1、第一節、主量元素數據處理與解釋第二節、微量元素數據處理與解釋第三節、放射性成因同位素數據處理與解釋第四節、穩定同位素數據處理與解釋第三章、巖石地球化學數據處理與解釋第1頁參考書介紹Faure G. . Origin of igneous rocks: the isotopic evidence, Springer, pp.496圖書館書號：360.1/F27第2頁參考書介紹同位素地質學原理Faure G. 1986. Principles of isotope geology (2nd edition), John Wiley & Sons, pp589圖書館書號：275.01 F27/2第3

2、頁參考書介紹1. Dickin Alan P. 1995. Radiogenic isotope geology. Cambridge University Press. 452p2. Dickin Alan P. . Radiogenic isotope geology. (2nd Ed.), 490p3. Allgre Claude J. Isotope Geology, . Cambridge University Press, pp. 512第4頁參考書介紹關于地幔柱Condie Kent C. . Mantle plumes and their record in Earth his

3、tory. Cambridge Univ. Press. pp.306 （書號240 C75k）2. Ernst R. E. and Buchan K. L. (eds) Mantle plumes: Their indentification through time. GSA Special paper 352. Pp.593（書號P206.4/Sp3/352)第5頁參考書介紹Ozima M, Podosek F A. . Noble gas geochemistry (2nd edition), Cambridge Press, pp.286圖書館書號：274 Oz5/2第6頁第三節、放

4、射性成因同位素數據處理與解釋一、Rb-Sr、Sm-Nd、Re-Os、U-Pb同位素年代學二、Sr-Nd-Pb同位素地球化學第三章、巖石地球化學數據處理與解釋第7頁二、Sr-Nd-Pb同位素地球化學同位素地球化學示蹤基本原理Sr-Nd-Pb主要參數計算方法端元混合作用同位素研究第8頁二、Sr-Nd-Pb同位素地球化學同位素地球化學示蹤基本原理巖石或者巖漿同位素特征，只受同位素衰變規律控制，不受分異結晶作用影響，同位素比值在分離結晶過程中不發生改變，所以由源區部分熔融形成巖漿同位素比值代表其源區特征。現有巖石或者巖漿能夠識別源區，假如是混合源區，則含有混合同位素特征。所以：同位素年代學和同位素地球

5、化學重視同位素體系演化，將同位素研究計時作用和示蹤作用結合起來，能夠更加好地揭示整個地球歷史演化過程。 第9頁基本原理 體系中Sr同位素初始比值(87Sr/86Sr)0是一個主要地球化學示蹤參數，不一樣地球化學儲庫(87Sr/86Sr)0是不一樣。 (87Sr/86Sr)0對示蹤物質起源，殼幔物質演化及殼幔相互作用等均含有主要意義。Sr同位素地球化學第10頁地球形成時(87Sr/86Sr)0 ？怎樣取得？（1）地球形成時巖石樣品難以取得。（2）因為地球和隕石是在大致相同時間由太陽星云凝聚相經過重力凝聚作用形成，所以隕石能夠代表地球(87Sr/86Sr)0比值。（3）當前公認玄武質無球粒隕石(8

6、7Sr/86Sr)0比值為0.698970.00003 (Faure,1977)，代表地球形成時初始比值，以BABI表示。BABI=Basaltic Achondrite Best InitialSr同位素演化地球初始Sr比值第11頁地幔和地殼Sr同位素演化對已確認起源于上地幔源區當代玄武巖等巖石87Sr/86Sr進行統計研究結果顯示，巖石87Sr/86Sr值=0.7020.706之間，平均值為0.704，Rb/Sr=0.027，加入Rb/Sr比值后見下頁圖以BABI值連接0.702和0.706兩個端點，分別組成兩條直線，形成一個陰影區域，陰影區即玄武巖源區，代表上地幔(87Sr/86Sr)0

7、隨時間演化。第12頁地幔演化因為上地幔含有低Rb/Sr比值（0.03），造成上地幔 (87Sr/86Sr)0隨時間遲緩增加。地殼演化2.7Ga年前，地幔分異形成大陸地殼，繼承地幔初始比值0.7014. 不過其Rb/Sr=0.15，現今大陸殼(87Sr/86Sr)0平均為0.7211，連接2.7Ga地幔(87Sr/86Sr)0值到現今大陸殼(87Sr/86Sr)0值得到一條直線，該直線為平均大陸殼隨時間(87Sr/86Sr)0演化線。舉例1.0 Ga時，地幔和大陸地殼形成熔體(87Sr/86Sr)0值分別為：0.7034和0.7140。地幔和地殼Sr同位素演化第13頁Sr同位素識別巖石源區 地幔

8、演化A. 均一地幔B. 虧損地幔C. 富集地幔第14頁Sr同位素識別巖石源區 若巖石初始87Sr/86Sr比值落在大陸殼增加線以上或其附近，表明形成該巖石物質來自于陸殼； 若巖石（87Sr/86Sr）0比值落于“玄武巖區”，則表明形成它們物質來自上地幔源區； 若巖石初始87Sr/86Sr比值落在大陸殼增加線和“玄武巖源區”之間，則表明它們物源可能是多樣，或來自殼幔混合源區，或來自地殼下部Rb/Sr比值較低角閃巖相，麻粒巖相高級變質巖等。第15頁Sr同位素識別巖石源區 經過對地幔巖石或其派生火山巖(87Sr/86Sr)0比值研究，為地幔不均一性研究提供了主要例證，例1：不一樣結構環境玄武巖在鍶同

9、位素組成上含有顯著不均一性。(87Sr/86Sr)0平均值，洋中脊玄武巖0.70280，洋島玄武巖0.70386，島弧玄武巖0.70437，大陸玄武巖0.70577。例2：各個大洋MORB (87Sr/86Sr)0也不一樣（右圖），印度洋MORB顯著區分于大西洋和東太平洋（Faure，fig.2.63）。印度洋東太平洋大西洋第16頁 除了用于研究成巖和成礦物質起源外，(87Sr/86Sr)0還可用來劃分巖石成因類型。如花崗巖分類，S型花崗巖(87Sr/86Sr)0 0.707， I型花崗巖(87Sr/86Sr)0 0.705。Sr同位素識別巖石源區Table from Winter From

10、Faure, 1986,fig.10.63第17頁Nd同位素地球化學特征和意義第18頁 Sm、Nd這對母子體含有相同地球化學性質，除巖漿作用過程Sm/Nd比值能發生一定改變外，普通地質作用極難使Sm、Nd分離，尤其是在地質體形成之后風化、蝕變與變質作用過程，Sm、Nd同位素通常不會發生改變；Nd同位素地球化學特征和意義一些太古代樣品143Nd /144Nd初始比值均落在Sm/Nd比值相當于球粒隕石143Nd /144Nd演化線上，這表明地球早期演化階段Nd同位素初始比值與球粒隕石Nd同位素初始比值非常一致，這使我們取得了相關Nd同位素演化起點主要參數；第19頁Nd同位素地球化學特征和意義 年輕

11、火山巖Nd同位素研究表明，143Nd /144Nd與87Sr/86Sr比值之間展現良好負相關關系。所以，Nd同位素在探討地幔、地殼演化、殼幔交換、巖石成因和物質起源等方面有十分主要作用。第20頁全地球(143Nd/144Nd)0 ？怎樣取得？近似于球粒隕石CHUR地殼分異大約3.0 Ga分異出大陸地殼，之后開始出現虧損地幔演化線地幔Nd同位素演化O.50677第21頁Nd同位素初始比值（143Nd /144Nd）0是Nd同位素地球化學示蹤主要基礎，該比值能夠經過等時線法取得；對于一個已知年紀樣品，也能夠經過實測該樣品143Nd /144Nd和147Sm /144Nd比值，代入下邊第2式取得。N

12、d同位素初始比值計算(1)(2)Nd同位素初始值第22頁因為在整個地質時期143Nd /144Nd比值改變很小， DePaolo和Wasserburg提出了一個表示法，初始比值能夠相對于CHUR演化線萬分偏差來表示，稱之為單位(Nd)。數學上，該表示法定義為：詳見下頁第23頁Nd同位素標識方法Nd因為在整個地質時期143Nd /144Nd比值改變很小，引入了Nd參數，其涵義為：式中Nd (0) 代表樣品現今（143Nd /144Nd)S 相對CHUR現今（143Nd /144Nd)CHUR比值偏差值。式中Nd(t)代表樣品t時刻（143Nd /144Nd)S（t）相對于t時刻CHUR(143N

13、d /144Nd)CHUR(t)偏差值。其中(143Nd /144Nd)CHUR(t)和(143Nd /144Nd)S(t)分別可由下頁公式取得。第24頁對于CHUR:式中：（143Nd/144Nd）CHUR（t）為CHUR在時間t比值；(143Nd/144Nd)CHUR 和(147Sm/144Nd)CHUR分別為CHUR當代值，其中(143Nd/144Nd)CHUR=0.512638，(147Sm/144Nd)CHUR =0.1967。對于樣品： 式中：（143Nd/144Nd）S（t）為樣品在時間為t時比值；(143Nd/144Nd)S 和(147Sm/144Nd)S分別為樣品測定值。和

14、計算方法（t 已知）第25頁Nd同位素計算相關參數第26頁Nd計算和Nd初始比值計算舉例演示見Excel 文件計算實例第27頁Sr同位素能夠使用類似標識方法Sr注意：Sr與Nd不一樣，全地球初始比值不統一，作圖時，需要同時標注Sr初始比值和數值第28頁通常采取Nd、Sr同位素綜合研究來進行殼幔體系同位素示蹤，由Nd（t）=0和Sr（t）=0兩個直線被劃分為4個象限：象限Nd（t）0，Sr（t）0，落于該區域樣品較少，普通僅有受海水蝕變蛇綠巖，如Samail蛇綠巖Nd（t）=7.80.3，Sr（t）=-20+30（M.L.Mcculloch, 1981）。象限Nd（t）0，Sr（t）0，源自虧損

15、地幔樣品均落入該象限，如大洋中脊拉斑玄武巖、海島玄武巖等。Nd(t) - Sr(t)圖解 象限II象限第29頁象限Nd（t）0，Sr（t）0，落于該象限樣品也較少，如一些下地殼麻粒巖相巖石Nd（t）0為負值，Sr（t）為較小正值。象限Nd（t）0，Sr（t）0，源于地殼物質樣品主要落于該區域，其中來自上部地殼或年輕地殼樣品落于該象限上部區域，來自下部地殼物質或古老地殼物質樣品落于該象限下部區域。 源于相同年紀地殼物質樣品，Nd、Sr 同位素改變仍可各具特色，通常Nd（t）值改變較小，Sr（t）值改變較大，地殼樣品中Sr（t）值改變范圍是Nd（t）值改變范圍10100倍，這表明大陸殼Sr 同位素

16、成份改變較大。III象限IV象限Nd(t) - Sr(t)圖解 第30頁源區混合同位素計算ABM第31頁Sr同位素兩端元混累計算SrMSrAfA+SrB (1-fA)fA代表A端元在M中百分比第32頁Sr同位素兩端元混累計算SrMSrAfA+SrB (1-fA)舉例：解答：依據上面2個公式(1) 給出不一樣fA（0-1)，如0.95,0.9,0.80.1,0.05, 先求出一系列SrM,橫坐標(2) 再求比值，求出對應Sr比值縱坐標(3) 得到A和B兩個端元不一樣百分比混合后混合物成份。第33頁Sr-Nd同位素兩端元混累計算SrMSrAfA+SrB (1-fA)用4個公式進行計算NdMNdAf

17、A+NdB (1-fA)第34頁Sr-Nd同位素兩端元混累計算SrMSrAfA+SrB (1-fA)公式NdMNdAfA+NdB (1-fA)舉例：解答：依據上面4個公式(1) 給出不一樣fA（0-1)，如0.8, 0.6, 0.4, 先求出一系列SrM和對應Sr比值得到橫坐標(2) 類似方法，求出Nd比值得到縱坐標(3) 得到A和B兩個端元不一樣百分比混合后混合物成份，能夠投圖。第35頁Sr-Nd同位素兩端元混累計算實際舉例：西藏超鉀質巖石實例第36頁Ultra-K and shoshonitic rocks, Lhasa BlockUltra-K in western part, 18.6

18、)第41頁青藏高原三種主要地球化學端元 2. 喜馬拉雅大陸地殼: 基底巖石與花崗巖揭示出喜馬拉雅帶（包含特提斯喜馬拉雅、高喜馬拉雅和低喜馬拉雅）, 屬于古老、演化成熟大陸地殼特征, 高度富集放射性Nd同位素，Nd-12 -25，極高Sr同位素比值，87Sr/86Sr0.7330.900，相對老Nd模式年紀, TDM1.92.9 Ga, 富集Pb同位素, 206Pb/204Pb18.6, 207Pb/204Pb 15.76)第42頁青藏高原三種主要地球化學端元 3. 特提斯洋地幔域: 雅魯藏布蛇綠巖中基性巖石揭示出新特提斯洋地幔低Sr、低Pb、虧損Nd同位素，Nd810，低Sr，87Sr/86S

19、r0.7020.706，虧損Pb同位素, 206Pb/204Pb18, 207Pb/204Pb 15.5)第43頁拉薩地塊碰撞后巖漿作用3種地球化學類型 1. 特提斯洋地幔親緣型: 以拉薩地塊分布最廣林子宗火山巖（6444 Ma）和岡底斯花崗巖巖基為代表，其中火山巖最晚延續到約10 Ma烏郁群火山巖和麻江火山巖，近年來發覺埃達克質含礦斑巖亦劃歸這類；2. 拉薩地塊內部型: 包含阿里雄巴鈣堿性火山巖,羊應和烏郁斑巖等； 3. 喜馬拉雅型是拉薩地塊西部地域超鉀質巖石（包含雄巴、扎布耶茶卡堿性正長巖、仲巴縣貢布淌、當惹雍錯、許如錯等）.第44頁North Tibet Geochemical Prov

20、inceLhasa Block mixtureIndia North TibetYZSBNS0 km100印度板塊向北俯沖Himalaya basement第45頁Sr-Nd同位素兩端元混累計算西藏超鉀質巖石計算實例計算目標：1 揭示了源區物質組成2 揭示了高原南部結構演化過程與巖石圈物質混合過程注意事項：在某一詳細研究區，需要找到2個可能端元，比如一個端元是幔源巖漿A，另一端元是大陸地殼物質B。第46頁第一節、主量元素數據處理與解釋第二節、微量元素數據處理與解釋第三節、放射性成因同位素數據處理與解釋第四節、穩定同位素數據處理與解釋第三章、巖石地球化學數據處理與解釋第47頁第三節、放射性成因同

21、位素數據處理與解釋一、Rb-Sr、Sm-Nd、U-Pb同位素年代學二、Sr-Nd-Pb同位素地球化學第三章、巖石地球化學數據處理與解釋第48頁二、Sr-Nd-Pb同位素地球化學同位素地球化學示蹤基本原理Sr-Nd-Pb主要參數計算方法端元混合作用同位素研究第49頁1. Pb同位素之間質量數相對差異較小，任何物理化學條件引發Pb同位素分餾作用均可忽略不計，2. 引發Pb同位素組成改變主要原因是放射性U和Th衰變。3. 204Pb是非放射成因同位素，而206Pb、207Pb、208Pb是放射成因同位素，伴隨時間演化， 206Pb/204Pb、207Pb/204Pb和208Pb/204Pb比值逐步增

22、加同時，母體同位素238U、235U和232Th 原子數不停降低，如自地球形成以來，238U已衰變掉其總量二分之一（238U半衰期靠近地球年紀），現今地殼中約二分之一206Pb為地球形成以來238U衰變產物。鉛同位素地球化學第50頁U, Th, Pb同位素3個衰變反應，形成3種Pb同位素第51頁放射成因鉛：有廣義和狹義兩種涵義。廣義指由238U、235U、232Th放射性衰變所產生206Pb、207Pb、208Pb。狹義指瀝青鈾礦、鋯石等礦物結晶后，形成異常含量U、Th放射性同位素，經放射性衰變所產生206Pb、207Pb、208Pb異常積累。普通鉛：按Doe定義，是指在U/Pb、Th/Pb比

23、值低礦物和巖石中任何形式鉛（如方鉛礦、黃鐵礦、鉀長石等）。在礦物形成之前，Pb以正常百分比與U、Th共生，接收U、Th衰變產物Pb不停疊加并均勻化。在固結形成含鉛礦物后，因為其U、Th豐度相對于Pb來說是微不足道，所以礦物中再也沒有顯著量放射成因鉛生成，它統計了礦物形成時鉛同位素組成。鉛同位素地球化學自然界鉛同位素分類第52頁A 放射成因鉛同位素組成改變主要發生在礦物結晶之后，它是異常含量U、Th衰變產物（適合用于U-Th-Pb法測年）；以上定義反應出放射成因鉛（狹義）和普通鉛主要區分是：B 普通鉛同位素成份改變主要發生在礦物結晶之前，是平均U、Th含量造成鉛同位素正常增加，礦物鉛同位素組成在

24、結晶后基本保持不變（適合用于示蹤）。自然界鉛同位素分類第53頁以鉛同位素按其成因和產狀，又可分為原生鉛、原始鉛、初始鉛和混合鉛。原生鉛：指地球物質形成以前在宇宙原子核合成過程中與其它元素同時形成鉛，原生鉛都是非放射成因鉛，以富含204Pb為特征。原始鉛：地球形成最初時刻鉛，相當于原生鉛加上原子核合成作用完成至地球剛形成之間所結累放射性成因鉛。普通假定地球固結前，全部Pb都含有相同同位素組成。因為地球上無法取得原始鉛同位素組成樣品，當前普通以U、Th含量極低美國亞利桑那州迪亞布峽谷（Canyon Diablo）鐵隕石鉛同位素組成來代表地球原始鉛組成，其值分別為(206Pb/204Pb)0=9.3

25、07,(207Pb/204Pb)0=10.294,(208Pb/204Pb)0=29.476鉛同位素地球化學Pb分類第54頁初始鉛：指礦物和巖石結晶時進入礦物和巖石中鉛，其鉛同位素組成原始鉛從地球形成到巖石、礦物結晶這段時間積累起來放射成因鉛。混合鉛：由兩個以上不一樣U/Pb、Th/Pb比值體系混合而成鉛。這種鉛同位素組成比較復雜，它能夠是普通鉛之間，普通鉛與放射成因鉛（狹義）之間、或是放射成因鉛之間混合。混合百分比、混合時間及混合次數都影響混合產物中鉛同位素組成。大量研究資料表明，自然界幾乎全部含鉛礦物和巖石都是混合鉛。鉛同位素地球化學Pb分類第55頁Pb成因分類圖示第56頁普通鉛法也稱Pb

26、-Pb法，它是以尼爾構想為基礎。尼爾認為：不一樣礦床中方鉛礦鉛同位素組成主要是由放射成因鉛與方鉛礦沉淀前所帶入鉛疊加而成。尼爾構想奠定了普通鉛法測定地球、隕石等年紀基礎。以下主要介紹PbPb法中霍爾姆斯豪特曼斯法（Holmes-Houtormans簡稱HH法）。普通鉛法測定年紀原理第57頁1. 自地球形成以來鉛同位素一直在正常U/Pb、Th/Pb比值體系中演化，因為U、Th衰變不停積累了放射成因206Pb、207Pb、208Pb，直到含鉛礦物結晶后，才脫離了原來U-Th-Pb體系；2. 含鉛礦物形成后一直處于封閉狀態，該方法假定：普通鉛法年紀測定地球形成時U、Th、Pb分布是均勻，其后U/Pb

27、、Th/Pb比值才有區域性差異地球早期原始鉛同位素組成與鐵隕石中鉛同位素比值相當。體系自始至終在一個正常U、Th、Pb系統中衰變生成放射成因鉛.鉛礦物（普通鉛）形成之后Pb與U、Th 分離，今后同位素組成基本保持不變。H-H法基本思緒：第58頁從以上假設可知，HH法是用單階段模式來解釋任一給定樣品普通鉛同位素組成。假如從T（45.5億年）0億年（測定）體系處于全封閉，那么206Pb/204Pb比值應為：（206Pb/204Pb）=(206Pb/204Pb)0+(238U/204Pb)(e1T1) 不過，假如礦物在t時刻被從這個體系中分離出來了，t時刻鉛同位素比值應是T0期間Pb*減去t0期間P

28、b*量，即：（206Pb/204Pb）t=(206Pb/204Pb)0+(238U/204Pb)(e1T-1)(238U/204Pb)(e1t-1) 簡化上式得到：（206Pb/204Pb）t=(206Pb/204Pb)0+(238U/204Pb)(e1T-e1t) 式中: （206Pb/204Pb）t 為年紀t時刻礦物鉛同位素比值，(206Pb/204Pb)0=a0為地球原始鉛同位素比值;（238U/204Pb）為源區鈾、鉛同位素比值（常數）;T是地球年紀（45.5億年），t是礦物普通鉛從源區分離出來后所經歷時間。對鉛另外兩個衰變系列也能夠寫出類似方程。第59頁為了便于書寫，引入了一些代表鉛

29、同位素比值符號：238U/204Pb=，235U/204Pb= =/137.88，232Th/204Pb=，232Th/238U=按照HH法模式，并利用以上符號則可將方程簡化為： ( 206Pb/204Pb)t =a0+ (e1T-e1t) （1） ( 207Pb/204Pb)t =b0+ (/137.88)(e2T-e2t) （2） ( 208Pb/204Pb)t =c0+ (e3T-e3t) 將式（1）和式（2）相除消去,得：( 207Pb/204Pb)tb0/(206Pb/204Pb)ta0=1/137.88(e2Te2t)/(e1Te1t) （3）第60頁這就是HH方程單階段模式年紀計

30、算公式，也稱等時線方程，它是一條直線方程，等號右側為直線斜率：=（1/137.88） (e2Te2t)/ (e1Te1t) ）(207Pb/204Pb)tb0/(206Pb/204Pb)ta0=1/137.88(e2Te2t)/ (e1Te1t)值與年紀t相關，當t=0（當代）時，值最小，為地球0等時線，當t=T時，=0，所以上式為由t決定不一樣斜率一組經過原點（a0、b0）直線。原點（a0、b0）第61頁也就是說在同一時間t內從各種源區分離出來單階段鉛依然都落在這條直線上。所以，等時線值只與207Pb/204Pb和206Pb/204Pb比值對于a0和b0增加率相關，增加率比值只是t值函數（值

31、已消失）， 所以等時線年紀比其它普通鉛法準確性稍高些。(207Pb/204Pb)tb0/(206Pb/204Pb)ta0=1/137.88(e2Te2t)/ (e1Te1t)等時線方程第62頁普通鉛單階段增加曲線由前面方程可知：按每個衰變系列來觀察206Pb/204Pb、207Pb/204Pb、208Pb/204Pb比值演化，其比值除了是t函數外，還與體系、值（U、Th豐度）相關，顯然U/Pb、Th/Pb比值愈高，單位時間內衰變Pb*愈多，對應比值增加愈快。第63頁 假如給定當代值為8、9、10，對應值亦可計算出來（=/137.88），將上述各值代入方程，按給定年紀值t，即可組成一組從原始鉛點向外散開扇形曲線簇（右圖）。 這些曲線就是普通鉛單階段增加曲線。同理亦可作出208Pb/204Pb和206Pb/204Pb之間增加曲線。普通鉛單階段增加曲線(207Pb/204Pb)tb0/(206Pb/204Pb)ta0=1/137.88(