放射性同位素地球化学1.

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1、中国科学院地质与地球物理研究所 中国科学院研究生院 2008年 放射性同位素地球化学(上),提纲 放射性同位素地球化学(上) 放射性同位素演化的基本原理和同位素示踪的主要方法 1.1基本原理 1.2Rb-Sr体系 1.3Sm-Nd体系 1.4U-Th-Pb体系 1.5Lu-Hf体系 1.6Re-Os体系,1.1 基本原理,衰变定律,D = D0 + N (elt - 1),放射性衰变,放射性衰变定律,放射性母体原子数量,时间 ,1 ,不稳定核素及其半衰期,地球化学常用的衰变体系,地球化学常用衰变体系的一些参数,同位素比值的测量,样品离子化 和引入系统,磁场,检测系统,1.2 Rb-Sr体系,R

2、b是强不相容元素，Sr是中等不相容元素，在上地幔分异过程中，他们都倾向于进入熔体； Rb的行为类似K，倾向于赋存在白云母，钾长石中； Sr的行为类似Ca，易进入斜长石，磷灰石中（不包括单斜辉石） 随着岩浆演化，超基性 基性 中性 酸性， Rb/Sr （87Rb/86Sr）比值升高,85Rb : 87Rb = 72 : 28 84Sr : 86Sr : 87Sr : 88Sr （平均） = 0.56 : 9.87 : 7.04 : 82.53 86Sr 是稳定同位素,87Rb 87Sr + b粒子 (l = 1.42 x 10-11 a-1),基本的数学关系与参数 87Rb = 87Sr + b

3、- 87Sr = 87Sri + 87Rb(elt 1) 87Sr/86Sr = (87Sr/86Sr)i + (87Rb/86Sr)(elt 1) (87Sr/86Sr)BABI = 0.69899 5 BABI = Basaltic Achondrite Best Initial 玄武质无球粒陨石最佳初始值,a,b,c,to,Rb-Sr等时线的形成,a,b,c,a1,b1,c1,t1,to,Rb-Sr等时线的形成,a,b,c,a1,b1,c1,t1,to,Rb-Sr等时线的形成,Rb-Sr等时线示意图,南岭常见的强过铝S-型花岗岩显微照片 （引自周新民教授报告2008年）,Ms,Ms,Ms

4、,Bt,Kfs,Qtz,Ms,Ms,Kfs,Kfs,Qtz,Qtz,Qtz,Qtz,Kfs,Ms,Ms,Ms,Ms,1mm,1mm,0.5mm,a,b,c,d,赣南会昌高排岩体 G99-18-2,GD06-3 粤北翁源帽峰岩体,粤北始兴司前岩体 GD 08,G99-2-3 赣南大余西华山岩体,Pl,Rb-Sr等时线实例玄武质无球粒陨石全岩样品,(87Sr/86Sr)BABI = 0.69899 5,Rb-Sr等时线的改造 / 变质作用中的再平衡,变质作用，就是高温条件下，固态重结晶作用。 由于温度升高，发生同位素交换反应，不同矿物之间，87Sr/86Sr 均一化； 而87Rb/86Sr（Rb/

5、Sr）比值，受分配系数差别的制约，平衡的时候，不同矿物之间，比值不同。,Rb-Sr等时线的改造 / 变质作用中的再平衡,Sr同位素比值的演化(1),随着岩浆演化，超基性 基性 中性 酸性，87Rb/86Sr比值升高,35亿年以来海相碳酸盐Sr同位素组成及其对海水Sr同位素组成演化手指示。理解图意，对比地幔Nd同位素演化!,Sr同位素比值的演化(2),Sr同位素比值的演化(2)显生宙海水,海水Sr同位素组成与壳幔Sr循环模式,1.3 Sm-Nd 体系,Sm和Nd都是轻稀土元素，都是中等不相容元素，在地幔和地壳的部分熔融过程中，易进入熔体相 Nd原子序数低于Sm 离子半径大于Sm 分配系数小于Sm

6、，比Sm容易进入熔体相 因此，随着岩浆演化，超基性 基性 中性 酸性，Sm/Nd（147Sm/144Nd）比值依次降低,144Sm : 147Sm : 148Sm : 149Sm : 150Sm : 152Sm : 154Sm = 3.09 : 14.97 : 11.24 : 13.83 : 7.44 : 26.72 : 22.71 142Nd : 143Nd : 144Nd : 145Nd : 146Nd : 148Nd : 150Nd = 27.11 : 12.17 : 23.85 : 8.30 : 17.22 : 5.73 : 5.62 144Nd 是稳定同位素,不同壳幔端元REE组成,

7、基本的数学关系与参数 147Sm = 143Nd + a 143Nd = 143Ndi + 147Sm(elt 1) 143Nd/144Nd = (143Nd/144Nd )i + (147Sm / 144Nd) (elt 1) (143Nd/144Nd )CHUR = 0.512638 (147Sm/144Nd) CHUR = 0.1967 CHUR = Chondrite Uniform Reservior, 球粒陨石均一库,Sm-Nd同位素体系的地球化学意义,通过对陨石系统的研究，建立了壳幔演化关系模型，其中包括亏损地幔演化模型、全球地壳生长模型和区域初生地壳加入模型，并建立了岩浆物质来

8、源的示踪研究方法； 对于高级变质变质事件定年，具有重要作用。,球粒陨石全岩样品Sm-Nd等时线CHUR,问题： 143Nd/144Nd =0.512638，是如何得来的？,Nd同位素的演化(1)整体地球(CHUR)，地幔和地壳的分异,岩浆演化：超基性 基性 中性 酸性，Sm/Nd(147Sm/144Nd)比值降低,Nd同位素的演化(2)-模式年龄,亏损地幔模式年龄,TDM,TCHUR,eNd(0),亏损地幔模式年龄,问题： 1) 在地质历史上，亏损地幔和由它分异出的陆壳， 143Nd/144Nd 的差别为什么越来越大？ 2) 在什么条件下，MORB的同位素组成与DM相同？什么时候开始不同？ 3

9、) 什么过程造成Sm/Nd比值变化，什么过程造成143Nd/144Nd比值变化？,Nd同位素的演化（3）大陆地壳,Nd同位素的演化(4)-大陆地壳的生长时代,Nd同位素模式年龄的说明,模型假设初生地壳的形成速率是均一的，而事实上地壳增生模型有多种，故存在至少两种模式年龄的计算方法(线性、指数)； 模型假设Sm/Nd比值变化只发生于地幔岩石部分熔融形成初生地壳的阶段，但壳内物质的重熔及高级变质作用同样可引起Sm/Nd比值变化，故有了二阶段模式年龄（见下图）。 由于现代实验技术条件的误差对tDM的影响，即传递误差为约0.2Ga，故tDM的计算结果也多以Ga为单位，而不是Ma，数据精确到小数12位。

10、同理适用于Nd(t) 计算。,Nd同位素的演化(5)-大陆地壳的二阶段模式年龄,二阶段模式年龄,SA、CC、DM分别代表样品、地壳和亏损地幔。而t表示引起Sm/Nd比值发生变化的地质过程或事件的时间，如地壳深熔作用、幔源岩浆发生结晶分异作用和富集REE的矿物发生分选作用的时间等。T2DM的计算还需知道地幔物质进入地壳后，并在发生Sm/Nd比值变化前的147Sm/144Nd比值，即地壳的147Sm/144Nd比值。对于沉积岩类，往往用上地壳的平均比值来代替：0.1180.017(540个全球沉积岩平均值)，但对于中下地壳的样品，可能其147Sm/144Nd比值相对要高。但若作为一种同地区样品间的

11、物源区时代的相对比较，用上地壳组成代替，仍可获得有意义的地球化学示踪信息。,1.4 U-Th-Pb体系,地球化学性质(一),U和Th均属锕系元素，常为+4价，但在地球表层条件下，U呈+6价； 由于较大的离子半径和高电价，U和Th均表现为强不相容元素； +4价U、Th较稳定，但+6价的U可呈UO22-溶于水而发生迁移；,地球化学性质(二),除极少数情况下以沥青铀矿(uraninite，UO2)和硅酸钍矿(thorite)形式成独立矿物外，多数条件下U和Th呈分散状分布于造岩矿物中或集中于副矿物中(锆石、独居石、磷灰石、榍石)； 副矿物中，锆石(ZrSiO4)选择性富集U，而独居石(Ce, La,

12、ThPO4)选择性富集Th。,地球化学性质(三),Pb为易挥发亲铜元素，属中等不相容元素； Pb的独立矿物为方铅矿（PbS），而在硅酸盐矿物中，多与元素K形成类质同象而趋向存在于钾长石等矿物中； 通常条件下Pb性质稳定，但在高温和酸性条件下可形成氯或硫的化合物，易溶解于热液中而发生迁移。,基本的数学关系与参数 206Pb = 206Pbi + 238U (el238t 1) 207Pb = 207Pbi + 235U (el235t 1) 208Pb = 208Pbi + 232Th (el232t 1) (1)对于低Pb高U的体系（如锆石） (206Pb/ 238U)* = (el238t

13、1) (207Pb/ 235U)* = (el235t 1) (2)对于一般的Pb同位素体系（全岩长石） (206Pb/204Pb)* = m (el238t 1) (207Pb/204Pb)* = (m/137.88) (el238t 1) m = 238U/204Pb，在t = 0时，即现代相当值 等时线方程 (207Pb/204Pb)*/ (206Pb/204Pb)* = (1/137.88)(el235t 1)/ (el238t 1),(3)对于低U高Pb的体系（如方铅矿） 有U衰变 无U衰变 T t P 地球年龄 方铅矿形成 现在 (207Pb/204Pb)t - (207Pb/20

14、4Pb)T = (m/137.88) (el235T el235t) (206Pb/204Pb)t - (206Pb/204Pb)T = m (el238T el238t) 原始Pb, Canyon Diablo陨硫铁 (207Pb/204Pb)T = 10.294 (206Pb/204Pb)T = 9.307 (208Pb/204Pb)T = 29.476 因此，对方铅矿，可以得到： (207Pb/204Pb)P - 10.294 1 (el235T el235t) (206Pb/204Pb)P - 9.307 137.88 (el238T el238t),=,低Pb高U的体系 - 锆石 U

15、-Pb体系的演化，谐和线,谐和线,一般的Pb同位素体系(1) - 0等时线 / 地球年龄,一般的Pb同位素体系(2) - 等时线和增长曲线,等时线,增长曲线,原始Pb,地球年龄线,随着岩浆演化，超基性 基性 中性 酸性，238U/204Pb比值升高,一般的Pb同位素体系(3) 岩石的Pb-Pb等时线，古老片麻岩年龄和源区的关系,低U高Pb的体系(1) -不同环境方铅矿的Pb-Pb同位素分布,低U高Pb的体系(2) - Stacey的两阶段Pb-Pb同位素演化模式,由于地壳、地幔演化的复杂性，假设所有的Pb自地球形成以来均保持封闭与多数地质观察不符； 相当比例矿石Pb样品同位素组成算计出了不合理老的或负的年龄； 事实上，矿石Pb模式年龄的应用并不成功，尽管许多研究者提出其它修改模式(如二阶段、多阶段模式)，或整合Pb (comforable Pb)与J Pb(J-type Pb)等概念，但其在地质定年研究中被大多数人放弃。相反，矿石Pb或称普通Pb的同位素组成往往与形成环境或岩石圈属性有关，成为研究地壳、地幔演化的过示踪手段。,不同圈层Pb同位素演化的差别 - Zartman的Pb构造模式(1),不同圈层Pb同位素演化的差别 - Zartman的Pb构造模式(2),a,b,c,to,U-Pb等时线的形成,a,b,c,a1,b1,c1,t1,to,