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 。