关于同位素测定
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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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
同位素地质年龄测定同位素地质年龄测定：1. 什么是同位素地质年龄测定？同位素地质年龄测定是一种技术，其主要原理是利用放射性同位素系统衰变这一自然现象研究地质年代或者体系发展历史。
放射性同位素指的是具有一定半衰期的示踪性放射素，如粒子或射线源，而这种特定类型的放射性物质颗粒可能来源于岩石的矿物中，从而可以以一定的速率衰变。
以测年的观点来看，放射性同位素的衰变率可以作为一种记录时间的标志，可以表明某一地质物体的形成时间或某一地质事件发生的时间等。
2. 同位素地质年龄测定的基本步骤(1) 样品取样和分析：样品包括岩石、矿物及其沉积物。
样品取样可以使用活质量突破样本或岩芯钻棒，并进行合理的粉碎、浸提等实验步骤。
按照同位素年龄测定方法，将待测样品中放射性衰变产物与其它样品元素提取出来，然后进行激光和亮度法进行分析。
(2) 同位素校准：放射性同位素的衰变速率以及不同地质物的形成和发展速度都有可能随着环境的不同发生变化，因此，在计算出实际的同位素年龄之前，我们首先要把测试的同位素年龄进行一个校准，把它们校准到以每天8.77微秒为半衰期的放射性同位素系统或者参考标准。
(3) 计算同位素年龄：在同位素校准之后，可以计算出初始浓度和校准后的衰变浓度之间的差异，并利用此差异和衰变系数，从而求出样品的同位素年龄。
3. 同位素地质年龄测定的应用同位素地质年龄测定技术可以用于研究岩石的沉积、流动等地质过程，它可以用来测定多种岩石、矿物、沉积物和流动体中形成、发展和演化的历史，从而对地质年代进行精确测定，为我们对地表历史演化、沉积环境探讨提供有力的支持。
在构造地质学中，它也可以用于研究地壳构造活动、火山喷发活动和地质普遍影响等地质事件的发生时间和发展历史。
同位素地质年龄测定
澄江化石群 澄江化Байду номын сангаас群 5.3亿年前 5.3亿年前
澄江生物化石群 澄江生物化石群
澄江 動物群
中国科学家发现 古老滑翔蜥蜴化石 古老滑翔蜥蜴化石
南京专家发现 6亿岁的“蛋”
进化树
生命进化图
地质年龄确定 地质年龄确定
根据放射性同位素测定： 太阳系化学元素起源70-80亿年以前 太阳系化学元素起源70-80亿年以前 行星（包括地球）形成46亿年以前 行星（包括地球）形成46亿年以前 地球上最古老岩石年龄33亿年 地球上最古老岩石年龄33亿年 地球上第一次出现生命35亿年以前 地球上第一次出现生命35亿年以前 人类出现2 人类出现2百万年以前
eλt － 1）
如果将放射性同位素通过衰变，使原来的原 子数减至一半所经历的时间称为半衰期，则半衰 期（T 期（T）与衰变常数之间存在以下关系： N/No ＝ 1/2 ＝ e-λt
ln2 ＝ λt ∴ T ＝ ln2/λ ＝ 0.692/λ ln2/λ
M Z
X→
M Z+1
Y+ e
0 −1
3.K 层电子捕获 ：原子核从核外 层电子捕获：原子核从核外 K层捕获一个轨道电子，核内一个质 层捕获一个轨道电子， 子与这一电子结合形成一个中子， 子与这一电子结合形成一个中子，并 放出中微子的过程。 放出中微子的过程。
M Z
X+ e →
0 −1
M Z−1
Y
4.γ 衰变 ： γ 射线是从原子核内 衰变： 部放出的一种波长极短的电磁波， 部放出的一种波长极短的电磁波，常 伴随α 伴随α或β衰变产生。γ衰变的母体和 衰变产生。 子体是同种同位素， 子体是同种同位素，只是原子核内部 能量状态不同而已。 能量状态不同而已。γ 衰变亦可称为 同质异能跃迁。 同质异能跃迁。
同位素测年原理与方法
4：U-Th-Pb高压釜溶样
• 锆石是一种非常难溶的矿物。一般 酸是溶该矿物的。为保证溶矿完全采用 特别设计的聚四氟乙烯“弹”，外加热 缩管套，然后整个放入不锈钢外套中.并 在“弹”内造成高压以利分解。这种装 置可以在较低温度(～200℃)下溶样。例 如：锆石，榍石，独居石的分解。
5:离子交换
• 为了用同位素稀释法测定放射性母体 元素含量或测定放射成因子体同位素的比 值， 都要求先把纯元素分离出来，同时制 备成适于质谱测定的型式(一般为C1-或NO3 )。 • 离子交换分离是放射性母子体元素分 离时最常用的方法。这是一种利用离子交 换剂与溶液中离子之间发生交换反应来进 行分离的方法。
百分比单位和ppmppm表示一百万份重量的溶液中所含溶质的重表示一百万份重量的溶液中所含溶质的重量量用溶质质量占全部溶液质量的百万分比来表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示的浓度也称百万分比浓度
•
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
4：铅同位素---在自然界中铅有四个同位素： 238U→8α+ 6β-→206Pb
→7α+4β-→ 207Pb 232Th→6α+4β-→208Pb
235U 204Pb
5锶同位素---在自然界中铅有四个同位素： 88Sr 87Rb→β- → 87Sr 86Sr 84Sr
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。
碘同位素 测定
碘同位素测定
碘同位素测定
1、实验目的
本实验旨在了解碘同位素的分布状态，为进一步研究碘的转化和平衡提供基础数据。
2、实验原理
碘中共有7种原子同位素，根据它们在质谱仪上的质量数和碘原子的总数的比例可以得到它们的质量分数。
3、实验材料
(1)实验溶液：样品溶液(1mL)。
(2)仪器材料：电感耦合等离子体质谱仪(ICP-MS)、芯片质谱仪、滤膜、去离子水、稀释液等。
4、实验步骤
(1)准备试剂：把实验溶液用去离子水稀释至一定浓度，将其滤过0.45μm滤膜，分装成小容器，备用。
(2)测定：将取出的样品溶液分装到芯片质谱仪的小容器中，再放入电感耦合等离子体质谱仪的测试台中，进行质谱分析，得出7种碘同位素的质量数和碘原子的总数的比例，推算出各种碘同位素的质量分数。
5、实验结果
根据实验数据，计算出7种碘同位素的质量分数，如表1所示：
表1 碘同位素的质量分数
碘同位素 t质量分数
128It0.0462
129It0.0372
130It0.5041
131It0.0942
132It0.0904
134It0.1888
136It0.0343
6、实验总结
本实验使用电感耦合等离子体质谱仪、芯片质谱仪等仪器，进行碘同位素的测定，测出碘同位素的质量分数，结果如表1所示，结果准确可靠，为碘转化和平衡的研究提供了基础数据。
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。
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同位素测定报告#12732.05
“PMU”型铜粉批号#3/05-07
由TAG GIREDMET抽样。
原子分率的测定使用了火花源质谱分析法。
应用了日本电子公司（日本）制造的JMS-01-BM2双聚焦质谱分析仪。
高分辨率质谱是在Ilford-Q板上摄取的。
Joyce Loebl（英国）的MDM6测微密度计和NOVA 4（美国）在线微型计算机被用于识别质谱线。
产生量估算由原版的MS&GC实验室软件计算得出。
同位素丰度测量的相对标准偏差为0.01-0.05。
稀有气体和超铀元素没有制进表格中，因为它们的浓度低于百万分之0.001的检测极限。
结果用原子百分比表示
“PMU”型铜粉的化学成分证书
批号#3/05-07
净重 199,785kg
装于14个箱子中的1392个玻璃安瓿
实验室MS&GC Lab
任何对于此样本的参考均要引用以上的名称和号码。
铜粉中杂质（镁、铝、钛、铁、镍、钼、钶、锑）的总含量不超过重量的0.002%。
铜粉的纯度级别为99.998%。
此数据由100%铜粉和杂质总量的差额计算得出。
杂质列表与TU 1793-001-56993504-2004相一致。
铜粉在放射性方面是安全的。
铜粉的总放射性不超过1.10-11 Ci/g。
样品由TAG Giredmet抽样。
抽样程序报告始于2005年5月16日。
箱子由TAG Giredmet “GAC-68”铅垂探测。
铜粉中杂质含量与检测技术列于报告#12732.05中（请翻页）。
杂质检测报告#12732.05
球状铜粉批号#3/05-07
样品由TAG GIREDMET抽样。
总杂质分析采用火花源质谱分析法。
应用了日本电子公司（日本）制造的JMS-01-BM2双聚焦质谱分析仪。
高分辨率质谱是在Ilford-Q板上摄取的。
Joyce Loebl（英国）的MDM6测微密度计和NOVA 4（美国）在线微型计算机被用于识别质谱线。
产生量估算由原版的MS&GC 实验室软件计算得出。
相对标准偏差为0.15-0.30。
稀有气体和超铀元素没有制进表格中，因为它们的浓度低于百万分之0.01的检测极限。
结果用百万分率表示（1 ppm=0.0001%）。