放射性同位素地球化學上

1、2009年放射性同位素地球化學(上)1提綱放射性同位素地球化學(上)放射性同位素演化的基本原理和同位素示蹤的主要方法1.1基本原理1.2Rb-Sr體系1.3Sm-Nd體系1.4U-Th-Pb體系1.5Lu-Hf體系1.6Re-Os體系21.1 基本原理 3衰變定律D = D0 + N (elt - 1)4放射性衰變放射性衰變定律-dNdtN 或 dNdt=Nl放射性母體原子數量時間 15不穩(wěn)定核素及其半衰期地球化學常用的衰變體系6地球化學常用衰變體系的一些參數7 同位素比值的測量樣品離子化和引入系統(tǒng)磁場檢測系統(tǒng)81.2 Rb-Sr體系9Rb是強不相容元素，Sr是中等不相容元素，在上地幔分異過程

2、中，他們都傾向于進入熔體；Rb的行為類似K，傾向于賦存在白云母，鉀長石中；Sr的行為類似Ca，易進入斜長石，磷灰石中（不包括單斜輝石）隨著巖漿演化，超基性 基性 中性 酸性， Rb/Sr （87Rb/86Sr）比值升高1085Rb : 87Rb = 72 : 2884Sr : 86Sr : 87Sr : 88Sr （平均） = 0.56 : 9.87 : 7.04 : 82.5386Sr 是穩(wěn)定同位素 87Rb 87Sr + b粒子 (l = 1.42 x 10-11 a-1)11基本的數學關系與參數87Rb = 87Sr + b-87Sr = 87Sri + 87Rb(elt 1)87Sr/

3、86Sr = (87Sr/86Sr)i + (87Rb/86Sr)(elt 1)(87Sr/86Sr)BABI = 0.69899 5BABI = Basaltic Achondrite Best Initial玄武質無球粒隕石最佳初始值12abcto86Sr87Sr86Sr87Rb86Sr87Sro()Rb-Sr等時線的形成13abca1b1c1t1to86Sr87Sr86Sr87Rb86Sr87Sro()Rb-Sr等時線的形成14a2b2c2t2abca1b1c1t1to86Sr87Sr86Sr87Rb86Sr87Sro()Rb-Sr等時線的形成15Rb-Sr等時線示意圖16南嶺常見的強過

4、鋁S-型花崗巖顯微照片（引自周新民教授報告2008年）MsMsMsBtKfsQtzMsMsKfsKfsQtzQtzQtzQtzKfsMsMsMsMs1mm1mm0.5mmabcd贛南會昌高排巖體 G99-18-2GD06-3 粵北翁源帽峰巖體粵北始興司前巖體 GD 08G99-2-3 贛南大余西華山巖體Pl17Rb-Sr等時線實例玄武質無球粒隕石全巖樣品(87Sr/86Sr)BABI = 0.69899 518Rb-Sr等時線的改造 / 變質作用中的再平衡變質作用，就是高溫條件下，固態(tài)重結晶作用。由于溫度升高，發(fā)生同位素交換反應，不同礦物之間，87Sr/86Sr 均一化；而87Rb/86Sr（

5、Rb/Sr）比值，受分配系數差別的制約，平衡的時候，不同礦物之間，比值不同。19Rb-Sr等時線的改造 / 變質作用中的再平衡20Sr同位素比值的演化(1)隨著巖漿演化，超基性 基性 中性 酸性，87Rb/86Sr比值升高2135億年以來海相碳酸鹽Sr同位素組成及其對海水Sr同位素組成演化手指示。理解圖意，對比地幔Nd同位素演化!Sr同位素比值的演化(2)22Sr同位素比值的演化(2)顯生宙海水23海水Sr同位素組成與殼幔Sr循環(huán)模式241.3 Sm-Nd 體系25Sm和Nd都是輕稀土元素，都是中等不相容元素，在地幔和地殼的部分熔融過程中，易進入熔體相Nd原子序數低于Sm 離子半徑大于Sm 分

6、配系數小于Sm，比Sm容易進入熔體相因此，隨著巖漿演化，超基性 基性 中性 酸性，Sm/Nd（147Sm/144Nd）比值依次降低26144Sm : 147Sm : 148Sm : 149Sm : 150Sm : 152Sm : 154Sm = 3.09 : 14.97 : 11.24 : 13.83 : 7.44 : 26.72 : 22.71142Nd : 143Nd : 144Nd : 145Nd : 146Nd : 148Nd : 150Nd = 27.11 : 12.17 : 23.85 : 8.30 : 17.22 : 5.73 : 5.62144Nd 是穩(wěn)定同位素27不同殼幔端元

7、REE組成2829基本的數學關系與參數147Sm = 143Nd + a143Nd = 143Ndi + 147Sm(elt 1)143Nd/144Nd = (143Nd/144Nd )i + (147Sm / 144Nd) (elt 1)(143Nd/144Nd )CHUR = 0.512638(147Sm/144Nd) CHUR = 0.1967CHUR = Chondrite Uniform Reservior, 球粒隕石均一庫143Nd/ 144Nd - (143Nd/144Nd) CHUR(143Nd/144Nd) CHUReNd= 4 30Sm-Nd同位素體系的地球化學意義通過對隕

8、石系統(tǒng)的研究，建立了殼幔演化關系模型，其中包括虧損地幔演化模型、全球地殼生長模型和區(qū)域初生地殼加入模型，并建立了巖漿物質來源的示蹤研究方法；對于高級變質變質事件定年，具有重要作用。31球粒隕石全巖樣品Sm-Nd等時線CHUR問題：143Nd/144Nd =0.512638，是如何得來的？32Nd同位素的演化(1)整體地球(CHUR)，地幔和地殼的分異巖漿演化：超基性 基性 中性 酸性，Sm/Nd(147Sm/144Nd)比值降低33Nd同位素的演化(2)-模式年齡虧損地幔模式年齡34Nd同位素虧損地幔模式年齡的計算1) 143Nd/144Nd = (143Nd/144Nd )DM + (147

9、Sm / 144Nd) (elTDM 1)2) eNd= 0.25*T23T8.5 (T in Ga)3) (143Nd/144Nd )CHUR = 0.512638；(147Sm/144Nd) CHUR = 0.1967143Nd/ 144Nd - (143Nd/144Nd) CHUR(143Nd/144Nd) CHUReNd= 4 TDMTCHUReNd(0)虧損地幔模式年齡35問題：1) 在地質歷史上，虧損地幔和由它分異出的陸殼， 143Nd/144Nd 的差別為什么越來越大？2) 在什么條件下，MORB的同位素組成與DM相同？什么時候開始不同？3) 什么過程造成Sm/Nd比值變化，什么

10、過程造成143Nd/144Nd比值變化？36Nd同位素的演化（3）大陸地殼37Nd同位素的演化(4)-大陸地殼的生長時代3839Nd同位素模式年齡的說明模型假設初生地殼的形成速率是均一的，而事實上地殼增生模型有多種，故存在至少兩種模式年齡的計算方法(線性、指數)；模型假設Sm/Nd比值變化只發(fā)生于地幔巖石部分熔融形成初生地殼的階段，但殼內物質的重熔及高級變質作用同樣可引起Sm/Nd比值變化，故有了二階段模式年齡（見下圖）。由于現代實驗技術條件的誤差對tDM的影響，即傳遞誤差為約0.2Ga，故tDM的計算結果也多以Ga為單位，而不是Ma，數據精確到小數12位。同理適用于Nd(t) 計算。40Nd

11、同位素的演化(5)-大陸地殼的二階段模式年齡41二階段模式年齡SA、CC、DM分別代表樣品、地殼和虧損地幔。而t表示引起Sm/Nd比值發(fā)生變化的地質過程或事件的時間，如地殼深熔作用、幔源巖漿發(fā)生結晶分異作用和富集REE的礦物發(fā)生分選作用的時間等。T2DM的計算還需知道地幔物質進入地殼后，并在發(fā)生Sm/Nd比值變化前的147Sm/144Nd比值，即地殼的147Sm/144Nd比值。對于沉積巖類，往往用上地殼的平均比值來代替：0.1180.017(540個全球沉積巖平均值)，但對于中下地殼的樣品，可能其147Sm/144Nd比值相對要高。但若作為一種同地區(qū)樣品間的物源區(qū)時代的相對比較，用上地殼組成

12、代替，仍可獲得有意義的地球化學示蹤信息。 421.4 U-Th-Pb體系4344地球化學性質(一)U和Th均屬錒系元素，常為+4價，但在地球表層條件下，U呈+6價；由于較大的離子半徑和高電價，U和Th均表現為強不相容元素；+4價U、Th較穩(wěn)定，但+6價的U可呈UO22-溶于水而發(fā)生遷移；45地球化學性質(二)除極少數情況下以瀝青鈾礦(uraninite，UO2)和硅酸釷礦(thorite)形式成獨立礦物外，多數條件下U和Th呈分散狀分布于造巖礦物中或集中于副礦物中(鋯石、獨居石、磷灰石、榍石)；副礦物中，鋯石(ZrSiO4)選擇性富集U，而獨居石(Ce, La,ThPO4)選擇性富集Th。46

13、地球化學性質(三)Pb為易揮發(fā)親銅元素，屬中等不相容元素；Pb的獨立礦物為方鉛礦（PbS），而在硅酸鹽礦物中，多與元素K形成類質同象而趨向存在于鉀長石等礦物中；通常條件下Pb性質穩(wěn)定，但在高溫和酸性條件下可形成氯或硫的化合物，易溶解于熱液中而發(fā)生遷移。47基本的數學關系與參數206Pb = 206Pbi + 238U (el238t 1) 207Pb = 207Pbi + 235U (el235t 1)208Pb = 208Pbi + 232Th (el232t 1)(1)對于低Pb高U的體系（如鋯石）(206Pb/ 238U)* = (el238t 1)(207Pb/ 235U)* = (e

14、l235t 1)(2)對于一般的Pb同位素體系（全巖長石）(206Pb/204Pb)* = m (el238t 1)(207Pb/204Pb)* = (m/137.88) (el238t 1)m = 238U/204Pb，在t = 0時，即現代相當值等時線方程(207Pb/204Pb)*/ (206Pb/204Pb)* = (1/137.88)(el235t 1)/ (el238t 1)48(3)對于低U高Pb的體系（如方鉛礦） 有U衰變 無U衰變 T t P地球年齡方鉛礦形成現在(207Pb/204Pb)t - (207Pb/204Pb)T = (m/137.88) (el235T el23

15、5t)(206Pb/204Pb)t - (206Pb/204Pb)T = m (el238T el238t)原始Pb, Canyon Diablo隕硫鐵(207Pb/204Pb)T = 10.294(206Pb/204Pb)T = 9.307(208Pb/204Pb)T = 29.476因此，對方鉛礦，可以得到：(207Pb/204Pb)P - 10.294 1 (el235T el235t)(206Pb/204Pb)P - 9.307 137.88 (el238T el238t)=49低Pb高U的體系 - 鋯石 U-Pb體系的演化，諧和線諧和線50一般的Pb同位素體系(1) - 0等時線 /

16、 地球年齡51一般的Pb同位素體系(2) - 等時線和增長曲線等時線增長曲線原始Pb地球年齡線隨著巖漿演化，超基性 基性 中性 酸性，238U/204Pb比值升高52一般的Pb同位素體系(3) 巖石的Pb-Pb等時線，古老片麻巖年齡和源區(qū)的關系53低U高Pb的體系(1) -不同環(huán)境方鉛礦的Pb-Pb同位素分布54低U高Pb的體系(2) - Stacey的兩階段Pb-Pb同位素演化模式55由于地殼、地幔演化的復雜性，假設所有的Pb自地球形成以來均保持封閉與多數地質觀察不符；相當比例礦石Pb樣品同位素組成算計出了不合理老的或負的年齡；事實上，礦石Pb模式年齡的應用并不成功，盡管許多研究者提出其它修

17、改模式(如二階段、多階段模式)，或整合Pb (comforable Pb)與J Pb(J-type Pb)等概念，但其在地質定年研究中被大多數人放棄。相反，礦石Pb或稱普通Pb的同位素組成往往與形成環(huán)境或巖石圈屬性有關，成為研究地殼、地幔演化的過示蹤手段。56不同圈層Pb同位素演化的差別 - Zartman的Pb構造模式(1)57不同圈層Pb同位素演化的差別 - Zartman的Pb構造模式(2)58abcto204Pb206Pb204Pb238U204Pb206Pbo()U-Pb等時線的形成59abca1b1c1t1to204Pb206Pb204Pb238U204Pb206Pbo()U-Pb

18、等時線的形成60a2b2c2t2abca1b1c1t1to204Pb207Pb204Pb235U204Pb207Pbo()U-Pb等時線的形成等時線增長曲線61等時線增長曲線原始Pb地球年齡線U-Pb等時線的形成621.5 Lu-Hf體系63Lu是重稀土元素，也是不相容元素。部分熔融過程中，一般進入熔體。但是，如果存在石榴石，則容易富集在石榴石中；Hf是典型的高場強元素，也是不相容元素，與Zr的地球化學性質相近。部分熔融過程中，一般進入熔體。但是，如果存在鋯石，則容易富集在鋯石中；巖漿演化：超基性 基性 中性 酸性， Lu/Hf（176Lu/177Hf）比值降低。64自然界中Lu元素由兩個同位

19、素組成：175Lu和176Lu，Hf元素有6個同位素：174Hf、176Hf、177Hf、178Hf、179Hf和180Hf。Lu-Hf同位素體系存在176Lu母體衰變成176Hf子體的放射性衰變關系：65基本的數學關系與參數176Lu = 176Hf + b- 176Hf = 176Hfi + 176Lu (elt 1)176Hf/ 177Hf = (176Hf/177Hf) i + (176Lu/177Hf)(elt 1)(176Hf/177Hf) chon = 0.282818176Hf/ 177Hf - (176Hf/177Hf) chon(176Hf/177Hf) chonLu-Hf

20、體系eHf = 4 66球粒隕石均一巖漿庫(CHUR)Lu-Hf同位素定值(176Hf/177Hf)p =0.282772 0.0000029(176Hf/177Hf)i =0.279742 0.0000029(176Lu/177Hf)p =0.0332 0.000267176Lu的衰變常數為1.9310-11，176Lu的半衰期T1/2 = 35.9 Ga；在地殼巖石中，Lu、Hf元素的平均含量與典型的HREE相當，分別約為10-7和10-6數量級，176Hf/177Hf同位素比值多變化于0.280.29之間。由于Lu和Sm同為REE元素，Lu-Hf與Sm-Nd形成獨特的同位素體系配對：在原

21、始巖漿事件中，如地幔中熔體的抽取作用，兩同位素體系行為類似，形成Hf與Nd同位素組成之間的正相關性。68Hf同位素演化及其Nd同位素的關系69Nd-Hf同位素相關性： Hf2Nd70地殼不同物質在147Sm/144Nd相近條件下，其176Lu/177Hf比值的明顯變化71但與Sm-Nd同位素體系中Sm、Nd同屬REE元素不同，Hf屬高場強元素，因而Lu和Hf之間的地球化學性質存在顯著差異。尤其值得指出，在地殼巖石的變質和巖漿作用過程中，如麻粒巖相變質作用和地殼深熔作用，Lu趨于進入石榴石礦物相中，在地殼熔融作用后居于耐熔殘余相，而Hf大部分進入鋯石礦物相。 隨時間演化，Lu-Hf元素的這種行為

22、差異將導致Lu-Hf與Sm-Nd同位素體系之間的脫偶：在下地殼導致176Hf/177Hf相對143Nd/144Nd偏高。因而，兩同位素體系間的兩種不同關系將對認識殼幔分異和地殼增生提供重要的約束。 72Hf同位素演化73 低Lu高Hf的體系，鋯石鋯石中Hf含量比Lu含量高3個數量級( Lu/Hf 0.002，176Lu/177Hf 0.0005 )，因此，鋯石形成后，176Hf的積累非常有限，鋯石中176Hf/ 177Hf值近似初始值 可以含采用MC-ICP-MS，直接測得鋯石Hf同位素組成176Hf/ 177Hf 。如果同時測得鋯石U-Pb年齡，可以得到: eHf(t)74751.6 Re-

23、Os體系76Re和Os均屬親硫元素，故傾向于進入硫化物，主要富集于地核中；在地幔部分熔融過程中，Re為中等不相容元素，而Os為強相容元素，難于進入熔體中，因此導致： (1)地殼巖石中Os的含量遠低于地幔巖石(以及地核)； (2)與同屬REE的Sm-Nd不同，巖漿作用相容性質上的差異使得Re-Os之間的地球化學行為具脫偶性（de-couple）77Re由185Re和187Re兩個同位素組成，其中187Re經衰變后，成為鉑族元素的187Os同位素；Os有7個同位素，分別為：184Os, 186Os, 187Os, 188Os, 189Os, 190Os和192Os78基本的數學關系與參數187Re

24、 = 187Os + b- 187Os = 187Os i + 187Re (elt 1)187Os/ 186Os = (187Os/ 186Os) i + (187Re/ 186Os)(elt 1)187Os/ 188Os = (187Os/ 188Os) i + (187Re/ 188Os)(elt 1)187Os/ 188Os = 0.12035 (187Os/ 186Os)Re-Os體系79Os同位素比值最初(Hirt et al., 1961)表示為187Os/186Os (相對192Os/188Os =3.08271的標準化值)；但186Os可為190Pt經衰變的產物。雖然190P

25、t僅占Pt元素6個同位素中的約1%，且半衰期高達約880Ga，但隨分析樣品類型的增加和分析精度的提高， 186Os變化對187Os/186Os的影響得到不同程度的顯現，故越來越多的實驗室改用 187Os/188Os來表達Os同位素組成。兩種比值間的換算： 187Os/188Os0.12035 187Os/186Os80Re-Os等時線定年方法因Re、Os元素相容性差異明顯，使得自然界中Re/Os比值變化巨大，如地幔巖石為0.1的數量級，而地殼巖石為100的數量級，兩類巖石的187Os/188Os比值大小分別為約0.12和1.1-1.3。因而在理論上適于用作同位素定年，但因Os在大多數礦物中含量太低，成功進行Re-Os同位素定年的成果不多，主要限于地幔橄欖巖、鐵質隕石、鉑族元素礦床、科馬提質超基