冈底斯带中段中新世埃达克质岩浆作用的年代学、
地球化学及Sr－Nd－Hf同位素制约*
陈希节许志琴孟元库贺振宇
CHEN XiJie，XU ZhiQin，MENG YuanKu and HE ZhenYu
中国地质科学院地质研究所，大陆构造与动力学国家重点实验室，北京100037
State Key Laboratory for Continental Tectonics and Dynamics，Institute of Geology，CAGS，Beijing100037，China
2014－02－01收稿，2014－05－19改回．
Chen XJ，Xu ZQ，Meng YK and He ZY．2014．Petrogenesis of Miocene adakitic diorite－porphyrite in middle Gangdese batholith，southern Tibet：Constraints from geochemistry，geochronology and Sr－Nd－Hf isotopes．Acta Petrologica Sinica，30（8）：2253－2268
Abstract The petrogenesis and geodynamic setting of the Miocene adakitic magmatism in middle Gangdese belt which is closely related to the porphyry copper deposit belt remain controversial．In order to reveal this issue，we investigate the bulk－rock major element，trace element，Sr－Nd isotopes and zircon Hf isotopes of the diorite－porphyrite exposed in the west of Xigaze City to impose some restrictions on the geodynamic setting of Miocene magmatism．The LA－ICP－MS analysis on zircons from two diorite－porphyrites yielded similar ages at13．9Ma and14．3Ma respectively，and can be considered as representing one of the Mid－Miocene magmatic rock bodies in the southern Gangdese．All samples show an adakitic affinity and medium－K alkaline characterize，and
exhibit high SiO
2（59．19% 63．66%），high Al
2
O
3
（16．55% 17．16%）with A/CNK values of0．91 1．13，high Na
2
O and low
K
2O contents（K
2
O=1．1 2．09%；Na
2
O=5．53 6．17%）with low K
2
O/Na
2
O ratios（0．18 0．37），high Sr，low Y，Yb，high
Sr/Y ratios（85．2 141．7）and relative high compatible element concentration（Cr=35?10－6 104?10－6，Ni=29．2?10－6 48．3?10－6）．The diorite－porphyrites are characterized by are enriched in large－ion lithophile element（LILE）and Pb，and depleted in high field strength elements（HFSE）and Ba，together with slight enrichment in LＲEE contents and depletion in HＲEE
contents with slight negative Eu anomalies（0．85 0．94）．The Xigaze diorite－porphyrites are heterogeneous in zirconε
Hf
（t）values （－1．75 +7．35）and Hf isotopic compositions（0．282714 0．282982），yielding younger zircon Hf crustal modal ages of640 1151Ma．The characters of Th－Nb－Zr incompatible element show obviously the affinity of partial melting of subducted ocean crust．
However，the Miocene adakitic rocks have lowerε
Nd
（t）values（－6．33 －2．26）and high initial87Sr/86Sr ratios（0．7055 0．7076）indicating the input of middle－upper crust or enriched mantle material．Besides，the relative high MgO and Mg#value also demonstrate that these adakitic rocks were likely derived from the melting of garnet－bearing amphibolite in the thickened juvenile arc mafic lower crust．Based on the analyses of petrology，geochemistry and geochronology of the adakitic－porphyrite，we propose that the juvenile lower crust is derived from the melting of the mantle wedge that was metasomatized by slab fluid or sediment during the Neotethyan ocean subduction．During the20 14Ma，the E－W extensional collapse owing to lateral variation of crust thicken gradient in Lhasa terrain may have contributed to partial melting of previous juvenile lower crust and the formation of particular adakitic rocks．Key words Adakitic；Miocene；Diorite－porphyrite；Juvenile lower crust；Middle Gangdese belt；Southern Tibet
摘要西藏冈底斯中段的斑岩铜矿带与中新世的埃达克质岩浆作用具有密切联系。本文报道了位于冈底斯中段日喀则地区的北西－南东走向和东西走向的的闪长玢岩岩墙的锆石U－Pb定年、元素地球化学和Sr－Nd－Hf同位素证据，对于该时期的岩浆作用成因进行约束。锆石U－Pb定年结果表明，闪长玢岩侵位于约14 15Ma（中新世兰格期）。岩石类型主要为闪长玢岩，具有埃达克质岩浆特征，富硅（SiO2=59．19% 63．66%），富铝（Al2O3=16．55% 17．16%），钠大于钾（K2O=1．
1% 2．09%；Na
2O=5．53% 6．17%）；较低的K
2
O/Na
2
O比（0．18 0．37）；高Sr，低Y、Yb，高Sr/Y比（85．2 141．7），以及
较高的相容元素的含量（Cr=35?10－6 104?10－6，Ni=29．2?10－6 48．3?10－6），稀土总量较低，亏损重稀土，无明显Eu 1000－0569/2014/030（08）－2253－68Acta Petrologica Sinica岩石学报
*本文受中国地质调查局地质调查项目（12120114057401）、国家自然科学基金创新研究群体项目（41221061）和中国博士后科学基金会资助项目（2014M550082）联合资助．
第一作者简介：陈希节，男，1986年生，博士后，岩石学专业，E－mail：xijiechen2008@gmail．com
异常（0．85 0．94）。其锆石Hf同位素组成变化范围较大，εHf（t）比值为－1．75到+7．35之间，Th－Nb－Zr等不相容元素具有较为明显的俯冲洋壳残片部分熔融的特征，但高初始Sr比值、较低εNd（t）（I Sr=0．7055 0．7076，εNd（t）=－6．33 －2．26）显示较为明显的富集地幔物质的加入或者中上地壳的混染，同时较高的MgO含量（2．21% 3．96%）、Mg#（51 55）的特征也表明这部分大洋岩石圈在加厚地壳背景下可能成为这些埃达克质花岗岩的源区。岩石学及主微量元素与Sr－Nd－Hf同位素组成特征综合指示，新特提斯洋板片脱水熔融形成岩浆上升，并底侵于壳－幔边界附近形成基性新生下地壳。在20 14Ma 期间，由于侧向地壳增厚变化不均导致拉萨地体东西向的崩塌，造成南北向的后碰撞伸展与东西向垮塌伸展的构造叠加，同时基性新生下地壳发生部分熔融形成具有特殊地球化学特征的埃达克质岩浆。
关键词埃达克质；中新世；闪长玢岩；新生下地壳；冈底斯带中段；藏南
中图法分类号P588．134；P597．3
1引言
印度－亚洲大陆之间的碰撞作用是新生代地质演化历史上最重要的一次地质事件，对其碰撞过程及岩石记录的研究一直是国际地学热点（Xu et al．，2013）。岩浆作用作为研究高原岩石圈构造演化的“窗口”与“探针”，其发生时间和位置以及熔融产物的类型和组成研究，可以再造造山带的构造演化历史。随着新特提斯洋壳俯冲，洋壳板片发生后撤或断离并于最终导致印度－欧亚大陆发生碰撞造山作用（潘桂棠等，2006）。在上述构造过程中，青藏高原发生广泛而强烈的岩浆活动，形成遍布高原各地且种类繁多的火成岩，而以冈底斯带火成岩分布最为集中（莫宣学，2011），构成一条平行于主碰撞带的近东西向展布的冈底斯岩浆岩带。在随后进入后碰撞过程中，发育有大量的壳源淡色花岗岩及超钾质岩石等。新生代期间，呈近EW向展布沿冈底斯岩带中段（N29?10' 30?10'，E88? 93?）发育一条长约350km的埃达克斑岩铜矿带，形成于造山带演化晚期的碰撞后陆壳伸展阶段，含矿斑岩的侵位时间发生在18 14Ma（芮宗瑶等，2003），大规模的铜多金属成矿作用则集中发生在14Ma前后（侯增谦等，2003）。重要的是，这一时期也正是青藏高原南部快速隆升和东西向伸展的阶段（21 8Ma）（Williams et al．，2001；Harrison et al．，1992）。
近些年来，对于冈底斯中新世埃达克岩斑岩成矿的研究也取得了许多重要的成果。但是对于冈底斯中新世埃达克质岩浆活动的成因，不同的学者提出不同的解释模型（Chung et al．，2003；Guo et al．，2007；Hou et al．，2004；Li et al．，2011）。Chung et al．（2003）认为藏南中新世埃达克质岩浆活动可能来自拉萨地块增厚下地壳的部分熔融；侯增谦等（2003）认为中新世埃达克质岩浆来源于俯冲的大洋板块的部分熔融。在其后续的文章中修订了之前的看法，提出冈底斯岩浆带的埃达克岩浆更可能来源于因碰撞而加厚的藏南玄武质下地壳（Hou et al．，2004），但同时也认为新特提斯俯冲洋壳板片的来源可能性不能完全排除。曲晓明等（2006）认为冈底斯造山带发育两套埃达克岩，早期与俯冲洋壳熔融形成的埃达克岩相似，晚期则生成于下地壳底侵镁铁质岩石的部分熔融。Li et al．（2011）认为早期岛弧阶段受俯冲流体和沉积物熔体交代的地幔楔熔融；Guo et al．（2007）认为可能是受到俯冲交代的中基性下地壳部分熔融的产物。本文选择冈底斯构造岩浆带中段日喀则地区的闪长玢岩岩墙作为研究对象，旨在研究这些玢岩的岩石学、地球化学特征及其构造背景，进而探讨闪长玢岩的岩浆源区性质、岩浆活动地球动力学背景和冈底斯造山带中新世壳幔演化过程。
2地质背景及样品描述
青藏高原碰撞造山带是由一系列的古生代和中生代地体拼合而成的（许志琴等，2011）（图1a），以雅鲁藏布缝合带为代表的新特提斯洋自中侏罗世以来向亚洲大陆的俯冲、消减作用，直至新生代印度大陆与亚洲大陆的碰撞事件，在拉萨地体南缘形成了一条重要的夹持于班公湖－怒江蛇绿岩带与雅鲁藏布蛇绿岩带之间的巨型构造－岩浆岩带，即冈底斯俯冲碰撞岩浆岩带。其形成和发展过程记录了雅鲁藏布江特提斯洋壳向北俯冲直至印度与亚洲大陆碰撞、碰撞后伸展过程的岩浆和构造演化事件（潘桂棠等，2006；Ji et al．，2009；莫宣学，2011）。
冈底斯岩浆带东西长约2500km，南北宽100 300km。西藏境内80%的岩浆岩及大规模中酸性火山岩带都集中在该带内（莫宣学，2011）。该带东部绕过雅鲁藏布大拐弯呈近南北向，进入缅甸北部（Xu et al．，2012），向西与印度、巴基斯坦的拉达克、科希斯坦相连（Chung et al．，2005；莫宣学，2011）。根据其形成时代大致可以分为4个阶段：1）127 70Ma起源于新特提斯洋壳的部分熔融，形成与新特提斯洋俯冲板片的反转作用引起的软流圈上涌有关的花岗岩类（主要为花岗闪长岩、石英闪长岩、二长花岗岩）和中侏罗世叶巴组及晚侏罗世－早白垩世桑日群火山岩系等（Ma et al．，2013）；2）65 45Ma花岗岩类，以展布于谢通门－南木林－尼木－曲水一带的曲水岩基为典型代表，其锆石SHＲIMP U－Pb年龄为53 47Ma（Mo et al．，2008；Ji et al．，2009），该岩基的主要岩性为石英闪长岩、花岗闪长岩、二长花岗岩和钾长花岗岩，εNd及εHf为正值是其重要特征。此外，大面积分布的是走向东西延伸超过1200km的林子宗火山岩系（年龄70/65Ma 40Ma；莫宣学，2011）；3）56 8Ma强过铝花岗岩，多数为小岩体，主要为含白云母花岗岩，其中常含铁铝榴石，
4522Acta Petrologica Sinica岩石学报2014，30（8）
图1藏南冈底斯后碰撞岩浆分布和构造概略图（b ，据Li et al．，2007）及日喀则闪长玢岩地质简图（c ，据胡敬仁，2002①修改），其中插图为青藏高原大地构造图（a ，据许志琴等，
2011）BNS －班怒缝合带；IYZS －雅鲁藏布缝合带；ATF －阿尔金塔格断裂带；KF －喀喇昆仑断裂带
Fig．1Map showing the distribution of post －collisional magmatism in the southern Tibetan Plateau （b ，modified after Li et al．，
2007）and geological sketch map showing the sample location of Xigaze diorite －porphyrite （c ），insert map show tectonic outline of the Himalaya －Tibet orogenic belt （a ，modified after Xu et al．，2011）
BNS ：Bangong －Nujiang suture ；IYS ：Indus －Yalu suture ；ATF －Altyn Tagh Fault ；KF －Karakorum Fault
5
522陈希节等：冈底斯带中段中新世埃达克质岩浆作用的年代学、地球化学及Sr －Nd －Hf 同位素制约①
胡敬仁．2002．1︰250000日喀则幅区域地质调查报告
图2日喀则闪长玢岩野外照片及典型显微照片
Fig．2Field photos and typical micrograph photos of diorite
－porphyrite in Xigaze area
有时可见电气石、红柱石（Liao et al．，2007）。4）20 12Ma 含铜斑岩带，花岗岩基大约在21Ma左右普遍出现快速冷却事件，标志冈底斯此间快速隆升（＞2mm/y）（Harrison et al．，1992）。与EW向伸展和NS向裂谷事件相对应，高原再度发生岩浆侵位和火山喷发，前者形成中新世小规模花岗岩和斑岩带；后者形成一套钾质钙碱性熔岩（Coulon et al．，1986）。含矿斑岩主要为二长花岗斑岩、石英二长斑岩、正长花岗斑岩，具有埃达克岩的地球化学特征（侯增谦等，2003；Hou et al．，2004；Chung et al．，2003）。
在日喀则地区，发育有两种方向的岩墙，分别为东西向的和北北西－南南东向的闪长玢岩墙，野外未见两者的相交关系。本研究主要以走向为315?的侵位于K2a日喀则群昂仁组的闪长玢岩（xy1041和xy1042）和东西走向（95?）的闪长玢岩（xy1011和xy1021）作为研究对象，前者宽约1 2m；后者宽约6 8m（图2a）。昂仁组主要为粉砂岩，粉砂质页岩夹长石砂岩透镜体和薄层泥晶灰岩等，并南北向挤压作用下发生强烈褶皱（图1c）。
2个采样点的闪长玢岩岩石新鲜，无明显蚀变和后期交代现象（图2b），均为气孔和杏仁构造，斑晶含量约占30% 40%，斑晶矿物为角闪石（30% 40%）、斜长石（10% 20%）、石英（10% 20%）、钾长石（15% 20%）、黑云母（5% 15%），未见辉石斑晶。斜长石常见明显的熔蚀现象（港湾状结构）（图2c）；黑云母的部分颗粒沿边缘或解理缝发生绿泥石化。斜长石部分蚀变为绢云母或方解石（图2d）；角闪石部分绿泥石化（图2f）。杏仁体直径为0．5 1mm，被斜长石、方解石等矿物充填（图2）。基质呈微粒结构和交织结构（图2e），主要为斜长石和石英，其次是钾长石。副矿物有锆石（＜l%）和磁铁矿（＜1%）等。
3分析方法
本次选取日喀则地区闪长玢岩墙的2件典型岩石样品（xy1011，GPS：N29?17'47?，E88?48'03?，H=4089m；xy1041，GPS：N29?16'34?，E88?47'25?，H=4032m）进行锆石U－Pb 年龄测定和Hf同位素组成分析，具体采样位置示于图1。在严格避免污染的条件下，依次对每件全岩样品进行破碎、淘洗和磁选以及重液分离，筛选出锆石精样，然后在双目镜下观察所分离锆石的特征（如颜色、透明度和晶型等），在此基础上，挑选出表面平整光洁，具不同长宽比例、不同柱锥面特征和颜色的锆石颗粒。将这些挑选出的锆石颗粒用环氧树脂胶结，待固结后细磨至锆石颗粒核部出露，抛光成样品靶以待测试。测定前先采用装有阴极荧光探头的扫描电镜对抛光后的锆石样品进行阴极发光（CL）图像拍摄，以了解被测锆石内部的结构，并以此作为锆石年龄测定选取分析点位的依据。锆石在河北廊坊物化勘察研究所采用浮选和电磁选方法完成选矿；阴极发光（CL）显微照相在中国地质科学院地质研究所大陆构造与动力学国家重点实验室电子探针室进行。
锆石U－Pb年龄测定在南京大学内生金属矿床成矿机制研究国家重点实验室进行，采用与Agilent7500s ICP－MS 连接起来的New Wave213nm激光系统取样。激光束斑直径为30μm，频率为5Hz。样品经剥蚀后，由He气作为载气，再和Ar气混合后进入ICP－MS进行分析。U－Pb分馏根据澳大利亚锆石标样GEMOC GJ－1（207Pb/206Pb年龄608．5?1．05Ma，Jackson et al．，2004）来校正，采用锆石标样Mud Tank （732?5Ma，Black and Gulson，1978）作为内标以控制分析精度。每个测试流程的开始和结尾均分别测2个GJ标样，另外测试1个MT标样，其间一般夹10个待测样品点。U－Pb 年龄和U、Th、Pb的计数由Glitter（ver．4．4）获得。详细的分析方法和流程类似于Griffin et al．（2004）以及Jackson et al．（2004）。由于204Pb的信号极低，以及载气中204Hg的干扰，该方法不能直接精确测得其含量。因此，使用嵌入Excel的Com Pb Corr#3_15G程序来进行铅校正。年龄谐和图用Isoplot程序（ver．2．49，Ludwig，2003）获得。
锆石Hf同位素原位分析是在南京大学内生金属成矿机制研究国家重点实验Nu Plasma HＲ多接收器电感耦合等离子质谱仪（MC－ICP－MS）上进行的。本次实验所测锆石标样91500的176Hf/177Hf值为0．282308?12（20?），与用溶液法获得的值0．282302?8（Goolaerts et al．，2004）在误差范围内一致。
全岩地球化学分析先经岩相学观察鉴定，以选出新鲜均匀具有代表性的样品，然后对样品进行破碎，研磨至200目
6522Acta Petrologica Sinica岩石学报2014，30（8）
图3闪长玢岩代表性被测锆石的阴极发光图像、LA－ICP MS及Lu－Hf分析点位及所测结果（a）和U－Pb年龄协和图（b、c）
大圈表示测年位置；小圈是Lu－Hf测点位置
Fig．3Cathodoluminescence（CL）images showing results of U－Pb dating andε
Hf
（t）value of representative zircons（a）and U－Pb concordia diagrams（b，c）of zircons from Xigaza diorite－porphyrites
Great circle denotes the position of U－Pb dating；small circle denotes the position of Lu－Hf analysis
以上，送至国家地质实验中心测定主量元素和微量元素。主量元素采用XＲF法在ＲIX－2100仪器上分析，分析精度优于5%；微量元素采用Agilent7500a等离子体质谱仪（ICP－MS）测定，分析精度优于5% 10%。
全岩Sr－Nd同位素组成在南京大学内生金属矿床成矿机制研究国家重点实验室采用TritonTI表面热电离质谱（TIMS）测定。将样品烘干后称取50mg，完全溶解于HF+ HNO
3
的混合酸中，采用bioＲad50WX8阳离子交换树脂分离提纯出Sr和Nd，详细的流程参考濮巍等（2004）。Sr、Nd同位素比值分别采用86Sr/88Sr=0．1194、146Nd/144Nd=0．7219进行质量分馏校正，实验过程测定的标样NIST SＲM987的87Sr/86Sr=0．710259?4（2σ），标样JNDi－1的143Nd/144Nd= 0．512121?3（2σ），与这两个标样的推荐值十分吻合。
4分析结果
4．1锆石U－Pb年龄
本文对2件闪长玢岩进行了锆石U－Pb定年（表1）。锆石阴极发光照片（CL）图像及协和年龄图及对应的εHf（t）值见图3。被测样品锆石（xy1011和xy1041）多数为浅黄色或无色，少量为褐色，为长柱状或柱状，自形程度较好。颗粒大小差别较大，长径为80 320μm，宽为50 150μm，长宽比为1∶1 3∶1，CL图像显示具有典型的震荡环带特征（图3a），锆石的Th和U的含量分别为7?10－6 849?10－6和15?10－6 2168?10－6，对应的Th/U比值为0．12 3．12，为典型的岩浆成因锆石特征（Hoskin and Schaltegger，2003）。剔除不协和年龄及误差较大的分析点之后，样品xy1011中的11个分析点的206Pb/238U的加权平均年龄值为13．92?0．38Ma（MSWD=1．06）（图3b），样品xy1041中15个分析的206Pb/238U的加权平均年龄值为14．38?0．38Ma（MSWD=0．76）（图3c），该年龄代表了闪长玢岩的形成年龄，在误差允许范围之内，可以认为两个方向的闪长玢岩墙是在同一期构造事件中形成的。
4．2全岩地球化学
闪长玢岩13件样品SiO2为59．19% 63．66%，A12O3
7522
陈希节等：冈底斯带中段中新世埃达克质岩浆作用的年代学、地球化学及Sr－Nd－Hf同位素制约
表1日喀则中新世闪长玢岩LA－ICP MS锆石U－Pb定年结果
Table1LA－ICP－MS zircons U－Pb dating results of Miocene diorite－porphyrites from Xigaze，southern Tibet
Spot No．Element（?10－6）
Th U
Th/U
Isotopic ratios Age ratios（Ma）
207Pb
206Pb
?1δ
207Pb
235U
?1δ
206Pb
238U
?1δ
207Pb
235U
?1δ
206Pb
238U
?1δ
样品xy1011日喀则E－W走向闪长玢岩平均年龄为13．92?0．38Ma，MSWD=1．06
xy1011－0136810．440．048240．041810．067390．058170．010170．000811615155 xy1011－027620．120．21850．334630．043740．063780．001460．00068436294 xy1011－03691840．370．049670．086090．014710．025420．002160．0003155142 xy1011－042272191．040．047430．011050．07940．018380．012180．000367817782 xy1011－05125811．550．040370．795920．004390．086480．000790．00094147156 xy1011－068496221．360．047940．005050．079730．008290．01210．00026148142 xy1011－074182831．470．047720．049240．014280．014680．002180．000191415141 xy1011－081131300．860．048770．322340．009170．060410．001370．00068196194 xy1011－09994750．210．044640．029560．01480．009760．002410．00014151015．50．9 xy1011－107064631．520．047880．006130．083460．010570．012690．00038110812 xy1011－114591473．120．049060．083080．01290．021790．001910．000251322122 xy1011－1261640．960．046280．202720．012390．054150．001950．000591354134 xy1011－131321450．910．049240．064540．013920．018190．002060．00021418131 xy1011－1477701．090．044820．189550．012320．0520．0020．000561252134 xy1011－1521151．350．311140．166170．474880．230370．011080．00248155176 xy1011－16834200．20．049660．025340．01660．008440．002430．0001117815．60．7 xy1011－1794990．940．052320．176320．013190．044330．001830．000481344143 xy1011－181066490．160．046850．027790．014250．008420．002210．0001214814．20．8 xy1011－1915221680．070．047810．007060．014080．002070．002140．0000514213．80．3 xy1011－206264051．550．040930．049420．011010．013260．001950．000181113131 xy1011－211075390．20．041470．050320．012630．015270．002210．000221315141 xy1011－222181371．590．051420．128370．01470．036590．002080．000421537133 xy1011－231043190．330．051660．032090．016590．010270．002330．000131710150．8 xy1011－242907350．40．047230．027930．012820．007550．001970．0001113812．70．7 xy1011－253123280．950．043790．056220．011820．015130．001960．000191215131 xy1011－264703451．360．044730．033210．013160．009750．002140．00012131013．80．8样品xy1041日喀则NW－SE走向闪长玢岩平均年龄为14．38?0．38Ma，MSWD=0．76
xy1041－012607600．340．044720．014620．014130．00460．002290．0000714514．70．5 xy1041－022011571．280．04450．068880．014710．022720．00240．000261523152 xy1041－034785080．940．051380．042920．014640．012170．002070．000171512131 xy1041－04561910．290．045760．056980．014270．017730．002260．00021418151 xy1041－051367780．170．046620．013580．014150．004110．00220．0000614414．20．4 xy1041－0690910．99－0．142780．09124－0．049580．0310．002520．00033－5233162 xy1041－074111632．520．04230．061410．013720．019880．002350．000221420151 xy1041－0887980．90．048990．141220．014690．042210．002170．000481542143 xy1041－09882810．310．044660．034960．01430．011170．002320．00014141114．90．9 xy1041－101322840．470．051010．047240．013790．012720．001960．000161413131 xy1041－1151920．560．296220．121520．101150．038030．002480．000419835163 xy1041－12933800．250．01770．025770．005370．007810．00220．00015814．20．6 xy1041－131951461．330．062320．054420．022940．019940．002670．000222320171 xy1041－141381650．840．065620．066390．020540．020670．002270．000242121152 xy1041－15107871．240．224780．150380．065350．041290．002110．000466439143 xy1041－161271540．830．114760．12920．022230．024650．00140．00028222492 xy1041－177985251．520．048530．026510．014060．007650．00210．0001114813．50．7 xy1041－181411101．280．119130．034030．108240．030350．006590．0003710428422 xy1041－1995621．550．055250．035010．096070．060610．012610．000789356815 xy1041－2051550．920．04560．172490．014210．053640．002260．000571454154 xy1041－211331151．150．050220．098120．013870．027020．002000．000291427132 xy1041－221061990．530．048310．051190．014990．015840．002250．000181516141 xy1041－23791040．760．04790．100850．01450．030460．00220．000331530142 xy1041－242511791．40．036420．206390．010570．059780．00210．00071160145 xy1041－251414900．290．005790．021760．001790．006740．002250．000092714．50．6 8522Acta Petrologica Sinica岩石学报2014，30（8）
表2
冈底斯岩浆带中段中新世闪长玢岩主量（wt%）微量（?10－6
）元素含量
Table 2Major （wt%）and trace （?10－6）element compositions of the Miocene diorite －porphyrites from the Middle Gangdese belt
at Xigaze ，southern Tibet
样品号xy1011xy1012xy1021xy1022xy1023xy1024xy1025xy1041xy1042a xy1042b xy1042c xy1042d xy1042e SiO 263．3763．6662．3462．1562．362．1662．1859．5959．6960．2759．5659．1959．37Al 2O 316．7316．6716．5516．7116．6816．6816．6316．8517．0216．7217．1617．1516．92Fe 2O 31．681．762．261．582．492．162．263．213．303．253．613．873．90FeO 2．011．901．942．551．762．061．982．622．372．262．121．851．83CaO 3．803．303．103．823．733．873．742．852．142．242．92．312．91MgO 2．302．212．622．772．592．712．683．963．523．353．643．423．57K 2O 2．091．881．791．861．801．931．901．161．101．091．181．131．16Na 2O 5．605．895．935．845．535．595．646．066．045．956．176．096．15TiO 20．570．550．650．630．650．640．650．810．750．700．750．750．73MnO 0．050．050．060．060．060．060．060．090．090．080．080．090．09P 2O 50．200．210．220．220．240．220．220．250．260．260．250．260．26LOI 1．511．751．781．371．891．541．632．683．43．42．623．613．09K 2O /Na 2O 0．370．320．300．320．330．350．340．190．180．180．190．190．19ALK 7．697．777．727．77．337．527．547．227．147．047．357．227．31A /CNK 0．910．940．950．900．930．910．921．031．131．111．031．111．01A /NK 1．461．421．411．441．511．481．471．501．531．521．501．531．49σ2．902．923．083．102．782．952．963．143．052．873．263．223．26A．Ｒ．2．202．272．292．202．122．152．182．162．192．182．162．182．17Mg
#
52．651．852．754．552．153．453．054．852．552．053．151．652．6Total 99．9199．8399．2499．5699．7299．6299．57100．1399．6899．57100．0499．7299．98Ｒb 33．422．421．724．822．528．227．11．461．490．781．591．411．64Sr 843602855972892971988136316011466132312251014Ba 6065135585055215845817470．167．373．871．967．1Zn 6463．167．664．969．168．566．972．76463．668．868．764．7Cr 35．83653．762．360．361．161．113596．692．710310498．1Co 12．311．214．113．814．514．214．220．816．116．518．918．318Ni 29．228．63839．640．639．540．348．338．83842．741．740．7Cu 34．820．745．343．245．240．94873．169．166．374．472．465Mo 0．05＜0．050．06＜0．050．070．050．080．080．130．150．090．070．11Cs 0．620．390．360．190．410．280．24＜0．05＜0．05＜0．050．050．090．1Bi ＜0．05＜0．05＜0．05＜0．05＜0．05＜0．05＜0．050．090．080．080．090．090．08Ga 21．120．320．821．121．621．320．820．518．717．919．919．519．5Cd ＜0．05＜0．05＜0．05＜0．05＜0．05＜0．05＜0．050．060．060．070．060．070．08Sn 1．281．051．251．311．21．151．221．421．271．21．271．271．18Zr 93．2909794．288．399．286．210110095．6104102100Nb 3．813．463．813．683．933．643．643．863．653．473．83．723．69V 90．083．910110110010199．8156132131143134132Ta 0．260．250．230．220．240．240．230．250．220．240．250．250．23Hf 3．163．13．153．042．963．282．963．413．133．013．283．312．96Th 3．593．513．383．473．823．813．595．275．085．085．435．34．97U 0．770．820．720．730．790．790．761．071．031．061．111．091Pb 15．51613．813．814．414．614．917．816．817．71615．615．4Sc 6．115．98．137．958．149．147．2315．411．110．212．412．212．4La 12．713．113．714．214．614．914．218．017．314．817．517．416．9Ce 27．62627．630．130．531．730．441．137．937．640．639．238．2Pr 3．713．724．064．014．24．164．085．275．004．275．155．114．82Nd 15．815．7171717．217．517．522．620．618．321．721．320．5Sm 3．183．23．333．243．463．413．334．463．963．654．304．274．03Eu 0．740．780．870．870．860．860．871．221．080．931．151．151．05Gd 2．412．42．712．772．782．792．853．563．173．013．393．233．2Tb
0．28
0．28
0．3
0．31
0．34
0．32
0．32
0．46
0．43
0．39
0．45
0．44
0．42
9
522陈希节等：冈底斯带中段中新世埃达克质岩浆作用的年代学、地球化学及Sr －Nd －Hf 同位素制约
续表2
Continued Table 2
样品号
xy1011xy1012xy1021xy1022xy1023xy1024xy1025xy1041xy1042a xy1042b xy1042c xy1042d xy1042e Dy 1．391．461．571．521．711．641．682．62．312．182．452．362．29Ho 0．240．230．270．280．290．290．280．490．420．410．470．460．44Er 0．670．640．750．730．820．770．751．321．191．211．31．271．23Tm 0．080．080．090．080．10．090．10．170．170．160．180．170．16Yb 0．50．550．610．630．660．600．621．211．161．041．191．181．07Lu 0．080．080．090．090．100．100．080．190．170．160．180．170．16Y 6．185．967．387．237．637．367．4212．111．310．512．011．711．9Sr /Y 136．4101．0115．9134．4116．9131．9133．2112．6141．7139．6110．3104．785．2La /Yb 25．423．822．522．522．124．822．914．914．914．214．714．715．8∑ＲEE 69．3868．2272．9575．8377．6279．1377．06102．794．8688．11100．097．7194．47（La /Yb ）N 17．1216．0615．1415．2014．9116．7415．4410．0310．059．599．919．9410．65（La /Sm ）N 2．512．582．592．762．652．752．682．542．752．552．562．562．64La /Sm 3．994．094．114．384．224．374．264．044．374．054．074．074．19（Gd /Lu ）N
3．863．853．863．953．563．584．572．402．392．412．412．442．56δEu 0．820．860．890．890．850．850．860．940．930．860．920．950．89Ｒb /Y 5．403．762．943．432．953．833．650．120．130．070．130．120．14LＲEE /HＲEE 11．28
10．9310．4210．8310．4110．9910．549．279．529．299．419．539．53Ce /Pb 1．81．62．02．22．12．22．02．32．32．12．52．52．5Ba /Th 168．8146．2165．1145．5136．4153．3161．814．013．813．213．613．613．5HＲEE 5．655．726．396．416．86．66．68109．028．569．619．288．97Nb /Zr 0．0410．0380．0390．0390．0450．0370．0420．0380．0370．0360．0370．0360．037Ta /Hf 0．0820．0810．0730．0720．0810．0730．0780．0730．0700．0800．0760．0760．078Th /Nb
0．942
1．014
0．887
0．943
0．972
1．047
0．986
1．365
1．392
1．464
1．429
1．425
1．347
注：A /CNK =Al 2O 3/（CaO +Na 2O +K 2O ）分子个数比，
Mg #=100?Mg 2+/（Mg 2++Fe 2+），（La /Yb ）N
等为球粒陨石标准化后的比值
图4日喀则中新世岩浆岩的岩石分类和系列划分图解
（a ）－TAS 图解（分类据Le Maitre ，2002）；（b ）－SiO 2－K 2O 图解（据Peccerillo and Taylor ，1976）；（c ）－A /NK －A /CNK 图解（据Maniar and Piccoli ，1989）
Fig．4Classification and series diagrams of the magmatic rocks in Xigaze area
（a ）－total alkalis vs．silica diagram （after Le Maitre ，2002）；（b ）－SiO 2－K 2O diagram （after Peccerillo and Taylor ，1976）；（c ）－A /NK －A /CNK plot diagram （after Maniar and Piccoli ，1989）
为16．55% 17．16%，
Mg #值为51 55（表2）；从上述氧化物质量分数看，研究区闪长斑岩具有高硅、高铝、富镁、富钠的特征。除去烧失量，重新换算为100%，在TAS 图解和硅钾图解中13件样品均为亚碱性系列（图4a ）和中钾钙碱性系列（图4b ），即与侵入岩对应的闪长（斑）岩区域（图4a ）；样品铝饱和指数A /CNK 为0．90 1．13，
属偏铝质至过铝质花岗岩（图4c ）。根据常量元素化学成分计算的标准矿物进行
岩石分类，岩石类型主要为闪长玢岩，与薄片镜下鉴定结果一致。在氧化物对SiO 2的哈克图解中（图5），闪长玢岩的TiO 2、MnO 、MgO 、Fe 2O 3、P 2O 5、CaO 和K 2O 等氧化物均与SiO 2呈良好的线性关系，这可能是岩浆结晶分异的指示；A12O 3基本不随SiO 2变化而变化。Y －Sr /Y 图解表明（图6b ），本区闪长玢岩投影点位于典型埃达克岩区域。表明本区闪长玢岩在一定程度上显示埃达克岩的地球化学特征。已有的
0622Acta Petrologica Sinica 岩石学报2014，
30（8）
图5日喀则中新世闪长玢岩的哈克图解
Fig．5
Harker diagram of the Miocene diorite －porphyrites in Xigaze
area
图6日喀则中新世埃达克质MgO －SiO 2图解（a ，
据Defant et al．，2002）和常用于区别埃达克岩和岛弧安山岩，英安岩和流纹岩（ADＲ）的Sr /Y －Y 图（b ，据Defant and Drummond ，1990）Fig．6
The MgO vs．SiO 2diagram （a ，after Defant et al．，2002）and Sr /Y －Y diagram （b ，after Defant and Drummond ，1990）
for the Miocene adakitic rocks from Xigaze
研究表明，
在角闪榴辉岩相转化带深度范围内，因局部熔融而产生埃达克质熔体的过程中，通常由于斜长石的分解而导致熔体中相对富Na 。
在球粒陨石标准化稀土元素图解上（图7a ），全部样品均显示轻稀土元素（LＲEE ）富集、重稀土元素（HＲEE ）相对亏损（（La /Yb ）
N
=9．6 17．1）的特点，均无明显的铕负异常
（δEu =0．82 0．95）。这与典型埃达克岩的稀土元素地球化学特征完全相同，而和正常板内中酸性火山岩显著不同。在原始地幔标准化微量元素蜘蛛图解（图7b ）中，大部分样品均显示强烈富集K 、Ｒb 、Th ，Sr 等大离子亲石元素（LILE ），相对亏损Nb 、
Ta 、P 、Ti 等高场强元素（HFSE ）。表明闪长玢岩岩浆部分熔融或结晶分异过程中并无明显的斜长石的分离。另外，在球粒陨石标准化稀土元素图解和原始地幔标准化微
量元素蜘蛛图解上，样品显示出与下地壳Ｒudnick and Gao （2003）微量元素相似的分布型式（图7b ），这可能暗示日喀则埃达克岩浆的源区很可能与下地壳有关。4．3
全岩Sr －Nd 同位素
表3列出了日喀则中新世岩体代表性样品的Sr 、Nd 同位素组成及根据年龄计算的有关参数。由表中数据可看出，该闪长玢岩墙的Sr 、
Nd 同位素组成较为均一。痕量元素分析结果表明，本区闪长玢岩具有特征的高Sr （602?10－6
1601?10－6）和Sr /Y 比（85．2 141．7）和较高的La /Yb 比值
（14．2 25．4），低Y （5．96?10－6 12．1?10－6），较低的Yb
（0．5 1．21）和重稀土含量低（5．65?10－6 10?10－6）的地球化学特征。在Sr /Y －Y 图解中和SiO 2－MgO 图解中（图
1
622陈希节等：冈底斯带中段中新世埃达克质岩浆作用的年代学、地球化学及Sr －Nd －Hf 同位素制约
图7日喀则中新世闪长玢岩稀土元素球粒陨石标
准化配分曲线图（a ，球粒陨石值据Boyton ，1984）和微量元素原始地幔标准化配分曲线图（b ，原始地幔
数值据Sun and McDonough ，
1989）已发表的中新世埃达克岩数据自Chung et al．，
2003；Hou et al．，2004；Guo et al．，2007；Li et al．，2010；林子宗火山岩及同期冈底斯岩基数据自Ji et al．，2009；Mo et al．，2008；
钾质超钾质岩浆岩数据自Turner et al．，
1996；Chung et al．，2003
Fig．7Chondrite －normalized ＲEE （a ，chonodrite values after Boynton ，1984）and primitive －mantle －normalized trace element patterns （b ，primitive mantle after Sun and McDonough ，1989）for the Miocene diorite －porphyrites in Xigaze area
Published data of Miocene adakites from Chung et al．，2003；Hou et al．，2004；Guo et al．，2007；Li et al．，2010；Data of Linzizong volcanism rocks and contemporaneous Gangdese batholiths from Ji et al．，2009；Mo et al．，2008；Data of potassic －ultrapotassic rocks from Turner et al．，1996；Chung et al．，2003
6a ，b ），本区岩墙投影点均处于Adakites 区内，显示典型的埃达克质岩的痕量元素地球化学特征。
日喀则地区的闪长玢岩的初始（
87
Sr /86Sr ）i 值和εNd （t ）
是按照本来锆石的协和年龄进行校正，其初始（87
Sr /86Sr ）i 值
在0．7055 0．7076，εNd （t ）为－6．33 －2．26（表3）。与前人报道的中新世埃达克质斑岩的Sr －Nd 同位素数据较为一致（Gao et al．，2010；Guo et al．，2007；Hou et al．，2004；Xu et al．，2010）。4．4
Hf 同位素
Lu －Hf 同位素体系是近年来应用越来越广的一种同位素体系，该体系与Sm －Nd 同位素体系具有很大的相似性，
其示
2622Acta Petrologica Sinica 岩石学报2014，
30（8）
表4日喀则中新世闪长玢岩锆石Hf 同位素组成
Table 4
Zircon Hf isotopic compositions of the Miocene diorite －porphyrites from Xigaze ，southern Tibet
测点号
176
Yb /177Hf
176Lu /177Hf
176
Hf /177Hf εHf （t ）年龄（Ma ）
t DM （Ma ）t 2DM （Ma ）f Lu /Hf 日喀则东西走向闪长玢岩岩墙（95?）xy1011－010．0360820．0013910．2829105．1915490767－0．9581xy1011－020．0431500．0019790．2829516．629438675－0．9404xy1011－030．0216190．0009810．2829366．0914449709－0．9704xy1011－040．0202950．0008940．2828984．7578501795－0．9731xy1011－050．0243610．0010550．2829225．6015469740－0．9682xy1011－060．0231960．0009090．2827780．50146711067－0．9726xy1011－070．0195460．0008280．2828232．1214605964－0．9751xy1011－080．0270500．0012270．2829175．4319478751－0．9630xy1011－090．0199570．0009350．2828663．6415．5546866－0．9718xy1011－100．0446460．0018850．2829667．1581415640－0．9432xy1011－110．0234870．0009640．282714－1．75127621211－0．9710xy1011－120．0260140．0010530．2827650．06136911096－0．9683xy1011－130．0259790．0010450．282757－0．23137031114－0．9685xy1011－140．0393650．0014630．2827710．25136911083－0．9559xy1011－150．0369300．0015480．2828081．5617639999－0．9534xy1011－160．0354650．0015200．2828272．2315．6612957－0．9542xy1011－170．0198840．0008700．282741－0．81147231151－0．9738xy1011－180．0231470．0009740．282759－0．1714．26991110－0．9707xy1011－190．0076730．0003480．2829827．7213．8377604－0．9895xy1011－200．0308280．0013660．2829245．6813470735－0．9588xy1011－210．0265460．0012150．2828703．7714545858－0．9634xy1011－22
0．021729
0．000897
0．2828603．4313554880－0．9730日喀则北西－南东向闪长玢岩岩墙（315?）xy1041－010．0221170．0008830．282754－0．3114．87041120－0．9734xy1041－020．0141300．0006130．2827961．1915．46401024－0．9815xy1041－030．0162760．0006600．2828131．7513．3617987－0．9801xy1041－040．0166830．0006980．2828181．9514．6610975－0．9790xy1041－050．0167770．0006680．2828141．7714．2617986－0．9799xy1041－060．0211990．0008190．2828141．8516．2618983－0．9753xy1041－070．0164280．0006540．2828904．5015．1509812－0．9803xy1041－080．0107720．0004480．2828763．9714526845－0．9865xy1041－090．0115140．0004520．2829085．1415481771－0．9864xy1041－100．0182820．0006730．2828804．0812．6524837－0．9797xy1041－110．0233640．0007820．2828342．5415．9589938－0．9765xy1041－120．0079580．0003130．2829135．2914．2473761－0．9906xy1041－130．0208570．0007510．2828894．4917．2512814－0．9774xy1041－140．0140980．0005560．2828563．2714．6556890－0．9832xy1041－150．0095150．0003980．2828754．0217．7527845－0．9880xy1041－160．0163100．0006590．2828934．499504808－0．9801xy1041－170．0112490．0004510．2828924．5313．5504808－0．9864xy1041－180．0112650．0004710．2828935．2042．3502788－0．9858xy1041－190．0229780．0009210．2829317．3580．8454679－0．9723xy1041－200．0213650．0007020．2828563．2814．6557889－0．9789xy1041－210．0127350．0005230．2828362．5312．9583937－0．9843xy1041－220．0189320．0007690．2829657．1214．5405643－0．9768xy1041－230．0120940．0004990．2829265．7614．1456730－0．9850xy1041－240．0119720．0004860．2828794．0813．5522838－0．9854xy1041－25
0．023474
0．000947
0．282802
1．36
14．5
638
1013
－0．9715
注：表中锆石Hf 同位素特征值计算所用的参数为：176Lu 衰变参数λ=1．867?10－11a （Soderlund et al．，
2004）．球粒陨石（CHUＲ）的176Lu /177Hf =0．0332，176Hf /177Hf =0．282772（Blichert －Toft and Albarede ，1997），亏损地幔（DM ）的176Lu /177Hf =0．0384，
176
Hf /177Hf =0．28325（Blichert －Toft and Albarede ，1999）；大陆平均地壳（CC ）的176Lu /177Hf =0．015（Griffin et al．，2002）
3
622陈希节等：冈底斯带中段中新世埃达克质岩浆作用的年代学、地球化学及Sr －Nd －Hf 同位素制约
踪的基本原理也与Nd 同位素相同。此外，
Lu －Hf 同位素体系适于锆石等矿物原位分析的特点，使其应用范围大大拓宽。锆石是岩浆岩中的常见矿物，而且具有高Hf 、低Lu 含量和Lu /Hf 比值，锆石形成后没有明显的放射性成因Hf 的积累，所测定的
176
Hf /177Hf 比值基本代表其形成时体系的Hf 同
位素组成（Griffin et al．，
2002）。锆石原位Hf 同位素的测试在锆石U －Pb 定年锆石的相同部位进行，其初始
176
Hf /177Hf
值通过相对应的锆石年龄进行校正。所有测试的锆石均获
得较好Hf 同位素数据，176Hf /177
Hf 的误差值（2σ）绝大部分
都在0．00030以内。所有锆石的
176
Lu /177Hf 值均小于0．002，
表明锆石形成后放射性成因Hf 积累很少，可以很好地反映锆石形成时岩浆的Hf 同位素组成特征（吴福元等，2007）。Hf 同位素的详细测试结果见表4
。
图8
日喀则中新世闪长玢岩中的锆石176
Hf /177Hf －
176
Lu /177Hf （a ）及Age －εHf （t ）（b ）图解
Fig．8Variation of zircon initial
176
Hf /
177
Hf vs．176
Lu /
177
Hf
（a ）and εHf （t ）vs．Age （Ma ）diagram （b ）for the Xigaze Miocene diorite －porphyrites
日喀则中新世闪长玢岩墙的初始
176
Hf /177Hf 比值在0．
282714 0．282982之间，平均为0．2828585，表明所测样品锆石中的Hf 同位素分布很均一，指示单一岩浆源区（图8a ）；计算后的εHf （t ）值在－1．75 +7．72之间，平均值为+3．40（图8b ）。表明这些岩石可能主要来源于亏损地幔分异形成的新生地壳但同时也受到后期的混染。其初始εNd （t ）（－3．
58）相一致，采用平均地壳176Lu /177
Hf 值（0．015）（Griffin et
al．，2002）计算得到的单阶段模式年龄（t DM ）为376 762Ma ，二阶段模式年龄为（t DM2）640 1151Ma ，平均年龄为982Ma ，其Nd 同位素的二阶段模式年龄为1123Ma ，可见日喀则闪长玢岩具有新元古代的二阶段Hf －Nd 模式年龄。
5
讨论
5．1
日喀则中新世闪长玢岩的成因机制及源区特征分析Defant and Drummond （1990）定义的埃达克岩，是指与年
轻（≤25Ma ）俯冲大洋岩石圈有关的新生代岛弧环境中的火山岩或侵入岩，其具SiO 2≥56%、Al 2O 3≥15%、通常MgO ＜3%（很少高于6%）、Y （≤18?10－6）和HＲEE （Yb ≤1．9?
10－6）甚低、Sr 含量甚高、
87
Sr /86Sr ＜0．7040等特征。具有上述地球化学特征、与俯冲洋壳熔融无关的岩石常常被称为“埃达克质（adakitic ）岩”（Castillo ，2006，2012）。
以上分析表明，日喀则闪长玢岩具有高Sr ，低Y ，HＲEE 亏损，高Sr /Y 比，高（La /Yb ）
N
等典型埃达克岩地球化学特
征。对于埃达克岩的成因机制，有多种观点。根据这十几年来的研究不断地被深化，从最初Defant and Drummond （1990）定义的年轻俯冲洋壳板片的部分熔融，到后来的O 型埃达克岩和C 型埃达克岩之分（朱弟成等，
2002；张旗等，2004），表明埃达克质岩的成因研究不断地被深化。对于C 型埃达克岩，有人认为是加厚的地壳底部中－基性岩部分熔融的产物（Chung et al．，2003；Hou et al．，2004），也有人认为是底侵玄武质下地壳的部分熔融（Atherton and Petford ，1993；Muir et al．，1995）或拆沉下地壳的部分熔融（Xu et al．，2002）。
俯冲洋壳起源的埃达克质岩浆与上覆地幔楔发生交代作用，使之具有相对高的MgO 含量、Mg #和相容元素的含量（Cr 、Ni 等）和较低的K 2O （Defant and Drummond ，1990）。本文埃达克质闪长玢岩均显示高的SiO 2（59．19% 63．66%）、高的MgO 含量（2．21% 3．96%），
Mg #（51 55）和相容元素的含量（Cr =35?10－6 104?10－6
，
Ni =29．2?10－6 48．3?10－6），表明这些埃达克质闪长玢岩可能是起源于俯冲洋壳的部分熔融，而不是来自加厚下地壳的部分熔融。同时这些中新世钙碱性埃达克质岩浆具有正的εHf （t ）值，说明埃达克质岩浆源区具有亏损地幔端元，而陆源物质或富集地幔端元所占比例很低。新特提斯洋板片或者洋壳北向俯冲以及陆－陆碰撞造山过程中，底垫的玄武质下地壳均能提供类似的亏损同位素特征。大量研究已经证明，洋壳板片俯冲至一
定深度后，其MOＲB 就会发生变质作用，形成角闪岩榴辉岩，它们成为埃达克岩的理想岩浆源区。由于这种岩浆源区是一种富含水的、不含斜长石的、具有角闪岩－榴辉岩变质相的角闪榴辉岩，在部分熔融过程中，石榴子石和金红石通常作为残留相出现（Defant and Drummond ，1990），同时这些埃达克质岩石在化学成分上富钠（Na 2O =5．53% 6．17%），
4622Acta Petrologica Sinica 岩石学报2014，
30（8）
低钾（K 2O =1．1% 2．1%），K 2O /Na 2O =0．18 0．37，这与起源于俯冲洋壳的埃达克岩比较类似（Zhu et al．，2009）。同时根据主微量元素特点及ＲEE 曲线类型等地球化学特征，本区埃达克岩表现为轻稀土富集，重稀土亏损以及Eu 负异常不明显（表2），与增厚的古老地壳部分熔融形成的埃达克岩具有明显的差异。微量元素Th －Nb －Zr 是判别火山岩浆产出构造背景最可靠的判别指标之一（孙书勤等，2003），一般来说，
大洋板块汇聚带的Nb /Zr 比值（＜0．05）较低或Ta /Hf 比值＜0．1，Th /Nb 比值＞0．11；大陆板内Nb /Zr 比值＞0．05（或Ta /Hf 比值＞0．1），Th /Nb 比值＞0．11。根据Th －Nb －Zr 判别标志，日喀则中新世埃达克质岩石的微量元素地球化学特点表现为Nb /Zr 比值＜0．04，Ta /Hf ＜0．08并且Th /Nb 比值＞0．94，具有俯冲洋壳板片的特征。
但考虑到印度大陆与欧亚大陆碰撞的时间为 55Ma （Ji et al．，2009），因此在日喀则闪长玢岩形成之时（中新世），拉萨地块早已不存在大洋，南侧的雅江蛇绿岩带所代表的新特提斯洋在古新世可能就已经关闭，中新世不可能还存在俯冲板片的熔融。所以形成于中新世的冈底斯地区含矿斑岩为典型的陆－陆碰撞造山构造环境之产物。同时高初始Sr 比值、较低εNd （t ）显示较为明显的富集地幔物质的加入或者中上地壳的混染。根据
143
Nd /
144
Nd －
87
Sr /86
Sr 相关图解（图
9），本区的埃达克质岩的Sr －Nd 同位素变化趋势明显不同于典型的来自Cook Island ，
Aleutians 的俯冲板片熔融形成的埃达克质岩类（Stern and Kilian ，1996；Kay ，1978），而与增厚地壳背景下的新生地壳部分熔融较为类似（Petford and Atherton ，1993）（图10）
。
图9日喀则中新世闪长玢岩的87Sr /86Sr －143Nd /144
Nd 图解Fig．9
Plot of
87
Sr /86Sr vs．
143
Nd /144Nd of Miocene diorite
－porphyrites from Xigaze
同时在MgO －SiO 2相关图解中可以看出（图7a ），日喀则中新世的闪长玢岩与正常的岛弧钙碱系列火山岩相比，具有较高的MgO 特征。实验岩石学研究表明，在1 4GPa 的条件下，
地幔橄榄岩和幔源熔体在加厚地壳底部的高压环境
图10日喀则中新世闪长玢岩全岩Sr －Nd 同位素组成（据Zhu et al．，2011）
Fig．10
The Sr －Nd isotopic compositions of Miocene
adakitic diorite －porphyrites from Xigaze area （after Zhu et al．，2011）
下受到中下地壳的混染，会形成高MgO 和Mg #
的埃达克质岩浆（Ｒapp et al．，
1999）。Guo et al．（2007）通过模拟计算得出俯冲的洋壳+部分沉积物的熔融可以形成这些埃达克质岩石。在大陆俯冲区，一部分大洋岩石圈（蛇绿岩套）会被刮下来带到大陆壳下，而这部分大洋岩石圈在加厚地壳背景下可能成为这些埃达克质花岗岩的源区，属于C 型埃达克岩。
以上分析表明，我们认为冈底斯日喀则地区NW －SE 走向和E －W 走向的中新世埃达克质闪长玢岩是具有部分岛弧地球化学特征的C 型埃达克岩，它比正常的岛弧火山岩更靠近南边的雅江蛇绿岩带位置更加说明了其为新特提斯洋北向俯冲初期的产物。由于印度－欧亚大陆碰撞之前，新特提斯洋片俯冲到拉萨地体深部，发生板片脱水和熔融并交代上覆地幔楔；地幔楔熔融形成岩浆上升在壳幔边界形成基性新生下地壳。在14Ma 左右，由于印度－欧亚大陆碰撞造成地壳的增厚，基性下地壳发生石榴石角闪石岩相变质；而后由于EW 重力垮塌造成构造伸展，造成了南北向的后碰撞伸展与东西向伸展的构造叠加，形成了空间上相邻时间上相近的两种方向上的由于早期加厚岛弧基性新生下地壳的熔融形成埃达克质闪长玢岩。5．2
动力学意义
对于藏南渐－中新世后碰撞超钾质－埃达克质岩浆作用的成因模型，前人主要认为特提斯俯冲板片发生断离引发（Kohn and Parkinson ，2002）或者增厚的拉萨岩石圈根部的拆沉作用（Miller et al．，1999；Williams et al．，2001），或者拉
萨地块古老下地壳的部分熔融（Chung et al．，
2003）。综合前人对该地区中新世的埃达克岩的研究以及本次研究所得出的结果，认为其成因模式可以概括如下：在印度亚洲大陆俯冲过程中新特提斯洋板片脱水熔融并携带Cu 、
5
622陈希节等：冈底斯带中段中新世埃达克质岩浆作用的年代学、地球化学及Sr －Nd －Hf 同位素制约
Au等成矿元素与上地幔楔发生地幔交代作用，进而形成具有高初始Sr比值、较低εNd（t）以及明显富集LILE和LＲEE 的EMII富集岩石圈地幔（Zindler and Hart，1986）。随后，EMII富集岩石圈地幔减压低度熔融，地幔楔熔融形成岩浆上升底侵于壳－幔边界附近形成基性岛弧下地壳并储存自新生代，这也就是冈底斯中新世埃达克质岩的源区。
人们普遍认为，西藏高原隆升到特定高度下产生的高重力势能，是引起高原地壳EW向伸展和SN向正断层及地堑盆地的根本动力，因此，SN向正断层形成时间确切地标定了西藏高原达到其最大高度的时间（Pan and Kidd，1992）。尽管越来越多的证据证明青藏高原曾经在14Ma左右发生强烈的构造抬升（Blisniuk et al．，2001；Sun et al．，2005），并将EW向初始伸展时间由8Ma向前推至13 14Ma（Williams et al．，2001；Turner et al．，1993；Coleman and Hodges，1995）。由于印度－欧亚大陆碰撞造成地壳的不断增厚，基性下地壳发生了石榴石角闪石岩相变质；在20 14Ma期间，由于侧向地壳增厚梯度变化导致拉萨地体东西向的崩塌，拉萨地壳开始伸展减薄，区域构造应力逐渐由南北向挤压转换为东西向伸展，并形成了一系列近北西－南东向的正断层和裂谷系统（包括墨竹工卡－错那裂谷）。
在此过程中，在角闪榴辉岩相转化带深度范围内，通常由于斜长石的分解而导致熔体中相对富Na，富铝，形成富含Cu、Au等成矿物质的具弧岩浆地球化学特征准铝质埃达克质岩浆。榴辉岩的下沉拉力导致早期侵位的准铝质I型埃达克质岩浆的上涌，沿该时期形成的正断层和裂谷系统不断侵位于地壳及地壳浅处，并受中上地壳物质不同程度的混染，形成具弧岩浆地球化学特征的准铝质中钾钙碱性埃达克质岩石的演化系列，伴随着连续的结晶分异作用（石英、长石、钾长石、角闪石和黑云母等主造岩矿物及磷灰石、磁铁矿等副矿物的晶出），并沿着该时期不断完善的正断层和裂谷系统不断侵位于上地壳及近地表，最终形成具有独特产状的埃达克质闪长玢岩－二长花岗斑岩－辉绿玢岩－花岗斑岩共生的岩石组合（侯增谦等，2003；Hou et al．，2004；Chung et al．，2003）。同时，在此构造岩浆作用过程中，幔源成矿物质不断聚集，通过结晶分异和岩浆混合不断萃取到中酸性岩浆中，导致中新世冈底斯南缘的Cu－Au－Mo－Pb－Zn多金属成矿作用的大爆发。
6结论
（1）日喀则闪长玢岩具有埃达克质岩石的地球化学亲缘性，表现为高SiO2（59．19% 63．66%），高Sr（602?10－6 1601?10－6）和Sr/Y比（85．2 141．7），中钾富钠（K
2
O=1．
1% 2．09%；Na
2O=5．53% 6．17%）；较低的K
2
O/Na
2
O
比（0．18 0．37），轻稀土富集，重稀土亏损（5．7?10－6 10?10－6）和无明显的Eu负异常（0．82 0．95），（La/Yb）
N
为9．59 17．12，富集大离子亲石元素如K、Ｒb、Ba、Th，亏损高场强元素如Y、Nb、Ta，较高初始87Sr/86Sr值（0．7055 0．7076），低ε
Nd
（t）值（－6．33 －2．26），高ε
Hf
（t）值（－1．75 +7．72）等特征，其源区物质组成相当于角闪榴辉岩相，从而揭示了藏南地区在中新世期间已经具有加厚的陆壳，其下地壳岩浆源区具榴辉岩相的物质组成。
（2）在印度亚洲大陆俯冲过程中，新特提斯洋板片脱水熔融形成的岩浆上升并底侵于壳－幔边界附近形成基性新生下地壳。在20 14Ma期间，由于侧向地壳增厚变化不均导致拉萨地体东西向的崩塌，造成了南北向的后碰撞伸展与东西向伸展的构造叠加，同时基性新生下地壳发生部分熔融形成具有特殊地球化学特征的埃达克质岩浆沿着近北西－南东向和近东西向的正断层和裂谷向上侵位。
致谢野外工作中得到西藏矿业公司教授级高工巴登珠的大力支持；主微量测试及全岩Sr－Nd同位素分析过程及锆石U－Pb定年和Lu－Hf分析过程中分别得到国家测试中心的马天芳工程师和南京大学濮巍工程师和武斌工程师的大力帮助；审稿人吴才来研究员与周清副研究员以及贵刊主编和编辑认真评阅本文，并提出许多宝贵意见；在此一并深表谢意。
Ｒeferences
Atherton MP and Petford N．1993．Generation of sodium－rich magmas from newly underplated basaltic crust．Nature，362（6416）：144－146
Black LP and Gulson BL．1978．The age of the mud tank carbonatite，strangways range，northern territory．BMＲJournal of Australian Geology and Geophysics，3（3）：227－232
Blisniuk PM，Hacker BＲ，Glodny J，Ｒatschbacher L，Bi S，Wu Z and Calvert A．2001．Normal faulting in central Tibet since at least13．5Myr ago．Nature，412（6847）：628－632
Boynton WV．1984．Geochemistry of the rare earth elements：Meteorite studies．In：Henderson P（ed．）．Ｒare Earth Element Geochemistry．Amsterdam：Elsevier，63－114
Castillo PＲ．2006．An overview of adakite petrogenesis．Chinese Science Bulletin，51：257－268
Castillo PＲ．2012．Adakite petrogenesis．Lithos，134：304－316 Chung SL，Liu D，Ji J，Chu MF，Lee HY，Wen DJ and Zhang Q．2003．Adakites from continental collision zones：Melting of thickened lower crust beneath southern Tibet．Geology，31（11）：1021－1024 Chung SL，Chu MF，Zhang Y，Xie Y，Lo CH，Lee TY，Lan CY，Li XH，Zhang Q and Wang YZ．2005．Tibetan tectonic evolution inferred from spatial and temporal variations in post－collisional magmatism．Earth－ScienceＲeviews，68（3）：173－196 Coleman M and Hodges K．1995．Evidence for Tibetan plateau uplift before14Myr ago from a new minimum age for east－west extension．Nature，374（6517）：49－52
Coulon C，Maluski H，Bollinger C and Wang S．1986．Mesozoic and Cenozoic volcanic rocks from central and southern Tibet：39Ar/40Ar dating，petrological characteristics and geodynamical significance．Earth and Planetary Science Letters，79（3－4）：281－302
Defant MJ and Drummond MS．1990．Derivation of some modern arc magmas by melting of young subducted lithosphere．Nature，347（6294）：662－665
6622Acta Petrologica Sinica岩石学报2014，30（8）
Defant MJ，Xu JF，Kepezhinskas P，Wang Q，Zhang Q and Xiao L．2002．Adakites：Some variations on a theme．Acta Petrologica Sinica，18（2）：129－142
Gao YF，Yang ZS，Santosh M，Hou ZQ，WeiＲH and Tian SH．2010．Adakitic rocks from slab melt－modified mantle sources in the continental collision zone of southern Tibet．Lithos，119（3）：651－663
Goolaerts A，Mattielli N，de Jong J，Weis D and Scoates JS．2004．Hf and Lu isotopic reference values for the zircon standard91500by MC －ICP－MS．Chemical Geology，206（1－2）：1－9
Griffin WL，Wang X，Jackson SE，Pearson NJ，O’Ｒeilly SY，Xu X and Zhou X．2002．Zircon chemistry and magma mixing，SE China：In －situ analysis of Hf isotopes，Tonglu and Pingtan igneous complexes．Lithos，61（3）：237－269
Griffin WL，Belousova EA，Shee SＲ，Pearson NJ and O’reilly SY．2004．Archean crustal evolution in the northern Yilgarn Craton：U－Pb and Hf－isotope evidence from detrital zircons．Precambrian Ｒesearch，131（3）：231－282
Guo ZF，Wilson M and Liu JQ．2007．Post－collisional adakites in South Tibet：Products of partial melting of subduction－modified lower crust．Lithos，96（1）：205－224
Harrison TM，Copeland P，Kidd WSF and Yin A．1992．Ｒaising Tibet．Science，255（5052）：1663－1670
Hoskin PWO and Schaltegger U．2003．The composition of zircon and igneous and metamorphic petrogenesis．Ｒeviews in Mineralogy and Geochemistry，53（1）：27－62
Hou ZQ，Mo XX，Gao YF，Qu XM and Meng XJ．2003．Adakite，a possible host rock for porphyry copper deposits：Case studies of porphyry copper belts in Tibetan Plateau and in northern Chile．Mineral Deposits，22（1）：1－12（in Chinese with English abstract）
Hou ZQ，Gao YF，Qu XM，Ｒui ZY and Mo XX．2004．Origin of adakitic intrusives generated during Mid－Miocene east－west extension in southern Tibet．Earth and Planetary Science Letters，220（1）：139－155
Jackson SE，Pearson NJ，Griffin WL and Belousova EA．2004．The application of laser ablation－inductively coupled plasma－mass spectrometry to in situ U－Pb zircon geochronology．Chemical Geology，211（1）：47－69
Ji WQ，Wu FY，Chung SL，Li JX and Liu CZ．2009．Zircon U－Pb geochronology and Hf isotopic constraints on petrogenesis of the Gangdese batholith，southern Tibet．Chemical Geology，262（3）：229－245
Ji WQ，Wu FY，Chung SL and Liu CZ．2009．Geochronology and petrogenesis of granitic rocks in Gangdese batholith，southern Tibet．Science in China（Series．D），52（9）：1240－1261
KayＲW．1978．Aleutian magnesian andesites：Melts from subducted Pacific Ocean crust．Journal of Volcanology and Geothermal Ｒesearch，4（1）：117－132
Kohn MJ and Parkinson CD．2002．Petrologic case for Eocene slab breakoff during the Indo－Asian collision．Geology，30（7）：591－594
Le MaitreＲW．2002．IgneousＲocks：A Classification and Glossary of Terms：Ｒecommendations of the International Union of Geological Sciences，Sub－commission on the Systematics of IgneousＲocks．Cambridge University Press
Li JX，Qin KZ，Li GM，Xiao B，Chen L and Zhao JX．2011．Post－collisional ore－bearing adakitic porphyries from Gangdese porphyry copper belt，southern Tibet：Melting of thickened juvenile arc lower crust．Lithos，126（3）：265－277
Liao Z，Mo X，Pan G，Zhu D，Wang L，Jiang X and Zhao Z．2007．Spatial and temporal distribution of peraluminous granites in Tibet and their tectonic significance．Journal of Asian Earth Sciences，29（2）：378－389Ludwig KＲ．2003．User’s manual for Isoplot3．00：A geochronological toolkit for Microsoft Excel．Special publication/Berkeley Geochronology Center
Ma L，Wang Q，Wyman DA，Jiang ZQ，Yang JH，Li QL and Guo HF．2013．Late Cretaceous crustal growth in the Gangdese area，southern Tibet：Petrological and Sr－Nd－Hf－O isotopic evidence from Zhengga diorite－gabbro．Chemical Geology，349：54－70
Maniar PD and Piccoli PM．1989．Tectonic discrimination of granitoids．Geological Society of America Bulletin，101（5）：635－643
Miller C，SchusterＲ，Kl tzli U，Frank W and Purtscheller F．1999．Post－collisional potassic and ultrapotassic magmatism in SW Tibet：Geochemical and Sr－Nd－Pb－O isotopic constraints for mantle source characteristics and petrogenesis．Journal of Petrology，40（9）：1399－1424
Mo XX，Niu YL，Dong GC，Zhao ZD，Hou ZQ，Zhou S and Ke S．2008．Contribution of syncollisional felsic magmatism to continental crust growth：A case study of the Paleogene Linzizong volcanic succession in southern Tibet．Chemical Geology，250（1）：49－67 Mo XX．2011．Magmatism and evolution of the Tibetan Plateau．Geological Journal of China Universities，17（3）：351－367（in Chinese with English abstract）
MuirＲJ，Weaver SD，Bradshaw JD，Eby GN and Evans JA．1995．The Cretaceous Separation Point batholith，New Zealand：Granitoid magmas formed by melting of mafic lithosphere．Journal of the Geological Society，152（4）：689－701
Pan GT，Mo XX，Hou ZQ，Zhu DC，Wang LQ，Li GM and Liao ZL．2006．Spatial－temporal framework of the Gangdese Orogenic Belt and its evolution．Acta Petrologica Sinica，22（3）：521－533（in Chinese with English abstract）
Pan Y and Kidd WSF．1992．Nyainqentanglha shear zone：A Late Miocene extensional detachment in the southern Tibetan Plateau．Geology，20（9）：775－778
Peccerillo A and Taylor SＲ．1976．Geochemistry of Eocene calc－alkaline volcanic rocks from the Kastamonu area，northern Turkey．Contributions to Mineralogy and Petrology，58（1）：63－81
Pu W，Zhao KD，Ling HF and Jiang SY．2004．High precision Nd isotope measurement by Triton TI Mass Spectrometry．Acta Geoscientica Sinica，25（2）：271－274（in Chinese with English abstract）
Qu XM，Hou ZQ，Mo XX，Dong GC，Xu XY and Xin XB．2006．Ｒelationship between Gangdese porphyry copper deposits and uplifting of southern Tibet Plateau：Evidence from multistage zircon of ore－bearing porphyries．Mineral Deposits，25（4）：388－400（in Chinese with English abstract）
ＲappＲP，Shimizu N，Norman MD and Applegate GS．1999．Ｒeaction between slab－derived melts and peridotite in the mantle wedge：Experimental constraints at3．8GPa．Chemical Geology，160（4）：335－356
ＲudnickＲL and Gao S．2003．Composition of the continental crust．Treatise on Geochemistry，3：1－64
Ｒui ZY，Hou ZQ，Qu XM，Zhang LS，Wang LS and Liu YL．2003．Metallogenetic epoch of Gangdese porphyry copper belt and uplift of Qinghai－Tibet Plateau．Mineral Deposits，22（3）：217－225（in Chinese with English abstract）
Stern CＲand KilianＲ．1996．Ｒole of the subducted slab，mantle wedge and continental crust in the generation of adakites from the Andean Austral Volcanic Zone．Contributions to Mineralogy and Petrology，123（3）：263－281
Sun JM，ZhuＲX and An ZS．2005．Tectonic uplift in the northern Tibetan Plateau since13．7Ma ago inferred from molasse deposits along the Altyn Tagh Fault．Earth and Planetary Science Letters，235（3）：641－653
Sun SQ，Wang YL and Zhang CJ．2003．Discrimination of the tectonic settings of basalts by Th，Nb and Zr．GeologicalＲeview，49（1）：40
7622
陈希节等：冈底斯带中段中新世埃达克质岩浆作用的年代学、地球化学及Sr－Nd－Hf同位素制约
－47（in Chinese with English abstract）
Sun SS and McDonough WF．1989．Chemical and isotopic systematics of oceanic basalts：Implications for mantle composition and processes．In：Saunders AD and Norry MJ（eds．）．Magmatism in the Ocean Basins．Geological Society，London，Special Publications，42（1）：313－345
Turner S，Hawkesworth C，Liu J，Ｒogers N，Kelley S and van Calsteren P．1993．Timing of Tibetan uplift constrained by analysis of volcanic rocks．Nature，364（6432）：50－54
Williams H，Turner S，Kelley S and Harris N．2001．Age and composition of dikes in Southern Tibet：New constraints on the timing of east－west extension and its relationship to post－collisional volcanism．Geology，29（4）：339－342
Wu FY，Li XH，Zheng YF and Gao S．2007．Lu－Hf isotopic systematics and their applications in petrology．Acta Petrologica Sinica，23（2）：185－220（in Chinese with English abstract）
Xu JF，ShinjoＲ，Defant MJ，Wang Q andＲappＲP．2002．Origin of Mesozoic adakitic intrusive rocks in the Ningzhen area of East China：Partial melting of delaminated lower continental crust？Geology，30（12）：1111－1114
Xu WC，Zhang HF，Guo L and Yuan HL．2010．Miocene high Sr/Y magmatism，South Tibet：Product of partial melting of subducted Indian continental crust and its tectonic implication．Lithos，114（3）：293－306
Xu ZQ，Yang JS，Li HB，Ji SC，Zhang ZM and Liu Y．2011．On the tectonics of India－Asia collision．Acta Geologica Sinica，85（1）：1－33（in Chinese with English abstract）
Xu ZQ，Ji SC，Cai ZH，Zeng LS，Geng QＲand Cao H．2012．Kinematics and dynamics of the Namche Barwa Syntaxis，eastern Himalaya：Constraints from deformation，fabrics and geochronology．GondwanaＲesearch，21（1）：19－36
Xu ZQ，Wang Q，Pêcher A，Liang FH，Qi XX，Cai ZH，Li HQ，Zeng LS and Cao H．2013．Orogen－parallel ductile extension and extrusion of the Greater Himalaya in the Late Oligocene and Miocene．Tectonics，32（2）：191－215
Zhang Q，Xu JF，Wang Y，Xiao L，Liu HT and Wang YL．2004．Diversity of adakite．Geological Bulletin of China，23（9）：959－965（in Chinese with English abstract）
Zhu DC，Duan LP，Liao ZL and Pan GT．2002．Discrimination for two kinds of adakites．Journal of Mineralogy and Petrology，22（3）：5－9（in Chinese with English abstract）
Zhu DC，Zhao ZD，Pan GT，Lee HY，Kang ZQ，Liao ZL，Wang LQ，Li GM，Dong GC and Liu B．2009．Early Cretaceous subduction－
related adakite－like rocks of the Gangdese Belt，southern Tibet：Products of slab melting and subsequent melt－peridotite interaction？
Journal of Asian Earth Sciences，34（3）：298－309
Zindler A and Hart S．1986．Chemical geodynamics．AnnualＲeview of Earth and Planetary Sciences，14（1）：493－571
附中文参考文献
侯增谦，莫宣学，高永丰，曲晓明，孟祥金．2003．埃达克岩：斑岩铜矿的一种可能的重要含矿母岩———以西藏和智利斑岩铜矿为例．矿床地质，22（1）：1－12
纪伟强，吴福元，锺孙霖，刘传周．2009．西藏南部冈底斯岩基花岗岩时代与岩石成因．中国科学（D辑），39（7）：849－871
莫宣学．2011．岩浆作用与青藏高原演化．高校地质学报，17（3）：351－367
潘桂棠，莫宣学，侯增谦，朱弟成，王立全，李光明，廖忠礼．2006．冈底斯造山带的时空结构及演化．岩石学报，22（3）：521－533濮巍，赵葵东，凌洪飞，蒋少涌．2004．新一代高精度高灵敏度的表面热电离质谱仪（Triton TI）的Nd同位素测定．地球学报，25（2）：271－274
曲晓明，侯增谦，莫宣学，董国臣，徐文艺，辛洪波．2006．冈底斯斑岩铜矿与南部青藏高原隆升之关系．矿床地质，25（4）：388－400
芮宗瑶，侯增谦，曲晓明，张立生，王龙生，刘玉琳．2003．冈底斯斑岩铜矿成矿时代及青藏高原隆升．矿床地质，22（3）：217－225
孙书勤，汪云亮，张成江．2003．玄武岩类岩石大地构造环境的Th、Nb、Zr判别．地质论评，49（1）：40－47
吴福元，李献华，郑永飞，高山．2007．Lu－Hf同位素体系及其岩石学应用．岩石学报，23（2）：185－220
许志琴，杨经绥，李海兵，嵇少丞，张泽明，刘焰．2011．印度－亚洲碰撞大地构造．地质学报，85（1）：1－33
张旗，许继峰，王焰，肖龙，刘红涛，王元龙．2004．埃达克岩的多样性．地质通报，23（9）：959－965
朱弟成，段丽萍，廖忠礼，潘桂棠．2002．两类埃达克岩（Adakite）的判别．矿物岩石，22（3）：5－9
8622Acta Petrologica Sinica岩石学报2014，30（8）
高精度稳定同位素技术 同位素指质子数相同而中子数不同的同种化学元素，最常用的稳定同位素有碳-13 (13C)、氮-15(15N)、氢-2 (2H即氘) 和氧(18O)等。因为这些同位素比普通元素重1到2个原子量单位，所以也叫作重元素。稳定同位素(stable isotope) 就是天然同位素或非放射性同位素(non-radioactive isotope)，即无辐射衰变，质量保持永恒不变。稳定同位素在自然界无处不在，包括所有化合物、水和大气，所以也就自然地存在于动植物和人体内。其物理化学性质与普通元素相同，所以可用作示踪剂来标记化合物用于科学研究、临床医学和药物生产等几乎所有自然领域。由于没有辐射污染，稳定同位素示踪剂可以用于任何对象，包括孕妇、婴儿和疾病患者，无论是口服还是注射，都绝对安全。 稳定同位素技术的另一特点是其测试定量的高精度和超高精度，达到PPM级（即百万分之一精度)，而且同时也测定了化合物的浓度，事半功倍，且降低了测试误差。现在，利用同位素技术人们可以同时测定多个不同的样品，从而提高测定效率。这些高效率、高精度的特点是放射性同位素等技术所不可比拟的。 稳定同位素技术的第三个特点是其示踪能力的微观性和灵活多变性。微观性是指它可以用来标记、追踪化合物分子内部某个或多个特定原子，比如葡萄糖分子中各个原子在人体内的不同代谢途径, 哪些原子进入三羧酸循环产生能量，而哪些原子进入脂肪代谢途径参与脂肪合成。多变性是指通过对同位素标记位点的合理选择和巧妙设计来追踪、定性定量测定化合物的不同代谢途径或者生成过程。 由于以上特性，自上世纪中叶特别是70年代以来稳定同位素技术在科技先行国家被广泛应用于医学、营养、代谢、食品、农业、生态和地质等研究和生产领域。近年来在药物研发生产以及新兴的基因工程、蛋白质组学(proteomics)、代谢组学(metabolomics) 和代谢工程(metabolic engineering) 等前沿领域，稳定同位素技术已成为一种应用广泛、独特高效甚至必须的技术，显著地提高了解决科学问题的能力和生产效率。最新近的例子是德国科学家用碳13氨基酸通过三代喂养成功地标记了动物全身的所有蛋白质而获得了细胞代谢的重要发现。这一崭新的技术堪比当年的聚合酶连锁反应技术(PCR), 必将迅速得到广泛的推广和应用，有力地推动生命科学的发展。稳定同位素在自然界的无所不在意味着该技术应用的普遍性，有大自然显微镜的独特功能，将揭开越来越多的大自然和人体的奥秘。
水文地球化学研究现状、基本模型与进展 摘要：1938 年, “水文地球化学”术语提出, 至今水文地球化学作为一门 独立的学科得到长足的发展, 其服务领域不断扩大。当今水文地球化学研究的理论已经广泛地应用在油田水、海洋水、地热水、地下水质与地方病以及地下水微生物等诸多领域的研究。其研究方法也日臻完善。随着化学热力学和化学动力学方法及同位素方法的深入研究, 以及人类开发资源和保护生态的需要, 水文地球化学必将在多学科的交叉和渗透中拓展研究领域, 并在基础理论及定量化研究方面取得新的进展。 早期的水文地球化学工作主要围绕查明区域水文地质条件而展开, 在地下水的勘探开发利用方面取得了可喜的成果( 沈照理, 1985) 。水文地球化学在利用地下水化学成分资料, 特别是在查明地下水 的补给、迳流与排泄条件及阐明地下水成因与资源的性质上卓有成效。20 世纪60 年代后, 水文地球化学向更深更广的领域延伸, 更多地是注重地下水在地壳层中所起的地球化学作用( 任福弘, 1993) 。 1981 年, Stumm W 等出版了5水化学) ) ) 天然水化学平衡导论6 专著, 较系统地提供了定量处理天然水环境中各种化学过程的方法。1992 年, C P 克拉依诺夫等著5水文地球化学6分为理论水文地球化学及应用水文地球化学两部分, 全面论述了地下水地球化学成分的形成、迁移及化学热力学引入水文地球化学研究的理论问题, 以及水文地球化学在饮用水、矿水、地下热水、工业原料水、找矿、地震预报、防止地下水污染、水文地球化学预测及模拟中的应用等, 概括了20 世纪80 年代末期水文地球化学的研究水平。特别是近二十年来计算机科学的飞速发展使得水文地球化学研究中的一些非线性问题得到解答( 谭凯旋, 1998) , 逐渐构架起更为严密的科学体系。 1 应用水文地球化学学科的研究现状 1. 1 油田水研究 水文地球化学的研究在对油气资源的勘查和预测以及提高勘探成效和采收率等方面作出了重要的贡献。早期油田水地球化学的研究只是对单个盆地或单个坳陷, 甚至单个凹陷进行研究, 并且对于找油标志存在不同见解。此时油田水化学成分分类主要沿用B A 苏林于1946 年形成的分类。1965 年, E C加费里连科在其所著5根据地下水化学组分和同位素成分确定含油气性的水文地球化学指标6中系统论述了油气田水文地球化学特征及寻找油气田的水文地球化学方法。1975 年, A G Collins 在其5油田水地球化学6中论述了油田水中有机及无机组分形成的地球化学作用( 汪蕴璞, 1987) 。1994 年, 汪蕴璞等对中国典型盆地油田水进行了系统和完整的研究, 总结了中国油田水化学成分的形成分布和成藏规律性, 特别是总结了陆相油田水地球化学理论, 对油田水中宏量组分、微量组分、同位素等开展了研究, 并对油田水成分进行种类计算, 从水化学的整体上研究其聚散、共生规律和综合评价找油标志和形成机理。同时还开展了模拟实验、化学动力学和热力学计算, 从定量上探索油田水化学组分的地球化学行为和形成机理。 1. 2 洋底矿藏研究
第十讲 地质常用主要稳定同位素简介 18O Full atmospheric General Circulation Model (GCM) with water isotope fractionation included.
内容提要 ●基本特征●氢同位素●碳同位素●氧同位素●硫同位素
10.1. 传统稳定同位素基本特征 ?只有在自然过程中其同位素分馏变化为可测量范围的元素，才能应用于地质研究用途，这些元素的质量范围多<40； ?多为能形成固、气、液多相态物质的元素，其稳定同位素组成可发生较大程度变化。总体上，重同位素趋于在结合紧密的固相物质中富集；重同位素趋于在氧化价态最高的物相中富集； ?生物系统中的同位素变化常用动力效应来解释。在生物作用过程中(如光合作用、细菌反应及其它微生物过程)，相对于反应初始组成，轻同位素趋于在反应生成物中富集。
10.2. 氢(hydrogen) ?直到1930年代，人们才发现H不是由1 个同位素，而是由两个同位素组成： 1H：99.9844% 2H(D)：0.0156% ?在SMOW中D/H=155.8 10-6 ?氢还有一个同位素氚(3H)，但为放射性核素，半衰期仅为~12.5y。
10.2.1 氢同位素基本特征 ?与多数重元素的同位素组成不同，太阳系物质具有高度不均一的氢(氧)同位素组成，尤其是内地行星与彗星之间； ?1H与D同位素间质量相对差最大，在地球样品中表现出最大的稳定同位素变化(分馏)范围； ?从大气圈、水圈直至地球深部，氢总是以H O、OH-， 2 H2、CH4等形式存在，即在各种地质过程中起着重要作用； ?氢同位素以 D表示，其同位素测量精度通常为0.5‰至2‰(相对其它稳定同位素偏低)。
《水文地球化学》教学大纲 Hydrogeochemistry－Course Outline 第一部分大纲说明 一、课程的性质、目的与任务 《水文地球化学》是水文与水资源工程专业本科生必修的一门主要专业基础课。通过本课程的学习，使学生掌握水文地球化学的基本原理和学会初步运用化学原理解决天然水的地球化学问题和人类对天然水的影响问题的方法与手段，为学习后续课程和专业技术工作打下基础。 二、与其它课程的联系 学习本课程应具备普通地质学、综合地质学、工程化学和水文地质学的基础。后续课程为水质分析实验、铀水文地球化学、环境水文地质学和水文地质勘察。 三、课程的特点 1．对基本概念、基本规律与常见的应用方法的理解并重。 2．对基本理论与常见水文地球化学问题的定量计算方法的掌握并重。 3. 采用英文教材，中、英语混合授课。 四、教学总体要求 1．掌握水文地球化学的基本概念、基本规律与研究方法。 2．掌握控制地下水与地表水化学成分的主要作用：酸碱反应与碳酸盐系统；矿物风化与矿物表面过程；氧化－还原反应；有机水文地球化学作用等。 3．通过理论讲述、研究实例分析与习题课，使学生理解天然水中常见的化学组份与同位素组成，掌握最基本的地球化学模拟方法与整理水化学数据的能力。 五、本课程的学时分配表 编 号教学内容课堂讲 课学时 习题课 学时 实验课 学时 自学 学时 1 引言及化学背景 （Introduction and Chemical Background） 6 2 酸碱反应与碳酸盐系统 (Acid-Base Reactions and the Carbonate System) 4 2 3 矿物风化与矿物表面过程 Mineral weathering and mineral surface processes 6
稳定同位素样品处理技术 1、固体样品 固体样品在进行同位素质谱分析之前必须进行干燥、粉碎、称量等处理步骤。 1.1干燥 样品可以放在透气性好，而且耐一定高温的器具或取样袋中，然后在60~70℃的干燥箱进行干燥24~48小时。 注意：烘干的样品要及时研磨或者保持干燥，否则有返潮现象，给磨样造成困难，而且影响同位素数据。 1.2酸处理 将土壤样品适当粉碎（为了更好的反应），放在小烧杯中，倒入适量浓度的盐酸（浓度一般用0.5mol/L），这时会发现有小气泡冒出，这是盐酸与土壤中的无机碳反应产生的CO2，用玻璃棒搅拌使反应更完全，可以间隔1小时搅拌一次使之充分反应。反应至少6小时，除去土壤中的无机碳，沉淀，倒掉上层清夜；再用去离子水搅拌洗涤，沉淀，倾倒上层清夜，重复3~4次，充分洗净过量盐酸；然后烘干土壤样品（条件同上）。 注意：测定碱性土壤中的有机C同位素，在干燥之前需要进行酸处理。因为采集的土壤样品中含有无机碳，会影响到我们需要的数据。 1.3粉碎 经过烘干的样品需要粉碎才能进行分析，为了保证样品的均匀，粉碎程度至少要过60目的筛子。粉碎可以用研钵、球磨机或混合磨碎机来等来处理。 1.4样品整理 磨好的样品放在合适的包装里，如小瓶子、小信封或自封袋里，最好密封保存。以数字和英文字母做标记区别样品。 1.5称量 经过干燥和粉碎处理的样品在分析之前还得放在锡箔帽中称量。用微量分析天平（同位素实验室专用），样品量可以精确到0.001mg （百万分之一天平）。称样前，先将所需工具及样品排放好，所需工具包括样品垫、样品盘、镊子、勺子。先调天平平衡，看水泡是否在圆圈内，在圆圈内则表示天平平衡。在称量过程中尽量不要碰桌子，减少对天平的影响。称量时，先将锡帽放进天平内，等天平显示的数字稳定时调零，然后将锡帽取出放在样品垫上，放适量样品至锡帽中，样品的量根据测定的同位素以及样品中的含量而定。称量最终质量并作记录。然后将锡帽团用镊子或拇指和食指轻轻用力团成小球。已经称量并用锡箔包好的样品放在专门的样品盘里，并附带一份质量表格，保存。 注意：任何时候不能由裸露的双手触摸样品或锡帽。若用手操作，须带上无尘橡胶手套。并确保包好的样品没有泄漏。样品盘中样品的标记对应记录本上的标记。（只要同位素比率值的不需要记录质量数，而需要全N或全C量的则需要记录质量数）。
水化学及同位素特征在矿井水源判别中的应用 摘要：毛坪铅锌矿未采矿体均处当地最低侵蚀基准面洛泽河以下，为研究矿区 洛泽河水与矿坑充水之间的相互关系，进一步查清矿坑充水来源，对矿区地表河 水以及矿坑不同出水点采取水样，进行环境同位素测试和水质全分析。分析结果 表明：矿区浅层水和深层承压水在不同深度获得大气降水补给的速度有快有慢， 相差悬殊；河水对矿床充水不强，矿坑水主要补给源为不同标高补给区的非定水 头补给。研究成果为进一步判定矿坑充水水源、分析矿山水文地质条件以及矿山 防治水设计提供了科学的依据。 关键词：矿山防治水；水源判别；水化学特征；氢氧同位素 1 矿区水文地质概况 毛坪铅锌矿为已采矿山，主要矿体位于当地最低侵蚀基准面洛泽河之下[1-3]。区内龙潭河、铜厂沟溪、锈水沟溪等其它河、沟均为洛泽河支流[4]。洛泽河总体 上控制了区内的地下水流动系统。域内地下水接受降水补给后，依地势向洛泽河 汇聚，然后从南往北迳流，部分地下水在沟谷等地形切割强烈地带形成下降泉排泄，补给河水[5，6]；部分地下水仍以地下迳流形式运动，于矿区北部遇峨嵋山 组玄武岩隔水层，地下水径流受阻，沿东西向顺层裂隙溢出成泉，排泄地下水。 区内构造发育，地下水对构造裂隙长期溶蚀拓宽，岩溶裂隙水含水层具有一 定库容空间，大气降水对岩溶裂隙地下水补给在时间上把年内或年际不连续的降 水调整为连续的地下迳流，维持泉群长期排泄[7，8]；在空间上将较弱的区域裂 隙水汇聚成脉状迳流，最后，汇集于排泄区以泉水形式溢出排泄地下水，本区为 泉排型岩溶地下水系统[9]。 图1 矿区地下水矿化度等值线 2 水化学水源判别 2.1水质全分析特征 本次研究工作水质全分析采样在矿坑、泉水、河水等重要水体采集水样20件。矿床地下水水化学成份及矿化度值自北部、北东部二迭系栖霞茅口组岩溶裂隙水 含水层、石炭系威宁丰宁统岩溶裂隙水含水层、泥盆系宰格组岩溶裂隙水含水层 逐渐升高（见图1），表明矿床地下水接受二迭系栖霞茅口组岩溶裂隙水含水层 地下水补给，经矿床运移至洛泽河即F1弱透水断层一带，地下水迳流滞缓，溶 滤作用增强，水中盐分及矿化度值明显增高，特别是SO42-离子增加明显，同时 说明矿床地下水受洛泽河水淡化不明显，河水对矿床充水不强的特征。 3水体环境同位素水源判别 3.1水体环境同位素特征 本次研究工作环境同位素水样采集雨水1件、泉水4件、河水3件、矿坑水 7件，钻孔涌水5件。 以昆明市雨水线为研究标准。矿区雨水、河水、泉水和坑下水δD与δ18O关 系见图2。 图2 毛坪矿雨水、泉水、河水、坑下水δD与δ18O关系 本地区构造活动剧烈，岩溶裂隙发育，雨季矿床深部承压水涌水孔水头上涨 明显，氚进入水中仅按衰变规律变化，衰变公式如下：
水文地球化学习题 第一章 第二章水溶液的物理化学基础 1．常规水质分析给出的某个水样的分析结果如下（浓度单位：mg/L）： Ca2+=93.9；Mg2+=22.9；Na+=19.1；HCO3-=334；SO42-=85.0；Cl-=9.0；pH=7.2。求： （1）各离子的体积摩尔浓度（M）、质量摩尔浓度（m）和毫克当量浓度（meq/L）。 （2）该水样的离子强度是多少？ （3）利用扩展的Debye-Huckel方程计算Ca2+和HCO3-的活度系数。 2．假定CO32-的活度为a CO32- =0.34?10-5，碳酸钙离解的平衡常数为4.27?10-9，第1题中的水样25℃时CaCO3饱和指数是多少？CaCO3在该水样中的饱和状态如何？ 3．假定某个水样的离子活度等于浓度，其NO3-，HS-，SO42-和NH4＋都等于10-4M。反应式如下： H+ + NO3- + HS- = SO42- + NH4＋ 问：25℃和pH为8时，该水样中硝酸盐能否氧化硫化物？ 4．A、B两个水样实测值如下（mg/L）： 组分Ca2+Mg2+Cl-SO42-HCO3-NO3- A水样706 51 881 310 204 4 5．请判断下列分析结果（mg/L）的可靠性，并说明原因。 组分Na+K+Ca2+Mg2+Cl-SO42-HCO3-CO32-pH A水样50 6 60 18 71 96 183 6 6.5 B水样10 20 70 13 36 48 214 4 8.8 6．某水样分析结果如下： 离子Na+Ca2+Mg2+SO42-Cl-CO32-HCO3-含量(mg/l) 8748 156 228 928 6720 336 1.320 试计算Ca2+的活度(25℃)。 4344 含量（mg/l）117 7 109 24 171 238 183 48 试问： （1）离子强度是多少？ （2）根据扩展的Debye-Huckel方程计算，Ca2+和SO42－的活度系数？ （3）石膏的饱和指数与饱和率是多少？ （4）使该水样淡化或浓集多少倍才能使之与石膏处于平衡状态？ 8．已知温度为298.15K（25℃），压力为105Pa（1atm）时，∑S=10-1mol/l。试作硫体系的Eh-pH图（或pE-pH图）。 9．简述水分子的结构。 10．试用水分子结构理论解释水的物理化学性质。 11．温、压条件对水的物理、化学性质的影响及其地球化学意义。 12．分别简述气、固、液体的溶解特点。
晋陕峡谷地区岩溶地下水的同位素及水化学分析 林良俊 1,2 ,王金生 1 (11北京师范大学环境科学研究所,北京 100875;21中国地质环境监测院,北京 100081) 摘要:本文研究采用同位素和水化学分析的方法对本地区2个泉域即天桥和柳林泉域的地下水系统 进行分析。研究发现:(1)天桥泉域北部大部分地区岩溶地下水主要接受了大气降水的补给,同时 在局部地区也接受了地表水的补给;天桥泉域南部岩溶地下水接受了不同高程的大气降水的补给,迳流较为活跃。(2)柳林泉域岩溶水系统存在浅部和深部2个子系统,来自这2个系统的地下水互相混合,形成了排泄区较为复杂的地下水化学类型。关键词:岩溶地下水;同位素;水化学分析中图分类号:P6411134文献标识码:A Abstract :Through is otopic and geochemical methods the karst groundwater system in tw o large spring areas (T ianqiao spring area and Liulin spring area )is analyzed.It is shown that :(1)In north part of T ianqiao sping area ,the karst groundwater is mainly recharged by the rain fall of m ountain area and is partly recharged by sur 2face water.In s outh part of T ianqiao spring area ,the karst groundwater with active runoff is recharged by rainfall from varied elevation.(2)In Liulin spring area ,there exist tw o karst groundwater sub 2systems.The karst groundwater from the tw o sub 2systems mixes up and various water types of the spring water in the discharge area are formed. K ey w ords :karst groundwater ;is otope ;analysis of hydrochemistry 收稿日期:2003206202;修订日期:2003211225 基金项目:国家重点基础研究发展规划(973)项目 (G 1999043606) 作者简介:林良俊(1975-),男(汉族),江西丰城人,在 读博士,工程师. 黄河流域晋陕峡谷地区是位于陕西和山西之间的狭长地带,多年来,在该地区的2个大泉域开展 了一些地下水资源勘察工作[1,2] 。许多研究表明晋陕峡谷地区天桥泉域多层含水层之间存在着水平或者垂向的水力联系,构成一个巨大的岩溶地下水系统[3,4],而在柳林泉域的研究表明在柳林泉域的岩 溶地下水系统是一个非常复杂的系统[5,6] 。 同位素和水化学技术是分析岩溶地下水系统有效工具[7～9] ,环境同位素和水化学成分可以用来确定岩溶含水层中地下水的起源以及确定地下水的年龄(滞留时间),王怀颖和袁志梅曾应用同位素和 水化学技术研究了该区的岩溶地下水[4,5] 。但是,由于近年来的自然和人类活动影响,岩溶地下水系统是否发生变化是一个需要研究的问题,而且,袁志梅采用同位素分析柳林泉域的地下水系统时采用了全球大气降水线,而晋陕峡谷地区的大气降水的 同位素成分与全球大气降水存在较大差异[7] 。因此,本次研究拟采用同位素和水化学的方法对该区岩溶地下水系统开展进一步深入研究。1 研究区概况 [10] 晋陕峡谷地区横跨吕梁复背斜和鄂尔多斯盆地 两大构造单元。吕梁复背斜的轴部主要有太古宙变 质岩及部分太古宙花岗岩组成,其西翼由震旦系、寒武系、奥陶系、石炭系、二叠系、三叠系构成,并形成一系列的次一级背斜和向斜。天桥泉域和柳林泉域均属于这一地区。晋陕峡谷地区地处大陆型半干旱气候区,多年平均气温817～10℃,年平均降雨量353～548mm ,7～9三个月的降雨量约占年降雨量的63%。区内岩溶地下水的补给主要有大气降水在寒武系、奥陶系碳酸盐岩裸露和半裸露地区的入渗补给,裸露与隐伏松散层下的可溶岩,溶岩裂隙发育,可直接接受大气降水补给。 天桥泉域是一个向西缓倾的自流斜地。东界为海拔2500m 左右的管涔山分水岭,西侧为海拔800m 的黄河谷地,近百公里的斜坡坡降达20%,南北两侧山脊高1600～1700m ,中间大片地区高1300m 左右。泉域周围基本上以褶皱隆起或断裂为界。在清水川—林阴会一段多被黄河切穿,形成开启的窗
第四章同位素水文地球化学 环境同位素水文地球化学是一门具有良好的前景、发展迅速的新兴学科，也是水文地球化学的一个重要分支。目前，地下水资源可持续利用中的重要问题是地下水补给的更新能力及地下水污染程度的评价。用环境同位素技术研究地下水补给和可更新性，追踪地下水的污染是当前国内外较为新颖的方法之一。目前世界上许多国家已将同位素方法列为地下水资源调查中的常规方法。近年来，国内外环境同位素的研究从理论到实践都有较快的发展。除了应用氢氧稳定同位素确定地下水的起源与形成条件，应用氚、14C测定地下水年龄，追踪地下水运动，确定含水层参数等常规方法外；在应用3H-3He、CFCs示踪干旱、半干旱地区浅层地下水的补给，应用14C、36Cl确定深层地下水的年龄，追溯地下水的入渗史，应用34S研究地下水中硫酸盐的来源，分析地下水的迁移过程，应用11B/10B研究卤水成因等方面都有重要进展。 4.1 同位素基本理论 4.1.1 地下水中的同位素及分类 我们知道，原子是由原子核与其周围的电子组成的，通常用A Z X N来表示某一原子。这里，X为原子符号，Z为原子核中的质子数目，N为原子核中的中子数目，A为原子核的质量数，它等于原子核中的质子数与中子数之和，即： A=Z+N( 4-1-1 ) 为简便起见，也常用A X表示某一原子。 元素是原子核中质子数相同的一类原子的总称。同一元素由于其原子核中中子数不同可存在几种原子质量不同的原子，其中每一种原子称为一种核素，如C原子有12C、13C、14C等核素，氧原子有16O、17O、18O等核素。某元素的不同几种核素称为该元素的同位素(蔡炳新等，2002)，或者说同位素指的是在门捷列耶夫周期表中占有同一位置，其原子核中的质子数相同而中子数不同的某一元素的不同原子。同位素可分为稳定同位素和放射性同位素两类，稳定同位素是指迄今为止尚未发现有放射性衰变（即自发地放出粒子或射线）的同位素；反之，则称为放射性同位素。 地下水中的同位素一方面包括水自身的氢、氧同位素，另一方面还包括水中溶质的同位素。
核技术与核安全课程作业 稳 定 同 位 素 技 术 的 发 展 及 其 应 用
原子核内质子数相同而中子数不同的一类原子称为同位素，它们处在周期表上的同一位置，可分为稳定性同位素和放射性同位素。放射性同位素的原子核是不稳定的，它通过自发的放出粒子而衰变成另一种同位素。而不具有放射性的同位素称为稳定同位素，其中一部分是由放射性同位素通过衰变后形成的稳定产物，称为放射成因同位素；另一部分是天然的稳定同位素，是核合成以来就保持稳定，迄今为止还未发现它们能够自发衰变形成其他同位素。自然界中共有1700余种同位素，其中稳定同位素有270余种。有的元素由很多的稳定同位素组成，如第50号元素锡含有10个稳定同位素；而有的稳定同位素却仅仅只有一个稳定同位素，如元素氟、钠等。 稳定同位素较放射性同位素具有安全、无污染、易控制的优点，在地质、生态、医药、农业等领域研究中得到广泛应用。 1.稳定同位素技术的发展过程 稳定同位素的发现比放射性同位素要晚一些，1912年汤姆孙用电磁分析器（近代质谱计的雏形）才第一次确定了氖-20和氖-22的存在；1927年发现了氧的稳定同位素O 17和O 18 ；1932年发现了重氢（D ）。1936年尤里等用精馏法从水中富集了O 18，随后又用化学交换法富集了Li 8，C 13，N 15和S 34，不但证实了早年发表过的有关分离的计算理论，同时也发现了化学交换法对大量分离轻同位素很合适的。与此同时也采取了几种物理方法分离了若干种同位素。 在1930-1941年期间稳定同位素分离还处于探索阶段，此时尚无工业规模的生产，少量分离物只是提供研究同位素本身的核性质以及作为示踪原子用。到20世纪50年代后期，由于科学技术的进步及稳定同位素特殊性质的逐步显示，才使之得以迅速发展。我国稳定同位素的研制工作起步于50年代中，60年代首先在农业上获得应用。之后，在医药学中的应用也取得初步成果。目前，我国已有一支稳定同位素的研究、生产机应用的技术队伍，个别产品进入了国际市场。 2.稳定同位素分析技术 稳定同位素分析是分离研究、生产和应用的前提，它是稳定同位素科学技术中不可缺少的组成部分。其中最重要的方法是质谱分析，它用于同位素分析已有70年历史，是经典、常用，准确的方法，适用于各种元素同位素质量和浓度测定以及物质成分和结构分析。近来在样品引入、离子源、分析器以及检出系统等四个主要方面都有重大的改进。在样品引入部分加上气相色谱，构成色质联用仪器，可以分析复杂混合物样品而不必转化为简单气体。此外，现在又出现高压液相色谱与质谱联用的更新技术。在离子化方面出现了许多新型离子化型式，如化学离子化，在离子源中产生的离子基本上是分子离子，谱线要比普通的电子轰击离子化单纯得多，大大提高了检测灵敏度。又如场致离子化和场解吸离子化，它们都是不直接轰击样品分子，是一种软离子化技术，不出现离子碎片，基本上没有同位素效应的干扰问题，可以直接分析多成分的混合物样品，而且不必像GC-MS 那样需要引入适合于气相色谱的诱导体，所以操作更为简单。这对多重标记物的分析十分有利，能测定稀释了一百万倍的样品，最小检测量可低到fs(1510 g)。此外，还有激光离子化、大气压离子化和多点场离子化等。在分析器方面，除了磁场偏转形式外，还有一种简便的四重极质量过滤器，它是用四根圆棒电极(最好是双曲线断面型式)代替了笨重的磁铁。对角线上两根电极互成一对，分别加上高
本文由国土资源部地质调查项目“全国水资源评价”和“鄂尔多斯自留盆地地下水赋存运移规律的研究”项目资助。改回日期:2001212217;责任编辑:宫月萱。 第一作者:叶思源,女,1963年生,在读博士生,副研究员,从事矿水、地热水及水文地球化学研究。 水文地球化学研究现状与进展 叶思源1) 孙继朝2) 姜春永3) (1)中国矿业大学,北京,100083;2)中国地质科学院水文地质环境地质研究所,河北正定,050803; 3)山东地质工程勘查院,山东济南,250014) 摘 要 1938年,“水文地球化学”术语提出,至今水文地球化学作为一门独立的学科得到长足的发展,其服务领域不断扩大。当今水文地球化学研究的理论已经广泛地应用在油田水、海洋水、地热水、地下水质与地方病以及地下水微生物等诸多领域的研究。其研究方法也日臻完善。随着化学热力学和化学动力学方法及同位素方法的深入研究,以及人类开发资源和保护生态的需要,水文地球化学必将在多学科的交叉和渗透中拓展研究领域,并在基础理论及定量化研究方面取得新的进展。关键词 水文地球化学 研究现状 进展 Current Situ ation and Advances in H ydrogeochemical R esearches YE Siyuan 1) SUN Jichao 2) J IAN G Chunyong 3 ) (1)Chi na U niversity of Mi ni ng and Technology ,Beiji ng ,100083;2)Instit ute of Hydrogeology and Envi ronmental Geology ,CA GS , Zhengdi ng ,Hebei ,050803;3)S handong Instit ute of Geological Engi neeri ng S urvey ,Ji nan ,S handong ,240014) Abstract Hydrogeochemistry ,as an independent discipline ,has made substantial development since the term “hydrogeochemistry ”was created in 1938.At present hydrogeochemical theories have been applied to various fields such as oil field water ,ocean water ,geothermal water ,groundwater quality ,endemic diseases and groundwater microorganism ,and related research methods have also become mature.With the further development of chemical thermodynamics ,kinetics method and isotope method ,hydrogeochemistry will surely extend its research fields in the course of multi 2discipline interaction and make new progress in basic theory and quantifica 2tion research ,so as to meet the demand of human exploration and exploitation as well as ecological protection.K ey w ords hydrogeochemistry current state of research advance 早期的水文地球化学工作主要围绕查明区域水文地质条件而展开,在地下水的勘探开发利用方面取得了可喜的成果(沈照理,1985)。水文地球化学在利用地下水化学成分资料,特别是在查明地下水的补给、迳流与排泄条件及阐明地下水成因与资源的性质上卓有成效。20世纪60年代后,水文地球化学向更深更广的领域延伸,更多地是注重地下水在地壳层中所起的地球化学作用(任福弘,1993)。1981年,Stumm W 等出版了《水化学———天然水化 学平衡导论》专著,较系统地提供了定量处理天然水环境中各种化学过程的方法。1992年,C P 克拉 依诺夫等著《水文地球化学》分为理论水文地球化学及应用水文地球化学两部分,全面论述了地下水地球化学成分的形成、迁移及化学热力学引入水文地球化学研究的理论问题,以及水文地球化学在饮用水、矿水、地下热水、工业原料水、找矿、地震预报、防止地下水污染、水文地球化学预测及模拟中的应用等,概括了20世纪80年代末期水文地球化学的研究水平。特别是近二十年来计算机科学的飞速发展使得水文地球化学研究中的一些非线性问题得到解 答(谭凯旋,1998),逐渐构架起更为严密的科学体系。 第23卷 第5期2002210/4772482 地 球 学 报ACTA GEOSCIEN TIA SIN ICA Vol.23 No.5 Oct.2002/4772482
S TABLE I SOTOPES IN P ALEONTOLOGY AND A RCHEOLOGY I NTRODUCTION The isotopic composition of a given element in living tissue depends on: (1) the source of that ele-ment (e.g., atmospheric CO2 versus dissolved CO2; seawater O2 vs. meteoric water O2), (2) the proc-esses involved in initially fixing the element in organic matter (e.g., C3vs. C4photosynthesis), (3) subsequent fractionations as the organic matter passes up the food web. Besides these factors, the iso-topic composition of fossil material will depend on any isotopic changes associated with diagenesis, including microbial decomposition. In this lecture, we will see how this may be inverted to provide insights into the food sources of fossil organisms, including man. This, in turn, provides evidence about the environment in which these organisms lived. I SOTOPES AND D IET: Y OU ARE WHAT YOU EAT In Lecture 28 we saw that isotope ratios of carbon and nitrogen are fractionated during primary pro-duction of organic matter. Terrestrial C3 plants have d13C values between -23 and -34‰, with an av-erage of about -27‰. The C4 pathway involves a much smaller fractionation, so that C4 plants have d13C between -9 and -17‰, with an average of about -13‰. Marine plants, which are all C3, can util-ize dissolved bicarbonate as well as dissolved CO2. Seawater bicarbonate is about 8.5‰ heavier than atmospheric CO2; as a result, marine plants average about 7.5‰ heavier than terrestrial C3 plants. In contrast to the relatively (but not perfectly) uniform isotopic composition of atmospheric CO2, the carbon isotopic composition of seawater carbonate varies due to biological processes. Because the source of the carbon they fix is more variable, the isotopic composition of marine plants is also more variable. Finally, marine cyanobacteria (blue-green algae) tend to fractionate carbon isotopes less during photosynthesis than do true marine plants, so they tend to average 2 to 3 ‰ higher in d13C. Nitrogen isotopes are, as we saw, also fractionated during primary uptake. Based on their source of nitrogen, plants may also be divided into two types: those that can utilized N2directly, and those utilize only “fixed” nitrogen as ammonia and nitrate. The former include the legumes (e.g., beans, peas, etc.) and marine cyanobac-teria. The legumes, which are exclusively C3 plants, utilize both N2 and fixed nitrogen (though symbiotic bacteria), and have an average d15N of +1‰, whereas modern non-leguminous plants average about +3‰. However, it seems likely that prehistoric nonleguminous plants were more positive, averaging perhaps +9‰, because the iso-topic composition of present soil nitrogen has been affected by the use of chemical fer-tilizers. For both groups, there was proba-bly a range in d15N of ±4 or 5‰, because the isotopic composition of soil nitrogen varies and there is some fractionation involved in uptake. Marine plants have d15N of +7±5‰, whereas marine cyanobacteria have d15N of –1±3‰. Figure 34.1 summarizes the 15 10 5 --5 d13C PDB ‰ d15N ATM ‰ Figure 34.1. Relationship between d13C and d15N among the principal classes of autotrophs.
同位素地球化学复习题 1.1同位素地球化学的基本任务 1)研究自然界同位素的起源、演化和衰亡历史； 2)研究同位素在宇宙体、地球和各地质体中的分布分配、不同地质体中的丰度及典型地质过程中活化与迁移、富集与亏损、衰变与增长的规律；阐明同位素组成变异的原因。据此来探讨地质作用的演化历史及物质来源； 3)利用放射性同位素的衰变定律建立一套行之有效的同位素计时方法，测定不同天体事件和地质事件的年龄，并作出合理的解释，为地球和太阳系的演化确定时标。 4 )研究同位素分馏与温度的关系，建立同位素温度计，为地质体的形成与演化研究提供温标。 1.2 同位素地球化学的一些基本概念 核素同位素同量异位素稳定同位素放射性同位素重稳定同位素轻稳定同位素 2.1 质谱仪的基本结构 四个部分：进样系统离子源质量分析器离子接收器 2.2 衡量质谱仪的技术标准有哪些 质量数范围分辨率灵敏度精密度与准确度 2.3 固体质谱分析为什么要进行化学分离 具相同质量的原子和分子离子的干扰; 主要元素基体中微量元素的稀释; 低的离子化效率; 不稳定 发射。 2.5 同位素稀释法是用于元素含量分析还是用于同位素比值分析？元素含量分析 2.6 氢气的制取方法？(有哪些还原剂) U－还原法Zn －还原法Mg －还原法Cr －还原法 2.7 氧同位素的制样方法有哪些？ 1. 大量水样氧同位素制样方法？ 2. 硅酸盐氧同位素的BrF5法制样原理？ 3. 碳酸盐样品的磷酸盐制样法(McCrea法) 2.8 水中溶解碳的提取与制样McCrea法 2.9 硫化物硫同位素直接制样法 2.10硫酸盐的硫同位素制样法(直接还原法) 把硫酸盐、氧化铜、石英粉按一定比例混合（置于石英管中）在真空条件下加热到1120 ℃左右时，硫酸盐被还原而转变成二氧化硫。 2.11 了解下列质谱仪
同位素地球化学研究进展
1 概述 同位素研究是地质学的重要研究手段之一，可以视之为科学研究史上的革命，它的发展极大地加速了许多科学研究进程。同位素地质应用是同位素地球化学的重要组成部分。随着放射性现象的发现，同位素的分析逐渐被建立为独立的研究领域。作为独特的示踪剂和形成环境与条件的指标，同位素组成已广泛的应用到陨石、月岩、火成岩、沉积岩、变质岩、大气、生物以及各种矿床等领域的研究。通过研究同位素在地质体的分布及在各种地质条件下的运动规律来研究矿物、岩石和矿床等各个领域，成为解决众多地质地球化学问题的强有力手段。 地球的历史是一个由大量地质事件构成的漫长的时间序列，它具有灾变和渐变相间的特点。我们在认识这一复杂的过程时，主要依据能保留事件踪迹的证据。同位素的迁移活动寓于地质作用之中，地质事件对地球的影响有可能跨越后期作用而被保存下来，因此同位素组成上的变异常常能提供最接近事实的证据，并且相关研究也用一系列显著成绩证实了这点。 1.1 同位素地球化学的发展现状 同位素的丰度和分布的研究正经历着飞跃性的发展。在不到一百年的时间里，已经取得了非凡的成果，解决了一系列重要的问题，如南非南德斯金矿的成因问题。此外，随着大量的数据和文章的面世，理论基础的不断完善，实验技术的不断发展，同位素地球化学迄今为止仍在快速的发展着，并不断与其他学科相互渗透形成新的学科分支，如宇宙同位素地球化学、环境同位素地球化学等。因此，同位素地球化学已非局限于研究地球及其地质现象，而是扩展到了太阳系的其他星体和其他科学领域。显然，地质学已到了一个新的时期，即同位素地质学时期。 1.2 同位素概念 1913年，Soddy提出了同位素概念，即原子内质子数相同而中子数不同的一类原子即为同位素。一个原子可以有一种或多种同位素。有的元素仅有稳定同位素（如O、S），稳定同位素的原子核是稳定的，目前还未发现他们能自发衰变形成其他的同位素。有的仅有放射性同位素（如U、Th）。放射性同位素原子核是不稳定的，他们能自发的衰变形成其他的同位素，最终转变为稳定的放射成因同