同位素概念
同位素是指原子核中具有相同质子数（即相同的元素）但具有不同中子数的原子。同位素的存在是由于原子核可以具有不同数量的中子，因为中子对于原子的化学性质没有直接的影响。因此，同一种元素的不同同位素在化学性质上几乎完全相同，但在物理性质和核反应方面可能有所不同。例如，氢元素具有三种常见的同位素：氢-1（质子数为1，中子数为0）、氘（质子数为1，中子数为1）和氚（质子数为1，中子数为2）。这些同位素在化学性质上表现出相似的行为，但在物理性质上存在差异，如质量、稳定性和放射性。同位素的功效与作用：1、医学：放射性同位素广泛用于医学成像（例如PET扫描）和治疗（例如放射性治疗）。放射性同位素通过释放放射性射线来追踪和治疗疾病，如癌症。2、能源：核能利用同位素的核裂变或核聚变的能量来产生电力。核电站使用镅（U-235）或铀-233等同位素作为燃料，通过核反应来产生热能。3、环境研究：环境科学家使用同位素来追踪物质在环境中的运动和变化。例如，氧同位素分析可以用来研究水循环和气候变化。
稳定同位素详细资料大全
在元素周期表中，原子序数相同，原子质量不同，化学性质基本相同，半衰期大于10 15 年的元素的同位素。 简介,特点,稳定性,组成,分析方法,分离和套用, 简介 地球上已发现的稳定同位素共274种，原子序数在84以上的元素的同位素都是放射性同位素。常用的有34种，已实现规模生产的稳定同位素及化合物有235U、重水、6Li、10B。 是重要的核工业材料或作示踪原子。含稳定同位素最多的元素是 锡 ，它有10种稳定同位素。在分析中套用于光谱分析，核磁共振分析，密度分析，气相色谱分析，质谱分析，中子活化分析，红外光谱分析，气相色谱-质谱分析，稀释分析等。 特点 某元素中不发生或极不易发生放射性衰变的同位素。1913年J.J.汤姆孙和F.W.阿斯顿用磁分析器发现天然氖是由质量数为20和22的两种同位素所组成，第一次发现了稳定同位素。1919年阿斯顿制成质谱仪（见质谱法），并在71种元素中发现了 202种核素，绝大多数是稳定的；后来又利用光谱等方法发现了氧、氮等元素的稳定同位素。已知有81种元素有稳定同位素，稳定核素的总数为274种（包括半衰期>10 15 年的放射性核素）。 稳定同位素 稳定性 通常以原子核的比结合能（每个核子的平均结合能） ε = E B/ A 作为稳定性的量度； E B为核的结合能， A 为核子数。 ε 越大，体系的能量越低，也就越稳定。 自然界中，质子数 Z 的稳定范围在1～83，例外的是没有 Z =43、61的稳定核素。 A 的稳定范围在1～209, 但没有 A =5、8的稳定核素。中子数 N 的稳定范围在0～126,其中没有 N =19、21、35、39、45、61、71、89、115、123的稳定核素。 将自然界存在的核素以 N ( N = A - Z )为纵坐标, Z 为横坐标作图（图1）,可见核素分布在一条很窄的带上。在轻核部分，中子数与质子数相等或非常接近，当 Z >20，即从钙以后, N > Z ,窄带明显的偏离 N = Z 的直线而向上发散，至 Z =83，中质比为 1.52，以后就没有稳定核素。这说明核的稳定性与中质比值有关，稳定核素的中子数和质子数有近似的对称关系，而在稳定带以外的核都是放射性的。这就是核稳定性的对称规则。 核素的稳定性还与核子数的偶奇性有密切联系。 Z 为偶数的元素比 Z 为奇数的元素有多得多的稳定同位素,而且偶 Z 和偶 N 的占大多数。事实上,奇 Z 的元素最多只有两个稳定同位素，而且它们几乎常是偶 N 的。对 Z 为偶数的元素，除元素铍( Z =4)外,至少有2个稳定同位素，最多如元素锡，达到10个稳定同位素，而其中偶 Z 和奇 N 的核除锡有三个外，一般只有一个或两个稳定同位素。这就是核稳定性的偶-奇规则，也即奥多-哈金斯规则。 组成 元素的同位素组成常用同位素丰度表示，同位素丰度是指一种元素的同位素混合物中，某特定同位素的原子数与该元素的总原子数之比。在天然物质中，甚至从地球外来的像陨石之类的物质中,大多数元素,特别是较重元素的同位素组成具有明显的恒定性。但由于在自然条件下进行的多种物理、化学和生物等作用，对于同位素，特别是轻元素的同位素起著不断的分离作用；另外，放射性衰变或诱发核反应，使某些元素的同位素还在继续产生或消灭。因而,随样品来源环境的变迁,使元素的同位素组成又在某一范围内涨落。一般，水中氢的氘含量，雪水的较小，河水比海水的低，而内陆盐湖、油田水及死海水等则比海水的要高。大气中氧的氧18含量比地表淡水中的高。甚至像硫那样稍重的元素中，硫34与硫32比值的变化也高至 7%。又如元素铅的稳定同位素中,铅206、铅207和铅208分别产生于铀、锕和钍三个放射性衰变系,所以铀矿中铅的相对质量(206.1)不同于钍矿中铅的相对质量(207.8)。氦同位素组成的变化也是很大的，大气中的氦3与氦4的相对含量比天然气中大一个数量级或更多，这是由于前者是核反应的产物。 在 Z 小于28的元素中,往往有一种同位素在丰度上占绝对优势，而其余同位素丰度很低。在 Z 为28以后,同位素的丰度趋向均匀。 Z 为偶数的元素中,丰度最大的同位素是偶 N 的，最轻和最重的稳定同位素也是偶 N 的，且偶 N 的同位素丰度总和占70%以上，而奇 N 的同位素丰度总和却不超过30%。 绝对丰度是指地球上各元素或核素存在的数量比，也称元素丰度，对宇宙而言叫宇宙丰度（实际是指人们观测到的那部分宇宙）；一般定矽的丰度为 106作基准，后来改用以氢的丰度为 1012作基准。元素或核素的绝对丰度对 Z 或 A 的曲线叫分布曲线，如图2所示。由图可见，元素的丰度随 Z 的增长而急剧下降, 从 Z =1至 Z =50,下降近10个数量级；而对于 Z 较高的元素，下降较缓慢,最多为3个数量级。还可看出， Z 为偶数的元素丰度普遍大于 Z 为奇数的元素丰度，地球和陨石物质 90%以上是由 Z 为偶数的元素构成。另外,从同位素在地壳中分布的数据可知，分布最广的稳定同位素是偶 Z 和偶 N 的同位素。在研究核稳定性和核素分布情况时还发现，中子或质子数为2、8、20、28、50、82和 126等的原子核具有特殊的稳定性和较大的丰度，这些数值叫做幻数，元素丰度图上的高峰处一般就为幻数核。 研究元素的同位素组成有很大的理论意义，元素的同位素组成是极为稳定的，对原子核原始形成过程的研究，这是个罕有的定量证据。 分析方法 同位素分析通常是指样品中被研究元素的同位素比例的测定。它是同位素分离、同位素套用和研究中不可缺少的组成部分。 质谱法 是稳定同位素分析中最通用、最精确的方法。它是先使样品中的分子或原子电离，形成各同位素的相似离子，然后在电场、磁场的作用下，使不同质量与电荷之比的离子流分开进行检测。若用照相底板摄像检测,则称质谱仪。将离子流收集在法拉第杯电极上,并用静电计测量电流，以能使仪器自动连续地接收不同荷质比的离子，这样的仪器称为质谱计。这两种仪器不仅能用于气体，也可用于固体的研究。质谱计能用于几乎所有元素的稳定同位素分析。 随着高分辨质谱计的发展，可以根据质量的测定来确定被分析样品（如标记化合物）的化学式，从而进行物质成分和结构的分析。如在样品引入部分加上气相色谱装置，组成色谱－质谱联用仪，更可直接分析复杂的混合物样品。 核磁共振法 是稳定同位素分析的另一重要方法。由于构成有机体主要元素的稳定同位素氘、碳13、氮 15、氧17和硫33等的核自旋量子数均不为零，在外磁场的作用下,这些原子核都会象陀螺一样进动,若此时在磁场垂直方向加上一个射频电场，当其频率与这些原子核进动 频率相同时，即出现共振吸收现象,核自旋取向改变,产生从低能级到高能级的跃迁；当再回到低能级时就放出一定的能量，使核磁共振能谱上出现峰值，此峰的位置是表征原子核种类的。磁场强度恒定时，根椐共振时的射频电场频率，可以检出有机体样品中不同基团上的同位素，根据峰高,还可测定含量,但由于其测定灵敏度较低，一般不作定量分析用。核磁共振分析与同位素示踪技术相结合，在化学、生物学、医药学等领域已成为很有用的工具。 光谱法 利用红外振动光谱中同位素取代引起的谱线位移，可测定氢化合物中的氘含量。原子吸收、发射光谱等可用于氮等同位素分析,甚至可作铀235浓度的中等精度测定。但对质量数较大的同位素，由于其位移值较小，套用受到一定限制。 气相色谱法 可用于氢、氮、氧等的同位素分析，是一种简单、易行的分析方法。 密度法 一般用于水中氘的同位素分析，其中有比重瓶法、落滴法、浮沉子法等。用这些方法测得的是总密度变化，如果水中的氧18含量不同于天然含量，则必须借助质谱法测得其氧18的真实含量，并换算成密度增值，从水的总密度中扣除。 中子活化分析 也是一种稳定同位素的有效分析方法。 分离和套用 大多数元素是其同位素的混合物，将其彼此分离（或部分分离）是一种特殊的精密分离──同位素分离。其中氘、锂 6是重要的核燃料。各种纯的稳定同位素成为核物理学和核化学研究的材料。氢、氮、碳、氧、硫等轻元素的稳定同位素则广泛作为示踪原子，用于研究化学和生物化学的各种过程和机理，以及分子的微观结构与性质的关系等重要问题。
稳定同位素组成的表示法
一、δ表示法稳定同位素比值上的变化典型的是在千分之几到百分之几的范围内，并且通常以与某标准的千分偏差——δ，来表示。氧同位素，已开发出报告其组成的两个标准。地球化学家对非碳酸盐岩物质以相对于SMOW（标准平均海水）的千分偏差来报告氧同位素比值：同位素地质年代学与地球化学对于碳酸盐岩物质则以相对于PDB（皮狄拟箭石）碳酸盐标准来报告δ18O。此任一样品相对两标准之间的δ值的关系为同位素地质年代学与地球化学氢同位素比值，δD以相对于SMOW报告；碳同位素，δ13C以相对于PDB表示；氮同位素，δ15N以相对于大气氮表示（表示为ATM）；硫同位素，δ34S以相对于狄亚布洛峡谷铁陨石中的陨硫铁表示（表示为CDT）。表11-1为这些标准的同位素组成。表11-1 稳定同位素标准的同位素组成二、分馏因子分馏因子α是两相中同位素比值的比：同位素地质年代学与地球化学两相间同位素的分馏也可表示为：ΔA-B=δA-δB，Δ与α之间的关系为同位素地质年代学与地球化学正如我们将见到的，在平衡时，α与热力学平衡常数有关：同位素地质年代学与地球化学式中n是交换的原子数，K∞是无限高温度处的平衡常数，K为通常所述的平衡常数（除了使用浓度而不是活度外，因为活度系数的比等于1，即活度系数对同位素没有影响）。
稳定同位素研究
铅同位素地球化学。铅的4个同位素204Pb、206Pb、207Pb、208Pb中，除204Pb是非放射成因外，其余三个分别是238U、235U、208Th经过一系列放射衰变而产生的最终产物。因此，可用206Pb/204Pb、207Pb/204Pb、208Pb204Pb的比值来反映放射成因铅的增长情况，其演化与源区特征有关，所以铅同位素年龄和某些比值参数可以研究成矿物质来源，如值高的铅来自上地壳，值低的铅来自下地壳或上地幔。本次研究工作测试样品选自塔木、卡兰古、卡拉塔什、托库孜库4个矿床，共8个样品，从矿石类型来看，塔木浸染状方铅矿石(TMB-5)、角砾状(TMB-11)、半块状方铅矿石(TMB-13)以及脉状矿石(TM01-5)；卡兰古(KLGKB-2)浸染脉状方铅矿石，卡拉塔什(WSB-1)粗晶状方铅矿石；托库孜阿特的角砾状微细浸染方铅矿石(TKZ-1)、块状微细浸染方铅矿石(TKZ-3)。这些矿石类型在各矿床中具有充分的代表性。在分离单矿物时，对每个样品也都是选择富含方铅矿的碎块，用铁钵研细，选40～60网目间粒度的方铅矿，经清水淘洗后，在双目镜下挑选出晶形较规则者，方铅矿的纯度在99%以上。测试工作分两次由宜昌地质矿产研究所完成，铅同位素样品，均采用热电离质谱分析，测试精度±0.02‰。测定结果如表6-8所示。由表中可以看出，8个样品铅同位素组成相差很小，在206Pb/204Pb对207Pb/204Pb及208Pb/204Pb图解上，它们的投射点聚集在一起，构成紧密的一组。这表明不同矿床不同化类型方铅矿中的铅来源是类似的。根据 Stacey-Kramers(1975)地壳铅平均增长曲线，所测试4个矿床(点)中的方铅矿同位素数据点，大都位于地壳模式年龄的上方和右侧(图6-1)，意味着研究区矿床的铅长期处在238u/204Pb和232Th/204Pb升高的环境中，这为该区这种类型铅锌矿床中的铅可能来自于奥陶系等上地壳层位提供了证据。测试表明：区内铅同位素组成主要为正常成因铅，又称B型铅(由澳大利亚的Bleiberg矿床得名)或老铅。这类铅的模式年龄老于围岩年龄，它们的组成变化较小，代表着与铀钍源脱离联系后埋藏在沉积盆地中，然后转入成岩卤水中，经过再搬运和沉积而成的铅。表6-8 塔木-卡兰古-卡拉塔什等铅锌矿床铅同位素测定数据注：测试单位：宜昌地质矿产研究所，2001。图6-1 塔木、卡兰古、卡拉塔什、托库孜阿特矿床中206Pb/204Pb对207Pb/204Pb和208Pb/204Pb关系图硫同位素地球化学。本次研究工作测试硫同位素样品8件，分别采自塔木、卡兰古、卡拉塔什、托库孜阿特等4个铅锌矿矿床，由宜昌地质矿产研究所完成，测试精度δ=±0.02‰。由表6-9可将硫同位素组成及分布特点归纳为以下几点：(1)不同矿石类型方铅矿的δ34S值(‰)为-5.44～3.67，平均值为-1.68。在上述矿床附近，未见到原生的硫酸盐类矿物，故硫化物中的硫同位素组成等同于成矿流体中硫同位素的组成。据Ohmoto(1979)研究证明δ34S为+20‰的海水硫酸盐在温度大于250℃时，经无机还原作用，其δ34S值为-7‰～20‰。TMB-11和KLGB-2两个样品中的δ34S值较大的负值(-5.44‰和-5.04‰)，其余样品δ34S为-1.98‰～3.67‰，可见区内成矿作用过程中硫主要来源于海水中的硫酸盐。(2)据W.T.Holser(1977)研究，元古宙海水硫酸盐的δ34S值大约为+20‰，与现代海水硫酸盐的δ34S值很接近。显然，这种硫酸盐通过在开放和封闭条件下的细菌还原(＜50℃)、有机分解(＞50℃)、有机还原(＞80℃)和无机还原(＞250℃)等方式，都有可能得到富δ34S的硫化物。根据Mclimans(1977)对上密西西比河谷铅锌矿床中方铅矿的硫同位素研究，δ34S为+4.5%～+14.5%；根据Brown(1976)对东南密苏里铅锌矿床中方铅矿硫同位素的研究，δ34S值主要为-5‰～-18‰，对比所测试的δ34S同位素组成，可以认为，它们与密西西比河谷型铅锌矿床的硫源均来自海水硫酸盐。(3)在塔木矿区含矿建造中，可见到膏盐假晶和大量重晶石，说明当时存在蒸发环境，而使岩层中出现硫酸盐析出。表6-9 塔木-卡兰古-卡拉塔什等铅锌矿床硫同位素测定表注：测试单位：宜昌地质矿产研究所，2002。表6-10 不同来源流体同位素变化范围一览表(据Freazo等，1984)碳、氢、氧同位素地球化学 成矿流体按其成因和来源可分为雨水(大气降水)、海水、原生水(建造水、封存水)、变质水、原生岩浆水(幔源)、混合岩浆水等，其C、H、O同位素变化范围如表6-10所示。从图6-2可以看出，矿物中流体包裹体的氢、氧同位素组成投影在地热水的范围内，且明显偏离原生岩浆水和变质水区，表明这些矿床的成矿流体主要来源于地下热卤水，至于δD和δ18O(SMOW)值相对变化较大，推测可能由于流体温度较高，水岩反应比较大引起。图6-2 塔木、卡兰古矿床中氢、氧同位素组成投影图表6-11 塔木-卡兰古铅锌矿带中各矿床矿物区流体包裹体H、O 同位素组成(据汪东波等，2001)结合前人已有研究资料(表6-11)，可知在西昆仑地区铅锌矿床中δD值为-70‰～-114‰，平均为-92‰，δ18O(SMOW)为-3.8‰～-15.2‰。上述各矿床的主要容矿岩石为白云质灰岩，这些岩石的δ18O(SMOW)值为+19.7‰～+24.4‰，是区内的主要“氧库”。石英和方解石在形成过程中，都会从“氧库”获得大量的δ18O，使之继承了海相碳酸盐的氧同位素组成。
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
2H、13C、15N、18O、34S等稳定同位素常用做环境分析指示物．下列说法中正确的是（ ）A．1H216O在相同
A．因1H216O的相对分子质量1×2+16=18，1H218O的相对分子质量为1×2+18=20，则1H216O的沸点低，1H216O在相同条件下比1H218O更易蒸发，故A正确； B．34S原子核内的中子数为34-16=18，故B错误；C．C原子的质子数为6，N原子的质子数为7，则13C和15N原子核内的质子数相差7-6=1，故C错误；D．2H+与1H+都是氢离子，化学性质相同，即2H+的酸性与1H+的酸性相同，故D错误．故选A．
同位素地质温度计
自从Harold Urey(1947)有关同位素物质热动力学性质的经典文献发表以来，同位素测温法(isotope thermometry)已得到大家认可。同一种元素的两种稳定同位素在两个矿物相之间的分配可视作元素在两种矿物之间分配的特例。由于同位素交换反应的体积差(ΔV)可以忽略不计，因此两个交换反应之间最重要的区别在于同位素分配对压力并不敏感。相对于其他易受压力影响的多种地质温度计来说，同位素地质温度计(isotope geothermometer)显示出明显的优势。使用同位素地质温度计的必要条件是同位素平衡。当反应过程中反应产物达到化学和矿物平衡时，也就达到了同位素交换平衡。例如，当岩石中几种矿物的氧同位素达到平衡时，就可充分证明岩石也处于化学平衡状态。如要断开Al—O键和Si—O键，使氧同位素重新达到平衡，就需要有足以影响化学平衡的能量。理论研究表明，矿物之间的同位素交换的分馏系数α是1/T2的线性函数T为绝对温度)。Bottinga ＆ Javoy(1973)证明，在温度高于500℃的条件下，无水矿物对(anhydrous mineral pair)之间的氧同位素分馏系数α可以表示为:稳定同位素地球化学( 第六版)式(1.23)中，计算平衡温度时需要已知系数A。相比之下，当温度低于500℃的温度下的分馏系数α可表示为:稳定同位素地球化学( 第六版)在很多情况下，B 近似为零，因此，表达式得以简化。在缓慢冷却的变质岩和火成岩中利用同位素测温法存在一个缺点，那就是估算的温度明显低于其他地质温度计得出的温度。这是由于共生相之间同位素逆交换 ( retrograde isotope exchange) 或瞬时流体产生的同位素重新分配导致的。在封闭体系的冷却过程中，体积扩散可能是共生矿物之间发生同位素交换的主要机制。Giletti ( 1986) 曾提出一种模型: 由实验得出的扩散数据结合测量所得的同位素比值可一起用于解释缓慢冷却的封闭体系中矿物组合的不平衡同位素分馏。这一方法描述了矿物和无限大储集空间的扩散交换，整个体系的整体同位素组成在交换过程中是恒定的。不过，质量守恒 ( mass balance) 要求一种矿物中的同位素亏损或富集必须通过其他参与同位素交换的矿物中同位素变化来达到平衡。Eiler et al. ( 1992) 提出的数值模型表明，封闭体系中的同位素交换不但取决于岩石中各种矿物所占比例，而且还取决于氧在矿物中的扩散率( diffusivity) 、晶粒大小、晶粒形状以及体系的冷却速率。正如 Kohn ＆ Valley( 1998c) 所提出的，水逸度 ( water fugacity) 也是重要决定因素。在流体存在的条件下，由于溶液再沉淀或化学反应也可能导致同位素交换，而非仅仅通过扩散进行同位素交换，这种情况更为复杂。确定同位素交换反应的平衡分馏系数共有三种方法: ① 理论计算法;② 实验测量法; ③ 经验或半经验校准法。方法③的依据为，当假定所有矿物均处于平衡的状态时，由其他地质温度计得出的岩石形成温度，可作为同位素分馏系数测定值的校准值。然而，证据显示，自然条件下并不能总是达到或保持平衡，因此使用经验校准法必须谨慎。即便如此，将平衡标准严格用于岩石类型的识别和矿物研究还是能够提供有关矿物分馏的重要信息 ( Kohn ＆ Valley，1998c; Sharp，1995; Kitchen ＆ Valley，1995) 。1. 3. 7. 1 理论计算法对于气体而言，平衡同位素分馏系数的计算非常成功。Richet et al.( 1977) 计算了众多气体分子的配分函数比。结果显示，计算中的主要误差来源在于振动分子常数 ( vibrational molecular constant) 的不确定性。如果晶体的配分函数可用一组振动频率的函数关系表示，而振动频率又符合振动理论的各种基本模型，则用于理想气体的理论也可用于固体 ( O'Neil，1986) 。根 据 硅 酸盐 矿 物 的 弹 性、结 构、光谱 数据、热 力 学 性质，Kieffer( 1982) 以及后来 Clayton ＆ Kieffer ( 1991) 计算出了氧同位素配分函数比，并通过计算最后得出了一套硅酸盐矿物的分馏系数。该计算方法本身不受温度限制，因而可适用于任何具有足够光谱和力学数据的物相。由于计算过程采用了近似值，且光谱数据的精确度有限，因此该计算方法的精确度受到了限制。固体中的同位素分馏取决于晶体结构中某元素原子与其相邻原子之间形成的化学键的性质 ( O'Neil，1986) 。Schütze ( 1980) 研究了化学键强度和氧同位素分馏之间的关系，并提出了一种递增法来预测硅酸盐矿物中的氧同位素分馏。Richter ＆ Hoernes ( 1988) 应用该递增法计算了硅酸盐矿物和水之间的氧同位素分馏。近年来，Zheng ( 1991，1993b，1993c) 利用晶体化学参数代替经验参数对该递增法进行了改进。利用改进的计算法计算了 0 ～1200℃温度范围内的分馏系数，计算结果与由实验校准法得出的数据非常吻合。1. 3. 7. 2 实验校准法通常，同位素地质温度计的实验校准法适用的温度范围在 250 ～ 800℃ 之间。温度上限通常取决于矿物的稳定性或实验仪器的局限性，而温度下限则由同位素交换的递减速率确定。确定分馏系数具有多种实验方法。其中最常用的技术方法如下:( 1) 双向法 ( two-direction approach)这种方法类似于实验岩石学中的逆反应，同时也是唯一能够确定反应达到平衡的可信方法。当平衡分布开始向相反方向进行时，就可确定反应达到了平衡分馏。( 2) 部分交换技术 ( partial-exchange technique)该技术的适用条件是同位素交换速率相对较低，应用前提是假定同位素交换实验中同位素交换速率保持恒定。除了初始物质的同位素组成不同外，实验过程中的其他条件必须相同。非均相体系的同位素交换反应速率开始时相对较高 ( 表面控制) ，然后随时间逐渐降低 ( 扩散控制) 。图 1. 6 显示了 CO2－ 石墨系统中的四种实验结果 ( Scheele ＆ Hoefs，1992) 。Northrop ＆ Clayton( 1966) 建立了一组用以描述同位素交换反应的动力学方程，后来发展成为部分交换技术的通用方程。在交换程度低的条件下，由部分交换技术确定的分馏系数往往大于平衡分馏系数 ( O'Neil，1986) 。图 1. 6 700、800、1000 和 1200℃条件下 CO2－ 石墨体系部分交换实验的 Northrop-Clayton 图解( 据 Scheele ＆ Hoefs，1992)1bar=100kPa(3)三种同位素法(three-isotopemethod)此方法先由Matsuhisan et al.(1978)引入，后来由Matthews et al.(1983a)做了改进。该方法的依据是平衡状态下的单项实验中测得的17O/16O和18O/16O分馏系数。选定的矿物－流体体系的18O/16O分馏系数初始值与体系假定平衡时的值接近，而17O/16O分馏系数初始值则与系统平衡时的值差异很大。这样，17O/16O分馏系数的变化可反映同位素交换的程度，而18O/16O分馏系数的变化可反映系统平衡状态的值。图1.7给出了三同位素交换法的示意图。图1.7 三种同位素交换法图示(据Matthews et al.，1983a)大多数已发表的有关矿物分馏的数据都是由单矿物与水的交换确定的。这一方法受到两个因素的限制:①很多矿物不稳定，能够熔化或溶解于水;②水分子在高频下振动，使得受温度影响的水系统的分馏系数变得复杂。实验确定矿物之间同位素分馏的替代方法首次由Clayton et al.(1989)和Chiba et al.(1989)应用，他们证实，用CaCO3代替H2O作为交换介质就会避免这两个因素的限制。研究表明，多数普通硅酸盐在超过600℃和1.5GPa的条件下可迅速进行氧同位素交换。碳酸盐交换技术的优势在于: ① 实验温度可达 1400℃; ② 不会出现与矿物溶解性有关的问题; ③ 易于分离矿物 ( 碳酸盐与酸反应) 。除了同石英和方解石有关的同位素分馏外，由热液和碳酸盐交换技术获得的矿物分馏一般都具有良好的一致性。这可能是由石英-水系统中的盐效应 ( salt effect) 所致，但是在方解石-水系统中又尚未观察到盐效应 ( Hu ＆ Clayton，2003) 。
地热系统同位素温度计
虽然地热流体中会发生大量的同位素交换，其中很多同位素可提供有关温度信息，但是由于达到同位素平衡需要适宜的交换速率，因此用于温度计的一般仅限于几种同位素(Hulston，1977;Truesdell ＆ Hulston，1980;Giggenbach，1992)。温度的测定是在Richet et al.(1977)计算所得的分馏系数的基础上获得的。C－O－H－S系统中地温计的计算差异一般是由交换速率不同引起的，交换速率的递减顺序为:CO2－H2O(氧)>H2O－H2(氢)>SO2－H2S(硫)>CO2－CH4(碳)。值得一提的是，对于CO2－CH4系统，由碳同位素地温计获得的温度往往高于实际测量所得的温度。不过，最近对希腊Nisyros火山的研究显示，CO2－CH4之间可在低达320℃的温度下达到化学成分和同位素平衡(Fiebig et al.，2004)。
古流体的稳定同位素组成
不同来源及不同演化历史的介质水（流体），具有完全不同的H、O、S、C同位素组成和变化规律（张理刚，1985）。因此依据介质水的H、O、S、C同位素特征，就有可能推测这些矿化介质的来源和演化历史，这无疑地对热液矿床的成因和形成历史将起返本还原的作用。我们对采自湘中的方解石、石英包裹体水进行H、O、C同位素测定。方法：将矿物单晶粉碎至0.25～0.5mm，过筛后在双目镜下挑纯。样品的氢氧碳同位素成分均由南京大学内生金属成矿作用研究国家重点实验室测定。分析仪器为 MT252质谱仪。氢氧同位素成分结果相对于SMOW 标准，分析精度分别好于±3‰和±0.2‰，碳同位素结果相对于PDB标准，精度好于±0.2‰，结果见表4-6。表4-6 湘中古流体稳定同位素组成（‰）湘中区域古流体及锡矿山锑矿成矿作用模拟湘中区域古流体及锡矿山锑矿成矿作用模拟一、氢同位素湘中区域古流体δD值大部分在-50‰～-65‰，范围较小，变化不大。古流体的δD值与锡矿山成矿流体的δD值（-71‰～-54.4‰，平均为-60‰）（马东升，1997）及长江中下游地区侏罗纪—白垩纪大气降水（δ18O=-9‰，δD=-60‰）（张理刚，1985）极为一致（图4-3）。这可能表明区域古流体来源于大气降水，并与锡矿山锑矿流体存在着一定的演化关系。二、氧同位素由表4-6可以看出方解石δ18O为9.94‰～22.3‰，按均一温度和方解石-水分馏方程（O'Neil，etal.，1969）计算出与方解石达平衡之水δ18O值为-1.59‰～12.67‰，并由均一温度和石英-水分馏方程（Claytonetal.，1972）所计算出的平衡水之δ18O值为6.91‰。古流体δ18O值大部分落在-1.59‰～9.9‰范围内（表4-6）。且由南向北即涟源盆地边缘向盆地内部古流体δ18O值有升高趋势。如在盆地南部边缘的庙山里古流体δ18O为-1.59‰～4.45‰，向北到禾青，古流体δ18O为0.45‰～6.91‰，再向北到锡矿山时古流体δ18O达到9.6‰～11.4‰。古流体δ18O值的这一变化特征与流体运移过程中流体—岩石的相互作用有关。前文古流体测温结果表明：盆地边缘向盆地内部古流体的温度有增高趋势。当来源于大气降水的古流体由盆地南部边缘向盆地内部运移时，由于温度的逐渐升高，流体—岩石相互作用加剧，使得古流体δ18O值也逐渐升高，发生氧漂移（图4-3）。图4-3 湘中区域古流体δD—δ18O图解湘中区域古流体氢氧同位素值与锡矿山成矿流体的氢氧同位素值（δ18O=-5.2‰～8.4‰，δD=-54‰～-79‰）（解庆林等，1996。）及华南典型大气降水热液成因的同仁汞矿、凡口和泗顶铅锌矿氢氧同位素特征（张理刚，1985）十分相似，且与世界其他大气降水热液锑矿床氢氧同位素（Guillemette，et al.，1993；Gokce，et al.，1994）一致。这进一步说明湘中区域古流体可能来源于大气降水，锡矿山锑矿成矿流体由区域古流体演化而来。三、碳同位素方解石除δ13C两个样品较低，分别为-6.98‰和-10.1‰外，其余为-3.47‰～2.31‰，按方解石-CO2平衡分馏方程（Bottinga，1969）计算，与之有关的δ13CCO2值为-4.57‰～3.91‰。古流体δ13CCO2值落在海相碳酸盐δ13C值变化范围（0±4‰）内2（Ohmoto and Rye，1979），且与本区灰岩δ13C值（-1.3‰～4.11‰）（杨照柱等，1998b）一致。因此，可以认为古流体中炭质来源于海相碳酸盐岩地层。
大气甲烷碳同位素组成分析
近年来，各国科学家已认识到甲烷同位素示踪技术在揭示甲烷的产生、传输及释放的微环境机理和确定相对贡献率方面具有明显的优越性（Tyler et al.，1988；Rust，1981）。 并且随着同位素测试方法的不断完善，大气甲烷和各甲烷源中甲烷的稳定碳同位素组成（13C/12C）、稳定氢同位素组成（D/H）和放射性碳（14C）含量已开始应用于示踪大气甲烷源汇和预算全球及区域性甲烷源强（Stevens et al.，1982；1988；Wahlen et al.， 1989；Hilkert et al.，1999；Riceet al.，2001；Keita et al.，2003）。 大气甲烷的同位素测试灵敏度已得到了进一步提高，甲烷同位素测量精度已达到δ13C＝0.1‰～1‰ （Dahnke et al.，2001）、δD＝1‰～4‰（Keita etal.，2003）。但在国内因大气甲烷碳氢同位素的制样技术问题而使相关的研究工作一直未能广泛开展。 李金华（1994）曾对贵阳稻田痕量甲烷的碳同位素进行了测试，但由于其测试方法比较复杂，而未得以推广。 本项研究研制了一套与气体稳定同位素质谱仪联机在线分析大气甲烷碳同位素的制样技术，该方法具有精度较高（±0.4‰）、用样量少（200mL）、耗时短（45min）、操作相对较为简便的优点。 利用该系统对新疆塔里木盆地雅克拉凝析气田上方大气甲烷的碳同位素组成做了初步研究。1. 实验条件及甲烷标准气体碳同位素测试本方法实验所使用的仪器为德国ThermoFinnigan公司生产的Delta Plus XP稳定同位素质谱计在线分析测试系统（GC/C/MS），GC/C/MS系统采用HP6890型色谱仪，连接快速脉动加热燃烧炉（GC Combustion Ⅲ），Delta Plus XP稳定同位素质谱计为检测计。 质谱实验条件见表5.4。 GC-C-MS系统的简单分析流程如图5.4所示，样品中不同组分经色谱柱分离后，被高压He流冲入燃烧炉氧化。 脉冲加热燃烧炉中的O2由CuO提供，即表5.4 色质配置和分析条件图5.4 GC/C/MS系统分析流程含油气盆地甲烷微渗漏及其环境意义——以新疆塔里木盆地雅克拉凝析气田为例所以做样一段时间后要通O2到燃烧炉中使CuO氧化完全。 样品经燃烧炉氧化生成的H2O和CO2以及He气进入到水过滤器中，H2O渗透进特制的塑料管后被He气吹去，冲量分离器又将剩下的CO2和He分离。 CO2进入到质谱的离子源进行44峰和45峰测定，这样通过计算机的数据处理就可以得到样品的同位素比值。 CH4标气为中国国家标准物质中心提供的甲烷含量为99.99％的国家标准气体，直接进样5μL，碳同位素的组成用相对国际标准PDB的偏差值表示：含油气盆地甲烷微渗漏及其环境意义——以新疆塔里木盆地雅克拉凝析气田为例式中：R样品——样品的同位素比值即13C/12C；R标准——经过国际标准校正过的实验室CO2标准样品的同位素比值，其值为-30.5‰（PDB）。甲烷标准气体的δ13C测试结果如表5.5，可知其碳同位素值为-30.4‰（PDB），最大偏差为0.3‰。表5.5 甲烷标准气体的δ13C测试分析结果（‰，PDB）2. 空气标准样的制备和实验过程空气标准样是将1中提到的甲烷标准气体用99.999％的纯净N2稀释至近大气甲烷浓度配备而成，其浓度为1.85×10-6。 由于大气样品中的甲烷浓度极低，超出了质谱计的检出限，因此首先必须对其进行富集才可测试。 本实验目的是采用研制的前处理制样系统将稀释的甲烷标准气体即空气标准样中的甲烷富集起来，并与GC-C-MS联机在线分析其碳同位素组成，然后将此结果与甲烷标准气体的碳同位素值比较，以评估该前处理制样系统的可靠性和准确性。前处理装置如图5.5所示，是将空气样袋或钢瓶直接安装于在线甲烷前处理系统上，连通He气流（10mL/min）使其充分冲洗管道，以确保前处理系统无污染。 然后将He气流调至2mL/min，注入200mL空气样品，He气流将注入的空气冲入U型管，在U型管中含有5g NaOH（99.9％），NaOH吸收了空气样品中的大部分CO2和H2O。 此时六通阀置于状态Ⅰ，即1与2、5与6阀连通，空气样品进入液N2加酒精冷阱（-78℃），冷阱中含有5g40～80目的活性炭，活性炭在冷冻温度下将空气中的甲烷吸附浓缩，而空气中的大量N2、O2等气体则从出口处冲走。 然后将出口处的真空阀关闭，并将冷阱处的液N2＋酒精换为100℃的开水，随着温度的上升，吸附在活性炭中的甲烷解吸附。 待甲烷基本解吸附完后，将六通阀转换到状态Ⅱ，此时2与3、4与5阀连通， He气流将冷阱中解吸附的甲烷气体吹入色谱柱。考虑到空气甲烷微少，即使经过富集后，其含量仍然相对较低；并且其中仍残留有少量的CO2、CO、N2、O2等气体，将会干扰甲烷的测试结果，故调整色谱仪的升温程序为：含油气盆地甲烷微渗漏及其环境意义——以新疆塔里木盆地雅克拉凝析气田为例图5.5 大气甲烷前处理制样装置与稳定同位素质谱仪联机在线分析甲烷碳同位素组成示意图甲烷经色谱柱分离后进入氧化炉氧化，然后进入稳定同位素质谱仪，从而得到大气甲烷常量分析的碳同位素组成。表5.6为空气标准样δ13CCH4的10次测试结果。表5.6 空气标准样品中δ13CCH4测试分析结果（‰，PDB）由表可知：该制样系统联机在线分析的空气标准中甲烷的δ13CCH4平均值为-30.3‰，最大偏差小于0.4‰，与甲烷标准气体的δ13CCH4相符，说明该系统对大气甲烷碳同位素的制样是可行的，所获数据的精度和准确性完全符合要求。
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。
稳定性同位素 在自然植物中存在否
对于同一种元素来说，可以认为越稳定的同位素在自然界中储量越大。
同位素在自然界的量，一般用丰度来表示。越稳定的同位素，越不容易衰变，越不稳定的同位素，越容易衰变为其他元素，丰度自然就会越来越小。
例如铀元素，有三种天然的同位素，分别是铀238、铀235和铀234。铀238最稳定，半衰期45亿年，丰度是99.275%；铀235半衰期是7亿年，丰度只有0.720%；铀234半衰期最短，只有24.7万年，丰度只有0.005%。
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2-7 208Pb/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tM，混合物质μMix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，αM、βM、γM，αc、βc、γc和αMix、βMix、γMix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αM=17.23，βM=15.33，γM37.76，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μMix=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μMix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μMix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（XB）=470×10-6（Faure,1986）。fA计算结果如表所示（表2-9），本区花岗岩的fA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；εNd（t）值为－1.96～－0.82，均为负值；tDM为1415～1029Ma（表2-9）。本区各期花岗岩εNd（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fA值和fc值地壳岩石εNd（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，εNd负值越明显。因此，年轻地壳岩石的εNd（0）值接近于零，古老地壳岩石具有较大的负εNd（0）值。诺尔特地区各期花岗岩其εNd（0）值范围在－4.64～－3.06，具有较小的负值，在εNd（0）-eSr（0）关系中位于年轻地壳范围，即εNd（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εNd（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εNd（0）值具有接近于零值的较小负值。另外，在花岗岩εNd（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εNd（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TDM与fc相关分析（表2-8）表明，随着fc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fc结果如表2-9所示，可见区内花岗岩fc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（fc＞45%，平均76%），不同于同熔系列（fc21%～48%，平均38%）及碱性系列（fc33%～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（fc70%～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%,fA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%,fA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。
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
