政策辅导进园区特色工作室助力企业发展

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浏阳税务：政策辅导进园区 特色工作室助力企业促发展

为满足纳税人、缴费人问题需求，助力及时精准办理税费优惠，近日，浏阳市税务局古港税务分局联合“强哥工作室”，组织业务骨干前往浏阳市省级农业科技园开展税收政策宣讲。此次宣讲重点为纳税人讲解增值税留抵退税、房土两税和个税年度汇算政策，辅导各类申报表单填写、电子税务局及开票软件操作等内容。农业科技园100多家企业的法人及财务负责人参加，现场反响热烈。

“我们单位还有好多人不会操作个税软件，无法办理个人所得税综合所得年度汇算，我急得睡不着觉，‘强哥工作室’的老师们讲得非常详细，还通俗易懂，解决了我们的问题，太感谢了！”浏阳高朗烈酒酿造有限公司财务负责人杨长福兴奋地说。

“办税缴费有难题，就找‘强哥工作室’！”据悉，“强哥工作室”由浏阳市税务局第一税务所所长邹强牵头组建，以税收政策解读、财税会计处理、涉税法律救济等为主要服务内容，是一个专门服务纳税人、缴费人的专业工作室。今年年初，该工作室所在的办税服务厅获评湖南省税务系统“五星级办税服务厅”。

邹强表示，成立“强哥工作室”的目的就是致力于解决纳税人、缴费人的急难愁盼问题，真正提升便民办税的速度和温度。下一步，“强哥工作室”将充分发挥品牌效应，积极提供精细化涉税服务，凝聚税企合力，在高质量推进税收现代化中贡献浏阳力量。

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3.1.4.1 概述

卡拉先格尔断裂带是新疆北端重要的断裂带之一，该断裂带是1931年8月11日新疆富蕴8级地震的发震断裂，地表地震断裂带长达176km，是控制阿尔泰地区晚古生代Cu-Pb-Zn多金属矿成矿盆地的东侧边界断裂（董连慧等，2009）。前人对卡拉先格尔断裂的产状、分布、形成与运动特征进行了较为系统的研究。1931年富蕴地震发生后，苏联地质学家奥勃鲁切夫最早报道了富蕴地震的有关资料。1934年李善邦发表了《新疆地震》一文，对富蕴地震做了专门论述，确定富蕴地震的发震断裂为卡拉先格尔断裂带。20世纪70年代，针对富蕴地震开展了区域性的地震地质调查工作。1980年，杨章等对富蕴地震从烈度、地震活动特点、区域地质背景、发震构造条件等进行了较全面的总结，并发表了初步研究成果。近年来地质学家在研究阿尔泰造山带构造演化与成矿过程中，进一步关注该断裂的变性特征。例如，秦元喜等（1994）认为由于强烈的由北向南的推覆构造造成阿尔泰山南缘部分矿产被推覆改造而掩埋于深部成为地下隐伏矿床；李志纯等（2002）认为阿尔泰山构造成矿域的范围与阿尔泰造山带基本吻合；Xiao等（2009）认为卡拉先格尔断裂可能是晚古生代就已形成并影响研究区域构造格局的断裂；董连慧等（2009）注意到阿尔泰地区晚古生代Cu-Pb-Zn多金属成矿火山盆地向东不经过卡拉先格尔断裂的特征。然而，卡拉先格尔断裂的深部结构及其控岩控矿机制仍不清楚。

鉴于卡拉先格尔断裂重要的构造和成矿位置，在青河科克地区开展了深部找矿的项目研究过程中，沿卡拉先格尔隐伏断裂带开展了MT测量，并获得了高质量的观测数据，进而确定了卡拉先格尔断裂的深部结构，这对于探讨阿尔泰地区成矿构造背景具有重要意义。

3.1.4.2 区域地质背景与地表地质特征

研究区处于阿尔泰山脉东段南缘，位于西伯利亚板块西南边缘、准噶尔板块的东北边缘，是西伯利亚板块和准噶尔板块斜向碰撞对接的构造部位（图3.22），地质构造非常复杂。与相邻的哈腊苏斑岩铜矿处于NW向额尔齐斯构造带与NNW向可可托海-二台构造带之交汇部位，具备叠加成矿的重要地质条件（赵战锋等，2009a，2009b）。

区域上的3条大断裂（图3.22），分别是玛因鄂博断裂（F1）、卡拉先格尔-克孜勒他乌剪切带（F3）和卡拉先格尔-二台大断裂（F2）。区域构造受板块间推覆挤压作用的影响，形成一系列NW走向的构造体系。其中玛因鄂博断裂是西伯利亚板块与准噶尔板块的边界断裂；卡拉先格尔-二台大断裂为NNW向的多期活动断裂，具明显的右旋走滑平推性质，所经之处斜切北北西向构造，一般由碎裂岩、碎斑岩、糜棱岩系组成。

研究区位于NW向阿尔泰褶皱带南缘，岩浆侵入体沿着NW向区域构造分布。火山从早泥盆世至石炭纪都有活动，主要是以酸性的花岗岩类和闪长岩、闪长玢岩、安山玢岩为主。卡拉先格尔-二台断裂多处切割了呈北西向分布的燕山期花岗岩体，因此形成时期应在花岗岩体侵入之后。断裂带北部发育红色黏土薄层，而南部局部发育晚更新世以来的沉积物，断裂带形成比北部更晚一些。卡拉先格尔-二台断裂是一条年轻的断裂，形成于新生代晚期。第四纪以来，除伴随区域性的山区断块隆升外，更为突出地表现为右旋走滑运动（石鉴邦等，1989）。

卡拉先格尔断裂带长约9km，宽4km，为富蕴地震断裂带中最宽、地表破坏最严重的地段。断裂带总体走向为342°，倾向E，倾角70°左右。沿地震断层带断层三角面与断层陡坎构造发育（图3.23a）。断层带伴生的构造形态多样，并显示多期活动的特征，形成透镜体斜列构造（图3.23b）；中晚期为右旋走滑断层，伴生次级断裂，也以右旋剪切为特征（图3.23c）。

图3.22 新疆青C河地区区域地质图

图3.23 准噶尔北缘卡拉先格尔断裂带野外照片

3.1.4.3 大地电磁测深观测方法与数据采集

大地电磁测深法是利用天然电磁场源（不需人工场源）进行的，野外施工非常简便；此外具有探测深度大、不受高阻层屏蔽影响、对低阻层有较高的分辨能力等优点，这使大地电磁测深法迅速发展成为一种重要的勘探手段（刘国栋，1984；陈乐寿等，1990；魏文博，2002；赵国泽等，2007；施俊法等，2009）。近20年来地质科学的进展，使人们愈来愈重视地壳与上地幔的研究。近地表的地质现象都与地球的深部构造和物质状态密切联系，很多地质问题的解决，比如矿产的分布远景预测等，都有赖于深部地质研究的成果（严加永等，2008）。

此次观测采用GMS-06大地电磁测深系统，该系统是德国Metronix公司积近30年在设计和生产电磁法仪器方面的经验研制而成的多道、网络地球物理电磁测量系统。电磁感应器MFS-06频率范围为10000s至10000Hz，其信噪比高达10～100倍，具有突出的低噪音特性，非常适合观测天然电磁场变化（刘国栋，1984）。

研究区地势开阔，为戈壁覆盖区，适合MT数据的采集和高精度磁测工作的开展。此次测量一共布置了5条MT剖面L1、L2、L3、L4和L5，总共有28个有效测点（表3.3），测点编号1～28，各测点有GPS进行同步测量。测线大致为NE向，垂直于主构造带方向，测点距约为800m，测线长为4～5km。

表3.3 卡拉先格尔断裂MT测点坐标

续表

野外总共使用5套GMS-06，其中有两套五分量大地电磁测深仪，其余3套为两分量大地电磁测深仪。观测具体包括3个磁场分量：Hx（SN向）、Hy（EW向）、Hz（垂直地面）和两个电场分量：Ex（SN向）、Ey（EW向），资料记录周期为1/（8000～3000）s。工作区被大面积的火山岩所覆盖，为保证测量电极和岩石间具有良好的接触，资料采集过程中使用不极化电极，以保障获得高质量的数据。

3.1.4.4 大地电磁测深数据处理方法

采用Metronix公司提供的大地电磁测深数据预处理软件（MAPROSOF）对观测数据进行处理。处理过程中，选取互参考道方法（Gamble等，1979；Egbert，1997；张翔等，2000；于鹏等，2006）对数据进行预处理，可以有效地压制噪音信号，提高信噪比（图3.24）。图3.24中23号测点为两分量ADU，图3.24 a为参考相邻19号五分量测点的磁道预处理后的电阻率和相位拟合曲线，噪音较大，频点数据质量不高，误差大；图3.24 b为参考22号五分量测点的磁道数据预处理后的电阻率和相位拟合曲线，噪音较小，频点数据连续，质量较高。

图3.24 卡拉先格尔断裂带不同参考距处理结果对比

大地电磁测深阻抗的二维偏离度（S）是反映地下介质电性结构维数特征的参数（石应俊，1985；陈乐寿等，1990）。根据二维偏离度的大小可以定性地判断地下介质电性结构偏离二维的程度。理论上，对于一维和理想二维构造，二维偏离度为0。一般情况下，S值越小，说明地下介质越趋于二维。当S值小于0.3时，可近似认为地下结构具有二维特征。6号、12号和19号测点（图3.25a）部分频段二维偏离度大于0.3，其余测点的二维偏离度基本小于0.3。图3.25b为相位灵敏的二维偏离度，1～5号测点深部偏离度大于0.3，其余测点基本小于0.3。采用Swift提出的二维偏离度（图3.25a）计算结果与相位灵敏的二维偏离度（图3.25b）相近，表明测区的地下介质电性结构整体表现为二维特征，支持了上述的高频段资料接近二维、受局部三维体影响小的结论，说明地下电性结构可以近似用二维模型模拟。

图3.25 卡拉先格尔断裂带所有测点二维偏离度及相位灵敏的二维偏离度图像对比

大地电磁测深的阻抗张量最佳旋转角是表明地下介质电性构造走向特征的参数（石应俊，1985；陈乐寿等，1990）。由于高频段资料主要反映的是浅层信息，它接近二维性质，因此在对阻抗张量的极化模式进行判别时，出露的地质信息是至关重要的。图3.22中显示卡拉先格尔造山带的走向呈NNW向，地表显示（图3.24）卡拉先格尔断裂带方向也呈NNW向，据此判定测区区域地质构造走向方位为NNW向，而实际布设的测线走向为NEE向，各条测线基本与构造带垂直。根据每条测线方向，将各测点实测的ρxy和ρyx阻抗张量顺时针旋转至测线方向，得到ρx′y′（此时x′代表平行测线方向电场，y′代表垂直测线方向磁场）和ρy′x′（y′代表垂直测线方向电场，x′代表平行测线方向磁场）方向的阻抗张量，即旋转得到的ρx′y′相当于TM极化模式下的阻抗张量，而ρy′x′相当于TE极化模式下的阻抗张量。同样对阻抗相位进行旋转得到φx′y′和φy′x′。

静位移是由于近地表水平方向的电阻率梯度引起观测的视电阻率曲线整体发生静态移动的现象（Jones，1988；Berdichevsky等，1998）。目前国内外学者提出了众多的静校正方法，归纳起来主要有正演计算法、空间滤波法和相位积分法（孙必俊等，1985；Sternberg等，1988；Beamish等，1992；王家映，1992）。常用的方法有：①依赖于外来信息或手段，例如关键层的厚度和电阻率、同一点高频部分的瞬变电磁或直流电法测量结果等；②依赖于数据本身，如采用首枝重合法进行曲线整体平移（石应俊，1985）。在实际处理时采用了曲线平移的方式，由于相位主要反映纵向电性的变化，所以不易受静位移的影响，基本保持原来形态不变。TE模式曲线在幅值变化上沿测线相对稳定，因此参考TE高频测点视电阻率对TM模式下的视电阻率进行曲线平移，与TE模式高频部分重合。对比28个测点，其中4个测点的静态位移较大，分别对13号、21号、24号和27号测点进行静态校正（图3.26）。图3.26显示，相位不容易受静位移影响（白登海等，1993）。

图3.26 卡拉先格尔断裂带视电阻率曲线的静校正

3.1.4.5 二维反演与电性结构模型

对于TE和TM模式前人做过很深入和详细的讨论（Wannamaker等，1984；Berdichevsk等，1998；Ledo，2005），对于二维模型，一般TE极化模式下的二维反演对深部结构反映更精确，TM极化模式对浅层地质结构更敏感。在对三维模型进行二维近似时，TE极化模式的数据往往很难拟合，得到的结构有时也与实际模型相差较大，TM极化模式数据容易拟合，但在TE及TM模式数据都能得到较好拟合时，采用TE和TM联合模式进行二维反演能够最大程度地反映地下电性结构。

数据反演中选择了非线性共轭梯度法反演方法，该方法的优点在于通过确定模型搜索方向达到快速稳定收敛的效果（Smith等，1991；Mackie等，1993；Rodi等，2001；杨长福等，2005）。反演中初始电阻率和相位误差水平分别为0.05Ω·m和0.025°。采用TE+TM联合模式的视电阻率和相位数据作为反演的初始输入数据，选用的初始模型均为100Ω·m的均匀半空间，经过多次迭代后，模型的变化量基本趋于0，表明模型达到稳定。测线的拟合RMS在5.0以下，说明所获电性结构模型能反映视电阻率和相位曲线所代表的信息。

研究区内28个测点的视电阻率曲线、阻抗相位曲线和二维模型理论响应曲线见图3.27。曲线图中有少数测点的部分频点的视电阻率或相位拟合差较大，但是理论响应与实测值曲线形态变化较为一致，具有很好的对应关系。图3.27中高频部分的数据质量一般都较差，在频点选取时去掉资料中受噪音污染的频点，尤其是工业和人类活动频段数据，频点选取参考一维反演结果进行取舍。

图3.27 卡拉先格尔断裂带二维模型观测数据与拟合曲线对比

图3.27为5条剖面28个MT测点视电阻率和相位曲线，由上往下，1～6号测点为L1剖面测点；7～11号为L2剖面测点；12～17号为L3剖面测点；18～23号为L4剖面测点；24～28号为L5剖面测点。这些剖面的电阻率曲线大都呈现出低阻—高阻—低阻的K型地电剖面特征。整体上L2—L5 4条电性剖面电阻率分布结构相似（图3.28），横向电阻率变化较大并以发育带状低阻体为特征。

L1电阻率剖面结构整体上表现为垂向分层并叠加有陡倾带状低阻带特征（图3.28a）。1～5号测点地表中低电阻层厚度不一，2号、3号和4号测点电阻层较厚，最深约有1km。高阻体似一柱体存在于1～5号测点500m以下位置，底部界限由1号测点深部4km延伸至5号测点深部1km。1号和2号测点5km以下存在10Ω·m的椭球低阻圈闭，横向有2km，纵向长约5km。中低阻带由5号和6号测点以下南西向延伸至深部10km，倾向SW，倾角约为80°，电阻率梯度变化较大，浅部电阻率较低，仅有10Ω·m，深部2km以下电阻率变大。

图3.28 卡拉先格尔断裂带MT电阻率剖面图

L2剖面9～11测点的高阻体与7号和8号测点深部的高阻体呈“八”字形状夹持着中部的中低阻体（图3.28b）。该中低阻带在7号和8号测点浅部最窄，约有500m左右，深部范围扩大。其纵向产状不同，500m～4km区间呈NE向，倾角约70°左右，4km以下近垂直成带状分布可延伸至10km。10～11号测点2km以下存在电阻率约为100～500Ω·m的陡立低阻体。

L3剖面的电阻率纵向和横向变化都较大。剖面西端12号测点深部500m至10km之间为窄条中高阻体。13～17号之间测点500m以下存在一楔形高阻体，西窄东宽，其底部界限由17号测点深部4km延伸至14号测点以下1km，倾角约有60°，最深至17号点以下4km。12号测点以下中阻体与13～17号测点以下的高阻体之间存在一中低阻带，浅部NE倾向，倾角约为70°，深部呈近垂直带状展布（图3.28c）。

L4剖面电阻率纵向分带特征明显（图3.28d）。18～21号测点500m以下存在一楔形高阻体，其底界面倾向SE，角度约有70°，深度由18号测点的6km递减为21号测点的1km。21～23号测点存在SW倾向的低阻带，倾角约为70°，该低阻带分布宽，浅部约有1km，深部约有2km，相同深度范围的电阻率比其他剖面低。

L5剖面电阻率整体分布与L4剖面类似。24～26号测点500m以下存在一不规则楔形高阻体，其东侧为低阻体带。低阻带倾向SW，倾角约有80°，可延伸至深部10km（图3.28e）。整个剖面深部7～10km电阻率较低，约有100～500Ω·m，低阻带在2～4km深度范围内电阻率略高于浅部及深部电阻率。

3.1.4.6 讨论

综合5条剖面结果（图3.28）可以看出，研究区电性结构以发育纵向低阻带为特征。L1、L4和L5剖面低阻带特征相似，均为SW倾向，倾角一致，L2和L3剖面中低阻带特征相似，均为NE倾向，倾角变化一致。根据L1、L4和L5剖面的位置及相互关系，结合该地区磁异常结果（图3.29），推测3条剖面中的低阻带为同一低阻带，而L2和L3中的低阻带推测为另一条低阻带。电阻率剖面中的电阻率密集梯度带反映存在断层或断裂带（陈乐寿等，1990）。因此可以推测5条MT剖面中的低阻带为断裂带。根据5条剖面的低阻带的空间对应关系划分出两条断裂带，即L1、L4和L5剖面中的断裂带F2，L2和L3中的断裂带F4。其中向SW陡倾的F2断裂在地表为卡拉先格尔断裂通过的位置，也就是说L1、L4和L5剖面中所揭示的低阻带及其显示的断裂结构正是卡拉先格尔断裂的深部几何结构特征，即L1、L4和L5剖面中的断裂带F2为卡拉先格尔断裂。由此还可以看出，卡拉先格尔断裂在测区范围内平面走向是变化的，在L1剖面与L4剖面之间为NW向，L4剖面与L5剖面间为近SN向（图3.29）。而NE陡倾走向NW的断裂带F4为一条新发现的隐伏断裂带（图3.29），其可能为卡拉先格尔断裂带的次级断裂。

MT测量所限定的卡拉先格尔断裂F2的平面位置与研究区磁异常梯度带较为一致（图3.29）。新厘定的卡拉先格尔向SW陡倾的产状可以较好地解释阿尔泰地区现今的构造格局。如前所述，阿尔泰地区NW向晚古生代Cu-Fe多金属矿带向东不过卡拉先格尔断裂，在老山口一带断裂东北侧的山区强烈拉开与剥蚀，出露大面积花岗岩与中基性岩株，并在山前形成含铁矿的冲积扇。据此，我们认为，卡拉先格尔断裂（F2）不仅是走滑断裂，而且是斜滑断裂，其正断活动的结果造成卡拉先格尔断裂东侧的地质体拉开与剥蚀、两侧地质体沉降与沉积。NW向晚古生代Cu-Fe多金属矿带不过该断裂可能是由于该断裂正断滑动所产生的差异隆升与剥蚀的结果，也可能在盆地形成之初就受断裂活动的控制。

研究区内卡拉先格尔山体以南即F2以南为基性和超基性岩风化所形成的冲洪积扇。该区域地表砂铁含量较高，据实验室检测砂铁含量可达25.67kg/m3，因此F2以南地表磁性矿物含量较大，导致断裂带F2和F4之间的区域磁异常明显增高，从而导致断裂带F2和F4的磁异常带区别较小，可能是高精度磁测未能区分断裂带F2和F4的原因之一。

3.1.4.7 结论

大地电磁测深方法在该区的探测表明，卡拉先格尔断裂带F2产状较陡，深部延伸较大。观测结果还发现相邻的另一条隐伏断裂带F4，两条断裂带产状都较陡，深部没有明显切割关系。总体上5条大地电磁剖面和磁异常图基本确定了两条断裂带的空间位置、产状和深部电性结构，为研究卡拉先格尔断裂乃至卡拉先格尔地区上地壳电性结构提供了新的地球物理依据和认识：

图3.29 卡拉先格尔断裂带磁异常与断裂分布

1）卡拉先格尔断裂带在MT测量二维反演电性结构剖面中表现为向SW陡倾的低阻带，即卡拉先格尔断裂带为向SW陡倾的断裂带。卡拉先格尔断裂带平面走向与磁异常梯度带基本一致，研究区内南部走向近SN，北部呈NNW向展布。

2）在卡拉先格尔断裂带西南侧存在NW向隐伏断裂（F4），其呈NW走向、NE倾向产出，可能为卡拉先格尔断裂带的次级断裂。

3）结合研究区的地质特征，作者认为NW向晚古生代Cu-Fe多金属矿带不过卡拉先格尔断裂可能是由于该断裂正断滑动所产生的差异隆升与剥蚀的结果，也可能在盆地形成之初就受断裂活动的控制。

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