完整SmNd同位素法在地质学领域中的应用Word文档格式.docx
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Sm和Nd是化学元素周期表中第三族镧系元素中的两个成员（它们又统称为稀土元素）它们的化学性质、物理性质、矿物化学性质和地球化学性质十分类似.因而它们在自然界常常是密切共生。
简单的化学分离手段难于将它们分开.这种共性是由它们的原子结构所决定的。
镧系元素除4f层电子外，其他各电子层的结构完全相同。
但是随着原子序数的增大,所增加的电子在4f轨道上反转充填,而其他各电子层则保持不变,于是原子半径顺次变小,这就形成了所谓“镧系收缩”现象。
REE原子结构的这种有规律的变化，其结果是随着原子序数的增大,它们的负电性、电离电位和碱性减小,而电离势则增大,这就使REE在化学、物理、矿物化学和地球化学性质上发生了规律性的变化,也就使REE的各个成员之间产生了性能上的微小差异。
Sm—Nd这一对REE所表现的这种地球化学上的共性及它们各自的特性，使这一对母子体同位素在同位素地质年代学上获得了重要的地位。
3Sm—Nd同位素法原理
3。
1Sm147的放射性衰变及其半衰期的测定
在自然界中天然存在的Sm同位素和Nd同位素各有七个（见表1和表2）.其中Sm147—Nd143这一对母子体同位素是主要研究对象。
Sm147通过一次α衰变生成稳定的Nd143。
Sm147→Nd143+α
据放射性衰变定律的基本方程式，Sm147-Nd143的母子体关系式为:
Ndr143=Smp147（eλt-1）
（1）
式中Ndr143和Smp147为现在岩石和矿物中的放射成因的子体与放射性母体的原子数。
t为岩石和矿物形成以来所经历的时间.λ为衰变常数。
表1自然界中Sm同位素的组成（核类常用数据表）
同位素
144
147
148
149
150
152
154
丰度
09
14.97
11。
24
13.83
7。
44
26.72
22.71
表2自然界中Nd同位素的组成（核类常用数据表）
142
143
145
146
27。
11
12。
17
23.85
8.30
17。
22
5。
73
60
2Sm/Nd法计算年龄公式
根据
（1）式，单一样品的年龄计算公式为：
t=1/λln（1+Ndr143/Smp147）
（2）
在Sm-Nd处于封闭的体系中，Nd143/Nd144的增长方程式为：
（Nd143/Nd144）p=（Nd143/Nd144）i+（Sm147/Nd）p（eλt-1）（3）
式中角符号i和P分别表示初始的和现在的比值.式（3）也是等时线年龄计算的基本方程式,根据一组同源样品所测得的（Nd143/Nd144）p和（Sm147/Nd144）p值，通过作图或用D。
约克方程可以计算出直线的截距（Nd143/Nd144）i（即初始比值）和直线的斜率m，因此等时线年龄的计算公式也可以简化为：
t=1/λln（1+m）
通过一组全岩样品获得的等时线年龄称为全岩等时线年龄，若将全岩的分离相（按粒度、重液选和磁选分组精选出纯的单矿物）作等时线，这样获得的年龄即为内部等时线年龄。
4Sm—Nd同位素法在地质学领域中的应用
4.1年代学方面
Sm—Nd同位素法定年的研究对象主要限于陨石、月球岩石、古老的基性、超基性岩和前寒武纪老地层。
最早是由野津宪治（1973）采用了Sm-Nd法来测定Juvinas无球粒陨石的年龄。
以后路格迈尔与K.Martin用Sm—Nd内部等时线法测定了ADOR的年龄为4.55±
0.04×
109年，与G.J.瓦森伯格（1977）测定同一陨石的全陨石和白磷钙矿所获得的U—Pb和Pb-Pb的一致年龄4.544×
109年完全一致。
这就在理论和实际应用上证实了Sm—Nd法可作为同位素地质年代学上的一种新的研究方法,它与Rb-Sr、U—Th-Pb和K—Ar等方法具有同等重要的意义和实用价值。
4。
1.1火山岩中Nd同位素的研究
火山岩是目前Sm—Nd法研究的主要对象，包括海洋玄武岩,大洋火山岩和大陆火山岩。
为了确定Sm—Nd等时线法对地球样品研究的实用价值,Hamilton等（1977）首先对基性和超基性火山岩的Sm—Nd全岩等时线年龄测定进行了尝试.S.R。
卡特（1978）概括了海洋玄武岩、大洋火山岩和大陆火山岩中Nd143/Nd144比值与Sr87/Sr86比值之间存在着负相关性变化的关系（图1）。
特别是在Sr87/Sr86〈0。
705时,这种负的相关性更为明显.这种负的相关性也说明了在地慢源区中当Sm/Nd比值增加时,Rb/Sr比值减少，反之,当Sm/Nd比值减少时,Rb/Sr比值则增加。
但是这种关系对于夏威夷群岛的样品却不明显.说明夏威夷群岛玄
图1Nd143/Nd144与Sr86/Sr87的协同变化关系
1—海洋玄武岩2—海洋火山岩3—大陆火山岩4-罗克芒菲纳火山岩5—爱特纳山火山岩
武岩源区中的Sm/Nd比值和Rb/Nd比值长期都是不均一的.
4.1.2沉积岩
McCulloch等（1978）对沉积岩和沉积变质岩的Sm—Nd年龄测定作了详细的研究.一般的年龄方法只能测定沉积作用和沉积变质作用的时间.由于Sm-Nd体系在风化、沉积和变质作用过程中能保存自身的封闭性，因此，用Sm—Nd方法可以测定出沉积物质的物质来源,并能测定出源区物质的年龄。
沉积岩年代测定中，对页岩伊利石组分和海绿石的分析应用于冰碳层、班脱岩及钙质沉积的研究,为地层时代确定提供了多层次的时间信息.
1。
3测年的矿物
斜方辉石、单斜辉石、斜长石和磷酸盐矿物是Sm—Nd内部等时线年龄测定的常用对象。
因为在岩浆分异和矿物结晶过程中辉石相对富集重REE,而斜长石和磷酸盐矿物则富集轻REE，它们的Sm/Nd比值差异能满足内部等时线年龄测定的要求。
近年的研究表明，热液矿床中一些含钙矿物,其REE含量较高,Sm/Nd分馏明显,是很有潜力的Sm—Nd同位素定年对象，能对矿床的成矿时间进行精确制约.含钙矿物有对萤石、白钨矿、方解石、电气石等。
理论和实验研究均表明，稀土元素在含钙矿物中主要是以置换晶格中Ca2+的形式存在（如Elzingaetal。
2002）;
与其他矿物比较,含钙矿物往往含有相当数量的REE。
已有的实验研究表明，在萤石、方解石等含钙矿物中，Sm、Nd等稀土元素的扩散速率低（Cherniak,1998；
Cherniaketal。
，2001），暗示这些矿物从热液体系结晶后，其Sm—Nd同位素体系易保持封闭。
因此,热液矿床中的含钙矿物如方解石、萤石、白钨矿、电气石等,可以成为进行Sm-Nd同位素定年时优先考虑的对象。
图2各类岩石中Nd同位素测定数据分布频率
1花岗岩2云南火山岩3碱性岩4中国东部火山岩
4.2研究地幔的演化
如果，Nd/Sm比值和Rb/Sr比值比整个地球的地球化学参数值低，则表示轻REE相对于重REE是亏损的,Rb相对于Sr也是亏损的；
反之,当Nd/Sm比值和Rb/Sr比值比整个地球的地球化学参数值高,则表示轻REE相对于重REE是富集的,Rb相对于Sr也是富集的。
超镁铁质结核是上地慢的产物,与围绕它们的火山岩并无成因上的联系。
研究结核中的Sm-Nd同位素演化可数直接获得上地竣演化的资料。
例如，Jagoutz等（1980）测定了美国酉南部新墨西哥州和亚利桑那州低平火山口物质中发现的两个结核的Sm-Nd模式年龄，分别为819±
26Ma和814±
157Ma，它们的Sm—Nd内部等时线年龄为820Ma。
等时线通过朱维纳斯陨石点,这表明它们产生于未受化学分异的CHUR地慢源区.上述实例表明Sm—Nd测定地球上古老镁铁和超镁铁岩体的年龄是非常有效的。
而在通常情况下，用Rb-Sr,U-Pb和K—Ar法精确测定上述对象的年龄常会遇到一些困难。
原因是由于后期结晶作用，元素可能趋于重新分配,但Sm—Nd体系能保持很好的封闭性,并能为等时线年龄侧定提供了足够的Sm—Nd比值。
火山岩是直接从地慢中喷发到地表上来的物质，所以火山岩最适合作万研究地慢的对象。
地球的143Nd/144Nd原始比值与球粒陨石的原始比值一致。
4.3物源示踪
由于Sm-Nd体系的保存性能良好，抗蚀变和变质作用的能力较强,因此Sm—Nd法年龄能代表原岩生成的时间和反映出成岩物质源区的特性。
以花岗岩同位素示踪为例。
华南与云南地区80多个显生代花岗质岩石Nd同位素测定数据表明143Nd/144Nd变化在0。
5115-0。
51262之间,其中云南与福建地区的碱性花岗岩具有接近原始地幔的Nd同位素组成（0.51250-0.51262）,反映了
图3c（147Sm）/c（144Nd）—εNd（0）关系图与物源识别
碱性花岗岩具有地幔成因特征.壳源S型花岗岩一般143Nd/144Nd〈0。
5121，并在0。
51195-0.51230之间出现数据分布峰值（图2），它们的模式年龄表明是下元古代地壳重熔的产物。
壳幔混合的I型花岗岩143Nd/144Nd变化在0。
51210—0.51250之间,并在0。
51225—0。
51230之间出现明显的分布峰值（图2）.由于Sm—Nd体系受地壳地质过程的扰动较小,同时对极大部分中生代花岗岩来说,成岩后放射成因143Nd的积累对143Nd/144Nd的影响小于1×
10—4,因此，应用高精度Nd同位素比值来区别花岗岩的成因类型比用Sr同位素更好些.
海洋沉积物中Sm—Nd同位素的组成不受沉积物粒度、矿物和元素成分制约，可反映沉积物的物源差异与混合效应。
通过粘土样品的Sm—Nd同位素分析，可以探讨研究区沉积物的来源和主要输运路径。
例如，通过对北冰洋西部（楚科奇海及北部边缘地带、加拿大海盆）34个表层沉积物样品中黏土组分的Sm-Nd同位素分析，结果表明:
（1）黏土组分的Sm—Nd同位素分异明显,可将沉积物划分为北部、西部、南部和东部等多个同位素物源区；
（2）在楚科奇海,太平洋入流的向北输运自西向东形成了3个不同的同位素物源区,沉积物的c（147Sm）/c（144Nd）比值、εNd（0）值和TDM年龄自西向东呈递减趋势；
（3）在研究区北部，顺时针方向流动的波弗特涡流将马更些河物质向西搬运至加拿大海盆和楚科奇高地,使该区沉积物εNd（0）值明显偏低,TDM偏大；
（4）在楚科奇海北部外陆架、海台和陆坡区，太平洋水、大西洋水和波弗特涡流的相互作用使该区沉积物TDM年龄的标准偏差大，同时出现了南—北源和西-南源等同位素混合类型.
鉴于143Nd是长周期放射性核素147Sm的子体（t1/2=106Ga），我们可通过c（147Sm）/c（144Nd）—εNd（0）关系图解来进一步定性识别研究区沉积物的来源（图3）。
微区原位Sm—Nd同位素近年来得到了迅速发展,测试对象主要为富集稀土元素REE的副矿物（如磷灰石、榍石、独居石、褐帘石）和F—Mn结核等。
在现有技术相对成熟的测试对象中，除Fe—Mn结核多为近-现代沉积成因而可近似地以其现在的Nd同位素比值代替初始值外（147Sm的半衰期为106Ga，有限时间内放射成因Nd的增加量与分析误差相当）,其他矿物（如磷灰石、榍石、独居石、褐帘石）均可同样通过微区原位分析方法获得其U—Pb年龄，结合测量点的N（143Nd）／N（144Nd）和N（147Sm）／N（144Nd）比值，获得样品的微区初始Nd同位素比值和ε（Nd）值、模式年龄等参数。
与其他同位素体系的原位分析类似，在测量过程中能否有效地进行同量异位素干扰校正是决定Nd同位素比值分析结果可靠性的关键之一。
在应用LA—MC—ICP—MS进行原位Nd同位素比值测定时，可能存在的同量异位素干扰来自REE中的Sm、Ce和Ba的氧化物与氮化物（表3）。
表3Nd同位素原位分析中可能出现的同量异位素干扰
校正144Sm对HtNd的同量异位素干扰是Nd同位素原位分析技术的核心.Foster等提出了迭代计算的方法，进行N（143Nd）／N（144Nd）同位素质量分馏校正和干扰校正。
最主要的应用在喜马拉雅造山带隆升的研究。
能将磷灰石的定年研究与其微区原位Sm—Nd同位素分析相结合，则可为示踪造山带不同构造单元的剥蚀量以及定量认识其剥蚀速率提供重要信息，可为沉积物源区和源区剥蚀速率的确定提供重要的地球化学约束.
Foster等（2007）采集了喜马拉雅造山带现代和全新世河砂样品，对其中的碎屑磷灰石及区域内具代表性构造单元基岩中的磷灰石进行了裂变径迹定年和微区原位Sm—Nd同位素分析，以确定河床沉积物的各主要源区及其剥蚀量。
Foster等认为沉积河砂中的碎屑磷灰石应该能对其源区同位素组成进行指示，因此，他们在不丹境内选择了多处汇水盆地现代河砂中的碎屑磷灰石、与汇水盆地河流切割关系明确的基岩中的磷灰石进行了裂变径迹定年和微区原位Sm—Nd同位素分析，以检验进入河砂中的碎屑磷灰石对其源区基岩的Nd同位素指示关系；
此外,他们还对位于造山带内部的尼泊尔Trisuli河河床（样品02951）、位于前陆盆地巴基斯坦Indus河流三角洲（样品TH—1）和印度的孟加拉三角洲（样品TL-3）现代和全新世河砂进行了类似的研究，以期通过对磷灰石的示踪研究，识别出河流中沉积物的源区组成并建立其剥蚀速率模型。
研究结果见图4图5.结合磷灰石裂变径迹定年数据计算出了各矿物的ε（Nd）（t）值,并与代表喜马拉雅造山带不同构造单元基岩的ε（Nd）（t）值进行了对比。
样品02951（图5-g）显示尼泊
图4不丹基岩（a）磷灰石微区原位Sm—Nd同位素组成及其与不丹汇水盆地（b）、尼泊尔Trisuli河（c）、印度的孟加拉河流三角洲（d）和巴基斯坦河流三角洲（e）碎屑磷灰石微区原位Sm—Nd同位素组成对比
尔Trisuli河河床碎屑物主要来自HHCS的剥蚀（图5-a），少数来自LHS（图5—b），另一粒碎屑磷灰石记录了与ITSZ相似的组成（图5-c），说明来自雅鲁藏布缝合带单元的碎屑有限;
代表印度的孟加拉三角洲（TL—3）的碎屑磷灰石（图5—i），其大多数颗粒具有与尼泊尔Trisuli河河床（图5—g）类似的Sm—Nd同位素组成，表明其主要物源来自HHCS的剥蚀，其余的碎屑约8％来自TH、约4％来自TSS、约4％来自LHS；
位于巴基斯坦三角洲（TH—1）的沉积物（图5—h）大部分来自KB（图5—d）,包括喀喇昆仑岩基和喀喇昆仑变质杂岩体，约1／6来自ITSZ，另有约20%来自LHS或组成与其相似的NPHM（NangaParbatHaramoshMassif）。
图5喜马拉雅山造山带不同构造单元全岩样品ε（Nd）值直方图（a—d）及其与不丹基岩磷灰石（e）、不丹汇水盆地（f）、尼泊尔Trisuli河（g）、巴基斯坦三角洲（h）印度的孟加拉三角洲（i）碎屑磷灰石ε（Nd）值直方图对比
5微区原位Sm—Nd同位素对物源区地球化学约束可行性的质疑
胡修棉等（2012）对此方法提出质疑。
在对青藏高原南部的地层研究中，他发现用Sm-Nd法并不能很好地解释物源。
根据ε（Nd）值，81块采自特提斯喜马拉雅的沉积岩和岩浆岩样品可分为三组（图6）：
（1）白垩纪之前的沉积物和长英质火山岩ε（Nd）值大约为—20到-11（n=36），这与高喜马拉雅的样品十分相似（Martinetal。
2005,图7）；
（2）白垩纪沉积物（n=11）ε（Nd）值-8。
9到—5.2；
（3）白垩纪基性火山岩ε（Nd）值稍高，为—3到+6。
图6雅鲁藏布江缝合带、拉萨地体和特提斯喜马拉雅ε（Nd）值直方图
图7高喜马拉雅和低喜马拉雅ε（Nd）值直方图
采自拉萨地体的中生代到古近纪共103块沉积岩和岩浆岩样品,其ε（Nd）值范围很大,为-17.1到+8.8（图6）.拉萨地体的岩浆岩和硅质岩ε（Nd）值分别为—11。
1到+8。
8和-17。
1到-6.2，与特提斯喜马拉雅很相近（图6）.这就说明，Nd同位素不能被用作指示物源的有效工具.
在147Sm/144Nd—ε（Nd）图中，拉萨地体和特提斯喜马拉雅的全岩Sm—Nd同位素数据有很大部分的重叠（图8）。
由此，他们总结出，并不能通过Nd同位素的特征来辨别物源区是拉萨地体还是特提斯喜马拉雅，尤其是特提斯喜马拉雅白垩纪沉积物在碰撞早期出露地表的情况下。
图8拉萨地体和特提斯喜马拉雅全岩及磷灰石Sm-Nd同位素数值图
更直接的证据来自已知物源区地层的Nd同位素结果。
根据前人的研究成果，早始新世Enba组和Zhaguo组地层物源主要来自拉萨地体，ε（Nd）值—7.5到-6。
4（图9）。
而尼泊尔的始新世Bhainskati组物源来自特提斯喜马拉雅，ε（Nd）值—11.6到-8。
5（图9），两者比较接近.这是对这一方法的另一驳斥.
图9ε（Nd）值—沉积物年龄图.沉积物样品来自特提斯喜马拉雅、拉萨地体以及定日和尼泊尔前陆盆地
6结论
从文献阅读中可以发现，Sm-Nd同位素法虽然兴起时间不长，但在地质学领域有着广泛的应用。
而且,随着技术的进步，该方法不断有新的用途出现，虽然在目前的技术条件下，新的应用可能存在一些缺陷和不足,不能精确地完成一些科学任务,但随着经验的积累和方法的改进、测试条件的改善，我相信，Sm-Nd法在地学中的应用定会越来越成熟。
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