地質上的北東向怎麼理解

⑴ 北東向構造帶地質特徵

除緯向構造帶外，北東—北北東向構造是區內另一組重要的構造系統。特別是發育在工區東部呈北東—北北東向相間展布的一系列隆起帶和坳陷帶是這組構造系統最為醒目的宏觀表現形式。其中，隆起帶上分別由太古宙、元古宙及古生代等前中生代的古老地塊及不同時期的侵入岩所組成，或稱為構造岩漿岩帶;而坳陷帶中則主要由侏羅－白堊系火山岩及沉積岩所組成。自西向東依次為紅山子－五分地構造岩漿岩帶(隆起帶)、多倫－棋盤山坳陷帶、銘山老府－翁牛特旗構造岩漿岩帶(隆起帶)、錫伯河－半支箭坳陷帶、黑里河－庫里吐構造岩漿岩帶(隆起帶)、寧城老哈河坳陷帶和努魯兒虎山構造岩漿岩帶(隆起帶)，以及研究區外側的朝陽－北票坳陷帶(圖2－3)。

對於北東—北北東向隆起帶和凹陷帶形成演化及構造性質的歸屬問題，目前尚未見專題研究報道。在不同的文獻中，前人多認為是中生代(尤其是燕山期)以來本區發生強烈構造岩漿活動的產物。然而，綜合分析區域資料，我們認為，區內北東—北北東向的隆起帶與凹陷帶相間分布的構造格局絕不是一蹴而就的，而是經過了自古生代晚期、印支期直到燕山期等長期構造發展演化過程。從構造演化過程角度考慮，至少可以劃分為兩個時期，即華力西晚期—印支期和燕山晚期。華力西晚期—印支期(包括早燕山期)以北東向構造為主;燕山晚期則以北北東向構造為主。其中，燕山晚期的北北東向構造表現相對清晰，主要以斷裂為主的構造活動，伴隨著強烈的火山噴發和岩漿侵入，其具體特徵將在下一節中敘述。

這里，我們僅就北東向構造在區內的表現特徵作一概略分析。由於區內缺少三疊紀地層建造及其相關的構造變形特徵，因此，總體上看，北東向構造在區內表現得不是非常明顯。這也許是長期以來北東向構造未得到重視的主要原因之一。然而，我們注意到，近年來的地質工作及同位素年代學數據，將大量原屬於華力西晚期或者部分屬於燕山早期的花崗質岩石釐定為印支期。這些侵入岩在區內主要呈北東向展布，並有大量的燕山期花崗岩與其伴生在一起。它們共同組成北東向的構造岩漿岩帶，在銘山—河北棋盤山之間以及北部橋頭一帶，沿隆起帶西側控制了二疊系出露，其展布方向大致與隆起帶方向一致，從一定意義上看，顯示了這一北東向隆起帶(構造岩漿岩帶)成生起源於華力西晚期。印支期花崗岩的釐定及其在工區內的表現形式，反映了工區內，甚至是區域范圍內印支期構造岩漿活動是比較強烈的。而本書作者最新的成礦年代學測試也發現，某些鉬礦床的形成確實與印支期岩漿活動有關。因此，我們主要根據印支期花崗岩的表現及分布特徵，釐定出區內4個北東向的構造岩漿岩帶(隆起帶)。各構造岩漿岩帶特徵如下所述:

圖2－3 多倫-赤峰地區中新生代隆起帶與坳陷帶構造格局分布示意圖

一、紅山子－五分地構造岩漿岩帶

位於研究區西北部、克什克騰旗東南部、西拉木倫河以南的地區，西南起自克什克騰旗花鼓台一帶，沿北東經紅山、廣興元、邊牆到五分地一帶，長150km，寬30km。總體展布方向為北50°～60°東。主體構造形跡為北東向展布的花鼓台－五分地復式背斜、一系列同方向的斷裂，以及受其控制的岩漿岩帶組成。構造岩漿岩帶向南西、南東側分別為多倫中生代火山斷陷盆地和棋盤山中新生代火山斷陷盆地所覆蓋;構造帶西側有北北東向大興安嶺主脊斷裂通過。

(一)褶皺

花鼓台－五分地復式背斜分布范圍與隆起帶范圍一致，復背斜主要由二疊系組成，核部由下二疊統的青鳳山組碎屑岩組成，向兩翼依次有原屬下二疊統的班布加拉嘎組、黃崗梁組，上二疊統的鐵營子組、染房地組等。傾角一般為50°～60°。大致包括兩個次級Ⅱ復式褶皺，即西側的雞冠山－蘭家營子華夏系復背斜和東側的道營水－五分地復式背斜;其中，雞冠山－蘭家營子華夏系復背斜相對連續性較好，根據地層建造的不同又可劃分為北東段的鐵營子－蘭家營子華夏系復背斜和南西段的雞冠山－大北溝華夏系復背斜。而道營水－五分地復式背斜特徵與雞冠山－蘭家營子華夏系復背斜相似，但因第三紀(古、新近紀)玄武岩大面積覆蓋，地層出露不完整。以下僅以雞冠山－蘭家營子華夏系復背斜為例加以說明。

1.鐵營子－蘭家營子華夏系復背斜

為該隆起帶北段，鐵營子—蘭家營子一帶，復背斜長30餘千米，最寬達16km。褶皺軸為北50°～55°東。核部地層僅為上二疊統下部鐵營子組，兩翼為上二疊統染房地組及黃崗梁組。核部一帶不僅產狀變化大，傾角由20°～60°不等，而且內部屢見次級褶曲。兩翼傾角亦略有差異，以南東翼稍微陡些，一般在40°～50°之間;北西翼緩，約25°左右，推知該褶皺軸面應該傾向北西。

2.雞冠山－大北溝華夏系復背斜

為該隆起帶南段，位於西南雞冠山—中部大北溝一帶，可見長度超過22km，寬度一般為7～8km。主要由下二疊統火山－碎屑岩組成。沿其軸向(約50°)向北東方向傾伏。該復背斜因受後來的岩體侵入及斷裂破壞，加之中、新生代地層覆蓋，保存很不齊全。但根據地層的出露特點及產狀分析，仍可看出屬比較緊密和復雜的褶皺類型。近核部產狀陡(達60°左右)，兩翼變緩些(30°～40°)，因發育有次一級的褶皺而趨於復雜化。

復式褶皺北東端因鄰近西拉木倫緯向構造帶向北東東向偏轉，形成略向北西突出的弧形構造形跡。至五分地一帶基本上為近東西向，顯示了早期東西向建造的存在及東西向構造對北東向構造的限制和影響。

(二)斷裂

斷裂主要有兩組，分別為北東—南西向和北西—南東向。

北東—南西向斷裂主要沿上述復式褶皺的核部及兩翼，沖斷層發育，但連續性較差。斷裂大部分穿切二疊系，部分穿切了沿其出露的燕山期花崗岩。初步顯示，這些斷裂形成於二疊紀以後，在燕山期又多次活動。根據斷裂發育密集程度，可以劃分為南、北兩段:

(1)南段:主要分布於雞冠山－大北溝復背斜西翼，以龍王廟子附近最為發育，由數條大致平行的逆斷層組成，它們依次向北西沖覆。其中，規模較大的一條是龍王廟子－娘娘廟逆斷層，長達十幾千米，走向大致北東—南西，斷層面向南東傾斜，使二疊系沖覆於侏羅系之上。造成寬達50餘米的破碎帶，並使鄰近的沉積岩層形成平行沖斷面的緊密褶曲。與這些壓性結構面伴生的張性斷層也有發現。在龍王廟子地區，有數條大致平行的北西—南東向斷層，切割了龍王廟子－娘娘廟沖斷帶。其中，黃土坑北西—南東向斷層，被不規則的脈石英和螢石脈充填，膠結了大塊的圍岩角礫，表現了張性斷層的特點。另外，在褶皺東南翼小壩底南，有一北東向沖斷層，長4km，在斷層面附近，花崗岩呈壓碎結構，壓碎帶寬達30餘米，呈北東—南西向延伸。

(2)北段:主要分布於鐵營子－蘭家營子復背斜內部，以復背斜核部的邊牆－張家營子斷裂規模較大。其中，邊牆－張家營子斷裂發育在鐵營子組內部，並使其上部染房地組與其呈斷層接觸，出露長度達15km，沿斷裂及其附近有小東溝岩體、邊牆岩體及張家營子－大營子岩體侵入，它們的長軸方向均與斷裂一致。

(3)在道營水－五分地復背斜的中段，有白岔－紀家營子北東向逆斷層。長10km左右，斷層面南東傾。波及地層為原二疊系黃崗梁組。

北西—南東向斷層規模較大的主要有2條:一條是河盛源西南部的哈巴旗一帶;一條在小東溝東南記營子—鐵營子一帶;它們均垂直復式背斜，並發育有斷層角礫岩，也具有張性斷層的特點。總體上看，這些大致走向北西—南東的張性斷層和與其大體直交的大致北東—南西向的擠壓配置在一起，組成比較清楚的「多」字型構造。

(三)侵入岩

在該復式背斜構造帶上，華力西晚期及燕山早、晚期等不同時代的侵入岩發育。這些侵入岩在空間分布及展布方向上有一定的規律性。總體表現為由褶皺帶中心向外側，岩體的時代逐漸變新。

華力西晚期岩體出露於褶皺系中部的吳營子、廣興元一帶，包括廣興元、吳營子和北大溝3個岩體，岩石類型早期為花崗閃長岩、石英閃長岩、石英二長岩等，晚期為鉀長花崗岩、二長花崗岩等。單個岩體呈岩株狀或不對稱的啞鈴狀，但總體呈南北向串珠狀沿克什克騰旗—廣興元南北向河流(谷)分布。

燕山期侵入岩包括早、晚兩期，以早期規模最大，具有多期次侵入特徵，以廣興元－紅山花崗岩規模最大，其次是上伙房、大營子斑狀花崗岩、東大土溝腦等地的花崗閃長岩、石英閃長岩等。其中，紅山岩體呈橢圓形岩基，面積達230km²，可能受東西向構造與北東—北北東向構造交會部位的影響。其侵入最新地層為白堊系晶屑凝灰岩等，並為第三紀(古、新近紀)玄武岩所覆蓋。部分岩體總體呈現北東向沿著背斜核部及同方向的斷裂侵入，如邊牆岩體、張家營子－大營子岩體。燕山晚期岩體以花崗岩、花崗斑岩為主，在褶皺系的西南端花鼓台一帶、道營水－五分地復式背斜內部，以及東部火山盆地中均有廣泛出露。規模最大的屬小東溝東側的大托河(張家營子)岩體，岩體長軸方向與北東向構造方向一致，面積約105km²。岩體侵入最新地層為下白堊統，由中細粒鉀長花崗岩組成。但是，綜合分析燕山晚期花崗岩及花崗斑岩的展布方向，明顯具有北北東向展布的特點，顯示受到後期北北東向新華夏系構造的影響。

沿該隆起帶，礦產資源非常豐富，已探明有小東溝中型鉬礦床1處，紅山小型鈾－鉬礦床1處，另有鉬礦(化)點、鉛鋅礦點、銅礦點等多處。根據礦控因素的分析，礦產主要與燕山早、中期花崗岩有關。已探明的鉬礦資源基本上都發育在燕山早期花崗岩的內外接觸帶附近。鉛鋅礦化主要發育在岩體的外接觸帶。

二、銘山(老府)－翁牛特旗構造岩漿岩帶

該構造岩漿岩帶東西出露寬25km，南北長80km，由3個相互分離的隆起帶組成，即西南段的銘山－紅花溝隆起、解放營子隆起和小營子隆起。隆起帶跨越了傳統的地台與褶皺帶的界線。總體呈北東45°～50°方向展布。以銘山－紅花溝隆起規模較大。由於各隆起所在的構造單元不同，因此，各自的地層及岩漿岩組成不同。

銘山－紅花溝隆起位於赤峰－開原斷裂以南地區，地層以太古宙變質岩為主，有少量中新元古代地層出露;岩漿岩以燕山期花崗岩為主，如銘山花崗岩體、四道溝花崗岩體等，少量的印支期閃長岩，如柴胡欄子金礦區的輝長閃長岩。隆起帶內早期東西向斷裂構造非常發育，由於這些斷裂在中新生代多次活動，對隆起帶的發生發展及其成礦作用具有重要影響。隆起帶內自北而南為赤峰－開原斷裂、陰河斷裂、銘山－紅花溝斷裂、圍場－青山－錦山斷裂等。該隆起帶在紅花溝一帶形成向南東突出的弧形構造。紅花溝金礦田位於該隆起帶向南東突出的弧形部位。

解放營子隆起和小營子隆起是多倫－翁牛特隆起褶皺帶中次級構造單元翁牛特隆起的組成部分，地層組成主要為下古生界奧陶－志留系、志留系、石炭系、二疊系等，它們分別組成了炮手營子－李家營子背斜和上大廟－朝陽溝背斜及中洋草溝－下歪脖子井背斜等，均是東西—北東東向多倫－翁牛特復背斜的重要成分。

小營子隆起侵入岩以燕山早期大蝦爾烏蘇花崗閃長岩體為主，其次夾持有少量華力西晚期基性、超基性岩岩瘤。其南北兩側分別為少郎斷裂和橋頭－哈拉道口斷裂。東部有北北東向斷裂構造控制了梧桐花斷陷盆地與該隆起帶相鄰。少郎河鉛鋅多金屬礦結即位於該隆起帶內。

解放營子隆起侵入岩則有華力西期花崗閃長岩、印支期閃長岩－花崗閃長岩、燕山期花崗岩、花崗斑岩等。燕山晚期花崗斑岩呈北東向分布，形成火山機構的一部分。尤其是印支期花崗閃長岩長軸方向為北東東向展布，顯示岩漿岩侵位受北東向構造控制。同樣，其南、北兩側分別為橋頭－哈拉道口斷裂和出頭朗－水地斷裂所穿切，東部有北北東向斷裂穿過。隆起帶南部有水地雞冠山鉬礦及上大壩銀(錳)礦。

由於大面積第四系覆蓋，除了各自地層中展示的早期東西向構造以外，與該隆起帶伴隨的褶皺及斷裂構造均表現不很強烈。但值得注意的是，在隆起帶西南段的銘山—河北棋盤山之間，以及北部橋頭一帶，有規模不大的二疊系出露，其展布方向大致與隆起帶方向一致，從一定意義上顯示了這一北東向隆起帶(構造岩漿岩帶)成生起源於華力西晚期。

三、黑里河－庫里吐構造岩漿岩帶

西南起寧城縣黑里河，向北東經錦山、黑水直到敖漢旗的庫里吐一帶，區內該帶東西寬45km左右，長約200km。總體展布方向為北東45°～50°方向。向南西延入河北平泉，是區內印支—燕山期花崗岩最為發育的隆起帶。在赤峰市至黑水一帶，被北北東向八里罕斷裂切割，分隔成西南和東北兩段。

西南段為寧城縣黑里河—松山區瓦房一帶，即習稱的「馬鞍山隆起」，主體岩石為太古宙變質岩、中新元古代碳酸鹽岩夾碎屑岩、華力西期閃長岩及花崗岩、印支期二長花崗岩、燕山期花崗岩等。其中，1∶20萬區域地質調查報告(喀喇沁旗幅)中確定的早燕山期喀喇沁岩體已被解體並分化成由印支期二長花崗岩和燕山期花崗岩－二長花崗岩組成的復式岩體。該岩體岩相變化較大，岩體總長70km，寬35km。在錦山一帶尚有燕山中晚期安家營子花崗岩及其流紋斑岩脈岩群。該隆起帶東、西兩側分別為紅山－八里罕斷裂帶和赤峰－錦山斷裂所圍限，作為各自與相鄰的中生代火山斷陷盆地的邊界斷裂。

隆起帶南、北段早期東西向斷裂構造非常發育，南部為黑里河斷裂帶，北側為錦山－青山－婁子店－金廠溝梁斷裂(赤峰－開原斷裂的組成部分)。這些斷裂在中新生代多次活動。

北東段位於八里罕斷裂的東側，南起遼寧的黑水，北至內蒙古敖漢旗的庫里吐一帶;西以八里罕斷裂為界，東至敖漢旗新惠鎮。總體長約60km，寬為10～50km。以撰山子金礦為界，大致劃分為南北兩部分:南部大致與燒鍋營子隆起范圍相當，主要在遼寧境內。由華力西期、燕山期花崗岩組成;在岩體周邊有少量中新元古代及古生代地層。受東西向斷裂和北北東向斷裂及岩漿岩的影響，地層多遭受緊閉式褶皺且產狀變化多樣。北部為敖漢旗復向斜的西段，地層組成主要為石炭系和二疊系。岩漿岩主要為燕山期花崗岩，少量華力西期花崗閃長岩，多以岩株狀產出。

隆起帶中早期東西向斷裂構造非常發育，南部為蒼子－井上斷裂、北部有大廟－後公地斷裂等。撰山子金礦區位於燒鍋營子隆起的北側外圍。

四、努魯兒虎山構造岩漿岩帶

又稱「建平(葉柏壽)－青龍鎮隆起帶」，它是斜接復合於東西向構造帶之上的北東向次級隆起帶。位於研究區東南部，南起遼寧建平(葉柏壽)，北至敖漢旗下窪一帶，西起敖漢旗乃林，東至遼寧黑城子，南部東西寬25km，北部東西寬125km。南北寬180km。

以赤峰－開原斷裂為界，分為南北兩部分:

南部以建平抬拱及努魯兒虎隆起帶為主體。隆斷帶中太古宙基底變質岩(表殼岩及太古宙花崗質片麻岩)廣泛出露，組成努魯兒虎復背斜:南、北兩側分別為葉柏壽－北票(承德－北票)深斷裂帶和赤峰－開原大斷裂，二者在金廠溝梁以東合並後繼續向東延伸。其中，承德－北票斷裂本身即為北東向展布，並構成內蒙古地軸隆起帶與燕遼沉降帶的分界線。華力西晚期—印支期花崗岩大面積出露，屬於華力西晚期的代表性的岩體如建平岩體、大廟－大黑山岩體等，而印支期花崗岩則以金廠溝梁金礦南側的西檯子似斑狀花崗岩為代表。

北部則主要為敖漢旗復向斜的東段，以晚古生代地層為主組成多個不同規模的褶皺。家道溝－搗格郎營子華夏系復背斜帶，核部主要為下石炭統上部的白家店組及中石炭統的家道溝組等。兩翼地層除家道溝組外，依次尚有上石炭統酒局子組及下二疊統青風山組等。褶皺軸呈波狀延伸。兩翼發育有次級褶皺，較大的是酒局子北西的復向斜，此處傾角大多在40°～50°之間。岩漿岩以華力西期花崗岩為主，其次是少量的燕山期花崗岩。華力西期花崗岩總體呈北東東向展布，與南部華力西期花崗岩組成及展布方向一致。

北東向構造帶伴隨的斷裂構造不甚發育，或者說是表現不明顯。

以上較為詳細地敘述了北東向構造岩漿岩帶(隆起帶)的基本組成和地質特徵。實際上，關於區內北東向構造的性質和歸屬問題是本次研究工作中所注意和提出的問題。由於區內缺少三疊系地層建造及其相關的構造變形特徵，因此，總體上看，北東向構造在區內表現不是非常明顯，但近年來的地質工作又確實釐定出大量屬於印支期的花崗質岩石，這些印支期侵入岩，一方面與區域性東西向斷裂關系密切，部分岩體長軸呈近東西分布;另一方面，又有大量的燕山期花崗岩與其伴生在一起。它們共同組成北東向的構造岩漿岩帶，這些構造岩漿岩帶與燕山晚期北北東向構造形跡之間具有明顯的疊加關系，後者多與北東向構造帶之間呈小角度斜接復合關系。因此，綜合各個方面的特點，我們認為，區內北東向構造具有明顯的承前啟後的特點。如果將北東向構造歸屬於傳統的華夏系的話，這樣一個構造體系在晚古生代即已開始啟動，在印支期達到高峰，並延續到燕山早期。

⑵ 地質羅盤上的東西方向為什麼是反的

地質羅盤上來的正北（0度）方向自即是羅盤上的指示方向（瞄準方向），用羅盤測定的是指示方向與正北方向的夾角，角度是讀取北針所指的位置上的刻度數值，而指針永遠是南北指向，測向時轉動的是刻度盤，所以羅盤上的刻度是東西反向的。

⑶ 近東西向的典型走廊域地球物理剖面的地質解釋

圖9.1 華北地區典型地球物理（DDS）及其地質解釋剖面分布示意圖

近東西向走廊域地球物理剖面選擇4條，即連雲港—臨沂—泗水—肥城剖面（1），諸城—定縣—托克托剖面（2），鄭州—臨汾—靖邊剖面（3）和延安—銀川—阿拉善左旗剖面（4），它們由東到西依次切穿研究區華北似環狀裂谷盆地及其東西兩側山嶺和鄂爾多斯克拉通塊體及其東西兩側盆地兩個一級新生代地貌—構造單元，及其東鄰的揚子塊體和西鄰的阿拉善塊體，具有近東西向的代表性。

9.1.1.1連雲港—臨沂—泗水剖面的地質特徵及其地質解釋

該剖面（響水—肥城段的地質解釋見圖9.2）所穿越的次級單元為蘇魯淮中央山地，主要包括蘇魯超高壓變質帶（UHP）、郯廬斷裂帶和魯西塊體，前者是夾持於華北塊體與揚子塊體之間的大透鏡狀塊體（馬杏垣，1989），包括蘇北和膠南的一部分。其南東界以嘉山—響水斷裂與揚子塊體分界，該塊體主要由元古宇變質岩系組成。元古宇劃分為兩個群（王致本，1986；孫競雄等，1988），古元古界在蘇北稱東海群，在山東稱膠南群，中新元古界稱海州群。東海群（膠南群）以藍晶石十字石變質帶的中壓低角閃岩相為主，混合岩化作用普遍。不整合覆蓋其上的海州群分兩個組：下部錦屏組為含磷白雲質碳酸鹽—泥砂質沉積建造，厚160～400 m，上部雲台組原岩為含大量的中酸性火山岩碎屑的沉積建造，厚度超過5000 m。經高壓的低至高綠片岩相區域動力變質作用後，前者形成磷灰岩—片岩變質建造，後者形成變粒岩—淺粒岩變質建造（屬陽起石＋鈉長石變質帶和藍閃石＋硬玉＋石英＋鈉長石高壓礦物組合）。東海群經海州運動而強烈變形，可分出4個世代的褶皺，主期構造為北東東向。

圖9.2 響水—肥城地球物理剖面的地質解釋

另一突出的構造特徵是交織的韌性剪切帶與弱應變域的發育（馬杏垣，1989）以及相伴出現的為數眾多的超鎂鐵岩和榴輝岩岩塊。這些超鎂鐵岩和榴輝岩岩塊引起了地質學家們的興趣，近年來，對本地質條帶內的蘇北東海、贛榆和膠南的莒南、日照一帶的榴輝岩的研究認為在東海地區的石榴子石剛玉岩和榴輝岩中發現鎂十字石，表明這些岩石是在極高的壓力下形成的。張儒媛等（1990）在東海榴輝岩中發現柯石英及其假象，還有其它高壓礦物，如富鈉鎂閃石（Nyboeite）和高鋁榍石等，柯石英的形成至少需要2500 MPa壓力或80km以上埋深的載荷，因此柯石英榴輝岩的形成主要是由於增壓並非由於增溫。他們還認為該區榴輝岩是由殼源物質形成的。礦物化學證據表明其形成是由於印支期（217～243.9 Ma，李曙光等，1989）揚子塊體向華北塊體的俯沖和碰撞使岩石圈加厚所至。結合地球物理解釋，上地殼的岩石和構造可追蹤至中、下地殼。但從日照超基性岩體內的榴輝岩全岩和礦物的（⁸⁷Sr/⁸⁶Sr）_I=0.703589～0.703860，又反映了與地幔軟流圈相類似的同位素特徵。因此，也不能排除有的榴輝岩是幔源岩漿成因的。楊文采等（2001）的研究在早、中三疊世大別—蘇魯塊體向北俯沖，在擠壓環境中大別—蘇魯塊體從揚子裂開並為下沉的海洋岩石圈拖曳到約150km深處，使岩石發生超高壓變質作用，地幔楔的超基性岩也擠入到俯沖塊體中，晚三疊世的局部拉張和快速折返才形成蘇魯典型的超高壓變質帶。早、中侏羅世揚子塊體與華北塊體繼續收斂，使大別—蘇魯塊體向華北塊體下方的陸間俯沖也到達150km的深度，但沒有岩塊的快速折返，而是使地殼物質停留在上地幔並慢慢地局部熔融分異，造成地幔上隆和大陸裂谷化至新生代。此時發育了包括響水斷裂在內的北東向正斷層，使連雲港一線以東南沉降為盆地和平原。

蘇魯超高壓帶與魯西塊體以郯廬斷裂帶為界。本斷面穿越該斷裂帶的沂沭段，走向北東17°～20°，寬20～30km。該帶可能萌生於印支期，為左旋走滑性質。它的構造性質和樣式在以後不同的構造階段發生了相應的變化：早—中侏羅世區域性隆升期它呈現為壓剪性質，晚侏羅世開始緩慢擴展，沉積了夾火山碎屑的河湖相沉積，早白堊世發生強烈的火山裂隙噴發，形成玄武岩—粗面岩及粗面安山岩—鹼流岩組合，還有苦橄岩系列和拉斑玄武岩，構成青山組，厚逾3000 m，晚白堊世在地塹內堆積了王氏組紅棕色洪積粗碎屑岩，厚約2000 m，第三紀以來斷裂帶經歷了右旋壓剪性運動，廣泛產生褶皺和逆沖構造。該斷裂帶具有強烈的地震活動性，如1668年郯城8.5級地震的發生以及小震的密集分布具是例證。

魯西塊體是一個掀斜塊斷地區，基底泰山雜岩在抬起部分出露。片麻岩的片理方向由西部的北西嚮往東逐漸變為北北東向，總的呈扇狀分布泰山雜岩為巨厚的片麻岩與角閃岩系列，泰山雜岩包括兩種地質實體，即基底片麻岩和深成侵入岩組合。印支運動以後構造格局發生顯著變化，特別是晚侏羅至早白堊世的燕山運動使本區發生強烈塊斷作用、廣泛的鈣鹼性火山作用及花崗質岩漿侵入作用。魯西的大斷裂走向多為北西向，常常作為中—新生代盆地與相鄰山區的分界。它們開始都是正斷層，但到新近紀顯示壓性特徵，有些斷層至今仍在活動。本斷面內有一條大的北東向斷層，即上五井斷裂，沿斷裂分布有金伯利岩脈，故前人認為它是超殼斷裂。

9.1.1.2諸城—定縣—托克托剖面的地質特徵及其地質解釋

淄博—大同段的地質解釋見圖9.3。該剖面主要穿越魯西塊體西緣、華北裂谷盆地、太行山嶺（包括五台山和恆山塊體）、大同盆地和鄂爾多斯克拉通塊體。魯西塊體前已述及，其西側以齊河—廣饒斷裂與華北裂谷盆地分界，齊河—廣饒斷裂自白堊紀至今主要為正斷層。現今華北裂谷盆地走向為北北東向，其地殼構造、地質歷史和新生代沉積暗示著在始新世裂谷發生時其地殼厚度約為40km。如果現今的前新生代地殼厚度完全是由於古近紀的伸展而變薄的，則冀中坳陷至少比原寬度伸展了30%（Hellinger et al.,1985）。

圖9.3 淄博—大同地質、地球物理綜合剖面

華北裂谷盆地的演化大致經歷了兩個沉降階段，古近紀裂開和差異沉降及較均一的新近紀—第四紀整體下沉階段。這些坳陷的下地殼和上地幔的P波和S波速度比穩定大陸下的低5%～10%（Ye Hong et al.,1985）。華北裂谷盆地本身及其向兩側山嶺的過渡，地殼構造橫向變化很大。其主要特徵是地殼較薄，厚約30～34km，上、中地殼P波速度一般比相鄰塊體中的低，特別是中地殼。裂谷盆地的熱流值可高達70.8～81.8 m W/m²。橫斷面上呈「兩坳夾一隆」的特點，東側的濟陽坳陷下面主要為中地殼低速高導層，地球物理剖面上見不到上、中地殼的界面，莫霍面上隆，發育大量的古近紀玄武岩；西側的冀中坳陷下的高導層深約22km，位於中、下地殼之間，地球物理剖面上見不到上、中、下地殼的界面，同樣發育古近紀玄武岩和莫霍面上隆的特徵。「兩坳」意味著與軟流圈擴展和基性岩漿上侵有關的地幔上拱帶的存在。坳陷下殼幔過渡型莫霍面的發育和較高的下地殼波速暗示著下地殼在伸展過程中由玄武質岩漿墊托和與地幔岩漿作用有關的岩床與岩牆的侵入。解釋性剖面中表示的殼—幔過渡帶實際上是眾多的新生代岩牆和岩床停滯在高度拉伸的地殼之下在上地幔中的表現。古近紀晚期—第四紀伸展構造包括一系列鏟式正斷層，傾角上陡下緩，向下可能與深部低角度滑脫面歸並。這些斷層的上盤主要沿北西西—南東東的伸展方向滑脫暗示，此時可能為純剪切或分布剪切機制下的伸展並形成地殼尺度的大型「香腸構造」。華北裂谷盆地中部的滄縣隆起和埕寧隆起顯示莫霍面下凹的特徵，只發育上地殼低速體，在地球物理剖面上可以見到上、中、下地殼之間的界線。造成華北裂谷盆地的差異性塊狀升降和透鏡狀殼內剪切拆離的原因可能是軟流圈地幔的上隆和對流。同時造成盆地下面微裂隙、流體（包括油氣）和可能有超殼斷裂的發育，顯示現代活動裂谷的特徵。這種地幔熱物質的上涌，必將產生在橫向與垂向都不均勻的擾動應力場，並從而誘發地震。1966年3月邢台地震序列由本斷面內的束鹿地塹向南南西延伸。7.2級主震顯然與束鹿地塹東緣斷裂有關。徐傑等（1988）研究認定地震是由高角度地震斷層與緩傾的新河鏟式斷裂交切引起的，因為這一交切可能作為震區地殼介質中的障礙而存在。震源機制和野外觀察表明北北東—北東向正斷層具右旋走滑性質、而北西西向斷裂具左旋性質。

圖9.4 太行山山前中—新生代伸展滑脫構造綱要圖

（據張家聲等，2002）

太行山嶺（包括五台、恆山）是一個隆升的早前寒武紀塊體，具薄的中元古代至顯生宙的蓋層。其西部在新近紀至第四紀時期裂陷而形成盆嶺構造，是山西裂谷系北端伸展構造區的一部分。它東以太行山山前斷裂（圖9.4）與華北裂谷盆地分界，西界為大同盆地西緣的鵝毛口斷裂。基底構造格局表現為兩個太古宙陸核，即西北的恆山雜岩和東南的阜平雜岩，中間被古元古代五台群和滹沱群褶皺帶所縫合。太行山山前斷裂發育兩枝，東枝位於定縣西側，為一第四系覆蓋的隱伏北北東向正斷層，西枝主要發育於太行山東麓，北北東向延伸，該斷裂上部較陡，下部呈鏟狀隱沒於上、中地殼之間，燕山期以逆沖推覆為主，喜馬拉雅期主要為拆離為主，主滑脫面主要出現在結晶基底頂部-沉積蓋層下部之間的不同層位上。華北中部出露的前寒武紀高級變質岩記錄了兩次卸載抬升的歷史（張家聲等，2002），大同-懷安地區高壓麻粒岩地體的變質-構造研究表明，早期的卸載抬升發生在太古宙末期的擠壓造山作用之後，拆離帶以發育透入性的下地殼麻粒岩相伸展拆離構造組構為特徵，反映了受重力均衡和底劈的聯合作用下地殼物質卸載抬升的動力學過程；太行山地區的研究表明，晚期的卸載抬升發生在中生代末至新生代期間，結晶基底因上覆沉積蓋層的拆離滑脫而最終抬升暴露地表。中—新生代低角度拆離斷層以發育斷層碎裂岩為特徵，未見典型的糜棱岩。一般情況下，發生在中、下地殼的拆離作用以形成糜棱岩系列或糜棱片麻岩類變形岩石，區別於拆離帶上盤的高角度正斷層組合，本區阜平、贊皇變質核雜岩僅頂部數十厘米至數米的岩石受到滑脫構造變形的影響，但沒有發育典型的糜棱岩。結晶基底內部基本上保留完整的早期高級變質作用條件下的變形構造，局部發育的眼球狀糜棱片麻岩、桿狀糜棱岩片麻岩、變晶糜棱岩等強烈變形帶均為早期變動的產物。它們無論在構造幾何學、變形運動學和變形溫壓條件等方面，都不同於中—新生代的拆離構造，且在絕大部分地段與晚期伸展滑脫構造高角度相交（圖9.4）。中—新生代主要的伸展滑脫作用發生在上地殼層次（小於10km），拆離帶變形岩石以准塑性（基底）－脆性（基底和蓋層）變形機制為主，局部出現大規模的碎裂流動，形成數十米厚具定向組構的構造混雜岩帶。主滑脫面傾向SEE或SE，傾角20°～30°，拉伸線理的傾伏方向變化在東至南東之間，變形運動學標志示正斷層滑動。沿滑脫面存在不同程度的岩層缺失，包括長城系底部厚層長石石英砂岩破碎、變薄或完全缺失。在阜平、贊皇雜岩內部局部發現低角度片理化帶或初糜棱岩帶（低綠片岩相，上盤分別向北西或向南滑脫的小型正斷層），代表主滑脫期在較深層次上的變形，而區內普遍發育的高角度脆性正斷層，則代表晚期近地表條件下伸展作用的產物。根據裂變徑跡年齡（張家聲等，2002），並且結合太行山區3級夷平面的年代學資料，以及對華北平原區斷陷盆地的沉積構造分析結果，華北中部大陸地殼的加厚作用發生在白堊紀中期（134 Ma±9 Ma～92 Ma+4 Ma）；主要的伸展滑脫作用開始於白堊紀末（68 Ma前），並經歷了68～52 Ma和23～18 Ma兩個快速變動階段。其中早期伸展滑脫和快速抬升主要發生在太行山北段，形成了石家莊以北太行山前主滑脫面；晚期的伸展滑脫和快速抬升主要發生在太行山南段。與之對應，在華北平原區的不同凹陷盆地中均形成了快速堆積。太行山山前和華北平原區一系列中、新生代盆地的構造和沉積特徵分析表明，山西高原與華北平原的地貌差異，是中生代末以來的構造變動形成的。沿太行山前斷裂主要的伸展滑脫作用開始於晚白堊世末，局部應力場表現為NW—SE方向上的近水平拉張。北段（石家莊以北）拆離帶在盆地下面沿傾向延伸70km左右。沿拆離帶的最大水平滑脫量達17km，相對升降幅度5～6km。華北平原區的冀中、黃驊、遼河、渤海灣等斷陷或凹陷盆地，以及滄東、營口－濰坊等一系列NE、NNE走向的隱伏斷裂的形成演化，均與太行山前拆離斷層的多階段活動有關（張家聲等，2002）。

太行山嶺（包括五台、阜平）中生代為擠壓碰撞構造帶，它們的沉積、構造、變質作用和岩漿活動具有不對稱性。這兩個群的岩石代表了增生和碰撞的一系列構造的組分（李繼亮等，1990）。五台群表現為褶皺逆沖構造帶，與太行山前斷裂中生代呈對沖形式，如阜平東側的太行山前斷裂向西逆沖，而阜平西側的龍泉關斷裂（太白維山斷裂）（圖9.5上）和東山底斷層向東逆沖（圖9.5下）。

鵝毛口斷裂為鄂爾多斯克拉通塊體與華北塊體的分界線。新生代在山西塊體軸部發育了山西裂谷系。其西緣的北北東向鵝毛口斷裂繼承利用中生代逆沖斷裂帶下滑為正斷層（劉光勛，1985）（圖9.6），但是它具有明顯的右旋走滑分量。往東發育了山西裂谷系北端的伸展區，斷面切過沿滹沱河的裂谷盆地（徐錫偉等，1988）。該盆地走向北東—北東東，南側為五台山北麓斷裂所限，為半地塹。大同盆地東南緣及繁峙一帶在漸新世有玄武岩漿噴發，岩流厚達千米，其時代為25.8～35.2 Ma（陳文寄等，1985）。第四紀時期在大同盆地又有玄武岩漿噴發，火山錐至今仍清楚可見。

太行山嶺和西側的大同盆地以華北塊體為基底，中生代呈逆沖到鄂爾多斯克拉通塊體基底之上，而使五台—大同一帶下部具有雙重陸殼特徵，地球物理剖面上見不到中地殼，地殼厚度大於40km，發育相當於中地殼低速體（參見圖3.15），據低速體和υ_P=6.2km/s等值線顯示的幾何形態，認為是鄂爾多斯的上地殼向東俯沖在華北地殼下面的結果，中地殼低速體可能是燕山期過鋁高硅花崗岩岩漿房，五台一帶出露的鐵瓦殿型過鋁高硅黑雲母花崗岩體即是其在地殼淺部的響應（圖9.7），說明為鄂爾多斯克拉通塊體燕山期向華北塊體基底下方深俯沖帶前緣的產物，屬S型花崗岩，暗示鄂爾多斯塊體上部地殼局部熔融的產物；而東側阜平—定縣的太行下方基底可見上、中、下地殼，但地殼厚度只有30多千米，發育中地殼低速體，但其υ_P值大於前者，可能為華北塊體中下地殼局部熔融形成的，暗示燕山期偏鋁低硅花崗岩岩漿房，阜平一帶出露的王安鎮型花崗岩岩體即是其地表的響應（圖9.8）。另根據航磁資料，在鵝毛口斷裂西側出現北東向線性強負磁異常，暗示鄂爾多斯克拉通塊體在向華北塊體基底深俯沖過程中其蓋層沉積物的堆疊（圖9.3）。

圖9.5 太白維山逆沖推覆構造（上）和四道溝逆沖構造（下）剖面圖

（據《山西省區域地質志》，1989）

圖9.6 鵝毛口斷裂剖面圖

（據《山西省區域地質志》，1989）

五台下面的鄂爾多斯基底的下地殼出現的低速體可能為鄂爾多斯上地殼在深俯沖過程中局部熔融產生過鋁—高硅S型花崗岩岩漿之後的中基性殘留物，下地殼低速體的核心可能還有未分離走的花崗岩岩漿，使其速度值比周邊的低。從花崗岩類的過鋁—高硅（五台山區）和偏鋁—低硅（太行山區）在阜平一線分界，可推測鄂爾多斯塊體向華北下方的深俯沖前緣帶沒有過阜平一線，從阜平一線以東的地殼厚度大幅度減薄也說明了這一點。這樣，太行—五台—恆山是一個巨大的逆沖推覆體，逆掩在鄂爾多斯克拉通塊體之上，燕山期的收縮變形構造的一部分仍保留在現今陸殼結構中。

圖9.7 鐵瓦殿型岩體鋁飽和指數圖解（左）和硅—鹼圖解（右）

圖9.8 王安鎮型岩體鋁飽和指數圖解（左）和硅一鹼圖解（右）

鄂爾多斯塊體是一個深埋的克拉通塊體，故有盆地塊體之稱。它具有前中元古代基底與中元古代至顯生宙的蓋層。自晚三疊世開始華北東部隆起，內陸盆地向西收縮，從此鄂爾多斯內陸開闊盆地開始出現穩定型河湖相沉積、含煤碎屑及泥質組合。早白堊世晚期盆地並整體上隆，遭受剝蝕，至晚白堊世已成高地，沉積物僅堆積在西北邊緣。

9.1.1.3鄭州—臨汾—靖邊地球物理剖面的地質解釋

該剖面穿越華北塊體和鄂爾多斯塊體的結合部位，主要次級構造單元自東向西有鄭州盆地、太行山嶺（南段）、臨汾盆地、呂梁隆起和鄂爾多斯克拉通塊體。其地質解釋剖面見圖9.9。

鄭州盆地的地質特徵總體與華北盆地相似，以太行山南麓斷裂與太行山嶺分開，該斷裂性質在淄博—大同剖面中已詳細說明，主要特徵仍為中生代為向北西逆沖性質，新生代沿用中生代斷層面向南東方向伸展拆離形成鄭州盆地。與北部不同的是太行山嶺之上還保存有古生代和中生代蓋層沉積，顯示山嶺南部邊緣特徵。山嶺下方的莫霍面向下凹，地殼較之東西兩側的盆地（鄭州盆地和臨汾盆地）厚度大，約35km，但中下地殼變化不大，主要是上地殼的增厚，該段華北塊體基底的下地殼發育比較平穩的低速層，橫向變化不明顯。

圖9.9 鄭州—臨汾—靖邊地球物理剖面的地質解釋

山西斷陷帶是一條右旋拉張一剪切活動構造帶，也是我國東部一條重要的地震帶。據此帶盆地和斷裂的空間展布、活動性質、形成和演化特點及地震活動性等，可將其分為3段：中段是剪切段，主要由北北東—北東向的右旋正—平移斷裂及其控制的斷陷盆地組成，南北兩段為拉張段，基本由北東東向正斷裂及其控制的盆地所組成。臨汾盆地位於剪切段的南部，東西兩側分別被霍山—大陽斷裂和羅雲山斷裂所限，它上新世開始發育，堆積的新生代地層厚2200 m，其中第四系厚800 m。1303年8級和1695年7.5級地震發生於此地塹中。該盆地下方發育上地殼低速體和燕山期中地殼低速體，前者可能上、中地殼的拆離帶，後者為鄂爾多斯克拉通塊體向華北塊體燕山期深俯沖造成的鄂爾多斯上地殼物質的局部熔融體，新生代時期在該盆地下方有地幔上隆，顯示Moho面上凸，但幅度不大。西側的羅雲山斷裂中生代為向西逆沖，新生代在原斷層面東側發育正斷層，上部傾角陡，下部拆離，顯示簡單剪切機制下的伸展，拆離面可能為下地殼中部的低速層（圖9.9，圖9.10）。

圖9.10 羅雲山—龍門山逆沖斷裂地質剖面圖

（據劉光勛等，1986）

鄂爾多斯塊體是一個比較完整的構造單位，具有太古宙和早元古代的結晶基底。中—新元古代，鄰近的坳拉槽的沉積向台坳的部分地區超覆。古生代是個相對較穩定的構造單位，古地形北高南低。寒武紀至中奧陶世，台坳中南部沉積了海相碎屑岩和碳酸鹽岩，岩性穩定，厚度不大。晚奧陶世到早石炭世整體抬升為陸，缺失沉積。中石炭世到二疊紀復又下沉，形成一套以海陸交互相最後以陸相為特徵的碎屑岩。三疊紀開始成為西深東淺的大型內陸坳陷盆地，廣泛堆積了三疊紀至早白堊世的陸相地層。早白堊世末期的燕山運動使蓋層產生寬緩褶皺，台坳開始整體抬升，遭受剝蝕。新生代時期，它以緩慢隆升運動為主。與北部不同的是該剖面可見上、中、下地殼，界面平穩，說明是一個非常穩定的塊體。

9.1.1.4阿拉善左旗—銀川—延安地球物理剖面的地質解釋

圖9.11 阿拉善左旗—銀川—延安地球物理剖面的地質解釋

（地球物理資料引自孫武城等，1992）

該剖面根據奉賢—阿拉善左旗地學斷面，結合地表地質特徵進行解釋（圖9.11 ）。該剖面穿越鄂爾多斯克拉通塊體、銀川及其周邊山嶺和阿拉善地塊。鄂爾多斯塊體前已述及，是一個穩定的克拉通，地殼厚度約42km，這里為其西部邊緣，與中心部位不同的是地殼厚度略有變薄，上地殼更薄，而下地殼增厚，莫霍面向西邊淺。其西側以桌子山—平涼斷裂與其西緣山嶺分界，銀川盆地是自始新世起東沿黃河斷裂、西沿賀蘭山東麓斷裂等拉張斷陷而成的，是鄂爾多斯西緣吉蘭泰—銀川斷陷帶的組成部分。斷陷帶具有右旋剪切—拉張活動性質。它北起石嘴山，南至青銅峽，長160km，最寬55km，堆積的新生代地層厚達7000 m左右。據歷史記載和近代儀器記錄，自公元876年以來地塹內發生5級和5級以上地震16次，其中大於和等於6級地震4次，最大的是1739年8級地震（國家地震局鄂爾多斯周緣活動斷裂系課題組，1988）。其震源深度20～30km之間的中、下地殼的過渡部位，說明此處地殼仍為剛性體（圖9.11，圖9.12）。

圖9.12 銀川盆地現代地震震源深度及其范圍剖面圖

（據孫武城等，1992）

由圖中可以看出，莫霍面並不正對著銀川盆地中心部位，而是向東偏離，表現出西側緩東側陡的特徵，反應地幔物質從西下方向東上方運動的特徵。在下地殼部位發育低速體，但從地震震源分布看，該低速體可能是已經固結了的燕山期花崗岩體。在中、下地殼之間發育燕山期大型逆沖推覆，喜馬拉雅期沿此面發生拆離（圖9.11）。鄂爾多斯克拉通塊體基底與阿拉善左旗分界斷層為小松山斷裂，中生代時為向鄂爾多斯塊體逆沖推覆的大型斷層（圖9.13）。

⑷ 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。

⑸ 地質學中南東南方向在圖上怎麼表示

呃，不是，是SSE

⑹ 地質學上的"北北東"是什麼方向

介於北方和東方的稱北東，那麼介於北方和北東的就是北北東。
簡單講就是北北東是北偏東22.5度，北東是北偏東45度。
畫個十六向的方點陣圖就清晰了

⑺ 地質羅盤上的東西方向為什麼是反的

地質羅盤上抄的正北（0度）方向即是羅盤上的指示方向（瞄準方向），用羅盤測定的是指示方向與正北方向的夾角，角度是讀取北針所指的位置上的刻度數值，而指針永遠是南北指向，測向時轉動的是刻度盤，所以羅盤上的刻度是東西反向的。

⑻ 為什麼地質地貌描述裡面「山脊多呈北東—西南走向」裡面用北東而且不是習慣的東北呢高手賜教！

這是地學的習慣用法，一般說成北東、北西、南東、南西。

⑼ 地質上的 軸向為北西西——南東東 是什麼意思

地質上，分為正北來（0度）、北源東（45度）、正東（90度）、南東（135度）、正南（180度）、南西（225度）、正西（270度）及北西（315度）八個基本方位。
北西西指正西與北西之間的方位（292.5度左右），同理，南東東指正東與南東之間的方位（112.5度左右）。
在地質上說軸向都是大概的方位。