2016, Vol. 51
2. 河北省地质调查院 石家庄 050081;
3. 中国地质大学教育部长江三峡库区地质灾害研究中心 武汉 430074;
4. 中国地质大学继续教育学院 北京 100083
西准噶尔地区位于塔里木、 哈萨克斯坦和西伯利亚3大陆块的交接处，属中亚造山带南缘，该地区是中亚造山带重要的组成部分(Jahn，2004)。西准噶尔地区因其具有从主碰撞—后碰撞—板内环境一套完整的演化历史、 强烈的构造—岩浆活动、 大规模的成矿作用以及良好的后期保存条件，成为了国内外地质学者研究“后碰撞作用”的热点区域之一(何国琦，1994； Brookfield，2000； Windley et al.，2002)。
西准噶尔地区广泛发育古生代岩浆岩，从超基性到酸性均有出露，其中中酸性侵入岩既有深成相的巨大岩基和中小型岩株，也有超浅成相的岩枝或岩脉。这些侵入岩组成复杂，包括闪长岩、 石英闪长岩、 花岗闪长岩、 二长花岗岩、 碱性花岗岩以及紫苏花岗岩等多种岩性。本区古生代，发生洋陆转化和后期陆内演化，形成了复杂的岩浆体系，包括古洋盆、 洋岛、 岛弧、 后碰撞等多种不同类型构造背景下的岩浆活动(Xiao et al.，2004； Zhou et al.，2008； Geng et al.，2009； Xiao and Kusky，2009； Chen et al.，2010a； 靳松等，2010； Yang et al.，2012)。前人对西准噶尔的研究已经很深入，韩宝福等(2006)认为340～275 Ma是西准噶尔地区重要的后碰撞岩浆活动时期，岩石形成于亏损地幔的底侵熔融(Han et al.，1997)，或者古生代年轻的玄武质下地壳的部分熔融(Chen and Arakawa，2005)。也有学者认为西准噶尔地区在晚古生代存在洋内俯冲的岛弧(高山林等，2006； 张连昌等，2006； 唐功建等，2009)、 弧后盆地(金成伟等，1993； 沈远超等，1993)等环境。现今对于上述花岗岩的成因和构造环境的认识仍存在争议： 如Ⅰ型和A型花岗岩的岩石成因，构造背景和热机制(韩宝福等，2006；苏玉平等，2006； 袁峰等，2006； 周涛发等，2006； Zhou et al.，2008； Geng et al.，2009； Chen et al.，2010a)。因此，本文拟从西准噶尔萨吾尔地区加尔路阿甫花岗斑岩体的地球化学特征、 年代学入手，探讨本区地球动力学背景，为区域岩石成因和构造演化提供依据。
1 地质背景西准噶尔地区位于新疆北部，其北部与阿尔泰造山带接壤，南部毗邻天山造山带。 区内发育多条蛇绿混杂岩带和大量花岗质侵入体，其对研究整个西准噶尔地区古生代期间洋陆转换、 碰撞增生和地壳生长具有重要意义，因而吸引了众多地质学家的关注。本研究区位于西准噶尔北部，新疆吉木乃县恰其海乡南东，珠万喀腊西南部库南阔依一带，大地构造划分上属于不成熟的加里东期新生陆壳之上发展起来的晚古生代岛弧带(何国琦等，1995)(图 1)。
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图 1 研究区地质背景图 a. 中亚造山带及研究区位置图； b. 西准噶尔地区岩体分布示意图 (韩宝福等，2006修改)； c. 加尔路阿甫岩体地质简图① Fig.1 Geologic map of the study area |
① 新疆地质局区域地质调查大队十分队. 1982. 1:20万吉木乃幅、 布尔津幅区域地质调查报告.
西准噶尔地区的岩浆岩极为发育，数量较多，形成时代可以分为早石炭世(340～320 Ma)和晚石炭—早二叠世(310～290 Ma)两期，且后一期较强，之后岩浆活动明显减弱(童英等，2010)。众多学者在西准噶尔克拉玛依地区获得了大量的岩浆岩结晶年龄(韩宝福等，2006； 苏玉平等，2006； Geng et al.，2009； Chen et al.，2010a)，包括红山，克拉玛依北，小西湖、 庙尔沟，阿克巴斯陶，夏尔蒲，包古图、 哈图和铁厂沟岩体等，年龄跨度为308～296 Ma(图 1)。对于晚二叠世花岗岩的数据仅有和布克赛尔凹陷中的一个花岗岩(263 Ma； Chen et al.，2010a)。近期，Chen et al.(2010a)通过锆石U-Pb LA-ICP-MS定年得到了晚志留—早泥盆世(422～405 Ma)的一期年龄，为西准噶尔地区岩浆演化提供了新的认识。晚志留—早泥盆世花岗岩主要分布与西准噶尔北边的谢米斯台和萨吾尔地区，以含有霓石、 钠角闪石等碱性矿物的A型花岗岩为主，岩石类型则以花岗岩为主，伴有闪长岩和钾长石花岗岩(陈家富等，2010)。早石炭世花岗岩主要分布在扎尔玛、 萨吾尔、 塔尔巴哈台、 森塔斯地区，岩石类型基本为Ⅰ型，岩石类型包括二长闪长岩、 花岗闪长岩、 二长花岗岩和钾长花岗岩。晚石炭—早二叠世岩体在西准噶尔地区尤为发育，遍布西准噶尔，岩石类型多样，包括石英闪长岩、 钾长花岗岩、 紫苏花岗岩和碱长花岗岩等，以钾长花岗岩为主，大量的A型花岗岩在该时期集中发育(Chen et al.，2010a； 靳松等，2010； 童英等，2010)。Zhou et al.(2008)在对萨吾尔山地区的花岗岩进行研究发现，该区的花岗岩是后碰撞挤压—拉伸的构造背景转换体制下上地幔或下地壳基性岩石部分熔融和分离结晶的产物。
本研究区内出露的地层主要为石炭系巴塔玛依内山组和二叠系哈尔加乌组。巴塔玛依内山组岩性主要为岩屑凝灰岩和中酸性火山熔岩，夹少量砂岩、 粉砂岩、 沉凝灰岩。哈尔加乌组岩性为粉砂岩、 砂质泥岩、 细砾岩以及酸性火山岩。该侵入体侵入晚石炭世巴塔玛依内山组二段，卫片上呈蓝灰色调，无条带和线纹特征，多呈脉状。
2 岩相学特征花岗斑岩的岩相学特征如下： 呈肉红色，斑状结构，基质具微粒结构，块状构造； 岩石由斑晶和基质组成。斑晶占25％，成分为斜长石，半自形板状，粒径为0.6 mm×0.3 mm～1.2 mm×0.8 mm，聚片双晶不发育，轻微泥化，常呈聚斑分布，含量为14％； 石英它形粒状，粒径为0.4～0.6 mm，具波状消光，含量为3％； 钾长石它形板状，粒径为0.4～2.6 mm，具简单双晶及条纹结构，为条纹长石，轻微泥化，含量为8％。基质占75％，成分为斜长石，半自形板状—微粒状，粒径为0.05～0.2 mm，双晶不发育，轻微泥化，含量为45％； 石英微粒状，粒径为0.1～0.02 mm，含量为20％； 钾长石，微粒状，粒径为0.05～0.1 mm，常与石英呈文象交生，含量为10％(图 2)。
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图 2 花岗斑岩显微照片(P23b26)(正交 50×) Q. 石英； Pl. 斜长石； Kf. 钾长石 Fig.2 Microscopic photographs of granite-porphyry |
全岩主量元素在河北省区域地质矿产调查研究所实验室完成，采用可见分光光度计和原子吸收分光光度计测定，分析精度优于5％。微量元素在该研究所采用等离子质谱仪(ICP-MS)测定，分析精度优于5％。
锆石U-Pb定年在国土资源部天津地质矿产研究所利用LA-ICP-MS完成。所用等离子体质谱仪为Thermo Fisher公司制造的Neptune，采用193 nm激光器对锆石进行剥蚀，斑束直径为35 μm，采用He作为剥蚀物质的载气，锆石TEMORA作为年龄外标，元素含量用NIST612作为外标标定。锆石测定点的Pb同位素比值、 U-Pb表面年龄和U-Th-Pb含量采用ICPMSDataCal程序和Isoplot程序进行数据处理，采用208Pb校正法对普通铅进行校正(李怀坤等，2009)。
锆石原位Hf 同位素测试在中国科学院地质与地球物理研究所Neptune多接收器电感耦合等离子体质谱仪(MC-ICP-MS)和193 nm激光取样系统上进行，根据锆石大小，分析时激光束直径为50 μm或40 μm，激光剥蚀时间约为26 s。测定时用锆石国际标样91500作外标，分析中所用的激光脉冲速率为6 Hz，激光束脉冲能量为100 mJ。仪器的运行条件及详细的分析过程可参见Wu et al.(2006)。本次实验测定过程中，91500的测定结果是0.283 25±6，该值与目前用溶液法获得的值在误差范围内一致(Goolaerts et al.，2004； Woodhead et al.，2004)，亏损地幔Hf 模式年龄(TDM)计算采用现今亏损地幔值176Hf/177Hf=0.283 25和176Lu/177Hf=0.038 4。
4 分析结果 4.1 主量元素特征表 1所示，花岗斑岩的SiO2含量为69.54％～71.25％，Al2O3含量为13.92％～14.93％，全碱值(K2O+Na2O)为9.14％～9.97％，其中K2O含量为4.71％～5.08％，高钾，K2O/Na2O为1.04～1.07，富钾贫钠，FeOt/MgO为12.31～22.60，铁高而镁低，与A型花岗岩普遍具有富铁贫镁的特征相一致(Whalen et al.，1987； Anderson et al.，2003； Kebede and Koeberl，2003)。TAS图解(图 3)全部落入碱性花岗岩区域，里特曼指数(σ)为3.11～3.50，均大于3.0，碱度率(AR)为3.87～5.19，在SiO2-K2O图解中落入钾玄岩系列与高钾钙碱性系列岩区的交界区域(图 4)，在AR-SiO2图解中，所有样品落入碱性岩区(图 5)。固结指数SI较小，为0.88～0.31，分异指数DI较大，为90.44～94.29，均反映岩浆分异程度比较高。铝质指数(A/CNK)为0.927～1.036，在A/CKN-A/KN图解(图 6)上落入准铝质—过铝质范围。表明该花岗斑岩为碱性岩系。
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表 1 西准噶尔加尔路阿甫花岗斑岩主量元素/%、微量和稀土元素/×10-6分析结果 Table 1 Analyses of major elements/%,trace elements and REE/×10-6from Jiaerluafu granite-porphyry in West Jungga |
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图 3 花岗斑岩TAS图解 Fig.3 TAS diagram of granite-porphyry |
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图 4 花岗斑岩SiO2-K2O图解 Fig.4 SiO2 vs. K2O diagram of granite-porphyry |
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图 5
AR-SiO2图解
AR=[Al2O3+CaO+(Na2O+K2O)]/[Al2O3 +CaO-(Na2O+K2O)] Fig.5 AR vs. SiO2 diagram |
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图 6
A/CNK-A/NK图解
A/NK. Al2O3/(Na2O+K2O)； A/CNK. Al2O3/(Na2O+CaO+K2O) Fig.6 A/CNK vs. A/NK diagram |
1)稀土元素特征。稀土总量较高，为122.75×10-6～172.39×10-6。稀土配分模式曲线(图 7)向右倾斜，斜率较大，δEu为0.29～0.47，具有明显的铕负异常，铕谷非常明显，其分配模式与上地壳相似。(La/Yb)N为4.58～10.58，LREE为106.51～155.62，HREE为15.23～17.68，LREE/HREE为6.56～9.28，表明轻重稀土之间分异明显。轻稀土分馏程度(La/Sm)N为4.08～8.59，重稀土分馏程度(Gd/Yb)N为0.74～0.82，轻稀土分馏程度大于重稀土分馏程度。
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图 7 花岗斑岩稀土元素配分型式图(大陆上地壳， 引自Rudnick and Gao， 2003) Fig.7 Chondrite-normalized REE patterns of granite-porphyry (upper continental crust, after Rudnick and Gao， 2003) |
2)微量元素特征。 微量元素蛛网图解(图 8)与上地壳的蛛网图解类似，呈现出“三隆三凹”式，富含大离子亲石元素，Rb、 Ba、 Th显示正异常，构成峰，而Nb、 Ta、 Sr、 P、 Ti显示负异常，构成谷。Nb和Ta的相对亏损指示其岩浆可能来源于地壳重熔，也可能经历了富Nb、 Ta矿物的结晶分异作用。P、 Ti和Sr偏低可能与磷灰石、 钛铁氧化物和斜长石的结晶分异有关。以上总体反映该类侵入体岩浆分异程度很高，岩浆来源以地壳为主的特征。岩石样品的Rb/Sr和Rb/Ba 分别为0.954～1.228和0.271～0.317，高于原始地幔的相应比值(原始地幔Rb/Sr和Rb/Ba 分别为0.029和0.088)，说明岩浆经历了较高程度的分异演化(李洪英等，2009)。
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图 8 花岗斑岩微量元素蛛网图(大陆上地壳， 引自Rudnick and Gao， 2003) Fig.8 Primitive mantle-normalized trace element patterns of granite-porphyry (upper continental crust, after Rudnick and Gao， 2003) |
花岗斑岩锆石大多自形程度较好，呈长柱状，长为50～200 μm，长宽比为2∶1～3:1。 锆石颗粒表明干净，个别颗粒中见有不透明包裹体。阴极发光图像(图 9)显示，锆石颗粒的晶体内部结构清晰，裂纹不发育，振荡生长环带显著，为典型的岩浆锆石。
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图 9 花岗斑岩锆石阴极发光图 Fig.9 Zircon cathodololuminescence images of granite-porphyry |
研究表明，不同成因锆石具有不同的Th、 U含量和Th/U比值： 岩浆锆石的Th、 U含量较高，Th/U比值较大(一般>0.4)； 变质锆石的Th、 U含量低，Th/U比值小(一般 < 0.1)。 利用LA-ICP-MS对花岗斑岩P23YQ3样品进行了分析，共测定20个点，其中4、 5、 7、 13、 22测试点恰处于CL图像较黑色区域，因其极高的Th、 U含量，因放射性损伤，蜕晶化严重，造成Pb丢失，给出了比较新的年龄。分析结果如表 2所示，其Th含量为31×10-6～1 044×10-6，U含量为57×10-6～814×10-6，Th/U比值变化范围为0.40～1.28(大于0.4)，表明锆石均为岩浆成因，U-Pb表面年龄谐和性好，所有锆石均落在谐和线上，数据点成群分布，舍弃不谐和的点，对其余15个点进行分析(图 10)，206Pb／238U年龄加权平均值为305±2 Ma(MSWD=0.92)，代表了岩体的结晶年龄，为晚石炭世。结合区域地质资料分析，岩体侵入晚石炭早期巴塔玛依内山组二段中，这与其地质背景相一致(靳松等，2013)。
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图 10 花岗斑岩锆石U-Pb一致曲线图 Fig.10 U-Pb concordia diagram of granite-porphyry zircons |
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表 2 加尔路阿甫花岗斑岩LA-ICP-MS锆石U-Pb同位素测试结果 Table 2 The results of LA-ICP-MS zircon U-Pb isotope dating of granite-porphyry from Jiaerluafu pluton |
锆石具有较高的封闭温度和极好的稳定性，因此其内部的Hf同位素组成较少受后期地质事件的影响。由于其自身具有较高的Hf和极低的Lu含量，使得176Lu/177Hf具有非常低的比值(表 3)(Knudsen et al.，2001； Kinny and Maas，2003)，因而由Lu衰变而成的176Hf很少，锆石在形成以后基本没有明显的放射性成因Hf的积累，这为获得锆石形成阶段的Hf同位素组成提供了可能，尤其是对进一步探讨岩浆物质源区组成和大陆地壳演化过程具有十分重要的意义。
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表 3 加尔路阿甫花岗斑岩锆石Lu-Hf同位素组成 Table 3 Lu-Hf isotopic compositions of zircons from Jiaerluafu granite-porphyry |
花岗斑岩锆石LA-ICPMS测年的结果为305 Ma左右，笔者在U-Pb同位素定年研究的基础上进行了Hf同位素地球化学分析，获得如下结果： 该侵入体εHf(t)值变化于12.2～14.9，平均值为13.54，均具有较高的正值(图 11)，TDM1 变化于462～345 Ma之间，TDM2 变化于638～393 Ma之间。
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图 11 花岗斑岩锆石U-Pb年龄与εHf(t)关系图解 DM. 亏损地幔； LC. 下地壳； C. 地壳； UC. 上地壳； Zir. 锆石 Fig.11 The relation diagram between zircon U-Pb age and εHf(t)of granite-porphyry |
研究表明，花岗岩锆石具有较高的初始Hf同位素比值和εHf(t)值，可能与以下两种因素有关： 1)高级变质作用对岩浆锆石的改造，能够引起岩浆锆石增生区域176Hf／177Hf比值的显著升高，导致变质增生锆石或重结晶锆石区域具有类似于新生地壳的高εHf(t)值假象(Rubatto，2007； Chen et al.，2010b，2011)； 2)由亏损地幔演化而来的新生地壳发生部分熔融或物质再循环(吴福元等，2007)。通过野外调查，该侵入体的宏观地质特征并未显示出明显的变形、 变质现象，另据锆石阴极发光照片(图 9)，均为岩浆锆石成因，无继承核，无锆石增生边，因而可以推断在形成过程中并未经历高级变质作用的改造，其较高的176Hf／177Hf比值和εHf(t)值同高级变质作用改造如石榴子石效应(Zheng et al.，2005)无关。对于亏损地幔虽然具有较高的初始Hf同位素比值和εHf(t)值，但其直接熔融的产物为玄武岩类，而作为地壳物质熔融产物的花岗岩并不能直接由地幔物质熔融而成(邓晋福等，2004； 张旗等，2009)。而且，亏损地幔和原始地幔中的锆均为不饱和状态，由直接熔融而来的原生岩浆不能直接形成锆石晶体。因此，花岗岩锆石中较高的176Hf／177Hf比值和正εHf(t)值同幔源岩浆活动并不存在直接的关系(李平等，2012)。
对于具有较高Hf同位素比值和正εHf(t)值的花岗岩来说，其可能同新生地壳的形成或再造过程有关，但仅当最高的锆石εHf(t)值与同期亏损地幔的εHf(t)值相一致(或相关的最年轻的模式年龄同锆石结晶年龄相似)的情况下才能说明在岩浆作用期间发生了新生地壳的生长或直接改造，而具有正εHf(t)值，但模式年龄大于锆石的形成年龄，则指示花岗岩锆石的形成极有可能同前期新生地壳的再次熔融作用或物质循环有关(Griffin et al.，2000)。本文花岗斑岩锆石εHf(t)值为最高值14.90时，对应的TDM2 值为393 Ma，大于岩体的岩浆结晶年龄305 Ma。以t=305 Ma进行回算(龙灵利等，2007； 王博等，2007； 李平等，2012)，该花岗岩形成时亏损地幔的理论176Hf／177Hf值和εHf(t)值分别为0.283 031和15.87，亦略高于此刻岩体所具有的最高的176Hf／177Hf值0.283 017和εHf(t)值14.90。虽然所有的锆石εHf(t)值为较大的正值，但综合以上分析可以推断，该岩体是新生地壳物质源区在晚石炭部分熔融的最终产物。
从实验岩石学角度来说，在非常宽的温度、 压力条件下，多种源岩的部分熔融均可以产生花岗质熔体(Rapp et al.，1991，1995； Wolf and Wyllie，1994； Patino Douce and Johnston，1996，1998； Winther，1996； Skjerlie and Patino Douce，2002)，熔体成分的变化取决于初始熔融物质的成分、 熔融的温度和压力、 初始物质的含水量(Jagoutz et al.，2006)，如泥质的沉积岩部分熔融可以产生强烈富铝和富钾的熔体，硬砂岩的部分熔融可以产生中等到强烈富铝的花岗闪长岩/花岗岩熔体，玄武质岩石的部分熔融可以产生云英质—奥长—花岗闪长质熔体(Rapp et al.，1991，1995； Sen and Dunn，1994；Wolf and Wyllie，1994； Winther，1996)。可见，只要源岩含水或存在含水相的矿物，部分熔融就可以产生花岗质熔体(Patino Douce and Johnston，1996，1998)。
综上，本区花岗斑岩锆石的Lu-Hf分析结果表明，其εHf(t)值都落入亏损地幔线以下，且全部εHf(t)值均为正值(图 11)，表明花岗岩类的源岩为新生地壳物质的部分熔融(吴福元等，2007)，加入到大陆地壳中的新生组分可能主要为来自亏损地幔的玄武质岩浆。
5.2 锆石U-Pb年龄西准噶尔岩浆岩发育，前人对西准噶尔地区花岗岩体所获得的SHRIMP和LA-ICP-MS锆石U-Pb年龄进行了统计和研究，童英等(2010)将西准噶尔地区的岩浆岩形成时代划分为两期，即早石炭世(340～320 Ma)和晚石炭—早二叠世(310～290 Ma)，且后一期较强，之后岩浆活动明显减弱。谢米斯台和萨吾尔地区晚志留世—早泥盆世(422～405 Ma)花岗岩的发现将西准噶尔晚古生代年代格架由两期增加为3期(Chen et al.，2010a)，他们将北部岩体形成的时代归纳为3个阶段： 晚志留世—早泥盆世422～405 Ma(Chen et al.，2010a)、 早石炭世346～321 Ma(韩宝福等，2006)和晚石炭世一中二叠世304～263 Ma(韩宝福等，2006； 靳松等，2010)。高睿等(2013)对西准噶尔中酸性岩体进行了统计，划分了4个阶段，即早志留世—早泥盆世(436～405 Ma)、 早石炭世(345～321 Ma)、 晚石炭世—早二叠世(318～276 Ma)和中二叠世(276～263 Ma)，他们认为早石炭世与俯冲消减相关，而晚石炭世—早二叠世转为后碰撞环境。韩宝福等(1999)将新疆北部地区后碰撞岩浆活动的时限厘定为330～250 Ma。周涛发等(2006)研究显示，西准噶尔萨吾尔地区晚古生代侵人岩年龄在328.2～290.7 Ma，时代上属于晚石炭世至早二叠世。因此，我们可以认为西准噶尔晚古生代岩浆活动高峰期在310～300 Ma(尹继元等，2011)。
花岗斑岩岩体的LA-ICP-MS锆石U-Pb年龄为305±2 Ma，为晚石炭世，岩石具有偏碱性特点，形成于造山晚期伸展体制的构造环境中，应为后碰撞演化的早期阶段，由此表明，本文花岗岩类是后碰撞岩浆活动的产物。
5.3 岩浆作用的构造背景研究发现，西准噶尔在早古生代时期主要为洋盆演化期，奥陶纪到泥盆纪，古小洋盆经历了3个期次的扩张—收缩运动，而不存在一个广阔古大洋，小洋盆的形成和封闭共同造就了广大的古生代褶皱带，在晚泥盆世开始进入残留海盆时期，早石炭世末期残留海盆阶段结束，导致岛弧和小洋盆强烈挤压碰撞关闭，之后出现一个以挤压结束、伸展开始为特征的动力学演化阶段，同时形成了众多的A型花岗岩。
关于A型花岗岩的成因，国外学者Eby(1992)根据A型花岗岩化学成分的不同将其分为A1和A2两种类型，其中A1亚型主要与上地幔热柱、 裂谷作用有关，源区物质可能是亏损地幔和富集地幔的混合物； A2亚型岩浆起源于地壳或由岛弧岩浆作用派生，产于地壳伸展或陆内剪切作用，后碰撞或后造山的张性构造环境，具有壳-幔混源的特点(胡建等，2010)。在Zr+Nb+Ce+Y-(Na2O+K2O)/CaO图解上(图 12)，花岗斑岩样品数据落入A型花岗岩区，在划分A型花岗岩亚类的Nb-Y-Ce判别图解上(图 13)，样品数据均落入A2花岗岩区，标志着造山作用不久后的拉张，是造山作用结束的标志。
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图 12
Zr+Nb+Ce+Y-(Na2O+K2O)/CaO 图解
(底图据Whalen et al.， 1987)
A. A型花岗岩； FG. M+I+S 型分异花岗岩； OGT. 未分异M+I+S 型花岗岩 Fig.12 Zr+Nb+Ce+Y-(Na2O+K2O)/CaO diagram (after Whalen et al.， 1987) |
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图 13 A1-A2 型花岗岩判别图 Fig.13 Triangular plot of A1 and A2 granitoids |
在Nb-Y图解中(图 14a)，样品点落入VAG区域(火山弧花岗岩)+同碰撞区域，在Rb-Y+Nb图解中(图 14b)，其成分点落入后碰撞的区域。花岗斑岩样品投在火山弧、 板内、 同碰撞等多种构造环境，但都限于后碰撞花岗岩区域内，指示岩体形成于后碰撞阶段伸展构造体制，与其A型花岗岩的事实是一致的。结合花岗斑岩305±2 Ma的锆石U-Pb同位素年龄，表明研究区在晚石炭世处于拉张的构造背景，应力环境由挤压转变为张性，是后碰撞阶段的伸展期。
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图 14 构造判别Nb-Y图解(a)和Rb-Y+Nb图解(b； 底图据Pearce， 1996) Syn-COLG. 同碰撞花岗岩； WPG. 板内花岗岩； VAG. 火山弧花岗岩； ORG. 洋中脊花岗岩； Post-COLG. 后碰撞花岗岩 Fig.14 Nb-Y structural discriminant diagram(a)and Rb-Y+Nb discriminant diagram(b； after Pearce， 1996) |
(1)加尔路阿甫花岗斑岩体具有碱性和准铝质—过铝质的岩石化学特征。
(2)花岗斑岩锆石Lu-Hf同位素研究表明，εHf(t)值全部为正值，反映了它们的源岩以新生地壳的部分熔融为主，加入到大陆地壳中的新生组分可能主要为来自亏损地幔的玄武质岩浆。
(3)花岗斑岩的LA-ICP-MS锆石U-Pb年龄为305±2 Ma，为晚石炭世，属于A型花岗岩的A2亚型，根据主、 微量元素的特征，其形成于后碰撞阶段伸展构造环境，表明研究区晚石炭世处于拉张的构造背景。
致谢 本文得到了新疆国土资源厅地质调查项目管理办公室的支持，成文过程中得到了中国地质大学(武汉)钟增球教授，吴元保教授和河北地质调查院夏国礼教授级高工的指导，参加野外工作的还有河北省地质调查院孙志国，许肖斌，马燕冰，李峰，李晓峰，陶光活等，在此一并致谢。
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