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%,fA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%,fA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。
20世纪90年代以来，同位素地球化学无论在应用上还是方法上都得到了长足的发展。
在古气候研究方面，人们在利用碳同位素作为恢复古气候变化工具的同时，还用87Sr/86Sr同位素变化研究海洋碎屑沉积物所提供的古气候信息。为研究地球上水的成因与演化，对D/H进行了离子探针测定。
地球演化研究一直是同位素地质学研究的重要方面。近来，人们用Sm-Nd法对地球的早期和晚期分异进行了研究；用97Tc-97Mo和182Hf-182W年代测定研究地球的加积（Terrestrial accretion）和地核的形成时间；用地幔包体中氮丰度和同位素研究地幔及大气圈演化的意义。在区域地壳演化方面，不少研究者通过对花岗岩中Nd和Pb同位素研究了中国东南部地壳演化，用Sm-Nd模式年龄研究了巴西地盾的地壳演化等。
40Ar/39Ar测定有着广阔的发展前景。除岩石定年外，40Ar/39Ar还用于断层年代的测定。在方法上近来又发展了40Ar/39Ar年代的激光探针测定。
裂变径迹法在定年的基础上，目前发展了把裂变径迹方法用于填图及研究增生过程，以及分析地震断层附近的热异常等。
气体同位素特别是惰性气体同位素的研究近年来得到了迅速发展。在气体同位素研究方面如用氮同位素δ15N研究花岗岩成因。在惰性气体研究方面，如用He研究105年范围内地下水的冷却，盐湖中的4He、22Ne和36Ar，岩石中的圈闭He和3He/4He，以及40Ar和40Ar/36Ar,MORB玻璃中氦、氖、氩的分馏等。在区域地球化学方面，有人研究了中国构造地球化学分区与惰性气体的关系；还有人分别对大别山榴辉岩的氦、氩和乌拉尔石英中的氩及氦同位素进行了研究。
宇宙成因10Be、26Al和36Cl的研究近来得到了广泛的重视，有着广阔的发展前景。如用宇宙成因的10Be、26Al和36Cl原位测定研究冰川发育历史，用石英中的10Be和26Al测定史前时期洞穴沉积的年龄，用宇宙成因的10Be和26Al的测定估算青藏高原剥蚀速度，以及通过岛弧火山岩中的10Be研究大洋沉积物带入岛弧岩浆岩的问题等。此外，14C和10Be的同位素亦用于气候变化研究。10Be还用于研究M/G（Matusyama/Guass）地磁倒转边界的变化。
Re-Os体系是一个值得注意的方法。目前这方面的研究包括球粒陨石中的Re-Os体系、辉钼矿的Re-Os定年和黑色页岩中的Re-Os体系研究等。
除此以外，Ra、B等同位素的研究也日益为人们所关注。有人认为湖泊中226Ra的行为研究是测定全新世沉积物年龄的一种潜在方法。还有人对岩浆及海底热液成矿系统中的硼同位素进行了研究。
在方法方面，近年来发展了用高精度等离子质谱测定65Cu/63Cu比值的天然变化；发展了热离子化质谱仪（TIMS:Thermal Ionization Mass spectromete）和加速器质谱仪（AMS），以及用热发光定年研究古地震和湖相沉积物的年龄等。
在第30届国际地质大会上，不少学者报道了基础地质研究中的同位素地球化学方法。其中主要有J.Veizer的锶同位素地层学研究，K.Konno等对鱼牙齿化石的锶同位素研究，以及M.Novak对基岩-森林土-云杉冠-大气系统的硫同位素动力学研究。在环境的同位素地球化学研究方面，有洪阿实用海洋稳定同位素示踪对全球变化的研究，李浩对南中国海风成沉积的古环境意义的研究和魏克勤对中国季风区的δ18O对古气候指示的研究。在同位素的地质测量新技术与新方法方面，G.Faure在用宇宙成因核类（10Be）研究南极石英暴露年龄方面取得了引人注意的成果。J.H.Chen等用高精度热离子质谱测量了第四纪火山岩地磁漂移的238U-230Th年龄。
同位素地球化学研究室始建于1973年，1990年与地质研究所同位素地质年代学实验室联合组建地质矿产部同位素地质开放实验室，2007年成为国土资源部成矿作用与资源评价重点实验室的重要组成部分。该研究室拥有NEPTUNE激光多接收等离子质谱、MAT253气体同位素质谱（2台）、Helix SFT稀有气体同位素质谱等大型仪器设备和国内最齐全的稳定同位素分析方法，其中SiF4高精度硅同位素分析方法为国际首创，SF6高精度硫同位素分析方法、硝酸盐和硫酸盐的三氧同位素分析方法、激光多接收等离子质谱（LA-MC-ICP-MS）微区原位硼同位素分析方法等为国内第一个建立，研制了多种同位素标准物质，在国内外有重要影响。
1.业务定位
开展同位素分析、定年新技术研发和同位素基础理论研究；利用同位素技术研究确定成岩成矿时代，示踪成岩成矿物质来源，揭示岩石矿床的形成条件及全球气候环境变化；积极对外开放，建成我国重要的同位素地球化学技术支撑平台。
2.发展方向
研发同位素分析和定年新技术；利用同位素技术确定成岩成矿时代，示踪成岩成矿物质来源和形成条件；为我国地质科技创新提供同位素技术支撑。
3.研究内容
开展同位素地质新技术研发和同位素基本理论研究，利用同位素技术和理论研究解决基础地质、矿产资源和气候环境领域的重大科学问题；重点是微区原位同位素、非传统同位素和非质量同位素效应分析技术及应用。
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代学，前者主要研究地球及其地质体的年龄和演化历史，后者则主要研究天体的年龄和演化历史。 ?稳定同位素地球化学 ：
同位素地球化学的一个研究领域。主要研究自然界中稳定同位素的丰度及其变化规律，并用来解决地质问题。稳定同位素包括放射衰变成因的和非放射成因的，如206Pb、207Pb、208Pb、87Sr和143Nd就是分别由238U、235U、232Th、87Rb和147Sm放射衰变而形成的稳定同位素；而H、C、O、S的同位素如1H、2H、12C、13C、16O、17O、18O、32S、33S、34S、 36S则是天然稳定同位素。由于H、C、O、 S的原子序数小于20，所以其同位素又可称为轻稳定同位素。稳定同位素丰度发生变化的主要原因是同位素的分馏作用。 同位素分馏 指由物理、化学以及生物作用所造成的某一元素的同位素在两种物质或两种物相间分配上的差异现象。引起同位素分馏的主要机制有：①同位素交换反应。是不同化合物之间、不同相之间或单个分子之间发生同位素分…… ?同位素年代学从诞生至今已经一个多世纪，但至今发展速度很快，新方法、新理论不断提出，新技术得到了不断地应用，尤其是高精尖仪器的引入，发展异常迅速，几乎每天都有新发现。以下仅简要介绍常规方法及部分进展，以起到以管窥豹之效。
1. Rb-Sr法
2. Sm-Nd法
3. U-Pb法
研究对象主要是那些长寿命的天然放射性核素,对地质体和矿石中的含量的测定通过半衰期来确定形成时间演化过程等.
同位素地球化学：根据自然界的核衰变、裂变及其他核反应过程所引起的同位素变异,以及物理、化学和生物过程引起的同位素分馏,研究天体、地球以及各种地质体的形成时间、物质来源与演化历史.同位素地质年代学已建立了一整套同位素年龄测定方法,为地球与天体的演化提供了重要的时间坐标.已测得：太阳系各行星形成的年龄为45～46亿年,太阳系元素的年龄为50～58亿年.在矿产资源研究中,同位素地球化学可以提供成岩、成矿作用的多方面信息,为探索某些地质体和矿床的形成机制和物质来源提供依据.
通过硫、铅、氢-氧同位素可以示踪成矿物质和流体的来源，进而可以揭示矿床的形成过程。从表5-4可以看出，矿石的硫同位素组成有很大不同。(1)硫同位素：哈达门沟矿石硫同位素δ34S变化于-21.7‰～5.4‰之间，极差达27.1‰，说明硫来源复杂，平均值为-10.6‰，表现出强烈亏损34S的特点。相比之下，金厂沟梁矿石硫同位素δ34S变化于-2.8‰～2.3‰之间，极差为5.1‰，极差小，δ34S平均值为-1.16‰，在0值附近。(2)铅同位素：哈达门沟矿石206Pb/204Pb比值变化为15.937～18.875，207Pb/204Pb为15.215～15.684，207Pb/204Pb为36.067～38.503，比值变化范围大，μ为9.12～9.58，模式年龄为-66～2099 Ma，模式年龄变化较大，表明铅不是在单一的铀、钍-铅系统中演化的，而是多阶段的，因而模式年龄也失去了直接指示时间的意义，铅同位素的组成并非是正常铅，而是混合铅。相比之下，金厂沟梁矿石206Pb/204Pb比值变化为16.824～17.317，207Pb/204Pb为15.302～15.480，208Pb/204Pb为36.849～37.706，比值变化范围相对较小，铅模式年龄总体变化范围为751 Ma～985 Ma，为新元古代，一般认为模式年龄是样品从地幔源区分离出来的时间，μ为9.09～9.38。(3)氢-氧同位素：哈达门沟δ18O水‰在3.80‰～5.20‰之间，平均值4.49‰，δD为-90‰～-62‰，平均值-76.6‰。在δ18O水-δD图上，投点落在原生岩浆水及变质水附近。相比之下，金厂沟梁δ18O水‰在2.2‰～7.8‰之间，平均值4.9‰，δD为-108‰～-62.4‰，平均值-86‰，在δ18O水-δD图上，投点均落在原生岩浆水及下方，说明成矿流体主要来自岩浆水，有部分天水混入。
表5-4 哈达门沟与金厂沟梁金矿床同位素特征对比
通过以上对比可以看出，哈达门沟金矿床和金厂沟梁金矿床均产于华北克拉通北缘隆起带（内蒙地轴），赋矿围岩均为太古宙变质岩。统计结果表明，克拉通北缘的金矿床大多数在前寒武纪老变质岩中产出，占70％以上（李俊健等，2006），前寒武纪基底总体上含金丰度比较高，这也说明克拉通基底对区域金成矿是有贡献的，这也说明它们有相似的物质基础。但更多表现为不同，无论在矿床地质特征，还是在流体特征、同位素地球化学特征以及成矿时代，都表现出各自的特点，究其原因，与其所处的大地构造位置及成矿环境是分不开的，哈达门沟金矿床位于华北克拉通北缘的西段，而金厂沟梁金矿床位于华北克拉通北缘的中东段，我们知道华北克拉通在形成之后，很不稳定，经受了多期活化，在整个古生代经受北部西伯利亚（安哥拉）板块由南而北的挤压，在北缘造山带发生多期碰撞和开合（邵济安，1991；徐备等，1997；李锦轶等，2009），华北克拉通北缘早古生代晚期发生弧-陆碰撞后，在晚古生代早期局部为碰撞后/造山后伸展环境（Jiang，2005；Zhang et al.，2007a；Zhang et al.，2010a；张晓晖等，2010），哈达门沟金矿床就是这种伸展环境的产物。燕山期以来东部受到伊泽那崎-太平洋板块的北西向消减，东部岩石圈强烈活化，在燕山晚期发生大规模的岩石圈减薄（Menzies et al.，1993；吴福元等，2008；翟明国，2010），引发东部广泛的岩浆活动和大规模的成矿作用（李永刚等，2003；Yang et al.，2003；毛景文等，2003），金厂沟梁金矿床就是这次事件中的特例。从动力学机制来说，哈达门沟金矿主要受北部造山带挤压-拉张动力机制控制，引发乌拉山隆起的南缘和北缘深大断裂多次活动，深部碱性流体上升，萃取太古宙变质岩中的金属元素，而使金沉淀。而金厂沟梁金矿主要是中国东部下地壳和岩石圈地幔减薄引发软流圈上涌，使岩石圈地幔和下地壳部分熔融，脱水，深部岩浆流体携带成矿物质上升，并混合天水，在流经地层萃取地层中的金属，在构造和成矿有利部位沉积成矿。
7.5.1.1 氢、氧同位素特征
作者对八件矿石样品中的石英分别测试了δ18O矿物值和包裹体δD值，并利用同位素分馏公式计算了与石英处于同位素平衡的
图7.11 δD-δ18O图解
7.5.1.2 碳、氧同位素特征
据矿床中碳酸盐矿物的碳、氧同位素测定（本书；叶庆同，1987），方解石δ18OSMOW值为＋8.85‰～＋15.85‰，δ13CPDB值为-10.81‰～-3.89‰；菱铁矿δ18OSMOW值为＋13.38‰～＋20.22‰，δ13CPDB值为-7.66‰～-1.37‰。在δ18O-δ13C图解上（图7.12），样品投点多落在海相碳酸盐岩区与花岗岩区之间，推测成矿流体中的含碳组分具有岩浆源和地层源等多种来源。
7.5.1.3 硫同位素特征
矿区硫化物δ34S值域为-6.1‰～＋3.4‰，平均为＋0.80‰。从铜矿带向铅锌矿带，从深部向浅部，δ34S值显示降低趋势，这种变化趋势与流体中
图7.12 δ18O-δ13C图解
（据刘建明等，1997；刘家军等，2004）
1.方解石；2.菱铁矿
图7.13 银山矿区硫同位素比值特征与其物质来源关系图解
Ⅰ区段成矿物质来源为地幔；Ⅱ区段成矿物质为地幔，受到地壳物质明显混染；Ⅲ区段成矿物质来源主要与地壳有关；Ⅳ区段成矿物质来自地幔，受到大规模地壳物质混染、同化、混合
7.5.1.4 铅同位素特征
据铅同位素测试（叶庆同，1987；江西地质勘查局，1996），靠近铜矿带方铅矿铅同位素组成较稳定，206Pb/204Pb、207Pb/204Pb、208Pb/204Pb的比值一致，依次分别为17.927～18.010、15.466～15.573、37.818～38.254。向两侧，即银山区、北山区铅同位素变化较大。银山区206Pb/204Pb、207Pb/204Pb、208Pb/204Pb 比值依次分别为17.956～18.204、15.459～15.755、37.735～38.407；北山区206Pb/204Pb、207Pb/204Pb、208Pb/204Pb 比值依次分别为 17.889～19.045、15.458～16.368、37.686～40.237。在铅同位素演化图上，矿石铅投点在造山带铅曲线附近较集中，部分投点则落在上地壳和地幔铅曲线附近，并且投点呈明显线性分布（图7.14），说明矿石铅来源较为复杂。
图7.14 银山矿床方铅矿的铅同位素组成
UC.上地壳；OR.造山带；UM.上地幔；LC.下地壳
同位素地球化学勘查是稳定同位素在地质学应用中发展起来的一种新的技术方法，它是以研究稳定同位素的天然丰度为基础，测量地壳中稳定同位素的含量和它们之间的比值，根据所发现的同位素异常及其变化规律来进行找矿。
根据稳定同位素的研究资料，地球上各个部分的同位素组成是不相同的。也就是说，自然界中不同来源的物质其同位素丰度是不一样的，往往存在一定的差异，这种差异客观地反映了自然界中同位素的分离。
在地壳演化过程中，各种地质作用（包括成矿作用）及元素地球化学循环的影响，自然界中同位素的分离造成了同位素组成的变异，使其在不同地质体中某种同位素含量的增加或减少。这种由同位素分离所引起的同位素组成的变异（即某种同位素含量的增加或减少）称为同位素地球化学异常。地质工作者正是研究地质体及宇宙间同位素组成的微小变异，来探索造成这些差异的原因及规律，从而更进一步探讨矿床成因及物质来源等。同位素地球化学勘查，是研究地壳中稳定同位素组成的变异规律，进而利用同位素异常值作为地球化学找矿的指示剂，追索矿源层或直接圈定盲矿体。例如，在铀矿床的普查中，一些深部盲矿体的发现就是通过铅同位素测量所出现的206Pb高值带而圈定的。除此，应用同位素地球化学异常值还可以推断成矿环境，了解成岩成矿机理，查明成矿物质的来源等，从而可以用来指导找矿。
17.7.1 地壳中同位素地球化学异常的成因
同位素异常的形成是自然界同位素分离的结果。因此，地壳中同位素异常的形成，实质上就是地壳中同位素分离的结果。
地壳中同位素分离的原因，主要是由两类作用所引起：元素的放射性衰变和地质-地球化学作用。
17.7.1.1 元素的放射性衰变引起的同位素成分的变化
许多放射性元素可以经过放射性衰变而转变成其他元素的稳定同位素，例如：
勘查技术工程学
由于这些新形成的同位素的数量不断增加，因此使元素的同位素成分不断改变，并使不同来源的同种元素具有不同的同位素成分。例如，铀矿物中的铅富含206Pb，而许多钍矿物中的铅却富含208Pb。这就是应用铅同位素寻找放射性矿产的理论依据。
17.7.1.2 地质-地球化学作用所引起的同位素分离
按作用的性质不同，又可分为化学的、物理的和生物化学的分离过程。
（1）同位素平衡交换反应
地壳中最明显的同位素分离常常都是由各种同位素平衡交换反应所引起。不论是热液作用，还是化学沉积作用过程都广泛存在着同位素平衡交换反应。
大量的资料证明，在同位素交换反应中造成同位素分离的因素有：①同位素化合物的相对质量差。一般说来，同位素相对质量差越大的化合物之间的分离作用也就越显著，如氢和氧的相对质量差为100%，致使地壳中由不同氢同位素组成的化合物之间的分离现象比较突出。②温度的影响，由于同位素交换反应的分馏系数（α）是随温度的变化而变化的，一般情况下，作用过程的温度越低，则分离越强；而温度越高，分离越弱。因此，在地壳的演化过程中，天然分离过程的总趋势是随着深部物质向地表物质演化，同位素分离程度增加。在各种地质作用过程中，表生作用引起的同位素分离程度最强；其次为较低温度下进行的热液过程；而在700～1200 ℃高温下进行的岩浆作用中，就很难有同位素的分离。
所以，对于不同地质作用所形成的产物，进行同位素组成的研究将有助于了解成岩成矿过程，从而可以间接为矿产预测提供地球化学信息。
（2）物理过程引起的同位素分离
地壳中所进行的各种物理过程，包括气态和液态下的扩散作用、蒸发升华和凝聚作用、矿物的结晶与溶解以及胶体的吸附与解析等作用过程，都能引起同位素的分离。其中最有意义的是蒸发和扩散作用。在蒸发作用过程中，大多数化合物的气相相对地富集轻同位素，而凝析相则富集重同位素；在扩散过程中，同位素的分离则取决于不同质量的分子穿过多孔介质的速度。在不存在逆扩散时，扩散分离使气体残余部分同位素变重，扩散部分变轻。例如，在重力作用下，氮（N）在大气圈中发生扩散分离，对不同高度氮样品的同位素成分测定证明，随高度增大，14N（轻氮）的含量逐渐增高。
同样，在成矿作用过程中，热液的活动也同样可以引起同位素的扩散分离。例如在美国犹他州产于火山岩中的铅锌矿，测定矿体周围的蚀变火山岩中黄铁矿硫同位素成分，发现远离矿体的黄铁矿愈富集32S。所以，在热液向外扩散时所形成的产物，其中某种元素的同位素组成可以因扩散而产生分离，而且根据这种分离的规律便可以圈定矿体，以指导矿产的勘探。
（3）生物化学过程引起的同位素分离
动物、植物及微生物在其生活过程中经常与介质交换物质，并且通过生物化学过程引起同位素分离。例如，在植物的光合作用中生成的有机物分子中，主要吸收了12C并与之化合，这就使得13C在有机体中的含量相对减少了，因此有机成因的岩石、煤也就富含12C。
在与海水接触的浅泥中，由于细菌能迅速还原海水硫酸盐，因此这些还原硫最后应进入石油（原始有机物中来的硫微不足道），使石油δ34S值通常较伴生的蒸发岩硫酸盐约小15%，这与海水硫酸盐细菌还原相吻合。所以，根据石油及其伴生的硫酸盐和硫化物的硫同位素，可以用来了解石油中硫的来源及生成环境。
由上述可知，生物化学过程引起的同位素分离还是广泛存在的。对它的研究将有助于我们了解有机矿产的形成环境及有机岩中同位素的分布规律。
17.7.2 同位素地球化学勘查的途径
同位素地球化学勘查用于找矿可以通过下列途径来进行：① 利用稳定同位素比值的变化解决多种成矿作用的物质来源，确定矿床成因，指出找矿方向。② 根据同位素组成特征和空间变化规律，圈定同位素组成变异晕，寻找隐伏矿体。③ 研究成矿环境，指导找矿。④ 确定矿化类型或矿床规模，预测找矿方向。
17.7.2.1 硫同位素法
硫与金属矿床存在着密切的关系。利用硫同位素的变异可以确定矿床的成因及成矿物质的来源；而且还可以区分不同的矿化类型，进行成矿预测或用它指示的某种成矿环境标志来指导找矿。
17.7.2.2 氧同位素法
氧的同位素有16O、17O、18O，其中应用较多的为18O与16O的比值，常以δ18O（‰）表示。水与岩交换作用已被公认为是形成各种热液矿床的一个重要前提。各种不同的热液水，如大气降水、海水、岩浆水和变质水等，与各类岩石发生化学反应的过程中，水和岩石的同位素组成发生了交换，同时热液水淋滤（萃取）并富集岩石中的成矿物质，在有利的构造部位成矿。水岩交换在微观上表现为元素的带入带出、同位素的再分配，在宏观上表现为不同类型的围岩蚀变，形成不同的矿种类型及不同的蚀变类型。由下列公式可以计算出水岩交换过程中的水岩比值和交换反应后流体和岩石的氢、氧同位素组成。
勘查技术工程学
式中：W/R代表水岩比值；δf（rock）代表交换反应后岩石的氢、氧同位素组成；δi（rock）代表交换反应前岩石的氢、氧同位素组成；δi（H2O）代表交换反应前H2O的氢、氧同位素初始值；i，f代表交换的初值和终值，Δ=δf（rock）-δf（H2O），它取决于温度，是温度的函数。根据公式（17.7-1）就可以定量研究成矿过程中的水岩比。根据采样位置确定水岩交换中心以及δ18O值与矿化的空间关系。张理刚等的研究表明，岩浆水成因的成矿热液体系由深部岩石向上部岩石运移，其氧同位素组成将比原岩升高，或基本上保持原岩的δ18O值。大气降水成因的成矿热液体系有两种情况：在W/R值较大（＞0.1）的情况下，整个蚀变体系岩石的δ18O值均低于原岩，这是低18O组分大气降水热液体系的典型特征。在W/R值较小的情况下，热液体系由深部向上部δ18O逐渐升高，深部的δ18O值将低于原岩，上部的δ18O值高于原岩，完全不是以小W/R值为特征的岩浆热液水产生的蚀变岩石所能达到的高δ18O值。
17.7.2.3 铅同位素法
近年来，铅同位素在探矿中的应用已越来越广，它不仅用于寻找铀、钍等放射性矿产资源，而且也被用来寻找和评价金矿及铜、铁、铅、锌等金属矿。其主要作用是：① 确定矿床成因；② 评价矿床规模；③ 作为找矿标志；④ 指明矿化位置。
铅有4种稳定同位素：204Pb，206Pb，207Pb和208Pb。其中204Pb为非放射性成因，206Pb、207Pb和208Pb为放射性成因铅。除了地球形成时已有的一部分（原始铅）外，铅还通过238U、235U和232Th的衰变而不断增加。也就是说，某一地质体的铅同位素组成与其在含U、Th的介质中存在的时间、介质中U、Th和Pb的相对质量分数有关。铅不像O、S、H、C等轻同位素在次生过程中容易受到所在系统的温度、压力、pH、Eh和生物等作用而发生变化，因此在铁帽、土壤和风化基岩中原来物质的铅同位素特征能够保持不变。同时前人研究表明，具有复杂演化历史，与变质作用、岩浆侵入有关的矿床，以及由Fe和贱金属元素表生作用而形成的铁帽和无矿围岩等，Pb同位素往往具有不均一性。因此，研究铅同位素的特征，有助于判定由某地质作用引起的类似的地球化学异常。通过与已知矿床（研究区内）铅同位素的对比研究，来选择最佳的找矿靶区。
加拿大失业率今年创了新高，土著都往美国跑。加拿大工资只有美国的60%，物价几乎是美国的三倍。美国失业率这么低你都无法就业，来加拿大肯定要饿死的。。。