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同位素地球化学

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地质 储层 沉积 地化 层序地层
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第五章 同位素地球化学0 20 40 6 8 10 12 142073538nt or el l i ps 8 c on f od 2 n ( 30 po i pp er i t : 25 73 ± 52 M W D = = 2580M a 95% W on 2 0 W D = x he i gh 地质含义是花岗岩的形成年龄,应该早于砾岩的地层年龄。谐和线年龄,上交点年龄为 2573± 52面加权年龄, 2580和线年龄和表面加权年龄结果很相近,结果是可信的。综合来说:花岗岩的形成时代为 2573± 52岩的地层年龄应晚于 2573据目前的年龄结果,不支持砾岩比郭家窑组老的认识。同位素地球化学是研究地球和宇宙体中核素的形成、丰度以及在自然作用过程中分镏和衰变规律的科学。所谓同位素是指同一元素原子核内质子数相同而中子数不同的一类原子,它们在元素周期中占据同一个位置。例如,硫有 4个同位素,它们分别为 32S、33S、 345S,这 4个同位素都有 16个质子,因而它们都位于元素周期表第三周期第 Ⅵ 个元素可以由一种或几种同位素组成。素及核素图自然界存在两类同位素 :一类是 放射性同位素 ,它们能够自发地衰变形成其它同位素,最终转变为稳定的 放射成因同位素 ;另一类是稳定同位素,它们不自发地衰变形成其它同位素或由于衰变期长其同位素丰度变化可忽略不计。放射性同位素丰度 的变异记载着地质作用的时间,同时它们又是地质过程有效的示踪剂,而对于 稳定同位素丰度 的变异或分镏除了示踪地质过程外,还可指示地质过程中的物理化学条件等。同位素地球化学在研究地球或宇宙体的成因与演化,主要包括地质时钟、地球热源、壳幔相互作用及壳幔演化、成岩成矿作用、构造作用及古气候和古环境记录等方面提供了重要有价值的信息,为地球科学从定性到定量的发展作出了重要贡献。放射性衰变自然界中部分核素在能量上处于不稳定状态 , 自发地从某一核素衰变成为另一核素 ,并伴随各种粒子形式的能量释放的过程称为放射性衰变 。发生放射性衰变的同位素称 放射性同位素 ,或母体同位素 (。放射性衰变过程中及最终形成的稳定同位素称为 放射成因同位素或子体同位素(。§ 1 放射性同位素衰变反应和衰变定律一 、 放射性同位素衰变反应在自然界 , 放射性同位素大约有 64种 , 它们大多数的质量数大于 210。 这些放射性同位素不断自发地发射出质点和能量 , 改变同位素组成并转变成稳定的核素 , 这种过程称核衰变反应或蜕变 。 衰变反应是引起放射性同位素丰度变化的主要原因 , 天然放射性同位素的衰变反应种类如下:放射性同位素衰变方式• to by of a or of an He 2 2 2 3 8 445 146# n e u t r o n , 238U -> 234 438U (an of a a 87> 87 e– + 7 #870# n e u t r o n of a a or of an of a a 40K -> 40 e+ + e– -> 50 n + is by In a 2# n e u t r o n Ca p tu 238U 44in to 235U, 239 ββ质点), β质点被射出核外,反应通式为: M+β,其中 变结果,核内减少一个中子,增加一个质子,质量数不变,核电荷数增加 1,变为周期表右侧的相邻元素。如:87378738、 4019K→ 4020,其中 87377384019020 电子捕获它是 β非可逆反应),是原子核自发地从 层电子轨道上吸取一个电子(多数为 与一个质子结合变成一个中子,反应通式为: e→ 变结果,质量数不变,核电荷数减 1,变为周期表左邻元素。如: 4019K+e→ 4018 α个质子和 2个中子组成的α质点(即 衰变反应为:e→ ,衰变结果,质量数减 4,核电荷数减 2,在元素周期表上向左移动 2格。如:22688222862 重核裂变重同位素自发地分裂为 2: 238U、 23532自然界中,有些放射性同位素只通过一次某一种固定形式的衰变过程就转变为某种稳定同位素,从而停止了放射性衰变,如87378738,而其它一些放射性同位素,如 238U、 23532衰变和 β衰变,形成许多中间过渡的放射性同位素,最终才转化为铅同位素,从而结束了其放射性衰变过程。 衰变定律1902年 有如下性质:(1)衰变作用是发生在原子核内部的反应,反应结果由一种核素变成另一种核素;(2)衰变自发地不断地进行,并有恒定的衰变比例;(3)衰变反应不受温度、压力、电磁场和原子核存在形式等物理化学条件的影响;(4)衰变前和衰变后核数的原子数只是时间的函数。通常我们把衰变前的核素称为母体(母核),而衰变后新形成的核素称为子体(子核)。•放射性母体同位素单位时间的衰变量与该母体同位素的原子数 (N)成正比•引入衰变常数  、积分和移项 :0值的意义是比例常数,后来称之为衰变常数,量纲为时间的倒数。其意义为一个放射性核素的原子在在所描述的时间范围内发生衰变的概率 (半衰期母体同位素原子 半数 发生衰变所经历的时间 , 常用 表示 , 用以衡量放射性母体同位素发生放射性衰变的相对快慢 。 其表达式为:=•母体 (N)和子体同位素 (D)存在如下关系:+D)1(  of 2  3  4  5  20Da ug ht *同位素定年原理自然条件 下,同位素放射性衰变过程是不可逆 的,且其 衰变速率 及放射性子体的性质不受外界的影响。 母 定的衰变速率 构成了同位素定年的理论基础。四、同位素定年的基本要求1)应有适当的半衰期,这样才能积累起显著数量的子核,同时母核也未衰变完。如果半衰期太长,就是经过漫长的地质历史也积累不起显著数量的子核;如果半衰期太短,没有多久母核几乎衰变完了。2)所测定同位素的衰变常数的精度能满足要求。3)放射性同位素应具有较高的地壳丰度,在当前的技术条件下,能以足够的精度测定它和它所衰变的子体含量。4)矿物、岩石结晶时,只含某种放射性同位素,而不含与之有蜕变关系的子体或虽含部分子体,其数量亦是可以估计的。常用放射性同位素体系同位素年代学方程与地质事件对应的地质体形成时即含一定量的放射成因子体同位素,故现在地质样品放射子体同位素由两部分组成,即初始部分和放射母体同位素衰变形成部分:故自然界放射性子体增长公式: + 0(0 + 相对元素含量变化,放射性衰变引起的同位素组成变化是微小的,对其绝对含量或原子数的测定,常规分析方法难于满足测定要求,而事实上高精度的同位素质谱只能测定同位素比值。因此,以同一元素的稳定同位素作为参照,测定放射成因同位素比值在地质上和实验室分析技术上更具意义和可行性。)1(0+)1)(()()(1441470144143144143+ 要确定地质样品的形成时代 T, 需已知三个比值 , 即 子体同位素初始 和 现在比值 及母子体同位素现在比值 。子体同位素(如 14344值和母子体同位素(如 14744值可由直接测定和间接计算得出, 但子体同位素初始比值(如 14344))是未知的 。因此,除非假设样品形成时子体同位素的初始比值,单一样品同位素分析难于确定地质体的形成时代如果在 t=0时,在所研究的地球化学体系中存在初始子体同位素,记作 体同位素的原子数总数为: D= D*D/S)+ N/DS(惯上,将上式中 (S)写作 (D/,则:D/D/0+ N/DS(式中: D/质谱直接测定获得; (D/0是样品初始同位素原子数比值; N/般通过同位素稀释法分析计算获得;λ是衰变常数。t=1/λ( D/ (D/0/ N/1} 对于同期同源地质样品,它们应有相同的初始子体同位素比值和形成时间,即各样品均符合具相同参数(如对于 4344)和 t)放射成因子体同位素衰变方程,表现为各样品沿以初始子体同位素比值为截距,以 (e斜率的直线分布,这条直线称为 等时线 。故对多个同源同期样品进行同位素测定,对各样品点进行等时线拟合,可对该地质体进行定年和初始比值确定。0 . 0 8 0 . 1 0 . 1 2 0 . 1 4 0 . 1 6 0 . 1 81 4 7 S m/1 4 4 N 5 1 0 50 . 5 1 1 00 . 5 1 1 50 . 5 1 2 00 . 5 1 2 514344表 ( 1 4 3 N d / 1 4 4 N d ) e x p (  t)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 程进行双回归误差分析拟合求解拟合直线的斜率和截距,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, 。同位素等时年龄基本要素• 具相同的物质来源 — 同源• 具相同的形成时代 — 同期• 同位素体系未受后期地质作用明显改造和明显的围岩混染 — 封闭• 组成等时线样品具合适的 N/位素定年方法1、 39K, 401K。它们的相对丰度为: 39K= 40K=41K=其中 40过 电子捕获 和 β二种衰变方式,前者占 40其衰变反应如下:40K+ e→40记衰变常数为 λe; 40K→40 ,记衰变常数为 λβ。40=λe+λβ。根据放射性同位素衰变定律 , 在钾 、 钙 、 氩的封闭体系中,可用下式表达:4000K( 其中 40 e /λ, 因此有:40λe/λ)40K(式中: 00 氩同位素广泛存在于空气和各种岩石矿物中 , 为了把由 4000我们用 40表示,上式改为:40(λe/λ)40K(t=1/λλe/λ)( 400K)+1] 上式是 实际应用中,把样品分成两份,一份样品通过同位素稀释法计算或通过测定 一份样品确定 40期采用体积法计算获得 40而其准确度不高,目前主要采用同位素稀释法计算获得 40确保 品对于钾和氩必须是封闭体系,在岩石或矿物形成后没有发生过钾或氩的带入和带出。但钾活泼的碱金属元素,氩一般呈气态,容易发生扩散,它们受热事件作用较为敏感,在岩石或矿物形成后所经历的地质作用(如区域变质、接触变质、热液活动和构造运动等)中有可能发生迁移,使得 者代表最后一次热事件的年龄,因此,在 须注意热事件的影响。另一方面,样品中混入大气氩或过剩氩的存在,使得年龄偏老,从而必须对混入的大气氩的校正或过剩氩的检查。钾是常量元素,可进行 是 考虑到岩石或矿物对氩的保存性,并不是所有的岩石或含钾矿物用作 般认为,角闪石、黑云母、白云母、高温碱长石等是 鲜的粗面岩、玄武岩、辉绿岩等也可给出地质意义的年龄,沉积地层中的海绿石和伊利石,作为沉积过程中形成的自生矿物,在研究沉积地层的年龄中受到重视。2、 400称快中子法),是通过用快中子照射矿物或岩石样品,使其中的 399年龄计算的公式为:t=1/λJ( 40391] 式中: 4039质谱测定, 量纲,可由每次照射的标准样品(年龄已知)的( 4039Ar)=( 4039Ar)s(上式中的 样就可以计算样品的年龄。3、 定年及 定年 2 种同位素: 85 为 稳 定 同 位 素 ,87 为 放 射 性 同 位 素 。 4 种 同 位 素 :84 、 86 、 87 和88 , 它们均为稳定同位素 , 其中 87 由 87 衰变而成 , 反应如下:8787根据衰变定律有:877Rb(考虑到在所研究的地质样品中,可能含有初始 87作 (87,上式改写为:8787+87Rb(上式两端除以非放射成因的 86:876(876+876含钾矿物是 果矿物中样品 (876为 0或 (876相对于876可直接计算矿物的年龄,如钾长石、白云母、锂云母、天河石、铯榴石、海绿石、钾盐、光卤石等。而对于不可忽视的(876样品来说,如岩石样品中一般都包含有一定数量的 (876,则必须考虑(876对测定年龄的影响。利用一组全岩样品的 仅可以研究样品的年龄,还可以研究样品的 (876比值,后者是一个重要的地球化学参数。876(876+876y=ax+y=876 x=876a= b =(876上式是 x和 直线的斜率为 a, 截距为 b。通过一组样品实测的现今 87676 可将该直线进行计算拟合 , 求解 a和 b , 由于 a=因此 ,可以计算出等时线的年龄 t:t=1/λ+a) 0 10 20 30 40 508 7 R b /8 6 S 70 . 7 10 . 7 20 . 7 3876表 ( 8 7 S r / 8 6 S r ) e x p (  t) 1) 所研究的一组样品具有同时性和同源性 ,所 谓 同 源 性 是 指 每 一 个 样 品 具 有 相 同 的(876比值 。( 2) 在样品形成后 , 保持 没有与外界发生物质上的交换 。( 3)所测样品中,有较为明显的 确保获得一条较好的等时线。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 程进行双回归误差分析拟合求解拟合直线的斜率和截距,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 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,在一般性况下,所得年龄低于全岩 表岩石中矿物的平均结晶年龄。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。 ) 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值 , 下 式 计 算(876比值:(876 =876876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。由于地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 (876977)代表地球形成时的初始比值,以 了确定地壳和地幔两大体系的(876比值特征及其演化规律,对确认起源于上地幔源区的现代玄武岩等岩石的 876现它们的876平均值为 r=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 3 2 1 r=76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,岛玄武岩为 弧玄武岩为 陆玄武岩为 这种不均一性的原因存在多种解释。(876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 876大于 76小于 、 们是:144、 147、148、 149、150、 152和154、,其中 147148放射性同位素; 们是: 142、 143、144、 145、146、 14875%)和150,其中 14445它们具有非常大的半衰期 (分别为 2× 1015年和大于是 1× 1017年 ),因此可视为稳定同位素。47衰变反应:147 143α根据衰变定律有:14347 Sm(将上式两端同除以稳定同位素 144考虑样品中初始有:1434414344+14744Nd(中: 14344 用质谱直接测定; (14344 是 样 品 的 初 始 比 值 ;147444744子数比 ,用同位素稀释法测定并计算获得 , λ是 147 衰变常数; 矿物等时线法 , 其等时线的构筑方法类同于 0 . 0 8 0 . 1 0 . 1 2 0 . 1 4 0 . 1 6 0 . 1 81 4 7 S m/1 4 4 N 5 1 0 50 . 5 1 1 00 . 5 1 1 50 . 5 1 2 00 . 5 1 2 514344表 ( 1 4 3 N d / 1 4 4 N d ) e x p (  t)时年龄 , 同样要满足下列条件:( 1) 所研究的一组样品具有同时性和同源性 。( 2) 在样品形成后 , 保持 ( 3)所测样品中,有较为明显的 于 它们的离子半径 、电阶 、 电负性等地球化学性质十分相似 , 因而由147衰变形成的 143 并且后期地质作用很难使 现有研究表明 , 经过角闪岩相甚至麻粒岩相变质作用的岩石 , 如果体系中没有流体参与的话 , 仍使 能正确地给出变质岩原岩年龄的信息 。 这正是 另外 147 因此然界中,各岩石的 般变化于 而酸性岩类其 此, 要应用于对基性岩、超基性岩等岩类的年龄测定,而对于基性和超基性的结晶岩,往往应用全岩 +矿物等时线法进行年龄测定效果更好2) m/并假定地壳岩石的 后 地壳岩石在一个时间为 4344值就是 于球粒陨石:( 14344t) =(143444744 ( 1)式中:( 14344t)为 14344 (14744中 (1434414744于地壳样品:( 14344S( t) =(14344-(14744( ( 2)由于样品派生于 因此有:( 14344S( t) =( 14344t)联立 (1)式和 (2)式 , 并将 则:{1+[(143444344]/[(1474414744]} 上式中, 表地壳物质从着研究的深入,人们发现随着地壳从地幔中的分异,地幔发生亏损,因而用相对于亏损地幔计算的 过类似 :{1+[(143444344]/[(1474414744]} 上式中: 表地壳物质从亏损地幔中分离的时代;(1434414744大洋中脊玄武岩( 表,其值一般采用, (14344M=(14744M= + 1 0- 2 00 4 U 岩浆的结晶年龄与 岩浆来自于早期地壳物质的再循环或发生壳幔混合作用,则岩浆的结晶年龄小于 于沉积岩中 要为细碎屑岩)一般代表地壳物质的存留年龄或区域地壳的平均形成年龄。如果地壳物质在其形成后 需要用二阶段或多阶段的模型计算其模式年龄( 1988)。4) 位素地球化学示踪主要基于 143144, 该比值通过等时线法获得 , 对于一个已知年龄的样品 , 通过实测该样品的 143444744 就能计算该样品的 (14344比值 , 公式如下:(14344=1434414744Nd(由于在整个地质时期 , 14344 所以一般用ε 其定义如下:ε)=[(14344Nd)s/(14344 104式中 ε)代表样品现今的( 1434414344Nd(t)=[( 14344Nd)s(t)/(14344t) 104式中代表样品时间为 14344S( t) 比值相对于间为 14344t) 比值的偏差值 。其中:( 14344S(t)=( 143444744( 14344t)=( 143444744通过推导 , 有:εNd(t)≈ε)- 于 位素也可用以上类似的定义:ε)=[ (876 /(876× 104εSr(t)=[(876(t)/(876.R(t)× 104εNd(t) 的示踪意义εNd(t)>0, 物质来自亏损地幔 ;εNd(t)0,表明微量同位素比标准更富集;若 δ1,反应向右进行;当 α<1,反应向左进行; α=1,无同位素分馏。 α值愈偏离 1,则同位素分馏愈强。给定反应的 α值可以通过实验方法测定,也可以用理论公式计算。地质体中共存相之间同位素分馏系数 α可以通过实测两相 δ值结果用下列公式逼近:αA/ 1+δA/1000) /( 1+δB/1000) =( 1000+δA) /( 1000+δB)通常 α是接近于 1的数值 ,α=1000则下式是方便的近似计算式:1000 氢氧同位素地球
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