野牛滩岩体

野牛滩岩体_祁连造山带与花岗

5.2.1　野牛滩岩体

野牛滩岩体出露于玉门市塔尔沟矿区北部，岩体呈NWSE向，长约33km，最大出露宽度10km，最窄2km，总面积280km²。大地构造位置处于北祁连山早古生代接合带与中祁连地块结合部位（图4-1）。岩体侵位于北大河岩群和朱龙关群，局部被下石炭统砂岩不整合覆盖其上（图5-1、图5-2）。岩体外接触带发育有宽500～800m的热蚀变带，北大河岩群碳酸盐岩夹层由于受到交代作用形成矽卡岩。岩体主要由似斑状花岗闪长岩石英二长岩岩基、花岗岩岩墙和晚期花岗岩株（脉）、伟晶岩脉、石英脉、正长闪长岩等组成。野牛滩岩体锆石²⁰⁶Pb／²³⁸U表面年龄统计权重平均值为（459．6±2．5）Ma（毛景文等，2000）；岩体的全岩单矿物（黑云母）RbSr年龄为441．97Ma；围岩全岩单矿物（黑云母、白云母）RbSr年龄为444．21Ma（邹治平等^[1]，1988），指示野牛滩花岗岩侵位主要发生在晚奥陶世。岩体周围发育塔尔沟钨矿、石硐沟银多金属矿床，是祁连西段一重要的成矿岩体。

岩石类型主要有似斑状花岗闪长岩、石英二长岩和二长花岗岩。似斑状花岗闪长岩具似

图5-1　野牛滩岩体地质图
（据王永和等，2008修改）

1﹒第四系；2﹒白垩系；3﹒石炭系二叠系；4﹒奥陶系；5﹒中新元古界朱龙关群；6﹒中新元古代托莱南山群；7﹒太古界元古界；8﹒似斑状花岗闪长岩；9﹒中粗粒花岗岩；10﹒正长岩；11﹒辉长辉绿岩；12﹒玄武岩；13﹒蛇纹石化超基性岩；14﹒灰岩、大理岩；15﹒地层和侵入边界；16﹒断层；I﹒镜铁山捷达坂中间地块；Ⅱ﹒柳沟峡南吊达坂玉石沟构造混杂岩带；Ⅲ﹒中祁连地块北缘

图5-2　野牛滩岩体剖面图
（据甘肃省地质勘查局，1969修改）

1﹒元古界北大河岩群黑云斜长片麻岩、片岩、千枚岩、板岩夹大理岩、斜长角闪岩；2﹒细粒花岗闪长岩；3﹒中粗粒花岗闪长岩；4﹒二长花岗岩；5﹒断层；6﹒相变界线；7﹒奥陶系阴沟群凝灰岩、千枚岩夹大理岩斑状结构，斑晶为钾长石，含量10%左右；基质为花岗结构，主要由斜长石（35%）、钾长石（35%）、石英（15%）、角闪石和黑云母（10%）组成。二长花岗岩具斑状结构和花岗结构，斑晶为钾长石（30%），基质为斜长石（40%）、石英（20%）和黑云母（10%）组成。脉岩主要有细粒花岗岩、电气石伟晶岩、正长闪长岩、石英闪长岩及含钨石英脉等。岩体总体外倾，倾角60°～70°。副矿物主要为榍石、磁铁矿、锆石、磷灰石和褐帘石等。热接触变质和热液交代作用强烈，形成500～700m宽的矽卡岩化和角岩化接触变质带，并伴有强烈的钨、银、铁等矿化。

5．2．1．1　野牛滩花岗岩常量、微量、稀土元素地球化学

野牛滩花岗岩类岩石的常量元素、稀土元素、微量元素和成矿元素分析结果分别见表5-1、表5-2、表5-3、表5-4。除暗色包体SiO₂含量较低（49%～52%），显示镁铁质岩浆组成特点之外，花岗岩的主体SiO₂含量在55%～72%之间变化，为中酸性到酸性岩类，晚期脉岩SiO₂含量介于70%～75%之间，为花岗质岩石。在SiO₂与其他常量元素Harker图解（图5-3）中可以看出，暗色包体与寄主的花岗岩具有明显不同的演化趋势，说明两者属于不同岩浆序列，是不同阶段岩浆作用的产物。暗色包体之外的其他花岗岩样品，除K2O与SiO₂之间不具明显的相关性之外，其他元素与SiO₂之间均显示出明显的正相关或负相关关系，样品之间呈现连续分布的特点，主要反映岩浆连续分异演化的特征。花岗脉岩或长英质岩脉作为最晚的岩浆产物，主要显示富硅、富钠的特点。

暗色包体铝饱和指数ACNK为0．5～1．1，为准铝质到轻微过铝质，显示I型花岗岩特点。花岗质岩石铝饱和指数介于0．8～1．3之间，除个别样品大于1．1显示强过铝质特征外，绝大多数样品则具有准铝质或轻微过铝质特点，主要显示I型花岗岩特点，少数属于S型花岗岩。在ACNKANK图解中（图5-4），花岗质岩石样品主要落在偏铝质区范围及其与过铝质区的分界处，个别样品具有过碱质特点。在ACNK指数随SiO₂变化趋势图解（图5-5）中，除去基性暗色包体和晚期的花岗质脉岩外，花岗闪长岩、二长岩以及黑云母花岗岩等花岗质岩石具有随SiO₂含量增加，ACNK指数变大的特点，I、S型花岗岩之间为连续过渡，并无明显的间断。从SiO₂与K₂O关系来看（图5-6），岩石显示高K特点，主要为富钾钙碱系列和钾玄系列，少数落到正常钙碱系列区域。

野牛滩花岗岩稀土、微量元素相对球粒陨石、原始地幔和洋脊花岗岩（ORG）的配分曲线特征分别见图5-7、图5-8。从图5-7中可以看出，寄主于花岗岩的基性暗色包体，具有相对平缓的右倾特征，（La／Sm）_N＝1．24～1．66，（Gd／Yb）_N＝2．06～2．63，（La／Yb）_N＝2．9～3．5，显示LREE、HREE及LREE与HREE之间元素分馏作用较弱；Eu／Eu＊＝0．48～0．83，为弱到较明显的Eu负异常；Ce／Ce^＊＝0．88～0．93，不显示明显的Ce异常。似斑状花岗闪长岩与花岗闪长岩稀土配分曲线非常接近，（La／Sm）_N＝2．42～5．98，（Gd／Yb）_N＝1．91～2．73，（La／Yb）_N＝10．14～20．81，LREE与HREE之间分异特征较为明显；Eu／Eu^＊＝0．56～0．87，大多显示弱的Eu负异常，Ce／Ce^＊＝0．79～0．92，不明显的弱Ce负异常。细粒黑云母花岗岩与花岗闪长岩稀土配分曲线特征类似，（La／Sm）_N＝4．11～5．30，（Gd／Yb）_N＝2．17～3．00，（La／Yb）_N＝13．05～21．59，反映黑云母花岗岩与花岗闪长岩具有类似的源区，经历了类似的岩浆分异结晶过程。中粒黑云母花岗岩与细粒黑云母花岗岩稀土配分曲线样式类似，但表现出较细粒黑云母花岗岩富集稀土元素，LREE与HREE分异略显明显。

长英质脉岩稀土配分样式明显与花岗岩体岩石不同，3件样品中除1件具有明显Eu正异常、LREE相对富集，曲线明显右倾特征外，另2件样品稀土曲线，显示MREE较LREE和HREE相对亏损、明显的Eu负异常、曲线总体下凹的特征。在花岗质岩石主要的造岩矿物中，斜长石和钾长石为富LREE和Eu的矿物，其晶体分离可导致熔体产生明显的Eu负异常。黑云母具有平缓的稀土分配系数变化，对熔体的REE浓度影响不大。角闪石在Gd—Er之间具有最高的分配系数，它的结晶能使熔体的MREE降低、LREE富集和产生Eu正异常。因此，长英质脉岩的发育明显的Eu正异常，可能与角闪石的结晶分离或长石类矿物的堆积有关。而MREE亏损的长英质脉岩，由于具有明显的Eu正异常，因此，长石矿物的结晶分离应是其脉岩Eu亏损的主要原因，但仅由长石结晶分离，不能解释其LREE曲线的右倾特征。同时考虑角闪石结晶将使熔体MREE相对亏损，因此，长石矿物与角闪石同时从熔体分离结晶可能是长英质脉岩出现Eu和MREE同时亏损的原因。所以，长英质脉岩应是岩浆分离结晶作用所产生的残余熔浆之产物。

表5-1　野牛滩花岗岩类岩石常量元素组成（%）

续表5-1

续表5-1

①据毛景文等（2000），测试方法为XRF；②据1∶20万玉门市幅；③据1∶20万硫磺山幅；④据邹治平等（1988）；⑤据贾群子等（2007）；其余为本次获得，数据由武汉综合岩矿测试中心完成，测试方法为XRF。ANK＝n（Al2O3）／n（Na2O＋K2O）；ACNK＝n（Al2O3）／n（Na2O＋K2O＋CaO），下同

表5-2　野牛滩花岗岩稀土元素含量（×10_－6）

表5-3　野牛滩花岗岩微量元素含量（×10_－6）

续表5-3

表5-4　野牛滩岩体成矿元素含量（×10_－6）

图5-3　野牛滩岩体SiO₂与其他常量元素Harker图解
（纵、横轴均为%）

图5-4　野牛滩花岗类岩石ACNKANK图解
（据Maniar＆Piccoli，1989）
虚线为I、S型花岗岩界线

图5-5　野牛滩花岗类岩石SiO₂ACNK关系图解

图5-6　野牛滩花岗类岩石系列图解
（底图据Peccerillo＆Taylor，1976；Middlemost，1985）

图5-7　球粒陨石标准化的野牛滩花岗岩类岩石稀土配分曲线

从本次研究所获得的花岗闪长岩和长英质岩脉的微量元素配分曲线特征（图5-8）来看，花岗岩显示出某些高场强元素（HFSE）（如Nb、Ta、Ti）亏损，某些大离子亲石元素（LILE）（如Ba、Sr等）也发生同步亏损。在斜长石中Sr是相容元素，而Rb是不相容元素，斜长石不断分离可使熔体的Eu、Sr贫化。在钾长石中Rb、Ba、Sr为相容元素，因此钾长石的结晶分离也可以导致熔体亏损Ba、Sr。所以花岗闪长岩Ba、Sr同步亏损，更可能与钾长石一定程度的结晶分离作用有关。这可从花岗闪长岩普遍发育弱Eu负异常（图5-7）得到进一步佐证。Ti、Nb Ta亏损则是典型地壳岩石的特征。

图5-8　野牛滩花岗岩类岩石洋脊花岗岩（ORG）和原始地幔标准化微量元素配分曲线

野牛滩岩体暗色基性包体的Y／Ho比值（24．7±0．5，n＝3）、花岗岩岩体样品Y／Ho比值（26．1±2．5，n＝23）、脉岩的Y／Ho比值（25．3±0．3，n＝6），在误差范围内与典型的洋底火山岩Y／Ho比值（27．7±2．7，n＝75）（Jochumetal，1986）基本一致，也与球粒陨石的比值28近似（Bau，1996），落于大多数火成岩的Y／Ho比值（24～34）CHARAC（CHArgeandRAdius-Controlled）范围内（Bau，1996）。野牛滩花岗岩Zr／Hf比值（37．5±0．8，n＝4）与海底洋脊火山岩（MORB）和洋岛火山岩（OIB）Zr／Hf比值（36．6±2．9，n＝69；Jochumetal，1986）和球粒陨石的Zr／Hf比值（38；Bau，1996）在误差范围内相同，也同样在火成岩Zr／Hf比值CHARAC范围（26～46）内（Bau，1996）。野牛滩花岗岩的Nb／Ta比值14．6±0．6（n＝4），明显低于原始地幔或球粒陨石的Nb／Ta比值17．5±2（Sun＆McDonough，1989；Green，1995），但高于地壳的Nb／Ta比值11～13（Taylor＆McLennan，1985；Barthetal，2000）。野牛滩花岗岩Nb／Ta比值低于球粒陨石或原始地幔Nb／Ta比值的现象，与大多数起源于地壳的岩浆显示低于球粒陨石的Nb／Ta比值现象是一致的（Green，1995）。

以往受这些元素含量较低、测定难度大、分析精度较低等因素的制约，高场强元素含量及其比值结果存在较大的不确定性。数据的不确定性导致对偏离球粒陨石比值现象往往持怀疑态度。这在一定程度上限制了利用元素对比值变化来解决相关的地质或地球化学问题。近年来随着一些高精度测试手段的应用（如同位素稀释法（ID）与热离子质谱（TIMS）及多接受器等离子质谱（MCICPMS）相结合测定元素含量，ICPMS技术普及等），元素的丰度或比值的测量精度被极大地改善，以往发现但不能确定的一些事实可以得到进一步确认，对Nb-Ta、ZrHf分馏现象的认识和讨论也越来越多。

NbTa、ZrHf、YHo等价元素对的离子具有相等的电荷数和相近或相同的离子半径（自然界中YHo一般以（3^＋）价氧化态存在，八面体配位的有效离子半径分别为1．019Å、1．015Å；ZrHf一般以（4^＋）价态存在，八面体配位的有效离子半径分别为0．84Å、0．83Å；Nb-Ta一般为（5＋）价态出现，八面体配位的有效离子半径分别为0．74Å、0．74Å（Shannon，1976））及相同或相近的电负性，这些元素对一般被认为具有类似或相近的地球化学行为。这些元素对比值在岩浆有关的地质过程中保持不大变化，即等于或接近球粒陨石的对应比值（Zr／Hf＝16．3±3，Nb／Ta＝17．6±2（Jochumetal，1986）或新的更准确的数值Zr／Hf＝34．2±0．3，Nb／Ta＝17．6±1．0（Weyeretal，2002））。如玄武岩的Nb／Ta、Zr／Hf比值与球粒陨石的对应比值相同（Nb／Ta＝16．8±3．1，Zr／Hf＝36．6±2．9）（Hoffmannetal，1986）。但随着测试精度的改善，一些与球粒陨石比值相偏离的结果被不断地展现出来（Bau，1996；Niuetal，1997；Davidetal，2000）。这些等价元素之间分馏的原因通常被归究于交代作用（Dupuyetal，1992；Rudnicketal，1993）或赋存高场强元素的副矿物相的结晶分离作用（Wolff，1984；Lin‐nen，1998）。

总起来看，野牛滩花岗岩Y／Ho、Zr／Hf比值与球粒陨石比值接近，表明上述元素对之间在岩浆作用过程中并未发生明显的分馏现象。而花岗岩的Nb／Ta比值则介于球粒陨石和壳源岩石Nb／Ta比值之间。长英质脉岩Zr／Hf、Nb／Ta比值分别为15．3～33．9（平均21．8，n＝3）和2．8～10．7（平均5．5，n＝3），其中两件样品的Zr／Hf、Nb／Ta比值明显低于球粒陨石或原始地幔比值，也明显低于地壳的对应比值。

脉岩样品SiO2Zr协变关系，并不具有明显的相关性，脉岩较花岗岩Zr含量明显偏低，可能与锆石的分离结晶而导致残余岩浆Zr含量下降有关（Wolff，1984；Linnen，1998）。岩浆演化将导致Nb、Ta趋向在晚期富集（脉岩的Ta含量高于花岗岩，但Nb含量较花岗岩低），显示出伴随岩浆分异演化Nb并不随Ta同步富集，即NbTa在脉岩形成过程中发生了明显的分馏作用。Nb、Ta在一些富副矿物，如金红石（榍石）、锡石、铌铁矿钽铁矿中富集（Brenanet-al，1994；Halteretal，1996）。Linnen＆Keppler（1997）的研究表明，在过铝花岗岩中金红石明显浓集Nb、Ta（分配系数在10～100之间），具有优先结合Nb的特性，因此含Ti等副矿物的结晶分离会导致残留熔体的Nb／Ta比值降低，同时也会导致Nb、Ta含量的下降。因此，如果脉岩Nb／Ta比值下降是由于富NbTa矿物的结晶分离所致，则残留熔体形成的岩浆的Nb、Ta含量均会小于先期形成的岩浆岩，而事实是脉岩中Nb含量较花岗岩偏低而Ta偏高。另外，根据Horng＆Hess（2000）对在细花岗岩金红石的Nb、Ta分配系数实验数据测定，Ta的分配系数是Nb的几乎2倍大。金红石的分离结晶将会导致残留岩浆熔体的Nb／Ta比值增大而不是降低。因此，脉岩Nb／Ta比值降低不应是副矿物结晶分离的结果。另一种导致Nb／Ta比值极端偏低的原因是流体的卷入（Dupuyetal，1992；Rudnicketal，1993；Bau，1996；Dostal＆Chatterjee，2000）。因此，野牛滩晚期的长英质脉岩极端偏低的Nb／Ta比值，也可能有岩浆演化晚期富挥发分的流体作用的参与。

同时也应注意到地壳具有明显不同于原始地幔或亏损地幔的Nb／Ta比值，显然起源于地壳的花岗岩应该继承其源区低Nb／Ta的特征。野牛滩花岗岩的Nb／Ta比值14．1～15．8，介于球粒陨石的比值和地壳的比值之间，与亏损地幔值较为接近。新的实验结果显示：在金红石熔体之间的Nb、Ta分配系数是花岗岩全岩组成、温度的函数，DNb／DTa在0．32～0．57之间变化（Horng＆Hess，2002）；DNb／DTa在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，如果野牛滩花岗岩分异结晶过程中卷入了金红石的分离结晶，则残余熔体的Nb／Ta比值将增大，且Nb／Ta比值与Nb存在负相关。从已有数据看，Nb／Ta与Nb之间的确存在明显的负相关关系。因此野牛滩花岗岩的Nb／Ta比值变化可能与副矿物的分离结晶有关。另外，低于球粒陨石比值特征是起源于壳源岩浆岩的共同特征。如果野牛滩花岗岩Nb／Ta比值是源区组成的反映，则高于地壳的Nb／Ta比值特征则指示源区源岩Nb／Ta比值较高。

长英质脉岩显示两种不同的分异样式（图5-8），其中1件样品（YNT4）显示明显的K、Sr正异常，NbTa、Ti负异常，未见明显的Ba异常，另2件样品（YNT6，YNT10）则发育显著的Ba、Ti负异常，Hf正异常，未见明显的Sr异常。前者K、Sr正异常与Eu正异常可能与钾长石的富集有关，而后2件样品的Ba负异常则可能指示发生了富Ba矿物的分离作用过程，即钾长石从熔体中的结晶分离。

5．2．1．2　野牛滩花岗岩成岩环境与源区特征

在R₁R₂图解中（图5-9），暗色包体主要落在碰撞前碰撞后隆升花岗岩范围，黑云母花岗岩、花岗闪长岩、石英二长岩主要落在碰撞前花岗岩区，花岗岩主体跨越碰撞前和碰撞后隆升花岗岩区，部分落在造山后花岗岩附近。花岗岩脉和长英质岩脉等脉岩主要落在同碰撞花岗岩区及其附近的造山晚期花岗岩区。在（Y＋Nb）Rb、YNb环境判别图解中（图5-10），样品落在不同花岗岩区接点附近的火山弧花岗岩区和同碰撞花岗岩区。在洋脊花岗岩（ORG）标准化的花岗岩及脉岩微量元素分配曲线显示明显右倾特征［图5-8（a）］，两者总体类似，但花岗岩具有K、Rb、Ba、Th、Ce、Sm相对Nb、Ta、Hf、Zr、Y、Yb富集特征，且Y、Yb低于ORG含量，总体上与智利火山弧花岗岩特征类似（Pearceetal，1984）；后者则显示Nb—Yb等明显低于ORG含量，与碰撞型花岗岩更接近。综合以上不同图解判别结果，野牛滩花岗岩主体可能主要形成于火山弧构造环境。

图5-9　野牛滩花岗类岩石R₁R₂环境判别图解

图5-10　野牛滩花岗岩（Y＋Nb）Rb、YNb环境判别图解
（底图据Pearceetal．，1984）
VAG﹒火山弧花岗岩；ORG﹒洋脊花岗岩；WPG﹒板内花岗岩；SynCOLG﹒同碰撞花岗岩

野牛滩花岗岩具有明显的高钾特征，多数样品落在了高钾钙碱性系列和钾玄岩系列范围内（图5-6）。高钾岩浆产生的主要构造环境包括大陆弧（Cordirellan或Andean型）和碰撞后（Caledonian型）环境（Roberts＆Clemens，1993）。花岗岩浆既可能起源自幔源或幔源衍生的物质部分熔融，也可能来自壳源物质的部分熔融，同时也存在不同源区混合的花岗岩。为了对野牛滩花岗岩浆来源的源区作出限定，利用部分熔融实验数据所得到的图解作进一步的判断。从图5-11中野牛滩花岗岩样品的投点结果可以看出，野牛滩花岗岩主要落在了角闪岩部分熔融区［图5-11（a）、（b）、（c）］或变质玄武岩到变质云英岩部分熔融区［图5-11（d）］，少量样品落在了变质杂砂岩或长英质泥质岩范围内，指示野牛滩花岗岩浆主要起源于富铁镁岩石的下地壳，形成以I型花岗岩为主，兼有部分S型花岗岩系列。该图解判别结果与Nb／Ta比值介于地壳、地幔比值之间，显示源岩为幔源及其派生岩石主要成分的认识是一致的。

为了进一步限定野牛滩花岗岩浆源区是否与俯冲洋壳熔融有关，我们借助于埃达克岩石特征判别图解作进一步分析。在YSr／Y图解（图5-12）中，样品全部落在了正常的岛弧花岗岩区。在Yb（La／Yb）图解中，暗色基性岩包体沿斜长石分离结晶演化线分布，长英质脉岩也同样表现出与斜长石分离结晶演化线平行的演化趋势。花岗闪长岩、似斑状花岗闪长岩，再到细粒黑云母花岗岩和中粒黑云母花岗岩，岩石之间表现出明显的连续过渡演化的特点，其分异演化与角闪石等矿物的分离结晶作用有关。因此，野牛滩花岗岩主体不属于埃达克岩石，也不应由洋壳物质脱水熔融而成，应主要为变质的基性到英云闪长质岩石部分熔融的产物。

图5-11　野牛滩花岗岩源区判别图解
（底图据Wolf，1994；PatinoDouce，1996，1999；Thompson，1996）

图5-12　野牛滩花岗岩Y
（Sr／Y）、Yb（La／Yb）判别图解（底图据Richards＆Kerrich，2007）

野牛滩岩体初始Sr同位素比值为0．7175（邹治平等，1988），显示明显的壳源特征。花岗闪长岩和石英二长岩的全岩δ18O值分别为12．90‰和14．59‰（邹治平等，1998），属于高δ18O花岗岩（Taylor，1978）。造成富18O的原因包括富18O的沉积岩、富18O围岩的同化混染作用和岩体形成后的低温热液蚀变。由低温热液蚀变引起的效应基本可以排除，其富18O的特征应主要为其壳源特征的反映。

图5-13　野马南山黑沟梁子地区地质略图
（据苏建平等，2004）

Qp﹒第四系；Pt₁b﹒下古元古界北大河岩群；γ^h_o﹒黑沟梁子单元；γ^D_o平达坂单元；δ^Y2_o﹒野马南山序列一单元；ηoδ^Y2_o﹒野马南山序列二单元；ηγ^Y3_o﹒野马南山序列三单元；ηγ^Y4_o﹒野马南山序列四单元；ηγ^Y5_o﹒野马南山序列五单元；ηγ^Y6_o﹒野马南山序列六单元；ηγ^Y7_o﹒野马南山序列七单元；1﹒岩相界线；2﹒断裂或地层界线；3﹒同位素采样点及年龄；Ⅰ﹒阿拉善地块；ⅡA﹒走廊弧后盆地单元；ⅡB﹒走廊南山早古生代活动陆缘；ⅡC﹒祁连山单元；ⅡD﹒托莱南山中新元古被动陆缘；ⅡE﹒野马南山单元；Ⅲ﹒敦煌地块