Ore-controlling and metallogenic role of interlayer-slide fault in the carbonate formation, southern China
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摘要:
碳酸盐岩系层滑断裂在中国南方古生代地层中广泛分布，是一种重要的控矿和成矿构造。厘定碳酸盐岩系层滑断裂的基本类型、形成机理和控矿作用对相关矿床的找矿具有重要意义。基于层滑断裂所属含矿岩系的岩性组合、构造样式及其与主干断裂的相互关系，初步将层滑断裂划分为4种基本类型，即碳酸盐岩与泥页岩界面+层滑断裂复合型，平行不整合面+层滑断裂复合型，逆冲推覆构造台阶式断层断坡+断坪复合型和陡倾斜主干断层+旁侧缓倾斜层滑断裂复合型，分别总结了不同类型层滑断裂的控矿特征，并列举其典型的矿床实例，讨论了层滑断裂的控矿作用和成矿作用，将层滑断裂的形成过程归纳为层间滑动、层滑断层、叠加断层3个阶段。
Abstract:The interlayer-slide faults in the carbonate series are widely distributed in the Paleozoic strata in southern China. These faults constitute an important ore-controlling and forming structure. Determining the basic types, formation mechanism, and ore-controlling effects of the interlayer-slide faults is of great significance in the search for related deposits. Based on the lithological combination of the ore-bearing rock series, structural style and the relationship with the main fault, the authors divided the interlayer-slide faults into four basic types:the compound type of carbonate and shale boundary with interlayer-slide fault, the disconformities boundary with interlayer-slide fault, the thrusting nappe structure with stepped ramp and flat, and steeper slope master fault with gently inclined secondary interlayer-slide faults. The ore-controlling characteristics of different types of interlayer faults and typical examples were introduced and the roles of interlayer faults in ore-controlling and metallogenic process was discussed. Three stages of the formation of the interlayer-slide fault were summarized, which are slide fault in interlayer, interlayer-slide fault and superimposed fault.
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Keywords:
- carbonate /
- interlayer-slide fault /
- basic type /
- ore-controlling functions /
- metallogenesis
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中亚造山带东段二连-贺根山缝合带，既发育晚古生代SSZ型蛇绿岩和岛弧型岩浆岩[1-16]，亦分布有大量中生代后造山A型花岗岩[17-22]和流纹岩[23]。然而，与蛇绿岩、岛弧岩浆岩和后造山A型花岗岩相比, 贺根山缝合带内中生代后造山A型流纹岩锆石U-Pb年代学、地球化学和地球动力学背景的研究相对缺乏[23]。对于二连-贺根山缝合带晚二叠世—早三叠世最终缝合与中三叠世-早白垩世后造山伸展作用演化阶段与过程的认识[24-35]，尚缺乏后造山伸展阶段岩浆活动的证据。前人1:20万罕乌拉幅区域地质矿产调查将该区火山岩划归为上侏罗统兴安岭群，1:25万西乌旗幅等将其归为上侏罗统满克头鄂博组，缺少年代学、地球化学等资料。因此, 本文在1:5万区域地质调查的基础上，选择贺根山缝合带典型发育区的西乌旗白音瑞地区满克头鄂博组流纹岩进行年代学和地球化学研究，探讨满克头鄂博组火山岩的岩石属性、成因和构造环境，以期为中亚造山带东段二连-贺根山缝合带的最终缝合时限和后造山伸展作用演化阶段与过程研究，提供岩石学、地球化学和年代学证据与约束。
1. 地质背景和岩石学特征
内蒙古西乌旗白音瑞地区满克头鄂博组火山岩，位于二连-贺根山缝合带东段晚石炭世梅劳特乌拉SSZ型蛇绿岩和晚石炭世（—早二叠世）岛弧岩浆岩带内[10, 13-15]（图 1-a）。研究区出露的地层主要为中生界上侏罗统满克头鄂博组火山岩和上古生界中二叠统哲斯组沉积岩(图 1-b)，岩浆岩主要有早白垩世花岗斑岩、正长花岗岩[21]和晚石炭世梅劳特乌拉SSZ型蛇绿岩[10, 13-15]、奥长花岗岩、英云闪长岩等(图 1-b)。该区满克头鄂博组火山岩覆于晚石炭世梅劳特乌拉SSZ型蛇绿岩[10, 13-15]、奥长花岗岩、英云闪长岩和上古生界中二叠统哲斯组沉积岩之上，与早白垩世正长花岗岩[21]和花岗斑岩为侵入接触(图 1)。
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图 1 内蒙古白音瑞地区满克头鄂博组火山岩区域大地构造(a)和区域地质简图(b)[3]Figure 1. Sketch tectonic map (a) and geological map (b) of volcanic rocks of the Manketouebo Formation in Baiyinrui area, Inner Mongolia白音瑞地区满克头鄂博组火山岩主要为球粒流纹岩、石泡流纹岩和角砾流纹岩，少量流纹质火山角砾岩、流纹质凝灰岩、英安岩、英安质凝灰岩、凝灰质砾岩等。流纹岩主要为斑状结构，流纹构造（图 2-a、b）、基质球粒结构（图 2-c、d），部分基质为玻璃质结构和霏细结构。流纹质凝灰岩主要包括流纹质熔结凝灰岩、流纹质玻屑、晶屑、岩屑凝灰岩、流纹质含角砾凝灰岩等。其中，熔结凝灰岩主要为流纹质含角砾浆屑玻屑熔结凝灰岩，岩石为熔结凝灰结构，假流纹构造；其他凝灰岩均为凝灰结构，块状构造。
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图 2 满克头鄂博组流纹岩野外(a、b)和显微照片(c、d)a、b—流纹构造；c、d—球粒结构Figure 2. Representative field photos (a, b) and photomicrograph (c, d) of the rhyolites in the Manketouebo Formation2. 锆石U-Pb测年
笔者在研究区满克头鄂博组流纹岩中采集了1件锆石U-Pb同位素测年样品（RL05），采样位置见图 1，采样点地理位置为北纬45°07′50″、东经118°23′15″。
2.1 测试方法
本次流纹岩测年样品（RL05）的锆石分选在河北省廊坊区域地质调查研究所完成，样品制靶、透射光、反射光照片拍摄和阴极发光(CL)图像分析（图 3）在北京锆年领航科技有限公司完成。
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图 3 满克头鄂博组流纹岩（RL05）锆石阴极发光图像及206Pb/238U年龄Figure 3. Cathodoluminescence images and 206Pb/238U ages of zircons from the rhyolite in the Manketouebo Formation锆石U-Pb年龄测定在中国地质调查局天津地质调查中心进行。首先，根据锆石的阴极发光(CL)图像和反射光、透射光照片，选择锆石原位LAICP-MS U-Pb同位素测年的最佳区域。然后，利用193nm激光器对锆石进行烧蚀，激光烧蚀的斑束直径为35μm, 剥蚀采样时间为45s。测试数据的普通铅校正采用Anderson的方法[36], 锆石U-Pb同位素比值及元素含量运用4.4版本Glitter程序, 年龄加权平均计算使用3.0版本的Isoplot程序完成。
2.2 测试结果
在阴极发光图像（CL）(图 3)上，流纹岩样品中的锆石结构均一，呈自形-半自形柱状，长宽比为2:1~4:1，24颗锆石均具清晰的振荡岩浆生长环带，为酸性火山岩成因锆石特征[37]。流纹岩样品（RL05）LA-ICP-MS锆石U-Th-Pb测试结果见表 1。
表 1 满克头鄂博组流纹岩（RL05）LA-ICP-MS锆石U-Th-Pb测试结果Table 1. LA-ICP-MS U-Th-Pb dating results of zircons from the rhyolite in the Manketouebo Formation点号 含量/10-6 Th/U 同位素比值 表面年龄/Ma Pb U 207Pb*206Pb* ±% 207Pb*235U ±% 206Pb*238U ±% 206Pb/238U 1 9 322 0.92 0.055 6.6 0.19 6.7 0.0250 0.88 159 ±1 2 7 228 0.78 0.052 11 0.18 11 0.0250 0.93 159 ±1 3 8 269 0.78 0.058 7.2 0.20 7.2 0.0246 0.86 157 ±1 4 4 137 0.62 0.051 19 0.18 18 0.0253 1.3 161 ±2 5 3 114 0.47 0.051 102 0.18 67 0.0250 2.4 159 ±4 6 10 322 0.85 0.052 7.2 0.18 7.2 0.0248 0.87 158 ±1 7 2 88 0.49 0.061 26 0.21 22 0.0252 2.3 160 ±4 8 6 194 0.75 0.064 10 0.22 10 0.0248 1.0 158 ±2 9 5 173 0.74 0.060 12 0.21 11 0.0250 1.1 159 ±2 10 6 198 0.73 0.052 13 0.18 12 0.0250 1.0 159 ±2 11 4 161 0.52 0.051 15 0.17 14 0.0245 1.0 156 ±2 12 6 221 0.70 0.055 10 0.19 10 0.0247 0.92 158 ±1 13 5 167 0.80 0.054 14 0.18 13 0.0248 1.1 158 ±2 14 9 290 0.83 0.054 6.4 0.18 6.4 0.0248 0.90 158 ±1 15 5 147 0.65 0.12 9.9 0.40 9.9 0.0256 1.4 163 ±2 16 7 239 0.91 0.064 7.3 0.22 7.3 0.0246 0.89 157 ±1 17 1 48 0.52 0.083 103 0.27 29 0.0242 3.0 154 ±5 18 2 65 0.063 0.106 27 0.37 23 0.0255 2.9 162 ±5 19 4 125 0.73 0.086 14 0.29 13 0.0247 1.5 157 ±2 20 3 85 0.80 0.126 18 0.43 16 0.0247 1.9 158 ±3 21 3 95 0.78 0.061 68 0.21 44 0.0250 1.7 159 ±3 22 5 173 1.04 0.058 32 0.19 32 0.0241 2.1 153 ±3 23 7 232 0.96 0.051 9.9 0.17 9.9 0.0244 0.94 155 ±1 24 6 195 0.86 0.058 9.1 0.20 9.1 0.0248 1.1 158 ±2 注：误差为1σ；Pb*指示放射成因铅。实验测试在中国地质调查局天津地质调查中心完成 24颗锆石的Th/U值为0.063~1.04，平均值为0.72（表 1），与岩浆锆石的Th/U值（大于0.4）一致[37-38]，为岩浆成因锆石特征。该样品24个测点的数据点集中于谐和线上及其附近，获得的206Pb/238U年龄加权平均值为158.0 ±0.7Ma（MSWD=0.87），代表了流纹岩的成岩年龄（表 1；图 4），故将白音瑞地区满克头鄂博组火山岩的形成时代置于晚侏罗世。
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图 4 满克头鄂博组流纹岩（RL05）锆石U-Pb谐和图（a）和206Pb/238U年龄直方图（b）Figure 4. U-Pb concordia diagram (a) and 206Pb/238U age histogram (b) of zircons from the rhyolite in the Manketouebo Formation3. 地球化学特征
研究区满克头鄂博组流纹岩共采集了5件地球化学样品, 全岩主量、微量和稀土元素的化学分析在河北省廊坊区域地质调查研究所完成。主量元素分析采用X射线荧光光谱(XRF)分析, 选用不同含量和不同基体的国家一级地球化学标准物质同时完成测定，检测下限为0.01%，分析误差优于5%。微量元素采用电感耦合等离子体质谱(ICP-MS)测定，检测限优于5×10-9，相对标准偏差优于5%。白音瑞地区满克头鄂博组流纹岩的主量、微量和稀土元素测试分析结果见表 2。
表 2 满克头鄂博组流纹岩主量、微量和稀土元素分析结果Table 2. Major element, trace element and REE analyses of the rhyolites in the Manketouebo Formation样品号
岩性RL01
流纹岩RL02
流纹岩RL03
流纹岩RL05
流纹岩RL06
流纹岩世界A型花岗岩平均
（148）[40]中国A型花岗岩平均
（197）[40]SiO2 77.08 76.33 76.92 76.12 75.92 73.81 73.55 Al2O3 12.40 12.42 12.65 12.65 12.86 12.4 12.81 TiO2 0.051 0.063 0.041 0.039 0.088 0.26 0.23 Fe2O3 0.54 0.89 0.53 0.87 0.79 1.24 1.42 FeO 0.26 0.12 0.12 0.43 0.41 1.58 1.18 CaO 0.44 0.77 0.33 0.39 0.44 0.75 0.82 MgO 0.081 0.042 0.044 0.048 0.11 0.2 0.27 K2O 4.54 4.75 4.57 4.42 4.89 4.65 4.69 Na2O 3.93 3.90 4.20 3.97 3.48 4.07 3.76 MnO 0.011 0.011 0.010 0.018 0.012 0.06 0.09 P2O5 0.021 0.018 0.021 0.017 0.022 0.04 0.07 烧失量 0.64 0.67 0.55 0.87 0.87 总量 99.98 99.98 99.97 99.85 99.89 Ba 25.20 21.50 32.90 31.40 29.80 352 235.96 Rb 302.00 345.40 276.60 184.70 196.30 169 269.69 Sr 7.10 6.90 16.50 10.21 9.94 48 57.54 Pb 17.70 16.90 13.20 16.50 21.50 24 Cr 3.70 3.20 3.30 6.30 5.60 Co 0.30 0.20 0.30 0.80 0.90 Ni 1.80 2.70 2.50 3.20 3.10 < 1 V 3.10 1.60 2.30 2.50 4.10 6 Zr 115.90 89.60 112.20 284.20 231.10 528 333.77 Hf 6.71 4.17 6.56 8.94 9.86 Sc 2.20 1.80 1.30 1.70 1.90 4 Nb 22.56 23.05 15.40 15.23 16.32 37 34.93 Ta 4.01 2.88 2.84 5.84 3.65 Th 15.43 29.98 31.31 29.61 14.25 23 U 3.27 5.37 3.27 6.57 4.21 5 Cs 5.98 5.13 5.67 9.46 8.25 Ga 34.20 34.70 27.90 32.50 27.50 24.6 18.54 Y 60.67 72.91 35.72 23.98 19.24 75 54.03 La 8.78 21.80 24.99 26.96 27.21 Ce 26.66 56.82 40.29 49.87 59.15 Pr 4.66 8.47 9.41 7.96 9.02 Nd 21.61 36.52 39.21 27.54 34.26 Sm 7.87 10.64 10.18 6.84 6.23 Eu 0.061 0.058 0.11 0.12 0.12 Gd 6.46 8.82 6.84 5.13 4.97 Tb 1.51 1.85 1.31 0.89 0.84 Dy 9.64 10.94 7.08 6.24 5.21 Ho 2.00 2.20 1.26 1.14 0.97 Er 5.64 5.84 3.33 2.85 3.12 Tm 1.05 1.00 0.60 0.63 0.54 Yb 6.23 5.69 3.65 3.14 3.24 Lu 1.12 0.83 0.69 0.79 0.68 ΣREE 103.29 171.48 148.95 140.10 155.56 δEu 0.03 0.02 0.04 0.06 0.06 (La/Yb)N 0.95 2.58 4.62 5.79 5.66 Ga/Al 5.21 5.28 4.17 4.86 3.74 3.75 注：主量元素含量单位为%，稀土、微量元素含量单位为10-6 3.1 主量元素
由表 2可知, 西乌旗白音瑞地区满克头鄂博组流纹岩以富硅(SiO2=75.92%~77.08%)、富钾(K2O=4.42%~4.89%)、富碱(Na2O+K2O 8.37%~8.77%)和贫CaO(0.33% ~0.77%)、MgO(0.042% ~0.11%)、P2O5(0.017%~0.022%)、TiO2(0.039%~0.088%)为特征。在火山岩TAS分类命名图解（图 5）中，5个样品点均落入亚碱性系列的流纹岩范围。岩石的Na2O/K2O值为0.71~0.92，在岩浆系列硅碱(SiO2-K2O)判别图解中，5个样品点均落在高钾钙碱性系列（图 6）。该岩石的Al2O3含量为12.40%~12.86%，A/CNK值变化于0.96~1.09之间，A/NK值变化于1.07~1.17之间, 属于弱过铝质岩石。
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图 5 满克头鄂博组流纹岩TAS分类图解Pc—苦橄玄武岩；B—玄武岩；O1—玄武安山岩；O2—安山岩；O3—英安岩；R—流纹岩；S1—粗面玄武岩；S2—玄武质粗面安山岩；S3—粗面安山岩；T—粗面岩、粗面英安岩；F—副长石岩；U1—碱玄岩、碧玄岩；U2—响岩质碱玄岩；U3—碱玄质响岩；Ph—响岩；Ir—Irvine分界线，上方为碱性，下方为亚碱性Figure 5. Total alkali versus silica (TAS) diagram of the rhyolites in the Manketouebo Formation![]()
图 6 满克头鄂博组流纹岩SiO2-K2O分类图解[39]Figure 6. SiO2-K2O classification diagram of the rhyolites in the Manketouebo Formation3.2 稀土和微量元素
由表 2可知, 与世界上酸性火成岩稀土元素总量（∑REE）平均值288×10-6相比，白音瑞地区满克头鄂博组流纹岩的稀土元素总量明显较低，∑REE为103.29×10-6~171.48×10-6（表 2）。在稀土元素球粒陨石标准化配分图(图 7)上，5个流纹岩样品均具有典型的海鸥式分布特征和轻稀土元素略富集的平缓右倾变化趋势(图 7；表 2)，可能反映亏损地幔的岩浆源区性质或与源区IAB有关[42]。该岩石5个样品的负Eu异常均较显著，δEu值为0.02~0.06 (图 7；表 2)，可能反映流纹岩的岩浆源区有斜长石残留。
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图 7 满克头鄂博组流纹岩稀土元素球粒陨石标准化配分模式[41]Figure 7. Chondrite-normalized REE patterns of the rhyolites in the Manketouebo Formation如表 2和图 8所示，该区满克头鄂博组流纹岩相对富集Ga（27.50×10-6~34.70×10-6）、Rb、Th、U、K等, 而明显贫Ba、Sr、P和Ti。在微量元素原始地幔标准化蛛网图（图 8）上，5个流纹岩样品均具有明显的Ba、Sr、P、Eu、Ti负异常“槽”和Rb、Th、U、Ta等略微富集的“峰”（图 8），可能与岩浆成因或A型花岗岩浆的特有性质有关。
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图 8 满克头鄂博组流纹岩微量元素原始地幔标准化蛛网图[43]Figure 8. Primitive mantle-normalized trace element spider diagram of the rhyolites in the Manketouebo Formation4. 讨论
4.1 岩石成因类型
如前所述，本区满克头鄂博组流纹岩具有富Si、K-碱-Ga、贫Ca、Mg-Ba-Sr-Ti-P，以及显著的负Eu异常等地球化学特征，其地球化学属性明显不同于I、S和M型花岗岩，而与二连-贺根山缝合带内的中生代A型花岗岩和世界上典型A型花岗岩的地球化学特征一致[17-23, 44-49]，表明其岩石成因类型属于A型花岗岩的喷出岩——A型流纹岩[49-51]。在A型花岗岩与I、S和M型花岗岩成因类型判别图解（图 9）中，5个流纹岩样品均位于A型花岗岩区，明显区别于I、S和M型花岗岩（图 9）[46]。且在K2O-Na2O和SiO2-Zr岩浆岩成因类型判别图解（图 10）中，研究区满克头鄂博组流纹岩样品点同样投在A型花岗岩区，明显区别于I和S型花岗岩（图 10）[45]。这些特征进一步表明，西乌旗白音瑞地区满克头鄂博组流纹岩的岩石成因类型为A型流纹岩[17-23, 49-51]。研究区满克头鄂博组A型流纹岩与二连-贺根山缝合带内晚侏罗世或中生代A型花岗岩地球化学特征的一致性，可能表明二连-贺根山缝合带具有统一的A型花岗岩浆源区、成因及构造环境[21, 23]。
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图 9 满克头鄂博组流纹岩10000×Ga/Al对(K2O+Na2O)(a)、(K2O+Na2O)/CaO)(b)、K2O/MgO(c)和TFeO/MgO(d)判别图解[46]Figure 9. K2O+Na2O)(a), (K2O+Na2O)/CaO(b), K2O/MgO(c) and TFeO/MgO(d) versus 10000×Ga/Al discrimination diagrams of the rhyolites in the Manketouebo Formation![]()
图 10 满克头鄂博组流纹岩K2O-Na2O(a)和SiO2-Zr(b)图解[45]I、A、S—分别为I型、A型和S型花岗岩Figure 10. K2O-Na2O (a) and SiO2-Zr (b) plots of the rhyolites in the Manketouebo Formation4.2 构造环境
依据岩浆成因和构造环境，A型花岗岩类又进一步细分为非造山（anorogenic）A1型花岗岩和后造山(post-orogenic)A2型花岗岩[42, 45-51]。在A1和A2型花岗岩类的微量元素Nb-Y-Ce和Nb-Y-3Ga判别图解（图 11）上[44]，白音瑞地区满克头鄂博组流纹岩样品点均落入后造山A2型花岗岩范围，并可与二连-贺根山缝合带内的中生代A2型花岗岩[17-22]和A2型酸性火山岩[23]相比，反映了造山带后造山伸展构造环境形成的后造山A2型花岗岩类特征。
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图 11 满克头鄂博组流纹岩A1和A2型花岗岩类Y-Nb-Ce(a)和Y-Nb-3Ga(b)三角形判别图解[44]Figure 11. Y-Nb-Ce (a) and Y-Nb-3Ga (b) triangular plots for distinguishing between A1 and A2 granitoids from the rhyolites in the Manketouebo Formation在SiO2- Al2O3、SiO2- TFeO/(TFeO + MgO)、Rb-(Y+Nb)、Nb-Y和R1-R2构造环境判别图解（图 12-图 14）中，研究区流纹岩样品点均落入后造山(POG)花岗岩区，反映了造山带后造山阶段形成的后造山花岗岩特征，并与二连-贺根山缝合带内的中生代A2型花岗岩[17-22]和A2型酸性火山岩[23]吻合。
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图 12 满克头鄂博组流纹岩SiO2-Al2O3(a)和SiO2-TFeO/(TFeO+MgO)(b)构造环境判别图解[52]IAG—岛弧花岗岩；CAG—大陆弧花岗岩；CCG—大陆碰撞花岗岩；POG—后造山花岗岩；RRG—裂谷型花岗岩；CEUG—大陆造陆隆升花岗岩Figure 12. SiO2-Al2O3 (a) and SiO2-TFeO/(TFeO+MgO) (b) tectonic discriminant diagrams of the rhyolites in the Manketouebo Formation![]()
图 13 满克头鄂博组流纹岩(Y+Nb)-Rb(a)和Y-Nb(b)构造环境判别图解[53]syn-COLG—同碰撞花岗岩；VAG—火山弧花岗岩；WPG—板内花岗岩；ORG—洋脊花岗岩Figure 13. (Y+Nb)-Rb (a) and Y-Nb (b) tectonic discriminant diagrams of the rhyolites in the Manketouebo Formation![]()
图 14 满克头鄂博组流纹岩R2-R1构造环境判别图解(R1=4Si-11(Na+K)-2(Fe+Ti), R2=6Ca+2Mg+Al)[54]Figure 14. R2-R1 tectonic discriminant diagram of the rhyolites in the Manketouebo Formation这些地球化学特征和判别图解表明，研究区满克头鄂博组流纹岩形成于后造山伸展构造环境。
综上所述，西乌旗白音瑞地区满克头鄂博组流纹岩岩石属性为A型流纹岩，形成于后造山伸展构造环境，为后造山A型花岗岩浆作用的产物。该A型流纹岩上覆于贺根山缝合带晚石炭世梅劳特乌拉SSZ型蛇绿岩、晚石炭世—早二叠世岛弧岩浆岩带[10, 13-15]和上古生界中二叠统哲斯组沉积岩之上(图 1)，被早白垩世铝质A2型花岗岩（130.4±1.4Ma）[21]和花岗斑岩侵入(图 1)，新获得的LA-ICP-MS锆石U-Pb年龄为158.0±0.7Ma，表明其为晚侏罗世A型花岗岩浆喷发活动的产物，反映了二连-贺根山缝合带晚侏罗世后造山A型花岗岩浆作用事件。而且，该A型流纹岩的形成年龄与二连-贺根山缝合带内中三叠世—早白垩世后造山A花岗岩岩浆活动吻合[17-23]，进一步揭示二连-贺根山缝合带在晚侏罗世处于后造山伸展作用阶段。因此，结合区内晚石炭世梅劳特乌拉蛇绿岩、晚石炭世—早二叠世岛弧岩浆岩[10, 13-15]和早白垩世后造山A型花岗岩[21]的密切时空伴生关系，二连-贺根山缝合带石炭纪蛇绿岩、石炭纪—二叠纪岛弧岩浆岩[1-16, 25-31, 33-34, 55-57]和中三叠世—早白垩世后造山A型岩浆岩[17-23, 35]的时空分布与演化关系，以及西乌旗白音瑞地区晚侏罗世后造山A型流纹岩喷发活动，认为中亚造山带东段二连-贺根山缝合带在晚二叠世—早三叠世最终缝合后，在中三叠世—早白垩世经历了后造山伸展作用演化阶段与过程。
5. 结论
（1）岩石学和岩石地球化学研究表明，西乌旗白音瑞地区满克头鄂博组火山岩主要为A型流纹岩，其形成于贺根山缝合带后造山伸展构造环境，为后造山A型花岗岩岩浆作用的产物。
（2）白音瑞满克头鄂博组A型流纹岩的形成年龄为158.0±0.7Ma，时代为晚侏罗世，反映了贺根山缝合带晚侏罗世后造山A型花岗岩浆作用事件。
（3）白音瑞晚侏罗世后造山A型流纹岩的识别与确定，及其与梅劳特乌拉晚石炭世SSZ型蛇绿岩及区域二连-贺根山缝合带石炭纪蛇绿岩、石炭纪—二叠纪岛弧岩浆岩和中三叠世—早白垩世后造山A型岩浆岩的时空分布与演化关系，反映二连-贺根山缝合带在晚二叠世—早三叠世最终缝合后，在中三叠世—早白垩世经历了后造山伸展作用。
致谢: 感谢审稿专家对本文提出的中肯修改意见。 -
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图 1 铜陵矿集区重要矿田构造分层成矿特征示意图
T1n—南陵湖组灰岩；T1h—和龙山组条带状灰岩；T1y—殷坑组钙质泥页岩；P2d—大隆组硅质岩；P2l—龙潭组长石石英砂岩；P1g—孤峰组灰岩、硅质岩；P1q—栖霞组硅质灰岩；C2+3—中上石炭统白云质灰岩、生屑微晶灰岩；D3w—五通组页岩、泥岩石英砂岩；1—石英二长闪长岩；2—角砾岩；3—花岗闪长岩；4—矿层
Figure 1. Diagram of structural layered ore-forming characteristics of the major orefields in the Tongling ore concentration area
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图 2 戈塘金矿矿体产出特征
P2l4、P2l3、P2l2、P2l1—龙潭组第四、三、二、一段；P1m—茅口组；1—地层界线；2—金矿体；3—钻孔及编号
Figure 2. The occurrence characteristics of orebody of the Getang gold deposit
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图 3 紫木凼金矿区32线勘探剖面(据参考文献[19]修改)
T1y1-3、T1y1-2、T1y1-1—夜郎组第一段第三、第二、第一层；P2d—大隆组；P2c—长兴组；P2l4、P2l3、P2l2、P2l1—龙潭组第四、第三、第二、第一段；P1m—茅口组；1—灰岩; 2—正断层；3—逆冲断层；4—地层界线；5—金矿体；6—勘探线
Figure 3. Geological section along No. 32 exploration line in the Zimudang gold deposit
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图 4 凡口矿区208号勘探线地质剖面[12]
1—天子岭组中亚组与下亚组分界线；2—断层及编号；3—辉绿岩脉；4—矿体及编号；5—钻孔及编号；6—探矿穿脉
Figure 4. Geological section along No. 208 exploration line in the Fankou gold deposit
表 1 碳酸盐岩系层滑断裂矿床实例
Table 1 Example of the deposit of the interlayer-slide fault in the carbonate formation
矿床
名称赋矿地层 岩性组合 控矿
构造矿体
特征矿物组合 矿石结构构造 蚀变特征 构造控矿作用 构造-变形序列 铜陵狮
子山矽
卡岩型
铜金
矿床上泥盆统五通组—下三叠统南陵湖组共6个层位，其中中石炭统黄龙组矿化最为集中 砂岩、页岩、碳酸盐岩、硅质岩等 多层次层滑断裂系 多呈层状、似层状 金属矿物为磁黄铁矿、黄铁矿、黄铜矿、磁铁矿、银金矿、自然金等；
非金属矿物为石榴子石、透辉石、石英及方解石等块状、浸染状、脉状、条带状与条纹状构造；自形晶粒状、半自形-他形粒状、交代结构等 矽卡岩化、钾化、硅化、绿泥石化、绿帘石化和绢云母化 多层楼控矿模式：多重多层滑脱构造控制多层状矿体，2期滑脱构造叠加部位控制了花树坡、老鸦岭矿床是上泥盆统和中上石炭统含碳胶状黄铁矿、菱铁矿、石膏层的特殊岩性层提供了铜金溶液沉淀有利的地球化学障壁 矿区主体构造演化表现为：印支期北东向褶皱→燕山早期东西向褶皱，不同方位、性质的构造变形复合叠加促进多方向多层次的滑脱[8]，表现在北东向褶皱枢纽的波状起伏和褶皱面上的多向擦痕[9] 贵州戈
塘金
矿床下二叠统茅口组、上二叠统龙潭组 粉砂岩、粉砂质粘土岩、炭质粘土岩、硅化灰岩、硅化灰岩角砾岩 平行不整合面与层滑断裂
组合矿体产状平缓，呈层状、似层状 金属矿物以黄铁矿、辉锑矿、褐铁矿为主，毒砂、雄黄、雌黄、铜蓝次之；
非金属矿物以萤石、石英、石膏、方解石为主角砾状、块状、浸染状、晶洞状、网脉状、土状构造等；胶状环带、泥质、土状、假象结构 硅化、黄铁矿化、褐铁矿化、辉锑矿化、萤石化为主，高岭土化、碳酸盐化、粘土化、雄黄化等次之 层滑+岩溶不整合面双重控矿模式：矿体产出部位受层滑断裂和古岩溶不整合面双重控制，下二叠统灰岩之上岩溶不整合面为主滑面。层滑断裂既是导矿构造亦是容矿构造，富矿体形态受下二叠统茅口组岩溶凹陷控制。上二叠统龙潭组富碳质层提供了含金溶液沉淀有利的地球化学障壁 矿区印支晚期北东向挤压→燕山早期北西西向挤压，2期构造叠加形成戈塘穹窿构造[14]，表现在层滑断裂带出现一系列北西西向叠瓦式断裂和面理[15]。燕山晚期北西西向正滑层滑断裂张开为含金溶液充填提供了有利的空间，表现在矿体产状变陡处厚度显著增大[21]，矿体内部广泛发育的角砾状[22]、晶洞状和网脉状构造 贵州紫
木凼金
矿床上二叠统龙潭组、下三叠统夜郎组 砂岩、粉砂岩、泥岩、灰岩和白云岩 逆冲推覆台阶式断层断坡+断坪复合型 层状、似层状、透镜状 金属矿物主要有黄铁矿、毒砂，白铁矿、雄黄、雌黄、闪锌矿、辉锑矿等；
非金属矿物主要有石英、方解石、白云石，白云母、萤石、玉髓、粘土矿物等星散浸染状、脉状网脉状、晶洞状、生物遗迹、角砾状、条纹状构造等；
他形、假象、胶状、交代残余、环带状、重结晶、包含、压碎、草莓状结构等硅化、白云石化、黄铁矿化为主，毒砂化、雄(雌)黄化、粘土化、萤石化等次之 台阶式逆冲推覆断层成矿模式：由下部上二叠统龙潭煤系地层顺层滑动形成的层滑断裂——断坪控矿(层控)和上部上二叠统大隆组和长兴组灰岩穿层形成的逆冲断层——断坡控矿(断控)。兼具导矿和容矿作用，但断层不同部位产状不同，控矿特征差异较大。煤系地层提供富硫富碳的有利环境和矿液运移的屏蔽盖层 矿区印支晚期北东向挤压形成灰家堡短轴背斜及伴生的北西西向逆冲推覆构造系统；燕山早期北西西向挤压，使北西向断裂张开为含金溶液充填 广东凡
口铅锌
矿矿床中泥盆统桂头组、棋梓桥组、上泥盆统佘田桥组、锡矿山组 浅变质碎屑岩、灰岩、不纯碳酸盐岩 主断裂旁侧之层滑断裂系 似层状矿体、透镜状矿体、楔板状矿体、脉状矿体、不规则状矿体等 金属矿物主要有黄铁矿、闪锌矿、方铅矿等；
非金属矿物：石英、绢云母、方解石、白云石等浸染状、层纹状、变形层纹状、条带状、不规则脉状、细脉网脉状、块状、斑点状、复杂环带状、角砾状；
自形晶粒状、半自形晶粒状、他形晶粒状、显微球粒、定向乳滴状、定向叶片状、包含、交代溶蚀、交代残余、细脉网脉交代、骸晶、斑状变晶、变胶状结构方解石化、白云石化、菱铁矿化、绢云母化、绿泥石化、硅化及黄铁矿化 陡倾斜主断裂与缓倾斜层滑断裂交切组合控矿模式：以F3为代表的北北东陡倾斜断裂作为主要的导矿构造控制了矿带的展布，其旁侧的层间滑动构造控制了矿体的定位，与陡倾斜断裂交接部位形成富厚矿体，远离则变薄以致尖灭。早期沉积的硫铁矿层为铅锌矿液沉淀提供了富硫富铁的矿源层条件 海西—印支期北东向挤压形成矿区北西向一组倾伏褶皱及伴生层间滑动构造系统；燕山期北西西向挤压形成一组北北东陡倾斜断裂，含铅锌热液沿F3、F4、F5、F6等北北东向断裂上侵，在断裂邻侧的层间断裂和虚脱部位交代充填成矿[23] 
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表 2 灌阳地区泥盆系碳酸盐岩层滑断裂不同分带元素平均含量、离差和变化系数
Table 2 Average content, deviation and variation coefficients of elements in different zones of the interlayer-slide fault in the carbonate formation in Guanyang area
分带 统计
参数元素及氧化物 SiO2 Al2O3 CaO MgO FeO Fe2O3 CO2 Ba Cr V Sr Mn CO Ni Cu Pb Zn Ag Bi Ga 原岩(泥
晶灰岩)
n=10X 0.91 0.81 52.53 1.25 0.098 0.075 41.62 12.50 20.90 13.8 488 37.1 28.35 19.2 5.05 9.1 26.8 0.151 1.55 5.06 σn-1 0.67 0.19 0.65 1.53 0.053 0.083 0.58 2.12 4.53 6.23 179.5 14.4 6.44 9.69 6.59 5.20 18.0 0.096 0.30 1.98 S 0.74 0.24 0.012 1.23 0.54 1.116 0.014 0.17 0.22 0.45 0.37 0.39 0.23 0.51 1.31 0.57 0.70 0.63 0.19 0.39 同构造重
结晶方解
石n=8X 1.96 1.38 51.74 0.46 0.100 0.19 40.34 12.60 22.40 19.40 592. 45.4 28.20 22.60 14.4 9.40 23.20 0.16 1.78 5.04 σn-1 1.79 0.70 1.41 0.29 0.035 0.20 1.21 2.79 1.67 5.32 138 10.1 2.12 0.23 11.40 1.34 13.72 0.33 0.38 1.53 S 0.96 0.50 0.027 0.62 0.35 1.05 0.030 0.22 0.075 0.27 0.23 0.22 0.075 0.28 0.79 0.14 0.59 0.21 0.22 0.30 劈理带
n=4X 1.65 1.29 50.27 0.43 0.133 0.227 40.55 16 25 26.67 716 41.7 31.97 31.33 21.67 15.33 30.7 0.237 1.94 6.83 σn-1 0.09 0.31 1.37 0.42 0.029 0.111 1.47 0 4 1.53 74.9 17.9 2.41 7.02 12.06 6.66 11.6 0.038 0.41 2.48 S 0.054 0.24 0.027 0.97 0.217 0.49 0.036 0 0.16 0.057 0.11 0.43 0.075 0.22 0.56 0.41 0.38 0.16 0.21 0.36 裂隙充填
方解石脉
n=7X 0.29 0.79 52.93 0.36 0.094 0.173 41.72 9.93 14.86 10.86 146 33.7 26.46 15.29 4.36 7.00 31.14 0.094 1.21 3.47 σn-1 0.38 0.22 0.57 0.44 0.044 0.196 0.98 4.17 6.12 2.27 79 9.3 5.53 7.97 3.92 1.29 17.43 0.033 0.39 0.90 S 1.30 0.28 0.011 1.24 0.17 1.14 0.023 0.42 0.41 0.21 0.54 0.28 0.21 0.52 0.99 0.18 0.56 0.35 0.32 0.26 注：氧化物含量单位为×10-2；元素含量单位为×10-6；n为样数；X为平均值；σn-1为均方差；S为变化系数；分析单位：主量元素为桂林理工大学；微量元素为桂林矿产研究院
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