地球化学课件第2章同位素地球化学

法证实或直接采集到这种水，只能根据来自地慢的含水矿物间接推断初生水的氢、氧同位素组成为δ18O = (+6±1)‰，δD = (-60±20)‰。

岩浆水(Magmatic water)是指与岩浆达到平衡的水，它并没有确切的成因意义。随着岩浆脱气作用，岩浆水的δD值会不断变化，并与岩浆体系中残余含水量呈正相关。因此，岩浆晚期结晶的含水矿物的δD值并不反映原始岩浆水的δD值，而是代表去气后的岩浆的δD值。从硅铝质岩浆去气产生的岩浆水δD值变化为-60‰ ~-30‰。一般认为，岩浆水的氢、氧同位素组成为δ18O = 6‰ ~10‰，δD = -50‰ ~-80‰(图2-4)。 变质水(Metamorphic water)是指变质作用过程中，矿物脱出的水。随变质岩原岩的不同及变质过程中水/岩反应的不同，变质水的氢氧同位素组成变化极大，δ18O值为+5‰ ~+25‰，δD值为-70‰ ~-20‰ (图2-4)。 ④孔隙水、地层水和油田卤水

海相沉积物中孔隙水的氢、氧同位素很可能继承了海水的值或者受到成岩作用的影响。随深度变化，孔隙水的δ18O值会发生变化，如在近沉积物面，δ18O值接近于0‰，在沉积物表面以下200m深处为-2‰，至400m深处时降至4‰。这一降低趋势是由于富18O的自生粘土矿物(如蒙脱石)的形成造成的。

地层水和油田卤水通常含盐度很高，对它们的起源仍存在争议，最初人们普遍认为它们是圈闭在地层中的同生海水，但Clayton等(1966)对几个沉积盆地中地层水和油田卤水的氢、氧同位素研究表明，它们起源于当地的大气降水。

不同沉积盆地的地层水和油田水的氢、氧同位素和含盐度变化很大，但同一盆地内的水样通常具有的同位素组成沿一条斜率为正值的直线分布。各个盆地的水样具有不同的斜率，这些直线在δD-δ18O图上也不向海水收敛，而是分别与大气降水线相交(图2-4)，交点成分与当地大气降水的同位素组成相近。因此，这些卤水的主要来源是大气降水，氧同位素漂移的主要原因是与围岩(如含180高的碳酸盐岩)的氧同位素交换。而δD变化的原因一般归因于与含水和含OH矿物(如石膏、蒙古土矿物等)、与碳氢化合物或硫化氢之间的同位素交换，或者是由于渗透膜作用(例如页岩和粘土层可使水渗过但不能使溶液中溶质离子通过)。

(2)地外物质的氢、氧同位素组成

通过对陨石的氧同位素研究，不但发现了各类陨石氧同位素存在大尺度的不均一性，而且发现陨石的δ18O和δ17O关系，不符合地球样品所遵循的质量分馏关系。

根据同位素分馏原理，化学同位素效应与相对质量差成正比关系。因而δ18O和δ17O应遵循如下关系：

[(O/O)A(O/O)B18161816]1/2?(O/O)A(O/O)B17161716

当δ18O值变化范围不太大时，上式可简化为 δ17OA - δ17OB = 0.52(δ18OA - δ18OB)

碳质球粒陨石中，氢赋存于含水相矿物和有机质中。已有分析表明，含水相矿物的

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(5-41) δD值较为恒定为+110‰，而有机质的δD值可高达+10000‰。

月球岩石样品的氧同位素变化很小，δ18O值为+5.5‰左右，与地慢岩石的值相近。不同矿物的δ18O值分别为：斜方辉石+5.3‰ ~+5.8‰，橄榄石+4.9‰ ~+5.1‰，斜长石+5.6‰ ~+6.4‰。共生矿物对氧同位素平衡温度计算表明它们的结晶温度≥1000℃，也与地球玄武岩石的结晶温度类似。由于月球岩石中氢和水的丰度极低，因此其δD值可低至-800‰，明显比地球岩石贫2H。

(3) 不同岩石类型的氢、氧同位素组成 ①火成岩

由于形成温度高，新鲜的、未受蚀变的火成岩氢、氧同位素组成变化一般较小，δ18O值为+5‰ ~+15‰，δD值为-40‰ ~-100‰。

火成岩的δ18O值随岩石中SiO2含量增加而增加。超基性岩(橄榄岩、辉石岩) δ18O值为+5.4‰ ~ +6.6‰，基性岩(玄武岩、辉长岩、斜长岩)δ18O值为+5.5‰ ~+7.4‰，中酸性岩(花岗岩、伟晶岩)δ18O值为+7‰ ~+13‰。

新鲜的大洋中脊玄武岩δ18O值大多介于+5.5‰ ~+5.9‰，大于+6.1‰的值仅见于扩张裂谷内的英安岩和安山岩。因此，在大洋中脊玄武岩的地幔源区中氧同位素组成是相对均一的。洋岛玄武岩的δ18O值变化稍大，为+4.9‰ ~+7.5‰，且碱性玄武岩δ18O值(6.1±0.5)‰，明显高于拉斑玄武岩(5.4±0.5)‰。岛弧火山岩的δ18O值变化则更大，如日本弧火山岩δ18O值为+5.6‰ ~+8.0‰，南美大陆边缘的晚新生代安第斯火山岩δ18O值为+5.2‰ ~+14.0‰。

如果基性、超基性岩石发生了蚀变，则氢、氧同位素组成有较大的变化范围，如海水-玄武岩的水岩蚀变反应，在高温条件下，会导致玄武岩亏损18O，而在低温条件下会使玄武岩富集18O。这是因为玄武岩与水之间的氧同位素分馏在260℃以下>0‰，而在260℃以上<0‰。 根据花岗岩的氧同位素组成，可以划分出三类花岗岩：a. 高δ18O花岗岩，δ18O > +10‰。造成富18O的原因包括源岩为富18O的沉积岩、富18O围岩的同化混杂作用和岩体形成后的低温热液蚀变。b. 正常δ18O花岗岩(+6‰<δ18O< +10‰)，世界上大多数花岗岩均属此类。其中共生矿物的18O富集顺序符合平衡分馏原则，即δ18O值磁铁矿<黑云母<角闪石<白云母<斜长石<碱性长石<石英。这类花岗岩的源区物质通常以低成熟度地壳、蚀变幔源岩石为主，甚至有上地幔物质参入。c. 低δ18O花岗岩(δ18O<+6‰)，这类花岗岩比较少见，它的形成可能与低18O母岩浆或大气降水热液蚀变等因素有关。花岗岩的δD值一般为-50‰ ~-85‰，但有时也可低至-150‰，特别是对于低δ18O花岗岩。

②变质岩

变质岩的氢、氧同位素组成与变质岩的原岩类型、变质温度、变质流体、变质作用类型及变质岩形成环境等诸多因素有关。

对于接触变质岩石，由于岩浆侵入体与围岩有着不同的同位素组成，通过接触变质过程中流体渗滤和脱水脱挥发分作用，会使接触变质带岩石的氢、氧同位素组成产生明

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显变化。一般情况下，围岩沉积岩的δ18O值降低，而侵入岩浆岩的δ18O值升高。

区域变质作用过程中，通过流体流动和扩散及矿物重结晶作用，变质岩的氢、氧同位素组成发生变化。随变质程度增高，岩石的δ18O值逐渐降低。例如，Rye等(1976)研究了希腊的区域变质杂岩，浅变质岩中石英δ18O值为+19.2‰，到深变质的混合岩中石英δ18O值为+9.4‰。白云母的δD值也从浅变质的蓝闪石带的-36‰下降到深变质的夕线石-混合岩带的-78‰ ~-63‰。

③沉积岩

碎屑沉积岩的氢、氧同位素组成变化，决定于物源区的同位素组成以及在风化、搬运、沉积和成岩过程中形成的自生矿物(如粘土)的同位素组成。碎屑沉积岩的δ18O值一般介于未蚀变火成岩(+5‰ ~+10‰)和粘土矿物(+20‰ ~+30‰)之间。

化学风化形成的粘土矿物，δ18O值一般为+13‰ ~+28‰，δD值为-35‰ ~-125‰。粘土矿物的氢、氧同位素组成主要受大气降水控制，在δ18O-δD图解上，数据点构成一条平行于大气降水线的直线(图2-5)。对任何一种粘土矿物，每个形成温度都可构成一条直线，越靠近大气降水线，说明粘土矿物的形成温度越高。

图2-5 粘土矿物的氢、氧稳定同位素组成关系

海相化学沉积的硅质岩和燧石，δ18O值为+11.4‰ ~+41.4‰，δD值为-78‰ ~-95‰。随地质时代变老，燧石的δ18O降低，显生代为+20.1‰ ~+41.4‰、元古宙为+16.5‰ ~+27.7‰、太古宙为+ 11.4‰ ~+ 20.8‰。现代海相灰岩的δ18O值为+28‰ ~+30‰。随地质时代变老，海相灰岩的δ18O值降低，由第三纪时的接近+30‰降至太古宙时的约+10‰。

3．氢、氧同位素地质应用

(1)地幔氢、氧同位素组成的不均一性的发现及意义

已有研究表明，大部分地幔岩石的δ18O值变化极小，并与月岩、普通球粒陨石的δ18O值相同(+5‰ ~+6‰)。对地幔岩石的氢同位素研究表明，原始地幔的δD值变化较小，为-60‰~-90‰。 引起地幔氧同位素组成不均一的原因包括俯冲再循环地壳物质对地慢源区的混染作用和地幔交代流体与被交代岩石之间的不平衡反应。因此，对于地幔氧同位素组成不

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均一性的研究，可以有效判明地幔源区物质来源和地幔流体作用。对于富δ18O的地幔，其物质来源包括：①俯冲再循环的低温蚀变洋壳物质或具有高δ18O的陆壳物质；②下地壳具高δ18O的麻粒岩。对于贫18O的地幔，其物质来源可能有俯冲再循环的高温蚀变洋壳或低δ18O值的陆壳、还可能由地幔柱带来的经历了核-幔氧同位素分馏的核-幔边界物质。

(2)岩浆岩的热液蚀变与水-岩相互作用

在岩浆岩侵位过程中，由于炽热的岩体提供巨大的热量，促使岩体周围的地下水发生对流循环。由于地下水具有低的δD和δ18O值，很容易与岩体发生氢、氧同位素交换，造成岩石的δ18O和δD值显著降低，而受热的地下水的δD和δ18O值相应升高。

在封闭体系条件下，这一水岩相互作用过程可用下式来表述：

W?H2O?R?岩石?W?H2O?R?岩石

iiff式中W和R分别代表体系中水和岩石中氧(或氢)的原子百分数。i和f分别代表交换前初始的δO值 (或δD值)和交换后最终的δ18O值(或δD值)。

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当交换平衡时，?岩石－H2Off??岩石??H2O，因此，将此式代入上式，则有：

WR??H?iH2Of2O??岩石??岩石－H2Of?(?f岩石) 式中Δ岩石-H2O是岩石与水之间的同位素相对富集系数。对于大多数花岗岩来说，可近似认为Δδ18O岩石在平衡时等于斜长石的δ18O值，用斜长石-水氧同位素分馏方程来近似代表岩石-水的分馏方程。对于氢同位素来说，则可近似地用黑云母-水或绿泥石-水的氢同位素分馏方程来近似代表岩石-水的分馏方程。

在开放体系条件下，假定具有恒定初始δ18O值的水进入岩石并与岩石水-岩反应达到瞬时同位素平 衡后即离开体系，此时的水/岩值可表述为：

WR?ln[?H?Hii2O??岩石－fH2O??岩石H2i2O?(?岩石??岩石－)O]

实际上，上式也可表述为：

WR?ln[WR封闭＋1]。

(3)成矿热液来源的氢、氧同位素示踪

成矿热液水包括海水、大气降水、地层水、岩浆水和变质水等。确定热液的氢、氧同位素组成有两种途径：①直接分析热液矿物中气液包裹体中的水，如对石英等不含羟基矿物的包裹体δD及不含氧矿物(如萤石、闪锌矿)包裹体的δD和δ180分析；②测定蚀变热液矿物的氢、氧同位素组成，同时应用包裹体测温或其他方法得到矿物的形成温度，再根据已知的矿物-水同位素分馏方程来计算热液的δD和δ18O值。

获得成矿流体的δD和δ180值之后，常用的办法是将数据投到δD-δ180关系图上(图2-4)确定水的成因类型。但必须注意，不能简单地根据δD和δ180值直接与各种水源进行对比，而应设法求出成矿热液的δD和δ180初始值。由于成矿热液在运移过程中可能因水-岩交换，沸腾脱气或流体混合等复杂过程而改变其初始同位素组成。国际上对水岩交换作用

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