敦煌北部巖漿-變質雜巖構造環境初步探討：對中亞造山帶南緣擴展方式的啟示*

石夢巖 程南南 侯泉林 吳春明 閆全人 張國成 張謙 王浩

1. 河南理工大學資源環境學院，焦作 4540032. 中國科學院大學地球與行星科學學院，北京 1000493. 中國科學院新疆生態與地理研究所，烏魯木齊 830011

造山作用與大陸生長是地球科學領域前沿探索的永恒主題之一(Dewey and Windley, 1981;eng?r and Natal’in, 1996; Shervais, 2006; 肖文交等, 2017)。作為地球表面最大的顯生宙增生型造山帶，中亞造山帶是研究大陸地殼生長和殼-幔相互作用的天然實驗室，其形成演化與古亞洲洋的消減閉合關系密切(eng?retal., 1993; Windleyetal., 2007; Xiaoetal., 2003, 2015)。中亞造山帶南緣如何向南擴展，對深入理解增生型造山作用和大陸地殼生長機制以及中亞構造域與特提斯構造域的銜接具有重要科學意義，是目前地質學界的研究熱點(eng?r, 1992; Xiaoetal., 2015)。傳統觀點認為北山造山帶是中亞造山帶中段南緣(左國朝等, 2003; 李錦軼等, 2006; Xiaoetal., 2010)。然而，作為北山造山帶南側的關鍵構造單元，敦煌構造帶的大地構造屬性長期備受關注且頗有爭議，這一爭論限制了對中亞造山帶南緣增生造山方式和過程的理解。

由于缺乏精確年代學數據，敦煌構造帶長期以來被視為前寒武紀穩定大陸地塊，稱為“敦煌地塊”(黃汲清等, 1980; 李志琛, 1994; 梅華林等, 1997)。隨著高精度定年技術的應用，在敦煌地區發現了太古宙和古元古代鋯石U-Pb年齡信息。有學者認為敦煌地區2.8～2.7Ga、2.6～2.5Ga及1.91～1.80Ga的構造-熱事件，分別與華北克拉通2.8～2.7Ga的陸殼增生、2.5Ga的陸殼增生、1.95～1.80Ga的古元古代造山過程等前寒武紀地質事件相對應，認為“敦煌地塊”歸屬于華北克拉通(Zhangetal., 2012, 2013; 趙燕等, 2015a)。也有學者提出，敦煌地區高級變質巖的年代學特征，顯示與塔里木克拉通基底相似的新太古代年齡(2.9～2.6Ga)，但與華北克拉通不同的Hf同位素模式年齡譜圖，將“敦煌地塊”劃歸于塔里木克拉通(Luetal., 2008; Heetal., 2013; Longetal., 2014)。值得注意的是，無論認為“敦煌地塊”歸屬于哪一克拉通，都將其視為穩定大陸地塊參與了古亞洲洋的最終閉合，且中亞造山帶南向擴展終止于“敦煌地塊”北緣。

圖1 中亞造山帶中段南緣向南擴展方式的兩種不同模式(a)中亞造山帶南向擴展終止于“敦煌地塊”北緣的石板山陸緣弧(據Xiao et al., 2010; 賀振宇等, 2014; Tian and Xiao, 2020)；(b)中亞造山帶以增生弧-增生雜巖的方式向南擴展至敦煌地區(據Zhao et al., 2016; 石夢巖等, 2017; Wang et al., 2017a)Fig.1 Two different models of southward extension styles of the southern margin of the middle section of CAOB(a) the southward extension of CAOB terminated at the Shibanshan continental margin arc located at the northern margin of the Dunhuang block (after Xiao et al., 2010; He et al., 2014; Tian and Xiao, 2020); (b) CAOB extends southward to Dunhuang region in the form of accretionary arc-accretionary complex (after Zhao et al., 2016; Shi et al., 2017; Wang et al., 2017a)

然而，有研究表明敦煌地區前寒武紀巖石比例有限，該地區主要出露古生代高壓變質巖和巖漿巖(孟繁聰等, 2011; Zhaoetal., 2016)。其中，高壓變質巖普遍記錄了反映造山事件的“順時針型”變質作用P-T-t演化軌跡(Zongetal., 2012; Heetal., 2014; 彭濤等, 2014; Wangetal., 2016, 2017a, b, 2018a, b; 范文壽等, 2018; Zhangetal., 2020)，而巖漿巖則普遍顯示俯沖帶弧巖漿地球化學特征(張志誠等, 2009; 李建鋒等, 2010; 王楠等, 2016a, b; Zhaoetal., 2017; Ganetal., 2020b, 2021; Shietal., 2020; Wangetal., 2020a; Zhuetal., 2020)。此外，敦煌地區經歷了晚古生代-早中生代構造變形作用(Fengetal., 2018)，發育大量沖斷層-褶皺和疊瓦狀構造，具有造山楔的典型構造組合特征(石夢巖等, 2017)。同時，敦煌南部紅柳峽雜巖中卷入了411Ma變質的榴輝巖和原巖時代晚于中泥盆世(389Ma)的海溝濁積巖，表明該地區在古生代可能經歷了大洋巖石圈俯沖過程(Wangetal., 2017a; 石夢巖等, 2018)。以上這些古生代-中生代構造-熱事件均可與北山造山帶南部同時代的巖漿-變質-構造事件相對應。據此，有學者提出“敦煌地塊”實際上是古生代俯沖-造山作用的產物，屬于中亞造山帶南緣的增生系統(Zhaoetal., 2016; 石夢巖等, 2017; Wangetal., 2017a)，并且根據增生雜巖(南側)與巖漿弧(北側)的空間配置關系，認為敦煌造山帶的構造極性是自北向南擴展的(即古洋盆自南向北俯沖)(石夢巖等, 2018)。

可見，敦煌構造帶大地構造屬性仍不明確，是前寒武紀地塊還是古生代造山帶是近幾年的爭論焦點，這一爭論導致了對中亞造山帶南緣向南擴展方式的認識存在分歧(圖1)。本文綜合前人研究成果和新獲得的資料，探討敦煌北部三危山地區巖漿-變質雜巖形成的構造背景，試圖為解開敦煌構造帶大地構造屬性之爭論提供新的依據。

1 區域地質背景

敦煌地區處于銜接中亞構造域和特提斯構造域的關鍵構造位置(圖2a, b)，北鄰北山造山帶，西以且末-星星峽斷裂為界與塔里木克拉通相隔，南以阿爾金斷裂為界與祁連造山帶毗鄰，東與阿拉善地塊相鄰。受印度-歐亞板塊碰撞遠程效應的影響(Cunninghametal., 2016)，敦煌地區發育大量新生代EW向至ENE向斷層，將該地區巖石露頭切割為近ENE-WSW方向帶狀展布的分散塊體，由北向南依次為三危山塊體、東巴兔-蘑菇臺塊體、紅柳峽塊體，以及西南部的多壩溝-卡拉塔什塔格塊體(圖2c)。

敦煌地區主要出露一套由變質表殼巖、TTG片麻巖和花崗片麻巖組成的變質雜巖，稱為“敦煌雜巖”(甘肅省地質礦產局, 1989; 許敬龍等, 1997; 陸松年, 2002)。其中，TTG片麻巖零星出露于東巴兔和紅柳峽一帶，被認為是晚太古代時期形成的古老大陸地殼巖石并參與了Columbia超大陸的匯聚(梅華林等, 1997; 趙燕等, 2013, 2015a; Zhangetal., 2013; Zongetal., 2013; Zhaoetal., 2015)?；◢徠閹r成巖時代為主要為古元古代，主要分布于三危山地區，被認為與Columbia超大陸的裂解有關(Heetal., 2013; Yuetal., 2014; 趙燕和孫勇, 2018; Ganetal., 2020a; Lüetal., 2020)。變質表殼巖主要包括變質沉積巖、變質火山巖、大理巖和少量混合巖等，早期被籠統地劃歸為前震旦系(甘肅省地質礦產局, 1989)。近年來有學者認為這套變質表殼巖形成于～1.95Ga之后且經歷1.83～1.80Ga的變質作用(Wangetal., 2013; Zhaoetal., 2019)，但也有研究表明，部分變質表殼巖的原巖可能形成于古生代(孟繁聰等, 2011; 劉洋, 2019; 石夢巖等, 2018; 朱濤等, 2018)，目前這套變質表殼巖的構造屬性和時代仍未確定。

變質表殼巖中裹雜著呈透鏡體形式產出的、具有不同變質程度和時代的變質基性巖巖塊，其中絕大多數角閃巖、(高壓)麻粒巖和榴輝巖等巖塊的峰期變質作用時代是早志留世至晚泥盆世(ca.440～365Ma)(孟繁聰等, 2011; Zongetal., 2012; Heetal., 2014; Zhaoetal., 2016; Wangetal., 2016, 2017a, b, c; 2018a, b)，少數角閃巖和麻粒巖等巖塊變質時代為古元古代，可能與古元古代造山作用(Columbia超大陸匯聚)有關(Zhangetal., 2012, 2013, 2019, 2021a, b; Heetal., 2013; Zongetal., 2013; Wangetal., 2014)。最近，有報道稱敦煌地區出露有新元古代(～830Ma)的輝石角閃巖，認為與Rodinia超大陸裂解有關(Wangetal., 2020b)。

除這套變質雜巖，敦煌地區廣泛發育古生代-早中生代中酸性侵入巖和火山碎屑巖。其中，早古生代至泥盆紀早期的巖漿巖主要為I-型花崗巖類，被認為形成于俯沖帶巖漿弧環境(張志誠等, 2009; 李建鋒等, 2010; 趙燕等, 2015b; 王楠等, 2016a, b; Zhaoetal., 2016, 2017; Wangetal., 2017c, 2020a; Ganetal., 2020b, 2021; Shietal., 2020; Zhuetal., 2020)；泥盆紀晚期至二疊紀早期的巖漿巖具有與埃達克巖類似的地球化學特征，被認為形成于碰撞造山階段的地殼加厚構造背景(朱濤等, 2014; Baoetal., 2017; Zhaoetal., 2017; 黃萬堂等, 2018)；二疊紀末期至早中生代巖漿巖則被認為主要形成于造山后伸展背景(王玉璽等, 2019; 路鵬飛等, 2019; Fengetal., 2020)。三危山地區還出露有早白堊世(136～100Ma)的輝綠巖墻，被認為與巖石圈減薄和軟流圈上涌有關(馮志碩等, 2010)，代表敦煌地區最晚一期巖漿作用。此外，“敦煌雜巖”經歷了晚古生代-早中生代構造變形作用(Fengetal., 2018)，發育大量沖斷層-褶皺和疊瓦狀逆沖構造(石夢巖等, 2017)。

圖2 研究區地質簡圖

2 敦煌北部巖漿-變質雜巖構造屬性探討

2.1 三危山地區巖漿-變質雜巖

敦煌北部三危山地區主要出露一套巖漿-變質雜巖，其中巖漿巖主要為鈣堿性系列中酸性花崗閃長巖-花崗巖、安山質-英安質-流紋質火山碎屑巖及英安玢巖，形成于510Ma、460～410Ma和370～360Ma等多個期次(張志誠等, 2009; 王楠等, 2016a; 趙燕等, 2015b; Zhaoetal., 2017; Ganetal., 2020b, 2021; Shietal., 2020)。中酸性侵入巖的圍巖是一套變質雜巖，由變質沉積巖、變質火山碎屑巖、角閃巖、大理巖和少量混合巖組成，早期觀點將其劃歸為塔里木克拉通的前寒武紀變質基底(甘肅省地質礦產局, 1989)。于海峰等(1998)發現這套變質雜巖普遍含有石墨，認為其具有孔茲巖系特征，原巖可能形成于活動大陸邊緣的濱海-淺海環境。孟繁聰等(2011)和Zhaoetal. (2019)對部分變質沉積巖進行了碎屑鋯石定年，分別獲得了1500～396Ma和2500～364Ma的年齡，提出部分敦煌群不是前寒武紀變質基底，而是塔里木盆地變質基底之上的新元古代沉積蓋層(孟繁聰等, 2011)。此外，變質雜巖中包裹440Ma、410Ma和370Ma變質的角閃巖(孟繁聰等, 2011; Zhaoetal., 2016)和390～370Ma變質的石榴單斜輝石巖(Lietal., 2021)，記錄了“順時針型”變質作用P-T-t演化軌跡，可能形成于古生代俯沖造山過程(彭濤等, 2014; Lietal., 2021)。

三危山地區的中酸性侵入巖-火山碎屑巖類似于俯沖帶典型的鈣堿性系列弧巖漿組合(Ringwood, 1974)。同時三危山地區的古生代巖漿活動具有幕式發育的特點以及明顯的空間不均一性，這與大洋板塊俯沖引發的大型弧巖漿活動具有可對比性(如南美安第斯，de Silva and Gosnold, 2007)。全巖地球化學研究初步表明，三危山地區中酸性侵入巖-火山碎屑巖具有弧巖漿的地球化學特征(張志誠等, 2009; Zhaoetal., 2017; Ganetal., 2020b, 2021; Shietal., 2020)?；r漿巖是大洋板塊俯沖帶深部殼幔相互作用的產物，是俯沖帶的重要標志(Lometal., 2018)。因此，三危山地區巖漿-變質雜巖是解開敦煌地區大地構造屬性的關鍵，但目前其形成的構造環境尚不明確。

2.2 巖漿-變質雜巖形成的構造環境初探

基于已有研究成果及新的資料，認為敦煌北部三危山地區的巖漿-變質雜巖的屬性可能是古生代增生弧。

增生弧(accretionary arc)是大洋板片俯沖階段，發育在增生雜巖之上的巖漿弧，由較老的增生雜巖基底，以及侵入增生雜巖的深成巖和/或不整合覆蓋在增生雜巖之上的火山巖構成增生弧的主體(eng?r, 1992; 李繼亮, 1992; 李繼亮等, 1993)，顯示典型的“二元結構”(陳藝超等, 2021)。增生弧不是新發現的一種巖漿弧，而是過去沒有把它們作為單獨的類型給予獨立的名稱(李繼亮等, 1999; 李繼亮, 2004)。Parada (1990)討論南美洲安第斯從早古生代持續增生到新生代的巖漿弧深成作用時，已經關注到這種增生弧巖漿作用。eng?r (1992)最初定義“突厥型造山帶”時，認識到這類巖漿弧與陸緣弧和洋內島弧存在重要區別，即它的基底是時代較老的增生雜巖，而非陸殼或洋殼，從而造成弧巖漿巖在成分及來源上的顯著差異。李繼亮等(1993)在研究贛南混雜帶-巖漿弧時，將這類巖漿弧命名為增生弧。然而，由于“增生型造山帶”概念在后期發展過程中逐漸脫離eng?r (1992)最初定義的“突厥型造山帶”的含義，導致“增生弧”這一概念的應用與普及受到極大限制，很少有專門文獻對其進行研究報道。陳藝超等(2021)系統總結了增生弧基本特征，為識別增生弧、深入理解增生弧巖漿作用及其對增生造山過程的貢獻起到重要促進意義。

2.2.1 野外巖石-構造特征

野外產狀方面，增生弧具有“二元結構”特征：較老的增生雜巖為基底，弧巖漿巖侵入或不整合覆蓋其上(陳藝超等, 2021)。Chenetal. (2017a)對新疆西準噶爾地區北緣薩吾爾增生弧進行了詳細解剖。該增生弧的基底是一套古生代增生雜巖，包括呈疊瓦狀疊置的復理石連續單元，含枕狀熔巖、硅質巖、灰巖巖塊的OPS混雜巖單元，以及蛇綠混雜巖單元。而弧巖漿巖主要包括大型巖基(多為I型花崗巖-花崗閃長巖，有少量閃長巖-堆晶閃長巖)、巖墻和不整合覆蓋在早期增生雜巖之上的中基性火山熔巖。此外，大量不同巖性巖脈的發育及其相互穿切關系，表明增生弧巖漿作用的持續性。值得注意的是，增生弧巖漿作用強烈地改造了早期的增生雜巖，二者之間呈現典型的巖漿穿切-不整合接觸關系，而非混雜帶中的構造接觸關系。

圖3 巖漿-變質雜巖野外產狀(a)變形強烈的變質火山碎屑巖(綠片巖相變質)；(b、c)變質沉積巖中包裹角閃巖透鏡體；(d)發育不完整鮑馬序列的濁積巖；(e)花崗巖切穿變形強烈的變質沉積巖；(f)花崗巖中變質沉積巖頂垂體；(g)侵入變質沉積巖中的花崗巖脈發生褶皺；(h)侵入變質沉積巖中的花崗巖脈被剪切斷裂Fig.3 Field geological occurrences of the magmatic-metamorphic complex(a) strongly deformed metamorphic pyroclastic rocks (greenschist facies); (b, c) metamorphic sedimentary rocks enclosing amphibolite lens; (d) turbidites with incomplete Baoma sequence; (e) granites crosscutting through strongly deformed metasedimentary rocks; (f) metamorphic sedimentary rock roof-pendant in granite; (g) the granitic dikes intruded metamorphic sedimentary rocks are folded; (h) the granitic dikes intruded metamorphic sedimentary rocks are shear fractured

三危山地區的巖漿-變質雜巖野外產狀類似于增生弧的典型巖石-構造組合特征。巖漿巖主要包括中酸性侵入巖-火山碎屑巖和英安玢巖巖墻。侵入巖的圍巖是一套變質雜巖，由變質砂巖、云母石英片巖、綠片巖(變質火山碎屑巖)、黑云斜長片麻巖、角閃片麻巖和大理巖構成。野外露頭中，變質火山碎屑巖強烈變形(圖3a)，發育緊閉不對稱褶皺。變質沉積巖中包裹角閃巖透鏡體(圖3b, c)，變質沉積巖綠片巖相變質且強烈面理化，面理圍繞構造透鏡體彎曲，角閃巖透鏡體面理不發育，這種顯著差異源于二者能干性的明顯不同，也表明二者構造混雜過程中強烈的剪切變形。此外，還可見變質沉積巖中包裹大理巖構造透鏡體。部分露頭可見發育不完整鮑馬序列的濁積巖(圖3d)，可能指示了深水重力流沉積的存在。以上巖石-構造組合特征顯示了“基質夾巖塊”的組構，且基質中包含濁積巖和大量火山碎屑巖，與弧前增生雜巖十分類似。中酸性侵入巖與變質雜巖(增生雜巖)呈侵入接觸關系，以巖株和巖脈的形式產出，切穿強烈變形的變質沉積巖(圖3e)，花崗巖中發育頂垂體構造，頂垂體為變質沉積巖(圖3f)、角閃巖(原巖為MORB和IAB；Zhaoetal., 2016)?；鹕剿樾紟r不整合覆蓋于變質雜巖(增生雜巖)之上(Shietal., 2020)。此外，不同類型的巖脈或巖墻，如花崗質巖脈、英安玢巖巖脈廣泛侵入于巖漿-變質雜巖中(趙燕等, 2015b; Zhaoetal., 2017; Shietal., 2020; Ganetal., 2021)。這些不同巖性的巖脈可能反映了區域巖漿活動的演化或巖漿源區的差異，是增生弧巖漿作用的典型特征。同時我們注意到，一些花崗質巖體/巖脈經歷復雜構造變形(圖3g)，或被剪切成斷塊(圖3h)，反映巖漿侵入過程或就位之后，增生雜巖的持續發育-變形過程，這與贛南混雜帶-增生弧聯合體十分類似(李繼亮等, 1993)。

圖4 三危山地區巖漿巖地球化學特征(a)三危山地區古生代巖漿巖主量元素組成(底圖據Peccerillo and Taylor, 1976)；(b)三危山地區古生代巖漿巖構造環境判別圖(底圖據Pearce et al., 1984)；(c)Th/Ce-Sr/Th圖解(底圖據Leng et al., 2014)；(d)Nb/U-Ce/Pb圖解(底圖據Kelin and Karsten, 1995). 數據來自張志誠等(2009)；王楠等(2016a)；Zhao et al. (2017)；Gan et al. (2020b, 2021)；Shi et al. (2020)Fig.4 Geochemistry of the magmatic rocks in the Sanweishan area(a) major element compositions of the Paleozoic magmatic rocks in Sanweishan area (after Peccerillo and Taylor, 1976); (b) tectonic setting discrimination diagrams for the magmatic rocks in Sanweishan area (after Pearce et al., 1984); (c) Th/Ce vs. Sr/Th diagram (after Leng et al., 2014); (d) Nb/U vs. Ce/Pb diagram (after Kelin and Karsten, 1995). Data from Zhang et al. (2009); Wang et al. (2016a); Zhao et al. (2017); Gan et al. (2020b, 2021); Shi et al. (2020)

2.2.2 巖石地球化學特征

受限于增生弧概念的普及，增生弧巖漿巖的地球化學特征目前鮮有專門討論，但發育在增生雜巖中的弧巖漿作用，近年來受到了地質學家的廣泛關注。例如，日本島弧西南部南開(Nankai)增生楔中的花崗巖類侵入體及相關火山巖(Taira, 2001; Shinjoe, 1997)，中國阿爾泰造山帶奧陶紀哈巴河增生雜巖(Habahe Group)中的花崗質巖漿巖(Jiangetal., 2016)，中亞造山帶伊和-蒙古弧坎塔希爾(Khantaishir)巖漿雜巖(Janou?eketal., 2018)，新疆西準噶爾北緣塔爾巴哈臺增生雜巖之上的薩吾爾增生弧(Saur arc)(Chenetal., 2017a, b)和烏拉斯臺增生雜巖之上的成吉思增生弧(Chingiz arc)(Chenetal., 2020)等。

這些增生弧巖漿巖的巖性組合既有鈣堿性I型花崗巖-花崗閃長巖，也有鈣堿性基性火山熔巖和侵入體，與正常島弧巖漿具有類似的主微量元素特征，虧損高場強元素(HFSE)而富集大離子親石元素(LILE)和輕稀土元素(LREE)。其同位素組成具有獨特之處。例如，日本島弧不同地區的弧巖漿巖同位素組成差異很大(Nohda and Wasserburg, 1981)，總體顯示隨時間推移趨于虧損的特征(Terakadoetal., 1997; Hanyuetal., 2006)。這可能指示隨著海溝后撤，新生弧巖漿侵位于先期增生雜巖之上，而不是初始的陸殼之上，造成陸殼來源的古老同位素貢獻被隔絕，源自虧損地幔的貢獻顯著增加，從而導致弧巖漿的同位素特征越來越虧損(eng?retal., 1993;eng?r and Natal’in, 1996)。在西準噶爾北緣薩吾爾增生弧中，花崗巖-花崗閃長巖具有高的εNd(t)值和高的初始87Sr/86Sr比值，而基性熔巖具有虧損地幔特征的高的εNd(t)值和低的初始87Sr/86Sr比值(Chenetal., 2017a)。作者解釋為二者來源于不同的巖漿源區，花崗巖-花崗閃長巖源自增生雜巖重熔和混染，代表富Sr而虧損Nd的洋內弧增生楔部分熔融，而基性熔巖則源自俯沖大洋巖石圈圈閉形成的地幔楔重熔?；◢弾rSr-Nd同位素解耦脫離虧損地幔線，以及同時代基性、酸性巖漿同位素特征出現差異，也是增生弧的重要特征(Chenetal., 2017a)。

三危山地區中酸性巖漿巖，在地球化學上屬于中鉀-高鉀鈣堿性系列(圖4a)，富集LILE和LREE，虧損HFSE，與典型的弧巖漿巖類似。在Rb-Y+Nb構造環境判別圖中(圖4b)，侵入巖都落在弧花崗巖(volcanic arc granite：VAG)區域，表明它們可能是弧巖漿作用的產物。在Th/Ce-Sr/Th圖解中(圖4c)，中酸性巖漿巖落在俯沖沉積物(GLOSS)附近，顯示“熔體演化趨勢(melt array)”，說明俯沖沉積物部分熔融產生的熔體可能是中酸性巖漿的主要來源。Nb/U比值和Ce/Pb比值也顯示俯沖沉積物和弧火山碎屑物質的部分熔融對巖漿的貢獻(圖4d)。這些地球化學上的關聯性表明，三危山地區中酸性巖漿巖的形成與增生雜巖自身的部分熔融有關。目前，三危山地區古生代巖漿巖同位素地球化學資料有限，進一步的研究將為探索巖漿巖成因提供重要依據。

2.2.3 年代學特征

增生弧在年代學上的一個重要特征是弧巖漿作用的持續性，這也是“增生”一詞的一層含義。例如，Parada (1990)在討論南美洲安第斯的深成作用時，描繪出從早古生代持續增生到新生代的弧巖漿作用；日本島弧巖漿作用也具有很長的時間跨度，從二疊紀持續到現代(Taira, 2001)。此外，由于增生弧巖漿的形成與增生雜巖有著密切的關系(受到增生雜巖的混染或者直接由增生雜巖部分熔融而形成)，增生雜巖中的年齡信息在增生弧巖漿巖中通常會有體現。比如，弧巖漿巖捕獲增生雜巖中的鋯石(可能包含與巖漿巖結晶年齡相差很遠的古老鋯石)，或者繼承增生雜巖中同位素組成信息，如巖漿結晶鋯石繼承了非常富集的Hf同位素組成，通常反映巖漿源區有古老地殼物質的重融(吳福元等, 2007)。

前人研究揭示三危山地區出露的中酸性侵入巖、火山碎屑巖及英安玢巖，大致歸為510Ma、460～410Ma和370～360Ma三期巖漿作用的產物(張志誠等, 2009; 趙燕等, 2015b; 王楠等, 2016a; Zhaoetal., 2017; Ganetal., 2020b, 2021; Shietal., 2020)。此外，對中酸性侵入巖的圍巖(變質沉積巖)進行了碎屑鋯石定年，結果顯示很寬的年齡組成(2500～364Ma)(孟繁聰等, 2011; Zhaoetal., 2017)，其中晚古生代鋯石具有巖漿鋯石的特征，表明部分變質沉積巖原巖時代在晚古生代之后。侵入巖和火山碎屑巖中捕獲有前寒武紀鋯石(王楠等, 2016a; Zhaoetal., 2017; Ganetal., 2020b, 2021; Shietal., 2020)，可能是弧巖漿穿過增生雜巖時捕獲鋯石，或者是增生雜巖部分熔融過程未被重置的繼承鋯石。同時，中酸性侵入巖中的古生代鋯石的εHf(t)值既有正值，也有負值(王楠等, 2016a; Zhaoetal., 2017; Ganetal., 2020b, 2021)，說明中酸性侵入巖的巖漿源區既有古老地殼物質的加入，也有新生地殼物質的形成，顯示增生弧巖漿巖的重要特征。

增生弧在年代學上的另一個特征是弧巖漿作用的發生伴隨著同時期的新增生雜巖的形成，因為增生弧是由于海溝不斷后撤，導致增生雜巖不斷加寬，巖漿弧直接生長在老的增生雜巖之上而形成的，也就是說增生弧巖漿巖必然形成于大洋巖石圈俯沖期間。在敦煌造山帶這一關系即表現為弧巖漿作用與俯沖變質作用時代上的對應。在三危山地區的變質雜巖中發現有440Ma、410Ma和370Ma變質的角閃巖(孟繁聰等, 2011; Zhaoetal., 2016)和390～370Ma退變質的石榴單斜輝石巖(Lietal., 2021)，而在其南側的紅柳峽增生雜巖中(Shietal., 2021)，廣泛發育430～360Ma變質的的高壓麻粒巖和角閃巖等俯沖相關的變質巖，特別是411Ma變質的榴輝巖(Wangetal., 2017a)。它們普遍記錄了“順時針型”變質作用P-T-t演化軌跡，反映了該地區古生代期間經歷大洋巖石圈俯沖過程。

三危山地區巖漿-變質雜巖在野外產狀、巖性組合、地球化學、年代學等方面都非常類似于增生弧。雖然其巖石組合與陸緣弧有相似之處，但整體上與陸緣弧仍存在巨大差異。首先，增生弧與陸緣弧的最重要區別在于巖漿弧的基底——是增生雜巖還是大陸地殼，目前尚無證據表明三危山地區有古老大陸基底的存在。盡管有學者報道了在黨河水庫和火焰山附近，出露有古元古代花崗片麻巖和角閃巖(Heetal., 2013; Yuetal., 2014; 趙燕和孫勇, 2018)，但它們并不代表古老大陸基底。這些古元古代巖石規模有限，且邊界發生糜棱巖化(Heetal., 2013)，與變質沉積巖呈構造接觸關系，更可能屬于構造就位于弧前增生雜巖中的“外來巖塊”。此外，增生弧巖漿巖的巖石地球化學方面，較陸緣弧巖漿巖會出現年輕化的Nd、Hf同位素組成，若發育同時代花崗巖和基性巖，則顯示不同的Sr同位素組成(酸性巖源自增生楔重熔，具有富集的Sr同位素比值；基性巖源自新生增生弧下方地幔楔部分熔融，具有虧損的Sr同位素比值)。并且，增生弧花崗巖普遍具有Sr-Nd同位素解耦現象，表現為Nd同位素虧損，Sr同位素富集，這可能與增生弧花崗巖的巖漿主要來自增生雜巖中俯沖沉積物的部分熔融有關。因此，認為敦煌北部三危山地區的巖漿-變質雜巖的屬性很可能是增生弧。

3 中亞造山帶南緣向南擴展方式思考

3.1 敦煌造山帶基本構造格架

敦煌構造帶作為北山造山帶南側的關鍵構造單元，其大地構造屬性長期備受關注且頗有爭議，目前有前寒武紀“敦煌地塊”(黃汲清等, 1980; 李志琛, 1994; 梅華林等, 1997)、古生代造山帶(Zhaoetal., 2016; 石夢巖等, 2017; Wangetal., 2017a)、“復合造山帶”(趙燕和孫勇, 2018)等多種觀點。近年來，越來越多的證據表明，敦煌地區出露的一系列巖漿-變質雜巖可能是古生代期間俯沖-增生造山過程的產物，代表中亞造山帶南緣的增生系統。

本文對敦煌北部三危山地區巖漿-變質雜巖構造環境的初步探討，認為其屬性為古生代期間長期活動(510～360Ma)的增生弧。最近關于敦煌南部紅柳峽雜巖中變質基性巖原巖屬性的研究表明，該雜巖中變質基性巖的原巖主要來自于俯沖大洋板片，紅柳峽雜巖是古生代期間形成的俯沖增生雜巖，形成時間至少在440～310Ma之間(Shietal., 2021)。并且，紅柳峽俯沖增生雜巖中殘存的海溝濁積巖記錄了來自三危山地區弧花崗巖的物源信息(石夢巖等, 2018)。由此，基于造山帶大地構造相剖面模式(李繼亮, 1992, 2009)，敦煌北側增生弧(三危山巖漿-變質雜巖)和南側俯沖-增生雜巖(紅柳峽雜巖)的時空配置關系，勾勒出敦煌造山帶基本構造格架。

3.2 中亞造山帶向南擴展方式

作為焊接北側西伯利亞-東歐克拉通與南側塔里木-華北克拉通的巨型增生型造山帶，中亞造山帶南緣如何向南擴展或延伸至何處，一直是地質學界的研究熱點。傳統觀點認為古亞洲洋最終自西向東沿南天山-北山-索倫一線閉合，而塔里木克拉通、敦煌-阿拉善地塊和華北克拉通，分別作為古亞洲洋南側的大陸參與洋盆的最終閉合(左國朝等, 2003; 李錦軼等, 2006; Xiaoetal., 2010)。在中亞造山帶中段南緣，北山南部的石板山弧被認為是發育在“敦煌地塊”(黃汲清等, 1980; 李志琛, 1994; 梅華林等, 1997)或“敦煌微陸塊”(姜洪穎等, 2013; 賀振宇等, 2014, 2015; Heetal., 2018)北緣的古生代大陸邊緣弧(Xiaoetal., 2010; Tian and Xiao, 2020)，代表中亞造山帶南向擴展的最終邊界。

近年來的研究表明，古生代期間敦煌地區經歷晚奧陶世-晚泥盆世高壓變質作用，發育一系列高壓變質巖(包括榴輝巖、高壓麻粒巖和角閃巖等)。同時還發育大量古生代-早中生代(510Ma、460～410Ma、370～340Ma和249～201Ma)鈣堿性系列中酸性巖漿巖。此外，敦煌地區經歷了晚古生代-早中生代構造變形作用(Fengetal., 2018)，發育大量沖斷層-褶皺和疊瓦狀構造(石夢巖等, 2017)。而北山南部也發育同時代的巖漿-變質-構造事件，例如發育古堡泉地區465Ma變質的榴輝巖(Liuetal., 2011; Quetal., 2011)、古生代(460～260Ma)至早中生代(250～200Ma)巖漿巖(趙澤輝等, 2007; 李舢等, 2009, 2011; 毛啟貴等, 2010; Maoetal., 2012; Lietal., 2013; 賀振宇等, 2014)，以及323～210Ma期間的韌性剪切變形作用(宋東方等, 2018)。這些地質事實說明，敦煌地區可能與北山地區共同經歷了古生代-早中生代的構造事件，在構造演化上存在重要聯系。

區域上，敦煌地區北鄰北山南部的石板山弧(Xiaoetal., 2010)。石板山弧南部主要由古生代侵入巖-火山巖-火山碎屑巖(左國朝等, 2003; 馮繼承等, 2012; Guoetal., 2014; 許偉等, 2018, 2019)和“北山雜巖”組成。其中，“北山雜巖”包括花崗片麻巖、變質火山巖、片巖、片麻巖、大理巖和少量混合巖組成(Zuoetal., 1991; Xiaoetal., 2010; 姜洪穎等, 2013; 賀振宇等, 2014, 2015)，其巖性組合及年齡與敦煌北部三危山地區的變質雜巖可對比(孟繁聰等, 2011; Zhaoetal., 2019)。前已述及，三危山地區變質雜巖可能是形成于弧前的增生雜巖，如果如此，那么自石板山地區南部至三危山地區的變質雜巖可能構成了一個由北向南擴展的增生楔。由此，敦煌造山帶北側的三危山增生弧和南側的紅柳峽俯沖增生雜巖可能是古亞洲洋南緣俯沖-增生造山過程的產物。中亞造山帶中段以增生雜巖-增生弧的形式向南擴展至敦煌地區，敦煌造山帶屬于中亞造山帶中段南緣的增生系統。

4 結語

基于前人對敦煌構造帶內巖漿-變質雜巖的研究成果以及新的資料，本文將敦煌北部三危山地區出露的巖漿-變質雜巖的屬性厘定為古生代增生弧。這一結論指示此前認為的“敦煌地塊”實際上是古亞洲洋南緣增生造山作用的產物，中亞造山帶中段可能向南擴展至敦煌地區，甚至與特提斯構造域存在重要聯系。敦煌構造帶經歷了長期復雜的演化歷史，其大地構造屬性長期存疑，本文的初步探討試圖為解開這一疑團提供新的思路。隨著研究工作的不斷深入，對敦煌構造帶的大地構造歸屬及演化定能取得更加清晰的認識。

致謝兩位審稿專家對本文進行審閱并提出寶貴意見，在此表示感謝!

謹以此文深切緬懷李繼亮先生，感念先生對地質事業的卓越貢獻。