第二讲 同位素测年的基本原理
元素周期表中的同一族元素的同位素的同位素测年技术实验原理
元素周期表中的同一族元素的同位素的同位素测年技术实验原理同位素测年技术是目前地质学家和考古学家用于确定物质年龄的最常用方法之一。
而同位素测年的核心仪器——质谱仪目前已经高度自动化和数字化，在广泛应用。
同位素测年技术通常基于天然物质中的同位素比的改变量来确定样品的年龄，通过比较正常化后的代表同位素的比值以及参考样品的年龄，可以得到测定物质的年龄。
其中，元素周期表中的同一族元素的同位素是同位素测年技术中最常用的同位素。
我们知道，原子核中的质子数量是一个元素的主要唯一标识。
而由于原子核还有中子，相同原子核中能存在不同中子数量的同位素，它们拥有相同的质子数，不同的中子数，所以它们的化学性质也是相近的。
周期表上处于同一族的元素，它们的性质是相似的，这也意味着它们可以容易地替换为在同一族中的其他元素，从而在物理和化学性质上不产生重大的变化。
因此，对同一族元素的同位素进行同位素测年时，可以将其作为同位素比对比的目标元素。
同一族元素的同位素通常比其他元素的同位素更容易分离和测量。
同一族的同位素比通常变化不大，并且对时间和环境的影响也较为稳定，这使得同位素比的测量和校准变得相对容易，可以克服样品含量非常少的困难，从而实现高精度和高灵敏度的年龄测量。
对于一些需要研究历史时限的实验，如考古学和地质学，这种方法可以使研究人员得出精确的结论，从而提高实验的准确度。
同位素测年技术的实验原理很简单。
首先，将需要测定年龄的样本进行物质分离，从中挑选特定同一族元素的同位素，并测量同位素比。
然后，将测量结果与计算的同位素比数据进行比较，得出样品的年龄。
在进行实验时，更准确的年龄测定需要对参考样本进行频繁的校准，并避免外部因素污染样品，以保证实验数据的准确性和可靠性。
总的来说，同位素测年技术是一种精密的年龄测定技术，它是使用化学和物理原理来确定物质的年龄，可以在考古学和地质学中为我们提供非常重要的信息。
通过对周期表中同一族元素的同位素进行分析测量，以及其他测定年龄的方法结合使用，我们可以更好地理解过去和现在地球和人类演化史。
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。
同位素定年原理和方法.pdf
一级： 锆石、斜锆石、独居石、磷钇矿、氟碳铈矿…
二级：金红石、榍石、钙钛矿、锡石、磷灰石…
Rb-Sr:
含Li/K/Cs 矿物替代
云母、钾长石类
Re-Os： 亲硫性，且 Re4+ = Mo4+ (离子半径最接近）
90% 辉钼矿可以认为不含有普通Os
Lu-Hf:
富重稀土，贫高场强元素
石榴石、磷灰石、磷钇矿
D0/Ds : 295.5 (过剩Ar除外) ： 206Pb/204Pb = 18±3 ： 0.703 − 0.710 ： 0.511±0.003 : 0.12 − 1 : 0.282±0.002
D/Ds(f<1%) >30000 √
>2000 √
> 7 罕见
>5
>100 √
>2.8 罕见
< 1%时，校正对年龄影响都很小
U Th K Rb Sm Re Lu
微区原位方法：
U-Th-Pb ： SIMS LA-(MC)-ICPMS EMP
Ar-Ar : LA
Sm-Nd
: LA，需要Nd> 200 ppm
一般是轻稀土富集矿物，不适宜定年
t ln( D * 1) /
P
微区原位方法同时测试不同元素离子比值(Ar-Ar 除外)，因离子产率的差异，需要标样校正
Sr-Nd测试我所TIMS实验室已达到国际一流水平
Hf ： MC，10 ppb *0.5 ml =5ng (176Hf/177Hf <0.005%)
样品量: 一般0.1 ppm，> 50 mg
Os ： N-TIMS，MC, MS-ICPMS 无初始Os时，只需测Re-Os含量
同位素年代测定
同位素年代测定
同位素年代测定是一种通过测量样品中放射性同位素的比例来推算样品年龄的方法。
该方法广泛应用于地质学、考古学、天文学等领域。
同位素年代测定基本原理是：样品中的放射性同位素会衰变，释放出放射性粒子，从而减少原子数量。
由于衰变率是已知的，通过测量样品中放射性同位素的比例，就可以推算出样品的年龄。
同位素年代测定方法有多种，如铀-铅法、钾-氩法、热释光法等。
这些方法适用于不同的样品和不同的时期。
例如，铀-铅法适用于测定年龄大于10亿年的样品，而钾-氩法适用于测定年龄在10万到10亿年之间的样品。
同位素年代测定是一种非常精确的方法，可以提供可靠的时间标尺，帮助我们了解地球和宇宙的历史。
但是，该方法也需要一定的技术和设备支持，同时需要对样品进行仔细的处理和测量，以避免误差和干扰。
同位素地质年代测定原理[权威资料]
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同位素地质年代测定原理本文档格式为WORD,感谢你的阅读。
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。
地球化学研究中的同位素测年技术
地球化学研究中的同位素测年技术地球化学研究中的同位素测年技术被广泛应用于地质学、地球科学、考古学等领域，为我们揭示了地球历史的面纱。
同位素测年技术是通过分析地质物质中不同同位素的比例来确定物质的年龄，其原理基于同位素在自然界中的稳定性和放射性衰变的特性。
本文将介绍同位素测年技术的原理、应用领域及其在地球化学研究中的重要性。
一、同位素测年技术的原理同位素是同一个元素中具有相同原子序数但质量数不同的核素。
同位素的稳定性是同位素测年技术有效应用的基础，而放射性同位素的衰变性质则被用于测定物质的年龄。
同位素测年技术的核心原理是根据衰变速率和父母同位素与子女同位素之间的比例关系来计算样品的年龄。
放射性同位素的衰变速率是稳定的，衰变过程中父母同位素的逐渐减少，而子女同位素的比例逐渐增加。
通过测量样品中父母同位素和子女同位素的含量，可以计算出样品的年龄。
二、同位素测年技术的应用领域同位素测年技术广泛应用于地质学、地球科学和考古学等领域，为研究地球历史和人类活动提供了重要的依据。
在地质学中，同位素测年技术可以用于确定岩石和矿石的形成时间，揭示地球地质演化的过程。
例如，铀系同位素测年方法可以用于测定岩石的年龄，帮助我们了解地球各个时期的构造变化和地球表面的历史。
在地球科学中，同位素测年技术被用于研究地球大气和海洋的循环过程，揭示气候变化的规律。
通过分析大气和海洋中的同位素比例，可以推断过去的气候环境，为预测未来的气候变化提供参考依据。
在考古学中，同位素测年技术被用于确定考古遗址中文物和生物化石的年代，揭示人类活动的发展历程。
通过测定遗址中的有机物的同位素比例，可以推断人类定居和活动的时间，帮助我们了解古代文明的兴衰和民族迁徙的历史。
三、同位素测年技术在地球化学研究中的重要性同位素测年技术在地球化学研究中具有重要的地位和作用。
首先，同位素测年技术是地球化学研究的重要方法之一，通过分析样品中同位素的比例，可以确定样品的年龄和形成过程，从而揭示地球的演化历史。
第二讲 同位素测年的基本原理
t= 1/λ × ln(1+b)
(4·3)
等时线在Y轴上的截距b代表该组样品的 初始同位素比值(简称初始值).因此，只要测 定一组能满足上述条件的样品同位素比值， 即可在坐标图上绘制等时线，并计算它的等 时线年龄和初始值.
根据等时线法可同时获得两个参数：一是 等时线年龄t，另一是初始(锶、钕、铅、铪、 锇和铈等)同位素比值.后者代表岩石或矿物形 成时的同位素组成.它是一个重要的地球化学 参数，能为研究陨石、月球与地球的形成与 演化以及岩石与矿石的物质来源与成因等提 供十分重要的信息.
由于测定样品中同位素比值较之测定87Rb 和87Sr的原子数容易，故将式(4 ·1)两边除以 86Sr原子数(它在样品中是恒定的)，上述方程 可改写成通常使用的等时线方程：
(87Sr／86Sr)p= (87Sr／86Sr)i+ (87Rb／86Sr)p(eλRbt-1) (4·2)
对于Sm-Nd，Lu-Hf,Re-Os和U、Th-Pb体系， 可写出类似的表达式.
3. 放射性母体同位素的半衰期或衰变常数必 须能准确测定，而且半衰期不宜过长或过短， 否则不利于母体或子体同位素含量的精确测定. 4. 必须准确知道母体和子体元素的同位素组 成及其相对丰度，并能精确而又灵敏的测定 母、子体元素的含量. 根据式(3·54)计算的岩石或矿物的同位素年 龄通常称模式年龄或表面年龄，如果上述条件 都能得到满足，这一模式年龄就代表真实年龄， 并可根据不同的地质对象，对年龄值的意义作 出解释.
满足上述条件的一组样品，在以Y (87Sr/86Sr,m/144Nd… ) 为横坐标的图上将构成一条直线， 该直线叫做等时线.直线上的各个点代表一组具 有相同年龄t和相同初始同位素组成的同源样品 体系.其斜率b= eλt-1.由图解法或最小二乘法求出 斜率后按下式计算等时线年龄：
同位素测年的原理
同位素测年是一种用来确定物质的年龄的方法。
它是基于同位素的原子核性质和衰变过程的原理。
同位素是具有相同的原子序数但质量数不同的原子，它们在核外电子结构上具有相同的化学性质。
同位素测年通过观察同位素的衰变过程和稳定同位素的比例来确定物质的年龄。
同位素是由原子核中的质子和中子组成的。
原子核中的质子数量决定了元素的化学性质，而质子和中子的总数则决定了同位素的质量数。
同一元素的不同同位素具有相同的化学性质，但它们的质量数不同，因此具有不同的核性质。
放射性衰变是指一些核素的原子核在时间的推移中会自发地发生转变，并释放出一定的能量。
放射性衰变过程中，一种原子核通过放射衰变转变为另一种原子核。
这种衰变过程是随机的，但可以用半衰期来描述。
半衰期是指在衰变过程中，一半的原子核会衰变所需的时间。
不同同位素具有不同的半衰期，可以从此推算物质的年龄。
放射性采样是指在地质或化学过程中，自然界中的一些元素与同位素以特定的比例被捕获或固定到固体、液体或气体中。
例如，放射性同位素碳-14（14C）以特定的比例被生物体吸收，然后在生物体死亡后停止吸收。
通过测量样品中14C和稳定碳同位素的比例，可以确定样品的年龄。
同位素分数是指给定同位素的同位素原子核数量占总原子核数量的比例。
同位素分数可以通过质谱仪等仪器测量得出。
在同位素测年中，研究人员会测量样品中稳定同位素和放射性同位素的比例，然后根据已知的半衰期和放射性衰变方程来确定样品的年龄。
同位素测年方法包括放射性碳测年（利用14C的半衰期为5730年测定有机物的年龄）、钾-氩测年（利用40K的衰变产物40Ar的半衰期为1.28亿年测定岩石和矿物的年龄）、铀-铅测年（利用铀系列同位素衰变到铅系列同位素的比例来测定岩石和矿物的年龄）等。
总之，同位素测年是一种重要的地质年代学方法，它利用同位素的核性质和衰变过程来确定物质的年龄。
通过测量同位素的分数和衰变过程，可以推算出物质的年龄，从而深入研究地球历史和生物进化过程。
Sm-Nd同位素测年
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 Sm亏损, Sm/Nd比值高于CHUR。从亏损上地幔中产 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。这种模式年龄定义为TDM: 亏损上地幔 (143Nd／144Nd)DM = 0.513151
• 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。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 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)； 独居石、磷灰石、磷钇石(磷酸盐)和榍石 (钛硅酸盐)。
铀主要有235U和238U两种同位素，其丰度比为: 238U/235U=137.88。 钍有一种同位素232Th。这三种同位素通过放射性衰 变都形成稳定的铅同位素: 238U 206Pb十8α十6β 235U 207Pb十7α十4β 232Th 208Pb十6α十4β 衰变常数为：238λ=1.55125×10-10a-1, 235 λ=9.8485×10-10a-1, 232λ=4.975×10-11a-1
•
系的定年。矿物之间的Sm/Nd比值范围 较全岩的大，能获得精度更高的年龄。 • REE的不活动性，对利用矿物等时线测定 火成岩结晶年龄非常有利， 但对变质作用 的定年则是一个不利的因素. 因为变质作 用中矿物有时难以达到同位素的再平衡.
147Sm的半衰期很长，最适用于对前寒武
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 值，目前普遍采用(143Nd/144Nd)i和 (87Sr/86Sr)i联合示踪岩浆作用过程。其基 本原理：
同位素测年法
同位素测年法同位素测年法是一种重要的年代测定方法，用于确定物质的几何年龄。
它是现代年代学的一个重要组成部分。
它的基本原理是利用同位素的衰变和它们的比值来估算物质的几何年龄。
同位素测年法被用于地质微体分析、特定生产、半导体检测等。
一、同位素简介1.1 同位素种类同位素是指具有相同原子序数的原子，但它们的质子数不同，即具有不同的质量数，存在四种类型的同位素：原子核岩石学同位素、原子中的多体同位素、原子的单体同位素和原子核同位素。
1.2 同位素衰变通过调节原子核中稳定的核子数量，同位素会从一种形式转变为另一种形式，这种转变就称为衰变。
同位素衰变有三种，分别是α衰变、β衰变、β+衰变和β-衰变，并且每种衰变可以分解成更小的粒子，这些粒子叫做产物。
二、同位素测年法2.1 同位素测年原理同位素测年法基本原理是利用衰变产物的比值来估算物质的几何年龄，它假设物质在一定的衰变表和年龄可以根据比值计算出几何年龄。
2.2 测年实验步骤同位素测年法的测量实验步骤如下：(1) 准备样品：取少量的待测物体的样本，如岩石、泥炭、物理样本、化学样本等。
(2) 同位素分析：使用核磁共振成像技术或衍射仪进行同位素测试，判断物体的同位素的比值。
(3) 计算年龄：根据同位素衰变表，比较不同同位素的衰变和它们的比值，从而估算出物体的几何年龄。
三、同位素测年法的应用3.1 地质微体分析同位素测年法可用于地质微体分析，通过精确测定地层中某种物质的古代性，可以更好地指导地质的勘探和开采工作。
3.2 特定产品的制造利用同位素测年法也可以帮助人们确定某种物品的古代性，例如葡萄酒、芝麻酱等，从而更准确地判断产品的品质和合格程度。
3.3 半导体检测半导体行业使用同位素测年法来确定芯片和电路板的几何年龄以及其中材料的有效性，从而有效防止芯片和电路板可能出现的故障，保证原材料的质量。
针对同位素测年法，其原理是通过同位素的衰变后的比值来估算物质的几何年龄，并且用于地质微体分析、特定产品的制造、半导体检测等场景。
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。
同位素地质年龄测定技术及应用
第85卷 第11期2011年11月地 质 学 报 ACT A GEOLOGICA SINICAV ol.85 N o.11No v. 2011注:本文为国家重点基础研究发展计划项目(编号2007CB411306;2009C B421001)、中国地质调查局项目(编号1212010660212;1212011120293)和公益性行业专项经费(编号200911043-13)资助成果。
收稿日期:2011-03-11;改回日期:2011-07-20;责任编辑:周健。
作者简介:陈文,男,1962年生。
博士,研究员,博士生导师。
研究方向为同位素地质年代学。
Email:ch enw enf@vip.s 。
DOI:CNKI:11-1951/P.20111025.0834.002 网络出版时间:2011-10-258:34网络出版地址:h ttp://w w ki.n et/kcms/detail/11.1951.P.20111025.0834.002.h tm l同位素地质年龄测定技术及应用陈文1),万渝生2),李华芹3),张宗清1),戴橦谟4),施泽恩4),孙敬博1)1)同位素热年代学实验室,大陆构造与动力学国家重点实验室,中国地质科学院地质研究所,北京,100037;2)北京离子探针中心,中国地质科学院地质研究所,北京,100037;3)武汉地质矿产研究所,武汉,430205;4)中国科学院广州地球化学研究所,广州,510640内容提要:同位素地质年代学是地球科学、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,是地球系统科学中一个年轻而充满活力的分支学科。
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。
本文对几种常用的精度比较高的同位素测年方法从理论、实验技术、应用范围、使用的注意事项等方面予以简要总结和介绍,期望为地质同行们提供有益的参考。
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
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）
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。
第二讲 K-Ar和Ar-Ar法
K-
K-Ar同位素体系特征
40K-40Ar与39Ar-40Ar定年原理
三种不同的K-Ar/Ar-Ar定年方法：
1. 2. 3.
同位素稀释法 分步加热法 激光剥蚀法
地质应用及局限性
2.1
40K衰变特征
K是常量元素，但在其三个同位素中(41K、40K、39K)， 只有含量最少、丰度仅为0.012%的40K具有放射性。 因此，自然界中由40K放射性衰变形成的子体同位素 量较少。
2.7
40Ar-39Ar方法
39 19
在快中子辐照下(人工反应堆)，39K可转变为39Ar:
K n39 18 Ar p
maxe
(n: 中子捕获neutron capture; p: 质子释出proton emission) 由39K辐照转变为39A的量为：
39
Ar Kt
39
40K40Ca衰变以发射
种电子捕获形式，其中 正电子发射形式只占总 衰变量的0.01%。 40K40Ar的总衰变常 数为0.58110-10/yr
粒子形式实现。其衰变 常数为4.96210-10/yr。
40K的总衰变常数为：
5.54310-10/yr
2.2 同位素特征与K-Ar年龄
K&Ar元素天然丰度
2.6 开放系统：继承Ar与Ar丢失
通常假设，由于岩浆的去气作用，含钾矿物(岩 石)形成时，晶体中不含Ar，即无继承Ar存在。 因此，矿物中现存Ar均为放射成因Ar，其年龄可 由下式计算：
40 1 Ar* t ln( 40 1) K e
过剩Ar
但大量研究表明，包括角闪石、辉石在内的 单矿物、深海火山岩均存在明显的过剩Ar。若过 剩Ar仅由大气组成，则代表了样品放射成因Ar与 大气Ar的混合，其等时线年龄具地质意义；若样 品除含大气Ar外，还含有继承Ar，即岩浆作用未 完全去气除掉的Ar，则其“等时线”无地质意义， 常表现为年龄偏老。继承Ar可能来自再循环地壳 物质等，而存在继承Ar的地质体常出现于侵入岩 体、深海火山岩、构造活动带等。
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满足上述条件的一组样品，在以Y (87Sr/86Sr, 143Nd/144Nd… ) 为纵坐标，X (87Rb/86Sr, 147Sm/144Nd… ) 为横坐标的图上将构成一条直线， 该直线叫做等时线.直线上的各个点代表一组具 有相同年龄t和相同初始同位素组成的同源样品 体系.其斜率b= eλt-1.由图解法或最小二乘法求出 斜率后按下式计算等时线年龄：
因此，根据式(3·54)计算的年龄往往与真实 年龄不相吻合.为此，L.O.Nicolaysen(1961)提 出采用等时线法计算岩石或矿物的同位素年龄. 对Rb，Sr保持封闭体系的原始Rb－Sr年龄方程 可表示为：
87Sr
= 87Sri + 87Rb(eλRbt - 1) p
(4 ·1 )
式中：p代表现今测定值，i代表时间t时的 初始值.
t= 1/λ × ln(1+b)
(4·3)
等时线在Y轴上的截距b代表该组样品的 初始同位素比值(简称初始值).因此，只要测 定一组能满足上述条件的样品同位素比值， 即可在坐标图上绘制等时线，并计算它的等 时线年龄和初始值.
根据等时线法可同时获得两个参数：一是 等时线年龄t，另一是初始(锶、钕、铅、铪、 锇和铈等)同位素比值.后者代表岩石或矿物形 成时的同位素组成.它是一个重要的地球化学 参数，能为研究陨石、月球与地球的形成与 演化以及岩石与矿石的物质来源与成因等提 供十分重要的信息.
实际上，由于地质作用的长期性和复杂性， 地质样品很难对母、子体同位素保持完全的封 闭状态；在各种岩石或矿物中普遍存在初始子 体同位素.虽然可假定一个合适的值进行初始值 扣除，但由于自然界的情况非常复杂，各种岩 石或矿物的物质来源又很不一致，尤其是对于 母体同位素丰度值低和年轻的样品，千篇一律 采用同一个值来扣除，势必会导致初始值扣除 不合理；此外，不同的母体和子体元素的地球 化学性质差异很大，它们对于后期地质作用所 产生的影响很不相同.
由于测定样品中同位素比值较之测定87Rb 和87Sr的原子数容易，故将式(4 ·1)两边除以 86Sr原子数(它在样品中是恒定的)，上述方程 可改写成通常使用的等时线方程：
(87Sr／86Sr)p= (87Sr／86Sr)i+ (87Rb／86Sr)p(eλRbt-1) (4·2)
对于Sm-Nd，Lu-Hf,Re-Os和U、Th-Pb体系， 可写出类似的表达式.
如果用40K，238U，235U，232Th，87Rb，147Sm， 176Lu，187Re和138La的含量代替式中的N；相应 用放射成因的40Ar，206Pb，207Pb，208Pb，87Sr， 143Nd，176Hr，187Os和138Ce的含量代替式中的 D*，并代入相应的衰变常数(表4．1)，即可建 立起K-Ar法，U，Th-Pb法，Rb-Sr法，Sm-Nd 法，Lu-Hf法，Re-Os法和La-Ce法同位素年龄 计算公式.从理论上讲，利用岩石或矿物中任一 放射性母体同位素与其最终的稳定子体同位素 之间的比例关系即可计算出同位素年龄.这一年 龄是满足下列条件的体系的年龄：
3. 放射性母体同位素的半衰期或变常数必 须能准确测定，而且半衰期不宜过长或过短， 否则不利于母体或子体同位素含量的精确测定. 4. 必须准确知道母体和子体元素的同位素组 成及其相对丰度，并能精确而又灵敏的测定 母、子体元素的含量. 根据式(3·54)计算的岩石或矿物的同位素年 龄通常称模式年龄或表面年龄，如果上述条件 都能得到满足，这一模式年龄就代表真实年龄， 并可根据不同的地质对象，对年龄值的意义作 出解释.
1. 岩石或矿物中母、子体同位素组成的变化 仅仅由放射性衰变所引起，即岩石或矿物自形 成以来必须始终对母、子体同位素保持封闭的 体系，没有因后期地质作用 如变质作用、热 体系，没有因后期地质作用(如变质作用、热 液蚀变或风化作用等)的影响而发生母体或子 体同位素的带出或带入.
2. 必须能准确校正岩石或矿物形成时存在的 子体同位素的值.自然界中的同位素除由放射 性衰变形成的放射成因同位素外，还有一种是 在宇宙原子核合成过程中形成的普通同位素. 如果某一地质作用致使以前存在的这两种来源 的同位素发生均一混合，并进入岩石或矿物中. 那么，在所形成的岩石或矿物中，该同位素便 有一个初始含量.当采用这些岩石或矿物来测 定同位素年龄时，现今测定值就包含有一个初 始含量.如果不设法予以扣除，就会得出一个 比真实年龄要大的表面年龄.
适用于等时线法测定的样品，必须满足 下列条件： 1. 所有样品必须具有相同的初始同位素组 成，即具有相同的物质来源； 2. 所有样品必须具有相同的年龄，即它们 是在相对短暂的时间间隔内形成的； 3. 所有样品必须对母、子体同位素保持封 闭的化学体系，即样品自形成以来没有受 到任何地质作用的迭加改造； 4. 样品要具有合适的母、子体同位素比值.
同位素测年基本原理
当岩石或矿物形成以后，其中所含的放射 性母体同位素便按指数规律[式(3·49)]不断衰 减，放射成因的稳定的子体同位素逐渐增加. 因此，如果体系中母体和子体同位素组成的 变化仅仅由放射性衰变所引起，那么通过准 确测定岩石或矿物中母、子体同位素的含量， 便可根据式(3·54)计算出该岩石或矿物的同位 素年龄.式中D和N为样品中子体和母体同位 素的含量，是可以测定的.