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图11.4-4 斑岩铜矿中硫同位素组成 6）水岩作用中δ34S变化 水岩作用过程中流体同位素演化与水岩比值，硫源丰度有关，即流体中硫同位素值与地层硫及流体中硫的含量有关（图11.4-5）。流体中硫含量高，则在水岩作用中，不易被同化，倾向于保持流体中原始硫同位素值；地层中硫丰度高，则易于改造流体中的同位素组成，使流体中的硫同位素值接近于地层硫同位素值。 图11.4-5 初始岩浆水与沉积物水岩作用中硫同位素值演化 实线、虚线、点线分别代表600℃、400℃、250℃；Z=S岩浆水/S地层 初始岩浆水δ34S＝3.5‰，地层δ34S=-24‰ ；含膏盐地层δ34S=-30‰  图11.4-6是岩浆水与沉积岩及火成岩岩石水岩作用中流体中硫同位素组成δ34S的变化，在高温流体作用下，不仅是硫化物与热液中硫同位素的交换，也包括了硫化物的淋滤溶解，可以明显改变热液硫的同位素组成。 图11.4-6 岩浆水与碎屑岩地层及闪长岩体水－岩作用后热液体系δ34SH2S演化曲线 实线、虚线分别代表350℃和150℃；碎屑岩地层δ34S=－24‰；闪长岩δ34S=+4.15‰ Z为热液体系硫含量与碎屑岩及闪长岩初始硫含量比值；Δ＝＋ΔPYH2S 2、铅同位素 铅有4个同位素，分别是204Pb、206Pb、207Pb与208Pb，丰度值分别是1.4、24.1、22.1、52.4，其中204Pb是原生铅，非放射性成因铅。 238U、235U和232Th经过放射性衰变后变成铅的稳定同位素206Pb、207Pb与208Pb，按照铅的形成时间和成因分为原生铅、原始铅、放射性成因铅和普通铅。 原生铅是指在地球形成以前，在宇宙原子核合成过程中与铀钍等所有元素形成的铅，其中主要是204Pb。 原始铅是指地球形成初期存在的铅，它的元素丰度与同位素组成相当于原生铅加上地球形成前所有的放射性成因铅。 由于地球物质分布的不均匀性，原始铅在地球各处分布不均，通常取铁陨石陨硫铁的铅同位素组成代表原始铅。因为铁陨石中铀钍含量极低，可以作为天然物质中残留下来的原始物质代表。 原始铅的同位素组成： 204Pb=1； 206Pb=9.307； 207Pb=10.294； 208Pb=29.476。 其中λ为衰变常数，λ238=1.55125×10-10；λ235=9.8485×10-10；λ232=0.49475×10-10； 238U/235U=137.88±0.14。 放射性成因铅是指地球形成以后，由于铀钍放射性衰变而形成的铅，包括206Pb、207Pb与208Pb，他们的丰度取决于矿物中放射性元素的丰度和矿物年龄，常受到普通铅的污染,放射成因铅的增长可以用下述方程表示： 普通铅是指岩石或矿物形成时从周围介质中捕获的那部分铅，不包括矿物岩石本身的所含的放射性成因铅，原始铅也是一种普通铅。 在同一环境形成的矿物岩石具有相同的普通铅组成，通常专指方铅矿与钾长石中的铅。 岩石中铅的重要载体是钾长石，其次是黑云母，火成岩和变质岩中的铅的平均含量是53ppm，伟晶岩的微斜长石含铅可达98ppm，最高达1%，表明铅与放射性元素及碱金属元素具有更亲密的共生关系。 1） 同位素演化 铅同位素比值变化可以解决岩石矿床成因与形成年龄，追溯铅的来源与演化。 考虑地球对于U、Th和Pb是一封闭系统，其年龄为T，则铅同位素组成是时间的函数： a0=206Pb/204Pb；b0=207Pb/204Pb；C0=208Pb/204Pb；μ=238U/204Pb；V=μ/137.88=235U/204Pb；W=μk=232Th/204Pb，k=232Th/238U。因此任何时间t时的普通铅的同位素组成可以由下式表示： 普通铅是原始铅加上到矿物形成时累计的放射性成因铅，他们的同位素组成与时间及原体系中的μ值和W值有关。 地球的年龄与原始铅同位素组成是常数，通常选取迪亚布峡谷铁陨石的陨硫铁铅，根据M.Tatsumoto（1973）数据： a0=9.307±0.006；b0=10.294±0.006；c0=29.476±0.018；T=4570Ma；μ=238U/204Pb=137.88。 通常选定含铅矿物，以地质演化中封闭体系矿物锆石最佳，测定U、Th、Pb丰度，然后测定204Pb、206Pb、207Pb、208Pb同位素值，238U/204Pb，235U/204Pb，232Th/204Pb可以通过计算获得。 据上述公式可以画出给定μ和W值时随时间的增长曲线。 然而在地球物质分异后，U/Pb和Th/Pb比值出现了区域性的差异，只有对于普通球粒陨石和地幔，他们的μ、W值接近于地球平均的μ、W值，可以用上述公式描述。 凡是在一个U-Th-Pb封闭体系中演化的普通铅成为正常铅，铅增长曲线遵循单阶段演化模式，即μ、