卷（Ｖｏｌｕｍｅ）３２，期（Ｎｕｍｂｅｒ）４，总（ＳＵＭ）１１９ 页（Ｐａｇｅｓ）５０９～５１５，２００８，１１（Ｎｏｖｅｍｂｅｒ，２００８） 大地构造与成矿学 Ｇｅｏｔｅｃｔｏｎｉｃａ ｅｔ Ｍｅｔａｌｌｏｇｅｎｉａ 皖南浅变质岩区的构造演化及矿产分布规律 张国斌，吕绍远 （华东冶金地勘局屯溪地质调查所，安徽黄山２４５０００） 摘要：皖南浅变质岩地区由四个不同构造单元拼合而成。中元古早期皖南为一古岛弧；约１０００Ｍａ前，华南板块 沿江山一绍兴一带俯冲，是岛弧向扬子板块增生；约９００Ｍａ前左右，皖南沿祁门一三阳坑一带产生弧后扩张盆地； 而８５０Ｍａ前，华夏古陆沿江山一绍兴一带与扬子板块对接拼合，弧后盆地被动俯冲结束，标志增生的完成，同时深 部发生重熔，形成初生陆壳改造型（ｓ型）花岗岩类侵人体，如休宁、许村、歙县等岩体；约７８０Ｍａ，华南洋壳的俯冲使 洋盆逐渐缩小，华南板块和扬子板块发生碰撞，以至祁门一三阳海盆关闭，形成祁门一三阳坑陆壳碰撞地缝合线。 这时期的碰撞挤压，使初生陆壳重熔形成板内改造型灵山、莲花山和白际山侵人岩体，最终形成白际岭火山岩推覆 席，标志皖南构造格局形成。这些构造演化既奠定了本区的构造格局，又控制着该区的矿产分布。本区主要矿种 的成矿期为晋宁期和燕山期，中生代的成矿作用是在晋宁期变质基底上局部演化的结果，即中生代的矿产分布仍 反映了基底格局对区域成矿的控制。 关键词：皖南；浅变质岩区；白际岭岛弧；弧后扩张盆地；弧后俯冲；矿产分布规律 中图分类号：Ｐ５４２ 文献标识码：Ａ 文章编号：１Ｏ０１—１５５２（２００８）０４．０５０９—０７ ０ 引 言 皖南浅变质岩区系指安徽南部东至一石台一黄 山一绩溪以南地区，近东西向展布，出露面积约 作者通过近几年对皖南浅变质岩系的研究，并 结合前人对扬子地块东南缘晚元古代的年代学和地 球化学研究成果，认为皖南晚元古代造山运动经历 了早期俯冲、中期陆内扩张裂陷和晚期碰撞拼合三 个主要阶段，其中后二者形成的裂谷带和碰撞带造 山既奠定了该区的大地构造轮廓，又控制着该区的 ８５００ｋｍ 。主要包括２０万区调报告中中元古界上溪 群（樟前组、板桥组、木坑／环沙组和牛屋组）和晚元 古界历口群（邓家组、井潭／铺岭组）以及震旦系地 矿产分布。且我们认为祁门一歙县大断裂是陆壳碰 撞的准地缝合线。 层。传统观点认为元古界浅变质岩系是扬子板块 （江南古陆）的基底，其上依次沉积了寒武一三叠纪 盖层。２０世纪８０年代以来，其研究的重点是造山 １ 变质岩区构造单元及原始大地 构造环境 １．１扬子板块的俯冲基底（Ｉ） 模式及造山时代，并陆续发表了元古代碰撞造山带 （李继亮和许靖华，１９８９；邢凤鸣等，１９８９，１９９２；马长 信等，１９９２；Ｌｉ ｅｔ ａ１．，２００３ａ，２００３ｂ；ｗｕ ｅｔ ａ１．， ２００６；吴荣新等，２００５ｂ，２００７），元古代及早古生代多 期碰撞造山带（徐备等，１９９２）以及中生代碰撞造山 带（许靖华，１９８０，１９８７；徐树桐等，１９９３）等研究成 果。 它位于研究区最北部，基底南部以下箬坑一西 园断裂带为界与羊栈岭前陆褶皱冲断带相接。它的 岩石单位主要为灰、灰绿、灰黄的中厚层含砾砂岩、 粗砂岩、细砂岩、粉砂岩和少量泥岩互层组成，相当 收稿日期：２００８—０３—１１；改回日期：２００８—０４—２５ 第一作者简介：张国斌（１９６８一），男，高级工程师，主要从事地质矿产勘查和岩土工程工作 ５１０ 皂 启 第３２卷 于晚元古代的环砂组、邓家一铺岭组地层（见图１）， 是晚元古代早期局部拉张海槽相一滨浅海相的环境 下沉积的。其构造环境为晚元古代早期的俯冲造山 带的弧后盆地。 １．２羊栈岭前陆褶皱冲断带（Ⅱ） 前陆褶皱冲断带可分为３个二级单位，剪切花岗闪 长岩带，复理石褶冲带和前陆火山一磨拉石盆地 （图１和图２）。 １．２．１ 剪切花岗闪长岩带（Ⅱａ） 指分布在羊栈岭前陆褶皱冲断带南部，侵入牛 屋组中的歙县、许村、休宁等十余个岩体，形成时代 为８２１Ｍａ（吴荣新等，２００５ｂ）。它们呈不连续带状 分布在扬子板块的俯冲基底以南和祁门一 歙县以北地区组成岩石的原始构造环境为晚元古代 早期的俯冲造山带中的弧后海槽。它由中元古界牛 屋组斜坡相复理石浊积岩和侵入其中的歙县、许村、 出露，走向ＮＥＥ，西延至江西九岭。单个岩体大小 悬殊，大者数百一数千平方公里，小者数十平方公 里，岩性为花岗闪长岩。对这些岩体进行的同位素 休宁等十余个晚元古代花岗岩带组成。 根据变形变质和岩石建造等方面差异，羊栈岭 年代学和地球化学的研究认为，它们为富Ａ１：Ｏ 和 图１ 皖南晚元古代碰撞造山带构造分区图 １一主要构造单元边界断裂；２一震旦系至下古生届盖层；３一Ｆ箬坑一西园断裂带；４一渚口一祁门一歙县断裂带；５一三阳一岭南断裂带 Ｆｉｇ．１ Ｔｈｅ ｒｅｇｉｏｎａｌ ｔｅｃｔｏｎｉｃ ｍａｐ ｏｆ ｔｈｅ ｌａｔｅ Ｐｒｏｔｅｒｏｚｏｉｃ ｏｒｏｇｅｎｙ ｉｎ ｓｏｕｔｈ Ａｎｈｕｉ ＩＩＩ 囫：国ｓ囫 图ｓ 图２ 寨西一渔亭综合构造剖面图 ｌ一Ⅲ一构造一岩石单元符号（见正文）；１一复理石沉积；２一砂、砾岩组合；３一灰岩；４一震旦纪砂岩；５～剪切带基质；６一冲断层 Ｆｉｇ ２ Ｉｎｔｅｇｒａｔｅｄ ｓｔｒｕｃｔｕｒａｌ ｐｒｏｆｉｌｅｓ ｆｒｏｍ Ｚｈａｉｘｉ・Ｙｕｔｉｎｇ ｉｎ ｓ０ｕｔｈ Ａｎｈｕｉ 第４期 张国斌等：皖南浅变质岩区的构造演化及矿产分布规律 ５１ｌ 富 ０的ｓ型花岗岩，同时具有较高ｓ （ｔ）值和低 ”ｓ ／ ｓｒ初始比的新生地壳特点，其物源为富含火山 物质的副变质岩，形成初始陆壳改造型（邢风鸣等， １９８９；吴荣新等，２００５ｂ）或不成熟陆壳重熔型。 在晚元古代晚期碰撞造山作用中，上述岩体主 要表现为强烈的塑性变形，形成长英质糜棱岩。其 １．３ 障公山构造混杂岩带（Ⅲ） 分布在羊栈岭褶冲带以南，三阳一岭南断裂带 以西地区，这个单元的特征既有代表弧后俯冲过程 中产生的蛇绿混杂岩，也有陆壳碎块的构造（碰撞） 混杂岩，既有韧性剪切的基质，也有韧一脆性过渡的 剪切基底，是弧后俯冲和弧一陆冲撞造山的产物，其 由二部分组成。 其一，复理石构造混杂单元，主要由砂质、泥质 中歙县岩体及以东的１０个小岩体表现得更为强烈 而普遍，广泛发育了片麻状构造并出现新生的白云 母、黑云母、钠长石、石英等变质矿物。 １．２．２复理石褶冲带（Ⅱｂ） 这是羊栈岭前陆褶皱冲断带的主体单元，由中 元古代的牛屋组组成。地层岩性为一套轻微变质的 呈深灰色、灰白色，有时见灰绿色，以中一厚层泥状 粉砂岩（部分已变质为泥质板岩、粉砂质板岩）、细 砂岩组成韵律为主的岩石。碎屑以岩屑为主，矿物 成分以长石、石英、黑云母以及粘土矿物为主，含少 量碳酸盐矿物和黄铁矿。底部较粗的粒级层中有时 有火山岩岩屑。这个单元的整个层序都具有典型的 复理石韵律及典型的浊流沉积特征，因此认为它是 深海浊流沉积，其原始构造环境为弧后海槽。 渚ＥＩ一历口一邓家剖面研究表明：该剖面发育 多条韧脆性逆冲断裂带。其中南部发育在牛屋组内 的大北埠、历口的两条断裂带塑性变形明显，形成紧 闭的同斜褶皱、钩状褶皱和剪切劈理，新生绢（白） 云母、石英大量出现，并定向成层生长；北部发育在 环砂的断裂，脆性变形明显，主要表现形式是断片与 劈理密集分布、砾屑等压扁拉长和少量绢云母定向 成层分布和石英颗粒的波状消光等现象。 褶皱主要发育在南部的牛屋组和部分环砂组 中，牛屋组内厚层砂岩表现为斜歪褶皱，转折端强烈 劈理化；环砂组中厚层砂岩表现为断片，而无明显褶 皱；两组中的板岩均为斜歪一同斜褶皱。总之，牛屋 组的褶皱作用有别于环沙组。 １．２．３ 前陆火山一磨拉石盆地（Ｉ／Ｃ） 在羊栈岭前陆褶冲带中，目前已经发现的碧山、 老虎坑、镇头等砾岩。这套磨拉石建造呈孤立盆地 状不整合于牛屋组、环砂组和扬子板块的俯冲 基底之上，并被休宁组不整合覆盖。其不整合面常 被断层改造。其中碧山砾岩出露较全，下部为紫红 色砂砾岩与岩屑砂岩互层夹黑色板岩，中部为紫红 色流纹质晶屑凝灰岩，上部为玄武安山岩，三者呈不 规则环状分布，推测为前震旦纪尚未剥蚀殆尽的陆 相火山一磨拉石盆地。 千枚岩为主，对砂质千枚岩的岩石化学研究表明，上 述复理石混杂岩的形成环境主要为活动边缘 （图３），推定为海底扇沉积（徐备等，１９９２）。 图３杂砂岩Ｋ２Ｏ／Ｎａ２０一ＳｉＯ２图解（据Ｒｏｓｅｒ ｅｔ ａ１．，１９８６） ＰＭ一被动陆缘；ＡＣＭ一活动陆缘；ＡＲＣ一岩浆弧 Ｆｉｇ．３ Ｋ２ Ｏ／Ｎａ２ ０ Ｖｓ ＳｉＯ２ ｄｉａｇｒａｍ ｏｆ ｍｉｓｃｅｌｌａｎｅｏｕｓ ｓａｎｄｓｔｏｎｅ（ａｆｔｅｒ Ｒｏｓｅｒ ｅｔ ａ１．，１９８６） 其二，为基性一超基性构造？昆杂岩（蛇绿混杂 岩），呈带状分布，目前发现有二条（马荣生和王爱 国，１９９４）：一是沿渔亭、东亭、屯溪、伏川、水竹坑线 展布，长９０ｋｉｎ，由地幔方辉橄榄岩和由此分异的堆 积辉长岩以及侵入一喷发相的辉长辉绿岩，拉斑玄 武岩、枕状玄武岩和粗、细复理石和英安玢岩、流纹 质凝灰岩组成。二是沿用功、障源村一线展布，由块 状、枕状拉斑玄武岩，少量细粒辉长岩、硅质板岩、玄 武质板岩、玄武质碎屑岩、硅质岩及少量沉积岩组 成。上述两个岩带的玄武岩的岩石化学均具岛弧一 洋脊特征（图４），并根据中酸性火山岩较发育特点 推定为大洋化产物。这套岩石形成于８９１Ｍａ，在 ８２６—７６４Ｍａ受到前裂谷期岩浆活动的改造且发生 压固相热液蚀变（吴荣新等，２００５ｃ）。 障公山构造混杂岩带的主要构造形式是强烈的 劈理化，形成基性岩块或保留有原生组构的复理石 岩片与强烈的劈理化带、韧性剪切带、褶叠层相间分 ５ｌ２ 陶造环境 ｕ 斟键 搬 岩石类型 。 第３２卷 ７ ＋ ▲ １ ２ ７． －６ ６． 板块内 －Ｔ ５ － ３ ４ ５‘ 碱性岩类 ０ ．５ ４ ４． ．３ 岛弧及活动 边缘 （弧后盆地） ｔ ｔ １．ｕ ７—３ 拉斑玄 高铝玄武差 ０Ｏ：４ ０ ５ ０ ６ Ｆ大洋中脊 ０ ０．２ ．Ｏ： 大洋拉斑玄武 图４ ｙＣｅ／∑Ｙ—Ｓｍ／Ｎｄ图解（据赫尔曼，１９７４） Ｉ一黄土岭；２一伏川；３一车轮湾；４一障源；５一水竹坑；６一大背坑；７一羊栈岭 Ｆｉｇ．４乏Ｃｅ／ Ｙ ｖｓ Ｓｍ／Ｎｄ ｄｉａｇｒａｍ（ａｆｔｅｒ Ｈｅｒｍａｎｎ，１ ９７４） 布的构造格局。 熔结凝灰岩、石英斑岩和流纹岩组成，局部有少量的 粉砂质板岩夹层。在岩石化学及稀土、微量元素特 １．４白际岭火山岩推覆体（ⅣＪ 分布在三阳一岭南断裂带以东地区。组成岩石 有武阳组火山碎屑岩和井潭组英安岩、流纹岩、流纹 征上具成熟岛弧特征（孙书勤等，２００７；赵振华， ２００７）。以串珠状展布的中生代花岗岩岩带为界， 分为东西两个冲断片。西部冲断片由长英质构造片 质熔岩及其火山碎屑岩和由碰撞下形成的片麻状花 岗岩等。根据变形变质和岩石构造等方面的差异， 该构造单元可分为三个２级单元。 １．４．１ 武阳组褶皱推覆席（ＩＶ ａ） 主要由武阳组组成，东西两侧以韧性推覆剪切 岩、千糜岩化流纹斑岩组成。在九亩丘一田里一带 出露宽约数公里的黑绿泥石带；东部冲断片，由糜棱 岩化流纹斑岩和少量构造片岩组成，其塑性变形程 度以及基质的定向生长和变质分异作用等方面的发 带为界。它是由一套浅变质的长英质一英安质火山 岩为主体及有关的火山碎屑岩和沉积岩夹层组成。 育程度明显弱于西部断片（马荣生和王爱国， １９９４）。 岩石以黑色、深灰绿色、灰绿色、灰白色的熔结凝灰 岩、泥砂质板岩、凝灰质板岩组成。上部火山碎屑含 量较高。局部见有紫色钙质、钙硅质条带。在岩石 化学及稀土、微量元素等方面具有岛弧特征（孙书 勤等，２００７；赵振华，２００７），推断为岛弧后的潮下带， 上述的武阳组褶皱推覆席（ⅣＡ）井潭组剪切推 覆席（ⅣＢ）共同组成了白际岭岛弧。 １．４．３碰撞花岗岩带（ＩＶｃ） 指分布于井潭剪切推覆席南部的灵山、莲花、白 际、五里亭等晚元古代晚期的高硅、高钾和低基性组 分等高度演化的片麻状花岗岩，形成时代约８２５～ ７７０Ｍａ（吴荣新等，２００５ａ），出露面积３００ｋｍ 以上， 单个岩体呈北东向展布。岩石由碎斑和碎基两部分 组成。在莲花山岩体中尚见有少量铁铝榴石。岩体 化学成分相似，在ＡＣＦ图解上样点落入ｓ型区，在 Ｎ 一Ｋ．Ｃａ三角图解中多分布在交代花岗岩区，且靠 近富Ｋ、Ｎａ一侧，反映为原地一半原地交代花岗岩 特点，在稀土元素特征上，具明显的壳源改造型花岗 潮间带沉积环境。在新安江以北地区变形较弱，原 生组构清晰可见，以南劈理化强烈。岩石样品的化 学分析数据在ＳｉＯ 一Ｋ：Ｏ＋Ｎａ Ｏ图解上大多数投在 钙碱性火山岩区，在ＦＡＭ图解上也为钙碱性火山岩 的演化趋势，反映生成于岛弧环境（徐树桐等， １９９３）。 １．４．２井潭组剪切推覆席（ＩＶｂ） 由青灰绿色英安质晶屑凝灰岩、晶玻屑凝灰岩、 第４期 张国斌等：皖南浅变质岩区的构造演化及矿产分布规律 ５１３ 岩特点，在Ｐｂ、Ｏ同位素特征上，该岩体与井潭组相 近，在Ｐｂ构造模式图上，落人造山带演化线附近，反 映花岗岩与井潭组有亲缘关系（同源岩浆），并且经 邓家一铺岭组滨浅海相碎屑岩、火山岩。同时，由于 华南洋盆地在向北俯冲过程中受阻，造成强烈、规模 更大的火山活动，形成了长４５０ｋｍ以上，宽近６４ｋｍ 历了至少２个阶段部分熔融成岩过程（马荣生和王 爱国，１９９４；吴荣新等，２００５ａ，２００７）。因而我们认 为该岩体属于与碰撞造山带作用有关的变质交代型 以上的火山岩带即晚元古代赣东北一皖南一浙西北 火山带，持续时间１００Ｍａ，其构成双溪坞群、上墅群 和井潭组等近千米厚的火山岩（邢凤鸣等，１９９２；吴 花岗岩。 ２ 皖南构造格局的演化历史 中元古代是地球发展演化的主要时期，很多地 质学家都认为中元古代晚期（１２００～９００Ｍａ）是全球 性裂谷时期。根据年代学、地层学资料，以及对皖南 浅变质岩系的研究，认为皖南在中晚元古代是一个 完整的古陆，由于华南洋壳的俯冲，引起裂解， 产生晚元古代海洋（祁门一三阳海盆）及其所分割 的岛弧隆起，类似于现在的日本列岛，古岛弧的北西 侧，即羊栈岭前陆褶皱冲断带，是由沿祁门一三阳坑 岛内裂谷扩张形成的弧后盆地，类似日本海。推测 其演化历史可能有以下４个阶段。 ２．１ 岛弧和弧后盆地生成阶段 约１３００～９００Ｍａ，华南板块沿江山一绍兴一带 俯冲，是岛弧向扬子板块增生的开始（吴荣新等， ２００７）。 约９３０～８８０Ｍａ，华南洋壳沿江山一绍兴断裂带 向北俯冲过程中，在俯冲带的前缘产生大规模的岛 弧岩浆活动（吴荣新等，２００５ｂ），形成一套钙碱性火 山岩组合为代表的初生白际岭岛弧。同时俯冲引起 岛弧后面的地幔产生对流运动（Ｌｉ ｅｔ ａ１．，２００３ａ）， 热流的上升导致皖南古板块沿祁门一歙县一带裂 开，底部熔岩溢流，形成了新的“洋壳”，分布于皖南 祁门一歙县断裂带上约９０ｋｍ的蛇绿岩套是当时形 成的产物，同时在“洋壳”内沉积了一组牛屋组沉积 岩系。 ２．２ 弧后俯冲及褶皱冲断带生成阶段 约８６０～８３０Ｍａ，随着扬子板块被动俯冲的 加强，弧后盆地收缩，并产生弧后俯冲，岛弧岩浆岩 遭受快速风化沉积作用，在弧后俯冲形成的海沟中 生成复理石沉积岩；同时由于弧后俯冲，在祁门一歙 县一带，形成羊栈岭褶皱冲断带雏形。因地层褶皱 变质陆壳加厚，以及可能的地幔热流的影响和断裂 减压，在深部发生重熔，形成初生陆壳改造型（ｓ型） 花岗岩类侵入体，如休宁、许村、歙县等岩体。随后， 弧后盆地收缩到北部，变成浅海盆地，形成环沙组、 荣新等，２００７）。 ２．３弧后碰撞阶段 约８２５～７５０Ｍａ，华南洋壳的俯冲使洋盆逐渐缩 小，以至祁门一三阳海盆关闭，华南板缺和扬子板块 发生碰撞，最终导致由东向西发展的碰撞和拼贴，形 成障公山构造混杂岩带、仰冲岛弧及其边界的中高 压变质带（黑绿泥石变质带、铁铝榴石变质带和江 西的蓝闪石变质带），同时，形成祁门一三阳坑陆壳 碰撞地缝合线；这时期的碰撞挤压，使初生陆壳重熔 形成板内改造型灵山、莲花山和白际山侵入岩体，最 终形成白际岭火山岩推覆席。 羊栈岭褶皱冲断带雏形在该阶段受到叠加改 造，最终形成剪切岩浆弧及复理石褶冲带，在造山带 的前陆地区，形成碧山、镇头等火山一磨拉石盆地。 ２．４碰撞后的构造运动 它主要表现为逆冲在扬子板块上的障公山 一白际混杂岩体因强烈挤压而形成的紧密褶皱和大 型韧性剪切带，及伴生切割形成糜棱岩带的轴面劈 理，经剥蚀后形成现今地貌。 ３矿产分布规律 从皖南浅变质岩系的构造演化历史分析，在前 寒武纪，皖南地区以形成火山一沉积矿床为主的地 区，晋宁运动奠定了本区的构造格局，也控制着该区 的矿产分布，从现有资料看，本区主要矿种的成矿期 为晋宁期和燕山期，中生代的成矿作用是在晋宁期 变质基底上局部演化的结果，即中生代的矿产分布 仍反映了基底格局对区域成矿的控制。 ３．１晋宁期矿产 造山前的扩张阶段形成的矿种是块状硫化物型 铜矿，其成因与大洋化作用下产生的基性超基性岩 有关，分布混杂岩地体的蛇绿岩块中；造山后期的收 缩阶段形成的矿种有金、铜、铁等。前者与碰撞造山 中的韧性剪切、花岗岩化作用有关，分布在岛弧火山 沉积岩一火山岩推覆体和羊栈岭褶皱冲断带中；后 二者与收缩阶段派生的局部扩张环境下形成的基性 岩有关，主要分布在陆缘地体的扩张盆地中。 ５ｌ４ 逢二 第３２卷 ３．２燕山期矿产 受邻区构造运动波及影响，中生代构成了本区 主要成矿期。虽然这个阶段形成的矿产大多与构造 一岩浆岩活动有关，但研究表明本区中生代的岩浆 岩均是由不成熟的变质基底改造而成，故中生代的 成矿作用是晋宁期变质基底上局部演化的结果，即 中生代的矿产分布，仍反映基底格局对区域成矿作 用的控制。障公山构造混杂岩地质岩体上主要有 Ｍｏ、Ａｕ、Ｓｂ、Ｗ，主要分布在韧性剪切带上；白际推覆 地质体上主要有Ｐｂ、ｚｎ、Ｃｕ、Ｍｏ、Ａｕ，主要分布在火 山沉积岩一火山岩推覆体中；羊栈岭前陆褶皱冲断 层地质体上主要有Ｐｂ、ｚｎ、Ａｇ，主要分布在陆缘碎屑 岩单元和深熔花岗闪长岩带上；在扬子俯冲基底上， 主要有Ａｕ、ｃｕ，分布在陆缘碎屑岩中。 综上述，根据不同构造单元上晋宁期和燕山期 综合成矿能力，得出成矿作用较好的单元是： （１）白际推覆体的火山沉积岩一火山岩中，矿 种有Ｐｂ、ｚｎ、ｗ、Ｃｕ、Ｍｏ、Ａｕ；典型矿床有九亩丘层问 破碎蚀变岩型铅锌矿和长陔岭斑岩型铜钼矿等。 （２）障公山混杂岩地体上的大型韧性剪切带， 矿种有Ｍｏ、Ｃｕ、Ｗ、Ｓｂ、Ａｕ、Ｂｉ、Ｓｎ；典型矿床有休宁 里东坑斑岩型铜钼矿（伴生金）、韩家（天井山）破碎 蚀变岩型金矿和里广山锑矿等。 （３）羊栈岭前陆褶皱冲断层地体中及其断裂盆 地，矿种有Ｐｈ、Ｚｎ、Ｗ、Ｖ、Ｃｒ、Ａｕ、Ｃｕ、Ａｇ、Ｍｏ、Ｂｉ、Ｓｎ； 典型矿床有祁门三宝隐爆角砾岩筒型多金属矿和绩 溪际下层控似矽卡岩型白钨矿等。目前在该地质体 内的东园岩株内钻探发现了厚约１３０余米的斑岩型 白钨矿（原东园钨矿点）（据安徽地矿局３３２地质队 内部资料）。 （４）俯冲基底上断裂裂隙中有ｃｕ、Ａｕ。典型矿 化点有层控型的箬坑金矿化点。 另外，在上述地质体中大量分布皖南的优势矿 种：膨润土、瓷土矿、蛇纹石及萤石等非金属矿产。 致谢：论文初稿承蒙张寿稳高工和另一位审稿专家 审阅并提出了宝贵意见！ 参考文献（Ｒｅｆｅｒｅｎｃｅｓ）： 李继亮，许靖华．１９８９．南华夏造山带构造演化的新证据．地 质科学，（３）：２１７—２２５． 马长信，刘荣贵，吕贵德．１９９２．赣东北震旦纪地质．北京：地 质出版社． 马荣生，王爱国．１９９４．皖南晚元占代碰撞造山带构造轮廓． 安徽地质，４（１～２）：１４—２２． 孙书勤，张成江，赵松江．２００７．板内构造环境的微量元 素判别．大地构造与成矿学，３１（１）：１０４～１０９． 吴荣新，郑永飞，吴元保．２００５ｂ．皖南新元古代花岗闪长岩 体锆石ｕ—Ｐｂ定年以及元素和氧同位素地球化学研究． 岩石学报，２１（３）：５８７—６０６． 吴荣新，郑永飞，吴元保．２００５ａ．皖南石耳山新元古代花岗 岩锆石Ｕ—Ｐｂ定年以及元素和氧同位素地球化学研究． 高校地质学报，１１（３）：３６４—３８２． 吴荣新，郑永飞，吴元保．２００５ｃ．皖南蛇绿岩套辉长岩锆石 ｕ—Ｐｈ定年以及元素和氧同位素研究．地球学报，第ｚ１ 期． 吴荣新，郑永飞，吴元保．２００７．皖南新元古代井潭组火山岩 锆石Ｕ—Ｐｂ定年和同位素地球化学研究，高校地质学 报，ｌ３（２）：２８２—２９６． 邢风鸣，徐祥，陈江峰，周泰峰．１９９２．江南古陆东南缘晚元 古代增生史．地质学报，６６（１）：５９—７２． 邢风鸣，徐祥，李应用，任思明．１９８９．皖南晋宁早期花岗闪 长岩带的确定及岩石学特征．岩石学报，（４）：３４—４４． 徐备，郭令智，施央申著．１９９２．皖浙地区元占代地体和多期 碰撞造山带．北京：地质出版社． 徐树桐，孙枢，李继亮，江来利，陈冠室， 永红．１９９３．蓝田 构造窗．地质科学，２８（２）． 许靖华．１９８０．薄壳板块构造模式与冲撞型造山运动．中国 科学，（１ １）：１０８１—１０８９． 许靖华．１９８７．中国大地构造几个问题．地质科技情报，６ （２），１３—２７． 赵振华．２００７．关于岩石微量元素构造环境纠别图解使用的 有关问题．大地构造与成矿学，３１（１）：９２—１０３． Ｌｉ Ｘ Ｈ．Ｌｉ Ｚ Ｘ．Ｇｅ Ｗ Ｃ ｅｔ ａ１．２００３ａ．Ｎｅｏｐｒｏｔｅｒｏｚｏｉｅ ｇｒａｎｉｔ～ ｏｉｄｓ ｉｎ Ｓｏｕｔｈ Ｃｈｉｎａ：Ｃｒｕｓｔａｌ ｍｅｈｉｎｇ ａｂｏｖｅ ａ ｍａｎｔｌｅ ｐｌｕｍｅ ａｔ ｅａ．８２５Ｍａ．Ｐｒｅｃａｍｂｒｉａｎ Ｒｅｓｅａｒｃｈ．１２２：４５—８３． Ｌｉ Ｚ Ｘ．Ｌｉ Ｘ Ｈ．Ｋｉｎｎｙ Ｐ Ｄ ｅｔ ａ１．２００３ｂ．Ｇｅｏｃｈｒｏｎｎｌｏｇｙ ｏｆ Ｎｅｏｐｒｏｔｅｒｏｚｏｒｉｅ ｓｙｎ—ｒｉｆｔ ｍａｇｍａｔｉｓｍ ｉｎ ｔｈｅ Ｙａｎｇｔｚｅ Ｃｒａｔｏｎ， Ｓｏｕｔｈ Ｃｈｉｎａ ａｎｄ ｃｏｒｒｅｌａｔｉｏｎｓ ｗｉｔｈ ｏｔｈｅｒ ｃｏｎｔｉｎｅｎｔｓ： Ｅｖｉｄｅｎｃｅ ｆｏｒ ａ ｍａｎｔｌｅ ｓｕｐｅｒｐｌｕｍｅ ｔｈａｔ ｂｒｏｋｅｕｐ Ｒｏｄｉｎｉａ． Ｐｒｅｃａｍｂｒｉａｎ Ｒｅｓｅａｒｃｈ，１２２：８５—１０９． Ｗｕ Ｒ Ｘ．Ｚｈｅｎｇ Ｙ Ｆ，Ｗｕ Ｙ Ｂ ｅｔ ａ１．２００６．Ｒｅｗｏｒｋｉｎｇ ｏｆｊｕｖｅｎ。 ｉｌｅ ｃｒｕｓｔ：Ｅｌｅｍｅｎｔ ａｎｄ ｉｓｏｔｏｐｅ ｅｖｉｄｅｎｃｅ ｆｒｏｍ Ｎｅｏｐｒｏｔｅｒｏｚｏｉｅ ｇＩａ＿ｎ０ｄｉ０ｒｉｔｅ ｉｎ Ｓｏｕｔｈ Ｃｈｉｎａ．Ｐｒｅｃａｍｂｒｉａｎ Ｒｅｓｅａｒｃｈ，１４６： １７９—２１２． 第４期 张国斌等：皖南浅变质岩区的构造演化及矿产分布规律 ５１５ ＴＨＥ ＴＥＣＴｏＮＩＣ ＥＶＯＬＵＴＩｏＮ ｏＦ ＬｏＷＥＲ－ＭＥＴＡＭＯＲＰＨＩＣ ＲｏＣＫＳ ＡＮＤ ＴＨＥ ＤＩＳＴＲＩＢＵＴＩＯＮ ＤＩＳＴＲＩＣＴ ｏＦ ＭＩＮＥＲＡＬ ＩＮ ＳｏＵＴＨ ＡＮＨＵＩ ＺＨＡＮＧ Ｇｕｏｂｉｎ ａｎｄ ＬＶ Ｓｈａｏｙｕａｎ （Ｔｕｎｘｉ Ｇｅｏｌｏｇｉｃａｌ Ｓｕｒｖｅｙ，Ｅａｓｔ—Ｃｈｉｎａ Ｍｅｔａｌｌｕｒｇｉｃａｌ＆Ｇｅｏｌｏｇｉｃａｌ Ｅｘｐｌｏｒａｔｉｏｎ Ｂｕｒｅａｕ，Ｈｕａｎｇｓｈａｎ ２４５０００，Ａｎｈｕｉ， Ｃｈｉｎａ） Ａｂｓｔｒａｃｔ：Ｔｈｅ ｌｏｗ ｄｅｇｒｅｅ ｏｆ ｍｅｔａｍｏｒｐｈｉｃ ｒｏｃｋ ｕｎｉｔｓ ｉｎ Ｓｏｕｔｈ Ａｎｈｕｉ ｗｅｒｅ ｆｏｒｍｅｄ ｂｙ ｔｈｅ ａｓｓｅｍｂｌａｇｅ ｏｆ ｆｏｕｒ ｔｅｃｔｏｎｉｃ ｕｎｉｔｓ ａｒｏｕｎｄ ｔｈｅ ｒｅｇｉｏｎ．Ｂｅｆｏｒｅ ｔｈｅ ｅａｒｌｙ Ｍｅｓｏ—Ｐｒｏｔｅｒｏｚｏｉｃ，ｉｔ ｗａｓ ａｎｃｉｅｎｔ ｉｓｌａｎｄ ａｒｅ ａｒｏｕｎｄ Ｓｏｕｔｈ Ａｎｈｕｉ．１０００Ｍａ ａｇｏ，Ｓｏｕｔｈ Ｃｈｉｎａ Ｂｌｏｃｋ ｓｕｂｄｕｃｔｅｄ ａｌｏｎｇ ｔｈｅ Ｊｉａｎｇｓｈａｎ—Ｓｈａｏｘｉｎｇ ｚｏｎｅ ａｎｄ ｍａｄｅ ｔｈｅ ｉｓｌａｎｄ ａｒｅ ａｅｃｒｅｔ ｏｎｔｏ ｔｈｅ Ｙａｈ— ｇｔｚｅ Ｂｌｏｃｋ．９００Ｍａ，ｔｈｅ ｓｐｒｅａｄｉｎｇ ｏｆ ｂａｃｋ—ａｒｃ ｂａｓｉｎ ｔｏｏｋ ｐｌａｃｅ ａｌｏｎｇ Ｑｉｍｅｎ—Ｓａｎｙａｎｇｋｅｎｇ．Ａｒｏｕｎｄ ８５０Ｍａ，ｔｈｅ ｃａｔｈｙｓｉａｎ Ｂｌｏｃｋ ｃｏｌｌｉｄｅｄ ｗｉｔｈ ｔｈｅ Ｙａｎｇｔｚｅ Ｂｌｏｃｋ ａｌｏｎｇ ｔｈｅ Ｊｉａｎｇｓｈａｎ—Ｓｈａｏｘｉｎｇ ｚｏｎｅ，ｗｈｉｃｈ ｍａｒｋｅｄ ｔｈｅ ｃｏｍｐｌｅｔｉｏｎ ｏｆ ｓｕｂｄｕｃｔｉｏｎ ａｎｄ ａｃｃｒｅｔｉｏｎ．Ｔｈｅ ｃｏｎｔｉｎｅｎｔａｌ ｃｒｕｓｔ ｒｅｍｅｈｅｄ ｔｏ ｆｏｒｍ ｔｈｅ Ｓ－ｔｙｐｅ ｇｒａｎｉｔｏｉｄ ｉｎｔｒｕｓｉｏｎｓ，ｓｕｃｈ ａｓ Ｘｉｕｎ— ｉｎｇ，Ｘｕｃｕｎ ａｎｄ Ｓｈｅｘｉａｎ ｉｎｔｒｕｓｉｏｎｓ．Ａｔ ａｂｏｕｔ ７８０Ｍａ，ｔｈｅ ｇｒａｄｕａｌ ｓｕｂｄｕｃｔｉｏｎ ｏｆ Ｓｏｕｔｈ Ｃｈｉｎａ Ｓｅａ １ｅｄ ｔｏ ｔｈｅ ｃｏｌｌｉｓｉｏｎ ｂｅｔｗｅｅｎ Ｓｏｕｔｈ Ｃｈｉｎａ ａｎｄ Ｙａｎｇｔｚｅ ｂｌｏｃｋｓ，ａｎｄ ｔｈｅ ｆｉｎａｌ ｃｌｏｓｉｎｇ ｏｆ Ｑｉｍｅｎ—Ｓａｎｙａｎｇ ｓｅａ，ｓｕｃｈ ａｓ ｔｈｅ Ｑｉｍｅｎ—Ｓａｎ— ｙａｎｇｋｅｎｇ ｓｕｔｕｒｅ．Ｔｈｉｓ ｃｏｌｌｉｓｉｏｎ ａｌｓｏ ｉｎｄｕｃｅｄ ｔｈｅ ｐｒｉｍａｒｙ ｃｏｎｔｉｎｅｎｔａｌ ｃｒｕｓｔ ｔｏ ｒｅｍｅｌｔ ａｎｄ ｔｈｅｎ ｔｈｅ ｍａｇｍａ ｅｍｐｌａｃｅｄ ｗｉｔｈｉｎ ｔｈｅ ｐｌａｔｅ ｔｏ ｆｏｒｍ ｔｈｅ Ｌｉｎｇｓｈａｎ，Ｌｉａｎｈｕａ ａｎｄ Ｂａｉｊｉ ｉｎｔｒｕｓｉｏｎｓ．Ｅｖｅｎｔｕａｌｌｙ ｉｔ ｆｏｒｍｅｄ ｔｈｅ ｖｏｌｃａｎｉｃ ｒｏｃｋ ｎａｐｐｅ ｏｆ Ｂａｉｊｉ Ｒｉｄｇｅ，ａｎｄ ｍａｒｋｅｄ ｔｈｅ ｆｏｒｍａｔｉｏｎ ｏｆ ｔｅｃｔｏｎｉｃ ｆｒａｍｅｗｏｒｋ ｉｎ ｔｈｅ Ｓｏｕｔｈ Ａｎｈｕｉ．Ｔｈｅ ｔｅｃｔｏｎｉｃ ｅｖｏｌｕｔｉｏｎ ｎｏｔ ｏｎｌｙ ｒｅｓｕｌｔｅｄ ｉｎ ｔｈｅ ｓｔｒｕｃｔｕｒａｌ ｐａｔｔｅｒｎ ｏｆ ｔｈｅ ｄｉｓｔｒｉｃｔ．ｂｕｔ ａｌｓｏ ｃｏｎｔｒｏｌｌｅｄ ｔｈｅ ｄｉｓｔｒｉｂｕｔｉｏｎ ｏｆ ｒｅｇｉｏｎａｌ ｍｉｎｅｒａ１．Ｔｈｅ Ｊｉｎｎｉｎｇ ａｎｄ Ｙａｎｇｓｈａｎ Ｐｅｒｉｏｄｓ ａｒｅ ｔｈｅ ｍａｉｎ ｔｉｍｅ ｏｆ ｍｉｎｅｒａｌｉｚａｔｉｏｎ ｉｎ Ｓｏｕｔｈ Ａｎｈｕｉ．Ｔｈｅ Ｍｅｓｏｚｏｉｃ ｍｉｎｅｒａｌｉｚａｔｉｏｎ ｗａｓ ｒｅｓｕｌｔｅｄ ｆｒｏｍ ｔｈｅ ｅｖｏｌｕｔｉｏｎ ｏｆ ｐａｒｔｌｙ ｍｅｔａｍｏｒｐｈｉｃ ｂａｓｅｍｅｎｔ ａｇｅｄ ｉｎ ｔｈｅ Ｊｉｎｎｉｎｇ．Ｔｈｅ ｍｉｎｅｒａｌ ｄｉｓｔｒｉｂｕｔｉｏｎ ｉｎ Ｍｅｓｏｚｏｉｃ ｔｉｍｅ ｓｔｉｌｌ ｉｎｄｉｃａｔｅｓ ｔｈａｔ ｔｈｅ ｐａｔｔｅｒｎ ｏｆ ｂａｓｅｍｅｎｔ ｃａｎ ｃｏｎｔｒｏｌ ｔｈｅ ｒｅｇｉｏｎａｌ ｍｉｎｅｒａｌｉｚａｔｉｏｎ． Ｋｅｙｗｏｒｄｓ：ｓｏｕｔｈ Ａｎｈｕｉ；ｌｏｗｅｒ ｍｅｔａｍｏｒｐｈｉｃ ｚｏｎｅ；Ｂａｉｊｉ ｒｉｄｇｅ ｉｎｔｅｒ—ｉｓｌａｎｄ ａｒｃ；ｂａｃｋ—ａｒｅ ｓｐｒｅａｄｉｎｇ ｂａｓｉｎ：ｂａｃｋ． ａｒｅ ｓｕｂｄｕｅｔｉｏｎ：ｍｉｎｅｒａｌ ｄｉｓｔｒｉｂｕｔｉｏｎ
