南祁連拉脊山構造帶早古生代巖漿混合作用：以馬場巖體為例*

牛漫蘭 文鳳玲 閆臻 吳齊, 3 李秀財 孫毅 李晨

1. 合肥工業大學資源與環境工程學院，合肥 230009

2. 中國地質科學院地質研究所，北京 100037

3. 聊城市自然資源和規劃局，聊城 252000

巖漿混合常見于在巖漿演化過程中，既是花崗巖的重要形成方式之一，也是控制花崗質巖石成分變化與多樣性的關鍵因素(Venezky and Rutherford, 1997)。暗色包體和寄主花崗巖石被認為是探究花崗巖成因與多樣性、殼幔相互作用等過程的關鍵對象。目前，對于包體成因尚存在多種認識，如：(1)源區殘留體(Chappelletal., 1987)；(2)圍巖捕擄體(Chappelletal., 1987)；(3)早期結晶礦物堆積體(Didier, 1973)；(4)鎂鐵質巖漿注入到長英質巖漿中的巖漿混合(Vernon, 1984; Didier and Barbarin, 1991)。

拉脊山構造帶及其周邊地區廣泛發育早古生代中酸性侵入巖(ca. 470～440Ma)。前人曾對這些巖漿巖開展了巖石成因方面的研究，目前存在有前寒武基底熔融(Yangetal., 2016)、巖石圈地幔熔融(或受地殼混染)(鐘林汐, 2015)、新生地殼熔融(Cuietal., 2019)、殼-幔巖漿混合作用(郭周平等, 2015; 崔加偉等, 2016)等不同認識。然而，對這些花崗質巖石中鎂鐵質暗色微粒包體所做工作相對較少，制約了對巖石成因的深入認識。因此，本文選取拉脊山構造帶東南緣馬場巖體及其鎂鐵質暗色微粒包體為研究對象，在詳細的野外調查基礎上，開展了巖相學、鋯石同位素地質年代學和Hf同位素、全巖元素地球化學和Sr-Nd同位素地球化學研究，確定了馬場巖體的形成時代，查明了其源區特征，探討了其巖石成因和形成環境，為拉脊山構造帶早古生代演化過程提供了補充證據。

1 區域地質背景

祁連造山帶位于青藏高原東北緣，是中央造山帶的重要組成部分之一(圖1)。祁連造山帶自北向南通常被劃分為北祁連、中祁連和南祁連構造帶(馮益民等, 2002)。北祁連構造帶主要是由早古生代島弧火山巖、弧后盆地巖石、包含SSZ型和MOR型蛇綠巖以及HP/LT變質巖等的增生雜巖共同構成。中祁連構造帶主要由托賴巖群、朱龍關群、湟源群、馬銜山群、興隆山群等前寒武系基底及早古生代侵入巖組成。南祁連構造帶主要由前寒武系化隆巖群、寒武紀-奧陶紀島弧火山巖、蛇綠混雜巖及古生代侵入巖等共同組成(青海省地質礦產局, 1991; Yanetal., 2015b, 2019a, b; 宋述光等, 2013, 2019; Fuetal., 2018, 2019; 付長壘等, 2014, 2018)。

圖1 中國大地構造格架圖(a, 據Yan et al., 2015b修改)、祁連造山帶地質圖(b, 據Fu et al., 2018修改)和拉脊山地質圖和研究區位置(c, 據Yan et al., 2015b修改)鋯石U-Pb年齡數據引自1. 雍擁等, 2008; 2. 高亮, 2018; 3. 張照偉, 2014; 4. 鐘林汐, 2015; 5. Fu et al., 2018; 6. Cui et al., 2019; 7. 崔加偉等, 2016; 8. Yang et al., 2016; 9. 郭周平等, 2015; 10. Wang et al., 2016, 2018; 11. Gao et al., 2018a, b; 12. Tao et al., 2018a, bFig.1 Tectonic framework of China (a, modified after Yan et al., 2015b), geological map of the Qilian Orogen (b, modified after Fu et al., 2018) and geological map of the Lajishan and the study area (c, modified after Yan et al., 2015b)

拉脊山構造帶位于中祁連構造帶和南祁連構造帶之間，分別與北側湟源群和南側化隆巖群呈斷層接觸(圖1c)。化隆巖群自下而上分為智尕昂巖組、關藏溝巖組和魯滿山巖組，主要由以石英巖、片麻巖和混合巖為主的前寒武系基底巖石、呈脈狀分布的寒武-奧陶紀鎂鐵質-超鎂鐵質侵入巖(506～440Ma)和少量早古生代中酸性侵入巖共同組成(Yanetal., 2015b; Wangetal., 2016; Taoetal., 2018a; 張照偉, 2014; 郭周平等, 2015)。拉脊山構造帶主要由早古生代火山-沉積巖、早古生代蛇綠巖、早古生代中酸性侵入巖及少量泥盆系沉積巖組成。地質填圖和室內綜合研究表明，拉脊山地區早古生代火山-沉積巖系為寒武-奧陶紀時期南祁連洋俯沖形成的溝-弧-盆系，蛇綠巖為早奧陶世(470～480Ma)拼貼至中祁連南緣的早寒武世-早奧陶世(ca.520Ma)SSZ-型蛇綠巖(Fuetal., 2018, 2019; Yanetal., 2019a, b)。早古生代中酸性侵入巖呈帶狀分布于拉脊山構造帶南緣，以花崗巖和閃長巖為主，它們侵入于寒武紀蛇綠混雜巖中，年齡普遍集中在470～450Ma之間(鐘林汐, 2015; 崔加偉等, 2016; 高亮, 2018; Cuietal., 2019)。

2 野外及巖相學特征

馬場巖體位于拉脊山構造帶南緣，出露面積約12km2，呈長條狀、東西向展布，北側侵入到上寒武統六道溝群中(圖2)。它主要由黑云母花崗巖和花崗閃長巖組成，其中花崗閃長巖含有豐富的鎂鐵質暗色微粒包體。鎂鐵質微粒包體呈次棱角狀-橢圓狀，大小從幾厘米到幾十厘米不等(大部分在10～40cm) 之間 (圖3b-d)。包體與寄主巖之間呈過渡型-截然型接觸界線， 偶見長石斑晶切穿兩者之間截然邊界(圖3d)和反向脈(圖3c)現象。包體普遍具有斑狀結構，發育長石斑晶(圖3d)，但是樣品之間斑晶含量變化顯著。

圖2 研究區地質簡圖(據閆臻等, 2018(1)閆臻等. 2018. 拉脊山昂思多蛇綠巖-增生雜巖1:25000專題地質圖修改)Fig.2 Geological sketch map of the study area

黑云母花崗巖主要由斜長石(45%～50%)、石英(25%～30%)和黑云母(20%～25%)組成，另含少量綠簾石(2%～5%)；斜長石粒徑約為0.3～0.8mm，最大可達1.0mm，呈半自形-自形粒狀，普遍發育聚片雙晶和環帶結構(圖3a、圖4a)。

圖3 馬場巖體野外特征(a)黑云母花崗巖；(b)花崗閃長巖和鎂鐵質微粒包體；(c)鎂鐵質微粒包體中發育反向脈；(d)鎂鐵質微粒包體中發育斜長石斑晶Fig.3 Field characteristics of the Machang pluton(a) biotite granite; (b) granodiorite and mafic microgranular enclave; (c) back-veining in mafic microgranular enclave; (d) plagioclase phenocryst in mafic microgranular enclave

花崗閃長巖主要由斜長石(50%～55%)、角閃石(20%～25%)、石英(15%～20%)和黑云母(5%～10%)組成(圖4b-d)。斜長石多為半自形-自形，短柱狀-長柱狀，普遍發育聚片雙晶和環帶結構(圖4c)。角閃石多呈半自形粒狀，少數呈現長條狀，發育兩組菱形解理，部分角閃石發育嵌晶結構，包裹斜長石和黑云母微晶(圖4d)，局部可見刀刃狀黑云母和針狀磷灰石(圖4e, f)。

鎂鐵質微粒包體主要由角閃石(45%～50%)、斜長石(25%～30%)、黑云母(15%～20%)和石英(5%～10%)組成；與寄主巖相比，包體中暗色礦物含量更多，礦物顆粒更細，粒徑約0.1～1mm，鏡下可鎂鐵質凝塊、斜長石不平衡生長結構和環帶結構(圖4g, h)。

圖4 馬場巖體正交偏光下巖相學特征(a)黑云母花崗巖；(b)鎂鐵質微粒包體與花崗閃長巖呈截然接觸；(c)斜長石環帶；(d)角閃石嵌晶結構；(e)刀刃狀黑云母；(f)針狀磷灰石；(g)鎂鐵質微粒包體中的鎂鐵質凝塊；(h)包體斜長石具有不平衡生長結構，如環帶結構和篩狀結構.礦物名稱縮寫：Qz-石英；Pl-斜長石；Bt-黑云母；Hb-角閃石；Ap-磷灰石Fig.4 Microscopic characteristics of the Machang pluton under orthogonal polarized light(a) biotite granite; (b) mafic microgranular enclave showing sharp contact with the host granodiorite; (c) zoned plagioclase; (d) poikilitic hornblende encloding plagioclase microcrystals; (e) blade-shaped biotite; (f) acicular apatite; (g) mafic clots in mafic microgranular enclave; (h) plagioclase with disequilibrium textures, such as zoning- and sieve-textures. Mineral abbreviations: Qz-quartz; Pl-plagioclase; Bt-biotite; Hb-hornblende; Ap-apatite

3 分析測試方法

3.1 LA-ICP-MS鋯石U-Pb測年

為確定馬場巖體的侵位年齡，本文對黑云母花崗巖(MC18029)、花崗閃長巖(MC18024)以及鎂鐵質微粒包體(MC1904)進行LA-ICP-MS鋯石U-Pb定年分析。碎樣和單礦物挑選在河北省區域地質礦產調查研究所實驗室完成，鋯石制靶、透反射光及陰極發光(CL)圖像工作在重慶宇勁科技有限公司完成。年齡測定工作在合肥工業大學資源與環境工程學院LA-ICP-MS實驗室進行，所使用的激光剝蝕系統為Geolas 193，剝蝕孔徑32μm，質譜儀為Agilent 7500a。具體工作參數詳見Yanetal.(2015a)。測試過程中同位素比值使用的鋯石標樣91500(206Pb/238U=1065.4±0.6Ma; Wiedenbecketal., 1995)矯正，同時使用鋯石標樣Plésovice(206Pb/238U=337Ma; Slmaetal., 2008)監控精度和準確度，微量元素測試使用NIST SRM 610玻璃作為外標，同時使用91Zr作為內標進行計算。數據處理和普通鉛校正分別利用軟件ICPMSDataCal 9.6(Liuetal., 2010b)和GomPbCorr#3.15(Andersen, 2002)完成，鋯石U-Pb年齡諧和圖繪制和加權平均年齡計算利用Isoplot 3軟件完成(Ludwig, 2003)。詳細的測試結果見表1。

表1 馬場巖體LA-ICP-MS鋯石U-Pb定年結果Table 1 Zircon U-Pb dating results obtained by the LA-ICP-MS technique of the Machang pluton

3.2 全巖主微量元素分析

主量元素分析工作在廣州澳實礦物實驗室進行，在溫度為25℃，相對濕度50%的條件下采用ME-XRF26d X射線熒光光譜儀(PW2424)熔融法進行測試，檢測限為0.01，相對誤差小于5%。微量元素分析在中國地質科學院國家測試中心完成，微量稀土元素測試依據GB/T 14506.30—2010進行，測試儀器為等離子質譜儀(PE300D)，檢出限為0.05，精度優于10%。詳細的測試結果見表2。

表2 馬場巖體主量元素(wt%)、微量和稀土元素(×10-6)測試結果Table 2 Major (wt%) and trace element (×10-6) compositions of the Machang pluton

續表2Continued Table 2

3.3 全巖Sr-Nd同位素

全巖Sr-Nd同位素分析在中國科學技術大學殼幔物質與環境重點實驗室完成，具體分析步驟參照Yangetal.(2010, 2011, 2012)，測試儀器為FinniganMaT262表面熱電離質譜(TIMS)，測試過程中Sr同位素采用(標準溶液NBS987)87Sr/86Sr=0.710269±18(2SD，n=6)校正，Nd同位素采用(標準溶液JNdi-1)143Nd/144Nd=0.512110±7(2SD，n=6)進行校正，詳細測試結果見表3。

表3 馬場巖體Sr-Nd同位素組成Table 3 Sr-Nd isotopic compositions of the Machang pluton

3.4 MC-ICP MS 鋯石 Hf 同位素分析

鋯石原位Hf同位素分析在合肥工業大學資源與環境工程學院同位素實驗室利用激光剝蝕多接收杯等離子體質譜(LA-MC-ICP-MS)完成。該系統由Cetac Analyte HE激光剝蝕系統與ThermoFisher Neptune Plus MC-ICP-MS聯合組成，激光束斑直徑為55μm，頻率8Hz，激光剝蝕過程中采用氦氣(0.9L/min)和氬氣(0.9L/min)的混合氣體為載氣。每5個測試點分析一個標準樣作為監控樣，標準樣分別為Penglai(176Hf/177Hf=0.282915±0.000019)、Ple?ovice(176Hf/177Hf=0.282484±0.000007)和Qinghu(176Hf/177Hf=0.282997±0.000009)，均接近參考值(Lietal., 2010, 2013; Slmaetal., 2008)。同質異位素干擾扣除以及儀器分餾校正采用Guetal.(2019)提供的方法完成。該實驗室質量監控樣結果顯示實驗室長期準確度誤差(相對于參考值)小于1ε單位，精確度誤差小于2ε單位。對分析數據的離線處理采用LAZrnHf-Calculator@HFUT(Guetal., 2019)完成。具體測試結果見表4。

表4 馬場巖體鋯石Hf同位素分析結果Table 4 LA-MC-ICP-MS zircon Hf-isotope data for the Machang pluton

4 分析結果

4.1 鋯石U-Pb年齡

黑云母花崗巖鋯石呈自形長柱狀，長寬比約為2:1，發育清晰的巖漿震蕩環帶(圖5a)。19個測點中5組數據諧和度低于90%，其中13組諧和度大于95%的數據給出的206Pb/238U年齡為483～453Ma，加權平均年齡為467±7Ma(圖5b)，代表黑云母花崗巖的結晶年齡。

圖5 馬場巖體典型陰極發光圖像與LA-ICP-MS鋯石U-Pb諧和圖Fig.5 Representative cathodoluminenscence images for zircon grains and LA-ICP-MS zircon U-Pb concordia diagrams for the Machang pluton

花崗閃長巖鋯石多呈短柱狀，少量呈長柱狀，發育清晰震蕩環帶(圖5c)。16組諧和年齡數據的206Pb/238U年齡變化于477～450Ma之間，加權平均年齡為468±6Ma(圖5d)。鎂鐵質微粒包體中16組諧和年齡數據的206Pb/238U年齡介于490～452Ma之間，加權平均年齡為466±6Ma(圖5f)，與寄主花崗閃長巖在誤差范圍內一致。

4.2 主微量元素特征

黑云母花崗巖具有高SiO2(67.93%～70.15%)、Na2O(4.47%～4.91%)含量和低的K2O(1.37%～1.68%)、全堿含量(6.10%～6.38%)及K2O/Na2O比值(0.28～0.37)，屬于亞堿性系列(圖6a)和中鉀鈣堿性系列(圖6b)；Al2O3含量(16.26%～17.27%)較高，屬于弱過鋁質巖石(圖6c)。另外，樣品具有低的MgO含量(0.78%～1.13%)和Mg#值(39.69～42.68)，相似于地殼熔融實驗熔體(圖6d、圖7a)。稀土元素配分曲線以輕稀土元素相對重稀土元素顯著富集的右傾配分型式為特征(圖8a)，并顯示有清晰的Eu正異常(Eu/Eu*=1.30～1.58)。在原始地幔標準化微量元素蛛網圖中(圖8b)，黑云母花崗巖相對富集Ba、K、Pb、Sr等大離子親石元素和Zr、Hf，相對虧損Nb、Ta、Ti等。樣品還具有低的Y(4.24×10-6～5.41×10-6)和Yb(0.35×10-6～0.45×10-6)以及較高的Sr(643×10-6～713×10-6)含量，因而，表現出高的Sr/Y(125～168)和 (La/Yb)N(15.7～21.4)比值，可歸屬埃達克質巖(圖9)。

圖6 馬場巖體主量元素特征(a) TAS圖解(Middlemost, 1994; 堿性/亞堿性分界線據Irvine and Baragar, 1971)；(b) SiO2-K2O圖解(Peccerillo and Taylor, 1976)；(c) A/CNK-A/NK圖解(Maniar and Piccoli, 1989)；(d) SiO2-Mg#圖解(據Stern and Kilian, 1996; Rapp et al., 1999修改)Fig.6 Characteristics of major elements of the Machang pluton(a) TAS diagram (Middlemost, 1994; alkaline/subalkaline dividing line from Irvine and Baragar, 1971); (b) SiO2 vs. K2O diagram (Peccerillo and Taylor, 1976); (c) A/CNK vs. A/NK diagram (Maniar and Piccoli, 1989); (d) SiO2 vs. Mg# diagram (modified after Stern and Kilian, 1996; Rapp et al., 1999)

圖7 馬場巖體代表性二元圖解(a,據Liu et al., 2010a修改)Fig.7 Representative binary variation plots for Machang pluton (a, after Liu et al., 2010a)

圖8 馬場巖體球粒隕石標準化稀土元素配分圖(a,標準化數值據Boynton, 1984)和原始地幔標準化微量元素蛛網圖(b,標準化數值據Sun and McDonough, 1989)Fig.8 Chondrite-normalized rare earth element distribution patterns (a, normalization values after Boynton, 1984) and primitive mantle-normalized trace element spidergrams (b, normalization values after Sun and McDonough, 1989) of the Machang pluton

圖9 馬場巖體Sr/Y-Y和(La/Yb)N-YbN圖解(據Defant and Drummond, 1990)Fig.9 Sr/Y vs. Y diagram and (La/Yb)N vs. YbN diagram of the Machang pluton (after Defant and Drummond, 1990)

花崗閃長巖相對于黑云母花崗巖，具有更低的SiO2(59.94%～61.62%)和更高的Fe2O3T(5.30%～6.13%)、MgO(3.31%～3.58%)、CaO(6.15%～6.37%)含量，及相似的低K2O/Na2O比值(0.29～0.34)，也屬于亞堿性系列和中鉀鈣堿性系列(圖6a, b)。它們雖含有相對更高的Al2O3含量(17.11%～17.48%)，但是A/CNK卻相對更低(0.90～0.93)，屬準鋁質巖石(圖6c)。另外，樣品還表現出更高的Mg#(52.94～55.60)和Cr(68.9×10-6～73.8×10-6)、Ni(2.64×10-6～26.6×10-6)含量，暗示存在幔源物質的加入。花崗閃長巖也顯示出右傾的稀土元素配分模式，但是稀土元素含量尤其是重稀土元素含量顯著更高(圖8a)，輕重稀土分餾程度相對更低，且無明顯Eu異常(Eu/Eu*=0.96～1.01)。因此，它們的Sr含量(683×10-6～708×10-6)雖接近于黑云母花崗巖，卻給出明顯更低的Sr/Y(38.9～41.1)和 (La/Yb)N(6.36～8.76)比值，落入正常島弧巖漿巖序列范圍內(圖9)。微量元素蛛網圖顯示，花崗閃長巖富集Cs、K、Pb、Sr等大離子親石元素，虧損Zr、Hf、Ti、Nb、Ta等高場強元素(圖8b)。

與寄主巖相比，鎂鐵質微粒包體具有更低的SiO2(49.12%～58.10%)、Al2O3(14.16%～15.06%)、全堿含量(3.75%～3.89%)和更高的Fe2O3T(7.89%～12.17%)、MgO(6.08%～9.01%)、CaO(7.43%～9.38%)含量；且樣品間SiO2含量變化較大，這與樣品中所含的長英質捕虜晶含量不等是一致的。鎂鐵質微粒包體具有與寄主巖相似的低的K2O/Na2O值(0.30～0.44)，同屬于亞堿性系列和中鉀鈣堿性系列(圖6a, b)，但鎂鐵質微粒包體的A/CNK(0.63～0.75)更低，為準鋁質巖石(圖6c)。另外，包體呈現出更高的Mg#(57.12～60.42)和Cr(271×10-6～424×10-6)、Ni(54.7×10-6～86.6×10-6)含量，顯著高于地殼實驗熔體，更接近于地幔熔體成分(圖6d、圖7a)。鎂鐵質微粒包體還顯示與寄主巖相似的右傾稀土元素配分模式，但稀土元素含量更高(圖8a)，輕重稀土分餾程度更低，且具有明顯的Eu負異常(Eu/Eu*=0.66～0.87)。原始地幔標準化微量元素蛛網圖顯示，鎂鐵質微粒包體相對富集Cs、K、Pb、Sr等大離子親石元素，虧損Nb、Ta、Zr、Hf等高場強元素(圖8b)。

4.3 Sr-Nd同位素

不同巖性樣品都具有輕微虧損的Sr-Nd同位素組成(圖10a)，黑云母花崗巖和花崗閃長巖具有相似的(87Sr/86Sr)t比值，分別是0.7044～0.7046、0.7047～0.7048，但是黑云母花崗巖εNd(t)值(+2.05～+2.21)高于花崗閃長巖(+0.94～+1.01)。花崗閃長巖內鎂鐵質微粒包體的(87Sr/86Sr)t和εNd(t)分別是0.7047和+1.08。

圖10 馬場巖體(87Sr/86Sr)t-εNd(t) (t=467Ma)圖解(a)和全巖εNd(t)與鋯石εHf(t)關系圖(b)(據Vervoort and Blichert-Toft, 1999)圖a中數據來源：Zhang et al., 2014; Yang et al., 2015, 2016; Fu et al., 2018; Cui et al., 2019Fig.10 (87Sr/86Sr)t vs. εNd(t) (t=467Ma) diagram (a) and whole rock εNd(t) vs. zircon εHf(t) (b) (after Vervoort and Blichert-Toft, 1999) of the Machang plutonData resources in Fig.10a: Zhang et al., 2014; Yang et al., 2015, 2016; Fu et al., 2018; Cui et al., 2019

4.4 鋯石原位Lu-Hf同位素

本文分別對黑云母花崗巖、花崗閃長巖和鎂鐵質微粒包體進行了鋯石原位Lu-Hf同位素測試。結果顯示，黑云母花崗巖176Hf/177Hf初始值為0.282712～0.282770，εHf(t)為+8.2～+10.2；寄主花崗閃長巖和鎂鐵質微粒包體176Hf/177Hf初始值分別為0.282578～0.282704和0.282644～0.282707，二者具有相似的εHf(t)值，分別為+3.4～+7.9和+5.8～+8.0，但寄主花崗閃長巖εHf(t)變化范圍更大。值得注意的是，黑云母花崗巖和花崗閃長巖都呈現出顯著的Nd-Hf同位素解耦，位于地殼演化線之上(εHf(t)=1.34,εNd(t)=+2.82; Vervoort and Patchett, 1996; Vervoort and Blichert-Toft, 1999)(圖10b)。

5 巖石成因

5.1 黑云母花崗巖

馬場黑云母花崗巖具有較低的A/CNK值(1.04～1.07)、鋯石飽和溫度(752～776℃，表2)和P2O5含量(0.09%～0.13%)，且P2O5與SiO2具有顯著的負相關關系(圖7d)，顯示黑云母花崗巖具有I型花崗巖特征(Chappell and White, 1974, 2001)。此外，樣品呈現出高的SiO2(67.93%～70.15%)、Sr含量(643×10-6～713×10-6)，低MgO含量(0.78%～1.14%)、Mg#值(39.69～42.68)、Y(4.24×10-6～5.41×10-6)和Yb含量(0.35×10-6～0.45×10-6)，具有埃達克巖的特征；較高的Sr/Y(125～168)和La/Yb(23.2～31.8)，應為高Sr/Y埃達克巖。

埃達克巖的成因主要有：(1)下地殼或加厚下地殼巖石部分熔融(Atherton and Petford, 1993)；(2)俯沖板片部分熔融(Defant and Drummond, 1990)；(3)玄武質母巖漿的同化混染-分離結晶(AFC)(Castilloetal., 1999)；(4)殼幔巖漿混合作用(Qinetal., 2010)。馬場黑云母花崗巖具有明顯的Eu正異常(Eu/Eu*=1.30～1.58)和高的Sr/Y(124～168)比值，Sr/Y與SiO2無明顯相關關系(圖7h)，暗示源區并無斜長石的殘留，且在巖漿演化過程中也無斜長石的結晶分異作用。根據樣品輕重稀土強烈的分異現象(圖8a)，較低的HREE(2.55×10-6～3.34×10-6)以及較高的La/Yb(23.2～31.8)比值，指示源區的殘留相礦物主要為石榴子石。此外，黑云母花崗巖顯著的Nb-Ta負異常可能是由金紅石或者角閃石等富鈦礦物的殘留所造成的(Xiongetal., 2011)。然而，通常情況下金紅石的殘留除了會導致Nb-Ta負異常外，還會造成Zr-Hf等元素的虧損，這與樣品表現出的Zr-Hf正異常所不相符(Xiongetal., 2006)。另外，黑云母花崗巖Nb/Ta比值與SiO2的負相關性(圖7i)，以及明顯虧損的中稀土元素(圖8a)，指示源區存在角閃石的殘留。綜上所述，黑云母花崗巖源區殘留相受石榴子石和角閃石控制，缺乏金紅石殘留。由于金紅石穩定域大多保持在1.5GPa以上(Hellman and Green, 1979; Klemmeetal., 2002; Xiongetal., 2005)，因此巖漿源區熔融時的壓力應小于1.5GPa。根據玄武巖脫水熔融實驗證明，石榴子石穩定域通常為1.0～1.2GPa(Wolf and Wyllie, 1994)，進一步說明了黑云母花崗巖的源區熔融深度在30～40km范圍內。

黑云母花崗巖具有高SiO2(67.93%～70.15%)、低MgO(0.78%～1.14%)含量和Mg#(40～43)以及較低的Cr(6.30×10-6～9.87×10-6)、Ni(2.39×10-6～3.12×10-6)含量，在野外露頭未見鎂鐵質微粒包體，鏡下也未觀察到篩狀結構、嵌晶結構以及針狀磷灰石等巖漿混合的顯微特征，暗示黑云母花崗巖可能不是幔源巖漿分異或者殼幔巖漿混合形成；主量、微量元素與SiO2之間普遍缺乏相關關系(圖7)，結合La-La/Sm和La-La/Yb圖解(圖11)，進一步指示巖漿演化過程中沒有明顯的分離結晶作用。因此，黑云母花崗巖應該不是由玄武質母巖漿同化混染-分離結晶作用形成。

圖11 馬場巖體La/Sm-La和La/Yb-La圖解Fig.11 La/Sm vs. La diagram and La/Yb vs. La diagram of the Machang pluton

相對鋯石Hf同位素組成，黑云母花崗巖具有較富集的全巖Sr-Nd同位素特征，指示黑云母花崗巖來源于陸殼重熔而不是板片熔融形成，因為洋殼熔融形成的巖石Sr-Nd-Hf同位素呈現同步虧損的特征，但馬場黑云母花崗巖鋯石εHf(t)值(+8.2～+10.2)顯著高于全巖εNd(t)值(+1.97～+2.14)，盡管沉積物的加入也可以導致熔體Nd同位素值降低，但沉積物加入的同時必然會使Hf同位素富集，這顯然與黑云母花崗巖較虧損的鋯石Hf同位素組成特征相矛盾。另外，馬場黑云母花崗巖較低的Th(2.22×10-6～3.00×10-6)和U(0.32×10-6～0.86×10-6)含量也無法用沉積物加入來解釋，因此，黑云母花崗巖只可能是陸殼重熔形成。陸殼重熔包括古老陸殼(前寒武基底)重熔和新生陸殼重熔。而馬場黑云母花崗巖Sr-Nd-Hf同位素明顯不同于化隆巖群前寒武基底巖石的Sr-Nd-Hf同位素組成(圖10a; Yanetal., 2015b; Lietal., 2018)，說明黑云母花崗巖并不是古老陸殼重熔形成。黑云母花崗巖具有明顯的Nd-Hf同位素解耦特征(圖10b)，造成Nd-Hf同位素解耦的原因一般有兩種，一是鋯石效應，即部分熔融過程中鋯石殘留導致體系中εHf(t)值升高，但這種情況下巖石中通常會出現繼承鋯石，而馬場黑云母花崗巖中并未出現繼承鋯石，所以Nd-Hf同位素解耦不是鋯石效應導致的。二是繼承自源巖的成分特征，即源巖本身就具有Nd-Hf解耦現象。馬場黑云母花崗巖具有與拉脊山早-中寒武世SSZ型蛇綠巖以及寒武紀-奧陶紀低鉀鎂鐵質巖石等新生島弧巖石相似的Sr-Nd同位素特征(圖10a)。研究顯示，部分SSZ型蛇綠巖和新生的島弧巖石來源于受俯沖流體交代的地幔源區(Fuetal., 2018; Wangetal., 2018; Gaoetal., 2018a, b)，因此，馬場黑云母花崗巖源巖可能是起源自遭受俯沖洋殼釋放流體交代的新生巖石圈地幔部分熔融形成的弧巖漿巖。這與黑云母花崗巖明顯的Nd-Hf同位素解耦現象相一致，因為流體中Hf含量通常較低，發生交代作用時幾乎不會引起新生地幔Hf同位素變化，但是會導致Sr-Nd同位素組成富集特征。所以，本文認為黑云母花崗巖為新生陸殼重熔的產物，源巖可能是遭受俯沖洋殼釋放流體交代的新生巖石圈地幔部分熔融形成的弧巖漿巖。

5.2 花崗閃長巖及其鎂鐵質微粒包體

馬場花崗閃長巖中發育大量鎂鐵質微粒包體，包體與寄主巖之間具有顯著的巖漿混合作用特征：(1)包體在寄主巖中的隨機分布，大小不等，呈次棱角狀-橢圓狀，與寄主巖之間界限呈過渡-截然接觸，部分包體發育網狀脈和反向脈(圖3c)，普遍具有斑狀結構，發育斜長石斑晶，大顆粒的斜長石斑晶切過包體和寄主巖邊界，且不同樣品間長石斑晶含量差距顯著(圖3d)。(2)鎂鐵質微粒包體與寄主巖具有一致的礦物組合，但包體中暗色礦物(角閃石和黑云母)顯然更多，且礦物粒度較寄主巖更細。(3)包體和寄主巖中斜長石具有不平衡生長結構(環帶結構和篩狀結構)、發育刀刃狀黑云母和針狀磷灰石(圖4e, f)，斜長石斑晶周圍堆聚大量黑云母和角閃石的集合體(鎂鐵質凝塊)(圖4g)，寄主巖中發育大量角閃石嵌晶結構(圖4d)。(4)鎂鐵質微粒包體與寄主巖形成于同一時代(468～466Ma)，且均無繼承鋯石。(5)包體與花崗閃長巖的元素及元素比率之間具有良好的曲線分布及明顯的線性關系，MgO-CaO/MgO、MgO-Al2O3/MgO之間呈曲線分布，Al2O3/CaO-Na2O/CaO之間亦呈良好的線性關系(圖12a-c)(Langmuiretal., 1978)，符合巖漿混合的演化趨勢；在FeOT-MgO圖(圖12d)中，數據點均沿巖漿混合趨勢線分布。(6)包體與寄主巖呈現出相似的右傾稀土元素配分模式，同時富集Cs、K、Pb、Sr等大離子親石元素，虧損Zr、Hf、Nb、Ta、Ti等高場強元素。(7)包體與寄主巖均表現出相似的輕微虧損的Sr-Nd同位素組成，包體(87Sr/86Sr)t和εNd(t)分別為0.7047和+1.02，寄主巖(87Sr/86Sr)t和εNd(t)為0.7047～0.7048和+0.87～+0.95，二者在Sr-Nd同位素上具有明顯重疊(圖10a)。以上證據表明，馬場花崗閃長巖中發育的鎂鐵質微粒包體是巖漿混合作用成因的。

圖12 馬場巖體主微量元素比值協變關系圖(d,據Zorpi et al., 1989)Fig.12 Major and trace elements correlation diagrams of the Machang pluton (d, after Zorpi et al., 1989)

鎂鐵質微粒包體具有較低的SiO2(49.72%～58.18%)、全堿(3.80%～3.92%)含量以及較高的MgO(6.15%～9.12%)、Mg#(57～60)、Cr(271×10-6～424×10-6)、Ni(54.7×10-6～86.6×10-6)含量，表明包體中含有大量鎂鐵質巖漿組分，而鎂鐵質巖漿通常是玄武質下地殼或地幔熔融產生。本文研究的鎂鐵質包體的MgO和Mg#明顯高于1～4GPa下的玄武質下地殼實驗熔體(圖5d、圖6a)，因此，排除下地殼來源的可能。同時，Nb/Ta(13.53～26.83)值也顯著高于下地殼熔體(Nb/Ta=8.3; Sun and McDonough, 1989)，進一步說明馬場鎂鐵質微粒包體并非玄武質下地殼熔融形成，而是來源于地幔源區。另一方面，鎂鐵質微粒包體具有明顯虧損高場強元素(Nb、Ta、Ti)，富集大離子親石元素(Cs、Rb、Ba)的特征，表明其巖漿源區可能有地殼組分的加入。前人研究表明，地殼物質加入到幔源巖漿的方式主要有兩種：地殼混染和源區混合(包括俯沖交代)(Zheng, 2012)。然而，在微量元素蛛網圖上，鎂鐵質微粒包體具有Zr、Hf負異常，暗示其地球化學特征并未受到地殼混染，而巖漿混合作用的改造也不明顯，其地球化學特征主要繼承于地幔源區特征(Zhao and Zhou, 2009)，因此，鎂鐵質包體表現出輕微虧損的Sr-Nd同位素特征和明顯的Nd-Hf同位素解耦現象(圖10b)說明其地幔源區遭受俯沖板片起源的流體交代，即鎂鐵質巖漿來源于受俯沖洋殼釋放流體交代的新生巖石圈地幔部分熔融。

與鎂鐵質微粒包體相比，寄主花崗閃長巖具有更高的SiO2(59.94%～61.62%)和較低的Cr(68.9×10-6～73.8×10-6)、Ni(2.64×10-6～26.6×10-6)含量，富集Cs、K、Pb、Sr等大離子親石元素，虧損Nb、Ta、Ti等高場強元素，右傾的稀土元素配分圖顯示富集LREE，虧損HREE，具有明顯弧巖漿特征；較玄武質地殼熔體更高的MgO含量(3.33%～3.60%)和Mg#值(52.94～55.60)(圖6d、圖7a)，說明花崗閃長巖不是由單一巖漿結晶分異形成，而是由幔源巖漿與殼源長英質巖漿的共同參與而成。

馬場巖體中鎂鐵質微粒包體、花崗閃長巖和黑云母花崗巖之間的主量元素除P2O5和Al2O3外，K2O、Na2O、MgO、CaO、FeOT等均與SiO2呈線性相關關系(圖7)，表明它們可能具有一定的成因聯系。花崗閃長巖與黑云母花崗巖均虧損高場強元素(Nb、Ta、Ti)，富集大離子親石元素(K、Pb、Sr)，而且有著近乎一致的Sr含量，分別為683×10-6～708×10-6和643×10-6～713×10-6，但花崗閃長巖Sr/Y(38.9～41.1)相對更低，且虧損Zr-Hf。除此之外，Sr-Nd同位素二者也具有顯著的相似性(圖10a)，這是由于殼源巖漿的Nd元素含量明顯高于幔源巖漿。由此可見，在巖漿混合程度較低時，混合巖漿的Nd同位素組成主要繼承自長英質端元，故而含包體的花崗閃長巖與不含包體的黑云母花崗巖表現出相近的Nd同位素特征。結合花崗閃長巖與黑云母花崗巖具有相一致的結晶年齡、相似的地球化學特征以及同位素組成，說明花崗閃長巖的酸性端元巖漿與黑云母花崗巖的母巖漿具有相同的源區，均來源于新生下地殼部分熔融。而二者之所以表現出不同的Sr/Y比值和Zr-Hf，很可能與花崗閃長巖中發育鎂鐵質微粒包體相關。

圖13 馬場巖體巖漿混合模擬計算圖解(據Fourcade and Allegre, 1981; Saby and Martin, 2008)Fig.13 C1-C2 vs. Cm-C2 diagram of the Machang pluton (after Fourcade and Allegre, 1981; Saby and Martin, 2008)

5.3 巖漿混合作用對花崗巖成分多樣性的控制

拉脊山蛇綠混雜帶和侵入其中的早古生代弧巖漿巖表明該地區存在大洋俯沖作用(Yanetal., 2015b; 鐘林汐, 2015; Fuetal., 2018; Cuietal., 2019)，前人研究表明，南祁連洋初始俯沖時間可延伸至530Ma(Fuetal., 2019; Songetal., 2017)，洋-陸俯沖轉換事件發生在晚奧陶世(ca. 450～440Ma)(Yanetal., 2019a; Sunetal., 2020)。馬場巖體形成于468～466Ma，鎂鐵質微粒包體明顯富集Cs、Rb、Ba等大離子親石元素，虧損Nb、Ta、Ti等高場強元素，表現出明顯弧型地球化學特征，這說明鎂鐵質微粒包體應該是形成于弧背景下；同時，黑云母花崗巖和花崗閃長巖明顯富集輕稀土和大離子親石元素，虧損重稀土和高場強元素，具有弧花崗巖性質，暗示馬場巖體形成于俯沖環境，這與南祁連洋于寒武紀-奧陶紀處于持續俯沖狀態相一致。

俯沖帶是殼-幔物質和能量交換的重要場所，大洋俯沖過程中幔源巖漿底侵作用不僅為地殼熔融提供熱源，也為巖漿混合作用提供了物質基礎，是導致花崗質巖石成分多樣性的重要原因(王德滋, 2004; 齊有強等, 2008)。根據Sr/Y值，馬場巖體可分為兩類，一類具有高Sr/Y(125～168)埃達克質特征(黑云母花崗巖)，另一類具有低Sr/Y(38.9～41.1)特征(花崗閃長巖)，并且發育鎂鐵質微粒包體。造成這種高Sr/Y巖石與低Sr/Y巖石共存的原因可以有以下三種解釋：(1)黑云母花崗巖與花崗閃長巖來自不同性質的巖漿源區；(2)巖漿混合作用；(3)副礦物分異。然而，上文已論述黑云母花崗巖與花崗閃長巖來自相同的源區，母巖漿均為新生下地殼部分熔融形成。而如果是副礦物的分異，必然只能是從低Sr/Y值向高Sr/Y值演化，即花崗閃長巖中副礦物分異形成黑云母花崗巖，這種分異將會使黑云母花崗巖中大離子親石元素較花崗閃長巖更為富集，但顯然馬場黑云母花崗巖與花崗閃長巖具有一致的Cs、Sr、Pb含量(圖8b)，因此，這種高Sr/Y巖石與低Sr/Y巖石共存的現象不是副礦物分異的結果。巖漿混合作用二端元模擬證明花崗閃長巖成分除繼承自源區外，還受到幔源巖漿注入的改造。在巖漿混合過程中，成分交換的速率通常是同位素最快，微量元素次之，主量元素遷移最慢。所以在基性巖漿注入到殼源中酸性巖漿的過程中，同位素的快速均一化導致鎂鐵質微粒包體與寄主花崗閃長巖最終具有一致的同位素組成。而長英質巖漿與幔源巖漿的微量元素交換造成了花崗閃長巖不同于黑云母花崗巖的Sr/Y特征。因此，本文認為巖漿混合作用是造成馬場巖體花崗質巖石成分多樣性的主要因素。

綜上所述，拉脊山構造帶馬場巖體形成于早古生代南祁連洋俯沖背景下，俯沖過程中流體交代巖石圈地幔并導致其發生部分熔融，部分熔融產生的的幔源巖漿底侵到上覆新生下地殼，加熱并導致新生下地殼發生重熔，從而形成長英質巖漿，這些長英質巖漿與幔源巖漿不同程度混合形成花崗閃長巖。

6 結論

(1)拉脊山構造帶東南緣馬場巖體中黑云母花崗巖、花崗閃長巖及其鎂鐵質微粒包體形成于468～466Ma，均為早古生代巖漿活動的產物。

(2)黑云母花崗巖表現出高Sr/Y埃達克質巖石特征，其源巖可能為新生的寒武紀島弧巖石；花崗閃長巖由殼-幔巖漿混合作用形成。巖漿混合作用是造成馬場巖體高Sr/Y與低Sr/Y巖石共存的主要因素，也是造成拉脊山地區花崗質巖石成分多樣性的重要方式。

(3)馬場巖體形成于早古生代南祁連洋俯沖過程中，俯沖流體交代巖石圈地幔并導致其發生部分熔融，部分熔融產生的幔源巖漿底侵并加熱上覆新生下地殼，使其發生重熔形成長英質巖漿，這些長英質巖漿與幔源巖漿不同程度混合形成花崗閃長巖。

致謝中國科學技術大學戴立群教授和尹壯壯博士在Sr-Nd同位素測試，合肥工業大學李全忠、汪方躍副研究員和顧海歐博士在鋯石U-Pb年齡和Hf同位素測試工作中的幫助，在此表示感謝。感謝兩位審稿人和本刊編輯對本文提出的寶貴意見！

謹以此文緬懷尊敬的李繼亮研究員生前給予的悉心野外指導和幫助，令我終生受益、難忘！