常喝纯净水好吗有什么危害

1、生命是在含有一定矿物质的水环境中起源、进化和生存的，人类在400万年进化过程中，喝的是水“溶液”而不是水“溶剂”(纯H2O)，不含矿物质的水对于生命是不利的。

2、纯净水由于“至纯”(去除了有益人体健康的微量元素和矿物质)而失去了积极生理功能的活性，变成了功能退化的“死水”。

长期饮用容易引起四肢无力、精神不振等亚健康问题，尤其对胎儿的发育和儿童的成长不利。

美国一位研究水的资深博士用大量翔实的资料指出：饮用水最理想的溶解性总固体含量是300mg/l，总硬度是170mg/l左右，同时其pH应为偏碱性，这种水对防治心脑血管疾病是颇有裨益的。很多发达国家都把饮水硬度定为不能低于60mg/l。

3、纯净水是弱酸性水(pH为5∼7)，长期饮用能破坏人体正常的酸碱平衡关系，导致人体酸性化。美国医学家、诺贝尔奖获得者雷翁认为：酸性体质是百病之源。

4、纯净水具有较强的溶解能力，大量饮用后会使体内原有的微量元素和营养物质迅速溶解于纯净水中，然后排出体外，使人体内的营养物质失去平衡，导致营养不良，免疫力下降。

5、目前，还很少见有关于纯净水对人体健康的正面报道，相反很多生物医学实验及流行病调查显示，长期饮用纯净水会对人体健康产生负面效应。

6、美国、西欧、日本等发达国家都不把纯净水纳入饮用水范畴，更未见到任何一个发达国家的饮用纯净水国家标准。中国消费者协会也曾正式发布消费警示，青少年儿童和老年人不宜长期喝纯净水。

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扩展资料：

谈及水中营养素对人体摄入营养素的贡献，中国营养学会副理事长、北京大学公共卫生学院营养与食品卫生学系主任马冠生教授表示，维护人体需要40多种营养素，这些营养素主要来自日常所吃的各种各样的食物。

对于人体所需要的大多数营养素来说，水中提供的矿物元素对总体膳食摄入贡献占到1%~20%(依元素的不同)。心血管疾病的患病率与饮用软水(纯净水)具有相关性，饮用水中镁浓度较低会增加心血管疾病的风险，提高水镁浓度可对心血管起到保护作用。

从事饮水与健康研究工作三十余年，倡导“纯净水不能长期饮用”理念的福建医科大学阮国洪教授，在现场分享了其团队的一个科研案例来证明上述观点。

阮教授的科研团队选取了四组小鼠，分别让其饮用纯净水、过滤后的自来水、自来水、矿化水，来进行饮用水水质对小鼠免疫功能影响的对比实验。

结果显示，长期饮用过滤水组的小鼠免疫力明显好于其它三组，因过滤水中锌、钙含量显著高于自来水、纯净水和矿化水，锌能提高NK细胞(自然杀伤细胞，是机体重要的免疫细胞，不仅与抗肿瘤、抗病毒感染和免疫调节有关。

而且在某些情况下参与超敏反应和自身免疫性疾病的发生)活性，对小鼠非特异性免疫功能有一定的促进作用，钙离子能提高AQP0(水通道蛋白)的水转运功能。他还特别强调，水质决定体质，水的质量决定生命的质量，健康的水成就人类的健康长寿。

从健康、环境保护、可持续发展的角度综合考评，纯净水不宜长期饮用，建议大家选择对人体有益的，含有适量天然矿物质的饮用水。

参考资料来源：/sciencechinacomcn/2018-11/05/content_40561542htm"target="_blank"title="中国网-听权威专家说：长期饮用纯净水其实是在逐渐危害你的健康">中国网-听权威专家说：长期饮用纯净水其实是在逐渐危害你的健康

金属是一种具有光泽(即对可见光强烈反射)、富有延展性、容易导电、传热等性质的物质。 金属的上述特质都跟金属晶体内含有自由电子有关。

在自然界中，极大多数金属以化合态存在，少数金属例如金、铂、铜、铋以游离态存在。金属矿物多数是氧化物及硫化物。其他存在形式有氯化物、硫酸盐、碳酸盐及硅酸盐。

属于金属的物质有金、银、铜、铁、锰、锌等。在一大气压及25摄氏度的常温下，除汞外，其他金属都是固体。大部分的金属是银灰色，只有少数不是，如铜是暗红色的。

由于金属的电子倾向失去，因此有良好的导电性，但温度越高时因为受到了原子核的热震荡阻碍，电阻将会变大。

金属之间的连结是金属键(en:Metallic bond)，因此随意更换位置都可再重新建立连结，这也是金属伸展性良好的原因。

金属元素在化合物中通常只显正价。

目录 [隐藏]

1 金属分类

11 科学上的分类法

12 工业上的分类法

2 金属晶体内的自由电子与金属性质的关系

21 具光泽

22 导电性强

23 导热性好

24 延展性良

3 金属之最

4 参看

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金属分类

金属的分类各界不同，大致上可分为科学界及工业界二种分类法。

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科学上的分类法

依元素周期表，金属可分为以下各类。

碱金属 碱土金属 镧系元素

锕系元素 过渡金属 主族金属

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工业上的分类法

工业界的分类并不严谨。甚至存有错误。

分类依据 金属分类

按颜色分类(工业最常用分类) 分为黑色金属和有色金属

按密度分类 分为重金属和轻金属

按市场上价值分类 分为贵金属和贱金属

按是否铁分类 分为铁和非铁金属

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金属晶体内的自由电子与金属性质的关系

金属具光泽、富有延展性、容易导电、利于传热。 金属的上述特质都跟金属晶体内含有自由电子有关。 在金属晶体中具有中性原子，金属阳离子与自由电子。自由电子可在整个晶体中自由移动。

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具光泽

当光线照射到金属表面时，自由电子吸收所有频率的可见光，然后很快的发射出大部分所吸收的可见光。 这也是因为绝大多数金属呈银白色，钢灰色光泽的原因。

金属在粉末状态时，由于晶体排列不规则，可见光被自由电子吸收后难以发射出去，是以金属粉末一般呈暗灰色或灰色。

少数金属的粉末会保持原来的颜色及光泽，例如：金、铝。

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导电性强

自由电子在金属晶体中作不规则的运动，在外电场的作用下，自由电子会做定向移动，形成电流，此乃金属导电性强之因。

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导热性好

当金属的一部分受热时，受热部分的自由电子能量增加，运动加剧，不断与金属离子碰撞而交换能量，把热从一部分传向各整体，此乃金属导热性好之因。

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延展性良

金属受外力时，金属晶体内某一层金属原子及离子与另一层的金属原子及离子发生相对滑动，由于自由电子的运动，各层间仍保持着金属键的作用力，此乃金属延展性良之因。

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金属之最

金属种类 之最性质

银 导热性最强

铂 延性最突出

金 展性最优

锇 密度最大(于25℃是2257g/cm3)

铬 硬度最高(85)

钨 熔点最高(3410℃)

化学反应中的电荷守恒是指：反应物所带电荷总数等于生成物所带电荷总数，即-b+c=2d+3f，故BD错误；

铁单质从0价到+2、+3价，失电子总数为2d+3f，从硝酸根到一氧化氮和一氧化二氮，一共降3g+8h，所以有关系式：2d+3f=3g+8h，故C正确，

综上：依电荷守恒得-b+c=2d+3f；依元素守恒得：a=d+f（Fe元素守恒），b=g+2h（N元素守恒）；依得失电子总数相等得：2d+3f=3g+8h，整理得：4g+10h=c，故A正确；

故选AC．

断裂与化学元素分配集散的关系颇为显著。在岩层或岩体发生断裂运动过程中，由于两盘错动的应力，以及应力在不同部位或者不同断层之间的差异，都可以引起壁岩物质成分中的元素或沿断层面侵入的矿液中的元素分散、迁移、集中及重分配。

(1)断裂带的压溶作用

董树文(1988)认为，在不同的变形条件下，压溶作用、层状硅酸盐矿物旋转、颗粒边界滑动、粒内滑动和动态重结晶作用起着不同的作用。其中新生面理、特别是无变质或浅变质岩中面理的形成主要机制是压溶作用。这些新生面理是由新生的分异条带或分异层(differential layering)组成，垂直于最大压应力方向产出(平行褶皱轴面)。分异条带是构造应力作用下沿岩层劈理方向，SiO2溶解带出，残余组分形成云母层而成(Zwart，1983)。Gray(1977)指出，滑劈理带中K2O增高，SiO2降低。

(2)断层构造造成物质成分重新分配

断裂作用与化学元素分配集散的关系，首先表现在断裂两壁岩石的物质成分的重新分配方面。当岩层或岩体发生断裂运动时，在断裂两壁相对剪切和挤压的应力强烈作用下，往往沿断裂可发育围岩蚀变。同时，壁岩中的一些与成矿有关的微量元素，特别是活动性大的元素，沿着断裂分散、迁移到某些有利部位，便在某处的断裂壁上或断裂产物(断层泥、断层角砾岩)中相对富集。有些元素可以特别富集形成独立矿物，如Cu、Pb、Zn等重金属硫化物矿物。有时，还可因此而形成矿体，或把原有矿床改造成新的矿床(陈国达，1978)。

董树文指出，断裂带是强烈的、狭窄的应力作用区。带内的物质处在极高的动荡条件下，按动力平衡的规律进行适应性调整，而表现为动力的分异作用，其中有岩相、矿物相的转变，应力矿物出现和元素重新排列。孙岩(1983)认为，在断裂带的动力分异遵守耗散结构理论(dissipative structure)，由带内向带外的顺序是：Si、Fe、Mg、Mn、Al、Ca、Na、K。张治洮(1983)注意到断裂带的垂直动力分异特征，在近地表构造岩成分变化不显著，在少数压(扭)性断裂中有K、Na等淋失；至浅部断层强烈分异，Si相对聚集，而Na明显带出，K则有代入之趋势；在中深部构造岩化学成分变化趋势微弱，Na略有增高；深部构造岩，由于流变特点，岩石化学分异增强，Si、K、Na成为活动组分，在断裂内转移，并可产生混合岩化现象。并指出这些元素显然与决定应变性质，并随深度变化的温度、应力状态条件有关。

董树文认为，发生在剪切或扭动断裂带的动力分异的规律大致是：由强应力区向弱应力区，元素的离子半径逐渐增大，相对密度逐渐减小。

依元素的动力地球化学规律，可用对构造应力最敏感的元素变化作为指示标志来反映古构造应力场特征。尹华红(1984)认为，单矿物内K和Fe元素含量的变化，可定量地圈定成矿期古地应力场。因K在单向压力下比Fe具有更大的活动性。黄路桥(1984)指出，用Fe2+、Ca2+离子比作为构造应力作用的表征，若Fe2+≥Ca2+表示挤压，Fe2+＞Ca2+表示压扭；Fe2+=Ca2+表示拉张。对现代大洋岛弧和岛弧带的岩石化学和地震测深对比研究，证明用拉斑玄武岩和钙碱性岩系的K2O含量和Rb、S含量可以推断地壳厚度和贝尼奥夫带深度(Condir，1973)。太古宙时期的地壳厚度H=182K60+045(相关系数r=067)；贝尼奥夫带深度H=893K60—143(相关系数r=082)。

(3)断裂不同部位应力差异对元素分配集散的影响

同一条断裂不同部位其应力有差异，从而影响元素分配集散。足以导致断裂不同部位之间应力差异的因素中最明显的是断层面产状的变化——在走向上的偏转或在倾角上的偏大偏小。由于这些变化所形成的断层面的屈折，当断层两盘相对运动时，在不同部位或地段的应力分布情况便发生差别，这是因为受力物体内任一斜截面上正应力σα和τα为

构造应力场控岩控矿

式中：σx、σy分别为x、y方向应力；τxy为剪应力；α为斜截面外法线与受力物体参考面外法线的夹角。

由公式和应力圆可得知断面不同地段受力情况。正断层产状变陡的地段受张力和剪应力作用，缓倾地段只有剪应力[图634(a)]，故陡倾地段利于成矿。逆断层情况刚好相反，陡倾段只有剪应力作用，而缓倾段同时有张应力和剪应力作用，故缓倾地段利于成矿[图634(b)]。平移断层走向发生偏转的地段对成矿有利[图634(c)]。因此，岩层在遭受剪应力作用时，其内部不同切面上所处应力状态不同，与外力平行的切面上只有剪应力而无正应力，与外力呈一定角度切面上既有剪应力也有张应力。

这种差别往往可以一方面引起断层两壁岩石中的物质成分或沿断裂面侵入的含矿物质组分的分散、迁移；另一方面又可促使这些成分移向一定有利部位并在那里富集、重新分配，形成矿床、矿柱。

其次，在矿化过程中，有些在较大压力下产生的矿物，往往多集中或仅见于断层的摩擦面地段，而在隐藏面地段则罕见甚至缺乏存在。在安徽某铜矿田的矽卡岩型矿床中，逆断层倾角变缓部位矿体增厚，而缺乏蛇纹石、滑石；但在断面变陡部位，则矿体变薄，而蛇纹石—滑石很发育。因为矿田内黄龙组白云质灰岩含镁高，当压性断层运动时，摩擦面上的白云质灰岩受强大压力发生“断裂变质作用”，其中，白云石遂先变为滑石再变为蛇纹石。据FJ台尔钠(1965)计算，白云石的矿物分子体积为656cm3，滑石为140cm3，蛇纹石为110cm3。但要变成一个滑石或蛇纹石的矿物分子，需215个白云石矿物分子，其体积共计为656×215=141cm3。所以，由前者变为后者，应是在压力增大的情况下进行的，因为可使分子逐步缩小来建立。这样，在逆断层产状变陡的地段，摩擦面上由于压力强烈，蛇纹石、滑石十分发育是有道理的。

图634 不同力学性质断层局部应力场分析

(a)张性断层；(b)压性断层；(c)扭性断层

(4)断裂性质与pH、Eh的关系

不同性质的断层、裂隙，或者是同一条断层的不同部位，因应力状态不同，pH、Eh不同，从而影响矿质的沉淀。压性断裂为封闭系统，处于还原环境，利于硫化物、碳酸盐矿物沉淀；张性断裂为开放系统，处于氧化环境，利于氧化矿物沉淀；剪性断层可为还原环境，也可为氧化环境。

就氧化物矿矿床来说，还有一个氧的供给问题。这是一个重要的地球化学因素。图635是宁芜地区火山岩型铁矿区(宁芜式)。在该区内一条北东延伸的方山小丹阳纵向深断层的北西侧，有一系列北西向张裂横断裂，它们是梅山、吉山等矿床。这些断裂既提供了有利的空间，同时也可有较充足的氧，遂成为一种良好的容矿构造。依此推论，邻侧类似性质的横断层或斜交断层，也有较大的成矿远景(陈国达，1978)。

断裂性质和活动方式是控制氧化还原环境的一个重要因素。换言之，pH和Eh值常受构造条件的控制。张性断裂易造成开放的氧化环境；压性断裂则可造成封闭的还原系统；剪切断裂既可造成氧化环境又可造成还原环境。

由断裂活动所产生的凹陷区往往为还原环境，而隆起区则为氧化环境。因而先沉降后隆升的拉张构造运动有利于氧化矿(例如，铁矿)的富集。先隆升后沉降的挤压构造运动则常有利于硫化物矿(如铜、铅、锌矿)的富集。长江中下游地区著名的铁铜矿带在鄂东、大冶一带为拉张区，由燕山晚期的大型闪长岩类岩体侵入，主要发育矽卡岩型铁矿，矿床主要在坳陷带内的断块隆起拉张地段。阳新、瑞昌至安徽铜官山城门山一带为剪切区，产出与中酸性小侵入体有关的斑岩型铜矿或斑岩型矽卡岩型铜、铜—钼和铜—硫矿床，分布于隆起与盆地之间的剪切过渡带；宁芜地区为长江中下游拉张断裂带，在断陷火山盆地内有一中基性火山岩—次火山岩发育产出著名的宁芜铁矿(陈国达，1978)。

图635 宁芜地区火山岩型铁矿成矿构造及其应力分析

(据陈国达，1978)

1—黄马青组；2—象山群；3—下白垩统；4—娘娘山组；5—新近系；6—断层；7—构造岩浆成矿带

沿水平方向，一条断裂的不同地段应力状态可以发生变化，同样的原则也适用于垂直方向，即在不同深度、同一条断裂的应力状态可以不同。

所以，沿同一条断裂不同地段(包括水平方向和垂直方向)pH、Eh不同。

(5)断裂的发展与局部应力场控矿

构造活动是具有阶段性的，当岩石在应力作用下破碎时，应变能和应力释放，原来处于高应变能的断裂带就变成低应变能、低应力部位，断裂两侧则变为高应力、高应变能部位，矿液由两侧向断裂带汇集，断裂环境便趋于稳定，利于矿质聚积沉淀成矿。

断裂形成时，应力场的另一主要变化是派生应力场和次级断裂的形成(万天丰，1996)。在平移断裂形成过程中，由于第一级共轭平面剪切断裂形成后，由于断层平移活动的体力，使第一级断层受到局部压应力作用，导致第二级平移断层的形成，依次类推(Mckinscrg，1953；Moody＆Hill，1955)。

大陆块内部应力状态随时间变化，在地质不同历史时期，一些古断裂应力状态有很大变化。如我国东部著名的郯庐断裂，大约形成于太古宙末期，在元古宙与古生代，作为一条重要的剪切—拉张和剪切—挤压断裂，曾多次变换其剪切平移方向，并出现拉张与挤压，隆起与凹陷多次交替活动。据张文佑推测，前古生代为拉张，古生代为挤压，中生代侏罗纪、白垩纪和新生代至古近纪、新近纪时则又变成以拉张为主，而古近纪、新近纪以来，又转为挤压并右行剪切。

关于在构造应力场作用下断裂的形成以及断裂与主应力方向之间的关系，在前面有关章节已经进行了较详细的讨论，这里着重讨论断裂形成张应力场的变化及成矿作用。

马谨认为，在岩石中产生了一个裂纹雏形之后如何扩展，取决于裂纹在应力场中的相对方位。理论和实验(叶洪等，1973)研究表明，只有在断层面与应力轴夹角为45°时，最大剪应力迹线和应力集中区与裂纹方向一致，因此，裂纹才能大致沿直线扩展。在夹角为30°和60°时，剪应力集中区分别位于裂纹端点的右侧和左侧，因此，扩展的剪裂纹分别形成右阶步和左阶步，形成不同方式排列的羽列式剪裂。当主应力与裂纹方向平行时，在裂纹端点的两侧对称地形成一对剪应力集中区，这时，裂纹会扩展成分叉的剪裂纹，形成分叉矿脉。与此同时，张应力最大的位置往往位于裂纹端点的另一侧，并且随着与端点距离的增大逐渐转向与σ1轴平行(Brace，1972；丁文镜，1978)。

一条规模较大的断裂并不一定是由一条断裂扩展而成的，而是由先存多点出现的裂纹扩展连接形成，因而在一定条件下，裂纹连接所需能量比孤立裂纹扩展所需能量多得多。裂纹连接的形式包括接近、尖端弯曲、切穿、合并(Ramsay，1980)。

杜异军等认为，雁列裂纹是由平行非共线裂纹系组成的，并用有限单元法计算了错列区的主应力、最大剪应力和应变能密度等在空间上的变化。应变能密度为

构造应力场控岩控矿

若断裂错动方式和排列方式一致时，错列区应变能密度减小，增加了张裂隙和失稳的可能性。而断裂错动方式和排列方式不一致时，错列区应变能密度增加，张破裂难以发展，减小了失稳的可能性。

裂纹之间能否连接，以及以什么形式连接，是与裂纹组合型式有关的，因而裂纹系的稳定性也与裂纹的组合有关。

奇内里(Chinnrey，1966)在研究断裂与应力场关系时注意了断层活动前后其端点附近应力场的变化，计算了最大剪应力迹线的分布(图636，图637)。在断裂发生位移前，断层位于均匀构造应力场中的一个剪应力迹线上，当断层发生位移后，应力场受扰动，剪应力迹线将垂直分布，导致主震和余震震源机制的不同和成矿物质运移聚集的差异。

断裂形成过程中，应力大小也会发生变化。地震断层形成过程中经常发生应力降，在地震断层发生的瞬间，断层面上的剪应力平均有10%的应力降。

在构造形变过程中，常伴随岩浆活动。岩浆的侵入与喷出，通常都是沿构造断裂而发育的。在岩浆侵入或喷出的过程中又可局部地改变构造应力场。在有隐伏侵入体的地区，常发现侵入体上顶或坍陷作用所造成的最大主压应力迹线为陡倾斜的应力场，把这种局部应力场与区域应力场相区别，对于寻找隐伏的含矿岩体，很有指导意义。

在侵入岩体或火山喷发中心，最大主压应力迹线常呈放射状分布，就是在岩脉或热液矿脉两侧，也会由于热动力作用而出现向两侧扩张的局部压应力方向。这些在构造形变过程中成岩、成矿过程中出现的次级局部构造应力场，对于岩浆或热液矿床的矿田与矿床构造的研究意义极大。

图636 裂隙与主应力方向的关系

(据Anderson，1951)

(a)挤压作用下，当cos2Q=(Q—P)/2(Q+P)时，与最大压应力成QC角的断裂最先在椭圆长轴a点附近产生拉张破裂；(b)当椭圆短轴趋于零时，在纯剪切条件下(Q=45°，P=—Q)，裂缝附近的主应力轨迹线图点划线为压应力，虚线为张应力

图637 断层端点附近应力场的变化

(据Chinnery，1966)

(a)断层发生位移前的均匀应力场(单向压缩)；(b)断层发生位移后的挠动应力场F为断层；细线均为最大剪应力迹线

用扫描电子显微镜观察，发现大多数微破裂都是张性而不是剪切性质(万天丰，1982)。岩石破坏前，首先出现强烈应变带，应变带中间有很多雁行排列的微张裂[图638(a)、(b)]，进一步变形，破裂面上出现台阶式的断面[图638(c)]，是在应力作用下发生转动，引起不稳定而导致岩石最后的破坏[图638(d)]，形成从张裂开始，发展成剪切破裂，造成由若干细小张性矿脉形成雁行状排列而构成规模较大的矿脉。

另有一些张节理并非初始破裂，而是剪切作用的派生产物，在简单剪切变形时，由于剪切带内部物质的相对位移和方向转动，常出现S型张节理，使之矿脉中部形态复杂，而两端形态较简单，并与扭动方向成45°。

图638 岩石破裂过程中的示意图

(转引自万天丰，1982)

图的上下方为最大压缩方向

共轭剪切带中的张节理常构成火炬状(图639)。

图639 两种共轭剪切带中的张节理

(据万天丰，1982)

(a)火炬形张节理系，沿两组共轭剪切带发育了雁行张节理；(b)发育了一组垂直于层理的张节理及在此基础上发育起来的两组沿共轭剪切带的雁行张节理

如果在两组共轭剪节理基础上进一步发育成锯齿状追踪张节理，这类节理对富矿脉的形成很有意义。火山活动或岩浆侵入常形成放射状张裂，构成放射状岩墙群或矿脉。

(6)起遮挡层作用

由于两盘错动产生断层泥阻碍矿液上升，而使之成矿物质(元素、矿物)富集(图640)。例如，浙江建德铜矿西部的F1断层起阻矿作用，使矿体分布在东侧下盘中，西侧上盘则无矿。

要利用放射性同位素体系测定岩石矿物的年龄就必须获得准确的母体、子体的量。由于岩石矿物是几乎含有周期表中83 个自然产出元素的复杂体系,尽管现代分析方法技术能较为精确地分析这些元素的含量,但一方面相对于年龄测定的准确度与精确度的要求来说,含量分析给出的精确度还是非常低的,另一方面这些元素分析给出的结果无法获得有关子体同位素的准确量值。如果微量元素平行样品分析最佳精确度≤10%,在放射性同位素定年中,以埃迪卡拉-寒武纪分界 542Ma 为例,年龄测定误差在±54Ma,那么测定的地质事件可能属于寒武纪/奥陶纪边界或新元代埃迪卡拉纪。显然这种分析误差在放射性同位素定年中是不可接受的。同时自然界一些放射成因子体存在同量异位素,它们叠加在一起将造成对放射成因子体的错误定量。

对岩石矿物的放射性定年,首先须将它们完全分解。对于硅酸盐类矿物一般用氢氟酸+硝酸、硫化物与自然金属类用硝酸或王水、碳酸盐类用盐酸,在聚四氟乙烯密封溶样罐中加热分解。由于即使是优级纯的化学试剂本身也含有一定的杂质元素,为了降低这些杂质元素及其同位素对样品结果的影响,所用试剂均应亚沸蒸馏为超纯试剂。同时因为空气中也含有低浓度的金属元素,实验室的空气需进行过滤并保持较室外环境稍高的压力。所用器皿多由纯石英或聚四氟乙烯制成。完全分解后的样品溶液根据测定对象的不同,要转移到不同的离子交换树脂上将待测元素与其他元素分离开,如 Rb-Sr与其他元素的分离由阳离子交换树脂;Sm-Nd先由阳离子交换树脂与其他元素分离,而后再由涂有己基二乙基磷酸氢 (HDEHP)的聚四氟乙烯粉末柱上由盐酸淋洗将 Sm 与 Nd 分离开;Pb 由氢溴酸加载到阴离子交换树脂上,通过盐酸淋洗与其他元素分离。其他定年系统,依元素化学性质的不同而采用不同的分离方法,如 Re-Os 在 Carius 管中由盐酸、硝酸分解样品,使Os 转化为 OsO4 由蒸馏而与 Re 分离;Re 则通过萃取与阳离子交换与其他元素分离(杜安道等,2001;屈文俊等,2003)。

为了准确获得母体、子体元素含量,通过在样品中定量加入人工富集某一同位素的相应元素稀释剂后进行分离测定,这种方法称为同位素稀释法 (陈岳龙等,2005),由这种方法测得的母体、子体元素含量精确度可达千分之几,远较其他分析方法的精确度高。

此外,一些特别的同位素体系可以通过样品先在反应堆中照射,将母体中的某一同位素转换成同量异位素,从而将母体、子体的测定在一次处理中完成。如将钾在反应堆中照射后,其中的39 K 转变为39 Ar,由于在自然界中39 K、40 K 的丰度比是恒定的,测定出39 K的含量也就确定了40 K的含量。而39 Ar可与40 K 的放射成因40 Ar 子体在同一体系中完成测定。类似地还有Re-Os体系。

分离纯化后的单个元素要准确获得母体、子体元素的含量及子体中相应同位素的量就必须进行质谱分析。质谱分析就是将纯化后的单一元素加载在质谱计离子源的灯丝上,这种灯丝一般为铼带或钽带,通过增高灯丝电流使加载在其上的被分析元素发生电离形成带电粒子。这些带电粒子通过静电分析系统后到达扇形磁场中,通过磁场将不同质/荷比的粒子分离开,在信号接收端由法拉第杯或光电倍增管、电子倍增器记录不同质/荷比的离子流强度,即可得到相应同位素的量值。其原理如图6-2、式 (6-11)所示。

图6-2 扇形磁场质谱计基本结构示意图

实心圆与空心圆分别代表元素的轻、重同位素

地球化学

式中:r为质荷比为m/e的带电粒子运动半径;H为磁场强度;V为静电分析系统的电压。

质谱计一般发射出来的是正离子,通常称为热离子质谱计 (TIMS)。某些难电离为正离子的元素,如锇,形成氧化物后更容易电离为负离子。这种对负离子进行静电分析的极性与热离子质谱计相反,称为负热离子质谱计 (N-TIMS)。

离子源电离过程中,由于较轻的同位素相对于重同位素具较低的电离能,从而优先电离,造成测定过程随时间轻同位素电离越来越少、重同位素越来越多,这就是仪器测定过程中的同位素分馏效应。这种效应不校正,将会造成同位素分析中高达 1%的不可接受误差。这种分馏效应对于具有三个以上同位素,且其中两个自地球形成以来没有其他因素造成其同位素丰度发生变化的元素,可利用这两个同位素的理论值与实际测定值之间的差别进行分馏校正,称为内部分馏校正。以锶为例,在自然界有84 Sr、86 Sr、87 Sr、88 Sr 这 4 个同位素,其中87 Sr由87 Rb 的衰变而造成丰度有变化,但自地球形成以来86 Sr、88 Sr 的丰度没有其他因素使其增加或减少,因此86 Sr/88 Sr 是恒定的,国际上公认值为01194。将质谱测量中每次观测到的86Sr/88Sr比值与01194的偏差再除以相应同位素的质量差即可得到分馏因子 (F),即:

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86 Sr、88 Sr的质量差为1996 ,获得86 Sr/88 Sr的观测值即可计算出单位质量分馏因子F ,由实测的( 87 Sr/86 Sr) obs可由式(613)计算出真实的( 87 Sr/86 Sr) true ,式中86 Sr、87 Sr的质量差Δmass=1000。

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这种分馏校正可使87 Sr/86 Sr比值的内部分析精确度从大约1%提高到优于001%。这种分馏校正方式称为线性规律校正,对于一些更轻的同位素由指数分馏规律校正更为符合实际 (陈岳龙等,2005)。

对铅同位素分析或铷同位素稀释法测定无法使用内部分馏校正,这是因为铅的4 个同位素中有3 个具放射成因组分的影响,而不具固定的同位素比值;而铷只有 2 个同位素,加入稀释剂后这两个同位素的比值不同于天然体系的。在这种情况下,必须使用外部分馏校正。外部校正有两种方法,一是通过标准样品;二是通过加入双稀释剂到样品中达到间接的内部分馏校正。

由于同位素比值可以方便地校正测定过程中的同位素分馏影响,对于式 (6-10)在实际应用过程中均除以相应子体的某一稳定同位素而表示为同位素比值的关系。以 Sr 为例,可以表示为

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如果一组样品 (3 个以上)是同时形成的且具共同来源,它们形成后直到分析测定时体系始终处于封闭状态,它们在以母体/子体元素某同位素比值为横坐标、放射成因子体同位素/子体元素某同位素比值为纵坐标的图上应形成线性分布,该线性分布的斜率m (=eλt-1)即可解出这一组样品的年龄,因此称为等时线;截距即为它们共同的初始子体同位素比值。

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