新疆阿尔泰克兰盆地泥盆纪花岗岩年代学特征及其地质意义

张忠利，杨成栋，张 斌，王永强，李 强，杨富全

(1.新疆维吾尔自治区有色地质勘查局七〇六队，新疆 阿勒泰 836500；2.中国地质科学院矿产资源研究所 自然资源部成矿作用与资源评价重点实验室，北京 100037)

0 引 言

阿尔泰造山带呈NW—SE向横贯中国、俄罗斯、哈萨克斯坦、蒙古四国，是中亚造山带的重要组成部分。中国新疆阿尔泰是哈萨克斯坦阿尔泰的东延部分，大地构造上位于西伯利亚板块与哈萨克斯坦—准噶尔板块之间，发育着大量与火山作用有关的Fe、Cu、Pb-Zn、Au等多金属及稀有金属(Li、Be、Nb、Ta)矿床。新疆阿尔泰在长期的构造演化中形成了大量的侵入岩，占有超过40%的面积[1](图1)。这些侵入岩以酸性岩浆为主，中性和基性岩浆侵入较少，具有多时代、多类型、多成因、多来源的特点[2-3]。研究这些侵入岩对了解区域构造演化过程具有重要的意义。

克兰盆地是新疆阿尔泰南缘NW向斜列的4个火山-沉积盆地(由东南至西北分别为麦兹、克兰、冲乎尔和阿舍勒盆地)之一，蕴含有丰富的矿产资源，是新疆南阿尔泰重要的金属矿产集中分布区，由于其独特的地理位置、地质构造格局和丰富的矿产资源，一直以来是地质学家研究的热点地区之一。尽管前人对克兰盆地内出露的地层、构造-岩浆活动、变形和变质作用、矿产等做了较多研究[4-17]，但是缺乏对盆地及外围广泛发育的花岗质侵入岩的细致研究，侵入岩与盆地内与成矿有关的火山岩系时间关系和成因联系尚不清楚，这不仅制约了该区进一步的地质找矿工作，也阻碍了阿尔泰构造演化研究进程。

泥盆纪是克兰盆地乃至阿尔泰(包括准噶尔盆地北缘)非常重要的地质时代，该时期火山作用强烈，既形成了多样的岩石组合，也是重要的成矿期[13,18-21]。本文在野外地质调查基础上，对克兰盆地出露的泥盆纪花岗岩开展了详细的地质学、岩相学及年代学研究，并结合前人区域研究成果，总结了克兰盆地侵入岩的时空分布规律，探讨了泥盆纪侵入岩与火山岩的关系、成因联系及形成背景，旨在为进一步研究克兰盆地的形成和演化机制提供新依据。

1 区域地质特征

新疆阿尔泰分为北阿尔泰、中阿尔泰、南阿尔泰和额尔齐斯带，克兰盆地属南阿尔泰(图1)。盆地及外围出露的地层单元有：中寒武统—下奥陶统地层、中—上志留统库鲁木提群、上志留统—下泥盆统康布铁堡组和中—上泥盆统阿勒泰镇组(图2)。中寒武统—下奥陶统地层为杨富全等厘定的一套新的岩石地层单位[12]，分布于克兰盆地东北底部、西北延伸部位和东北外围，岩石组合为矽线石黑云斜长片麻岩、斜长角闪片岩、矽线石云母片岩、黑云斜长角闪片岩、变粒岩和变质砂岩等，原岩为陆源碎屑岩和火山岩，经历了角闪岩相变质作用。中—上志留统库鲁木提群分布于盆地西南底部阿克巴斯套断裂附近，为一套中—深变质陆源碎屑岩夹变质中酸性火山岩建造，主要岩性为矽线石黑云斜长片麻岩、十字石红柱石绿泥石片岩。上志留统—下泥盆统康布铁堡组和中—上泥盆统阿勒泰镇组是克兰盆地的主体。上志留统—下泥盆统康布铁堡组可划分为上、下两个亚组：下亚组主要岩性为(黑云、二云)石英片岩、千枚岩、变质流纹岩、变质英安岩、变质凝灰岩、变质(凝灰)火山角砾岩；上亚组主要岩性为变质流纹岩、变粒岩、变质凝灰岩夹片麻岩、绿泥石黑云片岩、大理岩薄层或透镜体。康布铁堡组是克兰盆地最重要的赋矿地层，赋存有大量Fe、Cu、Pb-Zn、Au等多金属矿床。中—上泥盆统阿勒泰镇组为一套浅变质的海相碎屑岩夹碳酸盐岩、硅质岩建造，局部夹基性火山岩及火山碎屑岩，与下伏康布铁堡组呈断层接触。

图件引自文献[15]，有所修改图1 新疆阿尔泰区域地质简图及花岗岩年龄分布Fig.1 Geological Sketch Map and Distribution of Ages from Granitoids in Altay of Xinjiang

区域构造线呈NW—SE向(图2)，褶皱和断裂均发育。阿勒泰复式向斜是克兰盆地内规模最大的褶皱，构成盆地的主体，轴向为NW—SE，轴面倾向NE，西南翼正常，东北翼倒转且广泛发育次级褶皱，次级褶皱轴向与主构造线一致，以紧闭的线性褶皱为主。核部为阿勒泰镇组，两翼依次为康布铁堡组、库鲁木提群或中寒武统—下奥陶统地层。盆地内发育多组走向的断裂，其中NW向断裂为规模最大的一组。较大的断裂有克因宫断裂、阿巴宫断裂和阿克巴斯套断裂，均沿不同地层单元的边界发育。阿巴宫断裂属于区域性大断裂，与克因宫断裂一起控制着康布铁堡组的分布。阿克巴斯套断裂为区域控盆断裂，控制着泥盆系的分布。

克兰盆地及周边奥陶纪、泥盆纪、二叠纪侵入岩均有分布，岩性以花岗岩为主(图2)，中性和基性岩浆侵入很少。

2 样品特征及分析方法

2.1 样品特征

本文所分析的4件样品采自新疆阿尔泰克兰盆地西南部和东北部，采样位置见图2。样品ALTL1-01为中细粒含二云正长花岗岩，坐标为(47°47′00″N，88°07′12.7″E)；样品LTF16-06为中粗粒二云二长花岗岩，坐标为(47°52′47″N，88°00′54″E)；样品LTF16-07为白云二长花岗岩，坐标为(47°53′58.4″N，88°00′31.2″E)；样品MYLT16-5为中粗粒英云闪长岩，坐标为(48°01′56″N，87°57′41″E)。

中细粒含二云正长花岗岩(样品ALTL1-01)新鲜面呈灰白色[图3(a)、(b)]，具变余中细粒花岗结构、半定向构造，主要由钾长石(体积分数为50%～55%)、斜长石(约15%)、石英(约25%)、白云母(约5%)和黑云母(约2%)等组成。钾长石呈半自形板状—他形粒状，多为0.2～2.0 mm的细粒，少量为2～3 mm的中粒，呈镶嵌状分布，部分略显方向性排列，为微斜长石，格子双晶显著，具高岭土化。斜长石呈半自形板状，粒径为0.20～1.75 mm，呈杂乱状分布，可见聚片双晶，具弱黏土化。石英呈他形粒状，粒径为0.1～1.5 mm，呈镶嵌状分布，表面干净，部分粒内略显波状消光。白云母呈片状，片径为0.2～2.0 mm，部分长轴定向排列，单偏光下无色，正交光下具鲜艳的二、三级干涉色。黑云母呈鳞片状、片状，片径为0.10～1.25 mm，长轴定向排列，单偏光下具黄褐—黄色多色性，多呈绿泥石假象产出，少残留。副矿物为不透明矿物，见次生矿物高岭土、黏土和绿泥石等。

中粗粒二云二长花岗岩(样品LTF16-06)新鲜面呈灰白色[图3(c)、(d)]，具中粗粒花岗结构、块状构造，主要由斜长石(体积分数为25%～30%)、钾长石(约40%)、石英(20%～25%)、黑云母(3%～5%)和白云母(5%～10%)组成。斜长石呈半自形—近半自形板状，粒径大部分为2～3 mm，较少部分为0.2～2.0 mm，呈杂乱状排列，部分斜长石呈堆状聚集分布，具高岭土化，局部白云母化，聚片双晶发育。钾长石呈近半自形—他形粒状，为微斜长石，粒径大部分为5～10 mm，少部分为2～5 mm，少量小于2 mm，主要呈杂乱状排列，少量填隙于斜长石粒间，具弱高岭土化，局部白云母化，粒内有斜长石、文象状石英等嵌布。石英呈他形粒状，粒径大部分为5～10 mm，部分小于5 mm，填隙于长石粒间，部分呈堆状聚集分布，粒内具波状、斑状消光。黑云母、白云母呈叶片状，片径小于2 mm，呈零散状分布；黑云母显棕色，多色性明显，局部白云母化；白云母交代黑云母、长石。副矿物为不透明矿物、磷灰石和锆石，见次生矿物绢云母、高岭土和褐铁矿等。

白云二长花岗岩(样品LTF16-07)新鲜面呈灰白色[图3(e)、(f)]，具定向构造、变余花岗结构，主要由斜长石(体积分数为30%～35%)、钾长石(30%～35%)、石英(20%～25%)、白云母(10%～15%)和黑云母(约2%)组成。斜长石呈他形粒状—近半自形板状，粒径为0.05～2.00 mm，定向明显，部分为粒状变晶，部分为原岩残留，残留斜长石多具绢云母化。钾长石呈近半自形板状—他形粒状，粒径一般为0.05～2.00 mm，个别可达5 mm，定向明显，部分为粒状变晶，部分为原岩残留，残留部分为微斜长石，具高岭土化，个别钾长石粒内有板条状斜长石嵌布。石英呈他形粒状，粒径大部分为0.1～1.0 mm，较少部分为1.0～3.0 mm，为变晶集合体，定向较明显，粒内具波状、带状消光，少量石英粒内有文象状钾长石嵌布。白云母、黑云母呈鳞片状、叶片状，片径小于0.4 mm，集合体多呈条纹状、线纹状聚集定向分布，部分白云母与变晶长石混杂在一起。黑云母量少，显棕色，具白云母化。副矿物为不透明矿物、磷灰石、锆石和榍石，见次生矿物褐铁矿、黄钾铁钒、高岭土和绢云母等。

中粗粒英云闪长岩(样品MYLT16-5)新鲜面呈灰白色[图3(g)、(h)]，具中粗粒花岗结构、块状构造，主要由斜长石(体积分数为70%～75%)、石英(约20%)和云母(黑云母和白云母，5%～10%)组成。斜长石呈半自形板状，以粒径为5.0～6.5 mm的粗粒为主，2.0～5.0 mm的中粒次之，呈杂乱状分布，正低突起，可见聚片双晶和卡钠复合双晶，部分隐约可见环带结构，少具正边结构，常具绢云母化。石英呈半自形—他形粒状，以粒径为2.0～5.0 mm的中粒为主，0.5～2.0 mm的细粒次之，呈杂乱状分布，粒间局部呈缝合线状接触，可见波状消光和带状消光。黑云母和白云母呈鳞片状，粒径一般为0.3～2.0 mm，呈杂乱状分布，部分黑云母已经被绿泥石和铁质交代呈假象，多色性明显。副矿物为不透明矿物、磷灰石和锆石，见次生矿物绢云母和绿泥石等。

2.2 分析方法

采集上述4件花岗岩样品进行锆石U-Pb定年。锆石分选工作在河北省区域地质矿产调查研究所(廊坊)实验室完成。首先用水将样品表面清洗并晾干、粉碎至80目，然后经过用水粗淘、强磁分选、电磁分选和用酒精细淘之后，在实体显微镜下手工挑选出锆石。在实体显微镜下挑选裂隙相对少、表面尽量洁净、透明度相对较高的锆石制作环氧树脂样品靶，经过打磨和抛光后，拍摄锆石反射光和透射光、阴极发光(CL)图像。锆石样品靶的制作和锆石阴极发光照相在北京锆年领航科技有限公司完成。

锆石U-Pb定年在中国地质科学院矿产资源研究所同位素实验室完成，所用仪器为Finnigan Neptune型MC-ICP-MS分析仪及与之配套的Newwave UP 213激光剥蚀系统。锆石U-Pb定年激光剥蚀所用束斑直径为25 μm，频率为10 Hz，能量密度约为2.5 J·cm-2，以He为载气。信号较小的207Pb、206Pb、204Pb(+204Hg)和202Hg用离子计数器接收，208Pb、232Th、238U信号用法拉第杯接收，实现了所有目标同位素信号的同时接收，且不同质量数的峰基本上都是平坦的，进而可以获得高精度的数据，均匀锆石颗粒207Pb/206Pb、206Pb/238Pb、207Pb/235U值的测试精度(误差类型为2σ)均为2%左右，对锆石标准的定年精度和准确度(误差类型为2σ)为1%左右。LA-MC-ICP-MS激光剥蚀采样采用单点剥蚀的方式，锆石U-Pb定年以锆石标样GJ-1为外标，U、Th含量以锆石标样M127(U含量(质量分数，下同)为 923×10-6，Th 为439×10-6，Th/U值为0.475[49])为外标进行校正。在测试过程中每测定10个分析点后，前后重复测定3个锆石标样(2个GJ-1和1个Plesovice)进行校正。数据处理采用ICPMADataCa 4.3程序，测试过程中绝大多数分析点206Pb/204Pb值大于1 000，未进行普通铅校正，204Pb由离子计数器检测，204Pb含量异常高的分析点可能受包体等普通铅的影响，对204Pb含量异常高的分析点在计算时剔除，锆石U-Pb年龄谐和曲线用Isoplot 3.0程序获得，表达式中所列单个数据点的误差类型均为1σ，谐和年龄具95%的置信度。详细实验测试过程可参见文献[50]。

3 结果分析

对锆石成因类型的准确判断是正确理解锆石U-Pb年龄意义的关键。锆石的成因类型需要结合形态学、地球化学和微区特征来综合判别[51]。锆石阴极发光图像(图4)显示，4件花岗岩样品的锆石形态多为半自形—自形椭圆状、长柱状和短柱状，长为50～175 μm，宽为40～75 μm。样品ALTL1-01和LTF16-06中的锆石可分为3类：强阴极发光的锆石、弱阴极发光的锆石和不具阴极发光特征的锆石。大部分强阴极发光的锆石都具有清晰的岩浆振荡环带。样品LTF16-07的大部分锆石都具有较强的阴极发光特征，发育清晰的岩浆振荡环带。样品MYLT16-5则分为强阴极发光和弱阴极发光两类锆石，这两类锆石均发育清晰的岩浆振荡环带。通过综合分析4件样品的锆石反射光、透射光和阴极发光图像，选取不含矿物包裹体、无裂隙且具阴极发光和振荡环带部位作为年龄分析点。

Th/U值可以指示锆石成因，岩浆锆石Th/U值一般大于0.1，而变质锆石Th/U值则一般小于0.1[52]。4件样品锆石U、Th含量变化较大(表1)，U含量为(101～1 006)×10-6，Th为(23～1 068)×10-6，Th/U值为0.12～1.66，均大于0.1(一个最小值0.04除外)，表明锆石为岩浆成因。

样品ALTL1-01(中细粒含二云正长花岗岩)中21个有效分析点的年龄值比较分散，可分成4类。第一类4颗锆石(分析点ALTL1-01-6、12、13、14)的206Pb/238U表面年龄为479～490 Ma。第二类8颗锆石(分析点ALTL1-01-1、2、3、11、15、17、19、21)在误差范围内有较一致的207Pb/206Pb、207Pb/235U和206Pb/238U值，基本成群集中分布在年龄谐和曲线上及附近[图5(a)]，其206Pb/238U加权平均年龄为(404.6±4.7)Ma(平均标准权重偏差(MSWD)为0.27)[图5(b)]，该组年龄可代表中细粒含二云正长花岗岩的侵位年龄。第三类6颗锆石(分析点ALTL1-01-4、5、7、8、9、10)的206Pb/238U表面年龄为370～381 Ma。第四类3颗锆石(分析点ALTL1-01-16、18、20)的206Pb/238U表面年龄为276～281 Ma。该样品获得的多组年龄数据显示存在捕获或继承锆石，出现第三类偏年轻年龄(370～381 Ma)的原因还有待于进一步研究，可能是测试过程中的问题(分析点结果分散，偏离集中区)，克兰盆地从区域上毗邻额尔齐斯带，大量的年代学工作表明，额尔齐斯带变形时间集中在261～297 Ma[53-58]。第四类偏年轻年龄(276～281 Ma)很可能是该期热事件的影响，这些分析点位于切割了早期振荡环带的重结晶区域，具有新锆石生长的特点，体现出遭受剪切带流体改造的特点。

样品LTF16-06(中粗粒二云二长花岗岩)中17个有效分析点的年龄比较分散，可分成5类。第一类1颗锆石(分析点LTF16-06-10)的207Pb/206Pb表面年龄为2 666 Ma。第二类1颗锆石(分析点LTF16-06-2)的206Pb/238U表面年龄为883 Ma。第三类3颗锆石(分析点LTF16-06-3、9、11)的206Pb/238U表面年龄为487～492 Ma。第四类9颗锆石(分析点LTF16-06-1、4、5、6、7、8、13、15、16)在误差范围内有较一致的207Pb/206Pb、207Pb/235U和206Pb/238U值，基本成群集中分布在年龄谐和曲线上及附近[图5(c)]，其206Pb/238U加权平均年龄为(386.7±4.8)Ma(MSWD值为0.41)[图5(d)]，代表中粗粒二云二长花岗岩的侵位年龄。第五类3颗锆石(分析点LTF16-06-12、14、17)的206Pb/238U表面年龄为269～275 Ma。该样品获得的多组年龄数据显示其存在多种捕获或继承锆石，偏年轻的年龄则可能与二长花岗岩形成后遭受区域上额尔齐斯带(形成时代为261～297 Ma[53-58])流体改造导致Pb同位素丢失有关。

样品LTF16-07(白云二长花岗岩)中30个有效分析点的年龄明显分成两类。第一类6颗锆石(分析点LTF16-07-7、8、12、14、15、30)的206Pb/238U表面年龄为422～439 Ma。第二类24颗锆石的206Pb/238U表面年龄为388～401 Ma，在误差范围内有较一致的207Pb/206Pb、207Pb/235U和206Pb/238U值，基本成群集中分布在年龄谐和曲线上及附近[图5(e)]，其206Pb/238U加权平均年龄为(395.6±2.9)Ma(MSWD值为0.31)[图5(f)]，代表白云二长花岗岩的侵位年龄。

样品MYLT16-5(中粗粒英云闪长岩)中19个有效分析点的206Pb/238U表面年龄比较集中，为397～417 Ma，在误差范围内有较一致的207Pb/206Pb、207Pb/235U和206Pb/238U值，基本成群集中分布在年龄谐和曲线上及附近[图5(g)]，其206Pb/238U加权平均年龄为(406.6±3.1)Ma(MSWD值为0.68)[图5(h)]，与谐和年龄((408.4±1.5)Ma,MSWD值为12)在误差范围内一致，该年龄可代表中粗粒英云闪长岩的侵位年龄。

表1 锆石U-Pb同位素分析结果Tab.1 Analysis Results of Zircon U-Pb Isotope

续表1

图5 锆石U-Pb年龄谐和曲线和年龄分布Fig.5 Concordia Diagrams and Distributions of Zircon U-Pb Ages

4 讨 论

4.1 古老锆石的意义

本次4件花岗岩样品的锆石年龄数据中出现了多组捕获或继承锆石，可分为4组。第一组1颗锆石207Pb/206Pb表面年龄为2 666 Ma，为新太古代。第二组1颗锆石206Pb/238U表面年龄为883 Ma，为新元古代。前人在阿尔泰很多地区获得过前寒武纪古老锆石年龄数据(表2)，这些古老锆石年龄横贯中太古代—新元古代的全部地质年代(547～3 087 Ma)，具有连续分布特征，且在空间上涵盖中阿尔泰、南阿尔泰和额尔齐斯带的很多范围，为阿尔泰可能存在前寒武纪基底提供了有力证据。第三组7颗锆石的206Pb/238U表面年龄为479～492 Ma，为晚寒武世—早奥陶世，这组年龄与在克兰盆地底部(原“库鲁木提群”)识别出的中寒武世—早奥陶世地层(主要岩性为矽线石黑云斜长片麻岩、斜长角闪片岩、矽线石云母片岩、黑云斜长角闪片岩等)年龄(481～509 Ma[12])一致，可能代表岩浆上升过程中捕获该套地层单元的锆石年龄。第四组6颗锆石的206Pb/238U表面年龄为422～439 Ma，为志留纪，该组年龄可能代表岩浆上升过程中捕获中—上志留统库鲁木提群(主要岩性为黑云斜长片麻岩、十字石红柱石绿泥石片岩)的锆石年龄。

表2 新疆阿尔泰前寒武纪锆石统计结果Tab.2 Statistical Results of Precambrian Zircons in Altay of Xinjiang

4.2 岩体侵位时代和分布规律

本次研究获得4件花岗岩的LA-MC-ICP-MS锆石U-Pb年龄分别为(404.6±4.7)、(386.7±4.8)、(395.6±2.9)和(406.6±3.1)Ma，表明岩体侵位于早—中泥盆世。近年来，众多学者对阿尔泰花岗质岩石进行的年代学研究表明，泥盆纪特别是400 Ma左右为阿尔泰造山带内岩浆侵入活动的高峰期，也是最强烈的时期[18,67]。这一时期形成的花岗岩在阿尔泰造山带内大量分布，如琼库尔岩体(黑云母花岗岩,年龄为(399±4)Ma)[34]、冲乎尔盆地南岩体(黑云母花岗岩,年龄为(415±5)Ma)[25]、塔尔浪岩体(片麻状花岗岩、二云母花岗岩、花岗岩，年龄为382～412 Ma)[29,33]、铁列克岩体(黑云母花岗岩,年龄为(403±5)Ma)[39]、阿维滩岩体(片麻状花岗岩，年龄为(400±6)Ma)[30]、可可托海岩体(黑云母花岗岩、花岗岩，年龄分别为(399±2)、(409±7)Ma)[30]、库尔提岩体(片麻状花岗岩，年龄为(416±5)Ma)[30]、蒙库岩体(片麻状花岗岩、英云闪长岩，年龄为400～404 Ma)[31,37]、哈巴河岩体(二长花岗岩，年龄为(406±2)Ma)[68]等。这些岩体主要分布于中阿尔泰和南阿尔泰的阿舍勒、冲乎尔、麦兹3个盆地中，克兰盆地则较少报道。本次研究证实了在克兰盆地同样分布着年龄为400 Ma左右的花岗质岩体。

Zheng等对小东沟一带出露的中粒花岗岩和似斑状花岗岩进行了研究，获得LA-MC-ICP-MS锆石U-Pb年龄分别为409和400 Ma，表明该区域花岗岩同样形成于早泥盆世[42]。由此可见，泥盆纪花岗岩在克兰盆地周围分布很广，在盆地西南部和东北部均有分布。除泥盆纪花岗岩外，克兰盆地东北部的塔拉特铁铅锌矿北—铁木尔特铁(锰)矿东北—乌拉斯沟一带还分布有奥陶纪花岗岩(如铁木尔特东部岩体年龄为459 Ma[43]，阿巴宫北部岩体年龄为463 Ma[44])。盆地内的将军山岩体(年龄为283 Ma[45])、喇嘛昭岩体(276 Ma[46])、大喀拉苏岩体(271 Ma，未发表)、巴斯铁列克东矿段外围布可萨拉岩体(277 Ma[47])和加尔巴斯套铁矿区可斯尔鬼岩体(287 Ma[48])等形成于二叠纪。综合本文和以上年代学数据，可划分出克兰盆地不同时代花岗岩的分布范围(图2)。

4.3 岩体形成时代的地质意义

王涛等总结了阿尔泰花岗岩的时空演变和构造环境，提出阿尔泰造山带经历了奥陶纪—志留纪陆缘俯冲，泥盆纪陆弧及陆缘边缘裂解、弧后盆地形成，晚泥盆世最终洋盆闭合，并认为阿尔泰造山带在石炭纪已经由区域挤压变形发展为相对稳定的伸展环境，由早期俯冲碰撞的构造环境变化为晚造山或后造山阶段[27]。董连慧等认为阿尔泰造山带中志留世—早泥盆世的花岗岩类主要由二长花岗岩、正长花岗岩及少量碱长花岗岩组成，其地球化学属性属于广义上的GG(花岗闪长岩-花岗岩)组合[69]。这种侵入岩石组合发育在大陆边缘弧靠近内陆一侧[70-71]。区域花岗质岩石从奥陶纪的TTG(奥长花岗岩-英云闪长岩-花岗闪长岩)组合到泥盆纪的GG组合，反映了火成岩的组成极性，这种空间组成极性指示俯冲方向以及地壳成熟度和地壳厚度的增加[69]。Zheng等对小东沟一带早泥盆世花岗岩岩石地球化学的研究表明，新疆阿尔泰在泥盆纪处于活动大陆边缘的构造背景下[42]。本文研究的克兰盆地泥盆纪花岗岩很可能形成于陆缘弧环境[18,30]。同时结合前人区域构造演化的研究认为，克兰盆地奥陶纪花岗岩则形成于陆缘俯冲作用的初期，二叠纪花岗岩形成于后造山或后碰撞的伸展构造环境[72]。

17件锆石U-Pb年龄数据表明，克兰盆地康布铁堡组火山岩时代由晚志留世末持续至早泥盆世末(382～413 Ma)，峰值为397 Ma[45]。本次测得的4件花岗岩的形成时代与克兰盆地康布铁堡组火山岩时代大体一致，为同一时期岩浆活动的产物，花岗岩的侵位可能略晚于火山岩。岩浆喷发活动主要在克兰盆地内，岩浆侵入作用主要发生在盆地外的西南部和东北部，从分布范围看，岩浆侵入强度大于岩浆喷发活动。火山岩组合和地球化学特征表明，康布铁堡组火山岩形成于陆缘弧环境[73]。花岗岩与火山岩的时空关系、地球化学特征和构造环境表明两者具有成因联系，为陆缘弧构造背景下同一岩浆事件的产物。

5 结 语

(1)分布于新疆阿尔泰克兰盆地西南部和东北部的中细粒含二云正长花岗岩、中粗粒二云二长花岗岩、白云二长花岗岩和中粗粒英云闪长岩的LA-MC-ICP-MS锆石U-Pb年龄分别为(404.6±4.7)、(386.7±4.8)、(395.6±2.9)和(406.6±3.1)Ma，表明岩体侵位于早—中泥盆世。

(2)年代学数据表明，克兰盆地花岗岩的形成时代有奥陶纪、泥盆纪和二叠纪，其中泥盆纪花岗岩的分布范围最大，泥盆纪特别是400 Ma左右为克兰盆地花岗质岩浆侵入活动的高峰期，与区域上一致。

(3)结合区域资料认为，克兰盆地泥盆纪花岗岩与康布铁堡组火山岩时代大体一致，花岗岩的侵位略晚于火山岩，花岗岩与康布铁堡组火山岩为陆缘弧构造背景下同一岩浆事件的产物。