A. Sr-Nd同位素特征
表3-4为拾金坡岩体寄主花岗岩和二长质包体代表性样品的Sr-Nd同位素组成结果。从中可看出，寄主花岗岩和二长质包体的Sr、Nd同位素组成十分接近，二者的（87Sr/86Sr）i和εNd（t）值分别为0.70753～0.70898、-2.427～-1.761和0.70651～0.70917，-2.199～-0.004，表现出壳幔混源花岗岩类岩石的Sr、Nd同位素特征。为了消除结晶分异导致的147Sm/144Nd值变化对单阶段Nd模式年龄的影响（Depaolo et al.，1992），对Nd模式年龄的计算采用了两阶段模式，结果表明，寄主
表3-4 拾金坡岩体寄主花岗岩和二长质包体代表性样品的Sr-Nd同位素组成
花岗岩和包体的T2DM非常接近，分别为1292～1346 Ma和1149～1327 Ma，平均值为1295 Ma，代表了本区地壳的平均存留年龄（陈江峰等，1999）。在εNd（t）-t图解中（图3-14），寄主花岗岩和包体的投影点都位于早—中元古代地壳的上方，表明成岩过程中有幔源组分的参与。在Sr-Nd同位素演化图解上（图3-15），寄主花岗岩和二长质包体样品落入上地幔、上地壳和下地壳组成的三角区域内，亦表明上地幔部分熔融形成的原始岩浆与地壳物质之间发生过混合作用，而寄主花岗岩与二长质包体的组成比较接近，表明岩浆混合作用过程中同位素交换较为充分。
图3-14 拾金坡岩体寄主花岗岩和包体εNd （t）-t关系图
图3-15 拾金坡岩体寄主花岗岩和包体εNd （t）-（87Sr/86Sr）i关系图
B. （四）Sr同位素特征
矿区地层正常沉积不同类型变质沉积岩样品与矿床铌-稀土-铁矿石、铌-稀土矿石样品和白云岩样品具有不同Rb-Sr同位素系统（图7-15）。地层变质沉积岩样品Rb含量比矿石样品和白云岩样品高，除长石石英砂岩样品B9434Rb含量为1.340×10-6外，其他样品由12.65×10-6～1.504×102×10-6，平均值86×10-6。铁矿石、铌-稀土矿石样品Rb含量由5.682×10-2×10-6～2.610×10-2×10-6，平均值32×10-6。白云岩样品Rb含量，除样品B2006,B2064达到n.100×10-6外，其余样品都很低，由近似0～32.84×10-6，平均值4.3×10-6。相反，Sr含量，地层变质沉积岩样品低，由9.520×10-6～5.761×102×10-6，平均值153×10-6。铁矿石、铌稀土矿石样品Sr含量40.52×10-6～5.470×103×10-6，平均值1014×10-6；白云岩样品5.304×102×10-6～5.470×103×10-6，平均值1910×10-6。87Rb/86Sr比值，地层变质沉积岩石样品0.1485～17.23，平均值4.3±4.9（σ）；铁矿石、铌-稀土矿石样品2.720×10-4～0.5500，平均值0.098±0.168（σ）；白云岩样品由近似0～0.4768，平均值0.0050±0.0062（σ）。相应，87Sr/86Sr值也有很大差异（图7-15）。
图7-14白云鄂博矿床主矿、东矿铌-稀土-铁矿石、铌-稀土矿石样品，主矿、东矿，菠萝头白云岩样品143Nd/144Nd（1273Ma）-1/Nd图
143Nd/144Nd（1273Ma）值和1/Nd值据表4-2，表5-2计算。143Nd/144Nd（1273Ma）值不随1/Nd变化而变化
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）
地层正常沉积变质岩石样品Rb-Sr同位素系统在形成后，遭受过强烈地质作用改造，Sr同位素系统被再置。985Ma左右，ISr=0.7147±88（σ）。地层岩石样品（87Sr/86Sr）i值比矿床铌-稀土-铁矿石、铌-稀土矿石样品和白云岩样品高。若假设它们都形成于同一时间，1273Ma左右，由表4-3，表5-3，表7-4计算结果是：地层岩石样品：灰岩、含长石石英砂岩样品B9420-21,B9434由0.71542～0.71935，平均值0.7169±18（σ）；变质长石石英砂岩、炭质板岩样品在后期地质作用中Rb-Sr同位素系统已发生变化，计算的多数值小于0.699，无地质意义。、铌-稀土-铁矿石、铌-稀土矿石样品0.70236～0.71972，平均值0.7058±0.0018（σ）。白云岩样品由0.70127～0.70590，平均值0.7040±10（σ）。白云岩样品，铁铌稀土矿石样品的87Sr/86Sr（1273Ma）值比同一时代地层中的灰岩、长石石英砂岩的值低得多（图7-15）。很显然，矿床与地层正常沉积岩石没有成因关系，它们不能对比。
图7-15白云鄂博矿区地层变质沉积岩样品，主矿、东矿铌-稀土铁矿石、铌稀土矿石样品，主矿、东矿，菠萝头白云岩样品Rb-Sr同位素系统比较（图据表4-3，表5-3，表7-4数据绘制）
铁矿石、白云岩范围内：○主矿、东矿铌-稀土-铁矿石、铌-稀土矿石样品；●主矿、东矿，菠萝头白云岩样品
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）
由图7-16还可以看出，铌-稀土-铁矿石、铌-稀土矿石样品的87Sr/86Sr（1273Ma）比值不随1/Sr变化而变化。这显示，它们没有遭受过其它源区的大的程度的污染或混合。但是，在其形成时，很小量正常沉积岩物质加入矿床矿石和白云岩还是可能的。图7-17显示，铌-稀土-铁矿石、铌-稀土矿石和白云岩少数样品的87Sr/86Sr（1273Ma）值随着1/Sr的变化与正常沉积灰岩的相应值存在某些弱的线性演化趋势。这反映，极少数铁铌稀土矿石样品和白云岩样品中可能有很小量正常沉积岩石物质混入。
C. AB-8树脂预处理的方法以及湿法装柱的步骤
AB-8树脂属于常规大孔抄吸附树脂，可用于色素、黄酮等物质的吸附
1.预处理，低成本的话，可以使用1mol/l的NaOH处理，后水洗至中性即可；也可用70%以上乙醇溶液处理，效果更好些。
2. 湿法装柱，先在树脂柱内装入一定量的纯水，后将树脂慢慢加入柱内，此方法可避免干柱产生气泡，影响吸附效果
希望对你有帮助。
D. AG1-X8树脂装柱前应怎样处理，装柱量怎么选择
预处理网上都有的，网络文库就有。注意要交换的离子，看是否需要转型。装柱子量在三分之一和三分之二之间，以免影响柱效。
E. 实验室纯水机为什么在RO膜后加树脂柱，起到什么作用
RO膜
RO[1] 是英文Reverse Osmosis 的缩写，中文意思是反渗透。一般水的流动方式是由低浓度流向高浓度，水一旦加压之后，将由高浓度流向低浓度，亦即所谓逆渗透原理：由于RO膜的孔径是头发丝的一百万分之一（0.0001微米），一般肉眼无法看到，细菌、病毒是它的5000倍，因此，只有水分子及部分矿物离子能够通过(通过的离子无益损取向)，其它杂质及重金属均由废水管排出。所有海水淡化的过程，以及太空人废水回收处理均采用此方法，因此RO膜又称体外的高科技“人工肾脏”。目前国内外，医学军用民用领域，都采取顶级RO膜进行高分子过滤。
反渗透是60年代发展起来的一项新的膜分离技术，是依靠反渗透膜在压力下使溶液中的溶剂与溶质进行分离的过程。反渗透的英文全名是“REVERSE OSMOSIS”，缩写为“RO”。
RO（Reverse Osmosis）反渗透技术是利用渗透压力差为动力的膜分离过滤技术，源于美国二十世纪六十年代宇航科技的研究，后逐渐转化为民用，目前已广泛运用于科研、医药、食品、饮料、海水淡化等领域。
RO反渗透膜孔径小至纳米级（1纳米=10*-9米），在一定的压力下，水分子可以通过RO膜，而源水中的无机盐、重金属离子、有机物、胶体、细菌、病毒等杂质无法通过RO膜，从而使可以透过的纯水和无法透过的浓缩水严格区分开来[2] 。
F. 树脂柱是什么，用来干什么
离子交换柱主要是利用离子交换树脂中的离子与原水（液）中的某些离子进行交换而将其除去，使水（液）得到净化的方法。
1.树脂的选择和处理
在化学分析中应用最多的为强酸性阳离子交换树脂和强碱性阴离子交换树脂。使用时应当先过筛以除去太大和太小的颗拉，也可以用水泡胀后用筛在水中选取大小一定的颗粒备用。
一般商品树脂含有一定杂质，使用前必须进行净化处理。强碱性和强酸性阴阳离子交换树脂，通常用4mol/LHCl溶液浸泡1-2天，以溶解各种杂质，然后用蒸馏水洗涤至中性。如果需要钠型阳离子交换树脂，则用NaCl处理氢型阳离子交换树脂。
2.装柱
进行离子交换通常在离子交换柱中进行。离子交换柱一般用玻璃制成，装置交换柱时，先在交换柱的下端铺上一层玻璃丝，灌入少量水，然后倾入带水的树脂，为防止加试液时树脂被冲起，在柱的上端亦应铺一层玻璃纤维。交换枝装好后，再用蒸馏水洗涤，关上活塞，以备使用。应当注意不能使树脂露出水面，因为树脂露于空气中，当加入溶液时，树脂间隙中会产生气泡，而使交换不完全。
交换柱也可以用滴定管代替。
3.交换
将试液加到交换柱上，用活塞控制一定的流速进行交换。
4.洗脱
当交换完毕之后，一般用蒸馏水洗去残存溶液，然后用适当的洗脱液进行洗脱。在洗脱过程中、上层被交换的离子先被洗脱下来，经过下层未被交换的树脂时，又可以再度被交换。
阳离子交换树脂常采用HCl溶液作为洗脱液；阴离子交换树脂常采用NaCl或NaOH溶液作为洗脱液。洗脱之后的树脂已得到再生，用蒸馏水洗涤干净即可再次使用。
G. Sr、Rb同位素
表4-3 中亚造山带含矿岩石的Sr、Nd 同位素
续表
续表
续表
续表
资料来源：1.李华芹等，1998；2.周刚等，1998；3.陈富文等，1999；4.张前锋等，1994；5.王中刚等，1998；6.贺伯初等，1994；7.王登红等，2002；8.周刚等，1999；9.毕承思等，1993；10.洪大卫等，未发表的资料；11.陈富文等，1999；12.芮宗瑶等，2002；13.杜琦，1988；14.吴福元等，1999；15.赵元艺等，1997；16.秦克章，1998；17.陈德潜等，1995；18.盛继福和付先政，1999；19.赵一鸣，张德全，1997；20.王国政，1997；21.张德全，1993；22.盛继福等，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。
从表4-3可见：
1）含矿岩石的Sr初始值ISr绝大多数都小于0.706，εNd值绝大多数为正值（图4-4），同前述花岗岩的总体同位素特点完全一致，说明它们都来源于地幔物质。甚至矿石流体包裹体的Sr同位素也反映了上述特点，说明成矿流体也继承了岩浆来源于地幔物质的性质。某些与钨、锡、稀有金属矿化有关的花岗岩，即便是ISr值较高（0.711～0.728），但是它们的εNd值仍然较高，甚至仍为正值，或在零值附近摆动，仍然表明了地幔来源物质的强烈影响。只有一些出露在微陆块上的含矿岩石，如内蒙古白乃庙、俄罗斯外贝加尔和山区阿尔泰的某些稀有金属、钨锡矿床的含矿岩石才显出εNd为负值的特点，这同上述区域花岗岩的特点也是完全一致的。
图4-4 中亚造山带（CAOB）含矿岩石的ε Nd -I Sr 图解
CAOB据表4-3，DM，MORB，EMⅠ和EMⅡ据Zindler and Hart，1986
2）含矿岩石，尤其是与钨、锡、稀有金属矿化有关的岩石，一般都是岩浆演化晚期分异比较充分的岩石，但是它们的同位素特点却同区域花岗岩一致，没有受到岩浆结晶分异和矿化作用的影响。
3）尽管本区矿床的成矿时代跨度较大，但是它们的Sr，Rb同位素系统却是稳定的，变化范围狭窄，说明从早古生代直至中生代，含矿岩石的来源基本类似。同区域花岗岩一样，含矿岩石的εNd值从早古生代到中生代逐渐降低，尤其是200 Ma以后的中生代含矿岩石，εNd值都趋近于零，说明本区的含矿岩石同区域花岗岩一样，是中生代对流地幔输入改造显生宙地壳的结果。
H. 树脂交换柱是什么材质
树脂交换柱的制造材质繁多,有碳钢型,不锈钢型,玻璃钢,pp型材质或透明材质等,选择交换柱的材质,一般依据原水(流体)情况或用水(流体)要求来确定…。华粼水质
I. Sr-Nd同位素地球化学
陆源碎屑岩源区及其运移与剥蚀和沉淀过程的古地理和古气候条件有密切关系。因此，源区能够揭示盆地沉积环境中大规模的变化情况(Farmer and Ball，1997;Revel et al.，1996;Innocent and Marcel，2000;Walteretal.，2000;Pimentel et al.，2001;Dantas et al.，2009;等等)。盆地内来源于不同源区的沉积物应该保存其同位素和再循环的信息;盆地的演化则是受控于克拉通远源和近源及其成分的大陆和沉积盆地长期伸展和沉陷的直接结果。由于Sm和Nd两种元素化学性质相近以在地质作用过程中能保持相对的稳定性，应用Sm-Nd法能够测定出岩石形成时间和物源区特征(Muculloch and Wasser-burg，1978;Nelson and Depaolo，1985;Awwiller，1991;Depaolo and Wasserburg，1976)，对研究“地壳形成年龄”和大陆省的演化更是一种有效的方法(沈渭洲等，1989;胡霭琴等，1999)。更有意义的是，在热液流体导致岩石蚀变过程中，由于Sm-Nd同位素系统较之Rb-Sr同位素系统是不太敏感的，再加之热液矿物中Sm和Nd的分配能被作为一种源区储藏库的示踪剂、并作为成矿流体活动时代的潜在地质年代计，因而近十年来利用Sm-Nd同位素、并配以Rb-Sr同位素组成来探讨成矿流体和成矿物质的来源已得到广泛的应用(Johnson and McCulloch，1995;Huang et al.，2003;Skirrow et al.，2007;Castorina and Masi，2008)。
一、测试样品和参数计算
本次系统开展了石碌矿区赋矿围岩二透岩和白云岩全岩，以及含石榴子石条带的贫铁矿石的Rb-Sr，Sm-Nd同位素分析，以便调查沉积物来源、成矿物质的来源及其演化特征，为正确阐明石碌铁矿床成矿物质富集规律提供依据。所分析的样品中，有2个为贫铁矿石、3个为白云岩、1个为白云岩中包体、9个为二透岩，这些样品除SL26采自鸡心坳外，其余均采自北一矿段。分析测试在中国科学院广州地球化学研究所同位素地球化学重点实验室完成，具体测试方法、原理及测试精度详见刘颖等(1998)。此外，为开展赋矿围岩与铁矿石的对比，以获取更详细的成矿成矿物质来源信息，我们还引用了张仁杰等(1992)关于铁矿石的Sm-Nd同位素定年数据，一并列入表6-9和表6-10中。
基于本研究对石碌群沉积时限的初步厘定(见本章 第一节 )，取1000Ma对有关参数进行计算。另外，由于所分析的岩石和矿石样品的fSm/Nd值在+0.01和－0.73之间，为减小Sm/Nd分馏的影响，在计算Nd模式年龄(TDM)时，均采用两阶段模式进行计算，即
海南石碌铁矿床成矿模式与找矿预测
此外，为开展对比，以及消除对本次研究所获得成矿年龄的疑问，我们还采取了张仁杰等(1992)所获得的石碌矿区铁矿石等时线年龄840Ma及本研究对成矿时代初步厘定的213Ma(详见第七章 )对相关参数均进行计算，计算结果均列入表6-9和表6-10。所采用的计算公式引自LiandMcCulloch(1996)以及沈渭洲(1999)，详细如下:
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代表样品值，计算中所采用的球粒陨石均一储库(CHUR)和亏损地幔(DM)的143Nd/144Nd和147Sm/144Nd比值分别为0.512638，0.513151和0.1967，0.2136。(147Sm/144Nd)C大陆壳平均值为0.1180;t为岩石结晶年龄或矿石形成年龄;λ147Sm=6.54×10－12a－1，(143Nd/144Nd)m和(147Sm/144Nd)m为样品的现今测定值。
另外，岩石或矿石的初始Sr同位素组成以(87Sr/86Sr)i或ISr表示，计算公式为
(87Sr/86Sr)tm=(87Sr/86Sr)m－(87Rb/86Sr)m×(eλt－1);
所计算的εSr(t)值为
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 石碌矿区铁矿石和赋矿围岩Sm-Nd 同位素分析数据及计算参数
注: 带*的样品寻| 自张仁杰等(1 992 ) ，其余白测 ；Iis为Nd 初始值( 143 Nd/ 144N d ) ， 。
表6-10 石碌矿区铁矿石和赋矿围岩Rb-Sr 同位素分析数据及计算参数
注: lisr 为Sr 初始值( 87 Sr/ 86 Sr ) i 0
二、测试和计算结果
由表6-9和表6-10可知，若石碌群沉积成岩年龄以及矿床成矿年龄均在1000Ma左右，那么计算所得，富铁矿石(143Nd/144Nd)i变化于0.510764～0.511105之间、εNd(t)变化于－4.74～－11.14之间、二阶段钕模式年龄TDM2变化于2021～2558Ma之间(平均2228Ma);贫铁矿石(87Sr/86Sr)i为0.729910、εSr(t)为+369、(143Nd/144Nd)i变化于0.495129～0.498780之间、εNd(t)变化于－315.42～－245.76之间、二阶段钕模式年龄TDM2变化于20332～25240Ma之间;二透岩(87Sr/86Sr)i变化于0.576024～0.717789之间、εSr(t)变化于－1810～+206之间、(143Nd/144Nd)i变化于0.510980～0.511189之间、εNd(t)变化于－7.19～－3.10之间、二阶段钕模式年龄TDM2变化于1889～2218Ma之间(平均2030Ma);白云岩(87Sr/86Sr)i变化于0.711082～0.720229之间、εSr(t)变化于110～240之间、(143Nd/144Nd)i变化于0.510985～0.511514之间、εNd(t)变化于－7.08～－5.58之间、二阶段钕模式年龄TDM2变化于2089～2210Ma之间(平均2168Ma);白云岩中包体(87Sr/86Sr)i为0.691427、εSr(t)为－169、(143Nd/144Nd)i为0.511154、εNd(t)为－3.79，二阶段钕模式年龄TDM2为1944Ma。
若石碌群沉积成岩年龄以及矿床成矿年龄均在850Ma左右，那么，富铁矿石(143Nd/144Nd)i变化于0.511192～0.511276之间、εNd(t)变化于－6.83～－5.19之间、二阶段钕模式年龄TDM2变化于1934～2067Ma之间(平均2008Ma);贫铁矿石(87Sr/86Sr)i为0.729972、εSr(t)为+376、(143Nd/144Nd)i变化于0.497736～0.500770之间、εNd(t)变化于－269.88～－210.56之间、二阶段钕模式年龄TDM2变化于17687～21950Ma之间;二透岩(87Sr/86Sr)i变化于0.606343～0.721353之间、εSr(t)变化于－1381～+254之间、(143Nd/144Nd)i变化于0.511152～0.511296之间、εNd(t)变化于－4.80～－7.61之间、二阶段钕模式年龄TDM2变化于1958～2130Ma之间(平均1999Ma);白云岩(87Sr/86Sr)i变化于0.711096～0.720291之间、εSr(t)变化于108～239之间、(143Nd/144Nd)i变化于0.511109～0.511183之间、εNd(t)变化于－7.00～－8.46之间、二阶段钕模式年龄TDM2变化于2081～2199Ma之间(平均2121Ma);白云岩中包体(87Sr/86Sr)i为0.697609、εSr(t)为－84、(143Nd/144Nd)i为0.511273、εNd(t)为－5.25，二阶段钕模式年龄TDM2为1939Ma。
若石碌群沉积成岩年龄以及矿床成矿年龄均在213Ma左右，那么依计算所得，富铁矿石(143Nd/144Nd)i变化于0.511868～0.513072之间、εNd(t)变化于－9.67～+13.83之间、二阶段钕模式年龄TDM2变化于－137～1778Ma之间;贫铁矿石(87Sr/86Sr)i为0.70228、εSr(t)为+369、(143Nd/144Nd)i变化于0.508398～0.509199之间、εNd(t)变化于－77.41～－61.78之间、二阶段钕模式年龄TDM2变化于5942～7169Ma之间;二透岩(87Sr/86Sr)i变化于0.718527～0.735852之间、εSr(t)变化于+203～+449之间、(143Nd/144Nd)i变化于0.511735～0.511935之间、εNd(t)变化于－8.38～－12.28之间、二阶段钕模式年龄TDM2变化于1673～1966Ma之间(平均1868Ma);白云岩(87Sr/86Sr)i变化于0.711153～0.720545之间、εSr(t)变化于98～231之间、(143Nd/144Nd)i变化于0.512011～0.511632之间、εNd(t)变化于－6.88～－14.29之间、二阶段钕模式年龄TDM2变化于1552～2152Ma之间(平均1920Ma);白云岩中包体(87Sr/86Sr)i为0.722752、εSr(t)为+263、(143Nd/144Nd)i为0.511778、εNd(t)为－11.42，二阶段钕模式年龄TDM2为1920Ma。
三、结果解释
从上述结果可以得出如下信息，无论以何种成岩年龄和成矿年龄来计算相关参数，矿石和赋矿围岩均有较均一的Sr-Nd同位素组成，反映它们的源区成分基本上是均一的;但以不同的成矿年龄和成岩年龄来计算的相关参数来看，Nd同位素组成较Sr同位素组成更为稳定，可能受后期热液活动的影响相对较少，因而假设在不同的成矿和成岩年龄下所得出的富铁矿石、二透岩和白云岩及白云岩中包体的Nd初始值［(143Nd/144Nd)i，εNd(t)］和Nd模式年龄(TDM2)均具有实际意义，但所计算的贫铁矿石相关数据则无任何意义，可能反映贫铁矿石的成因更为复杂或源区成分复杂;同样，假设在不同的成矿和成岩年龄下计算Sr同位素初始值［(87Sr/86Sr)i，εSr(t)］，可以看出，贫铁矿石和白云岩、白云岩中包体均有实际意义，而只有当采用213Ma来计算二透岩Sr同位素初始值［(87Sr/86Sr)i，εSr(t)］时，才均有实际意义，可能反映了二透岩Sr同位素组成受后期变质影响较大，因而可能记录的是后期、也就是213Ma时期流体活动事件。因此，可以推测石碌铁矿床至少经历了二次成矿作用事件，一个可能大于或等于850～1000Ma，另一个为213Ma左右;而白云岩原岩形成年龄大于850～1000Ma、二透岩原岩变质年龄可能为213Ma。
从Nd同位素组成和Nd模式年龄来看，无论是铁矿石、还是赋矿围岩，它们的源区可能主要是具有幔源物质较多的初生地壳或下地壳、或是富集型地幔，它们在地壳中停留时间至少在1900～2200Ma之间，这与海南岛在2.0Ga左右有一次较强的地壳水平增长相一致(许德如等，2001a)，反映此时的海南岛存在一次重要的地壳构造活动，并最终成为古元古代超级大陆的一部分(Unrung，1992;Windley，1993;李江海，1998)。但二透岩和白云岩中包体钕模式年龄(TDM2)较富铁矿石和白云岩年轻，可能是年轻地幔源区加入的结果。在147Sm/144Nd-143Nd/144Nd(图6-20a)和87Rb/86Sr-87Sr/86Sr图解上(图6-20b)，富铁矿石和赋矿围岩均具有较好的正相关关系，反映它们来源于一个相对均一的源区，而贫铁矿石显然具有不同的源区而远离这一相关曲线。在εNd(t)-TDM2图解上(图6-21a)，富铁矿石和二透岩、白云岩和白云岩中包体也表现明显的线性关系，但白云岩具有相对较高的TDM2钕模式年龄和较低的εNd(t)值，二透岩具有相对较高但范围较大的εNd(t)值和相对较低的TDM2钕模式年龄，而富铁矿TDM2钕模式年龄和εNd(t)值均有较窄的分布范围、且落在二透岩范围之内，反映二透岩成岩时其源区发生了改变，但与海相白云岩成明显的线性关系可知，所加入的源区应与白云岩源区相一致，即可能是含有古老壳源物质的海相沉积物。石碌矿区石碌群二透岩锆石SHRIMP定年所揭示的最老的Pb-Pb年龄为约1890Ma，而海南岛西部古中元古代抱板群变沉积岩已有>2200Ma的Nd模式年龄信息(许德如等，2001a);SHRIMP锆石U-Pb年龄已揭示海南岛中东部屯昌晨星地区石炭系南好组(?)变沉积岩和夹于其内的变基性火成岩均含有大于2400MaPb-Pb年龄的继承性岩浆锆石存在(许德如等，2007b);张业明等(1997a)也获得岛东南部上安地区具麻粒岩相的斜长角闪片麻岩约2562Ma单颗锆石U-Pb上交点年龄。因而可以推测，二透岩沉积时所加入的另一个源区中的古老壳源物质可能是来自于海南岛东部(现今位置)古元古代-新太古代古老结晶基底，与长城系抱板群石英二云母片岩的源区岩中壳源物质相同(图6-21b)，石碌群当时的沉积环境应处于浅海区的大陆边缘一侧，这与二透岩和矿石均具有Ce的正异常或弱的正异常相一致(图6-10和图6-13)，反映石碌群沉积于大陆边缘盆地或裂解的弧后盆地(Armstrong et al.，1999)，并接受大陆边缘沉积物。
图6-20 石碌矿区矿石、赋矿围岩147Sm/144Nd-143Nd/144Nd(a)和87Rb/86Sr-87Sr/86Sr(b)图解
图6-21 石碌矿区石碌群赋矿围岩和其中富铁矿矿石εNd(t)-TDM2(a)和(87Sr/86Sr)i(b)图解
Johnson and McCulloch(1995)和Gleason et al.(2000)先前已经证实Sm-Nd同位素系统在示踪富REE的铁氧化物热液系统的作用。正如Ridley and Diamond(2000)注意到，热液沉淀物的同位素成分将反映岩石和流体间原先同位素交换的综合影响，而这种同位素交换又通常发生在流体运移通道中。对于Sm-Nd同位素系统，地幔来源的岩石普遍具有原始初期Nd同位素成分(也就是相对高的εNd(t)值)，而地壳来源的岩石趋于显示更加演化的同位素成分(即更负的εNd(t)值)和更低的Nd含量(Skirrow et al.，2007)。因此，石碌矿区富铁矿石和二透岩、白云岩全岩的Sm-Nd同位素组成可以认识在矿化和/或蚀变过程中REE元素的地幔和地壳的相对贡献。从表6-8及图6-21a可见，相对矿石和白云岩及白云岩中的包体，二透岩不仅具有相对较高的εNd(850Ma)值，而且具有相对高Nd含量［(14.85～31.77)×10－6］，其Sm/Nd比值则相对较低(0.18～0.27)，反映二透岩具有更多的年轻物质或地幔成分的参与。在图6-22a中，二透岩、白云岩和白云岩中的包体整体表现正的相关关系，反映出Nd和Fe是在同样的热液流体中同时迁移的(Skirrow et al.，2007);但在图6-22b、c中，二透岩εNd(t)和Co、Cu首先表现负的相关关系，然后再和白云岩一同表现正的相关关系，可能暗示有一个富Co和Cu的、具较多的更年轻物质或地幔成分的源区加入。而在图6-22d中，二透岩表现εNd(t)和SiO2弱的正相关关系则更进一步证实赋矿围岩中的REE来源于原始源区、而未受变质的影响。
Sr-Nd同位素与O同位素之间的解耦可能归于上、下地壳间的H2O含量和温度(Cottinetal.，1998)。一般的，由于下地壳基本是无水性质以及其δ18O值并不比地幔更高(Taylor，1980)，因此，比起Sr和Nd同位素来说，O同位素不太受深部地壳混染的影响。然而，当早已被下地壳混染的地幔岩浆到达地表时，由于遇到湿的上地壳和高的含氧水/岩石比率，δ18OV-SMOW值将迅速升高，但因为更低的含Sr和Nd的水与岩石比，εNd(t)和(87Sr/86Sr)i同位素比值则不会有意义的改变。在εNd(t)-δ18OV-SMOW图解上(图6-23a)，二透岩和白云岩整体显示负相关关系，而在(87Sr/86Sr)i-δ18OV-SMOW图解上(图6-23b)，二透岩和白云岩均表现正相关关系，且二透岩和白云岩均有较窄的δ18O值范围，且当(87Sr/86Sr)i在0.7275左右时，二透岩δ18OV-SMOW值基本为常数，反映二透岩源区受到古老陆壳和海相沉积物的混染程度不大，或基本保存原岩特征。但白云岩εNd(t)值变化大，可能反映源区受到深部地壳成分影响较大。在图6-22和图6-24中，对于富铁矿石、贫铁矿石、钴铜矿石、二透岩、白云岩中包体在SiO2与εNd(t)(图6-22d)、δ18OV-SMOW(图6-24a)和(87Sr/86Sr)i(图6-24b)图解上均表现负相关，而白云岩似乎有正的相关性，也表现相似的特征。
海南石碌铁矿床成矿模式与找矿预测
图6-22 石碌矿区富铁矿矿石、赋矿围岩εNd(t)与主要成矿元素Fe(FeO+Fe2O3)，Co，Cu和SiO2图解McLennan et al.(1990、1993、1995)认为具有相对低的Th/Sc比值(如≤1)和相对高的εNd(t)值的沉积岩可能来源于不太分异的年轻地体;相反，这些具有更低的εNd(t)值和高的Th/Sc值(如≥1)的沉积岩普遍来源于上地壳。McLennan et al.(1990、1993、1995)同时也发现，来源于被动大陆边缘环境的沉积岩具有相似于上地壳或古老地壳的地球化学和同位素印记，而来源于现代或相对年轻的弧后和大陆弧环境的沉积岩接近于安山岩和上地壳的混合线(例如安第斯前陆盆地:McLennan et al.，1993)，只有那些来源于弧前的沉积岩接近于安山岩和/或MORB源区。采用Tran et al.(2003)图解，将石碌矿区Sm-Nd同位素参数回归到1920Ma、并投入Th/Sc-εNd(t)和εNd(t)-fSm/Nd图解上(图6-25)，可以看出，二透岩主要投在安山岩和长英质火山岩成分一侧(图6-25a)，但有一定量古老地壳和上地壳成分的参与，而白云岩大约处于一个中性成分范围，可能有弧来源的源区与古老地壳成分混合的结果;但在图6-25b中，二透岩则主要落在弧地壳及其附近，并与白云岩、富铁矿石呈线性分布而指向CHUR线(球粒陨石一致性源区:Depaolo and Wasserburg，1976)，反映这些赋矿围岩和富铁矿石均来源于弧前区域，仅有非常少量的上地壳和/或古老地壳的参与，因而与长城系抱板群石英二云母片岩有明显地壳物质参与有一定区别。这种沉积环境反映了二透岩直接起源于第一循环物质，即其源区岩本身就是一火山弧地体，同样的结论也可以反映到富铁矿石的起源。然而，这种弧火山岩可能已经历了壳内分异作用或壳内部分熔融过程，因为二透岩普遍具有负的Eu异常(见图6-5)和高的Th/Sc比值，因而其源岩来源于一年轻分异的火山弧源区。
图6-23 石碌矿区赋矿围岩δ18OV-SMOW与εNd(t)(a)和(87Sr/86Sr)i与δ18OV-SMOW图解(b)
图6-24 石碌矿区铁矿石、钴铜矿石、赋矿围岩及其中包体
图6-25 石碌矿区富铁矿石、钴铜矿石、赋矿围岩及其中包体Th/Sc与εNd(t)(a)和εNd(t)与fSm/Nd图解(b)
J. Sr同位素
新生代高钾钙碱性火山岩具有高的Sr同位素比值，87Sr/86Sr比值介于0.707101～0.707998。需要指出的是，表8-1中的Sr同位素比值均未作时代的校正，是实际的测定值。因为新生代火山岩的时代较年轻，经过时代校正的与未经校正的结果相差很小，其差值均在分析的误差范围之内（邓万明，1998；Turner et al.，1993）。因此本文将87Sr/86Sr作为初始值看待。
表8-2 新生代火山岩Pb同位素组成
在同位素地球化学的研究中，经常采用到ε（Sr），它是火山岩的Sr同位素比值与标准样品的该比值的偏差。ε（Sr）值越大表明样品的初始比值越大，偏离标准样品的初始值越明显。本文选择玄武质无球粒陨石的Sr同位素与初始比值作为标准样品的Sr同位素初始值（0.698990±0.000047），这一参数具有标准化的意义（邓万明，1998）。利用下列公式计算：
藏北高原新生代高钾钙碱性系列火山岩与壳—幔相互作用
ε（Sr）计算结果见表8-1，介于116.0～128.9之间，平均122.3。在岩性类型上，由橄榄玄粗岩→安粗岩→粗面岩→英安岩，ε（Sr）略呈递增的趋势。Sr同位素组成显示出与可可西里钾玄岩具有类似的Sr同位素特点（邓万明，1998）。