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、4oAr-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 4oAr-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。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。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、高频辐射加热技术和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一变质一构造活动改造的地质体，常规K-Ar法已 经不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4oAr-39Ar 法, 39Ar/4oAr计时法是把含钾样 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/4oAr 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是 一小时，对每次加热所释放的氩进行纯化和质谱测定。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是否发生过丢失。如果样品自结晶作用以来对氩和钾 保持封闭体系，那么每次馏分的39Ar/40Ar*比值应该是一样的，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 和形状，不仅能了解样品的地质热历史，辨认样品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和次生的热扰动年龄。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/4oAr 等时线法。这些等时线方法的应用前提是：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，检验样品是否含有过剩氩、消除过剩 氩影响和给出样品的“真实”年龄等目的。但是，由于等时线方法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 al.,1972)。其中参加运算的数据点的相对位置和 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和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，而是可以进行相互检验和根据具体情况起到互相补充 的作用。尽管39Ar/4oAr法的全熔年龄(total fusion age)与普通4oK-4oAr法一样也存在氩丢失的问题, 但相对而言,39Ar/4oAr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,这是其它方法无可比拟的。2)39Ar/4oAr年龄比4oK/4oAr 年龄精确。39Ar/4oAr等时线也比4oK-4oAr等时线可信，而且39Ar/4oAr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 品的年龄和外来氩的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/4oAr法存在的最大问题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、 边缘错位和晶格空位,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: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。但是,由于后期地质作用的复杂 性,一些含钾矿物形成以后,钾和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 法和 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 须根据地质背景和不同的测年目的,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4Ar-39Ar法 定年,主要通过选择制成光片的待测样品45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238 U和235 U，分别衰变 成2个铅同位素子体206Pb和207Pb。通过这两个衰变系列，可以获得3个年龄值(206Pb/207Pb、207Pb/235 U和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 :当各锆石样 品 206Pb/207Pb、207Pb/235 U和206Pb/238 U 3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 lOMa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。 当一组样品的207Pb/204Pb206Pb/204Pb年龄作图线性关系很好时，应直接选取铅一铅等时年 龄。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。放射成因铅较低的锆石或其它副矿物样品（206Pb/204Pb500）应采用三阶段模式 回归计算普通铅扣除量和年龄（朱炳泉,1975）。U-Pb法的测定对象主要是含铀矿物，如锆石、 榍石、金红石、独居石、褐帘石、磷灰石和锐钛矿等。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15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，有的锆石是由内部具环带的核和外部透明的、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和同位素的不均一性，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和Pb的含量是不同的，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。U-Pb法本身有多种测定方法，包括微量矿物法、颗粒矿物U-Pb化学法、Pb-Pb蒸发法和 高精度离子探针方法。各种方法均有其优点和缺点。目前,U-Pb法的发展趋势是向微区分析 技术发展。而单颗粒锆石定年技术的推出（Lancelot,1976）,以及酸浸蚀实验、提高磁化体系强 度、空气磨蚀技术的发展与高净化实验流程的建立（Krogh,1982），无疑是U-Pb定年法向微区 分析技术迈出的关键一步。单颗粒矿物U-Pb法的优点在于:样品用量少，可以分开不同年 龄的矿物颗粒;使用空气磨损技术去除锆石表层放射性铅丢失部分，使测点更接近一致线， 从而提高年龄的测定精度和可靠性。然而，与其它U-Pb定年法相似的是，该方法亦可能由于 所测定的锆石颗粒遭受了不同地质事件的改造，而给出错误的年龄信息。为了获得可靠的年 龄数据，必须对矿物微区进行原位测定，即必须借助于高精度离子探针技术。而新开发的澳大 利亚SHRIMPRG离子探针和法国CAMECA公司的ims1270二次离子探针均能直接进行矿 物原位（insitus）微区分析，精度可达10 um数量级，可以区分相差10Ma的地质事件，从而使高 精度锆石U-Pb年龄的获得成为可能。U-Th-Pb法不一致年龄的处理主要有谐和图法、两阶段模式法和等时线法。不一致年龄 的解释模式有插入事件模式、扩散模式、扩容模式、蚀变模式、低温退火模式、混合模式和 复杂模式等，除上述模式外，在解释不一致年龄时，还须考虑到核反冲作用、射气作用、化 学风化作用等因素。三、Pb-Pb等时线法尽管铅的模式年龄遭到人们的摒弃，但铅的 206Pb-207Pb 等时线年龄却正在引起人们的关 注，尤其是当系统具有高的U/Pb比值，亦即含有足够高的放射成因铅同位素时。由于235U/238U 比值在所有地球物质中是一个常数1/137.8,因此206Pb-207Pb年龄可以不必求出矿物中铀的含 量就能计算出来。如果t是常数，则一个封闭系统中共生的矿物在206Pb-207Pb图解上都应该落 在一条斜率为m的直线（等时线）上：m=1/137.8（e 入 2t-1）/（e 入 1t-1）式中入1和入2分别是235U和238U的衰变常数,t即为自从矿物或岩石成为U、Th、Pb 的所有中间子体的封闭体系以来所经历的时间。本方法的测定对象是放射性成因铅含量高而 正常铅含量低的矿物。因此，方铅矿等含铅矿物是不适合的。最好是具有高U/Pb比值的其它 矿物,如碳酸盐类矿物等。目前看来,本方法对地层时代的定年较准,而对矿化年龄则尚有待进 一步探讨。四、Rb-Sr法70 年代以来,铷锶法得到了迅速发展,铷锶等时线方法已经成为地质年代学中最重 要的方法之一。Faure(1976)对铷一锶全岩等时线和矿物内部等时线年龄的意义和相互关系进 行了详细论述。随着铷锶年龄资料的积累和铷锶同位素体系研究的深入,一些学者对铷 一锶等时线定年的理论和基本前提提出了疑问 ,并进行了方法的讨论 (覃振蔚,1987;张玉泉 等,1989;李献华等,1990)。本文拟以花岗岩和变质岩为例,探讨铷一锶等时线定年法的适用性 和局限性。对花岗岩的铷一锶定年，除必须满足同位素定年的理论和一般前提外，还必须满足:所 测定的样品必须是同源的，即样品的(87Sr/86Sr) i比值相同。由于测试精度的限制，对大多数花 岗岩而言,所分析的一组样品的(87Sr/86Sr) i比值如果能在nX10-4数量级上一致，就可以认为 满足“初始锶均一”的等时线条件。由此类样品的实验数据回归获得的等时线，可以得出真 实的年龄。然而，地壳的同位素组成是极不均一的，由地壳岩石重熔产生的花岗岩将或多或少 地继承这一特点，从而产生花岗岩Sr/86Sr) i的不均一性。如果所有样品的(87Sr/86Sr) i比值 在一个“平均值”范围内随机变化，与 Rb/Sr 值无关，在铷一锶等时线图上表现出 87Sr/86Sr)i 值沿坐标轴的水平“带状”分布，则可以获得一条有一定误差但接近花岗岩形成年龄的铷一 锶等时线年龄。如果样品的(87Sr/86Sr) i比值与Rb/Sr值有关，则会构成一条“假等时线”，不 能反映正确的花岗岩形成年龄。岩浆结晶作用时间短，所有样品均具有接近的年龄。 Macarthy等(1980)认为,如果岩浆结晶时间短,Rb/Sr值变化范围适中，则有助于铷一锶等时线 的构筑，并能提高等时线斜率与年龄计算的精度;如果结晶时间长,Rb/Sr值变化过大，则放射成 因的87Sr积累将快速增加，导致早期和晚期结晶固相的(87Sr/86Sr) i值发生较大变化，并和 Rb/Sr值呈明显的正相关关系,从而使铷一锶等时线定年前提不能满足。一组样品具有适当 变化范围的87Sr/86Sr值(或Rb/Sr值),以便构筑一条等时线，获得可靠的等时线斜率。由于上述 前提条件的限制，可以认为由结晶分异一同化混染、混合成因形成的岩浆岩样品不适合于铷 一锶等时线方法测定。由于铷、锶化学性质的差异，使得它们在变质作用过程中的表现也各不相同。在进变质 或退变质时，锶可以在 1cm 的小范围内进行再分配;退变质加剪切作用时，锶活动范围可以扩 大到几十米。铷则更为活动，可以在露头范围内发生迁移;在麻粒岩相变质条件下，铷会大量丢 失,K/Rb值可达10004000,而退变质时铷又会增加。因此,对任何类型的变质岩，如果在其形 成过程中或形成后的地质历史中，有流体的加入使铷、锶发生变化，这些岩石均不适宜于用铷 一锶等时线法进行年龄测定。受强烈的后期地壳改造作用的影响，我国关于变质岩的铷一锶 等时线定年法成功率不高。至今尚未获得过35003800Ma的铷一锶等时年龄,2500Ma以 上的结果也不多，所获年龄多集中在2300Ma、2100Ma、1800Ma左右的三组年龄值范围 内(伍勤生，1985;高励，1985)，反映的是后期构造热事件的叠加时间。因此，利用铷一锶等时线法 确定变质岩的年龄时应谨慎，在地质上要选择那些受后期热扰动事件改造少的中级以上变质 岩和深成岩，才有希望获得满意的结果。Rb-Sr 法存在一些问题:(1)测定年龄的样品量较大;(2)测定包裹体的年龄时，难以排除次 生包裹体的影响 ，并且原生包裹体可能存在不同时代的包裹体 ，测定的结果可能为混合年 龄；(3)样品前处理中存在一些较难以克服的问题，如吸附反应导致Rb、Sr分馏，进而影响Rb、 Sr同位素体系的封闭;(4)等时线理论要求样品同源、具有相近的同位素初始值和形成后处于 封闭体系,这些就决定了实践工作中很难得到科学的、合理的等时线年龄。五、Sm-Nd法Sm、Nd 同属稀土元素,具有相似的地球化学性质。它们主要富集在榍石、磷灰石、褐 帘石、锆石、石榴子石、角闪石和辉石等矿物中。在多数情况下,稀土元素的化学性质是不 活泼的，特别是Sm/Nd比值不易发生改变，钕的热扩散系数比锶低一个数量级。这使得Sm-Nd 同位素体系可以保持良好的封闭状态,从而可以获得古老岩石的成岩年龄。自 Depaolo 等 (1976)提出 Sm-Nd 模式年龄以来， Sm-Nd 同位素年代学研究已经取得了较大进展，已不仅仅 局限于古老岩石的定年。高精度的单矿物 Sm-Nd 同位素分析和矿物内部等时线方法已经将 Sm-Nd 法开拓到显生代花岗岩形成年龄、中生代基性-超基性岩形成年龄和矿脉年龄的测定 (李曙光等，1989;李志昌等，1987;李献华等，1990)。Sm-Nd法的优点在于Sm、Nd均为相对稳定的元素，适宜于对铁镁质岩石定年。然而由 于这两个元素在矿物/玄武岩浆中的分配系数较低，甚至低到可以忽略不计，因而在同一地幔 源衍生的部分熔融体中，或在由连续分异作用而形成的派生岩浆中(同源)，即使经过一段长时 间的分馏，也不能使Sm/Nd比值产生重要的不同。岩石中Sm、Nd含量低和Sm-Nd同位素体 系变化范围小，必然影响等时线的回归及回归精度。这正是Sm-Nd定年法的缺点。与其它等时线法一样，用Sm-Nd定年法测试的样品必须具有同源性、同时性和不受后期 事件的干扰等3个基本条件。但在实际的应用过程中,由于同类岩石Sm/Nd比值变化较小, 而使等时线无法拉开，因此常常将不同岩性的岩石组合在一起。如在高级变质岩区将基性麻 粒岩与中、酸性麻粒岩，或者麻粒岩相与角闪岩相岩石组合在一起;在绿岩带与蛇绿岩套中进 行科马提岩和玄武岩的组合，以及其他长英质、基性、超基性岩的组合。如此就会带来一个 问题。如果超基性岩和基性岩石分别来自亏损源和富集源，由于这些来源不同的岩石具有不 同的初始比值，其在原始等时线图上就已经存在一个初始斜率 ，即已经存在一个年龄值，则必 然导致后来生长的同位素年龄偏老。同样，如果岩石组合中有强亏损的岩石 ，由于其 143Nd/144Nd 增长快，也会使所得年龄偏大。由于从地质上和地球化学上均难以正确地回答这 种岩石组合能否保证它们的同源性和同时性，因此，目前许多 Sm-Nd 等时年龄的地质意义可 能是不明确的，甚至是值得怀疑的(江博明,1989;Gruau等,1990)。此外，岩石遭受后期改造作用时稀土元素是否具有活动性的问题，已经引起地质学家的重 视。变质作用过程电新矿物组合的形成以及变质流体的迁移确实对Sm-Nd同位素体系存在 某种潜在的扰动作用。以石榴子石为例，由于石榴子石具有很高的 Sm/Nd 比值(接近或大于 1),在深变质作用过程中形成此类新矿物必然会使Sm-Nd同位素体系产生强烈的分异。此外, 随着流体/矿物分配系数的改变，不同矿物中的 Sm/Nd 比值和钕同位素的组成也有可能发生 改变。在5kbar和1200C条件下,Sm在富CO2硅酸盐熔体中的分配系数比富H2O硅酸盐熔 体中高1000倍(Wendlandt等,1979)。因此，在野外取样时,应尽量采取不受或少受后期改造作 用影响的样品。此外,Sm-Nd同位素体系还在地球演化、大陆生长和化学地球动力学等研究方面发挥着 不可替代的作用(Depaolo等,1981,1988)。六、Re-Os 和 Os-Os 法Re-Os同位素体系与KAr、RbSr、SmNd、UThPh等常用的同位素体系相比 具有独特的地球化学特性。Os为相容元素，Re为中等不相容元素，因而在岩浆过程中Re、 Os 间的分异远比其它同位素体系母子体间的分异大，随时间演化造成锇同位素组成有较太 变化，因此锇同位素是一种很好的地球化学示踪剂，它可以提供Sr、Nd、Ph等同位素所不 能给出的重要信息。Os 有七种同位素：184Os(0.02%),186Os(1.58%),187Os(1.60%),188Os(13.3%), 1890s(16.2%),19oOs(26.4)和 192Os(41.0%). Re 有两种同位素：185Re(37.40%)和 187Re(62.60%)。括 号内的数字为同位素习用丰度。其中187Re是放射性同位素，经B衰变生成1870sB粒子的 最大能量为2.65Kev,仅仅是i87Re衰变的B粒子最大能量275Kev的1%。它给精确测定i87Re 的衰变常数（或半衰期）带来了困难。目前普遍采用的衰变常数是由实验法获得的，即在1kg纯 的高铼酸里加入190OS-192OS同位素示踪剂，放置两年后，测量放射成因的1870s的增长，得到半 衰期为（42.3 土 1.3）Ga,相当于衰变常数为1.64 X 10-11。90年代初负热电离质谱（NTIMS）技术在地质样品上的应用，为人们提供了一种精确 测定大多数地质样品的 Re、0S 同位素组成和含量的有效手段。 CariuS 管熔样方法是 1995 年以来，继负热电离质谱技术（NTIMS）之后,Re-Os分析技术的又一重大突破，它成功地解决了 样品与稀释剂的同位素不平衡问题，并且显著地降低了全流程空白,是进一步拓展Re-Os同位 素体系应用范围的重要基础。Os-Os法（187Os-186Os,187Os-188Os）是一种高精度的测年技术。它扩大了 Re-Os体系的应用 领域，是Os同位素分析技术的一次重要进步。用这种方法可以简单通过测定Os同位素，同时 获得Re/Os比值和Os同位素组成，从而克服了许多目前困扰Re-Os同位素地球化学研究的常 规Re-Os分析技术的实验困难:样品不均一性问题得到解决;也不需要测定Re-Os的绝对含量, 稀释剂与样品Os同位素不平衡的问题和Pt带中Re空白高的问题都迎刃而解;年龄的测定精 度主要取决于 Os 同位素测定精度.一般说来样品的 Re/Os 比值越高，中子照射 185Re 和 187Re 后获得的 186Os 和 188Os 相对量就越大，分析精度就越高。七、14C法（放射性碳法）14C年龄测定方法自50年代问世以来，在其理论基础的研究和实验技术的改进上,都取得 了显著进展,本方法对测定20050000a间的地质、考古样品的年龄是可靠的，精度可以达到 千分之几。14C主要是在12-16km的高空中以近于恒定的速率产生，而后通过大气循环、水循环、 植物光合作用、生物体新陈代谢、海洋交换等过程，以大致恒定的数量均匀地分布于大气圈、 水圈和生物圈中所有参与交换的含碳物质中。如果含碳物质一旦停止了与外界发生交换，例 如植物和动物死亡、碳酸钙沉淀后不再与大气及水中 CO2 进行交换；那么，有机体和碳酸 盐中的14C得不到新的补充，原始的14C放射性就因衰变而呈指数减少：A=Ae-入 t式中，且是含碳样品中14C放射性比度的测定值，以每分种每克碳或每克苯的衰变次数 为单位（dpm/g）； A0是处于交换运动中碳的放射性比度，也就是样品中碳物质作为活有机体 存在时的初始比度，其数值可以用现代碳的14C放射性比度13.56dpm/g（碳）来代表；t是样 品碳停止14C交换（生物体死亡）以来到现今所经历的时间，即被测样品的14C年龄；入只是 14C的衰变常数，相应的半衰期为573040a（1962年在英国剑桥举行的第五届放射性碳年龄 测定国际会议上推荐的），但目前发表的许多14C年龄数据仍是采用556830a来计算的。 因此，只要测出样品中14C的放射性比度，或者通过测量现代碳与样品碳的放射性之比值， 就可计算出样品的年龄：t=5730/ln2（lnAo/A）14C测定年龄的基本原理是建立在如下假设的基础之上：14C在所有交换储库中分布 均匀，现代碳的放射性比度是一常数，不随地理位置和物质种类而变化；若干万年以来， 大气CO2的14C放射性比度不随时间而变化，样品的初始放射性A0。与现代碳的比度相同； 样品在停止了 14C的交换以后，就保持封闭，不再受到周围环境和后期作用的影向。目前14C法可测的年龄一般不超过五万年，最大限度是七万年。因此凡是几万年以来曾 经在生物圈、大气圈和水圈中发生过14C交换的含碳物质均可作为样品进行测定。例如，动 植物的残骸（木头、木炭、果实、种子、兽皮、骨头、象牙），含同生有机质的沉积物（泥炭、 淤泥）和土壤，生物碳酸盐（贝壳、珊瑚）和原生无机碳酸盐（石灰华、苏打，天然碱），含碳的 古代文化遗物（纸、织物、陶瓷、铁器）等等。八、Lu-Hf法和Re-Os同位素体系相比，Lu-Hf同位素体系的发展由于受技术上的限制而显得较慢Patchett, 1983)。近年来，多接收等离子体质谱MC-ICP-MS)技术的出现使得Lu-Hf同 位素体系的发展步伐大大加快，所获得的资料为解决与岩石成因有关的一系列重要地质问题 提供了新的途径(Blichert-Toft,2001)。Lu是最重的稀土元素，其化合价为+3,离子半径为0.93入；Hf是与Ti、Zr相同的高场强 元素，化合价为+4,离子半径为0.71A。从相容性角度来看，Lu为弱-中等不相容元素，而 Hf为中等不相容元素。在自然界中，Lu有两个同位素，i75Lu和mLu； Hf有6个同位素，mHf, 176Hf,177Hf,178Hf,179Hf 与 180Hf。在上述Hf同位素中，部分176Hf可由176Lu衰变而来，这样用稳定的177Hf同位素标准化可 获得样品的176Lu/177Hf与176Hf/177Hf比值，从而使Lu-Hf体系成为与通常Rb-Sr和Sm-Nd体系相 同的同位素定年工具。同时，其176Hf/177Hf比值通过时间校正后，可对岩石的成因提供重要 信息。和Rb-Sr、Sm-Nd体系相同，Lu-Hf体系也可用于地质体的同位素定年。通过获得一组样 品的176Lu/177Hf和176Hf/177Hf同位素比值，我们可以构筑一条等时线。该等时线的斜率与形成 年龄有关，而等时线的截距代表了地质体形成时的初始Hf同位素组成。该等时线的公式为：(176Hf/177Hf)t=(176Hf/177Hf)initial+(176Lu/177Hf)tX (e 人-1) 和其它等时线的原理相同， Lu-Hf 体系也必须满足同源、同时和封闭这三个条件。但对全岩 (岩浆岩)体系而言，目前积累的资料还难以说明这些岩石是否具有足够大的Lu/Hf比值范 围，以构筑精度较高的等时线(Patchett and Tatsumoto, 1981b; Scherer et al., 1997)。因此， 目前较多的研究青睐于Lu/Hf比值较高的矿物来构筑矿物等时线。在这方面，含石榴石和磷 灰石的岩石是目前Lu-Hf等时线定年中最常见的对象。Lu-Hf可能是一种具有广阔应用前景的同位素定年体系。但由于目前积累的资料太少， 我们还难以对此作更全面的介绍。同时顺便指出，石榴石和磷灰石的Lu-Hf体系均具有较高 的封闭温度。这一点将会为岩石形成、冷却、抬升等地质过程的研究提供重要参数。通过上述测年方法的评述可以看出,由于元素的活动性、同位素封闭温度、后期构造热事 件以及方法本身的精度等因素的影响,各种测年结果的正确性是不一致的。在测定或选用一个地 质年龄时,必须注意如下几个方面。首先,必须注意样品的采集工作。在采集样品之前,应尽可能地了解研究区内的地层、构 造、岩浆活动、变质作用和成矿作用等,严格按照测试目的和要求选样和采样。采样时,一定 要注意样品的同源性和同时性,切忌采集混合样。在选取单矿物进行年龄测试时,要根据矿物 的封闭温度,选取合适的矿物;一定要将原生矿物和次生矿物分开,避免获得没有意义的混合 年龄。其次,任何一种方法都不是万能的,各有自己的适用性和局限性。国际著名的同位素地球 化学家Wasserburg曾说过，没有哪种方法不好，应该清楚哪种材料适用哪种方法。我们在进行 同位素年龄测定工作前,应根据地质事件及各种方法的适用性和局限性,选择合适的测试方法, 以便更准确地测定地质年龄。第三,不同的地质测年方法各有优点和缺点。对各种测年方法如何扬长避短,配合使用, 特别是结合地质条件进行研究应是地质年代学研究的基本任务之一。为了避免单一方法的局 限性,并在阐明复杂的地质事件时取得最满意的结果,最佳的选择是使用多种地质定年方法相 互结合,相互验证。利用多元同位素体系综合测年是地质年代学应大力推广的研究方向。同 时,地质年龄的解释必须与地质事实相结合;只有地质与测试的紧密结合或配合,才能取得正 确的结果与结论。此外,有关同位素年龄数据的统计学工作迄今尚未完整的进行,对于全球范围或全国范围 的某种同位素年龄数据的分布及其意义的研究,尚未有人涉足;有关同位素年龄的数据库尚未 建立。从总体上看,有关同位素年代学和方法学的研究虽在如火如荼地进行,但大量的工作还 有待开展。随着测试技术的不断更新、地质年代学与计算机技术的日益结合,地质年代学的 研究必将展开新的一页。参考文献：1 赵玉灵等.同位素地质学定年方法评述. 地质与勘探.2002,38(2),6367.2 杨进辉等.金矿床的定年方法述评. 地质科技情报.1999,18(1),8588.3孙卫东等.Os-Os同位素年代学方法简介.地质地球化学.1997,3,7679.4吴福元等.Lu-Hf同位素体系及其岩石学应用.2004年全国岩石学与地球动力学研讨会.5 李献华，桂训唐.花岗岩的定年方法学初论J.地球化学,1990,(4):303311.6 戴潼谟，李正华,洪阿实，等长石类矿物40 Ar/39 Ar坪年龄谱图及地质意义研究J.地 球化学,1991,(4):313320.7朱炳泉.U-Pb同位素体系的三阶段模式研究J .地球化学,1975,(2):123134.8 朱炳泉.地球科学中同位素体系理论与应用M.北京:科学出版社,1998,1312.9 魏菊英,王关玉等.同位素地球化学.地质出版社.1988.