湘中白馬山復式巖體成因及其成礦效應*

王川 彭建堂, 徐接標 陽杰華 胡阿香 陳憲佳

1.中南大學地球科學與信息物理學院，有色金屬成礦預測與地質環境監測教育部重點實驗室，長沙 4100832.中國科學院地球化學研究所，礦床地球化學國家重點實驗室，貴陽 5500023.湖南城市學院土木工程學院，益陽 413000

華南地處印支地塊和華北地塊之間，由華夏和揚子古陸組成。華南地區曾經歷過Columbia超大陸、Gondwana超大陸、Pangean超大陸及歐亞大陸形成與演化的多期構造運動，晚古生代以來，古太平洋和特提斯構造域在華南產生了重要影響，由此形成不同時代的花崗巖及金屬礦床。華南地區燕山期花崗巖分布廣泛，與之相關的鎢錫礦床和鉛鋅銅礦床眾多，且很多達到了大型和超大型的規模，因此華南燕山期花崗巖的成巖、成礦作用受到人們高度重視和廣泛關注(毛景文和王志良，2000；毛景文等，2004；Pengetal.,2006；彭建堂等，2008；胡瑞忠等，2010；陳駿等，2014；Yangetal.,2018;Yuanetal.，2018a,b,2019；Maoetal.,2019,2021)。而華南印支期花崗巖出露較少，且較為分散(周新民，2003；Wangetal.，2007；Heetal.，2010)，故該期花崗巖的成因人們關注較少，其成礦作用在很長時間內更是無人提及。近年來，越來越多的高精度放射性同位素定年結果顯示，華南地區的一些金屬礦床是印支期形成的，特別是湘中地區，印支期成礦作用尤為顯著，如大坪金礦、鏟子坪金礦、古臺山金銻礦、杏楓山金鎢礦、包金山金礦、謝家山銻鎢礦、曹家壩鎢礦、大溶溪鎢礦都是印支期形成的(李華芹等，2008；張龍升等，2014；彭建堂等，2017，2021；Lietal.,2018；Xieetal.,2019a;Zhangetal.,2019；呂沅峻等，2021)，故華南印支期花崗巖及其成礦作用值得高度重視。然而，目前有關華南印支期花崗巖的成因還存在非常大的爭議，王岳軍等(2002)、Wangetal.(2007)認為華南印支期花崗巖為陸殼碰撞擠壓、地殼疊置加厚重熔的產物；周新民(2003)則主張該區大部分印支期花崗巖，是在陸陸碰撞之后地殼伸展減薄的構造背景下中地殼發生部分熔融的產物；另外一些學者則認為華南印支期巖漿活動與古太平洋板塊的俯沖作用有關，印支期花崗巖為島弧巖漿作用的產物(Wangetal.,2005;Lietal.,2006,2007,2012;Li and Li,2007)。目前人們對華南燕山期花崗巖與鎢錫、鉛鋅銅的成礦進行了大量研究，但對該區印支期花崗巖的成礦作用缺乏研究。上述兩方面研究的不足，嚴重制約了人們對華南地區印支期花崗巖成巖、成礦機制的深入認識。

白馬山花崗質復式巖體處于江南古陸之中(圖1a)，目前在該巖體周緣已發現了許多中型印支期金、鎢礦床(圖1b)，是系統揭示華南印支期構造-巖漿-成礦的理想對象。盡管前人對該巖體已開展了部分研究(王岳軍等，2005；陳衛鋒等，2007；羅志高等，2010；Chuetal.,2012；劉建清等，2013；Qiuetal.,2014;李建華等，2014；Fuetal.,2015)，但其精確的成巖時代、巖漿源區特征和構造背景仍存在較大的分歧，成巖與成礦關系的研究更是處于空白。本文試圖通過對白馬山復式巖體的鋯石U-Pb年代學與Hf同位素分析，并結合全巖元素地球化學及Sr-Nd同位素研究，深入研究其巖石成因和構造背景，探討該花崗質巖體的金、鎢成礦效應，這將為揭示華南地區印支期花崗巖成巖、成礦機制提供一個重要窗口。

圖1 白馬山巖體地質圖(據張義平等，2015修改)Fig.1 Geological map of the Baimashan granitic complex (modified after Zhang et al.,2015)

1 白馬山復式巖體的地質特征及巖相學特征

白馬山復式巖體位于江南造山帶的東南緣(圖1a)，在構造上處于NE向雪峰山弧形構造隆起帶和EW向白馬山-龍山-紫云山EW向構造帶的交匯部位。地處隆回、新化、溆浦三縣交界處，呈東西向串珠狀分布，主要由黑云母花崗閃長巖、黑云母二長花崗巖和二云母二長花崗巖，出露面積約為1650km2(湖南省地質礦產局，1988)。巖體侵位于新元古界板溪群、震旦系、寒武系、志留系和泥盆系地層中。前人根據這些花崗巖的野外地質特征、年代學和巖石地球化學將白馬山復式巖體劃分為4個超單元：水車超單元、龍潭超單元、小沙江超單元和龍藏灣超單元，并認為水車超單元形成于晚志留世，龍潭超單元形成于中三疊世，小沙江超單元形成于晚三疊世，龍藏灣超單元形成于早侏羅世(湖南省地質礦產局，1988)。

水車超單元位于巖體的東部，呈南北向巖基展布，中間被印支期花崗巖侵入，出露面積約為550km2(圖1b)。巖體侵入到新元古界板溪群及下古生界地層中，巖體基本被中泥盆統地層不整合覆蓋。巖性主要為中細粒黑云母二長花崗巖、細粒二云母二長花崗巖和中細粒角閃石黑云母花崗閃長巖。巖石具中細粒結構，部分可見似斑狀結構，斑晶以斜長石為主，塊狀構造。其中，斜長石含量為30%～55%，具有環帶結構和聚片雙晶，鉀長石為10%～25%，常包裹斜長石和黑云母，石英為30%～35%，黑云母為7%～13%，常為自形-半自形鱗片狀，多色性明顯，角閃石為0.5%～2%。副礦物主要有榍石、鋯石、磷灰石。

龍潭超單元西側以黃茅園為界，向東包括龍潭-金石橋-高坪，東部延伸至天龍山，整體呈東西向展布，出露面積為500km2左右(圖1b)。巖體侵入到中、上元古界至石炭系地層中。巖性主要為中細粒角閃石黑云母二長花崗巖、中細粒黑云母二長花崗巖和中粒黑云母花崗閃長巖。龍潭超單元中普遍發育暗色包體，多出現在黑云母花崗閃長巖和角閃石黑云母二長花崗巖中，包體與寄主巖界線明顯(圖2a)。巖石為中-細粒結構，部分可見似斑狀結構，斑晶主要為斜長石，塊狀構造，局部發育似片麻狀構造。其中，斜長石含量為35%～50%，鉀長石為5%～20%，石英為24%～35%，有變形拉長，普遍存在波狀消光(圖2b)，黑云母為8%～13%，角閃石為1%～5%。此外，巖石中還有少量的副礦物，如榍石、鋯石、磷灰石等。暗色包體礦物顆粒較細，暗色礦物含量較高，主要為黑云母和角閃石，含有少量的副礦物榍石和鋯石。

圖2 白馬山花崗巖手標本及顯微照片(a)暗色包體與寄主巖界限清晰，礦物成分相似；(b)巖體受擠壓石英發生變形，石英普遍存在波狀消光現象；(c)堿性長石穿插交代酸性斜長石(正交偏光)；(d)黑云母受力發生扭曲(單偏光)；(e)微斜長石常包裹石英、黑云母和斜長石等礦物(正交偏光)；(f)黑云母蝕變成白云母，仍保留原來的特征(單偏光).Ab-鈉長石；Atp-反條紋長石；Bt-黑云母；Mc-微斜長石；Ms-白云母；Pl-斜長石；Qtz-石英Fig.2 Hand specimen and microphotographs of the Baimashan granitic complex(a) the boundary is clear and the minerals are similar between the dark inclusions and the host rocks;(b) the quartz distorted as the rock was extruded,and generally has a wave extinction phenomenon;(c) the acid plagioclase was replaced with the alkaline feldspar (crossed nicols);(d) the biotite was distorted (single nicols);(e) the quartz,the biotite and the plagioclase were wrapped by the microcline (crossed nicols);(f) the biotite turned into the muscovite (single nicols).Ab-albite;Atp-antiperthite;Bt-biotite;Mc-microcline;Ms-muscovite;Pl-plagioclase;Qtz-quartz

小沙江超單元位于巖體的中部和東部，呈巖株產出，整體呈東西向展布，出露面積約200km2(圖1b)。巖體侵入到下志留統地層中。巖性主要為中粗粒黑云母二長花崗巖、中粒黑云母花崗閃長巖和中粒二云母二長花崗巖。與龍潭超單元相似，花崗巖中普遍發育暗色。巖石具中粗粒結構，部分為似斑狀結構，可見斜長石和鉀長石巨晶，塊狀構造。其中，斜長石含量為30%～45%，雙晶紋細密，常被鉀長石交代，鉀長石為10%～25%，常交代斜長石或沿斜長石裂隙充填(圖2c)，石英為28%～39%，黑云母為3%～13%，常受力發生扭曲(圖2d)，角閃石為0.5%～1%。此外，巖石中還有少量的副礦物，如榍石、鋯石、磷灰石、鈦鐵礦等。

龍藏灣超單元位于巖體的中心部位以及東部，由兩個巖體組成，與龍潭超單元構成環狀分布，出露面積為400 km2左右(圖1b)。巖體主要侵入到下三疊統地層及龍潭超單元巖體中。巖性主要為中細粒二云母二長花崗巖和黑云母二長花崗巖。巖石具中細粒結構，塊狀構造。其中斜長石含量為30%～35%，發育卡氏雙晶和聚片雙晶，鉀長石為25%～30%，常包裹石英、黑云母和斜長石等礦物(圖2e)，石英為35%～45%，黑云母為2%～6%，白云母為3%～9%(圖2f)。副礦物主要有榍石、鋯石、磷灰石、電氣石等。

2 樣品采樣與分析方法

本文對白馬山復式巖體中水車、龍潭、小沙江和龍藏灣4個超單元進行了系統采樣，具體采樣位置見圖1b。經過詳細的鏡下觀察，選取一部分代表性樣品進行化學分析；另一部分通過粉碎、重力和磁選篩選之后，在雙目鏡下挑選晶形完整、無裂隙、無包體的鋯石顆粒，制成鋯石靶進行鋯石原位U-Pb定年和Hf同位素分析。

在進行鋯石U-Pb同位素分析之前，先對鋯石進行透射光和反射光照相，然后在中國科學院地球化學研究所礦床地球化學國家重點實驗室進行了鋯石陰極發光拍照，結合光學和陰極發光圖像，選擇了環帶發育良好，無裂紋無包裹體的位置進行鋯石U-Pb同位素分析。鋯石U-Pb同位素定年在中南大學地球科學與信息物理院LA-ICP-MS實驗室完成，實驗采用的193nm ArF準分子激光剝蝕器(型號為Analyte He Excimer)和Analytik Jena PlasmaQuant MS Ellite型電感耦合等離子體質譜儀(LA-ICP-MS)進行分析。激光束斑直徑為32μm，剝蝕時間為45s。測試過程中以標準鋯石91500為外標校正儀器質量歧視與同位素元素分餾；以標準鋯石GJ-1為盲樣，檢驗U-Pb定年數據質量(Liuetal.,2010a;Huetal.,2011)。原始的測試數據經過iolite軟件離線處理完成。諧和圖繪制采用ISOPLOT 3.70軟件完成(Ludwig,2008)。

鋯石Hf同位素分析位置靠近U-Pb同位素分析點，實驗分析在中國科學院地球化學研究所礦床地球化學國家重點實驗室配有RESOlution-LR-S-155激光剝蝕系統的Nu Plasma MC-ICP-MS質譜儀上進行(LA-MC-ICP-MS)。實驗采用單點剝蝕模式對鋯石進行數據采集(激光束斑為44μm)，每次分析包括20秒空白信號和50秒剝蝕信號的采集時間。實驗過程中，3種鋯石標樣(91500、Penglai、Plésovice)用以監控Hf同位素分析質量，詳細的分析過程與方法見Huetal.(2008,2012)。ICPMSDataCal軟件用以進行分析信號的離線處理及質量分餾校準等(Liuetal.,2010b)。εHf(t)值計算參考球粒狀隕石現今的176Lu/177Hf =0.0332和176Hf/177Hf=0.28277(Blichert-Toft and Albrede,1997)。單階段Hf模式年齡(tDM)和兩階段Hf模式年齡(t2DM)分別采用采用現今虧損地幔的176Hf/177Hf=0.28325和176Lu/177Hf=0.0384(Griffinetal.，2004)，與假設大陸地殼的平均176Lu/177Hf=0.015(Griffinetal.,2002)進行計算。

全巖和暗色包體的主量元素分析采用X熒光光譜分析(XRF)方法，在澳實分析檢測(廣州)有限公司完成，實驗儀器型號為荷蘭PANalyticalPW2424型X射線熒光光譜儀。主量元素測試方法為ME-XRF26d，測定儀器為X熒光光譜儀(XRF)，樣品消解采用硝酸鋰熔融，試樣加入包含硝酸鋰在內的助熔劑，充分混合后，高溫熔融。熔融物倒入鉑金模子形成扁平玻璃片后，再用X熒光光譜儀(XRF)分析。同時稱取另一份試樣在1000℃下測定燒失量(LOI)。主量元素的檢測下限為0.01%，相對誤差優于5%。全巖的微量元素分析在中國科學院地球化學研究所礦床地球化學國家重點實驗室完成。微量元素測定采用ELAN DRC-e型Q-ICP-MS完成，實驗過程中以Ar為載氣，分析精度優于5%(Qietal.,2000)。Rb-Sr和Sm-Nd同位素分析在澳大利亞昆士蘭大學放射性同位素實驗室完成。實驗儀器為VG 54多接收質譜計(TIMS)，Sr同位素比值分析采用86Sr/88Sr=0.1194進行質量分餾校正，Nd同位素比值分析采用146Nd/144Nd=0.7219進行質量分餾校正(Mearns,1986)。

3 分析結果

3.1 鋯石U-Pb年齡

樣品JSQ-15為水車超單元的代表性巖石樣品，從中挑選的鋯石晶型發育良好，韻律環帶清晰，為典型的巖漿成因鋯石(圖3a)。鋯石LA-ICP-MS分析顯示，所有分析點的Th/U比值介于0.35～0.70(表1)，13個測點的206Pb/238U諧和年齡為424.9±2.2Ma，加權年齡為424.5±1.9Ma(圖3b)，在誤差范圍基本一致，為加里東期巖漿作用。本文重點討論的是印支期的成巖成礦作用，因此，對白馬山巖體的加里東期成巖作用不做過多的涉及。

樣品JSQ01采自龍潭超單元，鋯石多為長柱狀，大小比較均一，多為150～200μm，長寬比為2:1～3:1。CL圖像顯示鋯石發育典型的振蕩環帶，部分鋯石發育鋯石核，具有核幔結構(圖3a)。其Th/U比值較高，介于0.29～0.75之間(表1)，具有巖漿成因鋯石的特征。20個測點在諧和圖上的下交點年齡為228.2±1.3Ma，206Pb/238U加權平均年齡為228.1±1.0Ma(圖3c)，其中對1顆鋯石的邊部(JSQ01-05)和核部(JSQ01-06)分別進行分析，得到其206Pb/238U年齡為220.1±1.8Ma和225.6±2.6Ma。

樣品XSJ01采自小沙江超單元，鋯石多為長柱狀，大小為150～300μm，長寬比為2:1～5:1。CL圖像顯示鋯石發育典型的振蕩環帶，少數鋯石發育鋯石核，呈核幔結構，但其核普遍較小(圖3a)。其Th/U比值為0.25～0.60(表1)，具有巖漿成因鋯石的特征。16個測點的諧和年齡為225.3±1.1Ma，206Pb/238U加權平均年齡為224.1±1.1Ma(圖3d)。

樣品XSJ04同樣采自小沙江超單元，鋯石多為長柱狀，大小為150～300μm，長寬比為2:1～6:1。CL圖像顯示鋯石發育典型的振蕩環帶，部分鋯石發育鋯石核，具有核幔結構(圖3a)。鋯石的Th/U比值為0.22～0.74(表1)。24個測點的206Pb/238U諧和年齡為217.7±0.9Ma，加權平均年齡為216.7±0.8Ma(圖3e)。

表1 白馬山復式巖體花崗巖鋯石U-Pb同位素定年分析結果Table 1 U-Pb isotopic dating of zircons from the Baimashan granitic complex

續表1Continued Table 1

圖3 白馬山復式巖體花崗巖鋯石CL圖像(a)和U-Pb年齡諧和圖(b-f)右下角小插圖為相應樣品的206Pb/238U年齡分布和加權年齡Fig.3 Zircon CL images (a) and U-Pb concordia diagrams of (b-f) the Baimashan granitic complexThe 206Pb/238U ages of the corresponding samples and their weighted mean ages shown at the lower right of the figure

樣品WYS07采自龍藏灣超單元，多為長柱狀，大小為120～200μm，長寬比為2:1～4:1。CL圖像顯示鋯石發育典型振蕩環帶，部分鋯石發育鋯石核，具有核幔結構(圖3a)。其Th/U比值介于0.02～0.47之間，但大多數超過0.10(表1)，具有巖漿成因鋯石的特征。15個測點的206Pb/238U加權平均年齡為215.6±1.2Ma(圖3f)。

3.2 主量元素

龍潭超單元花崗巖的SiO2含量為65.94%～69.24%，其全堿含量(Na2O+K2O)為6.48%～7.27%，Al2O3含量為14.49%～16.48%(表2)；巖性劃分上落入花崗閃長巖區域(圖4a)；在K2O-SiO2判別圖中(圖4b)，樣品均落入高鉀鈣堿性系列區域內；A/CNK介于0.97～1.01之間，屬于準鋁質花崗巖(圖4c)；Mg#比較集中，介于0.52～0.54之間，里特曼指數σ介于1.83～2.02之間，屬于鈣堿性花崗巖。2件暗色包體SiO2含量(62.51%和63.29%)和全堿含量(6.45%和6.35%)較低，Al2O3含量較高(16.07%和16.31%)，其巖性屬于英云閃長巖(圖4a)，在K2O-SiO2判別圖中(圖4b)，落入高鉀鈣堿性系列區域內，A/CNK較低(0.92)，也屬于準鋁質花崗巖(圖4c)。

表2 白馬山復式巖體花崗巖主量元素組成(wt%)Table 2 Major element contents of granites from the Baimashan granitic complex(wt%)

圖4 白馬山復式巖體花崗巖TAS(a，據Middlemost，1994)、K2O-SiO2(b，據Peccerillo and Taylor，1976)和A/NK-A/CNK(c，據Middlemost,1985)圖解Fig.4 Diagrams of TAS (a,after Middlemost,1994),K2O vs.SiO2(b,after Peccerillo and Taylor,1976) and A/NK vs.A/CNK (c,after Middlemost,1985) of the Baimashan granitic complex

小沙江超單元花崗巖的SiO2含量為65.78%～68.99%，其全堿含量(Na2O+K2O)為6.00%～6.90%，Al2O3含量為14.65%～15.76%(表2)；巖性劃分上落入花崗閃長巖區域(圖4a)；在K2O-SiO2判別圖中(圖4b)，樣品均落入高鉀鈣堿性系列區域內；A/CNK介于1.04～1.07之間，屬于弱過鋁質花崗巖(圖4c)；Mg#比較集中，介于0.52～0.53之間，里特曼指數σ介于1.53～1.83之間，屬于鈣堿性花崗巖。

龍藏灣超單元花崗巖的SiO2含量(72.01%～73.10%)、其全堿含量(7.46%～8.32%)和A/CNK值(1.12～1.29)均略高于龍潭和小沙江超單元，屬于強過鋁質高鉀鈣堿性花崗巖(圖4a-c)，Al2O3含量(14.49%～14.98%)和Mg#(0.36～0.40)值較低，里特曼指數σ介于1.92～2.31之間，也屬于鈣堿性花崗巖。

3.3 微量元素

龍潭和小沙江超單元花崗巖具有相似的微量元素組成(表3)和配分型式(圖5a)，均顯示了較強的Rb、Th、U、Pb正異常和中等的Nb、Sr、P、Ti負異常。Rb/Ba為0.23～0.76、Rb/Sr為0.70～1.43(表3)，略高于中國東部(0.31和0.12，高山等，1999)和全球上地殼的平均值(0.32和0.21，Taylor and McLennan，1985)；龍藏灣超單元花崗巖顯示出較強的Rb、Th、U、Ta、Pb正異常和Ba、Nb、Sr、Ti負異常(圖5a)，Rb/Ba為1.14～3.64，Rb/Sr為4.73～8.15(表3)，均高于中國東部、全球上地殼平均值(Taylor and McLennan，1985；高山等，1999)。2件暗色包體的微量元素配分型式與寄主巖石(龍潭超單元花崗巖)基本一致。龍藏灣超單元花崗巖與龍潭、小沙江超單元的微量元素組成有所差異，前者的巖漿演化程度要稍高后兩者。

龍潭超單元花崗巖稀土總量為132×10-6～176×10-6(表3)，稀土元素配分模式呈明顯的的右傾(圖5b)，LREE/HREE和(La/Yb)N比值為10.6～16.0和11.2～20.8，屬輕稀土富集型，(La/Sm)N比值為4.74～7.08，(Gd/Yb)N比值為1.50～2.12，δCe為0.99～1.03，δEu為0.55～0.80，顯示出較弱的Eu負異常；小沙江超單元花崗巖稀土總量為93×10-6～176×10-6(表3)，稀土元素配分模式呈明顯的的右傾(圖5b)，LREE/HREE和(La/Yb)N比值為7.2～12.1和7.6～14.9，屬輕稀土富集型，(La/Sm)N比值為3.98～5.16，(Gd/Yb)N比值為1.40～1.87，δCe為0.99～1.02，δEu為0.61～1.07，顯示出較弱的Eu負異常；龍藏灣超單元花崗巖稀土總量較低，介于79×10-6～97×10-6之間(表3)，稀土元素配分模式亦呈明顯的右傾，LREE/HREE和(La/Yb)N比值為9.1～11.7和12.3～18.7，(La/Sm)N比值為3.98～4.35，(Gd/Yb)N比值為2.13～2.74，相對于龍潭和小沙江超單元，龍藏灣超單元花崗巖輕、重稀土分異更加顯著，花崗巖的δEu值為0.28～0.51，顯示更強的Eu負異常。

圖5 白馬山復式巖體花崗巖原始地幔標準化微量元素蛛網圖(a，標準化值據Sun and McDonough，1989)和球粒隕石標準化稀土元素配分圖(b，標準化值據Taylor and McLennan，1985)Fig.5 Primitive-normalized trace element (a,normalized values after Sun and McDonough,1989) and chondrite-normalized REE patterns (b,normalized values after Taylor and McLennan,1985) of the Baimashan granitic complex

暗色包體稀土總量較高，為79×10-6和97×10-6(表3)，LREE/HREE和(La/Yb)N比值為10.3、10.9和11.6、13.2，(La/Sm)N比值為4.36和4.52，(Gd/Yb)N比值為1.73和1.91，δCe為1.03和1.02，δEu為0.63和0.59，整體上與寄主巖石龍潭超單元花崗巖配分模式基本相似。

表3 白馬山復式巖體花崗巖微量元素組成(×10-6)Table 3 Trace element contentsof granites from the Baimashan granitic complex (×10-6)

3.4 全巖Sr-Nd同位素組成

全巖Sr-Nd同位素分析結果列于表4。龍潭超單元花崗巖的(87Sr/86Sr)i值為0.719027～0.721297，εNd(t)值為-10.5～-9.4，Nd同位素二階段模式年齡為1.76～1.85Ga(表4)，為古元古代。巖體內暗色包體的(87Sr/86Sr)i值為0.716520，εNd(t)值為-8.1，Nd同位素二階段模式年齡為1.64Ga(表4)。小沙江超單元花崗巖的Sr-Nd同位素組成比較集中，其(87Sr/86Sr)i值為0.719216～0.719600，εNd(t)值為-10.1～-10.0(表4)，Nd同位素二階段模式年齡均為1.81Ga，為古元古代。因此，在Sr-Nd同位素組成上，龍潭和小沙江超單元的花崗巖非常相似。

龍藏灣超單元花崗巖的Sr同位素組成變化較大，但其Nd同位素組成較集中，其(87Sr/86Sr)i值為0.741441～0.748761，εNd(t)值為-11.3～-10.7(表4)，Nd同位素二階段模式年齡為1.87～1.91Ga，也屬于古元古代，但比龍潭和小沙江超單元的Nd同位素二階段模式年齡更老。

表4 白馬山復式巖體花崗巖Sr-Nd同位素組成Table 4 Sr-Nd isotopic compositions of granites from the Baimashan granitic complex

3.5 鋯石Hf同位素

鋯石Lu-Hf同位素組成列于表5。龍潭超單元花崗巖樣品JSQ01鋯石的176Hf/177Hf比值為0.282420～0.282490，176Lu/177Hf比值為0.000762～0.002896。εHf(t)值的變化范圍為-8.0～-5.1之間(圖6a)，平均值為-6.8，兩階段Hf模式年齡(t2DM)為1.59～1.75Ga。

表5 白馬山復式巖體花崗巖鋯石Hf同位素組成Table 5 Zircon Hf isotopic compositions of the Baimashan granitic complex

小沙江超單元花崗巖樣品XSJ01鋯石的176Hf/177Hf比值為0.282420～0.282523，176Lu/177Hf比值為0.001003～0.002802。εHf(t)值變化范圍為-7.7～-4.1之間，兩階段Hf模式年齡(t2DM)為1.51～1.74 Ga。樣品XSJ04鋯石的176Hf/177Hf比值為0.282452～0.282569，176Lu/177Hf比值為0.001013～0.001884。εHf(t)值與樣品XSJ01鋯石相近(圖6b)，范圍在-9.2～-2.7之間(圖6)，兩個樣品的εHf(t)平均值為-5.9。兩階段Hf模式年齡(t2DM)為1.42～1.83 Ga。

龍藏灣超單元的花崗巖樣品WYS07鋯石的176Hf/177Hf比值為0.282321～0.282543，176Lu/177Hf比值為0.000755～0.002164。εHf(t)值變化范圍為-11.5～-3.5之間(圖6c)，平均為-6.7。兩階段Hf模式年齡(t2DM)為1.47～1.97Ga。

圖6 白馬山復式巖體各單元花崗巖鋯石Hf同位素組成柱狀圖Fig.6 Histograms for zircon εHf(t) values from granites of the Baimashan granitic complex

4 討論

4.1 成巖時代

白馬山復式巖體由多個侵入單元組成，前人根據花崗巖的野外地質特征、年代學和巖石地球化學特征，將白馬山復式巖體劃分為水車超單元、龍潭超單元、小沙江超單元和龍藏灣超單元，并認為水車超單元形成于晚志留世、龍潭超單元形成于中三疊世、小沙江超單元形成于晚三疊世、龍藏灣超單元形成于早侏羅世(湖南省地礦局區調所，1995)。但每個侵入單元形成的精確時代一直沒有得到系統研究，其年代學框架尚未完全搭建。本次通過對每個侵入單元進行系統取樣，測定其形成時代，并通過與前人資料的綜合分析和對比，來搭建其年代學格架。

續表5Continued Table 5

水車超單元 本次鋯石U-Pb同位素分析結果顯示水車超單元的侵入年齡為424.9±2.2Ma，為加里東時期巖漿活動的產物。

龍潭超單元 前人對龍潭超單元花崗巖的形成時代進行過限定，Chuetal.(2012)獲得的SIMS鋯石U-Pb年齡為217±2Ma，羅志高等(2010)、李建華等(2014)測得巖體鋯石SHRIMP U-Pb年齡分別為223.3±1.4Ma和215.9±1.9Ma。本次研究獲得的鋯石U-Pb同位素年齡為228.2±1.3Ma，與羅志高等(2010)獲得的鋯石U-Pb年齡非常接近，說明龍潭超單元花崗巖形成于晚三疊世，屬于印支晚期巖漿活動的產物。

小沙江超單元 對于小沙江超單元花崗巖的形成年齡，目前僅有湖南省地質礦產局(1988)利用鋯石模式年齡法得到年齡為217～202Ma。本次研究測得小沙江超單元花崗巖鋯石的LA-ICP-MS U-Pb年齡為225.3±1.1Ma和217.7±0.9Ma，表明小沙江超單元花崗巖形成于晚三疊世，也屬于印支晚期巖漿活動的產物。

龍藏灣超單元 關于龍藏灣超單元花崗巖的形成年齡，目前所獲得的年齡數據非常分散，如陳衛鋒等(2007)測得其鋯石邊部年齡為176.7±1.7Ma，核部年齡為204±12Ma；張義平等(2015)利用鋯石SHRIMP U-Pb定年得到巖體形成年齡為194±2 Ma和196±3Ma；劉建清等(2013)測得該巖體鋯石邊部年齡為177.6±4Ma；李建華等(2014)利用SHRIMP鋯石U-Pb法獲得了龍潭超單元215.9±1.9Ma和212.2±2.1Ma的成巖年齡；Fuetal.(2015)得到龍藏灣單元鋯石SIMSU-Pb年齡為215.3±3.1Ma、211.1±4.2Ma、214.3±3.4Ma 和209.3±4Ma。本次研究測得龍藏灣超單元花崗巖鋯石的LA-ICP-MS U-Pb年齡為215.0±1.2Ma，與李建華等(2014)和Fuetal.(2015)獲得的年齡數據相當吻合。這些最新的年齡數據顯示，白馬山巖體的龍藏灣超單元的侵位時間為晚三疊世，而非前人認為的早侏羅世(湖南省地礦局區調所，1995；劉建清等，2013；張義平等，2015)，該單元花崗巖應為印支晚期構造-巖漿作用的產物。無獨有偶，近年湘桂贛地區一些早期認為形成于燕山期的花崗巖體也被逐漸證實為印支期巖漿活動的產物，例如湘桂交界處的越城嶺(220±1Ma、215±1Ma，程順波等，2013)、都龐嶺(209Ma，鄒先武等，2009)、五團巖體(220.5±4.4Ma，柏道遠等，2014)，湘中的紫云山巖體(222.5±1.0Ma、222.3±1.8Ma，劉凱等，2014；227.0±2.2Ma；魯玉龍等，2017)。

因此，結合前人的年齡數據和本次測得的數據，我們系統建立了白馬山復式巖體的年代學框架，其中水車超單元形成于加里東期，而龍潭、小沙江和龍藏灣超單元均形成于印支晚期(215～225Ma)。近年來，隨著高精度年齡數據的積累，華南印支期花崗巖主要形成于240～225Ma和225～205Ma兩幕(Wangetal.,2003,2007)，而白馬山復式巖體中印支期花崗巖主要形成于第二幕。

4.2 成因類型

花崗巖的成因類型判別是研究花崗巖重要的一環，其判別結果不僅有助于揭示巖漿源區及巖石成因，而且可為探明其形成的地球動力學背景提供重要依據。通常，S型花崗巖為過鋁質花崗巖(A/CNK>1.1)，富含堇青石、白云母和電氣石等過鋁質礦物，成巖溫度較低，通常小于750℃，具有較低的εNd(t)值(Lepvrieretal.,1997;Lanetal.,2000;Carteretal.,2001;Milleretal.,2003;Xiang and Shu,2010;Zhangetal.,2012)；I型花崗巖為準鋁質-弱過鋁質花崗巖(A/CNK<1.1)，暗色礦物以黑云母和角閃石為主，缺乏典型的過鋁質礦物，成巖溫度較高，通常大于750℃，具有較高的εNd(t)值(Milleretal.,2003;Zhouetal.,2006;Wangetal.,2007;Xiaetal.,2014)。

龍潭和小沙江超單元花崗巖，在礦物學上，都有較高含量的黑云母和角閃石。在化學組成上，鋁飽和指數較低，A/CNK為0.97～1.07，屬于準鋁質；在Rb-Y協變圖和Q-A-P圖解中，這兩個超單元大部分樣品的變化趨勢與I型花崗巖的演化趨勢相似，個別樣品處在I-S過渡類型花崗巖范圍(圖7c,d)。在形成的溫度上，龍潭和小沙江超單元花崗巖形成的溫度為753～803℃，均高于750℃。在礦物學、化學組成和形成溫度上，龍潭和小沙江超單元大部分花崗巖都與I型花崗巖相似，少數幾個樣品顯示I-S過渡類型性質。在(Na2O+K2O)/(CaO-Zr+Nb+Ce+Y)和FeOT/(MgO-Zr+Nb+Ce+Y)圖解中，這兩個超單元花崗巖的樣品均落入未分異的I、S型花崗巖區域內(圖7e,f)。根據以上特征可知，龍潭和小沙江超單元花崗巖主要為未分異的I型花崗巖，少數為I-S過渡類型。

圖7 白馬山復式巖體花崗巖成因類型判別圖(a) SiO2-P2O5協變圖(Li et al.，2007)；(b) SiO2-Pb協變圖(Li et al.，2007)；(c) Rb-Y協變圖(Li et al.，2007)；(d)Q-A-P圖解(Bowden and Kinnaird,1984)；(e)(Na2O+K2O)/CaO-(Zr+Nb+Ce+Y)圖解(Whalen et al.，1987)；(f)FeOT/MgO-(Zr+Nb+Ce+Y)圖解(Whalen et al.，1987).I、S、A分別代表I型、S型、A型花崗巖；FG代表分異的長英質花崗巖；OGT代表未分異的I、S、M型花崗巖Fig.7 Classification diagrams of genetic type for granites of the Baimashan granitic complex(a) SiO2 vs.P2O5 classification diagram (Li et al.,2007);(b) SiO2 vs.Pb classification diagram (Li et al.,2007);(c) Rb vs.Y classification diagram (Li et al.,2007);(d) Q-A-P diagram (Li et al.,2007);(e) (Na2O+K2O)/CaO vs.(Zr+Nb+Ce+Y) diagram (Whalen et al.,1987);(f) FeOT/MgO vs.(Zr+Nb+Ce+Y) diagram (Whalen et al.,1987).I:I-type granite;S:S-type granite;A:A-type granite;FG:fractionated felsic granite;OGT:unfractionated M-,I-and S-type granite

龍藏灣超單元花崗巖中白云母含量較高，含有少量電氣石，A/CNK介于1.12～1.29之間，屬于強過鋁質，鋯飽和溫度為729～750℃，與S型花崗巖特征相似(Lepvrieretal.,1997;Carteretal.,2001;Milleretal.,2003;Wangetal.,2007;Xiang and Shu,2010;Zhangetal.,2012)。在Rb-Y協變圖解中，龍藏灣超單元樣品變化的趨勢與S型花崗巖的演化趨勢相似(圖7c)。在Q-A-P圖解中，龍藏灣超單元樣品落入S型花崗巖的區域內(圖7d)。在(Na2O+K2O)/CaO-(Zr+Nb+Ce+Y)和FeOT/MgO-(Zr+Nb+Ce+Y)圖解中，龍藏灣超單元樣品落入分異的長英質花崗巖區域內(圖7e,f)。綜合以上特征，龍藏灣超單元花崗巖為高分異的S型花崗巖。

4.3 巖漿源區

前人已有研究表明，花崗巖全巖Sr-Nd同位素和鋯石Hf同位素是判別巖漿源區較為理想的示蹤劑，這是因為地殼和地幔儲庫的Sr-Nd-Hf同位素比值存在明顯的差異，利用Sr-Nd和Hf同位素體系可以有效地判別殼、幔物質來源和殼/幔相互作用(肖慶輝等，2003；Kempetal.,2007；Daietal.,2008；李獻華等，2009)。本次對白馬山復式巖體的龍潭、小沙江和龍藏灣超單元印支期花崗巖進行了系統的全巖Sr-Nd同位素和鋯石Hf同位素分析。研究表明，龍潭和小沙江超單元花崗巖的Sr-Nd同位素組成，均與揚子地塊上地殼Sr-Nd同位素組成相似(圖8a)，而龍藏灣超單元花崗巖具有更高的放射成因Sr同位素組成，Sr-Nd同位素與華南古元古代變質沉積巖相似(圖8a)。所有花崗巖的Nd同位素演化，基本與華南地區古元古代地殼Nd同位素演化趨勢一致，同時，龍潭超單元花崗巖中暗色包體Sr-Nd同位素也與華南地區古元古代地殼Sr-Nd同位素組成一致(圖8b)。白馬山巖體中所有花崗巖的鋯石Hf同位素組成都與古老地殼Hf同位素組成一致(圖9)。同時，這些花崗巖具有古老的二階段Nd模式年齡(1.76～1.91Ga)和Hf模式年齡(1.6～18Ga)。因此，全巖Sr-Nd同位素和鋯石Hf同位素組成一致表明，白馬山復式巖體中的印支期花崗巖，均是由華南地區古老地殼物質重熔產生的。

圖8 白馬山復式巖體花崗巖εNd(t)-(87Sr/86Sr)i(a)和εNd(t)-年齡(b) 圖解(據孫濤等，2003修改)數據來源：華南地區虧損地幔(Li et al.,2004)；揚子地塊新元古代巖石(Zhang et al.,2009)；揚子地塊上地殼(祁昌實等,2007)；古元古代變質沉積巖(袁忠信等,1991)；DM和P-MORB (Zindler and Hart,1986)；白馬山其他文獻(陳衛鋒等,2007)；紫云山花崗巖和大神山花崗巖(本課題組未發表的數據)；錫礦山煌斑巖數據(胡阿香和彭建堂,2016)Fig.8 Diagrams of εNd(t) vs.(87Sr/86Sr)i (a) and εNd(t) vs.Age (b) of granites from the Baimashan granitic complex (modified after Sun et al.,2003)Data sources:Depleted mantle of South China Block from Li et al.(2004);Neoproterozoic rock of Yangtz Block from Zhang et al.(2009);upper crust data of Yangtz Block from Qi et al.(2007);Paleproterozoic metamorphic-sedimentary rock from Yuan et al.(1991);DM and P-MORB from Zindler and Hart (1986);Baimashan other granite from Chen et al.(2007);Ziyunshan granite and Dashenshan granite from our unpublished data;Xikuangshan lamprophyre from Hu and Peng (2016)

圖9 白馬山復式巖體鋯石年齡-εHf(t)協變圖Fig.9 Zircon age vs.εHf(t) plot for the Baimashan complex

前人研究表明，不同物質熔融形成的花崗巖具有特定的主量和微量元素(主要是高場強元素)組成，因此，利用某些元素的比值可以判別花崗巖的源區物質組成(Miller,1985;Sylvester,1998;Patio Douce,1999;Altherretal.,2000)。主量元素組成上，龍潭和小沙江超單元花崗巖樣品大部分落入變質中基性巖石(變質玄武巖或變質英云閃長巖)部分熔融區域，少數落入處在變質砂巖與變質中基性巖石部分熔融重疊區域內(圖10a)。相比龍藏灣超單元，龍潭和小沙江超單元花崗巖具有更低的Rb/Ba和Rb/Sr比值，暗示巖漿源區具有低的粘土含量。相反，龍藏灣超單元花崗巖樣品全部落入變質砂巖部分熔融區域內(圖10a)，其Rb/Ba和Rb/Sr的比值較高，暗示龍藏灣超單元巖體的源區可能為富粘土的古老雜砂巖地層的部分熔融形成(圖10b)。因此，龍潭和小沙江超單元花崗巖主要由貧粘土的古老基性變質火成巖混入變質沉積巖重熔產生，而龍藏灣超單元花崗巖的成巖物質可能主要為華南上地殼古元古代富粘土的變質沉積巖發生部分熔融所致。

圖10 白馬山復式巖體花崗巖源區性質判別圖解(a)A/MF-C/MF圖解(Altherret al.，2000)；(b)Rb/Ba-Rb/Sr圖解(Sylvester，1998)Fig.10 Classification diagrams of the sources for granites of the Baimashan granitic complex(a) A/MF vs.C/MF diagram (Altherret al.，2000);(b) Rb/Ba vs.Rb/Sr diagram (Sylvester，1998)

4.4 構造背景

華南板塊由揚子陸塊與華夏陸塊在新元古代碰撞拼貼，晚古生代末華南大陸形成(Shu and Charvet,1996;Lietal.,2002,2008;Charvet,2013)，中生代與印支板塊、華北板塊等連為一體(Lepvrieretal.,1997;Nam,1998;Lanetal.,2000;Carteretal.,2001;Nametal.,2001)，構成中國大陸的雛形。前人研究認為華南地區在中二疊世(267～262Ma)開始進入印支運動(Lietal.,2006)，印支板塊向北運動與華南板塊發生碰撞拼合，并在258～243Ma達到高峰(Lepvrieretal.,1997;Nam,1998;Lanetal.,2000;Carteretal.,2001;Nametal.,2001)，華南板塊受到印支板塊的擠壓，地殼從南向北遞進增厚(Zhouetal.,2006;Wangetal.,2007;Maoetal.,2011;張龍升等，2012;Zhaoetal.,2013)，隨后，受熱-應力的松弛作用，華南地塊進入伸展應力體制(周新民，2003；Wangetal.,2005;Lietal.,2012；張龍升等，2012)。Wangetal.(2007)認為華南印支早期花崗巖(243～228Ma)為擠壓環境下的同碰撞花崗巖，而印支晚期(220～206Ma)則轉變為伸展環境下的后碰撞花崗巖。同時，華南地區陸續確認了湖南錫田巖體、浙江大爽巖體、江西蔡江巖體和福建高溪巖體等為印支晚期A 型花崗巖(馬振東和陳穎軍，2000；Wangetal.,2007；柏道遠等，2007；Sunetal.,2011;郭春麗等，2012；Maoetal.,2013;Xia and Xu,2020)，也證實了華南地區在印支晚期由同碰撞擠壓環境轉為碰撞后伸展環境。湖南省內的印支期花崗巖年齡主要集中在225～202Ma(丁興等，2005；劉偉等，2014)，例如陽明山、鄧阜仙、紫云山、溈山、大神山、錫田等巖體都被認為形成于碰撞后的伸展構造環境(丁興等，2005；陳衛鋒等，2006；柏道遠等，2007；張龍升等，2012；鄭佳浩和郭春麗，2012；蔡楊等，2013；劉凱等，2014；劉偉等，2014)。

根據前文的分析可知，白馬山巖體中龍潭和小沙江超單元花崗巖屬于I型或者I-S過渡型花崗巖，成巖物質主要為古元古代揚子地塊上地殼中基性火成巖混有變質沉積巖發生部分熔融形成。通過Ta-Yb和Rb-(Y+Nb)圖解(圖11)以及Rb-Hf-Ta圖解(圖12)可以看出龍潭和小沙江超單元花崗巖屬于板內碰撞后花崗巖，形成于碰撞后構造環境。對比華南地區的印支期花崗巖可以發現，紫云山、溈山、大神山、錫田、十萬大山等巖體具有與龍潭和小沙江超單元花崗巖相似的地球化學特征，都具有較高的FeOT、MgO、TiO2、Sr、Ba、Zr含量、εNd(t)值和εHf(t)值，巖體屬于I型花崗巖，成巖物質主要為古元古代變質火成巖混有變質沉積巖部分熔融產生(丁興等，2005；柏道遠等，2007；張龍升等，2012；劉凱等，2014；魯玉龍等，2017)。本文認為龍潭和小沙江超單元花崗巖可能是華南板塊受印支板塊碰撞擠壓后地殼發生伸展減薄，地幔物質底侵誘發揚子地塊變質基底的中基性火成巖和沉積巖發生部分熔融。

圖11 白馬山復式巖體花崗巖Ta-Yb判別圖解(a,據Pearce et al.,1984)和Rb-(Y+Nb)判別圖解(b,據Pearce，1996)Fig.11 Discrimination diagrams of Ta vs.Yb (a,after Pearce et al.,1984) and Rb vs.(Y+Nb) (b,after Pearce,1996) for granites of the Baimashan granitic complex

圖12 白馬山復式巖體花崗巖Rb-Hf-Ta圖解(據Harris et al.,1986)Fig.12 Rb-Hf-Ta diagram for granites of the Baimashan granitic complex (after Harris et al.,1986)

龍藏灣超單元花崗巖的地球化學特征與同樣形成于印支晚期的龍潭、小沙江超單元花崗巖截然不同：龍藏灣超單元花崗巖具有較高的SiO2、K2O+Na2O含量、鋁飽和指數以及Rb/Sr、Rb/Ba比值；稀土元素總量明顯偏低，且具有較強的Eu負異常；巖體屬于S型花崗巖，源區為雜砂巖和泥巖。與區域內栗木、陽明山、王仙嶺、冒峰、柯樹嶺、鄧阜仙等巖體相似(陳衛鋒等，2006；柏道遠等，2007；郭春麗等，2012；鄭佳浩和郭春麗，2012；蔡楊等，2013)。通過Ta-Yb和Rb-(Y+Nb)圖解(圖11)以及Rb-Hf-Ta圖解(圖12)可以看出，龍藏灣超單元花崗巖也屬于板內碰撞后花崗巖，形成于碰撞后構造環境。本文認為龍藏灣超單元花崗巖可能是華南板塊受印支板塊碰撞擠壓后地殼發生伸展減薄，擠壓加厚的華夏地塊內變質沉積巖基底部分熔融形成的。

因此，本文認為龍潭、小沙江和龍藏灣超單元花崗巖形成于印支造山運動后的伸展構造環境中，是地殼伸展-減薄的構造背景下部分熔融的產物。華南中生代三疊紀構造-巖漿演化過程可能為：晚二疊世-早三疊世，華南板塊受南部印支板塊和北部華北板塊的碰撞擠壓，華南塊體南北兩側的古特提斯洋閉合，隨后，由于巖石圈物質重力不穩發生垮塌以及熱應力松弛作用的影響，華南進入后造山期的陸內伸展構造環境，地殼減壓熔融，幔源基性巖漿上升底侵，誘發不均一的古老地殼發生部分熔融。

4.5 成礦效應

白馬山復式巖體周圍發生強烈的金、鎢成礦作用，但以往對白馬山巖體和這些金屬礦床的成因聯系一直沒有明確。近年來，隨著研究程度的不斷深入，在白馬山復式巖體周圍的金、鎢礦床，除楊家山鎢銅礦形成于加里東期(404.2±3.2Ma，Xieetal.,2019b)以外，其余的金、鎢礦床均形成于印支期晚期(表6)，如大坪金礦形成于204.8Ma(李華芹等，2008)，鏟子坪金礦形成于205.6Ma(李華芹等，2008)，古臺山金銻礦形成于223.6Ma(Lietal.，2018)，杏楓山金鎢礦形成于215.2±2.7Ma(呂沅峻等，2021)。這些金、鎢礦床的形成時代與白馬山復式巖體花崗巖的形成年齡基本一致(圖1b)。區域上，湘中盆地周圍一些金、鎢礦床也形成于印支期，如渣滓溪礦區細脈型鎢礦床形成于227.3±6.2Ma(王永磊等，2012)、大溶溪矽卡巖型鎢礦床形成于223.3±3.9Ma(張龍升等，2014)、最近新發現的木瓜園斑巖型鎢礦床形成于225.4±1.4Ma(陜亮等，2019)、謝家山石英脈型鎢銻形成時間為209.5±2.4Ma(Zhangetal.,2019)、包金山石英脈型金鎢礦床形成于207.8±1.5Ma(彭建堂等，2021)，位于湘中盆地中的曹家壩矽卡巖型鎢礦床的成礦時間為196～206Ma(Xieetal.,2019a)，也形成于印支晚期。上述這些礦床均圍繞印支期花崗巖或隱伏花崗巖分布(彭建堂等，2017)，且其成礦年齡數據，與區域上白馬山、紫云山、大神山、桃江等侵入巖的成巖年齡吻合較好，因此，湘中地區金、鎢礦床，均是與花崗質侵入巖有關的礦床，包括白馬山巖體在內的湘中印支期花崗巖，具有良好金、鎢成礦潛力。

表6 白馬山復式巖體周緣金、鎢礦床的形成時間Table 6 Metallogenic ages of Au-Sb-W polymetallic deposits close to the Baimashan granitic complex

5 結論

(1)白馬山巖體是一個復式花崗質侵入體，水車超單元形成于424.9±2.2Ma，為加里東期巖漿活動產物；龍潭超單元形成于228.2±1.3Ma、小沙江超單元形成于225.3±1.1Ma和217.7±0.8Ma之間、龍藏灣超單元形成于215.0±1.2Ma，均為印支晚期巖漿活動的產物。

(2)龍潭和小沙江超單元花崗巖主要由華南古元古代上地殼中變質中基性火成巖混有部分沉積巖發生部分熔融形成，具有I型或I-S過渡型花崗巖的特征；而龍藏灣超單元主要由華南古元古代上地殼變泥質巖發生部分熔融形成，是典型S型花崗巖。白馬山復式巖體印支期花崗巖可能是華南板塊受印支板塊碰撞擠壓后地殼發生伸展減薄背景下形成的。

(3)白馬山復式巖體中印支期花崗巖在時間、空間上與周緣的金、鎢礦床基本一致，暗示其具有良好的成礦潛力，與金、鎢礦床可能具有內在的成因聯系。

致謝本文實驗測試和分析過程中得到中南大學地球科學與信息物理學院張德賢老師、南京聚譜檢測科技有限責任公司李亮老師、中國科學院地球化學研究所黃金川博士的熱心幫助，在此表示衷心的感謝！感謝審稿專家提出的寶貴修改意見！