广西苗儿山中段天门地区花岗岩体年代学及地球化学特征

吴昆明， 陈 琪， 王 珂， 谭 双， 于 阳，万建军， 黄 剑， 高 翔

(1 核工业二三〇研究所，湖南 长沙 410007；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)

苗儿山地区发育了加里东、印支、燕山期花岗岩，岩浆活动时间长，阶段多，岩浆演化程度较高，是华南地区重要的花岗岩型铀矿富集地段。其中豆乍山岩体和张家岩体是区内最重要的产铀岩体(柏道远等，2007；石少华等，2011a；吴昆明等，2016)，陆续发现了3个中型矿床和5个小型矿床。前人在苗儿山地区的找矿结果表明铀矿床主要集中在印支期花岗岩中，如豆乍山和张家岩体(谢晓华等，2008；石少华等，2011b；胡欢等，2012，2013)，而对区域加里东期的花岗岩研究甚少，甚至认为其很难具有铀成矿潜力。但最近的勘查结果显示在加里东期岩体内也发现了铀矿化，因此有必要对该套加里东期花岗岩开展研究工作。

天门地区位于苗儿山岩体中段，新-资断裂上盘，包括大湾岩体、鸭子头岩体和上小地岩体。已有研究表明天门地区花岗岩体岩石野外特征和地球化学特征与区内豆乍山岩体和张家岩体较为相似，该区花岗岩体成岩年龄为燕山早期(柏道远等，2007，2013；谢晓华等，2008；石少华等，2010，2011a，2011b；吴昆明等，2016；章建等，2020)。在天门地区大湾和鸭子头地段进行的可控源音频大地电磁测深测量(1)陶志军，沈川，邱日平，等，2018.广西苗儿山地区铀资源调查评价[R].长沙：核工业二三○研究所.，证实天门地区新-资红盆覆盖下存在大面积的隐伏岩体，且隐伏岩体埋深在200 m以浅，说明整个天门地区大湾地段、鸭子头地段、上小地地段花岗岩在红盆下连通，可能为同一种岩体。并且在红盆内仅有的2个小岩体中(大湾岩体面积为0.5 km2，鸭子头岩体面积为1.5 km2)发现了1个铀矿床和1个铀矿点，显示了较好的找矿前景。但研究区工作程度较低，仅在1970—1980年代对大湾和鸭子头岩体进行了岩石地球化学研究，且取样数量少，分析仪器相对落后，并且对赋矿岩体年龄、地球化学特征及其与铀矿化的关系未进行研究。因此，笔者对天门地区花岗岩体进行LA-ICP-MS锆石U-Pb测年和地球化学特征研究，探讨其与铀成矿关系，为该区的铀矿找矿勘查工作提供地质背景依据，为华南地区花岗岩的研究提供新资料。

1 区域地质背景

研究区大地构造位置处于扬子地块与湘桂褶皱系过渡带的桂北台隆南缘(图1a)，北东向的安化-城步深断裂带、新-资深成韧性剪切带与北西向的新宁-蓝山深断裂带交汇夹持区。该区经历了自元古代以来复杂的地质构造与成矿作用演化，为热液型铀、多金属及非金属矿集区(李妩巍等，2010；李欢等，2016)。

图1 研究区大地构造位置图(a)、苗儿山复式岩体略图(b)和苗儿山中段天门地区地质简图(c)

区内地层出露较全，由老至新为上元古界板溪群、震旦系；下古生界寒武系、奥陶系、志留系；上古生界泥盆系、石炭系和二叠系；中生界三叠系、侏罗系和白垩系等(图1b，c)。板溪群为一套火山复理石建造，分布于花岗岩穹隆核部边缘；震旦系-寒武系-奥陶系为连续沉积的，发育在拉张、断裂热沉降动力背景下的上扬子东南缘被动大陆边缘炭、硅泥岩建造；古生界中泥盆统-石炭系为一套新的炭、硅泥岩沉积；白垩系为一套紫红色近陆源快速堆积的陆相山麓及河流碎屑岩沉积。

区内岩浆活动频繁，活动时期有加里东期、印支期和燕山期，岩浆活动时间长、阶段多、演化程度较高，广泛出露中酸性侵入岩，主要为苗儿山岩体。苗儿山岩体呈岩基产出，出露面积约1 361 km2。主体由加里东期花岗岩组成，后期的印支、燕山早期侵入体呈小岩基、岩株、岩脉分布于加里东期侵入体中(图1b，c)。岩体与围岩的接触界线多呈弯曲状，接触面一般倾向围岩，与板溪群、震旦系、奥陶系及志留系呈侵入接触。

区内经历了多次构造运动，尤以加里东期、印支期和燕山期最为显著。加里东期构造运动以褶皱为主，断裂次之，形成了NNE向线状紧闭型褶皱。印支期表现为褶皱和断裂并重，褶皱主要分布于工作区周边，卷入地层主要为晚古生界地层，多为短轴背斜及向斜，褶皱、断裂多呈NE和NNE向展布，局部呈SN向展布。燕山期运动主要以断裂为主，断裂构造主要以NNE向为主，次为NE向、NW向、NWW向和近EW向(图1b，c)。本区在历次构造运动中，产生了不同形态、不同方向、不同性质、不同级别、不同序次的断裂，它们纵横交织，构成了本区的构造骨架，控制了矿床、矿点的产出。

2 岩相学特征

2.1 大湾岩体

天门地区大湾岩体主要出露中粗粒(图2a，b)和中细粒(图2c，d)二云母花岗岩，特征如下：

中粗粒二云母花岗岩造岩矿物为石英(30%±)、斜长石(20%±)、钾长石(25%±)、黑云母(8%±)和白云母(10%±)，具中粗粒花岗结构，块状构造。镜下见石英呈他形粒状、粒状集合体状与长石互嵌或填隙长石粒间，裂纹发育，微区可见石英呈文象状嵌布在钾长石中，岩石受后期蚀变影响。

中细粒二云母花岗岩造岩矿物与中粗粒二云母花岗岩相同，石英(25%±)，斜长石(30%±)，钾长石(25%±)，白云母(8%±)，黑云母(8%±)。具中细粒花岗结构，块状构造。区别在于此岩性石英粒径较小，为2～5 mm，另可见白云母受应力作用影响略微变形。岩石同样受后期蚀变影响，镜下可见斜长石的绢云母化、黑云母的绿泥石化。

2.2 鸭子头岩体

鸭子头岩体主要为中细粒黑云母花岗岩(图2e，f)，岩石由石英(25%±)、斜长石(30%±)、钾长石(28%±)、黑云母(9%±)、白云母(3%±)等矿物组成，中细粒花岗结构，块状构造。镜下可见部分细粒化重结晶的石英分布于石英或长石微裂隙中，裂纹较为发育；斜长石呈半自形板柱状，可见聚片双晶；钾长石多呈半自形板状，隐显条纹结构，微斜长石具格子双晶，表面嵌圆粒化石英、斜长石、黑云母等嵌晶，具微裂隙；黑云母呈片状、片状集合体状；白云母呈片状，单偏光镜下无色，极完全解理；副矿物包括磷灰石、锆石、电气石等；不透明矿物为黄铁矿、磁铁矿等。

2.3 上小地岩体

天门地区上小地岩体主体主要为中细粒黑云母花岗岩(图2g,h)。岩石主要由石英(30%±)、斜长石(30%±)、钾长石(25%±)、黑云母(25%±)、白云母(2%±)等矿物组成。镜下可见石英、斜长石、钾长石粒径均为1～3 mm、黑云母粒径为1～2 mm。副矿物有锆石、电气石等，不透明矿物为黄铁矿、磁铁矿等。

图2 天门地区大湾岩体、鸭子头岩体和上小地岩体岩相学特征

3 样品及分析方法

3.1 锆石U-Pb年代学研究样品制备及测试方法

锆石单矿物分离和锆石制靶分别由廊坊市地科勘探技术服务有限公司和重庆宇劲科技有限公司完成，将原岩样品粉碎后挑选单颗粒锆石，制备圆形锆石样品靶。锆石靶测试前的显微照相和阴极发光照相在东华理工大学核资源与环境国家重点实验室内完成，仪器型号为NNS450扫描电镜(美国FEI公司)。单颗粒锆石LA-ICP-MS U-Pb定年和锆石微量元素分析在合肥工业大学资源与环境工程学院开展，激光剥蚀系统型号为GeoLasPro(美国CETAC公司)，剥蚀点为32 μm，ICP-MS型号为Agilent 7500a(美国安捷伦公司)。

测试过程中，NIST610和91Zr分别作为锆石中微量元素的外标及内标元素，用于定量计算，91 500标准锆石作为U-Pb同位素分馏校正的外标，对锆石样品U-Th-Pb同位素比值进行校正。为了确保数据精度，本次选择ComPbCorr#3.18软件处理204Pb，测试数据的处理与分析采用ICP-MS DataCal软件，最终锆石样品的U-Pb年龄谐和图制作以及相关年龄计算选用Isoplot/Ex_ver3(Andersen，2002；Ludwig，2003；Liu et al.，2010；郭国林等，2012)。后期数据中锆石微量元素、单颗粒锆石同位素比值及其年龄的标准偏差为1σ，加权平均年龄标准偏差为2σ。

3.2 全岩主微量元素样品制备及测试方法

野外选取风化强度较弱或无风化、无蚀变且无基性包体的新鲜岩石样品，敲碎至2～4 cm，然后经粗碎、研磨处理至200目以下的粉末。

岩石样品主、微量元素测试工作在广州拓岩检测技术有限公司完成。主量元素采用X射线荧光光谱仪进行样品测定，仪器型号为RigakuZSX100e(荷兰帕纳科)。微量元素分析测试采用电感耦合等离子质谱仪分析，仪器型号为Perkin-Elemer Sciex Elan6000 ICP-MS(美国珀金埃尔默有限公司)。样品主量元素测试误差范围为1%～5%，微量元素测试误差小于5%。

4 锆石U-Pb年代学研究

4.1 锆石特征

本次天门地区花岗岩年代学工作共对三个岩体的4组花岗岩样品进行锆石U-Pb年龄测试，样品经分选后所获锆石颗粒较大，粒径50～300 μm，自形柱状，褐色至浅褐色，透明到半透明，阴极发光图像可明显看到清晰的韵律环带结构。锆石中Th含量为100.41×10-6～3 144.09×10-6，U含量为160×10-6～3 530×10-6，Th/U值为0.04～1.79(表1)，平均值为0.53，大于0.4，显示为岩浆锆石特征(Belousova et al., 2002)。

锆石微区微量元素分析结果如表1所示。从图3可以看出，4组样品稀土配分曲线表现出较好的一致性，显示它们可能是同一期次岩浆活动的产物，故稀土元素含量均以每个样品的平均值进行表示。4组样品的锆石稀土总量(ΣREE)变化较大，ΣREE为716.52×10-6～1 753.00×10-6，LREE/HREE为0.026～0.033，显示重稀土元素富集、轻稀土亏损的特征；样品的δEu呈极度负异常(δEu为0.07～0.11)，δCe呈显著的正异常(δCe为3.97～45.99)，属于典型的壳源锆石(Li et al.，2006)，暗示天门地区花岗岩来自地壳物质部分熔融形成的壳源岩浆系列。TE1,3AVG为1.48～2.56，均大于1，说明花岗岩样品均具有明显的稀土元素四分组效应。锆石含有较高的REE含量和具有陡立的HREE明显富集的左倾型配分模式以及正Ce异常和负Eu异常，为典型的岩浆锆石微量元素特征(赵振华，2016)。

表1 天门地区花岗岩LA-ICP-MS锆石微量元素测定结果(平均值)

图3 锆石稀土元素球粒陨石标准化曲线图(标准化值据Sun et al.，1989)

4.2 形成时代

本次在天门地区选取4组样品定年，采样位置见(图1c)，选用谐和度高(92%～99%)的测点计算年龄，取值年龄为206Pb/238U年龄。锆石阴极发光图像、测点位置及各测点206Pb/238U年龄见图4，5，表2至表5。

图4 天门地区花岗岩锆石阴极发光图像

样品DW-1共分析了17颗锆石，1个分析点年龄较老，为(494±14)Ma，推测其可能为老的继承锆石，在计算年龄时予以剔除。其余锆石分析点谐和度大于95%，年龄集中在399.6～411.9 Ma，加权平均年龄为(406.1±3.7)Ma(MSWD=0.24)，精度高，可靠性大，代表了加里东晚期岩体的形成年龄(图5a，表2)。

表2 天门地区大湾岩体DW-1号样品LA-ICP-MS锆石U-Pb定年测试数据

样品DW-2共分析了17颗锆石，1个分析点年龄较新，为(331±7)Ma，可能存在Pb丢失，在计算年龄时予以剔除。其余锆石分析点谐和度大于95%，年龄集中在391.0～411.4 Ma，加权平均年龄为(403.4±3.9)Ma(MSWD=0.20)，精度高，可靠性大，代表了加里东晚期岩体的形成年龄(图5b，表3)。

表3 天门地区大湾岩体DW-2号样品LA-ICP-MS锆石U-Pb定年测试数据

样品YZT-1共分析了17颗锆石，对4个年龄较老((430±6)Ma、(432±8)Ma、(508±9)Ma和(753±18)Ma)的分析点予以剔除，推测其可能为老的继承锆石。其余锆石分析点谐和度大于95%，年龄集中在400.1～409.7 Ma，加权平均年龄为(405.5±4.3)Ma(MSWD=0.12)，年龄误差小，精度高，可靠性大，代表了加里东晚期岩体的形成年龄(图5c，表4)。

表4 天门地区鸭子头岩体YZT-1号样品LA-ICP-MS锆石U-Pb定年测试数据

样品SXD-1共分析了17颗锆石，2个分析点年龄较新(341±5)Ma和(350±4)Ma予以剔除。其余锆石分析点谐和度大于95%，年龄集中在399.0～410.4 Ma，加权平均年龄为(406.5±3.4)Ma(MSWD=0.31)，年龄误差小，精度高，可靠性大，代表了加里东晚期岩体的形成年龄(图5d，表5)。

表5 天门地区上小地岩体SXD-1号样品LA-ICP-MS锆石U-Pb定年测试数据

图5 天门地区花岗岩锆石U-Pb年龄谐和图

5 地球化学特征

5.1 主量元素地球化学特征

从表6可以看出，研究区3个岩体的15个样品中SiO2含量普遍较高，为73.74%～79.69%，平均为76.25%，属于SiO2过饱和的酸性花岗岩类。在SiO2-(Na2O+K2O)图解(图6a)中，样品均落入花岗岩区，表明该加里东晚期花岗岩总体属亚碱性岩石系列。铝饱和指数(A/CNK)为0.90～1.26，平均为1.12；A/NK值为0.92～1.48，平均为1.23，属准铝质-过铝质花岗岩(图6b)。SiO2-K2O图中，样品整体呈现出高钾钙碱性性质(图6c)。在ACF图解中(图6d)，绝大部分花岗岩样品落入S型花岗岩。

图6 天门地区花岗岩地球化学分类图解

总体上看，随着SiO2含量的增加，Al2O3、TiO2、MgO、CaO等含量均呈规律减少，而Na2O、K2O、P2O5等含量则未显规律变化。Al2O3含量为10.50%～13.61%，平均为12.40%；K2O含量较高，为3.47%～5.67%，平均为4.82%；全碱(ALK)含量中等，Na2O+K2O为6.72%～8.89%，平均为7.83%。K2O大于Na2O，K2O/Na2O值为1.04～1.85，平均为1.58；其中DW-1的4个样品均值为1.70，高于其他样品，可能与岩浆演化后期钾质碱性溶液交代产生的钾长石化有关(表6)。

表6 天门花岗岩主量元素数据表

5.2 稀土和微量元素地球化学特征

在天门地区花岗岩稀土元素配分模式图(图7)中，花岗岩均表现为向右倾斜曲线，特征基本一致，出现Eu的低谷。其中，轻稀土曲线较陡，重稀土曲线较为平缓，说明轻稀土发生了分馏作用。岩石稀土元素丰度及部分特征参数计算结果(表7)表明，花岗岩样品稀土总量为(37.17～203.40)×10-6，变化较大，平均为82.37×10-6，小于地壳(165.35×10-6)的平均含量，但远高于上地幔17.48×10-6的平均含量(李妩巍等，2010；Gao et al., 2002；Rudnick et al.,2003)。其中LREE含量为(26.66～178.38)×10-6，HREE含量为(8.30～27.67)×10-6，轻重稀土比值为1.63～6.05，平均为3.36；(La/Yb)N值为0.74～5.99，平均为2.53，显示轻稀土富集。δEu值为0.05～0.15，平均为0.10，显示Eu具有明显的亏损，表明斜长石大量存在于部分熔融残余体中或斜长石在岩浆作用过程中发生了显著的分离结晶作用。

图7 天门花岗岩稀土元素球粒陨石标准化配分模式图(Taylor et al., 1995)

表7 天门地区花岗岩稀土元素数据表

在微量元素原始地幔标准化蛛网图上(图8)，花岗岩样品的元素分布特征总体一致，各样品的Ba、Nb、Sr、P、Ti元素均表现为明显亏损，其中Ba、Sr、Ti呈深“V”型亏损，而Rb、K、La、Ce、Nd、Zr、Hf、Sm、Y、Yb、Lu等元素则相对富集，显示出壳源花岗岩的特征。Sr、Ba亏损与斜长石熔融残留、结晶分离作用有一定关系。P、Ti亏损与磷灰石、钛铁矿的分离结晶作用相关。Nb亏损显示源区岩石中以陆壳组分为主。岩石微量元素丰度及部分特征参数计算结果(表8)表明，花岗岩Nb/Ta值为3.72～7.30，平均为5.03，低于地壳的平均值(12.22)及原始地幔平均值(17.4)，说明其属壳源成因类型。Zr/Hf值为9.00～50.00，平均值为20.15，低于中国东部上地壳、全球地壳以及原始地幔的平均值，意味着可能在岩浆演化过程中Zr/Hf发生明显分馏。Rb/Sr值变化范围大，为11.28～55.79，平均值为24.87，远高于中国东部和全球上地壳的平均值。Rb/Nb值为15.85～75.44，平均值为33.68，高于中国东部以及全球上地壳的平均值。这些特征均反映了区内花岗岩具有高成熟度的壳源成因(Gao et al., 2002；Rudnick et al., 2003)。

图8 天门花岗岩微量元素原始地幔标准化蛛网图(Sun et al.，1989)

表8 天门地区花岗岩微量元素数据表

6 讨论

6.1 成因类型归属

关于花岗岩成因类型，目前分类方案众多，其中以ISMA划分方案最为常见。I型和S型花岗岩主要依据其源区属性划分，A型花岗岩主要产出一种无水、非造山的环境(Whalen et al., 1987)，而M型主要与地幔演化相关，在自然界极少出现(Whalen et al., 1987)。因此自然界中花岗岩的成因类型主要是S型、I型和A型花岗岩，尤其以S型和I型为主。

研究对象岩性主要为中细粒黑(二)云母花岗岩和中粗粒二云母花岗岩，未见碱性暗色矿物，相对亏损高场强元素(如Nb、Ta)，且具有较低的Zr、Nb、Ce、Y等元素含量，w(Zr)+w(Nb)+w(Ce)+w(Y)为76×10-6～331×10-6，显著低于A型花岗岩的下限值(350×10-6，Whalen et al., 1987)。此外，加里东期研究区整体处于碰撞造山阶段(柏道远等，2014)，这与A型花岗岩一般产于伸展减薄的环境不符。另外，该岩石中未见角闪石，且出现了明显的富铝矿物原生白云母，与富铝的S型花岗岩相似。在地球化学特征上，天门地区的花岗岩普遍具有较高的A/CNK值(平均值为1.12，大于1.1)，总体显示为强过铝质S型花岗岩特征，仅鸭子头岩体的A/CNK值较低(0.90～1.00)，属于准铝质-弱过铝质，但其显示高硅(78.42%～79.17%)和低的P2O5(0.05%～0.07%)，矿物学上出现原生白云母且未见暗色矿物(如角闪石)，符合S型花岗岩特征，这也与江西武功山地区的浒坑岩体显示的准铝质-弱过铝质(0.92～1.04)S型花岗岩特征基本一致(刘珺等，2008)。在ACF图中(图6d)，天门地区花岗岩体绝大部分落入S型花岗岩范围，表明研究区的花岗岩体应为S型花岗岩。另外，元素Th和Y随岩浆结晶分异演化的趋势也是区分花岗质岩浆是准铝质或过铝质的有效依据(李献华等，2007)。Th和Y在过铝质岩浆演化的过程中会优先进入Th和Y富集的矿物(如独居石)，并随着Rb增加而降低。在Rb-Th和Rb-Y图解上(图9a，b)，天门地区花岗岩样品的Rb与Th和Y呈一定程度的负相关，均沿着S型花岗岩的演化趋势分布，该特征与Lachlan褶皱带中S型花岗岩的演化趋势也较为相似。综上，可认为天门地区的花岗岩均属于S型花岗岩系列。

图9 天门地区花岗岩演化趋势和源岩判别图解

6.2 岩浆来源及演化过程

天门地区花岗岩均显示高的SiO2(73.74%～79.69%)和较高的K2O(3.47%～5.67 %)，且岩石较低的Nb/Ta值(3.72～7.30)，显示一定的壳源特征。此外，天门地区花岗岩的CaO/Na2O值为0.02～0.63，变化范围较大，其中大湾岩体的CaO/Na2O值大于0.3，鸭子头岩体和上小地岩体的CaO/Na2O值小于0.3，进一步指示天门地区花岗岩其源岩主要为泥质成分，含有少量砂质成分。在C/MF-A/MF图解上(图9c)，天门地区大部分花岗岩样品点落入变质泥质岩区，少部分落入变质杂砂岩区域，进一步表明其岩浆源区以泥质岩为主，可能有少量的砂岩成分参与。在Rb/Sr-Rb/Ba图解中(图9d)，花岗岩样品数据点略显分散，仍全部都落在富黏土源区，推测其源岩主要是易熔的、高成熟度的泥质岩(Altherr et al., 2000)。另外，王正庆(2018)通过对苗儿山地区加里东期岩体进行Sr-Nd同位素测试，发现其二阶段模式年龄为1.87～2.20 Ga，表明其源岩具有古元古代模式年龄的地壳物质。因此，推测天门地区花岗岩体主要为古元古代变泥质岩基底部分熔融的产物，亦可有少量贫黏土地壳物质参与，应属于典型的壳源型花岗岩范畴，具有成熟度较高的陆壳物质，类似于喜马拉雅造山型。

天门地区花岗岩具有高Si及低Mg等特征，显示明显的高程度结晶分异特征。在哈克图解上(图10)，天门地区的花岗岩随着SiO2含量的升高，Al2O3、MgO、P2O5和TiO2的含量逐渐减少，表明花岗岩在演化过程中经历了黑云母、磷灰石、Fe-Ti氧化物、榍石等矿物的分离结晶。在稀土配分模式图上(图7)，天门地区花岗岩显示明显的Eu负异常(0.05～0.15)，可能与岩浆演化过程中斜长石高程度分离结晶作用有关。在蛛网图上(图8)，天门地区花岗岩明显亏损Ba、Sr、P、Ti等元素，进一步表明天门地区的花岗质岩浆发生持续地分离结晶，演化过程中伴随了长石、磷灰石、Fe-Ti氧化物等矿物析出。

图10 天门地区花岗岩哈克图解

综上，可认为天门地区的S型花岗岩可能主要由古元古代变泥质岩基底经部分熔融，形成的长英质岩浆经斜长石、钾长石、磷灰石、Fe-Ti氧化物等矿物高程度结晶分异形成了天门地区的大湾岩体、鸭子头岩体和上小地岩体。

6.3 构造环境

华南地块东部广泛发育古生代花岗岩，其经历了复杂的构造-岩浆活动(Li et al., 2010; Zhao et al., 2013)。前人研究表明古生代主要与武夷-云开造山带同碰撞-后碰撞的岩浆事件有关，主要特征为后志留统盖层与强烈变形的前泥盆纪地层之间存在角度不整合，并且存在花岗岩侵入(Chen et al., 2010)。

Li等(2010)研究表明武夷-云开造山带碰撞-后碰撞环境产生的花岗岩部分熔融时限在450～430 Ma，冷却时限不低于420 Ma。古生代的苗儿山和越城岭花岗岩岩基主要位为武夷-云开造山带西北部，是其重要组成部分。Zhao等(2013)表明区域上的岩浆活动持续时间为435～382 Ma。锆石U-Pb年代学结果表明，天门地区加里东期花岗岩分多期次形成于(406.5±3.4)Ma～(403.4±3.9)Ma，在时间上相当于北流(崇余)运动之后，近乎广西运动早期，即形成于北流(崇余)运动挤压峰期之后挤压减弱、应力松弛的后碰撞构造环境(柏道远等，2014)。在构造环境判别图解(图11)上，天门地区花岗岩体样品落在同碰撞花岗岩与板内花岗岩的过渡区域，表明其应形成于造山碰撞挤压向非造山的板内环境过渡阶段，即为后碰撞花岗岩。因此，可认为天门地区花岗岩体是在加里东运动晚期，江南地块由南东向北西运动与扬子地块发生强烈碰撞，含水较高的泥质岩变质基底发生程度较高的部分融熔形成规模巨大的岩浆，再通过城步-桃江深大断裂向上运移，最终在地壳浅部的苗儿山复式背斜中侵位，形成加里东期 S 型花岗岩。

图11 天门地区花岗岩体微量元素含量大地构造环境判别图解(Pearce et al., 1984)

7 结论

(1)天门地区4组样品LA-ICP-MS锆石U-Pb年龄分别为(406.1±3.7)Ma、(403.4±3.9)Ma、(405.5±4.3)Ma和(406.5±3.4)Ma，均形成于加里东期晚期。

(2)天门地区花岗岩体均表现高硅、准铝质-过铝质和高钾钙碱性的特征，其化学成分表现相对富集Rb、Th、U等元素，明显亏损Nb、Ba、Sr、P、Ti等元素，具有明显的Eu负异，属于一套S型花岗岩。

(3)天门地区花岗岩主要物质来源于富黏土的泥质，可能混有少量贫黏土地壳物质，属于成熟中、上地壳泥质岩源区。在后碰撞造山环境下，其可能是由华夏板块元古宙基底变质泥岩部分熔融，形成岩浆并发生高程度结晶分异的产物。