地球科學學院地球化學教研室——多媒體課件地球化學geochem@第五章同位素地球化學同位素地球化學是研究地殼和地球中核素的形成、豐度及其在地質作用中分餾和衰變規律的科學。同位素地球化學

中國地質大學地球科學學院地球化學系制作，2021年10月16日更新第五章同位素地球化學本章內容自然界引起同位素成分變化的原因同位素年代學穩定同位素地球化學中國地質大學地球科學學院地球化學系制作，2021年10月16日更新同位素地球化學在解決地學領域問題的獨到之處：

1）計時作用：每一對放射性同位素都是一只時鐘，自地球形成以來它們時時刻刻地，不受干擾地走動著，這樣可以測定各種地質體的年齡，尤其是對隱生宙的前寒武紀地層及復雜地質體。

2）示蹤作用：同位素成分的變化受到作用環境和作用本身的影響，為此，可利用同位素成分的變異來指示地質體形成的環境條件、機制，并能示蹤物質來源。

3）測溫作用：由于某些礦物同位素成分變化與其形成的溫度有關，為此可用來設計各種礦物對的同位素溫度計，來測定成巖成礦溫度。另外亦可用來進行資源勘查、環境監測、地質災害防治等。中國地質大學地球科學學院地球化學系制作，2021年10月16日更新一、自然界引起同位素成分變化的原因核素的性質同位素分類同位素成分的測定及表示方法自然界引起同位素成分變化的原因中國地質大學地球科學學院地球化學系制作，2021年10月16日更新一、自然界引起同位素成分變化的原因（一）核素的性質

1.什么叫核素?

由不同數量的質子和中子按一定結構組成各種元素的原子核稱為核素，任何一個核素都可以用A=P+N這三個參數來表示。而具有相同質子數，不同數目中子數所組成的一組核素稱為同位素。

O的質子數P=8，但中子數分別為8、9、10，因此，氧有質量數分別為16O、

17O、18O三個同位素。中國地質大學地球科學學院地球化學系制作，2021年10月16日更新(一)核素的性質

(1)核素具有電荷：一個質子帶有一個單位的正電荷，原子的核電荷數等于質子數，并由此決定原子的核外電子數。核電荷數一旦改變就變成了另外一種元素，同時核電荷數也影響著核的組成及結構，即決定核的穩定性。

(2)核素具有質量：核素因含有不同數量的質子和中子，而具有不同的質量，較輕元素的同位素之間因質量差別導致在地質作用中的分異，這樣，使得不同產狀的地質體中同位素間的相對豐度發生變化。

(3)核素具有豐度：自然界的核素具有兩種豐度。一是核素的絕對豐度，是指自然界各種核素存在的總量，它與組成核素的核子數量和結構有關，反映核素的穩定性。當原子序數Z<20時，N/P=1，核素最穩定，絕對豐度高；當20<Z<83時，N/P=1.5，最穩定；當Z>83時，N/P偏離1或1.5，核素不穩定，絕對豐度低。二是核素的相對豐度，是指元素同位素所占總質量的百分數，例如大氣中三個氧同位素的相對豐度是:16O：99.763%；

17O：0.0375%；18O：0.1995%。中國地質大學地球科學學院地球化學系制作，2021年10月16日更新

(4)核素具有能量：原子核聚集高質量的粒子于一個極小的體積內，因此，原子核內孕含著巨大的能量，即核能，也稱“結合能”。結合能越高核素越穩定；結合能低（如H、N、Li、Be及高質量數的核素）的核素不穩定。在核衰變過程中，一部分核能通過放射出各種粒子及射線而被釋放出來。

(5)核素具有放射性：所謂放射性即不穩定核素通過放射出粒子及輻射能量，而自發地調整核內的組成和結構，轉變為穩定的核素的現象，稱為放射性衰變。放射性衰變的結果，使核素的質量、能量和核電荷數都發生變化，從而變為另外一種元素。(一)核素的性質中國地質大學地球科學學院地球化學系制作，2021年10月16日更新(二)同位素分類

從核素的穩定性來看，自然界存在兩大類同位素：

一類是其核能自發地衰變為其它核的同位素，稱為放射性同位素；另一類是其核是穩定的，到目前為止，還沒有發現它們能夠衰變成其它核的同位素，稱為穩定同位素。然而，核素的穩定性是相對的，它取決于現階段的實驗技術對放射性元素半衰期的檢出范圍，目前一般認為，凡是原子存在的時間大于1017年的就稱穩定同位素，反之則稱為放射性同位素。中國地質大學地球科學學院地球化學系制作，2021年10月16日更新(三)同位素成分的測定及表示方法

一般來說質量數A＜209的同位素大部分是穩定的，只有少數是放射性的,如14C，40K，87Rb；而質量數大于209的同位素全部屬于放射性同位素。一種元素可由不同數量的同位素組成。自然界中同位素最多的是Sn元素，有10個同位素：

112，114，115，116，117，118，119，120，122，124Sn

自然界也存在只有一種同位素單獨組成的元素：

Be、F、Na、Al、P等27種。其余大多數由2-5種同位素組成。中國地質大學地球科學學院地球化學系制作，2021年10月16日更新(三)同位素成分的測定及表示方法一個完整的同位素樣品的研究包括樣品的采集、加工、化學制樣、測定及結果的計算和解釋等環節。下面簡單介紹一下化學制樣及質譜儀測定方法。

1.制樣將地質樣品分解，使待測元素的同位素轉化為在質譜儀上測定的化合物，輕穩定同位素一般制成氣體樣品。例如：氧同位素有兩種制樣方法：（1）還原法:高溫條件下與C還原成CO；（2）氧化法:用F或鹵化物氧化，生成O2（精度高）。中國地質大學地球科學學院地球化學系制作，2021年10月16日更新

2.質譜儀測定：質譜儀是目前同位素成分測定的主要手段（MAT—261，MAT—251）。其工作原理是：把待測元素的原子或分子正離子化，并引入電場和磁場中運動，帶正電的質點因質量不同而被分離測定。

3.同位素成分表示方法：

1)絕對比率（R）：用兩個同位素比值直接表示，例如32S/34S，12C/13C等；

2)對標準樣品R的絕對比率差（ΔR）

ΔR=R樣品

-R標準；中國地質大學地球科學學院地球化學系制作，2021年10月16日更新

3）樣品相對于標準樣品R的偏離程度的干分率：δ‰=（R樣—R標）/R標×1000=(R樣/R標—1)×1000

例如對34S/32S相對于標準樣品的富集程度，即以δ34S‰

來表示：

δ34S‰=[((34S/32S)樣/(34S/32S)標)-1]×1000

習慣上把微量（較小相對豐度）同位素放在R的分子上，這樣可以從樣品的δ值，直接看出它含微量同位素比標準樣品是富集了，還是貧化了。

δ＞0表示34S比標準樣品是富集了；

δ＜0表示34S比標準樣品是貧化了。中國地質大學地球科學學院地球化學系制作，2021年10月16日更新

4）同位素標準樣品元素標準樣縮寫H、O大洋水平均SMOWC美國南卡羅萊納州，皮迪組的美洲箭石（已耗盡）PDBC索洛霍芬石灰巖NBS—20S美國亞利桑那州坎寧迪亞布洛鐵隕石中的隕硫鐵CD同位素分析資料要能夠進行世界范圍內的比較，就必須建立世界性的標準樣品。世界標準樣品的條件：①在世界范圍內居于該同位素成分變化的中間位置，可以做為零點；②標準樣品的同位素成分要均一；③標準樣品要有足夠的數量；④標準樣品易于進行化學處理和同位素測定。中國地質大學地球科學學院地球化學系制作，2021年10月16日更新(四)自然界引起同位素成分變化的原因主要是放射性衰變和同位素分餾效應

1.放射性衰變：放射性同位素經過自然衰變，轉變為其它元素的同位素，結果母元素同位素不斷減少，而子元素同位素不斷增加，從而改變著母元素和子元素同位素的成分，它是放射性核素原子核的一種特性，不受外界物化條件的影響。

1)α—衰變:

放射性母核放出α粒子（α粒子由兩個質子和兩個中子組成，α粒子實際上是）：

X：母核，Y：子核；Z：原子序數，A：質量數，E：能量

(鐳)（氡）由上式可見，新核的同位素原子序數比母核少2，質量數少4。自然界的重同位素235U、238U、232Th等以α衰變為主。中國地質大學地球科學學院地球化學系制作，2021年10月16日更新

2)β——衰變：自然界多數為β—衰變，即放射性母核中的一個中子分裂為1個質子和1個電子（即β—粒子），同時放出反中微子，通式為：

衰變結果，核內減少1個中子，增加1個質子，新核的質量數不變，核電荷數加1，變成周期表上右側相鄰的新元素。例如：

3)電子捕獲：是母核自發地從核外電子殼層捕獲1個電子，通常在K層上吸取1個電子（e），與質子結合變成中子，質子數減少1個（是β—衰變逆向變化），通式為：

這樣，其衰變產物核質量數不變，質子數（核電荷數）減1，變成周期表上左鄰的新元素：中國地質大學地球科學學院地球化學系制作，2021年10月16日更新

4)重核裂變：重放射性同位素自發地分裂為2—3片原子量大致相同的“碎片”，各以高速度向不同方向飛散，如238U，235U，232Th都可以發生這種裂變。在自然界中，有些同位素只需通過一次某種固定形式的衰變，即可變成某種穩定同位素：

但是，有些放射性同位素需經過一系列的各種衰變才能變化成穩定同位素：中國地質大學地球科學學院地球化學系制作，2021年10月16日更新

2.同位素分餾效應:

1)同位素分餾效應：在地質作用過程中，由于質量差異所導致輕穩定同位素(Z＜20)相對豐度發生改變的過程。

2)引起分餾效應的原因：物理分餾、同位素交換反應、生物化學反應、動力分餾。①物理分餾:也稱質量分餾,同位素之間因質量差異而引起的與質量有關的性質的不同，(如密度、比重、熔點、沸點等微小的差別)，這樣在蒸發、凝聚、升華、擴散等自然物理過程中，使得輕、重同位素分異。例如：蒸發作用強烈的死海（約旦、巴勒斯坦國之間）咸水中H218O含量最高。單向多次反復的物理過程，同位素分餾效應最明顯。中國地質大學地球科學學院地球化學系制作，2021年10月16日更新②同位素交換反應：就是在化學反應中反應物和生成物之間由于物態、相態及化學鍵性質的變化，使輕重同位素分別富集在不同分子中而發生分異，稱同位素交換反應。例如：大氣圈與水圈之間發生氧同位素交換反應

(0℃:α=1.074,25℃:α=1.006)

大量實測資料表明:價態和相態差別大的化學反應，同位素交換反應更明顯。③生物化學反應：動植物及微生物在生存過程中經常與介質交換物質、并通過生物化學過程引起同位素分餾。例如：植物通過光合作用，使12C更多地富集在有機體中，因此生物成因地質體如煤、油、氣等具有高的12C。中國地質大學地球科學學院地球化學系制作，2021年10月16日更新④動力分餾：其實質是質量不同的同位素分子具有不同的分子振動頻率和化學健強度（從熱力學角度上來講H218O的內能、熱容、熵與H216O是不同的），因輕同位素形成的鍵比重同位素更易破裂，這樣在化學反應中輕同位素分子的反應速率高于重同位素分子。例如：C+16O2→C16O2

平衡常數K1

C+16O18O→C16O18O

平衡常數K2

經實驗測定K1/K2=1.17中國地質大學地球科學學院地球化學系制作，2021年10月16日更新

3)分餾系數：同位素分餾作用的大小，一般用分餾系數α來表示：

α=某元素同位素在A物質中的比值/

某元素同位素在B物質中的比值（其中A、B可以是相同的化合物，亦可是不同化合物）例如：

H12CN+[13CN]-H13CN+[12CN]-

氣態氰氫酸液態氰氫酸根經過一段時間后，兩部分的13C/12C比值都發生了變化，其分餾系數為：

α=（13C/12C）HCN/（13C/12C）CN-

（α偏離1愈大，分餾作用愈強；α接近1，表示分餾作用愈弱）在同位素交換反應時，分餾效應是隨溫度而變化的，一般來說溫度越高，α越小，分餾效應愈不顯著。

中國地質大學地球科學學院地球化學系制作，2021年10月16日更新二、同位素年代學放射性衰變定律放射性同位素年齡測定Rb—Sr法中國地質大學地球科學學院地球化學系制作，2021年10月16日更新二、同位素年代學

(一)放射性衰變定律：放射性同位素在地學上應用的性質有四個：①放射性同位素在原子核內部發生衰變，其結果是從一個核素轉變為另一個核素；②衰變是自發的、永久不息的一種恒制反應，而且衰變是按一定比例的；③衰變反應不受任何溫度、壓力、元素的存在形式及其物理化學條件的影響；④衰變前核素和衰變后核素的原子數，只是時間的函數。中國地質大學地球科學學院地球化學系制作，2021年10月16日更新我們一般把正在衰變的核素稱為母核（體），衰變的產物稱為子核（體）。自然界的放射性同位素雖然衰變方式和產物不同，但是都服從同一個放射性規律，即：

在一個封閉系統內，單位時間內放射性母核衰變為子核的原子數與母核的原子數成正比。用以下式子表示：-dN/dt=λN

其中，N：在t時刻未衰變完母核的原子數

dN/dt：單位時間內所衰變的原子數

λ：衰變速率常數（單位時間內衰變幾率）1/年、1/秒

-：表示dt時間內母核的變化趨勢是減少的中國地質大學地球科學學院地球化學系制作，2021年10月16日更新(一)放射性衰變定律變換上式：

-dN/dt=λN→dN/N=-λdt

假設：T0時刻母核的原子數為N0，經過t時到達T時刻，母核的原子數為N，N的數值可以通過對上式的積分求得：

lnN—lnN0=-λ(T-T0)=-λt(據積分公式)

lnN/N0=-λt(對數運算法則)

N/N0=e-λt

(取掉自然對數)T時刻母核的原子數N=N0e-λt，這是一切放射性反應的基本公式變換上式：N0=Neλt，N/N0=e-λt

這里來討論一下半衰期與衰變常數的關系：半衰期（T、t1/2、單位：年）即母核衰變為其原子數一半所經歷的時間。由上式：N/N0=e-λt，N/N0=1/2，1/2=e-λT（兩邊取對數）

-ln2=-λT，∴T=0.693/λ中國地質大學地球科學學院地球化學系制作，2021年10月16日更新放射性同位素（N）隨時間衰減，子核（D）隨時間增長的理論曲線及放射性原子衰變模型中國地質大學地球科學學院地球化學系制作，2021年10月16日更新(二)放射性同位素年齡測定

假設：以D表示由經過t（T0→T）母核衰變成的子核數，則：D=N0—N

把N0=Neλt代入

經整理得：

t=（1/λ）ln（1+（D/N））

D/N是現存子核和母核的原子數比值.

這兩式是同位素年齡測定的基本公式，不同的同位素年齡測定方法都是以此為計算公式的。要利用以上公式來測定巖石、礦物的年齡，應滿足以下條件：中國地質大學地球科學學院地球化學系制作，2021年10月16日更新

1)應有適當的半衰期，這樣才能積累起顯著數量的子核，同時母核也未衰變完。如果半衰期太長，就是經過漫長的地質歷史也積累不起顯著數量的子核；如果半衰期太短，沒有多久母核幾乎衰變完了。

2)所測定同位素的衰變常數的精度能滿足要求。

3)放射性同位素應具有較高的地殼豐度，在當前的技術條件下，能以足夠的精度測定它和它所衰變的子體含量。

4)礦物、巖石結晶時，只含某種放射性同位素，而不含與之有蛻變關系的子體或雖含部分子體，其數量亦是可以估計的。中國地質大學地球科學學院地球化學系制作，2021年10月16日更新

5)保存放射性同位素的礦物或巖石自形成以后一直保持封閉系統，即沒有增加或丟失放射性同位素及其衰變產物。目前新生代前,較為成熟和常用的同位素測年方法有：

U—Th—Pb法

K—Ar法

Rb—Sr法

Sm—Nd法

Re—Os法等測定第四紀同位素年代的方法有14C法中國地質大學地球科學學院地球化學系制作，2021年10月16日更新(三)Rb－Sr法

自然界Rb－Sr法同位素計時原理自然界Rb有兩個同位素：

85Rb72.15%

穩定同位素

87Rb27.85%

放射性同位素衰變方式：自然界Sr有四個同位素：

88Sr82.56%

87Sr7.02%

86Sr

9.86%（是非放射成因，自地球形成后為一常數）

84Sr0.56%（部分是由87Rb衰變而成，部分是礦物、巖石形成時固有的）中國地質大學地球科學學院地球化學系制作，2021年10月16日更新1.原理因而由87Rb衰變而產生的87Sr，可根據放射性同位素年齡測定公式（1）：

87Sr（樣品）－87Sr（初始）=87Rb（樣品）×

(eλt-1）

(1)(λ=1.47×10-11年-1)87Sr(樣品)=87Sr(初始)+87Rb(初始)

×(eλt-1）質譜儀上測定同位素比值要比測定絕對值來得精確，86Sr自地球形成以來其原子總數基本保持不變，為一常數，為此：

(87Sr/86Sr)樣=(87Sr/86Sr)初+(87Rb/86Sr)樣·（eλt-1）

(2)

利用(2)式,其年齡公式為：

t=(1/λ)ln{1+[(87Sr/86Sr)樣－（87Sr/86Sr)初]/(87Rb/86Sr)樣}中國地質大學地球科學學院地球化學系制作，2021年10月16日更新2.Rb－Sr模式年齡測定

從上式可見，在計算年齡t值時，除了要知道λ值外，還需對樣品中初始鍶有一個適當的估計。不同巖類樣品混入的初始鍶(87Sr/86Sr)0是不同的。

地幔、隕石、月巖（87Sr/86Sr)初=0.6999

地殼源地質體（87Sr/86Sr)初=0.7120

花崗質巖石（87Sr/86Sr)初=0.7100中國地質大學地球科學學院地球化學系制作，2021年10月16日更新例：測某花崗巖的樣品：

（87Sr/86Sr)樣=2.283，（87Rb/86Sr)樣=558.8；

代入公式

t=198.31Ma

(亦可查表)；樣品采集：Rb沒有自己的獨立礦物，只能以類質同像的方式進入含鉀礦物晶格。

（Rb+

1.48?

→K+

1.33?）花崗巖:鋰云母、鉀長石、其它云母類礦物；沉積巖：沉積自生礦物海綠石；變質巖：蝕變鉀長石、蝕變云母類礦物；

方法缺點：對初始鍶的估計是人為的、粗略的，計算年齡值誤差大。中國地質大學地球科學學院地球化學系制作，2021年10月16日更新3.Rb－Sr等時線法為了彌補對初始鍶估計的缺陷，設計了Rb－Sr等時線法。假設:①一組同源樣品在同一時間形成；

②母源中Sr在樣品形成時，同位素已均一化，為此，樣品中的初始值（87Sr/86Sr）各處相同；

③通常情況下，由于礦物成分上的差異，各樣品中Rb/Sr比值是不同的，經過時間t以后，各樣品的（87Sr/86Sr)樣、(87Rb/86Sr)樣將呈線性，（半衰期相同），其線性方程為：中國地質大學地球科學學院地球化學系制作，2021年10月16日更新

Y=ax+b

其中Y：(87Sr/86Sr)樣

a：斜率（eλt-1）

x：(87Rb/86Sr)樣

b：截距（87Sr/86Sr）實際工作中如何獲得t和(87Sr/86Sr)0中國地質大學地球科學學院地球化學系制作，2021年10月16日更新實際工作中如何獲得t

和（87Sr/86Sr）：

①采集一組同源樣品(巖石+礦物)；

②測得每個樣品的(87Sr/86Sr)樣和(87Rb/86Sr)樣比值；

③即可在座標圖上,或用最小二乘法擬合成一條直線,獲知直線的斜率：tanα=(eλt-1)，即可求出樣品的等時線年齡。

t=1/λln(1+tanα)

tanα=D/N=[(87Sr/86Sr)樣-(87Sr/86Sr)]/(87Rb/86Sr)樣

④等時線與縱坐標的交點截距b，為初始鍶（87Sr/86Sr）中國地質大學地球科學學院地球化學系制作，2021年10月16日更新4.Rb－Sr等時線法樣品的采集

注意事項：①一組樣品采集在同一母體上(保證是同源,才能有一致的87Sr/86Sr初始值)；②樣品布點的空間分布合理(以免樣品Rb/Sr比值接近,形成不了等時線)；③盡力保證樣品新鮮,不受后期作用影響(保持封閉體系)；④K含量低的樣品(超基性巖)不應用此法,沉積巖樣品應是同生沉積礦物(海綠石)。中國地質大學地球科學學院地球化學系制作，2021年10月16日更新

工作步驟

1）觀察；

2）作出采樣計劃:a空間分布；b新鮮程度；c肉眼目估含鉀礦物含量；

3）采集10-15個樣品(0.5-1kg)配上標本（磨制薄片),單礦物樣量(0.5-1g)；

4）無污染加工(瑪瑙研缽）；

5）作Rb、Sr

定量分析算出每個樣Rb/Sr比值；

6）結合Rb/Sr比值和鏡下觀察結果，選擇無后期作用疊加的五個樣品，送Rb-Sr同位素實驗室；

7）Rb-Sr等時線法樣品用全巖樣,為了拉開比值亦可挑選合適的單礦物與全巖樣共同成線.中國地質大學地球科學學院地球化學系制作，2021年10月16日更新5.Rb－Sr同位素系統的地球化學應用

①測定復雜地質體(隕石、月球)的年齡；②探索巖石成因，成巖物質來源；③地殼及上地幔演化等。

1)測定復雜地質體年齡（僅經受一次區域變質作用的火成巖）假設：①巖體基本保持封閉體系——全巖樣品的等時線的斜率仍能代表成巖時間；②變質作用過程Sr同位素在新生變質礦物中進行了均一化,出現了一個新的變質作用初始值(87Sr/86Sr)I

成巖年齡測定：采集全巖樣品作等時線變質年齡測定：挑選含Rb的變質礦物作等時線。中國地質大學地球科學學院地球化學系制作，2021年10月16日更新成巖和變質作用中Rb－Sr等時線圖中國地質大學地球科學學院地球化學系制作，2021年10月16日更新

2)確定成巖物質來源不同巖漿源區具有不同的Rb、Sr同位素體系，為此可用其87Sr/86Sr比值探討其源區。例如：據研究表明：①石隕石87Sr/86Sr比值可作為地球形成時(45億年前)的初始比值。②未被混染的現代大洋拉斑玄武巖的87Sr/86Sr比值可作為現代上地幔87Sr/86Sr比值，0.7020~0.7060，平均0.7037。③大陸地殼在26億年形成Si—Al層，其現代Si—Al層巖石87Sr/86Sr比值為0.7190。陸殼形成過程中K更富集(Rb,87Rb→87Sr)為此現代陸殼87Sr/86Sr比值高。作出上地幔和大陸地殼Sr同位素演化圖解。中國地質大學地球科學學院地球化學系制作，2021年10月16日更新把國內外各地各時期花崗巖(87Sr/86Sr)和t投入Sr演化圖解上，則清楚地顯示出不同源區的花崗巖：①武巖演化區；②大陸地殼演化線附近；③兩者之間過渡區。結合其它地質、地球化學證據，分析討論花崗巖的源區和成因。中國地質大學地球科學學院地球化學系制作，2021年10月16日更新三、穩定同位素地球化學基本概念氧、氫同位素地球化學

自然界氧、氫同位素分餾的主要原因

氧同位素的應用鉛同位素地球化學

中國地質大學地球科學學院地球化學系制作，2021年10月16日更新(一)基本概念穩定同位素又分重穩定同位素和輕穩定同位素。

輕穩定同位素：

1）原子序數Z＜20，ΔA/A≥10%(ΔA

為兩同位素質量差)；

2）發生同位素成分變化的主要原因是同位素分餾作用，其反應是可逆的。例：O、H、S、C、N元素的同位素。重穩定同位素：

1）原子序數Z＞20，ΔA/A＜10%；

2）發生同位素成分變化的主要原因是放射性核素不斷衰變的結果所造成的，這種變化是不可逆的。

238U→206Pb、235U→207Pb、232Th→208Pb，其中87

Sr、143Nd、206Pb、207Pb、208Pb是重穩定同位素。中國地質大學地球科學學院地球化學系制作，2021年10月16日更新(二)氧、氫同位素地球化學（一）自然界氧、氫同位素分餾的主要原因

1.蒸發~凝聚分餾：氫有兩種穩定同位素（H、D），氧有三種同位素（16O、17O、18O）；水可能有九種同位素分子組合：

H216OHD16OD216OH217OHD17OD217OH218OHD18OD218O

水在蒸發過程中輕水分子H216O比重水分子D218O易于富集在蒸汽相中，而凝聚作用相反，重的水分子優先凝結。因此在氣、液相之間發生H、O同位素的物理分餾。中國地質大學地球科學學院地球化學系制作，2021年10月16日更新由于水分子經過反復多次蒸發~凝聚過程使得內陸及高緯度兩極地區的蒸氣相（雨、雪）中集中了最輕的水（δ18O、δD趨向更大負值）；大洋及赤道地區出現重水（δ18O、δD趨向更大正值）。這就是“氫氧同位素的緯度效應”（見圖）

。中國地質大學地球科學學院地球化學系制作，2021年10月16日更新

2.水~巖同位素交換反應當大氣降水同巖石接觸，水與礦物（巖石）之間發生氧同位素交換反應：

1/2Si16O2+H218O1/2Si18O2+H216O(25℃，α=1.0492)

其結果是巖石中富集了18O，水中富集了16O。由于大部分巖石中氫的含量很低，因此，在水~巖交換反應中氫同位素成分變化不大。這種反應是氧同位素豐度。

3.礦物晶格的化學鍵對氧同位素的選擇實驗證明：

Si—O—Si鍵礦物18O最富;

Si—O—Al，Si—O—Mg，Si—O—Fe

其次;

含（OH）的礦物18O最貧。中國地質大學地球科學學院地球化學系制作，2021年10月16日更新

4．生物化學作用植物光合作用的結果使18O在植物體中富集，放出O2富含16O：

2H216O+C18O2

2(HC18OH)n+16O2

光合作用的實質是水的去氫作用，植物將水分解，吸收其中的H與CO2結合成有機化合物分子。實測活的生物體、有機體、生物碳酸鹽都具有高的18O。自然界中由于以上氧同位素的分餾作用，使得在不同地質體中，氧同位素成分有明顯變化，一般規律：有機體和CO2中18O/16O：2.1×10-3，最高地表水（H2O）

18O/16O：1.98×10-3，最低巖漿巖、變質巖以及高溫形成的碳酸鹽巖居中18O/16O：2.01~2.04×10-3

沉積巖中比較富18O中國地質大學地球科學學院地球化學系制作，2021年10月16日更新

（二）氧同位素的應用

1.討論有關巖石的成因問題幔源鎂、鐵質巖石18O/16O與球粒隕石基本一致（2.03~2.04×10-3），其δ18O變化范圍很窄(5~7‰)

。這是用氧同位素來判斷幔源巖石的重要證據之一。這與礦物化學鍵對18O同位素選擇富集有關。而花崗巖δ值較高，而且變化范圍較大，主要是其成因及源區較復雜所致：

“I”型花崗巖δ18O＜10‰

“S”型花崗巖δ18O＞10‰氧同位素的應用中國地質大學地球科學學院地球化學系制作，2021年10月16日更新

2.根據成礦溶液的氫、氧同位素組成討論與礦床成因有關的問題其思路是利用氧、氫同位素成分來判斷成礦溶液的來源，從而討論有關礦床的成因問題。自然界各種產狀水的氫、氧同位素組成：1）原生水、巖漿水來自地幔的與鐵、鎂超基性巖平衡的水稱為原生水；巖漿水指的是高溫硅酸鹽熔體所含的水及其分異作用形成的水，因為它們處于高溫環境（t＞1000℃），α→1，原生水和巖漿水的氫、氧同位素成分接近于巖石。

δ18O=+5‰~9‰，

δD=-50‰~-85‰

（以變化范圍窄為特征）非幔源巖漿水一般具有較大的同位素組成的變化范圍，與原生水的共同特征是高溫弱分餾。中國地質大學地球科學學院地球化學系制作，2021年10月16日更新

2）變質水在變質過程中與變質巖平衡的水，含在變質礦物的包體中。由于來源復雜、產狀多變，多具混合成因特征。因此，同位素成分變化較寬。

δ18O=-16‰~+25‰

δD=-20‰~-140‰

高溫變質水與巖石達到同位素交換平衡，因此，變質熱液的同位素組成指示變質環境、原巖性質和流體來源。中國地質大學地球科學學院地球化學系制作，2021年10月16日更新

3）封存水、深成熱鹵水為海水或大氣降水深循環或長期封存的產物。這種水以高溫、高礦化度為特征，具有較大的攜帶和攝取礦質的能力。

δ18O=-16‰~+25‰

δD=-25‰~-120‰

多數產于沉積巖中的封存熱鹵水具有較高的δ18O值，其最高值出現在生物成因的沉積巖中，水/巖比值較低，水同位素組成接近巖石。中國地質大學地球科學學院地球化學系制作，2021年10月16日更新

4）大氣降水是指不久前通過大氣循環的水，如雨、雪、冰，河湖水及進入地下流動的低溫地下水。其同位素成分變化大。δD變差范圍大于δ18O，主要由物理分餾控制，沿克雷格線分布。

δ18O=+5‰~-50‰

δD=+100‰~-350‰

大氣降水氫、氧同位素組成，具緯度效應，即向低緯度（赤道）大洋中δ18O、δD趨向更大正值；而向高緯度（兩極）雨、雪中δ18O、δD趨向更大負值。中國地質大學地球科學學院地球化學系制作，2021年10月16日更新

地球化學思維實例：根據Sheappard（希派特）對南北美洲環西太平洋斑巖成礦帶氧、氫同位素組成的研究：中國地質大學地球科學學院地球化學系制作，2021年10月16日更新根據Sheappard（希派特）對南北美洲環西太平洋斑巖成礦帶氧、氫同位素組成的研究，從北到南采集兩種類型的蝕變礦物，測定其氫、氧同位素組成：

①鉀化帶蝕變黑云母，δ18O，δD穩定，不隨緯度而變化；

②青盤巖化帶（泥化帶）絹云母，δ18O，δD隨緯度而變化，具明顯“緯度效應”。這一規律示蹤的地球化學信息：斑巖銅鉬礦床鉀化帶蝕變以巖漿水作用為主導，而圍巖中青盤巖化蝕變當地圍巖中的大氣降水起到了重要的作用；斑巖礦床成礦蝕變流體是多源的。中國地質大學地球科學學院地球化學系制作，2021年10月16日更新在同位素交換平衡反應中，同位素分餾系數α是絕對溫度t的函數。

簡化后得：△A-B≈A×106/T2+B

（a，b為可從實驗室測得得待定常數）

①內部溫度法：根據共生礦物對之間的同位素分餾作用來測定同位素地質溫度;如：石英—磁鐵礦氧同位素溫度計。

②外部溫度法：礦物與水之間的同位素平衡迅速（幾天或幾小時），可直接用于礦物一流體相的地質測溫，稱為外部測溫法。

3.氧同位素溫度計

中國地質大學地球科學學院地球化學系制作，2021年10月16日更新礦物~水ab溫度區間(oC)石英~水3.38×106-3.40200~500堿長石~水2.15×106-3.82350~500方解石~水2.78×106-3.400~800白云母~水2.38×106-3.89350~650中國地質大學地球科學學院地球化學系制作，2021年10月16日更新例如：以石英、方解石共生礦物對為例：

1000lnα石英-水=3.38×106T-2-3.401000lnα方解石-水=2.78×106T-2-3.40

則石英—方解石氧同位素溫度計為：

1000lnα石-方=(3.38-2.78)·(106T-2)+[-3.40-（-3.40）]1000lnα石-方=Δ石-方=0.60（106T-2）

外部測溫法，可用來計算水介質的氫、氧同位素組成。其條件是，當某礦物的氫、氧同位素組成及其形成溫度是可知時，便可根據有關方程，計算出介質水的氫、氧同位素組成：

1000lnα礦物—水=δ18O礦—δ18O水=(α/T2)+b

其中δ18O礦、T已知，a、b是待定常數，則可計算出成礦溶液的H、O同位素組成。中國地質大學地球科學學院地球化學系制作，2021年10月16日更新注意事項：礦物對與公共介質達到同位素平衡；注意a、b常式適用一定溫度區間的；平衡“凍結”后，避免后期作用干擾。中國地質大學地球科學學院地球化學系制作，2021年10月16日更新

（三）鉛同位素地球化學

1.在自然界鉛同位素成分的變化在自然界鉛有四種同位素，它們是

204Pb、206Pb、207Pb、208Pb，其中204Pb

是非放射成因同位素（到目前為止，尚不知它的母體），可能是宇宙成因的。為此，自合成至今，其同位素豐度基本不變。而206Pb、207Pb、208Pb

是放射成因的產物：

T=4.50×109年（居中）

T=0.713×109年（最快）

T=13.9×109年（最慢）

1.在自然界鉛同位素成分的變化隨著地質歷史的發展，206Pb、207Pb、208Pb

將不斷積累。下面概略討論一下自然界鉛同位素成分的變化：

1.隨著地球演化歷史的進程，

206Pb、207Pb、208Pb是不斷增加的，而204Pb

是基本不變的，這樣，206Pb

/204Pb、207Pb/204Pb、208Pb/204Pb

的比值將隨著時間的增長不斷提高。換言之，鉛同位素組成是時間的函數，通常時代愈早形成的放射成因鉛愈少；反之，則相反。

2.

地球上所有鉛是放射成因鉛加入原始鉛形成的：

Pb總=Pb0+Pb☆

（Pb0

：原始鉛；Pb☆

：放射成因鉛）中國地質大學地球科學學院地球化學系制作，2021年10月16日更新鉛類型測定對象

206Pb/204Pb207Pb/204Pb208Pb/204Pb原始鉛隕硫鐵9.30710.29429.476現代鉛洋底淤泥18.54915.68138.373

3.把美國亞利亞那州坎寧迪亞布洛隕硫鐵鉛同位素組成作為地球最初時刻形成鉛，稱為原始鉛；把太平洋底淤泥作為現代鉛：資料來源：M.Tatsumoto等，1973年中國地質大學地球科學學院地球化學系制作，2021年10月16日更新

4.地殼中的鉛同位素比值在地球歷史中單向增長。其鉛同位素成分的變化是放射鉛不斷加入到原始鉛的結果。見圖：由圖可見，經過45.7億年238U

已衰變掉其總量的一半（238U的半衰期與地球年齡接近），目前地殼中的

206Pb

約一半為地球形成以來238U

衰變的產物。

5.

自然界中鉛同位素的質量數很大，加上不同同位素之間的相對差又很小，由此由于物理化學條件改變而造成的它們之間的分餾作用極小，完全可以忽略不計。中國地質大學地球科學學院地球化學系制作，2021年10月16日更新2.鉛同位素的分類自然界的鉛同位素分成放射成因鉛和普通鉛兩大類。放射成因鉛具有廣義和狹義兩種：廣義指的是凡由238U、235U、232Th放射衰變所產生的206Pb、

207Pb、

208Pb，均稱為放射成因鉛，而僅僅204Pb為非放射成因的。狹義指的是礦物結晶時，形成異常的U、Th

放射性同位素（瀝青鈾礦、鋯石），經放射性衰變所產生的206Pb、

207Pb、

208Pb

的異常積累，它的同位素組成的變化主要發生在礦物結晶之后。中國地質大學地球科學學院地球化學系制作，2021年10月16日更新普通鉛按B.R.多伊的定義指的是U/Pb、Th/Pb比值低的礦物和巖石中任何形式的鉛（如方鉛礦、黃鐵礦、鉀長石等）。在礦物形成之前，鉛以正常比例與U、Th共生，接受U、Th衰變產物的鉛,不斷疊加并均勻化，在某一地質作用中固結形成的含鉛礦物，由于含鉛礦物中U、Th的豐度相對于Pb來說是微不足道的。因此，礦物中再也沒有放射性成因鉛的生成，也就是說其鉛同位素組成被“凍結”了。這是普通鉛的一個顯著特點，它記錄了礦物形成時的鉛同位素組成。中國地質大學地球科學學院地球化學系制作，2021年10月16日更新為了討論鉛同位素的年齡測定和示蹤作用，我們又將鉛按其成因和產狀分為原生鉛、原始鉛、初始鉛和混合鉛。

原生鉛：指地球物質形成之前在宇宙原子核合成過程中與其他元素同時形成的鉛，原生鉛都是非放射成因鉛，而且以富含204Pb為特征。原始鉛：指的是地球剛形成時的鉛。以美國CanyonDiablo

隕硫鐵作為標準。

初始鉛：一般指的是礦物和巖石結晶時進入到其中的鉛，其鉛同位素組成等于原始鉛同位素組成加上從地球形成到巖石、礦物結晶時這段時間內所積累起來的放射成因的鉛。中國地質大學地球科學學院地球化學系制作，2021年10月16日更新

混合鉛：即由不同U/Pb、Th/Pb比值的兩個以上體系混合而成的鉛。這種鉛同位素組成比較復雜，它可以是普通鉛之間的混合、普通鉛與放射成因鉛（狹義）的混合，也可以是放射成因鉛之間的混合。混合的比例、混合作用的時間及混合的次數影響著它們的鉛同位素組成的變異。據大量的研究資料表明，自然界幾乎所有的含鉛礦物和巖石都是混合鉛，它們沒有計時意義。

下面用圖把這幾種類型的鉛歸納對比一下：中國地質大學地球科學學院地球化學系制作，2021年10月16日更新幾種類型鉛的歸納對比圖中國地質大學地球科學學院地球化學系制作，2021年10月16日更新3.鉛同位素的應用

普通鉛法

年齡測定（Pb-Pb法）也稱Holmes-Houtermans法

基本思路:

自地球形成開始鉛同位素在某一具有正常的