ISSN 1005-2518
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Gold Science and Technology >

2025 , Vol. 33 >Issue 1: 66 - 83

DOI: https://doi.org/10.11872/j.issn.1005-2518.2025.01.173

Mineral Exploration and Resource Evaluation

Geochronology and Petrogeochemistry Characteristics of Ore-bearing Rocks in the Gaosongshan Gold Deposit，Heilongjiang Province

  • Chunpeng ZHANG , 1 ,
  • Renping HAN 1 ,
  • Zhongwei BI 1 ,
  • Jie WANG 1 ,
  • Xuefeng LI 2
Expand
  • 1. Shenyang Center of China Geological Survey（Northest Geology Science and Technology Innovation Center），Shenyang 110034，Liaoning，China
  • 2. Natural Resources Survey Institute of Heilongjiang Province，Harbin 150036，Heilongjiang，China

Received date: 2024-06-07

  Revised date: 2024-07-22

Fold

Abstract

The Gaosongshan gold deposit represents one of the most significant epithermal gold deposits identified in the northern Lesser Khingan Range region of northeast China.The gold orebodies are predominantly hosted within the intensely altered volcanic rocks of the Lower Cretaceous Banzifang and Ningyuancun Formations，manifesting primarily as veinlets and veins.Despite the deposit’s significance，research on the ore-bearing wall rocks remains relatively underdeveloped.To elucidate the genesis and formation ages of these rocks，comprehensive isotopic dating and elemental geochemical analyses have been undertaken.The dacite of Banzifang Formation obtained 206Pb/238U surface ages ranging from 112.1 to 115.9 Ma，as deter-mined by zircon laser ablation inductively coupled plasma mass spectrometry（LA-ICP-MS） U-Pb dating.Addi-tionally，40Ar-39Ar dating was conducted using multiple collector noble gas mass spectrometry with the Helix MC on plagioclase and feldspar samples collected from the andesite of the Banzifang Formation and the rhyolite of the Ningyuancun Formation within the Gaosongshan deposit，resulting in plateau ages of （111.2±0.9） Ma and （103.9±1.0） Ma，respectively.The dates，obtained through two independent geochronological methods，suggest that the wall rocks of the Gaosongshan deposit were formed during the late period of Early Cretaceous，rather than the Early Cretaceous as previously believed.Major and trace element analyses reveal that the vol-canic rocks of the Banzifang and Ningyuancun Formations exhibit similar geochemical characteristics.Both formations are characterized by high silicon content（SiO2=62.26%~71.07%），enriched alkali（Alk=7.28~9.28），elevated aluminum levels（A/CNK=1.15~1.80），and low calcium content（CaO=0.09%~2.03%） and depeled magnesium （MgO=0.47%~3.95%） belonging to shoshonite series.The rocks exhibit an enrichment in light rare earth elements （LREE） and large ion lithophile elements，while showing a depletion in heavy rare earth elements （HREE） and high field strength elements such as Nb，Ta，and Ti，characteristics that are akin to those of arc volcanic rocks.Integrating these findings with data from previous studies，we propose that the magmatic activity closely linked to the epithermal mineralization occurred in the late period of Early Cretaceous within an extensional tectonic setting.This setting was likely initiated by the slab rollback associated with the subduction of the Paleo-Pacific oceanic plate.

Key words： ore-bearing wall rock; isotopic dating; petrogeochemistry; forming environment; northern Lesser Khin-gan Range; Gaosongshan gold deposit

Cite this article

Chunpeng ZHANG , Renping HAN , Zhongwei BI , Jie WANG , Xuefeng LI . Geochronology and Petrogeochemistry Characteristics of Ore-bearing Rocks in the Gaosongshan Gold Deposit，Heilongjiang Province[J]. Gold Science and Technology, 2025 , 33(1) : 66 -83 . DOI: 10.11872/j.issn.1005-2518.2025.01.173

国内外学者把成矿流体（大气降水与岩浆水的混合热液，多数以大气降水为主）在中低温（<300±℃）、低压（10~50 MPa） 条件下循环于地壳浅部环境（0~2 km），并与火山—浅成侵入岩体有密切关系的一类贵金属或贱金属矿床，统称为浅成低温热液型矿床，形成温度和深度是这类矿床的主要特征（Heald et al.，1987；Simmons et al.，2005）。我国境内浅成低温热液型矿床主要集中在3个成矿区带内（鄢云飞等，2007），分别为：受环太平洋成矿域影响的东北地区、华北地区以及大陆东南沿海地区，如黑龙江团结沟金矿、山东归来庄金矿、福建紫金山金矿和广西龙头山金矿等；受特提斯—喜马拉雅成矿域东段影响的青藏—三江地区，如西藏多龙铜（金银）矿和雄村铜金矿等；受古亚洲成矿域影响的兴蒙—天山地区，如新疆阿希金矿和西滩金矿等。
小兴安岭北麓地区是我国东北地区重要的浅成低温热液型矿床富集区之一，目前已发现团结沟、东安和高松山3处大型浅成低温热液型金矿床。高松山金矿床位于黑龙江省乌伊岭林业局北部约49 km处，经过原武警黄金第一支队10余年的勘探，目前该矿床金资源量已超过23 t。由于其巨大的资源潜力，近年来众多学者对该矿床开展了多方面的地质研究工作，主要集中在成矿地质特征、成矿流体特征、成矿年代学和同位素地球化学等方面（郑硌等，2013，2014；Hao et al.，2016；Liu et al.，2019；Zhang et al.，2019）。目前仅有少量学者对该矿床赋矿围岩进行了研究，且在岩石成因及形成时代方面存在较大的争议（王佳琳等，2014；刘阳等，2017）。
为此，本文运用U-Pb和40Ar-39Ar同位素测年方法，进一步厘定高松山矿床赋矿围岩的形成时代。通过对围岩开展岩石学和元素地球化学特征研究，探讨其岩石成因。结合研究区内其他浅成低温热液型矿床，构建矿床形成与重要地质事件的时空耦合关系，探讨成矿系统的发育过程和地球动力学环境，为区内找矿预测提供理论指导。

1 区域地质特征

研究区位于小兴安岭—张广才岭多金属成矿带的北端，地处松嫩地块北东缘的富饶隆起与嘉荫断陷结合部的白垩系火山盆地内［图1（a）和图1（b）］。区域内出露地层以中生代陆相火山岩地层为主，该地层集中分布在美丰火山盆地及其周围，整体呈NE向展布，包括板子房组、宁远村组、永青组、甘河组、淘淇河组和福民河组等。新生代地层主要为乌云组、孙吴组及西山玄武岩等。
图1 区域构造单元划分（a，b）和小兴安岭北麓区域地质图（c）（修改自Hao et al.，2016；Liu et al.，2017；Zhang et al.，2019）

1.第四系沉积物；2.第四系玄武岩；3.第三系碎屑岩；4.白垩系火山岩；5.侏罗—白垩纪花岗岩类；6.三叠纪花岗岩类；7.古生代花岗岩类；8.推测、实测断裂；9.浅成低温热液型矿床；10.斑岩型矿床；11.矽卡岩型矿床；F1-库尔滨河断裂；F2-乌伊岭断裂；F3-铁力—东风断裂；F4-雪水温断裂；F5-沙阿其河断裂

Fig.1 Regional tectonic division （a，b） and regional geological map of the the northern Lesser Khingan Range （c）

（modified after Hao et al.，2016；Liu et al.，2017；Zhang et al.，2019）

侵入岩在区域上比较发育，古生代至中生代侵入岩均有出露，且以中深成花岗岩类为主［图1（c）］。古生代侵入岩分布于美丰火山盆地西缘，总体呈近SN向带状展布，主要岩石类型为片麻状二长闪长岩、片麻状花岗闪长岩和片麻状二长花岗岩。三叠纪侵入岩在区内多呈捕掳体零星分布于侏罗—白垩纪花岗岩之中，以辉石闪长岩、二长花岗岩系列和正长—碱长花岗岩系列为主，普遍发育有闪长质包体。侏罗—白垩纪花岗岩沿美丰火山盆地边缘广泛发育，岩性主要为花岗闪长岩、二长花岗岩和碱长花岗岩，侏罗—白垩纪花岗岩为区域上侵入岩的主体，并与中生代火山岩等密切伴生。
区域内构造主要是近SN、NW、NE和NNE向4组断裂［图1（c）］，其中NW和NE向断裂最为发育，而NW向沙阿其河断裂和NE向雪水温断裂对区内高松山矿床的形成具有重要的控制作用。目前区内发现的主要金属矿产为金矿和钼矿，如分布于高松山金矿西北部的宝山矽卡岩型多金属矿和高岗山斑岩型钼矿，以及位于高松山金矿西南部的霍吉河斑岩型钼矿。

2 矿床地质特征

高松山矿床内出露地层以中生代白垩纪陆相火山岩建造为主［图2（a）］。出露地层由老至新分别为：（1）下白垩统板子房组，主要分布于矿区的中部和东部地区，占矿区面积的80%，以中基性火山岩为主，是高松山金矿床主要赋矿围岩，主要岩性为安山岩、英安岩、玄武安山岩、安山质火山角砾岩和安山质凝灰岩等。（2）下白垩统宁远村组，分布于矿床的西部地区，主要岩性为流纹岩及流纹质火山碎屑岩，宁远村组在矿区内出露较少，与下伏板子房组呈整合接触关系。矿区内侵入岩仅在矿区西部有少量露头，在矿区深部钻孔中可见花岗斑岩呈岩脉状侵入下白垩统板子房组火山岩、火山碎屑岩及下白垩统宁远村组流纹岩中［图2（b）］，岩石中可见细脉状黄铁矿，推测其应为成岩同期产物，该岩石为矿致浅成侵入岩。矿区内断裂受区域上NWW向沙阿其河断裂控制，该断裂诱导了矿区NWW、NEE和近EW向次级断裂的形成和展布。NWW向断裂在矿区内呈雁列平行展布，规模较大，NEE向断裂规模中等，而近EW向断裂在矿区普遍规模较小，其中NWW向断裂为高松山矿区主要的控矿构造。
图2 高松山金矿床地质图和Ⅰ-16线勘探线剖面图

1.第四系沉积物；2.下白垩统宁远村组；3.下白垩统板子房组；4.角砾岩；5.花岗斑岩；6.矿体；7.矿脉及编号；8.实测、推测地质界线；9.钻孔及勘探线；10.下白垩统宁远村组取样位置；11.下白垩统板子房组取样位置

Fig.2 Geological map and the profile of No.Ⅰ-6 exploration line in the Gaogongshan gold deposit

目前高松山矿床已圈定出4条金矿脉，12条金矿体和9条金矿化体，均呈脉状产出，大部分矿体分布在矿区的中南部地区，其中尤以Ⅰ-1号矿体规模最大，占高松山总资源量的70%［图2（a）］。Ⅰ-1号矿体呈薄脉状，矿体总体走向266°~295°，倾角为55°~72°，平均倾角为64°，平均水平厚度为1.41 m，平均金品位为5.60×10-6。高松山主要矿石类型为含金石英脉型和角砾岩型，矿石工业类型为贫硫化物金矿石。矿石矿物主要为黄铁矿，其次为黄铜矿，另可见少量的自然金、方铅矿、闪锌矿、磁铁矿和赤铁矿等矿物；脉石矿物主要为石英，其次为绢云母、冰长石、绿泥石、方解石和玉髓等。矿石结构以自形—他形粒状结构为主，其次为交代结构。矿石构造主要为细脉—网脉状、浸染状和角砾状，其次为晶洞—晶簇状构造。矿区主要矿化蚀变类型为硅化、绿泥石化、绢云母化、冰长石化、碳酸盐化及黄铁矿等金属硫化物矿化（图3）。硅化、绢云母化和黄铁矿化与金成矿密切相关，是区内金矿的主要找矿标志之一。
图3 高松山金矿床矿化蚀变手标本及显微镜下特征

Qtz-石英；Srt-绢云母；Cc-方解石；Cln-玉髓；Ccp-黄铜矿；Py-黄铁矿

Fig.3 Hand specimens and microscopic characteristics of mineralization and alteration in the Gaosongshan gold deposit

3 样品描述及分析方法

3.1 样品描述

本次研究对高松山矿床主要赋矿围岩的板子房组英安岩（编号：FQ15-1）、安山岩（编号：GSS12）和宁远村组流纹岩（编号：GSS7-1）样品分别进行了LA-ICP-MS锆石U-Pb同位素和钾长石/斜长石40Ar-39Ar同位素定年分析。其中，板子房组英安岩样品采集于高松山金矿竖井碎石堆外，其余样品均采集于高松山矿段钻孔。另外，本次研究还对高松山矿床赋矿围岩的4件板子房组英安岩（编号：FQ3-3、GSS4-2、FQ15-1、FQ15-2）和2件宁远村组流纹岩（编号：GSS7-1、FQ3-8）样品进行了主量元素和微量元素分析，上述编号为GSS4-2、GSS7-1、GSS15-1和GSS15-2的全岩样品采集于高松山矿区钻孔，编号为FQ3-3、FQ3-8、FQ15-1和FQ15-2的全岩样品采集于高松山金矿竖井碎石堆，测试样品无明显蚀变或蚀变较轻。矿区主要火山岩地层岩石学特征描述如下：
下白垩统板子房组英安岩［图4（a）~4（c）］：岩石新鲜面呈浅灰绿色，斑状结构，基质隐晶质结构，板块状构造［图4（a）］。斑晶主要见斜长石，无色，自形—半自形板柱状，粒径为0.5~1.6 mm，含量在5%以上；除斜长石斑晶之外，可见有少量石英斑晶，呈他形粒状，粒径为0.3~1.0 mm，含量在2%以下；还有少量角闪石和黑云母，含量在1%以下，角闪石和黑云母斑晶暗化现象明显［图3（b）、3（c）］。基质为长英质，呈玻晶交织结构，由斜长石、石英、暗色矿物微晶雏晶和富铁玻璃质构成，含量约为90%，其中斜长石呈无色条板状，粒度为0.01~0.20 mm，石英雏晶呈粒状，粒度小于0.01 mm，角闪石或绿泥石等暗色矿物雏晶，粒度小于0.01 mm，其余为富铁玻璃质。显微镜下常见杏仁体构造，杏仁体少部分由微晶石英构成，大部分由黄绿色玻璃质构成，杏仁体含量为2%。
图4 高松山金矿床赋矿围岩典型标本及显微照片

（a）~（c）英安岩；（d）~（f）安山岩；（g）~（i）流纹岩；Qz-石英；Kfs-钾长石；Pl-斜长石

注：（b）、（h）为单偏光；（c）、（e）、（f）、（i）为正交偏光

Fig.4 Typical specimens and microphotographs of ore-bearing wall rocks in the Gaosongshan gold deposit

下白垩统板子房组安山岩［图4（d）~4（f）］：岩石新鲜面呈灰白色，斑状结构，板块状构造，气孔状构造，常见黑色杏仁体［图4（d）］。斑晶主要见斜长石，无色，自形板柱状，粒度为1.0~10.0 mm，含量在5%以上［图4（e）、4（f）］，见有少量片状黑云母及柱状角闪石分布，角闪石和黑云母斑晶暗化现象明显。基质呈显微隐晶质结构，在高倍显微镜下才能辨认出条状或针状斜长石和石英雏晶，含量约为80%，其中斜长石粒径为0.001~0.008 mm，石英雏晶粒径小于0.001 mm，其余为全消光玻璃质。手标本及显微镜下显示定向构造，由斑晶及杏仁体的定向排列趋势构成，此外发育多环结构杏仁体、气孔构造，中心填隙物为方解石、绿泥石和蛋白石，边部针状绢云母、纤维状玉髓和蛋白石各自有3~4层条带，有的中心为粒状石英充填，边部为垂直于脉壁生长的纤维状玉髓镶边，粒径为3.3~5.2 mm，气孔因岩浆流动而明显拉伸［图4（f）］。
下白垩统宁远村组流纹岩［图4（g）~4（i）］：岩石呈灰白色，具有斑状结构，流纹构造。斑晶主要为钾长石、斜长石、石英和白云母［图4（h）~4（i）］，钾长石斑晶呈他形云雾状嵌晶，与斜长石组成联斑结构，含量约占2%，斜长石斑晶呈自形—半自形柱状，粒径为0.70~1.25 mm，双晶带宽，与钾长石组成联斑结构，常包有石英，含量约占3%。石英斑晶呈他形粒状，边部熔蚀呈浑圆状，外围有绢云母环绕，粒度为0.2~1.0 mm，含量约占1%，白云母斑晶呈柱状，含有磁铁矿包体，粒径为0.25~0.50 mm。基质成分由隐晶质、长石石英微晶和玻璃质组成，上述矿物各自为条带相间排列，构成流纹构造，遇斑晶则绕过或弯曲。手标本还可见有石英脉穿插，脉体内垂直两壁的马牙状石英对称生长，脉宽为10~12 mm，中间硫化矿物已流失［图4（g）］。

3.2 分析方法

本次锆石样品破碎和加工分离工作由廊坊市科大岩石矿物分选技术公司完成。首先将约5 kg的板子房组英安岩样品用纯净水清洗干净后，将测年样品粉碎至100目，然后用常规重液和磁选方法选出纯度较高的锆石晶体，最后用双目显微镜挑选出结晶和透明度较好的锆石作为待测对象。锆石制靶、阴极发光图像拍摄和U-Pb同位素定年均在武汉上谱分析科技有限责任公司完成。首先将选出的锆石置于环氧树脂中制成样品靶，固结干燥后用不同型号砂纸和磨料打磨至锆石晶体中心部位暴露，然后对抛光好的锆石进行透射光、反射光以及阴极发光（CL）显微照相分析，选出无包体和无裂隙的部位作为测试点位。锆石定年分析使用的测试仪器为激光烧蚀多接收器电感耦合等离子质谱仪（LA-ICP-MS），激光剥蚀系统为GeolasPro，ICP-MS为Agilent 7700e，激光束斑直径和频率分别为32 µm和5 Hz。U-Pb同位素定年处理中采用国际标准锆石91500作为外标校正。锆石样品分析数据的离线处理采用ICPMSDataCal软件完成（Liu et al.，2008，2010）。年龄计算及谐和图绘制采用Isoplot/Ex_ver3软件来完成（Ludwig，2003）。
钾长石和斜长石样品破碎和加工分离工作由廊坊市科大岩石矿物分选技术公司完成。首先将样品破碎并用金属网过滤得到0.5~1.0 mm的颗粒，然后采用常规重、磁方法分选出纯度较高的钾长石和斜长石晶体，最后通过双目显微镜挑选出钾长石和斜长石（纯度达到99％以上）。样品照射工作在中国原子能科学研究院的核反应堆中进行。首先将钾长石和斜长石样品经超声波清洗之后封进石英管中，然后送至“游泳池堆”接受中子照射。照射工作使用B4孔道进行中子活化，照射时间为1 444 min，其中子流密度约为2.65×1013 n·cm-2·S-1，积分中子通量为2.30×1018 n·cm-2，以ZBH-25黑云母作为监控样的标样，其中标准年龄为（132.7±1.2）Ma，ω（K）为7.6%。对照射后的样品进行40Ar-39Ar法阶段升温测年，测年工作在中国地质科学院地质研究所氩氩同位素地质重点实验室完成。加热使用石墨炉，每一个阶段加热10 min，之后净化20 min。质谱分析测试是在该实验室多接收稀有气体质谱仪Helix MC上进行，每个峰值均采集20组数据。所有的数据在回归到时间零点值后再进行质量歧视校正、大气氩校正、空白校正和干扰元素同位素校正。干扰同位素校正系数通过分析照射过的K2SO4 和CaF2来获得，其（36Ar/37Aro）Ca 值为2.398×10-4，（40Ar/39Ar）K值为4.782×10-4，（39Ar/37Aro）Ca 值为8.06×10-4。37Ar经过放射性衰变校正；40K衰变常数λ＝5.543×10-10 a-1；用Isoplot/Ex_ver3程序计算坪年龄及等时线（Ludwig，2003 ），坪年龄误差以2σ给出。
全岩主量元素分析在中国地质调查局沈阳地质调查中心实验室完成。其中，SiO2、TiO2、Al2O3、Fe2O、MnO、MgO、CaO、Na2O、K2O和P2O5采用玻璃熔片X射线荧光光谱（XRF）法分析，FeO采用滴定法分析，分析精度和准确度优于1%。全岩微量元素分析在武汉上谱分析科技有限责任公司完成，采用Agilent 7700e ICP-MS分析完成，分析精度和准确度均小于5%。

4 测试结果

4.1 锆石U-Pb定年

本次研究从板子房组英安岩样品中分选出65粒锆石，共进行了16个点原位测试，锆石U-Pb同位素测试结果见表1。根据锆石阴极发光图像［图5（a）］和206Pb/238U-207Pb/235U谐和图［图5（b）］，可将锆石划分为5组。
表1 高松山金矿床板子房组英安岩的锆石U-Pb同位素测年数据

Table 1 U-Pb isotopic data of zircons from the dacite of the Banzifang Formation in the Gaosongshan gold deposit

分析点号 含量/（×10-6） Th/U 同位素比值 年龄/Ma
232Th 238U 207Pb/206Pb 1σ 207Pb/235U 1σ 206Pb/238U 1σ 207Pb/206Pb 1σ 206Pb/238U 1σ
FQ15-1-1 49 124 0.4 0.05468 0.00552 0.32783 0.03088 0.04403 0.00111 398.2 227.7 277.8 6.9
FQ15-1-2 175 238 0.7 0.05552 0.00254 0.38527 0.01608 0.05065 0.00079 435.2 101.8 318.5 4.8
FQ15-1-3 37 61 0.6 0.05568 0.00378 0.41051 0.02493 0.05569 0.00125 438.9 151.8 349.4 7.6
FQ15-1-4 138 388 0.4 0.05037 0.00226 0.20844 0.00906 0.03005 0.00043 213.0 108.3 190.9 2.7
FQ15-1-5 79 118 0.7 0.05281 0.00302 0.35426 0.01972 0.04889 0.00081 320.4 136.1 307.7 5.0
FQ15-1-6 73 120 0.6 0.05732 0.00286 0.38115 0.01850 0.04849 0.00087 505.6 109.2 305.3 5.3
FQ15-1-7 253 298 0.8 0.05048 0.00178 0.34567 0.01326 0.04923 0.00066 216.7 49.1 309.8 4.0
FQ15-1-8 256 853 0.3 0.07175 0.00147 1.44666 0.03028 0.14539 0.00158 988.9 42.1 875.1 8.9
FQ15-1-9 139 357 0.4 0.07321 0.00146 1.48029 0.02983 0.14597 0.00147 1020.4 36.1 878.3 8.3
FQ15-1-10 81 131 0.6 0.05532 0.00263 0.37046 0.01755 0.04843 0.00072 433.4 105.5 304.9 4.5
FQ15-1-11 75 108 0.7 0.05418 0.00357 0.35905 0.02215 0.04889 0.00108 388.9 143.5 307.7 6.6
FQ15-1-12 144 878 0.2 0.07047 0.00139 1.27617 0.03167 0.12991 0.00189 942.6 40.7 787.3 10.8
FQ15-1-13 142 346 0.4 0.05198 0.00463 0.12726 0.01017 0.01815 0.00044 283.4 199.1 115.9 2.8
FQ15-1-14 15 779 0.0 0.07111 0.00142 1.17454 0.02359 0.11864 0.00123 961.1 45.4 722.8 7.1
FQ15-1-15 311 493 0.6 0.09882 0.00161 3.74043 0.06272 0.27163 0.00248 1602.2 29.8 1549.1 12.6
FQ15-1-16 356 485 0.7 0.05044 0.00288 0.12035 0.00604 0.01754 0.00030 216.7 133.3 112.1 1.9
图5 高松山矿床板子房组英安岩的锆石CL图像和U-Pb年龄谐和图

Fig.5 CL image and U-Pb concordia diagram for zircons from the dacite of the Banzifang Formation in the Gaosongshan gold deposit

第1组共有1颗锆石，锆石主要呈浅褐色，半透明状，晶型保存较完好，呈双锥状晶体，单颗粒锆石长轴为90 μm，长短轴比为1∶2。阴极发光图像（CL）显示有核边结构，核部可能为继承的残留锆石，边部颜色均匀，且核部与边部接触界线规则，而核部则有明显的振荡型环带。本次测得核部锆石的U和Th质量分数为493×10-6和311×10-6，锆石Th/U比值为0.6，表明其应为典型岩浆成因锆石，所得207Pb/206Pb表面年龄为1 602.2 Ma，锆石边部由于较为狭窄未能获得有效的表面年龄，认为该组锆石代表残留锆石。
第2组共有4颗锆石，锆石主要呈浅褐色，透明—半透明，呈半自形长柱状或他形粒状，晶棱晶面清楚，部分可见裂隙，锆石长轴多为90~110 μm，长短轴比为1∶1~1∶2。阴极发光图像（CL）显示大部分锆石具有明显的震荡环带，且密集程度高。锆石的U和Th质量分数变化范围为357×10-6~878×10-6（平均值为717×10-6）和15×10-6~256×10-6（平均值为139×10-6），该组除点14的Th/U比值小于0.1外，其余测点锆石Th/U比值为0.2~0.4，平均值为0.3，显示了岩浆锆石的Th/U比值典型特征，所得207Pb/206Pb表面年龄分布于1 020.4~942.6 Ma，综合分析认为该组锆石代表捕获锆石的结晶年龄，前寒武纪捕获锆石的出现，暗示着该地区可能存在前寒武纪变质岩系，这也与前人的研究成果相吻合（Wang et al.，2014；Zhu et al.，2017；孙晨阳等，2018）。
第3组共有8颗锆石，锆石主要呈浅黄色、浅褐色和黑褐色，透明—半透明，呈不规则的矿物残块，有少数锆石呈他形，部分可见包裹体和裂隙，裂隙发育可能与后期断裂变形和岩浆热事件蚀变有关，单颗粒锆石长轴多为70~170 μm，长短轴比为1∶1~1∶2，且以1∶1 居多。阴极发光图像（CL）显示大部分锆石较弱的韵律环带，部分锆石内部阴极射线发光弱，不均匀。锆石的U和Th质量分数变化范围为61×10-6~298×10-6（平均值为150×10-6）和37×10-6~253×10-6（平均值为103×10-6），本次全测点锆石Th/U比值为0.4~0.8，平均值为0.6，均大于0.3，显示了岩浆锆石的Th/U比值典型特征，所得206Pb/238U表面年龄分布于349.4~277.8 Ma。
第4组仅有1颗锆石，分选出的锆石主要呈浅色，透明，可见有包裹体，呈他形粒状，单颗粒锆石长轴为100 μm，长短轴比接近1∶2。阴极发光图像（CL）显示清晰的震荡环带结构，锆石的U和Th质量分数为388×10-6和138×10-6，Th/U比值为0.4，该颗粒锆石显示了岩浆锆石的典型特征，所得206Pb/238U表面年龄为190.9 Ma。上述2组锆石年龄均代表捕获锆石的结晶年龄，也与周边地区岩石锆石U-Pb定年结果相吻合（陈静，2011；郭支涛等，2015；李碧乐等，2016）。
第5组仅有2颗锆石，锆石主要呈浅粉红色，透明状，晶型保存较完好，自形长柱状、双锥状晶体，晶棱晶面清楚，可见有包裹体，单颗粒锆石长轴多为90~120 μm，长短轴比为1∶2。阴极发光图像（CL）显示阴极射线发光弱，具有明显的震荡环带，且密集程度高，震荡环带主要出现在锆石晶体的边部。锆石的U和Th质量分数变化范围为346×10-6~485×10-6（平均值为416×10-6）和142×10-6~356×10-6（平均值为249×10-6），Th/U比值为0.4~0.7，平均值为0.55，均大于0.3，显示了岩浆锆石的Th/U比值典型特征，所得206Pb/238U表面年龄分别为112.1 Ma和115.9 Ma。虽然该组仅有2粒锆石，但相对于其他分组锆石来看，该组锆石自形程度较好、内部结构简单、震荡环带结构清晰以及Th/U比值较高，推测该组年龄可能代表板子房组英安岩的形成年龄。

4.2 钾长石和斜长石40Ar-39Ar定年

为了准确地厘定板子房组火山岩年龄，本次研究还对高松山矿区内的板子房组安山岩样品（样品编号：GSS12）开展40Ar-39Ar同位素定年分析，测试结果见表2。本次测试对安山岩中斜长石样品进行了700~1 400 ℃之间12个阶段的加热分析。尽管受核反冲和测量误差的影响，在年龄谱线左侧和右侧终止处，出现了3个不一致的视年龄值，但其所占的比例较小，其中830~1 090 ℃之间7个阶段组成了一个近似平坦的年龄坪，其加权平均年龄为（111.2±0.9）Ma［图5（a）］，相应等时线年龄为（109.1±8.7）Ma［图5（b）］，二者在误差范围内是一致的，40Ar/36Ar与39Ar/36Ar具有极强的相关性，严格分布在一条直线上，说明数据是可靠的。根据斜长石40Ar-39Ar法坪年龄结果，111.2 Ma基本上代表了板子房组安山岩的喷发年龄，这一年龄也与本次研究获得的锆石U-Pb同位素年龄（112.1 Ma，115.9 Ma）较为接近，由此认为矿区内板子房组火山岩形成于早白垩世晚期。
表2 高松山金矿床安山岩斜长石和流纹岩钾长石40Ar-39Ar 同位素测年数据

Table 2 40Ar-39Ar isotopic data of andesite plagioclase and rhyolite K-feldspar in the Gaosongshan gold deposit

岩石类型 T/°C （40Ar/39Ar）m （36Ar/39Ar）m （37Ar0/39Ar）m （38Ar/39Ar）m 40Ar/% F 39Ar/（×10-14 mol） 39Ar（Cum.）/% 年龄/Ma ±1σ/Ma
板子房组安山岩中斜长石 700 28.9921 0.0490 0.0572 0.0237 50.02 14.5036 0.25 2.09 91.5 2.1
760 21.3512 0.0103 0.0304 0.0145 85.73 18.3038 1.88 17.96 114.7 1.2
790 20.4697 0.0080 0.1910 0.0144 88.45 18.1083 1.34 29.29 113.6 1.1
830 19.6664 0.0063 0.5719 0.0138 90.79 17.8632 1.14 38.92 112.1 1.1
870 18.8746 0.0038 0.0000 0.0130 94.05 17.7523 0.80 45.69 111.4 1.2
910 19.0510 0.0050 0.0248 0.0139 92.25 17.5754 0.90 53.33 110.3 1.2
950 19.1072 0.0048 0.0297 0.0134 92.58 17.6901 1.36 64.83 111.0 1.1
990 19.1445 0.0044 0.0000 0.0128 93.19 17.8408 1.09 74.06 111.9 1.1
1 040 19.1776 0.0056 0.0071 0.0138 91.28 17.5056 1.47 86.44 109.9 1.1
1 090 19.4378 0.0056 0.0000 0.0139 91.42 17.7708 1.14 96.07 111.5 1.1
1 150 23.7540 0.0237 0.4525 0.0203 70.67 16.7940 0.22 97.89 105.6 2.1
1 400 78.7713 0.2113 2.3028 0.0687 20.95 16.5335 0.25 100.00 104.0 2.8
宁远村组流纹岩中钾长石 700 29.0524 0.0474 0.2004 0.0236 51.80 15.0503 0.29 2.82 93.6 1.7
760 23.0610 0.0172 0.0105 0.0155 77.97 17.9797 2.45 26.83 111.3 1.1
800 19.3266 0.0084 0.0087 0.0139 87.07 16.8275 1.83 44.71 104.4 1.0
840 19.8200 0.0096 0.0618 0.0144 85.65 16.9764 0.50 49.64 105.3 1.2
880 19.5154 0.0099 0.0708 0.0143 85.02 16.5933 0.93 58.71 102.9 1.1
920 20.3231 0.0112 0.0000 0.0144 83.76 17.0223 0.81 66.61 105.5 1.1
960 20.9396 0.0152 0.0487 0.0154 78.61 16.4616 0.63 72.78 102.1 1.1
1 000 21.7194 0.0181 0.0839 0.0149 75.34 16.3640 0.15 74.28 101.6 2.3
1 060 23.8944 0.0258 0.0805 0.0175 68.08 16.2682 0.74 81.50 101.0 1.1
1 100 25.2113 0.0328 0.0973 0.0191 61.60 15.5318 0.61 87.51 96.5 1.2
1 160 27.7436 0.0409 0.0000 0.0212 56.45 15.6614 0.57 93.11 97.3 1.2
1 210 30.3011 0.0526 0.0622 0.0246 48.73 14.7663 0.33 96.33 91.9 1.4
1 270 37.8772 0.0768 0.0409 0.0294 40.08 15.1830 0.20 98.31 94.4 3.4
1 400 96.8468 0.2933 0.6445 0.0740 10.56 10.2297 0.17 100.00 64.2 2.8

注：表中下标m代表样品中测定的同位素比值

本次研究还对高松山矿区内的宁远村组流纹岩样品（样品编号：GSS7-1）开展了40Ar-39Ar同位素定年分析，测试结果见表2。本次测试对流纹岩样品进行了700~1 400 ℃之间14个阶段的加热分析（表2）。所获数据构成的年龄谱中不能获得严格意义上的坪年龄，但800~1 000 ℃之间6个阶段组成了一个近似平坦的年龄坪［图5（c）］，加权平均年龄为（103.9±1.0）Ma，所获分析数据波动较大，年龄谱比较复杂，显示出多坪的特点，可能是受区内多次岩浆热事件的影响，相应等时线年龄为（105.8±5.7）Ma［图5（d）］，二者在误差范围内是一致的，40Ar /36Ar 与39Ar /36Ar 具有极强的相关性，严格分布在一条直线上，说明数据是可靠的。根据钾长石 40Ar-39Ar法坪年龄结果，103.9 Ma基本上代表了宁远村组流纹岩喷发年龄，相当于早白垩世晚期。

4.3 主量元素

高松山矿区4件板子房组英安岩样品的主量元素分析结果见表3。板子房组英安岩的SiO2含量为62.26%~66.18%，平均值为64.17%；Al2O3含量为13.76%~16.34%，平均值为15.17%；MgO含量为0.60%~3.95%，平均值为2.40%；CaO含量为0.59%~2.03%，平均值为0.97%；全碱（Alk）含量为7.28%~8.62%，K2O/Na2O比值大于1，具有富钾贫钠的特征；里特曼指数（σ）为2.52~3.21，平均值为2.75，说明岩石具有钙碱性特征；铝饱和指数（A/CNK）为1.15~1.80，岩石具有强过铝质特点；Mg#值为18~41，平均值为32。在 TAS图解［图6（a）］上，测试样品大部分落在英安岩与粗面英安岩相接触的区域，仅有1件样品落入粗安岩区域。在 SiO2-K2O图解［图6（b）］上，样品位于钾玄武区域内。因此，该板子房组英安岩以高硅、富碱性组分、富铝、显著贫镁和钙为特征，总体上属于强过铝质钾玄系列岩石。
表3 高松山金矿床火山岩主量元素组成（%）及其特征参数

Table 3 Major elemental compositions（%） and their parameters of volcanic rocks in the Gaosongshan gold deposit

元素

组成

 板子房组英安岩 宁远村组流纹岩
FQ3-3 GSS4-2 FQ15-1 FQ15-2 GSS7-1 FQ3-8
SiO2 63.95 66.18 64.30 62.26 71.07 70.44
TiO2 1.28 0.55 0.97 1.00 0.25 0.97
Al2O3 16.34 15.63 13.76 14.95 15.86 12.53
Fe2O3 4.96 3.25 5.99 6.31 1.40 4.78
FeO 1.81 1.80 4.09 4.56 0.56 1.08
MnO 0.03 0.06 0.07 0.07 0.02 0.02
MgO 1.34 0.60 3.71 3.95 0.47 0.73
CaO 0.61 2.03 0.64 0.59 0.09 0.58
Na2O 0.15 0.92 1.04 1.18 2.85 0.21
K2O 7.13 7.70 6.29 6.10 6.43 7.10
P2O5 0.31 0.13 0.23 0.24 0.04 0.28
LOI 2.71 1.82 0.28 0.64 1.34 2.22
SUM 100.62 100.67 101.37 101.85 100.38 100.94
Alk 7.28 8.62 7.33 7.28 9.28 7.31
σ 2.53 3.21 2.52 2.75 3.07 1.95
A/CNK 1.80 1.15 1.42 1.55 1.34 1.38
Mg# 28 18 41 41 32 19

注：FQ3-3等为样品编号；Alk= Na2O+K2O；σ=（Na2O+ K2O）2/ （SiO2-43）；A/CNK= Al2O3/ （CaO +Na2O+ K2O）；Mg#=100×（MgO/40.3044）/［MgO/40.3044+（FeO+0.8998×Fe2O3）/71.9464］

图6 高松山金矿床安山岩斜长石和流纹岩钾长石40Ar-39Ar法年龄坪谱和等时线图

Fig.6 40Ar-39Ar age spectrums and isochrons of andesite plagioclase and rhyolite K-feldspar in the Gaosongshan gold deposit

高松山矿区2件宁远村组流纹岩样品的主量元素分析结果见表3。宁远村组流纹岩的SiO2含量为70.44%~71.07%，平均值为70.76%；Al2O3含量为12.53%~15.86%，平均值为14.2%；MgO含量为0.47%~0.73%，平均值为0.6%；CaO含量为0.09%~0.58%，平均值为0.34%；全碱（Alk）含量为7.31%~9.28%，K2O/Na2O比值大于1，具有富钾贫钠的特征；里特曼指数（σ）为1.95~3.07，平均值为2.51，说明岩石具有钙碱性特征；铝饱和指数（A/CNK）为1.34~1.38，岩石具有强过铝质特点；Mg#值为19~32，平均值为26。在 TAS图解［图7（a）］上，测试样品均落在流纹岩区域，与野外和室内镜下观察结果相一致。在 SiO2-K2O图解［图7（b）］上，样品位于钾玄武区域内。因此，该宁远村组流纹岩以高硅、富碱性组分、富铝、显著贫镁和钙为特征，总体上属于强过铝质钾玄系列岩石。
图7 高松山矿区火山岩TAS和SiO2-K2O图解（底图据Richwood et al.，1989；Le Maitre et al.，2002）

注：高松山矿区中性和酸性火山岩数据来源于Liu et al.（2020）

Fig.7 TAS and SiO2-K2O diagrams for volcanic rocks in the Gaosongshan deposit （data have been rectified by LOI）

（base map according to Richwood et al.，1989；Le Maitre et al.，2002）

4.4 微量元素

高松山矿区4件板子房组英安岩和2件宁远村组流纹岩样品的微量元素分析结果见表4。板子房组火山岩的稀土元素总含量（∑REE）为96.559×10-6~177.798×10-6，平均值为137.836×10-6，其中轻稀土元素总含量（∑LREE）为85.917×10-6~158.711×10-6，平均值为122.799×10-6，重稀土元素总含量（∑HREE）为10.642×10-6~19.087×10-6，平均值为15.037×10-6，轻重稀土分馏系数（La/Yb）N为6.735~9.068，平均值为8.130，显示出轻微的LREE/HREE分异现象，（La/Sm）N为3.152~3.515，平均值为3.330，（Gd/Yb）N为1.311~1.738，平均值为1.562，且轻稀土分馏程度高于重稀土。δEu值为 0.783~1.198，δEu表现出轻微的负异常至轻微的正异常，说明成岩过程中没有明显的斜长石分离结晶。宁远村组火山岩的稀土元素总含量（∑REE）为95.699×10-6~172.645×10-6，平均值为134.172×10-6。其中，轻稀土元素总含量（∑LREE）为83.166×10-6~156.922×10-6，平均值为120.044×10-6；重稀土元素总含量（∑HREE）为12.533×10-6~15.723×10-6，平均值为14.128×10-6；轻重稀土分馏系数（La/Yb）N为8.216~9.096，平均值为8.656，显示出轻微的LREE/HREE分异现象；（La/Sm）N为4.022~4.402，平均值为4.212，（Gd/Yb）N为1.299~1.462，平均值为1.381，表明轻稀土分馏程度高于重稀土。δEu值为 0.910~1.127，δEu表现出轻微的负异常至轻微的正异常，说明成岩过程中没有明显的斜长石分离结晶。在高松山金矿火山岩的稀土元素球粒陨石标准化配分图解［图8（a）］上，所有样品表现为轻稀土富集、重稀土元素相对亏损及Eu具有无明显异常的右倾型。在微量元素组成方面，火山岩整体显示出大离子亲石元素相对富集，高场强元素相对亏损的特征。在原始地幔标准化图解［图8（b）］上，蛛网图呈现多峰多谷的形态，亏损Ba、Th、Ta、Nb、Sr、P和Ti等元素，富集Rb、K、La、Nd和Hf等元素。
表4 高松山金矿床火山岩微量元素组成（×10-6）及其特征参数

Table 4 Trace elemental compositions（×10-6）and their parameters of volcanic rocks in the Gaosongshan gold deposit

元素 板子房组英安岩 宁远村组流纹岩
FQ3-3 GSS4-2 FQ15-1 FQ15-2 GSS7-1 FQ3-8
Li 56.200 18.435 102.098 168.893 29.460 110.868
Be 2.521 2.182 1.684 2.120 2.963 2.626
Sc 12.143 6.526 11.261 14.890 3.602 6.993
V 126.900 31.095 104.435 118.685 9.300 127.110
Cr 6.460 8.550 145.695 149.755 5.060 5.390
Co 11.630 5.750 19.124 23.299 0.280 6.550
Ni 13.140 11.875 112.740 129.075 2.080 11.985
Cu 51.760 9.390 28.620 31.545 7.240 32.955
Zn 59.760 70.210 69.345 78.455 30.690 65.220
Rb 377.070 280.075 265.685 283.145 215.830 320.445
Sr 50.380 168.405 73.545 70.465 58.570 69.175
Y 22.485 27.106 14.350 18.870 19.819 20.989
Zr 228.630 420.100 190.510 208.010 322.700 263.805
Nb 13.330 20.645 12.140 12.145 17.860 16.625
Cs 28.849 44.950 10.053 12.971 8.278 43.813
Ba 650.670 1 800.000 601.540 630.235 1 100.000 889.295
La 28.602 34.508 19.512 25.859 34.902 24.925
Ce 65.500 70.767 36.338 46.181 77.710 30.238
Pr 6.970 9.591 4.656 6.024 7.623 6.541
Nd 29.450 35.555 20.412 24.900 29.890 16.470
Sm 5.264 6.705 3.894 4.628 4.988 3.898
Eu 1.979 1.585 1.104 1.212 1.810 1.094
Gd 4.652 5.356 3.277 4.045 4.686 3.294
Tb 0.806 0.921 0.542 0.707 0.733 0.554
Dy 4.699 5.551 2.786 3.522 4.206 3.647
Ho 0.887 1.016 0.547 0.677 0.768 0.683
Er 2.454 2.495 1.473 1.933 2.157 1.683
Tm 0.404 0.460 0.257 0.323 0.361 0.330
Yb 2.863 2.882 1.522 1.923 2.587 2.045
Lu 0.236 0.406 0.236 0.287 0.226 0.297
Hf 3.828 9.093 3.527 4.666 4.379 5.498
Ta 0.882 1.016 0.787 0.839 0.682 1.059
Pb 20.740 26.335 22.775 20.140 26.060 27.075
Th 6.608 17.239 5.654 6.049 6.319 5.494
U 3.019 3.761 2.879 4.951 3.044 5.055
∑REE 154.766 177.798 96.559 122.220 172.645 95.699
∑LREE 137.765 158.711 85.917 108.804 156.922 83.166
∑HREE 17.002 19.087 10.642 13.416 15.723 12.533
（La/Yb）N 6.735 8.073 8.642 9.068 9.096 8.216
（La/Sm）N 3.418 3.237 3.152 3.515 4.402 4.022
（Gd/Yb）N 1.311 1.500 1.738 1.698 1.462 1.299
δEu 1.198 0.783 0.921 0.838 1.127 0.910

注：FQ3-3等为样品编号；δEu=2×EuN/（SmN+GdN）

图8 高松山矿区火山岩稀土元素球粒陨石标准化配分模式图和微量元素原始地幔标准化蛛网图

（底图据Boynton，1984；Sun et al.，1989；中性和酸性火山岩数据来自Liu et al.，2020）

Fig.8 Chondrite-normalized REE-pattern and primitive-mantle normalized diagrams for volcanic rocks from the Gaosongshan deposit（base map according to Boynton，1984；Sun et al.，1989；the data of neutral and acidic volcanic rocks refer to Liu et al.，2020）

5 讨论

5.1 赋矿围岩时代厘定

目前对于研究区内板子房组火山岩的形成时代还存在较大分歧，如前人对矿区外围阿廷河林场东和翠峰林场北的板子房组玄武岩进行LA-ICP-MS 锆石U-Pb同位素年龄测定，分别测得其年龄为（200.0±1.4）Ma和（200.0±1.3）Ma，认为其形成时代为晚三叠—早侏罗世（吕长禄等，2015）。还有部分学者在矿区外围的上游林场北测得美丰组安粗岩（该地层等同于板子房组）的SHRIMP 锆石U-Pb同位素年龄为（105.74±1.5）Ma，认为其形成时代为早白垩世晚期（潘荣，2010；张明鹏，2010）。前人也对高松山矿区内赋矿的板子房组粗安岩进行了LA-ICP-MS 锆石U-Pb同位素年龄测定，认为121~129 Ma代表矿区赋矿板子房组围岩的形成年龄，划为早白垩世早期（刘阳，2018）。本次研究获得板子房组英安岩锆石U-Pb同位素年龄为（112.1~115.9）Ma，板子房组安山岩斜长石样品40Ar-39Ar坪年龄为（111.2±0.9）Ma，均属早白垩世晚期。之所以前人厘定出多种测年结果，推测与板子房组火山岩中含有相对较多捕获或残留锆石有关，而通过U-Pb法和40Ar-39Ar法测年数据互相验证，将其精确的厘定于早白垩晚期。
本次研究还对高松山矿区所采集到的宁远村组流纹岩样品进行40Ar-39Ar年龄测试，得到的坪年龄为（103.9±1.0）Ma。笔者曾应用K-Ar法对高松山矿区内无明显蚀变的宁远村组流纹岩进行测试分析，获得全岩样品表面年龄为（106.9±1.0）Ma（未公开发表数据）。前人也对高松山矿区内赋矿的福民河组流纹岩（该地层等同于宁远村组）进行LA-ICP-MS 锆石U-Pb同位素年龄测定，测年结果为（105.6±1.7）Ma （Liu et al.，2020），而这一年龄也在本次获取的年龄误差范围之内。另外，前人对东安金矿区宁远村组流纹岩和团结沟金矿区宁远村组英安岩进行定年，分别测得年龄为（109.1±1.2）Ma和（104.2±1.4）Ma（刘瑞萍，2015），也与本次研究结果较为接近。上述年代学数据表明宁远村组火山岩喷出时代为早白垩世晚期（103.9~109.1 Ma）。综合以上分析结果，认为高松山矿区板子房组和宁远村组火山岩的形成时代主要集中在早白垩世晚期。

5.2 岩石成因

通过对比矿区不同地层发现，板子房组英安岩的稀土总量与宁远村组流纹岩较为接近，板子房组英安岩的Rb/Sr比值（1.66~7.48）和宁远村组流纹岩Rb/Sr比值（3.68~4.63）较高，指示矿区内火山岩分异演化程度较高。板子房组火山岩和宁远村组火山岩Nb/Ta比值分别为14.48~20.33和15.00~26.19，二者均值介于地壳和地幔的均值之间，反映其具有壳源和幔源的双重特征。本次研究也从板子房组英安岩样品获得大量前寒武纪捕获锆石（1 602.2~961.1 Ma），也间接说明岩浆演化过程中可能有古老陆壳物质的加入，暗示该地区火山岩在上升过程中可能受到不同程度的地壳混染。另外，矿区所有样品在稀土元素模式图［图8（a）］和微量元素模式图［图8（b）］上显示为轻稀土元素富集、重稀土元素相对亏损及Eu无明显异常的右倾型，大离子亲石元素相对富集，高场强元素相对亏损的特征，呈现多峰多谷的形态，Ba、Th、Ta、Nb、Sr、P和Ti元素为谷，Rb、K、La、Nd和Hf元素为峰，它们均显示出岛弧岩浆的地球化学特征，如贫镁、富钾、富集大离子亲石元素并呈现典型的Nb、Ta和Ti亏损，且各样品曲线形态基本相似，显示出一致的地球化学特征，暗示它们可能具有近似一致的源岩组成和成岩方式，岩浆来源为同源岩浆。在Y-Sr/Y判别图解［图9（a）］中，所有低Sr板子房组英安岩和宁远村组流纹岩样品均落入岛弧火山岩区域。另外，在Nb/Yb-Th/Yb判别图解［图9（b）］中，矿区内火山岩样品落入活动大陆边缘环境区域，这一结论也与该区域内前人研究成果相一致，如对高松山金矿赋矿火山岩和三道湾子金矿赋矿火山岩的研究表明矿区内火山岩富集Rb、Ba、Th和U等大离子亲石元素，亏损Nb、Ta、Ti和P等高场强元素，同陆缘弧特征相似（王佳琳等，2014；王苏珊等，2017）。
图9 高松山矿区火山岩Y-Sr/Y和Nb/Yb-Th/Yb判别图解

（底图据Defant et al.，1990；Pearce et al.，1995；中性和酸性火山岩数据来自Liu et al.，2020）

Fig.9 Y-Sr/Y and Nb/Yb-Th/Yb discrimination diagrams for volcanic rocks from the Gaosongshan deposit（base map

according to Defant et al.，1990；Pearce et al.，1995；the data of neutral and acidic volcanic rocks refer to Liu et al.，2020）

5.3 构造环境判定

中生代期间，小兴安岭北部地区经历了环太平洋构造体系和蒙古—鄂霍茨克构造体系的叠加和改造，而有关该区域构造背景尚存在广泛的争议。目前关于白垩纪时期的构造背景主要有以下5种学术观点：与地幔热柱有关（林强等，2003）；与蒙古—鄂霍茨克洋碰撞造山及伸展有关（李锦轶等，2004）；与蒙古—鄂霍茨克洋俯冲有关（邵帅等，2018）；与古太平洋长距离俯冲有关（梁琛岳等，2018）；与古太平洋板块俯冲后撤有关（孙明道，2016）。目前越来越多的学者更倾向于认为早白垩世早期太平洋板块就已经对东北亚大陆产生了俯冲作用。Deng et al.（2019）认为松辽盆地北缘早白垩世火山岩的构造体制可能与古太平洋板块向欧亚大陆之下长距离俯冲作用有关，整个东北地区进入古太平洋俯冲体制的弧后伸展机制，这一学术观点也与张吉衡（2009）所认为的大兴安岭中生代火山岩受古太平洋俯冲作用控制的观点相一致，二者均认为构造背景由晚侏罗世俯冲作用所引起的挤压加厚转变为早白垩世的岩石圈伸展减薄。与古太平洋板块的俯冲作用是否有关的一个关键问题是日本海沟到大兴安岭的直线距离超过2 000 km，有学者认为当板块以低角度俯冲超过600 km以后，板块中心温度超过1 200 ℃，会导致板块的软化和裂解，因此无法用板块俯冲理论加以解释（邵济安等，2007）。但东北亚大陆东缘与大兴安岭的直线距离要考虑到去除松辽盆地等拉伸和日本海扩张造成的现如今距离的加大，虽然有局部的推覆作用使其直线距离变短，但推测小兴安岭与古太平洋板块的距离仍小于600 km。
综合上述研究成果，认为由于古鄂霍茨克洋盆封闭较早（中侏罗世），进入白垩纪早期之后，蒙古—鄂霍茨克洋盆封闭后的构造应力场逐渐减弱，但也并非前人所认为的俯冲的古太平洋“冷板块”直插入大兴安岭和小兴安岭地区之下形成的热地幔羽上升（张吉衡，2009；Bars et al.，2018），而是以古太平洋板块对本区域的俯冲后撤作用远程效应为主，在大兴安岭和小兴安岭地区形成了与古太平洋板块俯冲作用有关的弧后伸展构造环境（唐杰等，2018）。另外，由于蒙古—鄂霍茨克洋盆封闭同时阻碍了古太平洋的俯冲方向，引起岩石圈加厚以及随后的拆沉作用，拆沉加厚下地壳的镁铁质物质被周围温度较高的地幔加热产生部分熔融，上涌的软流圈与下地壳熔融物质混合，底侵上覆地壳，沿地壳的局部伸展断裂形成了中酸性岩浆（房），从而形成了遍布全区的火山岩类，区域浅成低温热液成矿作用主要集中在该时期内（Zhang et al.，2022）。

6 结论

（1）高松山金矿板子房组英安岩U-Pb同位素年龄为112.1~115.9 Ma，板子房组安山岩中斜长石40Ar-39Ar同位素年龄为（111.2±0.9）Ma，宁远村组流纹岩中钾长石40Ar-39Ar同位素年龄为（103.9±1.0）Ma，表明板子房组和宁远村组火山岩形成于早白垩世晚期，并非前人所认为的早白垩世早期。
（2）高松山金矿床赋矿围岩板子房组英安岩和宁远村组流纹岩以高硅、富碱性组分、富铝、显著贫镁和钙为特征，稀土元素显示为轻稀土富集，重稀土亏损，微量元素呈现典型的Nb、Ta、Ti亏损，显示出陆缘火山弧岩浆的地球化学特征。
（3）综合区域地质研究，认为研究区大地构造背景为与晚中生代古太平洋板块俯冲回撤作用有关的弧后伸展构造环境。

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中国矿业网）

http://www.goldsci.ac.cn/article/2025/1005-2518/1005-2518-2025-33-1-66.shtml

野外工作得到了中国地质调查局哈尔滨自然资源综合调查中心付立春教授级高级工程师的大力协助，原中国地质调查局沈阳地质调查中心已故的邵军研究员在成文过程中给予了悉心指导，在此一并表示感谢！

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