同位素在矿床学的应用-同位素矿床地球化学

同位素地球化学在矿床地球化学中的应用在矿床学、矿床地球化学研究并取得重要进展的过程中，同位素地球化学起了相当重要的作用。无论是稳定同位素还是放射性同位素研究，在矿床学研究中都是不可缺少的。同位素地球化学是研究成矿作用的物理化学条件、成矿流体的类型和来源、成矿物质的来源、矿床成矿时代和指导找矿的重要手段。内容★确定成矿作用的物理化学条件★成矿流体的类型和来源★成矿物质的来源★矿床成矿时代★找矿应用一、确定成矿作用物理化学条件

准确确定成矿作用的物理化学条件对揭示成矿规律、划分矿床成因类型和指导找矿都具有重要意义。(一)、同位素地质温度计

优点：与包裹体测温相比，无需对温度进行压力校正。因为同位素分馏不受压力的影响。同位素地质温度测定已成为确定成矿温度的重要方法。O、S、C、H同位素都可以用于确定成矿温度。

同位素交换反应平衡常数K是热力学温度T的函数，这是进行同位素平衡计温的理论基础。通过实验测定、理论计算或经验，获得了一系列用于同位素地质计温的分馏标定曲线与其有关的方程式。

同位素地质温度计方程为：

1000lnα=A(106T-2)+B其中，α为分馏系数，A和B为方程系数，T为热力学温度。根据同位素计温方程，只要测出共生矿物对各自的同位素组成，就可以计算出同位素平衡温度。常用的同位素地质温度计有硫、碳、氧和氢。如：硫同位素地质温度计

矿物对分馏函数方程参考文献闪锌矿-方铅矿1000lnαsp-gn=7.0×105T-2Czamanske,1974

1000lnαsp-gn=8.0×105T-2Kajiwara,1971

1000lnαsp-gn=6.6×105T-2Grootenboer,1969

1000lnαsp-gn=7.8×105T-2Hulston,1970黄铁矿-方铅矿1000lnαpy-gn=9.3×105T-2Rey,1974

1000lnαpy-gn=1.1×106T-2Kajiwara,1971黄铁矿-黄铜矿1000lnαpy-cp=4.5×105T-2Kajiwara,1971黄铜矿-方铅矿1000lnαcp-gn=6.5×105T-2Kajiwara,1971黄铁矿-磁黄铁矿1000lnαpy-pl=3.0×105T-2Kajiwara,1971硫酸盐-硫化物1000lnαS-S=5.07×106T-2+6.33AultandKulp,1960

含黄铁矿、闪锌矿、方铅矿三种共生硫化物的样品可用黄铁矿—闪锌矿—方铅矿系统硫同位素地质温度计来测定成矿温度，即只要测出这三种矿物彼此之间的Δ34S，就可以从下图中得到硫同位素平衡温度。黄铁矿—闪锌矿—方铅矿系统硫同位素地质温度计

值得注意的是，共生矿物对之间硫同位素分馏强度随温度变化的灵敏度是不同的，其顺序为：硫酸盐—硫化物>黄铁矿—方铅矿>闪锌矿(磁黄铁矿)—方铅矿>黄铁矿—黄铜矿

>黄铁矿—闪锌矿。在条件许可时，尽量使用灵敏度较高的矿物对进行硫同位素平衡温度计算。

氧同位素地质温度计碳同位素地质温度计氢同位素地质温度计根据实际需要，可选择相应的同位素分馏方程进行计算。(二)T、fO2、pH对硫和碳同位素组成影响

硫、碳同位素组成呈大范围分布原因有多种：①由细菌或/和氧化还原所致；②与成矿流体的T、fO2、pH值的改变、形成环境的开放程度以及矿物的形成时间有关；③多来源的控制。重要原因：矿床热液矿物的硫和碳同位素组成严格受热液的T、fO2、pH以及硫和碳的同位素组成δ34SΣs、δ13CΣc的控制。

热液矿物同位素组成并不代表热液的同位素组成。在很情况下，δ34S矿物≠δ34SΣs、δ13C矿物≠δ13CΣc。矿液中fS2和fCO2的逸度限制了热液矿物的δ34S、δ13C的变化范围。从富硫、碳的溶液中沉淀的含硫、碳矿物可以比从贫硫、碳的溶液中沉淀的矿物具较大范围的δ34S、δ13C值。

在某一个矿床中，硫化物δ34S和碳酸盐矿物δ13C值的变化形式可以指示矿液的相对氧化态：

根据矿床硫和碳同位素组成可以确定矿石沉淀的物理化学条件。

矿物δ34S值矿物δ13C值矿物形成的fO2变化单一较高单一单一中等单一变化较低硫、碳同位素等值线与Fe-S-O矿物、方解石、石墨及绢云母(白云母)稳定范围之间fO2-pH关系比较图(t=250oC,I=1.0)(据Ohmoto,1972)

δ34SΣs=0‰时，黄铁矿的δ34S等值线；δ13CΣC=-5‰时(原生碳的可能值)，方解石的δ13C等值线；mK+=0.001mol/kg时，白云母-钾长石线与mK+=0.1mol/kg时高岭土-白云母界线。在成矿溶液中mK+很少超过0.001mol/kg，因而图中白云母范围是最大稳定范围；mΣs=0.01mol/kg时，Fe-S-O体系矿物界线；mΣC=1mol/kg时，方解石和石墨稳定范围。Eh矿物组合矿物与溶液相比较fO2,pH变化δ34Sδ13Cδ34Sδ13C高重晶石-方解石δ34Sbar≈δ34SΣsδ13Cca≈δ13CΣc单一单一重晶石-黄铁矿-方解石δ34Sbar>δ34SΣsδ34Spy<δ34SΣsδ13Cca≈δ13CΣc变化单一黄铁矿-磁黄铁矿-方解石δ34Spy≈δ34SΣsδ13Cca≈δ13CΣc单一单一黄铁矿-磁黄铁矿-方解石-石墨δ34Spy≈δ34SΣsδ13Cca>δ13CΣcδ13Cc<δ13CΣc单一变化低磁黄铁矿δ34Spl≈δ34SΣs单一矿石沉淀的化学环境与热液矿物δ34S和δ13C值变化

把硫和碳同位素组成结合起来研究，并考虑矿床的地质和矿物学资料，能帮助确定成矿溶液的物理化学参数(T、fO2、fS2、fCO2等)和成矿溶液的性质(根据δ34SΣs和δ13CΣc确定)。在应用硫和碳同位素的fO2–pH值图解时，仅仅通过实验测定硫化物和碳酸盐的δ34S和δ13C值是不够的，还需要通过矿石与脉石矿物的气液包裹体研究来获得成矿溶液T、fO2、fS2、fCO2、pH值等参数。地质、地球化学方法的综合研究，互相补充、互相验证。单一方法难以达到理想效果。

二、成矿流体的氢氧同位素组成

Criag(1961)所建立的大气降水的δD、δ18O之间的函数关系

δD=8δ18O+10是一项开创性的研究成果，为后来研究氢、氧同位素组成来区分水的类型开辟了道路。1963年在美国加利福利亚州索尔顿发现的含金属热卤水，一开始视为岩浆水，后来测定其氢、氧同位素组成后确定这种热卤水95%为大气降水。(一)地质流体自然类型类型

地质流体在成矿作用中都起到重要媒介作用，从古代的矿床到现代的地热区，从洋底经岛弧区到大陆内部，都有一系列成矿作用出现，一些大型、超大型矿床的形成与流体作用有密切关系。

1地质流体自然类型对自然界水的类型的划分有不同的依据和原则。按水的成因类型可划分为：海水、大气降水、初生水、同生水和建造水、岩浆水、变质水、热液水和有机水。

(1)海水海洋面积占地球表面的71％以上。矿床学研究表明，有许多成矿作用是在海下发生的，尤其是现代海底地热区是重要的成矿区。海水作为一种成矿流体来源水具有重要意义。海水是咸化度较高的卤水体系，是自然界最好的溶剂，由于长期与海底玄武岩作用，以及大陆溶解物质的补给，聚集了自然界所有的元素。海水的主要化学成分元素浓度（‰）存在形式总盐比Cl19.356Cl-55.30Na10.764Na+30.76Mg1.293Mg2+,MgSO43.69SO42.709SO42-7.74Ca0.413Ca2+,CaSO41.18K0.399K+1.14合计34.934-99.81

近代海水δD、δ18O值都接近于0

中、新生代大洋水同位素组成与现代海水近似，δD变化小于10‰，δ18O变化小于1‰。蒸发作用和大量淡水的注入，会明显影响局部地区海水的同位素组成。

(2)大气降水

大气降水是地表水蒸发再降落于地面的水。这种水在降落地表之前未与岩石发生作用，除了其中混入的粉尘物质外，是类似于纯净蒸馏水的成分，因此不具成矿溶液性质的。地理上，大气降水量与地理位置有关，由滨海到内陆，由热带到寒带，由构造活动区到稳定区降雨量逐渐减少。夏季降雨量大,冬季降雨量小，但是大气降水分布范围广,总的受时间或空间限制小,因此可以参与到一切地质作用或流体成矿作用中，几乎所有成矿流体中都有大气降水混入。

大气降水的δD与δ18O的关系为：

δD=8δ18O+10

大气降水的氢、氧同位素组成随纬度、高度、气温等的改变而发生明显的变化。因为来自大气圈水的冷凝作用基本上是一个平衡的过程，氢、氧的同位素分馏是呈比例的。因此大气降水的δ18O和δD之间有线性关系。不同地区大气降水δ18O与δD方程式略有差别。

(3)初生水

指从未参加过水循环，在地球形成时就已存在的水。一般通过测量上地幔硅酸盐的氢、氧同位素组成来推断“初生水”的同位素组成。其δ18O大约为7‰，δD大约为-48‰。

(4)同生水和建造水

同生水是在沉积物形成时被圈闭在沉积物中的水，而建造水则泛指沉积物中的水，没有成因和年代涵义。这种水δ18O、δD值与含盐度均有较大变化。过去曾认为它基本上代表沉积时捕获的古水，主要是海水。后来发现很多建造水(包括油田水)不是从海水演化而来的，而是来自大气降水，也可以是一种埋藏在深部未经变质的沉积岩孔隙溶液。一些沉积盆地内水的δ18O、δD组成基本上沿着一条具有正斜率的线变化，这些线分别切割了大气降水线，切割点代表大气降水的同位素组成。

(5)变质水在变质作用过程中因矿物和岩石的脱水作用而形成的富含CO2型流体，H2O占80％以上，CO2约为5％一20％，盐度一般小于3％。对一种具体的变质流体而言，其成分取决于变质程度和发生脱水的变质相。低级变质作用产生的流体富含H2O，高级变质相中产生的流体以高密度CO2为主；原岩如为蒸发岩，则放出富含NaCl的卤水，原岩如为碳质沉积岩，则放出富含H2O和CO2的流体。它的同位素组成必须通过计算才能获得。典型区域变质水的δD值的变化范围为

-20‰~65‰，δ18O为5‰~25‰

(6)岩浆水岩浆水是熔融岩浆在1080℃，1GPa时分离出的低溶质流体溶液，由于其与岩浆处于平衡状态，可以溶解岩浆中的多种不相容元素，主要是碱金属、碱土金属的元素，如Na、K、Ca、Mg、Cl、F、C032-、HC03-、HS-，基本没有同位素的分馏，因此岩浆水属于高温热水溶液。广义的岩浆热液是指所有与岩浆作用有关的热液，包括由岩浆液态不混溶作用分出来的热液和岩浆在结晶分异过程中分异出来的热液，也包括一些与岩浆达到同位素平衡的围岩中的热流体。岩浆热液是一种以水为主体，富含多种挥发分和成矿元素的热流体。

不能直接得到岩浆水的δD、δ18O值，但通过计算能得到。不同研究者给出的δD值和δ18O值存在很大差别。多数认为，把与“正常”岩浆平衡的水(原始岩浆水)δD变化范围定为-40‰~-80‰，δ18O5.5‰~9.5‰是可以接受的。

(7)热液水它可以是岩浆热液、大气降水热液和变质热液等。现在所说的热液水已不具有成因意义，它可以是岩浆来源的气液，也可以是其它类型的水，还可以是两种及其以上水的混合。热液水的氢、氧同位素组成是很复杂的，必须就具体的矿床作具体的分析。

(8)有机水自然界中存在一种有机水，有机水的D/H比值通过脱水作用、脱氢作用、氧化作用和/或交换作用而直接或间接从有机物质、沥青、煤、油母岩、石油、天然气等转化而来。有机水的δD在-250‰与-90‰之间，而δ18O则受源区的δ18O值和交换温度的控制，类似于建造水或变质水。(二)热液氢、氧同位素组成的获得

(1)矿物包裹体直接测定法提取方法：真空爆破法、压碎法、球磨法、惰性气体爆破法

(2)同位素平衡温度计算法

原理：在一定温度条件下从溶液中同时沉淀出的矿物的同位素组成及矿物与残余溶液的同位素组成，处于平衡状态。只要获得某矿物与水的分馏标定曲线或有关公式，结合该矿物的同位素组成和生成温度资料，就能计算出该矿物沉淀时介质水的氢、氧同位素组成。常用的同位素平衡温度计算法公式有：石英-水：1000lnα石英-水=3.38×106t-2-3.40

(Clayton，1972)方解石-水：1000lnα方解石-水=2.78×106t-2-2.89

(O’Neil，1969)兰坪—思茅盆地铜矿床/点分布图(三)热液氢、氧同位素组成分析

兰坪盆地澜沧江断裂一带铜矿床氢氧同位素组成图1-石英；2-方解石；3-重晶石根据物质平衡方程：

Wδi水＋Ｒδi岩石＝Ｗδｆ水＋Ｒδｆ岩石式中W和R分别表示热液系统中参加反应的水和岩石的摩尔分数。i，ｆ分别代表初始值和交换后的终值。由上式可得：

Ｗ/Ｒ＝(δf岩石－δi岩石)／(δi水－(δf岩石－△))式中W／R为原子单位，△是以斜长石和白云母代替全岩时的岩石—水同位素分馏值：

△岩石-水=δ18Ｏ斜长石－δ18Ｏ水=2.68x106T-2-3.29△岩石-水=δＤ白云母－δＤ水=-22.1x106T-2+19.10

对于本区岩石平均含1%的水和50%的氧，故：(Ｗ/Ｒ)重量=0.01×(δＤf岩石－δＤi岩石)/(δＤi水－(δＤf岩石－△))(Ｗ/Ｒ)重量=0.5×(δ18Ｏf岩石－δ18Ｏi岩石)/(δ18Ｏi水－(δ18Ｏf岩石－△))即有：

δ18Ｏf水=(δ18Ｏi岩石－△+2×(W/R)重量×δ18Ｏi水)/(1+2×(W/R)重量)

δＤf水=(δＤi岩石－△＋100×(W/R)重量×δＤi水)/(1＋100×(W/R)重量)成矿阶段水－岩氢氧同位素交换演化曲线假设条件:围岩初始δ18O岩石i=+16.0‰,δD岩石i=-60.‰;大气降水δD水i=-120.0‰,δ18O水i=-16.25‰；岩浆水δ18O水i=+7.5‰,δD水i=-70.0‰

。图中Ⅰ、Ⅱ、Ⅲ分别为大气降水在150℃、250℃、350℃时与围岩发生交换时同位素的理想演化曲线;Ⅳ为岩浆水在350℃时与围岩发生交换时同位素的理想演化曲线成矿期流体水δＤ水、δ18Ｏ水值大部分落于150℃与250℃之间的大气降水与围岩发生交换后的演化曲线附近，在较小的有效W/R比值(0.01～0.1)条件下，大气降水氧同位素组成发生显著“漂移”，而落于岩浆水区域内的两个石英则在350℃时岩浆水同围岩交换后的演化曲线附近，但同时也在250℃时大气降水与围岩交换后的演化曲线附近。方解石投点大都落于W/R比值较大(0.1～0.2)的演化曲线附近。石英形成相对早，而方解石晚，说明成矿早期W/R比值较小，岩石与成矿流体之间的同位素交换较强烈，而成矿晚期W/R比值较大，岩石与成矿流体之间同位素交换较弱。这样导致了成矿早期石英明显偏离大气降水线。此外，两个方解石的投点偏离大气降水与围岩发生交换的演化曲线，说明成矿流体与围岩之间的氧同位素交换又未完全达到平衡。三、确定成矿物质来源

确定成矿物质来源是确定矿床成因和指导找矿的主要依据之一。而同位素示踪是解决成矿物质来源的重要手段。硫、碳、氢、氧、锶、铅、钕等同位素都可以用来追踪成矿物质来源。兰坪盆地金顶—白秧坪银铜多金属大型矿集区区域地质矿产示意图利用区内出露的幔源岩浆岩的斜长石、石榴石、橄榄石及部分全岩样品的铅同位素组成圈定了该区上地幔的铅同位素组成范围

Zartman的铅演化模式：M.上地幔铅；O.造山带铅；U.上地壳铅；L.下地壳铅(下同)

滇西地区上地幔铅同位素组成滇西下地壳岩石铅同位素组成

利用滇西北碱性岩带碱性中相当于下地壳来源的(深度约30~45km)麻粒岩和榴辉岩包体岩石及其中的单矿物测定了下地壳的铅同位素组成兰坪盆地出露的上地壳岩石包括前寒武系崇山群、苍山群变质岩系以及从寒武系到第三系的沉积岩

1.前寒武系变质岩；2.寒武系；3.二迭系；4.三迭系；5.侏罗系；6.白垩系；7.第三系。(资料来源：1～7为本文及罗君列等资料；8为本文资料)兰坪盆地上地壳岩石铅同位素组成滇西地区上地壳、下地壳和上地幔岩石铅同位素组成

金顶铅锌矿床铅同位素组成

1以沉积岩铅为主的矿石；2以深源铅为主及沿AC线分布的矿石；3沿BC线分布的矿石（56个样品中，14个为本文资料，其余为云南省地质矿产局资料）铅多年来被认为来自上地幔。重新测定14个样品同位素组成，与原有41个样品的同位素组成基本一致，说明金顶矿床不同时期取得的铅同位素组成数据是可靠的。①样品呈线性排列且不具有等时关系，说明铅并非单一的地幔源铅；②尽管有一部分样品进入滇西地幔铅范围，但样品展布方向与地幔铅范围不一致；③即使落入地幔铅范围内的样品铅来自地幔，那么位于地幔铅范围上方和下方样品的铅来自何处？④一部分样品位于兰坪盆地地层铅范围内，这部分样品的铅不可能全部来自上地幔。铅由两部分组成：1来自深部但不是上地幔，很可能相当于下地壳铅，图中具最低同位素比值的那部分样品同位素比值代表这一端员；2兰坪盆地沉积岩(包括老变质岩)提供的铅。两个端员铅以不同比例混合造就了现有同位素组成格局。金满铜矿床的铅同位素组成羊拉铜矿床铅同位素组成

羊拉铜矿床产于兰坪盆地北缘金沙江畔，矿床产出地层为二叠系玄武岩、碎屑岩及大理岩，后又遭受岩浆作用叠加。主矿体呈层状，部分矿体顺层产于玄武岩中并与层状硅质岩共生。硅质岩及层状矿体的时代与玄武岩一致，属热水沉积产物。石英脉型铜钼矿体显示岩浆作用成矿的特点。羊拉矿床的铅同位素组成显示出铅有两种来源：

①热水沉积层状矿体铅同位素组成与矿区玄武岩及滇西地区上地幔岩造岩矿物完全一致，矿石样品都落入上地幔铅范围。说明这部分矿石铅与玄武岩铅为同源，均来自上地幔且受地壳铅混染较轻；②岩浆热液形成以石英脉为主伴有钼矿化的铜矿体，这类矿体铅同位素组成接近于岩浆岩中长石及大理岩的铅同位素组成，各项比值明显高于层状矿体的同位素比值。显然，铅是多源混合产物。

白秧坪银-铜-钴多金属矿床

铅沉积岩中脉状多金属矿床的铅同位素组成1.白洋厂铜矿；2.菜子地铅锌矿；3.南佐铅锌矿；4.三山铅锌矿；5.白秧坪银矿；6科登涧铜矿；7.富隆厂铜矿；8.其它(甸尾桥、瑶家山、帕瓦山、水泄)；资料来源：1～3据罗君烈等（1992），4～8为张乾等（2002）

滇西地区岩石圈锶同位素组成滇西地区上地幔、下地壳及上地壳岩石的Sr同位素组成变化范围：上地幔：87Sr/86Sr=0.702xxxx~0.706xxxx下地壳：87Sr/86Sr=0.705xxxx~0.710xxxx上地壳：87Sr/86Sr=0.710xxxx~0.735xxxx

上地幔岩石的87Sr/86Sr值可以达到0.710xxxx以上，一般是由地壳物质混染造成的。当下地壳及上地壳岩石原岩为基性-超基性岩时，87Sr/86Sr值接近地幔值；有些上地壳岩石如盆地基底一些沉积岩的87Sr/86Sr值可以达到0.750xxxx以上。意义：1研究该区岩浆活动、地壳演化及壳幔相互作用2间接确定区内多金属矿床的成矿物质来源金顶铅锌矿锶同位素组成金满铜矿锶同位素组成矿石中方解石以及灰岩的δ18O―δ13C图解

1-白秧坪；2-富隆厂；3-吴底厂；4-李子坪；5-东至岩；6-燕子洞；7-灰山、黑山；8-热水塘；9-泉华；10-矿化灰岩；11-灰岩

（图中部分数据来自薛春纪等，2002；陈开旭等，2001，杨伟光等，2003）热液矿物从成矿流体中沉淀的水岩反应模型

I—δ13CRi-δ13CRf=0.5‰,δ18ORi-δ18ORf=5‰；II—δ13CRi-δ13CRf=2.5‰,δ18ORi-δ18ORf=10‰；III—δ13CRi-δ13CRf=4.5‰,δ18ORi-δ18ORf=15‰；大气降水δ13C=-2.5‰,δ18O

=-12.5‰；热卤水δ13C=-7.0‰,δ18O

=+7‰。

1-白秧坪；2-富隆厂；3-吴底厂；4-李子坪；5-东至岩；6-燕子洞；7-灰山、黑山；8-热水塘；9-泉华；10-矿化灰岩；11-灰岩

（图中部分数据来自薛春纪等，2002；陈开旭等，2001，杨伟光等，2003）早阶段：流体δ13C=-7‰,δ18Ｏ=+7‰，接近岩浆水组成，且流体的中CO2的δ13C值(-20‰~-2.2‰，薛春纪，2001)与幔源CO2的δ13C值((-16~-1.0)‰，据薛春纪，2001)接近。但流体组成中富含Na+、Cl-(少数样品富F-),贫K+、SO42-，Na+/K+比值远大于1(5.6~95.0，杨伟光，2002)，与典型岩浆水所具有的K+/Na+>1(Roedder,1984)迥异，说明成矿流体并非典型岩浆水。早阶段流体中可溶解性碳以HCO3-为主，说明成矿流体源自浅部循环地下水(Helgeson,1969;Zhengetal.,1993)。结合流体δ18O=+3.8‰~9.1‰，δD=-61‰~92‰分析，其属含有深源CO2的盆地建造水演化的热卤水。晚阶段：流体δ18Ｏ=-12.5‰，具有大气降水特征，δ13C值(2.5‰)增加，高于岩浆水或深成壳源流体(-9‰~-4‰，Zheng,1997)，更接近海相碳酸盐平均值。很可能与降温作用和灰岩的溶解或去碳酸盐化作用有关(Ohmotoetal.,1979)。由于晚阶段流体富含Ca2+、SO42-，贫K+、Na+、Cl-，且δ18O=-16.0‰~-2.5‰，δD=-76‰~109‰与滇西中新生代大气降水组成δ18O=-10‰~-16‰，δD=-110‰~-90‰(张理刚，1989）相当。故晚阶段成矿流体属典型大气降水补给的地下水。

（后4件样品的结果据薛春纪，2001）采样地点样品名称3He/4He(10-6)4He(10-7cm3STP/g)40Ar/36Ar40Ar/38Ar40Ar(10-7cm3STP/g)Rc/RaDZY111冬至岩天青石

He极少296163215.4

HXQ103热水塘天青石

He极少26815062.72

FLC142富隆厂方解石0.0258256.4127215482.120.02FLC161富隆厂黝铜矿1.024.4330016292.080.73FLC176富隆厂闪锌矿1.556.9429316066.861.12LZP145

闪锌矿1.386.51270151313.970.99BYP116白秧坪黝铜矿3He极少

27615801.72

FMP103白秧坪重晶石2.042.773041611154.631.47DZY111白秧坪重晶石0.9810.3132951579230.71DZY111白秧坪天青石2.180.2143051636911.57DZY111白秧坪天青石2.740.148290163121.41.97DZY111白秧坪天青石1.90.185未测未测未测1.37白秧坪银铜钴多金属矿床稀有气体同位素组成样号白秧坪铜-银多金属成矿区热液矿物4He-3He图四、成矿时代

研究矿床的关键问题之一就是解决矿床的形成时代，特别是对于热液矿床，要解决成矿相对于围岩的时间。只有解决了矿床的形成时代，才能弄清与成矿过程相联系的一系列问题，如成矿事件、成矿环境、成矿机制、成矿规律以及探讨地壳中大规模成矿流体活动规律，进而认识地球动力学许多重大问题等。可见弄清矿床的成矿时代是相当重要的。(一)存在问题

岩石同位素定年有许多成熟方法，但矿床定年尚未公认的较成熟的方法。(1)流体与岩石之间进行强烈的相互作用，流体与多种物源区进行物质交换，流体活动产物受多种物源区影响，经常未达到同位素平衡和同位素均一化。如热液蚀变矿物既有流体同位素特征，又保持原岩同位素特征。(2)流体活动产物受多期流体活动以及热扰动和构造活动叠加，使一些常用同位素定年方法受到严重干扰而无法使用。

(3)热液矿物中所含的Rb-Sr、Sm-Nd等适合于同位素定年的元素含量低，对质谱仪的灵敏度/精确度和实验室的全流程本底(空白误差)的要求极高，这是目前存在的主要技术难题。(4)热液矿物中所含的Rb-Sr、Sm-Nd的存在形式还不清楚，使人们对测出年龄的地质解释产生怀疑。这是目前主要存在的理论疑难之一。(5)在热液矿物中，含有适合同位素精确定年的子体/母体元素比值的矿物较少。(二)测定对象

对于热液矿床定年的测定对象有：(1)流体沉淀的产物，如热液矿物脉、泉华等；(2)流体活动留下的踪迹，如水岩反应、热液蚀变、蚀变晕圈等；(3)古流体，包括封存在矿物晶格中的流体包裹体和封存在各种圈闭中的石油、天然气和油田卤水；(4)现代水，包括地下水、大陆活动地热水以及海底地热水。

(三)测定方法

Rb-SrSm-NdAr-ArK-ArRe-OsU-Th-PbPb-Pb裂变径迹电磁共振(ESR)(四)应用

实例一萨瓦亚尔顿金矿床地质图(据新疆地质矿产局第二地质大队内部资料修编)

1-中泥盆统碳酸盐岩建造；2-上石炭统下段；3-上石炭统中段；4-上石炭统上段；5-二叠系；6-第四系；7-基性岩脉(宽度夸大显示)；8-国界线；9-地层界线；10-地质勘探线及编号；11-逆断层及编号；12-地层产状；13-金矿体；14-金矿化破碎带及编号(宽度夸大显示)

39Ar-40Ar年龄

含金石英脉的39Ar-40Ar分析获得的年龄为207~210Ma。

K-Ar年龄

sy97-8含绢云母-石英矿脉187±18Ma

成矿时代

K-Ar同位素分析结果样号样品名称K%40Ar(10-10mol/g)40Ar%40Ar/40K视年龄Ma

s97-23辉绿岩0.170.648324.50.012777207.5±4.2

x97-2辉绿岩0.590.0054244.90.0077127.9±3.8x97-3辉绿岩1.290.0158616.70.0103169.1±2辉绿岩脉初始条件：87Sr/86Sr=0.707815(把该样品K-Ar年龄T=207Ma带入Rb-Sr同位素分析数据中而获得)，Rb=49.36×10-6，Sr=150.80×10-6，2件辉绿岩样品的分析数据的平均值；赋矿围岩初始条件：87Rb/86Sr=0.711509，Rb=84.76×10-6，Sr=111.21×10-6(此值为该区29件围岩―千枚岩、粉砂岩和硅质岩分析数据的平均值)。按混合线的斜率

g=[(87Sr/86Sr)A-(87Sr/86Sr)B]/k[(Rb/Sr)A-(Rb/Sr)B]

且k=2.90(具体计算过程见有关文献)，求得g=2.92925x10-3，

则：年龄t=205.98Ma。萨瓦亚尔顿金矿床有一主要成矿阶段发生在180-210Ma之间。相对晚于穆龙套型金矿床的成矿时间(219-278Ma，其中四个阶段矿化时代分别为272.6Ma、256.2Ma、230.2Ma、219.4Ma)。成矿时代认识实例二兰坪白秧坪银铜钴多金属矿床Ar-Ar同位素年龄兰坪盆地金满脉状铜矿床Ar-Ar年龄实例三东川——易门铜矿带建立了扬子块体西缘新元古代岩浆活动与构造演化的年代学格架1.关刀山岩体819+/-8Ma2.峨山岩体Pb/U2072350.100.110.120.130.140.150.91.01.11.21.31.4700750850SuxiongRhyolite80312MaU3.苏雄双峰式火山岩4.冷碛辉长岩5、“康定杂岩”高精度年代学资料显示，扬子块体西缘新元古代岩浆活动的主要时代包括:860-820Ma的前裂谷期810-745Ma的同裂谷期前裂谷期岩浆活动以关刀山岩体(857±13)和峨山岩体(819±8Ma)等为代表。同裂谷期岩浆岩包括苏雄组双峰式火山岩(803±12Ma)、冷碛辉长岩(808±12

Ma)和广泛分布的“康定杂岩”(叶理化)、石棉花岗岩(无叶理)以及其中的基性岩脉群为代表(745-800Ma)。结合岩石地球化学和同位素地球化