11 第五章 第二讲 Sm-Nd同位素测年
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。
同位素地质年代学-Sm-Nd法
Sm
143 60
Nd+ He+E
4 2
143 147 Nd Nd Sm t 144 (e 1) 144 144 Nd Nd 0 Nd
Sm (Z=62) Nd ogo及名称
Sm-Nd化学性质
REE为不相容元素，按照D分
Sample DM 147 143 143 Nd Sample Sm Nd t (0.12 )(e 1) 144 Nd 144 Nd 144 Nd 1 0 0 0 ln 1 DM 147 λ Sm 0.12 144 Nd 0
T2DM
上式中t为岩石的形成（变质、结晶或沉积）年龄。
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两阶段模式年龄
那么，亏损地幔147Sm/144Nd的现今值为何是0.2137？
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亏损地幔性质
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对于CHUR， 143Nd/144Nd和 147Sm/144Nd可测
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模式年龄的计算只适合于样品的147Sm/144Nd=0.09~0.13，如果样品 的147Sm/144Nd<0.09或>0.13，一些学者提出是岩石形成时Sm/Nd分 馏造成的，而地壳的平均147Sm/144Nd=0.12，此时可采用二阶段模 式年龄：
DNd<DSm
在一次岩浆作用过程中，
(Sm/Nd)l
的关系是？
(Sm/Nd)0
(Sm/Nd)R
第5章第3节钐-钕(Sm-Nd)测年及示踪地球化学
BCR-1:143Nd/144Nd=0.512650±0.000040;
J&M 321: 143Nd/144Nd=0.511137±0.000008 (N=12);
文献中的统计： LaJolla Nd: 143Nd/144Nd=0.511848±0.00005; BCR-1: 143Nd/144Nd=0.512642±0.000006; 第五章第3节Sm-
Sm,Nd同位素组成
第五章第3节SmNd 同位素
一、REE的行为
1. REE 的离子半径（Radii) 随着原子数的增加而减小；
La: Z=57, R=1.15 Å
Lu: Z=71, R=0.93Å
2. REEs 在不同矿物中的行为是不同的；
例如：长石(feldspar)，黑云母(biotite)和磷灰石(apatite) 富 集轻稀土；而辉石(pyroxenes)，角闪石(amphiboles)和石榴 石（garnet)富集重稀土；
Nd 同位素
二、Sm-Nd定年学原理
现今球粒陨石质均一储库(Chrondritic uniform reservoir) (CHUR):指用球粒陨石的Sm/Nd和143Nd/144Nd比值代表未经化学 分异的原始地幔的初始比值;
1) 目前国际上采用的CHUR参考值为：143Nd/144Nd=0.512638; 147Sm/144Nd=0.1967
6. 钾长石(K-feldspar)，黑云母(biotite)， 角闪石(amphibole)， 单斜辉石(clinophyroxene)具有较低Sm/Nd比值0.32，其含量 较高；
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。
地球化学讲义+第五章同位素地球化学(中国地质大学)
我们一般把正在衰变的核素称为母核（体），衰变的产物称为子 核（体）。
自然界的放射性同位素虽然衰变方式和产物不同，但是都服从同 一个放射性规律，即：
在一个封闭系统内，单位时间内放射性母核衰变为子核的原子数 与母核的原子数成正比。
用以下式子表示： -dN/dt=λN 其中， N：在t时刻未衰变完母核的原子数 dN/dt：单位时间内所衰变的原子数 λ：衰变速率常数（单位时间内衰变几率）1/年、1/秒 -：表示dt时间内母核的变化趋势是减少的
(一) 核素的性质
(4)核素具有能量：原子核聚集高质量的粒子于一个极小的体积 内，因此，原子核内孕含着巨大的能量，即核能，也称“结合能”。 结合能越高核素越稳定；结合能低（如H、N、Li、Be及高质量 数 的核素）的核素不稳定。在核衰变过程中，一部分核能通过放射出 各种粒子及射线而被释放出来。
(5)核素具有放射性：所谓放射性即不稳定核素通过放射出粒子 及辐射能量，而自发地调整核内的组成和结构，转变为稳定的核素 的现象，称为放射性衰变。放射性衰变的结果，使核素的质量、能 量和核电荷 数都发生变化，从而变为另外一种元素。
(一) 核素的性质
(1)核素具有电荷：一个质子带有一个单位的正电荷，原子的核电荷数等于质子 数，并由此决定原子的核外电子数。核电荷数一旦改变就变成了另外一种元素， 同时核电荷数也影响着核的组成及结构，即决定核的稳定性。
(2)核素具有质量：核素因含有不同数量的质子和中子，而具有不同的质量，较 轻元素的同位素之间因质量差别导致在地质作用中的分异，这样，使得不同产状 的地质体中同位素间的相对丰度发生变化。
ΔR = R样品 - R标准；
3）样品相对于标准样品R的偏离程度的干分率： δ‰=（R样—R标）/R标×1000 =(R样/R标—1) ×1000
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。
同位素地质年代学-Sm-Nd法
T2DM
1 λ
ln
143 Nd 144 Nd
Sa m ple
0
(0.12
147 144
Sm Nd
Sample
0
)
(e
t
0.12
147 144
Sm Nd
DM 0
1)
143 Nd 144 Nd
DM
0
1
上式中t为岩石的形成（变质、结晶或沉积）年龄。
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那么，亏损地幔147Sm/144Nd的现今值为何是0.2137？
复习及引申
在低温及高温条件下，由于重核同位素质量差极小（~1%），因此，重 核同位素在各种地质作用过程中可视作不分馏（离），即，某元素的同 位素在各自然体系中保持一定的比例。例如：
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某元素的同位素在各自然体系中保持一定的比例。例如：
复习及引申
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Sm-Nd化学性质
147 62
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亏损地幔性质
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亏损地幔性质
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对于CHUR， 143Nd/144Nd和 147Sm/144Nd可测
CHUR≈BSE
两阶段模式年龄
公O司celaongoic及b名as称alts are produced at ocean ridges and ocean island
Materials: unaffected by old continents, but derived from the mantle 岩浆作用过程中Sr-Hf-Nd-Pb子体同位素不变 大洋岩石圈源自地幔，经过了较短的演化时间和演化寿命经历了较少的混染
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)。
Sm—Nd同位素体系测定技术与应用讨论
（４） 精释捐附标定 本 实 室 用 ｓｍ、 Ｎｄ （丰 度 ＞ ９７弼 ）、 Ｒｂ Ｓｒ（８Ｏ％ ）作
稀 释剂。用 准确 称 量配制 溶液 ，以 稀释质 谱法标定 含 量并 精确测定 其 同位 素组成。现 将
多 次 重 复 标 定 结 果 列 于 表 Ｉ。
第一 作者 简舟 ：毛 存 孝 男 岁 副 研究 员 同位 素地 球化 学专 业
维普资讯
１期
毛 存 孝 等 ：Ｓｍ—Ｎｄ 同位 素体 系测 定 技 术 与应 用 讨论
Ｎ ｄ
Ｓ ｒ Ｒｂ
同 位 素 浓 度 （ｐｒｏｏｌ／ｇ）
表 ｌ 稀 释剂 的同 位素 组成 （原子 ％ ）殛 浓度
１４２
１４３
１４４
１４５
ｌ４６
０．４１５ １４４
０．２９２ １４７
０．６７Ｂ １４８
０．６４ｌ
９７．６ ５ １５Ｏ
Ｏ．Ｏ３３
０．３２６
０．５１３
９７．６０
０．列 ８
８４ ８０．１６
８６ ｝．４６３
８７ １．７４８
８８ ｌ３．６３
８５
８７
０ ．４Ｏ１
９９．６０
’“Ｎｄ
０．００１９５３２
、— —
ｌ
。
、
｝
Ｓｍ－Ｎｄ年代 学与 Ｎｄ同位 素示 踪方 法在 测定 古 老岩 石年龄 、研究地 壳 与上地 幔 演化
等 方 面 起 着 十 分 重要 的 作 用 。 因 此愈 来 愈 被 人 们 所 重 视 。 Ｓｍ、Ｎｄ在 地 质 演化 过 程 中具
有 相 近 的 地 球 化 学 行 为 。 不 同 来 源 样 品 中 Ｎｄ同 位 素 组 成 的 变 异甚 微 （＜ ２‰ ），这 就 要
第五章2同位素基础
87Sr，可由 87Rb衰变而来，也可是
体系初始带来 Sr与Ca的地球化学性 质相似，含Ca矿物有初始Sr干扰。 因为Ca是常量元素。
87Sr随时间发展ຫໍສະໝຸດ 演化，单向增长；86Sr稳定同位素，不增长，用做 87Sr
变化的比较基础。
模式年龄：采用模式办法处理（87Sr/86Sr）0-初始值。 按某一成因模式假设给定样品的初始同位素组成，经计 算获得的年龄。
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29
2. Rb-Sr等时线法：
假定，化学和同位素组成均一的岩 浆，形成一套化学组成不同的火成岩， 具有如下性质： a . 岩石形成同时性，同源性； b . 87Sr0 相同； c . 岩石形成之后体系封闭； d . 岩体内化学成分不均一， Rb/Sr值不 同。
等时线：具有相同年龄（t）和初始(D/DS)0比 值的一套同成因岩石或矿物形成一条直线， 称之等时线。
5.
•
•
Rb-Sr等时线野外采样方法要点：
适用于岩石、矿物、矿体（流体包裹体），较老年
2013-8-2
6
某些天然放射性同位素的衰变常数及半衰期
放射性 母体 40 K 40 K 40 K 87 Rb 238 U 235 U 232 Th 147 Sm 176 Lu 187 Re
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最终 稳定子体 40 Ar 40 Ca 40 Ar+40Ca 87 Sr 206 Pb 207 Pb 208 Pb 143 Nd 176 Hf 187 Os
锆石在质谱离子源上连续升温使锆石颗粒表层到内部逐层不断蒸发铅同位素质谱连续测量铅同位素比值并对初始铅同位素比值作适当校正获得不同温度阶段的207pb206pb比值计算年龄及进行统计作出年龄直方图直方图上的峰值年龄代表锆石的形成年龄
简析同位素测年法
ｔ ＝ ｌ ／ ｋ Ｘ Ｉ ｎ （ Ｉ ＋ Ｄ ／ Ｎ） 其 中Ｄ ＝ Ｎ —Ｎ ＝ Ｎ ｏ （ １ 一ｅ 一 ） ＝ Ｎ（ ｅ Ｌ 一 １ ） （ １ ）
来 样 品 的混 染 ， 剔 除掉 含 有包 裹 体 杂 质 的 不 纯锆 石 或 其 他
２ ． ４ Ｒ ｂ —Ｓ ｒ 法
间。一般而言 ， 岩浆岩分 异程度增强 ， 其Ｓ ｍ和 Ｎ ｄ 含量 升 高， 但ｎ （ Ｓ ｍ ） ／ ｎ （ Ｎ ｄ ） 值有所下降。 Ｓ ｍ — Ｎ ｄ 之 间有 ห้องสมุดไป่ตู้ 对 母一 子 体 同位 素 ， 即“ Ｓ ｍ衰变
。 Ｒ ｂ 是放 射性 同位 素 ， 它 通过 发射 一个 Ｂ 一 粒 子而 衰变
特点 ， 最 大 技 术 优 势 是 不需 化 学 处 理 可 对一 个 矿 物 （ 锆石 、 体可能本身就存 在不 同时代 ； 这些因素决定 了在实际工作
独 居石 、 榍石 、 磷钇矿 和磷 灰石等 ） 的不同部位直接定年 。 中很难得到科学的、 合理的等时线年龄 （ 丛宝华等 ， ２ ０ １ １ ） 。 可以测定＜ ２ Ｍ ａ 的非常年轻的锆石年龄。 ２ ． ５ Ｓ ｍ— Ｎ ｄ 法
鄙鸳
简析同位素测年法
徐学 员 周 富华 易 慧能
基础地质 ２ ０ １ ６ 年 第 六 期
内蒙 古 自治 区第十 地质 矿产 勘查 开发 院
赤峰
０ ２ ４ ０ ０ ０
摘要 ： 同位素年代学研究是现代矿床学研究的热点 ， 本文仅简单地介绍 了ｕ —Ｐ ｂ 法、 Ｒ ｂ —Ｓ ｒ 法、 Ｓ ｍ —Ｎ ｄ 法、 Ｋ —Ａ ｒ 法、 Ｒ ｅ —Ｏ ｓ 法等几种同位素测年方法 ， 并分析了其优缺点。认为要尽可能地采取不同的测定方法 ， 以地质为基础 ， 才能获得有
同位素测年原理与方法PPT课件
88Sr
87Rb→β- → 87Sr
86Sr
84Sr
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二：化学处理
1：化学分离前必须将岩石样品转化为溶液 即溶样。 岩石、矿物样品能否彻底溶解，是得 到可信的析数据的先决条件。岩石中有 相当一部分微量元素，包括放射成因母 子体元素，分布在难溶副矿物中，保证 其全部溶解是十分重要的。此外，还要 求溶矿过程中引入尽可能少的试剂和污 染。
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分离Rb、Sr和REE时用强酸性阳 离子交换树脂，活性基团如--S03H，
可交换离子为H+。 分离Pb和U，Th使用强碱性的 阴离子交换树脂，活性基团为碱性 基团，可交换离子为Cl-或NO3-。
• 12
图4.1离子交换示意图
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溶矿 在溶矿中我们已不使用HCLO4 ,因为HCLO4空白较高以及在侵析样品时富集Al与Ca，当往干燥 的样品中加入混合溶剂在干燥的样品中CLO4-离子的存在引起了样品的“胶化”。特别是当残 渣增加的情况下往往会降低铅在溶液中的含量。我们重新提纯的16mol/L HNO2代替HCLO4， 溶解样品用HF和HFO3混合液（每ml样品1：1的HNO2和HF混合液0.2ml）。 首先准确称量约0.50g样品，加入HF与HNO3，浸泡6—10个小时，盖上盖在600C加温2个小时左 右，取下盖子在800C情况下蒸干样品，因为某些氟化物类在稀酸中往往含沉淀，因此蒸干的样 品需要重溶在1 mol/L HNO3中然后蒸干。此步骤反复几次。（以上的步骤需要非常仔细，防 止溶江中的丢失影响同位素结果的测定）。蒸干的样品加入适量的超纯水，在高灵敏度的天平 上把药品分成两份。一份测定同位素组成，一份准确的加入铅与铀的稀释剂测定同位素的含量。 等分后的 样品蒸发完全干燥，然后加入2ml94%CH2OH—6%16mol/L HNO2的混合液 （CH2OH与Pb形成之阴离子），用已处理好的聚四氟乙小棒仔细捣碎残渣以防止包裹元素铅 和铀。然后仔细的把烧杯中的溶液仔细的倒入石英离心管中，用少量的混合液洗一下烧杯把其 溶液合并到石英离心管中，离心分离准确过柱。 2、化学分离 1）阴离子交换 柱高为10cm，直径为0.5cm，底部用高纯的石英作为滤板。把浸泡在94%CH2OH—16% mol/L HNO3，混合液的Dowexlx8阴离子交换树脂装到交换柱上，其树脂高度为5cm。装柱以 后首先 用3ml混合液洗一下树脂床，流干。然后把离心管中的样品液小心的倒入到交换柱中流干。用 8ml70% CH2OH30%（3.3mol/L）HNO2混合液洗去干扰元素（此溶液要用已处理好的10ml石英 烧杯接以便分析U）。最后用8ml0.5 mol/L HNO2 洗下铅(用10ml石英烧杯接）。蒸干样品，加 入0.5ml 1.5NCl，蒸干样品。准确的加入0.25ml 1.5N HCl 。准备过阳柱。 2）阳离子交换 阳离子交换柱的尺寸大小与阴离子交换柱一样，浸泡在4mol/HCl中的 Dowex50×8 装到交换柱 上，树脂高度为2.5cm。用5ml4mol/L HCl洗柱，然后用3ml1.5mol/L HCl淋洗树脂，流干，把阴 离子交换柱下来的 溶液小心地倒入此交换柱中，流干，最后用2ml1.5mol/LHCl洗下Pb(用5ml石 英烧杯)，蒸干样品准备上质谱计。 3)铀的离子交换 铀是以氯形成络阴离子吸附在阴离子树脂上与其它元素分离的。只有一个主要的元素Fe与其一 起吸附在树脂上，加入抗坏血酸到HCl溶液中就是为了络合
02同位素测量原理及概要
激 光
★离子流的引出：
由样品离子化出来的离子，其初始速度一般 都不大，要利用这些离子进行质谱分析，必 须将它们从离子源中引出，并使之具有一定 的速度。
为此，在离子源的电离室和出口缝之间加上 一定的电压，造成电位梯度，使离子朝着质 量分析器的方向加速，离子获得能量：
eV 1 mv2 2
此电位差称为加速电压，在分析正离子时， 样品和电离室处于高电位。出口缝处于低电 位。在分析负离子时，则相反。
Triton 质谱计就是表面热电离离子源系统。
测定Rb、Sr、Sm、Nd、 Re、Os、Pb、B等同位素 组成往往采用这类离子源 质谱计。
样品（矿物、岩石等）要 经过化学分离提纯出相应 的元素，置于灯丝上，然 后放入仪器进行同位素组 成测定。
化学分离提纯
岩石或矿物样品一般采用酸溶解。用离子交换色 谱分离法将Rb、Sr、Sm、Nd、分离出来。离子交 换色谱分离是通过离子交换树脂(Resin)进行的。
出的带等量电荷的相同质量离子具有相同的动 能，但不同质量的离子具有不同的速度：
v 2eV m
例如：H+离子（质量数=1）在104 V的电场中加速，那 么其从离子源射出的速度是多少？
电子的电荷为1.60219×10-19库伦 原子的质量为1.6605402 ×10-27Kg
代入 v 2 eV m
表 面 热 电 离 Thermal Ionization Mass Spectrometry（TIMS/表面热电离质谱计/固 体质谱计）
二 次 离 子 化 Secondary Ionization Mass Spectrometry（SIMS/离子探针质谱计）
电感耦合等离子化（ICP－MS：等离子质谱 计）
同位素地球化学期末
Sm-Nd同位素测年Nd和Sm属于轻稀土元素，其中Nd的不相容性大于Sm. Nd3+离子半径为0.108nm，Sm3+为0.104nm。
由于Sm和Nd的化学性质很相似，因此在地质过程中Sm和Nd不会发生明显的分离。
地球上岩石和矿物的Sm/Nd比值仅变化于0.1到0.5之间。
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，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。
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, 随岩浆分异程度增大，残余熔体中Sm和Nd含量升高，Sm/Nd比值有所下降。
一、钐-钕地球化学Sm和Nd是稀土元素，存在于许多造岩矿物中，如硅酸盐、磷酸盐和碳酸盐矿物中。
钐有七种天然同位素，它们的质量数和同位素丰度分别为：143Sm 3.16％，147Sm 15.07％, 148Sm 11.27％，149Sm 13.84%，150Sm 74.7％，152Sm 26.63％, 154Sm22.53％。
钕也有七种天然同位来，其质量数和同位素丰度分别为:142Nd 27.13％, 143Nd2.20% , 143Nd 23.87%, 145Nd 8.30％, 146Nd 17.18％, 148Nd5.72％, 150Nd 5.6%。
147Sm 通过 a 放射，衰变为143Nd，衰变常数为：6.54×10-12a-1，半衰期为: 1.06×1011a。
Sm-Nd等时线测年的基本公式为:（143Nd/144Nd)样品=(143Nd/144Nd)i +(147Sm/144Nd)样品(eλt-1)。
其中(147Sm/144Nd)样品(eλt-1)为直线的bX项，斜率b=eλt-1 ，t=1/λ·ln(b+1)。
Sm－Nd法适合于基性、超基性火成岩的定年，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在变质作用、热液作用和化学风化作用中比Rb、Sr稳定的多。
同位素测年法研究
1）定年技术。应用 NTIMS 技术，187Re/186Os 同位素比值的
测 量 精 度 可 达 0.016%(3 mg 样 品 )，Re 和 Os 元 素 含 量 测 定
精度 至 少 为 1%，所 以 Re/Os 年 龄制 定 精 度可 控 制 在<2 %左 右。 此精度与 Ar-Ar，Rb-Sr，Sm-Nd 和锆石 U-Th-Pb 等方法 相比，达到了近代年代学测定的要求。
2）通过测定矿脉中脉石矿物与近矿蚀变围岩的 Rb-Sr同 位素组成确定成矿年龄。 本方法适合于具备下列条件的矿 床 ，即 矿 床的 Rb/Sr 值 极 低 ，围 岩 的 Rb/Sr 值 高 ，而 且 成 矿 物 质直接来自围岩的矿床。 在这种情况下，可通过两种途径获 得成矿年龄:①计算模式成矿年龄。 据一些矿床的研究表明， 采用本方法可以获得令人满意的成矿年龄数据。 ②采用等 时线法确定成矿年龄。
法。 主要采用等时线法测定，合适的测试对象是矿床中的矿 石 矿 物 和 脉 石 矿 物 ，只 要 这 些 矿 物 有 足 够 数 量 的 钐 、钕(wB> 1×10-6) 和可变的 Sm/Nd 值，可分为以下三种方法:
1）根据脉石矿物的 Sm-Nd 同位素分析测定成矿年龄。 2）通过矿石矿物的 Sm-Nd 同位素分析测定成矿年龄。 除 了采用上述黑钨矿外，沥青铀矿、白钨矿、铁矿石和稀土矿 石都已被成功地用于测定成矿作用的时间。 3）根 据 蚀 变 岩 石 与 矿 石(或 脉 石)矿 物 的 Sm-Nd 同 位 素
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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
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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。
• 硅酸盐造岩矿物中，铀和钍的浓度很低， 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。 ppm或更少 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 这些副矿物包括沥青铀矿、 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) (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) 独居石、磷灰石、磷钇石(磷酸盐)和榍石 钛硅酸盐) (钛硅酸盐)。
Sm-Nd同位素测年 第三节 Sm-Nd同位素测年
一、钐-钕地球化学 钕地球化学
• Nd和Sm属于轻稀土元素，其中Nd的不相 Nd和Sm属于轻稀土元素， 属于轻稀土元素 离子半径为0.108nm 0.108nm， 容性大于Sm. Nd3+离子半径为0.108nm， 0.104nm。由于Sm Nd的化学性 Sm和 Sm3+为0.104nm。由于Sm和Nd的化学性 质很相似，因此在地质过程中Sm Nd不会 Sm和 质很相似，因此在地质过程中Sm和Nd不会 发生明显的分离。 发生明显的分离。地球上岩石和矿物的 Sm/Nd比值仅变化于0.1到0.5之间 比值仅变化于0.1 之间。 Sm/Nd比值仅变化于0.1到0.5之间。
147 0
其中: 其中:
143
Nd Nd Sm λt 144 Nd = 144 Nd − 144 Nd e − 1 R R R
143
143 t 143 0 147 0
t
0
(
)
)
+ 1
Nd Nd Sm 144 = 144 − 144 e λt − 1 Nd Nd Nd CHUR CHUR CHUR
(
整理: 整理:
1 t = ln λ
( (
143 147
Nd Sm
144 144
Nd
) −( Nd ) − (
0 R 0 R
143 147
Nd Sm
144 144
) Nd )
Nd
0
CHUR 0
CHUR
• 式中 t 代表壳-幔分离时间，0代表现今。
( (
143
Nd
Sm
144
Nd
147
模式(1976) DePaolo 模式(1976) : 假定地球的Nd在一个均一库中演化, Nd在一个均一库中演化 假定地球的Nd在一个均一库中演化, 其 Sm/Nd比值与球粒陨石的相等 CHUR） 比值与球粒陨石的相等（ Sm/Nd比值与球粒陨石的相等（CHUR）. 地幔部分熔融生成地壳岩石是引起地球 Sm/Nd比值发生变化的主要事件 比值发生变化的主要事件. Sm/Nd比值发生变化的主要事件. 地壳岩石在中低级变质作用、 地壳岩石在中低级变质作用、剥蚀和沉积作 用中，Sm/Nd比值一般不发生变化。 用中，Sm/Nd比值一般不发生变化。 比值一般不发生变化 此时，地壳岩石的Sm Nd同位素可用来计 Sm此时，地壳岩石的Sm-Nd同位素可用来计 算壳-幔分离的时间(模式年龄) 算壳-幔分离的时间(模式年龄)。
(147Sm／144Nd)DM = 0.2136
(Wasserburg et al., 1981)
(143Nd／144Nd)样品 - (143Nd／144Nd)DM TDM＝1/入ln[1+ ] (147Sm／144Nd)样品 - (147Sm／144Nd)DM 式中：入＝0.00654 Ga-1，下标DM为亏损地幔参考值。
• 单阶段钕模式年龄的计算
岩石R在 t 时刻从地幔中分离时，岩石R和球粒陨 时刻从地幔中分离时， 石均一库（CHUR） Nd同位素组成相同 同位素组成相同。 石均一库（CHUR）的Nd同位素组成相同。
Nd Nd 144 Nd = 144 Nd R CHUR
147Sm的半衰期很长，最适用于对前寒武
Sm-Nd同位素测年 Sm-Nd同位素测年
三、锶、钕同位素示踪原理 • 钐-钕法和铷-锶法一样可获得同位素初始比 钕法和铷目前普遍采用( 值，目前普遍采用(143Nd/144Nd)i和 联合示踪岩浆作用过程。 (87Sr/86Sr)i联合示踪岩浆作用过程。其基 本原理： 本原理： • 以球粒陨石代表地球原始物质的同位素组成， 以球粒陨石代表地球原始物质的同位素组成， 将单阶段衰变到现今的锶将单阶段衰变到现今的锶-钕同位素组成作 为原始地幔的参照系， 为原始地幔的参照系，分析不同岩石同位素 的演化特征. 的演化特征.
Sm-Nd同位素测年 Sm-Nd同位素测年
• 钐有七种天然同位素，它们的质量数和同 钐有七种天然同位素， 位素丰度分别为： 位素丰度分别为： 143Sm 3.16％， ％， 147Sm 15.07％， ％， 148Sm 11.27％， 149Sm 13.84%， ％， ， 150Sm 74.7％， ％， 152Sm 26.63％， ％， 154Sm22.53％。 ％。
144
) Nd )
0
CHUR
0
= 0.512638 = 0.1967
CHUR
（Wasserburg et al., 1981）
• 单阶段钕模式年龄的计算
地壳物质不断从上地幔中抽出，使上地幔的Nd相对于 地壳物质不断从上地幔中抽出，使上地幔的Nd相对于 Nd Sm亏损 Sm/Nd比值高于CHUR。 亏损, 比值高于CHUR Sm亏损, Sm/Nd比值高于CHUR。从亏损上地幔中产 生的地壳岩石， 生的地壳岩石，其模式年龄应该用亏损上地幔的演化线 来计算，才更接近实际。 来计算，才更接近实际。这种模式年龄定义为TDM: 亏损上地幔 (143Nd／144Nd)DM = 0.513151
第四节 铀-钍-铅法测年及铅 同位素地球化学
一 铀、钍和铅的地球化学 钍
• 铀、钍都为第七周期锕系元素，克拉克值分别 为2.7及9.6ppm(泰勒，1964)，在内生成矿 作用中铀、钍都呈四价离子。离子半径U4+ 为 0.97Å，Th4+ 为1.02Å，两者电价相同，半径 又非常相近。因此，铀、钍一般紧密共生，含 铀矿物一般都含钍，只是在表生作用下，钍仍 然 是 Th4+ ， 而 铀 易 氧 化 为 六 价 状 态 ， 形 成 [UO2]2+离子，此时铀、钍发生分离。
应用钕模式年龄的前提条件： 应用钕模式年龄的前提条件：
（1）源区具有与参照系相同的同位素组成，运用亏 源区具有与参照系相同的同位素组成， 损地幔的钕模式年龄T 损地幔的钕模式年龄TDM时，若岩石并不来源于亏 损地幔，则模式年龄T 是无意义的（Rudnick， 损地幔，则模式年龄TDM是无意义的（Rudnick， 1990）； 1990）； 与源区相比，岩石必须有较大的Sm Nd分镏 Sm／ 分镏， （2）与源区相比，岩石必须有较大的Sm／Nd分镏， 某些基性岩浆岩由于没有大的Sm Nd分镏而不能 Sm／ 某些基性岩浆岩由于没有大的Sm／Nd分镏而不能 获得正确的模式年龄； 获得正确的模式年龄； 岩石从地幔进入陆壳后，再未使Sm Nd值发 Sm／ （3）岩石从地幔进入陆壳后，再未使Sm／Nd值发 生变化，否则， 生变化，否则，需要用两阶段甚至多阶段的模式进 行计算（Goldstein et al.，1984；Keto and 行计算（ al.，1984； Jacobsen，1987）。 Jacobsen，1987）。
143 143
t
t
Nd同位素组成存在以 岩石R从 t 演化到现今 0, 其Nd同位素组成存在以 下演化关系: 下演化关系:
Nd Nd 144 Nd = 144 Nd R CHUR
143 143
t
t
岩石(R) 壳-幔分离时 (t) 岩石(R) 和球粒陨石均一库(CHUR) 和球粒陨石均一库(CHUR) Nd同位素组成相同 的Nd同位素组成相同