敦煌三危山地区晚泥盆世斜长花岗岩的发现及其地质意义*

赵燕 第五春荣 朱涛 王洪亮 孙勇

1.大陆动力学国家重点实验室，西北大学地质学系，西安 710069

2.中国地质调查局西安地质调查中心，西安 710054

斜长花岗岩的形成与蛇绿岩的形成和演化具有直接或间接的联系，对于解释区域大地构造演化具有重要意义。蛇绿岩从大洋中脊分离、运移、俯冲到仰冲就位整个过程都可能产生斜长花岗岩，斜长花岗岩既可以呈小规模浅色脉体作为蛇绿岩的组成部分产出，也可以规模较大的独立岩株形式出现(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;李武显和李献华，2003;Li and Li，2003;简平等，2003a，b;France et al.，2010)。产于洋中脊的大洋斜长花岗岩作为蛇绿岩的组成部分，其形成年龄代表洋壳的形成年龄，对于理解区域构造演化格局具有重要意义(Coleman and Peterman，1975;Coleman and Donato，1979;Gerlach et al.，1981;汪相，1993;Amri et al.，1996;李武显和李献华，2003;张旗等，2008)。

敦煌地块被认为是稳定克拉通前寒武纪变质基底的组成部分，由出露于塔里木东南缘阿尔金北部-敦煌地区的米兰杂岩和敦煌杂岩组成(梅华林等，1997;许志琴等，1999;Lu et al.，2008;张建新等，2011;孟繁聪等，2011;辛后田等，2013)。米兰杂岩由TTG 质片麻岩、紫苏花岗片麻岩、基性麻粒岩、斜长角闪岩、石榴斜长角闪岩、黑云角闪斜长片麻岩、大理岩以及各类后期的侵入体等组成，岩石变质程度可达高角闪岩-麻粒岩相(孙勇等，1992;Lu et al.，2008;刘永顺等，2009)，敦煌杂岩由TTG 质片麻岩和变质程度达高角闪岩相的变质表壳岩组成(梅华林等，1997;Lu et al.，2008)。

中亚造山带(CAOB)是世界上最大的增生型造山带之一(Şengör et al.，1993;Jahn et al.，2000;Kovalenko et al.，2004;Windley et al.，2001，2007;Kröner et al.，2008;Xiao et al.，2010，2013;Xiao and Santosh，2014)，北接西伯利亚克拉通，西延至乌拉尔山，南部与塔里木地块-华北地块相接(图1a)。塔里木地块-敦煌地块以北的天山造山带和北山造山带(图1b)均属于中亚造山带的重要组成部分。已有研究表明，阿拉善地块北缘(郑荣国等，2013;Zheng et al.，2014)和塔里木地块北缘(Ge et al.，2012)均受到了古亚洲洋古生代俯冲-碰撞造山作用的影响。敦煌地块处于一个特殊的大地构造位置，北接北山造山带，西北部接天山造山带，西南部接阿尔金造山带，东南部以阿尔金断裂与祁连造山带相隔(图1b)。近年来的研究主要集中于其前寒武纪基底的形成、演化(梅华林等，1997，1998;赵燕等，2013;Zhang et al.，2012，2013;Zong et al.，2013)和早古生代构造热事件(张志诚等，2009;Zong et al.，2012;He et al.，2014)，对于该地区晚古生代构造热事件鲜有报道，仅朱涛等(2014)对敦煌西南部青石沟地区的埃达克岩进行了研究，LA-ICP-MS 锆石U-Pb 定年结果显示该埃达克岩形成于早-中石炭世(335Ma)。然而，敦煌地区晚古生代其他时代构造热事件及其与上述埃达克岩在时间、空间上的联系，以及敦煌地块与中亚造山带的关系等内容未有报道。

本文针对三危山地区出露的斜长花岗岩进行了详细的野外地质调查及岩相学、岩石地球化学分析，锆石U-Pb 定年和Lu-Hf 同位素组成测定，确定了其形成时代，初步探讨了岩石成因、岩浆源区性质和区域地质意义，以期为敦煌地块晚古生代构造热事件和构造演化研究提供依据。

1 地质概况和样品特征

典型的敦煌杂岩出露于敦煌三危山、旱峡、党河水库、东巴兔山、石包城、红柳峡河等地区，在北山地区少量出露(图1c)。已有研究表明敦煌地块至少经历了～3.06Ga (赵燕等，2015)、2.7～2.6Ga (梅华林等，1998;Zong et al.，2013)、～2.5Ga (赵燕等，2013;Zhang et al.，2013)和1.86～1.82Ga (Zhang et al.，2012，2013;赵燕等，2013)四期前寒武纪构造热事件，且遭受了早古生代构造热事件的改造(张志诚等，2009;孟繁聪等，2011;Zong et al.，2012;He et al.，2014)。朱涛等(2014)报道了阿克塞地区335Ma 的埃达克岩。三危山地区形成于136～99Ma 的基性岩墙群指示敦煌地区该时期处于伸展构造环境(冯志硕等，2010)。由此可见，敦煌地区经历了多期构造活动和岩浆作用的改造，其构造演化具有复杂性、长期性和多阶段性的演化特点。

本文所研究的斜长花岗岩出露于敦煌市东南大约25km处的三危山地区(图1c)，该地区断裂构造发育，主断裂沿NE-SW 方向展布(图2)，与阿尔金断裂的走向一致，主要出露云母石英片岩、黑云斜长片麻岩、斜长角闪岩、大理岩、花岗岩、花岗伟晶岩脉、斜长花岗斑岩脉和基性岩脉(图2)。1∶20 万敦煌幅地质图将云母石英片岩、黑云斜长片麻岩、斜长角闪岩和大理岩划分为前震旦纪敦煌杂岩的组成部分，并认为花岗岩、花岗伟晶岩脉、斜长花岗斑岩脉和基性岩墙侵入于敦煌杂岩中(甘肃省地质局区测二队，1975)。根据野外地质特征和已有研究成果，基性岩墙的形成代表了该区最晚期的岩浆活动(冯志硕等，2010)，但是关于花岗岩、花岗伟晶岩及斜长花岗岩的形成序列仍需进一步研究，且在野外并未发现斜长花岗岩与周围的斜长角闪岩(图3c)呈热侵入接触关系的证据。

图1 中亚造山带构造简图(a，据Şengör and Natal’in，1993)、敦煌地块及邻区构造简图(b，据Lu et al.，2008)与敦煌杂岩地质简图(c，据中国地质调查局，2004①中国地质调查局.2004.1∶250 万中华人民共和国地质图)Fig.1 Tectonic sketch map of the Central Asian Orogenic Belt (a，after Şengör 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)

文中分析了样品21SWS 和样品SWS05。野外地质观察表明样品呈小的脉状、网脉状产出，浅灰白色，块状构造(图3a，c)，中粗粒结构，受区域断裂构造影响局部显示碎斑状结构(图3b，d)。样品主要由斜长石(60%～65%)和石英(28%～32%)组成，含少量白云母(＜3%)和极少量绿帘石，副矿物有锆石、磷灰石等。斜长石呈他形-半自形板柱状，粒径1～6 mm 不等，表面多绢云母化，对斜长石进行电子探针分析，计算出端元组分An =0～14，主体介于6～14，Ab=85～99，Or=0.02～2.34，属于钠长石-更长石系列，以更长石为主(表1)。石英表面干净，分为两类，一类呈细粒状充填于斜长石间隙，粒径＜0.3mm，具有波状消光现象，这类石英可能代表了岩浆期后的热液充填作用或者由区域断裂构造导致;另一类石英粒度较大(1.5～3 mm)，与斜长石交互生长，二者接触界限截然，这类石英是岩浆作用过程中形成的(图3b，d)。白云母呈不规则鳞片状沿斜长石裂隙和矿物间隙生长，指示其形成于晚期;绿帘石呈细粒状集合体分布于斜长石裂隙或边界(图3b，d)。

2 分析方法

除锆石分选工作在河北省廊坊市区调研究所实验室完成以外，全岩主、微量元素分析，锆石前期处理工作、锆石UPb 定年和Lu-Hf 同位素测定均在西北大学大陆动力学国家重点实验室完成。

图2 敦煌三危山地区地质简图(据甘肃省地质局第一区域地质测量队，1966①甘肃省地质局第一区域地质测量队.1966.1∶20 万安西幅地质图(K-46-38);甘肃省地质局区测二队，1975②甘肃省地质局区测二队.1975.1∶20 万敦煌幅地质图(K-46-35);甘肃省地质局地质力学区测队，1976③甘肃省地质局地质力学区测队.1976.1∶20 万肃北幅地质图(J-46-5))Fig.2 Simplified geological map of Sanweishan area

表1 敦煌三危山斜长花岗岩中代表性斜长石电子探针成分(wt%)Table 1 Representative analyses of plagioclase in plagiogranite from Sanweishan area，Dunhuang (wt%)

全岩主量元素分析采用玻璃熔饼法在X 荧光光谱仪(XRF，Rigaku RIX2100)上测定，分析精度优于2%;全岩微量和稀土元素测试在电感耦合等离子质谱(ICP-MS)仪上测定，样品测试中以AGV-2、BHVO-2、BCR-2、GSP-1 为标样监控，分析误差小于5%～10%。

锆石U-Pb 年龄和微量元素分析测定是在连接193nm 深紫外ArF 激光器(Geolas 2005)的Agilent 7700 型ICP-MS 上进行的，激光束斑直径为32μm，采用单点剥蚀方式，激光剥蚀样品的深度为20～30μm。数据处理采用Glitter (Ver4.0)程序，年龄计算以标准锆石91500 为外标进行同位素比值分馏校正，元素浓度计算采用NIST 610 做外标，29Si 为内标，样品的谐和图、加权平均年龄计算及图件绘制采用Isoplot 软件(Ludwig，2003)。

锆石原位Lu-Hf 同位素测定在配备了Geolas 2500 激光剥蚀系统的Nu Plasma HR 多接收电感耦合等离子体质谱仪(MC-ICP-MS)上完成，激光剥蚀脉冲频率为10Hz，激光束斑直径为44μm，剥蚀时间约50s。用175Lu/176Lu =0.02655 和176Yb/172Yb=0.5886 (Chu et al.，2002)进行校正，εHf(t)计算采用176Lu 衰变常数为1.867 × 10-11a(Albarède et al.，2006)，球粒陨石的176Hf/177Hf 比值为0.282785，176Lu/177Hf的比值为0.0336 (Bouvier et al.，2008)，Hf 单阶段模式年龄tDM的计算以现今的亏损地幔值为参考，其176Hf/177Hf =0.28325，176Lu/177Hf=0.0384 (Griffin et al.，2000)。两阶段Hf 模式年龄(tDM2)计算时，平均地壳的值采用176Lu/177Hf =0.015(Rudnick and Gao，2003)。

3 分析结果

3.1 地球化学特征

敦煌三危山斜长花岗岩样品的主、微量元素分析结果见表2。

主量元素分析结果显示，样品具有高SiO2、极度富Na 贫K、低Ti 高Mg#值等典型的斜长花岗岩特征，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。里特曼指数δ=1.87～2.23，为钙碱性系列。A/CNK =0.92～1.06，属于准铝质-弱过铝质岩石。在标准矿物计算结果中，石英为22.22%～28.14%，钠长石、钾长石和钙长石分别为54.71%～60.10%，5.61%～6.80%，9.13%～10.23%。

岩石样品中稀土含量极低，∑REE =0.69 ×10-6～1.12×10-6;轻重稀土分馏不明显，(La/Yb)N=1.05～2.99;轻稀土较重稀土轻微富集，∑LREE/∑HREE = 1.77 × 10-6～3.41 ×10-6;稀土元素球粒陨石标准化配分曲线显示近乎平坦型分布(图4a)，明显Eu 正异常，δEu =4.77～7.10。明显Eu 正异常暗示了斜长石的堆晶作用。微量元素原始地幔蛛网图显示，大离子亲石元素(LILE)Rb、Ba、K、Pb、Sr 等选择性富集，高场强元素(HFSE)Nb、Ta、Ti 等相对亏损，而Zr、Hf相对富集(图4b)。岩石具有极低的Nb/Ta 和Zr/Hf 比值(Nb/Ta=2～5;Zr/Hf=28～32;表2)。

图4 敦煌三危山斜长花岗岩球粒陨石标准化稀土元素配分图(a)和原始地幔标准化微量元素蛛网图(b)(标准化值据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 锆石U-Pb 年龄及稀土元素特征

三危山斜长花岗岩中的锆石呈淡黄色，自形长柱状，长轴约60～100μm，短轴约30～50μm，长宽比2∶1～3∶1 之间(图5)。锆石阴极发光图像显示特征的岩浆振荡环带结构。锆石具有低的Th 含量和高的U 含量，样品21SWS 的Th含量为5.98 ×10-6～68.5 ×10-6，U 含量为447 ×10-6～2131 ×10-6，Th/U 比值为0.01～0.03;样品SWS05 的Th 含量为2.70 ×10-6～79.3 ×10-6，U 含量为232 ×10-6～1503×10-6，Th/U 比值为0.01～0.05 (表3)。虽然通常认为岩浆锆石的Th/U 比值大于0.4 (Rubatto and Gebauer，2000;Belousova et al.，2002)，但是有些岩浆成因锆石的Th/U 比值有时也会小于0.1，比如澳大利亚新英格兰造山带Weraerai 地体Upper Bingara 斜长花岗岩(Aitchison and Ireland，1995)和金沙江娘九丁斜长花岗岩中都存在较多Th/U 小于0.1 的锆石(简平等，2003a)，因此锆石Th/U 比值不能用作判别锆石成因的唯一标志，依据锆石自形程度高、岩浆振荡环带明显的特征，确定该样品中的锆石为岩浆成因。

表3 敦煌三危山地区斜长花岗岩LA-ICP-MS 锆石U-Pb 定年结果Table 3 LA-ICP-MS zircon U-Pb data for plagiogranite from Sanweishan area，Dunhuang

图5 敦煌三危山斜长花岗岩的锆石CL 图像(a 为样品21SWS;b 为样品SWS05)Fig.5 CL images for zircons in plagiogranite from Sanweishan area，Dunhuang (a is Sample 21SWS;b is Sample SWS05)

图6 敦煌三危山斜长花岗岩锆石U-Pb 年龄协和图(a、c)和206Pb/238U 加权平均年龄柱状图(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 锆石U-Pb 定年结果见表3。样品21SWS 中的10 个锆石测点获得的U-Pb 谐和年龄为364 ± 3Ma(MSWD=0.44)(图6a)，206Pb/238U 加权平均年龄为363 ±2Ma (MSWD=0.48)(图6b)。样品SWS05 中的15 个锆石测点获得的U-Pb 谐和年龄为371 ±6Ma (MSWD =0.93)(图6c)，206Pb/238U 加权平均年龄为365 ±3Ma (MSWD =1.3)(图6d)。上述两个加权平均年龄在误差范围内一致，该年龄代表了该斜长花岗岩的结晶年龄。

锆石微量元素分析结果见表4。稀土元素球粒陨石标准化图解(图7)显示，两个样品中的锆石均具有轻稀土亏损，重稀土强烈富集且高度分异，明显Ce 正异常和弱Eu 负异常的特征(图7a，b)。重稀土强烈富集且高度分异表明锆石结晶过程中没有石榴石的晶出(Sun et al.，2002)，弱Eu 负异常与斜长石属于钠质斜长石吻合。

3.3 锆石Lu-Hf 同位素

对进行了LA-ICP-MS 锆石U-Pb 定年分析的锆石测点进行Lu-Hf 同位素测试，分析结果见表5。除样品21SWS 中测点4 的176Lu/177Hf 比值为0.002064，样品SWS05 中测点7、8的176Lu/177Hf 比值分别为0.002465 和0.002757 以外，其余测点的176Lu/177Hf 比值均小于0.002，表明锆石形成后有极少量的放射性成因的Hf 积累，测得的锆石Hf 同位素组成基本可以代表锆石形成时体系的Hf 同位素组成。样品21SWS和SWS05 锆石Hf 同位素的回时计算分别采用t=363Ma 和t=365 Ma 作为斜长花岗岩的岩浆结晶年龄。

锆石Lu-Hf 同位素分析结果显示，样品21SWS 中10 个锆石测点的Hf 同位素组成较均一，176Hf/177Hf 比值为0.282680～0.282745，平均值为0.282717，对应的εHf(t)值为正值，介于+4.0～+6.2 (图8)，平均值为+5.4，加权平均值为5.5 ± 0.5，单阶段模式年龄为746～840Ma，平均为780Ma，两阶段模式年龄为965～1108Ma，平均为1019Ma。对样品SWS05 中15 个锆石测点进行分析，除过点10 具有较高的176Hf/177Hf 比值(0.282807)，对应的εHf(t)较高(+8.8)，两阶段模式年龄较小(806Ma)之外，其余14 个测点具有相对均一的Hf 同位素组成，176Hf/177Hf 比值介于0.282660～0.282743，平均值为0.282710，对应的εHf(t)值为正值，介于+3.1～+6.4 之间(图8)，平均值为+5.1，加权平均值为5.1 ±0.5，单阶段模式年龄为739～883Ma，平均为794Ma，两阶段模式年龄为959～1167Ma，平均为1039Ma。

表4 敦煌三危山斜长花岗岩锆石微量元素含量(×10 -6)Table 4 Trace element concentrations of zircons in plagiogranite from Sanweishan area，Dunhuang (×10 -6)

图7 敦煌三危山斜长花岗岩锆石球粒陨石标准化微量元素图解(标准化值据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 敦煌三危山地区斜长花岗岩锆石Lu-Hf 同位素测定结果Table 5 Lu-Hf isotopic compositions of zircons for plagiogranite form Sanweishan area，Dunhuang

图8 敦煌三危山地区斜长花岗岩锆石Hf 同位素组成Fig.8 Zircon Hf isotopic compositions for plagiogranite from Sanweishan area，Dunhuang

4 讨论

4.1 岩石类型及岩浆源区

野外地质特征显示，敦煌三危山地区的斜长花岗岩呈细小脉状，局部呈网脉状分布;岩相学方面，主要矿物组合为石英和斜长石，斜长石端元组分为An=0～14，Ab =85～99，Or=0.02～2.34，属于钠长石-更长石系列(表1)，且以更长石为主;岩石地球化学分析数据显示样品具有高SiO2(71.00%～72.92%)、极度富 Na2O (6.35%～6.96%)贫 K2O(0.93%～1.13%)的特征。这些特征均反映研究区斜长花岗岩与国内外一些典型的大洋斜长花岗岩相似(Coleman and Peterman，1975;Amri et al.，1996;张旗等，2008;李武显和李献华，2003)。因此，综合该斜长花岗岩的野外产状、岩相学特征、岩石地球化学成分特征，认为该斜长花岗岩属于大洋斜长花岗岩，属于蛇绿岩的组成部分。

锆石是一种非常稳定的副矿物，具有极度抗风化、高Lu-Hf 同位素体系封闭温度、高Hf 含量与低Lu/Hf 比值等特点。锆石形成后，基本没有明显的放射性成因Hf 积累，很少受到后期构造热事件的改造，在其形成以后即使在高级变质作用下也可以保存其形成时体系的Hf 同位素组成，因此我们能够较为准确地获得锆石形成时的Hf 同位素组成，这使得锆石Hf 同位素研究成为目前探讨地壳演化和示踪岩石源区的重要工具(Patchett et al.，1982;Amelin et al.，1999，2000;Griffin et al.，2002;吴福元等，2007)。一般认为，具有低的176Hf/177Hf 比值以及εHf(t)值的岩石往往指示地壳源区或者源区经过地壳物质的混染;而具有较高的176Hf/177Hf 比值以及εHf(t)值的岩石直接来自亏损地幔或由起源于亏损地幔的新生壳源物质部分熔融形成(Corfu and Stott，1993;Kinny and Maas，2003)。对三危山斜长花岗岩进行锆石Hf同位素组成分析，样品21SWS 中的锆石具有高的176Hf/177Hf(0.282671～0.282733)和εHf(t)值(+4.0～+6.2，平均值为+ 5.4)，样品SWS05 中的锆石也具有高的176Hf/177Hf(0.282646～0.282800)和εHf(t)值(+3.1～+6.4，平均值为+5.1)。两个样品的锆石Hf 同位素组成相对均一，且指示斜长花岗岩浆源自亏损地幔源区，为M 型花岗岩。锆石两阶段和单阶段Hf 模式年龄均远大于锆石的形成年龄，可能与岩浆从亏损地幔抽取后滞留时间较长有关。

同原始地幔相比，除大离子亲石元素Rb、Ba、K、Sr 等比值远大于1 外，其他微量元素，包括高场强元素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，亦显示了岩浆源自亏损地幔的性质，与锆石Hf 同位素所指示的亏损地幔源区一致。

综上所述，敦煌三危山地区的斜长花岗岩为M 型花岗岩，属于大洋斜长花岗岩，推测由拉张环境下洋盆扩张脊处源于亏损地幔源区的洋脊玄武质熔体中的斜长石堆晶形成，可近似代表洋壳的形成年龄。

4.2 岩浆期后流体作用

岩相学特征显示，部分石英以细粒状充填于大颗粒的斜长石和石英间隙，且具有波状消光现象，这类石英的形成，一种原因与该区断裂构造发育，岩石形成后受区域动力变质作用有关;另一种原因可能与岩浆期后热液充填作用有关。鳞片状白云母和细粒绿帘石集合体沿斜长石裂隙或矿物边界分布，明显属于次生矿物，应该为热液蚀变的产物(丁兴等，2012)。

从岩石地球化学方面来看，岩石具有极低的稀土元素含量，明显Eu 正异常，不相容元素整体亏损，具有极低的Nb/Ta 和Zr/Hf 比值，远低于原始地幔的Nb/Ta (17.2 ±2.0)和Zr/Hf (36.27 ±2.0)比值，强烈富集Rb、Ba、U、K、Pb 和Sr 等活动性元素。这些特征与明显遭受流体分异的岩石特征类似(Ding et al.，2013)，因此，岩石地球化学特征指示该斜长花岗岩遭受了流体作用的改造。

锆石CL 图像显示(图5)，斜长花岗岩中的锆石具有弱的发光性，该特征与其U 含量较高有关;大部分锆石的晶形和岩浆结晶环带都很完整，个别锆石局部遭受了显著的蜕晶化作用。流体中一般富U 贫Th (Rowley et al.，1997;Mojzsis and Harrison，2002)，因此，锆石极低的Th/U 比值及其局部蜕晶化特征暗示了流体作用对锆石的改造。

综合岩相学、地球化学和锆石特征来看，研究区斜长花岗岩形成后经历了后期流体交代作用。

4.3 斜长花岗岩的形成时代及构造意义

对斜长花岗岩进行锆石U-Pb 年龄测定，锆石颗粒呈自形长柱状，具典型的岩浆结晶振荡环带结构，具有岩浆型锆石的特征(图5)，因此，锆石是在岩浆结晶过程中形成的。锆石U-Pb 年龄均较为谐和，表明岩浆期后的流体作用对锆石的影响并不大，即该过程中几乎没有放射性成因Pb 丢失。LA-ICP-MS 锆石U-Pb 定年结果显示，样品21SWS 中的10 个分析点具有一致的206Pb/238U 年龄值，206Pb/238U 加权平均年龄为362.8 ±2.2Ma (MSWD=0.48);样品SWS05 中的15 个分析点的206Pb/238U 加权平均年龄为365.1 ±2.6Ma (MSWD=1.3)。两个样品的206Pb/238U 加权平均年龄在误差范围内一致，说明该斜长花岗岩形成于360～370Ma，属于晚泥盆世，指示敦煌地区有泥盆世的岩浆侵位活动。该岩石为敦煌地区目前唯一发现的晚泥盆世岩浆活动记录，对于解释敦煌地块晚古生代动力学过程具有重要意义。

中亚造山带是世界上最大的增生型造山带之一(Şengör et al.，1993;Jahn et al.，2000;Kovalenko et al.，2004;Windley et al.，2001，2007;Kröner et al.，2008;Xiao et al.，2010，2013，2014)，被认为是由众多弧/弧后系统、蛇绿岩带及微陆块组成的(Jian et al.，2008;Khain et al.，2003;Kozakov et al.，2001)。1000～700Ma 为古亚洲洋的打开阶段，形成了具有多岛分布的古亚洲洋;600～400Ma 为古亚洲洋强烈扩张期，伴随已形成洋壳向洋中微陆块的俯冲作用;400～200Ma 为古亚洲洋洋壳俯冲消减末期，并最终碰撞造山的阶段(陈岳龙等，2013)。敦煌地块北接北山造山带，西北部为天山造山带，西接塔里木克拉通，东临阿拉善地块(图1b)。天山造山带和北山造山带均属于中亚造山带的组成部分。天山地区广泛分布晚古生代(370～310Ma)的火山岩、侵入岩和超高压变质岩(张连昌等，2004;高俊等，2006;李锦轶等，2006;Shi et al.，2007;陈刚等，2010;苏春乾等，2009;周涛发等，2010;Long et al.，2011;An et al.，2013;Ma et al.，2014;Xia et al.，2014);北山地区高压/超高压变质岩形成于晚奥陶世-早志留世(Liu et al.，2011;Qu et al.，2011)，指示北山地区的俯冲-碰撞事件发生在晚奥陶世-早志留世。阿拉善地块北缘(郑荣国等，2013;Zheng et al.，2014)和塔里木地块北缘(Ge et al.，2012)亦受到了古亚洲洋古生代俯冲-碰撞造山作用的影响。敦煌地块处于这样一个特殊的大地构造位置是否受到了古亚洲洋闭合事件的影响?

如前所述，研究区斜长花岗岩为M 型花岗岩，属于大洋斜长花岗岩，由洋盆扩张脊处起源于亏损地幔源区的洋脊玄武质熔体中的斜长石堆晶形成，近似代表了洋壳形成年龄。朱涛等(2014)对甘肃阿克塞青石沟地区的埃达克岩进行研究，LA-ICP-MS 锆石U-Pb 年龄显示该埃达克岩形成于～335Ma，岩石化学成分具有富钠贫钾(Na2O/K2O =2.4～2.9)，大离子亲石元素和轻稀土元素富集，Nb、Ta 等高场强元素和重稀土强烈亏损的特征，很可能是俯冲板片在一定深度部分熔融的产物，代表了岛弧的形成。北山造山带的造山事件发生在晚奥陶世-早志留世，而天山造山带的主体碰撞造山事件为中-晚泥盆世，已有研究表明敦煌地区的造山事件可能发生在志留纪-早泥盆世(440～400Ma;Zong et al.，2012;He et al.，2014)。因此，结合本文研究成果及区域地质特征，敦煌地区在晚泥盆世-早-中石炭世(370～330Ma)经历了洋盆扩张-俯冲过程，且该洋盆可能代表了古亚洲洋南缘弧后盆地的扩张。

传统意义上，敦煌地块被认为是稳定克拉通前寒武纪变质基底的组成部分(梅华林等，1997;许志琴等，1999;Lu et al.，2008;张建新等，2011;孟繁聪等，2011;辛后田等，2013)。然而，已有研究表明，敦煌地区前寒武纪变质基底岩石只是零星的分布在敦煌地块中部(Zong et al.，2013)及其南缘(梅华林等，1998;Zhang et al.，2013;赵燕等，2013)，在整个敦煌地区持续记录了早古生代中-晚期及晚古生代早-中期的构造-热事件，如蘑菇台地区430～440Ma 的基性高压麻粒岩(Zong et al.，2012;He et al.，2014)、党河水库地区440Ma 的TTG 质岩石(张志诚等，2009)、三危山地区400～435Ma 斜长角闪岩(孟繁聪等，2011)以及敦煌西南部青石沟地区335Ma 埃达克岩(朱涛等，2014)等。因此，敦煌地块不是典型的稳定克拉通的组成部分，伴随着新元古代开始古亚洲洋的扩张-闭合过程，敦煌地块可能强烈卷入了一系列与古亚洲洋闭合相关的古生代造山活动，最终构成了中亚造山带的一部分。

5 结论

(1)野外地质、岩相学、岩石地球化学特征和锆石Hf 同位素分析均表明三危山地区斜长花岗岩为大洋斜长花岗岩，形成于洋盆扩张过程，由起源于亏损地幔源区的洋脊拉斑玄武质熔体中的斜长石堆晶形成，属于蛇绿岩的组成部分;该岩石形成后遭受了后期流体交代作用的改造。

(2)LA-ICP-MS 锆石U-Pb 定年结果显示，敦煌三危山地区两个斜长花岗岩的206Pb/238U 加权平均年龄分别为363Ma 和365Ma，表明该斜长花岗岩形成于晚泥盆世，该年龄结果代表了敦煌地块晚泥盆世洋盆扩张事件;综合区域地质考虑，该期扩张很可能是古亚洲洋南缘弧后盆地的扩张。

(3)结合已有研究成果，提出伴随着新元古代开始古亚洲洋的扩张-闭合过程，敦煌地块很可能卷入到了一系列与古亚洲洋闭合相关的造山活动，最终构成了中亚造山带的一部分。

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