同位素地质年龄测
火成岩同位素测年
火成岩同位素测年是一种用于确定火成岩形成时代的地质测年方法。
它基于岩石中放射性同位素的衰变过程，通过测量岩石中不同同位素的比例来计算岩石的年龄。
常用的火成岩同位素测年方法有以下几种：
1. 钾-钒（K-Ar）和氩-氩（Ar-Ar）测年：这种方法基于钾同位素的放射性衰变为氩同位素的过程。
通过测量岩石中的钾和产生的氩同位素的比例，可以计算出岩石的年龄。
2. 铅-铅（Pb-Pb）测年：这种方法利用铅同位素之间的放射性衰变关系来确定岩石的年龄。
通过
测量岩石中不同铅同位素的比例，可以计算出岩石的形成时代。
3. 锆石U-Pb测年：锆石是一种常见的火成岩矿物，其中含有锆石中的铀和钍同位素。
通过测量
岩石中锆石中的铀和钍同位素的比例，可以计算出岩石的年龄。
4. 长寿命同位素测年：长寿命同位素如铀-铅（U-Pb）和钍-铅（Th-Pb）系统，可用于测定较古
老的火成岩，因为它们具有相对长的半衰期。
通过对火成岩中不同同位素的测量和分析，结合各种同位素衰变过程的知识，可以推导出岩石形成的年代。
这些方法在地质学中广泛应用，帮助科学家了解地球历史、构建地质时间尺度以及研究火山活动和构造运动等重要地质事件的发生时间。
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
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。
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。
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。
U-Pb同位素测年方法及应用综述
U-Pb同位素测年方法及应用综述引言同位素测年是地球科学中非常重要的一种测年手段，能够精确地确定地质事件的发生时间。
U-Pb同位素测年方法是一种常用的测年方法之一，可以用于研究地质年代、研究岩石成因及地壳演化等方面。
本文将对U-Pb同位素测年方法进行综述，介绍其原理和应用，并对其在地质研究中的意义进行探讨。
一、U-Pb同位素测年方法的原理U-Pb同位素测年方法是利用铀-铅同位素体系进行测年的一种方法。
铀在自然界中存在两种稳定同位素：铀238和铀235，它们都会通过放射性衰变逐渐转变成铅同位素。
铀238的衰变系列包括13个同位素，最终转变成稳定的铅206，而铀235的衰变系列包括7个同位素，最终转变成稳定的铅207。
这两种衰变系列中的每一个同位素的衰变速率都是已知的，因此可以利用这一特性来测定岩石的年龄。
U-Pb同位素测年方法主要包括两种技术：同位素比值法和同位素成分法。
同位素比值法是通过测量同位素的比值来确定岩石的年龄，而同位素成分法则是通过测量样品中铀和铅的含量来确定年龄。
这两种方法都需要使用质谱仪等仪器进行测量，以获得高精度的测年结果。
二、U-Pb同位素测年方法的应用U-Pb同位素测年方法可以应用于各种不同类型的岩石，包括火成岩、变质岩和沉积岩。
通过对不同类型岩石中的铀-铅同位素进行测量，可以确定它们的形成时间，从而推断地质过程的发生时间和演化历史。
1. 火成岩的年代测定火成岩是地球表面最常见的岩石类型之一，它的形成与地球内部的岩浆运动密切相关。
利用U-Pb同位素测年方法可以精确地确定火成岩的形成时间，从而揭示地壳演化和板块构造的历史。
三、U-Pb同位素测年方法的意义和前景U-Pb同位素测年方法在地质学、矿产学和环境地质学等领域都具有重要的应用价值，可以帮助科学家们解决地球演化和地质资源开发等方面的重大科学问题。
随着测年技术的不断改进和仪器设备的不断更新，U-Pb同位素测年方法的精度和应用范围还将不断扩大，为地质研究提供更多的有力支持。
同位素地质年龄名词解释
同位素地质年龄名词解释
同位素地质年龄指的是利用同位素的放射性衰变过程来确定岩石和地质事件的年龄。
同位素是指具有相同原子序数但质量数不同的元素，如碳的同位素有碳-12、碳-13和碳-14等。
同位素的衰变是一个自然的过程，通过测量岩石中同位素的衰变产物和原始同位素的比例，可以计算出岩石的年龄。
同位素地质年龄的确定方法主要有放射性同位素定年和稳定同位素定年两种。
放射性同位素定年是利用放射性同位素的衰变过程来确定岩石和地质事件的年龄。
常用的放射性同位素有铀、钍、镭和钾等。
稳定同位素定年则是利用具有稳定同位素的元素，如氢、氧、碳和铅等元素的同位素比例来确定年龄。
同位素地质年龄的应用范围广泛，可以用于确定岩石的形成年龄、地层的相对年龄、地质事件的发生时间等。
在地质学研究中，同位素地质年龄可以帮助科学家了解地球的演化历史，揭示地球上的大地构造运动和地质事件的发展过程。
总的来说，同位素地质年龄是一种重要的地质学研究方法，通过测量岩石中同位素的比例，可以推断出岩石和地质事件的年龄。
这种方法在地质学、古生物学和考古学等领域都有广泛的应用，对于研究地球的演化历史和解决地质问题具有重要意义。
地质年代学中的放射性同位素测年法
地质年代学中的放射性同位素测年法地质年代学是一门研究地球历史发展的学科，它涉及到许多的技术手段，其中放射性同位素测年法就是其中非常重要的一项技术。
这种技术是利用一些天然放射性元素的代谢特性进行的，这些放射性元素的代谢特性是有规律的，可以通过这种规律来推算物质的年龄。
下面我们就来了解一下地质年代学中放射性同位素测年法的具体内容。
一、放射性元素的性质放射性元素是指具有不稳定原子核的元素。
它们会在分解的时候释放出放射性粒子，从而变成另一种元素。
放射性元素的变化过程是非常稳定的，每秒钟分解的数量是固定的。
放射性元素分为天然放射性元素和人工放射性元素。
天然放射性元素是指自然界中存在的放射性元素，如铀、钾、钍等，它们分解的过程是可以用来测定物质年龄的。
而人工放射性元素是指人工合成的放射性元素，如碳14、锶90等，它们的分解速度常常是非常快的，可以用来测定各种的物质。
二、测定物质年龄的原理测定物质年龄主要是利用放射性元素在分解的过程中会释放出特定的放射性粒子，这些放射性粒子可以导致物质中的其他原子发生电离，并与其它的原子重新组合成同位素。
放射性元素的分解速度是随时间推移而变化的，而且是一个可以预测的过程。
利用这个规律，地质学家可以推测出物质从形成之初到现在所经历的时间，并以此测定物质的年龄。
三、放射性同位素的分类放射性同位素可以从不同的分类角度来进行分类。
一种常见的分类方式是根据放射性元素的衰变方式进行分类。
衰变方式常常分为α衰变、β衰变、γ衰变和正电子衰变。
α衰变是指放射性同位素释放出α粒子，α粒子是二价锕元素核中的一个粒子。
β衰变是指放射性同位素释放出β粒子，β粒子是电子的一种。
γ衰变是指放射性同位素释放出γ光线，γ光线是能量很高的光线。
而正电子衰变是指放射性同位素释放出正电子，正电子是与电子具有相同的质量，但是带有相反的电荷的粒子。
四、放射性同位素测年法的具体测定方法放射性同位素测年法是利用放射性同位素的分解过程来推算物质的年龄的方法。
同位素地质年龄名词解释
同位素地质年龄名词解释
同位素地质年龄指的是利用同位素化学元素的放射性衰变过程来确定地质事件发生时间的方法。
地质事件一般包括岩浆活动、大地构造运动和沉积作用等。
在地球上存在许多同位素，其中一些具有放射性衰变性质，即在一段时间后自发地变为其他元素。
而同位素的衰变速率是已知且恒定的，可以通过测量岩石或矿物样本中的原始同位素和衰变产物同位素的浓度来推断出该样本的年龄。
根据所测量的同位素对，可以使用不同的同位素放射性衰变方法来确定不同地质事件的年龄。
例如，钾-钕（K-Ar）方法可用于确定火山岩的年龄，铀-铅（U-Pb）方法可用于确定岩浆活动和各类岩石的年龄，锶-锶（Sr-Sr）方法可用于确定沉积岩的年龄。
此外，碳- 14（C-14）方法则广泛应用于考古学中，用于确定有机物的年龄。
同位素地质年龄方法的应用范围广泛且可靠，可以帮助研究人员解决各种地质事件的时间序列问题，并推断地球历史上的地质事件发
生顺序。
同时，随着技术的不断发展，新的同位素地质年龄方法也在不断涌现，进一步丰富和拓展了地质年代学的研究手段。
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。
地球年龄测算方法
地球年龄测算方法一种常见的方法是放射性同位素定年法。
想象一下，地球就像一个巨大的时钟，放射性同位素就是这个时钟的指针。
放射性元素会随着时间不断衰变，变成其他元素。
比如说铀- 238会衰变成铅- 206。
科学家们怎么做呢？首先，他们要找到含有这些放射性同位素的岩石。
哎呀，这可不容易，就像在大海里捞针一样。
然后，测量岩石中放射性同位素和它衰变产物的比例。
这就好比数一下时钟的指针走了多少格。
通过一个很厉害的公式，就可以算出岩石的年龄啦。
这个公式就像是一把神奇的钥匙，打开了地球年龄的秘密之门。
在这个过程中，安全性那是相当高的。
因为这些测量都是在实验室里进行的，又不是摆弄什么危险的炸弹，能有啥危险呢？稳定性也不错呢，只要测量准确，得到的结果就比较靠谱。
那这种方法的应用场景可多啦。
在地质学研究中，就像地质学家的得力助手一样。
当研究山脉的形成、地层的年代时，这方法简直是神器。
它的优势可大了，能够给出相对准确的年代信息，就像一个精确的历史记录员。
咱举个实际例子吧。
就像对地球上古老的锆石晶体进行年龄测定。
科学家们用放射性同位素定年法，得出这些锆石晶体有几十亿年的历史呢。
哇塞，这多惊人啊。
这就告诉我们，地球肯定存在了很长很长的时间啦。
还有一种方法是通过研究地球的热演化历史来推测年龄。
地球就像一个大火球，从诞生开始就在慢慢冷却。
科学家们根据地球现在的温度、热量散失速度等因素来推测地球的年龄。
这就像是通过观察一个正在变冷的热水壶，来推断它从开始加热到现在过了多久一样。
这个过程的安全性也是没问题的，无非就是一些数学计算和物理模型的建立，又不会伤着谁。
稳定性呢，只要基础数据准确，模型合理，结果就比较可靠。
在研究地球内部结构和演化方面，这种方法是很有用的。
它的优势就是能从宏观的角度看待地球的年龄问题。
在我看来，这些测算地球年龄的方法都超级厉害。
虽然每种方法都有自己的小瑕疵，但它们组合起来就像一个强大的侦探团队，一点点揭开地球年龄这个大谜团。
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
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。
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。
同位素在地质研究中的应用
同位素在地质研究中的应用同位素是指原子核中质子数相同，但中子数不同的原子。
同位素具有相同的化学性质，但物理性质和放射性质可能不同。
同位素在地质研究中有着广泛的应用，它的应用不仅为我们探索地球的历史和演化提供了重要依据，也为我们了解自然界中各种现象提供了支持。
一、同位素测年法同位素测年法是同位素在地质研究中最为常用的方法之一。
该方法建立在同位素半衰期的基础上，可以通过测定不同同位素的相对含量来计算样品的年龄。
不同的同位素测年法适用于不同的年龄范围和材料类型。
1.铀系列测年法铀系列测年法是通过测定样品中铀、钍和铅同位素的相对含量来计算样品的年龄，适用于矿物、骨骼等寿命长的材料。
该方法应用广泛，可以测定数百年至数十万年的年龄。
例如，铀-钍-铅测年法被应用于研究早期人类和哺乳动物的演化与扩散过程。
2.钾-氩测年法钾-氩测年法是通过测定样品中钾-40和氩-40同位素的相对含量来计算样品的年龄，适用于火山岩、熔融岩石等寿命短的材料。
该方法可以测定数百万至数十亿年的年龄。
例如，在研究大陆漂移和板块构造等地质过程中，钾-氩测年法被广泛应用。
3.碳-14测年法碳-14测年法是通过测定样品中碳-14同位素的含量来确定样品的年龄，适用于有机、生物和古生物样品。
该方法可以测定最近5万年以内的年龄。
例如，该方法应用于研究气候变化、自然环境变化和生物演化等问题。
二、同位素地球化学同位素地球化学是通过测定地球化学元素中同位素的相对含量，来研究地球物质的来源、演化和过程。
同位素地球化学已经成为一个重要的研究领域。
1.同位素示踪同位素示踪是通过同位素的相对含量和比例来判断物质的来源和流动路径。
例如，氧同位素示踪被广泛应用于研究水循环、降水来源、地下水的形成、河流口水与海洋水的混合和周围环境和气候变化等问题。
2.同位素地球化学的前沿研究随着同位素分析技术的进步和对地球科学问题的深入挖掘，同位素地球化学的研究领域也在不断扩展。
例如，较新的前沿研究包括对稀土元素、锶、铌、钇、铥等元素同位素的分析和应用。
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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。
体积法
角闪石 辉石
全岩
同位素地质年龄测定 钾-氩法
测定方法 样品名称 地质时代 太古代 元古代 古生代 中生代 新生代 太古代 元古代 古生代 中生代 新生代 中生代 送样重量（g） 0.5 1 2 2-3 3-4 1-2 2-3 4-6 6-8 8-10 ＞10
云母类 钾长石类
同位素稀释 法
角闪石 辉石
同位素地质年龄测定 钾-氩法
主要地质应用 1、原则上可测定新生代至古生代的三大岩类岩石的 成岩年龄、变质年龄，尤其适用于测定新生代、 中生代的各类地质样品。经改进后，钾-氩法可测 年龄上限达 2 25×10 a（精度约25%），用以研究第四系沉积物； 2、测定月岩、陨石等球外物质形成年龄； 3、测定变质岩最后一次变质年龄； 40 39 4、用 Ar- Ar法测定矿物形成年龄和热事件年龄， 研究矿物的受热历史；测质时代 云母类、钾长石类 太古代--新生代 样品名称 送样重量（g） 0.5
氩-氩法
角闪石、辉石 太古代--新生代 0.5
全岩
中生代、新生代
0.5
同位素地质年龄测定 钾-氩法
测定方法 样品名称 地质时代 太古代 元古代 古生代 中生代 新生代 太古代 元古代 古生代 中生代 新生代 中生代 新生代 送样重量（g） 4-5 6-8 10-15 15-20 25-30 9-10 15-20 30-40 ＞40 ＞50 ＞50 ＞50
云母类 钾长石类
同位素地质年龄测定 钾-氩法
原理
在自然界钾有三个同位素： K、 K、 41 K。钾-氩法测定同位素地质年龄的原理， 40 是基于 K通过K层电子俘获而衰变成稳定的 40 40 Ar，因此，只要准确地测得试样中的 K 、 40 Ar 含量，既可按有关公式计算试样形成 年龄。
39 40
测量范围
K 的半衰期是13亿年,因此很老的岩石年代可 以用钾氩法测定，40，000年以前的岩石仍可以用 这个方法测定。 目前，钾氩法测年主要用于测定早更新世火山 活动区的地质事件年代。此外，从年轻火山岩中 导出的钾氩年龄已被用于编制地磁极性倒转年表； 火山岩和变质岩中的黑云母、白云母的钾氩年龄 在编制加拿大地盾区的前寒武纪年表中曾起到重 要作用；钾氩法测年经改进后还可提供中、晚更 新世的年代数据。黑云母、白云母、角闪石、透 长石、海绿石和兰闪石等含钾矿物，以及全岩都 可用K－Ar法测定。由于含钾矿物在多数岩石里 较丰富，因此这一方法被广泛应用。矿物或岩石 内钾的含量可由化学分析得知，氩的百分数由质
同位素地质年龄测定 钾-氩法
特点
快中子活化法(又称内标稀释法或 Ar- Ar法)扩 大了钾-氩法测定同位素地质年龄的范围（可测定宇 宙物质及最年轻的洋中脊玄武岩），提高了它的测 定准确度。 钾-氩法优点 1、地壳中各类含钾岩石、矿物分布广泛，它们 均可作钾-氩法的测定对象，尤其这类单矿物较易选 取； 2、钾-氩法测定过程较迅速，成本低廉。
同位素地质年龄测定 钾-氩法
样品要求 ①钾-氩法测定对象为云母类矿物（白云母、 黑云 母、铁锂云母、金云母）、高温长石（尤其是透 长石、歪长石）角闪石、海绿石、霞石、伊利石、 辉石、火山玻璃、钾盐、杂卤石、无水钾镁矾以 及含钾的沉积岩、变质岩、火成岩、月岩、陨石 等 不同矿物对放射成因的氩的保存性能是不同， 例如钾长石测得的钾-氩法年龄值常偏低（≥1030%）故不宜取用。角闪石……、和近地表结晶 的斜长石对氩的保存较好，这些矿物是理想的测 定对象。