形成时， 两共生矿物与一个公共流体相达成平衡， 则两 个矿物的 δ 18O 值之间存在一个平衡差，由此值可根据内 部计温法计算成岩温度。
例如：以石英、方解石共生矿物对为例：
1000 lnα石英-水=3.38×106T-2 -3.40 1000 lnα方解石-水=2.78×106T-2-3.40 则石英—方解石氧同位素温度计为： 1000 lnα石-方=(3.38-2.78)· (106T-2)+[ -3.40 -（-3.40）] 1000 lnα石-方=Δ石-方=0.60（106T-2） 外部测温法，可用来计算水介质的氢、氧同位素组成。其条件 是，当某矿物的氢、氧同位素组成及其形成温度是可知时，便可根 据有关方程，计算出介质水的氢、氧同位素组成： 1000 lnα矿物—水=δ18O矿—δ18O水=(α/T2)+b 其中δ18O矿、T已知，a、b是待定常数，则可计算出成矿溶液的
白云石 方解石 蓝晶石 十字石 普通辉石 榍石
硬石膏
角闪石
4．生物化学作用
植物光合作用的结果使18O在植物体中富集，放出O2富含16O： 2H216O+C18O2 2(HC18OH)n+16O2 光合作用的实质是水的去氢作用，植物将水分解，吸收其中 的H与CO2结合成有机化合物分子。实测活的生物体、有机体、 生物碳酸盐都具有高的18O。 自然界中由于以上氧同位素的分馏作用，使得在不同地质体 中，氧同位素成分有明显变化，一般规律： 有机体和CO2中 地表水（H2O）
H、O同位素组成。
• 例题：用氧同位素地质温度计测温，测得石英-白云母=5.6， 计算温度T=？(℃)。已知：10001n石英-水=4.1×106/T2-3.7； 10001n白云母-水=1.9×106/T2-3.1。 • 答案：10001n石英-白云母 = 18O石英 - 18O-白云母 = 10001n石 英-水 - 10001n白云母-水=5.6 • 即（4.1×106/T2-3.7）-（1.9×106/T2-3.1）=5.6，得
质作用，而且也是自然界各种物质运动、循环和能量传递的主要
媒介物。
氢氧稳定同位素的丰度
氢同位素
氢有两个稳定同位素：氕（1H）和氘(2H)。氕的天然平均
丰度：99.9844％；氘的天然平均丰度：0.0156％。
1H和2H彼此间有着最大的相对质量差（100％），因而同位
素分馏特别明显。地球上氢同位素分馏范围达700‰，这一 特点对于氢同位素的地球化学行为的研究非常有利。
2）变质水 在变质过程中与变质岩平衡的水，含在变质矿物的包体中。 由于来源复杂、产状多变，多具混合成因特征。因此，同位素
成分变化较宽。
δ18O= -16‰~+25‰ δD= -20‰~ -140‰ 高温变质水与岩石 达到同位素交换平衡， 因此，变质热液的同
位素组成指示变质环
境、原岩性质和流体 来源。
3）封存水、深成热卤水
为海水或大气降水深循环或长期封存的产物。 这种水以高温、高矿化度为特征，具有较大的携带和摄取矿 质的能力。 δ18O= -16‰~+25‰
δD= -25‰~ -120‰
多数产于沉积岩中的封存热卤水具有较高的δ18O值，其最 高值出现在生物成因的沉积岩中，水/岩比值较低，水同位 素组成接近岩石。
氢氧同位素的纬度效应: 由于水分子经过反复多次蒸发~凝聚 过程使得内陆及高纬度两极地区的蒸气相（雨、雪）中集中了 最轻的水（δ18O、δD趋向更大负值）；大洋及赤道地区出现 重水（δ18O、δD趋向更大正值）。 赤道大洋：蒸发→大气中轻同位素富集→空气凝聚过程→ 重分子优先成雨→再进入海水→大气中轻同位素更加富集。 水蒸汽运移：赤道→内陆/低纬度→高纬度 结果：赤道海水富集重同位素；高纬度内陆雨、雪富集轻 同位素。
矿物包裹体中的水的δ18O 值。
已测定出矿物 ~水之间的待定常数 a、b
矿物~水
石英~水
a
3.38×106
b
-3.40 -3.82
温度区间(oC)
200~500 350~500
碱长石~水 2.15 ×106
方解石~水 2.78 ×106
白云母~水 2.38 ×106
-3.40
-3.89
800
350~650
18O同位素选择富集有关。
花岗岩 δ值较高，而且变化范围较大，主要是其成因及源区
较复杂所致：
“I”型花岗岩 δ18O＜10‰ “S”型花岗岩 δ18O＞10‰
2.根据成矿溶液的氢、氧同位素组成讨论与矿床成因
有关的问题
其思路是利用氧、氢同位素成分来判断成矿溶液的来源，从 而讨论有关矿床的成因问题。自然界各种产状水的氢、氧同位 素组成： 1）原生水、岩浆水 来自地幔的与铁、镁超基性岩平衡的水称为原生水；岩浆 水指的是高温硅酸盐熔体所含的水及其分异作用形成的水，因 为它们处于高温环境（t＞1000℃），α→1，原生水和岩浆水 的氢、氧同位素成分接近于岩石。 δ18O=+5‰~9‰， δD= -50‰~ -85‰ （以变化范围窄为特征） 非幔源岩浆水一般具有较大的同位素组成的变化范围，与原 生水的共同特征是高温弱分馏。
雪中δ18O、δD趋向更大负值。
3.氧同位素温度计
在同位素交换平衡反应中，同位素分馏系数α是绝对温度t
的函数。
简化后得：△A-B≈a×106/T2 + b （a，b为可从实验室测得得待定常数） 前提：两共生矿物相达到了同位素交换平衡，并且未受后期 作用的改造；矿物对之间的分馏系数大，以确保待测温度有 一定的精度。单数a、b已由实验准确测定，待测温度在实验 参数的有效应用范围之内。
同成因水的重要示踪剂。
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5、氢氧同位素的示踪应用
2）确定岩石的成因
氧同位素研究可有效确定火成岩的物质来源，并据此进行 岩石成因类型的划分。例如对花岗岩研究来说，来自于陆壳碎 屑物质部分熔融形成的 S型花岗岩，其δ18O值一般大于10，而 来自陆壳火成物质部分熔融形成的 I型花岗岩一般δ18O小于10， 由幔源岩浆分异形成的M型花岗岩，其δ18O值较低。 对我国大别山 -苏鲁地区超高压变质岩的研究 ,在超高压变 质过程中形成的含柯石英榴辉岩（形成深度大于80km）中，石 榴子石和绿辉石的氧同位素组成具有较大的变化范围（ δ18O 变化于 -10.4‰到 +7.4‰之间，多硅白云母氢同位素变化范围 较小（δD为-104‰到-73‰之间）。
三、稳定同位素地球化学
基本概念
氧、氢同位素地球化学 自然界氧、氢同位素分馏的主要原因 氧同位素的应用
(一) 基本概念
稳定同位素又分重稳定同位素和轻稳定同位素。 • 轻稳定同位素： 1）原子序数Z＜20，ΔA/A≥10% (ΔA 为两同位素质量差)； 2）发生同位素成分变化的主要原因是同位素分馏作用，其反应是 可逆的。 例：O、H、S、C、N元素的同位素。 • 重稳定同位素： 1）原子序数Z＞20，ΔA/A＜10%； 2）发生同位素成分变化的主要原因是放射性核素不断衰变的结果 所造成的，这种变化是不可逆的。 238U→206Pb、235U→207Pb、232Th→208Pb， 其中87 Sr、143Nd、206Pb、207Pb、208Pb是重稳定同位素。
氧同位素
氧有三个主要的稳定同位素：16O、17O、18O。它们的
平均丰度为：16O＝99.762％；17O＝0.038％；18O＝
0.200％（它们的比例16O:17O:18O＝500:0.2:1）。 通常我们能够把氧同位素和其它同位素结合起来使用， 互相验证。例如在全球变化研究，常常把碳、氢、氧的 三种同位素结合使用，同时分析，同时测定。在研究天
结果使得矿物的δD增高。 原因：键强度
• 3.矿物晶格的化学键对氧同位素的选择 • 实验证明： • Si—O—Si键矿物18O最富; • Si—O—Al，Si—O—Mg，Si—O—Fe 其 次; • 含（OH）的矿物 18O最贫。 • 这与水分子富集16O的规律是一致的。
造岩矿物富集 18O 顺序 18O 降低 石英 碱性长石 白榴石 霞石 钙长石 海绿石 石榴石 黑云母 橄榄石
(二) 氧、氢同位素地球化学
（一）自然界氧、氢同位素分馏的主要原因
1.蒸发~凝聚分馏：
氢有两种稳定同位素（H、D），氧有三种同位素（16O、
17O、18O）；水可能有九种同位素分子组合：
H216O HD16O D216O H217O HD17O D217O
H218O HD18O D218O
水在蒸发过程中轻水分子H216O比重水分子D218O易于富集 在蒸汽相中，而凝聚作用相反，重的水分子优先凝结。因此 在气、液相之间发生H、O同位素的物理分馏。
然水的同位素组成时更是不可分离。
氢氧稳定同位素分馏
自然界中氢、氧同位素的分馏主要是蒸发、凝
结过程的同位素分馏和水与岩石圈、大气圈及
生物圈的不同物质之间的同位素交换引起的。 动力过程，如植物的光合作用、呼吸作用等也 能引起较小的同位素分馏。 蒸发时，较轻的同位素组分（1H和16O）总是优 先富集在气相中，富集的顺序取决于温度。
氧同位素测温方法可分为两类：
① 内部温度法：当岩浆岩或变质岩形成时，两共生矿物与一个共
同流体相达到平衡，两矿物的δ18O 之间存在一个平衡态差值， 可由α矿物-矿物及计温方程计算出两矿物的平衡温度。即 根据共
生矿物对之间的同位素分馏作用来测定同位素地质温度;如：石
英—磁铁矿氧同位素温度计。 ② 外部温度法：根据矿物-水体系中同位素分馏系数α矿物-水及计温 方程直接确定的矿物与流体之间的平衡温度。矿物与水之间的 同位素平衡迅速（几天或几小时），可直接用于矿物-流体相的 地质测温，称为外部测温法。 具体做法是测定矿物及与其平衡
T=595.68K，t=K-273=322℃
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