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多大的梁截面算高支模
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(高分子化学与物理专业论文)聚苯胺复合材料的制备及电容性能研究
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Lu-Hf同位素体系及其岩石学应用
维普资讯 10 -5 9 20 / 2 ( 2 -152 000 6/ 0 7 0 3 0 ) 8 - 0 0A t e o gc i c 岩 石 学报 c P t l i Sn a a ro a iL ? uHf同位 素 体 系及 其 岩石 学 应 用 吴福元 李献 华 郑永飞 高 山 ' WU F Y a u un ,U in u , H N og e n A h 4 X aH a Z E G Y nF i dG 0 S a ' a n l ,中国科学院地质与地球物理研究所岩石圈演化 国家重点实验室 , 北京10 2 00 9 50 4 16 0 20 2 30 62 .中国科学院广州地球化学研究所中 国科学院同位素年代学和地球化 学重点实验室 , 广州 3 .中国科学院壳幔物质与环境重点实验室 , 中国科学技术大学地球和空间科 学学 院 , 合肥 4 .中国地质大学 ( 武汉) 质过程 与矿产 资源国家 重点 实验室 ,武汉 地 5 .西北大学地质学系大陆动力学国家重点实验室 。西安 7 o6 lo9 4 0 7 3 41 tt KyL brt yo i ohei Eouin ntueo Go g n ohs s C ie cdm c n∞. ei 00 9 .S e e aoao t spr vlt ,Istt f el ya dG p yi . hns Aa e yo S c B in 10 2 a r fL h c o i o e c e f jg 2 A e aoa r I t i G ohoo g n ohms , u nzo tu G ohms ,C i s cdmyo &i s G a ghu, 160 .C SK Lbrty o s o ce crnly a Gc e ir G agh uI it o e ce ir hn e ae c y o f op o d e t y s n tef t y e A f  ̄e, unzo 50 4 3 A e aoao Cut nlMa r la dE vo m ns Sho o E r n pc i cs n esyo SI n eho g C i 。 .C SKyL brt o rs Mat t is n ni n e t, col at a SaeS e e,U i ri cC a Tcnl o hn y rf ― e ea r f hd c n v tf  ̄e d o f y a Hfi 3 0 6 ee2 0 2 4 tt K brtr o Go gcl rc s n nrl e uc , hn nvr yo Goc ne,W h n 4 0 7 .S e e L oao e l i oe e a Mi a s rs C i U i s esi cs u a , 3 4 a y a yf o a P ss d e Ro e a ei f t c 5 tt K brt C ni n l y a c , ea m n o Go g , o h et nvrt, i n 7 06 .Sae e L o a r o o n t n mi Dp r e e l y a o f te a D y s t tf o y N r ws U i sy X’ , 109 t ei n2 0 -9 2 0 60 .2收 稿 . 0 6 1 -5 改 回. 2 0 .22 W U FY,Li XH ,Zh n n o S 0 7 e g YF a d Ga .2 0 .Lu Hfio o i y t ma is a d t e ra p i to si e r lg .Aca Per lg c ? t p c s se tc n i p l a i n n p t o o y s h c t to o iaSnc , 3 2 :8 2 0 iia 2 ( ) 15― 2 Ab ta t sr c L ― fi n f h oo i ai g a d g o h mia a i gt c n q e e eo e ey r p dy d r gt e p s e r .T i u H o e o e i tp c d t n e c e c l r c n e h iu sd v lp d v r a i l u n h a ty a s hs s t s n t ip p rp e e t o r h n ie r v e a o t h itr ,g o h mia p l a in er l g n e i e r b e u r u dn h a r s n sa c mp e e sv e iw b u e h s y e t o e c e c a p i t si p t o y a d r man d p o l mss ro n i gt e l c o n o L ― o o y t m.A v r lito u t n t h rs nl s d s mp ed g sin.ma ss c r mercme s r me ta d l e ―i u Hfi t p s se s e n o e a n rd c i ot e p e e t u e a l ie t l o y o s p to t a u e n n a ri st e i s n u b ai e h i u s i l o p o ie .T e d v lp n fHfi tp c s se t s c n b ii e n o 3 s g s o MS,h t I n a lt n tc nq e s as r vd d o h e eo me to s o i y t mai a e d vd d it t e f o c a TI o― MS a d S MC―C ― I P MS,b tt e a v n f MC―C MS a c l r ts t er a p i ai n n p t lg .Af r p e e t g t e fu d na e c e c u h d e to I P c ee ae h i p l t s i er o c o o y t r s n i h o n ma t g o h mia e n l l b h vo ra d p n ils o e L ― o o e h sp p rr ve s i p l a in n p too n d t i ,i cu i gt e ioo i ai g o e a iu n r c p e f h u Hfi t p ,t i a e e iw s a p i t s i e rl g i e al n l d n tp c d t f i t s t c o y s h s n t e g r e―a d a ai ― e a n o k , a l o tn n a r sa r t n a d e ou in,n t r n t g n s fdf r n nl n ― h an t n p t e b r i g rc s e r c n i e t cu t f ma i v l t t y l l o o n o au ea d p r e e i o i e e tma t e d e o s em mbr,d n fai f a o s g t rcs s r n ed nmceoui n fst i vr c u n tm  ̄hs . e es iet ct no r u ma cpoes ,e a goy a i vlt na dH o pc ai ed r gme o i i i o vi ma i e  ̄ol o i o a n i a mF n l ,wedsusteu c r it so L e a o s n ,Hfioo i aiso o ia y l ic s h n et ni f a e u d c yc n t t a stpc rt fc mmo l s d s n ad fslt nJ 4 5 a d o ny u e t d rso oui MC 7 n a ozr o / a d lyt ,a d co u e t mp r t r fHfi tp c s se . i n b d ee i e e n ls r e e au e o o o i y t ms s Ke r s y wo d Zro i n,W h l ―o k,L ― oo e,P too c oe r c u Hfi tp s er lg y摘要 L― f uH 是近 几年来发展极为迅速的 一门同位 素定年和地球 化 学示踪技术。本文 对这一 同位素体 系的发展 历 史、 岩 石学应用和存在的 问题进行 了全 面的评 述 , 目前 常见 的样 品溶解 、 对 质谱 测定和激 光剥蚀技 术进 行 了全面介 绍。 虽然 L ― f uH 同位素的发展历 史可划分 为 TMS ht I 、 ― P I 、o― MS MC I MS三个阶段 , MCI P 仪 器的 出现 , H 同位 素发展速度 明显加快 。 S C 但 ― MS C 使 f 在介绍 了 L ― f uH 同位素的基本地球化 学行 为和基 本原理之后 , 文对这一 同位素体 系在岩石 学上的应 用作 了全 面的介绍 , 本 内 容 包括含石榴石和磷灰石 岩石的同位素定年 、 早期 大陆地壳形成与演化 、 同端元地 幔的性质 及成 因、 浆作 用过程 的 H 同 不 岩 f 位素鉴别 、 区域地球 动力学演化 、 变质作用过程 中的 H 同位素 变化 等 。最后 对 L f u的衰 变常数 、 定标 准 (MC 7 测 J 4 5溶 液和 固 体锆石/ 斜锆 石标 准) H 同位素组成及 H 同位素的封闭温度等 问题进行 了讨论 。 的 f f ? 国家 自然科学基金项 目( 02 0 6,0 22 2 资助成果 。 4 3 50 44 10 ) 第一作者简介 :吴福元 , ,16 男 9 2年生 ,研究员 , 岩石学 与地球化学 ,Ema :w fya @ma .ga. cc - i uuun l i i sa.n l c维普资讯 16 8 A t P t l i ic 岩石 学报 c e o gc Sn a a ro a i20 , 3 2 07 2 ( )关键词 锆石 ; 全岩 ;L ― f uH 同位素 ; 岩石 学 P 9 . 573中图法分类号近半个世纪以来 , 同位素地质学 在岩石学 领域得 到了广 泛的应用 , 所获得 的年代学 与地球 化学数据 为确定岩石 的形 代人们 才 领会 到 L ― f体 系在 地 质 学 上 可 能 的应 用 前 景 uH ( odna dD u c ,17 ) 并在 8 B u i n e t h 9 0 , s 0年代才开始其真正意义 成时间 、 化 及其地 球 动力 学 背景 提供 了重 要参 数。可 以 演说, 现代 岩石学在很大 程度上已经离不开 同位素地质 学的研 究 。在上一世纪 6 0~8 代 S 、 d P 0年 rN 、b等同 位素 地质 理论 蓬勃发展并逐渐成 熟 的形势 下 , eO 、 uH 等新 的 同位素 R ―sL― f 体系也在快速 发展 。但 和 R ― s同位素 体系 相 比, uH 同 eO L― f 位素体系 的发展 由于受技术 上的 限制而显 得较慢 ( a ht, Pt e c t上 的地质应用 研究 。根据 目前 的资 料总结 , uH 同位 素体 L―f系 的发 展大致 可分为 以下三个阶段 : ( )I 1 TMS阶段 ( 称 P t e r) 18 又 a ht ea :9 0年 , c t 人类 第一次 成 功地 研发出了 L 、 f u H 的化学 分离 方法 , 并用 T M ( I S 热电离 质谱 ) 获得 了一定精度 ( . 1 0 0 % ) 0 0 ~ .3 的测定数 据 ( a ht Pt e c t a dT t m t,18 a 。运 用这 一方法 获得 的数 据 , 若干 n a u oo 9 0 ) s 对 体 系 的 定 年 和 地 质 作 用 过 程 开 展 了 研 究 ( a ht ad P t et n c T tu t , 1 8 b, 1 8 c P t n i a d P t h t , 1 8 as moo 90 9 0 ; e t gl n ac et i l 9 0; P th t e 1 , 1 8 ac et t . a 9 1, 1 8 9 4; P t h t , 1 8 ac et 9 3; Si e t 1 , t l e . l a 18 9 3,1 8 9 6; U r h e 1 , 1 8 n u t . 9 4;W h t n ac et 1 8 a i a d P t h t, 9 4; e18 ) 9 3 。近年来 , 多接收 等离 子体 质谱 ( C IP M ) 术 的 M ― ―S 技 C 出现使得 L ― f uH 同位素体系的发展 步伐大 大加快 , 获得 的 所资料为解决与岩石成 因有关 的一 系列 重要 地质 问题提 供 了 新的途径 ( l h rT f 2 0 ) Bi et o , 0 1 。为 了促 进 国 内在这 一 新 兴 e ― t 领域 的研究 , 本文拟对 上述进展作一系统介绍 。 Wht e a. 18 ) 虽 然 在 18 i t 1 , 9 6 。 e 9 0年 以 后 , 验 技 术 有 某 种 实程度 的 改 进 ( ra t 1 ,18 ;S lr ad Ha ,19 ; Gu u e a. 9 8 a e n r 9 1 ts tC r n b e 9 2;C r n tt ,1 9 o f a d No l ,1 9 u o f a d So t 9 3;B r vc t 1 , u a o ih e . a1 L ―f uH 同位素体 系概述及发展 简史 L u是 最 重 的稀 土元 素 , 化 合 价 为 +3 离 子 半径 为 其 , 0 9 A: 是与 、 相 同的高 场强元 素 , .3 Hf 化合 价为 + ‘ 4, 离 子半径 为 0 7 A。从 相容性 角 度来 看 , u为 弱一 .1 L 中等 不相 容 元 素 , H 为中等不相容元素 。在 自然界 中 ,u有两 个同位 而 f L 素 , L 和Ⅲ L ;H u u f有 6个 同 位 素 , Hf f ’ f ,” H ,”H , Hf 与 H 。它们各 自的 同位素丰度如表 1 ,”Ⅲ f 所示 。 在上述 H 同位素 中 , 分” H 可 由” L f 部 。f 。 u衰 变 而来 , 这 样用 稳 定 的” H 同 位 素 标 准 化 可 获 得 样 品 的” L / ’ f ’f u ” H 19 ) 但 TMS的 Ⅲ 电离效率很 低 , 95 , I 从而使得 实验 过程 中样 品量较 大( 级 H 含量 ) g f 。而这 又使高质量的纯化 ( 特别 是 z 、 的分离 ) 以进 行 , 限制 了低 H 含 量 样品 的 分析 。 rHf 难 并 f 在这一 阶段 , 石 由于具有较高 的 H 含量 成为研究 的重点 。 锆 f 但总体来讲 , 所获得 的部分 数据 质量 并不令 人 满意 , 从而 使 得 对 某 些 问题 的 讨论 不 能 定 论 和 深 入 。 ( ) t I S阶段 ( 2 Ho SM ― 又称 S tr ea : f l s a e r) H 同位 素发展 历 史上 的第二 个重要 阶段 是 以使 用 ht I S 离 子质谱 ) o― M ( S 为标 志 的( ae ,19 ;Sl r adZnlr 9 5 。该方 法是采 Sl r 9 4 a e n id ,19 ) t s ts e 用 离子束对 脱离灯丝的 H 进行 轰击 , 电离效率 比 TM f 其 I S高 几个数 量级 , 品用 量较 TMS明显减 少 。大 约 5 n 样 I 0 g的 H f与 HV f t” H 比值 , 而使 L ― 体 系成 为 与通 常 R ―r和 从 uHf bSS N 体 系相似 的 同位素定 年工 具 。同时 , 。 £…H 比 m― d 其“ H / f值通过时间校正后 , 可对岩石的成因提供重要信息 。 虽然早在 12 92年人类 就分离出 了 H 元素 , 直到 7 f 但 0年 表 1 L 、 f 素 的 同位 素 组 成 uH 元T b e1 L ― oo i a u d n e a l u Hfi tp c b n a c s s 样品 , 就可实现高精 度的”H / f £” H 比值 测定 。但这 一方法 的化学 分离程序更加复杂 , 、 f H 的有 效分离仍 困扰 着 H 同 f 位素的发展 。 ( ) ― PM 3 MCI ― S阶段 : C 在经 历差 不 多 1 0年 的 TMS和 5 I 年的 ht I o― MS阶段 以后 , f 位素的 发展 出现 了重 大变化 , S H同 这一变化来 自于 MCIP M ( ― ― S 多接 收等 离子体 质谱 ) C 技术 的 发 展 ( hr al n l e,19 T iw dWa r 95;H l a ,19 ;Ab rd ll a d ld a i y 9 8 la ̄ee a. 2 0 ) t 1 , 04 。该仪器 的最 主要特点 是它的等离子体 源具有 达到 80 ℃ 的温度 , 00 可以使 以前采 用 TMS方法 在 20 ℃左 I 00右不能 电离的 H 元 素基本 完全电离 。该方 法 的另一优点是 f使样 品用量降至 1n 0 g及其 以下 , 且测 试 数据 的精 度 显著提 高。同时 , 该方法对 样品制备 的要 求大 大降 低而 不需要 、 H 的完全分离 , f 完成单个样品测试仅需 2 0分钟左右 , 远远 短 于 TMS和 ht I I o― MS所 需 要 的小 时级 的 测 量 时 间 。 S 自从 9 0年 代 中期 Pam 4型 MC IPMS出 现 以来 l a5 s ―C ― ( ldr t 1 , 9 3 H l a t 1,19 ) 目前 已有 多种 Wa e e a. 19 ; a i ye a. 9 8 , l d 类 型 的 MCIP M ― ― S仪 器 进 入 商 业 化 市 场 , M co as C 如 irm s Ior e N nt m n、 G A i 和 Fn i n N pl e 等 spo 、 u Is u et V x m b r o ing etn a a维普资讯 吴福元 等 :uH 同位素体 系及其岩石 学应 用 L― f 17 8 ( lraee a. 20 )从 而使 MC IPMS成 为现 今 H 同 Abed 1 , 0 4 , t ― ― C f 位素测定 的常规 仪器 。在 这 种背 景下 , f H 同位素 方 面 的研 究成果 大量 涌现 。据 不完 全统计 , 1 近 0年来有关 H 同位素 f 方 面的国际杂志 文章急剧上升 ( 1 , 些成果使 得我们 对 图 )这 以前很难触及 问题 的讨论 变得现实 。 L ―f uH 混合稀 释剂的配制工作需十分仔细 , 配制好 的稀释剂 要经常进行浓度标定 ,以检查 L u在溶液 中 的稳 定性 。样 品 溶解 中的另一个 问题 是 , 达到 样 品与稀 释剂 的完全 平衡 , 要 必须使样 品彻 底溶 解。 由于岩石 中的 H 主 要赋 存在锆 石 、 f 磷灰石等副矿物 中 , 因此 目前 多采用将 样品置 于带 金属外套 的 T f n溶样 弹( o ) eo l bm b 中溶解 。溶样采用 3 1 0 5的 H , ::. F H O 和 H 1 N 3 C0 混合酸 , 溶样在 10~10C 温度下历时约 2 0 2o 42 L ―f uH 同位素的化学 分离与质 谱测定 尽管早在 3 0年前 , 人们就 已认识到 L -f uH 同位素体系的 存在及其可能 的地质 应用价 值 。但 L 、 f 学处 理上 的困 uH 化 难及 H 元素高的电离温度阻碍 了该 方法 的快 速发 展。直到 f18 9 0年 ,a h tadT t m t 18 a 在 L ― f 位 素 的 分 P t e n a u o c t s o( 90 ) uH 同~4h 8 。或者 , 我们可 以通过碱溶来达到样 品的彻底溶 解( 李 ( ) uH 分 离 由 于 目前 所 采 用 的 测 试 仪 器 不 同 , 2 L -f 所献 华 等 ,05 onl t 1, 0 6 。 2 0 ;C n eye a. 20 ) l 采用 的化学 分 离方 法存 在 一定 的 差异 。在 早 期 的 TMS和 Iht I o― MS测 试 阶段 , uH 分离 采 用 三 次 , 至 四次 离 子 交 换 S L-f 甚离 和纯化实验技 术方面实 现 了突破后 ,uH L ― f同位 素方 法才 开始在真正 意义上进 人了地质应用领域 。这一 时期 的 L - f u H 同位素方法在样 品的化学 制备方面应用 了 H 元素 三次离子 f 交换技术 , 而在 L 、 f u H 同位素 的质 谱 测定 技术 上 采用 三带 灯丝 。进 入 9 0年代 以后 , 上述 化学 分离 和质谱 测 定技 术又 得 到了极大改进 。这 一方面 的进 展情 况可参 见凌 文黎 和程 建 萍( 9 8 及杨岳衡等 (0 6 ) 19 ) 20 b 的综述文章 。 树脂技术 ( ace n a u o , 90 ; at , 94 。作 PthtadT t m t 18 a Sl r 19 ) t s o e s 为 目前 常 用 的 MC IPMS仪 器 , 采用 的方 法是 ( l hr ― ― C 所 Bi et c ― T fe a. 19 ) 在溶好 、 o t 1 , 9 7 : t 蒸干的样品 中加入浓 H ,盖封并 F 置 于电热板 上过 夜 , 大限度 地使 H 进 入溶 液相 ,而稀 土 最 f 元素进 入固相氟盐 中。氟盐经离 心分 出,用 H F重复提 取 3 次 。这一过程可使 9 %以上 H 进入溶液 相 ,部分基质元 素 0 f ( a i e m ns 和微量元素 ( T、 r N 、 、 a等 ) m tx l e t r e ) 如 iZ 、 b MoT 也进 入溶液 相。全部 稀 土元 素 和大 部分 基质 元 素进 入 氟 盐相 。 这一 步骤使 R E与 Hf E 基本分离 , 少了质谱 测定过程 中同 减 量 异位 素”L 。 u和”Y 。 b对” H 的干扰 。 。f 离心分出的含 Hf 溶液经蒸 干后 加入 1 1的 HF HC 混 : , 1合 稀 酸后 , 人 阴 离 子 交 换 树 脂 ( G 2 8 2 0~40 目) 移 A 1X , 0 0 柱 2 1 L ― f 学 分 离 . uH 化() 1 样品溶解溶样 的关键在 于使样 品与稀释剂的 同位 素达到完全平衡 。由于元素 性质 的差异 , u易 溶于 H 1而 L C难溶于 H F中; f H 则相反 , 易溶于 H F中 , 而难溶于 H 1 C 中。进 行离子交换 。样品基质元素 和微 量残存 R E随淋洗 液带 E 出 ,H 、rT ( C4 N 、 、a和 w 等 ) f 、i 及 r z 、 b MoT 以氟络合 物形式 留在柱上 ,直到用 6 o L的盐酸解 吸。该纯 化步骤 的重要 ml / 性在于使可能抑制 H 电离的高含量易 电离元素和 大质量数 f 基质元素从含 H 溶 液分出。元素 z 和 T 等对 H 的电离并 f r i f 不产生抑制作用 ,但大量 T 的存在会对 H 在 分析管道 中的 i f 运移产生严重影 响 , 导致 H 同位素 比值 产生 系统偏 差 : f 耐 由于溶样过 程 中加 入 了 L - f 合稀 释 剂 [ 对单 一 稀 释 uH 混 相剂可减少 L 、 u Hf比值 的测 定 误 差 ] L 、 f元 素 在 同 一 酸 ,u H 介质 中的矛 盾 行 为 可 引 起 稀 释 剂 潜在 的 不稳 定 性 。实 验 表 明( l hrT i, 0 ) 在 1 o L盐 酸介 质 中 ,当 H Bi e ―o 2 1 , m l c t l 0 / f> 0 1 o L , u可 以不溶的氟络合物形 式沉淀 出来 。因此 , .m l 时 L / 熔元素 T 易 于在 进 样 锥 上发 生 沉 积 ,形 成 电 障 ( l tcl i ee r a ci si d 而影响 H 的通过 , h l) e f 此外 , 子流 中的 T 会对 H 产生 离 i f基体效 应。c 对 H 的影 响与 T 相似 , 只有在 高 c 样 品 r f i 但 r( 如球粒 陨 石 和科 马 提岩 ) 其影 响 才 明显 。溶 样过 程 在 约 控 a 辞20~ 0  ̄ 0 40C的温度下用 HC0 驱 赶 H 1 F时 ,c 氧化成 c6 r ( r 形式而 与 H 性质 相似 , CO ) f 故存 留在 阴离 子交 换柱 上 , 并 最终 与 H 一 起 从 交 换 柱 上淋 洗 下 来 。 T 和 c 与 Hf f i r 的分 离用阳离子交换技术实现 ( G 0 X A 5 W― 8树脂 , 0 4 0目) 20~ 0 , 交换介质为 HC一 2 H 1 O 一 F的混合 酸。元素 z ,甚至 于高 z H r r样 品 , H 的 电 离 和运 移 均 不 会 产 生 影 响 , r 对 f z 既无 H 的 同 f量异位 素 , 也不会形成 同质量 的化合 分子而 干扰 H 的 同位 f素 测 定 。故 无 需 实 现 H f与 z r的 分 离 ,而 这 种 分 离 对 于 图 1 18 以来 发表 的 Hf 9 0年 同位 素地 球化 学文献 ( 作 者统计资料 , 不包 含会议摘要 ) Fg1 P bi e a e nH o p ic 9 0 as at i ulh dppr o fst e n e18 ( bt c . s s i o s r s aentnldd r o ic e ) uTMS和 ht I I o― MS是 至 关 重要 的 。含 稀 土 元素 的氟盐 用 浓 S H : O : C0 混 合 酸 ( 仅 用 HC0 ) 溶 ,蒸 干 后 用 F HN H 1 或 1 重 H O 提取 。加 入 H 1 N C0 在于破坏 氟盐 , R E完 全溶解 出 使 E 来。样 液载人 阳离 子交 换 柱 ( G O X 2树脂 , 0 4 0 A S W― 1 20~ 0 维普资讯 1 88A t e ooi ii 岩石学报 c P t l c Snc a r ga a20 , 32 07 2 ( )目) ,分别用稀 HN 3 C H 0 混合 酸 和稀 H O 二 次淋 洗 , O: 22 N3 使 R E纯化 ,再用浓 HN E O 溶解吸 收大部 H E 直 接用 于 R E,0. 2 0 28 3 J MC4 5 7 02 2 5 .8 2 MCI PMS ― ― 进行 L 质谱 分析。 C u 相对 TMS和 ht I S而 言 , ― PMS化 学流 程的优 I o― M S MCI ― C 越性在于 : f H 的纯 化只需 二步 ,而 TMS和 ht I I o SMS分别用 . 三步和 四步 ;L u的纯化也 只需~ 步 ,u与 Y L b的分离并无需 要 。近年来 , 随着研究 对象 的不 同 , 学分 离方 法不 断有 新 化的改 进 ( ai e a. 99;Y n n i ,19 ;Bihr D v t 1,19 d ag adPn 9 9 l e ― c tT f,2 0 ; L e r n i o 0 1 e F v e a d P n,2 0 ; Mu k r e 1 ,2 0 ; 0 1 n e ta . 0 1 Bi ar t 1 ,2 0 b;Ul e k e a . 0 3;C n e l ta . z roe . 0 3 z a f c t 1 ,2 0 b o n l e 1 , y02 2 0 .8 2 f { . j. 1 } } 】 .i 』 l I { 0 2 21 .8 5一: …: 1 . l ; 川 ,= . . ii 。 ” ; .l { ¨ l ; h L !“ 。 ^- 。 'i l +j (0 2 2l .8 O” Hf /”Hf a u v le02 2 5 .8 0 : 02 2 5 ± 1 2 D N= 4 ) 8 1 8 6( S , 1 0 20 ) 并出现了~ 次分离技 术 。特 别是 特效 提取 色谱 树 脂 06 , 的研 发和应用 , 极大地提高 了 L ― f uH 化学 分离的质量 和效 率 ( n e e a. 0 1 L  ̄r n i ,2 0 ; Ufek Mukr t 1 ,2 0 ; e F v ad Pn 0 1 e l c b图 2 两年来 H 同位素标准溶液 J 4 5测定结果 f MC 7Fg 2 Hfi tpc a ay e fJ 4 5 tn ad slt n i. s o i n ls s o MC 7 s d r oui o a oo e h a tt e r v rt e p s wo y a se a. 20 ; t 1, 0 3 李献 华等 , 0 5 20 ;杨 岳衡 等 ,0 6 。 同时 , 20 ) 随 着研 究 的需 要 , 们 目前 还在 上述 基 础 上开 发 出 L . f 人 uH 与 S ―dUP 、E m N 、 ―b R E同时分批分离的化 学方法 , 以同时就一 套 一样品提供 尽 可能 多的 信息 ( me ne a. 2 0 ;Ken an A l t 1 , 0 0 l hn s i ie a. 0 2 ee、 cbe t 1,20 ;李 献 华 等 , 专 t 1,20 ;N bl aosne a. 0 5 J 本 辑) 。购 自 Jh snMahyCmpn o no t e o ay的 Af A sr 司 的 H ( t l ea 公 a f 样 品号 :4 7 , 13 4 简称 J 13 4 进行 了多 次 H 同位 素 比值 测 MC 4 7 ) f定( 3 。 图 ) 近两年 来的 J A 5的” H / f MC 7 £”H 比值采用 ”H / f £ H : 0 72 .3 5的指数归~ 的测定 结果 平均 为 0 2 2 5 . 8 18±0 0 0 1 .0 0 6 (t 4 2 D 。该测定值 与文献报道 的值在误差范 围内完 /:10, S ) ' 全~致 ( o e t 1 , 9 8 。J C 4 7 N w le a. 19 ) M 13 4的测定结果 平均为 l 0 22 8 .8 18±0 0 0 1 (' 17 S ( 3 , J 7 . 0 0 7 /= 6 ,2 D) 图 ) 比 MC 4 5 t2 2 H 同位素测定 . f 由于 目前 H 同位 素的测 试 多 以 MCI PMS为 常规 武 f .C ― 器, 我们在此 拟不对 T M I S和 ht I o SMS的测定情况 作~介绍 。 ― 就 目前市场上 的 MCIPMS仪器 而 言 , ― ― C 存在 单 聚焦 和 双 聚 焦两种 类 型。前 者 主要 是 M c masI poe 而 后 者包 括 ir s s rb , o o N su etV xo 和 Fnia etn o这里 , 们仅 uI t m n、 G A i nr m ingnN pue 我的”HV H 比值 稍高。该测量值使用 了 N pu e虚 拟放大 tm f et n 器功能 , 采用 9组 ×1 0个 比值 方法测定 , 中每个 比值的积 其 分时间为 8秒。在每次测量之前进行 0 5mas的 b e n 测 . s s i a le介绍安装在 中 国科 学 院地 质 与地 球物 理 研究 所 的 Fn i n ing a N pue仪器及 H 测试 的简单情况 ( etn f 徐平等 ,0 4 。 20 ) N pueMC IPMS由德国 Fn i nMa 公司制造 , etn ― ― C ing t a 是由 T IO ( I S 和 E E N 2(C ― ) RT N TM ) L ME T I PMS 两部分组成 ( 2 。 图 ) 在离子 的光学通路 上采 用双 聚焦 ( 能量 聚焦和 质量 聚焦 ) 设 计, 并采 用 动 态 变焦 ( om) 利 可 以将 质 量 色 散 扩 大 至 zo 专量作为样品测量的背 景在 随后 的样 品测量后 进行 自动在线 校正 , 每次测完样 品溶液之 后采用 2 N +1 %H O %HF溶液进 行 清洗 2分钟 , 检测 H 的信 号至低 于 4 f 0微伏 后进 行下 ~ 次样品的测量 , 的测量 时间 约为 1 总 5分 钟。但上 述 方式需 时较长 , 不适 合锆石 的激 光原 位 H 同位 素测 定。为探 索适 f 合锆石原位测定 的 方式 , 我们 在后继 测量 中未 使用 N pue etn 虚拟放大器的情况 下 , 采用 0 1 1秒 的积分 时间获 得 20 并 .3 0 1% 。在该实验室 的 N pu e 7 etn 仪器上配有 9个法拉第杯 接收 器和~个 离子计 数器接收器。除 了中心杯 和离子计 数器外 , 组数据 , 总的测量 时间约为 1 分钟 。该 情形 下单次测 量的精 度明显低于前 6次测量 的数 据 , 总体获得 的测量精度 与前 但述结果在误差 范围内~致 ( 3 , 明所获得数 据的质 量基 图 )表 本与积分模式无关 。 其余 8个法拉第杯 配置在中心杯 的两侧 , 以马达驱动进 行 并 精确的位置调节 。 我 们 采 用 20 p 的 J 4 5 f标 准 溶 液 检 验 了 0pm MC 7 HN pu eMC IP MS仪器 的稳 定性 和分析数据 的重现性。标 etn ―C . 准溶液 H 测定 的仪 器参数 和接 收器的杯结 构见 表 2 f 。测试 采用静态的信号采集模 式 , 运用 N pu eMCIP M etn ― ? S的虚拟 C 放大器的技术 , 在每个探 测器同时采集完~个 bok后 , l c 运用 软件 自动轮流更换其后 的放 大器电路 , 在采集 九个 bok后 , l c 各放大器 电路 与原探 测器恢 复~致 。该技 术可 有效 地消 除 MC IPMS仪器的 出现 , H 同位 素的快 速 准确测 定 . ― C 使 f成为 可能 。同时 , 仪器分析用量 低 、 精度高 、 该 分析 化学流程 短 和仪 器分析 省时等特点 。可 以相 信 , ― P M MCI ― S将 是未来 C 相 当长~段 时间内 L - f uH 同位素测定 的主要仪 器。 因各法拉第杯 接收器后 的放大 器 的增益不 同所 造成 的 同位 素比值 的误差 , 提高 同位素 比值测定 的精度 。图 2展 出的是 本实验室近两年来对 国际 H 同位素 测试标 样 J 4 5标 准 f MC 7 溶液的跟踪测试结 果。我们 同 时还对本 实验 室 的内部标 准 3 锆石 H 同位素激 光测 定技术 f锆石是各类成 因岩石 中常 见 的副矿 物 , U P 是 ―b同位 素 定年 的重 要对 象 。随着 近年来 同位 素年代学 向微 区高精 度 维普资讯 吴福元等 :uH 同位 素体 系及 其岩石学应用 L ―f19 8 表 2 Hf 同位素比值测定 ( 液进样 和激光剥蚀进样 ) 溶 采用的接收器配置表及进样 系统参数 Ta l Me s r me t o d t n n u o f u a in o ou in a d s l n rd c in be2 a u e n n i o s a d c p c ni r t s frs lt n oi i to u t s c i g o o d o0 28 3 . 2 0J MC1 3 44 tr ae i ) 4 7 (s n eg t me i tJ MC1 3 40 1 1 trae i ) 4 7 ( .3 i e g t t sn me ; { : 0. 2 0 28 2 … l,, 4 i如 } 蠢 }㈧; 蕊如 “。£ j ~ l; 潞l = j 。: . }} . l, … i } l l}:.。 l 1; l { l镰 。 Ⅷ引 ; 。 … … , , ” l … … ; 川 { { 0 I _ { : ’ 基0. 2l 28 5 .” tf ‘ t /”Hf le vau: : 。Hf‘ H " au : / I 1e ” v02 2 0 8 l O2 2 8 ± 1 2 D N= 6 ) .8 1 8 7( S . I 7 02 2 . 8 O5O2 2 8  ̄ 1 2 D N= 8 .8 1 4 7( S , 5 )图 3 H 同位 素标 准溶液 J 13 4测定结果 f MC 4 7F g 3 Hfi tpca aye f MC1 3 4 sa d r ouin i. oo i n lsso s J 4 7 tn ads lt o方向发展 , 锆石 的离 子探 针 ( S R MP 与激 光探 针 ( A 如 H I ) L― IP S 等成 为 目前 u P CM ) ― b同位 素定 年 的重 要方 法。另 一方 面, 锆石 的 理想 晶体 化 学 式 为 ZSO , 多 数 锆 石 中含 有 ri 大 05 一 % 的 H , .% 2 f因而也是进行 H 同位素测定的理想矿 物 。 f ( . PM ) MCI . S 的出现 , C 使人们可 以在单 颗粒锆石 上进 行激 光 剥蚀原 位 取 样 (nsu 、 i―i ) 剥蚀 出 的气 溶胶 通 过 载 气 ( r或 t AHe 载入高分辨 多接 受 电感耦 合 等离 子体质 谱 进行 同位 素 ) 比值 的 精 确 测 定 ( A MC IP S)( hr a n le , L― ― M C T iw l ad Wa r l l d 19 9 5; Ma h d o n i n ti 2 01 Gr f ta .,2 0 c a a a d S mo e t, 0 ; ii e 1 fn 0 0,锆 石 中 由 于 L / f比值 很 低 ( L / ’ f比值 通 常 小 于 uH u”H 002 , .0 ) 因而 由‘ u衰 变 生成 的” H 极 少 。因此 , 石 的 L f 锆H/ f fmH 比值 可 以代 表该 锆 石形 成 时 的 H/ f f” H 比值 , 20 ) 0 2 。运用此 方法获得 的 H 同位素 的测定 精度 不仅 可 以 f 与 TM 技术测定 的数据精 度相 当, IS 而且对样 品 的制备 要求 大大降低 , 测试速 度大大加快。通过与锆 石的背散射 电子 图 象( S ) B E 或锆石的阴极发光图象 ( L 结合 , C) 还可获得锆石 的 从而 为 讨 论 其 成 因 提 供 重 要 信 息 ( a ht e a. 9 1 P t e t 1 ,18 ; c t K u sne a. 2 0 ;Kn yadMas 20 ) n de t 1, 0 1 i n s , 0 3 。 n尽管我们 可以将整粒 锆石 溶解 , 后将 其 中的 H 分 离 然 f 出来 , 并用 TM I S或 h t I o SMS方法进行测定来获得它 的 H 同 . fH 同位素组成 的空 间变化信息 。特 别是 配合 微区的 u P 年 f ―b 龄测定和微量元素 分析 , 石 的微 区 H 同位素 数据 可对该 锆 f 锆石 的成 因演化提 供重要 的制约参数。 下 面仅介 绍在 中国科学 院地质 与地球 物理研 究所新 引 进 的 N pu e多 接 受 电感 耦 合 等 离 子 体 质 谱 仪 和 G o s e tn el a 13 m准 分子激光剥蚀 系统 ( A MCIP S 上锆石 微 区 H 9n L― ― M ) C f 同位 素的测定 情况 。详细细节可参见徐平等 (0 4 文章 。 20 ) 位素组成 。但这两 种 方法 存在 样 品溶解 的工 作量 大 以及 得 不到锆石 内部 H 同位素组成空 间变化信息 的缺点 。锆 石的 f原位 (nsu H 同位素 测定还 可 以采用 二次 离子质 谱技 术 i.t) f i(I ) SMS 进行 。但现有 的研究 表明 , 采用 SMS技 术测定 所得 I 到的 H 同位素 ( f 如 H/ H f f比值 ) 的精 度 比 TMS技 术获 I 得的精度约低一个数量级 ( in t 1,19 ) K nye a. 9 1 。另 外 ,I SMS 技术使用费用 和仪器 购置 的极 为 昂贵也 阻碍 了此技术 的普 3 1 13 m激光器简 介 . 9 n遍运用 。近几年 来 , 着多 接 受 电感耦 合等 离 子质 谱 技 术 随中国科学院地质与地球物理研究所新引进 的 N pu e etn 多 维普资讯 10 9 A t P t l i ii 岩石学报 c e o gc Snc a ro a a20 2 ( ) 0 7, 3 2 接 收电感 耦 合 等离 子 体 质 谱 仪配 有 13 m激 光取 样 系 统 9n( A― C IP ) L M ― MS 。该 G o s13 m准分子激光取样系统 , C el 9 n a 采 用德 国 Lm aP yi a d hs k公司制 造 的 13 m准分 子激 光发 生器 9n比值误差较 大;( ) 4 针对 上述情 况 ,i k n r a( 0 5 Iu aadHit 20 ) z a 提 出采用激光 剥蚀 过程中 口 的平均值来进行校 正。 我们 曾利 用 J 134标 准 溶 液 并按 Y / f=0 0 5 MC 4 7 bH .0 、0 0 、.2 0 0 、. . l0 0 、.5 0 3的配 比进 行 Y b干扰 及其校 正实验 ( 徐 产 生 13 m的深紫外激光 , 9n 经过 G oa 公 司设计 制造的激光 el s 匀化光路将 能量 均匀 的高 能激光 聚焦 于样 品 的表面 。样 品 观察 和样 品池 的驱动 系统及操 作软件是 C tc 司设计 制造 e 公 a 的 E X 0 。激 光的脉冲宽 度为 1 n , S20 5 s 激光 匀化 器 的透镜 矩 平等 ,0 4 , 20 ) 获得 卢 =0 82 口 f .7 5× 的经验关系 , 并在以前 的 测定 中一直采 用这 一校 正方案 。该方法虽然对低 Y b含量 的 锆石可获得满 意的数据 , 但对 高 Y b含 量的锆 石却 存在 一定 的问题 。我们后来 的多次 测定 发现 , 器 的 卢 仪 数 据在 分析 过程 中是变化 的( 4 , 图 ) 且溶 液的 卢 值 与锆 石 的 卢 值 存在 阵为 1 8 激光束斑 的大小 分为 3 6 1 、26 、4 17微 8×1 , 、 、6 3 、39 、2米 7个 档 。激 光 的 最 大 实 际 输 出 功 率 经 过 实 测 可 达 3 Jc 5 / m 明显 的差别 。因此 , 我们在最近 的测 定过程 中 已不采 用这一 方案 , 取而代之 的是直接 采 用锆 石激光 剥蚀 过程 中 的 值 ( t 1,20 ) Wue a. 0 6 。实 验 对 比分 析发 现 , 用单 个 分 析 点 采 卢 校正获得 的数据较用平均 口 所获 得数据 的误 差稍大 , 但 多个分析 点的加权平 均值仍 为一致 ( 5 。为保证 每个数 图 )32 同质异位 素的干扰 校正 . ” H 有两个 同质异位 素” L f u和” Y , 进行 ”H / f b在 f” H 比值测定时 , 必须对 这两个同质异 位素进行精 确的扣除 。对 Y b和 L u的 干扰进 行 扣 除通 常 采 用如 下 方 程 ( h t 1, C ue a. 20 ) 02 :。H :16 7 f 7 一[ u "L X( u L )( l/ 7)‘ "L / u t 7 Ml L + 6 5 uY X( b ”Y )( 7 Ml )‘ ] b ” Y / b Ml/ 7 6 2 由于锆石 的”L / f u ” 比值 通 常小 于 0 0 2 因此 锆 石 .0 ,的 ”H 的干 扰 主 要 来 自” Y 。但 遗 憾 的 是 , 于 目前 对 Y f b 由 b的丰度值认识不一 ( e i r adT y r 9 3 G fne a. D Be e n al ,19 ; rf t 1, v o ii 20 0 0;C u e 1 ,2 0 : S g le a .,2 0 h t . 0 2 a e a t 1 0 3:Ve v o te 1 . r o r t . a2 0 ) 导致不 同研究 者”Y 04 , 。 b的校 正方案 不同 。根据 目前 国 际上研究 的情况 , 一共有 四种方法 获得 Y b的质 量偏移 系数 ( ) 1 在 H 同位素标准溶液 中加入适量 的 Y 。( ) f b溶液 , 通 过改变 卢 值 来 获 得 正 确 的溶 液 的 Hf 同位 素 比值 ( rf G fn ii e a. 20 20 ) 2 在激 光剥 蚀 的同 时加入 Y t 1 , 00, 0 2 ;( ) b溶液 , 从 而 获 得 校 正 激 光 数 据 的 值 ( ahd n ioet M c aoad Sm n t, i 20 ) 3 在锆 石激光剥蚀 过程 中直接 测定 Y 0 1 ;( ) b的信 号 , 从 而计算 出 值 ( oh a t 1 , 04) Wod ede a. 20 。但 由于锆 石中 Y b 图 4 卢 Bf 关关系图解 ( Y e a. 2 0 ) ] 相 WuF t 1 , 06 Fg4 Masba orl i e en H(”HY” H ) n i. s i cr ao bt e f s e tn w t 。 f adYb( b ” Y )o o t na dz cn WuF t 1, ” Y / b fr l i n io s( Y e a. s uo r 含量较低 , 因而给 出的 值 以及有此而计算 出的 H 同位素 f20 06)( ) 10 Menp b b 9 50( a Y ) } Il l i l ” H ”Hfv j c au: ‘ 1 l 02 2 9 ±9( 2 ) .8 2 7 N: 5 图 5 10 9 5 0在不 同 b 校正情形下 的数据对 比( Y e a. 20 ) WuF t 1 , 0 6 Fg5 ”H: f o et n s gidv ul Y a dm a Y vle o 9 50 d r gi s ul e ba o ( Y e a. i. I”H r c osui n id a 卢 h n en卢 b ausfr 10 u n n i a ra lin WuF t 1 , / c i n i i ―t s t 20 ) 0 6 维普资讯 吴福元等 :uH 同位素体 系及 其岩石 学应 用 L?f 1 91据点的精度 , 我们 现在采用 平均 卢 来进行 Y b的干扰 校正 。 但 在后面 的介绍可 以看 出 , 激光 测定锆 石” H f比值 的 W” H高 ,。 W”H 比值 的精度也越来越高 。 ”H f 因此 , 采用我们的 N pue多 接受 电感 耦合 等离 子体 质 etn 谱和 G o s13 m A F准 分子 激光 剥蚀 系统 可 以对锆 石 的 el 9 n r a准确性主要取决 于 Y b的同位 素 比值 , 卢 而 值 的选择 对 低 Y/ f b H 比值 的样 品影 响不大 。 Y 校 正过程中的另 一个 重要 问题是 Y b b同位 素 比值 的 H 同位素 比值 和” L / 比值 进行 精确 的测定 。无 论 是 f 。 u ” Hf 在原位或者扫描 模式 下 , 可准 确地 实现锆 石 的微 区 H 同 均 f 位素测定 。但 由于样 品本身的局限性 , 我们在 实验过程 中基 本不采取扫描 模式 。在 原位情 形 下 , 用 目前 的校正 方案 , 运 我们甚至可 以对高 Y b含量 的锆石进行准确 的校正 。图 8所 示 的是采 自东北地 区同一 岩体的两件样 品 , 两者锆 石 的 Y / b H 存 在 明显差 别。采用 以前 的校 正方案 , Y / f 品的 f 高 bH 样取选 。仅就 Y / b比值而言 , b ”Y 目前提 出的值 的变化 范围 为 059 .7 9~05 8 ( 6 。我们 的计算 表明 , .8 7 图 ) 采用 不同的 Y b丰度对获得 ”H f 。 W”H 的准 确 比值 有着非 常重要 的影 响 ( 图 7 。从 我 们 对 9 50 的分 析结 果 来 看 , ) 10 目前提 出 的” Y / b ”Y 058 b= .87可能 比较适合我们获得可信 的 H 同位素比值 f( 7。 图 ) H 同位素 比值 明显偏 高。但 若采 用新 的校 正 方案 , 获得 f 所的数据 明显 与低 Y / 样品 的 H 同位素数 据一 致 , 明我 b Hf f 表 们现在 的校 正 方 案 甚 至 有 可 能 对 高 Y b的锆 石进 行 准确 测定 。 但是值得指 出的是 , 离子探 针 的近表 面分 析不 同 , 与 激 光微 区测定 基本 上是一 种 破坏 性 的分析 技术 ( 消耗 样 品) 。一个合理 的工作程 序是 , 用离 子探针 进行 锆石 的 UP 先 .b年 龄测定 、 O同位素分析 和 T 含量 分析 , i 然后再 在原 分析点上 测定 Hf 同位素组 成。 当然 , 于颗粒 较大 而均 匀 的锆 石 而 对 言, 上述问题并不 存在 。但 从另 外一个 角度 来看 , 激光 所 具 有 的一定剥 蚀深 度可使 我们 能够 讨论矿 物 内部 的同位 素组 成变化 ( o ha t 1 , 0 4 , 也相 当于 目前离 子探 针 Wod ede a. 20 ) 这 中 的所 谓深 度 剖 面 。 、 b ”、 b ’ _ 以上是锆石激光微区 的 H 同位素测 定情 况 , f 实际上 , 除 锆石 ( 括曲晶石 ) , 包 外 我们现在还可 以对斜锆石进行激 光原 位测定 , 其测定方法与锆石基本 相同 。国外学 者还报道 了对 图 6 不 同学 者提出的 Y / b同位素 比值对 比 ( b Y WuF t 1, 0 6 Ye a. 2 0 ) Fg i.6 C mp r o o o ai n f s Yb Yb a is r p s d y / r t p o o e b o金 红石进行 Hf 位 素 比值 的 激光 测 定 ( hu ru t 1 , 同 C okon e a. 20 ) 但我 们 的研 究发 现 , 矿物 有时较低 的 H 含量 使得 05 , 该 f 高精度 的数据分析难 以实现 。根 据 目前 的情 况 来看 ( af Brd odf r teerhr WuF t 1, 06 iee saces( Ye a. 2 0 ) nr e a. 2 0 ) 异性石也 可能是一个潜 在的能用 于原位 H 同 t 1 , 03 , f位素分析 的矿物 。 3 3 锆石微 区 H 同位素测定 . f将仪器标定 后 , 们 开 始进 行 锆 石 的 H 我 f同位 素 测定 。 13 r 准分子激光取样 系统 的仪器 参数 见表 2 接 收器 的杯 9 nn , 结构 和溶液 方法相 同( 2 。 由于 激光 对锆 石的剥 蚀速 率 表 ) 较快 , 常在 进行锆 石 的激光 原位 取样 分析 时 , 通 只能 允许 1 4 L ―f uH 同位素定年 和 R .rS N bS、m. d体 系 相 同 , uH 体 系 也 可 用 于 地 质 体 L .f的同位 素 定 年 。通过 获得 一 组 样 品 的” L/ 和” HW 。 u ” Hf 。 分钟 左右的信号采集时间 。因此 , 我们在进 行激光 原位取样 时采用静 态测 定模 式 , 不使 用 N pu e的虚 拟放 大 器功 能 。 e tn 干扰校正 取 L / u=0 0 6 5 1 b ” Y u”L .2 5 、2 / b=0 58 、Y 7Y . 8 7卢 b H 同位素 比值 , f 我们 可以构筑一 条等时线 。该 等时线 的斜 率 与形成年龄有关 , 而等 时线 的截距 代表 了地质体形成 时 的 初 始 H 同位 素组成 。该等 时线 的公 式为 : f (7- H ) =(7- H ) I/7 f . 6I 7 f。 + (7 u H ) ×( ^一1 6I 7 f I/ 7 f 6 /7 fI e。 ) L 7采用锆石激光剥蚀点 的平均值 。 我们 以前 曾对 国 际标 准锆 石 95 0进 行 过测 定 ( 平 10 徐和 其 它 等 时 线 的原 理 相 同 , uH 体 系 也必 须 满 足 同 源 、 L.f 等 ,0 4 。采用 A 为载气 , 3 20 ) r 在 2微米 束斑直径 、5/ m 能 1Jc 量密度 、O z激光频 率下线扫描 的 H 信号强度 为 3 lH f V。采 用不 同束斑直 径 、 原位 (nsu 和线 扫 描 (iesa , at ) i i) t 1 cn rs r n e 两种 方法 对其 H 同位素组成进 行 了测定 ,结果 获得 的值均 f 与推荐值一致 , 映无论 是原 位还 是线扫 描 , 可获得 可信 反 均 的数据 。但 随 着 束 斑 直 径 的增 大 , 获 得 的 信 号 强 度 越 所同时和封闭这三个 条件 。但对全 岩( 岩浆岩 ) 系而言 , 体 目前 积累 的资料还 难 以说 明这些 岩 石是 否具 有足 够大 的 L/ f u H 比值范 围, 以构筑精度较高 的等时线 ( ace n a u t, PthtadT t mo t s o 1 8 b cee 1 , 9 7 。因此 , 9 1 :Shrr t . 19 ) ea 目前较 多的研究青 睐于 L/ f u H 比值较高 的矿物来构 筑矿物等 时线 。在这 方面 , 含石 榴石 和磷 灰石 的岩石是 目前 L - f uH 等时线定 年中最常见的对 维普资讯 12 9 At e o gc ii 岩石 学报 c Pt l i Sn a a ro a c20 , 3 2 07 2 ( )02 2 0 8 5 . 02 3 .8 3() 10 a950 l I { I { .() E d T MOR A1 . 02 3 .8 2 0 2 3l .8 I 02 2 5 8 4 02 2 0 .8 4 0 Z £ 0 02 2 5 8 3 I { I l l I l1I1l I } l … ’}} }l l i1 .~ ‘} . 。l ,1l { I l {l 02 3 8 0皇 曼 e- } { I. Z 02 2 .8 9 02 2 8 802 2 0 .8 3 1 Yb Yb: 0 5 0 / .8 4 Hf /”Hf:0.02 2 5 .8 2 Yb/ Yb: 0 5 0 .8 4Hf / ”Hf:0.. 02 2 8 722 0 8 4 8 ̄ 9 233 8 0 2 ̄4 602 2 .8 602 2 0 .8 2 02 2 0 .8 5 02 3 8 3() 10 b 9 5002 2 5 .8 4 () E e T MOR A: 02 3 .8 2 0 2 3l .8 02 2 0 .8 4 t一--Yb Yb: 0 5 6 / .8 5 Yb / ”Yb:O. 8 5 5 6 02 3 .8 0 02 2 .8 9h王 、02 2 5 .8 3 l I l 。 j I j l } l l 1 l l l f } n ” Hf r Hf 0 /呷 :.226 8 7 7 ̄ 1 4二 | \薹 皇 02 2 0 .8 3 02 2 5 8 2 一l¨ } 1 ¨ () 1 o c 95o【 。 『 Il’I 1 ’ I 1 l }{l . -0. 828 ¨ I 2 I‘ : 02 2 .8 7 02 2 .8 602 2 0 .8 2 02 2 0 8 5 02 3 .8 3( ) EMOR fT A02 3 .8 2 0 2 3l .8 02 2 5 .8 4 02 2 0 8 4 t- -Yb Yb :0 5 8 / 8 7 Hf /”Hf: 0.229 8 2 7 ̄ 9 Y/ Y b b一05 8 .8 7” Hf / ”Hf:0.: 0 02 3 8 0 02 2 .8 9 02 2 .8 8一、02 2 5 .8 3 02 2 0 .8 3 , ,lj l ‘ 一 … 一227 8 6 2 ̄ 1 0r 、 工 卜 \皇 薹 0 2 22 .8 5l l I lI。ll l l I j . l一 {一l 一 卜j , . 02 2 .8 7 0 28 6 2 { 1{ ’l i l : 0 2 22 .8 0图7 不同 Y b丰度对 9 50和 T MO A标准锆石 H 同位素 比值 的影响 ( Y e a. 2 0 ) 10 E R f WuF t 1 , 06 F g 7 ’ Hf ” Hfr t a c lt n o 0 n EMO i / ’ a i c l ua i s fr9 5 0 a d T o o 1 RA sn a o s / au s p o o e y d f r n e e r h r u i g v r u ’ Yb ” Yb v e r p s d b i e e tr s a c e s i l( Y e a. 20 ) WuF t 1, 0 6 0. 8 2 2 3 0 2 3 8 l02 3 8 002 2 .8 902 2 8 802 2 8 7 0o o0O 501 00 1 .56 ’ Hf Yb 1 图 8 同一岩体内部不同样品锆石的 H 同位 素测定 结果 ( Y e a. 20 ) f WuF t 1 , 0 6 Fg8 A a t a cm a sn f i osf m a dv u ltnu drd eet bcr co oes WuF 1, 06 i. n yi o pr oso r n o ni ii a puo ne i rn Y or tnm dl( Y e a. 2o ) l c l i zc r n dl f ei t维普资讯 吴福元等 :uH 同位素体 系及其岩石 学应用 L ―f1 93物。且 该矿物的存在 还可 为岩石 形成 的温 压条件 提供 重要 参数, 因而是 当前 同位 素定 年 的重要 对象 。 目前 , 已有 S 。 m N d和 P ―b法对该矿物进行 年代学 研究 的实例 。但 石榴石 bP 较 高的 H 封 闭温度 和其 中大多数 包裹体 矿物较 低的 H 含 f f 量使 L ― f uH 法具 有比上述方法更优越 的特点 。 意大利西部阿尔卑斯造 山带 中柯石英榴 辉岩 是 目前 ― H 法 定 年 的 典 型 代 表 。运 用 MCIP M f ― ― S技 术 , uh n C D c ee e a.(9 7 对该地 区的榴 辉岩全岩样品及其主要造岩矿物 t 1 19 ) ( 包括石榴石 、 多硅 白云母和单 斜辉石 ) 行 了 L ― f S 进 uH 与 m― N d同位素定年 研究 。所 获得的 由下而 上三个地 质单元 榴辉 岩的 L ― f uH 矿物 内部 等 时线年龄 分别为 3 . 2 8±1 2 4 . . 、9 1±Lu/ Hf12和 6 . 2 7 a . 9 2± . M 。这些 年龄与每个单元 内部运用锆石 U ― P、 b 石榴 石 S N m― d和多硅 白云 母 A A 所获 得 的年 龄一致 , 卜 r 这 不仅表明年龄的可信性 , 而且 反映该地 区上部 的超 高压变 质 岩较 其下部者较早折返 , 且这些 岩石均经历 了快速 的折返 过程。 图 9 石 榴石 与磷 灰石的 H 含量 与 L/ f f u H 比值 ( 据有 关 资料综合 , 但仅含 同位 素稀 释法数据 ) F g 9 Hfc n e  ̄ t n n u i. o c n ai s a d L /Hfr t s o a es a d o ai f g r t n o n aa t ( nyi tpcdl i aai ldd pte O l s oi i t ndt n u e ) is o uo c榴辉岩 L ― f uH 同位 素定 年 的第二 个实 例来 自喜马 拉雅 象, 且后者较高 的 L / f u H 比值使构筑高质 量等时线 年龄 的可 能性增大 ( 9 。其它 矿物 , 图 ) 像磷 钇 矿 、 硅铍 钇矿 和独 居 石 也 有 实 际 应 用 (c ee e a. 2 0 ) Sh r t 1 , 0 1 。 r 西北 部 T oMoa 穹 隆 中榴辉 岩 及相关 高压 变质 岩 的研 究 s rr i ( eSg)r t / , 0 0 。该榴 辉岩 ( s4 中石榴 石 、 d i . 2 0 ) o ea T3 ) 绿辉 石和全 构成一 条 5 5±1 Ma的 L ― f 时线 , 样品较 高 2 uH 等 该的 H 同位素初始 比值 暗示该榴 辉岩 的原 岩可能为 印度板块 f4 1 全岩体 系的 L ― f 时线 . uH 等 对大多数全岩体 系 而言 , 满足 同源 、 同时形成 的 一套 岩 石多具有狭窄 的 L / f u H 比值 变化 范围 , 这就决定 了难 以就 该 岩石体系构筑高精度 的 L ― f uH 等时线 。但从 18 以来 , 9 0年 仍 有一定数量 的全岩等 时线发 表。 第一 条 L ― f全 岩 等 时 线 是 P t e n a u oo uH a hu ad T t m t c s 北 部边缘的板 内火成岩 , 而高压 变质泥质岩 ( h5 a 的 S ― C 17 ) m N d等 时线 年龄 为 5 7 , 5± Ma 两者年 龄相 近 , 限定 了印度与欧 亚板块碰撞作用发生 的时 间。 与上述情形类似 的是 ,a e t 1 20 a 对斜 长角 闪 Lp nea.(0 3 ) 岩 中 的 石 榴 石 也 获 得 了 理 想 的 L ― f等 时 线 年 龄 。 uH A ci i t 1 2 0 ) 美洲 西海岸 Fac cn杂岩 中三 nke c e a.( 04 对 w z rni a s 个地段含石榴石 的斜 长角闪岩 、 蓝闪石 片岩及榴辉 岩等也进 行 了 L ― f S ― d测定 。尽 管大 多数 情 况下 , uH 和 m N 石榴 石 的 S N m― d体系未能给出有意 义的年龄 , 石榴石 的 L ― f 系 但 uH 体 给 出了高精 度 的年 代 学 数 据 。根 据 这 些 数 据 , 者 认 为 , 作 Facsa rni n杂岩俯冲发生的时代 与上覆 构造接触 的蛇绿 岩时 c(9 0 ) 18 b 发表的无球粒 陨石 的结 果 , 原作 者运 用该等 时线 的 斜率来反算 L u的衰变常 数。Ptni n ace 18 ) e i la dP thu(9 1 tgl 发表 了西格 陵兰 A io 麻岩 的全 岩 L ― f mt q片 s uH 等时线 , 获 所得 的年龄 为 3 5 0 2 G 。且样 品中锆石 的分析 点位 于该 .5± 、 2 a 等 时线 的起始端 , 暗示其 形成 年龄 的可靠 性 , 全岩 等时线 该 该年 龄与锆石 U P ―b年龄的一致性也表 明了这一 点。但可惜 的是 , 由于所研究 岩石 的 L/ f u H 比值变化有 限, 导致其 L ― f uH 全 岩 等 时 线 年 龄 的误 差 较 大 。 代 基本 相同 ; 冲发生 的速率 较慢 , 俯 且处 于一种 高热流 的环 境, 可能代表 了扩 张脊 的俯 冲 ;同时 , 该套 杂岩 的折 返速 率 也较 慢。 在上述两项研究 中 , 研究者 们都 发现 , 榴石 中其 它矿 石 物包裹体的存在对 L ― f uH 同位素体 系并无 太大 的影 响 , 因为 这些矿物包裹 体 的 L / f比值 大 多远 较 石榴 石 小 ( 石除 uH 锆另一 个值 得 介 绍 的 全 岩 L ― f 时 线 是 B r d e a. uH 等 a o t 1 f (02 ) 20 a 对我 国华南 陡山坨组 地层 进行 的工作 , 他们 所获 得 的磷块 岩 的全岩 L ― f 时线年 龄为 5 4±2 Ma 与 由 P ― uH 等 8 6 , b P b法获得的 59 3± . M 9 . 4 2 a年龄在误 差范 围内一致 , 明陡 表 山坨组地层 的沉积 时代 可能要 比我们 以前 认为 的年轻 , 这也 被近期 的多项 研究 成果所 证实 。尽管该 等 时线年 龄 的精度 还不 能令 人满 意 , 但它无疑证 明了该方法在 此类地层 岩石 中 进行 定年 的可能性 。 外 ) 而正是矿物包裹体 的存在 使我 们经 常难 以构筑 高质量 ,的 S ― d等时线 。因此 , mN 就榴辉 岩或 含石榴 石 的岩石 而言 , 其 L ―f uH 定年对矿物纯度的要求远 比 S ― d法要低。 同时 , mN 由于 L u较 S 的衰变常 数差 不多高 三倍 , m 因而 即使 对新 生 代岩 石而言 , 们 仍 可 获得 较 高精 度 的 L ― f 时线 。但 我 uH 等 是, 如果石榴石 中含 有独居 石 、 锆石 等 L u和 H 含量 比较 高 f的矿物包裹体 , 则所构 筑的 L ― f uH 矿物 等时线年 龄有 时可能 是 无 意 义 的 ( cee t l,20 Shrre a、 00;Bi e ―o n r , l haT i a d Fe c l i 2 0 ) 在此 情 况 下 , onl (0 6 提 出 的 在 溶 样 过 程 中 01。 C nel 20 ) y4 2 含石榴石变质 岩的 L ? f . uH 同位 素定年 石榴 石是结 晶岩中 , 特别是变质 岩中一种非 常常见 的矿 维普资讯 1 4 9At e o gc ii 岩石 学报 c Pt l i Sn a a ro a c20 , 3 2 07 2 ( )剔除锆石的化学 分离可 能是解 决 这一 问题 的有效 途径 。另 一大多采用 R ? s e0 法来对 此年 龄加 以限 定 , R 但 e的活动性 质 使获得年龄 的解 释复 杂化 。因此 , 几年来 , 国学 者都 在 近 各个应该考虑 的问题 是石 榴石 本身 的成分 不均 一性 和结 晶 历史 , 如果该矿物具 有较长 时问 的结 晶历史 , 所获得 年 龄 则的意义取 决 于 不 同 阶段 石 榴 石 的成 分 特 征 ( ae t 1, L pne a. 20 b S oae a. 20 ) 0 3 ; kr t 1 , 06 。 努力探索 L ― f 对 岩石 圈地 幔进 行定 年 的可行 性 。虽 然 uH 法已有 的尝试大 多未 能给 出预定 的年龄 ( eii t 1,20 B dn e a. 04: C r o t 1, 0 4 , al ne a. 20 ) 但从理论上来说 ,uH 同位素体 系具 s L -f 有较高的封闭温度 , 并有可能在岩石 圈地幔形 成后一直保 持 封闭 , 从而可 以给 出可 信 的年龄 。最 近 Wii e a.(0 6 tg t 1 2 0 ) t 对法 国中央地块 地幔橄 榄 岩 中的单 斜 辉石 进行 的 L ― f uH 定 年, 获得 了非 常理想 的结果 , 未来 岩石 圈地 幔 的定年 开拓 为了新的方 向。 自从 D c eee a.( 97 的文章 发表 以后 , 榴石成 uh n t 1 19 ) 石为 L-f uH 同位素体 系的重要研究对象 , 并发展 成为“ u H 石 L― f 榴石地质年代学 ( uH a e goho o g ) ( l h  ̄T f L ― f r t ec r l y ” Bi e 一o , gn no c t20 ) 并 有 大 量 的 研 究 成 果 问 世 ( cee t 1 ,19 , 01 , S hrre a. 9 7 20 0 0;B ih  ̄一 ot e 1 , 1 9 a d S g y r e 1 , 2 0 l e Tf t . c a 9 9 ; e ioe t . a 0 0: P i p o ta .,2 0 ; B i h  ̄ T f a d F e ,2 01 L p n hl p te 1 i 0 1 l e 一 ot n r i 0 ; a e c 从上述介绍可 以看 出, uH 可 能是一 种具 有 广阔应 用 L -f 前景 的同位素定年体 系。但 由于 目前积 累的资料 太少 , 我们 还难 以对此作更全 面的介 绍。同时顺便 指出 , 石榴石和磷 灰 石的 L f uH 体系均 具有 较高 的封 闭 温度 。这一 点将 会 为岩 石形成 、 冷却 、 升等地 质 过程 的研究 提供 重要 参数 。但 必 抬 须指 出的是 , 对于含 石榴 石的变 质岩 , 由于受 不 同矿物 封闭 温度 的影 响 , 所构筑 的 L - f uH 等时线 的地 质解释 是较为 复杂 的 。相 比而言 , 利用 火成岩中石榴 石和磷灰石 所获得 的等时 e a. 20 b Jh t 1 , 0 4 h i t 1, 0 6 ) t 1 , 0 3 ; one a. 2 0 ;C o e a. 2 0 a 。可 以 相信 , 在未来一段 时间 内 , 石榴 石仍 将 是 L - f uH 同位素 地 质 年代学研究 的重要 内容。 同时 , 对 S N 相 m―d体系 而言 , 榴 石 石较高 的 L - f 闭温 度为变质作 用 P 轨迹 的研究 提供 了 uH 封 t重要参数 。但是 , 目前的研 究发 现 , 并不是 所有 的石 榴 石都 具 有较 高的 L/ f 图 9 , u H 比( ) 有的石榴 石无法给 出高精度 的 等 时线年龄 。 线年龄解释起来要 简单 得多。 4 3 含磷 灰石岩石的 L - f . uH 同位素定年 尽管 目前 发表的 L ― f uH 等时线较 R ―r S ― d等时线 bS 和 m N要少 得 多 , 随着 L ― f 但 uH 方法 的不 断成 熟 和研 究 内容 的扩 磷 灰石是另一个 L / f比值较高 的矿物 , uH 由于该矿 物不 仅 产于通 常的岩浆 岩和变 质岩 中 , 沉积 岩 中也经 常出现 , 在 因而也是进 行沉积作用定年的重要对象 。 岩浆岩 , 特别是 是镁 铁质 岩浆 岩 由于经 常缺乏 锆石 等适 合测年的矿物 , 为年代 学研究 中的一个 难点 。尽 管近几年 成 开展的斜锆石研究弥补了这一不足 , 但寻找新 的研究 方法显 然 是 极 为 必 要 的。 B r d t 1 ( 0 3)对 G rie、 af e a. 2 0 o a nr d 展 ,uH 等 时线 肯定将 成为未来一种重要 的定年 方法 。 L ―f 5 H 同位素在岩石学与地球动 力学研究中 f 的应 用 5 1 H 同位素 示踪 的 基本 原理 与 重要地 球化 学储 源 库 的 . f H 同位素组成 f L u与 H 均为难熔 ( i l rf co ) 中等一 f hg y e at y 的 h r r 强不相容 性 亲石元素 , 这一点与 S N m― d体 系有很 大 的类似 性 。因此 , f H 同位素示踪 的基本原理与 N d同位 素相同。 () f 1 H 同位 素研究 中的有关公式 8fo =( ” H/ ’ fs ’H/ fcU o )×10 0 H( ) ( f” H ) f” H )HH 一1 00 .S ar ad和 K iia keg r a hb 三个 侵入体 岩石 中 的磷 灰 石 、 n 异性 石 、 榍石和全岩进行 了 L - f uH 同位素测 定 , 所获得 的等 时线年龄 分 别 为 5 . 3 .3 6 . 8± . 5和 4 2 4±2 8 3 5 ±0 5 、0 1 0 4 0. . Ma的 年 龄 ( 用的”L 采 u衰 变常 数 为 1 8 9×1 。 。同 时 , .6 0 ) 该作 者还 对矽卡 岩中的变 质成 因磷 灰 石和沉积 岩 中生物 成 因的磷灰 石进行 了测 定 , 也获得 了理 想 的结果 , 分显示 了磷 灰石 在 充L ―f uH 同位素定年上的 巨大潜力 。最近 , af t l 2 0 ) B r de a。(0 5 o 又对变质 的岩浆 岩中的磷 灰石及相关矿物 也进行 了定年 , 获 得 了非常理想的结果 , 并根据这些年 龄讨论 了磷 灰石 的封闭 温度问题 。LrsnadSdr n 20 ) aso n oel d(0 5 对瑞典南部 含 F― i u eT 占 ft =( ¨ H/7H ) 一( I fs e。 ) / H() ( f’ fs ¨L ¨ H ) ×(^一1 ) 7 ( ” H/ ’ fcU 0 ( f”H )HR.一( u ” H )HR× ”L / fCU ( 一1 )一1 e ) )×10 0 00 矿化的镁铁质堆 晶岩进行 了测定 , 其磷灰 石 、 斜长 石和 全岩 构成一条 10 . ±18 24 3 .Ma的 L ‘ f uH 等时线 , 这一 年龄也 与用 其它方法获得的年龄一致 。 =1 × n 1 ( H/ fs " H/ f D ) / I[ +( fmH ) 一( f" H )M / ( ” L/ fs ” L/ f D ) ( u ” H ) 一( u ” H )M ]T = H 一( 一t ( 一 /’ 一 ) ) ( ) ( ) / H=( L/ H )/ ” L/ ’ fCU 一1 f u fs ( u ” H )HR 4 4 岩石 圈地 幔的 L - f . uH 同位 素定年 其 中, ” L/ f ( u ” H ) H/ f 为 样 品 测 定 值 , 和‘ f” H ) ( L /" f CU 0 0 3 ,( f” H ) HH = 0. 27 2; m u 。H )HR= . 3 2 ” H / fcUo 28 7 .岩石圈地幔 的定年一直是 固体 地球科学研 究 的难 点 , 一 方 面是 缺少 常见 的定年 矿物 , 二是地 幔 的温度 高 , 其 通常 的 同位素体系在地幔中不能封闭 。此外 , 岩石 圈地幔在形 成后 大多经历过后期交代作用 。因此 , 统的 s―dP 等 同位素 传 r ―b N方法 大多不能给 出确切 的岩石 圈地 幔形 成时 代。我们 目前 ( u H )M=0 0 8 mL / fD . 34,( f” H )M=0 2 3 5 Lo ” H/’ fD . 82 . , , 分别为大陆地壳 、 品和亏损地幔 的 Ⅲ。t 样 为样品形 成时间 , A=187×1 ’ er .6 0 ya ~。( ) dH 同位素的相关性与解耦 2N.f维普资讯 吴福元等 :uH 同位素体 系及 其岩石学应用 L ―f15 9 上述 S N 、 uH 体 系的相 似性 导致 N m- d L ― f d与 H 同位素 f间呈现正相关 ( evo dP t et 19 ) 并提 出 s ft V rora a h t 9 6 , tn c , H() 2 () s t 的关 系式 。但上述 两体系仍存 在一定 的差别 : 1 在 () 部分熔融过程中 ,u H 元 素的 比值 变化 范 围要 大于 S / d L/ f m N 的变化范围。同时 , u的半衰期 ( 6 a 要 比“S ”L 3G ) ’ m的半衰 期 (0 G ) 不多 要短 三倍 , 而 出现 在相 同 的时 间 内 , f 18 a 差 从 H 0 同位素 比值的变化要大于 N d同位素 的变化 ( 约两 倍关 系) , 这也使得 L ― f uH 体系还可适应于年轻 体 系的研 究 ;( ) 2 在风 化作用过程 中, 同产物 的 S / d比值 不会 发生 很大 的 变 不 mN 化; 但对 L - f 系 , uH 体 情况 变得 不 同 了。这 是 因为 , f H 主要 与 z 结合 而赋存在锆石 中 , 岩石风化 过程 中 , r 在 锆石 主要在 粗粒的碎屑沉积 物 中富集 ;而 细粒 的 沉积 物 , 如粘 土 , 其锆 石的含量很少 。因此 , 不同风化程度 岩石的 L / f比值有很 uH 大的 变 化 范 围, 一 现 象 又称 “ 石 效 应 ”( i o f c, 这 锆 z cn e et r f Pthte a. 18 ) a e / , 94 。但 是 , evot t 1 19 ) 10余 c tt V rore a.(9 9 对 0 个沉 积 岩样 品 的 测 定 发 现 , 谓 的 锆 石 效 应 并 不 明 显 所 ( 1 ) 3 尽 管 H 、 d同位素存在一定 的正相关性 , 与 图 0 。( ) fN 但5 0 0 5 0 l) ( o lO 5 -5 0图 1 南非 下 地壳 包 体的 N ― f 1 dH 同位 素解 耦 ( cm t Sh i za. 2 0 ) 1 , 04 Fg 1 i. 1 H V . N ig a fr s uh r A r a o r f S d d a r m o o t e n f c n lwe ― i cutl e ots Sh i t / , 04 rs n lh (c m  ̄e a. 2 0 ) ax i S ― d同位 素体 系中 S mN m和 N d同属稀 土元素 的特 点不 同的 是 ,J属稀土元素 , H 属 高场强元 素 , I u 而 f 因而 L u和 H 的地 f球化学性质存在 显著 差异 。这 样在 岩石 变质 和岩浆 作用过 程 中,有可能 s 与 E d 间并不存在 预想 的线性关 系 , N之 即存 在 N ―f同位素 的解耦 。如在深部 地壳 岩浆 和 变质 作用 情 dH况下 , 如果岩浆源区或变质过 程 中存 在石 榴石 的话 , u 主 L将要进入石榴 石中 , H 则主要进入熔体相或其 它矿物相 , 而 f 这 样将 出现下地壳岩石”H£ H 相对 “N / d偏高的现象 / f d 似N( a hte a. 18 ; cm te a. 20 ;图 1 ) P t et t 1, 9 1 Sh i t 1, 0 4 c z 1 。根 据 目 前 的研 究 , 种情 况 也 同样 出现在 地 幔 岩 石 中 ( at sad 这 Sl r n e Znlr 9 5 im s t 1, 0 3 ) 这种 差 异为 认识 壳幔 i e,19 ;Bz i e a. 2 0 a , d i 分 异和地壳 内部的演化提供 了重要手段 。 图 l 下地壳 麻 粒 岩的 N ― f同位素 变 异 图( evot 2 dH V ror e a. 2 0 ) t 1 , 00 Fg 2 i .1 HfNd s tp c o o i o s f lwe c sa ― - ioo i c mp s in o o r r tl t u dr e rn les p s V rore a. 20 ) e vdgaui a l ( evot t 1 , 00 i t m e 但是 , 学者们持续多年 的大量 研究发 现( evot t 1, V ror e a. 19 , 00 V roradP t e , 96 , 9 6 2 0 ; evot n a h t 19 ) 尽管局部地 区存在 c t N ―f dH 同位素解耦的实例 , 下地壳 麻粒 岩 N ― f 但 dH 同位素 间 的线性 关系仍 非常清楚( 1 ) 表 明在宏观 尺度上 , 榴石 图 2, 石可能并 未进 入熔 体相 , 者在 下部地 壳 中, 榴石 并不 是我 或 石们 以前认为的是一个 经常 出现 的残 留相矿 物或者 石榴 石 出 现的时间较短而不足 以产生放射性 成因 H 的积 累。特别是 f后者 , 如果属 实的话 , 石榴 石的下 地壳 岩石 ( 它 含 麻粒岩 、 榴 图 1 地 球 岩 石 的 N ― f同 位 素 相 关 图 ( evot 0 dH V ror e a. 9 9 t 1,19 ) Fg 1 i. 0 Nd Hf s t pc a it n o ma i a d esc ― i o i v r i s f o ao f n f l c i辉岩 ) 可能 是短 寿命的。 () 3 重要地球化学储 源库的 H 同位素组成 f 在 H 同位素示踪 研究 中 , 些重 要地 球化 学储 源库 的 f 一 H 同位素组成 是讨 论 问题 的基础 。表 3列 出了 目前相 对确 fc ni na i e u a pe n dm n V ror e a. o t e tl g o ssm l a ds i e t n n s e s( evot t 1 , 19 ) 9 9 定 的球粒 陨石和 亏损 地幔 的 H 同位素组 成 ,对不 同类 型富 f维普资讯 16 9 A t P t l i ic 岩石 学报 c e o gc Sn a a ro a i20 , 3 2 07 2 ( )表 3 重要地球化学储源库 的现今 H 同位素组成 fT b e3 Hf s tp c c mp st n o me i o r n e c e c lrs v i a l oo i o o i o fs i i o mp t t o h mi a e e or a g s0 2 35 .8 023 800 2825 =.低 , 而导致 其”L / f 从 u H 具有非 常低 的 比值 。因此 , 石在 锆 形成后基 本没 有 明显 的 放射 性 成 因 H 的 积 累 , 测 定 的 f 所。 f H 比值 基本代表 了其形成 时体 系的 H 同位素组成 。 H/ f f 如果某岩石 中存在不 同成 因的锆 石 ( 如通 过同 化混染 作用 、 0 282 0 =0 2Sl5 0 28l 0 岩浆混合作用或者机 械 的混合等 ) 则我 们可 以通 过不 同锆 ,石的 H 同位素组成测 定来研究岩石 的具体成 因过程及不 同 f 组份 的性 质 ;同样 , 于重结 晶的锆 石 , 对 如果 体 系在 锆石 结 晶前后 未发生成分上 的明显 变化 , 其锆 石 的同位素组成符 合 l0 0 0 2 0 0 0 tf a I 3 00 0 4 0 0 00 2 05 8 0. 00 280 单体系的线性演化规律 。如郑建 平等 (04 ) 汉诺坝 新生 20 a 对 代玄武岩 中条带状麻粒 岩捕虏 体中锆石 的 H 同位素进 行测 f 定发现 , 18 a左右 的锆石有 两种 H 同位素 组成 。一 种 其 .G f2O l 0 0 l 0 20 30 4O 基本位于 亏损 地 幔 演 化 线 上 , 映 其 新 生 地壳 来 源性 质 ; 反 而大部分 1 8 a锆石 则落 在 2 5 a锆 石 的演 化线 上 , 为 .G .G 应 25 a . G 锆石在 18 a . G 期间重结 晶的产 物。 运用锆石 H 同 位素 示踪 地 质演 化 具 有一 系 列 的优 越 f 性。首先 , 石是一个 在大 多数 岩石 中都存 在 , 锆 且极 抗风 化 一兰 ∞ --―的矿物 , 即使 是最 古老 的地 壳 , 在经 历后 期多 次事件 后 仍有 保存 , 而为全面准确地认识特定地 区地质事 件序列 提供 了 从 可能 ;其二 , 锆石具有很高 的 H 同位 素体 系封闭温 度 , 至 f 甚 即使在麻粒 岩相等高级变质条件下 , 石仍可保持原始 的 H 锆 f 同位素组成 ;第三 , 石具有较 高的 H 含 量和极低 的 L / f 锆 f uH 比值 , 因而由年代不确定 性 引起 的” H/ H 。f f比值 的误 差较 为有 限;第四 , N 和 d同位素 不同 , 一个 岩石若 由多种组份构 集地幔及地壳等的 H 同位素组 成 目前还 缺乏应 有 的研究 。 f 成, 则我们可 以通过 获得 多组 锆石来 认识 它 的演化 , 而对于 该岩 石 , 我们获得 的 N d同位素数据 只有 一个 。再有 , 我们 目 但实际上就球粒 陨石 和亏 损地幔 而言 , H 同 位素 的组成 其 f目前 并 未 完 全 定 论 。 如 BihrT i adAbrd 19 ) l et o n laee( 9 7 提 c ― l前可 以对锆石 进行 多 方位 的 工作 , ―b年 龄、 UP 0同位 素 、 f H 同位 素、 微量元素 以及 T 温 度计 等 , i 这些 在详 细锆石 内部结 构观察 基础上获得的资料可 以为锆 石 , 而为岩 石的成 因提 进出的球粒陨石”L / f f” H 值 分别 为 0 0 3 u ” H 与” H/ f . 3 2±2 和 0 2 27 2 , . 87 2± 9 根据 19 .3×1 ‘ya 的” L 衰 变常数计 0 / er 。 u 算的其在 4 5 G . 6 a时 的初 始” H/ H 值 为 0 2 94 f f . 7 7 2±2 。 9 但实际上 , 粒 陨 石 的 H 同 位 素 具 有 较 大 的 变 化 范 围 , 球 f 供重要信息 , 石本 身已成 为一门真正 的学 问(i o o g ) 锆 z cnl y 。 r o () f 5 H 同位素模式 年龄 的解 释 以上我们对 H 同位 素 示踪 的基本 原 理 作 了简 单 的介 f绍。尽管实际 地质 问 题可 能 千差 万 别 , 基本 原 理 是类 似 但 的。从这一角度 来看 , f H 同位素 的 岩石 学应 用对 我 们广 大 的地质. 地球 化 学 人员 来 说 并 不 陌生 。但 必须 强 调 指 出 的 Pthte a.(0 4 进一步的工作也证 明了这一点 , a e 1 20 ) c tt 并给 出 其” L / f与” f” f的 平 均 值 分 别 为 0 0 4 和 u” H H/ H . 3202 2 4 , 目前常用的值存在一定 的差 别。 目前 常见地球 .8 83 与 化学储库 的 H 同位素特征及演化见 图 1 所 示。 f 3 () 4 锆石 H 同位素示踪的优越性 f 在上述 H 同位 素示踪 研究 中 , 石是 一个 非常重 要 的 f 锆是, 就锆石 的 H 同位素示踪 而言 , 们在大 多数情况 下还应 f 我 该考虑其两阶段 的模式年龄 , 其基本原理如图 1 4所示。即我 们假设 2 5 a时亏损地幔熔融形成玄武质下地壳 岩石 ( .G 地壳 矿物 。由于该矿 物 具有 较高 的 H 含量 , L f 但 u的含量 又极 维普资讯 吴福 元等 :uH 同位素体 系及其岩石 学应用 L _f 1 97得 的 H 模式