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1.同造山花岗岩及基性侵入岩
(1)462Ma的切木尔切克花岗质片麻岩
图3-8 阿尔泰同造山造山带花岗岩的常量元素的岩石类型图解
该岩体所测样品中除了少量细粒条带状黑云母花岗质片麻岩(169/1)外，其它主体岩石样品成分较均匀(图3-14a)。SiO2(69.9%～71%)、Al2O3(14%～15.8%)含量高，FeO(1.8%～3%)、MgO(0.9%～1.8%)和CaO(2.2%～3.4%)含量较低，特别是K2O含量很低(1.7%～3.5%)，K2O/Na2O=0.4～1.03(图3-8a)，为钠质花岗岩。这与所研究的其它花岗岩明显不同(见下)。铝饱和指数［ACNK=Al2O3/(CaO+Na2O+K2O)克分子比值］变化于1.06～1.2，为弱过铝质(图3-8b)A/NK(Al2O3/(Na2O+K2O)=1.5～2.1较高(或过碱指数AKL(Na2O+K2O)/Al2O3)较低，为0.33～0.57)里特曼指数(σ)较小(1.23～1.71)，大大小于3.0。可见，尽管在有些图解中这些样品接近碱性花岗岩或A型花岗岩，但该岩石属于钙碱性系列。在有关常量元素的图解中大都位于拉斑玄武质及钙碱性花岗岩区(图3-8c)。这是本区所研究的花岗岩中唯一具有拉斑玄武质特点的花岗质岩石。
图3-9 阿尔泰造山带同造山片麻状花岗岩稀土元素球粒陨石标准化(SunandMcDonough，1989)分布模式(左)原始地幔标准化(SunandMcDonough，1989)蜘蛛网(右)
该岩石稀土元素总量较高(∑REE163×10－6～211×10－6)。在球粒陨石标准化的REE图解中(图3-9a)，各样品显示了相同的配分型式，曲线总体比较平缓，LREE略富集，HREE较平坦，(La/Yb)N较低(2.6～5.5)。δEu值为0.57～0.83，铕略具负异常。多数样品Ce略微亏损，Ce异常一般认为是岛弧花岗岩特点(但不全是，White and Pa-chett，1984)。
在原始地幔标准化的蜘蛛网图解中(图3-9b)，Ba、Sr、P、Nb、Ti为负异常，Rb、Th、K、La为正异常，表明这些花岗岩具有地壳熔体的特点，而源区残余相中含有斜长石、磷灰石和可能的黑云母(Ba亏损)。另外，微粒包体的不发育也说明了这一点。P、Nb、Ti负异常也是很多岛弧花岗岩的特点(如Sajonal et al.，1996，)。此外，在该图中，Th为正异常，Ta略微负异常，Th/Ta较高，又显示了俯冲带岩浆的特点(如Roger and Hawkeswrth，1989)。
(2)约400～375Ma的侵入岩
阿维滩片麻状花岗岩
该岩体与上述切木尔切克花岗质片麻岩具有相似的地球化学特征:SiO2(70%～72%)、Al2O3(14%～16%)、FeO(1.6%～1.8)、MgO(0.88%～0.92%)和CaO(1.35%～3.6%)。铝饱和指数［ACNK=Al2O3/(CaO+Na2O+K2O)克分子比值］变化于1.3～1.4，为过铝质或强过铝质(图3-8a)。A/NK(Al2O3/(Na2O+K2O)=1.4～1.8。过碱指数AKL(Na2O+K2O)/Al2O3)较低，为0.33～0.52。里特曼指数(σ)小于3.0，属于钙碱性系列。在有关常量元素的图解中大都位于钙碱性或与高钾钙碱性花岗岩交界区(图3-8b、c)。其中，粗粒强片麻状花岗岩与上述花岗岩质片麻岩更为相似(具钠质花岗岩特点)，而细粒弱片麻状花岗岩和不变形细粒黑云母花岗岩具有较高的K含量，K2O/Na2O=1.1～1.2，具有钾质花岗岩特点，可能是该岩体较晚的侵入相。
在球粒陨石标准化的REE图解中，显示与上述花岗质片麻岩相似的配分型式(图3-16a)，总体比较平缓。其中，中粗粒片麻状花岗岩(英云闪长岩，138/1)无铕负异常，甚至铕略微的正异常。细粒弱片麻状花岗岩(138/2)和不变形细粒黑云母花岗岩(141)的LREE含量略高一点，铕负异常略明显，可能反映了岩浆的分异作用。在原始地幔标准化的蜘蛛网图解中(图3-9b)，Rb、Th、K、La正异常更明显，可能显示了较多的壳源特点。
可可托海-吐尔洪花岗岩复式岩体
在阿尔泰造山带东部可可托海一带分布有大量的花岗岩，其中，可可托海岩体、可可托海南西水库和吐尔洪岩体花岗岩体以及青格里闪长岩体发育于同一地带，并相互连接，岩石类型相似，构造特征(变形特征)相同，特别是已经获得的较精确的锆石年龄完全相同，主要地球化学特征、同位素地球化学特征也相近。所以，它们可能是同一套岩石组合，在此作为一个岩浆作用产物进行研究。
16个测试样品较集中地反映了该复式岩体的地球化学特征。该岩体与上述同造山花岗岩也具有相似的地球化学特征。SiO2变化范围较大(64%～73%)，Al2O3集中于14%～16%，FeO(1.2%～3.5)、MgO(0.6%～2.5%)和CaO(2.35%～5%)均高于上述岩石。总体K2O<Na2O，K2O/Na2O=0.83～1.1，略高于上述花岗质片麻岩，但仍具有钠质花岗岩特点(图3-8b)。铝饱和指数［ACNK=Al2O3/(CaO+Na2O+K2O)克分子比值］变化于0.92～1.2之间，略小于上述岩石，为准铝质及过铝质(图3-8c)。里特曼指数(σ)为1～1.8(小于3.0)，A/NK=1.4～2.8，属于钙碱性系列(图3-8a)。
在球粒陨石标准化的REE图解中(图3-9c)，主体岩石样品具有非常一致的配分型式，表明具有相似的成因。总体配分型式比较平缓，但与上述岩石相比，LREE略富集，(La/Yb)N较高一些(3.8～9.4)。δEu值略高(0.4～0.7)，显示微弱的铕负异常。Ce略有亏损，可能是岛弧花岗岩的特点。在原始地幔标准化的蜘蛛网图解中(图3-9d)，也显示与上述岩石相近的元素富集和亏损特点:Ba、Sr、P、Nd、Ti负异常，Rb、Th、K、La、Nd正异常，似乎显示了一定的壳源特点。
对于该时期花岗岩形成时的地壳成熟度，在AFM图解和SiO2-Log(CaO/(K2O+Na2O))图解上，显示了其来源于成熟度较低的地壳(图3-10)。
图3-10 阿尔泰同造山造山带花岗岩的地壳成熟度图解
可可托海基性侵入岩
吐尔洪岩体中的细粒闪长质包体的稀土配分型式与主岩石基本相同。而中性岩(辉石闪长岩)、基性岩(辉长岩)的化学成分有明显不同，MgO(7.4%～9.3%)，CaO(11.4%～11.6%)，TiO2(0.15%～1.7%)随SiO2的降低而增高。大部分基性岩石具有玄武岩成分特点，并显示为拉斑玄武岩(图3-11)。
图3-11 同造山可可托海辉长岩、后造山基性岩脉岩石类型图解
作为在可可托海花岗岩中呈小岩体或包体产出的暗色辉石闪长岩(120/5)，其稀土总量为∑REE34×10－6，稀土配分曲线十分平缓，无铕异常，与花岗岩呈互补关系?辉长岩(122/2)则显示右倾，轻重稀土有分馏，并具有显著的铕正异常。另外，最显著的特点是富集Sr、Rb、K等大离子亲石元素(LILE)和LREE(图3-9e)，贫Ba、Th、Y和高场强元素Nb，TaTi，Zr和Th相对LILE和LREE表现明显的负异常。
另外，乌里奇大桥花岗岩基本特征同上述花岗岩。有两个样品异常，一个是花岗质片麻岩样品(149/2)。它有可能是早期花岗岩的代表。
2.后造山花岗岩(喇嘛昭岩体)及基性侵入岩地球化学特征
(1)后造山花岗岩(喇嘛昭岩体)
阿尔泰造山带发育较多的圆形和椭圆形花岗岩体。地质特征、岩体的切割关系以及地球化学特征一致表明它们为后构造岩体或后造山花岗岩。对此，前人已经作了研究，特别是对一些典型的A型花岗岩，将其称之为非造山花岗岩(如邹天人等，1988)。一般而言，这些具有A型花岗岩特点，定年相对困难，故一直缺少准确的锆石同位素定年资料，很多岩体形成的确切时间还不是十分清楚。Windely et al.(2002)试图对此问题进行研究，测定了喇嘛昭岩体的锆石年龄。虽然还没有给出确切年龄值，但已经限定其形成时代为260～290Ma。因此，应注意重点对这一时代较为明确的岩体进行了研究另外，该岩体为黑云母、二云母花岗岩，不是典型的A型花岗岩，因而与本区同造山黑云母花岗岩在成分、成因以及构造背景上有一定的可比性。
该岩体呈圆形状，无变形，北部侵入并切割了乌里奇岩体，南侧侵入于变质岩(黑云母斜长片麻岩)中，显示了典型的后构造特点。主体岩性以中、中粗粒含斑黑云母或二云母二长花岗岩为主。岩石呈灰白色，块状构造。
图3-12 阿尔泰造山带喇嘛昭花岗岩常量元素的岩石类型图解(据PeccerilloandTaylor，1976)
4块有代表性样品的地球化学测试结果如图3-12所示。可以看出，该岩体具有高硅(SiO2=72.4%～74.4%)、高碱(K2O=4.2%～4.9%，Na2O=3.9%～4.3%)和低P2O5(0.04%～0.12%)、FeO(0.35%～1.1%)、MgO(0.15%～0.46%)、TiO(0.14%～0.28%)、和CaO(0.67%～1.44%)的特点，K2O/Na2O比值为1.08～1.24，显示钾质花岗岩和钾玄岩系列特点(Visnen， et al.，2000)。Al2O3(13.8%～14.5%)高于一般的碱性花岗岩(碱性花岗岩的Al2O3一般小于12%)。铝饱和指数集中于1.03～1.05为准铝质到过铝质过渡特点A/NK为1.13～1.29过碱指数AKL为0.57～0.66里特曼指数为2.13～2.59，显示碱性与钙碱性过渡特点。在其它图解中也显示高钾钙碱性或高分异钙碱性花岗岩特点。在SiO2-(K2O+Na2O)、SiO2-FeOT/MgO和在10000*Ga/Al-Nd等图解中位于碱性及A型花岗岩区，或其边界附近，似乎类似于某些铝质A型花岗岩(邱检生等，2000Kings，1997)。但是，以下微量元素特征表明它不是典型的A型花岗岩。
该岩石稀土元素总量较高，∑REE=(139～185)×10－6，轻重稀土分馏不十分明显((La/Yb)N=3.4～9.4)，HREE略富集，铕负异常明显(Eu/Eu*=0.23～0.44)。在球粒陨石标准化的REE图解中(图3-13a)，具一定程度的“海鸥”状分型式，与该区同造山钙碱性花岗岩明显不同。在原始地幔标准化的蛛网图解中(图3-13b)，Rb、Th、K、La正异常，Ba、Sr、P、Nb、Ti负异常。Rb/Sr(2～11)和Rb/Ba(1～6)比值高于典型的I型花岗岩，而低于或接近于A型花岗岩.另外，Zr、Ce、Y含量较低，在A型花岗岩判别图解中，样品均位于I、S型和A型花岗岩区边界附近(图3-14)只是Nb较高，在该图解样品点落在A型花岗岩区。这些特点似乎显示了I、S型和A型花岗岩的过渡特点。在SiO2-(K2O+Na2O)、SiO2-FeOT/MgO等很多图解中大都位于碱性及A型花岗岩区或其余钙碱性花岗岩边界区域(未显示)，似乎类似于某些铝质A型花岗岩(邱检生等，2000Kings，1997)。但是，该岩石并不是A型花岗岩，除了Nd含量较高导致在在10000*Ga/Al-Nd位于A型花岗岩区域及边界附近外，在其它各类A型花岗岩判别图解中均不在A花岗岩区域(王涛等，2005)。
图3-13 阿尔泰造山带喇嘛昭花岗岩体的稀土元素球粒陨石标准化(SunandMcDonough，1989)分布模式(左)原始地幔标准化(SunandMcDonough，1989)蛛网图(右)
图3-14 阿尔泰造山带喇嘛昭花岗岩体岩石类型图解
(2)后造山基性岩脉
阿尔泰基性岩脉的岩石类型为辉长辉绿岩、细粒辉长岩、中粒辉长岩、中粒-中粗粒辉石岩、橄榄辉石岩。具有明显的辉长结构、辉长辉绿结构，有时可见橄榄石"斜方辉石"角闪石退变反应结构。矿物组成为:斜长石40%～55%，斜方辉石5%～10%，单斜辉石10%～15%，橄榄石5%～10%，角闪石5%～40%，黑云母5%～8%。圆粒状橄榄石位于绿色角闪石颗粒内，或分布在斜长石、单斜辉石之间。有些岩石几乎全由角闪石(65%～70%)和斜长石(20%～25%)。角闪石多为棕色，个别为绿色。斜长石发生钠黝帘石化和绢云母化。
这些基性岩的化学成分与乌恰沟、唐巴湖、阿拉哈克等地的基性岩化学成分一致(方同辉等，2002)。在R1-R2图解，基性岩样品有两个在橄榄辉长岩区，与乌恰沟、阿拉哈克、唐巴湖基性岩分布区域大致相同。三地的基性岩样点都分布在Fa-Di上地幔岩浆演化趋势线附近。分异指数Di和固结指数Si表明，这些基性岩的基性程度较高，分异程度较小。基性程度最高、分异最差的是乌恰沟(方同辉等，2002)，阿尔泰基性岩的氧化物与lgSi呈线性关系，表明岩浆为纯分异演化，未受陆壳物质的混染。阿尔泰、阿拉哈克与唐巴湖的样品在氧化物-lgSi图解中都恰好落在同一条趋势线上，表明两地的基性岩浆分异演化性质类似，在岩浆成因方面可能存在着密切的联系。乌恰沟样品的氧化物-lgSi趋势线与阿尔泰、阿拉哈克、唐巴湖的明显不同，说明乌恰沟基性岩浆的分异演化与阿拉哈克、唐巴湖两地的基性岩没有直接的联系，可能分属于不同期次、不同来源的岩浆活动的产物。
阿尔泰基性岩稀土元素总量均较高(247～274)×10－6，稀土元素配分曲线呈轻稀土相对亏损、重稀土相对略微富集的左倾型(图3-15)。这与乌恰沟基性岩较明显的轻重稀土分馏右倾的型式不同，而与阿拉哈克、唐巴湖基性岩近于平坦型的稀土元素配分曲线相似，与达拉布特辉长岩较也较为相似，都近于平坦型。阿尔泰基性岩δEu值为0.9～1.02，几乎没有铕异常。而乌恰沟基性岩δEu值为0.82、1.14和1.8，阿拉哈克、唐巴湖的值变化范围为0.9～1.01。可见，阿尔泰基性岩与前者有一定差别。
图3-15 阿勒泰造山带后造山基性岩脉稀土元素球粒陨石标准化(SunandMcDonough，1989)分布模式(左)原始地幔标准化(SunandMcDonough，1989)蛛网图(右)
在原始地幔标准化的蜘蛛网图解中(图3-15)，Sr、K强烈富集，细粒辉长岩(148/5)的Rb、Ba较富集，但Th亏损，而辉绿辉长岩(148/1)Rb、Ba较亏损。另外，Nb、Y、Yb、Sc相对于洋中脊玄武岩丰度值有亏损。
3.同造山、后造山侵入岩Sr、Nd、Pb同位素特征
(1)Sr、Nd同位素特征
进行了34个样品的测试。几个样品Sr初始值(87Sr/86Sr)i变化较大，异常低或高。这可能是由于样品Sr含量低，加之测量误差导致87Rb/86Sr比值较大，当一般大于3时，(87Sr/86Sr)i误差范围很大，其已经失去了地质意义(Jahn et al.，2000)。该结果将不作为讨论的依据。除此之外，绝大部分样品的Sr初始值较集中，变化于0.703～0.708之间，有些ISr较高(0.708～0.71)。大部分数据和参数都在正常的范围之内，没有出现ISr异常低的情况，其所测结果可以用于有关问题的讨论。这些Rb-Sr同位素特征似乎反映了所测岩石源区的复杂性，即有壳源特点，也有幔源信息。
图3-16 花岗岩f(Sm/Nd)-TDM关系图
一般而言，Sm、Nd同位素较稳定，结果相对可靠，是分析、讨论岩石成因和源区特点的基础，故以下主要依据这些资料进行讨论。总体看，绝大部分样品的43Nd/144Nd比值变化范围小，在0.51410～0.512660，f(Sm/Nd)变化范围限定于－0.2～－0.48之间(图3-16)，所给出的模式年龄TDM基本有效，可以参与有关讨论(Jahn et al.，2000a)。只有3个样品的f(Sm/Nd)<0.2，模式年龄没有地质意义。
图3-17 ISr-εNd(t)关系图
这些测试数据显示，绝大多数样品的εNd(t)值高(>0)，大大高于一般造山带中的花岗岩(εNd(t)值<0，如澳大利亚兰克兰造山带)。在ISr-εNd(t)图解中(图3-17)中，多数样品位于第1和2象限，反映了中亚造山带正εNd(t)值花岗岩的普遍特点，即年轻幔源对花岗岩的形成贡献了重要的物质来源(Jahn et al.，2000a，b洪大卫等，2000)。
就岩石类型而言，基性岩、后造山晚期中酸性岩脉εNd(t)为正值，且数值最高，英云闪长岩、花岗闪长岩εNd(t)值较高(多大于0)，二云母花岗岩εNd(t)值较低(接近0和小于0)。就同造山和后造山花岗岩的对比分析来看，同造山花岗岩εNd(t)值较低，多变化于－3～+4之间，平均+0.5左右模式年龄TDM(单阶段)较老(0.8～1.4Ga)。而后造山花岗岩εNd(t)值较高，如喇嘛昭二云母花岗岩εNd(t)值为+1.3～+2.8，平均2.05，富蕴220Ma的花岗闪长岩εNd(t)值高达5.5，晚期中酸性岩脉更高(+8.6)，平均模式年龄TDM变化大(0.6～1.7Ga)(图3-18a、b)。
图3-18 侵入年龄与εNd(t)关系图
具体分析可见，460Ma的花岗质片麻岩的εNd(t)值稳定，相对最低，变化于－1.2～+0.5，模式年龄TDM(单阶段)变化于较老(1.23～1.9Ga)，相对其它花岗岩似乎含有较多的壳源组分。400Ma和360Ma的花岗岩变化范围较大－2.5～+4，多数大于0，有些达到+4，显示有较多的年轻幔源组分。相比而言，后造山花岗岩(如喇嘛昭)εNd(t)值高，均大于0(+1.3～+2.8)，模式年龄TDM为0.85～1.78Ga。值得注意的是，220Ma左右的花岗闪长岩显示较高的εNd(t)值。特别是一些后造山基性岩、中酸性岩脉具有更高的εNd(t)值(高达+8.6)。这似乎暗示在后造山阶段壳幔相互作用较强烈，更多的幔源物质参与到了花岗岩混染中酸性岩脉的形成。
这种特点在同造山和后造山基性岩中表现得更为清楚。400Ma的可可托海辉长岩(在可可托海花岗岩中的基性岩小岩体)εNd(t)值为+0.2～+2.0，TDM为1.14～1.23Ga，表明该时期基性岩浆相对富集，或者它们遭受了较强的古老地壳物质的混染。但从同时间、同地点的可可托海花岗岩的εNd(t)值(－0.7)来看，陆壳物质混染存在，但似乎是有限的。而280Ma的辉长岩脉εNd(t)值高达+7.4～+8.1，显示了相当亏损地幔的特点。这直观地表明，在阿尔泰造山带同造山过程中，幔源基性岩浆亏损不强烈，并还可能受到古老地壳的混染，暗示壳幔相互作用较弱而后造山基性岩浆亏损程度高，并受到古老地壳混染较轻，说明壳幔相互作用强烈。
(2)Pb同位素特征
Pb同位素也是物源示踪的一个重要手段(Doe＆Zartarm，1979)，它有三个稳定同位素206Pb、207Pb、208Pb以及一个放射性同位素204Pb，而204Pb衰变周期比地球年龄长，所以基本上也可以认为是稳定的。Pb同位素在自然界中几乎不发生分馏，其组成不受物理、化学条件的影响，只受其源区的铀、钍的含量和衰变影响，所以作为示踪剂在探讨物质来源方面得到广泛应用(ZartarmandDoe，1981Norman et al.，1999张宏飞等，1997毛德宝等，2001李龙等，2001PhilippeandStephan，2002吴开兴等，2002)。因长石特别是钾长石中U、Th含量非常低，所以基本上不含放射成因铅，其铅同位素组成基本上代表了岩浆的初始铅同位素特征，而长石是花岗岩的主要造岩矿物，因而长石铅同位素可以应用于示踪花岗岩的物质来源(ZartmanandDoe，1981Gariepy et al.，1985张理刚，19881993李献华等，1987朱炳泉等，1998)。一些学者曾对于阿尔泰花岗岩作过部分Pb同位素研究(如王中刚等，1990何国琦等，1990曲国胜等，1991康旭等，1992刘家远等，1995赵振华等，1996李华芹等，1998袁峰等，2001a)，从模式年龄角度探讨构造演化问题，并对一部分岩体和矿床进行了物源的示踪。本研究对该造山带内同造山和后造山花岗岩的不同类型的代表性岩体进行了Pb同位素测定，并结合前人资料，试图进一步从整个造山带角度较系统地研究阿尔泰花岗岩Pb同位素特征，探讨具有幔源组分的特点，为研究阿尔泰花岗岩的成因和探讨大陆地壳生长提供新的证据(童英等，2006)。
阿尔泰同造山花岗岩206Pb/204Pb范围为18.082～18.921，平均值为18.282207Pb/204Pb范围为15.496～15.599，平均值为15.530208Pb/204Pb范围为37.721～38.187，平均值为37.961μ值范围为8.10～8.24，平均值为8.15。
阿尔泰后造山花岗岩206Pb/204Pb范围为17.997～18.422，平均值为18.238207Pb/204Pb范围为15.460～15.599，平均值为15.522208Pb/204Pb范围为37.661～38.262，平均值为37.938μ值范围为8.05～8.26，平均值为8.14。可见，后造山花岗岩的204Pb平均值略高于同造山花岗岩，而206Pb/204Pb、207Pb/204Pb、208Pb/204Pb值以及μ值的平均值均略低于同造山花岗岩。
在样品的频数直方图上，同造山花岗岩和后造山花岗岩的样品分布都很集中，206Pb/204Pb值主要集中在18～18.6207Pb/204Pb值主要集中在15.45～15.60之间208Pb/204Pb值主要集中在37.60～38.20之间(图3-19)。综合前人资料(王中刚等，1990何国琦等，1990曲国胜等，1991康绪等，1992刘家远等，1995赵振华等，1996李华芹等，1998袁峰等，2001a，总计64个)，Pb同位素分布也很集中，206Pb/204Pb值在17.8～18.8范围内的样品比例为92.2%207Pb/204Pb值在15.45～15.70范围内的样品比例为95.3%208Pb/204Pb值在37.60～38.60范围内的样品比例为93.8%。
与花岗岩共生的基性岩具有与花岗岩相似的Pb同位素特征:206Pb/204Pb范围为17.984～18.513，平均值为18.255207Pb/204Pb范围为15.488～15.547，平均值为15.519208Pb/204Pb范围为37.732～38.065，平均值为37.895μ值范围为9.19～9.71，平均值为9.45。
图3-19 中国阿尔泰造山带花岗岩Pb同位素频数图
从上述测试结果来看，阿尔泰花岗岩不论属于什么时代(早、晚古生代)，也不论属于何种类型(I型、S型、A型)，也不论什么构造背景(同造山、后造山)，其Pb同位素组成都显示了相似的同位素特点，即较低的206Pb/204Pb、207Pb/204Pb、208Pb/204Pb值，且207Pb/204Pb值变化幅度很小，未显示出空间上的分带性。其μ值为9.19～9.71，集中于9.30～9.60。一般而言，铅同位素比较均匀，μ值低于9.74的正常铅来自深部地壳或上地幔，基本上不受壳源物质的混染(Stacey et al.，1975)，这表明阿尔泰花岗岩物源可能为上地幔或深部地壳。
典型的壳源花岗岩，在Pb同位素构造演化图解中(图3-20)，其投影点多在上地壳区或下地壳区(张理刚等，1993)(如华南大容山(于津生等，1997)、喜马拉雅拉萨地体(Gariepy et al.，1985李献华等，1987)、云南腾冲(陈吉琛，1991))。从图3-20中可以看出，本区花岗岩投影点主要集中在地幔演化线和造山带演化线之间，并且更靠近地幔演化线一侧，显示其与典型的壳源花岗岩明显不同为了消除时间因素的影响，朱炳泉等(1998)提出将206Pb/204Pb、207Pb/204Pb、208Pb/204Pb表示成同时代地幔的相对偏差Δα、Δβ、Δγ。计算公式如下:
中国典型造山带花岗岩与大陆地壳生长研究
式中:α、β、γ为测定值αM(t)、βM(t)、γM(t)为t时的地幔值。地幔值按μ=7.8的似单阶段增长线(代表原始地幔增长线，232Th/238U=4.04，T=4.57Ga，(206Pb/204Pb)0=9.307、(207Pb/204Pb)0=10.294、(208Pb/204Pb)0=29.476)进行计算。年龄可以采用以别的定年方法测定的年龄(主要为新近获得的锆石U-Pb年龄)。在铅构造模式图上可以看到最能反映源区变化的是207Pb/204Pb和208Pb/204Pb的变化，因此Δγ-Δβ图具有很好的示踪意义。本区花岗岩均主要落在上地壳与地幔混合的俯冲铅(岩浆作用)区域，部分落在与此区域相邻的造山带铅和地幔源(图3-21)，且后造山花岗相对更靠近地幔源铅区域，说明这些花岗岩的形成与早期洋壳俯冲和壳幔混合关系密切。对于同造山花岗岩来说，这很容易理解，而对于后造山花岗岩来说，这时造山已结束，它的形成只能是地幔底侵带来的热源，导致早期俯冲深埋的洋壳物质重熔，上侵就位。但不管其形成的方式是否不同，它们均与早期的俯冲幔源物质有关。
图3-20 中国阿尔泰造山带花岗岩铅同位素构造演化图解(据ZartmanandHaines，1988)
图3-21 中国阿尔泰造山带花岗岩铅同位素的Δγ-Δβ成因分类图解(据朱炳泉等，1998)
同时，阿尔泰造山带的花岗岩Pb同位素组成同整个造山带中的沉积岩、火山岩、基性侵入岩、矿石以及铁帽显示出同步性，它们具有相一致的Pb同位素组成，没有明显差异，206Pb/204Pb、207Pb/204Pb、208Pb/204Pb值的变化幅度较小(图3-22)，显示了阿尔泰花岗岩的独特性。造成这种原因可能有两种:①Pb同位素的耦合效应，即Pb同位素变化具有同步性，壳幔分异过程中铀与铅可能没有发生明显的分异(如华南，朱炳泉等，1998)②这些岩石、矿石以及铁帽形成时间不长，具有相似的源区———新生地壳或者有幔源组分加入的源区，Pb同位素分馏不明显，使得出现一定的假耦合效应。然而，无论是何种原因，均都表明这些花岗岩的形成与幔源成分关系密切。这一点在Pb同位素物质源区判别图解上更清楚地显示了这一点(图3-23)，本区花岗岩的投影点相对集中，基本上都落在洋岛玄武岩和岛弧玄武岩的范围内，远离上地壳、下地壳和深海沉积物，显示其源岩与岛弧物质相近，其源区与上地壳和下地壳的远亲源性，可能与俯冲的岛弧物质或洋壳有关，说明幔源物质在其源区可能占主导地位。可见Pb同位素特征与Nd同位素特征相一致，都揭示了幔源组分的特点。
图3-22 中国阿尔泰造山带花岗岩、沉积岩、火山岩、矿石及铁帽铅同位素组成图解
图3-23 中国阿尔泰造山带花岗岩Pb同位素物质源区判别图解(据Zartman et al.，1979)(图例同图3-21)
另外，与阿尔泰花岗岩共生的基性岩，Pb同位素组成与花岗岩相一致。在源区判别图解中(图3-23)，亦清楚地显示，两者的落点相互交错，基性岩也都落在洋岛玄武岩和岛弧玄武岩区域，这表明两者可能具有相似的物源特征，而基性岩浆只能来源于地幔的熔融或地幔岩的部分熔融。因此，Pb同位素特征进一步佐证，阿尔泰花岗岩来源应与地幔物质来源有关，至少可以说明幔源组分参与了其岩浆的形成。同处中亚造山带南缘的内蒙古中部苏尼特左旗—锡林浩特地区的花岗岩的Pb同位素也显示出相似的特征。表明这种具有幔源成因的花岗岩在中亚造山带可能是一种较为普遍的现象。
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