Sr-Nd同位素地球化学

火成岩Sr-Nd同位素地球化学特征~

前文展示了大兴安岭火成岩的常量或微量元素特征，并结合它们讨论了岩石的形成背景，推测了岩浆来源。火成岩的Sr-Nd同位素体系能更准确地反映岩浆的物质来源和源区特征。为了更多地了解大兴安岭花岗岩和火山岩的锶、钕同位素组成，本书尽可能地收集该区有关资料，尽管有些数据不配套，但从表5-13中所展示的Sr、Nd初始值来看，它们十分接近，并不随时间演化而改变，而且集中在一个非常小的区间，ISr值为0.7041～0.7087，集中在0.704～0.705 之间。εNd（t）大部分为正值，集中在1～4之间，个别为-3，εSr大多集中在0～20之间（表5-13）。从图5-27中可以看到，低的87Sr/86Sr值和正的εNd（t）值使这些点集中在原始地幔附近，反映有来源于原始地幔的物质参与了花岗岩的形成，而且从早中生代到晚中生代，如此集中的Sr、Nd同位素分布意味着地幔源区长期的均一性。表5-13的数据主要取自西拉木伦河以北的大兴安岭，其面积约30000km2，即华北克拉通北缘古生代陆壳增生区，这里的地幔源区是新生的，未受到明显的陆壳混染，不同于华北克拉通中生代富集的岩石圈地幔。

表5-13 大兴安岭花岗岩-火山岩的Sm-Nd，Rb-Sr同位素资料

注：*ISr=0.7071引自张敏（1986），内蒙古八〇一碱性花岗岩稀有稀土元素和氧同位素地球化学（硕士论文）；林西县马鞍子黑云母正长花岗岩年龄据沈阳地质研究所；浩布高乌兰坝为钾长花岗岩；兴安盟布敦花为斜长花岗岩。
上文从火成岩岩石和元素组成的角度讨论了岩浆形成的构造环境和物质来源，得到一个轮廓性的认识：火成岩形成在板内、非造山的伸展环境下，在一个长期相对稳定的环境中，有持续供给的岩浆，有比较充分的时间完成深部岩浆房中岩浆的分离和结晶分异作用。在壳幔混熔岩浆形成过程中除了有陆壳物质的重熔，北区有来自未经混染的原始地幔物质参与，南区喀喇沁地区则有来自富集岩石圈地幔物质的参与。早中生代更多地显示陆壳物质的重熔，形成一套白云母花岗岩，以及下地壳基性岩石重熔的闪长质岩石（详见第四章）。晚中生代，特别是早白垩世深源浅侵位的侵入岩和火山岩碱性增强，花岗岩更多地具有非造山的A型花岗岩特征，火山岩表现出双峰式特征，后期出现玄武岩喷发。总的显示伸展作用逐渐增强，岩浆来源不断加深的趋势。

图5-27 Sr-Nd同位素相关图

DM—亏损地幔；PM—原始地幔；HIMU—高μ地幔；EMI—Ⅰ型富集地幔；EMII—Ⅱ型富集地幔；1—花岗岩；2—火山岩

ISr与(87Sr/86Sr)i是一个概念，表示Sr同位素的初始比值。
εSr表示样品的87Sr/86Sr比值与所选用的87Sr/86Sr标准值的偏差，具体87Sr/86Sr标准值有好多种，一般常用球粒陨石的Sr同位素比值。
εNd与表示样品种的143Nd/144Nd与所选用的143Nd/144Nd标准值的偏差，标准值一般选用未分异的原始地幔的比值。
总之这些参数I或i表示初始比值，ε表示样品比值与标准比值的偏差。I值都是正值，而ε可能为负值。
这些概念一般在地球化学的同位素地球化学内容里都能找到。
要深入了解他们的具体含义以及数值大小所表示的地学意义，可以查阅地球化学一书。一般的地质院校都有这样的教材。出版社出此类的书有地质出版社、高教出版社、科学出版社等等。
希望这些能对你有所帮助。

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

图6-22 石碌矿区富铁矿矿石、赋矿围岩ε_Nd(t)与主要成矿元素Fe(FeO+Fe₂O₃)，Co，Cu和SiO₂图解

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)

---

石门县19375245197： 关于Sr - Nd同位素体系最近看文献,老出现Isr(也写成(87Sr/86Sr)i)、εNd、εSr及(143Nd/144Nd)i,(87Sr/86Sr)i不同于εSr,εNd也不同于(143Nd/144Nd)... - ？
紫制小儿：[答案] ISr与(87Sr/86Sr)i是一个概念,表示Sr同位素的初始比值. εSr表示样品的87Sr/86Sr比值与所选用的87Sr/86Sr标准值的偏差,具体87Sr/86Sr标准值有好多种,一般常用球粒陨石的Sr同位素比值. εNd与表示样品种的143Nd/144Nd与所选用的143Nd/...

石门县19375245197： 关于Sr - Nd同位素体系？
紫制小儿： ISr与(87Sr/86Sr)i是一个概念,表示Sr同位素的初始比值.εSr表示样品的87Sr/86Sr比值与所选用的87Sr/86Sr标准值的偏差,具体87Sr/86Sr标准值有好多种,一般常用球粒陨石的Sr同位素比值.εNd与表示样品种的143Nd/144Nd与所选用的...

石门县19375245197： 岩浆混合作用主要有哪些识别标志复习题 - ？
紫制小儿： 岩浆混合作用的特征与识别标志:岩石组合、结构构造、矿物学、岩石化学、地球化学.1.在岩石组合上,它往往形成复合岩流、复合岩墙和复合杂岩体,其内各端元成分间往往具模糊的过渡带或具涌动的接触关系, 有时还发育反向脉; 2.在结...

石门县19375245197： 如何鉴定玻璃陨石 - ？
紫制小儿： 1、观察表面法 玻璃陨石一般是呈不规则的形态,其次陨石在降落过程中穿过大气层发生摩擦产生高温,因而陨石表面有燃烧过形成的一层黑色熔壳以及气流摩擦留下的气印,同时还具有流纹或流线构造.2、吸铁石是实验法 玻璃陨石基本分为...

石门县19375245197： 稳定同位素的地球化学应用领域 - ？
紫制小儿： 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...

石门县19375245197： Sm、Nd、Rb、Sr浓度,以及87Sr/86Sr和143Nd/144Nd比值来计算出87Rb/86Sr及147Sm/144Nd的比值 - ？
紫制小儿： 这有一个经验公式 87Rb/86Sr=Rb(ppm)/Sr(ppm)*2.8956147Sm/144Nd=Sm(ppm)/Nd(ppm)*0.60456 当然如果要计算的话, 只需要按照公式 87Rb/86Sr=(Rb*Ab 87Rb*W Sr)/(Sr*Ab 86Sr*W Rb) 其中,Ab为元素丰度,W为Rb,Sr的原子量,由于...

石门县19375245197： 地球化学常用的进行地质年代确定的手段有哪几种 - ？
紫制小儿： 锆石U-Th-Pb定年 全岩-单矿物Sm-Nd等时线定年,Rb-Sr等时线定年,Lu-Hf等时线定年 上述几种方法适用于中生代-太古代样品.其中Rb-Sr由于化学性质相对活泼,误差较大. Ar-Ar定年:该方法适用时间范围从千年尺度到古生代. C14法:主要用于考古等. 还有U-Th不平衡:千年尺度.

石门县19375245197： 地球化学的分支学科 - ？
紫制小儿： 基于研究对象和手段不同,地球化学形成了一些分支学科. 通过对成矿元素和相关元素在不同地质体及区带的含量和分布研究,找出异常地段,以便缩小和确定找矿及勘探对象.除直接为矿产资源服务外,它也是环境评价及国土规划的重要参考.地球化学的一些重大成果是各分支学科综合研究的结果.如陨石、月岩与地球形成的同位素年龄的一致,表明太阳系各成员形成独立宇宙体的时间是大致相同的.又如微量元素和同位素研究,导致发现地幔组成的不均一性(垂向的和区域的),提出了双层地幔模型,加深了对地球内部的认识.天体化学、微量元素和同位素地球化学研究,还为新灾变论提供了依据.

石门县19375245197： 从碳原子的化学性质来看由于 - ------- - 可以说,地球上的生命是在碳元素 - ？
紫制小儿： 自然界中碳元素有三种同位素,即稳定同位素12C、13C和放射性同位素14C,14C的半衰期为5730年,14C的应用主要有两个方面:一是在考古学中测定生物死亡年代,即放射性测年法;二是以14C标记化合物为示踪剂,探索化学和生命科学中的微观运动

石门县19375245197： 稳定同位素在地质学中的应用 - ？
紫制小儿： 同位素地球化学及其在地学研究中的应用 汤倩 邸文(中山大学地球科学系) 摘 要:同位素地球化学研究进展显著,在地学研究中被广泛应用,目前主要应用于以下三个方面: 1.地质过程物理化学条件和环境指示; 2.同位素地质定年; 3.地球化学示踪.本文从综述的角度对同位素应用的理论基础、研究方法和应用及现状进行了较详细的阐述,并指出新的同位素Si、Li、B、Cl及过渡族Cu、Zn、Fe同位素的重要意义及其应用前景. 需要全文请加分并联系我:54506961