同位素地球化学

❶ 求《稳定同位素地球化学》pdf版本，编著：郑永飞

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❷ 稳定同位素的地球化学应用领域

研究领域主要有两个方面：稳定同位素地球化学和同位素年代学。稳定同位素地球化学主要研究自然界中稳定同位素的丰度及其变化规律，并用以解释岩石和矿石的物质来源及其成因等地质问题。同位素年代学又分为同位素地质年代学和宇宙年代学，前者主要研究地球及其地质体的年龄和演化历史，后者则主要研究天体的年龄和演化历史。 ?稳定同位素地球化学 ：
同位素地球化学的一个研究领域。主要研究自然界中稳定同位素的丰度及其变化规律，并用来解决地质问题。稳定同位素包括放射衰变成因的和非放射成因的，如206Pb、207Pb、208Pb、87Sr和143Nd就是分别由238U、235U、232Th、87Rb和147Sm放射衰变而形成的稳定同位素；而H、C、O、S的同位素如1H、2H、12C、13C、16O、17O、18O、32S、33S、34S、 36S则是天然稳定同位素。由于H、C、O、 S的原子序数小于20，所以其同位素又可称为轻稳定同位素。稳定同位素丰度发生变化的主要原因是同位素的分馏作用。 同位素分馏指由物理、化学以及生物作用所造成的某一元素的同位素在两种物质或两种物相间分配上的差异现象。引起同位素分馏的主要机制有：①同位素交换反应。是不同化合物之间、不同相之间或单个分子之间发生同位素分…… ?同位素年代学从诞生至今已经一个多世纪，但至今发展速度很快，新方法、新理论不断提出，新技术得到了不断地应用，尤其是高精尖仪器的引入，发展异常迅速，几乎每天都有新发现。以下仅简要介绍常规方法及部分进展，以起到以管窥豹之效。
1. Rb-Sr法
2. Sm-Nd法
3. U-Pb法

❸ 　同位素地球化学示踪

5.5.1硫同位素

诺尔特地区花岗岩、火山岩、地层及矿石硫同位素组成如表5-10所示，可见矿石δ³⁴S值在5.6‰～7.8‰之间，略低于花岗岩、火山岩及火山沉积岩也具较高的δ³⁴S值（10.20‰～10.64‰）。根据周涛发等（1995）提出的水－岩作用过程中热液流体系统的

关系模型和本区矿床形成的物理化学条件、矿液成分特征等资料可以计算，在330～200℃温度范围内，水/岩比值（W/R）在0.01～0.1之间变化时，本区的以火成岩为主的硫源地质体通过水－岩作用形成硫同位素组成为5.6‰～7.8‰的含矿热液。

表5-10诺尔特地区部分矿化区不同地质体硫同位素组成

测试单位：中国地质科学院矿床地质研究所。

5.5.2铅同位素

成矿流体物理化学条件变化而引起的铅同位素组成的变化通常可以忽略不计，因此，矿床中铅同位素组成的分布特征完全取决于铅的源区中铀、钍含量以及U/Pb,Th/Pb的变化。矿石的铅同位素组成可以为判断矿床中成矿物质的来源提供重要的依据。

诺尔特地区花岗岩、火山岩、地层及矿石铅同位素特征见表5-11，阿克提什坎矿化区单阶段铅模式年龄明显偏小，甚至为负值，显然矿床铅不是单一来源的正常铅，而是混合型的异常铅。托格尔托别、塔斯比格南及阔科依达拉斯矿化区的矿石铅的模式年龄特点也都反映了矿石铅具异常铅的特点（表5-11）。

在铅增长曲线图中（图5-6），阿克提什坎矿化区矿石铅同位素组成与其他地质体的铅同位素组成均分布于零等时线右侧，表明了矿床铅是属于多来源的异常铅。此外，托格尔托别、塔斯比格南及阔科依达拉斯矿化区中矿石铅同位素组成也均落于零等时线右侧，具异常铅的特点。

表5-11诺尔特地区各矿化区不同地质体铅同位素组成

测试单位：中国地质科学院地质研究所。

图5-6诺尔特地区矿床铅同位素增长线图解

阿克提什坎矿化区（1—二长花岗岩，2—晶屑凝灰岩，3—粉砂岩，4—蚀变岩型金矿石，5—硫化物矿石）；托格尔托别矿化区（6—金矿石）；塔斯比格南矿化区（7—硫化物矿石）；阔科依达拉斯矿化区（8—硫化物矿石）；u为²³⁸U/²⁰⁴Pb

确定矿床铅源必须注意两方面的问题：一是矿床产出的地质特征，一是区域成矿的地质背景。因此，只有对可能提供铅源的各种地质体的铅同位素组成及其演化进行详细研究，才能正确确定铅的来源，阐明矿床成因和成岩、成矿的关系。

在铅构造模式中（Doe和Zartman,1981），阿克提什坎矿化区矿石铅的数据均落于造山带与地幔铅增长曲线之间。Doe和Zartman（1979）曾认为沉积作用、火山作用、岩浆作用、变质作用以及急速的侵蚀循环作用把来源于地幔、上部地壳和下部地壳的铅充分混合，形成具有均一U/Pb和Th/Pb的造山带铅。因此，阿克提什坎矿化区矿石铅同位素组成实质上是由于地壳和地幔铅的混合作用而形成的，并且具有造山带铅的特点，这与阿克提什坎矿化区位于阿尔泰造山带的构造背景是相一致的。铅来源于造山带物质，本质上是壳幔混合铅。

由上述分析可以确定地幔铅储库和地壳铅储库是矿床的两个主要铅源，为此，根据Zartman和Doe（1981）提出的关于不同储库——上地幔、造山带、上地壳等的铅构造模式（VersionⅡ）计算了相当于阿克提什坎矿化区成矿时代（t=138Ma）的地幔和上地壳储库的铅同位素组成。结果表明，上地壳铅源具较高的铅同位素比值：²⁰⁶Pb/²⁰⁴Pb为19.193,²⁰⁷Pb/²⁰⁴Pb为15.696,²⁰⁸Pb/²⁰⁴Pb为38.628，而地幔铅源的铅同位素比值相对较低：²⁰⁶Pb/²⁰⁴Pb为17.800,²⁰⁷Pb/²⁰⁴Pb为15.459,²⁰⁸Pb/²⁰⁴Pb为37.474。

但是，单由地壳和地幔这两个端元混合还不能很好地解释现有矿石铅的同位素组成，因为矿石铅具有较高的²⁰⁸Pb/²⁰⁴Pb值（石英脉型矿石为38.138，蚀变岩型矿石为38.557）和较低的²⁰⁷Pb/²⁰⁴Pb值（石英脉型矿石为15.529，蚀变岩型矿石为15.506），所以还必须有一高²⁰⁸Pb/²⁰⁴Pb值及低²⁰⁷Pb/²⁰⁴Pb值的端元加入到矿石铅体系中。前文分析业已表明，区内的红山嘴组地层与矿石铅具有同源的关系，有可能为成矿提供铅，并且红山嘴组地层具有高²⁰⁸Pb/²⁰⁴Pb值（38.957）和低²⁰⁷Pb/²⁰⁴Pb值（15.478）的特点。因此，根据本区矿床地质特征及区域成矿地质背景，确定石炭纪红山嘴组地层为矿床的第三种铅源。在铅同位素对比及转换模式图（图5-7）中，矿石铅的投影点位于由地幔、上地壳及红山嘴组地层铅3个端元所组成的一个三角形区域内，说明矿石铅是由这3个端元组分混合形成的。最终构成矿石铅的物质来源就具有上述3端元组分混合的特征。

图5-7阿克提什坎矿床铅同位素转换模式图

1—二长花岗岩；2—晶屑凝灰岩；3—粉砂岩；4—蚀变岩型金矿石；5—硫化物矿石；6—地幔铅；7—地壳铅

阿克提什坎矿化区矿石铅同位素组成满足三元混合模式（支霞臣等，1982；李献华，1985；蒋少涌等，1992），因此拟合得到回归方程：

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

相关系数r=0.9855。从而进一步证明了阿克提什坎矿化区矿石铅是由地幔、上地壳及地层铅3端元混合的结论。

计算结果表明，石英脉型矿石铅中地幔铅占51.98%，上地壳铅占10.38%，石炭纪地层铅占37.64%，地幔铅比例最高，其次为地层铅，显示了深源及地层或围岩提供了成矿物质；蚀变岩型矿石铅中地幔铅占19.93%，上地壳铅占46.22%，石炭纪地层铅占33.85%，即以地壳铅和地层铅为主，同时有地幔铅的参与，反映了蚀变岩型矿石铅对其原岩铅同位素组成的继承性。

5.5.3氢、氧同位素

表5-12中列出了诺尔特地区阿克提什坎金－多金属矿化区主成矿阶段石英－硫化物阶段矿石中石英的氢、氧同位素组成测试结果。表中石英包裹体水测定的

值即为成矿流体的

值，成矿流体的

值则结合均一温度，采用张理刚等（1996）石英－水之间氧同位素分馏方程计算得到。

成矿流体的

值范围为－84‰～－99.7‰，

值范围为0.38‰～7.75‰。由均一温度测定结果可见，主成矿阶段石英－硫化物阶段成矿流体经历了一个由330℃左右到200℃左右的降温过程（表5-12）。所测定的热液氢、氧同位素组成，实质上代表了不同来源的水与不同类型的岩石进行了水/岩交换后的结果，除了受原始水的氢、氧同位素组成影响外，成矿热液的氢、氧同位素组成还受其他因素影响，其中最主要的包括水/岩作用的温度、水/岩（W/R）比值和主岩的氢、氧同位素组成等，只有对这些因素进行系统研究后，才可能对成矿流体的性质有较为正确的了解。根据诺尔特地区金属矿床的成矿地质背景和成矿热液氢、氧同位素组成演化模式（周涛发等，1996），并且考虑到矿区范围内有两种主岩，一是黑云母二长花岗岩，另一是赋矿围岩中酸性陆相火山岩（碎斑熔岩）及变质形成的千枚岩和片岩，因此，理论计算时必须考虑下面几种水岩体系作用过程：岩浆水与大气降水的混合；变质水与花岗岩体的氢、氧同位素交换作用；变质水与火山岩的氢、氧同位素交换作用；岩浆水与花岗岩体的氢、氧同位素交换作用（形成演化岩浆水）；岩浆水与火山的氢、氧同位素交换作用（形成漂移岩浆水）；大气降水与花岗岩体的氢、氧同位素交换作用（形成演化大气降水）；大气降水与火山岩的氢、氧同位素交换作用（形成漂移大气降水）。诺尔特地区矿床形成的有关流体氢、氧同位素初始值计算或确定结果如表5-13所示。

表5-12阿克提什坎矿化区氢氧同位素组成

测试单位：中国地质科学院矿床地质研究所。

表5-13诺尔特地区初始氢、氧同位素组成

在氢、氧同位素组成图（Taylor,1974）中，阿克提什坎矿化区主成矿阶段石英－硫化物阶段氢、氧同位素组成投影相对集中于一个区域，靠近正常岩浆水范围，而与变质水范围相差较远，并显现出向大气水演化线方向演化的趋势（图5-8）。

图5-8阿克提什坎矿床成矿热液氢氧同位素组成（底图据Taylor,1974）

考虑阿克提什坎金－多金属矿床主成矿阶段石英－硫化物阶段在不同温度段下成矿流体氢、氧同位素组成的演化情况，分别讨论在330℃、280℃、230℃及200℃温度下变质水、大气降水与花岗岩及火山岩交换作用和岩浆水自演化及与火山岩交换作用氢、氧同位素演化，结果如图5-9所示。

图5-9阿克提什坎矿床成矿热液氢氧同位素演化图解

1,2,3,4—阿克提什坎矿床成矿热液氢氧同位素组成投影点；实曲线—大气降水演化线，其中左为演化大气降水线，右为漂移大气降水线；虚曲线—岩浆水演化线，其中左为岩浆水自演化线，右为漂移岩浆水线；A—变质水与花岗岩交换演化线，A＇—变质水与碎斑熔岩交换演化线；虚框—正常岩浆水（Taylor,1979）

可见，在200℃至330℃的各个温度段，投影点与变质水演化曲线均相差甚远，可以排除成矿流体来源于变质水的可能性。在330℃至280℃和230℃时及一定的水/岩比条件下，投影点反映了成矿流体中大气降水和岩浆水共同参与的特征，大气降水与火山岩（碎斑熔岩）交换形成的大气降水热液和岩浆水共同构成成矿介质水。在280℃时，W/R比值比330℃时降低，接近于0.01，而在230℃时，W/R比值又再度上升，略大于0.1。由330C→280℃→230℃，投影点已逐渐远离正常岩浆水氢、氧同位素组成的范围而向雨水线方向移动，反映了大气降水比重逐渐增大而岩浆水比重逐渐减小的特征。至200℃时，投影点位于大气降水与花岗岩交换作用演化线和大气降水与碎斑熔岩交换作用演化线之间，反映此时成矿热液以大气降水为主。水/岩比值的总体变化特征反映了大气降水不断参与成矿的特点（图5-9）。

通过上述氢、氧同位素组成的研究可见，阿克提什坎金－多金属矿床主成矿阶段成矿流体中介质水早期为岩浆水与大气降水的共同参与，大气降水为漂移大气降水；随着温度的降低，大气降水占主导地位，此时大气降水为演化大气降水和漂移大气降水。

区域上，阿尔泰地区不同构造单元不同时代金矿床成矿热液也具复杂来源和演化特点，阿尔泰地区不同构造单元主要金矿床主成矿阶段的氢、氧同位素组成如表5-14所示。阿尔泰地区由南至北构造背景依次为乌伦古海沟、喀拉通克岛弧、克兰弧后盆地、诺尔特断陷火山盆地。由有关典型矿床（表5-14）对比得出各构造背景中矿床成矿流体的氢、氧同位素组成特征的研究表明，不同构造背景中的矿床，从海沟到岛弧、弧后盆地及陆内断陷火山盆地，成矿流体均显示出多来源的特点。乌伦古海沟，成矿流体以岩浆水和大气降水的混合水为主；喀拉通克岛弧，成矿流体以大气降水为主，但均有不同程度的岩浆水和变质水的参与；克兰弧后盆地，主成矿阶段成矿流体以大气降水为主，在成矿早阶段有其他来源的水的作用；诺尔特地区在燕山期的成矿流体同样也是多源的，为岩浆水和大气降水。氧同位素组成的变化与温度的相关性较为明显，有随着温度由低到高，

呈现递增的趋势，因为温度越高，岩石（矿物）与水之间的分馏系数越小，成矿流体的

也就越接近岩石（矿物）的δ¹⁸O值。同时，由于受到容矿围岩（原岩）同位素组成、温度以及水/岩比等因素的影响，大多数金矿床的成矿热液都显示出明显的“¹⁸0漂移”。因此，北阿尔泰地区不同地质历史时期构造岩浆作用过程中，由于卷入的地质作用和地质单元的多元性和复杂性，形成了由大气降水、岩浆水或变质水以不同程度参与、经复杂水－岩作用过程形成的金矿床成矿流体系统，并导致金矿床的形成。最近研究（王登红等，1998），地幔流体在区域多期次成矿作用过程中也可能起到了重要作用。

表5-14阿尔泰地区金矿床主成矿阶段成矿溶液的氢氧同位素组成

资料来源：芮行健等（1994）和本文。

❹ 同位素地球化学特征

7.5.1.1 氢、氧同位素特征

作者对八件矿石样品中的石英分别测试了δ¹⁸O矿物值和包裹体δD值，并利用同位素分馏公式计算了与石英处于同位素平衡的

值，δD值域为-78.9‰～-28.5‰，

值域为-0.06‰～10.84‰。在 δD-δ¹⁸O图解上（图7.11），两件样品落入原生岩浆水区，四件样品落入变质水区，一件样品明显向雨水线方向飘移，显示有大气水参与的迹象及变质围岩对成矿流体

值的影响。华仁民等（1995）应用水-岩同位素交换理论，对银山地区各类蚀变岩石的氧同位素变化规律进行了研究和模拟计算，认为银山成矿流体来源于大气降水，是大气降水在深部较高温度和低W/R比值条件下与千枚岩发生水-岩反应的产物。

图7.11 δD-δ¹⁸O图解

7.5.1.2 碳、氧同位素特征

据矿床中碳酸盐矿物的碳、氧同位素测定（本书；叶庆同，1987），方解石δ¹⁸O_SMOW值为＋8.85‰～＋15.85‰，δ¹³C_PDB值为-10.81‰～-3.89‰；菱铁矿δ¹⁸O_SMOW值为＋13.38‰～＋20.22‰，δ¹³C_PDB值为-7.66‰～-1.37‰。在δ¹⁸O-δ¹³C图解上（图7.12），样品投点多落在海相碳酸盐岩区与花岗岩区之间，推测成矿流体中的含碳组分具有岩浆源和地层源等多种来源。

7.5.1.3 硫同位素特征

矿区硫化物δ³⁴S值域为-6.1‰～＋3.4‰，平均为＋0.80‰。从铜矿带向铅锌矿带，从深部向浅部，δ³⁴S值显示降低趋势，这种变化趋势与流体中

比值的降低有关。据H.Ohmoto（1972）研究，硫化物δ³⁴S值受热液中

比值的制约，在T＝200℃和δ³⁴S_∑S＝0的热液条件下，随着

比值由1/9→1/1→9/1，结晶出的闪锌矿的δ³⁴S值将由-30‰→-17.4‰→-4.4‰变化，方铅矿的δ³⁴S值由-33.3‰→-20.5‰→-7.7‰变化，该值域明显远离了银山矿床δ³⁴S平均值。据包裹体均一温度测定，银山矿床主要成矿温度范围在200～300℃（叶庆同，1987）。而矿石中重晶石的出现及流体包裹体成分中富含

的特征，表明除岩浆硫外，应有富³⁴S的硫源参与成矿，这部分硫主要来自地层。利用矿区内黄铁矿的硫同位素组成，投点于斑岩铜矿及其他铜矿石硫同位素特征与物质来源关系图上（图7.13），矿区硫源位于Ⅱ区，表明成矿物质主要来源于地幔，但受到地壳物质的明显混染。

图7.12 δ¹⁸O-δ¹³C图解

（据刘建明等，1997；刘家军等，2004）

1.方解石；2.菱铁矿

图7.13 银山矿区硫同位素比值特征与其物质来源关系图解

Ⅰ区段成矿物质来源为地幔；Ⅱ区段成矿物质为地幔，受到地壳物质明显混染；Ⅲ区段成矿物质来源主要与地壳有关；Ⅳ区段成矿物质来自地幔，受到大规模地壳物质混染、同化、混合

7.5.1.4 铅同位素特征

据铅同位素测试（叶庆同，1987；江西地质勘查局，1996），靠近铜矿带方铅矿铅同位素组成较稳定，²⁰⁶Pb/²⁰⁴Pb、²⁰⁷Pb/²⁰⁴Pb、²⁰⁸Pb/²⁰⁴Pb的比值一致，依次分别为17.927～18.010、15.466～15.573、37.818～38.254。向两侧，即银山区、北山区铅同位素变化较大。银山区²⁰⁶Pb/²⁰⁴Pb、²⁰⁷Pb/²⁰⁴Pb、²⁰⁸Pb/²⁰⁴Pb 比值依次分别为17.956～18.204、15.459～15.755、37.735～38.407；北山区²⁰⁶Pb/²⁰⁴Pb、²⁰⁷Pb/²⁰⁴Pb、²⁰⁸Pb/²⁰⁴Pb 比值依次分别为 17.889～19.045、15.458～16.368、37.686～40.237。在铅同位素演化图上，矿石铅投点在造山带铅曲线附近较集中，部分投点则落在上地壳和地幔铅曲线附近，并且投点呈明显线性分布（图7.14），说明矿石铅来源较为复杂。

图7.14 银山矿床方铅矿的铅同位素组成

UC.上地壳；OR.造山带；UM.上地幔；LC.下地壳

❺ 氮同位素地球化学

氮的原子序数为 7,原子量为 14.0067。在自然界氮有¹⁴ N、¹⁵ N 两个同位素,大气氮中两同位素的相对丰度分别为 99.634‰、0.366%。对空气中氮同位素测定表明,到50km高处,其同位素组成保持稳定。溶解于海水中的氮,在几千米深的范围内同位素组成与大气的氮同位素组成相同。地球上氮同位素的变化范围为-15.6‰～+31‰。在地表条件下,氮可以气态、液态或固态存在,其价态由+5 变化到-3,存在形式为

、

、N₂、

、NH₃、NO₂、NO、N₂O和氨基酸等。价态的变化有利于同位素分馏。

地壳与地幔中氮同位素比值的现有数据如图7-37 所示。由于氮的低浓度与无处不在的空气污染问题,与其他稳定同位素比值相比,氮同位素的数据要少得多。玄武岩中 N₂的溶解度是非常有限的,尽管氮中许多以易溶的

形式存在。因此,火山岩,只有水下玄武岩提供地幔氮的有用样品。测定玄武岩中的氮同位素既存在污染问题又有分析问题。这样,与低的丰度 (通常小于 1 × 10^-6 )交织在一起,要作出精确的分析很困难。MORB中的δ¹⁵ N_ATM的范围是-2‰～+12‰,洋岛玄武岩 (夏威夷 OIB)几个氮同位素分析值高达+20%。目前确定这种变化多大程度上反映了污染 (特别是有机质的污染)、脱气过程中的分馏或真实的地幔不均一性仍是很困难的。也许,所有能说明的是玄武岩中的氮看起来平均具正的δ¹⁵ N值。

图7-37 地壳与地幔物质中的氮同位素组成

有关物质中氮的含量与主要存在形式如表7-10 所示。地球火成岩与变质岩,氮主要以

形式替代K⁺,因此,在黑云母中含

量可大于0.025%。沉积岩中的氮含量一般与有机碳含量成正相关,现代沉积物的C/N比为 5～50 (平均为20),表明沉积岩中的氮为有机来源。此外,黏土矿物可吸附

,所以碎屑沉积岩中氮含量还与黏土矿物含量成正比。大洋水体随着温度下降、盐度升高,氮的溶解度增高。大洋中

、

、

浓度由生物活动所控制,因此,随地域、季节、水深而变化,

含量随水深增高。河水、湖水中的氮在厌氧条件下,

含量降低,而以

为主;地表水中的

的平均含量比地下水中的高,且变化大。饮用水标准中

含量小于10mg/L,但由于施用含氮肥料、地热区泉涌及其他天然与人为原因,许多地方的饮用水中

含量超过限定值。大气中的NO₂、N₂O主要源于工业污染,雨水中的

含量与年降雨量成反比 (郑永飞等,2000)。

表7-10 有关物质中氮的含量与主要存在形式

(一)氮同位素分馏

大多数氮化合物中的氮同位素平衡分馏系数是通过理论计算得到的。计算结果表明,从NO→NH₃→N₂→N₂ O→NO₂ ,¹⁵ N依次富集。N₂ (液)-N₂ (气)的平衡分馏系数为1.00085,说明水溶液中的氮略为富集¹⁵ N。

氮同位素的物理化学与生物化学等动力学过程可造成明显的同位素分馏。如氮气在多孔介质中运移造成¹⁵ N随扩散运移距离的增加而减少;地球上的氮同位素组成比火星大气亏损¹⁵N就是由于火星的重力较小,轻同位素更易扩散丢失;

与离子交换树脂进行交换时,交换到树脂上的

富集¹⁵N,分馏5‰～25‰(郑淑蕙等,1986)。

生物固氮作用形成的植物有机物中,¹⁵ N的含量比大气氮稍低。在生物的分解代谢作用中,有机物中氮转化为

,这一过程使

的δ¹⁵N比有机物低5‰～7‰。

经细菌氧化为

时(硝化作用),所产生的

比

的δ¹⁵N要低5‰～21‰,决定分馏的是

→

。在氧含量很低时,细菌能将

还原为N₂分子,实验得到的氮同位素分馏值为-20‰,在热带太平洋测得的值为-40‰,这些说明反 (去)硝化作用过程中氮同位素的分馏与

的浓度、氧分压、温度及还原细菌的数量等因素有关。

(二)陨石、月岩氮同位素地球化学

月岩的δ¹⁵ N为-190‰～+125‰。一般用分步加热方法研究,借此可以辨认出不同的组分。如图7-38 为Apollo-17 带回的月岩70011 的析出谱,其氮含量约为70×10^-6。最低温 (600℃)组分为吸附的地球氮,800℃和 1000℃下析出的组分被解释为近期太阳风和古老太阳风植入组分,最高温 (1325℃)析出的组分为散裂反应产物组分。海盗号(Viking)登火星飞行的实测火星大气氮的结果为¹⁵N/¹⁴N=0.00640±0.001,相当于δ¹⁵N=770‰±300‰。其原因可能是因为火星引力小,有利于较轻的¹⁴ N的选择性逃逸。

陨石中δ¹⁵ N变化范围极大,已知最低值为-326‰,发现于 Allende陨石的酸溶残渣中,最高值为 973‰,见于石铁陨石中。各化学群陨石的δ¹⁵ N 各不相同:Cl 和 C2 群为30‰～50‰;E 群为-40‰～-30‰;C3 群为-326‰～-66‰;普通球粒陨石为-10‰～20‰;铁陨石为-90‰～150‰。这些变异反映它们的原始特征,即受原始太阳星云不均一性、核过程、凝聚和吸积 (如E群凝聚早、C 群凝聚晚以及在凝聚过程中¹⁴ N选择性丢失等)过程的影响。次生过程,如散裂产物植入、太阳风植入、变质丢失等影响不大 (郑永飞等,2000)。

图7-38 月岩 70011 号阶段释氮同位素组成

(三)上地幔氮同位素地球化学

上地幔来源的金刚石可含高达 2000×10^-6的氮,因此是地幔氮的绝好样品。高δ¹³ C金刚石 (最常见,通常是橄榄岩组合)δ¹⁵ N 从-12‰～+5‰,平均为-3‰,明显不同于玄武岩中观察到的正值。低δ¹³ C金刚石一般具正的δ¹⁵ N 值。由于地壳岩石中有机质与铵一般具正的δ¹⁵ N,该特征与这组金刚石来自消减的地壳物质的假设是一致的。然而,由于玄武岩似乎一般具正的δ¹⁵ N,其他解释也有可能。

纤维状金刚石,可能与将其携带到地表的金伯利岩有直接关系 (Boyd et al.,1994),具更均一的δ¹⁵ N,均值大约为-5‰。由于可能在氮进入金刚石的过程中有明显的同位素分馏,这类金刚石数据的意义也不明确,地幔金刚石的氮同位素问题仍没解决。

(四)沉积岩氮同位素地球化学

在缺氧环境,有些微生物利用溶解硝酸盐中的氧。细菌脱氮作用中优先消耗富集¹⁴ N的硝酸盐分子,残余硝酸盐因而富集¹⁵ N。大洋水/沉积物界面附近的脱氮过程还伴随硝化过程,使沉积物中铵氧化为硝酸盐。美国西北部沿太平洋的一个海湾 (Puget Sound)的浅海沉积物,向下扩散的硝酸盐中没有观察到氮同位素分馏。但从沉积物向外扩散的氨气的δ¹⁵ N比有机物和上覆水柱的硝酸盐高约 4.5‰,其原因是氨在缺氧条件下硝化时发生了氮同位素分馏。

许多到达沉积物水界面的有机氮会在成岩过程中丢失。然而沉积物的氮同位素成分是根据初始有机物来确定的。例如,白垩纪海洋沉积物较低的δ¹⁵ N,是由于异常的海洋生物化学作用减慢了大洋循环。

随着有机物成岩作用的进行,氮能够以

形式替代K⁺而进入黏土矿物的晶格。这种进入黏土矿物和云母的氮来自有机物分解,其氮同位素组成与有机氮一样。

远洋沉积物总氮的δ¹⁵ N为3‰～10‰,与沉积物中有机质的值一致 (郑永飞等,2000)。

(五)变质岩氮同位素地球化学

沉积物变质时,由于脱挥发分作用将发生

的丢失,此时伴有显著的氮同位素分馏,残余物中富集¹⁵ N。因此,高级变质岩和花岗岩相对富集¹⁵ N,其δ¹⁵ N为+8‰～+10‰。

美国加利福尼亚州Catalina岛高级变质岩是一典型的发育于俯冲带上的变质带。氮同位素研究表明,岩石中氮与K₂O含量成正比,氮以

形式存在于白色云母(铬云母、铬白云母)中。随着变质程度增加,氮含量下降,δ¹⁵ N增加,如:

硬柱石-钠长石变质岩及其中的云母 δ¹⁵N=1.9‰±0.6‰

硬柱石-蓝片岩及其中的云母 δ¹⁵N=2.4‰±0.3‰

绿帘石-蓝片岩、绿帘石-斜长角闪岩及其中的云母 δ¹⁵N=4.0‰±0.7‰

斜长角闪岩及其中的云母 δ¹⁵N=4.3‰±0.8‰

在混合岩范围内,氮同位素组成均一,这表明变质流体在千米尺度上是均一的,有大规模的混合作用存在。在混合岩脉体、伟晶岩、角闪岩相沉积变质岩中,白云母的δ¹⁵ N一致,表明混合岩化过程中氮同位素分馏很小 (郑永飞等,2000)。

(六)水圈氮同位素地球化学

1.淡水

雨水把土壤中的可溶氮化合物带到地下水面附近。地下水中氮的来源,除雨水从表层土壤带来外,还有肥料、污水、动植物排泄物、地下水蓄水层中的溶解物质等。主要以

的形式存在,在还原条件下有少量

。地下水的δ¹⁵N为0～+25‰,取决于当地的氮源。这种变异可用在水文研究中。

2.海水

大洋深层水中溶解硝酸盐的δ¹⁵ N为+6‰～+8‰。脱氮反应是保持大洋水δ¹⁵ N 高于大气的主要机理。

海洋颗粒有机物 (Particulate Organic Matter,POM)的δ¹⁵ N 值为+3‰～+13‰,而陆地来源颗粒有机物则为-6.6‰～+5.2‰ (平均为+2.5‰),相对贫¹⁵ N。据此可以研究近海区域水体的混合。如 1974年4月所测荷兰须德海某河口湾的 POM 的δ¹⁵ N (图7-39)表明,内陆80km处δ¹⁵ N为 1.5‰±0.2‰,向北海变为8.0±1.8‰,有增加趋势。但由于有机物的季节性生长,无论陆地和海洋POM都有明显的季节变化。春天和初夏,生物繁盛时,δ¹⁵ N 低,而夏秋则δ¹⁵ N 高,在北海达+11.5‰。POM中δ¹⁵ N 随时间而变化,因此在应用海洋和陆源氮同位素示踪时必须谨慎。

图7-39 荷兰须德海颗粒有机物的氮同位素变异图

图7-40 印度洋北部颗粒有机氮含量与同位素组成随深度的变化

海洋POM由浮游生物在大洋表层营养层中产生,下沉时在无光层中分解。因为POM分解时氮比碳容易丢失,其 C/N 比随深度而增加。颗粒有机氮的δ¹⁵ N 随深度的变化见图7-40。POM的含量从表层水向下数十米内增加,这是因为由于浮游生物活动而大量形成之故。然后由于它的分解其含量向深部不断减少。在约 500m以下保持不变,直到洋底。与此相应,大洋表面到约 75m 深度,随氮浓度增加,δ¹⁵ N 下降,最低值达到约+2.9‰,其原因是因为浮游生物优先吸取

,随后δ¹⁵N增加,直到约500m时,达到+13‰,这是因为浮游生物分解时,¹⁴N优先丢失。随后δ¹⁵N保持不变,直到洋底。

缓慢沉入洋底的POM进入沉积物。据此判断洋底沉积物的δ¹⁵ N应与悬浮POM的一样,δ¹⁵ N应为+8‰～+13‰。但实测值较低,为+6.8‰±4.1‰。北太平洋洋底沉积物的δ¹⁵ N低达+2.9‰～+4.4‰。其原因不外乎有其他氮源存在或 POM沉积后δ¹⁵ N 发生变化。有一种解释认为大洋水体中还有一种快速沉降颗粒,因沉降快所以未受到氧化分解影响因而富¹⁴ N。这种颗粒不易在过滤水样时被采集到。

❻ 　同位素地球化学

2.3.1铅同位素

本区各期花岗岩代表岩体的铅同位素组成（表2-7）相差不大，且各岩体的铅同位素模式年龄均为负值，铅不是单阶段演化的正常铅，而是经历了复杂演化过程的异常铅。

表2-7诺尔特地区花岗岩铅同位素组成

测试单位：中国地质科学院地质研究所。

在铅同位素构造模式图中（Doe和Zartman,1979），岩体铅同位素组成位于地幔铅及造山带铅之间，并且具有地壳两阶段铅的特点（图2-6），反映区内不同时代岩体铅均与造山带铅有关，造山带物质以地壳物质为主，同时也有地幔物质的参与。造山带铅的形成是由于沉积作用、火山作用、岩浆作用、变质作用以及急速的侵蚀循环作用把来自于地幔、上部地壳和下部地壳的铅充分混合，形成具有均一U/Pb和Th/Pb的造山带铅。与华南地区产铀花岗岩铅同位素组成对比，本区不同时代花岗岩与同熔型产铀花岗岩有相似之处，均位于造山带铅与地幔铅之间，表明本区花岗岩是壳、幔物质不同程度混合的产物。在²⁰⁸Pb/²⁰⁴Pb和²⁰⁷Pb/²⁰⁴Pb与²⁰⁶Pb/²⁰⁴Pb图中，本区花岗岩样品点均落在壳幔混源区附近，反映了岩浆中有地壳和地幔物质的共同参与（图2-7）。

图2-6铅同位素构造模式图

1—加里东晚期花岗岩；2—华力西中期花岗岩；3—华力西晚期花岗岩；4—燕山期花岗岩；5—石炭纪火山岩

图2-7²⁰⁸Pb/²⁰⁴Pb-²⁰⁶Pb/²⁰⁴Pb,²⁰⁷Pb/²⁰⁴Pb-²⁰⁶Pb/²⁰⁴Pb图解

M—幔源区；MC—壳幔混源区；C—壳源区1—加里东晚期花岗岩；2—华力西中期花岗岩；3—华力西晚期花岗岩；4—燕山期花岗岩

阿提什岩体初始铅同位素组成近似取为：²⁰⁶Pb/²⁰⁴Pb=18.690,²⁰⁷Pb/²⁰⁴Pb=15.522,²⁰⁸Pb/²⁰⁴Pb=38.047，采用原始铅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，地球年龄T=4570Ma等参数计算得到的该岩体模式年龄为负值（－139.84Ma），岩体铅应属异常铅，具有多来源的特点，其演化过程不是单阶段的，而是复杂的，多阶段的。岩体铅同位素演化可以用壳幔混合模式来模拟。

假定参与壳－幔混合的地壳铅经历了二阶段演化过程，t₁为地壳物质从地幔物质中分异出来的时间，t₂为岩浆发生成岩作用时地幔来源铅和地壳来源铅发生混合、铅停止演化构成封闭体系的时间，则由下式可计算出诺尔特地区地壳的形成时间t_M，混合物质μ_Mix值和（Th/U）_Mix比值：

新疆诺尔特地区岩浆活动与成矿作用

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分别代表地幔的、地壳的和壳－幔混合铅中²⁰⁶Pb/²⁰⁴Pb、²⁰⁷Pb/²⁰⁴Pb、²⁰⁸Pb/²⁰⁴Pb的比值，x表示混合²⁰⁴Pb中地幔²⁰⁴Pb所占的百分比，ω₀=33.33，μ₀=7.8,T₀=4570Ma，α₁、γ₁分别为地壳平均时间t₁时的²⁰⁶Pb/²⁰⁴Pb和²⁰⁸Pb/²⁰⁴Pb值。

以该岩体K-Ar年龄（133Ma）代表t₂，可计算得到α_M=17.23，β_M=15.33，γ_M37.76，从而根据岩体铅同位素组成资料可计算得到t₁=2071Ma；根据铅同位素二阶段演化模式（Stacey和Kramers,1975），可求得α₁=15.012,γ₁=34.657，进而得到μ_Mix=12.93,（Th/U）_Mix=2.72。

从计算结果可知，t₁值为2071Ma，与古元古代和中元古代的界线相当。据胡霭琴等（1994）的研究，在2000～1800Ma新疆北部地区有一次重要的壳幔分异事件，同位素证据显示了这次地壳增生事件的存在，因此，这个年龄反映了本区地壳的形成时间。

阿提什岩体的μ_Mix值为12.93，介于上地幔和上地壳的μ值7.8～13.5之间，若以μ＝13.5作为混合端元的上地壳源组成，以μ＝7.8作为混合端元的上地幔源组成，则由μ_Mix值可求得岩浆中约有10%的铅来自上地幔，有90%的铅来自上地壳，可见诺尔特地区花岗岩铅以地壳铅为主，但是有地幔铅的参与。

2.3.2锶同位素

诺尔特地区加里东晚期花岗岩锶同位素初始比值为0.71656，华力西中期花岗岩锶初始比值为0.71523，华力西晚期花岗岩锶初始比值为0.71048，燕山期花岗岩锶初始比值为0.71446，变化范围较小，锶初始比值的变化表现为高→低→高的变化趋势（表2-8）。

在花岗岩锶同位素演化图解中（Faure,1986），区内各期花岗岩样点均落于上地幔演化线与大陆壳增长线之间（图2-8），为中等初始⁸⁷Sr/⁸⁶Sr花岗岩。这种中等初始⁸⁷Sr/⁸⁶Sr花岗岩，位于“玄武岩源区”之上和大陆壳增长线以下的区域内，它们既含有地幔来源组分，也含有地壳岩石组分，因而其物质具有多源的特点。在花岗岩锶同位素演化图解中相对靠近于大陆壳增长线（图2-8），因此，地壳组分的比例相对较高。这种锶同位素特征可能有三种不同的成因解释（Faure和Powell,1977）：下部地壳源岩部分熔融形成；地幔和地壳中同位素不同储库的混合作用；导源于下地壳的岩浆在上升过程中与地壳沉积物的混染。根据本文的研究，区内花岗岩的成岩作用为部分熔融作用，而源岩在经部分熔融形成岩浆的过程中，锶同位素组成通常不会发生变化，因此，岩石的锶同位素组成即反映了岩浆源区的锶同位素组成。同时，本区花岗岩岩浆的起源深度相当于中—下地壳部位，因此，区内花岗岩的锶同位素特征反映了在该区中—下地壳中有地幔物质的存在，即在源岩中有地壳物质和地幔物质的混合。

表2-8诺尔特地区花岗岩Sr、Nd同位素资料

测试单位：中国地质科学院地质研究所。注：计算中采用的计算公式及参数见Faure（1986）。

图2-8锶同位素演化图解（底图据Faure,1986）

1—加里东晚期花岗岩；2—华力西中期花岗岩；3—华力西晚期花岗岩；4—燕山期花岗岩；5—石炭纪火山岩

Ⅰ型花岗岩（源岩为火成岩）的初始⁸⁷Sr/⁸⁶Sr值小于0.707,S型花岗岩（源岩为沉积岩）的大于0.707（Chappell和White,1974）。陆壳改造型花岗岩的初始⁸⁷Sr/⁸⁶Sr值一般都大于0.710，变化范围大（0.709～0.741）（徐克勤等，1982），在花岗岩锶同位素演化图中基本上均分布在大陆壳增长线之上或其附近，表明它们主要是由上部地壳岩石改造（花岗岩化或重熔）形成的。同熔型花岗岩的初始⁸⁷Sr/⁸⁶Sr值变化较小，绝大部分都介于0.705～0.709之间（徐克勤等，1982），大多分布在“玄武岩源区”以上及大陆壳增长线以下的区域内，这表明同熔型花岗岩的物质来源具有地幔和地壳双重来源的特点。诺尔特地区各期花岗岩初始⁸⁷Sr/⁸⁶Sr值为0.71048～0.71656，均大于0.710，因此具有S型花岗岩或改造型花岗岩的特点，但是其分布于“玄武岩源区”与大陆壳增长线之间，又具有某些Ⅰ型花岗岩或同熔型花岗岩的特点，与王中刚（1994）在研究新疆北部花岗岩的成因类型时划分的地壳重熔型花岗岩相当，与Castro等（1991）的造山带花岗岩分类中的S型相似。

根据二元混合模拟公式（Faure,1986），并取地壳端元（A端元）的参数，（⁸⁷Sr/⁸⁶Sr）₀=0.72830,（⁸⁷Rb/⁸⁶Sr）₀=0.9548,Sr丰度（XA）=140×10^-6；亏损地幔端元（B端元）的参数，（⁸⁷Sr/⁸⁶Sr）₀=0.70450,（⁸⁷Rb/⁸⁶Sr）₀=0.0827,Sr丰度（X_B）=470×10^-6（Faure,1986）。f_A计算结果如表所示（表2-9），本区花岗岩的f_A值范围在58.5%～87.7%，即地壳Sr组分占58.5%～87.7%，平均为75%，也表明花岗岩物质来源中地壳组分占主要的同时有不同程度地幔组分的混合。

2.3.3钕同位素

区内各期花岗岩¹⁴⁷Sm/¹⁴⁴Nd值较小，范围在0.1120～0.1339;¹⁴³Nd/¹⁴⁴Nd值较大，且变化范围较小，为0.512400～0.512481;w（Sm）/w（Nd）值范围在0.185～0.221，且年龄越老的岩体，w（Sm）/w（Nd）比值越大；ε_Nd（t）值为－1.96～－0.82，均为负值；t_DM为1415～1029Ma（表2-9）。本区各期花岗岩ε_Nd（t）值均为负值，表明了岩浆的壳源性质。

表2-9诺尔特地区花岗岩f_A值和f_c值

地壳岩石ε_Nd（0）值的大小与源区物质（被熔融物质）的年龄成正比（DePaolo和Wasser-burg,1979），年龄越是古老，ε_Nd负值越明显。因此，年轻地壳岩石的ε_Nd（0）值接近于零，古老地壳岩石具有较大的负ε_Nd（0）值。诺尔特地区各期花岗岩其ε_Nd（0）值范围在－4.64～－3.06，具有较小的负值，在ε_Nd（0）-eSr（0）关系中位于年轻地壳范围，即ε_Nd（0）值反映了花岗岩物质起源于年轻地壳，但根据前文的研究，区内花岗岩起源于中—下地壳，其ε_Nd（0）应有较大的负值。造成这种现象的原因可以认为是在源区物质中混入有地幔组分，使得ε_Nd（0）值具有接近于零值的较小负值。另外，在花岗岩ε_Nd（t）-t图解（图2-9）中，区内花岗岩投于球粒陨石地幔线下方，具有接近于零值的较小的负ε_Nd（t）值，这种情况，一方面可能是岩浆来源于球粒陨石地幔，另一方面可能就是来源于亏损地幔和地壳物质的混合物，根据本区的情况，可以排除第一种可能性。

根据Mc Culloch和Wasserburg（1981）的研究，地壳岩石的Nd模式年龄是基于岩石样品中Nd同位素的两阶段演化模式提出的：第一阶段是在地幔储库中演化，第二阶段是在地壳环境中演化。由于地壳岩石的w（Sm）/w（Nd）（0.10～0.26左右）比球粒陨石储库的w（Sm）/w（Nd）（0.32）低得多，因而地壳岩石的形成是w（Sm）/w（Nd）发生变化的主要因素。在随后的壳内分异过程中，包括侵蚀、沉积、变质或重熔的过程中，地壳岩石的w（Sm）/w（Nd）变化不大。在这一前提条件下，地壳岩石Nd同位素组成的变化将主要反映它们从地幔储库中分离时间的差异。根据计算，诺尔特地区加里东晚期、华力西中、晚期及燕山期花岗岩的Nd模式年龄分别为1415Ma,1273Ma,1066Ma及1029Ma，平均为1196Ma，该年龄值明显低于本区地壳形成年龄（1800～2000Ma）。影响Nd模式年龄的因素主要有3个：

图2-9￡_Nd（t）-t图解

1—加里东晚期花岗岩；2—华力西中期花岗岩；3—华力西晚期花岗岩；4—燕山期花岗岩；5—石炭纪火山岩

（1）亏损地幔参数的选择，亏损地幔参数的变化主要取决于亏损地幔是以大洋中脊玄武岩还是以岛弧玄武岩或海岛玄武岩来代表。对于诺尔特地区，本文选取普遍采用的大洋中脊玄武岩作为亏损地幔，影响应该不是太大。

（2）w（Sm）/w（Nd）比值的变化，地壳岩石的w（Sm）/w（Nd）分馏虽然原则上仅发生在它们从地幔储库中提取的时期内，但现有资料表明，在大陆壳的演化过程中，由于壳内分异作用（如部分熔融、结晶分异等）及新地幔物质的混入而使地壳岩石的w（Sm）/w（Nd）发生一定程度的、甚至是很明显的变化。而在诺尔特地区，各期花岗岩的w（Sm）/w（Nd）值范围在0.185～0.221，变化范围很小，沈渭洲等（1989）也认为，对于花岗质岩石，w（Sm）/w（Nd）值介于0.14～0.24范围内的，才有可能可靠地确定大陆地壳的形成时间。因此，本区花岗岩w（Sm）/w（Nd）值的变化对Nd同位素年龄的计算影响也不大。

（3）地幔物质的加入，这也是本区花岗岩Nd模式年龄降低的一个重要原因。本区花岗岩T_DM与f_c相关分析（表2-8）表明，随着f_c值降低亦即地幔Nd组分比例的提高，Nd模式年龄有下降的趋势。

因此，区内花岗岩的Nd模式年龄只能反映本区地壳形成年龄的最小值或壳－幔分异的加权平均年龄，而不能代表地壳的形成年龄。徐克勤等（1989）指出，只有典型的主要由地壳组分形成的陆壳改造系列花岗岩才能给出地壳形成的确切时间。虽然本区花岗岩的地球化学特征与改造型花岗岩有相似之处，但是它们之间还是存在差异的，并非典型的主要由地壳组分形成的陆壳改造系列，其原因在于源区物质的性质。

根据Faure（1986）给出的Nd同位素二元混合方程计算的地壳Nd组分所占的百分数f_c结果如表2-9所示，可见区内花岗岩f_c值范围在46%～52%，平均为49%，即地壳组分占46%～52%，与华南花岗岩（徐克勤等，1989）相比，属于陆壳改造系列的范畴（f_c＞45%，平均76%），不同于同熔系列（f_c21%～48%，平均38%）及碱性系列（f_c33%～34%，平均34%），也不同于源岩基本上为地壳物质组成的陆壳改造型花岗岩（f_c70%～100%）。

造成这种情况的原因可能有：①地壳物质中可能包含有一定数量的地幔组分。②由于岩浆分异，造成花岗岩中w（Sm）/w（Nd）比值比平均地壳偏高。这一点基本上可以排除，本区花岗岩w（Sm）/w（Nd）值0.185～0.221，在平均地壳岩石w（Sm）/w（Nd）值（0.1～0.26）范围之内。③源岩中可能包含有比元古宙更老的岩石。显然，在诺尔特地区，最有可能的是第一种情况。

2.3.4氧同位素

诺尔特地区各期花岗岩的氧同位素组成如表2-10所示。可见，从加里东晚期、华力西中、晚期及至燕山期花岗岩，氧同位素组成变化范围较小，为10.6‰～11.8‰。

区内花岗岩的δ¹⁸O值与国内外不同地质学者划分的成因类型花岗岩的δ¹⁸O值相比较，与徐克勤等（1989）的陆壳改造系列、吴利仁（1985）的壳型、Takahashi（1974）的钛铁矿系列及Chappell和White（1974）的S型花岗岩相似。

诺尔特地区各期花岗岩δ¹⁸O＞10‰（表2-10），均应属于高180花岗岩（Taylor,1978）。花岗岩中¹⁸O富集的原因有三种：①高180的花岗岩是由源岩的物质成分决定的；②高¹⁸O花岗岩是由正常¹⁸0的母岩浆和富¹⁸0围岩之间的同位素交换或同化混染形成的；③高¹⁸0花岗岩是由岩体形成以后的低温蚀变作用形成的。

表2-10诺尔特地区花岗岩氧同位素组成

测试单位：中国地质科学院矿床地质研究所。

本区加里东晚期、华力西中期、燕山期花岗岩具有以下一些特点：①岩体全岩δ¹⁸O值较高（10.6‰～11.8‰），且变化范围很小（1.2‰）；②岩体中共生石英、长石、黑云母间的氧同位素分馏，特别是石英－长石间的氧同位素分馏（如加里东晚期塔斯比格都尔根黑云母花岗岩的△δ¹⁸O值为2.3‰）与典型的深成岩的氧同位素分馏值（1.5‰～2.5‰）相一致；③共生矿物的δ¹⁸O值按黑云母→长石→石英的顺序递增，如塔斯比格都尔根岩体中，δ¹⁸O^石英＞δ¹⁸O^长石＞δ80^黑云母（表2-10），表明这些矿物是在接近于平衡的条件下形成的，同时也表明花岗岩体在形成以后，没有受到像热液蚀变这样一些后期事件的强烈影响；④根据对花岗岩成岩机制的研究，也可以排除导源于上地幔的岩浆与富含¹⁸0的地壳沉积物发生混合作用（同化混染作用）或同位素交换作用的情形；⑤据前文研究，从加里东晚期到华力西中期再到燕山期，花岗岩的fc值（Nd同位素反映的壳源组分百分含量）呈50.9%→51.5%→47.2%,f^A值（Sr同位素反映的壳源组分百分含量）呈87.7%→81.1%→73.8%，而δ¹⁸O值呈11.8‰→10.8‰→10.6‰，即随着地壳岩石中幔源组分的增高，花岗岩的δ¹⁸O值降低，这种特点表明花岗岩氧同位素组成反映的是源区物质的氧同位素组成特点。

以上证据表明，区内加里东晚期、华力西中期及燕山期的高180花岗岩主要是由其源区物质的氧同位素组成决定的。但是华力西晚期花岗岩的情况则有不同，其fc值为46.0%,f^A值为58.5%，在各期花岗岩中是最低的，反映其源区物质中幔源组分所占比例最高，而其δ¹⁸O值较小，为11.5‰。表明华力西晚期花岗岩的氧同位素组成除了对源岩氧同位素组成的继承之外，还存在其他影响因素。根据华力西晚期花岗岩成岩机制的研究，可以排除同化混染作用的影响，那么很可能就是岩体形成过程中水的作用或岩体形成以后的低温蚀变作用的影响。根据刘伟（1996）对诺尔特地区以南的北阿尔泰带活化期的阿拉尔岩体的研究，阿拉尔岩体中共生石英、长石、黑云母的δ¹⁸O值具有宽广的变化范围，且三者表现出显著的¹⁸O/¹⁶O不平衡关系，尤其是石英、长石具有倒转∆180关系（∆¹⁸O_{石英－长石}＜0），这种不平衡关系清楚地表明了在花岗岩－水之间发生了180/16O交换反应。并且水－岩之间的¹⁸O/¹⁶O交换反应并不伴随着岩石矿物学上的强烈蚀变效应，这种脱耦关系暗示着交换反应发生于较高温度即岩浆次固相—岩浆期后冷凝过程中。诺尔特地区华力西晚期花岗岩与阿拉尔岩体有相似之处，其高¹⁸0特点无法完全由源岩性质来解释。区内华力西晚期花岗岩和阿拉尔岩体一样，也是本区地壳演化过程中活化期的产物，此时南阿尔泰带向北阿尔泰带碰撞拼贴导致北阿尔泰地壳再次发生重熔岩浆作用，生成大陆弧活化花岗岩，因此，区内华力西晚期花岗岩与水之间同样可以发生¹⁸0/¹⁶0交换反应。另外，华力西晚期花岗岩中蚀变作用效应是很微弱的，因此，可能与阿拉尔岩体一样，这种交换反应发生于较高温度即岩浆次固相—岩浆期后冷凝过程中。

❼ 　同位素地球化学

3.7.1铅同位素

诺尔特地区石炭纪火山岩铅同位素组成如表3-7所示，具有如下特点：①火山岩的铅同位素组成变化较大，²⁰⁶Pb/²⁰⁴Pb为18.124～20.088,²⁰⁷Pb/²⁰⁴Pb为15.487～15.591,²⁰⁸Pb/²⁰⁴Pb为37.909～39.888。②在铅同位素构造模式图中火山岩铅同位素组成均位于造山带铅与地幔铅演化线之间（图2-6）。③计算得到的铅同位素模式年龄，在阿克提什坎地区为负值，反映出异常铅的特点；而在托格尔托别地区，火山岩铅同位素模式年龄为267.62Ma，与成岩年龄相近，反映出具有正常铅演化的特点。

表3-7诺尔特地区石炭纪火山岩铅同素组成

测试单位：中国地质科学院地质研究所。

上述火山岩铅同位素组成特点反映了本区火山岩铅同位素演化的复杂性。但是铅的来源应以壳源为主，同时有幔源铅的影响。反映火山岩成岩物质来源以壳源物质为主，又有幔源物质的参与。

3.7.2锶同位素

诺尔特地区石炭纪火山岩的初始⁸⁷Sr/⁸⁶Sr为0.70896～0.71012（表3-8），锶初始比值较高而变化范围略小。其值范围在大陆火山岩的高值范围内，并且大于大陆火山岩锶初始比值的平均值0.70577（Faure,1986）。

表3-8诺尔特地区石炭纪火山岩Sr、Nd同位素组成

测试单位：中国地质科学院地质研究所。

大陆火山岩，特别是长英质火山岩的初始⁸⁷Sr/⁸⁶Sr不仅明显高于大洋火山岩和岛弧火山岩的初始⁸⁷Sr/⁸⁶Sr，而且变化范围也较大。大陆火山岩的形成，一方面可以是原始母岩浆受到地壳物质不同程度的混染，另一方面也可以是地壳岩石经部分熔融形成的。诺尔特地区火山岩的成岩作用是以部分熔融作用为主，在锶同位素演化图解中（Faure,1986）（图2-8），本区石炭纪火山岩投影于“玄武岩源区”与大陆壳增长线之间的区域，反映其物质来源中既有地壳成分又有地幔成分，而这主要取决于母岩浆源区的性质。

根据公式（Faure,1986）计算的区内石炭纪火山岩的地壳Sr组分百分含量f_A值为52.1%～59.4%，平均56%，反映出壳幔混源的特点。

3.7.3钕同位素

诺尔特地区石炭纪火山岩的¹⁴⁷Sm/¹⁴⁴Nd比值较小，范围在0.1042～0.1378;¹⁴³Nd/¹⁴⁴Nd值较大且变化范围小，为0.512347～0.512481；ε_Nd（t）值范围在－1.79～＋0.19之间，多为接近于零值的负值，一方面反映了岩浆来源于陆壳，同时在ENd（t）-t图解中（图2-9）又接近于球粒陨石地幔线，与区内花岗岩的特点相似，说明ε_Nd（t）值的这种特征是由于壳源与幔源物质混合的结果，同时也说明了火山岩与花岗岩源区物质性质的相似性。

计算得区内火山岩的钕模式年龄t_DM范围在1082～1342Ma（表3-8），与区内花岗岩计算得到的钕模式年龄相似，同样的，这个年龄不能代表地壳的形成年龄，只能反映本区地壳形成年龄的最小值或壳幔组分的加权平均年龄。

对于不同类型的火山岩，其ε_Nd（t）值是不相同的。大洋玄武岩，其平均ε_Nd（t）值为10左右，其源区与整个地球的平均值（球粒陨石值）比较，强烈亏损大离子亲石元素，而且Nd、Sr同位素呈明显的负相关（White和Hofmann,1982）。A型岛弧火山岩ε_Nd（t）值大于或等于6.0，平均为8.1，这种类型的岛弧火山岩来源于大离子亲石元素亏损的源区，在A型岛弧火山岩浆形成过程中，所卷入的地壳和地幔是大洋性质的，而大陆物质较少（Nohda,1984）;B型岛弧火山岩的钕同位素组成变化大，ε_Nd（t）值为－9.1～＋9.1，这种类型岩浆是两个端元组分按不同比例的混合物，一个端元组分的钕同位素组成与大洋玄武岩的钕同位素组成相似，在化学成分上，亏损大离子亲石元素，另一个端元组分是富集大离子亲石元素，并具有负ε_Nd（t）值的大陆壳物质，在不同的岛弧火山岩形成过程中，卷入的大陆壳物质的年龄、成分和数量是不同的。而大陆火山岩的平均ε_Nd（t）值接近于零，与球粒陨石的ε_Nd（t）相似。显然，本区火山岩的钕同位素组成特征与大陆火山岩相似。

根据钕同位素组成（表3-8）计算得本区石炭纪火山岩地壳Nd组分所占百分数fc值范围在46%～55.3%，平均为49%，反映在火山岩物质来源中既有地壳组分又有地幔组分。

3.7.4氧同位素

诺尔特地区石炭纪火山岩的δ¹⁸O值较高，范围在12.0‰～13.1‰（表3-9）.各样品间δ¹⁸O值的差异较小，小于1.1‰。石炭纪火山岩主要为陆相酸性火山岩，属高¹⁸O火山岩，这种较高的δ¹⁸O值火山岩的形成主要与地壳物质的部分熔融作用有关。Matsuhisa等（1973）认为，如果火山岩的氧同位素组成的变化是由岩浆结晶分异作用引起的，那么其全岩δ¹⁸O值与岩浆固化系数SI值应呈明显的正相关。本区石炭纪火山岩的这种相关关系是不明显的。另外，对区内石炭纪火山岩的成岩机制的研究也证实其为地壳物质部分熔融作用的产物，火山岩的高¹⁸O值不是由于岩浆结晶分异或同化混染作用造成的，而在于源区物质的氧同位素组成。

表3-9诺尔特地区石炭纪火山岩氧同位素组成

测试单位：中国地质科学院矿床地质研究所。

另外，蚀变碎斑熔岩的δ¹⁸O（12.0‰）明显低于未蚀变的碎斑熔岩（12.2‰～13.1‰），是部分火山岩形成后与低180的大气降水热液发生晚期同位素交换的结果。

3.7.5火山岩源岩成分的模拟

取Nd、Sr同位素计算的壳幔比值的平均值，本区石炭纪火山岩的源岩中地壳组分占51.1%，地幔组分占48.9%。取北阿尔泰震旦－寒武系中基性火山岩代表地幔端元，取砂岩平均成分（Wedepohl,1981）代表地壳端元，计算得到本区石炭纪火山岩源区岩石的成分（表3-10）。模拟计算结果表明本区石炭纪火山岩的源岩与区内花岗岩的源岩具有相似的特点，即源岩为地壳物质与先存地幔火山岩的混合物，岩浆由源岩经部分熔融作用形成。

表3-10诺尔特地区石炭纪火山岩源岩成分的模拟计算结果w_B/%

❽ 矿床的同位素地球化学

矿床的同位素工作包括放射性铀、铅同位素年龄和同位素锶比值分析以及稳定同位素 碳、氢、氧、硫的测定。

（一）萤石的锶同位素比值变化

锶同位素测定方法是将称取样品粉碎至200目，置于Teflon烧杯中，加入Sr稀释剂和 HF＋HClO4混合酸溶解，待样品完全溶解后，蒸干。再用HCl溶解蒸干样，其溶液载入 DOWE×50W×8（H＋）（200～400目）离子交换柱。分离Sr同位素组成，是将Sr解释吸液 收集，蒸干送质谱分析。

锶同位素比值是采用MAT260固体同位素质谱计，M^2＋离子形式，法拉第筒接收器接 收。Sr同位素采用单带分析，加Ta₂O₅发射剂。Sr同位素质量分馏采用⁸⁸Sr/⁸⁶Sr＝8.37521 校正。标准测定结果：NBS9⁸⁷SrCO₃⁸⁷Sr/⁸⁶Sr＝0.71035±2（2σ），测定精度优于0.1％，Sr流 程空白为9-⁹～9-¹⁰g。

作为锶同位素比值在岩石学方面，大量用于岩石成因讨论。至于热液成矿作用形成的 矿物中用⁸⁷Sr/⁸⁶Sr的比值来推测热液流体的物质来源尚无资料借鉴。本着探索的原则，对 于下庄矿田的萤石进行⁸⁷Sr/⁸⁶Sr的比值测定，测定结果见表9-15。

表9-15 萤石⁸⁷Sr/⁸⁶Sr比值分析结果

从两种不同世代萤石的⁸⁷Sr/⁸⁶Sr比值看，它们之间没有发生明显的变化，铀矿化之后的 热液阶段的石英、绿色萤石、方解石组合中的萤石⁸⁷Sr/⁸⁶Sr为0.724468，而铀矿化阶段的紫 色萤石⁸⁷Sr/⁸⁶Sr为0.721459，略低于绿色萤石。可否认为这种微小的⁸⁷Sr⁸⁶Sr值变化是由于 热液演化出现的分异变化。

（二）方解石的碳氧同位素

碳、氧同位素的分析方法，采用100％磷酸法，反应温度25℃±0.1℃，恒温震荡不少 于14 h，生成的CO₂用冷冻法去水，反应瓶一离开恒温水浴立即用-70℃冷液冷冻，用液 氮冷冻法收集全部生成的CO₂。质谱参考气为经过纯化的CO₂，用MAT-251型质谱计测 量其δ¹³C和δ¹⁸O值；质谱计处于最优先技术状态，质谱测量精度优于0.05‰。δ¹³C以 PDB为标准，δ¹⁸O分别以PDB和SMOW为标准，同时测得δ¹³C和δ¹⁸O_PDB及δ¹⁸O_V-SMOW 的‰值。

方解石是下庄矿田热液生成物中发育广泛和生成时间延续较长的一种矿物，它既可 以早于沥青铀矿发生沉淀，又可以与沥青铀矿同时形成，还可以在热液的晚阶段析出。课题共选送了8个方解石样品进行了碳氧联合测定。8个样品的方解石多为早于或晚于 沥青铀矿的热液阶段生成的，也有与沥青铀矿同时沉淀的。方解石样品在颜色上有红色（样号后有R注脚）、有黑色（样号后有b注脚）、白色（样号后无注脚）。它们的碳氧同位 素测定结果见表9-16。

表9-16 方解石碳、氧同位素测定结果

方解石中的碳、氧同位素，决定于热液流体中碳的存在化合物形式：如 和 等。方解石形成时的碳、氧同位素组成，决定于上述化合物平衡反应的同位素分 馏。然而，不同碳的化合物形式可能存在着不同的来源，这样不同来源碳的化合物形式都可 以提供热液流体以不同的13C值的碳。而热液中T、fO2、和pH值的变化，又会引起热液流 体中的δ¹³C值发生变化。原因是不同碳的化合物形成，它们之间的键能存在着差别，这样 就必然引起碳、氧同位素在生成物中的变化。如在岩浆系统中CO、CS总是比CO₂或CH4小 得多的丰度。遗憾的是CO与CO₂或CH4间的碳同位素交换反应速度尚无实验研究，因此，只能根据方解石的碳同位素结果进行分析。

方解石的碳同位素从表9-16可以看出，δ¹³CPDB‰变化在-4.4‰～-7.5‰，而 δ¹³CPDB‰为-4.4‰的方解石，是与沥青铀矿同时形成的方解石。这就是说早于和晚于矿化 的方解石并没有因热液流体温度降低而发生碳同位素分馏。而矿化期的方解石δ¹³CPDB＝ -4.4‰明显低于矿化前后形成的方解石中碳同位素值。这种现象很可能是由于热液流体 中氧化型碳化合物和还原型碳化合物的比例发生变化引起，从而导致矿化期相对13C得到 富集，但矿化由于含矿热液流体氧逸度变化，碳化合物类型不断变化，所以矿化阶段方解石 的碳同位素也是在变化的，如X471的δ¹³CPDB＝-7.2‰～-7.3‰。

方解石中氧同位素和碳同位素一样，不同阶段的方解石中的氧同位素变化范围也较小，从SMOW为标准的δ¹⁸O值看，变化在＋10.1‰～ ＋13.5‰，从表9-16中不同阶段 δ¹⁸OSMOW看，矿化阶段的氧同位素值略低于矿前阶段和矿后阶段。

从不同阶段方解石的碳氧同位素值看，热液流体体系中碳同位素平衡反应没有发生变 化，因而未造成明显的同位素分馏。

（三）石英的氧同位素及其包裹体水中氢同位素

下庄矿田矿化的主要伴生脉石矿物是石英，它具有形成时间长、颜色变化多、粒径结构 变化大，与铀矿化关系亲疏兼有。为此，课题组选送了8个石英样品进行了氧同位素测定，其中的7个石英样品同时进行了包裹体水中氢同位素分析。

脉石英氧同位素及其包裹体水的氢同位素分析方法：先将样品置于真空干燥箱中，在 105～110℃烘干，称取烘干样12 mg（称样精度为0.02 mg），用特制装样器送至预先已充入 Ar气的反应器底部，然后将反应器接回真空系统，抽除系统中Ar气，再加5倍样品的BrF₅ 用液氮冷冻，再抽真空至2.0×10^-3Pa，撤下液氮杯加热到500～550℃，反应完毕后，用冷水 使反应器迅速降至室温，进行氧提取。将收集的待测定CO₂样品在MAT-251EM质谱计上 进行同位素分析，质谱计的测量精度为0.3‰。

石英包裹体是采用加热爆破法从样品中提取原生流体包裹体中的H2 O和CO₂（30 min），将提取的H₂O与Zn在400℃条件下反应30 min制取H2，将制得的H2样品送 MAT-251EM质谱计进行同位素分析，质谱计的测量δD精度为±3‰，标准采用国际标准 SMOW。

石英样品的氧同位素与其相对应的包裹体的氢同位素测定结果列入表9-17。

表9-17 脉石英的氢、氧同位素测定结果

从表9-17的δ¹⁸O值可以看出，不同阶段石英的氧同位素是变化的，这种变化可能由3 个因素引起。即热液流体演化导致不同阶段结晶沉淀的脉石英的氧同位素不同；不同阶段 热液流体的含氧矿物结晶分异导致石英的氧同位素发生变化；不同阶段脉石英生成时的物 理化学条件不同，石英的结晶有序性差异而引起不同阶段石英的氧同位素不同。

在以往的许多研究者利用石英测定的氧同位素值，和热作用产生的蚀变粘土矿物的氢 同位素，通过分离系数与温度之间分馏方程来计算流体中水的δ¹⁸O‰，这种分馏方程只服 从在下列平衡条件的依存关系，即：

南岭贵东岩浆岩与铀成矿作用

这就是说在H₂O与SiO₂的体系中水与二氧化硅之间的氧同位素交换是遵循1/T²的依 存关系。然而，许多铀矿床中的脉石英不能满足上述平衡反应关系。因为它们所处在的体 系并非是简单的H₂O和SiO₂。

除了铀矿床脉石英组成，采用同位素平衡反应交换方程来计算热液流体水中δ¹⁸O‰存 在有疑义外，还存在有包裹体测温的可靠性。下面将陈安福（1982年）和张建锋（2003年） 用均一法测得相同阶段同一矿物的均一温度作一简单对比（表9-18）。

表9-18 均一法测定的温度对比

从表9-18中的温度变化范围和两次测定的差别不难得出，均一法测得的温度如此大 的变化范围和不同人的测温之差恐怕很难计算出一个被认可的热液流体水中δ¹⁸O‰值。造成均一法测温的温度的变化原因，很可能是判定原生包裹体不一致引起。因为，“原生成 因包裹体的证据则相对稀少”（H.L.BARNES.1979）。

如果不考虑上述原因，采用Matsuhisa（1979），250～500℃温度范围内石英——水系统 中氧同位素分馏方程和张立刚（1985年）的石英-水系统中氧同位素分馏方程计算出各种石 英在250℃水热系统中δ¹⁸OH₂O‰值，它们的分馏方程式分别为：

南岭贵东岩浆岩与铀成矿作用

通过上面两个分馏方程式计算出，8个石英在水热系统中水的δ¹⁸OH₂O‰值见表9-19。

表9-19 石英-水体系中δ¹⁸OH₂O‰值计算结果

从表9-19中两个分馏方程计算出水中氧同位素值是一个变化范围较大的区间，Matsuhisa的分馏方程，计算的δ¹⁸OH₂O‰变化为-4.0‰～5.3‰。张立刚的分馏方程计算的 δ¹⁸OH₂O‰变化在-5.0‰～＋4.6‰。显然，这种大范围的变化与脉石英氧同位素测定值变 化原因是一样的。

由于热液脉石矿物中，方解石较脉石英的组成纯净，方解石中的碳同位素，从矿前、矿期 到矿后阶段没有发生明显的碳同位素分馏现象，而且它的氧同位素也表现出同碳同位素一 样的特征，因此，可以考虑采用方解石的δ¹⁸O‰值，计算方解石-水体系中δ¹⁸O‰值。采用 O’Neil等（1969），温度范围0～500℃，方解石-水体系中氧同位素分馏方程：

南岭贵东岩浆岩与铀成矿作用

通过该方程计算出相应方解石的水体系中水的δ¹⁸O_H2O‰（表9-20）。

表9-20 方解石-水体系中δ¹⁸O_H2O‰值计算结果

从表9-20计算出的δ¹⁸OH₂O‰值，除方解石含针铁矿和水锰矿的样品外，其余的方解 石它们相应的水中δ¹⁸OH₂O‰变化在＋4.63‰～6.23‰，这一变化范围，恰好与火成岩和深 成岩的岩浆水δ¹⁸O_H2O‰值＋5.5‰～＋10‰，十分接近。加之石英包裹体水中δD‰变化在 -41‰～-73‰，与岩浆水的δD值变化范围-50‰～-85‰大部分重叠。因此，可以说下 庄矿田成矿热液流体中水的来源不是大气降水，而是岩浆水。

（四）黄铁矿中的硫同位素

硫同位素分析方法，是将分析样中硫化物与氧化铜和五氧化二钒混合氧化剂在高温真 空条件下反应制取SO2。将制取SO2送MAT230C质谱计测定δ³⁴S‰。采用标准为CDT国 际标准，测定方法总精度为±0.2‰。

黄铁矿中的硫同位素决定于它的流体来源、黄铁矿沉淀过程、流体的性质和与其他硫化 物的形成时产生的分馏效应等众多因素。因为作为构成黄铁矿的阴离子S^2-可以是多种多 样的条件下形成，如：S^2-来自H2S，它可以在酸性条件形成FeS2，也可以在碱性条件下S^2- 与Fe^2＋结合生成FeS2；S^2-也可以来自SO42-还原生成S^2-，然后与Fe^2＋结合生成FeS₂。不 同条件，不同来源的硫由于同位素组成上的差别，它们生成新生黄铁矿的硫同位素组成是不 同的。另外，同一来源的流体在脉体中沉淀出的黄铁矿和流体与矿旁岩石的扩散交代生成 的黄铁矿，它们之间的硫同位素组成也是不同的。即使是矿旁蚀变带中新生的分散黄铁矿 也是从内带向外带，硫同位素是从相对富轻硫到相对富重硫。

下庄矿田矿化热液流体生成的硫化物除黄铁矿外，还有方铅矿、闪锌矿、白铁矿、硫铋铅 铜矿、硫铋铅矿等。但硫化物中占优势的矿物为黄铁矿，而黄铁矿从沉淀的不同过程可以将 其划分为从热液流体中沉淀的黄铁矿，即以各种不同组成脉体产出的黄铁矿和热液流体与 围岩作用，形成于围岩中分散的黄铁矿。

下庄矿田的矿床硫同位素研究系统工作始于蔡根庆（1979年），后有陈安福（1982年） 和李子颖（2003年），共选送了4个矿床，一个矿点的黄铁矿样56个。这些黄铁矿包括有不 同产状、不同空间、不同阶段和不同结晶集合形态的黄铁矿样。下面分别就脉体产出和分散 于围岩中的黄铁矿的δ³⁴S‰变化作简要讨论。

1.脉体产出的黄铁矿是多种多样，有的黄铁矿是与沥青铀矿组成的矿化脉体；也有黄铁矿分 别与方解石、石英、萤石组成不同的脉体，还有黄铁矿形成单一矿物组成的脉体。不同脉体中黄 铁矿结晶特点上也存在有差别。因此，黄铁矿中的δ³⁴S‰通常会表现出一定的变化范围。各种 各样的脉体也可以产出在不同的围岩之中，但一般看不出它们之间的δ³⁴S‰有差别。这里列出 660矿床、670矿床和672矿床，不同阶段脉体中黄铁矿的δ³⁴S‰值（表9-21）。

表9-21 不同阶段黄铁矿的δ³⁴S‰值计算结果

从表9-21 黄铁矿的δ³⁴S‰值可以看出：

(1)矿化阶段的黄铁矿δ³⁴S‰值变化范围较宽，非矿化阶段的黄铁矿δ³⁴S‰值变化范围 较窄，但两者按变化范围有较大的重叠区；

(2)从黄铁矿按结晶粗细来划分，矿化和非矿化阶段的黄铁矿δ³⁴S‰值，粗晶黄铁矿 δ³⁴S‰值变化范围要略宽于细晶黄铁矿的δ³⁴S‰值，但它们的变化范围也有重叠；

(3)根据上述黄铁矿的δ³⁴S‰变化范围，可以认为在整个热液流体形成过程中黄铁矿的 硫同位素分馏作用不强烈；

(4)从表9-21中4对相对应的同一阶段，结晶特征不同的两种黄铁矿的δ³⁴S‰值比较 看，大多数情况下，先沉淀的细晶快速结晶黄铁矿比结晶速度变慢的粗晶块状或片状黄铁矿 富重硫。因此，可以说结晶速度是导致硫同位素发生分馏的原因之一。

H010a样的粒状集合体黄铁矿的δ³⁴S为-13.1‰，H010b样的细晶黄铁矿的δ³⁴S为 -12.1‰，两者差值为-1.0‰；H516样的块状黄铁矿的δ³⁴S为-2.4‰，H516a样的细晶黄铁矿 的δ³⁴S为-3.0‰，两者差值为-0.6‰；H214a样的块状黄铁矿的δ³⁴S为-12.7‰，H214样的细 晶黄铁矿的δ³⁴S为-10.5‰，两者差值为-2.2‰；X503A样的片状集合体黄铁矿的δ³⁴S为 -10.4‰，X503b样的细晶黄铁矿的δ³⁴S为-6.4‰，两者差值为-4.0‰。这些相对应黄铁矿中 的硫同位素对比，反映了流体中S^2-离子浓度和反应速度对同种生成物中硫同位素组成的影响。

2.矿旁蚀变辉绿岩中分散黄铁矿中硫同位素变化

矿旁蚀变辉绿岩中分散黄铁矿中硫同位素变化，实际上是热液流体流经围岩的过程中，液、固相互的反应产生物。因此，热液流体流经围岩的整个过程，即液、固相间反应在空间上 是变化的，这种变化是流体性质组成在扩散交代过程中，热液流体由于硫同位素组成不断分 馏，沉淀出的黄铁矿的硫同位素组成也是不断变化的。

蚀变辉绿岩中分散黄铁矿，共采集了678矿床矿化蚀变围岩样品9个，其外围葛腾坪辉 绿岩样2个，660矿床蚀变辉绿岩样4个，小水矿床矿体旁辉绿岩样1个，现将它们的δ³⁴S‰ 值列入表9-22中。

表9-22 辉绿岩中分散黄铁矿的δ³⁴S‰值

从表9-22中的δ³⁴S‰值看：

(1)矿旁蚀变岩石中黄铁矿的硫同位素一般轻硫同位素含量高，远离的近矿蚀变辉绿岩 中分散黄铁矿含重硫同位素比例大；

(2)小水矿床中的石英-黄铁矿-沥青铀矿矿脉中的黄铁矿含重硫同位素较高；

(3)660矿床5个硫同位素样品的硫同位素值差别显著。

上述现象说明，矿旁围岩中分散黄铁矿的硫同位素，向远离围岩中分散黄铁矿的硫同位 素有明显的硫同位素分馏现象，这种变化可以解释为一次扩散交代产物，即交代外带较矿旁 富重硫。也可以解释为早晚不同热液流体交代围岩的产物，即早期热液流体交代辉绿岩生 成的分散黄铁矿富重硫同位素，而矿化期热液流体交代辉绿岩生成的分散黄铁矿则轻硫同 位素比例明显增加。两种不同的解释，前者是交代围岩的热液流体从内向外，酸度逐渐降 低，热液流体中H2S离解，逐渐向S^2-方向移动增强，进入沉淀的黄铁矿中的重硫逐渐增多。后者则是早期热液流体交代作用，流体中H2S占优势，温度较高，这时H2S与HS-之间的同 位素分馏作用，按照H.L.BARNES计算，在温度>100℃，ΔH2S-HS-小于1.0‰。因此，在 实际应用中可以假设ΔH2S-HS-＝0。这就是说，此时沉淀出现分散黄铁矿中的δ³⁴S‰应 接近于流体中的δ³⁴S‰，故出现辉绿岩中分散黄铁矿δ³⁴S‰值为0.5‰和-0.03‰。而矿化 期热液流体作用于围岩时，由于温度降低，流体中SO4/H2S增大，显然，由于硫的化合物之 间的键能差明显加大，参与沉淀析出的黄铁矿中轻硫同位素会明显增加。

3.花岗岩中分散的硫同位素

花岗岩中分散的黄铁矿共采集了7个样品，其中一个样品采自细粒白云母花岗岩，6个 样品采自中粒斑状黑云母花岗岩。花岗岩中分散黄铁矿硫同位素分析结果见表9-23。从 表9-23中δ³⁴S‰值可以看出：

表9-23 花岗岩中分散黄铁矿的δ³⁴S‰值

(1)不同花岗岩中分散黄铁矿的δ³⁴S‰值并不一定存在着变化；

(2)花岗岩中分散黄铁矿的δ³⁴S‰值变化，是在矿化场不同部位采集的，故出现δ³⁴S‰从 -3.4‰变化到-10.1‰；

(3)从花岗岩中的新生黄铁矿沉淀过程看，一种是新生黄铁矿伴随黑云母绿泥石化过程 生成的；另一种是新生黄铁矿伴随花岗岩的伊利石或伊蒙混层粘土沉淀的。显然，前者相对 偏碱（镁铁绿泥石、镁绿泥石）。ΔH2S-HS-接近0附近，故出现δ³⁴S‰＝-3.4‰（H194）。其余的分散黄铁矿的δ³⁴S‰变化在-7.1‰～-10.9‰，这种变化是由于与矿化中心距离不 同，流体与岩石交代作用造成硫同位素分馏所引起的。

总之，我们认为无论是各种脉体中黄铁矿的δ³⁴S‰变化，还是蚀变围岩中分散黄铁矿的 δ³⁴S‰变化，实际上是沉淀流体组成性质、温度等地球化学条件变化的反应，而并非硫的来 源不同引起。即该地区的硫来源于岩浆硫，其理论基础可引用H.L.BARNES对 / ΣH₂S的比值函数图（图9-4）所解释的一段话，“岩浆热液的δ³⁴S热液值在-3‰～＋7‰ 之间是不大可能生成像黄铁矿或闪锌矿的矿化物矿物，但当温度大于200℃时，δ³⁴S‰_热液大 于8‰左右的岩浆热液则可以形成δ³⁴S‰值接近-30‰的硫化物”（图9-4）。这就是说图 9-4表明在log /ΣH₂S为0的边界上与其附近，热液氧化还原状态的改变，可以大大 地影响沉淀中矿物的δ³⁴S值。在靠近 /H₂S＝0界限区域，温度为250℃时， /H₂S 比值增加一个数量级（即fo2增加0.5数量级或pH值增加一个单位）可以使δ³⁴S值降低 20‰以上。从这一解释出发，下庄矿田硫化物生成，在不考虑方铅矿、黄铜矿、闪锌矿和白铁 矿沉淀时导致的硫同位素分馏情况下，只要有热液流体性状发生变化，就足以能出现上述黄 铁矿中硫同位素变化，即δ³⁴S从＋0.5‰～15.3‰。因此，下庄矿田硫是来源于深部岩浆 源，而不是来自围岩或是混合源。

图9-4 δ³⁴SH₂S与δ³⁴S_热液的偏差作为热液的温度与 /∑H₂S比值的函数图

❾ 同位素地球化学研究室

同位素地球化学研究室始建于1973年，1990年与地质研究所同位素地质年代学实验室联合组建地质矿产部同位素地质开放实验室，2007年成为国土资源部成矿作用与资源评价重点实验室的重要组成部分。该研究室拥有NEPTUNE激光多接收等离子质谱、MAT253气体同位素质谱（2台）、Helix SFT稀有气体同位素质谱等大型仪器设备和国内最齐全的稳定同位素分析方法，其中SiF₄高精度硅同位素分析方法为国际首创，SF₆高精度硫同位素分析方法、硝酸盐和硫酸盐的三氧同位素分析方法、激光多接收等离子质谱（LA-MC-ICP-MS）微区原位硼同位素分析方法等为国内第一个建立，研制了多种同位素标准物质，在国内外有重要影响。

1.业务定位

开展同位素分析、定年新技术研发和同位素基础理论研究；利用同位素技术研究确定成岩成矿时代，示踪成岩成矿物质来源，揭示岩石矿床的形成条件及全球气候环境变化；积极对外开放，建成我国重要的同位素地球化学技术支撑平台。

2.发展方向

研发同位素分析和定年新技术；利用同位素技术确定成岩成矿时代，示踪成岩成矿物质来源和形成条件；为我国地质科技创新提供同位素技术支撑。

3.研究内容

开展同位素地质新技术研发和同位素基本理论研究，利用同位素技术和理论研究解决基础地质、矿产资源和气候环境领域的重大科学问题；重点是微区原位同位素、非传统同位素和非质量同位素效应分析技术及应用。

❿ Sr-Nd同位素地球化学

陆源碎屑岩源区及其运移与剥蚀和沉淀过程的古地理和古气候条件有密切关系。因此，源区能够揭示盆地沉积环境中大规模的变化情况(Farmer and Ball，1997;Revel et al.，1996;Innocent and Marcel，2000;Walteretal.，2000;Pimentel et al.，2001;Dantas et al.，2009;等等)。盆地内来源于不同源区的沉积物应该保存其同位素和再循环的信息;盆地的演化则是受控于克拉通远源和近源及其成分的大陆和沉积盆地长期伸展和沉陷的直接结果。由于Sm和Nd两种元素化学性质相近以在地质作用过程中能保持相对的稳定性，应用Sm-Nd法能够测定出岩石形成时间和物源区特征(Muculloch and Wasser-burg，1978;Nelson and Depaolo，1985;Awwiller，1991;Depaolo and Wasserburg，1976)，对研究“地壳形成年龄”和大陆省的演化更是一种有效的方法(沈渭洲等，1989;胡霭琴等，1999)。更有意义的是，在热液流体导致岩石蚀变过程中，由于Sm-Nd同位素系统较之Rb-Sr同位素系统是不太敏感的，再加之热液矿物中Sm和Nd的分配能被作为一种源区储藏库的示踪剂、并作为成矿流体活动时代的潜在地质年代计，因而近十年来利用Sm-Nd同位素、并配以Rb-Sr同位素组成来探讨成矿流体和成矿物质的来源已得到广泛的应用(Johnson and McCulloch，1995;Huang et al.，2003;Skirrow et al.，2007;Castorina and Masi，2008)。

一、测试样品和参数计算

本次系统开展了石碌矿区赋矿围岩二透岩和白云岩全岩，以及含石榴子石条带的贫铁矿石的Rb-Sr，Sm-Nd同位素分析，以便调查沉积物来源、成矿物质的来源及其演化特征，为正确阐明石碌铁矿床成矿物质富集规律提供依据。所分析的样品中，有2个为贫铁矿石、3个为白云岩、1个为白云岩中包体、9个为二透岩，这些样品除SL26采自鸡心坳外，其余均采自北一矿段。分析测试在中国科学院广州地球化学研究所同位素地球化学重点实验室完成，具体测试方法、原理及测试精度详见刘颖等(1998)。此外，为开展赋矿围岩与铁矿石的对比，以获取更详细的成矿成矿物质来源信息，我们还引用了张仁杰等(1992)关于铁矿石的Sm-Nd同位素定年数据，一并列入表6-9和表6-10中。

基于本研究对石碌群沉积时限的初步厘定(见本章 第一节 )，取1000Ma对有关参数进行计算。另外，由于所分析的岩石和矿石样品的f_Sm/Nd值在+0.01和－0.73之间，为减小Sm/Nd分馏的影响，在计算Nd模式年龄(T_DM)时，均采用两阶段模式进行计算，即

海南石碌铁矿床成矿模式与找矿预测

此外，为开展对比，以及消除对本次研究所获得成矿年龄的疑问，我们还采取了张仁杰等(1992)所获得的石碌矿区铁矿石等时线年龄840Ma及本研究对成矿时代初步厘定的213Ma(详见第七章 )对相关参数均进行计算，计算结果均列入表6-9和表6-10。所采用的计算公式引自LiandMcCulloch(1996)以及沈渭洲(1999)，详细如下:

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代表样品值，计算中所采用的球粒陨石均一储库(CHUR)和亏损地幔(DM)的¹⁴³Nd/¹⁴⁴Nd和¹⁴⁷Sm/¹⁴⁴Nd比值分别为0.512638，0.513151和0.1967，0.2136。(¹⁴⁷Sm/¹⁴⁴Nd)_C大陆壳平均值为0.1180;t为岩石结晶年龄或矿石形成年龄;λ¹⁴⁷_Sm=6.54×10^－12a^－1，(¹⁴³Nd/¹⁴⁴Nd)_m和(¹⁴⁷Sm/¹⁴⁴Nd)_m为样品的现今测定值。

另外，岩石或矿石的初始Sr同位素组成以(⁸⁷Sr/⁸⁶Sr)_i或I_Sr表示，计算公式为

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

所计算的ε_Sr(t)值为

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 石碌矿区铁矿石和赋矿围岩Sm-Nd 同位素分析数据及计算参数

注: 带*的样品寻| 自张仁杰等(1 992 ) ，其余白测 ；Iⁱ_s为Nd 初始值( ¹⁴³ Nd/ ¹⁴⁴N d ) ， 。

表6-10 石碌矿区铁矿石和赋矿围岩Rb-Sr 同位素分析数据及计算参数

注: lⁱ_sr 为Sr 初始值( ⁸⁷ Sr/ ⁸⁶ Sr ) i 0

二、测试和计算结果

由表6-9和表6-10可知，若石碌群沉积成岩年龄以及矿床成矿年龄均在1000Ma左右，那么计算所得，富铁矿石(¹⁴³Nd/¹⁴⁴Nd)_i变化于0.510764～0.511105之间、ε_Nd(t)变化于－4.74～－11.14之间、二阶段钕模式年龄T_DM2变化于2021～2558Ma之间(平均2228Ma);贫铁矿石(⁸⁷Sr/⁸⁶Sr)_i为0.729910、ε_Sr(t)为+369、(¹⁴³Nd/¹⁴⁴Nd)_i变化于0.495129～0.498780之间、ε_Nd(t)变化于－315.42～－245.76之间、二阶段钕模式年龄T_DM2变化于20332～25240Ma之间;二透岩(⁸⁷Sr/⁸⁶Sr)_i变化于0.576024～0.717789之间、ε_Sr(t)变化于－1810～+206之间、(¹⁴³Nd/¹⁴⁴Nd)_i变化于0.510980～0.511189之间、ε_Nd(t)变化于－7.19～－3.10之间、二阶段钕模式年龄T_DM2变化于1889～2218Ma之间(平均2030Ma);白云岩(⁸⁷Sr/⁸⁶Sr)_i变化于0.711082～0.720229之间、ε_Sr(t)变化于110～240之间、(¹⁴³Nd/¹⁴⁴Nd)_i变化于0.510985～0.511514之间、ε_Nd(t)变化于－7.08～－5.58之间、二阶段钕模式年龄T_DM2变化于2089～2210Ma之间(平均2168Ma);白云岩中包体(⁸⁷Sr/⁸⁶Sr)_i为0.691427、ε_Sr(t)为－169、(¹⁴³Nd/¹⁴⁴Nd)_i为0.511154、ε_Nd(t)为－3.79，二阶段钕模式年龄T_DM2为1944Ma。

若石碌群沉积成岩年龄以及矿床成矿年龄均在850Ma左右，那么，富铁矿石(¹⁴³Nd/¹⁴⁴Nd)_i变化于0.511192～0.511276之间、ε_Nd(t)变化于－6.83～－5.19之间、二阶段钕模式年龄T_DM2变化于1934～2067Ma之间(平均2008Ma);贫铁矿石(⁸⁷Sr/⁸⁶Sr)_i为0.729972、ε_Sr(t)为+376、(¹⁴³Nd/¹⁴⁴Nd)_i变化于0.497736～0.500770之间、ε_Nd(t)变化于－269.88～－210.56之间、二阶段钕模式年龄T_DM2变化于17687～21950Ma之间;二透岩(⁸⁷Sr/⁸⁶Sr)_i变化于0.606343～0.721353之间、ε_Sr(t)变化于－1381～+254之间、(¹⁴³Nd/¹⁴⁴Nd)_i变化于0.511152～0.511296之间、ε_Nd(t)变化于－4.80～－7.61之间、二阶段钕模式年龄T_DM2变化于1958～2130Ma之间(平均1999Ma);白云岩(⁸⁷Sr/⁸⁶Sr)_i变化于0.711096～0.720291之间、ε_Sr(t)变化于108～239之间、(¹⁴³Nd/¹⁴⁴Nd)_i变化于0.511109～0.511183之间、ε_Nd(t)变化于－7.00～－8.46之间、二阶段钕模式年龄T_DM2变化于2081～2199Ma之间(平均2121Ma);白云岩中包体(⁸⁷Sr/⁸⁶Sr)_i为0.697609、ε_Sr(t)为－84、(¹⁴³Nd/¹⁴⁴Nd)_i为0.511273、ε_Nd(t)为－5.25，二阶段钕模式年龄T_DM2为1939Ma。

若石碌群沉积成岩年龄以及矿床成矿年龄均在213Ma左右，那么依计算所得，富铁矿石(¹⁴³Nd/¹⁴⁴Nd)_i变化于0.511868～0.513072之间、ε_Nd(t)变化于－9.67～+13.83之间、二阶段钕模式年龄T_DM2变化于－137～1778Ma之间;贫铁矿石(⁸⁷Sr/⁸⁶Sr)_i为0.70228、ε_Sr(t)为+369、(¹⁴³Nd/¹⁴⁴Nd)_i变化于0.508398～0.509199之间、ε_Nd(t)变化于－77.41～－61.78之间、二阶段钕模式年龄T_DM2变化于5942～7169Ma之间;二透岩(⁸⁷Sr/⁸⁶Sr)_i变化于0.718527～0.735852之间、ε_Sr(t)变化于+203～+449之间、(¹⁴³Nd/¹⁴⁴Nd)_i变化于0.511735～0.511935之间、ε_Nd(t)变化于－8.38～－12.28之间、二阶段钕模式年龄T_DM2变化于1673～1966Ma之间(平均1868Ma);白云岩(⁸⁷Sr/⁸⁶Sr)_i变化于0.711153～0.720545之间、ε_Sr(t)变化于98～231之间、(¹⁴³Nd/¹⁴⁴Nd)_i变化于0.512011～0.511632之间、ε_Nd(t)变化于－6.88～－14.29之间、二阶段钕模式年龄T_DM2变化于1552～2152Ma之间(平均1920Ma);白云岩中包体(⁸⁷Sr/⁸⁶Sr)_i为0.722752、ε_Sr(t)为+263、(¹⁴³Nd/¹⁴⁴Nd)_i为0.511778、ε_Nd(t)为－11.42，二阶段钕模式年龄T_DM2为1920Ma。

三、结果解释

从上述结果可以得出如下信息，无论以何种成岩年龄和成矿年龄来计算相关参数，矿石和赋矿围岩均有较均一的Sr-Nd同位素组成，反映它们的源区成分基本上是均一的;但以不同的成矿年龄和成岩年龄来计算的相关参数来看，Nd同位素组成较Sr同位素组成更为稳定，可能受后期热液活动的影响相对较少，因而假设在不同的成矿和成岩年龄下所得出的富铁矿石、二透岩和白云岩及白云岩中包体的Nd初始值［(¹⁴³Nd/¹⁴⁴Nd)_i，ε_Nd(t)］和Nd模式年龄(T_DM2)均具有实际意义，但所计算的贫铁矿石相关数据则无任何意义，可能反映贫铁矿石的成因更为复杂或源区成分复杂;同样，假设在不同的成矿和成岩年龄下计算Sr同位素初始值［(⁸⁷Sr/⁸⁶Sr)_i，ε_Sr(t)］，可以看出，贫铁矿石和白云岩、白云岩中包体均有实际意义，而只有当采用213Ma来计算二透岩Sr同位素初始值［(⁸⁷Sr/⁸⁶Sr)_i，ε_Sr(t)］时，才均有实际意义，可能反映了二透岩Sr同位素组成受后期变质影响较大，因而可能记录的是后期、也就是213Ma时期流体活动事件。因此，可以推测石碌铁矿床至少经历了二次成矿作用事件，一个可能大于或等于850～1000Ma，另一个为213Ma左右;而白云岩原岩形成年龄大于850～1000Ma、二透岩原岩变质年龄可能为213Ma。

从Nd同位素组成和Nd模式年龄来看，无论是铁矿石、还是赋矿围岩，它们的源区可能主要是具有幔源物质较多的初生地壳或下地壳、或是富集型地幔，它们在地壳中停留时间至少在1900～2200Ma之间，这与海南岛在2.0Ga左右有一次较强的地壳水平增长相一致(许德如等，2001a)，反映此时的海南岛存在一次重要的地壳构造活动，并最终成为古元古代超级大陆的一部分(Unrung，1992;Windley，1993;李江海，1998)。但二透岩和白云岩中包体钕模式年龄(T_DM2)较富铁矿石和白云岩年轻，可能是年轻地幔源区加入的结果。在¹⁴⁷Sm/¹⁴⁴Nd-¹⁴³Nd/¹⁴⁴Nd(图6-20a)和⁸⁷Rb/⁸⁶Sr-⁸⁷Sr/⁸⁶Sr图解上(图6-20b)，富铁矿石和赋矿围岩均具有较好的正相关关系，反映它们来源于一个相对均一的源区，而贫铁矿石显然具有不同的源区而远离这一相关曲线。在ε_Nd(t)-T_DM2图解上(图6-21a)，富铁矿石和二透岩、白云岩和白云岩中包体也表现明显的线性关系，但白云岩具有相对较高的T_DM2钕模式年龄和较低的ε_Nd(t)值，二透岩具有相对较高但范围较大的ε_Nd(t)值和相对较低的T_DM2钕模式年龄，而富铁矿T_DM2钕模式年龄和ε_Nd(t)值均有较窄的分布范围、且落在二透岩范围之内，反映二透岩成岩时其源区发生了改变，但与海相白云岩成明显的线性关系可知，所加入的源区应与白云岩源区相一致，即可能是含有古老壳源物质的海相沉积物。石碌矿区石碌群二透岩锆石SHRIMP定年所揭示的最老的Pb-Pb年龄为约1890Ma，而海南岛西部古中元古代抱板群变沉积岩已有>2200Ma的Nd模式年龄信息(许德如等，2001a);SHRIMP锆石U-Pb年龄已揭示海南岛中东部屯昌晨星地区石炭系南好组(?)变沉积岩和夹于其内的变基性火成岩均含有大于2400MaPb-Pb年龄的继承性岩浆锆石存在(许德如等，2007b);张业明等(1997a)也获得岛东南部上安地区具麻粒岩相的斜长角闪片麻岩约2562Ma单颗锆石U-Pb上交点年龄。因而可以推测，二透岩沉积时所加入的另一个源区中的古老壳源物质可能是来自于海南岛东部(现今位置)古元古代-新太古代古老结晶基底，与长城系抱板群石英二云母片岩的源区岩中壳源物质相同(图6-21b)，石碌群当时的沉积环境应处于浅海区的大陆边缘一侧，这与二透岩和矿石均具有Ce的正异常或弱的正异常相一致(图6-10和图6-13)，反映石碌群沉积于大陆边缘盆地或裂解的弧后盆地(Armstrong et al.，1999)，并接受大陆边缘沉积物。

图6-20 石碌矿区矿石、赋矿围岩¹⁴⁷Sm/¹⁴⁴Nd-¹⁴³Nd/¹⁴⁴Nd(a)和⁸⁷Rb/⁸⁶Sr-⁸⁷Sr/⁸⁶Sr(b)图解

图6-21 石碌矿区石碌群赋矿围岩和其中富铁矿矿石εNd(t)-T_DM2(a)和(⁸⁷Sr/⁸⁶Sr)_i(b)图解

Johnson and McCulloch(1995)和Gleason et al.(2000)先前已经证实Sm-Nd同位素系统在示踪富REE的铁氧化物热液系统的作用。正如Ridley and Diamond(2000)注意到，热液沉淀物的同位素成分将反映岩石和流体间原先同位素交换的综合影响，而这种同位素交换又通常发生在流体运移通道中。对于Sm-Nd同位素系统，地幔来源的岩石普遍具有原始初期Nd同位素成分(也就是相对高的ε_Nd(t)值)，而地壳来源的岩石趋于显示更加演化的同位素成分(即更负的ε_Nd(t)值)和更低的Nd含量(Skirrow et al.，2007)。因此，石碌矿区富铁矿石和二透岩、白云岩全岩的Sm-Nd同位素组成可以认识在矿化和/或蚀变过程中REE元素的地幔和地壳的相对贡献。从表6-8及图6-21a可见，相对矿石和白云岩及白云岩中的包体，二透岩不仅具有相对较高的ε_Nd(850Ma)值，而且具有相对高Nd含量［(14.85～31.77)×10^－6］，其Sm/Nd比值则相对较低(0.18～0.27)，反映二透岩具有更多的年轻物质或地幔成分的参与。在图6-22a中，二透岩、白云岩和白云岩中的包体整体表现正的相关关系，反映出Nd和Fe是在同样的热液流体中同时迁移的(Skirrow et al.，2007);但在图6-22b、c中，二透岩ε_Nd(t)和Co、Cu首先表现负的相关关系，然后再和白云岩一同表现正的相关关系，可能暗示有一个富Co和Cu的、具较多的更年轻物质或地幔成分的源区加入。而在图6-22d中，二透岩表现ε_Nd(t)和SiO₂弱的正相关关系则更进一步证实赋矿围岩中的REE来源于原始源区、而未受变质的影响。

Sr-Nd同位素与O同位素之间的解耦可能归于上、下地壳间的H₂O含量和温度(Cottinetal.，1998)。一般的，由于下地壳基本是无水性质以及其δ¹⁸O值并不比地幔更高(Taylor，1980)，因此，比起Sr和Nd同位素来说，O同位素不太受深部地壳混染的影响。然而，当早已被下地壳混染的地幔岩浆到达地表时，由于遇到湿的上地壳和高的含氧水/岩石比率，δ¹⁸O_V-SMOW值将迅速升高，但因为更低的含Sr和Nd的水与岩石比，ε_Nd(t)和(⁸⁷Sr/⁸⁶Sr)_i同位素比值则不会有意义的改变。在ε_Nd(t)-δ¹⁸O_V-SMOW图解上(图6-23a)，二透岩和白云岩整体显示负相关关系，而在(⁸⁷Sr/⁸⁶Sr)_i-δ¹⁸O_V-SMOW图解上(图6-23b)，二透岩和白云岩均表现正相关关系，且二透岩和白云岩均有较窄的δ¹⁸O值范围，且当(⁸⁷Sr/⁸⁶Sr)_i在0.7275左右时，二透岩δ¹⁸O_V-SMOW值基本为常数，反映二透岩源区受到古老陆壳和海相沉积物的混染程度不大，或基本保存原岩特征。但白云岩ε_Nd(t)值变化大，可能反映源区受到深部地壳成分影响较大。在图6-22和图6-24中，对于富铁矿石、贫铁矿石、钴铜矿石、二透岩、白云岩中包体在SiO₂与ε_Nd(t)(图6-22d)、δ¹⁸O_V-SMOW(图6-24a)和(⁸⁷Sr/⁸⁶Sr)_i(图6-24b)图解上均表现负相关，而白云岩似乎有正的相关性，也表现相似的特征。

海南石碌铁矿床成矿模式与找矿预测

McLennan et al.(1990、1993、1995)认为具有相对低的Th/Sc比值(如≤1)和相对高的ε_Nd(t)值的沉积岩可能来源于不太分异的年轻地体;相反，这些具有更低的ε_Nd(t)值和高的Th/Sc值(如≥1)的沉积岩普遍来源于上地壳。McLennan et al.(1990、1993、1995)同时也发现，来源于被动大陆边缘环境的沉积岩具有相似于上地壳或古老地壳的地球化学和同位素印记，而来源于现代或相对年轻的弧后和大陆弧环境的沉积岩接近于安山岩和上地壳的混合线(例如安第斯前陆盆地:McLennan et al.，1993)，只有那些来源于弧前的沉积岩接近于安山岩和/或MORB源区。采用Tran et al.(2003)图解，将石碌矿区Sm-Nd同位素参数回归到1920Ma、并投入Th/Sc-ε_Nd(t)和ε_Nd(t)-f_Sm/Nd图解上(图6-25)，可以看出，二透岩主要投在安山岩和长英质火山岩成分一侧(图6-25a)，但有一定量古老地壳和上地壳成分的参与，而白云岩大约处于一个中性成分范围，可能有弧来源的源区与古老地壳成分混合的结果;但在图6-25b中，二透岩则主要落在弧地壳及其附近，并与白云岩、富铁矿石呈线性分布而指向CHUR线(球粒陨石一致性源区:Depaolo and Wasserburg，1976)，反映这些赋矿围岩和富铁矿石均来源于弧前区域，仅有非常少量的上地壳和/或古老地壳的参与，因而与长城系抱板群石英二云母片岩有明显地壳物质参与有一定区别。这种沉积环境反映了二透岩直接起源于第一循环物质，即其源区岩本身就是一火山弧地体，同样的结论也可以反映到富铁矿石的起源。然而，这种弧火山岩可能已经历了壳内分异作用或壳内部分熔融过程，因为二透岩普遍具有负的Eu异常(见图6-5)和高的Th/Sc比值，因而其源岩来源于一年轻分异的火山弧源区。

图6-23 石碌矿区赋矿围岩δ¹⁸O_V-SMOW与ε_Nd(t)(a)和(⁸⁷Sr/⁸⁶Sr)_i与δ¹⁸O_V-SMOW图解(b)

图6-24 石碌矿区铁矿石、钴铜矿石、赋矿围岩及其中包体

图6-25 石碌矿区富铁矿石、钴铜矿石、赋矿围岩及其中包体Th/Sc与ε_Nd(t)(a)和ε_Nd(t)与f_Sm/Nd图解(b)