同位素地质年代测定原理——以Rb-Sr法为例
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。
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。
•
离子源表面电离示意图
第四讲 Rb-Sr法
4.2 Rb-Sr同位素体系特征
87Rb=27.83% 85Rb=72.17% 88Sr=82.53% 87Sr=7.04% 86Sr=9.87% 84Sr=0.56%
Rb由两个同位素组成，其 中87Rb经-衰变成为87Sr。 85Rb为稳定同位素。
Sr由四个同位素组成，均为稳 定同位素，其中87Sr为87Rb的 放射成因同位素。
4.6 BABI
BABI定义：
Basaltic Achondrite Best Initial
= Bulk Earth, undifferentiated
现在采用值 = 1.42 10-11
提示：
通过从Juvinas 和Ibitira陨石中分 离单矿物进行测 量后 ( Birck&Allegre， 1978)，等时线年龄 质量显著提高： 4.57 ± 0.13 Ga. 从而与其它年代 学方法结果可对 比。
4.390.26 Byr
0.698995
玄武质无球粒陨石等时线年龄与BABI
Papanastassiou and Wasserburg (1969)
橄长岩样品
玄武岩样品
451070 Ma
386010 Ma
月球Rb-Sr等时线年龄
4.7 Rb-Sr体系与变质作用
提示：
变质热事件 使钾长石和 斜长石发生 了Sr同位素 重置，即所 有矿物Sr同 位素组成均 一化。但作 为全岩体系， 其Sr同位素 组成则相对 保持封闭。
岩浆过程与 87Sr/86Sr比值
MORB
不同岩浆岩87Sr/86Sr比值
MORB Continents Ocean Islands vs. Meteorites
第四讲同位素地球化学 Rb-Sr法
第四讲Rb-Sr同位素体系Zoned Plagioclase内容提要Rb、Sr元素地球化学特征Rb-Sr同位素体系地球化学特征 Rb-Sr同位素定年原理Rb-Sr定年优点与局限性Rb-Sr同位素应用实例4.1 Rb-Sr元素地球化学特征☯Rb为电价+1的碱金属(第一主族)由于其离子半径(1.48Å)较大，常被排除于多数矿物结构中；☯Rb易溶于水和含水相中，故具有较强的活动性；☯Rb是强不相容元素之一(ultra-incompatible)；☯Rb的离子半径与元素K类似(1.33Å)，因此常与元素K在云母类矿物和K-长石中形成类质同象。
Rb-Sr元素地球化学特征Sr为+2价碱土金属(第二主族)，离子半径也较大(1.13Å)，故也被多数矿物排斥于结构之中；Sr也溶于水和含水相中，但溶解程度弱于元素Rb；Sr属中等程度不相容元素；Sr的离子半径与元素Ca(0.99Å)相似，易于与Ca在长石中形成类质同象。
Sr-Ca发生类质同象的其它矿物有方解石、石膏、磷灰石和榍石；Sr趋于在地壳中发生相对于地幔的富集作用，但其富集程度小于Rb。
Change in the concentration ofRb and Sr in the melt derived byprogressive batch melting of abasaltic rock consisting ofplagioclase, augite, and olivine.From Winter (2001) AnIntroduction to Igneous andMetamorphic Petrology.玄武岩批次部分熔融过程中，熔体Rb 、Sr 含量随部分熔融程度F 值的变化Rb/Sr ratios for various rocks:☐Ultrabasic0.2☐Basaltic0.06☐Granites0.25-1.7☐Shale0.46☐Sandstone3玄武岩与砂岩的Rb/Sr比值相差达50倍!!What accounts for huge range in Rb/Srratios of rocks?◆Rb subsitutes for K in K-bearing minerals,while Srsubstitutes for Ca in Ca-bearing minerals;◆Rb and Sr are fractionated by igneous processes:Rbtends to prefer melt(more incompatible than Sr).4.2 Rb-Sr同位素体系特征87Rb=27.83%85Rb=72.17%88Sr=82.53%87Sr=7.04% 86Sr=9.87% 84Sr=0.56%Sr由四个同位素组成，均为稳定同位素，其中87Sr为87Rb的放射成因同位素。
《地球化学》练习题
《地球化学》练习题绪论（答案）1.概述地球化学学科的特点。
2.简要说明地球化学研究的基本问题。
3.简述地球化学学科的研究思路和研究方法。
4.地球化学与化学、地球科学其它学科在研究目标和研究方法方面的异同。
第一章太阳系和地球系统的元素丰度（答案）1.概说太阳成份的研究思路和研究方法。
2.简述太阳系元素丰度的基本特征。
3.说说陨石的分类及相成分的研究意义.4.月球的结构和化学成分与地球相比有何异同？5.讨论陨石的研究意义。
6.地球的结构对于研究和了解地球的总体成分有什么作用？7.阐述地球化学组成的研究方法论。
8.地球的化学组成的基本特征有哪些？9.讨论地壳元素丰度的研究方法。
10.简介地壳元素丰度特征。
11.地壳元素丰度特征与太阳系、地球对比说明什么问题？12.地壳元素丰度值（克拉克值）有何研究意义？13.概述区域地壳元素丰度的研究意义。
14.简要说明区域地壳元素丰度的研究方法。
15.岩浆岩中各岩类元素含量变化规律如何？16.简述沉积岩中不同岩类中元素含量变化规律。
第二章元素结合规律与赋存形式（答案）1.亲氧元素和亲硫元素地球化学性质的主要差异是什么？2.简述类质同像的基本规律。
3.阐述类质同像的地球化学意义。
4.简述地壳中元素的赋存形式及其研究方法。
5.举例说明元素存在形式研究对环境、找矿或农业问题的意义。
6.英国某村由于受开采ZnCO3矿的影响，造成土壤、房尘及饮食摄入Cd明显高于其国标，但与未受污染的邻村相比，在人体健康方面两村没有明显差异，为什么？第三章自然界体系中元素的地球化学迁移（答案）1.举例说明元素地球化学迁移的定义。
2.举例说明影响元素地球化学迁移过程的因素。
3.列举自然界元素迁移的标志。
4.元素地球化学迁移的研究方法。
5.水溶液中元素的迁移形式有那些？其中成矿元素的主要迁移形式又是什么？6.解释络离子的稳定性及其在地球化学迁移中的意义。
7.简述元素迁移形式的研究方法。
8.什么是共同离子效应？什么是盐效应？9.天然水的pH值范围是多少？对于研究元素在水介质中的迁移、沉淀有何意义？10.举例说明Eh、pH值对元素迁移的影响。
同位素地球化学3
图3
地幔等时线的概念由Brooks等(1976b)扩展到大陆火成岩。因为这 地幔等时线的概念由Brooks等(1976b)扩展到大陆火成岩。 Brooks 扩展到大陆火成岩 些火成岩常是古老的(不象大多数海岛玄武岩) 在对Rb/Sr Rb/Sr比值作 些火成岩常是古老的(不象大多数海岛玄武岩)，在对Rb/Sr比值作 Sr比值校正到岩浆作用时它们的初始 图前有必要将测得的87Sr/86Sr比值校正到岩浆作用时它们的初始 比值( 4)。 比值(图4)。 因此，Brooks等将这种 因此，Brooks等将这种 0. 720 图称为“假等时线” 图称为“假等时线”图。 他们列出了从大陆火山 0. 715 和深成岩套中其数据点 具有粗略线性排列的30 具有粗略线性排列的30 个例子。 个例子。该工作引起争 0. 710 议的是Brooks Brooks等否认假 议的是Brooks等否认假 等时线是地幔来源的基 性岩浆被地壳污染产生 0. 705 的混合线的可能性。 的混合线的可能性。而 0 0. 05 0. 10 0. 15 0. 20 认为他们测定了在大陆 m ( R b)/ ( Sr) m 岩石圈中建立了不同 Rb/Sr比值地幔域的地 Rb/Sr比值地幔域的地 图4 幔分异事件的年龄。 幔分异事件的年龄。
14个不同洋岛玄武岩的平均成分位于一条等时线图上(图3)。 14个不同洋岛玄武岩的平均成分位于一条等时线图上( 3)。 个不同洋岛玄武岩的平均成分位于一条等时线图上 数据相当离散，但形成一条斜率年龄为大约2Ga的正相关线。 2Ga的正相关线 数据相当离散，但形成一条斜率年龄为大约2Ga的正相关线。单个 的洋岛也可形成一条正斜率的排列，但通常更离散。Sun和 的洋岛也可形成一条正斜率的排列，但通常更离散。Sun和Hansen 将这种正相关归结为对地幔不均一性的Rb/Sr Rb/Sr比值与同位素组成间 将这种正相关归结为对地幔不均一性的Rb/Sr比值与同位素组成间 的正相关。 的正相关。认为表面年龄代表自那时地幔域与对流地幔相隔离的时 Brooks等(1976a)将其称为 地幔等时线” 将其称为“ 间。Brooks等(1976a)将其称为“地幔等时线”。
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。
热电离质谱法地质样品中Rb-Sr、Sm-Nd同位素组成
热电离质谱法地质样品中Rb-Sr、Sm-Nd同位素组成
Rb-Sr、Sm-Nd同位素体系是同位素地球化学研究的经典体系，被广泛应用于同位素地质年代学和同位素示踪研究，在壳幔演化、岩浆活动、全球演化研究等方面具有重要应用价值。
天津地质矿产研究所同位素地质实验测试室为许多高校和地质部门提供过大量高质量的Rb-Sr、Sm-Nd同位素测试数据。
天津地质矿产研究所同位素地质实验测试室对Rb-Sr、Sm-Nd同位素测定采用I.D.（Isotope Dilution）和I.C.（Isotope Concentration）分别测定的
双流程分析测试程序。
分析I.D组份时，将地质样品用混合酸(HF+HNO
3+HClO
4
)
溶解，溶解前加入适量稀释剂87Rb+84Sr和149Sm+146Nd，取上清液载入阳离子交换柱中，采用不同浓度的酸洗脱基体元素，收集Rb、Sr、LREE组份，收集的Sr 组份采用Sr-Spec树脂进行二次纯化。
分析I.C组份时，溶解后的样品直接进行离子交换柱化学分离， LREE组份采用Ln-Spec树脂进行Nd分离和富集。
收集目标元素，在TRITON热电离质谱上进行同位素测定。
本实验室用来校正TRITON热电离质谱的标样Sr、Nd同位素测定范围为：NBS987：87Sr／86Sr＝0.710245±35，BCR-2：87Sr／86Sr＝0.704958±30；LRIG：143Nd/144Nd＝0.512202±25，BCR-2：143Nd/144Nd＝0.512633±30。
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。
南京大学同位素地质学-05-0Rb-Sr同位素年代学(含作业)
确定沉积岩时代的其它方法： •碳酸盐U－Pb同位素 •富有机质黑色页岩Re－Os同位素 •Sr同位素地层学 •C同位素地层学 •Os同位素地层学
5.5 变质岩的Rb－Sr定年及其意义
从同一岩浆房结晶分异演化出来的岩石，往往
具有相同的初始87Sr/86Sr比值，
经历了一个时期 t 后，由于 Rb 含量的不同 ，
87Sr得到不等的增长，
从而在 87Rb/86Sr － 87Sr/86Sr 坐标系中该套岩石
Sr+可以置换Ca+，所以Sr也是一个分散元素，并 出现在含Ca的矿物中，如斜长石、磷灰石和碳酸
钙矿物。
但Sr还可以以少数独立矿物（菱锶矿和天青石）
出现，这两种矿物存在于某些热液矿床和碳酸盐
岩石中。
Sr有 23个同位素，其中 4个天然存在的稳定同位 素及其平均相对丰度为：
88Sr 87Sr 86Sr 84Sr
给定一个适当的矿物形成时所进入矿物中的
锶的同位素初始比值(87Sr/86Sr)i， 即可从前述方程求得t：
87 86 87 86 Sr/ Sr ( Sr/ Sr)i 1 t ln 1Байду номын сангаас 87 86 Rb/ Sr
只有当所给定的 (87Sr/86Sr)i 值准确、以及所
用海绿石来测定沉积岩年龄的尝试产出了许多
令人失望的结果，只有少数成功的例子。
因此一些年代学家对用海绿石定年持怀疑态度
（Obradovich & Cobban, 1975; Obradovich 1988)；
而另一些年代学家强调经过挑选的海绿石Rb－
Sr定年是可靠的（Odin， 1982）。
图 Ohio和Indiana下志留系Brassfield组海相碳酸盐中海绿 石Rb-Sr等时线，其年龄小于该组地层年龄，初始Sr同位 素组成与方解石脉的一致，海绿石的Sr同位素可能已与地 下水Sr同位素平衡
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)。
闪锌矿分相Rb-Sr同位素定年机理及其分析流程稳定性
１前 言
成 矿 作 用 同位 素 地 质 年 代 学 研 究 不 仅 对 了解
矿 床成 因 、探讨 区域 成矿地 质背 景和 总结 区域成 矿 规 律具 有重 要 的理论 意义 ，而且对 指 导矿产 普查 、 勘 探 、进 行 区域成 矿预测 ，扩大 找矿远 景 具有十 分 重 要 的现实 意义 。然而 ，因铅锌 矿床 中很 少 出现 适 合 Ｕ． Ｐ ｂ和 Ｒ ｅ ． Ｏｓ同位素 定年 的矿物 ，对 于与海 相 火 山岩 有 关 的块状 硫 化物矿 床 （ ＶＭＳ ） 、与海 相 沉 积 岩有 关 的铅锌矿 床 （ Ｓ Ｅ ＤＥ Ｘ）和产 于碳 酸盐地 层
０ ． ４ ８ ～０ ． ６ ８ 之 间 ，Ｐ ｂ 含量 （ １ ａ ｇ ／ ｇ ） 分别 介于 １ ３ ５ ￣３ ４ ５ 、
法定 年研 究 ，为铅锌 矿床 成矿 时代 与成 因研 究提供 了重要 依据 。已有研 究表 明 ，Ｒ ｂ ． Ｓ ｒ同位 素定 年为
１ ． １ ｌ ～３ ． ６ ４ 、１ ４ ２ ￣２ ９ ６ 之 间 ，ｚ ｎ 含 量（ ￣ ｔ ｇ ／ ｇ ） 分别 介 于
２ ０ １ ２ ；胡 乔 青 等 ，２ ０ １ ２ ；杨 红 梅等 ，２ ０ １ ３ ；刘 重 芄 等 ，２ ０ １ ３ ；
张云新等 ， ２ ０ １ ４ ； 段其发等 ， ２ ０ １ ４ ； 曹亮等 ， ２ ０ １ ５ ） 和 Ａｒ － Ａｒ
（ 蒋 映德等 ，２ ０ ０ ６ ，２ ０ ０ ７ ；Ｑｉ ｕ ｅ ｔ ａ １ ． ，２ ０ ０ ７ ） 、磷 灰 石 裂 变径 迹 （ 李小 明等 ，２ ０ ０ ０ ） 、辉钼 矿 、沥青 和 黄 铁矿 Ｒ ｅ ． Ｏｓ（ 毛德宝 等 ，２ ０ ０ ０ ；李超 等 ，２ ０ １ ｌ ； 高炳 宇等 ，２ ０ １ ２ ；唐 永永 等 ，２ ０ １ ３ ） 、萤 石和 方 解
Rb-Sr——同位素地球化学课件PPT
• 数据点拟合程度的好坏，也是检验所有样品是否一 直保持封闭的一个尺度
0.710 0.708
t>0
87Sr/86Sr
0.706
t=0
0.0
0.5
1.0
1.5
2.0
2.5
3.0
87Rb/86Sr
同源岩浆岩石Rb-Sr同位素演化和等时线图
等时线 的拟合
• 最常用的是双误差最小二乘回归法进行拟合。
• 实际观测也表明，矿物中的Rb—Sr衰变图确 实受到影响 。
基本假设
• 假设在区域变质或接触变质过程中， 87Sr的变 化仅仅是由于放射性同位素87Rb的衰变导致的， 而矿物中铷和锶的浓度基本上保持不变
• 如果在热变质过程中，矿物发生了同位素均匀 化，一般手标本大小的全岩样品都保持着封闭 体系，则可以计算矿物等时年龄（内等时线）， 代表变质年龄，而全岩年龄代表成岩年龄
未受变质的沉积岩的年龄测定
• 沉积岩中的含铷矿物，既可以是自生的，也 可以是它地生成的和碎屑的
• 自生的有海绿石、钾盐、光卤石等 • 海绿石较好，可以反映沉积年龄 • 蒸发岩矿物不够稳定，所测年龄不可靠
小结
• 铷和锶是分散元素，它们在火成岩、沉积岩和 变质岩中的浓度从小于几ppm到大于几百ppm。
挑选单矿物时，除了含钾矿物以外，通常还 会挑选一种富钙贫钾矿物，如磷灰石、榍石 等。它投点基本落在纵轴上。
变质岩的年龄测定
变质岩的年龄测定
• 变质作用可以是热变质，也可以有流体的参 与，结果使岩石的总体化学组成和微量元素 成分都可能发生变化。
• 可以预料，变质作用对岩石中存在的天然放 射性元素的母体和子体的关系将产生深刻影 响。
关于Sr同位素地层年代学的原理与应用
关于Sr同位素地层年代学的原理与应用1. 原理介绍Sr同位素地层年代学是一种利用地层中的锶同位素组成的方法，用于确定地层的年代。
它基于地球上锶同位素的自然放射性衰变。
锶（Sr）有多个同位素，其中主要的两个同位素是87Sr和86Sr。
这两个同位素的比例在地质时间尺度上是变化的，因此可以作为地质年代的指示器。
Sr同位素地层年代学主要包括两个方面的应用：锶同位素比值的测量和地质事件的时间约束。
2. Sr同位素比值的测量测量Sr同位素比值是Sr同位素地层年代学的基础。
通常采用质谱仪进行测量。
通过将地质样品溶解成溶液，然后使用离子交换柱将样品中的Sr离子分离出来。
接下来，使用质谱仪测量样品中87Sr/86Sr的比值。
Sr同位素比值测量的准确性和精确性非常重要，因此在实验中需要采取一系列的质控措施，如添加标准样品、重复测量等。
3. 地质事件的时间约束Sr同位素地层年代学可以用于确定地质事件的时间约束。
在地质历史中，一些重要的地质事件，如火山喷发、地壳运动等，会导致地层中Sr同位素比值的变化。
通过测量地层中不同位置的Sr同位素比值，并与已知年代的地层相比较，可以获得地质事件发生的时间约束。
这对于研究地球演化、构建地质时间尺度具有重要意义。
4. Sr同位素地层年代学的应用Sr同位素地层年代学在地质科学中有广泛的应用。
以下列举几个常见的应用领域：•地层对比和年龄研究：通过测量不同地层中的Sr同位素比值，可以对地层进行对比和年龄研究，推断地层的相对年代和地域关系。
•火山喷发历史研究：通过测量火山岩中的Sr同位素比值，可以确定火山喷发的历史并推断活动时间和频率。
•地壳运动研究：地壳运动会导致地层中Sr同位素比值的变化。
通过测量地层中不同位置的Sr同位素比值，可以确定地壳运动的时间和幅度。
•古气候研究：通过测量地层中沉积物中的Sr同位素比值，可以推断古气候环境的变化。
•石油勘探：Sr同位素地层年代学可以用于确定石油储层的地质历史，为石油勘探提供重要参考。
第5章第2节铷-锶(Rb-Sr)测年及示踪地球化学
1. Rb、Sr地球化学性质 第五章第2节Rb-Sr同位素
不同岩石中Rb、K、Sr、Ca的平均含量（单位：10-6）
Rock Type Ultramafic Basaltic Syenite High-Ca granitic Low-Ca granitic Sandstone Shale Deep-sea clay
➢岩石或矿物中Sr的同位素组成与其形成年龄和 Rb/Sr比值有关；
2. Rb－Sr同位素测年原理第五章第2节Rb-Sr同位素
D D0 N (et 1)
87 Sr=87Sr0 +87Rb(eλt -1)
D
D
N
et 1
Ds Ds 0 Ds
87 Sr 86 Sr
=
87 Sr 86 Sr
第五章第2节Rb-Sr同位素
RB-SR等时线满足的条件：
1）所研究的一组样品（岩石或矿物）具有同时性和同源性； 2）形成时Sr同位素组成在体系内是均一的，因而有着相同 的87Sr/86Sr初始同位素比值； 3）体系内化学成分不同，Rb/Sr比值有差异，可确保获得 一条较好的等时线； 4）自结晶以来，Rb、Sr保持封闭体系，没有与外界发生物 质交换。
• Rb-Sr同位素体系的国际标样
1. E&A: Eimer and Amend (E&A) Sr carbonate (Professor W. H. Pinson at MIT);
2. NBS987: Sr carbonate (UGS);
87 Sr/ 86Sr=0.7080 87 Sr/ 86Sr=0.71025
2.1 岩浆岩RB-SR等时线定年
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（ １ ）放射 陛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。
出。—个化学和同位素组成均一的岩浆 ， 晶 结 分异 、 结晶固相 和残余熔体相分离结 晶 ， 形成
化学成分不同火成岩 ； 岩浆冷却过程和存在时
间相 比短 ， 浆 生成 的 不 同化 学组 成 岩石 有 相 岩
计时。 计时的基本原理就是依据天然放射 ｌ 生同
位素的衰变规律 ， 由此测定的地质事件或宇宙
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 。这类方法又分三种 ｆ ： 青况 （ １ ）通过测定岩石或矿物中天然放射 胜母 体及其衰变 的最终子体的含量 ， 利用方程来计 算年龄。如钾一氩法 、 铷一锶法 、 一钍一铅 铀
些元素的同位素都具有固定的丰度值 。
ｆ ３ ）利用由于天然放射性衰变而引起某些 稳定同位素组成的变化来测定年龄。 如铀 一铅
法 中的 ￣ｐ ｐ６ｂ法、 ｂ￣ ｐ 普通铅法等。
量值 ） 为纵坐表 、 以 Ｒ ／Ｓ 为横坐标 的一 条 ｂＳ ｒ ａ
直线上 ， ＝ ＋ 该直线便称为等时线 ，斜率 Ｙ ｂ Ｍｘ 是年龄 ｔ 的函数 ， 截距为初始锶同位素组成即 ｍ ｔ１ｂ ｒ６ｒ。 ＝ｅ 一 ，＝（Ｓ／ ）等时线斜率是年龄 ｔ Ｓ Ｓ 函数 ， 截距为初始锶同位素组成。 等时线法给出一组 同源岩石年龄 ， 提供初 始 比信息 ， 等时线数据点拟合成直线度检验样
关键字 ： 同位素 测定原理 Ｒ — ｓ 法 ｂ ｒ
１ 测 年原 理和 前提 ．
有 自体系中丢失也没有从休系外获得。 也就是
法、 辐射损伤法 、 氧化法等。
３ Ｒ ． ｂ—Ｓ 法 ｒ
同位素地质年龄 ， 简称 同位素年龄（ 绝对
年龄 ）指利用放射 ｌ ， 生同位素衰变定律 ，４ 钡定矿 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
说， 岩石或矿物பைடு நூலகம்于母体和子体是封闭体系。
其中（和（两个前提是基本的 ， ） ５ １ ３ ） ） （和（两 ４ ） 个条件则决定 了岩石或矿 物地质历史的一个
模式 。
Ｒ — ｒ 时线法在应用 于成矿 时代研 究 ｂ Ｓ等
时 ，多测定全岩 、矿物 和石英包裹体 。全岩
Ｒ —ｒ ｂ Ｓ 等时线法多解决成矿围岩 的时代 ， 是间
１８ ４
品是否母子体封闭。为构筑等时线 ， 尽可能
射线（ 主要是 射线） 和裂变碎片对周围物质 作用的程度来测定年龄。如裂变径迹法、 反 冲径迹法 、 热释光法 、 电子 自旋共振法 、 多色晕
（岩石或矿物形成 以来 ， ５ ） 母体和子体既没
《 文天地 Ｉ 论
从 这 田ｌ 解 西 部 资 源 Ｉ 了 从这 里了 解 西部 经 济
Ｒ Ｓ Ｅ ＯＵＲ Ｅ Ｃ Ｓ／１ ７ ４
（体系形成时不存在稳定子体 ， Ｄ ＝０ ４ ） 即 Ｏ
耐 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 Ｄ Ｏ作 出准 确地扣除或校正。
第二类为间接法 ， 是依据放射 Ｉ 生衰变时的
法 、 一铈法 、 一 法等 。 镧 钐 钕 这些 大 多是 目前 最
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 ：
其计时公式为 ： ｌ ｌ￣ ｒＴｂ １ ｔ ／ ｎ Ｓ／Ｒ ＋） ＝ Ｓ 。
３ ． 一锶等时线 ２铷
铷 一锶等 时线 法 由 Ｎ ｃｌｙｅ （９ １提 ｉ ａｓｎ １６ ） ｏ
铷 一锶法年龄测定是基 于 自然界 中 Ｒ ｂ 经过 Ｂ一 衰变形成稳定同位素 ｓ 即 ｒ ８ ｂ ÷Ｓ＋ｐ一 ＋ ７ —８ ｒ Ｒ ７ ＋ｖ Ｑ 式中衰变能 Ｑ为 ０ ７ Ｍｅ 。 ． ５ Ｖ ２
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 ：
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 Ｊ 生
接应用于成矿 时代的研究方法 ，而蚀变矿物 、
蚀变带或矿体中石英包裹体的 Ｒ — ｒ ｂ Ｓ 等时线
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
法则是直接的测定成矿时代的方法 。 ３ 原理和年龄计算 ． １
） ， 不同母 子体 Ｒ ／ｒ ｂＳ 比形成后
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
保持母子体同位素封闭，除衰变外没有得失 ，
岩浆 形 成 各 样 品 落 在 以 （Ｓ／Ｓ ） ｍ 表示 测 ｒ￣ｒ Ｓ ｍ（
１法、 ４ 铀系法 、 沉降核类法等。
（ 品及其测得 的 Ｎ和 Ｄ值能代表想要 ２ 烊
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
重要 的计时方法 。
（通过测定放射 ｆ母体何 以是衰变系列 ２ ） 生
中的某一中间产物） 的现存含量和合理假设它 的初始含量 ， 然后根据方程来计算年龄。如碳
一
同初始（ｓ 盯
《 论文天地 』
同位素地质年代测定原理
以 Ｒ — Ｓ 法为例 ｂ ｒ
徐 向辉 ’ 查道 函
１ ．内蒙 古矿 业开 发有 限责 任公 司 呼和 浩特 ０ ０ ２ １０ ０ ２ ．中南大 学 有色 金属 成矿 预测 教育 部 重点 实验 室 长沙 ４ ０ ８ １０３
摘要 ： 本文阐述了同位素测年的原理、 前提 、 方法 ， 重点介绍了 Ｒ —Ｓ 法的原理 、 ｂ ｒ 使用要求 、 适用范围、 原理、 结果解释 及优缺点。