同位素的例子 互为同位素的例子

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1、HIMU地幔:是基于一些大洋岛屿观察到非常高的206Pb/204Pb和207Pb/204Pb比值,低87Sr/86Sr(约0.7030)和中等的143Nd/144Nd比值,说明源区的U(238U衰变形成206Pb)和Th(232Th衰变形成208Pb)相对Pb而言是富集的,但并没有伴随Rb/Sr比值的增大(没有大陆壳的参与)。

2、因此,要么是体系中的Pb由于某种地质过程被丢失了,要么是U和Th经历了一场富集作用,目前尚无确定性的解释。

3、部分学者认为归因于蚀变的大洋地壳(可能受到海水的污染)进入地幔并与之混合,Pb从部分地幔中丢失进入地核,以及在地幔中交代流体致使Pb(和Rb)的移走。

4、(一)同位素地球化学应用epsilon数值随着时间而变化,下面的近似公式可用于计算epsilon(t)与epsilon(现在)的偏:tNd=现在Nd-QNdfSm/Nd×t。

5、其中fSm/Nd=[(147Sm/144Nd)现在/(147Sm/144Nd)CHUR]-1,Q=25.13Ga-1(当146Nd/144Nd标准化为0.63151时,DePaolo,1988)或Q=25.09Ga-1(当146Nd/144Nd标准化为0.7219时)。

6、也还有其他的计算方法,感兴趣的读者可以更深入钻研。

7、岩浆的同位素比值可以表征其源区的特征,它们在随后的分异作用过程中保持恒定。

8、这是因为地球化学中常用的同位素对之间质量异太小,以至于这些同位素对不可能受控于晶体-液体平衡过程而发生分馏。

9、因此,部分熔融作用形成的岩浆将具有源区的同位素成分特点。

10、目前多用于水体中同位素14C、3H、32Si、39Ar及234U/238U等的含量，测定水体的年龄。

11、由于3H的半衰期（12.43 a）远小于放射性14C的半衰期（5568～5730 a），因此使用3H更适合于研究循环周期较短（如50 a）的地下水，而14C则适合于研究循环周期长达几百或几千年（理论上所测定的年龄下限可到2×104 a）的地下水。

12、同时应用这两种同位素可填补年龄的空白，并可互相验证。

13、图5-37 Nb-Y图解 图5-38 Rb-(Y+Nb)图解图5-39 后碰撞花岗岩所占据的位置,其位置取决于碰撞带演化 图5-40 岩石形成路径判别Sm-Nd被认为在热液条件下是不活泼的,所以它们的同位素成分反映了涉及特定岩石学过程中岩石或岩浆的比例。

14、有基于此,Sm-Nd同位素示踪方法近年来得到了广泛的应用。

15、在热液环境中,Sr相对不活泼,但Rb却较活泼。

16、因此,Sr能较好地反映一套岩石的原始总组成,而Rb则不能。

17、另外,Rb-Sr体系呈现了母体和子体元素之间不相容性的较大别,Rb和Sr很容易发生相互分馏,所以地壳和地幔之间存在极端分馏作用,致使大陆地壳的锶同位素演化加速发展。

18、壳内Rb和Sr因重熔、变质作用和沉积作用而进一步分离,Sr进入和保存在斜长石中,而Rb则优先进入熔体或流体相中。

19、图5-41 花岗岩成因与成矿作用关系 图5-42 花岗岩的Hf-Rb/10-Ta×3和Hf-Rb/30-Ta×3判别图解(据HarrisN.B.W.,PearceJ.A.AndTindleA.G.,1986)据此,Taylor等(1984)利用Nd、Sr和Pb同位素特征识别出三种大陆地壳储库。

20、Zindler & Hart(1986)提出地幔中存在五种端元成分,它们分别是亏损地幔DM,高238U/204Pb比值地幔HIMU,富集地幔EMI和EMⅡ及原始地幔PREMA(图5-44),它们通过广泛的混合作用可以解释所有观测到的洋中脊和洋岛玄武岩的同位素地球化学特征。

21、目前,比较广泛采用的大洋地幔同位素端元模型是所谓的地幔端元四面体(图5-43),似乎所有幔源岩浆都落在这个四面体中。

本文到这结束，希望上面文章对大家有所帮助。