河台金矿位于广东省高要市境内，是粤东桂西地区最大的金矿。因该金矿严格受韧性剪切带的控制，被普遍认为其是典型的韧性剪切带型金矿(周崇智和段嘉瑞, 1988; 段嘉瑞等, 1992a; Zhang et al., 2001; 龚贵伦等, 2010; 蔡建新, 2012; Zhu et al., 2014)。矿区内分布有多条韧性剪切带，但只有少数几条含矿，主要为11号糜棱岩带(高村矿床)、9号糜棱岩带(云西矿床)、12号和13号糜棱岩带(后迳矿床)、18号糜棱岩带(河海矿床)等。其中高村和云西矿床是现今勘探开发的主要对象，已累积提交50t金储量。由于金矿体与韧性剪切带关系密切，两者间的成因联系，特别是相关的成岩成矿年龄及构造变形与金矿化事件一直是讨论的热点，但仍存在不同看法。

对于韧性剪切是否可以导致成矿一直存在较大争议，周崇智和段嘉瑞(1988)、段嘉瑞等(1992a)、邓军等(1998)、李晓峰和华仁民(2000)认为金矿形成是构造成岩成矿作用的产物，而更多的学者认为糜棱岩化只能形成金矿化，金矿形成于热液蚀变期(Couture and Pilote, 1993; 翟伟等, 2006; Zhang et al., 2001; Zhu et al., 2014)。为了探讨韧性剪切带与金矿化之间的关系，前人利用不同方法对河台金矿含金韧性剪切带形成时间及金矿的成矿时间进行了约束。对于韧性剪切带的形成时间，前人多通过白云母、黑云母³⁹Ar-⁴⁰Ar法进行定年(Zhang and Cai, 2009; 王成辉等, 2012)。对于河台金矿的成矿时代，国内学者采用不同定年方法进行了研究，并且得到不同的年龄，如石英全溶法Rb-Sr年龄为172±2Ma(翟伟等, 2004)；富硫化物石英脉锆石U-Pb年龄为492±16Ma(翟伟等, 2005)，磁黄铁矿Re-Os年龄为175.5±4.3Ma(王成辉等, 2012)。

近十年来，利用韧性剪切带中热液锆石U-Pb定年方法对韧性剪切带的形成及演化时代进行约束得到尝试和应用。例如，朱永峰和宋彪(2006)试图利用糜棱岩中热液锆石对新疆天格尔糜棱岩化花岗岩进行定年，但由于热液增生边太窄未能得出准确的年龄；李再会等(2012)利用热液锆石对高黎贡剪切带内花岗质糜棱岩进行了定年，获得38Ma的剪切带年龄；李长民等(2012)利用热液锆石对冀西北后沟金矿田脆韧性剪切带进行定年，获得154Ma的剪切年龄。Lopez-Sanchez et al. (2015)试图通过锆石对Vivero断层(韧性剪切带)的活动时限进行限定，Vivero断层是伊比利亚地区海西期造山带的一条剪切带，在Vivero剪切带附近分布一系列深成侵入体，选取6个侵入体进行定年。从这6个侵入体中挑出了不同形态的锆石，有些具有典型的岩浆锆石特点(样品DGP-5、DGP-6)，而有些具有核边结构(样品DGP-9)。DGP-9是变形(糜棱岩化)的花岗岩中的锆石，具有良好的晶型，从CL图像上可以看出暗色边切割核部区域，暗示其是在热液流体作用下溶解再沉淀形成的(Lopez-Sanchez et al., 2015)。DGP-9中暗色的热液增生边年龄为287Ma，要晚于岩浆锆石年龄，因此将其作为Vivero剪切带的活动下限。Kirkland et al. (2009)利用SIMS、LA-ICP-MS、WDS等分析方法对挪威Hjelmsøy韧性剪切带中的热液锆石、独居石进行定年。其中锆石具有典型的核边结构，根据O同位素及REE特征的差异，热液锆石可能有两种成因，即直接从锆饱和热液中结晶出来的锆石以及受低温热液蚀变形成的退晶化锆石。通过各种方法测得的热液锆石年龄与独居石年龄近于一致，因此，热液锆石可以用于约束韧性剪切带的变形时间。基于前人的这些工作，本文试图通过对广东省河台金矿区含矿韧性剪切带内的糜棱岩化岩石进行U-Pb定年，以进一步探讨韧性剪切带的活动时间，及其与金矿成矿之间的关系。

大地构造位置上，河台金矿位于钦杭结合带南段，吴川-四会断裂与广宁-罗定断裂的交汇部位(Zhang and Cai, 2009; 周永章等, 2012; 丁汝鑫等, 2015; 徐德明等, 2015)(图 1)。

图 1

Fig. 1

图 1 河台金矿区域地质图(据丘元禧和梁新权, 2006; 彭松柏等, 2006; 周永章等, 2012) Fig. 1 Regional geological map of Hetai gold deposit (after Qiu and Liang, 2006; Peng et al., 2006; Zhou et al., 2012)

钦杭结合带作为扬子与华夏两大古陆块碰撞拼贴形成的巨型板块结合带(杨明桂和梅勇文, 1997; 杨明桂等, 2009; Shu et al., 2011; 周永章等, 2012)，经历了复杂的地质演化史。早新元古代两陆块拼合形成华南板块并成为罗迪尼亚大陆的一部分，中-晚新元古代由于罗迪尼亚大陆的裂解而形成夭折裂谷。进入寒武纪以来，钦杭结合带至少还经历了3次构造热事件，即早古生代中晚期(约420~460Ma)，三叠纪(印支期)和侏罗纪-白垩纪(燕山期)(Wang et al., 2011)，表现为加里东期和印支期的碰撞造山，燕山期的伸展，而海西期则相对平静，并形成相应的沉积建造、岩浆岩体及构造活动形迹。周永章等(2012)进一步将钦杭结合带分为北、中、南三段，其中，南段位于南岭以南区域，大致与云开-十万大山带相当，与北段、中段具有一致的演化史。河台金矿所处的钦杭结合带南段出露地层较全，从中元古界到新生界均有分布(图 1)。在加里东期构造运动作用下，出现大量S型花岗岩或混合花岗岩类，例如信宜花岗岩(彭松柏等, 2006; 王磊等, 2013)。印支早期产生了大范围的S型花岗岩或混合花岗岩类，例如在广宁-罗定动力变质带北东段，特别是河台金矿区附近(邱小平, 2004)；在防城-灵山断裂带附近大容山-十万大山也有大量S型花岗岩(祁昌实等, 2007)。而在燕山期出现Ⅰ型花岗岩类的侵位(蔡明海等, 2002; 邱小平, 2004)，及一系列的Cu-W-Zn-Ag矿床(Pirajno and Bagas, 2002; 毛景文等, 2011)。区域上构造线以NE-NNE方向为主，可见几条近于平行的剪切带系统，例如防城-灵山断裂，罗定-广宁断裂，吴川-四会断裂等。这些区域性大断裂(韧性剪切带)主要是在印支期造山作用下经过约248~220Ma和220~200Ma两期构造活动形成的(Wang et al., 2007a)，并且控制着区域内矿产的分布和产出。印支期造山运动奠定了中国东部的构造格局，对于区域构造发展、岩浆活动及变质作用有重要的影响(Huang et al., 1987; Ren, 1991; Wang et al., 2007a)。

河台矿区及外围出露的地层主要有云开群C组、奥陶系、志留系(图 2)。云开群C组分布在矿区北部，为一套整体无序的变质岩组成，岩性以石英绢云母片岩、二云母石英片岩、变粒岩、片麻岩、混合岩、混合花岗岩等为主，局部遭受强烈韧性剪切作用形成糜棱岩系列岩石，河台金矿的矿体就产于这些糜棱岩带中。对于云开群C组，前人多认为是元古代(周国强等, 1996; 叶真华等, 2000)地层，而最近十年的研究表明其沉积时间最晚可以到早古生代(Wan et al., 2010; Wang et al., 2007b, 2011; Chen et al., 2012; 周雪瑶等, 2015)；其发生变质的时间可能主要是在奥陶纪晚期到志留纪早期，与加里东期的造山作用有关(455±10Ma, 覃小锋等, 2006; 438±8Ma, Wan et al., 2010; 446±12Ma, Wang et al., 2012)；之后，在印支期造山作用下(约240Ma)局部发生了混合岩化(Wang et al., 2007b, 2011; Wan et al., 2010)。另外，其遭受韧性剪切的时间也可能主要在印支期(Wang et al., 2007a; 丁汝鑫等, 2015)。奥陶系与志留系分布在矿区南部，以薄层浅变质砂岩、粉砂岩、及薄层板岩为主，通过F1断裂与云开群断层接触。矿区西部出露云楼岗岩体，为中粒黑云母二长花岗岩、黑云母斜长花岗岩，侵位时间为中三叠世(锆石U-Pb, 241.9±3.3Ma, 凌井生等, 1992)，属印支期产物；矿区东北部侵入伍村巨斑状黑云母花岗岩，侵入时代为晚侏罗世(单颗粒锆石U-Pb年龄153.6±2.1Ma, 翟伟等, 2005)，属燕山期侵入体。

图 2

Fig. 2

图 2 河台金矿地质简图(据陈骏和王鹤年, 1993修改) 1-云开群C组混合岩；2-中粒黑云母二长花岗岩；3-巨斑状黑云母花岗岩；4-奥陶系与志留系薄层浅变质砂岩、粉砂岩、及薄层板岩；5-糜棱岩带及编号；6-采样位置 Fig. 2 Geological sketch map of Hetai gold deposit (modified after Chen and Wang, 1993) 1-Yunkai Group C Formation migmatite; 2-medium grain biotite adamellite; 3-giant porphyritic biotite granite; 4-Ordovician and Silurian flaggy weak metamorphic sandstone-siltite and flaggy killas; 5-mylonite zone and serial number; 6-sampling location

河台金矿严格受断裂控制，产在宝鸭塘-坑尾断裂带(F1断裂)的次级构造(ML9、ML11等糜棱岩带)中(图 2)。宝鸭塘-坑尾断裂带(F1断裂带)是广宁-罗定断裂的一部分，在矿区范围内产状整体呈N55°E。含矿糜棱岩带ML9、ML11、ML12、ML13的产状在N70°E左右，呈近等间距右阶侧列分布(朱江建等, 2014)。龚贵伦等(2010)根据Riedel简单剪切系统模式分析，认为河台金矿有可能是受到R剪切裂隙的控制，即F1断裂带为主剪切裂隙C(方位N55°E)，这些含矿糜棱岩带有可能是次级的R剪切裂隙(N70°E)，两者夹角15°(即内摩擦角φ的一半)。

金矿体严格受到糜棱岩面理和叠加的脆性构造裂隙控制。矿体在平面上和剖面上的总体形态是呈脉状、透镜状、枝状。脉状矿体沿走向延伸较大，一般100m以上，长者可达300m，一般厚度变化不大，宽2~4m，矿体延伸可达500m，目前开采深度已达-230m(高村矿段)。矿体产状随所在的糜棱岩带产状变化而变化。在高村-230m中段，糜棱面理的走向主要为N70°E，倾向NW，倾角较陡，多大于60°，在60°~85°之间，矿体的产状也大致如此(图 3)。这些含金糜棱岩带中糜棱岩种类齐全，表现出以超糜棱岩为中心对称分布的特点，矿体往往产在超糜棱岩中(段嘉瑞等, 1992b)，并且与糜棱岩的硅化程度呈正相关关系。不同的糜棱岩带其剪切运动方式有所不同，高村矿床所处的糜棱岩带(ML11) 表现出左旋运动的特征；而云西矿床所处的糜棱岩带(ML9) 则表现出右旋运动的特征。

图 3

Fig. 3

图 3 河台金矿矿体特征 (a)勘探线剖面图(河台高村矿床15线)(据凌井生等, 1992修改)；(b)围岩与矿体关系，围岩为糜棱岩，矿体在强硅化糜棱岩中；(c)围岩特征，为糜棱岩及花岗岩伟晶岩 Fig. 3 Ore body feature of Hetai gold deposit (a) profile of prospecting line (line 15 of Gaocun) (modified after Ling et al., 1992); (b) ore body and its host rocks; (c) mylonite and granite pegmatite as wallrocks

河台金矿区矿石类型可分为含金石英脉型矿石(图 4a)和蚀变糜棱岩型矿石(图 4b)两类。矿石中主要的矿石矿物为自然金、黄铁矿、黄铜矿及少量的磁黄铁矿、方铅矿、闪锌矿、毒砂、菱铁矿等，主要的脉石矿物为石英、绢云母及少量绿泥石、方解石。根据野外及薄片观察，与自然金共生的金属矿物主要为浸染状或者为微细脉状充填于微裂隙中，或者以胶结物的形式胶结构造角砾。在含金石英脉矿石中，硫化物主要以脉状或者胶结物形式产出(图 4c)，而浸染状则较少；而在蚀变糜棱岩矿石中，浸染状和细脉状硫化物同等发育(图 4d)。河台金矿中金主要以自然金矿物存在(图 4e, f)，约占金总量的90%以上，其余则以分散状态进入黄铁矿的晶格中(姚德贤等, 1996)。

图 4

Fig. 4

图 4 河台金矿矿石特征 (a)含金石英脉型矿石；(b)蚀变糜棱岩型矿石；(c)含金石英脉型矿石中硫化物胶结石英角砾；(d)蚀变糜棱岩型矿石中，硫化物既有细脉状(Cpy)也有浸染状(Py)；(e、f)自然金；(g)含金蚀变糜棱岩中板状和灯芯状的黄铁矿和磁黄铁矿；(h)毒砂与黄铜矿；(i)与硫化物共生的方解石. (c、d、i)正交偏光；(e、g、h)反射光；(f)背散射光. Asp-毒砂；Au-自然金；Cal-方解石；Cpy-黄铜矿；Po-磁黄铁矿；Py-黄铁矿；Qtz-石英；Ser-绢云母 Fig. 4 Ore feature of Hetai gold deposit (a) auriferous quartz vein ore; (b) altered mylonite ore; (c) sulfides as matrix cementing to breccias in auriferous quartz vein ore; (d) sulfides as veins and disseminations in altered mylonite ore; (e, f) native gold; (g) fractured lamellar and filament pyrite and pyrrhotite in auriferous altered mylonite; (h) arsenopyrite and chalcopyrite; (i) calcite intergrown with sulfide. (c, d and i) from crossed nicols; (e, g and h) from reflected light; (f) from back-scattered electron image. Asp-arsenopyrite; Au-native gold; Cal-calcite; Cpy-chalcopyrite; Po-pyrrhotite; Py-pyrite; Qtz-quartz; Ser-sericite

河台金矿成矿作用分为三期，即与韧性剪切变形及糜棱岩化作用有关的动力变质期，与脆性变形有关的热液期，以及与氧化作用有关的表生期。在显微镜下发现少量具有韧性变形特征的硫化物(图 4g)，指示在韧性剪切过程中可能有矿化的产生。热液期是主要的成矿期次，又可分为三个阶段：石英-硫化物矿阶段，代表性硫化物为毒砂(图 4h)；金-硫化物阶段，产生大量的黄铁矿、黄铜矿和磁黄铁矿；金-硫化物-碳酸盐阶段，代表性矿物为方解石(图 4i)。本文对采自高村矿段(11号糜棱岩带)和云西矿段(9号糜棱岩带)的构造岩进行LA-ICP-MS锆石U-Pb定年，进而探讨韧性剪切带的活动期次及其与成矿的关系。

本文对河台金矿区内的赋矿围岩(糜棱岩类岩石)进行LA-ICP-MS锆石U-Pb定年，采集2个样品：糜棱岩样品(14HT060) 采自高村矿床(11号糜棱岩带)-140m中段，具有左旋运动的特征(图 5a-d)；初糜棱岩样品(14HT111) 采自云西矿床(9号糜棱岩带)+10m中段，具有右旋运动特征(图 5e-i)。

图 5

Fig. 5

图 5 样品野外及显微照片 (a) 14HT060附近的不对称小褶皱，指示左旋；(b) 14HT060附近的S-C组构，指示左旋；(c) 14HT060显微照片，糜棱岩中云母鱼显示左行；(d)样品14HT060中的不对称小褶皱，指示左旋；(e) 14HT111附近不对称石英脉褶皱指示右旋；(f)长英质矿物残斑形成不对称小褶曲指示右旋；(g) 14HT111显微照片，初糜棱岩具脆-韧性变形特点；(h) σ旋转碎斑，指示右旋；(i) 14HT111中的石英形成的书斜构造，指示右旋. Qtz-石英；Fsp-长石；Ser-绢云母；Sc-剪切面理；Ss-糜棱面理.薄片方向垂直于剪切面理并且平行于线理 Fig. 5 Field photos and micrographs of samples (a) asymmetric fold adjacent to 14HT060 indicating a sinistral sense; (b) S-C texture adjacent to 14HT060 indicating a sinistral sense; (c) 14HT060 micrograph, mica fish indicating a sinistral sense; (d) asymmetric fold indicating a sinistral sense; (e) asymmetric quartz vein fold adjacent to 14HT111 indicating a dextral sense; (f) felsic porphyroclast twist in 14HT111 indicating a dextral sense; (g) 14HT111 micrograph, protomylonite with brittle-ductile deformation characteristic; (h) σ porphyroclast indicating a dextral sense; (i) domino texture in 14HT111 indicating a dextral sense. Qtz-quartz; Fsp-feldspar; Ser-sericite; Ss-mylonitic foliation; Sc-shear foliation. Thin sections were prepared perpendicular to the shear foliation and parallel to lineation

14HT060为糜棱岩，主要由长石、石英等浅色矿物和少量暗色矿物构成，原岩可能为长英质的混合岩。整体看有较强的硅化蚀变，灰绿色，中细粒不等粒结构，由浅色的长英质矿物与暗色矿物定向排列，形成不连续的条带状构造。在野外见到明显的左旋运动标志，例如，由糜棱面理(Ss)发生变形形成的不对称小褶皱(图 5a)，大的矿物碎斑剪切变形产生的糜棱结构发育，矿物颗粒都发生破碎，粒径最大约1~2mm、最小约0.1~0.2mm，具条带状构造，由条带状石英和细小的绢云母相间排列组成(图 5c)。碎斑占50%，其中石英约占35%，主要为带状石英，长3~5mm，发生亚颗粒化，内部形成一些晶型良好的细小石英颗粒，可见到带状的石英形成小的褶皱，指示左旋(图 5d)，另外还有一些石英残斑，1~2mm，具波状消光；斜长石残斑占10%，1~2mm，多数可见表面泥化，绢云母化；还有少量白云母约占5%，0.5~1mm，形成云母鱼(图 5c)，显示左行剪切运动的特征。碎基主要为绢云母及极细小的石英颗粒。

14HT111为初糜棱岩，其原岩也为混合岩，见大量的长英质矿物碎斑。手标本为灰色、灰白色，弱-中等硅化，中粗粒结构，由浅色的长英质矿物与暗色矿物定向排列形成条带状构造。野外见到明显的右旋运动的标志，例如石英脉形成的不对称褶皱(图 5e)。岩石中含有较多的长英质碎斑，约30%~40%，其中个别大的长英质碎斑受力变形形成的不对称小褶曲(图 5f)，具有右旋运动的特点。在显微镜下，样品具糜棱结构和弱的定向构造，碎斑含量70%~80%，大小0.2~2mm，主要为长石、石英。其中长石含量约40%，1~2mm，可见到聚片双晶受力普遍发生弯曲(图 5g)；还可见到长石形成的σ旋转碎斑，指示右旋(图 5h)，并且在其周围还围绕有大量细小的石英颗粒，形成糜棱岩中特有的核幔结构；石英含量35%，大的残斑1~1.5mm，普遍具有波状消光，局部有弱的定向拉长，个别形成书斜构造，指示右旋(图 5i)；除此之外还有少量白云母。基质含量约10%~20%，主要为细小的绢云母及少量石英。整体来看，矿物的定向排列较弱，更多表现出脆-韧性变形的特点。

2个糜棱岩样品都有明显的硅化蚀变，并且基质中都含有大量的绢云母，指示在韧性剪切过程中有强烈的热液活动。在韧性剪切的过程中，由于热液活动导致粘土矿物(长石风化而成)重结晶或者长石绢云母化，从而形成大量的绢云母。

锆石分选在河北省诚信服务有限公司完成，采用常规方法将样品粉碎至80目以上，并采用电磁选方法进行分选。在双目镜下挑选出晶形和透明度较好，无裂纹，粒径足够大的锆石颗粒作为测试对象。锆石制靶和阴极发光(CL)图像在重庆宇劲科技有限公司完成。锆石年龄测试在中国科学院广州地球化学研究所矿物学与成矿学重点实验室完成，使用仪器为LA-ICP-MS，仪器型号为Resolution M50 Agilent 7500a，厂家Resonetics Agilent，光斑为29μm。采用标准锆石Plesovice(²⁰⁶Pb/²³⁸U加权平均年龄为337.13±0.37Ma(Sláma et al., 2008))和Temora(²⁰⁶Pb/²³⁸U加权平均年龄为416.6±1.0Ma(Black et al., 2003))作为外标，元素含量采用NIST SRM610作为外标，²⁹Si作为内标元素(锆石中SiO₂含量为32.8%)(袁洪林等, 2003)，分析方法参考Yuan et al. (2004)方法；普通铅校正采用Andersen (2002)推荐的方法；锆石的同位素比值及微量稀土元素含量计算采用ICPMSDATECAL程序(Liu et al., 2008, 2010)，年龄计算及谐和图的绘制采用Isoplot 2006(Ludwig, 2003)。

锆石原位Lu-Hf同位素分析在中国科学院广州地球化学研究所同位素国家重点实验室完成，仪器为Neptune Plus多吸收ICP-MS和RESOlution M-50激光剥蚀系统。激光参数斑束45μm，重复率8Hz，能量80mJ。He作为载气并加入少量氮气以提高样品信号。Penglai锆石作为标样用于测试中。分析点与U-Pb定年分析点为同一位置或者同一颗锆石的附近位置。

在样品14HT060中挑出200多颗锆石，这些锆石晶体多数晶形较好，呈自形长柱状，长轴50~100μm，长宽比1：2~1：3。在CL图像上看，这些锆石可以分为两类，一类是具有明显核-边结构的锆石(Ⅰ)，即在原有锆石的外部形成暗色的增生边，多数锆石颗粒呈现这种结构。第二类锆石(Ⅱ)整体呈现暗色。LA-ICP-MS定年方法共获得分析数据75个，谐和度>90%的有63个分析点(表 1)。谐和度>90%的点中，第一类锆石(Ⅰ)有52个点，其中核部有31个点(Ⅰ/c)，暗色增生边有21个点(Ⅰ/r和Ⅰ/rm)；第二类锆石(Ⅱ)有11个点。

表 1

Table 1

表 1(Table 1)

表 1 河台金矿区糜棱岩锆石U-Pb年龄测试结果 Table 1 LA-ICP-MS U-Pb isotope data for mylonites from the Hetai goldfield

表 1 河台金矿区糜棱岩锆石U-Pb年龄测试结果 Table 1 LA-ICP-MS U-Pb isotope data for mylonites from the Hetai goldfield

对于第一类锆石(Ⅰ)，锆石核部(表 1中“Ⅰ/c”)在CL图像上为明亮的白色-灰色，结构多种多样，有的被磨圆，不具明显的震荡环带，或具有极弱的震荡环带，表现出典型的碎屑锆石的特点(图 6a-d)；有的则晶形良好，具有典型的岩浆锆石的震荡环带(图 6e, f)。锆石核部31个点的Th/U比变化大，在0.025~1.019之间，平均为0.342。其中有6个点＜0.1，有11个点>0.4。一般认为，典型岩浆锆石Th/U>0.4，变质锆石Th/U＜0.1(Rubatto and Gebauer, 2000; Belousova et al., 2002; Möller et al., 2003; 吴元保和郑永飞, 2004)，因此与CL图像上所看到的特征相对应，暗示核部锆石是多来源的。核部锆石²⁰⁶Pb/²³⁸U单点年龄值分布范围广，从2122~270Ma都有分布(表 1中“Ⅰ/c”)，同样说明核部锆石的多期多来源性。在U-Pb谐和图及年龄直方图上(图 7a, b)，核部锆石明显可以分为新老两组，老的锆石有26个点，分布在514~2122Ma；新的锆石有5个点，分布在270~310Ma。在CL图像上，老的锆石晶形相对较差，普遍有磨圆(6a-d)；年龄较新的锆石晶型良好，普遍具有典型的岩浆锆石的振荡环带(图 6e, f)。

图 6

Fig. 6

图 6 代表性锆石CL图像及年龄 (a-f) 14HT060的第一类锆石(Ⅰ)具有核和暗色增生边；(g、h) 14HT060的第二类锆石(Ⅱ)，整体为暗色；(i-l) 14HT111中的锆石，整体为黑色. (a-d)核部具碎屑锆石特点; (e、f)核部具岩浆锆石特点; (h)保留着与边部颜色近于一致的核.年龄单位为Ma，光斑直径为29μm Fig. 6 CL photos and ages of representative zircons (a-f) Type Ⅰ zircons with cores and dark rims from sample 14HT060; (g, h) Type Ⅱ dark zircons from sample 14HT060; (i-l) black zircons from 14HT111. (a-d) zircon cores with the detrital zircon features; (e, f) zircon cores with the magmatic zircon features; (h) relict zircon core resembling the rim in colour. The age unit is Ma, the spot diameter is 29μm

图 7

Fig. 7

图 7 样品14HT060锆石核部(Ⅰ/c)U-Pb谐和图(a)和年龄分布频谱图(b) Fig. 7 Concordia diagram (a) and frequency distribution diagram (b) for zircon cores (Ⅰ/c) U-Pb ages for sample 14HT060

第一类锆石的暗色增生边在CL图像上阴极发光为黑色，不具震荡环带，或具有很弱的震荡环带。增生边宽窄不一，宽的30~40μm(图 6a-d)，窄的＜10μm(图 6e-f)。暗色增生边的21个²⁰⁶Pb/²³⁸U单点年龄值在232~760Ma之间，跨度大，但是其中有10个点集中在232~247Ma之间(表 1中“Ⅰ/r”)，在谐和曲线上成群分布，加权平均年龄为240.1±4.1Ma(n=10，MSWD=2.8，置信度95%)(图 8)。另外11个点所获得的年龄大于269Ma(表 1中“Ⅰ/rm”)，跨度大且分散，结合CL图像分析，可能是由于暗色增生边小于光斑直径而出现的核部和边部的混合年龄，因此所得到的年龄大于其真实年龄。10个具有真实年龄的边部锆石点(表 1中“Ⅰ/r”)的Th含量在15×10^-6~237×10^-6，平均52×10^-6；U含量在1867×10^-6~5167×10^-6，平均3492×10^-6；Th/U相对集中，除了一个点的值偏大为0.09外，其余9个点小于等于0.01(0.003~0.010)，平均0.016。可见暗色增生边(Ⅰ/r)具有极高的U含量和极低的Th/U比值。

图 8

Fig. 8

图 8 样品14HT060锆石暗色增生边(Ⅰ/r)U-Pb谐和图 Fig. 8 Concordia diagrams of zircon rim (Ⅰ/r) U-Pb data for the 14HT060 mylonite

第二类锆石(Ⅱ)在CL图像上整体呈黑色，可见弱的震荡环带(图 6g-h)。在图 6h中可以观察到一个呈现黑色的核(＜25μm)，与边部颜色一致，难于区分。11个点的Th含量在19×10^-6~1043×10^-6，平均195×10^-6；U含量在1643×10^-6~5564×10^-6，平均3136×10^-6；Th/U比相对集中，除了2个点(39号和76号)>0.1外，其余9个点在0.003~0.05之间。可见这类锆石也具有极高的U含量和极低的Th/U比值，与第一类锆石的暗色增生边具有类似的特征。²⁰⁶Pb/²³⁸U单点年龄值在260~519Ma，年龄跨度大且分散。之所以出现如此分散的年龄，可能是由于热液作用进行的不彻底，仍然保留有原来核部锆石的年龄信息(例如，6h中与边部颜色近于一致的核)而产生的混合年龄，所以得到的年龄比第一类锆石暗色增生边的加权平均年龄(约240.1Ma)要大。

在样品14HT111中挑出100多颗锆石，大多数锆石晶形不好，多为他形，少数表现为较完整的短柱状晶体。这些锆石在CL图像上整颗锆石为黑色，不发光，个别具海绵状结构(图 6i-l)。从中选择形态不同的锆石测试了18个点，其中有14点谐和度>90%(表 1)。Th含量在5×10^-6~73×10^-6，平均28×10^-6；U含量在2992×10^-6~19040×10^-6，平均9639×10^-6，Th/U在0.002~0.005之间，平均0.003。可见其也具有极高的U含量，极低的Th/U，这也类似于14HT060中的第一类锆石暗色边的特点。14个谐和度>90%的点中，除了一个点的年龄较大为270Ma外，其它13个点的²⁰⁶Pb/²³⁸U年龄值较为集中，在谐和曲线上成群分布在193~214Ma，加权平均年龄为204.1±4.3Ma(n=13，MSWD=3.8，置信度95%)(图 9)。

图 9

Fig. 9

图 9 样品14HT111锆石U-Pb谐和图 Fig. 9 Concordia diagrams of zircon U-Pb data for the sample 14HT111

对糜棱岩14HT060中第一类锆石(Ⅰ)的核部和暗色增生边，以及第二类锆石(Ⅱ)分别进行测试，共测得16个点，其中第一类锆石核部(Ⅰ/c)获得7个点，由于暗色增生边多数小于光斑直径，仅测得2个可靠点(Ⅰ/r)，另外还有3个混合年龄点(Ⅰ/rm)，以及位于第二类锆石上的4个点(Ⅱ)(表 2)。核部锆石(继承性锆石)的¹⁷⁶Hf/¹⁷⁷Hf比值为0.282294~0.282431，平均值为0.282360，而成因上与热液活动密切相关的锆石(包括位于边部的真实年龄点，边部和核部混合部分的点，以及第二类锆石)，具有类似的¹⁷⁶Hf/¹⁷⁷Hf比值为0.281999~0.282292，平均值为0.282166。可见，在热液活动下形成的锆石部分与核部锆石相比，其¹⁷⁶Hf/¹⁷⁷Hf比值明显较小。然而，两者的¹⁷⁶Lu/¹⁷⁷Hf同位素比值却没有明显的变化，核部锆石的¹⁷⁶Lu/¹⁷⁷Hf比值为0.00079~0.00219，平均0.001325；而成因上与热液有关的锆石部分，其¹⁷⁶Lu/¹⁷⁷Hf比值为0.000235~0.0018，平均0.001212。核部ε_Hf(0) 在-16.89~-12.04，平均为-14.55；与热液有关的锆石部分的ε_Hf(0) 为-27.32~-16.98，平均-21.42，可见，后者明显低于前者。同样，ε_Hf(t)也具有类似的特点，核部锆石ε_Hf(t)为-8.98~-3.83，平均-6.33；而与热液有关锆石的部分，其ε_Hf(t)为-21.18~-8.35，平均-14.81，后者明显低于前者。计算的锆石核部二阶段模式年龄在t_DM2在1688~1850Ma，平均1783Ma；而计算的与热液有关的部分锆石的二阶段模式年龄t_DM2在1935~2639Ma，平均2261Ma，可见后者明显大于前者。

表 2

Table 2

表 2(Table 2)

表 2 河台金矿区糜棱岩锆石原位Lu-Hf同位素测试结果 Table 2 Situ Hf isotope analyses for zircons separated from the mylonite of the Hetai goldfield

表 2 河台金矿区糜棱岩锆石原位Lu-Hf同位素测试结果 Table 2 Situ Hf isotope analyses for zircons separated from the mylonite of the Hetai goldfield

对糜棱岩14HT111中的锆石进行测试，获得9个点(表 2)。¹⁷⁶Hf/¹⁷⁷Hf在0.282305~0.282430之间，平均值为0.282379；ε_Hf(0) 为-16.5~-12.08，平均-13.9；ε_Hf(t)为-12.47~-8.08，平均值为-9.94。计算的二阶段模式年龄t_DM2在1755~2032Ma，平均1874Ma。

自从20世纪80年代Ramsay (1980)提出韧性剪切带的概念后，特别是大量韧性剪切带型金矿的发现，人们对韧性剪切带及糜棱岩的研究越来越深入。对于热液矿床来说，流体是必不可少的因素，因此对于韧性剪切带内流体作用及其与成矿的关系受到众多地质学家的关注。研究表明，韧性剪切带内分布有大量水-岩作用产生的富水矿物，也就是说，韧性剪切带在变形期间流体作用非常普遍，水-岩反应广泛发生(Selverstone et al., 1991; 钟增球, 1996; Streit and Cox, 1998; 孙岩等, 1998; 李晓峰和华仁民, 2000; Kirkland et al., 2009; Li et al., 2010)。韧性剪切带内流体作用下发生的岩石变形变质作用，使岩石的物质组成和化学成分发生变化，流体活动在变形岩石的体积损失、质量传输、变形构造以及变质分异的发生、发展中起着至关重要的作用。研究发现：与金矿化有关的韧性剪切带都发生过大量的流体运移和退变质作用(Sinha et al., 1986; 李晓峰和华仁民, 2000; Li et al., 2010)。邓军等(1998)提出剪切带构造成矿系统的概念，包括矿源、搬运介质、储矿场和动力源4个基本要素。其中搬运介质主要是剪切构造热流体，包括剪切变形变质作用产生的构造热流体、地热系统驱动的地下水热液、岩浆热液和区域变质热液等。世界上许多地区韧性剪切带中岩石的变质变形与热液活动具有同时性的特点，并且伴随有热液锆石的产出，例如：加拿大Abitibi绿岩带(Claoué-Long et al., 1990)，澳大利亚Peak Hill金铜矿(Allibone, 1998)，加拿大Newfoundland Appalachians(Ramezani et al., 2000)，西澳大利亚伊尔冈地块Boulder-Lefroy韧性剪切带(Weinberg et al., 2005)；挪威Finnmark地区Hjelmsøy韧性剪切带(Kirkland et al., 2009)，伊比利亚地区Vivero断层(Lopez-Sanchez et al., 2015)。类似的，河台金矿中的糜棱岩也受到了强烈的热液活动改造，表现出明显的硅化蚀变，并形成大量的蚀变矿物，例如绢云母(图 5c, d, g-i)。在此过程中可能伴随有热液锆石的产生。因此，有可能利用热液锆石对韧性剪切带的形成活动时间进行约束。

热液锆石通常既包括直接从热液中结晶出的锆石，还包括受热液流体改造蚀变的锆石(Hoskin, 2005; Kirkland et al., 2009; Zhu, 2011)。具体来看有三种不同的形成机制：(1) 原有锆石的溶解再沉淀；(2) 低温热液(120~200℃)与退晶化锆石之间的离子交换，以及结构恢复；(3) 直接从(局部)锆饱和溶液中结晶(Tomaschek et al., 2003; Geisler et al., 2003; Hoskin, 2005)。糜棱岩14HT060中锆石的暗色增生边(Ⅰ/r)和14HT111中的锆石具有热液锆石的一些特点：(1) 在形态学方面，热液锆石在CL图像上多表现为暗色，无震荡环带，如图 10所示，与Vivero剪切带中热液锆石，Boggy Plain中热液锆石及海南尖峰岭岩体中热液锆石特征一样；(2) 热液锆石往往极富U，且Th/U比极低，这可能因为流体中一般富U贫Th(Rowley et al., 1997; Mojzsis and Harrison, 2002)。14HT060中锆石的暗色增生边U含量平均3492×10^-6，Th/U平均0.016；14HT111中的锆石U含量在9639×10^-6，Th/U平均0.003；骑田岭热液锆石U含量平均2314×10^-6(单强等, 2014)；Boggy Plain热液锆石U含量平均7293×10^-6；(3) 热液锆石与岩浆锆石在稀土特征方面有明显差别(Rayner et al., 2005; Hoskin, 2005)，14HT060中锆石的暗色增生边与加拿大Acasta片麻杂岩中的热液锆石REE稀土配分模式类似(图 11a)，而14HT111中的锆石类似于Boggy Plain深成侵入岩中的热液锆石REE稀土配分模式(图 11b)。尽管14HT111中锆石ΣREE含量比14HT060中锆石的暗色增生边(Ⅰ/r)稍高(表 3)，但是两者的δCe都很低，在1.02~3.89之间，而14HT060中核部锆石的δCe却较分散，在1.10~495之间，平均47.4，明显大于暗色增生边。热液锆石δCe的值要比岩浆锆石小，Boggy Plain深成侵入岩中的热液锆石δCe在1.8~3.5之间，岩浆锆石δCe在32~49之间(Hoskin, 2005)，可见14HT060的锆石暗色增生边(Ⅰ/r)和14HT111中锆石与Boggy Plain热液锆石δCe的值大部分重合，符合热液锆石的特点。另外，热液锆石LREE相对岩浆锆石富集，并且在标准化图上较为平坦，所以(Sm/La)_N较小，Boggy Plain热液锆石(Sm/La)_N在1.5~4.4之间，而14HT060锆石的暗色增生边和14HT111中的锆石(Sm/La)_N在1.98~82.1之间，主要集中在1.98~25.2，比Boggy Plain热液锆石大，但是仍＜122，与加拿大Acasta片麻杂岩中的热液锆石特征非常相似(Rayner et al., 2005)。加拿大Acasta片麻杂岩的热液锆石(Sm/La)_N在2.2~34之间，虽然比Boggy Plain热液锆石大，但仍区别于岩浆锆石(>122)(Hoskin, 2005)，所以14HT060的暗色增生边(Ⅰ/r)和14HT111锆石(Sm/La)_N仍然符合热液锆石的特点。另外，HREE含量不能用来区分热液锆石与岩浆锆石(Hoskin, 2005)，热液锆石与共生的岩浆锆石相比可能富集HREE，也可能不富集。所以，在图 11b中，尽管14HT111中的锆石配分曲线与Boggy Plain热液锆石在HREE方面稍有不同，比Boggy Plain热液锆石陡，但是这并不影响我们对其是热液锆石的判断。

图 10

Fig. 10

图 10 热液锆石CL图像 (a、b)为Vivero剪切带中热液锆石(Lopez-Sanchez et al., 2015)；(c)为Boggy Plain热液锆石(Hoskin, 2005)；(d)为海南尖峰岭岩体中热液锆石(张小文等, 2009)；(e)为14HT060中锆石；(f)为14HT111锆石 Fig. 10 hydrothermal zircon CL images (a, b) hydrothermal zircon from Vivero shear zone (Lopez-Sanchez et al., 2015); (c) Boggy Plain hydrothermal zircon (Hoskin, 2005); (d) Jianfengling pluton hydrothermal zircon (Zhang et al., 2009); (e) from sample 14HT060; (f) from sample 14HT111

图 11

Fig. 11

图 11 14HT060锆石热液边(Ⅰ/r)(a)和14HT111热液锆石(b)球粒陨石标准化稀土元素配分图(标准化值据Sun and McDonough, 1989) Fig. 11 Chondrite-normalized REE patterns of hydrothermal zircon rims from 14HT060 (a) and hydrothermal zircon from 14HT111 (b) (normalization values after Sun and McDonough, 1989)

表 3

Table 3

表 3(Table 3)

表 3 样品14HT060中锆石的暗色增生边(Ⅰ/r)和14HT111锆石稀土元素含量(×10-6) Table 3 The REE compositions (×10-6) of smaple 14HT060 zircon black rims (Ⅰ/r) and sample 14HT111 zircon grains separate from mylonite of the Hetai goldfield

表 3 样品14HT060中锆石的暗色增生边(Ⅰ/r)和14HT111锆石稀土元素含量(×10-6) Table 3 The REE compositions (×10-6) of smaple 14HT060 zircon black rims (Ⅰ/r) and sample 14HT111 zircon grains separate from mylonite of the Hetai goldfield

对于区域内韧性剪切带的活动时间，前人多通过糜棱岩中白云母³⁹Ar-⁴⁰Ar法进行限定，本次用锆石U-Pb定年所得到的年龄与前人用³⁹Ar-⁴⁰Ar法所测定的结果有很好的对应关系。Zhang and Cai (2009)在河台通过糜棱岩中白云母³⁹Ar-⁴⁰Ar定年获得198.9±1.2Ma，196.9±5.6Ma的年龄，与本文锆石U-Pb测年所获得的样品14HT111的年龄204.1±4.3Ma非常接近。另外，丁汝鑫等(2015)在防城-灵山断裂中通过白云母³⁹Ar-⁴⁰Ar法分别测得244.8±0.6Ma和203.9±1.7Ma两个年龄。防城-灵山断裂位于广宁-罗定断裂西北侧，并且近于平行(图 1)，区域上两条断裂带是在统一的应力作用下形成的，具有相同的活动时间，后文将进行讨论。244.8±0.6Ma的³⁹Ar-⁴⁰Ar年龄与样品14HT060暗色锆石增生边的U-Pb年龄(240.1±4.1Ma)相对应，203.9±1.7Ma的³⁹Ar-⁴⁰Ar年龄与14HT111的锆石U-Pb年龄(204.1±4.3Ma)相对应。

综上所述，我们认为，河台金矿糜棱岩样品14HT060中的暗色锆石增生边及样品14HT111中的锆石是在糜棱岩化过程中热液流体的作用下产生的。其具有与热液锆石一致的形态特征，Th/U比值及REE配分曲线(Rayner et al., 2005; Hoskin, 2005)。这些热液锆石与前人获得的云母³⁹Ar-⁴⁰Ar年龄具有一致的意义，可以代表韧性剪切带的变形变质时间。翟伟等(2006)对河台金矿围岩进行锆石U-Pb定年，其所利用的锆石与本文14HT060中的锆石特征非常相似，多数具有核边结构，暗色增生边的Th/U比很低，U含量很高。其对边部锆石进行测年，其中有5个测点的年龄为235.2~236.5Ma，位于本文所测得的有效热液增生边年龄232~247Ma范围内，其认为是混合岩的年龄，通过与本次实验对比，本文更倾向于认为是糜棱岩化过程中形成的热液锆石增生边的年龄。

然而需要注意的是，在利用热液锆石进行定年时，如果锆石热液增生边太窄，小于光斑大小，那么有容易会得到混合年龄。另外，对于一些表面上核边结构不明显，整体为暗色的锆石，其内部有时候会保留有原来继承锆石的年龄信息，例如样品14HT060中的第二类锆石(Ⅱ)(图 6h)，因此会得到比真实热液锆石偏大的年龄。所以在利用热液锆石进行定年时，要特别小心，以避免由此产生出的混合年龄。

对14HT060核部锆石(Ⅰ/c)进行测年，得到的年龄值差别非常大，从2122~270Ma都有分布。之所以会出现这种情况，与糜棱岩的原岩有密不可分的关系。其原岩为云开群C组混合岩化的片岩、片麻岩，而云开群C组变质岩的原岩可能是一套陆源碎屑类复理石沉积建造(邵军, 1991; 邱小平, 2004)。因此核部锆石既有来自当时沉积岩中的碎屑锆石，又有后期在变质过程中新形成的锆石，所以其表现出的多期多来源性特点也就不难理解了。

河台金矿所处云开地区最老的地层即为云开群，是华夏地块的主要变质基底(王磊等, 2015; 周雪瑶等, 2015)。舒良树(2012)通过对华夏块体的井冈山和南岭区段奥陶纪和泥盆纪砂岩900多组碎屑锆石U-Pb年龄进行统计，主要集中在5个时间段，分别是2.56~2.38Ga、1.93~1.52Ga、1.3~0.9Ga、0.85~0.73Ga、0.68~0.55Ga。14HT060核部锆石(Ⅰ/c)较老的年龄与之有很好的对应关系，有1个年龄点分布在2.56~2.38Ga，有3个年龄点分布在1.93~1.52Ga，有7个点分布在1.3~0.9Ga，有3个点分布在0.85~0.73Ga，另外还有12个点分布在649~514Ma(图 8a)，比最后一组0.68~0.55Ga的年龄下限还要年轻。周雪瑶等(2015)对采自云开群的4件样品(分别为变质长石石英砂岩，条纹状的黑云母片麻岩，眼球状黑云母片麻岩，黑云母斜长片麻岩)中的碎屑锆石进行U-Pb定年，获得的最年轻的碎屑锆石年龄分别为600Ma、524Ma、517Ma、489Ma。类似的，Wang et al. (2007b)在云开群中得到过513Ma的锆石继承核年龄。本次所得到的碎屑锆石最年轻的年龄为514Ma，与周雪瑶等(2015)，Wang et al. (2007b)所得到的年龄相近，可见，云开群中的碎屑锆石应该比0.55Ga还要年轻，结合本次及前人所得到的最年轻的年龄，可能下限应该在0.49Ga左右，所以云开群沉积时间最晚可以到早古生代早期(周雪瑶等, 2015)，也可将舒良树(2012)所得到的最后一组年龄范围扩大为0.68~0.49Ga。也就是说，华夏地块变质基底云开沉积物的来自5次岩浆事件的产物，最后一次岩浆事件可以晚到早古生代早期，奥陶纪泥盆纪的沉积物也都来自这5次岩浆事件的产物。

14HT060核部锆石(Ⅰ/c)中还有5颗相对年轻，集中在270~310Ma，晶型相对较好，可以代表印支期的一次构造-热事件，可能是这个时期变质(深熔)作用新形成的锆石。

钦杭结合带南段河台金矿区所处云开地区自新元古代以来，至少还经历了3次构造热事件，中生代三叠纪的印支运动和侏罗纪白垩纪的早晚燕山运动是本区最重要的大地构造旋回，产生了强烈的构造挤压闭合张开效应(邱小平, 2004)。前人研究表明(龚贵伦等, 2010)三叠纪末印支运动的主应力为SN向左旋挤压，整个区域强烈造山，形成一系列NE-NNE向的褶皱和断裂，例如防城-灵山断裂、罗定-广宁断裂、吴川-四会断裂(图 1)。对于这次构造运动的具体时限，丁汝鑫等(2015)对防城-灵山断裂带中绢云母³⁹Ar-⁴⁰Ar法测得244.8±0.6Ma年龄，具有左旋特征。本文通过热液锆石U-Pb定年获得240.1±4.1Ma的年龄，岩石中也显示有大量的左旋运动标志，例如，糜棱面理形成的不对称褶皱，S-C组构，云母鱼，石英条带形成的不对称小褶皱(图 5a-d)。Wang et al. (2007a)通过黑云母³⁹Ar-⁴⁰Ar定年在云开地区的韧性剪切带中获得大量220~230Ma的时间，并将其作为这期变形的终结时间。因此，总的来看，这次剪切变形持续时间可能从250~220Ma，约30Ma左右。可见，本次研究所利用的糜棱岩中的热液锆石可能形成在韧性剪切带左旋运动的较早时期。这次事件不仅在钦杭结合带南段，在整个华南地区可能都是普遍的，徐先兵等(2009)指出，华南地区印支期构造事件发生在中、晚三叠世(245~225Ma)，构造运动产生的变形形迹主要表现为近东西向褶皱和冲断推覆构造以及NE-NNE向左旋走滑韧性剪切。刘德良等(1993)对浙西南NE向展布的左旋韧性走滑剪切带进行测年，交塘糜棱岩中多硅白云母³⁹Ar-⁴⁰Ar坪年龄为237.6±1.3Ma；Zhang et al. (2011)在海南NW向韧性剪切带中也获得了242~250Ma的绢云母³⁹Ar-⁴⁰Ar坪年龄，可能与NE向断裂为共轭关系。这期事件还产生了大量的岩浆岩，例如云楼岗混合花岗岩(241.9±3.3Ma，凌井生等，1992)，凤村二长花岗岩(244.0±2.5Ma，凌井生等，1992)。除此之外，云开群片麻岩发生混合岩化的时间约为221~246Ma，也与这次造山事件相关(Wang et al., 2007b; Wan et al., 2010)。可见，韧性剪切带的活动时间与区域岩石发生变质的时间及岩浆活动的时间是大致相同的。因此，在印支期造山作用下，强烈的挤压变形，变质作用及花岗岩岩浆活动大致是同时发生的(Wang et al., 2012)。

220Ma之后，特别是早侏罗世(205~190Ma)，华南地区出现了一个明显的岩浆活动沉寂期(徐先兵等, 2009)，然而韧性剪切带仍处于走滑剪切变形(徐先兵等, 2009; Wang et al., 2007a)，并且可能一直持续到190Ma(表 4)。然而，对于这个时期的构造运动方式有不同的认识。徐先兵等(2009)将其作为印支运动的延续，Wang et al. (2007a)也认为该时期的变形仍然是左旋运动。但是，此次研究发现，河台地区的韧性剪切带在194Ma发生了明显的右旋运动，具有大量右旋运动的标志(图 5e-i)。另外，Zhang and Cai (2009)、蔡建新(2012)、丁汝鑫等(2015)也都认为该时期发生了右旋运动。因此，本文认为，220~190Ma的这期构造作用的方式与晚三叠世(250~220Ma)发生了巨大变化，构造应力由SN向左旋挤压转为SN向右旋挤压并形成右旋韧性剪切带(龚贵伦等, 2010)。另外，样品14HT111整体还表现出来一些韧-脆性变形特征，因此推断，该阶段可能处于一个脆性-脆韧性变形环境。所以，总体来看，整个印支期，钦杭结合带(南段)是处于一个整体造山的阶段，致使产生强烈的挤压变形，变质作用及花岗岩岩浆活动，并且印支早期(250~220Ma)构造作用要明显强于晚期(220Ma后)。

表 4

Table 4

表 4(Table 4)

表 4 华南地区中生代韧性剪切带活动时间 Table 4 Ductile shear zone activity time of Mesozoic in South China

表 4 华南地区中生代韧性剪切带活动时间 Table 4 Ductile shear zone activity time of Mesozoic in South China

前文已述，目前对于韧性剪切是否可以成矿一直存在较大争议。对于河台金矿的成矿年龄目前也还不够统一，但是可能主要集中在152~175Ma(翟伟等, 2006; 王成辉等, 2012)，明显比本文所得到的两个糜棱岩的年龄要年轻。因此，本文认为，印支期的韧性剪切作用，在热液作用下，金可能发生了初步的迁移富集，至多只能形成局部矿化，但是并没有能形成矿体。金矿形成主要还是发生在燕山期的脆性变形阶段，热液活动携带成矿物质充填在裂隙当中(图 4c, d)。但是不可否认，韧性剪切带对于金成矿具有的重要意义。带状分布的糜棱岩的构造各向异性使得后期的脆性变形集中叠加在韧性剪切带中，因此，韧性剪切带的形成是成矿的基础条件(Zhang et al., 2001)，这也就是为什么未受糜棱岩化的片岩和片麻岩没有矿化的原因。

根据对14HT060中第一类锆石的核部(继承锆石)(Ⅰ/c)、14HT060中与热液有关的锆石部分(包括边部Ⅰ/r、边部与核部混合部分Ⅰ/rm，以及第二类锆石Ⅱ)、以及14HT111中的锆石测试结果来看，三者的¹⁷⁶Hf/¹⁷⁷Hf平均值为分别为0.282360、0.282166、0.282379；ε_Hf(0) 分别为-16.89~-12.04(平均-14.55)、-27.32~-16.98(平均-21.42)、-16.5~-12.08(平均-13.9)；ε_Hf(t)分别为-8.98~-3.83(平均-6.33)、-21.18~-8.35(-14.81)、-12.468~-8.077(平均-9.94)；二阶段模式年龄t_DM2分别为1688~1850Ma(平均1783Ma)、1935~2639Ma(平均2261Ma)、1755~2032Ma(平均1874Ma)。可见，14HT060中核部锆石(继承性锆石)与热液成因有关的锆石的¹⁷⁶Hf/¹⁷⁷Hf(图 12)、ε_Hf(0)、ε_Hf(t)以及t_DM2都有明显的差别。然而有意思的是，14HT060中核部锆石却与14HT111的差别不大。因此，我们推测14HT060中的热液增生边可能是在一个开放体系中，直接从Zr过饱和流体中沉淀形成的，由于热液可能来自于外部，因此与原来的继承核有很大的差别。并且由于受到外部热液作用影响，使得二阶段模式年龄t_DM2比继承核有了明显的增大(约500Ma)。因此，根据14HT060中与热液有关的锆石部分计算的二阶段模式年龄t_DM2不能代表真实的t_DM2值。相反，在封闭条件下通过原有锆石的溶解重结晶形成的锆石可以继承原岩的Hf同位素(Flowerdew et al., 2006; Zheng et al., 2006; Zhu, 2011)。而14HT111中热液锆石的¹⁷⁶Hf/¹⁷⁷Hf比值与14HT060的核部锆石没有太大差别，并且考虑到14HT111的锆石都没有明显的继承核，不具有核边结构，因此，推测14HT111的锆石可能是在一个封闭体系下由原有锆石溶解重结晶形成的。除此之外，14HT060的继承核与14HT111的ε_Hf(0)、ε_Hf(t)也相差不大，二阶段模式年龄t_DM2也近于一致(相差不到100Ma)，也充分证明了两者的关系。所以，我们推测14HT060中热液锆石部分与14HT111中的热液锆石的形成机制可能是不同的。因此，可以根据热液锆石与继承性锆石的¹⁷⁶Hf/¹⁷⁷Hf、ε_Hf(0)、ε_Hf(t)以及t_DM2的关系，判定热液锆石的形成条件。当然，这还需要更多的实验来进一步证明。

图 12

Fig. 12

图 12 14HT060中锆石176Hf/177Hf-176Lu/177Hf关系图 Fig. 12 The 176Hf/177Hf vs. 176Lu/177Hf diagram of zircons from 14HT060

不同地球化学储源库具有明显不同的Hf同位素，球粒陨石和亏损地幔的¹⁷⁶Hf/¹⁷⁷Hf比值较大，ε_Hf(t)值为零或正值；而地壳的¹⁷⁶Hf/¹⁷⁷Hf比值相对较小，ε_Hf(t)值为负值(Zheng et al., 2006; 吴福元等, 2007)。本文两个糜棱岩样品的ε_Hf(t)均为负值，因此推测糜棱岩原岩的成岩物质源区为古老地壳物质重熔形成的。两个样品计算得到的真实的t_DM2(包括根据14HT060中核部锆石以及14HT111中锆石计算的t_DM2，排除14HT060中与外部热液有关的锆石部分计算的t_DM2)分布在1688~2032Ma(平均1834Ma)，主要峰值落在1700~1900Ma(图 13a, b)。Wan et al. (2010)利用Nd同位素对云开群的成岩物质进行示踪，获得ε_Nd(t)为-13.4~-10.0，二阶段模式年龄t_MD2为2.17~1.9Ga，与本次研究通过Hf同位素所得到的结果近于一致。李献华等(1991)将华南的地壳增长分为三期，分别为2.5Ga、1.8Ga和1.2~1.4Ga，因此，这些糜棱岩的原岩(即云开群)，其成分可能主要来自于是1.8Ga这一期地壳增生事件产生的地壳物质发生重熔而形成的岩浆岩。

图 13

Fig. 13

图 13 糜棱岩tMD2频谱图(a)和εHf(t)-年龄图(b) Fig. 13 Frequency distribution diagram for tDM2 (a) and εHf(t) vs. age diagram (b) of mylonites

祁昌实等(2007)通过对位于图 1西北部防城-灵山断裂附近的几个海西-印支期花岗岩体(浦北岩体、旧州岩体和台马岩体)的Lu-Hf同位素特征的研究表明，这几个岩体均为S型花岗岩，ε_Hf(t)集中在-11~-9，岩浆物源是来自平均地壳存留年龄为1.9Ga和1.5Ga两种地壳物源区，以及少量平均地壳存留年龄为2.4Ga的地壳物质再循环，其中t_DM2为1.9Ga物源区为最主要的物源区，与本次实验所得结果类似。因此，就整个钦杭结合带南段而言，1.8~1.9Ga这次事件对该地区地壳增生的贡献是最大的。

(1) 河台矿区韧性剪切带中岩石的变形变质是在印支期造山作用下形成的。经历了两期构造活动，早期为左旋运动，时间为约240Ma；第二次为右旋运动，时间为约204Ma，此时可能处于脆-韧性环境。这两期事件在华南可能是普遍存在的。然而，这两期变质变形事件早于河台金矿的成矿时间，因此，韧性剪切作用阶段可能只是金的初步富集矿化。

(2) 可以根据热液锆石与继承性锆石的Lu-Hf同位素关系，判定热液锆石的形成条件。整个钦杭结合带南段最主要的地壳增生事件可能发生在1.8~1.9Ga。