硅、氧同位素地球化学

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1.样品采集及矿物分离

本项研究对21件样品进行了硅、氧同位素测定。这21件样品可分为5种类型：硅质岩（6件样品）；条带状或块状硫化物矿石（3件样品）；网脉状硫化物矿石（4件样品）；蚀变岩石（4件样品）；新鲜石英拉斑玄武岩（4件样品）。在研究区内，硅质岩分布较广，为了确保区域上的代表性，该类样品分别采自卡拉卡依矿点、阿克塔什矿床和萨落依矿床。如前所述，硅质岩可分为燧石岩和碧玉岩2类，但因碧玉岩中含较多尘埃状铁的氧化物，无法分离纯石英单矿物，故只选择燧石岩样品进行了硅、氧同位素测定。

在分离测试样品时，对不同样品采取了不同办法。对于硫化物矿石（包括条带状矿石、块状矿石及网脉状矿石），样品粉碎粒度为180～200目，然后经淘洗、电磁选和用稀盐酸溶去碳酸盐，最后在双目镜下检查得到纯度为99.5%的石英。对于硅质岩，样品粉碎粒度为230～250目。经过上述办法处理后，仍有少量绢云母混入物。此时采用一种特殊办法处理样品，使得绢云母膨胀，体重变小，然后淘洗便可获得纯度为99.5%的石英。经上述办法分离的样品及蚀变岩和玄武岩全岩样品直接用于测定硅和氧的同位素组成。

2.分析方法及结果

（1）硅同位素分析方法

将样品与 BrF₅在一定温度下反应，反应生成物 SiF₄经干冰-丙酮冷液多次纯化，最后再经过加热的锌粒管进一步纯化。纯化后的 SiF₄气体用 MAT-251EM 质谱测量。结果用相对于 NBS-28的δ³⁰ Si值表示，分析精度为±0.1‰。

（2）氧同位素分析方法

按克莱顿等（1963）所描述的传统 BrF₅法进行，测定 CO₂所用仪器为 MAT-251EM 质谱计。结果用相对于标准平均大洋水（SMOW）的δ¹⁸ O值表示，分析精度为±0.2‰。

（3）测试结果

所有样品硅、氧同位素测试结果见表4-16。为了叙述上的方便，依样品种类，将其分为5组，并予以编号（见表4-16）。各组样品硅同位素组成特征如下：

第Ⅰ组（层状硅质岩）共6件样品，δ³⁰Si全部为正值，其变化范围为0～0.2‰，平均值为0.12‰±0.07‰。第Ⅱ组（条带状和块状硫化物矿石中的石英）共3件样品，δ³⁰Si值全部为正值，其变化范围为0.1‰～0.2‰，平均值为0.16‰±0.04‰。第Ⅲ组（网脉状硫化物矿石中石英）共4件样品，δ³⁰Si值以负值为主，其变化范围为-0.3‰～0，平均值为-0.13‰±0.11‰。第Ⅳ组（强蚀变岩石）共4件样品，δ³⁰Si值以正值为主，其变化范围为-0.2‰～0.1‰，平均值为0.03‰±0.13‰。第Ⅴ组（弱蚀变和未蚀变石英拉斑玄武岩）共4件样品，δ³⁰Si值全部为负值，其变化范围为-0.1‰～-0.2‰，平均值为-0.15‰±0.05‰。上述可见，第Ⅰ组层状硅质岩和第Ⅱ组层状矿体中石英的硅同位素组成全部为正值，其δ³⁰Si平均值也十分接近，说明它们之间有着成因联系；第Ⅲ组网脉状矿石中石英和第Ⅴ组基性火山熔岩的硅同位素组成（除一个零值而外）全部为负值，其δ³⁰Si平均值也十分接近，说明它们之间有着成因联系。但是，第Ⅰ组和第Ⅱ组样品与第Ⅲ组和第Ⅴ组样品之间的硅同位素组成则显著不同。前两者δ³⁰Si值为正值，后两者δ³⁰Si值为负值，这为进一步探讨成矿系统中硅质来源提供了十分有用的信息。第Ⅳ组样品的硅同位素组成以正值为主，这意味着蚀变流体特别富含重硅，意义重大。

表4-16 阿克塔什-萨落依火山岩型块状硫化物矿床成矿带硅质岩、矿石中石英、基性火山熔岩及其蚀变岩的硅、氧同位素组成

第Ⅰ组的δ¹⁸O值变化于10.0‰～14.5‰，平均值为12.4‰±1.4‰。第Ⅱ组的δ¹⁸O值变化于11.7‰～12.5‰，平均值为 12.1‰±0.3‰。与海相燧石岩相比，这 2 组样品的δ¹⁸O值显著偏低。第Ⅲ组的δ¹⁸O值变化于10.1‰～12.2‰，平均值为11.4‰±0.8‰。这组数据与日本黑矿型矿床网脉状硅质矿石中石英的δ¹⁸ O值十分接近。第Ⅳ组的δ¹⁸ O值变化于5.5‰～6.4‰，平均值为5.8‰±0.3‰，相当稳定。这组样品δ¹⁸O值比其他各组样品的δ¹⁸ O值都低，与世界范围内块状硫化物矿床底盘蚀变带的δ¹⁸ O值相近。第Ⅴ组样品可以进一步分为两个亚组Ⅴ-1，Ⅴ-2。第Ⅴ-1 亚组为弱蚀变的次闪石-绿帘石化拉斑玄武岩，其δ¹⁸O值变化于7.6‰～8.2‰；第Ⅴ-2组为新鲜石英拉斑玄武岩，其δ¹⁸O值变化于11.8‰～12.8‰。从第Ⅳ组、第Ⅴ-1及第Ⅴ-2 组δ¹⁸O 值的系统变化可以清楚看出，随着蚀变程度的提高，岩石的δ¹⁸ O值逐渐降低。

3.硅、氧同位素地球化学

从各类样品的硅同位素组成来看（图4-10），层状硅质岩及层状矿石中石英的硅同位素组成非常相近，说明两者的硅质来源相同。它们的δ³⁰ Si值都是正值，分别为 0.12‰和 0.16‰，这与许多层状硅质岩的硅同位素组成较一致。强蚀变岩石（第Ⅳ组）的δ³⁰ Si 值（除了 1 个负值而外）亦为正值，平均为0.03‰。这组正值有十分重要指示意义。野外及室内研究证明，该蚀变岩石是由基性火山熔岩蚀变形成的。一般情况下，这种蚀变岩应保留其原岩的硅同位素组成。萨落依矿床新鲜玄武岩的δ³⁰ Si 为-0.15‰，蚀变岩石只有1个样品的δ³⁰ Si 值为负值，另外 3 个样品全为正值。这说明，引起岩石蚀变的流体富含³⁰ Si。不管在地质作用过程中，硅同位素的分馏、演化机制如何，但蚀变岩石绝不是生物成因的。可见，δ³⁰ Si 为正值的岩石并非都是生物成因的。从图4-10 可以看出，第Ⅰ、Ⅱ、Ⅳ组样品的硅同位素组成分布区间重叠，这说明蚀变岩石-层状矿体-层状硅质岩是在同一个成矿系统中，由同一种成矿作用，在不同地质位置及不同物理化学条件下，以不同方式形成的地质体，但具有相同的成矿物质来源。第Ⅲ组网脉状矿石的δ³⁰ Si 值全部为负值，与第Ⅰ、Ⅱ组样品的δ³⁰ Si值完全不同。这种差别说明了层状矿化与网脉状矿化不是在同一个成矿系统中形成的。网脉状矿化与新鲜玄武岩的硅同位素组成十分相似（见图4-10），其平均值分别为-0.13‰，-0.15‰，说明形成网脉状矿化的硅来自火山岩本身，该类矿化可能是在更晚期的火山活动过程中形成的。

图4-10 阿克塔什-萨落依成矿带硅质岩及矿石中石英、蚀变岩石和新鲜拉斑玄武岩的硅同位素组成直方图

图4-11是各类样品的硅、氧同位素组成图解。从图4-11 可见，除 1 个样品例外，层状硅质岩及层状矿石的硅、氧同位素组成分布在同一个区内。这种分布情况说明了硅质岩及矿石中的硅、氧不但来源相同，而且它们形成方式及形成物理化学条件亦相同。蚀变岩石的硅、氧同位素组成单独位于另一个区域，它们比前2组样品明显亏损重氧。这可能是后者形成于低温条件下，由于动力分馏效应使得它们相对富含重氧。蚀变岩石→弱蚀变玄武岩→新鲜玄武岩的δ¹⁸O从 5.8‰→7.9‰→12.3‰，有明显的变化规律。这种变化与蚀变温度及反应程度有关，对探讨流体来源具有重要意义（见后述）。网脉状矿石的δ¹⁸ O值界于蚀变岩石与新鲜玄武岩石的δ¹⁸ O值之间（图4-11），这可能是网脉状矿石形成温度低于蚀变岩石之故（见后述）。

图4-11 阿克塔什-萨落依成矿带硅质岩及矿石中石英、蚀变岩石和拉斑玄武岩的硅、氧同位素组成图解

最后，根据硅、氧同位素资料，再讨论一下硅质岩成因问题。关于硅质岩成因最大的问题是生物成因与海底喷流热液沉积成因之争。尽管在地质上、元素地球化学上有许多资料对解决这种问题提供了许多有用的证据，但目前这个问题仍未能得到很好的解决。硅同位素的研究为解决这种争论提供了一种新的手段，但也碰到了许多困难。为此我们先看一下有关这两类岩石的硅同位素组成情况。

首先，生物成因硅质岩的δ³⁰Si值变化范围很大，从-2.4‰～+2.5‰，但其中浅海-半深海放射虫硅质岩δ³⁰Si都是正值，变化于 0.2‰～0.8‰之间。其次，在海底热液成矿系统中，各类含铁建造的硅质岩已积累了一些硅同位素资料，其δ³⁰ Si 值基本都是负值。这种情况比较好理解，同为与火山有关的热液系统中，硅质岩的硅主要来自火山岩本身，其δ³⁰ Si值应该是正值。但是，毕竟出现了许多例外。比如，加拿大安大略省 Hemlo金矿床，13个矿石中石英的δ³⁰Si值有11个是正值，最高者达0.8‰，平均值为0.3‰±0.3‰（丁悌平等，1994）。显而易见，Hemlo 金矿床矿石中的石英不可能是生物成因的。又如，在现代地热系统中，中国云南腾冲热海 7 个硅华样品的δ³⁰ Si（‰）有 3 个负值（-0.1，-0.3，-0.6）和 2 个正值（0.1，0.2）；泉水溶解硅 3 个样品δ³⁰Si（‰）值分别为 0，0.1，0.4（丁悌平等，1994）。美国内华达州汽艇泉 GS-5 钻孔中 3 个玉髓样品的δ³⁰ Si（‰）分别为 0.1，0.4，0.9，具较高正值（Douthitt，1982）。宋天锐等（19）对深海（水深大于4000 m）及半深海（水深大于1000 m）等放射虫硅质岩样品进行了硅同位素研究。前者（与火山岩有直接关系的）8个样品，其中3个δ³⁰Si值为-0.3‰～-0.6‰，平均值为-0.4‰±0.2‰，5个δ³⁰Si变化于0.2‰～0.8‰，平均值为+0.5‰±0.3‰。后者（采自沉积地层中的）4 个样品，其δ³⁰Si 变化于+0.1‰～+0.6‰，平均值为+0.4‰±0.2‰。上述8个洋壳区深海放射虫硅质岩，根据硅同位素资料，只有 3 个样品的硅质是由火山活动提供的，其余5个样品则相反，类同于半深海陆壳区的硅质岩。洋壳区同样产状的放射虫硅质岩，其硅同位素组成相差如此之大，暂时难于做出合理的解释。再如，萨落依矿床4个蚀变岩石的δ³⁰ Si值有3个为正值（表4-16），但这些蚀变岩石是由基性火山熔岩变来的。因此，不能简单地认为，硅同位素组成为正值的硅质岩就是生物成因硅质岩。

在探讨硅质岩成因时，把硅、氧同位素资料结合起来，可能会提供更加合理的信息。全球各类岩石之间硅同位素组成差别不很大，而其氧同位素组成则相差较大。如生物成因硅质岩δ¹⁸ O值变化于22‰～32‰，相对富含重氧。表4-17 是自太古宙以来，各种热液沉积硅质岩部分氧同位素组成资料。从表 4-17 可见，与海底热液系统有关的各类硅质岩、喷流岩或矿石中石英的δ¹⁸O值变化于5.9‰～21.9‰之间，平均为 16.7‰（n=165）。显然，热液沉积硅质岩的氧同位素组成明显低于生物成因硅质岩。图4-12是显生宙两类硅质岩氧同位素组成与地质年代关系图解。从图4-12 可见，两类硅质明显分为两组，生物成因硅质岩富含重氧，并且其δ¹⁸ O值随地质年代变化有系统的变化趋势，年轻者更富含重氧。热液沉积硅质岩比生物成因硅质岩亏损重氧，随着地质年代的变化其δ¹⁸ O值没有任何规律性的变化。根据上述有关硅质岩的硅、氧同位素组成情况，可以认为，阿克塔什-萨落依成矿带层状硅质岩及层状矿石中的石英都是在海底热液成矿系统中以热液沉积方式形成的。

表4-17 在海底热液成矿系统中，热液喷流沉积硅质岩（或矿石中石英）的氧同位素组成

图4-12 显生宙海相燧石（图右侧）及海底热液系统中热液沉积硅质岩（图左侧）的氧同位素组成与地质年代关系图解