地質露頭揭示了什麼地質信息
㈠ 露頭剖面中的主要地質界面及其年代
3.2.1Sauk底界面
Sauk的底界面在塔北肖爾布拉克剖面中，即為玉爾吐斯組的底界。在玉爾吐斯組中，可劃分出二個小殼動物化石帶，下部為Anabarites—Protohertzina組合帶，相當於揚子區梅樹村階下部第一小殼動物化石組合帶Anabarites—Protohertzina—Arthrochites。上部為Paragloborilus—Lapworthella組合帶，該組合帶相當於揚子區梅樹村階的第二組合帶Siphogonuchites—Paragloborites和第三組合帶Lapworthella—Tannuolina—Sinosachite（據周志毅等，1990）。按照西北石油地質局和南京地質古生物研究所的觀點，認為寒武系與前寒武系的分界應在含最早出現小殼動物化石組合的地層單元之底，因此，認為玉爾吐斯組的底界即為寒武系的底界。但是，國內外另一種較普遍的觀點認為，寒武系與前寒武系的分界應放在小殼動物化石大量出現的地層單元之底（圖2—3）。小殼動物化石的最早出現與大量出現的界線顯然是不一致的。按照後一種觀點，玉爾吐斯組下部有一部分應屬震旦系。
根據化石帶與國際標准階的對比所標定的年齡來看，小殼動物大量出現即梅樹村階第二小殼動物組合帶的底界，其年齡為590Ma（據W.B.Harland等，1974）。現在世界上公認的寒武紀底界的年齡即為590Ma.因此，其下4.5m含第一小殼動物組合帶的玉爾吐斯組地層所對應的地層年齡，必然大於590Ma，應屬於震旦紀的地層。根據層序地層學的原理，玉爾吐斯組的底界為—平行不整合面，屬於一個Ⅰ型層序界面，加上玉爾吐斯組的下部處於同一個層序中，因此，從全球海平面變化周期來看，該層序界面對應於全球海平面變化曲線中591Ma時的一次較大規模的海平面下降。所以，從層序地層學的觀點來看，玉爾吐斯組的底界是與距今591Ma的一次大規模的海平面下降事件相對應的一個層序邊界，按照J.F.Chutter等人所作的層序地層系統，即屬於Sauk巨層序的底界。不過，在這里順便討論一下關於Sauk巨層序的邊界問題。從層序地層學的觀點出發，層序界面與海平面變化曲線中的下降拐點相當。從全球海平面變化曲線來看，Sauk巨層序的頂界正好位於相應海平面變化的下降拐點上，但其底界位於591Ma處，該處正好是全球海平面的最低位置而不是下降拐點，因此，從全球海平面變化曲線來看，Sauk巨層序應包含更長的時間跨度，其底界的年齡應更大。Sloss最早定義的Sauk底界相當於震旦系的底，在後面的地震層序劃分中我們採用了這一方案。由於本次露頭研究的范圍主要是寒武系以上地層，對震旦系地層沒有做更深入的研究，故暫採用J.F.Chutter等人現用的Sauk巨層序的底界作為本書露頭層序分析中Sauk巨層序的底界。
在庫魯克塔格地區露頭剖面中，傳統地層分層將寒武系與震旦系的界線置於西山布拉克組與汗格爾喬克組間，兩者之間為整合接觸。汗格爾喬克組為一套厚34.3Ma的紫紅、紫灰、黃灰色塊狀含漂礫礫岩和含漂礫礫質泥岩（圖1—3），屬重力流沉積。從層序地層的角度講，這套重力流沉積物與西山布拉克組同屬一個層序，為該層序的低水位體系域，其層序底界面位於汗格爾喬克組底界。因此，在庫魯克塔格地區，Sauk巨層序的底界應位於汗格爾喬克組的底界面上。該底面的年齡應為591Ma。
3.2.2Tippecanoe與Sauk的界面
Tippecanoe與Sauk之間的界面，從全球海平面變化曲線來看，對應於距今475Ma的一次大規模海平面快速下降處。該界面較傳統的地層系統中根據筆石帶所標定的下、中奧陶統之間的界線（472Ma）略低，兩者正好相差一個層序（3Ma）。
該界面在塔北東西向的地震剖面上（如E78線、EW500線等）反映明顯，表現為一個巨大的上超不整合。具體特徵見下一章的詳細描述。
在柯坪露頭剖面中，和Tippecanoe/Sauk之間的大規模海平面下降事件相當的界面，應是據生物地層所標定的下、中奧陶統界線（472Ma）以下的那一個層序的底界（圖3—1）。但根據柯坪地區岩相和相對水深變化，475Ma時並未反映出大規模的海平面下降事件（圖3—1）。這種差異，可能與早奧陶世末期柯坪地區由於弧後擴張影響而造成基底快速沉降的這種局部構造運動的影響有關。
在庫魯克塔格地區的露頭剖面中，下奧陶統下卻爾卻克組為一套深灰色中—厚層狀含礫粗砂岩、粗—中粒長石砂岩、灰質泥岩韻律層（圖3—5），屬海底扇沉積。具明顯的低水位沉積特徵，蓋在下伏巷古勒塔格組深海盆地相放射蟲硅質岩及頁岩之上，其間未見明顯的沉積間斷。這套低水位體系域的底面即為Tippecanoe與Sauk的界面，其時代也較早、中奧陶世的分界略早。
圖3—5庫魯克塔格地區Sauk與Tippecanoe的界線
從上述討論可知，該界面在塔北中部阿克庫勒附近為一不整合面，在東部庫魯克塔格及西部柯坪地區均為整合性質。這主要是由於本區當時的古地理格局為中部高、東西兩側低，故大規模的海平面下降致使中部地區發生陸上暴露侵蝕，而東、西部大部分地區連續沉積。據此，我們可以認為，Tippecanoe與Sauk之間的界面，主要起因於大規模的海平面下降。此時，塔北除了在西部柯坪地區由於受早奧陶世早、中期開始的古南天山洋的弧後擴張影響而發生快速沉降外，東部和中部大部分地區基本穩定，沒有大規模的抬升運動。
3.2.3Tippecanoe A（TPA）與Tippecanoe B（TPB）之間的界面
TPA/TPB界面對應於距今440Ma的一次較大規模的海平面下降事件，相當於傳統地層系統中奧陶系與志留系之間的分界面。從全球海平面變化幅度來看，對應於TPB/TPA之界面的海平面下降的幅度較Tippecanoe/Sauk之間的小得多。但TPB與TPA之間的不整合在塔北全區廣為分布。與該界面對應的志留系與奧陶系之間的接觸關系，在塔里木地塊北部邊緣為角度不整合，向塔里木地塊內部逐步變為微角度不整合或假整合，至塔里木盆地的中央，甚至為整合接觸。
在塔里木地塊北部邊緣協合拉之北，可以清楚地看到上泥盆統不整合在中寒武統（圖3—6）、震旦系或前震旦系之上。在烏什縣城之南喀拉鐵克山北側，見志留系砂礫岩直接微角度不整合於下奧陶統丘里塔格組白雲岩之上。據附近奧陶系厚度推算，其間剝蝕地層厚度大於800m，且接觸面上、下地層產狀也略有差異（圖3—7）。說明兩者之間為微角度不整合或假整合接觸。在西柯坪塔格山的皮羌斷裂南端，發現志留系底礫岩覆蓋在下奧陶統丘里塔格組灰岩的剝蝕面上，其間缺失中—上奧陶統及部分下奧陶統。據柯坪剖面推算，其剝蝕厚度達600m。剝蝕面凹凸不平，上、下地層產狀無明顯差異，為假整合接觸。覆蓋區沙11井和沙21井揭示，志留系分別蓋在中奧陶統和下奧陶統之上，說明志留系與奧陶系之間有一間斷面。
圖3—6上泥盆統與中寒武統間的不整合素描圖（據周棣康，1985）
圖3—7喀拉鐵克山志留—奧陶系接觸關系素描圖（據1/20萬烏什幅區測報告）
從上述特徵來看，TPA與TPB之間的界面不僅分布范圍廣，而且明顯地具有受構造運動影響的證據，因此，該界面的形成應是海平面下降和構造抬升綜合作用的結果。
另外，關於柯坪大灣溝剖面中印干組的時代歸屬問題，存在著不同的意見。有人認為印干組中的筆石帶應相當於卡拉道克階上部層位，故將其置於中奧陶統上部（周志毅等，1990）。有人認為印干組屬於上奧陶統，中、上奧陶統的界面應放在印干組之下的其浪組上段與下段之間。從層序地層的觀點來看，通過仔細的層序時代標定，印干組底界的年齡應相當於448Ma，故將印干組置於上奧陶統較為合理。這已為工作過程中在印干組中所採集到的筆石和牙形石資料所證實。通過生物層序地層的仔細研究，標定的印干組頂界的年齡為441Ma。
通過同樣的方法對志留系底界進行標定，其年齡應為436Ma。據此推算，在塔北柯坪大灣溝剖面中，奧陶系與志留系之間，缺失5Ma的沉積（圖3—3）。
3.2.4Tippecanoe（TP）與Kaskaskia（K）的界面
TP/K界面對應於距今大約408Ma的一次較大規模的海平面快速下降事件。大致相當於志留系和泥盆系之間的一條界線。該界面在塔北地區反映明顯，主要表現為下志留統與其上覆地層下泥盆統之間的平行不整合，如沙11井和庫魯克塔格剖面顯示的情況。
在柯坪大灣溝的露頭剖面上，志留系和泥盆系之間的接觸可能是一個整合面，從岩性變化和岩層產狀來看未發現有大的沉積間斷和不整合，但因界面上下的岩層都缺少生物化石，所以其間有無地層缺失，還是一個問題。
這一界面與J.F.Chutter等人在古生代年代地層圖上所劃分的Tippecanoe與Kaskaskia界面（年齡為413Ma）相近，在全球海平面變化曲線上，該界面也是位於一個大的海平面變化周期曲線的下降拐點上，其年齡只差5Ma。由於塔北地區志留系和泥盆系的界線無可靠的生物化石帶作年齡的標定，塔中和塔東地區上志留統又已缺失，所以我們現在劃定的Tippecanoe與Kaskaskia的界面與J.F.Chutter等人所定的界面可以看作是基本一致的。
3.2.5Kaskaskia A（KA）與Kaskaskia B（KB）的界面
KA/KB界面對應於距今368Ma的一次較大規模海平面快速下降事件。大致相當於石炭系與泥盆系之間的界線。該界面在塔北反映明顯，且對油氣的運移和聚集起著重要的控製作用。
與該界面相對應，在南天山地區，表現為石炭系與泥盆系之間的高角度不整合（圖3—8）。在柯坪降起區，四石廠一帶上石炭統四石廠組角度不整合於中、下泥盆統依木干他烏組之上（圖3—9）。在開派茲雷克一帶，四石廠組平行不整合於中、上泥盆統克孜爾塔格組之上。在巴楚地區，下石炭統巴楚組平行不整合於中、上泥盆統克孜爾塔格組上。進一步向西南，在新疆沙車縣達木斯地區，石炭系與泥盆系之間為整合接觸。
圖3—8下石炭統與上泥盆統間角度不整合關系素描圖（據1/20萬博斯騰幅區測報告）
圖3—9柯坪四石廠上石炭統與中、下泥盆統間不整合關系素描圖
根據詳細的露頭層序研究，我們所標定的大沖溝剖面上泥盆統克孜爾塔格組的頂界面年齡約為368Ma。開派茲雷克剖面四石廠底界面的年齡約為288Ma，其間至少缺失80Ma的沉積。巴楚小海子剖面中，巴楚組底界的年齡約為359.5Ma，與化石帶標定的層位吻合。因巴楚組底部缺失石炭系岩關階底部牙形石SiphonodellaSulcate帶（據周志毅等，1990），故巴楚組的底界較石炭系底界略高。從上述討論可知，KA與KB在塔西南莎車縣達木斯地區為連續沉積，在巴楚地區KB從359.5Ma開始接受沉積，在柯坪地區，KB從288Ma開始接受沉積。從西南向東北方向，KB下部缺失的層序越來越多，接受沉積的時間越來越晚。因此，KA與KB間界面形成時，塔北的古地理格局呈現出由北東向南西傾伏加深的特點。
根據KA與KB界面上、下地層的接觸關系及其變化，該界面的形成明顯地受構造運動影響。根據前人的研究成果，與此界面形成相對應的時間內，塔北發生了一次重要的構造運動，即海西早期運動。它在天山造山帶中的突出表現是薩阿爾明海槽關閉、褶皺。在塔北地區，表現為明顯的平緩褶皺運動。因此，我們認為，KA與KB之間的界面，是受構造運動和海平面變化綜合作用的結果，且構造運動的影響可能更大。
3.2.6Kaskaskia（K）與Lower Absaroka（LA）的界面
K/LA界面對應於距今320Ma時一次大的全球海平面下降事件。相當於傳統地層劃分中的下石炭統和上石炭統的分界面。
在巴楚地區的露頭剖面上，該界面為下石炭統卡拉沙依組和上石炭統小海子組的分界面，前人研究將其確定為一個平行不整合面。主要的依據是卡拉沙依組頂部的微晶灰岩為小海子組底部的石英砂岩所覆蓋，岩性變化突然，界面上有沖刷侵蝕現象。更重要的是，根據古生物化石研究，在卡拉沙依組頂面之下1.3m處的微晶灰岩層中採到的牙形石化石Polygnathus symmetricus和Bispathos sp.，認為是屬於早石炭世岩關期的。而在小海子組最底部2.8m的石英砂岩層中所採到的
3.2.7Lower Absaroka（LA）與Upper Absaroka（UA）的界面
LA/UA界面對應於距今248Ma時的一次大規模全球海平面下降事件。大致相當於傳統地層劃分中上二疊統與三疊系的分界面。在地震剖面中，為
該界面的形成，一方面與全球性的大規模海平面下降有關，但關鍵是受發生在早二疊世末期的一場劃時代的構造運動，即海西晚期運動影響所致，它使塔里木地塊周圍天山、昆侖山海槽封閉，褶皺成山，塔里木克拉通內海水全部退出，從此進入了內陸盆地發育階段。
3.2.8Upper Absaroka（UA）與Lower Zuni（LZ）的界面
UA/LZ界面位於中侏羅統克孜勒努爾組內，其時間大約為距今177Ma.從三疊紀和侏羅紀的沉積演化過程來看，這是一個大的沉積旋迴的分界。庫車坳陷沉積水體從三疊紀初期逐漸加深，至中侏羅世初達到最深而後又急劇變淺，該界面正位於這一深淺變化大周期中水深最淺的位置上，也就是在湖平面變化周期的下降拐點上。在露頭上，該界面表現為上覆的河流相礫岩覆蓋於下伏沼澤相的炭質頁岩之上，其間有明顯的沖刷侵蝕現象。該界面形成時間與B.U.Haq等對北美海相侏羅系層序劃分中的Upper Absaroka與Lower Zuni的界面時間大致相當。
3.2.9Lower Zuni A（LZA）與Lower Zuni B（LZB）的界面
LZA/LZB界面位於傳統地層中的上侏羅統的頂部，喀拉扎組和齊古組的分界面上，距今時間大約為139Ma。這是一個明顯的區域性的沉積間斷面，因為在塔北地區很大范圍內缺失喀扎拉組，甚至有人認為整個塔北地區都無喀拉扎組存在。在庫車河地區喀拉扎組發育的厚度也很薄，僅9.16m。喀拉扎組礫岩與下伏齊古組的紅色泥岩為明顯的假整合接觸，界面上有顯著的侵蝕沖刷現象。
㈡ 地質中露頭是什麼意思
地質學中露頭指的是地質構造在地表的出露處，可以說明該構造的性質。
㈢ 岩層的出露特徵
( 一) 水平岩層的出露特徵
岩層層面保持近水平狀態，即同一層面上各點海拔都基本相同，具這樣產狀的岩層稱為水平岩層 ( horizontal stratum) ( 圖 2 －22) ，也叫水平構造。水平岩層是未經構造運動的岩層，保留著原始狀態。
沉積岩層形成時由於地形起伏而造成的傾斜狀態叫原始傾斜。原始傾斜一般在古隆起的周圍或在沉積盆地的邊緣發育。
水平岩層的特徵是在野外和地形地質圖上認識和分析水平岩層的依據。在空間上表現出以下特徵:
圖 2 －23 水平岩層分布特徵
( 1) 在地形地質圖上，水平岩層的地質界線( 岩層層面在地表面上的出露線) 和地形等高線平行或重合 ( 圖 2 －23) ，水平岩層的出露和分布狀態完全受地形控制。因此，地質界線隨等高線的彎曲而彎曲，真實地反映等高線的彎曲形態。在河谷、沖溝中，水平岩層的地質界線延伸呈 「V」字形，其 「V」字尖端指向上游 ( 圖 2 － 23) 。這是水平岩層最重要、最基本的特徵，也是我們在地形地質圖上判別水平岩層的准則。因為水平岩層層面上的各點都具有相同的海拔高度，所以只要測定出水平岩層層面在某一出露點的高程，就可沿著或平行於同高度等高線勾繪出該岩層面的界線。另外，同一個水平岩層層面必定具有相同高度，若具有不同高度，則是由於岩層局部彎曲變形或是其間斷裂錯動所致。
( 2) 水平岩層的成層順序 ( 正常) 為上新、下老，也即時代較新的岩層位於較老的地層之上。如果水平岩層地區未被河流切割或只受輕微剝蝕而沒有下蝕到上覆岩層的底面時，則地面只出露最新地層，在地質圖上反映的全部是最上面地層 ( 圖 2 －24) 。隨著侵蝕、剝蝕的加寬、加深，地面出露的地層時代越來越老，上覆較新地層出露的面積也越小，地質圖上地層關系變得越復雜 ( 圖 2 － 25) ，而且較老的岩層總是出露於地形低處( 如河谷、沖溝等) ，最新的岩層分布在山頂或分水嶺上。即地層越老出露位置越低，越新出露位置越高 ( 圖 2 －23，圖 2 －25) 。
圖 2 －24 切割輕微時水平岩層立體圖和平面圖
圖 2 －25 切割強烈時水平岩層立體圖和平面圖
( 3) 水平岩層的厚度就是該岩層頂、底面的標高差。因此，在地形地質圖上求水平岩層厚度的方法較簡單，只要知道岩層頂面和底面的高程，兩者相減即得。
( 4) 水平岩層在地質圖上的露頭寬度取決於地面坡度和岩層厚度 ( 圖 2 － 26) 。這里的露頭寬度是指岩層在野外露頭寬度的水平投影寬度，即岩層上、下層面在地面上的出露界線之間的水平距離。
當地面的坡度相同時，厚度大的岩層露頭寬度就大; 當岩層厚度相等時，地面坡度緩，露頭寬度就大 ( 圖 2 －26) 。在直立的陡崖處，岩層上、下界線的投影線重合為一條線，亦即露頭寬度為零，從而在地質圖上呈現出岩層尖滅的假象。因此，在地質圖上分析岩層尖滅時需要特別注意。
圖 2 －26 水平岩層露頭寬度與厚度、地形之間的關系
( 二) 傾斜岩層出露特徵
由於地殼運動，原始水平的岩層發生構造變動，形成傾斜岩層 ( inclined stratum) 。單斜岩層可以是褶皺的一翼或斷層的一盤，也可以是區域性不均勻沉隆或上升引起的區域性傾斜。
傾斜岩層的露頭界線復雜，表現為與地形等高線交切關系，並顯示出一定的規律性。
露頭寬度是指野外岩層出露寬度的水平投影，即傾斜岩層在地質圖上反映的寬度。傾斜岩層的露頭寬度取決於地形 ( 坡向和坡角) 、岩層產狀 ( 傾向和傾角) 和該岩層的厚度。這些可變參數的排列組合決定了不同情況和條件下的岩層露頭寬度的大小:
( 1) 當地形和岩層產狀不變時，露頭寬度取決於岩層厚度。岩層厚者露頭寬，岩層薄者露度窄 ( 圖 2 －27a) 。
( 2) 當地形和厚度不變時，露頭寬度取決於岩層傾角。傾角越小，露頭寬度越大;傾角越大，露頭寬度越小 ( 圖 2 －27b) 。若是直立岩層，則露頭寬度最小，近於或等於岩層的真厚度時受地形的影響 ( 圖 2 －28) 。
圖 2 －27 地形不變時露頭寬度與厚度、傾角的關系
( 3) 岩層產狀和厚度不變時，露頭寬度決定於地形、坡度和坡向。地形越緩，露頭越寬; 地形越陡，露頭越窄。在陡峭的山崖上，露頭寬度為零，即為一條線，造成岩層在平面上 「尖滅」的假象 ( 圖 2 － 29) 。但也有例外的情況，在岩層傾向與坡向相同( 順向坡) 且傾角大於坡角的情況下，坡角越大 ( 但不能大於傾角) ，則露頭寬度越大( 圖 2 － 30) 。
圖 2 －28 直立岩層露頭寬度示意圖
圖 2 －29 岩層產狀與厚度不變時，露頭寬度與坡度的關系示意圖
圖 2 －30 順向坡、傾角大於坡角時，露頭寬度與坡度的關系
總之，影響岩層露頭寬度變化的因素較復雜，而且諸因素之間也相互影響與制約，因此在實際工作中對具體情況要具體分析上述三個因素 ( 或條件) 的變化，從而分析和總結出露頭寬度的變化規律。
在一定的地形地貌條件下，傾斜岩層的分布規律如下:
( 1) 傾斜岩層在平面上呈條帶狀分布。
( 2) 在沒有發生倒轉時，岩層的排列順序為沿傾向方向逐漸變新。
( 3) 傾斜岩層在地質圖上的寬度 ( 指露頭寬度) 取決於產狀、地形和岩層厚度。
( 4) 岩層的出露形態受岩層的產狀和地形的影響。傾斜岩層在地表的出露線或地質界線，常以一定的規律展布，穿越溝谷和山脊的地質界線的平面投影均呈 「V」字形，這種規律叫 「V」字形法則。
「V」字形法則，一般包括如下 4 個方面內容: ①水平岩層出露形態真實地反映等高線的彎曲特徵，地質界線隨等高線的彎曲而彎曲 ( 圖 2 －31Ⅰ) ; ②直立岩層出露形態不受地形的影響，呈直線狀 ( 圖 2 －31Ⅱ) ; ③逆向坡時，同向彎曲，地質界線的曲率 ( 或彎曲度) 小於地形等高曲率，呈鈍 「V」字形 ( 圖2 －31Ⅲ，圖2 －32) ; ④順向坡、傾角大於坡角時，地質界線與等高線的彎曲方向相反，簡稱反向彎曲 ( 圖 2 － 33) ，順向坡、
圖 2 －31 不同產狀岩層的露頭形態及其在平面圖上的表現
圖 2 －32 傾斜岩層分布形態之一
圖 2 －33 傾斜岩層分布形態之二
圖 2 －34 傾斜岩層分布形態之三
在野外填大、中比例尺地形地質圖或在室內分析地形地質圖時，運用 「V」字形法則可以定性地分析不同地形上出露的各岩層的產狀變化規律。「V」字形法則也可用於分析一切較平整的構造面，如斷層面、不整合面等的露頭界線的分布形態。
從圖2 －32 ～ 圖2 －34 中可知: 當岩層走向與溝谷或山脊延伸方向呈直交時，「V」字形大體對稱; 當兩者斜交時，「V」為不對稱型。若岩層傾向與溝谷方向一致，傾角與坡角也相等，則露頭界線沿溝谷兩側呈平行延伸 ( 圖 2 － 35) ，只在上游溝谷坡度變陡處，岩層面或其他構造面橫跨溝谷而出現 「V」字形的露頭形態。
圖 2 －35 傾角與河谷坡角相同時的岩層分布形態( 據 Ragan，1973)
㈣ 請問露頭線,地質界限是怎麼推斷的
野外找露頭，測產狀。V字形法則勾界限，再追溯~
㈤ 地質學野外識別露頭接觸關系的問題
你問題的這種接觸關系為：1、（平行）角度不整合接觸。2、斷層接觸。
所謂的接觸關版系無非是權整合接觸和不整合接觸及斷層接觸三種。不整合接觸還分為平行不整合接觸和角度不整合接觸。
平行不整合接觸是地層缺失，但是地層的產狀相當，角度不整合接觸是地層缺失，地層產狀的傾角相差比較大。平行角度不整合接觸是地層缺失，地層走向（傾向）相當，但是地層傾角相差大。
㈥ 什麼露頭地質專業的回答
兩個辦學實體，教育部對外是一所大學，對內是兩所大學。中國地質大學（北京）的古生物學是國家重點學科。 中國地質大學（北京）古生物學與地層學專業創建於50年代，是中國第一個古生物學與地層學專業，歷史悠久，師資力量雄厚。現有研究人員25人，其中中國科學院院士2人，教授16人，副教授5人，博士研究生導師12人，具有博士學位者20人，佔80%；具有碩士者4人，佔16%，8人具有博士後經歷（以上均為2005年統計數據）。長期的合作研究造就了一個高質量、高層次、結構合理、多學科密切結合、能夠解決一些復雜地質問題的學術研究梯隊。幾十年來一直是培育古生物學與地層學高級技術人才的重要基地，為國家培養了一大批專業技術人員，為國民經濟建設做出了重要貢獻，畢業生中有一些已經成為中國科學院院士。 中國地質大學（北京）古生物學與地層學專業又是一個重要的科學研究基地，研究領域寬廣，綜合性強。除了多門類化石的分類學研究，還利用明顯的人才和多學科支撐優勢，開展了大量綜合性研究。近年來負責和承擔了許多國際合作項目、國家「攀登」計劃項目、「973」項目，「863」項目和自然科學基金重大項目，取得了豐碩的研究成果。特別是在歷史大地構造、生物古地理、古大陸再造、層序地層學和綜合地層學、大陸邊緣地質以及多層圈相互作用、古地理-古環境演變與沉積礦產資源的形成環境相關性等方面的研究已經達到國際先進水平，有些方面接近國際領先水平。在長期的科學研究活動中，形成了明顯的研究方向。 1、高解析度綜合地層和年代地層自然界線：以「地球發展階段論」和「節律觀」為指導，重視多學科的相互交叉滲透，充分運用多學科綜合研究手段對地球演化突變期的地質記錄進行岩石地層、生物地層、事件地層以及生態地層、磁性地層和同位素地層等多學科的高解析度綜合地層研究，揭示地層記錄中各種特徵演化的自然節律，重建地球演化突變期生物圈與沉積圈的協同演化和各種地質事件之間的相互關系。在此基礎上論證重要地層界線位置及其優化方案，使年代地層單元與地球發展演化的自然節律相對應，提高了年代地層對比的精度和可操作性，建立高分辨和高精度地層劃分和對比格架，解決一些重要地層界線在不同沉積相區地層的高精度對比問題。把年代地層與地球演化的節律相結合，對現行的確定GSSP方法程序提出深化和改進方案，努力嘗試建立反映地球演化自然節律的新一代地質年代表。在這個地球科學的根本問題上有所建樹。以地球演化突變期重大地質事件及其關鍵科學問題的綜合研究為突破口，以帶動學科的深入發展，側重地球淺層系統的相互作用和環境演變過程研究。 2、層序地層和海平面變化：以露頭層序地層為主，對各種沉積相區進行深入細致的層序地層學研究，建立高分辨地層序列和地層格架與海平面變化旋迴，在層序地層學及其促進相關學科的發展方面形成一套較為系統的理論和方法，進一步完善了層序地層級別體系及其與天文周期的可能聯系，試圖使年代地層系統反映地球和天體相互影響的自然周期。加速推廣露頭層序地層學在油氣資源與沉積礦產勘探和區域地質制圖方面的實際應用。從而在露頭層序地層學的理論、方法、實踐等方面提出新的認識，努力建立中國層序-年代地層系統，充實和完善地質年表。使我國在露頭層序地層學研究理論、研究方法和研究實踐上繼續保持國際領先地位。 3、古地理和古大陸再造：以「全球構造活動論」的地球演化觀為指導，以全球古大陸再造為重點，綜合運用古地磁、生物古地理、沉積和古氣候等資料，重視GIS和計算機自動成圖等新技術和新方法的開發和應用，通過地球演化突變期沉積作用、地層格架、生物古地理、地球化學研究分析，研究大地構造分區和不同大地構造單元之間的演化關系。把古地理研究與地球動力學相結合，探討地球表層的行為及其與深部作用之間的關系。把古地理研究與盆地分析、岩漿活動、火山作用與地球的深部過程聯系起來，重建地史時期地球動力學演化特徵，揭示地球的整體演化規律。這項研究將推動相關學科，包括歷史大地構造、沉積古地理、生物古地理、古地磁及相關地理信息系統等研究的綜合發展。 4、微體古生物學：除了微體古生物系統分類研究外，主要致力於微體古生物學綜合研究體系的建設，以微體古生物類群的系統古生物學、古生態學和生物地層學研究與古海洋環境、古全球變化研究相結合為特色，重點研究有孔蟲、鈣質超微化石、溝鞭藻等微體生物門類的生態學、地層學、氣候學和海洋學意義，特別重視在能源勘查以及海洋資源評價中的應用研究。可能將在海洋生物殼體的微量元素（Cd/Ca、Sr/Ca）、同位素（44Ca/48Ca）特徵與海洋生產力的關系、古厄爾尼諾（El Nino）的生物和生物化學信號識別、白堊/第三紀的界線事件和特提斯海的最高海相層層位研究等方向取得重要突破。 5、進化古生物學：在進化古生物學方面的主要研究領域為軟體動物系統古生物學、古生態學及遺跡化石學、古植物學、第四紀哺乳動物、古人類學及第四紀地質學。在系統古生物學、中生代生物地層學、華夏植物群和陸相遺跡化石與環境關系、熱河動物群生態環境及埋藏、以及地史關鍵時期生物的絕滅-殘存-復甦-輻射型式等方面有望取得突破性的成果。在進化古生物學研究領域，除了要鞏固我校的研究特色以外，還要在下列幾個方面不斷拓展：（1）古生物學新概念、新理論、新技術方法的研究；（3）古生物學重大問題和熱點問題研究；（3）古生物學研究與重大地質問題研究的結合。 6、古海洋學：重點研究南海海域的生物化石記錄、沉積地球化學記錄與高頻氣候變化，西太平洋—北印度洋表層熱傳輸及其對華南地區氣候變化的影響，孟加拉灣古海洋學信號對青藏高原構造隆升的響應。將在15萬年以來西太平洋—北印度洋溫鹽傳輸體系的變化特徵及其對我國西南地區的降雨影晌、350萬年以來孟加拉灣水域表層水團化學性質和營養度的變化與青藏高原隆升的耦合關系等方向可能取得重要突破。參考資料：中國地質大學主頁： http://www.cugb.e.cn
㈦ 地質信息圖層
（一）賦礦地層的信息圖層
阿爾泰稀有金屬成礦帶蜚聲中外，全區稀有金屬礦化普遍，但主要礦產儲量還是集中分布在可可托海地區。本區成礦地質背景的研究表明，區內有著特殊的建造和改造的發展演化歷史，為稀有金屬的活化、遷移和相對集中分布提供了優越的成礦地質條件，構成本區成礦不可缺少的控制因素。研究區巨厚的上地殼和活躍的構造活動有利於本區地殼改造—重熔型花崗岩的發育，為形成與花崗岩有關的稀有金屬礦創造了有利的先決條件。鋰、鈹、鈮、鉭等稀有金屬均屬於分散於地殼之中的分散元素，沒有地殼改造很難使極其稀少和分散的元素集中富集成礦。
可可托海地區稀有金屬礦的分布與陸殼基底的元古宙地層有著不可分割的聯系，對成礦起著源岩的控製作用。本區元古宇為最古老的基底岩石，而且其岩性是含長英質的變質火山、沉積碎屑岩，富含稀有元素，故由其重熔產生的花崗質岩漿相對富含稀有元素，成為形成不同類型的稀有金屬礦產的重要源岩（圖4—2）。
圖4—2 研究區賦礦地層與礦點疊加圖
研究區出露的主要賦礦地層為奧陶系哈巴河群、東錫勒克組和泥盆系康布鐵堡組、托讓格庫都克組、阿勒泰組、北塔山組、頭蘇泉組、卡西翁組。
（二）地層組合熵
趙鵬大、裴榮富、季克劍等學者認為，一些礦床（如金礦床）的形成與區域地質作用過程的復雜程度相關。即一個地區的地質條件越復雜，對區域成礦作用越有利。特定空間部位出露的地質體類型的相對多少可以在一定程度上反映該部位地質條件的復雜程度。在統計學上，可以用熵值來衡量一個地區不同空間位置地質條件的相對復雜程度。
熵的計算公式為：
新疆可可托海稀有金屬礦床三維立體定量預測研究
其中，N代表研究區地質體種類的多少，如地質圖中地層、岩漿岩體、老變質岩和火山岩等地質體類型的總數；Pi代表統計單元中第i類地質體的出露面積與統計單元總面積之比。
利用MRAS平台提供的自動計算熵值的功能，計算出研究區地層組合熵值圖（圖4—3）。
圖4—3 研究區地層組合熵等值線圖與礦點疊加圖
（三）岩漿岩信息圖層
研究區岩漿岩非常發育，岩類比較齊全，且主要集中在海西期形成，是我國最重要的阿爾泰岩漿岩帶的分布區。研究區分布的不同時期的花崗岩類由基性至酸、鹼性呈遞減演化的趨勢。其中海西早期有輝長岩、閃長岩、石英閃長岩、斜長花崗岩，但以石英閃長岩和斜長花崗岩為主。海西中晚期以黑雲母花崗岩（或二長花崗岩）為主，有部分鉀長花崗岩和少量的鹼長花崗岩。整個海西期花崗岩類的形成深度，由老至新也由深變淺。
本區花崗岩類岩石化學成分具有同源演化的特徵，這不僅是劃分岩石單元的基礎，而且與成礦關系也十分密切。隨著分異指數的增加，岩石的酸度和鉀、鈉鹼性增強，對稀有金屬成礦越有利。表明本區稀有金屬偉晶岩和含稀有金屬花崗岩均與黑雲母花崗岩尤其是鉀長花崗岩和鹼長花崗岩的分布相一致。淺成和超淺成的花崗斑岩的分異指數也高，酸、鹼度雖大，但形成深度不宜偉晶岩的形成，因此與成礦關系不大。可可托海成礦區內的各類岩石中，稀有元素背景值普遍較高，尤其是花崗岩、偉晶岩及其附近的圍岩，稀有元素的含量則相對更高。但是，稀有元素富集成礦，卻只限於某些岩類的局部地段。
花崗偉晶岩型礦床是成礦區內的主要稀有金屬礦床類型，從產出位置上看，絕大多數花崗偉晶岩脈和稀有金屬偉晶岩礦床，都成群地分布於巨大的花崗岩體內外接觸帶。偉晶岩脈的圍岩主要有花崗岩類、變質輝長岩類、混合岩類及結晶片岩類，圖4—4為研究區上述四種岩漿岩緩沖區與礦點疊加圖。
（四）構造信息圖層
成礦的基本條件包括物質來源、聚集條件和定位條件，而構造活動對上述成礦基本條件都有一定程度的控製作用。因此可以認為，構造對成礦起著主導作用和多方面的控製作用。
本研究區不同時期的構造活動，對成礦起著不同的控製作用。古元古代末興起的構造運動以後本區處於地槽環境，控制了元古宇庫木齊群及富蘊群巨厚的復理石火山碎屑沉積建造。後經塔里木運動發展成為本區的陸殼基地，也構成了以後大陸活化區的花崗質岩石的源岩。由於源岩富含稀有元素，同時也成為成礦的礦源，為成礦提供了物源條件。加里東期，研究區相對處於隆起地區，未見下古生界的沉積。海西運動初期，本區處於拉張環境，出現地幔分離，玄武岩漿分異的基性岩侵入，熱流值不斷上升。海西早期由於准噶爾板塊向西伯利亞板塊俯沖，使本區處於碰撞擠壓階段，產生區域動力熱流變質作用，形成遞增變質帶，熱穹窿、熱谷相間展布。構成的構造—熱片麻岩穹窿，不僅控制了本區的變質建造帶和變質相，也控制了花崗岩化作用及重熔作用所形成的岩漿活動，為稀有元素的聚集創造了良好的條件。
圖4—4 研究區分布的岩漿岩與礦點疊加圖
構造動力的控礦作用在研究區內主要體現在兩個方面：①海西初期地殼的引張階段，地殼的拉張動力促進了「地幔熱流」上升。隨著區域熱流值升高，海西早期地殼的碰撞俯沖，造成區域動力熱流變質，形成構造—熱片麻岩穹窿，控制了氣熱偉晶岩脈的展布。擠壓力繼續增強，不僅使地殼硅鋁層增厚，同時也出現某些組分包括易揮發組分和易熔組分的遷移，有利於花崗岩化和重熔作用的加劇和再生岩漿的形成。在重熔過程中，稀有元素和揮發組分向熔融空間運移聚集，增強萃取作用。②構造動力驅動熔體，溶液沿著褶皺軸部和斷裂運移形成異地侵入的花崗質岩石（包括容體溶液成因的偉晶岩）。在空間分布上表現出岩漿岩帶沿NW向的褶皺軸部和殼斷裂呈線形展布，同時也驅動岩漿分異作用形成的富含揮發分和稀有金屬元素熔漿和溶液沿NW向構造帶形成偉晶岩成礦帶。
研究區內成礦後的構造活動也十分明顯，成礦後的構造破壞了已有的構造格局，包括岩漿岩帶和偉晶岩帶的完整性，因而給成礦預測、找礦增加了難度。研究區在海西期以後，由於NE—SW向的持續擠壓，形成了一系列的推覆構造。沿額爾齊斯超殼斷裂俯沖帶，向後擴展，先後形成的推覆體逐個疊置。構造推覆體破壞了區內花崗岩帶和偉晶岩帶的完整性。
一般情況下線性構造越發育，對該地區的區域成礦作用越有利。為了研究本區線性構造發育程度，本次工作結合1∶50萬與1∶20萬區域地質圖所繪構造形跡，同時以遙感解譯線形體為依據，將整個研究區劃分為30列×15行的網格，作為統計單元，統計每個單元格內線性構造的總條數（構造復雜度，如圖4—5所示）和總長度（構造等密度），它們分別反映了區域線形構造的復雜程度以及該地理空間范圍內線性構造的發育程度。
圖4—5 研究區構造復雜度等值線圖與已知礦點疊加圖
用如下的計算公式計算第i個網格單元內的構造線密度：
新疆可可托海稀有金屬礦床三維立體定量預測研究
其中：L為構造線密度值；Si為第i條斷裂的長度；nj為第j單元中的總構造條數。可可托海地區構造線密度如圖4—6所示。
圖4—6 研究區構造線密度等值線圖與礦點疊加圖
構造優益度是以斷裂構造兩兩之間的夾角和斷裂構造方位的控礦程度加權的斷裂構造密度的度量。
新疆可可托海稀有金屬礦床三維立體定量預測研究
其中：ε為優益度，ωi為單元內第i條斷裂的控礦權重，Si為第i條斷裂的長度， 為單元中總的斷裂的平均方位角，αi和αi—1分別為相鄰兩條斷裂的方位角。可可托海地區構造優益度等值線如圖4—7所示。
圖4—7 研究區構造優益度等值線圖與礦點疊加圖
構造中心對稱度的定義公式如下：
新疆可可托海稀有金屬礦床三維立體定量預測研究
其中：σ為中心對稱度，Si為第i條斷裂的長度 為單元中總的斷裂的平均方位角，θi為第i條斷裂的方位角。可可托海地區構造中心對稱度如圖4—8所示。
雖然斷裂對礦體的產出有重要的控製作用，但經驗告訴我們，礦體不一定分布在重要斷裂內部，因為斷裂內部往往是應力集中部位，不利於成礦物質的富集，成礦物質會運移到距離斷裂一定距離的低應力環境中富集成礦。鑒於此，本次工作對斷裂做250m緩沖區分析（圖4—9），從圖中可以看出，工作區許多礦點都落在斷裂緩沖區內部。
㈧ 露頭的地質學名詞
露頭（outcrop）是地層、岩體、礦體、地下水、天然氣等出露於地表的部分。自內然出露地表的稱天然露容頭（natural outcrop）；經各種工程揭露的，稱人工露頭（artificial outcrop）。氧化不深，仍保持原有成分 、結構構造等特點的，稱原生露頭（primary outcrop）或新鮮露頭；遭受明顯風化、氧化,其物質成分及結構構造均發生顯著變化的，稱風化露頭或氧化露頭（oxidized outcrop）。它們是地質觀察和研究的重要對象。礦產露頭是重要的找礦標志之一。
㈨ 地下水露頭的調查
地下水露頭包括天然地下水露頭（泉、暗河出口、落水洞、地下水溢出片流、散流等）和人工露頭（井、孔、坑道涌水點等），是認識地下水及其含水層的「窗口」。因此，水文地質測繪時要求在觀測點中佔一定的比例。以下主要介紹常見的泉、孔（井）的調查。
（一）泉的調查
泉是地下水沿著天然通道湧出地表的露頭現象，是地下水存在的直接標志。它是在一定的地質、水文地質和地貌條件下形成的。調查泉的出露特徵和成因，對於闡明泉屬范圍地下水的形成、分布和富集規律，對布置勘探工程，進行資源評價和設計供水開采設施，都有十分重要的意義。為此，在水文地質測繪中，要按不同比例尺的要求。選擇有代表性和足夠數量的泉，作為觀測點進行認真詳細地調查研究是一項關鍵性的工作。當測繪比例尺較大時，應調查所有出露的泉。其工作內容和方法如下：
1. 查找泉點分析泉的成因
在水文地質測繪中，應利用各種手段探測和發現泉點。例如，通過訪問，航片、衛片解析，地質、地形地貌資料的分析和預測，盡可能地發現和利用地下水天然露頭——泉，並通過泉出露地點的各種自然地質跡象和標志的觀察，去揭示泉的形成條件。
泉是在一定的岩性差異、構造形態、地形特徵、含水層與隔水層的空間位置等多種因素的不同組合下形成的。因此，要注意區域各種岩性變化的接觸帶，斷裂和褶曲在產狀、地形、地下水補給等條件比較有利地段，地形低窪或地形突變切割了含水層或有水通道可形成泉。另外，也要注意泉出露後形成的間接標志，比如在其附近水草叢生，草炭層發育，泉華堆積以及冬季形成冰錐、冰丘等現象。
2. 察看泉出露處的地質、地貌特徵
注意泉口及其附近的岩層層位或岩體部位，岩性特徵，小構造，岩牆、岩脈的穿插等。通過綜合分析就能說明泉與地質條件的聯系，確定泉是從哪一個含水層中流出的，結合構造條件確定其為上升泉或下降泉。並繪制泉點出露的平面和剖面水文地質示意圖或素描圖，以確切反映形成泉的地質特徵。同時，也要觀察泉所在的地貌位置，分析地貌形態特徵，說明泉與地貌要素之間的聯系，確定泉的匯水面積。測量泉點與當地侵蝕基準面的高差和水平距離。
3. 觀測泉水的流出狀態和測定泉流量
描述泉水是集流式的冒涌，或是分散式線狀與面狀滲流；是向上湧出或是向下溢流；有無氣泡或涌砂現象。
測定泉水流量，可按其大小和具體情況，採用容量法、堰測法和浮標法。
（1）容量法：當泉水流量小於1L/s，地形上有跌水陡坎時，可直接用容器接水，並記錄充滿容器所需的時間，即可測得其流量。
（2）堰測法：當泉水流量大於1L/s時，可利用量水堰板測定流量。一般情況下，流量小於10L/s用三角堰；大於10L/s用梯形堰；大於50L/s用矩形堰。各種堰的類型見圖11-1。
圖11-1 堰的類型
a—三角堰；b—梯形堰；c—矩形堰h—堰口水層高度（過堰水位高度）（cm）；b—堰口底邊寬度（cm）
測量方法是將堰板垂直水流方向鉛直並平正埋好，並用粘土把兩側和底部堵嚴以防漏水，待堰頂水流穩定且自由溢流之後，再測其堰口水層高度，用下列公式計算流量：
三角堰
水文地質學基礎
梯形堰
水文地質學基礎
矩形堰
水文地質學基礎
式中：h為堰口水層高度（過堰水位高度）（cm）；b為堰口底邊寬度（cm）；Q為流量（L/s）。
（3）浮標法：當泉水流量過大而匯成溪流，不能採用上述方法時，可用浮標法。其做法是選擇溪流較平直的地段，截取一定長度（一般可用15～20m），在該長度內的代表性過水斷面上，測量水流的寬度和深度，計算出過水斷面面積。然後，在所取地段的上游過水斷面處流放浮標，計算出浮標到達下游過水斷面的時間，通過簡單的換算，即可得出流速和流量。
4. 調查泉的動態和其他情況
調查泉的流量、水質、水溫的變化，對判明泉的補給條件，泉水循環深度，富水性評價，泉出露的地質條件等都是非常重要的。通過訪問，了解泉在一年和多年內的動態特徵，如，一年中雨季與旱季的流量差別，多年中豐水年與枯水年的流量差別；旱年時有無乾枯現象，雨後流量是否急劇增加和水質變得渾濁；冬季是否凍結等。對一些典型的有代表性的泉，應組織動態長期觀測取得資料，並進行分析研究。
在調查泉動態的同時，應對泉水的水溫、顏色、味、嗅等物理性質，泉的利用情況、衛生防護措施和取水方式進行了解和觀察，並填寫泉水調查表。
（二）孔（井）的調查
鑽孔與民井是直接揭露和鑿穿含水層的主要人工地下水露頭。在泉點很少的地區，主要靠地下水人工露頭進行調查研究。野外測繪時，必須認真地訪問和收集有關孔（井）資料，主要包括：孔（井）的位置、標高、深度、結構、形狀及孔徑；取水孔（井）的取水層位置、厚度和岩性等；測量水溫、水位，並選擇有代表性的孔（井）做簡易抽水試驗和取樣分析；調查水位、水量的隨季節動態變化情況等。填寫孔（井）調查表。
㈩ 地質平面圖,剖面圖及柱狀圖各自反映了哪些內容
平面圖反應了平面上的地質情況，各種地質體，地質現像的分布和坐標位置關系，內剖面圖僅能反容應一條線上的地質內容，通常有深部工程或是物化探測量的時候，可以在剖面圖上對地下一定深度的地質情況做一個推斷柱狀圖是垂向了的地質情況，不知道你說的是地層柱狀圖還是鑽孔的，地層柱狀圖是通過實測剖面上的地層出露情況計算得出的地層在垂直方向的分布情況，重點是各層的厚度鑽孔柱狀圖就是反應鑽孔的地質情況。