6-同位素定年原理及方法

第三节、放射性成因同位素数据处理与解释第三章、岩石地球化学数据的处理与解释推荐参考书(中文版) 同位素地质学原理／(美)G.福尔(Faure,G.)著；潘曙兰,乔广生译1983P597/F1-1 稳定同位素地球化学／(德)JochenHoefs著；刘季花,石学法,卜文瑞译2002P597/H1.1 郑永飞主编.1999.化学地球动力学，北京：科学出版社,pp.392 郑永飞,陈江峰(编著).2000.稳定同位素地球化学.北京：科学出版社，pp.316 于津生,李耀菘(主编),1997.中国同位素地球化学研究.北京：科学出版社,pp.621参考书推荐：关于同位素 陈文寄,彭贵(主编).1991,年轻地质体系的年代测定.北京:地震出版社,pp.297 陈文寄,计凤桔,王非(主编).1999.年轻地质体系的年代测定(续)——新方法、新进展.北京:地震出版社,pp.269参考书推荐：关于同位素陈岳龙，杨忠芳，赵志丹，编著，同位素地质年代学与地球化学，地质出版社，2005年RecommendedTextbooks Radioactiveandstableisotopegeology／H.-G.Attendorn1997P598/A883 Stableisotopegeochemistry／JochenHoefs1997P597/H693.b NeodymiumIsotopeGeochemistry／DonaldJ.DePaolo1988P597/D419RecommendedTextbooks Dickin,Alan.P.1995.Radiogenicisotopegeology.CambridgeUniversityPress. Hoefs,Jochen.2004.Stableisotopegeochemistry.Springer-Verlag.参考书介绍DonDePaolo(UCBerkeley)访问地大2005A.确定地质体的年龄 ——称为同位素地质年代学 IsotopicgeochronologyB.探讨岩石成因 ——称为同位素地质学/地球化学Isotopegeology/Isotopegeochemistry放射性成因同位素2个基本用途第三节、放射性成因同位素数据处理与解释同位素地球化学——同位素地球化学是研究地球及其他星体中核素的形成、丰度及在自然作用中分馏和衰变规律的科学。 同位素地球化学及其研究思路在地球系统的各种地质作用形成宏观地质体的同时，还伴随着发生了地质体中同位素成分的变化，因此,同位素成分记录了地质作用发生的时间、过程和物质交换等信息。同位素地球化学及其研究思路同位素地球化学研究的基本思路为地球科学从定性到定量的发展作出了重要贡献，在解决地球科学重大基础问题研究上发挥了重要作用。同位素地球化学及其研究思路同位素地球化学研究的意义一、同位素地质年代学 Rb-Sr，Sm-Nd，Re-Os,U-Pb,Lu-Hf二、同位素地球化学 Rb-Sr，Sm-Nd，Pb,Re-Os,Lu-Hf三、同位素数据的综合解释第三节、放射性同位素数据处理与解释1902年Rutherford通过实验发现放射性同位素衰变不同于一般的化学反应，具有如下性质：（1）衰变作用发生在原子核内部，反应结果是——由一种核素变成另一种核素；（2）衰变自发地不断地进行，并有恒定的衰变比例；（3）衰变反应不受温度、压力、电磁场和原子核存在形式等物理化学条件的影响；（4）衰变前和衰变后核数的原子数只是时间的函数衰变定律及同位素地质年代学的基本原理放射性同位素衰变 放射性衰变：自然界中部分核素在能量上处于不稳定状态，自发地从某一元素的同位素衰变成为另一元素的同位素，并伴随各种粒子形式的能量释放的过程称为放射性衰变。 发生放射性衰变的同位素称放射性同位素，或母体同位素 放射性衰变过程中及最终形成的稳定同位素称为放射成因同位素，或子体同位素 同位素定年原理 自然条件下，同位素放射性衰变过程是不可逆的，且其衰变的速率及放射性子体的性质不受外界的影响。母-子体同位素确定的对应关系和恒定的衰变速率构成了同位素定年的理论基础。残存母体——N=N0e-λt 表 关于同志近三年现实表现材料材料类招标技术评分表图表与交易pdf视力表打印pdf用图表说话 pdf 明：原子数为N0的放射性同位素，经时间t后残存的母体原子数N=N0e-λt，N与t为指数函数。残存母体N=N0e-λt同位素衰变的基本公式设衰变产物子体的原子数为D*，当t=0时，D*=0，经时间t的衰变反应，则：D*=N0-N将上式代入N=N0e-λt，得D*=N0(1-e-λt）D*=N(eλt-1)举例：对于衰变反应87Rb→87Sr+β，87Rb为母体，87Sr为子体，则：87Sr=87Rb(eλt-1)对于任意同位素，包括本身存在的＋放射性衰变来的2部分：相对元素含量变化，放射性衰变引起的同位素组成变化是微小的，对其绝对含量或原子数的测定，常规分析方法难于满足测定要求；而事实上高精度的同位素质谱只能测定同位素比值。因此，以同一元素的稳定同位素作为参照，测定放射成因同位素比值在地质上和实验室分析技术上更具意义和可行性。式中：D/DS代表样品现今的同位素原子数比值，用质谱测定；(D/DS)0是样品初始同位素原子数比值；N/DS是母体同位素与参照同位素原子数比值,可用同位素稀释法计算获得；λ是衰变常数，表示单位时间内发生衰变的原子数或者摩尔数比例(a-1).据方程：可以求解时间t:(1)选用适当的放射性同位素体系的半衰期，这样才能积累起显著数量的子核，同时保留有未衰变的母核。(2)准确测定衰变常数，长期实验积累已经获得了。(3)高精度的同位素制样和质谱测定技术。(4)测定对象处于封闭体系中，母体和子体核素只因衰变反应而改变，不存在丢失和外部体系带入。根据上述方程，就可以进行定年，但要正确获得岩石/矿物年龄还必须满足以下条件：目前地球科学研究中对新生代前的事件广泛应用U-Th-Pb法，Rb-Sr法，Sm-Nd法，Re-Os法、K-Ar法等，第四纪研究主要为14C法。常用同位素衰变体系Sheet1 衰变反应 衰变形式 λ(10-9a-1) T1/2(109a) 资料来源 238U→206Pb α、β、γ 0.155125 4.468 R.H.Steiger和E.Jager，1977 235U→207Pb α、β、γ 0.98485 0.70381 R.H.Steiger和E.Jager，1977 232Th→208Pb α、β、γ 0.049745 14.01 R.H.Steiger和E.Jager，1977 40K→40Ca β 0.4962 1.31 R.H.Steiger和E.Jager，1977 40K→40Ar ec 0.0581 1.31 R.H.Steiger和E.Jager，1977 87Rb→87Sr β 0.0142 48.9 R.H.Steiger和E.Jager，1977 147Sm→143Nd α 0.00654 106 G.W.Lugmair和K.Marti，1978 187Re→187Os β 0.0152 J．M．Luck和C.J.Allegre,1983 176Lu→176Hf β 0.0194 P.J.Patchett等，1981 14C→14N β 1.21。10-4a-1 5730a Godwin，1962Sheet2 Sheet3 Rb-Sr法以下介绍主要的方法：Rb－Sr体系Rb衰变衰变常数值1.42×10-11y-1(Steiger和Jager,1977)，属于β—衰变：原子核中一个中子分裂为一个质子和一个电子（即β—质点），β—质点被射出核外，同时放出中微子ν。如果以X代表母核，Y代表子核，β衰变的反应通式为：AZX→AZ+1Y+β—+ν+E(Z：原子序数；A：原子量；ν：中微子；E：能量)衰变后核内减少一个中子，增加1个质子，新核的质量数不变，核电荷数加1，变为周期表右侧的相邻元素。如：上述的8737Rb→8738Sr衰变前后原子核的总质量不变，因此8737Rb与8738Sr又被称为同量异位素。Rb，37号元素，有2个天然同位素，85Rb（丰度72.15%）——稳定87Rb（丰度27.85%）——放射性同位素Sr，38号元素有4种同位素，它们均是稳定同位素。四者的相对丰度为：84Sr，0.56%；86Sr，9.86%；87Sr，7.02%；（可以由87Rb衰变生成）88Sr，82.56%。其中，87Sr＝宇宙成因＋87Rb衰变生成的放射成因的87Sr，因此，自然界中87Sr的丰度在不断增长。而84Sr、86Sr、88Sr只有宇宙成因的，它们的丰度基本不变。岩浆岩Rb-Sr定年岩石或矿物中从t年前形成以来由87Rb衰变产生的87Sr子体原子的数目通过代入一般衰变方程得到：这里87SrI是开始时存在的87Sr原子数。然而，要精确测定一给定核素的绝对值是困难的。因此，更为方便的是将该数转化为都被86Sr(它不由放射性衰变产生，因此随时间保持恒定)相除的同位素比值。因此，可以得到：l=1.4x10-11a-1若lt<0.1,则elt-1lt同时，需要t<7Ga（!!，地球系统没问题)简化为:87Sr/86Sr=(87Sr/86Sr)o+(87Rb/86Sr)lt表明87Sr/86Sr对87Rb/86Sr为直线关系若λt<0.1,则eλt-1λt变换为——eλt－λt1验证：上表证明，λt越小，式子eλt-1λt越接近真实为了避免因初始锶同位素比值的估计引起的误差，人们设计了一组全岩样品的Rb-Sr等时线年龄测定方法，其原理是：Rb－Sr等时线方法1）所研究的一组样品（岩石或矿物）具有同时性和同源性；2）形成时Sr同位素组成在体系内是均一的，因而有着相同的87Sr/86Sr初始同位素比值；3）体系内化学成分不同，Rb/Sr比值有差异，可确保获得一条较好的等时线。4）自结晶以来，Rb、Sr保持封闭体系，没有与外界发生物质交换。abcto同一体系的3个样品a,b,c，在t0具有一致的Sr初始比值，但是每个样品Rb/Sr比值不同Whyhavesamevalueof87Sr/86Sr?(87Sr/86Sr)o=valueattimeto时间增长(t0t1)，每个样品失去87Rb得到等量的87Sr直线斜率(aa1,bb1,cc1,)为－1Result:a1b1andc1arestillcolinear Slope=f(t) Interceptatzero87Rb=(87Sr/86Sr)o时间增长(t1t2)，每个样品继续失去87Rb得到等量的87Sr，全部样品仍然处于一条直线上，但是斜率更大；87Sr/86Sr=(87Sr/86Sr)o+(87Rb/86Sr)lt1 一般认为来自地壳源的地质体其初始锶比值平均为（87Sr/86Sr）0=0.712， 幔源地质体为（87Sr/86Sr）0=0.699， 根据地质产状，将给定值初始锶值及测定的值代入上式求出岩石或矿物的年龄，此年龄称为模式年龄。Figure9-9.Rb-SrisochronfortheEaglePeakPluton,centralSierraNevadaBatholith,California,USA.Filledcirclesarewhole-rockanalyses,opencirclesarehornblendeseparates.Theregressionequationforthedataisalsogiven.AfterHilletal.(1988).Amer.J.Sci.,288-A,213-241.等时线方法有2个好处：A.岩石的年龄与直线斜率t相关－可以定年B.直线的截距就是87Sr/86Sr的初始比值(87Sr/86Sr)0－可以示踪全岩角闪石87Sr/86Sr=(87Sr/86Sr)o+(87Rb/86Sr)ltIsochrontechniqueproduces2valuablethings: Theageoftherocks(fromtheslope=lambdat) t=slope/lambda=0.00127/1.4E-11=90.7Ma (87Sr/86Sr)o=theinitialvalueof87Sr/86Sratthetimeofcrystallization WHY??等时线图是指一套成因相同的样品的母体－子体同位素比值的双变量投影图解，若样品构成一条直线，称直线为等时线。等时线定义：1.封闭统一的体系2.封闭温度同位素指针的重置，可以用于冷却速率研究代表变质作用时间Rb-Sr法定年注意的问题常见矿物与全岩的Rb-Sr体系封闭温度注意：超过封闭温度，则Rb-Sr同位素体系不再封闭，不能用于定年 体系 矿物 封闭温度/℃ Rb-Sr 正长石 314 Rb-Sr 黑云母 300±50 Rb-Sr 白云母 500,600-650 Rb-Sr 全岩 650,680-750 Rb-Sr 角闪石 550 Rb-Sr 石榴石 650蓝片岩相绿片岩相角闪岩相麻粒岩相榴辉岩相透长岩相沸石相葡萄石-绿纤石相辉石角岩相角闪石角岩相水饱和的花岗岩固相线钠长石绿帘石角岩相主要变质相与Rb-Sr体系定年 TheboundariesbetweenmetamorphicfaciesrepresentT-Pconditionsinwhichkeymineralsinmaficrocksareeitheraddedorremoved,thuschangingthemineralassemblagesobserved Theyarethusseparatedbymineralreactionisograds Thelimitsareapproximateandgradational,becausethereactionsvarywithrockcompositionandthenatureandcompositionofthefluidphase The30oC/kmgeothermalgradientisanexampleofanelevatedorogenicgeothermalgradient.封闭温度不同可以计算体系冷却速率例如：Jager等(1967)从中阿尔卑期的Simplon和Gotthard地区获得：大约12-16Ma的黑云母年龄，该结果平均比共生的白云母年轻8Ma。首先在白云母和黑云母封闭温度之间(200℃)的年龄差导致在500与300℃间的冷却速率为大约25℃/Ma。转换为造山带抬升的速率。给出地热梯度(25-40℃/km)对中阿尔卑斯可计算出抬升速率在0.5-1.0km/Ma间，它可很好地与由大地测量获得的0.4-0.8mm/y的现代抬升速率相对比。造山带抬升速率的计算——综合使用Rb-Sr、K-Ar和裂变径迹冷却年龄。岩浆岩——Rb-Sr等时线法主要适用于测定基性、中性和中酸性岩浆岩的形成年龄。变质岩——变质作用过程变质岩原岩的Rb-Sr同位素系统被改造，因此等时线年龄往往不能提供变质岩原岩形成年龄的信息，只代表变质事件的年龄或无意义的年龄信息。沉积岩——Rb-Sr全岩等时线法很少用于沉积岩年龄测定，如采用该方法，应采集其中的自生粘土矿物而尽可能避免使用全岩样品，因为全岩样品含有较多的碎屑矿物（如云母和长石等），会对测定年龄值产生明显影响，为了合理解释粘土矿物的Rb-Sr年龄数据意义，还必须对矿物进行详细的研究。Rb-Sr等时线法适用性地质过程的复杂性往往导致在某些情况下所获得的全岩Rb-Sr等时线并不是真正有年龄意义的等时线，而是假等时线或混合等时线，由这种等时线获得的年龄是没有地质意义的。造成这一结果的主要原因是所测定的样品不满足Rb-Sr等时线同源性的前提，如——岩浆源区中存在两端元不均一的混合作用或岩浆上升过程中与围岩发生同化混染作用等。如何检查等时线真假？——简便的方法是利用87Sr/86Sr对1/Sr作图，如果在该图上样品投点是一条直线，则表明所获得的等时线为假等时线；——用其他年代学方法获得的结果来检验、判断所获等时线是否为假等时线；——利用地质资料判断。Rb-Sr等时线－假等时线成矿作用Rb-Sr等时线定年 石英和闪锌矿中流体包裹体Rb-Sr定年； 硫化物Rb-Sr定年; 含Rb矿物Rb-Sr定年石英中流体包裹体Rb-Sr定年 成矿期石英包裹体流体淋滤出来，测试Rb-Sr同位素组成; 两种方法：压碎淋滤法和热爆破法，Pettke&Diamond(1995)通过对人工合成包裹体研究后认为，压碎淋滤法的效果更好; 注意点：1.尽量选取与成矿作用同期形成石英;2.尽量选取原生包裹体为主者。Primary,pseudo-secondary,andsecondaryFIsSecondaryPseudo-secondaryPrimary西华山钨矿床的石英流体包裹体的定年闪锌矿流体包裹体Rb-Sr定年 Nakai(1990)最早用此方法成功给MississippiValley-typeDeposit(MVD)定年。 后用该法对MVD矿床定年，多例成功（Nakaietal.,1993,Brannonetal.,1992,Christensenetal.,1995a,1995b),但对其他类型金属矿床还很少见成功。 Pettke&Diamond(1996)对闪锌矿流体包裹体Rb-Sr定年的合理性做了解释。澳大利亚MVD矿床的定年硫化物矿物Rb-Sr定年 挑出硫化物单矿物直接全溶，测试其Rb-Sr同位素比值，进行定年； Rb-Sr在硫化物中主要赋存在包裹体或者矿物晶格中，其Rb、Sr含量和Rb/Sr比值会有变化，从而满足定年的条件； 不足：硫化物中一般Rb、Sr含量都很低（0.01-10ppm),测试困难。 胶东玲珑金矿的黄铁矿Rb-Sr定年黄铁矿是玲珑金矿的主要载金矿物，利用黄铁矿的Rb-Sr同位素组成定年可以精确的给出金矿的形成时代为122~123Ma(Yang&Zhou,2001)。Sm-Nd法其他等时线法Sm－Nd体系其他等时线法Sm－Nd法147Sm→143Nd+α+E*放射性同位素2X10151.07X1011Sm——7个同位素Nd——7个同位素Sheet1 同位素 相对丰度(%) 半衰期(a) 同位素 相对丰度(%) 半衰期（a） 144Sm 3.1 142Nd 27.16 150Sm 7.4 143Nd 12.18 152Sm 26.6 146Nd 17.19 154Sm 22.6 148Nd 5.75 147Sm* 15.1 1.07×1011 150Nd 5.63 148Sm* 11.3 ＞3.0×1014 144Nd* 23.8 2×1015 149Sm* 13.9 ＞1.0×1015 145Nd* 8.29 ＞1.0×1017Sheet2 Sheet3 Sm－Nd法构筑Sm-Nd等时线条件Sm-Nd法定年主要应用全岩等时线法或全岩+矿物等时线法，其等时线的构筑方法类同于Rb-Sr法。要获得可靠的Sm-Nd等时年龄，同样要满足下列条件：（1）所研究的一组样品具有同时性和同源性。（2）所测样品中，有较为明显的Sm/Nd比值差异。（3）在样品形成后，保持Sm和Nd的封闭体系。Sm－Nd法Sm－Nd法 147Sm、143Nd这对母子体同位素同属稀土元素，具相似的地球化学性质，使得放射性成因的子体143Nd形成后很自然地继承母体在晶格中的位置，而不会逃逸。 各种地质作用都很难使Sm和Nd发生分离和迁移，因而Sm-Nd体系一般较易保持封闭。 如果体系中没有流体参与，角闪岩相甚至麻粒岩相变质作用的岩石，仍能使Sm-Nd同位素系统保持封闭，可获得较正确的变质岩原岩年龄信息。 由于147Sm的衰变常数较小，因此Sm-Nd法通常适合对古老岩石的定年（＞10亿年）。Sm-Nd等时线法的优点 自然界各岩石的Sm/Nd比值变化范围较小（一般0.1-0.5），在一组同源的酸性岩石中Sm/Nd比值差异更小，因此，Sm-Nd全岩等时线法不宜对酸性岩年龄测定。 同源的铁镁质和超铁镁质岩石的Sm/Nd比值变化较大，采用Sm-Nd全岩等时线或全岩+矿物等时法能获得较好的年龄测定效果。 用该方法可测定陨石、月岩及地球上古老的基性岩和超基性岩类的年龄，Hamet等人（1978年）获得的Moama无球粒陨石的全岩+矿物等时线测定的陨石形成年龄为4580±50Ma，（143Nd/144Nd）0=0.50684±8。Sm-Nd等时线法适用的岩石Isoplot/Ex是由伯克利地质年代学中心KennethR.Ludwig编写的加载到MicrosoftExcel上的放射成因同位素年代计算程序。除了通常的Rb/Sr,Sm/Nd……等时线作图和计算外，它还可以： 构筑U-Pb谐和线图（可选二维的谐和线-交点和“谐和线年龄”、三维的面型谐和线-交点年龄或三维线型谐和线-交点年龄。 使用三维线性等时线构筑铀系等时线年龄并构筑230Th/238U-234U/238U演化曲线和等时线。 构筑普通Pb数据的单阶段增长线图。 构筑累积概率/直方图。 计算和构筑单变量误差加权和强平均图。 扩展Excel函数包括206Pb/207Pb年龄、U-Th-Pb年龄、普通Pb模式年龄与值、Nd-Sr-Os-Hf模式年龄、234Th/234U/238U年龄、加权平均、谐和线年龄、SHRIMP型的207Pb校正与208Pb校正年龄、碎屑校正的铀系比值等。软件推荐：同位素年代学Isoplot/Ex用上式定年的关键是要知道样品形成时的（143Nd/144Nd)I比值，将假设的初始比值代入上式计算的年龄称为模式年龄，显然模式年龄可靠性取决于初始比值选择。Sm-Nd模式年龄假设原始地幔岩浆库是一个具有球粒陨石Sm/Nd比值的均一岩浆库（CHUR，ChondriticUniformReservoir），并假定地壳岩石的Sm/Nd比值在从CHUR源区分离后Sm/Nd比值保持不变，则地壳岩石在时间t的(143Nd/144Nd)0值就是CHUR源区在时间为t的演化值，根据上式：式中：（143Nd/144Nd）CHUR（t）为CHUR在时间t的比值；(143Nd/144Nd)CHUR和(147Sm/144Nd)CHUR分别为CHUR的现代值，其中(143Nd/144Nd)CHUR=0.512638，(147Sm/144Nd)CHUR=0.1967。Sm-Nd模式年龄Sm-Nd模式年龄TCHUR为样品相对CHUR的Nd同位素模式年龄，代表地壳物质从CHUR中分离的时间或壳幔分异的时间。对于样品：对于CHUR：联立上面2个方程，它们相等，整理右边，得到：Sm-Nd模式年龄随着研究的深入，人们发现随着地壳从地幔中的分异，地幔发生了亏损，因而相对于亏损地幔（DM）计算的Nd同位素模式年龄更合理，通过类似TCHUR的推导，有：TDM为样品相对于亏损地幔的Nd同位素模式年龄，代表地壳物质从亏损地幔中分离的时代；(143Nd/144Nd)DM和(147Sm/144Nd)DM分别为亏损地幔现今的同位素比值，以大洋中脊玄武岩（MORB）为代表，其值一般采用(143Nd/144Nd)DM=0.51315和(147Sm/144Nd)DM=0.2135(R.G.Miller等，1985)。Sm-Nd模式年龄的意义解释TDM与真实年龄T 若岩浆直接派生于亏损地幔物质的部分熔融或分异结晶，则岩浆的结晶年龄与TDM相近，TTDM. 若岩浆来自于早期地壳物质的再循环或发生壳幔混合作用，则岩浆的结晶年龄小于TDM，T<<TDM. 沉积岩中TDM（主要为细碎屑岩）一般只代表地壳物质的存留年龄或区域地壳的平均形成年龄。 如果地壳物质在其形成后Sm/Nd比值发生了改变，则需要用二阶段或多阶段的模型计算其模式年龄（Liew，1988）。计算实例（见Excel方法举例）Sm-Nd模式年龄带入样品测定值和亏损地幔的参数：其中亏损地幔参数为：(143Nd/144Nd)DM=0.51315(147Sm/144Nd)DM=0.2137Sm-Nd模式年龄计算的假设条件选取的假设条件至关重要：1.选择合适的储库，因为TCHUR与TDM可能相差300Ma，见下页图.2.已有多种亏损地幔模式，差异较大。3.用于模式年龄计算的参数很多,在同其他人数据对比的时候,需要注意别人所用的参数.4.注意世界上2种不同实验室的系统差别。Sm-Nd模式年龄计算的有关参数绝大多数实验室参数Re-Os法Re-Os同位素体系的基本特征Re:2个同位素185Re(37.07%)187Re(62.93%)Os:7个同位素184Os(0.018%)186Os(1.59%)187Os(1.64%)188Os(18.3%)189Os(16.1%)190Os(26.4%)192Os(41.0%)75号元素76号元素Re－Os体系-同量异位素Re-Os同位素体系的基本特征常见岩石/矿物的Re、Os含量（Shirey&Walker,1998）高Os的岩石低Os的岩石(1)Re中等不相容元素，Os相容元素；(2)Re和Os为高度亲硫元素；(3)Re和Os在硫化物中相对比较富集，在硅酸盐相中含量很低；(4)Re和Os主要富集在地核中；Re在地壳中相对富集，Os在地幔中相对富集。Re-Os的地球化学性质和其它等时线一样，Re-Os等时线也必须满足等时、同源和封闭等条件。Re-Os同位素定年的基本原理（1）辉钼矿Re-Os定年对于辉钼矿，由于其Re、Os含量较高，其初始Os可以忽略不计，因而此时既可对单个样品进行定年，也可运用等时线方法定年。简化为U-Th-Pb法同位素年代学U有3种天然放射性同位素，它们的相对丰度为：238U=99.2739%，235U=0.7024%，234U=0.0057%。Th只有1个同位素232Th，属放射性同位素。自然界存在的其它U、Th同位素都是短寿命的放射性同位素，数量极微。238U、235U、232Th衰变反应如下：238U→206Pb+8α+6β—+E235U→207Pb+7α+4β—+E232Th→208Pb+6α+4β—+EU,Th,Pb同位素U-Th-Pb体系式中（206Pb/204Pb）、（207Pb/204Pb）、（208Pb/204Pb）分别为样品现今的Pb同位素比值；（206Pb/204Pb）0、、（207Pb/204Pb）0、（208Pb/204Pb）0分别为样品形成时的初始Pb同位素比值；（238U/204Pb）、（235U/204Pb）、（232Th/204Pb）分别为样品现今的同位素比值；λ1、λ2、λ3分别为238U、235U、232Th的衰变常数；t为样品形成以后在封闭体系中所经历的时间。U,Th,Pb同位素根据上列三个关系式可获得三个独立的年龄值，如果它们相互吻合（＜＝10%），称为一致年龄。但由于铅的丢失往往得不到一致年龄。U,Th,Pb同位素——一致年龄用206Pb/207Pb比值计算可以较大限度地消除Pb丢失对年龄测定的影响，将上面(1)和(2)联立，得到第四个年龄计算式：U,Th,Pb同位素——“207-206年龄”。计算式(3)不需要获得235U和238U的原子数，因为自然界235U和238U比值是已知的，根据样品的铅同位素比值就可算出“207-206年龄”。(1)(2)(3)U,Th,Pb同位素的4个方程由于238U、235U和232Th的半衰期较大，因此U-Th-Pb法一般只适合古老地质体的测年.要获得正确的U-Th-Pb年龄，必须满足以下条件：(1)样品形成后保持U-Th-Pb体系封闭性；(2)合理选择样品的铅同位素初始比值。(1)(2)(3)(4)U-Th衰变最终母体－子体对及衰变常数 衰变路径 t1/2(Ga) 衰变常数a-1 238U206Pb 4.47 1.55125(10-10 235U207Pb 0.704 9.8485(10-10 232Th208Pb 14.01 0.49475(10-10适用的矿物——U、Th矿物及富含U、Th的矿物，如沥青铀矿、晶质铀矿、钍石、锆石、独居石、榍石、磷灰石等，这些矿物富含U、Th，对于U、Th、Pb和中间子体的封闭性较好，同时在各种岩石中分布较普遍。注意：假设这些矿物中铅同位素初始比值为0。U,Th,Pb同位素年代学最接近于满足测年条件的矿物是锆石，可以认为其初始铅同位素比值接近0，锆石成为进行U-Th-Pb年龄测定的主要对象，受到广泛重视。锆石的成因较复杂，有岩浆成因、变质成因和碎屑锆石等，在进行锆石U-Th-Pb年龄测定前，必须进行矿物形态的研究，区分锆石的成因类型。岩浆型锆石晶形完好，阴极发光图象具有环带构造，而碎屑成因锆石表面一般有磨蚀现象。只有正确判断锆石的成因类型才能对锆石年龄的地质意义作出合理解释。U,Th,Pb同位素年代学——选择锆石一致年龄U-Th-Pb法年龄测定可以同时获得4个年龄值（称表面年龄），如果这4个值较接近，其算术平均值即为一致年龄，代表矿物结晶年龄。但由于U、Pb的活动性较强，而Th4+的地球化学性质与U4+相似，已形成的岩石和矿物难免受到后期地质作用的影响，造成母、子体核素不同程度的丢失（或获得），破坏了体系的封闭性，导致测定的四个年龄数据不一致，而且经常存在t208＜t206＜t207＜t206/207的顺序。如果引起不一致年龄的原因主要是不同子体的丢失程度不同，这时t206/207年龄最接近矿物结晶年龄。因为207Pb和206Pb化学性质极相似，故丢失率也较一致，这一年龄值可消除因Pb丢失产生的误差。U,Th,Pb同位素年代学U-Pb一致曲线法（谐和曲线法）为了排除由于矿物中子体同位素丢失引起的测年误差，U-Pb一致曲线法（谐和曲线法）提供了较好的解决方法。U,Th,Pb同位素年代学U、Pb同位素2个方程因为锆石中铅同位素初始比值为0，进一步简化得到：U-Pb谐和曲线方程U-Pb谐和曲线U,Th,Pb同位素年代学以上两式表明，样品中206Pb*/238U和207Pb*/235U比值只是时间t的函数。在以206Pb*/238U为纵坐标和207Pb*/235U为横坐标的图中。对一个给定的年龄值，可得出相对应的206Pb*/238U和207Pb*/235U比值。通过选取不同的年龄，求出一条U-Pb体系的理论曲线，该曲线称之为U-Pb谐和曲线或一致曲线。任一样品（如锆石样品），假设没有Pb的丢失，则实测的206Pb*/238U和207Pb*/235U的投点将落在曲线上，可直接查出年龄值。如果发生Pb丢失，则投点偏离曲线，落在谐和曲线的下方，随丢失程度增加投影点偏离程度增大。U-Pb谐和曲线L.H.Ahrens(1955)和G.W.Wetherill(1956)提出了铅一次不连续丢失的模型（幕式铅丢失模式）。假设在被研究的一个地质体取n个锆石样品，其真实年龄为t，在t1时发生铅的一次丢失事件（如区域变质作用或热接触变质作用等），然而各个样品铅丢失的程度不同，通过数学推导得：Pb丢失与不一致线该式为一直线方程，对于一组铅丢失程度不同的锆石样品，它们的206Pb*/238U和207Pb*/235U比值应在一条直线上（称不一致线），该直线与谐和曲线有两个交点，上交点t即为矿物形成的年龄，而下交点t1则为发生铅丢失事件年龄或变质年龄。Pb丢失与不一致线U-Pb体系不同矿物的封闭温度 体系 矿物 封闭温度/℃ U-Pb 石榴子石 >800 U-Pb 钙铝榴石 775 U-Pb 独居石 600~700 U-Pb 榍石 >500 U-Pb 金红石 380~420 U-Pb 磷灰石 350锆石U-Pb测试方法锆石U-Pb年龄测定常规所需的样品量达毫克级以上，在实际工作中难免将颜色，形状，元素含量甚至成因不同的锆石混合测定，结果只能得到混合锆石的平均年龄。目前只有单颗粒锆石晶体或者晶体微区的U-Pb同位素组成，才能给出不同类型锆石的真实同位素年龄。8c:795Ma7r:418Ma花岗岩中的锆石锆石U-Pb测试方法单颗粒锆石化学法单颗粒锆石离子探针质谱法（SHRIMP）单颗粒锆石LA-ICP-MS法锆石U-Pb测试方法是锆石U－Pb年龄测定中常用的方法。该方法是在连续升温、使锆石颗粒逐层不断蒸发的条件下测定铅同位素，获得不同温度阶段的(207Pb/206Pb)*比值，再计算年龄及作出年龄直方图，直方图上的峰值年龄代表锆石的形成年龄。采用单颗粒锆石逐层蒸发法在我国发现了最古老年龄数据：冀东迁安曹庄-黄柏峪地区铬云母石英岩中碎屑锆石的207Pb/206Pb年龄为3650～3720Ma（刘敦一等，1990）；辽宁鞍山附近花岗质糜棱岩中结晶锆石的207Pb/206Pb年龄为3804±5Ma（刘敦一等，1992）。年轻锆石子体铅同位素积累较少，因此该方法更适合于测定古老锆石的年龄。单颗粒锆石蒸发法年龄测定缺点是无法对Pb丢失程度作出判断。单颗粒锆石蒸发法锆石U-Pb测试方法SHRIMP即对单颗粒锆石直接用离子探针质谱测定锆石晶体中内部质点的U-Pb同位素年龄。测定的年龄精度高，对于有复杂生长历史和环带构造的锆石，往往可以给出锆石不同阶段的生长年龄。——Froude等（1983）首次在澳大利亚西部的Narryer山石英岩中采用了SHRIMP法发现了41～42亿年的锆石；——W.Compston等（1986）在该地区附近的Jack山变质砾岩中发现了地球上迄今已知最古老的41～43亿年的锆石。——最近多吉等（2006）在西藏发现～4200Ma的锆石。单颗粒锆石离子探针质谱法（SHRIMP）锆石U-Pb测试方法单颗粒锆石LA-ICP-MS法 快速、经济； 比较适合于碎屑锆石年代学； 精度略低于SHRIMP。测试方法举例北京离子探针中心高分辨二次离子质谱SHRIMPII(SenitiveHighResolutionIonMcroprobe)制造：ASI(AustralianScientificInstrumentsPtyLtd)SamplePrimaryionsource1METREEnergyanalyserMagnetIoncounterSHRIMP工作原理图Secondaryionsareanalysedbyalarge,high-resolutionmassspectrometer岩浆锆石CL图像Howdoesanionprobework?High-energyprimaryionsbombardthetargetsurfaceHowdoesanionprobework?SecondaryionsofatomsandmoleculesareejectedSHRIMP锆石U－Pb法送样则基本步骤1.挑选锆石单矿物；2.送样，制靶3.反射光和投射光显微照片4.阴极发光5.SHRIMP测试6.数据处理和解释锆石制靶 激光靶和SHRIMP靶不同 1、大小不同 2、镀金 打磨锆石：磨掉1/3合适。锆石反射和透射光照片锆石阴极发光图古老继承核第二期增生锆石边缘第一期结晶锆石第二期增生锆石边缘第一期结晶锆石测试数据举例（西藏火山岩）演示原始数据和作图方法Isoplot的使用用于U-Pb同位素定年的其它矿物 独居石(monazite) 榍石(sphene/titanite) 斜锆石(baddeleyite) 石榴石(garnet)独居石独居石为富LREE的磷酸盐矿物，含较高的Th及少量U，主要出现于贫Ca富Al的花岗质岩石和高级变质岩中，并常可与锆石共生；独居石的封闭温度(约715C)低于锆石，但在低于封闭温度的条件下其同位素体系的封闭性强于锆石；由于封闭温度低，当发生地壳岩石的部分熔融作用时，所有继承的独居石将发生体系开放，使得其定年结果的解释意义较明确(继承成因锆石的出现常使其U-Pb年龄的解释复杂化)；由于独居石Th含量高，导致其衰变系列中的230Th中间子体因衰变形成206Pb而引起过剩，故在其定年数据中需对其进行校正。榍石 榍石为钛的硅酸盐，故也称titanite，其封闭温度为约625C； 虽然封闭温度低于锆石，但其低温阶段的U-Pb同位素封闭性强于锆石，即因低温下易于重新结晶而使矿物受蜕晶影响的部分矿物晶格得以修复； Tilton&Grunenfelder于1968首次利用榍石进行定年研究，其后广泛应用于发生过多期变质事件地区的年代学和动力学研究。ConcordiadiagramformigmatiteoftheWesternGneissRegion(Norway),showingadiscordialinedefinedbyzircons(!)whichhavesufferedpartialPbloss,withalowerinterceptanchoredatthetimeofCaledonianmetamorphismbysphene(").AfterTuckeretal.(1987).挪威西部加里东期混合岩锆石-榍石U-Pb定年，成功获得了原岩的形成年龄(16592Ma)和后期热改造事件的年龄(3944Ma)斜锆石（ZrO） 斜锆石与锆石类似，地球化学特征上表现为高U(200-1000ppm，Th<20ppm)，Pb含量低，且其U-Pb同位素体系的封闭温度可能甚至高于锆石； 斜锆石U-Pb定年始于1972对约4.1Ga的月球玄武岩定年(Anderson&Hinthorne，1972)，并于1977年首次用ID-TIMS方法用于巴西金伯利岩定年，得到了锆石定年结果的验证(Davis，1977)； 斜锆石主要出现于基性和超基性岩中，且主要形成于这些岩类结晶作用的晚期； 由于多数高镁铁质岩石中缺乏锆石，因此斜锆石对研究这些岩浆岩的形成时代具重要意义。ConcordiadiagramshowingahighdegreeofreversediscordanceforthePhalaborwabaddeleyite.Suchreversediscordancyhasalsobeenobserved,toalesserdegree,inTIMSanalyses.Anupperinterceptageof2057"8Maillustratestheaccuracyofthistechniquewhen.comparedtothepubshedTIMSageof2060.4MaReischmann,1995.斜锆石U-Pb年龄：采用LA-ICPMS方法测量，并与ID-TIMS结果对比。Horn,I.,etal.,ChemicalGeology1642000281–301石榴石 石榴石矿物在角闪岩相条件下(约550C)形成，虽然可用Sm-Nd法进行定年，但因其Sm-Nd体系的封闭温度只有约600C，故难以获得其进变质事件的年龄(常得到退变质年龄)； 石榴石的U-Pb封闭温度为约800C，故可记录变质岩进变质事件年龄； 石榴石中U常存在于矿物的包体中，而不是晶格中，因此往往出现年龄不谐和现象。 石榴石U-Pb定年的应用多局限于U的分布相对均一的矿物中，因此其应用范围受到限制。Whyhavesamevalueof87Sr/86Sr?(87Sr/86Sr)o=valueattimetoResult:a1b1andc1arestillcolinear Slope=f(t) Interceptatzero87Rb=(87Sr/86Sr)oIsochrontechniqueproduces2valuablethings: Theageoftherocks(fromtheslope=lambdat) t=slope/lambda=0.00127/1.4E-11=90.7Ma (87Sr/86Sr)o=theinitialvalueof87Sr/86Sratthetimeofcrystallization WHY?? TheboundariesbetweenmetamorphicfaciesrepresentT-Pconditionsinwhichkeymineralsinmaficrocksareeitheraddedorremoved,thuschangingthemineralassemblagesobserved Theyarethusseparatedbymineralreactionisograds Thelimitsareapproximateandgradational,becausethereactionsvarywithrockcompositionandthenatureandcompositionofthefluidphase The30oC/kmgeothermalgradientisanexampleofanelevatedorogenicgeothermalgradient.