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碱性岩与某些特殊的构造环境相关联，既可以产于非造山环境（Kumar and Rathna，2008），也可以产于碰撞后或后造山环境（ Bonin et al.，1998; White et al.，2006），这可为区域构造演化，特别是造山带的研究提供重要证据（洪大卫等，1995; Tong et al.，2012）。新疆碱性岩（花岗岩、流纹岩）发育，主要分布在古生代岛弧、弧后盆地及隆起区，与板块缝合线、深大断裂密切相关，与蛇绿岩带耦合（王中刚等，1993; Zhao Zhenhua et al.，2000; 朱笑青等，2006）。东准噶尔岩浆构造发育（冯京等，2009; 邓晋福等，2015）是研究中亚造山带的有利地段，前人研究主要集中在东准噶尔西北部阿勒泰地区（王涛等，2010）和南部卡拉麦里地区（苏玉平等，2006; 李永军等，2009; 田健等，2016; 黄岗等，2017）。老爷庙位于东准噶尔造山带东部，出露大量碱性流纹岩，前人开展的研究工作较少，部分学者认为该套流纹岩属于早二叠世晚期卡拉岗组，形成于造山后弛张期大陆板内环境（马雪等，2005; 张超等，2005）; 部分学者认为其属于二叠纪哈尔加乌组，产于大陆构造环境（张冀等，2016），这些观点均缺乏精确的年代学数据支持。本次研究通过高精度的锆石 U-Pb 定年、岩石地球化学综合研究，并结合区域对比，确定其成岩时代、探讨其形成环境，为研究区域晚古生代构造岩浆作用提供年代学及岩石地球化学证据。
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1 区域地质背景
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研究区大地构造位置属天山兴蒙造山系—准噶尔弧盆系—唐古巴勒—卡拉麦里古生代复合沟弧带—三塘湖晚古生代弧间盆地（图1a）。
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地层区划属北疆—兴安地层大区—北疆地层区—北准噶尔地层分区—北塔山地层小区。研究区出露的地层由老到新有: 上泥盆统卡希翁组（D3kx）、上泥盆—下石炭统江孜尔库都克组（D3C1j）、上石炭统巴塔玛衣内山组（C2b，本次重新划分）、上更新统新疆群（Qp3X）。各时代的地层的展布方向为 NW—SN 向（图1b）。区内断裂极其发育，由于长期受 NE—SW 向挤压，形成大量的 NW— SE 向逆断裂，及 NE、NW 向平移断裂。区内断裂极其发育，系统性强，控制不同时代地层的分布，控制侵入体的产状、形态，甚至控制构造机制的发生和发展。侵入岩较发育，主要为石英碱长正长斑岩，呈不规则小岩株产出。少量花岗斑岩和辉绿玢岩脉分布于岩体边部及周围，整体呈 NW—SE 分布，与区域构造方向一致。
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Fig.1 Geotectonic location (a) (Ophiolite is based on Xu Xingwang et al., 2013; alkaline granite is based on Zhu Xiaoqing et al., 2006) and geological map (b) of Laoyemiao area, Eastern Junggar
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Qhapl—全新统冲洪积物; Qp3x—上更新统新疆群; C2b2—上石炭统巴塔玛衣内山组第二岩性段; C2b1—巴塔玛衣内山组第一岩性段; D1kx3—上泥盆统卡西翁组第三岩性段; D1kx2—卡西翁组第二岩性段; D1kx1—卡西翁组第一岩性段; ξπ—正长斑岩; γπ—花岗斑岩; βμ—辉绿玢岩脉
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Qhapl—Holocene alluvium and proluvial; Qp3x—Upper Pleistocene Xinjiang Group; C2b2—the second lithologic section of the Batamane Mountains Formation Upper Carboniferous; C2b1—the first lithologic section of the Batamane Mountains Formation; D1kx3—the third Lithologic Section of Casio Formation Upper Devonian; D1kx2—the second Lithologic Section of Casio Formation; D1kx1—the first lithologic section of Casio Formation; ξπ—syenite porphyry; γπ—granite porphyry; βμ—diabase-prophyrite dyke
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2 岩石矿物特征
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该套火山地层以流纹岩为主，夹少量凝灰岩，凝灰熔岩。被碱长正长斑岩侵入，二者产于老爷庙大断裂及玫瑰泉大断裂之间，岩石呈黄褐色，斑状、霏细—球粒结构; 块状—流纹构造。局部含少量石英、玉髓杏仁。斑晶:钾长石（10%~18%），自形—半自形状，条纹结构。基质: 石英（ 10%~20%），显微粒—粒状，波状消光; 钾长石（12%），微晶状; 长英质（30%~60%），霏细—球粒状; 黑云母（2%~6%）显微鳞片—片状。副矿物:赤褐铁矿、锐钛矿、黄铁矿、磁铁矿、钛铁矿、方铅矿、白钛石、锆石、磷灰石、萤石等。
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3 测试分析
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3.1 岩石地球化学全分析
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本次采集流纹岩 5 件（图1b），分别为 1YQ1、 2YQ1、Ⅶ-53YQ1、Ⅺ-78YQ1、Ⅺ-98YQ1。同时选取东侧前人 1 ∶ 5 万图幅中延伸带上的流纹岩Ⅰ-40、 XIX-20、XIX-11、XXXⅢ-16 进行对比研究。岩石全分析在广州澳实矿物实验室测试，样品经过破碎、缩分、研磨至 200 目后，采用 ME-MS81 熔融法电感耦合等离子体质谱测定稀土元素含量，ME-XRF26X 荧光光谱仪熔融法精密分析岩石主微量元素，FeVOL05 滴定法测定氧化铁。测试结果见表1。
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3.2 锆石 U-Pb 测年
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锆石样品（同Ⅶ-53YQ1）岩性为粗面岩，位置 N44°38′00″、E93°52′27″。锆石单矿物挑选在河北省区域地质矿产调查研究所实验室，在南京大学内生金属矿床成矿机制研究国家重点实验室进行制靶、 CL 拍照、透反射光照相、锆石测年和数据校正。锆石U-Pb 测试使用1 9 3 nm 激光取样系统连接的Agilient7500a 型 ICP-MS 上进行，激光剥蚀束斑直径为 32 μm，频率为 6 Hz，采用 He 气作为剥蚀物质的载气，再和 Ar 气混合后进行分析，详细方法参见 Jackson 等（ 2004）。实验获得的同位素比值由 GLITTER 软件（ ver.4.4）（ www. mq. edu. au / GEMOC）在线获得，并采用 Andersen（2002）方法进行普通铅校正，测试结果如表2。年龄谐和曲线及加权平均值计算采用 Isoplot（3. 0）软件处理。
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注:（Watson et al.，1983），其中 T 为绝对温度，表中已换算为℃; M 为全岩，计算中令 n（Si）+n（Al）+n（Fe）+n（Mg）+n（Ca）+n（Na）+ n（K）+n（P）= 1（即归一化）; Zrmelt 为熔体中 Zr 含量。
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4 分析结果
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4.1 岩石地球化学特征
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由表可见岩石样品具有高硅（ SiO2 :69.53%~76.25%）; 高钾富碱（ Na2O +K2O:6.74%~9.84%; Na2O/ K2O 为 0.36~1.43）的特征。 CaO（ 0. 04%~1.17%）、P2O5（ 0. 01%~0.15%）、 Fe2O3（ 0.59%~3.11 %）、MgO（ 0. 05%~0.55%）及 TiO2（ 0.15%~0.48%）含量均较低，分异指数 DI（91.20~96.78）反映岩石经历了高程度分异的特征。在 TAS 图解（图2a）中落入碱性线附近的流纹岩区域。在 K2O—SiO2 图解（图2b）中投入钾玄岩与高钾钙碱性系列中。铝过饱和程度 A/ NK 指数为 1. 03~1.36，A/ CNK 为 0.87~1.15，在铝饱和图解（图2c）中主要落入准铝质—弱过铝质范围。在岩浆岩 SiO2—A. R 图解（ 图2d）中主要落入在碱性区域。综上，调查区流纹岩属酸性、高钾富碱、碱性、准铝质—弱过铝质的高分异喷出岩。
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在标准化图解中（图3），尽管邻区部分数据不全，但已有微量、稀土元素曲线一致，表明其为同源，亦表明其为同源产物。大离子亲石元素 Rb、K、Th 的富集明显，Ba、P、Ti 相对亏损及 Nb、Ta 槽不明显（图3a），指示与消减作用无关。
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图2 老爷庙流纹岩 TAS 分类图（a）（底图据 Middlemost，1994）; SiO2—K2O 和铝饱和度图（b）、（c）（底图据 ManiarAnd Piccoli，1989）; A. R—SiO2 图解（d）（底图据 Wright，1969）
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Fig.2 TAS classification and identification diagram (a) (after Middlemost, 1994) ; SiO2—K2O and luminum saturation diagram (b) , (c) (after Middlemost, 1989) ; A. R—SiO2 diagram (d) (after Wright, 1969) of rhyolite in Laoyemiao area
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图3 老爷庙地区流纹岩微量元素原始地幔标准化图及稀土元素球粒陨石标准化图（标准化值据 Sun and Mc Donough，1989）
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Fig.3 Chondrite-normalized REE distribution patterns (a) and primitive mantle-normalized trace element spider diagrams (b) of rhyolite in Laoyemiao area (the values for standardization from Sun and Mc Donough, 1989)
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稀土元素特征如下:∑REE = 91.2×10-6~398× 10-6，平均值为 293 × 10-6，稀土元素总量较高。 LREE / HREE = 7.87~14.20，平均值 9.31; La / YbN = 5.67~10. 01，平均值为 9. 08，反映源区地壳成熟度较高（熊兴国，2006）。 δEu = 0.12~0.65，平均 0.29，反映岩石在形成过程中有斜长石的结晶分离或源区部分熔融残留斜长石，可能指示岩浆形成的深度较浅。 δCe = 0.83~1.18，平均值 1. 02，无明显异常（图3b）。稀土配分型式具较强的δEu 负异常，呈右倾海鸥型，反映轻稀土相对富集，重稀土亏损，且轻稀土元素内部分馏相对较强，重稀土元素元素内部分馏较弱。具有地壳稀土元素的特征（ Wedepohl，1995），暗示它们可能来自于地壳物质部分熔融形成的壳源岩浆系列，或指示岩浆分异演化程度较高（刘一鸣等，2014）。
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4.2 锆石 U-Pb 年龄
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锆石浅黄色，颜色单一; 自半自形双锥柱状及短柱状（图4）; 锆石粒度整体偏小，粒径集中在 70~150 μm 之间，长宽比主要介于 1 ∶ 1.1~1.8。根据 CL 图像，锆石可分为 2 类，①发育典型岩浆成因的生长振荡环带，无晶核和增生边（如锆石 21、22）; ②具有核边结构，具微弱环带晶核被新生岩浆锆石包裹（如锆石 1、2、14、16）。所测锆石 U 和 Th 含量分别为 2.819 × 10-6~15.25 × 10-6 和 32.47 × 10-6~218.1×10-6，含量变化较大，Th / U 值为 0.42~1.16，比值变化较小。
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图4 东准噶尔老爷庙地区流纹岩锆石形态和阴极发光（CL）图像
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Fig.4 Shapes and cathodoluminescence (CL) images of the zircons from rhyolite in Laoyemiao area, eastern Junggar
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21个锆石测点，除点 7、10 谐和率误差较大外，余下 19 个点数据点在谐和图中成群分布在一致曲线上及附近，给出了较好的谐和年龄。除点 1、2、 19、14、16 比较分散外，其余 14 个测点的206Pb / 238U 年龄介于 305.8±2.6~320.4±2.9 Ma 之间，年龄范围集中，加权平均年龄为 311.6 ± 3.1 Ma（MSDW = 4.2）（图5），代表了流纹岩的喷出年龄。点 14、16（324.9~328.5 Ma）锆石 CL 图像核部大且不平整、边部小，测点位于核部，与周边黑山头组（ 330.7 ± 7.4 Ma）相当（熊双才等，2019a），可能为捕掳锆石年龄。而点 1、2、19（297~299 Ma）锆石核部小，边部宽，测点在边部，年龄与石英碱长正长斑岩（297. 0±6.5 Ma）相当（熊双才等，2019b），代表后期侵入岩的年龄。
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5 讨论
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5.1 地层归属
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前人 1 ∶ 20 万研究将该套地层归为下石炭统黑山头组或中—上石炭统哈尔加乌组❶，在研究区东侧相邻 1 ∶ 5 万图幅开展区调工作时将其划归为上二叠统卡拉岗组❷。
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新疆岩石地层中将黑山头组定义为一套正常陆源碎屑岩和火山碎屑沉积序列，上部夹中酸性火山岩，时代为早石炭世; 哈尔加乌组是以中性火山岩及碎屑岩为主，夹酸性及基性火山岩，时代为早二叠世。显然与本套地层岩性、时代不符。而卡拉岗组以酸性火山岩及碎屑岩为主，时代为早二叠世，虽然岩性相似但时代差异较大。巴塔玛衣内山组定义为一套陆相火山岩地层序列，由基性、中性、酸性火山熔岩、凝灰岩、凝灰角砾岩组成，时代为早石炭世晚期—中石炭世早期（新疆维吾尔自治区地质矿产局，1999）; 朱志新等（2005）根据化石组合将该组时代定为晚石炭世，岩石化学特征表明其形成于造山期后; 张峰等（2014）在其原始定名地巴塔玛衣内山北侧松喀尔苏附近获得的巴塔玛衣内山组玄武岩全岩 Sm-Nd 等时线年龄为 319.7±5.9 Ma。巴塔玛衣内山组广泛用于东准地区，与本套岩性相似，时代在误差范围内一致，构造环境也相同，故将本套地层划归为巴塔玛衣内山组。
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5.2 成因类型及构造环境
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人们习惯于把碱性花岗岩等同于 A 型花岗岩，A 型花岗岩原本有 3 个特征（Loiselle et al.，1979）即碱性的（Alkaline）、无水的（Anhydrous）和非造山的（Anorogenic），近年来不少研究者发现很多碱性花岗岩不具备无水和非造山的特征，而把碱性花岗岩再分为非造山和后造山两类（ Eby，1990; Bonin，1998; 洪大卫等，1995）。典型 A 型花岗岩相比 S 型、I 型花岗岩，具有高 SiO2、Na2O+K2O、Fe / Mg、Ga / Al、Zr、Nb、Ga、Y 和 Ce，低 CaO、Sr，明显亏损 Eu，并富含碱性矿物的特征（吴锁平等，2007），老爷庙流纹岩除了未见典型碱性暗色矿物外，其他特征与典型 A 型花岗岩相似。高分异 I、S 型花岗岩与 A 型花岗岩在地球化学特征及矿物学特征方面十分相似（ King et al .，1997），常常难以区分，判别 A 型花岗岩的 Whalen 等（ 1987） 的指标仍是最有效的方法（ 吴福元等，2007）。
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图5 老爷庙流纹岩 LA-ICP-MS 锆石 U-Pb 年龄谐和图
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Fig.5 LA-ICP-MS Zircon U-Pb age concordiat diagram of rhyolite in Laoyemiao area
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老爷庙流纹岩在一系列Whalen 等（1987） A型花岗岩岩石成因类型判别图中（图6a、b、c）落入A型范围内。进一步对该A型流纹岩细分落入A2型（后造山或造山后环境）中（图6d、e、f）。在微量元素构造环境判别图（图7a、b、c）中落入板内范围中靠近火山弧边界，属后碰撞花岗岩。Rb/30—Hf—3Ta三角图中（图7d）投入火山弧范围，靠近板内边界并有向后碰撞的趋势。在花岗岩R1—R2构造环境判别图（图7e）上落入造山期后范围。Rb/10—Hf—3Ta三角图中（图7f）投入火山弧与碰撞背景之间并靠近板内边界。岩石在一定程度上继承源区的化学特征（张本仁，2001），在后俯冲演化过程中所形成的长英质岩浆岩，完全有可能具有弧岩浆所具有的地球化学特征，在部分判别图可落在火山弧区，但并不代表其形成于火山弧环境（李宁波等，2012）。综上，老爷庙地区流纹岩为产于后碰撞背景的A2型流纹岩。
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锆石饱和温度tZr794~925℃，平均878℃（＞840℃）属于高温花岗岩，明显高于S型花岗岩平均764℃和I型花岗岩平均781℃，位于A型花岗岩800~883℃的平均范围（King et al.，1997），高于该区莫霍面最大温度700℃±（汪洋等，2013）。在Sr—Yb图中投入南岭型（图略），与A型花岗岩相当（张旗等，2006），压力＜0.8 GPa，形成深度＜30 km（张旗等，2010），小于该区莫霍面厚度45~50 km（汪洋等，2013）。Zr富集及Ti贫化表明岩浆起源于地壳，Nb/Ta值16.00~17.60，平均16.6，高于壳源比值11，略低于于幔源比值17.5；Zr/Hf值34.96~44.18，平均39.97，接近幔源比值36.3，远高于壳源比值33（Hofmann， 1988；Green，1995）。Rb/Nb值3.84~5.49，平均4.52，略低于全球陆壳的平均值4.58，远高于大洋岩石圈和陆幔（黎彤，2011）。表明它们可能具有壳幔混合来源特征。Mg#指数4.15~49.73，平均17.37明显小于玄武岩熔融实验熔体成分的Mg#值（Rapp et al.，1995），地壳部分熔融形成的熔体不管熔融程度如何，形成的岩石均具有较低的Mg#＜40）。K/Rb值376~429＞150表明岩浆分异或水热作用不明显（Dostal and Chatterjee，2000）。事实上，对于如此高硅的酸性岩浆来说，很难发生强烈的分离结晶作用（刘阁，2016），因此更可能是壳源岩石部分熔融的产物。结合该区的后碰撞背景推测岩浆的产生与后造山伸展体制下导致的软流圈上涌、幔源岩浆的底侵作用有关（吴福元等，2007）。东准地区，尤其是夹持研究区的阿尔曼太及卡拉麦里碱性岩带普遍具有正的εNd（t）和εHf（t）值，表明有大量幔源岩浆底侵到下地壳，导致地壳部分熔融而形成的富碱岩浆（朱笑青等，2006；梁培等，2017）。
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图6 老爷庙 A 型流纹岩岩石成因类型判别图[（a）—（d）底图据 Whalen et al.，1987;（e）、（f）底图据 Eby，1 992]
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Fig.6 Classification diagrams of the A-type rhyolite in Laoyemiao area[ (a) — (d) after Whalen et al., 1987; (e) , (f) after Eby, 1992]
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I、S、M 和 A—I 型、S 型、M 型和 A 型花岗岩; OGT—未分异的 I、S 和 M 型花岗岩区; FG—分异的 I 型花岗岩区
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I、S, M and A—I-type、 S-type, M-type and A-type granite area; OGT—undifferentiated I、S and M-type granite area; FG: differentiated I-type granite area
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新疆北部 A 型花岗岩多形成于 320~260 Ma（朱笑青等，2006; 苏玉平等，2006; 王涛等，2010，徐兴旺等，2013），中亚地区 A 型花岗岩应该是晚期增生事件的记录（Coleman，1989）。 A 型花岗岩在北疆地区广泛而有规律地发育表明至少存在显著的地壳增生现象（毛启贵等，2008）。结合老爷庙地区地质特征，上泥盆统卡希翁组及上泥盆—下石炭统江孜尔库都克组为海陆交互相、下石炭统组黑山头为大陆边缘相（熊双才，2019a）、上石炭统巴塔玛衣内山组为陆相，早石炭世早期（349.8±3.5 Ma）进入俯冲向碰撞造山转化的过渡期（张征峰，2021），早石炭世（ 330.7 ± 7.4 Ma）仍向北俯冲消减（ 熊双才，2019a）。老爷庙地区在晚石炭世（311.6±3.1 Ma）时已经拼贴到西伯利亚板块，进入后碰撞向板内转化的过渡期，结束了地壳的侧向增生，而由于大量幔源岩浆的底侵作用，垂向增生仍在继续。这一观点与区域上前人研究成果一致（熊双才，2019b; 汤贺军，2021; 安瑞，2021; 陶威，2022）
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图7 老爷庙流纹岩微量元素构造环境判别图[（a）、（b）、（c）底图据 Pearce et al.，1984;（e）底图据 Batchelor and Bowden，1985;（d）、（f）底图据 Harris and Pearce，1986 ]
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Fig.7 Trace element discrimination diagrams for tectonic settings of rhyolite in Laoyemiao area[ (a) , (b) , (c) after Pearce et al., 1984; (e) after Batchelor and Bowden, 1985; (d) , (f) after Harris and Pearce, 1986 ]
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6 结论
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（1）老爷庙流纹岩是高硅、高钾富碱、贫钙、磷、铁、镁、钛的高分异喷出岩。富集大离子亲石元素 Rb、K、Th、Nb、Ta 及高场强元素 Zr、Hf，相对亏损 Ba、Sr、P、Ti。稀土元素总量（ΣREE）较高，变化较大; 轻稀土相对富集，重稀土亏损[（La / Yb）N = 5.67~10. 01]，且轻稀土元素内部分馏相对较强，重稀土元素内部分馏较弱; Eu 负异常较强，呈右倾海鸥型。锆石温度饱和温度 794~925℃，平均 878℃，属于高温花岗岩; 形成压力<0.8GPa，深度<30km。具有 A 型花岗岩特征，成因类型上属 A2 型流纹岩，产于后碰撞环境。
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（2）老爷庙地区陆相火山岩相流纹岩夹凝灰岩、凝灰熔岩的岩石组合特征，结合 LA-ICP-MS 锆石 U-Pb 年龄显示流纹岩结晶年龄为 311.6±3.1 Ma，表明该地层归属为上石炭统巴塔玛衣内山组。
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（3）老爷庙地区于晚石炭世已拼贴到西伯利亚板块，东准噶尔地区进入后碰撞向板内转化的过渡期，结束了地壳的侧向增生。但由于大量幔源岩浆底侵作用，使该区仍在垂向增生。
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注释 / Notes
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❶新疆维吾尔自治区地质调查院.2000. 新疆巴里坤县三塘湖以北地区 1 ∶ 5 万幅区域地质矿产调查报告.
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❷新疆地质局区域地质调查大队.1981. L-46-34 三塘湖地质图，L46-35 克孜勒塔格、琼河坝幅地质图.
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摘要
东准噶尔是中亚造山带(CAOB)的重要组成部分。笔者对东准噶尔老爷庙地区出露的流纹岩开展岩石学、地球化学和锆石 U-Pb 年代学研究,探讨其岩石成因和成岩时的构造环境。结果表明老爷庙流纹岩具有高硅、高钾、富碱,贫钙、磷、铁、镁、钛的特征,富集大离子亲石元素 Rb、K、Th、Nb、Ta 及高场强元素 Zr、Hf,相对亏损 Ba、Sr、 P、Ti。轻稀土富集明显,且轻稀土元素内部分馏相对较强,重稀土元素元素内部分馏较弱,Eu 负异常较强( δEu = 0. 12~ 0. 65),呈右倾海鸥型。锆石饱和温度平均 878℃ ,属于高温花岗岩;形成压力<0. 8 GPa,深度<30 km。与典型 A 型花岗岩相似,成因类型上属 A2 型流纹岩,产于后碰撞环境。 LA-ICP-MS 锆石 U-Pb 定年显示其形成于 311. 6± 3. 1 Ma,属晚石炭世,地层归属为巴塔玛衣内山组。综合本文数据及区域地质特征,老爷庙地区在晚石炭世已经拼贴到西伯利亚板块,进入后造山向板内转化的过渡期,结束了地壳的侧向增生,但由于大量幔源岩浆底侵作用,使该区仍在垂向增生。
Abstract
East Junggar is an important part of the Central Asian Orogenic Belt ( CAOB ). In this paper, we study the petrological, geochemical characteristics and zircon U-Pb ages of the rhyolite exposed in Laoyemiao area of East Junggar, to discuss its petrogenesis and tectonic environment. Based on our research, the Laoyemiao rhyolite has the characteristics of high silicon, high potassium, riched in alkali, deficiency in Ca, P, Fe, Mg and Ti. It is riched in large ion lithophile elements ( LILE) Rb, K, Th, Nb, Ta and high field strength element (HFSE) Zr, Hf; relatively poored in Ba, Sr, P, Ti. The enrichment of light rare earth elements ( LREE) is obvious, and the internal fractionation of LREE is relatively strong. The internal fractionation of heavy rare earth elements(HREE) is weak, and the Eu negative anomaly is strong ( δEu = 0. 12 ~ 0. 65), showing a right-dipping seagull type. The average zircon saturation temperature is 878℃ and belongs to high temperature granite; the formation pressure is <0. 8 GPa and the depth is <30 km. Similar to the typical A-type granite, the genetic type belongs to the A2-type rhyolite, which is produced in the post-collision environment. LA-ICP-MS zircon U-Pb dating shows that it formed at 311. 6 ± 3. 1 Ma, belonging to the Late Carboniferous and the strata belongs to Batamayineishan Formation. Based on the data and regional geological features of the paper, the Laoyemiao area has been planted into the Siberian plate in the Late Carboniferous, and entered the transitional period of postorogenic conversion into the plate. The lateral growth of the crust in the area was ended. However, due to the large amount of mantle-derived magma underplating, the area is still in vertical expansion.
