赵骏峰，吴晓林，陈镜文，刘文元**，卢 林
（1福州大学紫金地质与矿业学院，福建福州 350108；
2中化地质矿山总局福建地质勘查院，福建福州 350013）
华南板块于新元古代（约970～890 Ma）由西北侧的扬子地块和东南侧的华夏地块在加里东构造运动下拼接形成（图1a）(Hsüet al.,1988;Wang et al.,2003)，随后经历了长期的板内构造演化阶段和多期花岗岩浆活动。舒良树（2012）提出其至少存在四期地球动力学事件：新元古代早—中期的板块俯冲聚合与裂解事件、早古生代晚期的陆内造山与花岗岩浆事件、早中生代的陆内再造事件与晚中生代构造体制转换和太平洋俯冲背景下的构造伸展-巨量岩浆活动事件。自早侏罗世以来，古太平洋板块俯冲使得华夏地块有大规模燕山期岩浆岩出露(Gilder et al.,1996;Li,2000;Zhou et al.,2000;Zhou et al.,2006)。与扬子地块相比，华夏地块具有更为丰富的侏罗纪—早白垩世花岗岩类(Zhou et al.,2006)，常作为与金-铜及钨-锡矿床有关的成矿岩体或赋矿围岩产出，其中以福建省为代表的东南沿海一带成为目前金-铜矿床找矿勘查热点区域(倪培等,2020)。
福建省金矿主要集中分布于4个区域（图1b），分别为：①西南部的紫金山矿田，包括紫金山高硫化型浅成低温热液铜-金矿床，成矿年龄为～110 Ma（Liu et al.,2016;Li et al.,2017;Zhong et al.,2018），悦洋低硫化型浅成低温热液银-金矿床，成矿年龄为～94 Ma(Zhong et al.,2017)；
②东北部的东际浅成中-低温热液型金矿床(卢燕等,2017;肖凡等,2020)、上山岗中硫化型浅成低温热液金矿床（Chen et al.,2020;Fan et al.,2020）等；
③中东部的双旗山金矿，成矿年龄～153 Ma，为岩浆-热液型金矿床（Tan et al.,2020），以及丘村低硫化型浅成低温热液金矿床（Ni et al.,2018）、东洋金矿（Liet al.,2018a）、安村中硫化型浅成低温热液金矿床（Li et al.,2018b）等；
④闽西北的何宝山矿田，包括何宝山金矿（陈国建等,2015）、长兴金矿（Yuan et al.,2021），以及本文研究的李家坊金矿。前人已对上述多处矿床的地质特征、成岩成矿年代学、矿物学特征、流体性质及特征、矿床成因类型进行详细研究并取得一系列的成果，在4个金矿集中区域中，闽西北一带何宝山矿田的研究程度一直相对较低。
图1 华南板块简图（a）和福建省主要金矿区分布示意图（b）（据福建省地质矿产局,1985；
Nietal.,2018;Yuan etal.,2021修改）Fig.1 Schematic map of South China Plate(a)and schematic distribution map of major gold areas of Fujian Province(b)(modified after Fujian Bureau of Geology and Mineral Resources,1985;Ni et al.,2018;Yuan et al.,2021)
本文研究对象为闽西北何宝山矿田中的李家坊金矿，由于李家坊金矿为近年新发现的矿床，现有研究薄弱，仅对矿床地质特征有过少量报道（周延召，2011；
范云虎，2018），而岩浆活动的时限、岩浆岩成因类型及成岩动力学背景尚不清楚。前人对与李家坊金矿床相临近的何宝山矿床研究发现，主要赋矿围岩及脉岩的锆石U-Pb年龄介于437～427 Ma区间，表明矿田内存在广泛的加里东期岩浆活动（陈国建等，2015）。李家坊金矿床内广泛存在与何宝山金矿床内岩性相似的加里东期花岗岩岩体，但缺乏精确的年龄数据及岩石地球化学制约。另一方面，前人对闽西北地区燕山期火成岩的报道比较少见，包括白垩纪流纹岩(137±1)Ma、流纹质熔结凝灰岩(135±1)Ma（陈梦婷,2020），在何宝山矿田中尚无燕山期火成岩岩体相关的年代学、岩石地球化学报道，仅在早期地质填图工作中有所体现。而李家坊金矿边部及何宝山矿床周边亦有少量花岗岩、花岗斑岩出露，其是否是金矿的成矿岩体尚不明确。故本文
通过对区内出露的火成岩开展了全岩主微量元素分析、LA-ICP-MS锆石U-Pb定年及微量元素测试，确定了李家坊金矿床存在加里东期及燕山期两期岩浆活动，并讨论了地球化学特征，结合岩石成因探讨动力学背景，初步厘定了矿床及矿田内部可能的成矿岩体，从而完善李家坊金矿及其所处的何宝山矿田的岩浆活动时限及成岩构造背景，并对矿床及矿田内部的成矿岩体提出新的见解。
1.1 区域地质
何宝山矿田（图2）位于武夷成矿带中段，属建宁-泰宁成矿远景区，大地构造位置为崇安-石城深大断裂和泰宁-龙岩断裂交界处（图1b，图2）。矿田内出露基底属新元古界万全群黄潭组和下峰组，为一套变粒岩-片岩的中-浅变质岩系，分布于区域上部及中部；
盖层包括震旦系西溪组的变质杂砂岩，中生界南园组、下渡组、寨下组、沙县组、崇安组的陆相沉积-陆相火山喷发岩系，分布于区域中部及下部；
缺失中元古界。其中，新元古界万全群黄潭组变质岩广泛发育，由于其具有较高的金含量（16.98×10-9），被认为是区内金矿化最重要的围岩（中化地质矿山总局福建地质勘察院，2018）。
图2 福建省何宝山矿田地质简图及主要金矿分布（改自中化地质矿山总局福建地质勘察院,2018）Fig.2 Simplified regional geological map and distribution of the major gold deposits in the Hebaoshan orefield,Fujian Province(modified after Fujian Geological Exploration Institute of China Chemical Geology and Mine Bureau,2018)
矿田区域内构造运动较为强烈，断裂构造发育，多为加里东期构造运动形成；
燕山期构造运动又使得断裂具有多期次叠加改造的特点（华仁民等，2013；
毛建仁等，2014；
陈梦婷，2020）。断裂走向多为北东向、北北东向，分别属于崇安-石城深大断裂和泰宁-龙岩断裂的一部分；
个别呈南北向。矿田内岩浆岩出露面积大，多为酸性侵入岩。加里东期包括黑云母中细粒花岗岩与白云母细粒花岗岩，主要分布于矿田西北部与中南部；
而燕山期又可分为燕山中期侵入的正长花岗岩与燕山晚期侵入的二长花岗岩和花岗斑岩，分布于区域北部与东南部（福建省区域地质志，1985）。何宝山矿田中目前已发现1处大型金矿（何宝山金矿，Au储量＞24 t，Yuan et al.,2021），一处中型金矿（李家坊金矿，Au储量＞5 t，中化地质矿山总局福建地质勘察院，2018）及其他未报告储量的中小型矿床（点），如长兴金矿。
1.2 矿区地质
李家坊金矿位于何宝山矿田北部多条断裂带集中区，断裂构造广泛发育（图3）。矿区分为东部的李家坊矿段，西南部的梨树坪矿段，以及西北部的初树下矿段，后两者为后期勘查部位，也是近年来主要的勘查区域。
矿区出露地层单一，均为上元古界万全群黄潭组变质岩，其岩性主要为变粒岩、片岩，分布于中部，同时作为矿区赋矿围岩。控矿构造主要为北东向断裂（F2、F4、F7）和北北东向（F3）断裂，分别为崇安-石城深大断裂和泰宁-龙岩断裂在何宝山矿田中的体现；
其次为近东西向断裂（F1），为后期形成。矿区内岩浆活动频繁，加里东期、燕山期侵入岩出露广泛，形成的火成岩以中酸性为主。加里东期侵入形成的白云母花岗岩分布最为广泛，占据矿区中部和南部大部分面积，同期形成的黑云母花岗岩出露于矿区西北部，二者均为矿区主要的赋矿围岩。燕山期侵入岩主要出露于矿区东北侧，少量位于矿区东南侧，在平面图上与矿床相邻，可能为矿体下部隐伏岩体。
矿区内共有4条矿体（①～④），均呈脉状产出于北东向断裂带中（图3），主矿体为①号和③号，平均品位分别为17.56 g/t和3.55 g/t（范云虎等,2018）。其中，①号矿体位于李家坊矿段，走向北东，倾向130°～140°，倾角35°～55°，长约343 m，延伸260 m；
③号矿体位于梨树坪矿段，走向北东，倾向140°，倾角45°，长200 m，延伸200 m（范云虎等,2018）。金矿石类型可分为石英脉型以及部分浸染状破碎带蚀变岩型，矿石中金属矿物主要为黄铁矿、黄铜矿、银金矿等，含有少量铅铋矿物、硫镍钴矿、硫铜钴矿（未发表资料）；
非金属矿物主要为石英、长石、云母等常见造岩矿物，典型矿石见图4a～d。
图4 李家坊金矿典型矿石照片a～b.石英脉型金矿石，矿石矿物为黄铁矿、黄铜矿，脉石矿物为石英；
c.黄铁绢英岩化金矿石，矿石矿物为黄铁矿和少量黄铜矿，脉石矿物为石英、绢云母；
d.硅化钾化蚀变岩型金矿石，矿石矿物为黄铁矿，脉石矿物为石英和钾长石Ccp—黄铜矿;Py—黄铁矿;Qtz—石英;Kfs—钾长石；
Ser—SerciteFig.4 Typical ores in Lijiafang gold deposit a～b.Quartz vein type gold ore,ore minerals are pyrite and chalcopyrite,and gangue minerals are quartz;c.Beresitization type gold ore,ore minerals arepyriteand chalcopyrite,and ganguemineralsarequartz and sericite;d.Potassic and silicification typealtered rocks typegold ore,oreminerals arepyrite and gangueminerals arequartz and potassium feldspar Ccp—Chalcopyrite;Py—Pyrite;Qtz—Quartz;Kfs—Potassium feldspar；
Ser—Sercite
用于全岩主微量元素分析和LA-ICP-MS锆石U-Pb定年的7件样品均采自李家坊矿床中的赋矿围岩及周边相邻的隐伏岩体（表1），具体采样位置见图3。
表1 样品名称及采样位置Table 1 Sample names and sampling locations
图3 李家坊金矿矿床地质图（改自中化地质矿山总局福建地质勘察院，2018）Fig.3 Geological map of the Lijiafang gold deposit(modified after Fujian Geological Exploration institute of China chemical Geology and Mine Bareau,2018)
加里东期侵入形成的白云母花岗岩经镜下鉴定分为3种岩石类型，其中，含白云母花岗岩（18LJF-8）呈灰白色，几乎不含暗色矿物，块状构造（图5a）。主要矿物包括石英（45%）、钾长石（25%）、斜长石（20%）和白云母（10%）。其中，斜长石颗粒较大，达0.5～3.0 mm，绢云母化蚀变强烈，偶见绿泥石化；
白云母自形较好，平均粒径约1 mm（图6a）；
含白云母正长伟晶岩（18LJF-9）为白色、浅肉红色，伟晶结构，块状构造（图5b）。矿物主要为钾长石（35%）以及石英（50%）。矿物颗粒破碎明显，暗示其曾受到强烈的构造运动。绢云母化蚀变在条纹长石中沿破碎裂隙发育，呈网格状（图6b）；
含白云母碱长花岗岩（18LJF-10）产出于花岗岩与伟晶岩接触带，岩石呈肉红色、墨绿色，块状构造（图5c）。矿物组成为石英（45%～50%）、微斜长石（35%～40%）、白云母（10%）以及绿泥石（5%）（图6c～d）。加里东期黑云母花岗岩（18LJF-20、ZK20101-1）为灰白色，具块状构造（图5d～e），矿物主要为石英（40%）、斜长石（30%）、钾长石（15%），其中斜长石多呈细粒自形厚板状，边缘呈绢云母化（图6e）；
暗色矿物为黑云母（10%），其边部呈一定程度绿泥石化（图6f）。
花岗斑岩（19LJF-P）分布于李家坊矿段北侧，岩石为黄褐色，斑状结构，块状构造（图5f）。斑晶约占80%，由石英（50%～55%）和钾长石（45%～50%）构成，基质成分与斑晶相同。其中石英可分为2类：前者呈他形浑圆粒状，颗粒相对较大（平均2 mm，最大达8 mm），后者为细小颗粒，具显微文象结构，分布于大颗粒石英及长石外围（图6g）；
钾长石多为自形-半自形厚板状，平均大小1～2 mm，部分受强烈绢云
母化（图6g），且有时与磁铁矿相伴生（图6i）；
钾长花岗岩（19LJF-G）位于矿床西北部，岩石呈肉红色（图5g），镜下鉴定表明其主要矿物为钾长石（35%）、石英（45%）及斜长石（15%），钾长石部分受强烈绢云母化（图6i），同时石英呈蠕虫状生长于钾长石中（图5k、6j），亦出现少量磁铁矿（图6l）。
图5 李家坊金矿锆石U-Pb定年所选样品手标本照片Fig.5 Photography of hand specimens for zircon U-Pb dating from Lijiafang gold deposit
图6 李家坊金矿锆石U-Pb定年所选样品镜下照片a.含白云母花岗岩（18LJF-8），白云母呈自形片状，粒径1mm左右；
斜长石颗粒较大，受强烈绢云母化；
b.含白云母正长伟晶岩（18LJF-9），斜长石（暗色）存在于钾长石（亮色）中形成正条纹长石，矿物颗粒碎裂明显，绢云母存于条纹长石裂隙中；
c～d.含白云母碱长花岗岩（18LJF-10），微斜长石具特征纺锤状格子双晶，少量斜长石具钾-钠复合双晶，并受绢云母化：e～f.黑云母花岗岩（ZK20101-1及18LJF-20），斜长石呈细粒自形厚板状，边缘受绢云母化；
黑云母边部受绿泥石化；
g～i.花岗斑岩（19LJF-P），石英分为两类，前者他形浑圆粒状，颗粒较大，后者颗粒细小，呈显微文象结构；
钾长石呈自形-半自形厚板状，受强烈绢云母化,周围出现少量磁铁矿；
j～l.钾长花岗岩（19LJF-G），钾长石部分受强烈绢云母化，石英呈蠕虫状生长于钾长石中，少量磁铁矿Bio—黑云母；
Chl—绿泥石；
Qtz—石英；
Ser—绢云母；
Mc—微斜长石；
Ms—白云母；
Pl—斜长石；
Kfs—钾长石；
Mag—磁铁矿Fig.6 Photomicrographs of specimen under optical microscope for zircon U-Pb dating from Lijiafang gold deposit a.Muscovite-bearing granite(18LJF-8),euhedral flakemuscovite,with particlesizeabout1mm;plagioclasearecoarsegrainswith strong sericitization;b.Muscovite-bering pegmatite(18LJF-9),plagioclase(dark)existsin potassium feldspar(bright)to form positiveperthite,fragmentation of mineral particlesisobvious,and sericiteexistsin perthitefractures;c～d.Muscovite-bering alkalinefeldspar granite(18LJF-10),characteristic spindlecrystal twin microclineand K-Na compound crystal twin in someplagioclase,with strong sericitization;e～f.Biotitegranite(ZK20101-1 and 18LJF-20),fine-grain euhedral plateplagioclase,with edgeby sericited,theedges of biotitearechloritized;g～i.Graniteporphyry(19LJF-P),quartz is divided into two types:theformer isround and grainy with larger grains,and thelatter is fineand hasamicrographic texture;j～l.Moyite(19LJF-G),part of potassium feldspar is strongly sericized.Quartz grows wormlike in potassium feldspar;and exist small amount of magnetite.Bio—Biotite;Chl—Chlorite;Qtz—Quartz;Ser—Sericite;Mc—Microcline;Ms—Muscovite;Pl—Plagioclase;Kfs—Potassium feldspar;Mag—Magnetite
3件样品（ZK-20101-1、19LJF-G、19LJF-P）的全岩地球化学分析在广州拓岩检测技术有限公司完成，采用等离子发射光谱法（ICP-MS），仪器型号为ICP-OES(Agilent 720)。微量元素测试结果和不确定度与参考物质一致(Potts et al.,2007;Thompson et al.,2000)，大多数元素相对误差5%～10%。主量元素中，浓度大于0.5%的氧化物相对误差2%，浓度介于0.1%～0.5%的氧化物相对误差为5%。
锆石制靶、阴极发光（CL）成像、微量元素含量和U-Pb同位素定年在武汉上谱分析科技有限责任公司完成。激光剥蚀系统为GeoLas HD，等离子体质谱仪为Agilent 7900。本次分析的激光束斑和频率分别为32µm和5 Hz。每个时间分辨分析数据包括大约20～30 s的空白信号和50 s的样品信号，具体测试方法见参考文献(Hu et al.,2008;2012)数据处理采用软件ICPMSDataCal10.8(Liu et al.,2008;2010)完成。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、Si作内标的方法进行定量计算(Liu et al.,2010)。锆石标准91500的U-Th-Pb同位素比值推荐值据Wiedenbeck等（1995）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(Ludwig,2003)完成。
4.1 全岩主、微量元素
主微量元素含量分析数据见表2，其中3件样品烧矢量分别为1.07，1.33及2.08，表明岩石较新鲜，受轻微蚀变，与岩相学观察结果一致。样品在TAS图解中落于花岗岩（图7a），具有富硅、富钾、富碱的特征（图7b）。其中，黑云母花岗岩（ZK20101-1）具有最低的w(SiO2)（71.29%），最高的w(CaO)（2.27%）、w(Al2O3)（13.79%）、w(P2O5)（0.15%）以及最高的A/CNK值（1.07）特征。花岗斑岩（19LJF-P）与钾长花岗岩（19LJF-G）样品的w(SiO2）相近且均较高，分别为77.76%和77.85%，同时二者w(Al2O3）（9.93%与10.13%）、w(P2O5）（0.02%与0.03%）、AKI值（1.08和0.98）均相接近。花岗斑岩具有最低的w(CaO）（0.15%），钾长花岗岩具有最高的A/CNK值（0.80），最高的w(Na2O)（3.33%）及w(K2O）（5.01%）。
稀土元素球粒陨石标准化图（图7c）显示样品呈一致的海鸥式展布，但黑云母花岗岩相较于花岗斑岩与钾长花岗岩具有更弱的负Eu异常，同时重稀土元素含量相对更低。此外，黑云母花岗岩含有相对较多的大离子亲石元素，如w(Rb)=165.00×10-6、
w(Sr)=230.00×10-6、w(Cs)=4.79×10-6、w(Ba)=712.00×10-6、w(Pb)=30.00×10-6（表2）。在原始地幔标准化蛛网图中（图7d），3件样品均表现出显著富集Rb、Th、U元素和亏损Sr、Nd、P、Ti元素，其中花岗斑岩与钾长花岗岩各元素富集或亏损程度接近，而黑云母花岗岩富集或亏损程度除重稀土元素外均相对较低。钾长花岗岩和花岗斑岩的微量元素特征与前人对福建省白垩纪花岗岩岩体(Wang et al.,2020)进行测试的结果基本一致（图7c、d）。
图7 TAS投图（a）、w(SiO2)-w(K 2O)相关图解（b）、全岩稀土元素球粒陨石标准化图（c）和原始地幔标准化图（d）（底图及数据取自Peccerillo et al.,1976;Sun et al.,1989;Middlemost,1994）Fig.7 Total alkali-silica diagram(a),w(SiO2)versus w(K 2O)plot(b),chondrite-normalized REEdiagram(c)and primitive-mantlenormalized trace element patterns(d)from whole rocks(data and base maps are from Peccerillo et al.,1976;Sun et al.,1989;Middlemost,1994)
表2 李家坊金矿全岩主（w(B)/%）、微量及稀土元素分析((w(B)/10-6)结果Table 2 Analytical results of whole-rock major（w(B)/%）and trace elements((w(B)/10-6)in Lijiafang deposit
4.2 锆石U-Pb定年
李家坊矿区用于LA-ICP-MS锆石U-Pb定年样品共7件，测得加权平均年龄集中于2个相差较大的时代范围：①加里东期：年龄范围介于(446.6±7.1)Ma～(424.5±3.1)Ma；
②燕山期：年龄值范围介于(135.6±3.1)Ma～(133.2±0.8)Ma。
含白云母花岗岩（18LJF-8）中锆石粒径在90～100μm左右，长宽比在1.31～2.57之间（图8a），平均1.91。Th/U值介于0.07～0.60，平均值为0.20。13个测点锆石206Pb/238U年龄介于(424.1±3.0)～(443.3±3.0)Ma，加权平均年龄为(432.2±3.9)Ma（MSWD=4.4）（图9a），代表花岗岩形成年龄。
含白云母正长伟晶岩（18LJF-9）中锆石颗粒多呈不规则粒状，内部具有冷杉叶状分带、海绵结构，无韵律环带出现（图8b）。粒径在100μm左右，长宽比在1.68～2.11之间，平均1.90。锆石中Th/U平均值为0.04以及极高的w(U)（平均值＞8753×10-6）表明已发生蜕晶化。9个测点锆石206Pb/238U年龄介于(441.4±5.9)Ma～(438.6±5.0)Ma，加权平均年龄为(438.7±4.6)Ma（MSWD=1.5）（图9b）。
图8 李家坊金矿样品中代表性锆石单偏光及阴极发光照片（其中同颗锆石上图为单偏光，对应下图为阴极发光；
锆石颗粒形态、206Pb/238U年龄如图；
白圈表示U-Pb定年及微量元素测试点位，半径大约代表激光斑束大小）Fig.8 Paired plane-polarized light and CL images of representative selected zircons from Lijiafang gold deposit(The morphology of zircon grains and 206Pb/238U ages is shown;The white circles indicate U-Pb dating and trace elements positions,with circle diameters showing the approximate laser spot sizes)
含白云母碱长花岗岩（18LJF-10）中锆石粒径在50～100μm左右，长宽比在1.21～2.11之间（图8c），平均1.53。15个测点在谐和线上显示出多组年龄集中区域（图9c、d），其中5个测点锆石显示较一致的206Pb/238U年龄，介于(421.5±3.7)Ma～(431.2±3.8)Ma，加 权 平 均 年 龄 为(424.5±3.1)Ma（MSWD=1.6），此5颗锆石Th/U值介于0.30～0.71，平均值为0.59，所得年龄代表成岩年龄。5颗锆石206Pb/238U年龄介于(670.5～815.9)Ma，阴极发光显示具有明显的核边结构（图9c），与矿床内出露的新元古界年龄吻合，故判断为继承锆石，代表地层的沉积时代。2颗锆石206Pb/238U年龄介于(439～446)Ma，阴极发光显示出测点剥蚀位置同时包含暗-亮分区（图9d），故其所得年龄可能为继承锆石代表的地层年龄与岩浆锆石代表的成岩年龄的混合。3颗锆石206Pb/238U年龄具有异常，介于471～479 Ma，结合其高U特征（平均值为4621×10-6），判断已发生蜕晶化，所得年龄无地质意义。
图9 李家坊金矿锆石年龄谐和图及加权平均年龄Fig.9 Zircon U-Pb concordia diagrams and weighted average ages for zircons from Lijiafang gold deposit
黑云母花岗岩（ZK20101-1）中锆石的自形程度较高，多呈长柱状。具明显的振荡生长环带结构（图8d），粒径在110～180μm左右，长宽比在1.71～4.00，平均2.72。Th/U值介于0.12～0.80，平均值为0.48。12个测点锆石的206Pb/238U的年龄介于(441.2±5.9)～(447.7±5.9)Ma，加权平均年龄(444.4±2.7)Ma（MSWD=0.32）（图9e），代表岩石形成年龄。
黑云母花岗岩（18LJF-20）中锆石粒径在80～110μm左右，长宽比在1.25～2.51之间，平均1.61（图8e）。Th/U值介于0.07～0.38，平均值为0.16。6个测点锆石206Pb/238U年龄介于(439.1±3.4)Ma～(458±3.9)Ma之间，加权平均年龄为(446.6±7.1)Ma（MSWD=3.7）（图9f），代表岩石成岩年龄。
花岗斑岩（19LJF-P）中锆石颗粒形态变化大，呈半自形-不规则他形，内部结构复杂，多具有震荡环带（图8f）。粒径在80～150μm左右，长宽比在1.65～2.24之间，平均1.88。w(Th)、w(U)均较低，平均值分别为178×10-6和231×10-6，Th/U值介于0.43～1.14，平均值为0.83。23个测点锆石的206Pb/238U年龄介于(132.1±5.8)Ma～(141.4±8.0)Ma，加权平均年龄(135.6±1.2)Ma（MSWD=0.36）（图9g），代表花岗斑岩形成年龄。
钾长花岗岩（19LJF-G）中锆石多呈半自形-自形柱状，内部可见明显振荡生长环带结构（图8g），粒径在100～140μm左右，长宽比在1.41～2.38之间，平均1.81。Th/U值介于0.46～1.22，平均值为0.78，属典型的岩浆锆石特征。25个测点锆石的206Pb/238U年龄介于(129.0±0.5)Ma～(133.8±2.0)Ma，加权平均年龄(133.2±0.8)Ma（MSWD=0.7）（图9h），代表钾长花岗岩形成年龄。
4.3 锆石稀土元素
所有锆石的稀土元素球粒陨石标准化配分曲线（图10a～g）均显示出轻稀土元素相对亏损、重稀土元素相对富集的左倾配分模式，具有负Eu元素异常和正Ce元素异常特征。其中，含白云母正长伟晶岩（18LJF-9）表现强负Eu元素异常和弱正Ce元素异常（图10b）；
黑云母花岗岩（ZK20101、18LJF-20）、含白云母碱长花岗岩（18LJF-10）和含白云母花岗岩（18LJF-8）均具有弱负Eu元素异常和强正Ce元素异常（图10a、c～e）；
钾长花岗岩（19LJF-G）和花岗斑岩（19LJF-P）则具有强负Eu元素异常和强正Ce元素异常（图10f、g）。
图10 李家坊金矿区火成岩锆石稀土元素球粒陨石标准化图（球粒陨石标准化数值取自Sun et al.,1989）Fig.10 Chondrite-normalized REEpatterns from zircons of igneous in Lijiafang gold deposit(chondrite values from Sun et al.,1989)
5.1 成岩成矿年代学
典型原生岩浆锆石具有特征性的振荡环带（Be‐lousova et al.,2002；
吴元保等,2004）、较高的Th/U比值（一般＞0.4）（Möller et al.,2003）和轻稀土元素亏损、重稀土元素逐步富集的稀土元素配分曲线特征(Whitehouse et al.,2002)，而热液锆石则无明显振荡环带且具有较低的Th/U比值（一般＜0.1）（吴元保等，2004），使用岩浆锆石进行岩石年代学研究可获得准确的岩石形成年龄(Tomaschek,2003)。本文进行LA-ICP-MSU-Pb定年的锆石中，除样品18LJF-9外，均符合岩浆锆石特征，所得年龄即为成岩年龄。
华南东段加里东期花岗岩类主要形成于410～460 Ma（张芳荣等，2009），本文测得李家坊矿床中加里东期赋矿围岩包括含白云母花岗岩(432.2±3.9)Ma，含白云母正长伟晶岩(438.7±4.6)Ma，含白云母碱长花岗岩(424.5±3.1)Ma，黑云母花岗岩（(444.4±2.7)Ma、(446.6±7.1)Ma），其年龄分布自(446.6±7.1)Ma至(424.5±3.1)Ma，与前人研究结果一致。同时，本文所获年龄数据涵盖了此前陈国建等(2015)对何宝山矿区钾长混合花岗岩LA-ICP-MS锆石U-Pb定年所得的成岩年龄(437.1±1.3)Ma，并与刘锐等（2008）通过锆石U-Pb获得闽西北混合岩和花岗岩成岩年龄为437～441 Ma的结论相一致。其中，黑云母花岗岩的年龄(444.4±2.7)Ma、(446.6±7.1)Ma）与加里东晚期最强活动事件开始时间（～450 Ma）相吻合（王秀璋等，2000），为李家坊金矿及何宝山矿田中加里东期存在岩浆多阶段侵入提供了年代学证据。
前人将华南地区中生代矿床分为3期，分别为晚三叠世（230～210 Ma），中—晚侏罗世（170～150 Ma）与早—中白垩世（120～80 Ma），每种类型都对应各自不同的构造-岩浆事件(Mao et al.,2013)。本文对钾长花岗岩（19LJF-G）及花岗斑岩（19LJF-P）的定年结果均指向早白垩世，是闽西北何宝山矿田中首次获得的中生代成岩年龄。前人对该矿区成矿年龄尚无报道，笔者所获得的辉钼矿Re-Os年龄显示为～130 Ma（未发表数据），稍晚于本文所得的燕山期岩浆岩成岩年龄，这也与区域上中生代大规模金矿成矿事件相符。鉴于李家坊金矿中成矿岩体尚不明确，我们推测燕山期岩浆岩可能正是与李家坊金矿成矿事件具有紧密联系的火成岩岩体。
表3 李家坊金矿LA-ICP-MS锆石同位素比值Table 3 LA-ICP-MSU-Pb isotopes of zircon from the Lijiafang gold deposit
续表 3-1Continued Table 3-1
续表 3-2Continued Table 3-2
通过对前人在福建省主要金矿集中区域所做的成岩、成矿年代学研究结果进行整理分析，发现其具有一定的时空规律：福建省金矿成岩成矿时代主要集中于170～130 Ma和120～90 Ma两个时间范围内，前者均位于闽中东部（如双旗山金矿、东洋金矿等）及闽西北隆起带（李家坊金矿），而后者均位于闽西南坳陷内（如紫金山矿田）；
同时，金矿集中分布区的成岩成矿年龄具有从中东部及北部-西北部-西南部逐渐年轻的演化趋势（图11）。
图11 福建省金矿成岩成矿年龄谱图多种同位素年代学数据表明福建省金矿时空分布上可能具有从中东部及北部-西北部-西南部的演化趋势（数据引自Jiang et al.,2016;Duan et al.,2017;Liet al.,2018a;Bao et al.,2020;Fan et al.,2021;Niu et al.,2020;Zhao et al.,2020;张德全等,2003;刘晓东等,2005;李斌等,2013;李海立,2016;肖凡等,2020）Fig.11 Diagram of diagenetic and ore-forming ages in Fujian Province Multipleisotopic chronological dataindicate that it isa Middle East and N-NW-SWevolutionary trend of gold deposits in Fujian Province(data from Zhang et al.,2003;Liu et al.,2005;Liet al.,2013;Li,2016;Jiang et al.,2016;Duan et al.,2017;Liet al.,2018a;Bao et al.,2020;Niu et al.,2020;Zhao et al.,2020;Fan et al.,2021;Xiao et al.,2020)
5.2 岩石成因类型
花岗岩通常由其原岩性质与构造背景被分为A型、S型和I型(Whalen et al.,1987;Chappell,1999)，分别指示不同的地球化学意义，对花岗岩类型的划分能够判断构造环境(Pearce et al.,1984;李献华等,2007)、指示岩浆来源与演化(Frost et al.,2001;Foden et al.,2015)。样品全岩主量元素TAS（图7a）、K2OSiO2投图（图7b）均显示为高钾钙碱性系列花岗岩，全岩测试所得黑云母花岗岩铝指数A/CNK为1.07，属过铝质，同时具备属I型和S型花岗岩的可能性；
钾长花岗岩和花岗斑岩的铝指数A/CNK分别为0.80和0.99，均属准铝质，具备I型花岗岩的特征（王德滋，2004）。S型花岗岩铝指数通常较大（＞1.10），除黑云母花岗岩外的2件样品与S型花岗岩常具有的强过铝质特征不符(Whalen et al.,1987;Chappell et al.,1992)。同时，酸性S型花岗岩通常w(P2O5)＞0.1%(Wolf et al.,1994)，而钾长花岗岩w(P2O5)=0.03%，花岗斑岩w(P2O5)=0.02%，因此二者属于S型花岗岩的可能性较低，而应属于A型花岗岩或I型花岗岩；
而黑云母花岗岩具有较高的w(P2O5)（0.15%），结合其较高的铝指数（1.07），体现出S型花岗岩的特征(King et al.,1997;贾小辉等,2009)，这与华南东段加里东期花岗岩成因类型“绝大多数为S型，I型极少”的特点相符（张荣芳等，2009；
舒良树，2012）。
A型花岗岩的典型特征包括：FeOT/MgO＞10，Ga/Al＞2.6，AKI=0.95，w(Zr+Nb+Ce+Y)＞350×10-6(Whalen et al.,1987;Eby,1990;Qiu et al.,2005;Wu et al.,2017)，本文测得花岗斑岩FeOT/MgO=6.59，Ga/Al=2.68，AKI=1.08，w(Zr+Nb+Ce+Y)=317.8×10-6；
钾长花岗岩FeOT/MgO=8.55，Ga/Al=3.09，AKI=0.98，w(Zr+Nb+Ce+Y)=294.4×10-6，即除Ga/Al比值外，均不具备A型花岗岩特征。I型花岗岩常具含有少量暗色矿物及磁铁矿(Ishihara,1981)，本文的钾长花岗岩和花岗斑岩样品中均出现少量黑云母及磁铁矿（图6i、l；
表1），与该特征相符。同时，3件样品均在原始地幔标准化蛛网图（图7d）中表现出显著的Rb、Th、U元素正异常和Sr、Nb、P、Ti元素负异常，稀土元素球粒陨石标准化配分图（图7c）中又呈现轻稀土元素相对富集，重稀土元素轻微亏损和强烈的负Eu异常的海鸥式分布，以上特征均指示三者发生了较高程度的分异作用(Miller et al.,1984;Bau,1996;Breiter et al.,2014)。综合上述特征，黑云母花岗岩属过铝质高钾钙碱性高分异S型花岗岩，钾长花岗岩和花岗斑岩应属于准铝质、高钾钙碱性高分异I型花岗岩。
表4 李家坊金矿锆石微量元素分析结果（w(B)/10-6）Table 4 Trace elements of zircon compositions（w(B)/10-6）from Lijiafang gold deposit
续表 4-1Continued Table 4-1
续表 4-2Continued Table 4-2
续表 4-3Continued Table 4-3
续表 4-4Continued Table 4-4
5.3 成岩动力学背景
加里东期构造运动不仅形成了独立的构造单元（华南加里东褶皱带），还伴随着广泛的混合岩化、变质作用、韧性剪切变形和强烈的花岗质岩浆活动（Wang et al.,2007;2011;Chu et al.,2012;Zhao et al.,2013）。张芳荣等（2009）对华南东段加里东期花岗岩的研究认为，加里东期花岗岩类主体形成于板内构造环境，绝大多数火成岩岩体在成因类型上属S型花岗岩，为地壳物质的部分熔融。刘锐等（2008）对闽西北前寒武纪变质地层中的混合岩和花岗岩的年代学及岩石地球化学研究表明，形成于437～441 Ma的混合岩和花岗岩均为华南加里东期构造热事件的产物，且二者在成因和物质来源上具有一致性——前寒武纪变质基底发生同变形地壳深熔作用，经脱水熔融产生的初始熔体发生结晶分异，由堆晶产物形成混合岩的浅色体，花岗岩则由残余熔体持续演化形成。因此，闽西北一带S型花岗岩的成岩背景应归于前寒武纪基底变质岩的深熔作用。
本次研究对加里东期黑云母花岗岩(444.6±2.7)Ma的全岩主微量元素测试结果表明，此类花岗岩为准铝质，微量元素原始地幔标准化图显示出Rb、K、Th、U、Zr、Hf、Sm元素和重稀土元素正异常，Nb、Ba、Sr、P、Ti元素负异常，呈现出与刘锐等（2008）所测闽西北花岗岩较为一致的微量元素配分模式（图7d），符合壳源型或陆壳改造型花岗岩特征（徐克勤，1989）。同时，结合一致的成岩年龄及相近的产出部位，判断黑云母花岗岩与刘锐等（2008）所测花岗岩岩体具有相同的成因背景。前人研究表明，在志留纪，闽西北区域内存在板内褶皱后造山伸展环境，岩石圈地幔可能沿变质核部发生拆沉作用，变质核两侧的下地壳由于地温梯度的升高发生部分熔融（Yao et al.,2012;郭树仁,2021）。因此，加里东期黑云母花岗岩的成岩动力学背景为板内褶皱后造山伸展环境，成岩物源由前寒武纪基底变质岩发生深熔作用产生。
华南地区中生代广泛发育典型的I型花岗岩受地幔岩浆底侵导致的壳-幔相互作用的制约和影响(王德滋等,2000)，且形成所需的物质很可能来自加里东期古老基底地层(马东升,2007)。相应的动力学背景为：自中生代以来，太平洋板块向欧亚板块俯冲角度发生变化，上覆大陆板块由挤压应力向伸展应力转变，岩石圈减薄，诱使地幔玄武质岩浆底侵，软流圈上涌，使得花岗岩具有壳-幔混合特征，这对花岗岩和相关矿床的形成均有重要的控制作用(邓晋福等,1999;舒良树等,2002;孙卫东等,2008;毛景文等,2009;)。
前人通过研究福建省白垩纪花岗岩的岩石学和地球化学特征，结合Lu-Hf、Sr-Nd同位素特征，将古太平洋板块的俯冲作用分为3个阶段：第一阶段（145～137 Ma）为古太平洋板块的高角度俯冲引发厚层下地壳在拉张环境中部分熔融；
第二阶段（136～118 Ma）为古太平洋板在拉张环境下导致岩石圈减薄，以及由板块后撤导致的软流圈地幔上涌。第三阶段（107～86 Ma），古太平洋板块的断裂导致了伸展环境下更为强烈的壳幔相互作用(Wang et al.,2020)。本次研究获得的2件燕山期准铝质高钾钙碱性I型花岗岩（19LJF-P、19LJF-G）的岩石地球化学特征和同位素年龄均与前人(Wang et al.,2020)对第二阶段（136～118 Ma）白垩纪花岗岩的测试结果相符（图7），呈现出一致的全岩稀土配分模式曲线及原始地幔标准化配分曲线（图7c、d），且其空间地理分布上也为邻近地区，故判断二者具有相同的成岩动力学背景。综上所述，所测2件样品均为在中生代因古太平洋板块的俯冲、后撤作用下，经过岩石圈减薄、岩浆底侵和软流圈上涌等作用形成的壳-幔混合型花岗岩。
（1）通过LA-ICP-MS锆石U-Pb定年获得对李家坊金矿区2个成岩时代范围：(446.6±7.1)Ma～(424.5±3.1)Ma与(135.6±3.1)Ma～(133.2±0.8)Ma，前者与何宝山矿床赋矿围岩年龄一致，表明李家坊金矿赋矿花岗岩均为加里东期侵入岩；
而中生代花岗斑岩与钾长花岗岩的成岩年龄与中生代大规模的金矿成矿事件相符，结合辉钼矿Re-Os年龄（130 Ma，未发表数据），可能为矿床中隐伏的成矿岩体。
（2）李家坊金矿床内加里东期花岗岩属过铝质高钾钙碱性、高分异S型花岗岩，其中黑云母花岗岩在加里东期构造热事件形成的板内褶皱后造山伸展环境中，经前寒武纪基底变质岩发生深熔作用形成。形成于中生代的钾长花岗岩(133.2±0.8)Ma与花岗斑岩(135.6±3.1)Ma属准铝质、高钾钙碱性、高分异I型花岗岩，均为经岩石圈减薄、岩浆底侵和软流圈上涌等作用形成的壳-幔混合型花岗岩，其动力学背景为古太平洋板块在136～118 Ma向欧亚板块俯冲后撤形成的拉张构造环境。
致谢本文在基础地质资料收集和野外工作中得到了陈世永工程师及中化地质矿山总局福建地质勘察院李家坊矿区工作人员的支持与帮助；
《泰宁李家坊金矿床中黄铁矿与金的关系》项目组成员王冲、路丰豪在图件编绘中的帮助，陈刘润玄、谢华杰在样品采集、数据处理中提供的帮助；
两位匿名审稿人提出的修改建议及意见，使得本文质量得到了很大的提升，在此一并表示衷心的感谢！