稳定同位素地球化学

⑴ 同位素地球化学标志

近几十年来，同位素地球化学指标在第四纪古气候研究中被广泛应用，取得了良好的效果。目前常用于气候研究的元素有氧、碳和氢。

图 11-5 瑞利分馏过程与向陆地 δ¹⁸O 降低示意图(据 White，2000)

1. 氧同位素

在自然界，氧有三种稳定同位素，即¹⁶O、¹⁷O 和¹⁸O， 它们 的 含 量 分 别 为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组成。但它们在大气、水、有机质等介质中的同位素组成不同，以有机质的最丰富(2. 1 × 10^{－ 3})，河水最低(1. 98 × 10^{－ 3})。观 测 和研究 表 明，氧同位素的分馏，除与水温有关外，还与蒸发、凝聚、结晶、溶解等物理-化学过程有关。在水体的蒸发过程中，¹⁶O比¹⁸O 更易进入大气，而使水体中的18O富集; 而在降雨过程中，¹⁸O 比¹⁶O 易于凝聚成水滴而降落。从海面蒸发的水蒸气，在向陆方向运动过程中不断发生水蒸气凝结而作为雨水降落，使水蒸气的¹⁶O 富集(图 11-5)，而降落到陆地上的水的同位素组成较海洋上的降水偏轻。在冰期时，陆地上的一些降水以冰川的形式保存在陆地上而不能回到海洋，从而引起海水的氧同位素构成发生变化。因此，由于分馏作用，在不同的气候条件下，表层海水、水蒸气和陆地水中的氧同位素的构成是不同的。

在海洋环境中，由于气候变化，引起水体中氧同位素构成发生变化，而这种变化又被生活在海水中一些微体生物(如有孔虫)的钙质壳体记录下来。当这些微体生物死亡后，它们的壳体沉积到海底，并保存在沉积物中。只要我们分析沉积物中有孔虫壳体的氧同位素比值变化就可以恢复当时的海水温度。经过对¹⁷O 校正后，用同位素相对比率法表示试样的氧同位素组成，其公式如下:

第四纪地质学与地貌学

氧同位素的标准有两个，一是平均海洋水(SMOW)，其定义是 δ¹⁸O = 0; 另一是用美国北卡罗莱纳州白垩纪 Pee Dee 组箭石(Belemnites)化石的 δ¹⁸O，记为 δ¹⁸O(PDB)，若用该化石的¹³C 作为¹³C 研究标准，则记为 δ¹³C(PDB)。这两个氧同位素标准的关系为:

第四纪地质学与地貌学

δ¹⁸O 单位为 ，在海水中变化很小，海水温度 1℃ 的变化可引起 δ¹⁸O 值的 0. 25 变化。研究还表明，δ¹⁸O 值升高，海水温度降低，而 δ¹⁸O 值降低，海水温度则升高。1955 年，艾米里亚尼(Emilliani)分析了加勒比海一钻孔岩心有孔虫壳体的 δ¹⁸O 值，得到一条曲线(图 11－ 6)，发现曲线具有明显的波动规律。根据曲线波动特点，从现今向前依次划分出若干阶段，并用 1、2、3……表示。δ¹⁸O 低值阶段用奇数表示，而高值阶段用偶数表示。也就是说，奇数代表温暖气候阶段，而偶数代表寒冷气候时期。后来有不少学者对各大洋深海岩心做了大量研究，支持了艾米里亚尼的结果，而且研究工作更为细致，测出第四纪以来的氧同位素值的变化(图 11-7)。研究还发现，深海沉积物中的 δ¹⁸O 从高值到低值的变率大，而从低值到高值的变率小，也就是说全球的升温很快，而降温过程比较缓慢。在海洋中，沉积物微体化石壳体的δ¹⁸O 值与气温为负相关。

图 11-6 加勒比海 A179-4 孔氧同位素曲线(据 Emilliani，1955)

图 11-7 第四纪时期北大西洋DSDP607 站深海钻孔氧同位素曲线(据 Raymo 等，1989)

对极地或高山冰川的冰心样研究表明，δ¹⁸O 值也有明显的波动特征，与深海岩心所不同的是: δ¹⁸O 值升高指示气温升高，而δ¹⁸O 值降低指示气温降低，与深海岩心样的氧同位素值变化恰好相反，这是由于氧同位素的分馏过程导致的。因此，在冰心中δ¹⁸O 值与气温为正相关。

除了对海洋沉积物和冰芯研究以外，还对哺乳动物化石、树木年轮、石笋以及沉积物中碳酸盐的氧同位素进行研究，也取得了良好的效果，具有气候指示意义。如利用树木年轮纤维素中的δ¹⁸O 计算气温(T)(℃ )，其公式如下:

第四纪地质学与地貌学

这一地区降雨中的 δ¹⁸O 值与气温(T)的关系如下:

第四纪地质学与地貌学

2. 碳同位素

碳也有两种稳定同位素¹³C 和¹²C，它们的含量比值n(¹³C)/n(¹²C)变化也能指示气候变化。在第四纪沉积物中，有两种碳，即有机碳和无机碳。有机碳主要由生物体形成，如陆地和水体中的植物和动物，但植物是主要的。无机碳主要是沉积物中的碳酸盐类或一些生物壳体的碳酸盐。这两者都可作为气候指标。

第四纪地质学与地貌学

研究表明，在生物体中碳同位素构成与生物种类有关，如C4(碳四植物，主要是草本植物，并喜干热)的 δ¹³C 值较高，而 C3 植物(碳三植物，主要是木本植物，喜暖湿)的 δ¹³C 值较低。总体来说，沉积物中有机质 δ¹³C 值升高表明气候变干和变暖，而 δ¹³C 值降低表明气候变湿润和变凉(图 11-8)。另外，有些学者根据哺乳动物牙齿的碳同位素研究动物的食性，动物食性的改变与植物类型变化相关，并与气候变化相关联。

在无机碳同位素研究方面，对黄土、红粘土和土壤做的工作较多，δ¹³C 值比有机质的 δ¹³C值要高得多。总体变化特点是: δ¹³C 低值对应于温暖湿润气候，而 δ¹³C 高值与干冷气候对应。韩家懋等(1995)根据前人和本人的资料，推导出土壤碳酸盐的 δ¹³C 值与年均气温和降水量的关系式:

第四纪地质学与地貌学

式中的 x 为土壤形成时的 “干燥度”，以年平均气温与年平均降水量的比值表示。

3. 氢同位素

各种物质的氢同位素用 δD()表示，主要是分析树木消化纤维中的与碳原子(CH)结合的同位素，而不是与氧原子结合的 OH 键上的氢，因为后者很不稳定。研究表明，树木硝化纤维中的 δD 值与当地的降水量、湿度和植物生长季节的平均温度有关，特别是 δD 值对降水量最敏感。降水量越大，δD 值就越小; 反之亦然。还可通过经验公式计算总降水量(P)和植物生长季节的平均气温(T)，Ramesh 建立了一个经验公式:

第四纪地质学与地貌学

⑵ 稳定同位素测试方法

稳定同位素的研究是从氢、碳、氮、氧、硫等同位素组成变化显著的元素起步的。在20世纪80～90年代，开始对硼、硅、氯、锂等元素的同位素进行研究，并取得显著进展。目前这些同位素的测试方法已经成熟，方法的多样性和适应性显著提高(表87.1)。

近年来由于MC-LA-ICP-MS技术的发展，包括过渡元素在内的一批重元素(如Ca、Cr、Fe、Cu、Zn、Se、Mo)的同位素开始纳入研究范畴(表87.2)，大大扩展了稳定同位素的研究对象，为同位素地球化学研究开辟了广阔前景。

表87.1 某些轻稳定同位素的分析技术现状

续表

表87.2 某些重稳定同位素的分析技术现状

⑶ 　同位素地球化学

2.3.1铅同位素

本区各期花岗岩代表岩体的铅同位素组成（表2-7）相差不大，且各岩体的铅同位素模式年龄均为负值，铅不是单阶段演化的正常铅，而是经历了复杂演化过程的异常铅。

表2-7诺尔特地区花岗岩铅同位素组成

测试单位：中国地质科学院地质研究所。

在铅同位素构造模式图中（Doe和Zartman,1979），岩体铅同位素组成位于地幔铅及造山带铅之间，并且具有地壳两阶段铅的特点（图2-6），反映区内不同时代岩体铅均与造山带铅有关，造山带物质以地壳物质为主，同时也有地幔物质的参与。造山带铅的形成是由于沉积作用、火山作用、岩浆作用、变质作用以及急速的侵蚀循环作用把来自于地幔、上部地壳和下部地壳的铅充分混合，形成具有均一U/Pb和Th/Pb的造山带铅。与华南地区产铀花岗岩铅同位素组成对比，本区不同时代花岗岩与同熔型产铀花岗岩有相似之处，均位于造山带铅与地幔铅之间，表明本区花岗岩是壳、幔物质不同程度混合的产物。在²⁰⁸Pb/²⁰⁴Pb和²⁰⁷Pb/²⁰⁴Pb与²⁰⁶Pb/²⁰⁴Pb图中，本区花岗岩样品点均落在壳幔混源区附近，反映了岩浆中有地壳和地幔物质的共同参与（图2-7）。

图2-6铅同位素构造模式图

1—加里东晚期花岗岩；2—华力西中期花岗岩；3—华力西晚期花岗岩；4—燕山期花岗岩；5—石炭纪火山岩

图2-7²⁰⁸Pb/²⁰⁴Pb-²⁰⁶Pb/²⁰⁴Pb,²⁰⁷Pb/²⁰⁴Pb-²⁰⁶Pb/²⁰⁴Pb图解

M—幔源区；MC—壳幔混源区；C—壳源区1—加里东晚期花岗岩；2—华力西中期花岗岩；3—华力西晚期花岗岩；4—燕山期花岗岩

阿提什岩体初始铅同位素组成近似取为：²⁰⁶Pb/²⁰⁴Pb=18.690,²⁰⁷Pb/²⁰⁴Pb=15.522,²⁰⁸Pb/²⁰⁴Pb=38.047，采用原始铅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，地球年龄T=4570Ma等参数计算得到的该岩体模式年龄为负值（－139.84Ma），岩体铅应属异常铅，具有多来源的特点，其演化过程不是单阶段的，而是复杂的，多阶段的。岩体铅同位素演化可以用壳幔混合模式来模拟。

假定参与壳－幔混合的地壳铅经历了二阶段演化过程，t₁为地壳物质从地幔物质中分异出来的时间，t₂为岩浆发生成岩作用时地幔来源铅和地壳来源铅发生混合、铅停止演化构成封闭体系的时间，则由下式可计算出诺尔特地区地壳的形成时间t_M，混合物质μ_Mix值和（Th/U）_Mix比值：

新疆诺尔特地区岩浆活动与成矿作用

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分别代表地幔的、地壳的和壳－幔混合铅中²⁰⁶Pb/²⁰⁴Pb、²⁰⁷Pb/²⁰⁴Pb、²⁰⁸Pb/²⁰⁴Pb的比值，x表示混合²⁰⁴Pb中地幔²⁰⁴Pb所占的百分比，ω₀=33.33，μ₀=7.8,T₀=4570Ma，α₁、γ₁分别为地壳平均时间t₁时的²⁰⁶Pb/²⁰⁴Pb和²⁰⁸Pb/²⁰⁴Pb值。

以该岩体K-Ar年龄（133Ma）代表t₂，可计算得到α_M=17.23，β_M=15.33，γ_M37.76，从而根据岩体铅同位素组成资料可计算得到t₁=2071Ma；根据铅同位素二阶段演化模式（Stacey和Kramers,1975），可求得α₁=15.012,γ₁=34.657，进而得到μ_Mix=12.93,（Th/U）_Mix=2.72。

从计算结果可知，t₁值为2071Ma，与古元古代和中元古代的界线相当。据胡霭琴等（1994）的研究，在2000～1800Ma新疆北部地区有一次重要的壳幔分异事件，同位素证据显示了这次地壳增生事件的存在，因此，这个年龄反映了本区地壳的形成时间。

阿提什岩体的μ_Mix值为12.93，介于上地幔和上地壳的μ值7.8～13.5之间，若以μ＝13.5作为混合端元的上地壳源组成，以μ＝7.8作为混合端元的上地幔源组成，则由μ_Mix值可求得岩浆中约有10%的铅来自上地幔，有90%的铅来自上地壳，可见诺尔特地区花岗岩铅以地壳铅为主，但是有地幔铅的参与。

2.3.2锶同位素

诺尔特地区加里东晚期花岗岩锶同位素初始比值为0.71656，华力西中期花岗岩锶初始比值为0.71523，华力西晚期花岗岩锶初始比值为0.71048，燕山期花岗岩锶初始比值为0.71446，变化范围较小，锶初始比值的变化表现为高→低→高的变化趋势（表2-8）。

在花岗岩锶同位素演化图解中（Faure,1986），区内各期花岗岩样点均落于上地幔演化线与大陆壳增长线之间（图2-8），为中等初始⁸⁷Sr/⁸⁶Sr花岗岩。这种中等初始⁸⁷Sr/⁸⁶Sr花岗岩，位于“玄武岩源区”之上和大陆壳增长线以下的区域内，它们既含有地幔来源组分，也含有地壳岩石组分，因而其物质具有多源的特点。在花岗岩锶同位素演化图解中相对靠近于大陆壳增长线（图2-8），因此，地壳组分的比例相对较高。这种锶同位素特征可能有三种不同的成因解释（Faure和Powell,1977）：下部地壳源岩部分熔融形成；地幔和地壳中同位素不同储库的混合作用；导源于下地壳的岩浆在上升过程中与地壳沉积物的混染。根据本文的研究，区内花岗岩的成岩作用为部分熔融作用，而源岩在经部分熔融形成岩浆的过程中，锶同位素组成通常不会发生变化，因此，岩石的锶同位素组成即反映了岩浆源区的锶同位素组成。同时，本区花岗岩岩浆的起源深度相当于中—下地壳部位，因此，区内花岗岩的锶同位素特征反映了在该区中—下地壳中有地幔物质的存在，即在源岩中有地壳物质和地幔物质的混合。

表2-8诺尔特地区花岗岩Sr、Nd同位素资料

测试单位：中国地质科学院地质研究所。注：计算中采用的计算公式及参数见Faure（1986）。

图2-8锶同位素演化图解（底图据Faure,1986）

1—加里东晚期花岗岩；2—华力西中期花岗岩；3—华力西晚期花岗岩；4—燕山期花岗岩；5—石炭纪火山岩

Ⅰ型花岗岩（源岩为火成岩）的初始⁸⁷Sr/⁸⁶Sr值小于0.707,S型花岗岩（源岩为沉积岩）的大于0.707（Chappell和White,1974）。陆壳改造型花岗岩的初始⁸⁷Sr/⁸⁶Sr值一般都大于0.710，变化范围大（0.709～0.741）（徐克勤等，1982），在花岗岩锶同位素演化图中基本上均分布在大陆壳增长线之上或其附近，表明它们主要是由上部地壳岩石改造（花岗岩化或重熔）形成的。同熔型花岗岩的初始⁸⁷Sr/⁸⁶Sr值变化较小，绝大部分都介于0.705～0.709之间（徐克勤等，1982），大多分布在“玄武岩源区”以上及大陆壳增长线以下的区域内，这表明同熔型花岗岩的物质来源具有地幔和地壳双重来源的特点。诺尔特地区各期花岗岩初始⁸⁷Sr/⁸⁶Sr值为0.71048～0.71656，均大于0.710，因此具有S型花岗岩或改造型花岗岩的特点，但是其分布于“玄武岩源区”与大陆壳增长线之间，又具有某些Ⅰ型花岗岩或同熔型花岗岩的特点，与王中刚（1994）在研究新疆北部花岗岩的成因类型时划分的地壳重熔型花岗岩相当，与Castro等（1991）的造山带花岗岩分类中的S型相似。

根据二元混合模拟公式（Faure,1986），并取地壳端元（A端元）的参数，（⁸⁷Sr/⁸⁶Sr）₀=0.72830,（⁸⁷Rb/⁸⁶Sr）₀=0.9548,Sr丰度（XA）=140×10^-6；亏损地幔端元（B端元）的参数，（⁸⁷Sr/⁸⁶Sr）₀=0.70450,（⁸⁷Rb/⁸⁶Sr）₀=0.0827,Sr丰度（X_B）=470×10^-6（Faure,1986）。f_A计算结果如表所示（表2-9），本区花岗岩的f_A值范围在58.5%～87.7%，即地壳Sr组分占58.5%～87.7%，平均为75%，也表明花岗岩物质来源中地壳组分占主要的同时有不同程度地幔组分的混合。

2.3.3钕同位素

区内各期花岗岩¹⁴⁷Sm/¹⁴⁴Nd值较小，范围在0.1120～0.1339;¹⁴³Nd/¹⁴⁴Nd值较大，且变化范围较小，为0.512400～0.512481;w（Sm）/w（Nd）值范围在0.185～0.221，且年龄越老的岩体，w（Sm）/w（Nd）比值越大；ε_Nd（t）值为－1.96～－0.82，均为负值；t_DM为1415～1029Ma（表2-9）。本区各期花岗岩ε_Nd（t）值均为负值，表明了岩浆的壳源性质。

表2-9诺尔特地区花岗岩f_A值和f_c值

地壳岩石ε_Nd（0）值的大小与源区物质（被熔融物质）的年龄成正比（DePaolo和Wasser-burg,1979），年龄越是古老，ε_Nd负值越明显。因此，年轻地壳岩石的ε_Nd（0）值接近于零，古老地壳岩石具有较大的负ε_Nd（0）值。诺尔特地区各期花岗岩其ε_Nd（0）值范围在－4.64～－3.06，具有较小的负值，在ε_Nd（0）-eSr（0）关系中位于年轻地壳范围，即ε_Nd（0）值反映了花岗岩物质起源于年轻地壳，但根据前文的研究，区内花岗岩起源于中—下地壳，其ε_Nd（0）应有较大的负值。造成这种现象的原因可以认为是在源区物质中混入有地幔组分，使得ε_Nd（0）值具有接近于零值的较小负值。另外，在花岗岩ε_Nd（t）-t图解（图2-9）中，区内花岗岩投于球粒陨石地幔线下方，具有接近于零值的较小的负ε_Nd（t）值，这种情况，一方面可能是岩浆来源于球粒陨石地幔，另一方面可能就是来源于亏损地幔和地壳物质的混合物，根据本区的情况，可以排除第一种可能性。

根据Mc Culloch和Wasserburg（1981）的研究，地壳岩石的Nd模式年龄是基于岩石样品中Nd同位素的两阶段演化模式提出的：第一阶段是在地幔储库中演化，第二阶段是在地壳环境中演化。由于地壳岩石的w（Sm）/w（Nd）（0.10～0.26左右）比球粒陨石储库的w（Sm）/w（Nd）（0.32）低得多，因而地壳岩石的形成是w（Sm）/w（Nd）发生变化的主要因素。在随后的壳内分异过程中，包括侵蚀、沉积、变质或重熔的过程中，地壳岩石的w（Sm）/w（Nd）变化不大。在这一前提条件下，地壳岩石Nd同位素组成的变化将主要反映它们从地幔储库中分离时间的差异。根据计算，诺尔特地区加里东晚期、华力西中、晚期及燕山期花岗岩的Nd模式年龄分别为1415Ma,1273Ma,1066Ma及1029Ma，平均为1196Ma，该年龄值明显低于本区地壳形成年龄（1800～2000Ma）。影响Nd模式年龄的因素主要有3个：

图2-9￡_Nd（t）-t图解

1—加里东晚期花岗岩；2—华力西中期花岗岩；3—华力西晚期花岗岩；4—燕山期花岗岩；5—石炭纪火山岩

（1）亏损地幔参数的选择，亏损地幔参数的变化主要取决于亏损地幔是以大洋中脊玄武岩还是以岛弧玄武岩或海岛玄武岩来代表。对于诺尔特地区，本文选取普遍采用的大洋中脊玄武岩作为亏损地幔，影响应该不是太大。

（2）w（Sm）/w（Nd）比值的变化，地壳岩石的w（Sm）/w（Nd）分馏虽然原则上仅发生在它们从地幔储库中提取的时期内，但现有资料表明，在大陆壳的演化过程中，由于壳内分异作用（如部分熔融、结晶分异等）及新地幔物质的混入而使地壳岩石的w（Sm）/w（Nd）发生一定程度的、甚至是很明显的变化。而在诺尔特地区，各期花岗岩的w（Sm）/w（Nd）值范围在0.185～0.221，变化范围很小，沈渭洲等（1989）也认为，对于花岗质岩石，w（Sm）/w（Nd）值介于0.14～0.24范围内的，才有可能可靠地确定大陆地壳的形成时间。因此，本区花岗岩w（Sm）/w（Nd）值的变化对Nd同位素年龄的计算影响也不大。

（3）地幔物质的加入，这也是本区花岗岩Nd模式年龄降低的一个重要原因。本区花岗岩T_DM与f_c相关分析（表2-8）表明，随着f_c值降低亦即地幔Nd组分比例的提高，Nd模式年龄有下降的趋势。

因此，区内花岗岩的Nd模式年龄只能反映本区地壳形成年龄的最小值或壳－幔分异的加权平均年龄，而不能代表地壳的形成年龄。徐克勤等（1989）指出，只有典型的主要由地壳组分形成的陆壳改造系列花岗岩才能给出地壳形成的确切时间。虽然本区花岗岩的地球化学特征与改造型花岗岩有相似之处，但是它们之间还是存在差异的，并非典型的主要由地壳组分形成的陆壳改造系列，其原因在于源区物质的性质。

根据Faure（1986）给出的Nd同位素二元混合方程计算的地壳Nd组分所占的百分数f_c结果如表2-9所示，可见区内花岗岩f_c值范围在46%～52%，平均为49%，即地壳组分占46%～52%，与华南花岗岩（徐克勤等，1989）相比，属于陆壳改造系列的范畴（f_c＞45%，平均76%），不同于同熔系列（f_c21%～48%，平均38%）及碱性系列（f_c33%～34%，平均34%），也不同于源岩基本上为地壳物质组成的陆壳改造型花岗岩（f_c70%～100%）。

造成这种情况的原因可能有：①地壳物质中可能包含有一定数量的地幔组分。②由于岩浆分异，造成花岗岩中w（Sm）/w（Nd）比值比平均地壳偏高。这一点基本上可以排除，本区花岗岩w（Sm）/w（Nd）值0.185～0.221，在平均地壳岩石w（Sm）/w（Nd）值（0.1～0.26）范围之内。③源岩中可能包含有比元古宙更老的岩石。显然，在诺尔特地区，最有可能的是第一种情况。

2.3.4氧同位素

诺尔特地区各期花岗岩的氧同位素组成如表2-10所示。可见，从加里东晚期、华力西中、晚期及至燕山期花岗岩，氧同位素组成变化范围较小，为10.6‰～11.8‰。

区内花岗岩的δ¹⁸O值与国内外不同地质学者划分的成因类型花岗岩的δ¹⁸O值相比较，与徐克勤等（1989）的陆壳改造系列、吴利仁（1985）的壳型、Takahashi（1974）的钛铁矿系列及Chappell和White（1974）的S型花岗岩相似。

诺尔特地区各期花岗岩δ¹⁸O＞10‰（表2-10），均应属于高180花岗岩（Taylor,1978）。花岗岩中¹⁸O富集的原因有三种：①高180的花岗岩是由源岩的物质成分决定的；②高¹⁸O花岗岩是由正常¹⁸0的母岩浆和富¹⁸0围岩之间的同位素交换或同化混染形成的；③高¹⁸0花岗岩是由岩体形成以后的低温蚀变作用形成的。

表2-10诺尔特地区花岗岩氧同位素组成

测试单位：中国地质科学院矿床地质研究所。

本区加里东晚期、华力西中期、燕山期花岗岩具有以下一些特点：①岩体全岩δ¹⁸O值较高（10.6‰～11.8‰），且变化范围很小（1.2‰）；②岩体中共生石英、长石、黑云母间的氧同位素分馏，特别是石英－长石间的氧同位素分馏（如加里东晚期塔斯比格都尔根黑云母花岗岩的△δ¹⁸O值为2.3‰）与典型的深成岩的氧同位素分馏值（1.5‰～2.5‰）相一致；③共生矿物的δ¹⁸O值按黑云母→长石→石英的顺序递增，如塔斯比格都尔根岩体中，δ¹⁸O^石英＞δ¹⁸O^长石＞δ80^黑云母（表2-10），表明这些矿物是在接近于平衡的条件下形成的，同时也表明花岗岩体在形成以后，没有受到像热液蚀变这样一些后期事件的强烈影响；④根据对花岗岩成岩机制的研究，也可以排除导源于上地幔的岩浆与富含¹⁸0的地壳沉积物发生混合作用（同化混染作用）或同位素交换作用的情形；⑤据前文研究，从加里东晚期到华力西中期再到燕山期，花岗岩的fc值（Nd同位素反映的壳源组分百分含量）呈50.9%→51.5%→47.2%,f^A值（Sr同位素反映的壳源组分百分含量）呈87.7%→81.1%→73.8%，而δ¹⁸O值呈11.8‰→10.8‰→10.6‰，即随着地壳岩石中幔源组分的增高，花岗岩的δ¹⁸O值降低，这种特点表明花岗岩氧同位素组成反映的是源区物质的氧同位素组成特点。

以上证据表明，区内加里东晚期、华力西中期及燕山期的高180花岗岩主要是由其源区物质的氧同位素组成决定的。但是华力西晚期花岗岩的情况则有不同，其fc值为46.0%,f^A值为58.5%，在各期花岗岩中是最低的，反映其源区物质中幔源组分所占比例最高，而其δ¹⁸O值较小，为11.5‰。表明华力西晚期花岗岩的氧同位素组成除了对源岩氧同位素组成的继承之外，还存在其他影响因素。根据华力西晚期花岗岩成岩机制的研究，可以排除同化混染作用的影响，那么很可能就是岩体形成过程中水的作用或岩体形成以后的低温蚀变作用的影响。根据刘伟（1996）对诺尔特地区以南的北阿尔泰带活化期的阿拉尔岩体的研究，阿拉尔岩体中共生石英、长石、黑云母的δ¹⁸O值具有宽广的变化范围，且三者表现出显著的¹⁸O/¹⁶O不平衡关系，尤其是石英、长石具有倒转∆180关系（∆¹⁸O_{石英－长石}＜0），这种不平衡关系清楚地表明了在花岗岩－水之间发生了180/16O交换反应。并且水－岩之间的¹⁸O/¹⁶O交换反应并不伴随着岩石矿物学上的强烈蚀变效应，这种脱耦关系暗示着交换反应发生于较高温度即岩浆次固相—岩浆期后冷凝过程中。诺尔特地区华力西晚期花岗岩与阿拉尔岩体有相似之处，其高¹⁸0特点无法完全由源岩性质来解释。区内华力西晚期花岗岩和阿拉尔岩体一样，也是本区地壳演化过程中活化期的产物，此时南阿尔泰带向北阿尔泰带碰撞拼贴导致北阿尔泰地壳再次发生重熔岩浆作用，生成大陆弧活化花岗岩，因此，区内华力西晚期花岗岩与水之间同样可以发生¹⁸0/¹⁶0交换反应。另外，华力西晚期花岗岩中蚀变作用效应是很微弱的，因此，可能与阿拉尔岩体一样，这种交换反应发生于较高温度即岩浆次固相—岩浆期后冷凝过程中。

⑷ 　同位素地球化学方法

20世纪90年代以来，同位素地球化学无论在应用上还是方法上都得到了长足的发展。

在古气候研究方面，人们在利用碳同位素作为恢复古气候变化工具的同时，还用⁸⁷Sr/⁸⁶Sr同位素变化研究海洋碎屑沉积物所提供的古气候信息。为研究地球上水的成因与演化，对D/H进行了离子探针测定。

地球演化研究一直是同位素地质学研究的重要方面。近来，人们用Sm-Nd法对地球的早期和晚期分异进行了研究；用⁹⁷Tc-⁹⁷Mo和¹⁸²Hf-¹⁸²W年代测定研究地球的加积（Terrestrial accretion）和地核的形成时间；用地幔包体中氮丰度和同位素研究地幔及大气圈演化的意义。在区域地壳演化方面，不少研究者通过对花岗岩中Nd和Pb同位素研究了中国东南部地壳演化，用Sm-Nd模式年龄研究了巴西地盾的地壳演化等。

⁴⁰Ar/³⁹Ar测定有着广阔的发展前景。除岩石定年外，⁴⁰Ar/³⁹Ar还用于断层年代的测定。在方法上近来又发展了⁴⁰Ar/³⁹Ar年代的激光探针测定。

裂变径迹法在定年的基础上，目前发展了把裂变径迹方法用于填图及研究增生过程，以及分析地震断层附近的热异常等。

气体同位素特别是惰性气体同位素的研究近年来得到了迅速发展。在气体同位素研究方面如用氮同位素δ¹⁵N研究花岗岩成因。在惰性气体研究方面，如用He研究10⁵年范围内地下水的冷却，盐湖中的⁴He、²²Ne和³⁶Ar，岩石中的圈闭He和³He/⁴He，以及⁴⁰Ar和⁴⁰Ar/³⁶Ar,MORB玻璃中氦、氖、氩的分馏等。在区域地球化学方面，有人研究了中国构造地球化学分区与惰性气体的关系；还有人分别对大别山榴辉岩的氦、氩和乌拉尔石英中的氩及氦同位素进行了研究。

宇宙成因¹⁰Be、²⁶Al和³⁶Cl的研究近来得到了广泛的重视，有着广阔的发展前景。如用宇宙成因的¹⁰Be、²⁶Al和³⁶Cl原位测定研究冰川发育历史，用石英中的¹⁰Be和²⁶Al测定史前时期洞穴沉积的年龄，用宇宙成因的¹⁰Be和²⁶Al的测定估算青藏高原剥蚀速度，以及通过岛弧火山岩中的¹⁰Be研究大洋沉积物带入岛弧岩浆岩的问题等。此外，¹⁴C和¹⁰Be的同位素亦用于气候变化研究。¹⁰Be还用于研究M/G（Matusyama/Guass）地磁倒转边界的变化。

Re-Os体系是一个值得注意的方法。目前这方面的研究包括球粒陨石中的Re-Os体系、辉钼矿的Re-Os定年和黑色页岩中的Re-Os体系研究等。

除此以外，Ra、B等同位素的研究也日益为人们所关注。有人认为湖泊中²²⁶Ra的行为研究是测定全新世沉积物年龄的一种潜在方法。还有人对岩浆及海底热液成矿系统中的硼同位素进行了研究。

在方法方面，近年来发展了用高精度等离子质谱测定⁶⁵Cu/⁶³Cu比值的天然变化；发展了热离子化质谱仪（TIMS:Thermal Ionization Mass spectromete）和加速器质谱仪（AMS），以及用热发光定年研究古地震和湖相沉积物的年龄等。

在第30届国际地质大会上，不少学者报道了基础地质研究中的同位素地球化学方法。其中主要有J.Veizer的锶同位素地层学研究，K.Konno等对鱼牙齿化石的锶同位素研究，以及M.Novak对基岩-森林土-云杉冠-大气系统的硫同位素动力学研究。在环境的同位素地球化学研究方面，有洪阿实用海洋稳定同位素示踪对全球变化的研究，李浩对南中国海风成沉积的古环境意义的研究和魏克勤对中国季风区的δ¹⁸O对古气候指示的研究。在同位素的地质测量新技术与新方法方面，G.Faure在用宇宙成因核类（¹⁰Be）研究南极石英暴露年龄方面取得了引人注意的成果。J.H.Chen等用高精度热离子质谱测量了第四纪火山岩地磁漂移的²³⁸U-²³⁰Th年龄。

⑸ 稳定同位素在地质学中的应用 如题

同位素地球化学及其在地学研究中的应用
汤倩邸文(中山大学地球科学系)
摘要:同位素地球化学研究进展显著,在地学研究中被广泛应用,目前主要应用于以下三个方面:1.地质过程物理化学条件和环境指示; 2.同位素地质定年; 3.地球化学示踪.本文从综述的角度对同位素应用的理论基础、研究方法和应用及现状进行了较详细的阐述,并指出新的同位素Si、Li、B、Cl及过渡族Cu、Zn、Fe同位素的重要意义及其应用前景.
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⑹ 稳定同位素组成的表示方法

研究各种地质体中同位素丰度的变化是稳定同位素地球化学的基础。对于有两种以上稳定同位素的元素，多研究其中两种丰度较大的同位素的行为。

一种元素的同位素组成表示方法可用同位素绝对比值，例如迪亚布洛峡谷的铁陨石中³²S/³⁴S=22.22，或³⁴S/³²S=0.0450045。但在地球化学研究中常用的方法是与标准样品相应的同位素比值相比较，并用偏差千分率表示出来，上述定义用公式表示如下：

地球化学原理（第三版）

为了便于对比，世界各国所采用的标准样品已基本统一。国际氢、碳、氧、硫同位素标准样品的名称及其同位素绝对比值见表3-4。

表3-4 氢、碳、氧、硫同位素标准样品

每个测定样品的偏差值可正可负，正值表示与标准相比所测样品中重同位素有一定富集，而负值则表示重同位素有一定的贫化，亦即轻同位素有所富集。

⑺ 稳定同位素的地球化学应用领域

研究领域主要有两个方面：稳定同位素地球化学和同位素年代学。稳定同位素地球化学主要研究自然界中稳定同位素的丰度及其变化规律，并用以解释岩石和矿石的物质来源及其成因等地质问题。同位素年代学又分为同位素地质年代学和宇宙年代学，前者主要研究地球及其地质体的年龄和演化历史，后者则主要研究天体的年龄和演化历史。 ?稳定同位素地球化学 ：
同位素地球化学的一个研究领域。主要研究自然界中稳定同位素的丰度及其变化规律，并用来解决地质问题。稳定同位素包括放射衰变成因的和非放射成因的，如206Pb、207Pb、208Pb、87Sr和143Nd就是分别由238U、235U、232Th、87Rb和147Sm放射衰变而形成的稳定同位素；而H、C、O、S的同位素如1H、2H、12C、13C、16O、17O、18O、32S、33S、34S、 36S则是天然稳定同位素。由于H、C、O、 S的原子序数小于20，所以其同位素又可称为轻稳定同位素。稳定同位素丰度发生变化的主要原因是同位素的分馏作用。 同位素分馏指由物理、化学以及生物作用所造成的某一元素的同位素在两种物质或两种物相间分配上的差异现象。引起同位素分馏的主要机制有：①同位素交换反应。是不同化合物之间、不同相之间或单个分子之间发生同位素分…… ?同位素年代学从诞生至今已经一个多世纪，但至今发展速度很快，新方法、新理论不断提出，新技术得到了不断地应用，尤其是高精尖仪器的引入，发展异常迅速，几乎每天都有新发现。以下仅简要介绍常规方法及部分进展，以起到以管窥豹之效。
1. Rb-Sr法
2. Sm-Nd法
3. U-Pb法

⑻ 稳定同位素地球化学特征

稳定同位素地球化学研究是判断成矿物质来源的一种较成功的方法。对矿物流体包裹体的H,O,C同位素组成，全岩C,O和矿石S同位素组成的研究，可为本区成岩成矿物质来源分析提供依据。

8.2.1稳定同位素组成分析样品的采集与实验方法

此次工作选择区内的安坝、葛条湾和高楼山3个矿段，共采集稳定同位素分析样品21件。其中，矿物流体包裹体氢（δD_{（－SMOW）}）同位素分析样品10件、含水矿物氧（δ¹⁸O_{石英（－SMOW）}）同位素分析样品10件、矿物流体包裹体碳

同位素分析样品4件、全岩氧（δ¹⁸O_－（PDB））同位素分析样品4件、全岩碳（δ¹³C_（－PDB））同位素分析样品4件，辉锑矿、黄铁矿及全岩硫（δ³⁴S_（－CDT））同位素分析样品共10件。其中，所有单矿物样品均在显微镜下进行了精心挑选，使待测的单矿物纯度达到98%以上。

矿物中流体包裹体的提取采用真空热爆法。即将样品置于石英管中，在250℃温度下连续抽真空以去除吸附水，然后在略高于矿物中流体包裹体形成温度下加热，使矿物中的封闭体系（流体包裹体）泄漏，热爆泄漏出的水经600℃的气化铜炉，然后用液氮冻取水和二氧化碳，送质谱分析。

全岩中的C和O同位素组成测定是通过CO₂的分析而完成。全岩C和O同位素组成是通过样品与100%的磷酸（H₃PO₄）在25℃条件下反应，并测定反应生成的二氧化碳获得。

全岩硫同位素组成是先通过全岩样品与氧化铜按比例混合，并在真空系统中高温加热获得SO₂，再用液氮吸收SO₂，然后用质谱分析而获得。

本次分析数据所用标准为：流体包裹体水的H和O用SMOW，流体包裹体C用PDB，全岩O用PDB，全岩S用CDT。δ值分析误差流体包裹体H为±0.2‰，流体包裹体O为±1.4‰，全岩C为±0.5‰，全岩S为±0.19‰，全岩O为±0.02‰。

8.2.2氢氧同位素组成特征

阳山矿区氢氧同位素组成样品采自区内含金脉体以及各种蚀变矿化岩石中的石英和方解石，测定结果列于表8.6。

从表中可见，本区的石英氢氧同位素组成为：δ¹⁸O_{石英（－SMOW）}值介于14.2‰～22.7‰之间，δD_{（－SMOW）}值在－79‰～－56‰之间。根据N.Clayton（1972）的计算公式：

甘肃省阳山金矿地质与勘查

式中：δ¹⁸O_含水矿物的测定对象为石英；T代表形成温度，葛条湾和安坝矿段取平均温度为197.5℃，其他矿段取187℃。

计算获得的

值为1.63‰～10.83‰（表8.6），主要集中于4‰～9‰之间。

表8.6 阳山金矿床及外围矿点氢氧硫同位素分析结果一览表δ/‰

杨荣生（2007）对阳山矿区不同成矿阶段的石英、方解石δ¹⁸O值也进行了测定（表8.7），其所测石英的δ¹⁸O_石英值为17.57‰～22.68‰，与本次测试结果基本一致；所测石英δD_{（－SMOW）}值介于－86.37‰～－73.29‰之间，略低于本次所测的δD值。在计算

值时，因其所用温度偏高，所以

值偏大。

表8.7 阳山金矿成矿流体氢氧同位素组成

将阳山矿区的δD_{（－SMOW）}和

值投影于图8.3中可见，本区的氢氧同位素组成主要分布于标准岩浆水附近，与我国川西北地区东北寨金矿、马脑壳金矿接近，而与我国滇黔桂地区的微细浸染金矿床（板其、丫他金矿）以及美国卡林型金矿床（卡林、杰里特、科特兹）有着较为明显的差别，后者成矿流体为大气降水。反映本区金矿成矿流体应以岩浆热液为主，金矿的形成与岩浆活动关系密切。

在阳山矿区及外围石英脉产状不同，其氢氧同位素组成也有差异，在主矿体附近黄铁矿－石英细脉的

值一般大于7‰，而非矿化石英脉、方解石脉以及矿区外围含矿石英脉的

值一般小于7‰，其投影点明显向雨水线偏移，表明这些脉体形成时有较明显的大气降水混入。

8.2.3全岩碳氧同位素组成特征

阳山矿带不同岩（矿）石全岩碳同位素组成见表8.8，据徐步台等（1986）的资料，岩浆成因碳的δ¹³C_（－PDB）值为－5‰～－8‰，海相沉积碳的δ¹³C_（－PDB）值为－3‰～3‰，陆相沉积碳的δ¹³C_（－PDB）值为－5‰～－20‰，沉积还原碳的δ¹³C_（－PDB）值小于－15‰。阳山金矿斜长花岗斑岩脉δ¹³C_（－PDB）值为－9.09‰～－9.14‰，安坝矿段石英的δ¹³C_（－PDB）值为－8.36‰，与岩浆成因碳较为接近。而葛条湾矿段石英的δ¹³C_（－PDB）值为－2.19‰，与海相沉积碳较为一致。因此，本区碳的来源可能多样，既有岩浆成因碳，又有沉积碳的成分。

图8.3 阳山金矿床氢、氧同位素组成及与相关矿床对比图

（东北寨、桥桥上、哲波山资料据郑明华，1994；马脑壳资料据李泽琴，1995；板其、丫他资料据袁万春，1995；杰里特、科特兹及卡林金矿资料据Arehart,1996）

表8.8 阳山金矿床碳、氢、氧、硫同位素分析结果δ/‰

有关资料表明，碳酸盐的δ¹⁸O_（－PDB）值介于－20.96‰～－4.65‰之间，大多在－15‰～－5‰范围内，海相碳酸盐的δ¹⁸O_（－PDB）值在0～20‰之间，火成碳酸盐的δ¹⁸O_（－PDB）值大多偏负（陈好寿，1994）。阳山矿带斜长花岗斑岩脉的δ¹⁸O_{全岩（－PDB）}值为－9.77‰～－9.75‰，安坝矿化千枚岩中石英脉的δ¹⁸O_（－PDB）值为－13.54‰～－9.06‰，矿化千枚岩全岩的δ¹⁸O_{全岩（－PDB）}值为－8.15‰。除葛条湾石英脉的δ¹⁸O值较低外，其余值较为接近。

杨荣生（2007）对阳山金矿区矿石及石英脉碳同位素进行了测试，结果表明，阳山金矿全岩碳的δ¹³C值主要介于－9.14‰～1.16‰之间（表8.9），不同类型矿石的δ¹³C值介于－6.97‰～－1.96‰之间，显示出“混合碳源”信息。在δ¹³C_（－PDB）－δ¹⁸O_{（－SMOW）}图解中（图8.4），早中成矿阶段流体的碳同位素组成明显落于花岗岩区附近，而矿区碳酸盐岩、地层围岩和蚀变岩碳同位素组成明显落于碳酸盐岩区附近，显示矿区成矿流体中碳主要来自于岩浆岩，并在一定程度上受到地层中沉积碳的混染。

表8.9 阳山金矿石英脉中碳同位素组成

8.2.4硫同位素组成特点

一般认为，矿物从成矿溶液中沉淀析出，都是因为成矿溶液本身的物理化学条件发生了变化。从成矿溶液中沉淀析出的各种硫化物的硫同位素组成不仅取于成矿溶液的总硫同位素组成（δ³⁴S_∑S），同时也取决于矿物沉淀时的物理化学条件。H.Ohmoto（1972）将影响δ³⁴S值的因素表达为：

甘肃省阳山金矿地质与勘查

式中：δ³⁴S_∑S为成矿溶液的总硫同位素组成；T为矿物的形成温度（多用均一温度）；pH为成矿溶液的酸碱度；I为成矿溶液的离子强度。

但对于还原性成矿系统而言，由于缺乏硫酸盐矿物，硫化物δ³⁴S值接近于成矿流体δ³⁴S_∑S值（Rye,1993）。合成实验也表明，黄铁矿δ³⁴S值通常可代表硫储库的δ³⁴S（Butler et al.,2004），因此，硫化物δ³⁴S值可被直接用于讨论矿石的硫源，进而揭示成矿流体或成矿物质来源。

图8.4 阳山矿区岩矿石δ¹³C_（－PDB）－δ¹⁸O_{（－SMOW）}图解

（据杨荣生，2007）

○—白云岩；口—早中阶段流体；＋—晚阶段流体；△—各类矿石及蚀变岩

野外选择矿区的主矿体305^＃脉开展硫同位素组成特征研究。共计选送10件硫同位素分析样品，其中5件为黄铁矿，2件为辉锑矿，其余3件均为黄铁矿较为发育的蚀变岩石。样品分析结果列于表8.6和表8.8。从表中可见，①矿脉中黄铁矿及辉锑矿硫同位素组成δ³⁴S_（－CDT）值均以较小的负值为特征，其变化范围为－3.47‰～－0.7‰（平均为－2.2‰），接近于岩浆硫；②矿区三河口群中沉积黄铁矿的δ³⁴S_（－CDT）值为较高的正值（10.1‰～10.9‰），即以富集重硫为特征；③矿区黄铁矿化千枚岩的硫同位素δ³⁴S_（－CDT）值也为较高的正值（9.56‰～13.23‰）。

杨荣生（2007）对阳山金矿区不同岩矿石硫同位素组成也做了分析（表8.10），结果表明：①矿化斜长花岗斑岩脉中黄铁矿、毒砂、辉锑矿的硫同位素组成δ³⁴S_（－CDT）值均以较小的正值或负值为特征，其变化范围为－4.7‰～3.7‰（平均为－0.5‰），与岩浆硫特征基本一致；矿化石英脉中黄铁矿也表现出相似的硫同位素组成；②矿区三河口群灰岩中黄铁矿的δ³⁴S_（－CDT）值也以较高的正值（15.3‰～17.5‰）为特征，可能表明黄铁矿的硫主要来自海水硫酸根离子的还原作用（沈渭洲，1997）；③矿化千枚岩硫同位素组成介于两者之间，其中葛条湾及观音坝矿段矿化千枚岩中黄铁矿硫同位素组成以正值为特征，δ³⁴S_（－CDT）为5.1‰～6.6‰，较接近地层中的沉积硫；而安坝矿段矿化千枚岩中黄铁矿的δ³⁴S_（－CDT）值为－4.6‰～0.2‰，更接近岩浆硫特征（图8.5）。

上述资料表明，阳山金矿区存在两种硫源，其一为地层中的沉积硫，硫同位素组成以较大的正值为特征；其二为成矿期的岩浆硫，硫同位素组成以较小的正值或负值为特征；两者硫同位素组成差别较大，并且阳山金矿矿体中的硫主要为岩浆硫，局部矿体混入了较多的地层硫。

表8.10 阳山金矿硫化物及围岩硫同位素组成特征

图8.5 阳山金矿不同类型硫化物硫同位素组成

（据杨荣生，2007）

将我国滇黔桂地区、西秦岭地区微细浸染型金矿与阳山金矿硫同位素值进行比较（图8.6）可以看出，滇黔桂地区微细浸染型金矿床黄铁矿硫同位素值主要集中于－3‰～16‰，明显以富重硫为特征，并且热液黄铁矿与同生沉积黄铁矿硫同位素组成较为相似；西秦岭地区微细浸染型金矿床硫同位素主要集中于－5‰～5‰，阳山金矿硫同位素组成与西秦岭地区其他金矿较为接近，矿石中黄铁矿、毒砂、辉锑矿与沉积成因黄铁矿硫同位素组成的明显差异也反映了矿石硫主要来自岩浆热液。

图8.6 我国部分微细浸染型金矿硫同位素组成

（滇黔桂地区微细浸染型金矿床据Mao et al.,2002；西秦岭地区据卢纪英等，2001；其他据本书）1—同生黄铁矿；2—热液型黄铁矿；3—辰砂；4—辉锑矿；5—毒砂