巖石地球化學6-同位素定年

4月4日周五下午2點，19樓-201教室4月11日周五下午2點，19樓-201教室《巖石地球化學》上課時間-地點預告第一節(jié)、主量元素數(shù)據(jù)處理與解釋第二節(jié)、微量元素數(shù)據(jù)處理與解釋第三節(jié)、放射性成因同位素數(shù)據(jù)處理與解釋第四節(jié)、穩(wěn)定同位素數(shù)據(jù)處理與解釋第三章、巖石地球化學數(shù)據(jù)的處理與解釋參考書推薦：關于同位素DePaoloD.J.1988.Neodymiumisotopegeochemistry:Anintroduction.Springer-Verlag,Germany,pp187FaureG.1986.Principlesofisotopegeology(2ndedition),JohnWiley&Sons,pp589DickinAlanP.1995.Radiogenicisotopegeology.CambridgeUniversityPress.Pp452(2005,2ndedition,490p)HoefsJ.2001.Stableisotopegeochemistry(4thedition).SpringerVerlag,Berlin(2009,6thedition)OzimaM,PodosekFA.2002.Noblegasgeochemistry(2ndedition),CambridgePressFaureG.2001.Originofigneousrocks:theisotopicevidence,Springer.(書號360.1/F27)參考書介紹DonDePaolo(UCBerkeley)訪問我校2005DonaldJ.DePaolo美國勞倫斯伯克利國家實驗室副主任、地學部主任；

加州大學伯克利分校地球化學研究中心主任美國科學院院士參考書介紹1.DickinAlanP.1995.Radiogenicisotopegeology.CambridgeUniversityPress.452p2.DickinAlanP.2005.Radiogenicisotopegeology.(2ndEd.),490p3.AllègreClaudeJ.2008.IsotopeGeology.CambridgeUniversityPress,pp.512ClaudeJAllègreIn1986ClaudeAllegreandGeraldJ.Wasserburg

wereawardedtheCrafoordPrizeforpioneeringworkonisotopegeology.

GeraldJ.WasserburgAllègreClaudeJ.2008.IsotopeGeology.CambridgeUniversityPress,pp.512參考書介紹HoefsJ.2001.Stableisotopegeochemistry(4thedition).SpringerVerlag,BerlinHoefsJ.2009.Stableisotopegeochemistry(6thedition).SpringerVerlag,BerlinDickinAlanP.1995.Radiogenicisotopegeology.CambridgeUniversityPress.pp.4521.Nucleosynthesisandnucleardecay(原子核合成與衰變)2.Experimentaltechniques3.TheRb-Srmethod4.TheSm-Ndmethod5.Leadisotopes6.Isotopegeochemistryofoceanicvolcanics7.Isotopegeochemistryofcontinentalrocks8.TheRe-Ossystems9.Specialisotopicschemes(Lu-Hf,La-Ce)10.K-ArandAr-Ardating11.Raregasgeochemistry(He,Ar,Xe,Ne)12.U-Seriesdating13.U-Seriesgeochemistryofigneoussystems14.Cosmogenicnuclides15.Extinctradionuclides(耗盡的放射性核素)16.FissiontrackdatingDickinAlanP.2009.Radiogenicisotopegeology.CambridgeUniversityPress.2ndedition,pp.4921.Nucleosynthesisandnucleardecay(原子核合成與衰變)2.Massspectrometry3.TheRb-Srmethod4.TheSm-Ndmethod5.Leadisotopes6.Isotopegeochemistryofoceanicvolcanics7.Isotopegeochemistryofcontinentalrocks8.Osmiumisotopes9.Lu-Hfandotherlithosphileisotopesyetems10.K-ArandAr-Ardating11.Raregasgeochemistry(He,Ar,Xe,Ne)12.U-Seriesdating13.U-Seriesgeochemistryofigneoussystems14.Cosmogenicnuclides15.Extinctradionuclides(耗盡的放射性核素)16.Fissiontrackdating參考書推薦：關于同位素鄭永飛主編.1999.化學地球動力學，北京：科學出版社,pp.392鄭永飛,陳江峰(編著).2000.穩(wěn)定同位素地球化學.北京：科學出版社，pp.316于津生,李耀菘(主編),1997.中國同位素地球化學研究.北京：科學出版社,pp.621參考書推薦：關于同位素陳文寄,彭貴(主編).1991,年輕地質體系的年代測定.北京:地震出版社,pp.297陳文寄,計鳳桔,王非(主編).1999.年輕地質體系的年代測定(續(xù))——新方法、新進展.北京:地震出版社,pp.269陳岳龍，楊忠芳，趙志丹，編著，同位素地質年代學與地球化學，地質出版社，2005年A.確定地質體的年齡 ——稱為同位素地質年代學 IsotopicgeochronologyB.探討巖石成因 ——稱為同位素地質學/地球化學Isotopegeology/Isotopegeochemistry放射性成因同位素2個基本用途第三節(jié)、放射性成因同位素數(shù)據(jù)處理與解釋同位素地球化學——同位素地球化學是研究地球及其他星體中核素的形成、豐度及在自然作用中分餾和衰變規(guī)律的科學。同位素地球化學及其研究思路

在地球系統(tǒng)的各種地質作用形成宏觀地質體的同時，還伴隨著發(fā)生了地質體中同位素成分的變化，因此,同位素成分記錄了地質作用發(fā)生的時間、過程和物質交換等信息。同位素地球化學及其研究思路同位素地球化學研究的基本思路為地球科學從定性到定量的發(fā)展作出了重要貢獻，在解決地球科學重大基礎問題研究上發(fā)揮了重要作用。同位素地球化學研究的意義同位素地球化學及其研究思路第三節(jié)、放射性同位素數(shù)據(jù)處理與解釋一、同位素地質年代學 Rb-Sr，Sm-Nd，Re-Os,U-Pb,Lu-Hf二、同位素地球化學 Rb-Sr，Sm-Nd，Pb,Re-Os,Lu-Hf三、同位素數(shù)據(jù)的綜合解釋第三章、巖石地球化學數(shù)據(jù)的處理與解釋1902年Rutherford通過實驗發(fā)現(xiàn)放射性同位素衰變不同于一般的化學反應，具有如下性質：（1）衰變作用發(fā)生在原子核內部，反應結果是——由一種核素變成另一種核素；（2）衰變自發(fā)地不斷地進行，并有恒定的衰變比例；（3）衰變反應不受溫度、壓力、電磁場和原子核存在形式等物理化學條件的影響；（4）衰變前和衰變后核素的原子數(shù)只是時間的函數(shù)衰變定律及同位素地質年代學的基本原理

殘存母體——

N=N0e-λt

表明：原子數(shù)為

N0

的放射性同位素，經(jīng)時間t

后殘存的母體原子數(shù)

N=N0e-λt，

N與t為指數(shù)函數(shù)。

殘存母體N=N0e-λt同位素衰變的基本公式設衰變產(chǎn)物子體的原子數(shù)為D*，當t=0時，D*=0，經(jīng)時間t的衰變反應，則：

D*=N0-N

將上式代入N=N0e-λt，得

D*=N0(1-e-λt）

D*=N(eλt-1)

舉例：對于衰變反應87Rb→87Sr+β，87Rb為母體，87Sr為子體，則：

87Sr=87Rb(eλt-1)式中：D/DS代表樣品現(xiàn)今的同位素原子數(shù)比值，用質譜測定；(D/DS)0是樣品初始同位素原子數(shù)比值；N/DS是母體同位素與參照同位素原子數(shù)比值,可用同位素稀釋法計算獲得；λ是衰變常數(shù)，表示單位時間內發(fā)生衰變的原子數(shù)或者摩爾數(shù)比例(a-1).由于質譜分析只能測定同一元素的同位素比值，不能直接測定單個同位素的原子數(shù)，因此在同位素年代學方法中，必須選取子體元素的其它同位素作參照，來進行同位素比值的測定。記參照的同位素為Ds，并使等式兩邊同除以DS，則：對于任意同位素，包括本身存在的＋放射性衰變來的2部分：據(jù)方程：可以求解時間t:(1)選用適當?shù)姆派湫酝凰伢w系的半衰期，這樣才能積累起顯著數(shù)量的子核，同時保留有未衰變的母核。

(2)準確測定衰變常數(shù)，長期實驗積累已經(jīng)獲得了。

(3)高精度的同位素制樣和質譜測定技術。

(4)測定對象處于封閉體系中，母體和子體核素只因衰變反應而改變，不存在丟失和外部體系帶入。根據(jù)上述方程，就可以進行定年，但要正確獲得巖石/礦物年齡還必須滿足以下條件：目前地球科學研究中對新生代前的事件廣泛應用U-Th-Pb法，Rb-Sr法，Sm-Nd法，Re-Os法、K-Ar法等，第四紀研究主要為14C法。常用同位素衰變體系Rb-Sr法以下介紹主要的方法：Rb－Sr體系Rb衰變衰變常數(shù)值1.42×10-11y-1(Steiger和Jager,1977)，屬于β—衰變：原子核中一個中子分裂為一個質子和一個電子（即β—質點），β—質點被射出核外，同時放出中微子ν。如果以X代表母核，Y代表子核，β衰變的反應通式為：AZX→AZ+1Y+β—+ν+E(Z：原子序數(shù)；A：原子量；ν：中微子；E：能量)衰變后核內減少一個中子，增加1個質子，新核的質量數(shù)不變，核電荷數(shù)加1，變?yōu)橹芷诒碛覀鹊南噜徳?。如：上述?737Rb→8738Sr衰變前后原子核的總質量不變，因此8737Rb與8738Sr又被稱為同量異位素。Rb，37號元素，有2個天然同位素，85Rb（豐度72.15%）——穩(wěn)定87Rb（豐度27.85%）——放射性同位素Sr，38號元素有4種同位素，它們均是穩(wěn)定同位素。四者的相對豐度為：84Sr，0.56%；86Sr，9.86%；87Sr，7.02%；（可以由87Rb衰變生成）88Sr，82.56%。其中，87Sr＝宇宙成因＋87Rb衰變生成的放射成因的87Sr，因此，自然界中87Sr的豐度在不斷增長。而84Sr、86Sr、88Sr只有宇宙成因的，它們的豐度基本不變。巖漿巖Rb-Sr定年巖石或礦物中從t年前形成以來由87Rb衰變產(chǎn)生的87Sr子體原子的數(shù)目通過代入一般衰變方程得到：這里87SrI是開始時存在的87Sr原子數(shù)。然而，要精確測定一給定核素的絕對值是困難的。因此，更為方便的是將該數(shù)轉化為都被86Sr(它不由放射性衰變產(chǎn)生，因此隨時間保持恒定)相除的同位素比值。因此，可以得到：l=1.4x10-11a-1若lt<0.1,則elt-1

lt表明87Sr/86Sr對87Rb/86Sr為直線關系衰變常數(shù)值1.42×10-11y-1(Steiger和Jager,1977)，若lt<0.1,等同于t<7Ga（!!，地球系統(tǒng)沒問題)87Sr/86Sr=(87Sr/86Sr)o+(87Rb/86Sr)lt若λt<0.1,則eλt-1

λt變換為——

eλt

－λt1驗證：上表證明，λt越小，

式子eλt-1

λt越接近真實Rb－Sr等時線方法

為了避免因初始鍶同位素比值的估計引起的誤差，人們設計了一組全巖樣品的Rb-Sr等時線年齡測定方法，其原理是：1）所研究的一組樣品（巖石或礦物）具有同時性和同源性；2）形成時Sr同位素組成在體系內是均一的，因而有著相同的87Sr/86Sr初始同位素比值；3）體系內化學成分不同，Rb/Sr比值有差異，可確保獲得一條較好的等時線。4）自結晶以來，Rb、Sr保持封閉體系，沒有與外界發(fā)生物質交換。abcto86Sr87Sro()86Sr87Sr86Sr87Rb同一體系的3個樣品a,b,c，在t0

具有一致的Sr初始比值，但是每個樣品Rb/Sr比值不同時間增長(t0

t1)，每個樣品失去87Rb得到等量的

87Srabca1b1c1t1to86Sr87Sr86Sr87Rb86Sr87Sro()直線斜率(aa1,bb1,cc1,)為－1abca1b1c1a2b2c2t1tot286Sr87Sr86Sr87Sro()86Sr87Rb時間增長(t1t2)，每個樣品繼續(xù)失去87Rb得到等量的

87Sr，全部樣品仍然處于一條直線上，但是斜率更大；87Sr/86Sr=(87Sr/86Sr)o+(87Rb/86Sr)lt87Sr/86Sr=(87Sr/86Sr)o+(87Rb/86Sr)ltFigure9-9.Rb-SrisochronfortheEaglePeakPluton,centralSierraNevadaBatholith,California,USA.Filledcirclesarewhole-rockanalyses,opencirclesarehornblendeseparates.Theregressionequationforthedataisalsogiven.

AfterHilletal.(1988).Amer.J.Sci.,288-A,213-241.

等時線方法有2個好處：A.巖石的年齡與直線斜率t相關－可以定年B.直線的截距就是87Sr/86Sr的初始比值(87Sr/86Sr)0

－可以示蹤全巖角閃石87Sr/86Sr=(87Sr/86Sr)o+(87Rb/86Sr)ltFigure9-9.Rb-SrisochronfortheEaglePeakPluton,centralSierraNevadaBatholith,California,USA.Filledcirclesarewhole-rockanalyses,opencirclesarehornblendeseparates.Theregressionequationforthedataisalsogiven.

AfterHilletal.(1988).Amer.J.Sci.,288-A,213-241.

內部等時線，礦物＋巖石——在實際中常會遇到某些地質體同位素組成較均一，各全巖樣品的Rb/Sr比值差異較小，因而難以形成等時線?！谶@種情況下，可以將全巖和該巖石中選出來的單礦物組合起來構成全巖+礦物等時線，來獲得年齡信息，這種等時線稱內部等時線，——在一般情況下，內部等時線年齡值低于全巖等時線，它代表巖石中礦物的平均結晶年齡（因為所有礦物結晶需要一定時間）。全巖角閃石等時線定義：等時線——是指一套成因相同的樣品的母體－子體同位素比值的雙變量投影圖解，若樣品構成一條直線，稱直線為等時線。Rb-Sr法定年注意的問題1.封閉統(tǒng)一的體系2.封閉溫度——同位素指針的重置，——可以用于冷卻速率研究——代表變質作用時間體系礦物封閉溫度/℃Rb-Sr正長石314Rb-Sr黑云母300±50Rb-Sr白云母500,600-650Rb-Sr全巖650,680-750Rb-Sr角閃石550Rb-Sr石榴石650常見礦物與全巖的Rb-Sr體系封閉溫度注意：1.超過封閉溫度，則Rb-Sr同位素體系不再封閉，不能用于定年；2.但是可以獲得新的體系重置后的年齡藍片巖相綠片巖相角閃巖相麻粒巖相榴輝巖相透長巖相沸石相葡萄石-綠纖石相輝石角巖相角閃石角巖相水飽和的花崗巖固相線鈉長石綠簾石角巖相主要變質相與Rb-Sr體系定年同位素體系重置——是同位素體系再平衡的過程——體系獲得了新的初始比值(87Sr/86Sr)0

巖石的年齡在新的體系上再計算－可以獲得再平衡的年齡封閉溫度不同可以計算體系冷卻速率例如：Jager等(1967)從中阿爾卑期的Simplon和Gotthard地區(qū)獲得：——大約12-16Ma的黑云母年齡，——該結果平均比共生的白云母老8Ma。——白云母—黑云母封閉溫度差(200℃＝500－300℃)，———冷卻速率＝大約25℃/Ma。——轉換為造山帶抬升的速率。——地熱梯度(25-40℃/km)，獲得中阿爾卑斯抬升速率在0.5-1.0km/Ma間，它可很好地與由大地測量獲得的0.4-0.8mm/y的現(xiàn)代抬升速率相對比。——造山帶抬升速率的計算——綜合使用Rb-Sr、K-Ar和裂變徑跡冷卻年齡。Rb-Sr等時線法適用性——巖漿巖——很好！—Rb-Sr等時線法主要適用于測定基性、中性和中酸性巖漿巖的形成年齡。變質巖——變質年齡！——變質作用過程變質巖原巖的Rb-Sr同位素系統(tǒng)被改造，因此等時線年齡往往不能提供變質巖原巖形成年齡的信息，只代表變質事件的年齡或無意義的年齡信息。沉積巖——選擇同沉積的礦物！可以定年！——Rb-Sr全巖等時線法很少用于沉積巖年齡測定，如采用該方法，應采集其中的自生粘土礦物而盡可能避免使用全巖樣品，因為全巖樣品含有較多的碎屑礦物（如云母和長石等），會對測定年齡值產(chǎn)生明顯影響，為了合理解釋粘土礦物的Rb-Sr年齡數(shù)據(jù)意義，還必須對礦物進行詳細的研究。Rb-Sr等時線－假等時線地質過程的復雜性往往導致在某些情況下所獲得的全巖Rb-Sr等時線并不是真正有年齡意義的等時線，而是假等時線或混合等時線，由這種等時線獲得的年齡是沒有地質意義的。造成這一結果的主要原因是所測定的樣品不滿足Rb-Sr等時線同源性的前提，如——巖漿源區(qū)中存在兩端元不均一的混合作用或巖漿上升過程中與圍巖發(fā)生同化混染作用等?！啽愕姆椒ㄊ抢?7Sr/86Sr對1/Sr作圖，如果在該圖上樣品投點是一條直線，則表明所獲得的等時線為假等時線；——用其他年代學方法獲得的結果來檢驗、判斷所獲等時線是否為假等時線；——利用地質資料判斷.如何檢查等時線真假？Sr同位素兩端元混合計算SrM＝SrAfA+SrB(1-fA)fA代表A端元在M中的比例后續(xù)課程講解——Sm-Nd法其他等時線法Sm－Nd體系其他等時線法Sm－Nd法147Sm→143Nd+α+E*放射性同位素

2X10151.07X1011Sm——7個同位素Nd——7個同位素Sm－Nd法構筑Sm-Nd等時線條件Sm-Nd法定年主要應用全巖等時線法或全巖+礦物等時線法，其等時線的構筑方法類同于Rb-Sr法。要獲得可靠的Sm-Nd等時年齡，同樣要滿足下列條件：（1）所研究的一組樣品具有同時性和同源性。（2）所測樣品中，有較為明顯的Sm/Nd比值差異。（3）在樣品形成后，保持Sm和Nd的封閉體系。Figure9-9.Rb-SrisochronfortheEaglePeakPluton,centralSierraNevadaBatholith,California,USA.Filledcirclesarewhole-rockanalyses,opencirclesarehornblendeseparates.Theregressionequationforthedataisalsogiven.

AfterHilletal.(1988).Amer.J.Sci.,288-A,213-241.

【重復回顧】內部等時線，礦物＋巖石——在實際中常會遇到某些地質體同位素組成較均一，各全巖樣品的Rb/Sr比值差異較小，因而難以形成等時線?！谶@種情況下，可以將全巖和該巖石中選出來的單礦物組合起來構成全巖+礦物等時線，來獲得年齡信息，這種等時線稱內部等時線，——在一般情況下，內部等時線年齡值低于全巖等時線，它代表巖石中礦物的平均結晶年齡（因為所有礦物結晶需要一定時間）。全巖全巖+角閃石等時線定義：等時線——是指一套成因相同的樣品的母體－子體同位素比值的雙變量投影圖解，若樣品構成一條直線，稱直線為等時線。Sm－Nd法（1）同時性和同源性（2）Sm/Nd比值差異（3）封閉體系（鈦鐵礦）

內部等時線，礦物＋全巖Sm－Nd法內部等時線，多種全巖內部等時線，礦物＋全巖都是REE——147Sm、143Nd，這對母子體同位素同屬稀土元素，具相似的地球化學性質，使得放射性成因的子體143Nd形成后很自然地繼承母體在晶格中的位置，而不會逃逸。難于分離——各種地質作用都很難使Sm和Nd發(fā)生分離和遷移，因而Sm-Nd體系一般較易保持封閉。較高封閉條件——如果體系中沒有流體參與，角閃巖相甚至麻粒巖相變質作用的巖石，仍能使Sm-Nd同位素系統(tǒng)保持封閉，可獲得較正確的變質巖原巖年齡信息。由于147Sm的衰變常數(shù)較小，因此Sm-Nd法通常適合對古老巖石的定年（＞10億年）。Sm-Nd等時線法的優(yōu)點同位素熱年代學-近年來的新發(fā)展

Geochronologyandthermochronology藍片巖相綠片巖相角閃巖相麻粒巖相榴輝巖相透長巖相沸石相葡萄石-綠纖石相輝石角巖相角閃石角巖相水飽和的花崗巖固相線鈉長石綠簾石角巖相主要變質相與Sm-Nd體系定年不適合酸性巖石——自然界各巖石的Sm/Nd比值變化范圍較小（一般0.1-0.5），在一組同源的酸性巖石中Sm/Nd比值差異更小，因此，Sm-Nd全巖等時線法不宜對酸性巖年齡測定。最適合基性巖石——同源的鐵鎂質和超鐵鎂質巖石的Sm/Nd比值變化較大，采用Sm-Nd全巖等時線或全巖+礦物等時法能獲得較好的年齡測定效果。Sm-Nd等時線法適用的巖石適合古老巖石定年——用該方法可測定隕石、月巖及地球上古老的基性巖和超基性巖類的年齡，Hamet等人（1978年）獲得的Moama無球粒隕石的全巖+礦物等時線測定的隕石：

形成年齡為4580±50Ma，（143Nd/144Nd）0=0.50684±8。對比Rb-Sr和Sm-Nd方法不適合酸性巖石

最適合基性巖石不適合基性巖石最適合中酸性巖Rb-Sr法Sm-Nd法軟件推薦：同位素年代學Isoplot/ExIsoplot/Ex是由伯克利地質年代學中心KennethR.Ludwig編寫的加載到MicrosoftExcel上的放射成因同位素年代計算程序。除了通常的Rb/Sr,Sm/Nd……等時線作圖和計算外，它還可以：構筑U-Pb諧和線圖（可選二維的諧和線-交點和“諧和線年齡”、三維的面型諧和線-交點年齡或三維線型諧和線-交點年齡。使用三維線性等時線構筑鈾系等時線年齡并構筑230Th/238U-234U/238U演化曲線和等時線。構筑普通Pb數(shù)據(jù)的單階段增長線圖。構筑累積概率/直方圖。計算和構筑單變量誤差加權和強平均圖。擴展Excel函數(shù)包括206Pb/207Pb年齡、U-Th-Pb年齡、普通Pb模式年齡與值、Nd-Sr-Os-Hf模式年齡、234Th/234U/238U年齡、加權平均、諧和線年齡、SHRIMP型的207Pb校正與208Pb校正年齡、碎屑校正的鈾系比值等。用上式定年的關鍵是要知道樣品形成時的（143Nd/144Nd)0比值，將假設的初始比值代入上式計算的年齡稱為模式年齡，顯然模式年齡可靠性取決于初始比值選擇。Sm-Nd模式年齡可測不知道可測不知道假設原始地幔巖漿庫是一個具有球粒隕石Sm/Nd比值的均一巖漿庫（CHUR，ChondriticUniformReservoir），并假定地殼巖石的Sm/Nd比值在從CHUR源區(qū)分離后Sm/Nd比值保持不變，則地殼巖石在時間t的(143Nd/144Nd)0值就是CHUR源區(qū)在時間為t的演化值，根據(jù)上式：式中：（143Nd/144Nd）CHUR（t）為CHUR在時間t的比值；(143Nd/144Nd)CHUR

和(147Sm/144Nd)CHUR分別為CHUR的現(xiàn)代值，其中(143Nd/144Nd)CHUR=0.512638，(147Sm/144Nd)CHUR=0.1967。Sm-Nd模式年齡全地球的(143Nd/144Nd)0

？如何獲得？近似于球粒隕石CHUR地殼分異——大約3.0Ga分異出大陸地殼，之后開始出現(xiàn)虧損地幔演化線地幔Nd同位素演化——O.50677Sm-Nd模式年齡TCHUR為樣品相對CHUR的Nd同位素模式年齡，代表地殼物質從CHUR中分離的時間或殼幔分異的時間。對于樣品：對于CHUR：聯(lián)立上面2個方程，它們相等，整理右邊，得到：Sm-Nd模式年齡借用初始比值—為模式年齡Sm-Nd模式年齡借用初始比值—為模式年齡Sm-Nd模式年齡隨著研究的深入，人們發(fā)現(xiàn)隨著地殼從地幔中的分異，地幔發(fā)生了虧損，因而相對于虧損地幔（DM）計算的Nd同位素模式年齡更合理，通過類似TCHUR的推導，有：TDM為樣品相對于虧損地幔的Nd同位素模式年齡，代表地殼物質從虧損地幔中分離的時代；(143Nd/144Nd)DM和(147Sm/144Nd)DM分別為虧損地?，F(xiàn)今的同位素比值，以大洋中脊玄武巖（MORB）為代表，其值一般采用:

(143Nd/144Nd)DM=0.51315(147Sm/144Nd)DM=0.2135(R.G.Miller等，1985)。全地球的(143Nd/144Nd)0

？如何獲得？近似于球粒隕石CHUR地殼分異——大約3.0Ga分異出大陸地殼，之后開始出現(xiàn)虧損地幔演化線地幔Nd同位素演化——O.506770.513150.512638Sm-Nd模式年齡的意義解釋TDM與真實年齡T若巖漿直接派生于虧損地幔物質的部分熔融或分異結晶，則巖漿的結晶年齡與TDM相近，T

TDM.若巖漿來自于早期地殼物質的再循環(huán)或發(fā)生殼?；旌献饔茫瑒t巖漿的結晶年齡小于TDM，T<<TDM.沉積巖中TDM（主要為細碎屑巖）一般只代表地殼物質的存留年齡或區(qū)域地殼的平均形成年齡。如果地殼物質在其形成后Sm/Nd比值發(fā)生了改變，則需要用二階段或多階段的模型計算其模式年齡（Liew，1988）。Sm-Nd模式年齡的意義解釋TDM與真實年齡T若巖漿直接派生于虧損地幔物質的部分熔融或分異結晶，則巖漿的結晶年齡與TDM相近，T

TDM.若巖漿來自于早期地殼物質的再循環(huán)或發(fā)生殼?；旌献饔?，則巖漿的結晶年齡小于TDM，T<<TDM.借用初始比值差異大—

T<<TDMTDM計算實例（見Excel方法舉例）Sm-Nd模式年齡帶入樣品測定值和虧損地幔的參數(shù)：其中虧損地幔參數(shù)為：(143Nd/144Nd)DM=0.51315(147Sm/144Nd)DM=0.2137Sm-Nd模式年齡計算的假設條件選取的假設條件至關重要：1.選擇合適的儲庫，因為TCHUR與TDM可能相差300Ma，見下頁圖.2.已有多種虧損地幔模式，差異較大。3.用于模式年齡計算的參數(shù)很多,在同其他人數(shù)據(jù)對比的時候,需要注意別人所用的參數(shù).4.注意世界上2種不同實驗室的系統(tǒng)差別。Sm-Nd模式年齡計算的有關參數(shù)絕大多數(shù)實驗室參數(shù)Re-Os法部分引自吳福元和高山,2005講座Re-Os同位素體系的基本特征Re:2個同位素185Re(37.07%)187Re(62.93%)Os:7個同位素184Os(0.018%)186Os(1.59%)187Os(1.64%)188Os(18.3%)189Os(16.1%)190Os(26.4%)192Os(41.0%)75號元素76號元素Re－Os體系-同量異位素Re-Os同位素體系的基本特征和其它等時線一樣，Re-Os等時線也必須滿足等時、同源和封閉等條件。Re-Os同位素定年的基本原理常見巖石/礦物的Re、Os含量（Shirey&Walker,1998）高Os的巖石低Os的巖石幔源巖石合適定年高Re和Re/Os巖石都高，適合定年(1)Re中等不相容元素，Os相容元素；(2)Re在地殼中相對富集，Os在地幔中相對富集,Re和Os主要富集在地核中；(3)在硅酸鹽相中含量很低；(4)Re和Os為高度親硫元素；Re和Os在硫化物中相對比較富集，例如輝鉬礦、紅銅礦、黃銅礦、輝銅礦、磁黃鐵礦等；(5)黑色頁巖、海地熱液沉積物也可以定年和示蹤。Re-Os的地球化學性質（1）輝鉬礦Re-Os定年對于輝鉬礦，由于其Re、Os含量較高，其初始Os可以忽略不計，因而此時既可對單個樣品進行定年，也可運用等時線方法定年。簡化為簡化為Re-Os定年印度德干高原玄武巖U-Th-Pb法同位素年代學U有3種天然放射性同位素，它們的相對豐度為：238U=99.2739%，235U=0.7024%，234U=0.0057%。Th只有1個同位素232Th，屬放射性同位素。自然界存在的其它U、Th同位素都是短壽命的放射性同位素，數(shù)量極微。238U、235U、232Th衰變反應如下：

238U→206Pb+8α+6β—+E

235U→207Pb+7α+4β—+E

232Th→208Pb+6α+4β—+EU,Th,Pb同位素U-Th-Pb體系式中（206Pb/204Pb）、（207Pb/204Pb）、（208Pb/204Pb）分別為樣品現(xiàn)今的Pb同位素比值；（206Pb/204Pb）0、、（207Pb/204Pb）0、（208Pb/204Pb）0分別為樣品形成時的初始Pb同位素比值；（238U/204Pb）、（235U/204Pb）、（232U/204Pb）分別為樣品現(xiàn)今的同位素比值；λ1、λ2、λ3分別為238U、235U、232Th的衰變常數(shù)；t為樣品形成以后在封閉體系中所經(jīng)歷的時間。U,Th,Pb同位素半衰期根據(jù)上列三個關系式可獲得三個獨立的年齡值，如果它們相互吻合（＜＝10%），稱為一致年齡。但由于鉛的丟失往往得不到一致年齡。

U,Th,Pb同位素——

一致年齡U,Th,Pb同位素——

等時線法定年Essonvillegranite,Tiltonetal.,1958用206Pb/207Pb比值計算可以較大限度地消除Pb丟失對年齡測定的影響，將上面(1)和(2)聯(lián)立，得到第4個年齡計算式：U,Th,Pb同位素——“207-206年齡”。計算式(3)不需要獲得235U和238U的原子數(shù)，因為自然界235U和238U比值是已知的，根據(jù)樣品的鉛同位素比值就可算出“207-206年齡”。(1)(2)(3)U,Th,Pb同位素的4個方程由于238U、235U和232Th的半衰期較大，因此U-Th-Pb法一般只適合古老地質體的測年.要獲得正確的U-Th-Pb年齡，必須滿足以下條件：(1)樣品形成后保持U-Th-Pb體系封閉性；(2)合理選擇樣品的鉛同位素初始比值。(1)(2)(3)(4)U,Th,Pb同位素——

等時線法定年Essonvillegranite,Tiltonetal.,1958U-Th衰變最終母體－子體對及衰變常數(shù)適用的礦物——U、Th礦物及富含U、Th的礦物，

如瀝青鈾礦、晶質鈾礦、釷石、鋯石、獨居石、榍石、磷灰石等，這些礦物富含U、Th，對于U、Th、Pb和中間子體的封閉性較好，同時在各種巖石中分布較普遍。注意：假設這些礦物中鉛同位素初始比值為0。U,Th,Pb同位素年代學為什么使用富U、Th礦物定年？初始值近似為0最接近于滿足測年條件的礦物是鋯石，可以認為其初始鉛同位素比值接近0，鋯石成為進行U-Th-Pb年齡測定的主要對象，受到廣泛重視。

鋯石的成因較復雜，有巖漿成因、變質成因和碎屑鋯石等，在進行鋯石U-Th-Pb年齡測定前，必須進行礦物形態(tài)的研究，區(qū)分鋯石的成因類型。巖漿型鋯石晶形完好，陰極發(fā)光圖象具有環(huán)帶構造，而碎屑成因鋯石表面一般有磨蝕現(xiàn)象。只有正確判斷鋯石的成因類型才能對鋯石年齡的地質意義作出合理解釋。U,Th,Pb同位素年代學——選擇鋯石為什么使用鋯石定年？初始值近似為0一致年齡U-Th-Pb法年齡測定可以同時獲得4個年齡值（稱表面年齡），如果這4個值較接近，其算術平均值即為一致年齡，代表礦物結晶年齡。但由于U、Pb的活動性較強，而Th4+的地球化學性質與U4+相似，已形成的巖石和礦物難免受到后期地質作用的影響，造成母、子體核素不同程度的丟失（或獲得），破壞了體系的封閉性，導致測定的四個年齡數(shù)據(jù)不一致，而且經(jīng)常存在t208＜t206＜t207＜t206/207的順序。如果引起不一致年齡的原因主要是不同子體的丟失程度不同，這時t206/207年齡最接近礦物結晶年齡。因為207Pb和206Pb化學性質極相似，故丟失率也較一致，這一年齡值可消除因Pb丟失產(chǎn)生的誤差。U,Th,Pb同位素年代學U-Pb一致曲線法（諧和曲線法）為了排除由于礦物中子體同位素丟失引起的測年誤差，U-Pb一致曲線法（諧和曲線法）提供了較好的解決方法。U,Th,Pb同位素年代學U、Pb同位素2個方程因為鋯石中鉛同位素初始比值為0，進一步簡化得到：U-Pb諧和曲線方程初始值近似為0U-Pb諧和曲線U,Th,Pb同位素年代學

以上兩式表明，樣品中206Pb*/238U和207Pb*/235U比值只是時間t的函數(shù)。

在以206Pb*/238U為縱坐標和207Pb*/235U為橫坐標的圖中。對一個給定的年齡值，可得出相對應的206Pb*/238U和207Pb*/235U比值。

通過選取不同的年齡，求出一條U-Pb體系的理論曲線，該曲線稱之為U-Pb諧和曲線或一致曲線。U-Pb諧和曲線或一致曲線。U,Th,Pb同位素年代學一致曲線

Ahrens(1955)和Wetherill(1956)提出了鉛一次不連續(xù)丟失的模型（幕式鉛丟失模式）。假設在被研究的一個地質體取n個鋯石樣品，其真實年齡為t，在t1時發(fā)生鉛的一次丟失事件（如區(qū)域變質作用或熱接觸變質作用等），然而各個樣品鉛丟失的程度不同，通過數(shù)學推導得：Pb丟失與不一致線該式為一直線方程，對于一組鉛丟失程度不同的鋯石樣品，它們的206Pb*/238U和207Pb*/235U比值應在一條直線上（稱不一致線），該直線與諧和曲線有兩個交點，上交點t即為礦物形成的年齡，下交點t1則為發(fā)生鉛丟失事件年齡或變質年齡。Pb丟失與不一致線一致線Pb丟失與不一致線Pb丟失與不一致線體系礦物封閉溫度/℃U-Pb石榴子石>800U-Pb鈣鋁榴石775U-Pb獨居石600~700U-Pb榍石>500U-Pb金紅石380~420U-Pb磷灰石350U-Pb體系不同礦物的封閉溫度同位素熱年代學-近年來的新發(fā)展

Geochronologyandthermochronology(褐簾石)

(榍石)

(金紅石)

(磷灰石)

鋯石U-Pb測試方法鋯石U-Pb年齡測定常規(guī)所需的樣品量達毫克級以上，在實際工作中難免將顏色，形狀，元素含量甚至成因不同的鋯石混合測定，結果只能得到混合鋯石的平均年齡。

目前只有單顆粒鋯石晶體或者晶體微區(qū)的U-Pb同位素組成，才能給出不同類型鋯石的真實同位素年齡?；◢弾r中的鋯石鋯石U-Pb測試方法單顆粒鋯石化學法單顆粒鋯石離子探針質譜法(SHRIMP)單