燕山期-喜马拉雅期构造挤压作用与四川盆地砂岩型铀矿特征 燕山-喜马拉雅期构造演化与成矿
四川盆地的砂岩型铀矿床主要分布于米仓山-大巴山古陆前缘，一般产于背、向斜翼部或倾伏端，距蚀源区距离小于50km。矿床分布受燕山期-喜马拉雅期构造挤压作用控制明显，分布于盆地边缘山前的前渊及深盆地地带。由于燕山晚期盆地东缘山区大幅上升，在米仓山-大巴山前缘一带沉积了厚达千米以上的晚侏罗世—早白垩世的河流相砂泥岩，构成了川北砂岩型铀矿的赋矿岩层。目前在川北地区已经发现有三个铀矿床和一系列铀矿点，构成了川北铀成矿带（图7.48）。
图7.48 川北成矿带铀矿地质图
1—第四系；2—下白垩统七曲寺组；3—下白垩统白龙组；4—下白垩统苍溪组；5—上侏罗统蓬莱镇组和遂宁组；6—中下侏罗统；7—三叠系；8—二叠系；9—震旦-志留系；10—元古界至下震旦统结晶基底和褶皱基底；11—逆断层；12—断层；13—圈闭构造；14—火山岩型矿点；15—含铀煤型矿点；16—砂岩型矿床及编号；17—砂岩型矿点；18—砂岩型矿化点
7.3.2.1 区域地层及含铀性
川北成矿带，基底及蚀源区为龙门山、米仓山、大巴山台缘凹陷，由中元古界至三叠系地层组成，铀源层、铀源体比较发育，而且发现了不少的矿点、矿化点，区域放射场偏高。
（1）基底及蚀源区
晋宁-澄江构造层：构成扬子准地台的褶皱基底，由火地垭群、铁船山组、代安河组等组成，分布在米仓山、大巴山地区，以富钾酸性火山岩为主，夹中酸性熔岩及碳质板岩，大理岩等。为海相与陆相酸性、中-酸性火山岩、火山碎屑岩、碎屑岩、碳酸盐岩建造，已发现了不少的矿点、矿化点，属于主要铀源层，含铀丰度为（4～7）×10-6。
加里东构造层：由上震旦统、寒武系、奥陶系、志留系组成，分布在米仓山、大巴山地区。为灰岩、生物灰岩、白云质灰岩、白云岩、泥灰岩、硅质岩、硅质页岩、页岩、含磷碳质页岩、砂岩及粉砂岩等，局部为碳质千枚岩、碳质、硅质板岩及石煤等。属于浅海、滨海碳酸盐岩、碎屑岩、硅质岩含磷建造。发现矿点、矿化点，为主要铀源层，含铀丰度为（7～14）×10-6。
华力西构造层：由下二叠统的梁山组、栖霞组和茅口组组成，分布在米仓山、大巴山地区。由滨海沼泽相、海陆交互相含煤碎屑岩建造，逐渐过渡为浅海相碳酸盐建造。主要为碳质页岩、黏土质、铝土质页岩及煤层和硅质岩、灰岩、白云质灰岩及白云岩等。梁山组和茅口组为区域性铀源层，含铀丰度为（3～4.7）×10-6。
印支构造层：由上二叠统吴家坪组和三叠系组成，分布在盆地边缘，上二叠统为页岩、碳质页岩、黏土质、铝土质页岩、硅质岩及煤层，含黄铁矿。三叠系为灰岩、白云质灰岩、泥岩、泥灰岩等。上二叠统吴家坪组发现了矿点、矿化点，为铀源层之一，含铀丰度为5.3×10-6。
（2）盖层
属燕山构造层，四川盆地以震荡升降运动为主，中、下侏罗统之间、白垩系与上侏罗统之间呈假整合接触。
1）侏罗系：下统白田坝组分布在盆地边缘，平行不整合于上三叠统须家河组之上。下部为砾岩、石英砂岩、泥质粉砂岩、砂质页岩；夹煤层及菱铁矿。中上部为泥质粉砂岩、粉砂质泥岩夹细-粉砂岩。中统千佛岩组、沙溪庙组，假整合于白田坝组之上，为石英砂岩、长石石英砂岩、粉砂岩、泥质粉砂岩、泥岩及页岩，属滨湖-三角洲-河流相碎屑岩建造。上统遂宁组和蓬莱镇组为鲜红色、紫红色泥岩、粉砂质泥岩，夹粉砂岩，长石石英砂岩；底部为砾岩、砂砾岩，含植物碎屑；属河湖相-河流相碎屑岩建造；厚3771～4454m，含铀丰度为（12～16.7）×10-6，为含矿层，落实了一个矿床。
2）下白垩统：分布在四川盆地西北边缘，苍溪组为紫色、灰色、灰绿色细粒长石砂岩，岩屑长石砂岩，夹砖红色、棕红色粉砂岩及泥岩，底部常夹数层透镜状砾岩或砂砾岩。富含有机质、碳质、植物碎屑，为河流、河湖相红色碎屑岩建造，假整合于蓬莱镇组之上。为主要含矿层，落实矿床两个。白龙组为紫灰、灰黄色中细粒岩屑长石砂岩与紫红、砖红色细砂岩、粉砂岩、泥岩呈不等厚互层；底部砂岩常夹砾岩透镜体。沉积环境与苍溪组大体相似，发现一些矿点、矿化点，属含矿层之一。七曲寺组分布于新华向斜和泥溪复向斜轴部，为浅灰色长石石英砂岩与棕红色粉砂质泥岩呈互层，岩性稳定；属于河湖相；厚1250～1708m，铀丰度为（6～19）×10-6。
（3）岩浆岩及含铀性
岩浆岩分布于米仓山古陆，岩浆活动是先喷发、后侵入。两者都很发育，前者为一套变钾质火山岩、火山碎屑岩及变凝灰大理岩。后者为基性-中基性-中酸性-酸性的岩浆杂岩体，呈岩基、岩珠、岩脉状产出，侵入于元古界火地垭群中。含铀丰度为5×10-6。
（4）区域构造特征
根据构造特点可分为基底构造和盖层构造，两者之间既有区别，又有联系。基底构造发展时间早、活动时间长、地质构造比较复杂；而盖层构造发展时间晚、活动时间短、地质构造比较简单。
基底处于扬子准地台西北边缘，受米仓山、大巴山台缘凹陷的控制，略成由南向北突出的弧形构造。
米仓山古陆的褶皱和断裂都很发育，以光雾山断裂为界，以西由汉南杂岩和康定杂岩组成结晶基底，花岗岩与绿岩共存，混合岩化发育；以东由火地垭群的复理石-碳酸盐岩建造夹火山岩组成褶皱基底，由绿片岩、大理岩、花岗岩组成米仓山台穹的短轴复背斜，核部被晋宁-澄江期岩浆岩所吞蚀，不整合于下震旦统铁船山组之下。两翼分别由古生代至三叠系环绕。其中缺失泥盆系和石炭系，米仓山台穹为一个近东西向复背斜，两翼次级褶皱发育，基底断裂多为北东东60°～70°，显然，北东东向构造代表基底构造线方向，与川中台拱基底构造线方向一致。东西向仅代表盖层构造线方向。复背斜两侧分别受北东东向逆冲断裂所控制。除北东东向断裂构造带外，近南北向剪切断裂也很发育，与岩浆岩组成岩浆构造带，控制了米仓山地区铀、金矿化的分布。
大巴山古陆的线性褶皱和断裂构造特别发育，呈北西向展布，又称大巴山弧。城口深大断裂是秦岭地槽与扬子准地台构造单元的分界线，倾向北东，倾角40°～70°，下震旦统逆冲于上震旦统和寒武系之上，断裂两侧劈理、片理发育，构造带中常见构造透镜体、碎裂岩、糜棱岩等，并控制了两侧的沉积环境和沉积建造，北东侧的震旦系、寒武系为半深海滞流还原环境沉积，南西侧的震旦系、寒武系为浅海陆棚碳酸盐沉积，两侧地层厚度差异较大，北厚南薄。两侧发现了不少的矿点、矿化点，为盆地成矿提供了铀源，含铀丰度为（30～40）×10-6。
盖层的构造比较简单，除了受龙门山、米仓山、大巴山台缘凹陷的制约外，还受蒲江、巴中和华蓥山基底断裂的控制。以泥溪复向斜轴线为界，以东为大巴山弧与川东弧复合部位，也是华蓥山基底断裂的控制部位。因此，构造呈北西向、北东向和近东西向展布，北西向构造由于受大巴山弧的制约，在盆地边缘也有平行于大巴山弧的压扭性断裂构造。北东向构造由于受川东弧和华蓥山基底断裂的控制，使盆地中断裂构造呈北东向分布，近东西向构造可能属于大巴山弧与川东弧的复合产物，上述构造对川北成矿带的后生改造起了一定的控制作用。
7.3.2.2 成矿特征
川北成矿带的成矿类型以砂岩型为主，分布于新华向斜、泥溪复向斜和五宝向斜。铀矿主要赋存在上侏罗统蓬莱镇组，下白垩统苍溪组、白龙组中，为河湖、河流相红色碎屑岩建造，矿化与浅色层中的岩屑砂岩、长石石英砂岩、砂砾岩、砾岩有关。蚀源区铀源层、铀源体较为发育，并有硅灰泥岩型、火山岩型、花岗岩型铀矿化，发现了不少的矿点、矿化点。
（1）含铀层特征
铀矿主要赋存在上侏罗统蓬莱镇组和下白垩统苍溪组，其中苍溪组含矿性最好。含矿岩性组合为浅色层与红层，砂岩与泥页岩相间或交互出现，而矿化主要分布在浅色层中，与砂岩、砂砾岩、含砾砂岩有关。根据沉积特点、沉积环境、沉积建造，苍溪组下部含矿层可分为3个二元结构的韵律层；一般韵律的下部为灰、深灰色中细粒砂岩、砂砾岩夹绿色泥岩，厚10～25m，含铀丰度为12～14γ。上部为紫红色泥岩、泥质粉砂岩互层，厚4～20m，含铀丰度为11～13γ。
每个韵律都有由粗到细，由浅色到红色的沉积特点。含矿浅色层的韵律层之间，常以冲刷面为界，铀矿主要产于底部韵律层。
含矿主岩，以巨厚的浅灰色-深灰色砂岩、细砾岩、含砾砂岩为主，其次为粉砂岩、粉砂质泥岩。含矿主岩以砂岩型为主，其次为砾岩型和泥岩型。
（2）成矿控制因素
1）基底及蚀源区。蚀源区中元古界的铀源层及铀源体比较发育，含铀丰度较高，铀源层有中元古界火地垭群，下震旦统铁船组、代安河组，下寒武统郭家坝组、鲁家坪组、邱家河组，下二叠统梁山组、上二叠统吴家坪组。铀源体为澄江期黑云母花岗岩、钾长花岗岩，为盆地提供了丰富的铀源。因此，铀矿床、矿点、矿化点分布在盆地边缘距蚀源区40～50km范围。
2）岩相古地理。川北砂岩在成矿时期，沉积环境比较稳定，物质来源比较丰富。在盆地边缘洪积扇、河湖、三角洲、河流相都比较发育。铀矿化严格受岩相古地理的控制，砂岩型铀矿床产出的沉积环境以河流相为主，分布在古河道的边滩或心滩中。河流相的沉积环境比较稳定，物质来源比较丰富，铀矿化分布在富含有机质、碳质，黄铁矿的砂岩、砂砾岩中。
3）地层和岩性。川北砂岩铀矿化层位较多，但铀矿集中在上侏罗统蓬莱镇组、下白垩统苍溪组、白龙组三个层位。在分布上具有时间、空间的迁移现象，由东向西逐渐由老到新、由低到高。四川盆地是一个断陷盆地，由于燕山运动，盆地沉积中心，由东向西逐渐迁移，地层由东向西逐渐收缩，因此，含矿层位由东向西逐渐抬高。
根据岩性组合，蓬莱镇组划分为7个韵律层，苍溪组划分为12个韵律层，每个韵律由下部浅色砂岩、砂砾岩、砾岩与上部红色泥岩、粉砂质泥岩组成，韵律层之间多为冲刷面，每个韵律层都有铀矿化。苍溪组底部第一韵律层为主要含矿层，矿化受浅色层、浅色砂体的控制，含矿岩性为灰、灰绿色含碳质、有机质岩屑砂岩、含砾砂岩、砂砾岩、砾岩和泥岩。
4）构造。川北砂岩处于大巴山弧前缘，蚀源区和盖层之间的构造具有成生联系，铀矿化在区域上分别分布在基底隐伏断裂构造的两侧和背斜或向斜两翼，泥溪复向斜的4210、7201矿床、矿点、矿化点和五宝向斜的7401矿点、矿化点分布在华蓥山基底隐伏断裂构造两侧，新华向斜的303、50号矿床、矿点、矿化点分布在蒲江-巴中基底隐伏断裂构造的北西侧。前两者（泥溪复向斜和五宝向斜）铀矿化受罗文复背斜的控制，后者（新华向斜）的铀矿化受龙凤场背斜的控制。
燕山运动以震荡为主，因此，地壳升降运动频繁，侏罗纪与白垩纪之间的假整合分布广泛，冲刷面比较发育。从而控制了上侏罗统蓬莱镇组和下白垩统苍溪组的铀矿化，冲刷面的发育程度控制了铀矿化的规模和富集程度，冲刷凹陷、冲刷凹槽中堆积了大量的含碳有机质砾岩、砂砾岩、含砾砂岩等，往往形成工业矿体。假整合、冲刷面既是含铀溶液的通道，也是含铀溶液的富集场所。
（3）矿化特征
含矿层是红、浅相间，砂、泥相间的岩性组合，属于氧化还原交替的产物。浅色层与地层产状基本一致，控制了矿体的大小和空间展布。因此，矿体的形态与产状也随浅色层、浅色砂体的变化而变化。矿体形态比较简单，呈层状、似层状、透镜状、扁豆状，少数呈团块状，产状平缓，倾角6°～15°。
矿体呈北东、南西向展布，成群出现，多为盲矿体，与古河道流向一致。矿体长20～70m，最长480m；宽20～40m，最宽200m；埋深68～233m；厚0.4～1.0m，最厚3.97m，平均厚1.08～1.2m。品位0.07%～0.2%，最高达1.0%以上。
7.3.2.3 川北砂岩型铀矿的热水改造特征
前人对川北砂岩型铀矿曾做了长期的勘查、研究工作。先后认为铀矿化为沉积成岩富集成因、受断裂构造控制（陶卫中，1989）、渗滤水成（王淦顺，1992，内部资料）、热水改造成矿（朱西养，1993）和热水沉积成矿（戴杰敏，1994）成因。
从川北地区的砂岩型铀矿化分布特征来看，铀异常层位和低品位铀矿化层位分布广泛，但真正形成具有工业意义的铀矿床只分布在局部地段，且与断裂构造具有一定的空间关系。铀矿化与黄铁矿-赤铁矿和有机质关系密切，矿化部位绿泥石化、方解石化、黄铁矿-赤铁矿化等低温热液蚀变发育。矿区常见细脉状、网脉状方解石脉呈切层和顺层产出；矿化地段方解石脉发育较为密集，且多因含赤铁矿而呈现紫红色，并含有沥青铀矿，最高铀含量可达0.26%。经对4210矿床18个化学分析样品的资料统计为：矿石中SiO2和CaO的平均含量分别为51.75%和17.40%，而相邻的上下近矿围岩SiO2和CaO的平均含量分别为62.49%和10.56%。矿石中的SiO2含量减少了10.74%，而CaO的含量却增加了6.84%，表明矿床经历了强烈的去硅化和碳酸盐化等交代作用。
朱西养（2004）对4210和303铀矿床及外围岩石、矿石和方解石脉、铀矿物样品进行了稀土元素分析。铀矿物稀土元素明显富集，其配分曲线、结构型式与围岩及矿石完全不同，可分为原岩后生作用和后期热液改造成因两组，认为铀成矿作用经历了沉积成岩和热液（水）改造两个阶段。
燕山期-喜马拉雅期伸展构造环境下岩浆-构造活动特征~
燕山期-喜马拉雅期，除了青藏高原地区处于大陆碰撞造山环境下，在广泛的西南东部地区处于一种伸展拉张构造环境，岩浆-构造流体活动大多沿着深大断裂带分布，其中以川西若尔盖地区最为典型，这种岩浆-构造流体活动对若尔盖铀矿田的形成具有决定性的作用。
若尔盖铀矿田位于秦岭褶皱系西段，西秦岭褶皱带之南亚带，分布于主要由古生界地层所构成的白龙江复背斜西段（图7.16）。就整个西秦岭而言，其北部为华北地块，东南侧为扬子地块，南部为甘孜-松潘印支褶皱带。地处三大构造单元过渡地带之活动构造单元（图7.16）。
图7.16 西秦岭地区构造略图
（据毛裕年等，1989，有修改）
Ⅰ1—北祁连褶皱带；Ⅰ2—中祁连隆起；I3—南祁连褶皱带；Ⅱ—柴达木构造带；Ⅲ—秦岭褶皱带（其中由点线圈定的范围为白龙江复背斜区）。扬子地块中方格范围为汉南杂岩区
由于区内地表岩浆岩分布较少，前人大多认为本区的岩浆岩不发育（毛裕年等，1989）。金景福等（1994）通过对地表和深部隐伏岩体的详细研究，系统总结和建立了本区岩浆岩的分布规律（图7.17），认为区内岩浆活动强烈，不仅有岩浆的侵入活动，且有火山喷发。其中，火山岩分布于区域西部，侵入岩主要分布在区域中部降扎地区。
图7.17 若尔盖地区岩浆岩分布立体示意图
（据金景福等，1994）
1—地层代号；2—辉绿岩；3—安山岩；4—闪长花岗岩；5—花岗岩脉；6—流纹岩；7—金矿床；8—破火山口；9—环形火山口；10—铀矿床（大半心圆为中型铀矿床，小半心圆为小型铀矿床）
7.2.1.1 火山活动及火山岩分布
本区火山活动主要分布在郎木寺-财宝山一带。现已发现三个破火山口和十个环形火山口。火山口大致呈东西向分布，受深大断裂带控制。印支末期到燕山早期，在郎木寺一带形成大面积安山岩类岩石；燕山中期，火山活动仍在郎木寺地区，形成流纹质英安岩类岩石；到燕山晚期，火山活动转移至财宝山一带，主要为酸性火山喷发，形成大量的流纹岩类岩石。本区火山喷发活动多伴随有次火山活动，形成规模较大的次火山岩。根据火山活动序列和岩石组合，本区火山岩可分为两大组，即郎木寺组和财宝山组。
郎木寺组：主要为灰黑色中性-中基性火山岩，底部为安山质火山角砾岩，厚约205m；其上为辉石安山岩类，包括辉石安山玄武岩、辉石玄武安山岩，并以含紫苏辉石为特征，厚575m；上部为角闪安山岩类，厚185m，黑云母安山岩类，厚217m。在顶部断裂带中零星出露有橄榄玄武岩。表明在火山活动末期阶段，有幔源基性岩浆小规模活动。其成岩年龄为190.0Ma。
财宝山组：以灰白色流纹质英安岩及英安质流纹岩为主，并分布在各个火山口周围。根据财宝山实测剖面，分为上下两段：早期英安质角砾岩覆盖在郎木寺组安山质火山角砾岩之上或直接覆于志留系地层之上，厚度约200m。其上为条带状流纹英安岩，厚377m；晚期又有英安质火山爆发，形成厚约90m的英安质角砾岩，主要出现在财宝山火山口附近。最后是火山口附近的英安流纹岩，厚约60m。
根据以上数据统计，印支-燕山早期火山岩厚约1182m，燕山中期和晚期火山岩厚度共727m。总共厚达1909m。研究表明，首次岩浆喷发活动具有由中基性向中性演化的特点。而后两次火山活动，则主要为中酸性、酸性岩浆活动。火山岩成岩时间序列为：211.1～176.6～122.1Ma。
7.2.1.2 岩浆侵入活动及侵入岩分布
本区岩浆侵入活动主要出现在白依背斜核部及其西倾伏端附近。现已发现各种小型侵入体63个（不包括脉岩及钻孔和坑道中发现的侵入体在内），岩性有三类：辉绿岩脉或岩墙；闪长岩；花岗岩和石英斑岩。其中，辉绿岩出露面积约20km2，分布在垭口-塔尔地段；闪长岩分布在温泉附近，构成了闪长岩体群；花岗岩和石英斑岩则主要沿白依背斜北翼的弧形构造-岩浆岩带分布。这些中酸性、酸性侵入体大多刚露出地表，多数尚隐伏在地下深部。这三类侵入岩，在空间分布上，很少以单个侵入体产出，常成群出现，构成岩体群。同时它们的形成序列与火山活动相对应。
印支-燕山早期，主要为基性、中性岩浆侵入活动。其活动范围集中在白依背斜核部及其西段北翼，形成大规模辉绿岩脉（墙）。据统计，地表已发现17条辉绿岩脉（墙）。它们都呈近东西向线型展布，与背斜轴走向平行。表明辉绿岩是由基性岩浆沿背斜核部拉张断裂带上侵形成。区内最大的辉绿岩脉为垭口辉绿岩脉，其出露面积达4.5km2。其次是塔尔辉绿岩脉，其出露面积达2.1km2。花岗闪长岩体群为燕山中期中酸性岩浆侵入活动产物。如降扎花岗闪长岩体群由10余个小型岩体构成，其出露总面积达2km2。燕山晚期主要形成花岗岩类岩体或脉岩，大体沿拉尔玛-邛莫-羊肠沟（510矿区）-垭口（513矿区）-罗军沟（512矿区）一线呈弧形带状分布。侵入岩成岩时间序列为：210.1～174.8～119.8Ma。
为了查明若尔盖地区铀矿化与岩浆活动的相互关系，我们对若尔盖地区的主要岩浆岩种类采用高精度的LA-MC-ICP-MS定年方法进行了测试。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Newwave UP 213激光剥蚀系统。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比值的测试精度（2σ）为2%左右，对锆石标准的定年精度和准确度在1%（2σ）左右。
测试结果表明，RDT-1辉绿岩样品所有数据点在U-P b谐和图上集中落在谐和线上及其附近（图7.18a），年龄值主要集中于（206.6±2.2）Ma左右的年龄段，为10个测点。若尔盖RDT-1辉绿岩锆石10个测点均投影在谐和线上，这一特征指示被测锆石没有遭受明显的后期热事件的扰动。用10个点的206P b-238U比值年龄进行加权平均所得的平均年龄为（206.6±2.2）Ma（95%可信度），MSWD＝3.8，并可细分为203.61Ma和209.34Ma等两个亚峰值，分别为五个测点，可能代表了本区成岩年龄的不同期次和阶段。结合锆石具有生长环带和Th/U＝0.348～1.698的特征，推测该年龄值（206.6±2.2）Ma应代表该辉绿岩体的侵位时代。另外测点RDT-1-1、RDT-1-5年龄分别为192.82Ma、154.88Ma，可能代表另外两期构造热事件或岩浆活动，也可能是较晚期变质增生或热液蚀变的年龄。值得一提的是，测点RDT-1-2、RDT-1-7、RDT-1-9、RDT-1-15、RDT-1-18的206P b/238U年龄分别为201.16Ma、202.83Ma、204.34Ma、211.24Ma、209.07Ma，年龄符合207Pb/206Pb>207Pb/235U>206Pb/238U的规律，则落在靠近一致曲线的下方，表明它们或多或少有Pb的丢失，这些年龄值与上述峰值年龄非常吻合，在一定程度上再次佐证了成岩年龄。
图7.18 若尔盖铀矿田岩浆岩锆石U-Pb谐和图
a—辉绿岩RDT-1；b—RDT-3辉绿岩；c—RDT-4花岗斑岩脉；d—RDT-5花岗闪长岩
RDT-3辉绿岩样品锆石年龄值主要集中于730Ma和200Ma左右的年龄段。在锆石年龄谐和图（图7.18b）上，各个测点均落在谐和线以下，通过其放射成因铅和U含量可推断部分锆石可能是后期放射成因铅发生了丢失而偏离至谐和线下方。剔除离群点后，9个点的206Pb/238U年龄为谐和年龄为（728±22）Ma（95%可信度），其MSWD＝39，结合照片和其他样品分析结果，代表的是应该是继承性年龄。另外一组年龄为（199±18）Ma，其MSWD＝205（6个测点，95%可信度），应该代表了成岩年龄。另外测点RDT-3-2年龄为85.27Ma，可能为测试的原因，也可能代表另一期构造热事件。另外，需要说明的是，RDT-3-15、RDT-3-19等测点的年龄值为1043.24Ma、2511.31Ma，根据锆石阴极发光图像和现场测试情况，很可能是测点位于内部残留核而测出的继承性锆石的年龄，或者反映了该区岩浆活动过程中可能有古老基底岩石的混染，并不能代表岩体的真实年龄。
RDT-4花岗斑岩脉样品锆石年龄结果显示：样品中锆石的20个分析点的206P b/238U表观年龄比较集中（图7.18c），所有数据点在U-Pb谐和图上集中落在谐和线附近，部分略向右偏移，显示部分锆石后期放射成因铅发生了少量丢失。在谐和图及年龄频率图上对10个点给出了（64.08±0.59）Ma（95%可信度，n＝10，MSWD＝2.0）的206Pb/238U年龄的加权平均值，较好代表了成岩结晶年龄。另外，需要说明的是，对于 753Ma、107.93Ma、389Ma左右的年龄峰值，结合其他样品，可能代表了继承性年龄数据，也反映了本区之前的几次较强烈的热液活动。另外，需要说明的是，RDT-4-2测点的年龄值为1686.10Ma，根据锆石阴极发光图像和现场测试情况，很可能是测点位于内部残留核而测出的继承性锆石的年龄，或者反映了该区岩浆活动过程中可能有古老基底岩石的混染，并不能代表岩体的真实年龄。
RDT-5花岗闪长岩样品年龄值主要集中于200.88Ma、210.41Ma和226.5Ma左右的年龄段。在锆石年龄谐和图（图7.18d）上，部分测点均落在谐和线以下，通过其放射成因铅和U含量可推断这部分锆石可能是后期放射成因铅发生了丢失而偏离至谐和线下方。大部分个测点均投影在谐和线上及附近，这一特征指示被测锆石没有遭受明显的后期热事件的扰动。剔除离群点后，17 个点的206P b/238U 年龄为谐和年龄为（207.7±2.5）Ma（95%可信度），其MSWD＝15，较好代表了岩体的侵入结晶成岩年龄；其中该范围内的锆石测点年龄可以细分为两组，一组为平均200.88Ma（五个测点）；另一组为210.41Ma（12个测点）；这两组相差10Ma，可能代表了细粒花岗岩先后两期的结晶作用。还有一组年龄为（226.5±2.2）Ma（三个点，95%可信度），可能代表了较早期的岩浆事件。
通过对四川若尔盖地区岩体中锆石的同位素年代学研究，即采用高精度的LA-MC-ICP-MS定年方法对花岗斑岩、花岗闪长岩、辉绿岩等岩体中的锆石进行了微区原位U-Pb年龄测定，表明若尔盖地区的岩浆岩活动在时间和空间上表现出显著的分区性和演化趋势。结果如下：①辉绿岩RDT-1、RDT-3获得其峰期年龄值为200Ma左右，表明其是印支晚-燕山早期产物；②RDT-4花岗斑岩脉峰期年龄值为64.08Ma左右，表明其是燕山末期的产物；③RDT-5花岗闪长岩峰期年龄值为226.5～200.88Ma，时间跨度较大，表明其是印支晚期的产物。
值得强调的是，若尔盖铀成矿带的分布与各类矿床脉岩，特别是中酸性脉岩带的分布在空间上基本重合，有些矿床中花岗斑岩、英安斑岩本身即是矿石，从花岗斑岩的同位素年龄来看，与若尔盖地区铀成矿时代一致（主要集中在90Ma和60Ma），暗示铀成矿与岩浆活动有一定的关系。
7.2.1.3 岩浆岩地球化学特征
（1）岩石地球化学
火山岩的岩石化学成分随火山岩岩石类型的不同，具以下变化规律：
1）由安山岩到流纹岩类，其中SiO2含量从平均57.13%增加到70.23%；K2O＋Na2O由平均4.70%增加到6.34%，并且K2O>Na2O。
2）A12O3含量由平均16.27%降至15.31%；Fe2O3＋FeO从平均6.93%降到2.51%，其中，Fe2O3含量由平均4.30%降至2.30%；而FeO从平均2.63%降到0.21%，降低了10倍。
火山岩岩石化学成分的变化表明，本区火山活动从印支-燕山早期到燕山晚期，岩浆酸度增大，铁镁质组分降低，而碱质组分增高。显示出富硅富碱，贫铁镁的演化特点。
侵入岩的岩石化学成分主要表现出如下特征：
1）SiO2含量平均由57.95%增加到71.81%；K2O＋Na2O平均由5.24%增至5.97%，K2O≫Na2O。
2）A12O3含量平均由15.54%降至14.4%；Fe2O3＋FeO从平均5.80%降到2.18%，其中，Fe2O3从平均2.50%降到1.56%；FeO由平均3.40%降到0.62%，降低约6倍。
很明显，岩浆侵入活动，从印支-燕山早期到燕山晚期，岩浆的酸度由中性或中基性转变到酸性。碱质组分微升，铁镁降低。表现出富硅富碱，贫铁镁特点。
以上对应分析结果充分说明，本区岩浆的喷发活动与侵入活动具有十分明显的同源异相性的特点。
从总体上看，安山岩及闪长岩类的铝质组分含量均为正常成分，未出现刚玉。而流纹岩及花岗岩类则出现刚玉，人工重砂分析中确实见到刚玉。这说明燕山晚期所形成的喷出岩和侵入岩都属于铝过饱和型。由此可以说明两个问题：一是本区火山岩和侵入岩具有同源异相性的特点；二是本区酸性火山岩和酸性侵入岩具有类似于华南地区产铀岩体的岩石化学特征。
（2）微量元素地球化学
区内岩浆岩（火山岩，侵入岩）微量元素总体特征如下：
1）基性和中性岩浆岩具有富Cr贫Co和Ni的特点，这与人工重砂中发现有铬尖晶石存在的事实吻合。
2）从基性到酸性岩，Cu、Pb含量降低，而Zn增高；W含量趋于增高，且在酸性岩人工重砂中见到了白钨矿；Zr略增高，但总体上低于维诺格拉多夫值；Sr趋向降低；Be增高，这与电气石发育的事实吻合；Ba含量较高，并高于维诺格拉多夫值数倍。总体上，Ba、Be含量较高是本区火山岩和侵入岩的共同特征。
从微量元素变化情况可看出，本区火山岩和侵入岩具有密切的成因联系，并具有类似于华南地区产铀岩体微量元素含量变化的特征。
印支运动以后，中国的地质构造格局发生显著变化，以贺兰山-康滇隆起一线为界，可将中国分为差异明显的东西两大部分。东部地区，由于东亚大陆与西太平洋板块间的相互作用不断加强，导致滨太平洋构造带发生强烈的火山-侵入活动(任纪舜，1998)，而在大陆内部则发育各类沉积盆地。在大陆的西部地区，从冈瓦纳大陆母体移离的青藏诸地块则逐次向北运移，最终与属于欧亚板块的中国北方大陆碰撞结合为一个整体。
中国东部构造域的西带，中生代时发育有内陆断陷盆地，如鄂尔多斯盆地和四川盆地，其中蕴藏了丰富的煤层、石油和天然气。在大陆的中带和东带，发育有近海盆地，如松辽、华北和江汉等，其中松辽盆地以白垩系深水湖相沉积物为主，形成大型的大庆、辽河等油田。
中国东部构造域的东带，以发育大量火山岩为特征，伴有丰富的斑岩型、矽卡岩型和浅成低温热液型矿床，有三条火山岩带呈北北东-南南西向作雁行状排列。其西北带为大兴安岭富碱火山岩带，伴有金-铅-锌-锡-铁矿成矿系统;中带是基本沿郯-庐断裂延伸的偏碱性安山质火山岩，它从胶辽东部经山东、苏北一直延伸到下扬子地区，燕山期花岗岩类包括钾玄岩(Shoshonite)在此带内广泛出露，以发育铜-铁-金-硫矿床为特征，如著名的长江中下游成矿带。东南边的闽、浙陆缘火山岩带北延与朝鲜半岛南部地区相接，以安山岩和流纹岩类为主，广泛形成中低温热液型铅-锌-银-铜-金矿床，代表性的有紫金山金-铜矿床，以及偏西北侧的元古宙浅变质基底中的铜厂-银山的铜-金-银矿集区。
中国东部地区，由于华北地块和扬子地块的演化历史和物质组成的明显差异，因而形成印支期后不同的区域地球化学块体和成矿带。在华北地区，以华北地块边缘的大规模金-钼成矿为特征，如地块北缘的杨家杖子、涞源等钼矿和冀北金矿(东坪、金厂峪等)，地块南缘的小秦岭金矿和钼矿(文峪、金堆城等)和胶东金矿。而在华南地区，由于受到印度板块和西太平洋板块的双重推挤，原先的华南加里东增生褶皱带发育强烈的构造热事件，软流圈和下地壳的深源物质上涌，中深部的硅铝质地壳部分熔融，形成大规模的重熔花岗岩，它们沿深断裂和热穹窿广泛分布，伴有一系列重要的钨-锡-铋-稀土矿床，如柿竹园和西华山矿床。
就铜矿而言，华北和扬子地块上均有大型矿床分布，但在秦岭区则相对缺少。
中国金矿主要形成在燕山期，多分布在前寒武纪花岗-绿岩带。太古宙和元古宙地层中的变基性火山岩为含金矿源层，经历多次改造富集，主要是受到燕山期花岗岩浆活动的影响而高度富集成矿，这与世界上其他古老变质岩区金成矿时代集中在前寒武纪是明显不同的。
中国西部的巨大盆岭系统由断块山脉与大型山间盆地相间排列构成，可以阿尔金巨型走滑断裂分为西北部的塔里木-天山区和东南部的昆仑山-祁连山区。其中，塔里木盆地经历复杂的历史，盆地边缘及其内部蕴藏了丰富的石油和天然气资源。在柴达木盆地则有大量的石油、石盐、钾、锂和硼矿资源。
喜马拉雅运动期，大约在60～65Ma，印度板块与欧亚板块开始碰撞对接，青藏地区大部隆升。在喜马拉雅褶皱带，发育有蛇绿岩套中的铬铁矿床(如罗布莎);在冈底斯构造带，发育了巨型斑岩型铜-钼-金成矿带，已发现多个大型铜矿床，如驱龙，其金属储量已近千万吨。在三江地区的对接消减带中，发育了与钙碱性花岗岩有关的斑岩铜矿带(如玉龙铜矿)、与构造混杂岩带有关的金矿带(如老王寨金矿)，以及陆相断陷盆地碎屑岩中的铅-锌矿床(如兰坪金顶矿)。在中国台湾北部，受西太平洋板块俯冲带直接影响，产出有著名的火山岩系中的浅成低温热液型金矿(金瓜石矿床)。
中国的东北和华北地区有陆内裂谷型的第三纪(古近纪、新近纪)玄武岩发育，伴有刚玉(蓝宝石)等矿产。
1.燕山期构造与成矿特点
燕山期成矿在中国大陆上尤其是东部地区广泛发育，成矿强度大，是中国多数金属矿产的主要形成时代。其特征是:
1)矿床种类多。金属矿有金、银、铜、铁、钨、锡、钼、铋、铅、锌、汞、锑、铍、铌、钽等;非金属矿有萤石、明矾石、叶蜡石、重晶石、水晶、石棉等;能源有石油、天然气、煤、铀等。
2)矿床类型多。有蚀变花岗岩型、云英岩型、矽卡岩型、斑岩型、热液脉型、浅成低温热液型、蚀变-剪切带型、次火山-矿浆贯入型、沉积和生物沉积型等。
3)成矿环境以大陆板内构造活化带为主，有大陆边缘及内部的构造-岩浆带、火山-次火山岩带、陆内断褶带、俯冲带、陆缘剪切带、陆内坳陷带、陆内深断裂带，以及陆内断陷盆地等。
4)成矿带主要集中在中国东部构造域，包括下列的成矿区带:
①大兴安岭-太行山铁-铜-钼-金-铅-锌成矿带;②郯-庐断裂铜-金-金刚石成矿带;③华北陆块北缘铁-稀土-铅-锌-金-银-铜成矿带;④小秦岭金成矿带;⑤豫西金-钼-钨-铁-铜-锑成矿带;⑥长江中下游铁-铜-金-硫成矿带;⑦东南沿海火山岩铅-锌-金-银成矿带;⑧湘中钨-锡-铅-锌成矿带;⑨南岭钨-锡-铋-铌-钽-稀土成矿带;⑩扬子陆块西南缘汞-锑-砷-金成矿带。
燕山期成矿带或是发育在前寒武纪变质结晶基底中，或是叠加在古生代构造层之上，或是叠加在早中生代—三叠纪地层之上，总体上是受中国大陆东部岩石圈-软流圈的强烈扰动而发生的岩浆、流体、盆地沉积作用控制的。
2.喜马拉雅期构造与成矿特点
喜马拉雅构造运动主要发育在中国西南地区，由于印度板块向喜马拉雅-特提斯地体的推挤，造成青藏高原及三江区域的多个构造-岩浆-成矿带，矿产资源丰富，潜力巨大。此外，近年来在川西地区也发现喜马拉雅期的岩浆活动与金属矿床。
喜马拉雅期成矿主要表现出壳-幔成矿系统的特色:
1)矿床种类包括金、铜、铅、锌、银、铬等，喜马拉雅期碱性玄武岩中有橄榄石、红宝石、蓝宝石等。
2)矿床类型有斑岩铜-钼矿、矽卡岩型铁铜矿、岩浆型铬矿、剪切带型金矿、火山-次火山岩型金矿、热泉型金矿，以及广泛分布的红土风化壳矿床及各类河海砂矿。
3)成矿环境有造山带、裂谷、地堑及裂陷盆地、内陆湖盆及滨海岸带等。
喜马拉雅期的主要成矿区带有:
①雅鲁藏布江超镁铁质岩铬铁矿成矿带;②冈底斯中酸性岩铜-钼-金成矿带;③三江特提斯铜-金-钨-锡多金属成矿带;④川西构造-岩浆铜多金属成矿带;⑤东北-华北碱性玄武岩类宝石成矿带;⑥台湾金瓜石金-铜成矿带。
以往对喜马拉雅期成矿作用研究不够，近年来有关喜马拉雅期矿床的多处发现，说明中国喜马拉雅期成矿可能具有较大的强度，尤其在西南区、西北区和东南沿海区，应引起重视。全面研究区域地貌景观和岩石被剥蚀程度对找寻喜马拉雅期矿床很有意义。
喜玛拉雅山.阿尔卑斯山.泰山的地貌与什么形成有关?
答：阿尔卑斯山脉的形成仍然主要受内力作用影响，位于亚欧板块与非洲板块的交界处，也属于板块的消亡边界——造山带，也是在板块的相互碰撞、挤压作用下形成的。泰山的形成还是受内力作用的影响，泰山属于地垒，是断层构造的一种组合形式，是位于两条断层之间、因挤压作用相对上升的部分，属于块状山地。类似的还有...
喜马拉雅期陆内汇聚阶段走滑拉分作用与山间盆地的形成
答：陆内汇聚阶段系指古近纪—新近纪时期的地质历史过程。新生代是青藏高原形成的主要时期，最后的造山作用形成大规模的冲断推覆，大规模的走滑拉分以及冲断作用和拉伸作用所形成的地表及岩石圈的分层折离和滑脱。一方面在西藏、滇西地区形成一系列的走滑拉分盆地，另一方面又对该区早期形成的山系叠加、改造...
各期构造应力场特征
答：根据湖南地区构造阶段的划分，可以将该区区域应力场划分为武陵—雪峰期、加里东期、海西—印支期、和燕山—喜马拉雅期四个构造作用期。武陵—雪峰期应力场特征：在湖南境内武陵—雪峰期断裂系统主要有近EW向和NE向两组（如图4—3）。其中近EW向的长沙—桃江断裂和北东向的溆浦—三江断裂相接，成为区内...
喜马拉雅期陆内造山
答：褶皱运动发生在晚白垩世末—中始新世末,主要发生在中、晚始新世之间,属昌都新生代褶皱造山带。 新生代喜马拉雅期以来,由于新特提斯洋的开启与闭合,印度板块与欧亚板块相互碰撞,引起了强烈的陆内造山作用,致使区内“古造山带”发生了构造叠加和改造作用。 4.3.1.2 变形特征 (1)广泛的顺层剪切 昌都裂谷的三叠系至...
喜马拉雅山脉的成因
答：喜马拉雅山脉的成因是板块运动。喜马拉雅山位于印度洋板块和亚欧板块交界，印度洋板块不断向北漂移，与亚欧板块相撞，板块之间互相挤压，亚欧板块上拱、抬升，最终形成了喜马拉雅山。喜马拉雅山是世界上最高大最雄伟的山脉。是由过去6500万年间由造成地壳巨大隆起的环球板块构造力形成的。喜马拉雅山脉是由印澳板块...
中新生代山控盆阶段
答：至燕山晚期—喜马拉雅期，山脉再次隆升，并向盆地方向扩展，前陆盆地逐渐收缩和萎缩，并向走滑拉分盆地转换。新生代的走滑拉分盆地是在挤压构造背景下形成的，云龙盆地内部飞来峰体的出现表明，盆地的形成和消亡仍然受两侧山脉的横向扩展迁移的控制，盆地的最终的消亡仍然是挤压兼走滑的造山作用，镇源盆地第...
下扬子区海相中古生界领域油气勘探评价——缅怀朱夏先生未尽遗愿,发扬...
答：燕山、喜马拉雅期挤压构造运动形成的裂缝系统,进一步改善了储集层系。由于岩石致密化及燕山期、喜马拉雅期构造作用,形成大型背斜—成岩作用复合型圈闭,而燕山、喜马拉雅期的整体抬升,产生水溶脱气,是油气富集成藏的主要动力。由于天然气充注量大,加之砂岩不断致密化,该区形成大量超压气藏。 2.3.3 渤海湾盆地的中...
中新生代构造运动特征
答：三、喜马拉雅运动的表现及特征 根据喜马拉雅期构造演化的不同阶段,将喜马拉雅运动旋回分为早期老第三纪沙4段末、中期老第三纪末和晚期新第三纪末及相应的三个构造幕(喜马拉雅Ⅰ幕、喜马拉雅Ⅱ幕、喜马拉雅Ⅲ幕)。华北地区喜马拉雅运动尤其是早中期表现强烈,对古生界构造的改造起了重大作用。 图2-5-11 晚侏罗世—早白垩...
地壳演化阶段及相关成矿作用
答：晚侏罗世晚期为燕山运动主造山期,在北西-南东向水平挤压力作用下,形成一系列与燕山早期近东西向构造向呈大角度交切的北北东向构造带。这些构造带由一系列逆冲推覆构造带和褶皱构造组成,呈北北东向贯入各大山区,形成总体呈“S”形展布的构造格局。 表1-1 山西省构造旋回划分与基本特征 晚侏罗世末期至早白垩...
探索新疆“三山夹二盆”的形成奥秘
答：1.造就世界第三极的喜马拉雅运动 喜马拉雅运动最早是由黄汲清(1945)提出来的,用来与欧洲的新阿尔卑斯山运动相对比,他认为中国大陆整个新生代的构造事件都应归属于喜马拉雅期。喜马拉雅期包括第三纪(古近纪、新近纪)和第四纪,其时间段为65百万年～23.3百万年、23.3百万～2.6百万年、2.6百万年～现在。这一运动在亚洲大陆...
