5.2.3 小柳沟花岗岩
小柳沟花岗岩体位于北祁连加里东造山带南部前寒武纪残块，为一复式岩体。地表花岗岩体零星分布于矿区的中南部和北部，形态复杂，呈不规则状、透镜状、似椭圆状，长度一般20～225m，宽10～70m（图5-22）。岩体侵入于朱龙关上岩组及下岩组中，岩石类型有花岗斑岩和二长花岗岩等。
图5-22 小柳沟矿区地质略图
（据安涛等，2002修改）
Q4﹒第四系；Ph（Ca）﹒钙质千枚岩；Ph（Chs）﹒绿泥绢云千枚岩；Ph（sch）﹒绢云绿泥千枚岩；Ph（C）﹒碳质千枚岩；Ph（cs）﹒含碳绢云千枚岩；Qzt﹒石英岩；Ls﹒灰岩；Sp﹒千枚状细砂岩；Tβ﹒玄武质凝灰岩；β﹒玄武岩；Smb﹒角闪云母片岩；Sk﹒矽卡岩；γπ﹒花岗斑岩；q﹒石英脉
小柳沟矿区深部经部分钻孔揭露，发现有隐伏花岗岩体发育。隐伏花岗岩体在小柳沟钨矿床ZK21钻孔、世纪钨矿床ZK661钻孔和祁宝钨矿床ZK801钻孔等可见，分布于2700～2750m标高以下。但由于工程揭露有限，其岩体的形态和产状尚不十分清楚。从目前掌握的资料来看，岩体为由灰白色二长花岗岩、红色二长花岗岩、似斑状二长花岗岩和似斑状花岗闪长岩等组成的复式岩体，内部穿插伟晶花岗岩脉。斜长花岗斑岩为灰白色，斑状结构，块状构造，斑晶主要为斜长石（25%）、石英（10%），基质为微晶结构，矿物为斜长石、石英及不透明矿物等，含量约65%，见有绢云母化、褐铁矿化。二长花岗岩呈灰白肉红色，花岗结构、似斑状结构，块状构造，主要矿物为斜长石（30%～35%）、石英（25%～35%）、钾长石（30%～40%）、黑云母（1%～4%）、白云母（1%～2%），岩石普遍遭受叶腊石化、高岭土化、星点状黄铜矿化、辉铋矿化及星点状、团块状辉钼矿化。似斑状二长花岗岩斑晶以钾长石和石英为主，为半自形他形粒状，斑晶含量为10%～20%之间。岩石也具较强的高岭土化、硅化。同时在岩石中可见星点状、团块状、细脉状辉钼矿，细脉状辉钼矿主要分布于沿裂隙侵入的石英细脉两壁。花岗闪长岩为浅灰色，似斑状结构、花岗结构，矿物成分主要为斜长石（50%）、石英（27%）、钾长石（15%）和黑云母（7%）及少量白云母、碳酸盐矿物等。
对小柳沟复式岩体的侵位时间主要存在以下几组年龄数据（贾群子等，2007）：地表斜长花岗斑岩全岩的KAr表面年龄为（347．07±6．10）Ma；地表二长花岗岩单颗粒锆石U-Pb年龄（305．3±0．3）—（305．7±6．0）Ma；隐伏二长花岗岩4组锆石年龄拟合得到的谐和线下交点年龄为230Ma。另外，在ZK60孔石英脉型钼矿石白云母的KAr年龄313Ma；ZK21孔隐伏二长花岗岩全岩KAr年龄为（186．39±3．13）Ma。这些由不同单位采用不同定年方法所获得的年龄数据有较大变化区间，其时代从海西期延续到燕山期。贾群子等（2007）将U-Pb年龄解释为岩体形成时间，KAr年龄代表岩体形成后的热事件时间。而上述所列的岩体年龄数据存在较多的矛盾，如岩体锆石U-Pb年龄小于KAr年龄、二长花岗岩年龄小于矿石白云母年龄等，均与理论或地质事实不符。
毛景文等（1999）对本区产于石英硫化物脉中辉钼矿ReOs定年，其模式年龄为（436±12）—（496±32）Ma。本次研究中对世纪ZK661钻孔和主平硐含钼石英脉的辉钼矿分别进行ReOs定年，获得模式年龄分别为（427．4±6）Ma、（428．2±6）Ma，与毛景文等（1999）获得辉钼矿年龄的下限值在误差范围内完全一致。由于含钼石英脉在花岗岩中沿裂隙发育，钼矿化形成晚于花岗岩体形成时间，所以由辉钼矿给出的矿化时间应是花岗岩侵位下限，因此，小柳沟隐伏花岗岩的侵位时间不应晚于430Ma，属于加里东晚期岩体，而不是华力西或印支期岩体。
在钻孔编录过程中可以明显观察到，含钼的二长花岗岩遭受了明显的热液蚀变作用，其锆石是否遭受了热液作用改造，由于缺乏岩相学和锆石结构的资料，对锆石U-Pb年龄是反映了热液改造时间还是岩体侵位时间，抑或是不具任何地质意义的混合年龄均无从限制。因此，本书仍根据此次辉钼矿ReOs定年结果，认为小柳沟花岗岩应为加里东期花岗岩体。
5．2．3．1 小柳沟花岗岩类岩石常量、微量和稀土元素地球化学
小柳沟花岗岩类岩石的常量、微量和稀土含量分别见表5-7、表5-8，成矿元素含量见表5-9。从表中可见，小柳沟花岗岩SiO2含量在65%～77%之间，在硅碱图解（图5-23）中，小柳沟花岗岩样品除1个样品具有明显高的碱含量而落在石英二长岩范围内，其余样品均落在了花岗闪长岩和花岗岩区。岩石化学定名与根据矿物含量的岩石定名存在有一定差别，后者较前者碱含量系统的偏低，硅质偏高，可能与岩石普遍遭受后期热液蚀变有关。在铝碱指数图解中（图5-24），花岗岩显示过铝质特征，ACNK指数范围较宽，从小于1．1到明显大于1．1，显示从准铝质到强过铝质的较大变化，岩体既有I型花岗岩的组成特征，又具典型S型花岗岩的强过铝质特征。在花岗岩常量元素Harker图解中（图5-25），小柳沟花岗岩SiO2以72%为界，在不同区间出现不同的变化趋势。在SiO2＜72%范围内，SiO2除与Al2O3保持相对明显的负相关关系外，与其他常量元素关系复杂，而在SiO2＞72%区间内，SiO2与其他常量元素保持单调的消长关系，但总体上仍显示较为连续的变化趋势。在K2ONa2O图解（图5-26），花岗岩样品部分落在I型花岗岩区，部分落于S型花岗岩区，少量落在混合区，表明岩石成因较为复杂。花岗岩除去2件出露地表的斜长花岗斑岩和二长岩样品，表现出K2O明显偏低外，其余样品属于钙碱系列到高钾钙碱系列（图5-27）。
表5-7 小柳沟花岗岩常量元素组成（%）
表5-8 小柳沟花岗岩微量、稀土元素组成（×10－6）
续表5-8
表5-9 小柳沟花岗岩成矿元素含量（×10－6）
图5-23 小柳沟花岗岩硅碱图解
（底图据Middlemost，1994）
图5-24 小柳沟花岗岩ACNKANK指数图解
小柳沟花岗岩球粒陨石标准化的稀土配分曲线显示LREE分异较强，HREE分异较弱的明显右倾样式。除斜长花岗斑岩不具明显Eu负异常外，其余样品均显示中等到强的Eu负异常（图5-28）。其中花岗闪长岩（ZK6614，XLG7）具有较强的LREE／HREE分异、较弱的Eu负异常，（La／Yb）N＝19．7～23．8，δEu＝0．568～0．691；而二长花岗岩样品的稀土配分曲线具有较大的变化，曲线样式从明显的右倾（与花岗闪长岩类似，如ZK6613，ZK66118）到相对平坦的上凹样式，（La／Yb）N＝1．3～14．1，δEu＝0．11～0．672，大多数二长岩发育明显的Eu负异常。花岗闪长岩到二长花岗岩显示（La／Yb）N逐渐变小，而Eu异常逐渐增强的趋势，可能与岩浆结晶分异作用逐渐增强有关。同时Eu相对其他REE亏损的前提，是岩浆中Eu主要以Eu2＋形式存在。只有当Eu在熔体中以Eu2＋形式存在时，才会使Eu优先进入斜长石，而随着斜长石结晶分异使岩浆Eu相对其他REE3＋发生相对的亏损，而表现出Eu负异常。而岩浆中Eu2＋为主，则意味着岩浆是在相对低氧逸度条件的相对还原的环境。小柳沟花岗岩Eu负异常总体上要比野牛滩花岗岩明显的多，可能反映两者岩体成生的物理化学条件存在一定差异。
图5-25 小柳沟花岗岩常量元素Harker图解
（纵、横轴均为%）
图5-26 小柳沟花岗岩K2ONa2O图解
图5-27 小柳沟花岗岩岩体SiO2K2O图解
图5-28 小柳沟花岗岩石球粒陨石标准化的稀土配分曲线
在原始地幔标准化的微量元素蜘蛛网图中（图5-29），总体显示强不相容元素相对富集，曲线总体右倾的特征。大离子亲石元素Rb、Ba、K、Sr等出现负异常或可变的负异常到正异常，其中Sr负异常表现明显。高场强元素除Ti表现为明显的负异常外，U、Th、Nb、Ta相对相邻元素也有相对的富集或亏损。大离子亲石元素（LILE）由于很容易受热液蚀变影响发生迁移而产生正或负的异常，而高场强元素（HFSE）则不易受热液活动影响而发生变化，因此能够较好地反映岩石的固有特征。Ti明显的亏损特征与花岗岩起源于壳源物质、继承地壳亏损Ti特征有关，而Sr明显亏损与Eu明显亏损相一致，与斜长石的分异结晶有关。
图5-29 小柳沟花岗岩原始地幔标准化的微量元素蜘蛛网图
（原始地幔数据据McDona＆Sun，1995）
从稀土元素不同参数δEu、（La／Sm）N、（Gd／Yb）N、（La／Yb）N、∑REE之间协变关系（图5-30）可以看出，随着岩浆结晶分异程度的增加（δEu数值变小），（La／Sm）N、（Gd／Yb）N、（La／Yb）N、∑REE呈现同步单调变化，反映岩浆由早到晚演化过程中，富LREE而亏损HREE的矿物先期结晶析出，残留熔体LREE与HREE之间分异程度逐渐减小。上述参数的同步消长关系，可能与长石类矿物从熔体中不断结晶分离有关。而从SiO2与（La／Yb）N、∑REE协变关系可以看出，随着岩浆酸度的增加，后两者不断减小，也同样显示在岩浆演化进程中，LREE相对富集矿物如副矿物（一般富集REE）优先结晶分离，而残留的熔体将变得越来亏损稀土。
图5-30 小柳沟花岗岩稀土元素参数协变关系
小柳沟花岗岩类岩石除地表斜长花岗斑岩具有明显低的Y／Ho比值11．56外，隐伏花岗岩的Y／Ho比值介于21．53～34．73之间，平均值为29．45±3．96（n＝20）。隐伏花岗岩Zr／Hf比值介于16．06～34．19，平均值为21．56±6．50（n＝7）；Nb／Ta比值介于2．73～10．49之间，平均值为5．55±2．12（n＝11）。花岗岩的Y／Ho比值与球粒陨石Y／Ho比值28相比总体接近，与Bau（1996）所定义的火成岩样品Y／Ho比值的CHARAC（CHArgeRAdius-Controlled）范围24～34几乎相同。花岗岩的Zr／Hf明显低于球粒陨石的比值38，也明显偏离CHARACZr／Hf比值26～46的范围（Bau，1996）。花岗岩Nb／Ta比值不仅低于球粒陨石，也明显低于地壳的比值。非球粒陨石的比值原因可能与结晶分离过程或流体作用有关，也可能与源区的组成存在一定关系。
长英质岩石中ZrHf、NbTa通常是不相容元素，且浓集在残留的硅酸盐流体直至锆石饱和（Watson，1979；Watson＆Harrison，1984）。由于锆石非常稳定，其他造岩矿物具有非常低的Zr、Hf分配系数（Green，1994），结合Zr、Hf的能力较弱（Rubinetal，1993），因此锆石的结晶限制了Zr、Hf在岩浆中可能发生强烈的富集（Dostal＆Chatterjee，2000）。
小柳沟花岗岩SiO2与Zr呈弱的线性负相关而与Nb存在弱的正相关关系［图5-31（a）］，前者指示随着岩浆演化进行可能有锆石分离结晶过程的发生，而后者则指示随着岩浆演化Nb在岩浆熔体中逐渐浓集。Zr／Hf在岩浆过程中的分馏受到熔体组成的控制（Linnen＆Keppler，2002）。其中在过碱质熔体中锆石和熔体的Zr、Hf分配系数几乎相等，而在准铝质或过铝质熔体中锆石DHf／DZr介于0．5～0．2，因此锆石的分离将明显地降低花岗岩熔体的Zr／Hf比值（Linnen＆Keppler，2002）。小柳沟岩体作为典型的准铝质到过铝质花岗岩，SiO2与Zr、Zr／Hf显示较明显的线性负相关关系，指示随着岩浆分异演化Zr／Hf比值降低同时伴随Zr含量的减小。因此，小柳沟Zr／Hf比值的降低可能与岩浆分异过程中锆石的结晶分离作用有关［图5-31（b）］。
图5-31 小柳沟花岗岩SiO2与Zr、Nb（a）及Zr／Hf比值（b）协变关系
图5-32 小柳沟花岗岩（Nb／Ta）SiO2、Zr／Hf协变关系
CC为地壳
小柳沟花岗岩Nb／Ta比值明显低于陆壳的比值，显然NbTa之间发生了明显的分馏，其Nb／Ta与Zr／Hf、SiO2分别呈正相关和负相关关系（图5-32）。Zr／Hf、Nb／Ta同步变化指示两者可能受类似的因素控制。Nb／Ta比值的分馏通常涉及到Nb、Ta在金红石与流体或熔体之间分配关系。Green（1995）提出流体是作为一个导致大陆地壳Ta相对Nb富集的分馏过程。他推断金红石与含水流体相的作用将导致硅酸盐岩石的Nb／Ta比值明显降低。Lin‐nen＆Keppler（1997）提出了副矿物（如金红石）从岩浆中结晶，将导致残留的花岗岩Nb／Ta比值明显降低（他们认为金红石对Nb、Ta两元素，具有优先结合Nb的能力）。但一些新的实验数据显示（图5-33），Nb、Ta在金红石熔体分配系数一般小于或等于1（Horng＆Hess，2002；Schmidtetal，2004），如Nb、Ta在金红石熔体间的分配系数是花岗岩全岩组成、温度的函数，测定的DNb／DTa在0．32～0．57之间变化（Horng＆Hess，2002）；DNb／DTa对玄武质组成的熔体为0．45～0．55，对安山质组成的熔体为0．6左右，而含硅更高的酸性熔体为0．8～1．0，总起来具有小于1的特点（Schmidtetal，2004）。因此，金红石等富Nb、Ta矿物的分离结晶，将会导致残留熔体的Nb／Ta比值增大而非减小。显然，金红石等副矿物的分离结晶不能有效地解释小柳沟花岗岩的Nb／Ta比值偏低的现象。
图5-33 金红石Nb、Ta分配系数DNb／DTa［＝金红石（Nb／Ta）×熔体（Ta／Nb）］与SiO2关系图
（据Schmidtetal，2004）
Dostal＆Chatterjee（2000）对加拿大新斯科舍过铝质花岗岩的Zr／Hf、Nb／Ta比值调查结果，也同样显示出明显偏低的Nb／Ta（2．3～9．9）比值特征，其比值偏低原因被认为是流体作用的结果。地壳岩石深熔作用是壳源花岗岩形成的重要机制之一，而含水矿物脱水是导致变质岩石发生部分熔融的重要前提。角闪岩相变质作用过程中，角闪石为残留相的主要变质岩矿物之一。由于角闪石熔体间的Nb、Ta分配系数DNb／DTa为1．3～1．6（Foleyetal，2002），在深熔过程中以角闪石等残留矿物为主的变质岩将会导致Nb／Ta比值增大，而熔体则会相对变小。同时，变质流体与金红石等矿物作用，也会导致熔体的Nb／Ta比值偏低。因此，小柳沟花岗岩Nb／Ta比值明显偏低的原因不排除与流体参与有关。
5．2．3．2 小柳沟花岗岩Pb同位素特征
表5-10列出了本次研究获得的小柳沟花岗岩全岩铅同位素组成数据。在Zartman＆Doe（1981）铅构造模式图解中（图5-34），小柳沟花岗岩落在了构造演化线的右侧，反映岩石铅为异常铅，具有极高的206Pb／204Pb比值。从花岗岩岩石铅分布特点来看，小柳沟花岗岩岩石铅主要沿上地壳（UC）演化线分布，反映源区具有高U／Pb比值特征。另外，从岩石铅在208Pb／204Pb206Pb／204Pb图解中显示较窄的208Pb／204Pb变化和较大的206Pb／204Pb变化区间来看，源区具有明显高U／Th比值特征，这与花岗岩微量元素蜘蛛网图中U相对Th明显富集特征是一致的。由于在流体作用下U相对Th更容易活动，所以经过深变质作用的下地壳具有较低的U／Th比值。因此源区高U／Th比值特征，显示岩浆主要是由上地壳岩石部分熔融所形成。
表5-10 小柳沟花岗岩Pb同位素组成
同位素由宜昌矿产地质研究所同位素室分析
图5-34 小柳沟花岗岩全岩Pb构造模式图解
（据Zartman＆Doe，1981）
5．2．3．3 小柳沟花岗类岩石产生的构造环境与源区特征
小柳沟花岗岩样品在构造环境图解R1R2（图5-35）、（Y＋Nb）Rb和YNb（图5-36）中分别落于不同构造环境区间。在R1R2图解中小柳沟花岗岩主要围绕同碰撞花岗岩区分布，少量分散于地幔分异、碰撞前和造山后花岗岩区。而在（Y＋Nb）Rb和YNb图解中，花岗岩则主要显示为火山弧、同碰撞以及板内构造环境的过渡特征，具同碰撞构造属性。从小柳沟花岗岩ORG标准化的微量元素图解（图5-37）可进一步看出，本区花岗岩具有显著的Rb正异常、Ba负异常，可变的Th／Ta比值，CeYb相对ORG花岗岩主要显示亏损特征，这些特征与Pearceetal（1984）碰撞构造环境花岗岩相似。综合以上不同图解判别结果判断，小柳沟花岗岩应主要形成于同碰撞构造环境。
图5-35 小柳沟花岗岩构造环境R1R2图解
图5-36 小柳沟花岗岩构造环境（Y＋Nb）Rb和YNb图解
（据Pearceetal，1984）
图5-37 小柳沟花岗岩类岩石大洋花岗岩（ORG）标准化的微量元素分配曲线（据Pearceetal，1984）
小柳沟花岗岩样品在花岗岩源区判别图解（图5-38）中，绝大部分落于变质杂砂岩区（相当于黑云母片麻岩），仅有个别样品落在长英质的泥岩或变质角闪岩区，指示小柳沟花岗岩主要为变质杂砂岩部分熔融的产物，应属于典型的S型花岗岩。这与岩石铅同位素组成所指示的源区特征是一致的。
贾群子等（2007）对小柳沟地区花岗岩的氧同位素研究资料表明，地表二长花岗岩δ18O值为＋11．3‰，斜长花岗斑岩δ18O值为＋11．68‰，属于高氧花岗岩，而其初始Sr同位素比值分别为0．74422和0．76002，为高Sr花岗岩。高氧、高锶同位素比值特征，反映岩浆起源于陆壳硅铝岩石（贾群子等，2007），这与图5-38所给出的判别结果相似。
小柳沟花岗岩除个别样品Al2O3含量大于15%外，多小于15%；Y含量介于（2．89～43．3）×10－6之间，多数大于18×10－6；Yb含量介于（0．43～5）×10－6，多数大于1．9×10－6；Sr含量介于（8．2～447）×10－6之间，仅个别样品大于400×10－6，总体上显示相对富Y、Yb而贫Sr特征，与埃达克岩石地球化学组成存在明显的差异。Sr／Y比值除个别样品大于20外，其余均小于20，La／Yb比值也大多小于20，在埃达克岩石关键参数的地球化学图解（图5-39）中，小柳沟花岗岩除个别样品落在埃达克岩范围内，绝大多数样品均落在正常的岛弧岩浆岩区。因此，小柳沟花岗岩不属于埃达克岩石范畴。
综上所述，小柳沟花岗岩是在祁连加里东碰撞造山过程中形成的，主要为陆内俯冲构造作用的产物。伴随陆壳俯冲作用的进行，地壳收缩加厚，下插岩片沉积岩或变质岩通过增温变质，在岩石变质脱水流体作用下于一定深度发生局部熔融而形成花岗质岩浆，尔后上侵就位，其岩浆主要源于沉积物质的部分熔融产物。
图5-38 小柳沟花岗岩源区特征图解
（据Wolf，1994；Thompson，1996；PatinoDouce，1996，1999）
图5-39 小柳沟花岗岩埃达克岩判别图解
（据Richards＆Kerrich，2007）
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