最好的荧光示踪剂过了20年还可以发光吗？

这么才的时间，荧光剂早就失效了！

荧光剂放二十年，其有效成分会挥发一尽。即便不是自然挥发，如果储藏不当，受到光照、温度等因素，也会变质。

如果按荧光剂的储藏手册来储放，以当时的技术，谁也不知道其的保存年限。顶多，能推测一下时效，但肯定不准确！

上述可见，由岩浆挥发组分和淋滤围岩向火山岩型块状硫化物矿床提供S和金属的观点一直存在相当大的争议。这是因为许多用于这一问题研究的技术都不成熟。在火山岩型块状硫化物矿石及其主岩的经验组合以及所罗门群岛新Georgia组岩石和斑晶的地球化学研究的基础上，Stanton（1987）证明了火山岩型块状硫化物矿床中的金属直接来自于岩浆气相。Ishihara和Sasaki（1978）应用硫同位素、Bryndzia等（1983）应用流体包裹体盐度变化证明了在日本黑矿矿床中有岩浆成分的输入。然而Pisutha-Arnond和Ohmoto（1983）以及Ohmoto等（1983）利用硫、氧和氢同位素研究反对上述观点。

Huston等（1995）认为，对火山岩型块状硫化物矿石中硫化物的Se/S比值的确定能够解决矿石中Se（或其他金属）和S的来源问题。Se作为一种地球化学示踪剂用以确定海水与岩浆热水的相对重要性，其有用之处在于这两种流体具有明显不同的∑Se/∑S比值。现代海水的∑Se/∑S克分子体积比值为（2～10）×10-8，而岩浆热流体却似乎具有岩浆的克分子体积比值，大约为（5～20）×10-5，其中长英质岩石比值大于镁铁质岩石。

Huston等（1995）对东澳大利亚6个火山岩型块状硫化物矿床黄铁矿中的Se进行了测定。他们发现，黄铁矿中Se的分布有以下特征：①贫Cu富Zn矿床黄铁矿的Se浓度低于富Cu矿床；②富Cu矿床细脉带黄铁矿的Se含量高（达200×10-6）于周围蚀变带；③所有矿床中硫化物透镜体上部的黄铁矿都比底部的黄铁矿Se含量低。Cabri等（1985）观察到Kidd Creek细脉带黄铁矿比块状硫化物透镜体中的黄铁矿含Se量高，Auclair等（1987）发现位于东太平洋隆北纬13°的活动烟囱从中心到边部黄铁矿和黄铜矿的Se含量降低。

富Cu矿床相对于贫Cu富Zn矿床黄铁矿中Se更富集，这对于Se的来源，并据此推断，对火山岩型块状硫化物矿床S和金属来源都有成因意义。

由于认为低温黄铁矿相对于高温黄铁矿来说是富Se的，那么，当已知∑Se/∑S比值不定时，低温（＜275℃）富Zn贫Cu矿床将比较高温（＞275℃）富Cu矿床有更高的Se浓度。既然在所研究的矿床中存在相反的关系，那么，矿床之间黄铁矿Se含量的差异就不能归因于温度的不同，更有可能是与成矿流体的不同∑Se/∑S比值相关。较低温富Zn贫Cu矿床的高Se黄铁矿可能沉淀自一个具高∑Se/∑S比值的流体。

在Rosebery或Agincourt蚀变带中，含Se低于5×10-6的黄铁矿分别在200℃和300℃时与H2Se/H2S比值低于7×10-7和1×10-6的流体达成平衡。这样一种流体尽管可能有1%的岩浆成分（既有岩浆热液的又有淋滤火山岩的），但似乎仍是演化的海水。已知演化的海水和岩浆成分∑Se/ΣS比值分别是1×10-7和1×10-4。

Mt Chalmers细脉带黄铁矿含Se为（10～50）×10-6，在300℃时与H2Se/H2S为（5～25）×10-6的流体达成平衡。这一比值与5%～25%的岩浆成分和75%～95%的演化海水混合而成的流体的值极其一致。塔斯马尼亚Mt Lyell富Cu矿床较高的Se含量[（90～900）×10-6;8个初步分析]表明，在300℃时流体的H2Se/H2S比值为（5～50）×10-5，与大于50%的岩浆成分一致。

高温富Cu体系内的岩浆成分可能有两个来源：来自热液单元内火山岩的可溶性S和Se，或者来自岩浆挥发分的直接输入。Waterloo和Agincourt矿床相隔只1km，并且拥有共同的蚀变带，但两矿床之间黄铁矿Se含量明显不同。富Cu的Waterloo透镜体下面的蚀变带内黄铁矿含有（16～180）×10-6的Se，然而贫Cu的Agincourt透镜体下面的蚀变带内黄铁矿一般只含低于5×10-6的Se。由于形成这两个透镜体的流体穿过了相同或相似的岩石单元，黄铁矿Se含量的不同可能未反映出不同源区的淋滤。准确地说，黄铁矿中的Se含量表明富Zn贫Cu的Agincourt矿床只有小于1%的少量岩浆供给，相反，对于富Cu矿床则有25%的明显的岩浆成分。这表明在热液对流核内直到流体温度超过250～300℃之前都没有发生明显的Se和S从岩石中的淋滤作用或表明在任何温度下都未发生明显的淋滤作用，而形成富Cu的火山成因块状硫化物矿床则需直接的岩浆喷气。图7-5为形成具两个端元组分矿床的图解，用以解释富Zn贫Cu低温块状硫化物矿床与富Cu高温块状硫化物矿床之间黄铁矿Se含量的差异。

岩浆侵入于水下火山沉积堆积基底导致了海水占优势的热液对流核的发育。当这种热液对流核的温度达到200～250℃时（图7-5A），海水就与岩石发生相互作用导致流体pH降低和无机硫酸盐还原成H2S。在此期间少量的岩石S被溶解，因而H2Se/H2S比值接近海水的ΣSe/∑S比值。这种流体从火山-沉积堆积中淋滤出Pb和Zn，形成贫Cu富Zn矿床，这与黑矿模式的早期阶段相对应。

当热液体系继续演化并加热到300℃以上时，要么是流体开始溶解岩石中的S，要么是直接的岩浆注入而将S、Se、Cu和其他“高温金属”引入演化系统（图7-5B），从而产生了出现在许多火山成因块状硫化物矿床中的富Cu核，并被推断是为热液系统高温期的产物。

图7-5　推断的岩浆和岩浆热液在火山岩型块状硫化物矿床形成中的重要性的模式图解（据Huston,1995）

上述可见，块状硫化物矿床黄铁矿中Se/S比值的研究很有意义。首先，它确实证明了富Zn贫Cu矿石的成矿流体主要是海水而不是岩浆热液，当然，这也就证明了Se（或其他金属）主要来自火山岩系的淋滤作用而不是来自岩浆挥发分。但是，对于富Cu矿石中高Se/S比值是起因于火山岩系的淋滤还是岩浆挥发分的加入，这个问题并没有得到解决。为此，Huston等（1995）指出，需要一些补充标准帮助判断成矿流体是否来自岩浆热液。这些补充标准包括常规的稳定同位素地球化学及流体包裹体方法。比如Mt Chalmers白云石的δ13C值在（-55～14）‰之间变化，这和与岩浆共存流体内δ13C大约为-5‰的岩浆碳同位素组成相一致。在Mt Chalmers，流体包裹体中含盐度w（NaCleq）达到12‰，与演化海水相比，同位素和包裹体的这些特征同岩浆热液流体更一致。

9311 沉积岩构造环境和源区判别

沉积岩物质来源和构造环境研究中，微量元素地球化学示踪可以发挥较大作用。一般采用沉积岩中稳定副矿物的微量元素地球化学示踪研究和沉积岩全岩的微量元素地球化学示踪研究（赵振华，1997；蔡观强等，2006）。

（1）沉积岩中稳定副矿物的微量元素

沉积岩石砂岩中分布较广和最稳定的副矿物是锆石和钛铁矿。沉积物的源岩物质从物源区到沉积地点，经过了风化、剥蚀、搬运和成岩作用等一系列地质过程。由于副矿物的稳定，其中的微量元素含量也是稳定的，不受蚀变等作用的影响。这两种副矿物中的某些微量元素或微量元素组合，是探讨砂岩物质来源较为理想的“示踪剂”。例如，锆石中Zr/Hf，钛铁矿中Cr，Ni，V，Cu，Mn等元素均是源区的灵敏示踪剂。

（2）沉积岩全岩的微量元素

陆源碎屑沉积岩的化学组成在一定程度上反映了物源的化学组成。选择一些在陆源碎屑物的风化、剥蚀、搬运和成岩作用等一系列地质过程中具有较低活动性的元素，例如REE，Th，Sc，Co，Cr等，可以指示沉积岩的物源性质。不同类型源岩由于其化学成分不同，其主量元素、微量元素含量和元素比值等地球化学参数存在差别。如La和Th相对富集在长英质岩石中，而Sc，Co，Cr，Ni等过渡元素则在镁铁质岩石（如辉长岩、玄武岩等）中含量高，La/Sc，Sc/Th，Cr/Th，Co/Th等比值在花岗岩、安山岩、镁铁质岩石以及地壳的不同部位都存在差异（表93）。

表93 不同类型岩石的元素比值

（据McLennan S M，Taylor S R，1983，转引自蔡观强等，2006）

注：UCC为大陆上地壳；LCC为大陆下地壳；OC为洋壳；Eu/Eu∗＝2EuN/（SmN＋GdN）。

沉积岩石中的微量元素B，V，Ga，Rb，Sr，Ba，Ca，Rb，K，Ni等可以示踪海相和淡水相沉积环境。现代海水中B含量为47×10－6，淡水中一般不含B，内陆盐湖中硼含量较高。Potter等（1963）利用钒、硼含量区分海相与淡水相。Degens（1958）曾用硼、镓、铷含量关系来区分海相与淡水相沉积岩（图911）。由于Sr比Ba迁移能力强，淡水与海水相混时，Ba易成BaSO4沉淀，因此，在淡水沉积岩石中Sr/Ba＜1，而在海相沉积岩石中Sr/Ba＞1。湖相和河相沉积岩石的微量元素以Sr/Ca值低为特征，海相沉积岩石的微量元素Sr/Ca值则较高。沉积岩石中的Rb/K值和V/Ni值，海相沉积均高于淡水相沉积（赵振华，1997）。

图911 区分海相与淡水相的镓-硼-铷图解

（据Degens，1958）

9312 岩浆岩成岩演化与构造环境示踪

微量元素地球化学示踪在研究岩浆形成和演化、岩浆源区成分判别等方面起了重要的作用。通常采用不同形式的图解和地球化学参数探讨火成岩问题（周新民，1996）。地球化学示踪时，可以选择不同地球化学行为的元素对作图，如Rb－Sr，Sr－Ba，K－Rb，Sr－Ce，U－Th，Cr－Y，Ti－Zr等。由于元素在岩浆作用过程中的丰度变化很小或很大，因此，元素-元素关系图在判别岩浆成因及演化时往往有一定的限制。更多的是采用元素比值图解法。选择作比值的元素应是地球化学性质相似或同位素子体与母体的元素。常用的元素比值有：K/Rb，K/Cs，K/Th，K/Tl，Rb/Sr，Rb/Cs，Sr/Ba，Sc/Sr，Sc/Ba，Sr/Ca，Ba/Ca，Nb/Ta，Nb/U，U/Th，Zr/Hf，Ta/Hf，Th/Ta，Th/Hf，La/Sm，La/Nd，La/Ce，Ce/Nd，La/Yb，Gd/Yb，Pd/Ir，Pt/Pd等。

用上述任意两对元素比值对（U/V）和（X/Y）组合，作出元素比值对元素比值的协变图。在协变图上一般有直线、曲线和幂曲线，对应于不同的成岩过程（表94）。

根据岩浆岩的微量元素地球化学特征判别岩浆形成的大地构造环境和岩浆源区的化学性质在20世纪80年代发展很快，提出了许多判别理论和方法。这些方法集中在对地壳中分布最广泛的玄武岩质岩浆岩和花岗质岩浆岩的判别。适合玄武质岩浆岩判别的主要有：Ti/100-Y×3-Zr三角图（Pearce JAet al，1973），Th-Hf/3-Ta三角图（Wood DAet al，1979），Th/Rb－Ta/Rb关系图（Pearce JA，1982），Th/La－Ta/La关系图（Loubet Met al，1988）等。适合于酸性岩的主要有：Rb－Y＋Nd，Rb－Yb＋Ta，Ta－Yb，Y－Yb关系图（Pearce JAet al，1984），Tb－Rb/100－Ta三角图（Thleblement Det al，1990）等。这些方法的判别标志大多是根据对大洋环境的研究建立的，能够较好地判别出大洋环境下岩浆源区的大地构造环境，但不能很好地解决大陆及洋陆结合带这种复杂构造环境的岩浆源区的判别。近年来，汪云亮和张成江等根据世界典型大地构造环境区岩浆岩系的Th和Ta及Hf最新数据，提出了岩浆源区大地构造环境判别的Th/Hf－Ta/Hf关系图，并讨论了不同地质条件下岩浆岩系地球化学演化及其源区构造环境的判别方法。对大陆及洋陆结合带构造环境的岩浆源区判别起了一定的促进作用（Zhang et al，1996；张成江等，1996，1999）。

表94 不同成岩过程的微量元素协变图形组合

∗（U/V）和（X/Y）代表任意两对元素对。 （据周新民，1996）

张成江等人（2000）将兰坪盆地及东侧主要岩浆岩体（皂角场岩体、老君山岩体、永平岩体）样品点投到Pearce等人（1984）给出的Ta－Yb图解上（图912（a）），样品点落在火山弧和同碰撞区域，以火山弧区域为主；将样品点投到Pearce等人（1984）给出的Rb－Yb＋Ta图解上（图912（b）），样品点同样落在火山弧和同碰撞区域，但以同碰撞区域为主。综合这两方面的结果，可以初步认为兰坪盆地内主要岩体为裂陷槽环境的产物，暗示了幔源岩浆沿深大断裂侵入的特点，另外，可以反映出喜马拉雅构造岩浆活动时期盆地处于不稳定的状态。

图912 构造环境判别

1—粗面岩；2—正长斑岩；3—石英正长斑岩；4—辉长岩；5—辉石

Syn－COLG—同碰撞花岗岩；VAG—火山弧花岗岩；WPG—板内花岗岩；ORG—洋脊花岗岩

9313 变质岩原岩恢复

确定变质作用前岩石的微量元素组成是较困难的，只可能比较变质的和未变质岩石中同一种微量元素的变化。恢复变质岩原岩时，一般是选择在不同级别变质作用过程中不活泼的或惰性微量元素，而将随变质作用进行其浓度呈有规律变化的元素作为变质作用特征的标志。常用的判别图解有：TiO2－SiO2，Zr/TiO2－Ni，La/Yb－REE，Zr－MgO，Cr－TiO2，Cr－Mg，Ni－Mg，SiO2－Zr/TiO2，SiO2－Nb/Y，Zr/TiO2－Nb/Y，Zr/TiO2－Ce，Zr/TiO2－Ga，Ga/Sc－Nb/Y等（图913至图915）（赵振华，1997）。

图913 TiO2－SiO2图解

图914 Zr/TiO2－Ni图解

图915 角闪岩与沉积岩的稀土元素组成

Ⅰ—角闪岩区；Ⅱ—砂质岩和杂砂岩；Ⅲ—页岩和泥质岩；Ⅳ—碳酸盐岩区

9314 地质体含矿性评价

微量元素地球化学示踪在地质体含矿性评价中应用较广。含矿与不含矿地质体的区分是找矿和勘探工作中最感兴趣的问题。目前用于这一目的的地球化学方法主要有全岩地球化学法、矿物-地球化学法和数理统计（多元统计）方法。无论哪种方法，其基本前提是有大量精确的分析数据，其中微量元素分析数据又是最重要的依据之一（赵振华，1997）。

（1）全岩地球化学法

在火成岩含矿性评价中除应用常量造岩元素外（如酸碱度和基性度），微量元素应用最为广泛，其中包括成矿元素，因为许多成矿元素在地质体中实际上也呈微量元素存在。赵振华（1997）在对我国阿尔泰地区花岗岩类进行含矿性评价时运用了此方法（图916），可以看出，该区白云母碱长花岗岩及二云母钾长花岗岩全部落入含矿区或潜在含矿区内，与实际地质情况相符。

产于广东贵东花岗岩岩体东端的337铀矿是一个典型的热液铀矿床。矿床所在区域出露有燕山期花岗岩和寒武系浅变质岩。选择了典型的矿石样品、贵东花岗岩岩体不同期岩石、寒武系浅变质岩样品，分析了全岩和矿石的REE成分，作出了337铀矿床岩石和矿石的REE组成模式图（图917）。从图上可以看出，铀矿石的REE组成模式和贵东花岗岩体岩石的REE组成模式非常接近，与寒武系浅变质岩石的组成模式明显不同。结合其他证据分析后判断贵东花岗岩体可能提供了铀源，是含铀的花岗岩岩体（倪师军，1987）。

图916 阿尔泰花岗岩类含矿性判别

（据赵振华，1997）

Ⅰ—不含矿岩体区；Ⅱ—矿化（古矿有限）岩体区；Ⅲ—含矿岩体区， Ⅲa—潜在含矿区， Ⅲb—含矿区

图917 337铀矿床岩石和矿石的REE组成模式

1—燕山第一期花岗岩；2—燕山第三期第三阶段电气石化花岗岩；3—寒武系浅变质岩；4—铀矿石I；5—燕山第三期第三阶段细粒白云母花岗岩；6—铀矿石II；7—燕山第三期第二阶段花岗岩

（2）矿物-地球化学法

为了了解岩体和脉体的含矿性，对岩体和脉体中矿物的微量元素地球化学研究成果非常之多。岩体方面研究得最多的是花岗岩石中的黑云母、钾长石、石英等矿物。脉体研究则注重石英、方解石、长石、萤石、磷灰石等矿物中的微量元素。现已证实，石英的K/Rb和REE，方解石、萤石的Tb/La－Tb/Ca和Yb/Ca－Yb/La关系具有重要的成因意义。通过黄铁矿、方铅矿、闪锌矿等矿石矿物中的微量元素研究，如黄铁矿的Co/Ni和S/Se比值，方铅矿中的Re和Se，黑钨矿的Nb和Ta等的研究，可以探讨成矿物质的来源（赵振华，1997）。

302铀矿床是一个垂幅大于千米的热液铀矿床。利用矿石中的微晶石英成分可以研究该铀矿床的垂直分带。在矿床不同垂深部位采集了18个微晶石英样品，作出了Al－K－Na，K－Na－Ca，Al－（K＋Na＋Li）和Al－（Ca＋Zn＋Fe＋Mg＋Cu）－（K＋Na＋Li）的4个三角图解（图918）。铀矿床上、中、下三个部位的微晶石英杂质组分各自有一个聚点区，互不重叠，呈现出比较直观的矿床垂直分带。非常有意思的是，在华南铀成矿区的另一个花岗岩型铀矿床下部采集到的两个微晶石英样品的杂质组分在这4个三角图中的投影也落在矿床下部投影区（倪师军等，1992）。

图918 微晶石英杂质组分（10－6）三角图解

1—302铀矿床下部样品（海拔－420～－210m）；2—铀矿床中部样品（海拔－200～－0m）；3—铀矿床上部样品（海拔250～500m）；4—另一铀矿床下部样品

电气石中微量元素含量一般反映源岩或矿床中这些元素的富集程度。如块状硫化物矿床中电气石一般含较高的Cu，Pb，Zn和Ag，含锡的块状硫化物矿床和花岗岩浆热液锡矿床中电气石具有较高的Sn。大厂锡多金属矿床与层状矿体共生的层纹状电气石和与花岗岩有关的脉状电气石具有完全不同的U－Th和Zr－Hf元素分布模型（图919）。层纹状电气石比脉状电气石含较高的Sn，Cs，Sc和V，但Li，Mn，Co，Zn，Sr和Ba含量较低（蒋少涌等，2000a）。

图919 大厂锡多金属矿床中两类电气石的U－Th（a）和Zr－Hf（b）含量关系图

（据蒋少涌等，2000a）

○层纹状电气石；□脉状电气石

（3）多元统计方法

对岩体、地层、脉体、矿体、矿石等进行成分分析，在取得大量化学分析和微量元素分析数据基础上，可以进行多元统计分析来辅助判断地质体的含矿性或成岩成矿物质来源。一般来说，有元素的含量频率分布形式、多元回归、因子分析、群分析、判别分析等。

根据矿石、岩石的REE成分，可以采用对应分析方法来研究花岗岩体的含矿性。在贵东花岗岩体337铀矿床岩石和矿石的REE成分对应分析图上（图920），两个铀矿石样品（N－9，N－10）与燕山第三期第三阶段细粒白云母花岗岩（N-3）、正长岩（N－6）、伟晶岩（N－7）及燕山第三期第三阶段电气石化花岗岩（N－11）落在同一区域，说明铀矿成矿与岩浆演化晚期的花岗岩（燕山第三期第三阶段花岗岩以及更晚期的正长岩脉伟晶岩脉等）关系密切。另外也可以看出，铀与中到重组的稀土元素Sm，Gd，Ho，Tm，Lu等元素也有密切的关系（倪师军，1987）。

图920 337铀矿床岩石和矿石的REE成分对应分析图

N－1：燕山第一期花岗岩；N－2：燕山第三期第二阶段花岗岩；N－3：燕山第三期第三阶段细粒白云母花岗岩；N－4：辉绿岩；N－5：辉绿玢岩；N－6：正长岩；N－7：伟晶岩；N－8：细伟晶岩；N－9：铀矿石I；N－10：铀矿石II；N－11：燕山第三期第三阶段电气石化花岗岩；N－12：寒武系浅变质岩

9315 古海洋温度计

根据共生矿物间微量元素分配系数与温度、压力的关系，已有人提出了微量元素地质温度计和微量元素地质压力计。

通过珊瑚的Sr－U体系建立古海洋温度计是一个很好的研究例子。边缘海沉积物及珊瑚等的微量元素和同位素地球化学示踪古海洋温度，为探讨全球变化提供了重要依据。珊瑚具有与树木类似的年轮，其定年分辨率可达到一周或数天。珊瑚中微量元素在珊瑚形成（钙化）过程中直接从海水进入珊瑚骨骼中，其含量由微量元素在海水和珊瑚（文石）之间的分配系数以及海水中这些元素的浓度所决定，而微量元素的分配系数主要受温度控制，因此，珊瑚中微量元素成为灵敏的温度计。Sr/Ca 温度计超过同位素方法，Sr/Ca，Ba/Ca，Cd/Ca，Pb/Ca，Mn/Ca等比值是海洋气候环境变化的灵敏指标，显示盐度、水均衡、径流、人为输入、营养循环等特征。有孔虫壳体的Cd/Ca和硅藻壳体中的Ba/Si值可以反映古生产力。如青海湖近代沉积物岩心中介形虫壳体的Mg/Ca和Sr/Ca值反映了湖区12万年以来气候的变化（赵振华，2005）。

韦刚键等（1998a）用ID－ICP－MS技术测定了南海北部28个滨海珊瑚样品中微量U，建立了南海北部近岸海域的珊瑚U/Ca温度计，计算海洋表面平均温度T的关系式为

T（℃）＝［（754±30）～（411±137）］×106（RU/Ca）（916）

式中：RU/Ca为珊瑚中U/Ca原子比。以此关系式获得了南海北部海洋表面的平均温度变化（图921），该温度计精度为±05℃。U/Ca温度计优点是灵敏度高，相对变化率为（－2～－4）%/℃。

与此类似的还有Sr/Ca和Mg/Ca温度计。Sr/Ca比值随温度变化很小，相对变化率为－075%/℃，因此需要用高精度分析法ID－ICP－MS。珊瑚Mg含量比较高（约1000ug/g），可用ICP－MS精确测定。韦刚健等（1998b）测定了南海北部滨海珊瑚的高分辨Mg/Ca 温度计。

Mg/Ca＝（1025±040）×10－5T（℃）＋（0002001±0000100）（917）

该温度计精度为±04～±05℃，适用范围20～32℃。

图921 珊瑚U/Ca比值与月平均表层海水温度（SST）的对应关系

（据赵振华，2005）

9316 成矿流体来源示踪

根据微量元素示踪还可以探索流体来源。

李泽琴等（2002）应用流体包裹体滤液分析方法，测定了川滇7个MVT铅锌矿床成矿流体的Na，Cl，Br含量，结果表明成矿流体的Na/Br和Cl/Br的平均值分别为185和73，并与高度蒸发浓缩残留海水的Na/Br和Cl/Br相近（图922）。成矿流体的Na和Cl含量呈正相关，在lgNa-lgCl图解中呈线性分布。根据这些事实以及矿床地质特征，认为原始成矿卤水起源于蒸发浓缩的残留海水，原始含矿卤水与富含有机质的大气降水混合导致矿质沉淀而成矿。

图922 川滇MVT铅锌矿床成矿流体Na/Br－Cl/Br相关图

Ⅰ—岩盐溶解形成的含矿卤水区；Ⅱ—海水蒸发形成的含矿卤水

▭为海水成分投影点；●为川滇7个MVT铅锌矿成矿流体成分投影点

9317 氧化还原状态分析

利用变价元素不同价态的比值（如Eu3＋－Eu2＋，Ce4＋－Ce3＋，U6＋－U4＋，V5＋－V3＋，Fe3＋－Fe2＋等），可确定系统的氧化还原状态。

在判断沉积物形成环境的氧化还原条件方面，变价元素不同价态的比值可以用于判断沉积物形成环境的氧化还原条件，变价元素不同价态的比值可以用于判断沼泽湿地的沉积环境的氧化还原状态。一般采用古氧相（paleo-oxygenation facies）的概念。目前常用的较为可靠的判断沼泽湿地古氧相地球化学判别标志有V/Cr，Ni/Co，Ni/V和V/（V＋Ni）等（王国平等，2006）。

也可以使用有机碳和有机硫含量比值（C/S）、黄铁矿矿化程度（DOP）、U/Th比值及自生铀含量（AU）、各种痕量元素比值，如V/Cr，Ni/Co，Ni/V和（Cu＋Mo）/Zn等来研究沉积岩石沉积环境的古氧相（施春华等，2001）。古氧相的各种地球化学指标汇总于表95。施春华等（2001）研究了广西来宾铁桥剖面栖霞组的沉积环境。对岩石微量元素含量、黄铁矿矿化程度的DOP值、痕量元素V/Cr，Ni/Co，U/Th，V/（V＋Ni）等比值的研究结果显示，研究区具有缺氧沉积成因的地球化学特征，是由温度引起的季节性贫氧。

表95 古氧相地球化学指标对比

注：DOP：黄铁矿矿化程度：AU：自生铀含量。 （据施春华等，2001）

近年来，氧化还原敏感性微量元素（Redox Sensitive Elements，简称RSE）的应用较多。RSE主要包括U，Cd，V，Mo，Cu，Ni，Pb等，这些元素在氧化性海水和在还原状态沉积物孔隙水中的溶解度明显不同，在海洋环境研究中具有环境指示意义（许淑梅等，2007）等。

长江口外底层水缺氧区的存在有可能会导致水体中溶解态的氧化还原敏感性元素U，Cd，V，Mo，Cu，Ni，Pb等在沉积物中的自生沉淀富集。张晓东等（2005）对长江口外底层沉积物的研究表明；在水溶解氧含量正常区基本没有RSE的自生沉淀富集，沉积物中RSE的分布明显地受“粒控效应”的制约。在缺氧区，RSE的分布主要受氧化还原环境的影响而不受“粒控效应”的制约。另外，缺氧程度的不同也会导致沉积物中富集不同的RSE。

　在生命科学中的应用同位素示踪方法的应用，使人们可以从分子水平动态地观察生物体内或细胞内生理、生化过程，认识生命活动的物质基础。例如，用14C、18O等同位素研究光合作用，可以详细地阐明叶绿素如何利用二氧化碳和水，什么是从这些简单分子形成糖类等大分子的中间物，以及影响每步生物合成反应的条件等。又如，通过采用14C、3H、32P等同位素对核酸同蛋白质相互关系的研究，不但可以了解生物体内生成核酸和蛋白质的复杂过程,甚至可以了解生物遗传是如何实现的,乃至探讨人工改造遗传特征的可能性，因而产生了分子遗传学及遗传工程等新学科（见同位素示踪在生命科学中的应用）。

　　在工业上的应用在工业生产中，示踪原子为使用多种高效能的检验方法及生产过程自动控制的方法提供了可能性，解决了不少技术上和理论上的问题。下面列举几种主要应用。

　　确定扩散速度金属间扩散的速度随温度而变。如用电镀的方法将110Ag、64 Cu或 65Zn沉积在另一种金属片的表面上,在特定温度中处理一定时间后,再从该金属片依序切下许多薄层，用探测仪器或放射自显影法测定每层的放射性，便可确定银、铜或锌在上述金属片内扩散的速度，以及温度对各种金属穿透深度的影响。

　　测定机械磨损用中子照射使易磨损部位的材料活化，通过测定磨下的碎屑的放射性，即可测定磨损量。

　　测定流体流速某一时刻在流管上端某处注入少量示踪剂，在流管下端另一处测定示踪剂的到达时间，再根据两处的距离即可测定流体的流速。如测定石油在输油管中的流速等。

　　合金结构分析在一定比例的镍、铬、钨混合物中，加入少量放射性185W,经熔炼后，将合金表面磨光，上面覆盖底片，进行放射自显影。所得图谱显示，钨在合金中分布成树枝状的斑纹。用这种方法，可以研究金属在不同冶炼过程中（或合金在热处理前后）的结构变化。

　　在医学上的应用在医学上，同位素示踪主要用于诊断疾病。例如，利用同位素示踪剂被稀释的原理测定水容量、血容量；利用示踪剂移动及其速度测定血流量、肾功能、心脏功能、血栓形成、消化道失血；利用组织器官摄取示踪剂的数量检查甲状腺功能、发现肿瘤;利用示踪剂在组织器官的分布获得脏器影像、胎盘定位;利用示踪剂同相应被测物质对某一试剂竞争结合的原理或体内元素被粒子、光子等活化的原理测定体内或血、尿等标本中的微量成分；利用示踪剂在体内被代谢的程度或速度测定胃肠道吸收、肝功能、红细胞生成及其寿命。已用于医学的同位素不下一百余种,其中最常用的有99Tcm、131I、125I、123I、32P、51Cr、59Fe、3H、113Inm 等（见核医学）。

　　在农业及畜牧业上的应用示踪方法广泛应用于农业科学研究，并产生了巨大的经济效益。最主要的成果有施肥途径和肥效的研究；杀虫剂、除莠剂对昆虫和杂草的生物作用；植物激素，生长刺激素对农作物代谢和功能的影响；激素、维生素、微量元素、饲料、药物对家畜生长和发育的影响；以及用同位素标记昆虫、寄生虫、鱼及动物等所发现的这些大小动物的生命周期、迁徙规律、交配和觅食习性等（见放射性同位素在农业上的应用）。

　　其他应用在物理、化学等自然科学和日益受到重视的环境科学中，示踪方法也得到广泛应用。下面是一些主要的应用例子。

　　超薄厚度的测定例如在用暗视野检查的电子显微镜标本上，常用真空蒸发的方法涂一层镉的薄膜。加微量具有放射性的51Cr到镉中,测定一定面积薄膜的放射性。另外把含有不同重量的同一标记物的溶液在相同面积上蒸干并计数，作为标准。比较薄膜样品和标准的放射性，就可测出薄膜的重量，从而求出其厚度。此法可测出厚度薄至25×10-14m的量级。

　　溶解度的测定把已知放射性比活度(见放射性)的133Ba标记的硫酸钡溶于水中；当溶液达到饱和以后，取出一小部分来测量其放射性比活度。从测得的放射性比活度，就可算出单位体积内硫酸钡的含量或硫酸钡的溶解度。

　　化学反应的历程例如在酯类的水解过程中，究竟是酰基-氧键(a)断裂，还是烷基-氧键(b)断裂呢，用含有的氢氧化钠水溶液进行皂化后发现,标记原子进入到水后生成酸分子，而不进入到醇分子中去。这充分证明了,反应中被打开的是酰基-氧键,即是在a处断开的。

　　环境污染的检查例如在制造荧光灯等接触汞的工业，需要探测空气中汞的浓度，以保证工人不会发生汞中毒。很方便的方法，就是用197Hg来标记汞，然后用探测仪器测量车间空气中的放射性，检查汞有否超过最高允许浓度。

　　放射性核素也可用作监测沿海污染的手段。

氪 ，分子式为Kr， 分子量为8380 室温和常压下都是无色、无嗅、无味的气体化学性质惰性。只生成少量稳定化全物。

光源应用——氪具有比氩更在的分子量和低的热导率，使它成为优良的充填气，长寿命氪灯对矿井作业很适用，氪还能制成不需要电能的原子灯，飞机场跑道上，通常使用氪气充填的闪光弧光灯作照明，因为它穿透雾的能力很强。

医疗作用——用氪作示踪剂，用示踪剂溶解氪的办法可以对血液循环系统作X-射线研究。

氪（krypton） 一种化学元素，化学符号Kr，原子序数36，相对原子质量8380，属周期系零族，为一种稀有气体。1898年由英国W拉姆齐和MW特拉弗斯发现。氪的唯一工业来源是空气，在矿石和陨石中只发现了痕量氪。氪在地球大气中的含量为114×10-4%（体积）；有6种同位素：氪78、氪80、氪82、氪83、氪84、氪86，都没有放射性。

氪为无色、无臭、无味气体；熔点－1566 ℃，沸点－1523 ℃，气体密度3736 g/ L（0℃，1×105 Pa）；水中溶解度594 cm3/kg水。氪的电子构型为（Ar）3d104S24p6，氧化态为+4、+2。在室温下，至今尚未合成稳定的氪化合物。在放电时氪发出黄绿色辉光。氪可在高效灯泡中做惰性保护气体。

氪是一种化学元素，它的化学符号是Kr，它的原子序数是36，是一种无色的惰性气体，把它放电时呈橙红色。

已知的氪的同位素共有25种，包括氪72至氪95、氪97。

氪正如其他惰性气体一样，不易与其他物质产生化学作用，但已知有“二氟化氪（KrF2）”及一种氟酸盐化合物。

氪，原子序数36，原子量8380，是一种稀有气体。1898年由英国化学家拉姆赛和特拉弗斯发现。氪主要存在于地球大气中，占大气体积的0000114%；有六种稳定同位素：氪78、氪80、氪82、氪83、氪84、氪86，都没有放射性。

氪为无色、无味气体；熔点-1566°C，沸点-1523°C，密度3736克/升；水中溶解度594厘米³/千克水。在室温下，至今尚未合成稳定的氪化合物。在放电时，氪发出黄绿色辉光，可用于高效灯泡中作惰性保护气体。

熔点:-1566℃

沸点:-1523℃

气体密度 :3736克/升（0℃，100千帕）   

 临界温度:-6235℃

临界压力:5500千帕

CAS号:7439-90-9

原子体积:389(立方厘米/摩尔)

元素在海水中的含量：000008(ppm)

地壳中含量:000001(ppm）

原子序数:36

质子数:36

摩尔质量:84

氧化态: Kr(0);Kr(II)

电子层排布: [Ar]4s24p6    

声音在其中的传播速率:220m·s-1

100升空气中约含氪:0114毫升

晶体结构：面心立方晶胞

晶胞参数：a=5706pm

电离能(kJ/ mol)：I1：13507；I2：2350；I3：3565；I4：5070；I5：6240；I6：7570；I7：10710；I8：12200；I9：22229；I10：28900；