地质上nee代表什么

⑴ NEE在地质里指的是东北和正北的角平分线方向么谢谢

不是
nee是所谓北东东，就是比北东方向更东一点
意思就是在直角坐标系里45-90之间的方位
不论是60度还是80度，都可以说NEE

⑵ 在地质学中NNE NE NEE怎么区别

我来补充。nne=北北东=12点到1点半之间的角度
ne=北东=12点到3点之间的角度
nee=北东东=1点半到3点之间的角度

⑶ 地质上的NNE和NNW指的啥

nne=北北东=12点到1点半之间的角度
ne=北东=12点到3点之间的角度
nee=北东东=1点半到3点之间的角度

⑷ 地质块体划分

晚古生代本区大体经历了西伯利亚板块与华北板块之间的碰撞与拼贴，碰撞后阶段（-Collision）的造山作用可能延续到了中生代早期，从而基本结束了南北亚构造域块体之间构造运动的发展演化史。

从晚三叠世至中侏罗世阶段，本区东南一带可能处于大陆边缘构造-岩浆活动带，推测为从古亚洲构造域向滨太平洋构造域演化和过渡阶段，主要受南北古板块之间的超碰撞及法拉隆、伊泽纳吉洋板块对本区陆块的影响。

大约从晚侏罗世以来，因受库拉-太平洋板块向欧亚大陆俯冲影响，出现新的应力场和构造格局，从而转为滨太平洋构造域，形成了我国东部巨大的滨太平洋中、新生代火成岩带。

从本文研究的需要出发，首先把前中生代块体的展布与轮廓进行简要叙述，然后提出中生代以来块体划分的初步意见。前者主要以地层展布和物化探资料为依据，后者主要以边界断裂构造活动和壳幔结构为依据。

（一）前中生代块体

1.基底块体

观点各异，在此不一一举例。

（1）额尔古纳-兴安块体（EX）

是指额尔古纳隆起及大兴安岭北段，即东乌珠穆沁旗-布特哈旗-黑河断裂以北地区，包括额尔古纳-兴安北段加里东-中华力西褶皱带、内蒙古-兴安南段晚华力西褶皱带。区内前寒武纪地层有兴华渡口群（Pt₁x）和佳疙瘩群（Pt₃j），呈零星展布，且遍布全区，主要岩性为混合岩、片麻岩、变粒岩和浅粒岩，夹磁铁石英岩、大理岩，以及各种片岩、千枚岩等，具有明显的前寒武纪块体的地质特征。从寒武纪以来，本区普遍处于浅海相沉积环境；晚古生代早期，得尔布干断裂以东至塔源-乌奴尔断裂一带，处于海相裂谷环境；华力西期侵入岩浆活动表现得十分强烈，花岗岩类岩石大片出露，主要为二长花岗岩和花岗闪长岩岩基及闪长岩岩株等。

（2）佳木斯-兴凯块体（JX）

位于黑龙江省东部地区，根据前寒武系的展布特征，本块体的西界为乌伊岭—一面坡一线，即萝北-四平断裂北段部分，东界为同江-当壁断裂。区内前寒武系主要为麻山群（Arms）、一面坡群（Pt₃ym）及黄松群（Pt₃hs）等。麻山群以角闪岩相-麻粒岩相层状变质岩系为特征，以含石墨和夹大理岩及磁铁矿透镜体为特色，测得同位素年龄为2251～2539Ma；一面坡群、黄松群等，主要由绿片岩系组成，很可能属于地槽发展阶段早期产物。寒武纪以来，本区局部地区处于海相沉积环境；晚古生代早期基本处于海相火山-沉积环境，晚古生代晚期为局部陆源沉积。

（3）华北-燕辽块体（HY）

位于赤峰-开原断裂以南，华北陆块郯庐断裂以西地区。区内前寒武系主要为河北省境内的迁西群、单塔子群下亚群和辽宁境内的小塔子沟组（Arx）、大营子组（Pt₁d）、瓦子峪组（Pt₁w），此外有长城系、蓟县系和青白口系等。太古宇以角闪岩相-麻粒岩相变质岩系为主（TTG）；古元古界为低角闪岩相—高绿片岩相层状变质岩系；中-新元古界以轻微变质的海相沉积岩为主。寒武-奥陶系为海相碳酸盐岩系。石炭—二叠系主要为陆相碎屑岩系。

（4）辽-吉块体（LJ）

指沈阳-敦化断裂以东和古洞河断裂以南，华北陆块郯庐断裂的以东地区。唐克东等认为辽-吉块体（渤海块体）构造演化史不同于华北-燕辽块体。区内前寒武系有鞍山群（Aras）、龙岗群（Arlg）、夹皮沟群（Arjp），主要由辉石角闪岩相-麻粒岩相“TTG”变质岩系组成，可与朝鲜境内狼林陆块基底岩系类比；古—中元古代地层主要是辽河群、集安群、老岭群和色洛河群等。辽-吉块体从元古宙以来的构造演化明显区别于华北-燕辽块体，主要表现在①古元古界，前者为陆内裂谷岩系，后者为大陆边缘凹陷优-冒地槽相火山-沉积岩系；②中元古界，前者为大陆边缘凹陷火山-沉积岩系，后者为陆内裂谷海相碳酸盐岩系。古生代以来的地层层序及大地构造环境同华北-燕辽块体基本类似。

2.古生代增生块体

本区古生代增生块体是指锡林浩特中间陆块、嫩松陆块、伊春-延寿加里东褶皱带等较广阔地带，可划分为两个块体，大体以贺根山—突泉—长春—图们一带的碰撞对接带为界，北部为兴安-佳木斯增生块体，南部为华北增生块体。

（1）兴安-佳木斯增生块体（XJZH）

该增生块体北部收敛向南开阔，大部被松辽盆地所占据。如果说松辽盆地是拉张盆地，那么上述两个基底块体之间原来的距离一定会比现在的距离缩小得很多，或许上述两个基底块体本属同一基底块体。

从古生代地层的展布特征看，在额尔古纳-兴安块体的向SE方向和佳木斯-兴凯块体的西缘向SW方向，地层时代呈由老变新的趋势。换句话说，地层时代北老南新，即从北部的高力沟组（

）、宝泉组（O₁b）等火山岩-碎屑岩-碳酸盐岩建造和向南到哈尔滨以东地区的黑龙宫组（D₁h）、杨木岗组（C₂-P₁y）、哲斯组（P₁z）等浅海相沉积-火山岩。大兴安岭中段也是由北向南依次变新。延边地区为石炭-二叠系。晚古生代火山-侵入岩浆活动加剧。

（2）华北增生块体（HZH）

位于赤峰—开原断裂以北，近EW向展布。古生代地层由南向北依次变新，南部主要为下古生界，如内蒙古的包尔汉图组、杏树洼组；辽宁境内的盘岭组、吉林省的黄莺屯组、二道沟组等，主要为海相火山-沉积岩建造，部分地区见有蛇绿岩套，为弧前、弧后夹岛弧带的构造环境（唐克东等，1992）。上古生界主要展布于北侧，如内蒙古的查干哈布组、本巴图组、大石寨组；辽宁的磨盘山组、青凤山组；吉林的王家街组、鹿圈屯组、柯岛组等，它们以火山岩、海相细碎屑岩和碳酸盐岩为主，代表了活动大陆边缘的构造环境。

关于上述两个古生代增生块体之间的碰撞拼接问题，主要依据有两点：一是沿拼接带见有蛇绿岩（套）残片、混杂堆积及超基性岩；二是拼接带两侧古生代增生块体在地层时代及岩性、岩相等方面呈对称关系。从该拼接带的演化特征看，西部的碰撞时间可能较早，为D₃—C₁（唐克东等，1992），东部较晚，为P₁—P₂（张允平等，1994），碰撞后的造山活动可能持续到了印支期。

该拼接带在布格重力异常图上也反映得比较清楚：①内蒙古贺根山—甘珠尔庙一带，△g等值线由NEE向转为近EW向，然后被大兴安岭△g梯度带所斜接；②吉林白城以南的突泉一通榆—长岭—长春一线表现为NW—SE向，然后被依兰-伊通梯度带所叠加；③永吉—敦化一线及古洞河断裂北侧仍表现为NW—SE向构造，然后被日本海△g梯度带所取代。

3.各块体地球化学场特征

本区属中生代活化区，因而各块体前中生代的原始地球化学场特征是难以描述的。因此我们根据1/20万区域地质调查资料，统计了各块体的常量元素和金属成矿的异常元素，列于表2-1。表2-1所列元素，虽然不是定量的，但可显示各块体的地球化学场特征，并反映出各块体之间的差异，如各基底块体w（K₂O）/w（Na₂O）值小于1，而增生块体则相反，前者基本以富Fe、Mg为其特征，而后者富Ca；异常元素特征也是如此，大体符合该块体中所发育的矿化与成矿的基本特征。

（二）中、新生代块体

对中生代以来块体划分有如下考虑。

图2-1伊尔施—延吉莫霍面深度变化图

2.中、新生代构造-岩浆活动

需要指出，中生代以来块体活动及其演化是随时间而变化的，主要由各期的构造-岩浆活动反映出来。

（1）T₃—J₁期

大约在目前的赤峰-开原断裂以南地区和依兰-伊通断裂以东地区，T₃—J₁期处于大陆边缘构造-岩浆活动带，包括此时的完达山板片（拼贴地体）。我们称之为饶河-汪清-北票块体，该块体的部分地区控制了该期的火山-侵入岩浆活动（图2-2A）。

该期的主要特征是在全球范围内开始进入了近代板块的演化阶段。对本区而言，此时欧亚大陆已形成，滨太平洋构造域尚未形成或向滨太平洋构造域开始演化的阶段。必须承认，此时的西伯利亚板块与华北板块的超碰撞作用还在继续，使处在大陆边缘的华北板块和佳木斯块体产生近EW或NE向走滑断裂，在其拉分阶段喷出火山岩。从总体而言，此时的华北板块继续向北左旋移动，日本地体可能向华南、华北俯冲挤压，向雏形的欧亚大陆俯冲等，基本处于SN方向和NW—SE方向的挤压环境。因此该期饶河-汪清-北票块体的西北广阔地区则处于稳定隆起环境，其中局部地带（扎鲁特旗、巴林左旗及柴河一带）形成凹陷盆地，沉积有含煤岩系，如红旗组（J₁h）、原查伊河组（T₃—J₁ch）等。另外由于受蒙古-鄂霍次克构造带影响，本区北部上黑龙江地区也发生了局部沉降。

（2）J₂期

经分析认为，该期总的特征与T₃—J₁期类似，构造—岩浆活动主要表现在本区的东部和南部地区。南部的辽西地区火山活动比较强烈，而且向北越过赤峰-开原断裂至西拉木伦河断裂一带。此时库拉或Izanagi板块可能向欧亚大陆的俯冲作用开始，新的力学场使岩石圈结构部分发生变化，走滑断裂的拉分作用加大等。

我们认为此时的深部构造活动（如幔隆、幔坳、深断裂活动等）是由南向北依次进行的，也就是说从南部的郯庐断裂系向北部逐渐扩展，首先冲入的是郯庐断裂系在本区的南部基底刚性“块体”，然后逐渐向北扩展到松辽盆地等古生代增生块体的塑性褶皱带。需要指出，此时的大兴安岭东麓山前断裂在本区的南部老哈河地带已经形成，并向北部延伸；而辽吉块体、佳木斯-兴凯块体及张广才岭加里东—印支期花岗岩带等，均表现为刚性“块体”。因此J₂期火山活动在辽西地区表现得强烈，而东部地区只在敦化-密山断裂以南的部分地区有表现。因此把该期块体划分为冀北-辽西块体和延吉-通化块体。冀北—辽西地区所以岩浆活动较强烈，是与下辽河郯庐断裂系深部构造活动有关（图2-2B）。

图2-2东北地区中生代以来的块体活动示意图

1—岩浆活动；2—断坳陷；3—拼贴地体；4—上地幔隆起；5—断裂活动

由于岩石圈结构由南向北发生变化的结果，大兴安岭南段局部拉分—沉降，沉积新民组（J₂x）、万宝组（J₂w），主要岩性为含煤岩系和火山碎屑岩；而大兴安岭中段主要表现为升降，沉积了太平川组（J₂t）和南平组（J₂n），主要岩性为含煤岩系和类磨拉石建造砂砾岩。此时的大兴安岭已开始打破前期较宁静局面，断裂构造和地壳升降运动开始加剧。上黑龙江凹陷继续下沉，沉积了二十二站组（J₂er）碎屑岩，主要与蒙古-鄂霍次克海构造活动有关。

（3）J₃—K₁期

该期是本区火山-侵入岩浆活动强盛期，火山-侵入岩遍布全区。然而以松辽盆地—下辽河盆地为界，东西两侧岩浆活动的强弱表现得截然不同，西部的大兴安岭和辽西地区表现得十分强烈，而东部的小兴安岭、张广才岭及辽东—吉南地区表现得相对较弱。

众所周知，J₃—K₁期滨太平洋构造域构造-岩浆作用在我国东部表现得十分强烈，规模很大，主要以大兴安岭和我国东南沿海地区为代表，其中对大兴安岭J₃—K₁期火山-侵入岩浆作用的成因机制目前尚有较大争议。有认为主要与裂谷作用有关（蒋国源，1988；王东方，1984）；认为与南北向继承性活动和太平洋板块的俯冲、幔隆、部分熔融有关（赵国龙，1989）；认为是边缘陆块型火山岩（夏军等，1993）。

库拉-太平洋板块此时对欧亚大陆的俯冲作用可能达到了最强烈阶段。我们认为可能J₂期形成的兴城—双辽一线NE向地幔上涌峰脊带，在J₃—K₁期呈NNE向往北延伸，并贯穿了目前的整个松辽盆地乃至俄罗斯境内的结雅盆地（当时的地幔上涌峰脊带可能处于目前峰脊带的西侧），此时的大兴安岭东麓山前断裂或大兴安岭主脊断裂已成为大型走滑断裂，呈NNE向贯穿了整个大兴安岭地区。此时的岩浆作用主要与大型走滑断裂的拉分阶段岩浆侵位有关，这种岩浆也可以是在大型走滑断裂的挤压阶段地壳的部分熔融产生的（И.B.ГοрдиенΚο，2000）。

如前所述，即以松辽盆地为界，东部和西部无论是火山-侵入岩浆活动的规模还是岩浆作用的强度，差别都很大。那么J₃—K₁期的活动块体，大体以松辽-下辽河盆地为界，划分为东西两块是合理的，即西部大兴安岭块体（含冀北、辽西）和东部小兴安岭-张广才岭-长白山块体（图2-2C）。

（4）K₂—E期

该期的壳幔结构，与目前所测得的结果更接近，主要表现为拉伸作用及裂谷-地堑盆地。

当时太平洋板块向欧亚大陆进行正向俯冲，松辽盆地以地幔上涌和陆壳减薄、裂解及拉伸为特征，△g值约（-10～＋30）×10^-5m/s²，陆壳厚度为33km左右，个别地段为小于30km，△T异常轴线为SN向，反映E—W向拉伸特征。目前松辽盆地的范围，主要是在K₂—E期因陆壳减薄、拉伸和裂解的结果，也就是说，在海拉尔-孙吴EW向断裂与赤峰-开原断裂及西拉木伦河EW向断裂之间向东-西伸展的结果。假设把大兴安岭地壳最厚的43km视为地幔上涌前松辽盆地的地壳厚度，同时从松辽盆地目前地壳厚度中再减去K₂—Q期沉积厚度（均3000m），那么松辽盆地的目前地壳厚度比地幔上涌前的地壳厚度减薄约12km。如果按减薄的12km计算松辽盆地向EW方向伸展的宽度，则为目前300km宽度的约1/3.5，接近100km。实际上地幔上涌不只是在松辽盆地的范围，而是在大兴安岭地幔斜坡带中已经开始，那么因地壳减薄引起的松辽盆地EW方向伸展的宽度远不止100km。

总之，K₂—E期本区块体活动主要表现为隆起和断陷作用，岩浆活动只体现在断陷区边界断裂或深断裂附近，为少量的玄武质岩浆和酸性岩浆。因此把该期块体划分为松辽-下辽河裂陷块体、依兰-伊通裂陷块体、海拉尔地堑块体、三江平原地堑块体等（图2-2D）。其余为稳定隆起区，见有少量酸性火成岩。

（5）N—Q期

该期的块体活动有如下特点：K₂—E期断陷块体继续下沉；N期敦化-密山断裂带的火山-裂谷作用加剧；Q期的宽甸—白头山—延吉—线雏型裂谷作用开始。但是该期的岩浆作用与其说受块体影响，不如说受断裂活动的控制或受日本海弧后拉张作用的影响更切合实际些，因此划分块体的意义不大。

⑸ 地质学问题。

1、基本一致。2、NWW为270°~293°范围内，NEE为0°~23°范围3、走向：倾斜岩层层面与任意水平面的版交线权称为走向线，走向线指示的地理方位叫走向。地质罗盘一打就知道了。倾向：与走向线垂直向岩层下倾方向引出的射线称为倾斜线，倾斜线在水平面上的投影线指示的地理方位称倾向。倾向与走向相差90°或270°。向什么方向斜，就倾向哪个方向。倾角：就是倾斜的角度4、我加你了

⑹ 地质、构造

青藏高原由不同时代和结构的板块组成，在印度板块向北强烈的碰撞和挤压下，沿老板块缝合线形成一系列巨大的走滑断裂带。自北向南，主要有东昆仑缝合线断裂带、可可西里-金沙江缝合线断裂带、班公错-怒江缝合线断裂带和雅鲁藏布江缝合线断裂带。

1.东昆仑缝合线断裂带

鲸鱼湖-阿尼玛卿晚古生代-早中生代缝合带主边断裂，为秦祁昆造山系与西秦岭-巴颜喀拉造山系主体部分的分界断裂。西起新疆、青海交界处的鲸鱼湖以西，经布喀达板峰南、库赛湖、西大滩、东大滩、秀沟、阿拉克湖、托索湖及玛沁等地，至甘肃省玛曲以东，横亘青海省中部，走向275°～280°;断裂规模大，标志清晰，断面在阿拉克湖以东，倾向SW，倾角50°～60°;以西断面倾向NE，倾角46°～70°，挤压破碎带宽约500m，甚至达4000m，其中可见糜棱岩、破碎带、断层角砾岩、断层泥等。该断裂为岩石圈或超岩石圈断裂，沿断裂带频发地震，为活动断裂。

2.可可西里-金沙江缝合线断裂带

西起唐古拉山北麓的乌兰西金湖，经风火山北、玉树，沿金沙江向南，与鲜水河断裂相接，西段大体沿金沙江缝合带发育，东段沿甘孜-玉树断裂带和鲜水河断裂带分布，是一条左旋走滑断裂。主要出露二叠系、三叠系海相碎屑岩。

2.班公错-怒江缝合线断裂带

西起班公错，向东经改则、丁青转向东南，沿怒江延伸到云南省境内，横贯西藏中部，长2000km以上，断裂北侧白垩系为陆相沉积，而在南侧为海相或海陆交互相沉积，是一条晚中生代缝合带。

3.雅鲁藏布江缝合线断裂带

大体沿象泉河—雅鲁藏布江延伸，东段在米林、墨脱大拐弯处急转向南，延伸出境，进入缅甸境内，区内全长1500km以上，主要由近于平行的两条断裂组成，断裂带宽10～1000m以上，带内糜棱岩化、片理化强烈，沿断裂带有超基性岩带发育，为新生代缝合线断裂带。

在强大南、北向挤压力的作用下，产生许多NW向压扭性和NEE向、SN向的张性断裂。发育多个近SN向分布的张性地堑，边界为SN向、NE向和NW向断裂控制，自西向东，主要有曲松-错那、谷露-羊八井、申扎-曲朋、霞如错、萨嘎-吉隆、隆格尔和公珠错等地堑。

⑺ 　地质史

夹皮沟金矿区是金矿密集区。它位于华北地台北缘东段边缘构造活动带上，主要产出在夹皮沟花岗岩－绿岩带的西南侧，呈NW向展布，延绵30余公里，有十余个大、中、小型矿床和上百个矿点，发现的含金石英脉上千条，主要矿床有夹皮沟本区、三道岔、二道沟、八家子、板庙子、小北沟、四道岔、大线沟等。金矿带分布在夹皮沟绿岩带与哑铃状钾质花岗岩之间的绿岩带一侧，矿体产出在韧性剪切带中。绿岩带、钾质花岗岩和韧性剪切带是与金矿密切相关的3个主要地质因素（图1-2）。

夹皮沟绿岩带位于桦甸市东南大红石砬子—老牛沟—夹皮沟一带，呈NW向长条状分布在华北地台铁岭－靖宇隆起和古亚洲吉林褶皱区交界处的台区一侧，并受滨太平洋大陆边缘活动的影响，绿岩带延伸约45km，宽4～10km，面积约315km²，北东侧与以华力西晚期为主的黄泥岭花岗岩相接，西南侧以韧性剪切带和新太古代钾质花岗岩与龙岗麻粒岩－片麻岩区相邻，北西端以辉发河断裂为界，南东部分被钾质花岗岩和燕山期花岗岩切断。绿岩带本身又被太古宙英云闪长质－奥长花岗质片麻岩侵入，肢解成大小不等、形态不一的残块。花岗质岩石出露面积占总面积的65%左右，绿岩带约占35%，两者之比约5:3。绿岩带地层为夹皮沟岩群，下部老牛沟岩组，其原岩建造以镁铁质火山岩为主夹少量超镁铁质岩，厚度为2500m；上部三道沟岩组，原岩主要由镁铁质火山岩、长英质火山岩、沉积岩和条带状铁建造等组成，厚度为1300m。夹皮沟岩群中安山质岩石不发育。整个岩序形成一个巨型的火山－沉积旋回，又可再细分为多个次级火山－沉积旋回。

图1-2夹皮沟太古宙花岗岩－绿岩带地质及矿床分布略图

1—呼兰群；2—夹皮沟岩群三道沟岩组；3—夹皮沟岩群老牛沟岩组；4—片麻岩－麻粒岩区；5—太古宙英云闪长质－奥长花岗质片麻岩；6—华力西期花岗岩；7—钾质花岗岩；8—金矿床；9—韧性剪切带；10—地质界线；11—推断地质界线

对夹皮沟金矿区地质认识的不断深化是与采金和找金的实践紧密相联的，是与地质科学不断发展密切相关的。对金矿带赋存的控矿构造从主蚀变带→NW向构造带→韧性剪切带的认识，从地表找矿到研究矿体的分布规律，从单一的地质找矿方法到以地质为主，物化遥的综合信息找矿，从对矿床成因岩浆期后热液矿床到绿岩带有关的热液金矿床，无不浸透着广大地质工作者辛勤的劳动和无穷的智慧；随着对地质认识上的一次次深化，促进了找矿工作的一次次突破，充分说明了科学技术是第一生产力的颠扑不破的真理。

在1960年以前，夹皮沟矿区虽然开采黄金已一百多年，但当时找金工作主要局限在主蚀变带，且仅有一张26km²的1:5000千地形地质图。图上仅表示出几条蚀变带和岩脉（图1-3）。主蚀变带是指鞍山群三道沟组角闪斜长片麻岩经退变质作用形成的绿泥片岩、绿泥绢云石英片岩等，其中叠加有硅化、绢云母化、黄铁矿化等热液蚀变及含金石英脉等的地质体。主蚀变带走向NEE，长约5000m，宽200～300m，开采了16条含金石英脉，最大矿脉的延长和延深均达600～700m。当时的认识是含金石英脉受构造控制，金的成矿物质来自燕山期花岗岩，矿床成因属于岩浆期后热液充填，工业远景矿脉皆产在NEE向的主蚀变带内。这些认识，在本区早期找矿时曾起过一定的作用，但后来根据这些认识将主要勘探工程（约6000多米钻探，800多米的坑道）都投入到主蚀变带，却没有取得新的进展，不得不在1960年10月夹皮沟本区宣布闭坑停产。

图1-31960年前夹皮沟矿区地质图

（据程玉明，1986）

1—太古宙岩石；2—主蚀变带；3—花岗闪长岩；4—夕卡岩；5—含金石英脉；6—竣工钻孔

在夹皮沟地区找矿工作面临山穷水尽的情况下，在本区工作的广大地质工作者，特别是604队的地质人员，在反复研究了约20多处金矿点后，发现其共同的特点就是受断裂构造控制明显。虽然它们各自的产状不同，但空间上多分布在NW向挤压破碎带一侧的次级构造中，而且当时在NW向挤压断裂带上的小北沟金矿床开采的深度已近400m，因而说明NEE向主蚀变带控矿构造不是唯一的，还应注意NW向断裂带的控矿作用。在对NW向构造带认识的基础上，604队的地质人员经反复论证和筛选，先对二道沟五号矿点进行地质勘查工作。

在1909年（宣统元年）在二道沟地表发现有矿脉。从1956年到1960年的5年内，先后有4个单元对5号矿点作了地质评价，他们都对地表仅有的3条规模不大的含金石英脉（长30～50m，宽0.5～1m）做了无工业远景的结论。自1961年起，604队的地质人员在突出加强矿区构造的研究后，着眼于由矿脉的地表规模，转到控矿构造的特点和规模上。二道沟5号矿点地表矿脉规模虽小，但含矿断裂延伸达400多米，与无矿的结论似乎不一致。他们在进行深部地质评价中，第一钻就见到了工业矿体，矿体厚度为6.43m，金品位为17.27g/t，坑道中也见到了工业矿体。通过4个月的地勘工作，肯定了矿床的工业远景，从而使矿山恢复了生产。这是跳出主蚀变带，突破矿体空间展布的“禁区”，找到的第一个大中型矿床，为形成北西向断裂控矿的新认识，迈开了十分可喜的一步。

再如三道岔6号矿点，含金石英脉地表长仅10～20m，宽0.1～0.3m，品位只有0.4～0.8g/t。如单从地表的规模与矿石的品位来看，其远景就不很乐观；但矿点位于北西断裂构造带上盘，与已知工业矿床相比，矿化特征相似，且控矿构造十分发育。604队先用平硐探矿，见到含金石英脉后连续布3钻孔，孔孔见矿，发现了隐伏的三道岔大型金矿床。

认识来源于实践，实践更深化了认识。出露在地表的金矿化，经常是零散的。604队的地质人员通过对零星矿化现象分析，探索其赋存规律，认识控矿系统，选出最佳成矿地段进行评价，这是夹皮沟地区找金的有效经验。如1904年在八家子西部发现两条含金石英脉，长50m，宽20m，品位27g/t，断续评价至1964年，因着眼于两条小脉，收效甚微，而且作了否定的结论；后来用控矿系统观点，再认识八家子矿点，发现该含金石英脉分布在石英正长斑岩的上下盘，两者关系密切，确立了控矿系统的存在，在石英正长斑岩向东延长1000多米处，结合控矿因素，选择有利地段，发现了隐伏的中型金矿床。四道岔、菜

子等矿床的发现，都有类似的情况。

70年代末期，二道沟深部矿体的发现，可以说是本区找金工作又一次重大突破，并进而深化了对矿床成因的认识。在二道沟金矿发现初期，认为含金石英脉的形成是与花岗闪长岩有关的岩浆期后热液矿床，因而矿体应分布在花岗闪长岩的上盘，所以前期钻孔几乎都停留在花岗闪长岩里。直到70年代末期，在375m中段，在闪长玢岩下盘发现了富含方铅矿的含金石英脉后，提出二道沟深部可能出现第二个富集地段，经过勘探，在花岗闪长岩的下部又找到了深部矿体（图1-4），从而认识到花岗闪长岩不是含金石英脉的成矿母体，而是切穿矿体，其形成晚于金矿体，这是对本区金矿床成因认识上的又一次飞跃。

80年代以来，随着改革开放的不断深入，和国民经济的飞速发展国家需要有充足的、丰富的黄金资源，国家对黄金工业给予了足够的重视；同时国际合作交流进一步发展，国外有关绿岩带、韧性剪切带和绿岩带金矿成矿理论的引入，对本区的地质研究和找金工作也起了极大的推动作用。在此期间，604地质队、夹皮沟金矿、吉林有色地勘局地质研究所、长春地质学院、长春黄金研究所、沈阳地矿所、天津地矿所、吉林地质科学研究所（下称吉林地科所）、东北大学、南京大学等单位在本区进行了地层、构造、变质岩、花岗岩、矿床、地球化学、同位素地质、综合信息找矿等多学科研究工作，对矿区的绿岩带地质、构造格架、韧性剪切带、TTG岩系特征、成岩成矿特征、同位素年代、成矿机制和控矿因素、矿床成因、综合信息找矿模式等整理出了丰富的资料，促进了本区的找矿工作；此外，还提交了研究报告，发表了大量学术论文、出版了一些专著，其中较为重要的有：《夹皮沟金矿控矿因素与富集规律》（604队程玉明，1979），《华北板块北缘东段金多金属成矿带成矿远景区划》（吉林地矿局刘长安等，1985），《夹皮沟金矿带地质条件、成矿规律和找矿方向》（吉林有色地勘局研究所胡安国、王义文等，1985），《吉林南部夹皮沟地区早前寒武纪地质及金的成矿作用》（沈阳地矿所林宝钦、阮忠义，1986），《华北陆台太古宙花岗岩－绿岩地体中金矿床类型和演化》（天津地矿所沈保丰、骆辉等，1989），《吉林省夹皮沟－金城洞花岗岩－绿岩区成矿作用及找矿方向》（吉林地科所戴薪义等，1989），《吉林夹皮沟金矿床含金石英脉的⁴⁰Ar/³⁹Ar快中子活化年龄测定》（吉林有色地勘局研究所吴尚全，1991），《吉林夹皮沟金矿区综合信息成矿预测及深部预测》（长春黄金研究所朱太天等，1992），《辽北－吉南太古宙地质及成矿》（天津地矿所沈保丰、骆辉等，1994），《夹皮沟金矿带花岗岩－绿岩地体金矿的成矿规律与成矿预测》（吉林有色地勘局研究所程玉明等，1994），《清原－夹皮沟绿岩带地质及金的成矿作用》（天津地矿所李俊建、沈保丰等，1995）；《吉南太古宙高级变质地体及金矿床》（孙晓明、徐克勤等，1996）。总之，本区研究程度很高，由于掌握资料有限，可能还有些较重要的论文、专著、报告没有提及，尚请谅解。

图1-4二道沟金矿床0线地质剖面图

（据604地质队）

1—角闪斜长片麻岩；2—花岗闪长岩；3—闪长玢岩；4—含金石英脉

⑻ 地质概况

5.2.1 地层

井田位于开平煤田西北侧，开平煤田地层属华北型沉积。煤田古生代地层广泛分布，上部石炭-二叠系为含煤岩系，各系、统间多以整合或假整合接触(表5.2)。井田含煤地层上覆第四系冲积层。含煤地层基底为中奥陶统灰岩，含煤地层层组划分为:唐山组、开平组、赵各庄组，大苗庄组及唐家庄组5段地层。

表5.2 区域地层表

注:据2001全国地层委员会和2004国际地层委员会发布的时代划分方案，石炭纪二分，二叠纪三分，但为了与矿上其他资料吻合方便起见，本次仍沿用旧的时代划分方案。

5.2.2 煤层

井田含煤地层主要为石炭-二叠系。煤层在各组地层中的分布见表5.3。井田内主要可采煤层主要为6层，分别是煤8、煤9、煤11、煤12-1、煤12-2和煤12_下。局部可采煤层为3层，分别是煤5、煤7、煤14-1。可采煤层总厚度21m，含煤系数4.54%。研究煤层为煤12-2。

表5.3 各煤层在地层中的分布表

各个煤层的详细特征分别叙述如下。

(1)煤5:该煤层属大苗庄组。为一不稳定的局部可采煤层。单一煤层，偶有一层夹矸。煤5顶板主要由中厚层状深灰色粉砂岩组成，在6－15剖面线之间有细砂岩零星分布。直接底板主要由厚层状粉砂岩及粘土岩组成。

(2)煤7:该煤层属大苗组。为一不稳定的可采煤层。平均煤厚1.15m，单一煤层为主，局部有1～3层夹矸，结构较简单。直接顶板岩性变化大，主要由浅灰、灰白色钙质磁针结的粉砂岩、细砂岩组成，裂隙发育，含植物化石。直接底板厚度及岩性变化较大，厚度有北厚南薄的趋势，直接底板多见灰色砾状粘土岩。

(3)煤8:该煤层属大苗庄组，为稳定—较稳定的可采煤层。平均厚度3.53m。单一煤层为主，局部为2～4层夹矸，结构较简单。顶板岩性局部为黑色粉砂岩或粘土岩，伪顶与直接顶之间有炭化面，极易冒落。直接顶为凝灰质胶结的细砂岩，裂隙发育，遇水膨胀呈粉末状。底板厚度及岩性变化较大，为沉凝灰质胶结的中—细砂岩，遇水膨胀。

(4)煤9:该煤层属大苗庄组，为一稳定的可采煤层。平均厚度4.10m。单一煤层为主，局部2～5层夹矸，结构较复杂。直接顶板为粉砂岩、细砂岩及中砂岩。直接底板以灰色—灰黑色条带状细砂岩为主。

(5)煤11:该煤层属赵各庄组，为一稳定的可采中厚煤层，平均厚度2.18m。煤层结构单一，局部含1～2层夹矸，结构较简单。直接顶板黑灰色粉砂岩，富含铁质结核，呈串珠状排列。老顶为浅灰色细砂岩。直接底为灰黑色粉砂岩，富含植物根化石。

(6)煤12-1:该煤层属赵各庄组，为一稳定—较稳定的中厚可采煤层，平均厚度2.23m。煤层结构以单一煤层为主，偶有一层夹矸，结构简单。直接顶板以浅灰色—灰色细砂岩为主，次为粉砂岩或粘土岩。直接底板为灰色粉砂岩，泥质胶结，含植物化石，往下颗粒变粗，成中砂岩，局部为粗砂岩。

(7)煤12-2:该煤层属赵各庄组，为一较稳定的可采中厚煤层，平均煤厚2.25m。煤层结构复杂，多为2～5层夹矸，夹矸层数多，厚度变化大。顶板为灰色砂岩或粘土岩石，风化后易破碎，一旦被揭露，因其吸水膨胀导致巷道变形，故应加强防范，底板为深灰色细—粉砂岩，岩性细腻、均匀，含碳质，性较脆。

(8)煤12下:该煤层属赵各庄组。为一桅顶的可采薄煤层，平均厚度1.13m。煤层结构以单一煤层为主，偶尔有一层夹矸，结构简单。直接顶板为深灰—黑灰色粉砂岩，岩性均一、细腻、坚硬，断口平坦，富含黄铁矿结核。直接底板为深灰中厚层状粉砂岩或粘土岩，富含黄铁矿结核，岩性致密、均一。

(9)煤14－1:该煤层属开平组。为一局部可采煤层，平均厚度1.76m。煤层结构为少数单一煤层，有1～3层夹矸，结构较为复杂。顶板为褐灰色薄层生物碎屑灰岩(K5)，质不纯，致密、坚硬，厚度0～0.82m，虽厚度较薄但发育较稳定。直接底板为褐色粉砂岩或粘土岩。

5.2.3 矿井构造

井田主要构造形态为车轴山向斜东南翼的单斜构造，只是在井田的西北局部为向斜构造。向斜轴为N60°E，轴面向西北方向倾斜且与铅垂面之间夹角约20°，枢纽向西南方向倾伏13°角。向斜在油房庄北部转折，向斜两翼地层产状变化较明显，西北翼地层急陡，倾角在65°～85°之间，一般为70°;东南翼地层平缓，倾角在12°～25°之间，一般为20°。向斜内断裂构造较发育，断层与向斜轴方向走向多一致，见东欢坨井田构造纲要图(图5.2)。

图5.2 井田构造纲略图

根据断层和褶曲等主要构造形态，井田划分为4个构造块:

Ⅰ区:东南翼16剖面以东至向斜轴为一个构造块段，本块段在走向、倾向上变化均不大，呈简单的单斜构造，共发现58条断层，断层密度1.38条/km。

Ⅱ区:东南翼16剖面至F₃₅断层。本块段以张-张扭性的高角度倾向或斜交的正断层为主，断层较发育，落差较大。该区发现有17条断层(F₂₂～F₃₇)其中正断层16条，落差大于50m的有:F₂₂，F₂₇，F₃₁，F₃₂，F₃₅等7条;落差30～49m断层有F₂₃，F₂₆，F₃₀3条，小于30m的6条，该地段为本矿井远景规划的块段。

Ⅲ区:F₃₅断层以西至24剖面线，该段由10个精查钻孔控制，勘探程度相对较低，未发现较大断层。

Ⅳ区:西北翼为第三构造块段，该块段地层急陡，多发育走向压性逆断层，经过三维地震补充勘探，控制条断层5条，分别为DF₁₁，DF₁₂，DF₁₄，DF₂₂，DF₂₇。

本井田的地质构造主要以断层为主，褶曲构造不甚发育;在建井阶段未发现岩浆岩侵入及岩溶陷落柱发育。

(1)断裂构造。通过勘探，发现这些断层有如下发育特征与规律:①以张性及张扭性正断层为主，但也有少量逆断层存在;②方向性强，本区以北东向断层为主;③倾角集中，倾角多集中在55°～75°;④总体规模小，大部分断层落差小于30m;⑤断层分布，测区内分布不均匀，测区中南部断层稀少。

(2)褶皱。井田主要发育有车轴山向斜，该向斜为狭长不对称向斜，展布于井田东北侧边界附近。褶皱轴走向为NEE～SWW向，平面上延展约20km，轴面倾向NW。向斜NW翼地层产状较陡，多在50°以上，构造较复杂;而SE翼地层产状相对较平缓，多不超过25°，一般为16°，构造相对较简单。矿区的大部分区域就位于车轴山向斜的SE翼。

⑼ 关于地质学方面的问题。

1、基本一复致。

2、NWW为270°~制293°范围内，NEE为0°~23°范围
3、走向：倾斜岩层层面与任意水平面的交线称为走向线，走向线指示的地理方位叫走向。地质罗盘一打就知道了。
倾向：与走向线垂直向岩层下倾方向引出的射线称为倾斜线，倾斜线在水平面上的投影线指示的地理方位称倾向。倾向与走向相差90°或270°。向什么方向斜，就倾向哪个方向。
倾角：就是倾斜的角度
4、我加你了

⑽ 地质名词nw300,南南东,西北西,北东等，各代表什么意思,是怎样定义的

NW =northwest 西北 SW=southwest 西南 NE= northeast 东北 SE=southeast 东南
和汉语的表达方式正好相反。