1990—1996年标度的同位素地质温度计
第二章(同位素分馏)案例
斜长石-白云母
3 同位素动力学非平衡分馏
动力学非平衡分馏指偏离同位素平衡而与时间有关的分馏，即同位素在 物相之间的分配随时间和反应进程而不断变化。
自然界的许多同位素分馏具有化学动力学性质，例如单向化学反应、蒸 发、扩散和生物过程(光合作用、根的呼吸作用、细菌还原作用)等。
一般地，下述两种情况都可能产生同位素动力学分馏：
同位素平衡分馏是同位素在地质（测温）研究 中的重要概念，如果同位素分馏没有达到平衡 状态，就不能用来测定地质温度。换言之，同 位素地质温度计的先决条件就是，其共生矿物 对之间的同位素组成要彼此达到平衡。
同位素分馏系数与温度的关系
同位素地质温度计的理论基础： 从理论上和实践上都已证明，地质体中共生矿物之间，它们的稳定
程度，它反映了两种物质之间同位
素相对富集或亏损的大小。也就是
说，哪种物质含有更多的重同位素， 哪种物质含有更多的轻同位素。
当αA-B>1时，表示A物质比B物质富 集重同位素；当α<1时，则指A物 质比物质B富集氢同位素；当αA-B=1 时，表示两种物质之间没有同位素 分馏。
dand
dx
D/H Fractionations between H2O-H2, H2O-H2S and H2O-CH4 (from calculated date of Richet et al. 1977)
方解石和不同矿物之间的氧同位素分馏
Qtz：石英；Ab：钠长石；An：钙长石；Ph1：金云母； Di：透辉石；Fo：镁橄榄石；Mt：磁铁矿
早在1983 年，Thiemens 等就在“Science”上发表文章，研究了“氧的不相 关分馏”，认为这种新的效应可能在宇宙化学研究上有重要意义。1983 年 以后，许多学者都在寻找“质量不相关分馏”现象在地球上和大气圈中存在 的证据：1996 年，Clayton 和Mayeda研究了地球以外物质的δ17O。1999 年，Thiemens又在“Science”上发表文章，用事实说明在陨石物质和地球 上少量大气物质中存在氧同位素的质量不相关分馏；并且研究了大气分子 （O2、O3、CO、CO2 和N2O）中的δ17O 值。最近几年，Δ17O 在各种物质 中的陆续发现引起了科学家极大的兴趣与关注。在溶解氧和天然水中发现 δ17O 异常，潜在地开创了生物地球化学和水文学领域新的有效研究工具。
海南西部戈枕金矿成矿带的矿床类型及成因_江明贵
第24卷第4期桂林工学院学报Vol.24No.4 2004年10月JOURNAL OF GUILIN INST ITUTE OF TECHNOLOGY Oct12004文章编号:1006-544X(2004)04-0402-05海南西部戈枕金矿成矿带的矿床类型及成因江明贵,路西坤(海南省地质勘查局,海南海口570206)摘要:海南西部戈枕断裂为区域性控矿构造,沿该断裂的旁侧近等距分布的一系列金矿床,构成戈枕金矿成矿带,根据其成矿地质特征、控矿因素等可划分为3种矿床类型,即蚀变糜棱岩型、蚀变碎裂岩型和石英脉型.研究表明,成矿物质具多源性,赋矿层位戈枕村组的原岩为来自上地幔的火山岩,有初始的矿源,该组金丰度高,为矿源层,成矿过程中混合岩化作用、岩脉蚀变等都补充了金质;硫源来自矿源层原始硫,成矿与混合岩化热液有关;成矿在中温、弱酸)弱碱性环境,成矿作用多期、多阶段,成矿时代为晚古生代)早中生代,矿床属混合岩化热液成因.关键词:戈枕断裂带;金矿;成矿带;矿床类型;成因;海南中图分类号:P618151011文献标识码:A¹1成矿带地质概况戈枕金矿成矿带位于海南西拗陷的西部,沿北东向戈枕断裂带展布,长度与戈枕断裂带基本一致,宽度约5km.以戈枕断裂为界,西北部(戈枕断裂上盘)出露的地层为中元古界戈枕村组混合岩及混合岩化片岩,锆石U-Pb法测定的同位素年龄为1280~1600Ma,相当于中元古界蓟县系,是海南岛内出露的最古老、变质程度最深的地层,也是本成矿带金矿的赋矿层位;东南部(戈枕断裂下盘)为古生界奥陶)志留系南碧沟组浅变质岩,主要为千枚岩、变质粉砂岩和碳质板岩等.戈枕断裂北起海南昌江石碌铁矿南缘,南止东方县不磨,长度约50km,总体走向35b,倾向北西,倾角50b~75b,为压扭性断裂.断裂带宽度一般十~几十米,最大达百米以上,沿走向有弯曲、膨大缩小现象,往深部倾角有变缓趋势.断裂带内普遍见有糜棱岩化,硅化、绿泥石化、黄铁矿化等蚀变强烈,但未见金矿富集.该断裂旁侧的次级断裂构造发育,主要有北东、北西、东西、南北四组,为成矿带的主要容矿构造,控制各矿床(或矿点)矿体的产出.戈枕断裂带自北至南依次控制着土外山、抱板、北牛、红甫门岭、不磨等金矿床和金牛岭、公爱、中沙等矿点,构成了戈枕金矿成矿带(图1).成矿带周边岩浆岩发育,主要有海西)印支期混合花岗岩、印支期花岗闪长岩和花岗岩、燕山期花岗岩和正长花岗岩,此外沿成矿带旁侧中酸性岩脉广泛分布,主要有闪长玢岩脉、伟晶岩脉、闪长岩脉等.区内化探异常广泛分布,常成群成片出现,据1/1万比例尺化探次生晕工作成果,成矿带地球化学异常的分布明显受戈枕断裂的控制,总的分布趋势是:靠近戈枕断裂元素组合复杂,Au和As浓度高,规模大;远离戈枕断裂元素组合渐趋简单,Au 浓度降低,规模小.断裂带上盘各元素地球化学晕发育,具有元素组合分带特征:以戈枕断裂为中心,向北西方向依次出现Au-As带y Au-Ag-Pb-Cu-Co带y Au-Pb-Cu带y Au(Pb)带.¹收稿日期:2003-09-29项目基金:原中国有色金属工业总公司地质找矿项目作者简介:江明贵(1963-),男,高级工程师,地质矿产勘查专业.图1戈枕金矿成矿带地质简图Fig11Geolog ical sketch map of Gezhen gold metallogenic belt Q)第四系;P)二叠系;C)石炭系;S)志留系;Qnb)南碧沟组;Chg)戈枕村组;M C4+5)海西)印支期混合花岗岩;C D15)印支期花岗闪长岩;N C25)燕山早期正长花岗岩;C35)燕山晚期花岗岩.1)断裂;2)推测断裂;3)侧视雷达航片解译线性体;4)侧视雷达航片解译环形体;5)金矿床或矿点; 6)乡镇高浓度带主要分布在戈枕断裂上盘,各浓度带呈单向羽状分带,主浓度带沿戈枕断裂呈北东向展布,侧羽支浓度带呈北东东向分布,与主浓度带组成/入0字形态系.主、支浓度带交汇处各元素发育,浓度也较高,是成矿带工业金矿体主要赋存部位.2矿床类型及成因211金矿床类型特征戈枕断裂带为区域性的控矿断裂带,控制着该成矿带上各金矿床(或矿点)的分布.在空间上,这些金矿床(或矿点)沿北东向戈枕断裂带呈约5km等距分布,同时由于所处的应力环境、变形方式以及成矿作用等方面的差异,所形成的金矿床类型具有水平分带特征:(1)纵向上,戈枕断裂带的中段以韧性变形为主,构造应力强烈,形成了与其关系密切的蚀变糜棱岩型金矿床;(2)往戈枕断裂带的北东和南西两端,变形方式逐渐转变为脆性变形为主,构造应力相对减弱,相应形成以脆性变形为主的蚀变碎裂岩型金矿床、石英脉型金矿床;(3)横向上,次级断裂带的中心部位构造应力强烈,产生糜棱岩及蚀变糜棱岩型金矿床,往外,形成碎裂岩及蚀变碎裂岩型金矿床,构造带旁侧,主要为混合岩化变质岩及以张性裂隙充填为主的石英脉型金矿床.21111蚀变糜棱岩型金矿床以红甫门岭金矿床(中型矿床)为例,控矿构造为与戈枕断裂带产状基本一致的次级断裂构造,主要由3条糜棱岩带组成,并具有明显的分带性,中心部位为超糜棱岩,向外侧依次为糜棱岩(千糜岩),边缘部位为糜棱岩化混合岩或片岩.金矿体主要产在超糜棱岩、糜棱岩或千糜岩中,产状与糜棱岩产状基本一致.矿体呈脉状或透镜状,长度40~420m,厚度016~414m,延深30~190m.矿体具平行侧列、分枝复合、尖灭再现特点,与围岩没有明显界线,呈渐变关系,只能依据样品分析结果圈定.矿体大部分出露地表,少部分为隐伏矿体,部分矿脉向北东侧伏.矿石矿物主要是自然金、银金矿(少量)、毒砂、黄铁矿、方铅矿、闪锌矿、黄铜矿,硫化物含量少于5%;脉石矿物主要有石英、长石、白云母、绢云母等.自然金主要呈微粒状星散分布在粒状的石英晶隙中,或在毒砂、黄铁矿粒间,主要为晶隙金,其次为裂隙金,少量包裹金.矿石类型主要是含金超糜棱岩和含金糜棱岩.矿石结构主要有自形)半自形晶粒结构、包含结构和交代结构.矿石构造主要是稀疏浸染状、细脉状与条纹条带状构造.近矿围岩蚀变现象普遍,主要有硅化、绢云母化、绿泥石化、黄铁矿化等,其中以硅化与成矿关系密切,蚀变越强,矿化越好.21112蚀变碎裂岩型金矿床以抱板金矿床(中型矿床)为例,控矿(容矿)构造为戈枕断裂带的次级断裂构造,以走向北东为主,规模较大,南北、东西和北西向次之.断裂构造岩具有明显403第24卷第4期江明贵等:海南西部戈枕金矿成矿带的矿床类型及成因的分带现象,中部为石英蚀变岩(或硅化岩),两侧为硅化碎裂岩,金矿体主要赋存于次级断裂带的中部,矿体多呈脉状,次为透镜体或扁豆体,产状与断裂带基本一致.矿体长度20~350m,厚度012~912m,延深30~80m.常成组出现,呈侧幕状排列,部分脉体呈尖灭再现,与围岩没有明显界线,只能依据采样分析品位圈定.矿石矿物与蚀变糜棱岩型矿床基本一致,脉石矿物有石英、长石、绢云母、绿泥石、方解石等.自然金主要以裂隙金、晶洞金、晶隙金和包体金,呈星散浸染状嵌布于矿石的石英、黄铁矿的晶粒或晶隙间,或充填于石英晶洞间,或包裹于石英、黄铁矿等载金矿物中.矿石类型主要有含金石英蚀变岩、含金长石石英蚀变岩及含金硅化碎裂岩等.矿石结构主要是自形)半自形晶粒结构和包含、交代熔蚀结构,矿石构造主要有稀疏浸染状、细脉状和条带状等构造.围岩蚀变特征与蚀变糜棱岩型矿床大致相同.21113石英脉型金矿床以不磨金矿床(中型矿床)为例.戈枕断裂带次级褶皱构造的层间裂隙为金矿脉的控矿(容矿)构造,主要有北西、北东、近东西和南北向4组,其中以北西和近东西两组最为发育,规模较大,单体矿脉长125~195 m,厚度015~1175m,延深115~150m.南北和北东两组次之,规模小.矿体常成带出现,平面上近平行排列,剖面上尖灭侧现,与围岩界线清楚.矿物组合比较简单,矿石矿物主要有自然金、银金矿、毒砂、黄铁矿、方铅矿等;脉石矿物主要为石英,偶见绢云母、方解石.自然金大多赋存于石英裂隙中,其次是石英晶隙中.矿石结构以半自形)它形粒状结构、碎裂结构为主,构造有浸染状、细脉状构造.围岩蚀变特征与前相近. 212金矿床成因探讨21211成矿物质来源经原岩恢复,戈枕村组混合岩的原岩为夹有浅海相沉积岩的中酸性)基性火成岩,它可能来自上地幔,是初始矿源层[1].成矿带两侧的各类变质岩石Au的丰度值均超过地壳(315@10-9~4@10-9)、地幔(5@10-9)以及各同类岩石的丰度值,其中绿泥石片岩w (Au)为(18~27)@10-9,斜长角闪片岩(10~100)@10-9,黑云母变粒岩(120~230)@ 10-9,条纹混合岩(4~30)@10-9,岩脉也超过同类岩石Au的含量.高丰度值不专属某一岩类,说明成矿物质来源多源性,因而戈枕村组可理解为第二矿源层.由于容矿的戈枕村组是混合岩,断裂变质分异的混合岩化及其后热液作用,断裂变质糜棱岩化作用,脉岩的蚀变作用等,都补充了金,活化转移沉淀前,即成矿前多源,成矿过程中又多源补充矿质.成矿带含金石英脉中黄铁矿D34S为+611j~ +912j,蚀变岩型金矿中黄铁矿D34S+616j~+ 712j,其特点均正向偏离陨石硫,明显地以富集D34S为特征,且变化较窄;混合岩中黄铁矿D34S+ 3131j~+10134j,而中基性岩脉中黄铁矿D34S +216j~+317j.对比之下说明矿带硫源受/矿源层0原始硫同位素的影响,成矿与混合岩化热液作用有关.国内绝大多数混合岩化热液矿床,如招掖、河台等金矿中黄铁矿D34S+419j~+1211j,可与本矿带类比.另据前人资料,昌江石碌铁矿附近燕山期花岗岩D34S+211j~+413j,平均+3j,因此本矿带硫不可能来自燕山期花岗岩. 21212成矿热液来源从测定的岩矿石氢氧同位素组成看,本成矿带含金石英脉D18O+916j~+ 1318j,包体D D H2O-7814j~-54j,计算的D18O H2O-2131j~+3162j,说明成矿溶液来自变质水和大气降水;蚀变岩型金矿中石英D18O+1115j~+1511j,包体D D H2O-6616j~-6119j,计算的D18O H2O2114j~8111j,成矿溶液主要来自变质水和大气降水,但部分蚀变岩金矿脉为混有岩浆水的变质水;含金伟晶岩岩脉中石英D18O H2O+617j,D D H2O-55j,成岩成矿溶液也为混有岩浆水的变质水.戈枕断裂石英D18O H2O-1133j,D D H2O-35j,是大气降水渗入断裂环流被加热的直接产物,其中D D H2O值最大,说明戈枕断裂可能为古水源的供给构造.根据王秀璋(1984)关于我国层控矿床成矿热液的划定范围,对比本区岩矿石氢氧同位素特征,属于变质热液(混合岩化热液为主)类型.21213成矿溶液性质据矿物气液包裹体研究成果,成矿溶液的成分特征是一种以H2O为主、成404桂林工学院学报2004年分复杂的浓离子-分子的真溶液,有K+,Na+, Ca2+,Mg2+等以及SO2-4,Cl-,HCO-3,F-等,气体有H2,CO2,H2S等.成矿溶液pH值513~ 816,为弱酸)弱碱性,金在热液中主要以硫氢络合物形式Au(H S)2S2-迁移.21214成矿构造条件金矿体的分布明显受戈枕断裂的控制,主要工业矿体均出现在戈枕断裂上盘次一级裂隙中,并成群成组出现.这些裂隙为金的运移、沉淀和富集提供了有利的通道和空间,是形成工业矿床的重要条件.21215成矿的温度经对金矿脉石英爆裂温度和均化温度测定:石英爆裂温度为137~418e,主要区间200~280e,平均为245e;均化温度为123~422e,主要区间200~260e,平均255 e,捕获温度为235~335e;利用毒砂地温计法计算出矿床成矿温度为329~450e.综合上述各种温度,金矿床形成温度为中温.21216成矿时代据钾氩同位素和锆石铀-铅同位素年龄资料可知:(1)戈枕村组变质前的地层属中元古代,锆石铀-铅同位素年龄1280~1600Ma,基性火山喷发沉积为主,是初始金矿源时代.(2)戈枕村组区域变质为早古生代(海西早)中期),K-Ar法年龄为280~350Ma.(3)金成矿期(成矿前期、成矿期)为晚古生代)早中生代(海西晚期)燕山早期),K-Ar 法测定年龄为190~290M a,形成伟晶岩、含金硅质岩及蚀变岩型金矿床.(4)金矿化尾声,中生代(燕山晚期),K-Ar法测定年龄为80~170Ma,形成石英脉型金矿床.21217成矿机理本区在中元古代发生了多次的海底火山喷发,以中酸性)基性火山岩为主,夹有浅海相沉积的一套岩石,是戈枕村组的原岩,为本成矿带的初始矿源层.早古生代的海西运动及中生代早期的印支运动,构造活动强烈,导致地壳热流上升,戈枕村组发生区域变质作用及随后的混合岩化作用,形成戈枕村组混合岩.在发生区域变质、混合岩化和断裂动力变质作用的同时,形成戈枕断裂构造以及北东向挤压带,成矿带内岩石因受应力作用而发生变形破碎,产生带内外压力差,岩石中由混合岩化作用为主导形成的以水、CO2和S为主的各种变质热液向破碎带运移,热液与围岩发生作用,由于化学平衡发生了变化,导致围岩不断释放出Si,K,Ca,Fe 及Au,Ag等元素,形成成矿热液,并通过流体向低压膨胀带和地表迁移,成矿流体运移过程中大气降水渗入,溶液自酸性向弱酸弱碱演化,加上溶液温度逐渐降低有利于金的分异富集、沉淀析出,形成金矿床.综上所述,戈枕成矿带金矿床成因为中温混合岩化热液成因.3找矿标志及找矿方向311找矿标志(1)构造标志.戈枕断裂控制成矿带各矿床(点)分布,在空间上具有等距性和分带性;其次级断裂控制矿体的产出,是金矿的赋矿场所,如属于次级断裂的糜棱岩带、碎裂岩带都有金矿床产出.因此,戈枕断裂及其次级断裂带是直接找矿标志.(2)化探异常标志.通过对金化探异常与已发现的金矿床(或矿点)作对比,发现大多数的矿床(或矿点)都与化探异常相一致.据统计,本区金的背景值为415@10-9,当金的丰度值比背景值高10倍以上,即达到45@10-9时,通常都与一定规模的矿化蚀变带对应,而大多数已发现的矿床中金的异常丰度值在100@10-9以上.金化探异常主、次浓度带呈/入0字型交汇的部位通常是工业矿体赋存的部位,也是一个找矿的标志.(3)侧视雷达航片解译环形体和线性体标志.据侧视雷达航片影像特征解译成果,沿戈枕断裂分布有多组线性体和环形体(图1),它们的展布特征与已发现的金矿床有密切的关系:金矿床多位于多组线性体的锐角交汇部位或环形体与线性体的交切部位[2].如抱板金矿位于L1、L3,北牛金矿位于L1、L13的锐角交汇部位;不磨金矿位于线性体L1与环形体2、红甫门岭金矿位于线性体L1与环形体12的交切部位.(4)围岩蚀变标志.矿床主要的蚀变类型有硅化、绢云母化、绿泥石化、黄铁矿化等.据统计,从变质岩y混合岩y混合岩化热液蚀变y矿石,金的含量以1B2y6B12y25B100~200的比例405第24卷第4期江明贵等:海南西部戈枕金矿成矿带的矿床类型及成因被活化富集,说明金矿床的矿化与围岩蚀变的密切关系,其中以硅化与成矿关系密切,一般地硅化越强,金矿化越好.312找矿方向(1)戈枕断裂带控矿的等距性特征显示,红甫门岭)土外山区段为今后查找金矿的有望地段.(2)根据线性体与环形体的控矿特征,成矿带红甫门岭与不磨之间环形体10、8、4分别与线性体L4、L10、L1相交切的部位、线性体L10与L3交汇部位的混合岩中都可能有金矿床(点)存在.(3)根据化探异常资料,在戈枕断裂带上盘的南段存在许多长轴方向为北东或近东西的金丰度值较高(>100@10-9)的化探异常,这些也可能有相当部分是由隐伏金矿床引起的,说明该地段有金矿床存在的可能性.参考文献[1]赵吉良,贺熙传,李桂兴,等.海南省东方黎族自治县抱板金矿区勘探地质报告[R].海口:海南省地质勘查局, 1988:52-56.[2]黄香定,何圣华.戈枕断裂带侧视雷达航片影像解译及其与金矿床的空间分布关系[J].海南地质地理,1990,(1):35-36.Types and G enesis of Gezhen G old Deposit Metallogenic Belt inthe Western Area of HainanJIANG M ing-gui,LU X-i kun(Bureau of Geological Exp loration of Hainan Province,Haikou570206,China)Abstract:Gezhen fracture located in the w estern area of Hainan is a regional ore control structure,Gezhen g old mine metallogenic belt is formed by a series of gold deposits allocated along the side of this fracture. T hree types of deposits could be classified based on their geolog ic features and metallotects.T he three gold de-posits are alterational mylonite rocks,alterational cataclastic rocks and type of quartz vein.Researches prove the polytopism of the deposits formation.The initial rocks in the Gezhencun formation is rich w ith gold mine because the volcanic rocks rise from upper mantle which contains the initial source of the deposits.The Gezhencun formation contains abundant gold mines.It is the source bed accumulated during the ore-forming processes of migmatization and vein alteration.Sulphur is originated from ore source bed,w ith the thermal fluid of the migmatization.Ore deposits are formed in the settings of the mesothermal temperature and in the states of the subacidity and alkalescency.Metallogenesis characterized by the polyphase and multistage,met-allogenetic epoch might be neopaleozoic or M esozoic Era.Genesis of mineral deposit mig ht be the thermal flu-id in the mig matization.Key words:Gezhen fractured zone;gold mine;metallogenic belt;types and genesis of mineral deposit; Hainan406桂林工学院学报2004年。
地质温度计
地质温度计地质温度计是能够用来确定地质作用温度的地质产物。
目前应用比较普遍的地质温度计主要有矿物包裹体地质温度计、同位素地质温度计、同质多象温度计、泥质矿物温度计、矿物分解温度、固溶体分解温度、矿物中的放射性裂变径迹、镜质组反射率、生物标志化合物等。
矿物包裹体根据矿物晶体中原生包裹体的均一化测定矿物的形成温度。
这种原生包裹体通常叫矿物温度计。
包裹体可以是固态的，矿物包裹体测温法的一种，在室温下从显微镜中看到的包裹体中的气相和液相，是单相热液随主矿物冷缩所产生的气泡。
如果用实验方法对包裹体加热到某一温度时，包裹体可恢复到形成时的均一相。
由于均一温度是在常压下得到的，因此需加压力校正值。
这时的温度就叫均一温度，这种测温的基本方法叫均一法。
常用于测定透明矿物，它是包裹体测温的基本方法。
测定不透明矿物的方法叫爆破法，是根据气液包裹体爆破产生的响声来确定温度的。
从包裹体爆破曲线图上可得出爆破温度，爆破温度经过压力校正之后可认为是矿物形成温度的上限同位素根据共生矿物对的同位素分馏（见稳定同位素地球化学）测定地质体中同位素平衡时的温度。
由同位素分馏作用已知，同位素交换反应的分馏系数（α）随温度（T）而变化，它们之间的关系式为1000lnα=(A/T)+B该式为同位素地质温度计的计算公式，A和B是实验确定的常数，与矿物种类有关。
目前常用的有石英－磁铁矿、石英-白云母、石英-方解石等共生矿物对氧同位素地质温度计和闪锌矿-方铅矿、黄铁矿-方铅矿等硫同位素地质温度计。
同位素地质温度计不需进行压力校正。
闪锌矿闪锌矿中常含有一些微量元素，如铟(In)、锗(Ge)、镓(Ga)、铊(Tl)等，这些微量元素含量的多少常与闪锌矿的形成温度有关（见表）。
因此,闪锌矿地质温度计又称矿物－微量元素地质温度计或类质同象地质温度计。
闪锌矿（ZnS）主要产于接触交待矽卡岩和中低温热液矿床中，若其形成温度较高，则含铁质较多，它的颜色容易呈现黑色或褐黑色；如其形成温度不高，则含铁质较少，因而呈现较浅的黄色、褐黄色。
同位素地质年代测定原理[权威资料]
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同位素地质年代测定原理本文档格式为WORD,感谢你的阅读。
摘要：本文阐述了同位素测年的原理、前提、方法，重点介绍了Rb―Sr法的原理、使用要求、适用范围、原理、结果解释及优缺点。
关键字：同位素测定原理Rb―Sr法1. 测年原理和前提同位素地质年龄，简称同位素年龄（绝对年龄），指利用放射性同位素衰变定律，测定矿物或岩石在某次地质事件中，从岩浆熔体、流体中结晶或重结晶后，至今时间。
放射性同位素进入其中后，含量随时间作指数衰减，放射成因子体积累。
若化学封闭，无母体、子体与外界交换而带进带出，测定现在岩石或矿物中母子体含量，根据衰变定律得到矿物、岩石同位素地质年龄。
这种年龄测定称做同位素计时或放射性计时。
计时的基本原理就是依据天然放射性同位素的衰变规律，由此测定的地质事件或宇宙事件的年龄，谓之同位素年龄。
应用同位素方法测定地质年龄，必须满足以下前提:(1)放射性同位素的衰变常数须精确地测定，并且衰变的最终产物是稳定的。
(2)样品及其测得的N和D值能代表想要得到年龄的那个体系。
(3)已知母体元素的同位素种类和相应的同位素丰度。
并且无论是在不同时代的地球物质中，还是在人工合成物甚至天体样品中，这些元素的同位素都具有固定的丰度值。
(4)体系形成时不存在稳定子体，即D0= 0(对于衰变系列，也不存在任何初始的中间子体)，或者通过一定的方法能对样品中混人的非放射成因稳定子体的初始含量D0作出准确地扣除或校正。
(5)岩石或矿物形成以来，母体和子体既没有自体系中丢失也没有从休系外获得。
也就是说，岩石或矿物对于母体和子体是封闭体系。
其中(1)和(3)两个前提是基本的，(4)和(5)两个条件则决定了岩石或矿物地质历史的一个模式。
2. 同位素测年主要方法在同位素年代学上，除了利用天然放射性的衰变定律直接进行年龄侧定外，还可以根据衰变射线和裂变碎片对周围物质作用所产生的次生现象来计时。
因此，总体上可将同位素年龄测定方法分为两大类:第一类为直接法，它们是基于放射性同位素自发地进行衰变，按照衰变定律来测定年龄。
同位素在矿床学的应用—同位素矿床地球化学
不能直接得到岩浆水的δD、δ18O值， 但通过计算能得到。
不同研究者给出的δD值和δ18O值存在 很大差别。多数认为，把与“正常”岩浆 平衡的水(原始岩浆水)δD变化范围定为40‰~-80‰，δ18O5.5‰~9.5‰是可以接受 的。
(7) 热液水
它可以是岩浆热液、大气降水热液和 变质热液等。现在所说的热液水已不具有 成因意义，它可以是岩浆来源的气液，也 可以是其它类型的水，还可以是两种及其 以上水的混合。
热液水的氢、氧同位素组成是很复杂 的，必须就具体的矿床作具体的分析。
(8) 有机水
自然界中存在一种有机水，有机水的 D/H比值通过脱水作用、脱氢作用、氧化 作用和/或交换作用而直接或间接从有机物 质、沥青、煤、油母岩、石油、天然气等 转化而来。
大气降水的δD与δ18O的关系为：
δD=8δ18O+10 大气降水的氢、氧同位素组成随纬度、 高度、气温等的改变而发生明显的变化。 因为来自大气圈水的冷凝作用基本上是一 个平衡的过程，氢、氧的同位素分馏是呈 比例的。因此大气降水的δ18O和δD之间有 线性关系。不同地区大气降水δ18O与δD方 程式略有差别。
(一) 地质流体自然类型类型
地质流体在成矿作用中都起到重要媒 介作用，从古代的矿床到现代的地热区， 从洋底经岛弧区到大陆内部，都有一系列 成矿作用出现，一些大型、超大型矿床的 形成与流体作用有密切关系。
1 地质流体自然类型 对自然界水的类型的划分有不同的依据和
原则。按水的成因类型可划分为：
海水、大气降水、初生水、同生水和建造水、 岩浆水、变质水、热液水和有机水。
热液矿物同位素组成并不代表热液的 同位素组成。
在 很 情 况 下 ， δ34S 矿 物 ≠ δ34SΣs 、 δ13C 矿 物 ≠δ13CΣc。矿液中fS2和fCO2的逸度限制了 热液矿物的δ34S、δ13C的变化范围。从富 硫、碳的溶液中沉淀的含硫、碳矿物可以 比从贫硫、碳的溶液中沉淀的矿物具较大 范围的δ34S、δ13C值。
1990～1996年标度的同位素地质温度计
1990～1996年标度的同位素地质温度计
吴春明;黄志全
【期刊名称】《世界地质》
【年(卷),期】1997(016)003
【摘要】无
【总页数】6页(P23-28)
【作者】吴春明;黄志全
【作者单位】无
【正文语种】中文
【相关文献】
1.石英—钨铁矿氧同位素地质温度计及其地质应用研究 [J], 丁悌平;刘玉山
2.1990—1996年标度的矿物与微量元素温压计（续） [J], 吴春明;黄志全
3.1990—1996年标度的矿物与微量元素温压计 [J], 吴春明;黄地全
4.1990—1996年标度的计算古海水表层温度的地质温度计 [J], 田晓阳;吴春明
5.榴辉岩中单斜辉石-石榴子石镁同位素地质温度计评述 [J], 黄宏炜;杜瑾雪;柯珊因版权原因，仅展示原文概要，查看原文内容请购买。
第五章碳氧同位素分析
层位 B4 B4 B4 B4 B4 Bo1 Bo1 Bo1 Bo1 B2 B2
δ13CPDB ( ‰) δ18OPDB ( ‰) 5.89 3.24 2.72 2.49 2.44 -0.75 -0.07 -0.02 0.53 1.80 2.71 -3.95 -1.68 1.32 -2.71 0.931 -7.54 -9.97 -11.18 -6.86 -7.16 -7.15 -10.29 -9.03 -5.83 -8.29 -6.61 -7.91 -6.16 -8.67 -6.44 -7.939
(2)、在研究同一时代的储层时，应该选用含钙质壳的生物化右进行 同位素分析。生物体内的氧、碳同位素组成主要受它们的生命活动时的 海水温度、水体同位素组成以及可能存在的生物体内的生物化学分馏作 用控制。这样，既使上述诸参数难以精确推算，但同一种生物在不同时 期的氧同位素组成变化则常常可以做为古水温变化、古气候波动的可靠 标志，这种“氧同位素地质温度计”的作用在新生代地层中的应用效果十 分显著，而且也十分广泛。目前多用的生物壳体有腕足类、瓣鳃类以及 新生代地层中的腹足类和有孔虫。而珊瑚虽有碳酸盐质骨胳，但由于其 本身存在的强烈的“生命效应”。使得其骨胳不能与形成的水体达到同位 素平衡；大量产于古生代地层中的竹节石因为围岩密切结合、固结多已 被重结晶，所以都不宜：用于进行同位素分析。 若笼统地设δW为0。则只能得出不同的样品之间的相对温度差异， 不能“标”出其形成的精确温度。
成岩作用及储层其它特征的研究
1．成岩作用中碳酸盐胶结物的研究 碳酸盐成岩时的碳酸根离子来源十分复杂。现已证实，有机质在成岩过程中主 要经历了四个演化带，至上而下分别为(Ⅰ)氧化带，(Ⅱ)硫化细菌还原带，(Ⅲ)甲烷 菌发酵带和(Ⅳ)烃类物质热解脱羧带，各个演化阶段的反应如下： (Ⅰ)CH2O十O2 氧化 CO2+H2O (Ⅱ)2CH2O+SO42— 还原 2CO2+S2—+2H2O (Ⅲ)2CH2O 发酵 CH4+CO2 (Ⅳ)R·CO2H 热解 RH+CO2 带(Ⅰ):有机质被氧化后放出的CO2的δ13C具高负值0～-25‰(PDB)，多发育在距地 表或水/沉积物界面的几至十几公分处，产生的CO2极易发散，对成岩作用的影响不 大； 带(Ⅱ):有机质被硫化细菌分解，释放出的CO2中也富含12C，δ12C值可达-25‰，与 HCO3—形成的碳酸根离子就是具有轻同位素比值的碳酸盐来源；
07-10年地球化学真题及答案---名词解释
07-10年地球化学真题及答案---名词解释1、克拉克值：元素在地壳中的丰度（平均含量）称为克拉克值。
2、地壳的丰度：指元素在宇宙体或较大的地质体中整体（母体）的含量。
3、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的被晶体中的其他质点（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，这一现象称为类质同像。
4、同质多象：同一化学成分的物质，在不同的外界条件（温度、压力、介质）下，可以结晶成两种或两种以上的不同构造的晶体，构成结晶形态和物理性质不同的矿物，这种现象称同质多像。
5、常量元素：即主量元素，其是一个相对概念，通常将自然体系中含量高于0.1%的元素称为常量元素。
它们与氧结合形成的氧化物(或氧的化合物)，是构成三大类岩石的主体，因此又常被称为造岩元素。
6、微量元素：微量（minor）或痕迹(trace)元素是一个相对概念，通常将自然体系中含量低于0.1%的元素称为微量元素。
7、不相容元素：在岩浆结晶作用过程中，那些不容易以类质同象的形式进入固相（造岩矿物）的微量元素，称为相容元素。
总分配系数D i<1的元素称为不相容元素，在熔体中富集。
8、相容元素：在岩浆结晶作用过程中，那些容易以类质同象的形式进入固相（造岩矿物）的微量元素，称为相容元素。
总分配系数D i>1的元素称为相容元素，在熔体中贫化。
9、分配系数：在温度、压力一定条件下，微量元素i（溶质）在两相平衡分配时其浓度比为一常数（K D), K D称为分配系数。
10、同位素：核内质子数相同而中子数不同的同一类原子。
11、稳定同位素：原子核稳定，其本身不会自发进行放射性衰变或核裂变的同位素。
12、同位素分馏：同位素以不同比例分配于不同物质或物相的现象。
13、分馏系数：达到同位素交换平衡时，共存相间同位素相对丰度比值为一常数，称分馏系数。
14、SMOW：标准平均大洋水，是氢和氧同位素的世界统一标准。