老君山景区示意图_老君山景区示意图高清

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       大家好，今天我想和大家详细讲解一下关于“老君山景区示意图”的知识。为了让大家更好地理解这个问题，我将相关资料进行了分类，现在就让我们一起来学习吧。

1.（二）与“S”型花岗岩有关的锡矿床

2.全国十大热门旅游景区

3.重要构造-岩浆

4.　区域地球化学场特征

5.非金属矿山环境地质问题

6.云南地区的新生界

（二）与“S”型花岗岩有关的锡矿床

       在中国与S型花岗岩有关的锡矿床占绝大多数，该组矿床分布于华南造山系、三江造山系、扬子地台和大兴安岭-内蒙古造山系，几乎所有的大型、超大型矿床均属于该组，矿床成矿时代从前寒武纪到喜马拉雅期。

       本文提到的“S”型花岗岩包括主要分布于喜马拉雅地区的黑云母花岗岩、二云母花岗岩（黑云母和白云母花岗岩）和栗木Nb-Ta-W-Sn矿区的锂云母花岗岩。该类花岗岩分异程度高，D、I值大于90，通常富含Si、Al、K、Na、F、B、Rb、Li、Be、HREE、Sn和其他相关的金属元素，w（Rb）/w（Sr）、w（Zr）/w（Hf）、w（U）/w（Th）比值相对较高和强烈的铕亏损。根据挥发性组分，Pollard et al.（1987）将含锡花岗岩划分为富氟花岗岩和富硼花岗岩。中国大多数锡矿床属于这两组。例如，在银岩锡矿区和曾家垅多金属锡矿床为富氟花岗岩；在宝坛Sn-Cu矿床和薅坝地锡矿床中为富硼花岗岩；在个旧、大厂、柿竹园3个中国最大的锡矿床中的花岗岩既富含氟，同时也富含硼，3个矿床钨锡储量均大于90万吨，含锡花岗岩常常多期次侵入。锡矿床的形成常常伴随最终的侵入活动（Groves et al.，18；Lehmann，1990），但是多金属锡矿床可能形成于多期次侵入活动的大多数阶段。

       1.蚀变花岗岩型锡矿床

       该类锡矿床以强烈蚀变为特征，如钠长石化、钾长石化和云英岩化，矿床常常出现在花岗岩侵入体顶部内接触带。在该类锡矿床中，锡石与矿床围岩，特别是花岗岩类岩石同时生成（Hosking，1987）。在中国该类矿床居于很次要位置，其金属储量约占全国总量的1.8%。事实上，该类矿床为Nb-Ta-REE-Sn-W矿，其中的锡仅仅是伴生组分，品位一般小于0.15%。到目前为止，中国仅发现5个该类型矿床，即广西栗木，内蒙古苔菜花，江西牛岭坳、姜坑里和旱叫山。栗木Sn-W-Nb-Ta矿床为其代表。

       广西栗木Sn-W-Nb-Ta矿床于1935被发现。最初矿集中于Sn-W矿床。自1960年开始，老虎头、水溪庙、金竹源蚀变花岗岩型Sn-W-Nb-Ta矿体相继被发现后，矿逐渐转向Sn、W、Nb和Ta。金竹源矿体长865m，宽55～388m，厚1.65～45.12m，走向北东东；水溪庙矿体长750m，宽330～480m，厚5～80m，呈似层状，走向北南；老虎头矿体长340m，宽330～480m，厚4～72m，也呈似层状，走向北南。栗木矿床成矿花岗岩顶部内接触具有3个蚀变带：强烈的黄玉-钠长石化和铁锂云母化花岗岩带、黄玉-钠长石化花岗岩带和云英岩化花岗岩带。矿石矿物有锡石、铌铁矿、钽铁矿、黑钨矿、钽烧绿石、金红石、钽金红石、锰钽铁矿、锡矿和毒砂。脉石矿物有钠长石、石英、黄玉、锂白云母。Sn、W、Nb、Ta平均品位均为0.1%，已获得锡储量约为7万吨。

       在栗木矿区，除蚀变花岗岩型矿体外，在岩体顶部外接触带碳酸盐岩和砂岩中，还发育有Sn-W矿脉（锡石-黑钨矿石英脉）。从岩体顶部内接触带向上，矿脉依次为：含矿花岗岩岩脉、伟晶岩和细晶岩，W-Sn长石石英脉，W-Sn石英脉和含萤石-锂云母矿脉。

       2.伟晶岩型锡矿床

       其金属储量仅约占全国总储量的0.4%。到目前为止，该类锡矿床在中国仅发现4例，即福建西部南平矿床、广东西部云孚矿床、四川西部甲基卡和赫德矿床。这些矿床常常被认为是Ta-Nb矿床或Li-Be-Nb-Ta矿床，锡在其中仅为次要金属，锡品位为0.05%～0.15%。如：南平为中国最大钽矿床，其锡储量大约为6000t。

       然而在很多锡矿床中，伟晶岩型锡矿体为次要矿体，如广西栗木Ta-Nb-Sn-W矿床和云南西部西盟锡矿床。含锡伟晶岩以脉的形式出现在花岗岩侵入体顶部及内外接触带，少量的含锡伟晶岩以帽的形式出现在花岗岩体顶部。一般来讲，含锡伟晶岩脉常常沿断裂带成群出现，长度从几米至几十米，厚度为几厘米至十余米。根据主要矿物组合，含锡伟晶岩可分为：白云母 钠长石伟晶岩，锂辉石 钠长石伟晶岩和微斜长石 钠长石伟晶岩。

       四川西部甲基卡伟晶岩型Li-Be-Ta-Sn矿床位于三江造山系，矿区面积58km2。含锡伟晶岩脉围绕二云母花岗岩岩株分布，花岗岩岩株Rb-Sr年龄为215Ma。三叠系泥岩、粉砂岩为主要围岩，已变质成十字石-云母-石英片岩和红柱石-石英片岩。

       在甲基卡已发现伟晶岩脉498条，其长度为100～987m，厚3～100m，深度35～400m。矿体富含Li、Be、Nb、Ta和Sn，矿石矿物组成为锂辉石、绿帘石、铌铁矿、铌钽铁矿、锡石、石英、白云母、钠长石、微斜长石、电气石。与成矿作用有关的蚀变为白云母化、钠长石化、云英岩化和锂云母化。实际上，甲基卡矿床是中国最大的锂矿床之一，其中锡仅为次要金属，锡品位为0.03%～0.13%，储量为7500t。

       3.云英岩型锡矿床

       在中国，云英岩型锡矿和蚀变花岗岩型锡矿与伟晶岩型锡矿相比，在经济意义上是非常重要的，其金属储量约占全国总储量的6.5%，如江西南部的洪水寨W-Sn矿床，云南西部的来利山和小龙河锡矿床，湖南南部的柿竹园W-Sn-Mo-Bi矿床。含锡云英岩可以组成主要矿体或全部矿体。在其他一些矿床中，如广西北部芒场Sn-Ag-Pb-Zn矿床，以及宝坛和九毛Sn-Cu矿床，含锡云英岩常常以次要矿体形式出现。根据主要组分，云英岩类型可以划分为白云母云英岩、黄玉云英岩、长石云英岩、黑云母云英岩和黄铁矿云英岩。这些种类的云英岩以帽状（囊状）、层状出现在花岗岩侵入体顶部内接触带或以平行脉状、网脉状出现在花岗岩侵入体的内外接触带。

       以湖南省南部柿竹园W-Sn-Mo-Bi矿床为例（图6-2）。矿床位于南岭成矿带中部，其储量为Sn45万吨，Bi23万吨，Mo11万吨。该地区燕山期千里山花岗岩岩株侵入到泥盆系灰岩、泥岩、砂岩中。岩体年龄152～131Ma（毛景文，1995），为似斑状黑云母花岗岩、等粒黑云母（黑磷云母）花岗岩和花岗斑岩。花岗岩体侵入的3个阶段被认为分别与夕卡岩-云英岩型W-Sn-Mo-Bi成矿作用、云英岩型W-Sn-Mo-Bi成矿作用和Pb-Zn-Ag成矿作用有关。云英岩型矿体分为白云母石英云英岩矿体、黑云母云英岩型矿体、黑磷云母云英岩型矿体、黄玉云英岩型矿体、长石（钾长石和钠长石）云英岩型矿体和珍珠云母云英岩型矿体。云英岩型锡矿体品位为0.11%～0.6%，矿物组成主要为石英、白云母、黑磷云母、黑云母、珍珠云母、钠长石、钾长石、黄玉、萤石、黑钨矿、白钨矿、锡石、辉铋矿、辉钼矿、电气石、绿帘石、刚玉等，在未蚀变花岗岩岩株之上有一个明显的云英岩化带。该带可能受原岩控制，而构造在云英岩化过程中可能扮演着重要角色。

       图6-2 柿竹园W-Sn-Mo-Bi矿床云英英化分带图

       另外一个典型例子是云南西部的来利山锡矿床。该矿床位于三江造山系。在该矿床中，花岗岩岩株侵入到石炭系杂砂岩、板岩中。花岗岩岩株年龄为47～58Ma（施琳等，1989）。在岩体之外接触带产出云英岩型锡矿化。该矿化沿一组NE走向断裂及其次生裂隙发育，从接触带开始追索矿化长度达3000m。矿体形态有脉状、透镜状、扁豆状，矿体长度60～446m，宽1～20m，追索深度10～400m。矿石组成除锡石外还有大量的白云母、石英、黄铁矿、萤石以及少量的磁黄铁矿、磁铁矿、方铅矿、黄铜矿、闪锌矿和自然铋。而远离接触带矿体中的矿石组成为绢云母、蛋白石、锡石、木锡石和黄铁矿。到目前为止，来利山矿床为三江造山系所发现的最大锡矿床，锡储量为4.5万吨，锡品位为0.5%～4.95%（施琳等，1989）。

       4.夕卡岩型锡矿床

       在中国，夕卡岩型锡矿床是最重要的，其金属储量约占全国总储量的43.5%，例如：云南省个旧多金属锡矿床和都龙锡矿床、湖南省柿竹园W-Sn-Mo-Bi矿床、广东省大顶Sn-Fe矿床、四川省岔河锡矿床、江西曾家垅Sn-Cu矿床和内蒙古黄岗Sn-Fe矿床。此外，在一些矿床中，还有许多过渡型或少量夕卡岩锡矿床或夕卡岩型锡矿体，如广西壮族自治区大厂多金属锡矿床、九毛Sn-Cu矿床。总的来说，在中国夕卡岩型锡矿储量大约为250万吨，已被开发的达100万吨以上，锡矿体几乎全产于外接触带夕卡岩中。该类夕卡岩是由灰岩、大理岩、泥岩、白云岩、铁镁质岩石（例如岔河锡矿）和超铁镁质岩石（如九毛矿床）被交代而形成的。大多数含锡夕卡岩为钙夕卡岩，也有一些为镁夕卡岩，如大顶Sn-Fe矿床。

       在夕卡岩型锡矿床中，受区域构造和原始地层的影响，矿体常常呈透镜状、层状和脉状，锡石分散，矿石品位变化较大，通常为0.1%～2.5%。但一般来讲，退化蚀变越强烈，锡品位越高。

       （1）富含硫化物的夕卡岩型锡矿床

       个旧超大型多金属锡矿床为富含硫化物的夕卡岩型矿床，具有经济价值的元素为Sn、Cu、Pb、Zn、Bi、Mo、Ag、Ga、Nb、F、As和Se。矿区面积300km2，位于华南造山带西缘凹陷区，燕山期黑云母花岗岩分3次侵入，岩体年龄为147～81Ma（伍勤生等，1986）。岩体侵入三叠系灰岩、白云质灰岩和泥岩中，夕卡岩位于花岗岩与三叠系碳酸盐岩之间，呈透镜状、层状、脉状或不规则状。夕卡岩可划分为两个带：外带以钙夕卡岩为主，矿物主要为钙铁榴石、钙铁辉石、透辉石和硅灰石；镁质夕卡岩次之，矿物主要为透辉石、镁橄榄石、硅镁石、透闪石和金云母。内带夕卡岩少量，矿物主要为方柱石、斜长石（An52～82）、钙铝石榴子石、绿帘石和符山石。尽管个旧矿区夕卡岩十分发育，但是夕卡岩体并不厚大（图6-3）。个旧矿区由于受数组断裂的影响，矿体呈似层状、管状和脉状。矿石矿物组成为锡石、磁黄铁矿、毒砂、铁闪锌矿、黄铜矿、黄铁矿、白钨矿、萤石、含锂黑云母、方解石、镁绿泥石、阳起石和白云石。个旧矿床多金属矿化分带十分明显（赵一鸣等，1990），特别是在马拉格矿区（图6-3）。个旧矿床为中国最大的锡矿床，原生锡储量大约为100万吨，锡品位平均为0.32%～0.75%。该矿床已经被开了很长时间，其中1/3锡储量已经被开（云南锡矿公司，）。

       图6-3 个旧马拉格矿区成矿分带图

       四川省岔河锡矿为另一富含硫化物的锡矿床。该矿床出现于摩沙营花岗岩岩基东部接触带，岩体Rb-Sr等时线年龄为822Ma（彭齐鸣，1987），围岩为元古宇大理岩、角岩、层状变辉绿岩。矿床位于扬子地台西缘康滇地轴中段，夕卡岩出现在环状接触带中，其长度大约为100m，主要组成矿物为石榴子石、钙铁辉石、符山石、硅灰石和阳起石，自接触带向外出现下列分带：磁铁矿-阳起石、符山石-石榴子石和硅灰石-次透辉石（彭齐鸣，1987）。矿体呈层状，具叶片状构造，矿体长度数十米至数百米，厚1～5m，矿体常常出现在花岗岩与大理岩之间或大理岩与层状变辉绿岩之间。矿物组成为锡石、黄铁矿、毒砂、磁黄铁矿、磁铁矿、闪锌矿、黄铜矿、白钨矿、阳起石、石榴子石、透辉石、萤石、石英和绿泥石。因为该矿床绿泥石如此之多，以至于一些学者认为该矿床为绿泥石和富含硫化物夕卡岩型矿床。此外，变辉绿岩同样为锡矿化围岩，并且在锡矿化同时伴随强烈的黑云母化。矿物组成为锡石、阳起石和磁铁矿。岔河矿床锡金属储量大约为6万吨，矿石锡平均品位为5.6%。但是其中部分矿体未被开，因为锡存在于磁铁矿、黄铁矿和硅酸盐中。化学分析表明磁铁矿中锡含量为4.06%，黄铁矿中为0.96%，透辉石中为0.53%，石榴子石中为0.5%，阳起石中为0.17%，绿泥石中为0.16%（沈苏等，1988）。

       （2）富含磁铁矿的夕卡岩型锡矿床

       内蒙古黄岗Fe-Sn矿床属于富含磁铁矿夕卡岩型。该矿床位于兴蒙造山系，锡金属储量40万吨，品位0.1%～1.9%。在矿区，下二叠统大理岩、凝灰岩、粉砂岩和层间中性火山岩被钾长石花岗岩体侵入。岩体同位素年龄为154Ma。接触带中的夕卡岩体呈层状、透镜状或不规则状，长10～500m，厚几米至100m（图6-4）。夕卡岩体为大理岩和中酸性火山岩被交代的产物，矿物组成为钙铁石榴子石、透辉石、钙铁辉石、符山石和硅灰石。几乎所有锡矿体都历经了强烈退化蚀变作用。矿石矿物组成为磁铁矿、锡石、闪锌矿、黄铜矿、毒砂和白钨矿，以及少量的辉铜矿、辉钼矿、方铅矿、黄铁矿和稀少的黄锡矿。脉石矿物包括钙铁石榴子石、透辉石、角闪石、黑云母、阳起石、萤石、绿泥石、石英和方解石（赵一鸣等，1990）。

       图6-4 黄岗Fe-Sn矿1号矿体剖面示意图

       广东省大顶矿床为夕卡岩型Fe-Sn矿床的又一例子。该矿床锡金属储量大约为9万吨，锡品位为0.1%～0.31%。矿床位于南岭地区东部，石背花岗岩株侵入到三叠系杂砂岩、泥岩、泥灰岩、白云岩、钙质白云岩中，岩株出露面积25km2。在花岗岩岩株周围，长石-石英角岩和镁夕卡岩发育。镁夕卡岩矿物组成为镁橄榄石、辉石类、富镁尖晶石、硅镁石、符山石、石榴子石和钙镁橄榄石。值得一提的是，该矿床为中国惟一的一个与镁夕卡岩有关的锡铁矿床。从花岗岩岩株向外，岩性分带如下：似斑状黑云母花岗岩、辉石正长岩、含黑云母辉石正长岩、富镁尖晶石辉石夕卡岩、富镁尖晶石辉石镁橄榄石夕卡岩、富镁尖晶石镁橄榄石夕卡岩、镁橄榄石大理岩和大理岩（王书凤等，1983）。大多数原生夕卡岩已蚀变成金云母-硼镁石岩、金云母-硼镁铁矿岩、金云母-电气石岩和钠闪石-透闪石-阳起石岩。矿体呈层状、透镜状赋存于夕卡岩中。矿石矿物为磁铁矿、锡石和富铁硼镁铁矿以及毒砂、黄铁矿、黄锡矿、硼钙锡矿、黄铜矿、磁黄铁矿等。

       5.热液脉型锡矿床

       中国有大量热液脉型锡矿床，其锡金属储量约占全国总储量的22%。根据主要矿物组合可将该类锡矿床进一步划分为以下3种类型：硫化物脉型、电气石脉型和石英脉型，其中硫化脉型最为重要。一般来讲，大多数矿脉成群出现在花岗岩侵入体及其围岩中，矿脉分布受断层控制，围岩类型决定矿脉矿物组成及热液脉蚀变类型。矿床围岩通常为砂岩和页岩，如江西漂塘W-Sn矿床、广西珊瑚W-Sn矿床、广东锯板坑W-Sn矿床和湖南红旗岭锡矿床。热液矿脉矿物组成通常为石英、锡石或黑钨矿和少量黑云母，而且在成矿作用过程中常常伴随有云英岩化、黄玉化、硅化、绢云母化和萤石化。另一方面，硫化物矿脉可出现于不同的围岩中，如广西大厂和芒场多金属锡矿床围岩为碳酸盐岩，云南都龙锡矿床围岩为云母石英片岩，内蒙古大井Sn-Ag-Pb-Zn矿床围岩为砂岩和板岩。硫化物矿物包括方铅矿、闪锌矿、黄铁矿、磁黄铁矿、毒砂、黄铜矿和硫酸盐。当围岩为碳酸盐岩时，矿床可发育成层控型矿体，如Hosking（1969，1987）所称的科尼什型锡矿床。在这种情况下，热液硫化物脉常常与萤石化、电气石化、硫化物化、硅化、钾长石化和石英绢云母化相伴随。在一些矿床中热液电气石脉并不能形成独立的锡矿床，如个旧、都龙、大厂、曾家垅矿床等，但在有些矿床中它们可组成锡矿体，如宝坛、铁厂、薅坝地和西盟锡矿床。电气石脉的围岩可以是杂砂岩、变砂岩、片岩、片麻岩、混合岩、铁镁质岩石、非铁镁质岩石和碳酸盐岩，围岩蚀变为电气石化、硅化、石英-绢云母化、钾长石化、黑云母化和绿泥石化。

       （1）硫化物脉型锡矿

       广西大厂多金属锡矿床为中国第二大锡矿床，锡金属储量大于70万吨，锡品位为0.3%～5%，而且还有多种金属元素伴生，如Zn、Pb、Sb、Hg、Ag、Cu、In、Cd、As、Bi、Mo、W和Se。

       大厂多金属锡矿床位于华南造山系丹池凹陷。泥盆系条带状灰岩、生物碎屑岩、石英岩、泥灰岩为燕山期黑云母花岗岩侵入体的主要围岩。岩体与多金属锡矿化有关，年龄为80～140Ma（陈毓川等，1993）。在花岗岩侵入体周围热变质作用明显，且呈带状分布，深部矿体呈似层状，长400～1200m，厚150～300m，矿体受层间断裂控制。中部矿体呈大透镜状，走向20°～50°，倾向ES，长几十米，厚0.1～2m；上部矿体呈脉状，走向20°～50°，倾向ES，长数百米，宽30～90m（图6-5），接触带矿体与接触带及夕卡岩、类夕卡岩产状相似。成矿作用分3个阶段：首先是锡石石英硫化物阶段，矿物组成为锡石、毒砂、磁黄铁矿、铁闪锌矿、石英、钾长石、黑云母和黄铁矿；其二为含锡和银硫化物-硫酸盐-碳酸盐阶段，矿物组成为锡石、20多种硫酸盐（黄民智等，1988）、方解石和含锰方解石；其三为辉锑矿-石英-方解石阶段，矿物组成为方解石和含锰方解石以及少量黄铁矿、石膏、柱辉锑铅矿和斜硫锑铅矿。

       图6-5 广西大厂锡多金属矿床长坡—大福楼地质剖面示意图

       根据似层状矿体的形状、构造和地球化学特征，蔡宏渊等（1985）和韩发等（1989）认为大厂多金属锡矿床为喷气型矿床。陈毓川等（1993）确定了矿体之外蚀变岩石K-Ar和Rb-Sr等时线年龄为90～118Ma，与花岗岩侵入体时代相一致。多金属锡矿化总是围绕燕山期黑云母花岗岩侵入体分布，显示该矿床是与花岗岩侵入体有关的岩浆期后热液作用的产物。

       云南都龙锡矿床为另外一个例子。该矿床锡金属储量大约为36余万吨。锡平均品位0.48%。除锡外，其他金属还有Zn、Ag、Cu、Fe等。都龙锡矿位于华南造山系南端老君山花岗岩体南部外接触带。岩体出露面积153km2，分3个阶段侵入，岩体年龄为100Ma（宋焕斌，1989）。围岩为寒武系云母石英片岩和大理岩。矿体呈似层状、透镜状、扁豆状和脉状，受一套NS走向断裂控制（图6-6）。主要矿石矿物为锡石、黄铁矿、毒砂、磁铁矿，主要脉石矿物为透闪石、阳起石、石榴子石、绿泥石和石英。蚀变岩石Rb-Sr等时线年龄与成矿年龄同为90.22Ma（宋焕斌，1989），较花岗岩年龄略晚。

       （2）电气石脉型锡矿床

       宝坛锡矿是典型热液电气石脉型锡矿床之一，锡金属储量大约为12 万吨，锡平均品位为0.43%，最富可达10%～25%。矿床位于扬子地台南缘，为中国已知最古老的锡矿床之一，成矿年龄为700～900 Ma（毛景文等，1988）。宝坛锡矿包括一洞、五地、红岗、砂坪矿区，矿床分布于平英黑云母花岗岩周围。花岗岩出露面积大约为40 km2 ，岩体富含硼，其顶部含有大量的放射状电气石。围岩为古元古代铁镁质—超铁镁质岩石和变质粉砂岩。矿体呈脉状，走向NE15 °～30 °，倾向SE50 °～80 °，沿一组走向NNE向断裂分布，锡成矿作用强烈，矿石组成为锡石、电气石和石英以及少量的黄铁矿、毒砂、磁黄铁矿、黄铜矿、白云母、黑云母、绿泥石、绿帘石、磷灰石、锆石和萤石。与锡成矿作用有关的蚀变包括钾长石化、黑云母化、黝帘石 绿泥石化。当围岩是铁镁质—超铁镁质岩石时，蚀变强烈。

       图6-6 云南都龙锡矿剖面示意图

       云南西部薅坝地锡矿为电气石脉型锡矿的又一例。该矿床为一中型矿床，锡金属储量大约为8千吨，锡品位为0.54%～1.37%，平均品位为0.89%。该矿床位于三江造山系中部，围岩是上三叠系粉砂岩、砂岩、石英杂砂岩、石英岩、含炭质页岩和少量层间灰岩。矿床位于燕山晚期黑云母花岗岩株西部外接触带。矿床中的多金属组分主要来源于黑云母花岗岩岩株（施琳，1989），岩株年龄为62～65Ma。该岩株是世界上惟一的含锡花岗岩，锡丰度为（10×10-6）～（70×10-6）。此外，硼丰度也相当高（大于1000×10-6）。该岩株SiO2含量小于68%（平均67.19%），碱性成分相对富集。矿体呈似层状、透镜状出现于一组NW—NNW走向断裂的次一级断裂中。矿石呈浸染状、角砾状构造，矿石组成为石英（60%～90%）、电气石（5%～35%）、锡石、黄铁矿、毒砂以及少量的磁黄铁矿、白钨矿和方铅矿。与锡成矿作用相伴随的蚀变有电气石化、硅化和硫化物化，其中硅化被认为与锡成矿作用关系最密切。

       云南省个旧多金属锡矿床中的湾子街矿区为电气石脉型和硫化物脉型的矿体。矿体位于花岗岩顶部，沿一组剪切断裂分布，延长数十厘米或大于100m。围岩为三叠系碳酸盐岩。矿石矿物组成为电气石、含锂电气石、萤石、锂云母、锡石、磁黄铁矿、黄铜矿、毒砂、辉钼矿、黑钨矿、白钨矿、绿帘石、石英、钾长石等。锡金属储量大于6万吨，矿石锡品位为0.2%～0.7%。

       （3）石英脉型锡矿床

       广西珊瑚Sn-W矿床位于华南造山系南岭西部，围岩为中—下泥盆统红色砂岩和上泥盆统碳酸盐岩。矿化出现在笔架山、芦山两条NE走向大断裂派生的NNE向次级断裂中，矿化成群成组密集分布。长营岭矿区为珊瑚矿床的主体，其西4km处盐田岭有一花岗岩小岩株，出露面积0.13km2，年龄为106～111Ma。盐田岭矿区矿体为似层状、透镜状硫化物脉型；长营岭矿区矿体为黑钨矿石英脉型。此外角砾状钨铁矿-辉锑矿脉成群成组出现在盐田岭长营岭矿区。在长营岭矿区2500m长，600～1000m宽的范围内分布有700条黑钨矿石英脉。矿脉被划分成5组，其中3组最为重要（图6-7）。矿脉走向NNE—NS，倾向SE或NW，长100～700m，厚0.1～0.8m，追索深度大于900m。成矿分带非常明显，自地表向下矿脉逐渐变宽，有细脉、中脉和大脉。在剖面上成矿元素亦呈带状分布，例如矿顶部富集锡；中部富集W；底部为富Ag硫化物。与成矿分带相对应，蚀变分带自地表向下为萤石-黑云母化、绿泥石-电气石-萤石化和绿泥石-黄铁矿化（夏宏远，1986）。矿脉中的黑云母年龄为88～106Ma（朱正书，1995），珊瑚矿床W、Sn金属储量均大约为3万吨，W、Sn平均品位为0.5%。

       图6-7 长营岭钨锡石英脉7号剖面图

全国十大热门旅游景区

       一、概述

       不同学派对本区构造单元认识不同，概括起来，主要有：

       李四光（1925～1955）根据当时所获的有限的地质资料，从地质力学观点出发，将祁连山划作为祁吕贺山字形构造体系的西翼部分，其中兰州、白银及武威一带为该山字形马蹄形盾地——阿宁盾地的一部分，阿拉善地区为阿宁盾地南侧的弧形构造带。甘肃地质矿产局（1989）将上述思想进一步具体化，指出祁连山可进一步划分为：前弧西翼褶皱带、西翼反射弧，认为祁连山及龙首山存在多种构造体系，主要有古河西系，祁吕贺山字形西翼，青藏歹字形（主要分布于祁连山及其南侧），陇西系及阿拉善弧形构造，此外还存在纬向、经向构造，这种不同形式的构造存在联合、复合关系。

       在“槽－台”学说指导下，早在1945年黄汲清在《中国主要地质构造单位》一书中，扼要地论述了阿拉善（龙首山）及祁连山的范围和地质构造特征，认为前者属中朝地台的一部分，是联系塔里木地台和华北地台的纽带，后者为典型的优地槽。时隔10年之后，他又将祁连山自南而北划分为：南山（指祁连山，下同）地槽沉积带、南山地槽边缘沉积带、山前凹地沉积带，并指出祁连山系中的中新生代盆地有寻找石油的希望；又过10年，他再一次将本区划分为：阿拉善台隆走廊过渡带、北祁连山褶皱带、祁连中间隆起带、南祁连褶皱带、祁连南缘过渡带。认为北祁连的主褶期是加里东而不是华力西期，同年又指出北祁连山为优地槽褶皱带，南祁连为冒地槽褶皱带，并认为它们均具有多旋回构造发展特征。20世纪70年代末，黄汲清等融合板块构造的新观点，将本区重新划分为：阿拉善台隆（属中朝准地台的一部分）、走廊过渡带、祁连山山前坳陷、北祁连优地槽褶皱带、祁连中间隆起带、南祁连褶皱带，这是基于多旋回槽台构造学说对祁连山构造格局和构造演化全面而系统的论述。由于汲取了板块构造学说，他们的上述划分及论述当时起到了立典和示范作用，至今仍有较大的参考价值。

       利用槽台学说，用历史发展演化的观点，根据本区的建造特点，涂光炽1960年也将本区划分为：阿拉善隆起带、走廊坳陷带、北祁连加里东褶皱带、中祁连山前寒武纪褶皱带、南祁连山早古生代—中生代（或早古生代—三叠纪）坳陷带、南祁连山加里东褶皱带、南祁连印支褶皱带（或海西褶皱带）、柴达木北缘隆起带（或柴达木北缘前寒武纪褶皱带）。

       持断块学说的学者如赵生贵（1996）将本区划分为：阿拉善地块、龙首山断隆、河西走廊盆地、永昌中宁陆缘断陷带、北祁连裂谷、中祁连断隆、南祁连断陷、柴达木北缘断隆。他的祁连区以内硅铝造山（A型俯冲）作用为主的观点，北祁连早古生代火山作用早期以中基性为主、晚期以中酸性为主的观点，火山岩大多属钙碱系列，仅局部发育细碧角斑岩系的认识，有一定的参考价值。

       20世纪70年代初，尹赞勋、李春昱、傅承义率先将板块构造学说引入中国，也是李春昱率先用板块构造学说对本区大地构造和地质发展史进行了研究，将本区划分为：阿拉善隆起带、北祁连褶皱带（含走廊带）、中祁连隆起带、南祁连褶皱带，认为北祁连是一个早古生代洋盆，保留有完好的蛇绿岩、蓝片岩及混杂堆积等洋壳残片及洋壳俯冲活动的地质记录。1982年他又从亚洲全局构造出发，认为祁连山实际上是中朝板块和扬子板块间的缝合带。在他的启发指导下，许多学者开始涉足本区。王荃（16）撰文认为本区存在古海洋；肖序常（18）对本区做了实质性的野外研究工作，提出本区存在多期蛇绿岩；吴汉泉（1980）对北祁连山的高压变质带进行了研究；张之孟（1980）首次提出祁连山存在沟弧盆体系，并提出走廊相当于弧后盆地；夏林圻等（1991）对本区火山岩进行了深入的研究，进一步论证了本区存在沟弧盆体系，且是向北俯冲；左国朝（1986、1987）认为北祁连属“有限洋盆”；许志琴（1994）提出本区存在海沟向洋退却岛弧增生的动力学模型；张旗等（19）对北祁连的蛇绿岩做了系统的研究，指出本区蛇绿岩存在多样性；冯益民自20世纪70年代以来，也先后对祁连山做了研究，认为中祁连和柴达木同属一个板块，早古生代华北古陆西南缘存在裂谷－板块构造两种体制。造山带分为俯冲造山、碰撞造山及陆内造山机制，为复合造山带。汤中立、李文渊、黄承熊等（1995）对本区金昌—门源地学断面进行了研究，他们认为龙首山断裂早期属低角度正断层，将超大型、大型矿床的形成及成矿模式与构造背景联系起来。

       上述研究工作，是我们本次工作的基础。

       二、华北板块西南缘的构造格架

       我们从历史演化的观点出发，运用现实主义原则，以“活动论”、“系统论”为指导，以本区沉积建造、岩浆作用、构造作用、成矿作用等最基本的地质事实为基础，系统、全面、多层次、多侧面地探讨区内各构造单元的范围、性质、演化及与成矿系统的耦合关系，立足于前人众多的研究成果，勾勒出本区加里东期构造图案（图1-1），从北而南各构造单元为：龙首山陆缘带、河西走廊边缘海盆、北祁连缝合带、中祁连离散型岛弧地体、南祁连弧后盆地、柴达木陆块。现将它们的主要特征概述如下：

       图1-1　华北古大陆西南缘构造格架及成矿系统

       （一）龙首山陆缘带

       北邻潮水盆地，南以龙首山深大断裂为界与河西走廊相接，西部止于金塔—鼎新断裂与塔里木板块毗连，向东尖灭于银川以西，略呈近东西向弧形分布。该带所见主要岩石单元为前长城纪龙首山岩群（AnChL）。由于该岩群时代较老，后期遭受多期次、多旋回的变质变形等作用，变得支离破碎，层序不清，当属非史密斯地层。下部为白家嘴子组，西部出现磁铁石英岩和磁铁角闪岩，称之为东大山组。经原岩恢复（汤中立、李文渊，1995；王崇礼，1994），原岩建造相当于火山－沉积建造，白家嘴子组为碳酸盐岩建造及基性火山岩建造，东大山组为碎屑岩含磁铁石英岩及基性火山岩建造。考虑其中的基性火山岩（斜长角闪岩）呈层状分布，代表本区最早的岩浆活动记录，测得年龄为3056Ma（Sm-Nd法，平均，王崇礼，1994）应属中太古代喷发，这一数据表明龙首山岩群具古陆核性质。另外，切穿该岩段混合岩又发生弯曲变形的变辉绿岩脉年龄为（2486±16）Ma～（2796±56）Ma，平均2600Ma（王崇礼，1994），这对上述太古宙年龄是一个佐证。龙首山岩群下部岩石的稀土配分型式也表明它属太古宙产物，因新太古代岩石稀土配分曲线要右倾得多（见后文讨论）。龙首山岩群上部主要为中酸性火山－碎屑岩建造，其年龄为（2147±74）Ma（Rb-Sr等时线法，西北地质勘查局，1993），相当于古元古代。该带缺失长城纪沉积，蓟县纪为复陆屑次稳定型沉积（墩子沟群），缺失青白口纪沉积，震旦纪为冰水沉积及碳酸盐－碎屑沉积（韩母山群），碳酸盐－碎屑岩底部含磷。早古生代为隆起剥蚀区，晚古生代为碎屑岩－碳酸盐岩（含煤）建造、磨拉石建造，中新生代为河湖相及山麓相碎屑岩（磨拉石）建造。本区还发育加里东期及华力西期花岗岩，这分别应是祁连洋及其次生洋向北俯冲及陆内A型俯冲造山的产物（此处所称的方位，只是现代方位，并不代表地质历史时期的方位，下同）。

       在中—新太古代古陆边缘活动带中，形成了东大山铁矿。中元古代早期本区在裂解条件下，形成金川含镍铜超基性杂岩，汤中立（1995）所取得的（1508±31）Ma（Sm-Nd内部等时线法）年龄应是上述岩浆脱离地幔的时间。

       （二）河西走廊边缘海盆

       河西走廊边缘海盆现今十分狭窄，呈近东西条带状分布，若能考虑它形成和演化的历史，就不难推知当时（加里东期）它曾是一个广阔的陆缘海盆。该陆缘海盆的基底是华北古陆的南延部分。寒武纪靠陆一侧（北）为浅海陆棚碎屑岩单元（大黄山组 d），具复理石特征，内见波状冲刷面、印模及交错层，远离陆缘（南），出现碳酸盐岩及火山岩建造（黑刺沟组 h），反映由北而南，海水变深，且地质活动性增强的特点。奥陶纪总的趋势是继承寒武纪火山－沉积建造特点，不同之处在于海盆内火山活动更加剧烈和成熟，局部（老虎山、榆树沟山）出现扩张型洋壳——蛇绿岩。志留纪盆地萎缩，形成笔石碎屑岩相（肮脏沟组Sa），晚期出现砂页岩建造（旱峡组Sh），泥盆纪为磨拉石建造（老君山砾岩），标志海盆消失并开始造山。

       （三）北祁连缝合带

       北祁连造山带作为柴达木—中祁连板块与华北板块的缝合带，当初一经李春昱提出，便得到了大家的赞同。但问题是，该缝合带究竟是华北板块与柴达木板块开合的产物（特提斯型造山带），还是柴达木—中祁连板块抑或是前者从别处漂来，在加里东期二者邂逅碰撞的结果（科迪勒拉型造山带）？北祁连小洋盆外侧是否还有原生洋（祁连洋）？问题还不止此，作为缝合带，北祁连造山带本身也复杂多样，东部西部有差别，南边北边不相同，西部还分布着许多微陆块，那么这些微陆块又来自何方？其形成机制如何？各家意见也不一致。利用模式对比原则，我们初步认为：上述微陆块连同中祁连微陆块，均是因祁连洋向南俯冲致使其相继从柴达木陆块边缘裂解出来的结果。其构造格局犹如太平洋西南部的多岛构造景象。

       简捷地说，北祁连缝合带内部构造单元虽然复杂多样，但概括起来说，主要由以下单元组成：微陆块、混杂岩带、蛇绿岩、洋脊－洋岛火山岩、岛弧（包括陆缘弧和洋壳型岛弧）火山岩及岛弧型沉积（图1-2）。微陆块主要由前寒武纪地层组成，其上有加里东期岛弧型花岗岩。前者具体岩性为灰色片麻岩、云英片岩、大理岩（北大河岩群AnChB，野马南山岩群AnChY）以及巨厚的蛇绿混杂堆积（熬油沟组Cha）、千枚岩、碎屑岩，局部夹碳酸盐岩、变石英砂岩、铁矿层（桦树沟组Chh）。此外，还见到中元古代托来南山群（Ch-JxT）杂色碎屑岩及碳酸盐岩建造，青白口纪龚岔群（QnG）碎屑岩－碳酸盐岩建造。蛇绿混杂岩带共有南北两条，北带主要沿肃南九个泉、白泉门呈NW-SE向分布，向西延至玉门昌马寒山地区，南带规模较大，主要分布于青海边马沟—清水沟—香子沟—郭米寺—祁连县—景阳岭南，南北宽约20～25km，断续延长近500km，呈NW-SE向展布。清水沟见有榴辉岩，与之共生的蓝片岩年龄为440～460Ma（蓝闪石、多硅白云母、39Ar/40Ar法），北带九个泉蓝片岩蓝闪石39Ar/40Ar年龄为447Ma（吴汉泉，未刊资料）。北带称之低级蓝片岩带，南带称之为高级蓝片岩带。蛇绿混杂岩带主要由陆缘弧（南带）、洋壳型岛弧（北带）、复理石增生楔、高级（南带）及低级（北带）蓝片岩、蛇绿岩块等组成。缝合带中的蛇绿岩块共有3条，自南而北依次为：玉石沟—川剌沟—小八宝蛇绿岩带；大岔大坂蛇绿岩（带）；九个泉—白泉门蛇绿岩带；以上3条蛇绿岩带时代为加里东期，而分布于微陆块中的蛇绿岩时代为中元古代。加里东期蛇绿岩大多具洋脊或洋岛型玄武岩特征，有的还和玻安岩共生，如大岔大坂蛇绿岩（张旗，19），推测蛇绿岩形成于洋岛及弧间盆地。考虑到北祁连造山带中深海沉积物如硅质岩比较丰富，火山作用比较强烈，蛇绿岩和蓝片岩构造超覆于增生的深海沉积物和火山弧之上这些客观事实，其蛇绿岩应属科迪勒拉型。陆缘弧火山岩及沉积早期（新元古代—中寒武世）相当于黑剌沟组，陆缘弧型（岛弧裂谷型）火山岩，主要分布于白银、清水沟、白柳沟、黑石沟、小黑剌沟、面碱沟等地，由于它是在华北古大陆基底之上的软弱带上发展起来的，开始形成大陆碱性玄武岩系，随着陆缘弧基底分割程度的加深，进一步形成熔融程度高的饱和性拉斑玄武岩浆，喷溢形成本区海相基性火山岩的主体，而在白银等地因地壳较厚，基性岩浆上升速度较慢，引起下地壳发生深熔作用，产生富硅质岩浆，这种富硅质岩浆首先上升形成酸性火山岩系，尔后是偏下部的基性岩浆上升形成层位偏上的基性岩浆，二者构成双峰式组合。这些酸性火山岩是白银厂铜及多金属块状硫化物矿床的直接围岩。

       图1-2　华北板块与柴达木—中祁连板块缝合带内部结构示意图（据张旗，19，修改）

       1—前寒武系；2—蓝片岩带；3—蛇绿岩；4—阿拉斯加型岩体；5—橄榄岩－闪长岩岩体；6—熬油沟蛇绿岩；7—陆缘弧；8—洋壳型岛弧。数字，①～⑨为蛇绿岩：①—九个泉；②—大岔大板；③—边马沟；④—玉石沟；⑤—冰沟；⑥—小八宝；⑦—百经寺；⑧—老虎山；⑨—榆树沟山。A～G为阿拉斯加型岩体：A—撒拉河岩体；B—油葫芦大山；C—扎麻什沟；D—冰沟南；E—水洞峡；F—柏木峡；G—大滩；H—老虎山橄榄岩－闪长岩型岩体

       早期陆缘弧型沉积表现为火山碎屑物占优势，另外可见岛弧斜坡相重力流及滑塌沉积、岛弧型复理石，未见裂谷早期所具有的河湖相沉积。中晚期洋壳型岛弧火山岩及岛弧型沉积相当于部分阴沟群（OY）、中堡群（OZ），东起白银北，向西经永登县石灰沟及民乐县西道流，止于阿尔金断裂，西部大致沿走廊南山分布。岛弧型火山岩主要为拉斑玄武岩，钙碱性玄武岩、安山岩（阴沟群分子）以及岛弧碱性橄榄玄粗岩、粗面玄武岩、白榴方沸岩和白榴粗面斑岩（中堡群分子）。表明中奥陶世岛弧已臻于成熟。岛弧型沉积主要为火山碎屑岩、沉积岩及藻灰岩建造。

       （四）中祁连离散型岛弧地体

       中祁连离散型岛弧地体呈北西－南东向条带状展布于研究区中部，东起兰州东部，向西经青海民和、乐都、西宁、湟源、疏勒山，也止于阿尔金断裂，北以中祁连北缘断裂为界，南以中祁连南缘断裂与南祁连弧后盆地相邻。宽70～80km，长约1000km。主要以古老基底之上广泛发育有晋宁及加里东期中酸性岩浆岩为特点，后者与铜、钨、钼、铅、锌矿产有关。

       （五）南祁连弧后盆地

       中祁连岛弧与柴达木板块在加里东中、晚期正式分离之后，形成南祁连弧后盆地，其上主要为志留纪火山－正常沉积，西部有大量的中基性火山喷发，东部见寒武（奥陶）纪蛇绿岩。

       （六）柴达木陆块

       仅见达肯大坂岩群零星分布。

重要构造-岩浆

       年已经成为历史，这是一个难忘的特殊年份，很多小伙伴都开启了全新的征途模式，希望可以获得一个好的旅游目的地，在这里开启自己的梦幻之旅，下面给大家分享具体的攻略指南。

       NO.1、河南洛阳老君山景区

       年入冬，河南老君山景区迎来降雪，白雪搭配金殿，如临仙境。

       雪后登老君山，吃一碗热气腾腾的泡面，拍一段发布网络，成了不少网友打卡景区的标配。然而很多游客拍完后就把泡面连汤随手一丢，老君山顶一度泡面盒堆积，遍地垃圾、一片狼藉。

       为应对垃圾遍地的问题，景区已临时加派更多环卫力量，虽然依然有不少游客打卡泡面，但大量的餐后垃圾已经能被及时清理。此外，景区正在试行每天限流1万人游览等措施。

       NO.2、黑龙江雪乡

       11月末，有网友发布，爆料雪乡食品价格过高，烤肠15元一根。随后，黑龙江日报微信公众号发布文章《叹一声雪乡“窦娥冤”》。

       文中写道：冤，从一根明码标价的15元的烤肠说起。有人嫌烤肠贵，并由此陈芝麻烂谷子地引发“回忆杀”，借此翻炒旧闻，甚至故意编造谣言，或将八杆子打不着的丑闻恶意嫁接给雪乡。蹭热度者有之、博眼球者有之、赚流量者有之。雪乡太冤了。就好比你家的孩子，几年前犯了错，被老师批评教育了，如今已经改好了，却有人抓住不放，非得要往死里整不可，你憋气不憋气?又好比你穿戴的漂漂亮亮出门去，有人用别人家的脏水泼到你头上，还嚷嚷着你破坏了环境，你冤还是不冤?

       NO.3、山东泰安泰山景区

       在黑龙江日报为雪乡烤肠喊冤的文章中，提到“15元一根烤肠贵不贵?如果和你家楼下或小区超市里的相比，肯定是贵了。可是，你可以参考一下泰山山顶的矿泉水贵不贵?”随后山东媒体来正名：泰山山顶矿泉水5元一瓶。

       12月1日，山东媒体记者去泰山景区实地走访。位于泰山半山腰中天门乘车点附近的自动贩卖机内，农夫山泉矿泉水售价为3元一瓶。中天门街边商铺售卖的农夫山泉、怡宝品牌的矿泉水5元一瓶，冰露、今麦郎品牌的矿泉水3元一瓶。泰山山顶南天门附近的商业街，商户售卖的冰露品牌矿泉水5元一瓶。

       (@山东商报

       NO.4、新疆昭苏天马文化园

       11月29日，新疆伊犁昭苏县41岁女副县长贺娇龙，纵马在雪地奔腾，宣传昭苏旅游。

       昭苏县位于新疆西北部，地处伊犁河谷，草原辽阔，骏马奔驰，亦被称为“天马之乡”。贺娇龙纵马奔腾的地方正是新疆伊犁昭苏县天马文化园。这里是目前全疆最好、最规范的国际标准化草原生态场，也是疆内外游客草原观光、民俗体验、马匹骑乘的胜地。

       入冬以来，昭苏开展“天马踏雪”表演，在覆满积雪的大草原上，牧民赶着骏马在雪海里奔跑，马群奔腾在无垠的雪原上，马蹄卷起洁白雪雾，气势如虹，吸引了大批摄影爱好者。

       NO.5、湖北荆州关公义园

       11月，住建部对湖北荆州的巨型关公雕像项目进行了通报，通报中说：湖北省荆州市在古城历史城区范围内建设的巨型关公雕像，高达57.3米，违反了经批准的《荆州历史文化名城保护规划》有关规定，破坏了古城风貌和历史文脉。

       据了解，关公义园已经开门营业四年，关公像作为景区核心景观吸引游客，总收入不到1300万元。而在建设中，仅关公雕像就花费了1.729亿。

       NO.6、湖南郴州滴水源景区

       湖南省市场监管局日前发布1-9月查处的违法广告典型案例，其中案件七为“郴州舜溪谷生态旅游开发有限公司发布虚广告案”，当事人因发布虚广告被处罚款12万元。

       这一处罚结果，为今年5月两次登上热搜的湖南郴州临武县滴水源景区内的“天空之镜”项目虚夸大宣传，划上句号。

       NO.7、青海G315国道U型公路

       青海网红公路上，游客扎堆在公路中间拍照，差点被撞还嬉笑，相关话题登上热搜。

       青海格尔木市G315国道U型公路是一条著名的风景之路，近些年成了网红打卡地。但一部分游客的游玩行为，却充满了危险和不负责任!青海交警总队介绍，自年至今，315国道上因为拍照就发生了8起交通事故。

       8月13日，青海省文化和旅游厅发布《关于进一步加强“网红公路”旅游安全工作的通知》，要求各市州文化旅游局要进一步加强对旅行社的管理，要求旅行社必须合理选择、考察、设置旅游安全线路，严禁在观赏性公路安排和设置驻足拍照等旅游项目和环节，导游人员在带团过程中严禁示意司机随意在“网红公路”停车，让游客驻足拍照。

       NO.8、山东青岛世博园

       9月23日，山东省青岛市李沧区委副书记、区长张友玉在参加《问政青岛》栏目时说出了“给青岛世博园打零分”的话，引起了网友热议。

       投资上百亿、曾获世界设计建造金奖的4A级景区，经历了2014年的高光时刻后，仅仅6年过去，青岛世博园杂草丛生、地砖破裂，墙面斑驳、水池干涸变黑变臭、设施破损、建筑缺损、瓦块掉落、建筑上锁无法进入。

       面对世博园内存在的问题，《问政青岛》栏目主持人提问青岛李沧区区长张友玉：“如果您是游客，会给世博园打几分?”张友玉回答：“我给世博园打零分，如果我不是区长，我绝对不会到世博园去。”

       NO.9、上海四行仓库

       一部**《八佰》，让四行仓库又火了!这座建筑1935年建成后，被作为当时金城银行、中南银行、大陆银行、盐业银行共四座银行的仓库使用，所以叫“四行仓库”。

       2015年8月13日，上海四行仓库抗战纪念馆正式开馆，也入选了国家级抗战纪念遗址名录，成为上海为数不多的战争建筑类遗址。

       展出内容共分六个部分，保留着淞沪会战和四行仓库保卫战时期大量的历史照片、报纸和史料。很多人专程来四行仓库，想了解这段历史。还有很多退伍军人，来瞻仰当年的抗战英雄。

       NO.10、贵州安顺滴水滩瀑布

       8月23日，6名户外运动爱好者在贵州安顺关岭滴水滩瀑布探险，其中2人在瀑布速降过程中被困瀑布半中央。8月25日14时30分左右，两名被困者已被救起，但经确认，已不幸遇难。

       瀑降一般指溪降，指的是在悬崖处沿瀑布下降的运动。1996年6月，由法国探险家克尼格介绍至中国。由于长期被瀑布冲刷的石头很滑，长满青苔，再加上溪水对下降者的冲击，会影响其判断力，所以瀑降比普通的岩壁下降更具有挑战性，该项运动的危险性可想而知。

       极限运动之所以叫极限运动，就是因为客观上存在危险性，即使准备万全，风险也会不期而至。但是，极限运动不代表是送命运动!生命可贵，任何时候都应该珍惜。这些探险者选择在水大的时候瀑降，就是对生命的漠视。

　区域地球化学场特征

       万天丰等（2007）曾依据古地磁资料，提出过在古生代以前，华北、扬子、阿拉善、塔里木、柴达木、羌塘和冈底斯陆块，无论在古纬度或古经度上都是各互不相连的。对东段的秦岭造山带，张本仁等（1996，2000）依据华北和扬子陆块岩石圈长期具有不同地球化学和同位素组成，认为以商丹断裂带为分界的华北和扬子两陆块的增生历史和地幔演化是各异的。它们早先应分别为独立发展的不同陆块或不同大陆块组成部分。而西段的昆仑造山带，按李荣社等（2008）和姜寒冰等（2012）研究，以昆中断裂带为界，无论在基底变质岩系，盖层沉积或是构造-岩浆作用方面，南北均有明显差别。就此，他们推论，这种差异反映了两侧陆块地质构造演化历程的不同。而其间处于商丹和昆中断裂带间的西秦岭地区，裴先治等（2009）研究发现，被新阳-元龙大型韧性走滑断裂带分割的南北两侧，在地质组成，构造变形都存在明显差异，由此提出，西秦岭与祁连造山带间并不是简单的连通对应关系，而是巨大的斜接交接构造关系，这种关系可能指示现今的两个构造单元，原本不是一个构造单元，而是分属于两个构造单。这就是说，横亘中国大陆中部的秦祁昆造山系，原本不是某一联合大陆整体构成部分，而是多个陆块拼贴的复合造山系。

       按构造岩石信息和同位素年代学资料，秦祁昆造山系的形成明显是通过其间发育过的早古生代原特提斯洋（或昆中洋）和北秦岭洋的扩张和消亡闭合而铸就的。或者说，原分属阿拉善、羌塘、华北和扬子不同陆块是通过原特提斯洋和北秦岭洋的消亡闭合和碰撞造山相互拼贴形成的，其间的原特提斯洋，北秦岭洋，甚至包括北祁连造山带的北祁连洋，它们几乎都是同时代的大陆岩石圈裂解扩张作用产物。

       其中，可代表原特提斯洋发育标志的蛇绿岩组合，有阿其克库勒湖西缘，诺木洪和布青山得力斯坦沟早古生代蛇绿岩或蛇绿构造混杂岩。获得的蛇绿岩最老年龄值为布青山得力斯坦沟的辉长辉绿岩（491 Ma）（边千韬，1998，1999）。最新年龄数据为诺木洪蛇绿岩层序上部的玄武岩（419 Ma）（中国地质大学（武汉），2002）。这表明原特提斯洋的发育时限可从晚寒武世—志留纪（491～419 Ma）造山系东段的北秦岭洋，按多数研究者的资料和意见，以商丹缝合带为标志的北秦岭洋发育时限也大致在寒武纪—早中奥陶世（534～450 Ma）（张国伟等，1995，2001；裴先治等，2009；阎全人等，2009）。而处于北面的北祁连洋，按夏林圻等（1998 ，2001）获得的同位素年龄数据，也在寒武—奥陶纪（522～445 Ma）。

       对三洋的消亡和碰撞造山过程，西部的原特提斯洋由奥陶-志留系纳赤台群的海山碱性玄武岩产出，鲸鱼湖地区志留系赛什腾群的滑塌堆积和浊流沉积的发育时限分析表明，初始消亡大致在晚奥陶世—志留纪，而碰撞造山可从泥盆纪延续到三叠纪，其标志是上泥盆统牦牛山组的一套磨拉石沉积。不过，其间二叠纪还出现过伸展性的地球动力学环境，发育了以马尔争组、鲸鱼组和阿羌组为代表的一套大陆裂谷型双峰或火山沉积建造。而最后的构造定位主要发生在晚三叠世，可由沿昆中断裂带或缝合带内的系列埃达克质火山岩和侵入岩产出为典型特征（詹发余等，2007）。北祁连洋的消亡和造山过程，大体与原特提斯洋同步，消亡闭合开始于晚奥陶世（445～428 Ma）（夏林圻等，2001）。碰撞造山在泥盆纪，以老君山砾岩磨拉石建造为标志，并有祁连清水沟蓝片岩的多硅白云母K-Ar法440～460 Ma年龄数据（吴汉泉等，1987）。而北秦岭洋的消亡，按阎全人等（2009）资料，也始于晚奥陶-志留纪（456～450 Ma），碰撞造成山在早泥盆世。

       由上说明，秦祁昆造山系的两个重要时段——洋盆扩张和消亡造山，几乎可同孟祥化等（2004），Максимов（17）和Steiner（1967）划分的寒武-奥陶纪以正极性为主，泥盆-二叠纪负极性为主的两种不同地磁极性阶段相对比。特别是同孟祥化等对中朝板块极性划分中的寒武-奥陶纪（523～470 Ma）以正极性为主期和中奥陶世—石炭纪（470～295 Ma）负极性为主期更接近。且出现在二叠纪时期的裂谷和伸展性地球动力学背景，也和孟祥化等划分的二叠纪和侏罗-白垩纪时期的某些偏正极状态有较好的可比性。由此看来，秦祁昆造山系的形成是地球两种不同极性阶段演化过程的产物。

       再一方面，就前寒武纪时段的构造体制与地磁极性关系分析，按邓晋福等（2004）提出的成年期陆壳和克拉通化的完成大体在太古宙-古元古代的看法。进入中元古代—早古生代，构成秦祁昆造山系基底陆块普遍是以大陆裂谷体制为重要标志。其间按时限又可分出长城-蓟县纪和青白口纪两个时段的裂谷体制。典型的如北祁连的长城系朱龙关群和新元古代-早寒武世的两套“双峰式”火山沉积建造的裂谷系；中祁连或柴北缘以万洞沟群和兴隆山群火山沉积岩系为代表的裂谷系；阿尔金造山带中的长城系巴什库尔干群和青白口系索尔库里群火山沉积建造分别代表的阿尔金裂谷系；东昆仑中—新元古界万保沟群的裂谷系，秦岭造山带的熊耳群、耀岭河群、西乡群和碧口群分别代表中—新元古代裂谷系等。

       对北祁连朱龙关群所代表长城纪裂谷系，按毛景文等（19、2003）在敖油沟朱龙关群辉绿岩中获得的锆石SHRIMP的U-Pb法年龄（1777 ± 28）Ma～（1466 ± 26）Ma，时代为中元古代。而新元古代的裂谷，夏林圻等（2001）在祁连清水沟、面碱沟分别获得辉石细碧玢岩Rb-Sr等时线年龄634.38 Ma，Sm-Nd等时线年龄545.117 Ma，下柳沟辉石钠长粗面岩Rb-Sr等时线年龄678.95 Ma，白银厂火山岩（625.2 ± 2.9）Ma～（522.4 ± 44）Ma，时代可跨越早震旦世—早寒武世。中祁连万洞沟群的裂谷系，由鹰峰环状A型花岗岩的锆石U-Pb年龄1776 Ma，多多尔什伟晶岩的Rb-Sr法年龄1563 Ma说明与北祁连长城纪裂谷系基本同步（贾群子等，2007）。阿尔金中元古代裂谷系，由上1覆蓟县系达肯达坂群的不整合关系，其裂谷也发生在中元古代长城纪。而位于南缘并成为阿尔金和东昆仑重要分界的青白口系索尔库里群代表的新元古代裂谷系，除有青白口纪叠层石组合外，还有准同时代的大规模基性超基性岩侵入相伴随。如有U-Pb年龄637～792 Ma的长沙沟大型镁铁—超镁铁质层状侵入体（广西地调院，2002），U-Pb年龄为722 Ma的几阔里克基性—超基性岩体群（贵州地调院，2002），而东昆仑地区沿昆中断裂带出露的万保沟群火山沉积建造的裂谷，据碳酸盐岩中的Kussiclla等叠层石、玄武岩的SHRIMP锆石U-Pb年龄（1348 ± 33）Ma（1：5 万不冻泉幅），Sm-Nd等时线年龄（1141 ± 230）Ma和（670 ± 15）Ma（1：5 万万保沟幅），Sm-Nd等时线年龄1004.41 Ma的哈拉郭勒辉长岩体（郑健康，1992）；Sm-Nd等时线年龄1279 Ma的超镁铁质岩体，全岩Sm-Nd等时线年龄（1372 ± 85）Ma的清水泉变玄武岩（朱云海等，2002）。其主体年龄大多在1400～1200 Ma之间，时代为中元古代蓟县纪。

       除上述外，在东昆仑和阿尔金地区，除元古宙裂谷系外，还出现一期同原特提斯洋板块构造体制同期发育的裂谷。主体以阿尔金南缘断裂带与索尔库里群大致同位产生的中—上奥陶统祁漫塔格群的一套双峰式火山沉积建造为代表，刘良等（1996 ，1998）获得基性火山岩全岩Rb-Sr年龄为469 Ma，Sm-Nd等时线年龄（481.3 ± 53）Ma，时代为奥陶纪。同属裂谷双峰式火成构造组合的基性超基性岩和中酸性岩侵入体，有U-Pb年龄（500.7 ± 1.9）Ma，Rb-Sr年龄474.9 Ma的约马其克、花泉子、清水泉岩体（李向民等，2009）。有Rb-Sr、Ar-Ar和U-Pb年龄为（496.8 ± 1.3）Ma～（413.8 ± 8）Ma的清水泉、鱼目泉、苏吾什杰等多个基性—中酸性复式岩体（西安地质矿产研究所，2002）。而该时段东昆仑地区的裂谷系，较明显的为鸭子泉、十字沟的两条北东向裂谷系。按谈迎等（2000）资料，这两条北东向裂谷带向北可能沿达柴达木盆地古老基底内。主体由奥陶-志留系滩间山群的一套双峰式火山沉积建造构成。获得的层状玄武岩SmNd年龄为（468 ± 54）Ma，花岗闪长岩和正长花岗岩的锆石U-Pb年龄分别为（445.4 ± 10.9）Ma、（419.21 ± 1.9）Ma（青海地调院，2003）。时代为奥陶-志留纪，与原特提斯、北祁连洋和北秦岭洋发育时限基本相当。表明早古生代在昆仑和阿尔金地区同时存在一种大陆裂谷和洋—陆板块构造并存的双模式体制。时代大都在晚寒武世—志留纪（500～420 Ma）。

       与上述相对照，处于元古宙—早古生代时段构造热，按已有的同位素年代学资料，除缺少晋宁期前更老的年龄数据外，在祁连、阿尔金和东昆仑地区大体可区分出1000～800 Ma，600～500 Ma，400～350 Ma三期主要构造热，并与晋宁、加里东、华力西-印支构造旋回相对应。其中的晋宁和前晋宁期的构造热，按万渝生等（2003）研究，祁连造山带的基底主要形成于0.8～1.0 Ga（晋宁期）由变泥砂质岩和壳源花岗岩组成。花岗质岩石为典型陆-陆碰撞产物。可能与全球新元古代Rodinia超大陆形成有关。阿尔金和东昆仑此时段的构造热，也以碰撞造山型壳源高钾钙碱系列的S型花岗岩产出为重要特征。代表性岩体有库勒克萨依岩体（871 Ma），巴什瓦克含榴辉岩的花岗片麻岩体（856 Ma ± 12 Ma）（王永和等，2004），英格利萨含榴辉岩花岗片麻岩（923 Ma ± 13 Ma）（王超等，2006），东昆仑有滩北山岩体（831 Ma）（青海地调院，2003）（李荣社等，2008）。

       所见600～500 Ma时段的构造热，除北祁连、阿尔金和柴北缘以含蓝片岩、榴辉岩的高压—超高压带产生为重要标志外，属同期造山型花岗岩有阿尔金南缘断裂南侧的尖山岩体（555 Ma）、东昆仑的群峰东岩体（550 Ma）、黄土泉岩体（555 Ma）（高永宝等，2011）。岩体为花岗闪长岩-二长花岗岩-钾长花岗岩组合，岩石主要为过铝质的高钾钙碱系列S型花岗岩类。可标志加里东早期的一次重要挤压构造热。

       而410～350 Ma时段的构造热，明显是以原特提斯、北秦岭和北祁连三洋的消亡闭合和碰撞造山会聚过程为重要标志，除泥盆纪普遍发育的一套磨拉石建造外，伴随的构造热，北祁连有U-Pb法年龄398 Ma的石油河S型花岗岩体，中祁连和柴北缘有U-Pb法年龄（358.72 ± 3.8）Ma的欧龙布鲁克岩体，Rb-Sr法年龄391～336 Ma的华家岭贾家沟岩体。东昆仑有U-Pb法年龄（388.6 ± 0.7）Ma的阿木巴勒阿土坎岩体，UPb法年龄407～408 Ma的喀雅克登塔格岩体，Ar-Ar法年龄406～407 Ma的库鲁达坂捷塔格的肯得乌拉岩体等。岩体主要为S型花岗岩类。地域上，主要展布在昆中断裂带的北侧，可标志原特提斯洋消亡和碰撞造山主期的一种壳源岩浆作用。

       进入陆内增生演化阶段构造热，按构造体制和动力学条件，在祁连和昆仑地区还大体经历过挤压—伸展—俯冲就位的体制转变过程。其时限自泥盆纪（410～350 Ma）洋盆消亡碰撞造山后，在二叠纪还出现过全域性大陆裂谷，除火山沉积建造外，并有大量壳—幔混合型长英质类岩体的侵入。岩体：北祁连有U-Pb法年龄（230 ± 26）Ma的小柳沟岩体，Rb-Sr法年龄（256.11 ± 12.5）Ma的干沙河正长斑岩；柴北缘有K-Ar法年龄294.7 Ma的绿梁山正长斑岩，U-Pb法年龄（287 ± 44）Ma的多罗多什尔岩体（贾群子等，2007）。阿尔金和东昆仑地区有U-Pb法年龄（253 ± 4）Ma箭峡山，U-Pb法年龄（285 ± 0.8）Ma的秦布拉格，K-Ar法年龄263 Ma的喀雅克拉格，U-Pb法年龄（284.3 ± 1.8）Ma的祁漫塔格岩体群。K-Ar法年龄254～247 Ma的求勉雷克塔格，UPb法年龄289～280 Ma的布尔汗达岩体群，以及纳木龙岩体群等（李荣社等，2008 ，高永宝等，2011）和U-Pb法年龄247～231 Ma的冬给措纳湖岩体群（中国地质大学（武汉），2001）。岩体主体为I类花岗岩部分为A型花岗岩类。这样，进入陆内增生演化阶段的祁连和昆仑造山带，在300～200 Ma的地史演化过程中，还出现过一次较明显的伸展性的动力学转换过程，直到晚三叠世（150～100 Ma）随着特提斯洋壳的完全消亡和深俯冲构造定位，最终被统入在特提斯构造域的动力学背景之下。

       而发生秦岭造山带成壳阶段后的重要地质，与祁连和昆仑造山带稍有不同。除其间华北地块南缘熊耳群火岩沉积建造所代表的中元古代长城纪的裂谷外，其南部扬子地块北缘的裂谷构造体制却多集中在中新元古代。如安康牛山地区年龄为679～833 Ma的耀岭群火山沉积建造，时代为青白口-南华纪（夏林圻等，2009）。汉南地区的西乡群年龄多在900 Ma左右（凌文黎等，2002）。但按A.J.Naledret（2004）和夏林圻等（2009）视西乡群为大陆溢流玄武岩的观点，其内还应包括侵入的镁铁质层状侵入体和中酸性侵入岩类。镁铁质层状侵入体典型的如产有大型钒钛磁铁矿床的毕机沟岩体（1061 Ma），以及望江山（1121 Ma）和城山、碑坝岩体等。中酸性侵入岩类有同位素年龄860～800 Ma的汉南、五堵门、中坝和祖师店岩体等（严阵等，1985）。这样，汉南的裂谷体制的始末可从蓟县纪到青白口纪。而碧口地区的裂谷，按累积的同位素年龄资料，明显可分两期裂谷作用：一期为Rb-Sr，Sm-Nd法校正年龄为1475 Ma的第二亚群碱性玄武岩和火山沉积作用（徐学义等，2001）。二期为含叠层石和微古植物化石并有 Rb-Sr 法年龄（744 ± 85）Ma的石英角斑岩，铅锌矿石U-Pb法年龄为785 Ma、813 Ma、835 Ma的三、四亚群火山岩，时代为青白口纪。由εNd（t）资料，二叠群火山岩的εNd（t）值为0.501～0.09 ，三、四亚群为＋2.04～＋5.03 ，两者明显是不同期不同源的。前者（二亚群）似一种轻度亏损的地幔源，后者（三、四亚群）则为一种富集型（EM）地幔或经岩石圈混染过的地幔源，整体上呈现为一种双阶段裂谷体制的火山作用模型。

       自北秦岭洋于志留纪—泥盆纪消亡和碰撞连山后，直到三叠纪或中生代（380～65 Ma），秦岭造山带的基底岩石圈似乎仍处在一种后造山的伸展性动力学背景，除发育了泥盆系—三叠系的迁移性前陆盆地沉积外，大量和广泛的印支-燕山期I-A型花岗岩的侵入应是这种后造山伸展性动力学背景的典型标志。

       图11.1是综合秦祁昆造山系重要地质的大致时间尺度与孟祥化等（2004）、Steiner（1967）和Максимов（17）划分的地磁正负极性阶段柱状对比示意图。所见7亿年来，发生在秦祁昆造山系的几次大陆裂谷、洋盆活动以及包括陆内增生演化阶段的重要构造岩浆作用，基本可和孟祥化，Steiner、Mаксижов划分的正极性阶段的时间尺度相对应，也和Uhyte（17）、Vogt（13）得出的正极性与洋脊活动、大陆裂谷、岩浆活动有明显相关性的结论也较一致。而出现在1000～800 Ma、600～500 Ma、400～330 Ma三个时段以中酸性岩侵入作用为特征的构造热，其地磁极性状态也大体可对应于它们的负极性阶段。尤其是1000～800 Ma时段是秦祁昆造山基底陆块成壳过程的一项重要构造-岩浆热。

       图11.1 秦祁昆造山带主要构造与孟祥化等（2004）、Steiner（1967）、MaКcимов（17）地磁正负极性划分对比图

       对秦岭造山带基底陆块西乡群（1100～800 Ma）裂谷的时限的混时性，据严阵等（1980）资料，构成西乡群侵入序列的岩石，大体可分出三个序次：一期为辉长辉绿岩、浅色辉长岩、闪长岩和部分蛇纹岩组合，以含钒钛磁铁矿和铜镍矿的镁铁层状侵入杂岩体为代表，时代为中元古代末（1100～1000 Ma）；二期为斜长花岗岩类，时代868～800 Ma，岩体有汉南、五堵门和祖师店等；三期以钾长花岗岩为主，向上可过渡为花岗斑岩、石英斑岩、流纹斑岩，再上还可过渡到火山角砾岩和火山凝灰岩等。成分均为高钾钙碱性的S型花岗岩类，属壳源型部分熔融产物。由此看来，西乡群可能是个从裂谷体制到挤压造山全过程的巨旋回产物。有关这方面，徐道一等（1983）也同样提出过，在一个大的构造旋回中，岩浆作用存在着周期性变化。在旋回早期多发育玄武岩等基性岩流溢出和超基性岩的“侵入”，中期一般是主体花岗岩侵入。其间可分三个亚期，开始是闪长质岩浆侵入，然后是花岗闪长质岩浆侵入活动，最后是花岗质岩石、白岗质岩石和长英质类岩石侵入，晚期常有中—酸性为的岩浆喷出活动。因此，西乡群可能是个地磁正、反极性转换全过程的产物。

       所见600～500 Ma的挤压造山，明显是个在大陆裂谷体制结束，开始向洋-陆极块构造体制转换间的一次构造热。并以含榴辉岩或蓝片岩高压变质带产出为典型标志。而400～350 Ma的构造热，不用说是北祁连、原特提斯和北秦岭三洋的消亡闭合和碰撞造山的重要时期。

       同样，前晋宁期（＞1000 Ma）重要地质，最明显是长城纪全域性的大陆裂谷作用，这完全可和孟祥化等（2004）划分的1800～1200 Ma时段的中朝板块沉积旋回正极性期相对应。说明秦祁昆造山系的基底陆块自太古宙—古元古代成壳和克位通化完成后，从中元古代开始，已统一进入到一种大陆裂解增生演化模型。另一方面也表明，地磁场正向极性期是大陆岩石圈裂谷体制发生的重要地球动力学条件。当然，在1400～1000 Ma时段，秦岭造山带的基底陆块的极性状态似乎与西部祁连和昆仑造山带稍有不同。按Irvnig和Pullaiah（1967）对地磁性状态的描述，在整个蓟县纪中晚期，祁连造山带的基底陆块近乎处在一种偏极性状态不明显时段。但在东昆仑和秦岭造山带的基底陆块则分别在蓟县纪中期（1372～1140 Ma）和晚期（± 1000 Ma），发生过较强烈的裂解，前者以柴南缘的万保沟群火山沉积建造为代表，后者以汉南西乡群火山沉积岩系或大陆溢流玄武岩为特征。

       综上所述，在秦祁昆造山系地史演化过程中，所发生的重要地质，基本都与地磁场正、负极性转换过程中的极性状态有密切的相关性。

       其次，就岩浆作用和热方面，1800 Ma年以来，岩浆作用几乎都是伴随构造体的转化和演化过程而出现类型和丰度有序更迭的（图11.2）。如基性—超基性岩（含火山岩）的岩浆作用峰期基本可对应于孟祥化等（2004）划分的中朝板块沉积旋回的几次正极性期，主要出现于长城纪、中—新元古代、二叠-三叠纪的裂谷体制和寒武纪—奥陶纪板块构造体制的伸展性地球动力学背景的条件下。而构造热，虽然图示同位素年龄不多，但仍大体可看出，一些重要的构造-热，大都有出现于每一构造-岩浆旋回末期的趋势。如前晋宁旋回的850～900 Ma，晋宁旋回的500～600 Ma，加里东旋回末期-华力西旋回早期的410～350 Ma时段等。这也同孟祥化等、Stainer和Mаксимов等划分的地磁负极性时段也比较接近。特别晋宁末期的构造热，不仅峰值较高，而且还和基性和中酸性岩浆作用呈一种峰-谷的对应关系。充分表明晋宁构造旋回在秦祁昆造山系的构造体制转换中是个重要的时间界线。

       图11.2中所见中酸性岩浆作用的对限，似乎普遍有滞后于基性—超基性岩类岩浆侵入作用的现象，这在更大程度上揭示裂谷体制中的“双峰式”火成构造组合和地磁极性向耦合关系。这一特征，在新近纪青藏高原隆升过程也有明显地显示。据汤懋苍等（2004）研究，在最近40 Ma年来，青藏高原的降升主要靠20 Ma、10 Ma、3.6 Ma和0.78 Ma至今的4次地磁性极长正向期完成的。而发生在青藏高原新近纪的火山作用，据赵振明等（2008）资料，也大体集中在20～15 Ma，15～5 Ma，5～0 Ma的三个时段，其间的高峰期大约在17 Ma、12 Ma、3 Ma。这表明地磁场性变化是个制约岩浆作用强烈程度的重要原因。或者说，地史上不同阶段的岩浆作用是地磁场正向极性状态的一个重要标志。

       图11.2 秦祁昆造山带主要构造-岩浆作用同位素年龄峰值统计略图

       注：1.峰值是以同一年龄组每个样品按2mm累积所构成；数据分析方法为，U-Pb，Sm-Nd，RbSr，Ar-Ar，K-Ar等；构造热年龄数据部分是以锆石U-Pb法的下交点年龄为依据。2.主要数据源自李荣社等（2008），夏林圻等（2001），严阵等（1985）以及相关1：25万区域地质调查报告和部分文献资料；3.限于资料众多，峰期仅具有相对对比意义，或仅指明重要峰期时段

       在另一方面，从岩浆作用与构造热的时间转换和相互更迭关系，还揭示出地磁场变化具有的周期旋回性。渥金斯（Wathis，1967）曾进行过这种地磁场极性转换过程的记录；在数千年之间首先是场强减小1/3～1/4，而方向维持不变。此后，磁场矢量一般经历数次约30°的摆动再后，该失量沿不规则路径向相反极性方向移动，其间的场强继续下降，然后再逐渐上升到正值。事实上，这一过程反映在岩浆作用序列上，同样可揭示出地磁场极性转换过程一些实物记录。举例说，祁连清水沟—面碱沟新元古代—早寒武世大陆裂谷体制的双峰式海相火山岩组合，早期的石英角斑岩和中期的细碧岩系大体可标志在正向极性状态下的一种裂解和幔源岩浆作用过程，而晚期的一套次火山相的石英钠长斑岩和钾质辉绿岩，由获得的面碱沟次火山相辉石细碧玢岩的Sm-Nd等时线年龄545.17 Ma（夏林圻等，2001）。同晋宁末期的构造热时限的近似性，表明此时段的地磁场极性可能已转换为反向极性状态。到522 Ma后，随着北祁连洋盆的开启到消亡碰撞造山，又开始了新一旋回的正负极性更迭过程。显然，这种岩浆作用序列的旋回性，对确定不同地史阶段的地磁性状态亦不失为重要的参考依据之一。

非金属矿山环境地质问题

       一、概述

       华北陆块西南边缘地处内蒙古西部和甘肃西部两省（区）的交接处，位于祁连造山带与华北陆块的交汇部位，地质构造很复杂，成矿地质条件有利。本次研究是在前人工作的基础上，主要论述阿拉善地块南缘合黎山—龙首山隆起带及祁连造山带的区域地球化学特征，分析元素（特别是成矿元素）的分布、分配特征，结合地质矿产的分布规律，进行成矿预测。

       区内地球化学资料主要来源于甘肃省地质矿产局化探队和物探队的1∶20万区域化探测量及化探队编制的1∶100万甘肃省祁连西部地球化学图。资料分析时，本次主要用了元素丰度（即算术平均值 ），富集系数（K）及变异系数（Cv）3个参数，并将它们划分为：

       富集系数（K）:K＜0.5　贫化，0.5＜K＜0.75　弱富集，

       0.75＜K＜1　较强富集，K＞1　强富集

       变异系数（Cv）:Cv＜0.5　分异差，0.5＜Cv＜0.75　弱分异，

       0.75＜Cv＜1　较强分异，Cv＞1　强分异

       一般说 、K、Cv值均较大，成矿的可能性就比较大，可为成矿预测提供重要的资料。

       富集系数（K）——水系沉积物算术平均值（ ）与全国的比值；变异系数（Cv）—标准离差与总体算术平均值之比。

       二、各级构造单元元素丰度、富集、分异特征

       根据1:20万区域化探水系沉积物测量分析资料，各构造单元包括阿拉善地块（南缘）、祁连造山带及其次级构造单元（北祁连、中祁连和南祁连）的元素丰度（ ），富集系数（K）及变异系数（Cv）值列于表1-1，从表上可看出：

       （一）祁连造山带和阿拉善地块（南缘）元素丰度、富集、分异特征

       1.祁连造山带元素丰度、富集、分异特征

       （1）常量元素：与全国的相比，祁连造山带的CaO、MgO、Na2O较高，Al2O3、SiO2较低，碱性亲石元素Th、Li较低。

       （2）微量元素：Sb、As、Au、Cr、Ni、Cu、F、Ba、W等元素丰度较高，并具有强富集、强分异的特征。

       从上述表明祁连造山带的中基性火山岩建造及加里东期构造演化、迭加的成矿作用，与该带Cu、Cr、Au、Ba、W、萤石等矿化特征基本相符。

       2.阿拉善地块（南缘）元素丰度、富集、分异特征

       （1）常量元素：与全国的相比，阿拉善地块（南缘）的CaO、MgO、Na2O较高，Al2O3、SiO2较低，碱性亲石元素：Th、Li较低。

       （2）微量元素：Au、Ba、F、Mo、Sr、La等元素丰度较高，并具有强富集、弱—较强分异的特征。

       从表1-1还可看出阿拉善地块（南缘）Ba、La、Sr、Ca、Hg等元素丰度高于祁连造山带，为古老陆块结晶岩系的特征组合，与前长城系及广泛分布的中酸性侵入岩相关。

       表1-1　地球化学参数统计表

       续表

       注：1.中国据任天祥资料；

       2.表中元素含量单位（wB）:Ag、Au、Hg、Cd为10-9；Al、Ca、Fe、K、Na、Mg、S为10-2；其余元素为10-6。

       （二）北祁连、中祁连和南祁连元素丰度、富集、分异特征

       1.北祁连褶皱带元素丰度、富集、分异特征

       常量元素：与全国的相比，CaO、MgO、Na2O较高，Al2O3、SiO2较低。碱性亲石元素：Th、Li较低。成矿元素：As、Sb、Au、Ba、Co、Cr、Ni、V、Cu、Fe、Mn等元素丰度较高，并具有强富集特征。变异系数达到强分异的元素有Au、Ba、Cr、Ni、F等，特别是Au的变异系数达2.8，为祁连山地区最高值，显示了该带强烈的构造活动及以中基性火山岩为主的赋矿特征。

       2.中祁连隆起带元素丰度、富集、分异特征

       常量元素：与全国的相比，CaO、MgO、Na2O较高，特别是CaO高近5倍，SiO2较低。碱性亲石元素：Th、Li较低。成矿元素：As、Sb、Au、Cr、Ni、Cu、F、W、Sr等元素丰度较高，并具有强富集特征。变异系数达到强分异的元素有Sb、W、Ni等，特别是W达3.1，为祁连山地区最高值，反映了该带构造、岩浆岩带的成矿特性及隆起带边缘断裂带Cr、Ni、As、Hg等元素异常展布特征。

       3.南祁连褶皱带元素丰度、富集、分异特征

       常量元素：与全国的相比，CaO、MgO、Na2O较高，SiO2较低。碱性亲石元素Th、Li较低。成矿元素：As、Au、Co、Cr、Ni、Cu、F、Mn等元素丰度较高，并具有强富集特征。变异系数为强—较强分异的元素有Au、As等，此外B、La、Mn、P、Pb丰度相对较高，说明该带基性组分分配不及北祁连，Au、As可能为一区域矿源层。

       4.北祁连、中祁连和南祁连元素丰度的对比

       常量元素：中祁连除SiO2、Al2O3相对较低，CaO、MgO相对较高及碱性亲石元素Th、Li相对较低外，其余元素的丰度与南、北祁连元素丰度的差异不明显，南、北祁连间，北祁连MgO偏高，Na2O偏低外，其余元素的丰度基本相似，这些特征表明，北、中、南祁连3个构造带在地质、构造演化上的差异。成矿元素：中祁连除W、Cr元素丰度相对较高外，其余元素的丰度一般均较低，北祁连Cu、Zn、Pb、Ag、Cr、Ni、V、Ti等元素的丰度较高，南祁连As、Hg、Au、Mn等元素的丰度较高，这些特征与该区带的W、Cr、Cu、Pb、Zn、Au等矿化分布基本一致，反映了北、中、南祁连3个构造带各自的成矿特征。

       三、主要地层、岩浆岩中元素丰度、分异特征

       （一）主要地层元素丰度、分异特征

       区内主要地层元素丰度、分异值列于表1-2、表1-3，其特征按构造单元概述如下：

       1.祁连造山带

       该区主要地层元素地球化学参数见表1-2，由表1-2可看出：①随地层由老至新（前长城系—第三系）多数元素的含量呈降低的趋势，它们是：As、Au、Hg、Sb、Ag、Cu、Zn、Cr、Ni、Co、V、Ti、Fe、Mn、P、W、Mo、Y、La等，其中以早古生代地层居高，成为区内主要成矿元素的矿源层，如寒武系中Co、Cr、Mn、Sn、Sb、Y平均含量高出其他地层，奥陶系中As、Au、Cu、Ti、V、Zn、Fe为各地层之最。②随地层由老至新逐渐升高的元素有B、Be、Pb、Na、Si，虽含量变化不大，其中，古生代地层稍有升高，而总的趋势与上述多数元素相反。③少数元素如Bi、Sr在新老地层中平均含量较高，而古生界则稍低，Ca、Al、Th、U、Zr在古生界偏高，向新、老地层呈递减趋势。

       表1-2　甘肃省祁连地区主要地层单元中元素地球化学参数统计表

       续表

       续表

       注：表中元素含量单位（wB）:Ag、Au、Hg、Cd为10-9；Al2O3、SiO2、Na2O、K2O、CaO、MgO为10-2；其余元素为10-6。

       各地层中变异系数大于0.75，即较强—强分异的元素，大致可分为：①元古宇—下古生界有Cr、Ni、W、Hg、Au、Sb、As等，于前长城系中W的变异系数值为0.84，为全区之最，Cr、Ni于长城系中变异系数值分别为1.65、1.12，为全区最大值。②上古生界—三叠系有As、Au、Hg、Sb等。

       由于地层的区域分布及成岩环境的差异，导致微量元素在同一地层不同地域元素分布的不均匀，如表1-3，南、北祁连奥陶纪和志留纪火山岩系，其基性组分含量存在差异，成铜条件有所不同，北祁连广泛分布基性火山岩，基性组分含量偏高，铜的背景值相对较高，为40.2×10-6，峰值为566×10-6，而南祁连基性组分偏低，Cu的背景值较低，为35.1×10-6，峰值为127×10-6，呈南弱北强的元素赋存趋势。

       表1-3　南、北祁连奥陶系、志留系元素背景值对比表

       注：表中元素含量单位（wB）:K、Na、Ca、Mg、Al、Si为10-2，其余元素为10-6。

       在北祁连褶皱带东、西部带状分布的火山岩系（如寒武系、奥陶系）中，其特征元素含量存在差异，从表1-4可看出元素Ag、Pb、Zn在东部偏高，基性组分偏低，而在西部元素Cu偏高，基性组分偏高，表明西部强烈的基性火山喷发作用及东西部成矿元素的差异。

       表1-4　北祁连寒武系、奥陶系元素背景值对比表

       注：表中元素含量单位（wB）为10-6。

       上述元素在区域地层中的赋存特征，反映了祁连造山带的南北向及东西向在区域构造演化及成矿作用上的差异。

       2.阿拉善地块（南缘）

       该区大部分被新生界覆盖，表1-5仅列出了前长城系、震旦系及白垩系地球化学参数供参考。从表1-5可看出：①随地层由老至新呈降低的元素有：As、Co、Cr、Ni、Ti、V、Zn、Cu、Hg、Mn、P、U、Cd、Na、Fe等。②随地层由老至新逐渐增高的元素有Pb、B、Si、As等。③元素丰度和变异系数均较大的，前长城系有As、Hg、Au、Cr、Ni、Co、Mo等元素，震旦系有F、Mn、Sb等元素。

       表1-5　阿拉善地块南缘（龙首山地区）地层中主要地球化学参数表

       注：表中元素含量单位（wB）:Ag、Au、Hg、Cd为10-9；Al2O3、SiO2、Na2O、K2O、CaO、MgO为10-2；其余元素为10-6。

       （二）主要岩浆岩中元素丰度、分异特征

       区内岩浆侵入活动比较强烈，主要侵入期为加里东期，其次是五台—蓟县期，华力西期。加里东期和五台—蓟县期主要分布于祁连山地区，华力西期主要分布于阿拉善（南缘），岩体较齐全，从超基性—酸性各类岩石，就规模而言，中酸性岩呈岩基、岩株状；基性、超基性岩多为串珠状、长条状小岩体群，各类岩浆岩元素丰度（ ）及变异系数（Cv）值列于表1-6、表1-7，表1-7仅列出了酸性岩和中酸性岩的 和Cv值，供参考。从总体看：①从酸性—基性、超基性岩Li、U、Th、Be、Bi、Si、Na、K、Pb、Zn等元素的丰度逐渐降低，而亲基性组分Cr、Ni、Co、V、Ti、Mn及Cu、Zn等元素丰度的变化趋势与之相反。②在碱性岩浆岩中，K、Na、Zr、Y、U、Nb、Sn、Mo、F等元素丰度较高，具有富钠、富钾特点。③Co、Cr、Ni、Cu在基性、超基性岩类中丰度明显偏高，其中Ni是酸性岩的4倍以上。④Au、Sb、As、Ag、Ba元素，在中酸性岩类中具有较高丰度值，代表了不同程度的热液矿化。

       表1-6　祁连地区岩浆岩中元素地球化学参数表

       续表

       注：表中含量单位（wB）:Al、Ca、Fe、K、Mg、Na、Si为10-2；Ag、Au、Cd、Hg为10-9；其余元素均为10-6。

       表1-7　阿拉善（南缘）中酸性岩元素地球化学参数表

       续表

       注：表中单位（wB）:Al、Ca、Fe、K、Mg、Na、Si为10-2；Ag、Au、Cd、Hg为10-9；其余元素均为10-6。

       各岩类变异系数（Cv）中，分异性较强的元素有：As、Au、Hg、Sb、W、Cr、Ni等，而常量元素Al、K、Na、Si则呈现均一性，Cv值小于0.5。

       上述表明岩浆岩的侵入为本区成矿提供了前提，地球化学资料证实铁族元素在基性、超基性岩体群中明显富集，并与已知矿带相对应，同时，Au、Ag及亲铜组分与各类岩浆岩均有不同程度的亲疏关联，这是本区岩浆活动显著的地球化学特征。

       四、构造地球化学

       区内地球化学场的分布主要为NW、NWW向，其次为NE向，与区内岩层的展布方向及地质构造关系十分密切，它的特征是：

       1.褶皱构造地球化学特征

       褶皱构造地球化学特征受地层化学特征的影响。由于褶皱带中地层、岩系和建造类型的不同，表现在元素区域分布特征有所不同，一般地层愈老，亲基性组合愈富集，而造岩元素稍有贫化。区内复式背斜构造出现Cr、Ni、Co、V、Fe、Mn、P的高背景带，异常成带连片，如镜铁山—祁连山背斜，沿褶皱轴部出现上述多元素富集带，反映了蓟县系构造层元素的原始丰度特征及含铁建造特征，而托来南山复向斜则出现上述元素的贫化区，其翼部Cu、Fe、Mn、W、Sn、Cr、Ni为强异常，它在某种程度反映了元素组合的分异和重分配特征。

       2.断裂构造地球化学特征

       区内主要断裂的地球化学特征是沿断裂带往往出现一条明显的线性串珠状排列的多元素异常带，如：①沿阿尔金断裂带出现一条明显的北东向线性串珠状异常带，与祁连南、北边缘北西向断裂的交汇处，如鹰嘴山、肃北、阿克塞等处附近出现Cr、Ni、W、Mo、Zn、Cu、Mn、Sb、P、Ba等元素综合异常。②沿龙首山断裂带出现北西向串珠状分布的Mo、W、Sn、Cr、Ni、Zn、Cu、Ba、Sb等元素综合异常，总体呈向南拱起的弧形，在异常两侧为低背景区。③沿中祁连南、北边缘出现党河南山、大雪山、走廊南山－冷龙岭3条相互平行的北西向，以As、Hg、Sb、Zn、Cu、Pb、Mo、W、Ba、P等元素为主的综合异常带。

       区内不同方向地球化学异常带的复合交汇处，一般出现强度较高，规模较大，多向叠加的异常，它反映了多组断裂的交汇、复合，具有控岩、控矿的地球化学特征，这些特点为地质找矿指出了方向。

       五、地球化学分区

       依据地球化学异常的分布及其元素的组合特征，区内涉及三个地球化学省，分别为塔里木东北缘地球化学省、祁连地球化学省和阿拉善地块南缘地球化学省。本书主要研究Ⅱ区。地球化学域（二级）4个，地球化学段（带）9个，见图1-3和表1-8，各级次地球化学单元特征概述如下：

       图1-3　甘肃省中、西部地区地球化学分区示意图

       图中I为塔里木东北缘地球化学省；Ⅱ为祁连山地球化学省；Ⅲ为阿拉善地块南缘地球化学省

       表1-8　地球化学分区表

       注：①不属于祁连山地球化学省。

       祁连山As、Sb、Au、Cr、Ni、Cu、W、Mo、Fe、Pb、F一级地球化学省（Ⅱ）在祁连山地区的富集系数（K）和变异系数（Cv）值均大于0.75，即为强—较强富集，分异的元素有As、Sb、Au、Cr、Ni、Cu、W、Mo、Fe、Pb、F等，其中Au、Sb、W、Cr、Ni为强富集、强分异元素，表现在区域分布上，多形成线状延伸的高背景带，异常值较强，多数异常与已知矿（化）带的空间分布相一致。它可划分为4个地球化学域，7个地球化学段（带）。

       （一）北祁连Au、Ag、Cr、Ni、Cu、Pb、Zn、W、Mo、Fe、Mn地球化学域（Ⅱ1）

       该域可分为：

       1.镜铁山－祁连山Fe、Mn、Ba、Cu、Pb、Mo、Cr、Ni地球化学段（ ）

       该段Ba、Cr、Ni、Pb、Sb为强富集、分异元素，Mo、As、W为较强富集、分异元素，Fe、Mn丰度分别为5.11×10-6、768×10-6，居各区之前，区内发育重要的含铁岩系（Jx、Ch、An、Ch）赋存有火山－沉积变质镜铁山、桦树沟、柳沟峡等Fe-Cu矿床，另有刃岗沟沉积变质型铁矿，小柳沟Fe、W矿等矿床（点）40余处，为区内重要的Fe、Cu成矿远景带。

       2.鹰嘴山－冷龙岭Au、As、Cu、Pb、Zn、Cr、Ni、Mo、Mn地球化学带（ ）

       该带是北祁连主体，地质构造复杂，下古生界火山岩系发育，是区内铜、多金属、金重要成矿远景带。区内Cr、Ni、Mo、Hg、As为强富集、分异元素，Au、Cu、Sb为较强分异元素。异常展布大致以祁连山峰为界，西部异常较另星，规模小，主要分布于昌马—妖魔山之间，由Fe、Cr、Cu、Zn、Sb、Bi等元素组成；东部异常成群成带出现，异常规模较大，为多元素复杂的组合异常，以错沟－九个泉、摆浪沟为代表的铜、多金属矿化，使区内Cu异常连片成带。

       3.永登－白银Au、Ag、Hg、Cu、Pb、Zn、Mo、Mn地球化学带（ ）

       该带向西进入青海，向东被黄土所覆盖，是区内铜、多金属重要成矿远景带。区内Cu、Pb、Zn、Hg、Au为强富集、分异元素，Ag、As、Sb、Mo、Mn为较强富集、分异元素，构成以Cu、Pb、Zn、Ag、As、Sb为主的多元素北西西向地球化学异常带，其中赋存于中寒武统白银厂矿田上的异常最显著，异常规模大，强度高，Cu、Pb、Zn分别达273×10-6、912×10-6、1013×10-6。区内见有折腰山、小铁山、石青硐、猪嘴哑巴及西湾等多金属、金、银矿床，地球化学异常的分布、特征反映该带成矿元素的地球化学特征。

       4.山丹－永昌Au、Sb、Cu、Pb、W、Mo、F地球化学段（ ）

       该段出露地层主要为寒武系海相火山岩系，加里东期中酸性岩（γ3、γδ3）比较发育。段内Au、Mo、Sb、Hg、F为强富集、分异元素，Cr、Ni、Co、Ti为贫化元素，异常规模小，有的呈点异常出现，仅在侵入岩接触带附近出现规模比较大的W、Sn、Bi、Mo组合异常，这是本段地球化学异常的特征。区内见有曹家口金、银及多金属矿点多处，产于岩体外接触带的断裂带上，表明本段具有Au、Ag及多金属矿的成矿条件。

       （二）中祁连W、Mo、Au、Sb、Cr、Ni地球化学域（Ⅱ2）

       该域可分为：

       1.野马山－大雪山W、Mo、As、Sb、Ni、Cr地球化学带（ ）

       该带呈一向北拱起的弧形带，区内W、Cr、Ni为强富集、分异元素，Mo、As、Sb为较强富集、分异元素。出露地层以元古界为主，弧形断裂发育，岩浆岩多沿断裂带侵入，广泛的接触交代使元素组合多为高温热液组分，区内有塔儿海大型W矿、野马滩W、Mo矿等，是区内主要的W矿成矿带。

       2.别盖－野马南山Mo、W、Cr、Ni、Ab、Au、Nb、Y地球化学带（ ）

       该带是中祁连隆起带的主体，区内Mo、W、Ni、Sb为强富集、分异元素，Au、As、Cr为较强富集、分异元素，出露地层以元古界为主，加里东期中酸性岩（γ3、γδ3、δO3）广布，沿野马大山背斜南北翼龚岔大坂－硫璜山及平达坂断裂分布有基性、超基性岩体，并形成了大道尔吉大型铬铁矿、查干布尔嘎斯Cu-Zn矿及盐池湾一带的Au矿。

       （三）南祁连Au、As、Sb、Hg、Cu、Pb地球化学域（Ⅱ3）

       该域大部在青海省境内，在甘肃省内仅有当金山口－党河南山Au、As、Sb、Hg、Cu、Pb地球化学带（ ），出露地层以下古生界为主的古生代地层，华力西期、印支期中酸性岩较发育，它是以中低温元素为主的地球化学单元，表现在地球化学异常上，以面积较大，强度较高。以Au、As为主，Au、As、Bi、Hg、Sb、Cu综合异常，沿区域断裂呈异常带分布。区内Au、Hg、Sb为强富集、分异元素，As为较强富集元素，现已发现的有黑刺沟Au、As矿，东洞沟Au矿及月牙湖Cu矿化点等。

       （四）河西走廊多元素低值地球化学域（Ⅱ4）

       该域基本为新生界所覆盖，表现在地球化学场上，除在榆树沟、榆木沟两地区出露的下古生界地层中有弱小的Ag、As、Cu、Zn、Mn异常显示外，其余的均为多元素低值。

       此外，在本区的东北部出露有阿拉善地块（南缘）合黎山－龙首山Cr、Ni、W、Mo、Cu、Zn、Nb、As地球化学带（ ）。该带位于华北陆块西南缘合黎山－龙首山地区，出露地层主要是早寒武系及元古界，加里东—华力西期中酸性岩发育，基性、超基性岩沿龙首山北缘北西向深断裂带分布。区内As、Hg、W为强富集、分异元素，Mo、Sb、Ni、Cr为较强富集、分异元素，现已发现的矿床有挑花拉山Nb、Ta矿、芨岭U矿、东大山Fe矿及金川超大型Cu-Ni等，为区内重要的铜镍、稀有稀土等矿产的成矿带。

       在本区的西北部出露阿尔金山Au、Sb、Cu、Pb、Zn、Cr、Ni、Mo构造地球化学带（ ）。依据异常空间分布与构造的关系，特别是异常串珠状浓集中心的出现，我们划出了该构造地球化学带。该带特征是异常呈北东向展布，形成长近300km、宽20km的构造地球化学带，带内异常呈串珠状分布，反映了阿尔金深断裂带的地球化学特征，与其他各带的交汇部位形成更为集中的地球化学“结”，沿带见有寒山、鹰嘴山Au矿，掉石沟Pb、Zn矿等矿床，为区内Au多金属矿重要成矿带。

       六、成矿远景区预测

       依据地球化学异常的分布特征，结合地质和物探资料，区内可划分出主要金属矿产成矿远景预测区6处。

       1.阿尔金－鹰嘴山Au、多金属矿预测区

       位于阿尔金北东向走滑断裂带与祁连造山带的交接部位，出露地层主要是下古生界及前长城系，加里东期中酸性岩较发育，基性、超基性岩沿阿尔金断裂分布，与祁连造山带数条北西西向断裂交汇，形成“入”字形，并有数条韧性剪切作用形成的融变糜棱岩化带，在“入”字形的交汇处，地球化学异常具有明显的“结”及分枝现象，主要有鹰嘴山、肃北、好布拉、阿尔金等以Au、Ag、As、Sb、Cu、Zn、Cr、Ni、W、Mo为主的多元素综合异常，呈串珠状沿阿尔金断裂带展布，异常规模大、强度高，浓集中心明显，在鹰嘴山异常区现已发现寒山Au矿、鹰嘴山Au矿；好布拉异常区见有掉石沟Pb矿等矿床，地质成矿条件很有利，特别是找Au矿很有前景。

       2.塔尔沟－小柳沟W矿预测区

       位于中祁连带大雪山复向斜北冀和北祁连西段的微左陆块中。出露一套前长城系结晶片岩，千枚岩及大理岩，与加里东期中酸性岩呈侵入接触，北西向断裂发育，塔尔沟大型W矿产于刃岗沟岩体（γδ3）的内部和与大理岩接触带中，矿化受控于张性裂隙带，并具有分枝、复合、尖灭侧现特征。小柳沟矿床的围岩是长城纪桦树沟组，为一套干枚岩、石英岩和碳酸盐岩。

       区内地球化学异常主要有塔儿沟、刃岗沟、蔡大坂、小柳沟等，呈NW-NWW向展布，异常规模大、强度高，W、Sn、Bi、Be、Ag、Cd异常清晰，元素套合性好，并具有浓度分带特征，主元素W峰值达353×10-6。区内见有塔儿沟大型W矿，小柳沟大型W矿及W矿点多处，地质成矿条件很好，在该区开展工作必将会有新的更大的发现。

       3.镜铁山－金儿泉Fe、Cu、多金属矿预测区

       位于北祁连带的西部，出露地层为蓟县系、寒武系及奥陶系，与基性、超基性岩带构成复式背斜，北西向与北东向断裂交汇发育，区内见有镜铁山、柳沟峡等Fe-Cu矿床及多处铁矿点，铁矿赋存于蓟县系镜铁山群下岩组的含铁岩系中，铜矿体主要赋存于铁矿层下部绿色千枚岩中，由含铜铁碧玉带和含铜蚀变千枚岩带组成。

       区内有镜铁山、宗宾大坂、龙孔大坂、金儿泉等地球化学异常多处，异常总体走向北西，形成规模较大的多元素综合异常带，其中镜铁山异常以Fe、Ba、Cu、Zn、Mn、Cr为主的综合异常，异常面积比较大，强度较高，为镜铁山Fe-Cu矿床的反映，在该区找矿具有良好的前景，相信在该区随着工作的进展，将会有新的重大的发现。

       4.合黎山－金川Cu-Ni、稀有稀土金属矿预测区

       该区位于阿拉善地块南缘，祁连造山带与华北陆块的交接部位，区内中新生界分布较广，出露地层主要为前长城系龙首山群，岩性为片麻岩、云母石英片岩及变粒岩等，其次是震旦系下统和中上统，断裂颇发育，华力西期花岗闪长岩和花岗岩呈岩株、岩基产出，沿北西向和北西西向断裂带见有前寒武纪和加里东期基性、超基性岩，而岩体规模较小，现已发现的主要矿床（点）有：金川大型Cu-Ni矿，M635 Cu-Ni矿化岩体，东大山Fe矿及挑花拉山Nb、Ta矿等。

       区内有合黎山、挑花拉山、山丹北、青土井、金川等地球化学异常多处，异常总体走向北西，形成多元素综合异常带，其中挑花拉山异常以Nb、La、Th、W、Mo等元素为主，异常面积大，强度较高，为挑花拉山Nb、Ta矿床的反映，金川异常以Cr、Ni、Cu、Co、Au、Ag等元素为主，异常强度高，分带明显，Cu、Ni分别达89×10-6和147×10-6,Cu、Ni比值大于0.4，为金川矿田的反映，区内有基性、超基性岩及有关的矿异常数十处，又位于布格重力异常梯级带及莫霍面变异带附近，在该区找Cu-Ni、稀有稀土矿，特别是找Cu-Ni矿，具有良好的找矿前景。

       5.北祁连香台子－老君山铜、多金属、金矿预测区

       该区位于北祁连褶皱带的中部，出露地层主要是下古生界，其次是上古生界，基性、超基性岩沿北西向断裂带分布，断裂十分发育，铜矿（化）点20余处，主要产于奥陶系火山岩中，其中主要有错沟、九个泉，摆浪河等铜矿床（点）。

       区内化探异常多处，主要有香台子、摆浪河、野牛台、东岔、老君山等异常，构成以Au、Ag、Sb、As、Cu、Zn、Cr、Mn、W、Mo等元素为主的异常带，总体呈北西向展布，异常规模不大，而强度较高，浓集中心明显，该带奥陶系含矿火山岩系分布广，铜矿（化）点多，地球化学异常比较集中，地质成矿条件较好，在该区找到新的较大的铜、多金属及Au矿体是完全可能的。

       6.永登－白银厂铜、多金属矿预测区

       该区位于北祁连褶皱带的东部，中祁连北缘断裂的北侧，向西延伸到青海省境内，区内以寒武系、奥陶系为主，下古生界火山岩系发育，现已发现的有白银厂、石青硐、银洞沟等铜、多金属矿床，矿体产于中寒武统中酸性火山岩中，是区内重要的铜、多金属矿成矿带。

       区内有白银厂、石极沟、石青硐、卫昌沟等化探异常多处，形成北西西向地球化学异常带，其中白银厂异常规模大、强度高，Cu、Pb、Zn最高强度分别为273×10-6、912×10-6、1013×10-6，分带明显，元素组合主要为Au、Ag、Cu、Pb、Zn，位于白银厂南东的五梁山等地区发现与火山岩有关的矿异常，表明白银厂火山岩系向南东向延伸，在白银厂矿区仍有可能找到新的铜、多金属矿体。

云南地区的新生界

       西南地区以非金属矿山企业最多，有11301个，占矿山企业总数的53.6%。其中云南3918个，四川3260个，贵州2364个，西藏156个，重庆1603个。重要的矿山企业有四川什邡磷矿、马边磷矿、宝兴大理石矿、雅安花岗石矿、石棉花岗石矿、天全硫铁矿、江油硫铁矿、彭县蛇纹石矿、渡口熔剂灰岩矿、峨边玻璃用砂矿、江油水泥灰岩矿、峨眉水泥灰岩矿，云南富源硫铁矿、昆阳磷矿，贵州三岔河硫铁矿、拱里水晶矿、凯里玻璃用砂矿、水城熔剂灰岩矿、开阳磷矿，重庆歌乐山熔剂灰岩矿，西藏扎布耶硼砂矿等。这些矿山企业一般分布在交通相对方便的地区，如公路、铁路沿线、江河沿岸等地。其中化工非金属矿山如硫、磷矿山，以环境污染和水土流失较突出；非金属建材矿山如花岗石、大理石、水泥用灰岩、页岩、砂岩以及陶瓷粘土等矿山，矿渣量大，占压、破坏土地、破坏交通沿线景观以及形成滑坡、泥石流等环境问题突出。

       （一）非金属矿山对的破坏

       1.非金属矿山对地貌景观的影响和破坏

       大规模非金属矿活动特别是露矿山，以及由矿活动诱发的地质灾害，常使矿区地形、地貌发生较大改变，地貌景观遭受破坏，区域生态环境恶化。主干公路沿线和江河湖泊周边的矿活动对地形、地貌景观影响尤其突出。西南地区大部分建材等非金属矿山位于公路沿线，空区山坡形成一片片“白茬山”，严重影响了公路沿线视线景观，进而影响了西南旅游大区的形象。如云南滇池流域分布有昆阳磷矿、晋宁磷矿等大小几十家磷矿山和几十处石场、砂场，矿活动不仅破坏植被，形成了大片的“光头山”，而且相当一部分掘场地建在坡度35°以上的陡坡上，崩塌、滑坡多发，水土流失严重，使滇池生态环境受到严重影响。滇池流域内森林植被从15年的25.1%下降到1988年的21.2%，滇池平均每年泥沙淤积量33.1×104m3，导致湖底抬高、湖面缩小，使“高原明珠”黯然失色。除上述外，云南丘北普者黑风景区曾有几家石场在二级保护区内，使景区的山水景观受到显著影响；文山县老君山自然保护区内过去有大小矿山企业约10 家，其中砒霜厂就有3家，对森林植被造成很大破坏；大理苍山海拔2500m以上过去曾有数家石场开大理石，亦形成一片片“白茬山”，矿废石还加剧了苍山溪沟泥石流的暴发频率，加剧了洱海泥沙淤积。

       重庆市嘉陵江观音峡一带石场位于北碚区。该区有优美的地质景观及典型的地质剖面。近几十年来，在观音峡两岸先后兴建嘉陵水泥厂、江北县水泥厂、富皇水泥厂，主要掘嘉陵江两岸下三叠统嘉陵江组和飞仙关组石灰石矿。目前，在嘉陵江两岸形成3个大的开区，占地面积分别为0.66×104m2，0.6×104m2，0.84×104m2，体积分别为105.6×104m3，42×104m3，67.2×104m3（任幼蓉等，2006）。大规模开石灰石矿，使开区基岩裸露，无植被覆盖，昔日的青山变成今日的荒山、秃山，严重破坏了观音峡一带的自然地质景观（照片3-13）。同时，在开区形成高70～160m的高陡边坡，局部地段稳定性较差，对水北公路、212国道和嘉陵江航道构成威胁。

       2.非金属矿山对土地占压和破坏

       西南地区非金属矿山占压和破坏土地相当突出，总面积为57855.92hm2，占总占压面积的30.67%。其中云南省为25398.42hm2，四川省20941.43hm2，贵州省2334.89hm2，西藏3755hm2，重庆5436.18hm2。以云南和四川占压面积较大，重庆、西藏和贵州较小。

       四川涪江在绵阳市游仙区境内流长37.5km，涪江河床宽缓，多砂砾和卵石，故该区段成为绵阳市建筑用砂石的重要产地。近20年来在游仙区境内砂石达750×104m3，回砂金约7.5×104g，从业人员达10000余人，形成2134处砂石点，平均矿深度为5m，最深处达10m，造成大面积耕地、滩涂损毁，总面积达1075.75hm2。造成了区内植被破坏、水土流失、河道阻塞等危害，并影响了绵阳市的城市安全。

       照片3-13 观音峡全景

       四川石棉县广元堡石棉矿区，大量矿形成的破碎山体及堆积如山的矿渣，占地面积达200hm2，不仅破坏了区域的生态环境，而且形成了极大的泥石流隐患，严重威胁着108国道及石棉县城的安全（照片3-14）。

       照片3-14 四川石棉县广元堡石棉矿区

       （二）非金属矿山环境污染

       西南地区是我国产磷大区，硫矿亦比较丰富，硫、磷矿产是非金属矿产中重要污染源。

       1.云南磷矿山环境污染

       云南是产磷大省，仅滇池流域内就有5个磷矿区33家磷矿选企业，开剥离的废土石和尾矿均沿场附近的山坡和箐沟随意堆放。各矿山总计年排渣量为640.28×104t。这些积存的废土石和尾矿，经大气降水淋溶，产生的污水中主要污染物是氟和总磷。据云南省地质环境监测总站资料，磷矿尾矿（磷石膏）浸出液中含Cd0.118mg/L，Pb0.027mg/L，总磷14757mg/L，F5308mg/L，对周围地表水和地下水造成了污染。

       滇池周缘的磷矿选厂，除上蒜磷矿选厂废水达标排放和晋宁磷矿选厂部分循环使用外，其余大部分选厂废水都任意排放于周围的沟溪中或排进尾矿库后又散流于周围的沟溪中。滇池周缘磷矿大都处于滇池补给、径流区，选矿废水及任意排放的矿浆随地表径流流入附近水体，污染地表水；或径流中渗入地下，污染地下水。地表水和地下水最终汇入滇池，加重了滇池的污染。

       滇池水体含磷高，促进了绿藻的生长，滇池绿藻最多时达几米厚，大量的绿藻消耗了水中的氧，导致鱼类难以生存，水体因污染而发臭。近年来，国家已拨巨资治理滇池，仍未获得预期效果，仅局部水体得到改善。究其原因，环境恶化的现象在滇池，但根子在矿山。

       2.四川南部硫铁矿山对环境的污染

       四川省南部煤系硫铁矿山污染问题亦相当突出。该地硫铁矿山始建于1950～1960年，开至今造成了矿山及其周围生态环境严重恶化。

       （1）土法炼硫黄污染。整个矿山到处都是炼硫黄土窑，炼硫黄后的有害气体经烟囱直接排放到空气中，矿区大气中硫化氢及二氧化硫气体浓度大大增加，土壤酸化，矿山周围植物难以生存，附近农作物难以生长。炼硫黄后的尾渣堆积如山（仅叙永县大树硫铁矿区堆积的尾渣已近1000×104m3），充满整个矿区，并且矿渣直接向地表径流排放，严重污染了环境。

       （2）废水污染。川南硫铁矿区在硫铁矿开发时，未经处理的坑道水和大量选矿废水、尾矿渣、炼硫黄废渣往往通过地表溪沟排入河流，导致河水受到严重污染，黄而浑浊，并致使河床不断抬高，危及下游农田和建筑物。而入炉矿石中近10%的硫生成硫酸盐被水溶解进入江河，加重了河水的污染。

       （3）废气污染。川南硫铁矿区的大气污染主要是用小土炉炼硫黄引起的，由于炼硫黄生产方式原始，利用率很低，硫回收率在30%～40%之间，只有8%～10%的硫进入炉渣，其余以气态形式排入大气。根据工业污染调查资料，大树硫铁矿炼硫黄废气中，年排SO2高达9248t，仅此一项折纯硫4642t，不仅浪费了，而且严重污染和破坏了矿区周围环境和生态平衡。该矿职工1985年体检中，总患病人数为60.8%，其中青壮年土炉操作工中患肺气肿、支气管炎、咯血、鼻炎等疾病的人数达90%（蒋俊，1999；李学仁，1980）。这表明区域内大量炼硫黄废气的无序排放，形成了以二氧化硫、硫化氢为主的大气污染带，严重影响了职工的身体健康。

       目前，解决废气污染的途径只有尽快停止土法炼硫黄生产，引进无烟炼硫黄技术。该项目是开发硫铁矿、保护环境的一项新技术，该技术可使二氧化硫每小时排放量低于34kg，硫化氢每小时排放量低于1.3 kg，且炼硫黄的操作者也感受不到刺鼻的烟味，对职工劳动保护也非常有益。在使用这项新技术的同时，也降低了区域内酸性废水的污染负荷，对矿区酸雨状况的改善也将收到良好的效果。

       川南硫铁矿区矿渣每年仍以近百万吨的速度增加，矿区内的生态环境已遭到严重破坏。生态恢复工程就是在纯尾矿的环境中掺土和不掺土作对比试验，选择出如水蜡烛、无叶节节草等能在纯尾矿矿渣堆上生长繁殖的植物，恢复植被，转化粉尘污染和有毒物质，增进土壤肥力，改变小区气候，使“熟化”后的土地可进行种植和养殖，以求从根本上达到生态恢复工程的社会效益；同时通过对炼硫黄废渣和硫精砂尾矿的研究，开展的回收利用，使废渣中的铁含量提高到铁矿标准，使其具有开发价值，这样，既减少了的浪费，又增加了企业效益，并且减轻了环境的污染负荷。

       （三）非金属矿山地质灾害

       西南地区非金属矿山地质灾害以四川较突出，其次为贵州、云南、重庆和西藏。

       1.非金属矿山滑坡地质灾害

       非金属矿山滑坡地质灾害规模较大的有四川省峨眉金顶水泥厂石灰石矿山。该矿山自10年投产以来，直至1990年前后一直用大爆破，而且没有取过任何减震措施。强大的爆破震动作用在边坡上，破坏了边坡岩体的完整性和稳定性，加之受降雨影响，目前已发育有严重的滑坡地质灾害（表3-19）。

       表3-19 峨眉水泥厂石灰石矿山滑坡地质灾害统计

       西区滑坡为一大型岩质牵引式滑坡，滑坡体已整体下滑，滑距达160m（李云贵等，2004）。从滑坡滑动前的地形图可知，滑前边坡前缘为直线形的陡壁，临空的陡壁高达20～25m，宽190m。为厚层块状灰岩构成，垂直厚度30～40m，厚层灰岩之下存在软弱夹层（已泥化的泥质粉屑灰岩），并在坡体下方720m矿平台内侧坡脚被剥露；坡体东侧被罗沟切割临空，西侧被溶蚀沟槽切割，坡体中有走向为45°～135°区域构造裂隙发育，坡体已被切割成块，720m平台与坡上陡壁平面相距约120m，与顶部形成高差100余m的高陡中高边坡。因此，在2002年3月15日连续3日的小雨后上方坡体突然下滑，发生了西区“3.15”滑坡，造成8人死亡，大量矿山设施被掩埋。滑体沿软弱结构面高速下滑160m（平距）坠落在720m平台上，前缘抵达670m平台，平面呈舌状。滑坡的坡体平面上呈三角形，面积12440m2，体积37.32×104m3。滑体堆积面积6.06×104m2，滑体厚10～30m，体积约60×104m3；清理后现残留体积约40×104m3（照片3-15）。

       照片3-15 四川峨眉金顶水泥厂西区“3.15”滑坡

       滑坡后缘陡壁呈直线形，走向NW45°左右，为张性结构面构成，溶蚀较强烈，陡壁面被溶蚀呈凹凸不平，并悬挂有石钟乳。滑壁高15～30m。滑动方式为顺层滑动，滑坡体呈整体下滑，前缘滑体滚落，后缘滑体尚有部分块体仍保留着原岩的层状构造，滑体顶部保留有残坡积土层和植被。滑体与滑壁间分布有滑动崩落的堆积物。东侧滑床裸露，滑面平整光滑，见方解石薄膜，滑动面形态为微弧线型，滑面方位角22°～26°，倾角27°～31°，上缓下陡，滑面擦痕清晰可见，擦痕方向与地层倾向和滑面倾向一致为NE22°，滑面由下部软硬相间岩组中的软弱结构面构成，滑带的物质为含泥粉砂屑、生物碎屑灰岩及泥砂质粉砂屑，以坚硬的中—厚层状生物碎屑岩为其滑床，滑体由上部厚层生物碎屑灰岩组成。滑坡后壁陡崖下，降雨后见地下水沿滑面呈侵润状溢出（图3-7）。滑坡的滑面完整，未见破裂面，在滑面中部770m高程处见一竖井状溶洞，洞径30m，洞口呈半圆形，垂直深度15m，洞底侧壁有支洞发育。该洞系本次滑坡将上覆岩体滑脱后而出露。

       该次地质灾害发生后，开展了矿山地质环境勘查评价，找出了地质灾害发生原因，制定了下一步的安全开方案。

       此外，四川南部叙永地区硫铁矿山滑坡地质灾害亦较严重。如叙永大树硫铁矿1990年3月底，河西段老鹰岩坡脚出现了数条地表裂缝，发展迅速，由于地表开裂滑动，造成该矿职工宿舍垮塌20余间，100余户住房以及地面、墙壁发生裂缝和严重倾斜。目前又有443户职工住房以及矿部俱乐部等建筑物出现破坏或受到威胁。

       图3-7 四川峨眉金顶水泥厂西区滑坡现状示意图

       1—第二软弱层（泥质层）；2—第三软弱层（泥质层）；3—溶蚀沟；4—滑坡堆积体；5—下二叠统六段灰岩；6—下二叠统五段灰岩；7—水泥灰岩

       地质灾害形成除与该处起伏较大的地形地貌及软硬相间的三叠系飞仙关组、松软的第四系坡积层等复杂的地质环境条件有关外，还与人为活动因素——地下矿密切相关。地下矿（含煤）顶板变形塌陷，使上覆岩层产生破坏和地表沉陷，是造成和诱发多种灾害最主要的活动因素。大树硫铁矿区在20世纪90年代遍布小煤井。根据小煤窑日产煤量和开时间估算，小煤窑已累计出煤量约4×104t，折算空面积达3.6×104m2。根据我国其他煤矿资料显示，一般空区面积达1000～3000m2，地表就有可能产生移动和变形。现有地面产生3条裂缝的位置基本与空区相符。这说明地表产生裂缝是由小煤窑长期开所致，并诱发了覆盖层移动和变形。

       同时，该区灾害类型较多，除崩塌、滑坡外，尚有山洪和泥石流（含水石流）、环境污染、河流堵塞、河床抬高、公路路面毁坏，尾矿渣占压土地等环境地质问题（照片3-16）。

       照片3-16 大树硫铁矿矿渣被冲入河中

       2.非金属矿山泥石流地质灾害

       西南地区非金属矿山泥石流地质灾害以暴雨型为主，以老矿山比较突出。如贵州开阳磷矿山、四川石棉矿山都曾发生过规模较大的泥石流地质灾害。

       1995年6月24日深夜，贵州省开阳县金钟镇连降特大暴雨，诱发泥石流、滑坡，体积约200×104m3。金钟镇及开阳磷矿大面积受灾，冲毁厂房、住宅11606m2，淹埋27179m2，淹没矿井4910m，设备645台套，冲毁供水管线21800m，供电通信主干线7.6km，公路77km，桥梁2座，河堤10km，涵洞36个，受灾464户，共计13012人，死亡25人，伤18人，直接经济损失2.05亿元。

       四川新康石棉矿亦发生过泥石流。该矿位于雅安市石棉县南大洪沟下游山坡上，大洪沟为其排土场和尾矿库。为了水石分离，在排土场上段修建了截洪坝和引洪隧道；下游用定向爆破法修筑了拦渣大坝和泄洪道：库内现已有矿渣和尾矿堆积物2100×104m3。2001年4月6日因上游修理排泄隧道，遇下雨，因临时向下游泄洪，引发了矿渣泥石流（水石流），矿渣泥石流部分冲垮了拦渣坝，下泻30×104～50×104m3，使下游竹河淤高8m，沿河电站等企业受损，直接经济损失100多万元，并威胁到下游南桠河沿岸及石棉县城的安全。四川省省委、省非常重视，投入480万元，于2001年9月完成了应急治理，主要工程包括：①用铅丝块石笼修复了拦渣大坝（被冲垮段修成了泄洪道）（照片3-17）；②库内清理了流水通道；③加高了上游截洪坝，修复了排洪隧道；④在上游增设了格栅坝。通过上述治理工程初步解除了该尾矿库的泥石流威胁。

       照片3-17 四川石棉县新康石棉矿尾矿坝上的泄洪道

       3.非金属矿山崩塌地质灾害

       非金属矿山崩塌地质灾害常与不规范、不合理的开有关。2001年9月6日，贵州省六枝特区新窑乡鸭塘村关仲田大坡石场发生崩塌，15人死亡，2人受伤。崩塌体长约73m，宽75m，厚5～15m，总方量约2×104m3。该石场出露地层为下三叠统永宁镇组薄—中层夹厚层状灰岩，夹数层2～5mm泥岩，岩石中发育143°和225°两组裂隙。该崩塌的发生主要由于不利的岩层组合条件，层间夹有软弱层，溶蚀裂隙发育，由于水的入渗岩层强度降低；同时不合理的人类工程活动，使20世纪90年代初修建的简易公路老切坡，局部或大部切断了软弱层，农民自行石形成临空面，使原已十分脆弱的岩体平衡被打破，瞬时快速崩塌，酿成地质灾害。

       2003年2月16日23时30分，四川省宜兵市筠连县巡司镇巡司村七组联办水泥厂东侧危岩体突然发生崩塌，毁坏水泥厂厂房500m2，3人死亡、1人轻伤的严重灾害。损坏或埋没大量矿山设备，造成直接经济损失200万元。崩塌体积约500m3，崩落块石呈不规则形，直径一般3m左右，最大可达6m，崩塌现场最大块石体积约100m3。巡司镇距筠连县县城14km，地形、地貌属溶蚀构造低中山。出露地层为二叠系茅口组（P2m）中厚层状灰岩夹生物碎屑灰岩，岩体产状为215°∠18°。灰岩岩石节理裂隙发育，岩体完整性差。1992年巡司联办水泥厂修建时，对所在地山体斜坡进行了一定的削坡处理，水泥厂厂房修建于高约20m的陡崖边，石灰岩体内发育3组节理裂隙，受节理面及岩层面的影响，岩体被切割成大小不等的危岩体，长期以来，地下水运移于裂隙之中，侵蚀岩体，使岩体相互之间抗剪强度降低，在重力作用下，危岩体脱离母岩体发生崩落，形成了此次崩塌灾害。

       目前崩塌岩体虽基本稳定，但在崩塌另一侧（水泥厂石场边）仍存在上千方危岩体，在石放炮及降雨的诱发作用下，有可能再次发生崩塌，直接威胁着水泥厂厂房及工作人员的安全，应进行避让。

       四川省攀枝花市攀钢石灰石矿位于把关河右岸山体中上部，是攀钢原料的生产基地。矿区地形陡峻，构造复杂，岩体破碎。地层岩性为二叠系灰岩，呈单斜产出，倾向与坡向一致，岩层倾角23°。该矿用穿孔、爆破等方式进行露天开，年开石灰石矿大约120×104t。

       1980～1988年短短的8年间，场西侧山体连续发生3次较大规模的崩塌，崩塌体总量达398×104m3。第1次崩塌发生于1980年11月8日，位于＋1400m平台东部之上。主要沿节理裂隙和层面发生，形成的崩塌体长46m，宽65m，厚6～35m，体积5×104m3。形成原因在于场＋1400m水平用硐室爆破，沿走向形成的1400m水平台阶切断了矿层的“根脚”，使场坡脚形成了一高约245m的临空面，从而使得上部原本就较为破碎的岩体失去支撑而产生塌滑和崩落；第2次崩塌发生于1981年6月10日，主要在第1次崩塌的基础上发展而成，此次崩塌体方量392×104m3，其形成原因基本与第1次崩塌的形成类似；第3次崩塌位于场西北F8断层以西，发生时间为1988年10月13日，崩塌体南北长100m，东西宽350m，崩塌方量约1.0×104m3，爆破震动过大和高边坡开挖仍是其形成的主要原因。

       3次崩塌堆积体覆盖了场面积的三分之一，使矿山西部开的1400～1363m4个生产台阶全部中断开，场东西长度减少450m，2800×104t的优质矿石被压覆，给矿山交通和开带来极大困难。现西侧边坡形成高约100m的陡崖，其上部出现较为明显的龟裂区，稳定性较差。另外，崩塌堆积体由于结构松散，堆积体坡度较大，稳定性较差，在雨水的作用下易形成滑坡或泥石流灾害。

       4.非金属矿山地面塌陷地质灾害

       非金属矿山地面塌陷与其他类型矿山相似，都与空区有关。加之水文地质条件和爆破震动的影响所致。

       1999年6月13日10时50分，四川省什邡市红白镇四村五组水磨沟斜坡地面突然发生塌陷，形成一直径约5m、深约6m的圆形塌陷坑，造成金河磷矿岳家山分矿住房一间陷落和住在其中的外来人员3口被陷落掩埋。另外，水磨沟塌坑斜坡上尚居住有四村五组13户村民，绝大部分居民房屋出现裂隙、地面开裂，裂缝宽0.1～3cm不等，多在0.2～0.8cm，长几米到十几米不等，多呈北东-南西向，部分呈北西-南东向。混凝土地面开裂沉陷，房屋的纵横墙交接处、墙体的门窗等构造薄弱部位有开裂现象。地面塌陷的原因与空区顶板变形和矿爆破震动有关。

       综上所述，西南地区能源矿山环境地质问题以水污染、空气污染、滑坡、泥石流、地面塌陷以及占压土地为主，金属矿山环境地质问题以重金属元素污染、滑坡、泥石流、水土流失等为主，非金属矿山环境地质问题以景观破坏、土地破坏、硫、磷化工原料污染和滑坡、泥石流等地质灾害为主，表明不同类型矿山形成的环境地质问题不同（表3-20）。

       表3-20 西南地区主要矿山环境地质问题

       续表

       续表

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       续表

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       按照地质发展历程，将本区的新生代地质史划分为3个阶段：①陆内裂谷阶段（晚三叠世—中始新世）的萎缩期（白垩纪—中始新世）；②喜马拉雅运动早期（晚始新世—早中新世）；③喜马拉雅运动晚期（晚中新世—第四纪）。这种划分对比见表1-1。

       （一）古新世—中始新世

       1.陆内裂谷萎缩期的地层发育

       在本区活动强烈的印支期陆内-陆间裂谷系全面闭合后，经过隆起和剥蚀夷平又开始了新的拉张－挤压的开合构造旋回，晚三叠世不同时期的沉积与下伏地层普遍呈不整合接触。大致说来，侏罗纪是这一新的拉张活动的发育鼎盛期，分布广，厚度大；白垩纪则是其萎缩期。本区的白垩系多与其下伏地层为平行不整合接触；与上覆地层在楚雄地区为整合接触，在保山-澜沧地区为整合至平行不整合接触。古新统和始新统与白垩系关系密切，比侏罗系的分布明显萎缩（表1-2）。无论从沉积还是从变形程度看古新统一始新统都可认为是陆内裂谷萎缩末期的产物。这正是在讨论古新世和始新世时不能不上溯并与之一起讨论白垩纪的原因。而在扬子断块区，该时期的沉积也是中生代沉积盆地持续萎缩到末期的产物。对比古新世与早白垩世的古地理图，很容易得到这一认识（图1-4、1-5）。

       白垩系为陆相红层，可分成两大沉积旋回，可对比性强。以滇东楚雄一带为例，下旋回为下白垩统高峰寺组和普昌河组。旋回底部为砂砾岩，上部多为杂色泥岩、粉砂岩、夹泥灰岩，局部含石膏。在祥云仅普昌河组厚度就可达2113m。在滇西该套地层称景星组，厚800～2100m，局部有铜矿化或含煤线。上旋回为马头山组和江底河组。江底河组岩性较细，夹泥灰岩多层（局部含铜），亦见黑色碳质页岩和石膏夹层。在楚雄一带上旋回厚900m。上旋回在滇西相当于曼岗组、虎头寺组和曼宽河组，虎头寺组普遍含铜矿化。滇西的上旋回明显比滇东厚，曼岗组厚600～1200m，虎头寺组厚100～400m，曼宽河组在南部江城命名剖面上厚2923m。

       表1-1　云南地区新生代地质演化阶段划分对比表

       注：本表的编制参考了何科昭（1996）的资料。

       表1-2　云南地区白垩系—古近系典型地层及其对比表

       ＊路美邑组未见与赵家店组接触，其下伏地层为三叠系，赵家店组上覆上中新统石灰坝组、本表的编制主要参考了《云南省区域地质志》，1982。

       图1-4　云南早白垩世早期岩相古地理略图

       （据《云南省区域地质志》，1990）

       1—岩相界线；2—古陆或隆起区；3—砂岩泥岩－泥灰岩组；4—砂岩－泥岩－砂砾岩组；5—砂岩－砾岩组；6—砂岩-泥岩-砂砾岩-白云质灰岩组

       Es—河口湾相；Ls—浅湖相；R-Lc—河流－滨湖相；R—河流相

       值得注意的是上白垩统江底河组的沿革，该组1962年命名于大姚，包括4个岩性段：下部有下杂色岩段，下紫色岩段，上部有上杂色岩段、上紫色岩段。现在将上部两个岩性段归为古新统并称为元水井组（云南省地质矿产局，1990）。可见本区第三系底部与白垩系有密切关系。

       2.两种类型的古新统和下—中始新统

       第一种类型以兰坪思茅盆地和楚雄盆地为代表，是白垩系盆地的萎缩产物。总体看来其古新统是发育在准平原化背景上的内陆湖沉积，沉积较细，大致划分为两个沉积旋回并相应有两个重要的成盐期，不但有膏盐，而且含岩盐和钾盐，局部形成矿层。在盆地中心厚度很大（可大于2000m），且多与下伏地层整合接触，向边缘变薄并可出现与下伏地层的不整合或超覆不整合接触。

       图1-5　云南古新世岩相古地理略图

       （据何科昭等，1996）

       1—蒸发岩相；2—粉砂岩－泥岩相；3—粉砂岩砂岩相；4—碎屑物方向；5—剥蚀区

       Ⅰ—盐湖相带；Ⅱ—滨湖-浅湖相带；Ⅲ—滨湖-三角洲相带；Ⅳ—萨布哈平原相带；V—滨浅湖相带

       第二种类型是在新生代箕状断陷盆地中的沉积，沉积开始于古新世—始新世的不同阶段，厚度可达1000m，其中也有与上一类型相应的成矿层位。云南省第三系的200多个独立的沉积盆地，有相当部分产生在此时期（图1-6）。

       滇西的中—下古新统为勐野井组和云龙组。勐野井组在江城勐野井矿区厚468m，可见与下伏下白垩统虎头寺组不整合接触，在兰坪－思茅分区厚度可达1458m。云龙组亦为湖相红色砂泥岩夹膏盐，厚253～2540m。滇东的古新统即前面提到的元水井组，厚度较薄。

       （二）晚始新世—早中新世

       1.一次重要的挤压构造活动

       众所周知，在始新世末期发生了一次重要的构造，白垩纪末期到中始新世的以拉张为主向以挤压为主转变。而这次挤压活动又以滇西地区表现最为明显，导致陆内裂谷（T3—E2）的消亡封闭并产生相应的压性构造形变，形成南北向的断层和相应的褶皱。在滇西挤压活动对先期断裂有相当大的继承性，在扬子断块区则有较明显的新生性，遍布全区的南北向断裂及其派生的分支断裂，控制着大大小小的新生代断陷（陈布科等，1994）。即使某些盆地的边界因超覆或后期剥蚀呈不规则状，但勘探证明其控盆主断裂仍然是南北向断层，如曲靖盆地东部及其堡子上主断层。就裂谷期的地层来说，越向下形变越强烈，但即使古新世—中新世的地层也可产生明显的全形褶皱、发育逆—逆冲断层并造成与上覆地层的角度不整合（图1-7、1-8）。

       图1-6　云南地区第三系分布图

       本图主要依据《云南省区域地质志》（1990），《贵州省区域地质志》（1987）和《中国地质图》（1∶500万）（1990）绘制

       1—古新统；2—始新—渐新统；3—中新统—上新统；4—主要断裂；5—地层区界线；6—分区界线

       图内数字为地层区：Ⅰ—滇东地层区；Ⅰ1—元谋－楚雄分区；Ⅰ2—昭通－东川分区；Ⅰ3—昆明－开远分区；Ⅰ4—西昌分区；Ⅱ—滇西地层区；Ⅱ1—腾冲-瑞丽分区；Ⅱ2—保山-澜沧分区；Ⅱ3—兰坪-思茅分区；Ⅱ4—中甸-丽江分区

       图1-7　滇西地区上始新统—渐新统与下伏地层接触关系图

       （据尹功明，转引自何科昭等，1996）

       1—勐腊群；2—宝相寺组；3—小丫口组；4—勐野井组；5—泥岩；6—粉砂岩；7—细砂岩；8—中、粗砂岩；9—含砾砂岩；10—砂砾岩；11—砾岩；12—粗—巨砾岩；13—含砾砂泥质透镜体

       A—镇源勐大文夺村；B—景谷县景谷街文连村东；C—景谷县陆家山西；D—勐腊县至勐伴18km处

       图1-8　景谷陆家山（E1-2—E3）构造剖面图

       图1-7和图1-8中的E1me为勐野井组， 为小丫口组， 为勐腊组

       （据尹功明，转引自何科昭等，1996）

       在区域动力作用影响下产生了侏罗系、白垩系和古近系砂泥岩轻度变质，使岩石具丝绢光泽，片理发育，绢云母、绿泥石等新生矿物大量出现。与此同期出现了中酸性浅成侵入体。新生矿物和侵入岩的同位素年龄值集中出现的区间为35～45Ma和30～20Ma（何科昭，1996）。

       2.以粗碎屑岩发育为特征的上始新统—渐新统沉积

       这次压性活动造成陆内裂谷期地层的形变、侵蚀和分割。这种活动不仅对盐类矿床产生重大影响，也使其中的油气分布受到强烈改造、破坏和散失。由于差异断裂作用，在总体上升的背景上产生新的断陷盆地，其中形成以粗碎屑发育为特征的沉积（图1-9），厚度大者可达数千米。少数盆地岩性较细，并夹煤线，厚度较薄，化石较多因而地层研究程度高。这种类型以路南盆地为代表，其上始新统路美邑组，厚462m，底部有66m的砾岩和粗砂岩，下伏地层为古、中生界；渐新统为小屯组和蔡家冲组，厚度大于255m，泥岩和泥灰岩发育。对本区中—上渐新统的存在有争议，由于巨厚的粗碎屑红层，没有可靠的化石依据。

       图1-9　思茅地区勐大组地层剖面图

       （据尹功明，转引自何科昭等，1996）

       1—土壤；2—泥岩；3—粉砂岩；4—砂岩；5—砂砾岩；6—粗—巨砾岩；7—含巨砾砾岩；8—灰岩；9—断层

       3.以细碎屑岩为主并夹煤层的早中新统沉积

       主要发生在始新世晚期的构造运动随时间的推移活动性减弱。与之相应，本区的地势高差减小。到上新世本区已形成了海拔高于近于1000m（或700～800m）的夷平面。此时的沉积具有如下特点：①盆地分布星罗棋布、新生者居多，与下伏地层关系不密切。如见于兰坪-思茅地区的三号沟组（下中新统最低层位）与上中新统—渐新统的勐腊群呈断层接触，昆明-开远地区的下中新统小龙潭组与下伏地层三叠系呈断层接触，中甸-丽江地区的下中新统双河组（层位低于小龙潭组高于三号沟组）与下伏地层上始新统丽江组呈不整合接触，元谋-楚雄地区的石灰坝组（下中新统最高层位，《云南省区域地质志》认为属上中新统）亦见与三叠系不整合接触；②细碎屑岩发育，泥岩和泥灰岩占较大比例，层位越高厚度越小，如三号沟组厚度可大于1300m，双河组、小龙潭组厚度为200～450m；③普遍夹煤系，是云南省重要的含褐煤层位。

       （三）晚中新世—第四纪

       1.晚中新世—上新世的隆升和高原夷平面上的含煤盆地

       本区普遍缺失晚中新世—早上新世的沉积（元谋-楚雄地区有上中新统石灰坝组，其时代尚有争议）。这一期间是云南地区快速隆升期。其主要证据为：①晚上新世沉积所含的植物化石群中以高山栎较多为特征，这是一种生长在海拔2200～3600m湿润地带的常绿植物，伴生的菱属孢与海拔2500m相应。以2200～2500m计则抬升了1400～1700m；②根据煤样的镜质体反射率（Ro）值推断，沉积后多数盆地隆升幅度达1500～1660m（表1-3）。

       表1-3　滇西新近纪煤岩样镜质体反射率（Ro）与地壳隆升幅度

       注：t0—古地温；H—成煤深度；h1—残留厚度；h2—隆升幅度，h2=H-h1。据何科昭等，1996。

       在高原夷平面上的低洼处，特别是一些新生代较老沉积堆积处，形成较多的上上新统沉积，往往与中新统沉积不整合接触（图1-10）。该期沉积以昭通—东川地区的昭通组为代表，为湖沼相灰色粘土岩、褐煤夹砾岩，厚60～350m。在不同地区有不同的组名，但都以含褐煤或煤线、油页岩等为特征，不仅是云南重要产煤层位，而且在全国亦有重要意义（李瑞生等，1994）。

       图1-10 梁河盆地构造剖面图

       （据颜丹平，转引自何科昭等，1996）

       1—砾岩；2—砂砾岩；3—含砾细砂岩；4—粗砂岩；5—粉砂质泥岩；6—泥岩、粘土岩；7—煤层；8—玄武岩；9—断层及破碎带；10—花岗岩

       2.新构造运动和第四纪盆地

       云南地区以新构造运动强烈而闻名，地貌和地震做的研究有许多重要成果，综合这些成果可得出与本书有关的几个认识。

       （1）云南地区第四纪以掀斜抬升为区域背景

       晚上新统的沉积物性质及植物群面貌相当一致，对应于遍布全区的该期夷平面。以这两个要素为标志进行区域对比，可发现第四纪本区经历了明显的掀斜抬升，造就了北高南低的总体地势。据何浩生等（1996）计算剑川一带第四纪隆升速率为0.5mm/a（900m/1.8Ma），向北到中甸地区为0.7mm/a（1300m/1.8Ma），至云南最北端的德钦地区增至1mm/a（1800m/1.8Ma）。与之相应，剑川旁的高峰老君山海拔4247m，而德钦旁的梅里雪山海拔达6740m。掀斜抬升的结果使云南省西北部山区的上升幅度达1900m左右（图1-11）。

       图1-11　滇西新生代主要演化阶段及特征示意图

       （据何科昭等，1996）

       （2）南北向断裂和横断层是差异升降的主控因素

       掀斜上升背景上发育的是断块差异运动。在各大河谷里本区的第四系都呈现南厚北薄、南部第四纪起始层位偏老的现象，说明断层发育自南而北地进行。大河谷的形成不完全是侵蚀的结果，而在很大程度上受断块差异活动的控制（图1-12）。以怒江道街盆地为例，上新世末期夷平面解体，陷落形成河谷盆地。盆地内河床海拔650m，与两侧山顶的夷平面（海拔3000～2400m）高差达2350～1750m，说明从上新世晚期以来垂直位移＞1750m。具体地说，中更新世以来200m，晚更新世以来100m，全新世以来约15m（何科昭等，1996）。攀西地区的研究成果与之类似，从各期的上升速率看有加大趋势，早、中更新世分别为0.69mm/a和0.85mm/a，晚更新世和全新世分别达2.38mm/a和4.50mm/a（陈富斌等，1988）。滇西地区的南北向断裂有向南东撒开之势，在印度板块阿萨姆尖角楔入的影响下明显地具有走滑的特点。多数地区的走滑位移量明显大于垂直上升量。

       （3）在差异上升背景上发育的第四纪沉积

       与我国其他地区不同，本区第四纪的强烈活动使早更新世沉积普遍与上新世沉积呈角度不整合，仅在继承发育盆地的中心可呈整合接触（如元谋）。更有甚者，在早、中、晚更新世沉积间以及与全新世沉积间都多见平行和不整合，第四纪地层的褶皱和断裂也相当发育。

       本区第四纪沉积以湖相层发育为特征，湖的形成与消失时代在不同地区有所差异，许多断陷湖保持至今。在被大河“打开”的沉积盆地中可选腾冲—梁河（简称腾梁）盆地为代表。大致看来，该盆地的早更新世是不断加深加宽的河流相沉积，局部堰塞湖可有硅藻土沉积。中更新世是湖泊发展阶段形成一系列的断陷湖盆。晚更新世早中期是湖盆消亡阶段，到晚更新世晚期至全新世才形成了现在的山间河流。腾梁盆地及附近的地表径流成为伊洛瓦底江的上游。

       此外，有的河谷第四系以冲积、洪积和坡积为主，缺少湖相层，这说明其外泄径流形成较早，如怒江沿岸的通街盆地等。

       图1-12　腾冲固东河谷构造-地貌剖面

       （据何科昭等，1996）

       （四）云南地区新生代盆地发展

       1.喜马拉雅期的挤压造山开始于始新世晚期

       张文佑早就注意到构造运动的分期与古生物演化决定的断代划分存在一定程度的差异。因而在许多重要的地质时代变化处地层反而不易划分（张文佑、张抗，1983）。本区的新生代早期便出现这一情况。古新世—中始新世的沉积发育与白垩纪关系密切，同属中生代陆内裂谷的萎缩期。实际上，在喜马拉雅山地区真正的造山运动也不是从古新统开始的，即使是“软碰撞”也开始在始新世（详见下述）。显然，从滇西地区来说，应该从中生代陆内裂谷的封闭之后才进入新生代的隆升造山和挤压形变阶段。

       2.经历了三次以隆升为主的阶段和以夷平为主的阶段

       正如表1-1显示，云南地区地堑发育经历了三次以隆升为主的时期，其间有两次以夷平为主的时期。每一个隆升期或者伴有以粗碎屑岩发育为特征的盆地，或者缺乏沉积盆地（区域性的剥蚀作用相当强烈）。每一个以夷平为主的时期相对上升的势头减弱，此时不仅发育了红土（古土壤）型夷平面而且还形成了以细碎屑发育为特征的盆地沉积。而这种细碎屑发育的盆地都有多次湖沼化的过程，无论是湖相泥质岩（包括油页岩和泥灰岩）还是沼泽相煤系，其中都不乏较好的烃源岩。这些地层构成了我们下面讨论的油气地质问题的基础之一。

       保山盆地是以上发育过程的良好例证。这是一个发育在掸邦断块北端的南北向断陷盆地，侵蚀后的保留面积245km2。从地震和钻井资料分析，从平面上看其中部拉张量最大，从发育史看其中新统南林组沉积时，特别是上新统羊邑组上段沉积时拉张活动最强烈（表1-4，图1-13）。这恰是表1-1所展示的夷平期。换言之，在隆升期以整体块断活动为主，夷平期是东西向挤压应力的相对松弛期，断块内部各断层间的差异活动增大，相对的拉张性明显形成夷平面上的小盆地。

       表1-4　保山盆地拉张量计算结果

       据蒲勇、谭继泽、蒋在宁，滇西保山断陷盆地构造运动学特征，滇黔桂油气，1998,11（4）。

       图1-13　保山盆地新近纪拉张量变化曲线

       （资料来源同上表，地层符号及说明见正文）

       总体看来，新近纪以来，经历了沉降速率日趋加大的过程，使沉降曲线呈上凸型。与第四纪的隆升期相应，该期盆地沉降速率有降低之势（图1-14）。

       新生代的主要演化经历都与挤压隆升和成山有关，这不仅导致难以形成较大的盆地，而且使包括新生界在内的地层都受到程度不等的侵蚀破坏，影响着油气的保存条件。

       图1-14　保山盆地9317测线构造沉降图

       （资料来源同表1-4）

       今天关于“老君山景区示意图”的讲解就到这里了。希望大家能够更深入地了解这个主题，并从我的回答中找到需要的信息。如果您有任何问题或需要进一步的信息，请随时告诉我。