六稳定同位素.pptVIP

五 氧、氢同位素在地质与环境 科学中的应用 (一) 氧同位素与岩浆演化的关系 一般基性火成岩δ18O值变化于+5.5-7.4‰，与安山岩类不易区分。花岗岩与伟晶岩变化于7-13‰，这与石英和碱长石的富集有关。 实例分析：1 混合混染效应 冈底斯西段超钾质 火山岩（20Ma ） 橄榄石、辉石斑晶 δ18O 为6.2-6.57， 接近幔源岩浆正常 值 全岩为9.7-11.0 斑 晶-基质间δ18O差 值显著大于温度分 馏影响范围 冈底斯西段超钾质火山岩的 87Sr/86Sr-La/Nb图解 实例分析2：与水溶液的相互作用 格陵兰斯凯加尔德岩体: 暗色辉长岩\浅色辉长岩\ 辉石花斑岩 +6~ +3 ‰ +1 ‰ +3‰ 雨水在固相线下与岩浆相互作用，产生异常低值 实例分析：3 氧同位素与Sr、 Nd同位素的扩散平衡问题 大别超高压岩石研究（郑永飞等2003）表明： 1、当石榴石与绿辉石氧同位素在峰期变质温度(600-720℃)达到平衡时，Sm-Nd矿物等时线给出实际年龄（213-238Ma） 。 2、当石榴石与绿辉石氧同位素未达平衡时, Nd同位素也不平衡, 出现无意义老年龄 3、高压下Sr、O的扩散速率大于Nd，它们保留着比峰期变质温度低得多的平衡温度(420-550℃)，Rb-Sr年龄集中在171-174Ma，显著小于峰期变质年龄。 (二) 古海洋温度测定 理论依据(1):碳酸钙沉淀与海水间的氧同位素分 馏遵循下列方程： CaC16O3+H218O — CaC18O3+H216O 平衡常数（K）与分馏系数（a）的关系： [CaC18O3] 1/3 [H216O ] K = —————————— [CaC16O3] 1/3[H218O ] [ (CaC18O3)／(CaC16O3)] 1/3 = ——————————— = RC ／RW = a [H218O ]／[H216O ] RC、RW分别为碳酸钙和海水的18O/16O 比值。 方解石-水体系在25度时的同位素分馏系数 a=1.0286，方解石比水富集18O。 实验测得方解石与水的δ值与水温的关系式为： t ℃=16.9-4.2(δC-δW)+0.13(δC -δW )2 海水体积巨大，氧同位素组成不受方解石沉淀所影响。 只要测得已知时代的方解石与海洋的氧同位素组成，根据上式可计算出古海水温度。 (2): 硅藻、放射虫等骸骨和生物贝壳的氧同位素组成指示海洋温度的变化 显生宙时期的地球经历了较大的气候变化，按不同时间尺度可以分为： 构造的（ 500ka）、 轨道的（20-400ka）、 洋流 (~ka) 了解过去，预测未来 25℃时下列平衡的分馏系数α＝1.075 32SO4-2溶液＋H234S气＝ 34SO4-2溶液＋ H232S气 这一平衡在低温化学体系中无法进行，但可以通过细菌参与（酶一催化）的硫酸盐还原反应达到。这一交换平衡使H2S相对于硫酸盐富集32S高达75 ‰ (Chambers，1973）。 硫同位素对生物成矿作用（草莓状矿石结构）研究具有重要意义。 四 硫同位素地质温度计 在共生矿物中，硫同位素分馏与矿物形成的温度密切相关。成矿温度愈高，矿物间同位素分馏愈小；成矿温度愈低，分馏愈明显。 共生矿物中同位素分馏与温度的关系式为： 对于硫化物来说B值一般为零，实验测定了部分硫化物的硫同位素测温系数A值，结果见下表： 表6-2硫同位素测温系数A值 作者 矿物对 梶 原、克罗塞（1971） 扎曼斯基、拉伊（1974） 黄铁矿－方铅矿 11×105 9.3×105 闪锌矿－方铅矿 8×105 7.0×105 黄铁矿－闪锌矿 3×105 (2.3×105) 黄铁矿－黄铜矿 4.5×105 ? 黄铜矿－方铅矿 6.5×105 ? ? 前者为干体系，后者为热水系统实验结果。两者A值的差别使同 位素计温结果差40-60℃。日本学者大本在总结带包裹体测温数 据的闪锌矿与方铅矿之间硫同位素分馏值与温度的关系时，确定 A 值为7.3×105。证实扎曼斯基实验数据更接近实际情况。 同位素地质温度计的最大优点是计温不受矿物