一、怎么分辨钾长石的优和劣？
一看含氧化钾量，越高越好，一般8-15%二是看含铁量，越低约好，一般0.1-3%如果肉眼看的话，肉红色，有晶面，垂直角最好
二、花岗闪长斑岩矿物和化学组成
莱历斯高尔－3571铜钼矿田花岗闪长斑岩与成矿关系密切，岩石呈灰白色，斑状结构，块状构造。斑晶主要为斜长石、石英、角闪石和黑云母;斜长石呈板条状半自形晶，粒径0.35mm×0.6mm～4mm×6mm，含量为15%～20%;石英呈他形粒状，粒径(0.7～3)mm×4.5mm，含量为5%～20%;角闪石半自形柱状，粒径0.3mm×1.0mm～2mm×6mm，含量为1%～5%;黑云母为片状，粒径0.4～2mm，含量为1%～5%。基质由斜长石、钾长石、石英、黑云母、角闪石组成，粒径0.03～0.75mm，多呈半自形-他形粒状，含量为30%～50%。副矿物为榍石、磷灰石、锆石、磁铁矿等。
对莱历斯高尔－3571铜钼矿田未蚀变、未矿化的新鲜花岗闪长斑岩样品进行了主量、微量及Sr、Nd同位素组成分析。主量元素在中国科学院地质与地球物理研究所XRF实验室完成分析，精度优于0.1%～1.0%，其中FeO含量用湿化学法测定，分析精度优于0.5%～1.0%，分析结果见表3-2。样品中SiO2含量为58.49%～70.31%，平均67.27%;K2O+Na2O含量介于3.09%～8.24%，K2O/Na2O=0.31～1.95，多数大于1，碱质含量较高且以富K为主;Al2O3含量为12.65%～16.63%，A/CNK=0.66～1.33，A/NK=1.34～1.94，指示岩石具有准铝质和过铝质特征;MgO含量为0.54%～2.41%，里特曼指数(σ)为0.28～2.71，属于钙碱性系列。从化学成分上看，花岗闪长斑岩样品具有高硅、低镁、富铝、富碱、高钾的特点。
花岗闪长斑岩的微量元素组成分析在地质过程与矿产资源国家重点实验室通过ICP-MS完成分析，结果见表3-3。花岗闪长斑岩中Rb、Ba、Th等大离子元素富集和Ta、Hf、Zr、Sm、Sr、Y、Yb等高场强元素亏损，洋脊花岗岩标准化的分布曲线(图3-5)与陆缘弧花岗岩分布型式相似。花岗闪长斑岩样品的稀土总量为(87.73～199.98)×10－6，平均133.84×10－6，略低于地壳岩浆岩平均值(165×10－6)，明显低于地壳重熔S型花岗岩的相应值(邱家骧，1991);球粒陨石标准化稀土元素配分曲线右倾(图3-6)，(La/Sm)N=3.16～6.11，(Tb/Lu)N=1.05～1.55，轻重稀土元素分馏明显;δEu=0.6～0.97。
图3-4 新疆西天山莱历斯高尔－3571铜钼矿田矿石组构
表3-2 新疆西天山莱历斯高尔－3571铜钼矿田花岗闪长斑岩主量元素分析结果(10－2)
注:在中国科学院地质与地球物理研究所XRF实验室分析完成。
表3-3 新疆西天山莱历斯高尔－3571铜钼矿田花岗闪长斑岩微量元素组成分析结果(10－6)
续表
注:在地质过程与矿产资源国家重点实验室通过ICP-MS分析。
图3-5 新疆西天山莱历斯高尔－ 3571 矿田花岗闪长斑岩微量元素分布曲线(ORG 标准据Sun and McDonough，1989)
图3-6 新疆西天山莱历斯高尔－3571铜钼矿田花岗闪长斑岩稀土元素配分曲线(球粒陨石标准据SunandMcDonough，1989)
矿田花岗闪长斑岩的Sr、Nd同位素组成在中国科学院地质与地球物理研究所FinniganMAT-262质谱实验室分析，选用Sr标样NBS987(87Sr/86Sr=0.710252±11)和Nd标样Jndi-1(143Nd/144Nd=0.512112±11)，用87Sr/86Sr=0.1194和143Nd/144Nd=0.7129进行Sr和Nd同位素质量歧视校正;分析时Rb-Sr和Sm-Nd的全流程本底约为10－10g和10－11g。Sr、Nd同位素组成分析结果见表3-4。花岗闪长斑岩的Sr同位素初始值ISr=0.7079～0.7103，花岗闪长斑岩的Nd同位素的初始值INd=0.5120～0.5122，以350Ma计算得εNd(t)=－0.61～－3.71。相对于原始地幔，莱历斯高尔－3571花岗闪长斑岩的εNd(t)偏低，ISr偏高;但相对于壳源花岗岩，ISr明显偏低，εNd(t)高。
表3-4 新疆西天山莱历斯高尔－3571铜钼矿田花岗闪长斑岩Sr、Nd同位素组成分析结果
续表
注:在中国科学院地质与地球物理研究所FinniganMAT-262质谱实验室分析，计算样品的ISr、INd、εNd(t)都统一校正到t=350Ma。Rb衰变常数λRb=1.42×10－11;Sm衰变常数λSm=6.54×10－12。
三、Ar-Ar定年
1.原理
39K通过快中子照射可被转变为39Ar,从而对K-Ar年龄可以作为氩同位素分析的一部分测定出K:
地球化学
式中:n为捕获的中子;p为放出的质子。
该方法 1959年利用计数技术探测由39 K 中子活化产生的39 Ar (t1/2 =269a)和41 Ar (t1/2=2 小时)首先得到应用。然而,该方法并不允许作大气氩校正,因为36 Ar 不能得到适当测定。
39Ar相当长的半衰期意味着在质谱分析中可将它当做稳定同位素,它首先于1966年应用于40 Ar-39 Ar定年。
在照射过程中由39 K产生的39 Ar表示为
地球化学
式中:Δt是照射时间;Φe是能量为e的中子通量密度;σe是39K对能量为e的中子捕获截面。产生的39 Ar必须在全部中子能量范围内积分,实际上此计算非常困难。因此,正常程序是利用一已知年龄的样品作为通量监测体。
采用K-Ar衰变方程 (6-26)并且方程两边除以 (6-30),得到:
地球化学
然而,大括号内的项对样品和标准是相同的。因此,习惯上将它称为单一量,其倒数, J,可作为常数。因此,对于标准:
地球化学
这里t是已知的。对于未知年龄的样品重排方程 (6-31)得到:
地球化学
对每一未知样品,为了获得精确的J 值,需要放置几个标样,代表在反应堆中相对于未知样品的已知空间位置。因此,对每个样品处的J 值就可内插出来。
在39 K的照射过程中,由中子反应从钙和其他钾同位素产生干扰Ar同位素 (图6-10)。
这些影响和程度的详细研究表明,对于大于 1Ma的矿物,如果K/Ca比值大于 1 ,不作干扰校正可得到能接受的结果。这时,简单的大气校正是适当的:
地球化学
式中:meas代表测量值。
改变适当的照射参数可将对Ar的干扰最小化。必须考虑的主要干扰是:
地球化学
地球化学
地球化学
其他的干扰也出现,但因为不重要可忽略掉。
这些干扰的完全校正公式为
图6-10 39 Ar-40 Ar 活化过程中钾区核素的产生反应 (粗线)与主要干扰反应 (实线)
(据Dickin,1995)
虚线反应产生37Ar干扰监测体
地球化学
式中:37 Ar/39 Ar是未知的,必须校正从照射到分析时的37 Ar 的衰变 (t1/2=35 天)测定的监测体干扰比值;( 36 A r/37 A r ) Ca、( 39 A r/37 A r ) Ca与( 40 A r/39 A r ) K是下标元素的A r同位素产生比。这些产生比是通过在有关的反应堆中分别照射纯Ca盐和K 盐测定出的,并且反映该反应堆中子通量的特征。不同作者对不同反应堆测定的这些产生比典型的范围分别是2.1～2.7、6.3～30 及0.006～0.031 (Dickin,1995)。
2.阶段加热
因为样品钾的特征由40 Ar-39 Ar技术被就地转化为氩,有可能分阶段从该样品的不同域中释放出氩并从每一步恢复出全部年龄信息。阶段加热相对常规“全熔”技术的优越性在于逐步释气鉴别样品中的异常系统,理想地从该样品“正常行为”部分的分析中将异常排除成为可能。该方法可应用到单矿物与全岩。最常用的是了解遭受了氩丢失的样品,但也有助于解释含有继承氩的样品。
在部分扰动系统的情形下,最易于扩散丢失氩的样品中的区域 (如晶体边缘)应在相对低的温度下释气,而紧密束缚的氩 (最抗扰动)应在较高的温度下释气。为了了解扰动样品的历史,阶段加热分析的结果一般以两种方式中的一种给出:Ar-Ar 等时线图,类似于常规K-Ar中分析一套样品;或者是年龄谱图,常称为坪年龄。
Bjurbole陨石的阶段加热结果 (Dickin,1995)如图6-11 的等时线所示。直线排列表明此陨石为简单的一阶段封闭系统历史。初始40 Ar/36 Ar 可能仅部分有意义,因为它是初始氩与大气污染的混合物。
在怀疑有继承氩的地方等时线图是有用的,但年龄谱图更有助于评估氩丢失。要构筑年龄谱图,连续较高温度下每次气体释放的大小通过测定所产生的39 Ar 离子束的强度来测量。每次气体释放后可作成棒状图,其长度代表它在样品中释放总39 Ar 中所占的分数,其y 轴上的值是由方程式 (6-35 )校正的40Ar/39Ar比值。后者与年龄成比例,有时作在对数坐标图上,有时表示为线性。从年龄谱图决定可靠年龄,取决于“坪”年龄的鉴别。坪年龄的严格判据是 (Ludwig,1997):
图6-11 以 Ar-Ar 等时线图表示的Bj urbole陨石的阶段加热数据
(据Dickin,1995)
图中数据点表示每一释气阶段的温度 (×100℃)
1)有三个或三个以上的紧接的释气阶段释放的39 Ar占其总量的 60%以上;
2)这些阶段的加权平均年龄的拟合概率大于 5%;
3)通过坪年龄的误差加权线的斜率在5%的置信度时等于0;
4)坪两边最外两个阶段不能与加权平均年龄有明显差别 (要求6 个或更多阶段释气);
5)坪两边最外两步不能有具相同符号非0 斜率 (1.8 倍误差条件下)(仅针对 9 个或更多阶段释气)。
图6-12 显示了玻璃陨石中Ar-Ar系统的年龄谱图的理想性质,这种陨石是陆壳物质在飞进大气圈迅速淬火的完全熔融物。然而,40 Ar-39 Ar 法最适用于具后期氩丢失的复杂地质历史的样品。
图6-12 美国得克萨斯玻璃陨石的 40- Ar 39 Ar年龄谱图
(据Dickin,1995)
3.氩丢失
美国Eldora岩株围岩中角闪石、黑云母、长石三种矿物,角闪石 (图6-13a、b)表现出热扩散脱气模式。最远的样品 (未表示出)得到 1400Ma 的最优坪年龄。在大约350、290、75 和 10m 处的样品显示了颗粒外边的严重 Ar 丢失,但在最高温部分接近“真实”年龄。然而,这种样式可能反映了向黑云母的蚀变,而不是角闪石的 Ar 扩散丢失。这种解释得到了合成角闪石-黑云母混合物测年实验的支持。另一个现象是离接触带35m的样品显示出高质量的中间“假”坪。最后,离接触带 0.6m 的样品显示出鞍形样式,其低年龄部分接近变质作用年龄。
粗粒黑云母 (图6-13c)其行为稍不同。它在离岩株无限远处的最大年龄 (1250Ma)低于角闪石的年龄。在中等距离处的年龄谱不规则,但表现出随着靠近岩株“坪”年龄一般降低。因此,看起来黑云母能部分但不均一脱气,可能是因为平行于解理扩散增强。最后,钾长石遭受了不规则和灾难性的Ar丢失,像常规K-Ar分析所了解的那样 (图6-13d)。
图6-13 美国科罗拉多 Eldora 岩株离接触带不同距离的矿物 40 Ar-39 Ar年龄谱图
(据Dickin,1995)
图中数字表示岩株与接触带的距离,单位为m
角闪石能产生高质量却无意义的坪。这可能使角闪石在缺少独立确定的证据下,依其作为地质年龄解释基础是危险的。部分重启动的黑云母总由其不规则的样式可识别出来,使得黑云母成为年龄解释的可靠基础。远离岩株的黑云母和角闪石样品中的确切意义还不明晰,因为该围岩是具有悠久热历史的副片麻岩。
4. 39 Ar反冲
发现Ar-Ar测年技术对于测定月球物质小的全岩样品年龄特别有用,尤其是对细粒的月海玄武岩。图6-14 中的虚线型式表示了典型的释气型式,是因为富K位置上,Ar保持能力低,从而有8%的放射成因 Ar 丢失。然而,其他样品或者表现出在高温部分表面年龄的显著降低或者是特别在细粒岩石中在大部分释气阶段表面年龄的逐渐降低,这可能是在照射过程中有Ar重新分配。
图6-14 由于 39 Ar 照射反冲对 40 Ar-39 Ar年龄谱的影响
(据Dickin,1995)
虚线为所分析的月海玄武岩碎片;实线为细研磨后活化分析的相同样品
在从39 K (n,p)反应中39 Ar 的反冲可引起该核素的小范围重新分布。该效应从含钾矿物表面到平均0.08μm的深度能亏损氩。
后来的研究发现,39 Ar 的反冲问题在试图将40 Ar-39 Ar测年应用到自生沉积矿物海绿石中更加严重。这可能是由于构成球状颗粒的海绿石结晶体非常小的缘故。这个问题可以通过将海绿石颗粒在照射前压紧装于小的玻璃安瓿中加以解决,在加热分析时将玻璃安瓿打开而将反冲产物一起分析。
