蓝 叶, 于海燕, 阮青锋, 沙 鑫, 易泽邦, 杨育富

(桂林理工大学 a.地球科学学院; b.广西隐伏金属矿产勘查重点实验室, 广西 桂林 541006)

透闪石玉是指具有显微纤维交织结构的透闪石矿物集合体[1], 其主要矿物组成透闪石的分子式为Ca2Mg5[Si4O11]2(OH)2。国家标准《珠宝玉石 名称》(GB/T 16552—2017)中, 把主要由透闪石矿物组成的玉石统称为“和田玉”, 也可统称为“软玉”。透闪石玉的开发和利用是中国玉石文化最重要的组成部分, 自古至今, 透闪石玉一直以其色泽柔和、质地细腻、温润光洁而深受中外各阶层人士的喜爱[2-4]。

透闪石玉是中国玉石文化的主要载体, 也是经济价值较高的矿产资源。国内外研究者对透闪石玉进行了大量的研究, 特别是近年来, 先进成矿理论和测试技术在透闪石玉成矿研究中的应用, 推动了透闪石玉成矿研究的巨大进步。本文以透闪石玉研究资料为基础, 从成因类型、物质来源、成矿环境和成矿年代4个方面, 总结前人的研究成果, 分析透闪石玉成矿研究中存在的不足, 并对未来的研究方向进行展望。

1 透闪石玉成因类型划分及存在的问题

邓燕华[5]按透闪石玉地质产状曾将透闪石玉矿床分为花岗岩-花岗闪长岩与大理岩接触交代型、超基性岩交代岩型和变质岩型3种; Nichol[6]和Harlow等[7]依据围岩类型不同，分为接触交代成因(白云质大理岩, D型)和接触变质成因(超基性岩, S型); 王时麒等[8]根据母岩不同, 将透闪石玉矿床划分为碳酸盐岩蚀变型和超基性岩蚀变型两大类; 而刘飞等[9]根据中国透闪石质玉矿床中热液来源的考察, 认为透闪石玉可以分为岩浆热液型和变质热液型; 丘志力等[10]根据新疆和田玉产状的观察及其中石墨矿物分布的情况及其成因的指示, 认为透闪石玉成矿作用可以分为变质交代成因(R型)和热液充填成因(P型)。

前人在透闪石玉成因的分类中, 多数基于相关岩浆岩是超基性岩(蚀变为蛇纹岩)还是基性、中酸性侵入体与富镁变质岩(大理岩)、沉积岩(白云岩或灰质白云岩)之间的变质作用进行划分。实际上, 无论哪种类型, 变质或变质交代作用在本质上都是不同岩石矿物之间的反应关系, 透闪石玉的形成需要在原有岩石的基础上进行结构转换或者置换才能完成；但在对透闪石玉的实际产状观察发现, 很多透闪石玉矿体呈脉状充填产出, 并不存在对原岩有成分置换作用, 如青海三岔口、新疆和田、辽宁岫岩等地产出的软玉。在透闪石玉的成矿过程中, 存在着岩浆热液与变质热液联合作用完成成玉过程的可能性, 因此, 仅依据成矿热液划分透闪石玉的成因, 易产生混淆。对于透闪石玉R型(变质交代成因)和P型(热液充填成因)的划分是否可行, 关键在于透闪石玉热液充填成矿的解释。虽然丘志力等[10]指出, 透闪石玉热液充填成矿是岩浆热液在接触交代后直接沉淀成玉, 并指出热液沉积充填成矿的透闪石玉在产状、矿物组成和结构上的不同, 但并未阐述热液充填成矿的成矿物质来源、成矿条件和成矿过程。因此, 该种成矿类型的划分地解释还不够系统和科学。

2 透闪石玉成矿物质来源研究及存在的问题

透闪石玉的成矿与热液介质下成矿元素Si、Mg和Ca的迁移形式密切相关。透闪石玉成矿物质来源的研究有3种主要方法。

2.1 围岩、侵入岩与透闪石玉的成分对比

根据围岩、侵入岩、透闪石玉以及蚀变带中Si、Mg、Ca的含量变化, 说明成矿物质来源[11]。如新疆于田县阿拉玛斯D型透闪石玉, 矿体呈透镜状, 位于内接触带, 围岩为白云质大理岩, 侵入岩为花岗闪长岩。蚀变作用从中酸性岩体到大理岩依次为: 花岗闪长岩→钾化花岗闪长岩→尖晶石镁铁闪石带→透辉石化带→透闪石玉→含镁橄榄石的大理岩→蛇纹化大理岩→白云石大理岩, 从围岩→透闪石玉, Mg和Ca的含量降低, 从侵入岩→透闪石玉, Si的含量降低, 由此说明, Mg和Ca主要来自于围岩白云质大理岩, Si来自侵入岩花岗闪长岩, 成矿热液为岩浆热液[12]。东昆仑三岔河软玉矿床, 软玉的形成与大理岩、基性岩脉、后期的流体活动三者有关, 后期的流体活动提供了SiO2, 基性岩脉提供了Mg, 大理岩提供了Ca、Mg以及成矿场所[13]。尽管上述成矿模型已经被普遍接受, 但对于围岩和侵入岩的成矿元素相对匮乏, 如贵州罗甸玉[14]、广西大化玉[15]，或侵入岩并不明确的透闪石玉, 如四川猫眼软玉[16]。如果仅依据成分对比和成矿特点, 很难科学地解释透闪石玉的成矿物质来源和成矿热液性质。

2.2 稀土元素配分模式

将围岩、侵入岩与透闪石玉的稀土元素配分模式进行对比, 说明蚀变来源。张亚东等[17]将贵州罗甸玉的围岩灰岩、侵入岩辉绿岩与罗甸玉的稀土元素配分模式进行对比, 发现罗甸玉与灰岩的稀土元素配分模式相似, 而与辉绿岩有明显区别, 据此推测贵州罗甸玉的蚀变来源与围岩灰岩有关。于海燕等[18]将青海南部玉石成矿带的托拉海沟玉矿样品的稀土元素配分模式与矿区辉长岩稀土元素配分模式进行对比, 发现其相似性较高, 说明辉长岩为托拉海沟玉矿蚀变来源。蚀变来源可以提供成矿物质来源的研究对象, 但不能等同于物质来源，如贵州罗甸玉稀土元素配分模式与围岩灰岩相似, 但灰岩中Mg的含量相对于透闪石玉成矿严重不足[17]。因此, 不能简单地由蚀变来源直接厘定成矿物质来源。同时，稀土元素受到成矿热液和多期次成矿的影响, 其结果可能存在一定偏差，如辽宁岫岩透闪石玉, 其稀土元素配分模式与围岩镁质碳酸盐比较, 轻稀土元素(La/Sm)N平均值为11.27, 明显高于镁质碳酸盐中的6.71; 岫岩透闪石玉中δCe轻微负异常, δEu明显负异常, 区别于镁质碳酸盐中的δCe和δEu中等负异常[19-20]。如果仅从稀土元素配分模式的相似性对比, 也难以说明两者存在关联性。

2.3 同位素示踪

透闪石玉成矿物质和成矿热液来源研究, 如果仅依据传统的地质学研究方法很难进行准确厘定。近年来, 随着现代先进分析测试仪器的不断开发应用及现代成矿理论的发展, 同位素示踪逐渐应用于透闪石玉的成矿研究中, 如利用Si同位素和H-O同位素示踪成矿热液[15, 21-24]，其所作出的贡献主要体现在以下两方面:(1)验证前期的研究结果，如通过锆石定年法结合H-O同位素分析, 进一步厘定了新疆于田县阿拉玛斯D型透闪石玉的成矿热液为岩浆热液[25]；(2)解释疑难问题，如广西河池大化玉中, 辉绿岩的Si(47%～52%)相对亏损, 通过对比大化玉的δ30Si与基性侵入岩和硅质岩围岩的δ30Si, 揭示了大化玉的Si同位素分布范围较宽, 与围岩中硅质岩相近, 远比辉绿岩变化大, 据此推测大化玉的Si可能主要来自围岩中的硅质岩, 部分来自辉绿岩[15]。

但在透闪石玉同位素示踪研究中, 如果透闪石玉、围岩和侵入岩中同位素的分析数据发生重叠, 那么仅依据同位素数据的相符性, 很难精确查明透闪石玉的成矿物质来源。如: 透闪石玉成矿中Si的来源有两种可能, 即侵入岩和围岩中的硅质岩。利用Si同位素示踪时, 通常对透闪石玉中δ30Si数值与侵入岩、围岩中的δ30Si数值对比, 来厘定Si的来源, 如广西大化玉、岫岩透闪石玉、溧阳透闪石玉等[15, 22]。而当透闪石玉中δ30Si的数值与侵入岩、围岩中的硅质岩δ30Si值都发生重叠, 那么Si的来源就具有一定的推测性。

H-O同位素示踪成矿热液时, 需要确定透闪石玉的成矿温度, 依据水-透闪石H-O同位素交换公式, 计算出成矿热液中H-O同位素数值, 依据H-O同位素组成与热液关系原理, 确定成矿热液来源[25-26]。Yui等[27]通过系统研究台湾丰田透闪石玉的H-O同位素特征后, 认为台湾丰田透闪石玉的成矿热液有两种类型, 即前期的海洋热液和后期的大气热液。前期透闪石玉H-O同位素示踪成矿热液研究中, 透闪石玉成矿温度是根据同期成矿的次要矿物来确定成矿温度范围, 但是仅通过同期矿物(如黄铁矿、方解石等)的成矿温度难以准确查明玉石成矿温度, 进而导致成矿热液示踪的不确定性。

3 透闪石玉成矿环境研究及存在的问题

3.1 成矿过程

根据透闪石玉的组成矿物成分、次要矿物的晶型及是否发生交代和溶蚀作用来说明成矿过程。透闪石玉成矿过程可分为两种方式: 1)围岩直接蚀变为透闪石; 2)围岩先蚀变蛇纹石(S型)或透辉石(D型), 后期受热液变质作用, 形成透闪石。

第1种成矿过程, 主要为D型透闪石玉, 一般由含水量高的成矿热液交代而成, 其透闪石颗粒较大, 次要矿物方解石的晶型较为完整, 成分较纯(式(1))[28-29]。

5CaMg[CO3]2+8SiO2+H2O→Ca2Mg5[Si4O11]2(OH)2+3CaCO3+7CO2。

白云石 透闪石 方解石

(1)

第2种成矿过程, D型透闪石玉, 一般在缺水或者脱水的条件下, 围岩首先蚀变成透辉石(式(2)), 再经热液蚀变, 形成透闪石(式(3))。在该成矿过程中, 早期形成的大颗粒透闪石或透辉石被小颗粒或者纤维状的透闪石取代。残留的透辉石会出现明显的蚀变边缘, 有时会呈现假像[28-29]。同时, 后期再结晶的粗粒透闪石的存在, 也说明与多期成矿作用有关。

CaMg[CO3]2+2SiO2→CaMg[Si2O6]+2CO2；

(2)

白云石 透辉石

5CaMg[Si2O6]+H2O→Ca2Mg5[Si4O11]2(OH)2+3Ca2++6SiO2。

(3)

透辉石 透闪石 石英

S型透闪石玉中普遍可见铬铁矿, 说明其蚀变来源与超镁铁岩有关, 超镁铁岩(橄榄岩)经含水热液蚀变形成蛇纹石和水镁石(式(4)), 后期经含Si和Ca的热液蚀变, 形成透闪石-阳起石(式(5))[30-31]。S型透闪石玉中普遍存在有热液蚀变矿物-绿泥石, 其存在有两种成因: 一是与铬铁矿有关, 绿泥石一般分布在铬铁矿的边缘或裂隙中; 二是与透闪石蚀变有关, 绿泥石一般分布在透闪石玉的小裂隙中[32]。

6(Mg,Fe)2SiO4+9H2O→2(Mg,Fe)3Si2O5(OH)4+3(Mg,Fe)(OH)2;

橄榄石 蛇纹石 水镁石

(4)

5(Mg,Fe)3Si2O5(OH)4+14SiO2+6CaO→3Ca2(Mg,Fe)5Si8O22(OH)2+7H2O。

蛇纹石 透闪石-阳起石

(5)

依据次要矿物来说明透闪石玉的成矿过程, 可能存在以下两个方面的问题: 1)同一成矿过程进行的程度不同, 次要矿物的发育程度不同, 比如围岩蚀变为透辉石, 透辉石再蚀变为透闪石时, 透辉石是此成矿过程的有利证据; 若是透辉石蚀变比较彻底, 则证据也就比较模糊。2)透闪石玉成矿可能受到多期热液的蚀变作用, 在成矿过程中形成的次要矿物会再次蚀变, 甚至消失, 这也对成矿过程的研究增加了难度。

3.2 成矿条件

透闪石玉的成矿条件主要体现在成矿温度、压力、酸碱度和氧化还原条件上。由于缺少标型矿物成矿条件的测试数据, 故对透闪石玉成矿条件的研究多为趋势研究, 难以有比较确定的数值范围。

(1)成矿温度和压力一般通过同生矿物的成矿条件进行说明, 如利用成矿晚期方解石的均一温度推测透闪石玉的成矿温度范围[21]。透闪石玉次要矿物中出现石墨时, 可根据石墨的分布形态和结晶度计算获得石墨化度的数值, 从而推算透闪石玉成矿的温度范围[33-34]。还可根据角闪石的晶体化学性质推测透闪石玉成矿温度和压力的高低, 在其晶体结构中, Al3+可取代四面体T位置上的Si4+, 形成TAl3+, Al3+还可取代八面体M1、M2、M3位置上的Mg2+, 形成CAl3+。一般来讲, 若角闪石中TAl3+含量高, 代表TAl3+代替Si4+数量大, 形成温度高, 而CAl3+含量高, 则显示其形成的压力大; 同时, 角闪石中Ti的含量也与成矿温度有关, 一般温度越高, 角闪石中Ti的含量就越高[35-36]。因此, 可以利用TAl3+、CAl3+以及Ti的含量, 推测透闪石玉的成矿温度和压力范围[18]。

(2)透闪石玉成矿条件的酸碱度一般依据特征元素的比值进行分析。Sr和Ba都是碱土金属, 具有相似的化学性质, 它们在不同的环境中会有不同的表现。沉积岩中Sr/Ba<1和Sr/Ba>1分别代表淡水和海水介质。Sr/Ba<1指示酸性成矿环境, Sr/Ba>1指示碱性成矿环境[28]。酸性地球元素Zr和Hf、Nb和Ta在地球化学上可以看作是不相容的孪生元素, 它们都具有相同的离子构型和离子半径, Zr和Nb在酸性溶液中形成化合物的能力强于Hf和Ta。因此, 透闪石玉中Zr/Hf、Nb/Ta值从酸性到碱性成矿条件逐渐减小[18]。在青海透闪石玉样品中, Zr/Hf和Nb/Ta值在翠青玉中分别为34.73～35.92和7.11～7.17, 低于其他颜色样品的Zr/Hf和Nb/Ta值(52.87～72.00, 16.00～27.00), 说明翠青玉成矿环境趋于酸性[18]。

(3)透闪石玉成矿中的氧化还原条件主要依据特征元素的价态分析。热液中的Fe主要为Fe2+, 透闪石玉中Fe3+是由于Fe2+被氧化而成, 因而Fe3+/ΣFe与氧逸度呈正相关关系[37]。透闪石玉中Fe3+和Fe2+含量的估算, 主要依据透闪石的晶体化学特征。Fe3+估算的透闪石电子探针分析结果的适用性要求对在23个氧原子基础上计算得到。而透闪石分子式中理想的阳离子总和是不固定的, 每23个O中阳离子数在15～16之间变化, 因此很难获得唯一的Fe3+估计值。换言之, 在目前对于允许和常见的占位度的了解基础上, 仅限于求得Fe3+含量的最小值和最大值, 并由此产生可接受的分子式范围。由此得出Fe3+/ΣFe值有一定的推测性。

在不同的氧化还原环境下, Eu和Ce具有不同的化合价, δEu和δCe的正、负异常对氧化还原环境有指示作用。在相对还原的成矿条件下, Ce可在溶液中保存较长时间, 而Eu3+则还原成Eu2+而发生沉淀, 从而出现δCe正异常, δEu负异常。同样，在相对氧化的条件下, Eu可在溶液中保存较长时间, 而Ce3+则被氧化成Ce4+并沉淀, 使得流体中出现δEu正异常, δCe负异常[38-39]。但要注意的是, 透闪石玉中δEu和δCe的异常还受到蚀变来源的影响, 如新疆和田玉中δEu的负异常[12]、贵州罗甸玉中δCe的负异常等[14]。

4 透闪石玉成矿年代研究及存在的问题

4.1 锆石U-Pb法

锆石是各类成因岩石中常见的副矿物, 是U-Pb同位素定年的重要对象。在透闪石玉锆石U-Pb定年研究中, 锆石主要来自侵入岩、玉石矿体、玉石中的同生矿物等。

(1)侵入岩中锆石定年的年龄可以作为透闪石玉成矿年龄的上限, 如青海小灶火矿区中黑云二长花岗岩中锆石206Pb/238U年龄的加权平均值为415.5±1.7 Ma(MSWD=0.10), 与矿区青玉中的岩浆锆石的年龄416.4±1.5 Ma基本一致, 也是透闪石玉成矿的年代上限[40]。

(2)玉石矿体中锆石分为3种类型: Ⅰ类锆石为岩浆来源, 来自岩浆岩中的锆石一般呈圆形且具有模糊的分带，或者半自形-自形, 具有明显的振荡分带，这类锆石的定年数据与侵入岩地质年代相符, 为透闪石质玉成矿年代的上限；Ⅱ类锆石为同生锆石, 一般半自形或他形, 无明显的振荡分带, 或者以岩浆锆石增生边的形式出现，这类锆石定年数据与透闪石玉成矿年代接近, 但如果出现在岩浆锆石的增生边, 可能由于较窄, 而无法进行测定；Ⅲ类锆石为后期热液锆石, 一般自形程度较好, 具有较窄的生长带，这类锆石定年数据与透闪石玉最终成矿年代接近, 但在透闪石质玉的样品中很难发现[41-42]。

(3)玉石中同生矿物的锆石定年, 如河南栾川透闪石玉中的钛铁矿, 在定年时, 首先要根据矿物学特征说明相互混生的钛铁矿和透闪石具有低能量的晶界，这表明成矿时, 两相处于平衡状态, 可认为是共生的。再对钛铁矿内部的锆石形态进行分析, 确定为同生锆石, 在此基础上, 锆石的定年数据才能与透闪石玉的成矿年代相符[43]。

透闪石玉锆石定年中存在的主要问题在于取样位置和样品的局限性。锆石可以分为岩浆锆石和变质锆石。透闪石玉及侵入岩中的岩浆锆石, 可以作为透闪石玉成矿年代的上限约束, 但测试样品必须靠近侵入岩, 其颜色一般较深, 品质也较差。透闪石玉中变质锆石的存在是以原岩浆锆石存在为基础, 故其样品的采集位置也在靠近侵入岩的位置。因此, 由于采样位置的局限性, 并不能代表距离侵入岩较远、净度和颜色都较好的透闪石玉的成矿年代。

4.2 40Ar-39Ar法

40Ar-39Ar法是在K-Ar法的基础上发展起来的。透闪石玉的40Ar-39Ar定年法可以分为两种形式，即透闪石玉中蚀变矿物的40Ar-39Ar定年和透闪石玉中主要矿物透闪石40Ar-39Ar定年。与透闪石玉中岩浆锆石的年龄相比较, 蚀变矿物40Ar-39Ar定年的数据往往较年轻, 说明形成透闪石玉矿后仍有热液活动，如新疆且末天泰矿区[44], 透闪石玉岩浆锆石SHRIMP定年的最低年龄为431.1±2.5 Ma(MSWD=2.4), 白云母40Ar-39Ar定年为357±57 Ma, 地质年龄较为年轻, 说明该地区透闪石玉成矿后, 可能经历了富Al热液的蚀变作用。透闪石玉中主要矿物透闪石40Ar-39Ar定年法一般低于侵入岩的年龄, 如青海三岔河透闪石玉40Ar-39Ar定年为247±0.64 Ma, 明显低于该矿区侵入岩地质年代440～500 Ma, 可能与透闪石玉的多期热液成矿作用有关, 其可能代表最终成玉时间[18]。

透闪石玉40Ar-39Ar定年法存在的问题主要在于Ar的含量在成矿过程中不断流失和增加。透闪石玉后期热液作用导致Ar同位素体系开放并造成40Ar的丢失, 甚至造成40Ar-39Ar年龄的重置。此外, 透闪石玉次要矿物的存在, 对Ar同位素分馏的不均一性及对蚀变矿物分选的困难性, 都会对透闪石玉全岩40Ar-39Ar定年造成很大阻碍。由此, 可以理解为什么早期透闪石玉全岩40Ar-39Ar定年数据存在较大误差。

5 透闪石玉矿床研究展望

5.1 原位稀土元素指示蚀变来源

利用原位微区技术分析矿物的稀土元素组成, 一方面可以排除矿物中次要矿物的影响, 使得数据分析更加科学; 另一方面, 同生矿物微区稀土元素分析可以获得矿物生长过程中成分的不均一性以及稀土元素的分馏现象和规律[45]。并且某些自生矿物还可以反映成矿过程中热液流体的组成、性质和演化, 如: 在透闪石玉矿体和成矿蚀变带中, 自形程度好、成分纯的原生方解石其微区稀土元素的研究, 可获取更多的成矿流体信息[46]。而某些他生矿物, 可以更为科学地指示蚀变来源, 如透闪石玉中发现有溶蚀边的榍石和单斜辉石[46], 其微区稀土元素配分模式与侵入岩中榍石和单斜辉石进行对比, 可以查明热液成因, 解释透闪石玉的蚀变来源。

5.2 同位素示踪技术的应用

5.2.1 同位素示踪成矿物质来源 近年来, 非传统稳定同位素的发展, 特别是同位素高精度测量方法的出现与同位素分馏机制的研究, 使得透闪石玉中Ca、Mg和Si同位素示踪成为可能[47-54]，但在透闪石玉同位素示踪中, 会存在围岩、透闪石玉、侵入岩同位素数据的重合, 如自然界中不同种类火成岩中δ30Si的数值存在重叠, 变化于-0.9‰～0.3‰。碳酸盐岩中常常含有微量的SiO2, 有时含有细的SiO2和燧石结构, 对这些硅质的Si同位素组成进行研究, 可以得出：一类δ30Si为-0.8‰～0.1‰, 与火成岩的Si同位素组成相似; 一类δ30Si为1.1‰～2.8‰, 与火成岩的Si同位素组成明显不同[55]。

Ca同位素在自然界的变化范围并不大, δ44Ca值在-2.0‰～2.0‰, 仅仅跨越4.0‰[54]。其中, 火成岩δ44Ca平均值为1.00‰±0.47‰, 不同类型的火成岩中δ44Ca值会发生部分重叠; 陆相沉积物δ44Ca平均值为1.02‰±0.51‰, 与火成岩一致。

在透闪石玉的同位素示踪中, 除了关注透闪石玉、围岩、侵入岩中Ca、Mg和Si同位素数据的匹配性, 还要注意同位素的分馏机制, 如Si、Mg同位素动力学分馏[48-51]和Ca同位素热力学分馏[51]对同位素数据的影响。同时不能忽视多种因素示踪之间的一致性和约束性,如Si同位素示踪来源与成矿热液来源的一致性和约束性。

5.2.2 Sr同位素示踪成矿热液 Sr在自然界中有84Sr、86Sr、87Sr和88Sr 4个同位素, 其中87Sr是由87Rb经β衰变而来,84Sr、86Sr和88Sr则是稳定同位素; 由于Sr的质量数大, 不同同位素分子的相对质量差较小, 在成矿过程中, 成矿溶液物理化学条件的变化对Sr同位素组成的影响可以忽略不计[56-59]。加之成矿溶液与其循环岩石之间的Sr同位素交换相当缓慢, 因而在没有外来Sr混染的情况下, 矿物的87Sr/86Sr可以指示其成矿热液来源[60]。因此, 在利用Sr同位素示踪成矿热液时, 应对比透闪石玉、围岩、围岩蚀变带、侵入岩、侵入岩蚀变带中的87Sr/86Sr值，若数据相符合, 则直接说明成矿热液的来源。否则，存在两种情况:(1)在成矿热液的流动和交代过程中, 使某些矿物发生不一致溶解, 矿物中的87Sr被成矿热液选择性的迁移, 导致87Sr/86Sr测试结果的不一致，此时可依据围岩蚀变带和侵入岩蚀变带87Sr/86Sr的演化规律来约束成矿热液的来源；(2)不同来源热液的加入, 如地下水、变质水、大气降水等, 此时需结合H-O同位素的分析结果, 确定成矿热液的来源, 并估算各热液成分的混合比例。利用Sr同位素示踪成矿热液, 可以解决透闪石玉成矿温度的不确定性对H-O同位素示踪热液造成的偏差。

5.2.3 激光微区40Ar/39Ar定年在透闪石玉定年中的应用 激光微区40Ar/39Ar定年技术的发展, 一方面可以避免新生矿物Ar同位素受扰动强度的不均一性与分选的困难性; 另一方面, 微区定年技术可以在薄片上直接测定矿物的年龄, 获得矿物内部元素差异性分布的信息, 有效解决了常规大样加热方法的困境[61]。在透闪石玉激光微区40Ar/39Ar定年中, 蚀变矿物的定年数据可以作为透闪石玉成矿年代的参考, 而透镜状的透闪石玉边部、中部和核心的透闪石的40Ar/39Ar定年数据, 在后期热液作用不足以重置40Ar/39Ar年龄的情况下, 透闪石玉的核心应该保留较老的初始形成年龄, 指示构造活动开始的上限, 而边缘则可能记录热液活动终结时年龄, 二者之间的差异则揭示了热液活动的持续时间。

6 结束语

透闪石玉是中国玉石文化的主要载体, 也是经济价值较高的矿产资源。国内外地质工作者对透闪石玉进行了大量的研究, 并且取得了令人瞩目的研究成果。近年来, 随着地球化学在透闪石玉矿床研究中的应用, 透闪石玉的成矿理论更加完善, 但仍然存在一定的问题。鉴于此, 在透闪石玉成矿研究中, 要对透闪石玉、围岩、侵入岩和蚀变带进行系统的岩石学、矿物学、全岩/原位微区稀土元素研究, 并在此基础上, 选取代表性样品进行Si、Mg、Ca、Sr同位素分析, 结合同位素分馏机制, 从同位素数据的相符性和规律性上准确揭示透闪石玉的成矿物质和成矿热液来源, 明晰成矿过程, 为透闪石玉成因分类提供理论依据。