第8章秦岭大别造山带
秦岭-大别山钼矿的成矿时代
矿床地质秦岭-大别山钼矿的成矿时代*卢欣祥1，罗照华2，黄凡3，李明立1，谷德敏1，梁涛4（1 河南省国土资源科学研究院，河南郑州450053；2 中国地质大学（北京），北京100083；3 中国地质科学院矿产资源研究所国土资源部成矿作用与资源评价重点实验室，北京100037；4 河南有色地质勘查总院，河南郑州450052）东秦岭-大别山地区是中国重要有色金属、贵金属成矿带，各类金属矿产资源十分丰富，尤其钼矿为本区最重要也最具特色的矿产，其分布之广、类型之多、规模之大，在中国及世界均属罕见，长期为世界所瞩目，受到中国及世界地质学家和矿床学家的广泛关注。
已探明的钼金属储量居世界之最，从而使秦岭成为超过科迪勒拉钼矿带的世界最大的钼成矿带。
除了上述特征之外，钼的成矿时代也十分复杂和绵长，成为秦岭-大别山钼矿的另一大特点。
我们共搜集了（含自测）51个钼矿床（点）的近200个辉钼矿Re-Os同位素年龄，其中部分为模式年龄，部分为等时年龄，测试单位多为中国地质科学院国家地质测试中心，少部分由广州地化所完成。
数据显示，秦岭——大别山地区钼矿化延续的时间非常长，从古元古代—新元古代—古生代—中生代都有钼的矿化作用（图1）。
最老的矿化年龄为古元代中晚期1762~1884 Ma，延续时间近122 Ma，属吕梁期；新元古代已发现的1个矿床（土门钼矿，（865±65）Ma）是晋宁运动的产物；古生代发现了2个矿床（银洞沟钼矿（429.3±4.4）Ma和姚店钼矿（416.91±3.7）Ma），属志留纪晚期，与加里东运动有关；中生代产出的钼矿床数量最多，规模最大，类型最多。
其又可分成印支期、燕山中期和燕山晚期三大成矿阶段。
印支期由（193.6~247.2 Ma），属T3－J1；燕山中期为（153~155.5 Ma），属中、上侏罗纪；燕山晚期主要形成于下白垩纪（K1），其又分成三段即K11（135~146 Ma）、K21（121~132 Ma）和K31（106~116）。
桐柏-大别造山带麻城地区金矿成矿地质背景及空间展布特征
第３４卷第２期２０２０年㊀６月资源环境与工程ＲｅｓｏｕｒｃｅｓＥｎｖｉｒｏｎｍｅｎｔ＆ＥｎｇｉｎｅｅｒｉｎｇＶｏｌ ３４ꎬＮｏ ２Ｊｕｎ.ꎬ２０２０收稿日期:２０２０－０５－０７ꎻ改回日期:２０２０－０５－０９资助项目:湖北省麻城市西张店地区金多金属矿调查评价(项目编号:[２０１７]４７号ꎬ[２０１８]２号)ꎻ湖北省麻城市双庙关矿区金矿普查(项目编号:[２０１９]１６号)ꎮ作者简介:徐江嬿(１９６７－)ꎬ女ꎬ正高职高级工程师ꎬ矿产勘查专业ꎬ从事地矿勘查项目管理工作ꎮＥ－ｍａｉｌ:７５２４５１８１６＠ｑｑ ｃｏｍ桐柏 大别造山带麻城地区金矿成矿地质背景及空间展布特征徐江嬿１ꎬ曾小华２ꎬ刘㊀嘉２ꎬ杜文洋２ꎬ刘㊀雷２(１.湖北省地质勘查基金管理中心ꎬ湖北武汉㊀４３００７１ꎻ２.湖北省地质调查院ꎬ湖北武汉㊀４３００３４)摘㊀要:湖北省麻城地区隶属于桐柏大别造山带ꎬ该区至今已发现多个与造山作用相关的金矿床ꎮ通过野外实际调查及室内资料综合分析研究ꎬ认为该区金矿形成于同碰撞伸展构造及推覆构造阶段ꎬ早期北西西向剪切构造系统控制了区内含金建造(双庙关㊁东湾㊁郑家塘等)及岩浆岩的展布ꎬ后期又叠加了北东向剪切构造ꎬ形成格状展布的格局ꎮ区内金矿被北东向剪切带分为西㊁中㊁东３个矿化集中带ꎮ关键词:地质特征ꎻ金矿床ꎻ空间展布ꎻ桐柏大别造山带ꎻ麻城中图分类号:Ｐ６１８.５１㊀㊀㊀㊀文献标识码:Ａ㊀㊀㊀㊀文章编号:１６７１－１２１１(２０２０)０２－０１８０－０４ＤＯＩ:１０.１６５３６/ｊ.ｃｎｋｉ.ｉｓｓｎ.１６７１－１２１１.２０２０.０２.００３㊀㊀湖北省麻城地区隶属于桐柏大别造山带ꎬ该区在三叠纪发生的陆 陆碰撞中ꎬ扬子陆块向北俯冲至华北陆块之下ꎬ发育多期次的韧性变形㊁脆性变形为主的北西西向推覆构造和断裂构造ꎬ并与后期北北东 北东向断裂构造相互交织组成格子状构造体系[１－２]ꎮ在上述两组断裂构造交汇的结点及其附近ꎬ形成(含钼或钨㊁铁㊁铅锌㊁铜㊁硫等)中酸性小岩体[２－３]ꎮ区域内多数金矿点矿体产出与断裂构造关系密切ꎬ区内断裂构造主要为韧性㊁韧脆性剪切带和脆性断层ꎬ韧性㊁韧脆性剪切带早期表现为顺层滑脱ꎬ晚期为挤压推覆阶段ꎬ此阶段为区内变质热液矿床的重要成矿条件和控矿构造ꎮ而脆性断层ꎬ尤其是近东西向和北东向ꎬ控矿作用明显ꎮ本文总结了该区金矿地质特征ꎬ并对找矿方向进行了探讨ꎬ以期为该区同类型金矿床的找矿和勘查工作提供借鉴ꎮ１㊀区域地质背景研究区(图１)大地构造位置隶属于秦岭大别造山系内商丹结合带的桐柏 大别高压/超高压变质带[４－５]ꎮ团麻断裂西侧桐柏 大别变质核杂岩隆起带北部由多个形成于不同构造环境ꎬ有着各自独立的建造特征㊁变形变质和构造演化序列的构造地层地体组成ꎬ经历了多阶段㊁多期次构造运动ꎬ经过多次聚合后拼贴并焊接为一体的复杂构造带[６－７]ꎮ区域地层属秦岭 大别地层区卡房 龟峰山小区ꎬ主要出露中元古界大别山(岩)群(黑云斜长片麻岩㊁(角闪)黑云斜长变粒岩㊁斜长角闪(片)岩㊁石榴斜长角闪岩㊁榴闪岩㊁含石英绿帘角闪石岩㊁(石榴)黑云斜长变粒岩夹黑云二长变粒岩㊁条带状石英绿帘石岩㊁白云钠长片麻岩㊁浅粒岩等)和第四纪(砾石㊁砂砾㊁砂及亚砂土)[２－３ꎬ８]ꎮ区域岩浆岩活动频繁ꎬ包括了新元古代片麻状二长花岗岩㊁片麻状花岗闪长岩及辉长岩ꎻ晚侏罗世斑状角闪二长花岗岩ꎻ早白垩世正长花岗岩㊁斑状二长花岗岩㊁二长花岗岩ꎮ研究区位于武当隆起东段ꎬ经历了复杂的变质变形作用过程[９]ꎮ区内变质岩分布广泛ꎬ其中晚太古代至晚元古代地层㊁中元古代超基性侵入岩㊁新元古代基性 中酸性侵入岩均发生了变质作用ꎮ区内变质作用与成岩成矿的关系密切ꎬ区内主要变质作用有区域变质作用ꎬ次为混合岩化作用㊁动力变质作用及交代变质作用等ꎮ根据岩石组构特征及矿物组成特性分为片麻岩类㊁粒岩类㊁片岩类㊁斜长角闪岩类㊁大理岩类㊁石英岩类六大类[１０]ꎮ热液蚀变作用具有多期性ꎬ其主要发育于基性岩体中㊁断裂破碎带中及岩脉两侧ꎬ基性 超基性岩中的蚀变主要有次闪石化㊁绿泥石化㊁蛇纹石化㊁滑石化㊁碳酸盐化㊁金云母化等ꎬ形成岩石有透闪石岩㊁绿泥石岩㊁阳起石岩㊁金云母岩㊁蛇纹岩及透闪石棉矿等ꎮ断裂破碎带中常见的蚀变有硅化㊁绢云母化㊁绿泥石化㊁绿帘石化㊁碳图１㊀大别山北麓地质简图[２]Ｆｉｇ １㊀ＴｈｅｓｋｅｔｃｈｏｆｇｅｏｌｏｇｙｏｆＮｏｒｔｈＤａｂｉ１.中新生代地层ꎻ２.二郎坪群ꎻ３.龟山岩组㊁南湾组ꎻ４.肖家庙岩组ꎻ５.秦岭岩群ꎻ６.桐柏 大别变质杂岩ꎻ７.红安岩群ꎻ８.榴辉岩ꎻ９.白垩纪火山岩ꎻ１０.石炭系ꎻ１１.燕山期花岗岩ꎻ１２.晋宁期花岗岩ꎻ１３.地质界线ꎻ１４.断裂带ꎻ１５.大别造山带边界ꎻ１６.金矿床(点)ꎻⅠ.华北地块ꎻⅡ.大别造山带ꎻⅢ.扬子地块ꎮ酸盐化㊁黄铁矿化等ꎬ并伴有多金属矿物产出ꎮ区内断裂构造主要为韧性㊁韧脆性剪切带和脆性断层ꎬ韧性㊁韧脆性剪切带早期表现为顺层滑脱ꎬ晚期为挤压推覆阶段ꎬ此阶段为区内变质热液矿床的重要成矿条件和控矿构造ꎮ而脆性断层ꎬ尤其是近东西向和北东向ꎬ为成矿热液通道ꎮ２㊀区内金矿床特征２.１㊀双庙关金矿双庙关金矿区内主要出露西张店基性火山岩组㊁新元古代片麻状二长花岗岩和新元古代变辉长岩ꎬ岩石中有后期石英脉㊁闪长岩脉㊁闪长玢岩脉㊁花岗斑岩脉㊁辉绿岩脉等侵入ꎮ区内构造以断裂为主ꎬ最主要的双庙关断裂构造总体北东向ꎬ另外发育有各方向的脆性次级断裂(裂隙)ꎬ其中北东向和近东西向的断裂尤为发育ꎮ区内已发现８条金矿(化)体ꎬ其中Ⅰ号矿化体呈脉状走向北北东ꎬ地表出露长约１００ｍꎬ产状２８６ʎø５０ʎꎬ平均厚度０.７１ｍꎬＡｕ平均品位２.５３ｇ/ｔꎬ矿体赋存于褐铁矿化硅化碎裂岩中ꎬ围岩为变辉长岩ꎬ为蚀变岩型金矿化体ꎮⅣ号矿体呈透镜状走向北东ꎬ地表可见延伸约３０ｍꎬ产状３０５ʎø３９ʎꎬ厚度０.７５ｍꎬＡｕ品位２０.５ｇ/ｔꎬ共生Ａｇ品位２９２.０ｇ/ｔꎬ矿体赋存于褐铁矿化硅化碎裂岩中ꎬ围岩为变辉长岩ꎮⅤ号矿体呈脉状走向北东ꎬ地表延伸为１６０ｍꎬ控制矿体斜深８０ｍꎬ产状３４０ʎø６０ʎ~６５ʎꎬ平均厚１.７１ｍꎬＡｕ平均品位７.９３ｇ/ｔꎬ矿体赋存于褐铁矿化硅化碎裂岩中ꎬ围岩为变辉长岩ꎮⅧ号矿体产于近东西向的褐铁矿化石英脉中ꎬ出露长约３０ｍꎬ产状３５２ʎø３４ʎꎬ厚０.７３ｍꎬＡｕ品位３.３１ｇ/ｔꎬ共生Ａｇ品位４２.３９ｇ/ｔ为石英脉型金矿体ꎮ２.２㊀东湾金矿东湾金矿区内主要出露西张店基性火山岩组ꎬ主要岩性组合为钠长角闪岩㊁浅粒岩㊁白云石英片岩㊁云母片岩等及第四系沉积物ꎮ区内脉岩发育ꎬ见有煌斑岩脉㊁闪长岩脉㊁花岗斑岩脉与石英脉ꎮ区内断裂构造较发育ꎬ主要有北东㊁北北东㊁北(西)西与近北向４组ꎬ其中北东向断层ꎬ走向５０ʎ~６０ʎ㊁倾向南东㊁倾角３０ʎ~４５ʎꎬ为本区的容矿构造ꎮ已发现金矿体２个ꎬ分别产于东湾南东方向约１００ｍ的北东向硅化破碎带内与罗家塘南东侧小山包之近南北向硅化破碎带内ꎮⅠ号矿体ꎬ控制延伸约１５６ｍꎬ厚约０.６６~０.９ｍꎬ平均厚度约０.７８ｍꎬＡｕ平均品位１４.９１ｇ/ｔꎬ走向约４０ʎ~５５ʎꎬ倾向南东ꎬ倾角３０ʎ~４０ʎꎮⅡ号矿体位于Ⅰ号南部ꎬ呈透镜状近南北向展布ꎬ长约８０ｍꎬ厚约０.６ｍꎬ倾向东ꎬ倾角６４ʎꎮ区内含矿岩石类型有强硅化碎裂闪斜煌斑岩㊁碎裂石英脉㊁碎裂状花岗质片麻岩与弱硅化碎裂闪斜煌斑岩４种ꎮ区内金矿化不甚均匀ꎬ品位变化亦较大ꎬ一般６.７０~８.５０ｇ/ｔꎬ最低２.２０ｇ/ｔꎬ最高可达４３ｇ/ｔꎬ矿化以北东向矿体最好ꎬ近南北向矿体次之ꎮ伴生有元素Ａｇ㊁Ｃｕ㊁Ｐｂ㊁Ａｓ㊁Ｓｂ与Ｈｇ等ꎮ围岩蚀变主要有硅化㊁黄铁矿(褐铁矿)化与绢云母化ꎮ２.３㊀郑家塘金矿郑家塘金矿区内地层主要为中元古界福田河片麻岩组㊁西张店基性火山岩组㊁上元古界武当群二岩组ꎮ构造以断裂活动为主ꎬ发育有各方向的脆性断裂(裂隙)ꎬ其中北东㊁北西向２组尤为发育ꎬ为姜家湾断裂的次级断裂ꎮ矿区内共发现２条金矿体(Ⅰ号㊁Ⅲ号)和１条金铅锌矿体(Ⅱ号)ꎮ其中Ⅰ号矿体产状１１０ʎø６０ʎꎬ平均厚度０.９３ｍꎬ品位Ａｕ为１.３３ｇ/ｔꎬ矿体赋存于煌斑岩脉与片麻状二长花岗岩接触部位的褐铁矿化硅化碎裂岩中ꎻⅡ号矿体走向１４０ʎꎬ倾向南西ꎬ倾角４８ʎ~６０ʎꎬ矿体长约８００ｍꎬ厚０.２~１.３ｍꎬ品位Ａｕ为０.７５~２７ｇ/ｔꎻＺｎ为２.９８％ꎻＰｂ为０.６０％ꎮⅢ号矿体走向１５０ʎ~１６０ʎꎬ倾向南西ꎬ倾角５２ʎ~６６ʎꎬ平均厚０.９１ｍꎬＡｕ平均品位１.６８ｇ/ｔꎬ出露长约２５０ｍꎮ矿石类型主要为蚀变岩型ꎬ石英脉型次之ꎮ围岩蚀变类型主要为硅化㊁褐铁矿化㊁黄铜矿化㊁绢云母化等ꎮ以沿断裂充填并发生交代作用后形成的蚀变岩为Ａｕ主要赋存载体ꎬ围岩为片麻状二长花岗岩和白云钠长片麻岩ꎬ在围岩与破碎蚀变带的外接触带上局部也可见蚀变矿化现象ꎮ２.４㊀白云金矿白云金矿区内出露新元古代武当(岩)群二岩组１８１第２期徐江嬿等:桐柏 大别造山带麻城地区金矿成矿地质背景及空间展布特征(原桐柏山群)㊁陡山沱组㊁灯影组(现称 红安杂岩 四岩组ꎬ原红安群七角山组)ꎬ早古生代乔店片岩 大理岩组沉积变质地层ꎮ矿区内岩石类型包括白云二长片麻岩㊁浅粒岩㊁变粒岩㊁白云石英片岩㊁变粒磷灰岩㊁含磷浅粒岩㊁含磷大理岩㊁绿帘钠长片麻岩等ꎮ矿床产于大磊山穹窿的核部及东翼ꎬ构成大磊山金矿田ꎮ区内断裂构造十分发育ꎬ按其走向不同ꎬ可分北西㊁北北西㊁北北东㊁北西西㊁北东㊁北东东向６组ꎮ矿(化)体主要受北西向断裂控制ꎬ其次受北东向断裂控制ꎮ共发现大小矿体１３个ꎬ含金石英脉主要产于北西向断裂破碎中以Ⅱ㊁Ⅰ㊁Ⅷ号矿脉矿化较好ꎬ规模较大ꎬ其中含金最高的Ⅰ㊁Ⅱ号脉体产于穹窿核部的硅化蚀变碎裂岩中ꎬ围岩为片麻状花岗岩ꎬ含金品位较低的Ⅷ号脉产在穹窿周边的地层中ꎬ总体Ａｕ平均品位９.４４ｇ/ｔꎮ矿脉走向３１０ʎ~２８０ʎꎬ倾向南西ꎬ倾角４０ʎ~８０ʎꎮ由西向东ꎬ倾角由陡变缓再变陡ꎬ矿脉斜切穹窿核部及东翼地层ꎮ矿石类型主要为蚀变岩型ꎬ石英脉型次之ꎮ围岩蚀变主要有硅化㊁钾化和黄铁矿化ꎬ其次是碳酸盐化㊁绢云母化㊁重晶石化ꎮ北西向断裂为主要导矿及控矿构造ꎬ充填了含金石英脉ꎻ北北东向断裂对含金石英脉起了破坏作用ꎮ３㊀控矿因素分析３.１㊀地层与金成矿区内金矿(床)点出露的地层有上元古界青白口系武当群二岩组㊁耀岭河组变火山岩组㊁中元古界福田河片麻岩组和西张店基性火山岩组ꎬ部分为中低Ａｕ丰度值的岩层和岩石ꎬＡｕ主要赋存在硫化矿物中或矿物解理㊁裂隙间ꎬ容易被活化㊁萃取ꎮ经过区域变质作用后上元古界地层中的部分Ａｕ㊁Ａｇ等成矿物质被活化转移ꎬ使得地层上部和弱变质带中Ａｕ㊁Ａｇ丰度提高ꎬ形成了原始含矿建造ꎬ成为金银矿的矿源层之一ꎮ３.２㊀构造与金成矿研究区内构造背景可分为两大类ꎬ一为伸展裂谷背景ꎬ二为同碰撞伸展构造及推覆构造ꎮ其中裂谷背景下产出有与基性 超基性岩相关贫磁铁矿㊁钨矿ꎬ同碰撞伸展构造及推覆阶段则形成白云式造山型金银多金属矿床[１１－１２]ꎮ碰撞前伸展构造阶段见有两期较大的火山活动形成武当群与耀岭河组变火山岩ꎬ为区内金银铜铅锌等多金属矿床提供较为丰富物质来源ꎬ并见有新元古代变基性 超基性岩脉广泛侵入ꎬ内常赋存有与基性 超基性岩相关贫磁铁矿等ꎮ同碰撞伸展构造及推覆构造阶段ꎬ晚加里东 海西期时为拉伸期局部浅海滞流盆地环境沉积下所形成一套寒武系黑色岩系ꎬ为本区沉积型钒钼矿㊁重晶石矿的重要含矿层位ꎮ地幔上涌处产出的古生代志留纪辉绿岩㊁辉长辉绿岩为铸石矿床产出提供有利条件ꎬ伴随武当造山隆升ꎬ在武当山岩群内部及耀岭河组接触带附近常见顺层滑脱构造产出ꎬ为区内金银矿重要的赋矿构造ꎬ后期推覆构造阶段产出大量逆冲断裂与紧闭褶皱ꎬ其中背斜控制以及脆 韧性转折部位为区内金银矿成矿有利部位ꎬ这与大多数造山型金矿成矿背景是类似的[１３－１６]ꎮ３.３㊀岩浆与金成矿区内岩浆活动较为频繁ꎬ主要表现为新元古代片麻状花岗岩㊁变辉长辉绿岩和中侏罗世斑状片麻状二长花岗岩ꎬ表明区内存在多期次岩浆活动ꎮ中生代岩浆侵入岩与金矿成矿关系密切ꎬ对金矿成矿作用主要是提供热能ꎬ激发㊁活化岩石中的成矿物质ꎬ同时岩浆热液携带大量成矿物质顺深大断裂上涌ꎬ于构造有利部位沉淀成矿ꎻ区内岩脉主要有花岗斑岩脉㊁变辉长岩脉㊁煌斑岩脉㊁石英脉等ꎬ大体以北西㊁北东㊁东西向展布ꎬ整体形势呈杂乱出露ꎬ岩脉矿化不显著ꎬ矿化现象多发育于脉岩边部接触带及其裂隙面ꎬ显示矿化为多期热液活动富集产物ꎮ４㊀空间展布特征区内金矿床点的空间展布ꎬ受区域地质构造㊁岩浆活动㊁变质作用等多种因素控制ꎬ由于华北板块与扬子板块多次俯冲㊁对接㊁碰撞和受西太平洋的构造 岩浆活动带的影响ꎬ造就了桐柏 大别地区在北西西向的剪切构造系统控制了含金建造及岩浆岩的展布ꎬ叠加了北东向剪切带ꎬ成为格状展布的阵势ꎮ在这一构造格局上北西西向的剪切构造系统控制了含金建造及岩浆岩的展布ꎻ北东向构造在大别山区尤为明显ꎬ区内以北东向剪切系统为主ꎬ与北西西向构造联合控制了区内金矿产出ꎬ大致分为西㊁中㊁东３个矿化集中带ꎮ(１)西带分布于陡山坡 陈家冲一带ꎬ主要有陡山坡金矿㊁郑家塘金矿㊁石家冲金矿㊁东湾金矿矿床等ꎬ大体呈北西向展布ꎬ间距约３.５~４ｋｍꎬ南距军师岭断裂带约５ｋｍꎬ矿体多受北东向断裂构造控制ꎬ矿化多产于中侏罗纪花岗岩体中ꎬ与煌斑岩脉体关系密切ꎮ(２)中带分布于大河铺 熊家坳一带ꎬ主要有叶家湾金矿㊁项家冲金矿㊁大河铺金矿㊁熊家坳金矿床等ꎮ大河铺一带金矿点呈近东西向展布ꎬ间距１.５~３ｋｍꎬ与南部熊家坳金矿床相距约１０ｋｍꎮ中带金矿体受近东西向断裂构造控制ꎬ破碎带主要发育有石英岩脉㊁硅化碎裂２８１资源环境与工程㊀２０２０年㊀岩ꎬ矿体主要赋存于黄铁矿化(褐铁矿化)石英脉中ꎮ(３)东带主要分布于大松树岗 双庙关地区ꎬ有双庙关金矿和大松树岗金矿ꎬ二者相距约１６ｋｍꎬ大致平行团麻剪切带呈北东向展布ꎬ东距团麻断裂约１５ｋｍꎬ矿床点主要产于新元古代花岗岩体中ꎬ与基性岩的侵位关系密切ꎮ此外东带南部团麻断剪切带与军师岭剪切带之交汇部位分布有桥头湾银金矿和万家畈金矿ꎬ出露新元古代片麻状花岗闪长岩及福田河片麻岩组ꎬ并见有燕山晚期斑状黑云二长花岗岩侵入ꎬ成矿除受构造控制外ꎬ还受燕山期花岗岩的侵位所制约ꎮ５㊀总结麻城地区金矿床大多形成于同碰撞伸展构造及推覆构造阶段ꎬ以蚀变岩型为主ꎬ桐柏 大别地区北西西向的剪切构造系统控制了含金建造及岩浆岩的展布ꎬ后期又叠加了北东向剪切带ꎬ整体成为格状展布的格局ꎮ区内金矿被北东向剪切带分为西㊁中㊁东三个矿化集中带ꎮ参考文献:[１]㊀王强ꎬ赵振华ꎬ熊小林.桐柏 大别造山带燕山晚期Ａ型花岗岩的厘定[Ｊ].岩石矿物学杂志ꎬ２０００ꎬ１９(４):２９７－３０６.[２]㊀曾小华ꎬ鲁显松ꎬ黄威ꎬ等.湖北省麻城市两路口钨(钼)矿床地质特征及找矿方向探讨[Ｊ].资源环境与工程ꎬ２０１４ꎬ２８(６):８０２－８０７.[３]㊀曾小华ꎬ鲁显松ꎬ熊意林ꎬ等.湖北省麻城市两路口钨矿床地质㊁地球物理㊁地球化学特征及综合找矿模型[Ｊ].矿床地质ꎬ２０１４ꎬ３３(增刊):７６７－７６８.[４]㊀林伟ꎬ冀文斌ꎬ石永红ꎬ等.高压 超高压变质岩石多期构造折返:㊀㊀以桐柏 红安 大别造山带为例[Ｊ].科学通报ꎬ２０１３ꎬ５８(２３):２２５９－２２６５.[５]㊀汤家富ꎬ侯明金.大别山及邻区若干重要基础地质问题的再认识:再论大别造山带非板块碰撞造山过程[Ｊ].地学前缘ꎬ２０１６ꎬ２３(４):１－２１.[６]㊀王志元ꎬ简玉兵ꎬ周少东.湖北省大型变形构造划分及主要特征[Ｊ].资源环境与工程ꎬ２０１４ꎬ２８(０１):９４－１０７.[７]㊀索书田ꎬ钟增球ꎬ韦必则ꎬ等.桐柏 大别 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苏鲁成矿带(湖北段)成矿地质特征及其演化[Ｊ].资源环境与工程ꎬ２０１５ꎬ２９(３):２４１－２４７.[１１]㊀范玮ꎬ徐学金ꎬ吴昌雄ꎬ等.湖北省大悟县白云金矿床地质特征及成矿模式[Ｊ].资源环境与工程ꎬ２０２０ꎬ３４(１):１３－１７.[１２]㊀姚艳桥ꎬ阮启林ꎬ金华ꎬ等.鄂东南构造蚀变岩型金矿地质特征与找矿方向探讨[Ｊ].资源环境与工程ꎬ２０１４ꎬ２８(６):８２３－８２９.[１３]㊀蔡鹏捷ꎬ郑有业ꎬ鲁立辉ꎬ等.柴北缘滩间山金矿黄铁矿微量元素特征:指示多阶段金矿化事件[Ｊ].中国有色金属学报ꎬ２０１９ꎬ２９(１０):２３８１－２３９３.[１４]㊀蔡鹏捷ꎬ许荣科ꎬ郑有业ꎬ等.基于成矿流体包裹体的勘探:以柴北缘鱼卡造山型金矿为例[Ｊ].地质找矿论丛ꎬ２０１８ꎬ３３(４):６５１－６６０.[１５]㊀蔡鹏捷ꎬ许荣科ꎬ郑有业ꎬ等.柴北缘从大洋俯冲到陆陆碰撞:来自开屏沟造山带Ｍ型橄榄岩的证据[Ｊ].地球科学ꎬ２０１８ꎬ４３(８):２８７５－２８９２.[１６]㊀陈衍景.造山型矿床㊁成矿模式及找矿潜力[Ｊ].中国地质ꎬ２００６ꎬ３３(６):１１８１－１１９６.(责任编辑:肖飞)ＧｅｏｌｏｇｉｃａｌＢａｃｋｇｒｏｕｎｄａｎｄＳｐａｔｉａｌＤｉｓｔｒｉｂｕｔｉｏｎｏｆＧｏｌｄＤｅｐｏｓｉｔｓｉｎＭａｃｈｅｎｇＡｒｅａｏｆＴｏｎｇｂａｉＤａｂｉｅＯｒｏｇｅｎｉｃＢｅｌｔＸｕＪｉａｎｇｙａｎ１ꎬＺｅｎｇＸｉａｏｈｕａ２ꎬＬｉｕＪｉａ２ꎬＤｕＷｅｎｙａｎｇ２ꎬＬｉｕＬｅｉ２(１.ＨｕｂｅｉＧｅｏｌｏｇｉｃａｌＥｘｐｌｏｒａｔｉｏｎＦｕｎｄＭａｎａｇｅｍｅｎｔＣｅｎｔｅｒꎬＷｕｈａｎꎬＨｕｂｅｉ㊀４３００７１ꎻ２.ＩｎｓｔｉｔｕｔｅｏｆＨｕｂｅｉＧｅｏｌｏｇｉｃａｌＳｕｒｖｅｙꎬＷｕｈａｎꎬＨｕｂｅｉ㊀４３００３４)Ａｂｓｔｒａｃｔ:ＨｕｂｅｉＭａｃｈｅｎｇａｒｅａｂｅｌｏｎｇｓｔｏＴｏｎｇｂａｉＤａｂｉｅｏｒｏｇｅｎｉｃｂｅｌｔ.Ｕｐｔｏｎｏｗꎬｍａｎｙｇｏｌｄｄｅｐｏｓｉｔｓｒｅｌａｔｅｄｔｏｏｒｏｇｅｎｙｈａｖｅｂｅｅｎｆｏｕｎｄｉｎｔｈｉｓａｒｅａ.Ｂａｓｅｄｏｎｆｉｅｌｄｉｎｖｅｓｔｉｇａｔｉｏｎａｎｄｉｎｄｏｏｒｄａｔａｓｙｎｔｈｅｓｉｓꎬｉｔｉｓｃｏｎｓｉｄｅｒｅｄｔｈａｔｔｈｅｇｏｌｄｄｅｐｏｓｉｔｓｉｎｔｈｉｓａｒｅａｗｅｒｅｆｏｒｍｅｄｉｎｔｈｅｓｔａｇｅｏｆｓｙｎｃｏｌｌｉｓｉｏｎａｌｅｘｔｅｎｓｉｏｎａｌｓｔｒｕｃｔｕｒｅａｎｄｎａｐｐｅｓｔｒｕｃｔｕｒｅ.Ｔｈｅｇｏｌｄｄｅｐｏｓｉｔｓｉｎｔｈｉｓａｒｅａ(ＳｈｕａｎｇｍｉａｏｇａｎꎬＤｏｎｇｗａｎꎬＺｈｅｎｇｊｉａｔａｎｇꎬｅｔｃ.)ｗｅｒｅｃｏｎｔｒｏｌｌｅｄｂｙｔｈｅＮＷｔｒｅｎｄｉｎｇｓｈｅａｒｓｔｒｕｃｔｕｒｅｓｙｓｔｅｍｏｆＴｏｎｇ￣ｂａｉＤａｂｉｅａｒｅａꎬｗｈｉｃｈｃｏｎｔｒｏｌｌｅｄｔｈｅｄｉｓｔｒｉｂｕｔｉｏｎｏｆｇｏｌｄｂｅａｒｉｎｇｆｏｒｍａｔｉｏｎａｎｄｍａｇｍａｔｉｃｒｏｃｋꎬａｎｄｓｕｐｅｒｉｍｐｏｓｅｄＮＥｔｒｅｎ￣ｄｉｎｇｓｈｅａｒｚｏｎｅꎬａｎｄｆｏｒｍｅｄａｌａｔｔｉｃｅｄｉｓｔｒｉｂｕｔｉｏｎａｓａｗｈｏｌｅ.Ｔｈｅｇｏｌｄｄｅｐｏｓｉｔｓｉｎｔｈｅａｒｅａａｒｅｄｉｖｉｄｅｄｉｎｔｏｔｈｒｅｅｍｉｎｅｒａｌｉ￣ｚａｔｉｏｎｃｏｎｃｅｎｔｒａｔｉｏｎｚｏｎｅｓｂｙＮＥｔｒｅｎｄｉｎｇｓｈｅａｒｚｏｎｅ.Ｋｅｙｗｏｒｄｓ:ｇｅｏｌｏｇｉｃａｌｃｈａｒａｃｔｅｒｉｓｔｉｃｓꎻｇｏｌｄｄｅｐｏｓｉｔｓꎻｓｐａｔｉａｌｄｉｓｔｒｉｂｕｔｉｏｎꎻＴｏｎｇｂａｉＤａｂｉｅｏｒｏｇｅｎｉｃｂｅｌｔꎻＭａｃｈｅｎｇ３８１第２期徐江嬿等:桐柏 大别造山带麻城地区金矿成矿地质背景及空间展布特征。
陆内造山作用和造山带介绍
陆内造山作用和造山带介绍胡经国本文作者的话长安大学地球科学学院杨志华先生等在《矿物岩石》第21卷2001年9月第3期总第85期发表的《论陆内造山作用和陆内造山带》一文，值得一读。
现将该文内容介绍于下，供读者阅读和研究。
文中小标题为本文作者所加，仅供参考。
下面是正文该文摘要中国大陆造山带，按属性特征可以划分为三种类型和三个发展阶段。
板块构造体制下的洋盆或过渡性洋盆转化为造山带以后的板内沉积盆地与造山带的转化，是中国大陆岩石圈划时代的造山作用，形成最重要的造山带。
把造山带限制在洋盆俯冲碰撞阶段，与中国造山带的实际相差甚远。
一、盆－山转换对中国大陆造山带的认识，不少地质学家在近期的讨论中发表了看法。
20世纪80年代初期以来，刘宝王君院士指导我们在对秦岭造山带盆－山转换的研究中发现，从盆－山转换的属性特征总结出中国大陆造山带有三种类型和三个发展阶段；按从盆－山转换的结构特征划分出三种型式的造山带（表1）。
明确指出，中国大陆造山带主要是陆相沉积盆地以后形成的造山带。
表1大陆造山带盆－山转换的阶段及类型（1）盆－山属性阶段和种类实例洋盆及过渡性洋壳盆地与造山带的转换第一阶段第一类造山带秦岭中－新元古代，祁连早古生代，摩天岭中新元古代，华南中新元古代，天山早古生代－石炭纪板块（地台或地块）内海相盆地与造山带的转换第二阶段第二类造山带秦岭晚古生代三叠纪，西秦岭志留纪三叠纪，华南晚古生代三叠纪，祁连晚古生代陆相沉积盆地与造山带的转换第三阶段第三类造山带东、西秦岭；阴山－大青山、北山、华南、燕山、太行山中新生代；西天山二叠纪－中新生代在板块构造体制下形成的第一类造山带以后，所形成的造山带统称为陆内造山带。
它的内部包括两类造山带，即：由板块内部或地台内的海相沉积盆地形成以后转化成的造山带，以及陆相沉积盆地形成以后形成的造山带。
板块内部或地台内的海相沉积盆地形成以后转化为造山带的事实，已经被国内外的许多造山带所证实。
例如，冒地槽与造山带之间的转换、拗拉槽与造山带之间的转换等，都是板内海相盆地转变为造山带的实例。
西秦岭造山带徽成盆地早白垩世地层物源综合分析
组 构 、 岩砾 石 成分 、 矿物 百分 含量 以及 砂岩 样 品 砾 重 的地球 化学 测 试结 果 ， 合 分 析 徽 成 盆 地早 白垩世 综
由于其 出露 广 泛 ， 研 究 西秦 岭 中生 代 演 化 的 理 想 是
地 区 。前 人 曾对 盆地 的地 层 格 架 、 积 环 境 和 生 物 沉
Ｉ Ｐ ＭＳＵ－ ｂ测 年 分 析 （ 英 利 等 ， ０ ｌ ） Ｃ — Ｐ 张 ２ １ ａ 。对 于
（ ｌ ） 是分 布于 陕西 凤 县 、 肃徽 县 、 县 、 县 、 图 ａ， 甘 成 康 武 都 一带 的 中、 生 代 沉 积 盆 地 （ １ ） 新 图 ｂ 。盆 地 呈
ＮＥ Ｓ 向延 展 ， １ ０ｋ 宽 ４ ｍ。盆 地 北 界 — Ｗ 长 ２ ｍ， ０ｋ 断层 为徽 凤断 裂 。盆地 北侧 为三 叠 系灰 岩和 泥盆 系
和光 头 山岩 体进 行 了锆石 年代 学 和地球 化 学特 征研
１ 区域 地 质 背 景
徽成 盆地 位 于 西 秦 岭 造 山带 （ 益 民 等 ， ０ ２ 冯 ２０ ）
究 （ 卫 东等 ，０ ０ 李 淼 等 ，０ ４ 张成 立等 ，０ ５ ， 孙 ２０ ； ２０ ； ２ ０ ） 取 得 了丰富 成果 。然 而对 于徽 成盆 地 中生代 早 白垩 世 砂 岩 的沉 积物 源研 究仅 有笔 者对 盆地 周 家湾 组和 鸡 山组砂 岩 和 田家 坝 组 花 岗 岩 砾 石 进 行 锆 石 Ｌ — Ａ
（ 骅等 ，９ ９ 宋 杰 己 ，９ ３ ， 成 盆地地 层 格架 如 齐 １７ ； １ ９）徽
及西 秦 岭造 山带 构造 演化 的充 分认 识 。 为 了探 讨 徽 成 盆 地早 白垩 世 地 层 的物 源 特 征 ，
桐柏造山带几何学、运动学和演化
242 中国科学 D 辑 地球科学 2006, 36 (3): 242~251桐柏造山带几何学、运动学和演化*黄少英 徐 备** 王长秋 湛 胜 邓荣敬(北京大学地球与空间科学学院教育部造山带与地壳演化重点实验室, 北京 100871)摘要 桐柏造山带由6个次级构造单元组成, 由南到北依次为桐柏片麻岩隆起带(TGR)、鸿仪河-罗庄榴辉岩带(HLE)、毛坡-胡家寨火山岩单元(MHI)、周家湾复理石单元(ZFB)、杨庄绿片岩单元(YGB)和董家庄大理岩单元(DMB). 桐柏造山带的几何学和运动学图像包括: 由后期隆升过程形成的穹隆构造、超高压岩石折返形成的顶部向北(top-to-north)的韧性剪切构造、与南北向挤压有关的顶部向南(top-to-south)的韧性剪切构造、左行平移剪切构造以及地壳较浅层次的东西向褶皱构造等几部分. 根据桐柏-大别地区已有的和本次获得的构造年代学数据, 可将研究区变形构造划归4个变形阶段. 从多期俯冲-碰撞造山带的观点出发, 根据各构造单元的岩石学特征及其展布, 结合几何学、运动学和构造年代学特征, 桐柏造山带构造演化可分为4个阶段即: 约400~300 Ma 的洋壳俯冲阶段、 270~250 Ma 的大陆碰撞阶段、250~205 Ma 的大陆深俯冲和折返阶段以及200~185 Ma 的隆升阶段.关键词 桐柏地区 几何学 运动学 构造单元 造山带演化收稿日期: 2005-04-16; 接受日期: 2005-11-23*国家自然科学基金项目(批准号: 40272098)、国家重点基础研究发展规划项目(批准号: G1999075511)及教育部高等学校博士学科点专项科 研基金(批准号: 20020001055)资助 ** 联系人, E-mail: bxu@1 引言秦岭-大别造山带以极其复杂、丰富的地质特征而举世瞩目, 成为国际地质科学研究的热点[1], 20年来已获得大量研究成果. 在构造格局和构造演化方面, 秦岭造山带已建立了华北板块、秦岭微板块、扬子板块和商丹缝合带及勉略缝合带构成的基本框架, 提出秦岭造山带经历了古生代俯冲造山和中生代碰撞造山过程, 分别由商丹带和勉略带代表[2,3]. 东大别地区已划分出北淮阳带、北大别带、南大别带和宿 松带等构造单元[4]. 西大别地区从北向南可分为9个构造单元, 尤以北部的划分较为详细[5,6]. 秦岭与大别造山带的构造单元对比是广泛关注的重要问题[7], 在两者结合部位开展专门研究是解决该问题的关键所在. 为此本研究选择秦岭和大别造山带邻接的桐柏地区, 开展几何学和运动学分析, 划分造山带构造单元, 追索其横向延伸及构造边界, 建立造山带结构剖面, 并通过构造年代学的讨论, 推断该区造山带演第3期黄少英等: 桐柏造山带几何学、运动学和演化243化过程. 在此基础上, 讨论桐柏造山带与东秦岭和大别造山带的对比和连接问题.2 构造单元划分及其几何学特征前人对桐柏地区构造单元划分已有部分工作. 例如Kröner等[8]曾划分出桐柏纳布构造带、固庙韧性剪切带和彭家寨岛弧带; 李曙光等[9]将桐柏-大别地区统一划为6个构造-岩性单元, Hacker等[10]及Webb 等[11]在桐柏-西大别地区划分了若干岩石-构造单元. 索书田[12]、钟增球等[13]在桐柏地区确定了与折返过程有关的构造格局并发现多处榴辉岩. 上述工作主要从岩石学方面提供了大尺度的构造单元划分, 但具体到对桐柏地区的构造单元划分则较为粗略. 为了详细研究桐柏地区构造演化过程及其对比, 必须提供更为精细的构造单元划分和对比材料. 因此需要在查明构造地质学特征的基础上, 结合岩石学和构造年代学特征, 进一步详细划分研究区的构造单元. 为此笔者在河南桐柏县以西、南阳盆地以东、新城县以北及好汉坡以南的桐柏地区开展了详细的野外构造地质学研究, 根据变形和岩性特征划分出6个构造单元(图 1). 从南向北依次为: (1) 桐柏片麻岩隆起带(TGR); (2) 鸿仪河-罗庄榴辉岩带(HLE); (3) 毛坡-胡家寨火山岩带(MHI); (4) 周家湾复理石带(ZFB);(5) 杨庄绿片岩带(YGB); (6) 董家庄大理岩带(DMB). 现将各单元特征分述如下:2.1 桐柏片麻岩隆起带(TGR)以桐柏山为主体呈北西西-南东东向, 延伸达20 km以上, 南北宽约7 km. 南以尚家湾-王店断层为界, 北以固庙断层为界, 向西止于南阳盆地, 向东延伸到湖北应山县境内, 相当于索书田等[12]的桐柏核部杂岩. 构成隆起带的岩石主要是花岗片麻岩、夹黑色铁镁质包裹体和大理岩透镜体. 片麻理产状总体为隆起带北部向北缓倾斜, 南部向南缓倾, 构成枢纽为北西西-南东东向的背形构造. 在横跨隆起带的东部固庙-太白顶剖面和西部程湾-新城剖面, 糜棱片理的产状在南段向南西倾, 倾角一般在40°以下; 在北段向北东倾, 倾角20°~30°之间, 形成平缓的背形形态, 而在中段则分别向南东及北西倾斜, 反映沿枢纽方向的起伏形态(图2A, C).图1 桐柏地区地质图244中国科学 D 辑 地球科学第36卷2.2 鸿仪河-罗庄榴辉岩带(HLE)该带为含榴辉岩的高压单元, 其南界与桐柏片麻岩隆起带(TGR)相接, 北界以正断层与毛坡-胡家寨火山岩带(MHI)相邻. 南北宽约3~5 km, 东西延伸达45 km. 该带以长英质片岩、片麻岩为主, 含少量大理岩透镜体和斜长角闪岩夹层. 在古井庄-毛坡剖面, 糜棱片理产状总体向南倾, 倾角大都在60°以上. 在鸿仪河-太子庙剖面, 片理总体向北东倾, 倾角约50°~70°左右(图2E). 在固庙-罗庄-娘娘庙剖面, 片理产状北倾或南倾, 但其倾角都在70°以上(图2G). 在本构造单元内的罗庄、鸿仪河和娘娘庙等地, 有大量榴辉岩或榴闪岩出露, 呈数十厘米到约1 m 的脉状、透镜状或层状.2.3 毛坡-胡家寨火山岩带(MHI)该带南部在毛坡-娘娘庙一线以正断层与鸿仪河- 罗庄榴辉岩带(HLE)相接触, 北部以正断层与周家湾复理石带(ZFB)相邻. 南北宽约2.5 km, 东西长约15 km, 西部被中生代花岗岩所侵入. 带内岩石为定远组火山岩, 受到低绿片岩相变质. 火山岩发育强烈的片理化, 片理总体倾向北, 倾角大于70°(图2I). 在西大别地区, Li 等[14]确认定远组为岛弧环境并获444±31Ma (Rb-Sr) 和446±23 Ma (Sm-Nd) 的等时线年龄. 因此本区毛坡-胡家寨火山岩带可能属于古生代岛弧火山岩.图2 桐柏造山带片理和线理数据的赤平投影等面积下半球投影, 大圆环带示面理, 箭头示线理第3期黄少英等: 桐柏造山带几何学、运动学和演化2452.4 周家湾复理石带(ZFB)该单元南与毛坡-胡家寨火山岩带(MHI)相邻, 北接杨庄绿片岩带(YGB), 西部被大面积花岗岩侵入, 东部为第三纪沉积砾岩覆盖. 南北宽约2 km, 东西长约5 km. 地层主要为古生代南湾组变质砂岩、变质粉砂岩或千枚岩, 野外观察可见残余复理石韵律结构. 尽管岩石受构造变形作用产生弱片理化, 但原始层理(So)仍可辨认, 产状总体为高角度倾向北东(图2K). 根据地层的正常和倒转产状可推断该带存在轴面直立的紧闭褶皱.2.5 杨庄绿片岩带(YGB)该带沿杨庄-蒋庄一线呈NWW-SEE向展布, 东西延伸约40 km, 南北宽约1.5~3 km. 其南界除少部分与周家湾复理石带呈断层接触外, 其余大部分被中生代花岗岩所掩盖. 该带北界为松扒韧性剪切带, 并与董家庄大理岩单元(DMB)相连. 带内岩石称为龟山组, 由长英质片岩夹斜长角闪片岩组成, 其形成年代为中元古代[15]. 在胡家寨-董家岔一线, 片理总体北倾, 倾角均在50°~70°之间(图2L). 作为该带北界的松扒剪切带呈NWW-SEE向展布, 延伸达40 km, 宽约0.5~1 km, 以高角度南倾或北倾的糜棱片理为特征.2.6 董家庄大理岩带(DMB)位于松扒韧性剪切带(SSB)以北, 沿董家庄-蔡家凹-老龙泉寨一线呈NWW-SEE向展布, 南北宽5~8 km, 东西可延伸达30 km. 带内地层以厚层大理岩为主, 夹斜长角闪岩, 属秦岭群. 岩层发生强烈褶皱, 其轴面片理产状总体北或北北东倾, 倾角约60°~80°, 局部地区产状近直立(图2M). 这些地层原被认为全部属华北板块基底, 但近年来在蔡家凹等地发现高肌虫[16]和放射虫[17], 表明该单元包含了部分古生代以来的盖层.3 运动学分析通过对6条剖面的野外观察, 结合室内定向薄片的观测, 初步查明了各主要构造单元的几何学和运动学特征. 通过区分不同的几何学和运动学图像, 建立了该区造山带结构剖面.3.1 桐柏片麻岩隆起带(TGR)隆起带南、北两侧由石英、长石等形成的线理(图3(c))都反映出向北西方向的运动学特征. 例如在固庙-太白顶一带, 拉伸线理向305°方向倾伏, 倾角小于15°(图2D); 而在程湾一带, 大部分线理也集中在相似方向(图2 B), 并与S-C组构(图3 (b))和小型褶皱(图3(a))所指示的运动方向完全一致. 这种运动学方向的统一性暗示存在着早于隆起带形成的区域性顶部向北的(top-to-north)剪切作用, 而隆起带两侧片麻理的对称状分布是在后期隆升过程中形成的.3.2 鸿仪河-罗庄榴辉岩带(HLE)野外可观察到各类韧性变形现象, 例如在北东倾片理带中发育石英脉的多米诺构造(图3(d)), S-C构造和云母鱼(图3(e)), 均指示从南向北的剪切作用. 野外线理指示的运动方向主要为北西向, 即向280°~340°方向倾伏, 倾角15°~30° (图 2F, H). 本带内线理指示的运动学方向与桐柏片麻岩隆起带的早期构造方向相似, 表明两者可能为同一次构造运动的产物, 即共同经历了区域性顶部向北的(top- to-north)剪切作用.3.3 毛坡-胡家寨火山岩带(MHI)带内片理化火山岩中有各种韧性剪切变形标志, 如石英脉剪切拉长、多米诺构造及黄铁矿不对称压力影(图3(f)), 其不对称性指示向210°方向的逆冲. 带内拉伸线理向约190°~250°方向倾伏(图2J), 这些运动学标志均反映了总体向南的推覆作用. 值得注意的是, 本带与上述两个构造单元相比, 尽管片理也向北倾, 但运动学方向完全不同, 即指示出顶部向南的(top-to-south)的逆冲作用, 这表明它们可能不是同一次构造变形的结果.3.4周家湾复理石带(ZFB)以保存弱片理化的变质砂岩、变质粉砂岩或千枚岩的原始层理为特征, 根据岩层的正常和倒转产状所推断的紧闭褶皱显然与地壳较浅层次的挤压作用有关, 而不同于前述各个构造单元的韧性变形构造.246中国科学D辑地球科学第36卷图3 桐柏造山带各单元的运动学标志(a) 花岗片麻岩中的小型褶皱; (b) 花岗片麻岩中的S-C构造; (c) 花岗片麻岩中的线理; (d) 石英脉的多米诺构造; (e) 云母鱼构造; (f) 黄铁矿变形及压力影; (g) 石英和石榴石的拖尾构造(仰视); (h) 石英及其集合体的拖尾构造(俯视)第3期黄少英等: 桐柏造山带几何学、运动学和演化 2473.5 杨庄绿片岩带(YGB)本带北部松扒剪切带内发育高角度南倾或北倾的糜棱片理, 其内可观察到由石英、白云母等组成的线理. 这些线理大致平行走向, 倾伏向260°~290°, 倾角5°~15°. 平行线理的石英、石榴石不对称变形(图3(g))和石英及其集合体的拖尾构造(图3(h))表明北盘向西的剪切, 证明松扒剪切带具有左行平移剪切的性质.上述几何学和运动学观察表明, 桐柏造山带的几何学和运动学图像由几部分组成: (1) 后期隆升过程形成的背形构造, 见于TGR; (2) 超高压岩石折返形成的顶部向北的韧性剪切构造, 见于TGR 和HLE; (3) 与南北向挤压有关的几类构造, 包括: MHI 内顶部向南的韧性推覆剪切构造、YGB 内的后期左行平移剪切构造以及ZFB 内的东西向褶皱构造. 据此建立了从董家庄到新城的造山带结构剖面(图4).4 构造变形阶段根据桐柏-大别地区内已有的和本次获得的新数据, 可将研究区变形构造划归4个变形阶段.第一阶段(约400~300 Ma): 据前人研究, 本区YGB 单元具有古生代以来多期变形的历史, 其中古生代变形的证据是从糜棱片理中获得角闪石40Ar/39Ar 年龄为402±4 Ma [15]; 在DMB 和ZFB 所属的秦岭群和信阳群中也获得了404±4, 316±1和304±14 Ma 的角闪石40Ar/39Ar 年龄[18]. 这些样品都有很好的测试精度和并采自片理带内, 有明确的构造意 义, 可以证明约400~300 Ma 发生过普遍的构造事件. 因此有理由推测YGB, ZFB 和DMB 等由古生界或更老地层组成的构造单元中, 反映南北向水平挤压的糜棱片理或轴面片理与400~300 Ma 的构造事件有关.第二阶段(270~250 Ma): 在本区以东的信阳地区和更向东的北淮阳带内, 已获261±1, 267±1和262±5 Ma 的白云母40Ar/39Ar 年龄, 这些样品都采自韧性变形带内并有很好的测试精度, 反映了韧性推覆剪切变形[15,19]. 为验证桐柏地区是否存在同期变形, 我们对MHI 中的上部向南的韧性变形片理带和YGB 的平移剪切片理带上的白云母进行了40Ar/39Ar 年龄测定. 其分析流程简述如下(详细流程见Xu 等[20]): 岩石标本被破碎并分选出250 µm~400 mm 的白云母样品, 这些样品在美国Michigan 大学Ford 反应堆的67号位置照射45 h, 然后在加州大学洛杉矶分校(UCLA)地球与空间科学系40Ar/39Ar 年龄实验室对样品进行多阶段加热, 用VG1200S 质谱仪测定Ar 同位素比值, 并计算年龄值. 计算采用的黑云母标样年龄为27.8 Ma, 据此得到的参数J =0.003500(1026-3)和J = 0.003511(108-4). 分析结果见表1和图 5. 样品1026-3是取自毛坡—胡家寨火山岩带(MHI)中顶部向南韧性剪切片理面上的白云母(采样位置为32°25'21"和113°21'26"), 所获坪年龄为256±1 Ma(图5(a)). 由于这些白云母是韧性变形的产物, 故该年龄代表了MHI 单元中顶部向南的韧性剪切运动发生的时间. 样品108-4为白云母, 取自杨庄绿片岩带内的松扒剪切带(采样位置为32°29'9"和113°14'17"), 所获坪年龄为268±1 Ma(图5(b)). 由于采样处的云母片岩显示左旋剪切(图3(h)), 因此该年龄可以解释为左旋剪切作用发生的年龄. 综上所述, 在270~250 Ma 时期, 本区MHI 和YGB 中被迭加了韧性推覆和平移剪切变形. 如果考虑前述信阳地区和北淮阳带所获的同时期年龄, 则该阶段发生构造变形的范围是相当广泛的. 由于这类变形属于韧性变形且分布广泛, 其时代又早于榴辉岩的峰期变质时代, 因此很可能反映华北与华南两个刚性陆块开始碰撞时, 广泛发生于中下地壳的应力积累和传播过程, 是大陆深俯冲的前奏,故图4 桐柏造山带结构剖面(相当于图1的A-B 线)248中国科学D辑地球科学第36卷表1 毛坡-胡家寨火山岩和杨庄绿片岩中白云母的40Ar/39Ar数据表阶段T/℃t/min 40Ar/39Ar 38Ar/39Ar 37Ar/39Ar 36Ar/39Ar39Ar/molΣ39Ar40Ar*%40Ar*/39Ar K+σ40/39年龄/Ma±σ年龄108-4白云母1 500 13 32.06 0.1052078 0.1918159 0.094531 1.27E-14 2.4312.79 4.11 0.70 25.8 4.382 600 13 40.56 2.92E-02 3.86E-02 2.33E-028.83E-15 4.1282.8333.65 0.39 201.4 2.203 700 13 46.08 0.0157704 1.51E-02 7.24E-03 2.62E-149.1495.2243.91 0.19 258.6 1.034 770 12 46.57 0.0135366 0.0041244 3.86E-03 4.38E-1417.5197.4145.40 0.06 266.8 0.315 840 13 47.67 1.34E-02 2.97E-03 3.30E-038.11E-1433.0297.8346.67 0.16 273.7 0.866 880 13 48.58 1.33E-02 1.71E-03 3.24E-039.42E-1451.0397.9247.59 0.16 278.7 0.857 920 13 48.71 1.33E-02 1.61E-03 3.15E-03 3.95E-1458.5897.9547.74 0.17 279.6 0.918 960 14 48.52 1.31E-02 1.22E-03 3.41E-037.15E-1472.2697.8047.48 0.17 278.1 0.909 1000 13 49.12 1.36E-02 9.25E-04 4.97E-03 4.40E-1480.6796.8847.62 0.15 278.9 0.8210 1070 13 50.24 0.0136639 0.0007492 0.005765 6.68E-1493.4596.4848.50 0.16 283.7 0.8511 1150 12 50.16 0.0133083 0.0007969 0.003858 1.72E-1496.7597.6048.99 0.09 286.3 0.5112 1350 13 38.85 0.0141784 0.0109733 0.003044 1.7E-1499.9997.5237.91 0.11 225.4 0.601026-3白云母1 500 13 27.12 0.0284773 0.0746528 0.034456 4.05E-150.8661.7816.92 0.66 103.8 3.932 600 15 40.31 1.91E-02 5.32E-02 1.71E-028.63E-15 2.7087.1035.21 0.31 209.7 1.773 700 13 43.47 0.0160459 3.86E-02 7.26E-03 2.22E-147.4394.9041.30 0.16 243.6 0.894 770 13 43.33 0.0148 0.0188422 3.88E-03 3.51E-1414.9097.1842.15 0.18 248.3 0.975 840 13 42.95 1.48E-02 1.47E-02 2.79E-03 4.21E-1423.8697.8742.09 0.16 248.0 0.876 880 13 43.20 1.52E-02 1.36E-02 2.53E-03 4.25E-1432.9198.0642.42 0.18 249.8 0.987 920 13 44.04 1.53E-02 2.84E-02 2.43E-03 5.03E-1443.6198.1943.30 0.15 254.6 0.848 960 13 44.94 1.61E-02 5.05E-02 2.59E-037.48E-1459.5498.1244.15 0.17 259.2 0.939 1000 13 46.05 1.65E-02 1.61E-01 2.16E-038.40E-1477.4398.4745.39 0.15 266.0 0.8310 1070 13 46.52 0.0162077 0.109333 0.0019287.16E-1492.6898.6145.93 0.16 268.9 0.8511 1150 13 45.40 0.01687 0.6611517 0.00534 2.96E-1498.9896.3943.87 0.23 257.7 1.2412 1350 13 45.95 0.023945 2.915437 0.016097 4.8E-1599.9989.6841.49 0.43 244.6 2.36图5 毛坡-胡家寨火山岩和杨庄绿片岩中白云母的40Ar/39Ar坪年龄图第3期黄少英等: 桐柏造山带几何学、运动学和演化 249可把270~250 Ma 厘定为大陆碰撞阶段.第三阶段(250~205 Ma): 大别地区高压-超高压榴辉岩的峰期变质时代为235~225 Ma [10,21,22], 如果俯冲时间是20百万年, 则大陆深俯冲发生于250~225 Ma. 事实上目前能够观测到仅是与超高压岩石折返有关的的韧性变形, 它们主要发育在浒湾剪切带、北大别带和红安地块, 表现为顶部向北的剪切构造, 其时代为225~205 Ma [10,11,20]. 该年代限定超高压岩石折返的时间为225~205 Ma, 因此可推定大陆深俯冲和折返过程发生于250~205 Ma. 由于HLE 和TGR 的岩性、几何学和运动学特征基本与浒湾剪切带和红安地块相同, 并且与之相连, 故可推断它们记录了桐柏地区大陆深俯冲和折返的过程.第四阶段(200~185 Ma): 在西大别红安地区的新县、大悟和卡房穹隆已获得195.2±0.2, 195±2, 196±2, 198±2和187±1 Ma 的白云母40Ar/39Ar 年 龄[11,20,23],它们被解释为穹隆作用的形成时间. 由于研究区内TGR 与这些穹隆的岩性和构造样式基本一致且构造位置相连[12], 因此尽管TGR 本身未获年代数据, 但仍可以用200~185 Ma 限定其形成时代, 并据此识别出桐柏造山带的隆升变形阶段.5 构造演化从多期俯冲－碰撞造山带的观点出发, 根据各构造单元的岩石学特征及其展布, 以及几何学、运动学和构造年代学特征, 桐柏地区造山带构造演化可分为4个阶段即: 约400~300 Ma 的洋壳俯冲阶段、270~250 Ma 的大陆碰撞阶段、250~205 Ma 的大陆深俯冲和折返阶段和200~185 Ma 的隆升阶段.约400~300 Ma 时期(图6(a)), 由于扬子板块洋壳的俯冲, 导致定远组火山岛弧(MHI)与华北板块发生弧-陆碰撞, 造成在弧后盆地复理石(ZFB)和华北板块陆缘(YGB 和DMB)的挤压褶皱变形和韧性变形, 形成糜棱片理或轴面片理. 270~250 Ma 时期(图6(b)),图6 桐柏地区造山带构造演化示意图虚线区示韧性变形250中国科学D辑地球科学第36卷扬子板块与华北板块开始发生陆-陆碰撞, 广泛的挤压力传播到MHI、YGB及DMB, 产生了MHI中的顶部向南的韧性剪切构造和迭加在YGB和DMB糜棱片理或轴面片理上的平移剪切变形. 250~205 Ma(图6(c))是大陆深俯冲和折返阶段, 深部发生高压-超高压变质作用, 形成鸿仪河-罗庄榴辉岩带(HLE). 在折返阶段, 伴随着顶部向北的韧性变形, HLE到达地壳中部, 而其他单元已开始隆升剥蚀. 200~185 Ma阶段(图6(d)), 区域性的隆升作用形成桐柏片麻岩穹隆(TGR). 其他各单元则继续遭受不同程度的隆升剥蚀. 至此, 桐柏造山带的构造格局已基本形成.6 讨论本文研究结果表明桐柏地区造山带的结构与大别造山带是可以对比的. 例如桐柏地区的松扒剪切带分割了其北董家庄大理岩带(DMB)和其南杨庄绿片岩(YGB), 而在西大别, 凉亭剪切带分割了其北的马畈褶皱带与其南的牢山褶皱带. 董家庄大理岩带和马畈褶皱带、杨庄绿片岩和牢山褶皱带在岩性和变形特征方面完全可以对比[20], 而凉亭剪切带可能是松扒韧性剪切带的东延部分. 更向南, 桐柏和大别地区都有古生代复理石单元、古生代火山岩单元、超高压单元和片麻岩穹隆的依次出现. 在运动学特征方面, 西大别的熊店-浒湾剪切带和桐柏地区鸿仪河-罗庄榴辉岩带内出现的顶部向北的韧性剪切完全可以对比. 因此桐柏与大别具有相似的古生代和中生代造山带结构.由于秦岭地区有南秦岭板块的存在, 因此其造山带结构不能完全与桐柏和西大别对比. 一个重要的差别是中生代秦岭造山带的最终形成是通过商丹和勉略两大缝合带的同时闭合而完成的[3], 而桐柏和西大别与中生代造山有关的构造变形仅集中于高压变质带以北地区. 但秦岭和桐柏、大别地区共同存在一些古生代造山带的构造单元, 如桐柏、西大别的定远组火山岩单元可与秦岭的古生代岛弧火山岩对比[14,24]; 以信阳睡仙桥地区为代表的混杂岩带[25]很可能与商丹带相连, 构成古生代缝合带. 因此秦岭和桐柏、大别地区的古生代造山带结构是相似的, 但中生代造山带的格局有较大差别.7 结论(1) 桐柏造山带由6个次级构造单元组成, 由南到北依次为桐柏片麻岩隆起带(TGR)、鸿仪河-罗庄榴辉岩带(HLE)、毛坡-胡家寨火山岩单元(MHI)、周家湾复理石单元(ZFB)、杨庄绿片岩单元(YGB)和董家庄大理岩单元(DMB).(2) 桐柏造山带的几何学和运动学图像包括: 由后期隆升过程形成的穹隆构造、超高压岩石折返形成的顶部向北(top-to-north)的韧性剪切构造、与南北向挤压有关的顶部向南(top-to-south)的韧性推覆剪切构造、左行平移剪切构造以及地壳较浅层次的东西向褶皱构造等几部分.(3) 桐柏造山带构造演化可分为4个阶段即: 约400~300 Ma的洋壳俯冲、270~250 Ma的大陆碰撞阶段、250~205 Ma的大陆深俯冲和折返阶段以及200~185 Ma的隆升阶段.致谢美国加州大学洛杉矶分校(UCLA)地球与空间科学系An Yin, Haibo Zou, Alex Robinson 和Grove Marty协助进行40Ar/39Ar年龄分析, 北京大学郑亚东协助确定典型标本的运动学方向, 笔者深表谢意.参考文献1 Mattauer M, Matte P, Malavieille J, 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【国家自然科学基金】_大别山造山带_基金支持热词逐年推荐_【万方软件创新助手】_20140801
科研热词 榴辉岩 大别山 高压榴辉岩 青藏高原 锆石年代学 锆石u-pb年龄 郯庐断裂 逆冲 超高压变质 超高压 褶皱 苏鲁-大别造山带 苏鲁 花岗岩 脱水熔融 秦岭造山带 秦岭一大别山 石炭纪 浒湾变质带 浒湾 构造分析 朱家冲p-t轨迹 新生界 折返 广角反射 岩石有限应变 层序 大陆构造 大别造山带 大别碰撞造山带 大别-苏鲁造山带 多硅白云母 增温退变 地震波三维速度结构 地层划分 含榴花岗岩 合肥盆地 变形 华南 华北克拉通 俯冲构造 侧向挤出构造 中生界 中国东部 三叠纪 shrimp定年 nd,hf同位素
推荐指数 2 1 1 1 1 1 1 1 1 1 1 1 1 1 1 1 1 1 1 1 1 1 1 1 1 1 1
2009年 序号 1 2 3 4 5 6 7 8 9 10 11 12 13 14 15 16 17 18 19 20 21 22 23 24 25 26 27 28 29 30 31 32 33 34 35 36 37 38 39 40 41 42 43 44 45 46 47
推荐指数 2 2 1 1 1 1 1 1 1 1 1 1 1 1 1 1 1 1 1 1 1 1 1 1 1 1 1 1 1 1 1 1 1 1 1 1 1 1 1 1 1 1 1 1 1 1 1
2010年 序号 1 2 3 4 5 6 7 8 9 10 11 12 13 14 15 16 17 18 19 20 21 22 23 24 25 26 27 28 29 30 31 32 33 34
2008年 序号 1 2 3 4 5 6 7 8 9 10 11 12 13 14 15 16 17 18 19 20 21 22 23 24 25 26 27
科研热词 大别山 高分辨透射电镜 金红石 透射电镜 超高压硬玉石英岩 超高压变质作用 薄皮构造 缺陷构造 矿物包裹体 盆山系统演化 构造背景 构造体系 晚侏罗世 弧后前陆盆地 岩石组合 埃达克质岩 地球动力学 周缘前陆盆地 变质碰撞混杂岩 变形特征 双冲构造 动力来源 动力学 中国大别山 东秦岭一大别山 东亚多向汇聚 tio2超高压相
秦岭及邻区区域大地构造背景和区域地质概况
同时，经历不同时期的构 造过程（左表），与其相 应，形成中国西部以东西 向构造为主，中国中东部 在东西向构造基础上，叠 加北北东向－近南北向构 造复杂叠置的构造格局， 铸成现今的地壳结构和地 表地质面貌。在全球构造 格局中，中国大陆显生宙 构造突出显示古亚洲构造 域的小陆块群复杂聚合、 增生形成统一古大陆，并 在此基础上，环太平洋构 造域和特提斯构造域叠加 改造的强烈活动性。
结于吕梁运动（1800Ma±）和晋宁运动 区，它们作为统一整体经历以挤压－
（1000Ma±），在显生宙的地质演化过 伸展的构造作用过程，不仅造成中国
程中，它们基本上保持了稳定古陆块性 东部北北东－近南北向褶皱、逆冲和
质，并经历了在震旦纪至早古生代成为 走滑断裂的发育，同时发育濒太平洋
与古秦岭洋盆、海盆相关的广阔陆表海 的燕山期广泛的岩浆活动。
Ⅰ.华北陆块南缘构造带；Ⅱ.北秦岭构造带； Ⅲ.南秦岭构造带；Ⅳ.扬子陆块北缘构造带；
F1:草碧－老龙山－圣人桥－潼关－宜阳－淮南逆冲推覆断裂带； SF1.商丹断裂带(商 丹板块缝合带)；SF2.勉略断裂带(勉略板块缝合带)；
F18:巴山－大别山南缘逆冲推覆断裂带
1.火山－沉积杂岩带；2.超基性埋岩；3.高压、超压变质岩(带)
秦岭山脉西接祁连山、昆仑山，东连 大别山，横贯中国大陆中部，绵延千 余公里，既是世界典型大陆造山带， 又是中国大陆南北地质、地理和人文 景观的天然分带。秦岭－大别造山带 内的前震旦纪基底岩系均呈巨大的透 镜状块体出露，并遭受显生宙构造作 用强烈叠加改造乃至再造。造山带内 的震旦纪至古生代地层由与洋盆和不 同陆缘海盆相关的沉积岩系和不同构 造环境的火山－沉积岩组成，它们不 同程度遭受早古生代末－中生代初洋 盆俯冲、陆块汇聚碰撞和陆内逆冲推 覆的复杂强烈变形、变质改造（局部 发育高压、超高压变质）和深成岩浆 的侵入。中生代末和新生代的红色断 陷盆地叠置其上，造成了秦岭－大别 造山带断续延伸的现今面貌。秦岭－ 大别造山带贵金属、多金属矿产发育 并具相当规模，是我国重要的成矿带 之一。
西秦岭造山带早子沟金矿床金矿化特征及找矿潜力评价
２０２４年第４期／第４５卷黄 金ＧＯＬＤ黄金地质西秦岭造山带早子沟金矿床金矿化特征及找矿潜力评价收稿日期：２０２３－１０－１０；修回日期：２０２４－０１－２０基金项目：甘肃省科技计划项目（２２ＹＦ７ＧＡ０５０）；中央引导地方科技发展资金项目（ＹＤＺＸ２０２１６２００００１２９７）作者简介：田向盛（１９８４—），男，高级工程师，从事地质找矿及矿业开发工作；Ｅ ｍａｉｌ：２７４８６７８１６＠ｑｑ．ｃｏｍ通信作者：孙新春（１９７８—），男，正高级工程师，从事地质矿产调查、勘查及管理工作；Ｅ ｍａｉｌ：１５１１７０７１７０９＠ｑｑ．ｃｏｍ田向盛１，２，孙新春３，４，邱昆峰５，王玉玺１，２（１．甘肃省贵金属矿产资源勘查与综合利用工程技术研究中心；２．甘肃省地质矿产勘查开发局第三地质矿产勘查院；３．甘肃省地质调查院；４．甘肃省地矿局院士创新研究中心；５．中国地质大学（北京）地质科学与资源学院）摘要：早子沟金矿床位于西秦岭造山带的夏河—合作地区，是夏河—合作地区乃至西秦岭造山带经济价值最高的金矿床之一。
基于早子沟金矿床找矿勘探新近发现的地质现象，对早子沟金矿床地质和金矿化特征进行了系统总结，结合前人年代学数据，对微细浸染型／细脉状毒砂－黄铁矿型和脉状石英－辉锑矿－自然金型２类金矿化的成矿时代和矿床成因进行探讨，认为二者成矿时代相差较大，可能存在不同的源区。
早子沟金矿床２类金矿化分别在浅部岩体周围断裂发育部位和深部低角度断裂发育部位显示出了较好的成矿潜力，应作为下一步找矿勘探的重点。
关键词：早子沟金矿床；矿床地质；矿床成因；潜力分析；深部找矿；金矿化 中图分类号ＴＤ１１ Ｐ６１８．５１ 文章编号：１００１－１２７７（２０２４）０４－００６５－０６文献标志码：Ａｄｏｉ：１０．１１７９２／ｈｊ２０２４０４１４引 言夏河—合作地区位于西秦岭造山带西北端，是秦岭造山带最重要的金矿集区之一。
早子沟金矿床是夏河—合作地区金资源储量最大的金矿床之一，同时也是目前该地区产量最高的金矿床。
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结论：富火山岩的大庙组及与之相对应的云架山群可能是一套岛弧 与弧后的混杂体。而镁铁岩系则为弧后盆地组合。
五、勉略蛇绿岩带与刘岭群
刘岭群：构造属性
勉略带 蛇绿岩
➢ 空间位置
勉略带蛇绿岩 ➢ 地球化学证据
勉略带蛇绿岩
➢ 地质时代
1. 陈亮等获得的德尔尼洋壳蛇绿岩Ar39/Ar40 年龄为345 Ma , Sm-Nd 等时线年龄为320 Ma，代表蛇绿岩的形成年 龄。
2.勉县一略阳结合带黑沟峡变质火山岩系Sm 一N d 等时 线年龄为242士21M a, R b-Sr全岩等时线年龄为221土13M a , 指示了火山岩的变质年龄，表明勉略洋盆在三叠纪已闭 合
结论：秦岭特提斯洋的地质时代为泥盆纪到三叠纪
1
奥陶纪—晚志留世阶段
2
中泥盆世—早三叠世阶段
3
中三叠世—早侏罗世阶段
ቤተ መጻሕፍቲ ባይዱ
第八讲 中央造山带
秦岭-大别造山带
秦巴造山带三分：西秦岭、秦巴、桐柏-大别
郭家沟
一、丹凤蛇绿岩带
一、丹凤蛇绿岩带
二、构造区划
三、华北古陆南缘：陆缘造山带
秦岭段的构造分区
三、华北古陆南缘：陆缘造山带
秦岭段：被动陆缘的早期记录
秦岭段：被动陆缘的早期记录－－管道口群
秦岭段：被动陆缘的早期记录－－管道口群
秦岭段：被动陆缘的早期记录－－栾川群
秦岭段：被动陆缘的早期记录－－鲁山群
草滩沟群
斜峪关群
二郎坪群
火山岩系－－斜峪关群
空间展布：分布于北秦岭中段, 西起眉县铜峪, 向东经涝峪、 蓝田汤峪、草坪至商州 斜峪关群火山岩为亚碱性TH 系列，典型的岛弧火山岩的特征
胆矾窑群
二朗坪群
三叠-侏罗系
火山岩系－－二郎坪群
岩浆弧：侵入岩－－满子营花岗侵入岩
三、华北古陆南缘：陆缘造山带
3. 秦岭段：弧后盆地
三、华北古陆南缘：陆缘造山带
3. 秦岭段：弧后盆地
三、华北古陆南缘：陆缘造山带
3. 秦岭段：弧后盆地
四、扬子古陆南缘：被动陆缘盆地
丹凤群
刘岭群
五、勉略蛇绿岩带与刘岭群
刘岭群：古地理轮廓
刘岭群：构造属性