郴新生物
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2. 变成矿床
变成矿床是指岩石经受变质作用后成为具有工业价值的矿石，以及由于变质作用改变了工业用途的矿床。前者如富铝岩石经变质后形成的蓝晶石类矿床、富硼岩石变质形成的硼矿床等，后者如煤变质后形成的石墨矿床等。
一、区域变质蓝晶石类矿床
区域变质形成的蓝晶石类矿床包括蓝晶石矿床、矽线石矿床和红柱石矿床，它们均为富铝(泥质)岩石经受变质而成。矿床产在区域变质岩系之中，含矿岩石主要是石英岩和片岩，其次是片麻岩和变粒岩。蓝晶石、矽线石和红柱石等矿石矿物呈板状、柱状、粒状弥散分布或聚集成条带，定向排列现象明显，大致与片理方向一致;当变质岩石中这些矿物的含量达到工业品位时，即构成矿体。矿体多呈似层状、透镜状，与围岩呈渐变接触关系，且产状与围岩基本一致。矿床常赋存于一定层位，分布面积广，矿化范围大者形成长几十千米、宽几千米的矿带。
由于蓝晶石、矽线石和红柱石三者生成的温度、压力等物理化学条件不同，或者受原岩种类的影响，它们在变质岩系中各自独立构成矿体，并具有不同的矿物组合。
区域变质蓝晶石矿床相对更重要，许多著名大型蓝晶石矿床均属此类。矿床产于褶皱强烈的角闪岩相结晶片岩、大理岩和石英岩内。由富铝的泥质岩或火山岩变质而成的蓝晶石矿床，含矿岩石主要是含蓝晶石云母石英片岩和石英岩，典型矿物组合为蓝晶石、石英、白云母、堇青石和金红石。含斜长石较多的片麻岩或变粒岩中的蓝晶石矿床，其变质温度较高。产于滑石-绿泥石片岩中的蓝晶石矿床，其变质原岩可能是顺层贯入的基性岩，矿体呈透镜状，规模不大，但品位较高，矿石中蓝晶石可达40%～60%或更高。矿物组合中可能出现刚玉，有时构成独立矿体。区域变质蓝晶石矿床的重要产地有江苏韩山、河北邢台、山西繁峙、四川汶川、内蒙古白彦花、辽宁大荒沟、新疆契布拉盖等。国外著名区域变质蓝晶石矿床有美国阿巴拉契山脉的蓝晶石矿带、印度比哈尔邦、俄罗斯科拉半岛的凯依夫矿床、阿富汗萨雷桑格矿床。
区域变质矽线石矿床较重要，但分布不多。矿床常产在片麻岩和片岩中，矿体空间分布常与混合花岗岩有关。矿石中矽线石明显定向排列，与片理方向一致。受混合岩化影响强烈、热变质作用明显的矿床中，矽线石聚集成瘤状、团块状和透镜状矿体。我国河北灵寿、平山、邢台和陕西丹凤有该类矿床产出，国外产地有南非、印度阿萨那卡西尔、朝鲜平安南道。
区域变质红柱石矿床不甚重要，主要见于绿片岩相的区域变质沉积-火山岩中，如红柱石二云母石英片岩、叶腊石岩或千枚岩等。矿物成分有红柱石、黑云母、白云母、绢云母和叶腊石。
江苏沭阳韩山是区域变质蓝晶石矿床的典型代表(图8－4)。矿区出露元古界海州群云台组区域变质岩系，岩性主要为变粒岩、白云母片岩、白云母石英片岩、石英岩等，局部见眼球状混合岩或大理岩。云台组下段按岩性可划分为上变粒岩组(Pt1－2hy1－3)、中含矿层(Pt1－2hy1－2)和下变粒岩组(Pt1－2hy1－1)三套岩层。蓝晶石产在第二岩层(Pt1－2hy1－2)，该层又可分为三个含矿段。在上、下含矿段中，蓝晶石含量较低，未构成工业矿体;中含矿段厚度60～70米，以云母石英片岩、云母片岩为主，其次为石英岩，是主要含矿层。共有6个矿体，其中4个产在石英岩中，2个产在石英片岩中。
蓝晶石矿体产状与围岩一致，一般呈过渡关系，矿体中心部位品位较高。依据矿石矿物成分和组构，可划分出石英岩型、片岩型和叶腊石型三种蓝晶石矿石自然类型，其中石英岩型为主要类型，约占90%。蓝晶石多呈柱状、板状和他形粒状，与石英嵌生形成粒状变晶结构。矿石品位一般为15%～20%。
二、区域变质石墨矿床
区域变质石墨矿床产于前寒武纪片麻岩、片岩及大理岩等变质岩系中，矿体多呈似层状或透镜状，长数百米至数公里，厚数米。矿石中石墨呈鳞片状，分布均匀，质量好，但品位较低，一般含量为3%～5%。与石墨伴生的矿物有云母、石英、长石，有时还有少量的黄铁矿、黄铜矿和方解石等。经碳同位素测定，这类石墨的12C/13C比值为90.3～91.7，与有机物的12C/13C比值接近，故认为是由有机质经区域变质重结晶形成的，属变成矿床。
图8－4 江苏沭阳韩山蓝晶石矿区地质图( 引自田煦等，1989)
山东南墅石墨矿床是这类区域变质石墨矿床的重要代表。矿区地层为太古宇胶东群旌旗山组变质岩系，下部亚组为角闪混合片麻岩、斜长角闪岩、石榴斜长片麻岩等，上部亚组为白云质大理岩、斜长角闪片麻岩和石墨片麻岩，夹薄层斜长角闪岩、透辉岩、黑云变粒岩等。石墨矿体主要产于上部亚组中 ( 图 8 －5) 。矿体或产于大理岩与片麻岩接触带，或产于石榴石斜长片麻岩与角闪斜长片麻岩之间，或产于大理岩中，均呈似层状或透镜状沿一定层位产出，产状与地层一致。矿石呈浸染状、片麻状构造，花岗变晶和纤维鳞片变晶结构。近矿围岩有明显的蚀变，主要是透辉石化、透闪石化、金云母化和阳起石化等，这些蚀变是变质热液改造的产物。
矿石中的石墨都是晶质石墨，石墨晶片长一般为 0. 15 ～1. 5 mm，个别可达 7. 5 mm。脉石矿物主要为斜长石、石英、透辉石和透闪石等。南墅石墨矿床属沉积变质成因，在区域变质作用中不仅是原沉积有机质发生重结晶变质，而且变质热液及混合岩化热液对石墨的富集亦有较重要的作用。
三、接触变质石墨矿床
自然界的石墨矿床还有一类，即产于变质煤层中的接触变质石墨矿床。矿体都产于煤系地层与侵入体接触变质带中，系煤层受岩浆侵入热力影响重结晶作用形成的。矿体保存原来煤层的层状或透镜体状，其规模大小往往决定于原来含煤层的情况及热变质晕的发育程度。随着远离接触带，石墨渐变过渡为半石墨以至无烟煤。这类石墨矿床中的石墨含量高，一般为60%～80%，有时可达90%，但多为隐晶石墨，质量较差。湖南郴县、吉林烟筒山、北京西山及广西等地区有此类矿床分布。
图8－5 南墅石墨矿床岳石矿区示意地质图( 引自田煦等，1989)
除上述几种主要类型变成矿床外，产于大理岩中的变质硼矿床、产于沥青质岩石与酸性岩浆岩接触带中的变质钒矿床、滑石-菱镁矿矿床、大理岩矿床、石英岩矿床等都具有重要的经济价值。
四、成矿作用
蓝晶石类(蓝晶石、矽线石和红柱石)矿床主要是由粘土矿物组成的富铝质岩石经过一定程度的变质作用而形成。具有重要工业意义的蓝晶石类矿床是变质成因的。对它们在变质作用过程中生成的热力学条件及稳定范围，曾做过许多研究。由人工合成蓝晶石类矿物的实验结果和物理化学计算推断的相平衡关系见图8－6。红柱石形成于相对较低的压力和温度条件，蓝晶石形成于中等或高压和较低温度条件，矽线石形成于中等或低压，而温度较高的条件。三相点温度622℃、压力550MPa。
蓝晶石矿床主要产于区域变质岩系中，由富铝原岩在中等压力条件下变质而成;另外在动力变质作用的高压条件下，也有蓝晶石矿床形成。红柱石矿床主要产于泥质岩石或火山岩与岩浆岩的接触变质带内;区域变质虽然也有红柱石生成，但尚未发现大型矿床;中酸性火山岩受热液蚀变发生次生石英岩化时，也可形成红柱石矿床。矽线石形成的变质温度较高，通常是在前进变质作用中由白云母分解而成，或由红柱石、蓝晶石、十字石转变而成。
图8－6Al2［SiO4］O矿物相图
变质成因石墨矿床的原岩建造往往被理解为富含生物有机质，因为有机物内赋存大量的碳质。如果这些生物大量死亡，并能与其他沉积物一起迅速地被深埋地下，就能形成一种封闭的还原环境。在特定(前进的)区域变质条件下，由于温度不断升高，沉积物中的有机质经过一系列分解反应，首先析出CO2，然后还原为碳并结晶成石墨，从而导致区域变质片岩建造中石墨矿床的形成。
都成秋惠(1972)指出泥质沉积物中的有机物，在前进变质作用中，遭受一系列的变质反应，最后导致结晶完好的石墨的产生。Landis (1971)研究了有机物石墨化过程中结晶度的前进增加，指出在沸石相岩石中，这些物质实际上是非晶质的，或仅仅显示一种发育不全的石墨结构;随着温度的升高，它的结晶度增加;在绿帘角闪岩相和角闪岩相中实现了有序化的石墨结构。井泽英二(1968)研究有机物石墨化过程中化学成分变化表明，蓝闪石片岩和绿片岩相岩石中有机物C=84～94%、H=1.8～1.0%，而绿帘角闪岩相岩石中有机物C=93～96%、H=0.7～0.4%。这些研究表明，区域变质石墨矿床中的原始碳属有机成因，而且随着前进变质作用温度的升高，石墨的结晶度也逐渐增高，直至达到角闪岩相的变质温度、压力条件时，才能形成结晶良好的晶质石墨。证明石墨的结晶度与形成时的温度有密切的关系。基于相同的原因，在接触变质煤层里的隐晶质石墨矿床中，伴随离开侵入体的距离增大，温度逐渐降低，接触变质作用减弱，而出现由石墨—半石墨—无烟煤的过渡现象。
虽然对区域变质石墨矿床的成因，一般认为是富碳质的沉积岩，在区域变质过程中由碳质重新结晶而形成;形成石墨的碳质来源于沉积岩中的有机质。但也有研究认为形成石墨的碳质来源于碳酸盐岩石分解出的CO2，或者由岩浆分异出的CO2，即无机碳。
接触变质成矿作用主要是由于岩浆侵位而引起围岩温度增高所产生的变质成矿作用，在成矿中以热力作用为主，而压力对其影响较小。作用过程中几乎没有外来物质的加入和原有物质带出，挥发份的影响也很微弱。成矿作用方式主要是重结晶作用和重组合作用等。在高温作用下，原来隐晶质矿物便会逐渐结晶，显晶质矿物晶粒变粗，如蛋白石和玉髓变为石英，胶磷矿变为磷灰石，石灰岩变为大理岩，煤变为石墨等均为重结晶作用。原岩物质在高温影响下可产生一系列新矿物，粘土物质在高温中压条件下形成红柱石等;由于温度和压力的作用，会使原岩脱水，如褐铁矿和铁的氢氧化物变为赤铁矿或磁铁矿，硬锰矿和水锰矿变为褐锰矿和黑锰矿等;在高温缺氧条件下，原岩物质中的高价离子就会还原为低价离子，致使矿物发生变化，如赤铁矿变为磁铁矿，软锰矿变为褐锰矿等。
五、勘查评价要点
蓝晶石类矿床的主要类型是变成矿床，变质前的原岩建造是富铝的，岩石包括富铝的泥质沉积岩、中酸性火山岩、火山碎屑岩及部分富铝的侵入岩。变质作用类型和变质温度、压力条件不同，常形成不同种类的矿床。一般蓝晶石矿床产在区域变质岩系中压相的较低温相，矽线石矿床则形成于较高温相，且部分和混合岩化作用有关;但对红柱石来说，区域变质作用的逞狂贡献不大。红柱石主要是接触变质作用产物。矽线石是一种高温变质矿物，在深变质岩系和接触变质的高温带均可生成。
区域变质石墨矿床主要形成于古老地盾区，如乌克兰区域变质石墨矿床主要赋存在地盾上具有双层结构的复向斜带，下部为太古代麻粒岩基底，其上的下元古界为含石墨岩系;我国前寒武纪古陆边缘应是该类石墨矿床的勘查找矿重点。前寒武纪深变质岩系是该类石墨矿床勘查的重要标志，国外区域变质石墨矿床均产于前寒武纪结晶片岩和片麻岩中，我国产于太古代地层中的石墨矿床如内蒙古兴和、河南灵宝，产在元古代地层中的如黑龙江柳毛、山东南墅，仅海南伍园石墨矿床产在古生界中，这些矿区地层均经受中深区域变质作用，形成了角闪岩相和麻粒岩相岩石，并见广泛混合岩化现象。前寒武纪地层中多见黑云角闪斜长片麻岩、矽线堇青石榴黑云斜长片麻岩、镁质碳酸盐岩、(部分矿区)磁铁石英岩或石英片岩，石墨主要在片麻岩中富集成工业矿体，而含矿岩系上部层位碳酸盐岩建造中很少含矿。
对于接触变质矿床来说，影响其形成的主要因素是围岩性质、侵入体的规模和接触带的特征。一般围岩脆性大、导热性强，侵入体的规模大，侵入接触面与围岩层理面斜交的情况下对形成接触变质矿床有利。因此，规模较大的侵入体与灰岩、煤层等围岩的接触带，是寻找大型接触变质矿床的标志。
3. 我想问下原来的郴州卫校还在吗
湘南学院是经国家教育部批准，在原郴州师专、郴州医专(原郴州卫校）、郴州教育学院、郴州师范四校合并的基础上，于2003年4月组建的一所全日制普通本科学院。自2001年初开始筹建以来，湘南学院得到了省委省政府、市委市政府的亲切关怀，得到了全市人民的大力支持。湘南学院的组建，优化了湖南省高校的布局，实现了郴州人民几代人的夙愿，给郴州高等教育的发展提供了一个崭新的平台。
学院现有职工1500余人，在校全日制学生15386人，学院设有19个系部，开设了数学与应用数学、计算机科学与技术、汉语言文学、英语、护理学、应用物理学、体育教育、音乐学、美术学、信息与计算科学、电子信息科学与技术、旅游管理、应用化学、临床医学、预防医学、药学、网络工程、人力资源管理、艺术设计、社会体育、音乐表演、信息管理与信息系统、生物技术、医学影像、医学检验、电气工程及其自动化、法学等27个本科专业和30个专科专业，其中数学与应用数学、体育教育两个本科专业为省级重点建设专业，省级重点课程2门。学院基础设施齐全，现拥有教学仪器设备总值5000余万元，图书馆藏书总量80万册，中外文期刊2000多种，建有与国际互联网联通的校园网、电子阅览室，各类专业基础实验室40个。
学院有专任教师817人，其中教授、主任医师65人，副教授、副主任医师309人，具有博士、硕士研究生学历的教师210人。其中有1人享受国务院特殊津贴，9人获全国优秀教师和省级优秀教师称号， 9人获曾宪梓教育基金奖，56人被确定为省级青年骨干教师或省级青年骨干教师培养对象。近两年来，我院教师主持、参与省级以上教学、科研项目115项，其中国家自然科学基金项目3项，教育部教研项目1项；出版专著23部，主（参）编教材62部，发表学术论文1500余篇，被SCI等国际检索刊物收录 65篇，被人大复印资料全文转载40多篇，获省级及以上科研成果奖61项。在各级各类大学生竞赛中，曾获全国一等奖等多项大奖，成绩斐然。
学院目前分三个校区（王仙校区、苏仙校区、北湖校区）办学。王仙校区位于风景秀丽的王仙岭风景区，占地面积1100亩，预计建设总投资4.5亿元，总建筑面积将达50余万平方米。以图书馆、教学大楼、学生公寓、食堂和中心广场为标志的31万平方米，总投资4.5亿元的第一、二期建设工程已圆满 完成，新校区在校学生已达到12000余人，顺利实现2005年整体搬迁的目标，学院由合并初期的8000人扩大到15386人，在校总人数已大大超过市委、市政府提出的目标。
4. 郴州有什么好玩的地方吗
说实话,郴洲市区内没有什么可以玩的地方.
厄..苏仙岭可以.是十八福地哦,不过一般都是早上去爬山运动的.
然后..就是五岭广场,一般都在晚上热闹.很多人!
还有就是步行街人多点.其他的没什么了.
旅游景点都在县城里,比如资兴东江啊,万华岩啊....等等
吃的就..临武鸭,坛子肉,东江鱼...这些都是特产.
市内大超市都有卖.还有特产超市里都有的.
小吃...有三完小的臭豆腐.还不错!
厄.....好难打哦.主要是我好难想.！
有很多地方的夜宵都不错.比如东风路里面.还有东风广场.三里田那边......等等..很多很多.
你自己研究哈!
5. 五岭资料
1. 大庾岭，“五岭”之一。古称塞上、台岭、寒岭、东峤。相传汉武帝时，有庾姓将军筑于此，因名大庾岭，又曰庾岭。唐张九龄监督开凿新路，命道旁多植梅树，故又名梅岭。在江西、广东两省边境，向为岭南、岭北的交通咽喉。五代间驿路荒废。宋元佑间重修，蔡挺复命夹道植松，在岭上立关，名梅关。山系东北——钨矿。
都庞岭，在今湖南郴县和宣章县之间，为湘粤通道，秦时的阳山关即在本区地处南岭山脉中部，都庞岭东侧，境内峰高岭峻，河谷深邃，切割强烈，最高峰韭菜岭海拔2009.3米，千米以上山头近百座。由于保护区位于中亚热带向南亚热带的过渡地带，区内植物区系成分复杂，属华中、华南、华东三大植物区系的交汇地带，动物区系为东洋界华中区，并有华南区系成为渗透，华中区向华南区过渡特征。本区森林植被保存良好，生物资源丰富，低海拔地区分布有大面积结构完整的常绿阔叶林，为保护的主要对象，同时区内还分布有大面积的福建柏群落和长苞铁杉群落；已发现的维管束植物有214科861属1949种，其中冷杉、南方红豆杉、伯乐树、香果树、鹅掌楸等10余种植物被列为国家重点保护野生植物，区内不分布有丰富的作物野生亲缘种种质资源；已发现的陆栖脊椎动物有70科146属202种，其中国家重点保护动物有鳄蜥、云豹、蟒、短尾猴、水鹿等25种。本区还是湖南省西南部的重要水源涵养林区，并为瑶文化的发源地，因而在森林生态、动植物遗传和保护以及民族学的研究等方面均具有很高的价值。此岭之上。
骑田岭 ：国南岭之一。位于湖南省东南部宜章县、郴州市之间。古代名称不一：秦名阳山，晋名腊岭；又有桂阳岭、客岭山、黄岑山、折岭等名。主要由花岗岩构成。主峰海拔1510米。为湘江支流耒水和北江西源武水分水岭。附近的折岭关，向为湘、粤通道。京广铁路通过东侧。
越城岭：位于中国广西壮族自治区东北部和湖南省边境。南岭之一。古称始安岭、临源岭、全义岭。东北-西南走向。长200千米。为花岗岩断块山。主峰真宝顶，海拔2123 米，位于广西资源县东北。与都庞岭间有湘桂谷地，湘桂铁路经此。
萌渚岭：五岭之一,"在今湖南省江华县和广西贺县、钟山二县之北，为由湘入桂之道①。
6. 板块运动和变化的地质过程
华南古陆块在新元古代曾是冈瓦纳古陆的一部分，大约位于南纬15°～20°之间。中元古代时，大约在1400～1600Ma的冷家溪期，古陆裂陷，沿麻阳—常德—长沙—铜鼓一线边缘深海槽沉积了巨厚陆缘碎屑浊积物，属活动型裂陷海相火山杂陆屑建造，在益阳、浏阳等有裂隙海底喷溢的玄武质科马提岩—玄武岩流和喷发基性火山角砾、凝灰质等以及细碧—角斑岩组合。由于古地幔热流柱上涌，雪峰太古宙古陆块上升，古陆西侧，沿麻阳—临澧和靖县—安化一线地壳再度破裂，古陆块西南部略上升成为水下潜山，因此该区中元古代沉积厚度很小。
1000～1200Ma以来，由于地壳横向密度不均，重力不稳，导致陆块内部不均衡运动，沉积增生柱因重力下沉，在侧向挤压应力作用下，产生陆内构造热事件，华南陆块首次向扬子陆块西南边缘—雪峰地块俯冲—碰撞，在沅陵—长沙—浏阳一线形成边缘挤压碰撞带，雪峰—洞庭隆起成陆，造成板溪群与冷家溪群的不整合。在碰撞带有基性岩浆活动及同碰撞期陆壳改造型花岗岩岩浆的侵位。如浏阳长三背、葛藤岭、钟洞等花岗岩体就是这个时期的典型代表。
武陵俯冲—碰撞构造热事件后，陆块构造性质出现明显差异，怀化—益阳—韶山一线以北因受挤压上升，以稳定、次稳定型陆屑沉积为主。而湘中，则处于拉伸构造环境，从城步—桃江—长沙—浏阳一带被拉开的扬子、华南陆块间的陆间裂陷海槽沉积了活动型类复理石建造，尤其是邵阳—城步一带有厚达4500～5000m的浊流沉积，而湘东南由于与扬子陆块分离，接受了来自闽西古陆块蚀源区的杂陆屑沉积。
大约在840～900Ma期间，在古大陆内部，华南陆块向扬子陆块俯冲，在靖县—溆浦—安华一带产生变质褶皱碰撞挤压拼接带，并造成湘西地区的不整合或假整合。伴随这次构造热事件有古丈、通道、怀化等地区的基性—超基性岩、火山岩及金狮洞花岗斑岩的侵入和喷溢。
雪峰期扬子陆块左旋，武陵地块处在20°S左右，雪峰地块在15°S左右，华南陆块处在16°S～20°S左右，此时各陆块已处于弱分离状态。扬子陆块由于气候严寒，接受了杂陆屑冰海浊流火山碎屑沉积。其中发育在扬子陆块的南沱冰碛层应属极地冰川冰海活动的产物。
在早寒武世，因扬子、华南陆块北向移动速率增加，拉力大于冈瓦纳古陆的牵引力，两陆块解体，脱离冈瓦纳古陆，分裂出两个古大陆，在边缘海槽裂谷环境有复理石陆缘碎屑沉积，并有与澳大利亚相似的动物群（郝治纯、卢衍豪），说明古陆块相距很近。
大约在450Ma左右，扬子陆块开始沿泗顶—城步—桃江—长沙—浏阳—万载—南昌一线向北西、北北西的俯冲，相对低密度塑性上地幔受到雪峰—洞庭—九岭刚性上地幔的阻挡，不能插入扬子陆块岩石圈底部，而呈向北西、北北西陆倾斜俯冲态势。而武功—诸广山地块地壳板片（构造岩席）则以向北西仰冲形式与湘东南地块碰撞，在临武—郴州—茶陵—吉安—上饶一带拼接，并有万洋山、东风、雪花顶等同碰撞期花岗岩产生（刘钟伟，1990）。此时期的华南微板块已北移至12°S左右，其北东部分已露出海面，成为蚀源区。而扬子陆块仍在14°S以南，其南东侧边缘带仍属裂陷槽构造环境，在白马山—安化—宁乡深海沟沉积了志留纪类复理石碎屑岩建造。
大约在400Ma左右，发生了一次最大规模的构造热事件，华南岩石圈微板块向扬子微板块的俯冲—碰撞作用，使分裂约105Ma的两板块重新结合，完成了中国东南华南、扬子微板块的“统一”。在桂林—城步—锡矿山—桃江—长沙—万载—南昌一线形成壳下岩石圈俯冲楔形带，岩石圈厚度增至250km以上。这次构造—热事件产生了广大范围的区域动力变质作用和城步、白马山、桃江、板杉铺、张坊地区壳源型碰撞花岗岩的形成，通道—绥宁—江口—溆浦一线，东倒西倾的碰撞挤压拼接“磁缝合带”就是这次板块构造作用的“磁记录”。
由于华南微板块向扬子微板块俯冲—碰撞时，东北部最先接触造成北东、南西段板块运动的不均衡以致在常德—安仁一线，产生北西向破裂带，洞庭—九岭地体因受板块碰撞挤压作用的时间长，作用强度大，使早已固结的中元古地块变得活动起来，常德—安仁破裂带是分割不同构造环境的转换断裂带，它的存在还造成了新化—郴州北西向海西—印支期深海盆地的形成。沿转换断裂带有壳幔混合型岩浆的侵位，它是伴随张性裂解增生的构造岩—浆棱柱体，以及与之平行的白马山—关帝庙—大义山—郴县构造岩浆岩带。
晚古生代，大约300～360Ma，华南—扬子陆块已漂移到赤道附近。由于两陆块北移速率差异，沿祁东—湘乡断裂（金兰断裂）和桂林、衡阳、清江以及新化—凡口一线拉开，以邵阳为中心形成柳州—邵阳—冷水坑的北东向、锡矿山—凡口的北西为主体的“T形”台盆格局，并接受了稳定的陆表海以碳酸盐岩为主的沉积，同时发育特提斯海洋型生物群。
晚三叠世约200Ma期间，扬子、华南陆块已越过赤道，到达20°N～30°N，且北移速度显著加快。川中和闽中壳下地幔热流柱上升，产生相向的热动力推挤压应力，华南微板块壳下岩石圈受到扬子陆块刚性上地幔块体的阻挡，重力下沉，并继续向北西俯冲，华南微板块前缘相对低密度上地幔塑性体受挤压收缩变形，壳上海西沉积拼贴覆盖层沿壳内韧性剪切折离面整体向北西仰冲，形成一系列冲断褶皱推覆体。
燕山期，大约135Ma，扬子、华南陆块北移到30°N左右。因菲律宾海板块向北西的俯冲挤压作用，诱发了边缘带上地幔热扰动，地壳再度活化，已经固结趋向稳定的扬子、华南微板块，在沅麻—洞庭、湘东、湘东北，赣中等地区，由于上地幔上隆产生的引张作用，地块破裂，形成平行郯城—赣江—韶关深断裂带的北东向板内线性裂谷带，在炎热干燥的气候环境，沉积了数千米厚的侏罗—第三系陆相磨拉石建造，沿裂陷带边缘发生了中新生代火山活动，上地幔顶部产生玄武岩贫化作用，导致基性玄武岩喷发。如湘东南的侏罗纪基性火山岩，往北西到衡阳冠市街早白垩世玄武岩，再北到长沙县春华山晚白垩世玄武岩及宁乡县青华铺早第三纪玄武岩。这是由于菲律宾板块的俯冲牵动作用所诱发的火山活动，大多是从上地幔迁移出来的玄武岩。因为未贫化的上地幔物质下沉，热流上升并向侧面流散，使对流破灭，上地幔进一步软化，地壳变得不稳定，因此在湘西、湘北湘东地区上地壳发生一系列平行菲律宾板块俯冲带和郯城—韶关深断裂带的北东向拉伸裂谷型沉降带，这就是板内侏罗—第三纪红层盆地形成的深部原因。