同位素地球化學

❶ 求《穩定同位素地球化學》pdf版本，編著：鄭永飛

有《穩定同位素地球化學》pdf

❷ 穩定同位素的地球化學應用領域

研究領域主要有兩個方面：穩定同位素地球化學和同位素年代學。穩定同位素地球化學主要研究自然界中穩定同位素的豐度及其變化規律，並用以解釋岩石和礦石的物質來源及其成因等地質問題。同位素年代學又分為同位素地質年代學和宇宙年代學，前者主要研究地球及其地質體的年齡和演化歷史，後者則主要研究天體的年齡和演化歷史。 ?穩定同位素地球化學 ：
同位素地球化學的一個研究領域。主要研究自然界中穩定同位素的豐度及其變化規律，並用來解決地質問題。穩定同位素包括放射衰變成因的和非放射成因的，如206Pb、207Pb、208Pb、87Sr和143Nd就是分別由238U、235U、232Th、87Rb和147Sm放射衰變而形成的穩定同位素；而H、C、O、S的同位素如1H、2H、12C、13C、16O、17O、18O、32S、33S、34S、 36S則是天然穩定同位素。由於H、C、O、 S的原子序數小於20，所以其同位素又可稱為輕穩定同位素。穩定同位素豐度發生變化的主要原因是同位素的分餾作用。 同位素分餾指由物理、化學以及生物作用所造成的某一元素的同位素在兩種物質或兩種物相間分配上的差異現象。引起同位素分餾的主要機制有：①同位素交換反應。是不同化合物之間、不同相之間或單個分子之間發生同位素分…… ?同位素年代學從誕生至今已經一個多世紀，但至今發展速度很快，新方法、新理論不斷提出，新技術得到了不斷地應用，尤其是高精尖儀器的引入，發展異常迅速，幾乎每天都有新發現。以下僅簡要介紹常規方法及部分進展，以起到以管窺豹之效。
1. Rb-Sr法
2. Sm-Nd法
3. U-Pb法

❸ 　同位素地球化學示蹤

5.5.1硫同位素

諾爾特地區花崗岩、火山岩、地層及礦石硫同位素組成如表5-10所示，可見礦石δ³⁴S值在5.6‰～7.8‰之間，略低於花崗岩、火山岩及火山沉積岩也具較高的δ³⁴S值（10.20‰～10.64‰）。根據周濤發等（1995）提出的水－岩作用過程中熱液流體系統的

關系模型和本區礦床形成的物理化學條件、礦液成分特徵等資料可以計算，在330～200℃溫度范圍內，水/岩比值（W/R）在0.01～0.1之間變化時，本區的以火成岩為主的硫源地質體通過水－岩作用形成硫同位素組成為5.6‰～7.8‰的含礦熱液。

表5-10諾爾特地區部分礦化區不同地質體硫同位素組成

測試單位：中國地質科學院礦床地質研究所。

5.5.2鉛同位素

成礦流體物理化學條件變化而引起的鉛同位素組成的變化通常可以忽略不計，因此，礦床中鉛同位素組成的分布特徵完全取決於鉛的源區中鈾、釷含量以及U/Pb,Th/Pb的變化。礦石的鉛同位素組成可以為判斷礦床中成礦物質的來源提供重要的依據。

諾爾特地區花崗岩、火山岩、地層及礦石鉛同位素特徵見表5-11，阿克提什坎礦化區單階段鉛模式年齡明顯偏小，甚至為負值，顯然礦床鉛不是單一來源的正常鉛，而是混合型的異常鉛。托格爾托別、塔斯比格南及闊科依達拉斯礦化區的礦石鉛的模式年齡特點也都反映了礦石鉛具異常鉛的特點（表5-11）。

在鉛增長曲線圖中（圖5-6），阿克提什坎礦化區礦石鉛同位素組成與其他地質體的鉛同位素組成均分布於零等時線右側，表明了礦床鉛是屬於多來源的異常鉛。此外，托格爾托別、塔斯比格南及闊科依達拉斯礦化區中礦石鉛同位素組成也均落於零等時線右側，具異常鉛的特點。

表5-11諾爾特地區各礦化區不同地質體鉛同位素組成

測試單位：中國地質科學院地質研究所。

圖5-6諾爾特地區礦床鉛同位素增長線圖解

阿克提什坎礦化區（1—二長花崗岩，2—晶屑凝灰岩，3—粉砂岩，4—蝕變岩型金礦石，5—硫化物礦石）；托格爾托別礦化區（6—金礦石）；塔斯比格南礦化區（7—硫化物礦石）；闊科依達拉斯礦化區（8—硫化物礦石）；u為²³⁸U/²⁰⁴Pb

確定礦床鉛源必須注意兩方面的問題：一是礦床產出的地質特徵，一是區域成礦的地質背景。因此，只有對可能提供鉛源的各種地質體的鉛同位素組成及其演化進行詳細研究，才能正確確定鉛的來源，闡明礦床成因和成岩、成礦的關系。

在鉛構造模式中（Doe和Zartman,1981），阿克提什坎礦化區礦石鉛的數據均落於造山帶與地幔鉛增長曲線之間。Doe和Zartman（1979）曾認為沉積作用、火山作用、岩漿作用、變質作用以及急速的侵蝕循環作用把來源於地幔、上部地殼和下部地殼的鉛充分混合，形成具有均一U/Pb和Th/Pb的造山帶鉛。因此，阿克提什坎礦化區礦石鉛同位素組成實質上是由於地殼和地幔鉛的混合作用而形成的，並且具有造山帶鉛的特點，這與阿克提什坎礦化區位於阿爾泰造山帶的構造背景是相一致的。鉛來源於造山帶物質，本質上是殼幔混合鉛。

由上述分析可以確定地幔鉛儲庫和地殼鉛儲庫是礦床的兩個主要鉛源，為此，根據Zartman和Doe（1981）提出的關於不同儲庫——上地幔、造山帶、上地殼等的鉛構造模式（VersionⅡ）計算了相當於阿克提什坎礦化區成礦時代（t=138Ma）的地幔和上地殼儲庫的鉛同位素組成。結果表明，上地殼鉛源具較高的鉛同位素比值：²⁰⁶Pb/²⁰⁴Pb為19.193,²⁰⁷Pb/²⁰⁴Pb為15.696,²⁰⁸Pb/²⁰⁴Pb為38.628，而地幔鉛源的鉛同位素比值相對較低：²⁰⁶Pb/²⁰⁴Pb為17.800,²⁰⁷Pb/²⁰⁴Pb為15.459,²⁰⁸Pb/²⁰⁴Pb為37.474。

但是，單由地殼和地幔這兩個端元混合還不能很好地解釋現有礦石鉛的同位素組成，因為礦石鉛具有較高的²⁰⁸Pb/²⁰⁴Pb值（石英脈型礦石為38.138，蝕變岩型礦石為38.557）和較低的²⁰⁷Pb/²⁰⁴Pb值（石英脈型礦石為15.529，蝕變岩型礦石為15.506），所以還必須有一高²⁰⁸Pb/²⁰⁴Pb值及低²⁰⁷Pb/²⁰⁴Pb值的端元加入到礦石鉛體系中。前文分析業已表明，區內的紅山嘴組地層與礦石鉛具有同源的關系，有可能為成礦提供鉛，並且紅山嘴組地層具有高²⁰⁸Pb/²⁰⁴Pb值（38.957）和低²⁰⁷Pb/²⁰⁴Pb值（15.478）的特點。因此，根據本區礦床地質特徵及區域成礦地質背景，確定石炭紀紅山嘴組地層為礦床的第三種鉛源。在鉛同位素對比及轉換模式圖（圖5-7）中，礦石鉛的投影點位於由地幔、上地殼及紅山嘴組地層鉛3個端元所組成的一個三角形區域內，說明礦石鉛是由這3個端元組分混合形成的。最終構成礦石鉛的物質來源就具有上述3端元組分混合的特徵。

圖5-7阿克提什坎礦床鉛同位素轉換模式圖

1—二長花崗岩；2—晶屑凝灰岩；3—粉砂岩；4—蝕變岩型金礦石；5—硫化物礦石；6—地幔鉛；7—地殼鉛

阿克提什坎礦化區礦石鉛同位素組成滿足三元混合模式（支霞臣等，1982；李獻華，1985；蔣少涌等，1992），因此擬合得到回歸方程：

²⁰⁷Pb/²⁰⁴Pb=－1.1782×（²⁰⁶Pb/²⁰⁴Pb）+8.7975×（²⁰⁸Pb/²⁰⁴Pb）+30.7310

相關系數r=0.9855。從而進一步證明了阿克提什坎礦化區礦石鉛是由地幔、上地殼及地層鉛3端元混合的結論。

計算結果表明，石英脈型礦石鉛中地幔鉛佔51.98%，上地殼鉛佔10.38%，石炭紀地層鉛佔37.64%，地幔鉛比例最高，其次為地層鉛，顯示了深源及地層或圍岩提供了成礦物質；蝕變岩型礦石鉛中地幔鉛佔19.93%，上地殼鉛佔46.22%，石炭紀地層鉛佔33.85%，即以地殼鉛和地層鉛為主，同時有地幔鉛的參與，反映了蝕變岩型礦石鉛對其原岩鉛同位素組成的繼承性。

5.5.3氫、氧同位素

表5-12中列出了諾爾特地區阿克提什坎金－多金屬礦化區主成礦階段石英－硫化物階段礦石中石英的氫、氧同位素組成測試結果。表中石英包裹體水測定的

值即為成礦流體的

值，成礦流體的

值則結合均一溫度，採用張理剛等（1996）石英－水之間氧同位素分餾方程計算得到。

成礦流體的

值范圍為－84‰～－99.7‰，

值范圍為0.38‰～7.75‰。由均一溫度測定結果可見，主成礦階段石英－硫化物階段成礦流體經歷了一個由330℃左右到200℃左右的降溫過程（表5-12）。所測定的熱液氫、氧同位素組成，實質上代表了不同來源的水與不同類型的岩石進行了水/岩交換後的結果，除了受原始水的氫、氧同位素組成影響外，成礦熱液的氫、氧同位素組成還受其他因素影響，其中最主要的包括水/岩作用的溫度、水/岩（W/R）比值和主岩的氫、氧同位素組成等，只有對這些因素進行系統研究後，才可能對成礦流體的性質有較為正確的了解。根據諾爾特地區金屬礦床的成礦地質背景和成礦熱液氫、氧同位素組成演化模式（周濤發等，1996），並且考慮到礦區范圍內有兩種主岩，一是黑雲母二長花崗岩，另一是賦礦圍岩中酸性陸相火山岩（碎斑熔岩）及變質形成的千枚岩和片岩，因此，理論計算時必須考慮下面幾種水岩體系作用過程：岩漿水與大氣降水的混合；變質水與花崗岩體的氫、氧同位素交換作用；變質水與火山岩的氫、氧同位素交換作用；岩漿水與花崗岩體的氫、氧同位素交換作用（形成演化岩漿水）；岩漿水與火山的氫、氧同位素交換作用（形成漂移岩漿水）；大氣降水與花崗岩體的氫、氧同位素交換作用（形成演化大氣降水）；大氣降水與火山岩的氫、氧同位素交換作用（形成漂移大氣降水）。諾爾特地區礦床形成的有關流體氫、氧同位素初始值計算或確定結果如表5-13所示。

表5-12阿克提什坎礦化區氫氧同位素組成

測試單位：中國地質科學院礦床地質研究所。

表5-13諾爾特地區初始氫、氧同位素組成

在氫、氧同位素組成圖（Taylor,1974）中，阿克提什坎礦化區主成礦階段石英－硫化物階段氫、氧同位素組成投影相對集中於一個區域，靠近正常岩漿水范圍，而與變質水范圍相差較遠，並顯現出向大氣水演化線方向演化的趨勢（圖5-8）。

圖5-8阿克提什坎礦床成礦熱液氫氧同位素組成（底圖據Taylor,1974）

考慮阿克提什坎金－多金屬礦床主成礦階段石英－硫化物階段在不同溫度段下成礦流體氫、氧同位素組成的演化情況，分別討論在330℃、280℃、230℃及200℃溫度下變質水、大氣降水與花崗岩及火山岩交換作用和岩漿水自演化及與火山岩交換作用氫、氧同位素演化，結果如圖5-9所示。

圖5-9阿克提什坎礦床成礦熱液氫氧同位素演化圖解

1,2,3,4—阿克提什坎礦床成礦熱液氫氧同位素組成投影點；實曲線—大氣降水演化線，其中左為演化大氣降水線，右為漂移大氣降水線；虛曲線—岩漿水演化線，其中左為岩漿水自演化線，右為漂移岩漿水線；A—變質水與花崗岩交換演化線，A＇—變質水與碎斑熔岩交換演化線；虛框—正常岩漿水（Taylor,1979）

可見，在200℃至330℃的各個溫度段，投影點與變質水演化曲線均相差甚遠，可以排除成礦流體來源於變質水的可能性。在330℃至280℃和230℃時及一定的水/岩比條件下，投影點反映了成礦流體中大氣降水和岩漿水共同參與的特徵，大氣降水與火山岩（碎斑熔岩）交換形成的大氣降水熱液和岩漿水共同構成成礦介質水。在280℃時，W/R比值比330℃時降低，接近於0.01，而在230℃時，W/R比值又再度上升，略大於0.1。由330C→280℃→230℃，投影點已逐漸遠離正常岩漿水氫、氧同位素組成的范圍而向雨水線方向移動，反映了大氣降水比重逐漸增大而岩漿水比重逐漸減小的特徵。至200℃時，投影點位於大氣降水與花崗岩交換作用演化線和大氣降水與碎斑熔岩交換作用演化線之間，反映此時成礦熱液以大氣降水為主。水/岩比值的總體變化特徵反映了大氣降水不斷參與成礦的特點（圖5-9）。

通過上述氫、氧同位素組成的研究可見，阿克提什坎金－多金屬礦床主成礦階段成礦流體中介質水早期為岩漿水與大氣降水的共同參與，大氣降水為漂移大氣降水；隨著溫度的降低，大氣降水佔主導地位，此時大氣降水為演化大氣降水和漂移大氣降水。

區域上，阿爾泰地區不同構造單元不同時代金礦床成礦熱液也具復雜來源和演化特點，阿爾泰地區不同構造單元主要金礦床主成礦階段的氫、氧同位素組成如表5-14所示。阿爾泰地區由南至北構造背景依次為烏倫古海溝、喀拉通克島弧、克蘭弧後盆地、諾爾特斷陷火山盆地。由有關典型礦床（表5-14）對比得出各構造背景中礦床成礦流體的氫、氧同位素組成特徵的研究表明，不同構造背景中的礦床，從海溝到島弧、弧後盆地及陸內斷陷火山盆地，成礦流體均顯示出多來源的特點。烏倫古海溝，成礦流體以岩漿水和大氣降水的混合水為主；喀拉通克島弧，成礦流體以大氣降水為主，但均有不同程度的岩漿水和變質水的參與；克蘭弧後盆地，主成礦階段成礦流體以大氣降水為主，在成礦早階段有其他來源的水的作用；諾爾特地區在燕山期的成礦流體同樣也是多源的，為岩漿水和大氣降水。氧同位素組成的變化與溫度的相關性較為明顯，有隨著溫度由低到高，

呈現遞增的趨勢，因為溫度越高，岩石（礦物）與水之間的分餾系數越小，成礦流體的

也就越接近岩石（礦物）的δ¹⁸O值。同時，由於受到容礦圍岩（原岩）同位素組成、溫度以及水/岩比等因素的影響，大多數金礦床的成礦熱液都顯示出明顯的「¹⁸0漂移」。因此，北阿爾泰地區不同地質歷史時期構造岩漿作用過程中，由於捲入的地質作用和地質單元的多元性和復雜性，形成了由大氣降水、岩漿水或變質水以不同程度參與、經復雜水－岩作用過程形成的金礦床成礦流體系統，並導致金礦床的形成。最近研究（王登紅等，1998），地幔流體在區域多期次成礦作用過程中也可能起到了重要作用。

表5-14阿爾泰地區金礦床主成礦階段成礦溶液的氫氧同位素組成

資料來源：芮行健等（1994）和本文。

❹ 同位素地球化學特徵

7.5.1.1 氫、氧同位素特徵

作者對八件礦石樣品中的石英分別測試了δ¹⁸O礦物值和包裹體δD值，並利用同位素分餾公式計算了與石英處於同位素平衡的

值，δD值域為-78.9‰～-28.5‰，

值域為-0.06‰～10.84‰。在 δD-δ¹⁸O圖解上（圖7.11），兩件樣品落入原生岩漿水區，四件樣品落入變質水區，一件樣品明顯向雨水線方向飄移，顯示有大氣水參與的跡象及變質圍岩對成礦流體

值的影響。華仁民等（1995）應用水-岩同位素交換理論，對銀山地區各類蝕變岩石的氧同位素變化規律進行了研究和模擬計算，認為銀山成礦流體來源於大氣降水，是大氣降水在深部較高溫度和低W/R比值條件下與千枚岩發生水-岩反應的產物。

圖7.11 δD-δ¹⁸O圖解

7.5.1.2 碳、氧同位素特徵

據礦床中碳酸鹽礦物的碳、氧同位素測定（本書；葉慶同，1987），方解石δ¹⁸O_SMOW值為＋8.85‰～＋15.85‰，δ¹³C_PDB值為-10.81‰～-3.89‰；菱鐵礦δ¹⁸O_SMOW值為＋13.38‰～＋20.22‰，δ¹³C_PDB值為-7.66‰～-1.37‰。在δ¹⁸O-δ¹³C圖解上（圖7.12），樣品投點多落在海相碳酸鹽岩區與花崗岩區之間，推測成礦流體中的含碳組分具有岩漿源和地層源等多種來源。

7.5.1.3 硫同位素特徵

礦區硫化物δ³⁴S值域為-6.1‰～＋3.4‰，平均為＋0.80‰。從銅礦帶向鉛鋅礦帶，從深部向淺部，δ³⁴S值顯示降低趨勢，這種變化趨勢與流體中

比值的降低有關。據H.Ohmoto（1972）研究，硫化物δ³⁴S值受熱液中

比值的制約，在T＝200℃和δ³⁴S_∑S＝0的熱液條件下，隨著

比值由1/9→1/1→9/1，結晶出的閃鋅礦的δ³⁴S值將由-30‰→-17.4‰→-4.4‰變化，方鉛礦的δ³⁴S值由-33.3‰→-20.5‰→-7.7‰變化，該值域明顯遠離了銀山礦床δ³⁴S平均值。據包裹體均一溫度測定，銀山礦床主要成礦溫度范圍在200～300℃（葉慶同，1987）。而礦石中重晶石的出現及流體包裹體成分中富含

的特徵，表明除岩漿硫外，應有富³⁴S的硫源參與成礦，這部分硫主要來自地層。利用礦區內黃鐵礦的硫同位素組成，投點於斑岩銅礦及其他銅礦石硫同位素特徵與物質來源關系圖上（圖7.13），礦區硫源位於Ⅱ區，表明成礦物質主要來源於地幔，但受到地殼物質的明顯混染。

圖7.12 δ¹⁸O-δ¹³C圖解

（據劉建明等，1997；劉家軍等，2004）

1.方解石；2.菱鐵礦

圖7.13 銀山礦區硫同位素比值特徵與其物質來源關系圖解

Ⅰ區段成礦物質來源為地幔；Ⅱ區段成礦物質為地幔，受到地殼物質明顯混染；Ⅲ區段成礦物質來源主要與地殼有關；Ⅳ區段成礦物質來自地幔，受到大規模地殼物質混染、同化、混合

7.5.1.4 鉛同位素特徵

據鉛同位素測試（葉慶同，1987；江西地質勘查局，1996），靠近銅礦帶方鉛礦鉛同位素組成較穩定，²⁰⁶Pb/²⁰⁴Pb、²⁰⁷Pb/²⁰⁴Pb、²⁰⁸Pb/²⁰⁴Pb的比值一致，依次分別為17.927～18.010、15.466～15.573、37.818～38.254。向兩側，即銀山區、北山區鉛同位素變化較大。銀山區²⁰⁶Pb/²⁰⁴Pb、²⁰⁷Pb/²⁰⁴Pb、²⁰⁸Pb/²⁰⁴Pb 比值依次分別為17.956～18.204、15.459～15.755、37.735～38.407；北山區²⁰⁶Pb/²⁰⁴Pb、²⁰⁷Pb/²⁰⁴Pb、²⁰⁸Pb/²⁰⁴Pb 比值依次分別為 17.889～19.045、15.458～16.368、37.686～40.237。在鉛同位素演化圖上，礦石鉛投點在造山帶鉛曲線附近較集中，部分投點則落在上地殼和地幔鉛曲線附近，並且投點呈明顯線性分布（圖7.14），說明礦石鉛來源較為復雜。

圖7.14 銀山礦床方鉛礦的鉛同位素組成

UC.上地殼；OR.造山帶；UM.上地幔；LC.下地殼

❺ 氮同位素地球化學

氮的原子序數為 7,原子量為 14.0067。在自然界氮有¹⁴ N、¹⁵ N 兩個同位素,大氣氮中兩同位素的相對豐度分別為 99.634‰、0.366%。對空氣中氮同位素測定表明,到50km高處,其同位素組成保持穩定。溶解於海水中的氮,在幾千米深的范圍內同位素組成與大氣的氮同位素組成相同。地球上氮同位素的變化范圍為-15.6‰～+31‰。在地表條件下,氮可以氣態、液態或固態存在,其價態由+5 變化到-3,存在形式為

、

、N₂、

、NH₃、NO₂、NO、N₂O和氨基酸等。價態的變化有利於同位素分餾。

地殼與地幔中氮同位素比值的現有數據如圖7-37 所示。由於氮的低濃度與無處不在的空氣污染問題,與其他穩定同位素比值相比,氮同位素的數據要少得多。玄武岩中 N₂的溶解度是非常有限的,盡管氮中許多以易溶的

形式存在。因此,火山岩,只有水下玄武岩提供地幔氮的有用樣品。測定玄武岩中的氮同位素既存在污染問題又有分析問題。這樣,與低的豐度 (通常小於 1 × 10^-6 )交織在一起,要作出精確的分析很困難。MORB中的δ¹⁵ N_ATM的范圍是-2‰～+12‰,洋島玄武岩 (夏威夷 OIB)幾個氮同位素分析值高達+20%。目前確定這種變化多大程度上反映了污染 (特別是有機質的污染)、脫氣過程中的分餾或真實的地幔不均一性仍是很困難的。也許,所有能說明的是玄武岩中的氮看起來平均具正的δ¹⁵ N值。

圖7-37 地殼與地幔物質中的氮同位素組成

有關物質中氮的含量與主要存在形式如表7-10 所示。地球火成岩與變質岩,氮主要以

形式替代K⁺,因此,在黑雲母中含

量可大於0.025%。沉積岩中的氮含量一般與有機碳含量成正相關,現代沉積物的C/N比為 5～50 (平均為20),表明沉積岩中的氮為有機來源。此外,黏土礦物可吸附

,所以碎屑沉積岩中氮含量還與黏土礦物含量成正比。大洋水體隨著溫度下降、鹽度升高,氮的溶解度增高。大洋中

、

、

濃度由生物活動所控制,因此,隨地域、季節、水深而變化,

含量隨水深增高。河水、湖水中的氮在厭氧條件下,

含量降低,而以

為主;地表水中的

的平均含量比地下水中的高,且變化大。飲用水標准中

含量小於10mg/L,但由於施用含氮肥料、地熱區泉涌及其他天然與人為原因,許多地方的飲用水中

含量超過限定值。大氣中的NO₂、N₂O主要源於工業污染,雨水中的

含量與年降雨量成反比 (鄭永飛等,2000)。

表7-10 有關物質中氮的含量與主要存在形式

(一)氮同位素分餾

大多數氮化合物中的氮同位素平衡分餾系數是通過理論計算得到的。計算結果表明,從NO→NH₃→N₂→N₂ O→NO₂ ,¹⁵ N依次富集。N₂ (液)-N₂ (氣)的平衡分餾系數為1.00085,說明水溶液中的氮略為富集¹⁵ N。

氮同位素的物理化學與生物化學等動力學過程可造成明顯的同位素分餾。如氮氣在多孔介質中運移造成¹⁵ N隨擴散運移距離的增加而減少;地球上的氮同位素組成比火星大氣虧損¹⁵N就是由於火星的重力較小,輕同位素更易擴散丟失;

與離子交換樹脂進行交換時,交換到樹脂上的

富集¹⁵N,分餾5‰～25‰(鄭淑蕙等,1986)。

生物固氮作用形成的植物有機物中,¹⁵ N的含量比大氣氮稍低。在生物的分解代謝作用中,有機物中氮轉化為

,這一過程使

的δ¹⁵N比有機物低5‰～7‰。

經細菌氧化為

時(硝化作用),所產生的

比

的δ¹⁵N要低5‰～21‰,決定分餾的是

→

。在氧含量很低時,細菌能將

還原為N₂分子,實驗得到的氮同位素分餾值為-20‰,在熱帶太平洋測得的值為-40‰,這些說明反 (去)硝化作用過程中氮同位素的分餾與

的濃度、氧分壓、溫度及還原細菌的數量等因素有關。

(二)隕石、月岩氮同位素地球化學

月岩的δ¹⁵ N為-190‰～+125‰。一般用分步加熱方法研究,藉此可以辨認出不同的組分。如圖7-38 為Apollo-17 帶回的月岩70011 的析出譜,其氮含量約為70×10^-6。最低溫 (600℃)組分為吸附的地球氮,800℃和 1000℃下析出的組分被解釋為近期太陽風和古老太陽風植入組分,最高溫 (1325℃)析出的組分為散裂反應產物組分。海盜號(Viking)登火星飛行的實測火星大氣氮的結果為¹⁵N/¹⁴N=0.00640±0.001,相當於δ¹⁵N=770‰±300‰。其原因可能是因為火星引力小,有利於較輕的¹⁴ N的選擇性逃逸。

隕石中δ¹⁵ N變化范圍極大,已知最低值為-326‰,發現於 Allende隕石的酸溶殘渣中,最高值為 973‰,見於石鐵隕石中。各化學群隕石的δ¹⁵ N 各不相同:Cl 和 C2 群為30‰～50‰;E 群為-40‰～-30‰;C3 群為-326‰～-66‰;普通球粒隕石為-10‰～20‰;鐵隕石為-90‰～150‰。這些變異反映它們的原始特徵,即受原始太陽星雲不均一性、核過程、凝聚和吸積 (如E群凝聚早、C 群凝聚晚以及在凝聚過程中¹⁴ N選擇性丟失等)過程的影響。次生過程,如散裂產物植入、太陽風植入、變質丟失等影響不大 (鄭永飛等,2000)。

圖7-38 月岩 70011 號階段釋氮同位素組成

(三)上地幔氮同位素地球化學

上地幔來源的金剛石可含高達 2000×10^-6的氮,因此是地幔氮的絕好樣品。高δ¹³ C金剛石 (最常見,通常是橄欖岩組合)δ¹⁵ N 從-12‰～+5‰,平均為-3‰,明顯不同於玄武岩中觀察到的正值。低δ¹³ C金剛石一般具正的δ¹⁵ N 值。由於地殼岩石中有機質與銨一般具正的δ¹⁵ N,該特徵與這組金剛石來自消減的地殼物質的假設是一致的。然而,由於玄武岩似乎一般具正的δ¹⁵ N,其他解釋也有可能。

纖維狀金剛石,可能與將其攜帶到地表的金伯利岩有直接關系 (Boyd et al.,1994),具更均一的δ¹⁵ N,均值大約為-5‰。由於可能在氮進入金剛石的過程中有明顯的同位素分餾,這類金剛石數據的意義也不明確,地幔金剛石的氮同位素問題仍沒解決。

(四)沉積岩氮同位素地球化學

在缺氧環境,有些微生物利用溶解硝酸鹽中的氧。細菌脫氮作用中優先消耗富集¹⁴ N的硝酸鹽分子,殘余硝酸鹽因而富集¹⁵ N。大洋水/沉積物界面附近的脫氮過程還伴隨硝化過程,使沉積物中銨氧化為硝酸鹽。美國西北部沿太平洋的一個海灣 (Puget Sound)的淺海沉積物,向下擴散的硝酸鹽中沒有觀察到氮同位素分餾。但從沉積物向外擴散的氨氣的δ¹⁵ N比有機物和上覆水柱的硝酸鹽高約 4.5‰,其原因是氨在缺氧條件下硝化時發生了氮同位素分餾。

許多到達沉積物水界面的有機氮會在成岩過程中丟失。然而沉積物的氮同位素成分是根據初始有機物來確定的。例如,白堊紀海洋沉積物較低的δ¹⁵ N,是由於異常的海洋生物化學作用減慢了大洋循環。

隨著有機物成岩作用的進行,氮能夠以

形式替代K⁺而進入黏土礦物的晶格。這種進入黏土礦物和雲母的氮來自有機物分解,其氮同位素組成與有機氮一樣。

遠洋沉積物總氮的δ¹⁵ N為3‰～10‰,與沉積物中有機質的值一致 (鄭永飛等,2000)。

(五)變質岩氮同位素地球化學

沉積物變質時,由於脫揮發分作用將發生

的丟失,此時伴有顯著的氮同位素分餾,殘余物中富集¹⁵ N。因此,高級變質岩和花崗岩相對富集¹⁵ N,其δ¹⁵ N為+8‰～+10‰。

美國加利福尼亞州Catalina島高級變質岩是一典型的發育於俯沖帶上的變質帶。氮同位素研究表明,岩石中氮與K₂O含量成正比,氮以

形式存在於白色雲母(鉻雲母、鉻白雲母)中。隨著變質程度增加,氮含量下降,δ¹⁵ N增加,如:

硬柱石-鈉長石變質岩及其中的雲母 δ¹⁵N=1.9‰±0.6‰

硬柱石-藍片岩及其中的雲母 δ¹⁵N=2.4‰±0.3‰

綠簾石-藍片岩、綠簾石-斜長角閃岩及其中的雲母 δ¹⁵N=4.0‰±0.7‰

斜長角閃岩及其中的雲母 δ¹⁵N=4.3‰±0.8‰

在混合岩范圍內,氮同位素組成均一,這表明變質流體在千米尺度上是均一的,有大規模的混合作用存在。在混合岩脈體、偉晶岩、角閃岩相沉積變質岩中,白雲母的δ¹⁵ N一致,表明混合岩化過程中氮同位素分餾很小 (鄭永飛等,2000)。

(六)水圈氮同位素地球化學

1.淡水

雨水把土壤中的可溶氮化合物帶到地下水面附近。地下水中氮的來源,除雨水從表層土壤帶來外,還有肥料、污水、動植物排泄物、地下水蓄水層中的溶解物質等。主要以

的形式存在,在還原條件下有少量

。地下水的δ¹⁵N為0～+25‰,取決於當地的氮源。這種變異可用在水文研究中。

2.海水

大洋深層水中溶解硝酸鹽的δ¹⁵ N為+6‰～+8‰。脫氮反應是保持大洋水δ¹⁵ N 高於大氣的主要機理。

海洋顆粒有機物 (Particulate Organic Matter,POM)的δ¹⁵ N 值為+3‰～+13‰,而陸地來源顆粒有機物則為-6.6‰～+5.2‰ (平均為+2.5‰),相對貧¹⁵ N。據此可以研究近海區域水體的混合。如 1974年4月所測荷蘭須德海某河口灣的 POM 的δ¹⁵ N (圖7-39)表明,內陸80km處δ¹⁵ N為 1.5‰±0.2‰,向北海變為8.0±1.8‰,有增加趨勢。但由於有機物的季節性生長,無論陸地和海洋POM都有明顯的季節變化。春天和初夏,生物繁盛時,δ¹⁵ N 低,而夏秋則δ¹⁵ N 高,在北海達+11.5‰。POM中δ¹⁵ N 隨時間而變化,因此在應用海洋和陸源氮同位素示蹤時必須謹慎。

圖7-39 荷蘭須德海顆粒有機物的氮同位素變異圖

圖7-40 印度洋北部顆粒有機氮含量與同位素組成隨深度的變化

海洋POM由浮游生物在大洋表層營養層中產生,下沉時在無光層中分解。因為POM分解時氮比碳容易丟失,其 C/N 比隨深度而增加。顆粒有機氮的δ¹⁵ N 隨深度的變化見圖7-40。POM的含量從表層水向下數十米內增加,這是因為由於浮游生物活動而大量形成之故。然後由於它的分解其含量向深部不斷減少。在約 500m以下保持不變,直到洋底。與此相應,大洋表面到約 75m 深度,隨氮濃度增加,δ¹⁵ N 下降,最低值達到約+2.9‰,其原因是因為浮游生物優先吸取

,隨後δ¹⁵N增加,直到約500m時,達到+13‰,這是因為浮游生物分解時,¹⁴N優先丟失。隨後δ¹⁵N保持不變,直到洋底。

緩慢沉入洋底的POM進入沉積物。據此判斷洋底沉積物的δ¹⁵ N應與懸浮POM的一樣,δ¹⁵ N應為+8‰～+13‰。但實測值較低,為+6.8‰±4.1‰。北太平洋洋底沉積物的δ¹⁵ N低達+2.9‰～+4.4‰。其原因不外乎有其他氮源存在或 POM沉積後δ¹⁵ N 發生變化。有一種解釋認為大洋水體中還有一種快速沉降顆粒,因沉降快所以未受到氧化分解影響因而富¹⁴ N。這種顆粒不易在過濾水樣時被採集到。

❻ 　同位素地球化學

2.3.1鉛同位素

本區各期花崗岩代表岩體的鉛同位素組成（表2-7）相差不大，且各岩體的鉛同位素模式年齡均為負值，鉛不是單階段演化的正常鉛，而是經歷了復雜演化過程的異常鉛。

表2-7諾爾特地區花崗岩鉛同位素組成

測試單位：中國地質科學院地質研究所。

在鉛同位素構造模式圖中（Doe和Zartman,1979），岩體鉛同位素組成位於地幔鉛及造山帶鉛之間，並且具有地殼兩階段鉛的特點（圖2-6），反映區內不同時代岩體鉛均與造山帶鉛有關，造山帶物質以地殼物質為主，同時也有地幔物質的參與。造山帶鉛的形成是由於沉積作用、火山作用、岩漿作用、變質作用以及急速的侵蝕循環作用把來自於地幔、上部地殼和下部地殼的鉛充分混合，形成具有均一U/Pb和Th/Pb的造山帶鉛。與華南地區產鈾花崗岩鉛同位素組成對比，本區不同時代花崗岩與同熔型產鈾花崗岩有相似之處，均位於造山帶鉛與地幔鉛之間，表明本區花崗岩是殼、幔物質不同程度混合的產物。在²⁰⁸Pb/²⁰⁴Pb和²⁰⁷Pb/²⁰⁴Pb與²⁰⁶Pb/²⁰⁴Pb圖中，本區花崗岩樣品點均落在殼幔混源區附近，反映了岩漿中有地殼和地幔物質的共同參與（圖2-7）。

圖2-6鉛同位素構造模式圖

1—加里東晚期花崗岩；2—華力西中期花崗岩；3—華力西晚期花崗岩；4—燕山期花崗岩；5—石炭紀火山岩

圖2-7²⁰⁸Pb/²⁰⁴Pb-²⁰⁶Pb/²⁰⁴Pb,²⁰⁷Pb/²⁰⁴Pb-²⁰⁶Pb/²⁰⁴Pb圖解

M—幔源區；MC—殼幔混源區；C—殼源區1—加里東晚期花崗岩；2—華力西中期花崗岩；3—華力西晚期花崗岩；4—燕山期花崗岩

阿提什岩體初始鉛同位素組成近似取為：²⁰⁶Pb/²⁰⁴Pb=18.690,²⁰⁷Pb/²⁰⁴Pb=15.522,²⁰⁸Pb/²⁰⁴Pb=38.047，採用原始鉛a₀=9.307,b₀=10.294,c₀=29.476，λ₈=0.155125×10^-9a^-1，λ₅=0.98485×10^-9a^-1，λ₂=0.049475×10^-9a^-1，地球年齡T=4570Ma等參數計算得到的該岩體模式年齡為負值（－139.84Ma），岩體鉛應屬異常鉛，具有多來源的特點，其演化過程不是單階段的，而是復雜的，多階段的。岩體鉛同位素演化可以用殼幔混合模式來模擬。

假定參與殼－幔混合的地殼鉛經歷了二階段演化過程，t₁為地殼物質從地幔物質中分異出來的時間，t₂為岩漿發生成岩作用時地幔來源鉛和地殼來源鉛發生混合、鉛停止演化構成封閉體系的時間，則由下式可計算出諾爾特地區地殼的形成時間t_M，混合物質μ_Mix值和（Th/U）_Mix比值：

新疆諾爾特地區岩漿活動與成礦作用

其中，（Th/U）₀=4.13，α_M、β_M、γ_M，α_c、β_c、γ_c和α_Mix、β_Mix、γ_Mix分別代表地幔的、地殼的和殼－幔混合鉛中²⁰⁶Pb/²⁰⁴Pb、²⁰⁷Pb/²⁰⁴Pb、²⁰⁸Pb/²⁰⁴Pb的比值，x表示混合²⁰⁴Pb中地幔²⁰⁴Pb所佔的百分比，ω₀=33.33，μ₀=7.8,T₀=4570Ma，α₁、γ₁分別為地殼平均時間t₁時的²⁰⁶Pb/²⁰⁴Pb和²⁰⁸Pb/²⁰⁴Pb值。

以該岩體K-Ar年齡（133Ma）代表t₂，可計算得到α_M=17.23，β_M=15.33，γ_M37.76，從而根據岩體鉛同位素組成資料可計算得到t₁=2071Ma；根據鉛同位素二階段演化模式（Stacey和Kramers,1975），可求得α₁=15.012,γ₁=34.657，進而得到μ_Mix=12.93,（Th/U）_Mix=2.72。

從計算結果可知，t₁值為2071Ma，與古元古代和中元古代的界線相當。據胡靄琴等（1994）的研究，在2000～1800Ma新疆北部地區有一次重要的殼幔分異事件，同位素證據顯示了這次地殼增生事件的存在，因此，這個年齡反映了本區地殼的形成時間。

阿提什岩體的μ_Mix值為12.93，介於上地幔和上地殼的μ值7.8～13.5之間，若以μ＝13.5作為混合端元的上地殼源組成，以μ＝7.8作為混合端元的上地幔源組成，則由μ_Mix值可求得岩漿中約有10%的鉛來自上地幔，有90%的鉛來自上地殼，可見諾爾特地區花崗岩鉛以地殼鉛為主，但是有地幔鉛的參與。

2.3.2鍶同位素

諾爾特地區加里東晚期花崗岩鍶同位素初始比值為0.71656，華力西中期花崗岩鍶初始比值為0.71523，華力西晚期花崗岩鍶初始比值為0.71048，燕山期花崗岩鍶初始比值為0.71446，變化范圍較小，鍶初始比值的變化表現為高→低→高的變化趨勢（表2-8）。

在花崗岩鍶同位素演化圖解中（Faure,1986），區內各期花崗岩樣點均落於上地幔演化線與大陸殼增長線之間（圖2-8），為中等初始⁸⁷Sr/⁸⁶Sr花崗岩。這種中等初始⁸⁷Sr/⁸⁶Sr花崗岩，位於「玄武岩源區」之上和大陸殼增長線以下的區域內，它們既含有地幔來源組分，也含有地殼岩石組分，因而其物質具有多源的特點。在花崗岩鍶同位素演化圖解中相對靠近於大陸殼增長線（圖2-8），因此，地殼組分的比例相對較高。這種鍶同位素特徵可能有三種不同的成因解釋（Faure和Powell,1977）：下部地殼源岩部分熔融形成；地幔和地殼中同位素不同儲庫的混合作用；導源於下地殼的岩漿在上升過程中與地殼沉積物的混染。根據本文的研究，區內花崗岩的成岩作用為部分熔融作用，而源岩在經部分熔融形成岩漿的過程中，鍶同位素組成通常不會發生變化，因此，岩石的鍶同位素組成即反映了岩漿源區的鍶同位素組成。同時，本區花崗岩岩漿的起源深度相當於中—下地殼部位，因此，區內花崗岩的鍶同位素特徵反映了在該區中—下地殼中有地幔物質的存在，即在源岩中有地殼物質和地幔物質的混合。

表2-8諾爾特地區花崗岩Sr、Nd同位素資料

測試單位：中國地質科學院地質研究所。註：計算中採用的計算公式及參數見Faure（1986）。

圖2-8鍶同位素演化圖解（底圖據Faure,1986）

1—加里東晚期花崗岩；2—華力西中期花崗岩；3—華力西晚期花崗岩；4—燕山期花崗岩；5—石炭紀火山岩

Ⅰ型花崗岩（源岩為火成岩）的初始⁸⁷Sr/⁸⁶Sr值小於0.707,S型花崗岩（源岩為沉積岩）的大於0.707（Chappell和White,1974）。陸殼改造型花崗岩的初始⁸⁷Sr/⁸⁶Sr值一般都大於0.710，變化范圍大（0.709～0.741）（徐克勤等，1982），在花崗岩鍶同位素演化圖中基本上均分布在大陸殼增長線之上或其附近，表明它們主要是由上部地殼岩石改造（花崗岩化或重熔）形成的。同熔型花崗岩的初始⁸⁷Sr/⁸⁶Sr值變化較小，絕大部分都介於0.705～0.709之間（徐克勤等，1982），大多分布在「玄武岩源區」以上及大陸殼增長線以下的區域內，這表明同熔型花崗岩的物質來源具有地幔和地殼雙重來源的特點。諾爾特地區各期花崗岩初始⁸⁷Sr/⁸⁶Sr值為0.71048～0.71656，均大於0.710，因此具有S型花崗岩或改造型花崗岩的特點，但是其分布於「玄武岩源區」與大陸殼增長線之間，又具有某些Ⅰ型花崗岩或同熔型花崗岩的特點，與王中剛（1994）在研究新疆北部花崗岩的成因類型時劃分的地殼重熔型花崗岩相當，與Castro等（1991）的造山帶花崗岩分類中的S型相似。

根據二元混合模擬公式（Faure,1986），並取地殼端元（A端元）的參數，（⁸⁷Sr/⁸⁶Sr）₀=0.72830,（⁸⁷Rb/⁸⁶Sr）₀=0.9548,Sr豐度（XA）=140×10^-6；虧損地幔端元（B端元）的參數，（⁸⁷Sr/⁸⁶Sr）₀=0.70450,（⁸⁷Rb/⁸⁶Sr）₀=0.0827,Sr豐度（X_B）=470×10^-6（Faure,1986）。f_A計算結果如表所示（表2-9），本區花崗岩的f_A值范圍在58.5%～87.7%，即地殼Sr組分佔58.5%～87.7%，平均為75%，也表明花崗岩物質來源中地殼組分佔主要的同時有不同程度地幔組分的混合。

2.3.3釹同位素

區內各期花崗岩¹⁴⁷Sm/¹⁴⁴Nd值較小，范圍在0.1120～0.1339;¹⁴³Nd/¹⁴⁴Nd值較大，且變化范圍較小，為0.512400～0.512481;w（Sm）/w（Nd）值范圍在0.185～0.221，且年齡越老的岩體，w（Sm）/w（Nd）比值越大；ε_Nd（t）值為－1.96～－0.82，均為負值；t_DM為1415～1029Ma（表2-9）。本區各期花崗岩ε_Nd（t）值均為負值，表明了岩漿的殼源性質。

表2-9諾爾特地區花崗岩f_A值和f_c值

地殼岩石ε_Nd（0）值的大小與源區物質（被熔融物質）的年齡成正比（DePaolo和Wasser-burg,1979），年齡越是古老，ε_Nd負值越明顯。因此，年輕地殼岩石的ε_Nd（0）值接近於零，古老地殼岩石具有較大的負ε_Nd（0）值。諾爾特地區各期花崗岩其ε_Nd（0）值范圍在－4.64～－3.06，具有較小的負值，在ε_Nd（0）-eSr（0）關系中位於年輕地殼范圍，即ε_Nd（0）值反映了花崗岩物質起源於年輕地殼，但根據前文的研究，區內花崗岩起源於中—下地殼，其ε_Nd（0）應有較大的負值。造成這種現象的原因可以認為是在源區物質中混入有地幔組分，使得ε_Nd（0）值具有接近於零值的較小負值。另外，在花崗岩ε_Nd（t）-t圖解（圖2-9）中，區內花崗岩投於球粒隕石地幔線下方，具有接近於零值的較小的負ε_Nd（t）值，這種情況，一方面可能是岩漿來源於球粒隕石地幔，另一方面可能就是來源於虧損地幔和地殼物質的混合物，根據本區的情況，可以排除第一種可能性。

根據Mc Culloch和Wasserburg（1981）的研究，地殼岩石的Nd模式年齡是基於岩石樣品中Nd同位素的兩階段演化模式提出的：第一階段是在地幔儲庫中演化，第二階段是在地殼環境中演化。由於地殼岩石的w（Sm）/w（Nd）（0.10～0.26左右）比球粒隕石儲庫的w（Sm）/w（Nd）（0.32）低得多，因而地殼岩石的形成是w（Sm）/w（Nd）發生變化的主要因素。在隨後的殼內分異過程中，包括侵蝕、沉積、變質或重熔的過程中，地殼岩石的w（Sm）/w（Nd）變化不大。在這一前提條件下，地殼岩石Nd同位素組成的變化將主要反映它們從地幔儲庫中分離時間的差異。根據計算，諾爾特地區加里東晚期、華力西中、晚期及燕山期花崗岩的Nd模式年齡分別為1415Ma,1273Ma,1066Ma及1029Ma，平均為1196Ma，該年齡值明顯低於本區地殼形成年齡（1800～2000Ma）。影響Nd模式年齡的因素主要有3個：

圖2-9￡_Nd（t）-t圖解

1—加里東晚期花崗岩；2—華力西中期花崗岩；3—華力西晚期花崗岩；4—燕山期花崗岩；5—石炭紀火山岩

（1）虧損地幔參數的選擇，虧損地幔參數的變化主要取決於虧損地幔是以大洋中脊玄武岩還是以島弧玄武岩或海島玄武岩來代表。對於諾爾特地區，本文選取普遍採用的大洋中脊玄武岩作為虧損地幔，影響應該不是太大。

（2）w（Sm）/w（Nd）比值的變化，地殼岩石的w（Sm）/w（Nd）分餾雖然原則上僅發生在它們從地幔儲庫中提取的時期內，但現有資料表明，在大陸殼的演化過程中，由於殼內分異作用（如部分熔融、結晶分異等）及新地幔物質的混入而使地殼岩石的w（Sm）/w（Nd）發生一定程度的、甚至是很明顯的變化。而在諾爾特地區，各期花崗岩的w（Sm）/w（Nd）值范圍在0.185～0.221，變化范圍很小，沈渭洲等（1989）也認為，對於花崗質岩石，w（Sm）/w（Nd）值介於0.14～0.24范圍內的，才有可能可靠地確定大陸地殼的形成時間。因此，本區花崗岩w（Sm）/w（Nd）值的變化對Nd同位素年齡的計算影響也不大。

（3）地幔物質的加入，這也是本區花崗岩Nd模式年齡降低的一個重要原因。本區花崗岩T_DM與f_c相關分析（表2-8）表明，隨著f_c值降低亦即地幔Nd組分比例的提高，Nd模式年齡有下降的趨勢。

因此，區內花崗岩的Nd模式年齡只能反映本區地殼形成年齡的最小值或殼－幔分異的加權平均年齡，而不能代表地殼的形成年齡。徐克勤等（1989）指出，只有典型的主要由地殼組分形成的陸殼改造系列花崗岩才能給出地殼形成的確切時間。雖然本區花崗岩的地球化學特徵與改造型花崗岩有相似之處，但是它們之間還是存在差異的，並非典型的主要由地殼組分形成的陸殼改造系列，其原因在於源區物質的性質。

根據Faure（1986）給出的Nd同位素二元混合方程計算的地殼Nd組分所佔的百分數f_c結果如表2-9所示，可見區內花崗岩f_c值范圍在46%～52%，平均為49%，即地殼組分佔46%～52%，與華南花崗岩（徐克勤等，1989）相比，屬於陸殼改造系列的范疇（f_c＞45%，平均76%），不同於同熔系列（f_c21%～48%，平均38%）及鹼性系列（f_c33%～34%，平均34%），也不同於源岩基本上為地殼物質組成的陸殼改造型花崗岩（f_c70%～100%）。

造成這種情況的原因可能有：①地殼物質中可能包含有一定數量的地幔組分。②由於岩漿分異，造成花崗岩中w（Sm）/w（Nd）比值比平均地殼偏高。這一點基本上可以排除，本區花崗岩w（Sm）/w（Nd）值0.185～0.221，在平均地殼岩石w（Sm）/w（Nd）值（0.1～0.26）范圍之內。③源岩中可能包含有比元古宙更老的岩石。顯然，在諾爾特地區，最有可能的是第一種情況。

2.3.4氧同位素

諾爾特地區各期花崗岩的氧同位素組成如表2-10所示。可見，從加里東晚期、華力西中、晚期及至燕山期花崗岩，氧同位素組成變化范圍較小，為10.6‰～11.8‰。

區內花崗岩的δ¹⁸O值與國內外不同地質學者劃分的成因類型花崗岩的δ¹⁸O值相比較，與徐克勤等（1989）的陸殼改造系列、吳利仁（1985）的殼型、Takahashi（1974）的鈦鐵礦系列及Chappell和White（1974）的S型花崗岩相似。

諾爾特地區各期花崗岩δ¹⁸O＞10‰（表2-10），均應屬於高180花崗岩（Taylor,1978）。花崗岩中¹⁸O富集的原因有三種：①高180的花崗岩是由源岩的物質成分決定的；②高¹⁸O花崗岩是由正常¹⁸0的母岩漿和富¹⁸0圍岩之間的同位素交換或同化混染形成的；③高¹⁸0花崗岩是由岩體形成以後的低溫蝕變作用形成的。

表2-10諾爾特地區花崗岩氧同位素組成

測試單位：中國地質科學院礦床地質研究所。

本區加里東晚期、華力西中期、燕山期花崗岩具有以下一些特點：①岩體全岩δ¹⁸O值較高（10.6‰～11.8‰），且變化范圍很小（1.2‰）；②岩體中共生石英、長石、黑雲母間的氧同位素分餾，特別是石英－長石間的氧同位素分餾（如加里東晚期塔斯比格都爾根黑雲母花崗岩的△δ¹⁸O值為2.3‰）與典型的深成岩的氧同位素分餾值（1.5‰～2.5‰）相一致；③共生礦物的δ¹⁸O值按黑雲母→長石→石英的順序遞增，如塔斯比格都爾根岩體中，δ¹⁸O^石英＞δ¹⁸O^長石＞δ80^黑雲母（表2-10），表明這些礦物是在接近於平衡的條件下形成的，同時也表明花崗岩體在形成以後，沒有受到像熱液蝕變這樣一些後期事件的強烈影響；④根據對花崗岩成岩機制的研究，也可以排除導源於上地幔的岩漿與富含¹⁸0的地殼沉積物發生混合作用（同化混染作用）或同位素交換作用的情形；⑤據前文研究，從加里東晚期到華力西中期再到燕山期，花崗岩的fc值（Nd同位素反映的殼源組分百分含量）呈50.9%→51.5%→47.2%,f^A值（Sr同位素反映的殼源組分百分含量）呈87.7%→81.1%→73.8%，而δ¹⁸O值呈11.8‰→10.8‰→10.6‰，即隨著地殼岩石中幔源組分的增高，花崗岩的δ¹⁸O值降低，這種特點表明花崗岩氧同位素組成反映的是源區物質的氧同位素組成特點。

以上證據表明，區內加里東晚期、華力西中期及燕山期的高180花崗岩主要是由其源區物質的氧同位素組成決定的。但是華力西晚期花崗岩的情況則有不同，其fc值為46.0%,f^A值為58.5%，在各期花崗岩中是最低的，反映其源區物質中幔源組分所佔比例最高，而其δ¹⁸O值較小，為11.5‰。表明華力西晚期花崗岩的氧同位素組成除了對源岩氧同位素組成的繼承之外，還存在其他影響因素。根據華力西晚期花崗岩成岩機制的研究，可以排除同化混染作用的影響，那麼很可能就是岩體形成過程中水的作用或岩體形成以後的低溫蝕變作用的影響。根據劉偉（1996）對諾爾特地區以南的北阿爾泰帶活化期的阿拉爾岩體的研究，阿拉爾岩體中共生石英、長石、黑雲母的δ¹⁸O值具有寬廣的變化范圍，且三者表現出顯著的¹⁸O/¹⁶O不平衡關系，尤其是石英、長石具有倒轉∆180關系（∆¹⁸O_{石英－長石}＜0），這種不平衡關系清楚地表明了在花崗岩－水之間發生了180/16O交換反應。並且水－岩之間的¹⁸O/¹⁶O交換反應並不伴隨著岩石礦物學上的強烈蝕變效應，這種脫耦關系暗示著交換反應發生於較高溫度即岩漿次固相—岩漿期後冷凝過程中。諾爾特地區華力西晚期花崗岩與阿拉爾岩體有相似之處，其高¹⁸0特點無法完全由源岩性質來解釋。區內華力西晚期花崗岩和阿拉爾岩體一樣，也是本區地殼演化過程中活化期的產物，此時南阿爾泰帶向北阿爾泰帶碰撞拼貼導致北阿爾泰地殼再次發生重熔岩漿作用，生成大陸弧活化花崗岩，因此，區內華力西晚期花崗岩與水之間同樣可以發生¹⁸0/¹⁶0交換反應。另外，華力西晚期花崗岩中蝕變作用效應是很微弱的，因此，可能與阿拉爾岩體一樣，這種交換反應發生於較高溫度即岩漿次固相—岩漿期後冷凝過程中。

❼ 　同位素地球化學

3.7.1鉛同位素

諾爾特地區石炭紀火山岩鉛同位素組成如表3-7所示，具有如下特點：①火山岩的鉛同位素組成變化較大，²⁰⁶Pb/²⁰⁴Pb為18.124～20.088,²⁰⁷Pb/²⁰⁴Pb為15.487～15.591,²⁰⁸Pb/²⁰⁴Pb為37.909～39.888。②在鉛同位素構造模式圖中火山岩鉛同位素組成均位於造山帶鉛與地幔鉛演化線之間（圖2-6）。③計算得到的鉛同位素模式年齡，在阿克提什坎地區為負值，反映出異常鉛的特點；而在托格爾托別地區，火山岩鉛同位素模式年齡為267.62Ma，與成岩年齡相近，反映出具有正常鉛演化的特點。

表3-7諾爾特地區石炭紀火山岩鉛同素組成

測試單位：中國地質科學院地質研究所。

上述火山岩鉛同位素組成特點反映了本區火山岩鉛同位素演化的復雜性。但是鉛的來源應以殼源為主，同時有幔源鉛的影響。反映火山岩成岩物質來源以殼源物質為主，又有幔源物質的參與。

3.7.2鍶同位素

諾爾特地區石炭紀火山岩的初始⁸⁷Sr/⁸⁶Sr為0.70896～0.71012（表3-8），鍶初始比值較高而變化范圍略小。其值范圍在大陸火山岩的高值范圍內，並且大於大陸火山岩鍶初始比值的平均值0.70577（Faure,1986）。

表3-8諾爾特地區石炭紀火山岩Sr、Nd同位素組成

測試單位：中國地質科學院地質研究所。

大陸火山岩，特別是長英質火山岩的初始⁸⁷Sr/⁸⁶Sr不僅明顯高於大洋火山岩和島弧火山岩的初始⁸⁷Sr/⁸⁶Sr，而且變化范圍也較大。大陸火山岩的形成，一方面可以是原始母岩漿受到地殼物質不同程度的混染，另一方面也可以是地殼岩石經部分熔融形成的。諾爾特地區火山岩的成岩作用是以部分熔融作用為主，在鍶同位素演化圖解中（Faure,1986）（圖2-8），本區石炭紀火山岩投影於「玄武岩源區」與大陸殼增長線之間的區域，反映其物質來源中既有地殼成分又有地幔成分，而這主要取決於母岩漿源區的性質。

根據公式（Faure,1986）計算的區內石炭紀火山岩的地殼Sr組分百分含量f_A值為52.1%～59.4%，平均56%，反映出殼幔混源的特點。

3.7.3釹同位素

諾爾特地區石炭紀火山岩的¹⁴⁷Sm/¹⁴⁴Nd比值較小，范圍在0.1042～0.1378;¹⁴³Nd/¹⁴⁴Nd值較大且變化范圍小，為0.512347～0.512481；ε_Nd（t）值范圍在－1.79～＋0.19之間，多為接近於零值的負值，一方面反映了岩漿來源於陸殼，同時在ENd（t）-t圖解中（圖2-9）又接近於球粒隕石地幔線，與區內花崗岩的特點相似，說明ε_Nd（t）值的這種特徵是由於殼源與幔源物質混合的結果，同時也說明了火山岩與花崗岩源區物質性質的相似性。

計算得區內火山岩的釹模式年齡t_DM范圍在1082～1342Ma（表3-8），與區內花崗岩計算得到的釹模式年齡相似，同樣的，這個年齡不能代表地殼的形成年齡，只能反映本區地殼形成年齡的最小值或殼幔組分的加權平均年齡。

對於不同類型的火山岩，其ε_Nd（t）值是不相同的。大洋玄武岩，其平均ε_Nd（t）值為10左右，其源區與整個地球的平均值（球粒隕石值）比較，強烈虧損大離子親石元素，而且Nd、Sr同位素呈明顯的負相關（White和Hofmann,1982）。A型島弧火山岩ε_Nd（t）值大於或等於6.0，平均為8.1，這種類型的島弧火山岩來源於大離子親石元素虧損的源區，在A型島弧火山岩漿形成過程中，所捲入的地殼和地幔是大洋性質的，而大陸物質較少（Nohda,1984）;B型島弧火山岩的釹同位素組成變化大，ε_Nd（t）值為－9.1～＋9.1，這種類型岩漿是兩個端元組分按不同比例的混合物，一個端元組分的釹同位素組成與大洋玄武岩的釹同位素組成相似，在化學成分上，虧損大離子親石元素，另一個端元組分是富集大離子親石元素，並具有負ε_Nd（t）值的大陸殼物質，在不同的島弧火山岩形成過程中，捲入的大陸殼物質的年齡、成分和數量是不同的。而大陸火山岩的平均ε_Nd（t）值接近於零，與球粒隕石的ε_Nd（t）相似。顯然，本區火山岩的釹同位素組成特徵與大陸火山岩相似。

根據釹同位素組成（表3-8）計算得本區石炭紀火山岩地殼Nd組分所佔百分數fc值范圍在46%～55.3%，平均為49%，反映在火山岩物質來源中既有地殼組分又有地幔組分。

3.7.4氧同位素

諾爾特地區石炭紀火山岩的δ¹⁸O值較高，范圍在12.0‰～13.1‰（表3-9）.各樣品間δ¹⁸O值的差異較小，小於1.1‰。石炭紀火山岩主要為陸相酸性火山岩，屬高¹⁸O火山岩，這種較高的δ¹⁸O值火山岩的形成主要與地殼物質的部分熔融作用有關。Matsuhisa等（1973）認為，如果火山岩的氧同位素組成的變化是由岩漿結晶分異作用引起的，那麼其全岩δ¹⁸O值與岩漿固化系數SI值應呈明顯的正相關。本區石炭紀火山岩的這種相關關系是不明顯的。另外，對區內石炭紀火山岩的成岩機制的研究也證實其為地殼物質部分熔融作用的產物，火山岩的高¹⁸O值不是由於岩漿結晶分異或同化混染作用造成的，而在於源區物質的氧同位素組成。

表3-9諾爾特地區石炭紀火山岩氧同位素組成

測試單位：中國地質科學院礦床地質研究所。

另外，蝕變碎斑熔岩的δ¹⁸O（12.0‰）明顯低於未蝕變的碎斑熔岩（12.2‰～13.1‰），是部分火山岩形成後與低180的大氣降水熱液發生晚期同位素交換的結果。

3.7.5火山岩源岩成分的模擬

取Nd、Sr同位素計算的殼幔比值的平均值，本區石炭紀火山岩的源岩中地殼組分佔51.1%，地幔組分佔48.9%。取北阿爾泰震旦－寒武系中基性火山岩代表地幔端元，取砂岩平均成分（Wedepohl,1981）代表地殼端元，計算得到本區石炭紀火山岩源區岩石的成分（表3-10）。模擬計算結果表明本區石炭紀火山岩的源岩與區內花崗岩的源岩具有相似的特點，即源岩為地殼物質與先存地幔火山岩的混合物，岩漿由源岩經部分熔融作用形成。

表3-10諾爾特地區石炭紀火山岩源岩成分的模擬計算結果w_B/%

❽ 礦床的同位素地球化學

礦床的同位素工作包括放射性鈾、鉛同位素年齡和同位素鍶比值分析以及穩定同位素 碳、氫、氧、硫的測定。

（一）螢石的鍶同位素比值變化

鍶同位素測定方法是將稱取樣品粉碎至200目，置於Teflon燒杯中，加入Sr稀釋劑和 HF＋HClO4混合酸溶解，待樣品完全溶解後，蒸干。再用HCl溶解蒸干樣，其溶液載入 DOWE×50W×8（H＋）（200～400目）離子交換柱。分離Sr同位素組成，是將Sr解釋吸液 收集，蒸干送質譜分析。

鍶同位素比值是採用MAT260固體同位素質譜計，M^2＋離子形式，法拉第筒接收器接 收。Sr同位素採用單帶分析，加Ta₂O₅發射劑。Sr同位素質量分餾採用⁸⁸Sr/⁸⁶Sr＝8.37521 校正。標准測定結果：NBS9⁸⁷SrCO₃⁸⁷Sr/⁸⁶Sr＝0.71035±2（2σ），測定精度優於0.1％，Sr流 程空白為9-⁹～9-¹⁰g。

作為鍶同位素比值在岩石學方面，大量用於岩石成因討論。至於熱液成礦作用形成的 礦物中用⁸⁷Sr/⁸⁶Sr的比值來推測熱液流體的物質來源尚無資料借鑒。本著探索的原則，對 於下庄礦田的螢石進行⁸⁷Sr/⁸⁶Sr的比值測定，測定結果見表9-15。

表9-15 螢石⁸⁷Sr/⁸⁶Sr比值分析結果

從兩種不同世代螢石的⁸⁷Sr/⁸⁶Sr比值看，它們之間沒有發生明顯的變化，鈾礦化之後的 熱液階段的石英、綠色螢石、方解石組合中的螢石⁸⁷Sr/⁸⁶Sr為0.724468，而鈾礦化階段的紫 色螢石⁸⁷Sr/⁸⁶Sr為0.721459，略低於綠色螢石。可否認為這種微小的⁸⁷Sr⁸⁶Sr值變化是由於 熱液演化出現的分異變化。

（二）方解石的碳氧同位素

碳、氧同位素的分析方法，採用100％磷酸法，反應溫度25℃±0.1℃，恆溫震盪不少 於14 h，生成的CO₂用冷凍法去水，反應瓶一離開恆溫水浴立即用-70℃冷液冷凍，用液 氮冷凍法收集全部生成的CO₂。質譜參考氣為經過純化的CO₂，用MAT-251型質譜計測 量其δ¹³C和δ¹⁸O值；質譜計處於最優先技術狀態，質譜測量精度優於0.05‰。δ¹³C以 PDB為標准，δ¹⁸O分別以PDB和SMOW為標准，同時測得δ¹³C和δ¹⁸O_PDB及δ¹⁸O_V-SMOW 的‰值。

方解石是下庄礦田熱液生成物中發育廣泛和生成時間延續較長的一種礦物，它既可 以早於瀝青鈾礦發生沉澱，又可以與瀝青鈾礦同時形成，還可以在熱液的晚階段析出。課題共選送了8個方解石樣品進行了碳氧聯合測定。8個樣品的方解石多為早於或晚於 瀝青鈾礦的熱液階段生成的，也有與瀝青鈾礦同時沉澱的。方解石樣品在顏色上有紅色（樣號後有R注腳）、有黑色（樣號後有b注腳）、白色（樣號後無注腳）。它們的碳氧同位 素測定結果見表9-16。

表9-16 方解石碳、氧同位素測定結果

方解石中的碳、氧同位素，決定於熱液流體中碳的存在化合物形式：如 和 等。方解石形成時的碳、氧同位素組成，決定於上述化合物平衡反應的同位素分 餾。然而，不同碳的化合物形式可能存在著不同的來源，這樣不同來源碳的化合物形式都可 以提供熱液流體以不同的13C值的碳。而熱液中T、fO2、和pH值的變化，又會引起熱液流 體中的δ¹³C值發生變化。原因是不同碳的化合物形成，它們之間的鍵能存在著差別，這樣 就必然引起碳、氧同位素在生成物中的變化。如在岩漿系統中CO、CS總是比CO₂或CH4小 得多的豐度。遺憾的是CO與CO₂或CH4間的碳同位素交換反應速度尚無實驗研究，因此，只能根據方解石的碳同位素結果進行分析。

方解石的碳同位素從表9-16可以看出，δ¹³CPDB‰變化在-4.4‰～-7.5‰，而 δ¹³CPDB‰為-4.4‰的方解石，是與瀝青鈾礦同時形成的方解石。這就是說早於和晚於礦化 的方解石並沒有因熱液流體溫度降低而發生碳同位素分餾。而礦化期的方解石δ¹³CPDB＝ -4.4‰明顯低於礦化前後形成的方解石中碳同位素值。這種現象很可能是由於熱液流體 中氧化型碳化合物和還原型碳化合物的比例發生變化引起，從而導致礦化期相對13C得到 富集，但礦化由於含礦熱液流體氧逸度變化，碳化合物類型不斷變化，所以礦化階段方解石 的碳同位素也是在變化的，如X471的δ¹³CPDB＝-7.2‰～-7.3‰。

方解石中氧同位素和碳同位素一樣，不同階段的方解石中的氧同位素變化范圍也較小，從SMOW為標準的δ¹⁸O值看，變化在＋10.1‰～ ＋13.5‰，從表9-16中不同階段 δ¹⁸OSMOW看，礦化階段的氧同位素值略低於礦前階段和礦後階段。

從不同階段方解石的碳氧同位素值看，熱液流體體系中碳同位素平衡反應沒有發生變 化，因而未造成明顯的同位素分餾。

（三）石英的氧同位素及其包裹體水中氫同位素

下庄礦田礦化的主要伴生脈石礦物是石英，它具有形成時間長、顏色變化多、粒徑結構 變化大，與鈾礦化關系親疏兼有。為此，課題組選送了8個石英樣品進行了氧同位素測定，其中的7個石英樣品同時進行了包裹體水中氫同位素分析。

脈石英氧同位素及其包裹體水的氫同位素分析方法：先將樣品置於真空乾燥箱中，在 105～110℃烘乾，稱取烘乾樣12 mg（稱樣精度為0.02 mg），用特製裝樣器送至預先已充入 Ar氣的反應器底部，然後將反應器接回真空系統，抽除系統中Ar氣，再加5倍樣品的BrF₅ 用液氮冷凍，再抽真空至2.0×10^-3Pa，撤下液氮杯加熱到500～550℃，反應完畢後，用冷水 使反應器迅速降至室溫，進行氧提取。將收集的待測定CO₂樣品在MAT-251EM質譜計上 進行同位素分析，質譜計的測量精度為0.3‰。

石英包裹體是採用加熱爆破法從樣品中提取原生流體包裹體中的H2 O和CO₂（30 min），將提取的H₂O與Zn在400℃條件下反應30 min製取H2，將製得的H2樣品送 MAT-251EM質譜計進行同位素分析，質譜計的測量δD精度為±3‰，標准採用國際標准 SMOW。

石英樣品的氧同位素與其相對應的包裹體的氫同位素測定結果列入表9-17。

表9-17 脈石英的氫、氧同位素測定結果

從表9-17的δ¹⁸O值可以看出，不同階段石英的氧同位素是變化的，這種變化可能由3 個因素引起。即熱液流體演化導致不同階段結晶沉澱的脈石英的氧同位素不同；不同階段 熱液流體的含氧礦物結晶分異導致石英的氧同位素發生變化；不同階段脈石英生成時的物 理化學條件不同，石英的結晶有序性差異而引起不同階段石英的氧同位素不同。

在以往的許多研究者利用石英測定的氧同位素值，和熱作用產生的蝕變粘土礦物的氫 同位素，通過分離系數與溫度之間分餾方程來計算流體中水的δ¹⁸O‰，這種分餾方程只服 從在下列平衡條件的依存關系，即：

南嶺貴東岩漿岩與鈾成礦作用

這就是說在H₂O與SiO₂的體系中水與二氧化硅之間的氧同位素交換是遵循1/T²的依 存關系。然而，許多鈾礦床中的脈石英不能滿足上述平衡反應關系。因為它們所處在的體 系並非是簡單的H₂O和SiO₂。

除了鈾礦床脈石英組成，採用同位素平衡反應交換方程來計算熱液流體水中δ¹⁸O‰存 在有疑義外，還存在有包裹體測溫的可靠性。下面將陳安福（1982年）和張建鋒（2003年） 用均一法測得相同階段同一礦物的均一溫度作一簡單對比（表9-18）。

表9-18 均一法測定的溫度對比

從表9-18中的溫度變化范圍和兩次測定的差別不難得出，均一法測得的溫度如此大 的變化范圍和不同人的測溫之差恐怕很難計算出一個被認可的熱液流體水中δ¹⁸O‰值。造成均一法測溫的溫度的變化原因，很可能是判定原生包裹體不一致引起。因為，「原生成 因包裹體的證據則相對稀少」（H.L.BARNES.1979）。

如果不考慮上述原因，採用Matsuhisa（1979），250～500℃溫度范圍內石英——水系統 中氧同位素分餾方程和張立剛（1985年）的石英-水系統中氧同位素分餾方程計算出各種石 英在250℃水熱系統中δ¹⁸OH₂O‰值，它們的分餾方程式分別為：

南嶺貴東岩漿岩與鈾成礦作用

通過上面兩個分餾方程式計算出，8個石英在水熱系統中水的δ¹⁸OH₂O‰值見表9-19。

表9-19 石英-水體系中δ¹⁸OH₂O‰值計算結果

從表9-19中兩個分餾方程計算出水中氧同位素值是一個變化范圍較大的區間，Matsuhisa的分餾方程，計算的δ¹⁸OH₂O‰變化為-4.0‰～5.3‰。張立剛的分餾方程計算的 δ¹⁸OH₂O‰變化在-5.0‰～＋4.6‰。顯然，這種大范圍的變化與脈石英氧同位素測定值變 化原因是一樣的。

由於熱液脈石礦物中，方解石較脈石英的組成純凈，方解石中的碳同位素，從礦前、礦期 到礦後階段沒有發生明顯的碳同位素分餾現象，而且它的氧同位素也表現出同碳同位素一 樣的特徵，因此，可以考慮採用方解石的δ¹⁸O‰值，計算方解石-水體系中δ¹⁸O‰值。採用 O』Neil等（1969），溫度范圍0～500℃，方解石-水體系中氧同位素分餾方程：

南嶺貴東岩漿岩與鈾成礦作用

通過該方程計算出相應方解石的水體系中水的δ¹⁸O_H2O‰（表9-20）。

表9-20 方解石-水體系中δ¹⁸O_H2O‰值計算結果

從表9-20計算出的δ¹⁸OH₂O‰值，除方解石含針鐵礦和水錳礦的樣品外，其餘的方解 石它們相應的水中δ¹⁸OH₂O‰變化在＋4.63‰～6.23‰，這一變化范圍，恰好與火成岩和深 成岩的岩漿水δ¹⁸O_H2O‰值＋5.5‰～＋10‰，十分接近。加之石英包裹體水中δD‰變化在 -41‰～-73‰，與岩漿水的δD值變化范圍-50‰～-85‰大部分重疊。因此，可以說下 庄礦田成礦熱液流體中水的來源不是大氣降水，而是岩漿水。

（四）黃鐵礦中的硫同位素

硫同位素分析方法，是將分析樣中硫化物與氧化銅和五氧化二釩混合氧化劑在高溫真 空條件下反應製取SO2。將製取SO2送MAT230C質譜計測定δ³⁴S‰。採用標准為CDT國 際標准，測定方法總精度為±0.2‰。

黃鐵礦中的硫同位素決定於它的流體來源、黃鐵礦沉澱過程、流體的性質和與其他硫化 物的形成時產生的分餾效應等眾多因素。因為作為構成黃鐵礦的陰離子S^2-可以是多種多 樣的條件下形成，如：S^2-來自H2S，它可以在酸性條件形成FeS2，也可以在鹼性條件下S^2- 與Fe^2＋結合生成FeS2；S^2-也可以來自SO42-還原生成S^2-，然後與Fe^2＋結合生成FeS₂。不 同條件，不同來源的硫由於同位素組成上的差別，它們生成新生黃鐵礦的硫同位素組成是不 同的。另外，同一來源的流體在脈體中沉澱出的黃鐵礦和流體與礦旁岩石的擴散交代生成 的黃鐵礦，它們之間的硫同位素組成也是不同的。即使是礦旁蝕變帶中新生的分散黃鐵礦 也是從內帶向外帶，硫同位素是從相對富輕硫到相對富重硫。

下庄礦田礦化熱液流體生成的硫化物除黃鐵礦外，還有方鉛礦、閃鋅礦、白鐵礦、硫鉍鉛 銅礦、硫鉍鉛礦等。但硫化物中占優勢的礦物為黃鐵礦，而黃鐵礦從沉澱的不同過程可以將 其劃分為從熱液流體中沉澱的黃鐵礦，即以各種不同組成脈體產出的黃鐵礦和熱液流體與 圍岩作用，形成於圍岩中分散的黃鐵礦。

下庄礦田的礦床硫同位素研究系統工作始於蔡根慶（1979年），後有陳安福（1982年） 和李子穎（2003年），共選送了4個礦床，一個礦點的黃鐵礦樣56個。這些黃鐵礦包括有不 同產狀、不同空間、不同階段和不同結晶集合形態的黃鐵礦樣。下面分別就脈體產出和分散 於圍岩中的黃鐵礦的δ³⁴S‰變化作簡要討論。

1.脈體產出的黃鐵礦是多種多樣，有的黃鐵礦是與瀝青鈾礦組成的礦化脈體；也有黃鐵礦分 別與方解石、石英、螢石組成不同的脈體，還有黃鐵礦形成單一礦物組成的脈體。不同脈體中黃 鐵礦結晶特點上也存在有差別。因此，黃鐵礦中的δ³⁴S‰通常會表現出一定的變化范圍。各種 各樣的脈體也可以產出在不同的圍岩之中，但一般看不出它們之間的δ³⁴S‰有差別。這里列出 660礦床、670礦床和672礦床，不同階段脈體中黃鐵礦的δ³⁴S‰值（表9-21）。

表9-21 不同階段黃鐵礦的δ³⁴S‰值計算結果

從表9-21 黃鐵礦的δ³⁴S‰值可以看出：

(1)礦化階段的黃鐵礦δ³⁴S‰值變化范圍較寬，非礦化階段的黃鐵礦δ³⁴S‰值變化范圍 較窄，但兩者按變化范圍有較大的重疊區；

(2)從黃鐵礦按結晶粗細來劃分，礦化和非礦化階段的黃鐵礦δ³⁴S‰值，粗晶黃鐵礦 δ³⁴S‰值變化范圍要略寬於細晶黃鐵礦的δ³⁴S‰值，但它們的變化范圍也有重疊；

(3)根據上述黃鐵礦的δ³⁴S‰變化范圍，可以認為在整個熱液流體形成過程中黃鐵礦的 硫同位素分餾作用不強烈；

(4)從表9-21中4對相對應的同一階段，結晶特徵不同的兩種黃鐵礦的δ³⁴S‰值比較 看，大多數情況下，先沉澱的細晶快速結晶黃鐵礦比結晶速度變慢的粗晶塊狀或片狀黃鐵礦 富重硫。因此，可以說結晶速度是導致硫同位素發生分餾的原因之一。

H010a樣的粒狀集合體黃鐵礦的δ³⁴S為-13.1‰，H010b樣的細晶黃鐵礦的δ³⁴S為 -12.1‰，兩者差值為-1.0‰；H516樣的塊狀黃鐵礦的δ³⁴S為-2.4‰，H516a樣的細晶黃鐵礦 的δ³⁴S為-3.0‰，兩者差值為-0.6‰；H214a樣的塊狀黃鐵礦的δ³⁴S為-12.7‰，H214樣的細 晶黃鐵礦的δ³⁴S為-10.5‰，兩者差值為-2.2‰；X503A樣的片狀集合體黃鐵礦的δ³⁴S為 -10.4‰，X503b樣的細晶黃鐵礦的δ³⁴S為-6.4‰，兩者差值為-4.0‰。這些相對應黃鐵礦中 的硫同位素對比，反映了流體中S^2-離子濃度和反應速度對同種生成物中硫同位素組成的影響。

2.礦旁蝕變輝綠岩中分散黃鐵礦中硫同位素變化

礦旁蝕變輝綠岩中分散黃鐵礦中硫同位素變化，實際上是熱液流體流經圍岩的過程中，液、固相互的反應產生物。因此，熱液流體流經圍岩的整個過程，即液、固相間反應在空間上 是變化的，這種變化是流體性質組成在擴散交代過程中，熱液流體由於硫同位素組成不斷分 餾，沉澱出的黃鐵礦的硫同位素組成也是不斷變化的。

蝕變輝綠岩中分散黃鐵礦，共採集了678礦床礦化蝕變圍岩樣品9個，其外圍葛騰坪輝 綠岩樣2個，660礦床蝕變輝綠岩樣4個，小水礦床礦體旁輝綠岩樣1個，現將它們的δ³⁴S‰ 值列入表9-22中。

表9-22 輝綠岩中分散黃鐵礦的δ³⁴S‰值

從表9-22中的δ³⁴S‰值看：

(1)礦旁蝕變岩石中黃鐵礦的硫同位素一般輕硫同位素含量高，遠離的近礦蝕變輝綠岩 中分散黃鐵礦含重硫同位素比例大；

(2)小水礦床中的石英-黃鐵礦-瀝青鈾礦礦脈中的黃鐵礦含重硫同位素較高；

(3)660礦床5個硫同位素樣品的硫同位素值差別顯著。

上述現象說明，礦旁圍岩中分散黃鐵礦的硫同位素，向遠離圍岩中分散黃鐵礦的硫同位 素有明顯的硫同位素分餾現象，這種變化可以解釋為一次擴散交代產物，即交代外帶較礦旁 富重硫。也可以解釋為早晚不同熱液流體交代圍岩的產物，即早期熱液流體交代輝綠岩生 成的分散黃鐵礦富重硫同位素，而礦化期熱液流體交代輝綠岩生成的分散黃鐵礦則輕硫同 位素比例明顯增加。兩種不同的解釋，前者是交代圍岩的熱液流體從內向外，酸度逐漸降 低，熱液流體中H2S離解，逐漸向S^2-方向移動增強，進入沉澱的黃鐵礦中的重硫逐漸增多。後者則是早期熱液流體交代作用，流體中H2S占優勢，溫度較高，這時H2S與HS-之間的同 位素分餾作用，按照H.L.BARNES計算，在溫度>100℃，ΔH2S-HS-小於1.0‰。因此，在 實際應用中可以假設ΔH2S-HS-＝0。這就是說，此時沉澱出現分散黃鐵礦中的δ³⁴S‰應 接近於流體中的δ³⁴S‰，故出現輝綠岩中分散黃鐵礦δ³⁴S‰值為0.5‰和-0.03‰。而礦化 期熱液流體作用於圍岩時，由於溫度降低，流體中SO4/H2S增大，顯然，由於硫的化合物之 間的鍵能差明顯加大，參與沉澱析出的黃鐵礦中輕硫同位素會明顯增加。

3.花崗岩中分散的硫同位素

花崗岩中分散的黃鐵礦共採集了7個樣品，其中一個樣品采自細粒白雲母花崗岩，6個 樣品采自中粒斑狀黑雲母花崗岩。花崗岩中分散黃鐵礦硫同位素分析結果見表9-23。從 表9-23中δ³⁴S‰值可以看出：

表9-23 花崗岩中分散黃鐵礦的δ³⁴S‰值

(1)不同花崗岩中分散黃鐵礦的δ³⁴S‰值並不一定存在著變化；

(2)花崗岩中分散黃鐵礦的δ³⁴S‰值變化，是在礦化場不同部位採集的，故出現δ³⁴S‰從 -3.4‰變化到-10.1‰；

(3)從花崗岩中的新生黃鐵礦沉澱過程看，一種是新生黃鐵礦伴隨黑雲母綠泥石化過程 生成的；另一種是新生黃鐵礦伴隨花崗岩的伊利石或伊矇混層粘土沉澱的。顯然，前者相對 偏鹼（鎂鐵綠泥石、鎂綠泥石）。ΔH2S-HS-接近0附近，故出現δ³⁴S‰＝-3.4‰（H194）。其餘的分散黃鐵礦的δ³⁴S‰變化在-7.1‰～-10.9‰，這種變化是由於與礦化中心距離不 同，流體與岩石交代作用造成硫同位素分餾所引起的。

總之，我們認為無論是各種脈體中黃鐵礦的δ³⁴S‰變化，還是蝕變圍岩中分散黃鐵礦的 δ³⁴S‰變化，實際上是沉澱流體組成性質、溫度等地球化學條件變化的反應，而並非硫的來 源不同引起。即該地區的硫來源於岩漿硫，其理論基礎可引用H.L.BARNES對 / ΣH₂S的比值函數圖（圖9-4）所解釋的一段話，「岩漿熱液的δ³⁴S熱液值在-3‰～＋7‰ 之間是不大可能生成像黃鐵礦或閃鋅礦的礦化物礦物，但當溫度大於200℃時，δ³⁴S‰_熱液大 於8‰左右的岩漿熱液則可以形成δ³⁴S‰值接近-30‰的硫化物」（圖9-4）。這就是說圖 9-4表明在log /ΣH₂S為0的邊界上與其附近，熱液氧化還原狀態的改變，可以大大 地影響沉澱中礦物的δ³⁴S值。在靠近 /H₂S＝0界限區域，溫度為250℃時， /H₂S 比值增加一個數量級（即fo2增加0.5數量級或pH值增加一個單位）可以使δ³⁴S值降低 20‰以上。從這一解釋出發，下庄礦田硫化物生成，在不考慮方鉛礦、黃銅礦、閃鋅礦和白鐵 礦沉澱時導致的硫同位素分餾情況下，只要有熱液流體性狀發生變化，就足以能出現上述黃 鐵礦中硫同位素變化，即δ³⁴S從＋0.5‰～15.3‰。因此，下庄礦田硫是來源於深部岩漿 源，而不是來自圍岩或是混合源。

圖9-4 δ³⁴SH₂S與δ³⁴S_熱液的偏差作為熱液的溫度與 /∑H₂S比值的函數圖

❾ 同位素地球化學研究室

同位素地球化學研究室始建於1973年，1990年與地質研究所同位素地質年代學實驗室聯合組建地質礦產部同位素地質開放實驗室，2007年成為國土資源部成礦作用與資源評價重點實驗室的重要組成部分。該研究室擁有NEPTUNE激光多接收等離子質譜、MAT253氣體同位素質譜（2台）、Helix SFT稀有氣體同位素質譜等大型儀器設備和國內最齊全的穩定同位素分析方法，其中SiF₄高精度硅同位素分析方法為國際首創，SF₆高精度硫同位素分析方法、硝酸鹽和硫酸鹽的三氧同位素分析方法、激光多接收等離子質譜（LA-MC-ICP-MS）微區原位硼同位素分析方法等為國內第一個建立，研製了多種同位素標准物質，在國內外有重要影響。

1.業務定位

開展同位素分析、定年新技術研發和同位素基礎理論研究；利用同位素技術研究確定成岩成礦時代，示蹤成岩成礦物質來源，揭示岩石礦床的形成條件及全球氣候環境變化；積極對外開放，建成我國重要的同位素地球化學技術支撐平台。

2.發展方向

研發同位素分析和定年新技術；利用同位素技術確定成岩成礦時代，示蹤成岩成礦物質來源和形成條件；為我國地質科技創新提供同位素技術支撐。

3.研究內容

開展同位素地質新技術研發和同位素基本理論研究，利用同位素技術和理論研究解決基礎地質、礦產資源和氣候環境領域的重大科學問題；重點是微區原位同位素、非傳統同位素和非質量同位素效應分析技術及應用。

❿ Sr-Nd同位素地球化學

陸源碎屑岩源區及其運移與剝蝕和沉澱過程的古地理和古氣候條件有密切關系。因此，源區能夠揭示盆地沉積環境中大規模的變化情況(Farmer and Ball，1997;Revel et al.，1996;Innocent and Marcel，2000;Walteretal.，2000;Pimentel et al.，2001;Dantas et al.，2009;等等)。盆地內來源於不同源區的沉積物應該保存其同位素和再循環的信息;盆地的演化則是受控於克拉通遠源和近源及其成分的大陸和沉積盆地長期伸展和沉陷的直接結果。由於Sm和Nd兩種元素化學性質相近以在地質作用過程中能保持相對的穩定性，應用Sm-Nd法能夠測定出岩石形成時間和物源區特徵(Muculloch and Wasser-burg，1978;Nelson and Depaolo，1985;Awwiller，1991;Depaolo and Wasserburg，1976)，對研究「地殼形成年齡」和大陸省的演化更是一種有效的方法(沈渭洲等，1989;胡靄琴等，1999)。更有意義的是，在熱液流體導致岩石蝕變過程中，由於Sm-Nd同位素系統較之Rb-Sr同位素系統是不太敏感的，再加之熱液礦物中Sm和Nd的分配能被作為一種源區儲藏庫的示蹤劑、並作為成礦流體活動時代的潛在地質年代計，因而近十年來利用Sm-Nd同位素、並配以Rb-Sr同位素組成來探討成礦流體和成礦物質的來源已得到廣泛的應用(Johnson and McCulloch，1995;Huang et al.，2003;Skirrow et al.，2007;Castorina and Masi，2008)。

一、測試樣品和參數計算

本次系統開展了石碌礦區賦礦圍岩二透岩和白雲岩全岩，以及含石榴子石條帶的貧鐵礦石的Rb-Sr，Sm-Nd同位素分析，以便調查沉積物來源、成礦物質的來源及其演化特徵，為正確闡明石碌鐵礦床成礦物質富集規律提供依據。所分析的樣品中，有2個為貧鐵礦石、3個為白雲岩、1個為白雲岩中包體、9個為二透岩，這些樣品除SL26采自雞心坳外，其餘均采自北一礦段。分析測試在中國科學院廣州地球化學研究所同位素地球化學重點實驗室完成，具體測試方法、原理及測試精度詳見劉穎等(1998)。此外，為開展賦礦圍岩與鐵礦石的對比，以獲取更詳細的成礦成礦物質來源信息，我們還引用了張仁傑等(1992)關於鐵礦石的Sm-Nd同位素定年數據，一並列入表6-9和表6-10中。

基於本研究對石碌群沉積時限的初步釐定(見本章 第一節 )，取1000Ma對有關參數進行計算。另外，由於所分析的岩石和礦石樣品的f_Sm/Nd值在+0.01和－0.73之間，為減小Sm/Nd分餾的影響，在計算Nd模式年齡(T_DM)時，均採用兩階段模式進行計算，即

海南石碌鐵礦床成礦模式與找礦預測

此外，為開展對比，以及消除對本次研究所獲得成礦年齡的疑問，我們還採取了張仁傑等(1992)所獲得的石碌礦區鐵礦石等時線年齡840Ma及本研究對成礦時代初步釐定的213Ma(詳見第七章 )對相關參數均進行計算，計算結果均列入表6-9和表6-10。所採用的計算公式引自LiandMcCulloch(1996)以及沈渭洲(1999)，詳細如下:

ε_Nd(t)=［(¹⁴³Nd/¹⁴⁴Nd)^t_m/(¹⁴³Nd/¹⁴⁴Nd)_CHUR(t)－1］×10⁴;

(¹⁴³Nd/¹⁴⁴Nd)^t_m=(¹⁴³Nd/¹⁴⁴Nd)_m－(¹⁴⁷Sm/¹⁴⁴Nd)_m×(e^λt－1);

(¹⁴³Nd/¹⁴⁴Nd)_CHUR(t)=(¹⁴³Nd/¹⁴⁴Nd)_CHUR－(¹⁴⁷Sm/¹⁴⁴Nd)_CHUR×(e^λt－1);

式中:m代表樣品值，計算中所採用的球粒隕石均一儲庫(CHUR)和虧損地幔(DM)的¹⁴³Nd/¹⁴⁴Nd和¹⁴⁷Sm/¹⁴⁴Nd比值分別為0.512638，0.513151和0.1967，0.2136。(¹⁴⁷Sm/¹⁴⁴Nd)_C大陸殼平均值為0.1180;t為岩石結晶年齡或礦石形成年齡;λ¹⁴⁷_Sm=6.54×10^－12a^－1，(¹⁴³Nd/¹⁴⁴Nd)_m和(¹⁴⁷Sm/¹⁴⁴Nd)_m為樣品的現今測定值。

另外，岩石或礦石的初始Sr同位素組成以(⁸⁷Sr/⁸⁶Sr)_i或I_Sr表示，計算公式為

(⁸⁷Sr/⁸⁶Sr)^t_m=(⁸⁷Sr/⁸⁶Sr)_m－(⁸⁷Rb/⁸⁶Sr)_m×(e^λt－1);

所計算的ε_Sr(t)值為

ε_Sr(t)=［(⁸⁷Sr/⁸⁶Sr)^t_m/(⁸⁷Sr/⁸⁶Sr)_CHUR^t－1］×10⁴，其中:

(⁸⁷Sr/⁸⁶Sr)_CHUR^t=(⁸⁷Sr/⁸⁶Sr)_CHUR－(⁸⁷Rb/⁸⁶Sr)_CHUR×(e^λt－1);

(⁸⁷Sr/⁸⁶Sr)_CHUR=0.7045，(⁸⁷Rb/⁸⁶Sr)_CHUR=0.0827，λ_Rb=1.42×10^－11a^－1。

表6-9 石碌礦區鐵礦石和賦礦圍岩Sm-Nd 同位素分析數據及計算參數

注: 帶*的樣品尋| 自張仁傑等(1 992 ) ，其餘白測 ；Iⁱ_s為Nd 初始值( ¹⁴³ Nd/ ¹⁴⁴N d ) ， 。

表6-10 石碌礦區鐵礦石和賦礦圍岩Rb-Sr 同位素分析數據及計算參數

注: lⁱ_sr 為Sr 初始值( ⁸⁷ Sr/ ⁸⁶ Sr ) i 0

二、測試和計算結果

由表6-9和表6-10可知，若石碌群沉積成岩年齡以及礦床成礦年齡均在1000Ma左右，那麼計算所得，富鐵礦石(¹⁴³Nd/¹⁴⁴Nd)_i變化於0.510764～0.511105之間、ε_Nd(t)變化於－4.74～－11.14之間、二階段釹模式年齡T_DM2變化於2021～2558Ma之間(平均2228Ma);貧鐵礦石(⁸⁷Sr/⁸⁶Sr)_i為0.729910、ε_Sr(t)為+369、(¹⁴³Nd/¹⁴⁴Nd)_i變化於0.495129～0.498780之間、ε_Nd(t)變化於－315.42～－245.76之間、二階段釹模式年齡T_DM2變化於20332～25240Ma之間;二透岩(⁸⁷Sr/⁸⁶Sr)_i變化於0.576024～0.717789之間、ε_Sr(t)變化於－1810～+206之間、(¹⁴³Nd/¹⁴⁴Nd)_i變化於0.510980～0.511189之間、ε_Nd(t)變化於－7.19～－3.10之間、二階段釹模式年齡T_DM2變化於1889～2218Ma之間(平均2030Ma);白雲岩(⁸⁷Sr/⁸⁶Sr)_i變化於0.711082～0.720229之間、ε_Sr(t)變化於110～240之間、(¹⁴³Nd/¹⁴⁴Nd)_i變化於0.510985～0.511514之間、ε_Nd(t)變化於－7.08～－5.58之間、二階段釹模式年齡T_DM2變化於2089～2210Ma之間(平均2168Ma);白雲岩中包體(⁸⁷Sr/⁸⁶Sr)_i為0.691427、ε_Sr(t)為－169、(¹⁴³Nd/¹⁴⁴Nd)_i為0.511154、ε_Nd(t)為－3.79，二階段釹模式年齡T_DM2為1944Ma。

若石碌群沉積成岩年齡以及礦床成礦年齡均在850Ma左右，那麼，富鐵礦石(¹⁴³Nd/¹⁴⁴Nd)_i變化於0.511192～0.511276之間、ε_Nd(t)變化於－6.83～－5.19之間、二階段釹模式年齡T_DM2變化於1934～2067Ma之間(平均2008Ma);貧鐵礦石(⁸⁷Sr/⁸⁶Sr)_i為0.729972、ε_Sr(t)為+376、(¹⁴³Nd/¹⁴⁴Nd)_i變化於0.497736～0.500770之間、ε_Nd(t)變化於－269.88～－210.56之間、二階段釹模式年齡T_DM2變化於17687～21950Ma之間;二透岩(⁸⁷Sr/⁸⁶Sr)_i變化於0.606343～0.721353之間、ε_Sr(t)變化於－1381～+254之間、(¹⁴³Nd/¹⁴⁴Nd)_i變化於0.511152～0.511296之間、ε_Nd(t)變化於－4.80～－7.61之間、二階段釹模式年齡T_DM2變化於1958～2130Ma之間(平均1999Ma);白雲岩(⁸⁷Sr/⁸⁶Sr)_i變化於0.711096～0.720291之間、ε_Sr(t)變化於108～239之間、(¹⁴³Nd/¹⁴⁴Nd)_i變化於0.511109～0.511183之間、ε_Nd(t)變化於－7.00～－8.46之間、二階段釹模式年齡T_DM2變化於2081～2199Ma之間(平均2121Ma);白雲岩中包體(⁸⁷Sr/⁸⁶Sr)_i為0.697609、ε_Sr(t)為－84、(¹⁴³Nd/¹⁴⁴Nd)_i為0.511273、ε_Nd(t)為－5.25，二階段釹模式年齡T_DM2為1939Ma。

若石碌群沉積成岩年齡以及礦床成礦年齡均在213Ma左右，那麼依計算所得，富鐵礦石(¹⁴³Nd/¹⁴⁴Nd)_i變化於0.511868～0.513072之間、ε_Nd(t)變化於－9.67～+13.83之間、二階段釹模式年齡T_DM2變化於－137～1778Ma之間;貧鐵礦石(⁸⁷Sr/⁸⁶Sr)_i為0.70228、ε_Sr(t)為+369、(¹⁴³Nd/¹⁴⁴Nd)_i變化於0.508398～0.509199之間、ε_Nd(t)變化於－77.41～－61.78之間、二階段釹模式年齡T_DM2變化於5942～7169Ma之間;二透岩(⁸⁷Sr/⁸⁶Sr)_i變化於0.718527～0.735852之間、ε_Sr(t)變化於+203～+449之間、(¹⁴³Nd/¹⁴⁴Nd)_i變化於0.511735～0.511935之間、ε_Nd(t)變化於－8.38～－12.28之間、二階段釹模式年齡T_DM2變化於1673～1966Ma之間(平均1868Ma);白雲岩(⁸⁷Sr/⁸⁶Sr)_i變化於0.711153～0.720545之間、ε_Sr(t)變化於98～231之間、(¹⁴³Nd/¹⁴⁴Nd)_i變化於0.512011～0.511632之間、ε_Nd(t)變化於－6.88～－14.29之間、二階段釹模式年齡T_DM2變化於1552～2152Ma之間(平均1920Ma);白雲岩中包體(⁸⁷Sr/⁸⁶Sr)_i為0.722752、ε_Sr(t)為+263、(¹⁴³Nd/¹⁴⁴Nd)_i為0.511778、ε_Nd(t)為－11.42，二階段釹模式年齡T_DM2為1920Ma。

三、結果解釋

從上述結果可以得出如下信息，無論以何種成岩年齡和成礦年齡來計算相關參數，礦石和賦礦圍岩均有較均一的Sr-Nd同位素組成，反映它們的源區成分基本上是均一的;但以不同的成礦年齡和成岩年齡來計算的相關參數來看，Nd同位素組成較Sr同位素組成更為穩定，可能受後期熱液活動的影響相對較少，因而假設在不同的成礦和成岩年齡下所得出的富鐵礦石、二透岩和白雲岩及白雲岩中包體的Nd初始值［(¹⁴³Nd/¹⁴⁴Nd)_i，ε_Nd(t)］和Nd模式年齡(T_DM2)均具有實際意義，但所計算的貧鐵礦石相關數據則無任何意義，可能反映貧鐵礦石的成因更為復雜或源區成分復雜;同樣，假設在不同的成礦和成岩年齡下計算Sr同位素初始值［(⁸⁷Sr/⁸⁶Sr)_i，ε_Sr(t)］，可以看出，貧鐵礦石和白雲岩、白雲岩中包體均有實際意義，而只有當採用213Ma來計算二透岩Sr同位素初始值［(⁸⁷Sr/⁸⁶Sr)_i，ε_Sr(t)］時，才均有實際意義，可能反映了二透岩Sr同位素組成受後期變質影響較大，因而可能記錄的是後期、也就是213Ma時期流體活動事件。因此，可以推測石碌鐵礦床至少經歷了二次成礦作用事件，一個可能大於或等於850～1000Ma，另一個為213Ma左右;而白雲岩原岩形成年齡大於850～1000Ma、二透岩原岩變質年齡可能為213Ma。

從Nd同位素組成和Nd模式年齡來看，無論是鐵礦石、還是賦礦圍岩，它們的源區可能主要是具有幔源物質較多的初生地殼或下地殼、或是富集型地幔，它們在地殼中停留時間至少在1900～2200Ma之間，這與海南島在2.0Ga左右有一次較強的地殼水平增長相一致(許德如等，2001a)，反映此時的海南島存在一次重要的地殼構造活動，並最終成為古元古代超級大陸的一部分(Unrung，1992;Windley，1993;李江海，1998)。但二透岩和白雲岩中包體釹模式年齡(T_DM2)較富鐵礦石和白雲岩年輕，可能是年輕地幔源區加入的結果。在¹⁴⁷Sm/¹⁴⁴Nd-¹⁴³Nd/¹⁴⁴Nd(圖6-20a)和⁸⁷Rb/⁸⁶Sr-⁸⁷Sr/⁸⁶Sr圖解上(圖6-20b)，富鐵礦石和賦礦圍岩均具有較好的正相關關系，反映它們來源於一個相對均一的源區，而貧鐵礦石顯然具有不同的源區而遠離這一相關曲線。在ε_Nd(t)-T_DM2圖解上(圖6-21a)，富鐵礦石和二透岩、白雲岩和白雲岩中包體也表現明顯的線性關系，但白雲岩具有相對較高的T_DM2釹模式年齡和較低的ε_Nd(t)值，二透岩具有相對較高但范圍較大的ε_Nd(t)值和相對較低的T_DM2釹模式年齡，而富鐵礦T_DM2釹模式年齡和ε_Nd(t)值均有較窄的分布范圍、且落在二透岩范圍之內，反映二透岩成岩時其源區發生了改變，但與海相白雲岩成明顯的線性關系可知，所加入的源區應與白雲岩源區相一致，即可能是含有古老殼源物質的海相沉積物。石碌礦區石碌群二透岩鋯石SHRIMP定年所揭示的最老的Pb-Pb年齡為約1890Ma，而海南島西部古中元古代抱板群變沉積岩已有>2200Ma的Nd模式年齡信息(許德如等，2001a);SHRIMP鋯石U-Pb年齡已揭示海南島中東部屯昌晨星地區石炭系南好組(?)變沉積岩和夾於其內的變基性火成岩均含有大於2400MaPb-Pb年齡的繼承性岩漿鋯石存在(許德如等，2007b);張業明等(1997a)也獲得島東南部上安地區具麻粒岩相的斜長角閃片麻岩約2562Ma單顆鋯石U-Pb上交點年齡。因而可以推測，二透岩沉積時所加入的另一個源區中的古老殼源物質可能是來自於海南島東部(現今位置)古元古代-新太古代古老結晶基底，與長城系抱板群石英二雲母片岩的源區岩中殼源物質相同(圖6-21b)，石碌群當時的沉積環境應處於淺海區的大陸邊緣一側，這與二透岩和礦石均具有Ce的正異常或弱的正異常相一致(圖6-10和圖6-13)，反映石碌群沉積於大陸邊緣盆地或裂解的弧後盆地(Armstrong et al.，1999)，並接受大陸邊緣沉積物。

圖6-20 石碌礦區礦石、賦礦圍岩¹⁴⁷Sm/¹⁴⁴Nd-¹⁴³Nd/¹⁴⁴Nd(a)和⁸⁷Rb/⁸⁶Sr-⁸⁷Sr/⁸⁶Sr(b)圖解

圖6-21 石碌礦區石碌群賦礦圍岩和其中富鐵礦礦石εNd(t)-T_DM2(a)和(⁸⁷Sr/⁸⁶Sr)_i(b)圖解

Johnson and McCulloch(1995)和Gleason et al.(2000)先前已經證實Sm-Nd同位素系統在示蹤富REE的鐵氧化物熱液系統的作用。正如Ridley and Diamond(2000)注意到，熱液沉澱物的同位素成分將反映岩石和流體間原先同位素交換的綜合影響，而這種同位素交換又通常發生在流體運移通道中。對於Sm-Nd同位素系統，地幔來源的岩石普遍具有原始初期Nd同位素成分(也就是相對高的ε_Nd(t)值)，而地殼來源的岩石趨於顯示更加演化的同位素成分(即更負的ε_Nd(t)值)和更低的Nd含量(Skirrow et al.，2007)。因此，石碌礦區富鐵礦石和二透岩、白雲岩全岩的Sm-Nd同位素組成可以認識在礦化和/或蝕變過程中REE元素的地幔和地殼的相對貢獻。從表6-8及圖6-21a可見，相對礦石和白雲岩及白雲岩中的包體，二透岩不僅具有相對較高的ε_Nd(850Ma)值，而且具有相對高Nd含量［(14.85～31.77)×10^－6］，其Sm/Nd比值則相對較低(0.18～0.27)，反映二透岩具有更多的年輕物質或地幔成分的參與。在圖6-22a中，二透岩、白雲岩和白雲岩中的包體整體表現正的相關關系，反映出Nd和Fe是在同樣的熱液流體中同時遷移的(Skirrow et al.，2007);但在圖6-22b、c中，二透岩ε_Nd(t)和Co、Cu首先表現負的相關關系，然後再和白雲岩一同表現正的相關關系，可能暗示有一個富Co和Cu的、具較多的更年輕物質或地幔成分的源區加入。而在圖6-22d中，二透岩表現ε_Nd(t)和SiO₂弱的正相關關系則更進一步證實賦礦圍岩中的REE來源於原始源區、而未受變質的影響。

Sr-Nd同位素與O同位素之間的解耦可能歸於上、下地殼間的H₂O含量和溫度(Cottinetal.，1998)。一般的，由於下地殼基本是無水性質以及其δ¹⁸O值並不比地幔更高(Taylor，1980)，因此，比起Sr和Nd同位素來說，O同位素不太受深部地殼混染的影響。然而，當早已被下地殼混染的地幔岩漿到達地表時，由於遇到濕的上地殼和高的含氧水/岩石比率，δ¹⁸O_V-SMOW值將迅速升高，但因為更低的含Sr和Nd的水與岩石比，ε_Nd(t)和(⁸⁷Sr/⁸⁶Sr)_i同位素比值則不會有意義的改變。在ε_Nd(t)-δ¹⁸O_V-SMOW圖解上(圖6-23a)，二透岩和白雲岩整體顯示負相關關系，而在(⁸⁷Sr/⁸⁶Sr)_i-δ¹⁸O_V-SMOW圖解上(圖6-23b)，二透岩和白雲岩均表現正相關關系，且二透岩和白雲岩均有較窄的δ¹⁸O值范圍，且當(⁸⁷Sr/⁸⁶Sr)_i在0.7275左右時，二透岩δ¹⁸O_V-SMOW值基本為常數，反映二透岩源區受到古老陸殼和海相沉積物的混染程度不大，或基本保存原岩特徵。但白雲岩ε_Nd(t)值變化大，可能反映源區受到深部地殼成分影響較大。在圖6-22和圖6-24中，對於富鐵礦石、貧鐵礦石、鈷銅礦石、二透岩、白雲岩中包體在SiO₂與ε_Nd(t)(圖6-22d)、δ¹⁸O_V-SMOW(圖6-24a)和(⁸⁷Sr/⁸⁶Sr)_i(圖6-24b)圖解上均表現負相關，而白雲岩似乎有正的相關性，也表現相似的特徵。

海南石碌鐵礦床成礦模式與找礦預測

McLennan et al.(1990、1993、1995)認為具有相對低的Th/Sc比值(如≤1)和相對高的ε_Nd(t)值的沉積岩可能來源於不太分異的年輕地體;相反，這些具有更低的ε_Nd(t)值和高的Th/Sc值(如≥1)的沉積岩普遍來源於上地殼。McLennan et al.(1990、1993、1995)同時也發現，來源於被動大陸邊緣環境的沉積岩具有相似於上地殼或古老地殼的地球化學和同位素印記，而來源於現代或相對年輕的弧後和大陸弧環境的沉積岩接近於安山岩和上地殼的混合線(例如安第斯前陸盆地:McLennan et al.，1993)，只有那些來源於弧前的沉積岩接近於安山岩和/或MORB源區。採用Tran et al.(2003)圖解，將石碌礦區Sm-Nd同位素參數回歸到1920Ma、並投入Th/Sc-ε_Nd(t)和ε_Nd(t)-f_Sm/Nd圖解上(圖6-25)，可以看出，二透岩主要投在安山岩和長英質火山岩成分一側(圖6-25a)，但有一定量古老地殼和上地殼成分的參與，而白雲岩大約處於一個中性成分范圍，可能有弧來源的源區與古老地殼成分混合的結果;但在圖6-25b中，二透岩則主要落在弧地殼及其附近，並與白雲岩、富鐵礦石呈線性分布而指向CHUR線(球粒隕石一致性源區:Depaolo and Wasserburg，1976)，反映這些賦礦圍岩和富鐵礦石均來源於弧前區域，僅有非常少量的上地殼和/或古老地殼的參與，因而與長城系抱板群石英二雲母片岩有明顯地殼物質參與有一定區別。這種沉積環境反映了二透岩直接起源於第一循環物質，即其源區岩本身就是一火山弧地體，同樣的結論也可以反映到富鐵礦石的起源。然而，這種弧火山岩可能已經歷了殼內分異作用或殼內部分熔融過程，因為二透岩普遍具有負的Eu異常(見圖6-5)和高的Th/Sc比值，因而其源岩來源於一年輕分異的火山弧源區。

圖6-23 石碌礦區賦礦圍岩δ¹⁸O_V-SMOW與ε_Nd(t)(a)和(⁸⁷Sr/⁸⁶Sr)_i與δ¹⁸O_V-SMOW圖解(b)

圖6-24 石碌礦區鐵礦石、鈷銅礦石、賦礦圍岩及其中包體

圖6-25 石碌礦區富鐵礦石、鈷銅礦石、賦礦圍岩及其中包體Th/Sc與ε_Nd(t)(a)和ε_Nd(t)與f_Sm/Nd圖解(b)