湖南省主要内生成矿事件的构造格局控矿特征及动力机制

柏道远，李 彬,2*，姜 文，李银敏，蒋启生

(1. 湖南省地质调查院,湖南 长沙 410116; 2. 东华理工大学 核资源与环境国家重点实验室，江西 南昌 330013)

0 引 言

湖南省内生矿产资源丰富，特别是湘中—湘东南地区的有色金属矿产举世闻名。前人以成矿作用和成矿系列为线索，对湖南省矿产资源的发育和分布情况进行了全面阐述，将湖南省内生矿床的形成时代归于加里东期、印支期和燕山期[1]，但未明确各期成矿的具体时代，也未就区域构造格局与成矿特征的关系进行探讨。有关华南内生成矿作用构造背景及动力机制的研究成果不同程度涉及到湖南地区[2-8]，但对省境而言均过于概略，或在时间、空间上均不全面。本文在已有区域矿产资料基础上，结合近些年大地构造、成岩成矿年龄、矿床成因机制等研究成果，对湖南省上述3期内生成矿事件的构造格局控矿特征和动力机制进行探讨，以期为区域成矿作用研究和地质找矿提供参考。

1 区域地质和矿产概况

湖南省整体属羌塘—扬子—华南板块(Ⅳ)(一级构造单元)。跨扬子陆块(Ⅳ-4)和华夏板块(Ⅳ-5)等两个二级构造单元，其分界为川口—双牌断裂(基底隐伏断裂)。根据地质演化、物质组成、构造变形、隆-凹格局等差异，可进一步划分三级和四级构造单元(图1)[9]。地质历史可分为武陵期(冷家群沉积期)活动大陆边缘盆地、雪峰期(板溪群沉积期)—南华纪陆内裂谷盆地、震旦纪—早奥陶世被动陆缘盆地、中奥陶世—志留纪前陆盆地、泥盆纪—中三叠世陆表海盆地、晚三叠世—第四纪陆相盆地及山体抬升等6个构造阶段，形成了多时代地层和以花岗岩为主的不同类型岩浆岩。湖南省经历了武陵期(晋宁期)、加里东期、印支期、燕山早期等几次具挤压造山性质的主要构造运动，分别造成板溪群与冷家溪群、上古生界与前泥盆系、上三叠统(或侏罗系)与上古生界、白垩系与侏罗系(或前白垩系)之间的角度不整合。

F1为慈利—保靖断裂(江南断裂)；F2为保靖—铜仁断裂；F3为古丈—吉首断裂；F4为溆浦—靖州断裂；F5为通道—江口断裂；F6为城步—江口断裂；F7为城步—新化断裂；F8为公田—灰汤—新宁断裂；F9为连云山—衡阳—零陵断裂；F10为茶陵—郴州断裂；F11为瑶岗仙断裂；F12为桂东—汝城断裂；F13为常德—安仁断裂；F14为郴州—邵阳断裂；F15为蓝山—新宁断裂；F16为川口—双牌断裂图1 湖南省综合构造单元划分及代表性内生矿床分布Fig.1 Subdivision of Comprehensive Tectonic Units and Distribution of Representative Endogenic Deposits in Hunan Province

湖南省内生矿产资源丰富，矿种包括W、Sn、Mo、Bi、Pb、Zn、Cu、Ag、Sb、Au、Hg、Nb、Ta、Be、Rb、As、萤石、长石、硅灰石等(图1)。不同构造单元成矿特征存在明显差异，华夏板块以大规模有色金属(主要为W、Sn、Mo、Bi、Cu、Pb、Zn、Nb、Ta等)成矿为主要特征，扬子陆块以相对分散的热液型金矿、锑矿、钨矿和铅锌矿等为主。

内生成矿事件主要有加里东期(以志留纪为主)、印支晚期(晚三叠世)、燕山中晚期(晚侏罗世—早白垩世)等3期。除与成矿相关花岗质岩体的大量年龄数据外，各期成矿事件尚有大量直接成矿年龄数据(表1、图2)。需要说明的是，表1中龙山江家垭铅锌矿、唐家寨铅锌矿的年龄数据属于泥盆纪，考虑到样品年龄本身可能的偏差和构造环境的关联性，仍归为加里东期，并作为志留纪矿床示于图2中；茶田汞铅锌矿和打狗洞铅锌矿的年龄数据显示为寒武纪末—奥陶纪初，仍属加里东期，不过年龄本身与志留纪构造-岩浆事件无关；据区域成矿构造背景并考虑年龄本身的误差和不准确度，将个别中侏罗世年龄数据视为晚侏罗世。此外，最新勘探进展发现万古金矿矿脉往东延伸至下白垩统之下，表明下白垩统开始沉积时金矿体即已出露地表。因此，笔者认为表1中大洞金矿的70.0 Ma[10]、万古金矿的70.0 Ma[11]、沈家溪金矿的90.6 Ma[12]等晚白垩世年龄数据仅反映伸展期的硅化、绢云母化等一般低温蚀变，不指示同期成矿事件，年龄数据未反映到图2中。

2 加里东期内生热液成矿

2.1 构造格局及成矿特征

加里东期(以志留纪为主)及后文的印支晚期、燕山中晚期构造格局，即构造单元划分，主要根据同期构造变形类型和强度差异、隆-凹构造格局及花岗质岩浆活动的差异等来厘定，其中构造变形类型和强度以及隆-凹构造格局由不整合面性质(角度不整合或平行不整合)、不整合面下伏地层层位变化和下伏褶皱、断裂构造特征等综合反映。受篇幅所限，后文在构造变形和隆-凹构造格局的依据方面仅说明不同构造单元变形类型和强度差异、隆起或凹陷差异，而这种差异的具体证据和表现不再展开阐述，详见文献[13]～[30]。

早古生代后期由于华夏古陆向西北逐渐逆冲与扩增而发生加里东运动(陆内造山运动)。湖南省加里东运动可分为奥陶纪末—志留纪初的北流运动和志留纪后期的广西运动等两幕。前者造成了城步—新化断裂以东的抬升剥蚀和构造变形，形成了早志留世(430～445 Ma)花岗岩；后者造成慈利—保靖断裂以南地区构造变形，形成了志留纪末—泥盆纪初(410 Ma左右)花岗岩[31-32]。加里东期花岗质岩浆活动形成于峰期变形之后挤压减弱、应力松弛的后碰撞构造环境，与之相伴发生了局部的内生热液成矿作用。

本成矿期主要为志留纪晚期，湖南省自东南至西北分为湘中—湘东南构造岩浆带(Ⅰ)、雪峰构造带(Ⅱ)、湘西北构造抬升带(Ⅲ)等3个构造带，其中雪峰构造带根据构造样式和变形强度差异可进一步分为雪峰冲断带(Ⅱ1)和武陵低缓褶皱带(Ⅱ2)等两个次级构造带(图3)。湘中—湘东南构造岩浆带既有强烈的构造变形，又有大规模的花岗质岩浆活动；受区域SN向挤压和武陵期洋陆块体格局控制，带内加里东期构造线方向变化较大，在湘东南为近EW向，在湘南九嶷山地区呈NEE向，西部和北部构造线走向与其西北边界近一致且总体呈弧形偏转[20]。雪峰构造带具断裂、褶皱变形，但无明显的花岗质岩浆活动，受区域SN向挤压和构造边界条件控制，带内加里东期构造线方向自西向东由NNE向渐转为近EW向[20]。其东部雪峰冲断带变形更强，逆冲断裂活动导致断块叠置和地壳大幅抬升；西部武陵低缓褶皱带主要发育较宽缓的断弯褶皱，地壳抬升幅度较小。湘西北构造抬升带内泥盆系与志留系为平行不整合接触，反映加里东运动中仅有抬升而无变形。这一构造格局对区域成矿特征具有较明显的控制作用(表2)。

湘中—湘东南构造岩浆带的西部边界受城步—江口断裂控制，北部边界大体为浏阳—城步汇聚带的东段。该带在醴陵、衡东、炎陵—彭公庙—桂东、九嶷山、苗儿山、越城岭(同期岩体位于广西)、白马山等地区形成规模不一的花岗质岩体。岩体所在部位多为加里东期次级构造隆起(图3)，表现为泥盆系角度不整合在岩体之上，反映出岩浆的形成与局部更强烈的挤压作用、断裂活动以及更大幅度的地壳增厚有关。与花岗质岩浆活动相关的矿化作用较普遍。例如，彭公庙岩体加里东期细晶岩脉中发育岩岩浆成因的白钨矿，岩体南缘发育张家垄钨矿[77]；苗儿山岩体西北缘发育加里东期落家冲钨矿[78]；越城岭岩体东部发育加里东期界牌钨铜矿(位于广西)[79]；万洋山岩体(428 Ma[80])发育黄上萤石矿等(图3)。这些矿化作用受岩浆成因、演化和构造环境约束，其矿化强度总体较弱。

表1 主要内生矿床成矿年龄统计结果

续表1

图2 加里东期、印支晚期和燕山中晚期成矿年龄分布Fig.2 Distribution of Caledonian, Late Indosinian and Middle-Late Yanshanian Metallogenic Ages

断裂名称及矿床类型同图1；Ⅰ为湘中—湘东南构造岩浆带；Ⅱ为雪峰构造带，Ⅱ1为雪峰冲断带，Ⅱ2为武陵低缓褶皱带；Ⅲ为湘西北构造抬升带图3 加里东期内生热液成矿期构造格局Fig.3 Tectonic Framework of Caledonian Endogenous Hydrothermal Mineralization

表2 加里东期不同构造单元成矿特征

雪峰构造带东部雪峰冲断带受强烈构造变形与构造抬升控制，形成了产于板溪群和冷家溪群中的造山型(或类造山型)金矿和锑金矿[10](图3)，具有加里东期成矿年龄数据的有平茶金矿[35]、漠滨金矿[34]、肖家金矿[35]、沃溪金锑矿[33]、万古金矿[36]和黄金洞金矿[36]等(沃溪、万古、黄金洞等矿床叠加有中生代成矿作用)。此外，从层控性特征来看，雪峰冲断带内董家河铅锌矿可能与李梅铅锌矿一样形成于志留纪。西部武陵低缓褶皱带变形和抬升均较弱，于花垣矿集区寒武系灰岩中形成了以李梅和渔塘铅锌矿为代表的MVT型铅锌矿，闪锌矿Rb-Sr等时线年龄为(410.0±12.0)Ma[38]。另外，茶田汞铅锌矿和新晃打狗洞铅锌矿的闪锌矿Rb-Sr等时线年龄为490 Ma左右[37,40]，可能与寒武纪末被动陆缘伸展环境下的断裂活动有关，推断志留纪后期仍有成矿作用叠加。

湘西北构造抬升带内龙山江家垭铅锌矿石英Rb-Sr等时线年龄为(372.0±9.8)Ma[39]，唐家寨铅锌矿的闪锌矿Rb-Sr等时线年龄为(379.0±4.0)Ma[40](表1)，年龄数据显示为泥盆纪，推断与加里东运动抬升之后的拉张和热液活动有关。

2.2 花岗质岩浆活动及成矿作用的动力机制

加里东期花岗质岩浆活动与加里东期陆内造山运动[81-82]密切相关。造山运动造成中、上地壳叠置、增厚和升温，在变形峰期之后由于挤压减弱、应力松弛的后碰撞构造环境下深部地壳岩石减压熔融并向上侵位而形成花岗质岩体[31]。区域上加里东运动由东南向西北扩展[31,83]，使得变形强度总体由东南往西北变弱，岩浆活动也限于城步—江口断裂以东、浏阳—城步汇聚带东段以南地区，从而形成湘中—湘东南构造岩浆带与雪峰构造带之构造分界。此外，这一岩浆活动的分布特征很可能还与武陵期洋陆构造格局及其形成的深部岩石圈结构差异有关。雪峰构造带在武陵期属扬子陆块边缘而具更加稳定的岩石圈结构，湘中—湘东南构造岩浆带因武陵期为弧后扩张带、岛弧和华南洋[30]而岩石圈强度较低，使得后期构造运动中后者的深部构造变形和热扰动强于前者。

成岩与成矿空间关系表明，湘中—湘东南构造岩浆带内的成矿作用主要与花岗质岩浆活动的热能和热液驱动有关。雪峰冲断带内金矿多产于剪切带中，构造活化可能是其主要成矿机制[84]。从有关成矿年龄数据来看，武陵低缓褶皱带及湘西北构造抬升带内加里东期汞铅锌矿的成矿背景较为复杂，与寒武纪同沉积断裂活动和加里东运动后的伸展活动及相应的热液活动有关[37-40]。

3 印支晚期内生热液成矿

3.1 构造格局及成矿特征

中三叠世晚期印支运动主幕导致湖南省强烈褶皱、断裂变形，至晚三叠世进入挤压减弱、应力松弛的后碰撞构造环境而于湘中—湘东南地区发生大规模花岗质岩浆活动，并由此发生较强的热液成矿作用。

晚三叠世成矿期，湖南省自东南至西北分为湘中—湘东南构造岩浆带(Ⅰ)、雪峰构造带(Ⅱ)、湘西北褶皱带(Ⅲ)等3个构造带(图4)。湘中—湘东南构造岩浆带主要特征是构造变形强烈且发育花岗质岩体，其印支运动主幕构造线走向总体呈NNE—NE向[13-15,18-19,23-25]，北部宁乡一带转为NEE向。根据隆-凹构造格局可进一步分为炎陵—汝城隆起带(Ⅰ1)、湘中凹陷带(Ⅰ2)和雪峰东南缘构造岩浆隆起带(Ⅰ3)等3个次级构造带。雪峰构造带印支期发育断裂和褶皱而无花岗质岩浆活动。西部(桃源以西)印支运动主幕构造线走向为NNE—NE向[24-27]，东部由于上古生界出露很少，构造线方向不甚明了。湘西北褶皱带主要发育NE—NEE向褶皱[28]。各构造带成矿特征有别(表3)。

表3 印支晚期不同构造单元成矿特征

断裂名称及矿床类型同图1；Ⅰ为湘中—湘东南构造岩浆带，Ⅰ1为炎陵—汝城隆起带，Ⅰ2为湘中凹陷带，Ⅰ3为雪峰东南缘构造岩浆隆起带；Ⅱ为雪峰构造带；Ⅲ为湘西北褶皱带图4 印支晚期内生热液成矿期构造格局Fig.4 Tectonic Framework of Late Indosinian Endogenous Hydrothermal Mineralization

湘中—湘东南构造岩浆带的西北边界为溆浦—靖州断裂，东北边界大体沿浏阳—益阳一线，与冷家溪群沉积期的弧后扩张带走向基本一致[30]。带内发育的花岗质岩体大多沿NE—NNE向和NW向大断裂或其旁侧分布，暗示岩浆形成与断裂剪切生热、断裂逆冲增厚升温等有关，而岩体侵位则与断裂提供良好的侵位通道和就位空间有关(图4)。此外，带内形成了NW向川口—沩山、EW向白马山—龙山、NE向高挂山—关帝庙和都庞岭—阳明山等多个构造隆起。印支运动中茶陵—郴州断裂的东南盘向西北仰冲[16]，常德—安仁断裂的东北盘向西南逆冲[30]，城步—新化断裂的西盘及雪峰构造带东缘向东逆冲[23]，从而造就了湘中—湘东南构造岩浆带东南部、西部和东北部相对隆起，中南部相对凹陷的构造格局。湘中—湘东南构造岩浆带印支期成矿作用总体较强，但不同次级构造带差异较大。

炎陵—汝城隆起带发育印支期王仙岭岩体[85]和锡田岩体[86-89]，前者形成了荷花坪锡多金属矿[41]，后者形成了锡田合江口锡钨矿[42]。

湘中凹陷带成矿强度弱，代表性矿床有越城岭岩体[90]北面的赵家岭等多个小型钨矿、关帝庙岩体[91-92]中小型规模的石桥铺铅锌矿和双溪萤石矿(图4)。

雪峰东南缘构造岩浆隆起带内成矿作用较强，不同规模矿床较多，主要矿种有Au、Sb、W、萤石等。根据相关岩体年龄和成矿年龄，可以大体确定形成于本期的代表性矿床有牛角界小型金矿(瓦屋塘岩体)和上茶山小型金矿(崇阳坪岩体)[93-94]、铲子坪大型金矿和大坪金矿[48,95-96]、古台山金矿[49]、同心中型锑矿和渣滓溪大型金钨锑矿[44]、大溶溪大型钨矿(大神山岩体)[47]、司徒铺中型钨矿(沩山岩体)[97]、团山背小型金矿[36]、潘家冲大型萤石多金属矿(丫江桥岩体)[98]、双江口大型萤石铅矿(将军庙岩体)[99]、杨林坳和三角潭大型钨矿(川口岩体)[43,99]等(图1)。从与印支期岩体的空间关系来看，板溪大型锑矿、符竹溪小型金锑矿、西冲中型金锑钨矿、金山小型金矿等很可能也形成于本成矿期。

雪峰构造带就目前已有年龄数据来看，未见有内生热液矿床发育。

湘西北褶皱带发育五伦、卡西湖等小型脉型铅锌矿，其中五伦铅锌矿闪锌矿Rb-Sr等时线年龄为(238.9±4.5)Ma[51]。

3.2 花岗质岩浆活动及成矿作用的动力机制

跟加里东期构造岩浆活动类似，印支晚期雪峰构造带与湘中—湘东南构造岩浆带岩浆活动的差异也可能与武陵期构造格局及其形成的深部岩石圈结构差异有关。湘西北褶皱带更靠近扬子陆块内部，构造稳定性更强，发生花岗质岩浆活动的难度更大。

从矿床与花岗质岩体及其分布区域的空间耦合关系来看，印支晚期内生热液成矿主要受岩浆活动的热能和热液所驱动，这是湘中—湘东南构造岩浆带成矿较强而雪峰构造带无矿床发育的深层原因。

雪峰构造带无矿床发育而湘西北褶皱带发育小型铅锌矿的原因有待深入研究。一种可能的解释是，前者经加里东期成矿后矿源层中的矿质丰度大幅降低，印支运动后再难发生热液成矿作用；而后者在加里东期未经历构造变形和热液成矿作用，矿源层中的矿质丰度较高，印支运动峰期后构造热液将矿质萃取、运移并沉淀成矿。还有一种可能是雪峰构造带有印支晚期成矿，只是受工作程度所限尚未获得相应的年龄数据。

值得注意的是，印支晚期钨矿不与锡矿共生，而燕山期则常形成钨锡共生矿床，其根本原因可能是前者相关花岗岩为形成于后碰撞构造环境的壳源花岗岩，而后者相关花岗岩则多为形成于后造山环境的壳-幔混源花岗岩[100]。已有研究表明，华南钨成矿主要源于地壳，锡成矿则与地幔关系密切[101-102]。

4 燕山中晚期内生热液成矿

继中侏罗世后期早燕山陆内造山运动之后，晚侏罗世—早白垩世早期靖州—安化—华容一线以东进入后造山或后碰撞伸展构造环境，岩石圈拆沉、软流圈上隆、陆内碰撞后期增温减压、俯冲板块崩塌等深部构造作用引发了大规模花岗质岩浆活动和内生成矿作用。

4.1 构造格局及成矿特征

晚侏罗世—早白垩世早期成矿期，湖南省自东南往西北分为湘中—湘东构造岩浆带(Ⅰ)、雪峰西部构造带(Ⅱ)、湘西北褶皱带(Ⅲ)等3个构造带(图5)。中侏罗世晚期早燕山运动中，在区域NWW向挤压下形成了NNE向褶皱和逆断裂[14,17,23-28]。湘中—湘东构造岩浆带早燕山运动中发生较强烈的褶皱和断裂变形，并以燕山期花岗岩广泛发育为特征；具区域隆-凹构造格局而可进一步划分为炎陵—汝城冲断褶隆带(Ⅰ1)、宁远—桂阳坳褶带(Ⅰ2)、邵阳坳褶带(Ⅰ3)和雪峰东南部构造岩浆隆起带(Ⅰ4)等4个次级构造带。该隆-凹构造格局主要继承自印支期，并在燕山早期有进一步发展，如茶陵—郴州断裂东南盘向西北仰冲而进一步抬升，湘东北长沙—岳阳一带燕山期花岗岩因抬升而大面积剥露，川口—沩山、白马山—龙山、高挂山—关帝庙和都庞岭—阳明山等次级构造隆起内的印支期花岗岩因抬升而剥露。雪峰西部构造带不发育燕山期花岗岩，晚三叠世—中侏罗世期间形成的逆冲断裂和褶皱发育，可进一步分为怀化—桃源冲断带(Ⅱ1)和武陵断弯褶皱带(Ⅱ2)等两个次级构造带。前者走向NNW、倾向东的逆冲断裂发育，并于其西部形成了类前陆盆地沉积；后者构造以断弯褶皱为主，次为逆断裂。湘西北褶皱带主要发育总体呈弧形展布的NNE—NEE向褶皱，地表同走向逆断裂很少。

断裂名称及矿床类型同图1；Ⅰ为湘中—湘东构造岩浆带，Ⅰ1为炎陵—汝城冲断褶隆带，Ⅰ2为宁远—桂阳坳褶带，Ⅰ3为邵阳坳褶带，Ⅰ4为雪峰东南部构造岩浆隆起带；Ⅱ为雪峰西部构造带，Ⅱ1为怀化—桃源冲断带，Ⅱ2为武陵断弯褶皱带；Ⅲ为湘西北褶皱带图5 燕山中晚期内生热液成矿期构造格局Fig.5 Tectonic Framework of Middle-Late Yanshanian Endogenous Hydrothermal Mineralization

湘中—湘东构造岩浆带的几个次级构造带成矿各具特色(表4)。

炎陵—汝城冲断褶隆带和宁远—桂阳坳褶带燕山期发生以有色金属为主(成矿元素包括W、Sn、Mo、Bi、Cu、Pb、Zn、Sb、Ag、Au、As、Li、Rb、Be、Cs、Nb、Ta、Cd等)的其他矿种为辅(萤石矿、长石矿、水晶矿、硅灰石矿等)的与花岗质岩浆活动有关的大规模成矿作用，形成了一大批大型、超大型矿床，代表性有色金属矿床有锡田钨锡多金属矿、瑶岗仙钨矿、界牌岭铍多金属矿、柿竹园钨多金属矿、红旗岭锡多金属矿、骑田岭钨多金属矿、香花岭锡多金属矿、香花铺钽多金属矿、宝山铅多金属矿、黄沙坪铅锌矿、水口山康家湾金多金属矿、铜山岭多金属矿等(图5)。成矿时代除表1中有关成矿年龄数据外，尚有大量成矿相关花岗体的成岩年龄[56,63,89,103-111]。矿床主要分布在茶陵—郴州断裂及其他主干断裂带内或近侧，同时在空间上与花岗质岩体(包括隐伏岩体)紧密相伴。两个次级构造带总体成矿特征存在明显差异，炎陵—汝城冲断褶隆带以中高温的钨锡多金属为主、以中低温的铅锌多金属为辅，宁远—桂阳坳褶带则以中低温的铅锌多金属为主、以中高温的钨锡多金属为辅。此外，宁远—桂阳坳褶带内的水口山康家湾金多金属矿属卡林型，成因类型有别于雪峰东南部构造岩浆隆起带和邵阳坳褶带内的造山型或类造山型金矿。

表4 燕山中晚期不同构造单元成矿特征

邵阳坳褶带总体成矿强度较低，主要于北部新化—双峰一带发育锑、金矿床，包括锡矿山超大型锑矿[74-75,112]和大新中型金锑矿、高家坳中型金矿、龙山大型锑金矿[73,76]等(图5)。其中，锑矿受郴州—邵阳断裂和城步—新化断裂联合控制[113]，金矿或锑金矿主要受大乘山—龙山EW向隆起和NE向断裂控制。此外，南部高挂山隆起内发育回水湾中型锑银矿、龙口里中型锑金矿、线江冲小型锑矿等，推测其形成于燕山期。

雪峰东南部构造岩浆隆起带内矿床主要分布于东部花岗岩大量发育区，矿种包括W、Pb、Zn、Cu、Au、Rb、Nb、Ta、As、长石等，自北而南代表性矿床有崔家坳小型钨矿、桃林大型铅锌矿、团湾中型长石矿、传梓源大型铷多金属矿、梅树湾中型铅锌矿(桃林、团湾、传梓源和梅树湾等矿床与燕山期幕阜山岩体有关[71])、万古大型金矿[72]、黄金洞大型金矿和砷矿[10]、七宝山中型铅锌多金属矿[70]、蕉溪岭中型钨铜矿、青草和雁林寺小型金矿[45]、东岗山和清水塘中型铅锌矿、石峡小型砷矿等(图5)，其中黄金洞金矿和万古金矿尚存在加里东期成矿[36]。

雪峰西部构造带本期成矿作用很弱，发育矿床少。其东部怀化—桃源冲断带内的沃溪金锑矿除前文所述加里东期成矿外，(145.0±12.0)Ma的石英流体包裹体Rb-Sr等时线年龄[73]反映尚存在燕山期叠加成矿。西部武陵断弯褶皱带内凤凰茶田地区发育多个低温热液层控型汞(铅锌)矿床，控矿断裂的时代显示其主要形成于燕山期[114]。

湘西北褶皱带发育少量低温热液充填型矿床，以油坊中型萤石矿和石门大型砷矿为代表(图5)，矿体产于早燕山运动所形成断裂构造中。

4.2 花岗质岩浆活动及成矿作用的动力机制

据已有研究，燕山中晚期花岗质岩浆活动的构造背景可能有后造山环境下的岩石圈拆沉和软流圈上隆[115]、碰撞挤压后岩石圈伸展减薄过程中玄武质岩浆底侵[71,116]、陆内俯冲碰撞造山晚期增温减压[117]、古太平洋板块向华南大陆俯冲后崩塌[118]等。笔者注意到，燕山中晚期花岗岩分布区的西部边界呈NNE向，向北延伸范围则相对于印支期后碰撞花岗岩大幅北移(图4、5)，这一事实也暗示岩浆活动除与后碰撞或后造山环境下的原地构造体制有关外，尚与古太平洋板块向西北的俯冲有关。

湘中—湘东构造岩浆带的成矿作用与岩浆活动密切相关，岩浆提供的巨大能量驱动了成矿流体的运移，其期后的岩浆热液形成了该区围绕花岗岩呈带状分布的多金属矿体。

本期内生金属矿产在空间分布上，自西北至东南，从矿床类型、矿种组合、成矿作用、成矿温度等方面都具有明显的分带现象，总体呈Hg-Au、Sb、W-Cu、Pb、Zn-W、Sn、Mo、Bi带(图5)，成矿温度也从低温→中低温→中高温→高温递变。上述分带特征产生的动力机制可能有两方面：一是太平洋板块俯冲的影响自东南向西北变弱；二是作为武陵期板块结合带组成部分的茶陵—郴州断裂为一构造薄弱带，燕山期构造活化时壳-幔相互作用更为强烈[5,7-8]，地壳环境温度最高，导致成矿温度相应往西北降低。

1为玄武质岩浆底侵的岩浆房；2为花岗质岩浆房；3为隆起区与凹陷区分界逆断裂；4为岩石圈破裂；5为花岗岩；6为花岗闪长质岩；7为基性岩浆底侵；8为中低温铅锌多金属矿床；9为中高温钨锡多金属矿床；C为地壳；L为岩石圈；L′为拆沉的岩石圈；A为软流圈；图件引自文献[16]图6 湘东南燕山早期两类矿床组合形成的构造岩浆动力学机制Fig.6 Tectono-magmatic Dynamic Mechanisms of the Two Types of Early Yanshanian Deposit Assemblages in the Southeastern Hunan

湘东南燕山早期与花岗质岩体相关的矿床组合总体分为中高温(成矿温度主要为280 ℃～500 ℃)钨锡多金属矿和中低温(成矿温度主要为150 ℃～300 ℃)铅锌多金属矿两类。前者产于茶陵—郴州断裂以东隆起区以及断裂以西凹陷区内的局部隆起地带(如香花岭、大义山、川口等)，成矿岩体为中深成S型花岗岩，岩体一般规模较大。后者主要产于茶陵—郴州断裂以西凹陷区内，成矿岩体主要为小规模的浅成—超浅成I型花岗岩(如水口山、宝山)和S型花岗岩(黄沙坪)。此外，在千里山、香花岭等部分隆起区或局部隆起地带内的中深成S型花岗岩外围亦发育一定规模的铅锌矿。这两类矿床组合形成的构造岩浆动力学机制[16]见图6，具体为：①茶陵—郴州断裂以东隆起区和断裂以西凹陷区内的局部隆起地带岩石圈厚度较大，由于更强烈的岩石圈拆沉引发更大规模的岩浆活动，形成规模较大的中深成岩体，造成W、Sn等亲花岗岩元素的高程度、大规模富集，并提供长时间高温条件，从而导致中高温钨锡多金属矿床形成；②茶陵—郴州断裂以西凹陷区因岩石圈较薄，岩石圈拆沉及其引起的热扰动作用较弱，产生小规模岩浆活动，因而缺乏W、Sn等元素的大规模富集，而Pb、Zn、Cu等元素则源源不断地运移到地表，加之缺乏长时间高温条件，导致大规模的中低温铅锌多金属矿床形成，而中高温钨锡多金属矿床缺乏。

5 结 语

(1)受加里东运动自东南向西北扩展以及深部岩石圈结构差异控制，加里东期湖南省自东南往西北分为成矿特征有别的3个构造带：湘中—湘东南构造岩浆带(Ⅰ)发生后碰撞花岗质岩浆活动，于局部产生与岩浆活动相关的W、萤石等成矿作用；雪峰构造带(Ⅱ)东部的雪峰冲断带(Ⅱ1)形成了以构造活化成因为主的金矿和锑金矿；雪峰构造带(Ⅱ)西部的武陵低缓褶皱带(Ⅱ2)及湘西北构造抬升带(Ⅲ)内形成了与寒武纪同沉积断裂活动、加里东运动后的伸展活动以及相应的热液活动有关的汞铅锌矿。

(2)印支晚期受深部岩石圈结构差异控制，湖南省自东南至西北分为3个构造带。湘中—湘东南构造岩浆带(Ⅰ)因后碰撞减压熔融而发生大规模花岗质岩浆活动，从而于其东南部形成钨锡铅锌多金属矿床，西北部形成锑金钨多金属矿床；雪峰构造带(Ⅱ)可能无内生热液成矿作用；湘西北褶皱带(Ⅲ)发育小型脉型铅锌矿。

(3)燕山中晚期，湖南省自东南往西北分为3个构造带：湘中—湘东构造岩浆带(Ⅰ)受深部构造作用控制而发生大规模花岗质岩浆活动，形成了大量的有色金属矿床和金矿床；雪峰西部构造带(Ⅱ)成矿作用弱，局部存在Au、Hg成矿作用；湘西北褶皱带(Ⅲ)发育少量低温热液充填型萤石矿和砷矿。