西秦岭格娄昂金矿床赋矿斑岩岩石成因及其地质意义

2020-08-11黄雅琪邱昆峰于皓丞金鼎国何登洋肖昌浩王玉玺

岩石学报 2020年5期

黄雅琪邱昆峰于皓丞金鼎国何登洋肖昌浩王玉玺

1. 中国地质大学(北京)地球科学与资源学院，北京 1000832. 甘肃省地矿局第三地质矿产勘查院，兰州 7300503. 中国地质科学院地质力学研究所动力成岩成矿实验室，北京 1000811.

秦岭造山带是经历长期多次造山作用后形成的复合型大陆造山带，在中国大陆的形成与演化中占有重要地位(张国伟等, 2001)。西秦岭造山带是秦岭造山带的西延部分，被认为是东古特提斯洋的一个分支(Dengetal., 2014; Lietal., 2015a)。自新元古代以来，西秦岭地区经历了长期复杂的造山活动，形成了如今具“三板夹两缝”(华北板块、秦岭微板块、扬子板块以及商丹缝合带和阿尼玛卿-勉略缝合带)特点的复合型造山带(李春昱, 1980; 张国伟等, 1996; Meng and Zhang, 2000; Dongetal., 2011; Dengetal., 2017)。西秦岭造山带地质条件复杂，不同时期的岩浆作用发育，成矿地质条件较好，且矿化带密集分布(陈衍景, 2010; Dengetal., 2020)。

西秦岭地区广泛出露印支期花岗岩，目前已探明超过1200吨金与这些印支期花岗质岩石具有密切的空间关系，对于二者是否具有成因关系存在一定的分歧(Maoetal., 2002; Liuetal., 2015; Goldfarbetal., 2019; 李建威等, 2019; Qiuetal., 2020)。因此，该区花岗质岩石的成因研究一直是岩石学家和矿床学家研究的焦点，我们期望通过“岩石探针”和“矿床探针”的角度对成岩和成矿作用耦合提出约束。已有研究对于西秦岭造山带东段印支期岩浆作用、成因及其与金钼等多金属成矿作用的关系进行了充分的积累(陈衍景, 2010; 邱昆峰, 2015; Qiuetal., 2016, 2017)。相比而言，对于西段，尤其是夏河-合作地区，印支期花岗质岩浆作用的岩石组合、成因及其构造环境的认识十分有限，也存在一定的争议，很大程度上制约了进一步讨论岩浆作用与金成矿的关系。Qiu and Deng (2017)对西秦岭德乌鲁杂岩体进行研究，认为岩浆均可能起源于富钾的基性下地壳的部分熔融，并有幔源岩浆加入，结合区域地质背景认为德乌鲁杂岩体的形成与印支早期活动大陆边缘古特提斯洋的向北俯冲有关；金维浚等(2005)和张旗等(2009)通过对西秦岭具有埃达克质特征的花岗岩进行研究，认为西秦岭印支早期花岗岩属于增厚下地壳部分熔融的产物，且处于活动大陆边缘环境，与古特提斯洋向北俯冲有关；张成立等(2008)对早中生代花岗岩的岩石类型和地球化学特征进行研究，认为源区物质不仅仅是由下地壳物质的部分熔融产生，且存在幔源物质的参与，同时结合岩石地球化学特征，认为岩体的形成与后碰撞早期地壳增厚紧密相关；张宏飞等(2005, 2006)对西秦岭印支早期黑马河花岗岩体的岩石地球化学特征和源区性质进行了研究，认为该期花岗岩来源于中、新元古代下地壳玄武质岩石的部分熔融，形成于俯冲断离的地球动力学背景；骆必继等(2012)对根据岩石地球化学特征认为合作地区美武岩体的源区以壳源岩浆为主，后期有少量幔源物质参与，且美武岩体形成于后碰撞早期的构造背景。很多学者对于西秦岭地区花岗质岩石岩浆源区以及大地构造背景存在着争议，因此继续深入开展西秦岭花岗质岩石研究，提供可靠的同位素年代学和地球化学资料，对于揭示西秦岭构造演化等具有重要意义。

格娄昂金矿床位于甘肃省甘南藏族自治州夏河县扎油乡，属于西秦岭造山带西段夏河-合作矿集区。该矿床最初于1996年勘查工作被发现，甘肃省地矿局第三地质矿产勘查院在2009～2011年项目实施期间取得突破，目前已查明金资源量27.7t，平均品位为2.18g/t(金鼎国等, 2012(1)金鼎国, 陈耀宇, 柳生祥等. 2012. 甘肃省夏河县枣子沟金矿格娄昂矿段292-330线详查报告. 甘肃省地矿局第三地质矿产勘查院)。该矿床主要赋矿围岩为花岗质岩石和变沉积岩，金矿体受构造控制，代表夏河-合作地区金矿床的典型特征，是探究赋矿花岗质岩石成因，以期进一步约束金成矿与岩浆作用成因关系的理想研究对象。本文选择格娄昂矿床赋矿英安斑岩与黑云英安斑岩开展岩石学和岩相学、锆石和磷灰石LA-ICP-MS U-Pb地质年代学、全岩主微量和锆石Lu-Hf同位素地球化学研究，查明岩浆作用时代、赋矿岩石成因及其形成的地球动力学背景。

图1 西秦岭造山带地质简图(a)和西秦岭造山带夏河-合作区域地质简图及矿床分布图(b)(据Qiu and Deng, 2017; 于皓丞等, 2019; Qiu et al., 2020修编)Fig.1 Simplified geological map of the West Qinling orogenic belt in China The inset shows the location of the study area (a); simplified geological map of the Xiahe-Hezuo polymetallic district of the West Qinling gold province, showing the distribution of the Triassic granitoids and ore deposits (b) (modified after Qiu and Deng, 2017; Yu et al., 2019; Qiu et al., 2020)

1 区域地质背景

秦岭造山带是中央造山带的重要组成部分(张国伟, 2001)，以徽成盆地为界，分为西秦岭与东秦岭两个构造单元。秦岭造山带在古生代-三叠纪时期经历了两次大洋板块俯冲和两次板块碰撞，成为了独具特征的典型大陆复合造山带(张国伟等, 1996, 2001; 图1a)。西秦岭造山带全长约600km，呈北西走向，北临祁连造山带，西接昆仑造山带，南临松潘-甘孜造山带，是古特提斯洋俯冲和华南板块与华北板块碰撞的产物(张国伟等, 2004; Dongetal., 2011, 2015)。西秦岭造山带在印支期成矿作用中，富集了金、铅、锌、锑、铜等金属资源，形成了数十个世界级金矿床和50多个规模较小的金矿床，已探明金资源量超过1200吨，是中国第二大金矿区，金矿床类型具有多样性，主要有造山型、岩浆热液型等金矿床(陈衍景, 2010; 邱昆峰等, 2014, 2015; Liuetal., 2015; Deng and Wang, 2016; Qiu and Deng, 2017; Dengetal., 2018, 2019; Goldfarbetal., 2019; 李建威等, 2019; 于皓丞等, 2019; Qiuetal., 2020)。

图2 西秦岭格娄昂金矿床地质简图(a)和308号勘探线剖面图(b)(据金鼎国等, 2012和野外地质观测修编)Fig.2 Sketch geological map (a) and schematic profile of No.308 exploration line (b) of the Gelouang gold deposit (modified after Jin et al., 2012 and our geological observations)

夏河-合作地区位于西秦岭造山带西段甘南藏族自治州(图1a)，区内早-中三叠世岩浆岩发育，出露德乌鲁、美武、阿姨山等花岗质岩基、岩株和岩脉(252～235Ma; 金维浚, 2005; Zhangetal., 2006, 2007; Guoetal., 2012; 骆必继等, 2012; Luoetal., 2012; Lietal., 2013; 徐学义等, 2014; Yangetal., 2015a; Qiuetal., 2018)。出露地层主要包括石炭系含砾板岩、石英砂岩，二叠系火山岩，三叠系砂质板岩、含砾灰岩，侏罗系英安斑岩、安山质角砾凝灰岩和安山凝灰岩和白垩系火山沉积岩(图1b)。

图3 格娄昂金矿床典型地质体接触关系和手标本照片(a)英安斑岩侵入早三叠世板岩；(b)英安斑岩与黑云英安斑岩接触；(c、d)英安斑岩与黑云英安斑岩手标本. Bt-黑云母；Pl-斜长石；Qz-石英Fig.3 Photographs showing occurrence of dacite porphyry and biotite dacite porphyry in the Gelouang deposit(a) dacite porphyry intruded Early Triassic slate; (b) contact relationship between dacite porphyry and biotite dacite porphyry; (c, d) hand specimen of the dacite porphyry and biotite dacite porphyry. Bt-biotite; Pl-plagioclase; Qz-quartz

区域构造线呈北西向，褶皱断裂发育。新堡-力士山背斜为主体褶皱，其轴部位于力士山-德合茂北一带，轴线方向为北西向，倾伏端位于力士山西北侧(梁志录等, 2016)。夏河-合作地区已发现的金矿床均明显受控于区域性断裂带及其次级断裂，控矿断裂主要为三条大致平行的区域性断裂带，从北到南依次为观音大庄-力士山断裂带、夏河-合作断裂带和桑科南-格里那断裂带。夏河-合作断裂是西秦岭地区最为重要的控矿断裂，为含矿流体的运移、富集和沉淀提供了条件(第鹏飞, 2018)。该区域发现了多个储量较大的金矿床，其中包括早子沟(Suietal., 2018; 耿建珍等, 2019; 于皓丞等, 2019; Yuetal., 2019; Qiuetal., 2020)、早仁道(Gouetal., 2019)、以地南(Yuetal., 2020b)、录豆艘和老豆(Jinetal., 2017; Yuetal., 2020a)、加甘滩(Qiuetal., 2020)、格娄昂(金鼎国, 2015)等金矿床。

2 矿床地质

格娄昂金矿床位于甘肃省甘南藏族自治州合作市城区西南15km处，在西秦岭造山带西段夏河-合作断裂带南侧，累计已查明金资源量27.7t，平均品位2.18g/t(图1b)。早三叠世古浪堤组二段板岩为该区主要赋矿地层，自下而上发育粉砂质板岩-泥质板岩-钙质板岩的沉积旋回。古浪堤组二段分为3层，一层岩性为灰绿色粉砂板岩；二层位于F9断裂以东，岩性为灰-黄绿色板岩、钙质粉砂质板岩；三层位于F9断裂以西，岩性为灰色粉砂质板岩、灰色泥质板岩。矿区内广泛发育英安斑岩、黑云英安斑岩等中酸性岩脉，侵入到早三叠世板岩地层。

主要蚀变类型有硅化、黄铁矿化、毒砂化、辉锑矿化、碳酸盐化、褐铁矿化、赤铁矿化等。其中金矿化强度与硅化、黄铁矿化、毒砂化、辉锑矿化等矿化蚀变组合强度呈正相关。矿体总体走向近南北，受断裂构造控制明显，主要沿断裂切穿赋矿岩体，断裂交汇部位矿体相对厚大，品位更高(图2b)。其中主矿体(Au30、Au65、Au66、Au68、Au76、Au206)长度及延伸大于300m，矿化较连续，矿体顶、底板围岩具有与矿体相同的蚀变矿化，但蚀变矿化程度明显较弱。矿石类型主要为砂板岩型、英安斑岩型和角砾岩型3种(金鼎国等, 2012)。

3 样品描述及分析方法

2件新鲜的英安斑岩样品(16GLA01、16GLA02)和2件新鲜的黑云英安斑岩样品(16GLA03、16GLA04)采自于矿区野外露头(图2a)。英安斑岩样品(16GLA01、16GLA02)呈灰黑色，似斑状结构(图3c)，斑晶(约40%)主要为斜长石(10%～15%)、石英(5%～10%)、黑云母(5%～10%)和角闪石(5%)。石英粒径0.2～1mm，具有溶蚀结构；斜长石粒径0.1～2.5mm，具有卡式双晶结构；黑云母粒径0.2～1mm(图4c)。基质由斜长石、石英、黑云母和角闪石组成，暗色矿物含量较低，主要为黑云母(5%)与角闪石(5%)，副矿物主要为锆石和磷灰石。黑云英安斑岩样品(16GLA03、16GLA04)呈灰黑色，具似斑状结构(图3d)，斑晶(约30%)主要为石英(5%～10%)、斜长石(5%～10%)、黑云母(5%～10%)和角闪石(5%)。石英粒径0.2～1mm，具有溶蚀结构；自形双晶斜长石粒径0.1～2.5mm；黑云母粒径0.2～1mm(图4d)。基质与斑晶组成相同，但暗色矿物含量较高，主要为黑云母(5%～10%)和角闪石(5%～10%)，还可见副矿物锆石和磷灰石。

图4 格娄昂矿床英安斑岩与黑云英安斑岩显微岩相学特征(a、b)矿化英安斑岩及其主要金属矿物;(c、d)新鲜英安斑岩和黑云英安斑岩.Amp-角闪石;Py-黄铁矿.RL-反射光；PPL-透射光；CPL-正交偏光Fig.4 Photomicrographs of representative dacite porphyry and biotite dacite porphyry in the Gelouang deposit(a, b) mineralized dacite porphyry and its dominant ore minerals; (c, d) fresh dacite porphyry and biotite dacite porphyry. Amp-amphibole; Py-pyrite. RL-reflected light; PPL-plane-polarized transmitted light; CPL-cross-polarized transmitted light

锆石与磷灰石单矿物分选在河北省区域地质矿产调查研究所完成，将野外采集的样品破碎至80～120目，通过电磁与重液分选，在双目镜下挑选透明且晶形完好的锆石与磷灰石。挑选代表性的锆石与磷灰石分别放入环氧树脂靶表面，待其固化后打磨抛光。然后对单矿物靶上锆石和磷灰石单矿物拍摄透、反射光及阴极发光照片，该工作在中国地质科学院矿产资源研究所完成。

锆石原位LA-ICP-MS U-Pb定年工作在中国科学院广州地球化学研究所同位素国家重点实验室完成，选取晶形良好、无色透明的锆石，并在其无裂隙、包裹体的位置进行。采用Resolution公司Resolution M50 Agilent 7500a电感耦合等离子体质谱仪(ICP-MS)，激光器为Resolution M50 ArF准激光器(波长193nm)。测试激光束斑直径为30μm。元素含量标样采用美国国家标准技术研究院研制的人工合成硅酸盐标样NIST 610，锆石U-Pb年龄标样为Temora(417Ma, Blacketal., 2004)。

磷灰石原位LA-ICP-MS U-Pb年龄测试和锆石Lu-Hf同位素分析在中国地质调查局天津中心同位素实验室完成。所运用的激光剥蚀多接收器电感耦合等离子体质谱仪(LA-MC-ICP-MS)是由NEW WAVE 193-FX-ArF准分子激光器与Thermo Fisher 公司Neptune型ICP-MS组成，使用He气作为载气来运载激光剥蚀产生的物质。

选取晶形良好、无色透明的磷灰石，并在其无裂隙、包裹体的位置进行U-Pb年龄测试。激光束斑直径为40μm，元素含量标样使用NIST 610。磷灰石U-Pb年龄标样采用Otter Lake(913Ma, Barfodetal., 2005)。数据处理采用ICPMSDataCal 11.8程序(Liuetal., 2010)，普通铅校正使用Andersen (2002)方法，年龄计算和数据处理使用Isoplot 3.0程序(Ludwig, 2003)，详细实验方法与参数详见Yuetal. (2020a)。

锆石Lu-Hf同位素测点选择在已打U-Pb年龄测点相同或同等位置进行，激光束斑直径为50μm，测试使用GJ-1作为标样，176Hf/177Hf为0.282015±19(2σ)(Elhlouetal., 2006)，176Lu的衰变系数为1.865×10-11(Schereretal., 2001)，使用176Hf/177Hf=0.282785±11(2σ)和176Lu/177Hf=0.0336±1(2σ)来计算εHf(t)的值(Blichert-Toft and Albarède, 1997)，详细实验方法与参数详见Gengetal. (2017)。

图5 典型锆石阴极发光图像(a)和LA-ICP-MS锆石U-Pb年龄谐和图(b、c)Fig.5 Representative zircon cathodoluminescence images (a) and LA-ICP-MS zircon U-Pb concordia diagrams (b, c)

图6 LA-ICP-MS磷灰石U-Pb年龄谐和图Fig.6 LA-ICP-MS apatite U-Pb concordia diagrams

对采集的新鲜岩石样品进行清洗破碎至200目后，在河北省区域地质矿产调查研究所进行主量元素分析。采用AxiosMax X射线荧光光谱仪(XRF)测试，FeO采用滴定分析，精度可达1%以内。微量和稀土元素分析在中国地质科学院地球物理地球化学勘查研究所完成，微量与稀土元素分析所应用仪器为美国Thermo公司X Serise Ⅱ电感耦合等离子体质谱仪。首先使用酸溶法对样品进行预处理，再运用ICP-MS法测定，精度优于5%。

4 分析结果

4.1 锆石U-Pb年代学

英安斑岩(16GLA01)与黑云英安斑岩(16GLA03)LA-ICP-MS锆石U-Pb测年结果见表1。阴极发光图像显示样品锆石自形程度较好，长为100～250μm，宽50～150μm，多呈长柱状晶体，发育振荡环带结构(图5a)，与典型岩浆锆石特征一致。英安斑岩样品40个锆石测点中有8个测点谐和度较低，2个测点为继承锆石，其206Pb/238U年龄分别为272±4Ma和792.9±10.7Ma；其余30个测点Th/U比值为0.05～0.26，206Pb/238U年龄范围为231±2Ma～259.4±3Ma，下交点年龄为250.8±2.5Ma(MSWD=1.02，n=30；图5b)。

基坑开挖过程中，通过对监测点的测量观测，未发现有位移和沉降变化。同时基坑开挖过程中未发现有漏水的现象，钢管桩+高压旋喷桩形成了一个阻水层。后经过两场大雨考验，该基坑位移和沉降也未发生变化，保证了基坑附近建筑的安全，同时为地下室施工提供了良好的施工条件。该基坑项目于基坑支护完成3个月后进行回填。

黑云英安斑岩样品35个锆石测点中有5个测点的谐和度较低，9个测点为继承锆石，其206Pb/238U分别为1821±20Ma、1604±24Ma、285±7Ma、506±9Ma、2029±28Ma、2195±27Ma、1648±41Ma、272±3Ma和279±3Ma；其余21个测点Th/U比值为0.03～0.23，206Pb/238U年龄范围为241.9±3Ma～263.8±3Ma，下交点年龄为252.9±3.4Ma(MSWD=0.45，n=21；图5c)。

4.2 磷灰石U-Pb年代学

英安斑岩 (16GLA01)与黑云英安斑岩(16GLA03)LA-ICP-MS磷灰石U-Pb测年结果见表2。英安斑岩23个磷灰石测点下交点年龄为248.9±7.3Ma(MSWD=1.05，n=23；图6a)。黑云英安斑岩28个磷灰石测点下交点年龄为249.7±7.9Ma(MSWD=1.7，n=28；图6b)

表1 LA-ICP-MS锆石U-Pb定年结果

续表1

图7 夏河-合作多金属矿集区三叠纪花岗质岩石锆石Lu-Hf同位素组成(a)锆石εHf(t)-t图解；(b) εHf(t)频率直方图；(c) tDM2频率直方图. 数据来源：Luo et al., 2012; 韦萍, 2013; Li et al., 2015a; Qiu and Deng, 2017; Yu et al., 2019; 耿建珍等, 2019Fig.7 Variations of εHf(t) values versus U-Pb ages (Ma) of zircons of the Triassic granitoids in the Xiahe-Hezuo polymetallic district(a) variations of εHf(t) values versus U-Pb ages (Ma) of zircons; (b) histograms of εHf(t) values; (c) histograms of corresponding two-stage Hf model ages (tDM2). Data sources: Luo et al., 2012; Wei et al., 2013; Li et al., 2015; Qiu and Deng, 2017; Yu et al., 2019; Geng et al., 2019

4.3 锆石Lu-Hf同位素

英安斑岩(16GLA01)与黑云英安斑岩(16GLA03)样品锆石Lu-Hf同位素分析结果见表3。英安斑岩锆石εHf(t)值范围为-12.69～-7.84，二阶段模式年龄tDM2为2.08～1.78Ga(图7)，176Hf/177Hf值为0.282256～0.282388。除6个点(4、11、20、24、32、34)外，其余测点176Lu/177Hf值均小于0.002(表3)。黑云英安斑岩锆石εHf(t)值范围为-13.88～-8.61，二阶段模式年龄tDM2为2.15～1.82Ga(图7)，176Hf/177Hf值为0.281857～0.282370。除9个点(3、5、7、12、19、20、22、27、33)外，其余测点176Lu/177Hf值均小于0.002(表3)，说明大多数锆石形成后放射性成因Hf积累有限，176Lu/177Hf能较好反应其形成过程Hf同位素组成(吴福元等, 2007)。

表2 LA-ICP-MS磷灰石U-Pb定年结果

续表3

Continued Table 3

测点号t(Ma)176Yb/177Hf2σ176Lu/177Hf2σ176Hf/177Hf2σεHf(0)εHf(t)tDM1(Ma)tDM2(Ma)fLu/Hf-272600.0224120.0004820.0006330.0000120.2823210.000016-15.9-10.413021934-0.98-282470.0042750.0001420.0001320.0000040.2823260.000016-15.8-10.412781926-1.00-292490.0073730.0000470.0002280.0000030.2823290.000014-15.7-10.212771918-0.99-302530.0006110.0000060.0000150.0000000.2823210.000016-15.9-10.412811932-1.00-332540.0103020.0000280.0003570.0000010.2823220.000015-15.9-10.412901931-0.99黑云英安斑岩(16GLA03)继承锆石-418210.0383140.0007320.0012540.0000140.2816560.000020-39.5-0.422512501-0.96-916040.0175540.0000550.0006020.0000020.2817150.000021-37.4-2.421332454-0.98-152850.0105420.0000440.0003500.0000020.2823330.000015-15.5-9.312761889-0.99-165060.0407560.0007840.0013940.0000280.2824570.000020-11.1-0.511361498-0.96-1820290.0185590.0003910.0006540.0000140.2817410.000019-36.48.020992142-0.98-2121950.0078890.0000230.0003110.0000010.2814760.000019-45.82.824392590-0.99-2316480.0164900.0001780.0005540.0000050.2815030.000018-44.9-8.824162886-0.98-312720.0395430.0000660.0014490.0000050.2822130.000021-19.8-14.114832176-0.96-342790.0215820.0002570.0007740.0000120.2823090.000017-16.4-10.413231949-0.98

表4 英安斑岩和黑云英安斑岩主量元素(wt%)与微量元素(×10-6)分析结果

图8 格娄昂矿床英安斑岩和黑云母英安斑岩地球化学与构造环境图解(a) TAS图解(据Le Maitre, 1989)；(b) K2O-SiO2图解(据Peccerillo and Taylor, 1976)；(c) A/NK-A/CNK 图解(据Maniar and Piccoli, 1989)；(d) Th/Yb-Ta/Yb图解(据Gorton and Schandl, 2000)；(e) Ta-Yb图解(据Pearce et al., 1984)；(f) R2-R1图解(据Batchelor and Bowden, 1985).A/CNK=Al2O3/CaO+Na2O+K2O；A/NK=Al2O3/Na2O+K2O；R1=4Si-11(Na+K)-2(Fe+Ti)；R2=6Ca+2Mg+Al；夏河-合作矿集区三叠纪花岗质岩石数据来源：靳晓野等, 2013；骆必继，2013；韦萍等，2013；徐学义等，2014；Qiu and Deng, 2017Fig.8 Lithogeochemistry and tectonic discrimination diagrams of dacite porphyry and biotite dacite porphyry in the Gelouang deposit(a) TAS diagram (after Le Maitre, 1989); (b) K2O vs. SiO2 diagram (after Peccerillo and Taylor, 1976); (c) A/NK vs. A/CNK diagram (after Maniar and Piccoli, 1989) (d) Th/Yb vs. Ta/Yb diagram (after Gorton and Schandl, 2000); (e) Ta vs. Yb diagram (after Pearce et al., 1984); (f) R2 vs. R1 diagram (after Batchelor and Bowden, 1985). (A/CNK=Al2O3/CaO+Na2O+K2O, A/NK=Al2O3/Na2O+K2O; R1=4Si-11(Na+K)-2(Fe+Ti); R2=6Ca+2Mg+Al; Data of the Triassic granitoids of the Xiahe-Hezuo polymetallic district sources: Jin et al., 2013; Luo et al., 2013; Wei et al., 2013; Xu et al., 2014; Qiu and Deng, 2017

4.4 岩石地球化学特征

4.4.1 主量元素

4件样品(英安斑岩16GLA01、16GLA02；黑云英安斑岩16GLA03、16GLA04)主量和微量元素地球化学分析结果见表4。本文主量元素地球化学讨论中将其含量换算为100%。英安斑岩SiO2含量为67.79%～67.84%，Al2O3含量为16.68%～16.77%，MgO含量为1.53%～1.58%，K2O含量为2.98%～2.99%，Na2O含量为2.83%～2.88%，K2O/Na2O在1.03～1.06之间，Mg#值为45.6～46.4，具有高Al低Mg的特点。黑云英安斑岩SiO2含量为63.62%～63.76%，Al2O3含量为16.67%～16.82%，MgO含量为4.06%～4.13%，K2O含量为2.65%～2.70%，Na2O含量为2.39%～2.41%，K2O/Na2O在1.10～1.13之间，Mg#值为59.9～60.0。在TAS判别图解中，英安斑岩样品均落入英安岩区，黑云英安斑岩样品与英安斑岩样品相比更靠近安山岩，位于安山岩与英安岩区域边界(图8a)。SiO2-K2O图解显示英安斑岩和黑云英安斑岩属于高钾钙碱性系列(图8b)，A/CNK=1.09～1.112，A/NK=2.103～2.455，属于过铝质系列岩石(图8c)。

4.4.2 微量元素

图9 英安斑岩和黑云英安斑岩球粒陨石标准化稀土元素配分模式图(a)与原始地幔标准化微量元素蛛网图(b)(标准化值据Sun and McDonough, 1989)西秦岭印支期花岗质岩石数据来源：靳晓野等, 2013; 骆必继, 2013; 韦萍等, 2013; 徐学义等, 2014; Qiu and Deng, 2017Fig.9 Chondrite-normalized REE patterns (a) and primitive mantle-normalized trace element spider diagrams (b) of dacite porphyry and biotite dacite porphyry (normalization values after Sun and McDonough, 1989)Data of Triassic granitoids in West Qinling sources: Jin et al., 2013; Luo et al., 2013; Wei et al., 2013; Xu et al., 2014; Qiu and Deng, 2017

5 讨论

5.1 成矿前早三叠世岩浆作用

格娄昂金矿床赋矿英安斑岩与黑云英安斑岩接触带不发育烘烤边和冷凝边(图3b)，暗示二者同时侵位。锆石U-Pb年龄分别为250.8±2.5Ma、252.9±3.4Ma，磷灰石U-Pb年龄为248.9±7.3Ma、249.7±7.9Ma，在误差范围内一致，表明英安斑岩与黑云英安斑岩同时于早三叠世侵位，并经历1～4Ma的冷却过程。Yuetal. (2019)报道了早子沟英安斑岩脉侵位年龄为246.1±5.2Ma和248.1±3.8Ma。耿建珍等(2019)在早子沟金锑矿床中得到矿化英安斑岩锆石U-Pb年龄为235.3±3.3Ma。张德贤等(2015)得到德乌鲁岩体石英闪长玢岩锆石U-Pb年龄为245.8±1.7Ma和242.4±1.9Ma。徐学义等(2014)得到阿姨山花岗闪长岩锆石U-Pb年龄为241.6±4Ma，德乌鲁花岗闪长岩岩体锆石U-Pb年龄为233.5±1.5Ma。Guoetal. (2012)报道岗察岩体辉长闪长岩和矿化闪长岩锆石U-Pb年龄分别为243.8±1.0Ma和234±0.6Ma。上述年代学结果表明，甘南地区花岗质岩石主体形成于252.9～233.5Ma，与格娄昂英安斑岩与黑云英安斑岩都是西秦岭早三叠世岩浆活动的产物。

早子沟金矿床位于格娄昂金矿床东南方向1km，二者具有相似的赋矿岩石、控矿构造和蚀变矿化特征。由于矿区内的中酸性岩脉均被金矿体穿插，且部分岩脉发生强烈的金矿化并形成工业矿体，隋吉祥和李建威(2013)认为早子沟金矿床成矿年代晚于中酸性岩脉侵位年代(233Ma)。他们进而对板岩矿石和脉岩矿石中绢云母分别进行40Ar/39Ar定年，得到坪年龄为219.4±1.1Ma和230±2.3Ma。尽管隋吉祥和李建威(2013)认为230±2.3Ma可能代表早子沟矿床金成矿年代，而219.4±1.1Ma可能是后期热事件导致放射性成因Ar丢失造成的。但考虑到本文得到的脉岩冷却过程持续约1～4Ma，因此脉岩绢云母40Ar/39Ar定年得到的230Ma很可能是脉岩侵位冷却的年龄，而219.4Ma可能为成矿年龄。Qiuetal. (2020)对早子沟矿床中的热液独居石进行U-Pb定年，得到热液独居石的结晶年龄为211.1±3.0Ma，认为该期热液独居石结晶年龄代表了金的成矿年龄。尽管目前尚未有格娄昂金矿床的成矿年代学数据发表，考虑到它与早子沟金矿床相近的地理位置、相似的地质特征，格娄昂金矿床的成矿年代也应为219～211Ma。因此，结合矿体穿切英安斑岩与黑云英安斑岩这一地质现象，我们认为早三叠的岩浆活动并不是格娄昂矿床金成矿的主导因素。

5.2 赋矿岩石成因

格娄昂金矿床英安斑岩和黑云英安斑岩样品锆石εHf(t)值为-13.88～-7.84，均落在球粒陨石演化线之下，对应二阶段Hf模式年龄为2.15～1.78Ga，主要集中于2.0～1.9Ga，表明英安斑岩与黑云英安斑岩主要来源于元古宙地壳物质部分熔融。其中一个测点的εHf(t)值达到了-26.65，对应的二阶段Hf模式年龄为2.96Ga，暗示了该地区可能还存在太古宙地壳物质。此外，样品变化范围较大的εHf(t)值，也说明其源区也存在一定的不均一性。耿建珍等(2019)和Yuetal. (2019)获得早子沟英安斑岩εHf(t)值分别为-12.78～-8.76和-12.5～-8.9，其对应的tDM2分别为2.07～1.82Ga和2.08～1.84Ga；双朋西花岗闪长岩εHf(t)=-4.7～-3.6，tDM2为1.57～1.49Ga(Luoetal., 2012)；夏河花岗闪长岩εHf(t)=-11.0～-4.0，tDM2为1.97～1.53Ga(韦萍, 2013)；同仁花岗闪长岩εHf(t)=-5.9～-0.6，tDM2为1.64～1.32Ga(黄雄飞等, 2014)；德乌鲁杂岩体εHf(t)=-8.0～-3.3，tDM2为1.78～1.48Ga(Qiu and Deng, 2017)，表明西秦岭甘南夏河-合作矿集区广泛发育的早三叠世岩浆作用是元古宙下地壳部分熔融的产物。英安斑岩与黑云英安斑岩Mg#值范围分别为45.6～46.4和59.9～60.0，高于玄武质下地壳部分熔融产生的熔体(Mg#<45, Rapp and Watson, 1995)，表明其在形成过程中可能存在基性物质参与。

格娄昂金矿床英安斑岩和黑云英安斑岩锆石与磷灰石U-Pb同位素年龄在误差范围内一致，微量元素与稀土元素配分模式基本相同(图9)，且在接触边界未观察到冷凝边或烘烤边(图3b)，表明它们可能是相同源区、同一次岩浆作用的产物。此外，它们轻重稀土分异明显，(La/Yb)N=31.07～40.59，明显高于上地壳(11.35; Rudnick and Gao, 2003)；较低的Yb(0.89×10-6～1.02×10-6)和Y(10.55×10-6～11.87×10-6)含量，表明它们源区的部分熔融可能受到石榴子石的控制，且源区位置较深(Rapp and Watson, 1995)。同时，英安斑岩和黑云英安斑岩具有较弱的Eu负异常，Sr元素存在一定亏损，表明源区可能存在斜长石残留或者发生了斜长石的分离结晶。在部分熔融过程中，Nb、Ta主要进入角闪石，导致Nb、Ta的亏损(Rollinson, 1993)。由此可见，在熔体形成时，源区主要残留矿物为角闪石、斜长石和石榴子石。

5.3 对地球动力学背景的约束

西秦岭地区岩浆岩及其构造演化等方面研究成果丰富(张本仁, 2002; 邱庆伦等, 2008;李婷等, 2012; 骆必继等, 2012; 骆必继, 2013; 黄雄飞等, 2013; Yangetal., 2015b; Qiu and Deng, 2017; Qiuetal., 2018)。张克信等(1999)与王永标等(1997)、Wang and Yang (2004)发现阿尼玛卿地区发育早二叠世茅口期生物礁，但缺失晚二叠世地层，认为阿尼玛卿洋在晚二叠末闭合。王国灿等(2004)在研究马尔争-布青山的构造混杂岩带时，发现二叠系格曲组与下伏地层二叠系马尔争组和树维门科组呈角度不整合相接触，提出阿尼玛卿-勉略洋盆的闭合时间为中-晚二叠世之交。骆必继等(2012)认为在后碰撞环境下，俯冲的阿尼玛卿洋壳发生断离导致软流圈上涌，使地幔发生了部分熔融形成幔源岩浆，幔源岩浆在侵位过程中使下地壳发生部分熔融，形成美武岩体花岗质岩石(241.6±4Ma)。以上观点表明阿尼玛卿-勉略洋在早三叠世前已经闭合，且在早三叠世西秦岭地区已经处于后碰撞早期的构造环境。

然而，近些年来部分学者给出了西秦岭在早三叠世正处于与俯冲有关的活动大陆边缘环境的证据。金维浚等(2005)提出冶力关(245±6Ma)、夏河(238±4Ma)花岗岩具有埃达克岩的地球化学特征，与加厚下地壳的部分熔融有关，可能形成于印支早期古特提斯洋北部消减形成的活动陆缘环境。韦萍等(2013)通过岩石地球化学、年代学和Sr-Nd-Pb同位素地球化学研究，认为夏河花岗岩(244～248Ma)形成过程中有幔源岩浆参与，其形成于大陆边缘弧构造环境，表明西秦岭地区阿尼玛卿洋盆的闭合时间不早于244Ma。黄雄飞等(2014)报道了舍哈力吉石英二长岩侵位年龄为234.1±0.5Ma，认为三叠纪早期古特提斯洋壳俯冲极性的改变导致西秦岭区域形成了呈线性分布的印支期岩浆岩带。岳远刚(2014)通过对地层剖面、碎屑锆石年代学及砂岩地球化学研究，认为三叠系洪水川组砂岩具有活动大陆边缘的构造环境特征，将阿尼玛卿洋盆的闭合时间约束到中-晚三叠世。

格娄昂矿床英安斑岩和黑云英安斑岩侵位于约251Ma，具有过铝质高钾钙碱性岩石特征。在Ta-Yb构造环境判别图解中，样品均投点于火山弧花岗岩范围(图8e)，说明它们的形成与俯冲洋壳部分熔融有关。所有样品都表现出负Nb异常，其他高场强元素也存在不同程度的亏损，也表明该期岩浆活动与俯冲有关(Briqueuetal., 1984)。在R2-R1构造环境图解中，样品具有碰撞前构造环境的花岗岩特征(图8f)，且Th/Yb-Ta/Yb图中显示出活动大陆边缘特征(图8d)。此外，这些岩体的形成年龄与东昆仑地区广泛分布的花岗质岩石年龄一致(Chenetal., 2012; Lietal., 2015a)，确定了印支早期西秦岭与东昆仑地区的岩浆活动是由古特提斯洋的俯冲消减引起的(Yanetal., 2014; Zhangetal., 2014)。印支早期阿尼玛卿-勉略洋正处于俯冲环境，俯冲板片引起下地壳发生部分熔融，形成中酸性岩浆，侵位、冷凝形成格娄昂英安斑岩和黑云英安斑岩，由此证明在早三叠世西秦岭地区正处于与洋壳俯冲有关的碰撞前活动大陆边缘环境。