穩定同位素地球化學

⑴ 同位素地球化學標志

近幾十年來，同位素地球化學指標在第四紀古氣候研究中被廣泛應用，取得了良好的效果。目前常用於氣候研究的元素有氧、碳和氫。

圖 11-5 瑞利分餾過程與向陸地 δ¹⁸O 降低示意圖(據 White，2000)

1. 氧同位素

在自然界，氧有三種穩定同位素，即¹⁶O、¹⁷O 和¹⁸O， 它們 的 含 量 分 別 為99. 763% 、0. 03729% 和 0. 19959% 。通常以 n(¹⁸O)/ n(¹⁶O)含量比值表示氧同位素的組成。但它們在大氣、水、有機質等介質中的同位素組成不同，以有機質的最豐富(2. 1 × 10^{－ 3})，河水最低(1. 98 × 10^{－ 3})。觀 測 和研究 表 明，氧同位素的分餾，除與水溫有關外，還與蒸發、凝聚、結晶、溶解等物理-化學過程有關。在水體的蒸發過程中，¹⁶O比¹⁸O 更易進入大氣，而使水體中的18O富集; 而在降雨過程中，¹⁸O 比¹⁶O 易於凝聚成水滴而降落。從海面蒸發的水蒸氣，在向陸方向運動過程中不斷發生水蒸氣凝結而作為雨水降落，使水蒸氣的¹⁶O 富集(圖 11-5)，而降落到陸地上的水的同位素組成較海洋上的降水偏輕。在冰期時，陸地上的一些降水以冰川的形式保存在陸地上而不能回到海洋，從而引起海水的氧同位素構成發生變化。因此，由於分餾作用，在不同的氣候條件下，表層海水、水蒸氣和陸地水中的氧同位素的構成是不同的。

在海洋環境中，由於氣候變化，引起水體中氧同位素構成發生變化，而這種變化又被生活在海水中一些微體生物(如有孔蟲)的鈣質殼體記錄下來。當這些微體生物死亡後，它們的殼體沉積到海底，並保存在沉積物中。只要我們分析沉積物中有孔蟲殼體的氧同位素比值變化就可以恢復當時的海水溫度。經過對¹⁷O 校正後，用同位素相對比率法表示試樣的氧同位素組成，其公式如下:

第四紀地質學與地貌學

氧同位素的標准有兩個，一是平均海洋水(SMOW)，其定義是 δ¹⁸O = 0; 另一是用美國北卡羅萊納州白堊紀 Pee Dee 組箭石(Belemnites)化石的 δ¹⁸O，記為 δ¹⁸O(PDB)，若用該化石的¹³C 作為¹³C 研究標准，則記為 δ¹³C(PDB)。這兩個氧同位素標準的關系為:

第四紀地質學與地貌學

δ¹⁸O 單位為 ，在海水中變化很小，海水溫度 1℃ 的變化可引起 δ¹⁸O 值的 0. 25 變化。研究還表明，δ¹⁸O 值升高，海水溫度降低，而 δ¹⁸O 值降低，海水溫度則升高。1955 年，艾米里亞尼(Emilliani)分析了加勒比海一鑽孔岩心有孔蟲殼體的 δ¹⁸O 值，得到一條曲線(圖 11－ 6)，發現曲線具有明顯的波動規律。根據曲線波動特點，從現今向前依次劃分出若干階段，並用 1、2、3……表示。δ¹⁸O 低值階段用奇數表示，而高值階段用偶數表示。也就是說，奇數代表溫暖氣候階段，而偶數代表寒冷氣候時期。後來有不少學者對各大洋深海岩心做了大量研究，支持了艾米里亞尼的結果，而且研究工作更為細致，測出第四紀以來的氧同位素值的變化(圖 11-7)。研究還發現，深海沉積物中的 δ¹⁸O 從高值到低值的變率大，而從低值到高值的變率小，也就是說全球的升溫很快，而降溫過程比較緩慢。在海洋中，沉積物微體化石殼體的δ¹⁸O 值與氣溫為負相關。

圖 11-6 加勒比海 A179-4 孔氧同位素曲線(據 Emilliani，1955)

圖 11-7 第四紀時期北大西洋DSDP607 站深海鑽孔氧同位素曲線(據 Raymo 等，1989)

對極地或高山冰川的冰心樣研究表明，δ¹⁸O 值也有明顯的波動特徵，與深海岩心所不同的是: δ¹⁸O 值升高指示氣溫升高，而δ¹⁸O 值降低指示氣溫降低，與深海岩心樣的氧同位素值變化恰好相反，這是由於氧同位素的分餾過程導致的。因此，在冰心中δ¹⁸O 值與氣溫為正相關。

除了對海洋沉積物和冰芯研究以外，還對哺乳動物化石、樹木年輪、石筍以及沉積物中碳酸鹽的氧同位素進行研究，也取得了良好的效果，具有氣候指示意義。如利用樹木年輪纖維素中的δ¹⁸O 計算氣溫(T)(℃ )，其公式如下:

第四紀地質學與地貌學

這一地區降雨中的 δ¹⁸O 值與氣溫(T)的關系如下:

第四紀地質學與地貌學

2. 碳同位素

碳也有兩種穩定同位素¹³C 和¹²C，它們的含量比值n(¹³C)/n(¹²C)變化也能指示氣候變化。在第四紀沉積物中，有兩種碳，即有機碳和無機碳。有機碳主要由生物體形成，如陸地和水體中的植物和動物，但植物是主要的。無機碳主要是沉積物中的碳酸鹽類或一些生物殼體的碳酸鹽。這兩者都可作為氣候指標。

第四紀地質學與地貌學

研究表明，在生物體中碳同位素構成與生物種類有關，如C4(碳四植物，主要是草本植物，並喜乾熱)的 δ¹³C 值較高，而 C3 植物(碳三植物，主要是木本植物，喜暖濕)的 δ¹³C 值較低。總體來說，沉積物中有機質 δ¹³C 值升高表明氣候變乾和變暖，而 δ¹³C 值降低表明氣候變濕潤和變涼(圖 11-8)。另外，有些學者根據哺乳動物牙齒的碳同位素研究動物的食性，動物食性的改變與植物類型變化相關，並與氣候變化相關聯。

在無機碳同位素研究方面，對黃土、紅粘土和土壤做的工作較多，δ¹³C 值比有機質的 δ¹³C值要高得多。總體變化特點是: δ¹³C 低值對應於溫暖濕潤氣候，而 δ¹³C 高值與乾冷氣候對應。韓家懋等(1995)根據前人和本人的資料，推導出土壤碳酸鹽的 δ¹³C 值與年均氣溫和降水量的關系式:

第四紀地質學與地貌學

式中的 x 為土壤形成時的 「乾燥度」，以年平均氣溫與年平均降水量的比值表示。

3. 氫同位素

各種物質的氫同位素用 δD()表示，主要是分析樹木消化纖維中的與碳原子(CH)結合的同位素，而不是與氧原子結合的 OH 鍵上的氫，因為後者很不穩定。研究表明，樹木硝化纖維中的 δD 值與當地的降水量、濕度和植物生長季節的平均溫度有關，特別是 δD 值對降水量最敏感。降水量越大，δD 值就越小; 反之亦然。還可通過經驗公式計算總降水量(P)和植物生長季節的平均氣溫(T)，Ramesh 建立了一個經驗公式:

第四紀地質學與地貌學

⑵ 穩定同位素測試方法

穩定同位素的研究是從氫、碳、氮、氧、硫等同位素組成變化顯著的元素起步的。在20世紀80～90年代，開始對硼、硅、氯、鋰等元素的同位素進行研究，並取得顯著進展。目前這些同位素的測試方法已經成熟，方法的多樣性和適應性顯著提高(表87.1)。

近年來由於MC-LA-ICP-MS技術的發展，包括過渡元素在內的一批重元素(如Ca、Cr、Fe、Cu、Zn、Se、Mo)的同位素開始納入研究范疇(表87.2)，大大擴展了穩定同位素的研究對象，為同位素地球化學研究開辟了廣闊前景。

表87.1 某些輕穩定同位素的分析技術現狀

續表

表87.2 某些重穩定同位素的分析技術現狀

⑶ 　同位素地球化學

2.3.1鉛同位素

本區各期花崗岩代表岩體的鉛同位素組成（表2-7）相差不大，且各岩體的鉛同位素模式年齡均為負值，鉛不是單階段演化的正常鉛，而是經歷了復雜演化過程的異常鉛。

表2-7諾爾特地區花崗岩鉛同位素組成

測試單位：中國地質科學院地質研究所。

在鉛同位素構造模式圖中（Doe和Zartman,1979），岩體鉛同位素組成位於地幔鉛及造山帶鉛之間，並且具有地殼兩階段鉛的特點（圖2-6），反映區內不同時代岩體鉛均與造山帶鉛有關，造山帶物質以地殼物質為主，同時也有地幔物質的參與。造山帶鉛的形成是由於沉積作用、火山作用、岩漿作用、變質作用以及急速的侵蝕循環作用把來自於地幔、上部地殼和下部地殼的鉛充分混合，形成具有均一U/Pb和Th/Pb的造山帶鉛。與華南地區產鈾花崗岩鉛同位素組成對比，本區不同時代花崗岩與同熔型產鈾花崗岩有相似之處，均位於造山帶鉛與地幔鉛之間，表明本區花崗岩是殼、幔物質不同程度混合的產物。在²⁰⁸Pb/²⁰⁴Pb和²⁰⁷Pb/²⁰⁴Pb與²⁰⁶Pb/²⁰⁴Pb圖中，本區花崗岩樣品點均落在殼幔混源區附近，反映了岩漿中有地殼和地幔物質的共同參與（圖2-7）。

圖2-6鉛同位素構造模式圖

1—加里東晚期花崗岩；2—華力西中期花崗岩；3—華力西晚期花崗岩；4—燕山期花崗岩；5—石炭紀火山岩

圖2-7²⁰⁸Pb/²⁰⁴Pb-²⁰⁶Pb/²⁰⁴Pb,²⁰⁷Pb/²⁰⁴Pb-²⁰⁶Pb/²⁰⁴Pb圖解

M—幔源區；MC—殼幔混源區；C—殼源區1—加里東晚期花崗岩；2—華力西中期花崗岩；3—華力西晚期花崗岩；4—燕山期花崗岩

阿提什岩體初始鉛同位素組成近似取為：²⁰⁶Pb/²⁰⁴Pb=18.690,²⁰⁷Pb/²⁰⁴Pb=15.522,²⁰⁸Pb/²⁰⁴Pb=38.047，採用原始鉛a₀=9.307,b₀=10.294,c₀=29.476，λ₈=0.155125×10^-9a^-1，λ₅=0.98485×10^-9a^-1，λ₂=0.049475×10^-9a^-1，地球年齡T=4570Ma等參數計算得到的該岩體模式年齡為負值（－139.84Ma），岩體鉛應屬異常鉛，具有多來源的特點，其演化過程不是單階段的，而是復雜的，多階段的。岩體鉛同位素演化可以用殼幔混合模式來模擬。

假定參與殼－幔混合的地殼鉛經歷了二階段演化過程，t₁為地殼物質從地幔物質中分異出來的時間，t₂為岩漿發生成岩作用時地幔來源鉛和地殼來源鉛發生混合、鉛停止演化構成封閉體系的時間，則由下式可計算出諾爾特地區地殼的形成時間t_M，混合物質μ_Mix值和（Th/U）_Mix比值：

新疆諾爾特地區岩漿活動與成礦作用

其中，（Th/U）₀=4.13，α_M、β_M、γ_M，α_c、β_c、γ_c和α_Mix、β_Mix、γ_Mix分別代表地幔的、地殼的和殼－幔混合鉛中²⁰⁶Pb/²⁰⁴Pb、²⁰⁷Pb/²⁰⁴Pb、²⁰⁸Pb/²⁰⁴Pb的比值，x表示混合²⁰⁴Pb中地幔²⁰⁴Pb所佔的百分比，ω₀=33.33，μ₀=7.8,T₀=4570Ma，α₁、γ₁分別為地殼平均時間t₁時的²⁰⁶Pb/²⁰⁴Pb和²⁰⁸Pb/²⁰⁴Pb值。

以該岩體K-Ar年齡（133Ma）代表t₂，可計算得到α_M=17.23，β_M=15.33，γ_M37.76，從而根據岩體鉛同位素組成資料可計算得到t₁=2071Ma；根據鉛同位素二階段演化模式（Stacey和Kramers,1975），可求得α₁=15.012,γ₁=34.657，進而得到μ_Mix=12.93,（Th/U）_Mix=2.72。

從計算結果可知，t₁值為2071Ma，與古元古代和中元古代的界線相當。據胡靄琴等（1994）的研究，在2000～1800Ma新疆北部地區有一次重要的殼幔分異事件，同位素證據顯示了這次地殼增生事件的存在，因此，這個年齡反映了本區地殼的形成時間。

阿提什岩體的μ_Mix值為12.93，介於上地幔和上地殼的μ值7.8～13.5之間，若以μ＝13.5作為混合端元的上地殼源組成，以μ＝7.8作為混合端元的上地幔源組成，則由μ_Mix值可求得岩漿中約有10%的鉛來自上地幔，有90%的鉛來自上地殼，可見諾爾特地區花崗岩鉛以地殼鉛為主，但是有地幔鉛的參與。

2.3.2鍶同位素

諾爾特地區加里東晚期花崗岩鍶同位素初始比值為0.71656，華力西中期花崗岩鍶初始比值為0.71523，華力西晚期花崗岩鍶初始比值為0.71048，燕山期花崗岩鍶初始比值為0.71446，變化范圍較小，鍶初始比值的變化表現為高→低→高的變化趨勢（表2-8）。

在花崗岩鍶同位素演化圖解中（Faure,1986），區內各期花崗岩樣點均落於上地幔演化線與大陸殼增長線之間（圖2-8），為中等初始⁸⁷Sr/⁸⁶Sr花崗岩。這種中等初始⁸⁷Sr/⁸⁶Sr花崗岩，位於「玄武岩源區」之上和大陸殼增長線以下的區域內，它們既含有地幔來源組分，也含有地殼岩石組分，因而其物質具有多源的特點。在花崗岩鍶同位素演化圖解中相對靠近於大陸殼增長線（圖2-8），因此，地殼組分的比例相對較高。這種鍶同位素特徵可能有三種不同的成因解釋（Faure和Powell,1977）：下部地殼源岩部分熔融形成；地幔和地殼中同位素不同儲庫的混合作用；導源於下地殼的岩漿在上升過程中與地殼沉積物的混染。根據本文的研究，區內花崗岩的成岩作用為部分熔融作用，而源岩在經部分熔融形成岩漿的過程中，鍶同位素組成通常不會發生變化，因此，岩石的鍶同位素組成即反映了岩漿源區的鍶同位素組成。同時，本區花崗岩岩漿的起源深度相當於中—下地殼部位，因此，區內花崗岩的鍶同位素特徵反映了在該區中—下地殼中有地幔物質的存在，即在源岩中有地殼物質和地幔物質的混合。

表2-8諾爾特地區花崗岩Sr、Nd同位素資料

測試單位：中國地質科學院地質研究所。註：計算中採用的計算公式及參數見Faure（1986）。

圖2-8鍶同位素演化圖解（底圖據Faure,1986）

1—加里東晚期花崗岩；2—華力西中期花崗岩；3—華力西晚期花崗岩；4—燕山期花崗岩；5—石炭紀火山岩

Ⅰ型花崗岩（源岩為火成岩）的初始⁸⁷Sr/⁸⁶Sr值小於0.707,S型花崗岩（源岩為沉積岩）的大於0.707（Chappell和White,1974）。陸殼改造型花崗岩的初始⁸⁷Sr/⁸⁶Sr值一般都大於0.710，變化范圍大（0.709～0.741）（徐克勤等，1982），在花崗岩鍶同位素演化圖中基本上均分布在大陸殼增長線之上或其附近，表明它們主要是由上部地殼岩石改造（花崗岩化或重熔）形成的。同熔型花崗岩的初始⁸⁷Sr/⁸⁶Sr值變化較小，絕大部分都介於0.705～0.709之間（徐克勤等，1982），大多分布在「玄武岩源區」以上及大陸殼增長線以下的區域內，這表明同熔型花崗岩的物質來源具有地幔和地殼雙重來源的特點。諾爾特地區各期花崗岩初始⁸⁷Sr/⁸⁶Sr值為0.71048～0.71656，均大於0.710，因此具有S型花崗岩或改造型花崗岩的特點，但是其分布於「玄武岩源區」與大陸殼增長線之間，又具有某些Ⅰ型花崗岩或同熔型花崗岩的特點，與王中剛（1994）在研究新疆北部花崗岩的成因類型時劃分的地殼重熔型花崗岩相當，與Castro等（1991）的造山帶花崗岩分類中的S型相似。

根據二元混合模擬公式（Faure,1986），並取地殼端元（A端元）的參數，（⁸⁷Sr/⁸⁶Sr）₀=0.72830,（⁸⁷Rb/⁸⁶Sr）₀=0.9548,Sr豐度（XA）=140×10^-6；虧損地幔端元（B端元）的參數，（⁸⁷Sr/⁸⁶Sr）₀=0.70450,（⁸⁷Rb/⁸⁶Sr）₀=0.0827,Sr豐度（X_B）=470×10^-6（Faure,1986）。f_A計算結果如表所示（表2-9），本區花崗岩的f_A值范圍在58.5%～87.7%，即地殼Sr組分佔58.5%～87.7%，平均為75%，也表明花崗岩物質來源中地殼組分佔主要的同時有不同程度地幔組分的混合。

2.3.3釹同位素

區內各期花崗岩¹⁴⁷Sm/¹⁴⁴Nd值較小，范圍在0.1120～0.1339;¹⁴³Nd/¹⁴⁴Nd值較大，且變化范圍較小，為0.512400～0.512481;w（Sm）/w（Nd）值范圍在0.185～0.221，且年齡越老的岩體，w（Sm）/w（Nd）比值越大；ε_Nd（t）值為－1.96～－0.82，均為負值；t_DM為1415～1029Ma（表2-9）。本區各期花崗岩ε_Nd（t）值均為負值，表明了岩漿的殼源性質。

表2-9諾爾特地區花崗岩f_A值和f_c值

地殼岩石ε_Nd（0）值的大小與源區物質（被熔融物質）的年齡成正比（DePaolo和Wasser-burg,1979），年齡越是古老，ε_Nd負值越明顯。因此，年輕地殼岩石的ε_Nd（0）值接近於零，古老地殼岩石具有較大的負ε_Nd（0）值。諾爾特地區各期花崗岩其ε_Nd（0）值范圍在－4.64～－3.06，具有較小的負值，在ε_Nd（0）-eSr（0）關系中位於年輕地殼范圍，即ε_Nd（0）值反映了花崗岩物質起源於年輕地殼，但根據前文的研究，區內花崗岩起源於中—下地殼，其ε_Nd（0）應有較大的負值。造成這種現象的原因可以認為是在源區物質中混入有地幔組分，使得ε_Nd（0）值具有接近於零值的較小負值。另外，在花崗岩ε_Nd（t）-t圖解（圖2-9）中，區內花崗岩投於球粒隕石地幔線下方，具有接近於零值的較小的負ε_Nd（t）值，這種情況，一方面可能是岩漿來源於球粒隕石地幔，另一方面可能就是來源於虧損地幔和地殼物質的混合物，根據本區的情況，可以排除第一種可能性。

根據Mc Culloch和Wasserburg（1981）的研究，地殼岩石的Nd模式年齡是基於岩石樣品中Nd同位素的兩階段演化模式提出的：第一階段是在地幔儲庫中演化，第二階段是在地殼環境中演化。由於地殼岩石的w（Sm）/w（Nd）（0.10～0.26左右）比球粒隕石儲庫的w（Sm）/w（Nd）（0.32）低得多，因而地殼岩石的形成是w（Sm）/w（Nd）發生變化的主要因素。在隨後的殼內分異過程中，包括侵蝕、沉積、變質或重熔的過程中，地殼岩石的w（Sm）/w（Nd）變化不大。在這一前提條件下，地殼岩石Nd同位素組成的變化將主要反映它們從地幔儲庫中分離時間的差異。根據計算，諾爾特地區加里東晚期、華力西中、晚期及燕山期花崗岩的Nd模式年齡分別為1415Ma,1273Ma,1066Ma及1029Ma，平均為1196Ma，該年齡值明顯低於本區地殼形成年齡（1800～2000Ma）。影響Nd模式年齡的因素主要有3個：

圖2-9￡_Nd（t）-t圖解

1—加里東晚期花崗岩；2—華力西中期花崗岩；3—華力西晚期花崗岩；4—燕山期花崗岩；5—石炭紀火山岩

（1）虧損地幔參數的選擇，虧損地幔參數的變化主要取決於虧損地幔是以大洋中脊玄武岩還是以島弧玄武岩或海島玄武岩來代表。對於諾爾特地區，本文選取普遍採用的大洋中脊玄武岩作為虧損地幔，影響應該不是太大。

（2）w（Sm）/w（Nd）比值的變化，地殼岩石的w（Sm）/w（Nd）分餾雖然原則上僅發生在它們從地幔儲庫中提取的時期內，但現有資料表明，在大陸殼的演化過程中，由於殼內分異作用（如部分熔融、結晶分異等）及新地幔物質的混入而使地殼岩石的w（Sm）/w（Nd）發生一定程度的、甚至是很明顯的變化。而在諾爾特地區，各期花崗岩的w（Sm）/w（Nd）值范圍在0.185～0.221，變化范圍很小，沈渭洲等（1989）也認為，對於花崗質岩石，w（Sm）/w（Nd）值介於0.14～0.24范圍內的，才有可能可靠地確定大陸地殼的形成時間。因此，本區花崗岩w（Sm）/w（Nd）值的變化對Nd同位素年齡的計算影響也不大。

（3）地幔物質的加入，這也是本區花崗岩Nd模式年齡降低的一個重要原因。本區花崗岩T_DM與f_c相關分析（表2-8）表明，隨著f_c值降低亦即地幔Nd組分比例的提高，Nd模式年齡有下降的趨勢。

因此，區內花崗岩的Nd模式年齡只能反映本區地殼形成年齡的最小值或殼－幔分異的加權平均年齡，而不能代表地殼的形成年齡。徐克勤等（1989）指出，只有典型的主要由地殼組分形成的陸殼改造系列花崗岩才能給出地殼形成的確切時間。雖然本區花崗岩的地球化學特徵與改造型花崗岩有相似之處，但是它們之間還是存在差異的，並非典型的主要由地殼組分形成的陸殼改造系列，其原因在於源區物質的性質。

根據Faure（1986）給出的Nd同位素二元混合方程計算的地殼Nd組分所佔的百分數f_c結果如表2-9所示，可見區內花崗岩f_c值范圍在46%～52%，平均為49%，即地殼組分佔46%～52%，與華南花崗岩（徐克勤等，1989）相比，屬於陸殼改造系列的范疇（f_c＞45%，平均76%），不同於同熔系列（f_c21%～48%，平均38%）及鹼性系列（f_c33%～34%，平均34%），也不同於源岩基本上為地殼物質組成的陸殼改造型花崗岩（f_c70%～100%）。

造成這種情況的原因可能有：①地殼物質中可能包含有一定數量的地幔組分。②由於岩漿分異，造成花崗岩中w（Sm）/w（Nd）比值比平均地殼偏高。這一點基本上可以排除，本區花崗岩w（Sm）/w（Nd）值0.185～0.221，在平均地殼岩石w（Sm）/w（Nd）值（0.1～0.26）范圍之內。③源岩中可能包含有比元古宙更老的岩石。顯然，在諾爾特地區，最有可能的是第一種情況。

2.3.4氧同位素

諾爾特地區各期花崗岩的氧同位素組成如表2-10所示。可見，從加里東晚期、華力西中、晚期及至燕山期花崗岩，氧同位素組成變化范圍較小，為10.6‰～11.8‰。

區內花崗岩的δ¹⁸O值與國內外不同地質學者劃分的成因類型花崗岩的δ¹⁸O值相比較，與徐克勤等（1989）的陸殼改造系列、吳利仁（1985）的殼型、Takahashi（1974）的鈦鐵礦系列及Chappell和White（1974）的S型花崗岩相似。

諾爾特地區各期花崗岩δ¹⁸O＞10‰（表2-10），均應屬於高180花崗岩（Taylor,1978）。花崗岩中¹⁸O富集的原因有三種：①高180的花崗岩是由源岩的物質成分決定的；②高¹⁸O花崗岩是由正常¹⁸0的母岩漿和富¹⁸0圍岩之間的同位素交換或同化混染形成的；③高¹⁸0花崗岩是由岩體形成以後的低溫蝕變作用形成的。

表2-10諾爾特地區花崗岩氧同位素組成

測試單位：中國地質科學院礦床地質研究所。

本區加里東晚期、華力西中期、燕山期花崗岩具有以下一些特點：①岩體全岩δ¹⁸O值較高（10.6‰～11.8‰），且變化范圍很小（1.2‰）；②岩體中共生石英、長石、黑雲母間的氧同位素分餾，特別是石英－長石間的氧同位素分餾（如加里東晚期塔斯比格都爾根黑雲母花崗岩的△δ¹⁸O值為2.3‰）與典型的深成岩的氧同位素分餾值（1.5‰～2.5‰）相一致；③共生礦物的δ¹⁸O值按黑雲母→長石→石英的順序遞增，如塔斯比格都爾根岩體中，δ¹⁸O^石英＞δ¹⁸O^長石＞δ80^黑雲母（表2-10），表明這些礦物是在接近於平衡的條件下形成的，同時也表明花崗岩體在形成以後，沒有受到像熱液蝕變這樣一些後期事件的強烈影響；④根據對花崗岩成岩機制的研究，也可以排除導源於上地幔的岩漿與富含¹⁸0的地殼沉積物發生混合作用（同化混染作用）或同位素交換作用的情形；⑤據前文研究，從加里東晚期到華力西中期再到燕山期，花崗岩的fc值（Nd同位素反映的殼源組分百分含量）呈50.9%→51.5%→47.2%,f^A值（Sr同位素反映的殼源組分百分含量）呈87.7%→81.1%→73.8%，而δ¹⁸O值呈11.8‰→10.8‰→10.6‰，即隨著地殼岩石中幔源組分的增高，花崗岩的δ¹⁸O值降低，這種特點表明花崗岩氧同位素組成反映的是源區物質的氧同位素組成特點。

以上證據表明，區內加里東晚期、華力西中期及燕山期的高180花崗岩主要是由其源區物質的氧同位素組成決定的。但是華力西晚期花崗岩的情況則有不同，其fc值為46.0%,f^A值為58.5%，在各期花崗岩中是最低的，反映其源區物質中幔源組分所佔比例最高，而其δ¹⁸O值較小，為11.5‰。表明華力西晚期花崗岩的氧同位素組成除了對源岩氧同位素組成的繼承之外，還存在其他影響因素。根據華力西晚期花崗岩成岩機制的研究，可以排除同化混染作用的影響，那麼很可能就是岩體形成過程中水的作用或岩體形成以後的低溫蝕變作用的影響。根據劉偉（1996）對諾爾特地區以南的北阿爾泰帶活化期的阿拉爾岩體的研究，阿拉爾岩體中共生石英、長石、黑雲母的δ¹⁸O值具有寬廣的變化范圍，且三者表現出顯著的¹⁸O/¹⁶O不平衡關系，尤其是石英、長石具有倒轉∆180關系（∆¹⁸O_{石英－長石}＜0），這種不平衡關系清楚地表明了在花崗岩－水之間發生了180/16O交換反應。並且水－岩之間的¹⁸O/¹⁶O交換反應並不伴隨著岩石礦物學上的強烈蝕變效應，這種脫耦關系暗示著交換反應發生於較高溫度即岩漿次固相—岩漿期後冷凝過程中。諾爾特地區華力西晚期花崗岩與阿拉爾岩體有相似之處，其高¹⁸0特點無法完全由源岩性質來解釋。區內華力西晚期花崗岩和阿拉爾岩體一樣，也是本區地殼演化過程中活化期的產物，此時南阿爾泰帶向北阿爾泰帶碰撞拼貼導致北阿爾泰地殼再次發生重熔岩漿作用，生成大陸弧活化花崗岩，因此，區內華力西晚期花崗岩與水之間同樣可以發生¹⁸0/¹⁶0交換反應。另外，華力西晚期花崗岩中蝕變作用效應是很微弱的，因此，可能與阿拉爾岩體一樣，這種交換反應發生於較高溫度即岩漿次固相—岩漿期後冷凝過程中。

⑷ 　同位素地球化學方法

20世紀90年代以來，同位素地球化學無論在應用上還是方法上都得到了長足的發展。

在古氣候研究方面，人們在利用碳同位素作為恢復古氣候變化工具的同時，還用⁸⁷Sr/⁸⁶Sr同位素變化研究海洋碎屑沉積物所提供的古氣候信息。為研究地球上水的成因與演化，對D/H進行了離子探針測定。

地球演化研究一直是同位素地質學研究的重要方面。近來，人們用Sm-Nd法對地球的早期和晚期分異進行了研究；用⁹⁷Tc-⁹⁷Mo和¹⁸²Hf-¹⁸²W年代測定研究地球的加積（Terrestrial accretion）和地核的形成時間；用地幔包體中氮豐度和同位素研究地幔及大氣圈演化的意義。在區域地殼演化方面，不少研究者通過對花崗岩中Nd和Pb同位素研究了中國東南部地殼演化，用Sm-Nd模式年齡研究了巴西地盾的地殼演化等。

⁴⁰Ar/³⁹Ar測定有著廣闊的發展前景。除岩石定年外，⁴⁰Ar/³⁹Ar還用於斷層年代的測定。在方法上近來又發展了⁴⁰Ar/³⁹Ar年代的激光探針測定。

裂變徑跡法在定年的基礎上，目前發展了把裂變徑跡方法用於填圖及研究增生過程，以及分析地震斷層附近的熱異常等。

氣體同位素特別是惰性氣體同位素的研究近年來得到了迅速發展。在氣體同位素研究方面如用氮同位素δ¹⁵N研究花崗岩成因。在惰性氣體研究方面，如用He研究10⁵年范圍內地下水的冷卻，鹽湖中的⁴He、²²Ne和³⁶Ar，岩石中的圈閉He和³He/⁴He，以及⁴⁰Ar和⁴⁰Ar/³⁶Ar,MORB玻璃中氦、氖、氬的分餾等。在區域地球化學方面，有人研究了中國構造地球化學分區與惰性氣體的關系；還有人分別對大別山榴輝岩的氦、氬和烏拉爾石英中的氬及氦同位素進行了研究。

宇宙成因¹⁰Be、²⁶Al和³⁶Cl的研究近來得到了廣泛的重視，有著廣闊的發展前景。如用宇宙成因的¹⁰Be、²⁶Al和³⁶Cl原位測定研究冰川發育歷史，用石英中的¹⁰Be和²⁶Al測定史前時期洞穴沉積的年齡，用宇宙成因的¹⁰Be和²⁶Al的測定估算青藏高原剝蝕速度，以及通過島弧火山岩中的¹⁰Be研究大洋沉積物帶入島弧岩漿岩的問題等。此外，¹⁴C和¹⁰Be的同位素亦用於氣候變化研究。¹⁰Be還用於研究M/G（Matusyama/Guass）地磁倒轉邊界的變化。

Re-Os體系是一個值得注意的方法。目前這方面的研究包括球粒隕石中的Re-Os體系、輝鉬礦的Re-Os定年和黑色頁岩中的Re-Os體系研究等。

除此以外，Ra、B等同位素的研究也日益為人們所關注。有人認為湖泊中²²⁶Ra的行為研究是測定全新世沉積物年齡的一種潛在方法。還有人對岩漿及海底熱液成礦系統中的硼同位素進行了研究。

在方法方面，近年來發展了用高精度等離子質譜測定⁶⁵Cu/⁶³Cu比值的天然變化；發展了熱離子化質譜儀（TIMS:Thermal Ionization Mass spectromete）和加速器質譜儀（AMS），以及用熱發光定年研究古地震和湖相沉積物的年齡等。

在第30屆國際地質大會上，不少學者報道了基礎地質研究中的同位素地球化學方法。其中主要有J.Veizer的鍶同位素地層學研究，K.Konno等對魚牙齒化石的鍶同位素研究，以及M.Novak對基岩-森林土-雲杉冠-大氣系統的硫同位素動力學研究。在環境的同位素地球化學研究方面，有洪阿實用海洋穩定同位素示蹤對全球變化的研究，李浩對南中國海風成沉積的古環境意義的研究和魏克勤對中國季風區的δ¹⁸O對古氣候指示的研究。在同位素的地質測量新技術與新方法方面，G.Faure在用宇宙成因核類（¹⁰Be）研究南極石英暴露年齡方面取得了引人注意的成果。J.H.Chen等用高精度熱離子質譜測量了第四紀火山岩地磁漂移的²³⁸U-²³⁰Th年齡。

⑸ 穩定同位素在地質學中的應用 如題

同位素地球化學及其在地學研究中的應用
湯倩邸文(中山大學地球科學系)
摘要:同位素地球化學研究進展顯著,在地學研究中被廣泛應用,目前主要應用於以下三個方面:1.地質過程物理化學條件和環境指示; 2.同位素地質定年; 3.地球化學示蹤.本文從綜述的角度對同位素應用的理論基礎、研究方法和應用及現狀進行了較詳細的闡述,並指出新的同位素Si、Li、B、Cl及過渡族Cu、Zn、Fe同位素的重要意義及其應用前景.
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⑹ 穩定同位素組成的表示方法

研究各種地質體中同位素豐度的變化是穩定同位素地球化學的基礎。對於有兩種以上穩定同位素的元素，多研究其中兩種豐度較大的同位素的行為。

一種元素的同位素組成表示方法可用同位素絕對比值，例如迪亞布洛峽谷的鐵隕石中³²S/³⁴S=22.22，或³⁴S/³²S=0.0450045。但在地球化學研究中常用的方法是與標准樣品相應的同位素比值相比較，並用偏差千分率表示出來，上述定義用公式表示如下：

地球化學原理（第三版）

為了便於對比，世界各國所採用的標准樣品已基本統一。國際氫、碳、氧、硫同位素標准樣品的名稱及其同位素絕對比值見表3-4。

表3-4 氫、碳、氧、硫同位素標准樣品

每個測定樣品的偏差值可正可負，正值表示與標准相比所測樣品中重同位素有一定富集，而負值則表示重同位素有一定的貧化，亦即輕同位素有所富集。

⑺ 穩定同位素的地球化學應用領域

研究領域主要有兩個方面：穩定同位素地球化學和同位素年代學。穩定同位素地球化學主要研究自然界中穩定同位素的豐度及其變化規律，並用以解釋岩石和礦石的物質來源及其成因等地質問題。同位素年代學又分為同位素地質年代學和宇宙年代學，前者主要研究地球及其地質體的年齡和演化歷史，後者則主要研究天體的年齡和演化歷史。 ?穩定同位素地球化學 ：
同位素地球化學的一個研究領域。主要研究自然界中穩定同位素的豐度及其變化規律，並用來解決地質問題。穩定同位素包括放射衰變成因的和非放射成因的，如206Pb、207Pb、208Pb、87Sr和143Nd就是分別由238U、235U、232Th、87Rb和147Sm放射衰變而形成的穩定同位素；而H、C、O、S的同位素如1H、2H、12C、13C、16O、17O、18O、32S、33S、34S、 36S則是天然穩定同位素。由於H、C、O、 S的原子序數小於20，所以其同位素又可稱為輕穩定同位素。穩定同位素豐度發生變化的主要原因是同位素的分餾作用。 同位素分餾指由物理、化學以及生物作用所造成的某一元素的同位素在兩種物質或兩種物相間分配上的差異現象。引起同位素分餾的主要機制有：①同位素交換反應。是不同化合物之間、不同相之間或單個分子之間發生同位素分…… ?同位素年代學從誕生至今已經一個多世紀，但至今發展速度很快，新方法、新理論不斷提出，新技術得到了不斷地應用，尤其是高精尖儀器的引入，發展異常迅速，幾乎每天都有新發現。以下僅簡要介紹常規方法及部分進展，以起到以管窺豹之效。
1. Rb-Sr法
2. Sm-Nd法
3. U-Pb法

⑻ 穩定同位素地球化學特徵

穩定同位素地球化學研究是判斷成礦物質來源的一種較成功的方法。對礦物流體包裹體的H,O,C同位素組成，全岩C,O和礦石S同位素組成的研究，可為本區成岩成礦物質來源分析提供依據。

8.2.1穩定同位素組成分析樣品的採集與實驗方法

此次工作選擇區內的安壩、葛條灣和高樓山3個礦段，共採集穩定同位素分析樣品21件。其中，礦物流體包裹體氫（δD_{（－SMOW）}）同位素分析樣品10件、含水礦物氧（δ¹⁸O_{石英（－SMOW）}）同位素分析樣品10件、礦物流體包裹體碳

同位素分析樣品4件、全岩氧（δ¹⁸O_－（PDB））同位素分析樣品4件、全岩碳（δ¹³C_（－PDB））同位素分析樣品4件，輝銻礦、黃鐵礦及全岩硫（δ³⁴S_（－CDT））同位素分析樣品共10件。其中，所有單礦物樣品均在顯微鏡下進行了精心挑選，使待測的單礦物純度達到98%以上。

礦物中流體包裹體的提取採用真空熱爆法。即將樣品置於石英管中，在250℃溫度下連續抽真空以去除吸附水，然後在略高於礦物中流體包裹體形成溫度下加熱，使礦物中的封閉體系（流體包裹體）泄漏，熱爆泄漏出的水經600℃的氣化銅爐，然後用液氮凍取水和二氧化碳，送質譜分析。

全岩中的C和O同位素組成測定是通過CO₂的分析而完成。全岩C和O同位素組成是通過樣品與100%的磷酸（H₃PO₄）在25℃條件下反應，並測定反應生成的二氧化碳獲得。

全岩硫同位素組成是先通過全岩樣品與氧化銅按比例混合，並在真空系統中高溫加熱獲得SO₂，再用液氮吸收SO₂，然後用質譜分析而獲得。

本次分析數據所用標准為：流體包裹體水的H和O用SMOW，流體包裹體C用PDB，全岩O用PDB，全岩S用CDT。δ值分析誤差流體包裹體H為±0.2‰，流體包裹體O為±1.4‰，全岩C為±0.5‰，全岩S為±0.19‰，全岩O為±0.02‰。

8.2.2氫氧同位素組成特徵

陽山礦區氫氧同位素組成樣品采自區內含金脈體以及各種蝕變礦化岩石中的石英和方解石，測定結果列於表8.6。

從表中可見，本區的石英氫氧同位素組成為：δ¹⁸O_{石英（－SMOW）}值介於14.2‰～22.7‰之間，δD_{（－SMOW）}值在－79‰～－56‰之間。根據N.Clayton（1972）的計算公式：

甘肅省陽山金礦地質與勘查

式中：δ¹⁸O_含水礦物的測定對象為石英；T代表形成溫度，葛條灣和安壩礦段取平均溫度為197.5℃，其他礦段取187℃。

計算獲得的

值為1.63‰～10.83‰（表8.6），主要集中於4‰～9‰之間。

表8.6 陽山金礦床及外圍礦點氫氧硫同位素分析結果一覽表δ/‰

楊榮生（2007）對陽山礦區不同成礦階段的石英、方解石δ¹⁸O值也進行了測定（表8.7），其所測石英的δ¹⁸O_石英值為17.57‰～22.68‰，與本次測試結果基本一致；所測石英δD_{（－SMOW）}值介於－86.37‰～－73.29‰之間，略低於本次所測的δD值。在計算

值時，因其所用溫度偏高，所以

值偏大。

表8.7 陽山金礦成礦流體氫氧同位素組成

將陽山礦區的δD_{（－SMOW）}和

值投影於圖8.3中可見，本區的氫氧同位素組成主要分布於標准岩漿水附近，與我國川西北地區東北寨金礦、馬腦殼金礦接近，而與我國滇黔桂地區的微細浸染金礦床（板其、丫他金礦）以及美國卡林型金礦床（卡林、傑里特、科特茲）有著較為明顯的差別，後者成礦流體為大氣降水。反映本區金礦成礦流體應以岩漿熱液為主，金礦的形成與岩漿活動關系密切。

在陽山礦區及外圍石英脈產狀不同，其氫氧同位素組成也有差異，在主礦體附近黃鐵礦－石英細脈的

值一般大於7‰，而非礦化石英脈、方解石脈以及礦區外圍含礦石英脈的

值一般小於7‰，其投影點明顯向雨水線偏移，表明這些脈體形成時有較明顯的大氣降水混入。

8.2.3全岩碳氧同位素組成特徵

陽山礦帶不同岩（礦）石全岩碳同位素組成見表8.8，據徐步台等（1986）的資料，岩漿成因碳的δ¹³C_（－PDB）值為－5‰～－8‰，海相沉積碳的δ¹³C_（－PDB）值為－3‰～3‰，陸相沉積碳的δ¹³C_（－PDB）值為－5‰～－20‰，沉積還原碳的δ¹³C_（－PDB）值小於－15‰。陽山金礦斜長花崗斑岩脈δ¹³C_（－PDB）值為－9.09‰～－9.14‰，安壩礦段石英的δ¹³C_（－PDB）值為－8.36‰，與岩漿成因碳較為接近。而葛條灣礦段石英的δ¹³C_（－PDB）值為－2.19‰，與海相沉積碳較為一致。因此，本區碳的來源可能多樣，既有岩漿成因碳，又有沉積碳的成分。

圖8.3 陽山金礦床氫、氧同位素組成及與相關礦床對比圖

（東北寨、橋橋上、哲波山資料據鄭明華，1994；馬腦殼資料據李澤琴，1995；板其、丫他資料據袁萬春，1995；傑里特、科特茲及卡林金礦資料據Arehart,1996）

表8.8 陽山金礦床碳、氫、氧、硫同位素分析結果δ/‰

有關資料表明，碳酸鹽的δ¹⁸O_（－PDB）值介於－20.96‰～－4.65‰之間，大多在－15‰～－5‰范圍內，海相碳酸鹽的δ¹⁸O_（－PDB）值在0～20‰之間，火成碳酸鹽的δ¹⁸O_（－PDB）值大多偏負（陳好壽，1994）。陽山礦帶斜長花崗斑岩脈的δ¹⁸O_{全岩（－PDB）}值為－9.77‰～－9.75‰，安壩礦化千枚岩中石英脈的δ¹⁸O_（－PDB）值為－13.54‰～－9.06‰，礦化千枚岩全岩的δ¹⁸O_{全岩（－PDB）}值為－8.15‰。除葛條灣石英脈的δ¹⁸O值較低外，其餘值較為接近。

楊榮生（2007）對陽山金礦區礦石及石英脈碳同位素進行了測試，結果表明，陽山金礦全岩碳的δ¹³C值主要介於－9.14‰～1.16‰之間（表8.9），不同類型礦石的δ¹³C值介於－6.97‰～－1.96‰之間，顯示出「混合碳源」信息。在δ¹³C_（－PDB）－δ¹⁸O_{（－SMOW）}圖解中（圖8.4），早中成礦階段流體的碳同位素組成明顯落於花崗岩區附近，而礦區碳酸鹽岩、地層圍岩和蝕變岩碳同位素組成明顯落於碳酸鹽岩區附近，顯示礦區成礦流體中碳主要來自於岩漿岩，並在一定程度上受到地層中沉積碳的混染。

表8.9 陽山金礦石英脈中碳同位素組成

8.2.4硫同位素組成特點

一般認為，礦物從成礦溶液中沉澱析出，都是因為成礦溶液本身的物理化學條件發生了變化。從成礦溶液中沉澱析出的各種硫化物的硫同位素組成不僅取於成礦溶液的總硫同位素組成（δ³⁴S_∑S），同時也取決於礦物沉澱時的物理化學條件。H.Ohmoto（1972）將影響δ³⁴S值的因素表達為：

甘肅省陽山金礦地質與勘查

式中：δ³⁴S_∑S為成礦溶液的總硫同位素組成；T為礦物的形成溫度（多用均一溫度）；pH為成礦溶液的酸鹼度；I為成礦溶液的離子強度。

但對於還原性成礦系統而言，由於缺乏硫酸鹽礦物，硫化物δ³⁴S值接近於成礦流體δ³⁴S_∑S值（Rye,1993）。合成實驗也表明，黃鐵礦δ³⁴S值通常可代表硫儲庫的δ³⁴S（Butler et al.,2004），因此，硫化物δ³⁴S值可被直接用於討論礦石的硫源，進而揭示成礦流體或成礦物質來源。

圖8.4 陽山礦區岩礦石δ¹³C_（－PDB）－δ¹⁸O_{（－SMOW）}圖解

（據楊榮生，2007）

○—白雲岩；口—早中階段流體；＋—晚階段流體；△—各類礦石及蝕變岩

野外選擇礦區的主礦體305^＃脈開展硫同位素組成特徵研究。共計選送10件硫同位素分析樣品，其中5件為黃鐵礦，2件為輝銻礦，其餘3件均為黃鐵礦較為發育的蝕變岩石。樣品分析結果列於表8.6和表8.8。從表中可見，①礦脈中黃鐵礦及輝銻礦硫同位素組成δ³⁴S_（－CDT）值均以較小的負值為特徵，其變化范圍為－3.47‰～－0.7‰（平均為－2.2‰），接近於岩漿硫；②礦區三河口群中沉積黃鐵礦的δ³⁴S_（－CDT）值為較高的正值（10.1‰～10.9‰），即以富集重硫為特徵；③礦區黃鐵礦化千枚岩的硫同位素δ³⁴S_（－CDT）值也為較高的正值（9.56‰～13.23‰）。

楊榮生（2007）對陽山金礦區不同岩礦石硫同位素組成也做了分析（表8.10），結果表明：①礦化斜長花崗斑岩脈中黃鐵礦、毒砂、輝銻礦的硫同位素組成δ³⁴S_（－CDT）值均以較小的正值或負值為特徵，其變化范圍為－4.7‰～3.7‰（平均為－0.5‰），與岩漿硫特徵基本一致；礦化石英脈中黃鐵礦也表現出相似的硫同位素組成；②礦區三河口群灰岩中黃鐵礦的δ³⁴S_（－CDT）值也以較高的正值（15.3‰～17.5‰）為特徵，可能表明黃鐵礦的硫主要來自海水硫酸根離子的還原作用（沈渭洲，1997）；③礦化千枚岩硫同位素組成介於兩者之間，其中葛條灣及觀音壩礦段礦化千枚岩中黃鐵礦硫同位素組成以正值為特徵，δ³⁴S_（－CDT）為5.1‰～6.6‰，較接近地層中的沉積硫；而安壩礦段礦化千枚岩中黃鐵礦的δ³⁴S_（－CDT）值為－4.6‰～0.2‰，更接近岩漿硫特徵（圖8.5）。

上述資料表明，陽山金礦區存在兩種硫源，其一為地層中的沉積硫，硫同位素組成以較大的正值為特徵；其二為成礦期的岩漿硫，硫同位素組成以較小的正值或負值為特徵；兩者硫同位素組成差別較大，並且陽山金礦礦體中的硫主要為岩漿硫，局部礦體混入了較多的地層硫。

表8.10 陽山金礦硫化物及圍岩硫同位素組成特徵

圖8.5 陽山金礦不同類型硫化物硫同位素組成

（據楊榮生，2007）

將我國滇黔桂地區、西秦嶺地區微細浸染型金礦與陽山金礦硫同位素值進行比較（圖8.6）可以看出，滇黔桂地區微細浸染型金礦床黃鐵礦硫同位素值主要集中於－3‰～16‰，明顯以富重硫為特徵，並且熱液黃鐵礦與同生沉積黃鐵礦硫同位素組成較為相似；西秦嶺地區微細浸染型金礦床硫同位素主要集中於－5‰～5‰，陽山金礦硫同位素組成與西秦嶺地區其他金礦較為接近，礦石中黃鐵礦、毒砂、輝銻礦與沉積成因黃鐵礦硫同位素組成的明顯差異也反映了礦石硫主要來自岩漿熱液。

圖8.6 我國部分微細浸染型金礦硫同位素組成

（滇黔桂地區微細浸染型金礦床據Mao et al.,2002；西秦嶺地區據盧紀英等，2001；其他據本書）1—同生黃鐵礦；2—熱液型黃鐵礦；3—辰砂；4—輝銻礦；5—毒砂