地质年龄测定
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。
现代地质测年方法
现代地质测年方法是指通过各种科学技术手段对地质物质进行测定，从而确定地质事件的发生时间以及地质历史的时间顺序。
现代地质测年方法的发展使得地质学家能够更加准确地了解地球的演化历史，并揭示了地球各个时期的重要事件和过程。
本文将介绍几种主要的现代地质测年方法。
一、放射性测年法二、磁性测年法磁性测年法是通过对岩石或沉积物中的磁性矿物进行磁性测定，从而确定地质事件的发生时间。
地球的磁场是由地球内部液态外核的运动产生的，有时磁场的极性会发生翻转，这种翻转被称为磁极翻转事件。
通过测量岩石或沉积物中的磁性矿物的磁化强度和方向，可以确定这些事件的发生时间。
磁性测年方法适用于从几百年到几千万年不等的时间范围。
三、岩石学测年法岩石学测年法是通过对岩石中的其中一种矿物进行测定，从而确定地质事件的发生时间。
常用的岩石学测年方法包括锆石U-Pb测年、斜长石Ar-Ar测年和白云母K-Ar测年等。
锆石是一种常见的矿物，它含有稳定的铀和不稳定的铅同位素，通过测量岩石中锆石中的铀和铅同位素的含量比值，可以确定岩石的年龄。
斜长石和白云母中的锆石也可以利用同样的方法测定。
四、地层学测年法地层学测年法是通过对地层的描述和对生物化石的研究，从而确定地质事件的发生时间。
地层是指大地上连续分布的岩石层序，地层的顺序和特征可以反映地质历史的演化过程。
生物化石是指已经灭绝的生物的遗骸或痕迹，在地质时间尺度上存在一定的时空范围，通过对地层中的生物化石的鉴定和分析，可以确定地层的年代。
地层学测年法主要适用于距今几千年到几亿年不等的时间范围。
综上所述，现代地质测年方法是通过对地质材料中的各种指标进行测定，从而确定地质事件的发生时间和地质历史的时间顺序。
放射性测年法、磁性测年法、岩石学测年法和地层学测年法是现代地质测年方法的主要手段。
这些方法的发展和应用使得地质学家能够更好地了解地球的演化历史，为地质与环境研究以及自然灾害预测提供了重要依据。
同位素地质年龄测
同位素地质年龄测定 钾-氩法
方法 1、体积法 2、同位素稀释法 40 3、快中子活化法(又称内标稀释法或 Ar39 Ar法) 该钾-氩法是上世纪末发展建立的，是 40 基于岩石和矿物中的 K经快中子照射后产 39 40 生 Ar，这样可不必测定样品中的 K含量， 40 39 而是根据 Ar/ Ar含量值，按有关公式算 得岩石、矿物形成年龄。
同位素地质年龄测定 钾-氩法
样品要求
②样品重量取决于样品地质年龄的大小，样 品中母、子同位素含量和测试方法灵敏度 （表） 40 39 单矿物纯度应高于98%（ Ar/ Ar法单 矿物样品纯度要求100%，其中不应含其它钾 矿物包裹体）
同位素地质年龄测定 钾-氩法
样品要求 ③试样粒度为0.25-0.63mm；伟晶岩中的云母 可剪成宽3-5mm的细条；全岩样品粒度0.40.6mm。 测量时要求样品中40Ar在矿物形成后就成 为封闭体系，没有逸出过。同时，矿物形 成后对钾也是封闭的，矿物中钾的同位素 组成正常。
40
39
同位素地质年龄测定 钾-氩法
钾-氩法缺点
被测定的岩石或矿物易受后期各种叠加地质作用的影 响,使其中放射成因的氩逸失,导致年龄测定值偏低(在这 种情况下,年龄测定值可视为实际年龄值上限)。所以，不 宜用钾-氩法测定古生代及古生代以前的地质样品。 氩是气体，它可以在变质期间从矿物和岩石中丢失。 由于这个原因，钾－氩法提供的是花岗质岩石最后一次热 事件的年龄，变质岩最后一次变质的年龄，或者一个地区 最后一次重要上升和剥蚀的年龄。因为氩丢失的可能性大， 所以一般认为钾－氩法得出的数据，代表着岩石的最低限 年龄，然而有的情况用钾氩法测得的年龄又太老。如果变 质作用期间它不完全丢失，Ar40可以从沉积岩里原先的矿 物继承下来，变质岩测出的年龄就比真正变质作用的时代 要老。在测定浅变质岩（如板岩）时，会有这种问题。此 外，有些矿物可以吸附外来的氩，对这种矿物用钾氩法测 得的年龄数据一般偏大。
同位素地质年龄测定
同位素地质年龄测定同位素地质年龄测定：1. 什么是同位素地质年龄测定？同位素地质年龄测定是一种技术，其主要原理是利用放射性同位素系统衰变这一自然现象研究地质年代或者体系发展历史。
放射性同位素指的是具有一定半衰期的示踪性放射素，如粒子或射线源，而这种特定类型的放射性物质颗粒可能来源于岩石的矿物中，从而可以以一定的速率衰变。
以测年的观点来看，放射性同位素的衰变率可以作为一种记录时间的标志，可以表明某一地质物体的形成时间或某一地质事件发生的时间等。
2. 同位素地质年龄测定的基本步骤(1) 样品取样和分析：样品包括岩石、矿物及其沉积物。
样品取样可以使用活质量突破样本或岩芯钻棒，并进行合理的粉碎、浸提等实验步骤。
按照同位素年龄测定方法，将待测样品中放射性衰变产物与其它样品元素提取出来，然后进行激光和亮度法进行分析。
(2) 同位素校准：放射性同位素的衰变速率以及不同地质物的形成和发展速度都有可能随着环境的不同发生变化，因此，在计算出实际的同位素年龄之前，我们首先要把测试的同位素年龄进行一个校准，把它们校准到以每天8.77微秒为半衰期的放射性同位素系统或者参考标准。
(3) 计算同位素年龄：在同位素校准之后，可以计算出初始浓度和校准后的衰变浓度之间的差异，并利用此差异和衰变系数，从而求出样品的同位素年龄。
3. 同位素地质年龄测定的应用同位素地质年龄测定技术可以用于研究岩石的沉积、流动等地质过程，它可以用来测定多种岩石、矿物、沉积物和流动体中形成、发展和演化的历史，从而对地质年代进行精确测定，为我们对地表历史演化、沉积环境探讨提供有力的支持。
在构造地质学中，它也可以用于研究地壳构造活动、火山喷发活动和地质普遍影响等地质事件的发生时间和发展历史。
Sm—Nd同位素法地质年龄的测定
Sm—Nd同位素法地质年龄的测定作者：梁培基王广武兴龙焦天佳来源：《科学与财富》2014年第11期摘要：同位素地质学是地球科学、物理学、化学和技术科学相互交叉发展起来的一门新兴学科。
它根据放射性同位素衰变规律确定地质体形成和地质事件发生的时代，以研究地球和行星物质的形成历史和演化规律。
主要对Sm-Nd法同位素测年的研究现状、研究方法、适用对象、年龄测定、特点等方面予以简要总结和介绍。
关键词：Sm-Nd同位素测年；方法；特点1 Sm-Nd法同位素定年方法简介Sm在自然界有7个同位素，144Sm（3.16%），147Sm（15.07%），148Sm（11.27%），149Sm（13.84%），150Sm（7.47%），152Sm（26.63%），154Sm（22.53）。
Nd在自然界也有7个同位素，142Nd（27.09%），143Nd（12.14%），144Nd（23.83%），145Nd（8.29%），146Nd（17.26%），148Nd（5.74%），150Nd（5.63%）。
147Sm和148Sm具有放射性，通过α衰变转变成143Nd和144Nd。
144Nd也具有放射性，通过α衰变转变成140Ce，但是由于其极端长的半衰期（2.1×1015a），放射性所引起的变化可以忽略，实际上可作为稳定同位素看待。
由于148Sm衰变半衰期十分长（7×1015a），目前在地质应用上尚无价值。
因此仅147Sm （t12=1.06×1011a）能用于年龄测定。
通常所指的Sm-Nd测年法实际上是147Sm-143Nd法，利用的是147Sm→143Nd+α的核衰变过程。
Sm-Nd年龄计算方程：（143Nd/144Nd）=（143Nd/144Nd）i+（147Sm/144Nd）（eλ-1）方程中t为样品形成时间或被彻底改造Nd同位素均一化时间，λ为147Sm衰变常数（6.54×10-12a-1）；（143Nd/144Nd）和（147Sm/144Nd）比值是样品现代值，由实验直接测定；（143Nd/144Nd）i是样品形成时或被彻底改造时值。
同位素地质年龄测定
澄江化石群 澄江化Байду номын сангаас群 5.3亿年前 5.3亿年前
澄江生物化石群 澄江生物化石群
澄江 動物群
中国科学家发现 古老滑翔蜥蜴化石 古老滑翔蜥蜴化石
南京专家发现 6亿岁的“蛋”
进化树
生命进化图
地质年龄确定 地质年龄确定
根据放射性同位素测定： 太阳系化学元素起源70-80亿年以前 太阳系化学元素起源70-80亿年以前 行星（包括地球）形成46亿年以前 行星（包括地球）形成46亿年以前 地球上最古老岩石年龄33亿年 地球上最古老岩石年龄33亿年 地球上第一次出现生命35亿年以前 地球上第一次出现生命35亿年以前 人类出现2 人类出现2百万年以前
eλt － 1）
如果将放射性同位素通过衰变，使原来的原 子数减至一半所经历的时间称为半衰期，则半衰 期（T 期（T）与衰变常数之间存在以下关系： N/No ＝ 1/2 ＝ e-λt
ln2 ＝ λt ∴ T ＝ ln2/λ ＝ 0.692/λ ln2/λ
M Z
X→
M Z+1
Y+ e
0 −1
3.K 层电子捕获 ：原子核从核外 层电子捕获：原子核从核外 K层捕获一个轨道电子，核内一个质 层捕获一个轨道电子， 子与这一电子结合形成一个中子， 子与这一电子结合形成一个中子，并 放出中微子的过程。 放出中微子的过程。
M Z
X+ e →
0 −1
M Z−1
Y
4.γ 衰变 ： γ 射线是从原子核内 衰变： 部放出的一种波长极短的电磁波， 部放出的一种波长极短的电磁波，常 伴随α 伴随α或β衰变产生。γ衰变的母体和 衰变产生。 子体是同种同位素， 子体是同种同位素，只是原子核内部 能量状态不同而已。 能量状态不同而已。γ 衰变亦可称为 同质异能跃迁。 同质异能跃迁。
同位素地质年龄测定技术及应用
同位素地质年龄测定技术及应用同位素地质年龄测定技术是判断岩体年龄或地质事件发生时代的常用方法，主要包括U-Pb法、Ar-Ar法、Rb-Sr法、Sm-Nd法等，各类方法均有其自身的特点，因此其适用范围和注意事项也存一定的区别。
本文以Rb-Sr法为例，对其原理、使用范围、注意事项及其局限性进行了分析讨论，希望能为读者提供参考。
标签：同位素;地质年龄;Rb-Sr法;应用1 概述随着科学技术的不断发展，地质学在帮助人类认识地球方面的作用日渐明显。
同位素地质年龄测定技术是以放射性同位素为基础的测量技术，该技术在地质研究方面的应用，可提高测量结果的有效性，便于人们更好地发现地球演变规律。
本文将对同位素地质年龄测定技术及其相关应用进行探讨。
2 同位素地质年龄测定技术2.1 原理分析测定原理为元素放射性衰变，放射性是指原子核可自发地放射各种粒子，具有自发放射各种射线的同位素称为放射性同位素;而放射出α或β射线后，原子核发生变化的过程可成为放射性衰变;衰变前的放射性同位素称为母体，衰变过程中产生的新同位素则称为子体;若经过一次衰变就可获得稳定子体的为单衰变;若经历若干次连续衰变获得稳定子体的则称为衰变系列。
在衰变过程中，放射性同位素母体同位素原子有一半完成衰变所耗费的时间成为半衰期，较为稳定，不受元素状态、外界环境、元素质量变化的影响;放射性同位素在单位时间内每个原子核的衰变概率成为衰变常数。
利用放射性衰变规律计算地质年代的主要依据就是半衰期和衰变常数。
2.2 放射性同位素测定地质年龄的前提放射性同位素测定岩体年龄的常用技术有U-Pb法、Ar-Ar法、Rb-Sr法、Sm-Nd法、Re-Os法、（U-Th）/He法等，各种方法的使用前提基本相同：①用于测定地质年龄的放射性同位素半衰期与测定对象相匹配，且半衰期和衰变常数能被准确测定;②能准确测定母体同位素组成及各项同位素的相对丰度;③母体衰变产物具有一定的稳定性，便于使用仪器设备对其进行检测;④岩石或矿物处于封闭状态，减少误差;⑤岩石或矿物形成过程中，同位素处于开放状态时间较短，可忽略不计。
hf同位素二阶段模式年龄计算
hf同位素二阶段模式年龄计算HF同位素二阶段模式年龄计算介绍HF同位素二阶段模式年龄计算是一种用于确定地质年龄的方法，它基于铀-铅（U-Pb）同位素体系的测量和计算。
在地质学和地球科学领域，确定岩石和矿物的年龄是非常重要的，因为它可以帮助我们了解地球的演化历史和地质过程。
HF同位素二阶段模式年龄计算方法是目前最常用的年龄测定方法之一。
原理HF同位素二阶段模式年龄计算方法利用了铀的两种同位素，即铀-235（U-235）和铀-238（U-238），以及它们的衰变产物铅-207（Pb-207）和铅-206（Pb-206）。
这种方法通过测量岩石或矿物中铀和铅的含量，以及它们之间的比值，来确定样品的年龄。
步骤HF同位素二阶段模式年龄计算方法的步骤可以分为以下几个部分：1. 采集样品：首先需要从目标岩石或矿物中采集样品。
样品的选择通常基于研究的目的和所关注的特定地质事件。
2. 准备样品：采集的样品需要经过一系列的前处理步骤，包括粉碎、研磨和化学处理，以提取出其中的铀和铅。
3. 测量同位素含量：提取出的铀和铅需要通过质谱仪等设备进行测量。
测量过程中，会测量铀-235和铀-238的含量，以及铅-207和铅-206的含量。
4. 计算年龄：根据测量得到的同位素含量，使用数学模型和计算公式来计算样品的年龄。
计算过程中，考虑到铀和铅的衰变速率以及不同同位素之间的比值。
应用HF同位素二阶段模式年龄计算方法在地质学和地球科学领域有着广泛的应用。
它可以用于确定岩石和矿物的形成时期，揭示地球历史的演化过程，以及研究地质事件的时序关系。
此外，它还可以用于研究火山活动、构造运动、矿床形成等地质现象的时间尺度。
优势和局限性HF同位素二阶段模式年龄计算方法相对来说比较准确和可靠，尤其适用于年龄较年轻的样品。
它可以提供相对较高的年龄分辨率，并且可以用于多种不同类型的岩石和矿物。
然而，它也存在一些局限性，例如，对于年龄较古老的样品，由于铀的衰变速率较慢，计算的结果可能存在较大的误差。
同位素地质年代测定原理
同位素地质年代测定原理同位素地质年代测定原理摘要：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)。
同位素地质年龄测定技术及应用
同位素地质年龄测定技术及应用陈文;万渝生;李华芹;张宗清;戴檀谟;施泽恩;孙敬博【期刊名称】《地质学报》【年(卷),期】2011(085)011【摘要】同位素地质年代学是地球科学、物理学、化学和技术科学相互交叉发展起来的一门新兴学科,是地球系统科学中一个年轻而充满活力的分支学科.它根据放射性同位素衰变规律确定地质体形成和地质事件发生的时代,以研究地球和行星物质的形成历史和演化规律.本文对几种常用的精度比较高的同位素测年方法从理论、实验技术、应用范围、使用的注意事项等方面予以简要总结和介绍,期望为地质同行们提供有益的参考.所涉及的同位素测年方法主要有U-Pb法、Ar-Ar法、Rb-Sr 法、Sm-Nd法、Re-Os法、(U-Th)/He法等.①U-Pb法:是最早用来测定地质年龄的放射性方法之一,也是国内目前最重要的同位素测年方法.近10年来,近乎完美的锆石微区U-Pb年龄测定技术的引进对我国的地质科学研究起到了巨大的推动作用,并且其应用领域仍在进一步扩展中.②Ar-Ar法:已经成为同位素地质年代学研究最主要的方法之一.该方法具有以下特点:a.测量的时间域较宽,最老可到3800Ma(月岩年龄),最年轻可测到千年级(意大利维苏威火山喷发年龄);b.测量对象广泛,原则上,所有的含钾矿物、岩石都可以用作Ar-Ar法同位素测年,甚至含有微量钾盐包裹体的非钾矿物如石英、闪锌矿等也有成功测定出Ar-Ar年龄的报道；c.独特的分步加热技术和内部组分的Ar同位素相关图处理技术不仅可以获得高精度的年龄,还可以揭示被测定对象所经历的多期地质演化信息；d.和激光技术配套可以直接在岩石光片上寻找待测矿物进行微区(几十微米一几百微米)Ar-Ar测年,从而能够获得变质岩P-T-t轨迹研究中最精确的时间信息；e.应用领域广泛,几乎所有的地质学分支学科中都有应用；f.是矿床年代学研究的最主要的技术手段；g.是同位素热年代学研究的支柱技术.Ar-Ar法测年也有其局限性:首先是分析技术复杂导致其成本高、分析周期长.其次中子参数测定的准确性直接影响样品年龄测定的准确性.核反冲效应会导致极细粒的粘土矿物Ar-Ar年龄结果偏高.对于古元古代和太古宙古老变质岩样品,由于可能存在K和Ar的自然扩散作用或后期变质、变形等多因素的扰动作用,用Ar-Ar法很难测出早期的变质事件年龄.③Rb-Sr法:是一个应用很广泛的方法,利用等时线技术可以测定侵入岩、火山岩、变质岩和某些沉积岩的同位素地质年龄.在用Rb-Sr同位素系统测定中酸性侵入岩和火山岩的年龄时,如果岩石迅速冷却,无论用全岩等时线法或矿物等时线法得到的年龄都可能是岩石的形成年龄.对于变质岩,矿物Rb-Sr等时线年龄一般代表岩石遭受最后一次强变质热事件Sr同位素均一化时间.对于沉积岩,可以利用Rb-Sr法测定成岩自生矿物年龄.对于金属矿床,可以用包裹体的Rb-Sr等时线确定矿床的形成时间.通过断层和韧性剪切带形成的矿物的Rb-Sr年龄测定,可以限定构造形成时间.Rb-Sr法最大缺点是,由于Rb的流动性,极易形成开放系统,从而得到不正确的年龄.此外,还经常受到假等时线的困扰.④Sm-Nd法:由于Sm-Nd体系的保存性能良好,抗蚀变和变质作用的能力较强,因此Sm-Nd法年龄能代表原岩生成的时间和反映成岩物质源区的特性.对于基性岩、超基性岩,对太古宙古老岩石,Sm-Nd等时线法是较好的测年方法.Sm-Nd模式年龄代表地壳岩石从CHUR地幔源中分异出来的时间,利用碎屑沉积岩的模式年龄可以鉴别沉积物的源区,判断岩石形成构造背景,了解其物源区存留地壳的平均年龄,揭示地壳形成和演化历史等.其缺点是由于Sm、Nd地球化学性质的类似,地质作用过程中难以发生相互分离,Sm、Nd在岩石中的比值变化范围就很小,给Sm-Nd等时线法测年带来了困扰,有时不能给出正确可信的年龄.⑤Re-Os法:是目前能够直接测定金属矿床矿化年龄的唯一成熟方法.但在实验技术和应用方面还存在不少问题:a.近年来发现有些金属矿床辉钼矿的Re-Os年龄高于其赋矿围岩的年龄,原因不明;b.黄铁矿等多数硫化物矿物含Re量很低,并含有一定程度的普通Os,对样品化学制备过程中低本底的要求很高,一般实验室难以达到,普通Os也难以准确扣除；c.后期的热液活动有时可以使Os同位素发生重置,因此,金属硫化物Re-Os同位素体系封闭温度及其影响因素是一个亟待解决的问题.⑥(U-Th)/He法:(U-Th)/He同位素系统的优势是其封闭温度是已有同位素体系中最低的,能够记录地质体经历较低温度范围的时代与温度信息.该方法在矿床年代学研究中也具有可观应用前景.其不足之处是因为封闭温度很低,在用于地质体定年时要特别关注冷却速率和再加热作用的影响.%Isotope geochronology is a newly developed interdisciplinary science which combines geoscience, physics, chemistry and technical sciences, and is a young and energetic branch of earth science. The decay of radioactive isotopes is used to determine the formation age of geological body and the age of geological events, with aiming to study the formation history and evolution of earth and planetary materials. This paper presents brief introduction and summary of relative high-precise isotope dating methods in terms of theory, experiment techniques, application scope, precautions for use, in hope of providing a useful reference to geologist. Main isotope dating methods involved s are U-Pb, Ar-Ar, Rb-Sr, Sm-Nd, Re-Os and (U-Th)/He methods. (l)U-Pb method: It is one of the earliest radioactive methods for determination of geological age as well as the most important isotope dating method in China so far. In the past 10 years, the introduction of zircon U-Pb dating technique has played a significant role in promoting geological research in China, and its application is expanding.(2) Ar-Ar method: Ar-Ar dating has become one of the most important methods of isotope geochronology. The characteristics of this method areas follows: ① Wide time-domain measurements, with the oldest age up to 3. 8Ga (the age of lunar rocks) and the youngest one in a scale of millennium age (the eruption age of Mount Vesuvius, Italy); ② A w ide range of measurement objects. In principle, all the k-bearing minerals and rocks can be used for Ar-Ar isotopic dating, even there are reports on the successful determination of Ar-Ar ages from non-potassium minerals such as quartz and sphalerite which contain trace amounts of kainitite inclusions;③ Unique step heating technique and Ar isotope correlation diagram of internal components can not only obtain high-precision age but unfold multi-stage geological evolution of the object;④ Combined with laser technique, it can be used to determine Ar-Ar age by searching microzonation directly on polished section of minerals to be tested, so as to obtain the most precision time information of the metamorphic rock P-T-t track; ⑤ Wide application area. It has be en used almost in every discipline of geology; ⑥ It has been the most important technical tool of deposit chronology; ⑦ It is the backbone technique of isotope thermochronology. But Ar-Ar dating has its limitations. Firstly, the complex analysis leads to high cost and long cycle. Secondly, the accuracy of the determination of the neutron parameters directly affects the accuracy of samples dating. Nuclear recoil effect can result in high Ar-Ar age of very fine-grained clay minerals. For the samples of Early Proterozoic and Archean metamorphic rocks, there may be natural K and Ar diffusion or later metamorphism, deformation and other disturbance, which will make it difficult to determine the age of early metamorphic events. (3)Rb-Srmethod. It is a popular method. The isotope geological ages of intrusive, volcanic, metamorphic, and some sedimentary rocks can be determined by using isochron technique. When Rb-Sr isotopic system is used to determine the age of intermediate and acid intrusive rocks and volcanic rocks, if these rocks cooled rapidly, the ages determined by both the whole rock isochron and mineral isochron age may be the formation ages of the rocks. For metamorphic rocks, Rb-Sr isochron age generally represents the Sr isotope homogenization time when the latest strong thermal event happened. For sedimentary rocks, we can determine the authigenic mineral diagenesis age using Rb-Sr dating. But for metallic deposits, we can determine the formation ages of deposits using inclusion Rb-Sr isochron. Through Rb-Sr mineral dating to determine the formation of faults and ductile shear zone, we can limit the tectonic formation time. The biggest drawback of Rb-Sr dating is that incorrect age can be obtained due to the fact that the mobility of Rb easily produces an open system. In addition, the age determination is often interfered by false isochrons. (4)Sm-Nd method. Due to good preservation, corrosion and metamorphism resistances of Sm-Nd system, Sm-Nd dating time can represent the formation age of primary rocks and and reflect the characteristics of rock-forming material sources. For mafic, ultramafic, and archean rocks, Sm-Nd isochron dating method is a good one. Sm-Nd model age represents the time of crustal rocks which differentiated from the CHUR mantle, and model ages of clastic sedimentary rocks can be sued to identify the rock-forming source, so as to judge the tectonicbackground of rock formation, understand the average ages of material source detained within the crust, and finally reveal the history of formation and evolution of the crust formation. The disadvantage is that Sm and Nd are difficult to separate from each other due to their similar geochemical properties during the geological process, resulting in a narrow range of Sm to Nd ratios in rocks, giving trouble for SM-Nd isochron dating method, even without reliable age obtained. (5) Re-Os method. Re-Os isotope dating method is the only mature method so far that is directly used to determine mineralization ages of metal deposits. However, there are many problems in experiment techniques and applications. ① It is found in recent years that the Re-Os ages of molybdenite in some metal deposits are higher than the ages of ore-bearing rocks, and the reasons are unclear.② Most sulfide minerals such as pyr ite contains very low content of Re buta certain amount of common Os. This imposes high requirements on the preparation of samples, which general laboratories fail to meet. In addition, common Os can not be precisely deducted. ③ Sometimes post-hydrothermal activities may reset Os isotope, therefore, the closure temperature and influencing factors of the metal sulfide Re-Os isotope system is a key problem to be solved urgently. (6) (U-Th) / He method. The advantage of (U-Th) / He isotope system is that its closure temperature is the lowest among the existing isotopic systems, and can record temperature information and the time when geologic body underwent a lower temperature range. This method also has considerable application potential in deposit chronology. But its disadvantage is very low closuretemperatures, and much attention should be paid on cooling rate and re-heating effect during dating of geological bodies.【总页数】31页(P1917-1947)【作者】陈文;万渝生;李华芹;张宗清;戴檀谟;施泽恩;孙敬博【作者单位】同位素热年代学实验室,大陆构造与动力学国家重点实验室,中国地质科学院地质研究所,北京,100037;北京离子探针中心,中国地质科学院地质研究所,北京,100037;武汉地质矿产研究所,武汉,430205;同位素热年代学实验室,大陆构造与动力学国家重点实验室,中国地质科学院地质研究所,北京,100037;中国科学院广州地球化学研究所,广州,510640;中国科学院广州地球化学研究所,广州,510640;同位素热年代学实验室,大陆构造与动力学国家重点实验室,中国地质科学院地质研究所,北京,100037【正文语种】中文【相关文献】1.同位素地质年龄测定技术及应用 [J], 严堇纾2.同位素地质年龄测定技术及应用 [J], 王旭3.辽宁姚家沟钼矿床辉钼矿Re-Os同位素年龄测定及其地质意义 [J], 方俊钦;聂凤军;张可;刘勇;徐备4.巴尔喀什成矿带Cu-Mo-W矿床的辉钼矿Re-Os同位素年龄测定及其地质意义[J], 陈宣华;杜安道;蒋荣宝;王志宏;屈文俊;韩淑琴;Eleonora Seitmuratova;施炜;杨农;陈正乐;叶宝莹;曾法刚5.湖北麻城白鸭山钼矿床辉钼矿 Re－Os 同位素年龄测定及其地质意义 [J], 陈炜;周文平;陈开旭;刘明文;王彤;周仁君;方明;贺慧艳;李随云因版权原因，仅展示原文概要，查看原文内容请购买。
地质年代的测定及地质年代表
地质年代的测定
地质年代又分相对地质年代和绝对地质年代。
计算地质年代的方法有两种：①相对地质年代，指岩石、地层之间的相对新老关系及其时代顺序。
根据生物的发展和岩石形成顺序，将地壳历史划分为对应生物发展的一些自然阶段，即相对地质年代。
它可以表示地质事件发生的顺序、地质历史的自然分期和地壳发展的阶段；②绝对年龄，又称同位素年龄，指根据岩石中放射性元素及其蜕变产物含量的测定，通过一定的公式，计算出岩石生成后距今的实际年数。
常用的有铀-钍-铅法、钾-氩法、铷-锶法等。
由于地质情况复杂，单凭一种方法、一次测定的数据常有较大的误差，故需用多种方法、多次测定并加以综合分析，方能求出较确切的绝对年龄。
地球的年龄
通常所说的地球年龄是指它的天文年龄，是指地球开始形成到现在的时间。
地球年龄约为46亿年。
地质年代表。
地质年龄测定
地质年龄测定SMOW标准：标准平均海洋水(Standard Mean Ocean Water)标准。
PDB标准：PDB(Pee Dee Belemnite)是采自美国卡罗莱纳州白垩系皮狄组中美洲拟箭石化石，碳酸盐岩的碳氧同位素组成通常使用PDB标准。
PDB标准与SMOW标准之间的换算关系(Coplen et al., 1983)：δ18OSMOW = 1.03091 δ18OPDB + 30.91δ18OPDB = 0.97002 δ18OSMOW - 21.8Craig(1965)和Clarton et al.(1965)给出如下换算关系：δ18OSMOW = 1.03037 δ18OPDB + 30.37自然界存在很多放射性同位素，但是目前能用于地质年龄测定的仅有少数几种。
这是因为利用天然放射性同位素测定地质年龄，需要满足一系列前提条件。
1)用来测定地质年龄的放射性同位素有合适的半衰期T1/2，与测定对象相比不宜过大，也不宜过小。
一般与地球年龄相比，最好在地球年龄（45.6亿年）的1/10到10倍之间。
半衰期过大，自地球形成以来，放射成因子体增长不明显，目前的技术水平很难做出精确测定。
相反，半衰期过小，自地球形成以来母体衰减很快，至今几乎或已经完全衰减殆尽，这样，在被测样品中母体含量很少，同样不能被精确测定。
2）放射性同位素的半衰期能够被准确地测定。
这个条件十分重要，一旦半衰期得到精确测定并且获得公认，该方法就会快速发展。
这方面例子很多，早期Rb-Sr法是一例，近期Re-Os 法也是一例。
至今La-Ce法发展缓慢的原因之一，也是与138Laβ-衰变的半衰期过大（超过地球年龄60倍），至今没有准确地测定有关。
3）能够准确测定母体同位素组成和每个同位素的相对丰度。
无论是在自然界的矿物、岩石中，还是在人工合成物中，这个相对丰度应该固定不变，是一个常数。
4）母体同位素衰变的最终产物必须是稳定同位素，当前的技术水平能够准确而灵敏地对它们的含量与同位素组成进行测定。
同位素地质年龄测定技术及应用
第85卷 第11期2011年11月地 质 学 报 ACT A GEOLOGICA SINICAV ol.85 N o.11No v. 2011注:本文为国家重点基础研究发展计划项目(编号2007CB411306;2009C B421001)、中国地质调查局项目(编号1212010660212;1212011120293)和公益性行业专项经费(编号200911043-13)资助成果。
收稿日期:2011-03-11;改回日期:2011-07-20;责任编辑:周健。
作者简介:陈文,男,1962年生。
博士,研究员,博士生导师。
研究方向为同位素地质年代学。
Email:ch enw enf@vip.s 。
DOI:CNKI:11-1951/P.20111025.0834.002 网络出版时间:2011-10-258:34网络出版地址:h ttp://w w ki.n et/kcms/detail/11.1951.P.20111025.0834.002.h tm l同位素地质年龄测定技术及应用陈文1),万渝生2),李华芹3),张宗清1),戴橦谟4),施泽恩4),孙敬博1)1)同位素热年代学实验室,大陆构造与动力学国家重点实验室,中国地质科学院地质研究所,北京,100037;2)北京离子探针中心,中国地质科学院地质研究所,北京,100037;3)武汉地质矿产研究所,武汉,430205;4)中国科学院广州地球化学研究所,广州,510640内容提要:同位素地质年代学是地球科学、物理学、化学和技术科学相互交叉发展起来的一门新兴学科,是地球系统科学中一个年轻而充满活力的分支学科。
它根据放射性同位素衰变规律确定地质体形成和地质事件发生的时代,以研究地球和行星物质的形成历史和演化规律。
本文对几种常用的精度比较高的同位素测年方法从理论、实验技术、应用范围、使用的注意事项等方面予以简要总结和介绍,期望为地质同行们提供有益的参考。
绝对地质年代是怎么确定的
绝对地质年代是怎么确定的一般来说，人们通过地质构造和古生物化石可以知道地层的相对地质年代，但是无法得知地层的绝对地质年代，这是由于缺少一个时间轴上的绝对参照物，用地质构造分析，新地层在旧地层之上，用古生物化石分析，复杂的物种出现的时间比简单的物种来的晚，通过这样的比较无法知道地层的绝对年龄，就是缺少一个时间轴上的绝对参照物。
用同位素测定的方法可以知道绝对地质年代，因此绝对地质年代又叫做同位素地质年代，绝对的参照物就是现在岩石中丰度的情况。
同位素测定就是利用放射性元素衰变定律，测定矿物或岩石从岩浆熔体，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，含量随时间做指数衰减，放射成因子体不断积累。
若化学封闭，无母体、字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。
根据其原理，应用同位素方法测定地质年龄，必须满足一下几个条件。
1)人们必须精确测算得到同位素的衰变常数，同时该同位素的衰变最终产物是稳定的。
2)已知母体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有固定的丰度值。
以碳14为例，数量最多的是碳12，碳12在空气中照射到宇宙来的射线就有几率变成碳14，碳14会衰变为碳12,反应就会有平衡，碳元素的同位素丰度在太阳活动剧烈程度没有多大变化的情况下是个定值。
岩石圈也有类似的循环，岩石会被熔解之后在地幔中回流，回流运动剧烈程度没有大的变化的情况下，岩石中的重同位素的丰度也是一个定值。
当地质事件发生之后，岩石中的同位素就不参与循环就逐渐衰变。
3)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入的非放射成因稳定子体的出事含量d0进行准确的扣除和校正。
4)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体系外获得。
Sm-Nd同位素法地质年龄的测定
１ Ｓ ｍ－ Ｎｄ 法 同位素定年方法简介 Ｓ ｍ 在 自 然 界 有 ７个 同 位 素 ， ’ ｍ （ ３ ． １ ６ ％） ， ｍ （ １ ５ ． ０ ７ ％） ， ｍ
（ １ １ ． ２ ７ ％ ）， 瑚Ｓ ｎ ｌ （ １ ３ ． ８ ４ ％ ）， 】 ｓ ｍ（ ７ ． ４ ７ ％ ）， ｍＳ ｍ（ ２ ６ ． ６ ３ ％ ）， ｎ ｌ（ ２ ２ ． ５ ３ ）。 Ｎｄ
因 此仅 １ ４ ７ Ｓ ｍ（ ｔ ” ： １ ． ０ ６ ｘ １ ０ ａ ） 能 用 于 年龄 测 定 。 通常所指的 Ｓ ｍ— Ｎ ｄ测 年 法 实 际一 卜是 Ｓ ｍ— ｔ ４ ３ Ｎ ｄ法 ， 利 用 的 是 Ｓ ｍ— ｍＮ ｄ ＋ ｄ 的核 衰 变 过 程 。 Ｓ ｍ — Ｎ ｄ年 龄 计 算 方 程：
（ ３ ） 细碎屑沉积岩的模式年龄 也被广泛科用。 细碎屑沉积岩为原岩 （ 可 以是火成岩 、 沉 积岩 和变质岩） 机械 破坏产物 ， 在岩石风化 、 破碎 、 搬运、 沉 积过程中， Ｓ ｍ ／ Ｎ ｄ比值 保 持 不 变 ， 形 成 的 沉 积 物 傈 撩原 岩 的 Ｓ ｍ ／ Ｎ ｄ比值 和 同位素特征 ， 模式年龄和原岩相同。 碎屑沉积岩一般为不 同原岩混合物 ， 通 过模 式年龄 可以鉴别沉积物 的源区 ， 判 断岩石形成构 造背景 ， 了解其物源
Ｓ ｍ — Ｎ ｄ等 时线法测定年 龄无 需对样 品的 Ｎ ｄ同位 素初始 值作任 何假 设， 通过等时线不仅 可以求得岩石形成的时间， 而且 可以获得源 区 Ｎ ｄ同位 素 的 初 始 值 。 它 需 要 达 到 的是 一 组 保 持 Ｓ ｍ— Ｎ ｄ封 闭体 系 的 具 有 相 同初 始
科 学 理 论
Ｓ ｍ— Ｎｄ同位素法地质年 龄 的测 定
测定地球年龄的方法
测定地球年龄的方法地球的年龄是人类一直以来关注的话题之一。
科学家通过多种方法进行研究和测定，以确定地球的年龄。
本文将介绍一些常用的测定地球年龄的方法。
1. 放射性同位素测年法放射性同位素测年法是目前最常用的测定地球年龄的方法之一。
放射性同位素是一种具有不稳定核的原子核，它们会以一定的速率衰变成其他元素。
地球上的岩石和矿物中含有不同种类的放射性同位素，通过测量它们的衰变速率，可以推算出地球的年龄。
2. 深海沉积物测年法深海沉积物是地球表面上的岩石和矿物在海洋中沉积形成的。
通过分析深海沉积物中的微生物、有机物和无机物的组成和分布，可以确定它们沉积的时间和速率。
利用这些数据，科学家可以推算出地球的年龄。
3. 冰芯测年法冰芯是从冰川或极地冰盖中钻取的长而细的冰柱。
冰芯中包含有大量的气体和微粒，这些物质记录了地球上过去数万年的气候和环境变化。
科学家通过分析冰芯中的气体组成和微粒含量，可以推算出地球的年龄。
4. 树轮测年法树轮是树木的年轮，它们形成于每年的生长周期。
树轮的宽度和形态受到气候和环境因素的影响，通过分析树轮的数量和宽度变化，可以推算出树木的生长年限和地球的年龄。
5. 地质年代学地质年代学是研究地球历史的科学，通过对地球上不同地层和岩石的分析，可以推算出地球的年龄。
地质年代学利用一些岩石中存在的化石和化石的分布规律，推断出地球上生物演化和地质变迁的时间顺序，从而估算出地球的年龄。
测定地球年龄的方法有很多种，每种方法都有其特定的应用范围和局限性。
科学家们通过多种方法的综合应用，不断完善和修正地球年龄的估算结果，逐渐接近真实的地球年龄。
对地球年龄的研究不仅对于认识地球的历史和进化过程有重要意义，也对于理解地球上生命的起源和发展具有重要的科学意义。
地质年代测定法
地质年代测定法一、相对定年法：类似在大峡谷所看见的岩层，能够利用相对的方式来定年。
大伙儿都明白，沈积物沉积顺序，必然是最古老的盐层在底部，最年轻的盐层在最顶部。
但有时候由于造山运动或地震的阻碍，使得岩层褶皱或倾斜，因此咱们变无法看到它们原始的层序。
地质学家们发觉，化石是了解岩石原始层序的一个很有效的指针；借着化石能够显示出同一时期不同地址的岩石沉积。
例如，假使某一特殊的种类的化石同时出此刻非洲与南美洲，尽管它们沉积的特点可能截然不同，咱们仍可推断出这两地的沉积事属于同一时期的。
上面所介绍的是在完全不知到岩层年代的情形之下所利用的相对定年法。
假使咱们已经得知某些岩层的实际年龄，那么相对定年法就加倍有价值了。
在地质上，时刻是以百万年为单位，地球历史约有46亿年，其中八分之七是隐生代，又称『前寒武纪』（Precambrian）也确实是六亿年前的一段悠长时刻，因为缺少化石，在咱们还不能用放射性元素来经确信年之前，只能由其所含岩石的变质程度，得其概略的岩石生成顺序（变质深的年代久，变质浅的年代新）。
但由变质程度决定岩石相对年代的方式并非必然正确，因为岩石的变质度，视其所售地壳内的温度、压力和是不是接近岩浆体而相差专门大，有时候较年轻的岩石，因为比较接近岩浆或高温、高压，反而具有较高的变质度。
正好象一个人的年纪尽管轻，但因久经风霜，脸上的皱纹反而比年长的人多。
利用岩石中所含的放射线元素的蜕变率来定年，能够得出准确的地质年代，也足以证明用变质度来定年并非适用。
二、放射性定年法；地质学家此刻已经能藉由测量火成岩的放射性来定年。
这种技术称为放射性定年法。
放射性定年法是依照地壳内某些放射性元素，如铀，自然蜕变成另一种较轻的元素来推定年代的方式，放射性元素在通过数百年后，它的原子会一个接着一个的从原子核中放出粒子，而转变成另一种稳固而较轻的元素。
例如放射性铀会转变成稳固的铅。
那个进程尽管进行的十分缓慢，但却很有规律。
岩石地层年龄测定新方法评价
岩石地层年龄测定新方法评价引言：在地质学研究中，岩石地层的年龄测定是十分关键的。
它不仅对于了解地球的演化历史和生命起源具有重要意义，还对于矿产资源勘探、环境保护和自然灾害预测等方面具有实际应用价值。
年龄测定的方法与技术一直在不断发展和完善，近年来，出现了一些新的方法用于岩石地层的年龄测定。
本文将对这些新方法进行评价和探讨。
一、热释光方法热释光(Thermoluminescence, TL)方法是一种新兴的岩石年龄测定方法，它适用于矿物的释光性质的研究。
该方法的主要原理是矿物在经历自然辐射的作用后，其中的电子会被捕获并存储在能级中，之后在受加热或光照的刺激下，电子会逃离能级并重新发光。
通过测量释光信号的强度，可以确定岩石地层的年龄。
热释光方法具有以下优点：首先，它可以用于测定几十万年至数百万年之间的地质年龄，因此对于研究古地磁场、古环境和古气候等方面有着重要的应用价值；其次，热释光方法具有非破坏性测量的特点，可以进行多次测量；最后，通过热释光方法可以对一些传统的年龄测定方法进行补充和验证。
然而，热释光方法也存在一些限制：首先，该方法需要对被测样品进行辐射暴露，这对于保护环境和人类健康带来一定的风险；其次，热释光方法对于不同矿物的结构和成分有一定的要求，因此在实际应用中需要对样品进行分析和处理；最后，热释光方法的测定结果有一定的误差，需要进一步提高测量精度。
二、宇宙学核素方法宇宙学核素方法是一种基于放射性同位素的年龄测定方法，在地质年代学研究中得到了广泛应用。
这种方法主要利用地球表面不断不断接收到宇宙射线的作用，通过对其中的宇宙学核素进行测量，可以得到岩石地层的年龄。
宇宙学核素方法具有以下优点：首先，它适用于那些地质年代较短的岩石地层，比如火山岩和冰雪沉积物等，对于研究古地震和地球表面风化等过程具有重要的意义；其次，宇宙学核素方法不需要对岩石样品进行损坏性分析，可以进行连续测量；最后，该方法的测量结果可与其他年代学方法进行对比和验证。
测年方法
花岗质岩石常用的定年方法1、K-Ar年龄，测试对象为长石类、云母类矿物和全岩，但K-Ar体系的封闭温度较低（<400℃），易受后期热扰动改造，K-Ar法有可能给出最后一幕的热扰动时间。
但是, 由于在晚期热扰动期间放射成因Ar的不完全丢失、表面蚀变可能造成的钾含量变化等问题, 都可能使K-Ar法给出“非真实”的无意义年龄信息。
但K-Ar法成本低、方法和技术比较成熟、分析测试相对简便快速, 对于一些快速冷却、具有简单热历史的年轻花岗岩，K-Ar 法仍然是一种比较有效的定年方法。
钾（质子数=19）为碱金属元素，是地壳中八个丰度最大的元素之一，主要形成含钾矿物。
K有三个天然同位素39K、40K、41K，其丰度比值分别为：93.258%、0.01167%和6.7302 %.其中11.2%的40K通过一个电子俘获和一个正电子发射衰变40Ar，88.8%的40K原子通过负电子发射直接衰变成基态的40Ca。
2、Rb-Sr等时线年龄，测试对象为长石、云母类矿物和全岩，Rb-Sr等时线法是测定Rb-Sr 年龄比较客观的方法，需要假定并给出初始比( 87Sr/ 86 Sr)。
但用于Rb-Sr 等时线测年的样品( 全岩和矿物) 需要满足4 个条件: ①具有相同的初始Sr 同位素比值( 87Sr/ 86 Sr) , 即地质作用已使所研究的对象在Sr 同位素组成上完全“均匀化”; ②形成年龄相同, 或在测年误差范围内年龄相同; ③形成后未受到后期地质作用改造, 同位素体系仍保持封闭。
④用于等时年龄测定的一组样品的Rb、Sr 含量必须有足够的分异, Rb/ Sr 比值有足够的差别。
以上4个条件需要同时得到满足，否则将产生假等时线年龄。
铷有85Rb和87Rb两种天然同位素，它们的同位素丰度分别为72.1654%和27.8346％．铷的原子量为85.46776。
87Rb是放射性的，它通过发射一个负β粒子，衰变为稳定的87Sr。
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地质年龄测定SMOW标准：标准平均海洋水(Standard Mean Ocean Water)标准。
PDB标准：PDB(Pee Dee Belemnite)是采自美国卡罗莱纳州白垩系皮狄组中美洲拟箭石化石，碳酸盐岩的碳氧同位素组成通常使用PDB标准。
PDB标准与SMOW标准之间的换算关系(Coplen et al., 1983)：δ18OSMOW = 1.03091 δ18OPDB + 30.91δ18OPDB = 0.97002 δ18OSMOW - 21.8Craig(1965)和Clarton et al.(1965)给出如下换算关系：δ18OSMOW = 1.03037 δ18OPDB + 30.37自然界存在很多放射性同位素，但是目前能用于地质年龄测定的仅有少数几种。
这是因为利用天然放射性同位素测定地质年龄，需要满足一系列前提条件。
1)用来测定地质年龄的放射性同位素有合适的半衰期T1/2，与测定对象相比不宜过大，也不宜过小。
一般与地球年龄相比，最好在地球年龄（45.6亿年）的1/10到10倍之间。
半衰期过大，自地球形成以来，放射成因子体增长不明显，目前的技术水平很难做出精确测定。
相反，半衰期过小，自地球形成以来母体衰减很快，至今几乎或已经完全衰减殆尽，这样，在被测样品中母体含量很少，同样不能被精确测定。
2）放射性同位素的半衰期能够被准确地测定。
这个条件十分重要，一旦半衰期得到精确测定并且获得公认，该方法就会快速发展。
这方面例子很多，早期Rb-Sr法是一例，近期Re-Os 法也是一例。
至今La-Ce法发展缓慢的原因之一，也是与138Laβ-衰变的半衰期过大（超过地球年龄60倍），至今没有准确地测定有关。
3）能够准确测定母体同位素组成和每个同位素的相对丰度。
无论是在自然界的矿物、岩石中，还是在人工合成物中，这个相对丰度应该固定不变，是一个常数。
4）母体同位素衰变的最终产物必须是稳定同位素，当前的技术水平能够准确而灵敏地对它们的含量与同位素组成进行测定。
5）在矿物、岩石形成时，与母体同位素同时进入的还有对应子体同位素，这部分子体不是在矿物、岩石形成后由其中的母体衰变产生。
但是从实验中测出的只能是子体总量。
因此，在计算年龄时必须有办法对混入的这部分初始子体含量进行扣除。
在Rb-Sr法发展早期，这个条件曾制约着它在地质研究中的应用，特别是，对于贫Rb的年轻样品，要得到准确Rb-Sr 年龄相当困难。
后来，等时线法的出现，解决了扣除初始子体含量的问题。
6）矿物、岩石形成后，母—子体系有保持封闭状态能力，或者有多阶段模式进行合理的数据处理。
7）对于铀系、锕系和钍系三个系列衰变来说，还需要满足一个特殊条件，要求系列衰变达到放射性平衡。
即要求衰变系列中，任何一个中间性子体，产生的速度等于衰变的速度，数学表达式为N1•λ1=N2•λ2=┈=Nn•λn式中N1、N2┈Nn分别为相对母、子体同位素的原子数，λ1、λ2┈λn是它们的衰变常数，正因为这个原因，用U-Pb或Th-Pb法测定地质年龄，存在一个下限。
被测对象太年轻（<1 Ma），衰变系列尚未达到平衡，测出的年龄可靠性差。
当衰变系列达到放射性平衡以后，母体衰变掉的原子数直接等于最终产生的稳定子体原子数，而与中间衰变过程无关。
一些放射性同位素原来不能满足上述条件，不能应用于地质年龄测定。
但是，随着实验技术发展，不满足的条件可能一一地实现，成为地质年龄测定和地球化学研究中的新方法。
近20多年里，Sm-Nd法的建立和发展是突出例子。
予计今后还会有2-3种方法日趋成熟，它们在地质学研究中将发挥出新生力量的作用。
在满足上述同位素测年前提条件下，对于等时线定年方法来说，要获得精确可靠的等时线年龄，根据最小二乘拟合原理，还需要样品点在等时线上有均匀合理分布，即要求对等时线的高点、低点及中间位置都有控制。
具体来说对Rb-Sr等时线法，就是要求构成等时线的样品Rb/Sr比有一定的合理变化；对Sm-Nd等时线法，则要求构成等时线的样品Sm/Nd比有一定的合理变化。
另外，要求参加拟合的样品点不少于6～7个根据天然放射性同位素自发地进行衰变或衰变时发射出的射线（主要是α射线）对周围物质作用所产生的某种现象，可以将同位素测年方法分成两大类：1）根据放射性同位素的衰变定律测定年龄。
该大类又分四小类。
a. 通过测定天然放射性同位素与衰变的最终稳定子体之间的含量比确定年龄。
如U-Pb法、K-Ar法、Rb-Sr法、Sm-Nd法等。
它们是测定地质年龄和宇宙样品年龄的主要方法。
b. 通过测定衰变系列中某两个中间性子体的同位素比值测定年龄。
如测定年轻沉积物的U 系子体法：234U-238U、230Th-238U、230Th-234U、230Th-231Pa、210Pb法等。
c. 利用由于放射性衰变引起自然界中某些元素同位素组成有规律的系统变化测定年龄。
如普通铅法、Os同位素法。
d. 已知母体同位素的起始量，并测定现有含量，根据两者比值计算年龄，为14C法。
2）根据射线对周围物质的作用所产生的次级现象测定年龄。
如裂变径迹法，热释光法等。
在以上这些同位素测年方法中，与地质调查关系密切和应用比较普遍的有U-Pb法、Rb-Sr 法、Sm-Nd法、K-Ar法，这四种方法是同位素地质年代学的支柱，近些年U系子体法发展迅速，Re-Os法也发展很快，Lu-Hf法主要应用在有关壳-幔方面的基础地质研究，La-Ce法地质应用至今还处在探索阶段。
这些方法不仅用于测年，Pb、Sr、Nd、Os、Ce等同位素还是极有价值的同位素地球化学示踪工具。
在研究第四纪地质年代学时，一般多采用U系子体法、裂变径迹法、14C法、热释光法等。
K-Ar法的分支39Ar-40Ar法还是研究构造热力学的一个重要手段同位素地质年龄，简称同位素年龄，过去和现在有人也把它称作绝对年龄，是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，到现在所经历的时间。
当矿物、岩石结晶时，各种放射性同位素以不同形式进入其中后，它们在矿物、岩石中的含量是随着时间作指数衰减，与此同时，放射成因子体不断积累。
在矿物、岩石自形成以来一直保持化学封闭的条件下，即体系中没有发生母、子体与外界物质的交换，没有带进和带出，那么通过测定现在矿物、岩石中母体及对应子体的含量，根据衰变定律就能得到矿物、岩石的同位素地质年龄。
不同矿物具有不同的晶体化学特征，不同类型岩石，是不同地质作用的产物，有着不同的地质历史。
另一方面，不同的放射性同位素母—子体系进入化学封闭状态的起始时间与保持封闭体系的能力互不相同。
这样，用不同同位素方法测定同一对象，或用同一方法测定不同对象，所得到的同位素年龄就有着不同地质意义，并不是都能代表结晶年龄。
当岩石（体）从高温下冷却至某个温度后，某同位素母—子体系开始进入封闭状态，此时的临界温度称作该体系封闭温度。
有的情况下，如浅成小侵入体或火山喷发熔岩，岩石一旦结晶便很快冷却，某个母—子体系及时进入封闭状态开始计时，用该母-子体系测出的年龄可以代表岩体侵入和火山喷发年龄。
但是，在另外一种情况下，如埋藏很深的大规模岩基，岩石冷却缓慢，从岩石结晶（岩体侵位）到冷却至封闭温度以下，中间需经历一段较长时间，此时，同位素年龄代表的是岩基冷却至封闭温度以下后距离现在的时间，所以冷却年龄小于岩石结晶年龄。
此外，有的岩（石）体在形成后某一时间遭受到了强烈变质作用或热动力干扰作用，子体同位素发生再平衡，当变质作用过后，同位素计时器又重新启动，此时记录的就是变质作用或热事件发生时间，而不是岩石形成年龄。
还有一种情况也常常发生，同位素年龄测定对样品有着极严格要求，而实际工作中有许多样品不符合这些要求，因而得到的某些年龄完全无地质意义。
总之，所谓绝对年龄并不都绝对代表形成年龄，如何正确应用同位素年龄数据研究复杂地质问题，是同位素地质年代学的中心研究内容。
同位素比值R为某一元素的重同位素丰度与轻同位素丰度之比，例如D/H、13C/12C、34S/32S等，由于轻元素在自然界中轻同位素的相对丰度很高，而重同位素的相对丰度都很低，R值就很低且很冗长繁琐不便于比较，故在实际工作中采用了样品的δ值来表示样品的同位素成分。
样品（sq）的同位素比值Rsq与一标准物质（st）的同位素比值（Rst）比较，比较结果称为样品的δ值，其定义为：δ（‰）=（Rsq / Rst - 1）×1000即样品的同位素比值相对于标准物质同位素比值的千分差。
对同位素标准物质的要求是：（a）组成均一性质稳定；(b)数量较多，以便长期使用；(c)化学制备和同位素测量的手续简便；（d）大致为天然同位素比值变化范围的中值，以便用于绝大多数样品的测定；（e）可以做为世界范围的零点。
目前国际通用的同位素标准如下：（1）氢同位素：分析结果均以标准平均大洋水（Standard Mean Ocean Water,即SMOW）为标准报导，D/H SMOW =（155.76 ± 0.10）× 10-6（2）碳同位素：标准物质为美国南卡罗来纳州白垩纪皮狄组层位中的拟箭石化石（Peedee Belemnite,即PDB），其13C/12C =（11237.2 ± 90）× 10-6（3）氧同位素：大部分氧同位素分析结果均以SMOW标准报导，18O/16O SMOW=（2005.2 ± 0.43）×10-6，17O/16O SMOW=（373 ± 15）×10-6；而在碳酸盐样品氧同位素分析中则经常采用PDB标准，其18O/16O = 2067.1×10-6，它与SMOW标准之间存在一转换关系。
（4）硫同位素：标准物质选用Canyon Diablo铁陨石中的陨硫铁(Troilite),简称CDT。
34S/32S CDT = 0.0450045 ± 93（5）氮同位素：选空气中氮气为标准。
15N/14N = （3.676.5 ± 8.1）×10-6（6）硅同位素：选用美国国家标准局的石英砂NBS-28做为标准。
（7）硼同位素：采用SRM951硼酸做为标准，NBS推荐的11B/10B比值为4.04362±0.00137 放射性同位素衰变的一个突出特点是，衰变速率完全不受外界因素影响，不因外界温度、压力或化学条件的改变而改变。
衰变速率大小完全是每个放射性同位素的固有特性。
实验证明，放射性同位素原子核的衰变，不是同时发生，但是在一个体系中，在t 到t + △t时间内，已衰变的核子数△N与尚未衰变的总核子数N和衰变的时间△t成正比，即△N∝N•△t (1.1)写成等式△N/△t=-λ.N(1.2)式中λ为衰变常数，物理意义是，一个具放射性的原子核在单位时间内发生衰变的概率，地质年代学中以年-1（a-1）表示。