辉长岩研究报告

一、目的要求（1）掌握辉长岩-玄武岩类的基本特征，包括矿物成分、结构、构造、次生变化等。（2）掌握本类岩石的分类命名原则及其主要类型。（3）了解不同条件下结晶的基性侵入岩在结构、构造上的变化，对辉长结构、辉绿结构、堆晶结构、包橄结构、含长结构及反应边结构的特征和成因需较好地掌握。（4）通过辉长岩与玄武岩的对比，认识侵入岩与喷出岩的主要区别。二、基本特征及主要类型（一）基本特征本类岩石为基性岩，又称镁铁岩。化学成分以硅和碱较贫而较富铁镁、富钙铝为特点。这种化学成分主要表现为辉石+基性斜长石的矿物组合。除辉石外，可见橄榄石、角闪石和黑云母等暗色矿物。铁镁矿物可达到40%～70%。有时出现少量的石英和钾长石。基性斜长石主要为拉长石，培长石也常出现。聚片双晶和卡钠复合双晶发育，双晶单体较宽、双晶纹清晰，一般不具环带结构。常发生绿泥石化或钠黝帘石化。图1-8 间粒结构（单偏光，d=3.7 mm）单斜辉石主要为普通辉石、透辉石和易变辉石等。斜方辉石中紫苏辉石较常见，而古铜辉石和顽火辉石次之。斜方辉石与单斜辉石共生，甚至构成条纹交生。斜方辉石常比单斜辉石颜色相对明显，且具弱多色性、平行消光和干涉色级序较低等特点，区别于单斜辉石。常见的副矿物有磁铁矿、钛铁矿、磁黄铁矿和磷灰石等。辉长岩类常见结构为辉长结构、辉绿结构、反应边结构、嵌晶含长结构等；常见构造有块状构造、条带状构造和韵律构造等。玄武岩类常见结构以斑状结构为主，基质多为间粒结构（图1-8）、间隐结构、拉玄结构等。常见构造有气孔杏仁构造、枕状构造和绳状构造等。辉石常发生绿泥石化、纤闪石化；橄榄石常见有蛇纹石化、伊丁石化或皂石化；斜长石多发生绢云母化或钠黝帘石化。（二）主要岩石类型1.侵入岩辉长岩类根据主要铁镁矿物种类和含量分成以下几种主要类型：橄长岩、苏长岩、辉长岩、角闪辉长岩和斜长岩等。辉长岩 主要矿物为单斜辉石（普通辉石、透辉石等）和拉长石，具辉长结构或辉长辉绿结构。再根据次要矿物成分又可分为橄榄辉长岩、石英辉长岩等。苏长岩 主要矿物为斜方辉石和拉长石，其他特点同辉长岩。苏长辉长岩和辉长苏长岩 为苏长岩和辉长岩的过渡类型。当斜方辉石含量＞单斜辉石含量时，定为辉长苏长岩；反之则定为苏长辉长岩。橄长岩 主要矿物为橄榄石和基性斜长石。当基性斜长石量减少、铁镁矿物量增加时，逐渐向橄榄岩类过渡。斜长岩 基性斜长石含量＞90%的岩石。角闪辉长岩 基性斜长石和角闪石为主要矿物的岩石。据结构构造也可分为：1）粗、中、细粒辉长岩；2）辉绿岩以细粒辉绿结构为主，常见有明显的次生变化，如钠黝帘石化、绿泥石化、碳酸盐化和次闪石化等；3）辉绿玢岩和辉长玢岩具斑状结构，基质为辉绿结构的称辉绿玢岩，基质为辉长结构的称辉长玢岩；4）细晶辉长岩和伟晶辉长岩；5）球状辉长岩。2.喷出岩玄武岩是基性喷出岩的总称。具斑状结构，斑晶多为橄榄石，辉石和少量斜长石，且为高温变体，如易变辉石、高温斜长石（镜下表现为透明度高、不易蚀变等特点）等。基质多为显晶质，常具间粒结构、间隐结构和玻璃质结构。基质斜长石常比斑晶斜长石偏酸性。玄武岩类根据斑晶成分可分为：橄榄玄武岩 斑晶主要为橄榄石，斜长石主要为拉长石；石英玄武岩 以出现石英为特点；细碧岩 为海底喷发的基性熔岩。据结构构造命名的有粗玄岩、气孔玄武岩和玄武浮岩等。根据化学成分特点分类的有：碱性玄武岩（富碱的）、拉斑玄武岩（SiO2饱和的）、高铝玄武岩（富铝的）。三、实习内容（一）实习材料手标本及薄片：辉长岩、辉绿岩、玄武岩、斜长岩。（二）实习内容1.辉长岩手标本（标本号×××）：注意观察暗色矿物的颜色和晶形以及解理等。镜下（薄片号×××）：注意区分橄榄石和辉石，单斜辉石和斜方辉石。熟练测定斜长石的光性特点。对每种矿物的自形程度、粒度和含量都要描述清楚。观察结构时，要注意对比斜长石和辉石的自形程度，注意发现其他的特征结构。2.辉绿岩手标本（标本号×××）：着重于观察颜色（这里的颜色同蚀变有关）和辉绿结构在标本上的特点。镜下（薄片号×××）：注意长石和辉石之间自形程度的差异。局部见有嵌晶含长结构，还要注意辉石和斜长石的蚀变特点。3.玄武岩手标本（标本号×××）：观察斑状结构、斑晶成分及其蚀变特点，注意基质的结晶程度。还要观察拉斑玄武岩、气孔杏仁玄武岩等。镜下（薄片号×××）：观察斑状结构、斑晶成分及其光性特征和蚀变特点。注意基质的成分及结构特点。特别注意的是基质中的斜长石，它们多呈自形细小板状，无色透明无蚀变（这是高温斜长石的特点）。测其消光角并定出An牌号，并同斑晶斜长石进行对比。（三）实习报告选1～2块标本写出岩石鉴定报告。复习题（1）以辉长岩为例，说明岩浆岩化学成分同矿物成分之间的关系。（2）钙碱性系列的基性、中性和酸性岩的矿物组合有何特点?怎样区别它们?（3）辉长岩和辉绿岩在结构上有何区别?原因何在?（4）为什么在岩石薄片中，橄榄石多呈浑圆状出现在辉石内部?（5）如何判断岩浆岩中矿物的结晶顺序?官方服务官方网站

基性、超基性岩集中出露于孟连—曼信一带（南垒河东部）。基性岩主要有辉长岩、辉绿岩、辉绿玢岩、辉绿辉长岩等，多侵入于泥盆系。超基性岩多侵入于下石炭统依柳组火山岩中。基性、超基性岩属华力西中期岩浆活动的产物。允远岩体较大，宽350m，长约3.5km，主要岩石有斜长辉石橄榄玢岩（苦橄玢岩）、斜长橄榄辉石玢岩、二长辉石橄榄岩、斜长辉橄岩等。基性岩具碱质—强碱质，w（Na2O+K2O）为3.59%～5.68%，辉长岩碱质较铜厂街同类岩高。超基性岩为铁质超基性岩，属弱碱质—贫碱质和铝质—低铝质岩石。其主成分的质量分数：SiO2为39.64%～40.88%,TiO2为0.5%～0.85%,Al2O3为4.19%～4.66%,MgO为27.62%～31.05%,Na2O+K2O为0.15%～0.68%,Fe2O3+FeO为10.81%～7.91%。与铜厂街的超基性岩相比，本区的TiO2、Al2O3较高，FeO+Fe2O3略高，MgO低。微量元素中，本区Cr较铜厂街的低许多，CO、Ni低，V、Ti高。看来，本区的超基性岩中，相容元素较低，而不相容元素较高，亏损程度较低，与铜厂街的超基性岩差异性较大。曼信地区的苦橄岩多出露在允远大寨-中盘断裂的西侧和南垒河东侧的火山岩（玄武岩）中，部分出露在南垒河以西的火山岩（枕状玄武岩）中。张旗（1992）描述为超镁铁的侵入岩。在曼信至缅甸贺岛4km处的苦橄岩具枕状构造。苦橄岩的氧化物成分含量列表2-4。本区的苦橄岩部分近似于夏威夷的苦橄岩，部分具MORB的特征。苦橄岩在成分上Na2O+K2O较低，TiO2和FeO+Fe2O3偏高，而MgO稍高。表2-4　曼信地区苦橄榄岩氧化物成分（wB/%）1、2、3—曼信苦橄岩，据1:20万孟连幅区调报告；4—夏威夷苦橄岩，据Murata和Richter（1961）。苦橄岩的∑REE为26.35×10-6，轻度亏损轻稀土，LREE/HREE为0.67，δEu=1.24，为正异常，与斜长石较多有关，配分模式近于平坦。这些特征与科马提岩的第一种类型相似（Jahn,1982），具重稀土平坦轻稀土亏损的特征。这种轻稀土亏损的橄榄质科马提岩，是亏损地幔源高程度部分熔融（75%）的产物（Sun,1977）。有研究者认为，本区的超基性岩、辉长岩—玄武岩等加以对比，认为它们是同源异相的分异产物。官方服务官方网站

一、目的要求(1)基本掌握超基性岩类、基性岩类主要岩石类型的鉴定特征。(2)学会观察和描述这两类岩石的内容和方法。二、实验内容(一)超基性岩类(橄榄岩－苦橄岩类)观察和描述以下岩石标本:纯橄榄岩、橄榄岩、辉石岩、蛇纹石化橄榄岩、苦橄岩、金伯利岩。1.手标本特征纯橄榄岩黄绿色，几乎全由橄榄石组成，他形粒状结构，致密块状构造。橄榄石为浅绿色，粒状，玻璃光泽，无解理。橄榄岩灰绿色，主要由橄榄石和辉石组成，粒状结构。辉石岩灰黑色，几乎全由辉石组成，中—粗粒状结构。蛇纹石化橄榄岩暗绿色，具油脂感，网格状构造，有粒状橄榄石的残核，有少量的磁铁矿。蛇纹石为橄榄岩蚀变产物。苦橄岩黑绿色，以橄榄石和辉石为主，可有少量的角闪石、黑云母等。金伯利岩灰黑色，角砾结构，角砾状构造。组成矿物成分比较复杂，主要有橄榄石、铬透辉石、金云母等。2.镜下薄片特征纯橄榄岩橄榄石呈自形粒状或他形粒状。辉石岩斜方辉石和单斜辉石均有。蛇纹石化橄榄岩岩石裂隙或橄榄石粒间都发生了蛇纹石化，但蚀变不彻底，仍残留有小颗粒橄榄石(残留结构)。在蛇纹石化过程中，由析出的铁质所形成的磁铁矿呈不透明的黑色小微粒，不规则地分布在蛇纹石中。金伯利岩斑状结构，角砾状构造，角砾多为早期熔岩。斑晶为橄榄石，但已蛇纹石化，熔蚀后呈圆粒状。岩石碳酸盐化、金云母化、蛇纹石化、绿泥石化强烈。3.观察和描述内容(1)岩石颜色。包括新鲜面颜色和风化面颜色。(2)结构特征。(3)构造特征。(4)主要矿物、次要矿物和副矿物的含量及鉴定特征。(5)次生变化(蛇纹石化、绿泥石化、碳酸盐化、金云母化)、含矿性等。(6)岩石命名。(二)基性岩类(辉长岩－玄武岩类)观察以下标本:辉长岩、斜长岩、辉绿岩、细晶辉长岩、橄榄玄武岩、杏仁状玄武岩。1.手标本特征辉长岩灰黑色，中—粗粒辉长结构，主要由辉石和基性斜长石组成。细晶辉长岩成分与辉长岩相同，以只是具细粒结构而不具其他结构为特征。斜长岩灰白色，中—粗粒状结构，几乎全由斜长石组成。辉绿岩灰黑色，主要由辉石和基性斜长石组成。具典型的辉绿结构(即灰白色的细长条斜长石搭成三角格架，其间充填他形粒状的辉石)。粗玄岩暗灰色，主要由辉石和斜长石组成，具典型的粗玄结构。橄榄玄武岩见橄榄石斑晶，常见橄榄石的蚀变产物———伊丁石，基质为隐晶质。杏仁状玄武岩绿黑色，气孔状构造，气孔中充填有白色的方解石、沸石等矿物。2.镜下薄片特征辉长岩辉石和基性斜长石的自形程度几乎一致，具典型的辉长结构。辉绿岩基性斜长石的自形程度比辉石的高，具典型的辉绿结构。玄武岩粗玄结构或间隐结构，有时具斑状结构。矿物成分以辉石和基性斜长石为主，这是与安山岩的主要区别。3.观察和描述内容(1)岩石颜色:包括新鲜面颜色和风化面颜色，注意色率变化。(2)结构特征:重点观察辉长结构、辉绿结构、粗玄结构的特征。(3)构造特征:注意气孔的光滑程度、杏仁体的成分。(4)主要矿物、次要矿物和副矿物的含量和鉴定特征。(5)次生变化等。(6)岩石命名。三、实习报告及作业在仔细观察的基础上，详细描述橄榄岩、辉石岩、蛇纹石化橄榄岩、金伯利岩和辉长岩、辉绿岩、玄武岩等标本。四、思考题1.辉长岩与辉绿岩的肉眼和镜下特征有什么区别?2.橄榄石在橄榄岩中常发生什么蚀变?在玄武岩中常发生什么蚀变?3.玄武岩的矿物成分特征和结构特征是什么?官方服务官方网站

花岗岩文献中涉及结晶分离作用的论述非常多，许多人倾向于用结晶分离作用或AFC过程来解释花岗岩成分的变化。这些描述和认识有道理吗？本书摘录其中的部分并予以探讨：（1）某些论文和研究报告描述，一个地区的火山岩剖面可以从底部的玄武岩演化到安山岩－英安岩－流纹岩，为一个连续过渡的系列。有的提出，一个大花岗岩基（例如八达岭花岗岩和涞源花岗岩）由辉长岩－闪长岩－花岗闪长岩－花岗岩组成，也是一个连续的演化系列。又如，澳大利亚Lachlan褶皱带东南部的Mt Buller岩体包括辉长岩－闪长岩－花岗岩，其中的花岗岩和辉长岩被认为是同源的，是幔源岩浆结晶分离作用形成的（Soesoo，2000）。还有人认为，玄武岩通过高度结晶分异作用可以直接衍生出A型花岗岩，甚至认为双峰式火山岩的酸性部分是基性火山岩结晶分离形成的。如本书前面的论述，上述说法是不可信的，我们应当回到野外去重新观察，以便得出正确的认识。不错，基性堆晶岩也有与花岗岩共存的现象，如产于Bushveld和Skaergaard层状杂岩体中的花岗岩和蛇绿岩堆晶岩以及辉长岩中的斜长花岗岩，那是基性岩部分熔融的产物而非基性岩结晶分离的结果。证据是它们之间SiO2含量的不连续，存在明显的间断。例如，Skaergaard侵入体的SiO2范围在41％～49％之间，少量花斑岩的SiO2含量达60％左右（Best and Christiansen，2001 ），说明花斑岩不可能是玄武质岩浆结晶分离作用的产物。蛇绿岩中的斜长花岗岩（指与蛇绿岩有成因联系的）也是一样，其SiO2含量可高达60％～70％甚至更高，而且数量极少，多呈脉状、岩墙状、囊状等产出，也不可能与结晶分离作用产生的堆晶岩有关（张旗和周国庆，2001 ）。相比玄武岩，花岗岩虽然也可以发生分异，但分异的程度很低，无法与玄武岩相提并论。而且，SiO2含量越高的花岗岩黏性越大，越难发生分异。但是，如果花岗岩中有水存在，可以降低花岗岩的黏性，但是，是否黏性低到允许花岗岩发生结晶分离还很难证明。中酸性岩浆SiO2含量的变化很大（从56％～78％甚至更高），不可能用结晶分离作用来解释。如前所述，由于花岗质岩浆的黏性很大，角闪石和黑云母可以从岩浆中结晶出来，但是很难脱离开其晶出的初始位置而下沉；其次，野外也见不到与花岗岩相伴的由大量角闪石和黑云母等组成的堆晶岩。因此，从安山岩演化为英安岩接着演化为流纹岩，只是猜想而已，缺少足够的证据。（2）许多人研究花岗岩的结晶分离作用不是根据野外和薄片下的观察，而仅仅依据花岗岩的主要元素、微量元素和同位素地球化学数据，依靠哈克图解。如许多文献都将Sr随SiO2含量降低而减少解释为斜长石发生了结晶分离所致，其实并不见得，也可能与斜长石成分变化有关（见本章第5节）。因此，我们解释哈克图解应当是有前提和有条件的，应当与野外宏观和薄片微观现象、与岩浆的物理性质结合起来考虑。还有，许多文献将P和Zr等微量元素含量的变化归结为是副矿物磷灰石和锆石发生了结晶分离的缘故。我们认为这是很少可能的，如本章第1节所述，矿物结晶分离需要一定的粒度，副矿物粒度太小，不可能发生重力分异，只能呈浮尘状漂浮于岩浆中，包括黏性小的玄武质岩浆中，此其一。其二，有人认为，花岗岩中P和Zr等元素含量的变化受副矿物（例如磷灰石和锆石）的控制（包括REE含量和分布型式），由于岩浆中磷灰石和锆石含量多，所以岩石富P和Zr。如果换一个思路，结论可能相反：是岩浆中的Zr和P的含量控制了磷灰石和锆石出现的数量，岩浆中上述元素含量高，形成的磷灰石和锆石数量则多，反之则少。（3）前些年流行一种单元－超单元填图方法。该方法在“指南”中明确指出：属于同一超单元的岩石在空间分布上经常相伴而生，它们群居在一起构成一个“群居”岩体，最典型的是同心分带的侵入序列，由边缘到内部成分由较基性变为较酸性，或在结构上呈阶梯式连续变化，由中细粒→中粒→中粗粒。我们不知道是什么理论认定凡是花岗岩都是由较基性向较酸性演化？由中细粒→中粒→中粗粒？如天津盘山花岗岩的实例（图13.5，据杨富全等，2007）。退一万步，即使大多数花岗岩是这样的演化关系，也不应当作为“指南”提出来要求在全国范围内推广。这种照搬国外某些地区研究成果，囫囵吞枣的、僵化的作法，对于地质填图和科学研究是非常有害的。（4）中国东部中生代大规模岩浆活动的成因是一个长期争论的问题。有一种观点认为，中国东部中生代大规模的中酸性岩浆活动是由基性的岩浆结晶分离形成的，理由是中酸性岩浆岩的Nd同位素比值与基性岩相当。有人提出，中国东部高钾钙碱性埃达克岩可能是幔源母岩浆（辉长岩或玄武岩）在相对高压条件下结晶分离作用的产物，而非下地壳玄武质岩石部分熔融的结果。实际上这是不可能的（张旗等，2003a），因为：(1)中国东部中生代辉长岩和玄武岩的出露面积太小，不及花岗岩的1％，不可能分离出大规模的花岗质岩石；(2)有人解释辉长岩少是由于辉长岩因密度大而被留在地壳深部，这与基性岩浆黏性低容易侵位相矛盾；(3)许多层状侵入体的实例告诉我们，辉长岩不可能结晶分离出SiO2含量高达60％～70％的花岗岩，但是，部分熔融可以。因此，辉长岩结晶分离形成花岗岩的可能性只是一个猜想而已。北京昌平薛家石梁埃达克岩中有辉长岩产出，是幔源岩浆部分熔融形成的，与埃达克质的花岗岩和正长岩成因无关（王焰和张旗，2001 ；苏尚国等，2006）。涞源花岗岩内部有辉长岩和角闪石岩出露，后者由角闪石、斜方辉石、橄榄石和黑云母组成（常兆山等，2000），显然也是幔源成因的，不可能结晶分离形成规模比其大几百上千倍的花岗岩。如果辉长质岩浆能够分离结晶为闪长质岩浆，接着分离形成花岗质岩浆，那么岩浆应当具有“金字塔”的分布特征，即辉长质岩浆数量最多（＞90％），闪长质岩浆较多（＜10％），花岗质岩浆数量最少（＜1％）。而中国东部中生代花岗岩恰恰相反：是花岗质岩浆最多（＞80％），闪长质岩浆较少（＜20％），辉长质岩浆最少（约1％），呈倒“金字塔”状。因此，基性岩分离结晶作用不可能解释中国东部花岗岩的成因。官方服务官方网站

孙泽轩1　赵剑波1　王四利1　李宝新2　李盛俊2（1．核工业二八〇研究所，四川　广汉　618300;2．四川省核工业地质调查院，四川　成都　610066）[摘要]本文总结了西藏地区2005年以来铀矿地质调查的进展和新发现。西藏地区铀矿地质调查分为两个阶段：第一阶段（2005～2007年），对冈底斯构造带和藏东三江北段地区开展铀资源潜力调查，以及铀成矿条件和找矿方向研究，确定找矿目标类型为主攻花岗岩型、火山岩型铀矿，兼顾其他类型铀矿，预测了铀矿成矿远景区7片；第二阶段（2008年至今），在第一阶段预测的远景区内开展1∶25万铀矿远景调查，落实了铀矿找矿靶区8处。通过对左贡根多和南木林乌郁找矿靶区开展1∶1万～1∶5万铀矿区域评价，结合轻型山地工程揭露和钻探查证，落实了铀资源矿产地2处。下一步工作过程中，一方面，应继续针对铀矿地质工作空白区开展铀资源潜力调查，预测铀矿成矿远景区；另一方面，加强1∶25万铀矿远景调查，落实找矿靶区；最后，逐步实施找矿靶区铀矿区域评价工作，力争发现的铀资源矿产地。[关键词]铀资源；矿产地；找矿靶区；远景区；西藏西藏地区是青藏高原的主体，素有“世界屋脊”之称，平均海拔在4000m以上，总面积约122.80×104km2。西藏地区位于阿尔卑斯－喜马拉雅成矿带的东段，地质构造独特，成矿条件优越，是中国重要的矿产资源战略储备基地。至2009年底，西藏已发现矿种102种、矿产地3000余处，约占全国已发现矿产种类的60%。西藏的优势矿产资源包括铬、铜、钼、铅、锌、铁、金、银、盐湖资源，以及高温地热和优质矿泉水等[1]。其中，铬、铜保有资源量、盐湖锂矿资源远景，以及高温地热资源总量位居全国首位，硼和锑资源量分居全国第四位和第六位[2～3]。由于自然环境和交通条件限制，“十五”之前，专业铀矿地质队伍极少在区内开展过系统的工作，西藏地区铀矿地质工作几乎为空白；“十五”后期，特别是2005年以来，核工业二八〇研究所、四川省核工业地质调查院相继开赴西藏，在冈底斯构造带和藏东三江北段地区开展了铀矿地质调查工作，对区内铀成矿条件和找矿方向有了大致的了解，并取得了一些新的认识和发现。笔者在此对西藏铀矿地质调查的进展和新发现进行梳理、总结，旨在对今后在区内从事铀矿找矿工作的同行们起到一定的借鉴作用。1　西藏铀矿地质工作概述西藏铀矿地质工作，最早始于1956年，西南209队进藏沿青藏线（拉萨—西宁）和川藏线（亚东—雅安）开展了汽车伽马能谱测量，沿线发现了一些伽马能谱异常点。1968年，北京第三研究所对藏东与川西地区进行了汽车能谱测量，发现了一些异常点带。1979年，基建工程兵205师641团普查二连在川西—藏东普查时，在芒康一带发现了火山岩型和碱性岩型铀矿点各1个及一些异常点带。1980年，基建工程兵205师281团三连对芒康拉屋7901铀矿点开展了揭露工作，认为其发展前景不大。20世纪80年代末至90年代初，云南省地矿局完成了区内20多个图幅1∶20万、1∶50万水系沉积物测量，对区内放射性元素地球化学特征进行了总结。中国地质调查局发展研究中心（2001）组织实施的全国1∶500万区域地球化学系列编图[4] ，发现冈底斯东段铀元素富集规模较大[5～6]，其成因可能与燕山早、中期壳熔花岗岩和花岗闪长岩有关。西藏地区系统的铀矿地质调查于2005年开始，工作地区基本覆盖了整个冈底斯构造带和藏东三江北段地区。2　铀矿地质调查进展西藏地区铀矿地质调查大致分为两个阶段。第一阶段（2005～2007年），对冈底斯构造带和藏东三江北段地区开展铀资源潜力调查，以及铀成矿条件和找矿方向研究，确定找矿目标类型，并预测铀矿成矿远景区；第二阶段（2008年至今），在第一阶段预测的远景区内开展1∶25万铀矿远景调查，确定找矿靶区，该阶段对部分找矿靶区开展1∶1万～1∶5万铀矿区域评价，结合轻型山地工程揭露和钻探查证，力争落实铀资源矿产地。至2013年底，左贡－类乌齐、南木林、班戈－嘉黎3个Ⅰ级铀矿成矿远景区内先后完成了1∶25万铀矿远景调查（图1）。图1 西藏地区铀矿地质调查程度1—前寒武基底；2—加里东期基底；3—华力西期褶皱；4—印支期褶皱；5—燕山期褶皱；6—喜马拉雅期褶皱；7—花岗岩；8—闪长岩；9—辉长岩；10—超基性岩；11—板块缝合线；12—深断裂；13—一般断裂；14—铀资源潜力调查范围；15—1∶25万铀矿远景调查范围；16—1∶1万～1∶5万铀矿区域评价范围区内铀资源潜力调查开展了路线地质调查、地面伽马能谱测量、遥感、槽探等方法；1∶25万铀矿远景调查开展了路线地质调查、地面伽马能谱测量、遥感、专项地质测量、土壤化探测量、水系沉积物测量、槽探揭露和钻探查证等方法。铀矿地质调查完成工作量统计见表1。表1 冈底斯构造带及藏东三江北段地区铀矿地质调查完成工作量统计一览表3　主要成果认识和新发现3.1　铀资源潜力调查通过在冈底斯构造带和藏东三江北段地区开展铀资源潜力调查，以及铀成矿条件和找矿方向研究[7～9]，取得了如下成果认识和新发现：1）全面系统地收集了西藏地区各类基础资料，建立了西藏地区铀矿地质资料库；编制了各类基础图件66幅，制作岩体卡片、盆地卡片159份。2）完成调查面积55.00×104 km2，概略查明了区内地层、岩性、构造特征，以及放射性元素铀、钍、钾背景。发现异常点（带）62个（条）、铀矿点1个、铀矿化点4个。其中，根多铀矿点、俄玛异常带、油恰异常带、布姆松荣异常带、江嗡松多异常带等强度高、规模大，受构造、岩性控矿作用明显，具有进一步工作价值。3）将区内铀成矿作用初步划分为3个阶段，即底铀层发育阶段（Pt—T2）、初次富集阶段（T3—K）和活化改造阶段（E—Q）。与铀成矿最为密切的时间是晚三叠世晚期、白垩纪与古近纪；最为密切的构造事件是印支晚期、燕山晚期—喜马拉雅早期强烈碰撞、造山和陆内汇聚作用及伴随的壳熔花岗岩侵位和火山喷发事件。4）确定冈底斯构造带及藏东三江北段地区铀矿找矿目标类型为主攻花岗岩型、火山岩型铀矿，兼顾其他类型铀矿。其中，冈底斯构造带北、中亚带是花岗岩型铀矿成矿的有利地区；措勤盆地南部、南木林地区（包括乌郁盆地）是火山岩型铀矿成矿的有利地区。5）对区内高原湖泊进行了放射性水化学调查，发现9个高原湖泊存在水中铀浓度异常，并初步分析了水中铀浓度增高的控制因素。6）预测了类乌齐－左贡、南木林、班戈－嘉黎Ⅰ级铀矿成矿远景区3片，布姆松绒、措勤盆地南部Ⅱ级铀矿成矿远景区2片，念青唐古拉、察隅Ⅲ级铀矿成矿远景区2片（图2）。图2 西藏地区铀资源潜力调查远景预测图1—前寒武基底；2—加里东期基底；3—华力西期褶皱；4—印支期褶皱；5—燕山期褶皱；6—喜马拉雅期褶皱；7—花岗岩；8—闪长岩；9—辉长岩；10—超基性岩；11—板块缝合线；12—深大断裂；13—一般断裂；14—远景区位置；15—Ⅰ级远景区及编号；16—Ⅱ级远景区及编号；17—Ⅲ级远景区及编号3.2　1∶25万铀矿远景调查通过在第一阶段预测的左贡－类乌齐、南木林、班戈－嘉黎3片Ⅰ级铀矿成矿远景区内开展1∶25万铀矿远景调查，并对仲巴县扎布耶茶卡盐湖开展非常规铀资源调查评价，取得了如下成果认识和新发现：1）完成调查面积4.75×104 km2，大致查明了区内地层、岩性、构造特征，以及放射性元素铀、钍、钾迁移、富集的分布规律。发现异常点（带）56个（条）。2）对区内异常点带进行了解剖，进一步明确了调查区内铀矿找矿类型为花岗岩型、火山岩型和砂岩型。其中，左贡－类乌齐、班戈－嘉黎地区铀矿找矿类型为花岗岩型，南木林地区铀矿找矿类型为火山岩型和砂岩型。3）通过区域成矿地质条件分析，结合各种物化遥成果，落实了找矿靶区8处。4）通过对左贡根多和南木林乌郁铀矿找矿靶区开展1∶1万～1∶5万铀矿区域评价，结合轻型山地工程揭露和钻探查证，落实了铀资源矿产地2处。5）大致查明了仲巴县扎布耶茶卡盐湖水中铀浓度（北湖卤水中铀浓度平均值为1.82mg/L，南湖卤水中铀浓度平均值为3.27mg/L）和铀的富集条件[10]，概略估算盐湖铀资源量×××t，与核工业北京地质研究院（2012）在“含铀盐湖铀富集条件和资源评价与开发技术研究[11]”项目中对该盐湖铀资源量估算的结果基本吻合。4　铀资源矿产地及其特点4.1　左贡根多铀资源矿产地左贡根多铀资源矿产地位于左贡县北西部，距县城约55km，行政区划隶属于左贡县美玉乡边玉行政村管辖。4.1.1　区域成矿地质背景左贡根多铀资源矿产地在大地构造位置上位于羌塘－三江构造区的南羌塘－左贡陆块上。区内出露地层为古—中元古界吉塘岩群（Pt1-2J．）中深变质岩系，新元古界酉西岩群（Pt3Y.）、下石炭统卡贡组（C1k）浅变质岩系，以及上三叠统东达村组（T3ddc）、甲丕拉组（T3j）、波里拉组（T3b）、阿堵拉组（T3a）和夺盖拉组（T3d）碎屑岩－碳酸盐岩建造。区内岩浆活动强烈，以晚三叠世（印支期）花岗岩、花岗闪长岩侵位为主，呈岩基、岩株、岩枝产出；其次为侏罗纪（燕山早期）二长花岗岩侵位，呈岩株产出。该铀资源矿产地产于晚三叠世花岗闪长岩与东达村组外接触带中（图3），距花岗闪长岩体仅350m。4.1.2　矿区地质特征矿区出露地层为上三叠统东达村组（T3ddc），可分为上下两段：下段为紫红色泥质粉砂岩与泥灰岩不等厚互层；上段为灰色厚层细粒钙质长石石英砂岩、黄色石英砂岩，地层产状为210°～260°∠38°～74°，呈单斜产出。矿区东部出露印支期花岗闪长岩 ，主要岩性为灰色花岗闪长岩，以及少量白云母花岗岩、似斑状花岗岩。含矿层上盘发育一顺层贯入的燕山早期细晶花岗岩脉，宽约30m，细粒花岗结构，主要矿物为石英（45%±）、钾长石（40%±）、斜长石（15%±）。铀矿化赋存于燕山早期细晶花岗岩脉和上三叠统东达村组灰色钙质、泥质细粒—中粒长石石英砂岩中（图4），且严格受燕山早期细晶花岗岩脉和上三叠统东达村组灰色钙质、泥质细粒—中粒长石石英砂岩控制[12]。4.1.3　矿体特征含矿层呈北北西向带状展布，断续出露长度大于4km，产状200°～260°∠35°～55°，初步圈出5个矿段。矿化呈似层状、长透镜状，矿层（体）与围岩呈渐变过渡关系。矿层（体）一般长为115～200m，出露宽（厚）度变化较大，为0.4～13.0m不等，最大厚度13m，平均厚度为3m。矿石中铀含量为0.05%～0.86%，一般为0.05%～0.30%。含矿段之间相距500～900m左右。图3 西藏左贡根多铀资源矿产地铀矿地质略图1—上三叠统东达村组；2—燕山早期细晶花岗岩脉；3—印支期花岗闪长岩；4一泥岩；5—砂岩；6—泥灰岩；7—变粒岩；8—花岗岩；9—花岗闪长岩；10—含矿层；11—铀矿体4.1.4　矿石特征矿石的工业类型为硅酸盐型，按含矿岩性分为细晶花岗岩型和砂岩型两种，目前尚未查明主要含铀矿物和铀的存在形式。图4 西藏左贡根多铀资源矿产地咱伦矿段铀矿地质略图1—第四系；2—上三叠统东达村组；3—燕山早期细晶花岗岩脉；4—泥岩；5—砂岩；6—泥灰岩；7—花岗岩；8—铀矿体；9—铀矿化；10—铀异常4.1.5　伴共生矿物主要金属矿物有黄铁矿、黄铜矿、赤铁矿、钛铁矿、磁铁矿、针铁矿、磁黄铁矿、方铅矿、辉锑矿、闪锌矿等[13]。化学分析结果：铜含量19.40%，铅含量0.08%，锌含量1.32%，金含量1.30g/t，铜、锌、金均达到工业品位，显示左贡根多铀资源矿产地为铀多金属矿产地。4.1.6　围岩蚀变与矿化有关的近矿围岩蚀变主要为碳酸盐化，其次为硅化、绿泥石化、绢云母化、白云母化、角岩化和铜、锑等金属硫化物化。4.2　南木林乌郁铀资源矿产地南木林乌郁铀资源矿产地位于南木林县东部，距县城约50km，行政区划隶属于南木林县芒热乡、索金乡和达孜乡管辖。4.2.1　区域成矿地质背景南木林乌郁铀资源矿产地在大地构造位置上位于冈底斯火山岩浆弧带，北部为念青唐古拉中生代岛链，南部为雅鲁藏布江结合带。区内出露地层为前震旦系念青唐古拉群（AnZNq）中深变质岩系、古近系典中组（E1d）、年波组（E2n）、日贡拉组（E3r），以及新近系嘎扎村组（N2g）、宗当村组（N2z）和第四系（Q）火山－沉积建造。区内岩浆活动强烈，火山活动以古新世—晚新世（喜马拉雅期）溢流相、喷发相中基性—中酸性火山熔岩、凝灰岩和集块岩为主；北部地区中新世（喜马拉雅期）有花岗岩侵位，呈岩株状产出。该铀资源矿产地产于乌郁新生代火山－沉积盆地的北西部（图5）。图5 西藏南木林乌郁铀资源矿产地铀矿地质略图1—第四系；2—新近系宗当村组；3—新近系嘎扎村组；4—古近系日贡拉组；5—古近系年波组；6—古近系典中组；7—前震旦系念青唐古拉群；8—喜马拉雅期花岗岩；9—逆断层及编号；10—断层；11—剖面位置及编号；12—地质界线及不整合界线；13—砂岩型铀矿点；14—火山岩型铀矿点；15—工业孔位置及编号；16—矿化孔位置及编号；17—无矿孔位置及编号4.2.2　矿区地质特征矿区出露地层为嘎扎村组（N2g）和宗当村组（N2z）。嘎扎村组自下而上分为3段，下段为浅灰色凝灰岩、集块岩和安山岩、英安斑岩；中段为砖红色、灰色、深灰色凝灰质砂砾岩、砂岩，夹薄层泥岩和粉砂岩，地层产状150°～170°∠25°～450；上段为灰白色凝灰岩和集块岩。宗当村组自下而上分为两个岩性段，下段为砖红色、灰白色、深灰色凝灰质砂岩、砂砾岩；上段为灰色凝灰质砂岩、泥岩、粉砂岩。矿区北部为大面积中新世（喜马拉雅期）花岗岩。矿区构造表现为断裂构造和构造裂隙，近东西向区域性深大断裂F15及其次级断层横贯矿区北部，后期近南北向张扭性断层错断东西向断层，在断裂构造带内、不同岩性接触面上，以及脉岩中发育密集裂隙。铀矿化赋存于嘎扎村组和宗当村组砂砾岩和凝灰岩接触的裂隙带以及沉积间断面上（图6），且严格受其控制。图6 西藏南木林乌郁铀资源矿产地15号勘探线剖面示意图1—新近系宗当村组；2—新近系嘎扎村组；3—古近系年波组；4—喜马拉雅期花岗岩；5—泥岩；6—砂岩；7—砂砾岩；8—凝灰岩；9—流纹质火山角砾岩；10—花岗岩；11—断层及编号；12—钻孔位置及编号；13—铀矿体4.2.3　矿体特征含矿层呈北东向顺层展布，在矿区东部断续出露长度大于4km，产状150°～170°∠25°～45°；在矿区西部断续出露约3km，产状130°～150°∠25°～35°。铀矿化呈似层状、板状，矿体与围岩呈渐变过渡关系。矿体一般长约100m，厚度一般2～5m，最大厚度为7.2m。矿石中铀含量为0.05%～1.94%，一般为0.05%～0.11%。4.2.4　矿石特征矿石的工业类型为硅酸盐型，按含矿岩性分为火山岩型和砂岩型两种，铀以独立铀矿物、类质同象或以分散吸附状态存在于基质中。砂岩型铀矿中铀矿物主要为沥青铀矿和铀石，火山岩型铀矿中铀矿物主要为磷钙铀矿、钒钾铀矿、钡铀云母、钙铀云母。4.2.5　伴（共）生矿物主要金属矿物有雄黄、雌黄、辉锑矿等。4.2.6　围岩蚀变与矿化有关的近矿围岩蚀变主要为绢云母化、褐铁矿化，其次为硅化、绿泥石化，以及砷、锑等金属硫化物化。5　结论通过在冈底斯构造带和藏东三江北段地区开展铀资源潜力调查，以及1∶25万铀矿远景调查，取得了一定的成果，并有新的发现。笔者认为，西藏地区具备铀矿成矿的地质条件。但西藏地区铀矿地质调查程度总体较低，下一步工作过程中，应注意下列事项：5.1　继续针对铀矿地质工作空白区开展铀资源潜力调查，预测铀矿成矿远景区西藏地区总面积约122.80×104 km2，目前仅对冈底斯构造带和藏东三江北段地区面积为55.00×104 km2 的范围开展了铀资源潜力调查，调查面积不及西藏总面积的45.00%，尚有67.80×104 km2为铀矿地质工作空白区。因此，下一步工作过程中，应继续针对铀矿地质工作空白区开展铀资源潜力调查，确定找矿目标类型，优选一批成矿有利地区，预测铀矿成矿远景区。5.2　加强1∶25万铀矿远景调查，落实找矿靶区铀资源潜力调查预测的7片铀矿成矿远景区中，仅对左贡－类乌齐、南木林、班戈－嘉黎3片Ⅰ级铀矿成矿远景区开展了1∶25万铀矿远景调查，尚有布姆松绒、措勤盆地南部、念青唐古拉、察隅4片铀矿成矿远景区未开展1∶25万铀矿远景调查。因此，下一步工作过程中，应继续在铀资源潜力调查预测的布姆松绒、措勤盆地南部、念青唐古拉、察隅4片铀矿成矿远景区内开展1∶25万铀矿远景调查，大致查明区内地层、岩性、构造特征，以及放射性元素铀、钍、钾迁移、富集的分布规律，发现一批有价值的异常点（带），落实找矿靶区。5.3　逐步实施找矿靶区铀矿区域评价工作，力争发现的铀资源矿产地根据西藏地区1∶25万铀矿远景调查进展，在1∶25万铀矿远景调查落实的找矿靶区内逐步实施铀矿区域评价工作，力争发现的铀资源矿产地。参考文献[1]张影．西藏矿产资源概况．西藏科技．2005,146（6）:33-34.[2]德吉．西藏优势矿产资源及其开发对策．资源与产业，2012,14（1）:92-95.[3]梁锦，吕文超，何俊国，等．西藏矿产资源可持续开发综述．中山大学研究生学刊（自然科学、医学版），2009,30（3）:32-39.[4]中国地质调查局．中华人民共和国地球化学图集．北京：地质出版社，2005.[5]杜光伟，程力军，赵咸明．西藏冈底斯东段地球化学特征及其找矿意义．西藏地质，2001,19（1）:73-79.[6]孙忠军，任天祥，向运川．西藏冈底斯东段成矿系列区域地球化学预测．中国地质，2003,30（1）:105-112.[7]王四利，赵宝光，王勤，等．冈底斯构造带花岗岩型铀矿成矿条件分析．四川地质学报，2012,32（2）:156-160.[8]陈友良，王四利，杜小林，等．藏东“三江”地区热液型铀矿成矿条件与找矿方向．铀矿地质，2012,28（5）:257-264.[9]王四利，赵宝光，何涛，等．比如盆地地质特征与铀矿找矿方向．四川地质学报，2009,29（1）:1-4.[10]韩军，王志明，郝伟林，等．中国西北地区典型盐湖铀富集特征初探．铀矿地质，2011,27（5）:160-165.[11]王志明，郝伟林，王俊虎，等．含铀盐湖铀富集条件和资源评价与开发技术研究．核工业北京地质研究院，2012.[12]王四利，赵宝光，王勤，等．西藏左贡县根多地区铀矿化特征．中国矿业，2012,21（3）:44-47.[13]王四利，陈友良，郭晓杰，等．藏东根多铀矿点元素地球化学特征．铀矿地质，2013,29（4）:215-222.我国铀矿勘查的重大进展和突破进-—入新世纪以来新发现和探明的铀矿床实例[作者简介]孙泽轩，男，1966年出生，研究员级高级工程师，1989年毕业于华东地质学院地质系铀矿地质勘查专业，获学士学位，2007年获成都理工大学沉积学专业博士学位。2008年起任核工业二八〇研究所总工程师。主持完成铀矿地质生产与科研项目25项，参与8项。获中国核工业集团公司优秀地质报告二等奖1 项、三等奖2项，国防科学技术三等奖1项。在国内学术刊物以第一作者发表学术论文16篇，合作发表论文9篇。官方服务官方网站

我国水资源总量占世界水资源总量的7%，居第6位。但人均占有量仅有2400m3，为世界人均水量的25%，居世界第119位，是全球13个贫水国之一; 我国森林面积为15894．1万公顷，全国森林覆盖率达到16．55％，森林蓄积量112．7亿立方米。全国除香港、澳门、台湾地区外，人工林面积4666．7万公顷，居世界首位; 我国石油资源量约为1040亿吨，天然气资源量约47万亿立方米。通过对不同类型盆地油气勘查，新增储量规律和各种方法的 分析，测算出我国石油可采资源量为150亿～160亿吨，天然气可采资源为10万～14万立方米 。按照国际上（油气富集程度）通常的分类标准，我国在世界103个产油国中，属于油气资源“比 较丰富”的国家; 煤就不用说了吧~~稳居世界第一，而且如果全世界都只烧煤的话，我国的煤的储量可功全世界的人烧大约100年

1.LA-MC-ICP MS锆石U-Pb测年方法近年来，副矿物如锆石、金红石的激光（多接收）等离子质谱（LA-（MC）-ICP-MS）U-Pb 定年技术的分析精度方面有了很大的进步（袁洪林等，2003；柳小明等，2007；谢烈文等，2008；Yuan et al.，2008；Simonetti et al.，2006；Cocherie et al.，2008；Johnston，2009）。相对于其他定年方法，LA-（MC）-ICP-MS U-Pb定年技术有着明显的优点：① 制样流程简单；② 空间分辨率高（10～100 μm）；③ 分析速度快，每个点只需几分钟；④ 相对于SHRIMP（sensitivehigh resolution ion micro-probe）和ID-TIMS（isotopedilution-thermalionization massspectrometry）分析费用低。本次工作采用激光（多接收）等离子质谱（LA-（MC）-ICP-MS）法作为实验手段对矿区岩浆岩年龄进行限定。LA-MC-ICP-MS锆石U-Pb定年测试分析在中国地质科学院矿产资源研究所MC-ICP-MS实验室完成，锆石定年分析所用仪器为 Finnigan Neptune型MC-ICP-MS 及与之配套的 NewwaveUP213 激光剥蚀系统。激光剥蚀所用斑束直径为25 μm，频率为10 Hz，能量密度约为2.5 J/cm2 ，以He为载气。信号较小的207 Pb，206 Pb，204 Pb（+204 Hg），202 Hg用离子计数器（multi-ion-counters）接收，208 Pb，232 Th，238 U信号用法拉第杯接收，实现了所有目标同位素信号的同时接收并且不同质量数的峰基本上都是平坦的，进而可以获得高精度的数据，均匀锆石颗粒207Pb/206Pb，206Pb/238U，207Pb/235U的测试精度（2σ）均为2%左右，对锆石标准的定年精度和准确度在1%（2σ）左右。LA-MC-ICP-MS激光剥蚀采样采用单点剥蚀的方式，数据分析前用锆石GJ-1进行调试仪器，使之达到最优状态，锆石U-Pb定年以锆石GJ-1为外标，U，Th含量以锆石M127（U∶923 ppm；Th∶439 ppm；Th/U∶0.475，Nasdala et al.，2008）为外标进行校正。测试过程中在每测定5～7个样品前后重复测定两个锆石GJ1 对样品进行校正，并测量一个锆石Plesovice，观察仪器的状态以保证测试的精确度。数据处理采用ICPMSDataCal程序（Liu et al.，2010），测量过程中绝大多数分析点206 Pb/204 Pb＞1000，未进行普通铅校正，204 Pb由离子计数器检测，204 Pb含量异常高的分析点可能受包体等普通Pb的影响，对204 Pb含量异常高的分析点在计算时剔除，锆石年龄谐和图用 Isoplot3.0 程序获得。详细实验测试过程可参见侯可军等（2009）。每个样品分析过程中，Plesovice标样作为未知样品的分析结果均与对应的年龄推荐值337.13 Ma±0.37 Ma（2σ）（Slama et al.，2008）相一致，两者在误差范围内完全一致。图3-9 区域侵入岩分布简图由于矿区内大面积被第四纪残坡积覆盖，为了摸清矿区内岩浆岩的成矿时代和岩体界限，本次工作结合岩心钻探和地表取样，对矿区内主要的侵入岩体进行了详细的年代学测定。共采集了10件花岗岩样品和3件基性岩样品（测试2件，其中一件样品在测试过程中标样出问题，未能给出年龄的正式报告）。所有样品经破碎、清洗，然后用淘盘进行人工粗选，再用电磁仪和重液等方法精选，最后在双目镜下挑纯，选得锆石在1000粒以上。锆石样品靶的制备过程是：将样品锆石与标样锆石（TEM）一起粘贴在环氧树脂表面打磨抛光制靶，详细的制靶过程与SHRIMP定年锆石样品靶的制备方法基本相同（参阅宋彪，2002）。样品靶制成以后，首先在光学显微镜下对所有锆石样品进行反射光和透射光观察，然后进行阴极发光（CL）照相。在对这些样品特征进行综合分析的基础上查明锆石的成因，设计最恰当的测点以避开包裹体、杂质或裂缝，以保证定年的质量。2.分析测试结果（1）样品ZK2501-YQ1 中粒黑云母二长花岗岩样品采自钻孔ZK2501的69～71 m处的中粗粒黑云母二长花岗岩，岩石呈浅肉红色，中粗粒花岗结构，块状构造。从该样品中选取的锆石在1000 颗以上。锆石自形好，形态相对比较简单，绝大部分为长柱状，长宽比在1.5∶1～4∶1，自形好，棱角分明，长达300 μm。反射光下显示为黄色，普遍发育有包裹体和裂隙。CL图像（图3-10）显示较清晰的震荡环带，绝大部分锆石均为岩浆锆石（吴元保等，2004）。本次测试共从这些锆石中选取了20粒，进行了20个测点的分析，锆石U-Pb有效分析结果列于表3-2，谐和图和加权平均年龄见图3-3。结果显示，Th/U比较高，在0.73～1.46之间，显示为岩浆锆石的特征（Belousova et al.，2002）。这些测点获得的206Pb/238Pb年龄值在369.8±5.1 Ma～355.4±2.2 Ma之间，所有测点分布比较集中，几乎都位于谐和线上（图3-11）。加权平均值为363.6±2.6 Ma（2σ，N=18，MSWD=2.7），可以代表岩浆结晶的年龄，时代为晚泥盆世。（2）样品ZK3701-YQ1 中细粒黑云母二长花岗岩样品采自钻孔ZK3701的104～105 m处的中细粒黑云母二长花岗岩，岩石呈灰白色-浅肉红色，半自形粒状结构，块状构造。所选的锆石自形好，形态相对比较简单，绝大部分为短柱状，长宽比在1.2：1～2：1之间，棱角分明，长度一般100 μm。反射光下显示为黄色，普遍发育有包裹体和裂隙。CL图像（图3-10）除个别显示较清晰的震荡环带外，由于照相效果多数锆石难以分辨其内部结构。本次测试共从这些锆石中选取了20粒，进行了20个测点的分析，锆石U-Pb有效分析结果列于表3-2，谐和图和加权平均年龄见图3-11。结果显示，Th/U比较高，在0.73～1.23之间，显示为岩浆锆石的特征（Belousova et al.，2002）。这些测点获得的206Pb/238Pb年龄值在375.5±3.8 Ma～365.4±2.4 Ma之间，所有测点分布比较集中，几乎都位于谐和线上（图3-11）。加权平均值为369.6±2.0 Ma（2σ，N=15，MSWD=0.6），可以代表岩浆结晶的年龄，时代为晚泥盆世。（3）样品YLB-1 辉长岩样品取自北部矿区地表的辉长岩，岩石呈灰绿色-灰黑色，粒度较粗，块状构造。主要矿物为辉石和斜长石，晶形完整。所取样品风化程度较轻，比较新鲜。无磁性或弱磁性。锆石粒度较小，长轴最长不超过200 μm。锆石形态多样，主要呈短柱状，较自形，阴极发光图像上环带不明显（图3-10）。个别锆石CL图像呈现较明显的环带或者明显亮白，可能暗示不同的成因。本次测试共从这些锆石中选取了20粒，进行了20个测点的分析，锆石U-Pb有效分析结果列于表3-2。结果显示，锆石的 Th，U含量变化较大，Th/U值变化范围在0.01～0.91 之间，集中在0.30～0.91，显示为岩浆锆石的特征（Belousova et al.，2002）。这些测点获得的206 Pb/238 Pb年龄值变化亦较大，在谐和图（图3-11）上测点YLB-1-14偏离谐和线很远，明显离群，谐和度为4%；测点YLB-1-15测试过程出现失误；测点YLB-1-16 和测点 YLB-1-17（测点处）的206 Pb/238 Pb 年龄分别为324.0±2.6 Ma和318.6±4.8 Ma，但锆石CL图像亮白，Pb含量分别为1 ppm和7 ppm，比较低，暗示测试过程中发生了铅丢失；测点YLB-1-4的206 Pb/238 Pb年龄为444.5±4.6 Ma，CL图像呈现明显的条带，谐和图上偏离谐和线，其Th，Pb含量分别为1 ppm和3 ppm，暗示测试过程发生了明显的铅丢失；剩余锆石在谐和图上分为4群，第1 群206 Pb/238 Pb年龄为2571～2471 Ma，根据锆石特征，可以判断为继承锆石，可能代表了结晶基底的年龄信息，表明大兴安岭北段地区尚可能存在元古宙结晶基底；第2群为测点YLB-1-10，206 Pb/238 Pb年龄为1752.7 Ma，暗示本区曾受到过晋宁期早期事件的影响；第3群206 Pb/238 Pb年龄集中在303.7±3.5 Ma～296.2±2.2 Ma之间，分布比较集中，几乎都位于谐和线上，加权平均值为300.1±1.3 Ma（2σ，N=9，MSWD=1.3），可以代表辉长岩的结晶年龄；第4群为测点YLB-1-19，206 Pb/238 Pb年龄为232.7±1.2 Ma，锆石自形，粒度小，CL图像呈现明显的环带，可能暗示更晚期的构造岩浆热事件。图3-10 宜里矿区岩浆岩锆石阴极发光（CL）照片及测点位置（4）样品ZK5726-YQ1中粒二长花岗岩样品取自钻孔ZK5726中167～169 m处的中粒二长花岗岩，岩石呈浅肉红色-肉红色，中粒花岗结构，块状构造。所选的锆石自形较好，形态相对比较简单，绝大部分为短柱状，长宽比在1∶1～2∶1之间，棱角分明，长达200 μm。反射光下显示为黄色，普遍发育有包裹体和裂隙。CL图像（图3-10）显示较清晰的震荡环带绝大部分锆石均为岩浆锆石（吴元保等，2004）。本次测试共从这些锆石中选取了20粒，进行了20个测点的分析，锆石U-Pb有效分析结果列于表3-2中，谐和图和加权平均年龄见图3-3。结果显示，锆石的Th，U含量相对较高，Th/U值集中在0.38～0.59之间，多数大于0.4，显示为岩浆锆石的特征（Belousova et al.，2002）。这些测点获得的206 Pb/238 Pb年龄值在310.7±1.8 Ma～297.8±1.9 Ma之间，所有测点分布比较集中，几乎都位于谐和线附近（图3-11）。加权平均值为304.2±1.8 Ma（2σ，N=20，MSWD=4.4），可以代表岩浆结晶的年龄，时代为晚石炭世—早二叠世。图3-11 宜里矿区岩浆岩锆石U-Pb年龄及谐和图（5）样品ZK7706-YQ1 中细粒二长花岗岩样品取自钻孔 ZK7706 中96～97 m处得中细粒二长花岗岩，岩石呈灰白色，中细粒花岗结构，块状构造。所选的锆石自形较好，形态相对比较简单，绝大部分为短柱状、长柱状，长宽比在1∶1～4∶1之间，棱角分明，长达300 μm。反射光下显示为黄色，普遍发育有包裹体和裂隙。CL图像（图3-10）显示较清晰的震荡环带，绝大部分锆石均为岩浆锆石（吴元保等，2004）。本次测试共从这些锆石中选取了20粒，进行了20个测点的分析，锆石U-Pb有效分析结果列于表3-2，谐和图和加权平均年龄见图3-3。结果显示，锆石的Th，U含量相对较高，Th/U值集中在0.31～0.54之间。这些测点获得的206Pb/238Pb年龄值在304.4±12.6 Ma～293.7±5.8 Ma之间，所有测点分布比较集中，几乎都位于谐和线附近（图3-11）。加权平均值为300.3±1.5 Ma（2σ，N=18，MSWD=0.23），可以代表岩浆结晶的年龄，时代为晚石炭世—早二叠世。表3-2 宜里矿区岩浆岩LA-MC-ICP-MS锆石U-Pb分析结果续表续表续表续表续表续表续表（6）样品ZK1603-YQ1 正长花岗岩样品取自钻孔ZK1603中329.3～331 m处的正长花岗岩，岩石呈浅肉红色，中粒花岗结构，块状构造。所选的锆石自形较好，形态相对比较简单，绝大部分为短柱状，长宽比在1∶1～4∶1 之间，棱角分明，长达300 μm。反射光下显示为黄色，普遍发育有包裹体和裂隙。绝大部分锆石CL图像（图3-10）显示较清晰的震荡环带，为岩浆锆石（吴元保等，2004）。本次测试共从这些锆石中选取了20粒，进行了20个测点的分析，锆石U-Pb有效分析结果列于表3-2，谐和图和加权平均年龄见图3-11。结果显示，锆石的Th，U含量相对较高，Th/U值集中在0.31～0.56之间，多数大于0.4，显示为岩浆锆石的特征（Belousova et al.，2002）。这些测点获得的206Pb/238Pb年龄值在307.8±6.7 Ma～292.7±6.5 Ma之间，所有测点分布较集中，几乎都位于谐和线附近（图3-11）。加权平均值为297.5±1.3 Ma（2σ，N=20，MSWD=1.4），可代表岩浆结晶年龄，时代为晚石炭世—早二叠世。（7）样品ZK7706-YQ2 正长花岗岩样品取自钻孔ZK7706中337.7～338.7 m处的正长花岗岩，岩石呈肉红色，中粗粒半自形粒状结构，块状构造。所选的锆石自形较好，形态相对比较简单，绝大部分为短柱状，长宽比在1.5∶1～2∶1之间，棱角分明，长达300 μm。反射光下显示为黄色，普遍发育有包裹体和裂隙。由于绝大部分锆石U，Th含量较高，难以分辨其内部结构（图3-10）。本次测试共从这些锆石中选取了20粒，进行了20个测点的分析，锆石U-Pb有效分析结果列于表3-2，谐和图和加权平均年龄见图3-11。结果显示，锆石的Th，U含量相对较高，Th/U值集中在0.30～0.67之间，多数大于0.5，显示为岩浆锆石的特征（Belousova et al.，2002）。这些测点获得的206Pb/238Pb年龄值在302.8±12.0 Ma～291.4±5.4 Ma之间，所有测点分布较集中，几乎都位于谐和线附近（图3-11）。加权平均值为296.6±1.9 Ma（2σ，N=12，MSWD=0.24），可代表岩浆结晶年龄，时代为晚石炭世—早二叠世。（8）样品BD-YQ1 正长花岗岩样品取自矿区东北部地表出露的正长花岗岩，岩石表面风化呈灰白色-淡褐-浅肉红色，中粗粒花岗结构，块状构造。所选的锆石自形较好，形态相对比较简单，绝大部分为短柱状，长宽比在1.2∶1～2∶1之间，棱角分明，长小于200 μm。反射光下显示为黄色，普遍发育有包裹体和裂隙。多数锆石CL图像（图3-10）显示较清晰的震荡环带，为岩浆锆石（吴元保等，2004）。本次测试共从这些锆石中选取了20粒，进行了20个测点的分析，锆石U-Pb有效分析结果列于表3-2，谐和图和加权平均年龄见图3-11。结果显示，锆石Th/U值集中在0.32～0.69之间，多数大于0.5，显示为岩浆锆石的特征（Belousova et al.，2002）。这些测点获得的206Pb/238Pb年龄值在304.9±2.5 Ma～293.4±2.1 Ma之间，所有测点分布比较集中，几乎都位于谐和线附近（图3-11）。加权平均值为300.0±2.0 Ma（2σ，N=18，MSWD=3.8），可以代表岩浆结晶的年龄，时代为晚石炭世-早二叠世。（9）样品ZK3719-YQ1 中细粒似斑状黑云母花岗岩样品取自钻孔ZK3719中187～189 m处的中细粒似斑状黑云母花岗岩，岩石呈灰白-浅肉红色，似斑状结构，块状构造。所选的锆石自形较好，形态相对比较简单，呈短柱状、长柱状，长宽比在1.5∶1～3∶1之间，棱角分明，最长达200 μm。反射光下显示为黄色，普遍发育有包裹体和裂隙。多数锆石CL图像（图3-10）显示较清晰的震荡环带，为岩浆锆石（吴元保等，2004）。本次测试共从这些锆石中选取了20粒，进行了20个测点的分析，锆石U-Pb有效分析结果列于表3-2，谐和图和加权平均年龄见图3-11。结果显示，锆石的Th，U含量相对较高，Th/U值集中在0.41～0.91之间，多数大于0.5，显示为岩浆锆石的特征（Belousova et al.，2002）。这些测点获得的206Pb/238Pb年龄值在136.7±0.6 Ma～132.5±0.4 Ma之间，所有测点分布比较集中，几乎都位于谐和线附近（图3-11）。加权平均值为133.9±1.2 Ma（2σ，N=9，MSWD=6.1），可以代表岩浆结晶的年龄，时代为早白垩世。此外，还获得了晚古生代石炭纪—二叠纪的锆石年龄值，为早白垩世的岩浆活动捕获的早期岩浆锆石。（10）样品ZK1302-YQ1 正长花岗斑岩样品取自钻孔ZK1302中226.7～229 m处的正长花岗斑岩，岩石呈浅色—青灰色，斑状结构，块状构造。所选的锆石自形较好，形态相对比较简单，多数呈长柱状，长宽比在1.5∶1～5∶1 之间，棱角分明，最长达350 μm。反射光下显示为黄色，普遍发育有包裹体和裂隙。多数锆石 CL图像（图3-10）显示较清晰的震荡环带，为岩浆锆石（吴元保等，2004）。本次测试共从这些锆石中选取了20粒，进行了20个测点的分析，锆石U-Pb有效分析结果列于表3-2，谐和图和加权平均年龄见图3-11。结果显示，锆石的Th，U含量相对较高，Th/U比值集中在0.56～1.13之间，显示为岩浆锆石的特征（Belousova et al.，2002）。这些测点获得的206Pb/238Pb年龄值在134.30±1.47 Ma～129.56±1.25 Ma之间，所有测点分布比较集中，几乎都位于谐和线附近（图3-11）。加权平均值为132.43±0.61 Ma（2σ，N=18，MSWD=0.85），可以代表岩浆结晶的年龄，时代为早白垩世。（11）样品ZK801-YQ2 花岗斑岩样品取自钻孔ZK801中409～410 m处的花岗斑岩，岩石呈青灰色-灰绿色，斑状结构，块状构造。所选的锆石自形较好，形态相对比较简单，多数呈长柱状，长宽比在2∶1～4∶1 之间，棱角分明，最长达300 μm。反射光下显示为黄色，普遍发育有包裹体和裂隙。多数锆石CL图像（图3-10）显示较清晰的震荡环带，为岩浆锆石（吴元保等，2004）。本次测试共从这些锆石中选取了20粒，进行了20个测点的分析，锆石U-Pb有效分析结果列于表3-2，谐和图和加权平均年龄见图3-11。结果显示，锆石的Th，U含量相对较高，Th/U比值集中在0.33～1.91之间，显示为岩浆锆石的特征（Belousova et al.，2002）。这些测点获得的206Pb/238Pb年龄值在136.91±1.10 Ma～131.17±0.91 Ma之间，所有测点分布比较集中，几乎都位于谐和线附近（图3-11）。加权平均值为134.15±0.75 Ma（2σ，N=18，MSWD=1.7），可以代表岩浆结晶的年龄，时代为早白垩世。3.小结通过本次LA-MC-ICP-MS锆石U-Pb定年，基本理清了矿区内岩浆岩活动时序，共发育有三期岩浆活动（表3-3），分别是晚泥盆世侵入岩浆活动（二长花岗岩为主369.6±2.0 Ma～363.6±2.6 Ma）、晚石炭世—早二叠世侵入岩浆活动（辉长岩、辉绿玢岩、二长花岗岩和正长花岗岩304.2±1.8 Ma～296.6±1.9 Ma）以及早白垩世侵入岩浆活动（黑云母花岗岩和花岗斑岩年龄区间为134.46±0.58 Ma～132.43±0.61 Ma）。根据本次工作的测年结果，新修测矿区地质简图如图3-12所示。表3-3 宜里钼矿区岩浆活动期次图3-12 宜里钼矿区地质简图官方服务官方网站

赵书泉1,2　梁凤英3　佟光玉3（1中国科学院东北地理与农业生态研究所，北京，101159；2山东省地矿局，济南，250014；3山东省地矿工程勘察院，济南，250014）摘要　济南市东部地区地形地貌较简单，地层岩性、岩相变化不大，地质构造复杂程度一般，水文地质条件与岩土体工程地质性能良好，因而，其环境地质条件对产业带的规划建设是适合的，但区内铁矿开采、道路建设、房地产开发等人类工程活动剧烈，潜在并诱发了诸如采空塌陷、地裂缝、崩塌等地质灾害，从而对产业带的规划建设造成危害。因此，一些重要的建设项目应尽量避开地质灾害危险性大区。关键词　地质环境　地质灾害　产业带　济南市前言济南市东部产业带地处主城区东侧，在以济钢为代表的传统工业区和高新技术产业开发区两个片区的基础上，拟规划发展形成全国重要的软件产业基地、环渤海湾地区的高新技术产业和高附加值制造业走廊以及山东省的新型工业化基地、技术创新基地和高科技成果产业化基地。规划建设用地约120km2，人口规模70万～90万人。1　地质环境条件概述1.1　地形地貌产业带地处丘陵山区的山前地带，地貌类型较简单，属剥蚀堆积地貌类型。区内开阔平原与山丘相间，山丘多为浑圆的馒头状，主要有围子山—丘山—玉皇山（海拔高程250～310m）、凤凰山（海拔高程218m）等，山坡坡度一般为10°～30°。山体植被较好，主要为耐旱常青的松柏以及矮小的灌木。1.2　气象、水文济南市地处暖温带半湿润大陆性季风气候区，据1952年～2000年降水资料，多年平均降水量644.60mm，年最大降水量1253.85mm（1964年），年最小降水量378.7mm（1999年），年降水多集中在6～9月份，降水量占全年降雨量的73%。日最大暴雨量334mm（1987年8月26日）。本区属于小清河水系，流经该区的河流主要有港沟河、巨野河等，属季节性河流，仅在汛期大雨时排泄山洪短时有水流，雨后随之干涸。1.3　地质与矿产地质概况济南东部地区总体上是一个以古生代地层为主体的向北倾斜的单斜构造。区内出露的地层主要为奥陶系碳酸盐岩夹碎屑岩，新生界第四系松散堆积物广泛分布在山前及沟谷地带，厚度由南向北逐渐增大，在顿丘一带出露燕山期辉长岩。该区奥陶系岩层比较完整，岩溶主要顺层发育，地表可见一些溶沟、溶槽、溶隙以及蜂窝状溶孔等，一般没有较大的溶洞等。钻孔资料显示，地下岩溶形态主要为一些垂向溶隙，局部有小溶孔、洞，直径可达数厘米。第四系主要分布在山前平原、山间谷地和山麓坡地上，岩性主要为杂色粘土及红色、紫红色砂质、粉质粘土夹砾石，其厚度变化较大，总体趋势是从南部的山区的山间谷地和山麓坡地向北部平原逐渐加厚。区内发育北西向的断裂，如港沟断裂、孙村断裂、东梧断裂等，该断裂主要发育在古生界地层内，其中东梧断裂是一条区域性大断裂，一般被认为是济南泉域的东边界。该区的主要矿种为铁矿，其成因类型属于夕卡岩接触交代型铁矿床。矿区内构造简单，主要控矿构造为燕山中期偏基性的闪长岩侵入使中奥陶系灰岩拱起而形成的短轴背斜；成矿母岩为辉石闪长岩、正长闪长岩等，这些岩石也是携带矿液上升的载体；围岩为奥陶系灰岩，其蚀变作用比较弱，以夕卡岩、大理岩等为主。主要赋存在火成岩体的周边，具有埋藏浅，品位富，规模小的特点，其矿体形态多为似层状、透镜状以及不规则状等[1]。1.4　岩土体工程地质特征区内的岩体主要有坚硬块状岩浆岩体、坚硬厚层状石灰岩体两类。土体主要为山间谷地松散堆积型、山前平原松散堆积型两大类。其中，山间谷地松散堆积型主要分布于山间河谷平原区，厚度一般为几米至十几米不等，土体为粘性土单层结构。山前平原松散堆积型主要分布在山前冲洪积平原及山区坡麓地带。岩性主要为粉质粘土及含泥砾石层。期内的岩土体一般可作为工业民用建筑天然地基[2]。1.5　水文地质条件1.5.1　区域水文地质条件产业带位于济南白泉泉域岩溶水的补给径流区，北部武家附近是岩溶水强富水地段（武家水源地），水位埋深在45～60m，单井出水量1000～5000m3/d。该处灰岩顶板埋深约200m，第四系厚度大于20m，含水层段埋深在220～270m。1.5.2　矿区水文地质概况矿区主要含水层为奥陶中统马家沟组裂隙岩溶含水层，水量随岩溶裂隙发育情况，大小不一，渗透系数1～10m/d，水量一般为1000m3/d左右。隔水层为致密状闪长岩、磁铁矿等，位于含水层底部，起隔水和阻水作用。1.6　人类工程活动近年来济南地区经济发展迅速，工程地质活动频繁，由此产生的不良地质现象呈上升趋势。区内开山采石和公路修建过程中多开挖山体坡角，破坏了原有的应力结构，易造成边坡失稳，可造成崩塌、滑坡等地质灾害。另外，有关资料显示，该区铁矿开采历史悠久。由于区内铁矿长期开采，目前已形成了多处采空区，并在部分地段如唐冶至邢村、康山养殖厂一带发生数起地面塌陷，造成耕田废弃、部分建筑物开裂，并对附近公路、民用建筑造成了威胁。2　地质灾害危险性现状2.1　主要灾害类型一般而言，影响建设规划的地质灾害种类主要有崩塌、滑坡、泥石流、地面塌陷、地裂缝及地面沉降等。根据区内的地质环境条件，产业带规划区内一般不具备滑坡、泥石流、地面沉降产生和诱发的基本条件，但由于矿产开发、道路、房地产建设等人为工程活动的影响，区内发生了不同程度的采空塌陷、地裂缝、崩塌等地质灾害。而采空塌陷与地裂缝将对东部产业带的规划建设产生重大影响。2.2　地质灾害危险性现状评估现状评估主要根据地质灾害的规模、危害程度、稳定性等方面来确定其危险性大小。由于本区地裂缝是伴随采空塌陷的发生而发生的，因而，将这两个灾种放在一起进行评估。2.2.1　采空区基本情况采空区的分布与郭店铁矿的开采是一致的，均分布在唐冶—邢村岩体、顿邱岩体的边缘地带。位于该区的郭店铁矿是建国初建矿的，没有整体设计。开拓方法主要为双斜井、中央式双斜井和斜竖井联合式，井下运输采取分散运输方式，每个阶段运输大巷直通主井；由于矿体分散，规模小、形态复杂，其采矿方法主要采用了小分段空场法、高分段空场法、分段崩落法等，开采深度从＋10m（水平标高，下同）到－70m。长期的开采，就形成了规模不等、垂向多层分布的采空区。2.2.2　采空塌陷情况与危险性现状评估根据野外调查，在康山、唐冶—邢村、钓鱼台等矿区附近发现了四处小型地面塌陷（见表1），其形态以小型塌陷坑为主，塌坑外形呈方形或圆形，直径10～20m左右，诱发的动力因素为铁矿开采坑道挖掘顶板冒落所致，涉及受灾对象主要为农田、公路等，并伴有建筑物开裂现象。表1　地面塌陷调查情况表总体而言，区内已发生的塌陷范围和规模为小，造成的危害不大，但康山、邢村北塌陷仍不稳定。因此，这两处采空塌陷危险性现状评估为大；其他两处稳定，危险性现状评估为小。3　对产业带规划的影响分析与防治对策3.1　地质环境条件对产业带规划建设影响的分析从区内的地质环境条件分析，区内地形地貌较简单，地层岩性、岩相变化不大，地质构造复杂程度一般，水文地质条件与岩土体工程地质性质良好，因而，对产业带的规划建设是适合的。对产业带规划建设的影响主要表现在以下方面：（1）由于岩土工程地质条件良好，一般的建筑物可直接采用天然地基；高层或载荷大的建筑物，基础的开挖深度也不大，而且一般不需要降水处理，可大大降低建设成本。（2）区内深层优质地下岩溶水资源丰富，基本可满足规划人口的生活用水和部分工业生产用水。（3）区内低山与平地、河谷相间分布，有利于生态环境和山水风景区的规划与建设。（4）由于区内人类工程活动剧烈，尤其是长期的铁矿开采，产生了多处较大面积的采空区，在部分地段发生了几处较小规模采空塌陷，会对产业带的规划建设造成不良影响。3.2　地质灾害危险性对产业带规划建设影响的分析从地质灾害危险性现状看，在武蒋山—东顿邱、高二庄—南顿邱、唐冶—邢村、章灵等地段位于铁矿采空区内。虽然原有矿区已经闭坑，但目前仍有零星小矿井开采，使得采空区并不稳定，地质灾害危险性大。对产业带规划建设的影响主要表现在以下两个方面：（1）采空塌陷与地裂缝对拟建工程的潜在危害主要针对规划的道路工程，从两方面分析：一是采空塌陷与地裂缝距离拟建道路的距离；二是采空塌陷与地裂缝本身的稳定性。从前面描述的采空区和采空塌陷与地裂缝的调查情况看，唐冶—邢村、沙沟、东顿邱、康山、东山坡、钓鱼台—流海、段家坟、章灵等采空区，距离拟建道路10～300m左右，其中在唐冶—邢村、康山采空区内塌陷（或地裂缝）多次发生，表明其状态仍不稳定；加之在这些采空区内，零星的个体小矿井仍然滥开滥采，更增大了不稳定因素。因而，对拟建道路的危险性大。（2）建设工程诱发、加剧地质灾害的可能性一是在道路建设工程中，路基土层一般采用振动碾压实，由于震动频率和强度较大，对附近的采空区有一定的影响；再就是道路通车后，车辆行驶过程中产生的震动同样对附近的采空区造成影响。因此，道路建设在某种意义上说会影响采空区的稳定性，加剧甚至诱发新的地面塌陷。3.3　防治对策建议（1）加强勘察，适当避让。首先，应尽量避免在地质灾害危险性大区规划建设重要的工程项目；如果一些线状工程如道路、管线等必须穿过地质灾害危险性大区时，建议设计前，除按有关“工程地质勘察规范”要求进行常规项目的勘察外，应特别要求对重点地段加强采空区勘察，使拟建工程与采空区保持适当的距离。（2）清理零星矿井，保持原采空区的稳定。调查表明，区内国营矿山闭坑后，个体小矿井滥开滥采现象严重，至今采矿仍未停止，直接影响了原采空区的稳定性，增大了灾害发生的隐患，在此建议有关主管部门采取措施进行治理。（3）对开挖山脚进行锚固护坡，对道路两侧土坡、冲沟等进行必要的衬砌护坡和绿化，保持边坡的稳定性。（4）由于该区处于济南泉水和武家岩溶水源地的补给、径流区，因此，应采取适当的环境保护措施，避免污染物进入地下水，对下游济南泉水和武家岩溶水源地的水质造成影响。4　结论济南市东部地区的自然地质环境条件良好，对产业带的规划与建设是有利的。但在局部地段存在采空塌陷、地裂缝、崩塌等地质灾害，这些地质灾害的产生主要与人为地采矿与工程建设活动有关。目前，已在局部地区造成了一定的危害，其危险程度对济南市东部产业带的规划与建设具有重大的影响。经过评估，地质灾害危险性大的地段，在对产业带规划时，应采取适当避让等措施，防止对工程建设造成危害，同时也可避免诱发或加剧地质灾害。本文在撰写过程中，参考了《济南市城市规划空间研究报告》、济钢集团总公司提交的《山东省济南郭店铁矿区闭坑地质总结报告》、山东省地质环境监测总站提交的《济南市历城区地质灾害调查与区划报告》和山东省地矿工程勘察院（原801队）提交的《1∶5万山东省济南市白泉—武家水源地供水水文地质勘探报告》等资料，在此，对提供资料的有关单位和个人表示衷心的感谢。参考文献[1]曾广湘等.山东铁矿地质.济南：山东科学技术出版社，1998.[2]山东省地矿局编.山东省环境地质图集.济南：山东地图出版社，1996.官方服务官方网站

板块构造学说的：板块构造学说立论于海洋之中，因此板块构造的证据主要就在海洋之中。 证据之一，是海岭，或叫洋中脊、洋中隆及海底山脉等等。海岭最先是美国人在19世纪中期辅设横跨大西洋海底电缆时发现的，也就是“大西洋中脊”。后来也相继在印度洋中部、太平洋东部发现类似的洋脊或中隆。到20世纪50年代美国等又发现这些大洋中的海岭有首尾相接的状况，具有全球规模。全长达6～8万公里，成为地球上最大、最长的山系。 大西洋中脊全长万余公里，宽度550～900公里，呈“S”状，是由一系列平行的山脉组成。在海岭之中呈巨大的陷谷地形，陷谷是地壳的巨大裂缝所在，也是地壳新生的地方，其中充填着橄揽岩和玄武岩，这就是新生的地壳了。 太平洋海岭，不在洋中央，而是偏东，其形状简单而宽阔、平缓，海岭中间也无裂谷，人常称之为中隆。印度洋中脊和大西洋颇为相似，比较复杂，在中脊处地震活动比较强烈。 海岭是板块构造的证据，就在于它是地壳扩张的产物，因为扩张，壳下岩浆才一次次地沿扩张裂缝喷发而出，形成了新的地壳，即地壳的增生带。在增生时新的岩浆挤老的岩浆，把老的挤向两侧。所以，离海岭中心轴越远，岩石就越老，反之，离中心轴越近，岩石就越新，很有规律性，也具对称性。这是板块构造最有力的证据之一。 证据之二，是深海沟。深海沟是在大陆与大洋之间靠大洋一侧的地方。地球上水深超过6000米的海沟共24处，其中19处在太平洋中。全球最深的海沟是马里亚纳海沟，水深约ll034米。海沟的形成，是板块构造活动的杰作。即一个板块向下俯冲到另一板块之下时，一边下垂，一边上翘，这中间就形成了海沟。所以说海沟是板块构造俯冲带开始的地方，也是板块构造挤压活动的场所。在这里好像一个枢纽或传动带，一方面把海洋板块的岩石俯冲下去；另一方面也把大陆板块翘起来。 证据之三，是岛弧。岛弧也位于海洋与大陆之间，常和海沟结伴而存在。海沟靠近大洋，岛弧靠近大陆。岛弧常成群结队产生，首尾相连，呈雁行排列，构成弧形，典型者要数太平洋西边的岛弧了。岛弧实际上也就是弧形山地，海拔多在千米以上。构成岛弧的岩石主要为中生代或新生代的基性到酸性系列的火山岩，尤以安山岩居多。所以岛弧也可以说是火山岩带的别称，其所以说它是板块构造的证据，就是岛弧中的火山岩是板块构造活动的产物。 证据之四，是转换断层与错断带。所谓转换断层，是海底扩张时，海岭上各段的扩张速度的差异，在差异较大的地方就要错开，这错开之处，就是所谓的转换断层。它横切海岭，起调整扩张能量、维持平衡的作用，是一种张性断层。如果密集存在，就成了错断带或破碎带了。其所以是板块构造的证据，就因为它是地壳扩张形成海岭时的一种相关产物。 证据之五，是海底平顶山。平顶山是由长条状的许多弧山所构成。弧山之顶被海水所削平。山体多为基性火山岩所组成，其顶上也往往有珊瑚礁或薄薄的沉积物所覆盖。平顶山的岩石时代多为中生代或更新的岩石。其所以是平顶的，就是因为海底扩张和洋壳下降，使之沉没于海水之中的缘故。 证据之六，就是三联点。三条板块边界常相交于一点，这一个交点就叫做板块三联接合点(简称三联点，或称三节点)。了解三联点的特征，分析三联点的稳定性和边界条件，是研究板块边界移动的重要标志，因此，三联点的显示，也是板块构造活动证据之一。 证据之七，是古地磁。上世纪50年代后期，迈萨等人对太平洋东北部海底试测了磁力强度，所取得的数据绘成磁力强度等值线图，发现磁异常条带的错动，正好和海底的错断带相吻合；其后又有人根据磁测的大量数据，发现了海岭两旁的地磁异常有显著的对称性及岩石年龄的新老和海岭两旁扩张的证据一模一样，因此更印证了海底扩张的板块活动之机制。 证据之八，是地震。有人以浅源地震震中分布勾画出了板块构造的轮廓和用其他方法确定的板块轮廓基本一致。同时还有人发现世界上的深源地震，几乎全部都发生在海沟地带，而且从海沟向大陆方向，地震有从深源向浅源变化的规律。特别是l954年贝尼奥夫教授对许多岛弧上的地震分布和地震深度进行了系统的研究，发现有一条以45°角向大陆方向倾斜的深源带，这就是人们所称的贝尼奥夫带，这个带和板块的俯冲带是一致的。所以，地震也是板块构造的一个有力证据。 证据之九，是热流。海底热流值的测定，发现基岩时代越老，热流值越小；基岩时代越新，热流值越大。海沟中的热流值一般均小于1.O个H·F·U；在海沟靠近岛弧内侧的热流值又高起来了，则大于2.0个H．F．U单位。种种迹象表明，这也是板块的重要证据之一。 证据之十，是重力。板块活动，在重力反应上留下了证据。l969年，美国科学家Kaula在地球上选择了43个重力异常区，并划分出11个类型，发现印尼岛弧和大西洋中脊地带都是高重力异常区，而在海洋中，其它地方，一般基本上都是低重力异常带。这些特征，不是也印证了板块活动的存在吗? 证据十一，是海底沉积。海底沉积物的年龄大小与距离海洋中脊、中隆的远近成正比，即远者老，近者新。而且海底沉积物，离中脊越远则厚度越大，也越齐全；而离中脊越近，厚度越薄也越简单。更有趣的是沉积物层序的变化在中脊两旁是对称的。这种现象，是板块活动、海底扩张所形成的。 证据十二，是岩浆岩。海洋中的岩浆主要是玄武岩，而且多呈枕状构造。玄武岩之下，就是超基性岩。有人研究海底的112块玄武岩类之后，发现岩石随距离中脊的远近而有规律地变化，这种变化，显然是海底多次扩张所造就的。 证据十三，是蛇绿岩套。是超基性岩、辉长岩墙、枕状岩流、燧石层等的组合体。这种复杂而特殊的岩石组合，被认为是一部分洋壳被俯冲到大陆边缘的结果。所以也是板块活动的痕迹。 证据十四，是混杂岩堆积。混杂堆积就是一套由各色各样的硬砂岩、页岩、燧石层、铁镁质岩石等等乱七八糟地搅合在一起。这种岩石成分不同、成岩环境相异、原来相距甚远的沉积岩、岩浆岩、变质岩被极其混乱地挤搅到一块，是板块碰撞和俯冲的产物。 证据十五，是特殊的变质作用。特殊的变质作用，在海洋中主要发生在板块边界上，不同的边界类型，变质作用的特点截然相异，如大洋中脊边缘附近扩张型变质作用是低一中温变质，即沸石相、绿片岩相及角闪石岩相等，称之为洋底变质作用。剪切型的变质作用主要发生在转换断层附近的碎裂岩、糜棱化岩石等之中。挤压型变质，主要在俯冲带中，往往出现双变质带，出现兰片岩等高压矿物及红柱石等高温矿物。如在日本的岛弧横剖面上就有两对双变质带的存在。双变质带，正是板块构造活动中的产物。 证据十六，是超深变质的岩石标志物。这种超深变质的标志物，主要是指柯石英和榴辉岩等。它们都是在地壳以下很深的地方经过超深的变质作用所形成的。它们为什么能上到地壳上部来，就是由于板块俯冲到地壳以下，甚至可以到700多公里的地方，然后又由板块活动的“传送带”作用把深处的东西带到地壳上部来。这种超深的变质岩矿，是地下深处由板块构造带来的使者，报告了深处的变质等情况。只有板块构造能完成传送带的任务。 证据十七，是现代矿床的生动局面。研究认为，地壳中的一些金属或石油等矿床的形成和板块构造有因果关系。反过来，这些矿床也就充当了板块构造的证据。特别是一些海底深渊矿泉和海底“冒烟”现象，它们都正在不断地进行着造矿作用，形成的矿有铁、铜、铅、锌、镍、钴、锰、铬、铀、汞、金等等。如东太平洋海隆附近、加拉帕戈斯群岛、切列肯半岛、亚丁海、红海及美国迈阿密以东2880公里的大西洋海域发现了高温喷泉等。均可证明是海底扩张作用的结果。 证据十八，是同一类蚯蚓被分隔在三个地区。这种蚯蚓是一种只有前腿的瞎眼蠕虫，身长0.23米。现分布在北美的下加里福尼亚、南马德雷山后及南端的阿卡普尔科三个地区。美国的帕彭富斯教授运用先进的生化技术分析证实它们均源于同一祖先。是l500万年前在墨西哥东部只有这种蚯蚓，后来北美的下加里福尼亚半岛与大陆断裂，向北移动，又促成大陆上南马德雷山脉的上升，因此，这同一种蚯蚓就被分离在三处了。这也是板块构造运动之证据。 证据十九，是喜马拉雅山的形成。巍巍喜马拉雅山脉位于欧亚板块与印度板块之间。据测量，现今印度板块每年还在以0点几厘米的速度缓缓向北俯冲；同时喜马拉雅山每年也以0点几厘米的速度慢慢地上升。二者如此合拍。故只有用板块构造运动的挤压才能作出比较科学的解释。我这是个考研的论述题 这样答有点多吧？怎么办你选取其中你认为重要的几点就行了，不一定19点全部答完。