　同位素地球化学-酷问二

　同位素地球化学

的有关信息介绍如下：

　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2-7　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%,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。