同位素测年原理与方法[学校课件]

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同位素定年计算

同位素定年计算哎呀，同位素定年计算，这玩意儿听起来就挺高大上的，对吧？不过别急，我尽量用大白话说说这事儿，让你也能明白这到底是怎么一回事。

首先，咱们得知道啥是同位素。

同位素啊，就是那些原子核里头质子数一样，但中子数不同的元素。

比如碳，就有碳-12和碳-14两种同位素。

碳-14这家伙，它不稳定，会衰变成氮-14，这个过程就是放射性衰变。

好了，现在咱们聊聊定年。

定年，就是确定一个东西的年龄。

同位素定年计算，就是用同位素的衰变来计算一个东西的年龄。

这招儿在考古学、地质学里头特别有用。

举个例子吧，比如说考古学家挖到了一块骨头，他们想知道这骨头是啥时候的。

他们就会用碳-14定年法。

碳-14这玩意儿在生物体活着的时候，会通过呼吸、食物不断地补充。

但一旦生物体死亡，碳-14就不再补充，开始衰变。

因为碳-14的半衰期是固定的，大约5730年，所以通过测量骨头里碳-14的含量，就能推算出骨头的年龄。

具体操作是这样的：首先，他们会取样，然后测量样本中碳-14和碳-12的比例。

这个比例和生物体死亡时的比例相比，会有所减少。

然后，他们用这个比例变化，套入一个公式，就能算出骨头的年龄了。

这个公式大概是这样的：\[ t = \frac{-T_{1/2} \ln(N_t/N_0)}{\ln 2} \]，其中\( t \)是样本的年龄，\( T_{1/2} \)是碳-14的半衰期，\( N_t \)是样本中碳-14的含量，\( N_0 \)是初始碳-14的含量。

听起来是不是挺复杂的？其实操作起来，就是把数据往公式里一套，然后按按计算器的事儿。

不过，这背后的科学原理还是挺深的，涉及到核物理、化学、数学等多个领域。

总之呢，同位素定年计算就是通过测量样本中特定同位素的含量，来推算样本的年龄。

这招儿在很多领域都有应用，帮助科学家们揭开历史的面纱。

虽然听起来挺高大上的，但其实原理并不复杂，就是利用了同位素衰变的特性。

希望我这大白话能让你对同位素定年计算有个大概的了解。

2碳14测年法ppt课件

吃水果
11
大气中的另外一部分14C随CO2溶于水，其中一部分形成含有 1 4 C 的碳酸岩 ( 例如 Ca14CO3) 或重碳酸岩（ Ca(H14CO3)2），另一部分被海洋生物吸收。
14N7 + 1n0
14C6 + p(1H1)
大气氮热中子放射性碳质子
质子
质子
中子
中子
氮
碳
7
(3)14C的衰变
14C是一种放射性同位素，一旦形成，便发生衰变：
14N7 + 1n0
14C6 + p（ 14C6产生） 1
14C6
14N7+ e - ++Q（ 14C6衰变）2
电子反中微子最大衰变能量
宇宙射线为来自太阳系以外的高能量粒子，能量约从109eV 到
1020eV以上。在靠近地球的太空中，每秒每平பைடு நூலகம்厘米约有一个宇
宙射线穿过。宇宙射线的主要成份是质子，其它核种从氦核到
铁核以上，甚至微量的镧系元素。在人造粒子加速器中其最高
能量约为1013eV。宇宙射线的能谱横跨12个数量级的能量。能谱
上有两个有重要物理意义的转折点， 1015eV 称为膝点 (knee) ，
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锆石U-Pb同位素年代学测试技术概论及定年方法(PPT)

4
6
8
207Pb/235U
10
12
Tera-Wasserburg图解对于含普通Pb锆石的年龄计算非常合适（Jackson et al., 2004, CG）
超镁铁岩
不适合
锆石U-Pb定年不是形成年龄，反应交代作用时间
基性侵入岩玄武岩闪长岩-花岗岩安山岩-流纹岩
可以
必须正确区分岩浆结晶锆石和捕获锆石
700 680 660 640 620 600 580 560 540 520
Mean = 601.9±5.7 [0.95%] 95% conf. Wtd by data-pt errs only, 0 of 33 rej. MSWD = 0.50, probability = 0.992 (error bars are 2s)
20
207P b/235U 238U/232T h
206P b/238U Int egral
40 T ims 60
80
207P b/235U
206P b/238U
238U/232T h
Int egral
40 T ims 60
80
207P b/235U
206P b/238U
238U/232T h
Int egral
TIMS SIMS MC-ICP-MS
离子计数器
Q-ICP-MS
Krogh (1982b)
气磨锆石无磁性锆石弱磁性锆石
气磨、无磁性、弱磁性锆石
束斑直径：通常10-30μm
Yang et al. (2012, JAAS)
束斑直径 1280: 5-- μm
NanoSIMS: Pb-Pb <2 μm U-Pb <5 μm

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。

14c测年原理

14c测年原理14C测年原理是一种用于确定有机物年龄的方法，其基本原理是利用放射性碳14（14C）的衰变过程来进行测定。

本文将详细介绍14C测年原理的基本概念、测定方法及其应用。

一、14C测年原理的基本概念14C是一种放射性碳同位素，其在自然界中以极微量存在。

14C与稳定的12C同位素以一定比例存在于地球上的大气中，并通过生物体的呼吸作用进入生态系统。

随着生物体的死亡，其体内14C开始以一定的速率衰变，半衰期为5730年。

通过测定有机物中14C与12C的比例，可以推算出有机物的年龄。

二、14C测年的基本方法14C测年的基本方法可以分为两个步骤：样品采集与预处理、14C 测定。

1. 样品采集与预处理：样品的选择十分关键，通常选择含有有机物的物质，如木材、骨骼、贝壳等。

采集样品后，需要进行一系列的预处理工作，如将样品中的无机碳除去，以避免对测定结果的影响。

2. 14C测定：测定过程主要是通过测量样品中14C与12C的比例来推算样品的年龄。

现代测定方法主要采用加速器质谱（Accelerator Mass Spectrometry，简称AMS）技术进行测定。

AMS技术的出现大大提高了测定的准确性和测定范围。

三、14C测年的应用14C测年方法在考古学、地质学和生物学等领域具有广泛的应用价值。

1. 考古学应用：通过对古代文物、建筑遗址等的14C测年，可以推算出它们的年代，为考古学研究提供重要依据。

比如，通过对木乃伊的测定可以了解古代埃及文明的发展历程。

2. 地质学应用：14C测年方法可以用于确定地质过程的年代，如火山喷发、地壳运动等。

通过对火山岩中的有机物进行测定，可以推算出火山活动的时间。

3. 生物学应用：通过对古代生物遗存的14C测定，可以了解生物进化的历程。

比如，通过对古代化石的测定，可以推断出某一物种的演化历史。

四、14C测年原理的局限性尽管14C测年方法具有广泛的应用价值，但也存在一定的局限性。

1. 有机物来源限制：14C测年方法只适用于有机物的测定，对于没有含有有机物的样品，无法进行测定。

第5章第3节钐-钕(Sm-Nd)测年及示踪地球化学

LaJolla Nd: 143Nd/144Nd=0.511858±0.000007 (N=145);
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；

同位素讲座ppt-课件

1 同位素的基本概念
同位素的定义同位素定义：核内质子数相同而中子数不同的同
一类原子。
同位素的分类： (1) 放射性同位素：原子核不稳定，能自发进行放射性衰
变或核裂变，而转变为其它一类核素的同位素称为放射性同位素。
(2) 稳定同位素：原子核稳定，其本身不会自发进行放射性衰变或核裂变的同位素。
s(u°lfCide)min3er.a9l a8nd
H2S
(Ohmoto
an1d 1R.y2e,41979),
it
should
be4.30
0408 and d34S0 = 21.
Oxidation processes M proedulcteinspgecpieos tihnatta(re7e6n0richTeod rinr3,4iSnre°laCtive) to the startin0g .m0a0terial, whereas reduc3tio.8n 1produces species tha0t .a2re8depleted in 34S.
100.00
101.42
100.14
cover: Cu Ba instead
of
Ca)
alsVo haapveoarsmparlleesffseuct:re
(at
100
°C,
in
Torr)
760,00
721.60
(3) analysis of natural samples for which independent estimates of temperature are available.
1934年诺贝尔化学奖获得者Urey奠定了同位素取代的物理化学性质变化的理论基础，并把它用于地球科学。1946年他在英国皇家学会上发表

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。

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，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。

假设化学封闭，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。

计时的根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)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。

(5)岩石或矿物形成以来，母体和子体既没有自体系中丧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)两个前提是根本的，(4)和(5)两个条件那么决定了岩石或矿物地质历史的一个模式。

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PPT课件

88Sr
87Rb→β- → 87Sr
86Sr
84Sr
4
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。
11
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
13
14
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

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。

钾-氩法年龄测定——同位素地球化学课件PPT (1)

钾的同位素衰变
• 40K→88.8% 40Ca+11.2% 40Ar （分支衰变） • 40K（eλt-1）=40Ar*+40Ca*，
λ=λ1+λ2， λ1=0.581×10-10年-1，λ2=4.962×10-10年-1. • λ=5.543×10-10年-1. • T1/2 = 1.25×109年(约为13亿年). • λ的具体理解：每年100亿（1010）个40K原子中有
钾-氩法年龄测定
刘玉琳
历史的回顾
• 19世纪末-20世纪初，放射性的一系列发现。
• 1905, J. J. Thomson发现了钾的β-放射。
• 1921，Aston最先研究了钾的同位素组成，发现39K和41K。
• 1928，Kohlhorster发现了钾的γ-放射。
• 1935，Klemperer和Newman and Walke独立的描述了40K是放射性的，当时只是根据同位素体系进行的猜想。
• 1935年，Nier实际发现了40K同位素，并测得它在钾中的丰度是1.19×10-4。
Thomson ，Aston and Nier
• 1913年， Thomson设计出了阳离子射线仪，并发现了氖的两种同位素。
• 1918-1919，Dempster，Aston，第一代质谱仪，发现了元素周期表中大部分天然同位素（212种），并测量了质量和丰度。
实验和应用：
Dalrymple and Lanphere (1969),
Schaeffer and Zahringer (1966),
McDougall (1966), Damon (1970) 在此之后， K-Ar定年法才真正成为一种科学
的定年方法，测试数据具有重现性，并可以相互对比

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。

南京大学同位素地质学-02同位素测量原理及概要

（D）电感耦合等离子化（Radiofrequency
inductively coupled plasma—ICP):
用高频(7MHz-56MHz)感应电源，通入Ar气并使之
与高频发生器感应耦合形成高温等离子体，把试样通过雾化器导入高温等离子体中进行电离。
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。
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mass spectrometry of isotopes
1940年A. O’Nier 首次设计成功磁偏转角为 60的扇形磁场质谱计，然后(1947)又设计了双接收系统，成为现代质谱计的基础，并使
Notable students
Charles Glover Barkla Charles T. R. Wilson Ernest Rutherford Francis William Aston John Townsend J. Robert Oppenheimer Owen Richardson William Henry Bragg H. Stanley Allen John Zeleny Daniel Frost Comstock Max Born T. H. Laby Paul Langevin Balthasar van der Pol Geoffrey Ingram Taylor
2. 同位素测量基本原理
同位素地质学的发展是建立在同位素测量方法/仪器发展的基础之上的。
同位素测量用同位素质谱仪器质谱仪器可用于测定物质的分子量、原子量及其丰度、以及同位素组成的仪器。早期的质谱仪器是用照相法同时检测多种离子，称为Mass Spectrograph; 现代的质谱仪器是用电子学方法来检测离子，称为Mass Spectrometer。可用来精确测定元素的同位素组成。

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