1.稀土元素地球化学
东昆仑东段花岗岩的分布见图5-49，全岩化学成分和稀土元素含量列于表5-5，表5-6，不同岩石中稀土元素总量变化范围较大。轻重稀土元素之比为1.08～38.31，为轻稀土富集型，但不同岩石其富集度有显著差异。δEu值介于0～1.06之间，除两个样品的δEu值大于1，其它都小于1，因此总体具有不明显的负铕异常。在经球粒陨石标准化后的稀土元素配分型式图上(图5-50)具有右倾斜的具V形谷的稀土元素分配模式。但各个构造带稀土元素配分模式有所不同，其中昆北晚古生代稀土元素总量相对偏高，变化范围较宽;昆北早中生代稀土元素总量相对偏低，变化范围相对较小一些;昆南晚古生代稀土元素总量略低于昆北带，昆南早中生代稀土元素总量总体最低。
图5-50 不同时代和构造单元稀土元素配分曲线
图5-51 昆北晚古生代花岗岩稀土元素配分曲线
昆北晚古生代花岗岩稀土元素配分曲线见图5-51。其中石英闪长岩类岩石的稀土元素总量较高，但轻重稀土元素的分馏不显著，配分曲线较平缓;花岗闪长岩次之;二长花岗岩的稀土元素总量最低，但轻重稀土分馏最强，分配曲线为向右陡倾模式。只有石英闪长岩一个样品具有近于水平的分配模式，但铕亏损极强，显示了幔源岩浆分异的特点。
昆北早中生代花岗岩的稀土分配特征与晚古生代的类似。正长花岗岩和花岗斑岩表现出极强的负铕异常(图5-52)。花岗闪长岩中暗色微粒包体的稀土元素配分模式为具轻稀土元素富集和弱负铕异常的特征。
昆南花岗岩类稀土元素总量较低，尤其是昆南晚古生代花岗岩更是如此(图5-53，图5-54)。昆南晚古生代也具有轻稀土元素富集型的稀土元素分配模式，其中花岗闪长岩和包体的稀土分馏程度较低，而正长花岗岩和花岗斑岩的轻重稀土元素分馏比较显著。除个别花岗闪长岩样品具强烈的负铕异常外，其余都为弱的负铕异常。图5-54为昆南早中生代花岗岩类的稀土元素配分模式。除一个样品配分型式呈锯齿状，其它多数样品都具有轻稀土元素富集型和弱负铕异常特征。
总之，从不同构造带各时代花岗岩类稀土元素配分模式可以看出，东昆仑东段花岗岩类岩石既有岩浆分异演化特征，也有岩浆混合特征。
表5-5 东昆仑东段花岗岩类岩石的全岩化学成分
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注:数据引自1∶25万都兰幅(天津地质矿产研究所，2003)、1∶25万冬给措纳湖幅(中国地质大学，武汉，2003)和1∶25万阿拉克湖幅(中国地质大学，武汉，2001)和俞建(1996，未刊)等资料。
图5-52 昆北早中生代花岗岩稀土元素配分曲线
图5-53 晚古生代昆南构造带花岗岩的稀土元素配分形式
图5-54 早中生代昆南构造带花岗岩的稀土元素配分形式
图5-55 东昆仑东段花岗岩类岩石的微量元素蛛网图
2.微量元素地球化学
东昆仑东段花岗岩类岩石微量元素分析结果列于表5-7，经球粒陨石标准化后的蛛网图如图5-55所示。由表和图可见，本区花岗岩类岩石具有富集Rb、Th、La、Ce、Zr、Y等元素而相对亏损Ba、Nb、Sr、P、Ti等元素的特征。但各构造带和各个世代花岗岩类岩石的微量元素丰度有明显差别。昆北构造代晚古生代花岗岩类岩石中微量元素Y、Tm、Yb等明显较其它岩石要高(图5-56);昆北早中生代正长花岗岩中Ba、Sr、Ti强烈亏损(图5-57);昆南带晚古生代微量元素丰度较低，其中花岗闪长岩强烈亏损Nb、Sr、P和Ti(图5-58);昆南带早中生代二长花岗岩也具有强烈亏损Nb、P、Ti的特征(图5-59)。
3.Nd、Sr、Pb、O同位素地球化学
(1)Nd、Sr同位素
本次工作对东昆仑东段具代表性的花岗岩样品进行了Nd、Sr同位素分析测试。由εNd-ISr相关图(图5-60)可见，花岗岩类岩石的ISr值变化于0.70131和0.71413之间，多数样品的ISr<0.71，落在下地壳ISr值的范围(0.702～0.705，杨学明等，2000)，显示本区花岗岩具有下地壳源。εNd(t)值变化于－9.2和3.6之间，显示本区花岗岩类既有壳源，也有幔源的Nd同位素特征。从统计学角度，本区只有两个花岗岩样品的εNd值大于0，其它绝大多花岗岩的εNd均为负值，因此可以认为，本区花岗质岩石主要起源于地壳。少数样品具有正的εNd值，推测是由较多幔源物质的混合作用引起的。本区花岗岩类岩石的Nd模式年龄为0.92～1.96Ga，与该区大面积分布的老变质岩系的时代相当，这进一步证明，大部分花岗岩类岩石是由壳源岩石的深熔作用形成的。
图5-56 晚古生代昆北构造单元微量元素蛛网图
图5-57 早中生代昆北构造单元微量元素蛛网图
图5-58 晚古生代昆南构造单元微量元素蛛网图
图5-59 早中生代昆南构造单元微量元素蛛网图
(2)Pb和O同位素
钾长石单矿物比值比全岩的Pb同位素略小，说明岩石中只有少部分放射成因铅的存在。全岩的Pb同位素可以近似地代表岩石的初始Pb同位素组成。由143Nd/144Nd对206Pb/204Pb同位素相关图解(图5-61)可看出，多数样品的投影点落入EMⅡ区，表明多数岩石的成因与Ⅱ型富集地幔源区有关，与花岗岩具有高的87Sr/86Sr、206Pb/204Pb、207Pb/204Pb和208Pb/204Pb比值，以及较低的143Nd/144Nd比值一致。在Pb同位素模式图中(图5-62)，绝大部分投影点落入造山带Pb演化线附近，仅少量点落在地幔增长线和造山带之间，总体显示了造山带Pb同位素组成特征。
表5-6 东昆仑东段花岗岩类岩石的稀土元素丰度(wB/10－6)和特征值
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注:数据引自1∶25万都兰幅(天津地质矿产研究所，2003)、1∶25万冬给措纳湖幅(中国地质大学，武汉，2003)和1∶25万阿拉克湖幅(中国地质大学，武汉，2001)等资料。
表5-7 东昆仑东段花岗岩类岩石的微量元素丰度(wB/10-6)
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注:数据引自1∶25万都兰幅(天津地质矿产研究所，2003)、1∶25万冬给措纳湖幅(中国地质大学，武汉，2003)和1∶25万阿拉克湖幅(中国地质大学，武汉，2001)等资料。
图5-60 花岗岩类岩石的εNd-ISr相关图
大量研究表明，EMⅡ型富集地幔的成因与俯冲及再循环的大陆地壳有关。本区花岗岩类岩石的Pb、Sr、Nd同位素一致显示源区具有EMⅡ富集地幔的特征，进一步证明花岗岩主要起源于地壳，但是有幔源物质的混合。
O同位素也是花岗岩成因的重要示踪剂，经常与Sr同位素结合用于探讨壳幔混合作用。火成岩中O同位素的组成随岩石中SiO2含量的改变而变化。一般来说基性岩的O同位素值较低，酸性岩的O同位素较大。本区花岗岩类岩石的δ18O值变化于7.1‰～12.1‰之间，显示了壳幔混合的O同位素特征，与Pb、Nd同位素获得的结果一致。
图5-61 东昆仑造山带143Nd/144Nd-206Pb/204Pb关系图(引自Zindler和Hart，1986)
图5-62 东昆仑造山带花岗岩Pb构造模式图(引自B.R.Doe和E.Zartman，1979)
综上所述，东昆仑造山带花岗质岩石全岩和长石Pb同位素较高，具明显的造山带Pb同位素特征;多数花岗岩初始(87Sr/86Sr)比值大于0.704，显示了地壳来源。但εNd(t)值变化于－9.2～3.6之间，又表现出壳幔混合来源。基性角闪辉长岩和暗色微粒包体的初始(87Sr/86Sr)比值高于同类岩石，也显示了壳幔混合源较高的Sr初始值的特征，与氧同位素测试结果一致。因此，可以认为，东昆仑东段花岗岩类岩石主要来源于经幔源物质混染了的地壳。