中國地質大學向東進
1. 沙廠鐵礦發現與勘查史
遠在18世紀前，前人就在該區鐵山頭開采鐵礦。20世紀日本佔領時期，日本在掠奪開采鎢礦時，再次發現此鐵礦。
1959年進行地質勘探，施工5個鑽孔，獲得儲量1600萬噸。
1959年1:10萬航磁測量，發現航磁異常，編號為M168，航磁異常特徵如圖4-5a所示。1961～1963年開展了1:1萬地面磁測。
1958～1959年在該區工作的北京地質學院（現中國地質大學（北京））師生，根據航磁異常特徵曾提出本區為向斜構造，但未進行定量解釋。1963年，對航磁異常特徵進行進一步研究，認為存在向斜構造。1966～1967年進行鑽探驗證，未發現向斜構造。
圖4-5 沙廠鐵礦磁異常特徵
（據《航空磁測和地面物探異常見礦實例》第二集，1979）
a—航磁異常圖；b—地磁異常圖
為了解決深部鐵礦體分布，1972年在該區進行了1:2000地磁測量，較精細地刻畫了鐵礦引起的磁異常特徵（如圖4-5b所示）。同時，對地磁異常進行了定量解釋。由於60年代的鑽探未發現向斜構造，定量解釋時未按向斜構造建模，僅推測存在向東傾斜的大鐵礦體（如圖4-6a所示）。其後進行了鑽探驗證，ZK41孔見到70m 多的鐵礦體，ZK36孔未見到礦體（與定量計算有出入）。對ZK36孔進行了磁三分量測井（如圖4-6b所示），推測距井孔10m 左右存在礦頭。根據地磁異常特徵、磁三分量測井異常特徵和鑽孔結果，推測ZK36 孔旁存在鐵礦體、且礦體向西傾斜，深部礦體與ZK41孔所見鐵礦體連成一體，形成向斜構造。隨後布置了一系列鑽孔，終於揭開了沙廠鐵礦的真面目（如圖2-15c所示）。
經過20年反復勘探，最終以99個鑽孔、總進尺34153.6m，求得鐵礦石儲量為1.4億噸（姚培慧，1993）。
圖4-6 沙廠鐵礦磁異常推斷解釋及鑽孔驗證結果圖
（據《航空磁測和地面物探異常見礦實例》第二集，1979）
a—地磁異常推斷解釋及鑽孔驗證結果圖；b—磁測井及推斷解釋結果圖
2. 中朝板塊元古宙板內地震帶與盆地格局
Intraplate Seismic Belt and Basin Framework of Sino-Korean Plate in Proterozoic
喬秀夫
原文刊於《地學前緣》，2002年第9卷第3期，對年所提出的地震液化序列的B單元底部增加了液化角礫岩單元；圖2，圖3改換為彩色圖。
地史中發生的強地震事件在地層中留下固定的記錄（圖1～圖3），這些記錄在區域上呈帶狀分布，代表地史中的地震帶。中朝板塊元古宙目前可識別出兩個板內地震帶（圖5）。中元古代板內地震帶（1700～1200 Ma）西起太行山北段，經燕山山脈、遼寧西部，穿越遼河平原至遼寧北部的泛河流域分布，即燕山—泛河地震帶，現今呈NEE向延伸。新元古代震旦紀地震帶沿吉林南部、遼東半島、山東中部及蘇皖北部現今呈NNE走向分布，即古郯廬地震帶（650～600 Ma）。上述兩個板內地震帶是元古宙不同時期超大陸裂解在板內的響應。中元古代與新元古代兩個不同方向的地震斷裂帶分別控制著兩個時期的盆地邊界。燕山泛河地震斷裂帶構成中元古代海盆南界（指現在的位置），形成向北開放的海域。古郯廬地震斷裂帶將中朝板塊裂解為華北塊體與膠遼朝塊體。古郯廬地震斷裂帶構成震旦紀海域的邊界，震旦紀海盆通過朝鮮半島與當時的外海相連接，華北塊體則為陸源剝蝕區。文內四幅古地理圖（圖6～9）是以地震災變思想為指導，以新的地層研究、對比為基礎編制的，側重反映了盆地的格局及其變化。根據地震、同沉積斷裂新的思路，可提供地質學家重新認識與解釋某些沉積礦床的成因，它們的成礦元素均來自地球深部而非地表風化作用。文中編制的古地理圖將為這種解釋提供盆地與事件背景。
1軟沉積物中的地震液化記錄
地史中發生的強地震事件在固結或未固結的沉積物中留下不同的記錄。在未固結的軟沉積物中主要表現為沉積物內部的液化作用及由此而引起的一系列變形構造。眾多地質學家，地震學家及土建學家對沉積物中液化作用及形成的記錄進行了系統的研究[1～11]。圖1碳酸鹽岩地震液化序列系依據筆者1994年所提出的序列[5]，在B單元底部增添了液化角礫岩單元，它是液化作用形成的液化脈切穿、擾動軟沉積物使之原地破碎形成角礫岩，這種碳酸鹽角礫具有可拼合性。圖1液化序列概括了一次強地震瞬時過程中，在碳酸鹽軟沉積物中的災變事件記錄，它提供了在碳酸鹽岩以及其他沉積岩中識別地震事件的基本標志。在野外實際工作中，我們可在一個剖面中識別出圖1中所有的單元，但更多的情況則是某幾個單元的組合。
圖1 碳酸鹽岩地層中的地震液化序列
（據喬秀夫等，1994補充）
圖2，圖3給出了遭受地震時，地層中在原地形成的事件單元以及共生單元組合（圖1中的A,B,C單元），它們均選自中朝板塊元古宙地層。
2地震時間分布與板內地震帶
圖4列出了1700～600 Ma中朝板塊板內具強地震災變記錄的27個岩組，這些地震記錄是筆者及其研究集體近10年來調查並進行了不同程度的研究而確認的。某些文獻最近大量報道的地震事件岩組尚未列入圖4中。
中元古代（1800～1000 Ma）的1700～1200 Ma期間是一個近500 Ma的地震長周期，在這個長周期中有5個地震活躍期（圖4中①～⑤）。約1200～850 Ma為無地震或少地震的長周期。約630～540 Ma為第二個長周期，近80 Ma的時期內有4個地震活躍期。從中元古代到新元古代每個地震長周期的時限縮短，而每個地震長周期中地震活躍期則更加密集，活躍期之間平靜期更加縮短。
圖2 碳酸鹽岩中的地震液化記錄
a—液化泥晶脈（盲脈）與層內微斷層，圖1中A單元與C單元（遼寧大連市金石灘海岸，震旦系興民村組）；b—地震液化泥晶脈在層面及垂直於層面的表現，它呈現板狀體，圖1中A單元（遼寧省瓦房店市小島山震旦系營城子組）；c—地裂縫及粒序斷層，圖1中C單元（遼寧省大連市金石灘海岸），圖的中部呈Y字形斷裂為地裂縫，鉛筆處為當時的古地面，可清楚看到古地面上新的碳酸鹽沉積物向下貫入地裂縫，地裂縫的下方為兩行密集的微斷層（粒序斷層）；d—液化碳酸鹽角礫岩，圖1中B單元（遼寧省旅順龍頭尾）
圖3 地層中的地震液化記錄
a—北京昌平區十三陵，長城系串嶺溝組頁岩中彎曲的液化砂岩脈（據宋天銳）；b—北京十三陵串嶺溝組中地震引起的液化捲曲變形；c—液化泥晶脈，脈向上層面及下層面兩個方向流動穿刺紋層，迫使紋層圍繞脈的兩端彎曲，黑色比例棒1cm，圖1中A單元（河南省嵩山青白口系何窯組，標本由高林志採集）；d—深色液化泥晶脈（箭頭所指），與深色泥晶薄層相連通，由深色薄層液化形成直立的泥晶脈，泥晶脈又為層內斷層（粒序斷層）錯碎，表明為液化作用後期岩層縮水，體積收縮的結果，圖1中A單元及C單元（江蘇徐州銅山縣震旦系九頂山組）；e—層內正斷層（圖1中C單元），箭頭所指為上盤移動方向，直立彎曲的液化泥晶脈（圖1中A單元）為上升盤，這張照片表明：地震引起的泄水作用形成直立的液化泥晶脈（盲脈），液化作用停止後，沉積物由於失水體積收縮，迫使泥晶脈彎曲，隨之發生層內錯斷（安徽宿縣金山寨村震旦系望山組）；f—液化泥晶脈（盲脈）在岩層兩個斷面的表現，呈板狀體（金山寨望山組）
圖4 中朝板塊元古宙板內強地震事件岩組
第二個地震長周期中，特別是晚震旦世4個地震活躍期（圖4中⑦～⑩），可能是Rodinia超大陸從800 Ma開始裂解（breaking up），至震旦紀達到裂解高潮時在中朝板塊板內的響應[12]。王鴻禎提出地史中曾5次出現聯合古陸，P-1950 Ma,P-1450 Ma為中元古代中的兩個聯合大陸[13]，圖4中串嶺溝組時期及高於庄組時期的地震事件，很可能是中元古代不同時期聯合古陸裂解在板內的響應。
中元古代與新元古代的強地震分布於中朝板塊內部的不同地區，中元古代地震事件位於燕山—遼寧北部泛河流域（圖5），構成中元古代燕山—泛河板內地震帶。現今呈NNE走向的新元古代地震帶大體沿現今郯廬斷裂帶分布，即震旦紀古郯廬帶[5,6,14]。這兩個板內地震帶分別控制了中、新元古代海域邊界與古盆地格局。
3中朝板塊中、新元古代盆地格局
同沉積斷裂構造、火成岩活動及伴隨的強地震帶構成了中元古代的盆地邊界，新元古代隨著地震帶的位置變化，海域及盆地邊界也相應變化。
3.1中元古代早期（相當於早長城世）盆地格局（圖6）
長城紀早期海域位於板塊的北部。南部及東、西部廣大地域為侵蝕區。古地理最明顯特徵是高山聳立，高山之間為由斷層控制的裂陷谷地，即燕山裂陷槽（aulacogen）。
圖5 中朝板塊元古宙板內地震帶
（據喬秀夫等，1999修正）
NCB—華北塊體；JLKB—膠遼朝塊體；YSTF—黃海轉換斷層（中生代）
密雲—平泉—凌源與灤縣—撫寧—建昌兩條同沉積斷裂控制的狹長谷地構成裂陷槽的軸部，沿著谷地（靠密雲—興隆—平泉—凌源斷裂一側）為河流沉積（常州溝組下部礫岩、砂岩），谷地兩側為沖積扇、洪積扇[15]。燕山裂陷谷地被與之斜交的多條平行的同沉積斷裂（具轉換斷裂性質）截切。沿谷地邊界斷裂及斜切轉換斷層是強地震分布區[15]。早長城世地震分布除與斷裂伴生外，並與火成岩活動密切相關[16]。常州溝組上部砂岩及串嶺溝組為代表的晚期海侵越過密雲—興隆—平泉—凌源斷裂超覆於裂陷槽的肩部，至赤城—北票以北（內蒙地軸）與外海相連接。灤縣—建昌地震斷裂則構成海域的南部邊界（指現在地理位置）。新的研究表明： 「內蒙地軸」由古元古界及中元古界變質地層組成[17]，並未構成盆地的北部隆起區，解決了長期困擾地質學家的關於中元古代海盆地與外海連通的問題。
串嶺溝組沿燕山裂陷槽軸部為障壁深水黑色泥質沉積，而在肩部則為典型淺海沉積。盆地西北部著名的串嶺溝組中鮞狀，腎狀赤鐵礦（宣龍式鐵礦），實際是由藻顆粒及疊層石吸附鐵質形成。有關鐵質來源過去均解釋為陸源搬運至淺海海岸帶形成。如圖6所示，串嶺溝組海域向北與外海相連，北部無陸源物供應；其西部（山西，河北東部）基底岩石（太古宇，古元古界）風化殼並不十分發育，鐵質來源並不充分，作為穩定的鐵元素實際很難向海域遷移。在宣龍式鐵礦的頂、底板層位中有多個由砂岩脈及泥質脈組成的震積岩，宣龍鐵礦盆地側邊為赤城—密雲—灤縣同沉積斷裂。斷裂及伴生的地震均表明這里是地球深部物質十分活躍的地區，鐵元素來源於深部，至地表被藻類吸附形成富鐵沉積。為什麼在串溝組沉積的廣闊海岸帶，只有宣化龍關地區形成有經濟價值鐵礦層，用鐵元素來源於深部可能合理地解釋了目前的地質記錄。
圖6 中朝板塊早長城世（1800～1600Ma）古地理格局
1—侵蝕區；2—同沉積斷裂；3—與同沉積斷裂伴生的地震事件（震積岩分布區）；4—河流（砂岩、長石石英砂岩）；5—河流流向；6—濱海含鐵沉積區（宣龍式疊層石赤鐵礦）；7—海侵超覆區（含砂頁岩與極薄層砂岩互層）；8—開闊海較深水沉積；①燕山裂隙槽；YSTF—黃海轉換斷層（中生代後期）
山西呂梁山地區漢高山砂岩、小兩嶺安山岩及晉南、豫西的西陽河群、熊耳群歷來作為中元古代早期的岩組。最近在熊耳群中獲得單顆粒鋯石U-Pb年齡1.95 Ga，認為熊耳群為古元古界[18]。因此，呂梁—陝豫三叉裂陷槽[19]有可能為古元古代裂陷槽，則中元古代盆地只限於中朝板塊北部。
3.2晚長城世—薊縣紀（1600～1000Ma）盆地格局（圖7）
圖7主要反映1600～1200 Ma，即大紅峪組至霧迷山組沉積時期古地理，海域仍位於中朝板塊北部。長城紀早期的斷裂仍控制盆地格局，深水碳酸鹽岩位於由斷裂控制的裂陷槽軸部。燕山裂陷槽向東延伸至遼北泛河流域。有地震記錄的最高層位為霧迷山組（燕山）及遼北泛河群虎頭嶺組，1200 Ma之後伸展作用結束，裂陷槽停止發展。中元古代中期（1600～1200 Ma）是一個充滿火山爆發、頻繁發生地震及斷裂活動的海盆地[12,20,21]。沿裂陷槽軸部密雲—興隆—平泉斷裂分布的黃鐵礦—鉛鋅硫化物礦帶（高板河鉛礦）及鐵嶺泛河流域的關門山鉛鋅礦，其成因均與沿海底斷裂來自深部噴出的富金屬的熱水或噴氣相關聯[22]。1600～1200 Ma強地震活躍時期也是一個造礦期。
圖7 中朝板塊晚長城世—薊縣紀（1600～1000Ma）古地理格局
1—侵蝕區；2—同沉積斷裂及與其伴生的地震事件（大紅峪組，高於庄組，霧迷山組及泛河群震積岩分布區）；3—火山噴發（大紅峪組富鉀粗面岩）；4—火山噴氣孔（鐵嶺組灰岩中）；5—鉛鋅硫化物礦帶（燕山高於庄組高板河鉛鋅礦與遼北泛河流域關門山組鉛鋅礦）；6—潮坪帶（疊層石、藻席灰岩、白雲岩）；7—較深水沉積區（高於庄組灰岩）；8一開闊廣海沉積；①燕山—泛河裂陷槽；YSTF—黃海轉換斷層（中生代後期）
3.3青白口紀（1000～800Ma）盆地格局（圖8)
1000Ma很可能是全球超大陸（Rodinia）形成時期。中朝板塊主體經過芹峪上升（1000～900Ma）長期剝蝕[23～25]，已完全準平原化，海水淹沒了大部分地區，整個青白口紀盆地為極淺水海盆。除遼北鐵嶺泛河流域會試屯群於北溝組，太子河流域南芬組及豫西有地震記錄外（圖4），整個盆地很少地震及構造活動，也無火山爆發痕跡。板塊南部（豫西）青白口紀盆地從1000Ma開始發展，為典型潮坪沉積；板塊北部盆地則從900Ma開始，與北部開闊海有陸地障壁，形成內陸海。內陸海通過遼東半島、朝鮮半島北部與當時的外海連通，其地形很類似於今天的渤海。這種障壁環境可能是青白口統下馬嶺組黑色層形成的古地理背景。
圖8 中朝板塊青白口紀（1000～800Ma）古地理格局（Rodinia古大陸上沉積）
1—侵蝕區；2—同沉積斷裂及其伴生的地震事件（泛河會試屯群下部，太子河南芬組及豫西何窯組震積岩）；3—青白口紀潮坪為主沉積區（砂岩、頁岩、疊層石灰岩）；4～6：晚青白口世濱海淺海沉積區；4—晚青白口世早期相對障壁海（下馬嶺組黑色頁岩），後期淺海（龍山組石英砂岩，景兒峪組泥晶灰岩）；5—晚青白口世中後期海侵超覆區（龍山組，景兒峪組及相當層位）；6—晚青白口世早期陸相盆地（山區河流為主）：①永寧盆地，②步雲山盆地，③旅大盆地，④葦沙河盆地；7—開闊海沉積區；YSTF—黃海轉換斷層（中生代後期）
3.4震旦紀（630～540Ma）盆地格局（圖9）
中朝板塊從800 Ma開始，整體上升，缺失南華紀（800～680 Ma）與早震旦世沉積（圖4），震旦紀盆地格局發生根本性變化，即古郯廬斷裂地震帶產生，古郯廬斷裂將中朝板塊分隔為華北塊體（NCB）與膠遼朝塊體（JLKB）。晚震旦世海域主要位於古郯廬斷裂之東（指現今位置），而華北塊體的主體部分則作為其陸源區。古郯廬斷裂控制了膠遼朝海盆地界線，華北塊體的晚震旦世沉積僅分布於其南部邊緣。
統一的中朝板塊從630 Ma開始裂解為兩個塊體，沿裂解帶強地震頻繁發生及基性岩牆（床）侵位[12,26,27]，這種盆地格局可解釋為Rodinia超大陸裂解在中朝板塊的板內響應。
揚子板塊南華紀南沱期冰川消融後，導致震旦紀海平面上升才淹沒了中朝板塊的膠遼朝塊體與華北塊體的南部邊緣。
中朝板塊在Rodinia古大陸再造圖中模式2（張世紅，2000），膠遼朝塊體緊鄰大洋裂開的一側（圖10），震且紀海盆通過朝鮮半島與當時的外海相連，而華北塊體則為其陸源區。圖9震旦紀古地理盆地格局與古地磁研究的結果相一致[28]。
圖9 中朝板塊震旦紀（630～540Ma）古地理格局（Rodinia裂解期格局）
1—侵蝕區；2—同沉積斷裂；3—與斷裂伴生的地震事件（震積岩）；4—淺海（下部為碎屑岩墊板，上部為海侵碳酸鹽岩上超）；5—山嶽冰川－冰海沉積（上震旦統頂部羅圈組）；6—開闊海沉積區；PTLF—古郯廬斷裂；NCB—華北塊體；JLKB—膠遼朝塊體；YSTF—黃海轉換斷層（中生代）
4結語
中朝板塊元古宙盆地邊界由地震斷裂帶控制（圖6～9），是本文對盆地形成的動力作用解釋。盆地格局有兩個重要轉換期：一為青白口紀，由中元古代板塊北部向北開放的海域，廣大南部地區為侵蝕區轉變為板塊北部、東部及南部均有沉積。震旦紀為第二個轉折時期，海域主要在板塊東部（膠遼朝塊體）及華北塊體南部邊緣，是一個向東開放（指現今方位）的海域，而華北塊體為陸源區。古郯廬地震斷裂帶構成震旦紀盆地的邊界，它的全球構造意義是Rodinia裂解在板內的響應。
圖10 630Ma（震旦紀）中朝板塊在Rodinia古大陸再造中的位置
（據張世紅，2000)[28]
中朝板塊1800 Ma固結，經歷3次內部裂解：1700 Ma,1400 Ma,630 Ma。始自震旦紀結束於晚石炭世早期的裂解期[12,14]，中朝板塊實際被分割為兩個塊體，塊體之間的界線為古郯廬帶。晚中生代沿古郯廬斷裂重新裂開形成晚中生代以來的板內裂谷盆地。因此，郯廬斷裂帶兩側地質體的不連續是兩個不同塊體上不同地質作用演化的結果，不必用郯廬斷裂巨大平移來解釋。
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3. 中國地質科學院地質力學研究所
中國地質科學院地質力學研究所主要研究領域包括構造地質、新構造與地質災害、地應力與區域地殼穩定性評價、油氣地質及礦田構造、第四紀地質與環境等領域。國際工程地質與環境協會（IAEG）新構造與地質災害專委會、中國地質學會地質力學專業委員會、第四紀地質與冰川專業委員會和古地磁專業委員會掛靠該所。主辦學術刊物為《地質力學學報》。
2009年地質力學研究所實到經費8816.35萬元，包括地質大調查項目3418萬元、科技部項目1649萬元、國家自然科學基金項目223.6萬元、國土資源部項目2218.56萬元、基本科研業務費項目341.02萬元、橫向合作項目976.17萬元。承擔各類項目173項，其中包括地質大調查計劃項目3項、工作項目22項、國家（科技部）項目（課題）25項、國家自然科學基金項目17項、國土資源部項目23項、基本科研業務費項目40項、橫向合作項目42項。
2009年獲中國黃金協會科學技術獎一等獎1項，獲中國國際專利與名牌博覽會特別金獎1項。公開發表科技論文共計114篇，包括SCI檢索期刊共計22篇，EI檢索期刊2篇，國內核心期刊76篇，出版專著7部。
所長龍長興（中）、黨委副書記兼紀委書記何長虹（左二）、副所長趙越（右二）、副所長李貴書（右一）、副所長侯春堂（左一）
2009年重要科研成果
《全球構造體系圖》編制出版：屬地質調查項目，負責人為苗培實、周顯強研究員。在孫殿卿和馬宗晉兩位院士指導下按照地質力學整體觀、系統論，由苗培實、周顯強等通過「由地球看宇宙」和「從太空看地球」編制而成的既有繼承又有創新的綜合性大型圖件。該項目提交了1:2500萬《全球構造體系圖》1幅和說明書，1:7500萬輔助圖件6幅及說明書和附表。
該圖展示了11種不同型式、不同規模的構造體系，新建立了全球棋盤格式構造格架；發現並釐定了：全球大扭轉構造體系、南大洋裂離式旋轉構造體系、大洋裂谷系經向構造體系、大西洋—馬里亞那非對稱型殼裂式構造體系；建立了塊緣歹字型構造體系概念；認定北古老地塊系及南古老地塊系，分別組成了3個超巨型緯向構造體系和4個超巨型經向構造體系，圍繞北極是一個擠壓型同心圓輻射狀超旋轉構造體系。
6張輔助圖件還分別揭示了全球構造對固體金屬礦產、石油天然氣的形成與分布的控製作用；全球構造對地震和火山活動規律和分布的控制意義以及全球構造對洋流、熱帶風暴和自然災害的控製作用、發生與發展規律，為減災、防災提出了建議。
全球構造體系圖
新構造與重要經濟區和重大工程安全系列圖件編制：屬中國地質調查局地質調查項目，項目負責人為馬寅生研究員。編制完成了1:500萬中國新構造圖、中國現今地應力狀態圖、中國地質災害易發區分布圖、中國區域穩定性評價圖及說明書，編制完成了1:20萬京津地區區域穩定性與城市安全圖、京滬高速鐵路沿線新構造活動與工程安全圖及說明書。
通過編圖和野外調查，更新了中國新構造圖的地質信息，總結了我國不同地區新構造運動特徵，進行了新構造分區；總結了中國現今地應力方向和大小的變化規律，探討了不同地區地應力的變化特徵，建立了中國地殼表層現今地應力測量最大主應力值分級標准。從地質災害形成與發展的基礎條件、動力條件或激發條件、現今地質災害點分布情況，區劃了地質災害的易發區。以地殼結構、地質構造背景、活動斷裂、地震活動、現今地殼垂直運動速率、地應力、地熱和地質災害等作為評價因子，進行區域穩定性綜合評價。指出了影響京津地區區域穩定性和城市安全、京滬高速鐵路工程安全的主要地質問題。認為影響京津地區區域穩定性和城市安全的內動力因素主要是地震活動、活動斷裂。外動力因素主要是地面沉降、地裂縫、崩滑流和地面塌陷等地質災害。京滬高速鐵路沿線新構造活動與工程地質特性可分為北京一濟南、濟南一徐州、徐州一上海3段。影響鐵路安全的主要地質因素包括地震活動、活動斷裂、岩土體性質和地質災害。
中國現今地應力狀態圖
中國區域穩定性評價圖
中國新構造圖
中國地質災害易發區分布圖
華北地區古近系和新近系地層格架釐定：屬國土資源大調查項目，負責人為朱大崗研究員。根據野外調查和室內綜合研究，確定了華北地區古近紀—新近紀地層的分布和特徵，建立了華北地區古近系—新近系典型地層剖面，開展了華北地區古近紀—新近紀地層區劃和多重地層劃分；根據華北地區古近紀—新近紀地層時代和年代學研究結果，確定和重新劃分了山東古近系、新近系的年代地層，建立了華北地區古近系和新近系地層的年代序列；根據山東平邑—蒙陰地區古近紀地層時代討論、山西平陸地區古近紀地層的重新釐定與劃分、山西榆社地區新近紀地層的補充與完善、山西保德—靜樂地區新近紀地層時代討論等方面的綜合研究，重新釐定和劃分了華北地區古近紀—新近紀地層，建立了華北地區的古近系和新近系地層格架；根據環境代用指標測試分析結果，對華北地區古近紀和新近紀時期的古環境與古氣候變遷進行了綜合研究，確定了華北地區古近紀—新近紀地質環境演變過程和古環境演變序列：自65.0MaB.P．至2.48MaB.P．，伴隨著華北地塊的快速凹陷，華北地區的古氣候與古環境經歷了由亞熱帶潮濕氣候→溫帶潮濕氣候→溫帶偏干氣候的變化過程。對華北地區古近紀和新近紀時期構造演化進行了分析，探討了華北地區古近紀—新近紀湖盆形成演化與陸內造山之間的關系。2009年12月30日，中國地質調查局組織對項目成果進行了評審，結果為優秀。
部分項目組成員野外合影（山西榆社新近系）
山西平陸古近系
災區次生災害隱患排查與工程設計示範：屬科技部科技支撐項目課題，課題負責人為張春山研究員。通過對重災區14個縣的次生地質災害、堰塞湖、潰壩險情水庫、受損堤防等的調查研究獲得了大量調查和統計數據。闡述了各類次生災害分布特徵、形成條件，分析了次生地質災害的易發地層和工程岩組，進行了危險性評價分區，對個別災害進行了風險評價和排序，對重災區的次生災害隱患點進行了危險性評價。編制了次生災害的分布圖、工程地質條件圖和地質災害危險性評價分區圖（1:50萬）。課題提出的有關堰塞湖風險等級評判方法已經被水利部相關標准採納。初步建立了災區次生災害危險性評價的模型和評價方法，提出了各類次生災害應急危險性評價的技術流程和方法。對典型災害隱患點進行了穩定性分析和模擬計算，提出了有針對性的防治方案和措施，對其他災點防治具有典型示範作用。取得了大量的環境分析測試數據，開發了一套高危化學品和放射源遠程監測系統。為地震災區恢復重建工作中重建規劃、特別是場地選址、地質災害的防治提供了急需的次生災害方面的基礎資料，為國家和地方政府規劃決策提供了基礎科學依據。
重災區地質災害分布與工程地質岩組分區圖
汶川地震重災區震後地質災害危險性定量評價結果圖
改造後的空心包體三軸地應力測量系統外形
空心包體三軸地應力測量系統升級改造：屬科技部條件平台項目，項目負責人為董誠。對20世紀60年代研製的空心包體地應力系統進行了大幅度改造，研製成功了具有國際先進水平的空心包體精密原岩三軸地應力測量系統。該系統具備以下特點：①體積小，集成度高。利用先進的微處理器和單片機技術，將應變測量、定位器、平衡箱、數據預處理、存儲單元、通信單元等功能全部集成安裝於直徑88mm、長度230mm的耐壓儀器艙，可直接放置於解除鑽孔中。②設置靈活，自動化程度高。靈活多樣的設置控制使得每個通道的3種橋型和5種量綱（應變、應力、重力、位移、溫度）變換自由。通過參數設置能夠自動獨立完成所有井下測量、數據存儲等工作，具備了對豎直孔進行長期監測的能力。③實現了自動巡迴檢測。利用先進的電子開關技術，實現了1s～12h採集控制時間間隔，解決了機械觸點的弊端。④配備強大的計算軟體。PC端軟體可通過實時通訊獲取應變、方位、傾角等數據，計算鑽孔附近岩體的三維應力狀態並繪制曲線。改造完成後，經過多次實驗室和野外實測驗證，儀器各項參數都達到了設計的要求，使測量過程得到很大簡化，測量速度和精度大大提高。該套儀器為進行快速、准確的地應力測量提供了一個新的手段。該系統不但可以用於地應力測量，也可用於其他需要測量應變。
項目組成員在野外采樣和選樣
托林組第三岩段（
廣西岑溪市佛子沖鉛鋅礦礦產預測：屬國土資源部危機礦山接替資源找礦項目，負責人韋昌山研究員。以成礦作用「三條件」→控礦因素「三位一體」→礦產預測「三步驟」（三·三程式）指導思路，提出了早期隆坳構造次級盆地邊緣成礦作用的重要性，總結了燕山期「灰岩（泥質灰岩、鈣質泥岩）層位＋花崗閃長岩（花崗斑岩）＋NNE向構造破碎帶」的「三位一體」有機組合控礦、三者缺一不可的新認識，建立了綜合找礦模型圖表，提出了6個成礦預測區；結合面積性物探工作圈定了8處激電異常帶（其中2處礦致異常），提出了礦產預測驗證方案，所施工的2個驗證鑽孔分別見到厚達9m和6m的富鉛鋅（銅）工業礦體。結合前期探礦工程見礦情況及成礦地質條件分析，本次礦產預測佛子沖背斜西翼334？級別資源量估算為Pb+Zn(+Cu)66萬噸。所總結的礦產預測思路、找礦標志及預測准則，不僅為今後在佛子沖背斜兩翼的擴大找礦提供了重要信息，而且通過全程指導後續勘查項目實施，為礦山新增Pb+Zn(+Cu)333資源量64萬噸，成為目前危機礦山專項中通過礦產預測項目工作有效地指導勘查工作，並新獲大型資源量規模礦床的少有成功實例之一，實現了我所近期礦田構造指導深部礦產預測的新突破。
西藏阿里札達盆地晚新生代沉積建造及其構造意義：屬國家自然科學基金項目，負責人為朱大崗研究員。通過野外地質調查、室內測試分析和綜合研究，重新劃分和建立了札達盆地晚新生代河湖相沉積地層序列，確定了札達盆地晚新生代以來河湖相地層的年代序列；首次在札達盆地上新世—早更新世河湖相沉積中發現了的兩個不整合面；首次在札達盆地上新世地層中採集到犀類和鼠兔類化石；首次確定了札達等盆地的成因、構造屬性及其演化過程，劃分了札達盆地河湖相地層的層序地層，釐定了札達盆地河湖相地層層型剖面及其構造屬性，並與青藏高原及鄰區的晚新生代地層進行了對比；確定了沉積物的成因類型與突變事件的地層層位和年代，揭示了水動力、湖水鹽度變化過程和構造事件的關系；確定了札達盆地上新世—早更新世的古植被、古環境與古氣候演化過程，劃分了古環境演化階段；釐定了札達盆地南緣西喜馬拉雅山在上新世—早更新世時期的隆升速率和強度；進一步探討了青藏高原隆升、古湖泊變遷、古環境演化及其對全球變化的影響。本項目共發表論文15篇，其中國內核心期刊13篇、SCI收錄論文2篇，培養碩士2名。
雅礱江錦屏水電站壩址
深切河谷地應力分布規律和卸荷裂隙形成機理研究：屬國家自然科學基金面上項目，負責人為譚成軒研究員。以錦屏一級水電站深切河谷為例，綜合考慮區域構造應力環境演化、河流下切和地殼抬升過程、河谷形態演化、邊坡岩體結構構造、岩體工程地質特徵、岩性組合、岩石物理力學特性、地形地貌、人類工程活動等因素，深入開展復雜地質要素和復雜結構面組合的深切河谷地質建模研究。配合岩石物理力學參數測試，按重力、構造作用力、地震作用力等不同組合應力邊界條件，運用三維應力場有限元數值模擬方法，基本查明錦屏一級電站深切河穀穀坡和谷底應力降低區、應力增高區及原岩應力區的空間分布范圍和應力量級，揭示其深切河谷地應力的分布規律、邊坡岩體結構的表生改造和時效變形，以及邊坡卸荷裂隙的形成機理、發育類型、展布規律、主控因素及其相關性，並與地應力測量、實際工程地質問題等相佐證。該項研究成果對於我國西南水電、交通等建設具有重要的理論和實踐意義。
雅礱江錦屏水電站壩址左岸深部卸荷裂隙
博格達山（東天山）新生代再造山的隆升特徵和演化：屬國家自然科學基金面上項目，負責人為王宗秀研究員。通過系統批量采樣，運用低溫熱年代學方法與沉積響應相結合，對博格達山鏈新生代的隆升過程進行了系統研究，獲得如下重要結認識：①博格達山鏈新生代抬升過程存在3個明顯階段：5.6～19Ma、20～30Ma和42～47Ma，其復活造山隆升的起動時間不晚於65Ma。②中新世是山體最顯著的一期整體隆升，20Ma到5.6Ma之間山鏈表現為不均勻—差異隆升狀態，而且隨著年齡變新，隆升速率有加快的趨勢，這與西天山以及青藏高原北部同期的構造事件相似，說明該期隆升意味著青藏高原向北擴展已經影響到了天山一線。③山體在東西和南北方向上的隆升具有明顯的差異性特點，表現為冷卻年齡自西向東、自北向南有逐漸變新的趨勢。博格達山3次隆升都有顯示，而東側的巴里坤山主要為中晚兩期隆升。④博格達—巴里坤山鏈中新世以來的2期隆升很可能是青藏高原尤其是北部演化的響應。至於博格達山鏈中生代末期的緩慢隆升可能與西伯利亞板塊的作用有關。
博格達山韌性剪切帶中黃鐵礦的多期旋轉構造形成的壓力影
博格達山脈新生代再造山形成的逆沖推覆構造
湖北宜昌地區下三疊統及二疊系—三疊系界線附近高精度磁性地層研究：屬國家自然科學基金面上項目，負責人為孫知明研究員。通過湖北宜昌地區大峽口和安徽巢湖地區平頂山早三疊世地層剖面磁性地層研究，獲得了早三疊世地層剖面的磁極性序列。巢湖剖面下三疊統印度階磁極性序列總體以反極性為主，包含3個明顯的、較寬的正極性帶和兩個非常薄的正極性。奧倫尼克階最底部處在反極性帶中，位於正極性帶（WP4n）以下0.6～1.0m，結合該剖面已獲得的國際通行的牙形石和菊石等生物地層為主線的生物地層研究資料，認為二疊系一三疊系界線（PTB）位於下三疊統底部正極性帶的下部，印度階/奧倫尼克階的界線位於印度階上部反極性帶的頂部，巢湖剖面正極性帶（WP4n）可以作為奧倫尼克階/印度階界線標志之一。以上研究成果進一步修訂和完善了國際下三疊統印度階及二疊系一三疊系界線附近的磁極性年表，為二疊系—三疊系界線以及早三疊世地層的精確劃分與對比提供磁性地層證據，從而進一步提高我國下三疊統層型剖面及二疊系—三疊系界線的研究水平。
湖北宜昌大峽口野外工作
波速剖面位置
波速剖面結構解釋圖
面波頻散、波形及接收函數的三維非線性聯合層析成像研究：屬國家自然科學基金青年基金項目，負責人為馮梅博士。傳統的層析成像方法在岩石圈探測中一直存在一個明顯的困難，即體波層析成像在岩石圈上地幔垂向精度低，而面波層析成像的橫向精度低，且兩者難以進行聯合探測。針對此科學難題，本項目經過多年不懈努力，成功開發了一種具高精度、高擴展性，可實現面波和體波等多種地球物理觀測進行聯合反演的高效岩石圈三維結構探測方法。該方法得到國際同行認可，介紹該方法的科研論文已經發表在JGR-SolidEarth雜志上；利用該方法和公開地震觀測數據對中國大陸岩石圈地震熱學結構進行了研究，獲得了中國大陸及鄰區400km以上高精度三維橫波速度結構模型以及地殼和岩石圈厚度模型。這些模型為中國大陸的構造格局和新生代以來的動力演化提供了重要的深層依據。波速模型顯示高速的印度岩石圈板片在50Ma左右與歐亞大陸發生碰撞以後，可能在約20Ma左右發生了折斷（左圖中代表印度岩石圈板片的segment1和segment2在標識為break的地方斷開），而青藏高原地殼急劇增厚也正好發生在大約20Ma以來。這些證據表明俯沖至青藏高原下方的印度岩石圈板片可能在20Ma左右發生了俯沖角的改變，早期的可能為大角度俯沖，而20Ma以來則變為近水平俯沖（碰撞）。研究成果已發表在Lithos雜志上。
西藏中部念青唐古拉山東南麓斷裂帶晚第四紀活動速率的冰川沉積物年代約束：屬國家自然科學基金青年基金項目，負責人為吳中海副研究員。項目圍繞西藏中部念青唐古拉山東南麓地區，在晚第四紀冰川作用、正斷層作用過程及全新世古地震等方面獲得了多項重要研究成果。詳細釐定了該區的第四紀冰川序列，確定該區至少發育了6套冰磧物，可大致與深海氧同位素階段（MIS)18～12, 8,6,4或3,2和1等一一對應。同時，發現老於MIS6階段的冰磧物有2～3套，最大冰期出現在MIS6階段之前，最老冰磧物可能出現在距今約80萬～90萬年左右。系統恢復、估算了念青唐古拉山東南麓斷裂帶晚第四紀不同時間尺度的斷層活動速率。結果發現，該斷裂帶約15ka以來的活動速率變化幅度較大，而之前的活動速率比較穩定，且前者（1～3mm/a）明顯整體上大於後者（0.5～1mm/a），顯示典型的非線性斷裂活動特徵。首次對亞東－谷露裂谷的全新世古地震進行了對比研究，結果表明：當雄—羊八井段在全新世至少發生過4次M8.0級左右的大地震，谷露盆地在距今約6000年以來發生過M7.5級左右的古地震事件3次。該區全新世古地震的時間間隔最長5700a左右，最短1600a左右。
當雄盆地主邊界斷裂的古地震探槽揭露的多期古地震崩積楔和探槽編錄過程
念青唐古拉山東南麓當雄段（上部）和谷露段（下部）的古地震事件逐次限定圖
山東省招遠市玲瓏金礦田成礦規律和深部外圍預測：屬山東省黃金局橫向合作項目，負責人為呂古賢研究員。提出「膠東金礦」產於剪壓造山帶，是中生代活化改造花崗綠岩帶的產物，主要圍岩差別表現為「玲瓏—焦家式」等礦床；深化膠東「入字型斷裂蝕變岩、脆—韌性剪切帶和雁列帶等控礦規律，通過成礦深度的構造校正測算數據，預測深部發育第二富集帶，並得到探礦工程證實。提出「構造作用力通過改變物理化學參量而影響地球化學過程」的思路，推動了構造物理化學研究。建立了礦源岩系列概念，提出以礦源岩系為指導的找礦路線，在九曲礦區和玲瓏斷裂帶深部及大莊子金礦實測構造蝕變岩相預測靶區，已取得明顯找礦效果。根據項目研究成果在礦山靶區勘查新增金金屬量33噸，可延長礦山服務年限約7年。項目首次預測玲瓏金礦田黃金資源總量超過1000噸，建議將其作為礦保工程整裝勘查的示範區。
玲瓏金礦礦區
2009年12月27日，山東省科技廳組織專家對「山東省招遠市玲瓏金礦田成礦規律和深部外圍預測」項目成果進行了鑒定。專家認為，項目總體達到了國際先進水平，在「膠東金礦」成礦模型、構造物理化學研究等方面達到國際領先水平，是一項產學研相結合、長期堅持理論密切聯系實際的優秀成果。
項目成果評審會
4. 大型不整合面與風化殼岩溶發育關系——以塔中地區奧陶系為例
陳新軍1，2蔡希源3紀友亮2周卓明1
（1.中國石化石油勘探開發研究院無錫石油地質研究所，無錫214151；2.同濟大學海洋與地球科學學院，上海200092；3.中國石油化工集團公司，北京100027）
摘要 塔里木盆地經歷了多期構造運動，造成沉積間斷，繼而形成了一系列重大的地層不整合面。塔中地區奧陶系主要發育有兩個大型的不整合面T47和T07，它們受構造和海平面的共同控制，暴露時間長，規模大，在區域上控制了兩期強烈的風化殼岩溶事件的發育。第一期位於下奧陶統頂部不整合面之下，第二期位於上奧陶統頂部不整合面之下，這兩期岩溶特徵因其上覆不整合面的特徵不同而不同。不整合面對岩溶發育的控制主要體現在兩個方面：一是不整合面形態對風化殼岩溶發育范圍的控制；二是不整合面的強度級別對風化殼岩溶發育深度的控制。
關鍵詞 不整合面 岩溶 塔中地區
The Relationship between the Large Scale Unconformity Surface and Weathering Crust Karst——Ordovician in Central Tarim Area
CHEN Xin-jun1，2，CAI Xi-yuan3，JI You-liang2，ZHOU Zhuo-ming1
（1.Wuxi Research Institute of Petroleum Geology，SINOPEC，Wuxi，214151；2.School of Ocean and Earth Science，Tongji University，Shanghai200092；3.SINOPEC，Beijing100027）
Abstract The Tarim basin has experienced periods of structure movements and developed a series of large stratigraphic unconformities.The Ordovician has two large unconformity surfaces T47 and T07 in central Tarim area，which were predominated by structure movements and sea level changes.They were exposed for a long time，and locally controlled the development of two periods regolith karst.The first period karst located under the unconformity』s at the top of Lower-Ordovician，the second located under the unconformity at the top of Upper-Ordovician，the character of two periods』 karst are different for their unconformities are different.The effects of the unconformity surface on karst mainly include two aspects：one is that the configuration of unconformities controls the development scale of regolith karst，another is the intensity of unconformities controls the development depth of regolith karst.
Key words unconformity surface karst central Tarim area
地層之間的不整合接觸關系是地面露頭和地震剖面上常見的地質現象，進行不整合分析對於劃分地層層序，確定地層格架和構造運動，分析盆地的形成、演化和改造以及研究與不整合有關的圈閉均具有重要的意義。為此，許多學者曾對不整合的概念、類型及其在油氣勘探中的應用進行了廣泛的研究，並取得了重要的進展［1］。不整合的認識與研究自18世紀末以來已經歷了200年的歷史，但僅是在20世紀30年代才因其與油氣圈閉有關而受到廣泛關注。在總結以往研究成果的基礎上，Bates和Jackson［2］在美國地質詞彙中對不整合作了這樣的定義：它是相接觸岩層的構造關系，以沉積間斷、風化作用或特別是新岩層沉積前的陸上或水下侵蝕作用為特點，常常（但不總是）表現為地層間的非平行接觸關系。然而自20世紀70年代以來，隨著地震地層學及層序地層學的發展，地層不整合面被應用在層序地層學中，不整合面更主要的是在成因上與海面相對變動聯系起來，並被作為劃分層序級別及類型的關鍵界面。Vail等將作為層序界面的不整合面劃分為代表陸架暴露的第一類層序界面和陸架未暴露的第二類層序界面，以分別反映海面的相對下降幅度［2］。但是，並非所有不整合面都可歸為低海平面成因，因為多數全球性構造事件在時間上與海面上升期相對應［3］。許效松［4］則從Vail等［5］的兩類層序界面劃分中獨立出第三類層序界面，專指發育於碳酸鹽岩層序之上的溶蝕型卡斯特界面，以區別於碎屑海岸由河流回春作用形成的侵蝕界面，並且這一劃分是非成因的。
不整合面不僅是構造運動或海面變動事件的記錄者，而且還代表了後期地質作用對前期沉積岩（物）的不同性質和程度的改造。這一改造作用通常具有明顯的經濟價值。風化作用除能直接形成殘坡積風化礦床外，與風化面相關的岩溶型油氣藏已在碳酸鹽岩油氣勘探中占據了重要地位［6～8］。與不整合面發育相伴的岩溶作用強度及其分帶性是控制碳酸鹽岩次生儲集空間形成與展布的關鍵因素。而不同成因的不整合面以不同方式控制著岩溶儲層的產出。油氣勘探成果證明，世界上許多含油氣盆地均發育有碳酸鹽岩古風化殼含油氣層，據統計，世界油氣的20%～30%與不整合面有關，且主要與古風化殼岩溶有關［9］。因此對不整合面進行研究在岩溶儲層研究中具有非常重要的意義。
1 區域地質概況
塔里木盆地位於我國西北邊陲，面積約56×104km2，是我國最大的內陸盆地。塔中地區在區域構造位置上屬中央隆起中段的塔中低隆起，北以塔中1號斷裂帶與滿加爾凹陷相鄰，西面及南面分別與阿瓦提凹陷和塘古孜巴斯凹陷呈斜坡過渡關系，東與塔中東凸起相鄰（圖1）。目前，該區已經開展了大量的基礎地質研究工作，經過多年的研究大家對碳酸鹽岩儲層發育規律已達成基本共識，即岩溶作用是控制碳酸鹽岩儲層質量的關鍵因素。為此，眾多研究者運用各種理論和方法對碳酸鹽岩儲層的岩溶發育規律進行了多方面的研究［10～13］。本文從不整合面分析的角度出發來研究風化殼岩溶的發育規律，為油氣勘探服務。
2 不整合面發育情況及其特徵
塔里木盆地自震旦紀以來，經歷了加里東期、海西期、印支期和喜馬拉雅期構造旋迴，形成了四大構造層［14］。每個構造旋迴又發生過多期構造運動，相應地引起了海平面的大規模相對升降變化，造成沉積間斷和地層變形，繼而形成了一系列重大的地層不整合面。其中，在塔中地區奧陶系主要發育有兩個大的不整合面（圖2），一個是發育在下奧陶統與中上奧陶統之間的
圖1 研究區平面位置圖
圖2 塔中地區奧陶系大型不整合面
2.1
該不整合面在塔里木盆地普遍分布，位於下奧陶統頂，在塔中地區剝蝕程度較大，在剖面上容易識別（圖2）。
根據塔中地區下奧陶統上覆地層分布圖（圖3）可以得知，沿塔中Ⅱ號構造帶一線，TZ64—TZ18—TZ46—TZ37—TZ9—TZ19—TZ4—TC1—TZ1—TZ25—TZ27 一線以南至 TB1—TZ3—TZ38—TZ48一線的廣大地區，下奧陶統之上均缺失了中上奧陶統、志留系，且下奧陶統發育不全，表明該區除了受下奧陶統頂部早加里東期運動影響外，還經受了上奧陶統與志留系之間的晚加里東運動等後期構造運動。因此，該區受構造活動影響較大，擠壓抬升幅度較大，古地貌較高，遭受剝蝕程度巨大。
圖3 塔中下奧陶統上覆地層分布圖
2.2
該界面在塔里木盆地普遍分布，位於奧陶系與志留系之間，在塔中地區為角度不整合。不整合面之上的地層主要是碎屑岩，其下主要為碳酸鹽岩，在露頭、測井及地震剖面上都非常容易識別（圖2）。鑽井揭示塔中隆起由北向南、由西向東，志留系依次不整合覆於中上奧陶統、中奧陶統和下奧陶統之上。
根據塔中上奧陶統上覆地層分布圖（圖4）可以看出，除了下奧陶統裸露區外，塔中大部分地區均有中、上奧陶統分布，並且大部分地區的奧陶系頂部發育有一套泥岩沉積，僅在TZ37—TZ20—TZ16—TZ401—TZ101一線附近，上奧陶統頂的泥岩層缺失，導致中、上奧陶統的灰岩在志留系沉積之前裸露地表遭受剝蝕和溶蝕。
3 岩溶發育特徵
塔中地區奧陶系主要發育有兩期風化殼岩溶，第一期位於下奧陶統頂部不整合面之下；第二期位於上奧陶統頂部不整合面之下。這兩期岩溶發育特徵因其上覆不整合面的發育特徵不同而不同。
3.1 平面發育特徵
從平面上看，下奧陶統頂部的風化殼岩溶分布范圍較大，岩溶作用比較強烈，溶蝕深度較大。主要分布在塔中Ⅱ號構造帶、TZ3—TZ7井區、TZ48—TZ38井區、TG1井區和TB2井區。
圖4 塔中上奧陶統上覆地層分布圖
上奧陶統頂部的風化殼岩溶早期分布范圍很小，岩溶作用也不大，僅在TZ25—TZ27井區分布，隨著後期構造運動的改造，在Z1—TZ37—TZ16—TC1—TZ101一線及TB2井周圍一定范圍內由於缺失上奧陶統泥岩段而形成比較強的岩溶作用，該期岩溶作用在上奧陶統灰岩厚度不大的地區還間接地影響到下奧陶統頂面的岩溶發育。
3.2 縱向發育特徵
從縱向上看，在塔中地區兩期風化殼岩溶都具有良好的分帶性，大致可以分為3個帶，自上而下依次為：垂直滲流帶、水平潛流帶和深部緩流帶（圖5）。
圖5 TZ16井中上奧陶統岩溶帶
3.2.1 垂直滲流帶
該帶常位於不整合面與最高潛水面之間，沉積物以代表古土壤的紫紅色泥岩、灰綠色粘土質泥岩、覆蓋角礫灰岩及角礫白雲岩等為主。岩溶作用以垂直方向為主，常形成一些垂向溶孔、溶縫、侵蝕溝、古梁和孤立的落水洞等。該帶的一個最大特點是發育各種裂縫，尤其是風化縫和構造縫，且這些裂縫常被溶蝕。這主要是因為垂直滲流帶處於不整合面地表附近，岩石溫度隨季節變化而變化，岩石在冷熱溫差懸殊下極易產生風化縫［15］。在這些垂向溶孔、溶縫和溶洞中，常被泥、粉砂、各種成因的角礫（垮塌角礫、構造角礫、岩溶角礫）所充填，有些還被方解石膠結物所充填，這些充填物的形態極不規則，大體上以與圍岩垂直或近於垂直的囊狀或脈狀產出，與圍岩呈清晰的溶蝕接觸。
垂直滲流帶在測井曲線上常呈漏斗型，因為在垂直滲流帶中各種膠結、充填作用較強，其儲集性能較差，常形成岩溶帶中相對緻密的岩溶殼，電阻率相對於其下部的潛流帶要高，自然伽馬測井曲線相對於不整合面頂部要低。在地震剖面上有時可見一些沿不整合面發育的侵蝕溝，呈「V」或「U」型。垂直滲流帶的發育深度與岩溶作用強度、所處構造部位和潛水面高低有關，一般在距侵蝕面50m內。
3.2.2 水平潛流帶
水平潛流帶位於枯水期的最低潛水面之下，距侵蝕面一般30～200m，其厚度與補給區高程有關。該帶以發育大量的溶洞和溶孔為主，當然也有一些溶縫，但遠不及垂直滲流帶發育。這是因為該帶處於包水帶，地下水十分活躍，並多沿水平方向流動，在潛水面附近，地下水不飽和，CO2含量高，分壓大，岩溶地下水交替快，溶蝕作用強，易形成水平溶洞，甚至地下暗河，由於構造運動引起的地表升降，在古岩溶地層中可形成若干層水平溶洞［16］。
水平潛流帶在自然伽馬曲線與電阻率曲線上都表現為低值，深、淺側向電阻率間具有較大的正幅度差。在地震上，該帶常表現為低能量、低頻率和弱反射，反射軸的連續性極差。若地下暗河發育，該帶在地震剖面上表現為一弱反射帶，且與相鄰反射呈切割接觸，呈一水平囊狀體。水平潛流帶由於具有大量的孔洞和溶縫，即使被充填，也仍有許多有效儲集空間，因此常成為良好的油氣儲層。
3.2.3 深部緩流帶
該帶位於水平潛流帶下，最大底界深度是岩溶作用的下限，一般可達侵蝕面下300m左右，該帶僅見一些小型水的溶孔和零星溶縫，與普通未發生岩溶作用的層段差別不大，膠結作用在該帶較明顯。
在對塔中地區岩溶發育特徵研究的基礎上，建立了該區奧陶系的岩溶地貌發育模式。區內岩溶地貌表現為較大的地形起伏。從整體上看，具明顯的北高南低的特徵，南北兩側是岩溶高地，中間部位為岩溶谷地，二者之間為岩溶斜坡。
4 不整合面與岩溶發育的關系
影響碳酸鹽岩岩溶發育的主要因素有很多，如古氣候、海平面的升降以及構造活動等［17］。其中構造不整合面決定了古遞降水流平衡面、地下水的深度及活動范圍，水動力場大小對碳酸鹽岩岩溶發育與否起到了極其重要的作用，尤其是風化殼岩溶。因為碳酸鹽岩必須直接出露地表或出露到大氣水能改造的范圍內才會受大氣水中溶解的CO2形成的碳酸溶解［13，15］。構造擠壓運動形成隆起，地層出露水面遭受剝蝕，形成不整合面，這為岩溶的發育提供了最基本的條件。研究表明，不整合面對岩溶發育的控制主要體現在兩個方面：①古構造所形成的不整合面形態；②古構造的形成不整合面的強度級別。
4.1 不整合面形態對風化殼岩溶發育范圍的控制
通過細致研究塔中地區岩溶發育區圖（圖6）可以發現，塔中地區奧陶紀的岩溶幾乎都分布在古構造高點，四周被斷層包圍形成了構造控制岩溶的格局。在古構造的高點，下奧陶統上部和中上奧陶統頂部的地層在不同時期都出露地表遭受剝蝕，這樣下奧陶統頂部和中上奧陶統頂部的灰岩直接出露於不整合面之上，遭受大氣水的淋濾、溶蝕，形成風化殼岩溶。也就是說，風化殼岩溶發育范圍受不整合面形態的控制，即只有在不整合面發育區域，風化殼岩溶才有可能發生。
圖6 塔中地區岩溶發育區示意圖
值得注意的是出露於不整合面之上的中上奧陶統頂部灰岩，由於大部分地區發育有一套泥岩沉積，阻隔了中、上奧陶統頂部灰岩與大氣水的接觸，抑制了風化殼岩溶的發育。這些被泥岩所包圍的碳酸鹽岩「岩塊」區域，在地貌上為高地或丘陵，雖然在志留系前的古地貌背景上存在區域上的地表水古徑流體系，但對這些呈地貌高地的碳酸鹽岩「岩塊」來說，其區域古地表徑流的作用不太大。這些「岩塊」區的大氣水滲入，補給主要靠「岩塊」自身捕獲的大氣降水。另外，這些「岩塊」區頂部的岩性和岩相特徵也是控制其岩溶作用發育的因素之一。TZ50井區至TZ15井區處於棚內緩坡、棚內窪地與棚緣內的相變區內，其上部的泥質條帶灰岩段厚度大、泥質含量高。這些含泥質的泥晶灰岩孔、縫發育較差，可溶解性差，其較低的滲透性和較差的可溶性，影響了岩溶作用的發育。
4.2 不整合面強度級別對風化殼岩溶發育深度的控制
風化殼岩溶發育在垂向上的發育深度不僅與古地貌、構造、岩性和古水文條件等因素有關，而且還與不整合面的強度級別有關。
綜上所述，在全球性的海平面大規模下降時形成的大型不整合面對岩溶發育具有控製作用，在古地貌較高部位，由於遭受強烈的剝蝕，缺少泥岩封蓋，碳酸鹽岩直接出露地表，因而岩溶作用相對較發育。
5 結論
在研究區內，通過不整合面的研究可以得出：多期構造運動和海平面的大規模相對升降變化，形成了區內大型不整合面，並對風化殼岩溶作用產生了一定的控制。風化殼岩溶發育在不整合面的下部，岩溶特徵因其上覆不整合面的發育特徵不同而不同。不整合面的形態控制了風化殼岩溶發育范圍，不整合面的強度級別控制了風化殼岩溶的發育深度。塔中地區中、上奧陶統碳酸鹽岩為特低孔和特低滲儲層，因此對碳酸鹽岩儲層的岩溶發育規律進行研究，對於正確預測碳酸鹽岩儲層的發育規律顯得尤為重要。本文將不整合面特徵與岩溶作用研究相結合，探討不整合面對風化殼岩溶發育的控製作用，旨在探索本區碳酸鹽岩的油氣儲層研究的新思路。
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5. 求助此段的翻譯,地質學描述,高賞分
大吉山鎢礦區位於江西省全南縣大吉山鎮，距縣城41km，大型黑鎢礦床，累計探明儲量(WO3)17.39萬t(據《中國礦床發現史·江西卷》公布的儲量，與表3.12.4略有不同)，並伴生豐富的鉍、鉬、鈹、鈮、鉭等礦產。礦山建設是國家第一個五年計劃的156項重點建設工程之一。
大吉山鎢礦發現於1918年，之後民窿開采。地質調查工作最早始於1929年。1953～1955年由重工業部中南有色局長沙地質勘探公司二○五隊進行大規模的詳細勘探，1956年提交了《大吉山鎢礦地質勘探報告書》。1969年，為尋找富鉭礦在礦床深部發現69號花崗岩型鉭鈮鎢鈹礦體，1982年提交了《江西省全南縣大吉山礦區花崗岩型鉭鈮鎢鈹礦床地質勘探報告》。
礦區位於贛湘粵加里東隆起成礦帶的九連山區。近東西向延展的隆褶帶與北東向斷裂復合部位，是該礦床成岩成礦的主要定位構造。區內地層為寒武系板岩、變質砂岩，是成礦岩體及石英脈型鎢礦床的圍岩；礦區東南側斷陷盆地中分布有泥盆系砂頁岩。兩條平行斷裂分別出現於礦區的西北和東南兩側，走向北東，傾向北西，控制礦床分布范圍，東南側斷裂延伸較遠，為寒武系與泥盆系之分界。區內燕山期花崗岩漿活動頻繁，具有同源多階段成岩成礦演化系列。礦區北側出露有大面積粗粒斑狀黑雲母花崗岩，礦區深部隱伏有中粒二雲母花崗岩；上部過渡為細粒鈉長石化白雲母花崗岩岩蓋，即為鎢鈹鉭鈮礦化岩體，又稱69號岩體。礦區分布有石英脈型黑鎢礦床、岩體浸染型鎢鈹鉭鈮礦床和稀土礦床，構成典型的多型共生鎢礦床。石英脈型黑鎢礦床，礦體主要賦存在燕山早期花崗岩及其外接觸帶的寒武系淺變質岩系中，並以外接觸帶為主。含鎢石英脈(礦脈)，主要呈北西西向和北北東向，平行密集成群成組產出。單脈可見尖滅、再現、膨縮、分支、復合、彎曲等現象。礦區共有編號礦脈113條，其中有開采價值的礦脈103條，並分為南、中、北3組，均向北東傾斜，傾角70°～80°。各脈組由上往下漸次收斂，由西向東漸散開。脈組水平延長一般850～900m，最大達1150m，礦脈延深800～900m，最深可達1000m。平均厚度0.45m，最厚可達3m以上。礦脈圍岩蝕變，主要為硅化、雲英岩化、電氣石化、黑雲母化、綠簾石化、黃鐵礦化等。礦石礦物有黑鎢礦、白鎢礦、輝鉍礦、輝鉬礦、方鉛礦、閃鋅礦等。礦石平均品位WO3 2.033%，伴生鉬0.038%、錫0.02%、鉍0.105%、鈹0.021%。通常將大吉山鎢礦劃為石英脈型黑鎢礦床，實際上根據該區具有多型礦床共生特徵及其所反映的成岩成礦演化系列，可簡略概括為(由早至晚)：成岩階段(黑雲母花崗岩—二雲母花崗岩—白雲母花崗岩—似偉晶岩)→自變質交代礦化階段(白雲母花崗岩浸染型鎢鈹鉭鈮礦床)→岩漿期後含礦熱液充填階段(黑鎢礦石英脈礦床)。
6. 國土資源科學技術一等獎
全國礦產資源利用現狀調查
主要完成人：王安建、王瑞江、李厚民、王高尚、王勇毅、高 蘭、趙汀、李建武、陳其慎、於汶加、孟剛、李瑞萍、高輝、張照志、閆強
完成單位：中國地質科學院礦產資源研究所
成果簡介：該項目是國土資源部2007年部署的規模最大最為系統的礦產資源國情調查工程。經全國31個省區市3萬人5年艱苦努力，耗資22.5億元，完成油氣、鈾、鐵、銅、鋁土礦、煤炭、稀土等28個礦種全部25753個礦區資源儲量及其利用現狀的核查，摸清了我國礦產資源儲量的數量、結構、品質、開發利用及其空間分布現狀，發掘出大量新增資源量，擠掉了資源儲量水分，取得了一系列新認識，建立了全國礦產資源空間資料庫和儲量動態管理支持系統，實現了資源儲量管理從一維屬性數據向二維半空間數據管理的飛躍，為實施「一張圖管礦」、提升管理水平搭建了科技平台。項目形成礦區核查報告21540套，省級匯總報告550套，全國單礦種調查報告28套，圖集300餘冊。
中國鐵礦礦產資源分布圖
全國鐵礦噸位—品位模型
中國岩石圈三維結構
主要完成人：李廷棟、袁學誠、肖慶輝、黃宗理、葉天竺、耿樹方、範本賢、高 銳、肖序常、朱介壽、鄧晉福、姚伯初、張興洲、楊文采、路鳳香
完成單位：中國地質科學院地質研究所
成果簡介：中國大陸和海域岩石圈三維結構多項特徵，取得了12項重要的創新性成果:
（1）提出大致以東經105°（南北地震帶）為界，我國東、西部的岩石圈和軟流圈存在較大差異：西部「層狀」結構明顯、岩石圈厚、軟流圈薄；而東部岩石圈薄、軟流圈厚，可達到200～300千米，導致了軟流圈物質上涌。
（2）指出中國東部和邊緣海地區的莫霍面和岩石圈底界面凹凸不平和不連續，構成了軟流圈與岩石圈之間殼—幔物質交換的「過渡層」。
（3）對華北岩石圈減薄動力學進行數值模擬實驗結果確認：太平洋板塊俯沖動力對華北岩石圈200千米以上沒有影響，在200千米深度之下影響的橫向范圍局限在大陸邊緣200～300千米之內。
信陽—黃驊地震層析剖面圖（「過渡層」）
（4）對中國東部中生代強烈的構造—岩漿活動提出了「東亞型造山作用」的新認識——其成因是深部軟流圈物質上涌；其造山作用劃分為3個階段，即初始造山幕、主造山幕、晚期造山幕。
（5）揭示出中國東部岩石圈「下新上老」的年齡結構，即前寒武紀基底的岩石圈被中生代岩石圈（小於200Ma）置換或熔融交代。
（6）初步劃分和建立了中國大陸岩石圈結構模型，總結和劃分出了5種岩石圈類型：克拉通型、造山帶型、裂谷型、島弧型和邊緣海洋殼型。
（7）提出了中國岩石圈構造單元劃分方案。根據地質、地球物理場和地球化學場特徵，把中國大陸及海區劃分為2個岩石圈構造域和6個岩石圈塊體。
（8）揭示了青藏高原存在巨型南北向構造帶。航空磁測顯示出青藏高原存在巨型南北向構造帶，直至深度60～180千米仍很明顯，表明其深部結構與表層結構具有不統一的特徵。
（9）層析成像研究揭示出印度岩石圈從恆河平原向北俯沖跨過斑公—怒江，在北緯33°附近向深部下插、拆沉，在北緯34°地區形成羌塘地塊深部的低速熔融體，在西昆侖山深部呈現出印度板塊與塔里木板塊直接碰撞，說明了青藏高原地殼加厚的原因。
（10）詳細分析研究了深部作用的資源環境效應。提出中國東部中生代構造—岩漿活動及其伴隨的成礦作用，軟流圈物質上涌是主導因素。
（11）揭示了深部地幔流由西向東流動的3條「通道」軌跡，從而導致了中國東部形成巨厚的軟流圈層。
（12）揭示出太平洋板塊俯沖只對中國東部吉林省琿春地區的深源地震（540千米）起了制約作用。而東部大陸區的淺源地震的動力來源很可能是軟流圈物質的高熱能量轉化為強動力作用的結果。
中國岩石圈構造單元分區圖
沿AB剖面的印度岩石圈地幔俯沖到西昆侖山的圖像
中國東部及周邊地區天然地震震中分布圖（吉林省琿春地區的深源地震）
7. 地質歷史上長江是從東向西流的嗎
是的，在地質歷史上，現在中國這個地區曾經是東高西低，那時候大部分的河流都是從東往西流的。
不過要說現在的長江也是往西流，這個就不太好說了。可以肯定，在現在長江這個地區會有河流自東向西流，但它是否就是現在這條長江，沒有辦法去認定。
在地質歷史上，曾經有一段時間全世界大陸總共只有兩塊，北邊一塊叫勞亞古陸，它後來分裂為亞歐大陸和北美大陸；南邊一塊叫岡瓦納古陸，它後來分裂成非洲、南美、澳洲、印度、阿拉伯等若干小塊。
當時在勞亞古陸與岡瓦納古陸之間，有一個巨大的古忒提斯洋，它是當時世界上僅有的兩大洋之一（另一個是古太平洋，它比現在的太平洋要大得多）。
那個時候，現在中國的青海、西藏、四川西部和雲南西部一帶，都是古忒提斯洋的一部分，而東部則是陸地，並且這個陸地不僅僅限於目前的陸地范圍。
當時現在渤海、黃海、東海、日本海一帶，都是陸地，是勞亞古陸的一部分。
後來，首先發生了一次大規模的造山運動，這場運動現在把它叫做燕山運動，它的實質就是，古太平洋板塊開始向勞亞古陸俯沖。
於是中國東部的陸地在古太平洋的擠壓下隆起成為高山和高原，於是這段時期中國的河流基本上都是從東部發源，向西注入古忒提斯洋。其中有些河流很可能是發源於現在的東海甚至日本海的。
再後來，又發生了一次大規模造山運動，這場造山運動一直持續到今天，在中國叫喜馬拉雅運動，而在歐洲則叫阿爾卑斯運動。
喜馬拉雅運動分為兩個階段，第一個階段，是由於古印度板塊，從岡瓦納大陸分裂出來後就向亞洲運動，但是那時它還沒有直接撞到亞洲，而是在它向北運動過程中，推擠古忒提斯洋板塊向亞洲下面俯沖，從而使得中國西南地區開始隆起成為陸地，並形成列昆侖山、唐古拉山等山脈（這些山脈當時還沒有現在這么高）。這一事件發生在距今大約7500-6500萬年前。
到後來，也就是距今大約4000-3000萬年前開始，古忒提斯洋完全俯沖到亞洲之下，印度板塊則與亞洲正面撞上，於是形成了岡底斯山、喜馬拉雅山等山脈，原先形成的昆侖山、唐古拉山等則進一步升高，最後達到現在的高度。
與此同時，導致燕山運動的太平洋板塊向亞洲俯沖的過程還在繼續，但是情況有了些變化。
太平洋板塊是一個很薄的大洋板塊，因為比較薄，強度比較小，因而它向亞洲俯沖時，向下彎折得比較厲害，俯沖速度也很快，於是板塊前端深入到地幔深處，並在那裡融化，形成岩漿上升。上升的岩漿又將上面的亞洲東部大陸的岩石融化，導致這個地區的地殼變薄。
地殼變薄之後，在重力平衡作用下，地表就要下沉，於是中國東部就越來越低，有些地方沉降為平原，有些地方甚至成為了海洋（渤海、黃海）。
在岩漿上升最厲害的地方，地殼都被融穿，造成岩漿流出，形成了與大洋中脊類似的海底擴張區。現在的日本海和南海都是這樣形成的，東海也有發展成海洋擴張區的趨勢。
就這樣，原來高的東部降下去了，原來是海洋的西部隆起成為高原，所以現在中國的河流大多數是從西向東流的。
8. 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。