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第五章 同位素地球化学-1-1_图文

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地质 储层 沉积 地化 层序地层
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第 1页 /共 78页地球化学第五章 同位素地球化学同位素地球化学是研究地壳和地球中核素的形成、丰度及其在地质作用中分馏和衰变规律的科学。同位素地球化学第 2页 /共 78页地球化学第五章 同位素地球化学近一二十年来,同位素地球化学获得了广泛的应用和发展,它几乎渗透到地质学的各个领域,是当代地球化学学科的生长点之一。同位素地球化学有二个重要分支学科。 其一是放射性同位素地球化学及放射成因同位素示踪 ,主要根据放射性同位素的衰变进行地质体系计时、以及根据放射成因产物子体同位素组成进行示踪分析,大量的、尤其是早期的工作主要是计时,所以也称为 同位素地质年代学 。其二是稳定同位素地球化学 ,主要利用 轻稳定同位素 在自然界中的分馏进行地质作用示踪。第 3页 /共 78页地球化学同位素地球化学在解决地学领域问题的独到之处:1) 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。2) 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。3) 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。第 4页 /共 78页地球化学第五章 同位素地球化学• 本章内容 自然界引起同位素成分变化的原因 同位素年代学 稳定同位素地球化学第 5页 /共 78页地球化学一、 自然界引起同位素成分变化的原因 核素的性质 同位素分类 同位素成分变化第 6页 /共 78页一、自然界引起同位素成分变化的原因(一)原子由原子核和核外电子构成。 由不同数量的质子和中子按一定结构组成各种元素的原子核 称为 核素 ,核素的质子数和中子数之和等于核素的质量数(如 16O)。核素具有质量、电荷、能量、放射性及丰度等属性。自然界存在的核素约 354种,目前人工合成的核素可达 1400余种。 具有相同质子数的核素 构成 元素 。一种元素的核数可以有不同数量的中子,称为 同位素 。它们在元素周期表上占据同一位置。任何一个核素都可以用质量数 A=P(质子数) +N(中子数)。这三个参数来表示。氧 =8,但中子数分别为 8、 9、 10,因此,氧有质量数分别为 16O、 17O、 18 7页 /共 78页(一)核素的性质(1)核素具有电荷: 一个质子带有一个单位的正电荷,原子的核电荷数等于质子数,并由此决定原子的核外电子数。核电荷数一旦改变就变成了另外一种元素,同时核电荷数也影响着核的组成及结构,即决定核的稳定性。(2)核素具有质量: 核素因含有不同数量的质子和中子,而具有不同的质量,较轻元素的同位素之间因质量差别导致在地质作用中的分异,这样,使得不同产状的地质体中同位素间的相对丰度发生变化。(3)核素具有丰度: 自然界的核素具有两种丰度。一是核素的绝对丰度 ,是指自然界各种核素存在的总量,它与组成核素的核子数量和结构有关,反映核素的稳定性。当原子序数 N/或 素不稳定,绝对丰度低。2、核素的性质第 8页 /共 78页(3)核素具有丰度:二是核素的相对丰度 ,是指元素同位素所占该元素总质量的百分数,例如大气中三个氧同位素的相对丰度是 : 16O: 17O: 18O: (4)核素具有能量: 原子核聚集高质量的粒子于一个极小的体积内,因此,原子核内孕含着巨大的能量,即核能,也称“ 结合能 ” 。结合能越高核素越稳定;结合能低(如 H、 N、核素不稳定。在核衰变过程中,一部分核能通过放射出各种粒子及射线而被释放出来。(5)核素具有放射性: 所谓放射性即不稳定核素通过放射出粒子及辐射能量,而自发地调整核内的组成和结构,转变为稳定的核素的现象,称为 放射性衰变 。放射性衰变的结果,使核素的质量、能量和核电荷数都发生变化,从而变为另外一种元素。(一 ) 核素的性质第 9页 /共 78页(二 ) 同位素分类从核素的稳定性来看,自然界存在两大类同位素:一类是其核能自发地衰变为其它核的同位素,称为 放射性同位素 ;另一类是其核是稳定的,到目前为止,还没有发现它们能够衰变成其它核的同位素,称为 稳定同位素 。然而,核素的稳定性是相对的,它取决于现阶段的实验技术对放射性元素半衰期的检出范围,目前一般认为,凡是原子存在的时间大于 1017年的就称 稳定同位素 ,反之则称为 放射性同位素 。第 10页 /共 78页目前已发现的天然同位素约 340种,其中放射性同位素有67种,稳定同位素 273种。这两类同位素在原子序数和质量数上具有明显的区别:凡是原子序数大于 83, 质量数 >209的同位素都是 放射性同位素; 原子序数 0, 表明微量同位素比标准更富集;若 δ 1,反应向右进行;当 α1,反应向右进行, α5),分别测( 8786样 (876尽管它们的值不一样,但( 87860和 3页 /共 78页Y=ax+b 其中 Y: (876 a:斜率( 1)x: (876 b:截距( 876初第 54页 /共 78页实际工作中如何获得 t 和 ( 876:① 采集一组同源样品 (岩石 +矿物 );② 测得每个样品的 (876和 (876比值;③ 即可在座标图上 , 或用最小二乘法拟合成一条直线 ,获知直线的斜率: 即可求出样品的等时线年龄。t=1/λ+[(876 -(876 ]/(876④ 等时线与纵坐标的交点截距 b,为初始锶 ( 876初2) . 5页 /共 78页3) 一组样品采集在同一母体上 (保证是同源 ,才能有一致的 876;② 样品布点的空间分布合理 (以免样品 形成不了等时线 );③ 尽力保证样品新鲜 ,不受后期作用影响 (保持封闭体系 );④ 超基性岩 )不应用此法 ,沉积岩样品应是同生沉积矿物 (海绿石 )。第 56页 /共 78页在等时线的拟合中,早期采用最小二乘法或图解法,但这些方法难以对等时线的质量进行评价。 目前一般采用 同时给予出一个等时线拟合参数( 值越小,等时线质量越好。当存在地球化学误差时, ;当不存在地球化学误差时, 。由于某些地质体同位素组成的均一性 , 各全岩样品中 因而难以获得等时线 。 在这种情况下 , 可利用全岩 +矿物等时线法获得年龄信息 , 但等时线中的所选矿物必须来自同一全岩样品 。 这种等时线称内部等时线 , 在一般情况下 , 所得年龄低于全岩 代表岩石中矿物的平均结晶年龄 。3) 7页 /共 78页性和中酸性岩浆岩形成年龄的测定。对于变质岩,由于受变质作用的影响,使得对变质岩原岩的 位素系统进行改造,因此,等时年龄往往不能提供原岩形成年龄的信息,而往往代表变质事件的年龄或无意义的年龄信息。 ) 8页 /共 78页4) 观察;2) 作出采样计划 : ) 采集 10上标本(磨制薄片 ),单矿物样量 (4) 无污染加工 (玛瑙研钵);5) 作 量分析算出每个样 ) 结合 择无后期作用叠加的五个样品,送 ) 为了拉开比值亦可挑选合适的单矿物与全岩样共同成线 9页 /共 78页2. 876比值是一个重要的地球化学示踪参数,该值代表物质形成时的 876同的地球化学储存库,它们的 (876值是 不同 的。因此,(876比值对示踪物质来源,壳幔物质演化及壳幔相互作用等方面具有重要意义。通过全岩 876, 对于单个样品 , 若 年龄 实测该样品的 876876 下式计算 (876比值:(876 =8768761) 研究地球物质的 (876演化 , 必须了解地球形成时的(876。 然而 , 由于难于获得 地球形成时的岩石样品 , 当然也就无法直接了解地球形成时的锶同位素初始比值 。第 60页 /共 78页2. 球和陨石 是在大致相同的时间内由太阳星云的凝聚相通过重力凝聚作用形成的 , 所以在地球科学领域内 , 人们通常借助于研究 陨石 来确定地球的 (876比值 。 目前公认的玄武质无球粒陨石 的 (876比值为 977)代表地球形成时的初始比值 , 以 为了确定地壳和地幔两大体系的 (876比值特征及其演化规律 , 1983)对确认起源于 上地幔源区 的现代 玄武岩 等岩石的 876 发现它们的 876 其平均值为 r= 61页 /共 78页2. 06,形成两直线形成阴影区,即玄武岩源区,代表上地幔( 876随时间的演化,此图反映上地幔有较低的 r,导致随时间的演化上地幔( 876缓慢增长。第 62页 /共 78页的( 876演化线 。 由图知,增长线以上或附近的岩石矿物来自陆壳,玄武岩区的来自上地幔,两者之间为混合来源。对于大陆硅铝质岩石,一般认为在 25亿年前,由地幔物质派生,其 r=现今大陆壳的 (876的平均为 接 25亿年的地幔( 876值到现今大陆壳的( 876得到一条直线,该直线为平均大陆壳随时间的第 63页 /共 78页1) 76们的比值和基性玄武质火山岩一样,落在地幔锶演化范围内(见图 成因:上地幔物质局部熔融,原始玄武岩浆分异而成。高 876两侧及其以上。形成花岗岩的源区物质多半处于硅铝层中,并存在相当长的时间,花岗岩是由这些地壳物质深熔作用产生,或者母岩浆遭受了大量古老硅铝质物质的同化作用所形成。第 64页 /共 78页2. A, 19亿年前从上地幔分离出来初始比为 现代比值 幔演化线的起点为 武质无球粒陨石最佳初始比值),其锶同位素比值为 认为是地球初始876。第 65页 /共 78页2. 76比值界于大洋玄武岩和地壳平均增长线之间。这些花岗岩的物质可由幔源和壳源两种混合而成。但亦可能有低量的复式岩体都具有这一特征,如著名的美国西部的加里福尼亚岩基。第 66页 /共 78页2. 876比值研究 ,为地幔不均一性的研究提供了重要例证 , 不同区域内的玄武岩在锶同位素组成上具有明显的 不均一性 。 例如 , (876的平均值 , 洋中脊玄武岩为 岛玄武岩为 弧玄武岩为 大陆玄武岩为 见下图 ) 。 对这种不均一性的原因存在多种解释 。从大洋到大陆, 876递增 趋势。 。由于洋脊和大洋盆地中几乎 不存在硅铝层 物质,它们的锶同位素组成代表了上地幔的锶同位素组成。它们二者在同位素组成上的差异,一方面反映了上地幔在化学和同位素组成上的不均一性,另外也说明洋脊地区上地幔物质中 损铷和其他元素,而洋岛火山岩来源于地幔 铷弱亏损 的区域,或者上地幔的 原始组成 区域。第 67页 /共 78页1) 8页 /共 78页2. 岛弧地区产生的火山岩和深成岩的化学同位素组成和年龄都具随离开海沟距离改变而呈现规则变化的趋势 。 俯冲带内岩浆的物质来源是沿海沟消亡的大洋岩石圈板块 , 其组成取决于源区物质 、 熔融程度及和围岩的相互作用 , 岛弧火山岩的锶同位素组成以地幔物质为主 , 并有洋壳玄武岩和海水的影响 。 熔融前锶同位素不均一和富铷物质的优先熔融 , 可使岩浆中的 876 大陆火山岩的锶同位素组成变化很大 , 大陆地区火山岩的源区除陆下上地幔外 , 还明显的有大陆古老硅铝质岩石的影响 。 大陆壳底部低 从大洋到大陆的火山岩锶同位素组成的变化总体上反映了地壳组份的作用 。第 69页 /共 78页第 70页 /共 78页第 71页 /共 78页2. 76比值 除了 研究成岩和成矿物质来源外,还可用来划分 岩石的成因 类型。如花岗岩的成因类型可划分为 型花岗岩, 876 876小于 由火成岩原岩经部分熔融形成的,特点高 , +2, 由沉积岩原岩经部分熔融形成的,特点低 , +2。产于已稳定的褶皱带和地盾内隆起地区与断裂有关的碱性花岗岩。第 72页 /共 78页测定复杂地质体 (陨石、月球 )的年龄;②探索岩石成因,成岩物质来源;③地壳及上地幔演化等。1) 测定复杂地质体年龄 (仅经受一次区域变质作用的火成岩)假设:①岩体基本保持封闭体系 —— 全岩样品的等时线的斜率仍能代表成岩时间;②变质作用过程 出现了一个新的变质作用初始值 (876 成岩年龄测定:采集全岩样品作等时线变质年龄测定:挑选含 第 73页 /共 78页上 图表示了全岩和变质矿物中锶同位素的演化。岩石在r)比、但具有相同初始锶( 876们同样具有相同的初始比和不同的 矿物的 生再分配,富 K, 7贫 7就岩石 石总体达到( 876质作用仿佛对 74页 /共 78页第 75页 /共 78页b/样由图可知,由三个全岩样品所得到 876i,而由岩石 2中选用的三个单矿物所得到的 2全岩的锶同位素初始比( 876m。因此,原则上,只要满足上述锶同位素均一化的条件,通过全岩等时线可得到岩石形成年龄,通过全岩和其矿物的等时线可得到变质作用的年龄,如果这些岩石是变质岩,则可以分别得到第一次变质作用和第二次变质作用的年龄。关键是能否找到合适的样品和满足上述全岩锶同位素均一化的地质前提。第 76页 /共 78页1、 们是 238U(、 235U (和 234U(, 238U/235U=32天然放射性同位素,自然界还有一些 38U、 23532们是 20420620708其中 204而 2062070838U、 23532 反应如下:238U→ 206α+6β 235U→ 207α+4β 232208α+ 4β(五 ) 7页 /共 78页根据衰变定律,并考虑样品中有初始铅的混入,有以下等式:(20604(20604+(238U/2041) (1) (20704(20704+(235U/2041) (2) (20804(20804+(232041) (3) 以上等式中 , (20604 (20704 (20804别为样品现今的 由质谱直接测定 ; (20604、(20704和 (20804分别为样品形成时的 (238U/204 (235U/204 (23204别为样品现今的同位素比值 , 通过同位素稀释法测定并计算获得 ; λ 1、 λ 2、λ 3分别为 238U、 23532联立方程 ( 1) 和 (2)式 , 并整理得:[(20704(20704]/[(20604 (20604]=235U(238U((1/((4)第 78页 /共 78页1、 1)、 (2)、 (3)和 (4)可以得到 4个相互独立的年龄 t, 用于内部检验。方程 (4)年龄的计算不需要获得23538可以最大限度地避免由于铅丢失带来的年龄误差,该方程是个超越方程, 不能用代数方法求解 t,可通过其它数学方法计算获得 。由于 238U、 23532 因此 但要正确地进行 必须满足以下条件:( 1) 样品保持 样品形成后未发生子体同位素和母体同位素的丢失或从外界的带入 。( 2) 合理地选择铅同位素初始比值 。(五 ) 9页 /共 78页1、 ) U、 要为一些稳定的重矿物)是 :锆石、独居石、榍石、磷灰石、沥清铀矿、晶质铀矿、钍石等。由于锆石在各种地质体分布较为普遍,且锆石中的初始铅同位素比值接近于 0,因此锆石是目前广泛用来 到人们的重视。然而,锆石的成因较为复杂,如存在有岩浆成因、变质成因和碎屑锆石等。据此在进行锆石 须对锆石进行矿物形态学的研究,区分锆石的成因类型,如岩浆型锆石晶型完好,而 碎屑成因锆石表面一般有磨蚀现象 ,只有这样才能对锆石年龄所代表的地质意义作出合理的解释。第 80页 /共 78页1、 1页 /共 78页第 82页 /共 78页1、 括锆石)进行 个年龄值称 表面年龄 ,如果这些表面年龄相对差异小于 10%则称为一致年龄 ,它们的平均年龄值代表矿物的结晶年龄。 然而这种一致年龄在自然界中极为少见 ,而大部分表现为不一致年龄,且一般为: 0804心方块为花岗质片麻岩类、空心方块为斜长角闪岩); 心三角为超高压片麻岩类,空心三角为榴辉岩类);黑实心圆为大别山白垩纪花岗岩类;有误差棒的大球为大别中生代花岗岩类长石铅同位素组成的平均值(张理刚等, 1995)第 115页 /共 78页第 116页 /共 78页A of 17页 /共 78页第 118页 /共 78页第 119页 /共 78页第 120页 /共 78页中生代花岗岩类前中生代花岗岩类南秦岭与北秦岭花岗岩类 映北秦岭中生代花岗岩的岩浆源区来自于南秦岭陆壳块体A、 21页 /共 78页第 122页 /共 78页3、 同位素对矿床成因和成矿物质来源有重要指示作用如果 矿石铅 与 围岩 ( 沉积岩或火成岩 ) 铅的同位素组成 相似 或 模式年龄相近 , 对围岩是沉积岩 , 则矿床可能属于同生沉积矿床 , 对 围岩是火成岩 , 矿床应属岩浆热液成因 。 如果矿石铅与成矿围岩具有明显 不同的铅同位素组成 , 则矿质来源与围岩无关 , 而是 由成矿热液从其它源区搬运而来 。 对成矿物质多来源的矿床 , 其矿石铅的同位素组成应是各种来源物质的混合 , 对此可进行两端元或多端元的混合模式计算 ,确定各组成端元的混合比例 。(五 ) 23页 /共 78页有兴趣的同学,自己看。(六 ) 24页 /共 78页1、 14年范围可达 5万年以上,样品对象为有机质、生物遗体、碳酸盐岩层等,该方法不仅用于研究第四纪地质,而且还用于考古学研究。年轻地质样品,特别是几万年以内的样品,难以用上面介绍的方法进行定年,为了解决这一问题,必须选择半衰期较小的放射性同位素体系。年轻体系同位素年代测定主要用于海洋和湖泊沉积物、年轻火山岩、第四纪地质和考古学研究。 方法主要有: 14变径迹法和不平衡铀系法等。(七 ) 1425页 /共 78页1、 144宙射线产生的中子( n)与大气中的氮核( 14N)发生核反应的产物,其反应为:14N + n — 14C + 144并与大气层的 大气层中的 动物对食物中碳的吸收等 , 使水圈及生物圈中都存在着宇宙辐射成因的 14宙射线产生的中子数量 , 即宇宙的辐射强度 , 一般认为至少在 14 宇宙射线强度与现在相近 。 因此 , 可以认为 14 活的有机体与大气圈或水圈和生物圈进行 14 14变反应消耗 , 两者达到平衡 。 据研究 , 这种平衡过程是相当快的 , 当生物死亡后 , 碳的交换循环作用就停止 , 有机体内保存的 14第 126页 /共 78页1、 14 14N + β根据放射性衰变定律: 14N*=14C(1 ) 也可以 (: A=中: 0为有机物活着时的 14g, 每克碳中每分钟 14为样品现今的放射性比度;Λ 为 141/8267年 实际应用过程中 , 还需对比度测定结果进行校正 , 以消除同位素分馏效应等影响 。第 127页 /共 78页2、 裂变径迹法简介裂变径迹分为两类:( 1) 矿物中的铀 , 在其存在的历史过程中 , 会自发地产生裂变 ,裂变碎片所造成的损伤区 , 称为自发裂变径迹 。( 2)样品送反应堆照射,吸收中子后,其中 235变碎片所造成的损伤区,称为诱发裂变径 迹。裂变径迹测定矿物:锆石、榍石、磷灰石、火山波璃等所测年龄范围:00 放射性元素的核裂变碎片在矿物晶格内产生的狭窄痕迹称为裂变径迹• 形成机制:离子爆炸尖峰脉冲模型( et 1965)• 长度 10μ氰氟酸蚀刻其直径可以扩大 1~ 2倍裂变径迹形成机制示意图( et 1965)离子爆炸尖峰脉冲模型蚀刻径迹发育过程( et 1965)裂变径迹定年• 自发裂变与诱发裂变• 定年公式式中 I — 23835q — 热中子剂量σ— 235λ— 分别为自发裂变和总裂变常数Ρs、 发)径迹密度 ,11从矿物裂变径迹中提取古地温信息的方法称为裂变径迹法磷灰石裂变径迹定性、半定量分析所利用的四种参数: 表观年龄剖面 封闭径迹平均长度剖面 单颗粒年龄分布 (由 P(Χ2)的值是否大于 5% 来判断是否处在同一年龄组) 裂变径迹长度分布• 主要应用 沉积盆地古地温和热历史恢复 判断区域找油前景和含油气潜力,确定生油窗及生油期 研究沉积地层的物质来源、抬升速度、侵蚀厚度、地层及断层的形 成年龄等第 133页 /共 78页三、稳定同位素地球化学稳定同位素地球化学研究稳定同位素在天然物质中的组成和变化规律,并用于解决地质和地球化学问题。由于同一元素的稳定同位素质量不同,它们在物理-化学和热力学性质上就存在一定的差异,特别是 H、 O、 C、 位素间的相对质量差较大,在自然界各种物理、化学左右(如蒸发、扩散、渗透、吸附、结晶、交代、沉积及生 物左右)过程中有可能发生明显的同位素分馏。因此,自然物质中同位素组成的变异是物理化学条件的反映。近年来,稳定同位素地球化学以同位素分馏理论为基础,将重点从同位素平衡体系转向非平衡体系(如同位素交换动力学)。激光探针同位素分析技术的日趋成熟,又大大促进了应用研究。目前,稳定同位素应用正向着地球科学的各个领域渗透,研究已涉及水圈、古海洋、气候学、冰川学、古环境、考古学、天体化学等领域。第 134页 /共 78页二、同位素年代学第 135页 /共 78页二、同位素年代学第 136页 /共 78页二、同位素年代学a b c )b )a b )玄武质无球粒陨石全岩样品(876 5 变质作用中的再平衡
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