同位素地球化学

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近几十年来，同位素地球化学指标在第四纪古气候研究中被广泛应用，取得了良好的效果。目前常用于气候研究的元素有氧、碳和氢。图 11-5 瑞利分馏过程与向陆地 δ18O 降低示意图(据 White，2000)1. 氧同位素在自然界，氧有三种稳定同位素，即16O、17O 和18O， 它们 的 含 量 分 别 为99. 763% 、0. 03729% 和 0. 19959% 。通常以 n(18O)/ n(16O)含量比值表示氧同位素的组成。但它们在大气、水、有机质等介质中的同位素组成不同，以有机质的最丰富(2. 1 × 10－ 3)，河水最低(1. 98 × 10－ 3)。观 测 和研究 表 明，氧同位素的分馏，除与水温有关外，还与蒸发、凝聚、结晶、溶解等物理-化学过程有关。在水体的蒸发过程中，16O比18O 更易进入大气，而使水体中的18O富集; 而在降雨过程中，18O 比16O 易于凝聚成水滴而降落。从海面蒸发的水蒸气，在向陆方向运动过程中不断发生水蒸气凝结而作为雨水降落，使水蒸气的16O 富集(图 11-5)，而降落到陆地上的水的同位素组成较海洋上的降水偏轻。在冰期时，陆地上的一些降水以冰川的形式保存在陆地上而不能回到海洋，从而引起海水的氧同位素构成发生变化。因此，由于分馏作用，在不同的气候条件下，表层海水、水蒸气和陆地水中的氧同位素的构成是不同的。在海洋环境中，由于气候变化，引起水体中氧同位素构成发生变化，而这种变化又被生活在海水中一些微体生物(如有孔虫)的钙质壳体记录下来。当这些微体生物死亡后，它们的壳体沉积到海底，并保存在沉积物中。只要我们分析沉积物中有孔虫壳体的氧同位素比值变化就可以恢复当时的海水温度。经过对17O 校正后，用同位素相对比率法表示试样的氧同位素组成，其公式如下:第四纪地质学与地貌学氧同位素的标准有两个，一是平均海洋水(SMOW)，其定义是 δ18O = 0; 另一是用美国北卡罗莱纳州白垩纪 Pee Dee 组箭石(Belemnites)化石的 δ18O，记为 δ18O(PDB)，若用该化石的13C 作为13C 研究标准，则记为 δ13C(PDB)。这两个氧同位素标准的关系为:第四纪地质学与地貌学δ18O 单位为 ，在海水中变化很小，海水温度 1℃ 的变化可引起 δ18O 值的 0. 25 变化。研究还表明，δ18O 值升高，海水温度降低，而 δ18O 值降低，海水温度则升高。1955 年，艾米里亚尼(Emilliani)分析了加勒比海一钻孔岩心有孔虫壳体的 δ18O 值，得到一条曲线(图 11－ 6)，发现曲线具有明显的波动规律。根据曲线波动特点，从现今向前依次划分出若干阶段，并用 1、2、3……表示。δ18O 低值阶段用奇数表示，而高值阶段用偶数表示。也就是说，奇数代表温暖气候阶段，而偶数代表寒冷气候时期。后来有不少学者对各大洋深海岩心做了大量研究，支持了艾米里亚尼的结果，而且研究工作更为细致，测出第四纪以来的氧同位素值的变化(图 11-7)。研究还发现，深海沉积物中的 δ18O 从高值到低值的变率大，而从低值到高值的变率小，也就是说全球的升温很快，而降温过程比较缓慢。在海洋中，沉积物微体化石壳体的δ18O 值与气温为负相关。图 11-6 加勒比海 A179-4 孔氧同位素曲线(据 Emilliani，1955)图 11-7 第四纪时期北大西洋DSDP607 站深海钻孔氧同位素曲线(据 Raymo 等，1989)对极地或高山冰川的冰心样研究表明，δ18O 值也有明显的波动特征，与深海岩心所不同的是: δ18O 值升高指示气温升高，而δ18O 值降低指示气温降低，与深海岩心样的氧同位素值变化恰好相反，这是由于氧同位素的分馏过程导致的。因此，在冰心中δ18O 值与气温为正相关。除了对海洋沉积物和冰芯研究以外，还对哺乳动物化石、树木年轮、石笋以及沉积物中碳酸盐的氧同位素进行研究，也取得了良好的效果，具有气候指示意义。如利用树木年轮纤维素中的δ18O 计算气温(T)(℃ )，其公式如下:第四纪地质学与地貌学这一地区降雨中的 δ18O 值与气温(T)的关系如下:第四纪地质学与地貌学2. 碳同位素碳也有两种稳定同位素13C 和12C，它们的含量比值n(13C)/n(12C)变化也能指示气候变化。在第四纪沉积物中，有两种碳，即有机碳和无机碳。有机碳主要由生物体形成，如陆地和水体中的植物和动物，但植物是主要的。无机碳主要是沉积物中的碳酸盐类或一些生物壳体的碳酸盐。这两者都可作为气候指标。第四纪地质学与地貌学研究表明，在生物体中碳同位素构成与生物种类有关，如C4(碳四植物，主要是草本植物，并喜干热)的 δ13C 值较高，而 C3 植物(碳三植物，主要是木本植物，喜暖湿)的 δ13C 值较低。总体来说，沉积物中有机质 δ13C 值升高表明气候变干和变暖，而 δ13C 值降低表明气候变湿润和变凉(图 11-8)。另外，有些学者根据哺乳动物牙齿的碳同位素研究动物的食性，动物食性的改变与植物类型变化相关，并与气候变化相关联。在无机碳同位素研究方面，对黄土、红粘土和土壤做的工作较多，δ13C 值比有机质的 δ13C值要高得多。总体变化特点是: δ13C 低值对应于温暖湿润气候，而 δ13C 高值与干冷气候对应。韩家懋等(1995)根据前人和本人的资料，推导出土壤碳酸盐的 δ13C 值与年均气温和降水量的关系式:第四纪地质学与地貌学式中的 x 为土壤形成时的 “干燥度”，以年平均气温与年平均降水量的比值表示。3. 氢同位素各种物质的氢同位素用 δD()表示，主要是分析树木消化纤维中的与碳原子(CH)结合的同位素，而不是与氧原子结合的 OH 键上的氢，因为后者很不稳定。研究表明，树木硝化纤维中的 δD 值与当地的降水量、湿度和植物生长季节的平均温度有关，特别是 δD 值对降水量最敏感。降水量越大，δD 值就越小; 反之亦然。还可通过经验公式计算总降水量(P)和植物生长季节的平均气温(T)，Ramesh 建立了一个经验公式:第四纪地质学与地貌学

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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2-7　208Pb/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tM，混合物质μMix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，αM、βM、γM，αc、βc、γc和αMix、βMix、γMix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αM=17.23，βM=15.33，γM37.76，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μMix=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μMix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μMix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（XB）=470×10-6（Faure,1986）。fA计算结果如表所示（表2-9），本区花岗岩的fA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；εNd（t）值为－1.96～－0.82，均为负值；tDM为1415～1029Ma（表2-9）。本区各期花岗岩εNd（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fA值和fc值地壳岩石εNd（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，εNd负值越明显。因此，年轻地壳岩石的εNd（0）值接近于零，古老地壳岩石具有较大的负εNd（0）值。诺尔特地区各期花岗岩其εNd（0）值范围在－4.64～－3.06，具有较小的负值，在εNd（0）-eSr（0）关系中位于年轻地壳范围，即εNd（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εNd（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εNd（0）值具有接近于零值的较小负值。另外，在花岗岩εNd（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εNd（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TDM与fc相关分析（表2-8）表明，随着fc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fc结果如表2-9所示，可见区内花岗岩fc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（fc＞45%，平均76%），不同于同熔系列（fc21%～48%，平均38%）及碱性系列（fc33%～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（fc70%～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%,fA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%,fA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。

氢、氧同位素地球化学

氢、氧是自然界中最重要和分布最广的元素之一，它们既是造岩元素，又在岩石圈、水圈、大气圈和生物圈中构成各种挥发相，在成岩、成矿和控制自然作用环境方面起着极为重要的作用。自然界氢有三个同位素：1H（氕，H）、2H（氘，D）、3H（氚，T）。氕、氚是稳定同位素，氘是放射性同位素。氧有三个稳定同位素16O、17O、18O，它们的相对丰度值分别为99.762%、0.038%和0.200%。一般采用原子比率D／H、18O／16O或相对富集度δD、δ18O值表示氢、氧同位素组成：地球化学地球化学自然界中δD值的变化要比δ18O大得多，10‰的相对富集度变化对于氢是微不足道的，但对于氧同位素已是相当可观了。常测定含水矿物和羟基矿物的δD，δ18O的对象包括进入（硅酸盐、氧化物的氧，羟基氧等）晶体结构的氧，测定前应除去可能存在的全部吸附水和层间水。6.3.1.1 自然界中氢氧同位素的分馏（1）蒸发-凝聚分馏。由于氢有两种稳定同位素和氧有三种稳定同位素，因此水可能有九种不同的同位素分子组合。各种同位素分子的蒸气压与分子质量成反比，因此在水的蒸发过程中，轻的水分子比重的水分子易蒸发而富集于蒸汽相，在凝聚作用中重的水分子优先凝结，导致在液、汽相间发生氢、氧同位素的物理分馏。现分别以 Rv、Rl代表汽相和液相中的同位素比值，则，氧同位素分馏系数α18 O为：地球化学25℃实验测得：α18O=（18O/16O）l/（18O/16O）v=1.0029；地球化学由于氢的同位素间质量差值比氧大，D的分馏效应比18O大7.72倍。赤道大洋有最强的蒸发作用，海水的蒸发作用使汽相富集轻的水分子，云的凝聚过程重的分子优先凝成雨。水分子经过反复多次的蒸发-凝聚分馏作用使内陆及高纬度地区雨、雪集中了最轻的水，而在低纬度地区大洋中出现最重的水，δD和δ18O平行变异。克雷格（Craig）统计了不同纬度的大量大气降水样品的氢氧同位素成分后得出以下统计关系式：地球化学如图6.11，大气降水沿直线演化，该直线称为 Craig线，也叫大气降水线，由SMOW到极地雪大体表示出沿纬度由低向高变化。图中还表示了内陆盆地水的同位素组成，这种水因过度的蒸发-凝聚分馏而加重，并且地表水由于与岩石中的同位素交换会偏离 Craig线，以斜率为5的直线与 Craig线相交，交点反映该地的纬度。单纯的物理分馏将产生自然界最轻的水，而水与岩石反应会使同位素成分加重，因此，其他成因水的同位素成分均在Craig线右侧。图6.11 大气降水同位素组成的纬度效应，内陆湖盆地水因过度蒸发而偏离 Craig线（2）水-岩同位素平衡分馏。当大气降水同岩石接触，水与矿物间发生的O（H）同位素交换反应可达到平衡。其代表性的反应如下：地球化学在25℃时有较大的分馏系数，使岩石中富集了18 O，而在水中富集16 O。由于大部分岩石中氢的含量很低，因此水-岩同位素交换反应中氢同位素成分变化不大。但实验证明，在含OH-的矿物中，水-岩反应结果使矿物的δD增高。（3）矿物晶格的化学键对氧同位素的选择。研究表明，当火成岩和变质岩达到氧同位素平衡时，岩石中矿物的氧同位素有一个相应的分馏次序（表6.8），其中Si-O-Si键的矿物最富18O，其次为 Si-O-Al，Si-O-Mg，Si-O-Fe 键矿物等，含有（OH）的矿物18 O最贫，这与水分子富集16 O 的规律是一致的。泰勒等指出，矿物的化学成分、晶体构造、形成温度、氧化状态等都影响同位素分馏的方向和分馏强度。表6.8 造岩矿物富集18O的次序（4）生物分馏作用。植物的光合作用使18O在植物中富集，释放出来的O2富含16O，反应如下：地球化学上式说明光合作用的实质是水的去氢作用，植物将水分解，与其中的H和CO2结合成有机化合物分子（HCOH）n。活的生物体、有机质、生物碳酸盐等都具有较高的δ18O值。6.3.1.2 各种自然产状水的同位素组成自然体系中氢氧同位素的分馏导致不同产状的水具有不同的同位素组成。岩石中由于氢的含量低，水-岩反应的δD变化不大，而只表现为δ18 O的变异。水-岩质量比愈低，含水少的岩石体系中水的δ18 O愈高，如变质水、岩浆水的同位素组成具有特殊的变化范围（图6.12）。岩浆水在高温下与硅酸盐熔体达到平衡时，α→1，因此有与岩浆岩相似的同位素组成。图6.12 不同产状水的δ18O和δD组成根据大量资料统计，不同产状水的同位素组成如下：（1）大气降水。这种水δD=-350‰±100‰，δ18O=-50‰±5‰，主要由物理分馏作用控制，沿Craig线分布。标准平均海水（SMOW）的氢氧同位素组成不在Craig线上，代表低纬度海水蒸发后的残留液相。内陆蒸发盆地水可以看成是过度蒸发作用的残余液相，δD和δ18O值都比当地降水偏大。（2）温泉、地热水。指大气降水经深循环加热的水。这种产状水的δD与当地纬度有关，但δ18 O值变化较大，主要由于与岩石发生了同位素交换作用。因此某一地区的温泉或地热水样品在δ18 O-δD图上沿一条水平线分布，水温愈高δ18 O正偏愈大。（3）封存水（包括深成热卤水、油田水）。它是海水或大气降水深循环后长期封存的产物，以高盐度、高矿化度为特征，其δ18 O=-16‰±25‰，δD=-25‰～-120‰。水的同位素组成投点常延伸到当地大气降水的成分点，图6.11多数产于沉积岩中的封存卤水具有较高的δ18 O，其最高值出现在具生物成因的沉积岩中，当水-岩比例较低时，水的同位素成分接近岩石。（4）变质水。这种水来源复杂，产状多变，同位素组成变化较宽，δ18O=-16‰±25‰，δD=-20‰～140‰，多具混合成因。高温变质水易与岩石达到同位素交换平衡，因此，变质热液的同位素成分可指示变质环境、原岩性质和流体的来源。（5）原生水及岩浆水。指来自于地幔与超基性岩平衡的水。因处于高温环境，故α→1，水的同位素组成接近于岩石，即δ18 O=+5‰～+9‰，δD=-50‰～-85‰，以变化范围窄为特征。非幔源的岩浆水有与初生水相似的同位素组成，一般具有稍大的变化范围，以岩浆岩的高温弱分馏为其共同特征。6.3.1.3 岩石中的氧同位素组成（1）岩浆岩。氧同位素组成在岩浆岩中平衡共生的矿物间有规律地变异。如花岗岩中矿物的δ18O值（‰）为：石英（8，9～10.3）→碱性长石（7.0～9.1）→斜长石（6.5～9.3）→角闪石（5.9～6.9）→黑云母（4.4～6.6）→磁铁矿（1.0～3.0）。达到同位素平衡时相邻矿物间的δ18O相差约1.5‰～2‰。如不符合以上顺序或差值偏离太大，说明平衡可能受后期作用的破坏。在岩浆结晶分异过程中，由于SiO2最富集18O，偏酸性的岩浆岩与偏基性的岩浆岩相比，前者具有较高的δ18O值。据大量资料统计，幔源镁铁质岩石具有狭窄的δ18O值分布范围，变化于5‰～7‰，与球粒陨石（3.7‰～6.3‰）相接近，基性岩（辉长岩、玄武岩）和中性岩（安山岩、粗面岩等）具有十分相似的同位素组成，其δ18O值一般变化于5.5‰～7.4‰之间，而花岗岩类δ18O值较高，并具有较大的变化范围，其值为7‰～13‰。下列因素影响岩浆岩中的氧同位素组成：①岩浆的源区性质；②岩浆结晶分异效应；③岩浆结晶作用的温度；④岩浆与水溶液及围岩的同化混染作用；⑤在岩浆固相线温度下矿物重新平衡所产生的退化效应。（2）沉积岩。由于沉积岩的来源及形成环境较为复杂，加上后期作用和生物作用的参与等影响，沉积岩的氢氧同位素组成的变化范围比其他岩类要大得多。沉积岩中的氢氧同位素组成受两个主要反应控制：①水-岩同位素平衡，低温水-岩同位素反应分馏强，如碳酸盐岩和粘土岩，具有高的δ18 O和δD值；②经生物分馏生物沉积岩中出现了地壳中最高的δ18 O和δD。总的来讲，沉积岩以高δ18 O和δD 值为特征。碎屑沉积岩主要由石英、长石、岩屑及某些副矿物组成，通常认为碎屑矿物与周围介质（海水或淡水）之间的同位素交换很难达到平衡，因此碎屑沉积岩中同位素组成是不均一的，并且在很大程度上可以反映沉积物源区的特征。对于岩石化学风化形成的粘土矿物，如高岭石、蒙脱石、伊利石以及数量较少的三水铝石和钛铝氧化物等，它们的氢氧同位素组成主要取决于粘土矿物形成过程中与其相接触的水的同位素组成、水与各种风化产物之间的同位素分馏系数及环境温度。由于参与风化作用的大气降水的数量比母岩大得多，因而母岩的同位素组成对风化产物同位素组成的影响不大。粘土矿物的δ18 O一般变化于 13.7‰～28.5‰之间，δD 变化于-35‰～125‰之间。化学沉积碳酸盐岩，一般最富18 O，如现代海相碳酸盐岩的δ18 O=+28‰～+30‰，与生物成因有密切联系。在地质历史上海相碳酸盐的δ18 O值有随形成时代变老而逐渐降低的趋势。淡水碳酸盐岩较之同时代的海相碳酸盐岩δ18 O值要低，这与淡水较海水δ18 O值偏低有关。（3）变质岩。在变质作用过程中，矿物的氢氧同位素组成由于其内部的平衡或其与各储库的平衡交换而发生明显变化，这种变化不仅与变质程度有关，而且与变质原岩的同位素组成、变质过程共生矿物的同位素平衡程度、孔隙溶液成分及其与被变质岩石间的同位素交换程度有关。6.3.1.4 氧同位素测温前已指出，平衡共生的矿物相之间同位素分馏系数α是温度T的函数，其通用关系式为：地球化学式中：α为分馏系数；T是绝对温度；A、B是常数，由实验确定。上式是同位素地质温度计的基本公式。由式（6.65）可见，共生矿物相之间分馏系数α的自然对数与绝对温度平方的倒数（1/T2）呈线性关系。对于大多数同位素交换反应可适用的温度区间为100～1200℃。由于样品的同位素成分以相对富集度δ的形式给出，必须将α变成δ，为此按式（6.65）将两平衡共存相的χ值差表示为：地球化学将共生矿物实测δ值代入式（6.66），并根据实验参数A、B求解T。应用式（6.66）计算地质温度的前提是：①两共生矿物相达到了同位素交换平衡，并且未受后期作用的改造；②矿物对之间的分馏系数大，以确保待测温度有一定的精度；③参数A、B已由实验准确测定，待测温度在实验参数的有效应用范围以内。氧同位素测温方法可分为两类：外部测温法和内部测温法。外部测温法是根据矿物-水体系中同位素分馏系数α矿物-水及计温方程参数直接确定的矿物与流体相间的平衡温度。具体作法是测定矿物及与其平衡的矿物包裹体中水的δ18 O值，对近代或年轻的沉积岩，可以使用海水的δ18 O。应当指出的是，应用氧同位素测温法测定包裹体水时应选择非含氧矿物包裹体，因为封闭在含氧矿物中的包裹体水，在成岩、成矿后的降温过程中，会与矿物水发生新的同位素交换，已不能代表成岩、成矿时的同位素组成。内部测温法指当岩浆岩或变质岩形成时，两共生矿物与一个公共流体相达到平衡，两矿物的δ18O之间存在一个平衡态差值，可由α矿物-矿物及计温方程计算出两矿物的平衡温度。实验已积累了一批矿物-水和矿物-矿物的氧同位素参数资料（表 6.9、6.10），应用这些资料可方便地进行地质温度计算。表6.9 不同温度范围矿物—水间同位素分馏系数表6.10 500℃以上的平衡条件下矿物-矿物氧同位素测温参数6.3.1.5 氢氧同位素的示踪应用（1）确定成矿液体的来源及矿床成因。水是成矿流体的基本组分，研究成矿溶液中水的来源是揭示矿床成因的关键。形成矿床的成矿溶液可来自于热卤水、同生水、大气降水、变质水和岩浆水等，而成矿溶液中水的氢氧同位素组成是研究不同成因水的重要示踪剂。溶液中水的氢氧同位素组成可由两种方法获得：①矿物气液包裹体测定；②测定矿物中的同位素组成，通过成矿温度和据式（6.66）计算出与矿物平衡的水的同位素组成。以 Mississippi Valley 铅锌矿床的成因为例，对该矿床所作的氢氧同位素研究表明，液体包裹体中水的δD值为-5‰～-35‰，根据热液矿物方解石、白云石和石英氧同位素组成及矿床的形成温度计算，与上述矿物平衡的成矿溶液水的δ18 O 值为-3‰～4.7‰。这与矿床附近油田卤水的氢氧同位素组成相似，从而认为成矿溶液主要来自油田卤水。在一定的地质条件下，受热的油田卤水（同生水）可能是从巨厚沉积物中被挤压出来的，然后在对流循环过程中将下部岩石中的成矿物质淋漓出来，逐步演化为成矿溶液，在有利的物理-化学条件下成矿。成矿溶液常可能具多来源特征，这可从成矿溶液中水的氢氧同位素组成加以判别。通过不同成矿阶段氢氧同位素组成的研究可揭示成矿溶液的演化特征。（2）确定岩石的成因。氧同位素研究可有效地确定火成岩的物质来源，并进行岩石成因类型的划分。例如，来自陆壳碎屑物质部分熔融形成的S型花岗岩，其δ18O值一般大于10，而来自陆壳火成物质部分熔融形成的I型花岗岩一般δ18O小于10，由幔源岩浆分异形成的M型花岗岩，其δ18O值较低。又如，大别地区在超高压变质过程中形成的含柯石英榴辉岩（形成深度＞80 km）中，石榴子石和绿辉石的氧同位素组成有较大的变化范围（δ18O变化于-10.4‰～+7.4‰），多硅白云母氢同位素变化范围较小（δD为-104‰～-73‰）。榴辉岩中各矿物氧同位素组成的协变关系表明已达到了氧同位素平衡，平衡温度为550～750℃。榴辉岩中异常低的δ18O值（负值）只有当岩石与古大气降水中的同位素充分交换后才能实现。这表明超高压变质岩的原岩是近地表的火山岩并与大气降水进行过强烈作用，从而揭示了榴辉岩的原岩在俯冲到地幔后其氧同位素组成并没有受上地幔氧同位素组成（约为5.7‰）的影响，说明超高压变质作用形成的榴辉岩在地幔中存留的时间很短，（郑永飞等，1998）。（3）古气候示踪。温度和湿度是表征气候变化的基本参数，可按其不同组合划分气候变化类型。对于现代的气候类型可以根据气象观测资料得到，而古气候类型的确定则依赖于各种地质、地球化学记录，如海洋沉积物、冰心、黄土-古土壤、湖泊沉积物、洞穴沉积物等。它们保存着丰富的古气候、古环境变化的信息。其中氢、氧同位素（碳同位素）组成的变异是古气候、古环境的重要示踪剂。冰心是保存古气候、古环境演变信息最好的“记录”之一，它不但记录的时间尺度长，而且可提取的参数多，分辨率高。以冰心氢、氧同位素组成研究为例：大气降水中的δ18 O 以夏季高、冬季低为特征，即降水中δ18 O组成与温度成正相关关系，形成了冰雪层中δ18 O的韵律变化。由于氧同位素存在着这种明显的季节性变化，只要建立一个地区δ18 O和δD值与温度之间的关系，就可以将这个地区冰心中δ18 O 和δD 值随深度的变化，解释为冰面气候随时间的变化，从而建立冰心的时间序列。C.Lorius 等人（1984、1989）对南极地区冰心δ18 O 值分析表明：温度每下降 1℃，δ18 O 值降低 0.75‰。从南极的三个冰心样品（Vostok，Byrd 和 Domec）中δ18 O值研究来看：①这三个冰心样品的δ18 O值自末次冰盛期（LGM）以来变化非常相似；③LGM 阶段的年平均温度比全新世年平均温度低8～9℃；③冰心还记录了气候的突变事件，在 LGM时期，在50年内可能气温发生了7℃的变化。

氧、氢同位素地球化学

氧占岩石圈重量的一半左右，氢与氧结合又构成水分子（H2O），为水圈的主要组分。硅酸盐和水是地球化学最重要的两个体系，因此对氧、氢同位素的研究具有特别重要的意义。（一）氧、氢同位素组成与分布氧有三种稳定同位素，其丰度为：16O=99.762%，17O=0.038%，18O=0.200%。氢有两种稳定同位素，其丰度为：1H=99.985%，D（2H）=0.015%，2H有独立的名称——氘（D），氢还有一个天然放射性同位素氚（3H），它的半衰期仅12.26a。地球化学中一般只研究18O/16O及D／H比值。采用δ18O 及δD值，氧、氢同位素研究都采用SMOW为标准。氧、氢同位素在地质体中的分布概况见图3-13，图3-14。（二）矿物间氧同位素热力学平衡在岩浆岩及变质岩中，矿物形成于较高温度的环境中，矿物间经常可以接近热力学平衡状态，此时由于晶体化学特征的差异，不同矿物中18O的富集情况有所不同。爱泼斯坦和泰勒（1967）等人根据大量天然样品分析及实验数据总结了下列δ18O递降顺序：石英、白云石、（硬石膏）、碱性长石、方解石、文石、白榴石、白云母、霞石、钙长石、（蓝晶石），蓝闪石，（十字石），硬柱石、石榴子石、角闪石、黑云母、橄榄石、（榍石）、绿泥石、钛铁矿、（金红石）、磁铁矿、（赤铁矿）、烧绿石。上述系列反映了矿物中氧键由强变弱的趋势，即Si—O—Si键最强，Si—O—Al键、Si—O—Mg键次之，Fe—O—Fe键最弱。矿物中18O的富集程度不同可以很好地解释岩石中δ18O的变异与演化方向。超铁镁质岩石具有比较低的δ18O值，例如基性—超基性岩δ18O为5.4‰～6.6‰与富含橄榄石、辉石、磁铁矿等矿物有关，而花岗岩中含有大量石英及碱长石，具有较高的δ18O值，花岗岩和伟晶岩δ18O为7‰～13‰。（三）氧同位素地质温度计达到热力学平衡的两种含氧矿物（a，b）间的氧同位素分馏系数与温度的关系服从下列公式：地球化学原理（第三版）一般采用实验方法在矿物—水体系中测定常数A、B，实验结果见表3-6。表3-6 矿物一水体系氧同位素分馏系数与温度关系在计算两种共生含氧矿物的形成温度时可利用下列关系：地球化学原理（第三版）当一种岩石中有三种或更多含氧矿物达到热力学平衡时，则每一对矿物计算出来的温度应该是一致的，这反过来也可以作为检验岩石是否达到同位素平衡的标志。化学沉积物与海水之间的平衡分馏系数与温度的关系已被用来测定古海水温度。碳酸钙与水的氧同位素在沉积古温度学中研究得最详细，其研究基础是下列平衡反应：地球化学原理（第三版）爱泼斯坦等人（1953）已从实验中测得了与水平衡的方解石的δ18O值与温度的关系，后经克雷格（1965）修正为：地球化学原理（第三版）式中：δc为由碳酸盐和100%磷酸在25℃时反应生成的CO2气体的δ18O值；δw为25℃时与水平衡的CO2气体中的δ18O值。近年来，对几种生物（硅藻、放射虫等）硅质骸骨或生物磷酸盐贝壳与海水间的平衡氧同位素测温法的研究也已取得了一定进展。应指出这些方法中都存在一些问题，例如：很难得到古海洋的18O含量，生物化学过程的动力学效应可能使有关化合物（碳酸盐等）与海水处于同位素非平衡状态以及海洋沉积物的同位素组成保存情况不同等。因此，沉积物的同位素测温结果，其绝对值未必是精确的，但显然可以用来测定地质历史上海洋温度的相对变化。（四）水循环及成矿热液中氧氢同位素的变化氢氧组成的水分子（H2O）形成巨大的水圈，其总重量占地球总量的0.024%，水圈以海洋水为主，约占97%，海洋水与陆地地表水蒸发成大气圈水汽，后者凝聚成雨水，又降至大陆与海洋，这是水的主要循环。大陆地表水及渗入各种地层岩石的地下水与岩石发生各种物质及同位素的交换，与沉积岩的同生水、变质水、岩浆水发生混合等是水的另一个重要循环。地幔的原生水与随俯冲板块进入深部地壳及地幔的各种岩石所含水，在岩浆作用及变质作用中发生混合与分馏，再进入地壳与海洋，也是水的重要循环。蒸发与凝聚过程，氢氧同位素的分馏是极为强烈的，25℃时H2O的饱和蒸汽压为3166.4Pa，而D2O的饱和蒸汽压仅2750.4Pa，这样1H与16O在水汽中富集，而海洋水中D与18O不断增加。因此，以大洋水作标准，雨水一般具有负的δD值及负的δ18O值。而且在雨水中氢与氧的同位素分布成线性相关，克雷格总结为：地球化学原理（第三版）此即为雨水线（图3-15）。每个地区的雨水都是由该区云层蒸汽凝结而成的，雨水的δD值及δ18O值受许多因素影响，温度愈低、高度愈大、纬度愈高、离海岸线愈远都导致降水的氢氧同位素δD及δ18O值愈负。这样大陆上每一地点的雨水都有它的特定同位素值，例如全球雨水δ18O值分布就有明显的规律（图3-16）。图3-15 世界各地温泉水和地表水的δD-δ18O值的关系图3-16 全球雨水δ18O值分布图地表硅酸盐岩石在物理的、化学的、生物的风化作用下，逐步转化为碎屑物及各种粘土矿物，后者的氢氧同位素组成完全受大气降水（雨水）的同位素组成所控制。地表温度下粘土-水之间的同位素分馏系数较大，氧的分馏系数α为1.027（蒙脱石、高岭石一样），而氢的分馏系数分别为0.94（蒙脱石）、0.97（高岭石），粘土矿物一般具有负的δD值与正的δ18O值，粘土矿物中δD与δ18O也线性相关（图3-17）它们的方程分别为：地球化学原理（第三版）粘土矿物的同位素组成受地区温度的影响很明显，在较冷气候下形成的粘土具有更低的δD值及δ18O值，这是不同气候雨水具有不同同位素组成的反映，也是温度对粘土-水分馏系数影响的结果。图3-17显示了美国夏威夷和蒙大拿-爱达荷地区土壤同位素组成与大气降水同位素组成的关系。与区域大气降水相比，粘土矿物相对富18O而贫D。该图也显示了纬度对大气降水氢、氧同位素组成的影响。图3-17 土壤粘土矿物和铝、铁氢氧化物与大气降水氢氧同位素组成关系图小河、小溪水基本保持当地大气降水的同位素值，而大的湖泊和河流则不然，这是由于它们的汇水面积很大，由不同地点汇合在一起，有些水又较长时间地与风化岩石进行了同位素交换。特别是高山地区的降水进入河、湖会使水中同位素δ18O值显著降低。而蒸发效应又使湖水的重同位素值普遍升高。这使不同地点湖水的同位素值变化范围很广。当然大多数情况下，其重同位素值仍明显低于海水。这造成淡水相碳酸盐的氧同位素组成一般较海相碳酸盐要轻，而且变化范围也较大。不同地质历史时代的海相及淡水相石灰岩的δ18O值见图3-18。由于氧同位素组成（以及碳同位素）是碳酸盐沉积环境的标志，基思及韦伯（1964）提出了区分侏罗纪以来海相和淡水相石灰岩的方程：图3-18 海相和淡水相石灰岩的δ18O随地质时代的变化地球化学原理（第三版）式中：a为2.048；b为0.498。Z值大于120为海相，小于120为淡水相。地表水渗入地下岩层，加热而成热泉水。这些水在运移过程中与岩石发生氧同位素交换，使热泉的δ18O值增大。由于岩石中氢含量太少，所以δD值一般仍保持当地雨水特征（图4-15）。岩浆水与变质水的同位素组成，一般是根据深成岩浆岩及变质岩的氧氢同位素组成、岩浆作用与变质作用相应的温度以及水-硅酸盐体系同位素分馏系数计算出来的，计算结果为：岩浆水：δ18O=+5.5‰～+8.5‰，δD=-40‰～-80‰。变质水：δ18O=+5‰～+25‰，δD=-20‰～-65‰。热液矿床的成矿溶液的氧氢同位素组成可从气液包裹体中测出，其中氧同位素还需要考虑对寄主矿物的同位素交换进行校正；而更多资料的获得是通过测定热液矿床有关矿物的 δ18O和δD值，再计算在该矿物形成温度下与其处于同位素平衡的矿液的δ18O和δD值。怀特（1974）评述了四十个地区各种矿床的氧氢同位素数据后指出，各种成因类型的水都参加成矿物质的搬运。热液的形成是多源的，例如日本黑矿的成矿热液来源于海水，密西西比矿床主要的含矿流体是受热的油田卤水，而金银矿床的“浅成热液”中有大量的大气降水。斑岩铜矿与岩浆活动密切相关已得到公认，矿体中热液形成的黑云母一般都反映岩浆水的特征，但整个斑岩铜矿的δ18O及δD值常有较大的变化。于津生等（1997）根据中国80多个金矿床统计，金矿床成矿流体δ18O和δD值变化范围较大（图3-19）。这反映了金矿床成矿流体的多来源和多成因特征。图3-19 华北地台北缘金矿床成矿流体δD-δ18O值

　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fA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；εNd（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εNd（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tDM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εNd（t）值是不相同的。大洋玄武岩，其平均εNd（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εNd（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，εNd（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εNd（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εNd（t）值接近于零，与球粒陨石的εNd（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　wB/%

稀有气体同位素

稀有气体，即He、Ne、Ar、Kr、Xe及Rn，又称惰性气体，系指化学元素周期表中的零族元素，以化学性质不活泼和在地球中含量稀少为特征。正由于它的化学惰性和低含量，稀有气体被发现、研究和应用均较晚。随着分析测试技术水平的提高，人们对稀有气体的物理化学性质有了较深的认识。油气中常含有一定量的稀有气体，它们常被用于油气来源或油气类型的区分，特别是在当前无机成因气的鉴别中，稀有气体具独特的优势。徐永昌等(1996)对中国天然气中的稀有气体作了广泛研究。他们在中国东部数个盆地分析中发现，这些达到工业品位的稀有气田3He/4He值大都为数个Ra(大气的3He/4He比值);40Ar/36Ar具地幔特征(40Ar/36Ar=450～3069)，表明均有幔源成分介入。结合这些地区特定的构造环境，他们认为这些幔源稀有气体与断裂体系密切相关，并利用He、Ar的年代积累效应，建立了天然气的He、Ar同位素估年公式。稀有气体亦被用于确定天然气中不同源区的贡献。Ballentine(1996)的研究表明，北海油气中有幔源He、Ne掺入，他参照MORB端元值计算出2.3%～4.5%的4He和4.3%～6.29%的21Ne是幔源的。Sherwood等(1994)在匈牙利和奥地利Pennonian和Vienna盆地天然气研究中，发现其中39.8%的He和58%的21Ne属幔源。稀有气体还被用于探索地幔排气中心的位置。Weinlich等(1999)在对中欧西Egre裂谷的研究中发现，4个排气中心都从中心至边缘气体成分出现有规律的变化，即中心受CO2变化支配到边缘受N2支配;中心幔源达60%，3He/4He达5Ra;边缘3He/4He小于2.0。朱铭等(1997)、刘强等(2000)利用Ar同位素判别油气运移方向，认为40Ar/36Ar值变小的方向可能就是油气迁移的方向。1.氩的同位素在氩的烃源岩年代积累效应研究方面，将烃源岩和油气圈闭整体假设为一个封闭系统，烃源岩中的40K衰变形成的40Ar随烃源岩形成的油气一起运移到油气圈闭中，在这种情况下40Ar/36Ar是烃源岩年代和烃源岩K含量的函数;再进一步忽略K含量变化的影响，用天然气40Ar/36Ar比值可大致估算烃源岩的K－Ar年代。地壳的40Ar/36Ar>300，且随岩石时代的变老而变大，即具有年代积累效应。上地幔或MORB源区的40Ar/36Ar最大值为64000，多分布于1000～12000之间，其中偏低的40Ar/36Ar值一般解释为大气Ar混合的结果。OIB(洋岛玄武岩)源区的40Ar/36Ar比值在大气值(295.5)到8000之间，但一般低于上地幔或MORB(大洋中脊玄武岩)值。2.氦的同位素氦是一种重要的天然气资源，其主要取自天然气藏。氦主要来源于U、Th的α衰变。由于3He在地质历史中基本保持不变，故氦气藏中的氦同位素具有很小的3He/4He值，如我国唯一的规模性氦气藏威远气藏的氦同位素值为2×l0－8左右。在天然气地球化学研究中，氦一方面是研究方法———可以提供研究物体的地质、地球化学的历史轨迹，特别是物体的壳、幔特性;另一方面，氦又是一种重要的天然气资源。所以氦的地球化学在天然气研究中有其特殊的地位。在稀有气体中，研究与应用最多的是He、Ar同位素，以He同位素的研究程度最高。上地幔和新近深部地幔的脱气均包含不受大气或地壳次生影响的原始He和太阳型Ne，而大气的各种稀有气体的同位素比值则相当稳定，例如3He/4He=1.4×10－6、40Ar/36Ar=295.5、20Ne/22Ne=9.80、129Xe/130Xe=6.498。地球的3He/4He比值从地幔岩和地幔流体的10－5量级变化到大陆壳源区的10－8量级，变化达几个数量级。对MORB的典型3He/4He值为(8±1)Ra(Ra为大气的3He/4He值，1.4×10－6)，变化范围相对较窄，而OIB和地幔柱的3He/4He比值大于8～8.5Ra，即高于MORB值，且变化较大。许多He同位素研究认为，高He同位素比值是地幔柱或大火成岩省物质所具有的主要特点之一。地壳的3He/4He比值一般为10－8量级，公认其端员值为2×10－8;特别是3He/4He地壳和地幔的端员值相差达3个数量级，地壳岩石中有少量的幔源He加入，用3He/4He比值很容易识别，而且该比值对地幔柱与岩石圈的相互作用也有明显的判识作用。3.氖的同位素长期以来，由于实验技术上没有解决用低温分离器将氦、氖分离开的问题，我国在稀有气体研究中至今尚无自己实验室测试的精确氖同位素值。MORB和OIB在Ne同位素组成上有系统性的差异。MORB的20Ne/22Ne≥12.5，21Ne/22Ne≥0.07，明显高于大气比值(20Ne/22Ne=9.8，21Ne/22Ne=0.029);OIB的21Ne/22Ne值低于MORB源区。4.氙的同位素Xe同位素研究起步较晚，资料积累也相对较少，但同样具有重要的示踪意义和研究价值。地壳的129Xe/130Xe值约为6.5(近于大气值)。Staudacher等发现大洋中脊玄武岩中的129Xe“过剩”且具有异常的129Xe/130Xe值，该值比大气值(6.48)高7%。这种异常在所有来自主要海洋盆地的MORB样品中都存在。MORB的最大，也被认为具代表性的129Xe/130Xe和136Xe/130Xe值测自MAR爆裂岩，分别为7.73和2.57，并在后来的MORB研究中被进一步证实。现有的研究资料表明，OIB源区或地幔柱的129Xe/130Xe和136Xe/130Xe值普遍比MORB源区高10%以上。早在20世纪70年代和80年代，在美国和澳大利亚的气井中就发现了在大陆环境下氙同位素相对于大气的129Xe过剩。129Xe过剩代表的是地壳早期形成、现已灭绝的放射性核素129I的衰变产物。在天然气中如果存在129Xe过剩，则意味着其中有地球原始组分的加入。徐胜(1997)对东部30个气样氙同位素的研究表明:主要样品的124Xe/130Xe、126Xe/130Xe、128Xe/130Xe值在实验误差范围内与大气值一致，但松辽、苏北和三水盆地若干样品则高于大气相应值，存在着相对于大气129Xe的过剩。松辽盆地万金塔地区的样品最大过剩量为4%，相对于MORB(大洋中脊玄武岩)中的129Xe过剩l5%，该过剩值不是很大。但它仍清晰地反映了地球深部幔源物质的加入。徐胜利用这些资料进一步讨论了壳、幔物质交换和地球演化的一些问题。孙明良(2001)研制了有关天然气中的重稀有气体氪、氙和岩石包裹体中稀有气体的测量技术，在此基础上进行了相应的研究工作。刘文汇研究了鄂尔多斯盆地天然气稀有气体氪、氙的同位素组成特征，并尝试将之用于气源对比，取得了积极的结果。

稀有气体同位素组成

自然界稀有气体元素在门捷列夫化学元素周期表上位于零族位置，包括氦（He）、氖（Ne）、氩（Ar）、氪（Kr）、氙（Xe）和氡（Rn）6种气态元素（其中Rn为放射性气态元素）。这些元素一般都有多种同位素，且同种元素的不同同位素具有不同成因，如He有两种主要来源和两种稳定同位素（3He和4He），一种是原始He，在宇宙演化历程中主要由H燃烧形成，地幔中保存着大量的原始He，在地球脱气过程中向浅层和地表排出；另一种是放射性成因He：放射性4He主要由U、Th元素的α衰变产生，放射性3He主要由反应6Li（n,a）+3H（β-）→3He产生（王先彬，1989），另外还有极少量宇宙射线散裂作用产生的宇宙成因3He和4He。Ar有3种稳定同位素（36Ar、38Ar和40Ar），一般认为地球物质的36Ar和38Ar主要是原始Ar，而40Ar主要是由40K蜕变形成的放射性成因Ar。目前，He和Ar同位素的研究比较成熟，对其他稀有气体同位素的认识还处在探索和完善阶段。Kaneoka and Takaoka（1985）将地球上He和Ar的储层分为4种类型：大气型（A型）、地壳型（C型）、大洋中脊玄武岩型（M型）和地幔羽型（P型），大气的3He/4He值和40Ar/36Ar值分别为1.4×10-6（研究过程中一般将此值作为标准，记为Ra）和295.5；C型3He/4He值和40Ar/36Ar值分别为2×10-8和1500，与岩石圈中放射性成因的He、Ar相关，并随地质体产出位置、时代和构造等的不同存在较大的差异；M型和P型与地幔俘获的原始He、Ar组分相关，M型代表亏损地幔物质，其3He/4He值和40Ar/36Ar值分别为1.1×10-5（约8.0Ra）和2×104,P型含有更多的原始气体成分，代表富集地幔，其3He/4He值和40Ar/36Ar值分别为6×10-5和350。大量研究结果显示（马锦龙和陶明信，2003），地球上Ne同位素有两个明显的源区：大气和地幔，大气20Ne/22Ne值为9.8，而对地幔该值有两种不同认识：12.5和13.8，分别代表陨石和太阳两种起源类型。另外，地幔中Kr和Xe同位素的特征值大多与大气值一致，以往认为由大气成因，随着研究工作的深入和测试技术水平的提高，发现这两种同位素也存在过剩现象（Niedermann,1993；Porcelli and Wasserburg,1995；Sasada et al.,1998），对Xe的过剩现象一般认为是238U和已绝灭的244Pu自发裂变、已绝灭的129I衰变造成的（Porcelli and Wasserburg,1995），对Kr的过剩现象有待深入进一步研究。正因为大气、地壳和地幔的稀有气体同位素组成具有数量级的差别，20世纪60年代以来，稀有气体同位素地球化学在地质领域的研究与应用越来越广，特别是在研究地球的起源、形成、演化，以及矿体成因、来源等项研究中被广泛应用。地幔流体中保存着原始地球演化过程中残留的稀有气体，并通过火山活动、深大断裂等各种途径渗出地表。在幔源岩的气液包裹体中含有一定数量的稀有气体，虽然He、Ar等稀有气体的封闭温度并不很高，但流体包裹体壁阻止了稀有气体的扩散，使其活动性比在寄主矿物晶格中低几个数量级（Trull et al.,1991；Miller and Pillinger,1997）；且沸腾作用、扩散作用等过程不会引起3He和4He的明显分馏（Turner and Stuart,1992）；加之幔源岩中的放射性同位素较低，其形成的He、Ar等在矿物晶格中的扩散速度较快，因此通过幔源岩中稀有气体通量及组成的测定可反映地幔流体中的稀有气体特征（Norman and Musgrave,1994）。近年来，有关地幔稀有气体同位素地球化学研究涉及世界许多地区的大陆幔源捕虏体、大洋中脊玄武岩、洋岛玄武岩和金刚石（参考文献略），近期还有学者对巴西、加拿大和俄罗斯部分地区的碳酸岩进行了稀有气体同位素地球化学研究（Marty et al.,1998；Sasada et al.,1998；Tolstikhin et al.,2002）。叶先仁和孙明良（1997）、张铭杰（2000）、马锦龙和陶明信（2002,2003）先后对地幔稀有气体同位素地球化学研究成果进行了综述，可见目前已经建立了地幔稀有气体同位素体系，划分出不同类型的地幔流体源区，不同源区地幔流体具有不同的He、Ar同位素组成特征。马锦龙和陶明信（2003）通过对1440个世界各地幔源岩He、Ne、Ar同位素组成的统计分析，发现不同构造环境地幔岩的He、Ar和Ne同位素组成各具特征（图1-34）。大洋中脊玄武岩（MORB）的3He/4He值最主要分布于7.0Ra～10.0Ra之间（约占统计样品的90%）；洋岛玄武岩（OIB）的3He/4He值变化范围大，但大于10.0Ra者约占统计样品的65%以上；消减带地幔岩的3He/4He值总体略低于MORB；大陆地幔岩的3He/4He值主要变化于6.0Ra～10.0Ra之间，但环太平洋大陆边缘地幔岩的3He/4He值普遍低于MORB；大陆热点地幔流体的3He/4He值与OIB相似。MORB和OIB的40Ar/36Ar值分布范围类似（主要在296～12000），但低于1000者在统计的MORB样品中仅占24.5%，而在OIB中约占43.4%；板块俯冲区地幔岩的40Ar/36Ar值总体较低，小于1000者约占统计样品的67%；大陆各类地幔流体的40Ar/36Ar值普遍偏低，主要在4000以下。大陆、大洋地幔岩的20Ne/22Ne值主要介于9.8～12.5之间，但小于9.8者在统计的各大陆地幔岩样品中普遍存在。对于不同构造环境地幔岩稀有气体同位素组成的变化，一般认为与大气、地壳物质等对源区地幔的混染作用有关。图1-34　不同构造环境幔源岩石稀有气体同位素组成（据马锦龙和陶明信，2003）

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

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δ18OSMOW值为＋8.85‰～＋15.85‰，δ13CPDB值为-10.81‰～-3.89‰；菱铁矿δ18OSMOW值为＋13.38‰～＋20.22‰，δ13CPDB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

同位素地球化学什么样的物质能成

研究对象主要是那些长寿命的天然放射性核素,对地质体和矿石中的含量的测定通过半衰期来确定形成时间演化过程等.
　　同位素地球化学：根据自然界的核衰变、裂变及其他核反应过程所引起的同位素变异,以及物理、化学和生物过程引起的同位素分馏,研究天体、地球以及各种地质体的形成时间、物质来源与演化历史.同位素地质年代学已建立了一整套同位素年龄测定方法,为地球与天体的演化提供了重要的时间坐标.已测得：太阳系各行星形成的年龄为45～46亿年,太阳系元素的年龄为50～58亿年.在矿产资源研究中,同位素地球化学可以提供成岩、成矿作用的多方面信息,为探索某些地质体和矿床的形成机制和物质来源提供依据.

铀、钍、铅的地球化学性质

铀、钍的原子结构相似，化学性质相近。二者在自然界都以四价氧化态存在，并有相似的离子半径(U4+=1.05Å，Th4+=1.10Å)，可以广泛地相互置换;在氧化环境中，铀形成六价的络离子(UO2+2)，其化合物溶于水，钍仅以四价形式存在，它的化合物不溶于水，故铀在氧化条件下可与钍分离。铀、钍在球粒陨石中的丰度很低，分别为1×10－8和4×10－8，基本上代表地幔的丰度值。由于地球演化及地幔、地壳分离过程中，铀、钍富集于地壳，特别是在花岗质岩类中。在常见的硅酸盐造岩矿物中，铀、钍的含量都低，它们主要富集于一些副矿物中，如沥青铀矿、方钍石、锆石、钍石、褐帘石、独居石、磷钇石和屑石等。铅是自然界最常见的一种元素，原子序数82，原子量为207.2，位于元素周期表第六周期第ⅣA族。铅属亲硫元素，原子半径为2.15Å，常以硫化物矿物的形式存在。它也具有亲氧特征，与钾、锶、钡、钙常产生类质同象代换。铅有8种同位素，其中4种是放射性同位素，4种是稳定同位素。同位素地球化学的研究只涉及稳定同位素部分。铅的稳定同位素有:204Pb、206Pb、207Pb和208Pb，204Pb是非放射性成因的，迄今未发现它的放射性母体，故被认为是元素合成过程中产生的。206Pb、207Pb、208Pb都与放射性衰变有关，它们的放射性母体同位素分别是238U、235U和232Th。它们都释放α和β－粒子而最终衰变成稳定的铅同位素。其衰变速度差异很大，235U衰变很快，半衰期为0.70381×109年;238U居中，半衰期为4.4683×109年;232Th最慢，半衰期为14.01×109年。故而在地球形成的早期207Pb增长最快，而现在主要是206Pb的增长。由于204Pb绝对含量自地球形成至今仍保持不变，在同位素地球化学中经常以206Pb/204Pb、207Pb/204Pb和208Pb/204Pb的原子数目比表示铅同位素组成的变化。

　同位素地球化学方法

20世纪90年代以来，同位素地球化学无论在应用上还是方法上都得到了长足的发展。在古气候研究方面，人们在利用碳同位素作为恢复古气候变化工具的同时，还用87Sr/86Sr同位素变化研究海洋碎屑沉积物所提供的古气候信息。为研究地球上水的成因与演化，对D/H进行了离子探针测定。地球演化研究一直是同位素地质学研究的重要方面。近来，人们用Sm-Nd法对地球的早期和晚期分异进行了研究；用97Tc-97Mo和182Hf-182W年代测定研究地球的加积（Terrestrial accretion）和地核的形成时间；用地幔包体中氮丰度和同位素研究地幔及大气圈演化的意义。在区域地壳演化方面，不少研究者通过对花岗岩中Nd和Pb同位素研究了中国东南部地壳演化，用Sm-Nd模式年龄研究了巴西地盾的地壳演化等。40Ar/39Ar测定有着广阔的发展前景。除岩石定年外，40Ar/39Ar还用于断层年代的测定。在方法上近来又发展了40Ar/39Ar年代的激光探针测定。裂变径迹法在定年的基础上，目前发展了把裂变径迹方法用于填图及研究增生过程，以及分析地震断层附近的热异常等。气体同位素特别是惰性气体同位素的研究近年来得到了迅速发展。在气体同位素研究方面如用氮同位素δ15N研究花岗岩成因。在惰性气体研究方面，如用He研究105年范围内地下水的冷却，盐湖中的4He、22Ne和36Ar，岩石中的圈闭He和3He/4He，以及40Ar和40Ar/36Ar,MORB玻璃中氦、氖、氩的分馏等。在区域地球化学方面，有人研究了中国构造地球化学分区与惰性气体的关系；还有人分别对大别山榴辉岩的氦、氩和乌拉尔石英中的氩及氦同位素进行了研究。宇宙成因10Be、26Al和36Cl的研究近来得到了广泛的重视，有着广阔的发展前景。如用宇宙成因的10Be、26Al和36Cl原位测定研究冰川发育历史，用石英中的10Be和26Al测定史前时期洞穴沉积的年龄，用宇宙成因的10Be和26Al的测定估算青藏高原剥蚀速度，以及通过岛弧火山岩中的10Be研究大洋沉积物带入岛弧岩浆岩的问题等。此外，14C和10Be的同位素亦用于气候变化研究。10Be还用于研究M/G（Matusyama/Guass）地磁倒转边界的变化。Re-Os体系是一个值得注意的方法。目前这方面的研究包括球粒陨石中的Re-Os体系、辉钼矿的Re-Os定年和黑色页岩中的Re-Os体系研究等。除此以外，Ra、B等同位素的研究也日益为人们所关注。有人认为湖泊中226Ra的行为研究是测定全新世沉积物年龄的一种潜在方法。还有人对岩浆及海底热液成矿系统中的硼同位素进行了研究。在方法方面，近年来发展了用高精度等离子质谱测定65Cu/63Cu比值的天然变化；发展了热离子化质谱仪（TIMS:Thermal Ionization Mass spectromete）和加速器质谱仪（AMS），以及用热发光定年研究古地震和湖相沉积物的年龄等。在第30届国际