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摘要：天台上岩体位于江南造山带中段湘东北地区，其岩性为黑云母花岗闪长岩。岩体LA－ICP－MS锆石U－Pb年龄为472.1±3.4 Ma （MSWD=0.25），指示其形成于早古生代中期，略早于宏夏桥岩体 （423～421 Ma）和板杉铺岩体（422～421 Ma）。岩体微量元素表现出富集Cs、Rb、Th、K等大离子亲石元素（LILEs），亏损Nb、Zr、Ta、P、Ti等高场强元素 （HFSEs）；富集轻稀土，亏损重稀土，Eu为弱负异常 （δEu=0.61～0.87）。岩体形成于高氧逸度条件，锆石结晶温度为638～897 ℃ （平均值717 ℃）。天台上岩体可能形成于陆内造山环境，在华南大陆早古生代进行的陆内主造山活动的早期，由于地壳挤压增厚，导致元古代物质在水近饱和条件下发生部分熔融，之后岩浆侵入到地层形成I型花岗岩。与金矿化在时间和空间上关系密切。

关键词：江南造山带中段；天台上岩体；LA－ICP－MS锆石U－Pb测年；地球化学；陆内造山环境

1 区域地质特征

天台上岩体位于江南造山带湖南段湘东北地区 （图1），地处株洲、攸县、衡东三县交界处。岩体出露面积约0.09 km2 （长300 m，宽300 m），呈岩株产出 （图2），在平面上圆状展布，岩性为黑云母花岗闪长岩。岩体侵位于新元古代冷家溪群黄浒洞组，与围岩地层接触界线明显，地层岩性主要为变质砂岩、砂质板岩、泥质粉砂质板岩、绢云母砂质板岩，其沉积时代为860～820 Ma （Deru et al.，2017；Wang et al.，2007；Zhang et al.，2015；高林志等，2010，2011；孟庆秀等，2013；孙海清等，2012；杨雪等，2019）。受区域新元古代-中生代构造运动影响，冷家溪群地层发生不同程度的褶皱和冲断变形，同时形成多组NE向、NS向断裂 （李建华等，2015）。湘东北地区存在多期岩浆活动 （表1），包括：晋宁期、加里东期、印支期和燕山期，其中燕山期的岩浆岩分布最为广泛。本次研究的天台上岩体位于宏夏桥岩体、板杉铺岩体南西侧，相距约40 km；位于丫江桥岩体西侧，相距5 km （图1b）。

2 区域地球化学特征（简述岩体和周边地层的地球化学特征）

区内出露地层为中元古界冷家溪群黄浒洞组。中元古界冷家溪群为富Au、As、Sb、W 等元索的含矿建造（刘英俊，1989）。区域冷家溪群中金平均丰度为 4.7×10-9，为上部大陆地壳平均丰度的 2.6 倍，As、Sb、W 的平均丰度也都明显高于对应的上部大陆地壳平均丰度。中元古界冷家溪群是区域内重要的赋矿地层。

根据1∶20万攸县幅水系沉积物测量资料，认为本区多数元素呈集中趋势，它们是Au、Ag、Hg、As、Sb等元素。矿区位于三级异常AS6西缘，区内存在一个Au、Hg元素综合异常和两个Au、Sb独立异常。丫江桥地区1∶5万土壤测量资料显示，区内存在多个Cu、Pb、Zn、Mo等主要元素异常晕圈。指示该区有较好的找金潜力。

3 岩体构造环境（简述岩体所处的构造环境特点）

花岗岩与大地构造环境之间存在密切的关系，常可以利用其地球化学标准判别花岗岩形成的大地构造环境。Pearce等 （1984）提出的利用微量元素判别图解来判断花岗岩形成环境，该方法得到了广泛的应用（Badr et al. ，2018；秦臻等，2018；张鲲等，2019）。在构造环境判别图（Nb）-（Y）图解中 （图11a），天台上岩体数据落入同碰撞花岗岩+火山弧花岗岩（Syn-COLG+VAG），在（Rb）－（Y+Nb）图解中 （图11b），数据点落入于火山弧花岗岩区（VAG）最上部，且靠近同碰撞花岗岩（Syn-COLG）区域，说明了天台上岩体其形成可能与岛弧环境或同碰撞有关。

张旗等 （2007）在对花岗岩构造环境研究中指出，花岗岩的地球化学性质主要反映花岗岩源区性质和源区岩石的构造环境，而花岗岩的构造环境判别图，主要适应于洋壳发育区，而对于陆内花岗岩的研究，除了其地球化学鉴别指标及其图解，还需考虑岩石组合和岩石性质以及构造事件等方面。前人的研究认为，华南大陆早古生代运动为大陆板块内陆块间相互作用的陆内造山作用，形成了华南中东部广泛的面状展布的华南陆内造山区，其主要基于如下的地质事实（张国伟等，2013）：（1）早古生代扬子与华夏地块间无消失洋壳残存记录，缺乏蛇绿岩及相关的火山岩岩浆活动记录；（2）早古生代扬子与华夏地块间不是洋盆分隔，而是从南华纪以来由裂谷盆地演化而来的统一陆内海盆；（3）华南大陆东部早古生代岩浆活动呈面状分布，不具板块俯冲碰撞的带状性质，同时，出露的早古生代片麻状和块状两类花岗岩具有相似的元素地球化学与Sr－Nd同位素组成，87Sr/86Sr初始比为0.7092～0.7294，εNd（t）为-4.7～-11.5，Nd模式年龄为元古代，锆石εHf（t）值变化于2.4～-19.4，集中于-1～-12，主要为元古代变泥质岩和变火成岩陆壳物质深熔而成，缺少新生幔源物质参与。天台上花岗闪长岩形成于早古生代 （472Ma），此时华南大陆的构造环境为碰撞造山环境，天台上花岗岩的形成不能用陆-弧-陆碰撞模式来解释，相反其形成更可能与陆内的碰撞造山作用有关。天台上岩体的Nb/Ta值和Nd/Th值分别10.00～10.83和1.33～1.67，其都低于原始地幔Nb/T值 （17.5±2.0；Green and Pearson， 1986）与幔源部分融熔形成的花岗岩Nd/Th值 （＞15； Bea et al.， 2001），暗示了天台上岩体其来源可能与幔源物质无关，而与地壳物质有关。天台上花岗闪长岩与同属于的湘东北地区的板杉铺和宏夏桥I型的花岗闪长岩和二长花岗岩具有相似地球化学特征，相对富集大离子亲石元素（Ba、Rb、K，除Sr外）、Th和U元素，相对亏损Nb、Ta、Ti，在微量、稀土标准化配分模式图中也具有形似的分布范围，说明天台上花岗岩与板杉铺和宏夏桥I型岩体可能具有相似的物质来源。板杉铺和宏夏桥岩体的87Sr/86Sr分别为0.7130～0.7169、0.7142～0.7149，εNd（t）分别为–7.5～–6.9、–7.7～–7.3，Nd一阶段模式年龄分别为tDM1=1431～1597 Ma、tDM1= 1530～1584 Ma，二阶段模式年龄分别为tDM2=1760～1795 Ma、tDM2=1729～1776 Ma，结果指示原岩可能为元古代物质。同时，天台上岩体锆石核部存在一组1619 ～ 1603Ma的年龄，也说明了天台上岩体的来源中可能存在元古代物质。因此，结合区域的构造事件，天山上岩体形成年代，地质特征及其地球化学特征，推测天台上岩体可能形成于华南大陆早古生代的陆内碰撞造山作用早期，为扬子与华夏两陆块在深部背景下两地块相互作用导致地壳挤压增厚，部分熔融而成，而后侵位于新元古代冷家溪群地层中。

4 岩体特征

4.1.岩体岩相特征

天台上岩体主要岩性为黑云母花岗闪长岩，岩体内见有少量后期花岗斑岩和石英脉。本次研究采集的样品为灰白-浅灰绿色，中细粒花岗结构，块状构造。主要矿物组成为20～25 %石英、30～35 %斜长石，15～20 %碱性长石、10 %角闪石，8 %黑云母，副矿物见有金红石。天台上中花岗闪长岩受后期的蚀变影响较大，大部分斜长石表面蚀变为绢云母化，碱性长石弱高岭土化；角闪石和黑云母蚀边部常蚀变绿泥石化，部分黑云母弱的绢云母化。

4.2.岩体年龄时代

天台山黑云母花岗闪长岩中LA－ICP－MS锆石U－Pb年龄478～466 Ma，加权年龄为472.1±3.4 Ma，表明天台山岩体形成于早古生代中期。相比于区域内宏夏桥岩体 （423～421 Ma：锆石U－Pb定年）、板杉铺岩体 （422～421 Ma：锆石U－Pb定年） （李建华等，2015），丫江桥岩体 （212～213 Ma：锆石U－Pb定年） （于玉帅等，2019），以及湘东北地区发育的大部分岩浆岩，天台上岩体形成年代更早。该结果与华南地区发育的部分古生代岩体年龄相近，如武功山洪江超单元花岗长岩 （463.2±2.3 Ma：锆石U－Pb定年）（吴富江和张芳蓉，2003）、云开造山带的黑云母二长花岗岩 （465～467±10 Ma：锆石U－Pb定年） （彭松柏等，2005），这些岩体结晶年龄都大于460Ma。

华南大陆雪峰隆升构造带以东广泛非均匀面状发育早古生代的花岗岩浆活动，其年龄主要分布为480～385 Ma，峰值为456～419 Ma（张国伟等，2013）。同时，Faure等 （2009）、李建华等 （2015）、张苑等 （2011）认为华南早古生代陆内造山过程主要包括两个时期：主造山期地壳挤压增厚 （460～420 Ma）与造山后期地壳伸展减薄 （420～385 Ma），两者共同构成一个完整构造旋回。天台上岩体加权年龄为472.1±3.4 Ma，与主造山期陆内挤压造山过程中形成的花岗岩年龄一致，但比峰值时间略早，说明相对于华南大陆主造山期的峰期（460～420 Ma），在早古生代中期 （～470 Ma）之前，湘东北该地区对本次的挤压造山作用已具有相应，地层遭受构造挤压，且该挤压作用可能一直持续到早古生代早期 （约420 Ma）。

4.3.岩石地球化学

天台上中细粒黑云母花岗闪长岩主量元素、微量元素含量分析结果见表4。样品野外及岩相学特征显示了岩体经历了后期蚀变，同时，样品具有较高的烧失量 （LOI），因此，在利用地球化学分析结果对岩石进行研究之前，须评估后期蚀变和风化作用对岩石化学成分的影响。Zr元素作为一种不活动元素 （Liu et al.，2012；Polat and Hofmann，2003；Polat et al.，2002），与主量元素、微量元素的相互关系常常被用来判别后期的变质、蚀变及风化作用对岩体中元素迁移的影响 （Guo et al.，2013；Hastie et al.，2007；Xiao et al.，2017；Zhang et al.，2018）。在图7中，Zr元素与碱金属元素 （如：Na） （图7a）、大离子亲石元素 （如：Rb） （图7b）投点呈分散趋势，而Zr元素与过渡金属元素（如：Fe）（图7c）、高场强元素 （如：Ti和Nb） （图7d、e）、稀土元素 （如：Sm） （图7f）投点具有较好的线性关系，说明碱金属元素与大离子亲石元素在后期蚀变和风化作用后具有较高的迁移率，而高场强元素、过渡金属元素以及稀土元素较稳定。因此，高场强元素、过渡金属元素以及稀土元素可以用来进行岩石分类、岩石成因和构造背景研究。

3.2.1 主量元素

天台上岩体主量元素含量见表4，SiO2含量为65.43～70.01 %，平均值为67.97 %，属花岗闪长岩范围内。Al2O3含量为15.85～18.78 %，平均值为17.56 %；Na2O含量为0.21～3.23 %，平均值为0.91 %；K2O含量为2.50～4.03 %，平均值为3.85 %；CaO含量除一个样品为0.20 %，其余的都低于检测线。全碱 （Na2O + K2O）含量为3.66～5.73 %，平均值为4.45 %；A/NCK值为2.02～4.40，平均值为3.44，属过铝质。由于后期蚀变会导致岩体中的碱金属元素流失（如：Na、K、Ca等元素），因此可能导致原岩的碱性降低，A/CNK值升高。

3.2.2 岩石稀土元素与微量元素

天台上岩体稀土元素含量见表4，稀土元素总量为 （89.57～127.25）×10-6，平均值为113.42×10-6。天台上岩体球粒陨石标准化稀土元素配分模式图见图8b，曲线表现为右倾斜，轻稀土富集，重稀土亏损，（La/Yb）N为 （9.83～15.28）。Eu为负异常 （δEu = 0.61～0.87）。在图8a中，天台上岩体中的轻稀土含量略低于宏夏桥岩体，与板杉铺岩体轻稀土含量重叠；而重稀土略高于板杉铺岩体，与宏夏桥岩体含量重叠，但整体来看三者稀土元素含量整体相近。

天台上岩体微量元素含量见表4，原始地幔标准化配分模式图（图8a）总体表现为富集Cs、Rb、Th、K等大离子亲石元素 （LILEs），亏损Nb、Zr、Ta、P、Ti等高场强元素 （HFSEs） （图8b），Nb、Ta、Ti元素的亏损可能与花岗岩中富钛矿物相 （如金红石）的分离有关。在图8a中，天台上岩体中的大部分微量元素含量与后期形成的板杉铺和宏夏桥岩体相近，高场强元素Th、P、Ti，大离子亲石元素Ba含量略低于两者，而Sr含量明显降低，这可能与岩体后期的遭受的蚀变作用有关，导致大量Sr元素含量丢失。

4.3 岩体成因类型

天台上岩体具有较低的Ga、Nb、Zr等高场强元素，富集轻稀土，亏损重稀土，（La/Yb）N= （9.83～15.28），δEu= （0.61～0.87）弱负异常，T（C）-Ti温度为638～897 ℃等特点，这些特征与A型花岗岩特点不相符 （Collins et al.，1982；Whalen et al.，1987；刘昌实等，2003）。且在104 （Ga）/（Al）－（Zr） （图9a）和104 （Ga）/（Al）－（Y）（图9b）的判别图中，数据都落入在非A型花岗岩区域，表明天台上岩体可能为I型或S型花岗岩。Chappell和White （1992）、Chappell （1999）提出依据P2O5、Th、Ba、Rb等元素可作为判断I型和S型花岗岩较为准确的标志，研究中指出磷在强过铝质的熔体中，具有高的溶解度，并随着S型花岗岩分异程度的增加含量升高；而在偏铝质或弱过铝质的熔体中，具有很低的溶解度，且随I型花岗岩分异程度的增加含量降低。在（TFeO）/ （MgO）－（Zr+Nb+Ce+Y）判别图中 （图10a），数据落入分异的长英质花岗岩区域。同时，在（P2O5）－（SiO2）相关图中 （图10b），天台上岩体具有较低的（P2O5），且随（SiO2）含量增加而降低，呈负相关性，表现出I型花岗岩演化的特征。同时，天台上岩体暗色矿物主要为黑云母，副矿物为金红石，并未见到白云母、堇青石、钛铁矿等S型花岗岩常见的矿物。因此，天台上岩体可能为I型花岗岩。

5 矿化蚀变特征（岩体内外有哪些矿化、蚀变等）

该矿区金矿床类型为石英脉型及石英脉-破碎带蚀变岩型，围岩蚀变为褐铁矿化、硅化、绢云母化、退色化等。

区内褶皱及断裂构造发育，岩浆活动强烈，区内岩石在区域浅变质作用的基础上叠加了动力变质作用，板岩局部千枚岩化、片理化，沿板理发育的绢云母化，砂岩中颗粒的压扁与拉长、石英波状消光、石英、云母等矿物重结晶等，由于动力作用形成一些碎裂板岩、碎裂花岗岩、碎裂石英脉、构造片岩。

区内以褐铁矿化、硅化及退色化与金矿化关系最为密切，蚀变强时矿化亦强；区内金矿床的围岩蚀变种类主要有硅化、退色化、绢云母化、褐铁矿化及糜棱岩化等。蚀变主要分布在岩体内、外接触带及含矿断裂破碎带内。岩体周边按蚀变种类、组合、强弱和与矿体的空间位置，自矿脉（体）中心往两侧岩石颜色变深、丝绢光泽逐渐减弱。具有内、中、外三带的分带特征，但三带无明显界线。

内带：紧靠矿体，为褐铁矿、硅化、绢云母带，矿化富集处宽可达2m；

中带：分布于内带外侧，为碳酸盐-绢云母化带，宽数十厘米至数米；

外带：分布于矿体上、下盘外侧或无矿段两侧，为弱退色化带，宽数米至十余米。

花岗斑岩（脉）及长石细晶岩脉主要发育高岭土化及弱硅化。

当蚀变种类多，三带发育齐全、宽度大、蚀变强时，矿化最强。

6 岩体与成矿关系

矿区内金矿与花岗斑岩（脉）关系密切。从金矿形成时间来看，本次普查虽然没有做同位素测年，根据金矿常与岩脉相伴而生，断裂切穿花岗岩等特征分析，成矿晚于燕山期岩体，与后期花岗斑岩脉同期或稍晚；从金矿空间展布来看，金矿多富集在构造交汇部位，主要表现在早期岩体（脉）叠加晚期构造产生硅化破碎的地段金品位较高。

7 结论

1. 天台上岩体中细粒黑云母花岗闪长岩LA－ICP－MS锆石U－Pb年龄为472.1±3.4 Ma （MSWD=0.25），其形成年代略早于华南大陆主造山期的峰期 （460～420 Ma），也暗示了在早古生代中期 （～470 Ma）之前，湘东北地区已遭受构造挤压作用。

2. 天台上岩体中细粒黑云母花岗闪长岩形成温度为638～897 ℃，可能来源于在水近饱和条件下古老地壳的部分熔融形成的岩浆，岩浆演化过程中可能存在有上地壳物质混染，形成时具有高的氧逸度。

3. 花岗斑岩沿断裂入侵，且其内部次级裂隙含矿，而其本身不含矿，分析认为金矿床的主要成矿时期晚于花岗斑岩的形成时期。花岗岩、花岗斑岩等仅对区内金元素的初始富集有着明显的控制作用。

4. 根据中国金矿床成因类型划分表，结合矿区地质特征，区内矿床成因为与重熔的中酸性侵入体或与混合岩化花岗岩浆热液在成因和时空分布上有关的热液型金矿床。亚类为重熔岩浆热液金矿床，建造为硫化物-金建造。

参考文献 / References

蔡宏明，刘桂萍，尼加提·阿布都逊，杨维忠，邢令．2019．新疆西天山卡特巴阿苏金矿床锆石U-Pb年龄、地球化学特征及其地质意义．地质通报，38：790 ～ 801．

蔡杨，陆建军，马东升，黄卉，张怀峰．2013．湖南邓阜仙印支晚期二云母花岗岩年代学、地球化学特征及其意义．岩石学报，29（12）： 4215 ～ 4231．

高林志，陈峻，丁孝忠，刘耀荣，张传恒，张恒，刘燕学，庞维华，张玉海．2011．湘东北岳阳地区冷家溪群和板溪群凝灰岩SHRIMP锆石U-Pb年龄——对武陵运动的制约．地质通报，30（7）： 1001 ～ 1008．

高林志，戴传固，刘燕学，王敏，王雪华，陈建书，丁孝忠，张传恒，曹茜，刘建辉．2010．黔东南—桂北地区四堡群凝灰岩锆石SHRIMP U-Pb年龄及其地层学意义．地质通报，29（9）： 1259 ～ 1267．

注：本文为湖南省株洲县天台上矿区金矿普查项目（项目编号：20160328）的成果。

作者简介：刘浩，男，1985年生，工程师，主要从事矿产资源勘查与勘探工作；Email：316122085@qq.com。

通讯作者：谭华杰，男，1991年生，博士研究生，主要从事矿物地球化学及矿床成因研究；Email：670359415@qq.com。