矿床地化1-8 - 图文

第一讲：矿床地球化学基本问题（成矿物质的来源、迁移和富集）

成矿物质的可能来源：

（1） 上地幔——硅镁质岩浆源，如铜镍矿，铂族矿，金刚石矿，于火成碳酸岩有关的稀有元素矿床安山岩中的磁铁矿矿床，海底火山喷发形成的块状硫化物矿床。

（2） 地壳深部：硅铝质重熔岩浆地壳重熔，华南W,Sn,B,Nb,Ta；华北克拉通周边Au矿。

（3） 地壳表层：蒸发岩型盐类矿床

（4） 地表来源：分化或同生沉积，如金刚石砂矿，砂金矿，镍风化壳矿 （5） 宇宙源：每日有3000吨宇宙物质落到地球表面。

（6） 多来源。

成矿介质(流体)的可能来源：

（1）地幔热液：未经过岩浆熔体阶段，有深断裂作为通道。（2）岩浆流体：包括深成热液和火山热液（3）地下水和天水：地下水渗透到一定深度被加热后，水温升高，溶解金属的能力增强，特别是从蒸发岩等围岩中获取盐分后，则成热卤水，溶解金属能力更增强，可携带Hg, Sb,As, U,及Cu, Pb, Zn至合适地点。如卡林型金矿。（4）变质热液：变质热液可从流经的围岩中淋滤、汲取成矿组分，向温度和压力降低的地段转移，在有利围岩中沉淀成矿，或进入有利的构造通道，形成热液系统，再经反复运移、聚集，在合适的构造、岩性条件下沉淀、成矿。（5） 海水溶液：和地下水一样，海水渗透到一定深度被加热后，水温升高，溶解金属的能力增强，特别是从蒸发岩等围岩中获取盐分后，则成热卤水，溶解金属能力更增强，可携带Hg, Sb, As及Cu, Pb, Zn至合适地点。（6）混合热液。

成矿物质的迁移：

成矿流体的性质和成矿流体来源及矿床成因关系极大。流体的成矿专属性（如：斑岩铜矿：高盐、高温热液；脉状金矿：低盐度富CO2流体）

流体迁移的机制：首先成矿元素可以通过吸附、溶解和络合作用进入到成矿流体当中，之后由于存在温度差、压力差和重力差等的变化，使得成矿流体发生迁移，大部分成矿元素是以络合物的形式进行迁移的。

迁移涉及到物理和化学两个过程；物理过程：成矿流体可以沿断裂通道迁移；可以沿褶皱产生的裂隙迁移；岩石发生角砾化破碎也可以为成矿流体提供运移空间。化学过程：流体与围岩的交代蚀变作用；如砂岩型铀矿的迁移和沉淀过程涉及到氧化还原的化学过程。

成矿物质的富集：

成矿物质的富集方式主要包括交代和充填两种方式。

第二讲 成矿流体

地壳中流体的种类及其表现形式 流体，即能流动的物体，。地壳中的流体，按化学成分及存在形式分为以下四种：

（1）硅酸盐熔融体，H2O<5%，（表现形式，下同）岩浆

（2）以水为主的流体： ① 岩浆水 ② 变质水 ③ 海水 ④ 卤水 ⑤ 地表水 ⑥ 地热水。（3）以碳氢化合物为主的有机流体。石油，天然气

（4）存在于矿物和岩石中挥发分① H2O ② CO2 ③ 卤素 ④ 其它(N2、H2S、O2、H2、惰性气体) 其中，与热液矿床形成有关的流体，主要为以水为主要成分的热液，按产状和成因可以进一步划分为：岩浆热液、变质流体、海水、热卤水(包括地热水)、地下水(大气降水)。

我们在矿床地球化学中经常采用的是按照流体的化学成分的分类方法： 1.岩浆-硅酸盐熔融体； 2.H2O

3.H2O—NaCl，这里以NaCl代表溶于水中的所有盐类； 4.H2O—NaCl—CO2，还可能有N2，CH4等； 5.有机流体，如石油、天然气等 流体的生成——地壳的去流体作用

沉积岩：深埋、压实、脱水、成岩释放出流体 变质岩：变质脱水（变质热液）。变质作用过程中，原先固定在岩石中的挥发分因变质作用

（反应）释放出来，常见的变质流体是H2O,CH4，CO2和含S组分 火成岩：岩浆热液阶段释放出岩浆水 流体—岩石相互作用（水—岩）反应：

流体－岩石相互作用是形成成矿流体及矿质沉淀的主要条件。在一定的温度、压力条件下，流体与岩石中的矿物发生反应，使原来的矿物组合转变为一组新的组合，在新的条件下更加稳定的矿物。反应过程中，流体的组分也随之改变，形成与新矿物组合相互平衡的流体。

剪切带型金矿床中流体-岩石相互作用：

剪切带型金矿主要是深层次韧性剪切动力变质热液流体与剪切带内及其两侧岩石发生蚀变反应，并活化淋滤变形岩石中的金等成矿元素，形成成矿流体，运移（并萃取沿途岩石中成矿元素）至中上层次韧脆性变质带内，在扩容带、交错部位等发生脉状、浸染状矿化，具体矿化类型与剪切带的性质、温度、压力及岩性等条件有关。

形成蚀变带是剪切带内流体活动的重要标志。与剪切带金矿化有关的典型蚀变有硅化、碳酸盐化(尤其是铁白云石化)、钠长石化、绿云母化及其黄铁矿化。

剪切带内蚀变类型除受控于流体成分外，还包括：(1)原岩成分；(2)剪切带及其两侧岩石的渗透率及水/岩比值；(3)流体及周围介质的温度、压力条件。

不同性质的流体及其成矿作用

地壳中的流体经过水－岩反应和其它地质作用形成成矿流体，由于物理化学条件等改变，矿质从成矿流体中沉淀出来形成矿床。下面将对主要与成矿有关的不同性质流体及其成矿作用进行分别论述：

A岩浆热液是指由岩浆或熔融体在其演化过程中分异形成的流体。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异出来的热液和岩浆在结晶分异作用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。研究表明，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。

与岩浆热液有关的成矿作用， 随着研究工作的深入，一些热液矿床已可明确地看作是与岩浆热液有关的成矿作用形成的，例如与花岗岩类有关的一些W, Sn, Bi, Mo等热液矿床、斑岩型矿床和伟晶岩型矿床等；与火山、次火山热液有关的Au,Cu,Fe,Pb,Zn等单成因或多成因热液混合矿床等，其中，最典型的是斑岩型矿床的成矿作用:从岩浆中分异出的热液直接参与了成矿过程;岩浆活动加热周围的地下水，使之变成成矿流体。

B变质流体

是指在变质作用过程中因矿物和岩石的脱水作用(或称去挥发分作用)而形成的流体。属HO2-CO2型流体，成分变化范围大，盐度一般小于3%, CO2密度可高达1.23g/cm3。流体性质取决于变质程度和脱水原岩。低级变质岩－富H2O；高级变质岩－富CO2；原岩为蒸发岩－富NaCl卤水。

与变质流体有关的成矿作用，包括与区域变质作用有关的中温热液金矿床、与剪切带有关的太古宙变质流体成矿金矿床等。

C热卤水及其成矿作用

卤水是指盐度大于50g/L，以NaCl为主，并富含I、Br、B、Rb、Cs、Sr、Ba及成矿元素的天然加热水体。热卤水的温度大多<200℃，属于中低温的范围，矿化度最高可达360g/L，且随着矿化度的增高，成矿元素的含量也增高。热卤水可经几种作用形成，可以是海水蒸发浓缩而成，可以是陆相盐湖成因，可以是盐矿溶滤形成，也可以因干旱、半干旱地区地下水长期大陆盐化而形成。不同环境形成的卤水的化学成分和同位素组成有较大的差异，成矿特点也不尽相同。

与热卤水有关成矿作用典型成矿作用：密西西比河谷型(MVT)铅锌矿－产在碳酸盐岩中。红层铜矿、含铅锌页岩、含铅砂岩、石油天然气。

D海底热液及其成矿作用

海底热液的来源有海底火山喷发和海水向下渗透，与海底喷出玄武岩及沉积岩相互作用，在深部汲取岩浆热和部分组分，沿断层上升，喷出海底形成矿床——现代大洋海底块状

硫化物矿床、古代SMS型VMS型块状硫化物矿床等

第三讲 流体包裹体及在矿床学中的应用

1.流体包裹体定义

思考题： 2.流体包裹体岩相学

1. 流体包裹体的捕获及形成后的变化 3.流体包裹体相体系

2. 流体包裹体常用分析方法 4.流体包裹体显微测温

3. 典型矿床流体包裹体特征 5.流体包裹体分析

6.流体不混溶

7.典型矿床中的流体包裹体 1.流体包裹体定义 1）概念：成岩成矿流体(含气液的流体或硅酸盐熔融体)在矿物结晶生长过程中，被包裹在矿物晶格缺陷或穴窝中的、至今尚在主矿物中封存并与主矿物有着相的界限的那一部分物质。主要包括：气相-H2O, CO2, CH4, N2, H2S；液相-H2O, CO2，石油；固相–石盐 (NaCl), 钾盐 (KCl)赤铁矿, 硬石膏, 云母,黄铜矿, 黄铁矿, 磁铁矿, 碳酸盐,??硅酸盐玻璃或重结晶熔体

2）流体包裹体分类（根据相态）：

①液体包裹体-液相占整个包裹体体积50%以上，均一到液相；

②气体包裹体-气相占整个包裹体体积至少大于50%以上，均一到气相；

③含CO2包裹体-在低于CO2临界温度时可见气体CO2、液体CO2和水溶液三相； ④含子矿物包裹体-除液相或气相外，含有各种子矿物如NaCl, KCl, 赤铁矿,方解石等；⑤有机包裹体-含有机质，如甲烷、沥青、高分子碳氢化合物等；

⑥熔融(岩浆)包裹体-由玻璃质+气泡±流体组成，有时见少量结晶质。

3）流体包裹体基本假设：

1.捕获在包裹体内的物质为均匀相——均一体系; 2.包裹体的体积未发生变化——等容体系;

3.捕获后未发生物质的渗漏或逃逸——封闭体系; 4.压力对流体的效应已知或可以忽略; 5.包裹体的形成原因可以确定;

6.包裹体的均一温度可以精确的测定。 4）流体包裹体被捕获的机理：

地质温度计和地质压力计的基础

2.流体包裹体岩相学

1）流体包裹体研究的步骤

①野外：采集岩石(矿石)样品-------对最终结果解释影响极大 ②室内挑选：磨制两面光薄片(0.1-0.3mm)

③显微下镜下观察：矿物共生组合及流体包裹体期次划分 ④测量：Thtot，ThCO2，Tm等

2）最常见含流体包裹体的10矿物

石英，萤石，石盐，方解石，磷灰石，石榴子石，闪锌矿，重晶石，黄玉，锡石 3）流体包裹体大小

? >mm：博物馆藏品

? 3~25μm：典型显微测温范围

? 1.5 μm: H2O或CO2包裹体测量最小尺寸 ? 5 μm: H2O + CO2包裹体测量最小尺寸 4）流体包裹体成因分类

原生 (P):与主矿物同时形成，包裹的流体可代表主矿物形成的流体和物理化学条件。常为孤立状或束状分布，有时呈平行生成带分布；

次生 (S):主矿物形成之后沿矿物裂隙进入的热液在重结晶过程中被捕获，常沿愈合的裂隙分布 ；

假次生 (PS): 矿物生产过程中，由于某种原因，晶体发生破裂或形成蚀坑，成矿母液进入其中，经封存愈合形成的包裹体。由于晶体的继续生长，这种包裹体分布在晶体内部。沿愈合的裂隙分布但不切穿整个晶体。

P和S形成原因：原生包裹体和次生包裹体保存了两种的形成主矿物的流体。原生包裹体因捕获的是形成该主矿物的母液，因此它的成分和热力学参数，反映了矿物形成的化学环境和物理化学条件的特点。而次生包裹体是在主矿物形成之后，捕获了与形成主矿物流体无关的后期流体。因此，它只能反映主矿物形成之后，经历过的化学环境和物理化学条件。因为它们具有不同的成因意义，如何正确区分它们，在包裹题研究工作中是非常重要的。

包裹体世代的鉴别：矿物的共生关系---同一矿物中包裹体面的相互穿插关系 练兵：

包裹体相比例估计：体积比的判别应该从多角度观察 5）包裹体捕获后变化-“卡脖子”

定义：“卡脖子”包裹体群是指已形成的包裹体，在后来的重结晶作用影响下，被分离成二个以上包裹体的总称。

方式：当降温至L-V曲线------

1. 若一群次生包裹体的“卡脖子”发生在和 L-V 曲线相交之前----均一温度正确，盐度正确；

2. 若一群次生包裹体的“卡脖子”恰好发生在 和 L-V 曲线相交之时----均一温度不正

确，盐度正确；

3.若一群饱和溶液包裹体的“卡脖子”发生在和 L-V 曲线相交之时----均一温度不正确，盐度不正确。

3.流体包裹体相体系

1）简单 H2O体系相图

2）H2O-NaCl体系温度-组分图解 3）CO2体系P-T相图 4）CO2-CH4体系相图 5）CO2-CH4体系相图 4.流体包裹体显微测温

表 从包裹体显微测试中所能获得的参数、获得方法及意义

1）包裹体显微测试中常用符号 Thtot-完全均一温度

ThCO2L-V，等.-部分均一温度，常用于含CO2包裹体(表明均一至何种状态ThCO2 L-V(L)) Tm – 熔化温度 Te – 初熔温度 Td – 爆裂温度 Tt – 捕获温度

2）流体包裹体测温

测温分析的原理比较简单，只要在光学显微镜上附加一种测温设备，就能在地质上有意义的各种透明（或半透明）矿物中得到广泛地应用。该方法是在详细观察和辨认包裹体中含流体的各种物相（固相、气相、液相）基础上，通过升温或冷却测量各种瞬间相变化的温度

仪器：冷热台 均一法测温原理：包裹体所捕获的流体呈均匀的单一相充满着整个包裹体空间。随着温度下降，流体(气体或液体)的收缩系数大于固体(主矿物)的收缩系数，包裹体流体将沿着等容线演化，一直到两相界面的位置，如果原来捕获的是大于临界密度的流体，则分离出一个气相，气体很快逸出，由于表面张力在有利位置形成球形的气泡；如果原来捕获的是小于临界密度的富气体流体，则气体在流体中将凝聚出一个液相，形成具有一个大气泡的两相包裹体。

将具有气液包裹体的光薄片放在热台上升温，于是可以相继看到一些可逆的相变化的现象。首先看到的是随温度的升高气、液相的比例发生变化，而当升到一定温度时，就发生了相的转变，即从两相(或多相)转变成一个相，也即达到了相的均一，这时的温度，即为均一温度(也叫充填温度)

加热实验：

I.对含CO2包裹体来说，气部分均一温度不会>31.1℃；部分均一至液相还是至气相，取决于其密度

II. 子矿物熔化: 包裹体中出现石盐子矿物表明气盐度很高 (> 26 wt.%)，应根据石盐熔化温度估算包裹体的盐度。

包裹体中的金属子矿物(如黄铜矿等)，可以是真正的子矿物，也可以是偶然捕获的矿物，但通常不透明子矿物即使是真正的子矿物，加温后也不熔化。

3) 冷冻法测定包裹体盐度的基本原理

冷冻法是研究包裹体流体体系成分和盐度的基本方法之一。它是将包裹体样品放置在冷台上通过改变温度，观察包裹体中发生的相变，再与已知流体体系的实验相图进行对比，来确定包裹体流体所属体系及流体成分。

对低盐度NaCl-H2O包裹体，则可以根据拉乌尔定律，即稀溶液的冰点下降与溶质的摩尔浓度成正比的原理来测定流体的含盐度。

冷冻法----将包裹体降温冷冻，然后加热至最后一块冰融化的温度---冰点Tm(ice)，再根据冰点和盐度的关系计算盐度。

4）盐度的测试 ①H2O-NaCl体系

--未饱和体系 (<23.2 wt% NaCl)盐度 (wt% NaCl eq) = 0.00+1.78T-0.0442T2+ 0.000557T3 T = 最后一块冰消失温度℃ (-21.2 ℃

--低共结点到包晶点温度 (>23.2 , <26.3 wt% NaCl) 根据水石盐的最终熔化温度，在相应图解曲线上求出NaCl的浓度；

--过饱和体系(>26.3 wt% NaCl) 盐度 (wt% NaCl eq)=26.242+0.4928T+1.42T2– 0.223T3+ 0.04129T4+ 0.006295T5– 0.001967T6+ 0.0001112T7

T = NaCl 晶体熔化温度 ℃ ②H2O-CO2-NaCl包裹体 I.冷冻：

笼合物形成 -30 to -40 ℃ 水结冰 -40 to -60 ℃ CO2冷冻固结 -90 to -110 ℃ II.加温：

CO2冰熔化 -60 to -56.6 ℃ H2O冰熔化 由含盐度而变 笼合物熔化 -10 to +10 ℃ CO2部分均一 由密度决定

盐度 (NaCl)＝15.52022－1.02342·t－0.05286·t2 t 为笼合物熔化温

注：笼合物或 CO2水合物: CO2·5 3/4H2O水溶液相和非水溶液相间的反应 4)爆裂法测温

流体包裹体是一个被主矿物圈闭在晶体缺陷内的封闭体系。当温度升高包裹体达到均一后，若再继续升温，包裹体的内压急剧上升，当内压大于包裹体腔壁所能承受的压力时，包裹体发生破裂，同时发生噼啪的响声。可将发出大量响声时的温度记录下来，这个温度称之为爆裂温度Td

5）流体包裹体数据处理与解释

表格，频率分布直方图，双变量图解，参数图解，计算机数据处理软件 5. 流体包裹体分析

1）流体包裹体分析方法

2）气液相成分分析

I.气相成分－四极杆质谱：气相成分（H2O、CO2、CH4、C2H6、N2、O2、H2S、He、Ar）及包裹体水含量

II.离子成分－液相色谱和电感耦合等离子（ICP）质谱仪：Na, K, Ca, Mg, F, Cl, SO42-, REE…..

①激光拉曼光谱仪：单个包裹体非破环性方法（利用拉曼效应—分子间的振动） 矿物：子矿物---碳酸盐/方解石, 文石, 白云石

硫酸盐/硬石膏, 石膏, 重晶石? 磷酸盐/ 氯化物

偶然捕获相---赤铁矿, 金红石, 石墨, 含碳物质

气相：CO2, N2, CH4, H2O，C2H6、C3H8、H2、O2、H2S、SO2、NH3等 酸根离子：SO42-, CO32-、HSO4-, HCO3-,HS- 无： Na+, Ca2+, Cl-

熔融包裹体研究：I. 确定结晶质矿物;II. 玻璃相成分---组成,H2O含量 ②扫描电镜和能谱仪------固相鉴定

③激光剥蚀电感耦合等离子质谱(LA-ICP-MS)分析－单个包裹体破环性方法 6.流体不混溶 1）“不混溶”定义：

流体不混溶——两个性质成分不同的流体分离－常温下油水分离

- 过程—降温和/或检验

沸腾——液态状的水转化成气相 - 过程: 减压 和/或 加温

退变质沸腾——液态状的水转化成气相 - 过程: 减压 和/或 降温 2）不混溶显微镜下特征 I. 成分不同

II. 相比例相差悬殊，有时可观察到连续变化

III. 产出于同一时期矿物或同一矿物颗粒之中，分布于相邻范围内 3)显微测温

A. 照相并素描组合关系 B. 测试获得显微测温数据: 首先冷冻!!! 1. 盐度 2. 密度 3. XCO2

最后进行加温实验 4. Thto

若同一世代两个端元，如富H2O-NaCl溶液包裹体与富CO2的包裹体两个端元，这两个端元的包裹体它们具有大致相同的均一温度，而且富气的端元均一到气相、富液的端元均一到液相，则可判断它们为不混溶或沸腾包裹体群。 7.典型矿床中的流体包裹体

1）斑岩型Cu-Mo(-Au)矿 I.均一温度200~700℃ II.高盐度，0~70wt% NaCl

III.一个甚至多个子矿物，除石盐和钾盐外，可能会有黄铜矿等子矿物 IV.常有流体沸腾现象

2) 火山热液块状硫化物(VMS)矿床 I. 两相水溶液包裹体

II. 低盐度，1~8.4wt% NaCl III. 均一温度80~340℃ IV. 常缺乏沸腾包裹体 3) 造山带型脉状金矿床 I. H2O-CO2-NaCl±CH4包裹体 II. 低盐度(<8 wt% NaCl) III. 均一温度200~350℃ IV. 晚期有大气水的混入

4) 密西西比河谷型(MVT)Pb-Zn矿床

I. 两相水溶液包裹体和含有机质或石油的包裹体，同时也可以见到一些纯液体的包裹体 II. 可含有很高的盐度(＞19 wt% NaCl)，但极少含有子矿物 III. 均一温度低，主要变化范围为75～150℃ IV. 见不到流体沸腾的证据

研究领域：拓展

1)岩浆岩岩石学研究中的熔融包裹体 应用：

成矿岩浆和其它岩浆中的溶解性挥发分(H2O、CO2、Cl、S、F、B、Li)及成矿金属浓度；

结晶作用的最小压力； 结晶时的近似温度；

斑晶结晶时出溶流体的证据；

共存的出溶流体的近似(和部分)组分； 岩浆混合的证据； 花岗岩中熔体相组成； 岩浆/火山作用地质年代表。

2) 地幔岩石学研究中的流体包裹体

地幔捕掳体橄榄石和辉石内包裹体捕获有CO2以及硅酸盐玻璃、固化硫化物熔体和碳酸盐

应用：

包裹体内微量气相组分_上地幔氧化态信息；

熔融包裹体_上地幔硅酸盐-硫化物-碳酸岩不混溶关系信息 ； 流体包裹体温度和压力_捕获或再平衡温度和压力条； 3）变质岩石学研究中的流体包裹体 应用 ：

确定变质作用的压力、温度和流体组成； 混合岩－麻粒岩相岩石成因；

高压－超高压变质带(蓝闪石-榴辉岩相岩石)作用和演化； 接触(热)变质带流体演化；

退变质作用和流体-岩石相互作用； 退变质P-T轨迹和变质岩区隆起史； 4）沉积岩和油气盆地研究中的流体包裹体 沉积盆地热-流体演化史；

对油气藏的迁移和成熟度的指示 5）构造地质研究中的流体包裹体 FIP－流体包裹体面

不同的FIP中的流体包裹体代表了捕获于特定阶段中的流体，从而获得不同构造变形阶段流体信息特征。

6）古环境重建研究中的流体包裹体

例：美国Kansas西部二叠纪Nippewalla群内石盐中原生流体包裹体 浅表水古温度的变化与当今环境基本一致 古温度具有季节性或年度变化 7）生命起源研究中的流体包裹体

例：大利亚Pilbara地块约35亿年热液硅质脉体内富甲烷流体包裹 包裹体流体含微生物成因甲烷，其碳同位素组成<-56?

热液硅质脉体形成于34.6亿年，将产烷微生物出现时间提前了700百万年 8）地球外物质研究中的流体/熔融包裹体

例：H5球粒陨石中石盐和钾盐内含有水溶液包裹体（Monahans，1998） 包裹体流体以NaCl和KCl为主，还有少量Fe、Mg或Ca

卤水的来源：1) 内部来源_小行星内的流体； 2) 外部来源_含盐冰晶进入小行星表面

思考题：

1. 流体包裹体的捕获及形成后的变化

2. 流体包裹体常用分析方法 3. 典型矿床流体包裹体特征

第四讲 实验地球化学

1.定义： 实验地球化学主要是在实验室内模拟地球内部发生的反应，这些实验条件涉及的压力是1～1,000,000atm，温度是地表温度至几千摄氏度以上 (McGraw-Hill地质科学百科全书)

实验地球化学是地球化学的一个研究领域，它应用化学原理和现代实验技术，在实

验室中模拟自然条件，研究地球化学过程中元素的行为和化学反应的机理 (中国大百科全书-地质学卷)

2.高温高压试验

高温：温度测量(热电偶)

高压:高压的产生，非自紧式密封、自紧式密封、

压力的测量：弹簧管压力计

常用高温高压设备：高压釜（热熔器）、冷封口高温高压水热设备、快速淬火容器、流动式反应装置、扩散淋滤反应装置、摆动式定容热液反应体系、内加热高压设备、静态超高

压装置(对顶高压装置、金刚石压腔)

水热反应中逸度的控制－氧逸度、H-O-S体系气体逸度、HF逸度

3 板块俯冲过程中流体的释放

板块俯冲－物质与流体的循环、板块俯冲-岩浆作用、流体的迁移、含水“幕”的形成 大洋岩石圈俯冲－脱水－交代地幔楔－岛弧 俯冲工厂：初始物质:大洋物质■地幔物质

产物:岩浆/火山■挥发分／矿石■大陆地壳 残余物:化学改造的板片■脱离的下地壳

水溶液流体中SiO2溶解度:温度和压力的影响 水溶液流体中硅酸盐溶解度:组分的影响

与含水熔体共存的水溶液中硅酸盐溶解度 :上地幔压力、温度、组成、 俯冲带高温高压实验的意义：造山带型金矿床成矿模式、

4 热水溶液中矿物的溶解度

热液中金属的溶解度受控于多项因素，但主要受流体的pH和氧逸度；

矿物溶解度与矿石结构：极度过饱和：胶状颗粒

高度过饱和：树枝状和放射

中度过饱和：双晶和漏斗状晶体 低度过饱和：粗糙和不平整晶面

近平衡：等轴或长轴状晶体

氯在花岗质熔体和流体间的分配

氟在花岗质熔体和流体间的分配

氯(氟)在岩浆演化过程中对金属元素的活化与搬运

花岗岩型铌钽矿床岩浆成因的实验证据（F）

对与岩浆作用有关矿床的主要围岩蚀变的解释

硫在热液中的行为

金在热液中迁移方式实验研究 高压下矿物的溶解度

5 流体体系热力学性质

人工合成流体包裹体-实验技术

6 硫化物体系相关系

Fe-Zn-S体系：闪锌矿地质温度计 与FeS平衡的闪锌矿中铁的含量可用于确定矿物的形成温度 干体系

Fe-Zn-S体系：闪锌矿地质压力计 闪锌矿＋磁黄铁矿＋黄铁矿组合中的闪锌矿成分和压力关系密切

闪锌矿地质温度和压力计的应用实例、注意事项

思考题

1. 实验地球化学高温高压实验技术是如何获得的？ 2. 硫、氟、氯等在热水溶液中的行为与作用 3. 硫化物地质温度计与地质压力计

第五讲 热液中成矿元素的迁移与沉淀

1.热液中金属元素的可能迁移方式 当金属元素以简单离子或分子形式存在热液中迁移时，溶解量很低，尽管升温和降低pH能提高金属硫化物的溶解度，但是在高温(300℃)、强酸(pH=3)条件下，以简单离子存在于热液中的Pb、Zn等元素，溶解度依然＜1ppm，达不到成矿流体要求的最低含量远不能满足成矿所需最小浓度 。

金属主要以配合物(络合物)形式存在和迁移：

配离子又称为配位离子(coordination ion)-是由成分相对稳定的元素组成的原子团，称为基团。具有独立的化学和晶体化学性质，可以在一定物理化学条件下在固相、溶液或熔融相中稳定存在 ；由配离子形成的化合物称为配合化合物。

两类络合物：配位络合物和离子对络合物 配位络合物-配合物：由能形成高度共价键的金属和配位体构成，化学键有高度方向性，过渡金属(3周期)和As,Sb,Bi,Sn,Pb,Tl,Se,Ga,Al形成配位络合物

离子对络合物-离子对：包括一单个阳离子和一单个阴离子，它们之间完全靠静电引力即离子键结合。化学键具有非定向性，几何学特征很难限定，配体直接与金属离子接触，形成接触或内壳离子对，也可被水分子分隔，形成溶剂分离或外壳离子对。形成三、四甚至更高级次离子混合物。碱性、碱土、REE以及Sc、Y和锕系(U,Th)形成离子对络合物，阴阳离子具有大的电负性差。纯离子键和纯共价键之间存在连续性。

地下水热液含大量Na+、K+、Mg2+、Ca2+及Cl-、SO42-、CO32-、OH-。据HSAB，常以离子对形式存在，如NaClo、KClo、MgSO4o、CaSO4o、KSO4-、CaCO3o、MgOH-等。

元素形成酸碱配合物： . 硬-硬结合：各种氧化物、卤化物、碳酸盐、硫酸盐及羟基配合物等。硬酸W6+、Mo6+、U6+、V5+、Sn4+、REE3+和Fe3+等与F-、Cl-、O2-、OH-、SO42-、CO32-等离子键合而成。

. 软-软结合：硫化物、硫氢化物及硫代硫酸盐配合物等。软酸Cu+、Ag+、Au+、Cd2+、

Hg2+与软碱S2-、HS-、S2O32-等形成配合物

2.温度和/或压力变化对热液中元素沉淀的效应 （1）温度：

由于许多金属配合物的稳定性作为温度的函数而增加，因此流体冷却具有促使金属沉淀的效应；与等量的硫化物络合物相比，氯化物络合物的溶解度对温度变化更为敏感，因此降温对金属氯化物络合物的失稳效应更为显著；但在地壳深处，流体和岩石平衡共存于相同的温度下，热梯度很小冷却缓慢，这时温度下降一般不会形成金属矿床。

温度是氯化物络合物稳定性的主控变量

在H2S和HS-浓度较低的中到弱酸性溶液中，降温对于呈氯化物络合物迁移的金属元素的沉淀特别有效。因为这些络合物对温度变化极端敏感。随温度降低、溶液冷却、硫化物溶解度降低沉淀，反应释放出质子(溶液酸度增大)：同时引起碳酸盐溶解。 温度是控制热液中铜溶解度的主控变量。

在近地表环境中，更可能发生成矿流体温度的迅速降低，这种情况下，冷却可能在矿石形成过程中起到重要的作用 ；海底环境流体温度急剧降低是金属沉淀的主要控制因素 -火山成因块状硫化物矿床形；

降温冷却对金属沉淀效应的影响因素 ：

温显著。但在地壳深部，流体与岩石处于平衡和相同温度， 热梯度小，冷却缓慢，降温沉淀效应减弱

体中成矿物质必须达到饱和，而运矿流体在到达矿床所在位

置时很可能是未饱和的(Barnes1979)

合物效果不明显

此单纯温度变化不是造成金属沉淀的最有效机理，多数情况下需与其它机理结合

（2）压力

压力变化不会显著影响金属配合物的溶解度，即使压力增大导致体积减小从而促使络合物解离为离子；

相对于金属络合物的溶解度，降压与降温效应恰好相反。降压本身不是与金属沉淀相关的过程。但当伴随降压发生沸腾或泡腾(boiling or effervescence)事件时，则另当别论。沸腾或泡腾作用对于金属沉淀特别重要，而它们是因压力降低所致。这种情况下，压力降低对矿石沉淀具有间接的影响；

压力影响金属配合物在溶液中的稳定性，但在压力变化不大时，这种影响可以忽略。压力增加很大时不可忽略 ；

增大压力时弱电解质(包括配合物)离解度增大，在研究海水中配合物解离稳定性时，必须考虑压力 ；

压力降低引起热液“沸腾”，不仅使溶液中金属浓度增大， 更重要的是使挥发组分从溶液中析出，流体中HF、HCl、 H2O等减小，残余溶液碱性增高，引起氯化物络合物的金属发生沉淀 ；

压力对于元素在熔体/溶液之间的分配施加重要约束：随压力增加，贱金属元素，Ce、Gd、Yb等在岩浆/热液之间分配系数减小，即低压下更易进入流体相。故地壳浅部饱和水岩浆中出溶的热液将含有高浓度金属；

对有气体参加的配合反应，压力降低促进含挥发分化合物分解导致矿质沉淀。 压力变化还影响碳酸盐配合物稳定性，是稀土元素矿物从热液中沉淀的原因之一。压力降低，稀土元素碳酸根配合物Na3[TR(CO3)3]平衡向CO2逸出方向转移，溶液中CO2浓度降低，[TR(CO3)3]3-解离度增大：

Na[TR(CO3)3] [TR(CO3)3]3-+3Na+ [TR(CO3)3]3- TR3++3CO32

TR3+没有[TR(CO3)3]3-稳定，适当条件下转为氟碳酸铈矿(Ce,La)[CO3]F

沉淀。Na+表现为钠长石或霓石化 ；

压力降低贱金属溶解度增大。Cu的溶解度增大程度远小于Fe等元素，暗示水力破裂引起成矿系统Fe、Zn与Pb向外迁移时，Cu在岩体内或其附近沉淀

压力降低对于脉石矿物溶解度的影响 :石英溶解度的压力效应很大随压力降低，溶解度降低。

3.流体的相分离、相混合的鉴别及对元素沉淀的效应 (1)相分离

高温下成分均匀的流体，当温度下降分离为两种或两种以上不混溶流体的作用。又称为不混溶作用。

沸腾是一种特殊的不混溶。在地壳上部，液体向气体的转变产生于流体压力降低之时—沸腾作用；在地壳更深部位，流体压力降低伴随泡腾(effervescence) 作用，或者H2O-CO2 一相混合物转变为H2O和CO2不混溶相 ;

由于剧烈地改变了金属-络合物稳定存在的环境使金属从成矿流体中淀出，因此相分离作用是金属沉淀的重要机理

不混溶作用对金沉淀的影响，主要是根据流体包裹体研究获知的。其中包裹体中CO2、CH4等成分的高浓度和它们在流体中有限的溶解度，是这一假说的基础 沸腾引起金属沉淀的主要原因是气体的逸离散失:一方面提高流体中金属元素浓度，造成矿质过饱和沉淀;另一方面，由于逸离气体主要为酸性组分，如CO2，H2S等，造成流体pH值上升和还原硫浓度增加，引起矿石沉淀.

沸腾造成矿石或蚀变岩石的垂向分带，浅成热液贵金属矿床形成过程中，乃因金属沉淀所需流体沸腾量的不同所致 :

贱金属富集于沸腾面下

银富集于沸腾面附近 金富集于沸腾面之上

沸腾形成垂向矿化范围大于水平矿化范围的矿床，如浅成热液冰长石-绢云母型矿床，主要产生在流体以垂向流动为主的系统中

沸腾广泛发生于浅成热液、斑岩铜钼及多金属脉状矿床中，是矿物沉淀重要机理，但在成矿中的作用有局限性：

矿化范围小。沸腾主要与围压及流体内压有关，发生于地壳浅部，矿化主要在沸腾面附近发生，矿质在小体积岩石中沉淀。同时等焓沸腾主要在300℃左右发生，形成的矿化品位高，强度大但范围小，规模小

矿化时间短。沸腾持续时间短，<5000--10000年，是短命的

(short-lived)(Brimhall,1987)。与一般热液矿床105-106a成矿持续时间相比短的多(Barnes,1979)，不易形成大规模矿化 。

相分离(沸腾)过程中气相成为部分金属继续迁移的介质

Cu(As,Au和B等元素)偏向进入蒸气相，其它元素偏向进入卤水相。 （2）流体混合

当不同成分或不同性质的溶液混合后，含矿热液系统状态会发生改变，破坏溶液的化学平衡，促使某些化学反应发生，从而产生矿物的沉淀

流体混合通过以下机理使金属从热液中沉淀：

稀释作用：一个较纯水与盐度高的水混合，使热液配位基浓度降低，驱动下述反应向右进行：

FeCln2-n+2H2S+1/2O2→FeS2+2H++H2O+nCl- 导致硫化物沉淀。

然而，在降低配位基浓度时，也会降低金属的浓度以及象H2S等物种的浓度。对于象FeCl0这样的配位基与金属具有1:1络合的配合物，稀释不会产生沉淀效果，对于有更高配位数的配合物，稀释的沉淀效果更为明显(Brimhall et al.,1987)

增加氧逸度和pH值

内华达Jerritt Canyon Carlin型金矿富Cl-CO2-H2S的建造水与下渗天水混合，引起流体中氧逸度增加，使Au(HS)2-分解导致溶解度大幅度降低而成矿

还原作用

奥林匹克坝Cu-U-Au矿石沉淀是混合过程中与Fe的氧化耦合的硫酸盐还原的结果(Haynes等,1995)。

液态不混溶

澳大利亚Howley脉状金矿床，一个CO2含量低的岩浆卤水初始是均一的，在与富碳氢化合物流体的混合过程中，产生不混溶作用，分离为一个含30-70％wt的CH4+CO2的流体和一个含30％wt NaCl的流体，从而引起矿石的沉淀(Matthai et al.,1995)。

混合实际上是一种广义水-岩反应，由于反应在流体与流体之间发生，因而反应速度比流体-固体之间的反应快的多，对矿质沉淀效果也更为显著 另一方面，由于混合多为循环热液体系的特点，因此影响范围大、持续时间长，在许多大-超大型矿床形成过程中对矿质富集起了重要作用 -超大型矿床形成机理时，对流体混合应给予充分重视

（3）沸腾与混合作用的鉴别

沸腾和混合作用的确定主要赖于流体包裹体地球化学、同位素地球化学及矿物学等的进步 。

以克罗拉多Creede矿床为例(Hayba等,1985)，沸腾作用的标志：① 水力-热液角砾岩即爆破角砾岩的存在；② 同期包裹体气液比和均一温度变化范围很大，且含有“空”或蒸汽包裹体(empty and steam inclusions)，气体包裹体与高盐度包裹体共存；③ 沸腾面上下为绢云母化到冰长石化的热液蚀变。

混合作用的标志：

① 有重晶石等矿物的出现，② 较低的变化范围不大的均一温度；③ 沿垂向及水平方向成矿流体温度、盐度等系统地有规律地变化；④ 氧、碳等同位素研究表明，有两组以上不同化学特征的流体包裹体存在

流体包裹体研究所做的热焓/NaCl含量变异图

该图上，沸腾和混合都表现为线性关系，沸腾的特征是随热焓降低，流体盐度增高，斜率为负值。混合则表现为热焓降低较小，盐度降低幅度较大，斜率为较大的正值。

第六讲 微量元素

1.微量元素的分类及在地质体中存在形式

微量元素: 含量: <1000 ppm(10-6) 超微量元素: 含量: 低于ppb(10-9)级 （1）分类:

微量元素在周期表上位置:

过渡族金属: Sc, Ti, V, Cr, Mn, Fe, Co, Ni, Cu, Zn

稀土元素, REE: La + 14 元素 (Ce to Lu) 铂族元素, PGE: Ru, Rh, Pd, Os, Ir, Pt, Au

按微量元素在固相-液相(气相)中分配 相容元素：岩浆结晶过程(或固相熔融)中易进入或保留在固相中的微量元素。“喜欢”固相； 不相容元素：岩浆结晶过程(或固相熔融)中不易进入固相，而保留在与固相共存的熔体或溶液中，虽演化在液相中浓度逐渐增大，如Li、Rb、Cs、Be、Nb、Ta、W、Sn、Pb、Zr、Hf、B、P、Cl、REE、U、Th。“喜欢”液相或气相 不相容元素 大离子亲石元素(LIL)(低场强元素)：K、Rb、Sr、Ba、Cs。离子电荷<3，易溶于水； 高场强元素(HFS)：Th、Nb、Ta、P、Zr、Hf、HREE。离子电荷>3，不易溶于水

(2)微量元素在地质体中存在形式

2.微量元素地质温度计的原理与应用

3.举例说明岩浆作用过程中微量元素是如何富集成矿的

（1）岩浆过程

平衡部分熔融过程微量元素变化的主要特征:不相容元素在熔体中富集， 分配系数越小，富集程度越高； 部分熔融程度越低，富集程度越高 ；不相容元素在残留不相容元素在熔体中富集， 分配系数越小，富集程度越高； 部分熔融程度越低，富集程度越高 ；不相容元素在残留

分离结晶作用-铬铁矿形成

岩浆熔离作用-岩浆硫化物矿床（可根据分配系数详述）

(2)热液过程

流体/熔体分配系数

Pb, Zn, Ag,Fe的分配系数呈现随流体氯度增加线性增大的趋势(DPb=6×mCl, DZn=8×mCl,DAg=4×mCl, DFe=1.4×mCl, mCl是Cl的摩尔浓度(molinity of Cl)，表明这些元素主要以Cl的络合物溶解于流体中。氧逸度和熔体组成都不能明显改变这一趋势

W的分配系数一般随氯度增加而增大。Sn的流体/熔体分配系数高度可变，也随着流体氯度增加而增大(DSn=0.3–42, DW=0.8–60)，并随氧逸度或熔体过铝度减小而降低

Mo, B, As, Sb和Bi的分配系数在盐度低(Cl浓度=1-2mol/kg)达最大，

流体相的氯度是决定许多元素流体/熔体分配系数最重要的因素，氯度增加有利于Na、K、Pb、Zn、Ag、Fe和Mn进入流体相。Sn和W分配还受其它因素如熔体组成和氧逸度等的显著影响。Mo、B、As、Sb和Bi的分配系数在硅酸盐熔体和低氯度似流体的气相中最大，表明其它配位体如OH对于这些元素所起的作用，而这些配体的活度又直接受流体氯度或密度影响。当有非Cl的其它配体如S物种存在时，Cu的分配系数会显著增大而偏爱进入流体相中。

元素的气相/液相 分配系数

气相金属含量与Na含量标准化对液相金属含量与Na标准化比值。B, Cu, As, Au比值＞1，相对于Na，偏向分配进入气相。与Cl形成氯化物络合物的偏向富集于液相随着热液S的增加和酸性 增强，Au和Cu等元素进入气相的程度得到强化。

第七讲 稳定同位素研究在矿床学中的应用

原理篇

稳定同位素研究内容和目的 同位素的定义和分类 稳定同位素分析方法 应用篇

几种典型地质体的稳定同位素变化-物质来源 水的类型及成矿流体来源判别 水-岩相互作用

热液体系的硫同位素分馏 同位素地质温度计 硼同位素

拓展篇：非传统稳定同位素分析与应用 铁同位素

思考题

1. 稳定同位素测试分析方法

2. 氢氧同位素组成与成矿流体来源 3. 同位素地质温度计的原理及运用前提 4. 非传统稳定同位素在矿床学中应用前景

铼-锇同位素 氦-氩同位素 一．原理篇

1. 稳定同位素研究内容和目的

矿床学中稳定同位素研究内容和目的：研究元素(H、C、O、S和N等)的稳定同位素在自然界(岩石圈、水圈、生物圈、大气圈及星体)的丰度及其变化机理和化学行为，从而指示物质的来源、迁移过程及条件。

利用稳定同位素研究，解决：①成岩成矿物质源区；②成岩成矿地球化学过程与机理；③矿物岩石形成温度条件 2. 同位素的定义和分类 1）定义：

I.原子由原子核和核外电子组成

II.A(总核子数)＝Z(质子数/原子序数)+N(中子数)

III.质子数相同而中子数不同的原子称为同位素，相同元素同位素化学性质相同 IV.等中子素：中子数相同不同元素 V.同质异位素：质量数相同的不同元素 2)分类：

I. 放射性同位素 II. 稳定同位素

放射成因稳定同位素：87Sr、 206Pb

天然的稳定同位素：H和D、13C和12C、 18O和16O、34S和32S

地质上研究得较为透彻的稳定同位素是轻质元素 (H, C, N, O, S)；最近由于分析仪器精度的进步，使得可以对重质元素开展工作 3）同位素效应：同位素质量差造成 同位素分馏-----

I．物理：蒸发；扩散 II.化学交换反应

III.动力学 – 非平衡过程：反应速率；生物过程 4）同位素分析结果的表达

同位素比值R(重同位素原子丰度/轻同位素原子丰度)：D/H、13C/12C、18O/16O和34S/32S。 R极难测准：同位素分馏；同位素比值变化较小

相对测量法：将待测样品的同位素比值与标准物质的同位素比值进行比较。 δ 值：

例如：

PDB对SMOW：氧同位素的两个标准

沉积岩石学和沉积成因矿床学中，有学者常将获得的氧同位素表示成与PDB碳酸盐 标准相对值！

氧同位素PDB对SMOW的关系：

3. 稳定同位素分析方法

1）样品制备：从固相、液相→气相

2）仪器：质谱仪----原理

①氢同位素制样方法

2H2O+U=2H2+UO2

质谱分析H2 H2O+Zn=H2+ZnO ②氧同位素制样方法 I. 水：CO2-H2O平衡法

II. 碳酸盐：磷酸法

III.五氧化溴法：

③碳同位素制样方法: 碳酸盐矿物---质谱分析CO2

样品:硅酸盐、氧化物 质谱分析CO2

I. 磷酸法:

3MCO3+2H3PO4 =3CO2+3H2O+M3(PO4)2 II. 低温(150℃) BrF5法

3CaCO3+3BrF5→ 3CaF2+3BrF3+3CO2+2/3O2 ④硫同位素制样方法

硫化物直接氧化法---质谱分析SO2 MS + CuO = Cu2O + MO + SO2 3）微量和微区稳定同位素分析 激光探针

SIMS/SHRIMP 二．应用篇

1．几种典型地质体的稳定同位素变化-物质来源

2. 水的类型及成矿流体来源判别：

初生水：未参加过水循环，在地球形成时就存在 δ18O=7?， δD=-48?

变质水： δ18O= 5~ 25?， δD= -20 ~ -65?

(原始)岩浆水： δ18O= 5.5 ~ 9.5?， δD= -40 ~ -80?

成矿流体的氢氧同位素组成:I.矿物包裹体直接测定法;II. 同位素平衡温度计算法 成矿热液氧同位素演化：如，大气降水造成同位素交换

古热液系统演化：

热液碳酸盐与流体来源：

例: 13C/12C比值与18O/16O比值呈正相关关系： 原因：

(1) 两种不同NaCl浓度的流体混合造成方解石沉淀;

(2) 温度效应与CO2释气或流体-岩石反应共同作用使得方解石从富含H2CO3的流体中沉淀。 3.水-岩相互作用

4.热液体系的硫同位素分馏

热液中溶解含硫原子团之间存在硫同位素分馏，热液矿物的硫同位素组成是热液中总硫同位素组成、 fO2、pH、离子强度和温度的函数，即： δ34S= f(34S∑S, fO2, pH, I, T)

因此，热液矿物的硫同位素组成不仅取决于其源区物质的δ34S值，而且取决于含硫物质在热液中迁移和矿物沉淀时的物理化学条件。这一模式即著名的大本(Ohmoto)模式:

I.在高温（T>400℃）条件下，热液体系中硫主要为H2S和CO2。热液全硫(∑S) 的δ34S值可表示为:

式中XH2S 和XSO2 分别是热液中H2S 和SO2相对于总硫的摩尔分数

II. 在中低温（T<350℃）条件下，热液体系中硫以硫酸盐SO4和H2S为主，其同位素组成可表示为：

在高fo2条件下形成的硫化物比热液的δ34S值要小很多。只有在低fo2和低pH条件下，硫化物的δ34S值才与热液的δ34S值相近。

pH=6条件下，fO2= -37, 硫化物的δ34S值=热液δ34S值 fO2= -34, 硫化物的δ34S值 (-20) << 热液δ34S值

热液总硫同位素组成的确定: 在热液体系条件下，不能简单的用某种矿物的硫同位素组成来代表热液的组成，并以此来推测体系的硫源。 在温度>200°C的热液中，H2S与SO42-的存留时间足以达到硫同位素平衡，因此虽然单个硫物种的δ34S值不能代表源区的值，但热液δ34S值可代表其源区的硫同位素组成。热液的δ34S值可通过大本模式来估算。

根据矿物沉淀时的化学环境来估计热液的硫同位素：

I.在高氧逸度条件下（出现重晶石或重晶石-赤铁矿-磁黄铁矿-黄铁矿组合）：重晶石的δ34S值相当于或略大于热液的δ34S值； 硫化物（如黄铁矿）的δ34S值则显著低于热液的δ34S值；

II. 在低氧逸度条件下（以出现石墨和磁黄铁矿为标志），磁黄铁矿的δ34S值大致相当于热液的δ34S值；

III.在中氧逸度条件下（黄铁矿-磁黄铁矿-方解石组合或黄铁矿-磁黄铁矿-方解石-石墨组合，黄铁矿的δ34S值大致相当于热液的δ34S值；

对一些高氧逸度的岩浆热液体系，SO2是主要的硫氧化物种，当温度冷却到400°C以下时，SO2会发生岐化反应，生成SO42-和H2S： 岐化反应发生时，会发生硫同位素分馏，HSO4-硫同位素增高，H2S硫同位素降低。

4H2O+4SO2=H2S+3H++3HSO4-

这一点对于一些斑岩型矿床的硫同位素数据的理解很重要。 5.同位素地质温度计 1）原理

2）适应性：共存矿物相间达到同位素平衡 ①硫同位素地质温度计

②氧同位素地质温度计

③碳同位素地质温度计 ④氢同位素地质温度计

3）同位素地质温度计的灵敏度

4）同位素地质温度计使用注意事项

5）硼同位素

测试样品：电气石、全岩 测试方法：

负离子法，1?~2?; 正离子法，0.5?； 离子探针，2?

? 硼同位素较多的应用于块状硫化物矿床的研究中；

? 硼同位素组成的变化主要反映了源岩成分的控制，其次形成温度、水/岩比值、海水混染和区域变质作用等也有一定影响；

? 硼同位素用于指示岩浆-热液演化以及热液蚀变过程 自然界中硼同位素组成:蒸发岩：

蒸发沉积硼酸盐硼同位素组成变化大：

海相硼酸盐δ11B= +18 ~ +32?, 平均值+25‰ 非海相硼酸盐δ11B= -31 ~ +10?, 平均值-4?

块状硫化物矿床中电气石总的δ11B值变化范围为 -27 ~ +18?

三．拓展篇：非传统稳定同位素分析与应用----分析仪器：LA-MC-ICP-MS

1. 铁同位素

我国与世界其它地区BIF一样磁铁矿强烈富集重铁同位素，菱铁矿富集轻铁同位素，δ56Fe负值，少量典型Superior型BIF亏损重铁同位素.

溶液中Fe2+被氧化成Fe3+的过程可产生明显的铁同位素分馏，首先氧化沉淀的铁氧化物强烈富集重铁同位素，随着沉淀比例增大，铁氧化物的δ56Fe值逐渐降低，最后沉淀的为较低负值。

BIF普遍富集重铁同位素，指示海洋中溶解Fe2+浓度很高，只有部分Fe2+氧化形成了磁铁矿，而且磁铁矿等沉淀消耗的铁能够得到不断地补充。铁同位素也证明BIF是由海底喷气作用形成的。

不是所有BIF的δ56Fe值都是高正值，南非Kuruman 和澳大利亚Hamersley 等典型Superior型BIF的δ56Fe值多为负值，与Algoma型BIF的δ56Fe值显著不同，揭示了不同类型BIF的成因联系和差异.

Algoma型BIF可能代表了早期阶段从海水中沉淀出来的部分铁，Superior型BIF则代表了晚期阶段从海水中沉淀出来的部分铁。Algoma型与Superior型BIF属于同一个成矿系统。

Algoma型BIF空间上距离火山活动中心更近，形成于更加还原的深水环境，形成时间稍早，具有相对较高的δ56Fe值；

Superior型BIF空间上距离火山活动中心更远，形成于更加氧化的被动大陆架浅水环境，属于热液活动在深水区沉淀形成Algoma型BIF之后，海洋中剩余溶解铁迁移到浅海环境进一步氧化沉淀的产物，沉淀铁所占份额明显增加，Superior型BIF具有相对较低的δ56Fe值。

铼-锇同位素

Re有两个同位素，185Re和187Re

Os有7个同位素，184Os、186Os、187Os、188Os、189Os、190Os和192Os，其中186Os和187Os为放射性衰变产物，186Os由190Pt通过α衰变而成，187Os由187Re通过β衰变而成；

某些地幔和地壳岩石储库的187Os/ 188Os 比值和γOs(t)值

现代大洋底块状硫化物矿床的Re-Os同位素研究 金矿床的Re-Os同位素研究

氦-氩同位素

适合分析的矿物：黄铁矿、黑钨矿、毒砂、石英、萤石等； 黄铁矿中流体包裹体保存原始He-Ar同位素组成较好，石英有扩散，但同位素比值保持不变（胡瑞忠等，1999）

成矿流体中三种可能的惰性气体来源(Burnard et al., 1999)： 大气饱和水（海水、大气降水等）：3He/4He=1.39*10-6=1Ra, 40Ar/36Ar=295.5; 地幔脱气：3He/4He=7~9Ra, SCLM=6~7Ra, 40Ar/36Ar>40,000; 地壳放射成因：3He/4H<0.01Ra；40Ar/36Ar>45,000; 可以有效区分成矿流体中是否有地幔组分的加入

第八章 放射性同位素（绝对年龄测试）

相对年龄法指根据地层与侵位的关系、古生物判断相对年龄大小。

原理篇

1、放射性同位素的衰变

原子序数＞83，质量数＞209的同位素都是放射性同位素。

衰变种类：1、α-衰变（释放α质点或4He）2、β-衰变（中子分裂为质子和电子，并释放电子，新核素质量数不变核电荷数加一）3、电子捕获（从外层捕获电子并与质子结合形成中子，新核素质量数不变核电荷数减一）4、重核裂变（238U、235U、232Th）

2、同位素地质年代学的基本原理

同位素衰变性质（ppt15）；衰变定律：

；半衰期：（ppt17）

子体数量：；基本公式：（推导过程ppt20）；

测年前提：选用适当半衰期的放射性同位素体系、已准确测定衰变常数、有高精度的同位素制样和质谱测定技术、测定对象处于封闭体系。

3、常用同位素年代学测试方法（ppt23）

87Rb-87Sr法（ppt24-33）---钾长石、白云母、锂云母、天河石、铯榴石、海绿石、钾盐、光卤石

40K-40Ar法（ppt34-36）、40Ar-39Ar法（ppt37-38）---角闪石、黑云母、白云母、高温碱长石

147Sm-143Nd法（ppt39-40）---萤石、黑钨矿、黄铁矿、方铅矿

U-Th-Pb法（ppt41-45）---沥青铀矿、晶质铀矿、钍石、锆石、独居石、榍石、磷灰石 187Re-187Os（ppt46-53）---辉钼矿、幔源硫化物、黑色页岩、玄武岩、热液成因硫化物、超基性岩（适用性逐渐降低）。

4、实验仪器及微区原位分析

固体同位素质谱计：MAT-262----87Rb-87Sr、187Re-187Os、Pb同位素比值；

IsoProbe-T----U-Th-Pb、147Sm-143Nd、87Rb-87Sr、187Re-187Os，也可测定碱金属、碱土金属族的其他元素（如Li、Ca、Mg）和过渡族元素（如Cu、Fe、W、Pt）等同位素

高分辨率二次离子探针质谱计SHRIMP----锆石微区原位年龄测试

应用篇（实例居多）

1、矿床学研究中常用年代学测试方法

热液矿床定年（ppt63-65）

2、Rb-Sr法确定矿床形成年龄（ppt66-93）

关于黄铁矿Rb-Sr法定年的问题及解决方法（ppt79、80）

3、Sm-Nd法确定成矿年代（ppt94-108） 4、U-Pb法确定成矿年代（ppt109-126） 5、Ar-Ar法确定成矿年代（ppt127-139）

6、Re-Os法与典型矿床成矿时代（ppt140-160） 7、热液矿床流体包裹体年代学（ppt161-165）

包裹体寄主矿物：石英（主）、萤石、方解石、闪锌矿、方铅矿

包裹体提取方法：爆裂法、真空研磨法 测试技术：Rb-Sr、Sm-Nd、Ar-Ar 流体包裹体年代学局限性（ppt165）：寄主矿物中多期包裹体影响；成矿流体有时处于开放体系，不符合地质年代学工作前提；后期热事件影响，特别是造成Ar同位素不同程度的带入带出，并存在过剩氩，获得的年龄谱复杂而难以解释。

8、金属矿床年代学数据不一致性

不一致性原因：两期流体混合、矿物封闭温度

金属矿床定年无公认的成熟方法

以上由李兴辉、黄柯、李昌昊、陈晨、范晶晶同学总结，总结的比较乱，凑合看吧，仅供参考。

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