山岩带西缘断裂控制了区域火山岩浆活动,属于超岩石圈断裂。
(4)大兴安岭-太行山断裂
位于大兴安岭主脊,故又称其为大兴安岭主脊断裂。断裂带走向北北东-近南北向,倾向东,倾角60°~80°,具左旋走滑平移正断层特征。断裂带向南延伸至太行山-武陵山,属岩石圈断裂。断裂带形成于中生代,控制了大兴安岭主脊垒、堑构造及火山-沉积带的展布。
(5)嫩江断裂
位于大兴安岭东缘,走向北北东,倾向东。南段(赤峰-八里罕)形成于晚古生代,控制了东西两侧石炭纪-二叠纪沉积作用。该断裂中生代活动强烈,在早白垩世尤为明显,控制了早白垩世含煤盆地的形成与演化。沿断裂局部有新生代玄武岩浆喷溢活动,至今仍有地震发生。中段(纳河-白城-翁牛特旗)为晚白垩世至新生代长期活动的左旋正断层,控制着松嫩坳陷的形成与演化,为松嫩坳陷西缘断裂。北段(嫩江上游河谷)由两条平行的断裂构成,也称为嫩江岩石圈断裂,断裂东倾,倾角60°~80°,具走滑特征,是加格达奇地块与多宝山岛弧带的分界断裂。
(6)鄂嫩断裂
沿鄂嫩河-石勒喀河,呈向东南凸出的弧形展布。断裂倾向自西而北东相应的为北-北西-北西西向变化,具逆构造特征。据称断裂近处见有蛇绿岩块,为蒙古-鄂霍次克造山带与额尔古纳地块间的构造单元界线断裂。
(7)南蒙古-鄂霍次克断裂
断裂位于蒙古-鄂霍次克造山带东支的南缘,是蒙古-鄂霍次克造山带与额尔古纳地块、上黑龙江坳陷、岗仁地块间的构造单元界线断裂。断裂南东倾,具有逆断层构造特征,属超岩石圈断裂。
(8)北蒙古-鄂霍次克断裂
断裂位于蒙古-鄂霍次克造山带东支的北缘,是蒙古-鄂霍次克造山带与亚布洛夫地块间的构造单元界线断裂。断裂北西倾,具有逆断层构造特征,属超岩石圈断裂。
(9)斯塔诺夫断裂
断裂沿西斯塔诺夫山西南山麓,呈北西-南东向展布,断裂北东倾,具左旋逆断层构造特征。它是斯塔诺夫花岗-绿岩区与亚布洛夫地块、卡拉尔花岗-绿岩区间的构造单元界线断裂。断裂向东延伸成为西伯利亚古陆的南缘断裂,属超岩石圈断裂。
(10)卡拉尔断裂
断裂沿乌多坎山脉展布,走向北东,倾向北西,倾角平缓。断裂两侧地球物理场特征截然不同,是卡拉尔花岗-绿岩区与亚布洛夫地块间的构造单元界线断裂,属超岩石圈断裂。
4.2.1.4 侵入岩及区域分布特征
中南蒙古-大兴安岭地区的侵入岩极其发育,太古宙至新生代均有侵入岩浆活动,且岩石类型繁多、成因类型多样。
4.2.1.4.1 太古宙侵入岩
20世纪90年代经对太古宇岩层深入研究结果,认定原来所划分的混合岩原岩为侵入岩,将其从太古宇岩层中划出,称为变质深成侵入体,从而太古宇岩层进行了解体。变质深成侵入体和绿岩伴生,构成“花岗-绿岩区”。太古宙变质深成侵入体、侵入岩分布于早前寒武纪古陆(地块)之上。
(1)太古宙变质深成侵入体
变质深成侵入体岩石类型为英云闪长片麻岩、奥长花岗片麻岩、花岗闪长片麻岩等TTG岩系及紫苏花岗岩组成。它与同期富钾花岗岩侵入体和绿岩伴生,构成“花岗-绿岩区”。
(2)太古宙侵入岩
除上述富钾花岗岩侵入体外,还见有二长花岗片麻岩、钾长花岗片麻岩、花岗岩、碱长花岗岩、正长花岗岩、二长花岗岩、花岗闪长岩、英云闪长岩。
中性岩类岩石类型为二长岩、闪长岩、辉长闪长岩、石英闪长岩(多见于中、新太古代)。基性岩类岩石类型为二长岩、辉长岩、角闪辉长岩、苏长岩、辉长斜长岩。超基性岩类多数为未分超基性岩,个别岩体可分出纯橄榄岩、二辉橄榄岩、辉石岩等。
4.2.1.4.2 元古宙侵入岩
(1)古元古代侵入岩
分布于早前寒武纪古陆(地块)之上。
古元古代变质深成侵入体,发育于中国境内古老地块之上的大兴安岭北部、小兴安岭西北部地区。在大兴安岭北部、小兴安岭西北部岩性为TTG岩系、花岗质片麻岩;此外,可见同期富钾花岗岩侵入体(碱长花岗岩、花岗岩、二长花岗岩)及伟晶岩,侵入变质深成侵入体之中。
古元古代侵入岩,除上述富钾花岗岩侵入体外,古元古代花岗岩类岩石类型一般以二长花岗岩为主体,次为花岗岩、碱长花岗岩、正长花岗岩、花岗闪长岩,英云闪长岩以及碱性花岗岩、花岗斑岩。中性岩类岩石类型为石英闪长岩、闪长岩。基性-超基性岩类岩石类型主要有辉长岩、橄榄辉长岩、辉长辉绿岩、角闪辉长岩、蛇纹岩、橄榄岩、辉石岩、角闪石岩等。发育有少量碱性岩类,岩石类型为正长岩类和石英正长岩。
(2)中元古代侵入岩
分布于早前寒武纪古陆(地块)之上及其外侧增生构造带。
该期花岗岩类岩石类型主要为花岗岩、二长花岗岩、碱长花岗岩、花岗闪长岩,次为正长花岗岩、英云闪长岩、碱性花岗岩、环斑花岗岩、石英二长岩。
中性岩类岩石类型为二长岩、闪长岩。基性-超基性岩类岩石类型为辉长岩、角闪辉长岩、辉长辉绿岩、角闪岩、二辉岩等。少量的碱性岩类,岩石类型为正长岩类和石英正长岩。
(3)新元古代侵入岩
该期花岗岩类较发育,多发育在古陆或地块边缘,为陆缘增生带的组成部分。
花岗岩类以花岗岩、二长花岗岩为主,其次为花岗闪长岩、碱长花岗岩、正长花岗岩、英云闪长岩、碱性花岗岩。
中性岩类岩石类型为闪长岩、石英闪长岩。基性-超基性岩类主要岩石类型有辉长岩、角闪辉长岩、橄榄辉长岩、辉绿岩、辉长岩、角闪石岩、辉橄岩、橄榄辉石岩等。
(4)里菲期侵入岩
该期侵入岩极不发育,在俄罗斯赤塔州的柯里其卡地区和额尔古纳河下游左岸分别见有几个早、中里菲期花岗岩类侵入体分布。岩石类型亦单一,均为花岗岩。于哈巴罗夫边区的汉德艾柯地区见有几个不大的碱性岩体和一个超基性岩体分布。碱性岩体岩石类型为霞石正长岩、磷霞岩、霓霞磷霞岩、钛铁霞辉岩、磷酸盐岩。超基性岩类岩石类型为碱性苦橄岩。
4.2.1.4.3 早古生代侵入岩
分布于古陆、中间地块之上及其边缘。后者为构造增生带的组成部分。
(1)未分早古生代侵入岩
这是一组未研究清楚的侵入岩,数量不多,岩石类型简单,仅见有花岗岩类及基性岩类。花岗岩类岩石类型以花岗岩为主,次为二长花岗岩、花岗闪长岩。基性岩类岩石类型为辉长岩等。
(2)寒武纪侵入岩
该期侵入岩不发育,数量不多。花岗岩类仅见有两种岩石类型,它们是花岗岩和花岗闪长岩。中性岩类岩石类型为闪长岩。基性-超基性岩类岩石类型为辉长岩、辉绿岩、角闪辉石岩。
(3)奥陶纪侵入岩
该期侵入岩主要发育于多宝山地区。花岗岩类岩石类型为花岗岩、碱长花岗岩、二长花岗岩、花岗闪长岩。中性岩类岩石类型为闪长岩、辉长闪长岩。基性-超基性岩类岩石类型为辉长岩、辉绿岩、蛇纹岩、辉石橄榄岩、滑石-阳起石岩。
(4)志留纪侵入岩
志留纪侵入岩不发育,出露分散零星。花岗岩类岩石类型见有花岗岩、二长花岗岩、花岗闪长岩,其中以花岗岩为主。中性岩类为闪长岩。基性-超基性岩类岩石类型为辉长岩、辉绿岩、蛇纹岩、辉石橄榄岩。
4.2.1.4.4 晚古生代侵入岩
该期侵入岩发育,几乎遍布全区分布。其中分布于前中生代构造增生带中的为多。
(1)未分早古生代侵入岩
这亦是一组未研究清楚的侵入岩。其花岗岩类岩石类型为花岗岩、花岗闪长岩。中性岩类岩石类型为闪长岩、英云闪长岩。基性岩类岩石类型为辉长岩、辉绿岩。
(2)泥盆纪侵入岩
该期侵入岩除晚泥盆世侵入岩较发育外,其他时期的侵入岩均不发育。其花岗岩类岩石类型为花岗岩、正长花岗岩、二长花岗岩、花岗闪长岩、英云闪长岩。
中性岩类岩石类型为闪长岩。基性-超基性岩类岩石类型为辉长岩、辉绿岩、辉石岩、橄榄岩、二辉橄榄岩、斜辉辉橄岩、角闪岩。碱性岩类岩石类型为正长岩。
(3)石炭纪侵入岩
该期侵入岩花岗岩类岩石类型为花岗岩、正长花岗岩、二长花岗岩、花岗闪长岩、英云闪长岩、花岗斑岩。中性岩岩石类型为闪长岩、石英闪长岩、辉长闪长岩。基性-超基性岩类岩石类型为辉长岩、辉绿岩、斜长岩、纯橄榄岩、单斜辉石岩、斜方辉石橄榄岩。碱性岩类岩石类型为正长岩。
该期侵入岩于早石炭世末期较为发育,岩石类型齐全,出露较多。
(4)二叠纪侵入岩
该期侵入岩较为发育,岩石类型齐全,分布广泛。其花岗岩类岩石类型为花岗岩、碱长花岗岩、正长花岗岩、二长花岗岩、花岗闪长岩、英云闪长岩、碱性花岗岩、花岗斑岩。中性岩类岩石类型为闪长岩、闪长玢岩、辉长闪长岩、石英闪长岩。基性-超基性岩类岩石类型为辉长岩、橄榄岩、纯橄榄岩。碱性岩类岩石类型为正长岩、正长斑岩、钾霞正长岩。
4.2.1.4.5 中生代侵入岩
该期侵入岩分布较广,其中分布于北部斯塔诺夫山南坡和东海岸者为多。
(1)三叠纪侵入岩
该期侵入岩较为发育,岩石类型齐全。其花岗岩类岩石类型为花岗岩、碱长花岗岩、正长花岗岩、二长花岗岩、花岗闪长岩、英云闪长岩、碱性花岗岩、花岗斑岩。中性岩类岩石类型为闪长岩、辉长闪长岩、二长岩、石英闪长岩。基性-超基性岩类岩石类型为辉长岩、角闪辉长岩、钠长岩、辉绿岩、角闪岩、纯橄榄岩、橄榄岩、辉橄岩、蛇纹岩、辉石岩。碱性岩类岩石类型为霓霞正长岩、云霞正长岩、白霞正长岩、霓辉正长岩、正长岩、石英正长岩。
(2)侏罗纪侵入岩
该期侵入岩较为发育,岩石类型齐全,出现了晶洞花岗岩。其花岗岩类岩石类型为花岗岩、碱长花岗岩、正长花岗岩、二长花岗岩、花岗闪长岩、英云闪长岩、碱性花岗岩、晶洞花岗岩、花岗斑岩。中性岩类岩石类型为闪长岩、闪长玢岩、二长岩、辉长闪长岩、石英闪长岩、石英二长岩。基性-超基性岩类岩石类型为辉长岩、碱性辉长岩、蛇纹石化橄榄岩、辉石岩、纯橄榄岩、角闪岩。碱性岩类岩石类型为正长岩、含霞石正长岩、正长斑岩。
在俄罗斯赤塔州北部斯塔诺夫山南坡,中晚侏罗世花岗岩类集中构成一构造花岗岩带。该带长达600km,宽80~100km。其主要岩石类型为花岗闪长岩,次为二长花岗岩、英云闪长岩。
(3)白垩纪侵入岩
该期侵入岩于东海岸分布较为集中。岩石类型齐全,亦出现了晶洞花岗岩。其花岗岩类岩石类型为花岗岩、碱长花岗岩、正长花岗岩、二长花岗岩、花岗闪长岩、碱性花岗岩、晶洞花岗岩、花岗斑岩。中性岩类岩石类型为闪长岩、闪长玢岩、石英二长岩、辉长闪长岩、石英闪长岩。基性-超基性岩类岩石类型为辉长岩、角闪辉长岩、角闪岩、橄榄岩、纯橄榄岩、辉石岩、苦橄岩、蛇纹岩。碱性岩类岩石类型为正长岩、石英正长岩、正长班岩,伴随有正长伟晶岩。
② 地质单元怎样划分
在同一来个地层、构造单自元内。有时是以地层为主来划分，如在同一个地层时代的地层中；有时是指在某一个构造内，如某个单斜构造层中、或在某个向斜构造中，或者说在某个断层构造带中。从你提的问题应该是控制瓦斯是以地层为主还是以构造为主，以地层控制为主则这个地质单元按地层来划分，如某个时代的第几层煤层；以构造控制为，如某个背斜体就是一个地质单元。
③ 什么是地质构造 地质构造的分类
地质构造的简介
地质构造是指地壳中的岩层地壳运动的作用发生变形与变位而遗留下来的形态。地质构造因此可依其生成时间分为原生构造(primarystructures)与次生构造(secondarystructures或tectonicstructures)。次生构造是构造地质学研究的主要对象。
地质构造的产生原因
所谓地质构造是指组成地壳的岩层和岩体在内、外动力地质作用下发生的变形变位，从而形成诸如褶皱、节理、断层、劈理[1] 以及其他各种面状和线状构造等组成地壳的岩层和岩体，在内外地质作用下(多为构造运动)，发生变形和变位后，形成的几何体，或残留下的形迹。
地质构造的主要分类
地质构造因此可依其生成时间分为原生构造(primary structures)与次生构造(secondary structures或tectonic structures)。次生构造是构造地质学研究的主要对象，而原生构造一般是用来判断岩石有无变形及变形方式的基准。构造也可分为水平构造、倾斜构造、断裂和褶皱。
地壳或岩石圈各个组成部分的形态及其相互结合方式和面貌特征的总称。地质构造的规模，大的上千公里，需要通过地质和地球物理资料的综合分析和遥感资料的解译才能识别，如岩石圈板块构造。
小的以毫米甚至微米计，需要借助于光学显微镜或电子显微镜才能观察到，如矿物晶粒变形、晶格的位错等。贵州位于华南板块内，处于东亚中生代造山与阿尔卑斯-特提斯新生代造山带之间，横跨扬子陆块和南华活动带两个大地构造单元。在已知1400Ma地质历史时期中经历了武陵、雪峰、加里东、华力西-印支、燕山-喜山等5个阶段。雪峰运动奠定了扬子陆块的基底，广西运动使黔东南地区褶皱隆起与扬子陆块熔为一体，以后又经历了裂陷作用、俯冲作用，燕山运动奠定了现今构造的基本格局。
地质构造的作用
向斜
可用来寻找地下水，打水井。原因是向斜底部低凹，易汇集水，可承受静水压力。
背斜
背斜是石油天然气的储藏地，是隧道的良好选址，并且顶部适合采石。
断层
断层是泉水湖泊的分布地区，适合河谷发育。
④ 地质构造有哪三种基本类型
地质构造是指在地球的内、外应力作用下，岩层或岩体发生变形或位移而遗留下来的形态。地质构造有褶皱、节理、断层三种基本类型。
褶皱：分为背斜和向斜。背斜：岩层向上弯曲、中心部位岩层较老，两侧岩层依次变新；向斜：岩层向下弯曲、中心部位岩层较新，两侧岩层依次变老。
拓展资料：
主要分类：
地质构造因此可依其生成时间分为原生构造(primary structures)与次生构造(secondary structures或tectonic structures)。次生构造是构造地质学研究的主要对象，而原生构造一般是用来判断岩石有无变形及变形方式的基准。构造也可分为水平构造、倾斜构造、断裂和褶皱。
地壳或岩石圈各个组成部分的形态及其相互结合方式和面貌特征的总称。地质构造的规模，大的上千公里，需要通过地质和地球物理资料的综合分析和遥感资料的解译才能识别，如岩石圈板块构造。
小的以毫米甚至微米计，需要借助于光学显微镜或电子显微镜才能观察到，如矿物晶粒变形、晶格的位错等。贵州位于华南板块内，处于东亚中生代造山与阿尔卑斯-特提斯新生代造山带之间，横跨扬子陆块和南华活动带两个大地构造单元。在已知1400Ma地质历史时期中经历了武陵、雪峰、加里东、华力西-印支、燕山-喜山等5个阶段。
⑤ 地质地层划分原则
地质历史上某一时代形成的层状岩石称为地层，它主要包括沉积岩、火山沉积岩以及由它们经受一定变质的浅变质岩。从岩性上讲，地层包括各种沉积岩、火山岩和变质岩；从时代上讲，地层有老有新，具有时间的概念。）地层是地壳中具一定层位的一层或一组岩石。地层可以是固结的岩石，也可以是没有固结的堆积物，包括沉积岩、火山岩和变质岩。在正常情况下，先形成的地层居下，后形成的地层居上。层与层之间的界面可以是明显的层面或沉积间断面，也可以是由于岩性、所含化石、矿物成分、化学成分、物理性质等的变化导致层面不十分明显。
地层划分（stratigraphic subdivision）是指对一个地区的地层剖面中的岩层进行划分，建立地层层序的工作。一般对一个地区的地层剖面，首先根据岩性、岩相特征进行岩石地层划分，然后根据系统采集的化石进行生物地层划分，进而建立年代地层顺序。在划分一个地区的地层时，必须充分参考邻区已经建立的地层划分方案，便于地层对比。
划分原则：岩石地层单位是依据宏观岩性特征和相对地层位置划分的岩石地层体。它可以是一种或几种岩石类型的联合。整体岩性一致（岩性均一、或规律的、复杂多变的岩类与岩性的组合），野外易于识别划分。它是客观地质实体，而不能用成因或形成年代来划分。
⑥ 地质构造层次如何划分
地壳
软流层
上地幔
下地幔
地核
⑦ 地质构造单元划分及地质特征
一、概述
不同学派对本区构造单元认识不同，概括起来，主要有：
李四光（1925～1955）根据当时所获的有限的地质资料，从地质力学观点出发，将祁连山划作为祁吕贺山字形构造体系的西翼部分，其中兰州、白银及武威一带为该山字形马蹄形盾地——阿宁盾地的一部分，阿拉善地区为阿宁盾地南侧的弧形构造带。甘肃地质矿产局（1989）将上述思想进一步具体化，指出祁连山可进一步划分为：前弧西翼褶皱带、西翼反射弧，认为祁连山及龙首山存在多种构造体系，主要有古河西系，祁吕贺山字形西翼，青藏歹字形（主要分布于祁连山及其南侧），陇西系及阿拉善弧形构造，此外还存在纬向、经向构造，这种不同形式的构造存在联合、复合关系。
在“槽－台”学说指导下，早在1945年黄汲清在《中国主要地质构造单位》一书中，扼要地论述了阿拉善（龙首山）及祁连山的范围和地质构造特征，认为前者属中朝地台的一部分，是联系塔里木地台和华北地台的纽带，后者为典型的优地槽。时隔10年之后，他又将祁连山自南而北划分为：南山（指祁连山，下同）地槽沉积带、南山地槽边缘沉积带、山前凹地沉积带，并指出祁连山系中的中新生代盆地有寻找石油的希望；又过10年，他再一次将本区划分为：阿拉善台隆走廊过渡带、北祁连山褶皱带、祁连中间隆起带、南祁连褶皱带、祁连南缘过渡带。认为北祁连的主褶期是加里东而不是华力西期，同年又指出北祁连山为优地槽褶皱带，南祁连为冒地槽褶皱带，并认为它们均具有多旋回构造发展特征。20世纪70年代末，黄汲清等融合板块构造的新观点，将本区重新划分为：阿拉善台隆（属中朝准地台的一部分）、走廊过渡带、祁连山山前坳陷、北祁连优地槽褶皱带、祁连中间隆起带、南祁连褶皱带，这是基于多旋回槽台构造学说对祁连山构造格局和构造演化全面而系统的论述。由于汲取了板块构造学说，他们的上述划分及论述当时起到了立典和示范作用，至今仍有较大的参考价值。
利用槽台学说，用历史发展演化的观点，根据本区的建造特点，涂光炽1960年也将本区划分为：阿拉善隆起带、走廊坳陷带、北祁连加里东褶皱带、中祁连山前寒武纪褶皱带、南祁连山早古生代—中生代（或早古生代—三叠纪）坳陷带、南祁连山加里东褶皱带、南祁连印支褶皱带（或海西褶皱带）、柴达木北缘隆起带（或柴达木北缘前寒武纪褶皱带）。
持断块学说的学者如赵生贵（1996）将本区划分为：阿拉善地块、龙首山断隆、河西走廊盆地、永昌中宁陆缘断陷带、北祁连裂谷、中祁连断隆、南祁连断陷、柴达木北缘断隆。他的祁连区以内硅铝造山（A型俯冲）作用为主的观点，北祁连早古生代火山作用早期以中基性为主、晚期以中酸性为主的观点，火山岩大多属钙碱系列，仅局部发育细碧角斑岩系的认识，有一定的参考价值。
20世纪70年代初，尹赞勋、李春昱、傅承义率先将板块构造学说引入中国，也是李春昱率先用板块构造学说对本区大地构造和地质发展史进行了研究，将本区划分为：阿拉善隆起带、北祁连褶皱带（含走廊带）、中祁连隆起带、南祁连褶皱带，认为北祁连是一个早古生代洋盆，保留有完好的蛇绿岩、蓝片岩及混杂堆积等洋壳残片及洋壳俯冲活动的地质记录。1982年他又从亚洲全局构造出发，认为祁连山实际上是中朝板块和扬子板块间的缝合带。在他的启发指导下，许多学者开始涉足本区。王荃（1976）撰文认为本区存在古海洋；肖序常（1978）对本区做了实质性的野外研究工作，提出本区存在多期蛇绿岩；吴汉泉（1980）对北祁连山的高压变质带进行了研究；张之孟（1980）首次提出祁连山存在沟弧盆体系，并提出走廊相当于弧后盆地；夏林圻等（1991）对本区火山岩进行了深入的研究，进一步论证了本区存在沟弧盆体系，且是向北俯冲；左国朝（1986、1987）认为北祁连属“有限洋盆”；许志琴（1994）提出本区存在海沟向洋退却岛弧增生的动力学模型；张旗等（1997）对北祁连的蛇绿岩做了系统的研究，指出本区蛇绿岩存在多样性；冯益民自20世纪70年代以来，也先后对祁连山做了研究，认为中祁连和柴达木同属一个板块，早古生代华北古陆西南缘存在裂谷－板块构造两种体制。造山带分为俯冲造山、碰撞造山及陆内造山机制，为复合造山带。汤中立、李文渊、黄承熊等（1995）对本区金昌—门源地学断面进行了研究，他们认为龙首山断裂早期属低角度正断层，将超大型、大型矿床的形成及成矿模式与构造背景联系起来。
上述研究工作，是我们本次工作的基础。
二、华北板块西南缘的构造格架
我们从历史演化的观点出发，运用现实主义原则，以“活动论”、“系统论”为指导，以本区沉积建造、岩浆作用、构造作用、成矿作用等最基本的地质事实为基础，系统、全面、多层次、多侧面地探讨区内各构造单元的范围、性质、演化及与成矿系统的耦合关系，立足于前人众多的研究成果，勾勒出本区加里东期构造图案（图1-1），从北而南各构造单元为：龙首山陆缘带、河西走廊边缘海盆、北祁连缝合带、中祁连离散型岛弧地体、南祁连弧后盆地、柴达木陆块。现将它们的主要特征概述如下：
图1-1华北古大陆西南缘构造格架及成矿系统
（一）龙首山陆缘带
北邻潮水盆地，南以龙首山深大断裂为界与河西走廊相接，西部止于金塔—鼎新断裂与塔里木板块毗连，向东尖灭于银川以西，略呈近东西向弧形分布。该带所见主要岩石单元为前长城纪龙首山岩群（AnChL）。由于该岩群时代较老，后期遭受多期次、多旋回的变质变形等作用，变得支离破碎，层序不清，当属非史密斯地层。下部为白家嘴子组，西部出现磁铁石英岩和磁铁角闪岩，称之为东大山组。经原岩恢复（汤中立、李文渊，1995；王崇礼，1994），原岩建造相当于火山－沉积建造，白家嘴子组为碳酸盐岩建造及基性火山岩建造，东大山组为碎屑岩含磁铁石英岩及基性火山岩建造。考虑其中的基性火山岩（斜长角闪岩）呈层状分布，代表本区最早的岩浆活动记录，测得年龄为3056Ma（Sm-Nd法，平均，王崇礼，1994）应属中太古代喷发，这一数据表明龙首山岩群具古陆核性质。另外，切穿该岩段混合岩又发生弯曲变形的变辉绿岩脉年龄为（2486±16）Ma～（2796±56）Ma，平均2600Ma（王崇礼，1994），这对上述太古宙年龄是一个佐证。龙首山岩群下部岩石的稀土配分型式也表明它属太古宙产物，因新太古代岩石稀土配分曲线要右倾得多（见后文讨论）。龙首山岩群上部主要为中酸性火山－碎屑岩建造，其年龄为（2147±74）Ma（Rb-Sr等时线法，西北地质勘查局，1993），相当于古元古代。该带缺失长城纪沉积，蓟县纪为复陆屑次稳定型沉积（墩子沟群），缺失青白口纪沉积，震旦纪为冰水沉积及碳酸盐－碎屑沉积（韩母山群），碳酸盐－碎屑岩底部含磷。早古生代为隆起剥蚀区，晚古生代为碎屑岩－碳酸盐岩（含煤）建造、磨拉石建造，中新生代为河湖相及山麓相碎屑岩（磨拉石）建造。本区还发育加里东期及华力西期花岗岩，这分别应是祁连洋及其次生洋向北俯冲及陆内A型俯冲造山的产物（此处所称的方位，只是现代方位，并不代表地质历史时期的方位，下同）。
在中—新太古代古陆边缘活动带中，形成了东大山铁矿。中元古代早期本区在裂解条件下，形成金川含镍铜超基性杂岩，汤中立（1995）所取得的（1508±31）Ma（Sm-Nd内部等时线法）年龄应是上述岩浆脱离地幔的时间。
（二）河西走廊边缘海盆
河西走廊边缘海盆现今十分狭窄，呈近东西条带状分布，若能考虑它形成和演化的历史，就不难推知当时（加里东期）它曾是一个广阔的陆缘海盆。该陆缘海盆的基底是华北古陆的南延部分。寒武纪靠陆一侧（北）为浅海陆棚碎屑岩单元（大黄山组
（三）北祁连缝合带
北祁连造山带作为柴达木—中祁连板块与华北板块的缝合带，当初一经李春昱提出，便得到了大家的赞同。但问题是，该缝合带究竟是华北板块与柴达木板块开合的产物（特提斯型造山带），还是柴达木—中祁连板块抑或是前者从别处漂来，在加里东期二者邂逅碰撞的结果（科迪勒拉型造山带）？北祁连小洋盆外侧是否还有原生洋（祁连洋）？问题还不止此，作为缝合带，北祁连造山带本身也复杂多样，东部西部有差别，南边北边不相同，西部还分布着许多微陆块，那么这些微陆块又来自何方？其形成机制如何？各家意见也不一致。利用模式对比原则，我们初步认为：上述微陆块连同中祁连微陆块，均是因祁连洋向南俯冲致使其相继从柴达木陆块边缘裂解出来的结果。其构造格局犹如太平洋西南部的多岛构造景象。
简捷地说，北祁连缝合带内部构造单元虽然复杂多样，但概括起来说，主要由以下单元组成：微陆块、混杂岩带、蛇绿岩、洋脊－洋岛火山岩、岛弧（包括陆缘弧和洋壳型岛弧）火山岩及岛弧型沉积（图1-2）。微陆块主要由前寒武纪地层组成，其上有加里东期岛弧型花岗岩。前者具体岩性为灰色片麻岩、云英片岩、大理岩（北大河岩群AnChB，野马南山岩群AnChY）以及巨厚的蛇绿混杂堆积（熬油沟组Cha）、千枚岩、碎屑岩，局部夹碳酸盐岩、变石英砂岩、铁矿层（桦树沟组Chh）。此外，还见到中元古代托来南山群（Ch-JxT）杂色碎屑岩及碳酸盐岩建造，青白口纪龚岔群（QnG）碎屑岩－碳酸盐岩建造。蛇绿混杂岩带共有南北两条，北带主要沿肃南九个泉、白泉门呈NW-SE向分布，向西延至玉门昌马寒山地区，南带规模较大，主要分布于青海边马沟—清水沟—香子沟—郭米寺—祁连县—景阳岭南，南北宽约20～25km，断续延长近500km，呈NW-SE向展布。清水沟见有榴辉岩，与之共生的蓝片岩年龄为440～460Ma（蓝闪石、多硅白云母、39Ar/40Ar法），北带九个泉蓝片岩蓝闪石39Ar/40Ar年龄为447Ma（吴汉泉，未刊资料）。北带称之低级蓝片岩带，南带称之为高级蓝片岩带。蛇绿混杂岩带主要由陆缘弧（南带）、洋壳型岛弧（北带）、复理石增生楔、高级（南带）及低级（北带）蓝片岩、蛇绿岩块等组成。缝合带中的蛇绿岩块共有3条，自南而北依次为：玉石沟—川剌沟—小八宝蛇绿岩带；大岔大坂蛇绿岩（带）；九个泉—白泉门蛇绿岩带；以上3条蛇绿岩带时代为加里东期，而分布于微陆块中的蛇绿岩时代为中元古代。加里东期蛇绿岩大多具洋脊或洋岛型玄武岩特征，有的还和玻安岩共生，如大岔大坂蛇绿岩（张旗，1997），推测蛇绿岩形成于洋岛及弧间盆地。考虑到北祁连造山带中深海沉积物如硅质岩比较丰富，火山作用比较强烈，蛇绿岩和蓝片岩构造超覆于增生的深海沉积物和火山弧之上这些客观事实，其蛇绿岩应属科迪勒拉型。陆缘弧火山岩及沉积早期（新元古代—中寒武世）相当于黑剌沟组，陆缘弧型（岛弧裂谷型）火山岩，主要分布于白银、清水沟、白柳沟、黑石沟、小黑剌沟、面碱沟等地，由于它是在华北古大陆基底之上的软弱带上发展起来的，开始形成大陆碱性玄武岩系，随着陆缘弧基底分割程度的加深，进一步形成熔融程度高的饱和性拉斑玄武岩浆，喷溢形成本区海相基性火山岩的主体，而在白银等地因地壳较厚，基性岩浆上升速度较慢，引起下地壳发生深熔作用，产生富硅质岩浆，这种富硅质岩浆首先上升形成酸性火山岩系，尔后是偏下部的基性岩浆上升形成层位偏上的基性岩浆，二者构成双峰式组合。这些酸性火山岩是白银厂铜及多金属块状硫化物矿床的直接围岩。
图1-2华北板块与柴达木—中祁连板块缝合带内部结构示意图（据张旗，1997，修改）
1—前寒武系；2—蓝片岩带；3—蛇绿岩；4—阿拉斯加型岩体；5—橄榄岩－闪长岩岩体；6—熬油沟蛇绿岩；7—陆缘弧；8—洋壳型岛弧。数字，①～⑨为蛇绿岩：①—九个泉；②—大岔大板；③—边马沟；④—玉石沟；⑤—冰沟；⑥—小八宝；⑦—百经寺；⑧—老虎山；⑨—榆树沟山。A～G为阿拉斯加型岩体：A—撒拉河岩体；B—油葫芦大山；C—扎麻什沟；D—冰沟南；E—水洞峡；F—柏木峡；G—大滩；H—老虎山橄榄岩－闪长岩型岩体
早期陆缘弧型沉积表现为火山碎屑物占优势，另外可见岛弧斜坡相重力流及滑塌沉积、岛弧型复理石，未见裂谷早期所具有的河湖相沉积。中晚期洋壳型岛弧火山岩及岛弧型沉积相当于部分阴沟群（OY）、中堡群（OZ），东起白银北，向西经永登县石灰沟及民乐县西道流，止于阿尔金断裂，西部大致沿走廊南山分布。岛弧型火山岩主要为拉斑玄武岩，钙碱性玄武岩、安山岩（阴沟群分子）以及岛弧碱性橄榄玄粗岩、粗面玄武岩、白榴方沸岩和白榴粗面斑岩（中堡群分子）。表明中奥陶世岛弧已臻于成熟。岛弧型沉积主要为火山碎屑岩、沉积岩及藻灰岩建造。
（四）中祁连离散型岛弧地体
中祁连离散型岛弧地体呈北西－南东向条带状展布于研究区中部，东起兰州东部，向西经青海民和、乐都、西宁、湟源、疏勒山，也止于阿尔金断裂，北以中祁连北缘断裂为界，南以中祁连南缘断裂与南祁连弧后盆地相邻。宽70～80km，长约1000km。主要以古老基底之上广泛发育有晋宁及加里东期中酸性岩浆岩为特点，后者与铜、钨、钼、铅、锌矿产有关。
（五）南祁连弧后盆地
中祁连岛弧与柴达木板块在加里东中、晚期正式分离之后，形成南祁连弧后盆地，其上主要为志留纪火山－正常沉积，西部有大量的中基性火山喷发，东部见寒武（奥陶）纪蛇绿岩。
（六）柴达木陆块
仅见达肯大坂岩群零星分布。
⑧ 地质构造类型有哪几种
地质构造因此可依其生成时间分为原生构造与次生构造。
次生构造是构造地质学研究的主要对象，而原生构造一般是用来判断岩石有无变形及变形方式的基准。构造也可分为水平构造、倾斜构造、断裂和褶皱。
地壳或岩石圈各个组成部分的形态及其相互结合方式和面貌特征的总称。地质构造的规模，大的上千公里，需要通过地质和地球物理资料的综合分析和遥感资料的解译才能识别，如岩石圈板块构造。
小的以毫米甚至微米计，需要借助于光学显微镜或电子显微镜才能观察到，如矿物晶粒变形、晶格的位错等。贵州位于华南板块内，处于东亚中生代造山与阿尔卑斯-特提斯新生代造山带之间，横跨扬子陆块和南华活动带两个大地构造单元。
(8)构造地质层怎么分扩展阅读
多次造山作用的地应力场在变化多端的地应力条件下，形成了挤压型、直扭型和旋扭型三类构造型式，交织成一幅复杂多变的应变图象。
其特点是：
（1）贵州的地质构造属板内构造，构造的主体为薄皮构造。
（2）变形不十分强烈，在贵州发育最完整、最广泛的构造样式是侏罗山式褶皱带。都匀运动：原地矿部第八普查大队（1980）命名，系指发生在贵州中部及南部，奥陶纪末到志留纪初之间的一次地壳运动。
该运动的表现是：在毕节-遵义-湄潭-铜仁连线与贵阳-施秉联线之间的贵州中部地区，普遍缺失上奥陶统中上部，下志留统中上部与下伏奥陶系不同层位呈假整合，在不少地区如贵阳乌当附近可见到志留系底部的砾岩层或含砾粘土岩嵌覆于呈数米起伏的间断面上。
⑨ 构造层怎么划分
构造层一般以区域不整合为界，因此不整合面的识别是划分构造层的重要依据
⑩ 地质构造单元划分
山西中北部是华北断块中Ⅱ级构造单元——太行次级断块的主体，山西大同-河北回阳原硅镁层基答底断裂带之北为近东西向展布的阴山次级断块；吕梁山西侧以南北向离石岩石圈断裂带与鄂尔多斯次级断块接壤；南部以北西向横河硅镁层断裂带与豫皖次级断块毗邻，从而将晋南地区的塔儿山—二峰山和中条山区在地质构造单元中归属豫皖次级断块；东部以太行岩石圈断裂带和唐河硅镁层断裂带与冀鲁次级断块分界（陈俊明，1993）。由此看来，晋东北地区的唐河断裂之东至省界间的区域（包括浑源、广灵和灵丘等县）归属冀鲁次级断块构造单元。
山西省地质调查院（2007）编制的《山西省大地构造图》，将冀鲁次级断块山西境内的区域区分为两个Ⅲ级构造单元，即唐河断裂带和燕山台褶带（图1-1）。因为该区褶皱断裂发育，中生代岩浆活动强烈，且已有太那水多金属矿床、刁泉银铜金矿床和太白巍山银、锰矿床之发现，因此，普遍认为该地区具有良好成矿地质构造条件，成矿潜力较大。