化学地层学-同位素年龄

•
•
40K
40Ar（11.2%）
λk=0.581×10-10/年 λβ= 4.962×10-10 /年
•
40Ca（88.8%）
40K总的衰变常数为： λ= λk+ λβ = 5.543×10-10 /年 对于封闭的K、Ca、Ar衰变体系，在t时 间内形成的放射成因 40Ar*和40Ca*的增长 可用下式表示： 40Ar*+40Ca*= 40K（eλt-1)
二、钾-氩法的原理和年龄计算
钾-氩计时是最早用于测定岩石、矿物的计 时方法之一。由于其放射成因子体是气体， 用物理方法易于比较准确的测定；加之含钾 矿物普遍存在，在同位素年代学发展的早期， 钾-氩计时得到最广泛的应用。
K有3个天然同位素：39K、40K和41K，其中 40K为具有双衰变性质的放射性同位素：
白云母 Rb-Sr 年龄＞白云母 K-Ar 年龄＞黑云 母K-Ar年龄五、钾-氩法Fra bibliotek年龄样品的要求
适合K-Ar测年的样品必须具备以下条件： 矿物含K量大 含K矿物形成后即处于封闭状态 地质温度不能太高 (<100-200℃) ，以尽可 能保存放射成因Ar
各类云母
角 闪 石
辉石
海绿石
• 生成的14C通过各种氧化作用、同位素交换 反应迅速进入CO2气体中，随后通过如下的 途径进入地球的生物圈、岩石圈等各圈层：
• A，14CO2→植物光合作用→动物食物链
• B，14CO2→溶于水→碳酸盐沉淀作用
• 这样14C在大气圈生物圈水圈及岩石圈中 交换循环，并最终达到平衡。 • 下述情况下， 14C的动态平衡将中断：
测年是同位素地球化学基本应用之一，其 中以K-Ar法、Rb-Sr法、U/Th-Pb法等应 用较广，还有多种已有效应用或正在完善 的测年方法，如铀系不平衡法、裂变径迹 法、碳-14法等。
一、天然放射性同位素
• 已知67种天然放射性同位素，其中21种(Z＜ 79)具有单衰变，其余46种属于重元素(Z＞ 79)组成的三个衰变系列。 • 已知的天然放射性同位素。按其衰变特点和 成因可分为三类：
不同样品40K-40Ar等时线上40Ar的 过剩或丢失
40Ar
过 剩 氩 丢 失 氩
40K
三、钾—氩年龄数据解释
• （一）钾氩计时的适应性 • 随着钾氩年龄资料的大量积累，出现了 不少与野外地质现象不相符的情况。这 主要是由于氩丢失引起的年龄变年青， 从机理上看，放射成因氩的丢失有二种 情况：
一是连续的扩散，这是由长期的缓慢冷 却造成的；
• C，样品停止14C交换后就保持封闭，不 再受到周围环境和后期作用的影响。因 而可以把A0看作常数，其数值为现代碳 的14C放射性比度13.56dpm/g
三、 14C法的应用范围和对象
• 由于半衰期的限制，14C法测年的范围一般 不超过五万年，主要应用于第四纪地质研究 以及古地理、古气候、海洋、考古等方面。
式
三、放射性年龄的基本公式
当岩石或矿物在某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、矿物内， 以后不断地衰减，随之放射成因稳定子体逐 渐增加。
• 同位素地质年龄是利用天然放射性同位素衰 变规律来测定岩石和矿物形成后，其中的母 体和子体保持封闭状态的时间。同时，岩矿 中现有的母体同位素量和子体同位素量可通 过测试获知，岩矿结晶时已经存在的子体同 位素量也可通过同类对比获知。
• 一、自然界的碳：
• 自然界有三种碳同位素：
•
• •
12C：98.89％
13C：1.11％ 14C：1×10-12％
• 其中14C是宇宙成因的放射性同位素，其 半衰期只有5730年，因而自然界只有次生 的14C 。它是宇宙射线的热中子在大气圈 上层（12-16km）与大气氮通过（n，p） 反应生成的：
N N t
式中λ是衰变常数，负号表示原子数随时 间不断减少。
在△t很小的情况下，上式可写成微分 方程
dN N dt
式中-dN/dt是放射性同位素的衰变率，
也就是单位时间内衰变掉的放射性母 体原子数。
设t=0时放射性母体的初始原子数为N0， 衰变进行到时间t时剩下的未衰变母体的 原子数为N，对上式积分：
Ar有3个天然同位素：36Ar、38Ar和40Ar， 均为稳定同位素。
大气氩的组成是恒定的，其丰度为：
40Ar=99.6％
38Ar=0.063％
36Ar=0.337％
大气氩的同位素组成为： 40Ar/36Ar=295.5（被称为尼尔值） 38Ar/36Ar=0.1880 尼尔值用来作为校正大气氩和质谱测定的 基础。
• N——现有母核数 D——现有子核总数
• D0——初始母核数 D*——放射成因子核数
• λ——衰变常数 t——岩石/岩体年龄
同位素地质年龄的意义在于：
岩矿在地质事件中从水溶液或岩浆熔体 中沉淀、凝固、结晶，或者在固态情况 下重结晶、改造或化学反应的时候起， 一直到现今所经历的时间。
第二节 钾—氩衰变体系
• 由放射性衰变过程中子体同位素的增长公式 得：
• D-D0=N(eλt-1) • 整理得： • eλt=(D-D0)/N+1 • 则有
D D0 1 D * t ln 1 1 N N 1
• 上式即为放射性同位素测年公式。
• 式中：
（三）变质岩年龄
变质岩的钾氩年龄解释，同变质温度有很大 关系。
低级变质作用中 形成的 含钾云母 适合年龄测
定，但需区分碎屑成因和变质成因。
高压低温地质作用下 的岩石往往有继承氩的
存在，不易获得合适的样品。
中高级变质岩石中，已达到化学和同位素的 平衡，变质温度超过K-Ar计时的封闭温度， 因此得到的都是冷却年龄。 中高级变质岩石中，一般的冷却年龄顺序是：
•
14C法测年的主要对象是几万年以来发生过
14C交换的含碳物质，如：
• A，木头、木炭及泥炭等植物残体是较理想 的样品；其它生物残体也是合适的选择； • B，古代陶瓷及金属器具因用木炭烧制熔化， 亦可用此法测定； • C，富碳元素的沉积碳酸盐类等也是该法应 用对象。 • 下表是一些14C法测年样品及其用量：
• 具单程衰变的放射性同位素 • 组成衰变系列的放射性同位素 • 宇宙核反应所生成的放射性同位素
二、放射性衰变定律
(一）单程衰变 1，放射性同位素的衰减公式： 对于任何放射性同位素，其原有的数量将随 时间的推移变得愈来愈少；另一方面，放射成 因的稳定同位素的数量则不断增多。
实验证明，在极短的时间间隔t到t+△t内， 放射性母体原子数N的变化△N与这时的原 子数N和这段时间△t成正比，即△N∝N△t ，写成等式：
• 实际应用时， N0为未知数。但母体衰变所产 生的子体同位素数D*以及衰变后剩余的母体 数可以通过测试手段测定。同时，从同位数 数量上讲： • N0=D*+N
• 将这个式子代入前式即得: • N=N0e-λt=(D*+N)e-λt • 上式化简得： • D*=N0-N=N0(1-e-λt)=N(eλt-1) • 上式即为放射成因子体同位素的增长公
化学地层学
内容
• 元素地层学
• 同位素地层学
• 地质界线化学地层学
• 气候变化与地球化学 • 化石地球化学
地质年代地层学
第一节 放射性同位素测年基础
地球物质中的核转变中有放射性衰变、重核 裂变和各种类型的核反应，这些过程使一些同 位素增多或减少，从而导致了地球的化学成分 和同位素的天然性衰变。 我们可以通过岩石、矿物等物质中放射性同 位素及其子体丰度的变化来测定其年龄。
二是阶段性不连续丢失，主要是后期地 质作用使封闭体系遭到破坏。
（二）冷却年龄
在缓慢冷却情况下，当矿物岩石处于较高温 环境时，放射成因氩的积累和由于分子热运 动导致的氩扩散数量相当，矿物中不能保存 放射成因氩。 只有当岩石冷却到某一临界温度以下，体系 中因扩散作用而引起氩的丢失与放射成因氩 的积累相比可以忽略时，K-Ar时钟才能启 动。这种情况下得到的年龄即被称为冷却年 龄，或称封闭年龄、保存年龄。
一、自然界的钾和氩 K有3个天然同位素：39K、40K和41K。研 究表明，无论来源如何，K的同位素组 成在现代实验误差内保持不变，即：
•39K：40K：41K =93.2581﹪：0.01167﹪： 6.7302﹪（原子比值）；
•40K/K=0.01193﹪（重量比值）
•40K/K=0.01167%（原子比值）
• A0是处于交换过程中的生物样品的碳的 放射性比度，常以每克碳每分钟衰变次 数为单位：dpm/g
• A则是测得的含碳样品中的放射性比度 • t是样品碳停止14C交换以来所经历的时间， 通常称为14C年龄。
•
14C计时是建立在如下假设基础之上的：
• A，14C在所有发生交换的储库中均匀分布、 不随地理位臵和物质种类而变化； • B，若干万年以来，大气CO2的14C放射性比度 不随时间而变化，样品初始放射性比度A0与 现代碳的比度相同；
40
Ar * 1 40 K
◊上式中： ◊40Ar*——放射成因40Ar ◊40K——样品中实测40K ◊λk——k层电子捕获衰变常数 ◊λ=λk+λβ——总衰变常数 ◊t ——时间
•由于Ar是气体，后期地质作用或大气Ar的 混入常导致K-Ar 年龄的偏高或偏低，因而 常采用等时线法来获取测试对象的可靠年 龄。
• A，对于岩石圈中的碳，碳酸盐沉积之后， 由于14C的半衰期只有5730±40a，因而进 入岩石圈的14C经过一定时期14C将耗尽；
• B，对于生物圈中的碳，在生物体内，由 于植物的光合作用等不断地与环境进行 物质交换，生物体的14C能够保持动态的 平衡；当生物体死亡，14C 的补给亦将中 断。