三、稳定同位素
（一）硫同位素
燕山早期成矿系列：硫同位素组成如表6-4所示。矿石硫化物的δ34 S值主要分布于-5.6‰～+5.6‰，反映硫主要来源于硫同位素均一化程度很高的岩浆。只有小西林有2件样品的δ34 S出现较大偏差，δ34 S值分别为+12.8‰和-12.4‰（阎鸿铨等，1994）（表6-4），说明部分矿床中有少量其他来源硫的混入。
表6-4 燕山早期成矿系列不同矿床中硫化物硫同位素组成
注：测试单位为核工业北京地质研究院分析测试研究中心。仪器型号为MAT251。样品1～4据阎鸿铨等（1994），样品5～7据韩振新等（2004），样品8据陈静（2011）。括号内数值为均值。
（二）氢氧同位素
矿床中热液矿物的氧和氢同位素组成同样有助于追索热液水的来源。成矿带不同矿床氢氧同位素组成如表6-5所示。测试矿物多为石英硫化物主成矿阶段形成的石英，还有矿石矿物闪锌矿和与金成矿关系密切的冰长石。包裹体成分分析显示，成矿流体中CH4 含量很低，因此流体包裹体δD 值可代表成矿流体的δDH2O 值。
表6-5 燕山早期成矿系列不同矿床氢氧同位素组成
注：测试单位为核工业北京地质研究院分析测试研究中心。δ18 OH2O（‰）计算公式为：1000lnα石英-水=3.38×106×T-2-3.40（200～500℃）。霍吉河δ18 OH2O 计算温度参照郭嘉（2009），测温结果245.3～365.3℃。小西林据韩振新等（2004）。
燕山早期与花岗岩类有关的成矿系列：石英等热液矿物流体包裹体的δDV-SMOW 值为-172.0‰～70.0‰，石英的δ18 OV-SMOW 值为7.8‰～15.0‰，计算获得的成矿流体δ18 OH2O 值为-4.13‰～7.62‰。在δD-δ18 O 关系图上（图6-4），流体包裹体氢氧同位素值的投点多分布于原生岩浆水和变质水区域之外，仅个别样品落在原生岩浆区域内（图6-4）。成矿流体氢氧同位素特征显示，该矿床成矿系列成矿热液具有岩浆热液和大气水混合而成的再平衡混合岩浆水特征（张理刚，1985），是经历了复杂的演化阶段和成矿环境而形成的。热液矿床是从与现代地热系统相似的古代地热系统产生的（Henley，1983）。来自活动热液系统方面的证据，以及野外和实验室方面的研究成果清楚地指出，岩浆对于热液流体贡献了水、金属和配位体等组分（刘伟，2001）。斑岩型Cu矿化作用的早期阶段以岩浆流体为主导，但是到了晚期大气水不仅普遍存在，而且对于将斑岩金属的浓度提高到矿石的级别起了关键作用（Titley etal，1981；Cline etal，1991）。
图6-4 研究区矿床成矿流体δD-δ18 O 关系图
霍吉河和二股西山矿床成矿流体氢氧同位素值投点更靠近于原生岩浆水区域或在其内部，显示岩浆热液占据主导地位。而其他矿床则不同程度向雨水线方向漂移，鹿鸣、小西林和翠宏山矿床漂移幅度较大，其成矿热液系统中明显有不同程度的大气水混入。由此认为该成矿系列成矿流体主要来自岩浆，部分来自大气降水，早期以岩浆热液为主，晚期有大气降水加入。
综上所述，燕山早期与花岗岩类有关的成矿系列，其成矿流体主要来自岩浆，不同程度地有部分大气降水混入。
（三）铅同位素
阎鸿铨（1994）对小西林矿田铅同位素组成进行了测试和研究（图6-5），邵军等（2006）对其进行了进一步剖析。在测试的矿区26件样品中，有矿石样品14件，加里东期花岗岩4件，燕山早期花岗岩8件。在207 Pb/204-206 Pb/204 和208 Pb/204-206 Pb/204 关系图上，所有铅同位素数值均落在等时线的右侧（图6-5），表明矿区铅属异常铅，因此不可能用单阶段模型来计算出成矿年龄。矿区铅虽为异常铅，但异常程度不高，接近零等时线。除一件矿石样品外，矿区燕山早期花岗质岩石和矿石的铅同位素组成206 Pb/204 Pb为18.613～19.320，2 07 Pb/204 Pb为15.357～15.610，208 Pb/204 Pb为37.123～38.512，数据变化一般不超出实验误差。矿区燕山早期花岗质岩石和矿石的铅同位素组成具有很高的一致性，表明两者铅具有相同的来源，在成矿作用演化过程中，并没能从根本上改变其铅同位素组成。图6-5显示，铅山组碳酸盐岩地层铅同位素组成与岩浆岩和矿石有显著差异，表明与其属不同的U-Th-Pb演化体系，矿石铅来源与地层无关。加里东期花岗岩的U-Th-Pb演化体系本身表明了原始U/Pb 及Th/Pb
比值较高，反映了陆壳的特点。
图6-5 西林矿区矿石铅与岩石铅对比图（据阎鸿铨等，1994，有改动）
矿石铅同位素组成虽与加里东期花岗岩的增长线接近，但两者并非一致，确切地讲两者中的铅可能有相近的来源或有继承关系。与燕山早期相关花岗岩类中有加里东期继承锆石，也说明燕山早期成矿物质部分继承了加里东期岩浆作用产物。燕山早期花岗岩的铅同位素与矿石铅同位素完全重叠（图6-5），表明两者具有相同的U-Th-Pb演化体系，说明矿石铅与燕山期花岗岩的铅有相同来源。换言之，燕山期岩浆为矿床的形成提供了成矿物质。
（四）铷-锶同位素
燕山早期花岗岩类：鹿鸣、翠宏山和小西林与成矿相关的花岗岩类铷-锶同位素组成如表6-6所示。
岩石87 Sr/86 Sr初始值为0.706 27～0.709 30，属中等锶花岗岩（高秉璋，1991），岩浆具有壳幔混源或下地壳来源特征（Nakai etal，1990；Nakai etal，1993；Christensen etal，1995）。此外，测得小西林矿石中闪锌矿21件样品的87 Sr/86 Sr初始值为0.706 1～0.715 0，具有下地壳和上地壳混源特征（高秉璋等，1991）。
燕山早期与成矿相关花岗岩类的全岩Rb-Sr等时线年龄介于（173.3±1.7）Ma～（195.0±3.8）Ma之间，与锆石U-Pb年龄基本一致（图6-6）。翠宏山粗中粒碱长花岗岩Rb-Sr等时线出现2阶段年龄，分别为（185.8±6.3）Ma和（175.5±9.9）Ma，可能前者代表成岩年龄，后者代表蚀变矿化年龄（图6-7）。
图6-6 鹿鸣二长花岗岩（左）和花岗闪长岩（右）Rb-Sr等时线
图6-7 翠宏山粗中粒碱长花岗岩（左）和小西林花岗闪长岩Rb-Sr等时线（右）