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南京大学同位素地质学-06Sm-Nd同位素年代学PPT课件

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同位素地球化学6课件

同位素地球化学6课件

图22 Harquahala花岗岩样品TCHUR模式年龄与离Harquahala冲 断层距离的函数关系
镁铁质杂岩的未扰动的2.91Ga的等时线年龄。 Nelson和DePaolo(1985)试图通过考虑有限的地壳
深熔事件壳内重熔条件下确定对模式年龄扰动的上限。 从地壳熔融模式(Hanson,1978)，他们估计由壳内熔融 过程可能引起的最大量Sm/Nd分馏(Δ)是先存样品 Sm/Nd与球粒陨石Sm/Nd间分馏的20%。DePaolo和 Wasserbugr(1976)定义该分馏因子为：
Nelson和DePaolo(1985)对美国大陆的研究发现Nd模式年龄 显著老于火成岩结晶年龄，导致中部大陆下元古界增长速率估
计的大量增加。这些数据，结合近来发表的加拿大地盾的年龄， 导致估计的北美克拉通平均年龄的激增。该图形得到Patchett和 Arndt(1986)的进一证实，他们进一步放大了北美新增下元古界 (1.9Ga)地壳基底的估计面积。这便得到了随时间的地壳形成正 弦曲线，表明了出现于地球历史的中期新地壳增生的最大速率 (图26，曲线4)。 二、沉积物源区年龄
图20 分水岭 内河流颗粒 物Nd模式年 龄对面积加 权的平均岩 石地壳存留 年龄图解
所示数据仅表示 汇水盆地中的火 成—变质岩。
为了看一看深海浊积岩是否显示类似的均一化程度，McLennan 等(1989)对比了来自几个不同构造环境的浊积岩中沙和泥质对 的模式年龄(图21)。他们的发现是相当可变的，一些对显示出 模式年龄的良好吻合，而其它的不吻合。这些变化可能反映了 沉积物的岩石学上组成。具小于5%岩屑火山碎屑的成熟被动边 缘沉积物与具大约90%的岩屑火山碎屑两者都显示了沙和泥质 部分模式年龄的良好吻合(实心符号)。这些均一类型的沉积物 因此可以给出有用的模式年龄限制。相反，具中等分数火山碎 屑物质的沉积物给出不一致的模式年龄(空心符号)。后者在大 陆边缘占绝大多数，可归结为古老大陆碎屑与年轻火山岩碎屑 在不同颗粒大小的部分中具有不同的混合比。大陆弧因此对地 质事件提供差的模式年龄限制。

南京大学现代分析技术之同位素质谱分析及其地质应用

南京大学现代分析技术之同位素质谱分析及其地质应用

g
a
e
质 8 子 7 数 6 Z 5
4 3 2 1
1 1H 9 6C 5 8B 10 6C 9 8B
13 14 15 16 17 18 19 20 8O 8O 8O 8O 8O 8O 8O 8O 12 7N 11 6C 10 8B 13 7N 12 6C 11 8B 14 7N 13 6C 12 8B 15 7N 14 6C 13 8B 16 7N 15 6C 17 7N 16 6C 18 7N
稳定同位素在地质过程中有分馏现象，从而对地
质过程有示踪效果。放射性同位素的衰变可以用
作地质体的年龄测定。放射成因同位素与同一元 素的稳定同位素的比值往往对地质过程也有示踪
效果。
第二节 质谱学(Mass Spectrometry) 1. 质谱仪器发展简史 简单来说，质谱仪器是用于测定物质的分子 量、原子量、及其丰度以及同位素组成的仪器。 按检测离子的方式，质谱仪器可分为两类：
每一个同位素又可称为核素(Nuclide)，核素的
总数目接近1700种。但只有264种是稳定的，
还有少量自然界存在的不稳定或放射性核素， 两者构成元素周期表的元素。
同位素可分为稳定同位素和不稳定或放射性同位
素两类。大部分放射性同位素在自然界已不存在，
因为与太阳系年龄相比，它们的衰变速率很快， 但它们可在实验室用核反应的方法人工生产。
同位素丰度来表示：即一定元素的某一同位素在 诸同位素总原子数中的相对百分含量：例如1H 99.9852%，2H 0.0148%。
在地球科学中，研究得最多的稳定同位素包括： 1H，2H；10B,11B; 12C，13C；14N，15N；16O， 18O；32S，34S 等。 放射性同位素及放射成因同位素包括： 87Rb87Sr、147Sm143Nd、238U206Pb、 235U207Pb、232Th208Pb、 187Re187Os 等等。 宇宙射线成因的放射性同位素如10Be10B、 14C14N 等

同位素地球化学PPT课件

同位素地球化学PPT课件

32
1）轻稳定同位素
A. 原子量小，同一元素的各同位素间
的相对质量差异较大（ΔA/A≧5%）；
B. 轻同位素组成变化的主要原因是同
位素分馏作用造成的，其反应是可逆的。
2019/7/3
第五章 同位素地球化学Ⅰ
33
2）重稳定同位素
A. 原子量大，同一元素的各同位素间的相
对质量差异小（ΔA/A＝0.7~1.2%），环境 的物理和化学条件的变化通常不导致重稳 定同位素组成的改变；
526262621放射性同位素衰变定律及同位素地质年代学原理622kar法及40ar39ar法年龄测定623rbsr法年龄测定624smnd法年龄测定625upb法年龄测定53621621同位素地质年代学的基本原理前提及分类541放射性原子释放出粒子和能量的现象即所谓的放2放射性衰变元素的原子核自发地发出粒子和释放能量而变成另一种原子核的过程
2019/7/3
第五章 同位素地球化学Ⅰ
11
5. 同位素地球化学发展现状
同位素地球化学发展迅速，已渗透到地 球科学的各个研究领域，如：大地构造 学、岩石学、矿床学、海洋学、环境科 学、空间科学等。
主要表现在以下方面：
♣ 实验测试技术不断完善和提高； ♣ 多元同位素体系的综合研究； ♣ 研究领域不断扩大； ♣ 各种新方法的出现 。
28
② 类型
1）放射性同位素(unstable or radioactive isotope)
其原子核是不稳定的，它们能自发地放出粒子并衰变成 另一种同位素。
2）稳定同位素(stable isotope)
原子核是稳定的，或者其原子核的变化不能被觉察。 元素周期表中，原子序数相同，原子质量不同，化学性

几种年代学方法介绍——同位素地球化学课件PPT

几种年代学方法介绍——同位素地球化学课件PPT
• 近年来迅速发展起来的多接收器双耦合等离子体质 谱仪(MC-ICP-MS)综合了等离子体的高电离温度和 磁式多接收器质量分析器的优势，使得一些高电离 能元素的高精度同位素分析成为现实。
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；

地质年代PPT课件

地质年代PPT课件

绝对年代反映地质体形成距今的时间
2021/3/7
CHENLI
22
六 α-衰变 decay种 Nhomakorabea衰 负β衰变 - decay
变
方 式
正β衰变 + decay
电子俘获 electron capture
衰变 decay
裂变 fission
2021/3/7
CHENLI
decay animations
23
8
2021/3/7
4C亿HE年NLI前
9
2021/3/7
3C亿HE年NLI前
10
2021/3/7
2C亿HE年NLI前
11
2021/3/7
1C亿HE年NLI前
12
2021/3/7
2-3C百HE万NLI年前
13
Time line of E history
地 球 生 命 演 化 历 史
2021/3/7
2021/3/7
CHENLI
19
Principle of Inclusion 包裹律（晚包早）
沉积层
火成岩包裹体
2021/3/7
CHENLI
20
Principle of Inclusion 包裹律（晚包早）
内含物（捕虏体）
内含物（卵石）
岩床
熔岩流
2021/3/7
CHENLI
21
—放射性同位素年龄
2021/3/7
CHENLI
25
Radiometric dates provide absolute ages to the Geologic
Column
放射性测年为地质 剖面提供绝对年龄

06第六章(氮同位素)PPT课件

06第六章(氮同位素)PPT课件
为富氧环境下的细菌作用，将硝酸盐还原为氮气。该过程平衡了 自然界的固氮过程，否则大气中的氮将在100Ma以内消耗殆尽。
反硝化作用的顺序为：NO3- NO2- NO N2O-N2 。 由两个步骤组成:①细胞吸收营养物质，无分馏氮同位素 分馏。
二、氮同位素分馏
2.1 δ15N 的表示方法及测定
氮同位素的国际标准为大气N2，其“绝对”同位素比值为 15N/14N=(3676.5±8.1)×10-6 (Hayes, 1982)，定义其δ15 N=0‰。
氮同位素样品的制样方法多为燃烧法(Combustion)，δ15 N分析 精度为0.1–0.2‰。
Denitrification causes the δ15N-values of the residual nitrate to increase exponentially as nitrate concentrations decrease. Experimental investigations have demonstrated that fractionation factors may change from 10 to 30‰, with the largest values
❖ 含氮矿物少见，主要有钠硝石(NaNO3)、硝石(α-KNO3)、鸟粪石 (NH4MgPO4.6H2O)、磷酸镁钠石(NH4MgPO4.H2O)、陨氮钛石(TiN)、氧氮 硅石(Si2N2O)等。
❖ 在地表条件下，氮可以气、液或固态存在，具有多变价态（由+5 到-3），存在形式为NO3-、NO2-、N2、NH4+、NH3、NO2、NO、N2O和氨基 酸等有机氮等。
➢ The large amount of energy needed to break the molecular nitrogen bond makes nitrogen fixation a very inefficient process

同位素地质年代学-Sm-Nd法


T2DM
1 λ
ln
143 Nd 144 Nd
Sa m ple
0
(0.12
147 144
Sm Nd
Sample
0
)
(e
t
0.12
147 144
Sm Nd
DM 0
1)
143 Nd 144 Nd
DM
0
1
上式中t为岩石的形成（变质、结晶或沉积）年龄。
公司logo及名称
两阶段模式年龄
那么，亏损地幔147Sm/144Nd的现今值为何是0.2137？
复习及引申
在低温及高温条件下，由于重核同位素质量差极小（~1%），因此，重 核同位素在各种地质作用过程中可视作不分馏（离），即，某元素的同 位素在各自然体系中保持一定的比例。例如：
公司logo及名称
某元素的同位素在各自然体系中保持一定的比例。例如：
复习及引申
公司logo及名称
Sm-Nd化学性质
147 62
公司logo及名称
亏损地幔性质
公司logo及名称
亏损地幔性质
公司logo及名称
对于CHUR， 143Nd/144Nd和 147Sm/144Nd可测
CHUR≈BSE
两阶段模式年龄
公O司celaongoic及b名as称alts are produced at ocean ridges and ocean island
Materials: unaffected by old continents, but derived from the mantle 岩浆作用过程中Sr-Hf-Nd-Pb子体同位素不变 大洋岩石圈源自地幔，经过了较短的演化时间和演化寿命经历了较少的混染

同位素测年原理与方法PPT课件


88Sr
87Rb→β- → 87Sr
86Sr
84Sr
4
二：化学处理
1：化学分离前必须将岩石样品转化为溶液 即溶样。 岩石、矿物样品能否彻底溶解，是得 到可信的析数据的先决条件。岩石中有 相当一部分微量元素，包括放射成因母 子体元素，分布在难溶副矿物中，保证 其全部溶解是十分重要的。此外，还要 求溶矿过程中引入尽可能少的试剂和污 染。
11
分离Rb、Sr和REE时用强酸性阳 离子交换树脂，活性基团如--S03H，
可交换离子为H+。 分离Pb和U，Th使用强碱性的 阴离子交换树脂，活性基团为碱性 基团，可交换离子为Cl-或NO3-。
• 12
图4.1离子交换示意图
13
14
溶矿 在溶矿中我们已不使用HCLO4 ,因为HCLO4空白较高以及在侵析样品时富集Al与Ca，当往干燥 的样品中加入混合溶剂在干燥的样品中CLO4-离子的存在引起了样品的“胶化”。特别是当残 渣增加的情况下往往会降低铅在溶液中的含量。我们重新提纯的16mol/L HNO2代替HCLO4， 溶解样品用HF和HFO3混合液（每ml样品1：1的HNO2和HF混合液0.2ml）。 首先准确称量约0.50g样品，加入HF与HNO3，浸泡6—10个小时，盖上盖在600C加温2个小时左 右，取下盖子在800C情况下蒸干样品，因为某些氟化物类在稀酸中往往含沉淀，因此蒸干的样 品需要重溶在1 mol/L HNO3中然后蒸干。此步骤反复几次。（以上的步骤需要非常仔细，防 止溶江中的丢失影响同位素结果的测定）。蒸干的样品加入适量的超纯水，在高灵敏度的天平 上把药品分成两份。一份测定同位素组成，一份准确的加入铅与铀的稀释剂测定同位素的含量。 等分后的 样品蒸发完全干燥，然后加入2ml94%CH2OH—6%16mol/L HNO2的混合液 （CH2OH与Pb形成之阴离子），用已处理好的聚四氟乙小棒仔细捣碎残渣以防止包裹元素铅 和铀。然后仔细的把烧杯中的溶液仔细的倒入石英离心管中，用少量的混合液洗一下烧杯把其 溶液合并到石英离心管中，离心分离准确过柱。 2、化学分离 1）阴离子交换 柱高为10cm，直径为0.5cm，底部用高纯的石英作为滤板。把浸泡在94%CH2OH—16% mol/L HNO3，混合液的Dowexlx8阴离子交换树脂装到交换柱上，其树脂高度为5cm。装柱以 后首先 用3ml混合液洗一下树脂床，流干。然后把离心管中的样品液小心的倒入到交换柱中流干。用 8ml70% CH2OH30%（3.3mol/L）HNO2混合液洗去干扰元素（此溶液要用已处理好的10ml石英 烧杯接以便分析U）。最后用8ml0.5 mol/L HNO2 洗下铅(用10ml石英烧杯接）。蒸干样品，加 入0.5ml 1.5NCl，蒸干样品。准确的加入0.25ml 1.5N HCl 。准备过阳柱。 2）阳离子交换 阳离子交换柱的尺寸大小与阴离子交换柱一样，浸泡在4mol/HCl中的 Dowex50×8 装到交换柱 上，树脂高度为2.5cm。用5ml4mol/L HCl洗柱，然后用3ml1.5mol/L HCl淋洗树脂，流干，把阴 离子交换柱下来的 溶液小心地倒入此交换柱中，流干，最后用2ml1.5mol/LHCl洗下Pb(用5ml石 英烧杯)，蒸干样品准备上质谱计。 3)铀的离子交换 铀是以氯形成络阴离子吸附在阴离子树脂上与其它元素分离的。只有一个主要的元素Fe与其一 起吸附在树脂上，加入抗坏血酸到HCl溶液中就是为了络合

最新同位素地球化学6ppt课件

壳内熔融在模式年龄上引起相当小的扰动的证据 激励着利用花岗质深成岩对相组合的围岩测定地壳形 成年龄(假定花岗岩是这些围岩的深熔产物)。该途径 的优点是利用最小数量的分析对大区域基底填图，因 为每个深成岩体可预期是大量地壳成分的平均。 Nelson和DePaolo(1985)很大影响地利用它填出了美国 中部巨型带的地壳抽提年龄(图25)。因为显生宙覆盖 模糊了大部分美国中部基底， 仅能从钻孔岩心或钻孔 岩片(chips)进行定年，对于此应用该方法是合适的。
fSm /Nd 14S70m /.1 14N 9 4sd 6 am 7 p1le
用此表示法，由壳内分馏事件引入的亏损地幔模式年龄的 误差由下式给出：
ErDrM T ffSSff/m //m /sN ቤተ መጻሕፍቲ ባይዱ Ndd(TCF T)m
图23钕同位演化图，表示单个英云闪长质片麻岩的Sm-Nd演化线
这里TCF是真实的地壳形成年龄，Tm是部分熔融事件的 年龄。这种误差放大如图24所示。此问题通过分析熔 融年龄相当接近于它们形成年龄(<300Ma?)的样品可最 小化。
同位素地球化学6
图16 月球岩石表现出的月球不同库间非常早期Sm/Nd分馏造成的 Nd演化图
图19 引入Nd新的亏损地幔演化模式文章的引用率变化
一、沉积作用 侵蚀作用中的Sm-Nd系统行为可通过对比由河流携带颗粒计
算的模式年龄与分水岭区沉积物源区平均地质年龄的对比来加 以考察。Goldstein和Jacobsen(1988)完成了美洲河流中颗粒的 此类研究。他们发现流过原始火成岩的河流携带精确反映源区 地壳存留年龄的沉积物(图20)。流过沉积岩分水岭的河流没有 适当加以证明，因为它们源区的地壳存留年龄还没有适当地定 量化。
与 成 岩 作 用 中 Sm-Nd 开 放 系 统 的 认 识 相 反 ， Barovich 和Patchett(1992)证明即使在严重的变质变形中花岗质 岩的全岩Sm-Nd系统保持未受扰动。他们研究了切过元

同位素入门知识PPT课件

12
定量——相关模型
Iso Source 模型
Iso Source 模型以质量平衡混合模型为基础.在该模型中，在一定增量范围内，使用标准线型混合 模型来模拟每一种可能污染比例( 和为 1) ，模型在混合计算中满足同位素质量守恒，通过测试的 同位素值信息来确定混合物各部分的比例范围，因而同样可以用来估算各种硝酸盐来源对河流硝酸 盐污染的贡献率，计算出的每个解代表了一个资源百分比的组合。在软件中设置好模 型 的 增 量 参 数 ( increment ) 和 容 差 参 数( tolerance) ，模型利用迭代方法计算出水样中不同污染来源所 占贡献率的概率分布图，并给出所有来源计算结果的平均值。不同来源所有可能的百分比组合则按 下式计算:
PDB——Peedee Belemnite(南卡罗林纳州白 垩系）C/O同位素
CDT——Canyon Diablo troilite（亚利桑纳 州迪亚布罗峡谷铁陨石中的陨硫 铁)S同位素
氮同位素一般用大气氮（AIR）作为标准，氧同位素采用 维也纳标准海水（VSMOW）作为标准。
2019/11/3
9
定性——影响因素
氨化过程、硝化过程、反硝化过程引起的分馏分别是±1‰、－ 12‰～－29‰、 －40‰～－5‰，其中反硝化作用的影响最大。
由于生物体降解、土壤有机氮矿化、地下水运动等过程需要 持续较长的时间，使得滞留氮库向河流的输移过程可能需要几个 月到几十年。
2019/11/4
10
定量——相关模型
费用 高 低 低
两步还原法 淡水、海水 N、O
少
δ 15N：±0.2 低 δ 18O：±0.3
2019/11/4
15
存在问题
• 如何利用最少指标得到最准确的数据？有没有更好的替代指标使得工作量小 且结果准确？ • 用不用测当地源污染同位素范围？滞留作用会影响同位素值，使得计算得到 的同位素值存在误差。分馏作用的程度怎样判断？全面深入分析氮源在迁移转化 过程中对同位素值的影响因素，建立模型定量分析氮的分馏作用对同位素源识别 具有重要意义。 • 精确性的保证。从采样点的设置、样品预处理到最终的模型计算都会对结果 产生影响。如何有效提取和纯化样品，避免同位素制备过程中的同位素污染及分 馏？ • 综合考虑氮源及引起同位素分馏的因素，如何优化现有的数学模型或者开发 新的计算模型？
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➢146Sm衰变为142Nd。146Sm的半衰期较短，
现已衰变完了，
T1 1.0108a 2
➢146Sm本身是由150Gd衰变而来（Lugmair
and Marti, 1977）。
-
13
1 64 S 27 m 1 64 N 03 dQ
T1 1.061011a 2
1 65 G 40 d 1 64 S 46m Q
-
15
Sm－Nd等时线年龄测定，通常通过分析单矿 物或同源同生的一套Sm/Nd比值变化尽可能大 岩石来实现，等时线条件与Rb－Sr法相同。
-
16
✓Sm－Nd法适合于基性、超基性火成岩的定年
✓Rb－Sr法更适合于酸性、中酸性火成岩的定年
✓更重要的是REE在变质作用、热液作用和化学 风化作用中比Rb、Sr要稳定的多。结果对那些 已发生Rb、Sr迁移的岩石仍能用Sm－Nd法进 行定年
6. Sm-Nd同位素年代学
-
1
Sm的一个同位素（147Sm）是放射性的，它通 过发射粒子而衰变为稳定的143Nd，虽然 147Sm的半衰期很长（T1/2=1.061011年），但 对地球岩石、石陨石和月岩的定年很有用。
而且放射成因的143Nd和87Sr一起提供了了解行 星演化和火成岩石成因的方法。
➢所以Sm－Nd法可用来测定那些因Rb/Sr比值低 或对Rb－Sr不再封闭的岩石的年龄。
-
17
6.3 低级变质火成岩定年（≈火成岩定年）
147Sm的半衰期很长，最适用于对前寒武系的 定年。因此，早期的Sm-Nd研究集中于对太 古代火成岩的结晶年龄测定。
太古代火成岩往往由于受后期变质作用的影 响，Rb-Sr或K-Ar法常常不能给出精确的结晶 年 龄 。 Stillwater 杂 岩 体 （ DePaolo and Wasserburg, 1979）提供了Sm-Nd法应用的 一个很好的例子。
矿物晶格对容纳REE具有相当大的选择性：
➢长石、黑云母和磷灰石倾向于选择轻稀土元素
➢辉石、角闪石和石榴石一般选择重稀土元素。
-
6
Nd和Sm属于轻稀土元素，
➢Nd3+离子半径为1.08Å，
➢Sm3+为1.04Å。
Sm和Nd的化学性质很相似，在许多地质过 程中Sm和Nd不会发生明显的分离。
地球上岩石和矿物的Sm/Nd比值仅变化于
-
18
87 86
S r/ S r
2 .7 G a re fe re n ce lin e
0.706
M inerals
0.705 0.704
CPX CPX
0.703 PL
0.702 0.00Fra bibliotek0.04 0.08
87R b/86S r
143
144
Nd/ Nd
0.514
M inerals
CPX
0.512
CPX WR
Nd/ Nd
2 .7 G a re fe re n ce lin e
为 检 验 矿0.7物06 Sm-Nd 体 系 是 否 已 遭 受 变M质iner重als 置 ，
T1 1.8106a 2
1 64 S 26 m 1 64 N 02 dQ
T1 1.0108a 2
-
14
与Rb-Sr体系相似，147Sm衰变与143Nd的增长 可用下式描述：
1 14 4N N 4 3 d d 1 14 4N N 4 3 d di 1 14 4N S4 7 m det 1
式中＝6.54×10-12a-1，是许多测定的加 权平均值（Lugmair and Marti, 1978）
0.1到0.5之间。
-
7
-
8
由于Nd3+离子半径较Sm3+的大，因而Nd3+的 离子键较Sm3+的离子键易于断裂，因此，
➢由地幔或地壳岩石部分熔融形成的硅酸盐熔 体中，Nd相对于Sm发生富集，
➢从而典型地壳岩石的Sm/Nd比值低于上地幔 源岩石的Sm/Nd比值。在岩浆分离结晶过程 中，残余岩浆中Nd相对于Sm也发生富集。
0.511
Sm-Nd 数 据 构 成
一条很好的等时
0.508 0.0 0.1 0.2 0.3
147S m /144N d
线，计算年龄为
0.12 0.16 0.20 0.24
2701471S±m /8144MN da。
-
19
2 7 0 1 M a m in e ra l iso ch ro n
2701+-8 M a
-
9
一般而言，火成岩分异程度增强，其Sm和Nd含 量升高，但Sm/Nd比值有所下降。例如:
➢洋中脊玄武岩(MORB)的Sm/Nd比值为0.32
➢而花岗岩的仅为0.19。
➢与硅饱和的岩石相比，碱性火成岩如响岩、粗 面岩和正长岩富集Sm和Nd，其Sm/Nd比值一般 变化于0.10~0.20之间。
➢各种沉积岩也具有较低的Sm/Nd比值。
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11
Nd有7个天然存在的稳定同位素的丰度如下： 142Nd ＝ 27.1% 143Nd ＝ 12.2% 144Nd ＝ 23.9% 145Nd ＝ 8.3% 146Nd ＝ 17.2% 148Nd ＝ 5.7% 142Nd ＝ 5.6%
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Sm-Nd 之间有两对母-子体同位素：
➢147Sm衰变为143Nd，
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6.2 Sm－Nd法定年 Sm有7个天然存在的同位素，其丰度如下：
144Sm ＝ 3.1%，稳定 147Sm ＝ 15%，放射性 148Sm ＝ 11.2% ，稳定 149Sm ＝ 13.8% ，稳定 150Sm ＝ 7.4% ，稳定 152Sm ＝ 26.7% ，稳定 154Sm ＝ 22.8%， 稳定
从 Stillwater 杂 岩 体W层hol状e 系 列 堆 晶 0.512 岩R部ock分s 分 离 出 的 三个矿物的Rb-Sr 同位素分析数据
2 7 0 1 M a m in e ra l iso ch ro n
Nd/ Nd
144
2701+-8 M a
143
不构成等时线，
0.510
PL
而这三个矿物的
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2
6.1 Sm和Nd的地球化学性质
Nd（Z=60）和Sm (Z=62) 是元素周期表IIIB 族中的稀土元素（REE）。
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3
REE一般形成+3价离子，它们的离子半径随着原子 序数的增加而减小，即从La (Z=57)的1.15Å到Lu (Z=71) 的0.93Å。
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4
石灰质陨石
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5
REE在氟碳铈矿、独居石和铈硅矿等矿物中含量 很高，但在一般造岩矿物中REE置换主元素而成 为分散元素。