东昆仑迈龙金矿区花岗质岩浆岩锆石U⁃Pb定年和地球化学特征及其地质意义

Zircon U-Pb Age and Geochemical Characteristics of Granitic Magmatic Rocks in Mailong Gold Deposit，East Kunlun，and Their Geological Significance

摘要

为了揭示东昆仑造山带原特提斯洋和古特提斯洋的构造演化过程及其与金矿成矿的成因联系，对迈龙金矿区的二长花岗岩和花岗闪长岩开展了岩相学、地球化学和LA⁃ICP⁃MS锆石U⁃Pb年代学研究.结果表明，二长花岗岩和花岗闪长岩的结晶年龄分别为421±11 Ma（晚志留世）和228±4 Ma（晚三叠世），具有准铝质、高钾钙碱性系列特征，富集轻稀土（LREE），大离子亲石元素（LILE：Rb，K）和地球化学性质活泼的不相容元素（U，Th，Pb），亏损高场强元素（HFSE：Nb，Ta，P，Ti），显示岛弧花岗岩的地球化学特征.结合区域地质背景，认为二者形成于造山后伸展阶段的壳幔相互作用，迈龙金矿的矿化与古特提斯造山后伸展阶段的构造-岩浆作用密切相关.该研究为区域构造演化和金矿成矿背景提供了重要依据，对矿产勘探具有指导意义.

Abstract

To reveal the tectonic evolution of the Proto-Tethys and Paleo-Tethys Oceans and their genetic links to gold-polymetallic mineralization in the East Kunlun orogenic belt (EKOB)，this study conducted petrographic，geochemical，and LA-ICP-MS zircon U-Pb geochronological analyses on monzogranite and granodiorite from the Mailong gold deposit. The results show that the monzogranite and granodiorite crystallized at 421±11 Ma (Late Silurian) and 228±4 Ma (Late Triassic)，respectively，exhibiting metaluminous，high-potassium calc-alkaline characteristics. Trace element analyses reveal enrichment in light rare earth elements (LREE)，large-ion lithophile elements (LILE：Rb，K)，and incompatible elements (U，Th，Pb)，with depletion in high-field-strength elements (HFSE：Nb，Ta，P，Ti) and weak negative Eu anomalies，indicating an island arc granite affinity. Combined with regional geological evidence，these rocks formed through crust-mantle interaction during the post-orogenic extensional stage. The Mailong gold deposit，primarily hosted in the granodiorite，is likely associated with tectonic-magmatic activities during the post-orogenic extension of the Paleo-Tethys evolution. This study provides critical age constraints and geochemical insights into the tectonic evolution and gold mineralization in the EKOB，offering valuable guidance for regional mineral exploration.

Graphical abstract

关键词

东昆仑造山带 / U⁃Pb定年 / 地球化学 / 二长花岗岩 / 花岗闪长岩 / 岩石学.

Key words

East Kunlun orogenic belt / U-Pb dating / geochemistry / monzogranite / granodiorite / petrology

东昆仑造山带地处青藏高原东北缘，夹持于柴达木盆地与巴颜喀拉地体之间，是我国中央造山带的重要组成部分（丰成友等，2004；张德全等，2005；许志琴等，2006），其经历了原特提斯洋和古特提斯洋构造演化，广泛发育与这两期构造活动相关中酸性岩浆岩（Xiong et al.，2012；Zhang et al.，2012；Huang et al.，2014），是研究这两期造山作用的天然实验室（许志琴等，2006；莫宣学等，2007）.此外，由于这两期构造-岩浆活动的影响，在东昆仑造山带形成了多个大中小型金矿床，如：果洛龙洼金矿床（>40 t，409.06±1.42 Ma；陈加杰，2018）、五龙沟金矿田（>128 t，236.5±0.5 Ma；张德全等，2005）、大场金矿田（>190 t，218.6±3.2 Ma；张德全等，2005；Zhai et al.，2021）、按纳格金矿床（>8 t，349~383 Ma；Chen et al.，2020）、开荒北金矿床（4.71 t，印支期；丰成友等，2004）、东大滩锑金矿床（3.89 t，印支期；丰成友等，2004）等，使得东昆仑造山带成为中国重要金矿产资源基地之一.前人研究表明，这些岩浆活动与原特提斯洋和古特提斯洋的俯冲、碰撞和后碰撞的伸展引起的壳幔相互作用有关（张亚峰等，2010；刘战庆等，2011；Xiong et al.，2012；Zhang et al.，2012；陈有炘等，2013；高永宝，2013；Huang et al.，2014；Li et al.，2015；陈加杰，2018；马忠元等，2024；李斌等，2025）.然而，这些研究对于原特提斯洋和古特提斯洋俯冲、碰撞以及碰撞后的伸展具体的时限认识还不统一（莫宣学等，2007；Huang et al.，2014；Li et al.，2015），从而制约了对东昆仑原特提斯和古特提斯造山活动演化过程的认识.此外，东昆仑造山带金矿床与这两期造山活动形成的中酸性岩浆岩密切相关，有些甚至产于这些岩浆岩中（如沟里矿集区迈龙金矿床），因而对这些岩浆开展研究也可以为该区域的金矿形成构造背景提供依据.

沟里矿集区是东昆仑造山带重要的金矿田之一，区内产出多个大中型金矿床，如果洛龙洼金矿床（>40 t）、迈龙金矿床（>10 t）、按纳格金矿床（>8 t）、阿斯哈金矿床（>6 t）、瓦勒尕金矿床（>12 t）、德龙金矿床（>5 t）等，目前已经探明的金资源量已超过110 t（Chen et al.，2020）.野外地质证据表明，这些金矿床与沟里矿集区广泛发育的花岗质岩浆岩活动密切相关.迈龙金矿床是近些年东昆仑造山带金矿勘查的重要发现之一，但是目前对于迈龙金矿床相关的岩浆活动还缺乏岩石成因与成岩时代的制约，也制约了对于迈龙金矿床的认识.为此，本文以东昆仑造山带东段迈龙金矿矿区广泛发育的二长花岗岩和花岗闪长岩为研究对象，开展岩石地球化学、锆石微量元素以及LA⁃ICP⁃MS同位素年代学研究，探讨它们的岩石成因和构造动力学背景，以期为东昆仑原特提斯洋和古特提斯洋的演化提供年龄约束，也为东昆仑造山带金矿的形成背景提供支撑.

1 地质背景及岩相学特征

东昆仑造山带呈近东西向展布于青海省中部，是我国中央造山带重要组成部分，其北以昆北断裂为界与柴达木地块分开，南部以昆南断裂为界与巴颜喀拉地体相邻，西端被阿尔金大型走滑断裂所截，东端以苦海-赛什塘断裂为界与西秦岭造山带相连（图1a），是我国金矿的重要集中地之一（丰成友等，2004；张德全等，2005；Chen et al.，2020；Zhai et al.，2021）.该造山带位于原特提斯构造域与古特提斯域叠接复合部位，为一个典型的复合造山带，经历了至少4次构造-岩浆旋回，其中以早古生代原特提斯洋演化和晚古生代-中生代古特提斯洋演化所引起的构造-岩浆活动最为显著（莫宣学等，2007）.区域上，东昆仑造山带被昆中断裂带划分为了东昆北和东昆南两个地体，昆北地体的基底为古元古界金水口岩群，上覆盖层主要为中元古界万保沟群、寒武-奥陶系纳赤台群和三叠系鄂拉山组；昆南地体的基底主要为中元古界小庙组，并被大面积的古生界和中生界地层所覆盖.由于处于板块交接部位，区域断裂构造错综复杂，主要发育有近东西向的昆北、昆中和昆南断裂构造带.岩浆岩在东昆仑造山带也非常发育，大致可分为两期（460~410 Ma和260~210 Ma），且主要分布于昆北地体中，是原特提斯和古特提斯演化共同的产物（张亚峰等，2010；刘战庆等，2011；Xiong et al.，2012；陈有炘等，2013；Huang et al.，2014；Li et al.，2015；陈加杰，2018；马忠元等，2024）.

研究区所处的沟里矿集区位于东昆仑造山带东段，地跨东昆北和东昆南地体.因区域断裂构造和岩浆活动强烈，呈多期次性叠加，该区地层出露杂乱，且连续性和完整性较差，多呈断块状.古元古界金水口群、中元古界长城系小庙岩组和中-新元古界万宝沟群共同组成了区内的基底岩系，其中，金水口群分布范围较广，岩性有片麻岩、片岩和斜长角闪岩，局部可见变粒岩和大理岩，该套地层中发现多处金、银多金属矿床（点），如按纳格金矿床，那更康切尔沟银矿等；小庙岩组岩性主要分布有片岩、片麻岩和大理岩；万宝沟群主要为片岩和大理岩，地层片理化发育，该套地层是铜、钴矿的赋矿地层之一，已发现督冷沟铜钴矿、圆以金矿点等多处矿床（点）.此外，还有发育少量奥陶系纳赤台蛇绿混杂岩，三叠系鄂拉山组火山岩，第四系等.区内断裂构造十分发育，以压性或压扭性断裂为主，具多期活动的特点，主要断裂为近东西向展布的昆中断裂及其北西向的德龙-香日德次级断裂和坑得弄舍-哈日扎次级断裂，该组断裂构造控制了区内的地层、岩浆岩和矿床（点）分布，此外，还发育一系列北西向、北北东向、北北西向和近东西向的次级断裂，这些次级断裂是区内的控矿构造，控制着矿体走向及矿产的分布.区内岩浆活动十分强烈，且持续时间长，始于元古代止于中生代，其中以印支期和华力西期岩浆活动最为频繁，遍布全区，岩浆岩类型繁多，种类复杂，发育超基性、基性、中酸性和酸性侵入岩（图1b）.

迈龙二长花岗岩和花岗闪长岩位于东昆北地体中，两者均侵位于古元古代金水口群片麻岩中（图2），并在其中圈出多条含矿（化）构造破碎蚀变带.

二长花岗岩在矿区分布广泛，特别集中在矿区北段，多侵入到金水口群老基底岩石中（图3a）.岩石呈灰白色-浅肉红色，半自形粒状结构，块状构造.显微镜观察表明二长花岗岩主要由斜长石（35%~40%）、钾长石（25%~30%）、石英（20%~25%）、黑云母（5%~7%）以及少量磁铁矿、磷灰石等副矿物组成（图3c、3e）.

花岗闪长岩为一套富含黑云母的中粗粒花岗闪长质岩石（图3b），岩石主要由斜长石（45%~50%）、石英（15%~20%）、钾长石（20%~25%）、黑云母（5%~7%）、角闪石（3%）以及磷灰石、榍石、磁铁矿等副矿物组成（图3d、3f），主要分布在矿区南段，部分侵入到金水口群老基底岩石中，局部可见与晚志留世二长花岗岩成侵入接触关系，并且部分花岗闪长岩产生明显的硅化蚀变现象，指示其形成晚于二长花岗岩.

2 分析方法

本次研究采集迈龙矿区二长花岗岩和花岗闪长岩共9件新鲜岩石样品，开展岩石地球化学分析和锆石U⁃Pb定年.岩石薄片磨制与鉴定、样品全岩元素分析、样品锆石U⁃Pb LA⁃ICP⁃MS定年均在中国科学院广州地球化学研究所完成.薄片鉴定与照相在实验室尼康ECLIPSE LV100POL偏光显微镜下完成.全岩主量元素在实验室Rigaku RIX 2000型X射线荧光光谱仪（XRF）中完成，分析精度优于5%.微量元素包括稀土元素使用仪器PE⁃Elan 6000 型ICP⁃MS测试，元素误差小于5%.主、微量元素及稀土元素（表1）的分析流程参照文献（Li et al.，2005）.

样品锆石U⁃Pb LA⁃ICP⁃MS定年，实验室采用New Wave Research 193 nm ArF准分子激光剥蚀系统，与Thermo Scientific iCap⁃RQ四极杆型电感耦合等离子体质谱仪（ICP⁃MS）联用.准分子激光发生器产生的深紫外光束经匀化光路聚焦于锆石表面，激光束斑直径为30 µm，频率为6 Hz，能量密度为3.5 J/cm².激光剥蚀过程中采用氦气作载气、氩气为补偿气以调节灵敏度.测试过程中以标准锆石91500为外标，校正仪器质量歧视与元素分馏；以NIST SRM 610为外标，以Si为内标元素标定锆石中的Pb元素含量，以Zr为内标元素标定锆石中其余微量元素含量；以标准锆石Plešovice和Tan⁃Z为监控样，用以评估U⁃Pb定年数据质量，实验流程见文献（Li et al.，2012）.测得原始测试数据利用iolite4软件进行离线处理（包括对样品和空白信号的选择、仪器灵敏度漂移校正、元素含量及U⁃Pb同位素比值和年龄计算），使用Isoplot Ex 3.0进行年龄计算和协和图绘制.

3 测试结果

3.1　全岩地球化学特征

二长花岗岩和花岗闪长岩的主量和微量元素分析结果列于表1.二长花岗岩具有较高的SiO₂含量（67.74%~72.53%）和Na₂O+K₂O含量（6.54%~7.97%），较低的CaO（1.65%~3.44%）和Fe₂O₃（1.92%~4.20%）.在QAP图解中（图4），4个样品中有3个落入二长花岗岩区，有一个落入英云闪长岩区，而在TAS图解中（图5a），两个样品落入花岗岩区域，两个样品落入花岗闪长岩区域.相对于二长花岗岩，花岗闪长岩具有中等的SiO₂（61.99%~

65.52%）、Al₂O₃（15.28%~16.59%）、CaO（4.08%~4.90%）和Fe₂O₃（4.10%~5.27%）含量以及较高的Na₂O+ K₂O含量（6.18%~6.40%）.在QAP（图4）和TAS图解中（图5a），5个样品均落入花岗闪长岩区.二长花岗岩镁指数（Mg^#）变化范围较大（31~50），铝指数Al₂O₃/（CaO+Na₂O+K₂O）摩尔比=1.04~1.08，属于准铝质花岗岩；而花岗闪长岩镁指数（Mg^#）为48~51，铝指数Al₂O₃/（CaO+Na₂O+K₂O）摩尔比=0.90~0.96，属于准铝质花岗岩.在图5b中，二长花岗岩样品除了一个样品落入钙碱性系列区域，其余样品均落入高钾钙碱性系列区域（图5b）；花岗闪长岩则全部落入高钾钙碱性系列区域.

二长花岗岩和花岗闪长岩的REE球粒陨石标准化图均呈现明显的右倾型（图5c），轻稀土富集，重稀土相对亏损且分异特征不明显.二长花岗岩（La/Sm）_N为4.19~7.91，（Gd/Yb）_N为2.22~2.97，（La/Yb）_N为22.24~34.79，有弱的Eu负异常（δEu=0.56~0.69）；花岗闪长岩（La/Sm）_N为4.30~9.02，（Gd/Yb）_N为1.73~2.21，（La/Yb）_N为12.82~36.96，有弱的Eu负异常（δEu=0.69~0.78）.在微量元素原始地幔标准化图中（图5d），二长花岗岩和花岗闪长岩高场强元素相对亏损（HFSE：Nb，Ta，P，Ti）；富集大离子亲石元素（LILE：Rb，K）和元素化学性质活泼的不相容元素（Th和U）.这些元素的亏损可能与钛铁氧化物的残留或者矿物的结晶分异作用有关.

3.2　锆石地球化学特征与U⁃Pb年龄

二长花岗岩样品（MLD056）锆石为无色透明状，颗粒以短柱状，自形粒状为主，长轴长度为100~200 µm，长宽比为2∶1~4∶1，发育明显的振荡环带结构（图6c），显示岩浆锆石特征.除去1个不谐和的锆石数据，其余31个分析点都落在谐和线上或接近谐和线.其中31个表观年龄变化范围为443±3 Ma到405±5 Ma，²⁰⁶Pb/²³⁸U加权平均年龄为421±11 Ma（1σ；n=31），MSWD值为0.06（图6a）.这些锆石显示了明显Ce的正异常和Eu的负异常，轻稀土相对于重稀土亏损（图6b），Th/U比值为0.1~1.0，与典型的岩浆锆石特征一致，也显示了岩浆锆石特征，因此，这个年龄可以代表二长花岗岩的形成年龄.另外一个分析点给出了880±7 Ma的表观年龄，代表了继承锆石年龄.U⁃Pb同位素定年测试结果见表2.

花岗闪长岩样品（MLD186）锆石为无色透明状，颗粒以短柱状，自形粒状为主，长轴长度为100~350 µm，长宽比为1∶1~4∶1，发育明显的振荡环带结构（图6f），显示岩浆锆石特征.该样品28个分析点都落在谐和线上或接近谐和线.其中28个表观年龄变化范围为222±2.5 Ma到232±2.5 Ma，²⁰⁶Pb/²³⁸U加权平均年龄为228±4 Ma（1σ；n=28），MSWD值为0.05（图6d）.这些锆石显示了明显Ce的正异常和Eu的负异常，轻稀土相对于重稀土亏损（图6e），Th/U比值为0.4~0.7，与典型的岩浆锆石特征一致，也显示了岩浆锆石特征，因此，这个年龄可以代表花岗闪长岩的形成年龄.另外一个分析点给出了264±5.5 Ma的²⁰⁶Pb/²³⁸U表观年龄，代表了继承锆石年龄.

4 讨 论

4.1　岩石成因

根据地球化学成分和形成环境，花岗岩通常可以分为M型、I型、S型和A型花岗岩.迈龙金矿区的二长花岗岩和花岗闪长岩产于古元古代金水口群片麻岩中，其中，二长花岗岩样品具有较高的SiO₂（67.74%~72.53%），富K₂O（3.48%~4.96%），贫CaO（1.65%~3.44%）、MgO（0.43%~1.23%），低Fe₂O₃（1.92%~4.20%）、TiO₂（0.23%~0.60%）、P₂O₅（0.05%~0.21%）的特点，而花岗闪长岩样品则具有中等的SiO₂（61.99%~65.52%）、Al₂O₃（15.28%~16.59%）、CaO（4.08%~4.90%）、MgO（2.02%~2.67%）和Fe₂O₃（4.10%~5.27%），低TiO₂（0.54%~0.68%）、P₂O₅（0.12%~0.17%），以及较高的Na₂O+K₂O含量（6.18%~6.40%）；在花岗岩分类图解中大部分落于未分异的M、I和S型花岗岩中，表明这些岩体不属于A型花岗岩.此外，M型花岗岩形成于基性岩浆房分异作用，是蛇绿岩套的一部分，这也与迈龙金矿区的二长花岗岩和花岗闪长岩产状明显不同.实验研究表明，P₂O₅在I型花岗岩和S型花岗岩有着不同的地球化学行为，即随着岩浆的结晶分异，S型花岗岩的P₂O₅含量呈现升高或者保持不变的特点，而I型花岗岩则会逐渐降低（Chappell，1999）.迈龙金矿区的二长花岗岩和花岗闪长岩在SiO₂上升的过程中伴随P₂O₅含量的下降（图7），A/CNK值（0.90~1.08）小于1.1，属于I型花岗岩类的特征，且该结论受到岩石中角闪石和磁铁矿的支持.Al₂O₃/（MgO+FeO）值介于1~3，CaO/（MgO+FeO）值集中于0.6~1.0，根据C/FM⁃A/FM图解（图8），除两个样品落入杂砂岩源区外，其余样品均落入英云闪长岩源区.研究区二长花岗岩和花岗闪长岩均显示高钾钙碱性系列、准铝质特征，暗示其源岩可能为中基性岛弧型火山岩部分熔融或者是与形成岛弧型火山岩同源的岩浆演化形成.

迈龙金矿区二长花岗岩和花岗闪长岩微量元素的稀土总量（ΣREE）较高，且富集轻稀土（LREE）元素、大离子亲石元素（LILE：Rb，K）和地球化学性质活泼的不相容元素（U，Th，Pb），相对亏损高场强元素（HFSE：Nb，Ta，P，Ti），稀土元素配分曲线显示出明显的右倾，并且存在Eu的负异常，这表明在岩浆演化过程中可能存在斜长石的分离结晶作用，这些地球化学特征均显示二长花岗岩和花岗闪长岩具有岛弧岩浆岩的地球化学属性.

在Y⁃Sr/Y图解中（图9a），二长花岗岩和花岗闪长岩落入典型的岛弧区域，而在Rb⁃Yb+Nb图解中（图9b），二者落入岛弧花岗岩区域，这些特征也显示了其岩浆源区与岛弧火山岩的一致性，表明其与岛弧岩浆岩的地球化学亲缘性.二长花岗岩和花岗闪长岩属于高钾钙碱性系列（除1个样品为钙碱性系列），前人研究表明这类岩石很可能形成源于地壳基性-中性（变质）火成岩的部分熔融（Chappell and White，2001），或壳源和幔源岩浆的混合（Kemp et al.，2007）.二长花岗岩和花岗闪长岩Nb/Ta比值变化范围分别为12.98~27.33和11.59~15.75，位于地壳和球粒陨石Nb/Ta比值之间（分别为~20和~12；Rudnick et al.，1995）；Zr/Hf比值分别为37.45~42.74和35.00~39.72，与地幔源区的Zr/Hf=36值相当.此外，根据实验岩石学的证据，来源于下地壳部分熔融的岩浆岩一般有较低的MgO和Mg^#（低于45；Hou et al.，2004），而本次研究二长花岗岩和花岗闪长岩Mg^#值变化范围分别为31~50和48~50，显然，二者不可能单独由下地壳或中基性岩石直接部分熔融产生，而更有可能在形成过程中有幔源岩浆的加入.结合岩石学和地球化学证据，可以推断迈龙金矿区的二长花岗岩和花岗闪长岩可能与岛弧构造背景有关，该区域的构造活动可能导致地壳物质的部分熔融，同时幔源岩浆的加入进一步改变了岩浆的化学组成.因此，迈龙金矿区的二长花岗岩和花岗闪长岩可能是由壳源和幔源岩浆的混合作用的结果.

4.2　构造背景

东昆仑造山带是典型的复合增生造山带，经历了早古生代原特提斯和晚古生代-早中生代古特提斯两期造山作用，与这两期造山作用相关的岩浆活动在该区域广泛出露（陈加杰，2018；陈国超等，2020）.

东昆仑造山带已经报道的与原特提斯造山作用相关的岩浆活动如表3所示，前人研究表明，这些

岩浆活动与原特提斯洋的俯冲、碰撞和后碰撞的伸展引起的壳幔相互作用相关，但是对于俯冲、碰撞和后碰撞的具体时限存在争议.一部分学者认为，原特提斯洋的俯冲在441 Ma以前就已经结束（莫宣学等，2007），而另外一部分学者则认为东昆仑造山带地区430 Ma仍存在俯冲相关的岩浆活动，并未进入碰撞阶段（Li et al.，2015）.事实上，陆露等（2010）对东昆南地体造山后形成的火山-沉积盆地内形成的牦牛山组磨拉石建造开展锆石LA⁃ICP⁃MS U⁃Pb年代学研究，表明其形成于423~400 Ma.另外，东昆仑造山带广泛发育的造山后伸展阶段形成的A型花岗岩（425~391 Ma；陈加杰，2018）和角闪岩相-麻粒岩相变质岩（427~408 Ma；孟繁聪等，2013；陈加杰，2018；国显正等，2018），同样表明在东昆仑造山带地区在430 Ma以后已经进入伸展阶段.再者，本文研究表明迈龙金矿区的二长花岗岩侵入到古元古代金水口岩群片麻岩中，其结晶年龄（421 Ma）处于志留纪岩浆活动的时限内，并且地球化学特征（较高的Nb/Ta比值和Mg^#值）指示其形成于壳源和幔源岩浆的混合作用.这表明随着后碰撞的进行，下地壳物质受幔源物质上侵带来的热发生部分熔融，形成大量的中酸性浆，同时有少量地幔熔融物质上涌与壳源岩浆发生混染，形成迈龙具有岛弧性质的花岗岩.因此，结合前人研究，本文认为迈龙金矿区的二长花岗岩形成于造山后伸展阶段的壳幔相互作用.

东昆仑造山带已经报道的与古特提斯造山作用相关的岩浆活动如表4所示，这些岩浆岩，尤其是花岗质岩体中普遍发育暗色包体，关于这些岩石的成岩构造背景及成因主要存在两种不同的解释，一部分学者认为这些岩浆岩主要形成于古特提斯洋闭合后的陆陆碰撞阶段，与俯冲残留板片的部分熔融有关（Huang et al.，2014），另外一部分学者则认为这些岩浆岩形成于古特提斯洋的俯冲阶段，与下地壳的部分熔融有关（陈加杰，2018）.事实上，最近对东昆仑地区海相沉积的希利可特组和河湖相沉积的八宝山组研究表明，八宝山组于237 Ma左右不整合于希利可特组之上（陈加杰，2018）.另外，东昆仑造山带广泛发育碰撞造山阶段形成的S型花岗岩（240 Ma）和A型花岗岩（231 Ma）（王凤林，2023）.而东昆仑造山带在230~200 Ma期间处于后碰撞阶段（陈国超等，2020），并且范兴竹（2022）报道了沟里地区的哈日扎英安岩（227.9 Ma）和晶屑凝灰岩（225 Ma），以及那更康切尔的安山岩（218 Ma）和流纹岩（221.3 Ma）的年龄，也认为230~201 Ma的岩浆作用形成于强烈的后碰撞伸展背景.本次研究迈龙金矿区的花岗闪长岩（228 Ma）地球化学特征（较高的Nb/Ta比值和Mg^#值）指示其形成于壳源和幔源岩浆的混合作用，这也与碰撞后伸展引起的壳幔岩浆作用一致，与矿区二长花岗岩类似，花岗闪长岩的形成也经历了下地壳物质受幔源物质上侵带来的热发生部分熔融，同时有少量地幔熔融物质上涌与壳源岩浆发生混染.因此，结合前人研究，本文认为迈龙金矿区的花岗闪长岩形成于造山后伸展阶段.

作为中国重要的金矿田之一，东昆仑造山带发育有多个大中型金矿床，这些金矿床的形成于早古生代原特提斯和晚古生代-早中生代古特提斯两期造山作用密切相关.通过统计这些金矿的形成年龄，本文发现果洛龙洼（409.06±1.42 Ma；陈加杰，2018）和按纳格（383~349 Ma；Chen et al.，2020）金矿床形成于原特提斯造山后伸展阶段，而阿斯哈（234.63±1.22 Ma；陈加杰，2018）、瓦勒尕（234~217 Ma；陈加杰，2018）、五龙沟（236.5±0.5 Ma；张德全等，2005）、大场（218.6±3.2 Ma；张德全等，2005）等金矿形成于古特提斯造山后伸展阶段.野外证据表明，迈龙金矿矿化主要发育在花岗闪长岩中，结合它们的形成年龄，迈龙金矿可能与古特提斯造山后伸展阶段的构造-岩浆作用相关.

5 结 论

（1）迈龙二长花岗岩和花岗闪长岩均显示准铝质、高钾钙碱性、富集大离子亲石元素，亏损高场强元素的地球化学特征.

（2）二长花岗岩和花岗闪长岩年龄分别为421±11 Ma和228±4 Ma，指示形成时代分别为晚志留世和晚三叠世.

（3）迈龙二长花岗岩和花岗闪长岩均落入岛弧花岗岩区域，表明二者均形成于俯冲相关的岩浆活动，结合前人已有研究，迈龙二长花岗岩和花岗闪长岩分别形成于原特提斯和古特提斯造山后伸展阶段的壳幔相互作用.

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基金资助

青海省地质勘查基金“青海省重要矿集区深部找矿突破示范”项目(2023085029ky004)

“青海省柴周缘主要矿集区矿产资源深部勘查方法技术示范研究”项目(2021074008ky008)

2023年度青海省“昆仑英才·高端创新创业人才”项目及广州市科技计划项目(青年博士“启航”项目）(2024A04J4749)