国内外研究现状与本书的研究意义 铯元素具有优良的光电特性和强烈的化学活动性，因此铯金属及其化合物具有独特的性能，故在多种技术领域，特别是军事等高科技领域中得到广泛应用(黄万抚等，2003)。自然界中独立的铯矿物主要有铯沸石、南平石、Rhodizite、铯锰星叶石和铯蛋白石(A、CT与C3种)等(郑绵平等，1995)。已知的铯矿床有:①含铯伟晶岩矿床，代表性矿床为新疆阿尔泰与四川康定等地的铯矿床(董普等，2005);②碱性花岗岩型铌钽伴生铯矿，代表性矿床为湖南郴州、衡阳及江西宜春等地的铯矿床(董普等，2005);③碱性岩石风化沉积型铌钽伴生铯矿，代表性矿床为广东增城等地的铯矿床(董普等，2005);④盐湖型铯矿床，代表性矿床为西藏扎布耶盐湖;⑤含铯温泉水、热卤水及其硅华矿床，以西藏的色米及本书的重点研究对象搭格架、谷露的铯矿床为代表。海底热水活动所形成的矿床具有规模大、品位高等特征，因而有着重要的经济价值，并且该类型矿床的研究程度也较高。同样，也有较多的陆相热水成因矿床被发现，例如美国的Mclauglin、ParadisePeak、Sleeper、Borealis、JaimesRidge、CerroDuro、EastRidge、Buckhoem、Hasbrouck、Sulfur、FlordaCanyon和HogRanch等金矿，巴布亚新几内亚的Lihir、Wau和Ken-necott金矿，日本的Akeshi、Iwato和Kasuga等金矿，新西兰的GreatBarrier岛金矿(戴杰敏，2000)。此外，在玻利维亚发现了与近代热泉活动有关的Sb矿化，在意大利的阿米亚特热天边缘发现有Hg矿等诸多矿床或矿化(朱炳球等，1992)。我国也发现了一定数量的该成因类型的矿床或金矿化，例如黑龙江虎林市四平山金矿(孙荣祥等，2000)，云南腾冲热海与硝塘等地的金矿化(刘宝珺等，1998)，西藏羊八井的硫矿床(张锡根，1998)及西藏搭格架、谷露与色米的铯矿床(郑绵平等，1995)，广东长坑金银矿床(孙晓明等，1995)，福建太华山金矿(黄亚南，1999)和四川西部的金矿化(王登红等，2003)等。但总体来看，该类型矿床与矿化的研究程度相对较低，尽管初步总结了包括区域构造、矿石结构构造、地球化学及矿床分带等的陆相热水沉积矿床的综合判别标志，但缺乏系统的研究(王江海等，1998)。青藏高原的形成演化及其资源环境效应是国内外研究的热点领域。晚新生代以来，因印度板块与欧亚板块的相向移动碰撞，使青藏高原隆升除了引起全球气候变化(施雅风等，1998)外，同时也引起了高原内部的明显变化，这些变化包括地壳的双倍加厚、碰撞带东西两端出现大型构造结(Yinetal.，2000)及碰撞后伸展引起的一系列横切IYS和BNS的近SN向正断层系统(Tapponier et al.，1977;Molnar et al.，1978;Ni et al.，1978;侯增谦等，2004;李振清等，2005)。这些SN向正断层系统诱发了强烈的第四纪泉水活动，构成了著名的喜马拉雅大型地热带(廖志杰等，1981)。因此，西藏泉水活动是高原碰撞造山过程中的产物，泉水活动强度和时空变化真实地记录着高原隆升的过程(赵平等，2002)。该地热带的部分泉水中锂铷铯硼等元素含量较高，这些泉水也是特种盐湖主要的成矿物质来源之一，同时也形成了部分硅华型与盐湖铯矿床。与这种陆陆碰撞背景下的西藏硅华型铯矿床不同，北美科迪勒拉热水矿床属于大陆边缘构造成矿(潘捷耶夫，1987);而海底热水矿床和硫化物“黑矿”为洋脊扩张作用下成矿(侯增谦等，2003)。西藏泉水中的铯含量高达4.45×10－6，为Galapagos扩张中心热卤水铯含量0.27×10－6(Zheng Mianping，1999)的16.5倍。现今已知的铯矿床除了含铯伟晶岩矿床等(董普等，2005)外，还有含铯盐湖矿床，例如我国西藏扎布耶盐湖，其卤水中铯含量达50mg/L(工业品位要求为10mg/L)，液体矿的铯资源量达1558.96t(曹文虎等，2004)。含铯泉水、热卤水及其硅华矿床，以西藏的搭格架、谷露的铯矿床为代表，该类矿床中以硅华的铯含量最高，迄今发现含铯最高者为西藏搭格架的硅华，其铯含量最高为11632×10－6。总之，西藏的硅华型铯矿床的铯含量在泉水与硅华中均显示奇特的高值。关于西藏泉华的形成时代，国内对现代泉水沉积物的年龄测定多基于ESR、U系和14C方法。陈以健等(1992)与郑绵平等(1995)测定了西藏搭格架、谷露与色米3处硅华的ESR年龄，并且郑绵平等(1995)在15个ESR年龄的基础上，认为泉华形成于3个时期:第一期69±1.1～＞30±6.7万年，第二期30±6.7～2±0.5万年，第三期＞1.5±0.54万年(还在继续中)。李振清(2002)根据西藏9处泉华(包括搭格架)的26个ESR年龄，提出了西藏泉华形成于4个时期:50～47万年、40～35万年、27～20万年和15万年以来。而侯增谦等(2001)则根据西藏7处泉华的ESR年龄，也给出了西藏泉华形成于4个时期的看法:0.5～0.47MaBP、0.4～0.35MaBP、0.27～0.2MaBP和＜0.1MaBP。在综合冈底斯热泉华热水活动基础上，侯增谦等(2001)曾定性地指出，0.5Ma以来，青藏高原有两次(0.37±0.05Ma和0.1Ma以来)较大规模的快速隆升，该认识得到青藏高原相关地区沉积的响应。朱梅湘等(1993)给出了西藏羊八井地热田水热蚀变岩石的U系和14C年龄，该年龄可分为1.93～2.1万年、10.2～14.2万年、30.7～36.85万年3个阶段，并认为基本涵盖冈底斯重要热水时间的年龄(李振清，2002)。吴中海等(2004、2005)在研究唐古拉山北温泉地区西缘的晚新生代正断层作用时测定了5件钙华的年龄，其中1件为ESR年龄，4件为U系法年龄。但详细分析上述所有有关泉华形成时代的看法，可以发现它们仅是ESR、U系和14C年龄数据的统计结果，而缺乏这些测年样品所在地质体的系统的第四纪地质与地貌学证据，因而对这些数据的可靠性无法做出判断。因此，笔者认为，这些时代与分期的可靠性值得探讨。同时泉华的年龄测定是零星的，缺乏系统的分析研究，应是今后研究的一个重要方向(赵平等，2002)。总之，目前获得的西藏泉华的年代学数据主要为ESR与U系法两种方法的测年结果。本书使用的主要是U系法，其测年原理是，在地质作用过程中，U元素无处不在，只是在不同的地质体中其含量高低不同而已。在碳酸盐样品中，U与碳酸根形成铀铣络阴离子UO2(CO3)34－和UO2(CO3)33－，它们易溶于水并随水而迁移;由于Th易于水解、沉淀或被吸附在其他物质上，因而纯碳酸盐中的Th含量甚微而可忽略不计。除碳酸盐外，铀酰与硅酸盐离子等也形成可溶性络合物(Gascoyne，1992)。对于泉华样品，由于形成后较为坚硬，U沉积于泉华中后几乎没有被迁出的可能，导致其可能处于封闭体系。但在样品形成初期引进了232Th，这样，在计算样品年龄时就必须对碎屑Th的污染进行校正。据此，笔者等尝试把这类样品看做为由两种成分组成，即自生相的泉华物质和碎屑相的泥质物质，并假定自生相代表泉华形成的年代，且保持了封闭体系(赵元艺等，2006a、2006c)。也就是说，在该相中不存在232Th，全部232Th均应来自碎屑相。那么从理论和从数学关系上可以导出，所有数据点应在230Th/232Th对234U/232Th和234U/232Th对238U/232Th等时线图中落在一条直线上。直线的斜率(230Th/234U和234U/238U)代表了去掉碎屑污染的泉华的同位素比值，或者说是年龄值。由于部分泉华的U含量低，用稀酸淋取时难于获得可测量的U、Th同位素比值，但样品全溶后的230Th/232Th比值变化在3.72～14.50之间。因此，这些样品的年龄是假定被测试对象在久期平衡时的Th/U=3.8进行了校正之后所获得的(Szabo et al.，1996;Shen et al.，2004)。Szabo et al.采用稀酸淋滤法对美国内华达州Pyramid湖含碎屑泉华的U系年龄做了详细研究，经等时线校正后得到了与其他方法所获得的年龄数据及地质背景相吻合的结果。在被分析的数十个样品中有相当一部分样品的230Th相对234U过剩，一些样品的Th含量极其高，达到(1140～3700)×10－6，230Th/234U比值最高达到47。类似结果在美国加利福尼亚州的DeathValley也存在(Kuetal.，1998)。而在坦桑尼亚Natron盆地湖中泉华的230Th超过母体234U，达到1200℅(Hillaire-Marcel et al.，1986;Casanova ＆ Hillaire-Marcel，1992)。矿物形成之后的变化是普遍存在的，变化的方向是由不稳定态向稳定态转变。蛋白石类矿物形成之后的变化路径为结构不稳定的无定型壳体(opal-A)→方石英为主的opal-CT→结晶度高的石英(Herdianita et al.，2000;UmedaM.，2003;Hinman et al.，2005;王汝建等，2001;周永章等，2006)。尽管这种转变是非常缓慢的，水温、pH值以及杂质的多寡都会影响转变的速率(Umeda M.，2003)，但这些转变是不容怀疑的。与这种矿物结构变化而导致的矿物种类变化相对应，矿石的组构也呈现规律性的变化(Herdianitaet al.，2000;周永章等，2006;赵元艺等，2008)。对于常量元素，由于不同成因硅质岩有着不同的SiO2等物质来源(杨建明等，1999;曾普胜等，2004)，因此元素含量及其有关参数是判别硅质岩成因类型和沉积环境的重要标志之一，近年来广泛使用的有Fe-Mn-Al、U-Th、Zr-Cr、Si-Mg、Fe/Ti-Al/(Al+Fe+Mn)等图解(周永章等，1994;董维全等，1994、吕志成等，2004)。一般的，纯硅质岩的SiO2含量的变化范围为91%～98.8%(Murray etal.，1992)。但多数硅质岩样品比纯硅质岩的SiO2含量为低。Si/Al比值较低反映出硅华中有相对较高比例的成分相当于页岩的富含Al2O3的陆源沉积物的混入(吕志成等，2004)。Al/Fe比值［Al/Fe=Al2O3/(Al2O3+Fe2O3)］常被用来确定硅质岩的形成环境，例如大陆边缘硅质岩Al/Fe为0.5～0.9、大洋中脊硅质岩＜0.4(Murray et al.，1991、1994)。MnO/TiO2常被用来探讨硅质岩的形成环境(Bostrom et al.，1973;Adachi，1986)，例如大陆斜坡和边缘海沉积的硅质岩MnO/TiO2＜0.5，而大洋沉积的硅质岩MnO/TiO2＞0.5。一般的，硅质岩中的Fe、Mn的富集主要与热水的参与有关，而Al的相对富集则多与陆源物质的介入相关(吕志成等，2004)，并且Al/(Fe+Mn+Al)值由纯水的0.01到纯远海生物成因的0.60，据此Adachi(1986)和Yamamoto(1987)等系统地给出了热水沉积物和非热水沉积物在Fe-Mn-Al图中的位置。对于微量元素，一般的，Cr与U主要富集在还原性的热水沉积物中，而Zr与Th则主要富集在碎屑成因的颗粒物中。因此，在Cr-Zr与U-Th图解中，现代热水沉积物与其他成因沉积物应有不同的位置(RonaP.A.，1984;吕志成等，2004)。对海相成因硅质岩的稀土元素地球化学行为的研究比较深入，一般来说硅质岩的稀土元素主要来源于海水，因此硅质岩中稀土元素含量多少受控于其沉积速度，若沉积速度大，则从海水中吸收的稀土元素就少，反之亦然。并且硅质岩与海水有较为近似的稀土元素特征，因而硅质岩中的稀土元素及有关参数常被用来判别其形成当时的古环境(丁林等，1995;Murray et al.，1991、1992;Mur-ray，1994;吕志成等，2004)。但对陆-陆碰撞条件下的硅华稀土元素地球化学行为研究较为薄弱，对一些参数的地球化学解释也较为初步(李振清，2002)。由于硅质岩中的稀土元素主要来源于围岩，因此∑REE的大小直接反映了围岩所起作用的大小。Lashale/Ceshale比值可较为准确地判别硅质岩的形成环境(Murray et al.，1991;丁林等，1995)，洋中脊附近的硅质岩该比值为3.5左右，大洋盆地硅质岩的为1～2.5，大陆边缘硅质岩的为0.5～1.5。Eu/Eu*为稀土元素主要的参数之一，在硅质岩的形成环境判别中广为应用。在大洋中，随海水的加深，负Eu异常明显加大，若其中有热液活动时则出现明显的正异常(Mudhard，1989;Douville et al.，1999)，但笔者认为该结论不完全正确(赵元艺等，2007)，例如张家界柑子样的热水成因硅质岩Eu/Eu*=0.70～1.04(李胜荣等，1996)。秦岭泥盆系热水成因铁白云石硅质岩和似碧玉岩的Eu具明显的负异常(炎金才，1996)，北大巴山下寒武统黄柏树湾、松树湾、王家山等地以热水成因为主的硅质岩的Eu多呈负异常(吕志成等，2004)。西藏当雄、谷露、羊八井热水成因泉华Eu/Eu*有正有负，三地18个Eu/Eu*数据中，有11个负异常，7个正异常(李振清，2002)。因此，对Eu/Eu*的正负异常应具体情况具体分析。Ce常出现+3、+4两种价态，其中Ce3+的溶解度较大;而Ce4+的溶解度较小，并易与Mn4+呈类质同象，而易被从液体相中沉淀析出，造成沉积物Ce的负异常。由于不同沉积环境的铁锰氧化物的丰度不同，由此而引起的Ce亏损程度也不相同(吕志成等，2004)。丁林等(1995)、Murray等(1991)均给出了不同沉积环境的Ce/Ce*变化范围和平均值。另据Shimizu(1977)的研究结果，热水成因硅质岩的Ce/Ce*为负异常，而非热水成因硅质岩的Ce/Ce*为正异常。例如，湖南石门雄黄矿区(熊先孝等，1997)和江西金山金矿区(刘志远等，2005)热水成因硅质岩。V/Y比值对海相成因硅质岩形成环境判别的应用不多见，但近年来也有人试图利用此比值进行研究(Murray et al.，1991;吕志成等，2004)，指出V/Y值从洋中脊(V/Y≈4.3)和大洋盆地(V/Y≈5.8)比大陆边缘(V/Y≈1.34)的明显偏高。U/Th比值反映了热水物质与陆源水成物质相对贡献的大小(吕志成等，2004)。泉水沉积硅质岩的硅同位素组成可以用来探讨其成因和沉积环境，其中低温水体中自生沉积的石英δ30Si为1.1‰～1.4‰，热水沉积硅质岩的δ30Si为－1.5‰～0.8‰，成岩过程中次生石英的δ30Si为2.4‰～3.48‰，生物成因硅质岩的δ30Si变化较大，并与沉积环境关系密切(吕志成等，2004)。Sr、Nd同位素在火山岩、岩浆岩与变质岩的物质来源的研究中发挥了重要作用，在海相硅质岩的研究中已有较多的数据发表(吕志成等，2004;黄思静等，1999);但在热水成因泉华的研究在本书相关工作之前未见报道。关于硅华的形成环境，由于海底为还原环境，故与海相热水活动有关的成矿作用多为还原条件;而陆相泉水活动多形成于氧化条件(王江海等，1998)。总之，西藏泉水沉积物较为准确地记录了印度-亚洲大陆碰撞的历史，而泉水富铯并在部分沉积物中富集成矿，这种矿床在西藏乃至全球具有极大的特殊性，为我国独具特色的矿床类型。因此，深入系统地研究西藏第四纪泉水的成矿效应有重要的意义。