Pb同位素
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。
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环境同位素地球化学
放射同位素
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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。
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离子源表面电离示意图
地质样品中Pb同位素分析的高效酸淋洗流程
地质样品中Pb同位素分析的高效酸淋洗流程地质学中，Pb同位素分析是一项非常常见和重要的技术，它可以为地质学家提供大量的信息，包括岩石年龄、岩石来源、成因、大地构造过程等等。
而在这个分析中，一个高效的酸淋洗流程就显得尤为重要。
下面就是一篇地质样品中Pb同位素分析的高效酸淋洗流程。
1、样品准备与前处理在进入酸淋洗流程之前，首先需要准备样品。
样品要经过研磨、均质、筛分等步骤，使其变成颗粒度较为均匀的粉末状。
然后需要用氢氟酸等酸性试剂将样品中的岩石矿物质完全分解，使得需要分析的Pb和U可以充分释放出来。
2、第一次酸淋洗在样品准备之后，就可以进行第一次酸淋洗了。
这一步的目的是去除样品中的杂质，特别是铁和碳酸盐。
铁会对后续分析造成干扰，而碳酸盐则可以使Pb同位素分析的精度大大降低。
因此，需要使用去铁化酸和氢氧化钠等试剂将样品中的铁离子和碳酸盐去除。
3、第二次酸淋洗第一次酸淋洗之后，需要进行第二次酸淋洗。
这一步的目的是去除Pb同位素分析中的另一种干扰物：Bismuth（Bi）。
Bi是一种与Pb在质谱分析中非常相似的元素，容易被误判为Pb。
因此，需要使用氯化锶（SrCl2）和碘化钾（KI）等试剂，将Bi从样品中去除。
4、第三次酸淋洗第三次酸淋洗的目的是进一步去除掉干扰物，同时保证样品中U和Pb的比例不变。
这一步需要使用硝酸和硫酸等试剂，将样品中的U和Pb分别转化为溶于酸水中的离子。
5、分离Pb和U在完成以上酸淋洗流程后，需要使用离子交换树脂等材料分离出Pb和U的离子。
这是一个关键步骤，如果分离不彻底，会导致Pb同位素分析的不准确。
因此，需要严格控制时间和操作条件，确保Pb和U能够被完全分离出来。
6、去除其他元素最后的一步就是去除其他可能对Pb同位素分析造成干扰的元素，特别是Rb和Sr。
这一步需要使用氟硼酸等试剂，在适当的pH值下将这些元素去除。
总体来说，一次完整的Pb同位素分析需要经过多道严格的酸淋洗步骤，每一步都有非常严格的操作步骤和条件。
铅的同位素
铅的同位素铅（Pb）是一种常见的金属元素，其原子序数为82。
铅具有多种同位素，即具有相同的质子数但不同的中子数的同一元素。
铅的稳定同位素有两种，分别是铅-206和铅-207，它们的自然丰度分别为24.1%和22.1%。
此外，铅还有多种放射性同位素，如铅-210、铅-212、铅-214等，它们具有不同的半衰期和放射性特性。
铅-206是铅的最稳定同位素，它拥有82个质子和124个中子，总共206个核子。
铅-206是一种非放射性同位素，不会自发地衰变释放辐射。
由于其稳定性较高，铅-206在地球上广泛存在，并且被用作地球年龄的测定。
地质学家通过测量铅-206与其衰变产物铅-207的比值，可以推断出岩石或矿物的年龄。
这种方法被称为铅-铅定年法。
铅-207是铅的另一种稳定同位素，它具有82个质子和125个中子，总共207个核子。
铅-207的自然丰度较高，也广泛存在于地球上的岩石、矿物和大气中。
铅-207的存在可以追溯到地球形成的早期，因为它是铅-235衰变的终产物。
铅-235是一种放射性同位素，它具有82个质子和153个中子，总共235个核子。
铅-235经过连续的衰变过程最终变为稳定的铅-207。
利用铅-207与铅-206的比值，地质学家可以推断出岩石或矿物的起源和演化过程。
除了稳定同位素，铅还有多种放射性同位素。
铅-210是一种常见的放射性同位素，它具有82个质子和128个中子，总共210个核子。
铅-210的半衰期约为22年，会通过放射性衰变释放出α粒子和β粒子。
由于其较短的半衰期，铅-210在环境中的存在主要是由于其他放射性元素的衰变产物。
铅-210经常被用来研究海洋和湖泊沉积物的沉积速率和地质过程。
铅的同位素在地球科学、环境科学、核能科学等领域具有重要的应用价值。
它们可以帮助科学家研究地球的演化历史、岩石的形成过程、环境的污染状况等。
通过分析铅同位素的比值，可以追溯物质的来源和迁移路径，揭示自然界中的地球化学过程。
铅环境污染的原位环境同位素示踪技术
铅污染的原位环境同位素示踪技术齐孟文中国农业大学背景铅是5种生物毒性显著重金属汞、镉、铬、铅及砷中之一，对人的神经系统、免疫系统、心血管系统及生殖系统等均具有毒性。
由于人类活动的加剧，因采矿、工业及交通粉尘、废气排放、污水灌溉和使用重金属制品等人为因素所致铅环境污染日益受到关注，对铅污染的来源及负担通量分析，有利于从源头对污染进行治理。
铅污染的铅同位素组成具有原位指纹特征，为污染的溯源性分析提供一种便捷的分析技术。
原理自然界的铅有4种稳定同位素，其中204 Pb的半衰期为1.4 ×1017a ,远大于地球形成的年龄4.6 ×109 a ,因而可以看作是稳定同位素, 绝对含量不随时间而变化。
其它3 种是放射性成因稳定性核素206 Pb、207 Pb 和208 Pb，分别是238U、235U、232Th衰变的最终产物, 其同位素丰度随着时间而增加。
铅同位素分子的质量数大, 同位素分子之间相对质量差小, 一旦形成后在次生演化过程，几乎不产生同位素分馏作用，其同位素组成主要受起源区的始铅含量及放射性铀、钍衰变反应的制约, 次生作用过程中即使所在系统的物理化学条件发生改变，同位素组成一般也不会发生变化。
不同的环境介质、成因机制及时间上形成物质具有不同的同位素组成特征,或者说特定的“地球化学指纹”。
因此根据污染样品的铅同位素组成, 结合铅同位素的地球化学背景值, 就可以确定污染来源，进而可以用同位素比率方程求的各主要污染源的贡献。
计量N个端源的同位素比率或核素含量混合的计量方程推导如下。
设其某一元素的一对同位素核素的质量浓度分别记为和，其中i 表示元素,表示来源（）。
令，表示合物中第源所占的质量分数，且和为混合物中该对同位素核素的质量浓度，则有质量平衡定律有ij a ij b j n 1j i ⋅⋅⋅=，，∑=j j j A /A f j A j i a i b in n i22i11i a f a f a f a +⋅⋅⋅++=in n i22i11i b f b f b f b +⋅⋅⋅++=令，移相合并同类项得i i i /a b x =0f b -x (a f b -x a f b -x a n i2i in 2i2i i21i1i i1=+⋅⋅⋅⋅⋅++））（）（用行列式表示方程等价为0f f b -x a b -x a b -x a b -x a b -x a b -x a n 2nn n nn n2n n2n11112n 22n 2222221221=⎥⎥⎥⎥⎦⎢⎢⎢⎢⎣⋅⋅⋅⎥⎥⎥⎥⎦⎢⎢⎢⎢⎣⋅⋅⋅⋅⋅⋅⋅⋅⋅f b -x a b -x a b -x a 11n 11n 1221211111⎤⎡⎤⎡因为∑ , 该方程组有不全为零的解的充要条件是系数行列式为零,即=1f j 0b -x a b -x a b -x a b -x a b -x a b -x a b -x a b -x a b -x a nn n nn n2n n2n11112n 22n 22222212211n 11n 1221211111=⎥⎥⎥⎥⎦⎤⎢⎢⎢⎢⎣⎡⋅⋅⋅⋅⋅⋅⋅⋅⋅上式即为同位素或微量元素的n元混合方程的一般形式。
MC-ICP-MS Sr-Nd-Pb同位素测试-实验室具体操作经验总结
以下是一些个人实验时做的记录，只做交流，如有异议望及时交流，以促进学术。
称样：做同位素实验之前我们最好有微量的数据，因为通过微量的部分数据值可以判断该样品同位素的含量的基本情况，如果微量的数值偏小，那么我们针对于这样的样品就要在测其同位素的时候多称量一些样品来弥补其不足。
具体称样规则见“科学天平的使用”加酸：将称好的样品装入溶样弹中，依次加入HNO3和HF（注意顺序不能颠倒）而加入的量是根据称量的克数来决定的，如果称量50mg，一般加入1ml原酸即可，如果称量50-200mg可加入1.5-2ml酸。
此步骤操很重要，主要注意一下几点：1，严格控制酸的量，根据样品量适当加入2，加酸的顺序不能颠倒3，加入HNO3后必须用手轻轻震荡杯底多次，知道样品全部溶解为止此步骤中样品的溶解程度决定了后面实验的精度，如果在后期出现沉淀，或部分不溶现象，基本是由于此步操作不完善所引起的。
入钢套：同位素所用的钢套与微量中所用的不同，但大致原理是一样的，第一步：准备钢套，按照样品数目将需要使用的钢套清点出来，保证每个钢套都有配套的盖子，并准备一些一毛钱或小钢垫已被后面使用。
第二步：将钢套的盖子用砂纸清理干净，并在清理后的盖子表面写上我们样品的编号（样品进如烘箱后写在溶样弹上的编号均因被蒸发出的酸蒸汽分解而看不清，为区别样品在钢套上写编号，待样品拿出后在将编号重新写于溶样弹上），第三步：将溶样弹装入钢套中，观察其高度是否高于钢套边缘，如果高于钢套边缘即可将盖子盖上并拧紧，如果低于钢套边缘就需要再次将溶样弹拿出，在钢套底部放入一个一毛钱或小钢垫以增加溶样弹的高度，然后在将钢套拧紧。
此步骤很重要，如果钢套拧的不紧会出现漏酸现象！第四步：将拧好的钢套一并放入烘箱中，温度调节为190度，时间调节为48小时。
第五步：约48小时后，将烘箱关闭，并让其自然降温，待温度降下来后，将钢套取出，并将其拧开，取出溶样弹，根据溶样弹上的编号，再次将编号转编于溶样弹上。
Pb同位素的研究进展和应用
Pb同位素的研究进展和应用自然界中Pb有四个同位素，包括204Pb、206Pb、207Pb、208Pb，其中204Pb 是非放射性成因同位素，206Pb、207Pb、208Pb为放射性成因同位素，由238U、235U、232Th 放射性衰变产生，因此，铅同位素的研究最初为模式年龄定年和探讨成矿物质来源的示踪。
随着近年来对铅同位素的不断研究，铅同位素开始应用于化探与找矿评价、找矿勘探，以及在壳幔相互作用和环境评价等方面也具有重要的指示意义（刘茜，易文萍，2014）。
1 铅同位素定年1.1 U-Pb 锆石法（一致年龄）。
如果一种矿物在形成时含很高的U 但不含Pb，则方程可简化为：206Pb *= 238U (eλ238t -1)，207Pb *= 235U (λ235t -1)，其中*代表放射性成因铅。
图1为U-Pb 谐和图。
显示了一致曲线和Pb 丢失产生的不一致曲线。
晶质铀矿和独居石最初被用来定年，但其有限的分布限制了它们的应用。
锆石在中-酸岩中是一个广泛分布的富铀矿物，被广泛应用于U-Pb 定年。
基性岩中斜锆石也被用来定年[1]。
图1 U-Pb谐和图1.2 U-Pb 锆石法（不一致年龄）L.H.Ahrens（1995）和G.W.Wetherill（1956）提出了铅一次连续不丢失的模型。
假设在一个研究地质体中取得了若干个锆石样品，其真实年龄为T，然而在T1 时发生如区域变质作用或热接触变质作用等使得铅丢失，且由于各个样品丢失程度不同而形成图一中的不一致线。
上交点年龄作为锆石形成年龄的解释则是确定的；但下交点年龄具有多解性。
然而，如果锆石数据投影点离上交点较远，则上交点的误差较大。
为了获得较好的上交点精度，Krogh（1982）认为应在进行同位素分析之前，去除样品中Pb 丢失严重的部分。
一种方法是用高通量的磁铁进行分选，选出变生最弱的矿物颗粒。
另一种方法是在一个风力磨具中磨掉矿物的外层部分，该部分往往最富U，因而变生也最严重，样品经这样处理后，分析数据的一致性大为提高。
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作者：梁丽萍高苑苑来源：《青年生活》2019年第19期摘要：U-Pb同位素定年技术是应用最广的重要经典同位素定年技术之一，具有其他许多同位素测年技术无法相比的优点。
本文介绍了U-Pb同位素体系测年的基本原理和样品要求，并整理了U-Pb法同位素定年常用矿物用有锆石、斜锆石、金红石、磷灰石、锡石。
最后对U-Pb同位素测年方法进行了整体介绍。
关键词：U-Pb;测年一基本原理和前提1.1基本原理同位素地质年龄测定依据元素放射性衰变的原理。
放射性是指原子核自发地放射各种射线（粒子）的现象。
在磁场中研究放射性的性质时，发现射线是由α、β、γ等3种射线组成的。
α射线是高速运动的粒子流，粒子由2个质子和2个中子组成，实际上就是He原子核。
β射线是高速运动的电子流。
γ射线是波长很短的电磁波。
能自发地放射各种射线的同位素称为放射性同位素。
放射性同位素放射出α或β射线而发生核转变的过程称放射性衰变，衰变前的放射性同位素为母体，衰变过程中产生的新同位素叫子体。
若放射性母体经过一次衰变就转变为另一种稳定的子体，称为单衰变。
1.2前提由于各同位素体系的放射性同位素具有不同的衰变速率（或半衰期不同）和不同的地球化学特征，这使得每个同位素体系定年都具有独特优点和适用范围。
但是，作为同位素体系定年的基本前提和限制条件是相同的，即：（1）用来测定地质年齡的放射性同位素有适宜的半衰期T1。
与测定的对象年龄相比，不宜过大，也不宜过小，且半衰期和衰变常数能被准确测定。
（2）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，这个相对丰度应该是固定不变的，即是一个常数。
（3）母体同位素衰变的最终产物必须是稳定同位素，用当前的仪器设备和技术水平能准确测定出母子体含量及同位素组成。
（4）岩石及矿物自形成后处于封闭体系，没有母子体的加入或丢失。
（5）在岩石或矿物形成过程中和形成以后，同位素体系从开放体系过渡到封闭体系，所经历的时间相对于封闭体系所维持的时间是短暂的，从部分封闭到完全封闭所经历的时间可忽略不计。
pb的相对原子
pb的相对原子相对原子质量是指一个元素的同位素的相对质量。
同位素是指原子核中质子数相同，但中子数不同的原子。
同一个元素的不同同位素具有相同的化学性质，但物理性质上会有一些差异。
相对原子质量的计算是根据同位素的质量和丰度来确定的。
在化学中，相对原子质量是非常重要的一个概念。
它可以帮助我们计算化学反应中物质的质量变化，并且可以用来确定化学方程式中物质的摩尔比例关系。
相对原子质量的单位是原子质量单位（amu）。
对于元素pb（铅），它有多个同位素，其中最稳定的是铅的同位素pb-208。
铅的其他同位素有pb-206、pb-207和pb-204等。
这些同位素的质量不同，因此它们的相对原子质量也不同。
铅（pb）的相对原子质量是207.2 amu。
这个数值是根据铅的天然同位素的质量和丰度加权平均得出的。
铅的天然同位素主要是pb-208，它的质量为207.976652 amu，丰度为52.4%。
其他同位素的质量和丰度分别为pb-206（205.974465 amu，24.1%）、pb-207（206.975896 amu，22.1%）和pb-204（203.9730436 amu，1.4%）。
根据这些数据，可以计算得出铅的相对原子质量为207.2 amu。
铅是一种常见的金属元素，具有较高的密度和较低的熔点。
它的化学性质比较稳定，不容易被氧化。
因此，铅在工业和日常生活中有广泛的应用。
它被用于制造电池、建筑材料、防辐射材料等。
然而，铅也是一种有毒物质，长期暴露在铅中会对人体健康造成危害。
因此，在使用铅及其化合物时需要注意安全。
除了铅，其他元素的相对原子质量也可以计算得出。
例如，氢（h）的相对原子质量是 1.008 amu，氧（o）的相对原子质量是16.00 amu。
这些数值可以在化学实验和计算中用来进行质量计算和物质摩尔比例的确定。
相对原子质量的概念也可以扩展到分子和化合物上。
分子的相对分子质量是指分子中各个原子的相对原子质量之和。
矿石Pb同位素三维空间拓扑图解用于地球化学省与矿种区划
提供
主慝词 ．． ｐｂ一同位 塞 演化 地球化学省 化探方法 ／ ｊ ， ／ ， ｌ ／ ／ 。
—
—
／
种矿薹 墨慨 作 者曾根据 矿石 Ｐｂ同位素演化 的时 间序列特征探 讨了中国大陆地壳的 形成与发展
△ 一 ［（ Ｐｂ， ．Ｐｂ）ｄ（ｆ）／（ ＇Ｐｂ／ ．Ｐｂ） （ｆ）一 ｌ】× １ ０００
（１）
式 中 脚 标 ｄ与 ｍ 分 别 代 表 矿 石 Ｐｂ与地 幔 ， 为 成 矿时 代 。 关 于 不 同时 代地 幔 Ｐｂ
罚 位 素组成计算应 用作 者 （Ｃｈｅｎ Ｙｕｗｅｉ等 ，ｌ ９８２）所 提 出的地幔增长 线公 式 ，即取地幔
历 史 （Ｚｈｕ Ｂｉｎｇｑｕａｎ，１９８ ４）。 在这 一研 究 中注 意 到 矿 石 Ｐｂ同 位 素 组成 变 化 不 仅 与 地 壳 、 地 幔演 化 时 间 序 列和 成 矿 时 代 有 关 ，而 且 明 显 表 现 出 区域 性 特征 ，并 与 矿 种和 矿床 类 型 密
区 一 切 相 关 。 在 以 往 的 Ｐｂ同位 素研 究 中 常 忽 略 了后 一 特 征 的 重 要 性 。 然 而 在 研 究 成 矿 规 律 、 划 指 导 找 矿 与矿 床评 价 上 ，后一 特 征 将 可 能 存 在 更 重 要 的 潜 在 应 用 价 值 。为 了能 将 不 同 时 代
图 １ 中国 大陆 矿石 Ｐｂ屙位 素 省划 分
Ａ．华南 地体 ； ｂ．华 北地 台 ； ｃ．新疆 地体 ；
Ｄ．辑子地 体 ； Ｅ．青藏 高原 ； Ｆ ．
东北 北部
（１）华南地体 （Ａ 区） 华 南 地 体 矿 石 Ｐｂ 同位 素 组 成 具 有 富 Ｕ—Ｐｂ， 同 时 又 富 Ｔｈ—Ｐｂ 的 特征 。 一 般 ＞ ４０， ＞ ２０ （图 ２Ａ 区 ），主 要 集 中于 ５５＜ ＜ ８ ５、 ３５＜ ｙ２＜ ６５的 范 围 内 。 其 他地 区 的 矿 石 Ｐｂ同位 素 值 几乎 不 落 入 这 一 范 围。 这 一 变 化 范 围 与 该 区 花 岗岩 长 石 Ｐｂ同位 素 组 成 是 相 一 致 的 。 它 与 该 区 新 生 代 火 山 岩 Ｐｂ同 位 素 组 成 相 比 ，同 ｉ＇ｂ／ Ｐｂ值 变 化 范 围相 一 致 ，但 火 山 岩的 Ｐｂ／￣Ｐｂ值 与 。＇Ｖｂ／ Ｐｂ值 则 略 偏 低。 因此在 — 图上华南矿石 Ｐｂ的 下限 与华 南地 幔 Ｐｂ相一 致 ，具有岛弧和上地壳 岩 石 Ｐｂ特 征 。 在 ８Ｙ ｖ－ 图 上 （图 ２），华 南 Ｐｂ具 有 小 的 正 相 关 分布 趋 向 ，且 趋 向 线 不
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。
金红石U-Pb同位素定年标准物质
Ｕ含 量在 ３ ． ０ ・ ５ － ３ ￣ ｔ ｇ ／ ｇ ，Ｐ ｂ含 量在 １ ． ０ － ７ ． ８ ￣ ｔ ｇ ／ ｇ 。 另 外 ，同时对采 自山西代县 金红石 矿 带的羊 延 寺 矿 区的一个 样 品 Ｔ Ｊ Ｒ一 １ 进 行 了对 比研 究 。金红 石 样品Ｔ Ｊ Ｒ ． １呈深玫 瑰红 色 、半透 明、半 自形或它 形
自形或 它形 粒状 ， 粒 径 多为 ３ ０ ０ — ６ ０ ０岬 ， 最大为 １ ． ０
ｍｍ 左 右 。
ｎ ＝ ４ ８ ，ｌ ｏ ） 。采用 Ｉ Ｄ — Ｔ Ｉ ＭＳ获得 。 Ｐ ｂ ｌ ｆ 。 Ｕ 表 面年 龄 加 权 平 均 值 ：２ １ ２ ． ３ ￣ １ ． ５ Ｍａ （ ９ ５ ％置 信 度 ， ＭＳ ＷＤ＝ ５ ． ８ ，ｎ ＝ ４ ，ｌ ｏ ） ，４ 个数 据 点 的 。 Ｐ ｂ 。 ４ Ｐ ｂ
同位素年龄基本均一，获得 了 。 Ｐ ｂ ｌ ｆ Ｕ 表面年龄
加权 平均 值 ： １ ７ ６ １ ￣ ２ ８ Ｍａ （ ９ ５ ％置 信度 ， ＭＳ ＷＤ ＝ ３ ． ２ ， ｎ ＝ ２ ８ ，ｌ ｏ ） 。采 用 Ｉ Ｄ— Ｔ Ｉ ＭＳ获得 。 ｐ ｂ ／ ２ 。 Ｐ ｂ表 面年 龄加 权 平 均 值 ：１ ８ ０ ６ ￣ ２ Ｍａ （ ９ ５ ％置信 度 ， ＭＳ ＷＤ＝ ２ ＿ ３ ，ｎ ＝ ６ ，ｌ ｏ ） ；不 一致线 的上 交点年 龄 ： １ ８ ０ ８ ￣ ７ Ｍａ（ ＭＳ ＷＤ ＝ ０ ． ２ ０ ，ｎ ＝ ６ ，ｌ ｏ ） ，６个 数据 点
粒 状 ，粒径 ３ ０ ０ — ６ ０ ０ ｇ ｍ。Ｔ Ｊ Ｒ 一 １ 的Ｌ Ａ ＭＣ — Ｉ Ｃ Ｐ ＭＳ 。 Ｕ ＿ ２ ￣ ６ ｐ ｂ等 时线年龄 ：１ ７ ７ ２ ￣ ２ ３ Ｍａ （ ＭＳ ＷＤ： ０ ． ９ ５ ，
11_Sr、Nd、Pb同位素地球化学
在锶同位素地层学研究的样品选择上， 应充分考虑其原始组分的抗蚀变能力。 对碳酸盐样品而言，在海水中沉淀(化学 或生物化学作用)的、其原始组分为低镁 方解石的各种组分是进行锶同位素地层 学研究的良好材料。
锶同位素地层学研究中，使用的样品包 括有孔虫碳酸盐、微化石碳酸盐、白垩 和块状碳酸盐软泥、重晶石、非生物海 相碳酸盐胶结物等。
第十一章
锶、钕、铅及锇 同位素地球化学
Sr、Nd、Pb及Os同位素在研究成岩、成 矿作用以及地球演化等过程中意义重大。 这些元素的同位素在研究岩浆岩、变质 岩以及陨石等地外物质，以及地幔地球 化学方面取得了有意义的成果。值得指 出的是，近些年来， Sr、Nd、Pb，特别 是Sr同位素在沉积岩研究中也取得了巨 大的进展。
• 上述特征反映了地下水中不同类型水的 贡献。
四、锶同位素与古季风研究
• 我国学者将Sr同位素引入黄土-古土壤序
列的研究中，并发现锶同位素体系中 Rb/Sr和87Sr/86Sr的比值与黄土地层中的 磁化率有着很好的对应关系，与年均降 水量也有着很好的线性相关关系，因此 他们认为Rb/Sr和87Sr/86Sr比值可以作为 古气候即古夏季风的替代性指标。
比的地壳基底岩石局部熔融所致。大量 的复式岩体都具有这一特征，如著名的 美国西部的加里福尼亚岩基。
3、地球锶同位素演化
地球岩石体系的锶同位素组成主要取决 于岩石的Rb/Sr比及岩石在该条件下经历 的时间。首先确定的是地壳和地幔两大 体系。
• Faure等对起源于上地幔、未被地壳锶混
染的玄武岩和辉长岩的初始锶同位素统 计作图，发现从老到新，它们构成一条 缓慢的增长曲线。
岛弧是俯冲带的一个组成部分，该区火 山岩和深成岩的同位素组成及年龄都具 有随海沟距离而呈规则变化的趋势。 岛弧火山岩的锶同位素组成以地幔来源 为主，并有洋壳玄武岩和海水的影响。 熔融前锶同位素组成的不均一和富铷物 质的优先熔融，可使岩浆中的87Sr/86Sr值 比母源物质高。
Pb同位素ppt课件
• 地质体中的206Pb、207Pb、208Pb含量随时 间而变化（增长）。 • 用204Pb作基准，用206Pb/204Pb、 207Pb/204Pb、208Pb/204Pb来表述铅的变化 规律。
几个概念：
• 放射性成因铅——岩石矿物形成以后， 由其中的238U 、235U、232Th衰变所产生的 那部分206Pb、207Pb、 208 Pb。 • 普通铅——不含U、Th及其衰变系列中 的放射性同位素的矿物或岩石中的铅， 由原始铅+放射成因铅组成，其中放射成 因的铅是矿物或岩石形成以前由放射性 母体的衰变所形成的。
• 如果在t年以前铅从没有同位素分馏的体 系中分离出来, 则
Pb T t 8 8 (2 0 4 ) a ( e e ) t 0 Pb 207 Pb • T t 5 5 (2 0 4 ) b ( e e ) t 0 Pb 137 .88 208 Pb T t 5 5 (2 0 4 ) c k ( e e ) t 0 Pb
• 正常铅——符合单阶段演化模式，能给 出有意义模式年龄的普通铅。 • 异常铅——不符合单阶段演化模式，模 式年龄无意义的普通铅。
– J型铅（异常铅）——模式年龄小于矿床 （或岩石）年龄。 – B型铅（异常铅）——模式年龄大于矿床 （或岩石）年龄。
铅同位素研究中使用的参数和 符号：
• t0=45.7108a a0=206Pb/204Pb • b0=207Pb/204Pb c0=208Pb/204Pb • =238U/204Pb V=235U/204Pb W=232Th/204Pb =238U/235U=137.88 K=W/ • 8=0.15512510-9/a (238U的衰变常数) 5=0.98485109/a(235U的衰变常数) 2=0.049475109/a(232Th 的衰变常数)
Pb同位素
• 可见，源区U、Th含量低，Pb高，年龄 小，其校正值小；而源区U、Th含量高， Pb低，年龄大，校正值大。
• 爱尔兰: • 东南基底放射 性成因铅高,西 北低,各种矿化 的线性分布可 能代表这两种 基底前的混合.
• 爱尔兰Pb同 位素分布,反 映东南基底 具有较高的 放射成因铅, 而西北部基 底则较低.
206
把1、2式联立，可以消去：
Pb ( 204 )t b0 5T 5t 1 e e Pb [ 8T ] 206 8t Pb 137.88 e e ( 204 )t a0 Pb
207
• 上式在已知t0(或T)、a0、b0和样品比值的 情况下可以求得t（成矿或成岩）年龄。
•
(4) 化学沉积型矿床铅。 ∆β 值与上地壳和俯 冲带铅相当，但 ∆γ 值明显偏高。如湘西西安 的白钨矿、白云鄂博的重晶石矿床、黑龙江 小西林的铅锌矿、江苏南部石炭 — 二叠系地 层中的层控矿床等等。 • (5) 海底热水作用矿床铅。 ∆β 值与地慢和俯 冲带铅相当，但 ∆γ 值则明显偏高。如新疆阿 尔泰南缘多金属矿床与内蒙古查尔泰群中的 铜铅锌矿床。
• 用样品铅同位素组成与某时代的地幔（理想） 的差值⊿，可以揭示铅同位素的演化信息 ⊿α＝[α/αM(t)-1] ×1000 ⊿β= [β/βM(t)-1] ×1000 ⊿γ= [γ/γM(t)-1] ×1000 α 、β、γ是样品的比值，M代表地幔，计算用 的μ值取7.8，232Th／238U＝4.04，T=4.57Ga， a0=9.307, b0=10.294, c0=29.476.用单阶段演化 公式计算某时间的地幔比值。
• 根据不同类型岩石铅的资料和已知成因 的矿石铅资料，不同成因类型矿石铅的 ∆β—∆γ变化范围。 • 这些成因类型为：
北太行山安妥岭斑岩钼矿Pb同位素组成及地质意义
北太行山安妥岭斑岩钼矿Pb同位素组成及地质意义北太行山安妥岭斑岩钼矿是中国大陆东部的典型斑岩型钼矿床。
该钼矿床位于山西省忻州市五台县安妥岭镇附近，是一座含有较多抗磨性钼矿的大型斑岩型钼矿床。
Pb同位素是研究地球体系演化和构造成因的重要工具，在安妥岭斑岩钼矿Pb同位素组成与地质意义方面也得到了广泛的研究。
钼矿是由铜、铅等多种金属元素组成的硫化物矿物，因此钼矿床中金属元素的同位素组成对研究其成因具有很大的意义。
在安妥岭斑岩钼矿矿脉中，Pb同位素值范围较窄，Pb同位素组成主要为206Pb/204Pb=18.129~18.273，207Pb/204Pb=15.588~15.665，208Pb/204Pb=37.883~38.362，表明该钼矿床的铅的同位素组成是存在差异性的。
据研究表明，斑岩型钼矿床的铅同位素组成主要受到地幔和地壳混合作用的影响，安妥岭斑岩钼矿床铅同位素组成与普通岩浆型、热液型钼矿床截然不同。
据研究表明，安妥岭斑岩钼矿床中铅同位素组成的差异性可能是由于地球物理化学环境不同导致的。
安妥岭地区位置处于华北地台的北缘，岩石圈厚度较大，深部岩石圈缓慢熔融区的较小熔体可能与非常规的斑岩熔岩剧烈交互，形成了高效应力的流体廊道，导致了统一的岩石圈已经被深度重组，同时也可能受到构造活动强烈影响，从而影响了钼矿床的形成。
最后，可以看出Pb同位素组成在安妥岭斑岩钼矿的成因研究中起着非常重要的作用。
研究表明，钼矿床的形成受到多种因素的影响，需要多学科配合，从不同方面进行综合分析，以进一步深入的认识钼矿床的形成机理。
在安妥岭斑岩钼矿Pb同位素组成方面，其值范围比较窄，但表明了该钼矿床铅的同位素组成呈现一定的差异性。
具体数据为206Pb/204Pb=18.129~18.273，207Pb/204Pb=15.588~15.665，208Pb/204Pb=37.883~38.362，这些数据可直观地反映出该钼矿床铅同位素组成的主要特征。
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1. 引言1.1 研究背景U-Pb同位素测年方法是一种广泛应用于地球科学领域的高精度地质年代学技术。
随着科学技术的不断进步和发展，U-Pb同位素测年方法在地质学、矿床学和考古学等领域中的应用越来越广泛。
其原理基于铀和铅同位素的自然放射性衰变过程，通过测定岩石中铀同位素和其衰变产物铅同位素的比值，从而确定岩石的年龄。
这种方法具有高精度、高分辨率和可广泛应用的优势，对于解决地质事件的时间序列和地质过程的演化具有重要意义。
在过去的几十年里，U-Pb同位素测年方法已经成为地球科学研究中不可或缺的重要工具，并且不断为我们揭示地球历史和演化的奥秘。
深入了解U-Pb同位素测年方法的原理和应用，对于推动地球科学研究取得更多重要突破具有重要意义。
1.2 研究意义U-Pb同位素测年方法在地质学、矿床学和考古学等领域中具有重要的应用价值。
通过对地质事件和矿床形成过程的准确年代测定，可以帮助科研人员更好地理解地质历史和资源分布规律。
在考古学领域中，U-Pb同位素测年方法可以提供关于古代文明和人类活动时间线的重要信息，帮助揭示人类社会的演化过程。
深入研究U-Pb同位素测年方法的原理、技术和应用，不仅有助于推动地质学、矿床学和考古学的科学研究，也对人类对于地球历史和自然资源的认识提供了重要支撑。
建立准确的年代框架，对于科学家们推进各领域研究、探索未知领域具有重要意义。
探讨U-Pb同位素测年方法的研究意义，有助于全面认识该方法在不同领域中的应用潜力和价值。
2. 正文2.1 U-Pb同位素测年方法原理U-Pb同位素测年方法是一种常用的放射性同位素测年方法，主要用于确定岩石、矿物或地质事件的年代。
它基于铀（U）238同位素的放射性衰变产物铅（Pb）206的比例来确定样品的年代。
原理上，U-Pb 同位素测年方法利用了铅同位素存在于天然铀矿石中的稳定性质，使其在地质时间尺度内成为一种可靠的地质时钟。
具体来说，铀238会经历一系列的衰变，最终稳定转化为铅206。
锆石U—Pb同位素定年的原理、方法及应用研究
锆石U—Pb同位素定年的原理、方法及应用研究本文在研究中主要围绕锆石开展，在分析其化学特征的基础上，对U-Pb同位素定年的主要原理进行判断，提出定年的实际方法，并分析U-Pb同位素定年在韧性剪切带定年以及分析沉积盆地物源等方面的应用。
标签：U-Pb定年；锆石；方法；运用0 前言作为月岩、变质岩、岩浆岩以及沉积岩中的重要矿物，锆石在成分上涉及到较多微量元素、放射性元素。
而且该矿物本身具有较为稳定的物化性质，分布极为广泛，加上其自身封闭温度较高，不仅是矿物定年中的最佳选择，也能被应用于地质学中。
因此，本文对U-Pb同位素定年相关研究，具有十分重要的意义。
1 锆石化学特征及其U-Pb同位素定年原理关于锆石，其在不同类型岩石内所体现的微量元素、常量元素等较为不同，且锆石成因不同，其中的U、Th等含量也存在一定差异，且两种含量在比值上变化较为明显，如对于变质锆石U与Th含量的都较少，比值可保持在0.1以内，而岩浆锆石，U与Th含量较高，比值超出0.4。
需注意由于较多岩浆中涵盖的组分较为特殊，所以在锆石成因判断中并不能完全依靠Th/U比值。
假若从稀土元素看，锆石中有较多花岗岩、镁铁质岩等存在，具有较高的丰度。
而对于U-Pb 同位素进行定年，其实际原理主要表现在对母体进行测定的基础上，将其中因衰变而带来的子体同位素含量变化进行测定，结合放射性衰变定律，使同位素自形成起的年龄得以推算出来。
在测定过程中，由于有U、Th都存在于锆石中，而且贫普通Pb，本身具有较为明显的抗后期影响优势，此时便需对Th、U衰变为Pb的情况分析，完成整个定年过程。
需注意的是对于1000-1200Ma的年轻锆石，测试过程中可直接引入206Pb/238U，原因在于年轻锆石不存在较多放射成因铅，而在放射成因铅较多的锆石中，可采取的定年方式为207Pb/206Pb[1]。
2 U-Pb同位素定年的主要方法分析从现行定年中采用的方法看，常见的主要以LA-ICP-MS、SIM以及ID-TIMS 等方法，这些方法用于U-Pb同位素定年中有各自的优势与弊端。
锆石u-pb同位素定年的原理,方法及应用
锆石u-pb同位素定年的原理,方法及应用
锆石U-Pb同位素定年是一种广泛使用的放射性同位素定年方法，应用于地质科学中，用于测定岩石、矿物的年龄。
以下是其原理、方法和应用：
原理
锆石晶体中自然存在的微量铀和钍，通过自然放射性衰变过程，最终分别转变为稳定的铅同位素。
锆石U-Pb同位素定年，即利用锆石中铀和铅之间的放射性衰变关系，测定锆石的年龄。
具体来说，是利用锆石晶体中铀（^238U）自然放射性衰变成铅（^206Pb），以及钍（^232Th）自然放射性衰变成铅（^208Pb）的过程中释放出的α粒子造成的连锁反应计算锆石形成的时间。
方法
锆石U-Pb同位素定年的方法通常有两种：碰撞法和非碰撞法。
碰撞法利用离子束将样品表面剥蚀，将离子轰击区域的同位素进行测量。
非碰撞法则是利用激光将样品表面打在一个小点上，使表面物质的离子化并被聚焦和加速，最终进行同位素测量。
应用
锆石U-Pb同位素定年可用于测定岩石和矿物的年龄、形成时期等，并广泛应用于地质学、矿床学、构造地质学等领域。
例如，在岩石学中，可以通过锆石U-Pb同位素定年来了解岩石的形成历史和演化过程；在矿床学中，可以通过锆石U-Pb同位素定年来确定矿床形成的年龄和矿床类型；在构造地质学中，可以通过同位素定年来研究大地构造演化过程等方面。
同时，锆石U-Pb同位素定年也可以与其他定年方法相结合，以提高年代学的精度和可靠性。
锆石UPb同位素定年的原理 方法及应用
总之，LAMCICPMS锆石微区原位UPb定年技术是一种非常重要的地质学技术， 它可以提供更多、更准确的地质年代和地质信息，有助于深入了解地球的历史和 演化过程。
参考内容三
引言
LAICPMS锆石UPb定年方法是一种高精度的铀铅测年方法，被广泛应用于地质 学、地球化学和考古学等领域。为了评估该方法的准确度和精密度，以及探讨不 同实验室之间的结果差异，我们组织了本次多实验室对比分析。本次演示旨在介 绍LAICPMS锆石UPb定年方法的基本原理和流程，分析各实验室的分析结果，讨论 结果差异的原因，并总结本次对比分析的结论。
4、实验室操作：实验室内操作的规范性和熟练程度可能影响分析结果的稳 定性。
谢谢观看
虽然锆石UPb同位素测年方法具有很高的精度和可靠性，但目前仍存在一些 问题需要进一步研究和解决。例如，UPb同位素测年过程中可能受到多种因素的 影响，如样品处理过程中造成的元素损失、不同成因锆石之间的差异等。此外， 对于不同成因的锆石，其UPb同位素组成特征可能存在较大差异，这也会对年龄 测定结果的准确性产生影响。
参考内容二
LAMCICPMS锆石微区原位UPb定年技术的主要优势在于其高精度和高灵敏度。 该技术可以在锆石微区尺度上进行分析，以获取更准确的地质年代信息。此外， 该技术还可以分析锆石中不同矿物的化学成分，从而推断出更多的地质信息。
在实践中，LAMCICPMS锆石微区原位UPb定年技术的应用范围非常广泛。它可 以应用于研究地壳演化历史、古气候变化、地磁反转和生物演化历史等领域。例 如，通过分析锆石中不同矿物的化学成分，可以推断出古代气候的特征，比如温 度、湿度和风等；通过分析锆石中不同矿物的UPb含量，可以确定地壳构造的演 化过程；通过分析地磁场的变化，可以推断出古生物演化历史；通过分析岩浆熔 融历史，可以推断出地壳运动历史等。
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两阶段年龄计算表
二 具有多阶段演化的异常铅
自然界大多数矿床都不符合单阶段演化正常铅的模式， 属于异常铅。 异常铅的特点：
• (1) 铅同位素组成的变化一般很明显，而 且以富含放射成因铅为特征。 • (2) 在 207Pb/204Pb—206Pb/204Pb 和 208Pb/204Pb—206Pb/204Pb 图上呈线性排列。 • (3) 采用单阶段演化模式所计算的模式年 龄与用其他方法测定的年龄是不一致的， 有时甚至是负值。
– J型铅（异常铅）——模式年龄小于矿床 （或岩石）年龄。 – B型铅（异常铅）——模式年龄大于矿床 （或岩石）年龄。
铅同位素研究中使用的参数和 符号：
• t0=45.7108a a0=206Pb/204Pb • b0=207Pb/204Pb c0=208Pb/204Pb • =238U/204Pb V=235U/204Pb W=232Th/204Pb =238U/235U=137.88 K=W/
• 普通铅——不含U、Th及其衰变系列中 的放射性同位素的矿物或岩石中的铅， 由原始铅+放射成因铅组成，其中放射 成因的铅是矿物或岩石形成以前由放射 性母体的衰变所形成的。
• 正常铅——符合单阶段演化模式，能给 出有意义模式年龄的普通铅。 • 异常铅——不符合单阶段演化模式，模 式年龄无意义的普通铅。
206
把1、2式联立，可以消去：
Pb ( 204 )t b0 5T 5t 1 e e Pb [ 8T ] 206 8t Pb 137.88 e e ( 204 )t a0 Pb
207
• 上式在已知t0(或T)、a0、b0和样品比值的 情况下可以求得t（成矿或成岩）年龄。
蒙库
铅同位素在找矿方面的应用
• 由于铀异常将造成明显铅同位素异常， 因此铅同位素方法较早就被应用于铀矿 床的找矿评价。 • 澳大利亚学者Gulson,1986)的研究表明， 铅同位素方法应用于铅锌矿床与金矿床 的化探评价也是行之有效的。
• 朱炳泉在新疆阿尔泰南缘多金属矿带评 价铁帽与化探异常，寻找铅、锌、铜、 金等矿种方而取得了一些成功的经验， 在华北与华南根据铅同位素特征进行金 矿床的找矿评价的研究中也发现具有广 阔的应用前景。
铅同位素对比法
• 1、关于全岩样品的校正 • 岩石或矿石中含有一定量的U和Th，他 们在形成之后的放射成因铅加在了原有 的组成上，将岩石的分析数据直接与矿 石对比，在有些情况下会有明显的偏差， 需要进行校正。
2、校正方法如下：
• 先计算出岩石样品的μ值和w值，他们分别代 表U、Th与Pb的关系 • (206Pb／204Pb)t＝ (206Pb／204Pb)sam－ μ(eλt－1) • (207Pb／204Pb)t＝ (207Pb／204Pb)sam－ μ／ 137.88(eλt－1) • (208Pb／204Pb)t＝ (208Pb／204Pb)sam－ w(eλt－1) • t是成矿（成岩）年龄，需用其他方法求得。
• 如果在t年以前铅从没有同位素分馏的体 系中分离出来, 则
Pb 8T 8t ( 204 )t a0 (e e ) Pb 207 Pb 5T 5t ( 204 )t b0 (e e ) • Pb 137.88 208 Pb 5T 5t ( 204 )t c0 k (e e ) Pb
• 地质体中的206Pb、207Pb、208Pb含量随时 间而变化（增长）。 • 用204Pb作基准，用206Pb/204Pb、 207Pb/204Pb、208Pb/204Pb来表述铅的变化 规律。
几个概念：
• 放射性成因铅——岩石矿物形成以后， 由其中的238U 、235U、232Th衰变所产生的 那部分206Pb、207Pb、 208 Pb。
1 e e m [ 8T ] 8t 137.88 e e
• m是等时线的斜率。当t=0时，称为地球 年龄线，等时线通过地球原始铅同位素组 成点。
5T
5t
• 前述方程式是一个超越方程，不能用代 数方法来求解，可用作图或制表的办法 来求解，同样可以得到很好的精度。
• 求解模式年龄的步骤： • 用斜率公式，按一定的时间间隔代入到 斜率公式中的t，计算出相应的斜率值， 制成表格。 • 用样品的比值求出等时线的斜率，再用 插值法求出年龄值——模式年龄
Stacey-Krasters两阶段正常铅演化 • 该模式假定，普通铅的演化从地球形成时 (45.7×108a)开始直到37×108a前为第一演化阶 段，其238U/204Pb为7.19，232Th/204Pb为32.2l， Th/U为4.62。 • 大约在37×108a前，由于发生分离事件，正常 铅的演化进入第二阶段，即地壳阶段。 • 由于地壳比地幔富含铀和钍，所以第二阶段的 238U/204Pb为9.74，232Th/204Pb为37.19，Th/U为 3.78。 • 在上述两个阶段中，铅同位素都是在封闭的系 统内演化的。
异常铅有多种可能的形成方式：
1. 两种不同时代的正常铅的混合； 2. 一种正常铅受到了放射成因铅源 的污染；
3. 源区中获得或丢失Th、U或Pb；
4. 可能经历多次的放射成因铅的污 染，即经历过多个U-Th-Pb系统的 演化。 • 见下图
异常铅的年龄计算
( 207 Pb 1 e 5t2 e 5t2 [ 8t1 ] 206 204 206 204 8t 2 ( Pb/ Pb) t2 ( Pb/ Pb) t1 137.88 e e 这是一个二次等时线公式，其斜率R为:
•
(4) 化学沉积型矿床铅。 ∆β 值与上地壳和俯 冲带铅相当，但 ∆γ 值明显偏高。如湘西西安 的白钨矿、白云鄂博的重晶石矿床、黑龙江 小西林的铅锌矿、江苏南部石炭 — 二叠系地 层中的层控矿床等等。 • (5) 海底热水作用矿床铅。 ∆β 值与地慢和俯 冲带铅相当，但 ∆γ 值则明显偏高。如新疆阿 尔泰南缘多金属矿床与内蒙古查尔泰群中的 铜铅锌矿床。
208
• 严格符合单阶段演化模式的矿床或岩石 是比较少的，有一些矿床接近于单阶段 演化模式，如与拉斑玄武岩有关的块状 硫化物矿床、海底火山喷气沉积矿床以 及一些层控矿床等。
• Stanton and Russell（1959）选定了9个整 合型矿床，他们认为这些矿床是地幔物 质在没有受到地壳物质污染的环境中， 通过沉积作用形成的，应该具有单阶段 演化的特点。结果拟合出一条生长线， =8.99。见下图。
•
(4) 在增长曲线图中，异常铅的数据点 或是沿某一原始等时线分布，但落在不 同μ值的演化线上； • 或是落在不同的原始等时线上，但μ值差 别不大，数据点都位于增长曲线的弦上， 不超出增长曲线; • 或落在具有不同μ值的增长曲线和不同年 龄的原始等时线上。
•
(5) 在异常铅的源区中，通过计算所获 得的U/Pb或Th/Pb变化明显。 • (6) 在很多具有异常铅的矿床中，铅同 位素组成的变化具有一定的规律性。如 在横山岭铅锌矿床中，206Pb/204Pb或 208Pb/204Pb随矿体埋藏深度增加而有升高 的趋势 (据陈好寿，1979) ??
•
(6) 中等程度变质成因矿床铅。 ∆β 均大于零 (与沉积作用有关的矿床 ∆β 值更高 ) ，而∆γ＜ 8， 或为负值。有时 ∆β 与 ∆γ 之间常具有正截距的 线性相关。如陕西破山、银洞沟的金矿，夹 皮沟的金矿等。 • (7)深变质成因矿床。一般∆β＜0，∆γ＜0，具 有此特征的矿床，如红透山、坨沟、蔡家沟、 关门山的铅锌铜矿床。
第七节 铅同位素
一、铅稳定同位素组成
• 铅有4种稳定同位素： • 204Pb、206Pb、207Pb、208Pb 204Pb尚未被发现有放射性母体，普遍被 认为代表原始铅。 • 206Pb、207Pb、208Pb都是由放射性母体产 生的： • 238U206Pb+84He+6-+Q 235U207Pb+74He+4-+Q 232Th208Pb+64He+4-+Q
– – – – – 铅年龄法(模式年龄） 特征值法（μ，w，k） ⊿α－⊿β－⊿ γ法 模式图解法 对比法
⊿α－⊿β－⊿ γ法
• 为了克服Zartmman铅构造模式的缺点， 朱炳泉用∆β-∆γ图的表示方法。 • 从铅构造模式图上我们可以看到能反映 源区变化的是 207Pb/204Pb 和 208Pb/204Pb 的 变化，而206Pb/204Pb只对成矿时代有灵敏 的反映。 • 因此，只应用∆α与多计算模式年龄，而 应用∆β与∆γ作成因示踪。
204
Pb) t2 ( 207 Pb/ 204Pb) t1
1 e e R [ 8t1 ] 8t 2 137.88 e e
需要用其他办法确定一个时间。 •
5t1
5t 2
加拿大大不列颠哥伦比亚库特内弧区矿 床中方铅矿的异常铅
辽宁东部某 些金矿的金 属矿物的铅 同位素
207Pb/204Pb
16.00
200^8a
15.00
30
14.00
35
12.00
14.00
16.00
18.00
20.00
206Pb/204Pb
大洋年轻火山岩的铅同位素组成
阿辛申岛，戈夫岛，圣.海伦纳，卡纳瑞群岛的 特奈理夫岛， 夏威夷群岛
三、在物质来源方面的应用
• 铅同位素示踪有几种方法：
• a0=9.3070.003 b0=10.2940.003 c0=29.4760.009
• a=18.700 b=15.628 c=38.63
8=0.15512510-9/a (238U的衰变常数) 5=0.9848510-9/a(235U的衰变常数) 2=0.04947510-9/a(232Th 的衰变常数)
• 用样品铅同位素组成与某时代的地幔（理想） 的差值⊿，可以揭示铅同位素的演化信息 ⊿α＝[α/αM(t)-1] ×1000 ⊿β= [β/βM(t)-1] ×1000 ⊿γ= [γ/γM(t)-1] ×1000 α 、β、γ是样品的比值，M代表地幔，计算用 的μ值取7.8，232Th／238U＝4.04，T=4.57Ga， a0=9.307, b0=10.294, c0=29.476.用单阶段演化 公式计算某时间的地幔比值。