2016, Vol. 32
湘中地区(包括雪峰隆起东部)锑金矿带是中国西南大面积低温成矿域的重要组成部分(刘继顺, 1996; 马东升等, 2002; 涂光炽, 2002; 胡瑞忠等, 2007, 2015; Hu and Zhou, 2012)。其内分布着众多锑-金矿床，如锡矿山超大型锑矿床、渣滓溪超大型锑矿床、沃溪大型钨金锑床、龙山大型锑金矿床等，是我国重要的锑、金生产基地之一。
以往对该区的金锑矿床做了大量系统的研究工作，如成矿地质特征、流体演化、物质来源、成矿时代和矿床成因等方面(罗献林, 1989; 刘继顺, 1993; 史明魁等, 1994; 毛景文和李红艳, 1997; 裴荣富等, 1998; 卢新卫, 1999; 彭渤和陈广浩, 2000; 鲍肖等, 2000; 彭建堂和胡瑞忠, 2001; 彭建堂等, 2002；马东升等, 2002, 2003; Peng et al., 2003; Peng and Frei, 2004; 胡瑞忠等, 2007; 李华芹等, 2008; 陈新跃等, 2012; 刘升友等, 2013)，取得了许多重要的认识：矿床产出主要受控于断裂带；成矿流体具有大气降水和岩浆水等的混合特征；成矿物质具有沉积地层、深部岩浆等多来源特征；成矿时代主要为加里东期和印支-燕山期等。同时已有研究表明，尽管金锑矿床产于基本无岩浆活动或岩浆活动很弱的沉积岩和浅变质岩系中(马东升等, 2002)，但一些锑金矿床与酸性岩脉呈现出较紧密的空间关系，一些锑金矿脉赋存在岩脉内或其两侧的蚀变破碎带，零星出露的长英质岩脉中常发生矿化(黄业明, 1996; 刘继顺, 1996; 鲍肖等, 2000)。根据酸性岩脉与Au-Sb矿化的紧密空间关系及部分酸性岩脉具有极高的锑金含量，有学者建议可将其作为该区锑金矿的找矿标志(刘继顺, 1996; 鲍肖等, 2000; 彭渤和陈广浩, 2000; 鲍振襄等, 2002; 康如华, 2002; 孙际茂等, 2007)。但是，以往对这些岩脉的研究主要集中于成矿元素含量测试及其与矿脉的空间关系描述上，对酸性岩脉的精确年代学、地球化学、源区特征等的研究则很缺乏，这极大地阻碍了对岩脉的成因及其与锑金成矿关系的深入认识。
龙山金锑矿是湘中地区金锑成矿带中典型的金锑共生矿床，是湘中地区最大规模的金锑矿床之一，至今已有一百多年开采历史，一直以来是该区找矿勘查和科学研究的重点矿床之一(王中雄, 1988; 梁华英, 1989, 1991; 史明魁等, 1994; 鲍肖和陈放, 1995; 康如华, 2002; 吴运军, 2003; 郑时干, 2006; 李己华等, 2007; 刘鹏程等, 2008; 贺文华等, 2015; 张新念, 2016)。尽管在矿区尺度内并没有大规模岩体出露，但在矿区外围发育着以矿床为中心呈同心圆状分布的多个酸性岩脉群，并且在龙山金锑矿区的南部还发育曹家坝矽卡岩型钨矿床(张志远等, 2016)。区域物探重力资料也表明，龙山矿床所在区域存在明显的重力异常(湖南省地质矿产局，1988)。上述种种迹象表明龙山金锑矿的底部存在可能存在一定规模的隐伏岩体，而这些酸性岩脉群很可能就是深部隐伏岩体的地表显示。因此，许多学者认为岩浆活动与龙山金锑矿成矿可能具有密切的关系，岩浆活动可能是金锑成矿的热源、流体源和物质来源(鲍肖和陈放, 1995; 郑时干, 2006; 李己华等, 2007; 刘鹏程等, 2008)。但上述认识均基于对矿床研究的推论，还缺乏岩浆岩的年代学和地球化学的关键证据。本文以龙山金锑矿外围发育的酸性岩脉群为研究对象，进行了系统的元素地球化学、锆石U-Pb年代学和Hf同位素地球化学研究，揭示了岩脉的形成年龄、源区性质及其与龙山金锑矿床的成因联系。
1 地质背景和样品描述龙山金锑矿位于华南褶皱带的湘中凹陷中部，东西向白马山-龙山构造窿起带与北东向宁乡-新宁基底断裂带和北西向锡矿山-涟源基底断裂带交汇部位(图 1a)。
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图 1 湘中地区地质图(a, 据陶琰等, 2001; 李己华等, 2007修改)和龙山金锑矿区地质图b, 据(贺文华等, 2015) Fig. 1 Geological map of Central Hunan Province (a, modified after Tao et al., 2001; Li et al., 2007) and geological map showing Longshan Au-Sb deposit (b, modified after He et al., 2015) |
矿区位于龙山穹窿的核部，周边北北东-北东向断裂广泛发育。矿区主要赋矿地层为震旦系下统江口组上段，自下而上分四个岩性亚段，主要为一套浅变质岩系，岩性为含砾凝灰质砂质板岩、含砾粉砂质板岩、含砾砂质板岩及粉砂质绢云母板岩、浅变质长石石英砂岩、浅变质石英砂岩等。其中第一、二岩性段为金锑矿主要赋矿围岩(郑时干, 2006; 贺文华等, 2015)。矿体严格受背斜(含次级背斜)部位的断裂控制, 按其产状可分为NWW、NNE、NW、和NE向四组，其中NWW向组为金锑矿体的主要容矿断裂。按主要金属矿物组合特点，可将矿石分为三个类型：(1)辉锑矿-毒砂(黄铁矿)-自然金矿石; (2)毒砂-自然金矿石; (3)黄铁矿-自然金矿石。其中以第(1)类型为主(刘鹏程等, 2008)。
酸性岩脉主要以集群出现，主要发育于龙山隆起的北部及北东缘的柿乡冲、梳装村、砖湾村、枫城里、梧桐村等地，整体上呈北西向展布。岩脉均填充于寒武系或泥盆系地层中，通常长达十米、几百米甚至几千米，大体上呈以龙山金锑矿为心呈扇形分布(图 1b)。柿香村花岗斑岩脉内部还发育石英脉型锑矿化。但由于岩脉露头暴露在地表时间较长，植被覆盖茂盛，且当地气候温热，因此样品大多受较强风化作用(图 2a, b)，蚀变发育硅化，碳酸盐化等。柿香村的花岗斑岩脉部分样品受到矿化影响，还发育少量黄铁矿化和毒砂化。
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图 2 花岗斑岩脉的野外照片(a、b)和显微镜下特征(c、d, 正交偏光) Q-石英; Pl-斜长石; Bi-黑云母 Fig. 2 Field photography of the granite-porphyry dykes (a, b) and micro-photograph of representative samples of the granite-porphyry dykes (c, d, cross-polarized light) Abbreviations are: Q-quartz; Bi-biotite; Pl-plagioclase |
野外露头及显微鉴定表明，岩脉大多为花岗斑岩，少量为花岗闪长斑岩。样品具有明显的斑状结构和块状构造，斑晶多为石英、长石，少量为黑云母等，副矿物主要有锆石、磷灰石、黑云母、角闪石、榍石等。石英斑晶多为等粒状，自形程度差，常具有熔蚀结构，有时边缘会有反应边(图 2c)。长石斑晶常发育绢云母蚀变，但保留了不完整的长石假像(图 2d)。黑云母斑晶呈多自形黑云母发生褪色变成白云母，或蚀变成绿泥石析出大量含铁矿物(图 2c)。
2 测试方法通过野外地质调察，分别采集了上述5个地区酸性岩脉群的相对新鲜岩石样品，并经过室内分选，挑出5件样品用于挑选锆石做年龄分析, 16个岩石样品开展地球化学分析。定年样品经常规重磁方法选出锆石后，将锆石样品颗粒和锆石标样粘贴在环氧树脂靶上，然后抛光使其暴露一半晶面。在中国科学院地球化学研究所矿床地球化学国家重点实验室对锆石靶进行透射光、反射光显微照相以及阴极发光图像分析(CL)，以检查锆石的内部结构，帮助选择适宜的测试点位开展U-Pb年代学研究及Hf同位素特征分析。
样品的锆石U-Pb定年及微量测试在中国科学院地球化学研究所的LA-ICPMS实验室完成。详细分析方法见(Liu et al., 2008)。激光剥蚀系统为GeolasPro，同位素及微量测试采用Agilent 7700X ICP-MS。每个时间分辨分析数据包括大约20~30s的空白信号和50s的样品信号。采用ICPMSDataCal软件对分析数据的离线处理(包括对样品和空白信号的选择、仪器灵敏度漂移校正、元素含量及U-Th-Pb同位素比值和年龄计算)(Liu et al., 2008)，详细的仪器操作条件和数据处理方法同(Liu et al., 2008)。锆石微量元素含量利用多个USGS参考玻璃(BCR-2G，BIR-1G)作为多外标、Zr作内标的方法进行定量计算。U-Pb同位素定年中采用锆石标准91500作外标进行同位素分馏校正，每分析5个样品点，分析2次锆石标样91500。锆石样品的U-Pb年龄谐和图绘制和年龄权重平均计算均采用Isoplot/Ex-ver3完成(Ludwing, 2003)。
锆石的Lu-Hf同位素测定在中国地质调查局天津地质调查中心实验室测试室，利用MC-LA-ICPMS完成。该仪器由美国ESI公司NEW WAVE 193nm FX激光器和美国赛默飞世尔公司NEPTUNE多接收等离子质谱组成。其分析方法及仪器参数可参考文献(Hu et al., 2012)，采用单点剥蚀模式，斑束固定为44μm。分析数据的离线处理(包括对样品和空白信号的选择、同位素质量分馏校正)采用软件ICPMSDataCal完成。
εHf的计算采用176Lu衰变常数为λ=1.867×10-11year-1，球粒陨石现今的(176Hf/177Hf)CHUR.0=0.282772和(176Lu/177Hf)CHUR=0.0332(Blichert-Toft and Albarède, 1997)；Hf亏损地幔模式年龄(tDM)的计算采用现今的亏损地幔(176Hf/177Hf)DM=0.28325和(176Lu/177Hf)DM=0.0384(Vervoort and Blichert-Toft, 1999)。由于样品为花岗质岩石，主要来源于地壳岩石的部分熔融，所以在计算两阶段模式年龄时，采用硅铝质大陆地壳的Lu/Hf比fLu/Hf=-0.72(Amelin et al., 1999；吴福元等, 2007)。
主量元素和微量元素分析均在在中国科学院地球化学研究所矿床地球化学国家重点实验室完成。主量元素采用X-射线荧光法，仪器型号为PANalytical AXIOS，分析误差小于3%。微量元素和稀土元素测试在Perkinelmen公司ELAN DRC-e型高分辨等离子质谱仪上进行，精度高于5%。其中成矿元素Au含量采用痕量火试法分析，检测限为0.001×10-6~10×10-6。
3 分析结果 3.1 年代学样品的锆石多呈短柱状，自形程度较高，多呈无色。阴极发光图像显示，锆石晶形完好，裂纹不发育，均具有典型岩浆成因锆石的震荡韵环带。所有测试锆石的Th/U值为0.15~1.18，且多数样品均在0.4以上(表 1)，具有典型岩浆锆石的高Th/U值征(Hoskin and Black, 2000; Belousova et al., 2002; Corfu et al., 2003; 吴元保和郑永飞, 2004)。以上特征均表明所测锆石为岩浆成因。因此，所测的年龄可以代表酸性岩脉的结晶年龄，分析结果如表 1所示。
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表 1 岩脉的锆石LA-ICPMS定年结果 Table 1 LA-ICPMS zircon U-Pb dating of the dykes |
大部分数据点位于谐和线或附近(图 3)，虽然部分分析点不同程度的水平偏离谐和线，但其分布形式与Pb丢失所引起的不谐和明显不同，而且锆石具有清晰的韵律环带，表明锆石并未发生Pb的丢失，因此，可能与207Pb含量较低较难测定有关(Compston et al., 1992)。
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图 3 岩脉的锆石U-Pb谐和图 Fig. 3 U-Pb concordia diagrams of zircons from the dykes |
柿香冲花岗斑岩脉进行了14个测试点分析。其中13个测试点显示了较为一致的206Pb/238U年龄，为223~212Ma, 加权平均年龄为217±1.8Ma。其中一颗锆石显示与其余锆石明显不同的年龄，其206Pb/238U年龄为795Ma，阴极发光显示具有明显的核边结构，因此判断为捕获的继承锆石。
梳装花岗岩脉样品也进行了15个测试点分析。所测试的点均显示了较为一致的206Pb/238U年龄，为223~216Ma, 加权平均年龄为219.7±1.6Ma。
砖湾花岗岩脉中的锆石成功进行了16个测试点的同位素分析。其中14个测试点显示了较为一致的206Pb/238U年龄，为224~214Ma, 加权平均年龄为217.1±2.3Ma，代表了岩脉的结晶年龄。其中2颗继承锆石显示了较为不一致的年龄，其206Pb/238U年龄分别为728Ma、627Ma。
枫城里岩脉样品也进行了10个测试点分析。显示了较为一致的206Pb/238U年龄，为217~220Ma, 加权平均年龄为219.5±1.6Ma
梧桐村花岗闪长岩脉样品也进行了13个测试点分析。其中11个测试点显示了较为一致的206Pb/238U年龄，为221~212Ma, 加权平均年龄为217.5±2.2Ma。其中2颗继承锆石显示了较为不一致的年龄，其206Pb/238U年龄分别为777Ma、738Ma。
可以看出，龙山矿床周边出露的花岗斑岩脉显示了较为一致的年龄，表明它们应该是一次岩浆活动侵入的产物，其结晶年龄为220~217Ma。5颗继承锆石的年龄均分布在谐和线上，其年龄为795~627Ma，暗示其形成过程中有少量新元古代物质加入。
3.2 地球化学特征表 2列出了岩脉样品的主量元素分析结果。从表中可以看出，岩脉样品具有很高的硅含量(SiO2=70.21%~76.15%)，高的烧失量和ACNK值(LOI=3~5.58%，ACNK=1.67~5.14)，以及低的钠(Na2O=0.03%~3.20%，平均为0.29%)、钙(CaO=0.01%~2.51%，平均为0.23%)和镁(MgO=0.2%~1.26%，平均为0.47%)元素等。这些特征可能与岩石样品受到了较强的蚀变作用有关。因此，在这种条件下岩脉样品的主量元素受到了较大干扰，其代表性存疑。
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表 2 岩脉的主量元素(wt%)和微量元素(×10-6)含量 Table 2 Major (wt%) and trace element (×10-6) data of the dykes |
热液蚀变作用也会影响岩石中微量元素的含量变化。但一般认为高场强元素和稀土元素具有较弱的活泼性, 它们受热液蚀变的影响较弱(Jiang et al., 2005)。样品的微量元素及稀土元素分析结果如表 2所示。为了便于判断蚀变作用对岩石微量元素及稀土元素的影响，我们收集了湘中盆地周边出露的印支晚期的岩体(白马山岩体、关帝庙岩体、沩山岩体、紫云山岩体)进行对比，其微量元素原始地幔蛛网图和稀土元素含量蛛网图如图 4所示。
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图 4 脉岩的原始地幔标准化微量元素蛛网图(a, 标准化值据Sun and McDonough, 1989)和球粒陨石标准化稀土元素分布型式图(b, 标准化值据Taylor and McLennan, 1985) 周边花岗岩体数据来源：关帝庙(柏道远等, 2014; 赵增霞等, 2015)，白马山(陈卫锋等, 2007；Fu et al., 2015):沩山(Fu et al., 2015)，紫云山(刘凯等, 2014) Fig. 4 Primitive mantle-normalized spider diagram (a, normalization values after Sun and McDonough, 1989) and chondrite-normalized REE pattern diagram (a, normalization values after Taylor and McLennan, 1985) of dykes The data of the plutons from: Guandimiao (Bai et al., 2014; Zhao et al., 2015): Baimashan (Chen et al., 2007; Fu et al., 2015): Weishan (Fu et al., 2015): Ziyunshan (Liu et al., 2014) |
微量元素上，除少数元素(Sr、P)可能受到不同程度蚀变的影响而导致其含量有较大变化外，其余元素含量较为均一。微量元素原始地幔标准化图解上(图 4a)，岩脉的微量元素特征与周边同期花岗岩相似，均表现为富集大离子亲石元素Rb、Th、U和Pb, 而亏损高场强元素Nb、Ta、Ti和P、Sr、Ba等，这些特征与南岭东段强过铝质花岗岩相似(孙涛等, 2003)。其中Sr、P、Ti的亏损可能是由于斜长石、磷灰石和金红石等矿物的分离结晶所致。
在球粒陨石标准化稀土配分图，岩脉与同期花岗岩体同样具有相似的稀土元素特征(图 4b)，均具有较低的稀土元素总量(ΣREE=79.2×10-6~153.3×10-6)；轻重稀土分馏明显，具有明显右倾的稀土配分模式(La/Yb)N=14.8~28.8)；轻稀土的分馏程度相对(La/Sm)N=5.2~8.2，而重稀土分馏相对不明显(Gd/Yb)N=1.3~2.3；明显的Eu负异常，δEu=0.5~0.8，暗示岩浆形成过程中可能经历了比较强烈的分离结晶作用或源区有斜长石的残留。
3.3 锆石的稀土元素特征锆石的稀土元素含量ΣREE=598.2×10-6~1653×10-6之间，轻稀土含量为9.1×10-6~77.4×10-6(见电子版附表 1)，个别测点的轻稀土含量较高，可能是由于测点含有磷灰石矿物包体所致(吴元保和郑永飞, 2004; 关俊雷等, 2014)。重稀土的含量较高，为586×10-6~1618×10-6。且表现出明显的左倾。锆石中的稀土元素具有明显的Ce正异常和Eu负异常(图 5)，这种特点与典型的壳源岩浆锆石中的稀土元素组成特征是一致，暗示其岩浆主要由壳源物质部分熔融而来(Miller and White, 1998; Hoskin and Schaltegger, 2003; Hanchar and van Westrenen, 2007)。
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图 5 岩脉中锆石的球粒陨石标准化稀土元素分布型式图(标准化值据Taylor and McLennan, 1985) Fig. 5 Chondrite-normalized REE pattern diagrams of zircons from dykes (normalization values after Taylor and McLennan, 1985) |
样品的Hf同位素组成分析结果如表 3所示，其εHf(t)值及模式年龄计算均采用本研究取得的U-Pb年龄。样品所测锆石的176Lu/177Hf比值均小于0.002，表明锆石在形成后具有极低的放射性成因Hf积累，因此所测定的176Hf/177Hf比值基本可以代表锆石结晶时体系的Hf同位素组成(Amelin et al., 1999；吴福元等, 2007)。所测锆石的fLu/Hf值在-0.99~-0.95之间，远低于镁铁质下地壳(-0.34;Amelin et al., 1999)和硅铝质地壳(-0.72;Vervoort et al., 1996)的值。因此锆石的Hf同位素的二阶段模式年龄(tDM2)代表源区物质从地幔分离的时间。
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表 3 岩脉的Hf同位素特征 Table 3 Hf isotopic compositions of zircons from dykes |
不同地区的岩脉中锆石均显示出较为均一的Hf同位素组成，其176Hf/177Hf比值为0.282264~0.282536，εHf(t)=-13.4~-3.7。tDM2为2089~1482Ma。对其中的继承锆石也进行了Hf同位素研究，其组成也较为均一，176Hf/177Hf比值为0.281941~0.282134，εHf(t)=-14.3~-6.9。tDM2为2451~2072Ma。
4 讨论 4.1 岩脉的形成时代前人对该地区的花岗斑岩脉开展过少量定年工作，其结果显示梧桐村和枫城里地区的花岗闪长斑岩脉年龄为157Ma左右(湖南省地质矿产局, 1988)，属于燕山期岩体，但其所测得到硅含量数据异常高(SiO2=70%~78%)，暗示所分析的样品已受到较强的硅化等蚀变影响，因此当时所测年龄可能会受到蚀变的较大干扰。
锆石由于分布广泛，抗风化能力强等因素，成为U-Pb同位素体系中最合适定年的矿物，在地质学中得到了广泛应用。本次开展的锆石LA-ICPMS U-Pb年代学研究显示，柿香冲等五处酸性岩脉均显示具有较为一致的锆石U-Pb年龄，为220~217Ma，与湘中盆地周边的花岗岩如白马山岩体(216~210Ma, 李建华等, 2014; Fu et al., 2015)、紫云山岩体(223~220Ma, 刘凯等, 2014; Fu et al., 2015)、沩山岩体(218~214Ma, 丁兴等, 2005, 2012; Fu et al., 2015)、关帝庙岩体(222Ma, 赵增霞等, 2015)等具有一致的成岩年龄。同时地球化学特征表明，区内酸性岩脉与周边花岗岩体具有相似的微量元素特征及源区特征，暗示龙山地区酸性岩脉与湘中周边的印支晚期岩体具有成因联系，可能为相似构造背景下的同一次岩浆活动的产物。
4.2 源区特征由于岩脉多受到蚀变，其主量元素特征已受到较大影响，因此难以利用主量元素组成判别其源区成分演化特征等。而从微量元素特征上看，除个别元素受到影响外，其余元素受到蚀变的影响较小。因此可利用微量元素对判断岩脉的源区特征进行识别。岩脉富集大离子亲石元素，亏损Ta和Nb等高场强元素，暗示其源岩可能主要为陆壳沉积物。岩脉的Nb/Ta比值为2.69~16.54(平均9.2)，接近于地壳平均值12.2，也暗示岩脉可能主要由地壳物质部分熔融而成(陈小明等, 2002)。在Rb/Sr-Rb/Ba判别图解中(图 6a)，岩脉样品和周边同期岩体大部分投影于富粘土沉积物区域的泥质岩熔体附近，表明岩脉与周边印支期晚期大岩体的源区相似，主要由大陆地壳的富粘土的泥质岩石部分熔融而成。研究表明，锆石的微量元素组成受控于岩浆演化，利用锆石中的微量元素之间的相关性，也可以对岩浆起源及成分演化等进行识别(Hoskin and Schaltegger, 2003; Grimes et al., 2007; Wang et al., 2012)。在锆石的U/Yb-Hf和U/Yb-Y图解中(图 7a, b)，酸性岩脉的大部分样品均位于大陆锆石内，暗示这些岩脉主要来源于壳源物质。在锆石的Th-Pb和(Nb/Pb)N-Eu/Eu*图解中(图 7c, d)，酸性岩脉的样品几乎都投影于S型花岗岩类锆石区域，表明所测定锆石具有S型花岗岩类锆石的特征，而且这些锆石均具有明显的负Eu异常，显示岩脉具有S型花岗岩的特征，可以主要来源于壳源物质的部分熔融。
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图 6 岩脉的Rb/Sr-Rb/Ba图解(a, 据Sylvester, 1998)和Rb-Y+Nb图解(b, 据Pearce et al., 1984) Fig. 6 Rb/Sr vs. Rb/Ba diagram (a, after Sylvester, 1998) and Rb vs. Y+Nb diagram (b, after Pearce et al., 1984) of dykes |
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图 7 岩脉中锆石的U/Yb-Hf图解(a)、U/Yb-Y图解(b)(a、b, 据Grimes et al., 2007)和Th-Pb图解(c)、(Nb/Pb)N-Eu/Eu*图解(d)(c、d, 据Wang et al., 2012) Fig. 7 U/Yb vs. Hf diagram (a), U/Yb vs. Y diagram (b) (a, b, after Grimes et al., 2007)) and Th vs. Pb diagram (a), (Nb/Pb)N vs. Eu/Eu* (d) (c, d, after Wang et al., 2012) of zircons from dykes |
锆石的Hf同位素结果显示，花岗岩脉的εHf(t)均为负值(-13.4~-3.7)(图 8a)，在εHf(t)-Age图解上所有样品点均落在亏损地幔及球粒陨石演化线之下(图 8b)，暗示其为古老地壳部分熔融的产物，同时而其古老的二阶模式年龄tDM2为2089~1482Ma表明，酸性岩脉群来源自于早元古代-中元古代变质沉积岩部分熔融。获得的几颗捕获锆石具有一致的新元古代年龄和亏损的Hf同位素特征，暗示岩脉的源区其形成过程中可能有少量新古元代壳源物质加入。
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图 8 岩脉及周边花岗岩体的Hf同位素组成特征(a)和εHf(t)-Age图解(b) 周边花岗岩体为白马山岩体、沩山岩体和紫云山岩体，数据据Fu et al., 2015 Fig. 8 Zircon Hf isotopic compositions (a) and εHf(t)-Age diagram (b) of the dyke and plutons nearby Data of Baimashan, Weishan and Ziyuanshan plutons from Fu et al., 2015 |
近年来学者对华南地区印支期花岗岩开展了大量的高精度年代学研究，其结果显示印支期花岗岩的形成年龄主要集中在两个区间：印支早期(243~228Ma)和印支晚期(220~206)(王岳军等, 2005; 孙涛, 2006; Wang et al., 2007, 2013; 于津海等, 2007; Mao et al., 2013)，这些花岗岩的成岩年龄均明显滞后于印支运动变质作用的峰期(258~243Ma; Carter et al., 2001)。尽管对于挤压-伸展的转换具体时间还存在着一定的争议(孙涛, 2006; Zhou et al., 2006; Wang et al., 2007; 于津海等, 2007; Fu et al., 2015)，但一般认为华南陆块印支早期的花岗岩的形成于可能与印支运动造成的同碰撞挤压构造有关，而印支晚期的花岗岩可能印支运动后碰撞伸展构造机制相关有关(Zhou et al., 2006; 于津海等, 2007; Wang et al., 2007; Zhao et al., 2013; 毛建仁等, 2014)。
本次研究表明，龙山地区酸性岩脉的成岩年龄为220~217Ma，时间上滞后于印支运动造山运动高峰期约20~30Ma。地球化学特征显示岩脉及其周边花岗岩均是在碰撞后的伸展环间中形成(图 6b)，表明此时湘中地区受控于碰撞后的岩石圈伸展的构造机制，华南陆块整体已进入后碰撞的应力松弛阶段。正是在这种伸展构造背景下，基底古元古代-中元古代变质泥岩受到减压作用，部分熔融并向上侵位，形成了龙山地区酸性岩脉及周边大规模印支晚期花岗岩体。
4.4 成矿意义由于湘中地区低温金锑矿床空间上与岩浆岩体的关系不明显，同时周边出露的大花岗岩体为印支期岩体(丁兴等, 2005, 2012; 王岳军等, 2005; 李建华等, 2014; 刘凯等, 2014; Fu et al., 2015; 赵增霞等, 2015)，而前人成矿年代学研究显示湘中地区的金锑低温矿床主要时代为加里东晚期和燕山早期(罗纲元, 1994; 史明魁等, 1994; 彭建堂和胡瑞忠, 2001; 吴良士和胡雄伟, 2000; Peng et al., 2003)，因此许多学者认为岩浆活动与金锑成矿之间并无联系。但越来越多的证据表明湘中地区发育印支晚期金锑矿化(肖启明等, 1992; 姚振凯和朱蓉斌, 1993; 彭渤和陈广浩, 2000; Peng and Frei, 2004; 孙际茂等, 2007; 李华芹等, 2008; 陈新跃等, 2012; 付山岭等, 2016)，并且一些与金锑矿床密切相关的酸性岩脉的成龄年龄被证明为印支晚期(肖启明等, 1992; 姚振凯和朱蓉斌, 1993; 赵军红等, 2005)。如廖家坪和符竹溪金矿中含矿花岗斑岩的成岩年龄分别为200Ma(肖启明等, 1992)和209Ma(姚振凯和朱蓉斌, 1993)；而李华芹等(2008)对铲子坪和大坪金矿开展的含金石英脉流体包裹体Rb-Sr等时线年龄为204Ma和205Ma，其相关的黄茅园黑云母花岗岩的SHRIMP年龄为222Ma，提出该矿床应为岩浆热液型，成矿作用可能与酸性岩浆侵位密切相关。以上研究表明，湘中地区一些金锑成矿与岩浆活动在时间和空间上均较为吻合，暗示印支晚期岩浆活动与湘中地区金锑矿化有着密切的关系。
由于缺少适合传统放射性同位素定年的矿物，前人对龙山金锑矿的成矿年龄研究较少，开展的流体包裹体Rb-Sr法成矿年龄为175±27Ma(史明魁等, 1994)，暗示龙山金锑成矿发生在印支晚期至燕山早期期间。而梁华英(1989)通过辉锑矿铅同位素的差异，将龙山金锑矿床成矿作用分为两期。吴运军(2003)通过对矿区成矿构造分析结果表明, 龙山金锑矿的容矿构造空间，提出龙山矿床的成矿作用应发生在印支晚期至燕山早期，并且认为印支晚期矿化的成矿流体为岩浆流体。吴继承等(2007)年通过流体包裹体的对比研究，认为龙山金锑矿经历了多期次成矿作用，且成矿流体以岩浆流体为主。庞保成等(2011)通过对龙山矿床中黄铁矿的微量元素研究提出，龙山金锑矿至少经历了两个成矿期，并认为早期矿化是由深部岩浆流体引发。上述研究均暗示龙山金锑矿可能在印支晚期存在一次矿化。这也与我们近期在龙山金锑矿获得的印支晚期成矿年龄相吻合(付山岭等, 2016)。本次研究获得龙山金锑矿外围出露酸性岩脉的具有较为一致的成岩年龄为220~217Ma，其成岩时间与龙山金锑矿印支晚期的成矿年龄相吻合。
前人对龙山金锑矿开展的流体包裹体稳定同位素研究显示，龙山金锑矿的成矿流体可能是大气降水与岩浆水的混合(马东升等, 2003；吴继承等, 2007; 唐朝晖, 2012)。硫化物的硫同位素也显示成矿流体中主要为岩浆硫(马东升等, 2003; 刘鹏程等, 2008)，表明成矿流体中具有岩浆流体成分，暗示岩浆活动可能为龙山金锑矿床提供成矿流体来源。另一方面前人的区域地层地球化学研究、铅同位素和淋滤实验均表明(梁华英, 1989; 彭渤和陈广浩, 2000; 马东升等, 2002, 2003)，矿区围岩及基底的前寒武系地层具有较高的Au、Sb含量及浸出率，可能是龙山金锑矿床的Sb、Au成矿元素主要的来源。而酸性脉岩的地球化学研究表明，岩脉具有相对较低的成矿元素含量，暗示岩浆活动不能提供足够的成矿元素，可能不是成矿元素的主要来源。结合年代学的证据，我们认为印支晚期的岩浆活动对龙山金锑矿可能是龙山金锑矿成矿的重要的热源和流体来源之一。
5 结论(1)酸性岩脉的锆石的LA-ICP-MS U-Pb定年显示，龙山金锑矿外围发育的酸性岩脉主要形成于印支晚期(220~217Ma)。
(2)酸性岩脉的元素地球化学和锆石的Hf同位素显示，酸性岩脉主要来源自于印支运动碰撞后伸展背景下，古元古代-中元古代变质沉积岩减压部分熔融。
(3)印支晚期岩浆活动可能为龙山金锑矿床的成矿事件提供了重要的热源和流体来源之一。
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