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第四章 同位素在海洋地球化学研究中的意义和应用

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第四章 同位素在海洋地球化学研究中的意义和应用放射性同位素向海底的发送及其在沉积物中的分布铀系测年法14定同位素在海洋地球化学研究中的应用同位素地球化学 是研究自然体系中同位素的 形成、丰度 及在自然作用中 分馏 和 衰变规律 的科学。同位素地球化学的基本概念(补充内容)同位素地球化学在解决地学领域问题的独到之处:计时作用: 每一对放射性同位素都是一只时钟,自地球形成以来它们时时刻刻地,不受干扰地走动着,这样可以测定各种地质体的年龄,尤其是对隐生宙的前寒武纪地层及复杂地质体。示踪作用: 同位素成分的变化受到作用环境和作用本身的影响,为此,可利用同位素成分的变异来指示地质体形成的环境条件、机制,并能示踪物质来源。测温作用: 由于某些矿物同位素成分变化与其形成的温度有关,为此可用来设计各种矿物对的同位素温度计,来测定成岩成矿温度。另外亦可用来进行资源勘查、环境监测、地质灾害防治等。核素 :由一定数量的质子( P)和中子( N)构成的原子核。元素 :具有相同质子数的核素。同位素 : 具有相同质子数和不同中子数的一组核素 。(具有非常相似的化学性质)他们分别是什么同位素?按原子核的稳定性分为放射性同位素 (其原子核是不稳定的,它们以一定的方式自发地衰变成其他核素的同位素)稳定同位素 (凡原子能稳定存在的时间大于 1017a)轻稳定同位素重稳定同位素同位素的分类:一般来说 质量数 A< 209的同位素大部分是 稳定的 ,只有少数是放射性的 ,如 14C, 40K, 87质量数大于 209的同位素全部属于 放射性同位素 。一种元素可由不同数量的同位素组成。自然界中同位素最多的是 10个同位素:112, 114, 115, 116, 117, 118, 119, 120, 122, 124e、 F、 7种。其余大多数由 2引起自然界同位素成分变化的主要过程:放射性同位素的衰变由各种化学和物理过程引起的同位素分馏稳定同位素的分馏:物理分馏 :同位素之间 由质量引起 的一系列物理性质(密度、沸点、熔点等)的微小的差别,使之在 蒸发、凝聚、升华、扩散 等自然物理过程中发生 轻重同位素的分异 。动力分馏 : 质量不同的同位素分子具有不同的分子振动频率和化学健强度(从热力学角度上来讲 容、熵与 因轻同位素形成的键比重同位素更易破裂,这样在化学反应中 轻同位素分子的反应速率高于重同位素分子 。在反应产物中更富集哪种同位素???生物化学分馏 : 动植物及微生物在生存过程中经常与介质交换物质、并通过生物化学过程引起同位素分馏。例如:植物通过光合作用,使 12此生物成因地质体如煤、油、气等具有高的 12C。平衡分馏 : 就是在化学反应中反应物和生成物之间由于物态、相态及化学键性质的变化,使轻重同位素分别富集在不同分子中而发生分异,称 同位素交换反应 。例如:大气圈与水圈之间发生氧同位素交换反应218162216182 22 分馏系数 :同位素分馏作用的大小,一般用分馏系数 α 表示: α= 某元素同位素在 某元素同位素在 中 A、 可是不同化合物)α 偏离 1愈大,分馏作用愈强; α 接近 1,表示分馏作用愈弱。 在同位素交换反应时,分馏效应是随温度而变化的,一般来说温度越高, α 越小,分馏效应愈不显著。(0℃ :α= 25℃ :α=同位素分馏程度的表示方法:    1 0 0 01R/ 0 0R/  -=-=‰ 标样标标样R—— 同位素丰度的相对变化(通常将微量同位素作为分子)R           例如:这样就可以从样品的 δ值看出 样品中微量同位素比标准富集和贫化的程度 。如果样品的 δ >0,则 …如果样品的 δ <0,则 …如果样品的 δ =0,则 …表明微量同位素比标准更富集表明微量同位素比标准贫化表明样品与标准具有相同的同位素丰度比同位素标准样品:同位素分析资料要能够进行世界范围内的比较,就必须建立世界性的标准样品。 世界标准样品的条件 :①在世界范围内居于该同位素成分变化的中间位置,可以做为零点;②标准样品的同位素成分要均一;③标准样品要有足够的数量;④标准样品易于进行化学处理和同位素测定。元 素 标 准 样 缩 写H、 O 大洋水平均 国南卡罗莱纳州,皮迪组的美洲箭石(已耗尽) 洛霍芬石灰岩 0S 美国亚利桑那州坎宁迪亚布洛铁陨石中的陨硫铁 生于 1867由于 她在放射性 物质 研究上的 贡献于 1903年 与其他二人共同 获得诺贝尔奖– 是物理方面的 奖项– 当 年她是 与皮尔居里以及 贝克瑞 共同 得奖• 又于 1911年 因为镭 ( 釙 ( 发现 ,二度获得诺贝尔奖– 所得的是 化学 方面的奖 項放射性衰变:自然界中不稳定核素不断自发地放射出质点和能量、转变成稳定的核素,称为 核衰变 或 蜕变 。通常我们将衰变前的核素称为 母体 ,衰变后的核素称为 子体 。不受任何物理化学条件的影响。β原子核中一个中子分裂为一个质子和一个电子(即 β,同时放出中微子 和能量 E。  1原子量原子序数    87388737    40204019例如:α衰变 : 放射性母核放出 α粒子 ( α粒子由两个质子和两个中子组成, α粒子实际上是 )而转变成稳定核。42  )(4242 原子量原子序数 )(422228622688 (镭 ) (氡)例如:由上式可见,新核的同位素原子序数比母核少 2,质量数少 4。自然界的重同位素 235U、 238U、 232 衰变为主。电子捕获: 原子核自发地从核外电子层( 层)捕获 1个电子 ( e) ,通常在 吸取,与质子结合变成中子,质子数减少 1个( 是 β β+粒子 )。由上式可见,其衰变产物核质量数不变,质子数(核电荷数)减 1,变成周期表上左邻的新元素。原子量原子序数   1例如:  40184019重核裂变: 重放射性同位素自发地分裂为 2— 3片原子量大致相同的“碎片”,各以高速度向不同方向飞散,如 238U, 235U, 232自然界中,有些同位素只需通过一次某种固定形式的衰变,即可变成某种稳定同位素:7388737   但是,有些放射性同位素需经过一系列的各种衰变才能变化成稳定同位素: 0 6782 3 8     0 8462 3 2     0 7472 3 5    A=38、 132 同重元素的分支衰变对于任何放射性同位素体系,放射性核素衰变掉初始原子数一半所需的时间称为 半衰期 。to to of in 射性同位素向海底的发送及其在沉积物中的分布放射性强度:早期放射性单位为 居里 ( 因居里夫人而得名。11010次核衰变 /秒( 前常用的放射性强度单位为 贝克 ( 秒钟衰变的次数)11010每分钟衰变的次数;每小时衰变的次数。海水中几种重要天然放射性核素的放射性强度核素 A (μμCi/l) 核素 A (μμCi/l)3H 3 226 4~ 1014C 2 × 1020 210~ 10101038U 2321034U 228104× 10235U 5× 10海洋环境中放射性同位素的来源大气 : 7T=53d)、 3H( T=12a)、 32T=300a )、14C( T=5730a )、 26T=106a )、 210T=22a )等。它们多具宇宙成因并随大气降水降落地表和海洋,并通过水柱最终进入海底沉积物。陆源 :主要来自岩石风化作用,通过地表径流输送入海。放射性母体的衰变 :放射性母体进入海洋后经衰变后产生一系列放射性子体,最终都会进入海底沉积物。海底玄武岩、海底沉积物及海底喷口 :可释放放射性同位素入海。放射性同位素通过水柱进入沉积物的途径先为生物所摄取,生物死亡后随生物介壳沉向海底。为颗粒物质所吸附,然后共同沉向海底。放射性同位素在沉积柱中的分布如果 没有生物扰动 ,放射性同位素在沉积柱中的分布将作指数衰减。由于 生物扰动作用 ,可使沉积柱顶部年龄趋于均一化,表现为一常数。大西洋中央海岭岩芯的 14系测年法铀钍的系列衰变铀系测年,或铀系不平衡测年法是海洋地球化学研究中最常用的测年方法,其测年范围可从 数十年到数百万年 。 自然界有三个衰变系列:238238U 206235U 208232 207体 2, 3… ,后一放射性同位素为前一放射性同位素的子体,而前一放射性同位素为后一放射性同位素的母体。其衰变常数分别为 λ 1, λ2, λ3 … 。当 2的原子数比值趋近于常数时, 2组成的放射系达到了 放射性平衡状态 。开始由于 着时间的推移,二者将达到放射平衡状态。λN=衰变速度自然界的三个衰变系列,作为最初母体的铀、钍,其半衰期比各自子体的半衰期要大得多。因此,在较短的地质时期内,母体数可视作恒量。则:此时,子体的衰变速度等于母体的衰变速度,这种情况放射系达到了“ 长期平衡 ”( 它是铀系不平衡测年法的理论基础。因此整个放射系达到长期平衡时:在实际测量中,测量的是各子体的放射性,因此通常用各子体的 比放射性活度 代表各子体的衰变速度。1 1 2 2 C——计数器的计数率A = C N1 1 2 2 3 3 n N N       铀系不平衡测年法原理:放射系 238U、 23532体半衰期大于子体,在衰变过程中可被 地质作用 所切断。这些地质作用包括风化侵蚀、溶解沉淀、吸附和生物作用等。在岩浆结晶时也能把子体从母体分离出来。其原因就在于母、子体属于不同的化学元素,具有不同的化学性质,因而导致它们在自然界的相互分离。当分离后,自然会造成某些成员的过剩和另一些成员的短缺,使得成员之间 偏离长期平衡状态 。其次,在此体系中,过剩成员与短缺成员之间,随着时间推移将会 重新建立起放射性长期平衡 。由趋于平衡的程度来测年。铀系不平衡法弥补了 4在海洋沉积、湖泊沉积、冰雪沉积、沉积速率、铁锰结核生长过程及地球化学示踪等研究中得到广泛应用。其具体方法很多,如 23032234U/23830382303423031210234U/23834238 衰变时产生反冲作用,将子体 23423434快衰变成 234U。 234因此,水体中的( 234U/238U) 。在 238果没有外来母、子体的加入和衰变链中各成员的丢失,最终会达到长期平衡。但是在河水中这一比值为 大洋水中约为 明 234系没有达到平衡。镤因此自海水中形成的碳酸盐含有过剩的 234U。它将衰变为 230果该碳酸盐保持封闭状态,则最终将在23423031们达到平衡的过程将遵循放射性衰变指数规律。γ0——样品的初始 ( 234U/238U)放射性活度比值右边第一项 ——与 238γ0——过剩的 234342340238知道234238样品的样品的年龄 34234U/238U)法已用于测定海洋和非海洋的碳酸盐的年龄。特别对于 珊瑚 测年最为成功。2303230在氧化环境下,铀呈正 6价,易形成络离子并溶解于海水中,而 价,易为颗粒物质所吸附而自海水移出,进入沉积物。因此, 铀在海水中的居留时间长 ( 5× 105a),且在海水中的丰度比岩石圈高;而几十年),在悬浮体浓度很高的海岸带更易被吸附、“清扫”,居留时间更短。2 3 4 2 3 0 2 2 6U T h R a镭在沉积物中,钍的同位素组成只有 23032为其它的半衰期都很短,无以保存。 230321041010a。因此可以认为在海洋沉积柱的形成时限内, 232 230样就能用23032来测定海洋沉积物、海洋自生矿物的年龄,沉积速率和矿物的生长速度等。230 e 230——为 230100——为海水 30232R——为沉积柱任意深度上的230232t——代表 该深度沉积物的形成年龄沉积速率 hs t经( 2303203a。据 1962), 种变化类型 :恒定的沉积速率沉积速率有阶段性改变上部的水平线说明在沉积物顶部有掘穴生物或海流的混合作用。表明有来自 23430映了什么样的沉积速率?21038222)为气体,可从地面逸向大气层。 22210寿命较长,半衰期为 随大气降水、降雪回到大地和海洋。降回大地的,大部分为土壤有机物所络合或为颗粒表面所吸附,部分随着颗粒物质进入河流,并最终进入海洋、湖泊沉积。在海洋本身,通过来自海底的 222在不断产出 210近岸带,由于悬浮物质对 210清扫”作用 ,21010明了什么?水柱中 210映了什么问题?基于上述,在冰雪、湖泊及浅海沉积物中以含有较高的 210成为 210据210适于测定 近百余年 的地质事件和年龄,并可作为研究海底生物扰动作用和地表水盆中重金属行为的示踪剂。测定冰雪年龄及堆积速率和湖、海沉积物年龄及沉积速率的计算公式:2 1 0 2 1 0 0 b e 210 为冰雪或沉积物某深度上单位重量样品的 210代表冰雪或沉积物表层样品的 210冰雪或沉积物样品的年龄:积物中210映了什么问题?岩芯顶部样品受掘穴生物的混合作用,使210 点,为海水 积物的 210明过剩的 210系达到长期平衡状态。实例一实例二镭法226T=1620a)和 228T=接产自 230钍在海水中的居留时间很短,很快进入沉积物。因此, 海水中的 22628在海底沉积物中, 沉积速率越快,得自上覆水柱的 230 23026而扩散进入底部海水的 226、钡 性质的相似性表现在二者在大洋中的分布具有明显的 正相关性 。由于来自海底的镭通量不均一,限制了镭作为计时计的应用,但镭异常可用于海洋 示踪研究 。几种铀系测年法之间的比较第三节 1440年代兴起的一种测年方法。它适用面很广,已广泛应用于第四纪地质学、冰川学、文物考古、湖泊海洋及数万年期间所发生一切事件的研究中。碳的同位素组成12C : , 13C : , 14C : 104半衰期为 5730年实验室侦测极限 : 十 个半衰期 ( 约 六 万 年 )41 9 1 0 / a  14然界 142里大气 中子 相撞击,发生吸收中子和放出质子的核反应,形成 14C,而 14 4N。宇宙 射线 ( a. 质子 ( 87% b. 粒子(  12% c. 原子核( 1%147N + 中子 → 146C – 质子β 4 71416影响 14的因素: a. 太阳活动 b. 地球 磁场强度化石燃料的 使用与 原子 弹试 爆 会人为影响 大 气 中 14而不论植物界、动物界、无机碳酸盐和海水, 14但是一旦 生物死亡和碳酸盐沉淀下来并被埋藏以后,与环境的碳交换作用停止, 14量将按衰变规律逐渐减少,并且是时间的函数。( 14C/C) 初始 ——样品形成和碳酸盐初结晶时所具有的放射性比度,它相当于大气层中的放射性比度。( 14C/C) 现今 ——为样品被埋藏至今所具有的放射性比度,为单位重量碳在一分钟内的14 λ 值代入得:应用 14数万年来大气中( 14C/C)放射性比度不变,并与时间、地点无关;大气中 14是因为 14后者在两极区大于赤道区。因此两极区的 14而两极区动植物的 14此,大气中 14他的影响因素包括化石燃料的燃烧和核爆炸、核电站等。总之, 大气中 14 14此测年时必须要予以校正。通常给出的 14果说某样品的年龄是现今以前3500年,这里的“现今”指的是 1950年。( 14C/C) 初始 值与植物、动物种类无关;样品未受大气污染和其他污染。深海岩芯的14中曲线说明了什么?14品的年龄 和 沉积速率 之外,还是研究海洋水团运动和海洋地球化学作用的重要 示踪剂 。利用大洋表层水和深层水的 14直混合速率 为 300cm/a。根据大洋 14度洋深水到东北太平洋深水( 年龄最老 )的逐渐降低,表明世界大洋深层水发源于西北大西洋和南极威德尔海并经印度洋流向东北太平洋。其它沉降同位素测年由于 14致了对其他宇宙成因同位素的研究热潮。106626于测定,目前还没有作为测年手段。 10适合条件下可进行精确测定。由于其半衰期很长,主要应用于测定 铁锰结核的生长速率 。70衰期只有 53天,可用于测定温跃层的垂直涡动扩散系数。在浅海区,由于颗粒物质浓度高, 7其成为研究颗粒混合作用的有效指示剂。32960年首次在海洋环境中鉴别出 32后对硅质海绵和很多海水样品进行了大量测定。表明 32洋沉积物测年和海底生物扰动作用等。1911年, 怀疑女房东总是把剩菜改头换面之后给他吃。于是,他在剩菜中放上微量的放射性钍,然后在下一次的菜中检验是否有放射性,结果他每次都能准确地判断出他所吃的菜是剩菜还是新菜。•在生物领域的应用1923年, 豆科植物浸泡在含有放射性 21012果发现:铅全部被吸附在根部,从而保护其它部位。1949年, 4合作用•化学反应过程•在分子水平上,动态、定量地研究生命现象•免疫化学、疾病的诊断•工程问题•地质科学同位素示踪第四节 稳定同位素在海洋地球化学研究中的应用同位素地质温度计每种元素一般都由多种同位素混合而成。它们之间的相对丰度叫 该元素的同位素组成 。根据元素同位素组成的不均匀性和分馏性可以解决许多海洋地球化学问题。同位素分馏系数是温度的函数,随着温度变化而变化。当 温度接近绝对零度时, α趋近于零或无穷大,它相当于同位素达到完全的分离,而当温度趋于无限高时,α趋于 1,同位素分馏效应消失 。根据同位素分馏系数是温度的函数, 947年首次提出可以利用碳酸盐和海水之间的同位素交换反应的分馏系数确定碳酸盐的形成温度(古温度),即所谓的 地质温度计 。、首先通过实验绘制 碳酸盐 即模拟自然条件(压力、温度、使碳酸盐与人工海水在不同温度下进行同位素交换反应,待达到平衡后,分别测出碳酸盐和人工海水的氧同位素18O/16算出分馏系数 α ,然后绘制 α、测定所研究样品的 18O/16、假定古海水具有相同于今天海水的 18O/16、根据 2、 3计算出分馏系数。5、在标准曲线上求出该样品碳酸盐的形成温度(古海水温度)。显然分析样品应该在其形成后未遭受蚀变。一般 古生代及更老 的岩石样品不适于作温度测定。氧同位素地质温度计硫同位素地质温度计只要一对共生氧化物或一对共生硫化物于共同生成过程中发生同位素交换反应并达到平衡,又没有遭受后期变化和污染,都可利用两者之间的分馏系数进行生成温度的测定。这种以共生矿物对测定生成温度的方法叫“ 内部测温法 ”。而根据矿物 外部测温法 ”。氢、氧同位素16O(~ 17O( 18O ( 自然界氧有三种同位素:通常只用 18O/16然界氢同位素有 1H、 2H,后者具有放射性。通常用 2H/1利分馏 ( 凡在同位素反应中,生成物一旦生成随即被分离出去 时,就会在同位素组成上表现出特征性倾向,叫瑞利分馏。例如:雨滴从云中陆续形成和不断移出就属于这种过程。纬度效应 :在热带洋面形成的水蒸气其 δ 18O≈,因为 些水蒸气不断上升,当温度下降到露点时开始有雨滴凝结出来,变成雨水降回海面。在雨滴形成时正好经历与海水蒸发相反的同位素分馏过程,因此水滴与海水具有相同的同位素组成。随着水气向两极移动,自云中陆续形成的雨水中,其 δ 18剩余的蒸气δ 18就造成了 雨水氧同位素组成的明显纬度变化 。大陆效应 :由海岸向内陆,大气降水的 δ18度效应 :海拔由低到高,大气降水的 δ18同位素和氧同位素具有同样的纬度效应, 1此, 大气降水的 δ18δD=8δ18O+10节性变化 :夏季蒸发力大于冬季,在夏季将会有较多的 此在极地和高山区夏季堆积的雪比冬季堆积的雪具有较高的 δ18以可以根据同位素分析来确定 冰雪的季节变化 , 划分冰雪层 ,并计算出 冰雪的堆积速率 。δ18冰期时海水蒸发量大于淡水注入量,造成海平面降低;间冰期则相反,海平面升高。因此同一海底位置, 冰期时 所处水深小, 有较多的 积物的 间冰期则所处水深增加,积物中 水氧同位素变化主要反映 全球冰川体积的变化 。 有孔虫碳酸盐壳体 的形成可与海水的氧同位素达到平衡,故为良好的古气候记录器。海洋同位素阶(表过去冰期与间冰期发生的顺序。西赤道太平洋的浮游有孔虫氧同位素记录在最近80万年内出现 18次冰期与间冰期海洋岩芯与冰芯显示,地球气候可在数十年内,在气温、海水温度与盐度等指标上有巨幅改变。碳同位素有机和无机反应都可引起同位素分馏。 光合作用 是引起碳同位素分馏的重要因素,它使 12同时使较多的13。煤、石油、天然气等与生物有机质有关的产物都富于 12C。 在碳酸根和重碳酸根中相对富集 13C,因此沉积碳酸盐(石灰岩、生物介壳)中相对富集 13C。各种储库中碳同位素的分布利用碳同位素组成可以判断海洋沉积物中有机质的形成环境 。中纬度区 海洋浮游生物 δ 1320‰ ,一般 陆地植物 的 δ 13。研究表明,海洋沉积中的有机质的δ 13大气 将导致大气 δ 13有较多的 12一分馏作用与温度 有关,高纬度表层水 δ 13,低纬度表层水 δ 13。生物的光合作用和呼吸作用对碳同位素分馏具有重要影响。 浮游植物在光合作用过程中优先自海水中 摄取 12C,结果造成浮游植物体内含有 较低的 δ 13C。因而动物体内具有与浮游植物相同的 δ 13C。由于生物的死亡和新陈代谢,有机碎屑沉降到深水被分解和氧化,因此深水比表层水将具有较低的 δ 13C。生物在摄取 12此在大洋表层水 δ13伴有 而在深水,有机碎屑溶解将从有机质中释放较多的 12起 δ13与释放碳的同时也释放 海水 反相关性δ13冰期和冰期有孔虫δ13因此, 生物介壳 中 δ13水 中 13C/12后者又可作为海水中 营养元素 浓度变化的 指示剂 。of of to As a 13C in ) is in 3C.C of . 1993)000 m in 000 m in 13C in in 10,000 N. 硫同位素硫的稳定同位素有:32S:3S:4S:6S:页岩蒸发岩其同位素组成一般表示为:变质岩 花岗岩玄武岩硫酸盐玄武岩硫化物蒸发岩硫酸盐6: : S (s) 着氧化 呈现由 6价的不同价次。因此, 氧化 于硫的同位素分馏具有重要的意义。氧化 为随着硫价次的不同,键力也会有很大变化,因而增大了分子振动能的差异。一般来说,重同位素总是优先参加具有强化学键的化合物。显然在硫酸根中的键合力远大于硫化物中的键合力,故当硫化物部分地氧化为硫酸盐时将导致 34煤、石油大多相对富集 32S。细菌作用 可引起硫同位素的明显分馏。还原硫细菌能把硫酸根还原为 使 2S。细菌的同位素分馏效果根据反应速度、反应连续性和环境条件,一般可达 40‰ 以上,经多次分馏则可达到 120 ‰ 。显生宙 34S 的演变34S 和 13C 在最近的 10亿年内不成反相关性新生代 34S 的演变Ga?(= 13C=O2=34S) 34et 1998主要的影响因素:1. 黄铁矿的沉积作用2. 硫酸盐的沉积作用3. 热液和火山活动的强度钕、铅同位素钕( 铅( 重金属元素。它们同位素组成的差异与物质来源有关,并可据以判断它们在海水中的居留时间。铅同位素的来源 :在地球分异过程中 U、 U、 铅则较多地留于地幔中。故 来源于地壳的钕同位素的来源 :在地球分异过程中 在地壳中得到富集,而且 m(即有相对较多的钐留存于地幔中)。这样,在以后的地质历史中,地壳中钕的放射成因同位素 14343而 来源于地壳的钕比地幔钕将具有较低的 14344由于地质历史发展的不同,大西洋为古老大陆所包围,且中央海岭的扩张速率较慢;而太平洋周围为较年青岩石,且其海岭的扩张速率较快。这样,供给 大西洋 的物质来自周围古老大陆,其钕、铅同位素组成将与大陆壳近似,即具有 较低的 ε 143太平洋具有较高的 ε 143钕在海水中的居留时间短于各大洋之间的混合时间 (约 500年)太平洋铁锰结核 大多数 具有较低的 20604类似地幔物质),而 大西洋锰结核大多具有较高的 20604老陆壳物质)。同样,由于 十年)短于大洋水之间的混合时间,因而彼此间铅同位素组成未受均匀混合而显得有所不同。4 86878球化学研究中通常用 876以用来研究物质来源。其中:故在 地质历史中 87故在古老的硅铝岩中876今平均 年青玄武岩的876
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