趙燕 第五春榮 朱濤 王洪亮 孫勇

1.大陸動力學(xué)國家重點實驗室，西北大學(xué)地質(zhì)學(xué)系，西安 710069

2.中國地質(zhì)調(diào)查局西安地質(zhì)調(diào)查中心，西安 710054

斜長花崗巖的形成與蛇綠巖的形成和演化具有直接或間接的聯(lián)系，對于解釋區(qū)域大地構(gòu)造演化具有重要意義。蛇綠巖從大洋中脊分離、運移、俯沖到仰沖就位整個過程都可能產(chǎn)生斜長花崗巖，斜長花崗巖既可以呈小規(guī)模淺色脈體作為蛇綠巖的組成部分產(chǎn)出，也可以規(guī)模較大的獨立巖株形式出現(xiàn)(Searle and Malpas，1980;Gerlach et al.，1981;Pedersen and Malpas，1984;Pearce，1989;Flagler and Spray，1991;Bebout and Barton，1993;汪相，1993;Peters and Kamber，1994;Jafri et al.，1995;Amri et al.，1996;Whitehead et al.，2000;Scarrow et al.，2001;李武顯和李獻(xiàn)華，2003;Li and Li，2003;簡平等，2003a，b;France et al.，2010)。產(chǎn)于洋中脊的大洋斜長花崗巖作為蛇綠巖的組成部分，其形成年齡代表洋殼的形成年齡，對于理解區(qū)域構(gòu)造演化格局具有重要意義(Coleman and Peterman，1975;Coleman and Donato，1979;Gerlach et al.，1981;汪相，1993;Amri et al.，1996;李武顯和李獻(xiàn)華，2003;張旗等，2008)。

敦煌地塊被認(rèn)為是穩(wěn)定克拉通前寒武紀(jì)變質(zhì)基底的組成部分，由出露于塔里木東南緣阿爾金北部-敦煌地區(qū)的米蘭雜巖和敦煌雜巖組成(梅華林等，1997;許志琴等，1999;Lu et al.，2008;張建新等，2011;孟繁聰?shù)龋?011;辛后田等，2013)。米蘭雜巖由TTG 質(zhì)片麻巖、紫蘇花崗片麻巖、基性麻粒巖、斜長角閃巖、石榴斜長角閃巖、黑云角閃斜長片麻巖、大理巖以及各類后期的侵入體等組成，巖石變質(zhì)程度可達(dá)高角閃巖-麻粒巖相(孫勇等，1992;Lu et al.，2008;劉永順等，2009)，敦煌雜巖由TTG 質(zhì)片麻巖和變質(zhì)程度達(dá)高角閃巖相的變質(zhì)表殼巖組成(梅華林等，1997;Lu et al.，2008)。

中亞造山帶(CAOB)是世界上最大的增生型造山帶之一(?eng?r et al.，1993;Jahn et al.，2000;Kovalenko et al.，2004;Windley et al.，2001，2007;Kr?ner et al.，2008;Xiao et al.，2010，2013;Xiao and Santosh，2014)，北接西伯利亞克拉通，西延至烏拉爾山，南部與塔里木地塊-華北地塊相接(圖1a)。塔里木地塊-敦煌地塊以北的天山造山帶和北山造山帶(圖1b)均屬于中亞造山帶的重要組成部分。已有研究表明，阿拉善地塊北緣(鄭榮國等，2013;Zheng et al.，2014)和塔里木地塊北緣(Ge et al.，2012)均受到了古亞洲洋古生代俯沖-碰撞造山作用的影響。敦煌地塊處于一個特殊的大地構(gòu)造位置，北接北山造山帶，西北部接天山造山帶，西南部接阿爾金造山帶，東南部以阿爾金斷裂與祁連造山帶相隔(圖1b)。近年來的研究主要集中于其前寒武紀(jì)基底的形成、演化(梅華林等，1997，1998;趙燕等，2013;Zhang et al.，2012，2013;Zong et al.，2013)和早古生代構(gòu)造熱事件(張志誠等，2009;Zong et al.，2012;He et al.，2014)，對于該地區(qū)晚古生代構(gòu)造熱事件鮮有報道，僅朱濤等(2014)對敦煌西南部青石溝地區(qū)的埃達(dá)克巖進(jìn)行了研究，LA-ICP-MS 鋯石U-Pb 定年結(jié)果顯示該埃達(dá)克巖形成于早-中石炭世(335Ma)。然而，敦煌地區(qū)晚古生代其他時代構(gòu)造熱事件及其與上述埃達(dá)克巖在時間、空間上的聯(lián)系，以及敦煌地塊與中亞造山帶的關(guān)系等內(nèi)容未有報道。

本文針對三危山地區(qū)出露的斜長花崗巖進(jìn)行了詳細(xì)的野外地質(zhì)調(diào)查及巖相學(xué)、巖石地球化學(xué)分析，鋯石U-Pb 定年和Lu-Hf 同位素組成測定，確定了其形成時代，初步探討了巖石成因、巖漿源區(qū)性質(zhì)和區(qū)域地質(zhì)意義，以期為敦煌地塊晚古生代構(gòu)造熱事件和構(gòu)造演化研究提供依據(jù)。

1 地質(zhì)概況和樣品特征

典型的敦煌雜巖出露于敦煌三危山、旱峽、黨河水庫、東巴兔山、石包城、紅柳峽河等地區(qū)，在北山地區(qū)少量出露(圖1c)。已有研究表明敦煌地塊至少經(jīng)歷了～3.06Ga (趙燕等，2015)、2.7～2.6Ga (梅華林等，1998;Zong et al.，2013)、～2.5Ga (趙燕等，2013;Zhang et al.，2013)和1.86～1.82Ga (Zhang et al.，2012，2013;趙燕等，2013)四期前寒武紀(jì)構(gòu)造熱事件，且遭受了早古生代構(gòu)造熱事件的改造(張志誠等，2009;孟繁聰?shù)龋?011;Zong et al.，2012;He et al.，2014)。朱濤等(2014)報道了阿克塞地區(qū)335Ma 的埃達(dá)克巖。三危山地區(qū)形成于136～99Ma 的基性巖墻群指示敦煌地區(qū)該時期處于伸展構(gòu)造環(huán)境(馮志碩等，2010)。由此可見，敦煌地區(qū)經(jīng)歷了多期構(gòu)造活動和巖漿作用的改造，其構(gòu)造演化具有復(fù)雜性、長期性和多階段性的演化特點。

本文所研究的斜長花崗巖出露于敦煌市東南大約25km處的三危山地區(qū)(圖1c)，該地區(qū)斷裂構(gòu)造發(fā)育，主斷裂沿NE-SW 方向展布(圖2)，與阿爾金斷裂的走向一致，主要出露云母石英片巖、黑云斜長片麻巖、斜長角閃巖、大理巖、花崗巖、花崗偉晶巖脈、斜長花崗斑巖脈和基性巖脈(圖2)。1∶20 萬敦煌幅地質(zhì)圖將云母石英片巖、黑云斜長片麻巖、斜長角閃巖和大理巖劃分為前震旦紀(jì)敦煌雜巖的組成部分，并認(rèn)為花崗巖、花崗偉晶巖脈、斜長花崗斑巖脈和基性巖墻侵入于敦煌雜巖中(甘肅省地質(zhì)局區(qū)測二隊，1975)。根據(jù)野外地質(zhì)特征和已有研究成果，基性巖墻的形成代表了該區(qū)最晚期的巖漿活動(馮志碩等，2010)，但是關(guān)于花崗巖、花崗偉晶巖及斜長花崗巖的形成序列仍需進(jìn)一步研究，且在野外并未發(fā)現(xiàn)斜長花崗巖與周圍的斜長角閃巖(圖3c)呈熱侵入接觸關(guān)系的證據(jù)。

圖1 中亞造山帶構(gòu)造簡圖(a，據(jù)?eng?r and Natal’in，1993)、敦煌地塊及鄰區(qū)構(gòu)造簡圖(b，據(jù)Lu et al.，2008)與敦煌雜巖地質(zhì)簡圖(c，據(jù)中國地質(zhì)調(diào)查局，2004①中國地質(zhì)調(diào)查局.2004.1∶250 萬中華人民共和國地質(zhì)圖)Fig.1 Tectonic sketch map of the Central Asian Orogenic Belt (a，after ?eng?r and Natal’in，1993)，simplified geological map of Dunhuang block (b，after Lu et al.，2008)and adjacent areas and simplified geological map of Dunhuang complex (c)

文中分析了樣品21SWS 和樣品SWS05。野外地質(zhì)觀察表明樣品呈小的脈狀、網(wǎng)脈狀產(chǎn)出，淺灰白色，塊狀構(gòu)造(圖3a，c)，中粗粒結(jié)構(gòu)，受區(qū)域斷裂構(gòu)造影響局部顯示碎斑狀結(jié)構(gòu)(圖3b，d)。樣品主要由斜長石(60%～65%)和石英(28%～32%)組成，含少量白云母(＜3%)和極少量綠簾石，副礦物有鋯石、磷灰石等。斜長石呈他形-半自形板柱狀，粒徑1～6 mm 不等，表面多絹云母化，對斜長石進(jìn)行電子探針分析，計算出端元組分An =0～14，主體介于6～14，Ab=85～99，Or=0.02～2.34，屬于鈉長石-更長石系列，以更長石為主(表1)。石英表面干凈，分為兩類，一類呈細(xì)粒狀充填于斜長石間隙，粒徑＜0.3mm，具有波狀消光現(xiàn)象，這類石英可能代表了巖漿期后的熱液充填作用或者由區(qū)域斷裂構(gòu)造導(dǎo)致;另一類石英粒度較大(1.5～3 mm)，與斜長石交互生長，二者接觸界限截然，這類石英是巖漿作用過程中形成的(圖3b，d)。白云母呈不規(guī)則鱗片狀沿斜長石裂隙和礦物間隙生長，指示其形成于晚期;綠簾石呈細(xì)粒狀集合體分布于斜長石裂隙或邊界(圖3b，d)。

2 分析方法

除鋯石分選工作在河北省廊坊市區(qū)調(diào)研究所實驗室完成以外，全巖主、微量元素分析，鋯石前期處理工作、鋯石UPb 定年和Lu-Hf 同位素測定均在西北大學(xué)大陸動力學(xué)國家重點實驗室完成。

圖2 敦煌三危山地區(qū)地質(zhì)簡圖(據(jù)甘肅省地質(zhì)局第一區(qū)域地質(zhì)測量隊，1966①甘肅省地質(zhì)局第一區(qū)域地質(zhì)測量隊.1966.1∶20 萬安西幅地質(zhì)圖(K-46-38);甘肅省地質(zhì)局區(qū)測二隊，1975②甘肅省地質(zhì)局區(qū)測二隊.1975.1∶20 萬敦煌幅地質(zhì)圖(K-46-35);甘肅省地質(zhì)局地質(zhì)力學(xué)區(qū)測隊，1976③甘肅省地質(zhì)局地質(zhì)力學(xué)區(qū)測隊.1976.1∶20 萬肅北幅地質(zhì)圖(J-46-5))Fig.2 Simplified geological map of Sanweishan area

表1 敦煌三危山斜長花崗巖中代表性斜長石電子探針成分(wt%)Table 1 Representative analyses of plagioclase in plagiogranite from Sanweishan area，Dunhuang (wt%)

全巖主量元素分析采用玻璃熔餅法在X 熒光光譜儀(XRF，Rigaku RIX2100)上測定，分析精度優(yōu)于2%;全巖微量和稀土元素測試在電感耦合等離子質(zhì)譜(ICP-MS)儀上測定，樣品測試中以AGV-2、BHVO-2、BCR-2、GSP-1 為標(biāo)樣監(jiān)控，分析誤差小于5%～10%。

鋯石U-Pb 年齡和微量元素分析測定是在連接193nm 深紫外ArF 激光器(Geolas 2005)的Agilent 7700 型ICP-MS 上進(jìn)行的，激光束斑直徑為32μm，采用單點剝蝕方式，激光剝蝕樣品的深度為20～30μm。數(shù)據(jù)處理采用Glitter (Ver4.0)程序，年齡計算以標(biāo)準(zhǔn)鋯石91500 為外標(biāo)進(jìn)行同位素比值分餾校正，元素濃度計算采用NIST 610 做外標(biāo)，29Si 為內(nèi)標(biāo)，樣品的諧和圖、加權(quán)平均年齡計算及圖件繪制采用Isoplot 軟件(Ludwig，2003)。

鋯石原位Lu-Hf 同位素測定在配備了Geolas 2500 激光剝蝕系統(tǒng)的Nu Plasma HR 多接收電感耦合等離子體質(zhì)譜儀(MC-ICP-MS)上完成，激光剝蝕脈沖頻率為10Hz，激光束斑直徑為44μm，剝蝕時間約50s。用175Lu/176Lu =0.02655 和176Yb/172Yb=0.5886 (Chu et al.，2002)進(jìn)行校正，εHf(t)計算采用176Lu 衰變常數(shù)為1.867 × 10-11a(Albarède et al.，2006)，球粒隕石的176Hf/177Hf 比值為0.282785，176Lu/177Hf的比值為0.0336 (Bouvier et al.，2008)，Hf 單階段模式年齡tDM的計算以現(xiàn)今的虧損地幔值為參考，其176Hf/177Hf =0.28325，176Lu/177Hf=0.0384 (Griffin et al.，2000)。兩階段Hf 模式年齡(tDM2)計算時，平均地殼的值采用176Lu/177Hf =0.015(Rudnick and Gao，2003)。

3 分析結(jié)果

3.1 地球化學(xué)特征

敦煌三危山斜長花崗巖樣品的主、微量元素分析結(jié)果見表2。

主量元素分析結(jié)果顯示，樣品具有高SiO2、極度富Na 貧K、低Ti 高M(jìn)g#值等典型的斜長花崗巖特征，SiO2=71.00%～72.92%，Al2O3= 15.84%～16.13%，Na2O = 6.35%～6.96%，K2O =0.93%～1.13%，Na2O/K2O =8.54～11.37，TiO2=0.01%～0.03%，Mg#=47.3～64.1。里特曼指數(shù)δ=1.87～2.23，為鈣堿性系列。A/CNK =0.92～1.06，屬于準(zhǔn)鋁質(zhì)-弱過鋁質(zhì)巖石。在標(biāo)準(zhǔn)礦物計算結(jié)果中，石英為22.22%～28.14%，鈉長石、鉀長石和鈣長石分別為54.71%～60.10%，5.61%～6.80%，9.13%～10.23%。

巖石樣品中稀土含量極低，∑REE =0.69 ×10-6～1.12×10-6;輕重稀土分餾不明顯，(La/Yb)N=1.05～2.99;輕稀土較重稀土輕微富集，∑LREE/∑HREE = 1.77 × 10-6～3.41 ×10-6;稀土元素球粒隕石標(biāo)準(zhǔn)化配分曲線顯示近乎平坦型分布(圖4a)，明顯Eu 正異常，δEu =4.77～7.10。明顯Eu 正異常暗示了斜長石的堆晶作用。微量元素原始地幔蛛網(wǎng)圖顯示，大離子親石元素(LILE)Rb、Ba、K、Pb、Sr 等選擇性富集，高場強(qiáng)元素(HFSE)Nb、Ta、Ti 等相對虧損，而Zr、Hf相對富集(圖4b)。巖石具有極低的Nb/Ta 和Zr/Hf 比值(Nb/Ta=2～5;Zr/Hf=28～32;表2)。

圖4 敦煌三危山斜長花崗巖球粒隕石標(biāo)準(zhǔn)化稀土元素配分圖(a)和原始地幔標(biāo)準(zhǔn)化微量元素蛛網(wǎng)圖(b)(標(biāo)準(zhǔn)化值據(jù)Sun and McDonough，1989)Fig.4 Chondrite-normalized REE patterns (a)and primitive mantle-normalized spidergrams (b)for plagiogranite from Sanweishan area，Dunhuang (normalization values after Sun and McDonough，1989)

3.2 鋯石U-Pb 年齡及稀土元素特征

三危山斜長花崗巖中的鋯石呈淡黃色，自形長柱狀，長軸約60～100μm，短軸約30～50μm，長寬比2∶1～3∶1 之間(圖5)。鋯石陰極發(fā)光圖像顯示特征的巖漿振蕩環(huán)帶結(jié)構(gòu)。鋯石具有低的Th 含量和高的U 含量，樣品21SWS 的Th含量為5.98 ×10-6～68.5 ×10-6，U 含量為447 ×10-6～2131 ×10-6，Th/U 比值為0.01～0.03;樣品SWS05 的Th 含量為2.70 ×10-6～79.3 ×10-6，U 含量為232 ×10-6～1503×10-6，Th/U 比值為0.01～0.05 (表3)。雖然通常認(rèn)為巖漿鋯石的Th/U 比值大于0.4 (Rubatto and Gebauer，2000;Belousova et al.，2002)，但是有些巖漿成因鋯石的Th/U 比值有時也會小于0.1，比如澳大利亞新英格蘭造山帶Weraerai 地體Upper Bingara 斜長花崗巖(Aitchison and Ireland，1995)和金沙江娘九丁斜長花崗巖中都存在較多Th/U 小于0.1 的鋯石(簡平等，2003a)，因此鋯石Th/U 比值不能用作判別鋯石成因的唯一標(biāo)志，依據(jù)鋯石自形程度高、巖漿振蕩環(huán)帶明顯的特征，確定該樣品中的鋯石為巖漿成因。

表3 敦煌三危山地區(qū)斜長花崗巖LA-ICP-MS 鋯石U-Pb 定年結(jié)果Table 3 LA-ICP-MS zircon U-Pb data for plagiogranite from Sanweishan area，Dunhuang

圖5 敦煌三危山斜長花崗巖的鋯石CL 圖像(a 為樣品21SWS;b 為樣品SWS05)Fig.5 CL images for zircons in plagiogranite from Sanweishan area，Dunhuang (a is Sample 21SWS;b is Sample SWS05)

圖6 敦煌三危山斜長花崗巖鋯石U-Pb 年齡協(xié)和圖(a、c)和206Pb/238U 加權(quán)平均年齡柱狀圖(b、d)Fig.6 U-Pb concordia diagrams (a，c)and weighted mean 206Pb/238U ages (b，d)of zircons for plagiogranite

LA-ICP-MS 鋯石U-Pb 定年結(jié)果見表3。樣品21SWS 中的10 個鋯石測點獲得的U-Pb 諧和年齡為364 ± 3Ma(MSWD=0.44)(圖6a)，206Pb/238U 加權(quán)平均年齡為363 ±2Ma (MSWD=0.48)(圖6b)。樣品SWS05 中的15 個鋯石測點獲得的U-Pb 諧和年齡為371 ±6Ma (MSWD =0.93)(圖6c)，206Pb/238U 加權(quán)平均年齡為365 ±3Ma (MSWD =1.3)(圖6d)。上述兩個加權(quán)平均年齡在誤差范圍內(nèi)一致，該年齡代表了該斜長花崗巖的結(jié)晶年齡。

鋯石微量元素分析結(jié)果見表4。稀土元素球粒隕石標(biāo)準(zhǔn)化圖解(圖7)顯示，兩個樣品中的鋯石均具有輕稀土虧損，重稀土強(qiáng)烈富集且高度分異，明顯Ce 正異常和弱Eu 負(fù)異常的特征(圖7a，b)。重稀土強(qiáng)烈富集且高度分異表明鋯石結(jié)晶過程中沒有石榴石的晶出(Sun et al.，2002)，弱Eu 負(fù)異常與斜長石屬于鈉質(zhì)斜長石吻合。

3.3 鋯石Lu-Hf 同位素

對進(jìn)行了LA-ICP-MS 鋯石U-Pb 定年分析的鋯石測點進(jìn)行Lu-Hf 同位素測試，分析結(jié)果見表5。除樣品21SWS 中測點4 的176Lu/177Hf 比值為0.002064，樣品SWS05 中測點7、8的176Lu/177Hf 比值分別為0.002465 和0.002757 以外，其余測點的176Lu/177Hf 比值均小于0.002，表明鋯石形成后有極少量的放射性成因的Hf 積累，測得的鋯石Hf 同位素組成基本可以代表鋯石形成時體系的Hf 同位素組成。樣品21SWS和SWS05 鋯石Hf 同位素的回時計算分別采用t=363Ma 和t=365 Ma 作為斜長花崗巖的巖漿結(jié)晶年齡。

鋯石Lu-Hf 同位素分析結(jié)果顯示，樣品21SWS 中10 個鋯石測點的Hf 同位素組成較均一，176Hf/177Hf 比值為0.282680～0.282745，平均值為0.282717，對應(yīng)的εHf(t)值為正值，介于+4.0～+6.2 (圖8)，平均值為+5.4，加權(quán)平均值為5.5 ± 0.5，單階段模式年齡為746～840Ma，平均為780Ma，兩階段模式年齡為965～1108Ma，平均為1019Ma。對樣品SWS05 中15 個鋯石測點進(jìn)行分析，除過點10 具有較高的176Hf/177Hf 比值(0.282807)，對應(yīng)的εHf(t)較高(+8.8)，兩階段模式年齡較小(806Ma)之外，其余14 個測點具有相對均一的Hf 同位素組成，176Hf/177Hf 比值介于0.282660～0.282743，平均值為0.282710，對應(yīng)的εHf(t)值為正值，介于+3.1～+6.4 之間(圖8)，平均值為+5.1，加權(quán)平均值為5.1 ±0.5，單階段模式年齡為739～883Ma，平均為794Ma，兩階段模式年齡為959～1167Ma，平均為1039Ma。

表4 敦煌三危山斜長花崗巖鋯石微量元素含量(×10 -6)Table 4 Trace element concentrations of zircons in plagiogranite from Sanweishan area，Dunhuang (×10 -6)

圖7 敦煌三危山斜長花崗巖鋯石球粒隕石標(biāo)準(zhǔn)化微量元素圖解(標(biāo)準(zhǔn)化值據(jù)Sun and McDonough，1989)Fig.7 Chondrite-normalized REE patterns of zircons in plagiogranite from Sanweishan area，Dunhuang (normalization values after Sun and McDonough，1989)

表5 敦煌三危山地區(qū)斜長花崗巖鋯石Lu-Hf 同位素測定結(jié)果Table 5 Lu-Hf isotopic compositions of zircons for plagiogranite form Sanweishan area，Dunhuang

圖8 敦煌三危山地區(qū)斜長花崗巖鋯石Hf 同位素組成Fig.8 Zircon Hf isotopic compositions for plagiogranite from Sanweishan area，Dunhuang

4 討論

4.1 巖石類型及巖漿源區(qū)

野外地質(zhì)特征顯示，敦煌三危山地區(qū)的斜長花崗巖呈細(xì)小脈狀，局部呈網(wǎng)脈狀分布;巖相學(xué)方面，主要礦物組合為石英和斜長石，斜長石端元組分為An=0～14，Ab =85～99，Or=0.02～2.34，屬于鈉長石-更長石系列(表1)，且以更長石為主;巖石地球化學(xué)分析數(shù)據(jù)顯示樣品具有高SiO2(71.00%～72.92%)、極度富 Na2O (6.35%～6.96%)貧 K2O(0.93%～1.13%)的特征。這些特征均反映研究區(qū)斜長花崗巖與國內(nèi)外一些典型的大洋斜長花崗巖相似(Coleman and Peterman，1975;Amri et al.，1996;張旗等，2008;李武顯和李獻(xiàn)華，2003)。因此，綜合該斜長花崗巖的野外產(chǎn)狀、巖相學(xué)特征、巖石地球化學(xué)成分特征，認(rèn)為該斜長花崗巖屬于大洋斜長花崗巖，屬于蛇綠巖的組成部分。

鋯石是一種非常穩(wěn)定的副礦物，具有極度抗風(fēng)化、高Lu-Hf 同位素體系封閉溫度、高Hf 含量與低Lu/Hf 比值等特點。鋯石形成后，基本沒有明顯的放射性成因Hf 積累，很少受到后期構(gòu)造熱事件的改造，在其形成以后即使在高級變質(zhì)作用下也可以保存其形成時體系的Hf 同位素組成，因此我們能夠較為準(zhǔn)確地獲得鋯石形成時的Hf 同位素組成，這使得鋯石Hf 同位素研究成為目前探討地殼演化和示蹤巖石源區(qū)的重要工具(Patchett et al.，1982;Amelin et al.，1999，2000;Griffin et al.，2002;吳福元等，2007)。一般認(rèn)為，具有低的176Hf/177Hf 比值以及εHf(t)值的巖石往往指示地殼源區(qū)或者源區(qū)經(jīng)過地殼物質(zhì)的混染;而具有較高的176Hf/177Hf 比值以及εHf(t)值的巖石直接來自虧損地?；蛴善鹪从谔潛p地幔的新生殼源物質(zhì)部分熔融形成(Corfu and Stott，1993;Kinny and Maas，2003)。對三危山斜長花崗巖進(jìn)行鋯石Hf同位素組成分析，樣品21SWS 中的鋯石具有高的176Hf/177Hf(0.282671～0.282733)和εHf(t)值(+4.0～+6.2，平均值為+ 5.4)，樣品SWS05 中的鋯石也具有高的176Hf/177Hf(0.282646～0.282800)和εHf(t)值(+3.1～+6.4，平均值為+5.1)。兩個樣品的鋯石Hf 同位素組成相對均一，且指示斜長花崗巖漿源自虧損地幔源區(qū)，為M 型花崗巖。鋯石兩階段和單階段Hf 模式年齡均遠(yuǎn)大于鋯石的形成年齡，可能與巖漿從虧損地幔抽取后滯留時間較長有關(guān)。

同原始地幔相比，除大離子親石元素Rb、Ba、K、Sr 等比值遠(yuǎn)大于1 外，其他微量元素，包括高場強(qiáng)元素Nb、Ta、Th、U、Zr、Hf、Ti 和稀土元素La、Ce、Sm 等的比值均小于1 或接近于1，亦顯示了巖漿源自虧損地幔的性質(zhì)，與鋯石Hf 同位素所指示的虧損地幔源區(qū)一致。

綜上所述，敦煌三危山地區(qū)的斜長花崗巖為M 型花崗巖，屬于大洋斜長花崗巖，推測由拉張環(huán)境下洋盆擴(kuò)張脊處源于虧損地幔源區(qū)的洋脊玄武質(zhì)熔體中的斜長石堆晶形成，可近似代表洋殼的形成年齡。

4.2 巖漿期后流體作用

巖相學(xué)特征顯示，部分石英以細(xì)粒狀充填于大顆粒的斜長石和石英間隙，且具有波狀消光現(xiàn)象，這類石英的形成，一種原因與該區(qū)斷裂構(gòu)造發(fā)育，巖石形成后受區(qū)域動力變質(zhì)作用有關(guān);另一種原因可能與巖漿期后熱液充填作用有關(guān)。鱗片狀白云母和細(xì)粒綠簾石集合體沿斜長石裂隙或礦物邊界分布，明顯屬于次生礦物，應(yīng)該為熱液蝕變的產(chǎn)物(丁興等，2012)。

從巖石地球化學(xué)方面來看，巖石具有極低的稀土元素含量，明顯Eu 正異常，不相容元素整體虧損，具有極低的Nb/Ta 和Zr/Hf 比值，遠(yuǎn)低于原始地幔的Nb/Ta (17.2 ±2.0)和Zr/Hf (36.27 ±2.0)比值，強(qiáng)烈富集Rb、Ba、U、K、Pb 和Sr 等活動性元素。這些特征與明顯遭受流體分異的巖石特征類似(Ding et al.，2013)，因此，巖石地球化學(xué)特征指示該斜長花崗巖遭受了流體作用的改造。

鋯石CL 圖像顯示(圖5)，斜長花崗巖中的鋯石具有弱的發(fā)光性，該特征與其U 含量較高有關(guān);大部分鋯石的晶形和巖漿結(jié)晶環(huán)帶都很完整，個別鋯石局部遭受了顯著的蛻晶化作用。流體中一般富U 貧Th (Rowley et al.，1997;Mojzsis and Harrison，2002)，因此，鋯石極低的Th/U 比值及其局部蛻晶化特征暗示了流體作用對鋯石的改造。

綜合巖相學(xué)、地球化學(xué)和鋯石特征來看，研究區(qū)斜長花崗巖形成后經(jīng)歷了后期流體交代作用。

4.3 斜長花崗巖的形成時代及構(gòu)造意義

對斜長花崗巖進(jìn)行鋯石U-Pb 年齡測定，鋯石顆粒呈自形長柱狀，具典型的巖漿結(jié)晶振蕩環(huán)帶結(jié)構(gòu)，具有巖漿型鋯石的特征(圖5)，因此，鋯石是在巖漿結(jié)晶過程中形成的。鋯石U-Pb 年齡均較為諧和，表明巖漿期后的流體作用對鋯石的影響并不大，即該過程中幾乎沒有放射性成因Pb 丟失。LA-ICP-MS 鋯石U-Pb 定年結(jié)果顯示，樣品21SWS 中的10 個分析點具有一致的206Pb/238U 年齡值，206Pb/238U 加權(quán)平均年齡為362.8 ±2.2Ma (MSWD=0.48);樣品SWS05 中的15 個分析點的206Pb/238U 加權(quán)平均年齡為365.1 ±2.6Ma (MSWD=1.3)。兩個樣品的206Pb/238U 加權(quán)平均年齡在誤差范圍內(nèi)一致，說明該斜長花崗巖形成于360～370Ma，屬于晚泥盆世，指示敦煌地區(qū)有泥盆世的巖漿侵位活動。該巖石為敦煌地區(qū)目前唯一發(fā)現(xiàn)的晚泥盆世巖漿活動記錄，對于解釋敦煌地塊晚古生代動力學(xué)過程具有重要意義。

中亞造山帶是世界上最大的增生型造山帶之一(?eng?r et al.，1993;Jahn et al.，2000;Kovalenko et al.，2004;Windley et al.，2001，2007;Kr?ner et al.，2008;Xiao et al.，2010，2013，2014)，被認(rèn)為是由眾多弧/弧后系統(tǒng)、蛇綠巖帶及微陸塊組成的(Jian et al.，2008;Khain et al.，2003;Kozakov et al.，2001)。1000～700Ma 為古亞洲洋的打開階段，形成了具有多島分布的古亞洲洋;600～400Ma 為古亞洲洋強(qiáng)烈擴(kuò)張期，伴隨已形成洋殼向洋中微陸塊的俯沖作用;400～200Ma 為古亞洲洋洋殼俯沖消減末期，并最終碰撞造山的階段(陳岳龍等，2013)。敦煌地塊北接北山造山帶，西北部為天山造山帶，西接塔里木克拉通，東臨阿拉善地塊(圖1b)。天山造山帶和北山造山帶均屬于中亞造山帶的組成部分。天山地區(qū)廣泛分布晚古生代(370～310Ma)的火山巖、侵入巖和超高壓變質(zhì)巖(張連昌等，2004;高俊等，2006;李錦軼等，2006;Shi et al.，2007;陳剛等，2010;蘇春乾等，2009;周濤發(fā)等，2010;Long et al.，2011;An et al.，2013;Ma et al.，2014;Xia et al.，2014);北山地區(qū)高壓/超高壓變質(zhì)巖形成于晚奧陶世-早志留世(Liu et al.，2011;Qu et al.，2011)，指示北山地區(qū)的俯沖-碰撞事件發(fā)生在晚奧陶世-早志留世。阿拉善地塊北緣(鄭榮國等，2013;Zheng et al.，2014)和塔里木地塊北緣(Ge et al.，2012)亦受到了古亞洲洋古生代俯沖-碰撞造山作用的影響。敦煌地塊處于這樣一個特殊的大地構(gòu)造位置是否受到了古亞洲洋閉合事件的影響?

如前所述，研究區(qū)斜長花崗巖為M 型花崗巖，屬于大洋斜長花崗巖，由洋盆擴(kuò)張脊處起源于虧損地幔源區(qū)的洋脊玄武質(zhì)熔體中的斜長石堆晶形成，近似代表了洋殼形成年齡。朱濤等(2014)對甘肅阿克塞青石溝地區(qū)的埃達(dá)克巖進(jìn)行研究，LA-ICP-MS 鋯石U-Pb 年齡顯示該埃達(dá)克巖形成于～335Ma，巖石化學(xué)成分具有富鈉貧鉀(Na2O/K2O =2.4～2.9)，大離子親石元素和輕稀土元素富集，Nb、Ta 等高場強(qiáng)元素和重稀土強(qiáng)烈虧損的特征，很可能是俯沖板片在一定深度部分熔融的產(chǎn)物，代表了島弧的形成。北山造山帶的造山事件發(fā)生在晚奧陶世-早志留世，而天山造山帶的主體碰撞造山事件為中-晚泥盆世，已有研究表明敦煌地區(qū)的造山事件可能發(fā)生在志留紀(jì)-早泥盆世(440～400Ma;Zong et al.，2012;He et al.，2014)。因此，結(jié)合本文研究成果及區(qū)域地質(zhì)特征，敦煌地區(qū)在晚泥盆世-早-中石炭世(370～330Ma)經(jīng)歷了洋盆擴(kuò)張-俯沖過程，且該洋盆可能代表了古亞洲洋南緣弧后盆地的擴(kuò)張。

傳統(tǒng)意義上，敦煌地塊被認(rèn)為是穩(wěn)定克拉通前寒武紀(jì)變質(zhì)基底的組成部分(梅華林等，1997;許志琴等，1999;Lu et al.，2008;張建新等，2011;孟繁聰?shù)龋?011;辛后田等，2013)。然而，已有研究表明，敦煌地區(qū)前寒武紀(jì)變質(zhì)基底巖石只是零星的分布在敦煌地塊中部(Zong et al.，2013)及其南緣(梅華林等，1998;Zhang et al.，2013;趙燕等，2013)，在整個敦煌地區(qū)持續(xù)記錄了早古生代中-晚期及晚古生代早-中期的構(gòu)造-熱事件，如蘑菇臺地區(qū)430～440Ma 的基性高壓麻粒巖(Zong et al.，2012;He et al.，2014)、黨河水庫地區(qū)440Ma 的TTG 質(zhì)巖石(張志誠等，2009)、三危山地區(qū)400～435Ma 斜長角閃巖(孟繁聰?shù)龋?011)以及敦煌西南部青石溝地區(qū)335Ma 埃達(dá)克巖(朱濤等，2014)等。因此，敦煌地塊不是典型的穩(wěn)定克拉通的組成部分，伴隨著新元古代開始古亞洲洋的擴(kuò)張-閉合過程，敦煌地塊可能強(qiáng)烈卷入了一系列與古亞洲洋閉合相關(guān)的古生代造山活動，最終構(gòu)成了中亞造山帶的一部分。

5 結(jié)論

(1)野外地質(zhì)、巖相學(xué)、巖石地球化學(xué)特征和鋯石Hf 同位素分析均表明三危山地區(qū)斜長花崗巖為大洋斜長花崗巖，形成于洋盆擴(kuò)張過程，由起源于虧損地幔源區(qū)的洋脊拉斑玄武質(zhì)熔體中的斜長石堆晶形成，屬于蛇綠巖的組成部分;該巖石形成后遭受了后期流體交代作用的改造。

(2)LA-ICP-MS 鋯石U-Pb 定年結(jié)果顯示，敦煌三危山地區(qū)兩個斜長花崗巖的206Pb/238U 加權(quán)平均年齡分別為363Ma 和365Ma，表明該斜長花崗巖形成于晚泥盆世，該年齡結(jié)果代表了敦煌地塊晚泥盆世洋盆擴(kuò)張事件;綜合區(qū)域地質(zhì)考慮，該期擴(kuò)張很可能是古亞洲洋南緣弧后盆地的擴(kuò)張。

(3)結(jié)合已有研究成果，提出伴隨著新元古代開始古亞洲洋的擴(kuò)張-閉合過程，敦煌地塊很可能卷入到了一系列與古亞洲洋閉合相關(guān)的造山活動，最終構(gòu)成了中亞造山帶的一部分。

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