阿尔金索尔库里地区石英闪长玢岩锆石U-Pb年龄、地球化学特征及其地质意义

2018-09-27何元方张振凯高峰刘向东菅坤坤袁璋曾忠诚

西北地质 2018年3期

何元方，张振凯，高峰，刘向东，菅坤坤，袁璋，曾忠诚

(陕西省地质调查中心，陕西西安 710068)

作为造山带重要物质组成的花岗质岩石蕴藏着造山带形成演化的重要信息(肖庆辉等，2005；莫宣学等，2007)。花岗质岩石的成因不仅受控于深部变质基底的性质和物质组成，且不同程度的受到来自地幔物质与能量传输的影响(王德滋等，2003)。近年来，学者们对花岗质岩石的成因机制及其与造山过程的响应进行了深入研究(PEARCE et al.,1984; BATCHELOR et al.,1985;吴才来等，2014)。阿尔金山位于青藏高原北缘，东西向分别连接祁连山与昆仑山，分割塔里木板块与柴达木微板块，具有重要的构造位置，研究其造山过程及时限对探讨中国西部构造演化具有重要意义。阿尔金地区发育大规模与造山过程相关的花岗质岩石(曹玉亭等，2010；孙吉明等，2012；杨文强等，2012；康磊等，2013)，对其岩浆活动时限、物源性质、形成机制的探讨无疑对全面理解该地区大陆深俯冲、壳幔相互作用、造山带及大陆地壳演化等地球动力学过程具有重要的科学意义。近年来，已有不少学者对南阿尔金地区的古生代岩浆活动进行了研究(吴锁平等，2007；王超等，2008；曹玉婷等，2010；孙吉明等，2012；杨文强等，2012；康磊等，2013；吴才来等，2014；KANG et al.,2014, 2015)，KANG等(2015)将早古生代南阿尔金地区的构造-岩浆演化划分为3个阶段，分别为：①505～472 Ma(陆-陆碰撞阶段)。②467～450 Ma(俯冲陆壳板片断离阶段)。③432～385 Ma(碰撞后伸展阶段)。

前人的研究主要集中于阿尔金南缘及北阿尔金，受恶劣的自然环境及野外地质条件的影响，南阿尔金东部的索尔库里地区仍是中国西部研究程度较低的地区之一，区内众多岩浆岩体尚未开展详细的岩石学和地球化学研究，这在一定程度上影响了对阿尔金地区花岗岩成因探讨和区域构造演化的全面认识。近年来，笔者及所在项目组深入索尔库里地区，开展了详细的野外地质调查工作，笔者研究选取了索尔库里地区的石英闪长玢岩岩脉作为研究对象，进行了详细的岩相学、岩石地球化学和LA-ICP-MS锆石 U-Pb年代学研究，以期明确石英闪长玢岩的成岩时代、岩浆源区及构造环境，为进一步探讨阿尔金晚古生代岩浆作用特征和区域构造演化提供新的资料。

1 区域地质概况及岩相学特征

阿尔金山位于青藏高原北缘，北侧为塔里木板块，南侧为柴达木微板块，为不同构造层次、不同时期和不同构造环境的地质体所组成的复合造山带，其经历了太古宙—古元古代陆核和结晶基底的形成、中元古代稳定大陆边缘沉积、新元古代末期—早古生代板块扩张、震旦纪—早古生代板块俯冲-碰撞、晚古生代剥露夷平和局部浅海沉积、三叠纪的伸展作用和碱性岩侵位、晚侏罗世—白垩纪大规模的左行走滑 (吴才来等,2014;刘良等, 1996, 1999; 车自成等, 1995; YIN et al., 2002; 崔军文等, 2002; 许志琴等, 1999; 周勇等, 1999)。

阿尔金造山带由北到南分别划为5个构造单元(刘良等, 1999, 2002; ZHANG et al., 2001; 胡云绪等, 2010) (图1a)。大通沟花岗岩体出露于阿尔金断裂南侧，位于柴达木盆地西北缘(图1b)，以阿尔金左行走滑断裂为界可将研究区划分为米兰河-金雁山阿中地块和柴达木盆地，石英闪长玢岩脉出露于阿尔金断裂南侧，受阿尔金走滑断裂控制，集中分布于索尔库里东南部大通沟一带，侵入于滩间山群、中泥盆世中酸性花岗闪长岩中，走向整体呈北东东向，绝大多数岩墙为连续的板状形态，或由几个分割的部分组成。岩墙宽度约1～2m。岩墙的长度一般不超过1km。岩墙斜切围岩，与围岩之间的接触面通常为近垂直，具有冷凝边。在区域展布特征上，岩墙显示出平行或近平行，在某些地区，呈现雁列状展布(图2a)。

1.泥盆纪花岗岩体;2.古元古代达肯大坂岩群;3.蓟县系金雁山组;4.寒武—奥陶系滩间山岩群;5.第四系;6.阿尔金断裂;7.岩脉;8.取样位置;Ⅰ.阿北变质地体；Ⅱ.红柳沟-拉配泉；构造混杂岩带；Ⅲ.米兰河-金雁山地块；Ⅳ.南阿尔金高压-超高压变质带；Ⅴ.阿帕-茫崖早古生代蛇绿混杂岩带图1 (a)阿尔金造山带地质构造图和(b)研究区地质简图(据刘良等, 2002)Fig.1 (a)Geological and tectonic map of Altyn Tagh and (b)sketch map of Suoerkuli Area

石英闪长玢岩表面风化为灰绿色，新鲜面呈灰白色，显微斑状结构，块状构造。斑晶含量为15%，主要为斜长石、石英，斜长石斑晶呈半自形-自形宽板状，晶形0.40～1.63mm，泥化、绢云母化较强；石英斑晶呈他形粒状，不规则状，粒度大小约为0.15～0.50mm。基质含量为85%，主要由斜长石、石英、黑云母等组成(图2b)；基质中矿物组分为斜长石，含量为65%～75%(绢云母化、泥化)，石英含量为15%～20%，黑云母含量为10%；副矿物主要为磷灰石、锆石。

2 样品分析方法

样品元素地球化学分析在核工业二〇三研究所分析测试中心进行，主量元素采用荷兰帕纳科制造的A-xiosX射线光谱仪测定；微量元素和稀土元素采用美国 Thermo Fisher Scientific制造 X series II型电感偶合等离子质谱仪( ICP-Ms) 测定。锆石制靶：在双目镜下将挑选较好的锆石用环氧树脂固定后，抛光至锆石颗粒中心露出。透、反两种偏光显微镜下观测锆石晶形及内部结构，在阴极发光显微镜下对锆石进行CL照相。测年在西北大学大陆动力学国家重点实验室完成，LA-ICP-MS设备为Agilient 7500a；配备GeoLas 200M 193nm激光发生器。微量元素和U-Th-Pb同位素的测定在一个点上同时获得。激光束斑直径为25 μm，采用氦作为剥蚀物质的载气，激光剥蚀样品的深度为20～40 μm。锆石U-Pb年龄采用标准锆石91500来校正，元素含量采用NIST SRM610作为外标，29Si作为内标。每测4～5个未知样品点，加测标样一次。样品的同位素比值及元素含量计算采用 Glitter(ver4.0，Macquarie University)程序计算，加权平均计算及U-Pb谐和图绘制用Isoplot完成(YUAN et al., 2010)。

Pl.斜长石；Q.石英；Bt.黑云母图2 (a)石英闪长玢岩宏观及(b)镜下照片(单偏光下)Fig.2 (a) The macroscopical photo and (b) microscopical photo of quartz diorite porphyrite

3 分析结果

3.1 LA-ICP-MS锆石U-Pb定年

锆石U-Pb测试数据见表1。锆石阴极发光图像见图3，U-Pb谐和图见图4a。鉴于该区石英闪长玢岩锆石年龄在显生宙范围内，因而采用206Pb/238Pb年龄作为锆石结晶年龄。

样品PM034为石英闪长玢岩，CL图像显示锆石均为自形，多为长柱状，透明度较好，内部结构特征清晰，发育明显生长震荡环带，具有典型岩浆成因锆石特征。同时也存在锆石颗粒破碎情况，可能与分选时人为因素有关。岩浆锆石Th/U值一般大于0.4，石英闪长玢岩的锆石均具有较高Th/U值，为0.46～0.72。结合CL图像及锆石的化学特征，表明该样品所选的锆石为岩浆锆石。

石英闪长玢岩中18个测点中测点2谐和性很差，考虑予以剔除，其余17个测点206Pb/238U年龄值比较集中，为(375±5)～(376±7) Ma，加权平均年龄为(375.7±2.2) Ma(MSWD=0.001 7)(图4b)，所有点均分布在谐和线上及其附近区域(图4a)，表明所测锆石在从岩浆中结晶后封闭状态良好。因此，(375.7±2.2) Ma为石英闪长玢岩的形成时代(晚泥盆世)。

3.2 地球化学特征

3.2.1 主量元素

表2列出了石英闪长玢岩脉的主量元素分析结果。从表2中可以看出，除样品PM026 SiO2含量较高(69.93%)外，其余石英闪长玢岩的SiO2含量为61.41%～69.93%，平均为65.56%；样品碱含量较高，Na2O含量为2.36%～4.78%，K2O含量为2.40%～4.65%，全碱(Na2O+K2O)含量为5.93%～7.16%，平均值为6.64%，Na2O/K2O为0.51～2.01，平均值为1.43；Al2O3含量集中于13.48%～15.57%，平均含量为14.63%；TFeO为3.47%～4.53%，CaO为2.81%～4.21%，TiO2为0.34%～0.70%，MgO为0.66%～1.83%，MnO为0.05%～0.09%，P2O5为0.11～0.24，的含量较低。

表2 石英闪长玢岩样品的主量元素(%)、稀土元素及微量元素(10-6)分析结果表Tab.2 Major elements (%), REE and trace elements compositions (10-6) of the quartz diorite porphyrite

续表2

样品编号PM026PM034D5575PM017Y35.8016.3027.0029.90ΣREE253.62106.07129.79129.32LREE223.3894.92112.70111.33HREE30.2411.1517.0917.99LREE/HREE7.398.516.596.19LaN/YbN10.488.576.456.25δEu0.551.040.990.96δCe1.021.021.041.07Cu12.907.3026.7025.70Pb38.1015.8019.2014.00Zn51.0046.2074.2084.20Co4.467.8911.709.32Ni6.708.3615.6012.90Cr11.0014.6040.5030.20Ga17.5017.2018.5018.00Sc5.407.0011.0010.20Sr120.20370.60209.30119.00Ba793.00398.50377.20241.40Rb186.0077.60123.20116.00Nb16.208.309.137.81Ta1.700.841.280.94Zr194.00158.00239.00268.00Hf1.812.614.252.01U3.672.521.991.82Th75.0028.9021.108.67P469.00623.30828.001 035.00

注：样品分析测试单位为核工业二〇三研究所分析测试中心。

样品镁值(Mg#)=25.48～44.01，平均值为38.58；里特曼碱性指数(σ)=1.91～2.16，平均值为1.97；赖特碱斜率(A.R)=1.92～2.22，平均值为2.17。将样品投入TAS图解(图5a)，除一个样品落入花岗岩区域，其余样品均落入花岗闪长岩区域内；在SiO2-A.R图解中(图5b)，所有样品均落入钙碱性区间；在K2O-SiO2图解中(图5c)，样品落入高钾钙碱性系列和钙碱性系列；样品A/CNK=0.89～0.96，平均为0.93，在A/NK-A/CNK图解中(图5d)，样品全部落入准铝质范围内。

图3 石英闪长玢岩样品(PM034)锆石CL图像及测点位置图Fig.3 CL image of zircon and analyzed spots of the sample (PM034)

图4 (a) 石英闪长玢岩U-Pb年龄谐和图及(b)加权平均年龄图Fig.4 (a) Zircon U-Pb concordia digram and (b)weighted average age for quartz diorite porphyrite

图5 (a)石英闪长玢岩TAS图解、(b)A.R-SiO2、(c)SiO2-K2O图解、(d)A/CNK-A/NK图解Fig.5 (a)TAS diagram、(b)A.R-SiO2 diagram、(c)SiO2-K2O diagram、(d)A/CNK-A/NK diagram

在SiO2主量元素Harker图解中(图6)，SiO2与TFeO、P2O5、TiO2、CaO呈现显著的负相关性，反映可能存在铁镁矿物、钛铁氧化物及磷灰石等矿物的分离结晶。

图6 (a～e)石英闪长玢岩全岩主量元素及Pb (f) 与SiO2关系图(Ⅰ型花岗岩趋势引自LI et al., 2007) Fig.6 (a～e) Major elements and Pb element (f) vs.SiO2 diagrams for the quartz diorite porphyrite

3.2.2 稀土元素

石英闪长玢岩的稀土元素总量(ΣREE)为129.32×10-6～253.63×10-6，轻稀土(LREE)含量为94.92×10-6～223.38×10-6，重稀土(HREE)含量为11.15×10-6～30.24×10-6，轻重稀土元素比值(LREE/HREE)=6.19～8.51，均值为7.17，(La/Yb)N值为6.25～8.51，轻重稀土元素分馏明显。稀土元素球粒陨石标准化配分模式图显示(图7)，各样品的稀土元素配分曲线大致平行，指示为同源岩浆演化的产物。稀土配分模式为右倾型。除样品PM206的δEu为0.55，具有中等程度的负Eu异常，其余样品的δEu为0.96～1.04，Eu异常不明显，暗示岩浆源区不存在斜长石或成岩过程中不存在大量斜长石分离结晶作用。样品δCe为1.02～1.07，平均为1.04，样品Ce异常不明显，指示样品地球化学特征基本未受低温蚀变作用的影响(WRIGHT，1969)。

3.2.3 微量元素

在微量元素原始地幔标准化蛛网图中(图8)，石英闪长玢岩各个样品显示出极为相似的地球化学特征，样品均显示富集大离子亲石元素Rb、Th、U、Pb，亏损Nb、Ta、P、Hf、Ti等高场强元素，表明其为同源岩浆演化产物。

图7 石英闪长玢岩稀土元素球粒陨石标准化配分模式图(球粒陨石数值据SUN et al.，1989)Fig.7 Chondrite-normalized REE patterns for quartz diorite porphyrite

4 讨论

4.1 锆石饱和温度计算

花岗岩绝大多数以绝热式上升侵位，岩浆早期结晶温度可以近似代替岩浆形成的源区温度(吴福元等，2007)。锆石中Zr的分配系数对温度极为敏感，而与其他因素对其配分系数几乎无影响(MILLER et al.,2003)。因此,可以将锆石饱和温度代替花岗质岩石的结晶温度(KING et al.,1997)。WATSOM et al.(1983)给出了锆石饱和温度的计算公式：

图8 石英闪长玢岩微量元素原始地幔标准化蛛网图(原始地幔数值据SUN et al.，1989)Fig.8 Primitive mantle-nomorlized spider diagrams for quartz diorite porphyrite

tzr(℃)={12900/[lnDzrZircon/melt+0.85M+2.95]}-273.5

其中：DzrZircon/melt为锆石中Zr与熔体中Zr的浓度比；M为全岩岩石化学参数；M=(Na+K+2Ca)/(Al×Si)(摩尔比)。可使用全岩Zr含量近似替代熔体中的Zr含量，锆石中的Zr含量为4.96×10-6。表3给出了锆石饱和温度的计算结果。由计算可知，石英闪长玢岩的锆石饱和温度为821～861℃，属于高温花岗岩类。

表3 石英闪长玢岩锆石饱和温度计算结果表Tab.3 The results of zircon saturation temperature for quartz diorite porphyrite

前人研究认为高温花岗岩的形成可能由铁镁质源岩演化而来(CHAPPELL, 1974)，或者有外来热的加入(KING et al.,1997)。研究区内未见大面积铁镁质岩体出露，高温石英闪长玢岩的形成不大可能由铁镁质岩浆演化而来，而推测其形成与地幔物质上涌相关。

4.2 成因类型

石英闪长玢岩各样品具有相似的岩石地球化学特征，并且呈现出连续线性变化趋势(图6)，指示其为同一岩浆演化而来。明确花岗质岩石的成因类型是对花岗岩成因及其地质意义研究的基础。CHAPPELL et al.(1974)最初依据岩浆源区的性质，将花岗岩划分为I型和S型。目前最为流行的分类方案为花岗岩成因I、S、M和A型方案(BONIN, 2007；吴福元，2007)，I型、S型和M型的分类依据为源岩的不同，而A型花岗岩与源岩无关，其代表了伸展体制下的高温、非造山、无水花岗岩。M型花岗岩由地幔玄武岩浆经结晶分异而成(WHITE，1979)，如蛇绿岩套中的大洋斜长花岗岩。研究区内存在大规模的泥盆纪花岗岩岩浆活动，而未见大范围的基性岩体出露，这难以用玄武岩浆结晶分异来解释石英闪长玢岩的岩浆来源，因而推断其不大可能是M型花岗岩。样品10000Ga/Al为2.09～2.45，均小于A型花岗岩的最低值2.6(WHALEN，1987)，与典型A性花岗岩差异很大。在(Na2O+K2O)-10000Ga/Al、Nb-10000Ga/Al、Zn-10000Ga/Al及Y-10000Ga/Al图解(图9a、图9b、图9c、图9d)中，样品均落在I型和S型花岗岩区；高场强元素Nb、Ta、Ti相对亏损，同样表明其不属于A型花岗岩(WU et al.,2003)。

依据磷灰石在I型和S型花岗岩浆中的不同行为可以有效区分I型和S型花岗岩(CHAPPELL，1999；WU et al.,2003)。在准铝质-弱过铝质I型花岗岩中，磷灰石的溶解度较低，并在岩浆分异过程中P2O5随SiO2的增加而降低；而在过铝质S型花岗岩中，磷灰石溶解度变化趋势与I型花岗岩相反。笔者所述石英闪长玢岩为准铝质，P2O5含量较低，并且SiO2与P2O5具显著负相关关系(图6e)，与I型花岗岩演化趋势一致。另外，Pb随SiO2含量的增加而增加(图6f)，同样揭示了I型花岗岩的演化趋势(LI et al.,2007)。样品A/CNK值为0.89～0.96，均小于1.1，符合典型I型花岗岩的特征。结合岩石薄片中未见S型花岗岩的标志矿物(石榴子石、夕线石、堇青石)、CIPW标准矿物计算中未出现刚玉的特点。因此，可以确定石英闪长玢岩属于I型花岗岩。

图9 石英闪长玢岩K2O+Na2O、Nb、Zn、Y与10 000Ga/Al分类图解(据WHALEN et al.,1987)Fig.9 K2O+Na2O, Nb, Zn, Y vs.10000Ga/Al classification diagrams of the quartz diorite porphyrite

4.3 源区特征及岩浆演化

花岗质岩石具有3种成因：①幔源岩浆的结晶分异(HAN et al.,1997)。②岩浆混合(JAHN et al.,2000)。③地壳物质的部分熔融(YANG et al.,2015)。

笔者采集样品的Nb/Ta值为7.13～9.88，与原始地幔组成(原始地幔：Nb/Ta=17.8；MCDONOUGH et al., 1995)相差甚远，而与地壳组成(Nb/Ta=11.4; TAYLOR et al.,1985)更为接近。样品的MgO、TFeO的含量较低，同时具有较低的过渡组元素Cr(11×10-6～40×10-6)、Co(4.46×10-6～11.7×10-6)、Ni(6.70×10-6～15.60×10-6)含量，以上特征表明石英闪长玢岩不可能来自幔源岩浆。对研究区进行野外考察过程中，并未发现有暗色微粒包体及其他岩浆混合的地质现象，故排除岩浆混合成因的可能性。石英闪长玢岩具有高硅、高铝、富碱、贫镁、贫铁、富集大离子亲石元素，贫高场强元素的特征，表明样品应为地壳部分熔融的产物(TAYLOR et al., 1985; HOFMANN,1988; 吴福元等，2007；张旗等，2008)。

张旗等(2012)提出具有贫Sr富Yb的花岗岩源区残留相主要为斜长石和角闪石，花岗岩形成的压力小于1.0GPa。索尔库里地区石英闪长玢岩具有贫Sr富Yb的特征(Sr=119×10-6～370×10-6，Yb=1.85×10-6～3.47×10-6>1.5×10-6)，指示其源区在部分熔融过程中有斜长石和角闪石作为残留相。在球粒陨石标准化蛛网图中(图7)，样品MREE略亏损，指示部分熔融的残留相中可能含有角闪石，进一步印证了上述推断。但是研究区内石英闪长玢岩的Eu负异常并不明显，表明部分熔融过程中可能没有斜长石作为残留相，这种稀土元素与Sr、Yb特征的解耦可能与部分熔融过程中源区存在磷灰石有关。由于磷灰石等副矿物对REE型式影响较大，虽然其在岩石中的含量很低，但是其分配系数非常大，在长英质熔体中，磷灰石和斜长石作为残留相，其Eu负异常可能被抵消。此外，在原始地幔标准化图解(图8)中，样品具有Ba、Sr、P、Ti等亏损特征，也指示着在部分熔融过程中，源区可能存在斜长石、磷灰石及钛铁矿的残留。综上所述，笔者推断在部分熔融过程中，源区存在斜长石、角闪石、磷灰石及钛铁矿等的残留。

在高场强元素Rb/Y-Nb/Y值图解(图10a)中，样品投点于下地壳附近，表明石英闪长玢岩母岩浆起源于下地壳岩石的部分熔融。在A/MF-C/MF图解(图10b)中，样品均落入基性岩的部分熔融区域。张旗等(2012)的研究揭示Sr和Yb的变化可以反映压力的变化。因此，结合文中样品的低Sr、高Yb特征，可以推断花岗岩源区的压力。笔者所述石英闪长玢岩应归为其提出的浙闽型花岗岩，与浙闽型花岗岩平衡的残留相为斜长石和角闪石，其形成压力较低(<1.0GPa)，暗示其较浅的形成深度(约30～40km)，因此索尔库里石英闪长玢岩可能是下地壳角闪岩相部分熔融作用的产物。

图10 (a) 石英闪长玢岩Rb/Y-Nb/Y图解(据JAHN et al.,1999)和(b)A/MF-C/MF图解(据ALTHER et al.,2000)Fig.10 (a)The Rb/Y-Nb/Y and(b) A/MF-C/MF diagrams for the quartz diorite porphyrite

样品P、Nb、Ti等元素显著亏损，Ba相对于Rb、Th亏损，石英闪长玢岩的分异程度较高(DI=68～79)。这些特征表明，岩浆经历了一定程度的分离结晶作用(邱检生等，2005)。由于地壳物质部分熔融形成的岩浆本身就亏损高场强元素(RYERSON et al., 1987)。因此，Nb、Ti、Ta、Zr和Hf等高场强元素的亏损一定程度上反映了源岩的特征。而另一方面，Nb、Ta、和Ti的亏损程度较高，反映了可能存在富钛矿物(钛铁矿、榍石等)的分离结晶，而P的亏损反映了磷灰石的分离结晶(朱弟成等，2009)。此外，如图6所示，SiO2与TFeO、P2O5、TiO2、CaO呈现显著的负相关性，更加印证了存在铁镁矿物、钛铁氧化物及磷灰石等矿物的分离结晶。

由石英闪长玢岩的锆石饱和温度研究可知，其属于高温花岗岩，形成机制与地幔物质上涌底侵有关。综上所述，笔者认为石英闪长玢岩是在地幔物质上涌提供热源的背景下，引发下地壳基性岩部分熔融产生的母岩浆，继而经历钛铁矿、磷灰石等矿物的分离结晶作用而形成。

4.4 构造意义

本次研究的石英闪长玢岩属于准铝质钙碱性I型花岗岩，PITCHER(1987)提出I型花岗岩形成于上述2类构造环境。分别为：①类似于安第斯构造环境的大陆岛弧环境，属于活动大陆边缘。②类似于加里东构造环境的后碰撞阶段，于造山作用隆起后形成。因此，钙碱性I型花岗岩形成的构造环境为大陆弧或后碰撞环境。LIEGEOIS等(1998)指出钙碱性岩浆岩的出现，并向安粗质岩浆过渡是造山作用过程演化到最后阶段的标志。区内样品K2O含量高(2.38%～4.65%)，暗示其可能是造山后伸展作用的产物。在花岗岩构造环境Rb-Y+Nb图解中(图11)，样品全部投点于造山后范围内。

ORG.大洋脊花岗岩；WPG.板内花岗岩；VAG.火山弧花岗岩；Syn-COLG.同碰撞花岗岩；post-COLG.后碰撞花岗岩图11 花岗岩类构造环境Rb-Y+Nb判别图(据 PEARCE et al.,1984)Fig.11 Rb vs.(Y+Nb) diagram for discriminating the tectonic setting

此外，南阿尔金地区晚古生代岩浆活动以发育典型的A型花岗岩(吴锁平等，2007；王超等，2008；吴才来等2014；)和双峰式火山作用(KANG et al.,2015)为特征，代表了该时期以伸展为特征的大地构造背景。吴锁平等(2007)通过对吐拉花岗岩的地球化学和锆石年代学的研究，认为该岩体为A型花岗岩，其形成时代为(385.2±8.1) Ma，构造背景为造山后的伸展环境。康磊等(2016)在总结近年来发表的岩浆岩年代学数据的基础上，以此年龄作为阿尔金造山带造山后阶段的时间上限，提出424～385.2 Ma南阿尔金地区已经为后碰撞伸展阶段。笔者所获取的锆石U-Pb年龄为(375.7±2.2) Ma，比典型A型花岗岩时代晚了约10 Ma，并且其形成背景同样为造山后伸展阶段，这表明南阿尔金地区后碰撞伸展阶段至少持续到(375.7±2.2) Ma时期。

已有学者认为阿尔金断裂自古生代以来已经发生过多次活动(ZHOU et al.,1996; EDWARD et al.,1999；宋忠宝等，2004)。研究区紧邻阿尔金断裂，当阿尔金断裂发生左旋走滑时，小断块极易发生左旋剪切变形而派生张裂，地壳深部岩浆随之充填定位(吴锁平等，2007)。笔者对研究区内石英闪长玢岩脉的产状进行了统计，结果发现其走向均为北东东向，这也进一步印证了张裂隙在统一的构造应力场下形成。

深大断裂作为岩石圈的强减薄带，一方面可作为深部热流和岩浆活动的通道，另一方面其中的剪切加热、流体活动、岩石粒度的减小、减压熔融等(YAMASAKIi, 2004)，可造成深部高达400℃的温度升高(SCHOTT et al.,2000)，诱发部分熔融(LIU, 2001)，降低岩石圈的强度(BUROY et al.,1998)，有利于地幔交代(DOWNERS，1990；XU,2001)，从而成为岩石圈伸展减薄的有利部位。正是由于阿尔金断裂的活动，地幔物质上涌引发地壳等温线升高，致使下地壳基性岩部分熔融，形成准铝质钙碱性I型花岗岩。