13第6章同位素地球化学2
地球化学中的同位素研究及其应用
地球化学中的同位素研究及其应用地球化学是研究地球上各种化学现象和过程的科学学科。
同位素是元素具有相同的原子序数和化学性质，但质量数不同的不同种类的原子，其在地球化学研究中发挥着重要的作用。
本文将探讨地球化学中的同位素研究以及其在不同领域的应用。
一、同位素的定义和分类同位素是指具有相同原子序数（即原子核中质子的数量相同）但质量数（即原子核中质子和中子的数量之和）不同的原子。
同位素的存在使得地球化学研究可以根据元素的同位素组成来分析物质起源、演化和地球系统中的各种过程。
同位素一般可以分为稳定同位素和放射性同位素两类。
稳定同位素是指在地球化学研究中具有稳定存在状态的同位素，如氢的两种同位素氢-1和氢-2，氧的三种同位素氧-16、氧-17和氧-18。
放射性同位素是指具有不稳定存在状态的同位素，如铀系列的235U和238U以及镭系列的226Ra等。
二、地球化学中的同位素研究方法1. 同位素质谱法同位素质谱法是地球化学研究中常用的分析技术，它可以通过测量元素的同位素比例来获取有关地球物质起源和演化的信息。
该技术基于同位素质量分析仪器，可以对地球系统中的各种物质样品进行同位素组成的测定。
2. 同位素示踪法同位素示踪法是地球化学研究中常用的实验手段，它通过采集含有某种同位素标记的物质，并追踪其在地球系统中的传输和转化过程。
该方法可以帮助科学家们了解物质的迁移路径、生物地球化学循环等过程，为地球系统模型的构建和预测提供重要依据。
三、地球化学中的同位素研究应用1. 地质探测地球化学中的同位素研究可以用于地质探测，例如利用同位素示踪法可以追踪岩石中的放射性同位素衰变过程，从而确定岩石的年代和形成过程。
这对于研究地质构造、地壳运动以及矿床形成等具有重要意义。
2. 古气候研究同位素的组成可以反映地球气候变化的过程。
通过对冰川和海洋沉积物中的同位素比例进行分析，可以了解过去气候变化的规律和机制。
这对于预测未来气候变化趋势以及制定环境保护政策有重要意义。
同位素地球化学2
R ADIOACTIVE D ECAYJust as an atom can exist in any one of a number of excited states, so too can a nucleus have a set of discrete, quantized, excited nuclear states. The behavior of nuclei in transforming to more stable states is somewhat similar to atomic transformation from excited to more stable states, but there are some important differences. First, energy level spacing is much greater; second, the time an unstable nucleus spends in an excited state can range from 10-14 sec to 1011 years, whereas atomic life times are usually about 10-8sec; third, excited atoms emit photons, but excited nuclei may emit photons or particles of non-zero rest mass. Nuclear reactions must obey general physical laws, conservation of momentum, mass-energy, spin, etc. and conservation of nuclear particles.Nuclear decay takes place at a rate that follows the law of radioactive decay. Interestingly, the decay rate is dependent only on the energy state of the nuclide, it is independent of the history of the nucleus, and essentially independent of external influences such as temperature, pressure, etc. Also, it is impossible to predict when a given nucleus will decay. We can, however, predict the probability of its decay in a given time interval. The probability of decay in some infinitesimally small time interval, dt is l dt. Therefore, the rate of decay among some number, N, of nuclides is:dN=–l N 2.1dtThe minus sign simply indicates N decreases. Equation 2.1 is a first-order rate law known as the ba-sic equation of radioactive decay.G AMMA D ECAYGamma emission occurs when an excited nucleus decays to a more stable state. A gamma ray is simply a high-energy photon (i.e. electromagnetic radiation). Its frequency is related to the energy difference by:h n = E u – E l 2.2 where E u and E l are simply the energies of the upper (excited) and lower (ground) states. The nuclear reaction is written as:A Z* ÆA Z + g 2.3A LPHA DECAYAn a-particle is simply a helium nucleus. Since the helium nucleus is particularly stable, it is not surprising that such a group of particles might exist within the parent nucleus before a-decay. Emission of an alpha particle decreases the mass of the nucleus by the mass of the alpha particle, and also by the kinetic energy of the alpha particle (constant for any given decay) and the remaining nucleus (because of the conservation of momentum, the remaining nucleus recoils from the decay reaction).The escape of the a particle is a bit of a problem, because it must overcome a very substantial energy barrier, a combination of the strong force and the coulomb repulsion, to get out. For example, a particles fired at in 238U with energies below 8 Mev are scattered from the nucleus. However, during a decay of 238U, the a particle emerges with an energy of only about 4 Mev. This is an example of an effect called tunneling and can be understood as follows. Essentially, we can never know exactly where the a particle is (or any other particle, or you or I for that matter), we only the know the probability of its being in a particular place. This probability is given by the particle’s wave function, y(r). The wave is strongly attenuated through the potential energy barrier, but there is a small but finite amplitude outside the nucleus, and hence a small but finite probability of its being located outside the nucleus.The escape of an alpha particle leaves a daughter nucleus with mass <A-4, the missing mass is the kinetic energy of the alpha and remaining nucleus. The daughter may originally be in an excitedstate, from which it will decay by g decay. Figure 2.1 shows an energy-level diagram for such a decay.Alpha-decay occurs above the maximum in the binding energy curve, which occurs at 56Fe.Quite possibly, all such nuclei are unstable relative to alpha-decay, but most of their half-lives are immeasurably long.B ETA D ECAYBeta decay is a process in which the charge of a nucleus changes, but the number of nucleons remains the same. If we plotted Figure 1.1 with a third dimension, namely energy of the nucleus,we would see the stability region forms an energy valley. Alpha-decay moves a nucleus down the valley axis; beta decay moves a nucleus down the walls toward the valley axis. Beta-decay results in the emission of an electron or positron, depending on which side of the valley the parent lies.Consider the 3 nuclei in Figure 2.2 (these are isobars, since they all have 12 nucleons). FromwhatFigure 2.1. Nuclear energy-level diagram showing decay of bismuth212 by alpha emission to the ground and excited states of thallium208.Figure 2.2. Proton and neutron occupation levels of boron 12, carbon 12 andnitrogen 12.we have learned of the structure of nuclei, we can easily predict the 12C nucleus is the most stable. This is the case. 12B decays to 12C by the creation and emission of a b- particle and the conversion of a neutron to a proton. 12N decays by emission of a b+ and conversion of a proton to a neutron. Here physicists had a problem. Angular momentum must be conserved in the decay of nuclei. The 12C nucleus has integral spin as do 12B and 12N. But the beta particle has 1/2 quantum spin units. The solution was another, essentially massless particle, called the neutrino, with 1/2 spin to conserve angular momentum. (Whether the neutrino is actually massless or not is a BIG problem. If neutrinos have even a little mass, their collective mass could represent a significant portion of the mass of the universe; enough in fact so that the universe will eventually collapse on itself.) It is also needed to balance energy. The kinetic energies of alpha particles are discrete. Not so for betas: they show a spectrum with a characteristic maximum energy for a given decay. The neutrino also carries away part of the energy.Beta decay involves the weak force. The weak force transforms a neutral particle into a charged one and visa versa. Both the weak and the electromagnetic force are thought to be simply a manifestation of one force that accounts for all interactions involving charge (in the same sense that electric and magnetic forces are manifestations of electromagnetism). This force is called electroweak. In b+ decay, for example, a proton is converted to a neutron, giving up its +1 charge to a neutrino, which is converted to a positron. This process occurs through the intermediacy of the W+ particle in the same way that electromagnetic processes are mediated by photons. The photon, pion and W particles are members of a class of particles called bosons which intermediate forces between the basic constituents of matter. However the W particles differs from photons in having a very substantial mass (almost 2 orders of magnitude greater mass than the proton). Interestingly, Nature rejected the paper in which Fermi proposed the theory of beta decay involving the neutrino and the weak force in 1934!E LECTRON C APTUREAnother type of reaction is electron capture. This is sort of the reverse of beta decay and has the same effect, more or less, as b+ decay. Interestingly, this is a process in which an electron is added to a nucleus to produce a nucleus with less mass than the parent! The missing mass is carried off as energy by an escaping neutrino, and in some cases by a g. In some cases, a nucleus can decay by either electron capture, b-, or b+ emission. An example is the decay of 40K, which decays to 40Ca by b- and 40Ar to by b+ or electron capture.b decay and electron capture often leaves the daughter nucleus in an excited state. In this case, it will decay to its ground state (usually very quickly) by the emission of a g-ray. Thus g rays often accompany b decay. A change in charge of the nucleus necessitates a rearrangement of electrons in their orbits. As electrons jump down to lower orbits to occupy the orbital freed by the captured electron, they give off electromagnetic energy. This produces x-rays from electrons in the inner orbits.S PONTANEOUS F ISSIONThis is a process in which a nucleus splits into two or more fairly heavy daughter nuclei. In nature, this is a very rare process, occurring only in the heaviest nuclei, 238U, 235U, and 232Th (it is, however, most likely in 238U). It also occurs in 244Pu, an extinct radionuclide (we use the term ‘extinct radionuclide’ to refer to nuclides that once existed in the solar system, but which have subsequently decayed away entirely). This particular phenomenon is perhaps better explained by the liquid drop model than the shell model. Recall that in the liquid drop model, there are 4 contributions to total binding energy: volume energy, surface tension, excess neutron energy, and Coulomb energy. The surface tension tends to minimize the surface area while the repulsive coulomb energy tends to increase it. We can visualize these nuclei as oscillating between various shapes. It may very rarely become so distorted by the repulsive force of 90 or so protons, that thesurface tension cannot restore the shape. Surface tension is instead minimized by the splitting the nucleus entirely.Since there is a tendency for N/Z to increase with A for stable nuclei, the parent is much richer in neutrons than the daughters produced by fission (which may range from A=30, zinc, to A=64, terbium). Thus fission generally also produces some free neutrons in addition to two nuclear fragments (the daughters). The daughters are typically of unequal size, the exact mass of the two daughters being random. The average mass ratio of the high to the low mass fragment is about 1.45. Even though some free neutrons are created, the daughters tend to be too neutron-rich to be stable. As a result, they decay by b- to stable daughters. It is this decay of the daughters that results in radioactive fallout in bombs and radioactive waste in reactors (a secondary source of radioactivity is production of unstable nuclides by capture of the neutrons released).Some non-stable heavy nuclei and excited heavy nuclei are particularly unstable with respect to fission. An important example is 236U. Imagine a material rich in U. When 238U undergoes fission, some of the released neutrons are captured by 235U nuclei, producing 236U in an excited state. This 236U then fissions producing more neutrons, etc. This is the basis of nuclear reactors and bombs (actually, most now use some other nuclei, like Pu). The concentration of U is not usually high enough in nature for this sort of thing to happen. But it apparently did once, in the Oklo U deposit in Africa. This deposit was found to have an anomalously high 238U/235U ratio (227 vs. 137.88), indicating some of the 235U had been 'burned' in a nuclear chain reaction.Individual natural fission reactions are less rare. When fission occurs, there is a fair amount of ki-netic energy produced (maximum about 200 MeV), the nuclear fragments literally flying apart. These fragments damage the crystal structure through which they pass, producing 'tracks', whose visibility can be enhanced by etching. This is the basis of fission-track dating.Natural fission also can produce variations in the isotopic abundance of elements among the natu-ral, ultimate product. Xenon is an important product.。
第六章同位素地球化学
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(三) 同位素成分的测定及表示方法
一个完整的同位素样品的研究包括样品的采集、加工、化学 制样、测定及结果的计算和解释等环节。下面简单介绍一下化 学制样及质谱仪测定方法。
1.制样 将地质样品分解，使待测元素的同位素转化为在质谱仪上
测定的化合物，轻稳定同位素一般制成气体样品。 例如：氧同位素有两种制样方法： （1）还原法: 高温条件下与C还原成CO； （2）氧化法: 用F或卤化物氧化，生成O2（精度高）。
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第六章 同位素地球化学
本章内容
一． 自然界引起同位素成分变化的原因 二． 同位素年代学 三． 稳定同位素地球化学
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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 同位素成分的测定及表示方法 自然界引起同位素成分变化的原因
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一、自然界引起同位素成分变化的原因
（一）核素的性质
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(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 。
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2.同位素分馏效应:
1)同位素分馏效应：在地质作用过程中，由于质量差异所导致轻 稳定同位素(Z＜20)相对丰度发生改变的过程。
2)引起分馏效应的原因：物理分馏、同位素交换反应、生物化学 反应、动力分馏。
① 物理分馏:也称质量分馏, 同位素之间因质量差异而引起的与质 量有关的性质的不同，(如密度、比重、熔点、沸点等微小的差别)， 这样在蒸发、凝聚、升华、扩散等自然物理过程中，使得轻、重同位 素分异。
同位素地球化学
研究分析表稳定同位素组成常用δ值表示，δ值指样品中某元素的稳定同位素比值相对标准（标样）相应比 值的千分偏差。其公式为□δ值能清楚地反映同位素组成的变化，样品的δ值愈高，反映重同位素愈富集。样品 的δ值总是相对于某个标准而言的，同一个样品，对比的标准不同得出的δ值各异。所以必须采用同一标准；或 者将各实验室的数据换算成国际公认的统一标准，这样获得的δ值才有实际应用价值。比较普遍的国际公认标准 为：①SMOW，即标准平均海洋水，作为氢和氧的同位素的国际统一标准；② PDB，是美国南卡罗来纳州白垩系皮 狄组地层内的似箭石，一种碳酸钙样品，用作碳同位素的国际统一标准，有时也作为沉积碳酸盐氧同位素的标准； ③CDT,是美国亚利桑纳州迪亚布洛峡谷铁陨石中的陨硫铁，用作硫同位素的国际统一标准。稳定同位素实验研究 表明，大多数矿物对体系（矿物-矿物）或矿物-水体系，在有地质意义的温度范围内,103ln□值与T 2成反比,T 为绝对温度。
模型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。
分馏系数
稳定同位素地球化学
稳定同位素地球化学：
同位素地球化学的一个研究领域。主要研究自然界中稳定同位素的丰度及其变化规律，并用来解决地质问题。 稳定同位素包括放射衰变成因的和非放射成因的，如206Pb、207Pb、208Pb、87Sr和143Nd就是分别由238U、 235U、232Th、87Rb和147Sm放射衰变而形成的稳定同位素；而H、C、O、S的同位素如1H、2H、12C、13C、16O、 17O、18O、32S、33S、34S、36S则是天然稳定同位素。由于H、C、O、S的原子序数小于20，所以其同位素又可 称为轻稳定同位素。稳定同位素丰度发生变化的主要原因是同位素的分馏作用。
地球化学第六章_同位素地球化学-放射性同位素
式中λ为衰变比例常数，简称衰变常数，dN/dt是任一时刻（t）时的衰变速率。 对上式积分得：
∫
t dN = −λ ∫ dt N0 N t0 N
设t=0时，放射性母体原子数为N0，得：lnN－lnN0＝－λ t 化简得：
N＝N0e
－λ t
，
该公式表示原子数为N0的放射性同位素， 与经过时间t后残存的母体原子数之间的关系。 设衰变产物的原子数为D*，当t=0时D＝0，经过时间t的衰变反应，则， D*＝N0-N 则，D*= N0(1-e ) or D= N(e -1) 如果一体系中，t=0 时的子体原子数为D0，则该体系子体原子总数为:
第六章 同位素地球化学 放射性同位素地球化学
第一节 放射性同位素地球化学基础
一、放射性衰变反应 1）. α衰变 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 He 原子核。 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。
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同位素及其衰变产物 （5）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 （6）对所测定的矿物、岩石的地球化学有相当可靠认识 2、同位素地质年代学所感兴趣的，是自然存在的为数不多的一些放射性同位素核素，主要 包括: – 具有非常慢的衰变速率的（如238U, 235U,232Th, 147Sm, 40K等）、 – 由长寿命放射性母体衰变产生的（如234U,230Th, 226Ra等）、 – 由天然核反应产生的（如14C, 10Be等）、以及由人工核试验产生的放射性同位素。 3、放射性同位素年龄的地质学含义 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。 对于根据放射性同位素体系获得的地质年龄，Rollison（1993）划分出具有不同地质含义的 几种年龄： （1） 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。 （2） 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。 （3） 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Rb-Sr或Sm-Nd同位 素体系来推断。 （4）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’Nions et al., 1983）。通常通过Sm-Nd模式年龄计算来获得。 （5）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Sm-Nd同位素分析，可计 算获得一个地壳滞留年龄（tCR），反映地壳形成年龄。该年龄比地层沉积年龄值大。
现代同位素地球化学第二讲现代同位素地球化学第二讲
现代同位素地球化学第二讲稳定同位素分馏及其应用l2.1 同位素效应l2.2 同位素分馏l2.3 分馏系数及其应用l2.4 地质温度计l2.5 同位素平衡体系的验证2.1 同位素效应(isotope effects)•由不同的同位素组成的分子之间存在相对质量差, 这种质量差异所引起的该分子在物理和化学性质上的差异，称为同位素效应(isotope effect)。
•在不同的物理、化学和生物作用过程中，会出现不同的同位素效应，发生某种程度的同位素分馏.•氢的两个同位素（1H和2H）的相对质量差是所有元素的同位素中最大的，因此自然界中氢同位素分馏也最大.2.2 同位素分馏l同位素分馏：是指在一地质体系中，某元素的同位素以不同的比值分配到两种物质或物相中的现象l同位素分馏系数（α）：两种物质或物相间同位素分馏的程度。
又称分离系数lαA-B=R A/R Bl R A和R B分别表示某一元素的两种同位素在A、B两种物质中的比值，如18O/16O、2H/1H、13C/12C等lα=1时，无分馏；α值与分馏程度成正比。
l1/2C16O2+H218O→1/2C18O2+H216OαCO2-H2O=(18O/16O)CO2/(18O/16O)H2αCO2-H2O=1.04 at 25℃同位素分馏系数α•例如CaCO 3和H 2O 之间氢同位素交换反应可写成：•则CaCO 3和H 2O 之间的分馏系数α可表示为：•在25o C 时，αCaCO3-H2O = 1.031氧同位素组成δ值l物质中一种元素的几个同位素的绝对量的测量，通常是十分困难的。
实际工作中往往采用相对测量法，即只要知道待测物质中某元素的两种稳定同位素的比值与一标准物质中同一元素的两种同位素的比值之间的差异即可。
这一差异用δ值来表示：l因此，δ值是样品与标准之间同位素比值间的相对偏差，单位用千分值（‰）表示。
δ§分馏值(∆):某同位素在不同物相中同位素组成δ之差：∆A-B=δA-δB§对含有同一元素的一系列化合物，∆具有加和性, 例如A，B，C三种化合物∆A-C= ∆A-B+∆B-C千分分馏作用（1000lna）l利用数学计算可知1000ln(1.00n) ≈n，l例如，a CaCO-H2O=1.031，则1000lna=31。
地球化学中的同位素分析
地球化学中的同位素分析地球化学是研究地球化学成分、地球化学过程、地球化学循环和地球化学环境的一门学科。
其中的同位素分析是地球化学中的重要分支之一。
同位素是指具有相同原子序数但不同质量数的单质，在自然界中广泛存在。
同位素分析可用来研究岩石、矿物、水体、大气等自然现象，也可用来解决环境、生物和人类问题。
同位素分析的原理是依据同位素在化学和物理活动中的差异性。
同一元素的同位素化学性质相同，但物理性质不同。
例如，具有同位素^12C和^13C的二氧化碳分子在光谱分析技术中可以被分辨，从而得到不同的信号。
利用这些信号，就可以分析样品中同位素的含量和同位素比值。
同位素分析的方法主要包括质谱法、光谱法、放射性测量法等。
其中，质谱法是同位素分析中最常用的方法之一。
该方法基于质谱仪的原理，利用精确的磁场和电场对离子进行分析，得出不同离子的质量-电荷比，从而测定样品中的同位素含量。
同位素分析在地球化学中有许多应用。
以下介绍几个例子：1.同位素示踪法同位素示踪法是同位素分析中使用最广泛的应用之一。
当同位素被注入到一个系统中时，同位素浓度会随着时间变化而发生变化。
通过测量不同时间点的同位素浓度，可以了解系统中各种物质的来源、分布和移动方式。
地球化学中常用的同位素示踪法包括放射性示踪法和稳定同位素示踪法。
放射性示踪法是将一种有放射性同位素标记注入样品中，通过测量标记同位素的衰变速率和产生的辐射量来示踪样品中物质的分布和运动。
稳定同位素示踪法则是利用稳定同位素测定样品中物质的来源、变化和转移。
2.同位素地球化学同位素地球化学是利用同位素在地球科学中的广泛应用，包括地质学、气候学、生物学和环境科学。
通常情况下，地球化学家使用不同的同位素分析方法来研究样品的化学成分和样品的起源。
例如，根据岩石中铀、钍、锶等放射性同位素的衰变速率，研究岩石的时代和成因；利用碳同位素分析技术，研究生物的食物链变化和生物地球化学过程；通过测量气体中气体同位素的含量和同位素比值，可以研究大气的物理和化学特性。
第六章稳定性同位素地球化学
• 物理化学过程识别（Process identification）
如对动物化石进行C同位素分析，确定其是否属于 C4（木本？）或C3（草本？）类植物的食用动物
稳定同位素组成表达形式
• 采用同位素比值
• 通常情况下，稳定同位素的比值采用质量数大的同位素为分 子，而质量数小的同位素为分母。如18O/16O、2H/1H、13C/12C 和34S/32S等；
• 为直观反映样品稳定同位素组成，将同位素比值与标准样品 进行比较，并用差值的千分率（）表示。如：
R R
A St
1 1000
• 与放射成因同位素表达方式不同的是，标样的同位素组成是 常数，不随时间改变，且标准化值放大系数为103
ZN 10 11 66 67 77 78 88 89 8 10 16 16 16 17 16 18 16 20
Atomic Mass 1.0078 2.0141 12 13.0034 14.0031 15.0001 15.9949 16.9991 17.9992 31.9721 32.9714 33.9676 35.9671
Standard
Hydrogen δD D/H (2H/1H)
SMOW
Lithium
δ7Li
7Li/6Li
NBS L-SVEC
Boron
δ11B
11B/10B
NBS 951
Carbon
δ13C 13C/12C
PDB
Nitrogen δ15N 15N/14N
atmosphere
Oxygen
δ18O
18O/16O
地球化学第六章 同位素地球化学-稳定同位素
第六章同位素地球化学——稳定同位素第一节基本概念一、同位素的定义核素：是由一定数量的质子（P）和中子（N）构成的原子核。
核素具有质量、电荷、能量、放射性和丰度5中主要性质。
元素：具有相同质子数和中子数的核素.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(isotope)，他们处在周期表上的同一位置二、同位素的分类– 放射性同位素(radioactive isotope)：原子核是不稳定的，它们能够白发地衰变成其他的同位素。
最终衰变为稳定的放射性成因同位素。
目前已知的放射性同位素达1200种左右，由于大部分放射性同位素的半衰期较短，目前已知自然界中存在的天然放射性同位素只有60种左右。
放射性同位素例子：238U→234Th＋4He(α)＋Q→206Pb；235U→207Pb；232Th→208Pb– 稳定同位素(stable isotope)：原子核是稳定的，迄今还未发现它们能够自发衰变形成其他的同位素。
自然界中共有1700余种同位素，其中稳定同位素有260余种。
z轻稳定同位素，又称天然的稳定同位素，是核合成以来就保持稳定。
其特点是①原子量小，同—元素的各同位素间的相对质量差异较大；②轻稳定同位素变化主要原因是同位素分馏作用所造成的，其反应是可逆的。
如氢同位素（1H和2H）、氧同位素（16O和18O）、碳同位素（12C和13C）等。
z重稳定同位素，又称放射成因同位素(radiogenic isotope)：稳定同位素中部分是由放射性同位素通过衰变后形成的稳定产物。
其特点是①原子量大，同—元素的各同位素间的相对质量差异小（0.7%~1.2%）环境的物理和化学条件的变化通常不导致重稳定同位素组成改变；②重稳定同位素变化主要原因是放射性同位素衰败引起，这种变化是单向的不可逆的。
如87Sr是由放射性同位素87Rb衰变而来的；三、同位素的丰度和原子量1．同位素丰度(isotope abundance) ：可分为绝对丰度和相对丰度绝对丰度是指某一同位素在所有各种稳定同位素总量中的相对份额，常以该同位素与1H（取1H=1012）或28Si（取28Si=106）的比值表示。
地球化学中的同位素示踪和分析
地球化学中的同位素示踪和分析地球化学是研究地球化学元素地球内部和表层分布、地球化学过程及其规律的学科。
而同位素则是一种在化学和物理方面都具有重要意义的存在。
地球化学中的同位素示踪和分析，是通过同位素不同的浓度和比例来逐步研究地球物质的来源、演化和变化的过程。
在此过程中，地球化学家们可以获取大量有关地球构造、生物演化、古气候、古环境等重要信息。
本文将会探讨地球化学中的同位素示踪和分析的基本原理及其应用。
一、基本原理同位素是指具有相同原子序数(Z)但质量数(A)不同的原子。
同种元素的不同同位素，因为质量的差异而具有不同的化学特性和物理特性。
地球化学中，多数同位素其存在量非常稀少，可以利用现代分析技术对其进行测定，进而对地球物质进行示踪和分析。
在地球科学中，同位素示踪和分析的主要原理是利用同位素存在量不同的特性，对化学和地质过程进行追踪和研究。
具体而言，同位素示踪和分析是在分析样品中不同同位素存在量的基础上，研究样品来源、演化、变化等方面的科学方法。
地球化学中的同位素示踪可以分为两类，一种是稳定同位素示踪，另一种则是放射性同位素示踪。
稳定同位素示踪主要是利用稳定同位素在地球化学过程中不同的分馏效应，来推测样品中的某些地球化学过程，如元素演化，矿物相变，物种演化等。
放射性同位素示踪，则主要是利用放射性同位素的不同半衰期，来推测样品中年代和历史上某些事件的发生时间。
在同位素示踪的过程中，通常采用同位素比值的方法来获得与分析对象相关的信息。
同位素比值(R)是指两个同种元素不同同位素的存在量之比，可以根据比值的变化来推测样品中与分析对象相关的信息。
例如，碳同位素示踪就是利用炭素同位素比值中稳定同位素^13C和^12C的存在量差异，来推测样品中元素演化，动植物来源等信息。
二、应用地球化学中的同位素示踪和分析在地质学、生物学、气候学等领域都有着广泛的应用。
以下是一些常见的应用：1. 地球内部物质循环及元素分馏模型研究地球内部物质循环及元素分馏模型研究需要大量的岩石和矿物样品，利用稳定同位素的存在量差异，可以推测出岩石、矿物的成因和演化历史。
地球化学中的同位素分析技术
地球化学中的同位素分析技术在地球科学领域中，同位素分析技术是一项关键而广泛应用的技术。
同位素分析可以为我们解析地球系统的演化过程、研究地下水资源的动态变化、了解生物地球化学循环等提供重要的线索和信息。
本文将介绍地球化学中常用的同位素分析技术，包括质谱法、放射性同位素法和同位素比值法。
一、质谱法质谱法是一种常见的同位素分析技术，主要用于确定样品中各种同位素的相对丰度。
该技术基于样品中同位素的质量差异，通过质谱仪将样品中的同位素分离出来，并通过检测器进行检测和分析。
常用的质谱法包括质谱质谱法（MS-MS）和电感耦合等离子体质谱法（ICP-MS）。
质谱质谱法结合了质谱仪和质谱/质谱仪的优点，可以提高同位素测量的准确性和灵敏度。
而ICP-MS技术则可以同时测量多种元素的同位素组成，并具有高灵敏度和高分析速度的特点。
二、放射性同位素法放射性同位素法是一种基于放射性同位素衰变的分析技术。
每种放射性同位素都有其特定的半衰期，通过测量样品中放射性同位素的衰变速率，可以确定样品的年龄、起源等信息。
常用的放射性同位素包括铀、钍、铀系列等。
放射性同位素法在地质学、环境科学和考古学等领域得到广泛应用，为我们提供了研究地球演化和环境变化的重要工具。
三、同位素比值法同位素比值法是一种基于不同同位素的比例关系进行分析的技术。
通过测量样品中不同同位素的比值，可以获得一些关于样品来源和过程的信息。
常用的同位素比值法包括碳同位素比（δ13C）、氮同位素比（δ15N）和氧同位素比（δ18O）等。
这些同位素比值可以用于研究生物地球化学循环、古气候变化、水文地球化学等方面。
四、案例分析在一个地下水资源调查项目中，同位素分析技术被广泛应用。
研究人员采集了地下水样品，并使用质谱法测定了样品中各种同位素的浓度。
通过分析地下水中氧同位素比（δ18O）和氢同位素比（δ2H），研究人员可以判断水体的来源以及水文循环过程。
此外，还可以通过测量样品中放射性同位素的浓度，获得地下水的年龄和补给速率等信息。
地球化学中的同位素分析技术
地球化学中的同位素分析技术地球化学是研究地球物质成分、构成和演化规律的一门学科。
同位素分析技术作为地球化学研究的重要手段，可以用于各种矿物的研究，例如岩石、水和大气等自然物质。
同位素是同一元素但原子核中质子数不同的不同种态形式，它们所属的元素拥有相同的原子序。
同位素具有相同的化学性质和电子结构，但是由于核外电子数量的不同会导致不同的物理性质。
有些同位素还会发生不稳定性衰变，因此也被称为放射性同位素。
同位素分析技术就是利用这种同位素的特性进行研究的。
同位素的分析方法主要有质谱法和放射性测定法。
其中，质谱法是利用同位素在不同质谱分子间互相转化的特性，进行同位素分离和分析的方法。
其实质是在质谱分析仪中，将样品中的同位素分子通过不同的方法分离出来，然后进行计数和分析。
这种方法特别适合分析矿物、岩石和水等地质样品中的稳定同位素和放射性同位素。
放射性测定法则是利用同位素自然放射性衰变所释放出来的放射性粒子信息作为分析元素的依据。
利用同位素放射性的特性，可以用气流计数仪或液体闪烁计数器等装置对样品进行测量，测定其放射性活度。
这种方法常用来测定重要地球元素的同位素含量，例如铀、钍和钾等元素，以及它们在地球物质中的分布规律。
同位素分析技术在地球化学研究中应用广泛，例如：1. 在水文地球化学中，通过同位素分析技术，可以测定各种水体中的同位素含量，进而推断各种水体的成因、运动和分布等信息。
2. 在矿床地球化学中，同位素分析技术可以研究矿物的成因和变质作用，帮助提高矿集区的勘查效率。
3. 在环境地球化学中，同位素分析技术可以探究大气、水体、土壤和生物等介质中的物质交换过程，以及其对环境变化的响应等。
总的来说，同位素分析技术在地球化学研究中具有不可替代的作用，可以为研究人员提供高精度、高分辨率的实验数据，进而深入理解地球物质的成分和演化规律。
同位素地球化学绪论
1923年国际原子量委 员会决定：化学元素 是指由具有相同核电 荷的同一类原子
学科的形 成和发展
元素地球化学的诞生
奠基阶段（20世纪初~30年代）
地球化学作为一门独立学科形成于20世 纪初，主要奠基人为美国化学家克拉克 (F.W. Clarke, 1847—1931)、挪威矿物学 家和地球化学家戈尔德史密特( V.M. Goldschmidt, 1888—1947)、俄罗斯矿物 学家和地球化学家维尔纳茨基(1863— 1945)及费尔斯曼(1883—1945)等。
同位素地球化学的诞生
奠基阶段（19世纪末~30年代）
稳定同位素首先Thomson (1913) 发现（ 氖元素的同位素），随后Aston发现了202 种同位素。
地质年代学建立在Becquerel (1886)发现 放射性和居里夫妇（1898）证实放射性衰 变规律的基础上，Soddy(1910)首先提出同 位素的概念
19世纪对化学元素认识的飞跃
1862：法国矿物学家陈库尔托斯 (Alexandre-Emile Beguyer de Chancourtois, 1820~1866)对已知元素 的系统组织提出了“圆柱—螺旋” 表，最早发现化学元素的周期性。
1868：德国科尔契霍夫(G.R.Kirchhoff, 1824 ~1887)和本森(R.W. Bunsen, 1811~1899)发明光谱分析法。
教材：《同位素地质学教程》，沈渭洲编，原子能出版 社，1997
绪论
一、同位素地质学的定义和研究内容 二、同位素地质学发展简史
一、同位素地质学的定义和研究内容
地球化学是研究自然界，主要是地球及其各组成 部分的化学演化及其机理的科学,它作为一门独 立学科形成于20世纪初，是化学与地质学之间的 交叉研究领域。
同位素地球化学2
③若落于地壳和地幔 玄武岩增长线之间， 反映物质成分是复杂 的。
其他应用：
➢(87Sr/ 8Sr)0比值划分岩石类型 ➢S型花岗岩和I花岗岩；
➢Sr在研究大陆风化演化、环境等方面也
有指示意义。
内是均一的，因而有着相同的87Sr/ 86Sr 初始比值；
➢3）体系内化学成分均一，而Rb/Sr比值有
差异；
➢4）自结晶以来， Rb、Sr保持封闭，没有
与外界发生物质交换。
③ 样品选择
➢含K矿物测定? ➢一般选择全岩测定
注意点
①一组样品采集在同一母体上，才能尽可能 保证是同源，有一致的87Sr/86Sr初始值；
2.探索地壳和上地幔Sr演化
①陨石和地球整体的Sr 同位素组成
➢地球和陨石是大致同时间由
太阳星云形成，目前公认玄 武质无球粒陨石的
➢(08.76S9r/889S7r)+0比0.值00为003
➢代表地球形成时初始比值，
以BABI表示。
②地幔Sr同位素组成和演化
现今上地幔(87Sr/ 8Sr)0比值
②样品布点的空间分布合理(以免样品Rb/Sr 比值接近,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)；
④K含量低的样品(超基性岩)不应用此法。
①观察
5.工作步骤
②作出采样计划: a空间分布； b新鲜程度；c肉 眼目估含钾矿物含量；
③采集10-15个样品(0.5-1kg)配上标本（磨制薄 片），单矿物样量(0.5-1g)；
86Sr- 9.87% 87Sr- 7.04% 88Sr- 82.53%
87Sr丰度可变，
87Rb通过β－衰变成87Sr，使其丰度改变。
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第五章 同位素地球化学Ⅱ
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常用的K-Ar定年矿物
➢深成岩或变质岩中依次：
➢角闪石、黑云母、白云母、高温碱性长石等；
➢沉积岩：自生海绿石和伊利石； ➢新鲜的粗面岩、玄武岩和辉绿岩也可以给
出有地质意义的年龄。
➢如果样品中的矿物无法分离，采用全岩，
该样品测定的年龄最不可靠。
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等式左右同除以36Ar得：
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第五章 同位素地球化学Ⅱ
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➢一组样品可以求出斜率b ➢由b可以求出样品的形成年龄t
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第五章 同位素地球化学Ⅱ
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5. K-Ar定年实例
闪长岩K-Ar定年 测试蚀变闪长岩 : 样品中元素及同位素比值
♣w（K）/10－2： 1.75 ♣w（40Ar）/ 10-10mol/g ：3.226
第五章 同位素地球化学Ⅱ
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矿物对Ar的保存能力
角石闪对Ar的保存能力最强； 黑云母次之； 钾长石最差。 ♣角闪石中Ar在800℃不丢失，黑云母/白
云母600 ℃，长石400 ℃（有效封闭温 度）。
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第五章 同位素地球化学Ⅱ
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② 40Ar过剩
何谓40Ar过剩？
➢可能原因： ➢常见含过剩40Ar的矿物：堇青石、辉石、
第五章 同位素地球化学Ⅱ
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3. 岩石和矿物中的外来40Ar和40Ar丢失
① 40Ar丢失
Ar的丢失和过剩是常见的影响K-Ar体系定年
的问题。其中Ar丢失是更是经常遇到的难题。 任何地质作用和简单的机械作用都能造成其丢 失。
各种矿物对Ar的保存或封闭能力是不同的，
即受热能力有差别。
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② Ar的同位素组成
➢Ar是惰性气体元素，原子量为39.948。 ➢Ar在大气中的质量分数为0.93%。 ➢地球大气Ar同位素组成及丰度为：
➢40Ar——99.60% ➢38Ar——0.063% ➢36Ar——0.337% ➢大气Ar的n（40Ar）/ n（36Ar）=295.52
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① 40K的衰变方式和衰变常数
4019K + e－→4018Ar+ν+ Q 衰变常数λe表示
4019K→4020Ca+β－+ν（中微子）+Q 衰变常数为λβ表示
总衰变常数λ= λe + λβ
=5.543×10－10a－1
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第五章 同位素地球化学Ⅱ
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② K-Ar年龄计算公式和应用前提
根据公式计算成岩年龄
103.3+2.4Ma
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6.2.2.2 40Ar-39Ar 法年龄测定
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第五章 同位素地球化学Ⅱ
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1. 40Ar-39Ar法年龄的基本原理及 全氩释放年龄
① 原理
– 含钾矿物中的39K在原子核反应堆中受 快中子辐照转化为39Ar，公式为： 39K+n（中子）→ 39Ar+p（质子）
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第五章 同位素地球化学Ⅱ
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③ K-Ar年龄的含义
1）Ar特性：
➢Ar是惰性体，在矿物晶格中不与其它原
子替代，在变质、蚀变、风化甚至是机械 碎样等都能导致矿物中氩的丢失。
♣如果氩丢失将导致测定的年龄比实际年轻； ♣若有过剩氩或大气氩混入则导致测试年龄比
实际大。
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电气石，金刚石和海底玄武岩中也发现 有过剩氩。
➢而角闪石、长石、金云母、黑云母和
方钠石中较少含过剩氩。
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第五章 同位素地球化学Ⅱ
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➢过剩40Ar对年龄影响：过剩氩存在会
造成样品测年偏大。
➢过剩氩解决途径——氩-氩等时线法
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第五章 同位素地球化学Ⅱ
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4. 40K-40Ar等时线 ➢体系氩增长公式：
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13Байду номын сангаас
2）K-Ar年龄含义
➢K-Ar法测试的年龄一般是最后一次
地质事件（变质作用、岩浆结晶等） 冷却到氩的扩散丢失不明显的温度以 来所经历的时间。
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第五章 同位素地球化学Ⅱ
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④ 样品选择
➢考虑因素：
♣晶质结构岩石； ♣矿物含钾； ♣矿物封闭温度（矿物结晶温度或顺序）
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第五章 同位素地球化学Ⅱ
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6.2.2 K-Ar法及40Ar-39Ar法 年龄测定
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6.2.2.1 K-Ar法年龄测定
♣ 1. 自然界中K-Ar同位素 ♣ 2. K-Ar年龄测定的原理和计算公式 ♣ 3. 岩石和矿物中的外来Ar和Ar丢失 ♣ 4. K-Ar等时线年龄 ♣ 5. K-Ar定年实例
第五章 同位素地球化学Ⅱ
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2 K-Ar年龄测定的原理和计算公式
➢① 40K的衰变方式和衰变常数 ➢② K-Ar年龄的计算公式和应用基本前提 ➢③ K-Ar年龄的含义 ➢④ 样品选择
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第五章 同位素地球化学Ⅱ
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①40K的衰变方式和衰变常数
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第五章 同位素地球化学Ⅱ
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第五章 同位素地球化学Ⅱ
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1. 自然界中K/Ar同位素
① K的同位素组成
➢K的3个天然同位素及其丰度： ➢39K——93.2581% ➢40K——0.01167%-放射性 ➢41K——6.7302% ➢由此计算K原子量为39.0983
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第五章 同位素地球化学Ⅱ
➢1）体系中氩增长公式
公 式 中 参 数 含 义
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第五章 同位素地球化学Ⅱ
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测试样品需要两份：
一份用于测定K
另一份用于测定40Ar
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第五章 同位素地球化学Ⅱ
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2）使用条件/前提
封闭体系
➢放射性40Ar（ 40Ar* ）在体系中没
有丢失，形成时或其他地质事件中 没有外来40Ar的加入。
第6章 同位素地球化学 Part Ⅱ
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第五章 同位素地球化学Ⅱ
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6.2 放射性同位素地球化学
6.2.1 放射性衰变定律及同位素地质年代学原理
♣6.2.2 K-Ar法及40Ar-39Ar法年龄测定 ♣6.2.3 Rb-Sr法年龄测定及Sr同位素地球化学
6.2.4 Sm-Nd法年龄测定及Nd同位素地球化学 6.2.5 U-Th-Pb法年龄测定及Pb同位素地球化学 6.2.6 同位素封闭温度及冷却年龄 6.2.7 同位素地质年代学地质意义