氧同位素范文

氧同位素范文（精选4篇）

氧同位素 第1篇

稳定同位素D和18O在水文过程中主要受混合影响以及因物理条件如蒸发、凝结等变化而构成同位素分馏影响,且以不同水源的混合影响为主,因而可用于示踪不同水源的径流成分[1]。同位素流量过程线划分对研究土壤水分运动规律、分析流域水源成分、追踪研究流域径流形成有重要作用。在应用环境同位素进行流量过程线分割时,有一基本假定“土壤水对流量过程线的贡献可以忽略,或者其同位素与地下水相同”。然而很多实验表明,土壤水对流量过程线的贡献不能够忽略[2,3]。这涉及到降水与土壤水的混合与稀释。本文通过实验,探讨土壤水混合与稀释过程中氢氧稳定同位素变化规律,并检验流量过程线分割中这一基本假定的合理性。

1 土壤水混合与稀释

混合物同位素浓度一般落在端元组分(endmember)同位素浓度之间。尽管同位素浓度表达形式如δ值可能为负值,但混合物同位素浓度能像其他化合物浓度(如氯化物浓度)一样处理,进行混合计算[4]。例如,两种已知δD和δ18O值的水源按任意比例混合,混合物的氢氧稳定同位素浓度将落在两种水源δD和δ18O值为端点的连线上。

土壤水中氢氧稳定同位素浓度变化可能来源:①土壤水被大气来源的地下水稀释;②不同同位素浓度的土壤水混合;③水-岩相互作用,包括矿物质溶解、离子交换和氧化等影响。其中土壤水的混合与稀释是主要变化来源。土壤水中氢氧稳定同位素混合与稀释能用基于化合物混合与稀释的模型来表达:

$\delta {}_{{\rm M}}=\delta {}_{A}f{}_A+\delta {}_B(1-f{}_A)(1)$

式中:δM、δA、δB分别为混合物,A、B为氢氧稳定同位素浓度;fA为A在混合物中权重,fA=A/(A+B)。土壤由于蒸发分馏等作用,其δD和δ18O值关系线斜率一般小于大气降水线斜率。

两种水源混合与稀释而成的同位素浓度值和由单独一个水源因分馏作用而成的同位素浓度值变化过程是不一样的,通常可以使用绘图方法来判别[5]。混合与稀释过程中同位素浓度值将产生一条线,线的两端点是端员组分同位素浓度,而分馏过程则产生一条曲线。描述混合稀释与分馏的公式也不同,在合适条件下,可以通过对应的曲线分辨出来。因为瑞利分馏是指数关系,δ值与浓度对数关系点据是一条直线。而两种水源的混合与稀释过程δ值与浓度倒数关系点据为直线。

土壤与不同来源水混合与稀释过程中氢氧稳定同位素发生交换与吸附。如果土壤固体颗粒表面附近溶液中的溶质浓度大于本体(自由)溶液中的浓度则称为正吸附,否则为负吸附。离子交换是指固体颗粒所吸附的一种离子被溶液中的另一种反离子所取代的过程。通常所观测到的吸附现象可以通过离子交换的形式表现出来,即溶液中的某一种离子被固体颗粒吸附,而同时另一种已被固体颗粒所吸附的离子则发生解吸附,也就是所谓的离子交换现象。由于氢氧稳定同位素本身是水分子的构成部分,因此土壤中氢氧稳定同位素交换与吸附不同于一般离子或溶质交换与吸附。土壤与不同来源水的氢氧稳定同位素交换主要是土壤中毛管水和重力水与不同来源水交换。而土壤吸附主要发生在土壤颗粒薄膜水附近与周围水分氢氧稳定同位素之间,实验中土壤交换与吸附过程很难界定,土壤吸附通常以土壤交换形式表现出来。因此,土壤与不同来源水氢氧稳定同位素交换与吸附过程可用土壤交换形式表达:

$\begin{array}{l}\text{Η}\text{D}\text{Ο}{}_{(\text{S})}+\text{Η}{}_2\text{Ο}{}_{(\text{W})}\rightleftarrows \text{Η}{}_2(\text{Ο}){}_{(\text{S})}+\text{Η}\text{D}\text{Ο}{}_{(\text{W})}(2)\\ \text{Η}{}_2{}^{18}\text{Ο}{}_{(\text{S})}+\text{Η}{}_2{}^{16}(\text{Ο}){}_{(\text{W})}\rightleftarrows \text{Η}{}_2{}^{16}\text{Ο}{}_{(\text{S})}+\text{Η}{}_2{}^{18}\text{Ο}{}_{(\text{W})}(3)\end{array}$

式中:下标S、W分别表示土壤水和输入水(降水)。目前还无统一标准来衡量土壤水中氢氧稳定同位素交换量。本文用式(4)表示土壤水氢氧稳定同位素相对交换量:

$\Delta \delta =\delta {}_S-\delta {}_{{\rm N}}(4)$

式中:Δδ为土壤水混合与稀释过程中氢氧稳定同位素相对交换量;δS和δM分别为土壤水、输入水(降水)与土壤水混合物氢氧稳定同位素浓度。Δδ>0时,表示土壤水氢氧同位素浓度大于混合物的氢氧稳定同位素浓度。土壤水δD和δ18O值分别计算交换量,结果不一样。

2 实验研究

下面通过实验来探讨土壤水混合与稀释过程中氢氧稳定同位素浓度随时间变化规律。土壤水混合与稀释一般同时发生,稀释也可以混合形式表现,很难将其分开考虑。土壤混合实验侧重于混合作用,而土柱垂向稀释实验侧重于稀释作用。

2.1 土壤混合实验

本实验主要是探讨在无同位素分馏情况下,两种水源混合过程中氢氧稳定同位素浓度变化。实验开始时往直径和高度均为30 cm的圆柱形容器中放入20 kg土壤,测得土壤重量含水量为18.8%,δD和δ18O值分别为-0.46%和-0.1%。然后向容器中加入10 kg已知氢氧稳定同位素浓度的水,其δD和δ18O值分别为-4.37%和-0.64%。加入的水一直到容器的上边缘,用不沾水的棒充分搅拌数分钟,立即用盖将容器口密封,防止容器内水与外面空气接触发生蒸发分馏。隔2、5、11、16、28 d取土壤上面的积水水样,取样后用棒搅拌数分钟,密封。由实验结果(图1)可以看出土壤上面水的氢氧稳定同位素浓度在2 d后几乎没有什么变化。实验中水样δD和δ18O值在中科院地质与地球物理研究所岩石圈演化国家重点实验室稳定同位素实验室测定。

本实验考虑加入水与土壤水的混合物氢氧稳定同位素随时间变化过程。实验中,由于容器密封,容器中水不与外面空气接触,受蒸发分馏影响小,可以忽略蒸发分馏影响。从图1中可以看出混合物氢氧稳定同位素浓度值随时间变化,且混合过程中点据落在加入水与土壤水δD和δ18O点据连线上。例如第2 d和第28 d的氢氧稳定同位素浓度值落在混合线上。混合线的斜率为7.3,小于当地大气降水线斜率8.5。加入水和土壤水的混合物氢氧稳定同位素浓度经过48h后最终达到一稳定值,说明加入水与土壤水氢氧稳定同位素完全混合。这时土壤18O同位素相对交换量为Δδ=0.06%。

2.2 土柱垂向稀释实验

土柱垂向稀释实验主要模拟降水下渗到湿润和干旱土壤垂向稀释过程中,下渗水流的氢氧稳定同位素浓度随时间变化。文献[6]有一土柱实验。将湿润土壤放入直径为13 cm,高度为70 cm的土柱中。从土柱上端口连续输入已知氢氧稳定同位素浓度的水垂直向下渗,输入水的δD和δ18O值分别为-7.99%和-1.157%。在土柱下端出口处取样,下渗出流量取样间隔和δD和δ18O值见表1,总出流为5 300 mL时结束湿润土壤稀释实验。这时土柱中土壤水的δD和δ18O值分别为-8.35%和-1.17%。然后将土柱中土壤取出,在70℃温度下烘一晚,移走土壤中大部分可动水分,作为干旱土壤均匀放入土柱中。重复上面实验,但下渗出流量每隔55 mL取一次样(表1),总出流量为715 mL时结束实验。土柱中土壤水的δD和δ18O值分别为-8.39%和-1.145%,即经稀释后土柱中土壤水氢氧稳定同位素浓度值与输入水的同位素浓度接近。

从表1和图2中可以看出不管是湿润土壤稀释还是干旱土壤稀释过程,从土柱下端出口处下渗水流氢氧稳定同位素浓度值都随时间变化,且稀释过程中下渗水流的δD和δ18O值关系呈线性关系,关系线斜率都小于全球大气降水线(GMWL)斜率。干旱土壤稀释过程由于下渗水流是等水量取样,可以认为下渗水流的氢氧稳定同位素浓度是在等时间间隔情况下的变化。在实验结束时,下渗水流和土壤水中氢氧稳定同位素值最后都接近输入水的氢氧稳定同位素值。从实验结果可以推测,只有当降水入渗量达到一定数量后,土壤水的氢氧稳定同位素浓度与降水相同;而在土壤水的同位素浓度与降水相同之前,忽略土壤水对流量过程线的贡献,会导致应用同位素分割流量过程线时出现较大误差,甚至与实际相反的结果。

2.3 土壤交换实验

文献[7]中有一土壤水和加入水同位素浓度与搅拌时间关系的实验,土壤水的同位素浓度与搅拌时间有关(表2)。混合物搅拌1 h后,土壤水同位素浓度和土壤上面水的同位素浓度相差0.09%,在同位素仪器测量误差范围内。实验开始时,加入水与土壤水发生混合与稀释,在1 h左右达到平衡,该过程可看作加入水同位素与土壤中毛管水和重力水同位素发生交换,且交换速度很快。在1h后,加入水与土壤中重力水可认为完全交换,而土壤水同位素浓度变化可看作土壤中还未与加入水交换的毛管水与其发生同位素交换引起。从表2可以看出,土壤交换作用引起土壤水同位素浓度变化比较大。由混合实验中图1及表2显示,一般在48 h后,土壤交换达到平衡,土壤水和土壤上面水的氢氧稳定同位素不再随时间变化。土壤交换实验及混合实验结果显示,土壤交换对土壤水氢氧稳定同位素浓度影响较大,交换速度快,但在一段时间(约48 h)后交换达到平衡,土壤水氢氧稳定同位素不再发生变化。

3 结 语

土壤水与降水混合过程中,混合物氢氧稳定同位素浓度随时间变化,其δD和δ18O值呈线性关系,落在以降水和土壤水δD和δ18O值点据为端点的混合线上。土柱稀释实验中,降水经过土壤下渗后,下渗水流δD和δ18O值随时间也呈线性关系。当下渗水量达到一定数量时,土壤水的氢氧稳定同位素浓度与输入的降水一致。这个实验也验证应用同位素分割流量过程线时,忽略土壤水对流量过程线的贡献的假定是不合理的。土壤与不同来源水的氢氧稳定同位素交换速度较快,大约48 h后交换达到平衡,δD和δ18O为一稳定值。

摘要：通过土壤混合实验和土柱垂向稀释实验,探讨土壤混合与稀释过程中氢氧稳定同位素浓度变化规律,检验应用同位素进行流量过程线分割中一基本假定“土壤水对流量过程线的贡献可以忽略,或者其同位素与地下水相同”的合理性。实验结果显示,土壤与降水混合稀释过程中,δD和δ18O值随时间呈线性关系变化;在应用同位素分割流量过程线时,忽略土壤水对流量过程线的贡献是不合理的。

关键词：氢氧稳定同位素,混合与稀释,土壤水,流量过程线分割

参考文献

[1]瞿思敏,包为民,石朋,等.同位素流量过程线分割研究进展与展望[J].水电能源科学,2006,24(1):80-83.

[2]Sklash M G.Environmental Isotope Studied of Storm andSnowmelt Runoff Generation[C]∥In:Anderson M G,Burt TP(Editors).Process Studies in Hillslope Hydrology.NewYork:Wiley,1990:401-435.

[3]McDonnell J J,Bonell M,Stewart M K,et al.Deuterium Varia-tions in Storm Rainfall:Implications For Hydrograph Separation[J].Water Resources Research,1990,26:455-458.

[4]Lowry R M,Faure G,Mullet D I,et al.Interpretation of chemi-cal and isotopic compositions of brines based on mixing and dilu-tion,“Clinton”sandstones,eastern Ohio,U S A[J].AppliedGeochemistry,1988,(3):177-184.

[5]Kendall C,McDonnell J J.Isotope tracers in catchment hydrology[M].Amsterdam:Elsevier Science B V,1998:80-81.

[6]Araguas-Araguas L,Rozanski K,Gonfiantini R,et al.Isotopeeffects accompanying vacuum extraction of soil water for stable i-sotope analyses[J].Journal of Hydrology,1995,168:159-171.

氧同位素 第2篇

某水电站是大渡河干流的`重要梯级电站,根据水电站库坝区地下水碳酸组分的碳氧同位素分布特征,将地下水碳氧同位素分布分为三区,并对各分区碳氧同位素的来源进行了分析.

作 者：钟国华 贾疏源 作者单位：钟国华(广西电力工业勘察设计研究院,广西,南宁,510023)

贾疏源(成都理工大学,四川,成都,610059)

氧同位素 第3篇

前人对长白山天池火山水热活动的水化学[4]、稳定同位素地球化学[5]和相关的热泉气体特征进行了大量的研究工作，发现水热活动及气体释放主要和地壳岩浆房密切相关，地幔岩浆库脱气及深大断裂使得气体中存在地幔的地球化学信息[6,7]，长白山地区河水的同位素地球化学特征继承有原地火山岩的特征[8]，但对源于长白山地区火山活动的温泉水与地表水的作用过程或影响机制还缺乏证据。由于温泉水通常具有较高的TDS及离子浓度[9,10]，对周缘水体的生态可能造成较大的影响[11]。

通过温泉水和地表水同位素地球化学特征的研究，在获得温泉水成因和年龄的基础上，初步讨论了温泉水对周缘地表水系的影响，为长白山地区火山岩和地表水之间的地球化学作用过程提供证据。

1 研究区概况

长白山天池火山是一座大型的复合式火山，位于西太平洋板块俯冲带的前沿、中—朝古老克拉通北缘附近，距我国著名的珲春深震带仅120 km，地处北东、北西及东西走向的断裂带交汇部位。长白山地区新生代火山岩厚度平均约300 m，长白山天池火山区的最大厚度(约1 300 m)出现在长白山天池火山区，向四周逐渐变薄，说明长白山天池火山是本区新生代以来玄武岩质岩浆喷发的中心地带。

特殊的地质构造背景使得长白山天池周围水热活动比较强烈，天池湖周边地区分布有很多温泉。其中重要的有长白聚龙温泉、天池湖滨温泉和锦江温泉。长白温泉分布在天池北侧，主要泉群集中在二道白河上游东岸。著名的聚龙泉出露于松源桥长廊东面山麓前岗地上，含水岩层为火山粗面岩，出露面积约3 500 m2，大小温泉约有30个。在二道白河上游东河漫滩上还有3个高温泉，和聚龙泉一起构成天池瀑布长白温泉群。泉水温度大多在70℃以上，最高可达83℃。泉水流量为1.1～27.8 t/h，大多为2～10 t/h，其中聚龙泉群中的10号热泉泉流量最大，可达28 t/h左右。长白泉群绝大多数都是上升泉，泉水具有一定的水头压力，水柱高度一般为3～10 cm。二道白河东河滩19号泉水头最高，相对高度约1 m，高出河面约1.5 m。天池湖滨温泉群位于天文峰南侧天池湖边，宽超过20 m，近SN向展布，由于泉水与天池湖水混合，水温仅20～40℃。锦江温泉群位于天池西南维东县长白山第一哨所附近，出露于锦江上游河床两侧，其中锦江北岸温泉水热活动较强烈，泉水出露面积约40～50 m2，泉水和锦江河水相混，水温58℃，泉水翻花冒泡，气体不断逸出。与其隔河相对在锦江南岸山根下也有温泉出露，此泉离开河床，无河水混入，泉水流量为8.6 t/h，泉水自地下涌出，为上升泉。此外，在天池火山外围地区的抚松、长白县等地也有温泉出露，在二道白河一带还出露有低温冷泉[5]。

长白山天池的周缘水系呈放射状发育。北坡的二道白河直接发源于天池北坡，与头道白河，三道白河、四道白河及二道江等支流一同汇入松花江;图们江发源于长白山东麓赤峰一带，经广坪、古城里蜿蜒东去，为中朝两国天然界河;鸭绿江发源于长白山南麓，流经长白、临江、宽甸、丹东等地沿中朝边界向西南流，汇集浑江、虚川江、秃鲁江等支流，在辽宁丹东的东港市附近向南注入黄海[12]。

2 采样与分析

2.1 采样

水样采集时间为2013年7～8月，累计采集地表水样品16件(图1)，其中天池水样2件、天池西坡地表水样5件、天池南坡地表水样2件、天池东坡地表水样1件、天池北坡地表水样品6件(表1)。另外，在天池北坡的聚龙温泉采集温泉水样4件，在泉阳镇水源地采集了地下水样2件。

2.2 测试方法

δD和δ18O分别采用Zn还原法[13]和CO2-H2O平衡法[14]生成氢气和二氧化碳气体，然后在气体质谱仪MAT-253进行同位素测试。氢、氧同位素的分析精度分别为±2‰和±0.2‰，所有的氢、氧同位素测量结果都是相对于国际标准V-SMOW表示。氚(T)含量用液体闪烁计数法测定，用Quantulus-1220(LKB)液闪仪测定氚的放射性强度。测量误差小于±10‰，最低检出限为1TU。结果列于表1。

利用离子交换色谱法进行TDS,Na+,K+,Ca2+,Cl-,HCO3-等离子含量分析，所用仪器为美国戴安公司生产的离子色谱仪(Dionex-ICS900)，该仪器配备抑制器及电导检测器，阳离子系统使用的淋洗液是甲烷磺酸，抑制器型号为ASRS300;阴离子使用淋洗液为氢氧化钠，抑制器型号为CSRS300。测量之前用0.22μm的滤膜过滤除去颗粒物，水样稀释10倍进样。测量过程中根据4个已知浓度的标样，做出工作曲线，然后根据曲线计算出待测样品的浓度，对仪器的误差控制要求4个标样做出的工作曲线的相关系数在0.999以上，测试在中国地质科学院水文地质与环境地质研究所完成。测试结果列于表1。

3 结果与讨论

3.1 水体的大气降水成因

研究区各采样点δD(‰)和δ18O(‰)关系见图2。参照Craig[15]提出的全球降水线公式:δD=8.0δ18O+10，可以看出，长白山天池火山地区的温泉水、地下水和地表水均位于全球大气降水附近(图2)，也与吉林省东部地区大气降水的氢氧同位素组成一致[16]，表明温泉和周缘水系均来源于大气降水。这也符合Zhou等[17]的研究结果:绝大部分地热系统中的热水来自大气降水。

氚(T)的单位:T.U.;δD和δ18O:‰;TDS、K+、Na+、Ca2+、Mg2+、Cl-、SO42-和HCO-3的单位:mg·L-1。

3.2 温泉水年龄和运移方向

氚是一种放射性同位素，它的半衰期为12.26年。自然界的氚有两种成因，一种是由宇宙射线与大气层上部的空气组分相互作用产生的天然氚。当宇宙射线所带的高能量中子轰击氘核，其氘核与中子结合为氚核。

另一种是热核试验释放的人工氚。在1952年热核试验前，宇宙射线产生氚的速率与其衰变速率基本处于平衡状态，所以大气降水的氚含量基本恒定，约为10 TU。1952年开始的热核试验释放出大量的人工氚，破坏了天然背景值，使得雨水中氚含量大幅度升高，1963年到达峰值，北半球局部地区氚含量高达10 000 TU。1963年以后，雨水中的氚含量下降很快，但目前仍高于热核试验前的水平。因此，北半球大陆地区，地下水的年龄可以用以下指标判断:若T<3 TU，为1952年前的大气降水补给;若T=3～20 TU，为1954～1963年热核试验期间的大气降水补给;若T>20 TU，为新近大气降水补给。因此，天池聚龙泉温泉水氚含量为8.5～11.8 TU，位于3～20 TU范围之内，表明温泉水的年龄在50～60年。

由表1可见，天池周缘中北坡水系的氚含量平均为18.3 TU，变化范围15.9～21.3 TU，至三道白河处的地表水氚含量达到最低15.9 TU，表明了整体上地下水由南向北的运移[5]导致的北坡水系整体上具有较低的氚含量特征。同时，导致了北缘的泉阳镇地下水的氚含量也存在有低达14 TU的低异常。

西坡水系仅在天池西坡和漫江上游两个位置地表水的氚含量较低，这可能是分别受到湖滨温泉水和镇江温泉水的影响，而发生的氚含量下降。在西坡水系外侧的长松电站，锦江和松江鸳鸯湖处，地表水的氚含量已回升至20 TU以上。受到湖滨温泉水的影响，南坡水系也显示类似的特征，氚含量由天池南坡的17.7 TU向外存在有上升的特点，至二十道沟村为22.3 TU。天池东坡水系的双目峰口岸氚含量为19.7 TU，仅显示有少量地下水混合的特征。因此，天池周缘的地表水和地下水水体中氚含量的变化规律直接和地下水由南向北运移的特征[5]相耦合。

3.3 水系的离子含量

由图3可见，长白山天池水系中水体的离子含量可大致分为三组:北坡的聚龙泉温泉水具有最高的TSD,Na+,K+,Ca2+,Cl-,HCO3-含量;北坡的地表水和天池水的TSD,Na+,K+,Ca2+,Cl-,HCO3-含量次之;西、南、东坡的地表水的TSD,Na+,K+,Ca2+,Cl-,HCO3-含量最低。从离子组成上(表1)得到，天池火山区热水的水化学类型为HCO3--Cl--Na+型，SO42-含量并不高。从图3中可见，本次研究采集的样品中，北坡的地表水和天池水的TSD,Na+,K+,Ca2+,Cl-,HCO3-含量最为相近。因此，天池北坡水系与天池水可能存在有最密切的关系，并且在北坡水体中随着采样位置距离天池不断增加，各项离子含量已经接近于其他各坡，如最北侧的三道白河的水样。因此，天池火山区的大部分热水可能均汇入天池水和北缘水体之中，但由于天池水量较大而未发生水体的氚含量的整体性下降(表1)。此结果与地表水和地下水[5]氚含量指示的地下水由南向北运移得到的规律相一致。

4 结论

本研究采集长白山天池地表水、地下水和温泉水，分析氢氧同位素组成和例子组成特征，得到如下结论:

(1)天池火山区温泉水的氚含量为8.5～11.8TU，指示年龄为50～60年;

(2)天池周缘地表水的氚含量仅在北坡水系较低，与地下水由南向北运移的特征[11]相耦合;

氧同位素 第4篇

关键词：包裹体测温,流体盐度,同位素,地幔

张家坪子金矿床位于扬子准地台西缘之盐源-丽江太缘坳陷带东北部。自该发现该矿床以来, 许多地质工作者对该矿床的地质特征、金的赋存状态及金元素的来源、成矿物质来源等方面做出大量的工作[1,2,3], 但是还未对该矿床流体的性质做过研究。本文通过对张家坪子金矿床石英中包裹体大量的岩相学、测温和C、O同位素特征对该矿床流体的性质及物质来源做出简单的探讨。

1 矿床地质特征

张家坪子金矿床在大地构造上位于扬子准地台西缘之盐源—丽江台缘坳陷带东北部, 地处小金河—丽江断裂与金河—程海断裂的夹持区, 属槽、台过渡带, 小金河—丽江断裂以西为松潘—甘孜地槽, 金河—程海断裂以东为康滇地轴。矿区内主要出露一套中三叠统的中——浅变质岩。根据岩性特征, 可把该矿区划分为四段, 其中矿体主要赋存在第三段第五层中的蚀变交代白云岩中。

矿床位于司依诺背斜西翼, 在矿区内为单斜构造。褶曲多发育在层间, 仅见较小的挠曲、扭曲、揉皱等, 因其规模小, 对成矿意义不大。矿区断层及节理按生成时期与成矿的先后分为成矿前、成矿期及成矿后断层和节理。成矿前或成矿期断层:北北东10°~15°方向延伸, 为压扭性结构面, 以F1、F2断层为代表。成矿后断层:成矿后断层主要有北东东向和北西西向两组, 常将矿体错断, 断距不大, 一般数十厘米至一米, 对矿体影响不大。

矿化体受构造控制, 位于F1断层下盘的挤压破碎带内。矿化多位于花岗斑岩脉的两侧及附近, 岩石较破碎, 节理发育, 常见小的滑动痕迹 (花岗斑岩脉本身也是矿化体) , 矿 (化) 体形态为似层状、透镜状、不规则条带状, 以似层状为主, 具分支复合、尖灭再现和膨大现象。

矿石矿物主要为金属硫化物, 约占15%~20%, 属中硫化物型, 以黄铁矿 (地表多氧化为褐铁矿) 为主, 含少量黝铜矿、方铅矿、闪锌矿、黄铜矿等;脉石矿物约占80%~85%, 以白云石--铁白云石为主, 次为石英、绢云母、铬云母, 含少量绿泥石、钠长石、菱铁矿、菱镁矿等, 含微量磁铁矿、钛铁矿、金红石、毒砂、榍石、磷灰石、针铁矿、电气石等。表生矿物有褐铁矿、孔雀石、铜蓝等。矿石结构以不等粒自形—半自形晶结构、它形晶结构为主, 其次为填隙结构、交代残余结构及反应边结构、变晶结构、鳞片变晶结构、碎裂结构等。构造为浸染状、细脉浸染状、网脉状、层纹状构造为主, 次为团块状构造、角砾状构造。

2 包裹体特征

2.1 样品采集及制备

本次用于流体包裹体分析的样品采自该矿床的石英脉中。从野外采集的矿石标本中挑选出脉石矿物石英中发育程度好、结晶颗粒大、无色透明的样品, 按照晶轴方向或指定方向进行切片, 制作成0.3mm的双面抛光的包裹体片。

包裹体观察和测试工作在成都理工大学油气藏勘探及开发国家重点实验室完成, 采用THMSG600 型 (英国Linkman公司出品) 冷热台, 铂电阻传感器, 测温范围在-196~600℃之间, 温度显示0.1℃, 控制稳定温度±0.1℃。根据规定仪器的标定和样品测试应在7mm样品台及银盖恒温室中进行。400℃时, 相对于标准物质误差为±2℃;-22℃时, 误差为±0.1℃。盐水包裹体的研究, 要求测定均一温度和冰点, 然后运用热力学相关公式计算出盐度。

2.2 流体包裹体研究

2.2.1 包裹体特征

通过显微镜下的观察, 石英中的流体包裹体较为发育且多为盐水包裹体, 绝大多数为原生包裹体, 多呈孤立状、成群、带状分布。

本次主要对石英脉中的盐水包裹体进行了测试。根据室温下 (25℃) 下包裹体的成分-相态特征及冷冻降温过程中包裹体相变特点, 张家坪子金矿床中的流体主要为H2O包裹体。根据张家坪子金矿床的包裹体在室温下的特征可进一步把H2O包裹体划分为液态H2O包裹体和气液两相H2O包裹体。其中液态H2O包裹体分布较少, 包裹体较大一般在25~60μm。气液两相的液态H2O包裹体分布较广, 约占包裹体的40%, 气相充填度在16~30%, 包裹体的大小多为4.1~19.9μm。

2.2.2 包裹体测温

本次重点对该矿床石英脉石英中原生包裹体进行均一温度测温, 测试结果见表1。从表中可以看出张家坪子金矿床石英脉中原生包裹体的均一温度变化范围在118.7℃~367.5℃, 均一温度主要集中在200~300℃如图1 所示, 从而可得知张家坪子金矿床基本上属于中温矿床。

2.2.3 盐度计算结果

本次根据冷冻法测定张家坪子金矿床盐水包裹体的冰点温度, 然后根据Hall等提出的H2O-Na Cl体系盐度-冰点公式[4]:

式中, W为重量百分比, Ti为冰点下降温度 (℃) 。然后在根据Bodnar总结出的盐度-冰点关系, 结合所测出的冰点则可以等到流体包裹体体系盐度的近似值如表2[5]。从表2 可以看出张家坪子金矿床的盐度变化范围为:4.56~20.82wt% Na Cl, 平均值介于:6.37~16.12wt%Na Cl。从张家坪子金矿床包裹体盐度直方图 (图2) 可以看出该矿床包裹体的盐度主要集中在4~10wt%Na Cl。从而可以得知, 张家坪子金矿床在成矿过程中成矿流体的盐度较小。

3 C、O同位素特征

对张家坪子金矿床中蚀变交代白云岩碳同位素δ13C和氧同位素δ18O, 进行测定, 测定结果如表3。数据表明, 蚀变交代白云岩中碳同位素, δ13C (‰) =-3.92‰~-5.64‰, 平均值为-4.85‰, 为负值, 亏损重碳;12C/13C值在8.81~89.45 之间, 平均值为89.41, 蚀变交代白云岩δ13C (‰) 的特征与碳酸盐岩、金刚石δ13C (‰) 特征相类似, 与二叠系沉积大理岩δ13C值 (0.47‰) 及结晶灰岩碳同位素δ13C值 (1.69‰) 特征完全不同, 蚀变交代白云岩中碳同位素为典型的无机碳。

一般认为, 成矿溶液中碳质来源有三类:A.岩浆碳或深源碳, 其碳同位素为-7‰ (-8‰~-5‰) 左右;B.沉积碳酸盐碳源, 其δ13C值为0‰左右;C.沉积岩、变质岩和火成岩中的有机碳源, 其δ13C值为-25‰左右[6]。张家坪子金矿中δ13C (‰) =-3.92‰~-5.64‰, 与岩浆碳、深源碳的碳同位素特征类似。

从表中可以看出, 氧同位素δ18O变化范围13.86‰~15.00‰, 变化范围小, 其组成特征与上下沉积岩的氧同位素明显不同, 矿区氧同位素分布如图5-5, 按δ18O值窄小的特征, 泰勒[30]认为, 地幔不可能提供高δ18O的物质, 对于花岗质岩石, δ18O≥8.4‰, 来源于地壳, δ18O=5.5~7.7‰, 来源于地幔, δ18O<5.5‰, 岩石与地下雨水发生同位素交换的结果, 杨家坪子金矿床中δ18O值≥10‰, 笔者认为氧同位素来源可能为地壳来源。

根据样品中蚀变白云岩所测定的δ18O值, 利用公式可以计算δ18OH2O的值, 对此判断水的来源。根据公式[7]:

其中, 所用到的温度T可以使用包裹体测温所得的均一温度的平均值作为矿物生成的温度, A、B均可以查表可得, 计算所的δ18OH2O=4.363~5.503%, 根据不同来源的、不同成因的天然水所具有不同的δ18OH2O的值可知, 张家坪子金矿水来源可能为变质水 (δ18OH2O=3~20%) 。

将δ13CV-PDB、δ18OV-SMOW同位素值投影在碳氧同位素关系图3 上发现, 矿床大多数交代白云岩落在花岗岩和碳酸盐岩之间, 相对接近花岗岩。除了上覆结晶灰岩 (K0022) 落到海相碳酸盐岩内, 下伏沉积大理岩相对接近海相碳酸盐岩, 根据图上样品的投点情况, 表明与成矿作用相关主要的氧主要来源于碳酸盐地层, 其次深源氧也有可能提供了成矿流体氧同位素。

综上所述, 根据张家坪子金矿床中C、O同位素的分析, 笔者认为该矿床中成矿物质的来源是多源的。

4 结语

1在室温 (25℃) 下, 通过光学显微镜对张家坪子金矿床石英脉中的包裹体的观察可知, 张家坪子金矿床中的流体包裹体主要为Na Cl-H2O包裹体。包裹体呈孤立状、成群、带状分布。

2 改矿床中包裹体的温度变化范围为118.7~367.5℃, 主要集中在200~300℃, 基本属于中温矿床。盐度变化范围4.56~20.82wt%Na Cl, 平均值范围为6.37~16.12wt%Na Cl, 主要集中在4~10wt%Na Cl。从而可知该矿床的成矿流体的盐度较小。

3通过对C、O同位素的分析可知该矿床的成矿物质是多源的, 最主要可能来自地幔。成矿流体中的水可能为变质水。

参考文献

[1]罗广兴, 谭显强.张家坪子金矿成矿物质来源及找矿方向探讨[J].四川地质学报, 2013 (33) :7-12.

[2]兰青.张家坪子金矿地质特征[J].陕西地质, 2013, 31 (2) :53-58.

[3]许龙, 傅太宇, 杨怀超, 等.四川冕宁赵家坪子金矿床金的赋存状态[J].河南科技, 2015, 7:140-142.

[4]Hall D L, Stener S M, Bodnar R J.Freezing pointdepression of Na Cl-KCl-H2O solutions[J].Econ Geol, 1988, 83:197-202.

[5]Hoefs J.Stable Isotope Geochemistry[M].2nd ed.Berlin, Heidelberg, New York:Springer-Verlag, 1980:200

[6]Taylor H P, Jr.The application of oxygen and hydrogenisotope studies to problems of hydrothermal alteration and oredeposition[J].Economic Geology, 1974, 69 (2) :834-883.

[7]温春齐, 多吉.矿床研究方法[M].成都:四川科学技术出版社, 2009:160-162.