第六章穩(wěn)定同位素PPT精選課件

1、第六章穩(wěn)定同位素地球化學(xué) 天然同位素按其核穩(wěn)定性分為穩(wěn)定和不穩(wěn)定兩類，穩(wěn)定同位素不能自發(fā)產(chǎn)生核衰變而轉(zhuǎn)變?yōu)槠渌凰兀?放射性同位素放射性元素的衰變、計時原理同位素地質(zhì)年代學(xué)。 穩(wěn)定同位素同位素分餾原理穩(wěn)定同位素地球化學(xué) 探討地質(zhì)作用的物理化學(xué)環(huán)境和物質(zhì)的來源等問題。是當(dāng)今環(huán)境科學(xué)領(lǐng)域中最重要的方法和手段.溫 室 效 應(yīng)問題： 地球是否會進入溫室氣候狀態(tài)？如果真是這樣，地球環(huán)境會發(fā)生什么變化？如何變化的？什么樣生物種群會適應(yīng)這種調(diào)整并會繼續(xù)演化或不適應(yīng)而滅絕？Hansen and Sato, 2019, PNASGutzler, 2000， GSA Today北極夏季海冰含量變化比較Jenki

2、ns et al., 2019. Hadley Centre for Climate Prediction/Research.Jenkins et al., 2019. Hadley Centre for Climate Prediction/Research.顯生宙時期的地球經(jīng)歷了較大的氣候變化，按不同時間尺度可以分為：構(gòu)造的（ 500ka）、軌道的（20-400ka）、洋流 (ka)了解過去，預(yù)測未來第一節(jié) 穩(wěn)定同位素的分餾一 穩(wěn)定同位素組成的表示方法 研究各種地質(zhì)體中同位素豐度的變化是穩(wěn)定同位素地球化學(xué)的基礎(chǔ)。 對于有兩種以上穩(wěn)定同位素的元素如32S=95.02% 33S=0.75% 3

3、4S=4.21% 36S=0.02%），多研究其中兩種豐度較大的同位素的行為（如32S和34S）。一種元素的同位素組成表示方法可用同位素絕對比值例如迪亞布洛峽谷的鐵隕石中 32S/34S=22.22 但在地球化學(xué)研究中常用的方法是與標(biāo)準(zhǔn)樣品的同位素比值相比較并用偏差千分率表示（） 上述定義可用以下公式表示：國際氫、碳、氧、硫同位素采用的標(biāo)準(zhǔn)樣品的同位素比值：表6-1 氫、碳、氧、硫同位素標(biāo)準(zhǔn)樣品組成元 素標(biāo)準(zhǔn)縮 寫同位素比值H平均大洋水標(biāo)準(zhǔn)SMOWD/H=0.0001558C南卡羅來納州白堊紀(jì)皮迪建造（Pee Dee formation）中的箭石（Belemnitella americana）

4、PDB13C/12C=0.0112372O平均大洋水標(biāo)準(zhǔn)SMOW18O/16O=0.0020192S迪亞布洛峽谷（Canyon Diablo）鐵隕石中的隕硫鐵CD34S/32S=0.0450045 每個分析樣品的值可正可負(fù)，正值表示所測樣品中重同位素有一定富集（與標(biāo)準(zhǔn)相比） ，而負(fù)值則表示重同位素有一定的貧化，即輕同位素有所富集。二 同位素分餾原理由于同位素質(zhì)量不同，在各種地球化學(xué)過程中會引起同位素在不同化合物和物相中的豐度變異，這種現(xiàn)象稱同位素分餾。分餾程度用分餾系數(shù)表示：RA/RBRA、RB分別為A相和B相中重同位素與輕同位素的比值。根據(jù)實驗結(jié)果，分餾系數(shù)與A相和B相的(）值存在下列關(guān)系：

5、1000ln=A()-B()(A-B-1) 1000例如在300K(27)時，SO2與H2S兩相的硫同位素分餾系數(shù)=SO2()-H2S ()=1.082，表明SO2及H2S中34S（SO2）與34S (H2S)之差值將達82。兩相間發(fā)生同位素分餾是由于同位素的熱力學(xué)性質(zhì)有差異。 分子的能量包括分子中的電能，平動能、轉(zhuǎn)動能及振動能。對于同一元素的不同同位素來說，原子外電子層的結(jié)構(gòu)完全相似，分子中的電能基本上是相同的。理論計算表明: 振動能是產(chǎn)生同位素分餾的主要原因原子振動頻率與原子質(zhì)量成反比，輕同位素的原子比同類重同位素的原子具有高的振動頻率，這決定了輕同位素形成的化學(xué)鍵較弱，分子的活性較大,化

6、學(xué)鍵容易被打開。 當(dāng)兩相間發(fā)生同位素平衡交換反應(yīng)時，輕同位素將富集在化學(xué)鍵較弱的相中。自然界引起同位素分餾的地球化學(xué)過程主要有以下幾種： 同位素交換反應(yīng)同位素交換反應(yīng):化學(xué)反應(yīng)達到平衡狀態(tài)時， 各物相間發(fā)生的同位素再分配現(xiàn)象。 例如在熱液中同時沉淀方鉛礦及閃鋅礦，可以寫出下列同位素交換反應(yīng)式： Pb34S+Zn32S Pb32S+Zn34S當(dāng)反應(yīng)達到平衡時，各礦物對中同位素組成的比值將為一常數(shù)，其平衡常數(shù) K 為： 分餾系 K 同一般化學(xué)反應(yīng)的平衡常數(shù)相似 即：同位素交換反應(yīng)中同位素分餾系數(shù)也與溫度成反比。 這是穩(wěn)定同位素地質(zhì)溫度計的理論基礎(chǔ)。動力學(xué)分餾 不同同位素組成的同類型化合物由于其化學(xué)

7、健強度的差異，輕同位素組成的化學(xué)健較弱，反應(yīng)速率較快，在反應(yīng)生成物中常有輕同位素的相對富集。例如：K1K2海水中SO42- 還原為H2S時，32S 在H2S中富集。 物理分餾蒸發(fā)與凝聚、溶化與結(jié)晶、吸附與解吸以及分子或離子的擴散，引起的同位素分餾稱物理分餾。海水蒸發(fā)過程中，水蒸汽相對富集輕同位素1H及16O，而海水中相對富集2H（D）及18O，這是雨水富集1H及16O的主要原因。 生物化學(xué)分餾 指生物活動和有機反應(yīng)引起的同位素分餾。如植物光合作用使12C更多地富集在生物合成的化合物中。這一分餾機制使生物成因的地質(zhì)體（煤、石油、天燃?xì)獾龋┚哂懈叩?2C/13C值。第二節(jié) 硫同位素地球化學(xué)一 硫同

8、位素的組成自然界共有四種硫同位素，它們的組成約為32 S（95.02%），33 S（0.75%），34 S（4.21%），36 S（0.02%）。其中豐度最高的是32S，其次是34S。在地球化學(xué)中主要研究32S與34S的比值變化。 地殼樣品的34S都是由地幔硫演化而來的。因此選擇鐵隕石中的隕硫鐵（FeS) 34S/32S=22.22作為硫同位素的標(biāo)準(zhǔn)。自然界含硫物質(zhì)的34S值分布情況如圖6-1。圖6-1自然體系硫同位素組成（據(jù)Hoefs, 1973）沉積巖是地表物質(zhì)長期分異的產(chǎn)物，常有大量細(xì)菌參與硫酸鹽的還原作用 硫同位素組成變化范圍最大.火成巖有小的變化范圍二 硫同位素分餾的熱力學(xué)效應(yīng)在熱力

9、學(xué)平衡條件下含硫化合物（礦物）間的硫同位素分餾系數(shù)大小取決于成礦介質(zhì)所處的物理化學(xué)環(huán)境（溫度、氧逸度、pH值等等）。在共生礦物中34S一般富集于健能較強的礦物中，硫化物富集重硫同位素（34S）的順序為：輝鉬礦黃鐵礦閃鋅礦磁黃鐵礦黃銅礦硫鎘礦方鉛礦辰砂輝銅礦輝銻礦輝鉍礦輝銀礦。 硫的氧化物（SO2）含氧酸根化合物（SO2-4）的鍵能比硫化物大，它們比硫化物明顯富集34S。 礦床中硫酸鹽的34S值大于硫化物的34S值。1 氧逸度和pH值對硫同位素分餾的影響 硫是一個變價元素，氧逸度（fO2）與酸堿度（pH）決定著水溶液中硫的存在狀態(tài)。硫的不同存在狀態(tài)（如硫酸鹽、硫化物等）有不同的硫同位素分餾系數(shù).

10、 fO2和pH變化將導(dǎo)致硫同位素的明顯分留。水溶液中硫的存在狀態(tài)取決于fO2及pH值。成礦流體中重要的含硫組分有H2S、HS-與S-2、SO4-2 、HSO4- 等，它們之間存在下列平衡： H2S（溶液）= H+ HS- HS- = H+ S-2（還原條件） 2H+ SO4-2 = H2S（溶液）+2O2 HSO4- = H+ SO4-2 在上述平衡中，氫離子活度控制著共存的H2S、HS-與S-2的相對比例，而氧逸度控制SO4-2 相對水溶液中H2S的豐度。（1）SO4-2較S-2高度富集34S，富集度隨溫度降低而增加。（2）H2S 溶液和HS 之間的硫同位素分餾不明顯。但與硫化物離子比較，它

11、們優(yōu)先富集34S。SO4-2、H2S 溶液HS 及S-2之間硫同位素分餾與溫度關(guān)系（據(jù)酒井，1968）SO4-2 - S-2H2S 溶液-S-2HS- -S-2計算表明: 在全部硫的34Ss=0 t=200 的情況下(1) 如果溶液中 H2S SO2-4 =91沉淀的硫化物的硫同位素組成為一個小的負(fù)值(2) 當(dāng)溶液進入強氧化環(huán)境時，大量H2S被氧化成SO2-4 離子，34S大量富集于SO2-4 中，沉淀硫化物的34S值將為巨大的負(fù)值。 如H2SSO2-4 = 19時，沉淀的閃鋅礦的34S=-30.0，方鉛礦34S值為-33.3。 簡單地以硫化物的34S值代表成礦溶液中硫的來源是不恰當(dāng)?shù)?，在分?/p>

12、硫化物礦床的硫的來源時，礦床形成時的氧逸度、酸堿度以及其它物理化學(xué)條件 的了解是極其重要的。小 結(jié)硫同位素分餾與氧逸度（fO2）和PH值的關(guān)系：（1）高氧逸度（log fO2 -38） 成礦溶液沉淀的硫化物比低氧逸度下的同種礦物 富集32S。（2）低氧逸度（log fO2 -38） PH降低氫離子活度增加，有利于H2S（溶液）和 HS-的形成，兩者相對硫化物優(yōu)先富集34S，成 礦液體中沉淀出的硫化物隨PH降低，不斷富集 32S。 三 硫同位素的生物分餾作用自然界中，硫同位素組成變化的重要原因之一是厭氧細(xì)菌引起硫酸鹽離子的還原作用這些細(xì)菌從硫酸鹽離子中分離出氧并釋放出比硫酸鹽更富集32S的H2S

13、由無機方法還原SO4-2 產(chǎn)生的H2S 比硫酸鹽富集32S約22 （Harrison，1957）現(xiàn)代沉積物中硫化物礦物比伴生的海相硫酸鹽富集32S可高達50。 25時下列平衡的分餾系數(shù)1.075 32SO4-2溶液H234S氣 34SO4-2溶液 H232S氣 這一平衡在低溫化學(xué)體系中無法進行，但可以通過細(xì)菌參與（酶一催化）的硫酸鹽還原反應(yīng)達到。這一交換平衡使H2S相對于硫酸鹽富集32S高達75 (Chambers，1973）。 硫同位素對生物成礦作用（草莓狀礦石結(jié)構(gòu)）研究具有重要意義。四 硫同位素地質(zhì)溫度計在共生礦物中，硫同位素分餾與礦物形成的溫度密切相關(guān)。成礦溫度愈高，礦物間同位素分餾愈小

14、；成礦溫度愈低，分餾愈明顯。共生礦物中同位素分餾與溫度的關(guān)系式為：對于硫化物來說B值一般為零，實驗測定了部分硫化物的硫同位素測溫系數(shù)A值，結(jié)果見下表： 表6-2硫同位素測溫系數(shù)A值 作者礦物對梶 原、克羅塞（1971）扎曼斯基、拉伊（1974）黃鐵礦方鉛礦111059.3105閃鋅礦方鉛礦81057.0105黃鐵礦閃鋅礦3105(2.3105)黃鐵礦黃銅礦4.5105黃銅礦方鉛礦6.5105前者為干體系，后者為熱水系統(tǒng)實驗結(jié)果。兩者A值的差別使同位素計溫結(jié)果差40-60。日本學(xué)者大本在總結(jié)帶包裹體測溫數(shù)據(jù)的閃鋅礦與方鉛礦之間硫同位素分餾值與溫度的關(guān)系時，確定A 值為7.3105。證實扎曼斯基實

15、驗數(shù)據(jù)更接近實際情況。 同位素地質(zhì)溫度計的最大優(yōu)點是計溫不受礦物形成時的壓力影響（同位素分餾不受壓力影響）。但計算溫度的礦物對在形成時必須達到同位素平衡，即必須是在同一溶液中一起沉淀的，或同時重結(jié)晶的。五 硫同位素分餾的動力學(xué)效應(yīng) 硫同位素的動力學(xué)分餾程度與反應(yīng)速度有關(guān)，反應(yīng)速度越慢，分餾效應(yīng)越明顯。低溫分餾效應(yīng)則受體系開放程度所制約。1.開放體系中硫同位素的動力學(xué)分餾效應(yīng)在開放盆地中，還原消耗的硫酸鹽得到源源不斷的補充，使硫酸鹽的34S值保持基本不變，還原產(chǎn)生的硫化物的34S值也變動較小。2、封閉體系 當(dāng)硫酸鹽還原作用在封閉盆地中進行時，隨著硫酸鹽中32S優(yōu)先被還原，剩余硫酸鹽34S值不斷增

16、高，愈來愈變“重”，進一步還原出來的硫化物中34S值也將不斷增加，甚至可以產(chǎn)生34S為較高正值的硫化物。 2、封閉體系在沉積物成巖過程中，所包含的海水發(fā)生還原作用時，就將出現(xiàn)這種情況。沉積巖及沉積礦石中硫化物的硫同位素特征經(jīng)常表現(xiàn)為34S值變化范圍廣，有負(fù)有正，沒有塔式效應(yīng)。這些都反應(yīng)了還原作用一般是在相對封閉條件下進行的。（五）礦床中硫同位素地球化學(xué) 硫同位素可以用來幫助解決成礦物質(zhì)的來源問題，闡明成礦物理化學(xué)條件和成礦環(huán)境在空間上的演化方向等。（1）礦床硫同位素特征包括： 同位素分餾的最大范圍（極差）； 總硫同位素特征（平均值）； 同位素分布的塔式效應(yīng)程度（眾值及眾值頻率和均方差）；在礦床

17、研究中常采用34S值頻數(shù)圖（塔式分布圖）來說明硫同位素特征。圖6-3 我國及國外銅鎳硫化物礦床硫同位素組成分布（據(jù)桂林冶金地質(zhì)研究所1973，略加改編）（左）1. 元江金廠；2. 朝陽小巴溝；3. 夾皮溝；4. 茶尖；5. 金川白家嘴子；6. 紅旗嶺7號巖體；7. 紅旗嶺3號巖體；8. 紅旗嶺1號巖體；9. 力馬河；10. 煎茶嶺（右）1. 因隨日內(nèi)；2. 薩德伯里；3. 斯特盧特爾；4. 渥羅茨涅克；5. 道維列恩；6. 蒙契冬特爾；7. 羅夫諾；8. 克烏拉；9. 克特塞利；10. 卡未維奇；11. 日丹諾夫斯克；12. 阿拉列奇克；13. 沃斯托克；14. 諾利爾斯克；15. 塔爾納赫；

18、16. 黑山；17. 伊曼格達；18. 尼日涅；19. 狄更；20. 蒙都斯；21. 文良得欽斯克 世界大多數(shù)銅鎳硫化物礦床，硫同位素都以接近零值和分布范圍小為特征（圖6-3），反映了它們來自上地幔，成礦溫度高，缺少分餾等特點。諾里爾斯克等一些礦石富含“重硫”，一種觀點認(rèn)為含礦基性巖漿上升過程中曾同化混染了富含硫酸鹽的地殼巖石的結(jié)果。我國煎茶嶺礦石中也富含重硫，研究結(jié)果認(rèn)為該礦床由硅酸鎳經(jīng)后期硫化作用而成礦。這些都說明基性超基性巖的銅鎳硫化物礦床也有在開放體系中形成的。斑巖銅礦、矽卡巖及多金屬礦床大多也以34S值接近零，分布范圍小為特征。沉積礦床及與沉積巖有關(guān)的地下水熱液礦床或淋濾礦床則以34

19、S值變異范圍大，并經(jīng)常具有較大的負(fù)值為特征（圖6-4）。這說明表生成礦作用中生物還原作用的動力學(xué)效應(yīng)是硫同位素分餾的主要因素。圖6-4 巖漿成因熱液礦床及成因有爭議熱液礦床的硫同位素成分（據(jù)M. L.Jensen, 1967）斑巖銅礦、矽卡巖及多金屬礦床大多也以34S值接近零分布范圍小為特征沉積礦床及與沉積巖有關(guān)的地下水熱液礦床或淋濾礦床則以34S值變異范圍大，并經(jīng)常具有較大的負(fù)值為特征 圖6-6 某些熱液礦床成礦溶液的總硫同位素特征 世界14個著名的熱液多金屬礦床的總硫同位素可分為三種類型：第一類型34Ss接近零值的正值，硫源應(yīng)為地?；虻貧ど畈看罅康貧の镔|(zhì)均一化的結(jié)果。第二類型34Ss20左

20、右來源于海水或來自含有海相蒸發(fā)巖的地層。第三類型總硫的34Ss 515，硫源應(yīng)為局部圍巖或混合源。 34S. 硫化物；. 硫酸鹽；. 成礦溶液總硫；. 不平衡條件下成礦礦區(qū)第五節(jié) 氧、氫同位素地球化學(xué) 氧占巖石圈重量的一半左右，氫與氧結(jié)合構(gòu)成水圈的主要組分。硅酸鹽和水是地球化學(xué)最重要的兩個體系。一 氧、氫同位素組成與分布 氧有三種穩(wěn)定同位素，其豐度為：16O99.756%，17O0.039%，18O0.205%。氫有兩種穩(wěn)定同位素，其豐度為：1H99.985%（2H）0.015%，2H有獨立的名稱氘 (D) 氧、氫同位素都采用SMOW為標(biāo)準(zhǔn)。圖6-7 自然體系氧同位素組成（據(jù)Hoefs, 19

21、73）圖6-8 自然體系氫同位素組成（據(jù)Hoefs,1973）（二）礦物間氧同位素?zé)崃W(xué)平衡二 礦物間氧同位素?zé)崃W(xué)平衡 由于晶體化學(xué)特征的差異，不同礦物中18O的富集情況有所不同。大量天然礦物分析及實驗研究給出下列18O遞降順序：石英、白云石、（硬石膏）、堿性長石、方解石、文石、白榴石、白云母、霞石、鈣長石、（藍(lán)晶石），藍(lán)閃石，（十字石），硬柱石、石榴子石、角閃石、黑云母、橄欖石、（榍石）、綠泥石、鈦鐵礦、（金紅石）、磁鐵礦、（赤鐵礦）、燒綠石。上述系列反映了礦物中氧鍵由強變?nèi)醯内厔菁碨i-O-Si鍵最強Si-O-Al鍵、Si-O-Mg鍵次之Fe-O-Fe鍵最弱 。 超鐵鎂質(zhì)巖石具有較低的1

22、8O值，與其富含橄欖石、輝石、磁鐵礦等礦物有關(guān) 花崗巖具有較高的18O值 與含有大量石英和堿性長石有關(guān)圖6-9 巖漿巖的氧同位素成分（據(jù)Taylor, 1968）三 氧同位素地質(zhì)溫度計在一定溫度下達到熱力學(xué)平衡的兩種含氧礦物（a、b）間的氧同位素分餾系數(shù)與溫度的關(guān)系式為： 1000ln=18Oa-b=如果:（1）交換反應(yīng)達到平衡（2）平衡后同位素組成不在改變（3）實驗測定出溫度與分餾系數(shù)的關(guān)系式便可用造巖礦物的氧同位素來測定平衡溫度 1. 分餾系數(shù)的測定采用已知同位素組成的水與礦物達到氧同位素平衡 通過測定不同溫度下1000ln與T-2的關(guān)系求出直線方程 確定直線斜率A和截距B 根據(jù)公式：10

23、00ln=18Oa-b=分析共生礦物對的18Oa-b 計算溫度T下表所列常見造巖礦物-水體系的A、B參數(shù)就是根據(jù)這種實驗技術(shù)得到的1000ln=18Oa-b=礦物A（106）B溫度范圍參考文獻石英+3.383.40200-500Clayton et al. (1972)石英+2.511.96500-750Clayton et al. (1972)石英+4.103.70500-800Bottinga andJavoy(1973)白云母+2.383.89-3.10350-650O Neil and Taylor(1969白云母+1.90500-800Bottinga and avoy(1973)長

24、石2.91-0.793.41-.41ONeil and Taylor(1969)堿性長石+2.913.41350-800ONeil and Taylor(1969)鈣長石+2.153.82350-800ONeil and Taylor(1969)長石+3.13-1.043.70500-800Bottinga and Javoy(1973)磁鐵礦1.593.60700-800Anderson et al. (1969)磁鐵礦1.473.70500-800Bottinga and Javoy(1973)方解石+2.783.400-800ONeil et al. (1969)硬石膏+3.8783.4

25、0100-500Lloyd(1968)金紅石4.1+0.96575-775Addy and Garlick(1974)表6-3 礦物一水體系氧同位素分餾系數(shù)與溫度關(guān)系 為長石中鈣長石的摩爾百分?jǐn)?shù) （轉(zhuǎn)引自G. 福爾，1983） 2. 溫度計算根據(jù)實驗結(jié)果：一種火成巖或變質(zhì)巖石中各種礦物具有不同的分餾系數(shù)。只要同位素組成在成巖后不再改變，共生礦物對的18O值之差僅與最后的平衡溫度有關(guān)。公式為： 當(dāng)一種巖石有多種含氧礦物達到熱力學(xué)平衡時則每一對礦物計算出來的溫度是一致的 =四 水循環(huán)及成礦熱液中氧 氫同位素的變化1、主要的水循環(huán)： （1）水圈與大氣圈相互作用 （2）水圈與巖石圈相互作用 （3）軟流

26、圈與巖石圈相互作用2.蒸發(fā)與凝聚過程中氫氧同位素的分餾（1）大氣降水的氫氧同位素組成25時H2O的飽和蒸汽壓為3166.4Pa，D2O的飽和蒸汽壓僅2750.4Pa，1H與16O在水汽中富集，D與18O則在海水中富集雨水具有負(fù)的D值和負(fù)的18O值雨水中氫與氧的同位素分布具線性關(guān)系:D=818O10上式稱為雨水線（如圖）：熱泉水在運移過程中與巖石發(fā)生氧同位素交換，使熱泉的18O值增大。由于巖石中氫含量少，D值一般仍保持當(dāng)?shù)赜晁卣鳎▓D4-15）。巖漿水與變質(zhì)水的氧同位素組成的計算結(jié)果為：巖漿水：18O5.5+8.5，D4080。變質(zhì)水：18O+5+25，D2065。圖6-10 世界各地溫泉水和地

27、表水的D18O值的關(guān)系 白圈表示溫泉水；黑圈表示那些地區(qū)的地表水（引自戚長謀，1994）（2）影響雨水D值及18O值的因素 高度（愈大）、緯度（愈高）、溫度（愈低）、離海岸線距離（愈遠(yuǎn)）均影響大氣降水的氫氧同位素組成（D及18O值愈負(fù)）。上述因素決定了大陸上每一地點的雨水都有它特定的同位素值。北美大氣降水的同位素值分布規(guī)律如圖6-11：圖3-16 北美大陸天水的D值的分布（據(jù)Sheppard等，1969）3、表生作用下的氧同位素分餾地表巖石在表生作用下（生物、化學(xué)風(fēng)化、水巖反應(yīng)等），形成各種碎屑和粘土礦物。粘土礦物一般具有負(fù)的D值和正的18O值，D與18O也呈線性相關(guān)，直線方程分別為 蒙脫石：D7.318O260 高嶺石：D7.518O220（如圖） 圖3-12地表溫度下形成的粘土礦物D和18O值之間的關(guān)系 氫氧同位素的這種分餾效應(yīng)對近代氣侯變化研究將具有重要意義五 氧、氫同位素在地質(zhì)與環(huán)境科學(xué)中的應(yīng)用 (一) 氧同位素與巖漿演化的關(guān)系一般基性火成巖18O值變化于+5.5-7.4，與安山巖類不易區(qū)分?；◢弾r與偉晶巖變化于7-1