湘东南中生代典型成矿花岗岩对比及成矿动力学
童海奎等
摘 要：湘东南矿集区是南岭成矿带的重要组成部分。选取该矿集区内典型矿床的成矿花岗岩，利用成岩年龄、主量和微量元素组成、蛛网图及稀土元素配分模式等进行对比。结果表明：该矿集区内中生代成矿花岗岩的成岩年龄集中在150～165 Ma。根据地球化学组成可将该矿集区内的成矿花岗岩分为2类：一类以骑田岭为代表，岩性以黑云母二长花岗岩为主，属于A型花岗岩，其分异程度较高，高w（Rb）/w（Sr）值，低w（K）/w（Rb）值，成矿元素以高温的W、Sn为主，具有富硅，富碱，贫P、Ti、Mg的特点，Ba、Sr、P、Eu、Ti负异常明显；另一类以宝山岩体为代表，其岩体产状为小岩株，岩性以花岗闪长岩为主，属于I型花岗岩，分异程度较低，低w（Rb）/w（Sr）值，高w（K）/w（Rb）值，Ba、Sr、P、Eu、Ti负异常不明显，其地球化学性质与岛弧岩浆类似，成矿元素以中低温的Cu、Pb、Zn等为主。黄沙坪花岗岩的成矿特征处于第一类与第二类岩体之间，属于过渡类型。结合矿集区所在的大地构造位置及其构造演化史，认为湘东南矿集区的形成与壳幔相互作用密切相关，是后造山作用与大洋板块俯冲共同作用的结果。
关键词：地球化学；壳幔相互作用；成矿花岗岩；成岩年龄；大洋板块俯冲；后造山作用；湖南
中图分类号：P588.12+1 文献标志码：A
0 引 言
湘东南地区地处江南地块东南缘、中上扬子地块与南华活动带之间[1]，位于南岭成矿带中段，是南岭成矿带的重要组成部分[2-3]。该区域在中生代岩浆活动发育，出露多期花岗岩，其中中生代花岗岩体与内生金属矿床关系密切，尤其是燕山期花岗岩分布广泛，与W-Sn-Pb-Zn 成矿关系最为紧密，包括铜山岭铅锌矿床、宝山铅锌矿床、锡田钨锡矿床、九嶷山锡矿床等大型—超大型矿床，使得该区是中国乃至全世界重要的稀有与有色金属产地，其资源丰富，占有重要的经济地位[4]，是中国华南地区燕山期大规模成矿作用的重要组成部分[5-7]。近年来，该区域成为矿床学家、地球化学家研究的重点，积累了很多精确资料，但是关于该矿集区形成的地球动力学背景还存在较大争议。为了更好地理解该矿集区的成矿作用，笔者统计了湘东南地区典型矿床中与成矿有关花岗岩体的成岩年龄、岩性特征及地球化学组成，包括宝山、水口山、铜山岭、黄沙坪、骑田岭、千里山等岩体，除骑田岭岩体为大型花岗岩基外，其余均为小岩体，是小岩体成大矿的典型实例；利用成岩年龄、岩性特征、主
量和微量元素等相关参数进行对比，尝试总结该矿集区内与W、Mo、Pb、Zn成矿有关的花岗岩体的联系与区别；另外，结合该矿集区所在的大地构造位置以及构造演化等，讨论该矿集区形成的地质背景。
1 区域地质概况
本区内构造活动较为发育，具有多旋回发展的特点。印支早期，在NWW—SEE向区域主应力作用下，郴州—茶陵断裂（区域主俯冲断裂）两侧陆块发生了强烈的挤压作用，并以郴州—茶陵断裂为界，西北盘向SE俯冲，导致断裂东南侧发生强烈的增厚隆起作用，形成了炎陵—汝城隆起区[8-11]。该隆起区内部主要发育加里东期褶皱构造，该褶皱构造以EW向紧密褶皱为主，是本区褶皱基底的重要组成部分，组成该褶皱的地层为该期的浅变质岩系[12]。断裂西北侧由于强烈的俯冲作用，相对东南侧发生坳陷，形成了衡阳—桂阳坳陷区[8-11]，该坳陷区内主要发育印支期褶皱带，沉积类型主要为浅海相碳酸盐建造和含煤建造，形成SN向褶皱盖层构造；印支中晚期，挤压应力减弱，地壳相对松弛，处于后造山动力学背景中，因此，温度逐渐升高，压力降低，增厚的中下地壳发生部分熔融形成酸性岩浆，并沿加里东期褶皱隆起区背斜构造的核部侵位，经过分异演化后形成印支期花岗岩，并发育少量基性岩浆[2-3，12]。地球化学特征表明，区内印支早期花岗岩主要来源于地壳，无地幔物质参与，而印支晚期花岗岩则有少量地幔物质加入，并且发育少量基性岩浆岩，说明印支晚期已经存在幔源岩浆的底侵作用[2-3]。自燕山期，区内岩石圈发生全面伸展，发生大规模壳幔相互作用，引起大规模岩浆活动，花岗岩的形成明显有地幔物质的参与，进而形成了区内各种有色金属矿床[4-6]，并且主要分布在郴州—临武断裂带附近，如香花岭、骑田岭、宝山、黄沙坪、新田岭等大型矿田，构成了一个大型的多金属矿集区[1，4，7，13-14]（图1）。
2 成矿岩体地球化学特征对比
2.1 成岩年龄及岩性特征对比
成岩年龄及岩性特征见表1。成矿岩体的成岩年龄主要集中在150～165 Ma。黄沙坪多金属矿床含矿斑岩成岩年龄为150～161 Ma，岩性为二长花岗斑岩[15-17]；骑田岭晚期的陈家单元形成于（151±5）Ma，早期的仰天湖单元为（156.7±1.7）Ma，岩性为黑云母二长花岗岩[18]；千里山岩体为151～153 Ma，岩性为黑云母二长花岗岩[19-20]；宝山岩体形成于158～165 Ma，岩性为黑云母花岗闪长斑岩[18，21-22]；铜山岭岩体形成于155～168 Ma，岩性为花岗闪长岩[18，23]；水口山岩体形成于156～163 Ma，岩性主要为花岗闪长岩[24-25]。因此，与Cu、Pb、Zn、Au、Ag成矿有关的花岗岩体岩性主要为花岗闪长岩，而与W、Mo、Sn有关的花岗岩体岩性主要为二长花岗岩，并且成岩年龄略晚于花岗闪长岩体。
前人早期多认为W、Sn矿床多与S型矿床有关，将黄沙坪、骑田岭和千里山等岩体归类于S型花岗岩[26-27]。但随着A型花岗岩概念的引入，在世界范围内发现了一大批与A型花岗岩有关的W、Sn、Mo等矿床[28]。艾昊曾研究了黄沙坪岩体的岩相学特征，并未发现S型花岗岩的典型矿物[15]，而骑田岭岩体内部可发现角闪石、中长石等矿物，与S型花岗岩明显不同[18，28]，同时，千里山岩体内虽然发现了白云母，但多数为后期蚀变矿物，并非原生矿物[9]，因此，黄沙坪、骑田岭、千里山岩体应不是S型花岗岩。根据A型花岗岩判别图解可以发现（图2），黄沙坪、骑田岭、千里山岩体多数数据落在A型花岗岩范围内；在南岭成矿带中普遍存在与A型花岗岩有关的大型—超大型W、Sn、Mo、Bi多金属矿床，如花山—姑婆山、王仙岭、瑶岗仙等岩体，因此，其岩石类型应属于A型花岗岩，与前人所得结论一致[18，28-35]。而宝山、铜山岭、水口山岩体多数数据落在OGT范围内，与A型花岗岩明显不同。由于这3个岩体的岩石学名称均为花岗闪长岩，具有I型花岗岩的典型矿物角闪石等，成矿元素主要包括Cu、Pb、Zn等元素，与I型花岗岩的成矿专属性相一致，所以其岩石类型应属于I型花岗岩（图2）。
自侏罗世开始，Izanagi板块沿着NW方向向东亚大陆俯冲，导致华南板块整体上从特提斯构造域向太平洋构造域转换[42]。从整个华南地区中生代岩浆活动的时空分布来看，其成岩时代有从内陆向东南沿海逐渐变年轻的趋势[50，57，59-61，65]，εNd（t）值逐渐升高，模式年龄逐渐降低[46]，从160 Ma开始，湘东南地区玄武岩普遍具有Nb、Ta亏损的地球化学特点[64]。宝山、铜山岭、水口山等岩体的地球化学特征与岛弧岩浆相似，在构造判别图解中落在岛弧花岗岩范围内（图6），十杭带的展布方向与大洋板块的俯冲缝合线相一致[42]。因此，燕山中期华南内陆成矿作用应与弧后伸展环境或与板片窗的撕裂等作用密切有关[42，57-62]。
根据华南地区成矿年龄的统计结果可以发现，华南地区发育3期斑岩型铜矿床，其年龄分别为170～180、150～160、90～105 Ma，分别与华南地区3期大规模成矿作用的时间大致相对应[7]，因此，斑岩铜矿床的形成应与其他有色金属矿床形成于相同的构造背景下。这3期斑岩型铜矿床的成矿母岩地球化学性质均显示出了岛弧岩浆特
点[7，35，69-70]。目前的研究成果一般认为斑岩铜矿的形成与洋岭俯冲及大洋板片的部分熔融有密切联系[71]。另外，斑岩铜矿的形成往往与压缩转换的构造背景有关[7，72-73]。燕山中期与W-Sn成矿作用有关的花岗岩地球化学特征显示华南内陆处于后碰撞环境[6，18，30-31，41，47]，也表明该时期处于压缩环境向伸展环境转换的背景中[7]。因此，华南地区3期大规模成矿作用应与大洋板块及洋脊俯冲有密切联系，并且分别处于挤压向伸展环境转换的构造背景中。
在印支期，华南板块与印支板块相互碰撞，华南内部发生印支造山运动，促使华北板块与华南板块在印支期完成碰撞拼合作用[74]。在通常情况下，陆陆碰撞造山之后通常是后造山构造环境[3，30]。南岭成矿带中骑田岭、千里山、花山—姑婆山等岩体的地球化学组成在构造判别图解中落在了后造山的范围内[3，8，30-31，41，47]，而燕山早期玄武质岩浆A型花岗岩双峰式火山岩代表了典型的后造山岩石组合，对应印支造山运动后的局部拉张裂解[6，47]，燕山中期对应印支造山运动后大规模岩石圈伸展减薄[6，18，30，41，47]，因此，华南地区自从印支晚期开始至燕山中期，逐渐经历了挤压局部伸展全面伸展阶段。燕山中期岩石圈大规模的伸展减薄作用可能为印支期造山作用的延续，属于威尔逊旋回的一部分[6]，因此，燕山中期的大规模成矿作用亦可能与后造山伸展密切相关。
湘东南矿集区成矿花岗岩在时空分布上基本一致，但为什么会处在两种完全不同的构造环境下？根据精确的同位素年代学可以发现，在180～200 Ma之间，华南地区处在一个岩浆活动的沉静期，一些学者将其解释为构造环境由特提斯构造域向太平洋构造域的转换，但关于构造转换的时限一直存在较大争议[42，50，75-77]。从成矿年龄统计可以看出，华南地区中生代斑岩型矿床开始形成于180 Ma[7]，160 Ma之后的玄武岩普遍具有岛弧岩浆的性质[64]，因此，至少从180 Ma开始，大洋板块俯冲已经为华南地区大规模岩浆活动提供了重要的条件，但此时可能未完全受太平洋构造域的控制。从构造地质学的角度，华南地区存在两种重要的大地构造体制，分别为EW向的前侏罗纪古特提斯构造域和NE向的中新生代太平洋活动陆缘带，而在中侏罗世则主要受特提斯洋和古太平洋体制的双重影响[75-76]。另外，在印支晚期至燕山早期，华南内陆处于陆内造山阶段，导致郴州—茶陵断裂带西部坳陷、东部隆起，燕山中期的花岗岩形成于挤压之后的应力松弛阶段，即后造山环境，而这种作用可能与太平洋板块朝NW向的挤压作用有关[3，18]。郭春丽等通过统计华南地区中侏罗世—晚侏罗世成矿花岗岩的地球化学特征发现，自中侏罗世向晚侏罗世，其构造环境从岛弧环境逐渐向陆内环境转换[78-79]，而宝山等岩体在构造判别图解中落在岛弧花岗岩和板内花岗岩的界限附近（图6），因此，该地区燕山中期大规模成矿应是太平洋板块俯冲与后造山伸展两种构造体制共同作用下的产物。但是，与之有关的证据还需要进一步补充和完善。
根据矿床形成的构造背景可以发现，斑岩型矿床通常形成于由挤压向伸展的转换阶段，而后造山伸展阶段亦可以认为是强烈的挤压造山作用之后的伸展转换阶段，因此，两类矿床形成的构造背景并不矛盾，而是同一构造环境下的产物。
4 结 语
（1）湘东南地区与成矿有关的岩体可大致分为2类：一类以骑田岭为代表，岩性为二长花岗岩，属A型花岗岩，成岩时代相对较晚，成矿元素以高温的W、Sn、Mo、Bi为主，成矿岩体具有富硅，富钾，贫P、Ti、Mg的特点，稀土元素配分模式呈海鸥型，Eu负异常明显，蛛网图中具有明显的Eu、Ba、Sr、Ti、P负异常，岩浆演化程度较高；另一类以宝山岩体为代表，岩性为花岗闪长岩，属I型花岗岩，成岩时代相对较早，成矿元素以中低温的Cu、Pb、Zn等为主，具有相对贫硅、富碱、富钾等特点，并且具有Nb、Ta负异常，与岛弧岩浆相近，并且岩浆演化程度相对较低。
（2）湘东南地区典型的成矿岩体主要形成于150～165 Ma，是南岭地区燕山中期成矿高峰期的重要组成部分。其成矿作用是燕山中期大洋板块向内陆俯冲与后造山伸展共同作用的结果，并处在岩石圈大规模拉伸减薄的环境，是壳幔相互作用的产物。
在成文中得到了中国科学院地球化学研究所唐燕文博士和黄诚博士的热心帮助，在此一并表示感谢。
自侏罗世开始，Izanagi板块沿着NW方向向东亚大陆俯冲，导致华南板块整体上从特提斯构造域向太平洋构造域转换[42]。从整个华南地区中生代岩浆活动的时空分布来看，其成岩时代有从内陆向东南沿海逐渐变年轻的趋势[50，57，59-61，65]，εNd（t）值逐渐升高，模式年龄逐渐降低[46]，从160 Ma开始，湘东南地区玄武岩普遍具有Nb、Ta亏损的地球化学特点[64]。宝山、铜山岭、水口山等岩体的地球化学特征与岛弧岩浆相似，在构造判别图解中落在岛弧花岗岩范围内（图6），十杭带的展布方向与大洋板块的俯冲缝合线相一致[42]。因此，燕山中期华南内陆成矿作用应与弧后伸展环境或与板片窗的撕裂等作用密切有关[42，57-62]。
根据华南地区成矿年龄的统计结果可以发现，华南地区发育3期斑岩型铜矿床，其年龄分别为170～180、150～160、90～105 Ma，分别与华南地区3期大规模成矿作用的时间大致相对应[7]，因此，斑岩铜矿床的形成应与其他有色金属矿床形成于相同的构造背景下。这3期斑岩型铜矿床的成矿母岩地球化学性质均显示出了岛弧岩浆特
点[7，35，69-70]。目前的研究成果一般认为斑岩铜矿的形成与洋岭俯冲及大洋板片的部分熔融有密切联系[71]。另外，斑岩铜矿的形成往往与压缩转换的构造背景有关[7，72-73]。燕山中期与W-Sn成矿作用有关的花岗岩地球化学特征显示华南内陆处于后碰撞环境[6，18，30-31，41，47]，也表明该时期处于压缩环境向伸展环境转换的背景中[7]。因此，华南地区3期大规模成矿作用应与大洋板块及洋脊俯冲有密切联系，并且分别处于挤压向伸展环境转换的构造背景中。
在印支期，华南板块与印支板块相互碰撞，华南内部发生印支造山运动，促使华北板块与华南板块在印支期完成碰撞拼合作用[74]。在通常情况下，陆陆碰撞造山之后通常是后造山构造环境[3，30]。南岭成矿带中骑田岭、千里山、花山—姑婆山等岩体的地球化学组成在构造判别图解中落在了后造山的范围内[3，8，30-31，41，47]，而燕山早期玄武质岩浆A型花岗岩双峰式火山岩代表了典型的后造山岩石组合，对应印支造山运动后的局部拉张裂解[6，47]，燕山中期对应印支造山运动后大规模岩石圈伸展减薄[6，18，30，41，47]，因此，华南地区自从印支晚期开始至燕山中期，逐渐经历了挤压局部伸展全面伸展阶段。燕山中期岩石圈大规模的伸展减薄作用可能为印支期造山作用的延续，属于威尔逊旋回的一部分[6]，因此，燕山中期的大规模成矿作用亦可能与后造山伸展密切相关。
湘东南矿集区成矿花岗岩在时空分布上基本一致，但为什么会处在两种完全不同的构造环境下？根据精确的同位素年代学可以发现，在180～200 Ma之间，华南地区处在一个岩浆活动的沉静期，一些学者将其解释为构造环境由特提斯构造域向太平洋构造域的转换，但关于构造转换的时限一直存在较大争议[42，50，75-77]。从成矿年龄统计可以看出，华南地区中生代斑岩型矿床开始形成于180 Ma[7]，160 Ma之后的玄武岩普遍具有岛弧岩浆的性质[64]，因此，至少从180 Ma开始，大洋板块俯冲已经为华南地区大规模岩浆活动提供了重要的条件，但此时可能未完全受太平洋构造域的控制。从构造地质学的角度，华南地区存在两种重要的大地构造体制，分别为EW向的前侏罗纪古特提斯构造域和NE向的中新生代太平洋活动陆缘带，而在中侏罗世则主要受特提斯洋和古太平洋体制的双重影响[75-76]。另外，在印支晚期至燕山早期，华南内陆处于陆内造山阶段，导致郴州—茶陵断裂带西部坳陷、东部隆起，燕山中期的花岗岩形成于挤压之后的应力松弛阶段，即后造山环境，而这种作用可能与太平洋板块朝NW向的挤压作用有关[3，18]。郭春丽等通过统计华南地区中侏罗世—晚侏罗世成矿花岗岩的地球化学特征发现，自中侏罗世向晚侏罗世，其构造环境从岛弧环境逐渐向陆内环境转换[78-79]，而宝山等岩体在构造判别图解中落在岛弧花岗岩和板内花岗岩的界限附近（图6），因此，该地区燕山中期大规模成矿应是太平洋板块俯冲与后造山伸展两种构造体制共同作用下的产物。但是，与之有关的证据还需要进一步补充和完善。
根据矿床形成的构造背景可以发现，斑岩型矿床通常形成于由挤压向伸展的转换阶段，而后造山伸展阶段亦可以认为是强烈的挤压造山作用之后的伸展转换阶段，因此，两类矿床形成的构造背景并不矛盾，而是同一构造环境下的产物。
4 结 语
（1）湘东南地区与成矿有关的岩体可大致分为2类：一类以骑田岭为代表，岩性为二长花岗岩，属A型花岗岩，成岩时代相对较晚，成矿元素以高温的W、Sn、Mo、Bi为主，成矿岩体具有富硅，富钾，贫P、Ti、Mg的特点，稀土元素配分模式呈海鸥型，Eu负异常明显，蛛网图中具有明显的Eu、Ba、Sr、Ti、P负异常，岩浆演化程度较高；另一类以宝山岩体为代表，岩性为花岗闪长岩，属I型花岗岩，成岩时代相对较早，成矿元素以中低温的Cu、Pb、Zn等为主，具有相对贫硅、富碱、富钾等特点，并且具有Nb、Ta负异常，与岛弧岩浆相近，并且岩浆演化程度相对较低。
（2）湘东南地区典型的成矿岩体主要形成于150～165 Ma，是南岭地区燕山中期成矿高峰期的重要组成部分。其成矿作用是燕山中期大洋板块向内陆俯冲与后造山伸展共同作用的结果，并处在岩石圈大规模拉伸减薄的环境，是壳幔相互作用的产物。
在成文中得到了中国科学院地球化学研究所唐燕文博士和黄诚博士的热心帮助，在此一并表示感谢。
自侏罗世开始，Izanagi板块沿着NW方向向东亚大陆俯冲，导致华南板块整体上从特提斯构造域向太平洋构造域转换[42]。从整个华南地区中生代岩浆活动的时空分布来看，其成岩时代有从内陆向东南沿海逐渐变年轻的趋势[50，57，59-61，65]，εNd（t）值逐渐升高，模式年龄逐渐降低[46]，从160 Ma开始，湘东南地区玄武岩普遍具有Nb、Ta亏损的地球化学特点[64]。宝山、铜山岭、水口山等岩体的地球化学特征与岛弧岩浆相似，在构造判别图解中落在岛弧花岗岩范围内（图6），十杭带的展布方向与大洋板块的俯冲缝合线相一致[42]。因此，燕山中期华南内陆成矿作用应与弧后伸展环境或与板片窗的撕裂等作用密切有关[42，57-62]。
根据华南地区成矿年龄的统计结果可以发现，华南地区发育3期斑岩型铜矿床，其年龄分别为170～180、150～160、90～105 Ma，分别与华南地区3期大规模成矿作用的时间大致相对应[7]，因此，斑岩铜矿床的形成应与其他有色金属矿床形成于相同的构造背景下。这3期斑岩型铜矿床的成矿母岩地球化学性质均显示出了岛弧岩浆特
点[7，35，69-70]。目前的研究成果一般认为斑岩铜矿的形成与洋岭俯冲及大洋板片的部分熔融有密切联系[71]。另外，斑岩铜矿的形成往往与压缩转换的构造背景有关[7，72-73]。燕山中期与W-Sn成矿作用有关的花岗岩地球化学特征显示华南内陆处于后碰撞环境[6，18，30-31，41，47]，也表明该时期处于压缩环境向伸展环境转换的背景中[7]。因此，华南地区3期大规模成矿作用应与大洋板块及洋脊俯冲有密切联系，并且分别处于挤压向伸展环境转换的构造背景中。
在印支期，华南板块与印支板块相互碰撞，华南内部发生印支造山运动，促使华北板块与华南板块在印支期完成碰撞拼合作用[74]。在通常情况下，陆陆碰撞造山之后通常是后造山构造环境[3，30]。南岭成矿带中骑田岭、千里山、花山—姑婆山等岩体的地球化学组成在构造判别图解中落在了后造山的范围内[3，8，30-31，41，47]，而燕山早期玄武质岩浆A型花岗岩双峰式火山岩代表了典型的后造山岩石组合，对应印支造山运动后的局部拉张裂解[6，47]，燕山中期对应印支造山运动后大规模岩石圈伸展减薄[6，18，30，41，47]，因此，华南地区自从印支晚期开始至燕山中期，逐渐经历了挤压局部伸展全面伸展阶段。燕山中期岩石圈大规模的伸展减薄作用可能为印支期造山作用的延续，属于威尔逊旋回的一部分[6]，因此，燕山中期的大规模成矿作用亦可能与后造山伸展密切相关。
湘东南矿集区成矿花岗岩在时空分布上基本一致，但为什么会处在两种完全不同的构造环境下？根据精确的同位素年代学可以发现，在180～200 Ma之间，华南地区处在一个岩浆活动的沉静期，一些学者将其解释为构造环境由特提斯构造域向太平洋构造域的转换，但关于构造转换的时限一直存在较大争议[42，50，75-77]。从成矿年龄统计可以看出，华南地区中生代斑岩型矿床开始形成于180 Ma[7]，160 Ma之后的玄武岩普遍具有岛弧岩浆的性质[64]，因此，至少从180 Ma开始，大洋板块俯冲已经为华南地区大规模岩浆活动提供了重要的条件，但此时可能未完全受太平洋构造域的控制。从构造地质学的角度，华南地区存在两种重要的大地构造体制，分别为EW向的前侏罗纪古特提斯构造域和NE向的中新生代太平洋活动陆缘带，而在中侏罗世则主要受特提斯洋和古太平洋体制的双重影响[75-76]。另外，在印支晚期至燕山早期，华南内陆处于陆内造山阶段，导致郴州—茶陵断裂带西部坳陷、东部隆起，燕山中期的花岗岩形成于挤压之后的应力松弛阶段，即后造山环境，而这种作用可能与太平洋板块朝NW向的挤压作用有关[3，18]。郭春丽等通过统计华南地区中侏罗世—晚侏罗世成矿花岗岩的地球化学特征发现，自中侏罗世向晚侏罗世，其构造环境从岛弧环境逐渐向陆内环境转换[78-79]，而宝山等岩体在构造判别图解中落在岛弧花岗岩和板内花岗岩的界限附近（图6），因此，该地区燕山中期大规模成矿应是太平洋板块俯冲与后造山伸展两种构造体制共同作用下的产物。但是，与之有关的证据还需要进一步补充和完善。
根据矿床形成的构造背景可以发现，斑岩型矿床通常形成于由挤压向伸展的转换阶段，而后造山伸展阶段亦可以认为是强烈的挤压造山作用之后的伸展转换阶段，因此，两类矿床形成的构造背景并不矛盾，而是同一构造环境下的产物。
4 结 语
（1）湘东南地区与成矿有关的岩体可大致分为2类：一类以骑田岭为代表，岩性为二长花岗岩，属A型花岗岩，成岩时代相对较晚，成矿元素以高温的W、Sn、Mo、Bi为主，成矿岩体具有富硅，富钾，贫P、Ti、Mg的特点，稀土元素配分模式呈海鸥型，Eu负异常明显，蛛网图中具有明显的Eu、Ba、Sr、Ti、P负异常，岩浆演化程度较高；另一类以宝山岩体为代表，岩性为花岗闪长岩，属I型花岗岩，成岩时代相对较早，成矿元素以中低温的Cu、Pb、Zn等为主，具有相对贫硅、富碱、富钾等特点，并且具有Nb、Ta负异常，与岛弧岩浆相近，并且岩浆演化程度相对较低。
（2）湘东南地区典型的成矿岩体主要形成于150～165 Ma，是南岭地区燕山中期成矿高峰期的重要组成部分。其成矿作用是燕山中期大洋板块向内陆俯冲与后造山伸展共同作用的结果，并处在岩石圈大规模拉伸减薄的环境，是壳幔相互作用的产物。
在成文中得到了中国科学院地球化学研究所唐燕文博士和黄诚博士的热心帮助，在此一并表示感谢。
摘 要：湘东南矿集区是南岭成矿带的重要组成部分。选取该矿集区内典型矿床的成矿花岗岩，利用成岩年龄、主量和微量元素组成、蛛网图及稀土元素配分模式等进行对比。结果表明：该矿集区内中生代成矿花岗岩的成岩年龄集中在150～165 Ma。根据地球化学组成可将该矿集区内的成矿花岗岩分为2类：一类以骑田岭为代表，岩性以黑云母二长花岗岩为主，属于A型花岗岩，其分异程度较高，高w（Rb）/w（Sr）值，低w（K）/w（Rb）值，成矿元素以高温的W、Sn为主，具有富硅，富碱，贫P、Ti、Mg的特点，Ba、Sr、P、Eu、Ti负异常明显；另一类以宝山岩体为代表，其岩体产状为小岩株，岩性以花岗闪长岩为主，属于I型花岗岩，分异程度较低，低w（Rb）/w（Sr）值，高w（K）/w（Rb）值，Ba、Sr、P、Eu、Ti负异常不明显，其地球化学性质与岛弧岩浆类似，成矿元素以中低温的Cu、Pb、Zn等为主。黄沙坪花岗岩的成矿特征处于第一类与第二类岩体之间，属于过渡类型。结合矿集区所在的大地构造位置及其构造演化史，认为湘东南矿集区的形成与壳幔相互作用密切相关，是后造山作用与大洋板块俯冲共同作用的结果。
关键词：地球化学；壳幔相互作用；成矿花岗岩；成岩年龄；大洋板块俯冲；后造山作用；湖南
中图分类号：P588.12+1 文献标志码：A
0 引 言
湘东南地区地处江南地块东南缘、中上扬子地块与南华活动带之间[1]，位于南岭成矿带中段，是南岭成矿带的重要组成部分[2-3]。该区域在中生代岩浆活动发育，出露多期花岗岩，其中中生代花岗岩体与内生金属矿床关系密切，尤其是燕山期花岗岩分布广泛，与W-Sn-Pb-Zn 成矿关系最为紧密，包括铜山岭铅锌矿床、宝山铅锌矿床、锡田钨锡矿床、九嶷山锡矿床等大型—超大型矿床，使得该区是中国乃至全世界重要的稀有与有色金属产地，其资源丰富，占有重要的经济地位[4]，是中国华南地区燕山期大规模成矿作用的重要组成部分[5-7]。近年来，该区域成为矿床学家、地球化学家研究的重点，积累了很多精确资料，但是关于该矿集区形成的地球动力学背景还存在较大争议。为了更好地理解该矿集区的成矿作用，笔者统计了湘东南地区典型矿床中与成矿有关花岗岩体的成岩年龄、岩性特征及地球化学组成，包括宝山、水口山、铜山岭、黄沙坪、骑田岭、千里山等岩体，除骑田岭岩体为大型花岗岩基外，其余均为小岩体，是小岩体成大矿的典型实例；利用成岩年龄、岩性特征、主
量和微量元素等相关参数进行对比，尝试总结该矿集区内与W、Mo、Pb、Zn成矿有关的花岗岩体的联系与区别；另外，结合该矿集区所在的大地构造位置以及构造演化等，讨论该矿集区形成的地质背景。
1 区域地质概况
本区内构造活动较为发育，具有多旋回发展的特点。印支早期，在NWW—SEE向区域主应力作用下，郴州—茶陵断裂（区域主俯冲断裂）两侧陆块发生了强烈的挤压作用，并以郴州—茶陵断裂为界，西北盘向SE俯冲，导致断裂东南侧发生强烈的增厚隆起作用，形成了炎陵—汝城隆起区[8-11]。该隆起区内部主要发育加里东期褶皱构造，该褶皱构造以EW向紧密褶皱为主，是本区褶皱基底的重要组成部分，组成该褶皱的地层为该期的浅变质岩系[12]。断裂西北侧由于强烈的俯冲作用，相对东南侧发生坳陷，形成了衡阳—桂阳坳陷区[8-11]，该坳陷区内主要发育印支期褶皱带，沉积类型主要为浅海相碳酸盐建造和含煤建造，形成SN向褶皱盖层构造；印支中晚期，挤压应力减弱，地壳相对松弛，处于后造山动力学背景中，因此，温度逐渐升高，压力降低，增厚的中下地壳发生部分熔融形成酸性岩浆，并沿加里东期褶皱隆起区背斜构造的核部侵位，经过分异演化后形成印支期花岗岩，并发育少量基性岩浆[2-3，12]。地球化学特征表明，区内印支早期花岗岩主要来源于地壳，无地幔物质参与，而印支晚期花岗岩则有少量地幔物质加入，并且发育少量基性岩浆岩，说明印支晚期已经存在幔源岩浆的底侵作用[2-3]。自燕山期，区内岩石圈发生全面伸展，发生大规模壳幔相互作用，引起大规模岩浆活动，花岗岩的形成明显有地幔物质的参与，进而形成了区内各种有色金属矿床[4-6]，并且主要分布在郴州—临武断裂带附近，如香花岭、骑田岭、宝山、黄沙坪、新田岭等大型矿田，构成了一个大型的多金属矿集区[1，4，7，13-14]（图1）。
2 成矿岩体地球化学特征对比
2.1 成岩年龄及岩性特征对比
成岩年龄及岩性特征见表1。成矿岩体的成岩年龄主要集中在150～165 Ma。黄沙坪多金属矿床含矿斑岩成岩年龄为150～161 Ma，岩性为二长花岗斑岩[15-17]；骑田岭晚期的陈家单元形成于（151±5）Ma，早期的仰天湖单元为（156.7±1.7）Ma，岩性为黑云母二长花岗岩[18]；千里山岩体为151～153 Ma，岩性为黑云母二长花岗岩[19-20]；宝山岩体形成于158～165 Ma，岩性为黑云母花岗闪长斑岩[18，21-22]；铜山岭岩体形成于155～168 Ma，岩性为花岗闪长岩[18，23]；水口山岩体形成于156～163 Ma，岩性主要为花岗闪长岩[24-25]。因此，与Cu、Pb、Zn、Au、Ag成矿有关的花岗岩体岩性主要为花岗闪长岩，而与W、Mo、Sn有关的花岗岩体岩性主要为二长花岗岩，并且成岩年龄略晚于花岗闪长岩体。
前人早期多认为W、Sn矿床多与S型矿床有关，将黄沙坪、骑田岭和千里山等岩体归类于S型花岗岩[26-27]。但随着A型花岗岩概念的引入，在世界范围内发现了一大批与A型花岗岩有关的W、Sn、Mo等矿床[28]。艾昊曾研究了黄沙坪岩体的岩相学特征，并未发现S型花岗岩的典型矿物[15]，而骑田岭岩体内部可发现角闪石、中长石等矿物，与S型花岗岩明显不同[18，28]，同时，千里山岩体内虽然发现了白云母，但多数为后期蚀变矿物，并非原生矿物[9]，因此，黄沙坪、骑田岭、千里山岩体应不是S型花岗岩。根据A型花岗岩判别图解可以发现（图2），黄沙坪、骑田岭、千里山岩体多数数据落在A型花岗岩范围内；在南岭成矿带中普遍存在与A型花岗岩有关的大型—超大型W、Sn、Mo、Bi多金属矿床，如花山—姑婆山、王仙岭、瑶岗仙等岩体，因此，其岩石类型应属于A型花岗岩，与前人所得结论一致[18，28-35]。而宝山、铜山岭、水口山岩体多数数据落在OGT范围内，与A型花岗岩明显不同。由于这3个岩体的岩石学名称均为花岗闪长岩，具有I型花岗岩的典型矿物角闪石等，成矿元素主要包括Cu、Pb、Zn等元素，与I型花岗岩的成矿专属性相一致，所以其岩石类型应属于I型花岗岩（图2）。
自侏罗世开始，Izanagi板块沿着NW方向向东亚大陆俯冲，导致华南板块整体上从特提斯构造域向太平洋构造域转换[42]。从整个华南地区中生代岩浆活动的时空分布来看，其成岩时代有从内陆向东南沿海逐渐变年轻的趋势[50，57，59-61，65]，εNd（t）值逐渐升高，模式年龄逐渐降低[46]，从160 Ma开始，湘东南地区玄武岩普遍具有Nb、Ta亏损的地球化学特点[64]。宝山、铜山岭、水口山等岩体的地球化学特征与岛弧岩浆相似，在构造判别图解中落在岛弧花岗岩范围内（图6），十杭带的展布方向与大洋板块的俯冲缝合线相一致[42]。因此，燕山中期华南内陆成矿作用应与弧后伸展环境或与板片窗的撕裂等作用密切有关[42，57-62]。
根据华南地区成矿年龄的统计结果可以发现，华南地区发育3期斑岩型铜矿床，其年龄分别为170～180、150～160、90～105 Ma，分别与华南地区3期大规模成矿作用的时间大致相对应[7]，因此，斑岩铜矿床的形成应与其他有色金属矿床形成于相同的构造背景下。这3期斑岩型铜矿床的成矿母岩地球化学性质均显示出了岛弧岩浆特
点[7，35，69-70]。目前的研究成果一般认为斑岩铜矿的形成与洋岭俯冲及大洋板片的部分熔融有密切联系[71]。另外，斑岩铜矿的形成往往与压缩转换的构造背景有关[7，72-73]。燕山中期与W-Sn成矿作用有关的花岗岩地球化学特征显示华南内陆处于后碰撞环境[6，18，30-31，41，47]，也表明该时期处于压缩环境向伸展环境转换的背景中[7]。因此，华南地区3期大规模成矿作用应与大洋板块及洋脊俯冲有密切联系，并且分别处于挤压向伸展环境转换的构造背景中。
在印支期，华南板块与印支板块相互碰撞，华南内部发生印支造山运动，促使华北板块与华南板块在印支期完成碰撞拼合作用[74]。在通常情况下，陆陆碰撞造山之后通常是后造山构造环境[3，30]。南岭成矿带中骑田岭、千里山、花山—姑婆山等岩体的地球化学组成在构造判别图解中落在了后造山的范围内[3，8，30-31，41，47]，而燕山早期玄武质岩浆A型花岗岩双峰式火山岩代表了典型的后造山岩石组合，对应印支造山运动后的局部拉张裂解[6，47]，燕山中期对应印支造山运动后大规模岩石圈伸展减薄[6，18，30，41，47]，因此，华南地区自从印支晚期开始至燕山中期，逐渐经历了挤压局部伸展全面伸展阶段。燕山中期岩石圈大规模的伸展减薄作用可能为印支期造山作用的延续，属于威尔逊旋回的一部分[6]，因此，燕山中期的大规模成矿作用亦可能与后造山伸展密切相关。
湘东南矿集区成矿花岗岩在时空分布上基本一致，但为什么会处在两种完全不同的构造环境下？根据精确的同位素年代学可以发现，在180～200 Ma之间，华南地区处在一个岩浆活动的沉静期，一些学者将其解释为构造环境由特提斯构造域向太平洋构造域的转换，但关于构造转换的时限一直存在较大争议[42，50，75-77]。从成矿年龄统计可以看出，华南地区中生代斑岩型矿床开始形成于180 Ma[7]，160 Ma之后的玄武岩普遍具有岛弧岩浆的性质[64]，因此，至少从180 Ma开始，大洋板块俯冲已经为华南地区大规模岩浆活动提供了重要的条件，但此时可能未完全受太平洋构造域的控制。从构造地质学的角度，华南地区存在两种重要的大地构造体制，分别为EW向的前侏罗纪古特提斯构造域和NE向的中新生代太平洋活动陆缘带，而在中侏罗世则主要受特提斯洋和古太平洋体制的双重影响[75-76]。另外，在印支晚期至燕山早期，华南内陆处于陆内造山阶段，导致郴州—茶陵断裂带西部坳陷、东部隆起，燕山中期的花岗岩形成于挤压之后的应力松弛阶段，即后造山环境，而这种作用可能与太平洋板块朝NW向的挤压作用有关[3，18]。郭春丽等通过统计华南地区中侏罗世—晚侏罗世成矿花岗岩的地球化学特征发现，自中侏罗世向晚侏罗世，其构造环境从岛弧环境逐渐向陆内环境转换[78-79]，而宝山等岩体在构造判别图解中落在岛弧花岗岩和板内花岗岩的界限附近（图6），因此，该地区燕山中期大规模成矿应是太平洋板块俯冲与后造山伸展两种构造体制共同作用下的产物。但是，与之有关的证据还需要进一步补充和完善。
根据矿床形成的构造背景可以发现，斑岩型矿床通常形成于由挤压向伸展的转换阶段，而后造山伸展阶段亦可以认为是强烈的挤压造山作用之后的伸展转换阶段，因此，两类矿床形成的构造背景并不矛盾，而是同一构造环境下的产物。
4 结 语
（1）湘东南地区与成矿有关的岩体可大致分为2类：一类以骑田岭为代表，岩性为二长花岗岩，属A型花岗岩，成岩时代相对较晚，成矿元素以高温的W、Sn、Mo、Bi为主，成矿岩体具有富硅，富钾，贫P、Ti、Mg的特点，稀土元素配分模式呈海鸥型，Eu负异常明显，蛛网图中具有明显的Eu、Ba、Sr、Ti、P负异常，岩浆演化程度较高；另一类以宝山岩体为代表，岩性为花岗闪长岩，属I型花岗岩，成岩时代相对较早，成矿元素以中低温的Cu、Pb、Zn等为主，具有相对贫硅、富碱、富钾等特点，并且具有Nb、Ta负异常，与岛弧岩浆相近，并且岩浆演化程度相对较低。
（2）湘东南地区典型的成矿岩体主要形成于150～165 Ma，是南岭地区燕山中期成矿高峰期的重要组成部分。其成矿作用是燕山中期大洋板块向内陆俯冲与后造山伸展共同作用的结果，并处在岩石圈大规模拉伸减薄的环境，是壳幔相互作用的产物。
在成文中得到了中国科学院地球化学研究所唐燕文博士和黄诚博士的热心帮助，在此一并表示感谢。
自侏罗世开始，Izanagi板块沿着NW方向向东亚大陆俯冲，导致华南板块整体上从特提斯构造域向太平洋构造域转换[42]。从整个华南地区中生代岩浆活动的时空分布来看，其成岩时代有从内陆向东南沿海逐渐变年轻的趋势[50，57，59-61，65]，εNd（t）值逐渐升高，模式年龄逐渐降低[46]，从160 Ma开始，湘东南地区玄武岩普遍具有Nb、Ta亏损的地球化学特点[64]。宝山、铜山岭、水口山等岩体的地球化学特征与岛弧岩浆相似，在构造判别图解中落在岛弧花岗岩范围内（图6），十杭带的展布方向与大洋板块的俯冲缝合线相一致[42]。因此，燕山中期华南内陆成矿作用应与弧后伸展环境或与板片窗的撕裂等作用密切有关[42，57-62]。
根据华南地区成矿年龄的统计结果可以发现，华南地区发育3期斑岩型铜矿床，其年龄分别为170～180、150～160、90～105 Ma，分别与华南地区3期大规模成矿作用的时间大致相对应[7]，因此，斑岩铜矿床的形成应与其他有色金属矿床形成于相同的构造背景下。这3期斑岩型铜矿床的成矿母岩地球化学性质均显示出了岛弧岩浆特
点[7，35，69-70]。目前的研究成果一般认为斑岩铜矿的形成与洋岭俯冲及大洋板片的部分熔融有密切联系[71]。另外，斑岩铜矿的形成往往与压缩转换的构造背景有关[7，72-73]。燕山中期与W-Sn成矿作用有关的花岗岩地球化学特征显示华南内陆处于后碰撞环境[6，18，30-31，41，47]，也表明该时期处于压缩环境向伸展环境转换的背景中[7]。因此，华南地区3期大规模成矿作用应与大洋板块及洋脊俯冲有密切联系，并且分别处于挤压向伸展环境转换的构造背景中。
在印支期，华南板块与印支板块相互碰撞，华南内部发生印支造山运动，促使华北板块与华南板块在印支期完成碰撞拼合作用[74]。在通常情况下，陆陆碰撞造山之后通常是后造山构造环境[3，30]。南岭成矿带中骑田岭、千里山、花山—姑婆山等岩体的地球化学组成在构造判别图解中落在了后造山的范围内[3，8，30-31，41，47]，而燕山早期玄武质岩浆A型花岗岩双峰式火山岩代表了典型的后造山岩石组合，对应印支造山运动后的局部拉张裂解[6，47]，燕山中期对应印支造山运动后大规模岩石圈伸展减薄[6，18，30，41，47]，因此，华南地区自从印支晚期开始至燕山中期，逐渐经历了挤压局部伸展全面伸展阶段。燕山中期岩石圈大规模的伸展减薄作用可能为印支期造山作用的延续，属于威尔逊旋回的一部分[6]，因此，燕山中期的大规模成矿作用亦可能与后造山伸展密切相关。
湘东南矿集区成矿花岗岩在时空分布上基本一致，但为什么会处在两种完全不同的构造环境下？根据精确的同位素年代学可以发现，在180～200 Ma之间，华南地区处在一个岩浆活动的沉静期，一些学者将其解释为构造环境由特提斯构造域向太平洋构造域的转换，但关于构造转换的时限一直存在较大争议[42，50，75-77]。从成矿年龄统计可以看出，华南地区中生代斑岩型矿床开始形成于180 Ma[7]，160 Ma之后的玄武岩普遍具有岛弧岩浆的性质[64]，因此，至少从180 Ma开始，大洋板块俯冲已经为华南地区大规模岩浆活动提供了重要的条件，但此时可能未完全受太平洋构造域的控制。从构造地质学的角度，华南地区存在两种重要的大地构造体制，分别为EW向的前侏罗纪古特提斯构造域和NE向的中新生代太平洋活动陆缘带，而在中侏罗世则主要受特提斯洋和古太平洋体制的双重影响[75-76]。另外，在印支晚期至燕山早期，华南内陆处于陆内造山阶段，导致郴州—茶陵断裂带西部坳陷、东部隆起，燕山中期的花岗岩形成于挤压之后的应力松弛阶段，即后造山环境，而这种作用可能与太平洋板块朝NW向的挤压作用有关[3，18]。郭春丽等通过统计华南地区中侏罗世—晚侏罗世成矿花岗岩的地球化学特征发现，自中侏罗世向晚侏罗世，其构造环境从岛弧环境逐渐向陆内环境转换[78-79]，而宝山等岩体在构造判别图解中落在岛弧花岗岩和板内花岗岩的界限附近（图6），因此，该地区燕山中期大规模成矿应是太平洋板块俯冲与后造山伸展两种构造体制共同作用下的产物。但是，与之有关的证据还需要进一步补充和完善。
根据矿床形成的构造背景可以发现，斑岩型矿床通常形成于由挤压向伸展的转换阶段，而后造山伸展阶段亦可以认为是强烈的挤压造山作用之后的伸展转换阶段，因此，两类矿床形成的构造背景并不矛盾，而是同一构造环境下的产物。
4 结 语
（1）湘东南地区与成矿有关的岩体可大致分为2类：一类以骑田岭为代表，岩性为二长花岗岩，属A型花岗岩，成岩时代相对较晚，成矿元素以高温的W、Sn、Mo、Bi为主，成矿岩体具有富硅，富钾，贫P、Ti、Mg的特点，稀土元素配分模式呈海鸥型，Eu负异常明显，蛛网图中具有明显的Eu、Ba、Sr、Ti、P负异常，岩浆演化程度较高；另一类以宝山岩体为代表，岩性为花岗闪长岩，属I型花岗岩，成岩时代相对较早，成矿元素以中低温的Cu、Pb、Zn等为主，具有相对贫硅、富碱、富钾等特点，并且具有Nb、Ta负异常，与岛弧岩浆相近，并且岩浆演化程度相对较低。
（2）湘东南地区典型的成矿岩体主要形成于150～165 Ma，是南岭地区燕山中期成矿高峰期的重要组成部分。其成矿作用是燕山中期大洋板块向内陆俯冲与后造山伸展共同作用的结果，并处在岩石圈大规模拉伸减薄的环境，是壳幔相互作用的产物。
在成文中得到了中国科学院地球化学研究所唐燕文博士和黄诚博士的热心帮助，在此一并表示感谢。
自侏罗世开始，Izanagi板块沿着NW方向向东亚大陆俯冲，导致华南板块整体上从特提斯构造域向太平洋构造域转换[42]。从整个华南地区中生代岩浆活动的时空分布来看，其成岩时代有从内陆向东南沿海逐渐变年轻的趋势[50，57，59-61，65]，εNd（t）值逐渐升高，模式年龄逐渐降低[46]，从160 Ma开始，湘东南地区玄武岩普遍具有Nb、Ta亏损的地球化学特点[64]。宝山、铜山岭、水口山等岩体的地球化学特征与岛弧岩浆相似，在构造判别图解中落在岛弧花岗岩范围内（图6），十杭带的展布方向与大洋板块的俯冲缝合线相一致[42]。因此，燕山中期华南内陆成矿作用应与弧后伸展环境或与板片窗的撕裂等作用密切有关[42，57-62]。
根据华南地区成矿年龄的统计结果可以发现，华南地区发育3期斑岩型铜矿床，其年龄分别为170～180、150～160、90～105 Ma，分别与华南地区3期大规模成矿作用的时间大致相对应[7]，因此，斑岩铜矿床的形成应与其他有色金属矿床形成于相同的构造背景下。这3期斑岩型铜矿床的成矿母岩地球化学性质均显示出了岛弧岩浆特
点[7，35，69-70]。目前的研究成果一般认为斑岩铜矿的形成与洋岭俯冲及大洋板片的部分熔融有密切联系[71]。另外，斑岩铜矿的形成往往与压缩转换的构造背景有关[7，72-73]。燕山中期与W-Sn成矿作用有关的花岗岩地球化学特征显示华南内陆处于后碰撞环境[6，18，30-31，41，47]，也表明该时期处于压缩环境向伸展环境转换的背景中[7]。因此，华南地区3期大规模成矿作用应与大洋板块及洋脊俯冲有密切联系，并且分别处于挤压向伸展环境转换的构造背景中。
在印支期，华南板块与印支板块相互碰撞，华南内部发生印支造山运动，促使华北板块与华南板块在印支期完成碰撞拼合作用[74]。在通常情况下，陆陆碰撞造山之后通常是后造山构造环境[3，30]。南岭成矿带中骑田岭、千里山、花山—姑婆山等岩体的地球化学组成在构造判别图解中落在了后造山的范围内[3，8，30-31，41，47]，而燕山早期玄武质岩浆A型花岗岩双峰式火山岩代表了典型的后造山岩石组合，对应印支造山运动后的局部拉张裂解[6，47]，燕山中期对应印支造山运动后大规模岩石圈伸展减薄[6，18，30，41，47]，因此，华南地区自从印支晚期开始至燕山中期，逐渐经历了挤压局部伸展全面伸展阶段。燕山中期岩石圈大规模的伸展减薄作用可能为印支期造山作用的延续，属于威尔逊旋回的一部分[6]，因此，燕山中期的大规模成矿作用亦可能与后造山伸展密切相关。
湘东南矿集区成矿花岗岩在时空分布上基本一致，但为什么会处在两种完全不同的构造环境下？根据精确的同位素年代学可以发现，在180～200 Ma之间，华南地区处在一个岩浆活动的沉静期，一些学者将其解释为构造环境由特提斯构造域向太平洋构造域的转换，但关于构造转换的时限一直存在较大争议[42，50，75-77]。从成矿年龄统计可以看出，华南地区中生代斑岩型矿床开始形成于180 Ma[7]，160 Ma之后的玄武岩普遍具有岛弧岩浆的性质[64]，因此，至少从180 Ma开始，大洋板块俯冲已经为华南地区大规模岩浆活动提供了重要的条件，但此时可能未完全受太平洋构造域的控制。从构造地质学的角度，华南地区存在两种重要的大地构造体制，分别为EW向的前侏罗纪古特提斯构造域和NE向的中新生代太平洋活动陆缘带，而在中侏罗世则主要受特提斯洋和古太平洋体制的双重影响[75-76]。另外，在印支晚期至燕山早期，华南内陆处于陆内造山阶段，导致郴州—茶陵断裂带西部坳陷、东部隆起，燕山中期的花岗岩形成于挤压之后的应力松弛阶段，即后造山环境，而这种作用可能与太平洋板块朝NW向的挤压作用有关[3，18]。郭春丽等通过统计华南地区中侏罗世—晚侏罗世成矿花岗岩的地球化学特征发现，自中侏罗世向晚侏罗世，其构造环境从岛弧环境逐渐向陆内环境转换[78-79]，而宝山等岩体在构造判别图解中落在岛弧花岗岩和板内花岗岩的界限附近（图6），因此，该地区燕山中期大规模成矿应是太平洋板块俯冲与后造山伸展两种构造体制共同作用下的产物。但是，与之有关的证据还需要进一步补充和完善。
根据矿床形成的构造背景可以发现，斑岩型矿床通常形成于由挤压向伸展的转换阶段，而后造山伸展阶段亦可以认为是强烈的挤压造山作用之后的伸展转换阶段，因此，两类矿床形成的构造背景并不矛盾，而是同一构造环境下的产物。
4 结 语
（1）湘东南地区与成矿有关的岩体可大致分为2类：一类以骑田岭为代表，岩性为二长花岗岩，属A型花岗岩，成岩时代相对较晚，成矿元素以高温的W、Sn、Mo、Bi为主，成矿岩体具有富硅，富钾，贫P、Ti、Mg的特点，稀土元素配分模式呈海鸥型，Eu负异常明显，蛛网图中具有明显的Eu、Ba、Sr、Ti、P负异常，岩浆演化程度较高；另一类以宝山岩体为代表，岩性为花岗闪长岩，属I型花岗岩，成岩时代相对较早，成矿元素以中低温的Cu、Pb、Zn等为主，具有相对贫硅、富碱、富钾等特点，并且具有Nb、Ta负异常，与岛弧岩浆相近，并且岩浆演化程度相对较低。
（2）湘东南地区典型的成矿岩体主要形成于150～165 Ma，是南岭地区燕山中期成矿高峰期的重要组成部分。其成矿作用是燕山中期大洋板块向内陆俯冲与后造山伸展共同作用的结果，并处在岩石圈大规模拉伸减薄的环境，是壳幔相互作用的产物。
在成文中得到了中国科学院地球化学研究所唐燕文博士和黄诚博士的热心帮助，在此一并表示感谢。
