1稀土元素地球化学
祁漫塔格构造岩浆岩带早古生代(晚奥陶—晚志留世)花岗岩的稀土元素总量为(9668～39899)×10－6，其中轻稀土元素总量为(8853～35511)×10－6，重稀土总量为(613～4388)×10－6，LREE/HREE为393～1813，(La/Yb)N为286～2769，δEu介于015～087之间。因此，具有轻稀土富集型的稀土分配形式和较明显的负Eu异常(图5-81、图5-82)。辉长岩的稀土元素含量很低，仅为40×10－6左右，但也出现轻稀土富集的分配形式并具有弱的正铕异常。
晚古生代—早中生代花岗岩的稀土元素配分形式如图5-83～图5-86所示。其稀土元素总量大多数介于(120～280)×10－6之间，轻稀土元素含量为(1970～32096)×10－6，重稀土元素含量为(668～3368)×10－6，LREE/HREE为185～2014，(La/Yb)N比值为06～2384，除一个石英闪长岩的δEu为202外，绝大部分的δEu介于003～108之间。因此，晚古生代—早中生代花岗岩与早古生代花岗岩相似，也具有轻稀土富集型的配分形式和弱的负铕异常。
昆中隆起带和昆南构造带晚古生代—早中生代花岗岩的稀土元素分析数据很少，主要来自三叠纪和侏罗纪的样品。总体来看，稀土元素总量要比祁曼塔格地区同时代的花岗岩高，ΣREE最高达45896×10－6，LREE/HREE和(La/Yb)N比值变化范围比较大，分别在450～4035和283～1247之间，个别样品达到45508，因此属于轻稀土强烈富集型，并且具有典型S型花岗岩的特征。花岗岩的δEu值主要在030～093之间，Eu的异常不太明显。
图5-81 祁漫塔格构造岩浆岩带晚泥盆世花岗岩的稀土元素配分型式图
图5-82 祁漫塔格构造岩浆岩带石炭纪花岗岩的稀土元素配分型式图(图例同图5-81)
图5-83 祁漫塔格构造岩浆岩带晚奥陶世花岗岩的稀土元素配分型式图(球粒陨石取自Boynton，1984)
图5-84 祁漫塔格构造岩浆岩带晚志留世花岗岩的稀土元素配分型式图
2微量元素地球化学
祁漫塔格构造岩浆岩带早古生代花岗岩类和晚古生代—早中生代花岗岩类经球粒陨石标准化后的蛛网图如图5-87、图5-88所示。由图可见本区不同时代花岗岩类的微量元素蛛网图基本相似，总体具有相对富集K、Rb而亏损Sr、P、Nb、Ti的特征，但不同时代和不同岩石中不同微量元素的富集程度和亏损程度有较大差别。推测这种差别与流体作用以及岩石遭受变质作用的程度有关，也与岩石中副矿物的种类有关。
昆中隆起带和昆南构造带都缺乏早古生代花岗岩的微量元素数据，晚古生代—早中生代昆中隆起带花岗岩类的微量元素经球粒陨石标准化后的蛛网图与祁漫塔格地区基本相似，但是Rb、Nd、Tb的正异常和Ba、Nb、Sr、P、Ti的负异常比较明显。而昆南构造带强不相容元素Rb、Ba、Th等的富集度明显增高，但Sr、Nb和Ti显示了负异常。因此就整体而言，仍具有与祁漫塔格和昆中隆起相似的锯齿状的蛛网图(图5-89、图5-90)。
图5-85 祁漫塔格构造岩浆岩带早二叠世花岗岩的稀土元素配分型式图(其他图例同图5-81)
图5-86 祁漫塔格构造岩浆岩带中晚二叠世花岗岩的稀土元素配分型式图(其他图例同图5-81)
图5-87 祁漫塔格构造岩浆岩带中晚二叠世花岗岩微量元素蛛网图(图例同图5-81)
图5-88 祁漫塔格构造岩浆岩带晚三叠世花岗岩微量元素蛛网图(其他图例同图5-81)
表5-11 祁漫塔格地区不同时期花岗岩的稀土元素分析结果(10－6)
续表
表5-12 东昆仑西段昆中地区不同时期花岗岩的稀土元素分析结果(10－6)
续表
续表
注:数据来源:B006-1～B09-1为本次工作成果，分析单位:中国科学院地质与地球物理研究所岩石圈与构造演化开放实验室，分析方法:ICP-MS。其他样品来自青海省地质调查院。
表5-13 祁漫塔格地区不同时期花岗岩的微量元素分析结果(10－6)
续表
注:数据来源:D18～F1、C1-KMBY引自李光明等，2001;B001-1～B011-3、K003-1～K008-2为本次工作数据，分析单位:中国科学院地质与地球物理研究所岩石圈与构造演化开放实验室，分析方法:ICP-MS。其他样品来自青海省地质调查院。
表5-14 东昆仑东段昆中地区晚三叠世花岗岩微量元素分析成果表(10－6)
续表
续表
注:数据来源:B006-1～B09-1为本次工作成果，分析单位:中国科学院地质与地球物理研究所岩石圈与构造演化开放实验室，分析方法:ICP-MS。其他样品来自青海省地质调查院。
图5-89 昆中隆起带晚三叠世花岗岩微量元素蛛网图
图5-90 昆南构造带中晚二叠世花岗岩微量元素蛛网图
3同位素地球化学
对祁漫塔格地区伯克里克、喀雅克登塔格、祁漫塔格山北坡等地的碱长花岗岩、正长花岗岩、二长花岗岩、石英二长花岗岩、石英闪长岩和辉长岩样品进行了Rb-Sr、Sm-Nd和Pb同位素分析，测试结果连同计算的87Sr/86Sr和144Nd/143Nd的初始比值分别列于表5-15～表5-17。
表5-15 祁漫塔格地区花岗岩类岩石具代表性的Sr同位素测试结果
注:分析单位:中国科学院地质与地球物理研究所岩石圈构造演化开放实验室;分析方法:ICP-MS。
计算参数λRb=142×10－11(Steiger等，1977)。
表5-16 祁漫塔格地区花岗岩类岩石具代表性的Nd同位素测试结果
分析单位:中国科学院地质与地球物理研究所岩石圈构造演化开放实验室;分析方法:ICP-MS。
计算参数λSm=654×10－12(Lugmair et al，1978)。
表5-17 祁漫塔格地区花岗岩Pb同位素分析数据
分析单位:中国地质科学院地质研究所同位素地质年代学实验室。
(1)Rb-Sr同位素地球化学
由表5-17可见，本区4个早泥盆世花岗岩的87Sr/86Sr初始比值分别为070368、070855、070878、07157;2个晚三叠世样品的87Sr/86Sr初始比值为07083、07146。一般认为，大陆地壳的87Sr/86Sr初始比值平均为0719(FaureG，1986)，下地壳的87Sr/86Sr初始比值为0702～0705(杨学明等，2000)或0703～0706(郭峰等，1996)，而幔源岩石的87Sr/86Sr初始比值小于0704。肖庆辉等(2002)认为花岗岩的87Sr/86Sr初始比值为0706～0719时，应属于壳源花岗岩，但可能受到地幔物质的混染。本区早泥盆世和晚三叠世花岗岩的87Sr/86Sr初始比值落在070368～07157范围内，与壳源花岗岩初始Sr同位素的比值范围一致，因此属于壳源花岗岩。
碱长花岗岩的87Sr/86Sr初始比值很低(070368)，但Rb/Sr比值很高(63)，εSr(t)=－485，与其他花岗岩不同。一般来说，上地壳源的花岗岩具有高的Rb/Sr比值(杨学明等，2000)和高的87Sr/86Sr初始比值;而Ⅱ型富集地幔具有高的Rb/Sr比值和高的87Sr/86Sr比值(HofmannAW，1997)。然而，本区碱长花岗岩低的87Sr/86Sr初始比值和高的Rb/Sr比值与上述两类源区都不尽相同。一种可能的解释是碱长花岗岩主要来自Ⅱ型富集地幔，因此具有幔源岩石低的87Sr/86Sr初始比值和上地壳花岗岩高的Rb/Sr比值。
二长闪长岩在空间上与碱长花岗岩伴生，其形成时间相近，但二长花岗岩的87Sr/86Sr初始比值为070855，Rb/Sr比值为027，εSr(t)为6419，与碱长花岗岩不同，可能与源区有较多陆壳物质混染的结果。因此推测二长闪长岩也代表Ⅱ型富集地幔源的产物，但该岩石在产状上与岩浆底侵作用产生的辉绿辉长岩类似，但形成时代要比辉绿辉长岩晚，因此其较高的87Sr/86Sr初始比可能与源区经受大量地壳物质的混染有关。
晚三叠世2个花岗岩的87Sr/86Sr初始比值分别为07083、07146，Rb/Sr比值分别为108、263。这种情况既具有早泥盆世花岗岩的Sr同位素特征，也与二长闪长岩的Sr同位素相似，总体反映晚三叠世花岗岩也具有壳幔混合的特征。一般来说，壳幔混合作用既可以发生在源区，也可以是来自壳/幔两种不同源区的岩浆的混合作用。如果该花岗岩起源于地壳，要形成如此较高的Sr同位素初始比，必需是大量的幔源岩浆与少量的长英质岩浆的混合。显然，这种情况在具较厚陆壳的东昆仑西段地区是不可能实现的。因此推测该花岗岩可能属于中下地壳与Ⅱ型富集地幔混合源区部分熔融的产物。
由表5-15可见，本区早泥盆世花岗岩的87Sr/86Sr初始比值分别为070368、070855、070878、07157;晚三叠世样品的87Sr/86Sr初始比值为07083、07146。一般认为，大陆地壳的87Sr/86Sr初始比值平均为0719(FaureG，1986)，随着深度的增加，87Sr/86Sr初始比值逐渐变小，下地壳该比值达0702～0705(杨学明等，2000)或0703～0706(郭峰等，1996)。肖庆辉等(2002)认为花岗岩的87Sr/86Sr初始比值在0706～0719时，应主要为壳源花岗岩，但可能受到地幔物质的混染。本区早泥盆世花岗岩的87Sr/86Sr初始比值落在070368～07157范围内，与壳源花岗岩初始Sr同位素的比值范围一致，支持了稀土微量元素地球化学的认识，即该花岗岩具壳-幔混合源的特征。
碱长花岗岩的87Sr/86Sr初始比值很低(070368)，但Rb/Sr比值很高(63)，εSr(t)=－485。一般来说，上地壳源的花岗岩具有高的Rb/Sr比(杨学明等，2000)和高的87Sr/86Sr初始比值;而Ⅱ型富集地幔具有高的Rb/Sr比值和高的87Sr/86Sr比值(Hof-mannAW，1997)。显然，本区碱长花岗岩低的87Sr/86Sr初始比和高的Rb/Sr比与上述两类源区都不尽相同。一种可能的解释是碱长花岗岩主要来自Ⅱ型富集地幔，但受到壳源物质的混染，因此具有幔源岩石低的87Sr/86Sr初始比和上地壳花岗岩高的Rb/Sr比。
二长闪长岩呈岩墙产出，其87Sr/86Sr初始比值为070855，Rb/Sr比值为027，εSr(t)为6419。二长闪长岩与碱长花岗岩在空间上相伴生，在形成时间上相近，因此推测二长闪长岩也代表Ⅱ型富集地幔源的产物。
(2)Sm-Nd同位素地球化学
图5-91 祁漫塔格地区早泥盆世、晚三叠世花岗岩的εSr(t)-εNd(t)相关图
本区花岗岩具代表性的Sm-Nd同位素分析结果及计算的144Nd/143Nd初始比值和εNd(t)值列于表5-18。本区早泥盆世花岗质岩的144Nd/143Nd初始比值为051186～051189，小于球粒陨石均一储库(0516238)和亏损地幔(051316)的144Nd/143Nd初始比(Gold-stein等，1984)，而与BeiniBousera显生宙下地壳麻粒岩的144Nd/143Nd初始比值(051198～051206)(BenOthman等，1984)接近。花岗岩的εNd(t)值均小于0，表明花岗岩来源于地壳，与Sr同位素示踪获得的结论一致。
二长闪长岩的144Nd/143Nd初始比值为051219，εNd(t)值为133，明显高于早泥盆世花岗质岩的Nd同位素分析结果。基本显示了幔源岩浆的Nd同位素特征。
2个晚三叠世花岗岩的144Nd/143Nd初始比值为05122、05121，与二长闪长岩相近，但εNd(t)值分别为－411和－434，又显著低于二长闪长岩而与早泥盆世花岗质岩的εNd(t)值相当，因此具有壳幔混合源特征。
本区辉绿辉长岩墙的87Sr/86Sr初始比值分别为070505、070653，略高于原始地幔的87Sr/86Sr初始比值(07044，赖绍聪等，2000)，与现代大洋玄武岩的87Sr/86Sr初始比值(0702～0706)比较接近。εSr(t)分别为1423、3535，显示了强烈的富集地幔的特征。该岩石的144Nd/143Nd初始比值分别为051202、051228，落在本区二长闪长岩和晚三叠世花岗岩的144Nd/143Nd初始比值范围(图5-91)。εNd(t)值为－239、－282，又与早泥盆世花岗质岩的εNd(t)值相似，总体显示了壳幔混合源的特征。
(3)Pb同位素地球化学
由于大陆地壳中Pb的丰度远远高于洋中脊玄武岩和亏损地幔，因此，少量地壳物质的混染就可以显著的改变幔源岩浆的Pb同位素组成。但地幔物质的加入却对地壳的Pb同位素组成影响非常有限。因此，Pb同位素组成主要用于示踪地壳物质成分，而较少用于研究壳幔混合作用等相互作用。本区花岗岩类具代表性的Pb同位素分析数据列于表5-19。
图5-92 早泥盆世辉长岩的143Nd/144Nd-206Pb/204Pb图解
沈渭州(1997)、肖庆辉等(2002)研究指出，壳源型花岗岩的207Pb/204Pb值通常大于15600，而壳幔混合型花岗岩的207Pb/204Pb比值通常小于15600。本区早泥盆世花岗岩的207Pb/204Pb值均小于15600，显然应为壳幔混合型花岗岩，这与其Sr、Nd同位素组成显示的特征一致。相对而言，泥盆纪的碱长花岗岩和晚三叠世花岗岩的207Pb/204Pb比值高于早泥盆世花岗岩的207Pb/204Pb比值，因此主要与壳源物质的熔融有关。
早泥盆世的辉长辉绿岩同样具较高的206Pb/204Pb、207Pb/204Pb、208Pb/204Pb，与Ⅱ型富集地幔的Pb同位素特征相近(杨学明等，2000)。在143Nd/144Nd-206Pb/204Pb相关图中(图5-92)，辉长辉绿岩的Pb同位素成分点落在Ⅱ型富集地幔与Ⅰ型富集地幔之过渡区。
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