铷—锶法同位素年龄计算方法
同位素地质年代测定原理
同位素地质年代测定原理作者：徐向辉查道函来源：《西部资源》2012年第02期摘要：本文阐述了同位素测年的原理、前提、方法，重点介绍了Rb—Sr法的原理、使用要求、适用范围、原理、结果解释及优缺点。
关键字：同位素测定原理 Rb—Sr法1. 测年原理和前提同位素地质年龄，简称同位素年龄（绝对年龄），指利用放射性同位素衰变定律，测定矿物或岩石在某次地质事件中，从岩浆熔体、流体中结晶或重结晶后，至今时间。
放射性同位素进入其中后，含量随时间作指数衰减，放射成因子体积累。
若化学封闭，无母体、子体与外界交换而带进带出，测定现在岩石或矿物中母子体含量，根据衰变定律得到矿物、岩石同位素地质年龄。
这种年龄测定称做同位素计时或放射性计时。
计时的基本原理就是依据天然放射性同位素的衰变规律，由此测定的地质事件或宇宙事件的年龄，谓之同位素年龄。
应用同位素方法测定地质年龄，必须满足以下前提:(1)放射性同位素的衰变常数须精确地测定，并且衰变的最终产物是稳定的。
(2)样品及其测得的N和D值能代表想要得到年龄的那个体系。
(3)已知母体元素的同位素种类和相应的同位素丰度。
并且无论是在不同时代的地球物质中，还是在人工合成物甚至天体样品中，这些元素的同位素都具有固定的丰度值。
(4)体系形成时不存在稳定子体，即D0= 0(对于衰变系列，也不存在任何初始的中间子体)，或者通过一定的方法能对样品中混人的非放射成因稳定子体的初始含量D0作出准确地扣除或校正。
(5)岩石或矿物形成以来，母体和子体既没有自体系中丢失也没有从休系外获得。
也就是说，岩石或矿物对于母体和子体是封闭体系。
其中(1)和(3)两个前提是基本的，(4)和(5)两个条件则决定了岩石或矿物地质历史的一个模式。
2. 同位素测年主要方法在同位素年代学上，除了利用天然放射性的衰变定律直接进行年龄侧定外，还可以根据衰变射线和裂变碎片对周围物质作用所产生的次生现象来计时。
因此，总体上可将同位素年龄测定方法分为两大类:第一类为直接法，它们是基于放射性同位素自发地进行衰变，按照衰变定律来测定年龄。
同位素测年原理与方法
• ⑴保持H磁场强度恒定变化， V电扫描 • ⑵保持V恒定变化，H磁扫描（本室用）
• 由上式可知： • 当磁场强度H及仪器电压V不变时，离子的偏 转半径R与荷质比m/e成正比，即荷质比越大，离子 的偏转半径越大。 • 如我室为磁扫描质谱计，当电压V固定在8000 伏时，改变磁场H强度，则离子的偏转半径取决于 m/e 的比。 • 如Pb有四个同位素：208Pb,207Pb,206Pb,204Pb。 偏转半径208Pb＞207Pb＞206Pb＞204Pb由此可将Pb 的四个同位素分开。
•
环境同位素地球化学
放射同位素
• •
同位素测年技术
Rb—Sr法年龄测定--古人类迁移 U—Th--Pb法年龄测定 Sm--Nd法年龄测定 Pb—Pb等时线法 普通Pb法--监测环境污染
一；同位素基本概念
1：同位素---具有相同质子数和不同中子数的同一类 元素的不同原子。 2：α衰变--α衰变是放射原子核所放出α粒子的过程， α粒子实际上是氦的原子核(4He2)是带正电荷的两个 质子和两个中子单元。 3：β-衰变-- β-衰变是核内放射出带负电荷的电子流， 在一定的条件下多余的中子转变为质子过程中产生 电子。
ppm表示一百万份重量的溶液中所含溶质的重 量(用溶质质量占全部溶液质量的百万分比来表 示的浓度，也称百万分比浓度)。百万分之几， 就叫几个ppm。 ppm=mg/kg=mg/L ppm=溶质的重量/溶液的重量*106。 1ppm可表示为1×10-6克 1升极稀的水溶液其密度可作为1，因此1 升水的重量为106毫克。若1升极稀水溶液中含1 毫克的某物质，则其浓度相当于1ppm。 1毫克=1000微克，因此该物质的浓度又为 1000ppb。
•
离子源表面电离示意图
放射性未发现前的年龄
第二节 放射性元素和放射性测年原理
• 样品年龄的测定 : 1．铷—锶法(续):
求解(3—20)式中的未知量,可使用同龄直线法。原理为：在同一类岩石 样品中,有许多不同成分的矿物,或者,在同一岩浆分异出来的一套岩石中, 其组成也会不同。所以,它们的放射性元素含量可能不同,因而式(3—20) 中 Sr087 / Sr 86 和 Rb / Sr 的值可能不同。由于它们形成的历史相同,即原始 Sr含量和衰变年龄相同,故和的比值,应能很好地满足(3—20)式所示的线 性关系。因此,若把这些和比值,点在一张直角坐标图上,应该成一条直线, 该直线在轴的截距为 Sr / Sr ,斜率为 (et 1) 。这条直线称为同龄直线 (Isochron),截距称为同位素初生比,由斜率算出的年龄称为初生年龄,见 图3—1。
第二节 放射பைடு நூலகம்元素和放射性测年原理
放射性衰变原理: 2．衰变常数 :
(dN / dt ) / dt
3．衰变“时间”与寿命 : ⑴ 半衰期:令U/U0=0.5,即定义母核数目衰变为原来的一半所用的时间作为半衰期, 由此得 T ln 2 / 0.693 /
12
⑵寿命:即衰变为原来的1/e所用的时间(TSH)。当u/u0=e-1时, 则有: （3）灭绝时间:母核衰变为原来的1/1024所用的时间(Tme)。显然
u u 0 e t u x 1 0 ( e t e t ) 1 t t t t u e e e e x2 0 1 1 2 2 1 t t t e e e x k (1) k u 0 1 k 1 f ( ) f ( ) f ( ) k k 1 k k
11 第五章 第二讲 Sm-Nd同位素测年
27.13％ ％ 23.87H 17.18％ ％ 5.6%
143Nd2.20% 145Nd
8.30％ ％
148Nd5.72％ ％
Sm-Nd同位素测年 Sm-Nd同位素测年
•
147
Sm 通过 a 放射，衰变为 Nd 放射， -12 -1 衰变常数为： 衰变常数为：6.54×10 a × 11 半衰期为: 半衰期为 1.06×10 a。 × 。
• 由地幔或地壳岩石部分熔融形成的硅酸 盐熔体中，Nd相对于Sm发生富集 相对于Sm发生富集， 盐熔体中，Nd相对于Sm发生富集，地 壳起源熔体的Sm/Nd Sm/Nd比值一般低于上地 壳起源熔体的Sm/Nd比值一般低于上地 幔起源熔体的Sm/Nd比值。 Sm/Nd比值 幔起源熔体的Sm/Nd比值。 • 在岩浆分离结晶过程中，残余岩浆中Nd 在岩浆分离结晶过程中，残余岩浆中Nd 相对于Sm也发生富集, Sm也发生富集 相对于Sm也发生富集, 随岩浆分异程度 增大，残余熔体中Sm和Nd含量升高， 增大，残余熔体中Sm和Nd含量升高， Sm 含量升高 Sm/Nd比值有所下降 比值有所下降。 Sm/Nd比值有所下降。
• Sm－Nd法适合于基性、超基性火成岩 Sm－Nd法适合于基性、 法适合于基性 的定年， Rb－Sr法更适合于酸性 法更适合于酸性、 的定年，而Rb－Sr法更适合于酸性、中 酸性火成岩的定年。更重要的是REE REE在 酸性火成岩的定年。更重要的是REE在 变质作用、 变质作用、热液作用和化学风化作用中 Rb、Sr稳定的多 对已发生Rb 稳定的多。 Rb、 比Rb、Sr稳定的多。对已发生Rb、Sr 迁移的岩石仍能用Sm Nd法进行定年 Sm－ 法进行定年。 迁移的岩石仍能用Sm－Nd法进行定年。 Sm－Nd法为Rb/Sr比值低或对Rb－ 法为Rb/Sr比值低或对Rb Sm－Nd法为Rb/Sr比值低或对Rb－Sr 不再封闭的岩石的测年提供了一种有效 方法。 方法。
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)。
02 铷锶衰变体系
Rb/Sr代表样品中Rb和Sr的含量（质量） 比值
87Rb%和86Sr%代表87Rb和86Sr各自的相
对丰度
WSr和WRb代表Rb和Sr的原子量
例如，江西都昌县阳储岭花岗闪长岩中黑云 母，测得Rb＝652.68ppm，Sr=12.94ppm: 87Sr/86Sr＝1.01171。试求其年龄。 计算步骤如下:
87 样 87 86
86
Sr 初
样
1
可看作初始锶校正后的通用公式，适用于 所有矿物或岩石年龄的计算。
对于那些不含初始锶的高铷、高钾矿 物，如天河石、铯榴石、海绿石、钾盐、 白云母、锂云母、钾长石、光卤石等， 其初始锶和放射成因锶相比可以忽略， 即
一些铷含量较高 的矿物
光卤石
菱锶矿
岩浆分异过程中，随分异程度增强，岩 浆由基性向酸性演化过程中，Sr含量降 低，这一点与Rb刚好相反。
自然界中，锶有4种同位素： 84Sr，其丰度为0.56％ 86Sr，其丰度为9.86％ 87Sr，其丰度为7.04％ 88Sr，其丰度为82.58％
事实上自然界锶同位素组成不是恒定的， 特别是在含铷矿物中锶同位素组成取决于 其年龄和Rb/Sr比值。自然界中 86Sr/88Sr=0.1194 或者 84Sr/88Sr=0.0068 是不变的。
Sr Sr Rb t e 1 86 86 86 Sr Sr Sr 样 初 样
87 87 87
和
87 Sr 1 t . ln
86
Sr Sr Rb Sr
同位素地球化学
第二章 铷-锶衰变体系
第一节 铷和锶的地球化学性质 及其同位素组成
测试岩石的年龄——地质年代学的兴起
测试岩石的年龄——地质年代学的兴起人们已经为地球的历史编出了详细的地质年代表，比如恐龙的最繁盛时代为距今约200百万年前的侏罗纪，灭绝于65百万年前的白垩纪末期，三叶虫的繁盛时期为距今约530百万年前的寒武纪等。
这些动物生存的时代是怎么定出来的呢？地球的46亿年历史又是怎么定出来的呢？地质学家和化学家们发现，当岩石或矿物在一次地质事件中形成时，放射性同位素以一定的形式进入岩石、矿物，之后便不断衰减，随之蜕变成的子体逐渐增加。
所以，通过准确地测定岩石、矿物中放射性衰变定律计算出该岩石、矿物的地质年龄。
这种年龄测定，称作同位素计时或放射性计时。
计时的基本原理就是天然放射性同位素的衰变规律。
测定的地质事件或宇宙事件的年龄就是“同位素地质年龄”。
目前，在地学界应用的同位素测定方法比较多，不同的方法有不同的应用范围。
比如，由于碳同位素的半衰期相对较短，14C法可测定的年龄一般不超过5万年，最大限度是7万年。
因此，凡是几万年以来曾经在地球生物圈、大气圈和水圈中生存过的含碳生物均可作为样品进行测定，包括动植物的残骸（如木头、木炭、果实、种子、兽皮、象牙等）、含同生有机质的沉积物（如泥炭、淤泥等）和土壤、生物碳酸盐（见过、珊瑚等）和原生无机碳酸盐（石灰华、苏打、天然碱等）、含碳的古代文化遗物（纸、织物、陶瓷、铁器）等。
14C法主要适用于考古学研究。
进行“同位素地质年龄”测定的岩石，必须尽可能地“新鲜”。
在有蚀变的岩石内，氩易丢失，所以测出的年代不准确。
钾—氩法的最佳测定范围在10万年至10亿年之间，铷—锶法的最佳测定范围为1000万年至1亿年之间，所以这两种方法适用于中—新生代地层的测定；铀—铅法的适应范围在1000万年至10亿年以上，铀—钕法也在2亿年以上。
所以，这两种方法较适用于古生代或更古老地层时代的研究。
有了精确的同位素地质年龄，地质学家们就可以编制用来进行地层划分与对比的“地质年代表”了。
早在1911年，年仅21岁的英国地质学家A·霍尔梅斯就提出了用矿物中铀—铅同位素的比值来测定地层年龄的设想。
同位素测年原理与方法
ppm表示一百万份重量的溶液中所含溶质的重 量(用溶质质量占全部溶液质量的百万分比来表 示的浓度，也称百万分比浓度)。百万分之几， 就叫几个ppm。 ppm=mg/kg=mg/L ppm=溶质的重量/溶液的重量*106。 1ppm可表示为1×10-6克 1升极稀的水溶液其密度可作为1，因此1 升水的重量为106毫克。若1升极稀水溶液中含1 毫克的某物质，则其浓度相当于1ppm。 1毫克=1000微克，因此该物质的浓度又为 1000ppb。
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这一元素以防止它被吸附在离子树脂上。 取由铅阴离子树脂柱淋洗下来的溶液。蒸发致干，加入2ml4NHCl，蒸干。然后加入5ml抗坏血酸江 （1g+20ml4 mol/LHCl）,静止10分钟左右直到黄色的三价铁离子逐渐消去。准备上柱。 此交换柱的大小与分离铅的离子交换柱大小一样。以处理好的树脂在1 mol/L HCl中装到交换柱上，树脂 （Dowexlx8）高为6cm。首先用10ml mol/L HCl液洗柱 ，流干。再用10ml抗坏血酸液洗除干扰元素，再用 15ml 4 mol/L HCl 洗去抗坏血酸。最后用8ml 1 mol/L HCl 洗提铀，蒸干，准备上质谱。 以上的两个流程均在超净工作台中进行。 （二）、 黄铁矿化学流程 黄铁矿在玛瑙乳钵中被磨碎。 取约0.1克的样品。 加入适量的HCl，待硫被赶尽后。 加入适量的HNO3蒸干样品。 加入混合溶液（12ml1.5mol/L HBr+1ml2mol/LHCl）。 然后该溶液在柱高2ml Dowexlx8 AG树脂中进行交换。（交换住首先用20ml 9mol/L HCl 和 20ml H2O最后用 6ml 1mol/L HBr 处理），样品溶液在柱上流干。 8ml 1mol/L HBr，洗去柱上的杂质。 8ml 2mol/L HCl 洗去柱上的杂质。 最后铅用6ml 9mol/LHCl 洗下。 蒸干准备上质谱。 （三）、方铅矿化学流程 取约0.1克的样品。 首先加入少量的浓HCl，赶尽硫后。 加入少量的浓HNO3蒸干样品。 加入适量的高纯水，准备上质谱计。 三、质谱测定 铅测定使用硅胶磷酸发射剂，单带源。 铀测定使用磷酸上样，三带源。 质谱计测定使英国VG公司的1 SOMASS54 质谱仪，离子束等效轨道半径为54 cm ，偏转900采用双向质量聚 焦。接吸附如小型静电分析器作为能量过滤。实现质能双聚焦。离子传输率为1/500铀原子，质量数范围1~350， 分析重现性0.05%仪器用HP9845B计算机自动控制。16个样品以内的换样发射聚焦，接收，磁场峰跳测试及数 据积累和打印实现程序自动操作。
放射性元素和放射性测年原理汇总.
因为衰变开始时,锶的数量不一定为零,所以:
Sr 87 Sr087 Rb87 (et 1)
(3—19)
在锶的同位素中,除放射性Sr87之外。还有非放射性Sr86,其数量不变。 通常采用同位素之比,即对(3—19)式的两端,分别除以Sr86,则 Sr 87 Sr087 Rb 87 t 86 86 (e 1) 86 (3—20) Sr Sr Sr
第二节 放射性元素和放射性测年原理
放射性衰变原理: 2．衰变常数 :
(dN / dt ) / dt
3．衰变“时间”与寿命 : ⑴ 半衰期:令U/U0=0.5,即定义母核数目衰变为原来的一半所用的时间作为半衰期, 由此得 T ln 2 / 0.693 /
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⑵寿命:即衰变为原来的1/e所用的时间(TSH)。当u/u0=e-1时, 则有: （3）灭绝时间:母核衰变为原来的1/1024所用的时间(Tme)。显然
第二节 放射性元素和放射性测年原理
• 放射性衰变原理: 常见放射性元素的衰变常数 :
第二节 放射性元素和放射性测年原理
• 样品年龄的测定 : 1．铷—锶法: 铷有两个同位素Rb87和Rb85,Rb87是放射性的, 半衰期很ቤተ መጻሕፍቲ ባይዱ,可以用 来测定极老岩石或矿物的年龄。 (3—18) 根据公式(3—7),可得: Sr Rb (e 1)
Becquerel
dN / dt N
(3—1)
Rutherford
第二节 放射性元素和放射性测年原理
• 放射性衰变原理: 1．放射性衰变规律(续): 设u元素衰变后成为元素x1,而x1又衰变为元素x2,如此继续直至元素 xn,成为一稳定的元素。若开始时只有u,即t=0 时,u=u0,x1=x2=· · · · · · =xn=0。于是
铷-锶定年方法
Average contents (ppm) of Rb, K, Sr, Ca in igneous and sedimentary rocks
Geochemical feature of Rb and Sr
Both Rb and Sr are trace elements in the Earth
87Sr/86Sr = (87Sr/86Sr)0 + 87Rb/86Sr(elt – 1)Biblioteka t=1 l
ln
(D-D0) N
+1
How to obtain value of the initial value (D0)?
elt = 1 + lt +
(lt)2 2!
+
(lt)3 3! + ...
when lt <<1, elt ~~ 1 + lt
Sr substitutes for Ca (ionic radius 0.99Å) to varying degrees. It is quite comfortable in the Ca site in plagioclase
Sr2+ can also substitutes for K+, but requiring the replacement of Si4+ by Al3+ to preserve electrical neutrality
Rb is a highly soluble, highly incompatible element. Sr is also relatively soluble and is fairly incompatible in mafic and, particularly, ultramafic igneous system
Sm-Nd同位素测年
改写成： 同理：
= 238U（e238λt-1） 206Pb*/238U+1= e238λt 207Pb*/235U+1= e235λt
206Pb
t = (1/λ238)ln(206Pb*/238U+1) = (1/λ235)ln(207Pb*/235U+1) 206Pb*/238U+1= (207Pb*/235U+1) λ238/λ235 206Pb*/238U= (207Pb*/235U+1) λ238/λ235-1
• 硅酸盐造岩矿物中，铀和钍的浓度很低， 一般为几个ppm或更少。但这两种元素在 某些副矿物中呈主要组分或者替代别的元 素。这些副矿物包括沥青铀矿、方钍石 (氧化物)；锆石、钍石、褐帘石(硅酸盐)； 独居石、磷灰石、磷钇石(磷酸盐)和榍石 (钛硅酸盐)。
铀主要有235U和238U两种同位素，其丰度比为: 238U/235U=137.88。 钍有一种同位素232Th。这三种同位素通过放射性衰 变都形成稳定的铅同位素: 238U 206Pb十8α十6β 235U 207Pb十7α十4β 232Th 208Pb十6α十4β 衰变常数为：238λ=1.55125×10-10a-1, 235 λ=9.8485×10-10a-1, 232λ=4.975×10-11a-1
143
Nd Sm
144 144
147
Nd
Nd
0 R 0 R
143 147
Nd Sm
144 144
Nd
Nd
0
CHUR 0
CHUR
1
• 式中 t 代表壳-幔分离时间，0代表现今。
143
Nd
16 实习一 铷-锶同位素年代学方法
步 骤
• 1、亚沸蒸馏出的初液不要 • 2、接取中间段液留实验用 • 3、亚沸蒸馏瓶底液不要
2）HF的提纯
• HF试剂须在密封的双瓶容器中进行 亚沸蒸馏(图)，双瓶蒸馏器由两个聚四 氟乙烯塑料瓶和一个聚四氟乙稀接口组 成，一个瓶子装原料试剂，用红外灯、 电热丝或热水加热，另一个放在循环冷 却水中接收纯化冷凝后的试剂。由于双 瓶蒸馏在密封容器中进行，试剂可纯化 到更高纯度。
HCl04是商品试剂中杂质最多的 一种，但在整个实验流程中，所用 的HCl04 总量仅几小滴，必要时可 在石英容器中作减压蒸馏。
3）HCl04的提纯
试剂的配制
1.5molHCl 2.5 mol/L HCl 0.25 mol/L H3PO4 HF HCLO4
2、称样
• ⑴ 检查天平干燥剂,如变粉红色,放在电 热板烘干,变蓝绿色。 • ⑵ 调整天平的内部零点。 • ⑶ 根据计算的称样量、最佳稀释比， 准确称取样品50毫克，并分别加入87Rb 、 84Sr稀释剂，置于坩埚中。 • ⑷ 作好原始记录。 • ⑸ 登记天平使用情况。
• ⑹ 取下后冷却，用纯水提取，提 取溶液转移到离心管内，用高纯水 洗三次坩锅。离心管内总体积约2ml， 用高纯水将离心管壁洗净，剩余的 样品残渣转移不过去，不影响测定， 可弃去。 • ⑺ 离心分离20分钟（转速4000转 /分），离去沉淀(除去过氯酸铷、 高氯酸钾)，将溶液转入5ml小烧杯。
• ⑷ 剩余的HF蒸干，并用2-3滴高 氯酸(高纯)将氟离子全部赶净，此 时酸分解出现大量的白烟，加热至 白烟全部冒尽，再补充1—2滴 HCL04，全部转化成湿盐状(高氯酸 盐)，中温下微热蒸干，直至不再冒 烟为止。 • ⑸ 将电热板温度升高至300--350度，灼烧样品15分钟。
地质样品同位素分析 第5部分：地质样品 铷-锶体系同位素年龄和锶同位素比值测定 热电离质谱法报批稿
DZ/T 0184.5—202X地质样品同位素分析方法第5部分：地质样品铷-锶体系同位素年龄和锶同位素比值测定热电离质谱法警示——使用本部分的人员应有正规实验室工作的实践经验。
本部分并未指出所有可能的安全问题。
使用者有责任采取适当的安全和健康措施，并保证符合国家有关法规规定的条件。
1 范围本文件规定了热电离质谱法测定地质样品铷-锶体系同位素年龄和锶同位素比值的方法。
本文件适用于岩石、矿物铷-锶体系同位素年龄及锶同位素组成的热电离质谱法测定；适用于沉积碳酸盐样品和水样锶同位素组成的热电离质谱法测定；适用于铷、锶含量高于0.01 μg/g的地质样品的测定。
2 规范性引用文件下列文件中的内容通过文中的规范性引用而构成本文件必不可少的条款。
其中，注日期的引用文件，仅该日期对应的版本适用于本文件；不注日期的引用文件，其最新版本（包括所有的修改单）适用于本文件。
GB/T 601 化学试剂标准滴定溶液的制备GB/T 6379 测量方法与结果的准确度（正确度与精密度）DZ/T 0130.8 地质矿产实验室测试质量管理规范第8部分：地质样品同位素分析3 术语和定义DZ/T 0184.1对涉及到的术语进行了定义，本文件没有需要界定的术语和定义。
4 方法原理往试样中加入适量稀释剂，用混合酸分解后转化成盐酸体系，用阳离子树脂交换分离法分离、纯化铷和锶；用热电离质谱仪分别测定Rb、Sr同位素组成，采用同位素稀释法公式计算样品中Rb、Sr含量、87Rb/86Sr和87Sr/86Sr比值，再根据放射性衰变方程计算由一组样品拟合的等时线年龄，即岩石或矿物形成以来的年龄。
5 试剂和材料5.1盐酸，ρ(HCl)=1.19 g/mL，优级纯。
5.2氢氟酸，ρ(HF)=1.15 g/mL，优级纯。
警示——氢氟酸具有极强的腐蚀性，如吸入蒸汽或接触皮肤会造成难以治愈的灼伤，需小心操作！5.3高氯酸，ρ(HClO4)=1.67 g/mL，优级纯。
02 铷锶衰变体系
Sr Sr Rb t e 1 86 Sr 86 Sr 86 Sr 样 初 样
87 87 87
则：
Sr t . ln 1
87
86
Sr 样 Sr Sr 初 1 87 86 Rb Sr 样
但实际上不一致情况时有出现，因为岩石 形成之后常遭受多次后期地质作用，如区 域变质作用，从而引起放射成因87 Sr *的 丢失或获得，破坏了局部的(如某一矿物) Rb-Sr平衡，但仍保持整个体系(如岩石) 的Rb-Sr的平衡。此时矿物年龄就不能代 表岩石年龄。而岩石年龄常采用铷－锶等 时线法求得。
同位素地球化学
第二章 铷-锶衰变体系
第一节 铷和锶的地球化学性质 及其同位素组成
一、铷
Rb是碱金属元素，与K密切共生且其含量呈 正相关，常以类质同象形式共存于含K矿物中。 Rb主要呈分散状态，不易独立成矿。
在岩浆分异过程中随挥发组分和K含量的增 加，Rb含量也增加；从超基性→基性→中性 →酸性岩中，Rb含量也依次增加。同源多期 侵入体中，岩浆愈到晚期Rb含量有增加趋势。 沉积岩中Rb的主要载体是某些黏土矿物和蒸 发岩矿物。
87 87 87
我们不能得到年龄值。这时就需要岩石 或矿物的等时线来求得年龄。
等时线年龄是地质年代学中经常使用且 行之有效的一种年龄。这种测年方法最 初在1961年由Nicolaysen提出，并首先应 用于铷-锶体系。 等时线法现在已推广到任何一种放射性 衰变计时系统。其原理如下：
假定，一个化学和同位素组成均一的岩 浆，由于岩浆结晶分异作用、或结晶固相和 残余熔体相之间的分离结晶作用，导致形成 一套化学成分不同的火成岩。
DZT 0184.4-1997岩石、矿物铷锶同位素地质年龄及锶同位素比值测定
FHZDZTWSDZ0004 同位素地质岩石矿物的铷锶同位素地质年龄和锶同位素比值测定质谱法F-HZ-DZ-TWSDZ-0004同位素地质—岩石矿物的铷锶同位素地质年龄和锶同位素比值测定—质谱法1 范围本方法适用于岩石、单矿物的铷锶同位素地质年龄和锶同位素比值测定。
2 原理岩石或单矿物中的铷（87Rb）经β衰变生成稳定同位素87Sr。
根据对试样中母体同位素87Rb （或Rb元素）和子体同位素87Sr（或Sr元素）含量及锶同位素比值的测定，即可根据放射性衰变定律计算试样形成封闭体系以来的时间，即岩石或单矿物形成以来的时间。
试样用氢氟酸、高氯酸分解后转化成盐酸溶液，再用阳离子交换树脂色谱分离和纯化铷和锶。
然后用同位素稀释质谱法测定试样中的铷、锶含量及锶同位素比值，用最小二乘法计算由一组样品拟合的等时线年龄，或直接代入年龄方程计算单矿物试样的模式年龄。
3 试剂3.1 去离子水：二次蒸馏水，用作清洗器皿和配制洗液用。
3.2 超纯水：分析用水，用去离子水经水纯化器（Milli-Q型或其他类型）纯化制备超纯水，或用石英亚沸蒸馏器对纯化器纯化的水再进行进一步纯化，纯化后超纯水的电阻率应达到18MΩ，超纯水中有关元素的空白值应到10-12g/g量级。
3.3 盐酸（ρ1.19g/mL），优级纯。
3.4 盐酸：超纯，用优级纯盐酸（ρ1.19g/mL）经石英亚沸蒸馏器亚沸蒸馏制备。
3.5 盐酸（1+1）：优级纯，量取100mL优级纯盐酸（ρ1.19g/mL）和100mL超纯水混合配制。
3.6 盐酸（1+1）：超纯，量取100mL超纯盐酸（ρ1.19g/mL）和100mL超纯水混合配制。
3.7 盐酸，1mol/L：量取16.68mL超纯盐酸（ρ1.19g/mL）置于200mL容量瓶中，加入超纯水稀释至刻度，摇匀。
3.8 盐酸，2.5mol/L：量取41.67mL超纯盐酸（ρ1.19g/mL）置于200mL容量瓶中，加入超纯水稀释至刻度，摇匀。
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铷—锶法同位素年龄计算方法
铷—锶法同位素年龄测定基于下列放射性衰变：
87Rb→β-87Sr
根据放射性衰变规律得到年龄计算的公式为
t=1/λ·ln（（87Sr/87Rb）+1）（1）
式中87Sr—放射成因87Sr原子数；
87Rb—放射性母体87Rb现在的原子数；
λ—87Rb的衰变常数；
t—年龄。
那么，在衰变常数λ被确定的情况下，只要测出样品中放射成因87Rb和母体87Rb的原子比，便可根据方程式（1）计算样品的年龄。
精确测定87Rb的衰变常数是如—锶法同位素年龄测定的重要课题。
目前，比较广泛采用的λ值是下述两种方法测得的结果：一是用地球化学对比法测得87Rb的半衰期T＝5.0×1010年，即λ=1.39×10-11年-1，一是用物理方法直接测得87Rb的半衰期T＝4.70×1010年，即λ=1.47×10-11年-1，1976年25届国际池质会议上又推荐采用λ=1.42×10-11年-1。
我国在1976年《全国向伦素地质年龄数据汇编》（第二集）中也建议采用λ=1.42×10-11年-1。
为了便于对比，年龄计算表同时给出了三个衰变常数对应的年龄值。
计算是根据方程式（1）用电子数字计算机完成的。
计算小均未考虑衰变常数的测定误差。
表中采用不同常数导致年龄值的最大相差约6％，故在对比资料时应注意所采用的衰变常数值。
根据方程式（1）可以得到：
t1×λ1=t2×λ2，
则t2=t1×（λ1/λ2），（2）
所以，即使将来87Rb的定变常数有了更为难确的测定位时，仍可用本麦查得的年龄值经过简单的修正即可获得正确的年龄值。
本年龄计算表包括从0～6068.9百万年（据λ=1.42×10-11年-1计算）所对应的87Sr/87Rb原子比值。
表中不同的年龄值范围采用丁不同的87Sr/87Rb比值间隔，如下表所示。
年龄值越大，所用比值间隔也越大，这是符合年龄测定的实际需要的。
当在表中查不到所需要的准确比值时，可用一次近似直接内插法求得。
任样品年龄计算中，计算学个样品的年龄时，必须对样品在形成时混入的初始锶进行校正。
不同类型的样品，混入的初始锶的（87Sr／86Sr）0比值一般也不同。
通过对各种类型的岩石或
矿物统计则得该类型岩石或矿物样品的初始锶比值，例如对于花岗质岩石一般常采用（87Sr／86Sr）
＝0.710。
现举例说明样品年龄的计算：
设某样品分析获得的数据为87Rb=623.5ppm，放射成固87Sr＝2.7434ppm，则
（87Sr／86Rb＝2.7434/623.5＝0.00440，如取λ=1.42×10-11年-1查表得到年龄值t＝309.18×106年。
但是，目前已很少利用上述途径计算单个样品的年龄。
由于岩石或矿物在形成时混入初始锶，所以样品中的87Sr包括放射成因87Sr和初始87Sr两部分，即：
87Sr＝87Sr
+87Rb（eλt-1）（3）
因为非放射成因铝同位素86Sr在样品中的原子总数是个常数，而87Sr的原于数则随着87Rb的衰变而增加，又因为测定同位素比值铰为方便，所以一般常采用同位素比值形式来表示样品中镕同位素组成的变化。
用样品中86Sr除方程式（3）等式左右两部分得：
（87Sr/86Sr）样==（87Sr/86Sr）0+（87Rb/86Sr）样×（eλt-1）（4）
所以力根据程式（4）得下列计算公式：
t=1/λ·ln（【[（87Sr/86Sr）样-（87Sr/86Sr）0]/（87Rb/86Sr）样】+1）（5）
所以力程式（5）是目前常用的计算单个样品的公式。
计算出
【[（87Sr/86Sr）样-（87Sr/86Sr）0]/（87Rb/86Sr）样】，办即为样品中放射成因的87Sr与母体87Rb的原子比值，查表便可求得年龄值t。
例如，某花岗质岩石样品的分析数据为：（87Rb/86Sr）样＝558.8，（87Sr/86Sr）样＝2.283，采用（87Sr/86Sr）0＝0.710，则
【[（87Sr/86Sr）样-（87Sr/86Sr）0]/（87Rb/86Sr）样】＝（2.283-0.710）/558.5=0.00282
如果采用λ=1.42×10-11年-1查表得年龄值t＝198.31×106年。
上述两种计算单个样品年龄的方法，对于地质历史比较简单的样品。
一般可采用同类岩石统计测得的初始镕值校正样品中的初始锶。
但应当指出，这种计算方法中仍存在初始锶（87Sr/86Sr）0比值的假设因素，假设条件与实际情况不符是产生年龄计算误差的又一重要原因，所以在铷—锶法年龄测定中，常常采用等时线方法求解岩石或矿物的年龄。
其依据是一组同源岩系的样品在同一时间形成，母源中的锶在样品形成时同位素已经均一化，所以样而中混入的初始锶（87Sr/86Sr）0比值应各处相同。
但在一般情况下，由于矿物成分上的差异，各样品中Sr/Sr比值可以不同，故（4）式在87Sr/86Sr—87Rb/86Sr坐标系中构成一条等时线，等时线的斜率即为放射成因87Sr与母体87Rb的原子比值。
所以求得等时线的斜率即可查表得到年龄值。