18-同位素地球化学ppt课件

1、上次课回顾,Sm-Nd定年公式： TCHUR（球粒陨石模式年龄）、TDM （亏损地幔模式年龄）、Sm-Nd等时线 适用于Sm-Nd年龄测定的岩石和矿物样品,TCHUR= 1 ln 1+ ( 143Nd 144Nd ) CHUR ( 143Nd 144Nd )S ( 147 144Nd ) CHUR ( 147 144Nd )S,六、同位素地球化学-4,2,U-Th-Pb同位素体系,U-Th-Pb地球化学性质,U和Th常为+4价，离子半径分别为1.05和1.10； U和Th均为强不相容元素，在地壳中富集，地幔中亏损； 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

2、石、榍石)；锆石(ZrSiO4)选择性富U，独居石(La,Ce,ThPO4)选择性富Th。,3,Pb为中等不相容元素，其离子半径为1.32 ； Pb的独立矿物为方铅矿，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。,U-Th-Pb同位素体系,U-Th-Pb地球化学性质,4,U-Th-Pb同位素体系,各类岩石中U,Th,Pb的平均含量,5,U-Th-Pb同位素体系,自然界中的U 、 Th 、 Pb的分布:,沉积岩中: (U6+O2)2+溶于碱性海水，故沉积碳酸盐中Th/U = 0.7

3、7；但深海锰结核中，因粘土吸附Th，Th/U = 5.38。,6,U-Th-Pb同位素体系,U-Th-Pb同位素,铀由3个同位素组成：,钍由两同位素组成： 232Th100% M=232.038050 230Th0.0005%,7,Pb同位素主要由4个同位素组成： 204Pb 1.4% 203.973029 206Pb 24.1% 205.974449 207Pb 22.1% 206.975881 208Pb 52.4% 207.976636 其中206Pb、207Pb、208Pb为稳定同位素，分别为238U、235U、232Th放射性形成的同位素子体同位素。204Pb因无对应的放射性同位素母

4、体，故不属于放射成因同位素。 除上述同位素外，还有短命的210Pb、211Pb、212Pb和214Pb，均是Th、U衰变过程中间产物，半衰期非常短暂。,U-Th-Pb同位素体系,8,U-Th-Pb同位素体系,U、Th放射性衰变方程及参数,9,10,U-Th-Pb同位素体系,U-Th-Pb定年的原理,11,由于U-Th-Pb体系可构成相互独立的衰变体系，原理上对同一地质体进行同位素分析，可获得三个独立的年龄值。如所分析样品符合等时线前提，238U-206Pb、235U-207Pb、232Th-208Pb体系应该给出一致的年龄（相对误差小于或等于10%）；然而，由于U、Pb的易活动性，在风化作用和

5、低级变质作用，常可导致体系U-Pb同位素组成不能保持封闭，往往得不到一致年龄，因此用等时线法成功获得有意义年龄的实例相对有限。,U-Th-Pb同位素体系,12,成功实例：加拿大珊瑚碳酸盐U-Pb等时线年龄。所获的等时线年龄与约375- 385 Myr的地层年龄相近。但图中的空心符号代表的样品发生了不同程度的体系开放。,Smith and Farquhar (1989),古土壤风化壳中碳酸盐表壳可起到类似混凝土作用，使体系内元素活动性降低，可供进行地层界线精确定年。,13,实例： 右图为美国怀俄明州Granite Mountains 岩基全岩238U-206Pb等时线图。由于已知岩体的形成时间为

6、2.82Ga，图中所有的数据点并不沿该等时线分布，而是显示出不同程度的低238U/204Pb比值，即样品发生了明显的U丢失，而无法给出正确的年龄值。,Rosholt and Bartel (1969),14,U-Th-Pb同位素体系,普通Pb-Pb法,对定年基本方程分别进行变换，则：,（1）,（2）,（3）,235U/238U同位素比值是常数：235U/238U=1/137.88,15,由于U、Pb的活动性较强，而Th4+的地球化学性质与U4+相似，已形成的岩石和矿物难免受到后期地质作用的影响，造成母、子体核素不同程度的丢失（或获得），破坏了体系的封闭性，导致测定的四个年龄数据不一致，而且经常

7、存在t208t206t207t206/207的顺序。 如果引起不一致年龄的原因主要是不同子体的丢失程度不同，这时t206/207年龄最接近矿物结晶年龄。因为207Pb和206Pb化学性质极相似，故丢失率也较一致，这一年龄值可消除因Pb丢失产生的误差。,U-Th-Pb同位素体系,16,6,U-Th-Pb同位素体系,美国怀俄明州Granite Mountains 岩基Pb-Pb等时线,17,加拿大魁北克寄主Cu-Zn硫化物矿床的火山岩全岩的Pb同位素组成，形成了较高质量的Pb-Pb等时线。,18,U-Th-Pb同位素体系,普通Pb-Pb法的特点,(1)无须测定样品中U、Pb含量； (2)不涉及母/

8、子体同位素比值项，故接近现代发生的U丢失事件（如近期风化淋滤）对该方法不造成严重影响,可以最大限度地避免由于铅丢失带来的年龄误差。 (3)Pb-Pb等时线截距无明确地质意义，若无其它条件的进一步限定，难以获得其准确的初始比值。 (4)U、Th矿物（主要为一些稳定的重矿物）是U-Th-Pb法定年的主要研究对象，如：锆石、斜锆石、独居石、榍石、磷灰石、沥清铀矿、晶质铀矿、钍石等。,19,U-Th-Pb同位素体系,谐和曲线（一致曲线）,若矿物(如锆石、榍石等)形成时，只含有放射性元素U、Th，而不含子体元素Pb。矿物形成后，若其U-Pb同位素体系保持封闭，则经历一定衰变过程后，206Pb*/238U

9、和207Pb*/235U将给出谐和的年龄t，即由矿物的两组Pb/U比值计算出相同的年龄。将所有谐和年龄点作图，由这些点组成的轨迹称为谐和曲线(Concordia)。,20,假如矿物形成于3.0Ga，则其具谐和年龄的207Pb/235U、 206Pb/238U比值将分别为18.1902和0.59249,谐和曲线,21,如果样品铅丢失或铀获得，则坐标点落在一致曲线下方; 如果样品铅获得或铀丢失，则坐标点落在一致曲线上方. 若样品形成后丢失部分放射成因铅，随后又封闭，那么一组经历相同的样品，在207Pb*/ 235U和 206Pb*/ 238U为横纵坐标的图上的数据点就构成了一条直线，即不一致线。,

10、不一致线与一致曲线相交于两点:上交点为样品形成的年龄,下上交点为次生事件的年龄.,22,U-Pb concordia diagram showing the concordia line calibrated in Myr, and a discordia line generated by variable Pb loss from 2700 Myr-old U-rich minerals of Zimbabwe (Rhodesia). After Wetherill (1956a).,研究实例：Wetherill于1956年发现津巴布韦铀矿地质体中的独居石和铀矿U-Pb组成形成典型的不一致

11、线，其上下交点分别为2700Ma和500Ma，代表了地质的形成时代和后期热事件发生的时间。,23,U-Th-Pb同位素体系,Pb同位素地球化学,Pb同位素组成变化取决于衰变物质组成 Pb同位素质量数较大，加之Pb同位素之间的质量数相对差异较小，因此任何物理化学条件引起Pb同位素的分馏作用极小，可忽略不计，引起Pb同位素组成变化的主要原因是放射性U和Th的衰变。 Pb同位素组成随时间演化逐渐增长 在Pb同位素中，204Pb是非放射成因同位素，而206Pb、207Pb、208Pb是放射成因同位素，它们随时间的演化不断积累，导致206Pb/204Pb、207Pb/204Pb和208Pb/204Pb比

12、值逐渐增长，而Pb的母体同位素238U、235U和232Th 的原子数不断降低。,24,25,U-Th-Pb同位素体系,Pb同位素分类,不同对象：岩石铅、矿石铅和单矿物铅 不同演化：放射成因铅、普通铅 不同来源：原生铅、原始铅、初始铅、混合铅,26,U-Th-Pb同位素体系,Pb同位素地球化学,1. 放射性成因铅：由238U, 235U, 232Th放射性衰变所产生的206Pb, 207Pb, 208Pb； 2. 普通铅：指在U/Pb，Th/Pb比值低的矿物和岩石中任何形式的铅（如方铅矿、黄铁矿、钾长石等），记录了矿物形成时的铅同位素组成。 区别：放射性成因的铅同位素组成变化主要发生在矿物结晶

13、之后；而普通铅同位素成分的变化主要发生在矿物结晶之前。,27,正常铅：普通铅中的一类，指在一个U-Th-Pb系统中演化的铅，又叫单阶段铅。 异常铅：普通铅中的一类，为体系多次开放，在一个以上U-Th-Pb系统中演化的铅，又叫多阶段铅。,28,3.原生铅：地球物质形成之前在宇宙原子核合成过程中与其他元素同时形成的铅； 4.原始铅：地球形成最初时刻的铅，相当于原生铅加上原子核合成作用完成至地球刚形成之间所积累的放射性成因铅； 5.初始铅：指矿物和岩石结晶时进入矿物和岩石中的铅，其铅同位素组成等于原始铅同位素组成加上从地球形成到岩石、矿物结晶这段时间积累起来的放射成因铅； 6.混合铅：由两个以上不同

14、U/Pb、Th/Pb比值的体系混合而成的铅,29,几种类型铅的归纳对比图,30,U-Th-Pb同位素体系,Pb同位素示踪,由于矿石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，因而在现代地球化学的实践中，（普通）Pb同位素组成已成为研究地壳地幔演化及相互作用过程地球化学示踪的重要手段。,31,Doe和Zartman(1979)根据板块构造理论将Pb同位素演化划分为三个储库，即上地壳、下地壳和上地幔，即深度小于500km的地球物质。以400Ma为地球造山作用单位时间间隔，根据壳-幔U-Th-Pb的含量，计算出造山带Pb同位素的演化(生长)曲线。,构造Pb演化模型(plumbotec

15、tonics model )地壳与地幔库混合进行造山作用( After Doe and Zartman (1979) ),1、铅同位素演化与构造环境Pb构造模型,箭头表示地幔、上地壳和下地壳三储集层中的物质向造山带传输,32,按构造Pb演化模型计算出的壳-幔端元及造山带Pb同位素演化生长曲线。应用时可根据样品的Pb同位素组成在图上的位置，判别其成岩成矿物质来源及形成的构造环境等。,33,34,35,206Pb/204Pb的比值可以记录板块之间的相互运动关系,测定秦岭地区燕山期某花岗岩中钾长石206Pb/204Pb比值为17.24；同一地区早古生代（432Ma）侵入岩中钾长石中的206Pb/20

16、4Pb的比值为18.55,已知： 华北板块206Pb/204Pb=17-18；扬子板块206Pb/204Pb=18-19,36,37,38,2、铅同位素对揭示地幔的不均一性提供了重要佐证,地幔铅同位素组成的不均一性是普遍、全球性现象： 大洋拉斑玄武岩中获得的17-18亿年左右的 Pb-Pb等时线与地幔Rb-Sr等时线年龄(16.20亿年)较接近，若地幔是均一的，则不可能获得等时线表明全球区域性地幔不均一性可能发生在17亿右； 全球来源于地幔的大洋拉斑玄武岩研究表明，南半球具DUPAL型异常的高放射成因铅同位素组成，北半球具较低的放射成因铅同位素组成。对这种差异有多种解释，欧阳自远（1996）将

17、其归结于地球形成时的原始不均一性。,39,地幔端元类型 143Nd/144Nd 87Sr/86Sr 206Pb/204Pb 176Hf/177Hf 亏损地幔（DM） 0.5131 0.5133 0.7020 0.7024 15.5 17.8 0.2831 0.2835 高U/Pb值地幔(HIMU) 0.5128 0.7026 0.7030 21.0 22.0 0.2893 I 型富集地幔(EMI) 0.5123 0.5124 0.7045 0.7060 16.5 17.5 0.2826 0.2827 II型富集地幔(EM II) 0.5127 0.5129 0.707 18.5 19.5 0.

18、2828 流行地幔（PREMA） 0.5130 0.7035 18.3 原始地幔(PM) 0.512438 0.7045 17.3517.5 ,各类型地幔端元的同位素组成特征,40,41,3、划分区域铅构造-地球化学省,研究表明，不同构造块体铅同位素组成存在明显差异，同一块体内铅同位素组成较为稳定铅同位素块体效应；根据铅同位素块体效应，可划分铅构造地球化学省： 例如，朱炳泉等（1993）和张理刚等（1993）对中国东部大尺度的矿石铅和花岗岩长石铅的同位素地球化学填图，将中国东部划分为若干个铅同位素构造地球化学省，并以此来阐明块体的大地构造属性。,42,中国东部铅同位素地球化学省划分（据张理刚等，1995）,B,A,C,43,