2018, Vol. 34
2. 中国科学院地质与地球物理研究所岩石圈演化国家重点实验室, 北京 100029
, HOU QuanLin1,2
, WU ChunMing1,2, WANG YC Hao2, CHENG NanNan1, ZHANG WL Qian1, PHAM Van Tho1
2. State Key Laboratory of Lithospheric Evolution, Institute of Geology and Geophysics, Chinese Academy of Sciences, Beijing 100029, China
敦煌构造带北侧为北山造山带，南侧为祁连造山带，西接塔里木盆地，东临阿拉善地块，是一个在大地构造上十分重要的构造单元，其大地构造属性的确定会直接影响对中国西部大地构造格局及演化的认识。传统观点认为它是具有前寒武纪基底的稳定地块，称为“敦煌地块”(黄汲清等, 1980)。由于“敦煌地块”出露的高级变质岩记录了多期前寒武纪构造-热事件，有学者将其划归为塔里木克拉通基底(李志琛, 1994; 梅华林等, 1998; Lu et al., 2008; Long et al., 2014)，或华北克拉通基底(Zhang et al., 2012, 2013; 赵燕等, 2013, 2015a)。近年来对敦煌构造带内高级变质岩P-T轨迹和年代学的研究结果显示，其可能经历了古生代(460~400Ma)俯冲-碰撞造山作用过程(孟繁聪等, 2011; Zong et al., 2012; He et al., 2014; 彭涛等, 2014)。根据岩石学和年代学资料，Zhao et al. (2016)认为敦煌构造带的主体是早志留世-晚石炭世(440~310Ma)与造山作用相关的变质岩和岩浆岩，而前寒武纪杂岩分布十分有限。Wang et al.(2016, 2017a)对敦煌构造带南部红柳峡-青石沟一带的变质杂岩开展了详细的变质岩石学和年代学研究，结果揭示该地区经历了志留纪-泥盆纪(440~360Ma)俯冲-折返-抬升的造山作用过程。详细的岩石-构造组合特征观测结果表明，敦煌构造带的变质杂岩由北向南表现为强烈的冲断→褶冲变形组合样式，显示了造山楔的典型构造特征(石梦岩等, 2017)。因此，敦煌构造带被厘定为古生代造山带(Zhao et al., 2016; Wang et al., 2017b; 石梦岩等, 2017)。其中，红柳峡混杂带(Hongliuxia mélange)是敦煌造山带南部出露较为完整、规模较大的一段俯冲增生杂岩(Wang et al., 2017a, b; 石梦岩等, 2017)。Wang et al. (2017b)在红柳峡混杂带发现了变质年代为411Ma的榴辉岩，揭示了发生于泥盆纪的俯冲作用和高压变质事件，这也是敦煌构造带被重新厘定为古生代造山带的关键证据。然而，迄今为止，对敦煌造山带构造演化历史的认识还很不足，其古生代期间的造山作用过程究竟如何，是仍待解决的科学问题。
目前，有限的研究仅限于敦煌造山带中的高压变质岩块及花岗质侵入体的岩石学和年代学等方面，有关该造山带内的(变)沉积岩的研究还几近空白。造山带沉积学研究是探讨造山带演化过程的重要窗口。俯冲过程中形成的混杂带是造山带重要的大地构造相单元，其(变)沉积岩基质可以为混杂带乃至造山带的研究提供重要信息。红柳峡混杂带有大量(变)沉积岩基质出露，主要包括变质砂岩和变泥质岩等。尽管它们经历了不同程度的变质作用和强烈的变形，但在局部依然可以识别出一些重要的沉积学标志。本文对红柳峡混杂带中(变)沉积岩基质进行了系统的沉积学、地球化学以及年代学的研究，从不同角度为敦煌造山带的形成和演化提供约束。
1 地质背景敦煌造山带位于北山造山带南侧，南以阿尔金断裂为界与祁连造山带相邻，西北侧以且末-星星峡断裂为界与塔里木克拉通相接，东临阿拉善地块(图 1a)。新生代ENE-WSW走向的区域性断裂将敦煌造山带分割为一系列块体单元，包括北部的三危山块体、中部的东巴兔-蘑菇台块体和南部的红柳峡块体(混杂带)，以及西南部的多坝沟-大红山块体和青石沟块体，造山带大部分被戈壁覆盖(图 1b)。岩石组合方面，出露于敦煌造山带的主要是一套中-高级变质表壳岩和TTG片麻岩(甘肃省地质局, 1989)，见少量中生代基性岩墙侵入(冯志硕等, 2010)。变质表壳岩被称为“敦煌杂岩”，包括变质砂岩、变泥质岩、大理岩和少量混合岩等(甘肃省地质局, 1989)，其中裹杂着不同变质程度和变质年代的变质基性岩岩块，如斜长角闪岩、基性(高压)麻粒岩和榴辉岩等(Zong et al., 2012; Zhang et al., 2012, 2013; 王忠梅等, 2013; Wang et al., 2014, 2016, 2017a, b; He et al., 2014; 彭涛等, 2014; Zhao et al., 2016)。TTG片麻岩包括太古宙TTG片麻岩(梅华林等, 1998; 赵燕等, 2013, 2015a; Zong et al., 2013; Zhang et al., 2013; Zhao et al., 2015)和出露于党河水库一带的古生代TTG片麻岩(张志诚等, 2009)。另外，敦煌造山带内还广泛发育志留纪、泥盆纪和晚石炭世花岗质侵入岩(朱涛等, 2014; Wang et al., 2014; 赵燕等, 2015b; Zhao et al., 2016, 2017; 王楠等, 2016a, b; Bao et al., 2017)。
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图 1 研究区地质简图 (a)敦煌造山带大地构造位置(据Yue et al., 2001; Yang et al., 2001等修改)；(b)敦煌造山带地质简图(据中国地质调查局, 2004①; Zhao et al., 2016等修改)；(c)红柳峡混杂带地质简图(据甘肃省革委会地质局区测二队, 1974②; Wang et al., 2017a等修改) Fig. 1 Geological map of study area (a) tectonic location of Dunhuang Orogenic Belt (modified after Yue et al., 2001; Yang et al., 2001); (b) simplified geological map of DOB (modified after Zhao et al., 2016); (c) simplified geological map of Hongliuxia mélange, southern DOB (modified after Wang et al., 2017a) |
① 中国地质调查局. 2004. 1：2500000中华人民共和国地质图
② 甘肃省革委会地质局区测二队. 1974. 1：200000别盖幅地质图
红柳峡混杂带位于敦煌造山带南部，长约60km，宽约10km，长轴走向ENE-WSW(图 1c)。混杂带内褶皱和断层发育，岩石变形强烈。主体岩石组合为一套绿片岩相-低角闪岩相的变沉积岩和角闪岩相-榴辉岩相的变质基性岩组合。其中，变质基性岩以几十厘米至几百米不等的透镜体形式产出，形成时代存在差异，主要集中在早志留世-早泥盆世(Wang et al., 2017a, b)，部分形成于古元古代晚期(Zhang et al., 2013; 王忠梅等, 2013; Wang et al., 2014)。变质基性岩岩块赋存的基质是一套以变质砂岩和云母石英片岩为主的变沉积岩组合(图 2a-c)，变质程度为绿片岩相-低角闪岩相。基质普遍发生强烈的剪切变形，发育层间揉皱(图 2d, e)，局部与岩块接触部位可见糜棱岩化变形变质(图 2f)。这种变质程度较低但变形强烈的变沉积岩基质裹杂不同变质程度、规模和年龄的岩块的组构样式，与混杂带典型的“基质裹杂岩块”的组构特征一致。该混杂带内还出露古生代花岗质侵入体，包括中志留世-晚泥盆世和晚石碳世两期花岗质岩浆事件(Wang et al., 2014; 王楠等, 2016a; Zhao et al., 2016, 2017)。此外，还可见大理岩呈透镜体状出露，其时代和来源尚不清楚。
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图 2 红柳峡混杂带野外露头特征 (a)云母石英片岩(变泥质岩基质)中的高压麻粒岩岩块；(b)变质砂岩基质中的麻粒岩岩块，岩块被拉长呈布丁状；(c)云母石英片岩中的角闪岩岩块；(d、e)强烈变形变质的基质中发育层间褶皱和柔流褶皱；(f)糜棱岩化基质，发育紧闭相似褶皱.图中虚线表示面理 Fig. 2 Field photographs of the Hongliuxia mélange (a) a HP granulite block within mica-quartz schist (a matrix of metapelitic gneiss); (b) a budding-like granulite block within a matrix of meta-sandstone; (c) a amphibolite block within mica-quartz schist; (d, e) intraformational and crumpled fold in the meta-sedimentary matrix; (f) mylonitized matrix and tight folds. The dotted line means the foliation |
俯冲-碰撞造山作用过程中强烈的构造变形变质作用，使混杂带内难以保存大规模的、完整连续的原生沉积地层。红柳峡混杂带的沉积岩基质普遍发生了变形变质，但是，局部残存有弱变形浅变质的、保留原生沉积构造的构造岩片。
这些残存的基质岩片厚度几米到十几米不等，侧向延续性差。可见由具高起伏底面的Ta段含砾砂岩和具平行层理的Tb段砂岩构成的鲍马序列Tab组合(图 3a)，Ta和Tb段间呈渐变过渡关系，二者界线不明显；具正粒序结构的Ta段粗砂岩，底面发育泥质Rip-up，单层厚度几厘米到十几厘米(图 3b)；由具平行层理的Tb段薄层状砂岩与具水平层理的Tde段薄层状粉砂岩/泥岩构成的鲍马序列Tbde组合(图 3c)，砂岩(黄色箭头所示)厚度约10cm，粉砂岩/泥岩(红色箭头所示)厚度10~25cm。另外，还可见块体搬运沉积(MTD)的砾岩，主体为沉积再循环的长英质碎屑杂砂岩，砾石包括石英岩、大理岩和变质基性岩等，粒度几毫米至2厘米左右，分选性和磨圆度较差(图 3d)。这些不完整的鲍马序列组合以及块体搬运沉积砾岩的出现，指示了基质为形成于深海浊积扇的浊积岩(Lowe, 1982; Mutti, 1992)。
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图 3 红柳峡混杂带弱变形浅变质基质的原生沉积构造特征 (a)鲍马序列Tab组合，由具高起伏底面的Ta段含砾砂岩和上部具平行层理的Tb段砂岩组成；(b)具正粒序结构的Ta段粗砂岩，底面发育泥质Rip-up；(c)鲍马序列Tbde组合，由Tb段薄层状砂岩和Tde段薄层状粉砂岩/泥岩构成；(d)块体搬运沉积(MTD)的砾岩，发育明显的下蚀面(主体为沉积再循环的杂砂岩，砾石成分包括B-变质基性岩砾石，Q-石英岩砾石，M-大理岩砾石) Fig. 3 Field photographs showing original sedimentary structures in slightly deformed and low-grade metamorphosed matrix slabs in the Hongliuxia mélange (a) Tab divisions of Bouma sequence composed of pebbly sandstone (Ta) with high reliefed base and parallel-bedding sandstone (Tb); (b) Ta division of Bouma sequence showing an upward coarsening (normal grading) sequence and pelitic rip-ups at the base; (c) Tbde divisions of Bouma sequence, composed of thin-stratified sandstone (Tb) and siltstone/mudstone (Tde); (d) conglomerate (mass-transport deposit, MTD) with significant incisional surface, mainly composed of recycled graywackes and minor metamafic gravel (B), quartzite gravel (Q), and marble gravel (M) |
基质主要包括云母石英片岩和变质砂岩。云母石英片岩主要由云母、石英、斜长石及少量钾长石组成。云母呈鳞片状分布于石英或长石颗粒间隙，定向排列。石英呈他形粒状结构，具波状消光。斜长石他形-半自形粒状结构，定向不明显(图 4a)。变质砂岩主要矿物组合为石英、斜长石、云母和少量钾长石及岩屑。在片麻理较发育的变质砂岩中，石英被拉长呈条带状充填于其他矿物颗粒间，显示较好的定向性(图 4b)。在片麻理不发育的变质砂岩中，石英呈他形粒状结构，或多晶石英集合体，不显示定向性；斜长石为他形-半自形粒状结构，局部绢云母化；云母呈细小的鳞片状充填于长石和石英颗粒间隙；岩屑主要包括变质岩岩屑和(浅变质)沉积岩岩屑，见少量火山岩岩屑(图 4c, d)。样品中富含长石表明有火成岩物质再循环加入到基质中，这暗示基质的物源区可能有大量岩浆岩存在，且为近物源沉积。
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图 4 红柳峡混杂带基质的显微岩相学特征 (a)云母石英片岩；(b)变形的变质砂岩；(c、d)弱变形浅变质的岩屑长石砂岩. P-斜长石；K-钾长石；Qm-单晶石英；Qp-多晶石英；Bt-黑云母；Lm-变质岩岩屑；Ls-沉积岩岩屑 Fig. 4 Microphotographs showing components and textures of the matrix in the Hongliuxia mélange (a) mica-quartz schist; (b) deformed metamorphic sandstone; (c, d) slightly deformed and low-grade metamorphosed debris-arkosic sandstone. P-plagioclase; K-potassium feldspar; Qm-monocrystalline quartz; Qp-polycrystalline quartz; Bt-biotite; Lm-metamorphic lithic fragments; Ls-sedimentary lithic fragments |
对10个弱变形浅变质砂岩样品采用Gazzi-Dickinson点计法(Dickinson and Suczek, 1979; Ingersoll et al., 1984; Dickinson, 1985)进行碎屑组分的统计，每个薄片统计大于400个颗粒，统计结果见表 1。
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表 1 红柳峡混杂带弱变形浅变质砂岩碎屑组分含量统计结果 Table 1 Detrital framework mode for the slightly deformed and low-grade metamorphosed meta-sandstones of the matrix in the Hongliuxia mélange |
对3个云母石英片岩和9个变质砂岩样品进行全岩地球化学主、微量元素的测试。主量元素测试在中国科学院地质与地球物理研究所岩矿制样与分析实验室，采用熔融玻璃片法通过X射线荧光光谱仪(XRF-1500)测试完成，监控标样为GBW07101，分析精度0.1%~1%，准确度优于1%。微量元素测试在国家地质实验测试中心通过等离子质谱法(ICP-MS)测试完成，检测仪器PE300D，执行标准GB/T 14506.30—2010。测试结果见表 2。
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表 2 红柳峡混杂带基质岩石主量元素组成(wt%)和微量元素组成(×10-6) Table 2 Major elements (wt%) and trace elements (×10-6) compositions of the matrix in the Hongliuxia mélange |
样品SiO2含量较高且变化范围较大(57.68%~74.43%，平均67.27%)，Al2O3含量为12.49%~21.86%(平均15.89%)，二者呈负相关关系(相关系数r=-0.7)，Al2O3/SiO2比值平均为0.23，略低于PAAS的比值(0.30)(图 5a)，反映了物源区母岩经历了较低程度的风化作用或母岩成分更偏酸性。K2O含量中等(1.04%~6.67%，平均3.28%)，Na2O含量较高且变化范围较大(1.13%~6.20%，平均3.90%)，明显高于PAAS中的含量(1.20%)，且K2O/Na2O比值明显低于PAAS的比值(图 5b)，可能暗示母岩富Na贫K或风化程度较低。Fe2O3T+MgO含量变化较大(0.43%~10.36%)，与SiO2呈负相关关系(相关系数r=-0.8)，大多数样品含量低于PAAS含量(图 5c)，反映母岩成分相对贫乏铁镁质矿物。但个别样品(如D84)Fe2O3T+MgO含量高，可能因含有较多的黑云母和角闪石等暗色矿物。TiO2含量表现出与Fe2O3T+MgO相似的变化规律(图 5d)。CaO的含量普遍高于PAAS中的含量(1.30%)，整体上低于4%(除D84为6.37%)(表 2)。
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图 5 红柳峡混杂带基质的主量元素特征 Fig. 5 Major elements characteristics of the matrix in the Hongliuxia mélange |
球粒陨石标准化稀土元素配分图中，片岩稀土元素组成相对均一，接近PAAS，而变质砂岩稀土元素组成变化范围较大(表 2；图 6a, c)。片岩稀土元素总量124×10-6~319×10-6，轻稀土元素相对富集，重稀土元素相对亏损((La/Yb)N=4.7~25.5)，轻、重稀土元素比值6.2~16.7，稀土元素配分形式表现为右倾，显示弱的Eu负异常(Eu/Eu*=0.8~0.9)(图 6a)。变质砂岩稀土元素总量13×10-6~364×10-6，变化范围较大，轻稀土元素相对富集，重稀土元素相对亏损((La/Yb)N=3.8~67.6)，轻、重稀土元素比值3.7~31.0，稀土元素配分形式表现为明显的右倾，Eu异常变化范围较大(Eu/Eu*=0.7~1.7)(图 6c)。
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图 6 红柳峡混杂带基质的球粒陨石标准化稀土元素配分模式(a、c)和PAAS标准化微量元素蛛网图(b、d) (标准化值Taylor and McLennan, 1985) Fig. 6 Chondrite-normalized REE patterns (a, c) and PAAS-normalized trace elements spider diagrams (b, d) of the matrix in the Hongliuxia mélange (normalization values after Taylor and McLennan, 1985) |
大离子亲石元素(Rb、Sr、Ba等)活动性较强，Rb主要赋存于钾长石，Sr主要赋存于斜长石。片岩样品中Rb、Sr含量接近PAAS，Ba含量变化略大(图 6b)。变质砂岩相对于PAAS亏损Rb、富集Sr，这与变质砂岩富斜长石、贫钾长石的岩相学特征相对应，Ba含量接近PAAS(图 6d)。高场强元素(Zr、Hf、Nb、Ta等)活动性较弱且为不相容元素，主要赋存于长英质岩石中的副矿物，它们的富集通常反映沉积物的再循环程度高。样品中HFSE的含量大多低于PAAS中的含量(图 6b, d)，表明基质的碎屑物再循环程度低。过渡族元素(Sc、Cr、Co、Ni等)主要赋存于镁铁质矿物，倾向于进入基性-超基性岩石中。片岩样品中Co、Ni、Sc、Cr含量接近PAAS的含量，但变质砂岩中的含量低于PAAS的含量(图 6b, d)，可能反映片岩的物源相对于变质砂岩的物源有更多镁铁质碎屑物质的加入。
2.4 基质碎屑锆石年代学对1个片岩样品(D91)和5个变质砂岩样品(D17、D23、D29、D84、D97)进行了碎屑锆石U-Pb年代学研究。LA-ICP-MS U-Pb年代学定年测试在南京聚谱检测科技有限公司，通过激光剥蚀电感耦合等离子质谱仪(安捷伦7700X)测试完成，锆石年龄计算采用标准锆石91500作为外标，校正仪器质量歧视与元素分馏；以标准锆石GJ-1为盲样，检验U-Pb定年数据质量；元素含量采用美国国家标准技术研究院人工合成硅酸盐玻璃NIST SRM 610为外标，以Si为内标进行校正。测试过程中结合锆石CL图像、透射图像和反射图像，避开锆石内部裂缝和包裹体。利用ICPMSDataCal程序(Liu et al., 2010)对数据进行处理。测试结果详见电子版附表 1。
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附表 1 红柳峡混杂带基质岩石中碎屑锆石U-Pb同位素测试结果 AppendixTable1 LA-ICP-MS U-Pb isotopes of detrital zircons from the matrix in the Hongliuxia mélange |
样品中碎屑锆石多为自形-半自形，浑圆-柱状，长40~200μm，宽30~80μm。大多数锆石具有明显的核-边结构，核部包括无环带的变质锆石和具震荡环带的岩浆锆石，边部为具震荡环带的岩浆锆石和无震荡环带的变质锆石(图 7)。
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图 7 红柳峡混杂带基质中代表性碎屑锆石CL图像 Fig. 7 CL images of representative detrital zircons from the matrix in the Hongliuxia mélange |
对D91中的29颗锆石进行30点测试，16个点来自具震荡环带的锆石边部，5个点来自无环带的锆石边部，9个点来自无环带的锆石核部。大多数点Th/U＞0.1。获得29个谐和年龄(谐和度大于90%)，集中分布于540~420Ma之间(加权平均年龄439±4.9Ma)(图 8-D91)。另外，3个点获得799Ma、2554Ma和2677Ma前寒武纪年龄，它们位于锆石核部，且具有震荡环带，Th/U＞0.4，为岩浆锆石(Corfu et al., 2003; Hoskin and Schaltegger, 2003)。
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图 8 红柳峡混杂带基质中碎屑锆石U-Pb年龄谐和图 谐和曲线中，虚线圈代表谐和度为90%~94%的数据，实线圈代表谐和度95%~99%的数据.在直方图中，大于1000Ma的年龄为207Pb/206Pb年龄，小于1000Ma的年龄为206Pb/238U年龄(据Blank, 2003) Fig. 8 U-Pb concordia diagrams of detrital zircons from the matrix in the Hongliuxia mélange In the concordia diagrams, the dotted-line circles refer to the 90%~94% concordant data and the solid-line circles refer to the 95%~99% concordant data. The histograms (the inset figures) are constructed from the 90%~99% concordant data, in which 207Pb/206Pb ages are used for data older than 1000Ma, and 206Pb/238U ages are used for data younger than 1000Ma (after Black, 2003) |
对D17中52颗锆石进行60个点测试，41点个来自具震荡环带的核部，14个点来自具无环带的边部，5个点来自具震荡环带的边部。大多数点的Th/U＞0.1。获得54个谐和年龄，主要显示2组年龄：2400~2200Ma(加权平均年龄2305±12Ma)、1950~1750Ma(加权平均年龄1843±17Ma)(图 8-D17)。另有2个点获得414Ma和432Ma的古生代年龄，它们具有规则的震荡环带和柱状晶形，为岩浆锆石。
对D23中20颗锆石进行28个点测试，8个点来自无环带的核部，11个点来自具震荡环带的核部，5个点来具震荡环带的边部，4个点来自无环带的锆石边部。大多数点的Th/U＞0.1，Th/U＜0.1的测点位于无震荡环带的锆石边部或小颗粒锆石，推测为变质锆石。获得16个谐和年龄，主要集中于1950~1800Ma(加权平均年龄1844±20Ma)(图 8-D23)，另有3个点获得古生代年龄412Ma、440Ma、447Ma，具震荡环带，为岩浆锆石。
对D29中42颗锆石进行47个点测试，22个点来自具震荡环带的核部，7个点来自无环带的核部，14个点来自无环带的边部，4个点来自具震荡环带的边部。大多数测点的Th/U＞0.1。获得40个谐和年龄，主要有2组年龄：2400~2150Ma(加权平均年龄2269±29Ma)和1900~1800Ma(加权平均年龄1851±15Ma)(图 8-D29)。
对D84中23颗锆石进行27个点测试，10个点来自无环带的边部，17个点来自具震荡环带的自形锆石。测点的Th/U＞0.1。获得27个谐和年龄，，主要分布于450~430Ma，加权平均年龄为433±4.7Ma(图 8-D84)。部分点获得415~400Ma的年龄，且位于无震荡环带的锆石边部，可能为变质锆石。
对D97中20颗锆石进行20个点测试，14个点来自具震荡环带的岩浆锆石，1个点来自具震荡环带的锆石核部，2个点来自无环带的边部，3个点来自于具震荡环带的边部。测点的Th/U＞0.1。获得19个谐和年龄，介于425~389Ma之间，加权平均年龄408±4.9Ma(图 8-D97)。
基质中碎屑锆石显示3组年龄：2400~2150Ma(加权平均年龄2301±17Ma，n=58)，锆石Th/U＞0.1，可能为岩浆锆石；1950~1790Ma(加权平均年龄1853±12Ma，n=51)，锆石大多数(32个)Th/U＞0.1，可能为岩浆锆石，部分(19个)Th/U＜0.1，可能为变质锆石；480~389Ma(加权平均年龄423±3.6Ma，n=74)，锆石大多数(68个)Th/U＞0.1，可能为岩浆锆石，少量(6个)Th/U＜0.1，可能为变质锆石。另外，还有3个介于1250~750Ma和4个大于2400Ma的锆石年龄，最年轻岩浆碎屑锆石年龄为389Ma(图 9)。
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图 9 红柳峡混杂带基质中碎屑锆石年龄分布与Th/U比值 Fig. 9 The ages distribution and Th/U ratios of detrital zircons from the matrix in the Hongliuxia mélange |
化学蚀变指数(CIA)可以反映沉积岩物源区风化程度的高低，风化程度越高，对应的CIA指数也越高(Nesbitt and Young, 1982)。基质的CIA指数较低(49~67)(表 2)，在A-CN-K图解中(Nesbitt and Young, 1984, 1989)，样品主要集中在安山岩-花岗闪长岩成分附近，个别样品沿风化曲线分布(图中虚线)(图 10a)，说明物源区经历了低-中等程度的风化作用。成分变化指数(ICV)可以反映沉积物的成分成熟度(Cox et al., 1995)，ICV指数越高反映沉积物成分成熟度越低，再循环程度低。基质的ICV指数普遍大于0.8(表 2)，表明沉积物的成分成熟度和再循环程度较低。在Zr/Sc-Th/Sc图解中(Mclennan et al., 1993)，初次沉积的沉积物显示Th/Sc和Zr/Sc的简单正相关关系，而再循环沉积物则表现为Zr/Sc相对于Th/Sc的急剧增加。样品主要分布于平均大陆上地壳成分附近，沿着“成分变化”曲线分布(图 10b)，“沉积物再循环”演化趋势不明显。表明其物源区风化程度较低，沉积物搬运距离较近，再循环程度低。
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图 10 红柳峡混杂带基质物源区风化程度的地球化学图解 (a) A-CN-K图解(底图据Nesbitt and Young, 1984, 1989)；(b) Zr/Sc-Th/Sc图解(底图据McLennan et al., 1993) Fig. 10 Geochemical diagrams of the weathering degree in the provenance for the matrix in the Hongliuxia mélange (a) Ternary A-CN-K diagram for the matrix (after Nesbitt and Young, 1984, 1989); (b) Zr/Sc vs. Th/Sc diagram for the matrix (after McLennan et al., 1993) |
母岩成分是决定碎屑沉积物成分的重要因素，物源区风化程度及碎屑沉积物的再循环程度的高低，影响母岩与碎屑沉积物的相似程度。本次研究的基质的物源区风化程度低，且沉积物再循环程度低，其成分组成可以反映母岩的成分。
显微岩相学特征反映，基质中长石和石英所占比例高(~90%)，个别样品中含少量(约10%)角闪石等镁铁质矿物。此外，REE、Th、U等元素主要赋存于长英质岩石及其风化产物中，而Sc、Cr、Co、Ni等元素主要赋存于基性-超基性岩石及其风化产物中。这些元素在表生作用中不易活动，因此碎屑岩中Eu/Eu*、La/Sc、Th/Sc、La/Co、Th/Co和Cr/Th比值可反映母岩的性质(Taylor and McLennan, 1985; Cullers, 1994)。样品中这些不活动元素的比值类似于来自长英质源区的沉积物(表 3)。说明原岩的母岩以中-酸性岩石为主，有少量镁铁质岩石。
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表 3 来自不同源区的沉积物中不活动元素比值 Table 3 Immobile trace elements ratios of the clasts from different provenances |
碎屑岩中K和Rb的含量及Rb/K比值，可指示母岩成分，Rb和K含量高，暗示母岩中-酸性组分含量高。在Rb-K2O投图中(据Floyd and Leveridge, 1987)，样品分布在中-酸性组分区，个别落入基性组分区(图 11a)，表明母岩主要为中-酸性岩石。来自酸性岛弧源区的沉积物La/Th变化范围小，Hf含量3×10-6~7×10-6，随着中-基性岛弧源区沉积物的加入，La/Th值升高，Hf含量有所降低，而古老沉积物的加入则导致Hf含量升高，碎屑沉积岩的Hf-La/Th投图可以较好地区分不同物质组成的源区(Floyd and Leveridge, 1987)。样品主要分布在酸性岛弧源区以及酸性向安山质岛弧源区过渡的区域(图 11b)，表明基质物源区母岩主要为中-酸性岩石。在La/Sc-Co/Th投图中(据Gu et al., 2002)，样品主要分布于长英质火山岩和安山岩成分附近(图 11c)，暗示母岩主要为长英质岩石和安山岩。
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图 11 红柳峡混杂带基质物源区物质组成的地球化学判别图解 (a) K2O-Rb图解(底图据Floyd and Leveridge, 1987)；(b) Hf-La/Th图解(底图据Floyd and Leveridge, 1987)；(c) La/Sc-Co/Th图解(底图据Gu et al., 2002).图例同图 10 Fig. 11 Geochemical diagrams of the provenance composition for the matrix in the Hongliuxia mélange (a) K2O vs. Rb diagram (after Floyd and Leveridge, 1987); (b) Hf vs. La/Th diagram (after Floyd and Leveridge, 1987); (c) La/Sc vs. Co/Th diagram (after Gu et al., 2002). Symbols are the same as those in Fig. 10 |
基质中碎屑锆石显示了3组年龄：2400~2150Ma(加权平均年龄2301±17Ma)、1950~1790Ma(加权平均年龄1853±12Ma)和480~389Ma(加权平均年龄423±3.6Ma)，表明原岩的碎屑物质来自多个物源。基质的碎屑组成和岩石地球化学结果显示，基质是近物源的初次沉积，故推测物源位于红柳峡混杂带临近地区。
在红柳峡混杂带北侧的三危山弧和东巴兔-蘑菇台弧(另文发表)中，出露有晚奥陶世-晚泥盆世岩浆弧花岗质-花岗闪长质侵入体(图 12)(数据来源于张志诚等, 2009; 赵燕等, 2015b; 王楠等, 2016b; Zhao et al., 2017)，以及志留纪-泥盆纪变质基性岩透镜体(孟繁聪等, 2011; Zong et al., 2012; He et al., 2014; Zhao et al., 2016)。这些中-酸性岩石，可能是红柳峡混杂带基质的主要物源，同时变质基性岩可能有少量贡献。此外，在三危山弧、东巴兔-蘑菇台弧及红柳峡混杂带内零星分布有2.5~2.0Ga的TTG片麻岩，以及古元古代晚期变质基性岩和花岗岩(赵燕等, 2013, 2015a; Zhang et al., 2012, 2013; Zong et al., 2013; He et al., 2013; Wang et al., 2014; Yu et al., 2014)。野外地质调查显示，这些前寒武纪岩浆岩-变质岩出露有限，且以构造透镜体的形式出露，而非大规模的地体，推测可能是大洋中的古老地壳碎片，被古生代的洋壳俯冲作用推动就位于现今的敦煌造山带。红柳峡混杂带基质中碎屑锆石获得的~2300Ma和~1850Ma年龄信息，可能来自于这些古老地壳碎片。
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图 12 敦煌造山带内古生代花岗质-花岗闪长质侵入体构造背景的地球化学判别图解(底图据Pearce, 1984) syn-COLG：同碰撞花岗岩；WPG：板内花岗岩；ORG：洋中脊花岗岩；VCG：弧花岗岩 Fig. 12 Geochemical diagrams of tectonic setting for the Paleozoic granitoid in the Dunhuang Orogenic Belt (after Pearce, 1984) syn-COLG: syn-collisional granite; WPG: within plate granite; ORG: oceanic ridge granite; VCG: volcanic arc granite |
本文初步认为红柳峡混杂带北侧的三危山弧和东巴兔-蘑菇台弧是混杂带基质的主要物源区，同时俯冲折返上来的变质岩块和古老地壳碎片可能提供了少量碎屑物质。当然，对于基质物源的确定还需进一步研究。
3.2 大地构造背景碎屑岩中不活动微量元素组成(如REE、Th、Sc、Zr)，是判别其形成构造背景较为可靠的地球化学指标(Bhatia and Crook, 1986; McLennan et al., 1993)。在La/Sc-Ti/Zr和Th-Sc-Zr/10投图中(据Bhatia and Crook, 1986)，样品主要落入陆缘弧和活动大陆边缘区域(图 13)，说明基质形成于与陆缘弧或活动大陆边缘有关的构造背景。
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图 13 红柳峡混杂带基质形成大地构造背景的微量元素地球化学判别图(据Bhatia and Crook, 1986) A：大洋岛弧，B：陆缘弧，C：活动大陆边缘，D：被动大陆边缘.图例同图 10 Fig. 13 Geochemical diagrams of the tectonic setting for the matrix in the Hongliuxia mélange (after Bhatia and Crook, 1986) A: oceanic island arc; B: continental arc; C: active continental margin; D: passive continental margin. Symbols are the same as those in Fig. 10 |
砂岩碎屑组分与物源区及其构造背景关系密切，常用于判别砂岩物源区类型及其沉积盆地的构造背景(Dickinson and Suczek, 1979; Dickinson and Valloni, 1980; Dickinson, 1985)。基质中弱变形浅变质砂岩的碎屑模式Q-F-L和Qm-F-Lt投图中(图 14)，样品落入“切割型弧”及“过渡型弧”源区。Dickinson (1985)指出，“切割型弧”源区碎屑，来源于深切割的岩浆弧根部侵入体，具有较高的P/K比值和岩屑含量。样品的P/K比值较高(16~130，其余2个样品为3和5)，岩屑总量(Lt)较高(18%~45%)，与“切割型弧-过渡型弧”源区来源的碎屑特征吻合。
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图 14 红柳峡混杂带基质中弱变形浅变质砂岩物源区类型的碎屑模式判别图(底图据Dickinson et al., 1983) Fig. 14 Detrital framework modes for the slightly deformed and low-grade metamorphosed sandstones of the matrix in the Hongliuxia mélange (after Dickinson et al., 1983) Q=Qm+Qp; F=P+K; L=Lm+Lv+Ls; Lt=L+Qp |
基质的微量元素地球化学投图结果表明，其形成于陆缘弧或活动大陆边缘构造背景。弱变形浅变质砂岩的碎屑模式结果表明，基质的物源来自“切割型弧-过渡型弧”源区。“切割型弧-过渡型弧”主要位于活动型大陆边缘(Dickinson and Suczek, 1979)，本身即为陆缘弧。该源区的碎屑物质通常可搬运到海沟，进入俯冲带形成俯冲杂岩(Dickinson and Suczek, 1979; Dickinson, 1985)。基质富含“切割型弧-过渡型弧”源区火成岩碎屑的物质组成特征，及野外露头中保留的深水块体搬运沉积(MTD)构造特征说明，基质形成过程中经历了滑塌-重力流沉积，印证了碎屑从岩浆弧搬运至海沟的过程。另外，混杂带内出露的洋岛玄武岩、岛弧玄武岩俯冲变质形成的角闪岩和麻粒岩(Wang et al., 2016, 2017a)，也指示了岛弧和洋岛等非洋壳物质进入混杂带的可能性。据此，认为基质形成于陆缘弧或活动大陆边缘的俯冲带海沟环境。
3.3 大地构造意义近年来的工作揭示了敦煌构造带内记录的大量古生代构造-热事件(孟繁聪等, 2011; Zong et al., 2012; He et al., 2014; 彭涛等, 2014)，使得地质学家开始重新审视敦煌构造带的大地构造属性。随着红柳峡混杂带这一大地构造相单元的厘定(Wang et al., 2017a, b; 石梦岩等, 2017)，以及该混杂带内411Ma的榴辉岩的发现(Wang et al., 2017b)和前人的研究成果(Zhao et al., 2016)，敦煌构造带为古生代造山带的构造属性得以确认。然而，目前为止，敦煌造山带的研究程度还很低，对古洋壳俯冲极性、造山作用时限等关键问题的认识依然不足。本次对敦煌造山带南部红柳峡混杂带基质的研究，为认识敦煌造山带的形成和演化提供了新的依据。
红柳峡混杂带基质的原岩是一套深海浊积岩复理石建造，形成于俯冲带海沟环境。复理石基质的变质砂岩中最年轻的岩浆碎屑锆石年龄为389Ma，说明该砂岩沉积时代晚于中泥盆世，暗示了红柳峡地区泥盆纪的俯冲作用，洋盆尚未闭合。
红柳峡混杂带内部显示了强烈的冲断-褶冲变形组合特征，且变形强度自北向南呈逐渐减弱趋势，表明敦煌造山带的构造极性是自北向南扩展的，古洋壳向北俯冲消减(石梦岩等, 2017)。位于红柳峡混杂带北侧的三危山一带出露有460Ma的变质基性岩(孟繁聪等, 2011)，暗示可能在460Ma之前古洋壳就已经开始向北俯冲消减，可能俯冲于北山造山带南缘的石板山弧(地体？)之下(图 15a)。
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图 15 敦煌造山带构造演化过程示意图 (a) 460Ma之前，大洋板片向北俯冲消减于石板山弧(地体？)之下，古老地壳碎片也向俯冲带运移；(b) 460~430Ma，高级变质基性岩块的折返和在俯冲带的构造堆叠，并伴随着花岗质弧岩浆作用；(c) 430~320Ma期间，俯冲带向南后撤，高级变质基性岩块继续折返，花岗质岩浆弧南移；(d)碰撞作用可能发生于320Ma之后 Fig. 15 Tectonic evolution history of the Dunhaung Orogenic Belt (a) before 460Ma, the oceanic plate had subducted beneath the Shibanshan arc (terrane?), meanwhile, the ancient crust fragments in the ocean basin were transported to the subduction zone; (b) during 460~430Ma, the high grade metamafic rocks were exhumated and juxtaposed at the subduction zone, synchronously, granitic magmatism initiated in the obduction plate; (c) 430~320Ma, the high grade metamafic rocks continued to be exhumated and juxtaposed, accompanied by the subduction zone retreated southward. The younger episode granitic magmatism took place in somewhere southward; (d) the closure of oceanic basin postdate 320Ma |
敦煌造山带内出露的变质基性岩分布呈现一定的规律性。北部的三危山一带出露的最高级别变质岩为角闪岩(P=8.9~11.9kbar, T=630~670℃, 460Ma; 彭涛等, 2014; 孟繁聪等, 2011)，中部的东巴兔-蘑菇台一带最高级别变质岩为高压麻粒岩(P=14~17kbar, T=760~800℃, 440~430Ma; Zong et al., 2012; He et al., 2014)，南部的红柳峡混杂带中最高级别变质岩为榴辉岩(P=24.2kbar, T=830℃, 411Ma; Wang et al., 2017b)，由北向南最高变质作用级别升高，变质作用时代变年轻。另外，敦煌造山带内花岗质侵入体年龄由北向南也逐渐变年轻(张志诚等, 2009; 朱涛等, 2014; Wang et al., 2014; 王楠等, 2016a, b; Zhao et al., 2017; Bao et al., 2017)，且这些花岗质侵入体与弧岩浆活动相关(图 12)。这种自北向南变质作用和弧岩浆作用时代逐渐变年轻的趋势，可能也暗示古洋壳在古生代向北俯冲消减，且俯冲带不断向南后撤(图 15b, c)。
红柳峡混杂带内发育中志留世-晚泥盆世和晚石碳世两期花岗质岩浆事件(Wang et al., 2014; 王楠等, 2016a; Zhao et al., 2016, 2017)。这些花岗质岩体中的锆石的εHf(t)多为负值，说明其岩浆来源于古老地壳物质的重融，且锆石的Hf二阶段模式年龄2.4~1.7Ga和3.0~2.5Ga，分别与红柳峡混杂带内出露的古元古代晚期玄武岩(已变质为角闪岩, Wang et al., 2014)及晚太古代的TTG片麻岩(Zhang et al., 2013; 赵燕等, 2013)中的锆石Hf二阶段模式年龄一致。锆石中Hf同位素体系非常稳定，在复杂的演化过程中可以保持原始的Hf同位素组成(吴福元等, 2007)，所以这些花岗岩的母岩浆可能与这些古老岩石的重融有关。我们注意到，在红柳峡混杂带中，这些古老TTG片麻岩和角闪岩(原岩为玄武岩)，仅在水峡口和红柳峡河谷一带以规模很小的透镜体形式出露，说明它们可能是外来的古老地壳碎片，在古生代期间洋壳俯冲过程中，被带到俯冲带并参与俯冲带的岩浆作用，形成了上述花岗质岩体。在红柳峡混杂带中，持续到晚石炭世的花岗质弧岩浆作用，可能反映洋壳在晚石炭世依然在俯冲(图 15d)。
红柳峡混杂带俯冲相关变质基性岩变质时代为430~390Ma，而整个敦煌造山带内为460~360Ma，表明敦煌地区的古大洋板片可能经历了一个长期的俯冲消减过程。在这漫长的俯冲过程中，可能一直都有浊积岩的形成，并沿着海沟俯冲下去。本文所获得的最年轻的碎屑锆石，只能证明，至少存在最大沉积时代为389Ma的浊积岩。
另外，我们注意到红柳峡混杂带的基质变质程度较高，普遍为绿片岩相-角闪岩相变质，最高达到了麻粒岩相(Wang et al., 2017b)，且发生强烈的剪切变形。说明基质也俯冲到了较深的部位，现在出露到地表的“混杂带”，很可能是俯冲带深部层位的混杂带，而浅部层位大部分可能已被剥蚀殆尽。
4 结论(1) 敦煌造山带南部红柳峡混杂带基质的原岩，是一套形成于陆缘弧或活动大陆边缘的俯冲带海沟环境的浊积岩。
(2) 显微岩相学、岩石地球化学研究表明，基质的物源区风化程度较低，沉积物再循环程度低，母岩以长英质岩石为主，含有少量基性岩石。结合年代学和区域地质背景分析，初步认为混杂带基质物源主要来自敦煌造山带北部的三危山弧和东巴兔-蘑菇台弧。
(3) 复理石基质的变质砂岩中最年轻的岩浆碎屑锆石年龄为389Ma，表明该砂岩形成于中泥盆世之后，暗示敦煌造山带南部红柳峡地区古洋盆尚未俯冲完毕，碰撞作用尚未发生。
致谢 中国科学院大学研究生张慧、刘嘉惠和江文等在野外工作中给予了大量帮助。中国科学院大学博士后何苗，研究生韩雨贞、王瑾和朱洪建等在成文过程中给予了帮助。闫全人教授对本文提出了极有价值的建议。在此一并表示感谢！同时，非常感谢两位审稿专家对本文进行评审并提出了宝贵意见和修改建议！
谨以此文敬贺李继亮先生八十华诞，祝先生健康长寿！
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