地质上的北东向怎么理解

⑴ 北东向构造带地质特征

除纬向构造带外，北东—北北东向构造是区内另一组重要的构造系统。特别是发育在工区东部呈北东—北北东向相间展布的一系列隆起带和坳陷带是这组构造系统最为醒目的宏观表现形式。其中，隆起带上分别由太古宙、元古宙及古生代等前中生代的古老地块及不同时期的侵入岩所组成，或称为构造岩浆岩带;而坳陷带中则主要由侏罗－白垩系火山岩及沉积岩所组成。自西向东依次为红山子－五分地构造岩浆岩带(隆起带)、多伦－棋盘山坳陷带、铭山老府－翁牛特旗构造岩浆岩带(隆起带)、锡伯河－半支箭坳陷带、黑里河－库里吐构造岩浆岩带(隆起带)、宁城老哈河坳陷带和努鲁儿虎山构造岩浆岩带(隆起带)，以及研究区外侧的朝阳－北票坳陷带(图2－3)。

对于北东—北北东向隆起带和凹陷带形成演化及构造性质的归属问题，目前尚未见专题研究报道。在不同的文献中，前人多认为是中生代(尤其是燕山期)以来本区发生强烈构造岩浆活动的产物。然而，综合分析区域资料，我们认为，区内北东—北北东向的隆起带与凹陷带相间分布的构造格局绝不是一蹴而就的，而是经过了自古生代晚期、印支期直到燕山期等长期构造发展演化过程。从构造演化过程角度考虑，至少可以划分为两个时期，即华力西晚期—印支期和燕山晚期。华力西晚期—印支期(包括早燕山期)以北东向构造为主;燕山晚期则以北北东向构造为主。其中，燕山晚期的北北东向构造表现相对清晰，主要以断裂为主的构造活动，伴随着强烈的火山喷发和岩浆侵入，其具体特征将在下一节中叙述。

这里，我们仅就北东向构造在区内的表现特征作一概略分析。由于区内缺少三叠纪地层建造及其相关的构造变形特征，因此，总体上看，北东向构造在区内表现得不是非常明显。这也许是长期以来北东向构造未得到重视的主要原因之一。然而，我们注意到，近年来的地质工作及同位素年代学数据，将大量原属于华力西晚期或者部分属于燕山早期的花岗质岩石厘定为印支期。这些侵入岩在区内主要呈北东向展布，并有大量的燕山期花岗岩与其伴生在一起。它们共同组成北东向的构造岩浆岩带，在铭山—河北棋盘山之间以及北部桥头一带，沿隆起带西侧控制了二叠系出露，其展布方向大致与隆起带方向一致，从一定意义上看，显示了这一北东向隆起带(构造岩浆岩带)成生起源于华力西晚期。印支期花岗岩的厘定及其在工区内的表现形式，反映了工区内，甚至是区域范围内印支期构造岩浆活动是比较强烈的。而本书作者最新的成矿年代学测试也发现，某些钼矿床的形成确实与印支期岩浆活动有关。因此，我们主要根据印支期花岗岩的表现及分布特征，厘定出区内4个北东向的构造岩浆岩带(隆起带)。各构造岩浆岩带特征如下所述:

图2－3 多伦-赤峰地区中新生代隆起带与坳陷带构造格局分布示意图

一、红山子－五分地构造岩浆岩带

位于研究区西北部、克什克腾旗东南部、西拉木伦河以南的地区，西南起自克什克腾旗花鼓台一带，沿北东经红山、广兴元、边墙到五分地一带，长150km，宽30km。总体展布方向为北50°～60°东。主体构造形迹为北东向展布的花鼓台－五分地复式背斜、一系列同方向的断裂，以及受其控制的岩浆岩带组成。构造岩浆岩带向南西、南东侧分别为多伦中生代火山断陷盆地和棋盘山中新生代火山断陷盆地所覆盖;构造带西侧有北北东向大兴安岭主脊断裂通过。

(一)褶皱

花鼓台－五分地复式背斜分布范围与隆起带范围一致，复背斜主要由二叠系组成，核部由下二叠统的青凤山组碎屑岩组成，向两翼依次有原属下二叠统的班布加拉嘎组、黄岗梁组，上二叠统的铁营子组、染房地组等。倾角一般为50°～60°。大致包括两个次级Ⅱ复式褶皱，即西侧的鸡冠山－兰家营子华夏系复背斜和东侧的道营水－五分地复式背斜;其中，鸡冠山－兰家营子华夏系复背斜相对连续性较好，根据地层建造的不同又可划分为北东段的铁营子－兰家营子华夏系复背斜和南西段的鸡冠山－大北沟华夏系复背斜。而道营水－五分地复式背斜特征与鸡冠山－兰家营子华夏系复背斜相似，但因第三纪(古、新近纪)玄武岩大面积覆盖，地层出露不完整。以下仅以鸡冠山－兰家营子华夏系复背斜为例加以说明。

1.铁营子－兰家营子华夏系复背斜

为该隆起带北段，铁营子—兰家营子一带，复背斜长30余千米，最宽达16km。褶皱轴为北50°～55°东。核部地层仅为上二叠统下部铁营子组，两翼为上二叠统染房地组及黄岗梁组。核部一带不仅产状变化大，倾角由20°～60°不等，而且内部屡见次级褶曲。两翼倾角亦略有差异，以南东翼稍微陡些，一般在40°～50°之间;北西翼缓，约25°左右，推知该褶皱轴面应该倾向北西。

2.鸡冠山－大北沟华夏系复背斜

为该隆起带南段，位于西南鸡冠山—中部大北沟一带，可见长度超过22km，宽度一般为7～8km。主要由下二叠统火山－碎屑岩组成。沿其轴向(约50°)向北东方向倾伏。该复背斜因受后来的岩体侵入及断裂破坏，加之中、新生代地层覆盖，保存很不齐全。但根据地层的出露特点及产状分析，仍可看出属比较紧密和复杂的褶皱类型。近核部产状陡(达60°左右)，两翼变缓些(30°～40°)，因发育有次一级的褶皱而趋于复杂化。

复式褶皱北东端因邻近西拉木伦纬向构造带向北东东向偏转，形成略向北西突出的弧形构造形迹。至五分地一带基本上为近东西向，显示了早期东西向建造的存在及东西向构造对北东向构造的限制和影响。

(二)断裂

断裂主要有两组，分别为北东—南西向和北西—南东向。

北东—南西向断裂主要沿上述复式褶皱的核部及两翼，冲断层发育，但连续性较差。断裂大部分穿切二叠系，部分穿切了沿其出露的燕山期花岗岩。初步显示，这些断裂形成于二叠纪以后，在燕山期又多次活动。根据断裂发育密集程度，可以划分为南、北两段:

(1)南段:主要分布于鸡冠山－大北沟复背斜西翼，以龙王庙子附近最为发育，由数条大致平行的逆断层组成，它们依次向北西冲覆。其中，规模较大的一条是龙王庙子－娘娘庙逆断层，长达十几千米，走向大致北东—南西，断层面向南东倾斜，使二叠系冲覆于侏罗系之上。造成宽达50余米的破碎带，并使邻近的沉积岩层形成平行冲断面的紧密褶曲。与这些压性结构面伴生的张性断层也有发现。在龙王庙子地区，有数条大致平行的北西—南东向断层，切割了龙王庙子－娘娘庙冲断带。其中，黄土坑北西—南东向断层，被不规则的脉石英和萤石脉充填，胶结了大块的围岩角砾，表现了张性断层的特点。另外，在褶皱东南翼小坝底南，有一北东向冲断层，长4km，在断层面附近，花岗岩呈压碎结构，压碎带宽达30余米，呈北东—南西向延伸。

(2)北段:主要分布于铁营子－兰家营子复背斜内部，以复背斜核部的边墙－张家营子断裂规模较大。其中，边墙－张家营子断裂发育在铁营子组内部，并使其上部染房地组与其呈断层接触，出露长度达15km，沿断裂及其附近有小东沟岩体、边墙岩体及张家营子－大营子岩体侵入，它们的长轴方向均与断裂一致。

(3)在道营水－五分地复背斜的中段，有白岔－纪家营子北东向逆断层。长10km左右，断层面南东倾。波及地层为原二叠系黄岗梁组。

北西—南东向断层规模较大的主要有2条:一条是河盛源西南部的哈巴旗一带;一条在小东沟东南记营子—铁营子一带;它们均垂直复式背斜，并发育有断层角砾岩，也具有张性断层的特点。总体上看，这些大致走向北西—南东的张性断层和与其大体直交的大致北东—南西向的挤压配置在一起，组成比较清楚的“多”字型构造。

(三)侵入岩

在该复式背斜构造带上，华力西晚期及燕山早、晚期等不同时代的侵入岩发育。这些侵入岩在空间分布及展布方向上有一定的规律性。总体表现为由褶皱带中心向外侧，岩体的时代逐渐变新。

华力西晚期岩体出露于褶皱系中部的吴营子、广兴元一带，包括广兴元、吴营子和北大沟3个岩体，岩石类型早期为花岗闪长岩、石英闪长岩、石英二长岩等，晚期为钾长花岗岩、二长花岗岩等。单个岩体呈岩株状或不对称的哑铃状，但总体呈南北向串珠状沿克什克腾旗—广兴元南北向河流(谷)分布。

燕山期侵入岩包括早、晚两期，以早期规模最大，具有多期次侵入特征，以广兴元－红山花岗岩规模最大，其次是上伙房、大营子斑状花岗岩、东大土沟脑等地的花岗闪长岩、石英闪长岩等。其中，红山岩体呈椭圆形岩基，面积达230km²，可能受东西向构造与北东—北北东向构造交会部位的影响。其侵入最新地层为白垩系晶屑凝灰岩等，并为第三纪(古、新近纪)玄武岩所覆盖。部分岩体总体呈现北东向沿着背斜核部及同方向的断裂侵入，如边墙岩体、张家营子－大营子岩体。燕山晚期岩体以花岗岩、花岗斑岩为主，在褶皱系的西南端花鼓台一带、道营水－五分地复式背斜内部，以及东部火山盆地中均有广泛出露。规模最大的属小东沟东侧的大托河(张家营子)岩体，岩体长轴方向与北东向构造方向一致，面积约105km²。岩体侵入最新地层为下白垩统，由中细粒钾长花岗岩组成。但是，综合分析燕山晚期花岗岩及花岗斑岩的展布方向，明显具有北北东向展布的特点，显示受到后期北北东向新华夏系构造的影响。

沿该隆起带，矿产资源非常丰富，已探明有小东沟中型钼矿床1处，红山小型铀－钼矿床1处，另有钼矿(化)点、铅锌矿点、铜矿点等多处。根据矿控因素的分析，矿产主要与燕山早、中期花岗岩有关。已探明的钼矿资源基本上都发育在燕山早期花岗岩的内外接触带附近。铅锌矿化主要发育在岩体的外接触带。

二、铭山(老府)－翁牛特旗构造岩浆岩带

该构造岩浆岩带东西出露宽25km，南北长80km，由3个相互分离的隆起带组成，即西南段的铭山－红花沟隆起、解放营子隆起和小营子隆起。隆起带跨越了传统的地台与褶皱带的界线。总体呈北东45°～50°方向展布。以铭山－红花沟隆起规模较大。由于各隆起所在的构造单元不同，因此，各自的地层及岩浆岩组成不同。

铭山－红花沟隆起位于赤峰－开原断裂以南地区，地层以太古宙变质岩为主，有少量中新元古代地层出露;岩浆岩以燕山期花岗岩为主，如铭山花岗岩体、四道沟花岗岩体等，少量的印支期闪长岩，如柴胡栏子金矿区的辉长闪长岩。隆起带内早期东西向断裂构造非常发育，由于这些断裂在中新生代多次活动，对隆起带的发生发展及其成矿作用具有重要影响。隆起带内自北而南为赤峰－开原断裂、阴河断裂、铭山－红花沟断裂、围场－青山－锦山断裂等。该隆起带在红花沟一带形成向南东突出的弧形构造。红花沟金矿田位于该隆起带向南东突出的弧形部位。

解放营子隆起和小营子隆起是多伦－翁牛特隆起褶皱带中次级构造单元翁牛特隆起的组成部分，地层组成主要为下古生界奥陶－志留系、志留系、石炭系、二叠系等，它们分别组成了炮手营子－李家营子背斜和上大庙－朝阳沟背斜及中洋草沟－下歪脖子井背斜等，均是东西—北东东向多伦－翁牛特复背斜的重要成分。

小营子隆起侵入岩以燕山早期大虾尔乌苏花岗闪长岩体为主，其次夹持有少量华力西晚期基性、超基性岩岩瘤。其南北两侧分别为少郎断裂和桥头－哈拉道口断裂。东部有北北东向断裂构造控制了梧桐花断陷盆地与该隆起带相邻。少郎河铅锌多金属矿结即位于该隆起带内。

解放营子隆起侵入岩则有华力西期花岗闪长岩、印支期闪长岩－花岗闪长岩、燕山期花岗岩、花岗斑岩等。燕山晚期花岗斑岩呈北东向分布，形成火山机构的一部分。尤其是印支期花岗闪长岩长轴方向为北东东向展布，显示岩浆岩侵位受北东向构造控制。同样，其南、北两侧分别为桥头－哈拉道口断裂和出头朗－水地断裂所穿切，东部有北北东向断裂穿过。隆起带南部有水地鸡冠山钼矿及上大坝银(锰)矿。

由于大面积第四系覆盖，除了各自地层中展示的早期东西向构造以外，与该隆起带伴随的褶皱及断裂构造均表现不很强烈。但值得注意的是，在隆起带西南段的铭山—河北棋盘山之间，以及北部桥头一带，有规模不大的二叠系出露，其展布方向大致与隆起带方向一致，从一定意义上显示了这一北东向隆起带(构造岩浆岩带)成生起源于华力西晚期。

三、黑里河－库里吐构造岩浆岩带

西南起宁城县黑里河，向北东经锦山、黑水直到敖汉旗的库里吐一带，区内该带东西宽45km左右，长约200km。总体展布方向为北东45°～50°方向。向南西延入河北平泉，是区内印支—燕山期花岗岩最为发育的隆起带。在赤峰市至黑水一带，被北北东向八里罕断裂切割，分隔成西南和东北两段。

西南段为宁城县黑里河—松山区瓦房一带，即习称的“马鞍山隆起”，主体岩石为太古宙变质岩、中新元古代碳酸盐岩夹碎屑岩、华力西期闪长岩及花岗岩、印支期二长花岗岩、燕山期花岗岩等。其中，1∶20万区域地质调查报告(喀喇沁旗幅)中确定的早燕山期喀喇沁岩体已被解体并分化成由印支期二长花岗岩和燕山期花岗岩－二长花岗岩组成的复式岩体。该岩体岩相变化较大，岩体总长70km，宽35km。在锦山一带尚有燕山中晚期安家营子花岗岩及其流纹斑岩脉岩群。该隆起带东、西两侧分别为红山－八里罕断裂带和赤峰－锦山断裂所围限，作为各自与相邻的中生代火山断陷盆地的边界断裂。

隆起带南、北段早期东西向断裂构造非常发育，南部为黑里河断裂带，北侧为锦山－青山－娄子店－金厂沟梁断裂(赤峰－开原断裂的组成部分)。这些断裂在中新生代多次活动。

北东段位于八里罕断裂的东侧，南起辽宁的黑水，北至内蒙古敖汉旗的库里吐一带;西以八里罕断裂为界，东至敖汉旗新惠镇。总体长约60km，宽为10～50km。以撰山子金矿为界，大致划分为南北两部分:南部大致与烧锅营子隆起范围相当，主要在辽宁境内。由华力西期、燕山期花岗岩组成;在岩体周边有少量中新元古代及古生代地层。受东西向断裂和北北东向断裂及岩浆岩的影响，地层多遭受紧闭式褶皱且产状变化多样。北部为敖汉旗复向斜的西段，地层组成主要为石炭系和二叠系。岩浆岩主要为燕山期花岗岩，少量华力西期花岗闪长岩，多以岩株状产出。

隆起带中早期东西向断裂构造非常发育，南部为苍子－井上断裂、北部有大庙－后公地断裂等。撰山子金矿区位于烧锅营子隆起的北侧外围。

四、努鲁儿虎山构造岩浆岩带

又称“建平(叶柏寿)－青龙镇隆起带”，它是斜接复合于东西向构造带之上的北东向次级隆起带。位于研究区东南部，南起辽宁建平(叶柏寿)，北至敖汉旗下洼一带，西起敖汉旗乃林，东至辽宁黑城子，南部东西宽25km，北部东西宽125km。南北宽180km。

以赤峰－开原断裂为界，分为南北两部分:

南部以建平抬拱及努鲁儿虎隆起带为主体。隆断带中太古宙基底变质岩(表壳岩及太古宙花岗质片麻岩)广泛出露，组成努鲁儿虎复背斜:南、北两侧分别为叶柏寿－北票(承德－北票)深断裂带和赤峰－开原大断裂，二者在金厂沟梁以东合并后继续向东延伸。其中，承德－北票断裂本身即为北东向展布，并构成内蒙古地轴隆起带与燕辽沉降带的分界线。华力西晚期—印支期花岗岩大面积出露，属于华力西晚期的代表性的岩体如建平岩体、大庙－大黑山岩体等，而印支期花岗岩则以金厂沟梁金矿南侧的西台子似斑状花岗岩为代表。

北部则主要为敖汉旗复向斜的东段，以晚古生代地层为主组成多个不同规模的褶皱。家道沟－捣格郎营子华夏系复背斜带，核部主要为下石炭统上部的白家店组及中石炭统的家道沟组等。两翼地层除家道沟组外，依次尚有上石炭统酒局子组及下二叠统青风山组等。褶皱轴呈波状延伸。两翼发育有次级褶皱，较大的是酒局子北西的复向斜，此处倾角大多在40°～50°之间。岩浆岩以华力西期花岗岩为主，其次是少量的燕山期花岗岩。华力西期花岗岩总体呈北东东向展布，与南部华力西期花岗岩组成及展布方向一致。

北东向构造带伴随的断裂构造不甚发育，或者说是表现不明显。

以上较为详细地叙述了北东向构造岩浆岩带(隆起带)的基本组成和地质特征。实际上，关于区内北东向构造的性质和归属问题是本次研究工作中所注意和提出的问题。由于区内缺少三叠系地层建造及其相关的构造变形特征，因此，总体上看，北东向构造在区内表现不是非常明显，但近年来的地质工作又确实厘定出大量属于印支期的花岗质岩石，这些印支期侵入岩，一方面与区域性东西向断裂关系密切，部分岩体长轴呈近东西分布;另一方面，又有大量的燕山期花岗岩与其伴生在一起。它们共同组成北东向的构造岩浆岩带，这些构造岩浆岩带与燕山晚期北北东向构造形迹之间具有明显的叠加关系，后者多与北东向构造带之间呈小角度斜接复合关系。因此，综合各个方面的特点，我们认为，区内北东向构造具有明显的承前启后的特点。如果将北东向构造归属于传统的华夏系的话，这样一个构造体系在晚古生代即已开始启动，在印支期达到高峰，并延续到燕山早期。

⑵ 地质罗盘上的东西方向为什么是反的

地质罗盘上来的正北（0度）方向自即是罗盘上的指示方向（瞄准方向），用罗盘测定的是指示方向与正北方向的夹角，角度是读取北针所指的位置上的刻度数值，而指针永远是南北指向，测向时转动的是刻度盘，所以罗盘上的刻度是东西反向的。

⑶ 近东西向的典型走廊域地球物理剖面的地质解释

图9.1 华北地区典型地球物理（DDS）及其地质解释剖面分布示意图

近东西向走廊域地球物理剖面选择4条，即连云港—临沂—泗水—肥城剖面（1），诸城—定县—托克托剖面（2），郑州—临汾—靖边剖面（3）和延安—银川—阿拉善左旗剖面（4），它们由东到西依次切穿研究区华北似环状裂谷盆地及其东西两侧山岭和鄂尔多斯克拉通块体及其东西两侧盆地两个一级新生代地貌—构造单元，及其东邻的扬子块体和西邻的阿拉善块体，具有近东西向的代表性。

9.1.1.1连云港—临沂—泗水剖面的地质特征及其地质解释

该剖面（响水—肥城段的地质解释见图9.2）所穿越的次级单元为苏鲁淮中央山地，主要包括苏鲁超高压变质带（UHP）、郯庐断裂带和鲁西块体，前者是夹持于华北块体与扬子块体之间的大透镜状块体（马杏垣，1989），包括苏北和胶南的一部分。其南东界以嘉山—响水断裂与扬子块体分界，该块体主要由元古宇变质岩系组成。元古宇划分为两个群（王致本，1986；孙竞雄等，1988），古元古界在苏北称东海群，在山东称胶南群，中新元古界称海州群。东海群（胶南群）以蓝晶石十字石变质带的中压低角闪岩相为主，混合岩化作用普遍。不整合覆盖其上的海州群分两个组：下部锦屏组为含磷白云质碳酸盐—泥砂质沉积建造，厚160～400 m，上部云台组原岩为含大量的中酸性火山岩碎屑的沉积建造，厚度超过5000 m。经高压的低至高绿片岩相区域动力变质作用后，前者形成磷灰岩—片岩变质建造，后者形成变粒岩—浅粒岩变质建造（属阳起石＋钠长石变质带和蓝闪石＋硬玉＋石英＋钠长石高压矿物组合）。东海群经海州运动而强烈变形，可分出4个世代的褶皱，主期构造为北东东向。

图9.2 响水—肥城地球物理剖面的地质解释

另一突出的构造特征是交织的韧性剪切带与弱应变域的发育（马杏垣，1989）以及相伴出现的为数众多的超镁铁岩和榴辉岩岩块。这些超镁铁岩和榴辉岩岩块引起了地质学家们的兴趣，近年来，对本地质条带内的苏北东海、赣榆和胶南的莒南、日照一带的榴辉岩的研究认为在东海地区的石榴子石刚玉岩和榴辉岩中发现镁十字石，表明这些岩石是在极高的压力下形成的。张儒媛等（1990）在东海榴辉岩中发现柯石英及其假象，还有其它高压矿物，如富钠镁闪石（Nyboeite）和高铝榍石等，柯石英的形成至少需要2500 MPa压力或80km以上埋深的载荷，因此柯石英榴辉岩的形成主要是由于增压并非由于增温。他们还认为该区榴辉岩是由壳源物质形成的。矿物化学证据表明其形成是由于印支期（217～243.9 Ma，李曙光等，1989）扬子块体向华北块体的俯冲和碰撞使岩石圈加厚所至。结合地球物理解释，上地壳的岩石和构造可追踪至中、下地壳。但从日照超基性岩体内的榴辉岩全岩和矿物的（⁸⁷Sr/⁸⁶Sr）_I=0.703589～0.703860，又反映了与地幔软流圈相类似的同位素特征。因此，也不能排除有的榴辉岩是幔源岩浆成因的。杨文采等（2001）的研究在早、中三叠世大别—苏鲁块体向北俯冲，在挤压环境中大别—苏鲁块体从扬子裂开并为下沉的海洋岩石圈拖曳到约150km深处，使岩石发生超高压变质作用，地幔楔的超基性岩也挤入到俯冲块体中，晚三叠世的局部拉张和快速折返才形成苏鲁典型的超高压变质带。早、中侏罗世扬子块体与华北块体继续收敛，使大别—苏鲁块体向华北块体下方的陆间俯冲也到达150km的深度，但没有岩块的快速折返，而是使地壳物质停留在上地幔并慢慢地局部熔融分异，造成地幔上隆和大陆裂谷化至新生代。此时发育了包括响水断裂在内的北东向正断层，使连云港一线以东南沉降为盆地和平原。

苏鲁超高压带与鲁西块体以郯庐断裂带为界。本断面穿越该断裂带的沂沭段，走向北东17°～20°，宽20～30km。该带可能萌生于印支期，为左旋走滑性质。它的构造性质和样式在以后不同的构造阶段发生了相应的变化：早—中侏罗世区域性隆升期它呈现为压剪性质，晚侏罗世开始缓慢扩展，沉积了夹火山碎屑的河湖相沉积，早白垩世发生强烈的火山裂隙喷发，形成玄武岩—粗面岩及粗面安山岩—碱流岩组合，还有苦橄岩系列和拉斑玄武岩，构成青山组，厚逾3000 m，晚白垩世在地堑内堆积了王氏组红棕色洪积粗碎屑岩，厚约2000 m，第三纪以来断裂带经历了右旋压剪性运动，广泛产生褶皱和逆冲构造。该断裂带具有强烈的地震活动性，如1668年郯城8.5级地震的发生以及小震的密集分布具是例证。

鲁西块体是一个掀斜块断地区，基底泰山杂岩在抬起部分出露。片麻岩的片理方向由西部的北西向往东逐渐变为北北东向，总的呈扇状分布泰山杂岩为巨厚的片麻岩与角闪岩系列，泰山杂岩包括两种地质实体，即基底片麻岩和深成侵入岩组合。印支运动以后构造格局发生显著变化，特别是晚侏罗至早白垩世的燕山运动使本区发生强烈块断作用、广泛的钙碱性火山作用及花岗质岩浆侵入作用。鲁西的大断裂走向多为北西向，常常作为中—新生代盆地与相邻山区的分界。它们开始都是正断层，但到新近纪显示压性特征，有些断层至今仍在活动。本断面内有一条大的北东向断层，即上五井断裂，沿断裂分布有金伯利岩脉，故前人认为它是超壳断裂。

9.1.1.2诸城—定县—托克托剖面的地质特征及其地质解释

淄博—大同段的地质解释见图9.3。该剖面主要穿越鲁西块体西缘、华北裂谷盆地、太行山岭（包括五台山和恒山块体）、大同盆地和鄂尔多斯克拉通块体。鲁西块体前已述及，其西侧以齐河—广饶断裂与华北裂谷盆地分界，齐河—广饶断裂自白垩纪至今主要为正断层。现今华北裂谷盆地走向为北北东向，其地壳构造、地质历史和新生代沉积暗示着在始新世裂谷发生时其地壳厚度约为40km。如果现今的前新生代地壳厚度完全是由于古近纪的伸展而变薄的，则冀中坳陷至少比原宽度伸展了30%（Hellinger et al.,1985）。

图9.3 淄博—大同地质、地球物理综合剖面

华北裂谷盆地的演化大致经历了两个沉降阶段，古近纪裂开和差异沉降及较均一的新近纪—第四纪整体下沉阶段。这些坳陷的下地壳和上地幔的P波和S波速度比稳定大陆下的低5%～10%（Ye Hong et al.,1985）。华北裂谷盆地本身及其向两侧山岭的过渡，地壳构造横向变化很大。其主要特征是地壳较薄，厚约30～34km，上、中地壳P波速度一般比相邻块体中的低，特别是中地壳。裂谷盆地的热流值可高达70.8～81.8 m W/m²。横断面上呈“两坳夹一隆”的特点，东侧的济阳坳陷下面主要为中地壳低速高导层，地球物理剖面上见不到上、中地壳的界面，莫霍面上隆，发育大量的古近纪玄武岩；西侧的冀中坳陷下的高导层深约22km，位于中、下地壳之间，地球物理剖面上见不到上、中、下地壳的界面，同样发育古近纪玄武岩和莫霍面上隆的特征。“两坳”意味着与软流圈扩展和基性岩浆上侵有关的地幔上拱带的存在。坳陷下壳幔过渡型莫霍面的发育和较高的下地壳波速暗示着下地壳在伸展过程中由玄武质岩浆垫托和与地幔岩浆作用有关的岩床与岩墙的侵入。解释性剖面中表示的壳—幔过渡带实际上是众多的新生代岩墙和岩床停滞在高度拉伸的地壳之下在上地幔中的表现。古近纪晚期—第四纪伸展构造包括一系列铲式正断层，倾角上陡下缓，向下可能与深部低角度滑脱面归并。这些断层的上盘主要沿北西西—南东东的伸展方向滑脱暗示，此时可能为纯剪切或分布剪切机制下的伸展并形成地壳尺度的大型“香肠构造”。华北裂谷盆地中部的沧县隆起和埕宁隆起显示莫霍面下凹的特征，只发育上地壳低速体，在地球物理剖面上可以见到上、中、下地壳之间的界线。造成华北裂谷盆地的差异性块状升降和透镜状壳内剪切拆离的原因可能是软流圈地幔的上隆和对流。同时造成盆地下面微裂隙、流体（包括油气）和可能有超壳断裂的发育，显示现代活动裂谷的特征。这种地幔热物质的上涌，必将产生在横向与垂向都不均匀的扰动应力场，并从而诱发地震。1966年3月邢台地震序列由本断面内的束鹿地堑向南南西延伸。7.2级主震显然与束鹿地堑东缘断裂有关。徐杰等（1988）研究认定地震是由高角度地震断层与缓倾的新河铲式断裂交切引起的，因为这一交切可能作为震区地壳介质中的障碍而存在。震源机制和野外观察表明北北东—北东向正断层具右旋走滑性质、而北西西向断裂具左旋性质。

图9.4 太行山山前中—新生代伸展滑脱构造纲要图

（据张家声等，2002）

太行山岭（包括五台、恒山）是一个隆升的早前寒武纪块体，具薄的中元古代至显生宙的盖层。其西部在新近纪至第四纪时期裂陷而形成盆岭构造，是山西裂谷系北端伸展构造区的一部分。它东以太行山山前断裂（图9.4）与华北裂谷盆地分界，西界为大同盆地西缘的鹅毛口断裂。基底构造格局表现为两个太古宙陆核，即西北的恒山杂岩和东南的阜平杂岩，中间被古元古代五台群和滹沱群褶皱带所缝合。太行山山前断裂发育两枝，东枝位于定县西侧，为一第四系覆盖的隐伏北北东向正断层，西枝主要发育于太行山东麓，北北东向延伸，该断裂上部较陡，下部呈铲状隐没于上、中地壳之间，燕山期以逆冲推覆为主，喜马拉雅期主要为拆离为主，主滑脱面主要出现在结晶基底顶部-沉积盖层下部之间的不同层位上。华北中部出露的前寒武纪高级变质岩记录了两次卸载抬升的历史（张家声等，2002），大同-怀安地区高压麻粒岩地体的变质-构造研究表明，早期的卸载抬升发生在太古宙末期的挤压造山作用之后，拆离带以发育透入性的下地壳麻粒岩相伸展拆离构造组构为特征，反映了受重力均衡和底劈的联合作用下地壳物质卸载抬升的动力学过程；太行山地区的研究表明，晚期的卸载抬升发生在中生代末至新生代期间，结晶基底因上覆沉积盖层的拆离滑脱而最终抬升暴露地表。中—新生代低角度拆离断层以发育断层碎裂岩为特征，未见典型的糜棱岩。一般情况下，发生在中、下地壳的拆离作用以形成糜棱岩系列或糜棱片麻岩类变形岩石，区别于拆离带上盘的高角度正断层组合，本区阜平、赞皇变质核杂岩仅顶部数十厘米至数米的岩石受到滑脱构造变形的影响，但没有发育典型的糜棱岩。结晶基底内部基本上保留完整的早期高级变质作用条件下的变形构造，局部发育的眼球状糜棱片麻岩、杆状糜棱岩片麻岩、变晶糜棱岩等强烈变形带均为早期变动的产物。它们无论在构造几何学、变形运动学和变形温压条件等方面，都不同于中—新生代的拆离构造，且在绝大部分地段与晚期伸展滑脱构造高角度相交（图9.4）。中—新生代主要的伸展滑脱作用发生在上地壳层次（小于10km），拆离带变形岩石以准塑性（基底）－脆性（基底和盖层）变形机制为主，局部出现大规模的碎裂流动，形成数十米厚具定向组构的构造混杂岩带。主滑脱面倾向SEE或SE，倾角20°～30°，拉伸线理的倾伏方向变化在东至南东之间，变形运动学标志示正断层滑动。沿滑脱面存在不同程度的岩层缺失，包括长城系底部厚层长石石英砂岩破碎、变薄或完全缺失。在阜平、赞皇杂岩内部局部发现低角度片理化带或初糜棱岩带（低绿片岩相，上盘分别向北西或向南滑脱的小型正断层），代表主滑脱期在较深层次上的变形，而区内普遍发育的高角度脆性正断层，则代表晚期近地表条件下伸展作用的产物。根据裂变径迹年龄（张家声等，2002），并且结合太行山区3级夷平面的年代学资料，以及对华北平原区断陷盆地的沉积构造分析结果，华北中部大陆地壳的加厚作用发生在白垩纪中期（134 Ma±9 Ma～92 Ma+4 Ma）；主要的伸展滑脱作用开始于白垩纪末（68 Ma前），并经历了68～52 Ma和23～18 Ma两个快速变动阶段。其中早期伸展滑脱和快速抬升主要发生在太行山北段，形成了石家庄以北太行山前主滑脱面；晚期的伸展滑脱和快速抬升主要发生在太行山南段。与之对应，在华北平原区的不同凹陷盆地中均形成了快速堆积。太行山山前和华北平原区一系列中、新生代盆地的构造和沉积特征分析表明，山西高原与华北平原的地貌差异，是中生代末以来的构造变动形成的。沿太行山前断裂主要的伸展滑脱作用开始于晚白垩世末，局部应力场表现为NW—SE方向上的近水平拉张。北段（石家庄以北）拆离带在盆地下面沿倾向延伸70km左右。沿拆离带的最大水平滑脱量达17km，相对升降幅度5～6km。华北平原区的冀中、黄骅、辽河、渤海湾等断陷或凹陷盆地，以及沧东、营口－潍坊等一系列NE、NNE走向的隐伏断裂的形成演化，均与太行山前拆离断层的多阶段活动有关（张家声等，2002）。

太行山岭（包括五台、阜平）中生代为挤压碰撞构造带，它们的沉积、构造、变质作用和岩浆活动具有不对称性。这两个群的岩石代表了增生和碰撞的一系列构造的组分（李继亮等，1990）。五台群表现为褶皱逆冲构造带，与太行山前断裂中生代呈对冲形式，如阜平东侧的太行山前断裂向西逆冲，而阜平西侧的龙泉关断裂（太白维山断裂）（图9.5上）和东山底断层向东逆冲（图9.5下）。

鹅毛口断裂为鄂尔多斯克拉通块体与华北块体的分界线。新生代在山西块体轴部发育了山西裂谷系。其西缘的北北东向鹅毛口断裂继承利用中生代逆冲断裂带下滑为正断层（刘光勋，1985）（图9.6），但是它具有明显的右旋走滑分量。往东发育了山西裂谷系北端的伸展区，断面切过沿滹沱河的裂谷盆地（徐锡伟等，1988）。该盆地走向北东—北东东，南侧为五台山北麓断裂所限，为半地堑。大同盆地东南缘及繁峙一带在渐新世有玄武岩浆喷发，岩流厚达千米，其时代为25.8～35.2 Ma（陈文寄等，1985）。第四纪时期在大同盆地又有玄武岩浆喷发，火山锥至今仍清楚可见。

太行山岭和西侧的大同盆地以华北块体为基底，中生代呈逆冲到鄂尔多斯克拉通块体基底之上，而使五台—大同一带下部具有双重陆壳特征，地球物理剖面上见不到中地壳，地壳厚度大于40km，发育相当于中地壳低速体（参见图3.15），据低速体和υ_P=6.2km/s等值线显示的几何形态，认为是鄂尔多斯的上地壳向东俯冲在华北地壳下面的结果，中地壳低速体可能是燕山期过铝高硅花岗岩岩浆房，五台一带出露的铁瓦殿型过铝高硅黑云母花岗岩体即是其在地壳浅部的响应（图9.7），说明为鄂尔多斯克拉通块体燕山期向华北块体基底下方深俯冲带前缘的产物，属S型花岗岩，暗示鄂尔多斯块体上部地壳局部熔融的产物；而东侧阜平—定县的太行下方基底可见上、中、下地壳，但地壳厚度只有30多千米，发育中地壳低速体，但其υ_P值大于前者，可能为华北块体中下地壳局部熔融形成的，暗示燕山期偏铝低硅花岗岩岩浆房，阜平一带出露的王安镇型花岗岩岩体即是其地表的响应（图9.8）。另根据航磁资料，在鹅毛口断裂西侧出现北东向线性强负磁异常，暗示鄂尔多斯克拉通块体在向华北块体基底深俯冲过程中其盖层沉积物的堆叠（图9.3）。

图9.5 太白维山逆冲推覆构造（上）和四道沟逆冲构造（下）剖面图

（据《山西省区域地质志》，1989）

图9.6 鹅毛口断裂剖面图

（据《山西省区域地质志》，1989）

五台下面的鄂尔多斯基底的下地壳出现的低速体可能为鄂尔多斯上地壳在深俯冲过程中局部熔融产生过铝—高硅S型花岗岩岩浆之后的中基性残留物，下地壳低速体的核心可能还有未分离走的花岗岩岩浆，使其速度值比周边的低。从花岗岩类的过铝—高硅（五台山区）和偏铝—低硅（太行山区）在阜平一线分界，可推测鄂尔多斯块体向华北下方的深俯冲前缘带没有过阜平一线，从阜平一线以东的地壳厚度大幅度减薄也说明了这一点。这样，太行—五台—恒山是一个巨大的逆冲推覆体，逆掩在鄂尔多斯克拉通块体之上，燕山期的收缩变形构造的一部分仍保留在现今陆壳结构中。

图9.7 铁瓦殿型岩体铝饱和指数图解（左）和硅—碱图解（右）

图9.8 王安镇型岩体铝饱和指数图解（左）和硅一碱图解（右）

鄂尔多斯块体是一个深埋的克拉通块体，故有盆地块体之称。它具有前中元古代基底与中元古代至显生宙的盖层。自晚三叠世开始华北东部隆起，内陆盆地向西收缩，从此鄂尔多斯内陆开阔盆地开始出现稳定型河湖相沉积、含煤碎屑及泥质组合。早白垩世晚期盆地并整体上隆，遭受剥蚀，至晚白垩世已成高地，沉积物仅堆积在西北边缘。

9.1.1.3郑州—临汾—靖边地球物理剖面的地质解释

该剖面穿越华北块体和鄂尔多斯块体的结合部位，主要次级构造单元自东向西有郑州盆地、太行山岭（南段）、临汾盆地、吕梁隆起和鄂尔多斯克拉通块体。其地质解释剖面见图9.9。

郑州盆地的地质特征总体与华北盆地相似，以太行山南麓断裂与太行山岭分开，该断裂性质在淄博—大同剖面中已详细说明，主要特征仍为中生代为向北西逆冲性质，新生代沿用中生代断层面向南东方向伸展拆离形成郑州盆地。与北部不同的是太行山岭之上还保存有古生代和中生代盖层沉积，显示山岭南部边缘特征。山岭下方的莫霍面向下凹，地壳较之东西两侧的盆地（郑州盆地和临汾盆地）厚度大，约35km，但中下地壳变化不大，主要是上地壳的增厚，该段华北块体基底的下地壳发育比较平稳的低速层，横向变化不明显。

图9.9 郑州—临汾—靖边地球物理剖面的地质解释

山西断陷带是一条右旋拉张一剪切活动构造带，也是我国东部一条重要的地震带。据此带盆地和断裂的空间展布、活动性质、形成和演化特点及地震活动性等，可将其分为3段：中段是剪切段，主要由北北东—北东向的右旋正—平移断裂及其控制的断陷盆地组成，南北两段为拉张段，基本由北东东向正断裂及其控制的盆地所组成。临汾盆地位于剪切段的南部，东西两侧分别被霍山—大阳断裂和罗云山断裂所限，它上新世开始发育，堆积的新生代地层厚2200 m，其中第四系厚800 m。1303年8级和1695年7.5级地震发生于此地堑中。该盆地下方发育上地壳低速体和燕山期中地壳低速体，前者可能上、中地壳的拆离带，后者为鄂尔多斯克拉通块体向华北块体燕山期深俯冲造成的鄂尔多斯上地壳物质的局部熔融体，新生代时期在该盆地下方有地幔上隆，显示Moho面上凸，但幅度不大。西侧的罗云山断裂中生代为向西逆冲，新生代在原断层面东侧发育正断层，上部倾角陡，下部拆离，显示简单剪切机制下的伸展，拆离面可能为下地壳中部的低速层（图9.9，图9.10）。

图9.10 罗云山—龙门山逆冲断裂地质剖面图

（据刘光勋等，1986）

鄂尔多斯块体是一个比较完整的构造单位，具有太古宙和早元古代的结晶基底。中—新元古代，邻近的坳拉槽的沉积向台坳的部分地区超覆。古生代是个相对较稳定的构造单位，古地形北高南低。寒武纪至中奥陶世，台坳中南部沉积了海相碎屑岩和碳酸盐岩，岩性稳定，厚度不大。晚奥陶世到早石炭世整体抬升为陆，缺失沉积。中石炭世到二叠纪复又下沉，形成一套以海陆交互相最后以陆相为特征的碎屑岩。三叠纪开始成为西深东浅的大型内陆坳陷盆地，广泛堆积了三叠纪至早白垩世的陆相地层。早白垩世末期的燕山运动使盖层产生宽缓褶皱，台坳开始整体抬升，遭受剥蚀。新生代时期，它以缓慢隆升运动为主。与北部不同的是该剖面可见上、中、下地壳，界面平稳，说明是一个非常稳定的块体。

9.1.1.4阿拉善左旗—银川—延安地球物理剖面的地质解释

图9.11 阿拉善左旗—银川—延安地球物理剖面的地质解释

（地球物理资料引自孙武城等，1992）

该剖面根据奉贤—阿拉善左旗地学断面，结合地表地质特征进行解释（图9.11 ）。该剖面穿越鄂尔多斯克拉通块体、银川及其周边山岭和阿拉善地块。鄂尔多斯块体前已述及，是一个稳定的克拉通，地壳厚度约42km，这里为其西部边缘，与中心部位不同的是地壳厚度略有变薄，上地壳更薄，而下地壳增厚，莫霍面向西边浅。其西侧以桌子山—平凉断裂与其西缘山岭分界，银川盆地是自始新世起东沿黄河断裂、西沿贺兰山东麓断裂等拉张断陷而成的，是鄂尔多斯西缘吉兰泰—银川断陷带的组成部分。断陷带具有右旋剪切—拉张活动性质。它北起石嘴山，南至青铜峡，长160km，最宽55km，堆积的新生代地层厚达7000 m左右。据历史记载和近代仪器记录，自公元876年以来地堑内发生5级和5级以上地震16次，其中大于和等于6级地震4次，最大的是1739年8级地震（国家地震局鄂尔多斯周缘活动断裂系课题组，1988）。其震源深度20～30km之间的中、下地壳的过渡部位，说明此处地壳仍为刚性体（图9.11，图9.12）。

图9.12 银川盆地现代地震震源深度及其范围剖面图

（据孙武城等，1992）

由图中可以看出，莫霍面并不正对着银川盆地中心部位，而是向东偏离，表现出西侧缓东侧陡的特征，反应地幔物质从西下方向东上方运动的特征。在下地壳部位发育低速体，但从地震震源分布看，该低速体可能是已经固结了的燕山期花岗岩体。在中、下地壳之间发育燕山期大型逆冲推覆，喜马拉雅期沿此面发生拆离（图9.11）。鄂尔多斯克拉通块体基底与阿拉善左旗分界断层为小松山断裂，中生代时为向鄂尔多斯块体逆冲推覆的大型断层（图9.13）。

⑷ 北北东向构造带地质特征

北北东向构造与传统意义上的新华夏系构造基本一致，是研究区内最为重要的构造体系之一。以发育一系列北北东走向断裂构造为主，并伴随着强烈的岩浆活动。总体上，北北东向构造与前述北东向隆起带呈斜切关系，且交角较小。该时期的构造控制了侏罗系－白垩系盆地的形成、分布以及隆起带与凹陷带相间分布的现今构造格局。与这一时期构造伴生的褶皱变形主要为侏罗系－白垩系盆地中宽缓的褶皱，部分靠近断裂部位褶皱变形较强。北北东向断裂往往以相对密集的断裂束出现，具有成群成带分布的特征。

综合考虑本区构造特点，区内具有较大影响的断裂自东向西主要为黑城子－八家子断裂带、下洼－叨尔登断裂带、红山－八里罕断裂带和大兴安岭主脊断裂带。其中，以红山－八里罕断裂带构造规模最大，变形最强，对区内成矿作用影响较大。

一、黑城子－八家子断裂带(图2－1中F₁₃～F₁₄)

分布于研究区东南部的辽宁境内。北起辽宁朝阳黑城子—白塔子一带，向南经北票、朝阳至建昌八家子，东西宽约40km，南北长约200km。总体呈北北东30°～40°，由一系列产生于古老变质岩和长城系及中生代地层中的断裂组成。根据断裂密集程度分为东、西两个亚带:西亚带位于白塔子—大好村沟一带，以鸡冠山断裂为代表。东亚带即为狭义的黑城子－八家子断裂带。

(一)鸡冠子山断裂(F₁₄)

该断裂大致沿白塔子公社至娄子店(汤沟)公社一直向南西方向，并与北东东向承德－北票断裂交会在一起。总体走向为北30°东，连续长度90km左右，破碎带宽达200m。主断裂面以向南东倾斜为主，但也有北西倾向的，具体产状为110°∠72°、315°∠72°。断裂带通过地区的岩性极为复杂，有太古宙黑云斜长角闪片麻岩、含磁铁石英岩、华力西晚期的花岗岩、闪长岩及上侏罗统砾岩、页岩、含油页岩等。断裂所穿切的岩石均清楚地显示了挤压特征。在断裂带的两侧甚至破碎带中，伴生大量各组方向的断裂，其中压扭性断裂，产状为150°～160°∠70°;张扭性断裂，产状为80°∠75°或230°∠45°;张性断裂，产状为190°～200°∠80°。沿断裂发育巨大的石英脉，并组成众多的、以北北东走向为主的岩墙群，后期的断裂活动使石英脉受挤压而破碎，造成脉中的石英矿物重结晶并沿北北东方向拉长，该矿物在以后再被新的断裂所错切，显示了断裂的多次活动。

(二)黑城子－八家子断裂带(F₁₃)

断裂带由断续相循的北东—北北东向走滑断裂带组成，断裂带宽5～7km，北起黑城子东，经北票、朝阳、药王庙，直到辽宁建昌八家子，沿努鲁儿虎隆起东侧与朝阳－北票盆地间延展，断裂带长度超过200km。朝阳以南沿金岭寺－羊山盆地中部发育，由两条断裂组成。东支切割中上侏罗统，反扭错移约17km，沿断裂带有零星的早白垩世火山岩喷发和潜火山岩侵入;西支与娄子山隆起东缘逆冲断裂重接复合;朝阳以北与北票南天门推覆构造重接，切割白垩系孙家湾组及更老地层。断裂带内见有中新元古界－古生界呈构造透镜体出现。属于燕山早、晚期活动的压扭性壳断裂。黑城子断裂以东的大甲营子断裂带，不仅穿切了中、古生代地层，而且还错断了第四纪红色亚粘土层，说明该方向断裂带在挽近时期还有较强烈的活动。

二、下洼－叨尔登断裂带(图2－1中F₁₅～F₁₇)

该断裂带分布于研究区东部，斜切努鲁儿虎隆起带及其北侧的褶皱带，由一系列断续出露的断裂组成，北起敖汉旗下洼，向南经前坤头沟、金厂沟梁，进入辽宁境内，过朱碌科、中三家，直抵凌源县叨尔登。全长在250km以上，宽约50km，研究区范围内仅为该带之北段，长约百余千米。根据断裂的密集程度及特征不同，可以划分为南、中、北3段。

北段位于下洼以南、铁匠营子以北之间，由教来河－白塔子河断裂及其东南部的一系列分支断裂所组成。教来河－白塔子河断裂(F₁₆)主要沿教来河－白塔子河呈45°方向延伸，可见长度达50余千米。在敖吉—捣各郎营子一带，断层两侧地层及其产状互不连续，在其西南端捣各郎营子一带见连续的破碎带。与此同时，该断裂东南侧形成4条与此断裂呈30°～45°交角的分支断裂，自西向东依次为捣各郎营子断裂、上杜力营子断裂、大敖吉断裂、青风山断裂。这些断裂长30～35km，宽40～50m。主断裂倾向南东，而平面上则呈舒缓波状。它们将古生代地层切割成多个块段，造成显著的不同时代地质体不连续现象。两盘主要为下石炭统的绢云母石英片岩、变质火山岩等，次之还有中侏罗统———以中性为主的粗火山碎屑岩与燕山早期的白岗质钾长、二长花岗岩。该断裂带属压扭性，具有逆向扭动的力学性质。沿断裂有侏罗—白垩纪火山岩喷发及燕山期花岗斑岩岩株的侵入，而且这些火山岩又受到后期错动。

中段(F₁₅)北以贝子府—铁匠营子一线为界，向南经林家地、四家子至辽宁朱碌科、中三家一带，总长达110km以上。研究区属于其北段，出露长达30km。该断裂走向北东18°～20°，倾向北西，倾角42°～72°，由北西向南东逆冲，切过建平群至侏罗系，平移错动23～25km。断面平直光滑，破碎带宽50～100m。带内挤压扁豆体、挤压劈理、糜棱岩发育。该断裂南段，即叶柏寿以东地区，断裂的上盘(北西盘)发育着一系列平行排列的压性分支断裂，如上豆腐房冲断层、安太沟冲断层、岳家台子冲断层、九头山冲断层等，这些冲断层的走向大体一致，为北东60°左右。未见切过主干断层，与主干断层组成多条“入”字型构造，它们与主干断裂所夹锐角指示下盘向北北东扭动，造成了太古宙结晶基底岩石发生位移，位移距离达到35km以上。两侧岩层呈现明显的挤压状态，上盘震旦系中常见挤压的拖曳褶皱。破碎带宽达百余米。

长皋金矿就是受到该“入”字型构造(三级或者四级构造体系)的控制。其次受到“S”型构造控制。

另外，在该断裂的北东侧肖家营子一带，发育有一些帚状构造，如肖家营子帚状构造，位于主干冲断层的下盘。在长城系中有4个压扭性旋转面向北东方向撒开，向南西方向收敛形成帚状构造。其砥柱位于收敛端内侧，沿砥柱部位有燕山期闪长岩侵入，并形成了与其有关的铅锌矿及钼矿。研究表明，该帚状构造对肖家营子大型钼矿具有重要的控制作用。

沿着上述断裂带，尤其是中三家断裂带两侧及其与鸡冠子山断裂带之间，燕山期侵入岩广泛出露，岩体出露面积不大，主要为岩株状;在与北部赤峰－开原断裂带交会部位，岩体出露面积较大，且侵入岩方向以东西向为主，反映了早期构造带对晚期构造带的制约作用及不同构造带的复合作用对岩浆活动的控制。岩浆岩类型主要为闪长岩和花岗岩类，这些岩浆岩与该地区金属矿床的形成具有密切关系，如金厂沟梁南部的对面沟岩体等，对金厂沟梁金矿田的形成，肖家营子闪长岩对于肖家营子大型钼矿的形成等都具有至关重要的作用。

南段(F₁₇)全部位于辽宁境内，为凌源至叨尔登一带，属习称的“叨尔登断裂束”。该断裂束南部由冀北经建平张家营子、凌源、叨尔登一线进入内蒙古，沿努鲁儿虎隆起以西延伸，由断续相循呈雁列的北东—北北东向展布、主要为逆冲压剪性断裂组成，倾向不定，倾角80°左右。断裂带与东侧鸡冠山－帽子山隆起上的古生界北东向褶皱、断裂共同组成断裂束。凌源以南为凌源三十家子盆地西缘边界，松林子以南为燕山期火山－沉积盆地，叨尔登有新第三纪(新近纪)砾岩断块，凌源以北切割建平群、中元古界及下白垩统。受断裂控制有早白垩世火山喷发和燕山期花岗岩侵入。断裂位于重力场陡梯度带，卫星照片上为线性灰阶。由于位于研究区外，故不再详述。

三、红山－八里罕断裂带(图2－1中F₁₈～F₁₉)

该断裂带位于研究区中部，南起宁城县头道营子—黑里河一带，向北东经锦山—赤峰—乌敦套海，向北延入沙地，向南进入河北与平泉－桑园断裂带相接。断裂带东西宽50km，南北长200km。

该断裂带斜切前述黑里河－库里吐北东向隆起带，其主要构造成分包括一系列走向北东18°～30°的压性、压扭性断裂和北西走向的张性、张扭性断裂，组合成一个巨大的新华夏“多”字型构造(其中北北东向的断裂最为发育)。断裂之间还夹有呈北北东向延长的古老地垒和若干中生代的坳陷盆地。

该断裂带中的断裂规模大小不一，规模较大的主要有红山水库(乌敦套海)－小河沿断裂、连花山－黑水断裂、哈拉道口－安庆沟断裂、美丽河西－八里罕断裂(F₁₈)、旗杆庙断裂及赤峰－锦山断裂(F₁₉)等。以下仅就地表形迹表现相对明显的几条断裂叙述如下。

(一)美丽河西－八里罕断裂(F₁₈)

在八里罕断裂束中，以美丽河西－八里罕断裂的构造形迹最为显著，且连续性好。它也是对研究区影响最大的一条断裂。

该断裂航磁异常反映明显，赤峰市南部，由于受天山－阴山东西向复杂构造带控制，航磁异常一般呈东西向展布。在该断裂位置，航磁异常分布方向比较零乱，多数航磁异常转为北东向或北北东向。八里罕—大城子的北西侧为大面积正磁场，南东侧为负磁场，正负磁场分界线附近，航磁等值线平行且密集。大城子－美丽河是由两个北北东向展布的狭长正异常组成的串珠状异常带。美丽河以北至八肯中一段是大面积正负磁场区的分界线，航磁等值线沿北北东向展布，与断裂延伸方向一致。

八里罕断裂由走向北北东、倾向南东的主压性结构面和发育同方向的压性结构面群构成宽50m至数百米的挤压破碎带。该断裂走向为北东28°左右，断裂面倾向南东110°～118°，不甚平直，局部变化为130°～140°，倾角一般在45°～55°之间，沿着断裂擦痕和劈理发育。在两侧50～100m的宽度内，岩石普遍破碎，有构造角砾岩、花岗糜棱岩，并有硅化、绿泥石化、高岭土化等蚀变现象。断裂附近常常有中性和酸性脉岩平行分布。区内该断裂的构造变形特征在地表具有非常明显的露头和构造破碎带等表现，在娄子店东北和热水镇以南等地出露最明显。

1.娄子店东北八里罕断裂剖面特征

图2－4 八里罕断裂娄子店二道营子灰场剖面

在娄子店东北的二道营子灰场，断裂断于燕山期花岗岩与白垩纪碎屑岩之间，沿断裂为宽约30m的负地形沟谷，断裂北西侧为花岗岩，南东侧为白垩系泥岩、砂岩、粉砂岩及凝灰质岩石等。其中断裂带北西侧与花岗岩的断裂接触关系剖面出露清楚［图版2－1(a)，(b)］，自北西向南东依次出露花岗岩、花岗质糜棱岩［图版2－1(c)］、绿泥石化碎裂糜棱岩、微角砾岩［图版2－1(d)］、硅化超碎粒岩(硅质薄膜层)，至断裂带中心(负地形部位)为黏性很强的灰白色断层泥(图2－4)，局部可见黑色断层破碎带和断层泥。花岗岩为中粗粒花岗结构，块状构造，地表呈黄褐色、土黄色，花岗质糜棱岩呈黄白色，片理构造产状为35°/SE62°，出露宽度0.5～1m，糜棱岩线理向北东侧伏40°，具有比较典型的核幔结构和糜棱状构造;绿泥石化碎裂糜棱岩呈灰色、浅灰绿色，出露宽度0.5～1m，是由花岗质糜棱岩被抬升后叠加偏脆性的破碎和动力退变质作用所形成的;微角砾岩为糜棱岩发生脆性破碎形成，出露宽度0.2～0.5m，角砾大小为2～10mm，个别大于10mm，构造磨圆明显，角砾成分为花岗岩、糜棱岩和硅质岩;硅化超碎粒岩(硅质薄膜层)为断层最后活动形成的滑动面，出露宽度0.05～0.15m，表面光滑如镜，滑动面产状25°/SE43°。

该剖面说明八里罕断裂自白垩纪以来表现为左行正断的运动学特点，这与中国东部晚中生代以来具有的伸展环境相吻合。同时该断裂还具有长期多次的碾磨作用，形成宽度比较大的断层泥带。

八里罕断裂也是现代活动断裂，在该点附近，断裂发育于花岗岩破碎带与黄土层之间，断距3.5～3.8m，并在地表形成高度达3m的地貌陡坎，反映其第四纪新构造活动特点［图版2－1(e)］。

图2－5 八里罕断裂娄子店二道营子灰场剖面

2.热水镇南李麻子沟剖面特征

在热水镇南李麻子沟，断裂断于燕山期花岗岩与白垩纪含砾凝灰岩之间［图版2－1(f)］，沿断裂为宽大约10m的负地形沟谷，断裂北西侧为花岗岩，南东侧为白垩纪凝灰岩。自北西向南东依次出露花岗岩、硅化凝灰质构造角砾岩组成的破碎带和灰白色断层泥［图2－6;图版2－1(g)，(h)］。

角砾岩中的角砾主要成分为花岗质岩石，包括花岗岩、花岗片麻岩和少量片岩，角砾磨圆度普遍较高，达到次圆，部分为浑圆状;角砾大小为1～3cm，部分达5～6cm，角砾含量为25%;胶结物为含晶屑凝灰岩，角砾岩层内又发育多个滑动面，沿滑动面发育擦痕构造、摩擦镜面和5～20cm不等的硅化碎裂－碎粒岩。该硅化角砾岩抗风化。断层滑动面产状为45°/SE60°～65°，出露宽度0.5～1m，擦痕向北东侧伏55°。

上述构造岩表现出来的变形特征，反映了八里罕断裂从早期到晚期的变化过程，即早期为韧性变形，逐渐演化为晚期脆性－脆韧性变形。另外，在八里罕断裂中的糜棱岩中北北东15°～20°方向的节理非常发育，该组节理与安家营子金矿控矿节理基本一致。

从地层出露情况分析，此带在成生过程中，上盘(南东盘)的运动方式以下降为主。该断裂在八里罕附近被派生的北西向张扭性断裂错断。在八里罕以南的主干断裂方位呈近南北向。

图2－6 八里罕断裂李麻子沟剖面

(二)连花山－黑水断裂

位于八里罕断裂东侧，呈北东15°经由敖汉旗的黑水、孟家沟、梨树沟至莲花山附近通过，长达百余千米。该断裂在孟家沟附近介于燕山早期花岗岩体和下白垩统岩层之间，并错开东西向断裂达4～5km，在梨树沟一带又将下二叠统及大城子岩体错开，其错动方向均为左行。

在孟家沟、混金台、梨树沟和撰山子等地，发育与北北东向断裂配套的北西向次级张性小断裂群，控制石英脉的分布和产出，且多呈雁行式或羽状排列于断裂两侧，除孟家沟受附近东西向断裂的干扰呈北西300°走向外，其余各地均为北西320°左右。这些小断裂群成为重要的含矿构造。

(三)旗杆庙断裂

位于乌丹东部的旗杆庙地区，走向北东18°～20°，在旗杆庙附近断于奥陶－志留系内部，两侧岩层交角极大，岩石破碎，破碎带宽1～10m，有构造角砾岩、断层泥和擦痕等，沿断裂带绿泥石化明显。断裂带南端切过了加里东期的超基性岩体。断层面总体倾向北西，倾角70°。在旗杆庙北，断裂附近发育牵引构造，上盘的片状灰岩中的片理与断裂面平行。故应为一压扭性断裂，成生于燕山期。

红山－八里罕断裂两侧，发育了同方向、同性质的多条低级别、低序次的构造带，而正是这些低级别、低序次的断裂构造对沿该断裂形成的侵入岩及金属矿产起到了直接的控制作用。如在马鞍山隆起东北部的鸡冠子山岩体中，北北东向的节理发育，并具有成群成带分布的特点，安家营子金矿床主要沿着这些裂隙发育。在宁城黑里河陈家杖子一带，北北东向的断裂控制了隐爆角砾岩带及岩体的分布，从而控制了与隐爆角砾岩有关的金矿化。而安家营子金矿田、陈家杖子金矿、樱桃沟金钼矿点等均是在八里罕断裂的控制下形成的。

总之，该构造带为一较为典型的“多”字型控岩控矿构造，也是金、铅、锌多金属成矿带之一。

四、大兴安岭主脊断裂带(图2－1中F₂₀)

位于研究区西北部。区域上，沿大兴安岭主峰及其两侧分布，向南经克什克腾旗的经棚，延入河北省境内，与上黄旗－乌龙沟深断裂连为一体。呈北北东向延伸达千余千米。根据各区段区调成果资料表明，断裂总体向东倾斜，倾角在60°～80°之间。在区域重力场中，位于大兴安岭－太行山－武陵山重力异常梯级带的北段西侧，莫霍面深度大于38km。在布格重力异常图上处于陡梯度带向缓梯度带变换的部位。断裂形成于晚侏罗世，白垩纪继续活动，与东部嫩江－八里罕深断裂同步发展，形成巨大的大兴安岭主脊垒、堑构造体系。由于新生代沙地或第四系覆盖，该断裂在区内出露较差。但克什克腾旗南部的燕山晚期花岗岩、花岗斑岩绝大部分很明显呈北北东向展布，并侵入于早白垩世地层中，显示了受该方向断裂带的影响。

⑸ 地质学中南东南方向在图上怎么表示

呃，不是，是SSE

⑹ 地质学上的"北北东"是什么方向

介于北方和东方的称北东，那么介于北方和北东的就是北北东。
简单讲就是北北东是北偏东22.5度，北东是北偏东45度。
画个十六向的方位图就清晰了

⑺ 地质罗盘上的东西方向为什么是反的

地质罗盘上抄的正北（0度）方向即是罗盘上的指示方向（瞄准方向），用罗盘测定的是指示方向与正北方向的夹角，角度是读取北针所指的位置上的刻度数值，而指针永远是南北指向，测向时转动的是刻度盘，所以罗盘上的刻度是东西反向的。

⑻ 为什么地质地貌描述里面“山脊多呈北东—西南走向”里面用北东而且不是习惯的东北呢高手赐教！

这是地学的习惯用法，一般说成北东、北西、南东、南西。

⑼ 地质上的 轴向为北西西——南东东 是什么意思

地质上，分为正北来（0度）、北源东（45度）、正东（90度）、南东（135度）、正南（180度）、南西（225度）、正西（270度）及北西（315度）八个基本方位。
北西西指正西与北西之间的方位（292.5度左右），同理，南东东指正东与南东之间的方位（112.5度左右）。
在地质上说轴向都是大概的方位。