地質上nee代表什麼

⑴ NEE在地質里指的是東北和正北的角平分線方向么謝謝

不是
nee是所謂北東東，就是比北東方向更東一點
意思就是在直角坐標系裡45-90之間的方位
不論是60度還是80度，都可以說NEE

⑵ 在地質學中NNE NE NEE怎麼區別

我來補充。nne=北北東=12點到1點半之間的角度
ne=北東=12點到3點之間的角度
nee=北東東=1點半到3點之間的角度

⑶ 地質上的NNE和NNW指的啥

nne=北北東=12點到1點半之間的角度
ne=北東=12點到3點之間的角度
nee=北東東=1點半到3點之間的角度

⑷ 地質塊體劃分

晚古生代本區大體經歷了西伯利亞板塊與華北板塊之間的碰撞與拼貼，碰撞後階段（-Collision）的造山作用可能延續到了中生代早期，從而基本結束了南北亞構造域塊體之間構造運動的發展演化史。

從晚三疊世至中侏羅世階段，本區東南一帶可能處於大陸邊緣構造-岩漿活動帶，推測為從古亞洲構造域向濱太平洋構造域演化和過渡階段，主要受南北古板塊之間的超碰撞及法拉隆、伊澤納吉洋板塊對本區陸塊的影響。

大約從晚侏羅世以來，因受庫拉-太平洋板塊向歐亞大陸俯沖影響，出現新的應力場和構造格局，從而轉為濱太平洋構造域，形成了我國東部巨大的濱太平洋中、新生代火成岩帶。

從本文研究的需要出發，首先把前中生代塊體的展布與輪廓進行簡要敘述，然後提出中生代以來塊體劃分的初步意見。前者主要以地層展布和物化探資料為依據，後者主要以邊界斷裂構造活動和殼幔結構為依據。

（一）前中生代塊體

1.基底塊體

觀點各異，在此不一一舉例。

（1）額爾古納-興安塊體（EX）

是指額爾古納隆起及大興安嶺北段，即東烏珠穆沁旗-布特哈旗-黑河斷裂以北地區，包括額爾古納-興安北段加里東-中華力西褶皺帶、內蒙古-興安南段晚華力西褶皺帶。區內前寒武紀地層有興華渡口群（Pt₁x）和佳疙瘩群（Pt₃j），呈零星展布，且遍布全區，主要岩性為混合岩、片麻岩、變粒岩和淺粒岩，夾磁鐵石英岩、大理岩，以及各種片岩、千枚岩等，具有明顯的前寒武紀塊體的地質特徵。從寒武紀以來，本區普遍處於淺海相沉積環境；晚古生代早期，得爾布干斷裂以東至塔源-烏奴爾斷裂一帶，處於海相裂谷環境；華力西期侵入岩漿活動表現得十分強烈，花崗岩類岩石大片出露，主要為二長花崗岩和花崗閃長岩岩基及閃長岩岩株等。

（2）佳木斯-興凱塊體（JX）

位於黑龍江省東部地區，根據前寒武系的展布特徵，本塊體的西界為烏伊嶺—一面坡一線，即蘿北-四平斷裂北段部分，東界為同江-當壁斷裂。區內前寒武系主要為麻山群（Arms）、一面坡群（Pt₃ym）及黃松群（Pt₃hs）等。麻山群以角閃岩相-麻粒岩相層狀變質岩系為特徵，以含石墨和夾大理岩及磁鐵礦透鏡體為特色，測得同位素年齡為2251～2539Ma；一面坡群、黃松群等，主要由綠片岩系組成，很可能屬於地槽發展階段早期產物。寒武紀以來，本區局部地區處於海相沉積環境；晚古生代早期基本處於海相火山-沉積環境，晚古生代晚期為局部陸源沉積。

（3）華北-燕遼塊體（HY）

位於赤峰-開原斷裂以南，華北陸塊郯廬斷裂以西地區。區內前寒武系主要為河北省境內的遷西群、單塔子群下亞群和遼寧境內的小塔子溝組（Arx）、大營子組（Pt₁d）、瓦子峪組（Pt₁w），此外有長城系、薊縣系和青白口系等。太古宇以角閃岩相-麻粒岩相變質岩系為主（TTG）；古元古界為低角閃岩相—高綠片岩相層狀變質岩系；中-新元古界以輕微變質的海相沉積岩為主。寒武-奧陶系為海相碳酸鹽岩系。石炭—二疊系主要為陸相碎屑岩系。

（4）遼-吉塊體（LJ）

指沈陽-敦化斷裂以東和古洞河斷裂以南，華北陸塊郯廬斷裂的以東地區。唐克東等認為遼-吉塊體（渤海塊體）構造演化史不同於華北-燕遼塊體。區內前寒武系有鞍山群（Aras）、龍崗群（Arlg）、夾皮溝群（Arjp），主要由輝石角閃岩相-麻粒岩相「TTG」變質岩系組成，可與朝鮮境內狼林陸塊基底岩系類比；古—中元古代地層主要是遼河群、集安群、老嶺群和色洛河群等。遼-吉塊體從元古宙以來的構造演化明顯區別於華北-燕遼塊體，主要表現在①古元古界，前者為陸內裂谷岩系，後者為大陸邊緣凹陷優-冒地槽相火山-沉積岩系；②中元古界，前者為大陸邊緣凹陷火山-沉積岩系，後者為陸內裂谷海相碳酸鹽岩系。古生代以來的地層層序及大地構造環境同華北-燕遼塊體基本類似。

2.古生代增生塊體

本區古生代增生塊體是指錫林浩特中間陸塊、嫩松陸塊、伊春-延壽加里東褶皺帶等較廣闊地帶，可劃分為兩個塊體，大體以賀根山—突泉—長春—圖們一帶的碰撞對接帶為界，北部為興安-佳木斯增生塊體，南部為華北增生塊體。

（1）興安-佳木斯增生塊體（XJZH）

該增生塊體北部收斂向南開闊，大部被松遼盆地所佔據。如果說松遼盆地是拉張盆地，那麼上述兩個基底塊體之間原來的距離一定會比現在的距離縮小得很多，或許上述兩個基底塊體本屬同一基底塊體。

從古生代地層的展布特徵看，在額爾古納-興安塊體的向SE方向和佳木斯-興凱塊體的西緣向SW方向，地層時代呈由老變新的趨勢。換句話說，地層時代北老南新，即從北部的高力溝組（

）、寶泉組（O₁b）等火山岩-碎屑岩-碳酸鹽岩建造和向南到哈爾濱以東地區的黑龍宮組（D₁h）、楊木崗組（C₂-P₁y）、哲斯組（P₁z）等淺海相沉積-火山岩。大興安嶺中段也是由北向南依次變新。延邊地區為石炭-二疊系。晚古生代火山-侵入岩漿活動加劇。

（2）華北增生塊體（HZH）

位於赤峰—開原斷裂以北，近EW向展布。古生代地層由南向北依次變新，南部主要為下古生界，如內蒙古的包爾漢圖組、杏樹窪組；遼寧境內的盤嶺組、吉林省的黃鶯屯組、二道溝組等，主要為海相火山-沉積岩建造，部分地區見有蛇綠岩套，為弧前、弧後夾島弧帶的構造環境（唐克東等，1992）。上古生界主要展布於北側，如內蒙古的查干哈布組、本巴圖組、大石寨組；遼寧的磨盤山組、青鳳山組；吉林的王家街組、鹿圈屯組、柯島組等，它們以火山岩、海相細碎屑岩和碳酸鹽岩為主，代表了活動大陸邊緣的構造環境。

關於上述兩個古生代增生塊體之間的碰撞拼接問題，主要依據有兩點：一是沿拼接帶見有蛇綠岩（套）殘片、混雜堆積及超基性岩；二是拼接帶兩側古生代增生塊體在地層時代及岩性、岩相等方面呈對稱關系。從該拼接帶的演化特徵看，西部的碰撞時間可能較早，為D₃—C₁（唐克東等，1992），東部較晚，為P₁—P₂（張允平等，1994），碰撞後的造山活動可能持續到了印支期。

該拼接帶在布格重力異常圖上也反映得比較清楚：①內蒙古賀根山—甘珠爾廟一帶，△g等值線由NEE向轉為近EW向，然後被大興安嶺△g梯度帶所斜接；②吉林白城以南的突泉一通榆—長嶺—長春一線表現為NW—SE向，然後被依蘭-伊通梯度帶所疊加；③永吉—敦化一線及古洞河斷裂北側仍表現為NW—SE向構造，然後被日本海△g梯度帶所取代。

3.各塊體地球化學場特徵

本區屬中生代活化區，因而各塊體前中生代的原始地球化學場特徵是難以描述的。因此我們根據1/20萬區域地質調查資料，統計了各塊體的常量元素和金屬成礦的異常元素，列於表2-1。表2-1所列元素，雖然不是定量的，但可顯示各塊體的地球化學場特徵，並反映出各塊體之間的差異，如各基底塊體w（K₂O）/w（Na₂O）值小於1，而增生塊體則相反，前者基本以富Fe、Mg為其特徵，而後者富Ca；異常元素特徵也是如此，大體符合該塊體中所發育的礦化與成礦的基本特徵。

（二）中、新生代塊體

對中生代以來塊體劃分有如下考慮。

圖2-1伊爾施—延吉莫霍面深度變化圖

2.中、新生代構造-岩漿活動

需要指出，中生代以來塊體活動及其演化是隨時間而變化的，主要由各期的構造-岩漿活動反映出來。

（1）T₃—J₁期

大約在目前的赤峰-開原斷裂以南地區和依蘭-伊通斷裂以東地區，T₃—J₁期處於大陸邊緣構造-岩漿活動帶，包括此時的完達山板片（拼貼地體）。我們稱之為饒河-汪清-北票塊體，該塊體的部分地區控制了該期的火山-侵入岩漿活動（圖2-2A）。

該期的主要特徵是在全球范圍內開始進入了近代板塊的演化階段。對本區而言，此時歐亞大陸已形成，濱太平洋構造域尚未形成或向濱太平洋構造域開始演化的階段。必須承認，此時的西伯利亞板塊與華北板塊的超碰撞作用還在繼續，使處在大陸邊緣的華北板塊和佳木斯塊體產生近EW或NE向走滑斷裂，在其拉分階段噴出火山岩。從總體而言，此時的華北板塊繼續向北左旋移動，日本地體可能向華南、華北俯沖擠壓，向雛形的歐亞大陸俯沖等，基本處於SN方向和NW—SE方向的擠壓環境。因此該期饒河-汪清-北票塊體的西北廣闊地區則處於穩定隆起環境，其中局部地帶（扎魯特旗、巴林左旗及柴河一帶）形成凹陷盆地，沉積有含煤岩系，如紅旗組（J₁h）、原查伊河組（T₃—J₁ch）等。另外由於受蒙古-鄂霍次克構造帶影響，本區北部上黑龍江地區也發生了局部沉降。

（2）J₂期

經分析認為，該期總的特徵與T₃—J₁期類似，構造—岩漿活動主要表現在本區的東部和南部地區。南部的遼西地區火山活動比較強烈，而且向北越過赤峰-開原斷裂至西拉木倫河斷裂一帶。此時庫拉或Izanagi板塊可能向歐亞大陸的俯沖作用開始，新的力學場使岩石圈結構部分發生變化，走滑斷裂的拉分作用加大等。

我們認為此時的深部構造活動（如幔隆、幔坳、深斷裂活動等）是由南向北依次進行的，也就是說從南部的郯廬斷裂系向北部逐漸擴展，首先沖入的是郯廬斷裂系在本區的南部基底剛性「塊體」，然後逐漸向北擴展到松遼盆地等古生代增生塊體的塑性褶皺帶。需要指出，此時的大興安嶺東麓山前斷裂在本區的南部老哈河地帶已經形成，並向北部延伸；而遼吉塊體、佳木斯-興凱塊體及張廣才嶺加里東—印支期花崗岩帶等，均表現為剛性「塊體」。因此J₂期火山活動在遼西地區表現得強烈，而東部地區只在敦化-密山斷裂以南的部分地區有表現。因此把該期塊體劃分為冀北-遼西塊體和延吉-通化塊體。冀北—遼西地區所以岩漿活動較強烈，是與下遼河郯廬斷裂系深部構造活動有關（圖2-2B）。

圖2-2東北地區中生代以來的塊體活動示意圖

1—岩漿活動；2—斷坳陷；3—拼貼地體；4—上地幔隆起；5—斷裂活動

由於岩石圈結構由南向北發生變化的結果，大興安嶺南段局部拉分—沉降，沉積新民組（J₂x）、萬寶組（J₂w），主要岩性為含煤岩系和火山碎屑岩；而大興安嶺中段主要表現為升降，沉積了太平川組（J₂t）和南平組（J₂n），主要岩性為含煤岩系和類磨拉石建造砂礫岩。此時的大興安嶺已開始打破前期較寧靜局面，斷裂構造和地殼升降運動開始加劇。上黑龍江凹陷繼續下沉，沉積了二十二站組（J₂er）碎屑岩，主要與蒙古-鄂霍次克海構造活動有關。

（3）J₃—K₁期

該期是本區火山-侵入岩漿活動強盛期，火山-侵入岩遍布全區。然而以松遼盆地—下遼河盆地為界，東西兩側岩漿活動的強弱表現得截然不同，西部的大興安嶺和遼西地區表現得十分強烈，而東部的小興安嶺、張廣才嶺及遼東—吉南地區表現得相對較弱。

眾所周知，J₃—K₁期濱太平洋構造域構造-岩漿作用在我國東部表現得十分強烈，規模很大，主要以大興安嶺和我國東南沿海地區為代表，其中對大興安嶺J₃—K₁期火山-侵入岩漿作用的成因機制目前尚有較大爭議。有認為主要與裂谷作用有關（蔣國源，1988；王東方，1984）；認為與南北向繼承性活動和太平洋板塊的俯沖、幔隆、部分熔融有關（趙國龍，1989）；認為是邊緣陸塊型火山岩（夏軍等，1993）。

庫拉-太平洋板塊此時對歐亞大陸的俯沖作用可能達到了最強烈階段。我們認為可能J₂期形成的興城—雙遼一線NE向地幔上涌峰脊帶，在J₃—K₁期呈NNE嚮往北延伸，並貫穿了目前的整個松遼盆地乃至俄羅斯境內的結雅盆地（當時的地幔上涌峰脊帶可能處於目前峰脊帶的西側），此時的大興安嶺東麓山前斷裂或大興安嶺主脊斷裂已成為大型走滑斷裂，呈NNE向貫穿了整個大興安嶺地區。此時的岩漿作用主要與大型走滑斷裂的拉分階段岩漿侵位有關，這種岩漿也可以是在大型走滑斷裂的擠壓階段地殼的部分熔融產生的（И.B.ГοрдиенΚο，2000）。

如前所述，即以松遼盆地為界，東部和西部無論是火山-侵入岩漿活動的規模還是岩漿作用的強度，差別都很大。那麼J₃—K₁期的活動塊體，大體以松遼-下遼河盆地為界，劃分為東西兩塊是合理的，即西部大興安嶺塊體（含冀北、遼西）和東部小興安嶺-張廣才嶺-長白山塊體（圖2-2C）。

（4）K₂—E期

該期的殼幔結構，與目前所測得的結果更接近，主要表現為拉伸作用及裂谷-地塹盆地。

當時太平洋板塊向歐亞大陸進行正向俯沖，松遼盆地以地幔上涌和陸殼減薄、裂解及拉伸為特徵，△g值約（-10～＋30）×10^-5m/s²，陸殼厚度為33km左右，個別地段為小於30km，△T異常軸線為SN向，反映E—W向拉伸特徵。目前松遼盆地的范圍，主要是在K₂—E期因陸殼減薄、拉伸和裂解的結果，也就是說，在海拉爾-孫吳EW向斷裂與赤峰-開原斷裂及西拉木倫河EW向斷裂之間向東-西伸展的結果。假設把大興安嶺地殼最厚的43km視為地幔上涌前松遼盆地的地殼厚度，同時從松遼盆地目前地殼厚度中再減去K₂—Q期沉積厚度（均3000m），那麼松遼盆地的目前地殼厚度比地幔上涌前的地殼厚度減薄約12km。如果按減薄的12km計算松遼盆地向EW方向伸展的寬度，則為目前300km寬度的約1/3.5，接近100km。實際上地幔上涌不只是在松遼盆地的范圍，而是在大興安嶺地幔斜坡帶中已經開始，那麼因地殼減薄引起的松遼盆地EW方向伸展的寬度遠不止100km。

總之，K₂—E期本區塊體活動主要表現為隆起和斷陷作用，岩漿活動只體現在斷陷區邊界斷裂或深斷裂附近，為少量的玄武質岩漿和酸性岩漿。因此把該期塊體劃分為松遼-下遼河裂陷塊體、依蘭-伊通裂陷塊體、海拉爾地塹塊體、三江平原地塹塊體等（圖2-2D）。其餘為穩定隆起區，見有少量酸性火成岩。

（5）N—Q期

該期的塊體活動有如下特點：K₂—E期斷陷塊體繼續下沉；N期敦化-密山斷裂帶的火山-裂谷作用加劇；Q期的寬甸—白頭山—延吉—線雛型裂谷作用開始。但是該期的岩漿作用與其說受塊體影響，不如說受斷裂活動的控制或受日本海弧後拉張作用的影響更切合實際些，因此劃分塊體的意義不大。

⑸ 地質學問題。

1、基本一致。2、NWW為270°~293°范圍內，NEE為0°~23°范圍3、走向：傾斜岩層層面與任意水平面的版交線權稱為走向線，走向線指示的地理方位叫走向。地質羅盤一打就知道了。傾向：與走向線垂直向岩層下傾方向引出的射線稱為傾斜線，傾斜線在水平面上的投影線指示的地理方位稱傾向。傾向與走向相差90°或270°。向什麼方向斜，就傾向哪個方向。傾角：就是傾斜的角度4、我加你了

⑹ 地質、構造

青藏高原由不同時代和結構的板塊組成，在印度板塊向北強烈的碰撞和擠壓下，沿老闆塊縫合線形成一系列巨大的走滑斷裂帶。自北向南，主要有東昆侖縫合線斷裂帶、可可西里-金沙江縫合線斷裂帶、班公錯-怒江縫合線斷裂帶和雅魯藏布江縫合線斷裂帶。

1.東昆侖縫合線斷裂帶

鯨魚湖-阿尼瑪卿晚古生代-早中生代縫合帶主邊斷裂，為秦祁昆造山系與西秦嶺-巴顏喀拉造山系主體部分的分界斷裂。西起新疆、青海交界處的鯨魚湖以西，經布喀達板峰南、庫賽湖、西大灘、東大灘、秀溝、阿拉克湖、托索湖及瑪沁等地，至甘肅省瑪曲以東，橫亘青海省中部，走向275°～280°;斷裂規模大，標志清晰，斷面在阿拉克湖以東，傾向SW，傾角50°～60°;以西斷面傾向NE，傾角46°～70°，擠壓破碎帶寬約500m，甚至達4000m，其中可見糜棱岩、破碎帶、斷層角礫岩、斷層泥等。該斷裂為岩石圈或超岩石圈斷裂，沿斷裂帶頻發地震，為活動斷裂。

2.可可西里-金沙江縫合線斷裂帶

西起唐古拉山北麓的烏蘭西金湖，經風火山北、玉樹，沿金沙江向南，與鮮水河斷裂相接，西段大體沿金沙江縫合帶發育，東段沿甘孜-玉樹斷裂帶和鮮水河斷裂帶分布，是一條左旋走滑斷裂。主要出露二疊系、三疊系海相碎屑岩。

2.班公錯-怒江縫合線斷裂帶

西起班公錯，向東經改則、丁青轉向東南，沿怒江延伸到雲南省境內，橫貫西藏中部，長2000km以上，斷裂北側白堊系為陸相沉積，而在南側為海相或海陸交互相沉積，是一條晚中生代縫合帶。

3.雅魯藏布江縫合線斷裂帶

大體沿象泉河—雅魯藏布江延伸，東段在米林、墨脫大拐彎處急轉向南，延伸出境，進入緬甸境內，區內全長1500km以上，主要由近於平行的兩條斷裂組成，斷裂帶寬10～1000m以上，帶內糜棱岩化、片理化強烈，沿斷裂帶有超基性岩帶發育，為新生代縫合線斷裂帶。

在強大南、北向擠壓力的作用下，產生許多NW向壓扭性和NEE向、SN向的張性斷裂。發育多個近SN向分布的張性地塹，邊界為SN向、NE向和NW向斷裂控制，自西向東，主要有曲松-錯那、谷露-羊八井、申扎-曲朋、霞如錯、薩嘎-吉隆、隆格爾和公珠錯等地塹。

⑺ 　地質史

夾皮溝金礦區是金礦密集區。它位於華北地台北緣東段邊緣構造活動帶上，主要產出在夾皮溝花崗岩－綠岩帶的西南側，呈NW向展布，延綿30餘公里，有十餘個大、中、小型礦床和上百個礦點，發現的含金石英脈上千條，主要礦床有夾皮溝本區、三道岔、二道溝、八家子、板廟子、小北溝、四道岔、大線溝等。金礦帶分布在夾皮溝綠岩帶與啞鈴狀鉀質花崗岩之間的綠岩帶一側，礦體產出在韌性剪切帶中。綠岩帶、鉀質花崗岩和韌性剪切帶是與金礦密切相關的3個主要地質因素（圖1-2）。

夾皮溝綠岩帶位於樺甸市東南大紅石砬子—老牛溝—夾皮溝一帶，呈NW向長條狀分布在華北地台鐵嶺－靖宇隆起和古亞洲吉林褶皺區交界處的台區一側，並受濱太平洋大陸邊緣活動的影響，綠岩帶延伸約45km，寬4～10km，面積約315km²，北東側與以華力西晚期為主的黃泥嶺花崗岩相接，西南側以韌性剪切帶和新太古代鉀質花崗岩與龍崗麻粒岩－片麻岩區相鄰，北西端以輝發河斷裂為界，南東部分被鉀質花崗岩和燕山期花崗岩切斷。綠岩帶本身又被太古宙英雲閃長質－奧長花崗質片麻岩侵入，肢解成大小不等、形態不一的殘塊。花崗質岩石出露面積占總面積的65%左右，綠岩帶約佔35%，兩者之比約5:3。綠岩帶地層為夾皮溝岩群，下部老牛溝岩組，其原岩建造以鎂鐵質火山岩為主夾少量超鎂鐵質岩，厚度為2500m；上部三道溝岩組，原岩主要由鎂鐵質火山岩、長英質火山岩、沉積岩和條帶狀鐵建造等組成，厚度為1300m。夾皮溝岩群中安山質岩石不發育。整個岩序形成一個巨型的火山－沉積旋迴，又可再細分為多個次級火山－沉積旋迴。

圖1-2夾皮溝太古宙花崗岩－綠岩帶地質及礦床分布略圖

1—呼蘭群；2—夾皮溝岩群三道溝岩組；3—夾皮溝岩群老牛溝岩組；4—片麻岩－麻粒岩區；5—太古宙英雲閃長質－奧長花崗質片麻岩；6—華力西期花崗岩；7—鉀質花崗岩；8—金礦床；9—韌性剪切帶；10—地質界線；11—推斷地質界線

對夾皮溝金礦區地質認識的不斷深化是與採金和找金的實踐緊密相聯的，是與地質科學不斷發展密切相關的。對金礦帶賦存的控礦構造從主蝕變帶→NW向構造帶→韌性剪切帶的認識，從地表找礦到研究礦體的分布規律，從單一的地質找礦方法到以地質為主，物化遙的綜合信息找礦，從對礦床成因岩漿期後熱液礦床到綠岩帶有關的熱液金礦床，無不浸透著廣大地質工作者辛勤的勞動和無窮的智慧；隨著對地質認識上的一次次深化，促進了找礦工作的一次次突破，充分說明了科學技術是第一生產力的顛撲不破的真理。

在1960年以前，夾皮溝礦區雖然開采黃金已一百多年，但當時找金工作主要局限在主蝕變帶，且僅有一張26km²的1:5000千地形地質圖。圖上僅表示出幾條蝕變帶和岩脈（圖1-3）。主蝕變帶是指鞍山群三道溝組角閃斜長片麻岩經退變質作用形成的綠泥片岩、綠泥絹雲石英片岩等，其中疊加有硅化、絹雲母化、黃鐵礦化等熱液蝕變及含金石英脈等的地質體。主蝕變帶走向NEE，長約5000m，寬200～300m，開采了16條含金石英脈，最大礦脈的延長和延深均達600～700m。當時的認識是含金石英脈受構造控制，金的成礦物質來自燕山期花崗岩，礦床成因屬於岩漿期後熱液充填，工業遠景礦脈皆產在NEE向的主蝕變帶內。這些認識，在本區早期找礦時曾起過一定的作用，但後來根據這些認識將主要勘探工程（約6000多米鑽探，800多米的坑道）都投入到主蝕變帶，卻沒有取得新的進展，不得不在1960年10月夾皮溝本區宣布閉坑停產。

圖1-31960年前夾皮溝礦區地質圖

（據程玉明，1986）

1—太古宙岩石；2—主蝕變帶；3—花崗閃長岩；4—夕卡岩；5—含金石英脈；6—竣工鑽孔

在夾皮溝地區找礦工作面臨山窮水盡的情況下，在本區工作的廣大地質工作者，特別是604隊的地質人員，在反復研究了約20多處金礦點後，發現其共同的特點就是受斷裂構造控制明顯。雖然它們各自的產狀不同，但空間上多分布在NW向擠壓破碎帶一側的次級構造中，而且當時在NW向擠壓斷裂帶上的小北溝金礦床開採的深度已近400m，因而說明NEE向主蝕變帶控礦構造不是唯一的，還應注意NW向斷裂帶的控礦作用。在對NW向構造帶認識的基礎上，604隊的地質人員經反復論證和篩選，先對二道溝五號礦點進行地質勘查工作。

在1909年（宣統元年）在二道溝地表發現有礦脈。從1956年到1960年的5年內，先後有4個單元對5號礦點作了地質評價，他們都對地表僅有的3條規模不大的含金石英脈（長30～50m，寬0.5～1m）做了無工業遠景的結論。自1961年起，604隊的地質人員在突出加強礦區構造的研究後，著眼於由礦脈的地表規模，轉到控礦構造的特點和規模上。二道溝5號礦點地表礦脈規模雖小，但含礦斷裂延伸達400多米，與無礦的結論似乎不一致。他們在進行深部地質評價中，第一鑽就見到了工業礦體，礦體厚度為6.43m，金品位為17.27g/t，坑道中也見到了工業礦體。通過4個月的地勘工作，肯定了礦床的工業遠景，從而使礦山恢復了生產。這是跳出主蝕變帶，突破礦體空間展布的「禁區」，找到的第一個大中型礦床，為形成北西向斷裂控礦的新認識，邁開了十分可喜的一步。

再如三道岔6號礦點，含金石英脈地表長僅10～20m，寬0.1～0.3m，品位只有0.4～0.8g/t。如單從地表的規模與礦石的品位來看，其遠景就不很樂觀；但礦點位於北西斷裂構造帶上盤，與已知工業礦床相比，礦化特徵相似，且控礦構造十分發育。604隊先用平硐探礦，見到含金石英脈後連續布3鑽孔，孔孔見礦，發現了隱伏的三道岔大型金礦床。

認識來源於實踐，實踐更深化了認識。出露在地表的金礦化，經常是零散的。604隊的地質人員通過對零星礦化現象分析，探索其賦存規律，認識控礦系統，選出最佳成礦地段進行評價，這是夾皮溝地區找金的有效經驗。如1904年在八家子西部發現兩條含金石英脈，長50m，寬20m，品位27g/t，斷續評價至1964年，因著眼於兩條小脈，收效甚微，而且作了否定的結論；後來用控礦系統觀點，再認識八家子礦點，發現該含金石英脈分布在石英正長斑岩的上下盤，兩者關系密切，確立了控礦系統的存在，在石英正長斑岩向東延長1000多米處，結合控礦因素，選擇有利地段，發現了隱伏的中型金礦床。四道岔、菜

子等礦床的發現，都有類似的情況。

70年代末期，二道溝深部礦體的發現，可以說是本區找金工作又一次重大突破，並進而深化了對礦床成因的認識。在二道溝金礦發現初期，認為含金石英脈的形成是與花崗閃長岩有關的岩漿期後熱液礦床，因而礦體應分布在花崗閃長岩的上盤，所以前期鑽孔幾乎都停留在花崗閃長岩里。直到70年代末期，在375m中段，在閃長玢岩下盤發現了富含方鉛礦的含金石英脈後，提出二道溝深部可能出現第二個富集地段，經過勘探，在花崗閃長岩的下部又找到了深部礦體（圖1-4），從而認識到花崗閃長岩不是含金石英脈的成礦母體，而是切穿礦體，其形成晚於金礦體，這是對本區金礦床成因認識上的又一次飛躍。

80年代以來，隨著改革開放的不斷深入，和國民經濟的飛速發展國家需要有充足的、豐富的黃金資源，國家對黃金工業給予了足夠的重視；同時國際合作交流進一步發展，國外有關綠岩帶、韌性剪切帶和綠岩帶金礦成礦理論的引入，對本區的地質研究和找金工作也起了極大的推動作用。在此期間，604地質隊、夾皮溝金礦、吉林有色地勘局地質研究所、長春地質學院、長春黃金研究所、沈陽地礦所、天津地礦所、吉林地質科學研究所（下稱吉林地科所）、東北大學、南京大學等單位在本區進行了地層、構造、變質岩、花崗岩、礦床、地球化學、同位素地質、綜合信息找礦等多學科研究工作，對礦區的綠岩帶地質、構造格架、韌性剪切帶、TTG岩系特徵、成岩成礦特徵、同位素年代、成礦機制和控礦因素、礦床成因、綜合信息找礦模式等整理出了豐富的資料，促進了本區的找礦工作；此外，還提交了研究報告，發表了大量學術論文、出版了一些專著，其中較為重要的有：《夾皮溝金礦控礦因素與富集規律》（604隊程玉明，1979），《華北板塊北緣東段金多金屬成礦帶成礦遠景區劃》（吉林地礦局劉長安等，1985），《夾皮溝金礦帶地質條件、成礦規律和找礦方向》（吉林有色地勘局研究所胡安國、王義文等，1985），《吉林南部夾皮溝地區早前寒武紀地質及金的成礦作用》（沈陽地礦所林寶欽、阮忠義，1986），《華北陸台太古宙花崗岩－綠岩地體中金礦床類型和演化》（天津地礦所沈保豐、駱輝等，1989），《吉林省夾皮溝－金城洞花崗岩－綠岩區成礦作用及找礦方向》（吉林地科所戴薪義等，1989），《吉林夾皮溝金礦床含金石英脈的⁴⁰Ar/³⁹Ar快中子活化年齡測定》（吉林有色地勘局研究所吳尚全，1991），《吉林夾皮溝金礦區綜合信息成礦預測及深部預測》（長春黃金研究所朱太天等，1992），《遼北－吉南太古宙地質及成礦》（天津地礦所沈保豐、駱輝等，1994），《夾皮溝金礦帶花崗岩－綠岩地體金礦的成礦規律與成礦預測》（吉林有色地勘局研究所程玉明等，1994），《清原－夾皮溝綠岩帶地質及金的成礦作用》（天津地礦所李俊建、沈保豐等，1995）；《吉南太古宙高級變質地體及金礦床》（孫曉明、徐克勤等，1996）。總之，本區研究程度很高，由於掌握資料有限，可能還有些較重要的論文、專著、報告沒有提及，尚請諒解。

圖1-4二道溝金礦床0線地質剖面圖

（據604地質隊）

1—角閃斜長片麻岩；2—花崗閃長岩；3—閃長玢岩；4—含金石英脈

⑻ 地質概況

5.2.1 地層

井田位於開平煤田西北側，開平煤田地層屬華北型沉積。煤田古生代地層廣泛分布，上部石炭-二疊系為含煤岩系，各系、統間多以整合或假整合接觸(表5.2)。井田含煤地層上覆第四系沖積層。含煤地層基底為中奧陶統灰岩，含煤地層層組劃分為:唐山組、開平組、趙各庄組，大苗庄組及唐家莊組5段地層。

表5.2 區域地層表

注:據2001全國地層委員會和2004國際地層委員會發布的時代劃分方案，石炭紀二分，二疊紀三分，但為了與礦上其他資料吻合方便起見，本次仍沿用舊的時代劃分方案。

5.2.2 煤層

井田含煤地層主要為石炭-二疊系。煤層在各組地層中的分布見表5.3。井田內主要可採煤層主要為6層，分別是煤8、煤9、煤11、煤12-1、煤12-2和煤12_下。局部可採煤層為3層，分別是煤5、煤7、煤14-1。可採煤層總厚度21m，含煤系數4.54%。研究煤層為煤12-2。

表5.3 各煤層在地層中的分布表

各個煤層的詳細特徵分別敘述如下。

(1)煤5:該煤層屬大苗庄組。為一不穩定的局部可採煤層。單一煤層，偶有一層夾矸。煤5頂板主要由中厚層狀深灰色粉砂岩組成，在6－15剖面線之間有細砂岩零星分布。直接底板主要由厚層狀粉砂岩及粘土岩組成。

(2)煤7:該煤層屬大苗組。為一不穩定的可採煤層。平均煤厚1.15m，單一煤層為主，局部有1～3層夾矸，結構較簡單。直接頂板岩性變化大，主要由淺灰、灰白色鈣質磁針結的粉砂岩、細砂岩組成，裂隙發育，含植物化石。直接底板厚度及岩性變化較大，厚度有北厚南薄的趨勢，直接底板多見灰色礫狀粘土岩。

(3)煤8:該煤層屬大苗庄組，為穩定—較穩定的可採煤層。平均厚度3.53m。單一煤層為主，局部為2～4層夾矸，結構較簡單。頂板岩性局部為黑色粉砂岩或粘土岩，偽頂與直接頂之間有炭化面，極易冒落。直接頂為凝灰質膠結的細砂岩，裂隙發育，遇水膨脹呈粉末狀。底板厚度及岩性變化較大，為沉凝灰質膠結的中—細砂岩，遇水膨脹。

(4)煤9:該煤層屬大苗庄組，為一穩定的可採煤層。平均厚度4.10m。單一煤層為主，局部2～5層夾矸，結構較復雜。直接頂板為粉砂岩、細砂岩及中砂岩。直接底板以灰色—灰黑色條帶狀細砂岩為主。

(5)煤11:該煤層屬趙各庄組，為一穩定的可采中厚煤層，平均厚度2.18m。煤層結構單一，局部含1～2層夾矸，結構較簡單。直接頂板黑灰色粉砂岩，富含鐵質結核，呈串珠狀排列。老頂為淺灰色細砂岩。直接底為灰黑色粉砂岩，富含植物根化石。

(6)煤12-1:該煤層屬趙各庄組，為一穩定—較穩定的中厚可採煤層，平均厚度2.23m。煤層結構以單一煤層為主，偶有一層夾矸，結構簡單。直接頂板以淺灰色—灰色細砂岩為主，次為粉砂岩或粘土岩。直接底板為灰色粉砂岩，泥質膠結，含植物化石，往下顆粒變粗，成中砂岩，局部為粗砂岩。

(7)煤12-2:該煤層屬趙各庄組，為一較穩定的可采中厚煤層，平均煤厚2.25m。煤層結構復雜，多為2～5層夾矸，夾矸層數多，厚度變化大。頂板為灰色砂岩或粘土岩石，風化後易破碎，一旦被揭露，因其吸水膨脹導致巷道變形，故應加強防範，底板為深灰色細—粉砂岩，岩性細膩、均勻，含碳質，性較脆。

(8)煤12下:該煤層屬趙各庄組。為一桅頂的可采薄煤層，平均厚度1.13m。煤層結構以單一煤層為主，偶爾有一層夾矸，結構簡單。直接頂板為深灰—黑灰色粉砂岩，岩性均一、細膩、堅硬，斷口平坦，富含黃鐵礦結核。直接底板為深灰中厚層狀粉砂岩或粘土岩，富含黃鐵礦結核，岩性緻密、均一。

(9)煤14－1:該煤層屬開平組。為一局部可採煤層，平均厚度1.76m。煤層結構為少數單一煤層，有1～3層夾矸，結構較為復雜。頂板為褐灰色薄層生物碎屑灰岩(K5)，質不純，緻密、堅硬，厚度0～0.82m，雖厚度較薄但發育較穩定。直接底板為褐色粉砂岩或粘土岩。

5.2.3 礦井構造

井田主要構造形態為車軸山向斜東南翼的單斜構造，只是在井田的西北局部為向斜構造。向斜軸為N60°E，軸面向西北方向傾斜且與鉛垂面之間夾角約20°，樞紐向西南方向傾伏13°角。向斜在油房庄北部轉折，向斜兩翼地層產狀變化較明顯，西北翼地層急陡，傾角在65°～85°之間，一般為70°;東南翼地層平緩，傾角在12°～25°之間，一般為20°。向斜內斷裂構造較發育，斷層與向斜軸方向走向多一致，見東歡坨井田構造綱要圖(圖5.2)。

圖5.2 井田構造綱略圖

根據斷層和褶曲等主要構造形態，井田劃分為4個構造塊:

Ⅰ區:東南翼16剖面以東至向斜軸為一個構造塊段，本塊段在走向、傾向上變化均不大，呈簡單的單斜構造，共發現58條斷層，斷層密度1.38條/km。

Ⅱ區:東南翼16剖面至F₃₅斷層。本塊段以張-張扭性的高角度傾向或斜交的正斷層為主，斷層較發育，落差較大。該區發現有17條斷層(F₂₂～F₃₇)其中正斷層16條，落差大於50m的有:F₂₂，F₂₇，F₃₁，F₃₂，F₃₅等7條;落差30～49m斷層有F₂₃，F₂₆，F₃₀3條，小於30m的6條，該地段為本礦井遠景規劃的塊段。

Ⅲ區:F₃₅斷層以西至24剖面線，該段由10個精查鑽孔控制，勘探程度相對較低，未發現較大斷層。

Ⅳ區:西北翼為第三構造塊段，該塊段地層急陡，多發育走向壓性逆斷層，經過三維地震補充勘探，控制條斷層5條，分別為DF₁₁，DF₁₂，DF₁₄，DF₂₂，DF₂₇。

本井田的地質構造主要以斷層為主，褶曲構造不甚發育;在建井階段未發現岩漿岩侵入及岩溶陷落柱發育。

(1)斷裂構造。通過勘探，發現這些斷層有如下發育特徵與規律:①以張性及張扭性正斷層為主，但也有少量逆斷層存在;②方向性強，本區以北東向斷層為主;③傾角集中，傾角多集中在55°～75°;④總體規模小，大部分斷層落差小於30m;⑤斷層分布，測區內分布不均勻，測區中南部斷層稀少。

(2)褶皺。井田主要發育有車軸山向斜，該向斜為狹長不對稱向斜，展布於井田東北側邊界附近。褶皺軸走向為NEE～SWW向，平面上延展約20km，軸面傾向NW。向斜NW翼地層產狀較陡，多在50°以上，構造較復雜;而SE翼地層產狀相對較平緩，多不超過25°，一般為16°，構造相對較簡單。礦區的大部分區域就位於車軸山向斜的SE翼。

⑼ 關於地質學方面的問題。

1、基本一復致。

2、NWW為270°~制293°范圍內，NEE為0°~23°范圍
3、走向：傾斜岩層層面與任意水平面的交線稱為走向線，走向線指示的地理方位叫走向。地質羅盤一打就知道了。
傾向：與走向線垂直向岩層下傾方向引出的射線稱為傾斜線，傾斜線在水平面上的投影線指示的地理方位稱傾向。傾向與走向相差90°或270°。向什麼方向斜，就傾向哪個方向。
傾角：就是傾斜的角度
4、我加你了

⑽ 地質名詞nw300,南南東,西北西,北東等，各代表什麼意思,是怎樣定義的

NW =northwest 西北 SW=southwest 西南 NE= northeast 東北 SE=southeast 東南
和漢語的表達方式正好相反。