① 主要地质成果
1.2005年勘查工作所取得的主要成绩
1）勘查工作北起万家坡矿段P45线，南止于坝头上矿段P65线，属以往铂族元素找矿的空白地带和处女地。但所施工的5条勘探线共计6个钻孔，除ZK615孔因钻进深度未达含矿部位未发现PGE而外，其余钻孔均不同程度的发现了矿体，显示了区内良好的找矿前景，突破了前人找矿范围，扩大了矿床规模。
2）在勘查范围内，除坝头上岩体有部分露头之外，区内地表主要出露第四系覆盖层。深部钻探工程除ZK613孔分布于岩体露头之上外，其余5个钻孔均分布于盖层区内，在盖层区钻探工作成功地发现了铂矿体，为今后在盖层区内寻找盲矿提供了充分的依据和经验。
3）坝头上岩体属新街岩体第三堆积旋回，在第三堆积旋回岩体内发现铂矿体尚属首次，新增了矿体产出位置，扩大了矿床规模。
4）2005年勘查工作所获得的矿体，单层厚度和品位较前有所提高，ZK651钻孔揭露的单矿体最大穿越厚度13.8m，厚5.83m,ZK613孔5件样品Pt+Pd平均品位达1.304g/t。
2.基本地质认识
通过2005年勘查工作，结合矿区以往勘查成果，可以认为：
1）新街一带新发现的矿体与新街、万家坡矿段产出形式一致，呈多层状、叠瓦式产出，产状与岩体一致，为240°，∠62°～65°。矿石品位较前有所提高，单层厚度增大，矿体具有变富变厚趋势。
2）在含矿岩体顶、底部位及中部，后期辉绿辉长岩脉穿插较为频繁，底部尚见辉绿岩脉与石英正长岩脉穿插混染现象（ZK651孔）。在岩体西部的石英正长岩分布区（ZK615孔），其正长岩之下也有含矿岩体存在。在含矿岩体与上覆正长岩的接触带，出现含矿岩体与玄武岩、正长岩相互混染的现象。这种不同岩类的混染作用有利于成矿。
3）矿体与顶底板围岩大多呈渐变过渡，矿体与围岩岩性一致，与新街矿段和万家坡矿段相比较，前者矿体内大多有成分复杂的硫化物产出，而坝头上矿段硫化物少见，属难识别矿体。
4）含矿岩石粒度和岩性与矿区其他矿段有差异，坝头上矿段含矿岩石粒度一般较细，以中、细粒居多，岩石固结程度和硬度小，岩性以含橄辉长岩为主，含橄辉石岩次之，在矿区内属一种新的含矿岩石类型。
② 成果解释
原始资料经过整理，在确信可靠的前提下，对工作成果进一步分析，正确的判断异常是解释推断工作的基础，现将解释推断的初步认识略述如下。
(一)异常的圈定
确切的圈定异常段可从以下几方面着手:
(1)系统的测定出露于地表的岩(矿)石的电性参数，经仔细分析，对工区内背景值及异常的强度值进行估计，做到心中有数。
(2)在覆盖地区，可通过野外观测的几条典型剖面结合工区内掌握的电性参数，分析确定背景值。
(3)当背景值(即正常场)确定后，如果背景值稳定可按观测误差和异常所包括的点数来确定异常的下限。通常认为
应用地球物理教学实习指导
式中:M为均方相对误差;A为观测值ρs(或ηs)。
以上分析只作参考。还应与其他物化探资料对照判断，结合地质情况，并认真分析电测剖面平面图，圈出正确、可靠的异常。
(二)真假异常的判断
当把异常圈定之后，还要认真分析，把由人为因素造成的假异常区分出来。如出现的个别跳跃异常、局部急剧变化等，应核实原始记录，若确实无误，还应到现场检查有无地下管道、变压器地线、钻孔套管等情况，因为这些因素均可引起曲线的局部变化。
对于中间梯度装置供电电极附近的异常也要慎重研究，增加部分工作量找出真正异常体的位置。在移动供电电极更换测区时，如脱节点处出现高值，也应将AB对称于脱节点布置，重新观测作出正确判断。
(三)异常性质的判断
现阶段激发极化法还不能区分极化体的矿物成分。存在有非矿异常的干扰，如炭化、黄铁矿化，地表呈散状金属矿化、强蚀变的火山岩、磁铁矿化超基性岩等。如与要找的矿床有成因上的联系，可作为间接找矿标志，否则为干扰。因此要加强地表地质，地质构造的研究，选出较有意义的异常进行验证。
判断有意义的异常可考虑以下几个方面:①与有利含矿地段相吻合的电测异常;②与其他物化探异常相比有意义的电测异常;③在已知矿体和干扰体上进行观测，分析其特点，与所获的电测异常相比较，为识别矿与非矿异常提供资料，选出有意义异常。
(四)异常体产状的确定
异常体产状指:异常体走向、倾向、平面位置、延伸、埋深等。
1.异常体走向的判断
平面剖面图上，异常在各剖面上连续出现的方向即为异常体走向方向。
平面等值线图上，等值线形态的拉长方向反映异常体走向。
2.异常体倾斜方向的判断
用不同极距的联合剖面曲线交点位移特点来判断倾斜方向。较大极距的交点相对于较小极距交点的位移方向即为异常体的倾向。
同一极距联剖曲线交点两侧极小值的高低，两侧两条曲线所包围面积的大小等判断异常体倾向，但应注意当地表干扰存在曲线跳跃时可造成误解。
异常体有露头时，可采用充电法判断异常体倾向。
3.异常体延伸的判断
中间梯度法异常值(ηs)两侧出现明显的极小值时，表示异常体延伸不大;两侧无极小，而加大AB距离时ηs峰值明显升高，表示延伸较大。
4.异常体埋深的判断
异常体埋深的确定，如激发极化法是采用测深曲线转折点的AB/2值作为异常体的埋深。
③ 所取得的成果和存在问题
2.6.1 主要成果
本专题通过对区内有关资料的综合分析研究，特别是区内几条地学断面的丰富资料，以及近年来所开展的一些深部地球物理的工作取得了一些新的认识。主要成果包括:
(1)对区内岩石圈Ⅲ级构造单元进行了划分，对各单元以及它们的分界断裂的面貌和特征进行了总结。
(2)岩石圈结构的不均一性是导致区内构造运动产生的根本原因。区内各单元地壳的结构、厚度以及组成均有所不同，其下上地幔的性质也有一定的差异，在外力———主要是南侧板块的推挤压力的作用下形成了本区目前所见到的盆山地貌结构。
(3)地壳以及岩石圈结构的形成是地质历史时期内长期作用的产物，不能脱离历史来讨论。从本区来讲，晚二叠世以后，统一的大陆块体开始形成。全区的构造体制从板块构造格局向盆山构造格局转化。经历了近2亿年的时间，经历了多次褶皱隆升—夷平均一化—沉降堆积的过程，才形成现代的盆山构造格局。
(4)从本区内最主要的天山山脉的构造面貌来看，晚二叠世以后两侧陆壳块体的碰撞，但是在这里缺少中新生代的岩浆活动，结合其地壳的构造形式以及准噶尔板块向南俯冲的可能，表明天山的形成机制与青藏高原南部的喜马拉雅有着重大的区别。这正是本区岩石圈构造运动的特点所决定的。
(5)本区以发育重要的大型盆地为特色。但这些盆地由于其所处的构造位置不同，发展的历史也有所不同。其根本原因则是其下的地壳以至上地幔的结构有所不同。以塔里木盆地为例，它具有薄壳厚幔的特点，地温梯度低，地壳刚性大，这决定了它在漫长的地质历史时期中，是一个长期稳定的内陆盆地，在构造运动中它以传递应力的方式发挥自己的作用。
2.6.2 存在问题
(1)由于本区地域广阔，总面积近200万km2。在区内，虽然过去进行了一些身边地质的调查，取得了许多成果，但对于这样广大的区域来讲，工作程度实在太低，和本项目的东部地区比较起来差得太远。因此，对本区岩石圈结构的研究，只能是在已有资料基础上进行总结和综合分析。在本区目前以地学断面为主干，结合其他有关资料进行研究。但在区内目前尚无可供利用的天然地震层析成像的资料。因此在地壳以下的部分，就无法进行编图或其他研究。在本专题的设计中，原拟将已有的地学断面资料和区域的天然地震层析成像结果综合起来，编制出本区的三维立体图像，以表达岩石圈的空间状态。目前工作的进展情况表明，这一设想实现起来尚有一定的难度。地学断面上表达了地壳不同层圈的厚度以及成分组成的某些特征(尽管表示方法和内容上有所不同)，而层析成像所表现的不同层圈的速度分布和对比，简言之是高速体和低速体的分布状态。两者如何联系以构成一幅空间的图像尚需要进一步研究，方有可能实现。
(2)岩石圈地球化学的研究对深入了解岩石圈的物质组成有很大的启示作用，可以提供许多深部物质组成的有关信息，因此是一项重要的研究内容。但在本区，新生代的岩浆活动非常少见。目前，在新疆的西南天山、昆仑山北部、北祁连等地有零星的新生代火山岩外，其他地区均尚无相关报道。在天山、北山和昆仑等地均以晚古生代—中生代的岩浆活动为主。这方面，固然反映了晚古生代—中生代时期地壳的一些状态，但对认识现代地壳的物质组成毕竟还有一些差别。因此，进一步开展本区中新生代岩浆活动的研究对了解本区岩石圈的物质组成及其发展演化有着重要的意义。
④ 取得的进展和成果
1)建立了符合国际标准的数据质量筛选原则,对研究区主要块体如塔里木、准噶尔、西伯利亚显生宙以来的古地磁极数据进行了筛选,初步建立了研究区质量可靠的显生宙古地磁极数据库,并重点对研究区及邻区白垩纪古地磁极数据进行了筛选。
2)初步建立了塔里木块体显生宙古地磁视极移动曲线,并编制了塔里木块体显生宙古纬度变化图。 由此视极移曲线推测参考点(39°N,84°E)的古纬度和磁偏角可以看出,奥陶纪塔里木位于南半球低纬度区(16.7°S);至志留纪塔里木快速移到赤道以北的中低纬度地区(漂移量达3840 km),同时顺时针旋转了12.5°;志留纪至泥盆纪塔里木块体基本保持稳定;塔里木块体自泥盆纪至晚石炭世向北移动约13° (1400 km),并顺时针旋转了40°,这表明,塔里木块体可能正向北消减到哈萨克斯坦板块之下。 在晚石炭世和中侏罗世之间,塔里木块体北向移动已不存在,但在二叠纪仍发生了26°的顺时针旋转,表明塔里木块体在这一时期与哈萨克斯坦块体的碰撞可能已开始减速。 三叠纪—中侏罗世塔里木块体逆时针旋转了16°。
3)西伯利亚板块与塔里木块体的晚石炭世—二叠纪古纬度在95%置信范围已趋于一致,即两块体在二叠纪前对接缝合,形成天山造山带。
4)华北与塔里木两块体记录的磁偏角是在侏罗纪才比较相近,古地磁极也已在95%误差范围内(朱日祥等,1998),说明两块体间的对接与缝合是在侏罗纪完成的。
5)准噶尔块体石炭纪—二叠纪时已成为一整体连接到劳亚大陆(Laurasia),自石炭纪以后几乎未发生视极移(即南北向净漂移,Sharps et al.,1992)。
6)对白垩纪古地磁极数据进行了初步分析,给出了白垩纪研究区主要块体间的相对运动状态:
准噶尔、塔里木块体、华北块体、华南块体早、晚白垩世的古地磁极位置基本一致,这表明当时各块体相对于古磁极的相对运动或位移较小。对于整个欧亚视极移曲线(APWP)来说,这是个U形圈或稳态时期(Besse et al., 1991)。 因此,可以将早、晚白垩世数据平均来获取白垩纪的古磁极。
尽管仍存在较大的不确定性,华北和华南块体的古磁极与欧亚各块体的磁极是一致(Enkin et al., 1992),这表明,在古地磁数据的误差范围内,中国大陆各主要块体和西伯利亚块体在晚侏罗世时已处于其现今的相对位置。 欧亚、准噶尔、塔里木、青藏西部和印度各块体的白垩纪古磁极近似地沿一与中亚成NNE方向相交的大圆排列,这意味着这些块体在一级近似的情况下,沿NNE方向相互彼此靠近,具有较少的旋转量。
由北向南,欧亚块体与准噶尔块体古磁极间的角距离为6.2°±4.8° (Chen et al., 1991 ,1993),这相当于650±530km的南北向缩短(即古纬度差为5.9°±4.8°),同时准噶尔块体相对于西伯利亚(参考点位于44°N/86°E)逆时针旋转了2.4°±5.8°。
准噶尔块体和费尔干纳块体古磁极间的角度差异产生了可忽略的纬度差0.3°±6.9°和相对于费尔干纳附近参考点(40.5°N,72.5°E)15.7°±10.0°的旋转(Chen et al., 1993)。
准噶尔和塔里木块体古磁极间的角距(4.3°±5.5°)在95%的置信水平上是无意义的(Chen et al., 1991, 1993)。但是,塔里木块体与欧亚块体古磁极间的角距较之与准噶尔的系统偏大,这相当于420±605 km(古纬度差3.8°±5.5°) 的缩短和2.11°±6.3°的旋转(参考点位于40°N/77°E)。
塔里木块体与藏西古磁极间的角度差为8.5°±6.4°,但古纬度差并不大(5.7°±6.2°)。 这意味着两者间近南北向缩短量为630±680 km(即古纬度差为5.7°±6.2°),以及相对于参考点34°N/80°E具有较大的旋转量7.1±6.4° (Chen et al., 1993)。
吐鲁番盆地白垩纪平均视磁极与同一时期的准噶尔块体、欧亚大陆间的角度差分别为8.4°±6.7°和13.7°±5.5° (Cogne et al.,1995),表明准噶尔和吐鲁番之间可能发生了相对运动,存在径向运动(6.4°±6.7°),但并无明显的旋转(4.0°±6.7°)。
吐鲁番盆地白垩纪平均视磁极与同一时期塔里木的视磁极很相近,两者间的角度差为4.3°±6.2°(Cogne et al.,1995),在统计上无意义。 这表明吐鲁番与塔里木块体间自晚侏罗世以来未发生明显的相对运动,当时的塔里木已是刚性块体,其地理范畴已包括了吐鲁番盆地。
综上所述,据古地磁资料沿80°E方向初步估算各块体间的缩短量分别为650 km(西伯利亚和准噶尔块体之间,主要在阿尔泰)、420 km (准噶尔和塔里木块体之间,主要在天山)、630 km(塔里木和青藏块体之间,主要在昆仑山和阿尔金山)。 所有这些由古地磁资料获取的缩短量和旋转量可能反映了自印度与欧亚大陆碰撞以来的中亚整体变形状况。
7)选择新生代变形幅度相对较大的塔里木块体西缘喀什-阿图什地区和变形幅度较相对较小的北天山北缘玛纳斯地区作为野外重点采样区,对其新生代地层进行了初步的古地磁研究,完成了227个古地磁样品的测试及分析。 结果表明,北天山乌鲁木齐山前凹陷第三纪(古近纪、新近纪)沉积地层存在严重的重磁化现象,所获得的5个采点的平均剩磁方向较离散。 这说明各采点所在推覆体之间可能存在相对运动。 研究区第三纪(古近纪、新近纪)沉积地层实测磁倾角普遍存在浅化问题,即实测磁倾角比由欧亚大陆视极移曲线预测的磁倾角要浅(如在西南天山博古孜河要浅19°,这与该区第三纪(古近纪、新近纪)的古地理重建是不协调的)。 Thomas et al.(1994)在对塔吉克盆地第三系(古近纪、新近纪)红层进行古地磁研究时也报道了类似的现象。 造成这一现象的原因,目前说法不一。 因此,利用第三纪(古近纪、新近纪)沉积地层古磁倾角来研究该区新生代各块体间的纬向运动(即南北向缩短量)目前可能是不现实的,但利用第三纪(古近纪、新近纪)火成岩的古磁倾角有可能获得该区新生代各块体间的纬向运动状况。
此外,可利用古磁偏角的变化来确定各块体绕垂直轴的相对旋转量。博古孜河剖面自N2以来逆时针旋转了18.9°,拜城逆时针旋转了17.8°;英吉莎自80 Ma以来顺时针旋转了21.0°±10.4°,这些结果与地质研究 (Chen Jie et al., 2000; Rumelhart et al., 1999; Burtmanet al., 1993)是一致的。
⑤ 成果分析
4.4.3.1 应力与变形特征
图4-6 1×105N/m2荷载下的垂向应力分布（单位：Pa）
按实际静荷载（1×105N/m2）施加在洞顶上，得到的垂向应力分布如图4-6所示。从图中可见，应力集中主要分布在小洞的两侧，应力集中值在-2.8×105～2.6×105Pa之间。而拉应力主要分布在建筑物基础周围。其大小在（0～6.0）×104Pa范围内，这显然已经超过了土层的抗张强度，说明有拉张破坏发生，这与实际破坏分布是相吻合的。在位于斜坡后缘的地表也表现出拉应力较大的特征，这是地形效应的结果。1×105N/m2荷载下的位移分布如图4-7所示，图中用矢量表示了局部位移的方向及大小。从等值线上可以看出，土洞上部土层中的位移较大，约1cm左右。而其他地方的位移大多在毫米级的范围内。
图4-7 1×105N/m2荷载下的垂向位移分布（单位：m）
计算结果表明，天然情况下大洞、小洞均处于稳定状态，没有发生小洞塌陷现象；张裂的分布范围也很窄。这说明小洞的塌陷并非正常情况下的重力致塌。
4.4.3.2 稳定敏感性分析及致塌机理讨论
通过改变荷载的大小、地形条件、材料性质，可以观察影响土洞稳定的敏感因素，并通过这些模拟试验验证其塌陷机制及影响土洞稳定的因素。
4.4.3.2.1 静荷载的敏感性研究
首先试验了静荷载的大小。试验荷载最大加到了5×105N/m2（实际荷载为1×105N/m2左右）。在材料不变的情况下，即使是5×105N/m2的荷载，大小洞仍处于稳定状态。应力集中主要分布在小洞的两侧，应力集中值在–4.5×105～3.5×105Pa之间（图4-8）。与1×105N/m2载荷下的应力集中相比，较为接近。所以在小洞周围的应力集中破坏并不严重。拉应力主要分布在建筑物基础周围，其大小在（0～4.0）×105Pa范围内，说明有拉裂破坏发生。与1×105N/m2荷载时相比，5×105N/m2荷载下的拉应力分布更宽，且比1×105N/m2荷载下的拉应力大得多。5×105N/m2荷载下的位移见图4-9，图中反映出，此时的位移极值主要分布在建筑物周围。
图4-8 5×105N/m2下的垂向应力分布图（单位：Pa）
图4-9 5×105N/m2静荷载下的位移分布图（单位：m）
对于两种条件下的破坏分布可通过图4-10、图4-11比较得出结论。图中shear-n、tension-n分别表示剪切破坏（现在）及拉张破坏（现在），p表示计算过程中的状态。两者相比的结果表现出：①两种情况下大小土洞都没有因为“破穿”而发生塌陷；②5×105N/m2荷载下表现出了较大面积的张裂破坏，主要分布在建筑物基础周围；③1×105N/m2荷载下张裂破坏分布很有限。
图4-10 5×105N/m2静荷载下的破坏分布
图4-11 1×105N/m2静荷载下的破坏分布图
应力及破坏分布图分析的结果表明：静荷载对于土洞的力学稳定性是不敏感的，此种情况下尽管荷载增加了4倍，但土洞仍处于稳定状态。因此塌陷不可能是由于静荷载的加压而形成的；但静力荷载因素对土层中拉裂的产生较为敏感。
其次，我们对地形也作了类似分析（图略）。塌陷点位于一斜坡的后缘，对拉裂的形成有利。因此，我们对图中左侧的斜坡进行了试验，通过改变斜坡的倾角，试验土内应力变化及土洞的破坏情况。结果表明，斜坡的倾角效应与静荷载类似，只与张裂的产生有关，但不会造成土洞塌陷。
4.4.3.2.2 地表水下渗的土洞稳定敏感因素及致塌机理讨论
如前所述，塌陷区土层中有裂隙存在及地表水沿表层土的灌入无疑对塌陷的产生有着重要的影响。为了模拟地表水入渗的影响，研究中主要考虑水对土层材料性质的改变，从而在相应的位置对土层的变形模量、泊松比、内聚力、内摩擦角、抗拉强度进行逐级的降低，以达到对地表水下渗的效应的模拟。考虑到土层厚度不大，所以没有考虑水下渗过程中的渗透力因素。
对地表水下渗的效应模拟分两步进行。首先，针对硬塑粘土层（0～3.5m）进行模拟试验，其结果如图4-12、图4-13所示。试验仅限于地表以下的部位（在模型中相当于土洞上部的一定范围），建筑物下不受水的直接作用，因而不在试验范围。上层的试验材料中土层的力学参数见表4-3。
表4-3 数值模拟试验参数表
图4-12 上层材料试验时的位移等值线分布图（单位：m）
图4-13 上层材料试验时的破坏分布图
模拟结果表明：在上层材料模拟中，土洞上的位移较大，达到了4.5cm，比静力下的位移大近4倍，但破坏仅分布在上部土层（图4-13），没有“破穿”现象，土洞仍处于稳定状态。对于第二种情况，即地表水通过裂隙继续下渗到下层。对上、下层进行材料模拟时，通过上、下层材料的同时降低来实现对地表水继续下渗的模拟，下渗深度加到6m。试验结果如图4-14、图4-15所示。从图4-14中可以看出，位移明显加大，达数十厘米，主要分布在土洞顶部。由于已经发生破坏，较大的位移已没有实际意义。图4-15所示为破坏分布图，图中反映出明显的剪切破坏及拉伸破坏，破坏区分布在土洞上的整个土层中。小洞上分布的破坏力主要以剪切破坏为主，在靠近建筑物的地表处有拉伸破坏区，这与实际情况接近。
图4-14 上、下层材料试验时土层中位移分布图（单位：m）
图4-15 上、下层材料试验破坏分布图
从以上的模拟可以看出，静荷载加大了4倍也没有出现小洞上的失稳，地形因素对土层稳定的影响并不大，而地表水的下渗造成的材料强度降低则对失稳有很大影响。因此，地表水的下渗造成的材料强度降低是影响失稳的最敏感因素。研究区的失稳现象的主要原因可以分析为：由于土洞所处的特殊位置（位于斜坡的边缘）形成地表浅处的拉应力区，使得硬塑粘土层中发育了张性裂隙。地表水沿着裂隙的下渗造成土层中材料强度降低（软化），当地表水下渗到小洞上的土层下部时，导致岩溶塌陷现象。这个实例中反映出，地表水的下渗在特定条件下也是不可忽视的致塌因素。
4.4.3.3 临界破坏条件的数值试验研究
为了研究土洞破坏时土层力学性质的临界值，对以上的上、下层（0～6m）材料进行了多次试验，简称临界试验。试验的条件如表4-4所示。
表4-4 临界试验参数取值表
临界试验结果反映出，第一次试验结果（图4-16、图4-17）中土洞上的未破坏部分面积较小，与实际情况不相符，说明第一次材料力学参数取值偏小，破坏面过大；第二次试验结果（图4-18、图4-19）中土洞上完整的部分仍较小，与实际情况也不相符，说明第二次材料力学参数取值仍偏小；第三次试验结果（图4-20、图4-21）中土洞上未破坏的部分与实际情况接近，说明第三次土层力学性质为土洞破坏时的临界条件。因此，第三次试验的材料力学性质即为实例中土洞发生破坏时临界材料的力学性质。比较图4-20 与图4-1 可知土洞上的破坏与实际很接近。将第三次临界试验材料的土层力学性质（表4-4）与表4-2 相比较可以看出，地表水的下渗只要使材料力学参数降低不多就可使土洞致塌。试验证明此类塌陷对地表水的下渗具敏感性。
图4-16 第一次临界试验土层中破坏分布图
图4-17 第一次临界试验土层中垂向位移分布图（单位：m）
图4-18 第二次临界试验土层中破坏分布图
图4-19 第二次临界试验土层中垂向位移分布图（单位：m）
图4-20 第三次临界试验土层中破坏分布图
图4-21 第三次临界试验土层中垂向位移分布图（单位：m）
⑥ 测绘局购买的测绘成果大地坐标为什么是概略位置
应该是买的水准点，它有点之记，可以找到
测区附近有，b.c级点最好买这个成果的两套成果，坐标，高程都是高精度的
⑦ 取得的主要成果和创新点
（一）建立了吉林宝力格银-金矿床的成因模式
认为吉林宝力格银-金矿床的成矿物质主要来源深部岩浆，围岩中的矿质组分也参与了成矿。来源于岩浆的成矿热液经由矿区F5断裂向上运移，在平面上分别向SW、NE扩散，同围岩中被活化的矿质组分一起在合适的空间富集，随后经历了次生富集的重要阶段。
（二）对查干敖包铁-锌矿床成因认识有了新进展
综合认为查干敖包铁-锌矿与石英闪长岩有密切的成因联系，成因类型属矽卡岩型矿床。矿床形成于板块碰撞后的拉张环境下，含矿的古老残留洋壳部分熔融，受到富钾基性地幔的交代后侵入到浅部，岩浆交代大理岩、自身发生钠长石化析出成矿物质。
（三）阿尔哈达铅-锌-银矿床研究取得新进展
认为阿尔哈达铅-锌-银矿床具有多期次热液活动特征，早期以高温热液活动为主，晚期则以中-低温热液活动为主。矿床成矿物质来源于岩浆和围岩、是一与印支期中酸性岩浆活动有关的热液矿床。
（四）划分了研究区的矿床类型
将研究区内的矿床（点）划分为3种类型，即矽卡岩型金属矿床（点）、与花岗岩类侵入岩有关的金属矿床（点）和中低温热液矿床（点）。
（五）总结了东乌旗北部一带金属矿床空间分布规律
认为以东乌旗-伊和沙巴尔深大断裂（F2）为界，西侧主要为与花岗岩类侵入岩有关的铜、钨矿床；东侧主要为铁、铅、锌、银、金等矽卡岩型或中低温热液型矿床；铜矿点主要分布于额仁高毕复式向斜的核部；在白云呼布尔-满都宝力格大断裂（F3）和朝不楞西-乌拉盖断裂（F5）的交汇部位，矿床（点）分布密集。
（六）总结了找矿标志和提出了找矿方向
找矿标志包括：① 晚古生代的火山-沉积岩地层；② NW向张性断裂和NE向张扭性断裂；③ 正的航磁异常、低电阻率和高极化率；④ 面型分布的综合化探异常；⑤ 硅化、褐铁矿化、锰矿化、萤石化以及钠长石化等。有利找矿部位包括：① 白云呼布尔-满都宝力格大断裂（F3）和朝不楞西-乌拉盖断裂（F5）交汇的锐角部位；② 沿阿尔哈达-查干敖包呈NE向分布的印支期富碱花岗岩类的外接触带；③ 航磁正负异常交替部位，即航磁0等值线附近；④ 阿尔哈达西北部、吉林宝力格西北部以及查干敖包矿区外围已发现的化探异常位置；⑤ 已知矿区的外围和深部。
（七）花岗岩类研究获得了重要成果
认为吉林宝力格、阿钦楚鲁早期和晚期二长花岗岩属岛弧花岗岩，查干敖包石英闪长岩具有埃达克质岩特征，而阿尔哈达岩体则属A型花岗岩，后两者形成于碰撞后拉张环境。
（八）首次获得了研究区内5个花岗岩类岩体的年龄
通过对岩体中的锆石进行SHRIMP U-Pb法年龄测试，获得吉林宝力格二长花岗岩的年龄为314±8.8 Ma，阿钦楚鲁早期二长花岗岩的年龄为299±5 Ma，阿钦楚鲁晚期二长花岗岩的年龄为284.3±9.7 Ma，查干敖包石英闪长岩的年龄为234±6 Ma，阿尔哈达黑云母花岗岩的形成年龄为218±5 Ma。
⑧ 主要研究成果及创新点
本书紧抓学科前沿及我国东部中生代盆地群研究热点,以黑龙江东部中生代鸡西盆地的研究为切入点,取得了以下成果:
(1)通过利用最新所获古生物、磁性地层年代新资料,以及煤田地质、露头、测井、岩心等资料,运用盆地湖(海)平面升降曲线与全球海平面升降曲线对比、基准面旋回对比等技术手段,对鸡西盆地早白垩世地层进行了全面系统的构造层序和高分辨率层序地层学研究,建立了盆地尺度的层序地层等时对比格架。将鸡西群时代确定为早白垩世(凡兰吟—阿尔布期);滴道组形成时间为130.9~128.3Ma之间,相当于凡兰吟早中期;城子河组形成时间为125.1~116Ma,相当于凡兰吟早期—巴列姆早期;穆棱组形成时间为116~106.9Ma,相当于巴列姆中期—阿尔布早期;东山组形成时间为106.9~101.7Ma,相当于阿尔布早中期。植物化石以R-O植物群组合为特征,由下至上表现为由早期组合向晚期组合演化特点。除东山组外,均发育沟鞭藻化石组合,表现为由下至上非典型海相或淡水相-海相特点。城子河组孢粉组合以裸子植物花粉占优势,穆棱组孢粉组合中蕨类植物占绝对优势。
(2)根据区域性断裂构造及盆地内各级构造界面、组内大的岩相转换界面,对盆地划分了1个Ⅰ级层序,代表整个盆地充填序列;2个Ⅱ级层序,即早期断陷沉积的鸡西群Ⅱ1和晚期坳陷沉积的桦山群Ⅱ2;在盆地Ⅱ1层序内划分6个Ⅲ三级构造层序,分别对应滴道组Ⅱ1、城子河组下部含煤岩系Ⅱ2和上部含煤岩系Ⅱ3、穆棱组下部含煤岩系Ⅱ4和中上部含煤岩系Ⅱ5及穆棱组顶部和东山组Ⅱ6。各级层序分别由相应级别的不整合面及整合面限定,各级别不整合面及整合面由不同级别的构造运动所形成。
(3)在大量研究露头、剖面、岩心资料的基础上,根据高分辨率层序地层学理论,考虑到构造运动、沉积物供应、气候和湖平面变化等,对鸡西群进行了长期、中期、短期基准面旋回划分,进而对鸡西征群进行了高分辨率层序的划分:
1)根据重要的构造不整合面、岩性突变面、最大洪泛面(大型的侵蚀-冲刷界面)等,将鸡西群划分6个长期基准面旋回,滴道组代表1个长期基准面旋回;据城子河组内部发育的1个大型侵蚀—冲刷界面将城子河组分割成2个长期基准面旋回;据穆棱组内部发育的2个大型侵蚀—冲刷界面将穆棱组分成3个长期基准面旋回。
2)根据区域可对比性的主要冲刷面、洪泛面及煤层等,划分出16个中期基准面旋回,共识别出125个短期基准面旋回。滴道组内分为2个中期基准面旋回,识别出了14个短期基准面旋回。城子河组的第1个长期基准面旋回内划分出3个中期基准面旋回,第2个长期基准面旋回内划分出4个中期基准面旋回,整个城子河组识别出了51个短期基准面旋回。穆棱组内第1个长期基准面旋回可分成4个中期基准面旋回,第2个长期基准面旋回可划分2个中期基准面旋回,第3个长期基准面旋回由1个中期基准面旋回组成,整个穆棱组内共识别出60个短期基准面旋回。
3)短期基准面旋回是划分高分辨率层序地层的成因地层单元和层序分析的基础,通过岩心、露头剖面等的研究,短期基准面旋回结构类型包括3类,即非对称型短期基准面旋回和对称型短期基准面旋回。长期基准面旋回和中期基准面旋回在全盆地具可对比性,而短期基准面旋回在全盆地不具可对比性,不同区域划分的短期基准面旋回的数量和特征各不相同。
4)以野外露头剖面、单井沉积相和高分辨率层序地层的精细分析作为划分各级别基准面旋回层序的依据,选择长期旋回层序的二分时间单元分界线为等时地层对比的优选位置,以最具等时对比意义的中期旋回层序为等时地层对比单元,在对鸡西群高分辨率层序地层划分的基础上,进行了等时对比,并建立了等时层序地层格架。
(4)鸡西群底界和顶界为区域等时性构造界面,顶、底界面限定的鸡西盆地二级构造层序在横向上表现为弧形透镜状,内部次级层序也具形态的相似性。二级构造层序内部发育一个平行不整合面和一个相当于整合的最大湖泛面,此两个界面在盆地内分别具有等时性,将该二级层序分割成代表高水位体系域、湖侵体系域和低水位体系域的上、中、下三部分。滴道组为加积—退积型地层结构构成了鸡西盆地Ⅱ级层序的低水位体系域,主要分布于盆地底部;城子河组为退积型地层结构构成了鸡西盆地Ⅱ级层序的湖侵体系域,覆盖了整个盆地;穆棱组、东山组为进积—加积型地层结构构成了鸡西盆地二级层序高水位体系域,沉积范围变小,晚期东山组火山沉积岩分布较零星,横向变化较大。由此,建立了鸡西盆地的构造层序构架。
(5)根据野外实测剖面、露头、钻孔等资料,以层序地层学和现代沉积学理论为指导,通过多学科结合,包括对沉积构造、岩矿特征及岩石地球化学、岩相特征、生物化石及粒度分析、沉积序列标志等的综合分析,对鸡西群进行了沉积相和沉积体系的识别和划分。将鸡西群沉积划分为冲积扇、三角洲、湖泊、河流沉积沉积体系,详细讨论了各种相、亚相的特征信其空间展布,以及各种相在层序地层序列中的位置和控制机制。研究了层序地层格架内沉积体系和沉积相的聚煤作用。冲积扇形成于强氧化环境中,缺乏化石,层理不发育,其形成主要受盆地边界断裂的活动方式及强度控制,分布局限,形成的沉积厚度较大,因沉积冲刷作用强,不发育煤层。河流沉积体系是鸡西盆地中主要沉积类型之一,鸡西群各组均有河流沉积体系,可划分为辫状河相和曲流河相,辫状河沉积形式以垂向加积为主,层理发育,沉积层序表现为向上变细单元结构型,各组底部的厚层砂体,都属于辫状河沉积,基本不发育煤层;曲流河相层理发育,沉积层序表现为向上变细二元结构型,各组下部多发育有曲流河相厚层砂体,常见有不稳定煤层。鸡西盆地湖泊沉积作用十分活跃,是发生沉积作用的重要场所,根据沉积岩形成时水深、层厚、分布范围及沉积相标志可以进一步划分为滨湖和浅湖沉积两个亚相,滨湖沉积水动力较强,基本不发育工业煤层,局部滨湖沼泽地带见有不稳定薄煤层;浅湖沉积水体能量及水动力条件较弱,植物化石、陆相和海相动物化石极其发育,浅湖沉积晚期泥炭沼泽发育,形成多层大面积可对比的工业煤层。鸡西盆地中三角洲沉积体系在时间上往往出现在湖泊沉积体系演化的晚期,发育煤线,局部煤层厚度较大,但稳定性较差。
(6)通过对不同旋回沉积体系的对比研究,展示了鸡西盆地沉积环境、充填和演化的历程。总体看,鸡西盆地在长期基准面旋回早期,沉积物堆积速率快,往往发育冲积扇或辫状河沉积,但分布范围局限;在长期基准面旋回中期,随着构造活动进入相对稳定期,发育曲流河、三角洲和湖泊沉积。
(7)通过对鸡西群岩石化学及地球化学的研究,总体反映了活动陆缘复杂源区特点,同时也有被动大陆边缘特征,构造背景的双重性说明鸡西盆地的形成是在滨太平洋活动大陆边缘挤压构造背景下的走滑拉分过程中的伸展构造背景。太平洋板块的俯冲,诱发先前加厚的岩石圈拆沉减薄伸展构造机制是中生代盆地形成的主要因素,在这个大前提下,鸡西盆地是敦密断裂在早白垩世走滑剪切拉分作用形成的陆内裂谷盆地,具下断上坳双层结构。断裂的间歇性活动,控制了不同层序的生长和发育,Ⅱ1层序(鸡西群)代表了鸡西盆地断陷期经历由早期断裂剪切拉分、走滑拉分和晚期走滑伸展、走滑剪切的一个完整的盆地构造沉积旋回;之后的构造反转作用,在断陷盆地基础上形成坳陷盆地,形成了Ⅱ2层序(桦山群)。
(8)区域性展布的厚煤层的形成需要特定的构造背景、沉积环境和物质基础。通过构造层序构架和高精度层序地层格架的建立,研究了煤层分布演化规律。鸡西盆地煤层主要发育在城子河组的中下部和穆棱组的中下部,在平面上主要分布在盆地中部地带,在走向上向两侧逐渐变薄,数量减少到尖灭,并由盆缘向盆内减少。在垂向上,城子河组第1个长期基准面旋回上升半旋回的中上部和下降半旋回、第2个长期基准面旋回的上升半旋回以及穆棱组的第1个长期基准面旋回的上升半旋回的上部和下降半旋回均有较好的聚煤条件,工业煤层发育。煤层总体分布于长周期基准面旋回(长期、中期)上升半旋回的中上部—下降半旋回的中下部,在长期基准面旋回中聚煤作用较好的半旋回内,中期基准面旋回和短期基准面旋回的聚煤作用也相应较好。从沉积环境与沉积体系看,与聚煤作用关系密切的环境为三角洲、滨浅湖平原,工业煤层主要形成于湖侵体系域的中期-晚期和高位体系域早-中期,靠近湖泛面附近。
本书的主要创新点:
(1)通过将构造层序格架、年代层序格架与沉积体系、沉积相分析有机结合的综合分析法,首次对鸡西盆地早白垩世地层进行了高分辨率层序地层划分与对比,共划分出6个长期基准面旋回、16个中期基准面旋回和125个短期基准面旋回。
(2)在高精度层序地层格架建立和详细的沉积体系与沉积相分析的基础上,对鸡西盆地早白垩世不同级次的基准面旋回层序及其沉积体系和沉积相的聚煤作用和煤层分布演化规律进行了详细研究,对提高煤层预测精度,扩大煤炭资源远景具有重要意义。
⑨ 成果报告
7.2.1 编写原则
1)遥感地质解译成果报告是遥感地质调查成果系统全面的总结。报告的编写应以现代先进地质理论为指导，报告的基本内容应根据各具体任务要求和测区丰富翔实的实际资料为基础，实事求是地总结客观地质规律。报告编写必须在各种资料高度综合整理的基础上进行，内容要求全面、重点突出，既不烦琐，又要避免简单化，既要实事求是地反映测区地质研究水平，又要敢于从地球科学国际先进领域的高度和深度揭示深层次规律问题。因此，它既是实际工作成果的总结，同时又是基础地质科学研究成果的体现，具有很高的理论性和很强的实用性。
2)遥感地质解译报告编写前，必须组织全体调查人员对测区内主要地质构造问题进行深入讨论，在统一观点、认识的基础上编制出详细编写提纲，然后按照详细提纲所列内容，按项目技术人员各自业务特长分工负责进行编写。
3)报告编写要有综合性、逻辑性和艺术性，应做到内容真实、文字通顺、主题突出、层次清晰、图文并茂、插图美观、图例齐全、各章节观点统一。
7.2.2 编写提纲
第一章 绪言
简要说明上级下达的任务与要求、工作起止时间、完成工作量(编制工作量分布图)、研究区自然地理概况(附交通位置图)、研究程度(附研究程度图)、工作方法及技术路线(附技术流程图)及主要技术成果和贡献等。
第二章 方法技术
第一节 卫星影像图制作方法
详细论述遥感数据种类及质量，数据处理、几何纠正与配准、数据镶嵌等方法、技术、控制指标，标准影像图生成过程中的整饰与注记，以及检查与验收的技术要求和质量评价。
第二节 遥感地质解译调查方法
详细论述宏观影像分区、影像单元、影像岩石单元建立划分的方法与技术，信息增强处理法的方法与技术及填图单位划分方案和填图单位种类。
第三章 区域遥感地质特征
按地层、侵入岩、构造、矿产、生态地质环境分别介绍。
第一节 地层
介绍测区地层系统，岩性特征、组合特点、影像规律、解译程度、形成环境、相互关系、时空展布与变化规律等。
第二节 侵入岩
按基性-超基性岩和中酸性侵入岩，依时代从老到新分述侵入岩的特征，出露面积、数量、产状、形态;岩石类型、矿物成分、结构构造，接触关系;岩石化学、岩石地球化学特征;蚀变、内外接触带特点，单元划分、影像特征变化、解译程度，以及节理、岩脉、岩墙的发育情况和产状变化规律等。
第三节 地质构造及构造发展史
按类型分别介绍影像标志、形态、规模、展布、序次与组合关系，进行构造运动学和动力学分析，以及构造运动历史与沉积作用、沉积环境、岩浆活动、成矿作用等的关系和新构造特征及其影响。
第四节 矿产
按矿产种类分别介绍成因类型、成矿规律、影像特征、遥感找矿模式，不同层次控矿、成矿信息解译、提取方法及找矿预测等。
第五节 专项调查与专项研究
视具体情况，根据任务书编写。如属于与遥感地质解译同时开展的生态环境地质等专项调查，则应在总体报告中增加此章节进行叙述。
第四章 结论
叙述取得的重大成果、存在的问题和工作建议。
⑩ 一什么成果填量词
是：一项成果
通常用来表示人、事物或动作的数量单位的词，叫做量词。量词，与代表可计数或可量度物体的名词连用或与数词连用的词或词素,常用来指示某一类别，为名词所指派的物体可按其形状或功用而被归入这一类别(如汉语“三本书”中的“本”）。
名量词分类
(1)专用名量词
表示事物的计量单位。例如“条、根、枝、张、颗、粒、个、双、对、斗、公斤、公里、亩”等。以上所举的都是专用量词。有些名量词是从名词借来的，例如“缸（一缸水）、碟儿（一碟儿花生米）、箱子（一箱子书）”等，这种量词叫“借用量词”。
(2)临时名量词
指的是某些名词临时处在量词的位置上，被用作数量单位。例如：a. 端来两盘饺子，拿来一瓶酱油。b. 坐了一屋子人，摆了一床东西。这种形式一般表示某处容纳某物的数量。a组和b组的区别有两点：1、a组的数词可以是任何的数词，b组的数词一般只能是“一”。2、b组有强调数量多的意味，a组没有。
(3)计量名量词
主要是度量衡单位。例如：公斤、尺、亩、度等。
(4)通用名量词
主要指多数名词都适用的量词。包括：种、类、些、点等四个。“个”这个量词有了通用化的倾向，能够和它组合的名词越来越多。但是仍然有很多名词只能用其专用的量词，而不能用“个”替代。例如“电影”可以不说“一部电影”，而说“一个电影”。但“纸”无论如何不能说“一个纸”。
“去一趟、看一遍、做一次、哭一场”中的“趟、遍、次、场”，表示动作的数量单位，叫做动量词。