2 稳定同位素的标准值、实测值和成矿过程的
同位素效应
（1）氢-氧同位素 1)标准值(SMOW) The the Hydrogen isotope on Natural abundance: 2D: 1H=0.0156:99.9844; δDi(Pre mil)=[( D/H)i- (D/H )Standard]/ (D/H)Standard]×1000 Standard: Standard Mean ocean Water(SMOW) (D/H)SMOW=1.050(D/H)NBS-1 NBS-1:National Bureau of Sandards(USA)
一、稳定同位素
1. 轻元素的稳定同位素表示方法和分馏
（1）表示方法 目前，以发现稳定同位素数目大约300多种，而
目前应用在 矿床研究领域的稳定同位素主要有S、 H-O、C-O、N、Si、Li、B等。通常用轻稳定同位素 的组成来表示（δ），这是因为： ①原子量小，同位素组成变化大； ②同一元素的轻同位素与重同位素的质量差大，如⊿21H/1H=100%、⊿13-12C/12C=8.3%、⊿18-16O/16O=12.5%、 ⊿34-32S/32S=6.3%； ③它们形成的化学键以强共价键为特征； ④碳、硫、氮具有可变的电价； ⑤同一元素的轻同位素比重同位素具有更高的丰度。
Gregory et al.（1986）和Criss et al.（1987）基于δ-δ图 解原理，给出了开放体系中同位素交换反映的表达式。它们的结 果可以直接转化为δ-△表达式。下面简要讨论的多相封闭体系中 的同位素交换特征，根据质量守衡定律，有：
δx=x1δ1+x2δ2+x3δ3+x4δ4+xiδi
离图中的直线，说明体系为非平衡分馏（图1-1）。
δA-δB 图解判断平衡分馏（实心园）和非平衡分馏（空心圆）;四相
封闭体系中共存相1和2的和δ-△理论图解（Zheng1992）
δGrA-eδgoBr空y等间（非1平98衡6）同对位δ素A交-δ换B图的解数的学理模论型基，础将进同行位了素充交分换研速究率，以建准一立阶了 微分方程表示，并将此方程应用于封闭的无水体系、水-岩作用体系用体 系和流体流动的开放体系。给出的动力学分馏关系式：
reference water(Standards Mean Ocean Water)
And oxygen isotope on Natural abundance(in air oxygen):
18O: 17O: 16O=0.1995:0.0375:99.763
δ18Oi(Pre
mil)=[(18O/16O)i-
1）δ-δ图解
热力学平衡条件下，两种矿物A、B之间的同位素分 馏系数ɑA-B可由下式定义：
103lnɑA-B≈δA-δB(两种物质的同位素比值‰) 或 δA=δB+103lnɑA-B
当K≈1时，直线（等温线）上的成分点（两矿物） 基本达到平衡，因此能够从截距103lnɑA-B计算出平衡
温度，而103lnɑA-B可以 通过理论计算、实验测定或经验估计获得；若数据点偏
(4) 矿物之间的同位素平衡
共生的热液矿物之间是否达到并保留了他们 形成史的同位素平衡，是应用矿物队的前提和 基础。这里一方面根据同位素平衡温度与地质 产状之间的吻合性来验证同位素的平衡；另一 方面也可以应用δ-Δ和δ-δ图解，依据同位 素数据本身判断同位素平衡δ-Δ和δ-δ图解 是稳定同位素数据解释上最常用的两种图解， δ-δ图解用于开放体系，δ-Δ图解用于封闭 体系；他们的共同优点是在于可以考虑温度和 质量守恒。
δA=mδB-b 式中的截距b为两种物相A、B在一定条件下（给定交换介质的相对速率常数
KA/KB、同位素交换分数F和温度t）同位素交换速率常数比值函数的。斜 率m的定义为：
m=[1-（1-F）Ka/Kx]/F
式中F为同位素交换分数，定义为：
F=（ɑ0-ɑAC）/（ɑ0-ɑBC） ɑ0代表A、B之间的初始分馏系数，ɑC代表平衡分馏系数。由于0≤F≤1， 在为常数的矿物对图解中直线的斜率m恒为正数。显然，当F=1，说明体 系为平衡分馏，因此在δ-δ 得到斜率为1的等温线。
3）同位素分馏系数与温度关系 a）Equilibrium
氧同位素
氢同位素
石
英
与
矿
磁铁矿
金红石
物
镁橄榄石
之
石榴石
间
透辉石 钙长石
的
白云母
氧
钠长石
同
方解石
位
素
大气水线 Epstein,1970
低纬度水
Taylor,1974 Sheppard,1977
高纬度水
阿尔伯达
密歇根州
T=300-600ºC T>700ºC
因此，我们能够应用这个图解中斜率为1的线性关系检验同位素交换 的平衡状态。与此同时，还表明如果物相之间的同位素交换要达到平衡，
需要的是开放体系，或是准开放体系。
2）δ-△图解
在δ-△图解中，以每种矿物的δ值为y轴，以矿物对的△值为x 轴，两条直线斜率的夹角为ɑ（图1-1）；一般地对于两项（1相、 2相）封闭体系而言，其总的同位素组成为：
根据S.Epstein （1976）H.P.Taylor (1976)的研究， 矿物中的18O(重同位素)的递减序列为：石英、白云母 （硬石膏）→碱性长石、方解石、文石→白榴石→白 云母、霞石→钙长石（蓝晶石）→蓝闪石（十字市） →硬柱石→石榴石、普通辉石、闪石→黑云母→橄榄 石（榍石）→绿泥石→钛铁矿（金红石）→磁铁矿 （赤铁矿）→烧绿石。
（3） 同位素交换反应
从同位素角度来讲，可分三种类型： 1）岐化反应：同一元素在同种化学分子之间；
如：H2O+D2O=2HDO 2）简单同位素交换反应：含有同一元素的不同分子之
间进行的同位素交换; H2O(液）+D2O（气）= HDO（液）+H2(气） 3）复杂同位素交换反应：不同的分子之间进行的同位
式中的x1+x2+x3+x4+xi+=1，若x1和x3相与x2和 x4、xi更富重同 位素，且δ1>x2≥δ3>δ4>xiδi,则条斜率符号相反的相关直线 仍可以表达为：
δ1=α2•△12+b δ2= -α•△12+b 生矿在物平的衡彝条族件同下位，素△数ij只据是在温δ度-△的图函解数上。呈在两封个闭斜体率系相下反，的两线组性共展 布。对应的同位素分馏即为平衡条件下的分馏值。因此得到有用 的同位素温度，斜率的大小指示了体系中两种矿物的相对比值， 高温端的最大最小δ指指示两种流体的同位素组成，因此可以用 来推断热液的源区。一般是从高到低温的演化过程。不遵从同位 素平衡和质量守恒的岩石、矿床形成体系肯定是同位素非平衡或 开应放的体制系约（，混在合δ体-△系图）解，上在直非线平的衡截条距件和下斜，率△之ij取受决动于力质学量同守位恒素。效
引言
自从T.J.Thmoson（1913）发现氢的氖元素、 F.W.Aston利用他制造的第一台质谱计先后测定氖、氩、 氪等71种元素中共发现202种同位素后；同位素地球化学 被广泛应用于各科学领域的研究。首先用于地质方面研究 是A.Holmes（1932，1937，1938），他运用钙、铅同位素 进行了矿石的成因探讨；在H.C.Urey（1947）论述了同位 素物质热力学性质基础上，S. Epstein（1953）、H.P. Taylor（1967，1968）、R.N. Clayton（1961，1963）、 H. Ohmoto（1972）及J.R.O‘Neil（1968，1977）等进行 了广泛地质应用研究，逐渐使得同位素地球化学在地质上 的应用趋于成熟。目前，在地学领域已被广泛地探讨各种 地质体成因和形成环境，当前广泛用于矿床研究领域的同 位素有S、H-O、C-O、N、Si、Li、B、Sr-Nd、Re-Os、普 通Pb及Ar、He等同位素比值和同位素体系。可分为：稳定 同位素、稳定同位素和稀有气体同位素。
素交换。 NH3+HDO= NH2D+ H2O; NH3+ D2O= NH2D+ HDO; 地质上主要应用简单的同位素交换反应，并符合： 1)同位素交换是可逆的；2)反映前后分子数和化学组
分不变；3)主要是分子键的断开和重新组合； 4)恒温状态下进行；5)没有热熵的变化。 但是，设是理想状态。
b)平衡条件下定量水/岩比值 W/Rclosed= (δ18Orockfinal - δ18Orockinitial )/ (δ18Ofluidinitial- δ18Ofluidfinal )
开放体系
封闭体系
Groud water,400-450ºC,
δ18Owaterfinal =-12 δDwaterfinal =-120
ɑA，B=RA/RB， R表示两种物质的同位素比值，当ɑA，B>1表示物质A 比物质B富集重同位素，相反表示物质A比物质B富 集氢同位素。
ɑA-B=（1+δA/1000）/(/1(010+0δ+δB/B1)000)= （1000+δA） 由此可见，只要测定一个体系内两种物质的δ
值，便可以根据上是求得两种物质间的同位素分馏
花岗闪长岩
δ18Ofeldsfinal =8-9; δDBiotitefinal =-65
weight
Volume ir and H.Taubald.Hytrogen and oxygen isotope evidence for fluid-rock interactions in the menderes massif, western turkey. Int J Earth Science 2001,89:812-821
(18O/16O)Standard]×1000