15第五章同位素地球化学5
同位素地球化学(看放射性的部分)
§1 固体同位素样品实验技术简介
D/Ds=(D/Ds) 0+P/Ds(eλt -1) 87Sr/86Sr=(87Sr/86Sr) 0 +87Rb/86Sr (eλt -1)
质谱测定
定量分析（同位素稀释分析）
两个步骤： 1、化学分离 2、质谱测定
研究领域 包括有两个方面： 1、同位素地质年代学 2、稳定同位素地球化学
同位素地质年代学是根据放射性同位素 随时间变化的规律，测定地质体的年龄 与活动历史；另外，放射性同位素的示 踪，可用来研究地壳、地幔和其他星体 的成因与演化；
稳定同位素地球化学是研究地质体中稳定 同位素的分布及其在各种条件下的运动规 律，并应用这些规律来解释岩石和矿石的 形成过程、物质来源及成因等问题。
出版社
6、沈渭洲，1993，稳定同位素地质，原子能出版 社
7、朱炳泉等，1998，地球科学中同位素体系理论 与应用，科学出版社
……
四、我国同位素地球化学的学术团体
我国同位素地球化学的研究工作从1958年开 始，目前拥有的研究人员和质谱属世界第一。
学术团体： 1、中国矿物岩石地球化学学会—同位素地球化学
同位素地球化学是研究同一元素具有2个或2个以 上组成的核素。
自然界存在两类同位素： 一类是放射性同位素，它们能够自发地衰
变形成其它同位素，最终转变为稳定的 放射成因同位素；
另一类是稳定同位素，它们不自发地衰变 形成其它同位素或由于衰变期长其同位 素丰度变化可忽略不计。
在地球化学系统中，天然放射性同位素丰 度的变异记载着地质作用的时间，同时它们又 是地质过程有效的示中的物理化学条件等。因此，同 位素地球化学在研究地球或宇宙体的成因与演 化，主要包括地质时钟、地球热源、壳幔相互 作用及壳幔演化、成岩成矿作用、构造作用及 古气候和古环境记录等方面提供了重要有价值 的信息，为地球科学从定性到定量的发展作出 了重要贡献。
第五章同位素地球化学-1-1详解
1）计时作用：每一对放射性同位素都是一只时钟， 自地球形成以来它们时时刻刻地，不受干扰地走动着，这 样可以测定各种地质体的年龄，尤其是对隐生宙的前寒武 纪地层及复杂地质体。 2）示踪作用：同位素成分的变化受到作用环境和作 用本身的影响，为此，可利用同位素成分的变异来指示地 质体形成的环境条件、机制，并能示踪物质来源。 3）测温作用：由于某些矿物同位素成分变化与其形 成的温度有关，为此可用来设计各种矿物对的同位素温度 计，来测定成岩成矿温度。 另外亦可用来进行资源勘查、环境监测、地质灾害防 治等。
达到同位素交换平衡时共存相同位素相对丰度比值为一
常数，称分馏系数α。例如：
1/3CaC O3+H2 O≒1/3CaC O3+H2 O
16 18 18 16
（25℃，α=1.0310）
又如：大气圈与水圈之间发生氧同位素交换反应
2H 2 18O16O2 2H 2 16O18O2
(0℃:α=1.074, 25℃:α=1.006)
112，114，115，116，117，118，119，120，122，124Sn
只有一种同位素的元素：Be、F、Na、Al、P等27种。
其余大多数由2-5种同位素组成。
(二) 同位素分类
放射性同位素：
其核能自发地衰变为其它核的同位素，称放射性同位素； 原子序数大于83，质量数>209 稳定同位素： 原子存在的时间大于1017年； 原子序数<83，质量数A＜209的同位素大部分是稳定的
稳定同位素又分重稳定同位素和轻稳定同位素。
轻稳定同位素： 原子序数Z＜20（原子量小），同一种元素的各同位素 间的相对质量差异较大ΔA/A≥10% ；
百科知识精选同位素地球化学
分馏系数分馏系数表示同位素的分馏程度，反映了两种物质或两种物相之间同位素相对富集或亏损程度。
在自然界，分馏系数是指两种矿物或两种物相之间的同位素比值之商。
其表达式为：□ A-B＝RA/RB式中A和B表示两种物质(物相)，R代表重同位素对轻同位素的比值，如18O/16O，13C/12C等。
□ 值偏离1愈大，说明两种物质之间的同位素分馏程度也就愈大；□=1时，物质间没有同位素分馏。
δ值稳定同位素组成常用δ值表示，δ值指样品中某元素的稳定同位素比值相对标准（标样）相应比值的千分偏差。
其公式为□δ值能清楚地反映同位素组成的变化，样品的δ值愈高，反映重同位素愈富集。
样品的δ值总是相对于某个标准而言的，同一个样品，对比的标准不同得出的δ值各异。
所以必须采用同一标准；或者将各实验室的数据换算成国际公认的统一标准，这样获得的δ值才有实际应用价值。
比较普遍的国际公认标准为：①SMOW，即标准平均海洋水，作为氢和氧的同位素的国际统一标准；② PDB，是美国南卡罗来纳州白垩系皮狄组地层内的似箭石，一种碳酸钙样品，用作碳同位素的国际统一标准，有时也作为沉积碳酸盐氧同位素的标准；③CDT,是美国亚利桑纳州迪亚布洛峡谷铁陨石中的陨硫铁，用作硫同位素的国际统一标准。
稳定同位素实验研究表明，大多数矿物对体系（矿物-矿物）或矿物-水体系，在有地质意义的温度范围内,103ln□ 值与T 2成反比,T为绝对温度。
103ln□ 值可以近似地用两种物质的δ差值表示,即δ-δB=ΔA-B≈103ln□A-B。
因此,只要测得样品的δ值,就可直接计算出103ln□值。
它同样表示物质间同位素分馏程度的大小，利用它可绘制同位素分馏曲线，拟合同位素分馏方程式和计算同位素平衡温度(见地质温度计)。
在稳定同位素地球化学研究中，H、C、O、S等研究较深入。
它们在天然物质中分布广泛，可形成多种化合物，由于它们的同位素质量数都比较小，相对质量差别大，因而同位素分馏更明显，这对确定地质体的成因及其物质来源和判明地质作用特征具有重要意义。
合肥工业大学 地球化学 考试 考研 总结 小抄
考试题型一、名词解释（10 ×2 =20分）二、填空题（30 ×1 =30分）三、简述题（3 × 10=30分）四、计算题（2 × 10=20分）主要章节0 绪论第一章：太阳系和地球系统的元素丰度第二章：元素的结合规律与赋存形式第三章：地球化学热力学和地球化学动力学第四章：微量元素地球化学第五章：同位素地球化学第六章：环境地球化学第七章：水-岩化学作用和水介质中元素的迁移第八章：生物和有机地球化学第九章：地球的化学演化一、主要名词解释1. 丰度：是指研究体系中被研究元素的相对含量，用重量百分比表示。
2.克拉克值:指任意一个元素在地壳中的平均丰度，称为克拉克值。
3 .元素地球化学亲和性:指阳离子在自然体系中有选择地与某阴离子化合的倾向性。
4.亲铁性元素、亲氧性元素和亲硫性元素亲氧性元素:倾向与氧结合形成氧化物或含氧盐的元素。
也称为亲石性元素。
亲硫性元素：倾向与硫结合形成硫化物或硫酸盐的元素。
也称之为亲铜性元素。
亲铁性元素：元素在自然界以金属状态产出的一种倾向。
5 .类质同像：某些物质在一定的外界条件下结晶时，晶体中的部分构造位置随机地被介质中的其它质点(原子、离子、配离子、分子)所占据，结果只引起晶格常数的微小改变，晶体的构造类型、化学键类型等保持不变的现像称为“类质同象”。
6 .元素赋存形式：指元素在一定的自然过程或其演化历史中的某个阶段所处的状态及与共生元素间的结合关系。
元素的赋存形式的含义应包括元素的赋存状态和元素的存在形式。
7. 简单分配系数、能特斯分配系数能斯特分配系数C1 / C2 =a1 / a2 = K D(T, P)在温度、压力一定的条件下，微量元素i（溶质）在两相平衡分配时其摩尔浓度比为一常数（K D ），K D 称为分配系数，或称为能斯特分配系数，也称为简单分配系数。
8 .相容元素：指那些在岩浆发生过程中其离子半径和电价允许它们容纳在地幔矿物中的微量元素（类质同相形式），如Cr、Co、Ni、V、Sc及重稀土元素等。
同位素地球化学5
5.3.1
5.3.2 5.3.3 5.3.4
稳定同位素基础及分馏机理
氢、氧同位素地球化学 硫同位素地球化学 碳同位素地球化学
5.3.2 氢、氧同位素地球化学
➢ 5.3.2.1
➢5.3.2.2 ➢5.3.2.3 ➢5.3.2.4
自然界氢氧同位素的分馏 各种自然产状水的氢氧同位素组成 岩石中的氢氧同位素组成 氢氧同位素地球化学应用
3、封存水 大气降水和海水深循环后长期封存（不 流动）的产物，以高温和高矿化度为特征。 ❖ δD=－120‰~ － 25‰； ❖ δ18O=－16‰~+25‰
4、变质水
❖ δD=－140‰~ － 20‰； ❖ δ18O=－16‰~+25‰ ❖ 高温变质水与岩石达到同位素交换平衡，
因此，变质热液的同位素组成指示变质环 境、原岩性质和流体来源。
实验测试25℃时液相（l）和气相（v）间 氢氧同位素分馏系数为：
αl-v= (18O / 16O)l/ (18O / 16O)v=1.0029 αl-v= (D/H)l/ (D/H)v =1.017
➢由于水分子经过反复多次蒸发~凝聚过程，
使得内陆及高纬度两极地区的蒸气相（雨、 雪）中集中了最轻的水（ δ18O 、δD趋向更 大负值）；
5、原生水及岩浆水☆
❖ 来自地幔的与铁、镁超基性岩平衡的水称 为原生水；
❖
δD=－85‰~ －50‰；
δ18O=5‰~+9‰
❖ 岩浆水指的是高温硅酸盐熔体所含的水及 其分异作用形成的水 ：
❖
δD=－80‰~ －50‰；
δ18O=6‰~+10‰
5.3.2.3 岩石中的氢氧同位素组成
1、岩浆岩 2、沉积岩 3、变质岩
同位素地球化学
同位素地球化学
同位素地球化学是以同位素的分布特征为研究对象，研究地球内部和表面形成过程和变化的一门重要的地学分支。
它利用稳定同位素的比值来研究地球的演化及其在时空尺度上的变化。
同位素地球化学既是一门独立的学科，也是地球科学中的多学科交叉学科。
它将地球科学、核物理学、化学和生物学等多学科有机地结合在一起，研究地球中某种物质的原始成分，以及它们在地球内部、大气中等不同环境中的运动、改变和转化过程，以及由此引起的地球演化过程。
同位素地球化学的研究方法有多种，其中最重要的是测量和分析地球表面、地壳、地幔和地球内部的同位素比例。
它的研究重点是地球作为一个整体的演化过程，以及地球内部物质的原始成分、流动性和转化过程，以及它们如何影响地球表面和大气环境的演变。
一般而言，同位素地球化学的研究不仅要研究地球表面和内部的同位素含量，还要研究其分布特征。
通常情况下，同位素的分布特征受到地壳、地幔和地球内核的影响，它们的分布特征各不相同。
在同位素地球化学的研究中，要根据地球的特定环境对同位素的分布特征进行分
析，可以深入地理解地球的演化过程、结构特征以及其影响因素。
在实际应用中，同位素地球化学已经成为地质勘查、矿物开采、矿产评价以及环境保护等领域的重要手段之一。
人们可以利用同位素地球化学的结果，对潜在的矿产资源进行定量评估，进而提高地质勘查的准确性和效率。
此外，同位素地球化学还可以用来研究地表微生物的活动、空气污染的源头和扩散趋势，以及地表水的污染特征等。
总之，同位素地球化学是地球科学研究的一个重要分支，它结合了多学科的知识，为地质勘查、矿产开发、环境保护和其他领域的实践活动提供了有效的技术支持。
15n同位素标记法
15n同位素标记法15N同位素标记法是一种用于研究氮循环和生物地球化学过程的重要方法。
本文将介绍15N同位素的特点、应用领域以及标记原理等内容。
一、15N同位素的特点15N同位素是氮的一种同位素，其核内含有15个中子。
与常见的14N同位素相比，15N同位素相对稀少，但具有更大的质量。
由于15N同位素的存在，使得我们可以通过测量样品中15N同位素的丰度来了解氮元素的来源、转化以及循环过程。
二、15N同位素的应用领域15N同位素标记法在许多领域都有广泛的应用，主要包括以下几个方面：1. 土壤生态学研究：通过向土壤中添加15N同位素标记物，可以追踪土壤中氮的转化过程，了解土壤中氮的来源和去向，以及微生物对氮的利用和转化等。
2. 植物生理学研究：通过将15N同位素标记物注入植物体内，可以追踪氮在植物体内的分配和转运过程，了解不同部位对氮的利用效率以及植物对外源氮的吸收和利用能力。
3. 动物营养学研究：通过给动物饲料中添加15N同位素标记物，可以研究动物对不同氮源的利用效率，了解动物对蛋白质和氨基酸的消化吸收过程。
4. 水生生态学研究：通过向水体中添加15N同位素标记物，可以追踪水中氮的来源和去向，了解水体中氮的循环和转化过程，以及水生生物对氮的利用和转化。
三、15N同位素标记的原理15N同位素标记法的原理是利用15N同位素和14N同位素之间的质量差异来追踪氮的转化过程。
通常使用的方法是将含有15N同位素的化合物与未标记的化合物混合，形成不同比例的混合物，然后将其应用到研究对象中。
通过测量样品中15N同位素的丰度和14N同位素的丰度，可以计算出氮的转化率、利用率等参数。
四、15N同位素标记法的实验步骤15N同位素标记法的实验步骤通常包括以下几个方面：1. 标记物的制备：制备含有15N同位素的化合物，并与未标记的化合物混合。
2. 标记物的应用：将标记物应用到研究对象中，可以通过根部浸泡、叶面喷施、饲料添加等方式将标记物引入到研究对象体内。
几种年代学方法介绍——同位素地球化学课件PPT
Lu-Hf同位素测年
测试仪器
• 在Re－Os 年代学研究的早期，二次离子质谱、共 振离子质谱、加速器质谱、电感耦合等离子体质谱 （ICP－MS）都曾用于Re－Os 同位素的测定研究
• 近些年来，随着质谱技术及分析方法的发展，负离 子热表面电离质谱（NTIMS）已逐渐成为Re－Os年 代学研究尤其是Os 同位素比值测定的主要工具
几种年代学方法介绍
Re－Os法，Sm－Nd法， Lu － Hf法
Re－Os法
铼与锇
• Re，分散元素，不形成独立矿物，与Mo地 球化学相似性
• 地幔部分熔融时,中等不相容元素Re趋于进 入岩浆,而相容元素Os则趋于保留在地幔中。 因此,富集不相容元素的流体对地幔岩石的 交代作用通常难以对地幔岩石中Os的同位 素组成造成明显的影响。居于此原因,该体 系已被广泛地用于研究大陆岩石圈地幔的形 成和演化
天然同位素
• Re有两种天然同位素
– 185 -37.398%， – 187 -62.602%
• Os有七种天然同位素
– 184-0.02%, – 186-1.6%, – 187-1.6%, – 188-13.3%, – 189-16.1%, – 190-26.4%, – 192-41%
年龄公式
Re－Os法定年问题讨论
• 有些金属矿床辉钼矿的Re－Os 年龄高于其赋矿围 岩，原因不清；
• 黄铁矿等多数硫化物含Re－Os 量明显偏低，并含 有普通Os ，对样品化学制备过程中低本底的要求 很高，一般实验室难以达到，普通Os 也难以准确 扣除；
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2H216O+C18O2 → 2(HC18OH)n+16O2
自然界中由于以上氧同位素的分馏作用， 使得在不同地质体中，氧同位素成分有明 显变化，一般规律 : 有机体和CO2中 18O / 16O ：2.1×10－3，最 高 地表水（H2O） 18O / 16O ：1.98× 10－3 ， 最低 岩浆岩、变质岩以及高温形成的碳酸盐岩 居中18O / 16O ：2.01~2.04× 10－3 沉积岩中比较富18O。
2、沉积岩
①沉积岩中的氢氧同位素组成受两个主要
反应控制： 1）水-岩同位素平衡，低温水-岩同位素反 应分馏强烈； 2）生物分馏，生物沉积岩中出现地壳中 最高的δ18O和δD值。
2、沉积岩
②各种沉积岩的特点：
1）碎屑沉积岩— δ18O岩浆岩（5~10‰）＜δ18O＜ δ18O黏土 矿物（20~30‰）
如果已知石英和方解石的δ 18O值，就可 以获得二者平衡沉淀温度。
外部测温法（反用）
可用来计算水介质的氢、氧同位素组成。 其条件是，当某矿物的氢、氧同位素组成 及其形成温度是可知时，便可根据有关方 程，计算出介质水的氢、氧同位素组成： 1000 lnα矿物—水=δ18O矿—δ18O水 =(α/T2)+b
1000lnα=A×106/T2+B 1000lnαA-B≈δA-δB=A×106/T2+B
1）外部测温法—矿物-水测温； 2）内部测温法—共生矿物法
外部测温法—矿物-水测温
外 部 测 温 注 意 点
内部测温法—共生矿物法
举 例
以石英、方解石共生矿物对为例：
1000 lnα石英-水=3.38×106T－2－3.40 1000 lnα方解石-水=2.78×106T－2－3.40 则石英—方解石氧同位素温度计为： 1000 lnα石-方=(3.38－2.78)· (106T－2)+[－3.40－ （－3.40）
第5章 同位素地球化学
Part Ⅴ
5.3 稳定同位素地球化学
5.3.1 5.3.2 5.3.3 5.3.4
稳定同位素基础及分馏机理 氢、氧同位素地球化学 硫同位素地球化学 碳同位素地球化学
5.3.2
氢、氧同位素地球化学
5.3.2.1 5.3.2.2 5.3.2.3 5.3.2.4
这一规律示踪的地球化学信息： 斑岩铜钼矿床钾化带蚀变以岩浆水作用为 主导，而围岩中青盘岩化蚀变当地围岩中 的大气降水起到了重要的作用； 斑岩矿床成矿蚀变流体是多源的。
作业
0
○老湾矿床 ◆凉亭矿床 △黄竹园矿点 ①演化大气降水② 演化岩浆水 大气降水线
200℃
0.001 （W/R比值） 海水 250℃ ① 300℃ 350 ① ② 400℃ ② ② 原始 岩浆水
4、变质水
δD=－140‰~ － 20‰； δ18O=－16‰~+25‰ 高温变质水与岩石达到同位素交换平衡， 因此，变质热液的同位素组成指示变质环 境、原岩性质和流体来源。
5、原生水及岩浆水☆
来自地幔的与铁、镁超基性岩平衡的水称 为原生水； δD=－85‰~ －50‰； δ18O=5‰~+9‰ 岩浆水指的是高温硅酸盐熔体所含的水及 其分异作用形成的水 ： δD=－80‰~ －50‰； δ18O=6‰~+10‰
1、蒸发-凝聚分馏
氢有两种稳定同位素（H、D），
氧有三种同位素（16O、17O、18O）。
水可能有九种同位素分子组合： H216O HD16O D216O H217O HD17O D217O H218O HD18O D218O
实验测试25℃时液相（l）和气相（v）间
氢氧同位素分馏系数为：
αl-v= (18O / 16O)l/ (18O / 16O)v=1.0029 αl-v= (D/H)l/ (D/H)v =1.017
由于水分子经过反复多次蒸发~凝聚过程，
使得内陆及高纬度两极地区的蒸气相（雨、 雪）中集中了最轻的水（ δ18O 、δD趋向更 大负值）； 大洋及赤道地区出现重水（δ18O、δD趋向 更大正值）。 这就是“氢氧同位素的纬度效应”
④古气候示踪
5.3.3
5.3.3.1 5.3.3.2 5.3.3.3 5.3.3.4
硫同位素地球化学
自然界中硫同位素的分馏作用 自然体系中硫同位素组成 硫同位素地质温度计 硫同位素在成矿作用中的示踪意义
硫稳定同位素种类
32S——95.02% 33S ——0.75% 34S—— 4.21% 36S ——0.02%
Sheappard对南北美洲环西太平洋斑岩成矿 带氧、氢同位素组成的研究，从北到南采集 两种类型的蚀变矿物，测定其氢、氧同位素 组成： 1) 钾化带蚀变黑云母： δ18O，δD稳定，不 随纬度而变化； 2) 青盘岩化带（泥化带）绢云母：δ18O， δD随纬度而变化，具明显“纬度效应”。
②生物动力分馏
生物成因硫化物的δ 34S （‰）一般
小于0，负值越高生物成因可能性 越大。
③热力学平衡分馏
平衡共生条件下，不同价态硫同位素分
馏特征为：
δ34S值S2－＜S2－＜S0＜SO2＜SO42－
在平衡状态下，硫酸盐δ34S值大于硫化物 1）硫酸盐34S值：铅矾＜重晶石＜天青石＜
5.3.2.2
各种自然产状水的氢氧 同位素组成
1、大气降水☆ 2、温泉和地热水 3、封存水（包括深成热卤水、油田卤水） 4、变质水 5、原生水及岩浆水☆
大气降水线 δD=8δ18O+10
1、大气降水☆
大气降水氢氧同位素组成：
δD=－350‰~+100‰； δ18O=－50‰~+5‰ δD 和δ18O一般小于0
③岩石氧同位素组成与地球动力学意义
大别-苏鲁超高压变质带中的榴辉岩
（石榴子石+绿辉石） δ18O=－10.4‰~7.4‰。
这表明超高压变质岩的原岩是近地表火山岩并 与大气降水进行过强烈的水-岩作用，从而揭 示了榴辉岩的原岩在俯冲到地幔深度后其氧同 位素组成并没有受上地幔氧同位素组成（约为 5.7‰）的影响而被保存下来，反映超高压变 质作用形成的榴辉岩在地幔中存留的时间很短 和有限的壳幔相互作用，表明榴辉岩形成后的 快速折返。
3、矿物晶格的化学键对氧同位素的选择
最富: Si—O—Si 键矿物18O； 其次: Si—O—Al ，Si—O—Mg， Si—O—Fe; 最贫: 含（OH） 的矿物 18O .
4、生物同位素分馏
植物光合作用的结果使18O在植物体中
富集，放出O2富含16O：
光合作用的实质是水的去氢作用，植物将水
自然界氢氧同位素的分馏 各种自然产状水的氢氧同位素组成 岩石中的氢氧同位素组成 氢氧同位素地球化学应用
氢同位素：
1H(氕) 2H(氘，D) 3H(氚，T)，
3T是宇宙成因放射性同位素。 氢同位素组成表示： δD（‰）=[(D/H)样品/ (D/H)SMOW－1]×1000
氧稳定同位素
2
氢氧同位素示踪
①确定成矿流体的来源☆ ②确定岩石成因☆ ③岩石氧同位素组成与地球动力学意义 ④古气候示踪
①确定成矿流体的来源
矿床学研究中一个重要的问题是成矿溶液 的来源及其在成矿过程中的演化特征，而 水是成矿流体的基本组分，因此研究成矿 溶液中水的来源是揭示矿床成因的关键。 形成金属矿床的成矿溶液可来自于热卤水、 同生水、大气降水、变质水和岩浆水等， 而成矿溶液中水的氢氧同位素组成是研究 不同成因水的重要示踪剂。
石膏；
2）硫化物δ 34S值：辉铋矿＜辉锑矿＜辉铜
矿＜方铅矿＜斑铜矿＜黄铜矿＜闪锌矿＜黄 铁矿＜辉钼矿.
5.3.3.2 自然体系中硫同位素组成
1.大气圈、水圈和生物圈硫同位素组成 2.各类地球岩石硫同位素组成☆
1.大气圈、水圈和生物圈硫同位素组成
①大气硫存在形式：气溶胶中硫酸盐和气态H2S、 SO2。 ②大气硫来源 A天然来源 火山喷发H2S、SO2 (δ 34S =－10‰~10‰)； 海水蒸发盐δ 34S =20‰)；
生物成因的H2S和有机硫δ 34S =－30‰~10‰)；
B人工污染：金属硫化物矿石冶炼；石膏粉尘。
②确定岩石的成因
例如对花岗岩研究来说，来自于陆壳碎屑物
质部分熔融形成的S型花岗岩，其δ18O值一般 大于10，而来自陆壳火成物质部分熔融形成的 I型花岗岩一般δ18O小于10，由幔源岩浆分异 形成的M型花岗岩，其δ18O值较低。
根据花岗岩的δ18O值判断其物 质来源：
I型δ18O＜10（8~9） S型δ18O ＞10
蒸 发 凝 聚 分 馏
δD=8 δ 18O +10
2、水-岩同位素平衡
1/2Si16O2+H218O→1/2Si18O2+H216O
(25℃，α=1.0492) 其结果是岩石中富集了18O，水中富集了16O。 由于大部分岩石中氢的含量很低，因此，在
水~岩交换反应中氢同位素成分变化不大。
大气降水同位素组成影响因素（看书）：
①大陆效应 ②纬度效应 ③高度效应 ④季节效应
2、温泉和地热水
大气降水深循环加热的水 δD与当地纬度有关 δ18O变化大
3、封存水 大气降水和海水深循环后长期封存（不 流动）的产物，以高温和高矿化度为特征。 δD=－120‰~ － 25‰； δ18O=－16‰~+25‰