同位素地球化学5

5.3 稳定同位素地球化学
5.3.1
5.3.2 5.3.3 5.3.4
稳定同位素基础及分馏机理
氢、氧同位素地球化学 硫同位素地球化学 碳同位素地球化学
5.3.2 氢、氧同位素地球化学
➢ 5.3.2.1
➢5.3.2.2 ➢5.3.2.3 ➢5.3.2.4
自然界氢氧同位素的分馏 各种自然产状水的氢氧同位素组成 岩石中的氢氧同位素组成 氢氧同位素地球化学应用
3、封存水 大气降水和海水深循环后长期封存（不 流动）的产物，以高温和高矿化度为特征。 ❖ δD=－120‰~ － 25‰； ❖ δ18O=－16‰~+25‰
4、变质水
❖ δD=－140‰~ － 20‰； ❖ δ18O=－16‰~+25‰ ❖ 高温变质水与岩石达到同位素交换平衡，
因此，变质热液的同位素组成指示变质环 境、原岩性质和流体来源。
实验测试25℃时液相（l）和气相（v）间 氢氧同位素分馏系数为：
αl-v= (18O / 16O)l/ (18O / 16O)v=1.0029 αl-v= (D/H)l/ (D/H)v =1.017
➢由于水分子经过反复多次蒸发~凝聚过程，
使得内陆及高纬度两极地区的蒸气相（雨、 雪）中集中了最轻的水（ δ18O 、δD趋向更 大负值）；
5、原生水及岩浆水☆
❖ 来自地幔的与铁、镁超基性岩平衡的水称 为原生水；
❖
δD=－85‰~ －50‰；
δ18O=5‰~+9‰
❖ 岩浆水指的是高温硅酸盐熔体所含的水及 其分异作用形成的水 ：
❖
δD=－80‰~ －50‰；
δ18O=6‰~+10‰
5.3.2.3 岩石中的氢氧同位素组成
1、岩浆岩 2、沉积岩 3、变质岩
1、岩浆岩
达到同位素平衡时花岗岩中矿物的δ18O值（‰） 为：
石英（8.9~10.3）→碱性长石（7.0~9.1）→斜长 石（5.5~9.3）→角闪石（5.9~9.3）→黑云母 （4.4~5.6）→磁铁矿（1.0~3.0）。
达到同位素平衡时相邻矿物间的δ18O（‰）相 差约1.5～2。
岩浆岩中矿物的氧同位素组成与鲍温反应序列相 反，早期高温形成的矿物低，晚期低温形成的矿 物高，同位素分馏有关。
5.3.2.1 自然界氢氧同位素的分馏(看书了解)
1、蒸发-凝聚分馏 2、水-岩同位素平衡 3、矿物晶格的化学键对氧同位素的选择 4、生物同位素分馏
1、蒸发-凝聚分馏
氢有两种稳定同位素（H、D）， 氧有三种同位素（16O、17O、18O）。
水可能有九种同位素分子组合： H216O HD16O D216O H217O HD17O D217O H218O HD18O D218O
➢大洋及赤道地区出现重水（δ18O、δD趋向
更大正值）。
➢这就是“氢氧同位素的纬度效应”
蒸 发
-
凝
聚
δD=8 δ 18O +10
分
馏
2、水-岩同位素平衡
➢ 1/2Si16O2+H218O→1/2Si18O2+H216O
(25℃，α=1.0492) 其结果是岩石中富集了18O，水中富集了16O。 由于大部分岩石中氢的含量很低，因此，在
1000 lnα石-方=(3.38－2.78)·(106T－2)+[－3.40－ （－3.40）
如果已知石英和方解石的δ18O值，就可 以获得二者平衡沉淀温度。
外部测温法（反用）
可用来计算水介质的氢、氧同位素组成。
其条件是，当某矿物的氢、氧同位素组成 及其形成温度是可知时，便可根据有关方 程，计算出介质水的氢、氧同位素组成：
➢在平衡状态下，硫酸盐δ34S值大于硫化物 ❖1）硫酸盐34S值：铅矾＜重晶石＜天青石＜
石膏；
❖2）硫化物δ 34S值：辉铋矿＜辉锑矿＜辉铜
矿＜方铅矿＜斑铜矿＜黄铜矿＜闪锌矿＜黄 铁矿＜辉钼矿.
5.3.3.2 自然体系中硫同位素组成
➢ 1.大气圈、水圈和生物圈硫同位素组成 ➢ 2.各类地球岩石硫同位素组成☆
➢ H234S+32SO42－→ H232S+34SO42－ （α=1.075）
➢分馏系数与温度呈反相关
②生物动力分馏
➢生物成因硫化物的δ 34S （‰）一般
小于0，负值越高生物成因可能性 越大。
③热力学平衡分馏
➢平衡共生条件下，不同价态硫同位素分
馏特征为：
➢δ34S值S2－＜S2－＜S0＜SO2＜SO42－
水~岩交换反应中氢同位素成分变化不大。
3、矿物晶格的化学键对氧同位素的选择
最富: Si—O—Si 键矿物18O；
其次: Si—O—Al ，Si—O—Mg， Si—O—Fe;
最贫: 含（OH） 的矿物 18O .
4、生物同位素分馏
➢植物光合作用的结果使18O在植物体中
富集，放出O2富含16O：
❖2H216O+C18O2 → 2(HC18OH)n+16O2 ➢光合作用的实质是水的去氢作用，植物将水
❖氢同位素： 1H(氕)
❖
2H(氘，D)
❖
3H(氚，T)，
❖ 3T是宇宙成因放射性同位素。
❖ 氢同位素组成表示：
❖δD（‰）=[(D/H)样品/ (D/H)SMOW－1]×1000
氧稳定同位素
➢
16O（99.762%）
17O（0.038%）
18O（0.200%）
❖氧同位素组成：
❖ δ 18O （‰）= [(18O / 16O)样品/ (18O / 16O)标准－1]×1000
④古气候示踪
5.3.3 硫同位素地球化学
5.3.3.1 5.3.3.2 5.3.3.3 5.3.3.4
自然界中硫同位素的分馏作用 自然体系中硫同位素组成 硫同位素地质温度计 硫同位素在成矿作用中的示踪意义
硫稳定同位素种类
➢32S——95.02%
➢33S ——0.75%
➢34S—— 4.21%
1.大气圈、水圈和生物圈硫同位素组成
①大气硫存在形式：气溶胶中硫酸盐和气态H2S、 SO2。
②大气硫来源
A天然来源 火山喷发H2S、SO2 (δ 34S =－10‰~10‰)； 海水蒸发盐δ 34S =20‰)； 生物成因的H2S和有机硫δ 34S =－30‰~10‰)； B人工污染：金属硫化物矿石冶炼；石膏粉尘。
①②
400℃ ②
0.02
-80
0.2 00..105
漂移大气降水区域
②
原始 岩浆水
100℃ 0.001
150℃ 0.001
200℃ 0.001
300℃ 0.001
-120
-13
-9
-5
-1
3
δ18O/‰
7
11
②确定岩石的成因
➢氧同位素研究可有效确定火成岩的物质来源，
并据此进行岩石成因类型的划分。
➢例如对花岗岩研究来说，来自于陆壳碎屑物
1、大气降水☆
大气降水氢氧同位素组成：
❖ δD=－350‰ຫໍສະໝຸດ +100‰； ❖ δ18O=－50‰~+5‰ ❖ δD 和δ18O一般小于0
大气降水同位素组成影响因素（看书）：
❖ ①大陆效应 ❖ ②纬度效应 ❖ ③高度效应 ❖ ④季节效应
2、温泉和地热水
大气降水深循环加热的水 δD与当地纬度有关 δ18O变化大
③水圈发生复杂的氧化-还原作用。水中
溶解的SO42－被细菌还原成H2S， δ 34S 值可降低0~50‰；
④生物体中的硫主要赋存在蛋白质中，生 物体通过还原硫酸盐形成有机硫。
无论是淡水植物还是海洋生物，δ 34S值 都低于溶解的硫酸盐。
2.各类地球岩石硫同位素组成
➢②前提 ➢③氧同位素测温法：
➢1）外部测温法—矿物-水测温； ➢2）内部测温法—共生矿物法
外部测温法—矿物-水测温
外 部 测 温 注 意 点
内部测温法—共生矿物法
举例
以石英、方解石共生矿物对为例：
1000 lnα石英-水=3.38×106T－2－3.40 1000 lnα方解石-水=2.78×106T－2－3.40 则石英—方解石氧同位素温度计为：
质部分熔融形成的S型花岗岩，其δ18O值一般 大于10，而来自陆壳火成物质部分熔融形成的 I型花岗岩一般δ18O小于10，由幔源岩浆分异 形成的M型花岗岩，其δ18O值较低。
➢根据花岗岩的δ18O值判断其物
质来源：
➢I型δ18O＜10（8~9） ➢S型δ18O ＞10
③岩石氧同位素组成与地球动力学意义
2、沉积岩
➢①沉积岩中的氢氧同位素组成受两个主要
反应控制：
➢1）水-岩同位素平衡，低温水-岩同位素反
应分馏强烈；
➢2）生物分馏，生物沉积岩中出现地壳中
最高的δ18O和δD值。
2、沉积岩
➢②各种沉积岩的特点：
❖ 1）碎屑沉积岩—
δ18O岩浆岩（5~10‰）＜δ18O＜ δ18O黏土 矿物（20~30‰）
➢36S ——0.02%
➢硫同位素组成表示：
➢δ S （‰） 34
= [(34S / 32S)样品/ (34S / 32S)PDB－
1]×1000
5.3.3.1 自然界中硫同位素的分馏作用
自然界硫分馏显著（看书）
①化学动力学分馏 ②生物动力分馏 ③热力学平衡分馏
➢①化学动力学分馏—氧化和还原
反应中产生的同位素分馏。
Sheappard对南北美洲环西太平洋斑岩成矿 带氧、氢同位素组成的研究，从北到南采集 两种类型的蚀变矿物，测定其氢、氧同位素 组成：
1) 钾化带蚀变黑云母： δ18O，δD稳定，不 随纬度而变化；
2) 青盘岩化带（泥化带）绢云母：δ18O， δD随纬度而变化，具明显“纬度效应”。