同位素地球化学
2.3.1 铅同位素本区各期花岗岩代表岩体的铅同位素组成（表2-7）相差不大，且各岩体的铅同位素模式年龄均为负值，铅不是单阶段演化的正常铅，而是经历了复杂演化过程的异常铅。表2-7 诺尔特地区花岗岩铅同位素组成测试单位：中国地质科学院地质研究所。在铅同位素构造模式图中（Doe和Zartman,1979），岩体铅同位素组成位于地幔铅及造山带铅之间，并且具有地壳两阶段铅的特点（图2-6），反映区内不同时代岩体铅均与造山带铅有关，造山带物质以地壳物质为主，同时也有地幔物质的参与。造山带铅的形成是由于沉积作用、火山作用、岩浆作用、变质作用以及急速的侵蚀循环作用把来自于地幔、上部地壳和下部地壳的铅充分混合，形成具有均一U/Pb和Th/Pb的造山带铅。与华南地区产铀花岗岩铅同位素组成对比，本区不同时代花岗岩与同熔型产铀花岗岩有相似之处，均位于造山带铅与地幔铅之间，表明本区花岗岩是壳、幔物质不同程度混合的产物。在208Pb/204Pb和207Pb/204Pb与206Pb/204Pb图中，本区花岗岩样品点均落在壳幔混源区附近，反映了岩浆中有地壳和地幔物质的共同参与（图2-7）。图2-6 铅同位素构造模式图1—加里东晚期花岗岩；2—华力西中期花岗岩；3—华力西晚期花岗岩；4—燕山期花岗岩；5—石炭纪火山岩图2-7 208Pb/204Pb-206Pb/204Pb,207Pb/204Pb-206Pb/204Pb图解M—幔源区；MC—壳幔混源区；C—壳源区1—加里东晚期花岗岩；2—华力西中期花岗岩；3—华力西晚期花岗岩；4—燕山期花岗岩阿提什岩体初始铅同位素组成近似取为：206Pb/204Pb=18.690,207Pb/204Pb=15.522,208Pb/204Pb=38.047，采用原始铅a0=9.307,b0=10.294,c0=29.476，λ8=0.155125×10-9a-1，λ5=0.98485×10-9a-1，λ2=0.049475×10-9a-1，地球年龄T=4570Ma等参数计算得到的该岩体模式年龄为负值（－139.84Ma），岩体铅应属异常铅，具有多来源的特点，其演化过程不是单阶段的，而是复杂的，多阶段的。岩体铅同位素演化可以用壳幔混合模式来模拟。假定参与壳－幔混合的地壳铅经历了二阶段演化过程，t1为地壳物质从地幔物质中分异出来的时间，t2为岩浆发生成岩作用时地幔来源铅和地壳来源铅发生混合、铅停止演化构成封闭体系的时间，则由下式可计算出诺尔特地区地壳的形成时间tM，混合物质μMix值和（Th/U）Mix比值：新疆诺尔特地区岩浆活动与成矿作用其中，（Th/U）0=4.13，αM、βM、γM，αc、βc、γc和αMix、βMix、γMix分别代表地幔的、地壳的和壳－幔混合铅中206Pb/204Pb、207Pb/204Pb、208Pb/204Pb的比值，x表示混合204Pb中地幔204Pb所占的百分比，ω0=33.33，μ0=7.8,T0=4570Ma，α1、γ1分别为地壳平均时间t1时的206Pb/204Pb和208Pb/204Pb值。以该岩体K-Ar年龄（133Ma）代表t2，可计算得到αM=17.23，βM=15.33，γM37.76，从而根据岩体铅同位素组成资料可计算得到t1=2071Ma；根据铅同位素二阶段演化模式（Stacey和Kramers,1975），可求得α1=15.012,γ1=34.657，进而得到μMix=12.93,（Th/U）Mix=2.72。从计算结果可知，t1值为2071Ma，与古元古代和中元古代的界线相当。据胡霭琴等（1994）的研究，在2000～1800Ma新疆北部地区有一次重要的壳幔分异事件，同位素证据显示了这次地壳增生事件的存在，因此，这个年龄反映了本区地壳的形成时间。阿提什岩体的μMix值为12.93，介于上地幔和上地壳的μ值7.8～13.5之间，若以μ＝13.5作为混合端元的上地壳源组成，以μ＝7.8作为混合端元的上地幔源组成，则由μMix值可求得岩浆中约有10%的铅来自上地幔，有90%的铅来自上地壳，可见诺尔特地区花岗岩铅以地壳铅为主，但是有地幔铅的参与。2.3.2 锶同位素诺尔特地区加里东晚期花岗岩锶同位素初始比值为0.71656，华力西中期花岗岩锶初始比值为0.71523，华力西晚期花岗岩锶初始比值为0.71048，燕山期花岗岩锶初始比值为0.71446，变化范围较小，锶初始比值的变化表现为高→低→高的变化趋势（表2-8）。在花岗岩锶同位素演化图解中（Faure,1986），区内各期花岗岩样点均落于上地幔演化线与大陆壳增长线之间（图2-8），为中等初始87Sr/86Sr花岗岩。这种中等初始87Sr/86Sr花岗岩，位于“玄武岩源区”之上和大陆壳增长线以下的区域内，它们既含有地幔来源组分，也含有地壳岩石组分，因而其物质具有多源的特点。在花岗岩锶同位素演化图解中相对靠近于大陆壳增长线（图2-8），因此，地壳组分的比例相对较高。这种锶同位素特征可能有三种不同的成因解释（Faure和Powell,1977）：下部地壳源岩部分熔融形成；地幔和地壳中同位素不同储库的混合作用；导源于下地壳的岩浆在上升过程中与地壳沉积物的混染。根据本文的研究，区内花岗岩的成岩作用为部分熔融作用，而源岩在经部分熔融形成岩浆的过程中，锶同位素组成通常不会发生变化，因此，岩石的锶同位素组成即反映了岩浆源区的锶同位素组成。同时，本区花岗岩岩浆的起源深度相当于中—下地壳部位，因此，区内花岗岩的锶同位素特征反映了在该区中—下地壳中有地幔物质的存在，即在源岩中有地壳物质和地幔物质的混合。表2-8 诺尔特地区花岗岩Sr、Nd同位素资料测试单位：中国地质科学院地质研究所。注：计算中采用的计算公式及参数见Faure（1986）。图2-8 锶同位素演化图解（底图据Faure,1986）1—加里东晚期花岗岩；2—华力西中期花岗岩；3—华力西晚期花岗岩；4—燕山期花岗岩；5—石炭纪火山岩Ⅰ型花岗岩（源岩为火成岩）的初始87Sr/86Sr值小于0.707,S型花岗岩（源岩为沉积岩）的大于0.707（Chappell和White,1974）。陆壳改造型花岗岩的初始87Sr/86Sr值一般都大于0.710，变化范围大（0.709～0.741）（徐克勤等，1982），在花岗岩锶同位素演化图中基本上均分布在大陆壳增长线之上或其附近，表明它们主要是由上部地壳岩石改造（花岗岩化或重熔）形成的。同熔型花岗岩的初始87Sr/86Sr值变化较小，绝大部分都介于0.705～0.709之间（徐克勤等，1982），大多分布在“玄武岩源区”以上及大陆壳增长线以下的区域内，这表明同熔型花岗岩的物质来源具有地幔和地壳双重来源的特点。诺尔特地区各期花岗岩初始87Sr/86Sr值为0.71048～0.71656，均大于0.710，因此具有S型花岗岩或改造型花岗岩的特点，但是其分布于“玄武岩源区”与大陆壳增长线之间，又具有某些Ⅰ型花岗岩或同熔型花岗岩的特点，与王中刚（1994）在研究新疆北部花岗岩的成因类型时划分的地壳重熔型花岗岩相当，与Castro等（1991）的造山带花岗岩分类中的S型相似。根据二元混合模拟公式（Faure,1986），并取地壳端元（A端元）的参数，（87Sr/86Sr）0=0.72830,（87Rb/86Sr）0=0.9548,Sr丰度（XA）=140×10-6；亏损地幔端元（B端元）的参数，（87Sr/86Sr）0=0.70450,（87Rb/86Sr）0=0.0827,Sr丰度（XB）=470×10-6（Faure,1986）。fA计算结果如表所示（表2-9），本区花岗岩的fA值范围在58.5%～87.7%，即地壳Sr组分占58.5%～87.7%，平均为75%，也表明花岗岩物质来源中地壳组分占主要的同时有不同程度地幔组分的混合。2.3.3 钕同位素区内各期花岗岩147Sm/144Nd值较小，范围在0.1120～0.1339;143Nd/144Nd值较大，且变化范围较小，为0.512400～0.512481;w（Sm）/w（Nd）值范围在0.185～0.221，且年龄越老的岩体，w（Sm）/w（Nd）比值越大；εNd（t）值为－1.96～－0.82，均为负值；tDM为1415～1029Ma（表2-9）。本区各期花岗岩εNd（t）值均为负值，表明了岩浆的壳源性质。表2-9诺尔特地区花岗岩fA值和fc值地壳岩石εNd（0）值的大小与源区物质（被熔融物质）的年龄成正比（DePaolo和Wasser-burg,1979），年龄越是古老，εNd负值越明显。因此，年轻地壳岩石的εNd（0）值接近于零，古老地壳岩石具有较大的负εNd（0）值。诺尔特地区各期花岗岩其εNd（0）值范围在－4.64～－3.06，具有较小的负值，在εNd（0）-eSr（0）关系中位于年轻地壳范围，即εNd（0）值反映了花岗岩物质起源于年轻地壳，但根据前文的研究，区内花岗岩起源于中—下地壳，其εNd（0）应有较大的负值。造成这种现象的原因可以认为是在源区物质中混入有地幔组分，使得εNd（0）值具有接近于零值的较小负值。另外，在花岗岩εNd（t）-t图解（图2-9）中，区内花岗岩投于球粒陨石地幔线下方，具有接近于零值的较小的负εNd（t）值，这种情况，一方面可能是岩浆来源于球粒陨石地幔，另一方面可能就是来源于亏损地幔和地壳物质的混合物，根据本区的情况，可以排除第一种可能性。根据Mc Culloch和Wasserburg（1981）的研究，地壳岩石的Nd模式年龄是基于岩石样品中Nd同位素的两阶段演化模式提出的：第一阶段是在地幔储库中演化，第二阶段是在地壳环境中演化。由于地壳岩石的w（Sm）/w（Nd）（0.10～0.26左右）比球粒陨石储库的w（Sm）/w（Nd）（0.32）低得多，因而地壳岩石的形成是w（Sm）/w（Nd）发生变化的主要因素。在随后的壳内分异过程中，包括侵蚀、沉积、变质或重熔的过程中，地壳岩石的w（Sm）/w（Nd）变化不大。在这一前提条件下，地壳岩石Nd同位素组成的变化将主要反映它们从地幔储库中分离时间的差异。根据计算，诺尔特地区加里东晚期、华力西中、晚期及燕山期花岗岩的Nd模式年龄分别为1415Ma,1273Ma,1066Ma及1029Ma，平均为1196Ma，该年龄值明显低于本区地壳形成年龄（1800～2000Ma）。影响Nd模式年龄的因素主要有3个：图2-9 ￡Nd（t）-t图解1—加里东晚期花岗岩；2—华力西中期花岗岩；3—华力西晚期花岗岩；4—燕山期花岗岩；5—石炭纪火山岩（1）亏损地幔参数的选择，亏损地幔参数的变化主要取决于亏损地幔是以大洋中脊玄武岩还是以岛弧玄武岩或海岛玄武岩来代表。对于诺尔特地区，本文选取普遍采用的大洋中脊玄武岩作为亏损地幔，影响应该不是太大。（2）w（Sm）/w（Nd）比值的变化，地壳岩石的w（Sm）/w（Nd）分馏虽然原则上仅发生在它们从地幔储库中提取的时期内，但现有资料表明，在大陆壳的演化过程中，由于壳内分异作用（如部分熔融、结晶分异等）及新地幔物质的混入而使地壳岩石的w（Sm）/w（Nd）发生一定程度的、甚至是很明显的变化。而在诺尔特地区，各期花岗岩的w（Sm）/w（Nd）值范围在0.185～0.221，变化范围很小，沈渭洲等（1989）也认为，对于花岗质岩石，w（Sm）/w（Nd）值介于0.14～0.24范围内的，才有可能可靠地确定大陆地壳的形成时间。因此，本区花岗岩w（Sm）/w（Nd）值的变化对Nd同位素年龄的计算影响也不大。（3）地幔物质的加入，这也是本区花岗岩Nd模式年龄降低的一个重要原因。本区花岗岩TDM与fc相关分析（表2-8）表明，随着fc值降低亦即地幔Nd组分比例的提高，Nd模式年龄有下降的趋势。因此，区内花岗岩的Nd模式年龄只能反映本区地壳形成年龄的最小值或壳－幔分异的加权平均年龄，而不能代表地壳的形成年龄。徐克勤等（1989）指出，只有典型的主要由地壳组分形成的陆壳改造系列花岗岩才能给出地壳形成的确切时间。虽然本区花岗岩的地球化学特征与改造型花岗岩有相似之处，但是它们之间还是存在差异的，并非典型的主要由地壳组分形成的陆壳改造系列，其原因在于源区物质的性质。根据Faure（1986）给出的Nd同位素二元混合方程计算的地壳Nd组分所占的百分数fc结果如表2-9所示，可见区内花岗岩fc值范围在46%～52%，平均为49%，即地壳组分占46%～52%，与华南花岗岩（徐克勤等，1989）相比，属于陆壳改造系列的范畴（fc＞45%，平均76%），不同于同熔系列（fc21%～48%，平均38%）及碱性系列（fc33%～34%，平均34%），也不同于源岩基本上为地壳物质组成的陆壳改造型花岗岩（fc70%～100%）。造成这种情况的原因可能有：①地壳物质中可能包含有一定数量的地幔组分。②由于岩浆分异，造成花岗岩中w（Sm）/w（Nd）比值比平均地壳偏高。这一点基本上可以排除，本区花岗岩w（Sm）/w（Nd）值0.185～0.221，在平均地壳岩石w（Sm）/w（Nd）值（0.1～0.26）范围之内。③源岩中可能包含有比元古宙更老的岩石。显然，在诺尔特地区，最有可能的是第一种情况。2.3.4 氧同位素诺尔特地区各期花岗岩的氧同位素组成如表2-10所示。可见，从加里东晚期、华力西中、晚期及至燕山期花岗岩，氧同位素组成变化范围较小，为10.6‰～11.8‰。区内花岗岩的δ18O值与国内外不同地质学者划分的成因类型花岗岩的δ18O值相比较，与徐克勤等（1989）的陆壳改造系列、吴利仁（1985）的壳型、Takahashi（1974）的钛铁矿系列及Chappell和White（1974）的S型花岗岩相似。诺尔特地区各期花岗岩δ18O＞10‰（表2-10），均应属于高180花岗岩（Taylor,1978）。花岗岩中18O富集的原因有三种：①高180的花岗岩是由源岩的物质成分决定的；②高18O花岗岩是由正常180的母岩浆和富180围岩之间的同位素交换或同化混染形成的；③高180花岗岩是由岩体形成以后的低温蚀变作用形成的。表2-10 诺尔特地区花岗岩氧同位素组成测试单位：中国地质科学院矿床地质研究所。本区加里东晚期、华力西中期、燕山期花岗岩具有以下一些特点：①岩体全岩δ18O值较高（10.6‰～11.8‰），且变化范围很小（1.2‰）；②岩体中共生石英、长石、黑云母间的氧同位素分馏，特别是石英－长石间的氧同位素分馏（如加里东晚期塔斯比格都尔根黑云母花岗岩的△δ18O值为2.3‰）与典型的深成岩的氧同位素分馏值（1.5‰～2.5‰）相一致；③共生矿物的δ18O值按黑云母→长石→石英的顺序递增，如塔斯比格都尔根岩体中，δ18O石英＞δ18O长石＞δ80黑云母（表2-10），表明这些矿物是在接近于平衡的条件下形成的，同时也表明花岗岩体在形成以后，没有受到像热液蚀变这样一些后期事件的强烈影响；④根据对花岗岩成岩机制的研究，也可以排除导源于上地幔的岩浆与富含180的地壳沉积物发生混合作用（同化混染作用）或同位素交换作用的情形；⑤据前文研究，从加里东晚期到华力西中期再到燕山期，花岗岩的fc值（Nd同位素反映的壳源组分百分含量）呈50.9%→51.5%→47.2%,fA值（Sr同位素反映的壳源组分百分含量）呈87.7%→81.1%→73.8%，而δ18O值呈11.8‰→10.8‰→10.6‰，即随着地壳岩石中幔源组分的增高，花岗岩的δ18O值降低，这种特点表明花岗岩氧同位素组成反映的是源区物质的氧同位素组成特点。以上证据表明，区内加里东晚期、华力西中期及燕山期的高180花岗岩主要是由其源区物质的氧同位素组成决定的。但是华力西晚期花岗岩的情况则有不同，其fc值为46.0%,fA值为58.5%，在各期花岗岩中是最低的，反映其源区物质中幔源组分所占比例最高，而其δ18O值较小，为11.5‰。表明华力西晚期花岗岩的氧同位素组成除了对源岩氧同位素组成的继承之外，还存在其他影响因素。根据华力西晚期花岗岩成岩机制的研究，可以排除同化混染作用的影响，那么很可能就是岩体形成过程中水的作用或岩体形成以后的低温蚀变作用的影响。根据刘伟（1996）对诺尔特地区以南的北阿尔泰带活化期的阿拉尔岩体的研究，阿拉尔岩体中共生石英、长石、黑云母的δ18O值具有宽广的变化范围，且三者表现出显著的18O/16O不平衡关系，尤其是石英、长石具有倒转∆180关系（∆18O石英－长石＜0），这种不平衡关系清楚地表明了在花岗岩－水之间发生了180/16O交换反应。并且水－岩之间的18O/16O交换反应并不伴随着岩石矿物学上的强烈蚀变效应，这种脱耦关系暗示着交换反应发生于较高温度即岩浆次固相—岩浆期后冷凝过程中。诺尔特地区华力西晚期花岗岩与阿拉尔岩体有相似之处，其高180特点无法完全由源岩性质来解释。区内华力西晚期花岗岩和阿拉尔岩体一样，也是本区地壳演化过程中活化期的产物，此时南阿尔泰带向北阿尔泰带碰撞拼贴导致北阿尔泰地壳再次发生重熔岩浆作用，生成大陆弧活化花岗岩，因此，区内华力西晚期花岗岩与水之间同样可以发生180/160交换反应。另外，华力西晚期花岗岩中蚀变作用效应是很微弱的，因此，可能与阿拉尔岩体一样，这种交换反应发生于较高温度即岩浆次固相—岩浆期后冷凝过程中。
[create_time]2020-01-14 18:21:00[/create_time]2020-01-29 18:14:35[finished_time]1[reply_count]0[alue_good]中地数媒[uname]https://iknow-pic.cdn.bcebos.com/38dbb6fd5266d0166fb0c0519b2bd40735fa3519?x-bce-process=image/resize,m_lfit,w_900,h_1200,limit_1/quality,q_85[avatar]技术研发知识服务融合发展。[slogan]中地数媒（北京）科技文化有限责任公司奉行创新高效、以人为本的企业文化，坚持内容融合技术，创新驱动发展的经营方针，以高端培训、技术研发和知识服务为发展方向，旨在完成出版转型、媒体融合的重要使命[intro]403[view_count]如何改心灵终结的ini
改心灵终结的ini：你先要知道你所改单位的名称代码，比如百夫长的代码是CNTR，打开心灵终结的INI，如果CNTR下面有UIName这一句的话，那么这一段就是百夫长的相关数据了，没有就继续查找。你可以改它的血，改它的造价，Cost是价格的意思，改成Cost=1的话你就可以花1美元就能造百夫长了，如果嫌百夫长跑的慢也可以改Speed=3 扩展资料心灵终结任务剧情第二次世界大战结束后，苏联战败，受到盟军的操控。但是在战争开始前的数年，俄罗斯逐渐壮大并脱离了盟军的掌控。战争开始的十年前，伯瑞斯和莫拉莱斯前往东乌克兰的美军实验室，夺回了苏联的半机械英雄沃尔科夫和契特卡伊的躯体。苏俄总理罗曼诺夫的军事顾问尤里使用心灵控制，干涉了盟军在俄罗斯境内的卫星发射中心，用火箭发射了一个特殊装置。美国虽然想启动和平守卫者导弹进行反击，却遭到了尤里的破坏。苏俄攻入美国境内，虽然美军守住了华盛顿，但纽约和美国西海岸却被苏联攻陷。美军同时防守住了拉丁同盟对洛杉矶的入侵，谭雅还协助盟军夺回了佛罗里达州的海军基地并摧毁了拉丁同盟的白磷工厂。苏联在圣路易斯和芝加哥同时部署心灵信标，圣路易斯的心灵信标在苏联指挥官的坚守下成功启动，而在芝加哥更是建造了一个可以扩大心灵控制范围的装置。美军迅速派出部队摧毁了心灵控制增幅器，但苏俄随后向芝加哥发射了一枚MIDAS洲际导弹，摧毁了大部分美军兵力。参考资料：百度百科--心灵终结
[create_time]2019-09-13 03:24:30[/create_time]2013-04-27 22:25:38[finished_time]4[reply_count]31[alue_good]九日同学呀[uname]https://gips0.baidu.com/it/u=1215003501,553456617&fm=3012&app=3012&autime=1686244836&size=b200,200[avatar]TA获得超过2.1万个赞[slogan]这个人很懒，什么都没留下![intro]27216[view_count]同位素地球化学
3.7.1 铅同位素诺尔特地区石炭纪火山岩铅同位素组成如表3-7所示，具有如下特点：①火山岩的铅同位素组成变化较大，206Pb/204Pb为18.124～20.088,207Pb/204Pb为15.487～15.591,208Pb/204Pb为37.909～39.888。②在铅同位素构造模式图中火山岩铅同位素组成均位于造山带铅与地幔铅演化线之间（图2-6）。③计算得到的铅同位素模式年龄，在阿克提什坎地区为负值，反映出异常铅的特点；而在托格尔托别地区，火山岩铅同位素模式年龄为267.62Ma，与成岩年龄相近，反映出具有正常铅演化的特点。表3-7 诺尔特地区石炭纪火山岩铅同素组成测试单位：中国地质科学院地质研究所。上述火山岩铅同位素组成特点反映了本区火山岩铅同位素演化的复杂性。但是铅的来源应以壳源为主，同时有幔源铅的影响。反映火山岩成岩物质来源以壳源物质为主，又有幔源物质的参与。3.7.2 锶同位素诺尔特地区石炭纪火山岩的初始87Sr/86Sr为0.70896～0.71012（表3-8），锶初始比值较高而变化范围略小。其值范围在大陆火山岩的高值范围内，并且大于大陆火山岩锶初始比值的平均值0.70577（Faure,1986）。表3-8诺尔特地区石炭纪火山岩Sr、Nd同位素组成测试单位：中国地质科学院地质研究所。大陆火山岩，特别是长英质火山岩的初始87Sr/86Sr不仅明显高于大洋火山岩和岛弧火山岩的初始87Sr/86Sr，而且变化范围也较大。大陆火山岩的形成，一方面可以是原始母岩浆受到地壳物质不同程度的混染，另一方面也可以是地壳岩石经部分熔融形成的。诺尔特地区火山岩的成岩作用是以部分熔融作用为主，在锶同位素演化图解中（Faure,1986）（图2-8），本区石炭纪火山岩投影于“玄武岩源区”与大陆壳增长线之间的区域，反映其物质来源中既有地壳成分又有地幔成分，而这主要取决于母岩浆源区的性质。根据公式（Faure,1986）计算的区内石炭纪火山岩的地壳Sr组分百分含量fA值为52.1%～59.4%，平均56%，反映出壳幔混源的特点。3.7.3 钕同位素诺尔特地区石炭纪火山岩的147Sm/144Nd比值较小，范围在0.1042～0.1378;143Nd/144Nd值较大且变化范围小，为0.512347～0.512481；εNd（t）值范围在－1.79～＋0.19之间，多为接近于零值的负值，一方面反映了岩浆来源于陆壳，同时在ENd（t）-t图解中（图2-9）又接近于球粒陨石地幔线，与区内花岗岩的特点相似，说明εNd（t）值的这种特征是由于壳源与幔源物质混合的结果，同时也说明了火山岩与花岗岩源区物质性质的相似性。计算得区内火山岩的钕模式年龄tDM范围在1082～1342Ma（表3-8），与区内花岗岩计算得到的钕模式年龄相似，同样的，这个年龄不能代表地壳的形成年龄，只能反映本区地壳形成年龄的最小值或壳幔组分的加权平均年龄。对于不同类型的火山岩，其εNd（t）值是不相同的。大洋玄武岩，其平均εNd（t）值为10左右，其源区与整个地球的平均值（球粒陨石值）比较，强烈亏损大离子亲石元素，而且Nd、Sr同位素呈明显的负相关（White和Hofmann,1982）。A型岛弧火山岩εNd（t）值大于或等于6.0，平均为8.1，这种类型的岛弧火山岩来源于大离子亲石元素亏损的源区，在A型岛弧火山岩浆形成过程中，所卷入的地壳和地幔是大洋性质的，而大陆物质较少（Nohda,1984）;B型岛弧火山岩的钕同位素组成变化大，εNd（t）值为－9.1～＋9.1，这种类型岩浆是两个端元组分按不同比例的混合物，一个端元组分的钕同位素组成与大洋玄武岩的钕同位素组成相似，在化学成分上，亏损大离子亲石元素，另一个端元组分是富集大离子亲石元素，并具有负εNd（t）值的大陆壳物质，在不同的岛弧火山岩形成过程中，卷入的大陆壳物质的年龄、成分和数量是不同的。而大陆火山岩的平均εNd（t）值接近于零，与球粒陨石的εNd（t）相似。显然，本区火山岩的钕同位素组成特征与大陆火山岩相似。根据钕同位素组成（表3-8）计算得本区石炭纪火山岩地壳Nd组分所占百分数fc值范围在46%～55.3%，平均为49%，反映在火山岩物质来源中既有地壳组分又有地幔组分。3.7.4 氧同位素诺尔特地区石炭纪火山岩的δ18O值较高，范围在12.0‰～13.1‰（表3-9）.各样品间δ18O值的差异较小，小于1.1‰。石炭纪火山岩主要为陆相酸性火山岩，属高18O火山岩，这种较高的δ18O值火山岩的形成主要与地壳物质的部分熔融作用有关。Matsuhisa等（1973）认为，如果火山岩的氧同位素组成的变化是由岩浆结晶分异作用引起的，那么其全岩δ18O值与岩浆固化系数SI值应呈明显的正相关。本区石炭纪火山岩的这种相关关系是不明显的。另外，对区内石炭纪火山岩的成岩机制的研究也证实其为地壳物质部分熔融作用的产物，火山岩的高18O值不是由于岩浆结晶分异或同化混染作用造成的，而在于源区物质的氧同位素组成。表3-9 诺尔特地区石炭纪火山岩氧同位素组成测试单位：中国地质科学院矿床地质研究所。另外，蚀变碎斑熔岩的δ18O（12.0‰）明显低于未蚀变的碎斑熔岩（12.2‰～13.1‰），是部分火山岩形成后与低180的大气降水热液发生晚期同位素交换的结果。3.7.5 火山岩源岩成分的模拟取Nd、Sr同位素计算的壳幔比值的平均值，本区石炭纪火山岩的源岩中地壳组分占51.1%，地幔组分占48.9%。取北阿尔泰震旦－寒武系中基性火山岩代表地幔端元，取砂岩平均成分（Wedepohl,1981）代表地壳端元，计算得到本区石炭纪火山岩源区岩石的成分（表3-10）。模拟计算结果表明本区石炭纪火山岩的源岩与区内花岗岩的源岩具有相似的特点，即源岩为地壳物质与先存地幔火山岩的混合物，岩浆由源岩经部分熔融作用形成。表3-10 诺尔特地区石炭纪火山岩源岩成分的模拟计算结果 wB/%
[create_time]2020-01-15 12:53:26[/create_time]2020-01-30 12:41:29[finished_time]1[reply_count]0[alue_good]中地数媒[uname]https://iknow-pic.cdn.bcebos.com/38dbb6fd5266d0166fb0c0519b2bd40735fa3519?x-bce-process=image/resize,m_lfit,w_900,h_1200,limit_1/quality,q_85[avatar]技术研发知识服务融合发展。[slogan]中地数媒（北京）科技文化有限责任公司奉行创新高效、以人为本的企业文化，坚持内容融合技术，创新驱动发展的经营方针，以高端培训、技术研发和知识服务为发展方向，旨在完成出版转型、媒体融合的重要使命[intro]59[view_count]同位素是什么
同位素是指具有相同原子序数但质量数（或中子数）不同的核素。根据物理特性不同，同位素可分成放射性同位素和稳定性同位素，其中放射性同位素经历着本身的衰变进程，并放射出辐射能，是不稳定的，具有物理半衰期；稳定性同位素无放射性，物理性质稳定。
同位素相关知识点：
1、同位素：具有相同原子序数但质量数不同的核素。
2、稳定性同位素：指质子数相同，中子数不同且无放射性的元素。
3、标记化合物：用放射性核素或稳定核素取代化合物分子中的一种或几种原子使之能被识别并可用于示踪的化合物。
4、示踪剂：具有某些明显特性而易于辨别的物质。将少量该物质与另一物质相混合或附着于此物质时，待测物质的分布状况或其所在位置就能被确定。
5、丰度：同位素原子数（或摩尔数）对该元素总原子数（或摩尔数）的比例。
6、天然丰度：在一种元素中特定同位素天然存在的丰度。
7、同位素示踪剂：与被示踪元素相同而同位素组成或能态不同的示踪剂。
8、同位素稀释分析：在样品中加入一定量已知丰度的某元素的同位素（或包含该同位素的物质），通过测定混合物前后它在样品中的丰度，从而求得样品中该元素（或该物质）含量的分析方法。
9、同位素效应：由于质量或自旋等核性质的不同而造成的同一元素的同位素原子（或分子）之间物理和化学性质的差异。
10、原子质量：一种中性原子处于基态的静止质量。
[create_time]2022-03-08 00:46:20[/create_time]2022-02-16 04:53:37[finished_time]1[reply_count]3[alue_good]心的痕泪[uname]https://gips0.baidu.com/it/u=1744805808,777008025&fm=3012&app=3012&autime=1689150656&size=b200,200[avatar]把复杂的事情简单说给你听[slogan]这个人很懒，什么都没留下![intro]6556[view_count]
同位素是什么
同位素可以作为检查，也可以作为药物，甚至于同位素还是治疗的一种手段，当然同位素在过去都是没有的，是现代的医疗技术发达了，才开始有同位素的存在了，接下来我们来具体了解一下同位素的相关知识吧。 同位素是什么意思 同位素是一个专业名词来的，那么同位素是什么意思呢？ 同位素是同一元素的不同原子，其原子具有相同数目的质子，但中子数目却不同（例如氕、氘和氚，它们原子核中都有1个质子，但是它们的原子核中分别有0个中子、1个中子及2个中子，所以它们互为同位素）。 在医学方面，全国有上千家医疗单位，在临床上已建立了百多项同位素治疗方法，包括体外照射治疗和体内药物照射治疗。同位素在免疫学、分子生物学、遗传工程研究和发展基础核医学中，也发挥了重要作用。例如放射性核素在医学上的应用，使多种类型恶性癌的疗效得到显著改善。 同位素是什么检查 同位素是比较少见的一种检查，那么同位素是什么检查呢？ 同位素检查的方法比较多，通常用于甲状腺疾病和肿瘤，以及一些胃部疾病的检测。核素扫描可以用于判断是否有肿瘤的骨骼转移，甲状腺摄碘试验，用于判断是否有甲状腺功能的异常。而最常用的同位素检查是碳14吹气试验，常见的碳元素是碳12，而碳14属于一种同位素，临床上用吞服含有碳14尿素的方法，用于检测是否有幽门螺旋杆菌感染。 同位素采用各种放射源（60Co，137Cs，192Ir等）直接或通过手术植入病人体腔内或肿瘤部位，实施短程放射治疗，具有使肿瘤部位有较高剂量，而周围正常组织损伤较小的优点。 同位素是什么药 同位素很少有人听说过，那么同位素是什么药来的呢？ 同位素是放射性药物。放射性药物指含有放射性核素供医学诊断和治疗用的一类特殊药物。用于机体内进行医学诊断或治疗的含放射性核素标记的化合物或生物制剂。 诊断药物主要有99mTc标记的各种化合物，占核医学诊断用药的80%以上，其次是 99Tcm-TRADOT-1 99Tcm-TRADOT-1 201Tl，67Ga，123I，75Se，51Cr，113mIn等核素标记的化合物，通过体外监测γ射线装置记录它们在体内的位置和变化。治疗药物是对病者提供体内器官的放射性照射，有131I，32P，198Au，186Re等核素标记的化合物。当今医用放射性核素主要由反应堆和加速器生产，部分可通过放射性核素发生器和核燃料后处理获得。 同位素是什么治疗 同位素也可以是一种治疗，那么同位素是什么治疗来的呢？ 同位素治疗是采取核放射的方式达到治愈疾病的目的，目前主要是治疗甲亢、血管瘤等类似肿瘤性疾病，该种疗法的过程简单快速，能够降低疾病的复发几率。 同位素治疗说直接点就是利用“同位素”进行治疗，这些放射性元素或其放射性同位素，经过衰变所发出的射线来治疗某些特殊疾病。目前主要用来治疗癌症和肿瘤，甲状腺功能亢进等，还可以治疗新生儿先天性血管瘤。除了治疗疾病，同位素还可用于显像、诊断，另外还用于医疗用品消毒、药物作用机理研究和生物医学研究等。
[create_time]2022-07-29 14:03:34[/create_time]2022-08-12 08:33:57[finished_time]1[reply_count]0[alue_good]新科技17[uname]https://himg.bdimg.com/sys/portrait/item/wise.1.b3abb5d4.9j2BQAKGQsFp7PChsWf0LA.jpg?time=4982&tieba_portrait_time=4982[avatar]TA获得超过4794个赞[slogan]这个人很懒，什么都没留下![intro]504[view_count]百度云与百度网盘的区别
百度云：
百度云（Baidu Cloud）是百度推出的一项云存储服务，首次注册即有机会获得2T的空间，已覆盖主流PC和手机操作系统，包含Web版、Windows版、Mac版、Android版、iphone版和Windows Phone版，用户将可以轻松将自己的文件上传到网盘上，并可跨终端随时随地查看和分享。
通过百度云，可以将照片、文档、音乐、通讯录数据在各类设备中使用,在众多朋友圈里分享与交流。
百度网盘：
百度网盘是百度云的一项服务，提供文件的网络备份、同步和分享服务。
空间很大、速度较快、安全稳固，支持教育网加速，支持手机端。
[create_time]2016-11-25 13:42:41[/create_time]2016-11-25 15:09:06[finished_time]2[reply_count]0[alue_good]君千殇dd[uname]https://himg.bdimg.com/sys/portrait/item/wise.1.64bdd428.jhxs_QmaCB5ho9Av10WMlA.jpg?time=3171&tieba_portrait_time=3171[avatar]TA获得超过1450个赞[slogan]这个人很懒，什么都没留下![intro]5032[view_count]
百度云和百度网盘有什么区别吗？
1、从属不同百度云包含百度网盘、相册、通讯录等云服务，百度网盘是百度云的一项服务。2、内容不同通过百度云，可以将照片、文档、音乐、通讯录数据在各类设备中使用，在朋友圈里分享与交流。百度网盘提供文件的网络备份、同步和分享服务。空间大、速度快、安全稳固，支持教育网加速，支持手机端。扩展资料发展历史在2012年3月份的百度开发者大会上，百度正式发布百度云战略，推出百度开发者中心网站，并建立开发服务、运营服务、渠道推广以及变现四大服务体系，为开发者构建平等、开放、共赢的生态系统。在2012年9月份的百度世界大会上，百度发布了面向开发者的“七种武器”，包括个人云存储PCS、多屏幕ScreenX技术、云应用生成服务SiteApp、LBS·云、移动云测试MTC、百度应用引擎BAE和浏览内核Engine。2012年10月，百度宣布推出仅两个月的百度云个人用户量已突破1000万。2012年11月，百度宣布将与美国高通公司合作，实现并推广针对由高通骁龙处理器支持的Android终端的百度云服务。
[create_time]2021-01-31 15:08:57[/create_time]2016-12-24 17:14:18[finished_time]5[reply_count]6[alue_good]汽车之路w[uname]https://himg.bdimg.com/sys/portrait/item/wise.1.cf6a435d.WdedqK3iXWk1DZv-U3ePsQ.jpg?time=3223&tieba_portrait_time=3223[avatar]关注我不会让你失望[slogan]带你进入时尚达人的数码生活[intro]15340[view_count]中国第一部彩色电影是什么名字哪年拍摄？
1956年，由桑弧导演，由北京电影制片厂推出了新中国第一部彩色故事片《祝福》。影片改编自茅盾的同名小说，由白杨、魏鹤龄主演。影片获得1957年卡洛维·发利国际电影节特别奖及1958年墨西哥国际电影节银帽奖。
望采纳
O(∩_∩)O谢谢
[create_time]2019-08-26 10:19:31[/create_time]2019-09-06 16:01:58[finished_time]1[reply_count]0[alue_good]俞温官暖姝[uname]https://himg.bdimg.com/sys/portrait/item/wise.1.18a27b35.PCKsmaftPuuJuZZG1cDQDQ.jpg?time=10892&tieba_portrait_time=10892[avatar]TA获得超过1220个赞[slogan]这个人很懒，什么都没留下![intro]232[view_count]
中国第一部彩色电影是什么？那一年？
中国第一部彩色电影是1948年拍摄于上海的戏曲片《生死恨》，由华艺影片公司出品，费穆导演，主演梅兰芳，著名摄影师黄绍芬为摄影指导，李生伟任摄影师。影片以京剧大师梅兰芳主演的同名舞台剧为蓝本，对原剧进行了删减，用16毫米彩色胶片摄制，然后翻制为35毫米。虽然由于经验不足，以至影片的彩色不够理想，但毕竟是中国第一部彩色电影。此后，中国大陆再无拍摄彩色片的纪录。
直至1953年，上海电影制片厂推出了由桑弧导演，黄绍芬摄影的彩色戏曲片《梁山伯与祝英台》（袁雪芬、范瑞娟主演），它不但是新中国拍摄的第一部舞台戏曲片，也是新中国拍摄的第一部彩色电影。影片保留了越剧艺术唱腔优美的特点，同时，发挥了彩色电影的优势，摄影和美术处理追求中国艺术独特的意境。影片上映后不但受到观众的欢迎，并获得1949-1955年文化部颁发的优秀舞台艺术片一等奖，并在1954年卡洛维·发利国际电影节上获音乐片奖及爱丁堡国际电影节“映出奖”。同年的日内瓦国际会议期间，周恩来总理为美国影星卓别林放映了此片，被卓别林称为“中国的罗密欧与朱丽叶”。
1956年，同样由桑弧导演，由北京电影制片厂推出了新中国第一部彩色故事片《祝福》。影片改编自茅盾的同名小说，由白杨、魏鹤龄主演。影片获得1957年卡洛维·发利国际电影节特别奖及1958年墨西哥国际电影节银帽奖。
上述这些彩色影片都是用进口胶片拍摄的。1980年，由常彦导演，长影摄制的惊险片《保密局的枪声》则是第一部用国产彩色胶片拍摄的故事片。影片讲述的是抗日战争胜利后，国民党统治着上海，共产党地下工作者刘啸尘奉命打入国民党军统保密局，并最终获得胜利的故事。这部影片创造的另一个纪录是观众达到了六亿人次，这一上座纪录迄今为止无人能够打破。
[create_time]2008-11-10 10:35:56[/create_time]2008-11-10 11:47:57[finished_time]5[reply_count]12[alue_good]最后胜利1987[uname]https://himg.bdimg.com/sys/portrait/item/wise.1.aef74ee9.iErcv0Qql1LWUfq0xGkhzg.jpg?time=2912&tieba_portrait_time=2912[avatar]TA获得超过1.7万个赞[slogan]这个人很懒，什么都没留下![intro]5933[view_count]
同位素有哪些特点？
同位素具有相同原子序数的同一化学元素的两种或多种原子之一，在元素周期表上占有同一位置，化学性质几乎相同（氕、氘和氚的性质有些微差异），但原子质量或质量数不同，从而其质谱性质、放射性转变和物理性质有所差异。同位素的表示是在该元素符号的左上角注明质量数。在自然界中天然存在的同位素称为天然同位素，人工合成的同位素称为人造同位素。如果该同位素是有放射性的话，会被称为放射性同位素。每一种元素都有放射性同位素。有些放射性同位素是自然界中存在的，有些则是用核粒子，如质子、a粒子或中子轰击稳定的核而人为产生的。扩展资料同位素的起源：1910年英国化学家F.索迪提出了一个假说，化学元素存在着相对原子质量和放射性不同而其他物理化学性质相同的变种，这些变种应处于周期表的同一位置上，称做同位素。不久，就从不同放射性元素得到一种铅的相对原子质量是206.08，另一种则是208。1897年英国物理学家J.J.汤姆逊发现了电子，1912年他改进了测电子的仪器，利用磁场作用，制成了一种磁分离器。当他用氖气进行测定时，无论氖怎样提纯，在屏上得到的却是两条抛物线，一条代表质量为20的氖，另一条则代表质量为22的氖。这就是第一次发现的稳定同位素，即无放射性的同位素。参考资料来源：百度百科-同位素
[create_time]2019-04-22 20:22:22[/create_time]2013-08-26 15:20:08[finished_time]7[reply_count]10[alue_good]不一样的网络工程师[uname]https://pic.rmb.bdstatic.com/7612059f64d632621cd74d21760d0043.jpeg[avatar]爱生活爱写作，专注于生活正能量的持续输出[slogan]爱生活爱写作，专注于生活正能量的持续输出[intro]13014[view_count]同位素的特点是啥
质子数相同而中子数不同的同一元素的不同核素互称为同位素。同位素的化学性质几乎相同，但是原子质量不同，而且其形成的化合物的熔点和沸点有将有所不同。有些元素的同位素具有放射性，如：氕（氢）氘（重氢）氚（超重氢）氘和氚互为氢的同位素 但是氘和氚具有放射性。
[create_time]2016-12-02 01:37:20[/create_time]2014-02-27 23:20:15[finished_time]5[reply_count]3[alue_good]赣江之子[uname]https://himg.bdimg.com/sys/portrait/item/wise.1.d3af89ec.qJNhL7xVt6_hFGjrogG9kw.jpg?time=2847&tieba_portrait_time=2847[avatar]TA获得超过546个赞[slogan]这个人很懒，什么都没留下![intro]1551[view_count]
海相烃源岩沉积环境
（一）海相环境中有机质形成和分布的影响因素在海相沉积环境中，影响沉积物中有机质形成的主要因素为生物和机械两种作用。生物因素包括表面水层和相邻陆块的原始生物产率及动植物死亡后通过后生作用和微生物分解所造成的生物化学降解作用。机械因素包括有机质到达沉积地点的各种作用方式、沉积颗粒大小和沉积速率等。各种因素的相互作用最终决定了沉积物中有机质的保存数量和质量。1.原始生物产率水下有机质的主要来源是浮游植物，它们大部分由单细胞微型藻类组成且普遍存在于最顶层水中，其产率直接受阳光和矿物质等营养物质含量的影响；其次，水下有机质来源还有浮游动物。在水下环境中有机质的其他来源包括河流所携带和搬运的陆源有机质。传统观点认为，海洋中生物产率高的地区，沉积物中有机质富集程度也应该是高的，但大量研究表明，在原始生物产率与海底沉积物中有机质富集程度之间并不存在系统的对应关系（图2-2，图2-3）。图2-2 世界海洋中的原始生物产率有些高生物产率的地区其沉积物中有机质也相应富集，如秘鲁陆架和非洲陆架的西南部。而有些高生物产率的地区，沉积物中有机质并不富集，如非洲陆架西北部、巴西陆架的东北部和纽芬兰地区。主要是由于生物死亡埋藏之后所经历的后生作用和生物化学降解作用程度不同所致。由于海相有机质的形成主要受控于光线、温度和海水中的富养分程度及后期保存条件，特别是养分含量的多少对原始生物产率起到明显的影响作用。据 Krey（1970）对开阔大洋、浅水陆架和洋流上涌区生物产率的研究表明，洋流上涌区可使深海大量富养分物质进入透光带，从而导致相应的高生物产率（表2-1）。图2-3 世界海洋中表层沉积物中有机碳百分含量表2-1 开阔大洋与陆架浅水区生物产率对比2.死亡有机物的生物化学降解作用死亡有机质在热动力学上是不稳定的，它必须寻找在特定环境下最低的能量水平，从而为其他生物提供能量和食物源，其中细菌在其后生作用过程中对有机物的分解起到了非常重要的作用，在含氧丰富的环境下，细菌的降解作用非常迅速，喜氧细菌的氧化作用方式可用下式表示：中国海相石油地质与叠合含油气盆地而当在氧含量供给很少的情况下，有机质的氧化作用则通过厌氧细菌以 NO3 作为氧源来进行：中国海相石油地质与叠合含油气盆地一旦在NO3 也很少或枯竭时，有机质的降解作用通过厌氧细菌以 SO4 为氧化剂来进行：中国海相石油地质与叠合含油气盆地因而，在氧化环境中，各种生物发育，生物扰动作用明显，沉积物中有机质很容易被氧化分解和消耗。该环境中有机碳的富集程度直接与沉积速率有关，而与表面原始生物产率间没有明显关系（图2-4）。在缺氧环境中，氧含量降低或缺乏限制了生物群体的发育，当氧含量低于0.5 ml/l时生物扰动微弱，当氧含量小于 0.3 ml/l 时，吃食动物稀少仅有软体动物存在，当氧含量小于0.1 ml/l时仅有厌氧细菌对有机物起到有效改造作用。因而在缺氧或少氧环境中，有机质沉积之后的消耗和氧化分解作用缓慢且强度较低，有利于有机碳的大量保存（图2-5）。图2-4 氧化环境中有机质的降解作用3.沉积速率等因素对有机质保存的影响海相沉积物中有机碳的聚集速率与沉积速率有明显的对应关系，这种规律性在氧化环境中表现最明显，沉积速率的加快意味着死亡有机物在氧化环境中被消耗和分解的时间缩短，如非洲大陆边缘的西北部（Hartmann等，1976），北太平洋和北大西洋深海区（Heath等，1977），在这些地区沉积物中有机碳含量与沉积速率间有明显正向对比关系，有机碳含量在0.3%～4%范围内。而在缺氧或少氧环境中，这种对比关系并不明显，在现代沉积物中有机碳的含量较高且范围变化较大，可以达 10%左右。另外，生物从死亡到最终沉积地点的过程和距离对沉积物中有机碳含量也有影响，如陆源有机质通过河流搬运沉积到海底的过程中，经历长距离长时间的氧化分解作用，对有机质起了“稀释作用”，这也就是在高沉积速率的现代前三角洲泥中有机碳含量普遍较低的原因（＜1%），如尼日尔三角洲等（Klingebiel，1977）。而起源于透光带的海洋浅水生物在其死亡沉降到达沉积地点的过程中同样存在不同程度的变化和改造，这些死亡生物在海水中的沉降速率一般较慢，每天从0.1～5 m不等，对于4 km深的水体从浅层到海底可能需要大于15天的时间，如果这些死亡有机物（矿屑）沉降过程中穿过含氧状况好的水体，生物吃食和消耗明显，长期滞留于含氧的水体之中，将对今后沉积物中有机质的含量和质量起到明显影响。生物从发育到死亡最终结果是要寻找一个就位沉积的场所，而这种沉积就位的环境条件对今后有机质的演化保存至关重要。沉积界面的含氧状况、沉积速率是影响生物初期埋藏变化的主要因素，不同的环境条件所产生的结果明显不同（图2-6）。图2-5 缺氧或少氧环境中有机质的降解作用图2-6 沉积界面环境与有机质保存及类型的关系（二）海相烃源岩沉积环境海相地层中的碎屑岩烃源岩主要包括页岩和泥岩两类，岩石学特征表现为由细粒粘土矿物、生物碎屑及其非生物所构成，其显著特点是异地搬运再沉积的结果，可通过河流、三角洲、风搬运及火山灰的降落等方式沉积于从浅海到深海的不同环境中。最为常见的泥页岩烃源岩是发育于滨岸带海侵作用形成的泥页岩、以接受陆源有机质为主的三角洲前缘和前三角洲沉积的海相泥页岩、浅海陆架泥页岩和半深海、深海泥页岩。岩石中普遍含有陆源有机质碎屑。海相碳酸盐岩烃源岩通常为细粒泥晶或微晶结构，颜色为深灰、褐色和黑色，呈纹理状，岩石中存在大量藻类、原地底栖生物和浮游生物碎屑等，同时含有一定量的粘土和其他物质。总体对其沉积环境有较高的要求，即陆源碎屑及相关有机物的输入量低、藻及其他生物发育、由障壁地形或水体分层引起的底水缺氧环境或超盐度环境。但无论是页（泥）岩烃源岩还是碳酸盐岩烃源岩，所要求的大的沉积环境背景是相近的，一是要有大量有机质的供给，二是要有保存有机质的缺氧环境。因而，泥页岩烃源岩形成的几种环境包括：①滨岸带海侵环境；②浅海陆架环境；③三角洲前缘环境；④深海-半深海环境。碳酸盐岩烃源岩形成的几种环境包括：①低能潮下和潮间带及超盐度陆架，包括海岸萨布哈、潮坪、蒸发海湾及受限潟湖；②低地环境的大型干盐湖；③广阔低幅碳酸盐陆架上的分隔盆地或次一级盆地；④深水环境泥灰岩或灰质泥岩。从上面的分析可以看出，海相有机质的形成和分布与陆相相比有其特殊性，首先在陆架等浅水透光带生物产率最高，而生物死亡后的沉积环境为缺氧或少氧环境有利于大量有机质的保存。现代海相沉积物中有机碳含量较高的区域均毫无例外的分布于各大陆块体的边缘地带。有利于海相有机质形成和海相烃源岩发育的沉积背景和环境可以划分为以下几种类型：①缺氧的分隔盆地；②洋流上涌引起的缺氧层；③缺氧的开阔海；④潟湖环境；⑤局限海或海湾环境等。1.缺氧的分隔盆地所有的分隔盆地一般有多个地理屏障限制了海水的垂向混合和循环，使底部形成缺氧环境，水体存在分层现象，但也有例外，关键在于水循环的方式。具有正向水平衡的盆地，表层注入的淡水与较深层的富营养物质海水间盐度上存在明显差异，这些半封闭海盆通常有永久性和暂时性的缺氧条件而且养分充足，保证了盆地具有良好的生物产率和有机质的大量保存，这种典型的缺氧分隔盆地一般存在于温带气候条件下，如黑海（Degens和Ross，1974）、波罗的海（Grosshoff，1975）等（图 2-7）。而具有反向水平衡的盆地，一般发育于干热气候条件下，表现为浅层海水的不断流入以补偿强烈的蒸发作用，而高盐度水则下沉并以密度底流的形式流出盆地进入海洋中，因而造成盆地底部呈现氧化和养分缺乏现象，这种类型的分隔盆地底部有机质富集程度低，如红海、地中海和波斯湾等（图2-8）。黑海盆地在2.2万年以前为一淡水湖，大约1.1万年前由于气候变暖，冰川消退，地中海海水开始侵入黑海，0.7万年前 H2S带开始形成，0.3万年前基本上建立了现代格局。缺氧条件出现于0.7万年以前，沉积物中最大有机碳含量从 0.7%～20%不等，0.7～0.3万年前富有机碳地层厚度达40 cm，有机碳含量一般超过7%，沉积速率为10 cm/103 年，0.3万年～现代富有机碳地层厚30 cm，有机碳含量 1%～6%，沉积速率为 30 cm/103 年。反映出在特定的环境条件下，沉积速率与沉积物中的有机质丰度并非完全的正向对比关系（图2-9），特别是在缺氧环境下，具体情况尚需具体分析。图2-7 典型的缺氧分隔盆地实例———黑海盆地图2-8 氧化的反向水平衡盆地机理红海作为氧化的分隔盆地，富氧的浅层水从亚丁湾流入直至苏伊士湾，由于强烈的蒸发作用使其变咸，密度加大之后，水体下沉并越过陆阀，重新流回亚丁湾深部，整个红海的北部地区底部水表现为较高的含氧水平，海底沉积物中有机碳含量低，沉积物主要是生物碎屑灰岩。地中海为世界上最大的陆阀分隔盆地，但底部水体基本整体上具有良好的充氧状态，有机质丰度低，原因同红海一样，具有反向水平衡循环模式。2.洋流上涌引起的缺氧层洋流上涌是一种深部海水向表层向上运动的过程，大型的洋流上涌受风力所驱使，这种上涌流在海岸带一般发源于较浅深度，通常很少超过200m水深。在现代大洋中发现于一些特定条件的海岸带，如加利福尼亚、秘鲁、智利、非洲西南部、墨西哥、澳大利亚西部等海岸带。Ziegler等（1979）划分了3种有利于海岸带洋流上涌的地理环境：①纬度在10°～40°之间，位于大洋东侧南北海岸带的径向洋流上涌；②纬度为 15°以内，位于赤道中央大陆东西海岸带向东吹贸易风引起的纬向洋流上涌；③纬度在15°以内，斜交赤道中央大陆西侧海岸带由季风引起的洋流上涌。同时在开阔大洋中，洋流上涌也出现于不同水体交界处，如南极大陆周边、赤道及在冰岛和挪威之间等。由于洋流上涌水体中携带有大量营养物质（硝酸盐和磷酸盐），从而使得这些地区的生物产率很高，而水体中大量死亡有机物的存在进一步促进了对氧的需求，结果在上涌洋流下部更深水层中诱发了缺氧的环境，非洲西南部陆架海岸带就是洋流上涌形成缺氧层的典型实例（图2-10）。图2-9 黑海盆地沉积物中有机碳含量分布图2-10 非洲西南部陆架洋流上涌形成缺氧层的典型实例同样，秘鲁陆架也存在海岸洋流上涌形成的缺氧环境条件，由于南美西海岸盛行的由南向北的贸易风推动表层水向北运动，同时科利奥利力迫使水体向西运动，这种表层水的运动使得冷的底层水上涌，上涌水体深度从40～500 m不等。上涌水体相对少氧但营养物质丰富，从而造成非常高的生物产率，表层高生物产率水体与其下部相对缺氧的环境增进了下伏海相沉积物中有机质的保存，其有机碳平均含量为 3.33%，高者可达 11%，岩性为粉砂质粘土和硅藻泥，深度为100～500 m。当然，并不是所有高生物产率和洋流上涌地区都能形成缺氧层和好的有机质保存条件，许多高生物产率和洋流上涌地区，其下伏仍为较高氧含量水体（其他含氧水流补给），沉积物中有机质大都被喜氧细菌所破坏，如巴西东南部、北太平洋、南极洲海岸等洋流上涌带海底氧供给超过了生物化学氧的需求量，沉积物中有机碳含量低，一般＜1%。地质历史时期洋流上涌缺氧层形成的特点：①磷酸盐与富有机质沉积物具有明显的共生关系；②显生宙磷酸盐出现于低纬度且与洋流上涌有关；③许多洋流上涌磷酸盐物质的形成时期与世界范围内海侵和最小含氧层的扩展期相对应，如北美西内部盆地古生代磷质黑色页岩是该盆地主要的烃源岩，另外，加利福尼亚第三系也存在由于洋流上涌形成缺氧沉积的实例。3.缺氧的开阔海现代海洋中，东太平洋和北印度洋赤道南北两侧中层水体中氧是贫乏的，而且分布面积较广（图2-11），其分布特点是主要分布于低纬度及大洋盆地东侧，与全球气候和科力奥利力所控制的深部大洋水体循环有关。一种解释认为是由于高生物产率引起生物化学氧需求所致，但关键在于深部水循环方式控制了这种区域上的异常分布特点。大部分大洋中由于来自极地深部冷的富氧底水补给补偿了亚热带区海洋浅水的蒸发作用，从而使底部呈含氧状态。另外，地球的转动产生的科力奥利力使含氧底水向西运动形成深部循环，使大洋盆地西侧普遍形成底水含氧充足的条件，形成红色远洋粘土沉积，而大洋盆地东侧不同程度存在区域性氧贫乏水层。由于地球转动所产生的这种不对称现象对于陆架和斜坡烃源岩古地理分布研究具有重要意义。图2-11 世界海洋中氧贫乏水层的分布特点缺氧开阔海的实例如北印度洋、东北太平洋盆地和加利福尼亚湾。从亚丁湾到阿登曼岛，印度洋北部大陆斜坡上部存在一定规模的浅水缺氧层（图 2-12），在斜坡和陆架上分布深度范围从250～1200 m，其沉积物中有机碳含量可高达2%～10%（图2-13）。在地质历史时期，在温暖的全球气候条件下，海平面较高，缺乏大面积的极地冰盖，深部大洋洋流循环作用较弱。全球海洋的缺氧事件一般与温暖的中生代相对应，相应形成晚侏罗世和中白垩世广泛分布的富有机质黑色页岩，这已逐渐被全球深海钻探和陆架石油勘探所证实。全球的海洋缺氧事件在古生代时期也不断出现，如与广泛海侵和冰盖消融相对应的晚奥陶世、泥盆纪、早石炭世，其普遍发育富有机质的海相黑色页岩。同时统计数据表明，已知烃源岩层系的分布均与广泛海侵期和大洋缺氧条件有关（Arthur和Schlanger，1979；Tissot，1979）。在被研究的 148 个石油富集区中，侏罗系、白垩系烃源岩所生成油占70%，占世界石油资源的85%（Tissot，1979）。在中东、北海、西西伯利亚和墨西哥湾等地，侏罗系、白垩系是其主要烃源岩层系。图2-12 缺氧开阔海典型实例———印度洋图2-13 印度洋西陆架最小含氧层剖面图4.潟湖环境潟湖的形成主要与海岸前缘发育的障壁所造成的封闭或半封闭状态有关。由于气候条件的不同分为淡化潟湖和咸化潟湖。淡化潟湖易于形成分层水体，从而使下部水层及沉积界面处于还原环境（含 H2 S），是海相烃源岩形成和保存的理想场所，其动植物种类与正常海盆相比相对单调，但数量上并不一定减少，相反可能更加繁茂，从而形成富含有机质的灰黑色泥页岩或泥晶碳酸盐岩，黑海就是其典型实例（图2-7）。咸化潟湖产生于干旱气候条件下，由于盐度分层水体的存在也可在深部形成有利于有机质保存的环境条件，随盐度增加，适应正常盐度的生物逐渐减少，生物种属单调（窄盐性动植物），某些种属特别繁盛，因而也可形成富有机质的生油岩，当盐度高于6%～7%时，蒸发岩类开始形成，存在蒸发岩与暗色生油岩互层的现象，咸化潟湖中一般不存在粗碎屑物质（物源少），发育水平层理。5.局限海或海湾环境海湾环境指海水三面与陆地相接，而一侧开口与大洋相通的地理环境（图 2-14），比较典型的现代海湾环境如波斯湾、孟加拉湾和我国的南海等。海湾环境可以说是大洋沉积环境的一个缩影，各种沉积相带齐全、生物发育，但其明显特点是水动力条件相对较弱，潮汐作用发育，大部分海湾环境存在水体流出和交换不畅的现象，相对来说具有较好的有机质形成和保存的大背景条件，特别是在其潮间带、潟湖及潮下深水环境中更具优越性。总之，在海湾环境中有利于海相烃源岩的形成和保存。图2-14 波斯湾南岸的特鲁西尔海岸沉积环境图
[create_time]2020-01-19 08:04:35[/create_time]2020-02-03 07:45:47[finished_time]1[reply_count]0[alue_good]中地数媒[uname]https://iknow-pic.cdn.bcebos.com/38dbb6fd5266d0166fb0c0519b2bd40735fa3519?x-bce-process=image/resize,m_lfit,w_900,h_1200,limit_1/quality,q_85[avatar]技术研发知识服务融合发展。[slogan]中地数媒（北京）科技文化有限责任公司奉行创新高效、以人为本的企业文化，坚持内容融合技术，创新驱动发展的经营方针，以高端培训、技术研发和知识服务为发展方向，旨在完成出版转型、媒体融合的重要使命[intro]207[view_count]海相烃源岩的形成环境
中国海相烃源岩主要形成于古生代（部分地区包括震旦纪和早中三叠世），主要分布于塔里木盆地、鄂尔多斯盆地、华北地区和南方的四川盆地、滇黔桂、鄂湘赣、苏浙皖等地区。这些地区烃源岩为形成于海相、海陆交互相的泥页岩、碳酸盐岩及含煤岩系，其中泥页岩为最重要的烃源岩。现今保存下来、作为工业性油气聚集的烃源岩主要是克拉通内坳陷盆地和部分克拉通边缘坳陷盆地烃源岩，有机质丰度普遍偏低（表4-2），这可能是由于分析化验样品多取自克拉通内部台地相岩石的原因。中国海相烃源岩主要形成于以下几种环境：①克拉通边缘坳陷，包括拉张和挤压挠曲环境下的边缘坳陷缺氧环境，可能还受上升洋流控制；②克拉通内坳陷滞流闭塞缺氧环境；③克拉通内宽广坳陷滨海沼泽环境。（一）克拉通边缘坳陷环境克拉通边缘坳陷一般可以由浅水台地相区平缓地延伸到半深水-深水盆地相区，陆架区可以形成缺氧环境。上升洋流的海水通常较正常海水温度高，并携带有生物繁殖所需要的营养物，因此表层水中生物繁盛，生物高产率、高死亡率，造成有机质在海底迅速堆积，并耗掉了海底水中的氧，形成缺氧环境，生物死亡后免遭氧化，适于有机质保存，因而生油条件最理想。烃源岩常与含磷沉积物共生。在热带-亚热带上涌洋流作用下，在扬子克拉通东南边缘坳陷中形成了震旦系、下寒武统烃源岩（图4-16）。四川盆地东部与该边缘坳陷相邻，故烃源岩较发育。塔里木盆地东部满加尔边缘坳陷中发育的寒武系-下奥陶统烃源岩形成环境与之类似。当克拉通边缘构造环境由拉张转为挤压时，近活动翼一侧碎屑物快速堆积，显示早期前陆盆地的特征，而在近克拉通一翼，仍表现为稳定的大陆边缘特征，仍发育优质烃源岩。例如，扬子克拉通区下志留统龙马溪组灰黑色硅质岩和碳质页岩烃源岩，平均厚125 m，是在克拉通边缘坳陷中形成的。鄂尔多斯盆地中央隆起西侧于中晚奥陶世发育的克里摩里组页岩烃源岩、塔里木盆地满加尔凹陷西翼中—晚奥陶世烃源岩亦形成于这种环境下。克拉通边缘坳陷盆地中发育的烃源岩是中国海相盆地最重要的烃源岩。这类烃源岩部分被后期褶皱造山作用改造，只有贴近克拉通内部的部分被较完好地保存下来。塔里木盆地塔北、塔中地区发现的海相油气藏，四川盆地威远气田、川东气田群、鄂尔多斯盆地中部气田均完全或主要与这类烃源岩有关。（二）克拉通内坳陷滞流闭塞缺氧环境滞流闭塞缺氧环境的形成主要受古地形控制，特别是海底地形起伏造成隔拦作用，阻止海水循环流通，限制表层含氧水与深部水的混合，造成滞流缺氧环境（图 4-17）。克拉通内坳陷具备这种条件，它以克拉通内隆起或台地边缘高地与外部广海水体交换不畅。表4-2 中国几个盆地海相生油岩有机质丰度数据表图4-16 扬子地区烃源岩发育受上升洋流和缺氧层控制的广海环境模式示意图图4-17 烃源岩发育的封闭滞流缺氧环境模式示意图塔里木盆地阿瓦提凹陷下寒武统泥灰岩、泥岩烃源岩即形成于克拉通内坳陷闭塞环境，其上为蒸发潟湖环境，中寒武统膏盐岩和膏泥岩覆于下寒武统烃源岩之上。鄂尔多斯盆地中央隆起东侧克拉通内坳陷中的奥陶系烃源岩，亦形成于滞流闭塞环境中。（三）克拉通内宽广坳陷滨岸沼泽环境晚古生代，在温暖潮湿气候下，在宽广沉降的克拉通内坳陷中，由于海侵造成滨岸沼泽及海湾潟湖环境，以发育煤系地层为特征。塔里木、华北、华南地区发育的石炭、二叠系烃源岩属于这种类型。鄂尔多斯盆地石炭系—下二叠统煤系烃源岩形成于中央隆起及其东西两侧凹陷中。石炭纪东、西部分别与华北海域、祁连海域相通，在广覆型潮坪相和坳陷型潮坪、堡坝-潟湖环境中形成煤系地层。早二叠世为海退型三角洲、潮坪及河流沉积组成，石炭—二叠系气源岩主要是本溪组（或羊虎沟组）、太原组、山西组煤层、暗色泥岩和生物灰岩。渤海湾盆地文留、苏桥、板桥气田以此为烃源岩。石炭纪塔里木盆地西南部宽广坳陷与古特提斯洋相通，随海水侵入，形成沼泽、台地、三角洲相煤系烃源岩。扬子克拉通在晚古生代发生整体沉降，差异沉降形成坳陷或断陷。随海水侵入，在断陷内或深坳陷内发育较深水的泥质烃源岩，在台地上发育滨海平原沼泽相含煤岩系，局部高地发育礁、滩沉积。上述不同环境下发育的烃源岩以克拉通边缘坳陷中形成的烃源岩质量最佳，克拉通内坳陷闭塞盆地和宽广沼泽相烃源岩分布广。由于中国克拉通个体一般较小，大洋多属有限洋盆或窄大洋，其边缘也多处在青年期即演化程度不高，被动大陆边缘发育程度不高，在后来的造山活动中克拉通边缘坳陷的有利生油相带部分遭到破坏而卷入到造山带之中，如鄂尔多斯盆地西缘、南天山南缘、西昆仑北缘和中下扬子大片地区都曾发育过优质烃源岩，但现今它们大多分布在褶皱造山带之中，只有部分地区如川东地区、塔里木盆地满加尔凹陷、贺兰坳拉谷东坡还保存了这类烃源岩，并形成了一系列大中型油气田，另外2种环境中发育的烃源岩也造成了广泛的油气聚集。
[create_time]2020-01-18 13:47:49[/create_time]2020-02-02 13:43:01[finished_time]1[reply_count]0[alue_good]中地数媒[uname]https://iknow-pic.cdn.bcebos.com/38dbb6fd5266d0166fb0c0519b2bd40735fa3519?x-bce-process=image/resize,m_lfit,w_900,h_1200,limit_1/quality,q_85[avatar]技术研发知识服务融合发展。[slogan]中地数媒（北京）科技文化有限责任公司奉行创新高效、以人为本的企业文化，坚持内容融合技术，创新驱动发展的经营方针，以高端培训、技术研发和知识服务为发展方向，旨在完成出版转型、媒体融合的重要使命[intro]620[view_count]某元素有无同位素由什么决定？原因呢？？？？
一般说来,质子数为偶数的元素具有较多同位素,而奇数的元素同位素不多,有的元素天然存在的就只是一种核素,如,钠-23,氟—19
1 核素相对原子质量有什么决定?由核素原子的真实质量比上C-12原子质量的1/12
2 主族元素的化学性质主要有什么决定?主要由原子的最外层电子数决定
3 核电荷数有什么决定?由质子数决定,核电荷数=质子数
4 碱金属原子失电子能力相对强弱有什么决定?.取决于原子半径和质子数.由原子半径越大,越容易失去最外层那个电子,因此随质子数增加,碱金属单质的还原性逐渐增强,
[create_time]2017-09-24 13:56:08[/create_time]2014-04-10 22:30:10[finished_time]3[reply_count]5[alue_good]百度网友3588a6a0dc[uname]https://himg.bdimg.com/sys/portrait/item/wise.1.ef651363.XpWvO7twOVZuV5BZP4jivw.jpg?time=4987&tieba_portrait_time=4987[avatar]TA获得超过2.5万个赞[slogan]这个人很懒，什么都没留下![intro]2665[view_count]
什么元素没有同位素
很多（非天然放射性）元素都没有稳定同位素的。Li-7，Be-9，Na-23，F-19，Sc(钪)-46，Mn-52……
以下引自百度百科http://baike.baidu.com/view/1160.htm
到目前为止，己发现的元素有109种，只有20种元素未发现稳定的同位素，但所有的元素都有放射性同位素。大多数的天然元素都是由几种同位素组成的混合物，稳定同位素约300多种，而放射性同位素竟达1500种以上。
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不过还是要补充一下，有些新发现的元素现在只制得一种原子，以致没有同位素。例如112号元素刚发现时只有Uub-277，但后来又有Uub-285。115号元素现在只有Uup-288。
[create_time]2020-04-03 16:35:09[/create_time]2020-03-17 10:43:03[finished_time]2[reply_count]5[alue_good]光广英栗仪[uname]https://himg.bdimg.com/sys/portrait/item/wise.1.9b7e7e17.geJOHzdn3360olaahLaAyQ.jpg?time=10649&tieba_portrait_time=10649[avatar]TA获得超过3.7万个赞[slogan]这个人很懒，什么都没留下![intro]898[view_count]
