第六章- 放射性同位素地球化学
第六章 同位素地球化学-1
第六章同位素地球化学第一节基本概念一、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。
.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、同位素丰度同位素丰度(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。
同位素地球化学(看放射性的部分)
§1 固体同位素样品实验技术简介
D/Ds=(D/Ds) 0+P/Ds(eλt -1) 87Sr/86Sr=(87Sr/86Sr) 0 +87Rb/86Sr (eλt -1)
质谱测定
定量分析（同位素稀释分析）
两个步骤： 1、化学分离 2、质谱测定
研究领域 包括有两个方面： 1、同位素地质年代学 2、稳定同位素地球化学
同位素地质年代学是根据放射性同位素 随时间变化的规律，测定地质体的年龄 与活动历史；另外，放射性同位素的示 踪，可用来研究地壳、地幔和其他星体 的成因与演化；
稳定同位素地球化学是研究地质体中稳定 同位素的分布及其在各种条件下的运动规 律，并应用这些规律来解释岩石和矿石的 形成过程、物质来源及成因等问题。
出版社
6、沈渭洲，1993，稳定同位素地质，原子能出版 社
7、朱炳泉等，1998，地球科学中同位素体系理论 与应用，科学出版社
……
四、我国同位素地球化学的学术团体
我国同位素地球化学的研究工作从1958年开 始，目前拥有的研究人员和质谱属世界第一。
学术团体： 1、中国矿物岩石地球化学学会—同位素地球化学
同位素地球化学是研究同一元素具有2个或2个以 上组成的核素。
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。
在地球化学系统中，天然放射性同位素丰 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中的物理化学条件等。因此，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。
同位素地球化学
16
4)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，232Th都可以发生这种裂变。
在自然界中，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：
87 37
Rb
3887
Sr
但是，有些放射性同位素需经过一系列的各种衰变才能变
ΔR = R样品 - R标准
12
3.同位素成分表示方法：
3）样品相对于标准样品R的偏离程度（千分率）： Δ(‰)=（R样—R标）/R标×1000 =(R样/R标—1) ×1000
例如对34S/32S相对于标准样品的富集程度， 即以 δ34S‰ 来表示： δ34S(‰)=[((34S/32S)样/(34S/32S)标)-1] ×1000
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(一)放射性衰变定律
放射性同位素的特性： ①放射性同位素在原子核内部发生衰变，其结果是从一 个核素转变为另一个核素； ②衰变是自发的、永久不息的一种恒制反应，而且衰变 是按一定比例的； ③衰变反应不受任何温度、压力、元素的存在形式及其 物理化学条件的影响； ④衰变前核素和衰变后核素的原子数，只是时间的函数。
习惯上把微量（较小相对丰度）同位素放在R的分子上，这样可以 从样品的δ值，直接看出微量同位素比标准样品是富集了，还是贫化 了。
δ＞0表示34S比标准样品是富集了； δ＜0表示34S比标准样品是贫化了。
13
4）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：
6
(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。
《放射性同位素》课件
放射性同位素具有不稳定性和不稳定 性，会自发地发生核反应，释放出能 量和射线。
放射性同位素的应用领域
医学诊断和治疗
01
放射性同位素在医学领域中广泛应用于诊断和治疗，如放射性
核素显像、放射性核素治疗等。
工业检测和控制
02
放射性同位素可以用于工业检测和控制，如厚度测量、金属探
伤等。
科学研究
03
放射性同位素在科学研究领域中广泛应用于核物理、化学、生
03
放射性同位素还可以用于治疗肿瘤，通过向肿瘤组织发射高能射线， 杀死癌细胞并抑制其生长。
04
放射性同位素在医学领域的应用需要严格控制剂量和安全性，以避免 对健康造成损害。
工业检测与控制
放射性同位素在工业领域的应用主要包括检测和控制 工艺流程。
输标02入题
通过使用放射性同位素标记物质，可以检测产品的质 量和纯度，例如在石油工业中检测油品的纯度和在食 品工业中检测食品的成分。
安全与环保的挑战
放射性废物的处理与处置
放射性同位素在生产、使用过程中产生 的废物需要妥善处理和处置，以避免对 环境和人类健康造成危害。
VS
辐射防护与安全监管
在使用放射性同位素的过程中，应加强辐 射防护措施，确保工作人员和公众的安全 。同时，需要建立完善的监管体系，确保 放射性同位素的安全使用。
国际合作与政策法规的完善
有电离本领，穿透能力最强。
不同的辐射类型具有不同的能量和穿透能力，适用于不同的应用领域，例如医学影像技 术、工业无损检测、核能利用等。
稳定性
稳定性是指放射性同位素原子核保持稳定状态的能力。
有些放射性同位素原子核不稳定，会发生衰变，释放出能 量和射线；有些放射性同位素原子核稳定或半稳定，不会 发生衰变或发生衰变但释放的能量较低。
放射性同位素ppt课件
射线的危害及防护
举例与措施
说明
内照射 密封 把放射源密封在手套箱或特殊的容器里，
防护 防护 或者用特殊的方法覆盖，以防止射线泄漏
防护
时间
尽量减少受辐射的时间
防护
距离 距放射源越远，人体吸收的剂量就越少，
外照射
防护 受到的危害就越轻
防护
屏蔽 在放射源与人体之间加屏蔽物能起到防护
防护 作用。铅的屏蔽作用最好
料，其主要成分为铀238．贫铀炸弹有很强的穿甲能力，而且铀238具有放
射性，残留物可长期对环境起破坏作用而造成污染．人长期生活在该环境
中会受到核辐射而易患上皮肤癌和白血病．下列结论正确的是( ABC )
A．铀238的衰变方程式为
→
+
B．
和
互为同位素
12
6
C
放射性同位素
13
6
C
14
6
C N+ e
14
7
0
-1
像天然放射性元素一样发生衰变
放射性同位素：有些同位素具有放射性，叫做放射性同位素
Part 01
放射性同位素的发现
放射性同位素的发现：约里奥-居里夫妇
30
15
的放射性随时间衰减
的规律跟天然放射性一样，
也有一定的半衰期
1934年，约里奥·居里和伊丽芙·居里发现
经过α粒子轰击的铝箔中含有放射性磷
4
27
He
+
2
13Al
约里奥-居里夫妇
(居里夫妇的女儿和女婿)
1
→ 30
放射性同位素地球化学
0
Ha wai i
160 ¡
180 ¡
160 ¡
放射性同位素地球化学
140 ¡
North America
120 ¡
放射性同位素地球化学
Jason Morgan‘s Plume Model
• Upwelling from thermal boundary layer at the base of the mantle
放射性同位素地球化学
2.1 地球的圈层结构（1），地幔的基本组成和结构
放射性同位素地球化学
放射性同位素地球化学
类地行星的形成
放射性同位素地球化学
主要陨石类型的相对含量
普通球粒陨石
普通球粒陨石
放射性同位素地球化学
球粒陨石类的主要特征
放射性同位素地球化学
碳质球粒陨石组 成与太阳光球的 组成基本一致
通用二元混合方程
• Vollmer（1976）和Langmuir等（1978）先后 给出了二元混合体系微量元素浓度的通用表 达式。该式理论上可适用于任何元素和同位 素。对任何一个二组份混合体系，其方程为
Ax＋Bxy＋Cy＋D＝0 （5.62） • 其中x，y是横坐标、纵坐标的变量，可以是
元素或元素的比值。当端元1和端元2上的坐 标即比值为（x1，y1）（x2，y2）时系数可表 示为：
放射性同位素地球化学
亏损地幔的贡献－大洋地壳的形成
拉斑玄武岩
放射性同位素地球化学
放射性同位素地球化学
富集地幔的贡献－大洋岛的形成
碱性玄武岩
放射性同位素地球化学
Kamtschatka
60 ¡ Alaska
70
PACIFIC
40 ¡
地球化学考点整理
一、主量元素：把研究体系（矿物、岩石）中元素含量大于1%的元素称为主量元素。
微量元素：研究体系中浓度低到可以近似地服从稀溶液定律的元素称为微量元素。
二、放射性同位素：原子核不稳定，它们以一定方式自发地衰变成其他核素的同位素。
放射性成因同位素：由放射性元素衰变而形成的同位素。
三、能斯特分配系数：在一定的温度、压力条件下，当两个共存地质相A、B平衡时，以相同形式均匀赋存于其中的微量组分i在两相中的浓度比值为一常数，该常数称为能斯特分配系数。
四、元素的地球化学亲和性：在自然体系中元素形成阳离子的能力和所显示出来的有选择地与某种阴离子结合的特性，称为元素的地球化学亲和性。
五、高场强元素：离子半径小，离子电荷高，离子电位>3，难溶于水，化学性质稳定，为非活动性元素。
如：Th、Nb、Ta、Zr。
大离子亲石元素：离子半径大，离子电荷低，离子电位<3，易溶于水，化学性质活泼，地球化学活动性强。
如：Rb，K，Cs，Ba。
六、亲铁元素：在自然体系中，特别是在O、S丰度低的情况下，一些金属元素不能形成阳离子，只能以自然金属形式存在，它们常常与金属铁共生，以金属键性相互结合，这些元素具有亲铁性，属于亲铁元素。
七、放射性同位素的衰变方式：（1）β-衰变：原子核中一个中子分裂为一个质子和一个电子，β-质点被射出核外，同时放出中微子v。
（2）电子捕获：原子核自发地从K或L层电子轨道上吸取一个电子（多数为K层，故又称K层捕获），与一个质子结合变成一个中子。
（3）α衰变：重核通过放射出由两个质子和两个中子组成的α质点而转变成稳定核。
（4）重核裂变：重同位素自发地分裂成2或3个原子量大致相同的碎片。
八、盐效应：当溶液中存在易溶盐类（强电解质）时，溶液的含盐度对化合物的溶解度会产生影响，表现为随溶液中易溶电解质浓度的增大将导致其他难溶化合物的溶解度增大，称盐效应。
电负性：电负性等于电离能（I）与电子亲和性（E）之和X=I+E，可用于度量中性原子得失电子的难易程度。
同位素地球化学PPT课件
32
1）轻稳定同位素
A. 原子量小，同一元素的各同位素间
的相对质量差异较大（ΔA/A≧5%）；
B. 轻同位素组成变化的主要原因是同
位素分馏作用造成的，其反应是可逆的。
2019/7/3
第五章 同位素地球化学Ⅰ
33
2）重稳定同位素
A. 原子量大，同一元素的各同位素间的相
对质量差异小（ΔA/A＝0.7~1.2%），环境 的物理和化学条件的变化通常不导致重稳 定同位素组成的改变；
526262621放射性同位素衰变定律及同位素地质年代学原理622kar法及40ar39ar法年龄测定623rbsr法年龄测定624smnd法年龄测定625upb法年龄测定53621621同位素地质年代学的基本原理前提及分类541放射性原子释放出粒子和能量的现象即所谓的放2放射性衰变元素的原子核自发地发出粒子和释放能量而变成另一种原子核的过程
2019/7/3
第五章 同位素地球化学Ⅰ
11
5. 同位素地球化学发展现状
同位素地球化学发展迅速，已渗透到地 球科学的各个研究领域，如：大地构造 学、岩石学、矿床学、海洋学、环境科 学、空间科学等。
主要表现在以下方面：
♣ 实验测试技术不断完善和提高； ♣ 多元同位素体系的综合研究； ♣ 研究领域不断扩大； ♣ 各种新方法的出现 。
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② 类型
1）放射性同位素(unstable or radioactive isotope)
其原子核是不稳定的，它们能自发地放出粒子并衰变成 另一种同位素。
2）稳定同位素(stable isotope)
原子核是稳定的，或者其原子核的变化不能被觉察。 元素周期表中，原子序数相同，原子质量不同，化学性
放射性同位素(作业)
一、利用衰变定律来测定岩石、矿物的年龄，应满足的哪些前提条件？答：1)用来测定地质年龄的放射性同位素有适宜的半衰期T 1。
与测定的对象年龄相比, 不宜过大,也不宜过小。
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。
且半衰期和衰变常数能被准确测定，所测定同位素的衰变常数的精度能满足要求。
2)能够准确测定母体同位素组成和每个同位素的相对丰度。
无论是在自然界的矿物、岩石中, 还是在人工合成物中, 这个相对丰度应该是固定不变的, 即是一个常数。
3)放射性同位素应具有较高的地壳丰度，母体同位素衰变的最终产物必须是稳定同位素, 用当前的仪器设备和技术水平能准确测定出母子体含量及同位素组成。
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。
5)保存放射性同位素的矿物或岩石自形成以后一直保持封闭系统，即没有增加或丢失放射性同位素及其衰变产物。
6）在岩石或矿物形成过程中和形成以后, 同位素体系从开放体系过渡到封闭体系, 所经历的时间相对于封闭体系所维持的时间是短暂的, 从部分封闭到完全封闭所经历的时间可忽略不计。
上述的5 个方面, 既是作为同位素地质年龄测定的基本假设前提, 也是放射性同位素体系定年方法的限制条件。
根据不同的地质背景和年代学研究目的, 选择适宜的方法, 是保证取得可靠年龄信息的重要前提。
二、以Rb-Sr等时线法为例说明同位素测年的样品采集过程中应注意的事项。
答：用于Rb-Sr 等时线测年的样品( 全岩和矿物) 需要满足4 个条件:①具有相同的初始Sr 同位素比值( 87Sr/ 86 Sr) , 即地质作用已使所研究的对象在Sr 同位素组成上完全/ 均匀化; ②形成年龄相同, 或在测年误差范围内年龄相同; ③形成后未受到后期地质作用改造, 同位素体系仍保持封闭。
④用于等时年龄测定的一组样品的Rb、Sr 含量必须有足够的分异, Rb/ Sr 比值有足够的差别。
放射性成因同位素地球化学参数的误差计算:以Hf-Nd-Sr同位素为例
放射性成因同位素地球化学参数的误差计算：以Hf-Nd-Sr同位素为例吴宇宸;杨岳衡;杨进辉【摘要】放射性成因同位素地球化学中的参数大多不是直接测量量,而是由几个直接测量量经计算所得,其误差也受到这几个测量量误差的影响,涉及到比较复杂的误差传递问题.本文在介绍方差、标准偏差和标准误差等概念基础上,阐述误差合成与传递的基本原理与方法,然后以Hf-Nd-Sr同位素为例论述若干重要同位素地球化学参数的误差计算问题,并给出方便读者使用的Excel计算表格,对放射性成因同位素地球化学研究与应用有一定的使用价值和参考意义.【期刊名称】《地球化学》【年(卷),期】2015(044)006【总页数】8页(P600-607)【关键词】误差;传递系数;同位素;地球化学;Hf-Nd-Sr同位素【作者】吴宇宸;杨岳衡;杨进辉【作者单位】北京大学数学科学学院,北京100871;中国科学院地质与地球物理研究所,北京100029;中国科学院地质与地球物理研究所,北京100029【正文语种】中文【中图分类】P5970 引言同位素地球化学是地球科学的重要分支学科,目前在地球的形成与演化、地质作用的进程与机理等方面的研究中发挥着越来越重要的作用[1]。
可以说, 同位素地球化学已成为解决地球科学重大问题不可或缺的重要工具[2]。
同位素地球化学包括放射性成因同位素和稳定同位素地球化学两个主要方面,其中放射性成因同位素地球化学的核心是利用放射性衰变基本原理和母-子体的质量关系, 确定若干同位素地球化学参数, 然后根据这些参数来对地球的地球化学储库和地质作用过程等进行定量刻画。
很显然, 这些地球化学参数数值的大小及性质对我们来说至关重要。
同等重要的是这些参数的误差, 因为它决定了这些参数的可信范围。
一般说来, 基于同位素比值的这些地球化学参数涵义各不相同, 甚至涉及复杂的数学运算。
显然, 这些参数误差的确定需要一定, 甚至专门的数学知识。
本文从误差的基本概念出发, 介绍误差运算的基本方法, 然后介绍Sr-Nd-Hf同位素体系中代表性地球化学参数的误差计算实例, 并附有简洁明了的Excel计算表格, 供读者使用。
第六讲 同位素地球化学Lu-Hf法
Plot of Lu/Hf versus Sm/Nd ratio in different sediment 不同沉积物质 types, 144Nd 在147 Sm/showing that large 相近条件下， fractionations 176 177Hf比 其 in Lu/ Lu/Hf are 值其存在明显 not accompanied 差异。 by significant changes in Sm/Nd. After Patchett et al. (1984).
加拿大太古宙片麻岩Lu-HБайду номын сангаас定年
采用1.9410-11 yr-1 衰变常数获得的等时线年龄 为3.58 0.22 Byr (2) 。若采用1.8610-11 yr-1 的 衰变常数，等时线年龄增加至3.74Byr.
Sm-Nd
注意观察太古宙岩石的两种 同位素体系开放程度 Isua Supracrustal Belt (ISB, SW Greenland)
Hf and Nd in crustal rocks of various ages. The two are well correlated, with the variation in εHf being about twice that of εNd. From Vervoort and Patchett (1996).
太古宙基性岩石定年 Sm-Nd与Lu-Hf法对比
：封闭样品 ：开放样品 Lu-Hf
斜长角闪岩全岩样品 (Rizo et al., 2011)
阿尔卑斯造山带榴辉岩Lu-Hf法年龄 及其动力学意义
1984年在阿尔卑斯造山带意大利西部Dora Maira地区发现 了含柯石英的石英岩类，显示出在造山带形成过程中，这 些岩石曾俯冲于约100km的深度，这一发现引起了人们对 阿尔卑斯造山过程的重新思考。
同位素(名词解释、填空)
1.同位素地球化学：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，并利用这些规律解决有关地质地球化学问题的学科。
2.核素：具有一定数目质子和一定数目中子的一种原子。
3.同量异位数：质子数不同而质量数相同的一组核素。
4.稳定同位素：目前技术条件下无可测放射性的元素。
5.放射性同位素：能自发的放出粒子并衰变为另一种核素的同位素。
6.重稳定同位素：质子数大于20的稳定同位素。
7.亲稳定同位素：质子数小于20的稳定同位素。
8.同位素效应：由同位素质量引起的物理和化学性质的差异。
9.同位素分馏：在同一系统中某些元素的同位素以不同的比值分配到两种物质或相态中的现象。
10.同位素热力学分馏：系统稳定时，导致轻重同位素在各化合物或物相中的分配差异。
11.同位素动力学分馏：不同的元素组成的分子具有不同的质量，由此而引起扩散速度、化学反应速度上的差异，由这种差异所产生的分馏效应称为同位素动力学分馏。
12.纬度效应：温度效应，随纬度升高，大气降水中的δD，δ18O降低。
13.大陆效应：海岸线效应，从海岸线到大陆内部，大气降水的δD，δ18O降低。
14.高度效应：岁地形增高，大气降水δD，δ18O降低。
15.季节效应：夏季，大气降水δD，δ18O比冬季高。
16.岩浆水：与高温岩浆处于热力学平衡的水，其中来自地幔，与铁、镁超基性平衡的水称为原生水。
17.半衰期：母核衰变为其原子核数一半，所经历的时间。
18.原生铅：指地球物质形成之前，在宇宙原子核合成过程中，与其他元素同时形成的铅。
19.原始铅：地球形成最初时期的铅。
20.初始铅：（普通铅、正常铅）U/Pb、Th/Pb比值低的矿物和岩石中任何形式的铅。
21.异常铅：一种放射性成因铅含量升高的铅。
22.矿石铅：一般是指硫化物矿中所含的铅。
23.岩石铅：火成岩和其他岩石中所含的铅。
24.BABI：目前公认玄武质无球粒陨石的（87Sr/86Sr）。
代表地球形成时的初始比值，其值为0.69897+-0.000031.质谱仪的结构由哪几部分构成：进样系统、离子源、质量分析器、离子流接收器。
同位素水文地球化学
一、基本概念
同位素是指原子核内质子数相同而中子 数不同的一类原子，它们具有基本相同的化 学性质，并在化学元素周期表中占据同一位 置。
例如，H元素：1H、D、3H O元素：16O、17O、18O C元素：12C、13C S元素：32S、34S
1．稳定同位素：指目前尚未发现存在放射性衰 变的同位素。如：H、D、16O、17O、18O等。
1． 氚法：
（1） 氚的起源：大气层上部—宇宙射线的 快中子（超过400万电子伏特）与稳定的14N 的核反应：
14N+n→3H(T)+12C
3H(T)与大气中的氧原子化合成HTO,以大气 降水或水汽的形式参与水循环。
（2） 地下水氚的定年：
①在一定条件下，地下水流中任意一点 的 滞留氚时（间T）(t)含有量关与，氚其的关输系式入为量：（T0）和水的
E. 化学沉淀或生物沉淀的碳酸钙样品的14C含
量对局部比与大气处于平衡的植物的14C含量对局
部条件依赖的程度要高的多。
⑷ 14C年龄误差来源及修正 ① 测量误差；
② 大气中14C含量的变化：P33 图1—2 ③ 利用标准样品及δ13C的变化关系消除系 统误差
⑸ 14C法测定含碳样品的年龄的步骤：
③ 季节效应：最大浓度在6~7月，最小浓度在 11~12月；
④ 高度效应：大气降水氚含量高处大于低处；
降水量效应：在同一纬度地区，大气降水的氚浓度 随降水总量的增加而减少。
（5）各种地表水体的氚浓度变化规律：
① 湖泊：
Байду номын сангаас
A. 主要由大气降水补给的湖泊：氚浓
度存在季节性变化，降水滞留时间短和小湖
B.休斯效应：20世纪以来的木头的初始 放射性比变平均比19世纪低2﹪，这是由于工 业 进革入命大后气燃层烧引有起机 的燃 。料使大量不含14C的CO2
地球化学中的元素和同位素地球化学
地球化学中的元素和同位素地球化学地球化学是一个研究地球物质中元素、同位素分布和演化的学科。
元素是构成地球物质的基本物质，同位素则是同一元素中质量数不同的不同原子核。
元素和同位素的地球化学分析可以帮助我们了解地球的演化历史、地球环境变化、地质过程等多个方面。
一、元素的地球化学元素是地球化学研究的基本单位，地球上的元素分布受制于地球的演化历史和物质组成。
总体而言，地球表层分布的元素可以分为地壳元素、海洋元素和大气元素。
地壳元素是地壳中丰富的元素，包括氧、硅、铝、铁、钙等等，它们占到地壳质量的99%以上。
其中最丰富的是氧元素，它占地壳中质量的46.6%，其次是硅元素，占28.2%。
地壳元素的绝大部分都是宇宙尘埃在地球形成过程中沉积下来的，也有部分来自于岩浆的分异作用和地球内部的物质漏失。
海洋元素主要包括钠、氯、镁、钙等，以及微量元素如铬、钴、铜、锌、铅等。
这些元素常常被沉积在海洋底部的海底泥中，它们的含量一般很低且难以采集分析。
大气元素包括氢、氧、氮、碳以及其他的惰性气体。
其中氧和氮占了大气元素的绝大部分，占比分别为21%和78%。
大气元素是通过地球大气层的物理、化学和生物过程不断循环传输的，它们对地球环境的影响也很大。
二、同位素地球化学同位素是同一元素中质量数不同的不同原子核，同位素地球化学就是研究地球物质中同位素分布和演化的学科。
同位素地球化学的核心是同位素分析技术，它包括同位素质谱分析、放射性同位素年代学和同位素示踪技术。
同位素质谱分析是一种高精度的技术手段，它可以对地球物质中同位素的含量进行精确定量分析。
例如，氧同位素的分析可以用来研究古气候变化，硫同位素的分析可以用来追踪地球物质的来源和演化历史，铅同位素的分析可以用来研究地球内部物质演化和大气污染状况等。
放射性同位素年代学是利用放射性同位素的半衰期来测定物质年龄的技术手段。
不同放射性同位素的半衰期不同，因此可以用来测定不同时间尺度的物质年龄，例如，碳-14同位素可以用来测定古代有机物的年代，铀-铅同位素可以用来测定地球地质历史上的时间尺度。
放射性同位素及其衰变
2.1基本概念
放射性：一些元素的原子核能够自发的发射出射 线或粒子，而转变成另一种元素的原子核，并 同时伴随释放出一定的能量的特性。
放射性同位素：能自发的从原子核中发射出射线 或粒子，同时释放一定的能量的同位素。
放射性衰变：放射性同位素射出各种射线而发生 核转变的过程。
母体(同位素)：衰变前 (发生放射性衰变) 的放射性同位素。
平均寿命: 放射性母体同位素在衰变前所存在的平均时间。
记作τ。
半衰期是放射性同位素衰变的一个主要特征常数，它不随外 界条件、元素状态或质量变化而变。 半衰期的长短差别很大，千万分之一秒～数百亿年。 半衰期愈短的同位素，放射性愈强。
还有数目众多的痕量天然放射性同位素。
元素周期表
半衰期的测定方法
1.3 γ衰变
γ射线是从原子核内部ห้องสมุดไป่ตู้出的一种电磁辐 射，常伴随α或β射线产生。
γ衰变的母体和子体是同种同位素，只是 原子核内部能量状态不同而已。γ衰变亦 可称为同质异能跃迁。
1.4 K层电子捕获
原子核从距离其最近的核外K层电子轨道上捕 获一轨道电子，与质子结合，构成中子同时释 放出中微子，这一过程称K层轨道电子捕获。
自然界中Z≤82的大多数天然放射性同位素均 能β－衰变。
40 19
K
2400Ca
Q
87 37
Rb 3887
Sr
Q
138 57
La
15388Ce
Q
176 71
Lu
17726
Hf
Q
187 85
Re
18867
Os
Q
β－射线由各种不同能量的β－粒子组成，性质 和阴极射线相似，放射能量较小，测定它的半 衰期比较困难，特别是对于半衰期很长的放射 性同位素更难。
地球科学大辞典-地球化学
演化，确定了各种蛇绿岩的划分标志、双变质带的存在、壳幔的再循环，划分了碰撞花岗 岩，指出了碰撞型花岗岩浆系由地壳增厚导致部分熔融的结果等。岩石地球化学是近代岩石 学和地球化学的交叉学科。 【构造地球化学】tectonogeochemistry 研究各种层次构造作用中元素(同位素)的分配和迁 移，分散和富集。研究内容主要有：区域及矿区构造地球化学调查，构造应力作用下矿物、 元素、同位素变化规律，应力作用下流体、流体动力学地球化学性状，深部构造地球化学特 征，构造地球化学机理的模拟实验，以及为资源勘查、工程建设、灾害防治提供依据的应用 构造地球化学研究。构造地球化学强调构造不仅是机械过程，而且有化学作用过程；构造不 仅在控矿中提供流体迁移的通道和物质沉淀、富集的空间，而且导致元素的重新分配、组合 和调整。构造地球化学既研究构造作用中的地球化学过程，又研究化学过程中所引起的构造 作用。构造地球化学是构造地质学与地球化学交叉形成的一门新兴的边缘学科。 【区域地球化学】regional geochemistry 以区域岩石圈(全球岩石圈子系统)为对象，开展 有关该子系统化学组成、化学作用和化学演化的综合研究的地球化学分支学科。区域地球化 学不仅能帮助认识所研究区域岩石圈与构造的发展演化、岩石矿产的形成规律，而且还对全 球地球科学理论的发展作出了贡献。近 20 年来，区域地球化学综合了区域岩石学，区域地壳 和地幔、区域构造环境和区域成矿作用及区域地球化学填图等成果，肯定了大洋和大陆岩石 圈地幔组成存在着不均一性，阐明了各种构造环境下的成岩、成矿作用，讨论了板块汇聚带 各种地质作用和地球化学过程的特征，等等。 【历史地球化学】history geochemistry 通过对各类地质体中元素、同位素的含量分布，赋 存状态等系统研究，从历史演化的角度讨论地壳的发展与演化；生物圈、大气圈和水圈的演 化；地质历史过程中表生作用的发展；地质历史过程中内生作用的演化。 【沉积地球化学】sedimentary geochemistry 以沉积地壳为研究对象，研究各类沉积岩和沉 积矿床的化学组成、元素在沉积作用、成岩作用和成矿作用过程中的迁移和富集规律。注重 研究沉积地壳的化学演化、物源区性质及其与地质历史时期全球变化的联系。沉积地球化学 是沉积地质学和地球化学交叉形成的一门分支学科。现代沉积地球化学研究方向：①碳、硫 等元素的沉积地球化学循环；②生物成矿作用地球化学研究；③缺氧事件与黑色页岩沉积地 球化学研究；④成岩作用地球化学研究；⑤碳酸盐沉积生物地球化学研究；⑥沉积地球化学 研究和板块构造分析等。 【生物地球化学】biogeochemistry 是通过追踪化学元素迁移转化来研究生命与其周围环境 的科学。全球生物地球化学循环是研究元素的各种化合物在生物圈、水圈、大气圈、岩石土 壤圈之间的迁移和转化。研究生物圈在生物有机体参与下发生的地球化学过程。这一术语首 先由维尔纳斯基(В .И . В е р н а д с к и й )在 1902 年提出，作为分支学科，生物地球 化学在 20 世纪 20 年代基本形成。生物是地球演化的巨大地质营力，地球上几乎所有重大现 象和过程都离不开生物地球化学作用。例如，大气圈的形成与耗损，土壤圈的形成与退化， 水资源的变化和水质的恶化，全球变化等。生物地球化学的研究将为生物圈的开发利用和保 护、环境保护、为智慧圈的建立提供重要的科学依据，为卫生保健和预防医学、探矿以及资 源的合理开发利用等方面作出独特的贡献。 【有机地球化学】organic geochemistry 有机地球化学是地球化学的一个重要分支，也是一 门新的边缘学科，主要研究天然产出的有机质的组成、结构和性质，以及它们在地质体中的 分布、转化和参与地质营力的作用等。有机地球化学在确立有机成油学说和干酪根生油理论 的基础上，对油、气的成因、烃源岩的判识、油气形成环境、油气运移与成藏、油气勘查与 开发等方面提供了依据。此外，通过有机质的研究探讨生命的起源。它与能源、矿产资源、 海洋、环境和生命科学等重大应用和基础理论领域有着十分密切的联系。有机地球化学有两 个重要的分支领域，一是基础研究领域，当前的基础研究主要集中于以下几个方面：地质体
同位素地球化学复习资料
14、硫、碳同位素分馏作用？ 答：Ⅰ、S ⑴、化学动力学分馏：主要指硫在氧化-还原反应过程中所产生的硫同位素分馏； ⑵、生物动力学分馏：自然界硫同位素组成变化重要原因之一是厌氧细菌引起硫酸盐离子的还原作 用； ⑶、平衡分馏：高氧化的硫富34S，SO42- >SO32- >SO2 >Sx > H2S > S2-（原因：键强）。 Ⅱ、C ⑴、氧化-还原反应：CH4 +2H2O <=> CO2+4H2 ⑵、光合作用：6CO2 +6H2O => C2H12O6+6O2（有机物中将富集 12C） ⑶、同位素交换反应：13CO2(气) +12CO32-(液) <=> 12CO2(气) +13CO32-(液) 一般规律： δ13C‰：CO<CH4<C<CO2<CO32-即：还原态、有机物富集12C, 氧化态、无机物富集13C。
第07章 放射性同位素地球化学剖析
同位素地球化学基础
给定(87Sr/ 86Sr)o和根据 地壳中平均(87Sr/ 86Sr)o =0.712 地幔中平均(87Sr/ 86Sr)o =0.699 由下式可得模式年龄:
t = 1/ ln {[(87Sr/ 86Sr) - (87Sr/ 86Sr)o]/ (87Rb/ 86Sr)+1}
同位素地球化学基础
同位素地球化学基础
5.锶同位素地球化学演化
➢ 陨石和整体地球的Sr同位素初始值－BABI BABI - Basaltic Achondrite Best Initial = Bulk
Earth, undifferentiated ➢ 地幔－地壳的Sr同位素组成和演化 ➢ 海水的Sr同位素组成和演化－－Sr同位素年
I.衰变反应和衰变定律
b衰变 原子核中的中子分裂为质子和电子： AZM => AZ+1M+ b - ,例如： 8737Rb => 8738Sr + b 4019K => 4020Ca + b -
同位素地球化学基础
电子捕获
原子自发地从K或L层电子轨道吸取一个电 子，使质子形成中子，通式为：
龄标尺
BABI
Igneous Processes and 87Sr/86Sr ratios
MORB
* Remember that 87Rb likes melt
87Sr/86Sr ratios of igneous rocks:
MORB
0.7025
Continents
0.7119
Ocean Islands
2、衰变定律 母体和子体概念： 母体：放射性核素 子体：衰变产物
The radioactive clock
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为测定矿物或岩石年龄，一般应满足以下六个方面： （1）放射性同位素的半衰期应足够长，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 蜕变完。 （2）蜕变常数已测定，精度能满足要求。 （3）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蜕变子体的含量。 （4）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蜕变产物。 （5）矿物岩石刚形成时只含某种放射性同位素，而不 含与之有蜕变关系的子体，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。
放射年龄测定的基本方程 假定子核是稳定的,在t时刻放射性母核和子核的 现存数为N1和N2，则:
N2 = N1 ( et-1)
t = 1/ ln (1+N2/N1)
半衰期:
所谓半衰期是指放射性母核蜕变掉现存数一半 所需时间: N = N0/2 N = N0e-t T = ln2/≌0.692/ 当时间超过母核半衰期十倍以上，这时， e-t≌0.0001，实际上母核已只剩下微下微不足道 的数量，因而10T代表了放射性同位素"灭绝"所需 时间。
第四节 C14 法
又称放射性碳法，是测定第四纪晚期 沉积物的重要方法，通常能测的最大值 为5~6万年。近年来由于技术上的改进， 可测到10万年。 碳有三种同位素，其相对丰度为： C12=98.89%，C13=1.108%，C14=1.2*10-10%。
C14 法
C14为弱-放射性，半衰期为5566年。 一般经过10个半衰期，任何放射性同位 素都将衰变完毕，因此，地球上找不到 原始C14的痕迹。那么，怎样用C14法记时 呢？
海水Sr同位素地球化学
研究表明，海洋的Sr同位素组成变化是许多复杂地 质作用相互作用的结果。一般而言，以下三个储库 控制了海水 87Sr/86Sr值的变化：①海底玄武岩和海 底热液中的锶，其 87Sr/86Sr值为0.704；②古老硅铝 质陆壳风化产物中的锶，其 87Sr/86Sr值约为0.720； ③海相碳酸盐风化提供的锶，其 87Sr/86Sr值为0.708。 不同地质时代，上述三个储库对海水Sr的贡献比例 不同，从而造成了海洋 87Sr/86Sr值随时间的变化趋 势。
放射年龄测定的基本方程 各种不同方式蜕变的同位素，都服从放射性蜕变 规律。 假定放射性母核现存数为N，在dt时间间隔内蜕 变掉dN个，则dN与N和dt成正比，即：
dN/dt = -N
式中： - 蜕变常数；负号 - dN是减少的。 将上式积分，并设：t = 0时的母核数为No,则得： N = N0e-t
第二节 K-Ar和Ar-Ar同位素年代学
自然界钾有三种同位素，相对丰度如下： 39K 93.10% 40K 0.0118% 41K 6.88% 其中只有40K是放射性的。
2、钾-氩衰变体系
40K有两种蜕变方式：88%的40K经β-蜕
变生成40Ca，其余12%的40K由K层电子俘 获先形成激态40Ar，然后放射出能量为 1.46MeV.的γ量子转变为基态的40Ar。
2、钾-氩衰变体系 由于自然界钙的主要同位素就是40Ca （占96.97%），且钙又经常与钾共生，因 而虽然理论上也可用40K-40Ca系统测定年 龄，历来也有人进行过试测，但钙元素干 扰过大，除特殊情况外，测定结果精度不 够，因而未普遍被采用。目前主要采用 40K-40Ar法。
(1). 40K-40Ar法的物理基础:
(4). 关于过剩氩的问题 :
过剩氩的存在会使矿物或岩石的钾-氩表观 年龄高到非常不合理的程度。 过剩氩的存在是一个相当普遍的现象。地壳 下部或上地幔中的40K蜕变生成40Ar，当岩浆在外 界条件不允许完全去气的环境中凝固时，氩能在 矿物晶格或晶体缺陷中存在，这部分过剩氩是环 境性的。
第三节 Rb-Sr年代学及Sr同位素地球化学
近百万年以来，宇宙射线的通量与能谱组成没 有多大的变化，因此C14生成率基本恒定，另一方 面，又进行着C14的衰减，这两个过程处于动态平 衡。自然界中的C14随着普通碳一起，参与大气圈、 水圈、岩石圈和生物圈的交换循环，因而也达到了 平衡。
C14 法
如果某一含碳物质一旦停止与外界交换，例如有机 体（动物和植物）的死亡和碳酸钙的沉淀等，那么 它们中的C14 得不到新的补充，并且按指数定律减 少： I=I0·-t e
用λβ代表40K的β-蜕变常数，λe代表电子俘获蜕变 常数。按照蜕变常数的定义，40K总蜕变常数应等于 λβ+λe，这样，测定年龄的基本方程式有下列形式： t = 1/(λβ +λe)ln [1+(λβ+λe)/λe40Ar/40K] 实际测定时，用化学方法（当前通常用火焰光度 计法）分析K%，然后按钾的同位素成分计算出40K 含量.
第六章 同位素地球化学
第一节 放射性同位素衰变原理 第二节 K-Ar和Ar-Ar同位素年代学 第三节 Rb-Sr年代学及Sr同位素地球化学 第四节 14C同位素年代学
第一节 放射性同位素衰变原理
放射性蜕变规律
自然界主要的蜕变方式有以下几种： 1. -蜕变 -蜕变时，放射性母核放出粒子，转变 为一个新核。粒子实际上是2He4核。蜕变形成的 新核，其原子序数比母核小2，质量数小4。 2. β-蜕变 放射性母核放出β -粒子，即电子，同时 还放出中微子v，自然界中象40K、87Rb等都β-放射 性的。 3.电子俘获 这种蜕变方式实质是：母核从它的核外 电子壳层俘获一个电子，通常多数是从K壳层俘获， 也有从其它壳层如L层俘获的。
C14 法
人工核反应证实，中子轰击N原子核可以形成 C14，自然界也存在类似反应。在大气圈上层 12~16km高空，宇宙射线的中子与大气N作用产生 （n-P）反应形成C14，而C14又以一定速度经-衰变 重新形成N14，其过程如下：
-
n + 7N
14
7N
15
P + 6C
14
7N
14
C14 法
Sr 同 位 素 地 球 化 学 示 踪 图6-2A,地球Sr同位素演化（据Faure, 1986） 三条曲线（A1, A2）代表陆下上地幔Sr同位素的假设演化线，
其曲率表示上地幔的Rb/Sr比值随时间降低；连接BABI和现代0.702 的直线（B）代表了Rb亏损的地幔区域的Sr同位素演化；直线（C） 代表Sr在2.9Ga前从地幔分离出来并随后在Rb/Sr值较高（0.15）的
由87Rb蜕变生成的87Sr应等于： 86Sr [(87Sr/86Sr) -(87Sr/86Sr) ] 样 初 其中下标“样”代表样品的测定值，下标 “初”代表矿物或岩石生成时含锶所具有的值。 这样，我们可得计算年龄的基本公式： t = 1/λln (1+ Sr86/Rb87(87Sr/86Sr)样-(87Sr/86Sr) 初)) 式中，λ—87Rb的蜕变常数。
自然界铷有两个同位素，其习惯用丰度为： 85Rb 72.15% 87Rb 27.85% 其中85பைடு நூலகம்b是稳定的，87Rb具β-放射性，蜕变为 87Sr。
铷-锶法的物理基础: 铷一般不形成独立矿物，它分散地存在于含 钾的矿物中，因而通常浓度很低，分析上困难较 大。 含铷的矿物和岩石中存在的87Sr，一部分是由 其中的87Rb蜕变生成的，另外一部分是矿物或岩石 形成时含有微量元素锶的结果。通常锶的同位素 组成近似地为： 88Sr 82.56% 87Sr 7.02% 86Sr 9.86% 84Sr 0.56% 其中只有87Sr是放射成因的。
C14 法:
计算年龄常用： t = -8266 ln (N/N0) N/N0为样品中的14C(按原子计)对大气中 14C含量(样品中14C的原始含量)的比值
C14 法
C14法可以研究第四纪晚期的地质事件，如冰川、 黄土、河成阶地、海岸变迁、海平面升降和火山 活动时代等，也被广泛应用于考古学、古人类学、 古地理学和古气候学等方面。
适用于测定铷-锶年龄的矿物和全岩
对铷-锶法来说，必需选择一套Rb-Sr比值适合的 矿物和全岩样品，才能使落在等时线图上的点分布 均匀，从而精确地确定等时线，求得等时线年龄与 初生锶比值。 由于（87Sr/86Sr）初一般接近0.71，为了精确确定等 时线就必需要有一批（87Sr/86Sr）样比值大于0.8的样 品，假定所研究的样品为100百万年，这时Rb/Sr需大 于25才可满足要求。 实际上，云母类矿物、钾长石均能较好地保存放 射成因锶，且能满足Rb/Sr比值要求，是目前用来测 定年龄的主要对象。
87 86
Sr 同 位 素 地 球 化 学 示 踪
图6-3 显生宙海水的值随时间的变化曲线（据Veizer et al., 1999）
海水Sr同位素地球化学
Sr在海水中的滞留时间约2Ma，明显大于全球 各大洋海水混合时间（Hodell et al., 1990）。因此 同一时期海洋具有均一的87Sr/86Sr组成。现代大洋 海水的87Sr/86Sr值为0.7092（Hess et al., 1986）。 古 代海水的87Sr/86Sr组成是根据海相碳酸盐、磷酸盐、 硫酸盐及燧石等自生沉积矿物来获得的。
(2). 适用于测定钾氩年龄的矿物和全岩:
从理论上讲，只要含钾，而且能完 好地保存放射成因氩，本身又不含“过 剩氩”的矿物或岩石，都适合于用来测 定钾-氩年龄。当然，矿物的颗粒大些， 易于挑出纯的单矿物，钾含量又高，实 验室分析就更方便一些。
(3). 关于放射成因氩丢失的问题 :
实际工作中已发现不少严重偏低的钾氩年龄数据， 它们主要是40Ar丢失引起的。 受热是引起氩丢失的主要因素，有人估计：如果 在常温下，云母类矿物尚能保持封闭系统，那么在 100℃温度下，矿物相对氩而言就已成为开放系统了。 实验室测定表明：氩保存在晶体不同部位上，因而当 温度升高时，析出的40Ar并不与温度呈正比。云母类 矿物是钾-氩年龄测定的主要矿物，这方面的研究也较 多，但至今对丢失氩的机制尚不完全清楚。