Pb同位素
地质样品中Pb同位素分析的高效酸淋洗流程
地质样品中Pb同位素分析的高效酸淋洗流程地质学中，Pb同位素分析是一项非常常见和重要的技术，它可以为地质学家提供大量的信息，包括岩石年龄、岩石来源、成因、大地构造过程等等。
而在这个分析中，一个高效的酸淋洗流程就显得尤为重要。
下面就是一篇地质样品中Pb同位素分析的高效酸淋洗流程。
1、样品准备与前处理在进入酸淋洗流程之前，首先需要准备样品。
样品要经过研磨、均质、筛分等步骤，使其变成颗粒度较为均匀的粉末状。
然后需要用氢氟酸等酸性试剂将样品中的岩石矿物质完全分解，使得需要分析的Pb和U可以充分释放出来。
2、第一次酸淋洗在样品准备之后，就可以进行第一次酸淋洗了。
这一步的目的是去除样品中的杂质，特别是铁和碳酸盐。
铁会对后续分析造成干扰，而碳酸盐则可以使Pb同位素分析的精度大大降低。
因此，需要使用去铁化酸和氢氧化钠等试剂将样品中的铁离子和碳酸盐去除。
3、第二次酸淋洗第一次酸淋洗之后，需要进行第二次酸淋洗。
这一步的目的是去除Pb同位素分析中的另一种干扰物：Bismuth（Bi）。
Bi是一种与Pb在质谱分析中非常相似的元素，容易被误判为Pb。
因此，需要使用氯化锶（SrCl2）和碘化钾（KI）等试剂，将Bi从样品中去除。
4、第三次酸淋洗第三次酸淋洗的目的是进一步去除掉干扰物，同时保证样品中U和Pb的比例不变。
这一步需要使用硝酸和硫酸等试剂，将样品中的U和Pb分别转化为溶于酸水中的离子。
5、分离Pb和U在完成以上酸淋洗流程后，需要使用离子交换树脂等材料分离出Pb和U的离子。
这是一个关键步骤，如果分离不彻底，会导致Pb同位素分析的不准确。
因此，需要严格控制时间和操作条件，确保Pb和U能够被完全分离出来。
6、去除其他元素最后的一步就是去除其他可能对Pb同位素分析造成干扰的元素，特别是Rb和Sr。
这一步需要使用氟硼酸等试剂，在适当的pH值下将这些元素去除。
总体来说，一次完整的Pb同位素分析需要经过多道严格的酸淋洗步骤，每一步都有非常严格的操作步骤和条件。
铅的同位素
铅的同位素铅（Pb）是一种常见的金属元素，其原子序数为82。
铅具有多种同位素，即具有相同的质子数但不同的中子数的同一元素。
铅的稳定同位素有两种，分别是铅-206和铅-207，它们的自然丰度分别为24.1%和22.1%。
此外，铅还有多种放射性同位素，如铅-210、铅-212、铅-214等，它们具有不同的半衰期和放射性特性。
铅-206是铅的最稳定同位素，它拥有82个质子和124个中子，总共206个核子。
铅-206是一种非放射性同位素，不会自发地衰变释放辐射。
由于其稳定性较高，铅-206在地球上广泛存在，并且被用作地球年龄的测定。
地质学家通过测量铅-206与其衰变产物铅-207的比值，可以推断出岩石或矿物的年龄。
这种方法被称为铅-铅定年法。
铅-207是铅的另一种稳定同位素，它具有82个质子和125个中子，总共207个核子。
铅-207的自然丰度较高，也广泛存在于地球上的岩石、矿物和大气中。
铅-207的存在可以追溯到地球形成的早期，因为它是铅-235衰变的终产物。
铅-235是一种放射性同位素，它具有82个质子和153个中子，总共235个核子。
铅-235经过连续的衰变过程最终变为稳定的铅-207。
利用铅-207与铅-206的比值，地质学家可以推断出岩石或矿物的起源和演化过程。
除了稳定同位素，铅还有多种放射性同位素。
铅-210是一种常见的放射性同位素，它具有82个质子和128个中子，总共210个核子。
铅-210的半衰期约为22年，会通过放射性衰变释放出α粒子和β粒子。
由于其较短的半衰期，铅-210在环境中的存在主要是由于其他放射性元素的衰变产物。
铅-210经常被用来研究海洋和湖泊沉积物的沉积速率和地质过程。
铅的同位素在地球科学、环境科学、核能科学等领域具有重要的应用价值。
它们可以帮助科学家研究地球的演化历史、岩石的形成过程、环境的污染状况等。
通过分析铅同位素的比值，可以追溯物质的来源和迁移路径，揭示自然界中的地球化学过程。
隐伏地形勘探-利用土壤同位素组成鉴定Pb的背景值和异常值
计 算土壤 样 品中各 成分 的百分 比。这 种方法 对背 景区和 目标 区存在 明显异常 的 Ｐ ｂ 同位 素样 品具有 很高 的灵敏度 ，即使含 量仅 占样 品中抽提 Ｐ ｂ总量 的 １ ０ ％，也 可 以用 该方法
鉴定 目标 Ｐ ｂ ，而 这种情 况常 见于元 古代和 太古代 岩层 。
岩墙 。与不整合矿 脉相关 的角 闪石 中更 富集 Ｍｇ而不是 Ｍｎ 。这些 特征表 明在 Ｃ ｅ ｎ ｔ ｕ ｒ ｙ地 区层状矿 脉 与 Ｍｎ密切 伴生 ，这类 似于 Ｂ ｒ ｏ ｋ ｅ ｎ Ｈｉ ｌ ｌ 和Ｇ ａ ｍｓ ｂ ｅ ｒ ｇ 地区的 Ｐ ｂ — Ｚ ｎ — Ａｇ矿 ，
而不 是像在其 它元古代矿 床 ，如 Ｍｃ Ａ ｒ ｔ ｈ ｕ ｒ Ｒ ｉ ｖ ｅ ｒ 地区的 Ｚ ｎ — Ｐ ｂ — Ａ ｇ矿 中所见 到的那样外 围有 Ｍｎ出现 。 因此 Ｃ ｅ ｎ ｔ ｕ ｒ ｙ 地 区 的矿 化带成矿 条件 可能与澳 大利亚 北部层状 Ｚ ｎ — Ｐ ｂ — Ａｇ 矿不 同 ，其 白云石和 角闪石 中 Ｍｎ含量 的增加 可能代表 Ｃ ｅ ｎ ｔ ｕ ｒ ｙ型矿化 。
Ｍｏ ｎｔ ｕ Ｉ ｓ ａ北北西方 向 ２ ５ ０ ｋ ｍ 处断裂带 附近 ，对于超过 １ ０ ０ Ｘ １ ０ ６ ｔ 的Ｃ ｅ ｎ ｔ ｕ ｒ ｙ Ｐ ｂ — Ｚ ｎ矿热
液 蚀变是 如何改变 碳酸盐岩 组成 的，至今仍 有待探 索 。
对 Ｃ ｅ ｎ ｔ ｕ ｒ ｙ地 区的碳酸 盐岩组 成的精细研 究表 明 ，水平矿 脉 的横 向白云 石 中 Ｍｎ ／ Ｆ ｅ ≤０ ， ０ ６ ，但 当它与层状 和不 整合矿脉 有关 时， 白云石 中 的 Ｆ ｅ 、Ｍｎ含 量增加 ，其 Ｍｎ ／ Ｆ ｅ ＞０ ． １ ３ 。与层状矿脉 密切相 关的角 闪石常 富集 Ｚ ｎ和 Ｍｎ ，这种特 征绵延 上百米 直至上伏
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。
MC-ICP-MS Sr-Nd-Pb同位素测试-实验室具体操作经验总结
以下是一些个人实验时做的记录，只做交流，如有异议望及时交流，以促进学术。
称样：做同位素实验之前我们最好有微量的数据，因为通过微量的部分数据值可以判断该样品同位素的含量的基本情况，如果微量的数值偏小，那么我们针对于这样的样品就要在测其同位素的时候多称量一些样品来弥补其不足。
具体称样规则见“科学天平的使用”加酸：将称好的样品装入溶样弹中，依次加入HNO3和HF（注意顺序不能颠倒）而加入的量是根据称量的克数来决定的，如果称量50mg，一般加入1ml原酸即可，如果称量50-200mg可加入1.5-2ml酸。
此步骤操很重要，主要注意一下几点：1，严格控制酸的量，根据样品量适当加入2，加酸的顺序不能颠倒3，加入HNO3后必须用手轻轻震荡杯底多次，知道样品全部溶解为止此步骤中样品的溶解程度决定了后面实验的精度，如果在后期出现沉淀，或部分不溶现象，基本是由于此步操作不完善所引起的。
入钢套：同位素所用的钢套与微量中所用的不同，但大致原理是一样的，第一步：准备钢套，按照样品数目将需要使用的钢套清点出来，保证每个钢套都有配套的盖子，并准备一些一毛钱或小钢垫已被后面使用。
第二步：将钢套的盖子用砂纸清理干净，并在清理后的盖子表面写上我们样品的编号（样品进如烘箱后写在溶样弹上的编号均因被蒸发出的酸蒸汽分解而看不清，为区别样品在钢套上写编号，待样品拿出后在将编号重新写于溶样弹上），第三步：将溶样弹装入钢套中，观察其高度是否高于钢套边缘，如果高于钢套边缘即可将盖子盖上并拧紧，如果低于钢套边缘就需要再次将溶样弹拿出，在钢套底部放入一个一毛钱或小钢垫以增加溶样弹的高度，然后在将钢套拧紧。
此步骤很重要，如果钢套拧的不紧会出现漏酸现象！第四步：将拧好的钢套一并放入烘箱中，温度调节为190度，时间调节为48小时。
第五步：约48小时后，将烘箱关闭，并让其自然降温，待温度降下来后，将钢套取出，并将其拧开，取出溶样弹，根据溶样弹上的编号，再次将编号转编于溶样弹上。
Pb同位素的研究进展和应用
Pb同位素的研究进展和应用自然界中Pb有四个同位素，包括204Pb、206Pb、207Pb、208Pb，其中204Pb 是非放射性成因同位素，206Pb、207Pb、208Pb为放射性成因同位素，由238U、235U、232Th 放射性衰变产生，因此，铅同位素的研究最初为模式年龄定年和探讨成矿物质来源的示踪。
随着近年来对铅同位素的不断研究，铅同位素开始应用于化探与找矿评价、找矿勘探，以及在壳幔相互作用和环境评价等方面也具有重要的指示意义（刘茜，易文萍，2014）。
1 铅同位素定年1.1 U-Pb 锆石法（一致年龄）。
如果一种矿物在形成时含很高的U 但不含Pb，则方程可简化为：206Pb *= 238U (eλ238t -1)，207Pb *= 235U (λ235t -1)，其中*代表放射性成因铅。
图1为U-Pb 谐和图。
显示了一致曲线和Pb 丢失产生的不一致曲线。
晶质铀矿和独居石最初被用来定年，但其有限的分布限制了它们的应用。
锆石在中-酸岩中是一个广泛分布的富铀矿物，被广泛应用于U-Pb 定年。
基性岩中斜锆石也被用来定年[1]。
图1 U-Pb谐和图1.2 U-Pb 锆石法（不一致年龄）L.H.Ahrens（1995）和G.W.Wetherill（1956）提出了铅一次连续不丢失的模型。
假设在一个研究地质体中取得了若干个锆石样品，其真实年龄为T，然而在T1 时发生如区域变质作用或热接触变质作用等使得铅丢失，且由于各个样品丢失程度不同而形成图一中的不一致线。
上交点年龄作为锆石形成年龄的解释则是确定的；但下交点年龄具有多解性。
然而，如果锆石数据投影点离上交点较远，则上交点的误差较大。
为了获得较好的上交点精度，Krogh（1982）认为应在进行同位素分析之前，去除样品中Pb 丢失严重的部分。
一种方法是用高通量的磁铁进行分选，选出变生最弱的矿物颗粒。
另一种方法是在一个风力磨具中磨掉矿物的外层部分，该部分往往最富U，因而变生也最严重，样品经这样处理后，分析数据的一致性大为提高。
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。
pb的相对原子
pb的相对原子相对原子质量是指一个元素的同位素的相对质量。
同位素是指原子核中质子数相同，但中子数不同的原子。
同一个元素的不同同位素具有相同的化学性质，但物理性质上会有一些差异。
相对原子质量的计算是根据同位素的质量和丰度来确定的。
在化学中，相对原子质量是非常重要的一个概念。
它可以帮助我们计算化学反应中物质的质量变化，并且可以用来确定化学方程式中物质的摩尔比例关系。
相对原子质量的单位是原子质量单位（amu）。
对于元素pb（铅），它有多个同位素，其中最稳定的是铅的同位素pb-208。
铅的其他同位素有pb-206、pb-207和pb-204等。
这些同位素的质量不同，因此它们的相对原子质量也不同。
铅（pb）的相对原子质量是207.2 amu。
这个数值是根据铅的天然同位素的质量和丰度加权平均得出的。
铅的天然同位素主要是pb-208，它的质量为207.976652 amu，丰度为52.4%。
其他同位素的质量和丰度分别为pb-206（205.974465 amu，24.1%）、pb-207（206.975896 amu，22.1%）和pb-204（203.9730436 amu，1.4%）。
根据这些数据，可以计算得出铅的相对原子质量为207.2 amu。
铅是一种常见的金属元素，具有较高的密度和较低的熔点。
它的化学性质比较稳定，不容易被氧化。
因此，铅在工业和日常生活中有广泛的应用。
它被用于制造电池、建筑材料、防辐射材料等。
然而，铅也是一种有毒物质，长期暴露在铅中会对人体健康造成危害。
因此，在使用铅及其化合物时需要注意安全。
除了铅，其他元素的相对原子质量也可以计算得出。
例如，氢（h）的相对原子质量是 1.008 amu，氧（o）的相对原子质量是16.00 amu。
这些数值可以在化学实验和计算中用来进行质量计算和物质摩尔比例的确定。
相对原子质量的概念也可以扩展到分子和化合物上。
分子的相对分子质量是指分子中各个原子的相对原子质量之和。
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• a0=9.3070.003 b0=10.2940.003 c0=29.4760.009
• a=18.700 b=15.628 c=38.63
8=0.15512510-9/a (238U的衰变常数) 5=0.9848510-9/a(235U的衰变常数) 2=0.04947510-9/a(232Th 的衰变常数)
第七节 铅同位素
一、铅稳定同位素组成
• 铅有4种稳定同位素： • 204Pb、206Pb、207Pb、208Pb
204Pb尚未被发现有放射性母体，普遍被 认为代表原始铅。
• 206Pb、207Pb、208Pb都是由放射性母体产 生的：
• 238U206Pb+84He+6-+Q 235U207Pb+74He+4-+Q 232Th208Pb+64He+4-+Q
• (1) 铅同位素组成的变化一般很明显，而 且以富含放射成因铅为特征。
• (2) 在 207Pb/204Pb—206Pb/204Pb 和 208Pb/204Pb—206Pb/204Pb图上呈线性排列 。
• (3) 采用单阶段演化模式所计算的模式年 龄与用其他方法测定的年龄是不一致的， 有时甚至是负值。
• 用样品的比值求出等时线的斜率，再用 插值法求出年龄值——模式年龄
下表是单阶段铅等时线斜率与 模式年龄对照表：
计算出模式年龄后，将他代入下式，计算、W和k值：
206 P b 204 P b
a0
e8t0 e8t
208 Pb
w
204 Pb c0 e2T e2t
Th W 99.28 232 .038
– J型铅（异常铅）——模式年龄小于矿床 （或岩石）年龄。
– B型铅（异常铅）——模式年龄大于矿床 （或岩石）年龄。
铅同位素研究中使用的参数和 符号：
• t0=45.7108a a0=206Pb/204Pb
• b0=207Pb/204Pb c0=208Pb/204Pb
• =238U/204Pb V=235U/204Pb W=232Th/204Pb =238U/235U=137.88
• m是等时线的斜率。当t=0时，称为地球 年龄线，等时线通过地球原始铅同位素组 成点。
• 前述方程式是一个超越方程，不能用代 数方法来求解，可用作图或制表的办法 来求解，同样可以得到很好的精度。
• 求解模式年龄的步骤：
• 用斜率公式，按一定的时间间隔代入到 斜率公式中的t，计算出相应的斜率值， 制成表格。
• 地质体中的206Pb、207Pb、208Pb含量随时 间而变化（增长）。
• 用204Pb作基准，用206Pb/204Pb、 207Pb/204Pb、208Pb/204Pb来表述铅的变化 规律。
几个概念：
• 放射性成因铅——岩石矿物形成以后， 由其中的238U 、235U、232Th衰变所产生的 那部分206Pb、207Pb、 208 Pb。
• 由于地壳比地幔富含铀和钍，所以第二阶段的 238U/204Pb为9.74，232Th/204Pb为37.19，Th/U为 3.78。
• 在上述两个阶段中，铅同位素都是在封闭的系 统内演化的。
两阶段年龄计算表
二 具有多阶段演化的异常铅
自然界大多数矿床都不符合单阶段演化正常铅的模式， 属于异常铅。 异常铅的特点：
• (4) 在增长曲线图中，异常铅的数据点 或是沿某一原始等时线分布，但落在不 同μ值的演化线上；
• 或是落在不同的原始等时线上，但μ值差 别不大，数据点都位于增长曲线的弦上， 不超出增长曲线;
(
207 204
PPbb)t
b0
(
206 204
P P
b b
)t
a0
1
e5T
137.88 [ e8T
e5t e8t ]
• 上式在已知t0(或T)、a0、b0和样品比值的 情况下可以求得t（成矿或成岩）年龄。
1
e5T e5t
m 137 .88 [ e8T e8t ]
二、单阶段正常铅的同位素演化
Holmes-Houtermans模式：
• 普通铅年龄测定的条件：
– 1）地球最初是流体，而且是均一的； 2）当时U、Th和Pb是均匀分布的； 3）原始铅同位素组成到处都一样； 4）后来地球成为刚体，并且U/Pb比值出现 了区域性的异常； 5）在任何给定的地区， U/Pb比值的变化只 是由U到Pb的放射性衰变造成的； 6）在普通铅矿物（如方铅矿）形成时，铅 与U、Th分离开来，而且它的同位素组成从 此保持恒定。
U 100 238 .03
• 严格符合单阶段演化模式的矿床或岩石 是比较少的，有一些矿床接近于单阶段 演化模式，如与拉斑玄武岩有关的块状 硫化物矿床、海底火山喷气沉积矿床以 及一些层控矿床等。
• Stanton and Russell（1959）选定了9个整 合型矿床，他们认为这些矿床是地幔物 质在没有受到地壳物质污染的环境中， 通过沉积作用形成的，应该具有单阶段 演化的特点。结果拟合出一条生长线， =8.99。见下图。
Stacey-Krasters两阶段正常铅演化
• 该模式假定，普通铅的演化从地球形成时 (45.7×108a)开始直到37×108a前为第一演化阶 段，其238U/204Pb为7.19，232Th/204Pb为32.2l， Th/U为4.62。
• 大约在37×108a前，由于发生分离事件，正常 铅的演化进入第二阶段，即地壳阶段。
• 普通铅——不含U、Th及其衰变系列中 的放射性同位素的矿物或岩石中的铅， 由原始铅+放射成因铅组成，其中放射 成因的铅是矿物或岩石形成以前由放射 性母体的衰变所形成的。
• 正常铅——符合单阶段演化模式，能给 出有意义模式年龄的普通铅。
• 异常铅——不符合单阶段演化模式，模 式年龄无意义的普通铅。
• 如果在t年以前铅从没有同位素分馏的体 系中分离出来, 则
(
206 P b 204 P b )t
a0
ห้องสมุดไป่ตู้ (e8T
e8t )
•
(
207 204
PPbb)t
b0
(e5T
137.88
e5t )
(
208 P 204 P
b b
)t
c0
k (e5T
e5t )
把1、2式联立，可以消去：