东准噶尔北缘老山口矿区花岗质岩体地球化学特征

2013-04-13吕书君杨富全柴凤梅耿新霞

地质论评 2013年5期

吕书君，杨富全，柴凤梅，耿新霞

1)湖南省地质矿产勘查开发局407队，湖南怀化， 418000；2)中国地质大学，北京，100083； 3) 中国地质科学院矿产资源研究所，国土资源部成矿作用与资源评价重点实验室，北京，100037； 4) 新疆大学，新疆中亚造山带大陆动力学与成矿预测实验室，乌鲁木齐，830049

内容提要：东准噶尔北缘老山口铁铜金矿区花岗质岩体主要有石英闪长岩、黑云母闪长岩、二长花岗岩、正长斑岩和闪长(玢)岩。对黑云母闪长岩和正长斑岩进行了岩石地球化学研究，结果表明：黑云母闪长岩SiO2含量介于54.43%～55.10%，Al2O3和CaO含量分别为16.92%～17.64%和5.35%～5.94%，Mg#值为(51.95～55.96)，富碱(K2O+Na2O=9.0%～9.43%)和高钾(K2O/Na2O=1.32～1.74)；与之相比，正长斑岩的SiO2(59.96%～63.60%)、Al2O3(18.15%～19.13%)和Mg#(30.16～48.20)、全碱(K2O+Na2O=11.81%～13.17%)含量偏高，CaO含量(1.13%～2.47%)和K2O/Na2O比值(1.1～1.53)偏低。它们属钾玄质系列岩石。所有岩石富集LREE和Rb、K、Pb、Sr和Zr，相对亏损Nb、Ta和Ti，是晚古生代准噶尔古大洋俯冲的产物。黑云母闪长岩是俯冲板片熔体和富含钾的地幔楔熔体深侵位的产物，正长斑岩为黑云母闪长岩原始岩浆经角闪石和辉石的分离结晶后又经钾长石堆晶和角闪石残余岩浆浅侵位的产物。

新疆东准噶尔北部地区是中亚造山带的重要组成部分，位于西伯利亚板块和哈萨克斯坦—准噶尔板块的结合部位，为显生宙增生造山带(Sengor et al.，1993；Windley et al.，2002；Xiao Wenjiao et al.，2004)。前人对东准噶尔地区地质构造演化进行了大量的研究，认为准噶尔北缘和阿尔泰南缘晚古生代经历了板块俯冲、板块碰撞和板内拉张过程(王道永等，1995；许继峰等，2001；Li Jinyi et al., 2003；张海祥等，2004)。但对板块俯冲的起止时间存有较大争议，即板块俯冲是从早志留世开始(张海祥等，2008)还是从泥盆纪开始(张招崇等，2006)；准噶尔古大洋最终闭合的时间是泥盆纪(王道永等，1995)、石炭纪(周刚等，2009)还是二叠纪(龙晓平等，2006)？花岗质岩类的研究可为板块的俯冲、碰撞及后碰撞造山过程提供重要信息(刘伟等，1990；忻建刚等，1995；肖庆辉等，1995)。近年来，前人对本区花岗质岩类的形成时代、岩石成因、形成环境以及成矿作用等方面进行了大量研究，并取得了丰硕的成果(Han Baofu et al.，1997；Jahn，2001，Jahn et al., 2004；周刚等，2006；苏玉平，2006；Windley et al.，2007；应力娟，2007；龙灵利，2009；谭佳奕等，2009；杨高学，2010)，这些成果为东准噶尔地区的构造演化及成矿作用研究奠定了坚实基础。

图 1 准噶尔北缘老山口一带区域地质图(据新疆地质矿产局第一区调队❶；新疆地矿局第四地质大队❷修改)Fig. 1 Regional geological sketch map of the Laoshankou area on the northern margin of the Junggar, Xinjiang (modified from The No. 1 Regional Geological Survey Team of Xinjiang Bureau of Geology and Mineral Resources❶; The No. 4 Geological Team of Xinjiang Bureau of Geology and Mineral Resources❷)Q—第四系松散沉积；E+N—古近系—新近系陆相砂砾岩、泥岩；C2—中石炭统陆相碎屑岩；C1—下石炭统海陆交互相碎屑岩；D3—上泥盆统卡希翁组海陆交互相碎屑岩建造；D2y—中泥盆统上部蕴都哈拉组中—酸性火山岩建造； D2b—中泥盆统北塔山组基性火山岩；D2a—中泥盆统阿勒泰组火山岩；D1t—下泥盆统托让格库都克组双峰式火山岩；D1k—下泥盆统康布铁堡组火山岩；O2+3—中—上奥陶统碳酸盐岩；λπc—石英斑岩、钠质花岗岩；γπc—二长花岗斑岩；ξγc—钾长花岗岩；γc—二长花岗岩；δc—闪长岩、石英闪长岩；νc—辉长岩；σνc—片麻岩；σο—扎河坝蛇绿岩Q—Quaternary loose sediment; E+N—Eogene—Neogene continental glutenite and mudstone; C2—Middle Carboniferous continental clastic rock; C1—Lower Carboniferous marine—continental clastic rock; D3—marine—continental clastic rock of the Upper Devonion Kaxiweng Formation; D2y— andesite of the upper part of Middle Devonion Yundukala Formation; D2b—basic volcanic rock of the Middle Devonion Beitashan Formation; D2a—volcanic rock of the Middle Devonion Aletay Formation; D1t—bimodal volcanic rock of the Lower Devonion Tuorangkekuduke Formation; D1k—volcanic rock of the Lower Devonion Kangbutiebao Formation; O2+3—Middle and Upper Ordovician carbonatite; λπc—quartz porphyry and granite; γπc—monzonite granite porphyry; ξγc—moyite; γc—monzonite granite; δc—diorite and quartz diorite; νc—graniton; σνc—gneiss; σο— Zhaheba ophiolit

老山口铁铜金矿床(包括托斯巴斯套铁铜金矿床和老山口铜金矿床)位于东准噶尔北缘，是准噶尔成矿带的重要组成部分，主要赋存于中泥盆统北塔山组玄武质火山角砾岩和玄武岩中。前人对该矿床进行了一定程度的研究，如程剑(2004)和李泰德(2009)总结了老山口铁铜金矿区Ⅳ矿段地质特征，对矿床成因进行了简单分析；刘家远(2001)和喻亨祥等(2001)探讨了矿区隐爆角砾岩的岩石学和地球化学特征；陈毓川等(2004)和周汝洪等(2005)对矿区及区域上苦橄岩地球化学特征进行了研究。吕书君等(2012a，b)对矿区花岗质岩体年代学和成矿流体进行过系统研究。但对于该矿床的成因类型存在多种认识，如: 与火山机构有关的中—低温火山热液型、中—低温火山热液型、IOCG型和矽卡岩型(杨金明，1997；刘家远，2001；程剑，2004；聂风军等，2008；李泰德等，2009；路彦明等，2009)。

老山口铁铜金矿区发育有大量的花岗质岩体，有关这些岩体的成因、形成环境以及与成矿关系的研究十分薄弱。本文对老山口铁铜金矿区出露的正长斑岩和黑云母闪长岩的地球化学特征进行了研究，探讨它们的成因及动力学机制，以期为老山口铁铜金矿床的成矿环境和矿床成因等方面的研究提供信息，也为东准噶尔地区晚古生代构造—岩浆热事件及成矿作用提供新的依据。

1 区域地质背景

新疆东准噶尔北部位于哈萨克斯坦—准噶尔板块之准噶尔北缘活动陆缘中的萨吾尔晚古生代岛弧带(何国琦等，1994)。出露地层主要有上奥陶统灰岩夹砂岩；下泥盆统托让格库都克组火山岩夹凝灰质砂岩；中泥盆统下部北塔山组基性—中基性火山岩和火山碎屑沉积岩，中泥盆统上部蕴都喀拉组中酸性火山岩；上泥盆统卡希翁组滨—浅海相夹陆相火山碎屑岩—陆源沉积岩，局部有玄武岩和流纹岩；下石炭统姜巴斯套组、那林卡拉组和巴塔玛依内山组海陆交互相碎屑岩夹偏碱性火山岩；上石炭统哈尔加乌组陆源碎屑岩夹英安岩和凝灰岩；二叠纪为陆内河湖相磨拉石沉积建造。

区内侵入岩分布广泛，基性、中性和酸性岩均有出露，以酸性岩为主。岩体年龄统计显示东准噶尔古生代岩浆侵入活动存在二期活动高峰: 390～370Ma和320～270Ma(韩宝福等， 2006)，其中晚石炭世—早二叠世后碰撞阶段岩浆侵入活动最强，峰值为305Ma。目前，在准噶尔地区已发现了与大洋扩张有关的M型花岗岩形成时代为394 Ma(肖序常等，1992)，与俯冲阶段有关的花岗岩形成时代为381～376 Ma(张招崇等，2006；赵战锋等，2009；薛春纪等，2010)，与碰撞和后碰撞过程有关的花岗岩形成时代为294～270Ma(Chen Bin et al.，2004；韩宝福等，2006)。

区内矿产资源较为丰富，已发现了老山口铁铜金矿、喀拉萨依铜矿、希勒克特哈腊苏铜矿、卡拉先格尔铜矿、玉勒肯哈腊苏铜矿、喀拉通克铜镍矿、乔夏哈拉铁铜金矿、索尔库都克铜钼矿、希勒库都克铜钼矿等(图1)。

2 矿区地质

图 2 老山口铁铜金矿区地质图(据新疆有色地质勘查局地球物理探矿队❸修改)Fig. 2 Geological map of the Laoshankou iron—copper deposit(modified from Geophysical Prospecting Team of the Xinjiang Nonferrous Geoexploration Bureau❸)Q—第四系松散沉积；D2b—中泥盆统北塔山组基性火山岩；D1t—下泥盆统托让格库都克组双峰式火山岩；ξοπ—正长斑岩；δμ—闪长玢岩；δ—黑云母闪长岩；ηγρ—二长花岗岩； γ—花岗岩Q—Quaternary loose sediment; D2b— basic volcanics of the Middle Devonion Beitashan Formation; D1t—bimodal volcanic rocks of the Lower Devonion Tuorangkekuduke Formation; ξοπ—syenite porphyry; δμ—diorite porphyrite; δ—biotite diorite; ηγρ—monzogranite; γ—granite

矿区内出露地层主要有中泥盆统北塔山组和下泥盆统托让格库都克组。其中北塔山组为容矿岩系，主要岩石组合为安山岩、玄武岩、玄武质火山角砾岩及火山碎屑岩夹砂岩、灰岩；下泥盆统托让格库都克组为玄武岩、安山岩、安山质火山角砾岩、凝灰岩、玄武质火山角砾岩、钙质砂岩、钙泥质砂砾岩、大理岩和沉凝灰岩，与上覆北塔山组呈断层接触(图2)。中基性侵入岩呈北西向展布，出露面积较大的岩体有闪长岩、二长岩、二长花岗岩、花岗岩，另有安山玢岩、英安玢岩、正长斑岩、闪长玢岩和辉绿岩岩脉，均侵位于北塔山组中。矿区主要岩体为二长岩和二长花岗岩，出露总面积为29.08 km2；闪长岩体呈岩株状、岩枝状、脉状产出，包括黑云母闪长岩和石英闪长岩，其中石英闪长岩，出露总面积约2.6km2，多呈不规则岩株、岩瘤状；正长斑岩出露总面积较小，约0.80 km2，呈脉状、不规则岩株、脉状，受断裂构造控制明显；闪长玢岩位于卡拉先格尔—二台断裂的南侧，多呈脉状、岩株状呈北西向展布(图2)。

图 3 老山口铁铜金矿区侵入体岩相学特征及显微照片Fig. 3 Petrographical characteristics of the intrusions and microscope photographs of granites in the Laoshankou iron—copper deposit (a) 正长斑岩；(b) 闪长玢岩与黑云母闪长岩；(c)、(d)、(e) 闪长玢岩与磁铁矿矿体；(f) 石英闪长岩与玄武岩接触处的矿体；(g) 石英闪长岩；(h) 正长斑岩中的钾长石定向排列，单偏光；(i) 黑云母闪长岩；(j) 石英闪长岩中的钾长石(Kfs)具有条纹结构，正交偏光； (k) 正长斑岩中钾长石(Kfs)具有条纹结构，斜长石(Pl)具有聚片双晶，正交偏光；(l) 黑云母闪长岩中斜长石(Pl)具有聚片双晶，中间部位绢云母化，正交偏光(a) syenite; (b) diorite porphyrite and biotite diorite; (c), (d), (e) diorite porphyrite and magnetite orebodies; (f) the orebody on contact part between diorite and basalt; (g) quartz diorite; (j) perthitic texture of K-feldspar distributed in the diorite; crossed nicols; (h) K-feldspar orientationally arranged in syenite; single nicols; (k) perthitic texture of K-feldspar and polysynthetic twin of plagioclase (Pl) in the syenite; crossed nicols; (i) biotite diorite; (l) polysynthetic twin of plagioclase (Pl) develop biotite in its middle section, biotite diorite; crossed nicols

3 岩石学特征

老山口矿区石英闪长岩、黑云母闪长岩、正长斑岩和闪长玢岩在空间上密切共生，多呈脉状、不规则岩株状产出。正长斑岩(图3a、h)侵位于黑云母闪长岩、火山岩地层中。黑云母闪长岩(图3b、i)呈岩株状、岩枝状、脉状侵入火山岩中。闪长玢岩(图3c、d、e)多呈脉状、岩株状呈北西向展布，有明显矿化。石英闪长岩体(图3f、g)主要分布于矿区中部。野外关系研究表明，这些岩石单元形成的相对时序为黑云母闪长岩、正长斑岩和石英闪长岩，与这些岩体精确的测年结果(黑云母闪长岩379Ma，正长斑岩366Ma，石英闪长岩353Ma；吕书君等，2012a)一致。闪长玢岩和黑云母闪长岩体与玄武岩接触带发育铁铜矿化(图3f)。

石英闪长岩呈浅灰白色，具半自形中粒结构，块状构造(图3a)。主要由斜长石(60%～65%)、钾长石(5%～10%)、普通角闪石(20%～25%)和石英(5%～15%)组成。其中斜长石呈半自形长板状，长约2.5mm，环带结构和聚片双晶发育，发生绢云母化，个别较大颗粒见包裹磷灰石和锆石；钾长石呈半自形板状，条纹结构发育，分布于斜长石与角闪石之间；角闪石多为褐绿色，半自形长柱状，颗粒小于斜长石但大于钾长石；石英呈它形粒状充填于其它矿物间。副矿物有磁铁矿、磷灰石、锆石和榍石(图3j)。

正长斑岩呈肉红色，块状构造，似斑状结构。斑晶主要有钾长石、斜长石和角闪石。钾长石斑晶呈自形板状，占斑晶总量约75%～80%，发育条纹结构，具定向排列(图3b)；斜长石呈半自形板状，粒度大小不等，长约1.2～2.5mm，占斑晶总量10%～15%；角闪石褐绿色，占斑晶总量5%左右，多为自形柱状，均已发生绿泥石化。基质具细—微粒结构，由钾长石、斜长石及磁铁矿、榍石等组成。其中钾长石呈半自形板条状，长约0.05～0.10mm，含量约50%～60%；斜长石约 5%～10%，可见聚片双晶(图3k)。

黑云母闪长岩呈浅灰白色，块状构造，半自形粒状结构(图3c)。主要矿物由斜长石(60%～65%)、钾长石(<10%)、黑云母(5%～10%)、普通角闪石(10%～15%)和辉石(5%)组成。其中斜长石多呈半自形板柱状，长约2.5～3.0mm，环带构造发育，中部多已发生钠黝帘石化。黑云母呈褐色，它形—自形片状，多分布于角闪石边部，局部绿泥石化。角闪石绿色，半自形长柱状，横截面呈六边形；辉石均已蚀变为绿泥石、绿帘石和透闪石，钾长石具有条纹结构，见其裂隙有绿帘石充填。副矿物有榍石、磁铁矿和锆石等(图3l)。

4 地球化学特征

4.1 分析方法

本研究对老山口铁铜金矿区南部的正长斑岩(8件)、黑云母闪长岩(7件)样品进行了主量元素和微量元素分析。正长斑岩样号LSK10-LSK17，采自北纬：46°27′17.6″，东经：90°07′03.5″。黑云母闪长岩样号LSK19-LSK25，采自北纬：46°27′11.2″，东经：90°07′08.1″。

所有的样品均是在显微镜下观察后，选择具有代表性和蚀变程度较低的样品。所分析的样品均是去除表皮风化物并洗净晾干后在玛瑙乳钵中粉碎成200目粉末样。主量元素、微量和稀土元素测试在中国科学院地质与地球物理研究所国家重点实验室完成。主量元素采用熔片XRF方法(国家标准GB/T 14506.28-1993监控)在X荧光光谱仪3080E上测定；稀土和微量元素先采用Teflon熔样罐进行熔样，然后采用Finnigan MAT公司生产的双聚焦高分辨ICP-MS进行测定(标准DZ/T 0223-2001监控)，含量>10×10-6的元素分析精度优于5%，含量<10×10-6的元素分析精度优于10%。岩石地球化学数据处理及作图采用路远发的Geokit软件，原理与方法见路远发(2004)。分析结果列于表1。

4.2 主量元素特征

老山口岩体主量元素成分见表1。在侵入岩的TAS分类命名图解(图4)上，黑云母闪长岩投在二长闪长岩区域的外缘下侧；正长斑岩投在正长岩区域内。黑云母闪长岩SiO2含量介于54.43%～55.10%之间，Al2O3含量变化于16.92%～17.64%之间，CaO、MgO和TiO2含量低，分别介于5.35%～5.94%，3.79%～4.41%和0.53%～0.59%之间，Mg#值介于51.95～55.96，全碱含量较高(K2O+Na2O=9.0%～9.43%)且相对富钾(K2O/Na2O=1.32～1.74)，里特曼指数为6.82～7.18，铝饱和指数较低(A/CNK=0.76～0.81)。正长斑岩的SiO2含量变化于59.96%～63.60%，Al2O3含量介于18.15%～19.13%之间，MgO、CaO和TiO2含量分别为0.36%～0.98%，1.13%～2.47%和0.17%～0.35%，Mg#值介于30.16～48.20，全碱含量为11.65%～13.02%，且相对富钾(K2O/Na2O=1.11～1.53)，铝饱和指数(A/CNK)为0.93～0.98。矿区出露的石英闪长岩与黑云母闪长岩具有一致的元素特征(张希兵等，2011)。

在K2O—SiO2图解(图5)上，所有样品均落在钾玄岩系列岩区。所有样品在A/CNK—A/NK图解中均位于准铝质岩区(图6)。

4.3 微量和稀土元素特征

老山口两个岩体的稀土元素总量较低，其中黑云母闪长岩的稀土总含量(ΣREE)介于58.74×10-6～69.51×10-6之间，正长斑岩稀土元素总含量(ΣREE)介于22.83×10-6～42.74×10-6之间，均低于地壳岩浆岩平均值(164×10-6)，与地壳重熔型花岗岩(S型)的较高稀土元素含量存在明显差异(邱家骧，1991)。所有岩石均富集轻稀土，LREE/HREE分别为4.85～5.92和5.65～6.16。在稀土元素球粒陨石标准化分布曲线图上(图7)，均表现为轻稀土富集且轻稀土较重稀土分异显著的左陡右缓的右倾型。它们的Eu异常有一定差异，黑云母闪长岩无明显铕异常(δEu=0.89～1.03)，正长斑岩具有显著Eu正异常(δEu=1.10～1.73)。

注：A/CNK=n(Al2O3)/[n(CaO)+n(Na2O)+n(K2O)]；A/NK=n(Al2O3)/[n(Na2O)+n(K2O)]。

图 4 老山口铁铜金矿区花岗质岩石SiO2—Alk分类命名图解(据Cox, 1979)Fig. 4 SiO2 versus Alk diagram for granitoids of the Laoshankou iron—copper deposit (After Cox, 1979)

图 5 老山口铁铜金矿区花岗质岩体SiO2—K2O图解(据Rollinson, 1993)Fig. 5 SiO2 versus K2O diagrams for granitoids of the Laoshankou iron—copper deposit (After Rollinson, 1993)

图 6 老山口铁铜金矿区花岗质岩体A/CNK—A/NK (据Maniar and Piccoli, 1989)Fig. 6 A/NK versus A/CNK plot for granitoids of the Laoshankou iron—copper deposit (After Maniar and Piccoli, 1989)

所有样品的Ba、Sr、Rb、Th、Pb等大离子亲石元素(LILE)含量较高，Nb、Ta、Y和Yb等高场强元素的含量偏低。除了正长斑岩个别样品外，其余所有样品的Sr/Y比值(55.5～79.5，黑云母闪长岩；46.7～61.3，正长斑岩)明显大于40。在微量元素原始地幔标准化图解上(图7)，两岩体显示了较为一致的曲线分布模式，即Rb、K、Pb、Sr和Zr明显正异常，Th、U、Nb、Ta、Ti的明显负异常，与岛弧岩浆岩的特点一致。此外，黑云母闪长岩的Cu、Co、Ni和Zn的含量也明显高于正长斑岩的相应元素含量。矿区出露的石英闪长岩与黑云母闪长岩具有一致的微量元素特征，暗示了可能具有一致的源区(张希兵等，2011)。

5 讨论

5.1 岩浆来源及演化

黑云母闪长岩富集大离子亲石元素，亏损Nb、Ta、Ti等高场强元素，显示了岛弧岩浆岩和受地壳混染的板内(大洋板内和大陆板内)岩石特征。它们极低的TiO2(<1.01%)含量和轻稀土元素富集程度又与板内岩石特征有异，而且Ba含量(776×10-6～1083×10-6)和Sr含量(733×10-6～954×10-6)明显高于大陆地壳岩石的Ba含量(390×10-6)和Sr含量(325×10-6)，表明受陆壳混染较弱。它们高的Sr含量(Sr>400×10-6)、Al2O3含量(>15%)以及低的Y(<18×10-6)、Yb(<1.8×10-6)和HREE含量，与由俯冲板片熔体交代的地幔楔产生的熔体特征一致，但高钾质特征又与之有一定的区别，表明他们可能是俯冲洋壳熔融的产物。它们MgO的含量(3.79%～4.41%)，Mg#值(52～57)以及Cr含量(134×10-6～166×10-6)和Ni含量(61×10-6～73×10-6)，高Mg#和Ni含量特点表明其岩浆经历了与地幔楔的相互作用(Rapp and Watson, 1995)。本研究中黑云母闪长岩富含钾质，可能是由于地幔楔中含有钾质矿物所致，因为东准噶尔北缘自泥盆纪以来一直存在有钾质岩石(袁超等，2006；谭佳奕等，2009)，其高钾更可能是源区固有的特征。

正长质岩石可以由富集的岩石圈地幔熔融形成(Kumar et al., 2007)，碱性玄武质岩浆分离结晶形成(Brown and Becker, 1986)，下地壳岩石在流体参与下或者加厚的下地壳在较大压力的封闭体系中经低程度部分熔融产生(Tchameni et al., 2001)，也可以由幔源基性岩浆和壳源的酸性岩浆混合产生(Litvinovsky et al., 2002)，但是越来越多的研究表明，地幔岩浆的贡献是不可缺少的(周凌和陈斌，2005)。黑云母闪长岩与正长斑岩在空间上紧密相伴，且正长斑岩呈脉状侵入，晚于黑云母闪长岩的侵位。它们的稀土元素和微量元素分布型式相似，暗示可能具有某种成因联系，即正长斑岩可能与黑云母闪长岩具有相似源区岩石的部分熔融，或者由其结晶分异形成。在La—La/Sm图解 (图略)表明主要受结晶分异作用控制。所有样品具有比黑云母闪长岩低的CaO、MgO、TFeO、Cr、Ni、Co含量，高的Al2O3、K2O和Na2O含量，并且主量元素在SiO2含量60%处有转折点，表明岩浆的演化分为两个阶段，早阶段以铁镁质矿物分离结晶为主，这与黑云母闪长岩的演化特征一致。结合野外及年代学资料，正长斑岩为黑云母闪长岩发生铁镁质矿物分离结晶后的残余岩浆演化的产物。正长斑岩的SiO2与MgO、CaO、TiO2、P2O5、Al2O3、和TFe2O3具有良好的负相关，表明岩浆在演化过程中发生了角闪石和磷灰石的分离结晶以及有钾长石的堆晶。Eu正异常可能是发生了钾长石的堆晶和角闪石、磷灰石分离结晶的结果。综上所述，黑云母闪长岩为受俯冲的洋壳板片熔体交代的地幔楔熔体上升侵位的结果，该母岩浆在侵位过程中发生了辉石和角闪石的分离结晶作用，残余岩浆形成了本区的正长斑岩。

5.2 构造背景

前已述及，本次研究的黑云母闪长岩与正长斑岩属高钾碱性—钙碱性系列岩石。高钾质岩石可以形成于大洋岛弧、大陆弧、后碰撞弧(莫宣学等，2001)以及板内环境(Nelson, 1992；Marc, et al., 2002)。

近年来，前人对东准噶尔地区地质构造演化进行了大量的研究，并取得了很大的进展，认为东准噶尔地区古生代经历了大洋扩张、板块俯冲、碰撞和后碰撞过程。对于准噶尔古大洋的闭合时限(李锦轶等，2006；龙晓平等，2006；张永等； 2010)、古大洋俯冲的方向(许继峰等，2001；张海祥等，2004；袁超等，2006；张招崇等，2006)尚存有争议，但是该区在中泥盆世时期处于俯冲消减环境已逐渐达成共识(杨文平等，2005；张招崇等，2005；蔡劲宏等，2007；苏慧敏等，2008；赵战锋等，2009)。

图 7 老山口铁铜金矿区花岗质岩体稀土元素球粒陨石标准化模式图(a、c、e)和微量元素原始地幔标准化模式图(b、d、f)Fig. 7 Plots of chondrite-normalized REE patterns and plots of primitive mantle-normalized trace elements patterns for granitoids of the Laoshankou iron—copper deposit球粒陨石值据Taylor et al., (1985), 原始地幔值据Sun and McDonough (1989)Chondrite values after Taylor et al., (1985), normalizing factors after Sun and McDonough (1989)

所有样品表现出高碱、富钾、富集LREE和大离子亲石元素(LILE)，明显亏损Nb、Ta、Ti等高场强元素(HFSE)，与形成于与俯冲带相关的高K/Ti—低Ti钾质岩石非常类似，与板内的低K/Ti—高Ti钾质岩石的特征明显不同(Rogers，1992)。泥盆纪东准噶尔北缘地区出现造山带特有的钙碱性岩浆岩—高钾钙碱性岩浆岩—碱性岩浆岩组合，且研究区的北塔山组中发现了苦橄岩，表明北塔山组火山岩形成于岛弧环境(张招崇等，2005)。

本次研究的黑云母闪长岩与闪长玢岩形成于中泥盆世(379Ma，吕书君等，2012a)，与研究区相邻的希勒克特哈腊苏花岗闪长斑岩(375Ma；吴淦国等，2008)、喀腊萨依闪长斑岩(379Ma；张招崇等，2006)、玉勒肯哈腊苏斑状花岗岩(381.6Ma；赵战锋等，2009)、北塔山组辉斑玄武岩(381Ma；柴凤梅等，2012)属同一岩浆活动的产物，而希勒克特哈腊苏花岗闪长岩形成于板块俯冲环境(张招崇等，2006)，由此可见，黑云母闪长岩与闪长玢岩、正长斑岩也形成于板块俯冲环境。石英闪长岩与巴塔玛依内山组火山岩(350Ma；谭佳奕等，2009)为同期岩浆活动的产物。

综合前人研究成果，老山口铁铜金矿区的中—晚泥盆世岩浆作用过程可能是：在泥盆纪古大洋俯冲消减过程中，俯冲板片脱水产生的流体交代上覆地幔楔，脱水洋壳密度增大导致大洋板块继续向下俯冲而发生变质，并在重力作用下引起板片断离，导致软流圈地幔物质上涌，从而促使俯冲板片熔融产生熔体，这些俯冲板片熔体进一步交代上覆地幔楔，被板片流体和熔体交代的地幔楔在局部拉张环境中产生减压熔融形成黑云母闪长岩和闪长玢岩的原始岩浆，深侵位形成黑云母闪长岩，这些原始岩浆经过辉石和角闪石的分离结晶作用形成正长斑岩母岩浆，其经浅侵位形成正长斑岩；由于持续拉张作用，在晚泥盆世形成了石英闪长岩母岩浆，该岩浆上侵形成石英闪长岩体。