5.5.1 硫同位素
诺尔特地区花岗岩、火山岩、地层及矿石硫同位素组成如表5-10所示，可见矿石δ34S值在5.6‰～7.8‰之间，略低于花岗岩、火山岩及火山沉积岩也具较高的δ34S值（10.20‰～10.64‰）。根据周涛发等（1995）提出的水－岩作用过程中热液流体系统的
表5-10 诺尔特地区部分矿化区不同地质体硫同位素组成
测试单位：中国地质科学院矿床地质研究所。
5.5.2 铅同位素
成矿流体物理化学条件变化而引起的铅同位素组成的变化通常可以忽略不计，因此，矿床中铅同位素组成的分布特征完全取决于铅的源区中铀、钍含量以及U/Pb,Th/Pb的变化。矿石的铅同位素组成可以为判断矿床中成矿物质的来源提供重要的依据。
诺尔特地区花岗岩、火山岩、地层及矿石铅同位素特征见表5-11，阿克提什坎矿化区单阶段铅模式年龄明显偏小，甚至为负值，显然矿床铅不是单一来源的正常铅，而是混合型的异常铅。托格尔托别、塔斯比格南及阔科依达拉斯矿化区的矿石铅的模式年龄特点也都反映了矿石铅具异常铅的特点（表5-11）。
在铅增长曲线图中（图5-6），阿克提什坎矿化区矿石铅同位素组成与其他地质体的铅同位素组成均分布于零等时线右侧，表明了矿床铅是属于多来源的异常铅。此外，托格尔托别、塔斯比格南及阔科依达拉斯矿化区中矿石铅同位素组成也均落于零等时线右侧，具异常铅的特点。
表5-11 诺尔特地区各矿化区不同地质体铅同位素组成
测试单位：中国地质科学院地质研究所。
图5-6 诺尔特地区矿床铅同位素增长线图解
阿克提什坎矿化区（1—二长花岗岩，2—晶屑凝灰岩，3—粉砂岩，4—蚀变岩型金矿石，5—硫化物矿石）；托格尔托别矿化区（6—金矿石）；塔斯比格南矿化区（7—硫化物矿石）；阔科依达拉斯矿化区（8—硫化物矿石）；u为238U/204Pb
确定矿床铅源必须注意两方面的问题：一是矿床产出的地质特征，一是区域成矿的地质背景。因此，只有对可能提供铅源的各种地质体的铅同位素组成及其演化进行详细研究，才能正确确定铅的来源，阐明矿床成因和成岩、成矿的关系。
在铅构造模式中（Doe和Zartman,1981），阿克提什坎矿化区矿石铅的数据均落于造山带与地幔铅增长曲线之间。Doe和Zartman（1979）曾认为沉积作用、火山作用、岩浆作用、变质作用以及急速的侵蚀循环作用把来源于地幔、上部地壳和下部地壳的铅充分混合，形成具有均一U/Pb和Th/Pb的造山带铅。因此，阿克提什坎矿化区矿石铅同位素组成实质上是由于地壳和地幔铅的混合作用而形成的，并且具有造山带铅的特点，这与阿克提什坎矿化区位于阿尔泰造山带的构造背景是相一致的。铅来源于造山带物质，本质上是壳幔混合铅。
由上述分析可以确定地幔铅储库和地壳铅储库是矿床的两个主要铅源，为此，根据Zartman和Doe（1981）提出的关于不同储库——上地幔、造山带、上地壳等的铅构造模式（VersionⅡ）计算了相当于阿克提什坎矿化区成矿时代（t=138Ma）的地幔和上地壳储库的铅同位素组成。结果表明，上地壳铅源具较高的铅同位素比值：206Pb/204Pb为19.193,207Pb/204Pb为15.696,208Pb/204Pb为38.628，而地幔铅源的铅同位素比值相对较低：206Pb/204Pb为17.800,207Pb/204Pb为15.459,208Pb/204Pb为37.474。
但是，单由地壳和地幔这两个端元混合还不能很好地解释现有矿石铅的同位素组成，因为矿石铅具有较高的208Pb/204Pb值（石英脉型矿石为38.138，蚀变岩型矿石为38.557）和较低的207Pb/204Pb值（石英脉型矿石为15.529，蚀变岩型矿石为15.506），所以还必须有一高208Pb/204Pb值及低207Pb/204Pb值的端元加入到矿石铅体系中。前文分析业已表明，区内的红山嘴组地层与矿石铅具有同源的关系，有可能为成矿提供铅，并且红山嘴组地层具有高208Pb/204Pb值（38.957）和低207Pb/204Pb值（15.478）的特点。因此，根据本区矿床地质特征及区域成矿地质背景，确定石炭纪红山嘴组地层为矿床的第三种铅源。在铅同位素对比及转换模式图（图5-7）中，矿石铅的投影点位于由地幔、上地壳及红山嘴组地层铅3个端元所组成的一个三角形区域内，说明矿石铅是由这3个端元组分混合形成的。最终构成矿石铅的物质来源就具有上述3端元组分混合的特征。
图5-7 阿克提什坎矿床铅同位素转换模式图
1—二长花岗岩；2—晶屑凝灰岩；3—粉砂岩；4—蚀变岩型金矿石；5—硫化物矿石；6—地幔铅；7—地壳铅
阿克提什坎矿化区矿石铅同位素组成满足三元混合模式（支霞臣等，1982；李献华，1985；蒋少涌等，1992），因此拟合得到回归方程：
207Pb/204Pb=－1.1782×（206Pb/204Pb）+8.7975×（208Pb/204Pb）+30.7310
相关系数r=0.9855。从而进一步证明了阿克提什坎矿化区矿石铅是由地幔、上地壳及地层铅3端元混合的结论。
计算结果表明，石英脉型矿石铅中地幔铅占51.98%，上地壳铅占10.38%，石炭纪地层铅占37.64%，地幔铅比例最高，其次为地层铅，显示了深源及地层或围岩提供了成矿物质；蚀变岩型矿石铅中地幔铅占19.93%，上地壳铅占46.22%，石炭纪地层铅占33.85%，即以地壳铅和地层铅为主，同时有地幔铅的参与，反映了蚀变岩型矿石铅对其原岩铅同位素组成的继承性。
5.5.3 氢、氧同位素
表5-12中列出了诺尔特地区阿克提什坎金－多金属矿化区主成矿阶段石英－硫化物阶段矿石中石英的氢、氧同位素组成测试结果。表中石英包裹体水测定的
成矿流体的
表5-12 阿克提什坎矿化区氢氧同位素组成
测试单位：中国地质科学院矿床地质研究所。
表5-13 诺尔特地区初始氢、氧同位素组成
在氢、氧同位素组成图（Taylor,1974）中，阿克提什坎矿化区主成矿阶段石英－硫化物阶段氢、氧同位素组成投影相对集中于一个区域，靠近正常岩浆水范围，而与变质水范围相差较远，并显现出向大气水演化线方向演化的趋势（图5-8）。
图5-8 阿克提什坎矿床成矿热液氢氧同位素组成（底图据Taylor,1974）
考虑阿克提什坎金－多金属矿床主成矿阶段石英－硫化物阶段在不同温度段下成矿流体氢、氧同位素组成的演化情况，分别讨论在330℃、280℃、230℃及200℃温度下变质水、大气降水与花岗岩及火山岩交换作用和岩浆水自演化及与火山岩交换作用氢、氧同位素演化，结果如图5-9所示。
图5-9 阿克提什坎矿床成矿热液氢氧同位素演化图解
1,2,3,4—阿克提什坎矿床成矿热液氢氧同位素组成投影点；实曲线—大气降水演化线，其中左为演化大气降水线，右为漂移大气降水线；虚曲线—岩浆水演化线，其中左为岩浆水自演化线，右为漂移岩浆水线；A—变质水与花岗岩交换演化线，A＇—变质水与碎斑熔岩交换演化线；虚框—正常岩浆水（Taylor,1979）
可见，在200℃至330℃的各个温度段，投影点与变质水演化曲线均相差甚远，可以排除成矿流体来源于变质水的可能性。在330℃至280℃和230℃时及一定的水/岩比条件下，投影点反映了成矿流体中大气降水和岩浆水共同参与的特征，大气降水与火山岩（碎斑熔岩）交换形成的大气降水热液和岩浆水共同构成成矿介质水。在280℃时，W/R比值比330℃时降低，接近于0.01，而在230℃时，W/R比值又再度上升，略大于0.1。由330C→280℃→230℃，投影点已逐渐远离正常岩浆水氢、氧同位素组成的范围而向雨水线方向移动，反映了大气降水比重逐渐增大而岩浆水比重逐渐减小的特征。至200℃时，投影点位于大气降水与花岗岩交换作用演化线和大气降水与碎斑熔岩交换作用演化线之间，反映此时成矿热液以大气降水为主。水/岩比值的总体变化特征反映了大气降水不断参与成矿的特点（图5-9）。
通过上述氢、氧同位素组成的研究可见，阿克提什坎金－多金属矿床主成矿阶段成矿流体中介质水早期为岩浆水与大气降水的共同参与，大气降水为漂移大气降水；随着温度的降低，大气降水占主导地位，此时大气降水为演化大气降水和漂移大气降水。
区域上，阿尔泰地区不同构造单元不同时代金矿床成矿热液也具复杂来源和演化特点，阿尔泰地区不同构造单元主要金矿床主成矿阶段的氢、氧同位素组成如表5-14所示。阿尔泰地区由南至北构造背景依次为乌伦古海沟、喀拉通克岛弧、克兰弧后盆地、诺尔特断陷火山盆地。由有关典型矿床（表5-14）对比得出各构造背景中矿床成矿流体的氢、氧同位素组成特征的研究表明，不同构造背景中的矿床，从海沟到岛弧、弧后盆地及陆内断陷火山盆地，成矿流体均显示出多来源的特点。乌伦古海沟，成矿流体以岩浆水和大气降水的混合水为主；喀拉通克岛弧，成矿流体以大气降水为主，但均有不同程度的岩浆水和变质水的参与；克兰弧后盆地，主成矿阶段成矿流体以大气降水为主，在成矿早阶段有其他来源的水的作用；诺尔特地区在燕山期的成矿流体同样也是多源的，为岩浆水和大气降水。氧同位素组成的变化与温度的相关性较为明显，有随着温度由低到高，
表5-14 阿尔泰地区金矿床主成矿阶段成矿溶液的氢氧同位素组成
资料来源：芮行健等（1994）和本文。