同位素地质年代学中主要定年方法概述
放射线定年法
放射线定年法一、引言放射线定年法是一种利用放射性同位素的衰变来确定地质年代的方法。
它是现代地质学中最重要的定年方法之一，也是研究古生物和古环境演变的重要手段之一。
二、放射性同位素及其衰变放射性同位素是指具有不稳定核的同位素，它们会自发地发生核反应，释放出能量和粒子，并逐渐转化为稳定核。
其中常见的有铀系列、钍系列和钾- 钍系列等。
这些同位素在自然界中广泛存在，如岩石、土壤、水体和大气等中都含有不同程度的放射性同位素。
三、放射线定年法原理放射线定年法基于自然界中某些元素存在不稳定核而发生衰变的特性。
当某个元素的原子核发生衰变时，会释放出高能粒子或电磁波（如α粒子、β粒子和γ射线），这些粒子或电磁波称为放射线。
通过对这些元素在样品中残留含量及其衰变产物含量进行测量，可以确定样品所经历的时间。
四、放射线定年法的应用放射线定年法在地质学、考古学、古生物学和环境科学等领域都有广泛的应用。
其中，铀系列和钍系列主要用于岩石和矿物的定年，而钾- 钍系列则主要用于古人类遗址和古动物化石的定年。
五、放射线定年法的优缺点放射线定年法具有高精度、可靠性强等优点，可以对地质历史进行较为准确的刻画。
但同时也存在一些局限性，如需要样品中含有足够的放射性同位素及其衰变产物；样品中含有其他同位素或元素会干扰测量结果等。
六、结论总体来说，放射线定年法是一种重要的地质学方法，在研究地球历史、古生物演化以及人类文明演进等方面都具有重要意义。
随着技术的不断发展，相信这种方法将会被更广泛地应用于各个领域，并为我们揭示更多神秘而奇妙的自然现象。
地球化学在地质年代学中的应用利用同位素定年方法
地球化学在地质年代学中的应用利用同位素定年方法地球化学在地质年代学中的应用——利用同位素定年方法地质年代学是研究地球历史和地质事件发生的时间顺序的学科。
在过去的几十年里，地球化学已经成为地质年代学中不可或缺的重要工具之一。
地球化学通过分析地球上不同元素的同位素比例，利用同位素定年方法帮助我们理解地质事件的发生时间和持续时间。
本文将介绍地球化学在地质年代学中的应用，并讨论同位素定年方法的原理和几个典型案例。
一、同位素定年方法的原理同位素即具有相同原子序数但不同质量数的元素。
同位素的存在使得我们能够利用其不稳定性进行年代测定。
同位素定年方法基于同位素的衰变速率，通过测量样品中稳定同位素与不稳定同位素的比例，推断样品的年龄。
最常用的同位素定年方法包括放射性同位素衰变法、稳定同位素比例法和同位素年龄比对法。
二、放射性同位素衰变法放射性同位素衰变法利用放射性同位素（例如铀、钾、碳）在时间上的稳定衰变来测定岩石和矿物的年龄。
通过测量样品中稳定同位素与不稳定同位素的比例，计算衰变时间，推算样品的年龄。
这种方法主要适用于岩石、矿物和有机物的年龄确定。
三、稳定同位素比例法稳定同位素比例法使用地球上不同元素的稳定同位素比例来确定地质事件的时间序列。
常用的稳定同位素包括氢、氧、碳和硫。
通过比较不同沉积岩样本中同位素的比例变化，可以确定岩石形成的时间，从而推测地质事件的年代。
该方法适用于古气候研究、古环境变化等领域。
四、同位素年龄比对法同位素年龄比对法是通过将同位素定年方法和地质年代学的基本原理相结合来确定地质事件的时间序列。
该方法基于不同地质事件中形成的岩石或矿物所含同位素的比例差异，通过与已知地质历史事件进行对比，推断地质事件的年代。
这种方法对于比较复杂的地质事件序列的年龄确定非常有用。
五、地球化学在地质年代学中的应用地球化学在地质年代学中发挥着重要的作用。
通过同位素定年方法，我们可以确定各种地质事件的年代，例如地壳运动、火山喷发和陨石撞击等。
火成岩同位素测年
火成岩同位素测年是一种用于确定火成岩形成时代的地质测年方法。
它基于岩石中放射性同位素的衰变过程，通过测量岩石中不同同位素的比例来计算岩石的年龄。
常用的火成岩同位素测年方法有以下几种：
1. 钾-钒（K-Ar）和氩-氩（Ar-Ar）测年：这种方法基于钾同位素的放射性衰变为氩同位素的过程。
通过测量岩石中的钾和产生的氩同位素的比例，可以计算出岩石的年龄。
2. 铅-铅（Pb-Pb）测年：这种方法利用铅同位素之间的放射性衰变关系来确定岩石的年龄。
通过
测量岩石中不同铅同位素的比例，可以计算出岩石的形成时代。
3. 锆石U-Pb测年：锆石是一种常见的火成岩矿物，其中含有锆石中的铀和钍同位素。
通过测量
岩石中锆石中的铀和钍同位素的比例，可以计算出岩石的年龄。
4. 长寿命同位素测年：长寿命同位素如铀-铅（U-Pb）和钍-铅（Th-Pb）系统，可用于测定较古
老的火成岩，因为它们具有相对长的半衰期。
通过对火成岩中不同同位素的测量和分析，结合各种同位素衰变过程的知识，可以推导出岩石形成的年代。
这些方法在地质学中广泛应用，帮助科学家了解地球历史、构建地质时间尺度以及研究火山活动和构造运动等重要地质事件的发生时间。
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。
Sm—Nd同位素法地质年龄的测定
Sm—Nd同位素法地质年龄的测定作者：梁培基王广武兴龙焦天佳来源：《科学与财富》2014年第11期摘要：同位素地质学是地球科学、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。
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。
主要对Sm-Nd法同位素测年的研究现状、研究方法、适用对象、年龄测定、特点等方面予以简要总结和介绍。
关键词：Sm-Nd同位素测年；方法；特点1 Sm-Nd法同位素定年方法简介Sm在自然界有7个同位素，144Sm（3.16%），147Sm（15.07%），148Sm（11.27%），149Sm（13.84%），150Sm（7.47%），152Sm（26.63%），154Sm（22.53）。
Nd在自然界也有7个同位素，142Nd（27.09%），143Nd（12.14%），144Nd（23.83%），145Nd（8.29%），146Nd（17.26%），148Nd（5.74%），150Nd（5.63%）。
147Sm和148Sm具有放射性，通过α衰变转变成143Nd和144Nd。
144Nd也具有放射性，通过α衰变转变成140Ce，但是由于其极端长的半衰期（2.1×1015a），放射性所引起的变化可以忽略，实际上可作为稳定同位素看待。
由于148Sm衰变半衰期十分长（7×1015a），目前在地质应用上尚无价值。
因此仅147Sm （t12=1.06×1011a）能用于年龄测定。
通常所指的Sm-Nd测年法实际上是147Sm-143Nd法，利用的是147Sm→143Nd+α的核衰变过程。
Sm-Nd年龄计算方程：（143Nd/144Nd）=（143Nd/144Nd）i+（147Sm/144Nd）（eλ-1）方程中t为样品形成时间或被彻底改造Nd同位素均一化时间，λ为147Sm衰变常数（6.54×10-12a-1）；（143Nd/144Nd）和（147Sm/144Nd）比值是样品现代值，由实验直接测定；（143Nd/144Nd）i是样品形成时或被彻底改造时值。
化学反应中的同位素测年
化学反应中的同位素测年同位素测年是指利用同位素所具有的稳定性和放射性特性，通过测量化石、岩石或其他地质样品中同位素的相对含量和衰变速率来确定地质年代的方法。
在地质学和考古学研究中，同位素测年技术被广泛应用，为科学家们提供了重要的时间框架，帮助理解地球和生命的演化历史。
本文将介绍同位素测年的原理和方法，以及它在地质学和考古学中的应用。
一、同位素的概念和特性同位素是指具有相同原子序数（即原子核内的质子数相同）但质量数不同的原子核。
例如，碳的同位素有碳-12、碳-13和碳-14，它们的质量数分别为12、13和14。
同位素之间的差异主要体现在核外电子的数目上，因此在化学反应中，同位素的性质和化学行为基本相同。
不同的同位素具有不同的衰变特性，其中一些同位素是放射性的，其原子核会自发地发生衰变并释放出粒子或辐射。
放射性同位素的衰变速率是稳定同位素的几百万倍，这种特性为同位素测年提供了可靠的依据。
二、同位素测年的原理同位素测年基于同位素的衰变。
放射性同位素不断地以一定的速率衰变为稳定同位素，这个速率是固定的，被称为半衰期。
半衰期是元素所特有的，不同的放射性同位素具有不同的半衰期。
通过测量化石或岩石中放射性同位素的相对含量和稳定同位素的比例，可以计算出样本的年龄。
这是因为化石或岩石形成时的初始同位素比例是已知的，存活下来的同位素数量随着时间的推移而减少。
通过测量当前的同位素比例，可以推断出已经发生的衰变次数，从而计算出样本的年龄。
三、同位素测年的方法同位素测年有多种方法，不同方法适用于不同的年代范围和地质材料。
1. 碳14测年法碳14测年法是最常用的同位素测年方法之一，适用于测定地质年代和考古年代。
地球大气中的氮14与宇宙射线相互作用产生碳14，然后通过食物链进入生物体内。
当生物体死亡后，碳14开始衰变，通过测量化石或有机物样品中碳14的相对含量与稳定同位素碳12的比例，可以计算出样品的年龄。
2. 钾-氩测年法钾-氩测年法适用于测定年代在几万年至几亿年的岩石和矿物。
碳14定年法
碳14定年法简介碳14定年法是一种用来确定物质年龄的方法，通过测量物质中的碳14同位素含量来推断其年龄。
该方法利用了14C同位素的放射性衰变性质，基于同位素的半衰期进行计算，可以用于研究历史事件、考古学和地质学等领域。
碳14同位素的形成和衰变碳14同位素是一种放射性同位素，与常见的碳12和碳13同位素相比，碳14的数量极少。
地球大气中的氮气在经历宇宙射线的辐射作用下会产生碳14同位素。
地球上的物质，如动植物和生物遗物，在其生命周期中会与大气中的二氧化碳发生交换，从而含有一定比例的碳14。
由于碳14是一种放射性同位素，经过时间的推移会慢慢发生衰变。
具体而言，碳14的半衰期约为5730年，也就是说，经过5730年后，样品中的碳14数量会减少一半。
通过测量样品中碳14同位素的含量，就可以推断物质的年龄。
碳14定年法的原理碳14定年法的基本原理是测量物质中碳14同位素的含量，并借助同位素的半衰期计算出物质的年龄。
下面是具体的测定步骤：1.采集样品：根据研究的目的和对象，选择合适的样品进行采集。
常见的样品包括木材、骨骼、纺织品等。
2.样品的准备：采集回来的样品需要经过一系列的处理步骤，以去除可能存在的杂质，保证测量结果的准确性。
一般来说，样品会被粉碎、溶解、纯化等。
3.测定样品中的碳14含量：通过测量样品中的碳14含量，可以得到一个相对的数值。
常用的测量方法包括液体闪烁计数法和加速器质谱法等。
4.校正：由于大气中碳14含量会随时间变化而有所波动，还需要进行碳14测量结果的校正。
这一步骤通常使用已知年龄的样本进行，比如树轮年表。
5.计算年龄：通过计算样品中碳14含量与大气中碳14含量的比值，结合半衰期的概念，可以推算出物质的年龄。
碳14定年法的应用碳14定年法在多个领域都有广泛的应用，下面介绍其中几个常见的应用：考古学碳14定年法是考古学中最重要的工具之一。
通过对考古遗址中的样品进行碳14测定，可以推断人类活动或文化事件的年代。
同位素地质年代学中主要定年方法概述
同位素地质年代学的定年方法概述一些元素(K,Rb,Re,Sm,Lu,U和Th)的自然长寿命放射性同位素,衰变为另种元素稳定同位素的作用,广泛应用于岩石和矿物的年龄测定。
这种测年提供了关于地球地质历史的信息,并已用于标定地质年代表。
地质过程时间维的确定是一项重要而复杂的研究任务。
准确标定某一地质体的年代是区域地质学、地球化学、矿床学和大地构造学研究中不可缺少的内容,对于区域地史演化规律的研究和找矿方向的确定,都具有十分重要的理论和实际意义。
可以说，现代岩石学在很大程度上已经离不开同位素地质学的研究。
在上一世纪60-80年代Sr、Nd、Pb 等同位素地质理论蓬勃发展并逐渐成熟的形势下，Re-Os、Lu-Hf等新的同位素体系也在快速发展。
近年来,由于各种新型同位素分析仪器的开发利用和分析测试技术方法上的迅猛发展,例如新一代高精度、高灵敏度、多接收表面热电离质谱仪(TIMS TRITON)、多接收电感耦合等离子体质谱仪(MC-ICP-MS)和高灵敏度高分辨率离子探针质谱（SHRIMP）技术的开发和利用,大大拓宽了各种同位素新技术方法在地球科学各个领域中的应用,并取得了一系列令人瞩目的新发现和新认识。
目前,地质体的定年主要采用的是K-Ar法、40Ar-39Ar法、U-Pb法、Pb-Pb法、Rb-Sr法、Sm-Nd法等,已经获得了非常丰富的资料。
然而,由于地质作用过程的复杂性、多期性和测年方法及测试对象的局限性,对已经获得的年龄数据,不同的学者往往有不同的地质解释。
因此,开展同位素定年方法学中的适用性和局限性有关问题的研究,不仅有助于重新认识、评价和应用已有的资料,而且有利于今后工作中同位素定年方法的改进。
一、K-Ar法和40Ar-39Ar法常规的K-Ar法定年主要建立在两个基本的假设条件之上。
①矿物或岩石形成以后,对钾和氩保持封闭体系,既没有钾和氩的加入,也没有钾和氩的逃逸。
②矿物或岩石中不含有大气氩;如果含有氩,则只能由大气混染造成,可以进行常规法定年的大气混染校正(穆治国,1990)。
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同位素地质年代学的定年方法概述一些元素(K,Rb,Re,Sm,Lu,U与Th)的自然长寿命放射性同位素,衰变为另种元素稳定同位素的作用,广泛应用于岩石与矿物的年龄测定。
这种测年提供了关于地球地质历史的信息,并已用于标定地质年代表。
地质过程时间维的确定就是一项重要而复杂的研究任务。
准确标定某一地质体的年代就是区域地质学、地球化学、矿床学与大地构造学研究中不可缺少的内容,对于区域地史演化规律的研究与找矿方向的确定,都具有十分重要的理论与实际意义。
可以说,现代岩石学在很大程度上已经离不开同位素地质学的研究。
在上一世纪60-80年代Sr、Nd、Pb 等同位素地质理论蓬勃发展并逐渐成熟的形势下,Re-Os、Lu-Hf等新的同位素体系也在快速发展。
近年来,由于各种新型同位素分析仪器的开发利用与分析测试技术方法上的迅猛发展,例如新一代高精度、高灵敏度、多接收表面热电离质谱仪(TIMS TRITON)、多接收电感耦合等离子体质谱仪(MC-ICP-MS)与高灵敏度高分辨率离子探针质谱(SHRIMP)技术的开发与利用,大大拓宽了各种同位素新技术方法在地球科学各个领域中的应用,并取得了一系列令人瞩目的新发现与新认识。
目前,地质体的定年主要采用的就是K-Ar法、40Ar-39Ar法、U-Pb法、Pb-Pb法、Rb-Sr 法、Sm-Nd法等,已经获得了非常丰富的资料。
然而,由于地质作用过程的复杂性、多期性与测年方法及测试对象的局限性,对已经获得的年龄数据,不同的学者往往有不同的地质解释。
因此,开展同位素定年方法学中的适用性与局限性有关问题的研究,不仅有助于重新认识、评价与应用已有的资料,而且有利于今后工作中同位素定年方法的改进。
一、K-Ar法与40Ar-39Ar法常规的K-Ar法定年主要建立在两个基本的假设条件之上。
①矿物或岩石形成以后,对钾与氩保持封闭体系,既没有钾与氩的加入,也没有钾与氩的逃逸。
②矿物或岩石中不含有大气氩;如果含有氩,则只能由大气混染造成,可以进行常规法定年的大气混染校正(穆治国,1990)。
然而,随着超高真空技术、高频辐射加热技术与高精度质谱计的使用,在K-Ar法定年过程中,发现了越来越多与上述假设相矛盾的现象。
在后期岩浆活动、变质作用等热扰动事件的影响下,矿物中不仅可以出现氩的丢失,而且可以出现氩的过剩(Jeager等,1985;陈文寄等,1992;李大明等,1999)。
因此,对于曾经历过多期岩浆—变质—构造活动改造的地质体,常规K-Ar法已经不就是一种可靠的定年方法。
目前,被称为现代K-Ar法的分步升温释氩法,即40Ar-39Ar法, 39Ar/40Ar计时法就是把含钾样品放入核反应堆接收快中子照射,此时39K核被打进一个中子、放出一个质子,转变成半衰期为269年的39Ar,即发生39K(n,p)39Ar反应。
用质谱计测定被照射样品中的39Ar/40Ar比值,代替通常在K-Ar法中的39Ar/40Ar比值,计算样品的地质年龄。
39Ar/40Ar年龄就是根据中子照射样品后,一次性溶化所释放的全部氩气来进行计算的。
然而,39Ar/40Ar法的最大优越性就是采用分阶段升温加热的方法。
通常每个温度阶段加热时间就是一小时,对每次加热所释放的氩进行纯化与质谱测定。
这样,每一次试验结果就可计算出一个表面年龄;对任何一个样品来说,就能得到一系列的表面年龄。
若以递增加热分阶段提取氩所得的表面年龄为纵坐标,释放39Ar的累积百分数为横坐标,则得到样品的年龄谱图。
通过年龄谱图可判断氩在样品形成之后就是否发生过丢失。
如果样品自结晶作用以来对氩与钾保持封闭体系,那么每次馏分的39Ar/40Ar*比值应该就是一样的,从而给出相同的表面年龄;这时,产生一致的年龄谱,即为一条水平线。
然而,更常见的就是,样品或者含有过剩氩或者自其结晶冷却以来并不保持封闭体系,这时每个气体馏分的表面年龄就是不同的,产生复杂的不一致年龄谱。
通过不一致年龄谱的样式与形状,不仅能了解样品的地质热历史,辨认样品就是否因遭受后期加热而发生部分去气作用,而且往往还可以获得原始的形成年龄与次生的热扰动年龄。
为了解决含有过剩氩样品的年龄测定问题,也可以像K-Ar等时线一样,采用39Ar/40Ar等时线法。
这些等时线方法的应用前提就是:第一,参加等时线运算的数据必须来自在地质上同时形成的样品;第二,这些样品必须具有相同的40Ar/36Ar初始比。
利用等时线方法可以达到验证实验结果的可靠性、探讨40Ar/36Ar初始比,检验样品就是否含有过剩氩、消除过剩氩影响与给出样品的“真实”年龄等目的。
但就是,由于等时线方法就是根据最小二乘法原理对实验数据进行线性回归(York,1969;brooks et a1、,1972)。
其中参加运算的数据点的相对位置与相对于坐标轴的位置。
对等时线年龄结果起决定性作用,所以影响等时线方法运用成功与否的因素除去前面所说的两点以外,还与参加运算的实验数据的组成结构有关。
一般说来,运用不同等时线方法处理同一实验结果的数据,可以得出相同或相近的等时线年龄与40Ar/36Ar初始比结果。
但在有些情况下,同一批实验数据,利用某一种等时线方法处理可能出现数据点分布不合理或线性差的现象,而利用另一种等时线方法就没有上述问题。
在这个意义上,各种等时线方法之间不存在优劣之分,而就是可以进行相互检验与根据具体情况起到互相补充的作用。
尽管39Ar/40Ar法的全熔年龄(total fusion age)与普通40K-40Ar法一样也存在氩丢失的问题,但相对而言,39Ar/40Ar法具有多项其它方法所没有的优势:1)分段加热得到的年龄谱上的坪年龄往往能反应出该矿物的热演化历史,这就是其它方法无可比拟的。
2)39Ar/40Ar年龄比40K/40Ar年龄精确。
39Ar/40Ar等时线也比40K-40Ar等时线可信,而且39Ar/40Ar法等时线无须作大气氩的校正。
即使样品中含有过剩氩,只要根据递增加热释放气体中的一系列测定值就能求出样品的年龄与外来氩的40Ar/36Ar比值。
3)样品用量小,由样品不均一性引起的问题也相对较小。
39Ar/40Ar法存在的最大问题就是在中子照射过程中某些样品会有39Ar的反冲(recoil)丢失,而且对此目前尚无有效的处理方法。
要获得一条极其平坦的40Ar-39Ar并不容易。
即使对那些未受热扰动的矿物而言,由于样品临近脉岩侵入、轻微蚀变部位,或者在矿物结构中存在空穴、边缘错位与晶格空位,均会在反应堆照射过程中产生核反冲,引起氩同位素的迁移,从而影响年龄谱,特别就是低温段年龄谱的平坦性。
研究者提出了一些判别非扰动体系的年龄谱准则(Dalrynple等,1974;Berger等,1981),可概括为:(1)具有3个以上相连的一致年龄坪,并具有超过50%的39Ar释放量;(2)39Ar析出量超过50%时,能获得好的高温坪;(3)与坪对应的氩同位素可以构成良好的等时线,其等时线年龄与坪年龄基本一致,其截距值与大气氩比值相差不大。
满足所有这些条件的样品,一般可以认为它所代表的岩体具有简单地质热历史,40Ar/39Ar保持着一个非扰动的封闭体系。
从原则上讲,含钾矿物均可以作为钾氩定年的测定对象。
因此,适合于测定的对象很多,如云母类、长石类、闪石类、辉石族、海绿石、伊利石等。
但就是,由于后期地质作用的复杂性,一些含钾矿物形成以后,钾与氩的封闭体系往往被破坏,不适宜用于定年。
同时,由于封闭温度的限制,如长石类、云母类矿物的Ar封闭温度远远低于花岗岩的结晶温度,使K-Ar法与40Ar-39Ar法通常不能给出花岗岩的“结晶年龄”(Harrison等,1979;李献华等,1990)。
因此,必须根据地质背景与不同的测年目的,考虑氩的存在状态,谨慎地选取测试对象。
近几年来,人们尝试用连续激光探针来获得矿物晶体内的40Ar-39Ar的坪年龄谱,并且其精度比一般微量样品的40Ar-39Ar年龄高。
同时可以利用激光探针做单矿物微区的40Ar-39Ar法定年,主要通过选择制成光片的待测样品4～5个微区进行激光质谱全熔融分析,得到各测点40Ar-39Ar的全熔融视年龄,并利用40Ar/36Ar-39Ar/36Ar同位素比值获得等时线年龄。
但就是后者存在不少问题,在技术上尚有待于进一步改进。
二、U-Pb法U-Pb体系定年较其它体系的优越性在于铀有2个放射性同位素238Ｕ与235Ｕ,分别衰变成2个铅同位素子体206Pb与207Pb。
通过这两个衰变系列,可以获得3个年龄值(206Pb/207Pb、207Pb/235Ｕ与206Pb/238Ｕ)。
这些年龄值的差异可以指示在同位素平衡以后,该体系受到干扰的程度(陆松年等,1995;陆松年,1995)。
目前的研究表明,确定锆石的U-Pb法年龄值有如下几种选择:①当各锆石样品206Pb/207Pb、207Pb/235Ｕ与206Pb/238Ｕ3组年龄值比较一致,且均分布在一致曲线附近,它们的206Pb/207Pb年龄在±10Ｍa内相当时,可以简单地采取各组分的206Pb/207Pb模式年龄的平均值。
②当一组样品的207Pb/204Pb—206Pb/204Pb年龄作图线性关系很好时,应直接选取铅—铅等时年龄。
③根据不一致线与一致线的上、下交点确定年龄值。
如数据在不一致线上较均匀分布、相关性好时,上、下交点年龄在误差范围内应同时具有意义;当数据集中于上交点(或下交点)附近时,只有上交点(或下交点)年龄有意义;通过零点附近的不一致线,下交点的年龄一般没有地质意义。
④放射成因铅较低的锆石或其它副矿物样品(206Pb/204Pb<500)应采用三阶段模式回归计算普通铅扣除量与年龄(朱炳泉,1975)。
U-Pb法的测定对象主要就是含铀矿物,如锆石、榍石、金红石、独居石、褐帘石、磷灰石与锐钛矿等。
其中,常用矿物为锆石。
然而,锆石在岩石中的含量较少,每千克样品中仅含有1～5粒锆石。
由于分选的困难将使锆石Ｕ-Ｐｂ法难以推广。
同时,锆石群很少就是单一成因的。
研究发现,在某些锆石群中,继承锆石与岩浆锆石、热液锆石一样,均就是以单个透明的自形晶出现的,除定年外很难区分;而且一些锆石的内部微观结构十分复杂,有的锆石就是由内部具环带的核与外部透明的、无环带的变质重结晶生长边组成的,如胶东地区的一些锆石就具有这样的特征,内部为继承锆石,外围为岩浆锆石(罗镇宽等,1997)。
任一岩石中的锆石均存在化学成分与同位素的不均一性,即便具有简单热历史的锆石也具有这类现象;锆石晶体表面的铀含量成百倍地高于中心部位,在一个晶粒的不同部位,Ｕ与Pb的含量就是不同的,形成了单颗粒锆石的年龄梯度。
上述问题不仅为利用锆石U-Pb法定年带来了困难,同时也为锆石U-Pb定年法指明了发展方向。