同位素测年原理与方法[学校课件]
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
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。
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88Sr
87Rb→β- → 87Sr
86Sr
84高S级r课件
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。
• 环境同位素地球化学
•
放射同位素
•
高级课件
1
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
高级课件
2
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。
高级课件
5
2、化学分析中常用的计量单位
• 计量单位应严格执行国家标准GB3100～3201-1993 《量和单位》的规定，使用法定计量单位，不再使用 N(当量浓度)、M(克分子浓度)、百分比浓度 ［%(V/V)、%(m/m)］等已废 除的非标准计量单位和 符号。
• 1 ) 重量单体表示法
• 用μg(微克-6)、ng(纳克-9)、Pg(皮克-12)和fg(飞克15)来表示组分含量。1 μg ＝10-6g,
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。
13
高级课件
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）。
• 2 ) 浓度单位表示法
• 用μg/ml(ppm), ng/ml(ppb), pg/ml(ppt), mg/l, ng/l
• 用 μg/g, ng/g, pg/g 来表示组分含量。
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6
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。
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• 2、金属矿物用以HCl为主的混合酸 (HCl+HNO3），加少量的HF，再加少量 HClO4溶解。
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9
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
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。
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3
4：铅同位素---在自然界中铅有四个同位素：
238U→8α+ 6β-→206Pb
235U→7α+4β-→ 207Pb
232Th→6α+4β-→208Pb
204Pb 5锶同位素---在自然界中铅有四个同位素：
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。
7
ppb表示十亿分重量的溶液中所含溶质的重量， 十亿分之几就叫几个ppb,
ppb=溶质的重量/溶液的重量*109。 Ppm ppb的概念现在不用，用法定计量单位。 （mol·L-1 ）或质量浓度单位 （g·L-1）。
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8
• 3：不同样品溶解
•
1 、一般岩石样品都用以HF为主的混
合酸（HF+HCI+HNO3），加少量的HClO4 溶解。
置可以在较低温度(～200℃)下溶样。例
如：锆石，榍石，独居石的分解。
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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NO-
3)。
• 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。
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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-。
•
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图4.1离子交换示意图
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