岩石地球化学全套ppt

岩石地球化学参考书介绍FaureG.2001.Originofigneousrocks:theisotopicevidence,Springer,pp.496图书馆书号：360.1/F27参考书介绍——同位素地质学原理FaureG.1986.Principlesofisotopegeology(2ndedition),JohnWiley&Sons,pp589图书馆书号：275.01F27/2参考书介绍——关于地幔柱CondieKentC.2001.MantleplumesandtheirrecordinEarthhistory.CambridgeUniv.Press.pp.306〔书号240C75k〕2.ErnstR.E.andBuchanK.L.(eds)Mantleplumes:Theirindentificationthroughtime.GSASpecialpaper352.Pp.593〔书号P206.4/Sp3/352)参考书介绍OzimaM,PodosekFA.2002.Noblegasgeochemistry(2ndedition),CambridgePress,pp.286图书馆书号：274Oz5/2第三节、放射性成因同位素数据处理与解释一、Rb-Sr、Sm-Nd、Re-Os、U-Pb同位素年代学二、Sr-Nd-Pb-Os同位素地球化学第三章、岩石地球化学数据的处理与解释07Ga的Pb-Pb年龄，分析的最少放射成因样品是来自CanyonDiablo铁陨石的陨硫铁(troilite)(FeS)。假设需要岩石和矿物形成时的3个初始Pb同位素比值：地球初期原始铅同位素组成与铁陨石中的铅同位素比值相当。〔3〕目前公认玄武质无球粒陨石的(87Sr/86Sr)0比值为0.以铅同位素按其成因和产状，又可分为原生铅、原始铅、初始铅和混合铅。解答：根据上面2个公式[1]Turneretal.这些曲线就是普通铅的单阶段增长曲线。类似于Nd和Sr计算，需要如下参数：Sr同位素演化——地球初始Sr比值88·[(eλ2T—eλ2t)/(eλ1T—eλ1t)]青藏高原的三种主要地球化学端元地幔Nd同位素演化——(87Sr/86Sr)0的平均值，和计算方法洋岛玄武岩———0.二、Sr-Nd-Pb同位素地球化学同位素地球化学示踪根本原理Sr-Nd-Pb主要参数计算方法端元混合作用的同位素研究二、Sr-Nd-Pb同位素地球化学同位素地球化学示踪根本原理岩石或者岩浆的同位素特征，只受同位素衰变规律控制，不受分异结晶作用影响，同位素比值在别离结晶过程中不发生变化，因此由源区局部熔融形成的岩浆的同位素比值代表其源区特征。现有的岩石或者岩浆可以识别源区，如果是混合的源区，那么具有混合的同位素特征。因此：同位素年代学和同位素地球化学注重同位素体系的演化，将同位素研究的计时作用和示踪作用结合起来，可以更好地揭示整个地球历史的演化过程。根本原理——体系中Sr同位素初始比值(87Sr/86Sr)0是一个重要的地球化学示踪参数，不同的地球化学储库的(87Sr/86Sr)0是不同的。(87Sr/86Sr)0对示踪物质的来源，壳幔物质演化及壳幔相互作用等均具有重要意义。Sr同位素地球化学地球形成时的(87Sr/86Sr)0？如何获得？〔1〕地球形成时的岩石样品难以获得。〔2〕由于地球和陨石是在大致相同的时间由太阳星云的凝聚相通过重力凝聚作用形成的，因此陨石可以代表地球的(87Sr/86Sr)0比值。〔3〕目前公认玄武质无球粒陨石的(87Sr/86Sr)0比值为0.69897±0.00003(Faure,1977)，代表地球形成时的初始比值，以BABI表示。BABI=BasalticAchondriteBestInitialSr同位素演化——地球初始Sr比值地幔和地壳Sr同位素演化对已确认起源于上地幔源区的现代玄武岩等岩石的87Sr/86Sr进行统计研究的结果显示，岩石的87Sr/86Sr值=0.702~0.706之间，平均值为0.704，Rb/Sr=0.027，参加Rb/Sr比值后见下页图以BABI值连接0.702和0.706两个端点，分别构成两条直线，形成一个阴影区域，阴影区即玄武岩源区，代表上地幔(87Sr/86Sr)0随时间的演化。地幔演化——由于上地幔具有低的Rb/Sr比值〔0.03〕，导致上地幔的(87Sr/86Sr)0随时间缓慢增长。地壳演化——2.7Ga年前，地幔分异形成大陆地壳，继承地幔初始比值0.7014.但是其Rb/Sr=0.15，现今大陆壳的(87Sr/86Sr)0平均为0.7211，连接2.7Ga的地幔(87Sr/86Sr)0值到现今大陆壳的(87Sr/86Sr)0值得到一条直线，该直线为平均大陆壳随时间的(87Sr/86Sr)0演化线。举例——1.0Ga时，地幔和大陆地壳形成熔体的(87Sr/86Sr)0值分别为：0.7034和0.7140。地幔和地壳Sr同位素演化Sr同位素的识别岩石的源区地幔演化A.均一地幔B.亏损地幔C.富集地幔Sr同位素的识别岩石的源区假设岩石的初始87Sr/86Sr比值落在大陆壳增长线以上或其附近，说明形成该岩石的物质来自于陆壳；假设岩石的〔87Sr/86Sr〕0比值落于“玄武岩区〞，那么说明形成它们的物质来自上地幔源区；假设岩石初始87Sr/86Sr比值落在大陆壳增长线和“玄武岩源区〞之间，那么说明它们的物源可能是多样的，或来自壳幔混合的源区，或来自地壳下部Rb/Sr比值较低的角闪岩相，麻粒岩相高级变质岩等。Sr同位素识别岩石源区通过对地幔岩石或其派生的火山岩的(87Sr/86Sr)0比值研究，为地幔不均一性的研究提供了重要例证，例1：不同构造环境玄武岩在锶同位素组成上具有明显的不均一性。(87Sr/86Sr)0的平均值，洋中脊玄武岩——0.70280，洋岛玄武岩———0.70386，岛弧玄武岩———0.70437，大陆玄武岩———0.70577。例2：各个大洋的MORB(87Sr/86Sr)0也不同〔右图〕，印度洋MORB明显区别于大西洋和东太平洋〔Faure，2001，〕。除了用于研究成岩和成矿物质来源外，(87Sr/86Sr)0还可用来划分岩石的成因类型。如花岗岩分类，S型花岗岩的(87Sr/86Sr)0>0.707，I型花岗岩的(87Sr/86Sr)0<0.705。Sr同位素识别岩石源区TablefromWinter2001Nd同位素地球化学——特征和意义①Sm、Nd这对母子体具有相似的地球化学性质，除岩浆作用过程Sm/Nd比值能发生一定变化外，一般地质作用很难使Sm、Nd别离，特别是在地质体形成之后的风化、蚀变与变质作用过程，Sm、Nd同位素通常不会发生变化；Nd同位素地球化学——特征和意义②一些太古代样品的143Nd/144Nd的初始比值均落在Sm/Nd比值相当于球粒陨石的143Nd/144Nd演化线上，这说明地球早期演化阶段的Nd同位素初始比值与球粒陨石Nd同位素初始比值非常一致，这使我们获得了有关Nd同位素演化起点的重要参数；Nd同位素地球化学——特征和意义③年轻火山岩Nd同位素研究说明，143Nd/144Nd与87Sr/86Sr比值之间呈现良好的负相关关系。因此，Nd同位素在探讨地幔、地壳演化、壳幔交换、岩石成因和物质来源等方面有十分重要的作用。全地球的(143Nd/144Nd)0？如何获得？近似于球粒陨石CHUR地壳分异——大约3.0Ga分异出大陆地壳，之后开始出现亏损地幔演化线地幔Nd同位素演化——O.50677Nd同位素初始比值〔143Nd/144Nd〕0是Nd同位素的地球化学示踪的重要根底，该比值可以通过等时线法获得；对于一个年龄的样品，也可以通过实测该样品的143Nd/144Nd和147Sm/144Nd比值，代入下边第2式获得。Nd同位素初始比值计算(1)(2)由于在整个地质时期143Nd/144Nd比值变化很小，DePaolo和Wasserburg提出了一种表示法，初始比值可以相对于CHUR演化线的万分偏差来表示，称之为ε单位(εNd)。数学上，该表示法定义为：详见下页Nd同位素的标记方法——Nd由于在整个地质时期143Nd/144Nd比值变化很小，引入了εNd参数，其涵义为：式中的Nd(0)代表样品现今的〔143Nd/144Nd)S相对CHUR现今的〔143Nd/144Nd)CHUR比值的偏差值。式中的εNd(t)代表样品t时刻〔143Nd/144Nd)S〔t〕相对于t时刻的CHUR(143Nd/144Nd)CHUR(t)的偏差值。其中(143Nd/144Nd)CHUR(t)和(143Nd/144Nd)S(t)分别可由下页公式获得。对于CHUR:式中：〔143Nd/144Nd〕CHUR〔t〕为CHUR在时间t的比值；(143Nd/144Nd)CHUR和(147Sm/144Nd)CHUR分别为CHUR的现代值，其中(143Nd/144Nd)CHUR=0.512638，(147Sm/144Nd)CHUR=0.1967。对于样品：式中：〔143Nd/144Nd〕S〔t〕为样品在时间为t时的比值；(143Nd/144Nd)S和(147Sm/144Nd)S分别为样品的现代值。和计算方法Nd同位素计算的有关参数Nd计算和Nd初始比值的计算举例演示见Excel文件计算实例Sr同位素可以使用类似的标记方法——εSr注意：Sr与Nd不同，全地球的初始比值不统一，作图时，需要同时标注Sr初始比值和ε数值通常采用Nd、Sr同位素的综合研究来进行壳幔体系的同位素示踪，由εNd〔t〕=0和εSr〔t〕=0的两个直线被划分为4个象限：Ⅰ象限εNd〔t〕＞0，εSr〔t〕＞0，落于该区域的样品较少，一般仅有受海水蚀变的蛇绿岩，如Samail蛇绿岩εNd〔t〕=7.8±0.3，εSr〔t〕=-20—+30〔〕。Ⅱ象限εNd〔t〕＞0，εSr〔t〕＜0，源自亏损地幔的样品均落入该象限，如大洋中脊拉斑玄武岩、海岛玄武岩等。Nd(t)-Sr(t)图解Ⅰ象限II象限Ⅲ象限εNd〔t〕<0，εSr〔t〕＜0，落于该象限的样品也较少，如一些下地壳麻粒岩相岩石εNd〔t〕＜0为负值，εSr〔t〕为较小的正值。Ⅳ象限εNd〔t〕＜0，εSr〔t〕＞0，源于地壳物质的样品主要落于该区域，其中来自上部地壳或年轻地壳的样品落于该象限的上部区域，来自下部地壳物质或古老地壳物质的样品落于该象限下部区域。源于相似年龄的地壳物质样品，Nd、Sr同位素变化仍可各具特色，通常εNd〔t〕值变化较小，εSr〔t〕值变化较大，地壳样品中εSr〔t〕值的变化范围是εNd〔t〕值变化范围的10—100倍，这说明大陆壳Sr同位素成分变化较大。III象限IV象限Nd(t)-Sr(t)图解源区混合的同位素计算ABMSr同位素两端元混合计算SrM＝SrAfA+SrB(1-fA)fA代表A端元在M中的比例Sr同位素两端元混合计算SrM＝SrAfA+SrB(1-fA)举例：解答：根据上面2个公式(1)给出不同fA〔0-1)，如0.95,0.9,0.8……0.1,0.05,先求出一系列SrM,——横坐标(2)再求比值，求出对应的Sr比值——纵坐标(3)得到A和B两个端元不同比例混合后的混合物成分。Sr-Nd同位素两端元混合计算SrM＝SrAfA+Sr B(1-fA)用4个公式进行计算NdM＝NdAfA+Nd B(1-fA) Sr-Nd同位素两端元混合计算SrM＝SrAfA+Sr B(1-fA)公式NdM＝NdAfA+Nd B(1-fA)举例：解答：根据上面4个公式(1)给出不同fA〔0-1)，如0.8,0.6,0.4……,先求出一系列SrM和对应的Sr比值——得到横坐标(2)类似方法，求出Nd比值——得到纵坐标(3)得到A和B两个端元不同比例混合后的混合物成分，可以投图。Sr-Nd同位素两端元混合计算 实际举例：西藏超钾质岩石实例Ultra-Kandshoshoniticrocks,LhasaBlockUltra-Kinwesternpart,18.6)青藏高原的三种主要地球化学端元2.喜马拉雅大陆地壳:基底岩石与花岗岩揭示出喜马拉雅带〔包括特提斯喜马拉雅、高喜马拉雅和低喜马拉雅〕,属于古老、演化成熟的大陆地壳的特征,高度富集放射性Nd同位素，Nd＝-12~-25，极高的Sr同位素比值，87Sr/86Sr＝0.733~0.900，相对老的Nd模式年龄,TDM＝1.9~2.9Ga,富集Pb同位素,206Pb/204Pb>18.6,207Pb/204Pb>15.76)青藏高原的三种主要地球化学端元3.特提斯洋地幔域:雅鲁藏布蛇绿岩中基性岩石揭示出新特提斯洋地幔低Sr、低Pb、亏损Nd的同位素，Nd＝8~10，低Sr，87Sr/86Sr＝0.702~0.706，亏损Pb同位素,206Pb/204Pb<18,207Pb/204Pb<15.5)拉萨地块碰撞后岩浆作用的3种地球化学类型1.特提斯洋地幔亲缘型:以拉萨地块分布最广的林子宗火山岩〔64～44Ma〕和冈底斯花岗岩岩基为代表，其中火山岩最晚延续到约10Ma的乌郁群火山岩和麻江火山岩，近年来发现的埃达克质含矿斑岩亦划归此类；2.拉萨地块内部型:包括阿里雄巴钙碱性火山岩,羊应和乌郁斑岩等；3.喜马拉雅型是拉萨地块西部地区的超钾质岩石〔包括雄巴、扎布耶茶卡碱性正长岩、仲巴县贡布淌、当惹雍错、许如错等〕.NorthTibetGeochemicalProvinceLhasaBlockmixtureIndiaNorthTibetYZSBNS0km100印度板块向北俯冲HimalayabasementSr-Nd同位素两端元混合计算 西藏超钾质岩石计算实例计算的目的：1揭示了源区物质组成2揭示了高原南部构造演化过程与岩石圈物质混合过程本卷须知：在某一具体研究区，需要找到2个可能的端元，例如一个端元是幔源岩浆A，另一端元是大陆地壳物质B。第一节、主量元素数据处理与解释第二节、微量元素数据处理与解释第三节、放射性成因同位素数据处理与解释第四节、稳定同位素数据处理与解释第三章、岩石地球化学数据的处理与解释第三节、放射性成因同位素数据处理与解释一、Rb-Sr、Sm-Nd、U-Pb同位素年代学二、Sr-Nd-Pb同位素地球化学第三章、岩石地球化学数据的处理与解释二、Sr-Nd-Pb同位素地球化学同位素地球化学示踪根本原理Sr-Nd-Pb主要参数计算方法端元混合作用的同位素研究1.Pb同位素之间的质量数相对差异较小，任何物理化学条件引起Pb同位素的分馏作用均可忽略不计，2.引起Pb同位素组成变化的主要原因是放射性U和Th的衰变。3.204Pb是非放射成因同位素，而206Pb、207Pb、208Pb是放射成因同位素，随着时间的演化，206Pb/204Pb、207Pb/204Pb和208Pb/204Pb比值逐渐增长的同时，母体同位素238U、235U和232Th的原子数不断降低，如自地球形成以来，238U已衰变掉其总量的一半〔238U的半衰期接近地球的年龄〕，现今地壳中约一半的206Pb为地球形成以来238U衰变的产物。铅同位素地球化学U,Th,Pb同位素3个衰变反响，形成3种Pb同位素放射成因铅：有广义和狭义的两种涵义。广义指由238U、235U、232Th放射性衰变所产生的206Pb、207Pb、208Pb。狭义指沥青铀矿、锆石等矿物结晶后，形成异常含量的U、Th放射性同位素，经放射性衰变所产生的206Pb、207Pb、208Pb的异常积累。普通铅：按Doe的定义，是指在U/Pb、Th/Pb比值低的矿物和岩石中任何形式的铅〔如方铅矿、黄铁矿、钾长石等〕。在矿物形成之前，Pb以正常的比例与U、Th共生，接受U、Th衰变产物Pb的不断叠加并均匀化。在固结形成含铅矿物后，由于其U、Th的丰度相对于Pb来说是微缺乏道的，因此矿物中再也没有明显量的放射成因铅的生成，它记录了矿物形成时的铅同位素组成。铅同位素地球化学自然界铅同位素的分类A放射成因的铅同位素组成的变化主要发生在矿物结晶之后，它是异常含量的U、Th衰变产物〔适用于U-Th-Pb法测年〕；以上定义反映出放射成因铅〔狭义〕和普通铅的主要区别是：B普通铅同位素成分的变化主要发生在矿物结晶之前，是平均U、Th含量导致的铅同位素正常增长，矿物的铅同位素组成在结晶后根本保持不变〔适用于示踪〕。自然界铅同位素的分类以铅同位素按其成因和产状，又可分为原生铅、原始铅、初始铅和混合铅。原生铅：指地球物质形成以前在宇宙原子核合成过程中与其它元素同时形成的铅，原生铅都是非放射成因铅，以富含204Pb为特征。原始铅：地球形成最初时刻的铅，相当于原生铅加上原子核合成作用完成至地球刚形成之间所结累的放射性成因铅。一般假定地球固结前，所有Pb都具有相同的同位素组成。由于地球上无法获得原始铅同位素组成的样品，目前一般以U、Th含量极低的美国亚利桑那州迪亚布峡谷〔CanyonDiablo〕的铁陨石的铅同位素组成来代表地球原始铅的组成，其值分别为(206Pb/204Pb)0=9.307,(207Pb/204Pb)0=10.294,(208Pb/204Pb)0=29.476铅同位素地球化学——Pb的分类初始铅：指矿物和岩石结晶时进入矿物和岩石中的铅，其铅同位素组成＝原始铅＋从地球形成到岩石、矿物结晶这段时间积累起来的放射成因的铅。混合铅：由两个以上不同U/Pb、Th/Pb比值的体系混合而成的铅。这种铅的同位素组成比较复杂，它可以是普通铅之间，普通铅与放射成因铅〔狭义〕之间、或是放射成因铅之间的混合。混合的比例、混合的时间及混合的次数都影响混合产物中的铅同位素组成。大量的研究资料说明，自然界几乎所有的含铅矿物和岩石都是混合铅。铅同位素地球化学——Pb的分类Pb的成因分类图示普通铅法也称Pb-Pb法，它是以尼尔的设想为根底的。尼尔认为：不同矿床中方铅矿的铅同位素组成主要是由放射成因铅与方铅矿沉淀前所带入的铅叠加而成。尼尔的设想奠定了普通铅法测定地球、陨石等年龄的根底。以下主要介绍Pb－Pb法中的霍尔姆斯—豪特曼斯法〔Holmes-Houtormans简称H－H法〕。普通铅法年龄测定原理1.自地球形成以来铅同位素一直在正常的U/Pb、Th/Pb比值的体系中演化，由于U、Th的衰变不断积累了放射成因的206Pb、207Pb、208Pb，直到含铅矿物结晶后，才脱离了原来的U-Th-Pb体系；2.含铅矿物形成后一直处于封闭状态，该方法假定：普通铅法年龄测定地球形成时U、Th、Pb的分布是均匀的，其后U/Pb、Th/Pb比值才有区域性的差异地球初期原始铅同位素组成与铁陨石中的铅同位素比值相当。体系自始至终在一个正常的U、Th、Pb系统中衰变生成放射成因铅.铅矿物〔普通铅〕形成之后Pb与U、Th别离，此后同位素组成根本保持不变。H-H法的根本思路：从以上的假设可知，H－H法是用单阶段模式来解释任一给定样品的普通铅同位素组成的。如果从T〔45.5亿年〕→0亿年〔测定〕体系处于全封闭，那么206Pb/204Pb比值应为：〔206Pb/204Pb〕=(206Pb/204Pb)0+(238U/204Pb)·(eλ1T—1)但是，如果矿物在t时刻被从这个体系中别离出来了，t时刻铅同位素比值应是T→0期间的Pb*减去t→0期间Pb*的量，即：〔206Pb/204Pb〕t=(206Pb/204Pb)0+(238U/204Pb)·(eλ1T-1)—(238U/204Pb)·(eλ1t-1)简化上式得到：〔206Pb/204Pb〕t=(206Pb/204Pb)0+(238U/204Pb)·(eλ1T-eλ1t)式中〔206Pb/204Pb〕t为年龄t时刻的矿物铅同位素比值，(206Pb/204Pb)0=a0为地球原始铅同位素比值;〔238U/204Pb〕为源区的铀、铅同位素比值〔常数〕;T是地球年龄〔45.5亿年〕，t是矿物普通铅从源区别离出来后所经历的时间。对铅的另外两个衰变系列也可以写出类似的方程。为了便于书写，引入了一些代表铅同位素比值的符号：238U/204Pb=μ，235U/204Pb=ν=μ/137.88，232Th/204Pb=ω，232Th/238U=κ按照H—H法模式，并利用以上符号那么可将方程简化为：(206Pb/204Pb)t=a0+μ(eλ1T-eλ1t)〔1〕(207Pb/204Pb)t=b0+(μ/137.88)(eλ2T-eλ2t)〔2〕(208Pb/204Pb)t=c0+ω(eλ3T-eλ3t)将式〔1〕和式〔2〕相除消去μ,得：[(207Pb/204Pb)t－b0]/[(206Pb/204Pb)t－a0]=1/137.88·[(eλ2T－eλ2t)/(eλ1T－eλ1t)]〔3〕这就是H－H方程单阶段模式年龄计算公式，也称等时线方程，它是一条直线方程，等号的右侧为直线的斜率：φ=〔1/137.88〕·[(eλ2T－eλ2t)/(eλ1T－eλ1t)]〕[(207Pb/204Pb)t—b0]/[(206Pb/204Pb)t—a0]=1/137.88·[(eλ2T—eλ2t)/(eλ1T—eλ1t)]φ值与年龄t有关，当t=0〔现代〕时，φ值最小，为地球0等时线，当t=T时，φ=0，因此上式为由t决定的不同斜率的一组通过原点〔a0、b0〕的直线。原点〔a0、b0〕也就是说在同一时间t内从各种源区别离出来的单阶段铅仍然都落在这条直线上。因此，等时线φ值只与207Pb/204Pb和206Pb/204Pb比值对于a0和b0的增长率有关，增长率的比值只是t值的函数〔μ值已消失〕，因此等时线年龄比其它普通铅法的准确性稍高些。[(207Pb/204Pb)t—b0]/[(206Pb/204Pb)t—a0]=1/137.88·[(eλ2T—eλ2t)/(eλ1T—eλ1t)]等时线方程普通铅的单阶段增长曲线由前面方程可知：按每个衰变系列来观察206Pb/204Pb、207Pb/204Pb、208Pb/204Pb比值的演化，其比值除了是t的函数外，还与体系的μ、ν、ω值〔U、Th丰度〕有关，显然U/Pb、Th/Pb比值愈高，单位时间内衰变的Pb*愈多，相应比值增长愈快。如果给定现代μ值为8、9、10，相应的ν值亦可计算出来〔ν=μ/137.88〕，将上述各值代入方程，按给定的年龄值t，即可构成一组从原始铅点向外散开的扇形曲线簇〔右图〕。这些曲线就是普通铅的单阶段增长曲线。同理亦可作出208Pb/204Pb和206Pb/204Pb之间的增长曲线。普通铅的单阶段增长曲线[(207Pb/204Pb)t—b0]/[(206Pb/204Pb)t—a0]=1/137.88·[(eλ2T—eλ2t)/(eλ1T—eλ1t)]按照H—H法模式，并利用以上符号那么可将方程简化为：(206Pb/204Pb)t=a0+μ(eλ1T-eλ1t)〔1〕(207Pb/204Pb)t=b0+(μ/137.88)(eλ2T-eλ2t)〔2〕地球等时线Pb的初始比值普通Pb-Pb定年技术的首次应用实际是对陨石而不是对地球岩石。Patterson(1956)对由三个石陨石与两个铁陨石组成的一套样品计算出4.55±0.07Ga的Pb-Pb年龄，分析的最少放射成因样品是来自CanyonDiablo铁陨石的陨硫铁(troilite)(FeS)。对该样品测得的U/Pb比值(0.025)非常低以致Patterson得出在陨石形成后在铅同位素组成上无法观测到来自放射性衰变痕迹。因此，CanyonDiablo陨硫铁代表了太阳系原始的Pb同位素组成。正是因为球粒陨石源限制了地球的Pb同位素演化，因此这是地球Pb同位素演化的一个重要基准。A放射成因的铅同位素组成的变化主要发生在矿物结晶之后，它是异常含量的U、Th衰变产物〔适用于U-Th-Pb法测年〕；B普通铅同位素成分的变化主要发生在矿物结晶之前，是平均U、Th含量导致的铅同位素正常增长，矿物的铅同位素组成在结晶后根本保持不变〔适用于普通Pb定年和示踪〕。注意区别——Pb同位素地球化学的参数数据使用方法：通过样品的三个参数投点进行直接比照，如207Pb/204Pb－206Pb/204Pb图，208Pb/204Pb－206Pb/204Pb图，B.有时需要按照时间t进行校正(见下页)C.可以与Sr和Nd同位素比值联合使用投图3个参数测定对象——岩石或者单矿物的Pb同位素比值的时间校正Pb比值的t校正计算方法:类似于Nd和Sr计算，需要如下参数：U－Th－假设需要岩石和矿物形成时的3个初始Pb同位素比值：需要对岩石和矿物进行t校正计算：U,Th,Pb同位素的3个方程标注t——为需要计算的某个时间的比值标注0——为现在的比值，为的测定比值Pb同位素比值的时间校正计算举例：见Excel文件实例西藏日喀那么蛇绿岩新特提斯＝印度洋地幔域数据使用方法举例：通过样品的三个参数投点进行直接比照，如207Pb/204Pb－206Pb/204Pb图，208Pb/204Pb－206Pb/204Pb图，B.t进行校正超钾质岩石——印度大陆亲缘型谢谢观看