15第五章同位素地球化学5

1、第第5 5章章 同位素地球化学同位素地球化学 Part 5.3 5.3 稳定同位素地球化学稳定同位素地球化学 l5.3.1 稳定同位素基础及分馏机理 l5.3.2 氢、氧同位素地球化学氢、氧同位素地球化学 l5.3.3 硫同位素地球化学硫同位素地球化学 l5.3.4 碳同位素地球化学碳同位素地球化学 5.3.2 氢、氧同位素地球化学氢、氧同位素地球化学 5.3.2.1 自然界氢氧同位素的分馏自然界氢氧同位素的分馏 5.3.2.2 各种自然产状水的氢氧同位素组成各种自然产状水的氢氧同位素组成 5.3.2.3 岩石中的氢氧同位素组成岩石中的氢氧同位素组成 5.3.2.4 氢氧同位素地球化学应用氢氧

2、同位素地球化学应用 v氢同位素氢同位素： 1H(氕氕) v 2H(氘，氘，D) v 3H(氚，氚，T)， v 3T是宇宙成因放射性同位素是宇宙成因放射性同位素。 v 氢同位素组成表示：氢同位素组成表示： vD（）=(D/H)样品 样品/ (D/H)SMOW 11000 16O（99.762%） l 17O（ （0.038%） l 18O（ （0.200%） v氧同位素组成：氧同位素组成： v 18O （）= (18O / 16O)样品 样品/ (18O / 16O)标准标准 11000 氧稳定同位素氧稳定同位素 5.3.2.1 自然界氢氧同位素的分馏自然界氢氧同位素的分馏( (看书了解看书了解

3、) ) q1、蒸发蒸发-凝聚分馏凝聚分馏 q2、水、水-岩同位素平衡岩同位素平衡 q3、矿物晶格的化学键对氧同位素的选择、矿物晶格的化学键对氧同位素的选择 q4、生物同位素分馏、生物同位素分馏 q氢有两种稳定同位素（氢有两种稳定同位素（H、D），）， q氧有三种同位素（氧有三种同位素（16O、17O、18O）。）。 水可能有九种同位素分子组合：水可能有九种同位素分子组合： H216O HD16O D216O H217O HD17O D217O H218O HD18O D218O 1、蒸发、蒸发-凝聚分馏凝聚分馏 q实验测试实验测试25时液相（时液相（l）和气相（）和气相（v）间）间 氢氧同位素

4、分馏系数为：氢氧同位素分馏系数为： ql-v= (18O / 16O)l/ (18O / 16O)v=1.0029 ql-v= (D/H)l/ (D/H)v =1.017 由于水分子经过反复多次蒸发由于水分子经过反复多次蒸发 凝聚过程，凝聚过程， 使得内陆及高纬度两极地区的蒸气相（雨、使得内陆及高纬度两极地区的蒸气相（雨、 雪）中集中了最轻的水雪）中集中了最轻的水（ 18O 、D趋向更 大负值）； 大洋及赤道地区出现重水（大洋及赤道地区出现重水（ 18O、 D趋向趋向 更大正值）更大正值）。 这就是“氢氧同位素的纬度效应氢氧同位素的纬度效应” 蒸发-凝聚分馏 D=8 18O +10 1/2Si

5、16O2+H218O1/2Si18O2+H216O q (25，=1.0492) q其结果是岩石中富集了其结果是岩石中富集了18O，水中富集了，水中富集了16O。 q由于大部分岩石中氢的含量很低，因此，在由于大部分岩石中氢的含量很低，因此，在 水水 岩交换反应中氢同位素成分变化不大。岩交换反应中氢同位素成分变化不大。 2、水、水-岩同位素平衡岩同位素平衡 3、矿物晶格的化学键对氧同位素的选择、矿物晶格的化学键对氧同位素的选择 最富最富: : SiOSi 键矿物键矿物18O； 其次其次: : SiOAl ，SiOMg， SiOFe; ; 最贫最贫: : 含（含（OH） 的矿物的矿物 18O .

6、4 4、生物同位素分馏、生物同位素分馏 植物光合作用的结果使植物光合作用的结果使18O在植物体中在植物体中 富集，放出富集，放出O2富含富含16O： v2H216O+C18O2 2(HC18OH)n+16O2 光合作用的实质是水的去氢作用，植物将水光合作用的实质是水的去氢作用，植物将水 分解，吸收其中的分解，吸收其中的HH与与CO2结合成有机化合结合成有机化合 物分子。实测活的生物体、有机体、生物碳物分子。实测活的生物体、有机体、生物碳 酸盐都具有高的酸盐都具有高的18O。 l自然界中由于以上氧同位素的分馏作用，自然界中由于以上氧同位素的分馏作用， 使得在不同地质体中，氧同位素成分有明使得在不

7、同地质体中，氧同位素成分有明 显变化，一般规律显变化，一般规律 : l有机体和有机体和CO2中中 18O / 16O ：2.1103，最 高 l地表水（H2O） 18O / 16O ：1.98 103 ， 最低 l岩浆岩、变质岩以及高温形成的碳酸盐岩 居中18O / 16O ：2.012.04 103 l沉积岩中比较富18O。 5.3.2.2 各种自然产状水的氢氧各种自然产状水的氢氧 同位素组成同位素组成 v1、大气降水、大气降水 v2、温泉和地热水、温泉和地热水 v3、封存水（、封存水（包括深成热卤水、油田卤水包括深成热卤水、油田卤水） v4、变质水、变质水 v5、原生水及岩浆水、原生水及岩

8、浆水 大气降水线 D=818O+10 1 1、大气降水、大气降水 q大气降水氢氧同位素组成大气降水氢氧同位素组成： v D=350+100； v18O=50+5 vD 和和18O一般小于一般小于0 q大气降水同位素组成影响因素（看书）大气降水同位素组成影响因素（看书）： v大陆效应大陆效应 v纬度效应纬度效应 v高度效应高度效应 v季节效应季节效应 2 2、温泉和地热水、温泉和地热水 l大气降水深循环加热的水大气降水深循环加热的水 lD与当地纬度有关与当地纬度有关 l18O变化大变化大 3、封存水、封存水 q大气降水和海水深循环后长期封存（不大气降水和海水深循环后长期封存（不 流动）的产物，以

9、高温和高矿化度为特征流动）的产物，以高温和高矿化度为特征。 v D=120 25； v 18O=16+25 vD=140 20； v18O=16+25 v高温变质水与岩石达到同位素交换平衡，高温变质水与岩石达到同位素交换平衡， 因此，变质热液的同位素组成指示变质环因此，变质热液的同位素组成指示变质环 境、原岩性质和流体来源。境、原岩性质和流体来源。 4、变质水、变质水 v来自地幔的与铁、镁超基性岩平衡的水称来自地幔的与铁、镁超基性岩平衡的水称 为为原生水原生水； v D=85 50； 18O=5+9 v岩浆水岩浆水指的是高温硅酸盐熔体所含的水及指的是高温硅酸盐熔体所含的水及 其分异作用形成的水

10、其分异作用形成的水 ： v D=80 50； 18O=6+10 5、原生水及岩浆水、原生水及岩浆水 5.3.2.3 岩石中的氢氧同位素组成岩石中的氢氧同位素组成 l1、岩浆岩、岩浆岩 l2、沉积岩、沉积岩 l3、变质岩、变质岩 1 1、岩浆岩、岩浆岩 l达到同位素平衡时达到同位素平衡时花岗岩花岗岩中矿物的中矿物的18O值（值（） 为：为： l石英石英（8.910.3）碱性长石碱性长石（7.09.1）斜长斜长 石石（5.59.3）角闪石角闪石（5.99.3）黑云母黑云母 （4.45.6）磁铁矿磁铁矿（1.03.0）。）。 l达到同位素平衡时相邻矿物间的达到同位素平衡时相邻矿物间的18O（）相）相

11、 差约差约1.52。 l岩浆岩中矿物的氧同位素组成与鲍温反应序列相岩浆岩中矿物的氧同位素组成与鲍温反应序列相 反，早期高温形成的矿物低，晚期低温形成的矿反，早期高温形成的矿物低，晚期低温形成的矿 物高，同位素分馏有关。物高，同位素分馏有关。 2 2、沉积岩、沉积岩 沉积岩中的氢氧同位素组成受两个主要沉积岩中的氢氧同位素组成受两个主要 反应控制反应控制： 1）水水-岩同位素平衡岩同位素平衡，低温水低温水-岩同位素反岩同位素反 应分馏强烈；应分馏强烈； 2）生物分馏生物分馏，生物沉积岩中出现地壳中生物沉积岩中出现地壳中 最高的最高的18O和和D值值。 2 2、沉积岩、沉积岩 各种沉积岩的特点各种沉

12、积岩的特点： v1）碎屑沉积岩）碎屑沉积岩 18O岩浆岩 岩浆岩（ （510）18O 18O黏土 黏土 矿物矿物（ （2030） v2）化学风化矿物）化学风化矿物 l 黏土矿物黏土矿物 18O：13 28 ， l D：35 125 v3）海相硅质岩和燧石）海相硅质岩和燧石 l燧石的氧同位素组成随地质体时代变老有变燧石的氧同位素组成随地质体时代变老有变 小趋势。小趋势。 v4）海相碳酸盐）海相碳酸盐 l氧同位素组成一般是最高的，不同时代海相氧同位素组成一般是最高的，不同时代海相 碳酸盐的氧同位素组成趋势与燧石相同。同碳酸盐的氧同位素组成趋势与燧石相同。同 时代淡水碳酸盐的时代淡水碳酸盐的18O低

13、于海水的低于海水的18O （2830） 3 3、变质岩、变质岩 v变质岩的氢、氧同位素组成与变质岩变质岩的氢、氧同位素组成与变质岩 原岩、变质温度、变质流体、变质作原岩、变质温度、变质流体、变质作 用类型及变质岩形成环境等诸多因素用类型及变质岩形成环境等诸多因素 有关有关 。 v区域变质作用过程中，随变质程度增区域变质作用过程中，随变质程度增 高，岩石的高，岩石的18O值逐渐降低。值逐渐降低。 5.3.2.4 氢氧同位素地球化学应用氢氧同位素地球化学应用 1.地质温度计地质温度计 原理原理/公式公式: v1000ln=A106/T2+B v1000lnA-BA-B=A106/T2+B 前提前提

14、 氧同位素测温法氧同位素测温法： 1）外部测温法）外部测温法矿物矿物-水测温；水测温； 2）内部测温法）内部测温法共生矿物法共生矿物法 外部测温法外部测温法矿物矿物-水测温水测温 内部测温法内部测温法共生矿物法共生矿物法 举举 例例 l以石英、方解石共生矿物对为例以石英、方解石共生矿物对为例： l1000 ln石英 石英-水水=3.38 106T 2 3.40 l1000 ln方解石 方解石-水水=2.78 106T 2 3.40 l则石英则石英方解石氧同位素温度计为：方解石氧同位素温度计为： l1000 ln石 石-方方=(3.38 2.78)(106T 2)+ 3.40 （3.40） l如

15、果已知石英和方解石的如果已知石英和方解石的18O值，就可值，就可 以获得二者平衡沉淀温度。以获得二者平衡沉淀温度。 l可用来计算可用来计算水水介质的氢、氧同位素组成。介质的氢、氧同位素组成。 l其条件是，当某矿物的氢、氧同位素组成其条件是，当某矿物的氢、氧同位素组成 及其形成温度是可知时，便可根据有关方及其形成温度是可知时，便可根据有关方 程，计算出介质水的氢、氧同位素组成程，计算出介质水的氢、氧同位素组成： l1000 ln矿物 矿物水水=18O矿矿18O水水 l =(/T2)+b 外部测温法（反用）外部测温法（反用） 2 氢氧同位素示踪氢氧同位素示踪 确定成矿流体的来源确定成矿流体的来源

16、确定岩石成因确定岩石成因 岩石氧同位素组成与地球动力学意义岩石氧同位素组成与地球动力学意义 古气候示踪古气候示踪 确定成矿流体的来源确定成矿流体的来源 l矿床学研究中一个重要的问题是成矿溶液矿床学研究中一个重要的问题是成矿溶液 的来源及其在成矿过程中的演化特征，而的来源及其在成矿过程中的演化特征，而 水是成矿流体的基本组分，因此研究成矿水是成矿流体的基本组分，因此研究成矿 溶液中水的来源是揭示矿床成因的关键。溶液中水的来源是揭示矿床成因的关键。 形成金属矿床的成矿溶液可来自于热卤水、形成金属矿床的成矿溶液可来自于热卤水、 同生水、大气降水、变质水和岩浆水等，同生水、大气降水、变质水和岩浆水等，

17、 而成矿溶液中水的氢氧同位素组成是研究而成矿溶液中水的氢氧同位素组成是研究 不同成因水的重要示踪剂。不同成因水的重要示踪剂。 lSheappard对南北美洲环西太平洋斑岩成矿对南北美洲环西太平洋斑岩成矿 带氧、氢同位素组成的研究，从北到南采集带氧、氢同位素组成的研究，从北到南采集 两种类型的蚀变矿物，测定其两种类型的蚀变矿物，测定其氢、氧氢、氧同位素同位素 组成：组成： l1) 钾化带蚀变黑云母钾化带蚀变黑云母： 18O，D稳定，不稳定，不 随纬度而变化；随纬度而变化； l2) 青盘岩化带（泥化带）绢云母青盘岩化带（泥化带）绢云母：18O， D随纬度而变化，具明显随纬度而变化，具明显“纬度效应

18、纬度效应”。 l这一规律示踪的地球化学信息：这一规律示踪的地球化学信息： l斑岩铜钼矿床钾化带蚀变以岩浆水作用为斑岩铜钼矿床钾化带蚀变以岩浆水作用为 主导，而围岩中青盘岩化蚀变当地围岩中主导，而围岩中青盘岩化蚀变当地围岩中 的的大气降水大气降水起到了重要的作用；起到了重要的作用； l斑岩矿床成矿蚀变流体是多源的斑岩矿床成矿蚀变流体是多源的。 -120 -80 -40 0 -13-9-5-13711 18O/ D/ 200 250 0.001 （W/R比值） 0.01 0.02 0.05 0.1 300 400 350 200 0.001 100 0.001 150 0.001 300 0.00

19、1 0.2 原始 岩 浆 水 海水 大气降水线 老湾矿床 凉亭矿床 黄竹园矿点 演化大气降水 演化岩浆水 漂移大气降水区域 作业作业 确定岩石的成因确定岩石的成因 氧同位素研究可有效确定火成岩的物质来源，氧同位素研究可有效确定火成岩的物质来源， 并据此进行岩石成因类型的划分。并据此进行岩石成因类型的划分。 例如对花岗岩研究来说，来自于陆壳碎屑物例如对花岗岩研究来说，来自于陆壳碎屑物 质部分熔融形成的质部分熔融形成的S型花岗岩，其型花岗岩，其18O值一般值一般 大于大于10，而来自陆壳火成物质部分熔融形成的，而来自陆壳火成物质部分熔融形成的 I型花岗岩一般型花岗岩一般18O小于小于10，由幔源岩

20、浆分异，由幔源岩浆分异 形成的形成的M型花岗岩，其型花岗岩，其18O值较低。值较低。 根据花岗岩的根据花岗岩的18O值判断其物值判断其物 质来源质来源： I I型型18O10（89） S S型型18O 10 岩石氧同位素组成与地球动力学意义岩石氧同位素组成与地球动力学意义 大别大别-苏鲁超高压变质带中的榴辉岩苏鲁超高压变质带中的榴辉岩 （石榴子石（石榴子石+绿辉石）绿辉石） 18O=10.47.4。 l这表明超高压变质岩的原岩是近地表火山岩并这表明超高压变质岩的原岩是近地表火山岩并 与大气降水进行过强烈的水与大气降水进行过强烈的水-岩作用，从而揭岩作用，从而揭 示了榴辉岩的原岩在俯冲到地幔深度

21、后其氧同示了榴辉岩的原岩在俯冲到地幔深度后其氧同 位素组成并没有受上地幔氧同位素组成（约为位素组成并没有受上地幔氧同位素组成（约为 5.7）的影响而被保存下来，反映超高压变）的影响而被保存下来，反映超高压变 质作用形成的榴辉岩在质作用形成的榴辉岩在地幔中存留的时间很短地幔中存留的时间很短 和有限的壳幔相互作用，表明榴辉岩形成后的和有限的壳幔相互作用，表明榴辉岩形成后的 快速折返。快速折返。 古气候示踪古气候示踪 5.3.3 5.3.3 硫同位素地球化学硫同位素地球化学 u5.3.3.1 自然界中硫同位素的分馏作用自然界中硫同位素的分馏作用 u5.3.3.2 自然体系中硫同位素组成自然体系中硫同

22、位素组成 u5.3.3.3 硫同位素地质温度计硫同位素地质温度计 u5.3.3.4 硫同位素在成矿作用中的示踪意义硫同位素在成矿作用中的示踪意义 32S95.02% 33S 0.75% 34S 4.21% 36S 0.02% 硫同位素组成表示：硫同位素组成表示： 34S （）= (34S / 32S)样品 样品/ (34S / 32S)PDB 11000 硫稳定同位素种类硫稳定同位素种类 5.3.3.1 自然界中硫同位素的分馏作用自然界中硫同位素的分馏作用 自然界硫分馏显著（看书）自然界硫分馏显著（看书） 化学动力学分馏化学动力学分馏 生物动力分馏生物动力分馏 热力学平衡分馏热力学平衡分馏 化

23、学动力学分馏化学动力学分馏氧化和还原氧化和还原 反应中产生的同位素分馏反应中产生的同位素分馏。 H234S+32SO42 H232S+34SO42 （=1.075） 分馏系数与温度呈反相关分馏系数与温度呈反相关 生物成因硫化物的生物成因硫化物的 34S （）一般）一般 小于小于0，负值越高生物成因可能性，负值越高生物成因可能性 越大。越大。 生物动力分馏生物动力分馏 热力学平衡分馏热力学平衡分馏 平衡共生条件下，不同价态硫同位素分平衡共生条件下，不同价态硫同位素分 馏特征为馏特征为： 34S值值S2 S2 S0SO2SO42 在平衡状态下，硫酸盐在平衡状态下，硫酸盐34S值大于硫化物值大于硫化

24、物 v1）硫酸盐硫酸盐34S值：铅矾重晶石天青石值：铅矾重晶石天青石 石膏；石膏； v2）硫化物硫化物 34S值：辉铋矿辉锑矿辉铜值：辉铋矿辉锑矿辉铜 矿方铅矿斑铜矿黄铜矿闪锌矿黄矿方铅矿斑铜矿黄铜矿闪锌矿黄 铁矿辉钼矿铁矿辉钼矿. 5.3.3.2 自然体系中硫同位素组成自然体系中硫同位素组成 1.大气圈、水圈和生物圈硫同位素组成大气圈、水圈和生物圈硫同位素组成 2.各类地球岩石硫同位素组成各类地球岩石硫同位素组成 1.1.大气圈、水圈和生物圈硫同位素组成大气圈、水圈和生物圈硫同位素组成 大气硫存在形式大气硫存在形式：气溶胶中：气溶胶中硫酸盐硫酸盐和和气态气态H2S、 SO2。 大气硫来源大气

25、硫来源 A天然来源天然来源 火山喷发火山喷发H2S、SO2 ( 34S =1010)； 海水蒸发盐海水蒸发盐 34S =20)； 生物成因的生物成因的H2S和有机硫和有机硫 34S =3010)； B人工污染人工污染：金属硫化物矿石冶炼；石膏粉尘。：金属硫化物矿石冶炼；石膏粉尘。 水圈发生复杂的氧化水圈发生复杂的氧化-还原作用。水中还原作用。水中 溶解的溶解的SO42 被细菌还原成 被细菌还原成H2S， 34S 值可降低值可降低050； 生物体中的硫主要赋存在蛋白质中，生生物体中的硫主要赋存在蛋白质中，生 物体通过还原硫酸盐形成有机硫。物体通过还原硫酸盐形成有机硫。 无论是淡水植物还是海洋生物

26、，无论是淡水植物还是海洋生物， 34S值值 都低于溶解的硫酸盐都低于溶解的硫酸盐。 2.2.各类地球岩石硫同位素组成各类地球岩石硫同位素组成 岩浆岩岩浆岩： v1)基性基性-超基性岩超基性岩 v 34S值与陨石硫相似，变化范围小，为值与陨石硫相似，变化范围小，为 12。 v2)酸性岩浆岩酸性岩浆岩 v 34S值值= 10 10，变化大，但总均，变化大，但总均 值接近值接近0。 v3)中酸性火山喷出岩中酸性火山喷出岩 v 34S值变化范围比对应的深成岩大，且一般值变化范围比对应的深成岩大，且一般 为正值。为正值。 沉积岩沉积岩： v开放系统中：硫酸盐和硫化氢的开放系统中：硫酸盐和硫化氢的 34S

27、值稳定 值稳定。 v封闭系统中：硫酸盐封闭系统中：硫酸盐 34S值渐大值渐大， 还原形成的还原形成的硫化氢硫化氢 34S值渐大。值渐大。 34S= 20 20 v组成与变质岩原岩、变质作用过组成与变质岩原岩、变质作用过 程中的程中的W/R反应和同位素交换，反应和同位素交换， 以及变质脱气等有关。以及变质脱气等有关。 变质岩变质岩 5.3.3.3 5.3.3.3 硫同位素地质温度计硫同位素地质温度计 1.原理、前提原理、前提及公式及公式： 1000lna-b=ab=A106/T2 2.共生矿物对硫同位素平衡标志共生矿物对硫同位素平衡标志 硫化物硫化物 34S值：辉铋矿辉锑矿辉铜矿方值：辉铋矿辉锑

28、矿辉铜矿方 铅矿斑铜矿黄铜矿闪锌矿黄铁矿辉铅矿斑铜矿黄铜矿闪锌矿黄铁矿辉 钼矿钼矿 3. 常用的硫同位素地温计常用的硫同位素地温计 5.3.3.4 硫同位素应用硫同位素应用 1.判断成矿物质来源 2.硫同位素地层学 5.3.4 5.3.4 碳同位素地球化学碳同位素地球化学( (自学自学) ) 稳定同位素稳定同位素12C（98.892%） v 13C（ （1.108% ） v 14C是放射性同位素是放射性同位素 碳同位素组成表示碳同位素组成表示： v 13C （）= (13C / 12C )样品 样品/ (13C / 12C )PDB 11000 碳同位素种类碳同位素种类 u主要是含碳矿物，如方

29、解石、白云石、主要是含碳矿物，如方解石、白云石、 大理石、菱铁矿、菱镁矿等全岩样品；大理石、菱铁矿、菱镁矿等全岩样品； u现在发展到包裹体中的甲烷、二氧化碳，现在发展到包裹体中的甲烷、二氧化碳， 以及石油、天然气和有机物中的含碳组以及石油、天然气和有机物中的含碳组 分。分。 适合碳同位素测定样品适合碳同位素测定样品 5.3.4 .1 碳同位素分馏碳同位素分馏 使使12C富集在植物中富集在植物中 植物乃至整个生物界及有机成因的煤、植物乃至整个生物界及有机成因的煤、 石油和天然气等都富集石油和天然气等都富集12C，平均，平均13C= 25，而与其平衡的大气的，而与其平衡的大气的13C= 7。 1

30、光合作用光合作用 u13CO2+H12CO3 = 12CO2+H13CO3 l (=1.014) q 13CO2+12CO32 = 12CO2+13CO32 l (=1.012) 2 碳同位素交换反应碳同位素交换反应 碳是变价元素，不同价态化合物中，碳是变价元素，不同价态化合物中，13C 倾向于富集在高价化合物中倾向于富集在高价化合物中 l13C值：值：CH4CCOCO2 CO32 3 氧化还原反应氧化还原反应 5.3.4.2 自然体系中的碳同位素组成自然体系中的碳同位素组成 碳是变价元素碳是变价元素， 13C值变化范围很大。值变化范围很大。 最重的碳出现在最重的碳出现在碳酸盐碳酸盐中，最轻的

31、碳出中，最轻的碳出 现在生物成因的现在生物成因的甲烷甲烷中。中。 v陨石陨石 v碳存在形式：碳、碳化物、金属相中的碳存在形式：碳、碳化物、金属相中的 固体溶液、碳酸岩和有机化合物；固体溶液、碳酸岩和有机化合物； v碳组成范围很宽，碳组成范围很宽，13C=2770， v陨石中总碳陨石中总碳13C=517 1.陨石和月岩陨石和月岩 存在形式：存在形式：CO/CO2/金属碳化物金属碳化物 l月岩碳同位素特点月岩碳同位素特点 月岩月岩 碳形式：碳形式： u氧化态氧化态-碳酸根离子、碳酸盐和碳酸根离子、碳酸盐和CO2 包裹体，包裹体，13C= 105 ； u还原态还原态-石墨、金刚石、碳质薄墨和石墨、金

32、刚石、碳质薄墨和 烃类有机物等，烃类有机物等， 13C= 50 10 。 u金刚石集中在金刚石集中在13C= 5 7 。 2.火成岩火成岩 寒武纪到第三纪的海相碳酸盐寒武纪到第三纪的海相碳酸盐13C接接 近于近于0。随着地质时代的不同在剖面上随着地质时代的不同在剖面上 可能存在突变点。可能存在突变点。 淡水碳酸盐淡水碳酸盐13C值较小，平均为值较小，平均为 4.93+2.57 。 沉积岩中的有机碳沉积岩中的有机碳13C值同样很低，值同样很低， 为为15 40 3.沉积岩沉积岩 u煤的煤的13C值：值： l（ 22 28 ）/ 25，接近陆生植，接近陆生植 物物。 u石油石油 13C值：值： l

33、（ 35 18 ）/ 28 ， 4.化石燃料化石燃料/有机体系有机体系 有机成因有机成因CH4 的的13C值较低（值较低（ 110 50 ），有机同源的甲烷系列物的），有机同源的甲烷系列物的13C值随值随 C数增多而增大。数增多而增大。 l13C1 13C2 13C3 13C 4 u无机甲烷无机甲烷13C值为值为40 3.2 。甲烷同。甲烷同 源烃类的源烃类的13C值与值与C数增加趋势与有机相反数增加趋势与有机相反。 天然气分为无机和有机成因天然气分为无机和有机成因 l湖水：湖水：13C= 8 16 l河水：河水：13C= 10 l海水：海水：13C= 0 l植物：植物： l13C水生植物水生

34、植物 13C陆生植物（陆生植物（-34-24 ） l13C海水植物海水植物 13C淡水植物淡水植物 l13C沙漠植物沙漠植物 13C海洋植物（海洋植物（ -23-6 ） l海洋动物的碳酸盐介壳的海洋动物的碳酸盐介壳的13C0 5.水圈、生物圈水圈、生物圈 5.3.5.3 碳同位素地球化学示踪碳同位素地球化学示踪 1.地幔去气地幔去气 l13CCO213C碳酸盐 碳酸盐 13C金刚石 金刚石 13CCH4 2.成矿流体来源成矿流体来源 3.确定原油形成环境确定原油形成环境 4.地层学地层学 5.地地-气交换过程中的碳同位素示踪气交换过程中的碳同位素示踪 u同位素地质年代学是以放射性同位素衰变定律

35、为基础建立同位素地质年代学是以放射性同位素衰变定律为基础建立 的同位素计时方法，用于测定各种地质体和地质事件的年的同位素计时方法，用于测定各种地质体和地质事件的年 龄。龄。 u前提前提：体系的同位素封闭性，没有后期的地质作用的影响：体系的同位素封闭性，没有后期的地质作用的影响 而发生同位素母而发生同位素母/子体带入或带出；用来测年的放射性母体子体带入或带出；用来测年的放射性母体 的半衰期与所测地质体年龄大体相当，并且衰变常数和母的半衰期与所测地质体年龄大体相当，并且衰变常数和母 子体同位素的相对丰度已知；研究体系中母子体同位素比子体同位素的相对丰度已知；研究体系中母子体同位素比 值能精确测定。

36、值能精确测定。 u自然界放射性母体自然界放射性母体-子体元素的地球化学分异和放射性母体子体元素的地球化学分异和放射性母体 衰变造成的同位素成分变化，可以用来示踪地质体的物质衰变造成的同位素成分变化，可以用来示踪地质体的物质 来源、演化及其过程，这是来源、演化及其过程，这是放射性同位素地球化学研究的放射性同位素地球化学研究的 主要内容。主要内容。 本章小结本章小结 u本章介绍了地质学最常用的本章介绍了地质学最常用的K-Ar、Ar-Ar、Rb-Sr、Sm-Nd、 U-Th-Pb法同位素定年体系与示踪方法。由于法同位素定年体系与示踪方法。由于40K的半衰期的半衰期 较短，往往适合较年轻的火成岩定年；较短，往往适合较年轻的火成岩定年；Rb-Sr法比较适合中法比较适合中 酸性火成岩定年；基性酸性火成岩定年；基性-超基性火成岩中超基性火成岩中Rb含量低，一般难含量低，一般难 于用该法定年，常常使用于用该法定年，常常使用Sm-Nd法定年；单颗粒锆石。法定年；单颗粒锆