赵志丹岩石地球化学同位素示踪市公开课金奖市赛课一等奖课件

1、第一节、主量元素数据处理与解释第二节、微量元素数据处理与解释第三节、放射性成因同位素数据处理与解释第四节、稳定同位素数据处理与解释第三章、岩石地球化学数据处理与解释第1页参考书介绍Faure G. . Origin of igneous rocks: the isotopic evidence, Springer, pp.496图书馆书号：360.1/F27第2页参考书介绍同位素地质学原理Faure G. 1986. Principles of isotope geology (2nd edition), John Wiley & Sons, pp589图书馆书号：275.01 F27/2第3

2、页参考书介绍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页参考书介绍关于地幔柱Condie Kent C. . Mantle plumes and their record in Earth his

3、tory. Cambridge Univ. Press. pp.306 （书号240 C75k）2. Ernst R. E. and Buchan K. L. (eds) Mantle plumes: Their indentification through time. GSA Special paper 352. Pp.593（书号P206.4/Sp3/352)第5页参考书介绍Ozima M, Podosek F A. . Noble gas geochemistry (2nd edition), Cambridge Press, pp.286图书馆书号：274 Oz5/2第6页第三节、放

4、射性成因同位素数据处理与解释一、Rb-Sr、Sm-Nd、Re-Os、U-Pb同位素年代学二、Sr-Nd-Pb同位素地球化学第三章、岩石地球化学数据处理与解释第7页二、Sr-Nd-Pb同位素地球化学同位素地球化学示踪基本原理Sr-Nd-Pb主要参数计算方法端元混合作用同位素研究第8页二、Sr-Nd-Pb同位素地球化学同位素地球化学示踪基本原理岩石或者岩浆同位素特征，只受同位素衰变规律控制，不受分异结晶作用影响，同位素比值在分离结晶过程中不发生改变，所以由源区部分熔融形成岩浆同位素比值代表其源区特征。现有岩石或者岩浆能够识别源区，假如是混合源区，则含有混合同位素特征。所以：同位素年代学和同位素地球

5、化学重视同位素体系演化，将同位素研究计时作用和示踪作用结合起来，能够更加好地揭示整个地球历史演化过程。 第9页基本原理 体系中Sr同位素初始比值(87Sr/86Sr)0是一个主要地球化学示踪参数，不一样地球化学储库(87Sr/86Sr)0是不一样。 (87Sr/86Sr)0对示踪物质起源，壳幔物质演化及壳幔相互作用等均含有主要意义。Sr同位素地球化学第10页地球形成时(87Sr/86Sr)0 ？怎样取得？（1）地球形成时岩石样品难以取得。（2）因为地球和陨石是在大致相同时间由太阳星云凝聚相经过重力凝聚作用形成，所以陨石能够代表地球(87Sr/86Sr)0比值。（3）当前公认玄武质无球粒陨石(8

6、7Sr/86Sr)0比值为0.698970.00003 (Faure,1977)，代表地球形成时初始比值，以BABI表示。BABI=Basaltic Achondrite Best InitialSr同位素演化地球初始Sr比值第11页地幔和地壳Sr同位素演化对已确认起源于上地幔源区当代玄武岩等岩石87Sr/86Sr进行统计研究结果显示，岩石87Sr/86Sr值=0.7020.706之间，平均值为0.704，Rb/Sr=0.027，加入Rb/Sr比值后见下页图以BABI值连接0.702和0.706两个端点，分别组成两条直线，形成一个阴影区域，阴影区即玄武岩源区，代表上地幔(87Sr/86Sr)0

7、随时间演化。第12页地幔演化因为上地幔含有低Rb/Sr比值（0.03），造成上地幔 (87Sr/86Sr)0随时间迟缓增加。地壳演化2.7Ga年前，地幔分异形成大陆地壳，继承地幔初始比值0.7014. 不过其Rb/Sr=0.15，现今大陆壳(87Sr/86Sr)0平均为0.7211，连接2.7Ga地幔(87Sr/86Sr)0值到现今大陆壳(87Sr/86Sr)0值得到一条直线，该直线为平均大陆壳随时间(87Sr/86Sr)0演化线。举例1.0 Ga时，地幔和大陆地壳形成熔体(87Sr/86Sr)0值分别为：0.7034和0.7140。地幔和地壳Sr同位素演化第13页Sr同位素识别岩石源区 地幔

8、演化A. 均一地幔B. 亏损地幔C. 富集地幔第14页Sr同位素识别岩石源区 若岩石初始87Sr/86Sr比值落在大陆壳增加线以上或其附近，表明形成该岩石物质来自于陆壳； 若岩石（87Sr/86Sr）0比值落于“玄武岩区”，则表明形成它们物质来自上地幔源区； 若岩石初始87Sr/86Sr比值落在大陆壳增加线和“玄武岩源区”之间，则表明它们物源可能是多样，或来自壳幔混合源区，或来自地壳下部Rb/Sr比值较低角闪岩相，麻粒岩相高级变质岩等。第15页Sr同位素识别岩石源区 经过对地幔岩石或其派生火山岩(87Sr/86Sr)0比值研究，为地幔不均一性研究提供了主要例证，例1：不一样结构环境玄武岩在锶同

9、位素组成上含有显著不均一性。(87Sr/86Sr)0平均值，洋中脊玄武岩0.70280，洋岛玄武岩0.70386，岛弧玄武岩0.70437，大陆玄武岩0.70577。例2：各个大洋MORB (87Sr/86Sr)0也不一样（右图），印度洋MORB显著区分于大西洋和东太平洋（Faure，fig.2.63）。印度洋东太平洋大西洋第16页 除了用于研究成岩和成矿物质起源外，(87Sr/86Sr)0还可用来划分岩石成因类型。如花岗岩分类，S型花岗岩(87Sr/86Sr)0 0.707， I型花岗岩(87Sr/86Sr)0 0.705。Sr同位素识别岩石源区Table from Winter From

10、Faure, 1986,fig.10.63第17页Nd同位素地球化学特征和意义第18页 Sm、Nd这对母子体含有相同地球化学性质，除岩浆作用过程Sm/Nd比值能发生一定改变外，普通地质作用极难使Sm、Nd分离，尤其是在地质体形成之后风化、蚀变与变质作用过程，Sm、Nd同位素通常不会发生改变；Nd同位素地球化学特征和意义一些太古代样品143Nd /144Nd初始比值均落在Sm/Nd比值相当于球粒陨石143Nd /144Nd演化线上，这表明地球早期演化阶段Nd同位素初始比值与球粒陨石Nd同位素初始比值非常一致，这使我们取得了相关Nd同位素演化起点主要参数；第19页Nd同位素地球化学特征和意义 年轻

11、火山岩Nd同位素研究表明，143Nd /144Nd与87Sr/86Sr比值之间展现良好负相关关系。所以，Nd同位素在探讨地幔、地壳演化、壳幔交换、岩石成因和物质起源等方面有十分主要作用。第20页全地球(143Nd/144Nd)0 ？怎样取得？近似于球粒陨石CHUR地壳分异大约3.0 Ga分异出大陆地壳，之后开始出现亏损地幔演化线地幔Nd同位素演化O.50677第21页Nd同位素初始比值（143Nd /144Nd）0是Nd同位素地球化学示踪主要基础，该比值能够经过等时线法取得；对于一个已知年纪样品，也能够经过实测该样品143Nd /144Nd和147Sm /144Nd比值，代入下边第2式取得。N

12、d同位素初始比值计算(1)(2)Nd同位素初始值第22页因为在整个地质时期143Nd /144Nd比值改变很小， DePaolo和Wasserburg提出了一个表示法，初始比值能够相对于CHUR演化线万分偏差来表示，称之为单位(Nd)。数学上，该表示法定义为：详见下页第23页Nd同位素标识方法Nd因为在整个地质时期143Nd /144Nd比值改变很小，引入了Nd参数，其涵义为：式中Nd (0) 代表样品现今（143Nd /144Nd)S 相对CHUR现今（143Nd /144Nd)CHUR比值偏差值。式中Nd(t)代表样品t时刻（143Nd /144Nd)S（t）相对于t时刻CHUR(143N

13、d /144Nd)CHUR(t)偏差值。其中(143Nd /144Nd)CHUR(t)和(143Nd /144Nd)S(t)分别可由下页公式取得。第24页对于CHUR:式中：（143Nd/144Nd）CHUR（t）为CHUR在时间t比值；(143Nd/144Nd)CHUR 和(147Sm/144Nd)CHUR分别为CHUR当代值，其中(143Nd/144Nd)CHUR=0.512638，(147Sm/144Nd)CHUR =0.1967。对于样品： 式中：（143Nd/144Nd）S（t）为样品在时间为t时比值；(143Nd/144Nd)S 和(147Sm/144Nd)S分别为样品测定值。和

14、计算方法（t 已知）第25页Nd同位素计算相关参数第26页Nd计算和Nd初始比值计算举例演示见Excel 文件计算实例第27页Sr同位素能够使用类似标识方法Sr注意：Sr与Nd不一样，全地球初始比值不统一，作图时，需要同时标注Sr初始比值和数值第28页通常采取Nd、Sr同位素综合研究来进行壳幔体系同位素示踪，由Nd（t）=0和Sr（t）=0两个直线被划分为4个象限：象限Nd（t）0，Sr（t）0，落于该区域样品较少，普通仅有受海水蚀变蛇绿岩，如Samail蛇绿岩Nd（t）=7.80.3，Sr（t）=-20+30（M.L.Mcculloch, 1981）。象限Nd（t）0，Sr（t）0，源自亏损

15、地幔样品均落入该象限，如大洋中脊拉斑玄武岩、海岛玄武岩等。Nd(t) - Sr(t)图解 象限II象限第29页象限Nd（t）0，Sr（t）0，落于该象限样品也较少，如一些下地壳麻粒岩相岩石Nd（t）0为负值，Sr（t）为较小正值。象限Nd（t）0，Sr（t）0，源于地壳物质样品主要落于该区域，其中来自上部地壳或年轻地壳样品落于该象限上部区域，来自下部地壳物质或古老地壳物质样品落于该象限下部区域。 源于相同年纪地壳物质样品，Nd、Sr 同位素改变仍可各具特色，通常Nd（t）值改变较小，Sr（t）值改变较大，地壳样品中Sr（t）值改变范围是Nd（t）值改变范围10100倍，这表明大陆壳Sr 同位素

16、成份改变较大。III象限IV象限Nd(t) - Sr(t)图解 第30页源区混合同位素计算ABM第31页Sr同位素两端元混累计算SrMSrAfA+SrB (1-fA)fA代表A端元在M中百分比第32页Sr同位素两端元混累计算SrMSrAfA+SrB (1-fA)举例：解答：依据上面2个公式(1) 给出不一样fA（0-1)，如0.95,0.9,0.80.1,0.05, 先求出一系列SrM,横坐标(2) 再求比值，求出对应Sr比值纵坐标(3) 得到A和B两个端元不一样百分比混合后混合物成份。第33页Sr-Nd同位素两端元混累计算SrMSrAfA+SrB (1-fA)用4个公式进行计算NdMNdAf

17、A+NdB (1-fA)第34页Sr-Nd同位素两端元混累计算SrMSrAfA+SrB (1-fA)公式NdMNdAfA+NdB (1-fA)举例：解答：依据上面4个公式(1) 给出不一样fA（0-1)，如0.8, 0.6, 0.4, 先求出一系列SrM和对应Sr比值得到横坐标(2) 类似方法，求出Nd比值得到纵坐标(3) 得到A和B两个端元不一样百分比混合后混合物成份，能够投图。第35页Sr-Nd同位素两端元混累计算实际举例：西藏超钾质岩石实例第36页Ultra-K and shoshonitic rocks, Lhasa BlockUltra-K in western part, 18.6

18、)第41页青藏高原三种主要地球化学端元 2. 喜马拉雅大陆地壳: 基底岩石与花岗岩揭示出喜马拉雅带（包含特提斯喜马拉雅、高喜马拉雅和低喜马拉雅）, 属于古老、演化成熟大陆地壳特征, 高度富集放射性Nd同位素，Nd-12 -25，极高Sr同位素比值，87Sr/86Sr0.7330.900，相对老Nd模式年纪, TDM1.92.9 Ga, 富集Pb同位素, 206Pb/204Pb18.6, 207Pb/204Pb 15.76)第42页青藏高原三种主要地球化学端元 3. 特提斯洋地幔域: 雅鲁藏布蛇绿岩中基性岩石揭示出新特提斯洋地幔低Sr、低Pb、亏损Nd同位素，Nd810，低Sr，87Sr/86S

19、r0.7020.706，亏损Pb同位素, 206Pb/204Pb18, 207Pb/204Pb 15.5)第43页拉萨地块碰撞后岩浆作用3种地球化学类型 1. 特提斯洋地幔亲缘型: 以拉萨地块分布最广林子宗火山岩（6444 Ma）和冈底斯花岗岩岩基为代表，其中火山岩最晚延续到约10 Ma乌郁群火山岩和麻江火山岩，近年来发觉埃达克质含矿斑岩亦划归这类；2. 拉萨地块内部型: 包含阿里雄巴钙碱性火山岩,羊应和乌郁斑岩等； 3. 喜马拉雅型是拉萨地块西部地域超钾质岩石（包含雄巴、扎布耶茶卡碱性正长岩、仲巴县贡布淌、当惹雍错、许如错等）.第44页North Tibet Geochemical Prov

20、inceLhasa Block mixtureIndia North TibetYZSBNS0 km100印度板块向北俯冲Himalaya basement第45页Sr-Nd同位素两端元混累计算西藏超钾质岩石计算实例计算目标：1 揭示了源区物质组成2 揭示了高原南部结构演化过程与岩石圈物质混合过程注意事项：在某一详细研究区，需要找到2个可能端元，比如一个端元是幔源岩浆A，另一端元是大陆地壳物质B。第46页第一节、主量元素数据处理与解释第二节、微量元素数据处理与解释第三节、放射性成因同位素数据处理与解释第四节、稳定同位素数据处理与解释第三章、岩石地球化学数据处理与解释第47页第三节、放射性成因同

21、位素数据处理与解释一、Rb-Sr、Sm-Nd、U-Pb同位素年代学二、Sr-Nd-Pb同位素地球化学第三章、岩石地球化学数据处理与解释第48页二、Sr-Nd-Pb同位素地球化学同位素地球化学示踪基本原理Sr-Nd-Pb主要参数计算方法端元混合作用同位素研究第49页1. Pb同位素之间质量数相对差异较小，任何物理化学条件引发Pb同位素分馏作用均可忽略不计，2. 引发Pb同位素组成改变主要原因是放射性U和Th衰变。3. 204Pb是非放射成因同位素，而206Pb、207Pb、208Pb是放射成因同位素，伴随时间演化， 206Pb/204Pb、207Pb/204Pb和208Pb/204Pb比值逐步增

22、加同时，母体同位素238U、235U和232Th 原子数不停降低，如自地球形成以来，238U已衰变掉其总量二分之一（238U半衰期靠近地球年纪），现今地壳中约二分之一206Pb为地球形成以来238U衰变产物。铅同位素地球化学第50页U, Th, Pb同位素3个衰变反应，形成3种Pb同位素第51页放射成因铅：有广义和狭义两种涵义。广义指由238U、235U、232Th放射性衰变所产生206Pb、207Pb、208Pb。狭义指沥青铀矿、锆石等矿物结晶后，形成异常含量U、Th放射性同位素，经放射性衰变所产生206Pb、207Pb、208Pb异常积累。普通铅：按Doe定义，是指在U/Pb、Th/Pb比

23、值低矿物和岩石中任何形式铅（如方铅矿、黄铁矿、钾长石等）。在矿物形成之前，Pb以正常百分比与U、Th共生，接收U、Th衰变产物Pb不停叠加并均匀化。在固结形成含铅矿物后，因为其U、Th丰度相对于Pb来说是微不足道，所以矿物中再也没有显著量放射成因铅生成，它统计了矿物形成时铅同位素组成。铅同位素地球化学自然界铅同位素分类第52页A 放射成因铅同位素组成改变主要发生在矿物结晶之后，它是异常含量U、Th衰变产物（适合用于U-Th-Pb法测年）；以上定义反应出放射成因铅（狭义）和普通铅主要区分是：B 普通铅同位素成份改变主要发生在矿物结晶之前，是平均U、Th含量造成铅同位素正常增加，矿物铅同位素组成在

24、结晶后基本保持不变（适合用于示踪）。自然界铅同位素分类第53页以铅同位素按其成因和产状，又可分为原生铅、原始铅、初始铅和混合铅。原生铅：指地球物质形成以前在宇宙原子核合成过程中与其它元素同时形成铅，原生铅都是非放射成因铅，以富含204Pb为特征。原始铅：地球形成最初时刻铅，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结累放射性成因铅。普通假定地球固结前，全部Pb都含有相同同位素组成。因为地球上无法取得原始铅同位素组成样品，当前普通以U、Th含量极低美国亚利桑那州迪亚布峡谷（Canyon Diablo）铁陨石铅同位素组成来代表地球原始铅组成，其值分别为(206Pb/204Pb)0=9.3

25、07,(207Pb/204Pb)0=10.294,(208Pb/204Pb)0=29.476铅同位素地球化学Pb分类第54页初始铅：指矿物和岩石结晶时进入矿物和岩石中铅，其铅同位素组成原始铅从地球形成到岩石、矿物结晶这段时间积累起来放射成因铅。混合铅：由两个以上不一样U/Pb、Th/Pb比值体系混合而成铅。这种铅同位素组成比较复杂，它能够是普通铅之间，普通铅与放射成因铅（狭义）之间、或是放射成因铅之间混合。混合百分比、混合时间及混合次数都影响混合产物中铅同位素组成。大量研究资料表明，自然界几乎全部含铅矿物和岩石都是混合铅。铅同位素地球化学Pb分类第55页Pb成因分类图示第56页普通铅法也称Pb

26、-Pb法，它是以尼尔构想为基础。尼尔认为：不一样矿床中方铅矿铅同位素组成主要是由放射成因铅与方铅矿沉淀前所带入铅叠加而成。尼尔构想奠定了普通铅法测定地球、陨石等年纪基础。以下主要介绍PbPb法中霍尔姆斯豪特曼斯法（Holmes-Houtormans简称HH法）。普通铅法测定年纪原理第57页1. 自地球形成以来铅同位素一直在正常U/Pb、Th/Pb比值体系中演化，因为U、Th衰变不停积累了放射成因206Pb、207Pb、208Pb，直到含铅矿物结晶后，才脱离了原来U-Th-Pb体系；2. 含铅矿物形成后一直处于封闭状态，该方法假定：普通铅法年纪测定地球形成时U、Th、Pb分布是均匀，其后U/Pb

27、、Th/Pb比值才有区域性差异地球早期原始铅同位素组成与铁陨石中铅同位素比值相当。体系自始至终在一个正常U、Th、Pb系统中衰变生成放射成因铅.铅矿物（普通铅）形成之后Pb与U、Th 分离，今后同位素组成基本保持不变。H-H法基本思绪：第58页从以上假设可知，HH法是用单阶段模式来解释任一给定样品普通铅同位素组成。假如从T（45.5亿年）0亿年（测定）体系处于全封闭，那么206Pb/204Pb比值应为：（206Pb/204Pb）=(206Pb/204Pb)0+(238U/204Pb)(e1T1) 不过，假如矿物在t时刻被从这个体系中分离出来了，t时刻铅同位素比值应是T0期间Pb*减去t0期间P

28、b*量，即：（206Pb/204Pb）t=(206Pb/204Pb)0+(238U/204Pb)(e1T-1)(238U/204Pb)(e1t-1) 简化上式得到：（206Pb/204Pb）t=(206Pb/204Pb)0+(238U/204Pb)(e1T-e1t) 式中: （206Pb/204Pb）t 为年纪t时刻矿物铅同位素比值，(206Pb/204Pb)0=a0为地球原始铅同位素比值;（238U/204Pb）为源区铀、铅同位素比值（常数）;T是地球年纪（45.5亿年），t是矿物普通铅从源区分离出来后所经历时间。对铅另外两个衰变系列也能够写出类似方程。第59页为了便于书写，引入了一些代表铅

29、同位素比值符号：238U/204Pb=，235U/204Pb= =/137.88，232Th/204Pb=，232Th/238U=按照HH法模式，并利用以上符号则可将方程简化为： ( 206Pb/204Pb)t =a0+ (e1T-e1t) （1） ( 207Pb/204Pb)t =b0+ (/137.88)(e2T-e2t) （2） ( 208Pb/204Pb)t =c0+ (e3T-e3t) 将式（1）和式（2）相除消去,得：( 207Pb/204Pb)tb0/(206Pb/204Pb)ta0=1/137.88(e2Te2t)/(e1Te1t) （3）第60页这就是HH方程单阶段模式年纪计

30、算公式，也称等时线方程，它是一条直线方程，等号右侧为直线斜率：=（1/137.88） (e2Te2t)/ (e1Te1t) ）(207Pb/204Pb)tb0/(206Pb/204Pb)ta0=1/137.88(e2Te2t)/ (e1Te1t)值与年纪t相关，当t=0（当代）时，值最小，为地球0等时线，当t=T时，=0，所以上式为由t决定不一样斜率一组经过原点（a0、b0）直线。原点（a0、b0）第61页也就是说在同一时间t内从各种源区分离出来单阶段铅依然都落在这条直线上。所以，等时线值只与207Pb/204Pb和206Pb/204Pb比值对于a0和b0增加率相关，增加率比值只是t值函数（值

31、已消失）， 所以等时线年纪比其它普通铅法准确性稍高些。(207Pb/204Pb)tb0/(206Pb/204Pb)ta0=1/137.88(e2Te2t)/ (e1Te1t)等时线方程第62页普通铅单阶段增加曲线由前面方程可知：按每个衰变系列来观察206Pb/204Pb、207Pb/204Pb、208Pb/204Pb比值演化，其比值除了是t函数外，还与体系、值（U、Th丰度）相关，显然U/Pb、Th/Pb比值愈高，单位时间内衰变Pb*愈多，对应比值增加愈快。第63页 假如给定当代值为8、9、10，对应值亦可计算出来（=/137.88），将上述各值代入方程，按给定年纪值t，即可组成一组从原始铅点向外散开扇形曲线簇（右图）。 这些曲线就是普通铅单阶段增加曲线。同理亦可作出208Pb/204Pb和206Pb/204Pb之间增加曲线。普通铅单阶段增加曲线(207Pb/204Pb)tb0/(206Pb/204Pb)ta0=1/137.88(