第五章同位素地球化學

地質過程的重要約束因數1、時間2、物質來源3、作用過程同位素地球化學內容提要同位素年代學基礎理論Rb-Sr同位素體系與應用Sm-Nd同位素體系與應用U-Th-Pb同位素體系與應用K-Ar同位素體系與應用穩定同位素地球化學基本原理主要穩定同位素方法與應用§1.同位素年代學基本理論1.1原子、核素與同位素原子(atom)由質子(protons)、中子(neutron)和電子(electron)組成，對于這些基本要素均確定的原子，稱為核素(unclide)；其中的質子數(Z,numberofprotons)稱該核素的原子（序）數，其量值等同于其電子數(numberofelectrons)；而原子數與中子數(N，neutronnumber)之和稱該核素的質量數(A，massnumber)；具相同質子數、不同質量數核素的總和，稱為元素的同位素，它們在元素周期表上占據相同的位置。同位素組成表達式massnumberatomicnumber由6個質子，6個電子和14-6=8個中子組成自然界碳元素由三個同位素組成：12C、13C、14C同位素分類(按照原子核穩定性)穩定同位素放射性同位素(放射成因同位素

為重穩定同位素）宇宙核素圖(同時標注了地質上常用的放射性和放射成因同位素)1.2同位素地球化學的學科性質及任務同位素地球化學是研究地球和宇宙體中同位素的形成、豐度以及在自然作用過程中分餾和衰變規律的科學。它是地球化學的一個分支學科。計時作用：每一對放射性母、子體同位素都是一只時鐘，可以測定各種地質體的年齡。示蹤作用：利用同位素成分變化指示地質體形成的環境條件、機制，示蹤物質來源（穩定同位素分餾、放射性同位素衰變）。測溫：利用礦物之間穩定同位素的分餾是溫度的函數來測定地質過程的溫度條件。

研究領域：

1、同位素地質年代學

2、穩定同位素地球化學

同位素地質年代學是根據放射性同位素隨時間變化的規律，測定地質體的年齡與活動歷史；另外，放射性同位素的示蹤，可用來研究地殼、地幔和其他星體的成因與演化；

穩定同位素地球化學是研究地質體中穩定同位素的分布及其在各種條件下的運動規律，并應用這些規律來解釋巖石和礦石的形成過程、物質來源及成因等問題。1.3同位素地質年代學基本原理一、放射性同位素衰變放射性衰變：

自然界中部分核素在能量上處于不穩定狀態，自發地從某一元素的同位素衰變成為另一元素的同位素，并伴隨各種粒子形式的能量釋放的過程稱為放射性衰變。發生放射性衰變的同位素稱放射性同位素或母體同位素。放射性衰變過程中及最終形成的穩定同位素稱為放射成因同位素或子體同位素。

在自然界中，有些放射性同位素只通過一次某一種固

定形式的衰變過程就轉變為某種穩定同位素，從而停

止了放射性衰變，如8737Rb→8738Sr+β-；而某些放射性同位素，如23892U、23592U和23290Th等原

子核要通過一系列的α衰變和/或重核裂變和/或β衰變，

形成許多中間過渡的放射性同位素，最終才轉化為穩

定同位素，結束其放射性衰變過程。放射性衰變的結果是原子核的質子數和/或中子數發生變化，從某一元素的同位素轉變為另一元素的同位素，直至最終轉變成為穩定的同位素;放射性同位素經過自然衰變，隨時間的推移，母體同位素不斷減少，子體同位素不斷增加，它是放射性核素原子核的一種特性，不受外界物化條件的影響。放射性衰變是引起放射性同位素和放射成因同位素豐度變化的主要原因，放射性衰變的主要方式有：同量異位素衰變：-衰變、電子捕獲衰變（+衰變）重粒子衰變（衰變）核裂變1.β-衰變原子核中一個中子分裂成為一個質子和一個電子（即-粒子或-質點

），-質點被射出核外，同時放出中微子v的過程稱為β-衰變。反應通式為：AZX→AZ+1Y+β-+v+E，其中Z為核電荷數，A為質量數。衰變結果：原子核內減少一個中子，增加一個質子，質量數不變，核電荷數增加1，原子

序數增加1，元素變為周期

表右側的相鄰元素。如：8737Rb→8738Sr+β-

4019K→4020Ca+β-

2.電子捕獲衰變（+衰變）原子核自發地從K或L層電子軌道上捕獲一個電子（多數為K層捕獲），與一個質子結合轉變成一個中子，亦即一個質子轉變為一個中子和一個正電子，正電子發射出來就是+粒子；它是β-衰變的逆反應（并非可逆反應）。反應通式為：AZX+e→AZ-1Y+E衰變結果：原子核內減少一個質子，增加一個中子，質量數不變，核電荷數減少1，原子序數減少1，元素變為周期表左側的相鄰元素。如：4019K+e→4018Ar

。以上8737Rb與8738Sr、4019K與4020Ca、4019K與4018Ar等母、子體同位素為同量異位素，故-衰變和電子捕獲衰變又被統稱為同量異位素衰變。

放射性母體同位素（重核，原子序數通常大于83（Bi））放射出粒子而轉變為另一個新的子體核素。

粒子由2個質子和2個中子組成，帶正電荷＋2。實際為He原子核，即He2+，稱四粒子組。反應通式為：AZX+e→A-4Z-2Y+α

衰變結果：原子核內減

少2個質子和2個中子,質

量數減少4，核電荷數減

少2，原子序數減少2,元

素在元素周期表中向左移

動2格。

如：23892U→23490Th+42He

22688Ra→22286Rn+42He（鐳-氡）3.重粒子衰變（衰變）4.重核裂變重同位素自發地分裂為2-3片原子量大致相同的碎片。如：238U、235U和232Th等重核都可能發生這種裂變。RadioactiveandRediogenicElementsRb-Sr、

Sm-Nd、K-Ar、U-Th-Pb、Re-Os、Lu-Hf二、放射性衰變定律及放射性同位素定年原理1902年，Rutherford通過實驗發現放射性衰變反應不同于一般的化學反應，具有如下性質：

(1)衰變作用是發生在原子核內部的反應，反應結果是由一種核素變成另一種核素；

(2)多數衰變自發地不斷進行，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只是時間的函數。

根據放射性同位素以上特性，Rutherford認為：放射性同位素在單位時間內衰變掉的原子數與現存的母核數成正比。其數學表達式為:

(1)

式中N為在t時刻存在的母體原子數；為放射性同位素的衰變速率，也就是單位時間內衰變掉的放射性母體原子數，負號表示N隨時間減少；

公式中λ為衰變速率常數，表示單位時間內放射性核素的原子發生衰變的概率（Probability)，它是每個放射性核素的特征值，稱之為衰變常數，用實驗方法測定獲得，其量綱為時間單位的倒數，如1/年或1/秒等。

整理(1)式得到:(2)將(2)式從t=0到t積分,假定t=0時的衰變母體原子數為N0,得：

整理后得：

或

上式為放射性同位素衰變的基本公式，表明母核原子數為N0的放射性同位素，經時間t后殘存的母體原子數為N=N0e-λt，亦即任何放射性同位素隨時間按指數規律衰減，這就是放射性衰變定律?！鶕x，當t=T1/2時，N=1/2N0，將其代入公式中，兩邊取對數并整理得：對于任一放射性同位素體系，放射性核素母體原子衰變完一半所需要的時間稱為半衰期，以T1/2表示。半衰期用來衡量放射性母體同位素發生放射性衰變的相對快慢，與λ呈反比關系，衰變常數λ值愈小，半衰期愈長，發生放射性衰變的速率愈慢，核的壽命也愈長。衰變反應λ(10-9a-1)T1/2(Ga)資料來源238U→206Pb0.1551254.468Jaffey等,1971235U→207Pb0.984850.70381Haffey等,1971232Th→208Pb0.04974514.01LeRoux等,196340K→40Ca0.49621.31Garber,197640K→40Ar0.058112.5?Garner,197687Rb→87Sr0.014248.9Neuman,1974147Sm→143Nd0.00654106Holden,1980187Re→187Os0.016143Shenetal.,1996176Lu→176Hf0.019835Depaolo,1988

14C→14N1.21×10-4a-15730aGodwin,1962地質上常用的母、子體同位素及其衰變

常數、半衰期列表同位素定年原理

自然條件下，同位素放射性衰變過程是不可逆的，且其衰變的速率及放射性子體的性質不受外界的影響。母-子體同位素確定的對應關系和恒定的衰變速率構成了同位素定年的理論基礎。

母-子體同位素的對應關系放射成因子體原子數D*等于衰變掉的放射性母體原子的數目,即D*=N0-N。將代入該式，得到：

D*=N0(1-e-λt)（3）當t=0時，D*=0。

放射性母體核素N和子體核素D*隨時間t變化的曲線

時間（以半衰期為單位）N或D*D*=N0（1-e-λt）N=N0e-λtD0=0N0與地質事件對應的地質體形成時即含一定量的初始放射成因子體同位素，假設一體系中t=0時的子體原子數為D0，則經時間t后該體系子體原子總數為：D=D*+D0，即現在地質樣品放射子體同位素由初始部分和放射母體同位素衰變形成部分這兩部分組成。將（3）式代入并整理得：（4）這是自然界放射性同位素子體增長的公式，也是同位素地質年代學定年的基本公式,由此可求得體系封閉以來所經歷的時間t，即：

相對核物理實驗過程，地質過程的時間要漫長得多，故無法確定地質過程初始時期放射性母體的原子數，而只能測定母、子體同位素的現在組成。

相對于元素含量變化，放射性衰變引起的同位素組成變化是微小的，常規分析方法難于滿足對其絕對含量或原子數的測定要求，而高精度的同位素質譜分析只能測定同位素比值。因此，為滿足高精度的同位素質譜分析的要求，以同一子體元素的穩定同位素作為參照（記為Ds

），對公式（4）進行變化：公式兩邊同除以DS，得:

通常將記作，則：

式中D/DS代表樣品現今的同位素原子數比值(子體同位素現在比值)，

(D/DS)0是樣品初始同位素原子數比值(子體同位素初始比值)，N/DS是母體同位素與參照同位素原子數比值(母子體同位素現在比值)，λ是衰變常數。要確定地質樣品的形成時代t，需已知子體同位素現在比值、初始比值及母子體同位素現在比值三個比值，其中子體同位素現在比值和母子體同位素現在比值可由質譜直接測定和同位素稀釋法間接分析計算得出；子體同位素初始比值是未知的，但該比值是地球化學示蹤研究的重要參數。

以Sm-Nd同位素體系為例（147Sm→143Nd），公式寫作：式中（143Nd/144Nd）比值為子體同位素現在比值，由質譜直接測定獲得;（143Nd/144Nd）0是子體同位素初始比值；（147Sm/144Nd）是母子體同位素現在比值，可由同位素稀釋法間接分析計算獲得。

衰變的最終產物是穩定同位素。必須準確知道或能有效校正巖石或礦物形成時就己經存在的子體同位素初始比值（含量）。能夠精確測定獲得放射性母體同位素的半衰期和衰變常數，同時，用作年齡測定的放射性母體同位素的半衰期應與所測地質體的年齡大體相當（？）。準確知道放射性母體同位素的種類和相對豐度，并有精確測定計算巖石或礦物中母、子體同位素比值和含量的高精度的同位素制樣和質譜測定實驗室方法技術。自巖石或礦物形成以來，同位素體系保持封閉，母體和子體核素只因衰變反應而改變，沒有因后期地質作用（如變質、熱液蝕變、風化等）的影響而發生母、子體同位素的帶入或遷出。放射性同位素定年前提同位素等時線除非假定樣品形成時子體同位素的初始比值，單一樣品同位素分析難于確定地質體的形成時代。對于同期同源的一套地質樣品，它們應有相同的初始子體同位素比值和形成時間，即在放射成因子體同位素衰變方程中，各樣品均具相同的參數：表現為各樣品沿以初始子體同位素比值為截距，以(et-1)為斜率的直線分布，這條直線稱為等時線。故對一套同源同期樣品進行同位素測定，對各樣品點進行線性擬合，可對該地質體進行定年和初始比值確定。如：對于Sm-Nd體系，不同的樣品具有相同的（143Nd/144Nd）0和t值：測量等時年齡地質樣品的基本要求具相同的物質來源—同源具相同的形成時代—同期同位素體系未受后期地質作用明顯改造和明顯的圍巖混染—封閉（采樣時不要在接觸帶上采）組成等時線的樣品具合適的N/D比值變化同位素封閉溫度

在地質事件（侵入體的結晶和變質作用等）中，對各種同位素定年體系來說，封閉溫度不是在礦物、巖石形成時的那一瞬間就開始計時，而是必須當溫度降低到能使該計時體系達到封閉狀態時，即子體由于熱擴散丟失可以忽略不計時，子體才開始積累，這個開始計時的溫度就是封閉溫度，得到的年齡即為表面年齡或稱冷卻年齡。研究表明，不同礦物的封閉溫度是不同的，不同的同位素體系在同種礦物中的封閉溫度也是不同的，同位素年齡時鐘是在低于封閉溫度時才開始啟動的。CoolinghistoryAdirondackHighlands§2Rb-Sr同位素體系87Rbb–87Sr一、Rb-Sr同位素體系特征87Rb=27.83%85Rb=72.17%88Sr=82.53%87Sr=7.04%86Sr=9.87%84Sr=0.56%Sr由四個同位素組成，均為穩定同位素，其中87Sr除了宇宙成因外，還有由87Rb衰變形成的放射成因同位素。Rb由兩個同位素組成，其中87Rb經-衰變成為87Sr。85Rb為穩定同位素。

衰變方程：Rb-Sr法定年基本公式：

二、Rb-Sr法定年基本公式8737Rb→8738Sr+β-由于受測試技術限制，早期Rb-Sr法僅限于對強富Rb礦物（如鋰云母）的分析。因這類礦物具極高的87Sr/86Sr比值，選擇不同的(87Sr/86Sr)0值所引起的年齡誤差不大。通常假定均一的(87Sr/86Sr)0初始比值為0.712（殼源地質體初始平均比值），并在此基礎上通過對單一樣品進行Rb-Sr同位素分析來計算獲得年齡。用這種方法測定年齡時，初始Sr比值是由模式預測而非直接測定的，因此而得到的年齡被稱為Sr模式年齡。

隨著分析技術的提高，測試對象擴大到了象白云母、黑云母和鉀長石等Rb/Sr比值較低的造巖礦物。研究發現，用0.712作為統一的Sr同位素初始比值往往帶來樣品間年齡的不一致和矛盾(甚至出現了負值)

(CompstonandJeffery,1959)，由此催生了具時代意義的同位素體系等時線方法(Nicolaysen,1961)。

含鉀礦物（如鉀長石、白云母、鋰云母、閃石類、天河石、銫榴石、海綠石、鉀鹽、光鹵石等）是Rb-Sr法定年的主要對象。思考：為什么？*Rb：分散元素，通常不形成獨立礦物；其離子半徑（0.148nm）與K+（0.133nm）相近，Rb+能在所有含K礦物中置換K+，故在一般含K礦物中都有一定量的Rb存在。Sr模式年齡及等時線方法Rb-Sr等時線法y=b+mx同源同期巖漿形成的所有礦物或巖石樣品點將落在以87Sr/86Sr(y)和87Rb/86Sr(x)為坐標的等時線上。MANTLE87Sr/86Sr=0.702ROCK(87Sr/86Sr)i=0.702

Rb/Sr=0.6Rb/Sr=1.2Rb/Sr=0.8t=Timeofcrystallization幔源巖漿具有與地幔相同的Sr初始同位素比值形成的巖石與地幔的初始同位素比值相同，但不同的結晶礦物卻具有不同的Rb/Sr比值Rb-Sr同位素等時線年齡原理示意圖Aftersometimeincrement(t0

t1)eachsamplelosessome87Rbandgainsanequivalentamountof87Srabca1b1c1t1to86Sr87Sr86Sr87Rb86Sr87Sro()等時線示意圖Samplewithlower[Rb]Samplewithhigher[Rb]Rb-Sr內部等時線由于某些地質體同位素組成的均一性，全巖樣品中Rb/Sr比值差異不大，因而難以獲得全巖等時線，此時可利用全巖+礦物等時線法獲得年齡信息，但等時線中所選礦物必須來自同一全巖樣品。這種等時線稱內部等時線，一般情況下，內部等時線年齡低于全巖Rb-Sr等時線年齡，代表巖石中礦物的平均結晶年齡。Rb-Sr礦物-全巖等時線示意圖

注意含鉀礦物與不含鉀礦物在等時線上的位置在等時線的擬合中，早期采用最小二乘法或圖解法，但這些方法難以對等時線的質量進行評價。目前一般采用York方程進行雙回歸誤差分析，擬合求解擬合直線的斜率和截距，同時給出一個等時線擬合參數MSWD(Meansquareoftheweighteddeviates)。MSWD值是評價等時線質量的一個重要參數（該值越小，等時線質量越好？？）：當存在地球化學誤差時，各樣品點的離散程度較大，MSWD>1；當不存在地球化學誤差時，各樣品離散程度較小（小于實驗誤差的預期值），MSWD≤1。常用放射性同位素體系

要正確獲得樣品的Rb-Sr等時線年齡，必須滿足以下條件：

所研究的一組樣品具有同時性和同源性，所謂同源性是指每一個樣品具有相同的(87Sr/86Sr)0比值。

在樣品形成后，Rb、Sr體系保持封閉，沒有與外界發生物質上的交換。所測樣品中，有較為明顯的Rb/Sr比值差異（Rb/Sr比值變化范圍盡可能大），以確保獲得一條較好的等時線。

Rb－Sr等時線法常用來測定中酸性巖漿巖的年齡，它可以同時給出其結晶年齡和初始Sr比值，數據點線性擬合的程度還可檢驗樣品是否保持封閉。對于基性巖漿巖，由于Rb含量低，Rb-Sr等時線法定年較為困難，可用Sm-Nd法進行定年。（為什么？）Rb/Srratiosforvariousrocks:Ultrabasic 0.2Basaltic 0.06Granites 0.25-1.7Shale 0.46Sandstone 3玄武巖與砂巖的Rb/Sr比值相差達50倍!!Rb-Sr同位素定年方法的局限性

由于Rb-Sr元素的易活動性，當所研究的地質體發生過有流體作用參與的變質作用后，其同位素體系可能發生不同程度的開放，若開放過程不能導致體系內同位素組成均一化時，其結果可能是無地質意義的混合線，或根本不能形成等時線。因此難以獲得原巖的形成年齡。結論：Rb-Sr法不太適合于對較高變質程度的地質體進行原巖形成時代定年。（注意：足夠大體積的全巖樣品仍可能獲得原巖年齡，而變質作用使得體系Sr同位素組成達新的均一化的樣品，可獲得變質事件的年齡（內部等時線）。）Rb-Sr全巖等時線法很少用于沉積巖的年齡測定(Why?）。封閉溫度

在區域變質事件中Rb-Sr礦物系統被打開后，必定再次迎來礦物系統對元素活動性再次封閉的時間。通過測定不同礦物系統的封閉溫度和Rb-Sr年齡，可以給出關于變質地體冷卻歷史的信息。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體系封閉溫度地球化學系統中初始(87Sr/86Sr)0比值是一個重要的地球化學示蹤參數，該值代表物質形成時的87Sr/86Sr比值，不同的地球化學儲存庫，它們的(87Sr/86Sr)0值是不同的。因此，(87Sr/86Sr)0比值對示蹤物質來源，殼幔物質演化及殼幔相互作用等方面具有重要意義，還可用于研究成巖和成礦物質來源，劃分巖石的成因類型等。

三、Sr同位素地球化學示蹤通過全巖Rb-Sr等時線法可獲得巖石形成時(87Sr/86Sr)0；

對于單個樣品，若年齡t已知，實測該樣品的87Sr/86Sr和87Rb/86Sr比值，可通過下式計算(87Sr/86Sr)0比值：(87Sr/86Sr)0=87Sr/86Sr-87Rb/86Sr(eλt-1)(87Sr/86Sr)0的計算ChangeintheconcentrationofRbandSrinthemeltderivedbyprogressivebatchmeltingofabasalticrockconsistingofplagioclase,augite,andolivine.FromWinter(2001)AnIntroductiontoIgneousandMetamorphicPetrology.玄武巖批次部分熔融條件下，熔體中元素Rb、Sr的含量隨部分熔融程度的變化RbismoreincompatiblethanSr;（Rb為強不相容元素，Sr為中等相容元素）NdismoreincompatiblethanSm;Duringpartialmeltingofmantleandformmagmaintrudingintocrust,Rb-SrandSm-Ndwillbefractionated.RbandNdareeasiertogointomeltrelativeSmandSr,therefore,mantlewillbedepletedinRbandNd(depletedmantle),whilethecrustwillbeenrichedinRbandNd.PartialmeltingofrockMoltenrockPreferenceofcompatibleelementsMeltPreferenceofincompatibleelementsPartialmeltingDifferentiation

oftheEarthMeltsextractedfromthemantlerisetothecrust,carryingwiththemtheir“enrichment”inincompatibleelementsContinentalcrustbecomes“incompatibleelementenriched”Mantlebecomes“incompatibleelementdepleted”

研究地球物質的(87Sr/86Sr)0演化，必須了解地球形成時的(87Sr/86Sr)0。然而，由于難于獲得地球形成時的巖石樣品，當然也就無法直接了解地球形成時的鍶同位素初始比值。

通常認為地球和隕石是在大致相同的時間內由太陽星云的凝聚相通過重力凝聚作用形成的，所以在地球科學領域內，人們通常借助于研究隕石來確定地球的(87Sr/86Sr)0比值。目前公認的玄武質無球粒隕石的(87Sr/86Sr)0比值為0.69897±0.00003(Faure,1977)，該值代表地球形成時的初始比值，以BABI表示。地球形成時的(87Sr/86Sr)0

BABI定義：BasalticAchondriteBestInitial=BulkEarth,undifferentiatedTime(Ma)87Sr/86Sr玄武質無球粒隕石的(87Sr/86Sr)0比值：0.69897±0.00003地幔-地殼的Sr同位素組成和演化

為確定地幔和地殼兩大體系的(87Sr/86Sr)0比值特征及其演化規律，對確認起源于上地幔源區的現代玄武巖和巨大輝長巖體等的87Sr/86Sr進行統計研究，發現它們的87Sr/86Sr值變化于0.702~0.706之間，其平均值為0.704

0.002，Rb/Sr=0.0270.011，該值代表了現代地幔值。

對于大陸硅鋁質巖石，一般認為是在25億年前由地幔物質派生出的，而現今大陸殼的(87Sr/86Sr)0平均為0.719，其Rb/Sr=0.15。5432100.6980.7000.7020.7040.7060.7080.7100.7120.7140.7160.7180.7200.722BABI（隕石原始Sr）87Sr/86Sr時間0.7020.706大陸地殼上地幔(玄武巖源區）0.719Rb/Sr=0.15

以BABI值分別連接0.702和0.706兩個端點，構成兩條直線，圍成一個區域，該區為玄武巖源區，代表上地幔(87Sr/86Sr)0隨時間的演化；連接25億年的地幔(87Sr/86Sr)0值到現今大陸殼的(87Sr/86Sr)0值得到一條直線，該直線為平均大陸殼(87Sr/86Sr)0隨時間的演化線；利用該圖可以對巖石的物質來源進行示蹤。

(87Sr/86Sr)0與巖石物質來源關系圖EstimatedRbandSrisotopicevolutionoftheEarth’suppermantle,assumingalarge-scalemeltingeventproducinggranitic-typecontinentalrocksat3.0Gab.pAfterWilson(1989).IgneousPetrogenesis.UnwinHyman/Kluwer.富集地殼演化方向虧損地幔演化方向原始地幔演化起點，BABI0.704不同地質環境中火山巖的87Sr/86Sr比值直方圖（G.Faure，1977）括號內數字為樣品數，M為平均值

對(87Sr/86Sr)0比值的研究表明，地幔Sr同位素組成是不均一的，具有系統的變化，可劃分為四組：洋底地幔（洋中脊玄武巖）、洋島地幔（海島玄武巖）、島弧地幔（島弧玄武巖）、大陸地幔（大陸玄武巖），它們的87Sr/86Sr比值平均值分別為：0.70280、0.70386、0.70437和0.70577。對這種不均一性的原因存在多種解釋。（87Rb趨于在巖漿中富集）(87Sr/86Sr)0比值除了研究成巖和成礦物質來源外，還可用來劃分巖石的成因類型，如花崗巖的成因類型可劃分為S型和I型花崗巖，S型花崗巖的(87Sr/86Sr)0大于0.706，而I型花崗巖的(87Sr/86Sr)0小于0.706。(87Sr/86Sr)UR=0.7045(87Rb/86Sr)UR=0.0827

Sr：在地球化學示蹤研究中，有時還會用到Sr，其計算公式如下：MagmadifferentiationFractionalCrystallizationAssimilation,fractionalcrystallization

同位素稀釋法(Isotopicdilution，簡稱ID）：在已知量的“稀釋劑”（Spike）和含有天然同位素的未知量的元素樣品的混合物中確定樣品中某元素的同位素含量的方法。

是目前最精準的含量測定分析方法。

同位素稀釋法應用于那些具有兩個以上同位素的所有元素。同位素稀釋法定義稀釋劑：含有已知同位素組成和濃度的物質，其同位素組成明顯不同于天然正常樣品，富集某種同位素（采用同位素分離器裝置）?？梢允翘烊划a出的同位素，其中之一可在質量分離器上富集，也可以是長壽命的人造同位素。稀釋劑的同位素組成和濃度必須由質譜儀精確測定，該測定不能作分離標準化，因為作為分餾監測沒有已知的比值可用。因此，一般是幾次長期測定，這些測定的平均中值看作是實際稀釋劑的成分；不同實驗室。元素Rb的自然樣品與同位素稀釋劑72.15%27.85%同位素豐度：87Rb=0.99779585285Rb=0.002204濃度：85Rb=0.00127855μmol/g同位素比值：87Rb/85Rb=452.6987Rb稀釋劑參數99.7795852%0.2204%8484868788868788天然Sr同位素組成(相對豐度%)稀釋劑Sr同位素組成(相對豐度%)0.569.867.0282.56同位素豐度：88Sr=0.1341387Sr=0.0173386Sr=0.0443884Sr=0.80415濃度：84Sr=0.042403μmol/g同位素比值：88Sr/86Sr=3.022287Sr/86Sr=0.3905484Sr/86Sr=18.118484Sr稀釋劑參數13.4131.7334.43880.415混合Sr同位素組成示意圖：每個峰=天然樣品+稀釋劑84868788天然Sr稀釋劑Sr1）實驗室空氣環境：進入實驗室的空氣必須過濾凈化(三級空氣過濾系統)；凈化室通過正壓循環風與外界隔離（加壓以維護正壓）；2）操作人員按凈化實驗室規范進行工作，所有操作尤其是樣品的蒸干必須要在超凈化實驗室中進行；3）所有試劑（如酸等）需進行純化(在石英或PEF材質的亞沸蒸餾器中亞沸蒸餾)；水（去離子水、亞沸水）；4）所有接觸樣品和試劑的器皿均為高純石英或低本底氟塑料制品（如TEF、聚四氟乙烯）(高純材料、耐酸堿作用)低本底、低污染實驗室的凈化維護§3

Sm-Nd同位素體系

同位素原子量(amu)豐度(%)144Sm143.9120093.16147Sm146.91490715.07148Sm147.91483211.27149Sm148.91719313.84150Sm

149.9172857.47152Sm151.91974126.63154Sm153.92221822.53一、Sm-Nd同位素組成特征Sm有7個同位素，其中147Sm、148Sm和149Sm具有放射性，但因后兩者半衰期太長(~1016yr)，在現有技術條件下無法準確測量出其子體同位素的變化量，故目前不能成為定年方法；Sm同位素組成

同位素原子量(amu)豐度(%)142Nd141.90773127.09143Nd142.90982312.14144Nd143.91009623.83145Md144.9125828.29146Nd145.91312617.26148Nd147.9169015.74150Nd149.9209015.63Nd同位素組成

Nd也有7個同位素，均為穩定同位素。其中143Nd為147Sm經衰變形成的子體同位素。二、Sm、Nd法定年Sm-Nd法定年基本公式：衰變方程：14762Sm→14360Nd+α

Sm-Nd法定年基本公式：

式中：143Nd/144Nd是樣品現今的比值，用質譜直接測定；(143Nd/144Nd)0是樣品的初始比值；147Sm/144Nd是樣品現今的147Sm和144Nd原子數比，用同位素稀釋法測定并計算獲得，λ是147Sm的衰變常數(6.5410-12yr-1)；t是樣品形成的年齡。Sm-Nd等時線Sm－Nd等時線年齡測定，通常通過分析單礦物或同源同生的一套Sm/Nd比值變化盡可能大的巖石來實現，等時線條件及構筑方法與Rb－Sr法相似。（1）所研究的樣品具有同時性和同源性；（2）樣品形成后，保持Sm、Nd的封閉體系；（3）所測樣品有較明顯的Sm/Nd比值差異。要獲得可靠的Sm-Nd等時年齡，要滿足下列條件：巖漿巖造巖礦物中，輝石和長石分別具有相對較高和較低的147Sm/144Nd比值。其它高147Sm/144Nd比值的礦物有石榴石、榍石、鋯石和角閃石。低147Sm/144Nd比值的礦物有磷灰石和獨居石；基性巖中常含有大量的長石和輝石(角閃石)，因此常采用Sm-Nd法進行同位素定年（內部等時線）。石榴石石榴石高Sm/Nd比值使其在進行Sm-Nd等時線定年礦物中占有非常重要的作用對于含有鋯石和石榴石的樣品，其礦物的l47Sm/144Nd較高，使得定年樣品間的l47Sm/144Nd的比值變化范圍可高達0.5，甚至更高。在這種情況下，其Sm-Nd等時線定年的誤差最小可下降至±4Ma(cf.Zindleretal.1983)。除石榴石和鋯石外，多數巖石的礦物l47Sm/144Nd比值變化范圍為約0.10。

由于Sm和Nd同屬稀土元素，它們的離子半徑、電價、電負性等地球化學性質十分相似，因而由147Sm經α衰變形成的143Nd很自然地繼承了晶格中母體同位素的位置，并且后期地質作用很難使Sm和Nd發生分離和遷移。現有研究表明，經過角閃巖相甚至麻粒巖相變質作用的巖石，如果體系中沒有流體參與的話，仍使Sm-Nd同位素系統保持封閉，能正確地給出變質巖原巖年齡的信息。這正是Sm-Nd法定年的優點所在。另外147Sm的衰變常數較小，因此Sm-Nd法比較適合對古老巖石的定年。Sm-Nd同位素等時線定年方法的特征（一）部分礦物-全巖Sm-Nd體系的封閉溫度體系對象封閉溫度/℃Sm-Nd石榴石600~650Sm-Nd全巖650,>700Sm-Nd角閃石600~700圖1Juvinas玄武質無球粒隕石全巖及由其分離出的單礦物的Sm-Nd等時線Lugmair等(1975)從Juvinas無球粒隕石礦物內部等時線獲得了精確的Sm-Nd測年結果(圖1)，得到的年齡為4560±80Ma(2σ)(HowaboutRb-Sr?)，143Nd/144Nd比值為0.511836

(Nd分析以氧化物形式，分餾標準化校正到146Nd/142Nd=0.636151)。提示：1)獲得隕石(地球)的形成年齡；2)檢驗Sm-Nd同位素體系的封閉性；3)驗證147Sm衰變參數。

各巖石的Sm/Nd比值變化范圍較小（一般變化于0.1-0.5之間），而酸性巖類其Sm/Nd比值變化范圍更小。因此，Sm-Nd全巖等時線法不宜對酸性巖進行年齡測定，主要應用于對基性巖、超基性巖等巖類的年齡測定，而對于基性和超基性的結晶巖，往往應用全巖+礦物等時線法進行年齡測定效果更好。注意：Sm在源區“虧損”的巖石(如MORB)中發生相對富集，這一特征與Rb-Sr同位素體系相反!Sm-Nd同位素等時線定年方法的特征（二）

Sm－Nd等時線法適用范圍：測定那些因Rb/Sr比值低或對Rb－Sr不再封閉的巖石的年齡；測定古老巖石的年齡-隕石、月球及地球上古老的基性巖和超基性巖類的年齡。Sm-Nd同位素體系的地球化學意義在中低級變質和高級變質條件下對原巖和變質事件進行定年研究;通過對隕石系統的研究，建立殼幔演化關系模型；對全球地殼生長模型、區域初生地殼加入、巖漿物質來源等重要地質問題的示蹤研究手段。Sm-Nd同位素示蹤研究CHUR、DM巖漿庫模式年齡參數(或與Sr同位素聯用)三、Sm-Nd同位素模式年齡用上式定年的關鍵是要知道樣品形成時的初始(143Nd/144Nd)0比值，在假設模型的基礎上，將假設的初始比值代入上式計算的年齡稱為模式年齡：

TCHUR

和TDM，模式年齡的可靠性取決于初始比值的選擇。前提：假設未發生分異作用的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），并假定地殼巖石的Sm/Nd比值變化只發生在從CHUR源區分離的時刻，其后Sm/Nd比值保持不變（樣品的Sm/Nd比值自從其從球粒隕石源(當作地幔源)分離以來沒有受到擾動），則地殼巖石在一個時間為t的(143Nd/144Nd)0值就是CHUR源區在時間為t的演化值；根據定年公式可以計算出樣品從CHUR源分離出來的時間(TCHUR)。

TCHUR

：球粒隕石模式年齡INdCHUR(0)現今值INdCHUR(t)t時刻巖石礦物形成地球形成DMBulkEarthContinentalCrustalrockst

對于球粒隕石(求樣品的初始值)：（143Nd/144Nd）CHUR（t）=(143Nd/144Nd)CHUR-(147Sm/144Nd)CHUR(eλt-1)（1）式中：（143Nd/144Nd）CHUR（t）為CHUR在時間為t時的比值；(143Nd/144Nd)CHUR

和(147Sm/144Nd)CHUR分別為CHUR的現代值，其中(143Nd/144Nd)CHUR=0.512638，(147Sm/144Nd)CHUR=0.1967。對于地殼樣品（樣品初始值的表達式）：（143Nd/144Nd）S（t）=(143Nd/144Nd)S-(147Sm/144Nd)S(eλt-1)（2）由于樣品派生于CHUR源區，因此有：（143Nd/144Nd）S（t）=（143Nd/144Nd）CHUR（t）聯立(1)式和(2)式，并將t改寫為TCHUR，則：TCHUR=1/λln{1+[(143Nd/144Nd)CHUR-(143Nd/144Nd)S]/[(147Sm/144Nd)CHUR-(147Sm/144Nd)S]}上式中，TCHUR稱樣品相對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發生分異的時間。TCHUR計算公式隨著研究的深入，人們發現隨著地殼從地幔中的分異，地幔發生虧損，因而用相對于虧損地幔計算的Nd同位素模式年齡很合理，通過類似TCHUR的推導，有：TDM=1/λln{1+[(143Nd/144Nd)DM-(143Nd/144Nd)S]/[(147Sm/144Nd)DM-（147Sm/144Nd)S]}上式中：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，也稱為平均地殼滯留時間；(143Nd/144Nd)DM和(147Sm/144Nd)DM分別為虧損地幔現今的同位素比值，用大洋中脊玄武巖（MORB）代表，其值一般采用，(143Nd/144Nd)DM=0.51315,(147Sm/144Nd)DM=0.2135。

TDM：虧損地幔模式年齡TCHUR、TDM圖示DM直線演化

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，若巖漿來自于早期地殼物質的再循環或發生殼幔混合作用，則巖漿的結晶年齡小于TDM。

對于沉積巖中TDM（主要為細碎屑巖）一般代表地殼物質的存留年齡或區域地殼的平均形成年齡。

如果地殼物質在其形成后Sm/Nd比值發生改變，則需要用二階段或多階段的模型計算其模式年齡（Liew，1988）。二階段模式年齡SA、CC、DM分離代表樣品、地殼和虧損地幔。而t表示引起Sm/Nd比值發生變化的地質過程或事件的時間，如地殼深熔作用、幔源巖漿發生結晶分異作用和富集REE的礦物發生分選作用的時間等。T2DM的計算還需知道地幔物質進入地殼后，并在發生Sm/Nd比值變化前的147Sm/144Nd比值，即地殼的147Sm/144Nd比值。對于沉積巖類，往往用上地殼的平均比值來代替：0.1180.017(540個全球沉積巖平均值)，但對于中下地殼的樣品，其147Sm/144Nd比值可能相對要高。但若作為一種同地區樣品間的物源區時代的相對比較，用上地殼組成代替，仍可獲得有意義的地球化學示蹤信息。美國Nd模式年齡分區圖（M：Mojavia地體，P：Penokean地體）研究者們對世界不同地區進行了Nd模式年齡填圖，劃分出不同的地殼年齡省，為探索地殼的增長和演化提供依據。Nelson和DePaolo(1985)填出了美國中部巨型帶的地殼抽提年齡(圖)。圖陸殼積累增長曲線（據Jacobsen,1988）1:HueleyandRand(1969);2:TugarinovandBibikova(1976);3:NelsonandDePaolo(1985);4:PatchettandArndt(1986)殼源巖石Nd同位素模式年齡（TDM）分布直方圖北秦嶺南秦嶺大別山對揚子克拉通西緣所作的Nd模式年齡研究結果表明，長期以來被當作太古代、出露于康定-盧定-冕寧一帶的TTG-角閃巖-麻粒巖雜巖體，其模式年齡大多在1.2Ga以內；而出露于云南境內以苴林群為代表的變質基底及花崗巖類的Nd模式年齡變化范圍大，且多數大于1.2Ga（圖）。這說明揚子克拉通西緣的地殼具復雜的演化歷史，它可能是由不同的微塊拼合而成的。四、Nd同位素地球化學Nd同位素特點：Sm、Nd地球化學性質相似，除巖漿作用過程可使Sm/Nd比值發生一定變化外，其他地質作用（特別是地質體形成后的風化、蝕變與變質作用過程）很難使它們發生明顯分離，這使得自然界中巖石的Sm/Nd比值變化范圍較小，僅變化于0.1到0.5之間。一些太古宙樣品的143Nd/144Nd初始比值均落在Sm/Nd比值相當于球粒隕石的143Nd/144Nd演化線上，這表明地球早期演化階段的Nd同位素初始比值與球粒隕石Nd同位素初始比值非常一致，使我們獲得了Nd同位素演化起點的重要參數；年輕火山巖Nd同位素研究表明，143Nd/144Nd與87Sr/86Sr原子豐度間呈良好的負相關關系。圖

143Nd/144Nd對時間圖表示了地球巖石的早期初始Nd同位素比值對球粒隕石增長線的緊密對應性，其中OGG：西格陵蘭Amitsoq片麻巖；RN3：加拿大Preissac-Lacorne巖基；RHO：津巴不韋（羅得西亞）；BCR-1：美國哥倫比亞河玄武巖。DePaoloandWasserburg(1976)首次測定了地球火成巖的Nd同位素組成，當他們把火成巖的Nd同位素初始比值(143Nd/144Nd)i對巖石年齡作圖時，發現太古代火成巖的(143Nd/144Nd)i與從隕石預測獲得的球粒隕石均一庫的演化線十分一致(圖)

。CHUR演化路徑通常以直線畫出，但是事實上由于147Sm的有限半衰期(大約106Ga)，它是一條非常緩的曲線。

Sm較Nd的相容性程度高，Nd更趨于在熔體中富集，而Sm趨于保留在固相中；由地幔或地殼巖石部分熔融形成的硅酸鹽熔體中，Nd相對于Sm發生富集，從而典型地殼巖石的Sm/Nd比值低于上地幔源巖石的Sm/Nd比值。在巖漿分離結晶過程中，殘余巖漿中Nd相對于Sm也發生富集。因此，一般而言，火成巖隨分異程度增強，其Sm和Nd含量升高，但Sm/Nd比值有所下降。與Rb-Sr體系相反?。∈街猩蠘?表示現在,t表示距今年齡。由于147Sm的衰變常數很小，故(et-1)

t，因此CHUR演化線近似于直線。CHUR的Sm/Nd比值被認為低于太陽系星云的比值。CHUR過去任何時候的143Nd/144Nd比值可用下式計算：Nd同位素初始比值(143Nd/144Nd)0

是Nd同位素地球化學示蹤的重要參數，該比值可通過等時線法獲得；對于一個已知年齡的樣品，通過實測該樣品的143Nd/144Nd和147Sm/144Nd比值，就能計算該樣品的(143Nd/144Nd)0比值，公式如下：(143Nd/144Nd)0=143Nd/144Nd-147Sm/144Nd(eλt-1)(143Nd/144Nd)0初始比值由于在整個地質時期，143Nd/144Nd比值變化較小，所以引入了εNd參數:

式中εNd(0)代表樣品現今的（143Nd/144Nd）測比值相對于CHUR現今的(143Nd/144Nd)0CHUR比值的偏差值；

εNd(t)代表樣品t時刻的（143Nd/144Nd）Sample（t）比值相對于t時刻CHUR的(143Nd/144Nd)CHUR（t）比值的偏差值，它們分別由公式計算獲得：（143Nd/144Nd）S(t)=（143Nd/144Nd）S-(147Sm/144Nd)S(eλt-1)（143Nd/144Nd）CHUR(t)=（143Nd/144Nd）CHUR-(147Sm/144Nd)CHUR(eλt-1)εNd參數通過推導，有：εNd(t)≈εNd(0)-fsm/NdQNdt對于Sr同位素也可用以上相應的參數：εSr(0)=[(87Sr/86Sr)S/(87Sr/86Sr)U.R-1]×104

εSr(t)=[(87Sr/86Sr)S(t)/(87Sr/86Sr)U.R(t)-1]×104

……εNd(t)的示蹤意義εNd(t)>0,物質來自虧損地幔;εNd(t)<0,物質來自于地殼εNd(t)≈0,物質來自于未分異的原始地幔εNd(t)>0,物質來自虧損地幔：如果巖石的Nd（t）

為正值，表明其來源于一個在早期已產生過巖漿所留下的殘余固相庫，這樣的庫虧損那些易于分配進入液態巖漿的大陽離子親石元素，如來源于虧損地幔的洋脊玄武巖的初始143Nd/144Nd高于CHUR。εNd(t)<0,物質來自于地殼：如果巖石的Nd（t）為負值，表明它來源于Sm/Nd比值低于CHUR的源區，這種源區或者就是古老地殼、或者有古老地殼的加入，因為古老地殼在從CHUR庫中分離出來時，其Sm/Nd比值低于CHUR的。εNd(t)≈0,物質來自球粒隕石型未分異的原始地幔：如果巖石的Nd（t）為零，即巖石的Nd同位素組成與CHUR的相同，這種巖石可能就直接來源于CHUR庫，也可能由來源于虧損庫的巖漿受到地殼物質的混染所致。如地殼部分熔融形成的花崗巖的初始143Nd/144Nd一般低于CHUR。Nd

參數示蹤意義

在Nd同位素示蹤應用中，常結合Sr同位素的研究，構筑εNd(t)-εSr(t)圖解或εNd(t)-（87Sr/86Sr)t圖解εNd(t)εSr(t)虧損地幔年輕陸殼古老陸殼Ⅳ

ⅡⅢⅠ下地殼上地殼Zhangetal.2002揚子陸塊南緣元古宙至古生代沉積巖地層于約8億年發生TDM值的突然下降，指示出這一時期沉積物質組成有明顯的變化。這種變化也體現于Nd值的突然增高。這些現象指示出于約8億年時，揚子沉積盆地有大量來自虧損地幔的初生地殼物質的加入?！?U-Th-Pb同位素體系Zircon一、U-Th-Pb法定年

U有三個天然存在的放射性同位素，其中238U/235U=137.88（太陽系所有物質均為此常數）:Th有6個天然存在的放射性同位素，232Th的豐度接近100%，其它5個Th的同位素是U、Th衰變系列的短壽命放射性中間子體。

Pb有4個天然存在的穩定同位素，分別是204Pb、206Pb、207Pb和208Pb，其中204Pb因無對應的放射性同位素母體，故不屬于放射成因同位素，其它鉛同位素來自U和Th的三個復衰變鏈的最終產物。1、U、Th、Pb衰變系列及U-Th-Pb等時線U、Th放射性衰變方程及參數238U→206Pb+8+6-+Et1/2=4.47109yr

1=1.5512510-10yr-1235U→207Pb+7+4-+Et1/2=704106yr

2=9.848510-10yr-1232Th→208Pb+6+4-+Et1/2=14.01109yr

3=0.4947510-10yr-1U-Th-Pb定年基本公式U-Th-Pb等時線年齡的局限性

與Sm-Nd和Rb-Sr等時線法類似，可用前述三個方程獲得地質對象的238U-206Pb、235U-207Pb和232Th-208Pb等時線年齡。由于U-Th-Pb體系可構成相互獨立的衰變體系，原理上對同一地質體進行同位素分析，可獲得三個獨立的年齡值。如所分析樣品符合等時線前提，238U-206Pb、235U-207Pb、232Th-208Pb體系應該給出一致的年齡（相對誤差小于或等于10%）；然而，由于U、Pb的易活動性(尤其是U)，在地表條件下的風化作用和低級變質，?？蓪е麦w系的U-Pb同位素組成不能保持封閉，往往得不到一致年齡，因此用等時線法成功獲得有意義年齡的實例相對有限。實例：右圖為美國懷俄明州GraniteMountains巖基全巖238U-206Pb等時線圖。由于已知巖體的形成時間為2.82Ga，圖中所有的數據點并不沿該等時線分布，而是顯示出不同程度的低238U/206Pb比值，即樣品發生了明顯的U丟失，而無法給出正確的年齡值。U-PbisochrondiagramfortheGraniteMountainsbatholithshowingdisplacementofwhole-rockdatapointsfartotheleftofthe2.82Byrreferenceline,duetodisastrousuraniumlosses.AfterRosholtandBartel(1969).RosholtandBartel(1969)2、Pb-Pb等時線及普通Pb-Pb法對定年基本方程分別進行變換，則：（1）（2）（3）從方程(3)和其它三個定年方程可以得到4個相互獨立的年齡t,用于內部檢驗。方程(3)年齡的計算不需要獲得235U和

238U的原子數，只需樣品的鉛同位素比值即可求得年齡，并可以最大限度地避免由于鉛丟失帶來的年齡誤差；該方程是個超越方程，不能用代數方法求解t，可用計算機迭代求出年齡t，該年齡稱為“Pb-Pb等時線”，這種方法被稱為普通Pb-Pb法。懷俄明州GraniteMountains巖基Pb-Pb等時線圖：前面曾討論過該巖體U-Pb體系已開放，即丟失了部分U。但Pb-Pb等時線卻能給出正確的年齡，原因是Pb-Pb等時線無需測量U/Pb同位素比值，且更重要的是，巖體U的丟失發生在較近的地質時代，其對巖體的Pb同位素組成未造成明顯的影響，而全巖系統Pb的性質保持了相對封閉。

由于238U和235U半衰期較大，此法一般適合于古老地質體的年齡測定；要正確進行定年，須滿足以下條件：（1）樣品保持U-Pb封閉體系；（2）合理地選擇鉛同位素初始比值。優點：(1)無須測定樣品中U、Pb含量；(2)不涉及母/子體同位素比值項，故接近現代發生的U丟失事件（如近期風化淋濾）對該方法不造成嚴重影響（RosholtandBartel,1969）（為什么？）,可以最大限度地避免由于鉛丟失帶來的年齡誤差。普通Pb-Pb法的特點

（含）U、Th礦物（主要為一些穩定的重礦物）是U-Th-Pb法定年的主要研究對象，如：鋯石、斜鋯石、獨居石、榍石、磷灰石、瀝清鈾礦、晶質鈾礦、釷石等。由于鋯石在各種地質體分布較為普遍，且鋯石中的初始鉛同位素比值接近于0，因此鋯石是目前U-Pb法年齡測定的主要對象，倍受重視。然而，鋯石的成因較為復雜，如存在有巖漿成因、變質成因和碎屑鋯石等。據此在進行鋯石U-Pb年齡測定前，必須對鋯石進行礦物形態學的研究，區分鋯石的成因類型。如巖漿型鋯石晶型完好，而碎屑成因鋯石表面一般有磨蝕現象等。只有正確判斷鋯石的成因類型才能對鋯石年齡所代表的地質意義作出合理的解釋。3、鋯石U-Pb定年ChemicalFormula:

ZrSiO4

Composition:

Zirconium

49.77%

Zr

67.22

%

ZrO2

Silicon

15.32%

Si

32.78

%

SiO2

Oxygen

34.91%

O高硬度（7.5）、高化學穩定性：具較強的抗風化、蝕變和變質作用影響的能力，有利于同位素體系保持相對封閉（封閉溫度高）；富鈾、初始鉛同位素比值接近0：鋯石結晶時，選擇性富集U（及部分Th）而排斥Pb，具較高的238U/204Pb比值（值）（具高值特征的礦物還包括榍石和獨居石），較大程度地限制了初始Pb的存在；在各種地質體尤其是中-酸性巖中廣泛分布（基性巖中常用什么礦物定年？）。鋯石（zircon）特征Zr4+=0.84?

U4+=1.05?

Th4+=1.10?

Pb2+=1.29?

ZirconhashighUcontentandhighU/Pbratios,

andthusisideallysuitedforhighprecisiongeochronology如果有一種