同位素年龄测定

贝克勒尔提出的原理

1896年，贝克勒尔（A.H. Becquerel）观察了含铀矿物（如沥青铀矿）能使封闭的照相底片感光，这是X射线产生的作用。随后证明了铀能自然衰变，它以粒子和电磁辐射的形式放出能量（即放射性）。后来放射性衰变成为地质学家确定地球及岩石形成时代的重要手段。

测定原理

基本原理是：假设岩石形成时，含有一定量的具放射性的母体同位素，随时间的流逝，该母体同位素蜕变，其含量逐渐减少，蜕变后形成的子体同位素则逐渐增多，只要测定母体同位素与子体同位素之比，则该比值就可作为岩石形成以来的时间的尺度。

测定条件

测定地质年代的同位素须具备2个基本条件：

（1）母体同位素在岩石中分布较普遍，并能测定其含量；

（2）其子体同位素能在岩石中保存下来，并可测定其含量。

测定方法

有些同位素是不稳定的，随时间将衰变成一种或多种同位素，每种同位素放射衰变的速率是恒定的。同位素衰变为最初总量的一半所需要的时间称为该同位素的半衰期。累积的衰变产物与原始同位素剩余量的比值，可用来测定含有放射性矿物的岩石年龄。计算公式为：

D*=N（eλt-1）或t=1/λ*ln（1+D*/N）

铀（U）－铅(Pb)

U238和U235都自然地衰变并释放出α粒子。U238的半衰期是45亿年，即1克U238在45亿年后将剩下0.5克，90亿年之后只剩0.25克，依此类推。U238衰变成U234，然后依次相当快地经过一系列子体产物衰变成同位素Pb206。同样，U235衰变成Pb207，Th232衰变成Pb208如此放射衰变的结果，含铀矿物不断地积累着铅。这三个衰变系列可分别用下列简化式来表示：

238U→206Pb+8α+6β-

235U→207Pb+7α+4β-

232Th→208Pb+6α+4β-

用铀一铅测定法确定岩石年龄的程序如下：

1、从要测定的岩石里分离出含铀矿物，如锆石。首先把岩石粉碎成1毫米大小的碎屑，然后把岩屑放入重液，锆石等重矿物将下沉，且轻矿物则浮起并可从液体中离析出来，再把锆英石从其他重矿物中离出。

2、仔细的进行化学分析，测出锆石内铀和铅的总量。

3、用质谱仪测出每个铅同位素的相对含量（同位素比值）。

4、岩石的近似年龄可通过上面公式算出，即从U238－Pb206、U235－Pb207、Th232－Pb208，或是由Pb206与Pb207的比值计算出来。

钾（K）－氩（Ar）

自然钾有三个同位素，即K39、K40和K41，稳定同位素、K41的丰度远比不稳定同位素K40要高。通过质子对电子的捕获，K40转变成惰性气体Ar40。K40的半衰期是13亿年,因此很老的岩石年代可以用钾氩法测定，40，000年以前的岩石仍可以用这个方法测定。黑云母、白云母、角闪石、透长石、海绿石和兰闪石等含钾矿物，以及全岩都可用K－Ar法测定。由于含钾矿物在多数岩石里较丰富，因此这一方法被广泛应用。矿物或岩石内钾的含量可由化学分析得知，氩的百分数由质谱仪间接测定而得。但氩是气体，它可以在变质期间从矿物和岩石中丢失。由于这个原因，钾－氩法提供的是花岗质岩石最后一次热事件的年龄，变质岩最后一次变质的年龄，或者一个地区最后一次重要上升和剥蚀的年龄。因为氩丢失的可能性大，所以一般认为钾－氩法得出的数据，代表着岩石的最低限年龄，然而有的情况用钾氩法测得的年龄又太老。如果变质作用期间它不完全丢失，Ar40可以从沉积岩里原先的矿物继承下来，变质岩测出的年龄就比真正变质作用的时代要老。在测定浅变质岩（如板岩）时，会有这种问题。此外，有些矿物可以吸附外来的氩，对这种矿物用钾氩法测得的年龄数据一般偏大。

铷－锶

多数造岩矿物里含有少量的铷，不稳定同位素Rb87衰变放射出一个电子成为Sr87。衰变公式为：87Rb→87Sr+β-+υ+Q。Sr87的半衰期为500亿年，可用它测定古生代和前寒武纪的地质事件。假定岩石结晶时所有矿物含Sr87和Sr86的比值相同。存在于岩石内Sr87的累积数量和Rb87的初始数量是成正比关系，所以随着时间变化岩石内Sr87/Sr86的比值将增加，而Rb87/Sr86的比值则减小。在Rb-Sr等时线图上Sr87/Sr86的比值与Rb87/Sr86的比值是相对应的，由于Rb87的半衰期已经知道，样品的年龄可从等时线的斜率计算出来，它在图上是一条连接各点的直线，全岩Rb-Sr年龄是通过用Rb-Sr等时线图来测定。由于黑云母和白云母在变质时可能丢失Sr，因此这些矿物的Rb-Sr测定所提供的年龄值是岩石最后受热的年龄。另一方面，在中等热度情况下， Sr往往不从岩石里移出，所以一个Rb-Sr年代一般可提供火成岩最初结晶的年龄，或者变质岩第一次强烈变质的年龄。然而，如果岩心曾受过交代蚀变作用或者曾受过两次强烈变质作用，全岩Rb-Sr测定所表示的年龄值可能是最后的而不是最初的地质事件。

裂变径迹

晶体或玻璃质内的U238和U235能自发地裂变产生很细的裂变径迹，呈线形带状，长约0.0075mm，宽约0.000001mm。它是由于结晶格架中的缺损或玻璃内化学键的破坏造成裂变碎片高速运动而引起的。每单位面积的径迹数目是铀的丰度和该物质年龄的函数。只要铀的含量被测出来，则其年龄便可由计算一定面积内含的径迹数目而测得。因裂变径迹的直径非常小，它们需要在酸溶液里浸蚀放大，这个方法最有效的方面是可测定非常小的标本。不利的一面是晚期热事件可导致径迹的破坏，因此这个方法只能给出最小年龄值。

放射性碳

斯托克思（W.L.Stokes）认为C14测定法是极为成功的方法。放射性C14是由于大气层中宇宙射线冲击N14而产生的。C14与氧结合形成二氧化碳，二氧化碳被生物吸收到组织、外壳和骨骼。当生物活着的时候，放射性同位素C14与稳定同位素C12的比例保持平衡。虽然C14有一部分衰变为C12，但是新的C14不断补充进去，使C14与C12的比例仍然保持平衡。当生物死后，C14不仅得不到补充，相反由于衰变而含量不断减少。C14的半哀期为5730年。其半衰期是如此之短，以至这种方法只适于测定40，000年以内的年龄（但若用补充方法也可得到60,000年范围内的年龄数据）。人们把标本中含C14率与现代生物中含C14率进行比较以求得标本年龄。C14测定法被古人类学家、考古学家和地质学家广泛采用。用这种方法可测定炭片、木头、谷物、蜂腊、头发、纤维、泥炭、生物壳、象牙、骨头等物的年龄。

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