硫同位素矿床地球化学 矿床地球化学
铜、铅、锌、汞、银、镍等许多金属矿石矿物均以硫化物的形式出现，其他的一些金属矿床中也有含量不等的硫化物，所以硫同位素地球化学在研究成矿物质来源、成矿模式等方面起着其他同位素不可替代的作用。
一、低温硫化物矿床
在岩浆温度下，反应一般迅速发生，并且多数系统看起来接近平衡。然而，在200℃以下，即使是在地质时间的尺度上，硫同位素平衡也是缓慢的，因此很少达到平衡，动力学因素占主导地位。两硫化物间或两硫酸盐间的同位素平衡比硫化物与硫酸盐间的平衡更易于达到。已证明硫酸盐-硫化物反应速率取决于pH（pH值低时反应更迅速）。另外，当中间价态的硫存在时平衡要快得多。推测这是因为相邻价态间的反应（如硫酸与亚硫酸间）迅速，但价态相差较大时（如硫酸盐与硫化物间）反应速率要慢得多。
图14-6 一些密西西比河谷型铅-锌矿的硫同位素组成
密西西比河谷型矿床提供了怎样用硫同位素来了解矿床成因的实例。这些矿床是在相当低的温度条件下形成的碳酸盐岩中的铅与锌的硫化物。图14-6说明了一些硫同位素的实际比值。它们可细分为富Zn与富Pb的两类。富Pb的与多数富Zn矿床形成于70～120℃之间，而一些富Zn矿床，如上密西西比河谷的那些形成温度高达200℃，尽管多数形成于90～150℃之间。
图14-7说明密西西比河谷型矿床成因的一般模式。多数情况下，金属和硫看起来起源于较远的沉积单元，也许特别是来自热的、建造水深循环的蒸发岩。在北美地区，多数这类矿床看起来形成于晚古生代阿巴拉契亚-Ouchita-Marathon造山运动期间或该运动后不久。矿物沉淀的直接原因在不同地方可能不同。氧和氢同位素数据表明热卤水流体与较冷低盐度地下水的混合在一些情况下可能是沉淀的直接原因。在其他情况下，如Pine-Point，流体中硫酸盐的还原可能导致沉淀（Ohmoto，1986）。硫化物在矿床沉淀前不久局部处于同位素不平衡。另外，不同含水层中分别含硫与含金属流体的混合可能也是其沉淀的原因。
硫同位素数据表明有大量可能的硫源。在许多情况下，硫明显来源于蒸发岩中的硫酸盐；在其他情况下，硫来源于由海水蒸发浓缩产生的卤水。在许多情况下，硫酸盐在高温下与有机质反应而还原（热化学还原）。其他情况下，可能是生物学还原。其他硫源包括来源于石油的硫化物。至少在一些矿床中，硫看起来具多来源。
密苏里东南区的硫同位素比值变化大，其δ34S与方铅矿中的Pb同位素比值相关。这说明有多个硫源。根据Pb和S同位素相结合的研究，Goldhaber等（1995）认为密苏里东南区的主成矿阶段是由几个含水层的流体混合产生的。他们认为Pb来源于Lamont砂岩（直接覆盖于基底之上）。该含水层中的流体由于赤铁矿的存在维持相当高的Eh，因此具低的硫化物浓度。这便可淋取并搬运Pb。同位素上的重S由硫酸盐蒸发岩的溶解、热化学还原产生并穿过上Bonneterre组的Sillivan粉砂岩，该粉砂岩覆盖于Lamont砂岩之上。Pb与同位素上的轻硫穿过Bonneterre组的下部。当流体由Sillivan粉砂岩的尖灭而被迫混合时便沉淀出PbS。
图14-7 密西西比河谷型硫化物矿床成因基本特征示意图
中国层控铅锌矿的硫同位素组成有如下特征：
1）硫同位素组成变化大，从富集34S的（δ34S以正值为主或全为正值）到富集32S的（δ34S以负值为主或全为负值）及处于两者之间的都有。
2）矿床的硫同位素组成受地层层位或岩性控制，共生硫化物的硫同位素组成均未达到硫同位素平衡，往往δ34S值的关系是方铅矿＞闪锌矿＞黄铁矿。
3）硫与铅同位素组成上存在一定的相关性，一些是正相关，另一些为负相关。
4）层控矿床中硫的来源非常复杂，有来自赋矿围岩的（海水沉积的、生物成因的），也有来自基底甚至是深部地壳或地幔，但多数层控矿床的硫主要来自海水硫酸盐，是细菌还原硫酸盐的产物（陈好寿，1997）。
中国湘西地区层控型或层状钨锑金矿床的硫同位素研究也表明矿区硫化物的δ34S值有明显差异，与矿层所处的地层层位有密切的关系，变化范围从-12.9‰（早前震旦系冷家溪群中的西冲矿床）到+40‰（晚前震旦系板溪群五强溪组中的羊皮帽、漠滨矿床）（张理刚，1997）。
二、中-高温热液矿床
多数热液硫化物矿床形成于200℃以上，一些主要是由岩浆期或岩浆期后热液作用形成的，如石英脉型、云英岩型钨矿与锡矿；一些是岩浆热液与大气降水热液相互作用形成的，如斑岩型的钨矿、铜矿、钼矿等；还一些主要由大气降水的循环加热所进行的交代蚀变作用形成，如金矿床；另外一些属接触交代作用形成的矽卡岩型矿床，如矽卡岩型铜矿、铁矿、钨矿。总之，成因复杂，由于岩浆成因上差异、围岩条件的千变万化及成矿物理化学条件的千差万别、成矿过程中硫同位素的分馏，可预见它们的硫同位素组成将存在明显的差别，反过来又可以利用这些差别来认识矿床的成因、指导找矿勘探工作。
（一）岩浆期后热液矿床
通常认为石英脉型钨矿床的矿化流体主要来自原始岩浆水（张理刚，1997）。华南16个石英脉型钨矿床中硫化物的δ34S值非常接近，均值接近于0，并且共生硫化物之间的硫同位素达到了平衡，计算得到的成矿流体的δ34S值为1‰左右，说明它们来自含钨花岗岩。
云英岩型、石英脉型锡矿的硫同位素组成变化小，硫与岩体的关系较密切，硫化物的δ34S在-5.3‰～+7.8‰之间（丁悌平等，1997）。
与岩浆活动有关的铅锌矿床的硫同位素组成一般变化较小，δ34S值或成矿流体总硫很多是在0左右，一般为-5.0‰～+5.0‰。代表性的矿床是南岭地区的水口山铅锌矿、湖南东坡铅锌矿、湖南桃林铅锌矿（陈好寿，1997）。
（二）斑岩矿床
斑岩型铜矿、钨矿、锡矿、钼矿在它们的不同成因类型矿床中占有重要的地位，以斑岩铜矿为例，其储量约占中国已探明铜储量的40%。
斑岩铜矿的硫同位素组成的特征是：
1）δ34S变化范围较窄，绝对值小，除个别矿床外，多数在-5.3‰～+5.5‰之间。
2）同一矿田内，矿床以及各种硫化物之间的δ34S值趋于一致，说明整个矿田可能具有统一的硫源。
3）中国斑岩型铜矿床的δ34S值与成矿岩体的时代有一定的关系：随着岩体形成时代由老变新，矿床的δ34S值变化范围表现出由宽变窄的趋向。
4）硫同位素组成在空间分布上具有明显的分带现象，围绕着斑岩体分布有一个环带状的硫同位组成变异晕，这种变异反映了矿物形成时的物理化学条件。
5）硫化物之间的硫同位素不平衡现象相当普遍，反映斑岩铜矿床的成矿过程是较为复杂的。
6）热液总硫的δ34S多接近于零，如多宝山矿床为-0.75‰，德兴矿床为-1.4‰～+0.48‰，小西南岔矿床为0，银山矿床为（+4±3）‰，铜矿峪矿床的为+10‰。
这些说明绝大多数斑岩铜矿床的硫是岩浆来源的，而铜矿峪矿床的硫可能是岩浆与地层混合来源的（陈民扬等，1997）。
以阳储岭和莲花山钨矿为代表的斑岩型钨矿，不同阶段硫化物的δ34S非常一致，均集中在0～+4‰之间，其成矿流体总硫的δ34S在0～+2‰之间，说明硫来自岩浆岩（张理刚，1997）。
（三）矽卡岩型矿床
矽卡岩型铜矿床硫同位素地球化学的特征是：
1）接触交代作用及火山热液作用形成的矽卡岩中的硫化物的δ34S值彼此接近，变化范围在-2.11‰～5.76‰之间，代表性的矿床如寿王坟、铜官山、宝山；混合岩化作用形成的矽卡岩及其矿床δ34S值最大，为+10.5‰～14.1‰；区域变质作用形成的矽卡岩中硫化物δ34S平均值为+1.9‰～+6.8‰。
2）矽卡岩型铜矿不同类型的矿化组合其δ34S值有一定差异，一般顺序由铁铜组合→铜铁→铜矿→铜钼→铜金→铜锡矿化组合，其δ34S值变化从+4.66‰→+2.41‰→+0.9‰→+0.31‰→-1.8‰。
3）单个矽卡岩型铜矿床的δ34S值一般比较集中，极差不超过10‰，与岩浆硫相近，其变化是由成矿过程中热液与围岩交代作用的程度决定；同一矿床晚阶段矿石硫化物的硫同位素组成表现出有地层中含硫溶液加入的特征，δ34S值趋向地层硫化物的δ34S值。
4）多数矽卡岩型铜矿床的δ34S值在空间上具有明显的分带现象，以侵入体为中心呈环带状分布。
5）绝大部分矽卡岩矿床的硫源来自成矿岩体，由岩浆接触交代作用形成的矿床其δ34S值与成矿岩体相近；而区域变质作用形成的矽卡岩其原始物质为海相古火山喷发沉积物，硫同位素组成上表现出有深成与生物两者兼有的特征；混合岩化作用形成的矽卡岩及矿物的δ34S值表现出生物成因的特点，反映硫主要来自受混合岩化影响的地层（陈民扬等，1997）。
接触交代型钨矿床在华南，产于燕山期花岗岩与中、上泥盆统灰岩的侵入接触带附近，主要为单一的白钨矿矿床，代表性的矿床有瑶岗仙、宝山、新田岭。少数为较复杂的黑（白）钨复合型矿床，以湖南柿竹园矿床为代表。柿竹园矿床中辉钼矿与辉铋矿的硫同位素组成在+1.4‰～+6.3‰之间。从早到晚，辉铋矿的δ34S值呈现明显的起伏变化，很可能与成矿流体的pH值变化有关。估计pH值偏碱性（7.5左右）时，成矿流体的总硫的δ34S值为+1‰左右，类似于脉型钨矿床（张理刚，1997）。
（四）深循环大气降水、变质热液型矿床
一些热液型金矿床、铀矿床、萤石矿床它们的形成年龄与所赋存的岩体年龄存在较大的时差，即明显较岩体年轻，涂光炽（1997）将它们划为改造型矿床。同位素研究表明它们的流体多数来自被加热的深循环大气降水或地层中的变质流体。
花岗岩型铀矿床的内带黄铁矿的δ34S值接近于花岗岩的硫同位素组成，说明热液中的硫可能来自岩浆硫，但一些可能有海相硫酸盐的硫混入；还有一些为负值，具生物硫的特征，可能与岩体的围岩地层有关；一些矿床从正到负的δ34S值均存在，变化较大，也说明了地壳硫的存在。一些火山岩型铀矿床的黄铁矿的硫同位素组成从-5‰到-20‰，看起来是大气降水淋滤有关岩石形成了成矿热液（李耀菘，1997）。
金矿床的硫同位素研究表明（王义文，1997）：
1）与太古宙绿岩建造有关的复成热液金矿床，其硫同位素组成受矿源层（岩）硫同位素背景值和变质相制约，它们的δ34S值接近陨石值，平均为-2‰～+6‰，共生硫化物之间基本达到了硫同位素平衡；与矿源层相比，矿石略富重硫。
2）沉积-变质热液金矿床的矿石硫同位素组成以变化大与远离陨石值为特征，δ34S平均为-13‰～+11‰；矿石硫同位素组成与容矿地层的硫同位素背景值有依赖关系。随着大气降水参与成矿作用，矿石的δ34S值急剧向负值方向演化。
3）受显生宙某些特定层位控制，又与花岗岩类侵入体有密切关系的复成热液金矿床，其硫同位素组成表现出明显的二重性，即一方面受区域性矿源层硫同位素背景值影响，在同一个金矿化集中区矿床硫同位素组成表现出某些地区性特征；另一方面矿石硫同位素组成又明显受花岗岩类侵入体影响，环绕侵入体呈现分带性。如龙水金矿区赋存于大宁花岗岩中的张公岭金银矿的平均δ34S值为+1.4‰，位于岩体接触带上的龙水金矿床的平均δ34S值为+0.5‰，而远离接触带的金矿点其硫化物的δ34S值可低至-12‰。
4）胶东地区与交代-深熔花岗岩（混合花岗岩）有关的混合岩化热液金矿床的硫同位素组成受矿源层（胶东群）硫同位素背景值（平均δ34S值为+7.4‰）影响。共生硫化物间的硫同位素分配达到平衡。多数矿床的平均δ34S值为+5‰～+12‰，计算得到的成矿流体总硫的δ34S值为+10‰，与玲珑混合花岗岩的硫同位素（平均δ34S=+9.5‰）基本一致。统计表明：胶东西北部石英脉型金矿床（玲珑式）的δ34S平均为+5‰～+7‰，黄铁绢英岩型（焦家式）金矿床的δ34S平均为+8‰～+12‰；δ34S值平均＜5‰的硫化物矿化多与银、多金属矿化有关。
5）重熔、同熔岩浆热液金矿床，不论其与中-酸性小侵入体有关，还是与火山岩、次火山岩有关，其矿石硫同位素组成皆具深源硫特征，绝大多数矿床的δ34S值平均为+1‰～+5‰。随着成矿作用接近地表，矿床的δ34S变异增大，当有大气降水参与成矿作用时，矿石硫同位素组成可发生巨大变化，向富集轻硫的方向演化。
6）热水溶滤金矿床以δ34S值变化大，可正也可负，但多数矿床以富集重硫为特征。同一矿床不同成矿阶段、同一矿床不同含硫矿物之间硫同位素不平衡，是近地表开放条件下形成的。
三、岩浆硫化物矿床
与基性-超基性岩有关的铜镍硫化物矿床是非常重要的一类有色金属矿产，尽管基性-超基性岩是由地幔物质形成的，产于其中的矿床也一直认是岩浆熔离矿床，为典型的岩浆矿床或叠加了岩浆期后热液成矿作用。但是，同位素地球化学研究表明成矿作用与物质来源并非完全与岩浆活动有关，它们是多成因的。分布于全球三大洲的五个超大型铜镍硫化物矿床的硫同位素组成表明：三个矿床的硫并非来自岩浆，而是来自超基性-基性岩石所侵入的围岩（涂光炽，1997）。
一些与基性-超基性岩有关的代表性铜镍硫化物矿床的硫同位素组成如表14-2所示。从所列数据可知，按其硫同位素组成可以分出两类：一类硫同位素组成与陨石硫的同位素组成有显著的差别，如四川的力马河、陕西煎茶岭、西伯利亚的诺里尔斯克；另一类矿床的硫同位素组成具有陨石硫的特征，世界上大多数基性-超基性岩中的铜镍硫化物矿床属此类（陈民扬等，1997）。
具有陨石硫特征的铜镍硫化矿床，尽管产于不同的地质构造单元、形成时代各异，其硫同位素组成却具有一些共同的特征：
1）各矿床的硫同位素组成变化小，多数矿床的在变化极差小于5‰。
2）同一矿床内不同类型矿石之间及不同矿物间硫同位素组成的差别很小，说明整个成矿过程是在高温条件下进行的。
3）围岩与岩体在硫同位素组成上一般具有明显的差别。
西伯利亚诺里尔斯克、中国陕西煎茶岭、四川力马河铜镍硫化物矿床的硫同位素组成明显不同陨石硫，说明它们有独特的形成机理。
表14-2 一些基性-超基性岩中铜镍硫化物矿床的硫同位素组成
诺里尔斯克铜镍硫化物矿床硫同位素组成上富集重硫，显著高于地幔硫的同位素组成。这说明矿床中的硫不是岩浆中本身固有的，是岩浆向岩石圈侵位过程中同化了围岩中的硫。其依据是该区泥盆纪—志留纪富含石膏-硬石膏；早古生代—晚元古代的含沥青岩层也是理想的硫源层；一些岩体尽管镍含量高，但因硫含量低（仅0.03%），没能形成矿床，镍几乎均以硅酸镍的形式存在于硅酸盐矿物中。
陕西煎茶岭铜镍硫化物矿床的赋矿岩体为蛇纹岩、滑石菱镁岩、石英菱镁岩及透闪石岩，原岩可能为纯橄榄岩和斜方辉橄岩。在岩体南侧及中部有后期的花岗斑岩岩株及钠长斑岩岩脉穿插，矿体群与钠长斑岩产状一致。矿石硫化物的δ34S值变化范围不大，平均为+8.95‰。变质超基性岩体中硫化物的δ34S值主要在+8.0‰～+13.2‰之间。后期酸性岩浆岩中浸染状黄铁矿及黄铁矿-磁黄铁矿细脉的δ34S值在+8.3‰～+13.1‰之间。而地层中的硫化物的δ34S值为+5.6‰+20.9‰。矿体、超基性岩体、后期酸性岩体及地层围岩在硫同位素组成上是相近的，说明富含黄铁矿的地层围岩可能是煎茶岭铜镍矿床及岩浆岩的硫源。Sm-Nd等时线揭示超基性岩形成于元古宙（927±49Ma），花岗斑岩的Rb-Sr等时年龄（400±44Ma）说明酸性岩体是要晚得多的加里东期岩浆活动的产物。酸性岩浆活动不仅同化混染了部分围岩物质，同时也可使地层围岩中的部分硫活化为挥发性组分；富含硫的岩浆热液沿裂隙进入超基性岩体中，与硅酸盐矿物反应形成镍硫化物（陈民扬等，1997）。
四、沉积硫化物矿床
中生代在中国东部大陆边缘活动带中形成了一系列断陷沉积盆地，堆积了以陆相为主的红色含盐、含油建造。在滇中、湘中南沉积盆地中形成了一些含铜砂岩型矿床，如云南大姚六苴、凹地苴、四川会理大铜厂（白垩系）、湖南麻阳九曲湾（白垩系）、常宁柏坊（白垩系）等铜矿。含矿层多赋存于盆地中含煤建造之上的杂色砂岩中，上覆红色含盐建造（陈民扬等，1997）。
以云南六苴砂岩铜矿为例，该矿床分布于滇中中生代红色盆地上白垩统马头组六苴段砂岩中。含铜建造出现在古气候由温湿含煤建造向干热含盐建造的转换时期。含矿地层岩性分层：下层为紫色中厚层状中细粒砂岩，底部为砾岩或砾石质粗砂岩；中部浅色层由灰白色粗粒砂岩，夹细粒砂岩与多层砾石质砂岩透镜体，铜矿体主要赋存其中；上紫色层为紫色中厚层状中细粒砂岩，夹砾石质及粉砂岩透镜体。矿体呈层状，透镜状沿层产出，金属矿物以辉铜矿为主，斑铜矿、黄铜矿、黄铁矿次之，以胶结物形式浸染于砂屑间。矿石呈条带状、层纹状、细粒浸染状构造，显示成岩作用生成。在后期成矿构造发育地段见脉状矿体分布于断裂带中，矿石呈斑点状、团块状、脉状构造，显示改造作用富集。矿质来源有古陆远源矿源岩和近源矿源层（赋矿层与上伏紫色层）。硫同位素研究表明，尽管样品采集点相距很近，彼此之间仅相隔数米至十余米，但它们的δ34S却变化很大，由最大值-14.7‰到最小值-30.9‰，极差达16.2‰。另一特征是，相对陨石硫富集32S，δ34S值都为大的负值。类似的特征在其他砂岩铜矿床也可见到，如牟定郝家河矿床的δ34S值在-2.0‰～-8.0‰区间内变化；会理大铜厂含铜砂砾岩矿床的δ34S值的变化范围为+0.2‰～-15.5‰。但是，并非所有砂岩型铜矿都是如此，例如滇南赋存于陡山沱组中的烂泥坪砂砾岩型铜矿床中五个黄铜矿标本，它们的δ34S值，除一个为-1.5‰较低外，其余均为正值，且变化大，富集34S，δ34S值在+6.2‰～+19.5‰之间。
硫同位素组成变化大的原因可能是生物作用的结果。自然界硫的氧化还原过程中，厌氧细菌起着重要作用，当厌氧细菌把硫酸盐还原为硫化氢的过程中，在室温条件和封闭系统环境中，由细菌还原硫酸盐产生硫化氢之的过程中同位素差别最大可达60‰以上，硫酸盐和硫化氢生成物还可继续以如下方式进行同位素交换：
同位素地质年代学与地球化学
这项交换反应与温度有关，在25℃时，其反应平衡常数为1.073，1000℃时降为1.006。自然界中这种同位素交换反应与氧化-还原作用是同步反复进行的，结果可以造成同位素分馏倍增，使细菌成因的硫化氢富集32S，其δ34S值在宽的范围内不规则地分布。
含铜砂岩形成时的环境有利于植物的茂密生长，这从矿区内上三叠统含煤建造的存在可得到证明，它们的残骸为细菌提供了生存条件，红色岩层中含铜层位的褪色现象可能就是在细菌还原硫酸盐时生成的硫化氢将当地的Fe2O3还原成FeO的结果：
同位素地质年代学与地球化学
这种褪色现象是相当可靠的找矿标志。关于这类矿床的成因认识比较一致，大多数研究者认为是同生沉积矿床或沉积岩中同生分散的铜经过后期聚集生成的矿床，但也有热液成因的见解。
矿床地球化学特征~
（一）岩石、矿石稀土元素地球化学特征
为了查明矿石中金属矿物的来源，本次工作对喇嘛苏矿石中的黄铁矿开展了稀土元素分析，分析结果见表4-4，同时还列出矿区花岗闪长斑岩、斜长花岗斑岩和灰岩的稀土元素成分（廖启林等，2002）。在稀土配分曲线图（图4-5）中，所有样品均富LREE，为右倾曲线。这说明该矿床中的金属成矿物质可能为多来源。
图4-5 喇嘛苏铜矿区岩石、矿石稀土元素配分曲线
（二）流体包裹体地球化学特征
关明珍等（1990）对该矿床开展了流体包裹体研究，其11件样品的流体包裹体特征和显微测温结果见表4-5。
1.流体包裹体特征
（1）结晶灰岩中无矿石英脉的流体包裹体特征：结晶灰岩中无矿石英脉中的流体包裹体比较发育，流体包裹体类型主要为气液两相包裹体，偶见纯液相包裹体。包裹体形态为椭圆形、负晶形和不规则形。包裹体大小为3～10μm，气液比为5%～10%。
（2）结晶灰岩中含矿石英脉中石英和方解石的流体包裹体特征：方解石中的流体包裹体比较发育，流体包裹体类型主要为气液两相包裹体，偶见纯液相包裹体。包裹体形态为椭圆形和负晶形。包裹体大小为3～15μm，气液比为2%～5%；
石英中的流体包裹体比较发育，流体包裹体类型主要为气液两相包裹体，偶见纯液相包裹体。包裹体形态为椭圆形和负晶形。包裹体大小为2～10μm，气液比为2%～5%。
表4-5 喇嘛苏铜锌矿床流体包裹体特征和显微测温结果
（3）无水矽卡岩中含矿石英脉石英和方解石中的流体包裹体特征：方解石中的流体包裹体比较发育，流体包裹体类型主要为气液两相包裹体，偶见纯液相包裹体。包裹体形态为椭圆形和负晶形。包裹体大小为3～10μm，气液比为5%左右；
石英中的流体包裹体比较发育，流体包裹体类型主要为气液两相包裹体，偶见纯液相包裹体。包裹体形态为椭圆形和负晶形。包裹体大小为3～5μm，气液比为5%左右。
（4）含水矽卡岩中含矿石英方解石脉的流体包裹体特征：方解石中的流体包裹体比较发育，流体包裹体类型主要为气液两相包裹体，偶见纯液相包裹体。包裹体形态为方形、长方形、椭圆形和负晶形。包裹体大小为1～5μm，气液比为2%～5%；
方解石中的流体包裹体比较发育，流体包裹体类型主要为气液两相包裹体，偶见纯液相包裹体。包裹体形态为方形、长方形、椭圆形和负晶形。包裹体大小为3～8μm，气液比为5%左右。
（5）斑岩体中含矿石英脉的流体包裹体特征：该类石英中的流体包裹体比较发育，流体包裹体类型主要为气液两相包裹体，偶见纯液相包裹体。包裹体形态为椭圆形、不规则形和负晶形。包裹体大小为3～5μm，气液比为5%左右。
2.流体包裹体的显微测温结果
11件样品的均一温度测试结果见表4-5，结晶灰岩中无矿石英脉的流体包裹体均一温度为120～209℃和176～246℃，平均为162℃和210℃；结晶灰岩中含矿石英脉的流体包裹体均一温度为127～209℃和129～190℃，平均为173℃和163℃；无水矽卡岩中含矿石英脉的流体包裹体均一温度为102～193℃和184～234℃，平均为169℃和213℃；含水矽卡岩中含矿石英脉的流体包裹体均一温度为160～281℃和158～207℃，平均为205℃和192℃；斑岩体中含矿石英脉的流体包裹体均一温度为176～241℃，157～275℃和189～267℃，平均为207℃，269℃和231℃。
根据上述流体包裹体特征，结晶灰岩中无矿石英脉、结晶灰岩中含矿石英脉、无水矽卡岩中含矿石英脉、含水矽卡岩中含矿石英脉和斑岩体中含矿石英脉中的流体包裹体具有类似的类型、形状、气液比。根据流体包裹体显微测温结果，从结晶灰岩中无矿石英脉→结晶灰岩中含矿石英脉→无水矽卡岩中含矿石英脉→含水矽卡岩中含矿石英脉→斑岩体中含矿石英脉，它们的流体包裹体均一温度大致逐渐增高，这说明从矽卡岩型矿化到斑岩型矿化，成矿温度逐渐升高。但总体来说，该矿床为一中低温热液矿床。
（三）同位素地球化学特征
1.硫同位素地球化学特征
该矿床的硫同位素组成见表4-6，δS34值为0.2‰～12.62‰，平均5.93‰，均为正值，以富集重硫为特征。与自然界的δS34值进行对比，得出该矿床的硫同位素分布特征与岩浆硫与沉积硫相似。鉴于矿区内的灰岩中含有层状黄铁矿-黄铜矿，斑岩体中及其内外接触带出现金属硫化物矿化，这说明，硫主要来自于侵入斑岩中岩浆硫和地层围岩中的沉积硫。δS34值变化范围较大，表明硫分馏时间长，成矿时间延续较长。
表4-6 喇嘛苏铜锌矿床金属硫化物硫同位素测试结果
2.氢氧同位素特征
（1）氧同位素特征：据杨军臣等（1998）的研究，矿区斜长花岗斑岩中的2件石英氧同位素δ18O矿物 值分别为10.55‰和18.24‰，按花岗岩浆固结温度为650℃，计算出岩浆水的δ18O水值分别为9.39‰和17.08‰；1件含黄铜矿磁黄铁矿矽卡岩中的石榴子石的氧同位素δ18O矿物 值为8.64‰，由于缺乏温度资料，按假设温度650℃，550℃和450℃分别计算得到的δ18O水 值分别为11.00‰，10.66‰和10.15‰，与计算出岩浆水的氧同位素值接近；2件含磁铁矿矽卡岩中的磁铁矿的δ18O矿物值分别为5.64‰和2.83‰，按假设温度550℃，450℃和350℃分别计算得到的δ18O水 值分别为13.12‰和10.31‰，12.14‰和9.34‰，11.51‰和8.70‰（表4-7），与计算出岩浆水的氧同位素值接近。这表明上述3件矽卡岩矿物是由花岗质岩浆的残余热液与围岩交代渗滤形成的。
表4-7 喇嘛苏铜锌矿床氧同位素组成
（2）氢氧同位素特征：图4-6为矿区氢氧同位素组成图解，其中投点1为含石英角砾矽卡岩中的石英，投点2和3为斜长花岗斑岩中的石英，投点4为含矿矽卡岩中的石榴子石，投点5为含方铅矿石英脉中石英，投点6为含铜石英脉中石英，投点7为片理化灰岩中顺层石英-方解石脉中石英。可见，在矽卡岩型成矿期和斑岩型成矿期，成矿流体主要为大气降水和岩浆水的混合，在成矿期后的不含矿石英-方解石脉阶段则完全是大气降水。
3.铅同位素特征
前人对喇嘛苏铜锌矿床铅同位素组成分析结果见表4-8。2件斑岩体全岩铅同位素组成206Pb/204Pb为18.062和18.375，207Pb/204Pb为15.307和15.582，208Pb/204Pb为37.367和38.089，μ为8.920和9.426；3件斑岩体中的长石206Pb/204Pb为18.460，18.439和18.6535，207Pb/204Pb为15.586，15.638和15.7840，208Pb/204Pb为38.636，38.699和38.5112，μ为9.43，9.53和10.105，ω值为39.15；21件矿石中金属硫化物的206Pb/204Pb为17.803～18.856，207Pb/204Pb为15.199～15.988，208Pb/204Pb为37.172～39.353，μ为8.735～10.170，ω值为37.35～41.44。可见矿石中铅同位素组成与斑岩体（斑岩体中长石）基本相同，说明两者铅源相同，即矿石铅主要来源于斑岩体。另外，矿石和斑岩体中的206Pb/204Pb，207Pb/204Pb，208Pb/204Pb，μ和ω值等均与陨石接近，这说明矿石铅属正常铅。
图4-6 喇嘛苏铜锌矿床流体包裹体δD-δ18O图解
表4-8 喇嘛苏铜锌矿床铅同位素组成
把上述铅同位素值投到Doe等（1979）显生宙铅同位素演化模式图（图4-7），在206Pb/204Pb-207Pb/204Pb图（图4-7a）中，该矿床的矿石铅同位素数据点主要落在造山带、下地壳和地幔范围，反映其铅来源的复杂性。在206Pb/204Pb-208Pb/204Pb图（图4-7b）中，该矿床的矿石铅同位素数据点也基本上落在造山带、下地壳和地幔范围，同样反映出其铅来源的复杂性。据此可以认为，该矿床的矿石铅主要来源于下地壳和地幔，在后期的造山过程中经历了改造。所有上述铅同位素特征表明，该矿床的矿石铅主要来自源于浅成的中酸性斑岩体。
图4-7 喇嘛苏铜锌矿床铅同位素演化动力学模式图
2.2.5.1 硫同位素特征与成矿物质来源
热液矿床中硫化物的硫同位素研究可以指示热液中硫的来源，并能为成矿环境及硫和金属元素的搬运、富集和沉淀机制提供有用信息（Shanks等，1987；Peter等，1992）。
为了探讨矿区成矿热液的来源，对区内13个矿石样品进行了硫同位素分析，分析的对象是矿脉中的黄铁矿以及黄铜矿。实验在中国科学院地质与地球物理研究所岩石圈演化国家重点实验室进行，黄铁矿和黄铜矿样品的硫同位素分析是将样品与氧化亚铜在真空状态下加热，进行氧化反应，生成SO2气体经纯化后，用Finnigan MAT251气体同位素质谱仪分析硫同位素组成。实验结果用δ34S表示，相对标准为V-CDT，分析精度为0.2。
分析结果（表2.8）表明，矿区12个黄铁矿样品和1个黄铜矿样品的δ34S值为1.31～5.92，平均为2.78。对于大多数火成岩来说，δ34S值应该在0±5的范围内（Ohmoto等，1979），正常地幔的δ34S值为0±1（Eldridge等，1991），H.Ohmoto（Ohmoto，1986）认为原始地幔来源硫的δ34S小于3。结合图2.67和图2.68，可以看出蒙西矿区的δ34S和玄武岩的δ34S分布范围接近，与其他斑岩矿床相比，蒙西矿区δ34S的分布范围与Bitter Creek一致，与其他4个斑岩矿床也较类似，可知蒙西矿区的δ34S的值和典型斑岩铜矿的δ34S的值一致，成矿物质为岩浆来源。
表2.8 蒙西矿区硫同位素分析结果
2.2.5.2 流体包裹体与成矿流体特征
此次工作采集了不同成矿阶段以及成矿斑岩样品共40件进行流体包裹体研究。先将这些样品磨制成厚度约0.2mm双面抛光的薄片进行矿相学和流体包裹体观察，然后选择有代表性的包裹体进行显微测温和激光拉曼探针分析。流体包裹体显微测温分析在中国科学院地质与地球物理研究所矿产资源重点研究室流体包裹体实验室Linkam THMS600型冷热台上进行，并利用美国FLUIDING公司提供的人工合成流体包裹体标准样品对冷热台进行了温度标定，该冷热台在-120℃至-70℃温度区间的测定精度为±0.5℃、在-70℃至+100℃区间为±0.2℃、在100～500℃区间为±2℃。流体包裹体测试过程中，升温速率一般为0.2～5℃/min。利用MacFlincor程序对获得的流体包裹体测试数据进行处理。
图2.67 蒙西斑岩铜矿床中矿物的S同位素直方图
图2.68 蒙西矿区硫同位素分布范围
样品主要采自蒙西斑岩铜矿床14线和0线钻孔岩心，为矿化石英脉。流体包裹体形状多样，有近圆状、椭圆状、长条状和不规则状，大小从2～3μm到十几微米不等，最大的在20μm左右。根据包裹体在室温下的相态特征和包裹体加热过程中的相变可以将其分成两大类。Ⅰ—气液两相，气相充填度为50%以上，气相十分稳定，包裹体大小变化较大，以个体较大者居多，这种包裹体根据气相充填度的不同又可以分成两类，Ⅰ-a气相充填度大于80%、气相较暗（图2.69a、b），Ⅰ-b气相充填度在50%左右、气相无色（图2.69c、d）。Ⅱ—液相包裹体，气液两相，气相充填度为10%，气相无色，多呈圆形，形状变化大（图2.69e、f），测温结果显示这类包裹体集中分布在两个区间，一个为200～300℃，另一个为120～300℃，又可以将其分成两个亚类，分别称为Ⅱ-a和Ⅱ-b。气液包裹体（Ⅰ型）相对孤立地分布于石英颗粒内，而液相包裹体（Ⅱ型）表现出定向排列或沿裂隙分布的特征（图2.70），这意味着气液包裹体（Ⅰ型）为原生包裹体、而液相包裹体（Ⅱ型）为次生包体。
图2.69 蒙西斑岩铜矿床流体包裹体类型
图2.70 石英脉中气液包裹体（a）与液体包裹体（b）的分布
对矿区出现的3种主要矿化石英脉中的流体包裹体进行了测试分析，脉体的类型为石英黄铁矿黄铜矿磁铁矿脉、石英黄铁矿黄铜矿辉钼矿脉、石英黄铁矿黄铜矿脉。测温结果（表2.9）表明，Ⅰ-a亚类包裹体均一温度在360～400℃之间；I-b亚类包裹体均一温度为300～360℃；Ⅱ-a亚类包裹体均一温度为200～300℃；Ⅱ-b亚类包裹体均一温度为120～200℃。盐度分布在0.5%～10.6%之间，平均为5%左右，代表中低盐度的流体。图2.71是所测试所有包裹体的均一温度分布直方图，从中可以看出均一温度分布在120～400℃之间，且均一温度明显存在两个大的区间，一个为300～400℃，另一个为120～300℃，与两类包裹体的均一温度分布范围恰好相对应。
表2.9 流体包裹体显微测温结果
因此，蒙西斑岩铜矿床石英脉中原生气液包裹体的均一温度为300～400℃，该温度可能代表石英的沉淀与结晶温度。次生液体包裹体的均一温度为120～300℃，代表了叠加热液的温度。以气液包裹体为代表的成矿流体为低盐度中温水溶液。矿区经历了两次热液事件。
图2.71 流体包裹体均一温度统计直方图
硅同位素地球化学
答：硅同位素地球化学研究,由于硅同位素分馏小、实验技术上的困难以及理论计算和实测结果存在较大的差别等原因一直进展缓慢。但20 世纪 70～80年代,由月岩、陨石中同位素的不均一性研究引起了硅同位素研究的新兴趣。目前这项研究总的来说仍处于萌芽阶段,国际上仅有少数实验室进行这方面的工作。 硅的原子序数为14,自然界...
矿床地球化学
答：热液矿床中硫化物的硫同位素研究可以指示热液中硫的来源，并能为成矿环境及硫和金属元素的搬运、富集和沉淀机制提供有用信息（Shanks等，1987；Peter等，1992）。为了探讨矿区成矿热液的来源，对区内13个矿石样品进行了硫同位素分析，分析的对象是矿脉中的黄铁矿以及黄铜矿。实验在中国科学院地质与地球物理...
稳定同位素地球化学特征
答：稳定同位素地球化学研究是判断成矿物质来源的一种较成功的方法。对矿物流体包裹体的H,O,C同位素组成,全岩C,O和矿石S同位素组成的研究,可为本区成岩成矿物质来源分析提供依据。 8.2.1 稳定同位素组成分析样品的采集与实验方法 此次工作选择区内的安坝、葛条湾和高楼山3个矿段,共采集稳定同位素分析样品21件。其中,...
硫同位素地球化学
答：铜陵矿集区主要矿床硫同位素组成和分布见图4－10。天马山矿床矿石硫同位素δ34S‰值集中分布在+5～+9之间，峰值在+6～+7之间。铜官山矿床矿石硫同位素δ34S‰峰值在+6～+8之间，与天马山矿床相似。小铜官山矿床δ34S‰峰值在+2～+5之间，与新桥、狮子山、大团山、冬瓜山等矿床接近。图4－10 ...
硅氧碳硫铅同位素地球化学
答：表7－2金山金矿含金石英脉中硫化物的硫同位素 四、铅同位素 铅同位素地球化学是示踪矿床成矿物质来源的有力工具。金山金矿区各类矿石中黄铁矿的铅同位素组成列于表7－3。在207Pb/204Pb－206Pb/204Pb图解(图7－2)上，金山金矿矿石中黄铁矿的铅同位素投影点位于造山带与下地壳演化曲线之间，个别点在造...
同位素地球化学
答：2015-12-29 求《稳定同位素地球化学》pdf版本,编著:郑永飞 1 2020-02-01 矿床的同位素地球化学 2016-11-25 稳定同位素的地球化学应用领域 1 2020-01-30 同位素地球化学 2020-01-30 同位素地球化学研究室 2020-01-30 同位素地球化学特征对比 2020-02-03 稀有气体同位素地球化学 2020-01-29 同位素地球...
氢、氧同位素地球化学
答：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、R1代表汽相和液相中的同位素比值,则,氧同位素分馏系数α18O为: 地球化学 25℃实验测得: 地球化学 由于...
铀、钍-铅法及铅同位素地球化学
答：自然界铅同位素主要有四种:204Pb、206Pb、207Pb、208Pb,它们都是稳定同位素,其中204Pb是惟一的非放射性成因的铅同位素。 铀、钍-铅方法的年龄计算基本公式为: 地球化学原理(第三版) 前面两公式相除,又可获得 地球化学原理(第三版) 这样每一种铀钍矿物同时可得到四个年龄,彼此可作为年龄测定的内部检查,这是此...
碳、氧同位素地球化学
答：分析方法：在25℃条件下，在真空管中用100%的磷酸与镁菱铁矿反应，而后冷冻提取CO2，测定CO2所用质谱为MAT-251EM，结果用相对于PDB的国际标准表示，分析精度为±0.2‰。2.碳、氧同位素地球化学 对卡拉玛矿床6件矿石样品中的镁菱铁矿进行了碳、氧同位素组成的测定，全部测试结果见表4-24。从表4-24 ...
花岗岩建造系列的同位素地球化学特征
答：吴川－四会断裂带花岗岩已有的锶、氧、钕等同位素资料比较丰富，我们补充了少量锶同位素后，按花岗岩系列、建造进行了综合整理和计算，获得了对划分花岗岩系列、建造和对研究花岗岩成因来源很有意义的依据。一、锶、氧同位素地球化学 1.两个系列花岗岩的锶同位素 表2-16列出15个系列Ⅰ花岗岩全岩的锶初始值，...
