第四章 同位素地球化学2(2012)
第四章 同位素在海洋地球化学研究中的意义和应用
E
例如：
226 88
Ra 86 Rn 2 He ( ) E
222 4
(镭) （氡） 由上式可见，新核的同位 素原子序数比母核少2， 质量数少4。自然界的重 同位素235U、238U、232Th等 以α 衰变为主。
电子捕获：原子核自发地从核外电子层（K层或L层） 捕获1个电子（e），通常在K层上吸取，与质子结合变 成中子，质子数减少1个（是β -衰变的逆向变化, β+粒 子）。
自然界中不稳定核素不断自发地放射出质点和能量、转变 成稳定的核素，称为核衰变或蜕变。通常我们将衰变前的 核素称为母体，衰变后的核素称为子体。不受任何物理化 学条件的影响。
β-衰变：原子核中一个中子分裂为一个质子和一个电 子（即β-粒子），同时放出中微子 和能量E。
原子量 A A 原子序数 Z X Z 1Y
E
例如：
Rb 38 Sr E 37
87 87
K 20 Ca E 19
40 40
α衰变: 放射性母核放出α粒子（α粒子由两个质子和 4 两个中子组成，α粒子实际上是 ）而转变成稳定 He核 2 核。
A A 4 4 原子量 X Z 2Y 2 He( ) Z 原子序数
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： ①在世界范围内居于该同位素成分变化的中间位置，可 以做为零点； ②标准样品的同位素成分要均一； ③标准样品要有足够的数量； ④标准样品易于进行化学处理和同位素测定。
元 素 标 准 样 缩 写
第二节 铀系测年法
铀系测年，或铀系不平衡测年法是海洋地球化学 研究中最常用的测年方法，其测年范围可从数十年到 数百万年。 自然界有三个衰变系列：
S同位素地球化学
角砾岩的d34S值稍高，为+3.3‰ ~ +3.6‰；
而月壤的d34S值最高，为+4.4‰ ~ +8.8‰。
对于从玄武岩 → 角砾岩 →月壤34S富集的趋势，目前还无很有
说服力的解释。一种理论认为，在太阳风的影响下，粒子轰
击使32S以H2S形式逸失(Des Marais, 1983)。
三. 各类地球岩石的硫同位素组成
34S值为 34S值为
-1.3‰～-1.6‰， +1.5‰～+1.8‰，
34S值为
–而硫化物（FeS）δ
+2.6‰～+3.0‰。
2. 二 . 地外物质的硫同位素组成 地外物质的硫同位素组成
碳质球粒陨石不同含硫相间存在明显的硫同位素分馏， 硫酸盐δ 元素硫δ
34S值为-1.3‰～-1.6‰， 34S值为+1.5‰～+1.8‰， 34S值为+2.6‰～+3.0‰。
这一反应过程产生的同位素动力 分 馏 K1/K2=1.000~1.025 。 即 d34S 值为 +20‰ 的海水与玄武岩反应 生 成 的 硫 化 物 d34S 值 为 +20‰~5‰（图6.5.1d）。
2. 硫同位素的热力学平衡分馏
• 在热力学平衡状态下，不同价态的硫的同位素分
馏具有如下特征：
第四章、硫同位素地球化学
对于H2S封闭的体系，即
生成的H2S未形成金属硫 化物而离开体系 ，那么 硫化物的d34S值也是由低 变高 。 在还原作用接近 结束时 ，硫化物的值接 近于海水硫酸盐的初始
值。
硫酸盐细菌还原过程产生的同位素分馏大小，与还 原细菌的种类、还原反应速度及体系的开放与封闭 程度等因素有关。
第四讲同位素地球化学 Rb-Sr法
Rb/Sr ratios for various rocks:
Ultrabasic Basaltic Granites Shale Sandstone
0.2 0.06 0.25-1.7 0.46 3
玄武岩与砂岩的Rb/Sr比值相差达50倍!!
What accounts for huge range in Rb/Sr ratios of rocks?
同位素等时线年龄质量评价
观察等时线质量的直观方法是样品间分布的线性程度，早期采 用的方法是基于多元统计中的最小二乘法线性拟合，根据获得 的相关系数(1)，通常认为越接近于1越好；
相关系数易于受个别数据点影响，难以充分反映等时线线性质 量、样品间初始值不均一性和实验误差等的影响，据此 York(1966,1967)提出了用MSWD判别包括等时线年龄和表面年 龄均值等在内的年龄数据质量的指标；
Sr也溶于水和含水相中，但溶解程度弱于元素Rb； Sr属中等程度不相容元素； Sr的离子半径与元素Ca (0.99Å)相似，易于与Ca 在长石
中形成类质同象。Sr-Ca发生类质同象的其它矿物有方解 石、石膏、磷灰石和榍石； Sr趋于在地壳中发生相对于地幔的富集作用，但其富集程 度小于Rb。
玄武岩批次部分熔融过程 中，熔体Rb、Sr含量随 部分熔融程度F值的变化
After Wilson (1989). Igneous Petrogenesis. Unwin Hyman/Kluwer.
岩浆过程与 87Sr/86Sr比值
MORB
不同岩浆岩87Sr/86Sr比值
MORB
0.7025
Continents
0.7119
Ocean Islands
>0.704
几种年代学方法介绍——同位素地球化学课件PPT
Lu-Hf同位素测年
测试仪器
• 在Re－Os 年代学研究的早期，二次离子质谱、共 振离子质谱、加速器质谱、电感耦合等离子体质谱 （ICP－MS）都曾用于Re－Os 同位素的测定研究
• 近些年来，随着质谱技术及分析方法的发展，负离 子热表面电离质谱（NTIMS）已逐渐成为Re－Os年 代学研究尤其是Os 同位素比值测定的主要工具
几种年代学方法介绍
Re－Os法，Sm－Nd法， Lu － Hf法
Re－Os法
铼与锇
• Re，分散元素，不形成独立矿物，与Mo地 球化学相似性
• 地幔部分熔融时,中等不相容元素Re趋于进 入岩浆,而相容元素Os则趋于保留在地幔中。 因此,富集不相容元素的流体对地幔岩石的 交代作用通常难以对地幔岩石中Os的同位 素组成造成明显的影响。居于此原因,该体 系已被广泛地用于研究大陆岩石圈地幔的形 成和演化
天然同位素
• Re有两种天然同位素
– 185 -37.398%， – 187 -62.602%
• Os有七种天然同位素
– 184-0.02%, – 186-1.6%, – 187-1.6%, – 188-13.3%, – 189-16.1%, – 190-26.4%, – 192-41%
年龄公式
Re－Os法定年问题讨论
• 有些金属矿床辉钼矿的Re－Os 年龄高于其赋矿围 岩，原因不清；
• 黄铁矿等多数硫化物含Re－Os 量明显偏低，并含 有普通Os ，对样品化学制备过程中低本底的要求 很高，一般实验室难以达到，普通Os 也难以准确 扣除；
地球化学 第四讲 同位素地球化学
② 同位素交换反应：就是在化学反应中反应物和生成物之间由 于物态、相态及化学键性质的变化，使轻重同位素分别富集在不 同分子中而发生分异，称同位素交换反应。（轻同位素易断裂） 例如：大气圈与水圈之间发生氧同位素交换反应
2H 2 18O16O2 2H 2 16O18O2
(0℃:α=1.074, :α=1.006)
Geochemistry
College of geological science & engineering, Shandong university of science & technology
问题：如何用δ求解αA-B=RA/RB αA-B=RA/RB=（δA+1）/（δB+1） 4、同位素富集系数：
③ 生物化学反应：动植物及微生物在生存过程中经常与介质交换 物质、并通过生物化学过程引起同位素分馏。 例如：植物通过光合作用，使12C更多地富集在有机体中，因此 生物成因地质体如煤、油、气等具有高的12C。生物成因的34S低。 （前生物时代碳质成因？）
Geochemistry
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Creativity
Geochemistry
College of geological science & engineering, Shandong university of science & technology
元素：具有相同质子数的核素称为元素。
同位素：具有相同质子数，不同中子数的一组核
Geochemistry
同位素地球化学
Radioactive and rediogenic elements
二、衰变定律
1902年Rutherford通过实验发现放射性同位素 衰变反应不同一般的化学反应，具有如下性质：
(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；
变质砾岩中花岗岩质砾石中的锆石年龄，其地 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±52Ma。 表面加权年龄，2580Ma。 谐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±52Ma是 可信的。砾岩的地层年龄应晚于2573Ma。根据目 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
Model 2 Solution ( on 30 points
0.5
Upper intercept: 2573±52Ma
MSWD = 9.8
2200
0.4
data-point error ellipses are 68.3% conf.
206Pb/238U
0.3
1400
0.2
0.1
2
5
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-子体同位素 确定的对应关系和恒定的衰变速率构成 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。
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。
第五章稳定同位素地球化学(2012)
四、同位素分馏值(富集系数）
定义：在同位素平衡的前提下，两种不同化合 物的同类同位素组成δ值的差，称为同位素分 馏值△，也被成为富集系数。
△A-B＝δA-δB
对于同一元素的一系列化合物而言，其富集系数 有简单的相加关系，即
△A-C=△A-B+△B-C
δD = -94‰， δ18O = -13‰
水蒸气凝聚
水蒸气冷凝成雨滴过程中，液相和气相之间 往往达到了同位素平衡，因为相对湿度基本在 100％。凝聚的雨滴比水蒸气富集δD和δ18O。
假定在25℃下凝聚，由平衡同位素分馏系数 计算在同位素组成为δD = -94‰和δ18O = 13‰的水蒸气冷凝生成的雨滴的同位素组成大致 为 δD = -25‰， δ18O = -4‰
大气降水来源于海洋表面的蒸发。
大气降水的氢、氧同位素组成变化较大： δD： +50‰ ～ -500‰， δ18O： +10‰ ～ -55 ‰。
影响大气降水同位素组成的因素
实质是 蒸发和凝聚 过程的同位 素分馏。各 地的差别反 映了地理因 素的控制。
1）纬度效应
纬度增加大气降水的δD和δ18O值都减少。
海水的蒸发和在空中的凝聚过程的同位 素分馏主要控制大气降水的氢、氧同位素组 成。
一般来讲，海水蒸发过程为动力同位素 分馏过程，造成水蒸气相对于海水严重地亏 损重同位素。
在空中水蒸气凝聚成雨滴过程是平衡同 位素分馏过程，因为水蒸气是在饱和（相对 湿度100％）的状态下凝聚为水。生成的雨水 相对水蒸气富集重同位素。
R=34S/32S＝1/22.22
如：18O/16O，D/H， 13C/12C
第四章 同位素水文地球化学
2．零点能的概念：不同的同位素组成的分子具有一 些不连续的能级，其中最低的能级称之零点能。在 化学式相同的分子中，由轻同位素组成的分子的零 点能较大，而由较重同位素组成的分子的零点能较 小。这意味着含重同位素分子的基本振动频率较低， 要破坏一个含重同位素分子需要更多的能量。 一般来说，同位素的分馏效应与分子的平动能、转 动能和振动能都有关，但与温度有关的同位素分馏 效应却只取决于分子的振动能。
2．同一元素的同位素质量数不同，由它的形成 的不同化合物之间的物理化学性质存在差异。 例如：水由氢、氧同位素可以组成9种同位 素水分子类型，分子量为18的H216O分子在天然 水的含量中占绝对优势，而其它相对较重的同 位素水分子则以不等的痕量形式存在。H2O和 D218O的物理性质和分子量，密度、粘度以及一 些热力学性质，如：蒸汽压、熔点、沸点、生 成热、焓等）都存在明显的差别。
4. δ值：样品中两种稳定同位素的比值相对于某种 标准对应比值的千分差值：
δ(‰)=｛ （Rx—Rs）/ Rs ｝× 1000
例如：硫同位素以迪亚布洛峡谷铁陨石中陨 硫 铁 的 硫 为 标 准 (CDT) ， 这 个 标 准 硫 的 34S/32S=0.0450045。它的同位素组成相当于整个地 球的平均同位素组成。样品的δ34S为“+”时，表示 样品比标准富34S，相反表示贫34S。 定义δ值的目的在于： ① 因为自然界的稳定同位素组成的变化很微，用 δ值可以明显表示变化的差异； ② 便于全世界范围内数据大小的对比。
–
二、稳定同位素分类：
1．轻质量稳定同位素：氢、氧、碳、硫 特点：（1） 同位素组成变化大； （2） 同位素分馏的原因：在于元素 的物理化学和生物作用。 2．重质量数稳定同位素：锶、钕、铅等 特点：（1）同位素组成的变化相对小些； （2）同位素组成变化的原因，主要 是由于它们的放射性母体同位素的衰变所引起 的。
应用地球化学-4同位素地球化学
2020年7月22日星期三
中南大学彭建堂制作
1
同位素地球化学是研究自然体系中同位素的形成、丰度及 在自然作用中分馏和衰变的科学
研究思路：在地球系统作用过程形成宏观地质体的同时， 还发生了同位素成分的变异，这种变异记录了地球物质发 生的时间和形成条件。
同位素地球化学为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、大气-海洋的相互作用、壳幔相 互作用及壳幔演化、成岩成矿作用、构造作用、古气候和 古环境记录等提供了重要的有价值的信息。
D2O更多残留于水体中。经过多次物理分馏，在一些地区 （如高纬度区），大气降水将形成最轻的水。
2020年7月22日星期三
中南大学彭建堂制作
17
e.g. 由于地球重力作用导致N同位素的扩散分异，大气高 空富集14N，而低层15N富集。 单向多次反复的物理过程中，同位素质量分馏效应 最明显。
2020年7月22日星期三
C+16O16O→C16O2 平衡常数为K1
C+16O18O→C16O18O 平衡常数为K2
实验测定：K1/K2=1.17
2020年7月22日星期三
中南大学彭建堂制作
19
③平衡分馏：在化学反应中，反应物和生成物之间由 于物态、相态、价态和化学键性质的变化，使轻、重 同位素分别富集于不同分子中而导致发生的分异。亦 称同位素交换反应。如：
中南大学彭建堂制作
21
若取某一给定样品的R值做标准，则可测定各地质样 品中R值与标准的绝对变差（δ）：
δ（‰）=（R样-R标）/R标 × 1000 =( R样/ R标-1) × 1000
δ＞0，样品比标准更富集；δ＜0，比标准更贫化； δ=0，与标准具相同的同位素比值。
S同位素地球化学解析
细菌释放出还原过程中形成的 H2S
硫酸盐细菌还原过程产生的同位素分馏 大小，与还原细菌的种类、还原反应速 度及体系的开放与封闭程度等因素有关。
在对硫酸盐开放的环境中， 如自然界的深海或静海环 境，还原消耗掉的可从上 覆海水中不断得到补充， 使得同位素组成基本保持 不变。此种环境下形成的 硫化物具有相对稳定的 d34S值，K1/K2值为 1.040~1.060，即硫化物的 d34S值比海水硫酸盐的低 40‰~60‰（图6.5.1a）。
硫酸盐细菌还原过程产生的同位素分馏大小，与还 原细菌的种类、还原反应速度及体系的开放与封闭
程度等因素有关。
在硫酸盐组分的补给速度 低于其还原速度的封闭、 半封闭环境中，由于富32S 的硫酸盐优先被还原成 H2S ， 因 此 最 初 形 成 的 硫 化 物 的 d34S 值 最 低 。 随 着 还原作用的进行，越是晚 期 形 成 的 硫 化 物 ， d34S 值 就越高。
和正价的硫酸盐（+4价和+6价）。不同的含硫化合
物之间由于价态的不同、化学键强度的强弱不同，
会产生明显的硫同位素分馏效应。
各种硫化物和硫酸盐的稳定性和溶解度 不同，如硫化物在低温水溶液中极难溶， 而硫酸盐的溶解度则相当大，造成富34S硫 酸盐被溶解并带走，留下富32S的硫化物， 发生两者的机械分离。
0.02
硫同位素组成表示为d34S：
• 标准为迪亚布洛峡谷铁陨石中陨硫铁 （CDT）。
•
自 然 界 中 硫 同 位 素 的 分 馏 十 分 大 ， d34S 值 变 化
可达180‰。这与硫同位素的质量差和一系列化学性
质有关。
•
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。
第四章 同位素地球化学3(2012)
23 7 6 5 4
n eo l uc
s
23
Sm-Nd法定年和钕同位素地球化学 1. 自然界的钐和钕 2. Sm-Nd等时线(isochron)年龄 3. Sm-Nd模式年龄
4. 钕同位素地球化学
一、 自然界的Sm、Nd
1、钐和钕的化学性质
Sm、Nd：La系，即稀土元素家族的成员，原子序数分别 为62和60。
三、Sm、Nd的模式年龄
根据某种模式假设的钕同位素初始比值来计算的年龄。 在45亿年期间的放射成因Nd增加还不到1.2％。因此无法向 Sr同位素初始比值那样直接确定初始的143Nd/144Nd比值。 而是假定地球和陨石具有共同的钕同位素初始比值， 根据143Nd/144Nd演化曲线，计算Sm-Nd系列的模式年龄。
-decay
38 37
87
# prot ons
Sr
87
Rb
n eo l uc
8 8
49 50 # neutrons
s
第四章 放射性同位素地球化学
# prot ons
8 86
#
7
n
-decay
92 91 90
234 238
U
Th
23 23
# n
23 8
144 145 146 # neutrons
1
t为CHUR模式年龄（TCHUR)，其中： Depaolo等(1976)和Wasserburg等(1981)及其以后
I
Nd CHUR
(0) 0.511847
0 (147 Sm/ 144Nd ) CHUR 0.1967
其他人都采用
Nd 0 I CHUR (0) 0.512638 (147 Sm/144Nd ) CHUR 0.1966 或0.1967
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。
地球化学解析地球岩石中的同位素组成
地球化学解析地球岩石中的同位素组成地球岩石是地球上最庞大的自然资源之一，通过对其同位素组成的分析，可以深入了解地球历史、地质构造、岩石形成过程等方面的信息。
同位素是具有相同质子数，但中子数不同的同一元素的不同形式，其稳定性和放射性在地球化学中发挥重要作用。
本文将介绍地球化学中解析地球岩石中的同位素组成的方法和应用。
一、同位素的基本概念同位素是指同一元素中，质子数相同而中子数不同的核。
同位素的质量数等于其质子数与中子数之和。
同位素在化学性质上具有相似性，但在物理性质上存在差异，其中最常见的性质就是其放射性。
同位素按照其放射性可分为稳定同位素和放射性同位素两类。
二、同位素分析方法在地球化学研究中，常用的同位素分析方法包括质谱法和同位素地球化学方法。
1. 质谱法质谱法是一种利用质谱仪对元素、化合物或物质所含的同位素进行分析的方法。
常见的质谱法包括质谱质谱法(MS-MS)、电感耦合等离子体质谱法(ICP-MS)等。
2. 同位素地球化学方法同位素地球化学方法主要利用同位素的物理性质，通过对岩石、矿物或水样品中同位素组成的测定，解析地球系统中的物质循环、地质历史和地球环境等。
常见的同位素地球化学方法包括稳定同位素地球化学和放射性同位素地球化学。
三、同位素地球化学的应用1. 稳定同位素地球化学的应用稳定同位素地球化学广泛应用于水文地球化学、岩石地球化学、大气环境等领域。
例如，利用氢氧同位素可以探究地球水循环过程、水源区的划分和水资源的管理。
利用碳同位素可以追踪地球上的碳循环和生物地球化学循环过程。
利用氧同位素可以研究古气候变化和古环境演化等。
2. 放射性同位素地球化学的应用放射性同位素地球化学主要应用于地质年代学和地下水资源勘探等领域。
例如，利用铀-铅同位素测年方法可以确定岩石和矿石的年龄。
利用钾-氩同位素方法可以测定火山岩的年龄。
利用同位素示踪技术可以研究地下水流动路径和补给来源等。
综上所述，地球岩石中的同位素组成是地球化学研究的重要内容之一，通过同位素的分析可以获取丰富的地质、地质历史和地球环境信息。
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87
Sr 86 Sr
87 Sr 86 Sr m
t
87 Sr 86 Sr i
Present
ti
tm
87
Sr 86 Sr
87 Sr 86 Sr m 87 Sr 86 Sr i
•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87Sr/86Sr比值；全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。
曾用3种不同方法测定87Rb半衰期，得到30多个 值，不同结果间偏差约±6%，年龄误差5%～ 6%。
国际地科联地质年代学委员会(1976)推荐采用 87Rb的 T =4.88×1010a，λ=1.42×l0-11a-1。 1/2 这个值一直延用至今。在此之前，国内外曾经 用过λ=1.39×10-11a-1或λ=1.47×10-11a-1等值。
D D N t D D D e 1 s s s 0
上节课主要内容：
**同位素体系的封闭性
放射性同位素丢失
D D0 N (e 1)
t
子体同位素丢失
母体和子体同位素增加
Thomson等(1905)首次发现Rb具有天然放射性，
若岩石化学成分发生了变化，Rb，Sr发生了带入
和带出，则不能用Rb-Sr法定年(全岩开放系统)；
总之： 变质作用会使Sr同位素重新均一化
小范围的均一化：全岩等时线为代表岩石形成 年龄，矿物等时线为变质年龄。 大范围的均一化：均代表变质年龄。
测年小结
1.Rb-Sr等时线法主要适用于测定基性、中性和中酸性岩浆岩 的形成年龄。 2.变质作用过程中，若矿物Rb-Sr同位素体系开放，但全岩的 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。 3.变质作用过程中，若全岩Rb-Sr同位素系统被改造，等时线 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。 4.Rb-Sr等时线法很少用于沉积岩年龄测定，如采用该方法， 必须对矿物进行详细的研究，且对制样的要求也非常严格。
2、地幔-地壳的Sr同位素组成和演化
地球锶同位素演化(Krauskopf,1995) A代表假定的在地球形成初期陨石均一储库0.699的87Sr/86Sr比值,AD表示变为地球 的地幔均一储库中该比值的变化.如果Rb/Sr比值为0.7015的一批地壳物质在约 2.9×109年时从地幔分离,BC表示其Sr同位素比值的增加-假定没有其中任何元素加 入或分出.BE表示相应的地壳物质源于Sr亏损的地幔部分同位素比值的变化.
1937年，Hemmendinger等确认Rb的天然放射性来 自同位素87Rb的β-衰变。
1946-1948年，Ahrens系统研究利用87Rb的衰变测定 地质年龄。 1959年前后，提出Rb-Sr等时线。
主要内容:
1. Rb，Sr地球化学性质
2. Rb-Sr同位素测年原理 3. Rb-Sr同位素示踪原理
四、Rb-Sr同位素的示踪 Rb is more incompatible than Sr During partial melting of mantle and form magma intruding in to crust, Rb-Sr will be fractionated. Rb are easier to go into melt relative Sr, therefore, mantle will be depleted in Rb, while the crust will be enriched in Rb.
-decay
38 37
87
# prot ons
Sr
87
Rb
n eo l uc
8 8
49 50 # neutrons
s
第四章 放射性同位素地球化学
# prot ons
8 86
#
7
n
-decay
92 91 90
234 238
U
Th
23 23
# n
23 8
144 145 146 # neutrons
例如：斜长石(Plagioclase),磷灰石(apatite),碳酸钙(calcium carbonate), 文石(aragonite)
Sr2+可以替代K+ ，但伴随着Al3+替代Si4+ ； 菱锶矿 Strontianite (SrCO3),天青石 celestite (SrSO4) ⑶自然界，锶有四个同位素（84,86,87,88），丰度 （0.56%,9.87%，7.04%，82.53%）
图5-4 Rb-Sr等时线图
图5-5 取自加拿大Sudbury的一套花斑岩 过渡岩和苏长岩的全岩等时线 等时线的斜率表示了1740±19Ma的年龄
矿物等时线
地质体同位素组成较均一、全岩Rb/Sr质 量比值差异小，难以形成等时线，此时 采用 “全岩-矿物等时线”
代表岩石中矿物结晶年龄，比全岩年龄 低。
3、变质岩的Rb-Sr定年
不同矿物的封闭温度也有所不同。
Rb-Sr封闭温度是指Rb和Sr完全活动到完全不活动的瞬 间过渡时的温度；
体系 矿物 封闭温度/℃
Rb-Sr
Rb-Sr
正长石
黑云母
314
300±50
Rb-Sr
Rb-Sr Rb-Sr Rb-Sr
白云母
全岩 角闪石 石榴石
500,600-650
650,680-750 550 650
异程度的增大而逐渐增大
二、 Rb－Sr同位素测年原理
Rb 有2个同位素：
85 37
Rb
87 37
Rb
72.17% Sr 有4个同位素：
88 38
27.83%
Sr
84 38
Sr
86 38
Sr
87 38
Sr
82.53%
0.56%
9.87%
7.04%
87 37
Rb Sr Q
87 38
23 7 6 5 4
n eo l uc
s
23
§3.铷-锶(Rb-Sr)测年及同位素地球化学
上节课主要内容：
D D0 N (e 1)
该方程是同位素定年 基本原理的表达式
t
上节课主要内容：
由于质谱分析只能测定同一元素的同位素比值，不能直接测
定单个同位素的原子数，因此在同位素年代学方法中，必须选
三、Rb-Sr等时线定年
※Rb-Sr等时线满足的条件： 1）一套岩石系列的不同岩石，由于岩浆结晶分异作用造
成不同岩石的Rb/Sr比值有差异；
2）结晶分异作用经历的时间较短(与岩石的年龄相比可 忽略），各岩石形成Rb-Sr封闭体系的时间大致相同。 3）由于同源岩石具有相同的87Sr/86Sr初始同位素比值； 4）自结晶以来，每个样品都符合定年的基本条件—呈封 闭体系。
取子体元素的其它同位素作参照，来进行同位素比值的测定。 记参照的同位素为Ds，并使等式两边同除以DS，则：
D D 1 Ds Ds 0 1 t ln N Ds
在Rb-Sr测年过程中，采用85Rb/87Rb＝2.59265， Rb相对原子质 量为85.46776。
2、Sr地球化学性质
⑴碱土金属（Alkaline earths metal），大离子亲石元素； ⑵Sr2+的离子半径(1.13Å)；
Ca+的离子半径((0.99Å)，在含Ca的矿物中， Sr2+能替代Ca+；
(3)自然界铷有2种同位素： 85Rb（稳定），同位素丰度72.1654%， 87Rb（放射），同位素丰度27.8346%
85Rb/87Rb ＝ 2.59265 。 Shields(1963) 测定 20 ～ 2600Ma 的不同地质
产状中的硅酸盐矿物的该比值无变化，证实自然界中所有 的Rb都具有相同的同位素组成，而与含Rb矿物的产状、地 球化学历史无关。
D D0 N (e 1)
N t D D e 1 Ds Ds 0 Ds
t
87
Sr=87Sr0 +87 Rb(eλt -1)
87 Sr 87 Sr 87 Rb t 86 = 86 + 86 (e 1) Sr Sr 0 Sr
来自同一个岩体的不同岩石标本，分出同一种矿物， 例如黑云母，这些矿物中的Rb/Sr不同，分别测Rb、Sr 含量及Sr同位素组成，可构成等时线图。 从一块岩石标本中选出不同的含铷矿物，如云母、长 石等，分析不同矿物中的Rb、Sr含量及Sr同位素组成 ，可构成等时线图。（因为不同矿物包括全岩常常有较大的
87 Sr 87 Sr 87 Rb t 86 = 86 + 86 (e 1) Sr Sr 0 Sr
1、岩浆岩Rb-Sr等时线定年
基本假设： 岩浆的整个冷却过程中Sr同位素是均一的，即从岩 浆中形成的所有矿物或岩石具有相同的锶同位素初
变质作用对Rb-Sr同位素体系的影响有两种：
①矿物开放系统
②全岩开放系统
矿 物 开 放 系 统
矿物的Rb-Sr系统发生变化，而全岩的Rb-Sr系 统保持封闭。例如：由Rb衰变产生的87Sr在富Rb 矿物中占据不稳定晶格。受到变质作用，87Sr趋 向于迁出晶格，从云母、钾长石这类富铷矿物中 释放的Sr将趋于被最近的能容纳Sr矿物(如斜长石、 磷灰石)吸收。然而全岩的Rb-Sr系统不发生变化。 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。