秦祁昆结合部瓦勒根金矿区石英斑岩成岩时代、岩石地球化学及矿床成因探讨

Discussion on the Petrogenesis Time， Geochemistry and Ore Genesis of Quartz Porphyry in the Walegen Gold Mining Area at the Junction of the Qinling， Qilian and Kunlun Orogens

摘要

瓦勒根金矿床是截至目前西秦岭造山带在青海省境内发现的唯一规模达中型的金矿床。为厘清该矿床的成矿时代、构造背景及矿床成因，对矿区内无矿化石英斑岩和含矿石英斑岩进行锆石U-Pb同位素定年，并开展全岩地球化学分析。研究表明，无矿化石英斑岩和含斑点状金属矿物石英斑岩的锆石U-Pb年龄分别为（235.5±2.0）Ma和（238.8±2.3）Ma，表明岩体形成于中三叠世。地球化学分析显示，石英斑岩具高硅、高铝，低TFe₂O₃、MgO和TiO₂的特征，富集Rb、Th、U和K等大离子亲石元素，亏损Nb、Ta、Ti、P、Ba和Sr等高场强元素，属于过铝质中—高钾钙碱性系列，为I型花岗岩。瓦勒根石英斑岩形成于西秦岭勉略洋板块俯冲—碰撞的构造体制转换环境，该期岩浆活动可能为瓦勒根金矿床的形成提供了至关重要的热源驱动和部分成矿热液，是控制瓦勒根金矿成矿作用的关键地质事件。

Abstract

The Walegen gold deposit is currently the sole medium-sized gold mineralization identified within the Qinghai segment of the West Qinling orogenic belt. To elucidate its metallogenic chronology, tectonic affinity, and genetic model, zircon U-Pb geochronology and whole-rock geochemistry analyses were performed on both unmineralized and mineralized quartz porphyry samples from the ore district. The zircon U-Pb concordia ages obtained were (235.5±2.0) Ma for the barren quartz porphyry and (238.8±2.3)Ma for the mineralized quartz porphyry, suggesting emplacement during the Middle Triassic period. Geochemical analyses indicate that the quartz porphyries are characterized by elevated SiO₂ and Al₂O₃ levels, alongside reduced concentrations of TFe₂O₃, MgO, and TiO₂. They also exhibit enrichment in large-ion lithophile elements (LILEs, such as Rb, Th, U, K) and depletion in high-field-strength elements (HFSEs, including Nb, Ta, Ti, P, Ba, Sr). These geochemical characteristics classify the quartz porphyries as peraluminous, medium- to high-K calc-alkaline I-type granites. The formation of these quartz porphyries occurred within a transitional tectonic environment, evolving from subduction to collision of the Mianlue oceanic plate in the West Qinling orogen. This magmatic activity was instrumental in supplying the necessary thermal energy and contributing to the ore-forming fluids, thereby playing a pivotal role in the geological process es responsible for the genesis of the Walegen gold deposit.

Graphical abstract

关键词

西秦岭 / 瓦勒根金矿 / 石英斑岩 / 锆石U-Pb / 岩石地球化学

Key words

West Qinling / Walegen gold deposit / quartz porphyry / ziorcn U-Pb / petrogeochemistry

秦祁昆结合部位于中央造山系中段，是秦岭造山带、祁连造山带与东昆仑造山带之间的关键构造转换区域。该区域以复杂的构造样式和多期岩浆活动为显著特征，因其强烈的构造和岩浆活动产生了众多金属矿床，如江里沟钨铜多金属矿、瓦勒根金矿、双朋西金铜矿、赛什塘铜矿、穆黑汞矿、石藏寺锑矿、老藏沟铅矿和多确壳砷矿等，部分金属矿床与印支期岩浆活动密切相关（刘红杰等，2008；何谋春等，2010）。由于构造位置独特，该区域是研究多个块体地壳深部性质、印支期多金属成矿事件及印支期地球动力学背景的良好场所，也是长期以来地质学家们关注的焦点和重点区域（张国伟等，1997；裴先治等，2005；许志琴等，2013）。

泽库县瓦勒根金矿床位于西秦岭成矿带西段，是青海省内该成矿带中唯一达到中型规模的金矿床，查明金资源量达18.607 t。以往研究已基本建立了对该金矿床的初步认识，通过野外勘查，前人将该矿床厘定为微细粒浸染型金矿床，并识别出其与石英斑岩和花岗斑岩［成岩年龄为（237±2）Ma］等中三叠世中酸性侵入岩密切相关，提出这些岩体可能为成矿提供了热液和成矿物质来源的认识（李德彪等，2014；陈苏龙等，2015；王斌等，2019）。然而，当前研究仍存在显著不足：一是对成矿时代的直接约束缺失，导致岩浆活动与成矿作用的时序关系不明；二是未能将成矿作用精确关联到俯冲—碰撞转换过程中的特定动力学阶段。

因此，本文拟聚焦与成矿密切相关的石英斑岩及矿体本身，通过系统的岩石学、锆石U-Pb年代学及地球化学研究，旨在厘定石英斑岩的精确成岩时代，并探讨其与金成矿作用的时空关系和约束控制矿床形成的具体构造环境，并为区域找矿勘查提供新的科学依据。该研究成果不仅有助于了解西秦岭西段的地质演化历史，也对该区域金矿成因认识和找矿勘查指导具有重要意义。

1 区域地质特征

瓦勒根金矿床位于秦昆结合部的西秦岭造山带西段，成矿区带属于西秦岭成矿带［图1（a）］，区内出露地层有石炭—二叠系、三叠系、侏罗—白垩系和古近纪—第四纪地层。三叠纪地层有下—中三叠统隆务河组、中三叠统古浪堤组、上三叠统华日组、日脑热组和鄂拉山组，白垩纪地层主要有下白垩统多禾茂组和万秀组，并零星出露有下—中侏罗统羊曲组，古近系西宁组，新近系中新统咸水河组、临夏组以及共和组。其中，隆务河组下部为半深海浊积岩（砂砾岩）组合，上部砂岩夹板岩段为陆源碎屑浊积岩建造组合；古浪堤组下部砂板岩互层段为半深海浊积岩（砂板岩）组合，上部砂岩夹板岩段为浅海砂砾岩组合；日脑热组为玄武岩、安山岩和英安岩组合；华日组为安山岩、英安岩和流纹岩组合。区内断裂发育，褶皱以兴海—同仁复背斜为主，长轴呈NW向展布，褶皱规模不大，形态宽阔。岩浆活动强烈，火山岩主要赋存于上三叠统多福屯群日脑热组、华日组和下白垩统多禾茂组中，岩浆岩以印支期中—酸性岩浆岩为主，岩性以二长花岗岩和花岗闪长岩分布较广，其次有闪长岩和斜长花岗岩等，集中分布在同仁—泽库一带［图1（b）］。

2 矿区地质特征

矿区出露地层以下—中三叠统隆务河组和中三叠统古浪堤组为主，沟谷中广泛分布第四系沉积物（图2）。隆务河组为一套巨厚的浊流复理石碎屑沉积建造，普遍经历了区域变质作用，变质程度达到绿片岩相，是区域内金矿主要赋矿层位。根据岩性特征，隆务河组可进一步划分为3个岩段，第一岩段为灰绿色中—厚层状长石杂砂岩夹深灰色钙质板岩；第二岩段由灰绿色中—厚层状变中—细粒长石砂岩、长石杂砂岩与深灰色泥钙质板岩不等厚互层组成；第三岩段为灰—浅灰绿色中—厚层状变中细粒长石砂岩和长石杂砂岩，深灰色粉砂质、泥钙质板岩，灰白色中—薄层状结晶灰岩，砂、板岩呈互层产出。古浪堤组分布于矿区西北侧，与隆务河组整合接触，下部中细粒砂岩、粉砂岩夹板岩或互层，夹少量薄层灰岩。上部为中细—中粗粒砂岩夹粉砂岩、板岩及砾岩。

矿区内断裂发育，主要有NW、近EW、NNW和NE向4组断裂，其中前2组断裂具有控岩和控矿作用，后2组属于次级断裂。近EW向构造线占主导地位，是矿区内主要的控矿构造，宽度为10~30 m，倾向NE，产状较为陡立，倾角为70°~75°，带内岩石破碎程度不一，褐铁矿化和硅化较发育，蚀变现象强烈。

矿区内岩浆岩活动较强烈，出露有3处岩体及少量石英脉及煌斑岩脉，岩性主要由石英闪长岩和石英斑岩组成。石英斑岩位于矿区东侧，呈岩株状产出，石英闪长岩分布于矿区西侧，呈NW向条带状产出，二者基本上顺层理侵位于隆务河组中，空间上基本分布在近EW断裂两侧。石英脉及黄斑岩脉规模均较小，均以宽数厘米至数十厘米的小规模脉体产出。

3 矿床特征

3.1 矿带、矿体特征

瓦勒根金矿区内共圈出近EW向含金矿化带和NW向含金矿化带7条（Ⅰ~Ⅶ），因Ⅰ号金矿化蚀变带是矿区内主要含矿带，且其产出的空间位置与本研究的石英斑岩关系密切，因此重点介绍Ⅰ号金矿化蚀变带的地质特征。

Ⅰ号金矿化蚀变带产于中—下三叠统隆务河组第三岩段中，长度约为1.6 km，宽度为50~100 m，总体走向呈近EW向。该蚀变带内圈定的金矿体呈似层状，长度为110~800 m，厚度为2.21~11.47 m，Au品位介于1.28×10^-6~11.47×10^-6，最高品位达33.40×10^-6，平均品位为3.94×10^-6。在空间上，矿体基本上产于石英斑岩附近的蚀变带内及斑岩体内的构造带中［图3（a）］。

3.2 矿石特征

金矿石类型可划分为蚀变石英斑岩型、辉锑矿脉型［图3（b）］和（破碎）蚀变砂板岩型金矿石［图3（c）］3种类型。镜下见白铁矿交代黄铁矿［图3（d）］，闪锌矿交代辉锑矿［图3（e），3（f）］，辉锑矿中见有星点状白铁矿，黄铁矿被包裹于辉锑矿中［图3（g）］。黄铁矿呈立方体自形晶，与辉锑矿一起沿岩石裂隙呈细脉状分布，脉体附近有金粒分布［图3（h）］，部分黄铁矿中包裹有蠕虫状黄铜矿和磁黄铁矿熔融体，金与其连生［图3（i）］。毒砂在矿石中分布较广，呈针尖状和集合体状分布，晶体附近见金粒分布［图3（j）］，但未见与金粒有直接连生关系。

3.3 岩体岩石学特征

矿区内出露有2处石英斑岩体，呈近EW向长条状展布，侵位于中—下三叠统隆务河组，岩体内部局部见围岩捕虏体。岩体长度为900~1 000 m，宽度为200~250 m，呈灰白色，斑状结构，块状构造。斑晶主要为石英，粒径范围为0.3~1.0 mm，含量为10%~20%，另含有少量的斜长石和白云母斑晶。石英斑晶大多呈自形晶，最高干涉色为一级黄白，平行消光，正延性，并出现波状消光现象。基质主要由隐晶质石英和云母组成，含有少量的磁铁矿等不透明矿物（图4）。

4 样品采集及分析方法

4.1 样品采集

锆石U-Pb测年样品采集于瓦勒根金矿区内出露的石英斑岩，共采集2件（编号为WLG-N1和WLG-N2）。其中，样品WLG-N1采自南侧岩体中，采样坐标为35°24'05″N， 101°44'12″E；样品WLG-N2采自北侧岩体中，采样坐标为35°24'53″N，101°43'58″E。在平硐中共采集岩石地球化学样15件，为进一步了解由矿化或蚀变等引起岩石地球化学特征的差异性，本次采样按不同类型每组采集5件样品。第1组为无矿化石英斑岩（编号为WLG-Q1~WLG-Q5）。第2组为含斑点状金属矿物石英斑岩（编号为WLG-Q6~WLG-Q10）。第3组为蚀变石英斑岩（编号为WLG-Q11~WLG-Q15），蚀变以绿泥石化、硅化和绢云母化为主。

4.2 锆石U-Pb定年

样品的制靶及测试工作均由武汉上谱分析科技有限责任公司完成。锆石阴极发光图像拍摄仪器为高真空扫描电子显微镜（JSM-IT100），配备有GATAN MINICL系统。锆石U-Pb同位素定年及微量元素含量测定利用LA-ICP-MS同时分析完成。通过使用JSM-IT100配合Gatan阴极发光探头，获得锆石阴极发光图像。使用激光消融—电感耦合等离子体质谱仪（LA-ICP-MS）进行U-Pb测年，使用GeoLasPro进行激光采样，并使用Agilent 7700 ICP-MS仪器获得离子信号强度。具体分析条件及流程见李献华等（2009）。最终处理的数据使用Isoplot4.15软件处理和绘图。

4.3 岩石地球化学

制样及测试分析工作均由自然资源部东北亚矿产资源评价重点实验室完成。岩石样品首先粗碎至2~4 cm，然后使用3%~5%的稀盐酸经超声波清除表面杂质，再研磨至200目。主量元素使用X-射线荧光光谱仪法测试，微量元素及稀土元素分析仪器为Agilent 7500a型ICP-MS。先将粉末样品（500 mg）置于PTFE钳锅，加入添加剂（1.0 mL高纯HF和1.5 mL高纯HNO₃），按照标准测试程序，反复添加、加热和冷却，最后在离心管中稀释至50 mL；将所得溶液在电感耦合等离子体质谱仪（ICP-MS）上完成测定，分析精度和准确度均优于10%。

5 分析结果

5.1 锆石U-Pb年代学

锆石为浅黄—无色透明，在CL图像中，锆石较自形，大部分呈长柱状，锆石均显示出清晰的韵律环带，测点Th/U比值为0.09~1.15，平均值为0.40（表1），具有岩浆成因锆石的特点（吴元保等，2004）。WLG-N1样品共测试16个点，²⁰⁶Pb/²³⁸U和²⁰⁷Pb/²³⁵U谐和性较好，加权平均年龄为（235.5±2.0）Ma［图5（a）］。WLG-N2样品共测试12个点，²⁰⁶Pb/²³⁸U和²⁰⁷Pb/²³⁵U谐和性也较好，加权平均年龄为（238.8±2.3）Ma［图5（b）］。本次获得年龄数据显示瓦勒根矿区内石英斑岩的结晶年龄为晚三叠世。

5.2 主量元素

样品全岩主量元素测试数据列于表2。由表2可知，主量元素表现出不同的特征，无矿化样品SiO₂含量变化范围为70.31%~70.85%，平均值为70.57%；K₂O含量为3.18%~3.22%，平均值为3.20%；Na₂O含量为2.90%~2.96%，平均值为2.93%；K₂O/Na₂O比值为1.08~1.10，平均值为1.09；Al₂O₃含量为15.58%~15.67%，平均值为15.62%；P₂O₅含量为0.08%~0.09%，平均值为0.082%；A/CNK比值介于1.15~1.17，平均值为1.17；MgO含量为0.46%~0.47%，平均值为0.464%；TiO₂含量为0.24%~0.25%，平均值为0.246%；Mg^#含量为32.8~35.5，平均值为34.4。

含斑点状金属矿物石英斑岩样品SiO₂含量变化范围为72.58%~72.89%，平均值为72.76%；K₂O含量为4.02%~4.09%，平均值为4.04%；Na₂O含量为3.79%~3.81%，平均值为3.80%；K₂O/Na₂O比值为1.06~1.08，平均值为1.06；Al₂O₃含量为15.29%~15.40%，平均值为15.33%；P₂O₅含量为0.03%；A/CNK比值介于1.15~1.16，平均值为1.16；MgO含量为0.19%~0.22%，平均值为0.20%；TiO₂含量为0.03%~0.04%，平均值为0.032%；Mg^#含量为28.0~29.9，平均值为29.2。

蚀变石英斑岩样品SiO₂含量变化范围为76.02%~76.17%，平均值为76.15%，呈现出一定的硅化特征；K₂O含量为3.90%~3.97%，平均值为3.94%；Na₂O含量为0.14%~0.15%，平均值为0.148%；K₂O/Na₂O比值为26.00~28.36，平均值为26.64；Al₂O₃含量为13.73%~13.95%，平均值为13.85%；P₂O₅含量均为0.032%；A/CNK比值介于1.70~1.81，平均值为1.74；MgO含量为0.08%~0.09%，平均值为0.086%；TiO₂含量为0.03%~0.05%，平均值为0.038%；Mg^#含量为13.4~15.9，平均值为14.8。在TAS图解中（蚀变样品未投图），样品基本上落入花岗岩范围内［图6（a），6（b）］。在ANK-A/CNK图解［图6（c）］和SiO₂-A/CNK图解［图6（d）］中，石英斑岩岩体属于过铝质中—高钾钙碱性系列。在哈克图解（图7）中，TFeO、MgO、TiO₂、CaO、Sr与SiO₂呈负相关关系，Al₂O₃、Rb、Na₂O与SiO₂呈正相关关系，指示岩浆在演化过程中存在辉石、角闪石、黑云母、磁铁矿/钛铁矿和斜长石等矿物的分离结晶作用。P₂O₅含量在演化过程中基本保持不变，暗示着磷灰石并非主要的分离相。

5.3 微量元素

在原始地幔标准化微量元素蛛网图［图8（a）］中，瓦勒根矿区石英斑岩富集Rb、Th、U和K等大离子亲石元素，亏损Nb、Ta、Ti、P、Ba和Sr等高场强元素。Rb含量为135.28×10^-6~316.22×10^-6，平均值为226.41×10^-6，Sr含量为43.46×10^-6~278.1×10^-6，Rb/Sr比值为0.51~4.62，其中无矿化和含金属矿物石英斑岩样品的Rb/Sr比值（0.51~0.57）较低；Y含量为1.75×10^-6~2.44×10^-6，平均值为2.07×10^-6；Sr/Y比值为72.99~143.49，平均值为110.57；Nb含量为5.03×10^-6~5.65×10^-6，平均值为5.28×10^-6；Ta含量为0.40×10^-6~0.62×10^-6，平均值为0.49×10^-6；Nb/Ta比值为7.26~12.87，平均值为9.87。

蚀变石英斑岩样品Sr/Y比值相对较低（平均值为0.25），Rb/Sr比值（3.15~4.62）偏高；Nb含量为11.9×10^-6~13.0×10^-6，平均值为12.2×10^-6；Ta含量为1.62×10^-6~1.70×10^-6，平均值为1.65×10^-6；Nb/Ta比值为7.26~7.61，平均值为7.42。

5.4 稀土元素

瓦勒根金矿区内石英斑岩的稀土元素总量（∑REE）为22.82×10^-6~216.29×10^-6，平均值为85.00×10^-6，其中含金属矿物石英斑岩样品的∑REE较低，平均值为22.8×10^-6~25.9×10^-6，平均值为24.9×10^-6。石英斑岩的LREE/HREE为5.90~20.12，平均值为11.23。球粒陨石标准化稀土元素配分曲线呈现出稀土元素分馏较强，富集轻稀土元素，亏损重稀土元素的右倾型模式［图8（b）］。Yb含量为0.09×10^-6~0.60×10^-6，平均值为0.25×10^-6；La含量为2.54×10^-6~20.35×10^-6，平均值为8.49×10^-6，（La/Yb）_N比值为3.21~130.61，平均值为49.46；Lu含量为0.013×10^-6~0.072×10^-6，平均值为0.032×10^-6，（La/Yb）_N比值为0.74~0.98，平均值为0.86；样品δEu值为0.07~0.65，其中无矿化石英斑岩呈无Eu异常，含斑点状金属矿物的石英斑岩呈弱Eu正异常，可能与岩体的富集斜长石斑晶有关，无矿化样品的高CaO含量也指示存在斜长石堆晶。另外3组样品从无矿化到含金属矿物再到蚀变石英斑岩，Pr、Nd和Dy富集现象呈明显趋势，蚀变石英斑岩的δEu负异常相对较明显，负Eu异常的扩大化以及Pr、Nd富集化、Dy正异常可能与热液蚀变有关（刘丛强等，2002）。

6 讨论

6.1 岩石成因类型与源区

花岗岩一般可划分为I型、S型和A型（Whalen et al，1987；Chappell et al，1992；吴福元等，2007）。从矿物的角度，I型花岗岩含有角闪石，S型花岗岩含有堇青石、石榴石和白云母等过铝矿物，A型花岗岩以含有碱性暗色矿物为特征（如霓石、辉石霓石和钠闪石等矿物）。本研究的岩体镜下特征显示，主要造岩矿物为长石、石英和黑云母，未见代表S型花岗岩的石榴石和堇青石等过铝质矿物（Collins et al，1982）以及A型花岗岩的标志矿物。

A型花岗岩一般具有较高的熔融温度（>800 ℃），富集FeO^T/MgO（平均值为22.84）和碱，以及REE、Zr、Nb和Ta等不相容元素，低CaO，贫Cr、Ni和Sr等相容元素，具有较高的10 000×Ga/Al比值（平均值为3.75）和Zr+Nb+Ce+Y含量（下限为350×10^-6）（Collins et al，1982；Whalen et al，1987），具有显著的负Eu异常，稀土元素配分模式呈海鸥型（Bonin，2007）。瓦勒根矿区石英斑岩的FeO^T/MgO比值为4.23~15.13，平均值为7.88，其中无矿化样品和含金属矿物样品的FeO^T/MgO比值（4.23~6.00，平均值为5.06）远低于世界A型花岗岩的平均值（22.84），接近于一般I型花岗岩（2.27）。岩体的10 000×Ga/Al（1.70~2.26，平均值1.98），接近于I型花岗岩平均值（2.18），低于A型花岗岩（3.75）。Zr+Nb+Ce+Y介于44.6×10^-6~126×10^-6，平均值为80×10^-6，低于A型花岗岩的下限值（350×10^-6）（Whalen et al，1987）。在区分A型花岗岩的相关判别图解［图9（a）］上，样品基本落在I型和S型花岗岩区，说明瓦勒根矿区石英斑岩体不是A型花岗岩。

S型花岗岩为沉积岩部分熔融的产物，一般具有较高的A/CNK值、SiO₂和K₂O含量（相对较低的Na₂O含量），以及通常表现为负值的εHf（t）同位素特征（Chappell et al，2001；Clemens et al，2011）。A/CNK值可作为判别S型和I型花岗岩的判别指标（吴福元等，2007），在A/CNK图解中未蚀变石英斑岩样品A/CNK值均在1.1附近，显示出该岩石具有弱过铝质的特征。在高分异的花岗岩中也存在判别失效的现象，I型花岗岩也具有弱的过铝质特征（King et al，1997；吴福元等，2007）。本研究的未蚀变样品具有较低的P₂O₅含量（0.03%~0.09%）和较高的Na₂O含量（2.9%~3.81%），明显不同于S型花岗岩。另外，岩石中未见S型花岗岩所具有的典型矿物（如石榴石和堇青石等过铝质矿物），说明岩体不是S型花岗岩。同时，在SiO₂-Zr判别图解［图9（b）］中，样品均落入I型花岗岩区域。根据前人研究，Rb/Sr比值可以灵敏地记录源区物质的性质，当Rb/Sr比值大于0.9时，属于S型花岗岩；当Rb/Sr比值小于0.9时，属于I型花岗岩（王德滋等，1993）。未蚀变样品Rb/Sr比值均小于0.9（平均值为0.54），说明矿区内石英斑岩属于I型花岗岩。

研究表明，某些花岗岩可以是幔源铁镁质母岩浆结晶分异或与同化混染的耦合作用的产物，但地球上巨量花岗岩体的形成大多与地壳岩石的部分熔融相关（Collins，1996）。Rb元素地球化学特征与K元素类似，地球演化过程中K和Rb不断向上迁移进入硅铝层。Sr元素地球化学特征与Ca元素类似，主要富集在斜长石中代替Ca位置，因此花岗岩Rb/Sr和Rb/Ba比值越高，说明原岩主要来自上部陆壳（徐克勤等，1982；王德滋等，1993）。本研究的未蚀变岩体样品Rb/Sr比值介于0.50~0.57，大于幔源岩浆和壳—幔混合花岗岩Rb/Sr比值（分别为<0.05、0.05~0.50），接近于壳源Rb/Sr比值（>0.5）（侯增谦等，2001）。同时，岩体具有较低的Nb/Ta比值（9.12~12.87，平均值为11.02），明显低于幔源部分熔融岩浆（17.5），十分接近下地壳（8.3）（McDonough et al，1995；Rudnick et al，2003；张成立等，2008）。岩体的Mg^#平均值为26.1，也低于幔源部分熔融形成的岩浆，与壳源岩浆近似（Rapp et al，1995a，1995b），表明岩浆物源以壳源为主。同时，本研究的岩体具有较高的SiO₂、Na₂O含量和（Na₂O+K₂O）/（Fe₂O₃^T+MgO+TiO₂），在图10中未蚀变样品均落入角闪岩部分熔融区域，含星点状金属矿物样品均落入变杂砂岩部分熔融的区域，暗示着母源岩浆部分可能主要来自下地壳变火成岩部分熔融。

6.2 构造背景

关于中央造山带南缘阿尼玛卿—勉略缝合带所代表的古特提斯洋在晚古生代末闭合的观点（Li et al，1996），得到了学术界的普遍认同，但对于西秦岭地区洋盆闭合或大陆碰撞的具体时限仍存在分歧。主要观点可归纳为以下3种：第一种观点是，印支早期花岗岩形成于俯冲陆壳或洋壳断离环境，而印支晚期花岗岩则形成于地壳加厚导致的岩石圈拆沉环境（张宏飞等，2006）；第二种观点是，秦岭地区的初始碰撞可能发生于中三叠世末期（Meng et al，2005），扬子板块的斜向俯冲和顺时针旋转可能导致两大板块自东向西的穿时性碰撞；第三种观点是，陆陆碰撞可能延续至三叠纪末期（Li et al，2015）。

本研究的石英斑岩体侵位于下—中三叠统隆务河组中，其沉积环境为俯冲陆缘弧环境（路宗悦等，2019；赵文涛等，2022），暗示着至少在早—中三叠世该区域尚处于俯冲阶段。部分学者对西秦岭地区三叠纪的沉积岩研究发现，西秦岭中部的滨海相地层至中三叠世早期才逐渐消失，出现了角度不整合，晚三叠世地层变为陆相地层，暗示着中—晚三叠世构造环境转化阶段，晚三叠世后转入造山板内构造演化阶段（李曙光等，1996；潘桂堂等，1997；张国伟等，2001；张宏飞等，2005；孟庆任等，2007；Zheng et al，2009；闫臻等，2012；李佐臣等，2013）。学者们对区域上在俯冲—碰撞构造环境下的岩浆响应进行了研究，数据显示研究区区域上大约在230 Ma，构造环境处于俯冲向碰撞的转换阶段。石英斑岩富集Rb、Th、Ba和Cs等大离子亲石元素（LILE），亏损Nb、Ta和Ti等高场强元素（HFSE），地球化学特征显示其具有弧岩浆岩特征，且岩浆物源以壳源为主。在Rb-（Y+Nb）图解［图11（a）］中，样品数据点落入火山弧和同碰撞花岗岩界线附近，在Nb-Y图解［图11（b）］中，样品投点落入火山弧和同碰撞花岗岩重叠区域内。结合前人年代学研究（表3），认为瓦勒根矿区中的石英斑岩正是在俯冲—碰撞转换阶段的构造背景下，由于受地幔物质的影响导致下地壳部分熔融而形成。

6.3 岩体与成矿关系

矿区内矿体产于石英斑岩附近以及隆务河组内发育的破碎带内，且石英斑岩中存在矿化现象。从3组样品的微量元素特征来看，As、Ag、Sb、Pb和Zn元素含量从无矿化石英斑岩到含金属矿物石英斑岩再到蚀变石英斑岩依次具有增高的变化趋势，而Au元素无明显的变化趋势。陈苏龙等（2015）曾提到矿区内石英斑岩体Au元素含量普遍较高，一般为4.9×10^-9~32.6×10^-9，最高可达300×10^-9，部分石英斑岩脉形成金矿化体（全岩矿化），暗示着石英斑岩与成矿具有一定的关系，至于具体是何种关系，需通过热液矿物年代学及同位素等方面的工作进一步确认。根据岩体成岩年龄可大致推测出矿床成矿时代晚于（235.5±2.0）Ma，暗示着该期岩浆活动可能为瓦勒根金矿床的形成提供了至关重要的热源驱动和部分成矿热液。经1 074件岩石光谱似定量分析可知，岩体所侵位的隆务河组金含量普遍较高，一般为1.2×10^-9~91.3×10^-9，最高可达300×10^-9，说明该套地层可能是瓦勒根金矿成矿的矿源主要贡献者。

7 结论

（1）瓦勒根矿区石英斑岩具高SiO₂、富K，低Sr和Yb的特征，为中—高钾弱过铝质钙碱性花岗岩。

（2）矿区石英斑岩的锆石U-Pb年龄为（235.5±2.0）Ma和（238.8±2.3）Ma，代表了成岩年龄，说明岩体形成于中三叠世晚期。

（3）矿区内石英斑岩形成于西秦岭勉略洋俯冲—碰撞的转换环境下，并与瓦勒根金矿的成矿关系密切。

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基金资助

中国地质调查局项目“青海省矿产资源调查成果综合集成与服务产品开发”(资［2014］03-003-019)