^40AR—^39AR同位素测年方法及其应用
东川式层状铜矿 40Ar— 39Ar成矿年龄研究：华南地区晋宁—澄江期成矿作用新证据
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第２ １卷 第 ２期
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文 章 编 号 ：２ ８７ ０ ２ ０ ０ —１９０ ０ ５ —１６（０ ２ ２０ ２ —８ Ｊ
东川 式 层 状 铜矿 ４ ． Ａ 成 矿 年龄 研 究 ： ０ ３ ｒ Ａｒ ９ 华 南 地 区 晋 宁 ． 江 期 成 矿 作 用 新 证 据 澄
再 ２ ｈ除 １９ ） ９３采用 Ｐ —ｂ ｂ 等时线法 获得 因民铜矿脉状硫化 液 分离 硫化 物 和 石英 ， 用浓 硝 酸浸 泡 １ 去硫 Ｐ 物年龄 为 －５ ０Ｍａ 这 一年 龄 可 能 代表 了 东川 多 期 化物连晶， ３ ， 最后在双 目 镜下选 出石英单矿物
本文得 到国家 自 然科学基金 （ 编号： ９ ７０ ３ 、 ４ ９ ２３ ） 国家 ９ ３ 目（ ７项 编号 ： １ ９０ ３ ０ ） 国家攀登预选项 目（ Ｇ ９ ９ ４２ １ 、 编号 ： ５Ｙ ． ） ９ Ｕ ２ 和中国科学 ５
得 有 说 服力 的成 岩成 矿 同位 素年 龄 数 据 ， 能 更好 的成 矿年龄 。 才
１ 实 验 技 术
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选等（９ ８采用矿石铅同位素模式年龄方法获得落 １８ ）
雪组东 川式 铜矿 年 龄 为 １６２Ｍａ认 为东 川 式 铜 矿 ７ ， 属于 同 生或 早 期 成 岩 阶 段 成 矿 。 陈 好 寿 等 （９２ 矿石 经破碎筛 选 ， １９ ， 用醋 酸浸 泡 １ ５ｄ溶去 白云岩 ， 重 经
邱华 宁 ， Ｊ Ｒ． ｊｒｎ 李献华 朱炳泉 朱崇林。 曾保 成 ． Ｗｉ ａ ｓ ｂ
大兴安岭北部砂宝斯金矿床含金石英脉^40Ar／^39Ar年龄及其构造意义
北 部唯一 一个 大 型岩 金 矿 床 ， 该 矿 床 与大 兴 安 岭北 部 中生代 陆 相火 山岩 中的 四五牧场 、 莫 尔道 嘎 、 奥拉 齐 等浅 成低 温热 液金 矿 床 （ 赵 财胜 等 ， ２ ０ ０ ２ ； 王 晓 勇
等， ２ ０ ０ ８ ； 佘宏全等 ， ２ ０ ０ ９ ） 有 着 完 全 不 同 的地 质 特 征， 而 与蒙古 一 鄂 霍 茨克 造 山带 的达拉 松 、 卡里 、 克留
第
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地 质 学 报
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大 兴 安 岭 北 部砂 宝斯 金 矿床 含 金 石 英 脉 ４ ０ Ａ ｒ ／ ３ ９ Ａ ｒ年 龄 及 其 构 造 意 义
中 国漠 河 ， 东 达 太平 洋 沿 岸 的乌 达 海 湾 （ 图 １ ） 。上 黑 龙江 盆地 位于额 尔 古 纳 地块 北 部 ， 呈 近 东 西 向展 布于 中 、 俄边 界地 区 （ 李 锦轶 等 ， ２ ０ ０ ４ ） 。上黑 龙江 盆 地 南缘 受控 于西吉 林一 塔河 断裂 ， 东 侧受 得 尔布 干 断 裂控 制 。 盆 地 基 底 主 要 为 新 元 古 界 兴 华 渡 口群 片
大 兴安 岭北部 是我 国著 名 的砂 金产 地之 一 （ 吕 英杰 等 ， １ ９ ９ ２ ） ， 但是 该 区富 砂 金贫 岩 金 的现象 一 直 困扰着许 多地 质工作 者 。砂宝 斯金 矿床 是大兴 安岭
制约 了大 兴 安 岭北 部 金 矿 床成 矿 机 制 多 样 性 的研
究 。近 年来 ， 真空 击碎 和阶段 加热 。 Ａｒ ／ 。 Ａｒ 定 年技 术 已经 成 功地应用 在石 英 、 石榴石 、 角 闪石和 闪锌矿
河南老湾金矿床 40Ar／ 39Ar定年及铅同位素研究
果衰哺 煮山 形成的老湾花岢 庸期 岩为矿床 提供了 矿热蒗 要的成 形成 成 和主 矿暂质， 岩组变质 龟山 岩为 矿床 的男一十物源一
关蕾调． 老湾垒嘛 老湾花岗 成矿时 梧同位 成 岩， 代Ｉ 索Ｉ 矿物质
中腰丹娄号 。 ６ ８５ Ｉ ５ ７ ３ Ｐ １ ． １Ｐ ９ ． 文献标碾码 ｒ Ａ 文章柚号・０ ３５６ （ ０ ） １ ０ ９Ｏ １０ －００ ２ ｇ０ — ０ 一５ ０ ０
ｓ ｔｎｅ ｕｂ ａ ｃ
河南老湾金矿床形成于桐柏山北坡的北淮阳地体中， 为桐柏一 大别山（ 北坡） 金银 成矿带南亚带主要 组成矿床。 秦岭造山带演化规遵的研究表明 ｊ在华北板块与扬子板块的多次碰撞、 ． 聚台过程中， 华北板 块边缘形成了沟一 盆体系， 弧一 区域地球化学资料 的研究结果说明老湾矿区在晚元古ቤተ መጻሕፍቲ ባይዱ存在海底喷溢沉 积矿床的成矿过程 ， 而对矿区中老湾花岗岩的研究成果也显示 了花 岗岩具备形成矿床的动力学条件 和提供 成矿热 液 、 成矿 物质的基础０ 。为 了确定 成矿时代和 成矿 物质来 源 ， 以利 于研 究秦岭造 山带 的
Ｔｏ ｇ ａ ｏ ｎ ａｎ ｉ ｎ ｎ Ｐ ｏ ｉ ｃ ．Ｔｈ ｉｔｉｕ ｉｎ ｏ ｈ ｅ ｏ ｉ ｓ １ ｔ ｄ ｂ ｉｈ ｎ ｇ ｏ ｐ， ｎ ｂ ｉＭ ｕ ｔ ｉ ｎ Ｈｅ ａ ｒ ｖｎ ｅ ｅ ｄｓｒｂ ｔ ｆｔ ｅｄ ｐ ｓｔｉ ｉ ｅ ｙ Ｇｕｓ ａ ｒ ｕ ｏ ｍｉ
Ａｂ ｔ ａ ｔ Ｌａ ｗａ ｏｄ ｄ ｐ ｓｔｉ ｔ ｅ ｍａｎ ｄ ｐ ｓｔ ｏ ｏ ｄ ｓｌｅ ｅ ｏ ｉ ｂ ｌ ｏ ａｉ ｇ ａ ｏ ｔ ｅ ｎ ｓ ｃ ： ｏ ｎ ｇ ｌ ｅ ｏ ｉ ｓ ｈ ｉ ｅ ｏ ｉ ｆｇ ｌ—ｉ ｒ ｄ ｐ ｓｔ ｅｔ ｌｃ ｔ ｔ ｎ ｒｈ ｒ ｒ ｖ ｎ
同位素地质年代学中主要定年方法概述
同位素地质年代学的定年方法概述一些元素(K,Rb,Re,Sm,Lu,U和Th)的自然长寿命放射性同位素,衰变为另种元素稳定同位素的作用,广泛应用于岩石和矿物的年龄测定。
这种测年提供了关于地球地质历史的信息,并已用于标定地质年代表。
地质过程时间维的确定是一项重要而复杂的研究任务。
准确标定某一地质体的年代是区域地质学、地球化学、矿床学和大地构造学研究中不可缺少的内容,对于区域地史演化规律的研究和找矿方向的确定,都具有十分重要的理论和实际意义。
可以说，现代岩石学在很大程度上已经离不开同位素地质学的研究。
在上一世纪60-80年代Sr、Nd、Pb 等同位素地质理论蓬勃发展并逐渐成熟的形势下，Re-Os、Lu-Hf等新的同位素体系也在快速发展。
近年来,由于各种新型同位素分析仪器的开发利用和分析测试技术方法上的迅猛发展,例如新一代高精度、高灵敏度、多接收表面热电离质谱仪(TIMS TRITON)、多接收电感耦合等离子体质谱仪(MC-ICP-MS)和高灵敏度高分辨率离子探针质谱（SHRIMP）技术的开发和利用,大大拓宽了各种同位素新技术方法在地球科学各个领域中的应用,并取得了一系列令人瞩目的新发现和新认识。
目前,地质体的定年主要采用的是K-Ar法、40Ar-39Ar法、U-Pb法、Pb-Pb法、Rb-Sr法、Sm-Nd法等,已经获得了非常丰富的资料。
然而,由于地质作用过程的复杂性、多期性和测年方法及测试对象的局限性,对已经获得的年龄数据,不同的学者往往有不同的地质解释。
因此,开展同位素定年方法学中的适用性和局限性有关问题的研究,不仅有助于重新认识、评价和应用已有的资料,而且有利于今后工作中同位素定年方法的改进。
一、K-Ar法和40Ar-39Ar法常规的K-Ar法定年主要建立在两个基本的假设条件之上。
①矿物或岩石形成以后,对钾和氩保持封闭体系,既没有钾和氩的加入,也没有钾和氩的逃逸。
②矿物或岩石中不含有大气氩;如果含有氩,则只能由大气混染造成,可以进行常规法定年的大气混染校正(穆治国,1990)。
浅析同位素测年方法及其应用_丛宝华
１前言２同位素测年方法及其应用２．１Ｕ－Ｐｂ法测年及其应用２．２Ｒｂ－Ｓｒ法同位素测年法就是利用天然放射性同位素的衰变规律精确测定岩石或矿物中放射性母体同位素和放射成因的稳定子体同位素的含量来计算该岩石或矿物的地质年龄，主要的同位素测年法包括Ｕ－Ｐｂ法、Ｒｂ－Ｓｒ法、Ｓｍ－Ｎｄ法、Ｋ－Ａｒ法、Ｒｅ－Ｏｓ法等几种方法。
Ｕ－Ｐｂ法是古老的同位素地质年代学方法之一，早期由于分析技术不够高，多使用Ｕ－Ｔｈ含量比较高的矿物，如晶质铀矿、沥青铀矿、独居石等矿物，近来随着质谱同位素分析技术和Ｕ、Ｐｂ化学分离技术的进展，利用Ｕ－Ｐｂ地质年代学最多的矿物是锆石英、独居石、榍石等矿物。
一般的来说，采用Ｕ－Ｐｂ法测定成矿年龄限于含沥青铀矿和晶质铀矿等含铀矿物的伟晶岩矿床和热液铀矿床，这些矿物的特点是稳定，不大容易受到变质作用的影响，并且从基性岩到酸性岩、长英质的正副片麻岩都含有这些矿物，大大扩大了Ｕ－Ｐｂ法测年的范围，通常这些矿物的Ｐｂ／Ｕ年龄代表成矿年龄。
主要是把矿物按特定方法及不同的粒度分成几个粒级，通过加稀释剂，测定Ｕ，Ｐｂ同位素，并经过特定的公式进行修正，最后根据不一致线或一致线法来确定岩石的年龄。
这种方法在我国也得到广泛应用，并取得许多成果。
Ｕ－Ｐｂ同位素测年体系到目前为止发展的这些方法，各有优缺点，在实际工作中要根据自身条件和不同的成矿环境选择适合的方法，以获得满意的年龄数据。
Ｒｂ－Ｓｒ法同位素测年是基于Ｒｂ经过衰变生成Ｓｒ，由于所积累的放射性Ｓｒ的量是Ｒｂ含量及时间的函数，根据放射衰变定律及相应的计算公式，可以绘制出铷锶等时线年龄计算图，根据计算的结果代入等时线图表就可以确定矿石或岩体的年龄。
使用该方法必须满足的条件有：（１）同源，即具有共同的初始锶比值。
（２）同时，即在一个短暂的时刻共同形成，并且在形后一直保持Ｒｂ、Ｓｒ的地球化学封闭系统。
（３）样品形成时到样品测试时始终保持封闭体系。
由于Ｒｂ－Ｓｒ年龄数据可靠，在等时线测定过程中，所获得的Ｓｒ／Ｓｒ值还可用于推测成矿物质来源，而且，目前的实验技术可以检测矿物中极微量的Ｒｂ，Ｓｒ及其同位素组成，所以不少研究人员通过各种途径致力于Ｒｂ－Ｓｒ成矿年龄测定。
甘肃北山前红泉金矿床绢云母^(40)Ar-^(39)Ar年龄及其地质意义
第29卷第2期2021年4月Vol.29No.2Apr.，2021Gold Science andTechnology173甘肃北山前红泉金矿床绢云母40Ar-39Ar年龄及其地质意义丁书宏甘肃省地质矿产勘查开发局第四地质矿产勘查院，甘肃酒泉735000摘要：前红泉金矿位于甘肃北山造山带南部，是新近发现的金矿床，其成矿时代缺乏准确约束。
通过对该矿床矿石中蚀变绢云母进行40Ar-39Ar测年工作，获得蚀变绢云母40Ar-39Ar坪年龄为（250.4±1.0）Ma，正等时线年龄为（251.3±1.1）Ma，表明其成矿时代为早三叠世。
前红泉金矿与北山南带众多金属矿床成矿时代相当，具相似的成矿地质背景。
综合前人研究成果，认为三叠纪是北山地区一次大规模金属矿床成矿期，造山后伸展阶段是大量金属矿产产出的有利大地构造背景。
关键词：40Ar-39Ar定年；绢云母；成矿时代；地质意义；前红泉金矿床；北山造山带中图分类号：P618.51文献标志码：A文章编号：1005-2518（2021）02-0173-11DOI：10.11872/j.issn.1005-2518.2021.02.039引用格式：DING Shuhong.40Ar-39Ar Age of Sericite and Its Geological Significance in Qianhongquan Gold Deposit，Beishan Area，Gansu Province［J］.Gold Science and Technology，2021，29（2）：173-183.丁书宏.甘肃北山前红泉金矿床绢云母40Ar-39Ar年龄及其地质意义［J］.黄金科学技术，2021，29（2）：173-183.北山造山带地处西伯利亚板块与塔里木板块的交会部位，位于中亚巨型造山带南缘，区内地质构造复杂，岩浆作用频繁，成矿作用强烈，具有良好的找矿前景（左国朝等，2003；龚全胜等，2003；江思宏等，2006a；袁伟恒等，2020）。
Re-Os同位素定年对岩浆型Cu-Ni硫化物矿床成矿时代的制约
Re-Os同位素定年对岩浆型Cu-Ni硫化物矿床成矿时代的制约Re-Os同位素定年法是一种重要的岩石年代学技术，成为了寻找矿床成矿时代的重要手段之一。
基于这种技术，对于岩浆型Cu-Ni硫化物矿床的成矿时代进行定年已经成为了研究者的一个主要课题。
本文将介绍Re-Os同位素定年法的原理及其在岩浆型Cu-Ni硫化物矿床成矿时代定年中的应用。
Re-Os同位素定年法是利用地球上自然存在的铼和锇元素的同位素比值的变化来确定岩石和矿物的年龄。
应用于成矿事件的Re和Os是一种具有不同的化学性质的同位素，它们可以被矿物质体吸收并储存，形成有效的年龄定年系统。
因此，Re-Os 定年法适用于粗晶质矿物和含有可分离有机质的沉积岩。
Re-Os同位素定年法的测年范围可以覆盖从约4.4亿年前到约5000万年前的大部分地质时代，适用于众多岩石类型，包括玄武岩、花岗岩、岩体、环状石墙、长英岩和铜等矿石。
利用Re-Os同位素定年法对岩浆型Cu-Ni硫化物矿床进行研究，尤其是在结合同位素地球化学和地球化学模型的应用之后，可以更准确地确定岩浆成矿事件的年代和形成机制。
根据Re-Os定年技术的应用，目前对于世界上许多重要岩浆型Cu-Ni硫化物矿床形成的时间已经有了比较准确的测定。
例如，北美洲两个重要的硫化物矿床——萨德伯里矿床和克西谷矿床，它们的形成时间都被定在约1.85亿年前。
另外，现代科技手段在芬兰呈现湖矿床地下取样杆测试的结果还确定，例如一个产铜的岩浆事件在1.96至1.97亿年前发生。
尽管Re-Os定年技术被广泛应用于岩浆型矿床的年龄定年，但在一些情况下其使用受限制。
首先，该技术的应用要求样品中铼的含量高于0.1ppm，而锇的含量高于0.5ppb，因此，样品的选择比较困难，可能影响可靠性、精度和成功率。
其次，Re-Os定年结果需与其他方法比对，例如^40Ar/^39Ar定年、U-Pb定年和Sm-Nd定年等，以确定数据的可靠性。
总之，Re-Os同位素定年法是一种有效的岩石年代学技术，适用于众多岩石类型，通常被用于确定矿床中岩浆成矿事件的年代和形成机制。
氩氩定年法
氩氩定年法
氩氩定年法（argon-argon dating）是一种用于测定岩石或矿物的年龄的放射性定年方法。
它基于氩-40（40Ar）和钾-40（40K）之间的放射性衰变关系。
具体步骤如下：
1. 确定样品中钾元素的含量。
钾-40是一种具有长半衰期的放射性同位素，它在自然界中存在于岩石和矿物中。
2. 通过加热样品，将所有的氩气释放出来。
这个过程通常使用激光加热来实现，以确保只释放氩气而不损坏样品。
3. 测量释放出的氩气中的氩-40和氩-39的含量。
氩-39是一种非放射性同位素，存在于样品中的初始氩气中。
4. 通过测量氩-40与钾-40之间的比率，计算出样品的年龄。
钾-40的衰变产生氩-40，因此衰变比率可以用来确定样品的年龄。
氩氩定年法是一种非常可靠的定年方法，特别适用于年龄超过几百万年的岩石和矿物。
它在地质学和地球科学研究中广泛应用，用于确定地层的年龄和岩浆活动的时序。
同位素测年的原理
同位素测年是一种用来确定物质的年龄的方法。
它是基于同位素的原子核性质和衰变过程的原理。
同位素是具有相同的原子序数但质量数不同的原子，它们在核外电子结构上具有相同的化学性质。
同位素测年通过观察同位素的衰变过程和稳定同位素的比例来确定物质的年龄。
同位素是由原子核中的质子和中子组成的。
原子核中的质子数量决定了元素的化学性质，而质子和中子的总数则决定了同位素的质量数。
同一元素的不同同位素具有相同的化学性质，但它们的质量数不同，因此具有不同的核性质。
放射性衰变是指一些核素的原子核在时间的推移中会自发地发生转变，并释放出一定的能量。
放射性衰变过程中，一种原子核通过放射衰变转变为另一种原子核。
这种衰变过程是随机的，但可以用半衰期来描述。
半衰期是指在衰变过程中，一半的原子核会衰变所需的时间。
不同同位素具有不同的半衰期，可以从此推算物质的年龄。
放射性采样是指在地质或化学过程中，自然界中的一些元素与同位素以特定的比例被捕获或固定到固体、液体或气体中。
例如，放射性同位素碳-14（14C）以特定的比例被生物体吸收，然后在生物体死亡后停止吸收。
通过测量样品中14C和稳定碳同位素的比例，可以确定样品的年龄。
同位素分数是指给定同位素的同位素原子核数量占总原子核数量的比例。
同位素分数可以通过质谱仪等仪器测量得出。
在同位素测年中，研究人员会测量样品中稳定同位素和放射性同位素的比例，然后根据已知的半衰期和放射性衰变方程来确定样品的年龄。
同位素测年方法包括放射性碳测年（利用14C的半衰期为5730年测定有机物的年龄）、钾-氩测年（利用40K的衰变产物40Ar的半衰期为1.28亿年测定岩石和矿物的年龄）、铀-铅测年（利用铀系列同位素衰变到铅系列同位素的比例来测定岩石和矿物的年龄）等。
总之，同位素测年是一种重要的地质年代学方法，它利用同位素的核性质和衰变过程来确定物质的年龄。
通过测量同位素的分数和衰变过程，可以推算出物质的年龄，从而深入研究地球历史和生物进化过程。
同位素测年公式
同位素测年公式同位素测年公式啊，这可是个挺有趣的科学玩意儿。
咱先来说说啥是同位素测年。
简单来讲，就是通过测量某种元素的不同同位素的比例，来推算出物体或者地质事件的年龄。
就好像是给时间来了个“大揭秘”！同位素测年的原理，其实就像是一个神秘的时钟。
比如说，碳-14测年法，常用于测定有机物的年代。
植物通过光合作用吸收二氧化碳，里面就有碳-14。
当植物死亡后，碳-14 就开始衰变，通过测量剩余的碳-14 含量，就能算出这植物死了多久啦。
再来说说同位素测年公式。
这公式就像是一把解开时间谜题的钥匙。
常见的公式通常会涉及到初始同位素的含量、现在同位素的含量以及同位素的衰变常数等。
比如说，对于一个放射性同位素 A 衰变成稳定同位素 B 的过程，测年公式可以大致表示为：t = (1/λ) × ln(N₀/N) 。
这里的 t 就是年龄，λ 是衰变常数，N₀是初始的同位素 A 的原子数，N 是现在同位素 A 的原子数。
给您讲个我曾经的经历，那时候我带着一群学生去地质博物馆参观。
有个小家伙看着一块古老的岩石标本，好奇地问我：“老师，这石头到底有多老呀？”我就趁机跟他们讲起了同位素测年的知识。
看着他们那一双双充满好奇的眼睛，我心里特别有成就感。
在实际应用中，同位素测年可帮了大忙。
考古学家用它来确定文物的年代，地质学家用它来研究地球的演化历史。
比如说，要研究恐龙灭绝的时间，通过测量相关地层中的同位素，就能得到更准确的时间范围。
但是，同位素测年也不是万能的。
它也有一些局限性和误差来源。
比如，样品可能受到污染，或者初始条件难以准确确定。
这就好像是在解题的时候，有些条件给得不太清楚，就容易得出不太准确的答案。
回到咱们的同位素测年公式，要想准确使用它，得对各种参数进行精确测量和分析。
这可需要科学家们的细心和耐心。
而且，不同的同位素测年方法适用于不同的时间范围和物质。
总之，同位素测年公式虽然看起来有点复杂，但它可是我们探索时间秘密的有力工具。
同位素测年法
同位素测年法同位素测年法是一种重要的年代测定方法，用于确定物质的几何年龄。
它是现代年代学的一个重要组成部分。
它的基本原理是利用同位素的衰变和它们的比值来估算物质的几何年龄。
同位素测年法被用于地质微体分析、特定生产、半导体检测等。
一、同位素简介1.1 同位素种类同位素是指具有相同原子序数的原子，但它们的质子数不同，即具有不同的质量数，存在四种类型的同位素：原子核岩石学同位素、原子中的多体同位素、原子的单体同位素和原子核同位素。
1.2 同位素衰变通过调节原子核中稳定的核子数量，同位素会从一种形式转变为另一种形式，这种转变就称为衰变。
同位素衰变有三种，分别是α衰变、β衰变、β+衰变和β-衰变，并且每种衰变可以分解成更小的粒子，这些粒子叫做产物。
二、同位素测年法2.1 同位素测年原理同位素测年法基本原理是利用衰变产物的比值来估算物质的几何年龄，它假设物质在一定的衰变表和年龄可以根据比值计算出几何年龄。
2.2 测年实验步骤同位素测年法的测量实验步骤如下：(1) 准备样品：取少量的待测物体的样本，如岩石、泥炭、物理样本、化学样本等。
(2) 同位素分析：使用核磁共振成像技术或衍射仪进行同位素测试，判断物体的同位素的比值。
(3) 计算年龄：根据同位素衰变表，比较不同同位素的衰变和它们的比值，从而估算出物体的几何年龄。
三、同位素测年法的应用3.1 地质微体分析同位素测年法可用于地质微体分析，通过精确测定地层中某种物质的古代性，可以更好地指导地质的勘探和开采工作。
3.2 特定产品的制造利用同位素测年法也可以帮助人们确定某种物品的古代性，例如葡萄酒、芝麻酱等，从而更准确地判断产品的品质和合格程度。
3.3 半导体检测半导体行业使用同位素测年法来确定芯片和电路板的几何年龄以及其中材料的有效性，从而有效防止芯片和电路板可能出现的故障，保证原材料的质量。
针对同位素测年法，其原理是通过同位素的衰变后的比值来估算物质的几何年龄，并且用于地质微体分析、特定产品的制造、半导体检测等场景。
ar-ar同位素测年法原理及应用
ar-ar同位素测年法原理及应用
Ar-Ar同位素测年法是基于钾-40（K-40）放射性衰变产生的氩-40（Ar-40）同位素的测年方法。
K-40衰变成Ca-40或Ar-40，其中的Ar-40是稳定同位素，因此可以用Ar-40作为母体同位素，并测定样品中Ar-40/Ar-39比值。
该方法不仅可以测定岩石和矿物的年龄，还可以用于测定岩浆和流体的年龄，因此广泛应用于地质学、天文学、环境科学和考古学等领域。
该方法的主要原理是通过测量样品中Ar-40/Ar-39比值的变化来计算样品中K-40的半衰期和原子年龄。
在测定中，首先将含有K-40的样品加热至高温，使其中所有的Ar-39和Ar-40都脱离样品，然后将氩气分离，通过激光等手段测量样品中Ar-40/Ar-39比值。
K-40的半衰期为1.25亿年，因此可以通过样品中Ar-40/Ar-39比值的变化来计算样品的年龄。
Ar-Ar同位素测年法具有高精度、高分辨率和广泛适用性等优点，可以对年龄较老的样品进行测定，甚至可以测定几亿年前的样品。
同时，该方法对样品的要求较低，不仅可以对岩石、矿物和岩浆进行测定，还可以对蒸汽、液态和固态物质进行测定。
总之，Ar-Ar同位素测年法是一种常用的地质年代学方法，具有高精度、高分辨率和广泛适用性等优点，可以用于研究岩石和矿物的形成、变质和变形历史，以及研究地球、行星和宇宙的演化历史。
同位素地质年代学中主要定年方法概述
同位素地质年代学的定年方法概述一些元素(K,Rb,Re,Sm,Lu,U与Th)的自然长寿命放射性同位素,衰变为另种元素稳定同位素的作用,广泛应用于岩石与矿物的年龄测定。
这种测年提供了关于地球地质历史的信息,并已用于标定地质年代表。
地质过程时间维的确定就是一项重要而复杂的研究任务。
准确标定某一地质体的年代就是区域地质学、地球化学、矿床学与大地构造学研究中不可缺少的内容,对于区域地史演化规律的研究与找矿方向的确定,都具有十分重要的理论与实际意义。
可以说,现代岩石学在很大程度上已经离不开同位素地质学的研究。
在上一世纪60-80年代Sr、Nd、Pb 等同位素地质理论蓬勃发展并逐渐成熟的形势下,Re-Os、Lu-Hf等新的同位素体系也在快速发展。
近年来,由于各种新型同位素分析仪器的开发利用与分析测试技术方法上的迅猛发展,例如新一代高精度、高灵敏度、多接收表面热电离质谱仪(TIMS TRITON)、多接收电感耦合等离子体质谱仪(MC-ICP-MS)与高灵敏度高分辨率离子探针质谱(SHRIMP)技术的开发与利用,大大拓宽了各种同位素新技术方法在地球科学各个领域中的应用,并取得了一系列令人瞩目的新发现与新认识。
目前,地质体的定年主要采用的就是K-Ar法、40Ar-39Ar法、U-Pb法、Pb-Pb法、Rb-Sr 法、Sm-Nd法等,已经获得了非常丰富的资料。
然而,由于地质作用过程的复杂性、多期性与测年方法及测试对象的局限性,对已经获得的年龄数据,不同的学者往往有不同的地质解释。
因此,开展同位素定年方法学中的适用性与局限性有关问题的研究,不仅有助于重新认识、评价与应用已有的资料,而且有利于今后工作中同位素定年方法的改进。
一、K-Ar法与40Ar-39Ar法常规的K-Ar法定年主要建立在两个基本的假设条件之上。
①矿物或岩石形成以后,对钾与氩保持封闭体系,既没有钾与氩的加入,也没有钾与氩的逃逸。
②矿物或岩石中不含有大气氩;如果含有氩,则只能由大气混染造成,可以进行常规法定年的大气混染校正(穆治国,1990)。
Ar-Ar年代学原理及其应用
目录1 K-Ar同位素定年 (1)1.1 K-Ar同位素定年方法原理 (1)1.2 K-Ar法模式年龄必须满足的条件： (2)1.3 K-Ar法优缺点： (3)1.4 K-Ar年龄的地质学意义 (4)2 40Ar-39Ar同位素定年 (4)2.1 40Ar-39Ar同位素定年方法原理 (4)2.2 干扰因子校正 (5)2.3 39Ar反冲 (6)2.4 过剩氩 (7)2.5 氩丢失 (8)2.6 阶段加热 (8)2.7 年龄谱 (8)2.8 等时线 (11)2.8.1 正等时线的推理过程如下： (11)2.8.2 反等时线 (12)2.8.3 下面介绍几种常见的年龄谱图和等时线 (13)2.9 Ar-Ar法优缺点 (15)2.10 Ar-Ar法适用性 (15)3 Ar-Ar法在地层、矿床定年方面的应用 (16)3.1 Ar-Ar法应用于地层定年 (16)3.2 Ar-Ar法应用于矿床定年 (17)3.3 Ar-Ar法应用于矿床成因 (18)4 Ar同位素判断成矿物质来源 (20)4.1 Ar同位素示踪的基本原理与重要地球化学储源库的He-Ar同位素组成 (20)4.2 Ar同位素示踪地幔来源 (20)4.2.1 夏威夷和冰岛等热点区 (20)4.2.2 笼箱盖花岗岩 (21)4.3 判断热泉的物质来源 (21)4.4 判断SEDX型矿床物质来源 (22)5 地壳缓慢冷却和抬升速率的研究 (22)5.1 缓慢冷却的原理 (22)5.1.1 火成岩的年龄解释 (23)5.1.2变质岩的年龄解释 (23)5.2 确定华北陆块的冷却速率 (24)【参考文献】 (25)1 K-Ar 同位素定年1.1 K-Ar 同位素定年方法原理40Ar-39Ar 计时技术是以K-Ar 同位素定年方法为基础发展而来的。
1950年前后，K-Ar 年龄测定方法的理论基础已建立，并得到迅速的发展，被广泛应用于许多矿物岩石的年龄测定。
石英脉型金矿的定年方法述评汇总
（上接第267页）段。可以让技术来控制技术，保护技术，在这个创新技术手段 保护系统中，使用户对数字文献作品内容的使用按照版权所有者所设定的技术方 式来进行，防止非法使用。发明能控制数字文献复制技术的新兴软件，或者利用 数字水印等先进技术加密于数字文献作品文件，设定受版权保护的有难度的技术 性密码和身份验证。
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作者简介：何壮（1985—），男，汉族，湖北武汉人，郑州工业贸易学校，本科， 学士学位，助理讲师，研究方向为地质调查与找矿。李丽娟（1985—），女，汉
族，河南郑州人，郑州工业贸易学校，本科，学士学位，助理讲师，研究方向为 地质调查与找矿。
SCIENCE&TECHNOLOGYVISION科技视界323
U-Pb法主要存在两个问题：（1）含金石英脉中锆石的含 量一般很少，每千克样品中多数为1〜5粒；（2）如何证明锆石是与金矿同期形成 而不是从围岩中捕获的［5］。锆石组成的复杂性很可能导致所获得的U-Pb年龄无 法解释或缺乏明确的地质意义。因此，石英脉型金矿床锆石U-Pb年代学研究的关 键是将热液锆石与捕获锆石有效地区分开来。对锆石的形貌、结构、微量元素组 成（包括普通铅的含量）、稀土元素配分模式、矿物或流体包裹体特征等进行系统 研究及综合分析，可以较好地识别热液锆石。但这方面的工作还需要进一步深化和 拓宽,如开展锆石的Lu-Hf同位素分析。利用先进的
各种测年方法
地质年代学1：简要说明一下各种测年方法的适用范围以及测年时段1.经典方法1.114C法适用范围：可测对象包括木头、木炭、泥炭、粘土、贝壳、珊瑚、钙质结核、洞穴沉积物等样品。
测年时段：2×102—5×104年，由于近年来小样品低本本底测量技术的发展和AMS技术的应用，使其测量下限可延长至7万年。
1.2钾-氩法(40K-40Ar 法和39Ar-40Ar)适用范围：主要用于第四纪火山岩、火山灰及其它含钾矿物和岩石的测年（适合于富钾的岩石和矿物），可测对象包括云母、长石、闪石、辉石、海绿石、玄武岩及其他含钾矿物等。
测年时段：104-109年。
1.3锆石U-Pb定年方法2.铀系不平衡法适用范围：用于珊瑚礁及纯净风化物洞穴碳酸盐的测年,以及对深海沉积物和动物化石测年。
测年时段：几千年至35万年3.与核辐射效应有关的方法3.1热释光法（新发展是光释光法）适用范围：适宜于对陶器和有过加热史的岩石和沉积物的测年，但用于黄土、古土壤和河湖相沉积物测年尚有不少问题需探讨。
测年时段：决定于样品的环境计量率和被测矿物。
一般在1.0Ma以内。
当环境计量率为1Gy/Ka时，石英可测1K年-10万年或50万年；钾长石可测2K年-50万年。
不同样品的热发光年龄的计时起点不同：年龄值是最后一次光照晒后埋藏之日起至测量之日所经历的时间。
3.2电子自旋共振法适用范围：测定对象广泛，洞穴的碳酸盐沉积物、软体动物贝壳、珊瑚、古脊椎动物和古人类骨骼、牙齿等都可认为测试样品。
测年时段：测年范围广，从几千年到几百万年，几乎覆盖了整个第四纪地质年代，主要用于几十万年的范围。
3.3光释光法适用范围：主要为石英和长石（在风积物、水成沉积物、构造沉积物及冰川沉积物）。
测年时段：n×104-n×108年3.410Be 和26Al 等宇宙成因核素作为地质计时器适用范围：测定陨石的暴露年龄、居地年龄和地表岩石的暴露年龄。
连续激光探针质谱^40Ar/^39Ar法测定单颗粒矿物年龄
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地 球 化 学
１００） 发 射 电流 。 测量 值进 行 空 白 校 正 、质 量 歧 视 校 正 后 计 算 所 测年 龄 。成 光 片 及 单 颗 粒 状 ，以供 不 同实 验 目的 用。 经 处 理 后 的 样 品 置 ９０２ 快 中子 反 应 堆 Ｅ５中心 部 位 照 射 ５０ｈ（总 通 量 １．８×１ Ｏｉｌｃｍ ）。 经 放 射 性 冷 却 后 进行 激 光 质谱测定 ，有关快 中子 照射及 Ａｒ， Ａｒ法实验参 数和 计算 参见 文献 ［１３一 ｌ ５］。 电子倍 增 器 在 一 ２．５ｋＶ 时 ，其 增 益值 为 １ ０ 一 ｌ０ ，响应 时 间 选择 Ｏ．３ｓ，根 据 信 号大 小选 择 使 用 的 高 阻 ，使 其相 当 的 满量 程信 号在 １ ０ 一 ｌＯ’Ａ下 测量 ，全 量 程 为 ｌ０ 一 ｌ０ Ａｏ倍 增 器 实际 探测 灵敏度比法拉 第筒提高 了约 ｌＯ０一ｌ ０００倍。样 品室 ｚｒ、 纯化 系统和 质谱计 的总 系统空 白对 ｍ 一 ４０和 ３ ９为 ２×１０－１５＿ ９×ｌ０ ｔ ｏｏｌ，对 ｍ， 一 ３６和 ３７为 Ｉ×１０－１ｓ一 ２×１０ ｔｏｏｌ。几种不 同样品进行 连续激 光质谱 ＾ｒ／ Ａｒ测年结果分述 如下 ： ２．１ 标 准 样 品 的 测 定
９Ｏ年 代 以 来 ，由于 Ａｔ／ Ａｒ法 较 成 熟 而 广泛 地 应 用于 地 球 样 品 的 铡 年 ，并 随 着研 究
的 深入 ，人 们 对 那些 不 均 匀 的 样 品 、用 普 通 选 矿 手 段 无 法 获 得 的 样品 、 肉 眼看 不到 的微 小
颗 粒 样 品 、 显微 薄 片 上可 见 的 不 同 期 次 矿 物 样品 等 的 定 年 问题 特 别 重 视 。 由 于 激 光 束 具
花岗岩角闪石一黑云母^40Ar-^39Ar年龄与锆石UPb年龄对比研究及其地球化学意义
９ ０ ０ 。 Ｃ ” 的结论后 ， “ 锆 石 Ｕ— Ｐ ｂ同位素 体系 封闭温 度 ≥８ ５ ０。 Ｃ”的 观 点 得 到 了 国 内 外 专 家 的 广 泛 认
同［ １ １ － １ ５ ］ 。
花 岗岩造 岩 矿 物 Ａｒ 一 。 。 Ａｒ 法 的特 点 在 于 ： （ 同位 素 定 年结 果 及 对 应 的 封 闭 温度计 算 出相应 时段 岩 体 的冷 却 速 率 ， 这 己成 为 当今 花 岗岩热 年代 学研 究 的重要 理论依 据 。 锆 石是花 岗岩 类岩 石 中普 遍存 在 和含量 较 高的
章 邦桐 ， 凌 洪飞， 吴俊 奇 ， 陈培 荣
（ 内生金 属矿 床成矿 机制 研 究 国家重 点实验 室（ 南京 大学） ，南 京大 学 地 球科 学 与工程 学院 ， 南京 ２ １ ０ ０ ９ ３ ）
摘要 ： 通过国内外花岗岩体的 ２ ０ ７对 角 闪 石一 黑 云母 Ａ Ａｒ 年龄 （ ｔ Ａ ） 与锆石 Ｕ — Ｐ ｂ年 龄 （ ｔ ｚ ） 之 间差 值 （ Ａ ｔ — ｔ ｚ 一ｔ ） 进行的频数统计分析表明 ： △ 呈对称正态分布 （ 偏度系数 Ｃ ｓ 一： 一 ｏ ． １ ９ ３ ；峰度 系数 Ｃ 一１ ６ ． ９ ） ；年 龄 差
（ ａ ｔ ） 既呈正值又有负值 ， 其众数值 为 ０ ． ４ ０ Ｍａ ， 均值为 ０ ． ４ ５ Ｍａ 。采 用最 小 二乘 法 计算 ， 花 岗岩 体 锆 石 ｕ — Ｐ ｂ 年 龄 与 花 岗岩 角 闪 石 一 黑 云 母 。 Ａｒ － Ａｒ 年龄拟合出相关系数很高（ Ｒ一０ ． ９ ９ ５ ） 、 回归系数接 近 ｌ （ Ｏ ． ９ ９ ７ ７ ）的线 性 回 归 方 程
Ａｒ 、 Ｒｂ — ｓ ｒ 、 ｕ— Ｐ ｂ 、 ４ Ｏ Ａｒ 一 Ａｒ 等 多 种 同位 素 定 年 方
准确估算地球年龄的方法
准确估算地球年龄的方法以准确估算地球年龄的方法为题，我们需要从多个角度来探讨这个问题。
在科学界，通过各种方法和技术，我们可以获得对地球年龄的估计，其中包括放射性同位素测年法、地质记录、地球内部热量释放等。
一、放射性同位素测年法放射性同位素测年法是科学界常用的一种方法，通过测定岩石中的放射性同位素的衰变过程，可以推断岩石的年龄。
其中最常用的方法是钾- 钍法和铀-铅法。
1. 钾-钍法：钾-钍法是根据钾40同位素的衰变过程来测定岩石的年龄。
钾40同位素在岩石中衰变为钍40，通过测量钍40的含量和衰变速率，可以推算出岩石的年龄。
2. 铀-铅法：铀-铅法是根据铀235和铀238的衰变过程来测定岩石的年龄。
铀235和铀238在岩石中衰变为铅207和铅206，通过测量铅207和铅206的含量和衰变速率，可以推算出岩石的年龄。
二、地质记录地质记录是另一种估算地球年龄的方法。
地球的地壳中存在着各种岩石、矿物和化石，它们的形成和变化过程可以提供关于地球年龄的重要线索。
1. 岩石序列：通过观察和研究地球上不同地区的岩石序列，可以发现地壳的不同层次和演化过程。
根据岩石的形成年代和层序关系，可以推算出地球的年龄。
2. 化石记录：化石是地球古生物学的重要研究对象，通过研究不同地层中的化石，可以推测出地球上生命的演化过程和年龄。
例如，通过研究化石中的同位素含量和稳定性，可以估算出地球上生命的起源时间和演化速度。
三、地球内部热量释放地球内部的热量释放也可以提供地球年龄的线索。
地球内部的热量主要来自于放射性元素的衰变和地球物质的热对流。
通过测量地球表面的热流和地震活动，可以推算出地球内部的热量释放速率，并由此推算出地球的年龄。
以上是几种常用的方法来估算地球的年龄，每种方法都有其局限性和不确定性。
科学家们通常会综合运用多种方法，以增加估算的准确性和可靠性。
通过不断的研究和发展，我们对地球的年龄有了更加准确的估计，目前通常认为地球的年龄约为46亿年左右。