2018, Vol. 34
2. 中国科学院地质与地球物理研究所, 北京 100029
2. Institute of Geology and Geophysics, Chinese Academy of Sciences, Beijing 100029, China
传统上，敦煌地区被认为是形成于前寒武纪的古老稳定地块，被称为“敦煌地块”(甘肃省地质矿产局, 1989; 李志琛, 1994; 梅华林等, 1997, 1998; 于海峰等, 1998; Lu et al., 2008)。近几年，人们从变质作用角度，发现蘑菇台地区的基性麻粒岩(Zong et al., 2012; He et al., 2014)、三危山地区的斜长角闪岩(彭涛等, 2014)均记录了顺时针型变质作用P-T轨迹，具有造山带变质演化特征。赵燕等(Zhao et al., 2016)旗帜鲜明地指出“敦煌地块”实际上是一个古生代造山带，并指出它是中亚造山带的一部分，认为敦煌造山带实际上是个复合造山带(赵燕和孙勇, 2018)。研究表明，敦煌蘑菇台地区早志留世-中泥盆世高压基性麻粒岩(Zong et al., 2012; He et al., 2014; Wang et al., 2018b)、青石沟地区早志留世-晚泥盆世高-中压基性麻粒岩以及斜长角闪岩(Wang et al., 2016)、红柳峡地区晚志留世榴辉岩、基性高压麻粒岩(Wang et al., 2017a, 2018a)记录的变质作用P-T-t轨迹均为顺时针型。变质作用和地质年代学研究表明，“敦煌地块”的确是一个古生带造山带，因此本文将其称为“敦煌造山带”。
敦煌造山带位于东天山造山带和北山造山带以南、阿尔金-祁连造山带以北、塔里木克拉通以东(图 1)。敦煌造山带西北以且末-星星峡断裂、东北以三危山断裂为界，南以阿尔金左旋走滑断裂为界，西至新疆若羌米兰镇，东至甘肃玉门赤金镇。敦煌造山带走向为南西-北东向，长约660km，宽约100km(图 1)。由于新生代断裂的错动，敦煌造山带被肢解为一个个不连续的离散的构造块体，形成今天所见的地垒-地堑组合。从南西到北东，我们将其依次命名为托格、阿克塔什塔格、大红山、青石沟、三危山、红柳峡、东巴兔、蘑菇台、赤金等构造块体(图 2)。这些构造块体中，发现了一些规模较小的太古代、元古代地质体(李志琛, 1994; 许敬龙等, 1997; 梅华林等, 1998; Lu, 2001; 孟繁聪等, 2011; 辛后田等, 2013; Zhang et al., 2013; 赵燕等, 2013, 2015a)，可能是卷入敦煌造山带的古老大陆碎片(?)。
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图 1 敦煌造山带及邻区大地构造单元图(转引自Wang et al., 2017b) 蓝色线条所围限的区域为敦煌造山带(见图 2a) Fig. 1 Geological sketch of the Dunhuang Orogenic Belt and adjacent tectonic units (after Wang et al., 2017b) The blue line indicates the Dunhuang Orogenic Belt (see Fig. 2a) |
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图 2 敦煌造山带地质简图及构造块体分布图(a, 据Wang et al., 2016修改)和长山子地区地质简图(b, 据Zong et al., 2012修改) Fig. 2 Geological sketch of the Dunhuang Orogenic Belt including the discrete tectonic blocks (a, modified after Wang et al., 2016) and geological sketch of the Changshanzi area (b, modified after Zong et al., 2012) |
敦煌地区古老变质杂岩，最初于1938年被孙健初命名为“敦煌群”，是经受多期次构造变形-变质作用改造的复杂地质体组合。由于此前缺乏精确的年代学资料，敦煌变质杂岩被笼统地归属于“前长城纪”古老变质岩系(甘肃省地质矿产局, 1989)，很长时间以来敦煌地区被作为古老稳定地块看待。敦煌地区出露有变质碎屑岩、变质泥质岩、变质泥灰岩、变质碳酸盐岩、变质基性火山岩、变质花岗岩类等(许敬龙等, 1997; 梅华林等, 1997; 于海峰等, 1998)。灰色片麻岩类广泛出露，占该区变质岩石出露面积的一半以上。不同样式、不同期次、不同级别的褶皱构造依次叠加，造成区内褶皱形态复杂多变，“变形作用总体无序”的现象(许敬龙等, 1997)。
一个规模比较大的造山带，其不同地段的变质演化，一定是相同的吗？回答这个问题，需要对敦煌造山带内代表性变质地质体进行逐一细致解剖。对于大量出露中-高级变质岩系的敦煌造山带，其变质作用研究的广度、深度仍需大大加强。敦煌造山带变质过程的年代学序列也还没有完全建立起来，这也直接限制了对敦煌造山带构造-热演化历史的深入研究。目前，敦煌造山带东北部长山子地区变质作用和年代学研究还是空白。因此，本文选择长山子地区，开展地质调查、显微岩相学、变质演化和年代学研究，以期为敦煌造山带造山过程研究，提供第一手可靠的高质量科学材料。
1 区域地质概况长山子地区位于敦煌造山带东北部(图 2a)，地处瓜州南部约100km处。该区出露一套中-高级变质表壳杂岩，出露面积约为18×4km2(图 2b)。主要岩石类型有正片麻岩、副片麻岩以及混合岩等(甘肃省地质矿产局, 1989)。
野外地质研究和地质剖面测制(图 3)表明，长山子地区出露长英质片麻岩、基性高压麻粒岩、斜长角闪片麻岩、黑云母片麻岩、变泥质麻粒岩等岩石。其中，长英质片麻岩和变泥质麻粒岩分布广泛，呈稳定“厚层状”产出，厚度达上百米，长英质片麻岩与黑云斜长角闪片麻岩强烈变形(图 3)。高压基性麻粒岩岩块、斜长角闪片麻岩岩块通常以构造透镜体或构造布丁的形式，被夹持于长英质片麻岩、黑云斜长片麻岩之中，显示构造混杂岩典型的“基质夹岩块”(block-in-matrix)特征(图 3、图 4a-c)。透镜体长轴长度变化于0.5~15m之间。变泥质麻粒岩含有石榴子石(图 4d)。高压基性麻粒岩岩块、斜长角闪岩岩块中的石榴子石变斑晶，边部普遍发育“白眼圈”反应结构(图 4e, f)。长英质片麻岩、黑云斜长角闪片麻岩呈“互层状”的基质形式，变形强烈(图 4g)。晚期花岗伟晶岩岩脉和花岗岩脉侵入片麻岩(图 4h)。
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图 3 长山子地区实测地质剖面图 Fig. 3 Geological section of the Changshanzi area |
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图 4 长山子地区变质岩野外出露特征 (a)高压基性麻粒岩岩块(样品17D17)、斜长角闪片麻岩岩块呈构造布丁形式被夹持于围岩长英质片麻岩中；(b)高压基性麻粒岩(样品17D22)岩块、斜长角闪片麻岩岩块呈构造布丁形式被夹持于围岩长英质片麻岩中；(c)石榴斜长角闪片麻岩以透镜体产状被夹持于围岩长英质片麻岩中；(d)变泥质麻粒岩(样品17D26)露头；(e)高压基性麻粒岩岩块中石榴子石周围发育“白眼圈”状后成合晶；(f)石榴斜长角闪片麻岩岩块中石榴子石周围也发育“白眼圈”状后成合晶；(g)长英质片麻岩与黑云斜长角闪片麻岩呈“互层状”，强烈变形；(h)晚期未变形花岗岩脉侵入黑云斜长角闪片麻岩 Fig. 4 Representative outcrops of metamorphic rocks in the Changshanzi area (a) high-pressure mafic granulite (sample 17D17) and amphibolite puddings are intercalated with the felsic gneiss; (b) high-pressure mafic granulite (sample 17D22) and amphibolite puddings are intercalated with the felsic gneiss; (c) amphibolite lenses are intercalated with the felsic gneiss; (d) outcrop of pelitic granulite (sample 17D26); (e) "white-eye socket" symplectite can be seen in the high-pressure mafic granulite puddings; (f) "white-eye socket" symplectite can be seen in the amphibolite lenses; (g) intercalated felsic gneiss and amphibolite were intensively deformed; (h) late, undeformed granitic vein intrudes the amphibolite |
本文横跨长山子SE向露头，较均匀地采集了高压基性麻粒岩岩块(17D13、17D17、17D22和17D23)、石榴斜长角闪片麻岩岩块(17D29和17D33)、泥质麻粒岩(17D26)等代表性变质岩样品，并进行了系统的变质演化和高精度年代学研究，旨在对长山子地区变质演化有比较深入的认识。
2 岩相学特征 2.1 高压基性麻粒岩岩块高压基性麻粒岩主要由石榴子石(Grt)、单斜辉石(Cpx)、普通角闪石(Hbl)、斜长石(Pl)、石英(Qz)等矿物组成。岩石呈片麻状构造，斑状变晶结构。副矿物有钛铁矿(Ilm)、金红石(Rt)、榍石(Sph)、锆石(Zrn)等矿物。该样品中普遍发育退变质反应结构——围绕石榴子石变斑晶生长的由交生状(蠕虫状)的角闪石和斜长石组成的“白眼圈”后成合晶(图 5a-c)，沿单斜辉石的边部和解理形成了退变质角闪石(图 5d)。
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图 5 长山子地区高压基性麻粒岩显微岩相特征 矿物代码下标表示矿物的世代. (d)为电子背散射(BSE)图像 Fig. 5 Micropetrographs of high-pressure mafic granulite of the Changshanzi area The subscript of mineral symbol stands for the corresponding metamorphic stage. Fig. 5d depicts BSE image |
高压基性麻粒岩样品17D17和17D23中保留了至少两个阶段矿物组合，包括峰期变质矿物组合(M2)、退变质矿物组合(M3)。高压基性麻粒岩样品17D13和17D22中保留了三个阶段的矿物组合：进变质阶段矿物组合(M1)，即石榴子石变斑晶中的细小包裹体组合(Hbl1+Pl1+Qz1±Cpx1±Ilm1)。变质高峰期变质矿物组合(M2)由石榴子石变斑晶及基质矿物组合构成，为20%~25%的石榴子石变斑晶(Grt2)+20%~25%单斜辉石(Cpx2)+10%~15%角闪石+10%~15%斜长石(Pl2)+5%~10%石英(Qz2)以及锆石、金红石、钛铁矿等副矿物，未见斜方辉石，系典型高压基性麻粒岩(O'Brien and Rötzler, 2003)。推测从进变质阶段(M1)到变质峰期阶段(M2)的变质反应为：
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退变质阶段矿物组合(M3)为石榴子石与周边基质矿物发生分解反应所形成的围绕变斑晶石榴子石边部生长的交生状“白眼圈”后成合晶，矿物组合为Pl3+Hbl3+Qtz3±Cpx3。此外，亦可见到Cpx2退变形成Hbl3(围绕Cpx2边部生长或沿Cpx2解理生长)，这部分角闪石约占岩石体积的10%~15%。从变质峰期阶段(M2)到退变质阶段(M3)，推测的变质反应有：
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石榴斜长角闪片麻岩主要由石榴子石(Grt)、角闪石(Hbl)、斜长石(Pl)、石英(Qz)等矿物组成。岩石呈片麻状构造，斑状变晶结构。岩石中普遍发育退变质反应结构——围绕石榴子石变斑晶边部生长的由交生状(蠕虫状)角闪石和斜长石组成的“白眼圈”后成合晶(图 6a, b)。石榴斜长角闪片麻岩样品17D29中只保留了峰期变质矿物组合(M2)与退变质矿物组合(M3)(图 6a)，样品17D33中保留了三个阶段的变质矿物组合(图 6b)。
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图 6 长山子地区石榴斜长角闪片麻岩和变泥质麻粒岩显微岩相特征 矿物代码下标表示矿物的世代.(a)、(b)分别为石榴斜长角闪片麻岩17D29和17D33; (c-f)为变泥质麻粒岩(17D26);(d、f)为电子背散射(BSE)图像 Fig. 6 Micropetrographs of amphibolite and pelitic granulite of the Changshanzi area The subscript of mineral symbol stands for the corresponding metamorphic stage. (a) amphibolite (sample 17D29); (b) amphibolite (17D33); (c-f) pelitic granulite; (d, f) BSE image |
进变质矿物组合(M1)即石榴子石变斑晶中的细小包裹体组合(Qz1+Hbl1+Hbl1±Ilm1)。变质高峰期矿物组合(M2)主要由石榴子石变斑晶和基质矿物组成，两个样品中矿物比例不一样。样品17D29由~15%石榴子石变斑晶(Grt2)+~45%角闪石(Hbl2)+~20%斜长石(Pl2)+~20%石英(Qz2)+少量锆石、金红石、榍石等基质矿物组成。样品17D33由~15%石榴子石变斑晶(Grt2)+~35%角闪石(Hbl2)+~25%斜长石(Pl2)+~25%石英(Qz2)+少量黑云母、锆石、金红石、榍石等矿物组成。推测从进变质矿物组合(M1)转变为峰期矿物组合(M2)的变质反应为：
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退变质矿物组合(M3)为石榴子石变斑晶边部和邻近基质矿物反应分解形成的“白眼圈”交生状后成合晶，即角闪石(Hbl3)+斜长石(Pl3)+石英(Qz3)±黑云母(Bt3)±磁铁矿(Mag3)组合。推测变质高峰期矿物组合(M2)退变为后成合晶矿物组合(M3)的变质反应为：
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变泥质麻粒岩为混杂岩的基质，主要由石榴子石(Grt)、黑云母(Bt)、斜长石(Pl)、石英(Qz)、夕线石(Sil)等矿物组成，副矿物有金红石(Rt)、钛铁矿(Ilm)、锆石(Zrn)、尖晶石(Spl)等矿物(图 6c-f)。石榴子石变斑晶中含有黑云母、斜长石、石英等包裹体，部分石榴子石中出溶有金红石(图 6d)。变泥质麻粒岩中保留了三个阶段矿物组合。可见十字石周围环绕一圈尖晶石+斜长石的后成合晶。
进变质阶段矿物组合(M1)即石榴子石变斑晶中的包裹体矿物组合(Bt1+Pl1+Qtz1±Ilm1)。变质高峰期矿物组合(M2)主要由石榴子石变斑晶和基质中的矿物组成，即~20%石榴子石变斑晶(Grt2)+~30%黑云母(Bt2)+~30%斜长石(Pl2)+~15%石英(Qz2)+~3%夕线石(Sil2)+~1%十字石(St2)。从进变质阶段(M1)到变质高峰期阶段(M2)，推测发生的变质反应为：
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退变质阶段矿物组合(M3)系围绕十字石周围的尖晶石(Spl3)+绿泥石(Chl3)+白云母(Mus3)反应边(图 6e, f)。推测变质高峰期矿物组合(M2)退变为后成合晶矿物组合(M3)的变质反应为：
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金红石化学成分测试在中国科学院地质与地球物理研究所CAMECA SXFiveFE高分辨场发射电子探针仪上完成，工作条件为：加速电压20kV，电流100nA，对不同大小的矿物颗粒分别用束斑直径为3~10μm的电子束进行测试。其它矿物化学成分测试在合肥工业大学资源与环境工程学院JEOL JXA-8230型电子探针仪上完成。工作条件为：加速电压15kV，电流20nA，对不同大小的矿物颗粒分别用电束斑直径为3~10μm的电子束进行测试。数据校正均采用ZAF法。石榴子石矿物成分面扫描在合肥工业大学JEOL JXA-8230型电子探针仪上完成，工作条件为：加速电压15kV，电流30nA，扫描速度为30ms/像素点。本文共测试了4个基性麻粒岩样品、2个角闪岩样品和1个变泥质麻粒岩样品的代表性变质矿物化学成分，电子探针测试点约1000个。主要矿物电子探针分析数据参见电子版附表 1-附表 7。
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附表 1 长山子地区代表性石榴子石化学成分(wt%) TableAppendix1 Representative chemical analyses of garnet from the Chanshanzi area (wt%) |
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附表 2 长山子地区代表性变质岩石中石榴子石剖面成分(wt%) TableAppendix2 Representative profile chemical composition of the garnet from the Changshanzi area (wt%) |
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附表 3 长山子地区代表性单斜辉石化学成分(wt%) TableAppendix3 Representative chemical analyses of clinopyroxene from the Chanshanzi area (wt%) |
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附表 4 长山子地区代表性角闪石化学成分(wt%) TableAppendix4 Representative chemical analyses of hornblende from the Chanshanzi area (wt%) |
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附表 5 长山子地区代表性斜长石化学成分(wt%) TableAppendix5 Representative chemical analyses of plagioclase from the Changshanzi area (wt%) |
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附表 6 长山子地区代表性黑云母化学成分(wt%) TableAppendix6 Representative chemical analyses of biotite from the Changshanzi area (wt%) |
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附表 7 长山子地区代表性金红石化学成分(wt%) TableAppendix7 Representative chemical analyses of rutile from the Changshanzi area (wt%) |
在矿物化学成分测试过程中，对每个阶段的变质矿物组合中的每一种矿物，至少测试3个颗粒，以检查同种矿物不同颗粒之间的成分差异。对基质矿物同一颗粒测试多个部位，来获得基质矿物的平均成分，测试点一般大于3个点。对于包裹体矿物或后成合晶矿物，由于颗粒比较小，有时只能测试1~2个点。对代表性石榴子石变斑晶首先进行X-射线成分扫描分析，然后采取成分剖面测试和边部短线测试，以找到最接近变质高峰期的矿物成分。对镁铁质矿物包裹体矿物周围的石榴子石进行成分测试，以检测包裹体矿物和石榴子石之间是否存在Fe-Mg离子扩散。
3.1 高压基性麻粒岩矿物化学特征石榴子石对高压基性麻粒岩样品17D13、17D17、17D22和17D23中的石榴子石变斑晶进行了X射线面扫描(图 7)和电子探针成分剖面测试(图 8)。测试剖面的位置及测试方向如图 7中黄色带箭头虚线所示。分析结果表明，所有样品中的石榴子石主要由镁铝榴石(XMg)、铁铝榴石(XFe)、钙铝榴石(XCa)和少量锰铝榴石(XMn)组成。这些石榴子石变斑晶都有不同程度的化学成分环带(图 7、图 8)。
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图 7 长山子地区高压基性麻粒岩中石榴子石X射线成分面扫描图像 Fig. 7 X ray mapping of garnet of the high-pressure mafic granulite in the Changshanzi area |
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图 8 长山子地区高压基性麻粒岩中代表性石榴子石变斑晶的化学成分测试剖面 Fig. 8 Chemical zonations of garnet of the high-pressure mafic granulite in the Changshanzi area |
样品17D13的石榴子石主要由镁铝榴石(10%~24%)、铁铝榴石(43%~51%)、钙铝榴石(27%~43%)和少量锰铝榴石(1%~5%)组成(图 8a)。其中，石榴子石的Fe#摩尔比值和XMn摩尔浓度，从核部(Fe#=0.81，XMn=0.05)至次边部(Fe#=0.65，XMn=0.01)逐渐降低，保留明显的“钟状”环带(图 8a)。这种石榴子石环带在基性麻粒岩和角闪岩中不常见，在变泥质岩中常见，被认为是生长环带或进变质环带(Spear et al., 1990)。Fe#在石榴子石的最外缘升高(Fe#=0.70)(图 8a)，很可能是退变质过程中石榴子石边部和单斜辉石之间Fe-Mg扩散的结果(Spear and Florence, 1992; Kohn and Spear, 2000)。
样品17D17中石榴子石变斑晶(图 8b)主要由铁铝榴石(42%~53%)为主，富钙铝榴石(24%~32%)，镁铝榴石(21%~26%)，含少量的锰铝榴石(1%~2%)。样品17D22中石榴子石变斑晶(图 8c)由铁铝榴石(42%~56%)，钙铝榴石(18%~35%)，镁铝榴石(21%~26%)组成，含微量锰铝榴石(1%~2%)。样品17D23中石榴子石变斑晶(图 8d)由铁铝榴石(38%~44%)、镁铝榴石(26%~35%)、钙铝榴石(23%~31%)组成，含微量锰铝榴石(1%)。
这4个代表性基性麻粒岩中的石榴子石变斑晶边部有限的范围内，Fe#从次边部到边部有增加。这个现象被解释为在变质高峰期后的退变质过程中，石榴子石和周围的铁镁质矿物发生Fe-Mg扩散的结果(Spear and Florence, 1992; Kohn and Spear, 2000)。实际上，石榴子石边部还有分解现象(图 5a, b, d)。
斜长石 `样品17D17和17D23中没有斜长石包裹体，其他样品中斜长石作为包裹体、基质矿物、后成合晶矿物出现。不同样品中斜长石成分差异比较大，这是原岩成分所控制的。同一个样品中，不同变质阶段的斜长石成分也不同。各样品不同阶段斜长石成分如下：(a)样品17D13：Pl1，An=61；Pl2，An=39~55；Pl3，An=61~65；(b)样品17D17：Pl2，An=51~53；Pl3，An=77~82；(c)样品17D22：Pl1，An=56；Pl2，An=46~50；Pl3，An=80~83；(d)样品17D23：Pl2，An=43~45；Pl3，An=85~89。这些数据说明，高压基性麻粒岩中不同变质阶段斜长石成分演变规律明显。包裹体中的斜长石(Pl1)和后成合晶中的斜长石(Pl3)，比基质中的斜长石(Pl2)更富钙。这种现象与样品中石榴子石的钙含量分布有对应关系。在变质高峰期(M2)压力升高，钙从斜长石(Pl2)向石榴子石(Grt2)转移。在退变质阶段(M3)，富钙石榴子石边部与周围基质矿物发生分解反应，形成后成合晶中的新生斜长石(Pl3)，造成石榴子石边部(Grt2)钙含量降低、后成合晶中斜长石(Pl3)钙含量升高的结果。
单斜辉石 除了样品17D22中进变质矿物组合中存在单斜辉石(Cpx1)，其他样品中单斜辉石(Cpx2)只出现在峰期基质矿物组合中。所有单斜辉石均无化学成分环带。根据Morimoto et al. (1988)的分类方法，这些单斜辉石都属于透辉石(图 9a)。
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图 9 长山子地区变质岩中单斜辉石(a, 据Morimoto et al., 1988)和角闪石(b, 据Leake et al., 1997)的矿物学分类 Fig. 9 Classification of clinopyroxene (a, after Morimoto et al., 1988) and amphibole (b, after Leake et al., 1997) |
角闪石 样品17D13中，识别出三种类型的角闪石，即石榴子石变斑晶中的角闪石包裹体(Hbl1)、变质高峰期形成的基质角闪石(Hbl2)、后成合晶中的新生角闪石(Hbl3)。样品17D17、17D22和17D23缺少角闪石包裹体(Hbl1)。这些样品中的角闪石均无化学成分环带，根据Leake et al. (1997)的分类方法，所有样品中的角闪石(Hbl1、Hbl2、Hbl3)都属于镁角闪石(图 9b)。
3.2 石榴斜长角闪片麻岩矿物化学特征石榴子石 对样品17D29和17D33中的代表石榴子石变斑晶，进行了X射线面扫描(图 10)和电子探针成分剖面测试(图 11)，剖面测试位置及测试方向见图 10中黄色带箭头虚线所示。样品17D29中的石榴子石变斑晶颗粒比较小，直径近1mm，共进行了28个点成分测试。石榴子石变斑晶以铁铝榴石(52%~55%)为主，富钙铝榴石(30%~34%)、镁铝榴石(8%~11%)和少量锰铝榴石(3%~5%)。从X射线面扫描(图 10a)和电子探针成分剖面测试(图 11a)可以看出，石榴子石变斑晶不存在明显的成分环带。样品17D33中石榴子石变斑晶颗粒直径近2.2mm，共进行了59个点成分测试。石榴子石变斑晶中铁铝榴石含量为55%~64%，钙铝榴石含量为18%~27%，镁铝榴石含量为14%~18%，锰铝榴石含量为1%~3%。石榴子石变斑晶中铁铝榴石和锰铝榴石的成分存在微弱环带(图 11b)。这两个样品的石榴子石变斑晶边部有限范围内，Fe#从次边部到边部略有增加，说明石榴子石和周围的铁镁质矿物发生了Fe-Mg扩散(Spear and Florence, 1992; Kohn and Spear, 2000)。实际上，石榴子石边部还有分解现象(图 10a, b)。
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图 10 长山子地区石榴斜长角闪片麻岩中石榴子石X射线成分面扫描图像 Fig. 10 X ray mapping of garnet of the amphibolite in the Changshanzi area |
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图 11 长山子地区石榴斜长角闪片麻岩中石榴子石化学成分测试剖面 Fig. 11 Chemical zonations of garnet of the amphibolite in the Changshanzi area |
斜长石 样品17D29中斜长石出现在基质矿物组合(Pl2)和后成合晶矿物组合(Pl3)中。每一个颗粒斜长石的成分均一。同一个世代、不同颗粒斜长石的成分差别也不大。后成合晶中斜长石(Pl3)比基质斜长石(Pl2)略为富钙，基质斜长石和后成合晶斜长石牌号分别为An=36~42(Pl2)、An=42~48(Pl3)。样品17D33中斜长石出现于石榴子石内部包裹体(Pl1)、基质矿物(Pl2)和后成合晶(Pl3)矿物组合中。基质斜长石(Pl2)钙含量比斜长石包裹体斜长石(Pl1)和后成合晶斜长石(Pl3)低一些。斜长石包裹体An=39~47(Pl1)，基质斜长石An=23~31(Pl2)，后成合晶斜长石An=40~44(Pl3)。
角闪石 石榴斜长角闪片麻岩中两个样品的角闪石成分有明显差别。样品17D29中只出现基质角闪石(Hbl2)和后成合晶角闪石(Hbl2)，样品17D33中三个阶段的矿物组合中都形成有角闪石。根据Leake et al. (1997)的分类方法(图 9b)，样品17D29中角闪石(Hbl1、Hbl2)属于铁角闪石，样品17D33中角闪石(Hbl1、Hbl2)属于钙镁闪石和铁钙镁闪石(Hbl3)。
3.3 泥质麻粒岩矿物化学特征石榴子石 对样品17D26中石榴子石变斑晶进行了X射线面扫描(图 12)和电子探针成分剖面测试(图 13)，剖面位置如图 12黄色带箭头虚线所示。分析结果表明石榴子石主要由铁铝榴石(48%~69%)、镁铝榴石(22%~36%)、钙铝榴石(6%~17%)和少量锰铝榴石(1%~3%)组成。石榴子石中不存在化学成分环带(图 12、图 13)。在石榴子石边部有限范围内，可见到Fe#有明显升高、XMn略微增加的情况(图 13右侧)，这是石榴子石边部在退变质阶段部分分解造成的(Kohn and Spear, 2000)。
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图 12 长山子地区变泥质麻粒岩中石榴子石X射线成分面扫描图像 Fig. 12 X ray mapping of garnet of the pelitic granulite in the Changshanzi area |
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图 13 长山子地区泥质麻粒岩中石榴子石化学成分测试剖面 Fig. 13 Chemical zoning of garnet of the pelitic granulite in the Changshanzi area |
斜长石 泥质麻粒岩中进变质阶段(M1)、峰期阶段(M2)都形成有斜长石，未发现明显化学成分环带。其中，包裹体类型的斜长石(Pl1)钙长石含量(An 56)比基质斜长石(Pl2，An 58~66)稍低。
黑云母 黑云母以石榴子石中包裹体(Bt1)、基质矿物(Bt2)形式存在。
4 变质作用温度-压力条件与变质作用P-T轨迹 4.1 矿物温度计与压力计高压基性麻粒岩 在确定高压基性麻粒岩进变质阶段(M1)、退变质阶段(M3)的P-T条件中，采用角闪石-斜长石(-石英)温度计(Holland and Blundy, 1994)结合角闪石-斜长石-石英压力计(Bhadra and Bhattacharya, 2007)计算。角闪石-斜长石(-石英)温度计(Holland and Blundy, 1994)是根据纯转换反应建立的用温度计，不受后期铁镁离子扩散的影响，误差相对比较小，平均偏差为±40℃。角闪石-斜长石-石英压力计(Bhadra and Bhattacharya, 2007)的偶然误差为±0.22GPa。当进变质阶段矿物组合(M1)中没有角闪石但出现单斜辉石时，采用石榴子石-单斜辉石温度计(Krogh, 1988; Ravna, 2000)结合石榴子石-单斜辉石-斜长石-石英压力计(Eckert et al., 1991)来计算P-T条件。其中，石榴子石成分选在单斜辉石和斜长石包裹体的周围。对于高压基性麻粒岩的峰期阶段(M2)，本文采用石榴子石-单斜辉石温度计(Krogh, 1988; Ravna, 2000)结合石榴子石-单斜辉石-斜长石-石英压力计(Eckert et al., 1991)来计算，它们的误差范围分别为±100℃和±0.16~0.19GPa。另外对17D13样品还应用了金红石锆温度计(Watson et al., 2006)。
石榴斜长角闪片麻岩 计算石榴斜长角闪片麻岩进变质阶段(M1)和退变质阶段(M3)的P-T条件时，应该采用角闪石-斜长石(-石英)温度计(Holland & Blundy, 1994)、角闪石-斜长石-石英压力计(Bhadra and Bhattacharya, 2007)。但是，当矿物成分明显超过了角闪石-斜长石-石英压力计使用的范围(Bhadra and Bhattacharya, 2007)，会导致错误的结果，此时采用角闪石单矿物温度计-压力计(Gerya et al., 1997)。确定石榴斜长角闪片麻岩的峰期阶段(M2)的P-T条件，采用石榴子石-角闪石-斜长石-石英压力计(Dale et al., 2000)、角闪石-斜长石温度计(Holland and Blundy, 1994)。它们的误差相对较小，平均偏差分别为±40℃和±0.11GPa。
变泥质麻粒岩 确定进变质阶段(M1)、变质高峰阶段(M2)的P-T条件，采用石榴子石-黑云母温度计(Holdaway, 2000)和石榴子石-黑云母-斜长石-石英(GBPQ)压力计(Wu et al., 2004)。此外，还采用金红石Zr温度计(Watson et al., 2006)计算变质高峰期(M2)的温度条件，采用石榴子石-黑云母-Al2SiO5-石英(GBAQ)压力计(Wu, 2017)来计算变质高峰阶段的P-T条件。
不同变质阶段的温度和压力计算结果见表 1。
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表 1 长山子地区变质岩类不同变质阶段P-T条件 Table 1 P-T conditions retrieved from the different stages of the Changshanzi metamorphic rocks |
样品17D13记录的P-T轨迹为673℃/0.85GPa(M1)→790~795℃/1.36GPa(M2)→702℃/0.828GPa(M3)，样品17D17记录的P-T轨迹为874℃/1.29GPa(M2)→740℃/0.47GPa(M3)，样品17D22记录的P-T轨迹为758℃/1.22GPa(M1)→850℃/1.37GPa(M2)→738℃/0.76GPa(M3)，样品17D23记录的P-T轨迹为790℃/1.32GPa(M2)→795℃/0.89GPa(M3)。该地区高压基性麻粒岩记录了含近等温降压阶段(ITD)的顺时针型变质作用P-T轨迹(图 14a-d)。其中，只有一个样品P-T轨迹属于弗兰西斯科型(图 14a)，其余样品P-T轨迹属于西阿尔卑斯型(图 14b-d)。这些麻粒岩变质高峰期变质程度达到麻粒岩相，属于高压、中压变质相系过渡区。
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图 14 敦煌造山带东北部长山子地区变质作用P-T轨迹 (a-d)高压基性麻粒岩；(e、f)石榴斜长角闪片麻岩；(g)变泥质麻粒岩；(h) P-T轨迹综合. Al2SiO5矿物相变线据Holdaway and Mukhopadhyay (1993)，变质相据O'Brien and Rötzler (2003)，变质相系据Spear (1993) Fig. 14 Metamorphic P-T paths of the Changshanzi metamorphic rocks (a-d) high-pressure mafic granulite; (e, f) amphibolite; (g) pelitic granulite; (h) integrated P-T paths. Metamorphic facies and metamorphic facies series are from Spear (1993) and O'Brien and Rötzler (2003), respectively. The Al2SiO5 polymorph transition lines are from Holdaway and Mukhopadhyay (1993) |
样品17D29记录的P-T轨迹为681℃/0.89GPa(M2)→605℃/0.43GPa(M3)，样品17D33记录的P-T轨迹为657℃/0.75GPa(M1)→684℃/0.97GPa(M2)→643℃/0.58GPa(M3)。这些石榴斜长角闪片麻岩记录了含近等温降压阶段(ITD)的顺时针型变质作用P-T轨迹，类似西阿尔卑斯型(图 14e, f)。变质高峰期(M2)变质程度达到角闪岩相，属于中压变质相系。
4.2.3 变泥质麻粒岩P-T轨迹样品17D26的P-T轨迹为643℃/0.82GPa(M1)→740~860℃/0.90~1.14GPa(M2)，推测为顺时针西阿尔卑斯型(图 14g)，变质高峰期达到麻粒岩相，属于中压变质相系。
从变质作用P-T轨迹(图 14h)可以看出：(1)这些变质岩岩块(布丁、构造透镜体)和变泥质麻粒岩基质，所记录的P-T轨迹全部为顺时针型，系典型俯冲、碰撞造山环境变质作用P-T轨迹。退变质阶段为西阿尔卑斯型P-T轨迹，反映构造抬升速度较快；(2)高压基性麻粒岩岩块的变质高峰期(M2)处于高压-中压变质相系过渡区，斜长角闪岩岩块、变泥质麻粒岩的变质高峰期(M2)属于中压变质相系；(3)变质岩岩块、变泥质麻粒岩基质的变质高峰期(M2)P-T条件差异明显。如果暂且按照静态地压梯度来说，高压基性麻粒岩俯冲深度明显较深，斜长角闪片麻岩岩块、变泥质麻粒岩基质俯冲深度相对较浅。这些变质岩岩块、变质岩基质，是在构造抬升阶段才发生构造混杂的，由此形成变质-构造混杂岩。
5 变质作用定年 5.1 SIMS锆石U-Pb定年测试方法用常规的重选、磁选、重液分选等技术，从待测变质岩石中分选出锆石。将锆石样品颗粒、锆石标样Plešovice(Sláma et al., 2008)和Qinghu(Li et al., 2009)粘贴在环氧树脂靶上，然后抛光，使锆石曝露约一半晶面。对锆石进行透射光、反射光显微照相，以及阴极发光(CL)照相，进行三种图像的综合图象分析，以检查锆石的形态、有无裂纹或包裹体，检查锆石的内部结构，分析锆石成因，选择适宜测试点位。将锆石靶在真空下镀金以备分析。
在中国科学院地质与地球物理研究所CAMECA IMS-1280二次离子质谱仪(SIMS)上，进行锆石U、Th、Pb元素浓度的测定，详细分析流程参见Li et al. (2009)。用强度为10nA一次O2-离子束，通过13kV加速电压轰击样品表面，束斑约为20μm×30μm的椭圆。二次离子经过60eV能量窗过滤，质量分辨率为5400。为了在高质量分辨率下获得高的二次离子传输率，采用了二次离子光学系统中的矩形透镜模式。每个样品点分析7组数据，测量时间约为11min。
锆石标样与锆石样品以1:3比例交替测定。锆石样品的Pb/U同位素比值用锆石标样Plešovice(337Ma, Sláma et al., 2008)校正方法。U和Th含量采用标准锆石标样91500(Th=29×10-6; U=81×10-6; Wiedenbeck et al., 1995)校正，以监测标准样品获得的标准偏差(1s RSD=1.5%, Li et al., 2010)和单点测试。内部精度共同传递得到样品单点误差，以标准样品Qinghu(159.5±0.2Ma; Li et al., 2009)作为未知样监测数据的精确度。普通Pb校正采用实测204Pb值。由于测得的普通Pb含量非常低，认为普通Pb主要来源于制样过程中带入的表面Pb污染(Ireland and Williams, 2003)，以现代地壳的平均Pb同位素组成(Stacey and Kramers, 1975)作为普通Pb组成进行校正。
5.2 测试结果SIMS锆石U-Th-Pb定年结果列于电子版附表 8中。
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附表 8 长山子地区变质岩石SIMS锆石U-Pb同位素分析结果 TableAppendix8 Second Ion Mass Spectrometry(SIMS) U-Pb isotopic analyses for zircons from the Changshanzi area |
高压基性麻粒岩样品(17D13) 锆石自形程度差，多为浑圆状短或不规则状，长约100~150μm。在阴极发光(CL)图像中(图 15a)大部分锆石颗粒发育模糊的核边结构或未显示核-边结构。对该样品中的19颗锆石共测试了20个点。锆石中U和Th含量分别为22×10-6~215×10-6和5×10-6~134×10-6，Th/U比值介于0.08~0.66。有4个测试点不谐和度比较高或误差比较大，所以只获得16个有效的数据。这16个有效测试数据均分布在谐和线上，给出的谐和年龄为417±3Ma(MSWD=0.57)(图 16a)，代表该样品的变质年龄。
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图 15 长山子地区变质岩石中锆石阴极发光(CL)图像 白色椭圆代表SIMS测试点位，锆石旁侧数字代表锆石U-Pb同位素年龄 Fig. 15 Zircon CL images of the representative metamorphic rocks of the Changshanzi area The white ellipse stands for the analytical spot and the adjacent number around zircon stands for the corresponding isotopic age, respectively |
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图 16 长山子地区变质岩中锆石U-Pb年龄谐和图 Fig. 16 Concordia diagrams of the metamorphic zircon of the Changshanzi area |
石榴斜长角闪片麻岩样品(17D29) 锆石颗粒为浑圆状到短柱状，长约90~150μm。在阴极发光(CL)图像中(图 15b)，锆石颗粒结构均一，未显示核-边结构。对该样品中的20颗锆石进行了20个点的测试。锆石的U、Th含量较低，分别为9×10-6~65×10-6、1×10-6~7×10-6，Th/U比值较低(0.04~0.41)。全部17个有效测试点的数据均分布在谐和线上，给出的谐和年龄为419.5±3.4Ma(MSWD=0.99)(图 16b)，代表该样品的变质年龄。
泥质麻粒岩样品(17D26) 锆石颗粒为浑圆状到短柱状，长约130~230μm。在阴极发光(CL)图像中(图 15c)，锆石颗粒结构较均匀，部分颗粒显示微弱环带。对该样品中的18颗锆石进行了20个点的测试。锆石的U、Th含量分别为21×10-6~80×10-6、0.48×10-6~142×10-6，Th/U比值介于0.02~1.84。全部18个有效测试点的数据均分布在谐和线上，给出的谐和年龄为418.5±3Ma(MSWD=0.59)(图 16c)，代表该样品的变质年龄。
所测试的高压基性麻粒岩、斜长角闪片麻岩、泥质麻粒岩的变质锆石U-Pb年龄高度一致(420~417Ma)，为早泥盆世，暗示长山子地区变质时段可能较短(?)。考虑到测年手段单一，这一推论尚属猜测。
6 讨论从变质岩石的出露特征看，敦煌造山带并不是“均一”的。该造山带东部(大致指敦煌-阿克赛公路以东地区)的红柳峡地区(Wang et al., 2017a, b)和水峡口地区(Wang et al., 2018a)、东北部的东巴兔-蘑菇台地区(Zong et al., 2012; He et al., 2014; Wang et al., 2018b)和长山子地区(本文)，构造混杂岩特征明显。具体表现为榴辉岩、高压基性麻粒岩、中压基性麻粒岩、斜长角闪岩、大理岩等变质岩岩块，以规模大小不等的构造布丁或透镜体形式，被夹持于由变质泥质岩、变质砂岩组成的基质中，呈“基质夹岩块”(block-in-matrix)的典型构造混杂带特征(Wakabayashi and Dilek, 2011; Festa et al., 2010, 2012)。但是，在敦煌造山带西段(大致指敦煌-阿克赛公路以西地区)，除该造山带中南部青石沟地区(Wang et al., 2016)略显示构造混杂岩特征外，据本课题组未发表资料，托格、大红山、多坝沟等地区，均未发现构造混杂带的岩石出露特征。
就目前已有的变质作用研究成果来说，敦煌造山带的青石沟地区(Wang et al., 2016)、红柳峡地区(Wang et al., 2017a, b)和水峡口地区(Wang et al., 2018a)、三危山地区(彭涛等, 2014)、东巴兔-蘑菇台地区(Zong et al., 2012; He et al., 2014; Wang et al., 2018b)以及长山子地区(本文)，无论是变质岩岩块还是变质岩基质，所记录的变质作用P-T轨迹全部为顺时针型，其中大部分的退变质阶段为近等温降压过程，反映了典型造山带变质作用特征，其板片俯冲、构造折返过程在变质岩中的物质记录明显。
有两个值得注意的重要问题。(1)在敦煌造山带中西部的青石沟、东南部的红柳峡-水峡口、东北部的东巴兔-蘑菇台及长山子等地区，每个变质地区内，变质岩岩块和变质岩基质的变质作用P-T轨迹大致平行，不同岩块变质高峰期P-T条件有明显差异。这种现象可合理地解释为，这些变质岩岩块是同一个俯冲隧道内俯冲至不同深度的变质产物，在折返阶段抬升到相同的深度，它们才最终混杂在一起形成构造混杂岩；(2)除了红柳峡地区榴辉岩岩块高峰变质事件属于高压变质相系之外，其它地区的基性麻粒岩岩块、斜长角闪岩岩块、变质泥质岩基质的高峰变质事件，均属于中压变质相系。即便在红柳峡地区3km×10km的有限范围内，变质岩岩块、变质岩基质的高峰变质阶段也分属不同的变质相系。
敦煌造山带变质事件的时段也值得注意。目前获得的变质事件的地质时代绝大部分来自变质锆石U-Pb年龄，此外还有为数甚少的变质角闪石40Ar/39Ar年龄(Wang et al., 2017a)，这些年龄数据也并不“集中”。敦煌造山带东南部的红柳峡-水峡口地区，变质事件的时段为438~365Ma，持续时间长达73Myr。该造山带中南部的青石沟地区，变质事件的时段相似，为430~365Ma(Wang et al., 2016)。该造山带东北部的东巴兔-蘑菇台地区，变质事件的时段为440~372Ma(Zong et al., 2012; Wang et al., 2018b)。该造山带西北部的多坝沟地区，变质时段为442~425Ma(Wang et al., 2017c)。红柳峡-水峡口、青石沟、东巴兔-蘑菇台这三个地区的变质事件跨越了整个志留纪到泥盆纪，反映敦煌造山带是一个长寿命的造山带。但是，在蘑菇台以东，同样在敦煌造山带东北部的长山子地区(本文)，变质事件集中于420~417Ma即早泥盆世。造成变质作用年代数据不集中的现象，可能是样品分布问题，也可能是不同地区抬升、剥露的深度不同，从而造成变质时代迥然不同的变质岩岩块，后来混杂在一起的现象。
还有另外一种可能性。如果一个俯冲带中卷入了一个古老的变质岩岩块，这个变质岩岩块在俯冲带中俯冲深度小，没有经受叠加变质；那么，后来这个古老变质岩岩块在俯冲带(附近)较浅处，有可能再和俯冲深度大、遭受本次俯冲-变质事件的新生变质岩岩块，混杂在一起产出。这样，我们现在测得的变质事件延续时段就会很长，这属于“表观”变质作用时段，即我们未能剥离出本次俯冲事件之前的古老变质岩变质年龄。到目前为止，还排除不了这样一种可能性。
目前，敦煌造山带的大地构造归属的认识还存在着较大的争论。一些学者认为敦煌地区属于塔里木克拉通的一部分(Long et al., 2014)。一些学者认为敦煌地区不是塔里木盆地的变质基底，而是阿尔金断裂左旋走滑错位造成的阿拉善地块(华北克拉通)西延部分(Zhang et al., 2012, 2013; Wang et al., 2013, 2014; 赵燕等, 2013, 2015a; Zong et al., 2013)。还有一部分学者认为敦煌地区卷入早古生代的造山事件(孟繁聪等, 2011)，代表中亚造山带(CAOB)的南延部分(Zong et al., 2012; He et al., 2014; Zhao et al., 2016; Wang et al., 2016, 2017a, b, 2018a, b; 赵燕等, 2015b; 石梦岩等, 2017)。看来这一问题短期内还无法准确解决。
鉴于敦煌地区出露了一些前寒武纪地质体，有学者认为该地区还是属于前寒武纪期间形成的古老稳定地块。这里我们做一个极端假设：哪怕敦煌地区出露的岩石原岩绝大部分为前寒武纪期间形成的，但是它们都在古生代期间或多或少地卷入了造山-变质事件，从而不同程度地被改造，这样看来，敦煌地区仍然属于古生代造山带。更何况，目前测得的一些前寒武纪花岗岩类是无根的构造岩片，根据碎屑锆石测得的副变质岩的原岩年龄还不牢靠。因此，敦煌造山带古生代造山之前的地质历史，也还需要深入研究。
7 结论(1) 敦煌造山带东北部长山子地区的高压基性麻粒岩岩块、石榴斜长角闪片麻岩岩块，均呈大小不一的构造透镜体或构造布丁的形式，被夹持于变泥质麻粒岩、长英质片麻岩等基质中，呈现典型“基质夹岩块”的构造混杂带特征。
(2) 长山子地区石榴斜长角闪片麻岩岩块、高压基性麻粒岩岩块、泥质麻粒岩基质中，保留了二至三个阶段的变质矿物组合。第一阶段为进变质阶段矿物组合(M1)，即保存于石榴子石变斑晶中的包裹体矿物组合。第二变质阶段为变质高峰(M2)，以石榴子石变斑晶和基质矿物组合组成。第三变质阶段为退变质阶段(M3)，即围绕石榴子石变斑晶的“白眼圈”交生状后成合晶矿物组合。
(3) 矿物温度计和压力计计算表明，长山子地区的变质岩记录了西阿尔卑斯型变质作用P-T轨迹，但变质峰期条件存在大的差别(高压基性麻粒岩岩块为790~874℃/12.9~1.37GPa，石榴斜长角闪片麻岩岩块为681~684℃/0.89~0.97GPa，泥质麻粒岩基质为860~879℃/0.90~1.14GPa)。这说明它们到达了同一俯冲隧道的不同深度，在构造折返阶段才混杂在一起，形成构造-变质混杂岩。
(4) 长山子地区变质时代为419~417Ma即早泥盆世。
致谢 合肥工业大学石永红教授和王娟博士指导了电子探针测试，中国科学院地质与地球物理研究所李秋立研究员指导了锆石SIMS U-Pb测试；任留东研究员和石永红教授提出了宝贵的修改建议，提高了本文的学术水平；作者向他们致以真挚的感谢。
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