同位素测年原理与方法共54页
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。
•
环境同位素地球化学
放射同位素
• •
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
核时钟——放射性同位素地质年龄测定
钕－１４４
＞ ３ × １０14
钕－１４５
＞ １０15
钐－１４８
１．１ × １０14
钆－１５２
２ × １０14
镱－１７０
２．０ × １０15
铪－１７６
３ × １０10
锇－１８７
５ × １０10
锇－１８６
６．１ × １０11
汞－２００
１．４ × １０17
铅－２０８
１．４ × １０10
铅－２０７
７．１ × １０8
在某种放射性核素的大量原子核中，在一定时间内将有一定比例的核
发生衰变。我们取这一比例为 １／２，并测量该半数原子核发生衰变所经过
的时间，把这一时间叫做这一特定核素的半衰期。测量半衰期有许多精确
的物理方法。在一个半衰期的时间内，原子核的半数将发生衰变，在下一
个半衰期中，剩余的原子核又有半数将发生衰变，依此类推。我们将这一
目 录
一、引言 ．．．．．．．．．．．．．．．．．．．．．．．．．．．．．．．．．．．．．．．．．．．．．． （２） 二、同位素地质年龄测定的理论 ．．．．．．．．．．．．．．．．．．．．．．．．．． （６） 三、碳－１４ 法年龄测定 ．．．．．．．．．．．．．．．．．．．．．．．．．．．．．．．．．． （１１）
原子核自发衰变的特性叫放射性。放射性核以恒定的速率发生衰变， 不受温度、压力、化学状态及物理状态的影响。即不管原子所处的外界环 境如何，这一过程一直进行着。换句话说，核内的活动不受围绕原子核旋 转的外层电子发生的遭遇的影响（只有在非常特殊的情况下，外界的干扰 才能影响核的放射性，既使这时，影响也极为轻微。在所有实际应用中， 放射性衰变速率都被视为是恒定的）。
二、同位素地质年龄测定的理论
同位素地质年代测定原理[权威资料]
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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。
同位素地质年龄测
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。
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。
用于考古断代的同位素原理
用于考古断代的同位素原理
同位素原理是地质学和考古学中常用的一种考古断代方法。
同位素是同一元素中原子核中所含有的质子数相同、中子数不同的原子。
同位素原理可以通过测定化石或岩石样本中的同位素比例，来确定它们的年龄。
同位素的衰变速率是已知且恒定的，因此可以根据同位素数量的变化来推断样本的年龄。
常用的同位素原理方法包括碳-14测年法、铀-铅测年法、钾-氩测年法和镭-锶测年法等。
1. 碳-14测年法：用于考古学中的有机物质的测年。
通过测定样品中碳-14同位素的衰变情况，可以推算出样品的年龄。
2. 铀-铅测年法：用于测定岩石或矿石中的年龄。
通过测定样品中铀系列同位素和铅系列同位素的比例，可以推算出样品的年龄。
3. 钾-氩测年法：用于测定岩石中的年龄。
通过测定样品中钾-40同位素衰变产生的氩-40同位素的比例，可以推算出样品的年龄。
4. 镭-锶测年法：用于测定岩石或矿石中的年龄。
通过测定样品中镭-226同位素衰变产生的锶-87同位素的比例，可以推算出样品的年龄。
这些同位素原理方法通过测量样品中同位素的比例，从而可以确定样品的年龄。
然而，每种测年方法都有其特定的适用范围和限制条件，需要结合样品的特点和研究目的进行选择和应用。
同位素检测（碳十四法）
同位素检测同位素检测法就是所谓的碳十四同位素断代法。
同位素是指原子序数相同，而质量数不同的各种原子。
在元素周期表中占同一位置，其化学性质几乎相同。
如C12、C13、C14。
其中C14(碳十四)是具有放射性的同位素。
所谓放射性同位素是指自然界存在的一些最重的元素，会发出三种辐射。
而同位素断代法正是利用了放射性同位素的蜕变周期。
蜕变也叫衰变，放射性元素的半衰期即表示衰变的快慢。
不同原子半衰期有很大差别。
在考古学上，通过用常规的放射性衰减技术法测量C14的丰度(多少)。
C14的含量与现在C为标准进行比较，就可推知该样品的年代了。
实际上，鉴定古地图可以用超灵敏的加速器质谱技术，其技术也是建立在同位素检测原理上，但要先进很多。
质谱技术测试时间更短，精度更准，相应的测年误差为正负50年。
碳十四测年法碳十四测年法又称放射性同位素（碳素）断代法，一般写作 14 C 。
14 C 断代方法由美国芝加哥大学利比（ Libby ）教授于 1949 年提出。
1 、碳十四断代法的原理自然界存在三种碳的同位素： 12C （ 98.9% ） , 13C (1.19%), 14C (10-10%) ，前两者比较稳定，而 14C 属低能量的放射性元素。
14 C 的产生和衰变处于平衡状态，其半衰期为5730±40 年（现在仍使用5568±30 年）。
宇宙射线同地球大气发生作用产生了中子，当热中子击中 14 N 发生核反应并与氧作用便产生了地球上的 14 C 。
在大气环境中新生 14 C 很快与氧结合成 14 CO2 ，并与原来大气中 CO2 混合，参加自然界碳的交换循环。
植物通过光合作用吸收大气中的 CO2 ，动物又吃植物，因而所有生物都含有 14 C 。
生物死后，尸体分解将 14 C 带进土壤或大气中，大气又与海面接触，其中的 CO2 又与海水中溶解的碳酸盐和 CO2 进行交换。
可见凡是和大气中进行过直接、间接交换的含碳物质都含 14 C 。
元素周期表中的同一族元素的同位素的同位素测年技术应用实验
元素周期表中的同一族元素的同位素的同位素测年技术应用实验同一族元素是指元素周期表中同一个族别的元素，它们具有相同的电子构型，因此它们的化学性质相似。
每个元素由不同数量的质子组成，但它们的原子核中都含有相同数量的中子。
不同原子核中中子数量的差异会导致同一元素的同位素（同种元素，质子数相同，但中子数不同），不同元素的同位素（不同种元素，质子数不同，但中子数相同），以及同一族元素的同位素（同一族别，质子数和中子数都有所不同）。
同位素测年技术是利用同位素在自然界中的存在及其衰变定律来确定某些天体物质的年龄的方法。
它是通过测定同一族元素中同位素的稳定或者放射性衰变速率来精确地测定样品的年龄。
这种方法基于同位素衰变这一物理过程，它的应用涵盖了多个领域，包括古地球科学、考古学、天文学等。
同位素测年技术中广泛应用的同位素有铀、钾、钍等系列元素。
铀系列有天然放射性的铀-238、铀-235和镭-232三种。
这些同位素经放射性衰变后形成稳定的铅同位素的过程持久而缓慢，常用于测定形成时间较长的矿物或岩石的年龄，如地球形成的时间。
钾系列包括天然存在的钾-40，通过它的放射性衰变形成能够长期累积在红色粘土与淤泥中的钙-40。
钾-40的半衰期为1.25亿年，常用于测定地质历史时期的年代。
而钍-232系列中的钍和铀，常用于测定太阳系物质中彗星和陨石的年龄，因为它们较稳定并具有长半衰期。
同一族元素的同位素在同位素测年技术中也被广泛应用。
同族元素之间的同位素具有相似的物理化学性质，可以相互取代。
例如，镉（Cd）的稳定同位素Cd-114和放射性同位素Cd-115可以作为过去几千年内矿石的时间标记。
同理，锶（Sr）同位素的测量也可以用来确定地球岩石中的年代。
锶同位素的稳定同位素Sr-86在地壳中广泛存在，其它同位素则来源于放射性衰变。
炮制具有高锶含量的矿物或熔岩时，相对不同同位素的比例会因地区而异；测量这些不同同位素之间的比率可以提供有关岩石的形成时间和起源的信息。
文物鉴定中的放射性同位素测年方法
文物鉴定中的放射性同位素测年方法概述：文物鉴定是一项重要的文化遗产保护工作，而放射性同位素测年方法在文物鉴定领域有着十分重要的地位。
本文将介绍放射性同位素测年方法在文物鉴定中的应用与原理，并探讨其在鉴定中的局限性和前景。
通过对放射性同位素测年方法的深入了解，我们可以更好地保护和研究珍贵的文化遗产。
一、放射性同位素测年方法的原理放射性同位素测年方法是基于放射性同位素的衰变过程来推断物质年代的一种方法，主要分为碳-14测年和铀系列测年两种。
1. 碳-14测年碳-14测年是通过测量文物中的碳-14同位素含量与稳定碳同位素的比值来确定年代。
该方法主要适用于有机物质的测年，如木材、纸张等。
原理是利用地球上不断变化的大气中碳-14同位素的比例，并结合其半衰期来计算样本的年龄。
2. 铀系列测年铀系列测年是通过测量文物中铀系列同位素的衰变情况来推算年代。
常用的铀系列元素有铀、钍和铅等，因其衰变速率稳定且适用范围广，所以在文物鉴定中得到广泛应用。
通过测量样本中铀系列元素与其衰变产物之间的比值，可以计算出样本的相对年龄。
二、放射性同位素测年方法在文物鉴定中的应用放射性同位素测年方法在文物鉴定中有着广泛的应用领域，包括但不限于以下几个方面：1. 确定文物的年代通过测定文物中含有的放射性同位素的比例，可以推算出文物的年代。
这对于无法准确判断年代的文物非常有帮助，有助于研究者更好地理解文物的历史背景和文化价值。
2. 推断文物的制作时间和历史变迁放射性同位素测年方法可以帮助研究者确定文物的制作时间和历史变迁，从而揭示文物所蕴含的历史信息。
比如，通过测定陶器中的碳-14含量，可以确定陶器的年代，了解不同年代陶器的制作工艺和风格差异。
3. 辅助文物的鉴定和鉴别在文物鉴定的过程中，有时难以准确判断文物的真伪和年代。
而放射性同位素测年方法可以提供一种客观、科学的手段，帮助鉴定者更准确地判定文物的真实性和年代。
4. 建立文物数据库和年代序列通过对大量文物进行放射性同位素测年，可以建立文物数据库和年代序列，为文物鉴定和历史研究提供良好的参考依据。
地质学研究的重要工具放射性同位素测年法
地质学研究的重要工具放射性同位素测年法在地质学的广袤领域中，科学家们一直在寻找各种方法来揭开地球漫长历史的神秘面纱。
而放射性同位素测年法，就如同一位精准的时间记录者，为我们揭示了岩石和矿物形成的年代，成为了地质学研究中不可或缺的重要工具。
要理解放射性同位素测年法，首先得明白什么是放射性同位素。
简单来说，同位素就是质子数相同但中子数不同的同一元素的不同原子。
而有些同位素具有放射性，它们会自发地放出粒子或射线，从而转变为其他同位素。
这种衰变的过程是稳定且有规律的，其衰变的速率被称为半衰期。
放射性同位素测年法正是基于这一特性。
不同的放射性同位素有着不同的半衰期，通过测量样品中放射性同位素及其衰变产物的含量，就可以计算出样品形成至今所经历的时间。
比如，铀铅测年法常用于测定古老岩石的年龄。
铀会经过一系列的衰变最终变成铅。
科学家们通过精确测量岩石中铀和铅的含量比例，再结合铀的半衰期，就能推算出岩石形成的时间。
钾氩测年法也是常用的一种。
钾元素中的钾-40会衰变成氩-40。
在火山岩等地质样品中，通过测量钾和氩的含量，就能够确定火山活动的年代。
那么，放射性同位素测年法到底有哪些优势呢？首先，它能够提供非常精确的年代信息。
对于一些古老的地质事件，能够精确到百万年甚至亿年的级别。
这使得我们能够更加清晰地了解地球演化的漫长历程。
其次，它具有广泛的适用性。
无论是岩石、矿物，还是化石、沉积物，都可以采用合适的放射性同位素测年法来确定其年代。
再者，这种方法是基于物理规律的，不受外界环境和地质过程的影响，具有较高的可靠性。
然而，放射性同位素测年法也并非完美无缺。
在实际应用中，也存在一些挑战和限制。
测量过程中的误差是不可避免的。
样品的采集、处理和分析都需要非常精细的操作，稍有不慎就可能引入误差。
另外，有些样品可能会受到后期地质作用的影响，导致同位素的含量发生变化，从而影响测年结果的准确性。
还有，对于一些年轻的样品，由于其放射性同位素的衰变量较少，测量难度较大，精度也相对较低。
U-Th He测年
R—球状矿物的半径。
二、(U-Th)/He测年技术的方法步骤 —以磷灰石为例
1、样品制备
筛选矿物→挑选晶体→计算校正参数FT
采集的岩石样品首先要进行矿物的分选,包括破碎、碾磨、过筛、淘洗、重液 分离和磁选分离,得到磷灰石矿物颗粒(锆石颗粒同理)。
然后在双目显微镜下从分选出来的重矿物精矿中手工挑选自形磷灰石晶体。
3.2 在低温热演化史上的应用
由于(U-Th)/He的衰变与扩散间的关系特性,使(U-Th)/He年龄值与样品的海 拔高度有密切的相关性 ,像裂变径迹年龄特性一样 ,在没有异常热扰动情况下 , 海拔高的样品有较 高的(U-Th)/He年龄值,而且利用其封闭温度可以了解热事 件发生的时间,因此人们可利 用(U-Th)/He系统进行地质体热演化及折返样式 研究。 House等就通过磷灰石(U-Th)/He的定年开展了对美国加里佛尼亚内华达 (Nevada) 山脉中部地区新生代热演化研究 ,得出海拔最低处的He年龄最年轻, 样品的He年龄值随海拔高度的增加而增加。该区约塞米蒂(Yosemite) 峡谷的 He 年龄为43~84 Ma BP, 金斯(Kings) 河谷的He年龄为32~74 Ma BP, 怀特 (Whintney)山的He年龄为23~75Ma BP;从约塞米蒂峡谷到怀特山(由东向西) 同一海拔的样品,其He年龄趋变年青,反映出该区冷却发生方向为由东向西 ,暗
2、磷灰石晶体的释气与He浓度测试
将单颗粒样品放入金属箔容器中,用激光束恒温加热,温度为1000~1300℃,时间为 3~5 min。然后对提取出来的4He加入约9 ncc(1 ncc=1×10-9mL)的3He,在低温条件 下 (16 K)用活性炭进行聚集、纯化,将提纯后的 He输入质谱仪中 ,在静态模式下测
同位素质谱计工作原理-PPT课件
分析系统（analyzer system）
Ⅰ 离子源（ion source）
如样品原子电离电位低于金属表面电子的 逸出功(功函数)时，电子可以从样品原子中 逸出而迁移到金属表面，以正离子的形式蒸 发出来。如果样品原子的电子亲合势大于金 属表面电子逸出功时，样品原子能从金属表 面俘获电子，而以负离子的形式蒸发出来。 利用静电透镜将离子引出并聚焦成离子束， 供质谱分析用。
真空系统（pumping system）
分子泵则是利用高速旋转的涡轮叶片不断对被 抽气体施以定向的动量和压缩作用，将气体排走。 分子泵能达到和维持质谱仪器正常工作所需要的 10-6托以下的真空水平。
真空系统（pumping system）
钛离子泵是基于清除固体表面对中性气体的化 学吸附作用以及系统中的微量残余气体而设立的。 钛离子泵利用离子撞击钛阴极时产生的溅射现象， 不断在阳极表面形成新鲜的活性钛膜来吸附气体 分子，同时，电离生成的离子以一定能量打在阴 极表面而被吸附，以致能有效地抽除气体分子， 其极限真空可达10-9托。
分析系统（analyzer system）
Ⅱ 样品转盘（magazine drive）
样品转盘的功能就是选择分析样品，当做完一 个样品后，通过它选择下一个样品来进行分析； 或者可以选择任一个样品进行分析，同时，它还 具有辅助离子聚焦的作用（MAGAZINE FOCUS）。
分析系统（analyzer system）
分析系统（analyzer system）
Ⅰ 离子源（ion source）
MAT261质谱计离子源采用的是热表面电 离源，表面电离的原理是：将分析样品涂敷 在金属丝(带)表面上，在真空中通以电流使 金属丝炽热，样品因受热而蒸发。从表面上 蒸发的样品粒子大部分是中性粒子，但也有 一部分以正或负离子形式脱出表面。
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
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）
铼_锇同位素测年法研究综述
第23卷第3期 V o l.23,N o.3 2009年6月M I N ERAL R ESOU RCES AND GEOLO GY Jun.,2009铼-锇同位素测年法研究综述①刘 纯,孟祥(有色及贵金属隐伏矿床勘查教育部工程研究中心,桂林工学院,广西桂林541004)摘 要:R e-O s同位素测年的最合适的对象为辉钼矿,定年是基于放射性的187R e通过Β衰变成为187O s而引起锇同位素异常来计算地质年代的。
在目前的测试研究中,较常用的方案为Carius管溶样法-蒸馏分离O s-萃取分离R e-TJA PQ ExCell I CP M S测定同位素比值。
在我国有许多成功用R e-O s同位素测定钼矿床成矿年龄的范例,对认识矿床特征及成因、总结区域的成矿演化规律、解决相关地质问题具有重要的理论意义,而且对于指导矿床的预测和勘查具有很高科学价值。
关键词:R e-O s同位素,测年方法,综述中图分类号:P597 文献标识码:A 文章编号:1001-5663(2009)03-0273-05 金属矿床的成矿年龄多年来一直是矿床地质工作者关注的问题之一。
在金属矿床的年代学研究中, R e-O s同位素定年方法的最大的优点是能直接对金属矿物定年。
利用R e-O s同位素可以对金属硫化物进行直接定年,不仅能对十分古老的,而且能对十分年轻的金属矿床进行精确的成矿年龄确定[1]。
但由于受元素的地球化学性质及现有技术手段的制约, R e-O s方法最适合的研究对象只有辉钼矿。
即便如此,该方法已在矿床定年研究中起了重要作用[2]。
L uck和A llegre(1982)[3]最早成功地测定了辉钼矿的年龄;Suzuk i等(1991)[4]则解决了样品和稀释剂中锇的同位素平衡问题。
F reydier(1997)[5]对Ch ile斑岩型贱金属矿床进行了研究,认为可以利用R e-O s法测定包括黄铁矿、闪锌矿等常见的硫化物来讨论热液成矿年龄。
同位素定年
同位素定年同位素定年是依据元素核在射线中出现衰变所需要的时间，即用放射性元素在实验室制得的某一数量的放射性元素放射出的β和γ射线（包括高能光子）的总强度，同单位质量的一定数量的标准铅的放射性活度成比例，通过直接对照的方法求得元素的原子序数。
同位素定年的意义是非常重大的，它为人类提供了非常丰富的天然同位素资源，并且它也给人类提供了一个很好的物质文明基础。
同位素可以用来鉴别元素。
由于元素在自然界只占有很小的比例，因此同位素是科学家最容易得到和分析的天然产物，同位素鉴别方法已经广泛地应用于地球化学、生物学、考古学和医药等各个领域。
如果有一天，人们真正发现了“上帝粒子”或者找到了暗物质粒子，那么它们的质量大约相当于半个太阳的质量，这样就会对宇宙模型造成很大的影响。
而我们现在仅能认识到它们的“几十亿分之一”，因此我们要从“几十亿分之一”中寻找“上帝粒子”，不得不借助于同位素来进行分析。
我们知道，我们赖以生存的世界的时间和空间是在不断变化的。
宇宙诞生的时候充满着非常巨大的能量，它形成一个密度无穷大的、温度无限高的“热平衡”态的气体球。
在这样的情况下，任何稳定性都是没有意义的。
就像恒星爆炸前，温度会无限高，压力也无限大一样，在一定的条件下，能量终究会释放，产生各种波长的射线。
最终，恒星在自己引力的作用下坍缩，开始收缩塌陷，核心处开始出现新的元素的同位素。
最后，在外层区的剩余的能量被引力吸走，使得坍缩停止。
在核聚变停止以后，剩余的能量也被平均分布在所有元素中，这就是元素的同位素。
从某种角度来说，虽然放射性元素都具有放射性，但放射性的强弱却是不同的。
因此利用一些物理方法是可以测定放射性元素的同位素含量的，但并不是测定了放射性元素的同位素含量，就一定会得到某一数量的放射性元素。
事实上，测定的同位素数量越多，那么对应的天然元素的含量就越少。
因此，要想得到更多的天然元素，就必须用到同位素定年的方法。
这个方法将大大地提高了元素的发现效率。
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