东昆仑西段花岗岩类的地球化学 成矿动力学背景

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(96.68～398.99)×10^－6，其中轻稀土元素总量为(88.53～355.11)×10^－6，重稀土总量为(6.13～43.88)×10^－6，LREE/HREE为3.93～18.13，(La/Yb)_N为2.86～27.69，δEu介于0.15～0.87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(19.70～320.96)×10^－6，重稀土元素含量为(6.68～33.68)×10^－6，LREE/HREE为1.85～20.14，(La/Yb)_N比值为0.6～23.84，除一个石英闪长岩的δEu为2.02外，绝大部分的δEu介于0.03～1.08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458.96×10^－6，LREE/HREE和(La/Yb)_N比值变化范围比较大，分别在4.50～40.35和2.83～12.47之间，个别样品达到455.08，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0.30～0.93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λ_Rb=1.42×10^－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λ_Sm=6.54×10^－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0.70368、0.70855、0.70878、0.7157;2个晚三叠世样品的⁸⁷Sr/⁸⁶Sr初始比值为0.7083、0.7146。一般认为，大陆地壳的⁸⁷Sr/⁸⁶Sr初始比值平均为0.719(FaureG.，1986)，下地壳的⁸⁷Sr/⁸⁶Sr初始比值为0.702～0.705(杨学明等，2000)或0.703～0.706(郭峰等，1996)，而幔源岩石的⁸⁷Sr/⁸⁶Sr初始比值小于0.704。肖庆辉等(2002)认为花岗岩的⁸⁷Sr/⁸⁶Sr初始比值为0.706～0.719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0.70368～0.7157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(0.70368)，但Rb/Sr比值很高(6.3)，ε_Sr(t)=－4.85，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(HofmannA.W.，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0.70855，Rb/Sr比值为0.27，ε_Sr(t)为64.19，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0.7083、0.7146，Rb/Sr比值分别为1.08、2.63。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0.70368、0.70855、0.70878、0.7157;晚三叠世样品的⁸⁷Sr/⁸⁶Sr初始比值为0.7083、0.7146。一般认为，大陆地壳的⁸⁷Sr/⁸⁶Sr初始比值平均为0.719(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0.702～0.705(杨学明等，2000)或0.703～0.706(郭峰等，1996)。肖庆辉等(2002)认为花岗岩的⁸⁷Sr/⁸⁶Sr初始比值在0.706～0.719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0.70368～0.7157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(0.70368)，但Rb/Sr比值很高(6.3)，ε_Sr(t)=－4.85。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-mannA.W.，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0.70855，Rb/Sr比值为0.27，ε_Sr(t)为64.19。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ε_Sr(t)-ε_Nd(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ε_Nd(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0.51186～0.51189，小于球粒陨石均一储库(0.516238)和亏损地幔(0.51316)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(0.51198～0.51206)(BenOthman等，1984)接近。花岗岩的ε_Nd(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0.51219，ε_Nd(t)值为1.33，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0.5122、0.5121，与二长闪长岩相近，但ε_Nd(t)值分别为－4.11和－4.34，又显著低于二长闪长岩而与早泥盆世花岗质岩的ε_Nd(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0.70505、0.70653，略高于原始地幔的⁸⁷Sr/⁸⁶Sr初始比值(0.7044，赖绍聪等，2000)，与现代大洋玄武岩的⁸⁷Sr/⁸⁶Sr初始比值(0.702～0.706)比较接近。ε_Sr(t)分别为14.23、35.35，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0.51202、0.51228，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)。ε_Nd(t)值为－2.39、－2.82，又与早泥盆世花岗质岩的ε_Nd(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15.600，而壳幔混合型花岗岩的²⁰⁷Pb/²⁰⁴Pb比值通常小于15.600。本区早泥盆世花岗岩的²⁰⁷Pb/²⁰⁴Pb值均小于15.600，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。

特提斯洋的主要演化阶段~

近代地学史要得。
地壳运动启蒙大师魏格纳不仅提出了大陆漂移的设想，而且编辑了《海陆的起源》这部不朽巨著。
地学界却把魏格纳大陆漂移说作为民科。
诺伊玛尔作为地学界的小混混，仅仅提出了一个错误的“古地中海”概念，却在现代地史上留名，受人传颂。
修斯提出了一个错误地学观，利用职业之便，不仅冤死了魏格纳大陆漂移说，而且成了现代地学理论的热门话题和研究对象。
起初，魏格纳和修斯的地学分歧始于此。
现在的地壳研究者、理论工作者和理论追随者的争论也源于此。
一个错误的地学观，一个错误学术体系，已经争论了一百年，大家还处于乐此不疲的讨论中。
一个，一个，又一个，虽有所学，有所讨论，却无通史之才，更无断是非之能。

对鄂拉山构造-岩浆岩构造带形成环境尚存争议，一种观点是岩浆活动带与发育于东昆仑造山带北部的东昆北岩浆弧带属统一岩浆弧，为古特提斯洋向北俯冲，洋壳部分熔融的产物形成的岛弧型岩浆（潘桂棠等，1997；赖健清等，2010）；其二认为鄂拉山花岗岩浆带，应是西秦岭地块于中三叠世末期在共和坳拉谷西缘发生向柴达木地块之下俯冲碰撞的产物（孙延贵，2004）；第三种观点认为是形成陆内环境，其成岩成矿背景与底侵的岩浆作用有关（李东生，2009）。
东昆仑晚古生代-早生代火成岩研究显示，该区火成岩划分为两个阶段（郭正府等，1998）：P2-T2（260～230ma）大洋板块大规模的俯冲阶段，形成活动大陆边缘型火成岩和T3-J1（230～190ma）陆内造山阶段，出现陆内造山火成岩，其中南缘出现白云母花岗岩，北缘出现钾玄岩系列火山岩。对东昆仑、东昆仑与西秦岭结合地段及秦岭地区印支期花岗岩类对比（张宏飞等，2006），表明印支晚期是中央造山带包括鄂拉山地区在内的一次大规模区域性构造岩浆事件，在印支早期受到强烈碰撞挤压，地壳发生增厚作用，并引发岩石圈发生拆沉作用。此后，地幔软流圈物质将充填已拆沉的岩石圈部分空间或地幔岩浆底侵于下地壳底部，导致下地壳升温诱发下地壳熔融。岩石圈拆沉作用不但为下地壳的熔融作用提供了热源，而且还可能有地幔物质参与下地壳的熔融作用，或地幔岩浆注入下地壳熔融的岩浆中，形成壳-幔岩浆的混合。赛什塘矿区岩体锆石U-Pb年龄为220Ma左右，是印支晚期产物，野外岩石学及岩石地球化学特征显示无Eu异常值，暗示它们形成于加厚的陆壳底部（约60km）（郭正府等，1998）。野外岩石观察可见岩体含有丰富的包裹体，暗示发生过岩浆混合作用。赛什塘矿区岩体这些特征有力地证实，其形成于区域岩石圈拆沉作用的地球动力学背景。

中国花岗岩类化学元素丰度内容简介
答：在构造单元方面，研究覆盖了天山-兴安造山系、中朝准地台、昆仑-祁连-秦岭造山系、滇藏造山系、扬子准地台、华南-右江造山带和喜马拉雅造山带，每个单元的花岗岩类总平均化学成分和元素丰度也得到了详细阐述。在地质时间尺度上，太古宙、元古宙、早古生代、晚古生代、中生代和新生代的花岗岩类平均化学成分...

花岗岩建造系列的稀土元素地球化学特征
答：一、系列I和系列Ⅱ花岗岩的稀土元素元素地球化学特征 系列Ⅰ花岗岩21个稀土元素分析结果(表2-13)包括小坑、诸广山、贵东、佛岗、大王山、锡山、莘蓬、鹦鹉岭、小南山和圹口等10个岩体,系列Ⅱ花岗岩26个稀土元素分析结果(表2-14)包括小坑、上垄、扶溪、大宝山、佛岗、联合、四会、黄田、伍村、轮水、岗美、马山...

环斑花岗岩是造山旋回终结的岩石学标志
答：秦岭-昆仑环斑花岗岩地球化学特点总体上属A型花岗岩，虽然某些地球化学指数(如FeOt/FeOt+MgO等)与A型花岗岩有差异和未分异的I.S.M花岗岩相似，这也许是造山型环斑花岗岩与非造山型花岗岩的一个区别，这种区别在世界环斑花岗岩中也可以见到。世界产在造山带中的环斑花岗岩(如乌拉尔造山带的别尔佳乌什...

花岗岩类元素丰度研究历史与现状
答：许德如等(2001)结合前人研究结果,研究了海南岛中元古代花岗岩的常量元素、稀土元素、12种微量元素的地球化学。Witt等(1997)研究了Eastern Goldfields省西南部花岗岩类岩石的39种元素含量的地球化学特征。Dodge等(1982)对加利福尼亚Central Sierra Nevada Batholith的花岗岩类岩石的29种元素的丰度进行了研究。 表1-1 ...

花岗岩类风化物
答：仅指细粒、中粗粒类花岗岩。花岗岩类风化物的地球化学基准值列于表4-14。与中国和浙江省土壤C层平均值对比，As、Co、Cr、Cu、Ni等重金属元素含量显著偏低，而Cd、Pb元素含量则偏高；与浙江省碳酸盐岩类风化物平均值对比，Al、Cl、K、Na、Nb、Pb、Sr、Th、Tl、U等元素的平均值明显偏高，而As、B...

TTG质花岗质岩石的类型与地球化学特征
答：例如样品92J19为钾化粗粒片麻状花岗岩;样品J20为粗粒片麻状花岗闪长岩,其中暗色矿物定向排列,以角闪石为主;J21为花岗糜棱岩,细粒长英质条带包裹了粗粒花岗岩:J22为灰白色英云闪长质片麻岩,产出形态为一小岩株。该类岩石均遭受了后期韧性剪切带的改造和长英质热液的交代。 三、TTG岩石的岩石学和地球化学 1....

背景——为什么要研究
答：因此，到目前为止，尚无公认的世界花岗岩类化学成分的总平均值（黎彤等，1998），也缺乏中国范围内完全通过实测数据得出的中国花岗岩类化学成分的平均值。因此，在全国范围内，通过选择性采集有代表性的花岗岩类岩体样品，运用当今先进的分析测试手段，开展中国花岗岩类地球化学元素丰度的测试和研究是非常重要的...

川西造山带及地壳演化
答：其中富钾钙碱性花岗岩类(部分二长花岗岩及正长花岗岩)岩石地球化学成分呈现高硅、低钙镁特点,微量元素中亲地壳的Nb、Rb相对富集,稀土配分型式也属轻稀土富集型,但Eu具明显负异常,表明其物源以壳源为主,可能属甘孜-理塘洋盆俯冲消减后义敦弧与东侧扬子陆块西缘弧-陆碰撞产物。 该阶段在江达带形成较早,金沙江洋盆...

如何用地球化学图解来分析岩矿?
答：δEu值在稀土元素地球化学参数中占有重要的地位,它常常作为划分同一大类岩石的亚类和讨论成岩成矿条件的重要参数之一。例如花岗岩类可以划分为壳型、壳幔型和富碱侵入体型三类,其中壳型花岗岩的Eu为中等亏损,δEu平均值为0.46;壳幔型花岗岩Eu为弱亏损,δEu平均值为0.84;而碱性花岗岩Eu则强烈亏损,δ...

东昆仑造山带花岗岩类岩石的成因类型
答：以往有的分类方法主要以地球化学资料为基础，但随着对花岗岩分类工作的深入，很多人注意到综合分类，即综合考虑花岗岩的岩石学、矿物学、地球化学以及野外产状、构造环境、与成矿作用的关系等，来对花岗岩的成因类型进行划分(肖庆辉等，2000)。本书主要采用综合分类方法，对东昆仑花岗岩类岩石的成因类型进行划分...