A. Sr-Nd同位素特徵
表3-4為拾金坡岩體寄主花崗岩和二長質包體代表性樣品的Sr-Nd同位素組成結果。從中可看出，寄主花崗岩和二長質包體的Sr、Nd同位素組成十分接近，二者的（87Sr/86Sr）i和εNd（t）值分別為0.70753～0.70898、-2.427～-1.761和0.70651～0.70917，-2.199～-0.004，表現出殼幔混源花崗岩類岩石的Sr、Nd同位素特徵。為了消除結晶分異導致的147Sm/144Nd值變化對單階段Nd模式年齡的影響（Depaolo et al.，1992），對Nd模式年齡的計算採用了兩階段模式，結果表明，寄主
表3-4 拾金坡岩體寄主花崗岩和二長質包體代表性樣品的Sr-Nd同位素組成
花崗岩和包體的T2DM非常接近，分別為1292～1346 Ma和1149～1327 Ma，平均值為1295 Ma，代表了本區地殼的平均存留年齡（陳江峰等，1999）。在εNd（t）-t圖解中（圖3-14），寄主花崗岩和包體的投影點都位於早—中元古代地殼的上方，表明成岩過程中有幔源組分的參與。在Sr-Nd同位素演化圖解上（圖3-15），寄主花崗岩和二長質包體樣品落入上地幔、上地殼和下地殼組成的三角區域內，亦表明上地幔部分熔融形成的原始岩漿與地殼物質之間發生過混合作用，而寄主花崗岩與二長質包體的組成比較接近，表明岩漿混合作用過程中同位素交換較為充分。
圖3-14 拾金坡岩體寄主花崗岩和包體εNd （t）-t關系圖
圖3-15 拾金坡岩體寄主花崗岩和包體εNd （t）-（87Sr/86Sr）i關系圖
B. （四）Sr同位素特徵
礦區地層正常沉積不同類型變質沉積岩樣品與礦床鈮-稀土-鐵礦石、鈮-稀土礦石樣品和白雲岩樣品具有不同Rb-Sr同位素系統（圖7-15）。地層變質沉積岩樣品Rb含量比礦石樣品和白雲岩樣品高，除長石石英砂岩樣品B9434Rb含量為1.340×10-6外，其他樣品由12.65×10-6～1.504×102×10-6，平均值86×10-6。鐵礦石、鈮-稀土礦石樣品Rb含量由5.682×10-2×10-6～2.610×10-2×10-6，平均值32×10-6。白雲岩樣品Rb含量，除樣品B2006,B2064達到n.100×10-6外，其餘樣品都很低，由近似0～32.84×10-6，平均值4.3×10-6。相反，Sr含量，地層變質沉積岩樣品低，由9.520×10-6～5.761×102×10-6，平均值153×10-6。鐵礦石、鈮稀土礦石樣品Sr含量40.52×10-6～5.470×103×10-6，平均值1014×10-6；白雲岩樣品5.304×102×10-6～5.470×103×10-6，平均值1910×10-6。87Rb/86Sr比值，地層變質沉積岩石樣品0.1485～17.23，平均值4.3±4.9（σ）；鐵礦石、鈮-稀土礦石樣品2.720×10-4～0.5500，平均值0.098±0.168（σ）；白雲岩樣品由近似0～0.4768，平均值0.0050±0.0062（σ）。相應，87Sr/86Sr值也有很大差異（圖7-15）。
圖7-14白雲鄂博礦床主礦、東礦鈮-稀土-鐵礦石、鈮-稀土礦石樣品，主礦、東礦，菠蘿頭白雲岩樣品143Nd/144Nd（1273Ma）-1/Nd圖
143Nd/144Nd（1273Ma）值和1/Nd值據表4-2，表5-2計算。143Nd/144Nd（1273Ma）值不隨1/Nd變化而變化
Fig.7-14143Nd/144Nd（1273Ma）vs 1/Nd diagramof Nb-REE-Fe ores and Nb-REE ores from the Main orebody,East orebody and dolomites from the Main orebody,East orebody and Boluotou
143Nd/144Nd（1273Ma）and l/Nd values are calculated from Table 4-2 and Table 5-2）
地層正常沉積變質岩石樣品Rb-Sr同位素系統在形成後，遭受過強烈地質作用改造，Sr同位素系統被再置。985Ma左右，ISr=0.7147±88（σ）。地層岩石樣品（87Sr/86Sr）i值比礦床鈮-稀土-鐵礦石、鈮-稀土礦石樣品和白雲岩樣品高。若假設它們都形成於同一時間，1273Ma左右，由表4-3，表5-3，表7-4計算結果是：地層岩石樣品：灰岩、含長石石英砂岩樣品B9420-21,B9434由0.71542～0.71935，平均值0.7169±18（σ）；變質長石石英砂岩、炭質板岩樣品在後期地質作用中Rb-Sr同位素系統已發生變化，計算的多數值小於0.699，無地質意義。、鈮-稀土-鐵礦石、鈮-稀土礦石樣品0.70236～0.71972，平均值0.7058±0.0018（σ）。白雲岩樣品由0.70127～0.70590，平均值0.7040±10（σ）。白雲岩樣品，鐵鈮稀土礦石樣品的87Sr/86Sr（1273Ma）值比同一時代地層中的灰岩、長石石英砂岩的值低得多（圖7-15）。很顯然，礦床與地層正常沉積岩石沒有成因關系，它們不能對比。
圖7-15白雲鄂博礦區地層變質沉積岩樣品，主礦、東礦鈮-稀土鐵礦石、鈮稀土礦石樣品，主礦、東礦，菠蘿頭白雲岩樣品Rb-Sr同位素系統比較（圖據表4-3，表5-3，表7-4數據繪制）
鐵礦石、白雲岩范圍內：○主礦、東礦鈮-稀土-鐵礦石、鈮-稀土礦石樣品；●主礦、東礦，菠蘿頭白雲岩樣品
Fig.7-15Comparison of the Rb-Sr isotopic systems of metamorphic sedimentary rock（oblique line area）in the Bayan Obo ore district with Nb-REE-Fe ores and Nb-REE ores（○）from the Main ore-body and Eastorebody and dolomites（●）from the Main orebody and East orebody and Boluotou in the Bayan Obo ore deposit
（data from Table 4-3,Table 5-3 and Table 7-4）
由圖7-16還可以看出，鈮-稀土-鐵礦石、鈮-稀土礦石樣品的87Sr/86Sr（1273Ma）比值不隨1/Sr變化而變化。這顯示，它們沒有遭受過其它源區的大的程度的污染或混合。但是，在其形成時，很小量正常沉積岩物質加入礦床礦石和白雲岩還是可能的。圖7-17顯示，鈮-稀土-鐵礦石、鈮-稀土礦石和白雲岩少數樣品的87Sr/86Sr（1273Ma）值隨著1/Sr的變化與正常沉積灰岩的相應值存在某些弱的線性演化趨勢。這反映，極少數鐵鈮稀土礦石樣品和白雲岩樣品中可能有很小量正常沉積岩石物質混入。
C. AB-8樹脂預處理的方法以及濕法裝柱的步驟
AB-8樹脂屬於常規大孔抄吸附樹脂，可用於色素、黃酮等物質的吸附
1.預處理，低成本的話，可以使用1mol/l的NaOH處理，後水洗至中性即可；也可用70%以上乙醇溶液處理，效果更好些。
2. 濕法裝柱，先在樹脂柱內裝入一定量的純水，後將樹脂慢慢加入柱內，此方法可避免干柱產生氣泡，影響吸附效果
希望對你有幫助。
D. AG1-X8樹脂裝柱前應怎樣處理，裝柱量怎麼選擇
預處理網上都有的，網路文庫就有。注意要交換的離子，看是否需要轉型。裝柱子量在三分之一和三分之二之間，以免影響柱效。
E. 實驗室純水機為什麼在RO膜後加樹脂柱，起到什麼作用
RO膜
RO[1] 是英文Reverse Osmosis 的縮寫，中文意思是反滲透。一般水的流動方式是由低濃度流向高濃度，水一旦加壓之後，將由高濃度流向低濃度，亦即所謂逆滲透原理：由於RO膜的孔徑是頭發絲的一百萬分之一（0.0001微米），一般肉眼無法看到，細菌、病毒是它的5000倍，因此，只有水分子及部分礦物離子能夠通過(通過的離子無益損取向)，其它雜質及重金屬均由廢水管排出。所有海水淡化的過程，以及太空人廢水回收處理均採用此方法，因此RO膜又稱體外的高科技「人工腎臟」。目前國內外，醫學軍用民用領域，都採取頂級RO膜進行高分子過濾。
反滲透是60年代發展起來的一項新的膜分離技術，是依靠反滲透膜在壓力下使溶液中的溶劑與溶質進行分離的過程。反滲透的英文全名是「REVERSE OSMOSIS」，縮寫為「RO」。
RO（Reverse Osmosis）反滲透技術是利用滲透壓力差為動力的膜分離過濾技術，源於美國二十世紀六十年代宇航科技的研究，後逐漸轉化為民用，目前已廣泛運用於科研、醫葯、食品、飲料、海水淡化等領域。
RO反滲透膜孔徑小至納米級（1納米=10*-9米），在一定的壓力下，水分子可以通過RO膜，而源水中的無機鹽、重金屬離子、有機物、膠體、細菌、病毒等雜質無法通過RO膜，從而使可以透過的純水和無法透過的濃縮水嚴格區分開來[2] 。
F. 樹脂柱是什麼，用來干什麼
離子交換柱主要是利用離子交換樹脂中的離子與原水（液）中的某些離子進行交換而將其除去，使水（液）得到凈化的方法。
1.樹脂的選擇和處理
在化學分析中應用最多的為強酸性陽離子交換樹脂和強鹼性陰離子交換樹脂。使用時應當先過篩以除去太大和太小的顆拉，也可以用水泡脹後用篩在水中選取大小一定的顆粒備用。
一般商品樹脂含有一定雜質，使用前必須進行凈化處理。強鹼性和強酸性陰陽離子交換樹脂，通常用4mol/LHCl溶液浸泡1-2天，以溶解各種雜質，然後用蒸餾水洗滌至中性。如果需要鈉型陽離子交換樹脂，則用NaCl處理氫型陽離子交換樹脂。
2.裝柱
進行離子交換通常在離子交換柱中進行。離子交換柱一般用玻璃製成，裝置交換柱時，先在交換柱的下端鋪上一層玻璃絲，灌入少量水，然後傾入帶水的樹脂，為防止加試液時樹脂被沖起，在柱的上端亦應鋪一層玻璃纖維。交換枝裝好後，再用蒸餾水洗滌，關上活塞，以備使用。應當注意不能使樹脂露出水面，因為樹脂露於空氣中，當加入溶液時，樹脂間隙中會產生氣泡，而使交換不完全。
交換柱也可以用滴定管代替。
3.交換
將試液加到交換柱上，用活塞控制一定的流速進行交換。
4.洗脫
當交換完畢之後，一般用蒸餾水洗去殘存溶液，然後用適當的洗脫液進行洗脫。在洗脫過程中、上層被交換的離子先被洗脫下來，經過下層未被交換的樹脂時，又可以再度被交換。
陽離子交換樹脂常採用HCl溶液作為洗脫液；陰離子交換樹脂常採用NaCl或NaOH溶液作為洗脫液。洗脫之後的樹脂已得到再生，用蒸餾水洗滌干凈即可再次使用。
G. Sr、Rb同位素
表4-3 中亞造山帶含礦岩石的Sr、Nd 同位素
續表
續表
續表
續表
資料來源：1.李華芹等，1998；2.周剛等，1998；3.陳富文等，1999；4.張前鋒等，1994；5.王中剛等，1998；6.賀伯初等，1994；7.王登紅等，2002；8.周剛等，1999；9.畢承思等，1993；10.洪大衛等，未發表的資料；11.陳富文等，1999；12.芮宗瑤等，2002；13.杜琦，1988；14.吳福元等，1999；15.趙元藝等，1997；16.秦克章，1998；17.陳德潛等，1995；18.盛繼福和付先政，1999；19.趙一鳴，張德全，1997；20.王國政，1997；21.張德全，1993；22.盛繼福等，1993；23.王一 先 等，1997；24.Zhu Yongfeng 等，2001；25.Sotnikov 等，1995；26.Kovalenko等，1999；27.Kovalenko 等，1997；28.Kozlov 等，1995；29.Kovalenko 等，1992；30.Lykhin 等，2001；31.Vladimirov等，1998；32.Vladimirov等，1997；33.Heinhorst等，2000。
從表4-3可見：
1）含礦岩石的Sr初始值ISr絕大多數都小於0.706，εNd值絕大多數為正值（圖4-4），同前述花崗岩的總體同位素特點完全一致，說明它們都來源於地幔物質。甚至礦石流體包裹體的Sr同位素也反映了上述特點，說明成礦流體也繼承了岩漿來源於地幔物質的性質。某些與鎢、錫、稀有金屬礦化有關的花崗岩，即便是ISr值較高（0.711～0.728），但是它們的εNd值仍然較高，甚至仍為正值，或在零值附近擺動，仍然表明了地幔來源物質的強烈影響。只有一些出露在微陸塊上的含礦岩石，如內蒙古白乃廟、俄羅斯外貝加爾和山區阿爾泰的某些稀有金屬、鎢錫礦床的含礦岩石才顯出εNd為負值的特點，這同上述區域花崗岩的特點也是完全一致的。
圖4-4 中亞造山帶（CAOB）含礦岩石的ε Nd -I Sr 圖解
CAOB據表4-3，DM，MORB，EMⅠ和EMⅡ據Zindler and Hart，1986
2）含礦岩石，尤其是與鎢、錫、稀有金屬礦化有關的岩石，一般都是岩漿演化晚期分異比較充分的岩石，但是它們的同位素特點卻同區域花崗岩一致，沒有受到岩漿結晶分異和礦化作用的影響。
3）盡管本區礦床的成礦時代跨度較大，但是它們的Sr，Rb同位素系統卻是穩定的，變化范圍狹窄，說明從早古生代直至中生代，含礦岩石的來源基本類似。同區域花崗岩一樣，含礦岩石的εNd值從早古生代到中生代逐漸降低，尤其是200 Ma以後的中生代含礦岩石，εNd值都趨近於零，說明本區的含礦岩石同區域花崗岩一樣，是中生代對流地幔輸入改造顯生宙地殼的結果。
H. 樹脂交換柱是什麼材質
樹脂交換柱的製造材質繁多,有碳鋼型,不銹鋼型,玻璃鋼,pp型材質或透明材質等,選擇交換柱的材質,一般依據原水(流體)情況或用水(流體)要求來確定…。華粼水質
I. Sr-Nd同位素地球化學
陸源碎屑岩源區及其運移與剝蝕和沉澱過程的古地理和古氣候條件有密切關系。因此，源區能夠揭示盆地沉積環境中大規模的變化情況(Farmer and Ball，1997;Revel et al.，1996;Innocent and Marcel，2000;Walteretal.，2000;Pimentel et al.，2001;Dantas et al.，2009;等等)。盆地內來源於不同源區的沉積物應該保存其同位素和再循環的信息;盆地的演化則是受控於克拉通遠源和近源及其成分的大陸和沉積盆地長期伸展和沉陷的直接結果。由於Sm和Nd兩種元素化學性質相近以在地質作用過程中能保持相對的穩定性，應用Sm-Nd法能夠測定出岩石形成時間和物源區特徵(Muculloch and Wasser-burg，1978;Nelson and Depaolo，1985;Awwiller，1991;Depaolo and Wasserburg，1976)，對研究「地殼形成年齡」和大陸省的演化更是一種有效的方法(沈渭洲等，1989;胡靄琴等，1999)。更有意義的是，在熱液流體導致岩石蝕變過程中，由於Sm-Nd同位素系統較之Rb-Sr同位素系統是不太敏感的，再加之熱液礦物中Sm和Nd的分配能被作為一種源區儲藏庫的示蹤劑、並作為成礦流體活動時代的潛在地質年代計，因而近十年來利用Sm-Nd同位素、並配以Rb-Sr同位素組成來探討成礦流體和成礦物質的來源已得到廣泛的應用(Johnson and McCulloch，1995;Huang et al.，2003;Skirrow et al.，2007;Castorina and Masi，2008)。
一、測試樣品和參數計算
本次系統開展了石碌礦區賦礦圍岩二透岩和白雲岩全岩，以及含石榴子石條帶的貧鐵礦石的Rb-Sr，Sm-Nd同位素分析，以便調查沉積物來源、成礦物質的來源及其演化特徵，為正確闡明石碌鐵礦床成礦物質富集規律提供依據。所分析的樣品中，有2個為貧鐵礦石、3個為白雲岩、1個為白雲岩中包體、9個為二透岩，這些樣品除SL26采自雞心坳外，其餘均采自北一礦段。分析測試在中國科學院廣州地球化學研究所同位素地球化學重點實驗室完成，具體測試方法、原理及測試精度詳見劉穎等(1998)。此外，為開展賦礦圍岩與鐵礦石的對比，以獲取更詳細的成礦成礦物質來源信息，我們還引用了張仁傑等(1992)關於鐵礦石的Sm-Nd同位素定年數據，一並列入表6-9和表6-10中。
基於本研究對石碌群沉積時限的初步釐定(見本章 第一節 )，取1000Ma對有關參數進行計算。另外，由於所分析的岩石和礦石樣品的fSm/Nd值在+0.01和－0.73之間，為減小Sm/Nd分餾的影響，在計算Nd模式年齡(TDM)時，均採用兩階段模式進行計算，即
海南石碌鐵礦床成礦模式與找礦預測
此外，為開展對比，以及消除對本次研究所獲得成礦年齡的疑問，我們還採取了張仁傑等(1992)所獲得的石碌礦區鐵礦石等時線年齡840Ma及本研究對成礦時代初步釐定的213Ma(詳見第七章 )對相關參數均進行計算，計算結果均列入表6-9和表6-10。所採用的計算公式引自LiandMcCulloch(1996)以及沈渭洲(1999)，詳細如下:
εNd(t)=［(143Nd/144Nd)tm/(143Nd/144Nd)CHUR(t)－1］×104;
(143Nd/144Nd)tm=(143Nd/144Nd)m－(147Sm/144Nd)m×(eλt－1);
(143Nd/144Nd)CHUR(t)=(143Nd/144Nd)CHUR－(147Sm/144Nd)CHUR×(eλt－1);
式中:m代表樣品值，計算中所採用的球粒隕石均一儲庫(CHUR)和虧損地幔(DM)的143Nd/144Nd和147Sm/144Nd比值分別為0.512638，0.513151和0.1967，0.2136。(147Sm/144Nd)C大陸殼平均值為0.1180;t為岩石結晶年齡或礦石形成年齡;λ147Sm=6.54×10－12a－1，(143Nd/144Nd)m和(147Sm/144Nd)m為樣品的現今測定值。
另外，岩石或礦石的初始Sr同位素組成以(87Sr/86Sr)i或ISr表示，計算公式為
(87Sr/86Sr)tm=(87Sr/86Sr)m－(87Rb/86Sr)m×(eλt－1);
所計算的εSr(t)值為
εSr(t)=［(87Sr/86Sr)tm/(87Sr/86Sr)CHURt－1］×104，其中:
(87Sr/86Sr)CHURt=(87Sr/86Sr)CHUR－(87Rb/86Sr)CHUR×(eλt－1);
(87Sr/86Sr)CHUR=0.7045，(87Rb/86Sr)CHUR=0.0827，λRb=1.42×10－11a－1。
表6-9 石碌礦區鐵礦石和賦礦圍岩Sm-Nd 同位素分析數據及計算參數
注: 帶*的樣品尋| 自張仁傑等(1 992 ) ，其餘白測 ；Iis為Nd 初始值( 143 Nd/ 144N d ) ， 。
表6-10 石碌礦區鐵礦石和賦礦圍岩Rb-Sr 同位素分析數據及計算參數
注: lisr 為Sr 初始值( 87 Sr/ 86 Sr ) i 0
二、測試和計算結果
由表6-9和表6-10可知，若石碌群沉積成岩年齡以及礦床成礦年齡均在1000Ma左右，那麼計算所得，富鐵礦石(143Nd/144Nd)i變化於0.510764～0.511105之間、εNd(t)變化於－4.74～－11.14之間、二階段釹模式年齡TDM2變化於2021～2558Ma之間(平均2228Ma);貧鐵礦石(87Sr/86Sr)i為0.729910、εSr(t)為+369、(143Nd/144Nd)i變化於0.495129～0.498780之間、εNd(t)變化於－315.42～－245.76之間、二階段釹模式年齡TDM2變化於20332～25240Ma之間;二透岩(87Sr/86Sr)i變化於0.576024～0.717789之間、εSr(t)變化於－1810～+206之間、(143Nd/144Nd)i變化於0.510980～0.511189之間、εNd(t)變化於－7.19～－3.10之間、二階段釹模式年齡TDM2變化於1889～2218Ma之間(平均2030Ma);白雲岩(87Sr/86Sr)i變化於0.711082～0.720229之間、εSr(t)變化於110～240之間、(143Nd/144Nd)i變化於0.510985～0.511514之間、εNd(t)變化於－7.08～－5.58之間、二階段釹模式年齡TDM2變化於2089～2210Ma之間(平均2168Ma);白雲岩中包體(87Sr/86Sr)i為0.691427、εSr(t)為－169、(143Nd/144Nd)i為0.511154、εNd(t)為－3.79，二階段釹模式年齡TDM2為1944Ma。
若石碌群沉積成岩年齡以及礦床成礦年齡均在850Ma左右，那麼，富鐵礦石(143Nd/144Nd)i變化於0.511192～0.511276之間、εNd(t)變化於－6.83～－5.19之間、二階段釹模式年齡TDM2變化於1934～2067Ma之間(平均2008Ma);貧鐵礦石(87Sr/86Sr)i為0.729972、εSr(t)為+376、(143Nd/144Nd)i變化於0.497736～0.500770之間、εNd(t)變化於－269.88～－210.56之間、二階段釹模式年齡TDM2變化於17687～21950Ma之間;二透岩(87Sr/86Sr)i變化於0.606343～0.721353之間、εSr(t)變化於－1381～+254之間、(143Nd/144Nd)i變化於0.511152～0.511296之間、εNd(t)變化於－4.80～－7.61之間、二階段釹模式年齡TDM2變化於1958～2130Ma之間(平均1999Ma);白雲岩(87Sr/86Sr)i變化於0.711096～0.720291之間、εSr(t)變化於108～239之間、(143Nd/144Nd)i變化於0.511109～0.511183之間、εNd(t)變化於－7.00～－8.46之間、二階段釹模式年齡TDM2變化於2081～2199Ma之間(平均2121Ma);白雲岩中包體(87Sr/86Sr)i為0.697609、εSr(t)為－84、(143Nd/144Nd)i為0.511273、εNd(t)為－5.25，二階段釹模式年齡TDM2為1939Ma。
若石碌群沉積成岩年齡以及礦床成礦年齡均在213Ma左右，那麼依計算所得，富鐵礦石(143Nd/144Nd)i變化於0.511868～0.513072之間、εNd(t)變化於－9.67～+13.83之間、二階段釹模式年齡TDM2變化於－137～1778Ma之間;貧鐵礦石(87Sr/86Sr)i為0.70228、εSr(t)為+369、(143Nd/144Nd)i變化於0.508398～0.509199之間、εNd(t)變化於－77.41～－61.78之間、二階段釹模式年齡TDM2變化於5942～7169Ma之間;二透岩(87Sr/86Sr)i變化於0.718527～0.735852之間、εSr(t)變化於+203～+449之間、(143Nd/144Nd)i變化於0.511735～0.511935之間、εNd(t)變化於－8.38～－12.28之間、二階段釹模式年齡TDM2變化於1673～1966Ma之間(平均1868Ma);白雲岩(87Sr/86Sr)i變化於0.711153～0.720545之間、εSr(t)變化於98～231之間、(143Nd/144Nd)i變化於0.512011～0.511632之間、εNd(t)變化於－6.88～－14.29之間、二階段釹模式年齡TDM2變化於1552～2152Ma之間(平均1920Ma);白雲岩中包體(87Sr/86Sr)i為0.722752、εSr(t)為+263、(143Nd/144Nd)i為0.511778、εNd(t)為－11.42，二階段釹模式年齡TDM2為1920Ma。
三、結果解釋
從上述結果可以得出如下信息，無論以何種成岩年齡和成礦年齡來計算相關參數，礦石和賦礦圍岩均有較均一的Sr-Nd同位素組成，反映它們的源區成分基本上是均一的;但以不同的成礦年齡和成岩年齡來計算的相關參數來看，Nd同位素組成較Sr同位素組成更為穩定，可能受後期熱液活動的影響相對較少，因而假設在不同的成礦和成岩年齡下所得出的富鐵礦石、二透岩和白雲岩及白雲岩中包體的Nd初始值［(143Nd/144Nd)i，εNd(t)］和Nd模式年齡(TDM2)均具有實際意義，但所計算的貧鐵礦石相關數據則無任何意義，可能反映貧鐵礦石的成因更為復雜或源區成分復雜;同樣，假設在不同的成礦和成岩年齡下計算Sr同位素初始值［(87Sr/86Sr)i，εSr(t)］，可以看出，貧鐵礦石和白雲岩、白雲岩中包體均有實際意義，而只有當採用213Ma來計算二透岩Sr同位素初始值［(87Sr/86Sr)i，εSr(t)］時，才均有實際意義，可能反映了二透岩Sr同位素組成受後期變質影響較大，因而可能記錄的是後期、也就是213Ma時期流體活動事件。因此，可以推測石碌鐵礦床至少經歷了二次成礦作用事件，一個可能大於或等於850～1000Ma，另一個為213Ma左右;而白雲岩原岩形成年齡大於850～1000Ma、二透岩原岩變質年齡可能為213Ma。
從Nd同位素組成和Nd模式年齡來看，無論是鐵礦石、還是賦礦圍岩，它們的源區可能主要是具有幔源物質較多的初生地殼或下地殼、或是富集型地幔，它們在地殼中停留時間至少在1900～2200Ma之間，這與海南島在2.0Ga左右有一次較強的地殼水平增長相一致(許德如等，2001a)，反映此時的海南島存在一次重要的地殼構造活動，並最終成為古元古代超級大陸的一部分(Unrung，1992;Windley，1993;李江海，1998)。但二透岩和白雲岩中包體釹模式年齡(TDM2)較富鐵礦石和白雲岩年輕，可能是年輕地幔源區加入的結果。在147Sm/144Nd-143Nd/144Nd(圖6-20a)和87Rb/86Sr-87Sr/86Sr圖解上(圖6-20b)，富鐵礦石和賦礦圍岩均具有較好的正相關關系，反映它們來源於一個相對均一的源區，而貧鐵礦石顯然具有不同的源區而遠離這一相關曲線。在εNd(t)-TDM2圖解上(圖6-21a)，富鐵礦石和二透岩、白雲岩和白雲岩中包體也表現明顯的線性關系，但白雲岩具有相對較高的TDM2釹模式年齡和較低的εNd(t)值，二透岩具有相對較高但范圍較大的εNd(t)值和相對較低的TDM2釹模式年齡，而富鐵礦TDM2釹模式年齡和εNd(t)值均有較窄的分布范圍、且落在二透岩范圍之內，反映二透岩成岩時其源區發生了改變，但與海相白雲岩成明顯的線性關系可知，所加入的源區應與白雲岩源區相一致，即可能是含有古老殼源物質的海相沉積物。石碌礦區石碌群二透岩鋯石SHRIMP定年所揭示的最老的Pb-Pb年齡為約1890Ma，而海南島西部古中元古代抱板群變沉積岩已有>2200Ma的Nd模式年齡信息(許德如等，2001a);SHRIMP鋯石U-Pb年齡已揭示海南島中東部屯昌晨星地區石炭系南好組(?)變沉積岩和夾於其內的變基性火成岩均含有大於2400MaPb-Pb年齡的繼承性岩漿鋯石存在(許德如等，2007b);張業明等(1997a)也獲得島東南部上安地區具麻粒岩相的斜長角閃片麻岩約2562Ma單顆鋯石U-Pb上交點年齡。因而可以推測，二透岩沉積時所加入的另一個源區中的古老殼源物質可能是來自於海南島東部(現今位置)古元古代-新太古代古老結晶基底，與長城系抱板群石英二雲母片岩的源區岩中殼源物質相同(圖6-21b)，石碌群當時的沉積環境應處於淺海區的大陸邊緣一側，這與二透岩和礦石均具有Ce的正異常或弱的正異常相一致(圖6-10和圖6-13)，反映石碌群沉積於大陸邊緣盆地或裂解的弧後盆地(Armstrong et al.，1999)，並接受大陸邊緣沉積物。
圖6-20 石碌礦區礦石、賦礦圍岩147Sm/144Nd-143Nd/144Nd(a)和87Rb/86Sr-87Sr/86Sr(b)圖解
圖6-21 石碌礦區石碌群賦礦圍岩和其中富鐵礦礦石εNd(t)-TDM2(a)和(87Sr/86Sr)i(b)圖解
Johnson and McCulloch(1995)和Gleason et al.(2000)先前已經證實Sm-Nd同位素系統在示蹤富REE的鐵氧化物熱液系統的作用。正如Ridley and Diamond(2000)注意到，熱液沉澱物的同位素成分將反映岩石和流體間原先同位素交換的綜合影響，而這種同位素交換又通常發生在流體運移通道中。對於Sm-Nd同位素系統，地幔來源的岩石普遍具有原始初期Nd同位素成分(也就是相對高的εNd(t)值)，而地殼來源的岩石趨於顯示更加演化的同位素成分(即更負的εNd(t)值)和更低的Nd含量(Skirrow et al.，2007)。因此，石碌礦區富鐵礦石和二透岩、白雲岩全岩的Sm-Nd同位素組成可以認識在礦化和/或蝕變過程中REE元素的地幔和地殼的相對貢獻。從表6-8及圖6-21a可見，相對礦石和白雲岩及白雲岩中的包體，二透岩不僅具有相對較高的εNd(850Ma)值，而且具有相對高Nd含量［(14.85～31.77)×10－6］，其Sm/Nd比值則相對較低(0.18～0.27)，反映二透岩具有更多的年輕物質或地幔成分的參與。在圖6-22a中，二透岩、白雲岩和白雲岩中的包體整體表現正的相關關系，反映出Nd和Fe是在同樣的熱液流體中同時遷移的(Skirrow et al.，2007);但在圖6-22b、c中，二透岩εNd(t)和Co、Cu首先表現負的相關關系，然後再和白雲岩一同表現正的相關關系，可能暗示有一個富Co和Cu的、具較多的更年輕物質或地幔成分的源區加入。而在圖6-22d中，二透岩表現εNd(t)和SiO2弱的正相關關系則更進一步證實賦礦圍岩中的REE來源於原始源區、而未受變質的影響。
Sr-Nd同位素與O同位素之間的解耦可能歸於上、下地殼間的H2O含量和溫度(Cottinetal.，1998)。一般的，由於下地殼基本是無水性質以及其δ18O值並不比地幔更高(Taylor，1980)，因此，比起Sr和Nd同位素來說，O同位素不太受深部地殼混染的影響。然而，當早已被下地殼混染的地幔岩漿到達地表時，由於遇到濕的上地殼和高的含氧水/岩石比率，δ18OV-SMOW值將迅速升高，但因為更低的含Sr和Nd的水與岩石比，εNd(t)和(87Sr/86Sr)i同位素比值則不會有意義的改變。在εNd(t)-δ18OV-SMOW圖解上(圖6-23a)，二透岩和白雲岩整體顯示負相關關系，而在(87Sr/86Sr)i-δ18OV-SMOW圖解上(圖6-23b)，二透岩和白雲岩均表現正相關關系，且二透岩和白雲岩均有較窄的δ18O值范圍，且當(87Sr/86Sr)i在0.7275左右時，二透岩δ18OV-SMOW值基本為常數，反映二透岩源區受到古老陸殼和海相沉積物的混染程度不大，或基本保存原岩特徵。但白雲岩εNd(t)值變化大，可能反映源區受到深部地殼成分影響較大。在圖6-22和圖6-24中，對於富鐵礦石、貧鐵礦石、鈷銅礦石、二透岩、白雲岩中包體在SiO2與εNd(t)(圖6-22d)、δ18OV-SMOW(圖6-24a)和(87Sr/86Sr)i(圖6-24b)圖解上均表現負相關，而白雲岩似乎有正的相關性，也表現相似的特徵。
海南石碌鐵礦床成礦模式與找礦預測
圖6-22 石碌礦區富鐵礦礦石、賦礦圍岩εNd(t)與主要成礦元素Fe(FeO+Fe2O3)，Co，Cu和SiO2圖解McLennan et al.(1990、1993、1995)認為具有相對低的Th/Sc比值(如≤1)和相對高的εNd(t)值的沉積岩可能來源於不太分異的年輕地體;相反，這些具有更低的εNd(t)值和高的Th/Sc值(如≥1)的沉積岩普遍來源於上地殼。McLennan et al.(1990、1993、1995)同時也發現，來源於被動大陸邊緣環境的沉積岩具有相似於上地殼或古老地殼的地球化學和同位素印記，而來源於現代或相對年輕的弧後和大陸弧環境的沉積岩接近於安山岩和上地殼的混合線(例如安第斯前陸盆地:McLennan et al.，1993)，只有那些來源於弧前的沉積岩接近於安山岩和/或MORB源區。採用Tran et al.(2003)圖解，將石碌礦區Sm-Nd同位素參數回歸到1920Ma、並投入Th/Sc-εNd(t)和εNd(t)-fSm/Nd圖解上(圖6-25)，可以看出，二透岩主要投在安山岩和長英質火山岩成分一側(圖6-25a)，但有一定量古老地殼和上地殼成分的參與，而白雲岩大約處於一個中性成分范圍，可能有弧來源的源區與古老地殼成分混合的結果;但在圖6-25b中，二透岩則主要落在弧地殼及其附近，並與白雲岩、富鐵礦石呈線性分布而指向CHUR線(球粒隕石一致性源區:Depaolo and Wasserburg，1976)，反映這些賦礦圍岩和富鐵礦石均來源於弧前區域，僅有非常少量的上地殼和/或古老地殼的參與，因而與長城系抱板群石英二雲母片岩有明顯地殼物質參與有一定區別。這種沉積環境反映了二透岩直接起源於第一循環物質，即其源區岩本身就是一火山弧地體，同樣的結論也可以反映到富鐵礦石的起源。然而，這種弧火山岩可能已經歷了殼內分異作用或殼內部分熔融過程，因為二透岩普遍具有負的Eu異常(見圖6-5)和高的Th/Sc比值，因而其源岩來源於一年輕分異的火山弧源區。
圖6-23 石碌礦區賦礦圍岩δ18OV-SMOW與εNd(t)(a)和(87Sr/86Sr)i與δ18OV-SMOW圖解(b)
圖6-24 石碌礦區鐵礦石、鈷銅礦石、賦礦圍岩及其中包體
圖6-25 石碌礦區富鐵礦石、鈷銅礦石、賦礦圍岩及其中包體Th/Sc與εNd(t)(a)和εNd(t)與fSm/Nd圖解(b)
J. Sr同位素
新生代高鉀鈣鹼性火山岩具有高的Sr同位素比值，87Sr/86Sr比值介於0.707101～0.707998。需要指出的是，表8-1中的Sr同位素比值均未作時代的校正，是實際的測定值。因為新生代火山岩的時代較年輕，經過時代校正的與未經校正的結果相差很小，其差值均在分析的誤差范圍之內（鄧萬明，1998；Turner et al.，1993）。因此本文將87Sr/86Sr作為初始值看待。
表8-2 新生代火山岩Pb同位素組成
在同位素地球化學的研究中，經常採用到ε（Sr），它是火山岩的Sr同位素比值與標准樣品的該比值的偏差。ε（Sr）值越大表明樣品的初始比值越大，偏離標准樣品的初始值越明顯。本文選擇玄武質無球粒隕石的Sr同位素與初始比值作為標准樣品的Sr同位素初始值（0.698990±0.000047），這一參數具有標准化的意義（鄧萬明，1998）。利用下列公式計算：
藏北高原新生代高鉀鈣鹼性系列火山岩與殼—幔相互作用
ε（Sr）計算結果見表8-1，介於116.0～128.9之間，平均122.3。在岩性類型上，由橄欖玄粗岩→安粗岩→粗面岩→英安岩，ε（Sr）略呈遞增的趨勢。Sr同位素組成顯示出與可可西里鉀玄岩具有類似的Sr同位素特點（鄧萬明，1998）。