Pb同位素
同位素测年原理与方法
• ⑴保持H磁场强度恒定变化， V电扫描 • ⑵保持V恒定变化，H磁扫描（本室用）
• 由上式可知： • 当磁场强度H及仪器电压V不变时，离子的偏 转半径R与荷质比m/e成正比，即荷质比越大，离子 的偏转半径越大。 • 如我室为磁扫描质谱计，当电压V固定在8000 伏时，改变磁场H强度，则离子的偏转半径取决于 m/e 的比。 • 如Pb有四个同位素：208Pb,207Pb,206Pb,204Pb。 偏转半径208Pb＞207Pb＞206Pb＞204Pb由此可将Pb 的四个同位素分开。
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环境同位素地球化学
放射同位素
• •
同位素测年技术
Rb—Sr法年龄测定--古人类迁移 U—Th--Pb法年龄测定 Sm--Nd法年龄测定 Pb—Pb等时线法 普通Pb法--监测环境污染
一；同位素基本概念
1：同位素---具有相同质子数和不同中子数的同一类 元素的不同原子。 2：α衰变--α衰变是放射原子核所放出α粒子的过程， α粒子实际上是氦的原子核(4He2)是带正电荷的两个 质子和两个中子单元。 3：β-衰变-- β-衰变是核内放射出带负电荷的电子流， 在一定的条件下多余的中子转变为质子过程中产生 电子。
ppm表示一百万份重量的溶液中所含溶质的重 量(用溶质质量占全部溶液质量的百万分比来表 示的浓度，也称百万分比浓度)。百万分之几， 就叫几个ppm。 ppm=mg/kg=mg/L ppm=溶质的重量/溶液的重量*106。 1ppm可表示为1×10-6克 1升极稀的水溶液其密度可作为1，因此1 升水的重量为106毫克。若1升极稀水溶液中含1 毫克的某物质，则其浓度相当于1ppm。 1毫克=1000微克，因此该物质的浓度又为 1000ppb。
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离子源表面电离示意图
地质样品中Pb同位素分析的高效酸淋洗流程
地质样品中Pb同位素分析的高效酸淋洗流程地质学中，Pb同位素分析是一项非常常见和重要的技术，它可以为地质学家提供大量的信息，包括岩石年龄、岩石来源、成因、大地构造过程等等。
而在这个分析中，一个高效的酸淋洗流程就显得尤为重要。
下面就是一篇地质样品中Pb同位素分析的高效酸淋洗流程。
1、样品准备与前处理在进入酸淋洗流程之前，首先需要准备样品。
样品要经过研磨、均质、筛分等步骤，使其变成颗粒度较为均匀的粉末状。
然后需要用氢氟酸等酸性试剂将样品中的岩石矿物质完全分解，使得需要分析的Pb和U可以充分释放出来。
2、第一次酸淋洗在样品准备之后，就可以进行第一次酸淋洗了。
这一步的目的是去除样品中的杂质，特别是铁和碳酸盐。
铁会对后续分析造成干扰，而碳酸盐则可以使Pb同位素分析的精度大大降低。
因此，需要使用去铁化酸和氢氧化钠等试剂将样品中的铁离子和碳酸盐去除。
3、第二次酸淋洗第一次酸淋洗之后，需要进行第二次酸淋洗。
这一步的目的是去除Pb同位素分析中的另一种干扰物：Bismuth（Bi）。
Bi是一种与Pb在质谱分析中非常相似的元素，容易被误判为Pb。
因此，需要使用氯化锶（SrCl2）和碘化钾（KI）等试剂，将Bi从样品中去除。
4、第三次酸淋洗第三次酸淋洗的目的是进一步去除掉干扰物，同时保证样品中U和Pb的比例不变。
这一步需要使用硝酸和硫酸等试剂，将样品中的U和Pb分别转化为溶于酸水中的离子。
5、分离Pb和U在完成以上酸淋洗流程后，需要使用离子交换树脂等材料分离出Pb和U的离子。
这是一个关键步骤，如果分离不彻底，会导致Pb同位素分析的不准确。
因此，需要严格控制时间和操作条件，确保Pb和U能够被完全分离出来。
6、去除其他元素最后的一步就是去除其他可能对Pb同位素分析造成干扰的元素，特别是Rb和Sr。
这一步需要使用氟硼酸等试剂，在适当的pH值下将这些元素去除。
总体来说，一次完整的Pb同位素分析需要经过多道严格的酸淋洗步骤，每一步都有非常严格的操作步骤和条件。
铅的同位素
铅的同位素铅（Pb）是一种常见的金属元素，其原子序数为82。
铅具有多种同位素，即具有相同的质子数但不同的中子数的同一元素。
铅的稳定同位素有两种，分别是铅-206和铅-207，它们的自然丰度分别为24.1%和22.1%。
此外，铅还有多种放射性同位素，如铅-210、铅-212、铅-214等，它们具有不同的半衰期和放射性特性。
铅-206是铅的最稳定同位素，它拥有82个质子和124个中子，总共206个核子。
铅-206是一种非放射性同位素，不会自发地衰变释放辐射。
由于其稳定性较高，铅-206在地球上广泛存在，并且被用作地球年龄的测定。
地质学家通过测量铅-206与其衰变产物铅-207的比值，可以推断出岩石或矿物的年龄。
这种方法被称为铅-铅定年法。
铅-207是铅的另一种稳定同位素，它具有82个质子和125个中子，总共207个核子。
铅-207的自然丰度较高，也广泛存在于地球上的岩石、矿物和大气中。
铅-207的存在可以追溯到地球形成的早期，因为它是铅-235衰变的终产物。
铅-235是一种放射性同位素，它具有82个质子和153个中子，总共235个核子。
铅-235经过连续的衰变过程最终变为稳定的铅-207。
利用铅-207与铅-206的比值，地质学家可以推断出岩石或矿物的起源和演化过程。
除了稳定同位素，铅还有多种放射性同位素。
铅-210是一种常见的放射性同位素，它具有82个质子和128个中子，总共210个核子。
铅-210的半衰期约为22年，会通过放射性衰变释放出α粒子和β粒子。
由于其较短的半衰期，铅-210在环境中的存在主要是由于其他放射性元素的衰变产物。
铅-210经常被用来研究海洋和湖泊沉积物的沉积速率和地质过程。
铅的同位素在地球科学、环境科学、核能科学等领域具有重要的应用价值。
它们可以帮助科学家研究地球的演化历史、岩石的形成过程、环境的污染状况等。
通过分析铅同位素的比值，可以追溯物质的来源和迁移路径，揭示自然界中的地球化学过程。
铅环境污染的原位环境同位素示踪技术
铅污染的原位环境同位素示踪技术齐孟文中国农业大学背景铅是5种生物毒性显著重金属汞、镉、铬、铅及砷中之一，对人的神经系统、免疫系统、心血管系统及生殖系统等均具有毒性。
由于人类活动的加剧，因采矿、工业及交通粉尘、废气排放、污水灌溉和使用重金属制品等人为因素所致铅环境污染日益受到关注，对铅污染的来源及负担通量分析，有利于从源头对污染进行治理。
铅污染的铅同位素组成具有原位指纹特征，为污染的溯源性分析提供一种便捷的分析技术。
原理自然界的铅有4种稳定同位素，其中204 Pb的半衰期为1.4 ×1017a ,远大于地球形成的年龄4.6 ×109 a ,因而可以看作是稳定同位素, 绝对含量不随时间而变化。
其它3 种是放射性成因稳定性核素206 Pb、207 Pb 和208 Pb，分别是238U、235U、232Th衰变的最终产物, 其同位素丰度随着时间而增加。
铅同位素分子的质量数大, 同位素分子之间相对质量差小, 一旦形成后在次生演化过程，几乎不产生同位素分馏作用，其同位素组成主要受起源区的始铅含量及放射性铀、钍衰变反应的制约, 次生作用过程中即使所在系统的物理化学条件发生改变，同位素组成一般也不会发生变化。
不同的环境介质、成因机制及时间上形成物质具有不同的同位素组成特征,或者说特定的“地球化学指纹”。
因此根据污染样品的铅同位素组成, 结合铅同位素的地球化学背景值, 就可以确定污染来源，进而可以用同位素比率方程求的各主要污染源的贡献。
计量N个端源的同位素比率或核素含量混合的计量方程推导如下。
设其某一元素的一对同位素核素的质量浓度分别记为和，其中i 表示元素,表示来源（）。
令，表示合物中第源所占的质量分数，且和为混合物中该对同位素核素的质量浓度，则有质量平衡定律有ij a ij b j n 1j i ⋅⋅⋅=，，∑=j j j A /A f j A j i a i b in n i22i11i a f a f a f a +⋅⋅⋅++=in n i22i11i b f b f b f b +⋅⋅⋅++=令，移相合并同类项得i i i /a b x =0f b -x (a f b -x a f b -x a n i2i in 2i2i i21i1i i1=+⋅⋅⋅⋅⋅++））（）（用行列式表示方程等价为0f f b -x a b -x a b -x a b -x a b -x a b -x a n 2nn n nn n2n n2n11112n 22n 2222221221=⎥⎥⎥⎥⎦⎢⎢⎢⎢⎣⋅⋅⋅⎥⎥⎥⎥⎦⎢⎢⎢⎢⎣⋅⋅⋅⋅⋅⋅⋅⋅⋅f b -x a b -x a b -x a 11n 11n 1221211111⎤⎡⎤⎡因为∑ , 该方程组有不全为零的解的充要条件是系数行列式为零,即=1f j 0b -x a b -x a b -x a b -x a b -x a b -x a b -x a b -x a b -x a nn n nn n2n n2n11112n 22n 22222212211n 11n 1221211111=⎥⎥⎥⎥⎦⎤⎢⎢⎢⎢⎣⎡⋅⋅⋅⋅⋅⋅⋅⋅⋅上式即为同位素或微量元素的n元混合方程的一般形式。
MC-ICP-MS Sr-Nd-Pb同位素测试-实验室具体操作经验总结
以下是一些个人实验时做的记录，只做交流，如有异议望及时交流，以促进学术。
称样：做同位素实验之前我们最好有微量的数据，因为通过微量的部分数据值可以判断该样品同位素的含量的基本情况，如果微量的数值偏小，那么我们针对于这样的样品就要在测其同位素的时候多称量一些样品来弥补其不足。
具体称样规则见“科学天平的使用”加酸：将称好的样品装入溶样弹中，依次加入HNO3和HF（注意顺序不能颠倒）而加入的量是根据称量的克数来决定的，如果称量50mg，一般加入1ml原酸即可，如果称量50-200mg可加入1.5-2ml酸。
此步骤操很重要，主要注意一下几点：1，严格控制酸的量，根据样品量适当加入2，加酸的顺序不能颠倒3，加入HNO3后必须用手轻轻震荡杯底多次，知道样品全部溶解为止此步骤中样品的溶解程度决定了后面实验的精度，如果在后期出现沉淀，或部分不溶现象，基本是由于此步操作不完善所引起的。
入钢套：同位素所用的钢套与微量中所用的不同，但大致原理是一样的，第一步：准备钢套，按照样品数目将需要使用的钢套清点出来，保证每个钢套都有配套的盖子，并准备一些一毛钱或小钢垫已被后面使用。
第二步：将钢套的盖子用砂纸清理干净，并在清理后的盖子表面写上我们样品的编号（样品进如烘箱后写在溶样弹上的编号均因被蒸发出的酸蒸汽分解而看不清，为区别样品在钢套上写编号，待样品拿出后在将编号重新写于溶样弹上），第三步：将溶样弹装入钢套中，观察其高度是否高于钢套边缘，如果高于钢套边缘即可将盖子盖上并拧紧，如果低于钢套边缘就需要再次将溶样弹拿出，在钢套底部放入一个一毛钱或小钢垫以增加溶样弹的高度，然后在将钢套拧紧。
此步骤很重要，如果钢套拧的不紧会出现漏酸现象！第四步：将拧好的钢套一并放入烘箱中，温度调节为190度，时间调节为48小时。
第五步：约48小时后，将烘箱关闭，并让其自然降温，待温度降下来后，将钢套取出，并将其拧开，取出溶样弹，根据溶样弹上的编号，再次将编号转编于溶样弹上。
Pb同位素的研究进展和应用
Pb同位素的研究进展和应用自然界中Pb有四个同位素，包括204Pb、206Pb、207Pb、208Pb，其中204Pb 是非放射性成因同位素，206Pb、207Pb、208Pb为放射性成因同位素，由238U、235U、232Th 放射性衰变产生，因此，铅同位素的研究最初为模式年龄定年和探讨成矿物质来源的示踪。
随着近年来对铅同位素的不断研究，铅同位素开始应用于化探与找矿评价、找矿勘探，以及在壳幔相互作用和环境评价等方面也具有重要的指示意义（刘茜，易文萍，2014）。
1 铅同位素定年1.1 U-Pb 锆石法（一致年龄）。
如果一种矿物在形成时含很高的U 但不含Pb，则方程可简化为：206Pb *= 238U (eλ238t -1)，207Pb *= 235U (λ235t -1)，其中*代表放射性成因铅。
图1为U-Pb 谐和图。
显示了一致曲线和Pb 丢失产生的不一致曲线。
晶质铀矿和独居石最初被用来定年，但其有限的分布限制了它们的应用。
锆石在中-酸岩中是一个广泛分布的富铀矿物，被广泛应用于U-Pb 定年。
基性岩中斜锆石也被用来定年[1]。
图1 U-Pb谐和图1.2 U-Pb 锆石法（不一致年龄）L.H.Ahrens（1995）和G.W.Wetherill（1956）提出了铅一次连续不丢失的模型。
假设在一个研究地质体中取得了若干个锆石样品，其真实年龄为T，然而在T1 时发生如区域变质作用或热接触变质作用等使得铅丢失，且由于各个样品丢失程度不同而形成图一中的不一致线。
上交点年龄作为锆石形成年龄的解释则是确定的；但下交点年龄具有多解性。
然而，如果锆石数据投影点离上交点较远，则上交点的误差较大。
为了获得较好的上交点精度，Krogh（1982）认为应在进行同位素分析之前，去除样品中Pb 丢失严重的部分。
一种方法是用高通量的磁铁进行分选，选出变生最弱的矿物颗粒。
另一种方法是在一个风力磨具中磨掉矿物的外层部分，该部分往往最富U，因而变生也最严重，样品经这样处理后，分析数据的一致性大为提高。
U-Pb同位素测年方法及应用综述
U-Pb同位素测年方法及应用综述作者：梁丽萍高苑苑来源：《青年生活》2019年第19期摘要：U-Pb同位素定年技术是应用最广的重要经典同位素定年技术之一，具有其他许多同位素测年技术无法相比的优点。
本文介绍了U-Pb同位素体系测年的基本原理和样品要求，并整理了U-Pb法同位素定年常用矿物用有锆石、斜锆石、金红石、磷灰石、锡石。
最后对U-Pb同位素测年方法进行了整体介绍。
关键词：U-Pb;测年一基本原理和前提1.1基本原理同位素地质年龄测定依据元素放射性衰变的原理。
放射性是指原子核自发地放射各种射线（粒子）的现象。
在磁场中研究放射性的性质时，发现射线是由α、β、γ等3种射线组成的。
α射线是高速运动的粒子流，粒子由2个质子和2个中子组成，实际上就是He原子核。
β射线是高速运动的电子流。
γ射线是波长很短的电磁波。
能自发地放射各种射线的同位素称为放射性同位素。
放射性同位素放射出α或β射线而发生核转变的过程称放射性衰变，衰变前的放射性同位素为母体，衰变过程中产生的新同位素叫子体。
若放射性母体经过一次衰变就转变为另一种稳定的子体，称为单衰变。
1.2前提由于各同位素体系的放射性同位素具有不同的衰变速率（或半衰期不同）和不同的地球化学特征，这使得每个同位素体系定年都具有独特优点和适用范围。
但是，作为同位素体系定年的基本前提和限制条件是相同的，即：（1）用来测定地质年齡的放射性同位素有适宜的半衰期T1。
与测定的对象年龄相比，不宜过大，也不宜过小，且半衰期和衰变常数能被准确测定。
（2）能够准确测定母体同位素组成和每个同位素的相对丰度。
无论是在自然界的矿物、岩石中，还是在人工合成物中，这个相对丰度应该是固定不变的，即是一个常数。
（3）母体同位素衰变的最终产物必须是稳定同位素，用当前的仪器设备和技术水平能准确测定出母子体含量及同位素组成。
（4）岩石及矿物自形成后处于封闭体系，没有母子体的加入或丢失。
（5）在岩石或矿物形成过程中和形成以后，同位素体系从开放体系过渡到封闭体系，所经历的时间相对于封闭体系所维持的时间是短暂的，从部分封闭到完全封闭所经历的时间可忽略不计。
pb的相对原子
pb的相对原子相对原子质量是指一个元素的同位素的相对质量。
同位素是指原子核中质子数相同，但中子数不同的原子。
同一个元素的不同同位素具有相同的化学性质，但物理性质上会有一些差异。
相对原子质量的计算是根据同位素的质量和丰度来确定的。
在化学中，相对原子质量是非常重要的一个概念。
它可以帮助我们计算化学反应中物质的质量变化，并且可以用来确定化学方程式中物质的摩尔比例关系。
相对原子质量的单位是原子质量单位（amu）。
对于元素pb（铅），它有多个同位素，其中最稳定的是铅的同位素pb-208。
铅的其他同位素有pb-206、pb-207和pb-204等。
这些同位素的质量不同，因此它们的相对原子质量也不同。
铅（pb）的相对原子质量是207.2 amu。
这个数值是根据铅的天然同位素的质量和丰度加权平均得出的。
铅的天然同位素主要是pb-208，它的质量为207.976652 amu，丰度为52.4%。
其他同位素的质量和丰度分别为pb-206（205.974465 amu，24.1%）、pb-207（206.975896 amu，22.1%）和pb-204（203.9730436 amu，1.4%）。
根据这些数据，可以计算得出铅的相对原子质量为207.2 amu。
铅是一种常见的金属元素，具有较高的密度和较低的熔点。
它的化学性质比较稳定，不容易被氧化。
因此，铅在工业和日常生活中有广泛的应用。
它被用于制造电池、建筑材料、防辐射材料等。
然而，铅也是一种有毒物质，长期暴露在铅中会对人体健康造成危害。
因此，在使用铅及其化合物时需要注意安全。
除了铅，其他元素的相对原子质量也可以计算得出。
例如，氢（h）的相对原子质量是 1.008 amu，氧（o）的相对原子质量是16.00 amu。
这些数值可以在化学实验和计算中用来进行质量计算和物质摩尔比例的确定。
相对原子质量的概念也可以扩展到分子和化合物上。
分子的相对分子质量是指分子中各个原子的相对原子质量之和。
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两阶段年龄计算表
二 具有多阶段演化的异常铅
自然界大多数矿床都不符合单阶段演化正常铅的模式， 属于异常铅。 异常铅的特点：
• (1) 铅同位素组成的变化一般很明显，而 且以富含放射成因铅为特征。 • (2) 在 207Pb/204Pb—206Pb/204Pb 和 208Pb/204Pb—206Pb/204Pb 图上呈线性排列。 • (3) 采用单阶段演化模式所计算的模式年 龄与用其他方法测定的年龄是不一致的， 有时甚至是负值。
– J型铅（异常铅）——模式年龄小于矿床 （或岩石）年龄。 – B型铅（异常铅）——模式年龄大于矿床 （或岩石）年龄。
铅同位素研究中使用的参数和 符号：
• t0=45.7108a a0=206Pb/204Pb • b0=207Pb/204Pb c0=208Pb/204Pb • =238U/204Pb V=235U/204Pb W=232Th/204Pb =238U/235U=137.88 K=W/
• 普通铅——不含U、Th及其衰变系列中 的放射性同位素的矿物或岩石中的铅， 由原始铅+放射成因铅组成，其中放射 成因的铅是矿物或岩石形成以前由放射 性母体的衰变所形成的。
• 正常铅——符合单阶段演化模式，能给 出有意义模式年龄的普通铅。 • 异常铅——不符合单阶段演化模式，模 式年龄无意义的普通铅。
206
把1、2式联立，可以消去：
Pb ( 204 )t b0 5T 5t 1 e e Pb [ 8T ] 206 8t Pb 137.88 e e ( 204 )t a0 Pb
207
• 上式在已知t0(或T)、a0、b0和样品比值的 情况下可以求得t（成矿或成岩）年龄。
蒙库
铅同位素在找矿方面的应用
• 由于铀异常将造成明显铅同位素异常， 因此铅同位素方法较早就被应用于铀矿 床的找矿评价。 • 澳大利亚学者Gulson,1986)的研究表明， 铅同位素方法应用于铅锌矿床与金矿床 的化探评价也是行之有效的。
• 朱炳泉在新疆阿尔泰南缘多金属矿带评 价铁帽与化探异常，寻找铅、锌、铜、 金等矿种方而取得了一些成功的经验， 在华北与华南根据铅同位素特征进行金 矿床的找矿评价的研究中也发现具有广 阔的应用前景。
铅同位素对比法
• 1、关于全岩样品的校正 • 岩石或矿石中含有一定量的U和Th，他 们在形成之后的放射成因铅加在了原有 的组成上，将岩石的分析数据直接与矿 石对比，在有些情况下会有明显的偏差， 需要进行校正。
2、校正方法如下：
• 先计算出岩石样品的μ值和w值，他们分别代 表U、Th与Pb的关系 • (206Pb／204Pb)t＝ (206Pb／204Pb)sam－ μ(eλt－1) • (207Pb／204Pb)t＝ (207Pb／204Pb)sam－ μ／ 137.88(eλt－1) • (208Pb／204Pb)t＝ (208Pb／204Pb)sam－ w(eλt－1) • t是成矿（成岩）年龄，需用其他方法求得。
• 如果在t年以前铅从没有同位素分馏的体 系中分离出来, 则
Pb 8T 8t ( 204 )t a0 (e e ) Pb 207 Pb 5T 5t ( 204 )t b0 (e e ) • Pb 137.88 208 Pb 5T 5t ( 204 )t c0 k (e e ) Pb
• 地质体中的206Pb、207Pb、208Pb含量随时 间而变化（增长）。 • 用204Pb作基准，用206Pb/204Pb、 207Pb/204Pb、208Pb/204Pb来表述铅的变化 规律。
几个概念：
• 放射性成因铅——岩石矿物形成以后， 由其中的238U 、235U、232Th衰变所产生的 那部分206Pb、207Pb、 208 Pb。
1 e e m [ 8T ] 8t 137.88 e e
• m是等时线的斜率。当t=0时，称为地球 年龄线，等时线通过地球原始铅同位素组 成点。
5T
5t
• 前述方程式是一个超越方程，不能用代 数方法来求解，可用作图或制表的办法 来求解，同样可以得到很好的精度。
• 求解模式年龄的步骤： • 用斜率公式，按一定的时间间隔代入到 斜率公式中的t，计算出相应的斜率值， 制成表格。 • 用样品的比值求出等时线的斜率，再用 插值法求出年龄值——模式年龄
Stacey-Krasters两阶段正常铅演化 • 该模式假定，普通铅的演化从地球形成时 (45.7×108a)开始直到37×108a前为第一演化阶 段，其238U/204Pb为7.19，232Th/204Pb为32.2l， Th/U为4.62。 • 大约在37×108a前，由于发生分离事件，正常 铅的演化进入第二阶段，即地壳阶段。 • 由于地壳比地幔富含铀和钍，所以第二阶段的 238U/204Pb为9.74，232Th/204Pb为37.19，Th/U为 3.78。 • 在上述两个阶段中，铅同位素都是在封闭的系 统内演化的。
异常铅有多种可能的形成方式：
1. 两种不同时代的正常铅的混合； 2. 一种正常铅受到了放射成因铅源 的污染；
3. 源区中获得或丢失Th、U或Pb；
4. 可能经历多次的放射成因铅的污 染，即经历过多个U-Th-Pb系统的 演化。 • 见下图
异常铅的年龄计算
( 207 Pb 1 e 5t2 e 5t2 [ 8t1 ] 206 204 206 204 8t 2 ( Pb/ Pb) t2 ( Pb/ Pb) t1 137.88 e e 这是一个二次等时线公式，其斜率R为:
•
(4) 化学沉积型矿床铅。 ∆β 值与上地壳和俯 冲带铅相当，但 ∆γ 值明显偏高。如湘西西安 的白钨矿、白云鄂博的重晶石矿床、黑龙江 小西林的铅锌矿、江苏南部石炭 — 二叠系地 层中的层控矿床等等。 • (5) 海底热水作用矿床铅。 ∆β 值与地慢和俯 冲带铅相当，但 ∆γ 值则明显偏高。如新疆阿 尔泰南缘多金属矿床与内蒙古查尔泰群中的 铜铅锌矿床。
208
• 严格符合单阶段演化模式的矿床或岩石 是比较少的，有一些矿床接近于单阶段 演化模式，如与拉斑玄武岩有关的块状 硫化物矿床、海底火山喷气沉积矿床以 及一些层控矿床等。
• Stanton and Russell（1959）选定了9个整 合型矿床，他们认为这些矿床是地幔物 质在没有受到地壳物质污染的环境中， 通过沉积作用形成的，应该具有单阶段 演化的特点。结果拟合出一条生长线， =8.99。见下图。
•
(4) 在增长曲线图中，异常铅的数据点 或是沿某一原始等时线分布，但落在不 同μ值的演化线上； • 或是落在不同的原始等时线上，但μ值差 别不大，数据点都位于增长曲线的弦上， 不超出增长曲线; • 或落在具有不同μ值的增长曲线和不同年 龄的原始等时线上。
•
(5) 在异常铅的源区中，通过计算所获 得的U/Pb或Th/Pb变化明显。 • (6) 在很多具有异常铅的矿床中，铅同 位素组成的变化具有一定的规律性。如 在横山岭铅锌矿床中，206Pb/204Pb或 208Pb/204Pb随矿体埋藏深度增加而有升高 的趋势 (据陈好寿，1979) ??
•
(6) 中等程度变质成因矿床铅。 ∆β 均大于零 (与沉积作用有关的矿床 ∆β 值更高 ) ，而∆γ＜ 8， 或为负值。有时 ∆β 与 ∆γ 之间常具有正截距的 线性相关。如陕西破山、银洞沟的金矿，夹 皮沟的金矿等。 • (7)深变质成因矿床。一般∆β＜0，∆γ＜0，具 有此特征的矿床，如红透山、坨沟、蔡家沟、 关门山的铅锌铜矿床。
第七节 铅同位素
一、铅稳定同位素组成
• 铅有4种稳定同位素： • 204Pb、206Pb、207Pb、208Pb 204Pb尚未被发现有放射性母体，普遍被 认为代表原始铅。 • 206Pb、207Pb、208Pb都是由放射性母体产 生的： • 238U206Pb+84He+6-+Q 235U207Pb+74He+4-+Q 232Th208Pb+64He+4-+Q
– – – – – 铅年龄法(模式年龄） 特征值法（μ，w，k） ⊿α－⊿β－⊿ γ法 模式图解法 对比法
⊿α－⊿β－⊿ γ法
• 为了克服Zartmman铅构造模式的缺点， 朱炳泉用∆β-∆γ图的表示方法。 • 从铅构造模式图上我们可以看到能反映 源区变化的是 207Pb/204Pb 和 208Pb/204Pb 的 变化，而206Pb/204Pb只对成矿时代有灵敏 的反映。 • 因此，只应用∆α与多计算模式年龄，而 应用∆β与∆γ作成因示踪。
204
Pb) t2 ( 207 Pb/ 204Pb) t1
1 e e R [ 8t1 ] 8t 2 137.88 e e
需要用其他办法确定一个时间。 •
5t1
5t 2
加拿大大不列颠哥伦比亚库特内弧区矿 床中方铅矿的异常铅
辽宁东部某 些金矿的金 属矿物的铅 同位素
207Pb/204Pb
16.00
200^8a
15.00
30
14.00
35
12.00
14.00
16.00
18.00
20.00
206Pb/204Pb
大洋年轻火山岩的铅同位素组成
阿辛申岛，戈夫岛，圣.海伦纳，卡纳瑞群岛的 特奈理夫岛， 夏威夷群岛
三、在物质来源方面的应用
• 铅同位素示踪有几种方法：
• a0=9.3070.003 b0=10.2940.003 c0=29.4760.009
• a=18.700 b=15.628 c=38.63
8=0.15512510-9/a (238U的衰变常数) 5=0.9848510-9/a(235U的衰变常数) 2=0.04947510-9/a(232Th 的衰变常数)
• 用样品铅同位素组成与某时代的地幔（理想） 的差值⊿，可以揭示铅同位素的演化信息 ⊿α＝[α/αM(t)-1] ×1000 ⊿β= [β/βM(t)-1] ×1000 ⊿γ= [γ/γM(t)-1] ×1000 α 、β、γ是样品的比值，M代表地幔，计算用 的μ值取7.8，232Th／238U＝4.04，T=4.57Ga， a0=9.307, b0=10.294, c0=29.476.用单阶段演化 公式计算某时间的地幔比值。