同位素地質(zhì)學2-tims

1、,同 位 素 地 質(zhì) 學,主講教師：潘家永電話：8250705（H） 13807091316E-Mail: jypan@ecit.cn,,第二部分：同位素地質(zhì)年代學,2.1 同位素年代學基本原理2.2 放射性同位素的分析方法2.3 同位素年代學的應用,1.放射性衰變方式 不穩(wěn)定的原子會自發(fā)地發(fā)射出粒子和能量而轉變?yōu)榱硪环N原子，這一過程稱為放射性衰變，發(fā)射出粒子和能量的現(xiàn)象即所謂放射性。各種不穩(wěn)定原子的

2、衰變有幾種不同的方式，一些原子可以同時以2-3種方式衰變，但多數(shù)原子以一種特有的方式衰變。衰變的結果是原子核的質(zhì)子數(shù)和/或中子數(shù)發(fā)生變化，從某一元素的同位素（母體）轉變?yōu)榱硪辉氐耐凰兀ㄗ芋w）。子體同位素若仍是放射性的，則將進一步衰變直至轉變?yōu)榉€(wěn)定的原子為止,,2.1 同位素年代學基本原理,?-衰變 一部分不穩(wěn)定原子衰變發(fā)射出帶負電的?粒子和中微子以及往往伴隨以?射線為形式的輻射能。?-衰變可以看作是一個中子轉變?yōu)橐粋€質(zhì)子和

3、一個電子，該電子被驅逐出來就是?-粒子。衰變的結果，原子序數(shù)增加了1，中子數(shù)減少了1，但質(zhì)量數(shù)不變。例如： K1940 → Ca2040 + ?- +ν + Q 式中ν為反中微子，Q代表衰變能。,?+衰變 另一部分放射性原子衰變放射出帶正電的電子(Positron)。這種衰變可看作一個質(zhì)子轉變?yōu)橐粋€中子、一個正電子和一個中微子。正電子發(fā)射出來就是?+，衰變結果，原子序數(shù)減少1

4、，中子數(shù)增加1，質(zhì)量數(shù)不變。例如： F918 → O818 + ?＋ +ν + Q 式中ν為中微子，Q代表衰變能。,電子捕獲衰變 使原子核質(zhì)子數(shù)減少，中子數(shù)增加的另一種衰變機制是捕獲一個核外電子。由于K層電子最靠近原子核，其被捕獲的可能性最大；但其它層上的電子也可以被捕獲。原子核捕獲電子后，釋放出一個中微子。因此這種衰變可以看作是核外電子與質(zhì)子作用形成一個中子和一個中微子，

5、質(zhì)量數(shù)不變,由于?-、?+和電子捕獲衰變的結果是質(zhì)量數(shù)不變，故衰變子體與母體是同量異位素，故又統(tǒng)稱為同量異位衰變。 一些放射性原子可部分地衰變?yōu)橐环N原子，同時部分地衰變?yōu)榱硪环N原子，例如40K部分以發(fā)射?+和電子捕獲衰變?yōu)?0Ar、部分以發(fā)射?-衰變?yōu)?0Ca。這種一種放射性原子同時衰變?yōu)椴煌€(wěn)定子體原子的衰變稱為分枝衰變方式。,?衰變 一大部分放射性原子衰變發(fā)射出?粒子，這種衰變發(fā)生在原子序數(shù)等于或大于58

6、(Ce)的核素和少數(shù)幾個原子序數(shù)小的核素，包括He、Li和Be。?粒子由2個質(zhì)子和2個中子組成，帶正電荷＋2。衰變子體相對于母體來說，質(zhì)子數(shù)和中子數(shù)各減少2 ，同時質(zhì)量數(shù)減少4。因此，衰變子體與母體不是同量異位素。例如： U92238 → Th90234 + He(?)＋Q,核裂變 用中子、質(zhì)子、氘、?粒子、?射線、乃至X－射線轟擊U和Th的同位素(92235U、92238U、90232Th)，可以引發(fā)這

7、些同位素的裂變，許多其它重元素原子也能通過高能量的(50－450MeV)原子核粒子轟擊而誘發(fā)裂變。重核素(如92235U)誘發(fā)裂變產(chǎn)生的兩種核素，其原子序數(shù)介于30到65之間，并伴隨發(fā)射出?粒子、中子和大量的能量(約200MeV)。裂變釋放的中子有可能促使其它的92235U發(fā)生裂變，建立起裂變鏈。當可裂變的核素的濃度足夠高時，可以導致象超新星或原子彈那樣的熱核爆炸。,裂變產(chǎn)生的兩種子體的原子序數(shù)往往是不相等的，并且它們往往具有多余的中子

8、，因而它們也是放射性的，會發(fā)射出一系列的?-粒子而最終衰變?yōu)榱炎冏芋w的穩(wěn)定的同量異位素。 92235U裂變子體之一54144Xe的?-衰變?nèi)缦拢?54144Xe?55144Cs?56144Ba?57144La?58144Ce?59144Pr?60144Nd,此外，已發(fā)現(xiàn)20種以上的重核素能發(fā)生自發(fā)裂變，但自發(fā)裂變的頻率較其它衰變的頻率小，例如238U的自發(fā)裂變頻率比其?衰變頻率小2×106倍。但自發(fā)裂變是實

9、驗室合成的超鈾元素衰變的主要方式。,自裂變反應能夠發(fā)生的第一個條件就是，鈾礦礦脈的大小必須超過誘發(fā)裂變的中子在礦石中穿行的平均距離，也就是0.67米左右 第二個必要條件是，鈾235必須足夠豐富。 第三個重要因素是，必須存在某種中子“慢化劑”(moderator),加蓬奧克羅礦區(qū),2. 衰變定律,放射性母體衰變?yōu)榉€(wěn)定子體 放射性母體核素衰變?yōu)榉€(wěn)定子體核素的衰變速率，在任何時候（t）都與放射性原子數(shù)目（N）成正比（R

10、utherford and Soddy，1902）：dN/dt=λN式中?為衰變比例常數(shù)，簡稱衰變常數(shù)，dN/dt是任一時刻（t）時的衰變速率。,積分得：N＝N0e- λt ?越小，表示母體所能經(jīng)歷衰變的時間越長。放射性母體原子數(shù)衰變掉一半所經(jīng)歷的時間稱作半衰期(T1/2)，用N=N0 /2代入上式得： T1/2=ln2/ λ 放射成因子體原子的數(shù)目(D*），應等于衰變掉的放射性母體原子數(shù)目：D*＝N0

11、－N或 D*＝N0 (1－e－?t) 或： D*＝N (e?t－1),如果一體系中，t=0時的子體原子數(shù)為D0，則該體系子體原子總數(shù)為： D＝D0＋D*＝D0＋N (e?t－1)該方程是同位素地質(zhì)學的基礎。若t＝0時體系中初始的子體原子數(shù)D0已知，則通過測定體系中目前的放射性母體的原子數(shù)和子體的原子總數(shù)，由上式可求得體系封閉以來所經(jīng)歷的時間t： t= 1/ ? ln[(D-D0)/N+1],衰變系列

12、 一些放射性母體(如238U等)的直接衰變子體仍是放射性的，該放射性子體的衰變速率是其從母體衰變而來的產(chǎn)率與其自身衰變速率的差： dN2/dt = N1?1-N2?2 式中N1和?1是母體原子數(shù)目和衰變常數(shù)，N2和?2是子體原子數(shù)目和衰變常數(shù)D*? N1,初始－N1＝N1e?1t－N1＝N (e?1t－1) 這意味著，長期平衡下積累起來的放射成因子體的數(shù)目可以當作

13、初始母體直接衰變?yōu)榉€(wěn)定子體來對待。,2.2 放射性同位素的分析方法,The Ion Source,Dynamic ZoomTM Optics,= variabledispersionwhile keepingfocus,Collectors accessible and exchangeable from top,Eight individually moveable cups plus center cup,New Farad

14、ay Cups,,Ions,Multi-Ion-Counting Channel,,Ions,,2.3 同位素年代學的應用,Rb-Sr、Sm-Nd、Re-Os法 K-Ar法與Ar-Ar法 U-Th-Pb法 14C法,,（1）Rb和Sr的地球化學 Rb是堿金屬元素，也是分散元素，它不形成獨立的礦物，但在一般含K礦物如云母、鉀長石及某些粘土礦物和蒸發(fā)鹽中存在。 Rb有27個同位素，其中兩個是天

15、然存在的同位素87Rb和85Rb，其現(xiàn)代同位素豐度分別為72.1654%和27.8346%。87Rb??87Sr＋?-＋?＋Q其半衰期為4.88×1010a,1. Rb-Sr、Sm-Nd、Re-Os法— Rb-Sr法,Sr也是堿金屬元素，也是一個分散元素，常出現(xiàn)在含Ca的礦物中，如斜長石、磷灰石和碳酸鈣礦物。但Sr還可以以少數(shù)獨立礦物（菱鍶礦和天青石）出現(xiàn)。 Sr有23個同位素，其中4個天然存在的同位素

16、為：88Sr、87Sr、86Sr 和 84Sr，它們都是穩(wěn)定同位素，其同位素平均豐度分別為82.53%、7.04%、9.87%和0.56%（Faure, 1986）。由于87Rb衰變形成87Sr，故Sr同位素豐度是變化的。,,（2）Rb－Sr定年基礎,87Sr=87Sri+87Rb(e?t－1)87Sr/86Sr=(87Sr/ 86Sr) i+87Rb/ 86Sr(e?t－1) 87Sr為礦物中現(xiàn)今的87

17、Sr的原子數(shù)總量，87Sri為礦物中87Sr的初始原子數(shù)值，衰變常數(shù) ?＝1.42×10-11a-1，t為礦物形成以來所經(jīng)歷的時間 t=1/ ?ln[(87Sr/ 86Sr- 87Sri/ 86Sr i)/ 87Rb/ 86Sr+1],要通過上述方程解出t而獲得礦物的年齡，必須測定礦物的87Sr/86Sr比值和Rb、Sr含量、及已知Sr同位素初始比值(87Sr/86Sr)i。87Sr/86Sr比值可通過將礦物用酸溶解并用陽

18、離子交換色譜法分離和提純出Sr鹽在質(zhì)譜儀上直接測定；Rb、Sr含量通?？梢杂脁-射線熒光法或同位素稀釋法測定。必須把測得的Rb／Sr含量比值按下式轉化為87Rb／86Sr同位素原子數(shù)比值：87Rb／86Sr =(Rb／Sr) .(ARb87 . WSr) /(ASr87 . WRb),ARb87 、ASr87分別為87Rb、86Sr的同位素豐度，WRb、WSr分別為Rb、Sr的原子量,值得注意的是，礦物的86Sr豐度和Sr原子量與87

19、Sr豐度有關，由于不同礦物的Rb含量不同導致87Sr豐度不同，因此對每一個礦物，都要計算86Sr豐度和Sr原子量。同位素豐度和Sr原子量可按以下計算：,,（3）Rb－Sr等時線定年,截距:(87Sr/86Sr)i斜率:（e? t-1）,（4）Rb－Sr法定年的應用,是測定中酸性巖漿巖年齡的常用手段 測定中－高級變質(zhì)巖的年齡 測定海綠石等自生礦物的年齡，海綠石形成于沉積環(huán)境，因而可能代表沉積年齡 測定成礦成巖流體的年齡,1.

20、 Rb-Sr、Sm-Nd、Re-Os法— Sm-Nd法,（1） Sm和Nd的地球化學 Sm和Nd是稀土元素，存在于許多造巖礦物中，如硅酸鹽、磷酸鹽和碳酸鹽礦物中。Sm的一個同位素（147Sm）是放射性的，它通過發(fā)射?粒子而衰變?yōu)榉€(wěn)定的143Nd，雖然147Sm的半衰期很長（T1/2=1.06?1011年），但對地球巖石、石隕石和月巖的定年很有用。而且放射成因的143Nd和87Sr一起提供了了解行星演化和火成巖石成

21、因的新方法。,Sm有26個同位素，其中7個天然存在的同位素的豐度如下：144Sm 3.1%、147Sm 15%、148Sm 11.3%、149Sm 13.8%、150Sm 7.4%、152Sm 26.7%、154Sm 22.7%，其中147Sm是放射性的，其余是穩(wěn)定的；Nd也有26個同位素，其中7個天然存在的穩(wěn)定同位素的豐度如下：142Nd 27.13%、143Nd 12.18%、144Nd 23.80%、145Nd 8.3%、146N

22、d 17.19%、148Nd 5.76%、142Nd 5.64%。Sm-Nd 之間有兩對母-子體同位素，即147Sm衰變?yōu)?43Nd，以及146Sm衰變?yōu)?42Nd。146Sm的半衰期較短，現(xiàn)已衰變完了，146Sm本身是由150Gd衰變而來,,（2）Sm－Nd定年基礎,143Nd = 143Nd i+ 147Sm (e?t－1)143Nd/146Nd=(143Nd/146Nd) i+147Sm/ 146Nd(e?t－1)

23、 143Nd為礦物中現(xiàn)今的143Nd的原子數(shù)總量， 143Nd i為礦物中143Nd的初始原子數(shù)值，衰變常數(shù) ?＝6.54×10-12a-1 ，t為礦物形成以來所經(jīng)歷的時間 t=1/ ?ln[(143Nd/146Nd - 143Nd/146Nd i)/ 147Sm/ 146Nd +1],（3）Sm－Nd法定年的應用,Sm－Nd法適合于基性、超基性火成巖的定年 147Sm的半衰期很長，最適用于對前寒武系的定年。

24、 測定金屬礦物的年齡,1. Rb-Sr、Sm-Nd、Re-Os法— Re-Os法,（1）Re和Os的地球化學 Re屬于VIIB族元素，Re的地球化學性質(zhì)更接近于Mo。Re是分散元素，在輝鉬礦中含量最高（變化于幾ppm至1.88%）。 Os在周期表中位于VIIB族，是Pt族元素，在含Cu、Ni硫化物的超基性巖和輝長巖、以及碲化物、硒化物、砷化物和銻化物中含量較高。,Re有29個同位素，

25、但只有2個天然存在的同位素，即穩(wěn)定的185Re和放射性的187Re，其豐度分別為37.398%和62.602%。187Re通過?衰變成為187Os：Re75187 → Os76187 + ?- ＋Q , ?=（1.64?0.05)?10-11a-1 Os有34個同位素，其中有7個天然出現(xiàn)的穩(wěn)定同位素。Luck and Allegre (1983)報道了(NH4)2OsCl6的Os同位素豐度：184Os 0.02

26、3%、186Os 1.600%、187Os 1.510%、188Os 13.286%、189Os 16.251%、190Os 26.369%、192Os 40.957%,,（2）Re－Os定年基礎,187Os = 187Os i+ 187Re (e?t－1)187Os / 186Os =(187Os / 186Os ) i+ 187Re / 186Os(e?t－1) 187Os為礦物中現(xiàn)今的187Os的原子數(shù)總量， 187Os i為

27、礦物中187Os i的初始原子數(shù)值，衰變常數(shù) ?＝（1.64?0.05)?10-11a-1 ，t為礦物形成以來所經(jīng)歷的時間 t=1/ ?ln[(187Os / 186Os - 187Os / 186Os i)/ 187Re / 186Os +1],（3）Re－Os法定年的應用,用Re-Os等時線法對鐵隕石進行定年 輝鉬礦具有非常高的Re/Os比值，特別適合于Re-Os定年 Re-Os等時線法應用于黑色頁巖的定年,（1）K和A

28、r的地球化學 K是IA族堿金屬元素，是地殼中8種最豐富的元素之一，是許多造巖礦物（如：云母、鉀長石、粘土礦物和某些蒸發(fā)鹽礦物）的主要成分。K有18個同位素，其中3個天然出現(xiàn)的同位素及其豐度是：39K 93.2581%、40K 0.01167%、 41K 6.7302%，由此計算得原子量為39.0983（Garner et al., 1975）。Ar是一個惰性氣體元素，原子量為39.948，Ar在地球大氣中的含量為

29、0.93%。根據(jù)Nier (1950)的測定，地球大氣中Ar的同位素豐度為：40Ar 99.60%、38Ar 0.063%、36Ar 0.337%，因而40Ar/36Ar=295.5。,2. K-Ar法與Ar-Ar法—K-Ar法,放射性的40K 分支衰變?yōu)?0Ca和40Ar：4019K（88.84%）??4020Ca + ?- + ? + Q??=4.962?10-10a-14019K （11.16%）??4018Ar + ?

30、+ Q (電子捕獲)?e=0.581?10-10a-1 4019K（0.001%）??4018Ar + ?+ + ? + Q 由于40K只占總K的0.01167%，其中88.8%的40K衰變形成的40Ca在大多數(shù)巖石中被非放射成因的40Ca所淹沒。因此這一衰變母-子體定年方法只有很局限的應用。,雖然只有約11%的40K衰變?yōu)?0Ar，但由于Ar是稀有氣體，放射成因Ar占主導。K-Ar法定年是最早發(fā)展起來并被廣泛應用的方法

31、之一。 在一個含K的封閉體系中，放射成因40Ar和40Ca的增長可表達為： 40Ar* + 40Ca* = 40K (e?t -1)式中?是40K的總衰變常數(shù)，? = ?e + ?? = 5.543?10-10a-1。衰變?yōu)?0Ar的那部分40K原子數(shù)為(?e/?)40K。因此含K礦物或巖石中總40Ar為：40Ar = 40Ari + (?e/?) 40K (e?t -1),,（2）K－Ar定年基礎,如果礦物或巖石形成時完全去氣，

32、不存在初始40Ari，即所含氬都為放射成因40Ar*：40Ar* = (?e/?) 40K (e?t -1) = ?e + ?? = 5.543?10-10a-1;?e=0.581?10-10a-1,（3）K－Ar等時線定年,針對上述過剩Ar存在使計算年齡偏老的問題，McDougall et al.(1969) 提出用測定的總40Ar（未經(jīng)大氣Ar校正）除于36Ar對40K/36Ar作圖，形成與Rb-Sr法類似的等時線。將方程中初始

33、(40Ar)i一項擴展為包括大氣Ar和繼承Ar兩項，并除以36Ar： 40Ar/ 36Ar 總 = 40Ar/ 36Ar 大氣 + 40Ar/ 36Ar 過剩+ 40K /36Ar(?e/?) (e?t -1),K-Ar等時線示意圖。說明混合的繼承Ar和放射成因Ar (A、B、C)，再加進不等量的大氣混染Ar 的結果(D、E、F),（4）K－Ar法定年的應用,19世紀末-20世紀初，放射性的一系列發(fā)現(xiàn)。1905, J. J. Thom

34、son發(fā)現(xiàn)了鉀的β-放射。1921，Aston最先研究了鉀的同位素組成，發(fā)現(xiàn)39K和41K。 1928，Kohlhorster發(fā)現(xiàn)了鉀的γ-放射。1935，Klemperer和Newman and Walke獨立的描述了40K是放射性的，當時只是根據(jù)同位素體系進行的猜想。 1935年，A. O. Nier實際發(fā)現(xiàn)了這種40K同位素，并測得它在鉀中的豐度是1.19×10-4。,最早的定年數(shù)據(jù),第一個K-Ar法獲得的可靠的

35、年齡數(shù)據(jù) Pahl et al. (1950) 、Smits and Gentner (1950) 測得Buggingen礦床的年齡20Ma，后來又作了修正，25Ma，與He/U作了比較。1951年，Gerling and Pavlova 首次用K/Ar法測石隕石年齡 當時測試精度不高，但顯示出明顯老于地球物質(zhì)。 從此之后，大量K/Ar法隕石年齡數(shù)據(jù)，45億年左右，與Rb/Sr、U/Pb年齡一致。,與其他定年數(shù)據(jù)樣品的對

36、比,芮宗瑤，花崗巖，鉀長石，15.8-16.4，SHRIMP, 14-18韓寶福，花崗巖，黑云母，94-97，SHRIMP, 97邵濟安，玄武巖，安山巖，全巖，118-120，Rb-Sr, 126劉玉琳，球狀閃長巖，角閃石，286-305，U-Pb, 284-308吳春明，混合花崗巖，角閃石，1815，黑云母，1795; U-Pb, 18億牟保磊，偉晶巖，黑云母，1700，U-Pb, 17-18億,（4）K－Ar法定年的應用

37、,火山巖中的長石、黑云母和角閃石是K-Ar定年最有用的礦物。深成巖和變質(zhì)巖中的這些礦物也被用來進行K-Ar定年。 Hart（1964）對受新生代巖枝侵入熱影響的前寒武紀變質(zhì)巖的礦物K-Ar定年研究表明，角閃石抵御熱擾動而保存Ar的能力最強，黑云母次之，鉀長石最差。 K-Ar法幾乎是能夠測定年輕玄武巖的唯一方法 熱液蝕變礦物的年齡,2. K-Ar法與Ar-Ar法—Ar-Ar法,40Ar-39Ar法定年能夠克服傳統(tǒng)的K-Ar法因發(fā)生A

38、r丟失或存在過剩Ar而產(chǎn)生偏差的缺點。還有一個優(yōu)點是只需測定Ar同位素比值，這就排除了K-Ar法因需用兩份樣品測定K、Ar的絕對含量以及樣品的不均一性產(chǎn)生的誤差。因此該方法特別適用于很小或很珍貴的樣品的定年。,（1） 40Ar-39Ar法定年基礎,含K礦物中的39K可通過在核反應堆中受快中子輻照轉化為39Ar： 3919K + n (中子) =3918Ar + p (質(zhì)子) 從而使K-Ar定年中對K的測定轉化為對Ar同位素測定

39、的一部分，從而進行40Ar-39Ar定年。39Ar雖然是放射性的，但其半衰期（T1/2=269a）相對于質(zhì)譜分析過程而言較長，因此可以當作穩(wěn)定同位素來對待。但由于36Ar不能很好地測定，因此這一方法并不能對大氣Ar進行校正。,（1）U、Th和Pb的地球化學 U、Th是錒系元素，其離子半徑相近（U4+=0.105nm, Th4+=0.11nm），兩者可以相互置換。在氧化條件下，U形成可溶于水的鈾酰離子（UO22+成為活

40、動性元素，從而與Th發(fā)生分離。在球粒隕石中U、Th的含量分別為0.01ppm和0.04ppm?；◢弾r質(zhì)火成巖比基性和超基性巖、陸殼巖石比上地幔巖石富集U和Th。Pb在地球中分布很廣，不僅作為U、Th的放射成因子體出現(xiàn)，而且還形成不含U、Th的獨立礦物。在巖漿的產(chǎn)生和分異、熱液作用、變質(zhì)作用和風化作用等過程中，U/Pb和Th/Pb比值會發(fā)生改變。,,3. U-Pb、Th-Pb法,（2）U、Th衰變系列 U有

41、三個天然存在的同位素（均為放射性的），其豐度和衰變常數(shù)分別為：238U=99.2743%, ?238=1.55125?10-10；235U=0.7200%, ?235=9.8485?10-10；234U=0.0057%, ?234=2.86?10-6。Th有6個天然存在的放射性同位素，其中232Th的豐度接近100%，衰變常數(shù)?232=4.9475?10-11；其它5個Th的同位素是U、Th衰變系列的短壽命放射性中間子體。母體238U、

42、235U、232Th經(jīng)過系列衰變最終分別轉變?yōu)榉€(wěn)定的子體206Pb、207Pb、208Pb。Pb有4個天然存在的同位素，即除了這三個放射成因的同位素以外，還有一個非放射成因的穩(wěn)定同位素204Pb。,由于238U、235U、232Th的半衰期比它們的子體的半衰期長得多，即其衰變常數(shù)比子體的衰變常數(shù)小得多，符合建立長期平衡的條件。經(jīng)過數(shù)百萬年以上的地質(zhì)時代，并且礦物保持封閉體系，就能達到長期平衡狀態(tài)：N1?1=N2 ?2=…. Nn ?n,

43、 因此，可將206Pb、207Pb、208Pb視為238U、235U、232Th的直接衰變產(chǎn)物來對待：,238U ? 206Pb + 8He + 6?- + Q235U ? 207Pb + 7He + 4?- + Q232Th ? 208Pb + 6He + 4?- + Q,206Pb = 206Pbi + 238U(e?238t -1) 207Pb = 207Pbi + 235U (e?235t -1) 208Pb

44、= 208Pbi + 232Th (e?232t -1),U-Pb等時線比較成功的應用例子是對海洋碳酸鹽的定年，而用其它方法對碳酸鹽定年很困難，在地質(zhì)時期皺紋珊瑚能夠產(chǎn)生可測量的206Pb變化。U-Pb鋯石法、普通Pb法和方鉛礦模式年齡法,（3）U-Pb等時線,如果一種礦物在形成時含很高的U但不含Pb，則方程可簡化為： 206Pb = 238U(e?238t -1) 207Pb = 235U (e?235t -1)

45、,（3）U-Pb鋯石法---一致年齡,圖： U-Pb諧和圖。顯示了一致曲線和Pb丟失產(chǎn)生的不一致曲線,晶質(zhì)鈾礦和獨居石最初被用來定年，但其有限的分布限制了它們的應用。鋯石在中-酸巖中是一個廣泛分布的富鈾礦物，被廣泛應用于U-Pb定年。基性巖中斜鋯石也被用來定年。鋯石形成時進入其中的初始Pb在年齡計算中需要扣除，方法如下：測定礦物中204Pb的量，結合全巖206Pb/204Pb、207Pb/204Pb比值，來估算進入鋯石的初始206P

46、b、207Pb的量，并從鋯石測定的206Pb、207Pb總量中扣除，從而獲得放射成因鉛（即206Pb*、 207Pb*）。對于普通Pb含量很低的鋯石，只要知道大致的年齡，從一般的地球Pb演化模式（如Stacey and Kramers）獲得206Pb/204Pb、207Pb/204Pb比值，來估算普通Pb并進行扣除即可，無須通過分析全巖樣品的Pb同位素組成來進行普通Pb扣除。,上交點年齡作為鋯石形成年齡的解釋則是確定的；但下交點年齡具有

47、多解性。,（3）U-Pb鋯石法--不一致年齡 （Pb丟失模式）,Wetherill (1956) 下交點代表了引起Pb丟失的熱事件的年齡。下交點年齡500Ma（上圖）與作為熱事件證據(jù)的鋰云母Rb-Sr、K-Ar年齡相吻合。,是什么原因導致鋯石中Pb的丟失？,Goldrich and Mudrey (1972)認為富U礦物中輻射損傷產(chǎn)生顯微毛細管網(wǎng)，并為流體所充滿，Pb擴散到這些毛細流體中。當基底巖石抬升時，引起礦物膨脹，毛細流體被排出，

48、導致Pb丟失，即所謂膨脹模式。采自北美的礦物下交點年齡與基底抬升時間相吻合。,實際上，蝕變鋯石Pb丟失的確切機理在不同環(huán)境中可能不同。因此下交點年齡只有在有其它地質(zhì)證據(jù)支持的情況下，才可被賦予年齡意義。但上交點年齡作為鋯石形成年齡的解釋則是確定的。,然而，如果鋯石數(shù)據(jù)投影點離上交點較遠，則上交點的誤差較大。為了獲得較好的上交點精度，Krogh (1982)認為應在進行同位素分析之前，去除樣品中Pb丟失嚴重的部分。一種方法是用高通量的磁鐵

49、進行分選，選出變生最弱的礦物顆粒。另一種方法是在一個風力磨具中磨掉礦物的外層部分，該部分往往最富U，因而變生也最嚴重，樣品經(jīng)這樣處理后，分析數(shù)據(jù)的一致性大為提高。因此，后一種方法已成為“傳統(tǒng)”鋯石定年的標準程序。,傳統(tǒng)的鋯石定年方法需要將許多顆鋯石一起溶解進行分析，這就有可能誤把不同時期不同成因的鋯石混在一起，如果發(fā)生這種情況，則獲得的年齡是一個沒有確切地質(zhì)含義的混合年齡。與傳統(tǒng)鋯石定年方法相比，離子探針質(zhì)譜（SIMS）分析，能夠從一

50、顆鋯石上獲得一個甚至多個年齡數(shù)據(jù)，從而可以探測可能存在的鋯石結晶核和后期生長部分的不同年齡信息。SIMS方法通過分析Pb同位素比值和U/Pb比值來定年，其數(shù)據(jù)處理方法與傳統(tǒng)方法基本相同。激光探針-等離子質(zhì)譜（LP-ICPMS）法通過分析單顆粒鋯石的207Pb/206Pb比值獲得年齡，其速度較快，精度相對較差，是一種很有前途的單顆粒鋯石定年普查研究手段，在研究沉積物源區(qū)方面尤其有用，而傳統(tǒng)方法和SIMS方法的工作量太大。,206Pb/ 2

51、04Pb = 206Pb / 204Pb i + 238U / 204Pb (e?238t -1) 207Pb / 204Pb = 207Pb / 204Pb i + 235U / 204Pb (e?235t -1) 208Pb / 204Pb = 208Pb / 204Pb i + 232Th / 204Pb (e?232t -1),方鉛礦中無Ｕ衰變,（4）普通Pb-Pb法,地球（T）,方鉛礦（t）,巖石中Ｕ衰變,方鉛礦（0）,,

52、,206Pb/ 204Pbt = 206Pb / 204Pb T + 238U / 204Pb (e?238T - e?238t ) 207Pb / 204Pbt = 207Pb / 204Pb T + 235U / 204Pb (e?235T - e?235t ) 208Pb / 204Pbt = 208Pb / 204Pb T + 232Th / 204Pb (e?232T - e?232t ),方鉛礦中無Ｕ衰變,（5）Pb模式

53、年齡,地球（T）,方鉛礦（t）,巖石中Ｕ衰變,方鉛礦（0）,,,Holmes-Houtermans 模式或單階段模式,他們把方鉛礦的Pb同位素演化分為兩段：第一段是從地球形成直到方鉛礦結晶，并且期間體系對U、Pb保持封閉；第二段是方鉛礦結晶后至今. 235U/204Pb、238U/204Pb不是方鉛礦本身而是方鉛礦源區(qū)體系的U/Pb同位素比值；現(xiàn)今235U/238U= 1/137.88；方鉛礦中因無U，

54、故(207Pb/204Pb)t和(206Pb/204Pb)t即與現(xiàn)今比值相同；T時（4.57Ga）的Pb同位素組成，是指太陽系星云Pb同位素組成或地球原始Pb同位素組成，可以用Canyon Diablo隕硫鐵（CD）代表（206Pb/204Pb=9.307，207Pb/204Pb=10.294，208Pb/204Pb=29.476, Tatsumoto et al., 1974）。,Pb-Pb增長曲線圖,Stacey and Krame

55、rs (1975)提出了方鉛礦源區(qū)經(jīng)歷地幔、地殼兩階段演化的模式. 張理剛（1995）提出鉛同位素的多階段演化模式,（1）14C 定年原理 碳 是一切生命的基本組成元素 ,也是地球圈層分布最廣的元素之一。碳具有 3種同位素 :1 2 Ｃ(98.8% ),、1 3Ｃ(1 .1 % )和微量的1 4Ｃ ,其中只有14Ｃ具有放射性。1 4Ｃ同位素首次發(fā)現(xiàn)于 1 936年 ,其半衰期為 5730ａ。 天然1

56、4Ｃ主要源于高層大氣層中的宇宙射線產(chǎn)生的中子與穩(wěn)定氮同位素 (1 4Ｎ)的反應 ,所產(chǎn)生的1 4Ｃ又被氧化為二氧化碳 (14ＣＯ2)進入低層大氣層，這樣 ,所有地球上的植物在吸收二氧化碳的同時也會不斷地攝取一定量的14Ｃ ,爾后 ,人類及動物通過消耗各種食物 ,體內(nèi)也會吸收一定量的14Ｃ ,并在生命活動階段與外界1 4Ｃ處于一定的平衡狀態(tài)。,,4. 碳14法定年,隨動植物生命活動的停止 ,其體內(nèi)的1 4Ｃ便與外界隔離 ,并隨時間衰變而

57、減少。根據(jù)1 4Ｃ半衰期計算 ,約 5萬年其1 4Ｃ即全部衰變完畢。所以 ,通過測定死亡后動植物體內(nèi)殘余的1 4Ｃ含量并與已知年齡的國際14Ｃ標準比較即可計算該動植物死亡時距離現(xiàn)在的時間, ———這就是1 4Ｃ測年的簡單原理。 1952年，美國科學家Libby教授發(fā)表了第一部14Ｃ測年的專著《Radiocarbon Dating》, 從理論和實踐上奠定了1 4Ｃ測年的依據(jù) ,這一開創(chuàng)性的工作使他榮獲了1960年度諾貝爾化學獎.,（2）1

58、4C 定年方法,低本低液閃儀 這是經(jīng)典的1 4Ｃ測定方法，但是經(jīng)典的天然1 4Ｃ測定是通過對其β-衰變的計數(shù) ,該法非常耗時、靈敏度也低。 1ｇ近代碳每分鐘衰變 14次 ,那么 ,測定 1 ｇ碳樣品中1 4Ｃ則需要至少1 6 0 0 0 0次的β-衰變 (約 8天 )以達到約 2 0年的測齡精度。可見 ,經(jīng)典的 β計數(shù)無論從測定時間還是樣品的需要量 (通常需要含碳量 1 ｇ的樣品 )來說都有相當大的限制。,加速器質(zhì)譜儀

59、 (Accelerator Mass Spectrometry, AMS) 加速器質(zhì)譜儀 (AMS)是用于測定具有較長半衰期的天然放射性核素 (如14Ｃ和10Be等 )的新型儀器。用AMS測定只需含碳量大于 1ｍｇ的樣品 ,測定 45分鐘即可達到同樣的精度.,天然14Ｃ的測定是通過測定樣品中14Ｃ與12 Ｃ的比值 (14Ｃ / 12 Ｃ),并與已知現(xiàn)代14Ｃ年齡的國際14Ｃ標準進行比較 (最常用的國際14Ｃ標準是 195

60、0年生產(chǎn)的具有 95%天然14Ｃ濃度的草酸,并將其穩(wěn)定碳同位素13Ｃ值校正到 -1 9‰ ;所以 ,ＡＭＳ測定天然樣品中的14Ｃ ,通常表述為樣品與現(xiàn)代碳標準的比值 (Ｆ)為結果 (1 950年定為現(xiàn)代年齡 ):Ｆ = (14Ｃ/12Ｃ)樣品/(14Ｃ/ 12Ｃ)標準Ｔ = -8033×lnＦ,（2）14C 的應用,考古學地質(zhì)學海洋學環(huán)境科學生物學,,2.4 放射性成因穩(wěn)定同位素的應用,Sr-Nd-Os同位素 P

61、b同位素,據(jù)海水、結殼表層分析→同位素分布 Nd、Sr、Os 控制因素：●Nd、Sr、Os 的來源●存留時間（TR）→隨洋流的遷移 若測定了海洋某些位置Nd、Sr、Os 同位素隨時間的演化，就可能了解其物源、洋流的演變。,海洋Nd-Sr-Os同位素演化示蹤基礎,,Nd、Sr、Os在海洋中的存留時間不同：Nd: 200~1500 a Pb: <100 aOs: 2~12 k

62、aSr: ~2 Ma海水循環(huán)時間：~1500 a,Sr的TR ~2Ma >> 海水循環(huán)時間~1500 aSr同位素全球海洋均勻: 87Sr/86Sr=0.7091其演化反映全球性的物源變化,Hess et al., 1986,,87Sr/86Sr升高←喜瑪拉雅隆升剝蝕,Shaw & Wasserburg, 1985,Veizer et al.(1999),海洋中Nd的來源:河流來源 ? 95%，

63、 eNd ~ -10海底熱液來源 ? 5%， eNd ~ +3Nd的TR(200-1500a) ? 海水循環(huán)時間:~1500 a各大洋eNd 值不均勻： 太平洋 大西洋 印度洋 ~ - 4 ~ -13 ~ - 8其演化反映物源、洋流變化,太平洋,大西洋,印度洋,Ling et al., 1997, 2001Burt

64、on et al, 1997O’Nions et al., 1998,Fe-Mn Crust,Keto & Jacobsen, 1988,海洋中Pb的來源：陸源剝蝕來源 ? 95%海底熱液來源小部分Pb存留時間<100a << 海水循環(huán)時間~1500 aPb同位素在海盆內(nèi)部不均一其演化反映近區(qū)域物源、洋流變化,海洋中Os 的來源：陸源剝蝕為主（富放射成因Os）洋殼蝕變和宇宙塵埃少量（貧放射成因

65、Os）Os存留時間2-12ka > 海水循環(huán)時間~1500 a現(xiàn)代海洋187Os/ 186Os相對均勻（8.2~8.9）其演化主要反映物源變化,Burton et al., 1999,Peucker-Ehrenbrink et al., 1995,,,187Os/186Os升高←喜瑪拉雅隆升剝蝕,總之，海洋Sr、Os同位素演化可反映陸源剝蝕量和海底熱液量的相對變化。 Nd同位素演化反映陸源剝蝕量及被剝蝕陸塊的成分。