第五章2同位素基础.ppt

1、第五章(2) 放射性同位素地球化学,放射性同位素地球化学给地球科学提供了地球历史精确的时间坐标。,19世纪初，英国地质学家W.Smith和C.L.yell在古生物学和地层学研究的基础上，建立了显生宇相对地质年表。用于确立相对时间概念，不能得出定量时标。难于确定缺乏化石的地层及广泛分布的岩浆岩和变质岩的时代。新的科学的地质记时一直是地质学家们长期追求的目标。,1886年，法国物理学家 H.Becquerel发现了铀的放射性，P.Curie 和 E.Rutherford相继提出利用放射性衰变规律进行地质计时可能性。 1907年，加拿大学者，Boltwood用化学方法 测定了第一批U-Pb年龄数据。

2、 20世纪20年代起，质谱计的产生，特别是J.Thompson、F.W.Aston和A.O.Nier等人的工作，发展了同位素测年技术，地球化学中形成了新的分支学科 同位素地质年代学。,2020/7/9,4,这一新分支学科使对地质历史的研究进入到定量阶段。 获得了以“年”为单位的地质历史的时间坐标； 帮助认识地质作用的发展过程； 研究地球、地壳的起源和演化。,2020/7/9,5,（一） 衰变定律 核衰变反应不同于一般化学反应，其具有下列特点： 衰变作用是发生在核内部的反应，反应结果由一种核素变成另一种核素。 衰变反应自发地持续地进行，母体核素按恒定比例衰减。 反应不受任何温度、压力、原子存在形

3、式、电磁场及其它各种物理化学环境的影响，衰变母、子体原子数只是时间的函数。,6,2020/7/9,半衰期与衰变常数的关系 半衰期（T、t1/2、单位：年）即母核衰变为其原子数一半所经历的时间。 由上式： N/N0= e-t，N/N0=1/2，1/2= e-T（两边取对数） -ln2=-T， T=0.693/,7,2020/7/9,某些天然放射性同位素的衰变常数及半衰期,2020/7/9,8,放射性衰变速率定律： 单位时间（t）内衰变的原子数（dN/dt）与现存放射性母体原子数（N）成正比：,：衰变速率常数(1/年，1/秒),9,2020/7/9,设衰变产物子体为D*，当t=0时， D* =0，

4、经t时间衰变后，D*=N0-N,若t0时， D* =D0，则该体系子体原子总数D为 DD0D*= D0 +N(et-1),2020/7/9,10,2020/7/9,11,例如： 对于衰变反应 87Rb87Sr +-，87Rb为母体，87Sr为子体，则： 87Sr=87Rb（et-1）,2020/7/9,12,质谱分析测定同一元素的同位素比值比测定单个核素的原子数要精确得多。 在同位素年代学方法中，选取子体核素的其它同位素（没有放射性积累的稳定同位素）作参照，测同位素比值。 235U/204Pb , 238U/204Pb ,232Th/204Pb 87Rb/86Sr , 87Sr/86Sr,D*

5、 = N0(1e-t), D* = N (et1) D*-可测定 N-可测定 令参照的同位素为DS，等式两侧同除以DS，则： D*/DS=N/DS（et1）,在 t = 0时，所研究地球化学体系中已存在的初始子体核素原子数记为D0。 则t时刻时，子体同位素的原子数总数为D。 增长的原子数由放射性衰变生成，记为D*。 D=D*+D0 或 D*=D-D0 D/DS=D0/DS+N/DS（et-1） 通常，上式中D0/DS被写成（D/DS）0，上式 改写成： D/DS=（D/DS）0+N/DS（et-1）,2020/7/9,15,D/DS=（D/DS）0+N/DS（et1） 此式是各种同位素地质年代

6、学方法的基本公式，式中： D/DS、N/DS代表样品现今子体和母体同位 素原子数比值，可用质谱仪直接测定获得； （D/DS）0是样品初始同位素原子数比值； 是衰变常数。 年龄计算公式可写为： t = 1/ln(D/DS)-(D/DS)0/(N/DS)+1,2020/7/9,16,放射性同位素测年的条件 （1）应保持封闭体系。自岩石或矿石形成后，同位素体系保持封闭，没有因后期地质作用（如变质、热液蚀变、风化等）的影响而发生母、子体同位素的带入或迁出。 （2）已知其衰变常数和半衰期，并且其半衰期应和矿物或岩石的地质年龄的数量级近似。因为如果半衰期很短，则经过一段时间后，母体已剩余很少；相反，半衰期

7、若太长，则衰变产生的子体太少，而无法测定。,2020/7/9,17,（3）放射性母体及其子体有一定的丰度，并有可靠精确的测定方法。 （4）矿物与岩石形成时没有初始子体的存在，如有初始子体存在则必须有能精确获得其含量的方法。,2020/7/9,18,目前新生代前, 较为成熟和常用的同位素测年方法有： UThPb法 KAr法 RbSr 法 SmNd法 ReOs法等 测定第四纪同位素年代的方法有14C法,2020/7/9,19,（二）Rb-Sr法年龄测定和锶同位素地球化学 1Rb-Sr衰变体系和铷锶计年 铷的同位素： 85Rb（72.15%） 稳定同位素 87Rb（27.85%） 放射性同位素,锶有

8、四个同位素，均是稳定同位素。 相对丰度为： 84Sr，0.56%； 86Sr，9.86%； 87Sr，7.02%； 88Sr，82.56%。 84Sr、86Sr、88Sr只有宇宙成因的，因此，它们的原子数是基本不变的。,87Sr除宇宙成因87Sr外，有87Rb经- 衰变生成放射成因87Sr，自然界87Sr丰度不断增长。,地质作用过程，Rb岩石、矿物结晶进入矿物，87Rb依放射性衰变规律随着时间的推移衰减，放射成因的稳定同位素87Sr则不断积累。母子体都能在岩石和矿物中保存，准确地测定样品中现今的87Sr的含量，可按同位素年代学基本公式： t=1/ ln(D/DS)(D/DS)0/(N/DS)+

9、1 计算岩石或矿物的结晶年龄。,根据衰变公式： 87Sr* = 87Rb(et-1) Rb-Sr 计时方程： t = (1/)ln(1+87Sr*/87Rb) 该式应用于不含钙的钾矿物，所测年龄称为表面年龄。 此方法测年采用的矿物： 不含钙(不含初始Sr ，（87Sr /86Sr）0)的钾矿物。 天河石（高Rb矿物RbK）； 铯榴石；钾盐（KCl）；光卤石；白云母；钾长石。,表面年龄： 表观年龄，视年龄。 单个岩石或矿物样品测定数据获得的年龄。,当样品含有初始锶(87Sr)0时： 87Sr =(87Sr)0+87Rb(et1) Rb-Sr法测定年龄的基本公式： （87Sr/86Sr）S=（87

10、Sr/86Sr）0 +(87 Rb /86Sr)S(et1),（87Sr/86Sr）S样品现今比值，由质谱直接测定获得； （87 Rb /86Sr）S样品现今87Rb与86Sr同位素原子数之比，同位素稀释法测定并计算获得； （87 Sr /86Sr）0为样品形成时的初始锶同位素比值； 为87Rb的衰变常数，一般采用：1.421011年1； t 为样品年龄，即矿物和岩石形成以来经历的时间，单位为年（a）。,87Sr，可由87Rb衰变而来，也可是体系初始带来 Sr与Ca的地球化学性质相似，含Ca矿物有初始Sr干扰。因为Ca是常量元素。 87Sr随时间发展而演化，单向增长；86Sr稳定同位素，不增长

11、，用做87Sr变化的比较基础。,模式年龄：采用模式办法处理（87Sr/86Sr）0-初始值。 按某一成因模式假设给定样品的初始同位素组成，经计算获得的年龄。,2020/7/9,28,（87Sr/86Sr）0-初始值模式： 福尔和鲍威尔（1972）提出： 来自地壳源地质体其初始比值平均为：（87Sr/86Sr）0 = 0.712； 幔源的地质体中： （87Sr/86Sr）0 = 0.699。,2020/7/9,29,求得在某一初始值模式下（地质地球化学模式中形成）的年龄，模式年龄。 模式中初始锶值有误差，测定获得的年龄不可靠。,2. Rb-Sr等时线法： 假定，化学和同位素组成均一的岩浆，形成一

12、套化学组成不同的火成岩，具有如下性质： a . 岩石形成同时性，同源性； b . 87Sr0 相同； c . 岩石形成之后体系封闭； d . 岩体内化学成分不均一， Rb/Sr值不同。,2020/7/9,31,（87Sr/86Sr）S=（87Sr/86Sr）0 +(87 Rb /86Sr)S(et1),等时线：具有相同年龄（t）和初始(D/DS)0比值的一套同成因岩石或矿物形成一条直线，称之等时线。,实测一组样品(87Sr/86Sr）s、 (87 Rb /86Sr)S，同一地质体，化学成分在不同空间、不同部分变化，样品测得的数值不同，一组(87Sr/86Sr）s-纵坐标、 (87 Rb /86

13、Sr)S-横坐标,投入坐标系，得到一条直线-等时线， Y = a + b X,求出a、b 求得年龄： b = tg= et-1 由等时线斜率计算获得的年龄 t ，称为等时线年龄。 a = (87Sr/86Sr)0 同一地质体不同空间采样。 单矿物云母、长石、天河石。,样品的锶初始值（a）和年龄（b）是相同的，只因在地质体内铷分布的不均匀，使样品间实测的总锶比值（y）和母体同位素铷锶比（x）不同；各样品点的实测数据应分布在一条直线上。,值,青海铜峪沟铜矿炭质千枚岩Rb-Sr等时线图,2020/7/9,37,等时线法的优点是消除了常量元素Ca在测定年龄中的干扰，提高了测定年龄的精度，同时通过采一组

14、样品作等时线求出截距锶同位素初始值，得到有关地质体的另一个重要的地球化学参数，可以推测前一阶段的演化历史。,内部等时线： 全岩和该岩石中单矿物组合起来构成全岩+矿物等时线。 地质体同位素组成均一，各全岩样品的Rb/Sr比值差异较小，难以形成等时线。 内部等时线年龄值低于全岩等时线， 代表岩石中矿物的平均结晶年龄。,等时线的拟合，早期采用最小二乘法或图解法，方法难以对等时线的质量进行评价。 目前一般采用York方程双回归误差分析拟合求解直线斜率和截距。 评价等时线质量 MSWD -等时线拟合参数（加权平均方差）: 该值越小，等时线质量越好。 当存在地球化学误差时，MSWD1；当不存在地球化学误差

15、时，MSWD1。,4. 岩石等时线年龄的意义 （1）岩浆岩 可达到均一化；深成岩的结晶时间相对于其年龄可忽略; 喷出岩快速冷却，等时线年龄代表形成年龄。 酸性和中酸性岩浆岩形成年龄的测定。,（2） 沉积岩 碎屑矿物Rb-Sr未均一 化，碎屑矿物的干扰，碎屑沉积岩不能做Rb-Sr等时线法。 粘土页岩、板岩、千枚岩，应挑除碎屑矿物，选粘土，粘土是化学成因的(自生矿物)，因而可能代表沉积年龄。,5. Rb-Sr等时线野外采样方法要点： 适用于岩石、矿物、矿体（流体包裹体），较老年龄更有利； 野外在约1km2露头范围内，避开断裂、蚀变带和风化层，采集新鲜岩石样69件，原样重量约0.5kg；根据需要另外

16、采集单矿物样； 进行薄片观察，选用无蚀变的样品；全岩样用无污染碎样机粉碎至200目；单矿物样粉碎到适当的粒度分选单矿物，纯度应不小于98；,样品为岩浆岩中黑云母、白云母、锂云母、钾长石、微斜长石时，要求纯矿物重量68g，粒度0.06mm 沉积岩中海绿石样品，要求纯矿物重量10g 同一地质体不同空间采样。,2020/7/9,46,2020/7/9,47,2020/7/9,48,2020/7/9,49,2020/7/9,50,6锶同位素的演化 重稳定同位素地球化学示踪,2020/7/9,51,锶四个稳定同位素，相对丰度为： 84Sr，0.56%； 86Sr，9.86%； 87Sr，7.02%； 8

17、8Sr，82.56%。 87Sr除宇宙成因87Sr外，有87Rb经衰变生成放射成因87Sr，自然界87Sr丰度不断增长。,87Rb不断衰变，形成87Sr 衰变子体，因此自然界Sr同位素组成（丰度）不恒定，随着地质历史演化87Sr丰度增加，Sr其他同位素丰度下降。含Rb岩石矿物中Sr同位素组成决定于其年龄和 Rb/Sr比值。,Sr 克拉克值0.05%，亲石元素，碱土元素。离子半径1.18，和Be、Mg、Ca2+（1.00）离子半径相近。Sr和Ca地球化学行为相似，含Ca矿物中含有Sr，分散，此外可被钾长石捕获。火成岩中含Sr矿物有斜长石和磷灰石，含Ca矿物广泛，Ca普通常量元素。,同位素体系中初

18、始（87Sr/86Sr）0，重要的地球化学示踪参数，代表物质形成时的87Sr/86Sr比值。 不同的地球化学储存库， （87Sr/86Sr） 0 比值不同。 （87Sr/86Sr）0比值用于示踪物质的来源，壳幔物质演化及壳幔相互作用。,地球化学储存库：以地质圈层为基础划分单元，各储存库化学成分，物质状态不同，储库间有界面。,地球的初始锶 地球的初始（87Sr/86Sr）0 ，直接测得不可能。地球形成时的岩石已被各种地质作用破坏，变质作用所改造。地球和陨石是在大致相同的时间内由太阳星云的凝聚作用形成的。用玄武质无球粒陨石的87Sr/86Sr比值来代替地球的初始87Sr/86Sr比值。,玄武质无球

19、粒陨石 87Sr/86Sr比值 BABI 0.6983-0.7003，平均： 0.698970.00003 (87Sr/86Sr)o是地质体的一个地球化学指标，反映成岩以前阶段的地球化学环境特征（可能原岩、原地质体已不存在了）。,由于87Rb的持续衰变作用，地球中子体同位素87Sr不断增加；可以计算87Sr/86Sr 的理论增长曲线； 后期 87Sr/86Sr 演化与所处地质环境中87Rb/86Sr比值和年代有关， Rb/Sr代表酸、基性程度，因此有示踪成岩、成矿物质来源的意义。,87Sr/86Sr初始比值与岩石物质来源关系图,确定成岩物质来源 不同岩浆源区的花岗岩具有不同的Rb、Sr同位素体

20、系，为此可用其87Sr/86Sr比值探讨其源区。,不同类型花岗岩的初始87Sr/86Sr比值,Rb Rb同位素： 87Rb，放射性同位素，27.83%；85Rb，稳定同位素72.17 % 。 克拉克值0.009%，分散元素，地球化学特征不形成独立矿物；分散。 Rb的离子半径1.52 ,K-1.38 ,离子半径相近，在自然界中置换K，是地球化学性质中很重要的性质。 含K矿物中含Rb，通常岩石和矿物中的Rb含量与K含量成正比。,2020/7/9,61,Rb 的载体矿物 云母类：黑云母、白云母、锂云母 K长石类矿物：正长石，微斜长石 盐类矿物：钾盐KCl Rb在岩浆体系结晶分异作用中具有明显残余富集

21、性质。早期低，在晚期钾长石矿物中含量高，最富Rb的矿物在伟晶岩中，但不是Rb 的独立矿物，含Rb 最高的矿物-天河石-微斜长石。Rb 达3%，最富集的矿物。岩石矿物中K太低，不能用于测Rb。,2020/7/9,62,（三). Sm - Nd法年龄测定及Nd的 同位素地球化学 1 Sm - Nd同位素 144Sm 3.10% 147Sm 15.1% ( = 1.07 1011， =6.54 10-12 年 -1) 148Sm 11.3% ( 3.0 1014 ) 149Sm 13.90% ( 1.0 1015 ) 150Sm 7.40% 152Sm 26.60% 154Sm 22.60%,202

22、0/7/9,63,142Nd 27.16% 143Nd 12.18% 144Nd 23.80% ( =2.01015 ) 145Nd 8.29% ( 1.01017 ) 146Nd 17.19% 148Nd 5.75% 150Nd 5.63%,2. Sm - Nd衰变体系及Sm-Nd法年龄测定 147Sm衰变生成143Nd的衰变反应:衰变 143Nd* = 147Sm ( et 1 ) t = 1/ ln (1+ 143Nd* / 147Sm),2020/7/9,65,1） Sm-Nd等时线年龄: 公式两端同除以稳定同位素144Nd (143Nd / 144Nd) s = (143Nd / 1

23、44Nd)o + (147Sm / 144Nd) s ( et - 1),2020/7/9,66,a 一组样品具有同时性，同源性；b . 岩石形成之后体系封闭；c . 岩体内化学成分不均一， Sm/Nd值不同。,2020/7/9,69,Sm、Nd母子体具有特殊的地球化学性质，体系封闭性好 岩石经历角闪岩相、麻粒岩相，可获得变质岩原岩年龄。 小， 147Sm的半衰期长， 体系适合用于古老岩石（10亿年）测年。 w（Sm ）/ w （Nd）在一组同源的硅铝岩石中比值差异小， Sm Nd全岩等时线法不宜进行酸性岩年龄测定。基性、超基性岩全岩Sm/Nd等时线测年效果较好。 Sm、Nd丰度普遍很低，适合

24、测试的矿物比较少。（白钨矿、辉长岩）,2020/7/9,70,2). Sm-Nd模式年龄 初始值模式 （143Nd/144Nd）0 （143Nd / 144Nd）s = （143Nd / 144Nd）0 + （147Sm / 144Nd） s （ et 1）,2020/7/9,71,2020/7/9,72,2020/7/9,73,2020/7/9,74,3. Nd 同位素地球化学 Nd同位素初始值（143Nd /144Nd）0，示踪物质来源。 Nd（t） =（143Nd /144Nd）S（t）/ （143Nd /144Nd）CHUR（t）-1104 Nd（t）代表t 时刻的（143Nd /14

25、4Nd）S （t）相对于t 时刻CHUR （143Nd /144Nd）CHUR （t）的偏差值。,Nd（t） 0，物质来自亏损地幔； Nd（t） 0，物质来自富集地幔或地壳。 Nd（t） 0，物质来自球粒陨石型未分异原始地幔。,2020/7/9,77,（四）铀钍铅法年龄测定和铅同位素地球化学 1自然界的U、Th 和 Pb U、Th同属锕系，放射性元素。 U：岩石中1ppm Th：几个ppm,超基性岩到酸性岩，岩石中含量增高。 U酸性岩高；Th碱性岩高。 Pb：独立矿物有方铅矿，各种硫盐。岩石中主要载体是钾长石，其次是云母。 Pb在各类岩石中含量不一，超基性岩最低，0.3ppm，花岗岩中最高达2

26、0ppm。,2铀钍衰变体系： 铀、钍性质相近，地质体中紧密共生；铀有两个放射性同位素，构成三个同位素时钟： 238U=206Pb +8+6-+ 235U=207Pb +7+4-+ 232Th=208Pb +6+4-+,U： 238U 99.275% ( =1.5510-10, = 4.47109 ) 235U 0.72% ( =9.8510-10, = 7.04108 ) 235U/238U=1/137.88 Th: 232Th ( =4.9510-11, = 1.41010 ) Pb: 204Pb 无母体 206Pb 207Pb 208Pb,2020/7/9,82,在矿物和岩石中铀、钍紧密共

27、生，以上三组衰变反应，构成三个独立的地质时钟，一次采样可以测得三个年龄，互相对比验证；同时可求得U/Pb初始值。,3含U-Th矿物法： 代入年龄方程，每项除以204Pb，得等时线方程 (206Pb/204Pb)=(206Pb/204Pb)0+238U/204Pb (e1t-1) （1） (207Pb/204Pb)=(207Pb/204Pb)0+235U/204Pb (e2t-1) （2） (208Pb/204Pb)=(208Pb/204Pb)0+232Th/204Pb (e3t-1) （3）,(206Pb/204Pb) 为实测比值； (206Pb/204Pb)0 为Pb同位素初始值； 238U

28、/204Pb= 实测比值 232Th/204Pb= 实测比值 235U/238 U=1/137.88为常数。,t = (1/1)ln 206Pb*/204Pb (206Pb /204Pb)0 /238U/ 204Pb +1 ,第四时钟：称207206年龄，将（2）除以（1）得另一计算公式： (207Pb/204Pb)*-(207Pb/204Pb)0/(206Pb/204Pb)*-(206Pb/204Pb)0 = 235U(e2t-1)/238U(e1t-1) =1/137.88(e2t-1)/(e1t-1) 计算式不需要获得235U和238U的原子数，仅根据样品的铅同位素比值，即可算出“207

29、206年龄”；,四个年龄值，完全一致叫一致年龄（协和年龄），地质上的意义，矿物从形成到测定，体系封闭。 这种情况实际工作中不多，常是不一致年龄。 规律：t206/207t207t206t208，正常现象，体系有丢失，Pb丢失，U带入，中间子体丢失，238U有14 步分枝衰变，有中间子体氡产生，氡是气体易丢失。当一个矿物得出四个不一致年龄，t206/207最接近实际年龄。,2020/7/9,87,单矿物表面年龄： 不含铅矿物，如锆石，可认为 (206Pb/204Pb)0 0，计算年龄。 模式年龄： 按某种演化模式给定(206Pb/204Pb)0的值，计算的年龄。 等时线年龄：按等时线法取样，求得

30、年龄。 求出铅同位素初始值。,含U、Th矿物，晶质铀矿，磷钇矿，沥青铀矿，锆石，磷灰石等。 最常用的矿物：锆石。,2020/7/9,89,4铀铅谐和曲线法： 铀钍铅法测定一种矿物可以同时得到四个年龄，在很好的封闭体系中，四个年龄值应是一样的，这称为一致年龄或和谐年龄。 矿物的不一致年龄标志了UPb 体系的封闭性曾遭到破坏。在某一事件发生铅丢失事件而具有不一致年龄时，则可通过UPb 年龄的“一致曲线与不一致线”处理方法，恢复矿物形成的真正年龄，还可以测定发生铅丢失事件的年龄。,2020/7/9,90,以206Pb/238U及207Pb/235U为坐标，将得到U-Pb年龄的“一致曲线”，曲线上每个

31、点代表一个年龄值，即一致年龄。这条曲线表示在没有U或Pb丢失的情况下的标准年龄。 若有丢失，则投点落在曲线之下。设为一次性丢失，投点应落在一条直线上；并与一致曲线相交，其上交点为矿物形成的年龄，其下交点为发生铅丢失事件的年龄，亦即变质作用年龄。如果铅丢失发生于近代风化作用中，则下交点显然将经过图解的零点。,2020/7/9,91,206Pb/238U,207Pb/235U,不一致线（一次铅丢失时间）,一致曲线,锆石一致曲线与不一致线,2020/7/9,93,方法：在同一地质体中，采n3的样，可求出：成岩年龄，变质年龄。 也可采单一岩石中几种粒级的锆石，粒级不同经历相同条件，丢失程度不同，小颗粒

32、，含铀高的更易丢失，丢失多；大颗粒，含铀少的丢失少，也可连成一条线，求得两个有意义的年龄。,2020/7/9,94,单颗粒锆石UPb谐和线法年龄测定： 1.单颗粒锆石化学法，即用单个锆石颗粒进行样品的化学制备和质谱测定，并通过多个锆石的分别测定，确定谐和年龄或构筑不一致线确定与谐和曲线的交点年龄。,2020/7/9,95,2. 单颗粒锆石离子探针质谱法（SHRIMP） 用离子探针质谱测定锆石晶体中内部质点的UPb同位素组成，通过谐和线来确定锆石年龄。 对有复杂生长历史和环带构造的锆石，可以给出锆石不同阶段的生长年龄。 D.O.Froude（1983）首次对澳大利亚西部Narryer石英岩中锆石

33、采用了SHRIMP法测定4142亿年锆石；W.Compston等（1986）在该地区附近的Jack山变质砾岩中测得地球上迄今已知最古老的4143亿年的锆石。 高精度锆石UPb年龄，SHRIMP的测定，锆石年代学研究的高新技术。,2020/7/9,96,单颗粒锆石蒸发法 锆石UPb年龄测定常用方法，方法简便，成本低。 原理：锆石在质谱离子源上连续升温，使锆石颗粒表层到内部逐层不断蒸发铅同位素，质谱连续测量铅同位素比值并对初始铅同位素比值作适当校正，获得不同温度阶段的（207Pb/206Pb）*比值，计算年龄及进行统计作出年龄直方图，直方图上的峰值年龄代表锆石的形成年龄。 缺点：年轻锆石由于子体铅

34、同位素积累较少，给质谱精确测定铅同位素带来了困难。单颗粒锆石蒸发法更适合于测定古老锆石年龄。,2020/7/9,97,2020/7/9,98,2020/7/9,99,2020/7/9,100,2020/7/9,101,2020/7/9,102,5铅同位素地球化学 铅四种同位素中，204Pb为非放射成因。206Pb、207Pb、208Pb得到235，238U 、232Th的补充，其绝对丰度随时间改变，204Pb绝对丰度不变。,普通铅：方铅矿、白铅矿非放射性铅矿物，钾长石中含铅。 体系形成后不发生铅同位素演化，不存在母体元素。,2020/7/9,105,放射性成因铅： 铀钍衰变的铅，指岩石和矿物凝

35、固结晶之后，其中所含U、Th放射性同位素，继续衰变产生的206Pb、207Pb、208Pb铅积累。例如：某些古老岩石、沥青铀矿及花岗岩中锆石、独居石、磷灰石等含铀钍副矿物中所含铅，大部分属于放射性成因，其同位素组成变化主要发生在矿物结晶之后，不是结晶之前。,2020/7/9,106,原生铅：地球形成前，宇宙核素形成的，与 U、Th和其他所有元素同时形成的铅，有208Pb、 206Pb、207Pb、204Pb，最富204Pb，非放射性成因。,2020/7/9,107,原始铅： 地球形成初期时刻存在的铅。原始铅物质，为研究铅同位素的起点（出发点）。 铁陨石中几乎不含铀、钍，可以以陨石铅作为原始铅代

36、表。样品取自迪阿布洛峡谷。,2020/7/9,108,原始铅同位素组成等于原生铅同位素组成加上原子核合成作用终结与地球形成最初之间的时间内，在地球物质中积累的放射性成因铅。,初始铅 矿物与岩石结晶时进入其中的铅,原始铅和现代铅同位素组成表,.铅同位素组成在基础地质研究中的应用 铅同位素演化与构造环境； 示踪地幔物质的不均一性 ； 示踪岩浆物质来源； 示踪成矿物质来源。,208,（五）其他方法： 几乎针对所有的地质、环境、考古研究都有测年方法。 1地质测年方法：K-Ar法、C-14法、Re-Os法等,（ 1）. KAr法及40Ar39Ar法年龄测定 钾同位素： 41K、40K、39K 相对丰度：

37、 39K=93.2581%； 40K=0.01167%； 41K=6.73021%。,放射性40K的分支衰变： -衰变形成40Ca K 层捕获衰变成40Ar e Ca是常量元素，40Ca丰度最高的同位素（96.94%），微量的放射成因40Ca引起的变异难以分辨。 KAr法计时原理： 40K40Ar 年龄方程： 40Ar*=(e/)40K(et-1),只考虑衰变成40Ar*的40K，乘系数e/； =e+=5.305 x10-11年-1 t=1/ln1+(/e)(40Ar*/40K),年龄满足条件： 岩石矿物形成以来钾氩体系始终保持封闭； 样品中不存在过剩氩，并对大气氩进行合理的扣除。,钾属活泼碱金属，容易在变质，蚀变、风化，矿物的机械破碎、振动波冲击、制样中丢失使KAr年龄偏低。 氩是惰性气体，不参加化学反应，因此，矿物结晶时一般不含初始氩，但在测定的40Ar中常混有部分空气氩，使测定年龄偏老，需进行混入大气氩校正。 氩丢失或过剩得出错误年龄值，采用KAr等时线法计算。,2020/7/9,118,K-Ar法样品 样品矿物有黑云母、白云母、金云母、锂云母、角闪石、长石、海绿石等 对云母类矿物，要求样重为： 前寒武纪1015g 古生代 2025g 中生代 3040g 对角闪石样品所需重量比云母类多一倍 单矿物样品粒度为0.20.4mm 全岩（如火山岩、片岩