铅同位素地球化学及U-Th-Pb法年龄测定

铅同位素主要特性及其在地质科学研究中

的应用

摘要：本文前半部分简要概括了铅及铅同位素的主要化学特征。在后半部分，列举了铅同位素在地球科学研究中的若干应用：比如地质年龄测年以及测年中应该注意的内容；铅同位素演化与构造环境；区域铅构造-地球化学省；铅同位素的地质示踪作用等。

关键词：铅同位素 U-Th-Pb测年同位素演化与构造环境同位素示踪

一、铅及铅同位素的主要特征

(1)铅的主要特征

铅是自然界中常见的元素之一，原子序数为82，原子量为207.2，位于元素周期表第六周期第ⅣA族。铅属亲硫元素，但它除具有亲硫特性(形成方铅矿)外，还具有亲氧特性。后者表现为铅以类质同象形式存在于某些硅酸盐矿物中。铅能与钾、锶、钡、钙等产生类质同象替换，是因为他们的离子半径相似，铅为1.32?、钾为1.33?、锶为1.27?、钡为1.43?、钙为1.06?。此外，在许多火成岩，特别是花岗岩的硅酸盐矿物中，发现有微量铅，它们可能是以Pb2+离子形式存在的。

一般而言，从橄榄岩到花岗岩，随着岩石中SiO2含量增加，铅平均含量0.2×10-6逐渐升高至22.7×10-6。这种相关现象主要同岩浆演化过程中，硅与钾密切共生，而铅与钾的离子半径又十分相似有关。

(2)铅同位素主要特征

铅同位素的种类

自然界中铅有8种同位素，其中4种是放射性同位素，4种是稳定同位素。

4种放射性铅同位素是：210Pb，211Pb,212Pb和214Pb，它们分别是3个衰变系列的中间产物，即铀系中的210Pb和214Pb。铀锕系中的211Pb和钍系(中的212Pb。除半衰期较长的210Pb(T=22.3a)可用于测定100a以内近代火山作用的年龄外，其他几个放射性同位素由于半衰期很短，在地质上应用不广。

铅的4种稳定同位素是：204Pb,206Pb,207Pb和208Pb。其中，204Pb是非放射成因铅，迄今还未发现它的放射性母体同位素，因此它可能是在元素合成的过程中产生的。最近有资料表明，204Pb本身也是放射性同位素，只是因半衰期特别长(T=1.4×1017a)，因而与地球年龄(4.5×109a)比较，204Pb实际上是一个稳定同位素。自地球形成以来，204Pb的总量保持恒定，因此，通常将204Pb作为地质体中是否存在非放射成因铅的标志。

206Pb,207Pb和208Pb有两种来源：一是在元素合成过程中形成的，它们是非

放射成因的，属原生铅。二是放射性同位素238U,235U和232Th衰变系列最终形成的稳定产物。放射成因的206Pb和207Pb叫铀铅，放射成因的208Pb叫钍铅，它们统称为放射成因铅。

由于铅同位素质量数大，所以不同的铅同位素分子之间相对质量差小。因物理-化学条件变化而造成的铅同位素组成的变化一般可以忽略不计。因此，在自然界中，铅同位素组成的变化主要是由放射性元素铀和钍的衰变引起的。

由于204Pb的总量自地球形成以来几乎不发生变化，因而在铅同位素研究中，常以206Pb/204Pb，207Pb/204Pb和208Pb/204Pb三组比值表示样品的铅同位素组成。铅同位素的分类

根据铅同位素演化，将自然铅分为原生铅、原始铅、普通铅和异常铅 4 类。

1．原生铅。它是指地球物质形成以前在宇宙原子核合成过程中与其他元素同时形成的铅。原生铅都是非放射成因铅，而且以富含204Pb 为特征，因此它对计算元素的合成年龄是很重要的，但它确切的同位素组成目前还不太清楚。

2．原始铅。地球形成的最初时刻存在的铅叫原始铅。一般认为，在地球还没有凝固时，所有的铅都是混合均匀的，具有相同的同位素组成。因此与原生铅相比，原始铅中相对富集放射成因铅。原始铅的同位素组成等于原生铅的同位素组成加上原子核合成作用完成至地球刚形成之间，由于铀、钍的放射性衰变所积累的放射成因铅。原始铅的同位素组成在U-Th-Pb法同位素地质年龄测定中极为重要。由于地球形成以来各种地质作用的反复改造，目前在地球上已无法获得有关原始铅的确切信息。通常根据陨石和地球同源的假设，以铀、钍含量最低的Canyon Diablo 铁陨石的铅同位素组成来代表原始铅的同位素组成。

3．普通铅(或正常铅)。原生铅与不同比例的放射成因铅相混合的铅叫普通铅，它通常是指U / Pb，Th / Pb 很低的体系中的铅，自该体系形成以后没有放射成因铅的明显增长。根据普通铅的同位素组成按单阶段演化模式计算的年龄接近于真实年龄，所以普通铅也叫单阶段铅。普通铅同位素组成的变化主要发生在岩石或矿物形成之前。在岩石或矿物形成以后，由于其中铀、钍含量很低或甚至为零，普通铅中不会有明显的放射成因铅积累。如方铅矿、白铅矿、黄铁矿等硫化物，钾长石、冰长石等造岩矿物以及新生代岩石中的铅通常属于普通铅。普通铅的同位素组成等于原始铅的同位素组成加上从地球形成到岩石或矿物形成时所积累的放射成因铅，它的同位素组成随其形成时代不同而发生有规律的变化。

4．异常铅。它是一种放射成因铅含量升高的铅。在这种异常铅中，206Pb，207Pb 和208Pb 的含量比同时代普通铅中206Pb , 207Pb 和208Pb 的含量高。异常铅通常发生在富含铀、钍的岩石或矿物中，它经历了两个或两个以上的演化阶段，所以常把多阶段演化的铅叫做异常铅。

二、铅同位素在地质科学研究中的应用

1.年龄测定

(1)铀-钍-铅计时

当含铀、钍的矿物岩石形成后，经过一定的时间，衰变体系建立起长期平衡，这时就可以把它们看作单衰变而生成放射成因铅，通过建立相应的方程来计算时间。在这种方法中只要测定样品中铀、钍、铅的含量和铅同位素组成，用合适的办法求得样品的普通铅同位素组成。便可计算或查表求得样品的年龄。

铀-钍-铅法计时的特点是一个样品可同时获得四个不同的年龄方程，很容易进行结果可靠性的内部检验。如果四组年龄一致或接近，其年龄的可信度是毫无疑问的。由于体系没有保持封闭，或者由于普通铅扣除不当，这四组年龄经常是不一致的。如果年龄的不一致是由于子体的丢失，则其年龄关系表现为t207/206＞t207＞t206＞t208。这时t207/206最接近真实年龄。因为这组年龄对铅的丢失不灵敏，特别是近期的铅丢失，基本上不影响年龄值。反之，如果是由于母体铀的丢失。则年龄关系为：t207/206＜t207＜t206，t208值同样最接近真实年龄。如果年龄不一致是由于普通铅扣除不当引起；则年龄之间无规律可循。另外，对于含铀高的矿物，t208这组年龄经常是不可靠的，而对于主要为含钍的矿物，t208则往往是最可信的。虽然接近一致的U-Th-Pb年龄可以在文献中见到，但在多数情况下这四组年龄是不一致的，这时就需要进一步通过U－Pb谐和图、等时线和多阶段模式处理来解释这些不一致年龄的地质意义。

普通铅的校正

在一个U-Th-Pb同位素体系中，或多或少地都会有普通铅的存在，事实上，在对矿物进行铅同位素组成测试时，只要发现有204Pb的存在，就说明有普通铅存在。这几乎没有例外。因此，准确的普通铅扣除，对于获得正确的年龄数据是至关重要的。

目前主要采用的办法是：采用与含放射性铀、钍矿物共生但不含铀、钍的方铅矿、钾长石或其他硫化物中的铅作为普通铅来扣除。采用解方程的办法：测定二个锆石样品的铅同位素组成，假定它们的初始普通铅同位素组成相同，可以用消元法解得。采用单阶段铅演化模型，根据大地构造旋回划分不同时期的普通铅组成，或用物相分析办法从含铀矿物中提取出硫化物等普通铅。

不一致铀- 钍- 铅年龄处理(U-Pb 谐和图、U-Th-Pb 等时线)

U-Pb 谐和图

理论上，对于任一给定的t，总对应于一个确定的207Pb*/235U和206Pb*/238U 值，选择不同的t，则在以206Pb*/238U为纵坐标、以207Pb*/235U为横坐标的图解上可以得到一条连续的曲线。这条曲线称为谐和曲线或一致曲线。它的意义在于对任一个U－Th－Pb保持封闭的体系，其206Pb*/238U和207Pb*/235U两组年龄必然相同。且落在一致曲线上，反之，落在一致曲线上的任何一点、其二组年龄相

同。实际上其（207Pb/206Pb）*这组年龄亦相同。如果体系在其存在过程中曾发生过铅丢失或铀获得，其坐标点将落在曲线的下方。而铀丢失的样品将落在曲线上方。

若U-Th－Pb体系形成后，在某次地质事件中丢失部分放射成因铅，随后又保持封闭体系，那么对一组经历同样地质事件、但放射成因丢失量不同的样品，在206Pb*/238U-207Pb*/235U坐标图上构成一条直线，称为不一致线。不一致线上每个点都具有互不相同的不一致年龄，它代表了不同的铅丢失量。不一致曲线和一致曲线有二个交点，上交点代表了样品的形成年龄，下交点表示这种后期作用时间年龄。

铀-钍-铝计时中的不一致年龄，以谐和图法应用最广泛，特别是对锆石的不一致年龄处理。锆石的不同粒径、颜色、晶形以及成分的环带构造都可能给出有意义的信息。因为锆石是难熔矿物，在各种地质作用过程中，有可能不同程度地被保存下来，从而加以区分。

谐和图法不仅可提供受扰动的后期地质作用的时代信息，还能根据样品在图上的位置确认其受扰动的子体丢失程度。造成U-Th-Pb年龄不一致的原因是多方面的，除了插入式丢失的谐和图法解释外，还有所谓的连续扩散模式，扩容模式，蚀变模式，低温退火模式及其他一些提法，不管哪一种模式，其上交点为形成年龄是共同的。下交点是否有什么含义就不一定了。因此，对谐和图法或其他方法关于下交点年龄的意义，都必需依地质事实为根据。不能仅根据图解数字来推断。

U-Th-Pb 等时线

一组样品要进行等时线处理必需满足具有相同的时间、相同的初始普通铅同位素组成和保持母子体的封闭这三个基本条件。一般说来，由于铀或铅在地质作用过程中易发生丢失，在很多情况下全岩的U-Pb等时线是不成功的，有时能得到较好的Th-Pb等时线，而Pb－Pb等时线应用最广。U-Th-Pb等时线的一个方便之处在于它不需要象谐和图那样预先进行普通铅校正，可直接用样品中的测定值作图。不仅如此，还可获得进入矿物岩石中的普通铅同位素组成的信息。(2)普通铅计时

普通铅计时和铀-钍-铅计时都是利用U(Th) -Pb 衰变体系。但两者情况正好相反：铀-钍-铅计时研究的是高U/Pb，Th/Pb 体系、以含铀、钍矿物岩石为研究对象；普通铅计时研究的是低U(Th)/Pb 体系，以不含铀、钍矿物岩石为对象。

铀-钍-铅计时测定的年龄是指岩石或矿物从其形成并保持封闭所经历的时间；普通铅计时测定的年龄是指从地球形成或某种地质作用发生以来到体系生成、母子体不再演化所经历的时间。

铀-钍-铅计时需避免和校正普通铅的混入；而普通铅计时则要尽量避免放射成因铅的混染。

2.铅同位素演化与构造环境

现代岩石圈各部分的U、Th、Pb丰度是地球形成以来，壳、幔物质不断交换的结果。B.R.Doe和R.E.Zartman的假设阐明了壳、幔间U、Th、Pb元素(同位素)的交换，从而摒弃了封闭型的铅同位素成分演化的模式。该假设把四十亿年前的地球的U、Th、Pb同位素丰度作为起始条件，零亿年为中止条件。在这期间地球表层经历了一系列的造山运动，这样，

1.每一构造单元(U、Th、Pb的源区)按比例分离出一部分进入造山带；

2.在造山带中物质进行化学和同位素的充分混合；

3.U、Th、Pb在新形成的上、下地壳及地慢中技一定比例重新分配。

从B.R.Doe等人的假设中可见，铅同位素成分在岩石圈不同部分的变化存在着两种倾向：一种倾向是由均一趋向不均一，原始地球表层是由来自均一的地慢物质组成，经过四十亿年的演化所形成的上、下地壳及地慢的U、Th、Pb的丰度相差十几-几十倍。另一种倾向是由不均一趋向于新的均一，那就是当岩石圈各部分处于交换的动态过程时(如板块构造的造山带环境)，又使它们之间化学和同位素的不均一趋于新的均一。由于铅同位素成分在岩石圈中变化的这种对立倾向，再加上它们在任何物理化学条件下都没有分馏作用的特征，使我们有可能把铅同位素成分作为构造环境、物质来源和矿床成因的指示剂(马振东，1986)。3.区域铅构造-地球化学省

对大量地区所做的铅同位素研究表明，同一陆块不同时期、不同成因的岩浆岩、火山岩，其铅同位素具有明显的相似性，即“块体效应”，而处于不同陆块，即使是相同成因的岩浆岩、火山岩其铅同位素组成也完全不同。因而，我们可以根据不同陆块铅同位素组成的差异来进行区域地球化学和构造分区。

4.铅同位素的地质示踪作用

示踪岩浆物质来源

由于不同源区岩浆岩中放射性元素的丰度不同，铅同位素组成通常有明显差异，因而通过分析岩石的铅同位素组成能够获得岩浆的物质来源和岩石成因的重要信息。

同一陆块中不同岩源的花岗岩其铅同位素组成具有差别，同一岩浆源区的花岗岩其铅同位素组成则十分相似。例如，来自地幔和下地壳的花岗岩具有低的放射性成因铅，而来自上地壳和造山带的花岗岩常具有较高的放射性成因铅，而来自混合源区的花岗岩其铅同位素特征常介于上述二者之间。这样，就可以根据相同陆块的同步效应和不同层圈之间的变化来示踪层圈之间的演化机制以及花岗岩的源区。对于大陆地壳剖面未暴露的地区，通过前寒武纪中深变质岩和不同岩源侵入岩的铅同位素示踪可以了解地壳深部的物质组成并说明成岩物质来源。大陆地壳和各期花岗岩可以作为铅同位素地球化学示踪的重要媒体。通常，将所研

究地质体的208Pb/204Pb和207Pb/204Pb对206Pb/204Pb作图，与典型地区地幔、造山带、下地壳和上地壳模式演化曲线对比，大致确定该地质体的物质来源(何琼，1998)。

示踪成矿物质来源

矿石铅是指在各种热液环境中沉淀出的不含U、Th的金属矿物(即矿石矿物)，如方铅矿、黄铁矿等中的铅。因为矿物中不含U、Th，或U、Th含量极低，与矿物中的铅含量相比可忽略不计，矿物形成后不再有放射性成因铅的明显加入，可反映关于供给原始热液中金属物质来源区的U-Th-Pb体系及其初始铅同位素组成特征。另外，铅同位素分子的质量数大，不同的同位素分子之间相对质量差小，因此铅元素不仅从矿源岩中浸取时不会产生同位素分馏，而且在转移进入成矿热液并随之迁移的过程中，即使成矿热液的物理化学条件发生变化，它们的同位素组成一般也不会发生变化。因此，矿石铅组成主要受源区的初始铅、U/Pb、Th/U 比，即μ(238U/204Pb)、ν(235U/204Pb)、ω(232Th/204Pb)、κ(Th/U)及形成时间等因素的制约，而基本不受形成后所处地球化学环境的影响。所以，通过对矿石铅同位素组成的分析可以逆推源区的U-Th-Pb体系特征，从而获得有关成矿物质来源的信息(吴开兴，2002)。

参考文献

[1]陈道公.地球化学:162-173.

[2]韩吟文,马振东.地球化学.北京:地质出版社:231-239.

[3]何琼,李向阳.铅同位素地球化学示踪进展[J].地质找矿论丛,1998(13)3:79-82.

[4]马振东.论铅同位素的地质指示作用[J].地球科学(武汉地质学院学报),1986(11)4:437-443.

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[6]张建芳,张刚阳.铅同位素在矿床研究和找矿勘探中的应用综述[J].地质找矿论丛,2009(24)4:322-348.

资料-地质年代表

地质年代表 一，概念 按时代早晚顺序表示地史时期的相对地质年代和同位素年龄值的表格。计算地质年龄的方法有两种：①根据生物的发展和岩石形成顺序，将地壳历史划分为对应生物发展的一些自然阶段，即相对地质年代。它可以表示地质事件发生的顺序、地质历史的自然分期和地壳发展的阶段；②根据岩层中放射性同位素蜕变产物的含量，测定出地层形成和地质事件发生的年代，即绝对地质年代。据此可以编制出地质年代表。 二，中国地质年代表 ----------------------------------------------------------------------------------------- 代纪世代号起始时间(百万年) 生物开始出现类型 ------------------------------------------------------------------------------------------ 新生代第四纪全新世Ｑh 0.01人类出现 晚更新世Qp 中更新世Qp2 早更新世Qp1 1.64

新近纪上新世N2 5.00 中新世N1 23.3 近代哺乳类出现 古近纪渐新世E3 37.5 始新世E250 古新世E1 65 鱼类出现 －－－－－－－－－－－－－－－－－－－－－－－－－－－－－－－ 中生代白垩纪K 135 被子植物,浮游钙藻出现 侏罗纪J 208 鸟类哺乳类出现 三叠纪T 250 蜥龙鱼龙出现 －－－－－－－－－－－－－－－－－－－－－－－－－－－－－－－ 晚古生代二叠纪P 290 兽行型类裸子植物出现 石炭纪 C 362坚孔类种子蕨科达类出现 泥盆纪 D 410 总鳍鱼类节蕨石松真蕨植物出现 早古生代志留纪S 439 裸蕨植物出现 奥陶纪O 510 无颌类出现 寒武纪-- 570 硬壳动物出现 －－－－－－－－－－－－－－－－－－－－－－－－－－－－－ 新元古代震旦纪Z 680 不具硬壳动物出现 南华纪Nh 800 青白口纪Qb 1000 多细胞动物高级藻类出现 中元古代蓟县纪JX 1400 真核动物出现(绿藻) 长城纪Ch 1800 古元古代滹沱纪Hl 2300 五台纪Wt 2500 －－－－－－－－－－－－－－－－－－－－－－－－－－－－－ 新太古代Ar3 2800 原核生物出现(菌类及蓝藻) 中太古代Ar2 3200 古太古代Ar1 3600 生命现象开始出现 始太古代Ar0 45oo ---------------------------------------------------------------------------------------------------------------------- 关于地质年代表的阅读 解析：地理教学大纲中的“基本训练要求”指出：“学会阅读地质年代表，记住代、纪的名称和序列。”同学们感到不好记，特别是感到“纪”的名称不好记。 研究地壳历史时，仿用了人类历史研究中划分社会发展阶段的方法，把地史划分为5个代，代以下再分纪、世等；与地质时代单位相应的地层单位称界、系、统等。 地层单位分国际性地层单位、全国性或大区域性地层单位和地方性地层单位。

铅同位素地球化学

铅同位素地球化学 铅同位素地球化学 lead isotope geochemistry 研究自然物质中铅同位素的丰度、变异规律及其地质意义。自然界铅由204Pb、206Pb、207Pb和208Pb4个稳定同位素组成,它们的丰度分别为1.4％、24.1％、22.1％和52.4%。204Pb是非放射成因的,206Pb、207Pb、208Pb是由238U和235U 和232Th 3个天然放射性同位素经过一系列α、β衰变后最终形成的稳定同位素。这3个衰变系列可分别用下列简化式来表示： 238U→8α+6β-+206Pb 235U→7α+4β-+207Pb 232Th→6α+4β-+208Pb 铅同位素地球化学主要用于研究含放射性元素极低的矿物或岩石中的铅同位素组成。这些铅同位素组成自矿物或岩石形成之后不再发生变化，即不再有放射成因铅的加入，如方铅矿、白铅矿、长石、云母等及其所形成的矿石和岩石中的铅均属此类，把此类铅叫做普通铅。根据普通铅的演化历史和源区性质可分为单阶段铅和多阶段铅。 单阶段铅是指封闭体系中铅同位素组成保持恒定。如果一组样品是同源的，那么，它们的铅同位素比值如206Pb/204Pb、207Pb/204Pb、208Pb/204Pb等应该也是相同的。多阶段铅是指开放体系中普通铅同位素组成的变化。这种铅曾与具有不同U/Pb、Th/Pb比值的体系伴生过,而且铅在这些体系中存在的时间也各异，因此，铅同位素比值就会发生相应的变化。为追索这种铅的复杂历史，已建立了多种数学模式。 通过铅同位素地球化学研究，不仅可以确定成矿时代（见区域成矿学）或模式年龄（按照某种理论模式确立的公式计算年龄），而且还可判断成矿物质来源、矿床成因等。例如根据铅同位素组成及其特点，认为成矿物质的最初来源可分为幔源、壳源和混合来源。207Pb／204Pb比值或μ值(238U/204Pb)高的铅来自上地壳，低μ值的铅来自下地壳或上地幔。造山带（岛弧）铅被认为是地壳铅与地幔铅混合的结果。再如，矿床是单成因还是多成因、成矿物质是单一来源还是多种来源等问题均可利用铅同位素比值来判断。

地质年龄测定

地质年龄测定 SMOW标准：标准平均海洋水(Standard Mean Ocean Water)标准。 PDB标准：PDB(Pee Dee Belemnite)是采自美国卡罗莱纳州白垩系皮狄组中美洲拟箭石化石，碳酸盐岩的碳氧同位素组成通常使用PDB标准。 PDB标准与SMOW标准之间的换算关系(Coplen et al., 1983)： δ18OSMOW = 1.03091 δ18OPDB + 30.91 δ18OPDB = 0.97002 δ18OSMOW - 21.8 Craig(1965)和Clarton et al.(1965)给出如下换算关系： δ18OSMOW = 1.03037 δ18OPDB + 30.37 自然界存在很多放射性同位素，但是目前能用于地质年龄测定的仅有少数几种。这是因为利用天然放射性同位素测定地质年龄，需要满足一系列前提条件。 1)用来测定地质年龄的放射性同位素有合适的半衰期T1/2，与测定对象相比不宜过大，也不宜过小。一般与地球年龄相比，最好在地球年龄（45.6亿年）的1/10到10倍之间。半衰期过大，自地球形成以来，放射成因子体增长不明显，目前的技术水平很难做出精确测定。相反，半衰期过小，自地球形成以来母体衰减很快，至今几乎或已经完全衰减殆尽，这样，在被测样品中母体含量很少，同样不能被精确测定。 2）放射性同位素的半衰期能够被准确地测定。这个条件十分重要，一旦半衰期得到精确测定并且获得公认，该方法就会快速发展。这方面例子很多，早期Rb-Sr法是一例，近期Re-Os 法也是一例。至今La-Ce法发展缓慢的原因之一，也是与138Laβ-衰变的半衰期过大（超过地球年龄60倍），至今没有准确地测定有关。 3）能够准确测定母体同位素组成和每个同位素的相对丰度。无论是在自然界的矿物、岩石中，还是在人工合成物中，这个相对丰度应该固定不变，是一个常数。 4）母体同位素衰变的最终产物必须是稳定同位素，当前的技术水平能够准确而灵敏地对它们的含量与同位素组成进行测定。 5）在矿物、岩石形成时，与母体同位素同时进入的还有对应子体同位素，这部分子体不是在矿物、岩石形成后由其中的母体衰变产生。但是从实验中测出的只能是子体总量。因此，在计算年龄时必须有办法对混入的这部分初始子体含量进行扣除。在Rb-Sr法发展早期，这个条件曾制约着它在地质研究中的应用，特别是，对于贫Rb的年轻样品，要得到准确Rb-Sr 年龄相当困难。后来，等时线法的出现，解决了扣除初始子体含量的问题。 6）矿物、岩石形成后，母—子体系有保持封闭状态能力，或者有多阶段模式进行合理的数据处理。 7）对于铀系、锕系和钍系三个系列衰变来说，还需要满足一个特殊条件，要求系列衰变达到放射性平衡。即要求衰变系列中，任何一个中间性子体，产生的速度等于衰变的速度，数学表达式为 N1?λ1=N2?λ2=┈=Nn?λn 式中N1、N2┈Nn分别为相对母、子体同位素的原子数，λ1、λ2┈λn是它们的衰变常数，正因为这个原因，用U-Pb或Th-Pb法测定地质年龄，存在一个下限。被测对象太年轻（<1 Ma），衰变系列尚未达到平衡，测出的年龄可靠性差。当衰变系列达到放射性平衡以后，母体衰变掉的原子数直接等于最终产生的稳定子体原子数，而与中间衰变过程无关。 一些放射性同位素原来不能满足上述条件，不能应用于地质年龄测定。但是，随着实验技术发展，不满足的条件可能一一地实现，成为地质年龄测定和地球化学研究中的新方法。近

同位素地球化学复习题

同位素地球化学复习题 1.1同位素地球化学的基本任务 1)研究自然界同位素的起源、演化和衰亡历史； 2)研究同位素在宇宙体、地球和各地质体中的分布分配、不同地质体中的丰度及典型地质过程中活化与迁移、富集与亏损、衰变与增长的规律；阐明同位素组成变异的原因。据此来探讨地质作用的演化历史及物质来源； 3)利用放射性同位素的衰变定律建立一套行之有效的同位素计时方法，测定不同天体事件和地质事件的年龄，并作出合理的解释，为地球和太阳系的演化确定时标。 4 )研究同位素分馏与温度的关系，建立同位素温度计，为地质体的形成与演化研究提供温标。 1.2 同位素地球化学的一些基本概念 核素同位素同量异位素稳定同位素放射性同位素重稳定同位素轻稳定同位素 2.1 质谱仪的基本结构 四个部分：进样系统离子源质量分析器离子接收器 2.2 衡量质谱仪的技术标准有哪些 质量数范围分辨率灵敏度精密度与准确度 2.3 固体质谱分析为什么要进行化学分离 具相同质量的原子和分子离子的干扰; 主要元素基体中微量元素的稀释; 低的离子化效率; 不稳定发射。 2.5 同位素稀释法是用于元素含量分析还是用于同位素比值分析？元素含量分析 2.6 氢气的制取方法？(有哪些还原剂) U－还原法Zn －还原法Mg －还原法Cr －还原法 2.7 氧同位素的制样方法有哪些？ 1. 大量水样氧同位素制样方法？ 2. 硅酸盐氧同位素的BrF5法制样原理？ 3. 碳酸盐样品的磷酸盐制样法(McCrea法) 2.8 水中溶解碳的提取与制样McCrea法 2.9 硫化物硫同位素直接制样法 2.10硫酸盐的硫同位素制样法(直接还原法) 把硫酸盐、氧化铜、石英粉按一定比例混合（置于石英管中）在真空条件下加热到1120 ℃左右时，硫酸盐被还原而转变成二氧化硫。 2.11 了解下列质谱仪

第十讲稳定同位素地球化学

第十讲 地质常用主要稳定同位素简介 18O Full atmospheric General Circulation Model (GCM) with water isotope fractionation included.

内容提要 ●基本特征●氢同位素●碳同位素●氧同位素●硫同位素

10.1. 传统稳定同位素基本特征 ?只有在自然过程中其同位素分馏变化为可测量范围的元素，才能应用于地质研究用途，这些元素的质量范围多<40； ?多为能形成固、气、液多相态物质的元素，其稳定同位素组成可发生较大程度变化。总体上，重同位素趋于在结合紧密的固相物质中富集；重同位素趋于在氧化价态最高的物相中富集； ?生物系统中的同位素变化常用动力效应来解释。在生物作用过程中(如光合作用、细菌反应及其它微生物过程)，相对于反应初始组成，轻同位素趋于在反应生成物中富集。

10.2. 氢(hydrogen) ?直到1930年代，人们才发现H不是由1 个同位素，而是由两个同位素组成： 1H：99.9844% 2H(D)：0.0156% ?在SMOW中D/H=155.8 10-6 ?氢还有一个同位素氚(3H)，但为放射性核素，半衰期仅为~12.5y。

10.2.1 氢同位素基本特征 ?与多数重元素的同位素组成不同，太阳系物质具有高度不均一的氢(氧)同位素组成，尤其是内地行星与彗星之间； ?1H与D同位素间质量相对差最大，在地球样品中表现出最大的稳定同位素变化(分馏)范围； ?从大气圈、水圈直至地球深部，氢总是以H O、OH-， 2 H2、CH4等形式存在，即在各种地质过程中起着重要作用； ?氢同位素以 D表示，其同位素测量精度通常为0.5‰至2‰(相对其它稳定同位素偏低)。

3-15金属非金属矿产地质普查勘探采样规定及方法

地质普查勘探采样规定及方法 第一章岩矿、标本、孢粉鉴定采样 和同位素地质年龄测定采样 1、采样目的 ⑴采集岩矿鉴定样品是研究岩石和各矿结构、构造、矿物成分及其共生组合，研究岩石矿物的变质、蚀变现象，确定岩石、矿物的名称，为研究矿床提供资料。 ⑵配合物相分析，确定矿石氧化程度，划分矿类型，进行分带。 ⑶配合加工技术试验，提供矿石加工和矿产综合利用方面的资料。 2、采样原则和要求 所采集的样品应有的代表性。要根据工作需要及岩放变化系统地采集，对某些具有特殊意义的标本亦应注意采集，以处研究其变化规律。 采集标本时要尽可能采新鲜的、并须做好野外描述工作。 3、各类标本的采集 ⑴采集标准标本 矿区开展地质工作的初期，需要采取一套标准标本。包括工作地区内所见到的具有代表性的全部地层、岩石、矿物、矿石标本。以便统一认识，统一名称。标准标本是随工作的进展而逐步充实完善的。 ⑵采集岩石标本

在沉积岩、火山沉积岩中应按地层的层序及不同岩性逐层采取，注意岩相的变化以及采集和沉积相有关的标本。对火成岩（侵入岩和熔岩）要从接触带至岩体中心或由内向外，根据岩相变化系统采取，并应注意岩浆分异和火山岩的特征。对包体的同化以及蚀变现象也应采取必要的标本。对变质岩，要在不同的变质带内采样，并注意标本中应含有划分变质带的标准矿物。注意采集反映构造特征的标本。小标本不能反映岩矿的特殊构造时，可根据需要，采取大型标本，如系定向标本需注明产状和方位。 （3）采取矿石研究标本 采取矿石研究标本，要根据矿石的自然类型、工业类型、矿物组份、结构和构造、蚀变深浅或变质程度、矿石和围岩的关系等特征进行采集。对于矿石类型复杂，矿物组份变化大的矿订，还应选择有代表性的剖面系统采取，便于研究矿物的变化规律。 在采取加工技术样品的同时，需要采集有代表性的矿石及岩石标本，用以研究不同矿石类型和品级中各种矿之间的共生关系及其结构、构造，以及测定矿物粒度和含量，了解矿石与围岩的关系，对研究加工技术和矿石的可选性能提供资料。 有些矿床的氧化矿石与原生矿石的加工技术方法不同，需要由浅而深的采集矿石物相鉴定标本、采集物相分析样品，从而划分矿床的氧化带、混合带、原生带。对已有系统的岩矿鉴定资料，分带情况比较清楚的矿床，专门的物相鉴定标本可以少采或不采。 4．采集标本的规格

同位素地球化学作业

同位素地球化学论文 近年来，随着同位素样片制备技术的改进和高精度质谱的问世，大大地提高了同位素测试结果的精度和准确性，使同位素地球化学的理论和方法进一步成熟和完善，研究领域不断拓宽。 同位素地球化学研究内容 同位素地球化学是根据自然界的核衰变、裂变及其他核反应过程所引起的同位素变异，以及物理、化学和生物过程引起的同位素分馏，研究天体、地球以及各种地质体的形成时间、物质来源与演化历史。 同位素地质年代学已建立了一整套同位素年龄测定方法，为地球与天体的演化提供了重要的时间座标。比如已经测得太阳系各行星形成的年龄为45～46亿年，太阳系元素的年龄为50～58亿年等等。 另外在矿产资源研究中，同位素地球化学可以提供成岩、成矿作用的多方面信息，为探索某些地质体和矿床的形成机制和物质来源提供依据。 ①自然界同位素的起源、演化和衰亡历史。 ②同位素在宇宙体、地球及其各圈层中的分布分配、不同地质体中的丰度及其在地质过程中活化与迁移、富集与亏损、衰变与增长的规律；同位素组成变异的原因；并据此探讨地质作用的演化历史和物质来源。 ③利用放射性同位素的衰变定律建立一套有效的同位素计时方法，测定不同天体事件的年龄，并作出合理的解释，为地球和太阳系的演化确定时间坐标。 根据同位素的性质，同位素地球化学研究领域主要分稳定同位素地球化学和同位素年代学两个方面。稳定同位素地球化学主要研究自然界中稳定同位素的丰度及其变化。同位素年代学随研究领域的深入，又分为同位素地质年代学和宇宙年代学。同位素地质年代学主要研究地球及其地质体的年龄和演化历史。宇宙年代学则主要研究天体的年龄和演化历史。 自然界同位素成分变化

同位素地质年龄测定技术及应用

同位素地质年龄测定技术及应用 同位素地质年龄测定技术是判断岩体年龄或地质事件发生时代的常用方法，主要包括U-Pb法、Ar-Ar法、Rb-Sr法、Sm-Nd法等，各类方法均有其自身的特点，因此其适用范围和注意事项也存一定的区别。本文以Rb-Sr法为例，对其原理、使用范围、注意事项及其局限性进行了分析讨论，希望能为读者提供参考。 标签：同位素;地质年龄;Rb-Sr法;应用 1 概述 随着科学技术的不断发展，地质学在帮助人类认识地球方面的作用日渐明显。同位素地质年龄测定技术是以放射性同位素为基础的测量技术，该技术在地质研究方面的应用，可提高测量结果的有效性，便于人们更好地发现地球演变规律。本文将对同位素地质年龄测定技术及其相关应用进行探讨。 2 同位素地质年龄测定技术 2.1 原理分析 测定原理为元素放射性衰变，放射性是指原子核可自发地放射各种粒子，具有自发放射各种射线的同位素称为放射性同位素;而放射出α或β射线后，原子核发生变化的过程可成为放射性衰变;衰变前的放射性同位素称为母体，衰变过程中产生的新同位素则称为子体;若经过一次衰变就可获得稳定子体的为单衰变;若经历若干次连续衰变获得稳定子体的则称为衰变系列。在衰变过程中，放射性同位素母体同位素原子有一半完成衰变所耗费的时间成为半衰期，较为稳定，不受元素状态、外界环境、元素质量变化的影响;放射性同位素在单位时间内每个原子核的衰变概率成为衰变常数。利用放射性衰变规律计算地质年代的主要依据就是半衰期和衰变常数。 2.2 放射性同位素测定地质年龄的前提 放射性同位素测定岩体年龄的常用技术有U-Pb法、Ar-Ar法、Rb-Sr法、Sm-Nd法、Re-Os法、（U-Th）/He法等，各种方法的使用前提基本相同：①用于测定地质年龄的放射性同位素半衰期与测定对象相匹配，且半衰期和衰变常数能被准确测定;②能准确测定母体同位素组成及各项同位素的相对丰度;③母体衰变产物具有一定的稳定性，便于使用仪器设备对其进行检测;④岩石或矿物处于封闭状态，减少误差;⑤岩石或矿物形成过程中，同位素处于开放状态时间较短，可忽略不计。 3 同位素测定地质年龄的应用 同位素测定地球年龄技术较多，本文以较为常用的Rb-Sr法为例，对其应用

DZT 0184.4-1997岩石、矿物铷锶同位素地质年龄及锶同位素比值测定

FHZDZTWSDZ0004 同位素地质岩石矿物的铷锶同位素地质年龄和锶同位素比值测定质谱法 F-HZ-DZ-TWSDZ-0004 同位素地质—岩石矿物的铷锶同位素地质年龄和锶同位素比值测定—质谱法 1 范围 本方法适用于岩石、单矿物的铷锶同位素地质年龄和锶同位素比值测定。 2 原理 岩石或单矿物中的铷（87Rb）经β衰变生成稳定同位素87Sr。根据对试样中母体同位素87Rb （或Rb元素）和子体同位素87Sr（或Sr元素）含量及锶同位素比值的测定，即可根据放射性衰变定律计算试样形成封闭体系以来的时间，即岩石或单矿物形成以来的时间。 试样用氢氟酸、高氯酸分解后转化成盐酸溶液，再用阳离子交换树脂色谱分离和纯化铷和锶。然后用同位素稀释质谱法测定试样中的铷、锶含量及锶同位素比值，用最小二乘法计算由一组样品拟合的等时线年龄，或直接代入年龄方程计算单矿物试样的模式年龄。 3 试剂 3.1 去离子水：二次蒸馏水，用作清洗器皿和配制洗液用。 3.2 超纯水：分析用水，用去离子水经水纯化器（Milli-Q型或其他类型）纯化制备超纯水，或用石英亚沸蒸馏器对纯化器纯化的水再进行进一步纯化，纯化后超纯水的电阻率应达到18MΩ，超纯水中有关元素的空白值应到10-12g/g量级。 3.3 盐酸（ρ1.19g/mL），优级纯。 3.4 盐酸：超纯，用优级纯盐酸（ρ1.19g/mL）经石英亚沸蒸馏器亚沸蒸馏制备。 3.5 盐酸（1+1）：优级纯，量取100mL优级纯盐酸（ρ1.19g/mL）和100mL超纯水混合配制。 3.6 盐酸（1+1）：超纯，量取100mL超纯盐酸（ρ1.19g/mL）和100mL超纯水混合配制。3.7 盐酸，1mol/L：量取16.68mL超纯盐酸（ρ1.19g/mL）置于200mL容量瓶中，加入超纯水稀释至刻度，摇匀。 3.8 盐酸，2.5mol/L：量取41.67mL超纯盐酸（ρ1.19g/mL）置于200mL容量瓶中，加入超纯水稀释至刻度，摇匀。 3.9 氢氟酸（ρ1.15g/mL），优级纯。 3.10 氢氟酸：超纯，用优级纯氢氟酸（ρ1.15g/mL）经氟塑料（F46）双瓶亚沸蒸馏器亚沸蒸馏制备。 3.11 高氯酸（ρ1.67g/mL），优级纯。 3.12 高氯酸：超纯，用优级纯高氯酸（ρ1.67g/mL）经减压石英亚沸蒸馏器亚沸蒸馏制备。 3.13 硝酸（ρ1.42g/mL），优级纯。 3.14 硝酸：超纯，用优级纯硝酸（ρ1.42g/mL）经石英亚沸蒸馏器亚沸蒸馏制备。 3.15 硝酸：3.5mol/L：量取43.75mL超纯硝酸（ρ1.42g/mL）置于200mL容量瓶中，加入超

碳同位素组成特征及其在地质中的应用

同位素地球化学

目录 一、碳的同位素组成及其特征 (1) 1.碳同位素组成 (1) Ⅰ、碳的同位素丰度 (1) Ⅱ、碳的同位素比值（R） (1) Ⅲ、δ值 (2) 2.碳同位素组成的特征 (2) Ⅰ.交换平衡分馏 (2) Ⅱ.动力分馏 (3) Ⅲ.地质体中碳同位素组成特征 (3) 二、碳同位素在地质科学研究中的应用 (8) 1. 碳同位素地温计 (8) 2．有机矿产的分类对比及其性质的确定 (9) Ⅰ.煤 (9) Ⅱ.石油 (9) Ⅲ. 天然气 (11)

碳同位素组成特征及其在地质科研中的应用 一、碳的同位素组成及其特征 1.碳同位素组成 碳在地球上是作为一种微量元素出现的，但分布广泛，在地质历史中有着重要作用。碳的原子序数为6 ，原子量为12.011，属元素周期表第二周期ⅣA族。碳在地壳中的丰度为2000×10-6，是一个比较次要的微量元素。在地球表面的大气圈、生物圈和水圈中，碳是最常见的元素之一，是地球上各种生命物质的基本成分馏。碳既可以呈固态形式存在，又能以液态和气态形式出现。它既广泛分馏布于地球表面的各层圈中，也能在地壳甚至地幔中存在。总之，碳可呈多种形式存在于自然界中。在有机物质和煤、石油中，以还原碳的形式存在，在二氧化碳气体和水溶液中，以氧化碳形式出现。碳还可呈自然元素形式出现在某些岩石中（如金刚石和石墨）。一般用同位素丰度、同位素比值和δ值来表示同位素的组成。 Ⅰ、碳的同位素丰度 同位素丰度指同位素原子在元素总原子数中所占的百分比，自然界中的碳有2个稳定同位素：12C和13C。习惯采用的平均丰度值分别为98.90%和1.10%。由此可见，在自然界中碳原子主要主要是以12C的形式存在。另外碳还有一个放射性同位素14C，半衰期为5730a。放射性14C的研究，目前已发展成为一种独立的同位素地质年代学测定方法，主要应用于考古学和近代沉积物的年龄测定。适合用于作碳稳定同位素分馏析的样品包括：石墨、金刚石等自然碳矿物，方解石、文石、白云石、菱铁矿、菱锰矿等碳酸盐矿物；石灰岩、白云岩、大理岩等全岩样品；各种矿物包裹体中的C O2和CH4气体以及石油、天然气及有机物质中的含碳组分馏等。 Ⅱ、碳的同位素比值（R） 同位素比值R=一种同位素丰度/另一种同位素丰度 对于非放射性成因稳定同位素比值： R=重同位素丰度/轻同位素丰度 由此可见，碳的同位素比值R=1.1%/98.9%=0.011

同位素地球化学 34

S TABLE I SOTOPES IN P ALEONTOLOGY AND A RCHEOLOGY I NTRODUCTION The isotopic composition of a given element in living tissue depends on: (1) the source of that ele-ment (e.g., atmospheric CO2 versus dissolved CO2; seawater O2 vs. meteoric water O2), (2) the proc-esses involved in initially fixing the element in organic matter (e.g., C3vs. C4photosynthesis), (3) subsequent fractionations as the organic matter passes up the food web. Besides these factors, the iso-topic composition of fossil material will depend on any isotopic changes associated with diagenesis, including microbial decomposition. In this lecture, we will see how this may be inverted to provide insights into the food sources of fossil organisms, including man. This, in turn, provides evidence about the environment in which these organisms lived. I SOTOPES AND D IET: Y OU ARE WHAT YOU EAT In Lecture 28 we saw that isotope ratios of carbon and nitrogen are fractionated during primary pro-duction of organic matter. Terrestrial C3 plants have d13C values between -23 and -34‰, with an av-erage of about -27‰. The C4 pathway involves a much smaller fractionation, so that C4 plants have d13C between -9 and -17‰, with an average of about -13‰. Marine plants, which are all C3, can util-ize dissolved bicarbonate as well as dissolved CO2. Seawater bicarbonate is about 8.5‰ heavier than atmospheric CO2; as a result, marine plants average about 7.5‰ heavier than terrestrial C3 plants. In contrast to the relatively (but not perfectly) uniform isotopic composition of atmospheric CO2, the carbon isotopic composition of seawater carbonate varies due to biological processes. Because the source of the carbon they fix is more variable, the isotopic composition of marine plants is also more variable. Finally, marine cyanobacteria (blue-green algae) tend to fractionate carbon isotopes less during photosynthesis than do true marine plants, so they tend to average 2 to 3 ‰ higher in d13C. Nitrogen isotopes are, as we saw, also fractionated during primary uptake. Based on their source of nitrogen, plants may also be divided into two types: those that can utilized N2directly, and those utilize only “fixed” nitrogen as ammonia and nitrate. The former include the legumes (e.g., beans, peas, etc.) and marine cyanobac-teria. The legumes, which are exclusively C3 plants, utilize both N2 and fixed nitrogen (though symbiotic bacteria), and have an average d15N of +1‰, whereas modern non-leguminous plants average about +3‰. However, it seems likely that prehistoric nonleguminous plants were more positive, averaging perhaps +9‰, because the iso-topic composition of present soil nitrogen has been affected by the use of chemical fer-tilizers. For both groups, there was proba-bly a range in d15N of ±4 or 5‰, because the isotopic composition of soil nitrogen varies and there is some fractionation involved in uptake. Marine plants have d15N of +7±5‰, whereas marine cyanobacteria have d15N of –1±3‰. Figure 34.1 summarizes the 15 10 5 --5 d13C PDB ‰ d15N ATM ‰ Figure 34.1. Relationship between d13C and d15N among the principal classes of autotrophs.

同位素地球化学研究进展

同位素地球化学研究进展

1 概述 同位素研究是地质学的重要研究手段之一，可以视之为科学研究史上的革命，它的发展极大地加速了许多科学研究进程。同位素地质应用是同位素地球化学的重要组成部分。随着放射性现象的发现，同位素的分析逐渐被建立为独立的研究领域。作为独特的示踪剂和形成环境与条件的指标，同位素组成已广泛的应用到陨石、月岩、火成岩、沉积岩、变质岩、大气、生物以及各种矿床等领域的研究。通过研究同位素在地质体的分布及在各种地质条件下的运动规律来研究矿物、岩石和矿床等各个领域，成为解决众多地质地球化学问题的强有力手段。 地球的历史是一个由大量地质事件构成的漫长的时间序列，它具有灾变和渐变相间的特点。我们在认识这一复杂的过程时，主要依据能保留事件踪迹的证据。同位素的迁移活动寓于地质作用之中，地质事件对地球的影响有可能跨越后期作用而被保存下来，因此同位素组成上的变异常常能提供最接近事实的证据，并且相关研究也用一系列显著成绩证实了这点。 1.1 同位素地球化学的发展现状 同位素的丰度和分布的研究正经历着飞跃性的发展。在不到一百年的时间里，已经取得了非凡的成果，解决了一系列重要的问题，如南非南德斯金矿的成因问题。此外，随着大量的数据和文章的面世，理论基础的不断完善，实验技术的不断发展，同位素地球化学迄今为止仍在快速的发展着，并不断与其他学科相互渗透形成新的学科分支，如宇宙同位素地球化学、环境同位素地球化学等。因此，同位素地球化学已非局限于研究地球及其地质现象，而是扩展到了太阳系的其他星体和其他科学领域。显然，地质学已到了一个新的时期，即同位素地质学时期。 1.2 同位素概念 1913年，Soddy提出了同位素概念，即原子内质子数相同而中子数不同的一类原子即为同位素。一个原子可以有一种或多种同位素。有的元素仅有稳定同位素（如O、S），稳定同位素的原子核是稳定的，目前还未发现他们能自发衰变形成其他的同位素。有的仅有放射性同位素（如U、Th）。放射性同位素原子核是不稳定的，他们能自发的衰变形成其他的同位素，最终转变为稳定的放射成因同

地质年代详解

地质年代表（单位：百万年）

地质年代表 第一节地质年代 研究地球及地壳的发展演化历史是地质学的重要任务之一。在长达46亿年的漫长地质历史中，地球上经历了一系列的地质事件，如生物的大规模兴盛与灭绝、强烈的构造运动、岩浆活动、海陆变迁等。地球的发展演变历史正是由这些地质事件所构成的。所以，要研究地球或地壳的历史，其中最重要、最基础

地质年代（geologic time）就是指地球上各种地质事件发生的时代。它包含两方面含义：其一是指各地质事件发生的先后顺序，称为相对地质年代；其二是指各地质事件发生的距今年龄，由于主要是运用同位素技术，称为同位素地质年龄。这两方面结合，才构成对地质事件及地球、地壳演变时代的完整认识，地质年代表正是在此基础上建立起来的。 一、相对地质年代的确定 岩石是地质历史演化的产物，也是地质历史的记录者，无论是生物演变历史、构造运动历史、古地理变迁历史等都会在岩石中打下自己的烙印。因此，研究地质年代必须研究岩石中所包含的年代信息。确定岩石的相对地质年代的方法通常是依靠下述三条准则。 （一）地层层序律 地质历史上某一时代形成的层状岩石称为地层（stratum）。它主要包括沉积岩、火山岩以及由它们经受一定变质的浅变质岩。这种层状岩石最初一般是以逐层堆积或沉积的方式形成的，所以，地层形成时的原始产状一般是水平的或近于水平的，并且总是先形成的老地层在下面，后形成的新地层盖在上面，这种正常的地层叠置关系称为地层层序律。它是确定同一地区地层相对地质年代的基本方法。当地层因构造运动发生倾斜但未倒转时，地层层序律仍然适用，这时倾斜面以上的地层新，倾斜面以下的地层老。当地层经剧烈的构造运动，层序发生倒转时，上下关系则正好颠倒。 （二）化石层序律 地层层序律只能确定同一地区相互叠置在一起的地层的新老关系，要对比不同地区的地层之间的新老关系时就显得无能为力了，这时，地质学上常常利用保存在地层中的生物化石来确定。 地质历史上的生物称为古生物，化石（fossil）是保存在地层中的古代生物遗体和遗迹，它们一般被钙质、硅质等充填或交代（石化）。18～19世纪，古生物学家与地质学家通过对不同地质历史时期的古生物化石的详细研究，终于得出了对生物演化的规律性认识——生物演化律，即生物演化的总趋势是从简单到复杂，从低级到高级；以往出现过的生物类型，在以后的演化过程中绝不会重复出现。前一句反映了生物演化的阶段性，后一句反映了生物演化的不可逆性。这一规律用来确定地层的相对地质年代时就表现为：不同时代的地层中具有不同的古生物化石组合，相同时代的地层中具有相同或相似的古生物化石

地幔流体的稳定同位素地球化学综述

地幔流体的稳定同位素地球化学综述 王先彬　吴茂炳张铭杰 (中国科学院兰州地质研究所,兰州,730000) 摘　要　总结了20年来国内外学者对地幔流体研究的成果和认识。主要包括地幔流体的性质和组成; 地幔 流体中同位素的含量、组成和赋存形式;同位素分馏和地幔脱气等作用对地幔组分的影响等。在不同地区和不同构造环境条件的地幔流体中,各种组分含量和同位素组成变化可以很大,从一个侧面指示地幔组分的不均一性,反映了不同地幔物质的形成历程不同或来自不同的地幔源区。此外,还讨论了目前存在的几个疑点。 关键词　地幔流体　稳定同位素地球化学　同位素分馏　地幔脱气作用　地幔源 第一作者简介　王先彬　男　1941年出生　研究员　主要从事稀有气体地球化学、非生物成因天然气及同位素地球化学等领域的研究工作 随着高精度探测技术的出现和地球科学知识的积累,人们对地球的认识进入到更深的层次。从传统的地壳到壳-幔作用,近几年来又深入到核-幔边界以至对地核的认识[1],使得对地球深部物质的研究与深部地球物理和地球化学进一步结合成为可能,并为提出全面统一的地球演化动力理论和模式准备了条件。地幔流体的研究是了解地球深部的重要手段之一。本文就地幔流体中稳定同位素方面的近期研究进展作一综述。 1　地幔流体的性质 作为地球内部的一种重要介质流体,是研究地球深部地质作用、了解深部物质的物理化学环境乃至地球发展演化的重要组分,其重要性愈来愈被更多的人所认识,是近20年来地学研究的热点。 流体,在地球科学研究中,常常是挥发组分的液相、气相及其超临界相以及硅酸盐熔体的统称,但在许多情况下不包括硅酸盐熔体。因此,地幔流体是指在地幔条件下(物相、温度、压力和氧逸度等)处于平衡并稳定共存的挥发组分[2],其形成温度大约在900℃至1400℃之间,其化学组成不均一,受多种因素控制,一般地以C、H、O、N和S(CHONS)为主要化学组分并以含较高的氢为特征,且含微量的稀有气体、F、P、Cl等。地幔挥发 1999年11月2日收稿,12月8日改回。份具有与地幔高p-t条件相适应的物理化学特性(如高的气体密度等),其地球化学性质以易溶于硅酸盐熔体(特别是富碱硅酸盐熔体)为特征,促进低熔点并且饱和挥发份的高钾原始岩浆和地幔交代熔体的形成,同时对于微量元素有高的溶解度(如大离子半径亲石元素、高价阳离子和稀土元素等),并且具有使溶质及各种微量元素产生再沉淀作用(如地幔交代作用导致地幔富集事件)。地幔流体的性质决定了它是地球内部能量和质量传输最活跃的组分,它控制着地幔岩浆作用、交代作用以及地幔变质变形等地质、地球化学作用的发生和发展,是对地球形成、发展和演化起重要作用的组分,具有重要的研究意义。 2　地幔流体的稳定同位素地球化学研究进展 自R oedder(1965)观察到全球碱性玄武岩的超镁铁质捕虏体中均找到CO2包裹体以来,地幔流体的研究工作陆续展开。许多学者采用各种测试方法(如电子探针、离子探针、激光拉曼探针、质谱计等)对认为是来自地幔的岩石矿物样品(如金刚石、金伯利岩、碳酸岩、大洋玄武岩、地幔包体等)进行了包裹体挥发组分及熔体主要元素的测定,发现不同地区、不同环境条件的地幔流体中各组分的含量变化很大,从一个侧面指示了地幔组分的不均一性。 96 2000年第28卷第3期Vol.28,No.3,2000 地　质　地　球　化　学 GEOLO GY2GEOCHEMISTR Y

同位素地质年代学中主要定年方法概述

同位素地质年代学的定年方法概述 一些元素(K,Rb,Re,Sm,Lu,U与Th)的自然长寿命放射性同位素,衰变为另种元素稳定同位素的作用,广泛应用于岩石与矿物的年龄测定。这种测年提供了关于地球地质历史的信息,并已用于标定地质年代表。地质过程时间维的确定就是一项重要而复杂的研究任务。准确标定某一地质体的年代就是区域地质学、地球化学、矿床学与大地构造学研究中不可缺少的内容,对于区域地史演化规律的研究与找矿方向的确定,都具有十分重要的理论与实际意义。可以说,现代岩石学在很大程度上已经离不开同位素地质学的研究。在上一世纪60-80年代Sr、Nd、Pb 等同位素地质理论蓬勃发展并逐渐成熟的形势下,Re-Os、Lu-Hf等新的同位素体系也在快速发展。近年来,由于各种新型同位素分析仪器的开发利用与分析测试技术方法上的迅猛发展,例如新一代高精度、高灵敏度、多接收表面热电离质谱仪(TIMS TRITON)、多接收电感耦合等离子体质谱仪(MC-ICP-MS)与高灵敏度高分辨率离子探针质谱(SHRIMP)技术的开发与利用,大大拓宽了各种同位素新技术方法在地球科学各个领域中的应用,并取得了一系列令人瞩目的新发现与新认识。 目前,地质体的定年主要采用的就是K-Ar法、40Ar-39Ar法、U-Pb法、Pb-Pb法、Rb-Sr 法、Sm-Nd法等,已经获得了非常丰富的资料。然而,由于地质作用过程的复杂性、多期性与测年方法及测试对象的局限性,对已经获得的年龄数据,不同的学者往往有不同的地质解释。因此,开展同位素定年方法学中的适用性与局限性有关问题的研究,不仅有助于重新认识、评价与应用已有的资料,而且有利于今后工作中同位素定年方法的改进。 一、K-Ar法与40Ar-39Ar法 常规的K-Ar法定年主要建立在两个基本的假设条件之上。①矿物或岩石形成以后,对钾与氩保持封闭体系,既没有钾与氩的加入,也没有钾与氩的逃逸。②矿物或岩石中不含有大气氩;如果含有氩,则只能由大气混染造成,可以进行常规法定年的大气混染校正(穆治国,1990)。然而,随着超高真空技术、高频辐射加热技术与高精度质谱计的使用,在K-Ar法定年过程中,发现了越来越多与上述假设相矛盾的现象。在后期岩浆活动、变质作用等热扰动事件的影响下,矿物中不仅可以出现氩的丢失,而且可以出现氩的过剩(Jeager等,1985;陈文寄等,1992;李大明等,1999)。因此,对于曾经历过多期岩浆—变质—构造活动改造的地质体,常规K-Ar法已经不就是一种可靠的定年方法。 目前,被称为现代K-Ar法的分步升温释氩法,即40Ar-39Ar法, 39Ar/40Ar计时法就是把含钾样品放入核反应堆接收快中子照射,此时39K核被打进一个中子、放出一个质子,转变成半衰期为269年的39Ar,即发生39K(n,p)39Ar反应。用质谱计测定被照射样品中的39Ar/40Ar比值,代替通常在K-Ar法中的39Ar/40Ar比值,计算样品的地质年龄。 39Ar/40Ar年龄就是根据中子照射样品后,一次性溶化所释放的全部氩气来进行计算的。然而,39Ar/40Ar法的最大优越性就是采用分阶段升温加热的方法。通常每个温度阶段加热时间就是一小时,对每次加热所释放的氩进行纯化与质谱测定。这样,每一次试验结果就可计算出一个表面年龄;对任何一个样品来说,就能得到一系列的表面年龄。若以递增加热分阶段提取氩所得的表面年龄为纵坐标,释放39Ar的累积百分数为横坐标,则得到样品的年龄谱图。通过年龄谱图可判断氩在样品形成之后就是否发生过丢失。如果样品自结晶作用以来对氩与钾保持封闭体系,那么每次馏分的39Ar/40Ar*比值应该就是一样的,从而给出相同的表面年龄;这时,产生一致的年龄谱,即为一条水平线。 然而,更常见的就是,样品或者含有过剩氩或者自其结晶冷却以来并不保持封闭体系,这时每个气体馏分的表面年龄就是不同的,产生复杂的不一致年龄谱。通过不一致年龄谱的样式与形状,不仅能了解样品的地质热历史,辨认样品就是否因遭受后期加热而发生部分去气作用,而且往往还可以获得原始的形成年龄与次生的热扰动年龄。