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5 放射性同位素地球化学_图文

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放射性 同位素地球化学 图文
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地球化学授课教师:李净红武汉工程科技学院第五章放射性同位素地球化学1放射性同位素的基本理论2放射性同位素年代学 同位素 :原子核内质子数相同而中子数不同的一类原子叫做同位素( 他们处在周期表上的同一位置。基本概念与分类¾放射性同位素( ¾稳定性同位素( 、放射同位素的基本理论 放射性同位素 : 一些同位素的核质量和能态可自发地以一定速率蜕变,形成新的原子核。这部分同位素称为放射性同位素。„ 稳定同位素:不具有放射性的同位素称为稳定同位素。基本概念与分类238U→234α )+射同位素的基本理论„ α衰变235U ===> 231 4 E„ β ==> 87 ν + E„ β +衰变12N ===> 12C + e++ ν + E„ 电子捕获40K + => 40 ν + E„ 核裂变( a or 射性衰变反应一、放射同位素的基本理论 放射性母体同位素放出α粒子, 而转变为另一个新的子体核素。„ α粒子由 2个质子和 2个中子组成,带正电荷+ 2。实际为 „ 衰变子体相对于母体来说,质子数和中子数各减少2 ,同时质量数减少 4。放射性衰变反应235U ===> 231 4 射同位素的基本理论放射性衰变反应一、放射同位素的基本理论 一部分不稳定原子衰变发射出带负电的β粒子和中微子 , 并伴随以γ射线为形式的辐射能。„ β电子被驱逐出来就是β„ 衰变的结果,原子序数增加了1 ,中子数减少了 1,但质量数不变。放射性衰变反应87==> 87 ν + 射同位素的基本理论变„ 一部分放射性原子衰变放射出带正电的电子( „ 这种衰变可看作一个质子转变为一个中子、一个正电子和一个中微子。正电子发射出来就是β+ 。„ 衰变结果,原子序数减少 1,中子数增加 1,质量数不变。放射性衰变反应12N ===> 12C + e++ ν + 射同位素的基本理论 原子核捕获一个核外电子 , 使质子数减少,中子数增加的衰变称为电子捕获衰变。„ 由于 被捕获的可能性最大;但其它层上的电子也可以被捕获。„ 原子核捕获电子后,释放出一个中微子。因此这种衰变可以看作是核外电子与质子作用形成一个中子和一个中微子,质量数不变。放射性衰变反应40K + => 40 ν + 射同位素的基本理论 此类衰变一般是继α或β衰变后,原子核仍处于高能量状态,原子核以γ射线释放出过剩能量。放射性衰变反应40I ===> 40 β-+ γ 重同位素自发地分裂为 2~3个原子量大致相同的碎片,238U、235U、232、放射同位素的基本理论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„衰变自发地不断进行,并有恒定的衰变比例„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„衰变前后核素的原子数只是时间的函数放射性衰变定律一、放射同位素的基本理论放射性衰变定律„放射性母体核素衰变为稳定子体核素的衰变速率,在任何时候(t)都与放射性原子数目(N)成正比(902):式中λ为衰变比例常数,简称衰变常数,dN/t)时的衰变速率。一、放射同位素的基本理论放射性衰变定律对下面方程式进行的积分∫∫−=−=−00一、放射同位素的基本理论放射性衰变定律设衰变产物子体的原子数为D,当t=0时,D*=0,经=0*)(= 10经整理后:一、放射同位素的基本理论对于任一放射性同位素体系,放射性核素衰变掉初始原子数的一半所需要的时间称为半衰期,以表示。„根据定义,t= 时,N=1/2 与呈反比关系,衰变系数越小,半衰期越长,核的寿命也越长。放射性衰变定律λ/2=射同位素的基本理论放射性衰变定律一、放射同位素的基本理论由于分析仪器只能对同一元素的同位素比值进行测定,不能直接测定单个同位素的原子数。„研究中,需要将子体元素的其他稳定同位素作为参照,进行同位素比值测定。放射性衰变定律( 1*−=−λ一、放射同位素的基本理论当t=0时,研究体系中子体同位素记D0,体同位素的原子总数目:放射性衰变定律0*=0*=)()( 1///0−+=射同位素的基本理论 D/(D/是样品初始同位素原子数比值„ N/{}))()()( 1////=射同位素的基本理论放射性同位素的半衰期应合适,对待测定样品年龄来说,它应能积累起显著数量的子体,同时母核也未衰变完„衰变常数已测定,精度能满足要求。„放射性同位素应具有较高的地球丰度,在当前技术条件下能以足够的精度测定它和它衰变子体的含量。放射性衰变定律一、放射同位素的基本理论保存放射性元素的矿物或岩石自形成后一直保持封闭系统,即未添加亦未丢失放射性同位素及其衰变产物„矿物岩石刚形成时只含某种放射性同位素,而不含与之有衰变关系的子体,或虽含一部分子体但其数量可以估计„对所测定的矿物、岩石的地球化学有相当可靠认识放射性衰变定律一、放射同位素的基本理论对同一地质体,选用不同的同位素测年方法,往往会得到不同的年龄值,它们所代表的地质意义不同。„己有研究表明,对于一个缓慢冷却的岩体来说,不同矿物的封闭温度是不同的,不同的同位素体系在同种矿物中的封闭温度也是不同的。同位素年龄时钟是在低于封闭温度时才开始启动的放射性衰变定律一、放射同位素的基本理论封闭温度是指当一个由引起的地质事件(侵入体的结晶和变质作用等),对各种同位素定年体系来说,它们不是在矿物、岩石形成时的那一瞬间就开始计时,而是必须当温度降低到能使该计时体系达到封闭状态时,即子体由于热扩散丢失可以忽略不计时,子体才开始积累,这个开始计时的温度就是封闭温度,得到的年龄即为表面年龄或称冷却年龄。放射性衰变定律一、放射同位素的基本理论200300400500600700800800850900950100010501100)1990)石榴石 (居石 (石 (闪石 (红石 (云母 (对同一地质体,选用不同的同位素测年方法,往往会得到不同的年龄值,它们所代表的地质意义不同。„己有研究表明,对于一个缓慢冷却的岩体来说,不同矿物的封闭温度是不同的,不同的同位素体系在同种矿物中的封闭温度也是不同的。同位素年龄时钟是在低于封闭温度时才开始启动的放射性衰变定律一、放射同位素的基本理论对于根据放射性同位素体系获得的地质年龄,993)划分出具有不同地质含义的几种年龄:放射性衰变定律‡结晶年龄。对于火成岩体,矿物的结晶年龄记录了岩石的岩浆作用年龄。对于变质岩体,如果变质矿物的结晶温度低于其封闭温度,则矿物一经形成,同位素时钟就立即启动、开始记时,从而记录下变质岩结晶年龄。一、放射同位素的基本理论放射性衰变定律‡冷却年龄。对于火成岩体,冷却年龄是指岩体固结之后的冷却过程中,达到矿物的封闭温度时同位素时钟开始启动记录下来的年龄。对于变质岩体,矿物在变质高峰期结晶生成,之后冷却过程中达到矿物的封闭温度时同位素时钟启动记录下来的年龄。‡变质年龄。很易与冷却年龄混淆,但它是指变质作用高峰期的年龄。变质年龄的确定方法取决于变质作用的级别。对于低级变质作用,可选用封闭温度较高的某些特定矿物来确定变质年龄;对于高级变质作用,则往往采用全岩的、放射同位素的基本理论一、放射同位素的基本理论放射性衰变定律‡地壳形成年龄。是指一个新的大陆地壳块体从地幔中分异出来的时间(O’et 1983)。通常通过‡地壳滞留年龄。对来自大陆地壳块体剥蚀下来的沉积岩进行计算获得一个地壳滞留年龄(反映地壳形成年龄。该年龄比地层沉积年龄值大。二、放射同位素年代学z 碱金属(;2. 离子半径 ( K+的离子半径 (在含 替代 K+;母类( ,钾长石 ((正长石和微斜长石),粘土矿物 (,蒸发盐 ((钾盐和光卤石)二、放射同位素年代学z 碱土金属( 2. 离子半径 (离子半径((,在含矿物中, 替代 例如:斜长石( 磷灰石 (碳酸钙( 文石 (以替代 K+ ,但伴随着 代;菱锶矿 天青石 二、放射同位素年代学z b K 0 1 25000玄武质玄武质 /0 8300 465 76000高钙花岗岩高钙花岗岩 /10 25200 440 25300低钙花岗岩低钙花岗岩 /70 42000 100 5100正长岩正长岩 /10 48000 200 18000页岩页岩 /40 26600 300 22100砂岩砂岩 /0 10700 20 39100碳酸盐碳酸盐 / 2700 610 302300深海碳酸盐深海碳酸盐 /0 2900 2000 312400深海泥岩深海泥岩 /10 25000 180 29000不同岩石中、位:10、放射同位素年代学z 放射性同位素++⎯→⎯−−γββ 87388737=010a 二、放射同位素年代学z 宙成因二、放射同位素年代学737 38r +++0(1) −87 87 87 λ Rb(e )10−+⎟⎠⎞⎜⎝⎛=⎟⎠⎞⎜⎝⎛7 8786 86 860r (r ⎛⎞⎛ ⎞−⎜⎟⎜⎟⎜ ⎟⎝⎠⎝⎠⎝ ⎠[]{ }))()()(样初样1////= 射同位素年代学z 从上式可见,在计算年龄了要知道λ值外,还需对样品中初始锶有一个适当的估计。„不同岩类样品混入的初始锶(876是不同的。‡地幔、陨石、月岩(876=‡地壳源地质体(876=‡花岗质岩石(876= E&门德实验室(876= ((876=射同位素年代学z r 等时线法条件„采用模式法测定年龄时,如果(876为零或可忽略不计,可直接计算矿物的年龄,如钾长石、白云母、锂云母、天河石、海绿石、铯榴石、钾盐和光卤石等。„对于(876不能忽视的岩石样品,必须考虑(876的影响,一般采用等时线方法解决,这一方法由1961年发明。„该方法不仅可以得到样品的年龄,还可以得到样品的(876,后者是一个重要的地球化学参数二、放射同位素年代学z r 等时线法„所研究的一组样品(岩石或矿物)具有同时性和同源性;„形成时而有着相同的876„体系内化学成分不同,确保获得一条较好的等时线;„自结晶以来,有与外界发生物质交换。二、放射同位素年代学岩浆岩岩浆的整个冷却过程中从岩浆中形成的所有矿物或岩石具有相同的锶同位素初始比值;‡岩浆结晶的时间相对较短,所有的矿物或岩石具有基本相同的年龄;‡形成以后保持封闭,未受蚀变、变质等外来影响;基本假设87866/射同位素年代学−斜率:截距:()1+年龄:87860=⎜⎟⎝⎠. K., et 1997)二、放射同位素年代学射同位素年代学陨石差别很小。根据) 武质无球粒陨石二、放射同位素年代学变质岩浆岩或沉积岩)of ‡变质作用对于矿物和岩石的同位素体系影响很大;‡温度提高100-200℃,某些同位素体系的变化是巨大的(例如:‡原因是:离子在晶体扩散速率是温度函数‡岩石的r 含量也发生变化,但在讨论问题时,一般都简单化,只考虑其同位素比值的变化‡不同矿物的封闭温度也有所不同。二、放射同位素年代学变质岩 射同位素年代学变质岩物矿物封闭温度封闭温度 /℃℃500080变质作用对、放射同位素年代学变质岩矿物开放系统9全岩开放系统‡矿物开放系统二、放射同位素年代学矿物的全岩的如:由到变质作用,87云母、钾长石这类富铷矿物中释放的斜长石、磷灰石)吸收。然而全岩的9在这种情况下,全岩等时线年龄和矿物等时线年龄的意义是不同的。‡矿物开放系统二、放射同位素年代学⎜⎟⎝⎠8786⎜⎟⎝⎠8786⎜⎟⎝⎠8786⎜⎟⎝⎠8786射同位素年代学矿物等时线指示变质作用年龄,截距代表了变质均一化时的876岩等时线代表了岩浆结晶年龄及初始比值。这种情况发生在低绿片岩相变质作用阶段。‡若变质作用很轻微,则不能使矿物之间发生完全的物不能构成等时线;‡若变质作用达到中高级绿片岩相以上,则是全岩等时线就代表了变质作用的年龄;二、放射同位素年代学若经历多次变质作用,矿物内部等时线往往代表最后退变质作用的时间,而全岩等时线往往代表主期变质作用的时间;‡若岩石化学成分发生了变化,不能用岩开放系统);‡沉积岩泥岩、粉砂、砂岩中含有细的矿物颗粒(早于沉积岩的年龄);‡粘土矿物与孔隙水发生反应,在深埋过程中重结晶;‡沉积岩的构造变形;‡沉积岩中的生物或者胶结物含有一些长寿命的元素二、放射同位素年代学沉积岩一组样品采集在同一母体上(保证是同源,才能有一致的876‡样品布点的空间分布合理(以免样品成不了等时线);‡尽力保证样品新鲜,不受后期作用影响(保持封闭体系);‡ 基性岩)不应用此法,沉积岩样品应是同生沉积矿物(海绿石)。二、放射同位素年代学 性和中酸性岩浆岩的形成年龄;‡变质作用过程中,若矿物全岩的同位素封闭,则全岩等时线年龄给出原岩的年龄,而矿物等时线年龄给出了最后一次变质事件的年龄;二、放射同位素年代学 变质作用过程中,若全岩时线年龄往往不能提供变质岩原岩形成年龄的信息,只代表变质事件的年龄或无意义的年龄信息;‡ 采用该方法,必须对矿物进行详细的研究,且对制样的要求也非常严格;二、放射同位素年代学 射同位素年代学z r 示踪原理„ 在地幔部分熔融和岩浆侵入地壳时, 此, 地幔中相对亏损射同位素年代学z r 示踪原理„岩石或者岩浆的同位素特征,只受同位素衰变规律控制,不受分异结晶作用影响,同位素比值在分离结晶过程中不发生变化,因此由源区部分熔融形成的岩浆的同位素比值代表其源区特征。„现有的岩石或者岩浆可以识别源区,如果是混合的源区,则具有混合的同位素特征。这一同位素地球化学原理对其他同位素体系也适用,例如:、放射同位素年代学z r 示踪原理混染分馏地球演化过程中 射同位素年代学射同位素年代学射同位素年代学6石的87b/别构成两条直线,形成一个阴影区域,阴影区即玄武岩源区,代表上地幔(876随时间的演化。二、放射同位素年代学若岩石的初始876明形成该岩石的物质来自于陆壳;„若岩石的(876比值落于“玄武岩区”,则表明形成它们的物质来自上地幔源区;„若岩石初始876武岩源区”之间,则表明它们的物源可能是多样的,或来自壳幔混合的源区,或来自地壳下部粒岩相高级变质岩等。二、放射同位素年代学射同位素年代学z Z=62)Z=60)稀土元素( z 、放射同位素年代学+⎯→⎯ αα 143147z 射同位素年代学 1147143−⎯→⎯ 11441470144143144143−⎟⎟⎠⎞⎜⎜⎝⎛+⎟⎟⎠⎞⎜⎜⎝⎛=⎟⎟⎠⎞⎜⎜⎝⎛z 射同位素年代学12 0−=×==××z 射同位素年代学)(1144147144143144143−⎟⎟⎠⎞⎜⎜⎝⎛−⎟⎟⎠⎞⎜⎜⎝⎛=⎟⎟⎠⎞⎜⎜⎝⎛假设未发生分异作用的原始地幔岩浆库是一个具有球粒陨石z 射同位素年代学假定地壳岩石的()(1144147144143144143−⎟⎟⎠⎞⎜⎜⎝⎛−⎟⎟⎠⎞⎜⎜⎝⎛=⎟⎟⎠⎞⎜⎜⎝⎛z 射同位素年代学通过前面两个假设,我们可以推出地壳岩石在一个时间为(t)的(14344值就是有:)()( ⎠⎞⎜⎜⎝⎛=⎟⎟⎠⎞⎜⎜⎝⎛144143144143即是:幔源派生壳的初始值与幔源样品初始值等同z 射同位素年代学将前面的公式整理可得:⎪⎪⎩⎪⎪⎨⎧⎪⎪⎭⎪⎪⎬⎫⎥⎦⎤⎢⎣⎡−⎥⎦⎤⎢⎣⎡⎟⎟⎠⎞⎜⎜⎝⎛−⎥⎦⎤⎢⎣⎡+=z 射同位素年代学地壳是从地幔中分异,地幔发生亏损,常用亏损地幔(计算有⎪⎪⎩⎪⎪⎨⎧⎪⎪⎭⎪⎪⎬⎫⎥⎦⎤⎢⎣⎡−⎥⎦⎤⎢⎣⎡⎟⎟⎠⎞⎜⎜⎝⎛−⎥⎦⎤⎢⎣⎡+=z 射同位素年代学在进行榴石占有非常重要的作用z 射同位素年代学现今球粒陨石质均一储库((指用球粒陨石的44„目前国际上采用的434414744计算出地球形成时的4406633z 射同位素年代学 常用大洋中脊玄武岩(表。„岩浆直接派生于亏损地幔物质的部分熔融或分异,岩浆的结晶年龄与„若是来自于早期地壳物质的再循环或壳幔源混合作用,则岩浆年龄小于„沉积岩中的z 射同位素年代学 母体都属于稀土元素,化学性质十分相似。„放射性成因的子体继承了母体的在晶格中的位置„ 岩浆作用外),即始终保持封闭体系„研究表明,太古宙样品年轻火山143446z 射同位素年代学实际上,整个地质时期143/144原子丰度比值变化很小,因此常采用偏差夸大的处理,来获取更好的等时线拟合。z 射同位素年代学 基性火成岩定年;酸性火成岩定年;„ 液作用和化学风化作用中比而对那些已发生„ z 射同位素年代学14743有十分相似的地球化学性质,使得放射性成因的子体143不会逃逸。„各种地质作用都很难使生分离和迁移,因而„研究表明:如果体系中没有流体参与,角闪岩相甚至麻粒岩相变质作用的岩石,仍能使而能获得较正确的变质岩原岩的年龄信息。„由于147此10亿年)。二、放射同位素年代学U—z U— 4形式存在, h+,因此它们的地球化学行为一致 („ 在氧化条件下,U 形成合物(U 价态为的+6),易溶于水,此时为活动元素 („ U, 沥青铀矿 (方钍石 ( 锆石(硅酸钍矿 (褐帘石 (独居石 (磷灰石 (磷钇矿 (榍石 (、放射同位素年代学U—z U— : Z=90, 原子量=232 ;密度=点= 1750℃,沸点= 4000℃,价态: +4„ U( : Z=92,原子量=238 ;密度= 点= 1132℃,沸点=3818 ℃,价态:+2 、 +3、+4、 +5、 +6;„ : Z=82, 原子量= 度= 点= 点= 1740,价态: +2、 +4;二、放射同位素年代学U—z U—、、放射同位素年代学U—z U—(10h(10b(10h/球粒陨石 ) 4无球粒陨石 ) 铁陨石 ) 超镁质岩 ) 辉长岩 ) 玄武岩 ) 安山岩 )~霞石正长岩 )7 花岗质岩石 ) 3 页岩 ) 砂岩 )碳酸盐岩 )花岗质片麻岩 ) 麻粒岩 )h, ,,;„ 放射性同位素;„ 04206207208238U,235、放射同位素年代学U—z U—34 226 222 210 206U ..... n ...... ..... →→ → →→ →→235 231 227 223 211 207U ..... a ...... ..... →→→→→→232 228 224 220 212 208a ...... n ...... ..... →→→→→→238 206 492 82 2+=+235 207 492 82 2U +=+232 208 490 82 2b+ 6 +=+均为放射性反应链,其最终的产物分别为:206207208中间产物的半衰期非常短;二、放射同位素年代学U—z U—射同位素年代学U—z U—%) 38U 10101010 h in a of a by , To be a be , Pb it be in a of 适合定年的矿物主要有: 石) , 锆石 ) , 独居石 ) , 磷灰石 ), 榍石) , 榴石) , 红石 ), 钛矿 ), 钙钛矿 ), 石 ),方解石 )二、放射同位素年代学U—z U—适合定年的矿物二、放射同位素年代学U—z U—适合定年的矿物最接近于满足测年条件的矿物是锆石,可以认为其初始铅同位素比值接近0,因此锆石成为目前用来进行到广泛重视。锆石的成因较复杂,有岩浆成因、变质成因和碎屑锆石等,在进行锆石须进行矿物形态的研究,区分锆石
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