中国地质大学(北京)地球化学复习题第五章

地质年代学(geochronology): 研究岩层形成的年代顺序及测定其年龄值的学科。地质年代学包括相对地质年代学和同位素地质年代学两大分支。

同位素地质年代学（Isotopic geochronology)，又称绝对地质年代学。它是研究同位素地质记时方法并用以研究各种地质体的形成时间和演化历史的一门地质科学。

同位素(isotope)—是具有相同质子数和不同中子数的一组核素。由于核素具有相同的质子数，它们属于同一元素，具有相同的核外电子排布结构和非常相似的化学性质，但由于中子数不同因而质量数不同。

稳定同位素：原子核是稳定的，或者其原子核的变化不能被觉察。目前认为，凡原子能稳定存在的时间大于1017年的就称为稳定同位素，反之则称放射性同位素

放射性同位素：原子核是不稳定的，它们以一定方式自发地衰变成其它核素的同位素（又称为放射性母体同位素）；

放射性成因同位素：通过放射性衰变形成的同位素（又称为放射性子体同位素）

地质事件所涉及的各种同位素体系并不是在矿物岩石形成的那一瞬间开始计时，而是必须在温度降低到能使计时体系达到封闭状态，即由于热扩散导致子体的丢失量可以忽略不计时，子体才开始积累，此时的温度就是封闭温度。测得的年龄为表面年龄或冷却年龄。

等时线(Isochrons)：具有相同年龄(t)和初始(D/D s)i比值的一套同成因岩石或矿物形成一条直线，称之为等时线

结晶年龄—记录了岩石岩浆作用年龄。对于变质岩，如果变质矿物结晶温度低于其封闭温度，则矿物一经形成，同位素时钟立即启动开始计时，从而记录下变质岩的结晶年龄。

冷却年龄—对于岩浆岩，指岩体固结之后冷却过程中，达到矿物封闭温度时同位素时钟开始启动记录下来的年龄。对于变质岩，矿物在变质高峰期结晶生成，之后冷却过程中达到矿物封闭温度时同位素时钟启动记录下来的年龄。

变质年龄—易与冷却年龄混淆，但它是指变质作用高峰期的年龄。变质年龄的确定取决于变质作用的级别。低级变质作用，可以选择封闭温度较高的某些特定矿物来确定变质年龄，高级变质作用则常采用全岩Rb-Sr或Sm-Nd同位素体系来推断。

地壳形成年龄—指一个新的大陆地壳块体从地幔中分异出来的时间。通过Sm-Nd模式年龄

计算可以获得。

地壳存留年龄—对来自大陆地壳块体剥蚀下来的沉积岩进行Sm-Nd同位素分析，可以计算获得一个地壳滞留年龄(t CR)，反映地壳形成年龄。该年龄比地层沉积年龄值大。

现今球粒陨石质均一储库(Chrondritic uniform reservoir) (CHUR):指用球粒陨石的Sm/Nd和143Nd/144Nd比值代表未经化学分异的原始地幔的初始比值;

CHUR模式年龄：假定地壳岩石的Sm/Nd比值变化只发生在从CHUR源区分离的时刻，其后Sm/Nd比值保持不变，则地壳岩石在一个时间为t的(143Nd/144Nd)t或(143Nd/144Nd)i值就是CHUR源区在时间为t的演化值。）

放射性成因铅：广义指由238U, 235U, 232Th放射性衰变所产生的206Pb, 207Pb, 208Pb;狭义指沥青铀矿、锆石等矿物结晶后，形成异常含量的U,Th放射性同位素，经放射性衰变所产生的206Pb, 207Pb, 208Pb（U-Th-Pb定年的矿物）；

普通铅：是指在U/Pb, Th/Pb比值低的矿物和岩石中任何形式的铅（如方铅矿、黄铁矿、钾长石等）。在矿物形成之前，Pb以正常的比例与U,Th共生，接受U,Th衰变产物Pb的不断叠加并均匀化。在固结形成含铅矿物后，矿物中再没有明显量的放射性成因Pb的生成，记录了矿物形成时的铅同位素组成。

区别：放射性成因的铅同位素组成变化主要发生在矿物结晶之后；而普通铅同位素成分的变化主要发生在矿物结晶之前。（构成了定年的基础）

原生铅：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；

原始铅：地球形成最初时刻的铅，相当于原生铅加上原子核合成作用完成至地球刚形成之间所积累的放射性成因铅；

(206Pb/204Pb)0=9.307; (207Pb/204Pb)0=10.294; (208Pb/204Pb)0=29.476;

初始铅：指矿物和岩石结晶时进入矿物和岩石中的铅，其铅同位素组成等于原始铅同位素组成加上从地球形成到岩石、矿物结晶这段时间积累起来的放射成因的铅；

混合铅：由两个以上不同U/Pb 、Th/Pb 比值的体系混合而成的铅

R 值： 稳定同位素丰度的变异通常用R 值来衡量和比较，如大气中的w(16O)/w(18O)比值：

δ值：若取某一给定样品的R 值为标准，则可测得各地质样品中R 值与标准的绝对变差，以δ 表示：

分馏系数：在化学反应中反应物和生成物之间由于物态、相态、价态以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的分异叫做平衡分馏，也称同位素交换反应。达到同位素交换平衡时，共存相间同位素相对丰度比值为一常数，称为分馏系数。

Craig 线，也叫大气降水线：Craig 统计了不同纬度大气降水样品的氢，氧同位素成分，得出以下统计关系式: δD=8δ18

O+10

直线称为Craig 线，也叫大气降水线。由SMOW 到极地大致沿纬度由低到高变化。产生这种线性关系的原因是，平衡条件下D/H 的分馏大体为18O/16O 的8倍， 所以大气降水线的斜率约为8。不同地区大气降水线的斜率略有差别。单纯的物理分馏产生自然界最轻的水，而水与岩石接触能使同位素成分加重。因此其它成因的水同位素成分均在Craig 线以右 U-Pb 谐和曲线或一致曲线：

206Pb*/238U 和207Pb*/235U 只是时间t 的函数。以206Pb*/238U 为纵坐标和207Pb*/235U 为横坐标，对一个给定的年龄值，可以得出相对应的206Pb*/238U 和207Pb*/235U 值，选取不同的年龄，求出一条U-Pb 体系的理论曲线，该曲线为U-Pb 谐和曲线或一致曲线。

不一致线：

对于一组t 时刻形成，在t 1时刻发生了不同程度铅丢失的富U 样品，它们的

206

Pb */238U 和207Pb */235U 比值应在一条直线上，这条直线称为不一致线；

一致年龄：

1618w(O)/w(O)99.763/0.1995500.065

R ===(R R 1000(R 11000R R δ=?=?样标标样标-）/‰/-）‰

若三个独立的年龄值相互吻合（相对误差≤10％），则该年龄称为一致年龄。

定年的基本假设

一、同位素系统的封闭性(closed system)

二、关于衰变常数（λ）的假设

一般而言：放射性同位素(negatrons, positrons and α-particles)的衰变常数与温度、压力、extranuclear 环境(例如：electron density;)无关；

放射性同位素(electron capture)的衰变常数与extranuclear 环境(例如：electron density)有关；

三、关于D0的假设

四、关于D和N测试值的代表性

?保持体系封闭自矿物岩石形成后，同位素体系保持封闭，没有因后期地质作用(变质，热液蚀变，风化等)影响发生母子体同位素带入或迁出；

?放射性母体同位素半衰期与所测地质体年龄相当，且半衰期和衰变常数已知；

?必须准确知道放射性母体同位素的丰度，并有精确测定岩石矿物中母子体同位素含量的实验室方法；

?准确知道或能够有效校正岩石矿物形成时已经存在的子体同位素初始含量；

?必须选择母体/子体比值高的矿物；

Rb-Sr等时线满足的条件

1）所研究的一组样品（岩石或矿物）具有同时性和同源性；

2）形成时Sr同位素组成在体系内是均一的，因而有着相同的87Sr/86Sr初始同位素比值；3）体系内化学成分不同，Rb/Sr比值有差异，可确保获得一条较好的等时线；

4）自结晶以来，Rb、Sr保持封闭体系，没有与外界发生物质交换。

Rb-Sr等时线的注意事项：

②一组样品采集在同一地质体上(保证是同源，才能有一致的87Sr/86Sr初始值)；

②样品布点的空间分布合理(以免样品Rb/Sr比值接近,形成不了等时线)；

③尽力保证样品新鲜，不受后期作用影响(保持封闭体系)；

④ K含量低的样品(超基性岩)不应用此法，沉积岩样品应是同生沉积矿物(海绿石)。

Sm-Nd等时线法的优点

147Sm、143Nd这对母子体同位素同属稀土元素，具有十分相似的地球化学性质，使得放射性成因的子体143Nd形成后很自然地继承母体在晶格中的位置，而不会逃逸。

2、各种地质作用都很难使Sm和Nd 发生分离和迁移，因而Sm-Nd体系一般较易保持封闭。

3、研究表明：如果体系中没有流体参与，角闪岩相甚至麻粒岩相变质作用的岩石，仍能使Sm-Nd同位素系统保持封闭，从而能获得较正确的变质岩原岩的年龄信息。

4、由于147Sm的衰变常数较小，因此Sm-Nd法通常适合对古老岩石的定年（＞10亿年）。计算CHUR模式年龄（T CHUR)的假设

1.Mantle-drived magmas contained Nd whose isotope composition was accurately represented by CHUR throughout geological time;

2.The Sm/Nd ratios of the rocks being used dated did not change during their residence in the continental crust;

3.The measured 143Nd/144Nd ratios of the rocks and of CHUR were corrected for isotope fractionation to the same reference ratios

4.The 143Nd/144Nd ratios of the rocks (after correction for fractionation) are free of instrumental bias and the concentrations of Sm and Nd are acruate.

普通Pb 定年原理

铅同位素的地质示踪意义

铅同位素演化与构造环境

示踪地幔物质的不均一性

区域铅构造地球化学省

示踪岩浆物质来源

示踪成矿物质来源

H-O 同位素的分馏

(1) 蒸发－凝聚分馏

水可能有九种不同的同位素分子组合，例如：H 216O 、 D 217O 等；

在水的蒸发过程中，轻的水分子H 216O 比中的水分子D 218O 易蒸发而富集于蒸汽相，相反，在凝聚作用中重的水分子优先凝结、导致在液、汽相间发生氢、氧同位素的物理分馏。 作为最大水库的大洋同位素组成恒定，蒸发主要发生在赤道附近的大洋中，蒸发过程中，气相富集H 和16O 。分馏系数是温度的函数， 温度愈低，α值愈大。最早凝聚的雨相对较重， 随瑞利过程进行，随后凝聚成的雨滴愈来愈轻，因此高纬度地区降水有很负的δD 和δ18O 值，且随高度增加和深入内陆也有同样现象。

(2) 水－岩同位素平衡分馏

当大气降水同岩石接触，水与矿物间发生的O(H)同位素交换反应可达到平衡

(3) 矿物晶格的化学键对氧同位素的选择

当火成岩和变质岩达到氧同位素平衡时，岩石中矿物的氧同位素有一个相应的分馏次序，其中Si-O-Si 键的矿物中最富18O ，其次为Si-O-Al 键、 Si-O-Mg 键等。

矿物的化学成分、晶体构造、形成温度、氧化状态等都影响同位素分馏的方向和分馏强度。

(4) 生物分馏作用

18O 2富含16O ，反应如下：

上式说明光合作用的实质是水的去氢作用，植物将水分解，与其中的H 和CO 2结合成有机

化合物分子。活的生物体、有机质、生物碳酸盐等都具有较高的δ18O 值。 5） 水化作用和超过滤作用分馏效应

在盐水溶液中，“水化相”水与自由水之间能出现氢同位素分馏；而粘土和页岩作为半渗透膜产生超过滤相应，也可以引起氢同位素分馏，即在残余水中富集轻同位素，而在粘土矿物中优先吸附重同位素D 。这一原理可以说明油田盆地建造水的同位素组成。

大气降水H-O 同位素组成表现为四种效应：

① 纬度效应：随纬度升高(年平均气温降低)，δD 和δ18O 值下降;

② 大陆效应：从海岸向大陆内部δD 和δ18

O 下降；

③ 季节效应：夏季温度较高，大气降水相对较重，富集D 和18O ；冬季反之；

③ 高度效应：随高度增加δD 和δ18O 值下降。

稳定同位素测温计的公式及基本假设（以氧同位素为例）

平衡共生的矿物之间同位素分馏系数α是温度T 的函数，其通用的关系式为：

计算地质温度的前提（基本假设）：

1）两共生矿物相达到了同位素交换平衡，并未受后期作用的改造；

2）矿物对之间的分馏系数大，以确保待测温度有一定的精度；

3）参数A、B已由实验室准确测定，待测温度在参数的有效应用范围内；

热液体系稳定同位素组成测定的方法：

同位素分馏平衡温度计算法是确定成矿溶液氢氧同位素组成最常用的方法。其原理是一定温度下，从热液中同时沉淀出的矿物对之间，矿物与残余热液之间的同位素组成处于平衡状态。因此只要获得某矿物与水的分馏平衡方程或相应的分馏标定曲线，结合该矿物的同位素组成和生成温度资料，就能算出该矿物沉淀时介质水的氢氧同位素组成。分为两种方法：

1) 矿物－水平衡计算法

利用诸如流体包裹体均一温度和矿物氢氧同位素资料，采用有关分馏方程或分馏曲线，算出沉淀该矿物时介质水的氢氧同位素组成。

2) 共生矿物对计算法

与前者的区别：不用其它方法测定矿物形成温度，仅借助于共生矿物各自氧同位素组成，用共生矿物对有关的分馏方程或曲线，算出矿物对生成温度，然后结合矿物氢氧同位素组成和矿物-水分馏方程或曲线，计算成矿介质水的δ18O值和δD值。

不同地质体中，石英生成温度差别很大，且计算获得的δ18O H2O值差别也很大，表明它们具有不同成因。

稳定与放射性同位素的异同

The elements of interest in radiogenic isotope geochemistry are heavy, form dominantly ionic bonds, generally exist in only one oxidation state, and there is only small relative mass differences between the isotopes of interest. Thus fractionation of the isotopes of these elements are quite small and can generally be ignored.

one group of isotope geochemists make their living by measuring isotope fractionations while the other group makes their living by ignoring them!

同位素分馏的因素

同一元素的稳定同位素不同，它们在物理－化学和热力学性质上就存在一定的差异，特别是H、O、C、Si等质量较小的元素，同位素间的相对质量差较大，在自然界各种物理、化学作用（如：蒸发、扩散、渗透、吸附、结晶、交代、沉积及生物作用）过程中有可能发生明显的同位素分馏，因此，自然物质中同位素组成的变异是物理化学条件的反映。

1.物理分馏

同位素之间由质量引起的一系列物理性质的微小差别，如密度、熔点、沸点等，使之在蒸发、凝聚、升华、扩散等自然物理过程中发生轻重同位素的分异。

2. 动力分馏

含有两种同位素的两类分子时，由于质量不同，它们参加化学反应的活性有差异。质量不同的同位素分子具有不同的分子振动频率和化学键强度。轻同位素形成的键比重同位素的键更易破裂。因此，轻同位素分子的反应速率较高，在平衡共存相间产生微小的分馏，在反应产物中，特别是活动相中更富集轻同位素。

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、价态以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的分异叫做平衡分馏，也称同位素交换反应。达到同位素交换平衡时，共存相间同位素相对丰度比值为一常数，称为分馏系数。

4. 生物化学分馏

生物活动和有机反应时的同位素分馏效应更强。如植物通过光合作用使12C更多地富集于生物合成有机化合物中。因此生物成因的地质体如煤、石油、天然气等具有最高的w(12C)/W(13C)值。生物化学分馏是同位素分异作用的重要控制反应

普通Pb 定年法的基本原理：

普通铅定年适合对象：U/Pb, Th/Pb比值低的矿物和岩石中任何形式的铅（如方铅矿、黄铁矿、钾长石等）

H-H法

U-Th-Pb 定年的假设条件：

由于238U、235U和232Th的半衰期较大，因此U-Th-Pb法一般只适合古老地质体的年龄测定：1、该定年法适合于富含Th, U的矿物；

U、Th矿物及富含U、Th的矿物，如沥青铀矿、晶质铀矿、钍石、锆石、独居石、榍石、磷灰石等，这些矿物富含U、Th，对于U、Th、Pb和中间子体的封闭性较好，同时在各种岩石中分布较普遍（假设这些矿物中铅同位素初始比值为0）。

2、要获得正确的U-Th-Pb年龄，必须满足以下条件：

1）the mineral has remained closed to U, Th, Pb, and all intermediate daughters throughout its history;

2) The decay constants of 238U, 235U and 232Th are known accurately;

3) The isotopic composition of U is normal and has not been modified by isotope fractionation or by the occurrence of a natural chain reaction based on induced fission of 235U;

4) All analytical results are accurate and free of systematic errors.