地球化学重点.doc

第一章1本教材的地球化学定义从20世纪初产生到现在，地球化学历经近100年的历史，其研究范围（从地壳到地球、宇宙）和着眼点（元素行为到化学组成、化学作用和化学研究）发生了重大变化，现代地球化学的中心课题是通过观察和揭示地球、地圈及各子系统（包括行星）这些客体的化学特性、所处的热动力学环境以及在各客体中或与客体有关的系统中发生的作用过程。因此，为了强调地球及其子系统是地球化学研究的主要对象，在地球及其子系统中发生的各种自然作用的动态机制和物质系统的化学演化历史，地球化学定义可以简洁地表述为：地球化学是研究地球及其子系统（含部分宇宙体）的化学组成、化学机制和化学演化深入理解地球化学的定义从研究对象来看：是地球及其子系统（地壳、地幔及其自然作用体系）的岩浆作用、沉积作用、变质作用、成矿作用、表生作用、生态环境等，目前正在向宇宙天体拓展；从研究形式来看：主要是元素（同位素）在自然界的化学运动形式；从研究时间来看：包含了整个地球、地壳演化和全部地质作用时期；对单个元素（同位素）来讲，是研究它们的发生、不断发展及螺旋式演化的全部历史。为此，地球化学是地质学与化学相结合的一门边缘学科，但本质上是隶属地球科学。地球化学的基本问题围绕原子在自然环境中的变化及其意义，地球化学研究涉及以下5个基本问题/基本任务：v1、地球系统中元素及其同位素的组成（丰度abundance和分配distrbution）；v2、元素的共生组合（paragenetic association）和赋存形式（occurrence mode）；v3、元素的迁移（migration）和循环（circulation）；v4、地球的历史（history）和演化（evolution）；v5、应用地球化学研究。0.4.2 地球化学的基本工作方法0.4.2.1 地球化学野外工作方法1地质考察对研究对象所处地质位置及周围环境、地质体产状测量和特征记录、地质体宏观现象的考察和描述，必要时进行地质填图；查明：地质体的岩石-矿物组成及相互作用关系，由此提供有关地球化学作用的空间展布、时间序列和相互关应该明确一点：地质背景清楚的地质体或样品才有研究意义。根据野外观察得出的初步地质-地球化学认识，确定进一步的设想和采样方案。2地球化学样品采集(1)样品的代表性：代表一定产状的地质体，力求做到其化学组成未受到后期的地质作用改造。(2)样品的系统性：采集的样品保证研究对象在时间上、空间上和不同成因产状方面的系统性。(3)样品的统计性（至少5点作等时线）。0.4.2.2 地球化学室内研究方法1岩矿鉴定这是地球化学实验室研究的基本方法之一。目的：通过光、薄片研究的显微镜鉴定，查明矿物共生组合关系和生成顺序，围岩蚀变程度和次生变化现象等。在此基础上，进一步研究地质体形成物化条件、元素分布、迁移规律等。2. 分析和测试（1）化学组成的分析方法：20世纪60年代：重量法（测岩石化学成分）、比色法和离子交换层析等，确定岩石和矿物化学组成；20世纪7080年代各种高精度分析仪器取代传统仪器：XRF，ICP-AES，ICP-MS，分析岩矿主量元素和微量元素含量。如全岩稀土元素分析向包裹体稀土元素分析，分析结果的数量级由（106）（幂）变为（1012）（幂）（2）物质中元素结合形式和赋存状态研究：传统方法：XRD等物质结构和存在形式探讨现代方法：微区原位分析技术，特别是电子探针技术（EMPA），可以获得样品中元素含量、分布和结合状态，常用仪器如AEM，SEM，TEM等（3）同位素分析技术v从常量分析向微量和微区分析发展，重要技术激光探针，采用激光束燃烧样品表面，使特定微区内样品气化并与反应剂反应，将气体收集共质谱分析，这是一项重要同位素微区分析技术v二次离子质谱（SIMS），利用离子束轰击样品表面，收集并分析所生成的二次离子，得到微区同位素组成，进行微区定年。如锆石的SHRIMP定年3自然作用过程的实验室模拟第一章太阳系和地球元素丰度1.1.1 基本概念/术语*1、地球化学体系按照地球化学的观点，我们把所要研究的对象看作是一个地球化学体系，每个地球化学体系都有一定的空间，都处于特定的物理化学状态（C、T、P等），并且有一定的时间连续。陨石研究意义：陨石是从星际空间降落到地球表面上来的行星物体的碎片。陨石是空间化学研究的重要对象，具有重要的研究意义：它是认识宇宙天体、行星的成分、性质及其演化的最易获取、数量最大的地外物质；也是认识地球的组成、内部构造和起源的主要资料来源；陨石中的60多种有机化合物是非生物合成的“前生物物质”，对探索生命前期的化学演化开拓了新的途径；可作为某些元素和同位素的标准样品（稀土元素，铅、硫同位素）1.1.4.1 陨石的类型通常根据其中的金属含量将陨石划分为3大类型：球粒陨石约含10金属1.1.4.2 石陨石石陨石包括球粒陨石和无球粒陨石1、球粒陨石球粒陨石是最常见的一类陨石，占全部石陨石的90%以上结构特点：球粒陨石的最大特征石含有球粒，具球粒结构。球粒组成：一般由撖榄石或斜方辉石组成，有时是玻璃质；球粒间的基质常为镍铁、陨硫铁、斜长石、橄榄石、辉石等组成。类型：按照矿物和化学成分，目前对球粒陨石进一步划分为3大群：E群（顽火辉石球粒陨石）O群（普通球粒陨石）C群（碳质球粒陨石），少见。普通球粒陨石（O群）又可按成分特征划分为3个亚群：H（高铁群普通球粒陨石）L（低铁群普通球粒陨石）LL（低铁低金属普通球粒陨石）亚群。成分：球粒陨石平均矿物成分大致镍-铁12%，橄榄石46%，紫苏辉石21%，透辉石4%，斜长石11%。2、无球粒陨石结构特点；无球粒陨石不含球粒，常常比球粒陨石结晶粗得多。在成分与结构方面，许多无球粒陨石均与地球上的火成岩相似，因此它们可能是由硅酸盐熔体结晶形成。分类：无球粒陨石据CaO的含量可以划分为两个群（或亚类）：贫钙w（Ca）03富钙w（Ca）5矿物组成：无球粒陨石平均矿物成分大致：镍-铁1%，橄榄石9%，紫苏辉石50%，透辉石12%，斜长石25%3、碳质球粒陨石特点；碳质球粒陨石是球粒陨石的一个特殊类型，其特征是含有碳的有机化合物分子，并且主要由含水硅酸盐组成。类型：按化学成分碳质球粒陨石可划分为I、和等3种（CI、C和C）类型。研究意义：碳质球粒陨石虽然十分稀少，但在探讨太阳系元素丰度方面却具有特殊的意义阿伦德”C型（1969年陨落于墨西哥北部）以及其它碳质球粒陨石（尤其CI型碳质球粒陨石）中，非挥发性元素的丰度几乎同太阳中观察到的元素丰度完全一致（图1.1）。因此，碳质球粒陨石的化学成分目前已被用于估计太阳系中非挥发性元素的丰度。1.1.4.3铁陨石和石-铁陨石1.铁陨石组成：Fe和Ni是铁陨石中主要元素，在铁陨石中还含有少量（wHeONeNCSiMgFeS地球：FeOMgSiNiSCaA1CoNa地壳：OSiA1Fe Ca NaKMgTiHv同太阳系，地壳与地球都明显贫于H、He、Ne氖、N等气体元素；v同整个地球相比，则地壳相对贫Fe和Mg，同时富Al、K、Na。分析：地壳中化学元素的分布与宇宙中化学元素的形成一样，受太阳系、地球、地壳形成和演化相制约的。由宇宙物质形成地球的演化过程必然伴随着气态元素的散失，而地球的原始化学演化表现为：较易熔的碱金属铝硅酸盐在地球表层富集以及较难熔的镁铁硅酸盐和金属铁的下沉。（3）地壳中元素丰度不是固定不变的，它是不断变化的开放体系.地球表层H、He等气体元素逐渐脱离地球重力场；.每天降落到地球表层的地外物质102105吨；.地壳与地幔的物质交换；.放射性元素衰变；.人为活动的干扰。2.地壳中元素分布的制约因素：地壳中元素的丰度取决于元素原子核的结构和稳定性(决定宇宙中元素丰度的因素)，宇宙物质形成地球的整个演化过程中物质的分异。总之，现今地壳中元素丰度特征是由元素起源直到太阳系、地球（地壳）的形成至今这一段漫长时期内元素演化历史的最终结果。1.3.5元素地壳丰度研究的地球化学意义元素地壳丰度(克拉克值)是地球化学中一个很重要的基础数据。它确定了地壳中各种地球化学作用过程的总背景，它是衡量元素集中、分散及其程度的标尺，本身也是影响元素地球化学行为的重要因素。1.控制元素的地球化学行为元素的克拉克值在某种程度上影响元素参加许多化学过程的浓度，从而支配元素的地球化学行为。如地壳元素丰度高的K、Na，在天然水中高浓度，在某些特殊环境中，发生过饱和作用而形成各种独立矿物（盐类矿床）；而地壳元素丰度低的Rb、Cs，在天然水中极低浓度，达不到饱和浓度，为此不能形成各种独立矿物而呈分散状态。限定自然界的矿物种类及种属实验室条件下，化合成数十万种化合物。自然界中却只有3000多种矿物。矿物种属有限（硅酸盐25.5%；氧化物、氢氧化物12.7%；其他氧酸23.4%；硫化物、硫酸盐24.7%；卤化物5.8%；自然元素4.3%；其它3.3% ）下图为什么酸性岩浆岩的造岩矿物总是长石、石英、云母、角闪石为主？因为地壳中O,Si,Al,Fe,K,Na,Ca等元素丰度最高，浓度大，容易达到形成独立矿物的条件。自然界浓度低的元素很难形成独立矿物，如硒酸锂(Li2SeO4)和硒酸铷(Rb2SeO4)；但也有例外，“Be”元素地壳丰度很低(1.7106)，但是它可以形成独立的矿物Be3Al2Si6O18(绿柱石)限制了自然体系的状态实验室条件下可以对体系赋予不同物理化学状态，而自然界体系的状态受到限制，其中的一个重要的因素就是元素丰度的影响。例如，酸碱度pH值在自然界的变化范围比在实验室要窄很多，氧化还原电位也是如此。对元素亲氧性和亲硫性的限定。在实验室条件下，化合物组成的剂量可以任意调配。在自然条件下，情况就不同了：在地壳O丰度高，S丰度低环境下，Ca元素显然是亲氧的；在地幔，陨石缺O富S环境，能形成CaS(褐硫钙石)2. 可作为微量元素集中、分散的标尺可以为阐明地球化学省(场)特征提供标准例如在东秦岭地区进行区域地球化学研究表明：东秦岭是一个富Mo贫Cu的地球化学省，Mo元素区域丰度比地壳克拉克值高2.3倍；而Cu元素则低于地壳克拉克值，这样的区域地球化学背景，有利于形成Mo成矿带。资源：Mo地壳丰度1106，东秦岭Mo区域丰度2.3106Mo的地球化学省。指示特征的地球化学过程某些元素克拉克比值是相对稳定的，当发现这些元素比值发生了变化，示踪着某种地球化学过程的发生。例如稀土元素比值Th/U=3.33.5，Th/U810则可认为本区发生了钍矿化K/Rb、Zr/Hf、Nb/Ta、Th/Yb、Nb/Yb在地壳环境下，性质相似，难以彼此分离，有相对稳定的比值。一旦某地区、某地质体中的某元素组比值偏离了地壳正常比值，示踪着某种过程的发生。浓度克拉克值和浓集系数浓度克拉克值：某元素在某一地质体中平均含量/某元素的克拉克值1 意味该元素在地质体中集中了1 意味该元素在地质体中分散了浓度克拉克值=某元素在区域内某一地质体中平均含量/某区域元素的丰度值浓集系数：某元素最低可采品位/某元素的克拉克值,反映了元素在地壳中倾向于集中的能力。地壳丰度对地壳能源的限制地壳的能源主要有两个来源：一个是太阳能，另外一个是放射性元素的衰变能。放射性衰变能是由放射性元素（K、U、Th）的类型和数量所决定的。第二章类质同象控制因素、规律/法则以及地球化学意义。元素结合的主要规律；2.1.3 自然界元素结合的基本规律v自然界控制元素结合的主要规律有以下几种：1. 元素的地球化学亲和性2. 矿物晶体形成或变化过程的类质同象规律3. 晶体场理论对过渡族元素行为的控1. 元素的地球化学亲合性及分类1. 何谓元素的地球化学亲和性?主要指阳离子在自然体系中有选择地与某阴离子化合的倾向性2.现象：造岩矿物种类含氧化物和氧盐类比较多；矿床的矿石矿物，如Pb、Zn、Cu、Fe等重金属形成硫化物组合。一些元素倾向于与氧结合形成氧化物或含氧盐，而另一些元素则首先与硫化合形成硫化物。这就形成了地质学熟知的以造岩元素为主体的含氧盐矿物类组合和以重金属元素为代表的硫化物矿物类组合矿石冶炼后炉中形成的四相：金属铁相、硫化铁相、硅酸盐相和气相。3 元素地球化学亲和性分类：在地球系统中，丰度最高的阴离子是氧，其次是硫；能以自然金属形式存在的丰度最高的元素是铁。分类主要包括：亲氧性元素亲硫性元素亲铁性元素三大类型。亲铁性元素元素在自然界以金属状态产出的一种倾向。铁具有这种倾向，在自然界中，特别是O，S丰度低的情况下，一些元素往往以自然金属状态存在，常常与铁共生，称之为亲铁元素。基本特征：不易与其他元素结合，因为它们的电子不易丢失（具有较高电离能），同时也无力夺取外来电子。亲氧性元素和亲硫性元素（亲石性和亲铜性）（1）概念A.亲氧性元素：倾向与氧结合形成氧化物或含氧盐的元素，称之为。氧化物或含氧盐是构成岩石圈的主要矿物形式，也称为亲石性元素；B.亲硫性元素：倾向与硫结合形成硫化物或硫酸盐的元素，称之为。由于这些硫化物常常与铜的硫化物共生，也称之为亲铜性元素。2. 元素结合规律的微观控制条件-晶体化学控制因素；元素结合规律可从两个不同侧面来衡量从能量的侧面：衡量元素结合的能量参数电负性（X）、电离势（I）、电子亲和能（Y）、晶格能（U）; 元素的结合受微观和宏观因素的控制。主要在以下几个方面：体系的组成（系统的元素丰度）：体系中各元素间存在丰度的差异，使元素间的结合有一定的倾向性；体系状态的稳定性：体系的能量愈低体系的状态愈稳定，元素结合的电负性（X）、电离势（I）、电子亲和能（E）、晶格能（U）等能量参数决定了元素结合的可能性和形成化合物的稳定性；晶体结构的稳定性：在微观上是保持晶体结构的稳定的因素，包括化学键的方向性和离子间的最紧密堆积等，宏观上是有利晶体结构稳定的热力学条件。2.3元素结合规律的微观控制因素2.3.1 衡量原子得失电子的能力的参数2.3.2 原子间的结合方式化学键2.3.3 元素的成键规律电负性控制2.3.4 原子的大小与离子半径2.3.5 离子的性质和运动规律2.3.1 衡量原子得失电子的能力的参数1元素的电离能（I）：气态原子（离子）丢掉一个电子所需要的能量；2元素的电负性（X）两种元素分类方法的比较戈氏分类简单，揭示了元素最基本的地球化学属性，特殊之处：加入了生物元素，反映了元素在地球演化过程的分异。但对具体复杂的地球化学过程表现不够。查氏分类反映了元素在成岩-成矿作用/过程中的行为。但对造岩元素概括略显简单。2.4.4 类质同象置换法则1 戈尔德施密特类质同象置换法则2 林伍德电负性法则1 戈尔德施密特类质同象置换法则V.M.Goldschmidt(1937)在研究岩浆岩和岩浆结晶过程中元素在各种矿物间分配的基础上，总结出元素发生类质同象置换的规律如下：优先法则：两种离子电价相同，半径有别，半径小的离子集中于较早的矿物中，而半径较大的离子将在晚阶段矿物中富集。隐蔽法则：若两离子具有相近的半径和相同的电荷，丰度高的主量元素形成独立矿物，丰度低的微量元素将按丰度比例进入主量元素的矿物晶格，即微量元素被主量元素所“隐蔽” 如K和Rb，二者丰度差别很大，K可以形成独立矿物如钾长石和石榴石等，而Rb只能以类质同象形式进入含钾的矿物中，可看成Rb被K所掩蔽。捕获容许法则：若两种离子半径相似而电价不同，则较高价离子优先进入矿物晶格，集中于较早期的矿物中，称为“捕获”(capture)，而较低价离子集中于较晚期的矿物中，称为“容许”(admit)。2Ringwood法则具有较低电负性的离子优先进入晶格理论上：Zn2+(0.83)与Mg2+(0.78)，Fe2+(0.83)离子性质很相似，按戈氏法则能进入岩浆早期形成的铁镁硅酸盐晶格。事实上：Zn在硅酸盐熔体中往往在晚期结晶形成ZnSiO4 (硅锌矿)，Zn4Si2O7 OH2 2H2O(异极矿)。林伍德提出对戈氏法则的补充：2.4.5研究元素类质同象代换的地球化学意义类质同象是支配地壳中元素(特别是一些微量元素)共生组合的一个重要因素。元素活动状况：是微量元素的分布、分配、集中、分散及迁移的规律。元素共生组合：同时、同种成因处于同一空间所形成的元素组合。1.阐明微量元素在各类岩浆岩中的分布以及微量元素在矿物中分配的实际规律如岩浆结晶过程中常量元素演化的顺序（鲍文反应系列）：不连续系列：MgFeMnCa连续系列：CaNaK微量元素地球化学行为：一种倾向是选择与自身晶体化学性质相似的造岩元素以类质同象代换方式进入它们的晶格，呈分散状态，称之为“晶体化学分散”。另一种倾向是那些与造岩元素差别大的微量元素不利于类质同象代换，而在残余熔体中聚积。在某一阶段形成独立矿物（副矿物）或转入到岩浆期后热水溶液中富集成矿，称之为“残余富集”2. 地球化学中的“指纹”标型元素组合矿物中含有大量类质同象的“杂质”，每一种矿物构成一套特征的杂质元素组合。对某一成因的矿物，如果只富含某种特征类质同象组合（像人体指纹），则，根据这种组合可以推断矿物形成的环境，故称标型元素组合。3 影响微量元素的集中与分散以及环境和人体健康第三章主要内容3.2 地球化学过程的热力学条件地球化学热力学稳定场：在地球化学体系的热力学环境中，每种矿物或矿物组合都有一定的热力学稳定范围（T、P、pH、Eh等）这个范围就称地球化学热力学稳定场。第四章重点l一：微量元素概念；只要元素在所研究的客体（地质体、岩石和矿物等）中的含量低到可以近似地用稀溶液定律描述其行为时，称之为微量元素。l二：分配系数：简单分配系数和总分配系数；l三：从分配系数角度理解相容元素和不相容元素；l四：岩浆形成机制的定量模型：部分熔融和分离结晶模型；l五：D不同时，元素在岩浆演化过程中的行为；l六：稀土元素组成、数据表示；l七：岩浆结晶过程和部分熔融过程的判别方法；l八：微量元素对岩石形成构造环境的判别；花岗岩类l花岗岩的构造分类lI型、S型花岗岩由原来的成因概念扩展为构造环境概念 I型：造山后隆起环境产物 S型：大陆碰撞产物lA型、M型 A型：非造山环境产物 M型：大洋弧环境产物l九：微量元素地质温度计的原理与方法。1 微量元素地质温度计l分配系数（KD）与体系温度的倒数呈线性关系：llnKD=(H/RT)+Bl在一定的范围内，H可看做常数。l一个理想的地质温度计应具有尽可能大的H值。微量元素地质温度计l如Ni在橄榄石和单斜辉石两矿物相中的分配系数与温度的关系是：lnKDOl/Cpx=70.34/RT+7.65l式中H的单位为J/mol；R为；T单位为K,绝对温度。l上式可简化为：lnK=-8.45/T+7.65（温度范围：10001200）微量元素地质温度计使用要求l使用微量元素地质温度计时一定要满足以下条件：l分配达到平衡l样品的温度要在公式适用的温度范围内l测定对象纯度要求4.2 岩浆作用过程中微量元素分配的定量模型4.2.1 岩石形成岩浆的部分熔融模型1 平衡部分熔融l岩浆形成最常见和最可能的就是平衡部分熔融（equilibrium melting），在整个部分熔融过程中，熔体与残留固体始终保持平衡，直到熔体离去，这种熔融又称批次熔融、平衡熔融或一次熔融。4 .部分熔融过程中微量元素的行为当F0（cL/co1/D）l即部分熔融程度很小时，微量元素在所形成的熔体中的富集和贫化程度最大；l随着F的增大，则熔体中的微量元素的富集和贫化程度逐渐减小。l当岩石全部熔融，即F1时，熔体中元素的浓度与母岩中该元素的浓度趋于一致；总分配系数D1的相容元素：在部分熔融的熔体中贫化，贫化的速度随F值的增大呈现出变缓的特征4.2.2 岩浆结晶分异作用模型1 结晶矿物与熔体只是表面平衡：l原因：是微量元素在晶体中的扩散要比在熔体中慢得多，使得微量元素在晶体边缘和晶体核部的分布不均一，导致晶体边缘与熔体能达到平衡，而晶体内部则不能与熔体平衡，形成的晶体具环带状构造。2定量模型l瑞利分馏定律ciL/ci0.L=F（D-1）ucL 残余熔体中元素i的浓度uc0.L原始熔体中元素i的浓度uF为残留熔体占原始熔体的分数uF=1岩浆开始结晶uF=0结晶完全u1F反映岩浆的结晶程度uD元素i在矿物和熔体间的总分配系数3 分离结晶过程中微量元素的行为l总分配系数D1的元素（相容元素）在分离结晶过程中倾向于在矿物中富集，并随矿物晶体的不断析出，微量元素在残余熔体随结晶度加大而逐渐贫化。当D00时，微量元素i在分离结晶过程中几乎全部保留在残余熔体中，而不进入结晶相实例1 计算部分熔融程度实例2 估算分离结晶程度Fl已知一具原生岩浆性质的碧玄岩的Ni含量为290ppm，与其互层的拉斑玄武岩中Ni含量为155ppm，且已经证明拉斑玄武岩为该碧玄岩浆分离结晶形成的残余岩浆，试问：若分离结晶产物为二辉岩（斜方辉石、单斜辉石），分离结晶程度是多少？（已知KOpx/LDNi=6.6，KCpx/LDNi=4，xOpx:xCpx=0.5:0.5lciL/ci0.L=F（D-1）稀土元素组成及其分组l稀土元素组成：l稀土元素是指周期表中原子序数从57到71 的镧系15个元素（La、Ce、Pr、Nd、Pm、Sm、Eu、Gd、Tb、Dy、Ho、Er、Tm、Yb、Lu），l加上原子序数为39 的Y共16个元素。l稀土元素分组1）两分法La-Eu：Ce铈族稀土，亦称轻稀土LREE（7个元素）；Gd-Lu+Y ：Y镱族稀土，亦称重稀土HREE（9个元素）2）三分法轻稀土（LREE)，La-Nd；中稀土（MREE)：Sm-Ho；重稀土（HREE)：Er-Lu +Y4.3.4 稀土元素组成数据的表示u1 表征REE组成的参数u2 异常指数u3 REE组成模式图u4 稀土参数图解1 表征REE组成的特征参数l稀土元素总含量lREElLREElHREEl轻重稀土元素比值(LREE) / (HREE)或 (Ce) / (Y)反映稀土元素分异程度和岩浆演化，岩浆演化晚期更富集LREE，因而比值可以反映演化特点。反映轻/重稀土内部分馏程度的参数：(La)/(Yb)N(La)/(Lu)N(Ce)/(Yb)N反映轻稀土和重稀土元素内部分馏状况，比值越大越富集。2 异常系数（指数）、EuEu =(Eu)/(Eu*)= 2(Eu)N/（(Sm)N+(Gd)N）oEu1为正异常oEu1为负异常oEu1无异常、Ce Ce =2* (Ce )N/w(La)N+w(Pr)N 3REE组成模式图u增田-科里尔（A Masuda,1962; C D Coryell，1963）图解4 稀土参数图解第六章同位素地球化学n一：同位素概念、分类；同位素具有相同质子数，不同中子数的一组核素称为同位素。n同位素是同一化学元素的原子，在元素周期表中占据相同的位置，具有相似的化学性质。2 同位素的分类基于原子核的稳定性类型：1）放射性同位素(unstable or radioactive isotope) ：其原子核是不稳定的，它们能自发地放出粒子并衰变成另一种同位素。2）稳定同位素(stable isotope) ：原子核是稳定的。二：放射性同位素衰变定律及表达式；衰变定律1）内容：在一个封闭系统内，单位时间内放射性母核衰变为子核的原子数与现存母核的原子数成正比。2）数学公式表示为：nN= N0etnN 衰变进行到时间t时剩下的未衰变母体原子数，N0 放射性母体的初始原子数n此式表明：任何放射性同位素随时间按指数方式衰减。这是一切放射性反应的基本公式。三：同位素地质年代学测定的原理、前提及通用的数学表达式。同位素地质年龄测定的原理同位素地质年龄的含义：n同位素地质年龄是就特定的地质体而言的，测定矿石就是矿石的地质年龄，测定矿物就是矿物的地质年龄，测定岩石就是岩石的地质年龄。因此，同位素地质年龄是指利用同位素衰变定律，测定它们在某一地质事件从水溶液或岩浆熔体中沉淀、凝固、结晶或重结晶起到现在所经历的时间。同位素地质年龄测定是基于上述的放射性衰变定律。通过准确测定岩石和矿物中所含放射性母体，以及衰变子体同位素的含量，根据衰变方程式计算出岩石或矿物的年龄，方程式为：nT=1/ln（D-D0）/N+1nT=1/ln（D/DsD0/Ds）/(N/ Ds)+1同位素地质年龄测定的前提放射性同位素地质年龄测定的前提/条件：一；岩石或矿物形成以后应该保持封闭的化学体系；二；母体同位素半衰期必须与被测定地质体的年龄相仿，其衰变常数必须已准确测定；四；要准确地知道放射性母体同位素丰度；五；放射性母体同位素的最终产物是稳定的，并能准确地测定；三；有精确地测定母、子体含量地测试技术，并有准确地扣除被测定对象中初始混入的子体同位素含量的方法。重点1、Rb-Sr法地质年龄测定的原理及公式以及适用对象。2、Sm/Nd模式年龄类型及意义。3、U-Th-Pb法可以获得的4个年龄。4、铅同位素分类（自然类型/成因类型）。2、自然界铅同位素分类自然界铅类型1）放射性成因铅广义放射性成因铅：指由U和Th衰变所产生的206Pb、207Pb、208Pb。而仅仅204Pb为非放射成因。狭义放射性成因铅：锆石、沥青铀矿等矿物结晶后，经放射性衰变所产生的206Pb、207Pb、208Pb的异常积累，它的同位素组成的变化主要发生在矿物结晶之后。2）普通铅：在矿物形成之前，铅以正常比例与U、Th共生，接受U、Th衰变产生的铅, 不断叠加并均匀化，在某一地质作用中固结形成的含铅矿物，由于含铅矿物中U、Th的丰度相对于Pb来说是微不足道的。因此，矿物中再也没有放射性成因铅的生成，也