【锂同位素研究现状的文献综述4600字】

锂同位素研究现状的文献综述目录TOC\o"1-3"\h\u21795锂同位素研究现状的文献综述 1318101.1分析方法 1149441.2自然界锂同位素的组成分布特征 2172211.3锂同位素分馏机制及地质应用 41487参考文献 620世纪30~40年代起，H、C、N、O、S等传统的稳定同位素已经作为研究手段进入地质领域中[22-23]，此后几十年的快速发展为阐释地球演化及成岩成矿作用提供了有效支持。近年来，同位素分析测试技术不断发展，进而使非传统稳定同位素得以利用，包括Li、Mg、Si、Cl、Ca、Cr、Fe、Cu、Zn、Mo、Hg、Tl[24]。对于锂同位素的研究源于二十世纪三十年代[25]，但由于当时的技术限制，锂同位素组成变化难以准确测定。直到二十世纪末期，锂同位素分析方法飞速发展，提高了实验测试[26-30]。因此锂同位素在洋壳蚀变、海底热液活动、板块俯冲及壳幔物质循环、判断卤水起源与演化等方面的研究中渐渐凸显其重要性。1.1分析方法早期研究者们主要使用原子吸收光谱、离子探针等测定方法[31]，大多所得结果精度较差。随着锂同位素研究领域的不断拓宽，对于测定其组成精确度的要求越来越高。直到八十年代末期，由Chan介绍的热电离质谱法（TIMS）（Chan,1987）使大家看到了锂同位素应用于地质学的可能性，随后多接收等离子体质谱（MC-ICP-MS）技术的应用给锂同位素的发展带来了新的助力，使其分析精度逐步提高[26]。根据目前研究资料，锂同位素高精度测量方法主要有以下三种：（1）离子探针（Ion-probe）：该方法大多应用于测定陨石同位素组成，分析精度比较差[32-33]，一般较少使用，但离子探针法的优点是样品不需要进行一系列的化学分离提纯。（2）热电离质谱（TIMS）：1987年，人们成功将样品中的锂提纯转化为Li2B4O7或者Li3PO4，再用TIMS方法来测定锂同位素组成[26]。此方法所需样品量约250ngLi，分析精度得到提高，但仍存在结果失真、样品纯度要求高、效率低下等显著缺陷。（3）多接收等离子体质谱（MC-ICP-MS）：该方法需要化学分离提纯后测量，分析精度约为1.1‰，稍逊于TIMS法。但它相比于传统的TIMS法存在诸多优点：①所需样品量较少（约40ngLi）；②测试速度快（单个样品仪器分析仅仅需8min）；③分析精度高。现阶段锂同位素研究大多采用MC-ICP-MS方法。锂同位素组成的表征方法通常采用标准δ7Li的形式：δ7Li=[（7Li/6Li）样品/（7Li/6Li）标准-1]×1000[34]。1.2自然界锂同位素的组成分布特征由于锂同位素研究的迅猛发展，目前已有资料中已初步获得自然界中锂含量值及δ7Li值。（1）陨石及月球岩石陨石中的锂含量相对较低，大约（8~11.7）×10-6，δ7Li值范围为2.2‰~5.2‰[35-36]。月球样品中的锂同位素丰度差异很大，为（3.1~49）×10-6，而其δ7Li值范围为3.5‰至6.6‰[37]。（2）火山岩新鲜的大洋中脊玄武岩（MORBs）的锂含量为（3~7）×10-6，δ7Li值范围为+1‰~+6‰[38-42]。洋岛玄武岩（OIBs）锂含量为（3~7）×10-6，δ7Li值的范围为+3‰~+7‰，与MORBs的总体相近[43-47]。弧后盆地玄武岩（BABB）锂含量为（3~11）×10-6，δ7Li值范围为+0.7‰~+2.9‰[33]。花岗岩的锂含量高于基性岩，为（6~40）×10-6[48]。花岗岩国际标准JG-2和G-2的锂含量皆为31.8×10-6，δ7Li值范围分别是-0.5‰~-0.3‰和-1.5‰~-0.9‰[35]。（3）沉积岩和沉积物新生代的海相生物成因碳酸盐其锂含量为（0.2~4）×10-6，而深海沉积物的锂含量为10×10-6~100×10-6，δ7Li值的范围为-1.0‰~+24‰[48-49]。MANOPH钻孔中的海相沉积物，其锂含量为45.7×10-6，δ7Li值为+14.7‰，深海钻探项目（ODP）中富粘土沉积物的δ7Li值范围为+10‰~+12‰[50]。伊尔明厄海盆为陆源火山碎屑沉积物，其δ7Li值范围为-5‰~+12‰[51]。南海海槽增生契沉积物δ7Li值范围为+0.9‰~+8‰[52]。（4）水圈现代海水的锂含量为0.18×10-6，δ7Li值为+31.5‰，锂同位素组成较为稳定[28-29,35,53]。河水中锂含量范围跨度比较大，为0.06-81.2μg∙L−1，δ7Li值在0.8‰-45.1‰之间，全球河水δ7Li均值为23‰[54-55]。但因影响河水锂同位素组成的原因较为复杂，不同沉积环境河水的δ7Li值也有显著差异[54]。雨雪水的锂含量则比较低。例如，雨水与雪水中的锂含量分别为1μg/L和8μg/L，δ7Li值则为+29.4‰和+13.3‰；泉水中的锂含量为239μg/L，δ7Li值的范围为+6.7+19.9‰[56]。现代海底热液的锂含量为（4~9）×10-6，δ7Li值为+2.6+11.5‰[57-58]。图1-1天然样品的锂同位素分布[59-60]1.3锂同位素分馏机制及地质应用锂的两种稳定同位素可产生明显的同位素分馏。这一点在低温环境中尤为明显，在此环境中δ7Li值的范围大于50‰，但在高温环境中，由于两同位素的扩散系数不同，分馏也很明显。分馏过程中6Li会优先进入固体相，而7Li会进入流体相[54,59-61]。再加上锂是高度可溶的、单价的，使得锂同位素成为大陆风化、流体、循环海洋地壳等潜在有用的示踪剂。锂同位素的分馏机制为解决问题奠定了基础，近年来取得一系列成果。根据前人研究总结，锂同位素在高温岩浆分异过程和地壳深熔过程情况下几乎不存在分馏[61-65]。地质作用中存在明显锂同位素分馏过程的主要有以下几种情况：①风化作用[66]；②岩浆-围岩相互作用[67]；③变质脱水作用[68]；④去气作用[69]；⑤≤350℃的海底蚀变[70]；⑥花岗岩结晶分异与伟晶岩形成过程[71]；⑦地幔橄榄岩和熔体间的相互作用[60]。温度和扩散是导致锂同位素分馏的重要因素。平衡热力学和实验研究都可以用来量化平衡同位素分馏的意义和温度依赖性。例如，同位素分馏程度，即a和b两相之间的分馏系数（或α值，其中a-b=（7Li/6Li）a/（7Li/6Li）b），在高温下接近1，并随着温度下降逐渐偏离1[72]。偏差的性质，即α是高于还是低于1，取决于平衡时两相间7Li和6Li的相对分配，这是键能的函数。一般来说，重同位素优先被划分到具有最高键能的位置。对于Li，键能是配位数的函数：配位数越低，键能越高。镁铁矿物（例如橄榄石、辉石、黑云母、绿泥石和堇青石）是大多数岩石中锂的主要赋存体，在镁铁矿物中，锂通常在八面体配位中取代镁-铁。相比之下，Li在水溶液中以四面体配位存在[73]。因此，相对于镁铁质矿物，7Li优先分配到水相中，使水的δ7Li值高于镁铁质岩石[74]。在一些矿物中，锂可能出现在石英和十字石的低配位数位置。在这种情况下，矿物的同位素可能比共存水重[71,75]。在P=0.3-6GPa和T=1000K的水溶液中关于Li形态的建模表明，随着压力（和流体密度）从3.2增加到5，平均配位数增加。这与Penniston-Dorland等的实验结果一致：7Li优先从Li为八面体配位的矿物释放到流体中，但这表明Li为四面体配位的矿物（如十字石或石英）存在逆向分馏。然而，一般而言流体在同位素上比共存岩石重[73]。图1-2锂同位素的地球化学行为示意图[76]高温分馏。关于锂同位素分馏随温度变化的实验测定数量虽然有限，但却在不断增加。迄今为止，在火成岩系统中α的含量还没有测定结果，但已有一些研究集中在矿物-流体分配方面。Lynton等人（2005）称，石英和白云母均比水溶液更吸收7Li（500℃时，αqtz–fluid=1.010-1.012；αmusc–fluid=1.019-1.022），其中白云母的δ7Li高于石英。尽管αqtz–fluid>1与根据相对键能预测的同位素分馏意义一致，但白云母比流体重，甚至比共存石英重，这与云母中八面体结合的锂同位素轻于共存流体的预期相反。他们研究中另一个奇怪的点是，α在较低的温度下（400°C时，αqtz-fluid=1.005，500°C时为1.010到1.012）更接近于1，同样与预测相反[77]。并且Teng等（2006）对花岗伟晶岩进行测定，得出石英δ7Li为+14.3~+21.3‰，流体的δ7Li值为+8.7~+13.4‰，△quartz-aqueous≈+5.6~+7.9‰，且花岗伟晶岩形成的温度在600℃左右，得出相同结论[71]。Wunder等人（2007）也测定了白云母和流体之间的同位素分馏系数，但与Lynton（2005）等人不同的是，他们发现在350-400°C，2.0GPa的条件下，αmusc-fluid=0.998-0.999，这与流体应该比白云母重的预测是一致的。Wunder（2007）注意到这两项研究的矛盾，并认为Lynton等人的结果可能反映了初始矿物和流体之间的不完全平衡以及动力学同位素分馏。然而，阻止Li从流体扩散进入白云母应导致低δ7Li，而不是观察到的高矿物δ7Li成分。无论差异的原因是什么，其分配结果的矛盾仍然是个谜，有待进一步探索[75]。Wunderetal.（2007）还研究了十字石和流体之间的同位素分配，发现十字石中的7Li有轻微偏好（在670-880°C时，αstaur-fluid约为1.001，无明显的温度依赖性），这与十字石中Li的四面体配位相一致[75]。低温分馏。关于低温下锂同位素分馏作用的研究较多。虽然一些研究表明，锂同位素在矿物溶解过程中不会发生明显分馏作用[78-79]，但次生矿物形成会产生大量同位素分馏，次生矿物优先吸附或结合6Li，使平衡流体富含7Li[25,54,78,80-81]。同样，碳酸盐的实验表明，相对于水，其同位素分馏作用显著。扩散和动力学同位素分馏。同位素在自然界分馏的第二种方式是通过动力学分馏。在这种情况下，一种同位素在不完全或者单向过程中的传输速度比另一种更快。二者之间扩散系数的差异用β来描述，定义为D6LiD7Li=m7Lim6Liβ。在实验中，迄今为止记载的锂的动力学同位素分馏是由阻止扩散产生的，其中6参考文献谢华光，王文斌，李文达.安徽新桥铜硫矿床成矿时代及成矿物质来源[J].火山地质与矿产，1995，16：101-107.李红阳，李英杰，侯增谦，等.安徽新桥块状硫化物矿床地球化学特征[J].地质科学，2005，40(3)：337-345.张德贵.安徽最大铜硫矿床地质概要——论新桥铜硫铁矿床的成因[J].地质科技情报，1982，S1：73-75.刘心兵.新桥硫铁矿矿床地质特征及控矿因素分析[J].矿业快报，2002，22：13-15.臧文拴，吴淦国，张达，等.浅析安徽省新桥S-Fe矿田的成因[J]．矿床地质，2007，26(4)：464-474.王跃，朱祥坤，程彦博，等.安徽新桥矿床矿相学与Fe同位素特征及其对矿场成因的制约[J].吉林大学学报(地球科学版)，2013，43：1787-1798.周涛发，岳书仓.长江中下游铜,金矿床成矿流体系统的形成条件及机理[J].北京大学学报（自然科学版），2000，36(5)：697-707.王彦斌，刘敦一，蒙义峰，等.安徽铜陵新桥铜-硫-铁-金矿床中石英闪长岩和辉绿岩锆石SHRIMP年代学及其意义[J].中国地质，2004，31(2)：169-173.谢建成，杨晓勇，杜建国，等.安徽铜陵新桥Cu-Au-Fe-S矿床黄铁矿Re-Os定年及成矿意义[J].地质科学，2009，44(1)：183-192.郭维民，陆建军，蒋少涌，等.安徽铜陵新桥矿床下盘矿化中黄铁矿Re-Os同位素定年:海底喷流沉积成矿的年代学证据[J].科学通报，2011，56(36)：3023-3028.张宇，邵拥军，全伟，等.铜陵新桥Cu-S-Fe矿床下盘石英黄铁矿脉石英流体包裹体Rb-Sr同位素定年[J].地质论评，2015，61(5)：1168-1176.宋扬，杜杨松，张智宇，等.安徽铜陵新桥铜-硫-铁矿床矶头岩体的矿物学和锆石U-Pb年代学及其地质意义[J].地质科技情报，2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