同位素地球化学8

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1、地球原始铅同位素比值 5.4 模式(方铅矿)年龄 一、 Holmes-Houtermans 模式 如以上所讨论的，不同的Pb同位素定年方法着重在不同方面铀 活动性问题。在锆石U-Pb定年方法中，所选矿物U保持很好，有Pb 丢失具模式并能加以校正。在普通的Pb-Pb定年中，允许现代U丢失 ，如果系统大多数时间内是封闭的。这里讨论的方铅矿方法，所分 析的不含铀的相，因此没有U丢失的问题。因为在方铅矿中没有衰 变，我们不直接测定从现今向后的时间，而是测定方铅矿源从地球 形成到方铅矿孤立的时间。此方法由Holmes(1946)和 Houtermans(1946)分别独立地构想出来他们将方铅矿Pb的同位

2、素演 化分成两部分。第一部分当作岩石系统，从地球形成直到方铅矿分 离必定已保持对U和Pb的封闭。第二部分是在方铅矿本身中，它 必定不含铀。对于地球Pb同位素演化该模式可作如下总结： 铀在岩石中的衰变 方铅矿中无铀的衰变 T t P 地球年龄 方铅矿年龄 现在 该模式，207Pb的基本衰变方程为： 5.13 因为“t”不为0，此衰变方程比5.1更为复杂。接着将每一项除 以204Pb并重排。对于206Pb使用相同的程序，便得到： 5.14 5.15 方程5.14除以方程5.15，结果简化如下： 1)方程右边的204Pb项被消掉。这便得到现今铀同位素比值的因 子，即常数1/137.88。 2)(20

3、7Pb/204Pb)t和(206Pb/204Pb)t代表现今的成分，因为方铅矿中 没有铀。 3)时间“T”时的Pb同位素成分代表太阳星云的成分，也就是原 始地球成分，现以Canyon Diablo陨硫铁代表(C.D.)。 方程可写为： 5.16 如果方程左边的同位素比值代表了时间t来自地幔的一个样品 ，右边的项对应于连接太阳星云成分的等时线斜率(图5.9)。 图9 3Ga前从地幔抽提出来的方铅矿现今成分的Pb-Pb等时线图 应用Holmes-Houtermans模式，方铅矿源岩假定是具“单阶 段”Pb同位素历史的封闭系统。对于此方铅矿源岩可构筑出其 增长曲线，从原始Pb成分到所分析的方铅矿成分

4、，对于不同的t 值进行校正。(由于此曲线为超越曲线，t不能直接的代数从方 程左边的成分解出。增长曲线的形状由衰变常数、轨迹由封闭 系统方铅矿源岩的238U/204Pb或“”值所决定。对于描述的单阶 段模式，称为1，通常在7与9之间。 Holmes-Houtermans模式遇到的主要问题是当更多的方铅矿 被分析后发现它们越来越宽地离散分布于Pb-Pb等时线图上(图 10)。一些测出的年龄明显是错的，因为它们属于将来。其它位 于主要趋势之外的常常给出的年地质上证明是不可能的，它们 被称为“异常铅”。这种情形的关键问题是在缺少其年龄的其 它证据时缺少可预测方铅矿是否异常的预先测试。 图10 所分析的

5、来自不同环境许多方铅矿的Pb-Pb等时线图 二、整合铅 由于地球演化的复杂性，即使在50年代就认识到对于一给定 方铅矿矿床的围岩自地球以来不可能一直保持封闭系统。 Alpher和Herman(1951)试图通过将方铅矿源岩中的Pb同位素演 化归结于单一的世界范围均一源来克服此方题，这种源被 Russell(1956)当作地幔。作为观察到的方铅矿Pb同位素变化的 解释，该模式明显是非常不适的，但它是Stanton和 Russell(1959)提出的更现实地质模式的基础。 Stanton和Russell发现一定类的Pb确实位于单一封闭系统增 长曲线上。这些绿岩带与岛弧中与沉积岩和火山岩相组合的硫

6、化物，结构上与寄主岩石是整合的(与穿切脉形成对比)。 Stanton和Russell将这些矿床当作沉积盆地中与火山中心相组 合的同成因矿床，并因此作为直接来自上地幔无地壳污染的代 表性方铅矿。 Stanton和Russell选择了满足这些条件的9个不同时代的矿 床，并拟合了一条1值为9的单阶段(上地幔)增长线(图11)。 因为它们整合产出，这些铅被称为“整合铅”，所有其它不能 拟合此曲线的方铅矿推断为“异常”。异常铅被分成几组，如 以密苏里Joplin矿床为代表的“J-型”铅，其年龄给出的是未 来值，一些其它类型如“B”型铅它给出过去的年龄。不幸的是 ，由于地壳过程中Pb的活动性，很困难开发出

7、一套先验标准来 拟合整合Pb演化模式的方铅矿。因此，作为一种测年工具，方 铅矿很大程度上是不可靠的。然而，它可能提供地球演化的有 力限制。 三、开放系统Pb演化 早在1956年，Russell就考虑到地幔并不一直对U和Pb保持封 闭系统的可能性，因此它在不同的时间可能具变化的值，因 为某种类型的分异机理。然而，用封闭系统地幔解释无污染方 铅矿成分的整合铅模式的成功，缓解了这种复杂性。 70年代早期，对铀衰变常数的新测定(Jaffey et al.,1971) 及从Canyon Diablo原始Pb的更佳估计有必要重审查整合铅模式 。 图11 形成整合Pb模式基础的方铅矿Pb-Pb等时线 例如，

8、使用新值，根据Pb-Pb陨石定年地球的年龄修改为 4.57Ga(Tatsumoto et al.,1973),对于显生宙岩石单阶段模 式铅年龄所给结果在误差上高达1Ga。或者，得到合理拟合整 合方铅矿计算出的曲线给出4.43Ga的较低的地球视年龄(Doe 和Stacey,1974)。 Stacey和Kramers(1975)使用Canyon Diablo Pb和平均的 现代Pb(锰结核、海洋沉积物及岛弧岩石的混合物)来定义复 合增长线的端元。这是由两个具有不同值(1和2)的封闭 系统产生，时间上由世界范围的分异事情将其分离。该封闭 系统由上地幔与上地壳的相结合构成(下地壳、下地幔和地核 孤立)

9、。对所选的整合方铅矿(由所包含沉积物定年)该模式给 出的最佳拟合是当1=7.2、2=9.7，该事件的年龄为3.7Ga( 图12)。此时间被解释为地壳形成的高峰，并由对西格陵兰 Amitsoq片麻岩测定出的3.7Ga年龄特别有吸引力。然而， Stacey和Kramers承认他们的模式仅仅是真实地球中铅同位素 演化的一种近似。例如，该模式中离散的3.7Ga可能实际上代 表在早太古代期间地球演化的缓慢变化。 图12 方铅矿源两阶段铅演化模式的Pb同位素图 开放系统模式中，最著名的是由Doe和Zartman(1979)通过计算 机模拟提出的。这就是著名的Doe-Zartman的Pb构造模式。 在该模式

10、中他们定义了三个源：上地壳、下地壳和上地幔( 深度500km)。根据大陆增生开始于4Ga前和经常的造山作用混 合地幔与地壳源从而产生分异的地壳块体的证据，他们以400 Ma时间间隔及地幔随时间的变化贡献减少来模拟造山作用。地 壳贡献代表侵蚀和大陆基底。造山作用同时从三个源提取U、 Th、Pb并将它们混合，重新分配它们后返回到这些源中(图13) 。U分馏进入上地壳代表着麻粒岩相变质作用。 由“铅构造模式”产生的造山作用成分经验上为拟合方铅 矿铅得以限制，其它结果产生的增长曲线如图14所示。计算的 上地幔值类似于全地壳，但是放射成因上地壳Pb进入地幔的 再循环使得地幔值随时间明显增加。此过程由非放

11、射成因的 下地壳源的发展得到平衡，因为在一地壳的麻粒岩相变质作用 过程中相对于U，优先保留Pb。 图13 “铅构造”模式的示意图解 表明了地壳与地幔库混合进行到造山作用 图14 由铅构造模式计算的四个库同位素演化的Pb-Pb等时线图解 第六章 K-Ar和Ar-Ar定年 6.1 K-Ar定年法 钾是地壳中最丰富的8个元素之一，并且是许多造岩矿物的 主要组分。然而，放射性同位素40K仅占总钾的0.012%，因此它 有效地位于低ppm浓度内。89.5%的40K衰变产生40Ca，但在多 数岩石中被普通(非放射成因)40Ca所掩盖，普通40Ca在总钙中占 97%。因为放射成因40Ca丰度变化在多数岩石中

12、非常有限，该方 法作为测年工具其应用受到限制。40K仅11%的衰变产生40Ar， 但是因为氩是稀有气体，放射成因组分为主。它占大气氩的 99.6%，相当于干空气体积的0.93%。 通过三种不同途径衰变成40Ar，其中两个包含由核对轨道电 子的捕获。正电子发射仅占衰变到40Ar的0.01%。电子(EC)捕获 衰变(因此可认为代表40K到40Ar衰变的全部途径)常数目前的推 荐值为0.58110-10a-1，相当于半衰期为11.93Ga(国际地球科学 联合会地质年代学分委员会；Steiger和Jager,1977)。这由6个最 佳计数测定的加权平均得到，由Beckinsale和Gale评估。 由放

13、出粒子衰变成40Ca,其衰变常数现在采用4.96210-10a-1 ，相当于半衰期为1.397Ga。40K两分枝衰变的总衰变常数为 5.54310-10a-1，相当于半衰期为1.25Ga。 衰变成40Ar的40K原子分数由表达式(EC/EC+)给出。因此 ，代入一般衰变方程1.10,含钾矿的或岩石中40Ar的增长可写成 ： 6.1 然而，如果系统在形成时完全脱除了Ar气,初始Ar项便消失，方 程便简化成： 6.2 一、分析技术 已发现天然产出的钾同位素成分在地球各类岩石中是有效恒 定的，只有极少几个例外(如Garner等，1976)。因此一矿物或岩 石的40K含量通常发现是直接作总钾的化学分析

14、，然后乘以 1.210-4获得放射性同位素的含量。各种方法可用来测定钾含量 ，包括x射线荧光、中子活化分析和同位素稀释法。通常使用的 是火焰光度法，该方法特别适合于碱性金属。如果仔细使用此 方法K的测定精度可达1%。它的精确度可能比其它方法低(如同 位素稀释法)，但相当迅速并使用廉价的设备。该方法 Vincent(1960)作了详细描述。 地质样品中捕获的氩在氩提取线上被释放出来并加以纯化， 以富集同位素稀释，而后送入质谱计进行同位素分析(图1)。因 为大气氩的吸附样品必须具极小可能的表面积，因此单矿物或 全岩碎片不研磨成粉沫。样品装载到提取线内后，必须在真空 下烘烤以从系统中抽去所有可能的大

15、气氩。随后，在隔离泵后 ，样品引入到钼坩锅中，它位于射频感应炉内。坩锅被加热到 大约1400，因此样品熔融并释放出所有捕获的气体。这些 图1 与静态真空质谱计相接的氩抽提线示意图 气体大多数由H2O与CO2组成，具非常少量的氩和其它稀有气体 。除稀有气体外的所有气体可通过与钛升华炉中的钛蒸气反应或 使用皂石“吸气剂”被去除。活性炭冷阱用于操作过程中暂时吸附 气体。 高度富集38Ar的稀释剂通常储存在一大玻璃泡中。该玻璃 泡联接到在具低死空间的两阀门间固定体积的一定长度的毛细管 (图1)。当阀门1关闭时毛细管与玻璃泡相接通。然后关闭阀门2 ，两阀门间已知体积的稀释剂通过打开阀门1加入到样品中。因

16、 为玻璃泡的压力随着每次气体的引出而降低，随后稀释剂分样含 越来越少的38Ar分量。然而，分样通过与已知体积的大气氩混合 作周期性校正从而完成同位素稀释分析。加入到每一样品中的 38Ar稀释剂的量通过注明其在系列中的序号并在两个校正分析值 间内插得到。从典型几百毫克样品中释放的氩量是非常少的，一 般小于10-6cc(cm3)STP(标准温度和压力=1大气压下25)。因此 ，同位素分析是静态完成的，换言之，在与泵隔之后全部样品被 一次送入质谱计。未知的两个样品间空气的40Ar/36Ar比值测定作 为对仪器校正的校对，其通常值为295.50.5。 典型的氩同位素质谱如图2所示。任何36Ar信号的存在表明普 通的或非放射成因氩的存在。事实上这几乎是不