简析同位素测年法

徐学员　周富华　易慧能

摘要：同位素年代学研究是现代矿床学研究的热点，本文仅简单地介绍了U—Pb法、Rb—Sr法、Sm—Nd法、K—Ar法、Re—Os法等几种同位素测年方法，并分析了其优缺点。认为要尽可能地采取不同的测定方法，以地质为基础，才能获得有地质意义的年龄数据，做出有科学意义的地质解释。

关键词：同位素测年；U—Pb法；Rb—Sr法；Sm—Nd法；K—Ar法；Re—Os法

1. 前言

1896年，贝可勒尔（A.H.Becquerel）发现铀的盐类能使封闭的照相底片感光。随后证明了铀可以粒子和电磁辐射的形式发出能量，即能自然衰变。居里夫人把这种辐射现象称为放射性。建立在放射性同位素衰变规律基础上的，用以测定不同地质体和地质事件年龄的计时方法即为同位素测年法。目前主要应有的同位素测年方法有U—Pb法、Rb—Sr法、Sm—Nd法、K—Ar法、Re—Os法等几种方法（温春齐等，2009）。

2. 同位素测年法

2.1 基本原理

假设岩石或矿物形成时，含有少许的放射性母体同位素。伴随时间流逝，该母体同位素自然衰变，含量逐渐减少，由此形成的子体同位素则逐渐增多。通过测量仪器准确测定岩石或矿物中放射性母体以及衰变形成的稳定子体同位素的含量，通过公式（1）即可计算出所测岩石或矿物的同位素年龄。它一般代表了经过某一地质作用形成的岩石或矿物中所测同位素保持封闭体系以来的时间。

t=1/λ×ln（1+D*/N） （1）

其中D*=N0—N=N0（1—e—λt）=N（eλt—1）

λ为衰变常数、N0为t=0时放射性母体原子数、N为t时放射性原子数

2.2 基本条件

应用同位素测年法需满足一定的条件，主要有：

（1）岩石或矿物自形成后应保持封闭体系，无母、子体同位素的加入或丢失。

（2）选定用来测年的放射性母体同位素应有适宜的半衰期，其与所测地质体或地质事件的年龄差距不大，且半衰期和衰变常数目前已知或能精确测定。

（3）准确了解放射性母体同位素的相对丰度，且目前已有精确测定岩石或矿物中母体及子体同位素含量的方法。

（4）精确测定或能有效校正岩石或矿物形成时就已经存在的子体同位素的初始含量。

上述四个方面，既是作为同位素测年法的基本假设前提，也是同位素测年法的限制条件。根据不同的地质背景和研究目的，选择恰当的测年方法，是取得可靠地质年龄信息的重要前提。

2.3 U-Pb法

U-Pb法是最早用来测定地质年龄的放射性同位素测年方法之一，也是目前应用范围最广的同位素测年方法。

测试样品主要是选择晶质铀矿、沥青铀矿、锆石、榍石、磷灰石、金红石、独居石等含U、Th含量高的副矿物，常用矿物为锆石。采样时必须选择新鲜露头，避免在受构造或后期岩浆活动影响的地段取样；必须仔细分离单矿物，避免外来样品的混染，剔除掉含有包裹体杂质的不纯锆石或其他副矿物，测定时只留下纯净的锆石等副矿物。

目前主要有高灵敏度高分辨率离子探针质谱计法（SHRIMP）、锆石激光剥蚀法（LA-ICP-MS）、锆石TIMS稀释法、锆石TIMS蒸发法等（陈文等，2011）。

一些锆石的内部微观结构十分复杂，有的锆石内部的核具环带，而外部则是透明的、无环带的变质重结晶边。由于锆石化学成分和同位素的不均一性，表面的铀含量可以成百倍地高于中心部位，从而在一个晶粒的不同部位，U和Pb含量不同，形成单颗粒锆石的年龄梯度。这些问题给传统的锆石U—Pb法定年带来困难，使得高灵敏度高分辨率离子探针质谱计法（SHRIMP）成为公认最好的U—Pb年代学方法（董树文等，2005）。

SHRIMP具有高分辨率、高灵敏度、高精度、微区原位等特点，最大技术优势是不需化学处理可对一个矿物（鋯石、独居石、榍石、磷钇矿和磷灰石等）的不同部位直接定年。可以测定<2Ma的非常年轻的锆石年龄。

SHRIMP目前对于一些前寒武纪的锆石获得的207Pb/206Pb年龄往往具有较小的误差，而206Pb/238U年龄的误差相对较大，这与LAM-ICP-MS测定结果正好相反，所以它一般多用207Pb/206Pb年龄。另外，对于高U锆石区，SHRIMP有时往往会得出较高的206Pb/238U年龄。

2.4 Rb—Sr法

87Rb是放射性同位素，它通过发射一个β-粒子而衰变成87Sr，衰变公式为：87Rb→87Sr+β-++Q，其半衰期为4.88×1010a，可用它测定古生代和前寒武纪的地质事件。

Rb+离子半径与K+离子半径相近，所以Rb+能够在所有含K矿物中置换K+。Rb是一种分散元素，它不形成独立的矿物。测试样品有云母、长石、电气石、角闪石、磷灰石、方解石和石英，闪锌矿、黄铁矿等硫化物及全岩（温春齐等，2009）。

由于87Rb衰变形成87Sr，故Sr同位素丰度是变化的，因此含Rb矿物或岩石中Sr同位素的精确组成取决于该矿物或岩石的年龄及其n（Rb）/n（Sr）值。

t=×ln（1+） （2）

只有当所测定矿物对于Rb、Sr保持封闭，以及给定的值准确时，由公式（2）求得的t值才代表矿物形成以来所经历的时间（即年龄）。由于这种方法测定年龄时，必须假定而不是测定值，因此又称为模式年龄。对黑云母、白云母和钾长石等n（Rb）/n（Sr）值较低的矿物，由于值选择的偏差，常常产生不一致的模式年龄。

另外黑云母和白云母在变质时可能丢失Sr，此时Rb—Sr测定的年龄值是岩石或矿物最后受热的年龄。此外在中等热度条件下，Sr往往并不从岩石里迁出，此时Rb—Sr年龄一般可代表岩浆岩最初结晶的年龄，或者变质岩第一次强烈变质的年龄。如果测试样品曾受过交代蚀变作用或两次强烈变质作用，则Rb—Sr测定年龄可能是最后的而不是最初的地质事件。

Rb-Sr法存在的问题：①要求样品同源、相近的同位素初始值和形成后处于封闭体系，且样品量较大；②很难科学判定是否应将Rb-Sr等时线上的样品剔除或保留；③测定包裹体年龄时，很难排除次生包裹体的干扰，并且原生包裹体可能本身就存在不同时代；这些因素决定了在实际工作中很难得到科学的、合理的等时线年龄（丛宝华等，2011）。

2.5 Sm-Nd法

Sm和Nd都是轻稀土元素（LREE），存在于许多造岩矿物中，如硅酸盐、磷酸盐和碳酸盐等。Sm和Nd的化学性质很相似，在地质过程中Sm和Nd不会发生明显的分离。地球上岩石和矿物的n（Sm）/n（Nd）值仅变化于0.1～0.5之间。一般而言，岩浆岩分异程度增强，其Sm和Nd含量升高，但n（Sm）/n（Nd）值有所下降。

Sm-Nd之间有两对母—子体同位素，即147Sm衰变为143Nd，以及146Sm衰变为142Nd（半衰期1.06×1011a）。146Sm的半衰期较短（1.0×108a），现已衰变完了。

Sm-Nd等时线年龄测年通常是通过分析单矿物或同源同时形成的一套n（Sm）/n（Nd）值变化尽可能大的岩石来实现，等时线条件与Rb-Sr法相同。

Sm-Nd法适合于基性、超基性岩浆岩的定年，而Rb-Sr更适合于酸性、中酸性岩浆岩的定年。更重要的是REE在变质过程、热液作用和化学风化作用中比Rb、Sr要稳定得多，因而对那些已发生Rb、Sr迁移的岩石仍能用Sm-Nd法进行定年。所以Sm-Nd法可用来测定那些因n（Rb）/n（Sr）值低或对Rb-Sr不再封闭的岩石的年龄。

Sm-Nd法存在的问题：①等时线年龄分辨率较小，一般大于20Ma，因此不能测定年轻样品；②在热液活动过程中Sm和Nd也常處于开放体系，造成各种Sm、Nd参数失常，以致无法获得合理的等时线年龄；③等时线理论上要求样品同源、具相近的同位素初始值以及形成后处于封闭体系，这些因素决定了在实际工作中很难得到科学的、合理的等时线年龄。

2.6 K-Ar法

K-Ar法是40K通过K层电子俘获转变成稳定的40Ar从而进行年龄测定的方法。合适的测试对象主要是绢云母、白云母、绿泥石等含K的蚀变矿物或石英等脉石矿物以及石英中的流体包裹体。利用K-Ar法可以对晚新生代以来的年轻样品进行测定，此外还可以确定成岩时代和成矿年龄。

只有下述条件满足时才是有意义的年龄值：①矿物中由40K衰变积累的40Ar在地质历史上没有因扩散等而丢失，并且矿物结晶后不久即对Ar封闭，也就是矿物结晶后冷却很快；②在矿物形成和以后的变质事件中没有外来的40Ar（通常称为过剩Ar或继承Ar）加入；③矿物也必须对K保持封闭，K的同位素变化只有由40K衰变引起，而没有同位素分馏只有发生；④必须对测定过程中由于仪器内部不可避免地存在的大气40Ar进行扣除校正。

由于Ar是惰性气体，在矿物晶格中不与其他原子键合，因此Ar丢失是可能发生的。另一方面，一些含K矿物中发现存在过剩的放射成因40Ar，在K含量较低或者时代较新的矿物中，过剩40Ar的存在对K—Ar定年的影响最明显。堇青石、辉石和电气石经常含有过剩40Ar，而角闪石、长石、金云母、黑云母和方钠石中较少出现过剩40Ar。过剩40Ar也曾经在金刚石中发现。一般而言，受Ar分压高的区域变质、伟晶岩和金伯利岩影响的矿物往往存在过剩40Ar。

K-Ar法的优点：①测定样品分布广泛，容易采集，单矿物分选简便；②用同一样品与进行Rb—Sr年龄定年相互对比，有利于年龄数据的正确理解；③Ar是气体元素，质谱计测定的灵敏度高，因而K—Ar法能测定第四纪样品的年龄。

K-Ar法的不足：①K和Ar采用不同方法和不同仪器分别测定，可能产生不一样的系统误差；②样品一次性全熔，无法对单个样品作等时线，因此无法判断初始Ar组成；③并不是所有含钾矿物都能保存Ar，样品中丢失Ar的现象比较普遍，使年龄偏低；④沉积岩中适合K-Ar法测定的对象少，常常只有海绿石可能获得较可靠的年龄；⑤衰变常数有多种，按其计算的年龄之间差异较大。

40Ar-39Ar法采用中子活化技术使待测样品和已知年龄的标准样品中的39K转化为39Ar，采用质谱计直接测定其中的Ar同位素比值。原则上，含有K元素的岩石矿物都可以用于40Ar-39Ar法年龄测定。

40Ar-39Ar法的优点：①测定对象广泛且样品量较少；②分阶段加热法取得的年龄谱往往能反映该矿物的热演化史，并且根据等时线获得的初始值可判断样品中是否含有过量Ar。

40Ar-39Ar法的不足：①含钾矿物粒径对40Ar/39Ar法有一定的制约。如果测试样品中有效保存着其中的Ar，并存在过量Ar，则其年龄谱就会变得比较复杂而难以解释；②测定石英流体包裹体40Ar/39Ar年龄时存在着次生包裹体的干扰问题；③在中子照射过程中，某些样品（如伊利石）会存在39Ar丢失；④通过测定同一样品中白云母的40Ar/39Ar年龄和Rb—Sr年龄，高压地区矿物的40Ar/39Ar年龄可能存在不可靠性（丛宝华等，2011）。

2.7 Re-Os法

Re-Os测年法是基于放射性的187Re通过β衰变成为187Os来计算地质年龄的，是近二十余年来新兴的一种同位素测年方法。

辉钼矿具有非常高的Re（达μg/g级）而几乎不含普通Os，测试矿物以辉钼矿为首选，其次为黄铁矿、毒砂、黄铜矿、辉铜矿、磁黄铁矿及镍黄铁矿等硫化物和磁铁矿、钛铁矿等氧化物，全岩样品主要是有机质泥岩、黑色页岩、辉长岩、橄榄岩、玄武岩和矿石等。样品要求同源、同时、体系保持封闭等。

野外采样时应根据接触关系，在野外划分出成矿期次，采集同一成矿阶段或者同一成矿期次的硫化物矿石（矿化）样品，以保证样品的同源性和同时性。采集新鲜样品，避免后期蚀变及外部污染，尽量不要选择有后期脉穿插的样品。用于Re-Os同位素定年的每件样品一定要单独分装，以避免交叉污染（黄小文等，2016）。

目前Re-Os法是能够直接测定金属矿床矿化年龄的唯一成熟方法。但是含有辉钼矿的矿床类型非常有限，该方法的应用受到了一定限制，在实验技术和应用技术方面还存在着如下不足：①虽然辉钼矿的Re-Os法测年技术成熟，应用成果也很多，但近年来也发现有些金属矿床中的辉钼矿Re-Os年龄高于其赋矿围岩的年龄，其原因仍不清楚；②黄铁矿等多数硫化物矿物含Re量明显偏低，并含有一定程度的普通Os，一般实验室难以达到对样品化学制备过程中低本底的高要求，并且普通Os也难以准确扣除；③后期的热液活动有时也可以使Os同位素发生变化，因此，金属硫化物的Re-Os同位素体系封闭温度及其影响因素是一个急需解决的问题（陈文等，2011）。另外多数研究只关注年龄及其代表的地质意义，对不同成因硫化物的Re-Os同位素体系及其定年基本条件理解不够。

随着实验仪器精度的不断提高和实验室条件的不断改善，对黄铁矿、黄铜矿、毒砂等普通硫化物直接进行Re-Os法定年和成矿物质来源示踪一定拥有很广阔的应用前景（张苏坤等，2012）。

3. 结语

一个完整的同位素测年过程至少包括5个步骤：①提出问题；②选定测年方法；③获取测试样品；④实验室内分析测试同位素年龄；⑤解释数据。其中任何一个步骤出现问题都会导致同位素测年结果出现偏差。可以看出，同位素测年除了獲得实验室内的年龄数据，还必须与地质相结合，才能获得有地质意义的年龄数据并科学解释这个有地质意义的年龄数据。简而言之，同位素测年既不是单纯的同位素年龄测定的技术问题，也不是单纯的地质问题，而是两者的有机结合。要尽可能采取不同的测定方法，得出的结果如果在测试误差范围内相一致，这样才有可能取得与地质事实相吻合的同位素年龄（陈文等，2011；丛宝华等，2011）。

参考文献：

[1] 陈文，万瑜生，李华芹，等.同位素地质年龄测定技术及应用[J].地质学报，2011，85（11）：1917—1947.

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[3] 董树文，陈宣华，史静，等.国际地质科学发展方向[M].北京：地质出版社，2005，333—361.

[4] 黄小文，漆亮，高剑峰，等.关于硫化物Re—Os同位素定年的一些思考[J].矿物岩石地球化学通报，2016，35（3）：432—440.

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