2013, Vol. 29
2. 江西省地质矿产勘查开发局912大队, 鹰潭 335000
2. No. 912 Team of the Geological Survey and Mineral Exploitation Bureau of Jiangxi, Yingtan 335000, China
江西省贵溪市冷水坑是我国典型的斑岩型银铅锌矿床(黄振强, 1992; 齐进英, 1987; 王安城, 1991; 杨存来, 1993; 张垚垚等, 2010)。目前，已有多篇文献资料报道了矿区含矿花岗斑岩的同位素年龄，如：黄振强(1993)和徐文炘等(2001)运用Rb-Sr法测定花岗斑岩的年龄分别为131.5±5.1Ma和131.0±5.1Ma；孟祥金等(2009)通过对蚀变矿物绢云母的40Ar/39Ar同位素测定，获得冷水坑斑岩型铅锌银矿化年龄为162.8±1.6Ma，与含矿斑岩形成时间一致；左力艳等(2010)报道了花岗斑岩的SHRIMP锆石U-Pb年龄为162.0±2Ma；王长明等(2011)测得花岗斑岩的LA-ICP-MS锆石U-Pb年龄为155Ma。针对同一含矿花岗斑岩运用不同测试方法得出的年龄结果不尽相同，最大可差30Ma，可能暗示着矿区存在斑岩体的多期侵入作用，也可能是由后期热液活动导致同位素体系重置所致，但最终原因尚无定论。
徐文炘等(2001)运用Rb-Sr和K-Ar法测得矿区鹅湖岭组火山岩年龄为101.3±4.1Ma和102Ma。以上两个年龄均晚于花岗斑岩的形成年龄(120~162Ma)，与斑岩体侵入鹅湖岭组的事实不一致，故被解释成后期热改造事件的年龄(徐文炘等, 2001)，而不能代表火山岩地层的形成年龄，因此矿区鹅湖岭组与打鼓顶组火山岩地层的形成时代仍缺少有效的年代学制约。
矿区F2断裂将震旦系老虎塘组片岩、片麻岩推覆于鹅湖岭组流纹质含角砾熔结凝灰岩之上，其形成晚于鹅湖岭组地层。虽然目前普遍认为F2断裂是成矿岩体上涌和成矿热液活动的重要通道(何细荣等, 2010; 魏明秀, 1997; 严学信等, 2007; 赵志刚等, 2008)，但也有相关证据表明F2具有多期活动的特征(刘迅和申世亮, 1991a)。而不同期次的断裂活动又可能对成矿产生不同影响。因此，有必要对F2活动的期次和时间加以限定，以便深入地探讨构造与成矿的关系。
针对上述问题，本文拟对冷水坑矿区含矿花岗斑岩、鹅湖岭组和打鼓顶组火山岩进行系统测年分析。在含矿花岗斑岩中部的ZK12310号钻孔和边部的ZK15150号钻孔中分别取样进行年龄测试，确定岩体不同部位年龄差异。在ZK12310号钻孔和ZK15151号钻孔中分别取鹅湖岭组一段和打鼓顶组顶部的流纹质含角砾熔结凝灰岩进行年龄测试，以确定矿区火山岩地层的形成时代。所有火成岩样品均使用LA-ICP-MS锆石U-Pb测年，以增强对比性。同时采用40Ar/39Ar测年方法，对矿区内F2断裂的活动期次和活动时间进行年代学制约。最后结合前人的研究成果，厘定冷水坑矿区火成岩-构造演化序列，为建立矿区综合成矿模型、确定找矿方向提供参考依据。
1 矿区地质背景冷水坑地处扬子地块与华夏地块拼接带南侧，北武夷隆起西北部，天华山火山盆地内。区域上受北东向鹰潭-安远和东西向萍乡-广丰深断裂控制(图 1)。
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图 1 冷水坑矿区地质简图(据江西省地质矿产勘查开发局912大队提供的地质资料改编), 图件制作中使用CGDK (V1.0)(Qiu et al., 2013) 进行辅助设计 Fig. 1 The geological map of Lengshuikeng deposit created by CGDK (V1.0)(Qiu et al., 2013) |
矿区地层以震旦系上统老虎塘组、侏罗系上统打鼓顶组和鹅湖岭组为主(图 1、图 2、图 3)。老虎塘组分布在矿区西北部，为一套古老的变质岩，主要岩性包括云母石英片岩、石英云母片岩、绢云石英片岩、黑云斜长片麻岩等。岩石具有不同程度的混合岩化，形成混合岩化岩石或条带状混合花岗岩。打鼓顶组在地表出露面积小，却广泛存在于震旦系变质岩之下(图 2)。岩性主要为杏仁状安山岩、角砾状安山岩、安山质火山角砾岩、流纹质粗晶屑凝灰岩、凝灰岩、流纹质粗晶屑熔结凝灰岩，底部为复成份角砾岩。鹅湖岭组分布于矿区的东部及东南部，此外，在震旦系变质岩下部亦可见鹅湖岭组的地层(图 3)。岩性主要为流纹质晶屑凝灰岩、流纹质熔结凝灰岩、流纹质凝灰岩、集块角砾熔结凝灰岩、块状流纹岩等。
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图 2 冷水坑矿区151线钻孔剖面图(据江西省地质矿产勘查开发局912大队提供的地质资料改编), 图件制作中使用CGDK (V1.0) (Qiu et al., 2013) 进行辅助设计 Fig. 2 The drilling profile along No.151 exploration line in Lengshuikeng deposit created by CGDK (V1.0) (Qiu et al., 2013) |
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图 3 冷水坑矿区123线钻孔剖面图(据江西省地质矿产勘查开发局912大队提供的地质资料改编), 图件制作中使用CGDK (V1.0) (Qiu et al., 2013) 进行辅助设计 Fig. 3 The drilling profile along No.123 exploration line in Lengshuikeng deposit created by CGDK (V1.0) (Qiu et al., 2013) |
矿区包含加里东和燕山两期侵入岩。加里东期侵入岩主要为混合花岗岩、花岗伟晶岩等，为原地或半原地花岗岩，与矿化的关系较疏。燕山期侵入岩以花岗斑岩、石英正长斑岩、流纹斑岩、钾长花岗斑岩为主，与矿化的关系较密(左力艳等, 2008)。
燕山期花岗斑岩主要分布于矿区中部及东部，主体侵入于侏罗系上统火山岩中。岩体水平切面呈椭圆形，长轴走向北东，倾向北西，倾角变化大。岩体顶部发生强烈隐爆，主要隐爆产物有隐爆花岗斑岩、隐爆凝灰岩、隐爆角砾岩等。岩体周围发生明显热液蚀变，主要蚀变类型包括绿泥石化、绢云母化、碳酸盐化、黄铁矿化、硅化等，部分长石斑晶被黄铁矿、菱锰铁矿交代，基质中见有绢云母化，零星分布有铅锌黄铁矿化，局部具较强烈的银铅锌矿化。
燕山期石英正长斑岩分布于矿区东北和东南部，侵入于侏罗系上统鹅湖岭组中，出露位置距矿体较远。流纹斑岩分布于矿区西南部，呈小岩株或岩墙产出。钾长花岗斑岩仅零星分布于矿区内，呈短脉状产出。
1.3 构造矿区内构造包括火山盆地构造和断裂构造。火山盆地构造是在北东(北北东) 向构造断陷盆地的基础上，由火山喷发进一步沉陷形成的，总体呈东西向展布。盆内火山隶属于北武夷火山喷发带，受北武夷东西向基底隆升控制，其内部火山岩地层主要为侏罗系上统打鼓顶组和鹅湖岭组。
区内断裂构造分北东、北西两个系列。北东系列由F1、F2两条断裂构成，其中F1断裂为通过矿区东部的区域性构造，长约140km，倾向北西；断裂带发育宽几米至几十米的挤压破碎带，带内糜棱岩、构造透镜体发育，且伴随硅化、绢云母化、绿泥石化和黄铁矿化。F2断裂仅见于矿区附近区域，倾向北西，倾角10°~50°。北西系列由众多小断层组成，主要分布于矿区北东部，走向340°，倾向南西，倾角45°~65°。北西系列断裂切割了鹅湖岭组地层，对斑岩型矿体有破坏作用(刘迅和申世亮, 1991a)。
2 年龄测试 2.1 LA-ICP-MS年龄测试 2.1.1 样品采集及岩相学特征ZK15151-NL1为采自15151号钻孔287m上侏罗统打鼓顶组(J3d) 火山岩(图 2)，岩性为流纹质含角砾熔结凝灰岩。岩石主要由火山角砾岩和凝灰物构成。火山角砾由石英、斜长石构成，粒径2~3.5mm，棱角状，略定向排列。凝灰物由晶屑、塑性玻屑、岩屑构成。晶屑为斜长石、钾长石、石英、黑云母，粒径0.05~2mm，棱角状，略定向排列。塑性玻屑呈条纹状，绕晶体定向分布，具有脱玻化、和重结晶现象，界限模糊不清或部分消失。岩屑为塑性流纹岩，粒径1~2mm，呈透镜状定向分布(图 4)。
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图 4 冷水坑侏罗纪火成岩镜下特征 Fig. 4 Microscopic features of the Jurassic igneous rocks in Lengshuikeng deposit |
ZK15150-NL2为采自15150号钻孔195m的花岗斑岩(图 2)。岩石主要由斑晶和基质构成。斑晶由石英、斜长石构成，均为半自形晶，粒径0.5~2mm，零散分布。石英可见港湾状熔蚀。斜长石呈板状，可见聚片双晶，发育绢云母化。基质由石英、钾长石构成。石英为主晶，近等轴粒，粒径0.1~0.2mm，零散分布，晶体内部包含霏细状、微晶状钾长石。钾长石主要呈霏细状，部分呈微晶状，微晶钾长石，粒径0.01~0.05mm，包裹于石英主晶内(图 4)。
ZK12310-NL1为采自12310号钻孔189m上侏罗统鹅湖岭组一段(J3e1) 火山岩(图 3)，岩性为流纹质含角砾熔结凝灰岩。岩石由火山角砾岩和凝灰物构成。火山角砾主要为石英，粒径2~6mm，棱角状，定向分布。凝灰物为晶屑、塑性玻屑、岩屑。晶屑由石英、斜长石、钾长石、黑云母构成，粒径0.1~2mm，棱角状，定向分布。塑性玻屑呈次棱角状，少部分塑性变形强烈，呈条纹状围绕晶体分布。岩屑为塑性流纹岩，粒径0.5~2mm，透镜状定向分布，绢云母化强，为假象(图 4)。
ZK12310-NL2为采自12310号钻孔315m的花岗斑岩(图 3)。岩石主由斑晶和基质构成。斑晶为石英、斜长石、钾长石、黑云母，均为半自形晶，粒径1~6 mm，少部分为0.5~1mm，星散状分布。斜长石呈板状，发育绢云母化，表面脏。钾长石呈板状，具高岭土化、方解石化。黑云母呈片状，被绢云母、方解石交代，呈假象产出。基质由斜长石、钾长石、石英构成。斜长石为半自形板状，粒径0.05~0.1mm，包含于石英主晶内，具绢云母化，部分界限模糊不清或消失。钾长石呈半自形板状，粒径0.01~0.05mm，包含于石英主晶内。石英呈近等轴粒状，粒径0.1~0.2mm，部分0.2~0.3mm，内包含微晶钾长石、斜长石(图 4)。
2.1.2 测试过程锆石的分离工作在河北廊坊区测队进行，分离方法及过程见刘树文等(2007)。分离出的锆石颗粒为淡黄色短柱状透明自形晶。待测锆石在南京大学地球科学与工程学院完成制靶，之后在北京大学物理系完成透射、反射和阴极发光(CL) 照相。根据锆石的阴极发光图像(图 5、图 6)，从靶位中选择形态良好，且具有生长环带或扇形分带结构(Chen et al., 2010; Wu and Zheng, 2004; 吴荣新, 2008) 的锆石颗粒进行U-Pb同位素分析。
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图 5 打鼓顶组(ZK15151-NL1) 和斑岩体样品(ZK15150-NL2) 的锆石阴极发光图像 Fig. 5 Zircon CL images for samples ZK15151-NL1 (Daguding Formation) and ZK15150-NL2 (granite porphyry) |
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图 6 鹅湖岭组(ZK12310-NL1) 和斑岩体样品(ZK12310-NL2) 的锆石阴极发光图像 Fig. 6 Zircon CL images for samples ZK12310-NL1 (Ehuling Formation) and ZK12310-NL2 (granite porphyry) |
锆石U-Pb同位素分析在南京大学内生金属矿床与成矿机制研究国家重点实验室利用激光烧蚀等离子质谱法(LA-ICP-MS) 完成。分析采用的仪器为Agilent 7500a ICP-MS，实验原理和详细测试方法同文献(Jackson et al., 2004)。相关工作参数为：等离子气体Ar通量为16L/min，辅助气体Ar通量为1L/min，剥蚀物质载气He通量为0.9~1.2L/min。激光剥蚀系统波长213nm，激光脉冲频率5Hz，宽度5ns，剥蚀孔径25μm，剥蚀时间80s，背景测量时间40s，脉冲能量为10~20J/cm2，206Pb，207Pb，208Pb，232Th和238U的停留时间依次为15，30，10，10和15ms。
质谱分析数据通过即时分析软件GLITTER计算获得相应的同位素比值、年龄及误差，采用Andersen方法进行普通铅校正(Andersen, 2002)，运用Isoplot程序完成年龄计算；选用206Pb/238U作为代表年龄(袁洪林等, 2003)；单个数据点误差为1σ，加权平均值误差为2σ。
2.1.3 测试结果对打鼓顶组流纹质晶屑熔结凝灰岩样品ZK15151-NL1进行了14个点的年龄测试(表 1)。几乎所有的锆石都具有震荡环带结构(Chen et al., 2010; Wu and Zheng, 2004; 吴荣新, 2008)，样品的Th/U比值介于0.8~2.39之间，表明其为岩浆成因(Hidaka et al., 2002; Kinny et al., 1990;Maas et al., 1992; SchiØtte et al., 1989; Williams and Claesson, 1987)。绝大多数测点都分布于谐和曲线上(图 7)，说明样品在后期演化过程中U-Pb同位素体系基本保持封闭，未发生母体迁入和子体丢失(赵玉灵等, 2002)。14个测点的206Pb/238U表面年龄介于154.5~166.0Ma之间，加权平均年龄为160.8±1.9Ma，MSWD=0.87。
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图 7 冷水坑打鼓顶组和鹅湖岭组样品加权平均年龄和年龄谐和曲线图 Fig. 7 LA-ICP-MS zircon concordia diagrams and weighted average ages for samples (Daguding Formation and Ehulin Formation) |
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表 1 冷水坑火成岩LA-ICP-MS锆石U-Pb分析结果 Table 1 LA-ICP-MS zircon U-Pb analytical results of igneous rocks in Lengshuikeng deposit |
对鹅湖岭组下段流纹质晶屑熔结凝灰岩样品ZK12310-NL1进行了17个点的年龄测试(表 1)。绝大多数锆石具有震荡环带，Th/U比值介于0.6~2.73之间，表明样品为岩浆锆石。所有测点都分布于谐和曲线上(图 7)，说明样品在后期演化过程中U-Pb同位素体系保持封闭。17个测点中有15个点的206Pb/238U年龄介于143.5~149.5Ma之间，另有两个点的年龄为158.8Ma (ZK12310-NL1-2) 和159.0Ma (ZK12310-NL1-9)，从阴极发光图像上看(图 6)，这两颗锆石在形态和结构上与其它锆石存在不同，可能为火山活动过程中捕获的早期锆石，说明火山活动可能具有多期的特点(黄振强, 1992)。将两点(K12310-NL1-2, ZK12310-NL1-9) 剔除后重新计算得到加权平均年龄为146.6±2.2Ma，MSWD=0.113。
对矿区内花岗斑岩样品ZK15150-NL2和ZK12310-NL2分别进行了14个点和18个点的年龄测试，所得的年龄范围分别介于152.5~155.1Ma和154.0~167.9Ma之间。绝大多数锆石的环带结构清晰(图 5、图 6)，所有锆石的Th/U比值均大于0.1(表 1)，表明锆石为岩浆成因。几乎所有锆石的年龄都位于谐和曲线之上(图 7)，表明锆石在后期保存过程中基本保持封闭，未发生同位素的迁入和迁出。ZK12310-NL2的加权平均年龄为155.6±1.3Ma，MSWD为0.62。ZK15150-NL2的年龄值可分为两群，第一群包含8颗锆石，年龄介于161.0~167.9Ma, 加权平均值为163.6±2.1Ma (MSWD=0.56)，第二群包含6颗锆石，年龄介于154.0~155.1Ma，加权平均年龄为154.3±3.0Ma (MSWD=0.01)。
2.2 40Ar/39Ar年龄测试 2.2.1 样品采集及预处理ZK13504-2采自13504号钻孔245m处，该处为F2断裂的断面位置。岩心中可发现断层活动时产生新生矿物及断层擦痕。将岩心样品破碎至0.18~0.28mm，并在双目镜下挑选同构造绢云母用于40Ar/39Ar测年。采集点为人工钻孔，样品新鲜可靠。
2.2.2 测试过程用纯铝铂纸将0.18~0.28mm粒径的样品包装成直径约6毫米的球形，封闭于石英玻璃瓶中，2010年9月2日至3日置于中国原子能科学研究院49-2反应堆B4孔道进行中子照射，照射时间为24小时2分钟，中子通量为2.24952×1018。用于中子通量监测的样品是我国周口店K-Ar标准黑云母(ZBH-25，年龄为132.7Ma)(He et al., 2004; 王非等, 2005)。同时对纯物质CaF2和K2SO4进行同步照射，得出的校正因子为：(36Ar/37Ar)Ca=0.000271，(39Ar/37Ar)Ca=0.000652，(40Ar/39Ar)K=0.00703。照射后的样品冷置后，装入圣诞树状的样品架中，密封去气之后，装入系统。
样品测试在2010~12至2011年1~2月进行，由北京大学造山带与地壳演化教育部重点实验室常规40Ar/39Ar定年系统完成。测定采用钽(Ta) 熔样炉对样品进行阶步升温熔样，每个样品分为10~14步加热释气，温阶范围为800~1500℃，每个加热点在恒温状态下保持20min。系统分别采用海绵钛炉、活性炭冷井及锆钒铁吸气剂炉对气体进行纯化，海绵钛炉的纯化时间为20min，活性炭冷井的纯化时间为10min，锆钒铁吸气剂炉的纯化时间为15min。使用RGA10型质谱仪记录五组Ar同位素信号，信号强度以毫伏(mV) 为单位记录。质谱峰循环测定9次，用峰顶值减去前后基线的平均值来获得Ar同位素的数据。
数据处理时，采用北京大学造山带与地壳演化教育部重点实验室编写的40Ar/39Ar Dating 1.2数据处理程序对各组Ar同位素测试数据进行校正计算，再采用Isoplot 3.0计算坪年龄及等时线年龄。
2.2.3 测试结果绢云母样品在850~1400℃温度范围内按50℃步长进阶式加热，获得10个温度区间的视年龄(表 2)。在保证63% 39Ar释放量的情况下由3~7阶段的表面年龄构筑一个较好的坪年龄398.5±2.6Ma (图 8)。在40Ar/36Ar-39Ar/36Ar图解上构筑一条很好的等时线，并求得等时线年龄为398.9±5.1Ma，MSWD=6.1.在36Ar/40Ar-39Ar/40Ar图解上构筑一条很好的反等时线，计算得到的反等时线年龄为397.7±6.9Ma，MSWD=4.7.通过等时线和反等时线图解计算的初始40Ar/36Ar分别为292±17和295±15，非常接近大气尼尔值(295.5±5)，说明样品不含过剩氩。样品的坪年龄、等时线年龄和反等时线年龄高度一致，可代表同构造绢云母样品的年龄。
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表 2 冷水坑F2断裂40Ar/39Ar阶段加热结果 Table 2 The 40Ar/39Ar step heating results of F2 fault in Lengshuikeng deposit |
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图 8 冷水坑F2断裂40Ar/39Ar阶段加热坪年龄、等时线年龄和反等时线年龄 Fig. 8 40Ar/39Ar plateau age, isochron age and inverse isochron age of F2 fault in Lengshuikeng deposit |
前人研究给出的花岗斑岩Rb-Sr年龄在131.5Ma左右(黄振强，1993；徐文炘等，2001)；U-Pb法年龄为162.0±2Ma (左力艳等，2010) 和155Ma (王长明等，2011)，两者相差近30Ma。野外观察发现，斑岩体内广泛发育绢云母化、绿泥石化、硅化等蚀变(罗诒爵，1991)，说明斑岩体受到后期热液的影响。左力艳等(2009)对矿区斑岩体内与成矿有关的石英斑晶和含矿石英脉进行了系统的流体包裹体测温，获得的均一温度介于101~490℃，其中最高温度已超过部分Rb-Sr测年载体的封闭温度(如：正长石，314℃；黑云母，300℃)，且Rb-Sr和U-Pb法所得的斑岩体年龄之差正好与冷水坑矿区后期热液活动持续时间(27Ma) 一致(左力艳等，2010)，说明热液活动导致了Rb-Sr同位素体系的重置。这种长期的热液活动有利于成矿(Chi et al., 2012; 邱骏挺等, 2011a)，却不利于Rb-Sr定年，前人报道的Rb-Sr年龄仅代表后期热液活动的上限年龄，不能代表岩浆的形成年龄，也不能说明含矿斑岩体具有多期活动的特征。相反，锆石U-Pb体系的封闭温度高于850℃，已被广泛运用在高温岩浆过程和变质过程的年代学研究中(Wan et al., 2011)，其年龄可以代表岩体的形成年龄。
左力艳等(2010)和王长明等(2011)使用锆石U-Pb体系测得含矿岩体的年龄值相差7Ma，该差异是由斑岩体多期活动所致？还是由测试方法不同所致？作者在斑岩体中部的123线和边部的151线分别取样进行LA-ICP-MS测年。结果，中部样品的锆石年龄为155.6±1.3Ma，边部样品既存在154.3±3.0Ma的锆石又包含163.6±2.1Ma的锆石，且最大年龄差异可达9Ma。由于使用相同的测试方法，说明该差异是客观存在的，而与测试方法无关。从锆石阴极发光图像上看，所有的锆石样品在形态上没有太大区别，且都具有岩浆成因的环带结构，无熔蚀现象，无黑色生长边，说明它们形成于同一期岩浆活动(张成立等, 2009)，由于岩体边部冷却速度比中部快，导致一部分锆石先结晶而具有较老的U-Pb年龄。故本文认为左力艳等(2010)和王长明等(2011)提供的年龄差异不是由岩体的多期活动所致，也并非由测试方法所致，而是与岩体不同位置的冷却速率不同有关。依据本文的测试结果，作者认为冷水坑含矿花岗斑岩的形成时间大致介于163.6~154.3Ma，且岩体经历了一段较长时间的冷却结晶过程。
3.2 矿区火山岩地层形成时间及其与花岗斑岩的关系运用LA-ICP-MS对冷水坑矿区打鼓顶组和鹅湖岭组下段火山岩进行锆石U-Pb测年，结果为：打鼓顶组火山岩形成年龄为160.8±1.9Ma，鹅湖岭组下段形成年龄为146.6±2.2Ma，与张利民(1991)报道的赣东鹅湖-石溪地区信江盆地内鹅湖岭组火山岩40Ar/39Ar年龄(148.9~141.8Ma) 和Jiang et al.(2005)报道的相山地区打鼓顶组(158Ma) 和鹅湖岭组(140Ma) 火成岩年龄基本一致。
鹅湖岭组下段流纹质晶屑熔结凝灰岩样品中的锆石年龄集中在143.5~149.5Ma之间，平均年龄为146.6±2.2Ma，该值代表了鹅湖岭组下段主体形成的时间。另有两颗锆石的表面年龄在159Ma左右。这两颗锆石在形态和结构上与其它锆石存在明显差别，为火山活动过程中的早期锆石。结合前人的研究成果(黄振强, 1992)，认为鹅湖岭组下段火山岩活动具有间歇性和多期喷发的特点。
一些研究者认为冷水坑矿区含矿花岗斑岩侵入时间位于鹅湖岭组火山岩喷发旋回结束后(何细荣等, 2010; 孟祥金等, 2009)。本文作者给出鹅湖岭组下段主体形成时间为146.6±2.2Ma，比区内含矿花岗斑岩形成时间145.6~163.6Ma稍晚，说明花岗斑岩侵入时鹅湖岭组火山旋回并未结束。此外，矿区花岗斑岩的形成年龄大致落入打鼓顶组与鹅湖岭组火山岩形成区间内(160.8~146.6Ma)，说明冷水坑矿区含矿花岗斑岩与中生代火山活动密切相关。
3.3 矿区F2断裂活动期次、时间及其与花岗斑岩的关系同构造绢云母40Ar/39Ar坪年龄为398.5±2.6Ma；等时线年龄为398.9±5.1Ma；反等时线年龄为397.7±6.9Ma。三个年龄均表明F2断裂曾于早泥盆世发生活动，且保留有加里东期的构造残余。该期构造活动可能与华南地区震旦-早古生代海槽关闭和加里东期褶皱逆冲带的形成有关(舒良树, 2006)。
从冷水坑矿区地质简图看(图 1)，F2断裂为一条典型的逆冲推覆构造，其上盘为震旦系变质岩，下盘为鹅湖岭组火山岩。该叠覆关系表明F2在中生代重新活动，且活动时间晚于鹅湖岭组火山岩的形成时间，即晚于146Ma。由于矿区含矿花岗斑岩与鹅湖岭组火山岩同期形成，故本期构造活动对斑岩体起破坏作用。野外观察发现，花岗斑岩沿F2断裂带灌入并产生不同程度的破碎现象(刘迅和申世亮, 1991b)，更加映证了F2断裂的破岩特性。
另有一部分研究者认为，F2断裂在斑岩侵入之前可能还有一期活动，时间位于鹅湖岭组火山岩旋回之内(刘迅和申世亮, 1991a)。该期构造活动产生一系列叠片型羽状断裂，直接控制着含矿斑岩体的侵入，同时也为成矿流体上升提供有利通道(何细荣等; 2010; 刘迅和申世亮, 1991a; 魏明秀, 1997; 严学信等, 2007; 张垚垚等, 2010; 赵志刚等, 2008)。故F2又具有导矿的特性。
3.4 冷水坑地区火成岩-构造演化与区域地质演化的关系据舒良树等(2006)认为志留纪华南地区发生了强烈的构造-热事件，导致震旦纪-早古生代海槽关闭，巨厚沉积物褶皱隆升，在元古代变质基底上形成了加里东期褶皱造山带。此期褶皱变形、韧滑流变非常普遍，有推覆与走滑两种，变形峰期在420~400Ma前后(Yu et al., 2012)。同时，还发生了强烈的花岗岩浆活动，岩浆峰期为430~400Ma左右。该构造事件同样影响到冷水坑地区，导致大量断裂和褶皱构造的形成，造成上部地壳弱化。矿区F2断裂残留的同构造绢云母40Ar/39Ar年龄(398.5Ma) 与本期岩浆-构造活动时间基本一致，说明F2的首期活动可能与本次构造事件有关。
中生代由于古太平洋板块向东亚陆缘下方俯冲，致使华南地区岩浆和火山活动频繁(陈培荣等, 1999, 2002; 舒良树和周新民, 2002)，如陈志刚等(2003)测得赣南全南正长岩的SHRIMP锆石U-Pb年龄为161±4Ma，郭春丽等(2007)测得赣南中生代淘锡坑钨矿区花岗岩SHRIMP锆石U-Pb年龄为158.7±3.9Ma和157.6±3.5Ma。Jiang et al.(2005)测得相山地区打鼓顶组火成岩年龄为158Ma，这些年龄与冷水坑矿区含矿花岗斑岩、打鼓顶组火山岩和鹅湖岭组火山岩的形成时间大体同时，说明燕山期为华南各地重要的成岩成矿时期。以外，洋壳俯冲产生的作用力致使加里东期弱化地壳中的构造重新复活。冷水坑矿区F2断裂的重新活动一方面控制了成矿斑岩体的侵入，而另一方面其后续活动又对斑岩体起破坏作用。
前人研究表明，中生代古太平洋板块曾以低角度快速俯冲至东亚陆缘以下，形成长达上千千米的火山岩带(Maruyama and Sent, 1986; 舒良树和周新民, 2002)。持续的岩浆弧迁移导致中国东南部形成大面积的晚中生代时期火成岩(周新民, 2003)，其最远可能影响到中国东南部的十-杭带(Jiang et al., 2009)。Jiang (2009)认为，由于古太平洋板块的俯冲-折返作用，十-杭带在早侏罗世处于大陆弧环境并于晚侏罗世转入弧内裂谷环境，形成了大量的斑岩型矿床(Mao et al., 2011; 邱骏挺等, 2011b)。冷水坑矿区位于十-杭带北东段，区内含矿花岗斑岩、鹅湖岭组和打鼓顶组火山岩的年龄介于163~147Ma，属于晚侏罗世火成岩，极有可能形成于弧内裂谷环境。
4 结论(1) 矿区含矿斑岩体的年龄介于163.6±2.1至154.3±3.0Ma，具有较长的结晶时间，但不具备多期活动的特征。
(2) 打鼓顶组火山岩形成年龄为160.8±1.9Ma；鹅湖岭组火山活动具有间歇和多期性，最初活动于159Ma而主体形成于146.6±2.2Ma。
(3) 含矿斑岩体与打鼓顶组、鹅湖岭组火山岩同期形成。斑岩体侵入时鹅湖岭组火山喷发旋回并未结束。
(4) 矿区F2活动分三个阶段，第一阶段发生在398.5Ma左右；第二阶段发生于鹅湖岭组火山岩地层形成过程中，且具有导矿作用；第三阶段的时间晚于鹅湖岭组火山岩的形成时间，即晚于146Ma，具有破岩破矿作用。
综上所述，冷水坑矿区构造-岩浆活动演化序列大致如下：晚加里东时期，伴随震旦-早古生代海盆关闭和加里东期褶皱逆冲带的形成，华南地区岩浆构造活动强烈，F2断裂首期活动，年龄为398.5Ma。中生代由于古太平洋板块俯冲，在华南发生大规模岩浆侵入和火山活动，形成打鼓顶组火山岩地层，年龄为160.8±1.9Ma，之后鹅湖岭组火山岩间歇、多期喷发，时代介于159~146Ma。在鹅湖岭组火山岩旋回中，F2断裂再次活动，产生一系列叠片型羽状断裂，花岗斑岩沿断裂上侵就位，年龄介于163.6~154.3Ma。F2断裂最后的一次活动晚于146Ma，且对含矿斑岩体起破坏作用。
致谢 论文撰写过程中得到江西省地质矿产勘查开发局912大队、北京大学造山带与地壳演化教育部重点实验室以及南京大学内生金属矿床与成矿机制研究国家重点实验室的大力帮助；审稿人提出了宝贵的修改意见；在此一并表示衷心的感谢！| [] | Andersen T. 2002. Correction of common lead in U-Pb analyses that do not report 204Pb. Chemical Geology, 192(1-2): 59–79. DOI:10.1016/S0009-2541(02)00195-X |
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| [] | 左力艳, 侯增谦, 孟祥金, 杨志明, 宋玉财, 李政. 2010. 冷水坑斑岩型银铅锌矿床含矿岩体锆石SHRIMP U-Pb年代学研究. 中国地质, 37(5): 1450–1456. |