黑龙江争光金矿床方铅矿黄铁矿Rb-Sr年龄及地质意义

刘宝山, 张春鹏, 寇林林*, 韩仁萍, 李成禄

黑龙江争光金矿床方铅矿黄铁矿Rb-Sr年龄及地质意义

刘宝山1, 张春鹏1, 寇林林1*, 韩仁萍1, 李成禄2

(1. 中国地质调查局 沈阳地质调查中心, 辽宁 沈阳 110034; 2. 黑龙江省自然资源调查院, 黑龙江 哈尔滨 150036)

争光金矿床位于兴安地块东缘黑龙江省多宝山铜钼‒金矿集区南东端, 矿体产于早奥陶世闪长岩与下奥陶统多宝山组地层接触带及多宝山组中, 为大型金矿。因缺乏精确的成矿年代学研究, 其成矿时代一直存在争议。本文在争光金矿床地质背景和岩石矿物学研究的基础上, 对矿区内12件矿石样品中共生矿物方铅矿和黄铁矿进行Rb-Sr同位素年代学研究。结果显示, 方铅矿87Rb/86Sr、87Sr/86Sr值分别为0.0853～1.2090、0.708066～0.714793, Rb-Sr等时线年龄跨度较大, 为482.0±270 Ma (MSWD=9.20), (87Sr/86Sr)=0.70753±0.00067; 黄铁矿87Rb/86Sr、87Sr/86Sr值分别为1.431～3.862、0.717346～0.733799, Rb-Sr等时线年龄为474.9±3.3 Ma(MSWD=0.41), (87Sr/86Sr)=0.70767±0.00013。在方铅矿和黄铁矿共生矿物组合的Rb-Sr等时线图解中, 方铅矿和黄铁矿样品点具有良好的线性关系, 去除5个不谐和点外, 获得组合等时线年龄为477.8±3.2 Ma(MSWD=1.14,=7), (87Sr/86Sr)=0.707553±0.000083, Rb-Sr同位素年龄显示该矿床形成于早奥陶世。矿集区内的斑岩型多宝山铜钼矿床、铜山铜钼矿床空间上与争光金矿床分布紧密, 它们与区内古生代早奥陶世的花岗质岩浆活动有关, 属于多宝山铜钼‒金多金属成矿系统。

金矿床; 方铅矿; 黄铁矿; Rb-Sr同位素; 地质意义; 争光

0 引 言

矿床成矿时代厘定对探讨成矿物质来源、建立矿床成因模式和指导找矿勘查等具有十分重要的意义(李文博等, 2002; Zhang et al., 2015)。金矿床的精确测年一直是一个科学难题, 地质学者通过多种方法进行探索性工作(Nakai et al., 1990; Brannon et al., 1992)。近年来, 硫化物Rb-Sr同位素成为一种直接测定金矿床矿化年龄的有效方法, 并在实际工作中取得了突破性进展(李铁刚等, 2014; Hu et al., 2015)。其中, 金属硫化物Rb-Sr测年被较为广泛地用于金及多金属矿床成矿时代研究及成因探讨(Wang et al., 2014)。

争光金矿床位于黑龙江省多宝山铜钼‒金矿集区南东端, 近年来一些学者对其成岩成矿年代进行研究, 但结果差异较大。宋国学等(2015)通过多种脉岩测年后认为成矿作用早于454 Ma; 杨永胜等(2016)认为英云闪长斑岩体462 Ma锆石U-Pb年龄代表其金成矿年龄; 李运等(2016)在多宝山组凝灰岩中获得辉钼矿Re-Os年龄为480±3 Ma, 与成矿有关的闪长玢岩及闪长岩锆石U-Pb年龄分别为478.3±3.7 Ma、150.67±0.77 Ma, 认为矿区经历了加里东期奥陶纪及燕山期白垩纪两期岩浆活动; Wang et al. (2020)测得矿石中黄铁矿Re-Os等时线年龄为484±8.7 Ma; 还有一些学者认为争光金矿床形成于燕山期(武子玉等, 2006; 付艳丽和杨言辰, 2010; 赵忠海等, 2011; 邓轲等, 2013)。本文在对争光金矿床地质特征研究的基础上, 采用方铅矿和黄铁矿共生矿物组合Rb-Sr测年方法, 厘定该矿床的成矿时代, 并与研究区内奥陶纪花岗闪长岩、闪长岩等岩体时代及多宝山斑岩铜钼矿床成矿时代进行对比, 探讨争光金矿床成因和构造背景。

1 地质特征

1.1 矿床地质特征

争光矿区出露地层主要为寒武系‒下奥陶统铜山组和多宝山组(Wang et al., 2018, 2020; Zhao et al., 2019)(图1)。铜山组主要为安山质凝灰岩和长英质砂岩, 夹大理岩; 多宝山组以安山质凝灰岩、凝灰质砂岩、安山岩为主, 夹粉砂岩、炭质板岩, 是区内主要的赋矿围岩, 并控制了金矿体的产出(赵广江等, 2006)。侵入岩主要为闪长岩及少量闪长玢岩、花岗细晶岩、花岗斑岩、煌斑岩等脉岩, 均侵入多宝山组火山岩中。构造主要有NW向、NE向和NNE向断裂, 其中NE向断裂截切NW向断裂。

1. 多宝山组三段; 2. 多宝山组二段; 3. 多宝山组一段; 4. 铜山组三段; 5. 闪长岩体; 6. 闪长岩脉/闪长玢岩脉; 7. 次安山岩脉; 8. 矿带及编号; 9. 青磐岩化带界线; 10. 黄铁绢英岩化带界线; 11. 实测断裂/解译断裂; 12. 地质界线; 13. 中生界地层; 14. 古生界地层; 15. 多宝山安山岩; 16. 燕山期花岗岩; 17. 印支期花岗岩; 18. 加里东期花岗岩; 19. 铜/金/银矿床; 20. 研究区。

1.2 矿体特征

争光金矿可分为四个矿带, Ⅰ号矿带位于矿区的北西端, 为NE走向; Ⅱ号矿带位于矿区的东南侧, 由NE向、NWW向和SN向三组矿体构成, 呈“Y”字展布; Ⅲ号矿带位于矿区南西部, 为SN走向; Ⅳ号矿带位于矿区西部, 近SN走向。其中, Ⅱ号矿带规模最大(宋国学等, 2015)。

矿石矿物主要为黄铁矿、闪锌矿、方铅矿、黄铜矿, 其次是辉铜矿、黝铜矿, 及少量毒砂、自然金、辉银矿、银金矿、自然银、斑铜矿、碲银矿、碲铅矿等; 脉石矿物主要为石英、方解石, 其次是绢云母、绿泥石、绿帘石、冰长石、赤铁矿(郝宇杰, 2015; 符家骏, 2015)。围岩蚀变有硅化、黄铁矿化、绢云母化、绿帘石化、绿泥石化、钾化和碳酸盐化, 共划分五个蚀变矿化阶段(赵忠海等, 2011; 邓轲等, 2013): 第一阶段为闪长岩体边部发育的青磐岩化, 偶见闪锌矿和方铅矿; 第二阶段为容矿断裂控制的脉状细粒黄铁绢英岩化阶段, 含有大量的黄铁矿和少量的闪锌矿、方铅矿和黄铜矿(图2c), 有金矿化形成; 第三阶段为石英‒多金属硫化物阶段, 发育粗粒状细脉‒网脉状石英脉, 含有较多的金属硫化物, 主要为黄铁矿、闪锌矿、方铅矿、黄铜矿(图2b、d、e、f), 有较好的金矿化; 第四阶段为石英‒碳酸盐‒少硫化物阶段, 发育细脉状‒网脉状石英‒碳酸盐脉(图2a), 含少量硫化物, 主要为黄铁矿、黄铜矿、闪锌矿、方铅矿, 伴随较弱的金矿化; 第五阶段为碳酸盐化阶段, 不含矿化。

矿石结构主要有自形‒半自形粒状结构、它形粒状结构、乳滴结构和压碎结构。矿石构造主要为浸染状和细脉状, 其次为条带状、角砾状、块状等构造(郑全波, 2012)。

2 分析测试

本次研究采集石英‒多金属硫化物阶段的矿石样品12件, 其中5件为黄铁矿、7件为方铅矿, 样品均采自争光矿区Ⅱ号矿带地表剥离后采场中新鲜未经风化的矿石(Au含量3×10−6～5×10−6)。样品中的Rb、Sr元素含量以及同位素比值测定在南京大学现代分析中心英国制造的VG 354同位素质谱仪上完成。详细实验测试方法和流程参见王银喜等(2007)和Wang et al. (2007)。

(a) 第四阶段方解石‒石英‒黄铁矿脉状矿石; (b) 第三阶段石英‒黄铁矿‒方铅矿角砾状矿石; (c) 第二阶段石英‒黄铁矿脉状浸染状矿石; (d) 第三阶段黄铜矿、方铅矿充填交代早期自形黄铁矿; (e) 第三阶段闪锌矿、方铅矿交代黄铁矿; (f) 第三阶段发育黑三角方铅矿和黄铁矿。矿物代号: Qtz. 石英; Cal. 方解石; Py. 黄铁矿; Sp. 闪锌矿; Gn. 方铅矿; Ccp. 黄铜矿。

实验以美国NBS9 为标样, 以86Sr/88Sr=0.1194为标准化值, 测得87Sr/86Sr=0.710224±8(=10); Sr的全流程本底为3×10−9g, 计算Sr()过程中, (87Sr/86Sr)UR=0.7045, (87Rb/86Sr)UR=0.0827(Jacobsen and Wasserbury, 1984)。年龄计算采用国际通用Ludwig (1988)的ISOPLOT计算程序。在等时线年龄计算中, 样品87Rb/86Sr值误差为1%,87Sr/86Sr值误差为0.005%, 详细的Rb-Sr化学制备、质谱测定方法以及各类标准样品测定结果见王银喜等(2006)。

3 结果与讨论

3.1 成矿时代

共生矿物组合中方铅矿同位素87Rb/86Sr、87Sr/86Sr值分别为0.0853～1.2090、0.708066～0.714793, Rb-Sr等时线年龄为482.0±270 Ma(MSWD=9.20), (87Sr/86Sr)=0.70753±0.00067; 黄铁矿87Rb/86Sr、87Sr/86Sr值分别为1.4310～3.8620、0.717346～0.733799, Rb-Sr等时线年龄为474.9±3.3 Ma(MSWD=0.41), (87Sr/86Sr)=0.70767±0.00013(表1)。由于方铅矿7个数据点Rb-Sr等时线年龄跨度大, 黄铁矿5个数据点Rb-Sr等时线相关性较好, 但数据点较少, 所以, 两者单矿物获得的年龄数据可信度较低。在争光金矿床黄铁矿与方铅矿共生矿物组合的(87Rb/86Sr)- (87Sr/86Sr)等时线年龄图上(图3a), Rb-Sr等时线年龄=471±22 Ma, 加权平均方差MSWD=50(=12), 说明数据点离散程度较高, 等时线可信度较低。而剔除5个不谐和样品点(ZG08-2、ZG09-3、ZG09-2-1、ZG09-3-1、ZG09-4-1)之后, 其余7个样品点均落在等时线上, 获得Rb-Sr等时线年龄为477.8±3.2 Ma,加权平均方差MSWD=1.14(图3b), 说明数据点离散程度较低, 等时线可信度较高。因此, 争光金矿床的形成年龄约为477 Ma。

表1 争光金矿床方铅矿和黄铁矿Rb-Sr同位素分析结果

图3 争光金矿床方铅矿和黄铁矿共生矿物组合Rs-Sr等时线图解

3.2 成矿年龄的可靠性

符家骏(2015)研究发现, 矿床中的金与方铅矿、黄铁矿、黄铜矿、闪锌矿紧密共生; 车合伟等(2016)研究发现, 石英、冰长石、黄铁矿、闪锌矿、黄铜矿、方铅矿和自然金是矿床的主成矿阶段矿物。因此, 争光金矿床中方铅矿和黄铁矿共生矿物组合的Rb-Sr年龄可代表其矿床形成时代。

本次选择结晶较好致密块状矿石矿物为研究对象, 且黄铁矿、方铅矿等单矿物纯度相对较高, 最大程度地满足了Rb-Sr同位素测年的前提条件。刘建明等(1998a, 1998b)指出, 利用热液矿物组合等时线测定方法热矿床的成矿时代会比较理想, 因为不同矿物相具有不同的化学势, 而化学性质不同的矿物中Rb和Sr会发生化学分异, 从而使同一成矿母热液中沉淀出的共生矿物具有不同的Rb、Sr比值。热液矿床形成的时间一般为数百万年, 而一组热液共生矿物的生成时限往往只有数十万年, 因此, 对于不同矿物的Rb-Sr等时线定年可视为基本上同时形成(刘建明等, 1998c), 如李紫烨等(2014)利用黄铁矿、闪锌矿和方铅矿等共生矿物组合Rb-Sr等时线方法精确限定了承德牛圈银金多金属矿床成矿时代。

在争光矿床方铅矿和黄铁矿1/Sr-87Sr/86Sr、1/Rb-87Rb/86Sr图解中, 样品不存在线性关系(图4), 说明方铅矿及其共生矿物黄铁矿生长期间初始值基本上保持不变。因此, 可以认为方铅矿‒黄铁矿共生矿物组合所拟合的Rb-Sr直线具有等时线意义。

从Rb-Sr等时线图解中可以看出(图3b), 7个样点都落在等时线上, 说明矿物形成过程中Sr同位素是均一的, 而且得到了很好的封闭, 因此拟合的等时线年龄具有很高的精度。利用方铅矿‒黄铁矿共生矿物组合获得的Rb-Sr等时线年龄为477.8±3.2 Ma, 这一年龄与前人获得的与争光金矿床有关侵入岩体年龄相近(略晚于闪长岩等岩体)(表2), 进一步验证了本次获得争光金矿床成矿年龄的可靠性。

3.3 成矿物质来源

矿床地球化学研究中, 常利用87Sr/86Sr来示踪成矿物质来源、岩浆流体、深源流体的壳幔混染作用(侯明兰等, 2006)。由Rb-Sr同位素分析结果(表1)可以看出, 争光金矿床中硫化物Rb含量较低, 为0.154×10−6～3.02×10−6; Sr含量变化范围相对较大, 为0.757×10−6～10.4×10−6; 同位素87Rb/86Sr值为0.0853～ 3.8620, 变化较小, 平均值1.24;87Sr/86Sr值为0.708066～0.733799,平均值0.7156。

争光金矿床方铅矿和黄铁矿87Sr/86Sr初始值为0.707553±0.000083(图3b), 低于大陆地壳87Sr/86Sr平均值0.719, 而略高于地幔Sr的初始值0.707 (Faure, 1986),因此争光金矿床成矿物质主要来源于地幔, 但也有少量地壳物质加入。李运等(2016)通过赋矿围岩安山岩中辉钼矿Re含量分析, 发现Re含量介于 295.9×10−6～394.7×10−6之间, 其主要来源于地幔。争光金矿床中方解石δ13C和δ18O值分别为−5.3‰～−2.0‰和7.7‰～13.5‰, 黄铁矿流体包裹体的3He/4He和40Ar/36Ar值分别为1.75～3.06 Ra和683～1295, 也显示出成矿流体具地壳和地幔混合特征(车合伟等, 2016), 因此进一步表明该矿床的成矿物质来源于地幔, 并有少量壳源物质的加入。

图4 争光金矿床共生矿物方铅矿、黄铁矿1/Sr-87Sr/86Sr及1/Rb-87Rb/86Sr关系图

3.4 矿床成因

符家骏(2015)在争光金矿床钻孔的矿石样品中发现了冰长石和富铁闪锌矿, 证实了争光金矿床为浅成低温热液型矿床。多宝山矿集区内, 多宝山铜钼矿床、铜山铜钼矿床与争光金矿床同处于NW向三矿沟‒裸河断裂带上, 三者近等距分布。而在成矿年龄上, 多宝山铜钼矿床中辉钼矿Re-Os年龄为475.1±5.1 Ma(向安平等, 2012), 铜山铜钼矿床辉钼矿Re-Os年龄为473±4 Ma(Hao et al., 2015), 而本次研究的争光金矿床中方铅矿和黄铁矿共生矿物组合Rb-Sr年龄为477.8±3.2 Ma, 三个矿床成矿年龄在误差范围内一致, 表明多宝山矿集区铜钼‒金矿化时代集中在475 Ma左右。

多宝山与铜山矿区花岗闪长岩与铜钼矿床成因关系密切, 成岩年龄介于481～478 Ma之间(表2; 崔根等, 2008; Zeng et al., 2014; Wu et al., 2015; Hu et al., 2016), 略早于铜钼矿化时代。争光矿区闪长岩锆石U-Pb年龄为480.7±3.2 Ma(Fu et al., 2014), 闪长斑岩锆石U-Pb年龄为480.3±2.1 Ma(Wang et al., 2018), 闪长玢岩锆石U-Pb年龄为478.3±3.7 Ma(李运等, 2016), 略早于争光金矿化时代。

表2 多宝山矿集区岩浆岩年龄、铜钼矿床及金矿床成矿年龄

从上述三个矿床的分布、矿区地质特征及成岩成矿年龄看出, 它们应为同一构造背景统一的岩浆‒热液成矿系统。

3.5 成矿构造背景

兴安地块和松嫩地块于晚石炭世沿贺根山‒嫩江‒黑河一线闭合(Wu et al., 2002; Zhou et al., 2004; 佘宏全等, 2012), 多宝山、铜山铜钼矿床与争光金矿床位于古生代奥陶纪多宝山岛弧带上(韩振新等, 2004), 岛弧的形成与古亚洲洋俯冲有关(李双林和欧阳自远, 1998; 苗来成等, 2003; 葛文春等, 2007; 崔根等, 2008; Zhao et al., 2018)。矿集区早奥陶世的成岩成矿作用与兴安地块和松嫩地块间的古亚洲洋北西向俯冲有关(杨永胜等, 2016; Zhao et al., 2018)。大洋板片的俯冲引起地幔楔熔融, 熔融岩浆携带大量Cu、Mo、Au等成矿物质沿着多宝山矿集区北西向断裂上涌, 由于地壳浅部物理化学条件等的改变, 形成了斑岩型多宝山、铜山铜钼矿床及浅成低温争光金矿床。矿集区内铜钼‒金矿化时代集中在480～ 475 Ma, 即形成于多宝山岛弧带的生成演化阶段, 也即古亚洲洋俯冲过程的挤压背景。

4 结 论

(1) 争光金矿床方铅矿和黄铁矿共生矿物组合Rb-Sr等时线年龄为477.8±3.2 Ma, 指示该矿床形成于早奥陶世。

(2) 多宝山矿集区内多宝山及铜山铜钼矿形成于480～475 Ma, 与本次获得争光金矿床Rb-Sr年龄477.8 Ma一致, 结合区域地质研究, 进一步证实它们是同期岩浆活动的产物, 是至今保存完整的古生代斑岩铜钼‒浅成低温金成矿系统。

(3) 争光金矿床形成于早古生代多宝山岛弧的形成演化阶段, 与早古生代古亚洲洋的俯冲有关。

致谢:中国科学院地质与地球物理研究所秦克章研究员和中国地质科学院矿产资源研究所赵元艺研究员对本文提出了非常宝贵的意见和建议, 野外工作期间得到了紫金矿业集团多宝山铜业公司赵俊康同志的帮助, 在此一并表示衷心的感谢！

车合伟, 周振华, 马星华, 欧阳荷根, 刘军. 2015. 大兴安岭北段争光金矿英安斑岩地球化学特征、锆石U-Pb年龄及Hf同位素组成. 地质学报, 89(8): 1417–1436.

车合伟, 周振华, 马星华, 欧阳荷根, 刘军. 2016. 大兴安岭北段争光金矿床成因探讨: 来自流体包裹体及稳定同位素的制约. 矿床地质, 35(3): 539–558.

崔根, 王金益, 张景仙, 崔革. 2008. 黑龙江多宝山花岗闪长岩的锆石SHRIMP U-Pb年龄及其地质意义. 世界地质, 27(4): 387–394.

邓轲, 李诺, 杨永飞, 张成, 于援帮, 张东财. 2013. 黑龙江省黑河市争光金矿流体包裹体研究及矿床成因. 岩石学报, 29(1): 231–240.

符家骏. 2015. 黑龙江省争光金矿床模型. 北京: 中国地质大学: 1–86.

付艳丽, 杨言辰. 2010. 黑龙江省争光金矿床成因及找矿标志. 黄金, 31(6): 13–18.

葛文春, 吴福元, 周长勇, 张吉衡. 2007. 兴蒙造山带东段斑岩型Cu, Mo矿床成矿时代及其地球动力学意义. 科学通报, 52(20): 2406–2417.

韩振新, 徐衍强, 郑庆道. 2004. 黑龙江省重要金属和非金属矿产的成矿系列及演化. 哈尔滨: 黑龙江人民出版社: 1–185.

郝宇杰. 2015. 黑龙江省多宝山矿集区成矿作用与成矿规律研究. 长春: 吉林大学博士学位论文: 1–180.

侯明兰, 蒋少涌, 姜耀辉, 凌洪飞. 2006. 胶东蓬莱金成矿区的S-Pb同位素地球化学和Rb-Sr同位素年代学研究. 岩石学报, 22(10): 2524–2533.

李双林, 欧阳自远. 1998. 兴蒙造山带及邻区的构造格局与构造演化. 海洋地质与第四纪地质, 18(3): 45–54.

李铁刚, 武广, 刘军, 胡姸青, 张云付, 罗大峰. 2014. 大兴安岭北部甲乌拉铅锌银矿床Rb-Sr同位素测年及其地质意义. 岩石学报, 30(1): 257–270.

李文博, 黄智龙, 许德如, 陈进, 许成, 管涛. 2002. 铅锌矿床Rb-Sr定年研究综述. 大地构造与成矿学, 26(4): 436–441.

李运, 符家骏, 赵元艺, 曾辉. 2016. 黑龙江争光金矿床年代学特征及成矿意义. 地质学报, 90(1): 151–162.

李紫烨, 刘晓雨, 李随民, 胡华斌, 杨阳. 2014. 承德牛圈银金多金属矿床硫化物年龄和成矿物质来源分析. 中国地质, 41(3): 951–960.

刘宝山, 张春鹏, 宋万兵, 韩仁萍. 2020. 黑龙江多宝山斑岩铜矿床叠加改造地质特征及成因. 大地构造与成矿学, 44(6): 1076–1095。

刘建明, 沈洁, 赵善仁, 霍卫国, 姜能. 1998a. 金属矿床同位素精确定年的方法和意义. 有色金属矿产与勘查, 7(2): 107–113.

刘建明, 赵善仁, 沈洁, 姜能, 霍卫国. 1998b. 成矿流体活动的同位素定年方法评述. 地球物理学进展, 13(3): 45–46.

刘建明, 赵善仁, 沈洁, 姜能, 霍卫国. 1998c. 成矿流体活动的同位素定年方法评述. 地球物理学进展, 13(3): 46–55.

刘军, 周振华, 欧阳荷根. 2017. 黑龙江省多宝山Cu-Mo矿床成矿斑岩锆石 U-Pb 年龄及地球化学特征. 矿床地质, 36(5): 1057–1073.

苗来成, 范蔚茗, 张福勤, 刘敦一, 简平, 施光海, 陶华, 石玉若. 2003. 小兴安岭西北部新开岭‒科洛杂岩锆石SHRIMP年代学研究及其意义. 科学通报, 48(22): 2315–2323.

佘宏全, 李进文, 向安平, 关继东, 杨郧城, 张德全, 谭刚, 张斌. 2012. 大兴安岭中北段原岩锆石U-Pb测年及其与区域构造演化关系. 岩石学报, 28(2): 571–594.

宋国学, 秦克章, 王乐, 郭继海, 李真真, 佟匡胤, 邹心宇, 李光明. 2015. 黑龙江多宝矿田争光金矿床类型、U-Pb年代学及古火山机构. 岩石学报, 31(8): 2402– 2416.

王银喜, 顾连兴, 张遵忠, 吴昌志, 李惠民, 杨杰东. 2007. 东天山晚石炭世大石头群流纹岩Sr-Nd-Pb同位素地球化学研究. 岩石学报, 23(7): 1749–1755.

王银喜, 顾连兴, 张遵忠, 吴昌志, 张开均, 李惠民, 杨杰东. 2006. 博格达裂谷双峰式火山岩地质年代学与Nd-Sr-Pb同位素地球化学特征. 岩石学报, 22(5): 1215–1224.

武广, 刘军, 钟伟, 朱明田, 糜梅, 万秋. 2009. 黑龙江省铜山斑岩铜矿床流体包裹体研究. 岩石学报, 25(11): 2995–3006.

武子玉, 孙有才, 王保全. 2006. 黑龙江争光金矿地质地球化学研究. 地质与勘探, 42(1): 38–42.

向安平, 杨郧城, 李贵涛, 余宏全, 关继东, 李进文, 郭志军. 2012. 黑龙江多宝山斑岩Cu-Mo矿床成岩成矿时代研究. 矿床地质, 31(6): 1237–1248.

杨永胜, 吕新彪, 高荣臻, 李春诚, 孙喜新, 李杰, 衮民汕, 吴建亮, 邢伟伟. 2016. 黑龙江争光金矿床英云闪长斑岩年代学、地球化学及地质意义. 大地构造与成矿学, 40(4): 674–700.

赵广江, 侯玉树, 王宝权. 2006. 黑龙江省争光金矿地质特征及成因初探. 有色矿冶, 22(3): 3–6.

赵焕利, 朱春艳, 刘海洋, 刘宝山. 2012. 黑龙江多宝山铜矿床中花岗闪长岩锆石SHRIMP U-Pb测年及其构造意义. 地质与资源, 21(5): 421–424.

赵一鸣, 毕承思, 邹晓秋, 孙亚莉, 杜安道, 赵玉明. 1997. 黑龙江多宝山、铜山大型斑岩铜(钼)矿床中辉钼矿的铼‒锇同位素年龄. 地球学报, 18(1): 61–67.

赵忠海, 曲晖, 郭艳, 李成禄, 王卓, 张俭峰. 2011. 黑龙江多宝山成矿区金矿成矿规律及找矿方向. 地质与资源, 20(2): 89–95.

郑全波. 2012. 黑龙江省黑河市争光金矿床地质特征及成因. 长春: 吉林大学硕士学位论文: 1–45.

Brannon J C, Podosek F A, McLimans R K. 1992. Alleghenian age of the Upper Mississippi Valley zinc-leaddeposit determined by Rb-Sr dating of sphalerite., 356: 509–511.

Faure G. 1986. Principles of Isotope Geology. John Wiley Sons (2ndedition): 183–199.

Fu J J, Zhao Y Y, Zeng H, Li Y. 2014. Chronological and isotopic characteristics of Zhengguang gold deposit in Heilongjiang Province, China.(), 88(2): 718–719.

Hao Y J, Ren Y S, Duan M X, Tong K Y, Chen C, Yang Q, Li C. 2015. Metallogenic events and tectonic setting of the Duobaoshan ore field in Heilongjiang Province, NE China., 97: 442–458.

Hu Q Q, Wang Y T, Mao J W, Wei R, Liu S Y, Ye D J, Yuan Q H, Dou P. 2015. Timing of the formation of the Changba-Lijiagou Pb-Zn ore deposit, Gansu Province, China: Evidence from Rb-Sr isotopic dating of sulfides., 103: 350–359.

Hu X L, Yao S Z, Ding Z J, Mouchun H. 2016. Early Paleozoic magmatism and metallogeny in Northeast China: A record from the Tongshan porphyry Cu deposit., 52(1): 1–19.

Jacobsen S B, Wasserbury G J. 1984. Sm-Nd isotopic evolution of chondrites and achondrites, Ⅱ., 67: 137–150.

Liu J, Li Y, Zhou Z H, Ouyang H G. 2017. The Ordovician igneous rocks with high Sr/Y at the Tongshan porphyry copper deposit, satellite of the Duobaoshan deposit, and their metallogenic role., 86: 600– 614.

Ludwig K R. 1988. Using Isoplot/Ex: Age of Chronological Toolkit for Microsoft Excel, Version 1.00. Berkeley Geochronnology Center Special Publication, No. 1: 1–4.

Nakai S I, Halliday A N, Kesler S E. 1990. Rb-Sr dating of sphalerites from Tennessee and the genesis of Mississippi Valley type., 346(6282): 354–457.

Wang C M, Zhang D, Wu G G, Santosh M, Zhang J, Xu Y G, Zhang Y Y. 2014. Geological and isotopic evidence for magmatic-hydrothermal origin of the Ag-Pb-Zn deposits in the Lengshuikeng district, east-central China., 49(6): 733–749.

Wang L, Qin K Z, Song G X, Pang X Y, Li G M, Zou X Y. 2020. Geology and genesis of the Early Paleozoic Zhengguang intermediate-sulfidation epithermal Au-Zn deposit, northeast China., 124, 103602.

Wang L, Qin K Z, Song G X, Pang X Y, Li ZＺ, Zhao C, Jin L Y, Zou X Y, Li G M. 2018. Volcanic-subvolcanic rocks and tectonic setting of the Zhengguang intermediate sulfidation epithermal Au-Zn deposit, eastern Central Asian Orogenic Belt, NE China., 165: 328–351.

Wang Y X, Yang J D, Chen J, Zhang K J, Rao W B. 2007. The Sr and Nd isotopic variations of the Chinese Loess Plateau during the past 7 Ma: Implications for the East Asian winter monsoon and source areas of loess.,,, 249(3–4): 351–361.

Wu F Y, Sun D Y, Li H M, Jahn B M, Wilde S. 2002. A-type granites in northeastern China: Age and geochemical constraints on their petrogenesis., 187(1–2): 143–173.

Wu G, Chen Y C, Sun F Y, Liu J, Wang G R, Xu B. 2015. Geochronology, geochemistry, and Sr-Nd-Hf Isotopes of the Early Paleozoic igneous rocks in the Duobaoshan area, NE China, and their geological significance., 97: 229–250.

Zeng Q D, Liu J M, Chu S X, Wang Y B, Sun Y, Duan X X, Zhou L L, Qu W J. 2014. Re-Os and U-Pb geochronology of the Duobaoshan porphyry Cu-Mo-(Au) deposit, northeast China, and its geological significance., 79: 895–909.

Zhang C Q, Wu Y, Hou L, Mao J W. 2015. Geodynamic setting of mineralization of Mississippi Valley-type deposits in world-class Sichuan-Yunnan-Guizhou Zn-Pb triangle, southwest China: Implications from age dating studies in the past decade and the Sm-Nd age of Jinshachang deposit., 103: 103–114.

Zhao C, Qin K Z, Song G X, Lin G M, Li Z Z, Pang X Y, Wang L. 2018. Petrogenesis and tectonic setting of ore-related porphyry in the Duobaoshan Cu deposit within the eastern Central Asian Orogenic Belt, Heilongjiang Province, NE China., 165: 352–370.

Zhao C, Qin K Z, Song G X, Lin G M, Li Z Z. 2019. Early Palaeozoic high-Mg basalt-andesite suite in the DuobaoshanPorphyry Cu deposit, NE China: Constraints on petrogenesis, mineralization, and tectonic setting., 71: 91–116.

Zhou M F, Zhang H F, Robinson P T, Malpas J. 2004. Comments on “Petrology of the Hegenshan ophiolite and its implication for the tectonic evolution of northern China” by T. Nozaka and Y. Liu., 217(1–2): 207–210.

Rb-Sr Age of Galena and Pyrite from the Zhengguang Gold Deposit, Heilongjiang Province and its Geological Significance

LIU Baoshan1, ZHANG Chunpeng1, KOU Linlin1*, HAN Renping1, LI Chenglu2

(1. Shenyang Geological Survey Center, China Geological Survey, Shenyang 110034, Liaoning, China; 2.Natural Resources Survey Institute of Heilongjiang Province, Ha’erbin 150036, Heilongjiang, China)

The Zhengguang gold deposit is a large-sized gold deposit located at the southeast end of the Cu-Mo-Au ore concentration area in Duobaoshan, Heilongjiang province, on the eastern edge of the Xing’an block. The ore bodies occur in the contact zone of the Early Ordovician diorite and the Duobaoshan Formation. The origin of the deposit is still controversial, mainly due to the lack of accurate chronological results. In this paper, we report new Rb-Sr isotopic dating results of the paragenetic galena and pyrite from 12 ore samples. The87Rb/86Sr and87Sr/86Sr ratios of galena vary in ranges of 0.0853–1.2090 and 0.708066–0.714793, respectively. The Rb-Sr isochron of galena yields an ages with large uncertainty, which is 482.0±270 Ma (MSWD=9.20), with (87Sr/86Sr)=0.70753±0.00067. The87Rb/86Sr and87Sr/86Sr ratios of pyrite are 1.431–3.862, 0.717346–0.733799, respectively. The Rb-Sr isochron age of pyrite is 474.9±3.3 Ma (MSWD=0.41), with (87Sr/86Sr)=0.70767±0.00013. The paragenetic galena and pyrite exhibit a good linear relationship in the Rb-Sr isochron diagram. When five discordant spots were eliminated, the combined isochron of seven concordant spots yields an isochron age of 477.8±3.2 Ma (MSWD=1.14), with (87Sr/86Sr)=0.707553±0.000083. We argue that the Rb-Sr isochron age of 477.8±3.2 Ma represents the age of ore-formation, which means that the deposit was formed in the Early Ordovician. Therefore, the Zhengguang gold deposit and the neighboring porphyry Duobaoshan Cu-Mo deposit and the Tongshan Cu Mo deposit are likely related to the Early Ordovician granitic magmatism in the region and belong to the Duobaoshan Cu-Mo-Au polymetallic mineralization system.

gold deposit; galena; pyrite; Rb-Sr isotope; geological significance; Zhengguang

P611; P597

A

1001-1552(2022)01-0102-010