地质露头揭示了什么地质信息
㈠ 露头剖面中的主要地质界面及其年代
3.2.1Sauk底界面
Sauk的底界面在塔北肖尔布拉克剖面中，即为玉尔吐斯组的底界。在玉尔吐斯组中，可划分出二个小壳动物化石带，下部为Anabarites—Protohertzina组合带，相当于扬子区梅树村阶下部第一小壳动物化石组合带Anabarites—Protohertzina—Arthrochites。上部为Paragloborilus—Lapworthella组合带，该组合带相当于扬子区梅树村阶的第二组合带Siphogonuchites—Paragloborites和第三组合带Lapworthella—Tannuolina—Sinosachite（据周志毅等，1990）。按照西北石油地质局和南京地质古生物研究所的观点，认为寒武系与前寒武系的分界应在含最早出现小壳动物化石组合的地层单元之底，因此，认为玉尔吐斯组的底界即为寒武系的底界。但是，国内外另一种较普遍的观点认为，寒武系与前寒武系的分界应放在小壳动物化石大量出现的地层单元之底（图2—3）。小壳动物化石的最早出现与大量出现的界线显然是不一致的。按照后一种观点，玉尔吐斯组下部有一部分应属震旦系。
根据化石带与国际标准阶的对比所标定的年龄来看，小壳动物大量出现即梅树村阶第二小壳动物组合带的底界，其年龄为590Ma（据W.B.Harland等，1974）。现在世界上公认的寒武纪底界的年龄即为590Ma.因此，其下4.5m含第一小壳动物组合带的玉尔吐斯组地层所对应的地层年龄，必然大于590Ma，应属于震旦纪的地层。根据层序地层学的原理，玉尔吐斯组的底界为—平行不整合面，属于一个Ⅰ型层序界面，加上玉尔吐斯组的下部处于同一个层序中，因此，从全球海平面变化周期来看，该层序界面对应于全球海平面变化曲线中591Ma时的一次较大规模的海平面下降。所以，从层序地层学的观点来看，玉尔吐斯组的底界是与距今591Ma的一次大规模的海平面下降事件相对应的一个层序边界，按照J.F.Chutter等人所作的层序地层系统，即属于Sauk巨层序的底界。不过，在这里顺便讨论一下关于Sauk巨层序的边界问题。从层序地层学的观点出发，层序界面与海平面变化曲线中的下降拐点相当。从全球海平面变化曲线来看，Sauk巨层序的顶界正好位于相应海平面变化的下降拐点上，但其底界位于591Ma处，该处正好是全球海平面的最低位置而不是下降拐点，因此，从全球海平面变化曲线来看，Sauk巨层序应包含更长的时间跨度，其底界的年龄应更大。Sloss最早定义的Sauk底界相当于震旦系的底，在后面的地震层序划分中我们采用了这一方案。由于本次露头研究的范围主要是寒武系以上地层，对震旦系地层没有做更深入的研究，故暂采用J.F.Chutter等人现用的Sauk巨层序的底界作为本书露头层序分析中Sauk巨层序的底界。
在库鲁克塔格地区露头剖面中，传统地层分层将寒武系与震旦系的界线置于西山布拉克组与汗格尔乔克组间，两者之间为整合接触。汗格尔乔克组为一套厚34.3Ma的紫红、紫灰、黄灰色块状含漂砾砾岩和含漂砾砾质泥岩（图1—3），属重力流沉积。从层序地层的角度讲，这套重力流沉积物与西山布拉克组同属一个层序，为该层序的低水位体系域，其层序底界面位于汗格尔乔克组底界。因此，在库鲁克塔格地区，Sauk巨层序的底界应位于汗格尔乔克组的底界面上。该底面的年龄应为591Ma。
3.2.2Tippecanoe与Sauk的界面
Tippecanoe与Sauk之间的界面，从全球海平面变化曲线来看，对应于距今475Ma的一次大规模海平面快速下降处。该界面较传统的地层系统中根据笔石带所标定的下、中奥陶统之间的界线（472Ma）略低，两者正好相差一个层序（3Ma）。
该界面在塔北东西向的地震剖面上（如E78线、EW500线等）反映明显，表现为一个巨大的上超不整合。具体特征见下一章的详细描述。
在柯坪露头剖面中，和Tippecanoe/Sauk之间的大规模海平面下降事件相当的界面，应是据生物地层所标定的下、中奥陶统界线（472Ma）以下的那一个层序的底界（图3—1）。但根据柯坪地区岩相和相对水深变化，475Ma时并未反映出大规模的海平面下降事件（图3—1）。这种差异，可能与早奥陶世末期柯坪地区由于弧后扩张影响而造成基底快速沉降的这种局部构造运动的影响有关。
在库鲁克塔格地区的露头剖面中，下奥陶统下却尔却克组为一套深灰色中—厚层状含砾粗砂岩、粗—中粒长石砂岩、灰质泥岩韵律层（图3—5），属海底扇沉积。具明显的低水位沉积特征，盖在下伏巷古勒塔格组深海盆地相放射虫硅质岩及页岩之上，其间未见明显的沉积间断。这套低水位体系域的底面即为Tippecanoe与Sauk的界面，其时代也较早、中奥陶世的分界略早。
图3—5库鲁克塔格地区Sauk与Tippecanoe的界线
从上述讨论可知，该界面在塔北中部阿克库勒附近为一不整合面，在东部库鲁克塔格及西部柯坪地区均为整合性质。这主要是由于本区当时的古地理格局为中部高、东西两侧低，故大规模的海平面下降致使中部地区发生陆上暴露侵蚀，而东、西部大部分地区连续沉积。据此，我们可以认为，Tippecanoe与Sauk之间的界面，主要起因于大规模的海平面下降。此时，塔北除了在西部柯坪地区由于受早奥陶世早、中期开始的古南天山洋的弧后扩张影响而发生快速沉降外，东部和中部大部分地区基本稳定，没有大规模的抬升运动。
3.2.3Tippecanoe A（TPA）与Tippecanoe B（TPB）之间的界面
TPA/TPB界面对应于距今440Ma的一次较大规模的海平面下降事件，相当于传统地层系统中奥陶系与志留系之间的分界面。从全球海平面变化幅度来看，对应于TPB/TPA之界面的海平面下降的幅度较Tippecanoe/Sauk之间的小得多。但TPB与TPA之间的不整合在塔北全区广为分布。与该界面对应的志留系与奥陶系之间的接触关系，在塔里木地块北部边缘为角度不整合，向塔里木地块内部逐步变为微角度不整合或假整合，至塔里木盆地的中央，甚至为整合接触。
在塔里木地块北部边缘协合拉之北，可以清楚地看到上泥盆统不整合在中寒武统（图3—6）、震旦系或前震旦系之上。在乌什县城之南喀拉铁克山北侧，见志留系砂砾岩直接微角度不整合于下奥陶统丘里塔格组白云岩之上。据附近奥陶系厚度推算，其间剥蚀地层厚度大于800m，且接触面上、下地层产状也略有差异（图3—7）。说明两者之间为微角度不整合或假整合接触。在西柯坪塔格山的皮羌断裂南端，发现志留系底砾岩覆盖在下奥陶统丘里塔格组灰岩的剥蚀面上，其间缺失中—上奥陶统及部分下奥陶统。据柯坪剖面推算，其剥蚀厚度达600m。剥蚀面凹凸不平，上、下地层产状无明显差异，为假整合接触。覆盖区沙11井和沙21井揭示，志留系分别盖在中奥陶统和下奥陶统之上，说明志留系与奥陶系之间有一间断面。
图3—6上泥盆统与中寒武统间的不整合素描图（据周棣康，1985）
图3—7喀拉铁克山志留—奥陶系接触关系素描图（据1/20万乌什幅区测报告）
从上述特征来看，TPA与TPB之间的界面不仅分布范围广，而且明显地具有受构造运动影响的证据，因此，该界面的形成应是海平面下降和构造抬升综合作用的结果。
另外，关于柯坪大湾沟剖面中印干组的时代归属问题，存在着不同的意见。有人认为印干组中的笔石带应相当于卡拉道克阶上部层位，故将其置于中奥陶统上部（周志毅等，1990）。有人认为印干组属于上奥陶统，中、上奥陶统的界面应放在印干组之下的其浪组上段与下段之间。从层序地层的观点来看，通过仔细的层序时代标定，印干组底界的年龄应相当于448Ma，故将印干组置于上奥陶统较为合理。这已为工作过程中在印干组中所采集到的笔石和牙形石资料所证实。通过生物层序地层的仔细研究，标定的印干组顶界的年龄为441Ma。
通过同样的方法对志留系底界进行标定，其年龄应为436Ma。据此推算，在塔北柯坪大湾沟剖面中，奥陶系与志留系之间，缺失5Ma的沉积（图3—3）。
3.2.4Tippecanoe（TP）与Kaskaskia（K）的界面
TP/K界面对应于距今大约408Ma的一次较大规模的海平面快速下降事件。大致相当于志留系和泥盆系之间的一条界线。该界面在塔北地区反映明显，主要表现为下志留统与其上覆地层下泥盆统之间的平行不整合，如沙11井和库鲁克塔格剖面显示的情况。
在柯坪大湾沟的露头剖面上，志留系和泥盆系之间的接触可能是一个整合面，从岩性变化和岩层产状来看未发现有大的沉积间断和不整合，但因界面上下的岩层都缺少生物化石，所以其间有无地层缺失，还是一个问题。
这一界面与J.F.Chutter等人在古生代年代地层图上所划分的Tippecanoe与Kaskaskia界面（年龄为413Ma）相近，在全球海平面变化曲线上，该界面也是位于一个大的海平面变化周期曲线的下降拐点上，其年龄只差5Ma。由于塔北地区志留系和泥盆系的界线无可靠的生物化石带作年龄的标定，塔中和塔东地区上志留统又已缺失，所以我们现在划定的Tippecanoe与Kaskaskia的界面与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）与Kaskaskia B（KB）的界面
KA/KB界面对应于距今368Ma的一次较大规模海平面快速下降事件。大致相当于石炭系与泥盆系之间的界线。该界面在塔北反映明显，且对油气的运移和聚集起着重要的控制作用。
与该界面相对应，在南天山地区，表现为石炭系与泥盆系之间的高角度不整合（图3—8）。在柯坪降起区，四石厂一带上石炭统四石厂组角度不整合于中、下泥盆统依木干他乌组之上（图3—9）。在开派兹雷克一带，四石厂组平行不整合于中、上泥盆统克孜尔塔格组之上。在巴楚地区，下石炭统巴楚组平行不整合于中、上泥盆统克孜尔塔格组上。进一步向西南，在新疆沙车县达木斯地区，石炭系与泥盆系之间为整合接触。
图3—8下石炭统与上泥盆统间角度不整合关系素描图（据1/20万博斯腾幅区测报告）
图3—9柯坪四石厂上石炭统与中、下泥盆统间不整合关系素描图
根据详细的露头层序研究，我们所标定的大冲沟剖面上泥盆统克孜尔塔格组的顶界面年龄约为368Ma。开派兹雷克剖面四石厂底界面的年龄约为288Ma，其间至少缺失80Ma的沉积。巴楚小海子剖面中，巴楚组底界的年龄约为359.5Ma，与化石带标定的层位吻合。因巴楚组底部缺失石炭系岩关阶底部牙形石SiphonodellaSulcate带（据周志毅等，1990），故巴楚组的底界较石炭系底界略高。从上述讨论可知，KA与KB在塔西南莎车县达木斯地区为连续沉积，在巴楚地区KB从359.5Ma开始接受沉积，在柯坪地区，KB从288Ma开始接受沉积。从西南向东北方向，KB下部缺失的层序越来越多，接受沉积的时间越来越晚。因此，KA与KB间界面形成时，塔北的古地理格局呈现出由北东向南西倾伏加深的特点。
根据KA与KB界面上、下地层的接触关系及其变化，该界面的形成明显地受构造运动影响。根据前人的研究成果，与此界面形成相对应的时间内，塔北发生了一次重要的构造运动，即海西早期运动。它在天山造山带中的突出表现是萨阿尔明海槽关闭、褶皱。在塔北地区，表现为明显的平缓褶皱运动。因此，我们认为，KA与KB之间的界面，是受构造运动和海平面变化综合作用的结果，且构造运动的影响可能更大。
3.2.6Kaskaskia（K）与Lower Absaroka（LA）的界面
K/LA界面对应于距今320Ma时一次大的全球海平面下降事件。相当于传统地层划分中的下石炭统和上石炭统的分界面。
在巴楚地区的露头剖面上，该界面为下石炭统卡拉沙依组和上石炭统小海子组的分界面，前人研究将其确定为一个平行不整合面。主要的依据是卡拉沙依组顶部的微晶灰岩为小海子组底部的石英砂岩所覆盖，岩性变化突然，界面上有冲刷侵蚀现象。更重要的是，根据古生物化石研究，在卡拉沙依组顶面之下1.3m处的微晶灰岩层中采到的牙形石化石Polygnathus symmetricus和Bispathos sp.，认为是属于早石炭世岩关期的。而在小海子组最底部2.8m的石英砂岩层中所采到的
3.2.7Lower Absaroka（LA）与Upper Absaroka（UA）的界面
LA/UA界面对应于距今248Ma时的一次大规模全球海平面下降事件。大致相当于传统地层划分中上二叠统与三叠系的分界面。在地震剖面中，为
该界面的形成，一方面与全球性的大规模海平面下降有关，但关键是受发生在早二叠世末期的一场划时代的构造运动，即海西晚期运动影响所致，它使塔里木地块周围天山、昆仑山海槽封闭，褶皱成山，塔里木克拉通内海水全部退出，从此进入了内陆盆地发育阶段。
3.2.8Upper Absaroka（UA）与Lower Zuni（LZ）的界面
UA/LZ界面位于中侏罗统克孜勒努尔组内，其时间大约为距今177Ma.从三叠纪和侏罗纪的沉积演化过程来看，这是一个大的沉积旋回的分界。库车坳陷沉积水体从三叠纪初期逐渐加深，至中侏罗世初达到最深而后又急剧变浅，该界面正位于这一深浅变化大周期中水深最浅的位置上，也就是在湖平面变化周期的下降拐点上。在露头上，该界面表现为上覆的河流相砾岩覆盖于下伏沼泽相的炭质页岩之上，其间有明显的冲刷侵蚀现象。该界面形成时间与B.U.Haq等对北美海相侏罗系层序划分中的Upper Absaroka与Lower Zuni的界面时间大致相当。
3.2.9Lower Zuni A（LZA）与Lower Zuni B（LZB）的界面
LZA/LZB界面位于传统地层中的上侏罗统的顶部，喀拉扎组和齐古组的分界面上，距今时间大约为139Ma。这是一个明显的区域性的沉积间断面，因为在塔北地区很大范围内缺失喀扎拉组，甚至有人认为整个塔北地区都无喀拉扎组存在。在库车河地区喀拉扎组发育的厚度也很薄，仅9.16m。喀拉扎组砾岩与下伏齐古组的红色泥岩为明显的假整合接触，界面上有显著的侵蚀冲刷现象。
㈡ 地质中露头是什么意思
地质学中露头指的是地质构造在地表的出露处，可以说明该构造的性质。
㈢ 岩层的出露特征
( 一) 水平岩层的出露特征
岩层层面保持近水平状态，即同一层面上各点海拔都基本相同，具这样产状的岩层称为水平岩层 ( horizontal stratum) ( 图 2 －22) ，也叫水平构造。水平岩层是未经构造运动的岩层，保留着原始状态。
沉积岩层形成时由于地形起伏而造成的倾斜状态叫原始倾斜。原始倾斜一般在古隆起的周围或在沉积盆地的边缘发育。
水平岩层的特征是在野外和地形地质图上认识和分析水平岩层的依据。在空间上表现出以下特征:
图 2 －23 水平岩层分布特征
( 1) 在地形地质图上，水平岩层的地质界线( 岩层层面在地表面上的出露线) 和地形等高线平行或重合 ( 图 2 －23) ，水平岩层的出露和分布状态完全受地形控制。因此，地质界线随等高线的弯曲而弯曲，真实地反映等高线的弯曲形态。在河谷、冲沟中，水平岩层的地质界线延伸呈 “V”字形，其 “V”字尖端指向上游 ( 图 2 － 23) 。这是水平岩层最重要、最基本的特征，也是我们在地形地质图上判别水平岩层的准则。因为水平岩层层面上的各点都具有相同的海拔高度，所以只要测定出水平岩层层面在某一出露点的高程，就可沿着或平行于同高度等高线勾绘出该岩层面的界线。另外，同一个水平岩层层面必定具有相同高度，若具有不同高度，则是由于岩层局部弯曲变形或是其间断裂错动所致。
( 2) 水平岩层的成层顺序 ( 正常) 为上新、下老，也即时代较新的岩层位于较老的地层之上。如果水平岩层地区未被河流切割或只受轻微剥蚀而没有下蚀到上覆岩层的底面时，则地面只出露最新地层，在地质图上反映的全部是最上面地层 ( 图 2 －24) 。随着侵蚀、剥蚀的加宽、加深，地面出露的地层时代越来越老，上覆较新地层出露的面积也越小，地质图上地层关系变得越复杂 ( 图 2 － 25) ，而且较老的岩层总是出露于地形低处( 如河谷、冲沟等) ，最新的岩层分布在山顶或分水岭上。即地层越老出露位置越低，越新出露位置越高 ( 图 2 －23，图 2 －25) 。
图 2 －24 切割轻微时水平岩层立体图和平面图
图 2 －25 切割强烈时水平岩层立体图和平面图
( 3) 水平岩层的厚度就是该岩层顶、底面的标高差。因此，在地形地质图上求水平岩层厚度的方法较简单，只要知道岩层顶面和底面的高程，两者相减即得。
( 4) 水平岩层在地质图上的露头宽度取决于地面坡度和岩层厚度 ( 图 2 － 26) 。这里的露头宽度是指岩层在野外露头宽度的水平投影宽度，即岩层上、下层面在地面上的出露界线之间的水平距离。
当地面的坡度相同时，厚度大的岩层露头宽度就大; 当岩层厚度相等时，地面坡度缓，露头宽度就大 ( 图 2 －26) 。在直立的陡崖处，岩层上、下界线的投影线重合为一条线，亦即露头宽度为零，从而在地质图上呈现出岩层尖灭的假象。因此，在地质图上分析岩层尖灭时需要特别注意。
图 2 －26 水平岩层露头宽度与厚度、地形之间的关系
( 二) 倾斜岩层出露特征
由于地壳运动，原始水平的岩层发生构造变动，形成倾斜岩层 ( inclined stratum) 。单斜岩层可以是褶皱的一翼或断层的一盘，也可以是区域性不均匀沉隆或上升引起的区域性倾斜。
倾斜岩层的露头界线复杂，表现为与地形等高线交切关系，并显示出一定的规律性。
露头宽度是指野外岩层出露宽度的水平投影，即倾斜岩层在地质图上反映的宽度。倾斜岩层的露头宽度取决于地形 ( 坡向和坡角) 、岩层产状 ( 倾向和倾角) 和该岩层的厚度。这些可变参数的排列组合决定了不同情况和条件下的岩层露头宽度的大小:
( 1) 当地形和岩层产状不变时，露头宽度取决于岩层厚度。岩层厚者露头宽，岩层薄者露度窄 ( 图 2 －27a) 。
( 2) 当地形和厚度不变时，露头宽度取决于岩层倾角。倾角越小，露头宽度越大;倾角越大，露头宽度越小 ( 图 2 －27b) 。若是直立岩层，则露头宽度最小，近于或等于岩层的真厚度时受地形的影响 ( 图 2 －28) 。
图 2 －27 地形不变时露头宽度与厚度、倾角的关系
( 3) 岩层产状和厚度不变时，露头宽度决定于地形、坡度和坡向。地形越缓，露头越宽; 地形越陡，露头越窄。在陡峭的山崖上，露头宽度为零，即为一条线，造成岩层在平面上 “尖灭”的假象 ( 图 2 － 29) 。但也有例外的情况，在岩层倾向与坡向相同( 顺向坡) 且倾角大于坡角的情况下，坡角越大 ( 但不能大于倾角) ，则露头宽度越大( 图 2 － 30) 。
图 2 －28 直立岩层露头宽度示意图
图 2 －29 岩层产状与厚度不变时，露头宽度与坡度的关系示意图
图 2 －30 顺向坡、倾角大于坡角时，露头宽度与坡度的关系
总之，影响岩层露头宽度变化的因素较复杂，而且诸因素之间也相互影响与制约，因此在实际工作中对具体情况要具体分析上述三个因素 ( 或条件) 的变化，从而分析和总结出露头宽度的变化规律。
在一定的地形地貌条件下，倾斜岩层的分布规律如下:
( 1) 倾斜岩层在平面上呈条带状分布。
( 2) 在没有发生倒转时，岩层的排列顺序为沿倾向方向逐渐变新。
( 3) 倾斜岩层在地质图上的宽度 ( 指露头宽度) 取决于产状、地形和岩层厚度。
( 4) 岩层的出露形态受岩层的产状和地形的影响。倾斜岩层在地表的出露线或地质界线，常以一定的规律展布，穿越沟谷和山脊的地质界线的平面投影均呈 “V”字形，这种规律叫 “V”字形法则。
“V”字形法则，一般包括如下 4 个方面内容: ①水平岩层出露形态真实地反映等高线的弯曲特征，地质界线随等高线的弯曲而弯曲 ( 图 2 －31Ⅰ) ; ②直立岩层出露形态不受地形的影响，呈直线状 ( 图 2 －31Ⅱ) ; ③逆向坡时，同向弯曲，地质界线的曲率 ( 或弯曲度) 小于地形等高曲率，呈钝 “V”字形 ( 图2 －31Ⅲ，图2 －32) ; ④顺向坡、倾角大于坡角时，地质界线与等高线的弯曲方向相反，简称反向弯曲 ( 图 2 － 33) ，顺向坡、
图 2 －31 不同产状岩层的露头形态及其在平面图上的表现
图 2 －32 倾斜岩层分布形态之一
图 2 －33 倾斜岩层分布形态之二
图 2 －34 倾斜岩层分布形态之三
在野外填大、中比例尺地形地质图或在室内分析地形地质图时，运用 “V”字形法则可以定性地分析不同地形上出露的各岩层的产状变化规律。“V”字形法则也可用于分析一切较平整的构造面，如断层面、不整合面等的露头界线的分布形态。
从图2 －32 ～ 图2 －34 中可知: 当岩层走向与沟谷或山脊延伸方向呈直交时，“V”字形大体对称; 当两者斜交时，“V”为不对称型。若岩层倾向与沟谷方向一致，倾角与坡角也相等，则露头界线沿沟谷两侧呈平行延伸 ( 图 2 － 35) ，只在上游沟谷坡度变陡处，岩层面或其他构造面横跨沟谷而出现 “V”字形的露头形态。
图 2 －35 倾角与河谷坡角相同时的岩层分布形态( 据 Ragan，1973)
㈣ 请问露头线,地质界限是怎么推断的
野外找露头，测产状。V字形法则勾界限，再追溯~
㈤ 地质学野外识别露头接触关系的问题
你问题的这种接触关系为：1、（平行）角度不整合接触。2、断层接触。
所谓的接触关版系无非是权整合接触和不整合接触及断层接触三种。不整合接触还分为平行不整合接触和角度不整合接触。
平行不整合接触是地层缺失，但是地层的产状相当，角度不整合接触是地层缺失，地层产状的倾角相差比较大。平行角度不整合接触是地层缺失，地层走向（倾向）相当，但是地层倾角相差大。
㈥ 什么露头地质专业的回答
两个办学实体，教育部对外是一所大学，对内是两所大学。中国地质大学（北京）的古生物学是国家重点学科。 中国地质大学（北京）古生物学与地层学专业创建于50年代，是中国第一个古生物学与地层学专业，历史悠久，师资力量雄厚。现有研究人员25人，其中中国科学院院士2人，教授16人，副教授5人，博士研究生导师12人，具有博士学位者20人，占80%；具有硕士者4人，占16%，8人具有博士后经历（以上均为2005年统计数据）。长期的合作研究造就了一个高质量、高层次、结构合理、多学科密切结合、能够解决一些复杂地质问题的学术研究梯队。几十年来一直是培育古生物学与地层学高级技术人才的重要基地，为国家培养了一大批专业技术人员，为国民经济建设做出了重要贡献，毕业生中有一些已经成为中国科学院院士。 中国地质大学（北京）古生物学与地层学专业又是一个重要的科学研究基地，研究领域宽广，综合性强。除了多门类化石的分类学研究，还利用明显的人才和多学科支撑优势，开展了大量综合性研究。近年来负责和承担了许多国际合作项目、国家“攀登”计划项目、“973”项目，“863”项目和自然科学基金重大项目，取得了丰硕的研究成果。特别是在历史大地构造、生物古地理、古大陆再造、层序地层学和综合地层学、大陆边缘地质以及多层圈相互作用、古地理-古环境演变与沉积矿产资源的形成环境相关性等方面的研究已经达到国际先进水平，有些方面接近国际领先水平。在长期的科学研究活动中，形成了明显的研究方向。 1、高分辨率综合地层和年代地层自然界线：以“地球发展阶段论”和“节律观”为指导，重视多学科的相互交叉渗透，充分运用多学科综合研究手段对地球演化突变期的地质记录进行岩石地层、生物地层、事件地层以及生态地层、磁性地层和同位素地层等多学科的高分辨率综合地层研究，揭示地层记录中各种特征演化的自然节律，重建地球演化突变期生物圈与沉积圈的协同演化和各种地质事件之间的相互关系。在此基础上论证重要地层界线位置及其优化方案，使年代地层单元与地球发展演化的自然节律相对应，提高了年代地层对比的精度和可操作性，建立高分辨和高精度地层划分和对比格架，解决一些重要地层界线在不同沉积相区地层的高精度对比问题。把年代地层与地球演化的节律相结合，对现行的确定GSSP方法程序提出深化和改进方案，努力尝试建立反映地球演化自然节律的新一代地质年代表。在这个地球科学的根本问题上有所建树。以地球演化突变期重大地质事件及其关键科学问题的综合研究为突破口，以带动学科的深入发展，侧重地球浅层系统的相互作用和环境演变过程研究。 2、层序地层和海平面变化：以露头层序地层为主，对各种沉积相区进行深入细致的层序地层学研究，建立高分辨地层序列和地层格架与海平面变化旋回，在层序地层学及其促进相关学科的发展方面形成一套较为系统的理论和方法，进一步完善了层序地层级别体系及其与天文周期的可能联系，试图使年代地层系统反映地球和天体相互影响的自然周期。加速推广露头层序地层学在油气资源与沉积矿产勘探和区域地质制图方面的实际应用。从而在露头层序地层学的理论、方法、实践等方面提出新的认识，努力建立中国层序-年代地层系统，充实和完善地质年表。使我国在露头层序地层学研究理论、研究方法和研究实践上继续保持国际领先地位。 3、古地理和古大陆再造：以“全球构造活动论”的地球演化观为指导，以全球古大陆再造为重点，综合运用古地磁、生物古地理、沉积和古气候等资料，重视GIS和计算机自动成图等新技术和新方法的开发和应用，通过地球演化突变期沉积作用、地层格架、生物古地理、地球化学研究分析，研究大地构造分区和不同大地构造单元之间的演化关系。把古地理研究与地球动力学相结合，探讨地球表层的行为及其与深部作用之间的关系。把古地理研究与盆地分析、岩浆活动、火山作用与地球的深部过程联系起来，重建地史时期地球动力学演化特征，揭示地球的整体演化规律。这项研究将推动相关学科，包括历史大地构造、沉积古地理、生物古地理、古地磁及相关地理信息系统等研究的综合发展。 4、微体古生物学：除了微体古生物系统分类研究外，主要致力于微体古生物学综合研究体系的建设，以微体古生物类群的系统古生物学、古生态学和生物地层学研究与古海洋环境、古全球变化研究相结合为特色，重点研究有孔虫、钙质超微化石、沟鞭藻等微体生物门类的生态学、地层学、气候学和海洋学意义，特别重视在能源勘查以及海洋资源评价中的应用研究。可能将在海洋生物壳体的微量元素（Cd/Ca、Sr/Ca）、同位素（44Ca/48Ca）特征与海洋生产力的关系、古厄尔尼诺（El Nino）的生物和生物化学信号识别、白垩/第三纪的界线事件和特提斯海的最高海相层层位研究等方向取得重要突破。 5、进化古生物学：在进化古生物学方面的主要研究领域为软体动物系统古生物学、古生态学及遗迹化石学、古植物学、第四纪哺乳动物、古人类学及第四纪地质学。在系统古生物学、中生代生物地层学、华夏植物群和陆相遗迹化石与环境关系、热河动物群生态环境及埋藏、以及地史关键时期生物的绝灭-残存-复苏-辐射型式等方面有望取得突破性的成果。在进化古生物学研究领域，除了要巩固我校的研究特色以外，还要在下列几个方面不断拓展：（1）古生物学新概念、新理论、新技术方法的研究；（3）古生物学重大问题和热点问题研究；（3）古生物学研究与重大地质问题研究的结合。 6、古海洋学：重点研究南海海域的生物化石记录、沉积地球化学记录与高频气候变化，西太平洋—北印度洋表层热传输及其对华南地区气候变化的影响，孟加拉湾古海洋学信号对青藏高原构造隆升的响应。将在15万年以来西太平洋—北印度洋温盐传输体系的变化特征及其对我国西南地区的降雨影晌、350万年以来孟加拉湾水域表层水团化学性质和营养度的变化与青藏高原隆升的耦合关系等方向可能取得重要突破。参考资料：中国地质大学主页： http://www.cugb.e.cn
㈦ 地质信息图层
（一）赋矿地层的信息图层
阿尔泰稀有金属成矿带蜚声中外，全区稀有金属矿化普遍，但主要矿产储量还是集中分布在可可托海地区。本区成矿地质背景的研究表明，区内有着特殊的建造和改造的发展演化历史，为稀有金属的活化、迁移和相对集中分布提供了优越的成矿地质条件，构成本区成矿不可缺少的控制因素。研究区巨厚的上地壳和活跃的构造活动有利于本区地壳改造—重熔型花岗岩的发育，为形成与花岗岩有关的稀有金属矿创造了有利的先决条件。锂、铍、铌、钽等稀有金属均属于分散于地壳之中的分散元素，没有地壳改造很难使极其稀少和分散的元素集中富集成矿。
可可托海地区稀有金属矿的分布与陆壳基底的元古宙地层有着不可分割的联系，对成矿起着源岩的控制作用。本区元古宇为最古老的基底岩石，而且其岩性是含长英质的变质火山、沉积碎屑岩，富含稀有元素，故由其重熔产生的花岗质岩浆相对富含稀有元素，成为形成不同类型的稀有金属矿产的重要源岩（图4—2）。
图4—2 研究区赋矿地层与矿点叠加图
研究区出露的主要赋矿地层为奥陶系哈巴河群、东锡勒克组和泥盆系康布铁堡组、托让格库都克组、阿勒泰组、北塔山组、头苏泉组、卡西翁组。
（二）地层组合熵
赵鹏大、裴荣富、季克剑等学者认为，一些矿床（如金矿床）的形成与区域地质作用过程的复杂程度相关。即一个地区的地质条件越复杂，对区域成矿作用越有利。特定空间部位出露的地质体类型的相对多少可以在一定程度上反映该部位地质条件的复杂程度。在统计学上，可以用熵值来衡量一个地区不同空间位置地质条件的相对复杂程度。
熵的计算公式为：
新疆可可托海稀有金属矿床三维立体定量预测研究
其中，N代表研究区地质体种类的多少，如地质图中地层、岩浆岩体、老变质岩和火山岩等地质体类型的总数；Pi代表统计单元中第i类地质体的出露面积与统计单元总面积之比。
利用MRAS平台提供的自动计算熵值的功能，计算出研究区地层组合熵值图（图4—3）。
图4—3 研究区地层组合熵等值线图与矿点叠加图
（三）岩浆岩信息图层
研究区岩浆岩非常发育，岩类比较齐全，且主要集中在海西期形成，是我国最重要的阿尔泰岩浆岩带的分布区。研究区分布的不同时期的花岗岩类由基性至酸、碱性呈递减演化的趋势。其中海西早期有辉长岩、闪长岩、石英闪长岩、斜长花岗岩，但以石英闪长岩和斜长花岗岩为主。海西中晚期以黑云母花岗岩（或二长花岗岩）为主，有部分钾长花岗岩和少量的碱长花岗岩。整个海西期花岗岩类的形成深度，由老至新也由深变浅。
本区花岗岩类岩石化学成分具有同源演化的特征，这不仅是划分岩石单元的基础，而且与成矿关系也十分密切。随着分异指数的增加，岩石的酸度和钾、钠碱性增强，对稀有金属成矿越有利。表明本区稀有金属伟晶岩和含稀有金属花岗岩均与黑云母花岗岩尤其是钾长花岗岩和碱长花岗岩的分布相一致。浅成和超浅成的花岗斑岩的分异指数也高，酸、碱度虽大，但形成深度不宜伟晶岩的形成，因此与成矿关系不大。可可托海成矿区内的各类岩石中，稀有元素背景值普遍较高，尤其是花岗岩、伟晶岩及其附近的围岩，稀有元素的含量则相对更高。但是，稀有元素富集成矿，却只限于某些岩类的局部地段。
花岗伟晶岩型矿床是成矿区内的主要稀有金属矿床类型，从产出位置上看，绝大多数花岗伟晶岩脉和稀有金属伟晶岩矿床，都成群地分布于巨大的花岗岩体内外接触带。伟晶岩脉的围岩主要有花岗岩类、变质辉长岩类、混合岩类及结晶片岩类，图4—4为研究区上述四种岩浆岩缓冲区与矿点叠加图。
（四）构造信息图层
成矿的基本条件包括物质来源、聚集条件和定位条件，而构造活动对上述成矿基本条件都有一定程度的控制作用。因此可以认为，构造对成矿起着主导作用和多方面的控制作用。
本研究区不同时期的构造活动，对成矿起着不同的控制作用。古元古代末兴起的构造运动以后本区处于地槽环境，控制了元古宇库木齐群及富蕴群巨厚的复理石火山碎屑沉积建造。后经塔里木运动发展成为本区的陆壳基地，也构成了以后大陆活化区的花岗质岩石的源岩。由于源岩富含稀有元素，同时也成为成矿的矿源，为成矿提供了物源条件。加里东期，研究区相对处于隆起地区，未见下古生界的沉积。海西运动初期，本区处于拉张环境，出现地幔分离，玄武岩浆分异的基性岩侵入，热流值不断上升。海西早期由于准噶尔板块向西伯利亚板块俯冲，使本区处于碰撞挤压阶段，产生区域动力热流变质作用，形成递增变质带，热穹窿、热谷相间展布。构成的构造—热片麻岩穹窿，不仅控制了本区的变质建造带和变质相，也控制了花岗岩化作用及重熔作用所形成的岩浆活动，为稀有元素的聚集创造了良好的条件。
图4—4 研究区分布的岩浆岩与矿点叠加图
构造动力的控矿作用在研究区内主要体现在两个方面：①海西初期地壳的引张阶段，地壳的拉张动力促进了“地幔热流”上升。随着区域热流值升高，海西早期地壳的碰撞俯冲，造成区域动力热流变质，形成构造—热片麻岩穹窿，控制了气热伟晶岩脉的展布。挤压力继续增强，不仅使地壳硅铝层增厚，同时也出现某些组分包括易挥发组分和易熔组分的迁移，有利于花岗岩化和重熔作用的加剧和再生岩浆的形成。在重熔过程中，稀有元素和挥发组分向熔融空间运移聚集，增强萃取作用。②构造动力驱动熔体，溶液沿着褶皱轴部和断裂运移形成异地侵入的花岗质岩石（包括容体溶液成因的伟晶岩）。在空间分布上表现出岩浆岩带沿NW向的褶皱轴部和壳断裂呈线形展布，同时也驱动岩浆分异作用形成的富含挥发分和稀有金属元素熔浆和溶液沿NW向构造带形成伟晶岩成矿带。
研究区内成矿后的构造活动也十分明显，成矿后的构造破坏了已有的构造格局，包括岩浆岩带和伟晶岩带的完整性，因而给成矿预测、找矿增加了难度。研究区在海西期以后，由于NE—SW向的持续挤压，形成了一系列的推覆构造。沿额尔齐斯超壳断裂俯冲带，向后扩展，先后形成的推覆体逐个叠置。构造推覆体破坏了区内花岗岩带和伟晶岩带的完整性。
一般情况下线性构造越发育，对该地区的区域成矿作用越有利。为了研究本区线性构造发育程度，本次工作结合1∶50万与1∶20万区域地质图所绘构造形迹，同时以遥感解译线形体为依据，将整个研究区划分为30列×15行的网格，作为统计单元，统计每个单元格内线性构造的总条数（构造复杂度，如图4—5所示）和总长度（构造等密度），它们分别反映了区域线形构造的复杂程度以及该地理空间范围内线性构造的发育程度。
图4—5 研究区构造复杂度等值线图与已知矿点叠加图
用如下的计算公式计算第i个网格单元内的构造线密度：
新疆可可托海稀有金属矿床三维立体定量预测研究
其中：L为构造线密度值；Si为第i条断裂的长度；nj为第j单元中的总构造条数。可可托海地区构造线密度如图4—6所示。
图4—6 研究区构造线密度等值线图与矿点叠加图
构造优益度是以断裂构造两两之间的夹角和断裂构造方位的控矿程度加权的断裂构造密度的度量。
新疆可可托海稀有金属矿床三维立体定量预测研究
其中：ε为优益度，ωi为单元内第i条断裂的控矿权重，Si为第i条断裂的长度， 为单元中总的断裂的平均方位角，αi和αi—1分别为相邻两条断裂的方位角。可可托海地区构造优益度等值线如图4—7所示。
图4—7 研究区构造优益度等值线图与矿点叠加图
构造中心对称度的定义公式如下：
新疆可可托海稀有金属矿床三维立体定量预测研究
其中：σ为中心对称度，Si为第i条断裂的长度 为单元中总的断裂的平均方位角，θi为第i条断裂的方位角。可可托海地区构造中心对称度如图4—8所示。
虽然断裂对矿体的产出有重要的控制作用，但经验告诉我们，矿体不一定分布在重要断裂内部，因为断裂内部往往是应力集中部位，不利于成矿物质的富集，成矿物质会运移到距离断裂一定距离的低应力环境中富集成矿。鉴于此，本次工作对断裂做250m缓冲区分析（图4—9），从图中可以看出，工作区许多矿点都落在断裂缓冲区内部。
㈧ 露头的地质学名词
露头（outcrop）是地层、岩体、矿体、地下水、天然气等出露于地表的部分。自内然出露地表的称天然露容头（natural outcrop）；经各种工程揭露的，称人工露头（artificial outcrop）。氧化不深，仍保持原有成分 、结构构造等特点的，称原生露头（primary outcrop）或新鲜露头；遭受明显风化、氧化,其物质成分及结构构造均发生显著变化的，称风化露头或氧化露头（oxidized outcrop）。它们是地质观察和研究的重要对象。矿产露头是重要的找矿标志之一。
㈨ 地下水露头的调查
地下水露头包括天然地下水露头（泉、暗河出口、落水洞、地下水溢出片流、散流等）和人工露头（井、孔、坑道涌水点等），是认识地下水及其含水层的“窗口”。因此，水文地质测绘时要求在观测点中占一定的比例。以下主要介绍常见的泉、孔（井）的调查。
（一）泉的调查
泉是地下水沿着天然通道涌出地表的露头现象，是地下水存在的直接标志。它是在一定的地质、水文地质和地貌条件下形成的。调查泉的出露特征和成因，对于阐明泉属范围地下水的形成、分布和富集规律，对布置勘探工程，进行资源评价和设计供水开采设施，都有十分重要的意义。为此，在水文地质测绘中，要按不同比例尺的要求。选择有代表性和足够数量的泉，作为观测点进行认真详细地调查研究是一项关键性的工作。当测绘比例尺较大时，应调查所有出露的泉。其工作内容和方法如下：
1. 查找泉点分析泉的成因
在水文地质测绘中，应利用各种手段探测和发现泉点。例如，通过访问，航片、卫片解析，地质、地形地貌资料的分析和预测，尽可能地发现和利用地下水天然露头——泉，并通过泉出露地点的各种自然地质迹象和标志的观察，去揭示泉的形成条件。
泉是在一定的岩性差异、构造形态、地形特征、含水层与隔水层的空间位置等多种因素的不同组合下形成的。因此，要注意区域各种岩性变化的接触带，断裂和褶曲在产状、地形、地下水补给等条件比较有利地段，地形低洼或地形突变切割了含水层或有水通道可形成泉。另外，也要注意泉出露后形成的间接标志，比如在其附近水草丛生，草炭层发育，泉华堆积以及冬季形成冰锥、冰丘等现象。
2. 察看泉出露处的地质、地貌特征
注意泉口及其附近的岩层层位或岩体部位，岩性特征，小构造，岩墙、岩脉的穿插等。通过综合分析就能说明泉与地质条件的联系，确定泉是从哪一个含水层中流出的，结合构造条件确定其为上升泉或下降泉。并绘制泉点出露的平面和剖面水文地质示意图或素描图，以确切反映形成泉的地质特征。同时，也要观察泉所在的地貌位置，分析地貌形态特征，说明泉与地貌要素之间的联系，确定泉的汇水面积。测量泉点与当地侵蚀基准面的高差和水平距离。
3. 观测泉水的流出状态和测定泉流量
描述泉水是集流式的冒涌，或是分散式线状与面状渗流；是向上涌出或是向下溢流；有无气泡或涌砂现象。
测定泉水流量，可按其大小和具体情况，采用容量法、堰测法和浮标法。
（1）容量法：当泉水流量小于1L/s，地形上有跌水陡坎时，可直接用容器接水，并记录充满容器所需的时间，即可测得其流量。
（2）堰测法：当泉水流量大于1L/s时，可利用量水堰板测定流量。一般情况下，流量小于10L/s用三角堰；大于10L/s用梯形堰；大于50L/s用矩形堰。各种堰的类型见图11-1。
图11-1 堰的类型
a—三角堰；b—梯形堰；c—矩形堰h—堰口水层高度（过堰水位高度）（cm）；b—堰口底边宽度（cm）
测量方法是将堰板垂直水流方向铅直并平正埋好，并用粘土把两侧和底部堵严以防漏水，待堰顶水流稳定且自由溢流之后，再测其堰口水层高度，用下列公式计算流量：
三角堰
水文地质学基础
梯形堰
水文地质学基础
矩形堰
水文地质学基础
式中：h为堰口水层高度（过堰水位高度）（cm）；b为堰口底边宽度（cm）；Q为流量（L/s）。
（3）浮标法：当泉水流量过大而汇成溪流，不能采用上述方法时，可用浮标法。其做法是选择溪流较平直的地段，截取一定长度（一般可用15～20m），在该长度内的代表性过水断面上，测量水流的宽度和深度，计算出过水断面面积。然后，在所取地段的上游过水断面处流放浮标，计算出浮标到达下游过水断面的时间，通过简单的换算，即可得出流速和流量。
4. 调查泉的动态和其他情况
调查泉的流量、水质、水温的变化，对判明泉的补给条件，泉水循环深度，富水性评价，泉出露的地质条件等都是非常重要的。通过访问，了解泉在一年和多年内的动态特征，如，一年中雨季与旱季的流量差别，多年中丰水年与枯水年的流量差别；旱年时有无干枯现象，雨后流量是否急剧增加和水质变得浑浊；冬季是否冻结等。对一些典型的有代表性的泉，应组织动态长期观测取得资料，并进行分析研究。
在调查泉动态的同时，应对泉水的水温、颜色、味、嗅等物理性质，泉的利用情况、卫生防护措施和取水方式进行了解和观察，并填写泉水调查表。
（二）孔（井）的调查
钻孔与民井是直接揭露和凿穿含水层的主要人工地下水露头。在泉点很少的地区，主要靠地下水人工露头进行调查研究。野外测绘时，必须认真地访问和收集有关孔（井）资料，主要包括：孔（井）的位置、标高、深度、结构、形状及孔径；取水孔（井）的取水层位置、厚度和岩性等；测量水温、水位，并选择有代表性的孔（井）做简易抽水试验和取样分析；调查水位、水量的随季节动态变化情况等。填写孔（井）调查表。
㈩ 地质平面图,剖面图及柱状图各自反映了哪些内容
平面图反应了平面上的地质情况，各种地质体，地质现像的分布和坐标位置关系，内剖面图仅能反容应一条线上的地质内容，通常有深部工程或是物化探测量的时候，可以在剖面图上对地下一定深度的地质情况做一个推断柱状图是垂向了的地质情况，不知道你说的是地层柱状图还是钻孔的，地层柱状图是通过实测剖面上的地层出露情况计算得出的地层在垂直方向的分布情况，重点是各层的厚度钻孔柱状图就是反应钻孔的地质情况。