放射性同位素地球化学1

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 1.2 Rb-Sr体系 1.3 Sm-Nd体系 1.4 U-Th-Pb体系 1.5 Lu-Hf体系 1.6 Re-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-

2、Sr体系,Rb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 = 87

3、Sr + b- 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,

4、Ms,Ms,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/86S

5、r（Rb/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

6、数小于Sm，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R

7、EE组成,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

8、岩浆物质来源的示踪研究方法； 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

9、不同？ 3) 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

10、数12位。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

11、区样品间的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

12、, La,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)* = (el

13、238t 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

14、/204Pb)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

15、石 U-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

16、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,U-Pb等时线的形成,a,b,c

17、,a1,b1,c1,t1,to,U-Pb等时线的形成,等时线,增长曲线,等时线,增长曲线,原始Pb,地球年龄线,U-Pb等时线的形成,1.5 Lu-Hf体系,Lu是重稀土元素，也是不相容元素。部分熔融过程中，一般进入熔体。但是，如果存在石榴石，则容易富集在石榴石中； Hf是典型的高场强元素，也是不相容元素，与Zr的地球化学性质相近。部分熔融过程中，一般进入熔体。但是，如果存在锆石，则容易富集在锆石中； 岩浆演化：超基性 基性 中性 酸性， Lu/Hf（176Lu/177Hf）比值降低。,自然界中Lu元素由两个同位素组成： 175Lu和176Lu， Hf元素有6个同位素： 174Hf、176Hf

18、、177Hf、178Hf、179Hf和180Hf。 Lu-Hf同位素体系存在176Lu母体衰变成176Hf子体的放射性衰变关系：,基本的数学关系与参数 176Lu = 176Hf + b- 176Hf = 176Hfi + 176Lu (elt 1) 176Hf/ 177Hf = (176Hf/177Hf) i + (176Lu/177Hf)(elt 1) (176Hf/177Hf) chon = 0.282818 176Hf/ 177Hf - (176Hf/177Hf) chon (176Hf/177Hf) chon,Lu-Hf体系,eHf =,4,球粒陨石均一岩浆库(CHUR)Lu-Hf同

19、位素定值,(176Hf/177Hf)p =0.282772 0.0000029 (176Hf/177Hf)i =0.279742 0.0000029 (176Lu/177Hf)p =0.0332 0.0002,176Lu的衰变常数为1.9310-11，176Lu的半衰期T1/2 = 35.9 Ga； 在地壳岩石中，Lu、Hf元素的平均含量与典型的HREE相当，分别约为10-7和10-6数量级， 176Hf/177Hf同位素比值多变化于0.280.29之间。 由于Lu和Sm同为REE元素，Lu-Hf与Sm-Nd形成独特的同位素体系配对：在原始岩浆事件中，如地幔中熔体的抽取作用，两同位素体系行为类

20、似，形成Hf与Nd同位素组成之间的正相关性。,Hf同位素演化及其Nd同位素的关系,Nd-Hf同位素相关性： Hf2Nd,地壳不同物质在147Sm/144Nd相近条件下，其176Lu/177Hf比值的明显变化,但与Sm-Nd同位素体系中Sm、Nd同属REE元素不同，Hf属高场强元素，因而Lu和Hf之间的地球化学性质存在显著差异。尤其值得指出，在地壳岩石的变质和岩浆作用过程中，如麻粒岩相变质作用和地壳深熔作用，Lu趋于进入石榴石矿物相中，在地壳熔融作用后居于耐熔残余相，而Hf大部分进入锆石矿物相。 随时间演化，Lu-Hf元素的这种行为差异将导致Lu-Hf与Sm-Nd同位素体系之间的脱偶：在下地壳导

21、致176Hf/177Hf相对143Nd/144Nd偏高。因而，两同位素体系间的两种不同关系将对认识壳幔分异和地壳增生提供重要的约束。,Hf同位素演化, 低Lu高Hf的体系，锆石 锆石中Hf含量比Lu含量高3个数量级( Lu/Hf 0.002，176Lu/177Hf 0.0005 )，因此，锆石形成后，176Hf的积累非常有限，锆石中176Hf/ 177Hf值近似初始值 可以含采用MC-ICP-MS，直接测得锆石Hf同位素组成176Hf/ 177Hf 。如果同时测得锆石U-Pb年龄，可以得到: eHf(t),1.6 Re-Os体系,Re和Os均属亲硫元素，故倾向于进入硫化物，主要富集于地核中；

22、在地幔部分熔融过程中，Re为中等不相容元素，而Os为强相容元素，难于进入熔体中，因此导致： (1)地壳岩石中Os的含量远低于地幔岩石(以及地核)； (2)与同属REE的Sm-Nd不同，岩浆作用相容性质上的差异使得Re-Os之间的地球化学行为具脱偶性（de-couple）,Re由185Re和187Re两个同位素组成，其中187Re经衰变后，成为铂族元素的187Os同位素； Os有7个同位素，分别为：184Os, 186Os, 187Os, 188Os, 189Os, 190Os和192Os,基本的数学关系与参数 187Re = 187Os + b- 187Os = 187Os i + 187Re

23、 (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体系,Os同位素比值最初(Hirt et al., 1961)表示为187Os/186Os (相对192Os/188Os =3.08271的标准化值)； 但186Os可为190Pt经衰变的产物。虽然190Pt仅占Pt元素6个同位素中的约1%，且半衰期高达约880Ga，但随

24、分析样品类型的增加和分析精度的提高， 186Os变化对187Os/186Os的影响得到不同程度的显现，故越来越多的实验室改用 187Os/188Os来表达Os同位素组成。 两种比值间的换算： 187Os/188Os0.12035 187Os/186Os,Re-Os等时线定年方法,因Re、Os元素相容性差异明显，使得自然界中Re/Os比值变化巨大，如地幔岩石为0.1的数量级，而地壳岩石为100的数量级，两类岩石的187Os/188Os比值大小分别为约0.12和1.1-1.3。因而在理论上适于用作同位素定年，但因Os在大多数矿物中含量太低，成功进行Re-Os同位素定年的成果不多，主要限于地幔橄榄岩、铁质陨石、铂族元素矿床、科马提质超基性岩等。,Re-Os等时线实例 - 科马提岩，太古宙超基性熔岩,Os同位素演化,随着岩浆