铅同位素地球化学及U-Th-Pb法年龄测定

测定地质年代的方法
测定地质年代的主要方法包括：
1. 相对年代测定法：通过不同层位的堆积顺序、地质事件的交
错情况等相对比较方法确定各地层和地质事件的相对年代，如古生代、中生代、新生代等；
2. 放射性同位素年代测定法：利用放射性同位素在地球岁月长
河中不断衰变的特性，通过测定岩石或化石中含有的放射性同位素的
衰变产物与稳定同位素的比例，计算出物体形成的时代，如铀-铅、钾
-氩、碳-14等；
3. 磁性地层学年代测定法：利用地球历史上地磁场的不稳定性，通过分析岩石矿物中的磁化特性，确定不同地层的年代，如磁性地层、磁极漂移等；
4. 古生物学年代测定法：利用不同地质年代生物群落的演变规律，通过分析化石、化石群、岩石所含生物碎片等，确定不同地质年
代的相对年代和历史地理环境，如生物标志、生物地层等。

现代地质测年方法是指通过各种科学技术手段对地质物质进行测定，从而确定地质事件的发生时间以及地质历史的时间顺序。

现代地质测年方法的发展使得地质学家能够更加准确地了解地球的演化历史，并揭示了地球各个时期的重要事件和过程。

本文将介绍几种主要的现代地质测年方法。

一、放射性测年法二、磁性测年法磁性测年法是通过对岩石或沉积物中的磁性矿物进行磁性测定，从而确定地质事件的发生时间。

地球的磁场是由地球内部液态外核的运动产生的，有时磁场的极性会发生翻转，这种翻转被称为磁极翻转事件。

通过测量岩石或沉积物中的磁性矿物的磁化强度和方向，可以确定这些事件的发生时间。

磁性测年方法适用于从几百年到几千万年不等的时间范围。

三、岩石学测年法岩石学测年法是通过对岩石中的其中一种矿物进行测定，从而确定地质事件的发生时间。

常用的岩石学测年方法包括锆石U-Pb测年、斜长石Ar-Ar测年和白云母K-Ar测年等。

锆石是一种常见的矿物，它含有稳定的铀和不稳定的铅同位素，通过测量岩石中锆石中的铀和铅同位素的含量比值，可以确定岩石的年龄。

斜长石和白云母中的锆石也可以利用同样的方法测定。

四、地层学测年法地层学测年法是通过对地层的描述和对生物化石的研究，从而确定地质事件的发生时间。

地层是指大地上连续分布的岩石层序，地层的顺序和特征可以反映地质历史的演化过程。

生物化石是指已经灭绝的生物的遗骸或痕迹，在地质时间尺度上存在一定的时空范围，通过对地层中的生物化石的鉴定和分析，可以确定地层的年代。

地层学测年法主要适用于距今几千年到几亿年不等的时间范围。

综上所述，现代地质测年方法是通过对地质材料中的各种指标进行测定，从而确定地质事件的发生时间和地质历史的时间顺序。

放射性测年法、磁性测年法、岩石学测年法和地层学测年法是现代地质测年方法的主要手段。

这些方法的发展和应用使得地质学家能够更好地了解地球的演化历史，为地质与环境研究以及自然灾害预测提供了重要依据。

一、基本原理1、锆石的物理性质锆石的主要成分是硅酸锆，化学分子式为Zr[SiO4]，除主要含锆外，还常含铪、稀土元素、铌、钽、钍等。

由于锆石常含有Th 、U ，故测定锆石中的Th/U 的含量的由它们脱变而成的几种铅同位素间的比值以及它们与U 的比值，可测定锆石及其母岩的绝对年龄。

由于Pb 同位素很难进入锆石晶格，锆石结晶时的U 与Pb 发生强烈分馏，因此锆石是良好的U-Pb 同位素定年。

此外，越来越多的研究表明，锆石环带状增生的形象十分普遍，结合微区定年法就可以反映与锆石生长历史相对应的地质演化过程。

锆石同时还是很可靠的“压力仓”，能够保存来自其母岩或早期变质作用的包裹物。

锆石晶体呈四方双锥状、柱状、板状。

锆石颜色多变，与其成分多变有关；玻璃至金刚光泽，断口油脂光泽；透明至半透明。

解理不完全；断口不平坦或贝壳状。

硬度7.5-8。

相对密度4.4-4.8，性脆。

当锆石含有较高量的Th 、U 等放射性元素时，据放射性，常引起非晶质化，与普通锆石相比，透明度下降；光泽较暗淡；相对密度和相对硬度降低；折射率下降且呈均质体状态。

锆石按成因分为高型锆石和低型锆石。

宝石学中依据锆石中放射性元素影响折光率、硬度、密度的程度将它分为“高型”、“中间型”、“低型”三种。

锆石属四方晶系。

晶体形态呈四方柱和四方双锥组成的短柱状晶形，集合体呈粒状。

强的晶格能和对Pb 的良好保存性，丰富的、可精确分析的U 含量和低的、可忽略的普通Pb 含量是其特点。

锆石U-Pb 体系是目前已知矿物同位素体系封闭温度最高的，锆石中Pb 的扩散封闭温度高达900℃，是确定各种高级变质作用峰期年龄和岩浆岩结晶年龄的理想对象。

另外，锆石中含有较高的Hf 含量，大多数锆石中含有0.5－2%的Hf ，而Lu 的含量较低，由176Lu 衰变成的176Hf 极少。

因此，锆石的176Hf/176Lu 可以代表锆石形成时的176Hf/177Hf 初始比值，从而为讨论其成因提供重要信息。

铅的同位素铅是一种常见的金属元素，具有多种同位素。

同位素是指原子核中具有相同质子数（即原子序数）但中子数不同的原子。

铅的同位素主要有铅-204、铅-206、铅-207和铅-208。

铅-204是铅的一种稳定同位素，其原子核由82个质子和122个中子组成。

铅-204的丰度非常低，仅占铅的1.4%左右。

由于其稳定性较高，铅-204在地球上存在的时间非常长。

研究人员可以通过测量铅-204的比例来研究地质年代学和射线测年等领域。

铅-206是铅的一种稳定同位素，其原子核由82个质子和124个中子组成。

铅-206的丰度较高，约占铅的24.1%。

在地球科学中，铅-206的丰度比例被广泛用于测量岩石和矿物的年龄。

这是因为铅-206是铀系列衰变链中的一个中间产物，其形成速率相对稳定，可以用来确定岩石和矿物中铀的衰变历史。

铅-207是铅的一种稳定同位素，其原子核由82个质子和125个中子组成。

铅-207的丰度约占铅的22.1%。

铅-207的比例在地球科学中也被广泛应用于年代测定。

与铅-206类似，铅-207也是铀系列衰变链中的一个中间产物，其形成速率相对稳定。

铅-208是铅的一种稳定同位素，其原子核由82个质子和126个中子组成。

铅-208的丰度最高，约占铅的52.4%。

铅-208的丰度比例也被广泛用于年代测定。

在地球科学中，铅-208的比例还可以用于研究地球内部的物质循环和地球化学过程。

除了这些稳定同位素，铅还有一些放射性同位素，如铅-210和铅-212等。

这些同位素具有较短的半衰期，会不断衰变放出放射性粒子。

由于放射性同位素的不稳定性，它们在地球上的存在时间相对较短，但在核物理学研究和医学应用中具有重要作用。

总结而言，铅具有多种同位素，包括稳定同位素铅-204、铅-206、铅-207和铅-208，以及放射性同位素铅-210和铅-212等。

这些同位素在地质年代学、射线测年、地球化学和核物理学等领域具有重要应用价值。

铅的同位素铅（Pb）是一种常见的金属元素，其原子序数为82。

铅具有多种同位素，即具有相同的质子数但不同的中子数的同一元素。

铅的稳定同位素有两种，分别是铅-206和铅-207，它们的自然丰度分别为24.1%和22.1%。

此外，铅还有多种放射性同位素，如铅-210、铅-212、铅-214等，它们具有不同的半衰期和放射性特性。

铅-206是铅的最稳定同位素，它拥有82个质子和124个中子，总共206个核子。

铅-206是一种非放射性同位素，不会自发地衰变释放辐射。

由于其稳定性较高，铅-206在地球上广泛存在，并且被用作地球年龄的测定。

地质学家通过测量铅-206与其衰变产物铅-207的比值，可以推断出岩石或矿物的年龄。

这种方法被称为铅-铅定年法。

铅-207是铅的另一种稳定同位素，它具有82个质子和125个中子，总共207个核子。

铅-207的自然丰度较高，也广泛存在于地球上的岩石、矿物和大气中。

铅-207的存在可以追溯到地球形成的早期，因为它是铅-235衰变的终产物。

铅-235是一种放射性同位素，它具有82个质子和153个中子，总共235个核子。

铅-235经过连续的衰变过程最终变为稳定的铅-207。

利用铅-207与铅-206的比值，地质学家可以推断出岩石或矿物的起源和演化过程。

除了稳定同位素，铅还有多种放射性同位素。

铅-210是一种常见的放射性同位素，它具有82个质子和128个中子，总共210个核子。

铅-210的半衰期约为22年，会通过放射性衰变释放出α粒子和β粒子。

由于其较短的半衰期，铅-210在环境中的存在主要是由于其他放射性元素的衰变产物。

铅-210经常被用来研究海洋和湖泊沉积物的沉积速率和地质过程。

铅的同位素在地球科学、环境科学、核能科学等领域具有重要的应用价值。

它们可以帮助科学家研究地球的演化历史、岩石的形成过程、环境的污染状况等。

通过分析铅同位素的比值，可以追溯物质的来源和迁移路径，揭示自然界中的地球化学过程。

同位素稀释-热电离质谱U-Pb 测年方法简介
同位素稀释-热电离质谱（简称ID-TIMS）法是对锆石、斜锆石、金红石、独居石、磷灰石和锡石等含铀矿物进行U-Pb同位素年龄测定的经典方法。

自二十世纪八十年代以来，天津地质矿产研究所同位素实验室李惠民研究员从澳大利亚国立大学引进这一方法，成功建立了单颗粒锆石U-Pb年龄的ID-TIMS分析方法。

近年来，这一方法陆续被应用于斜锆石、金红石、独居石、磷灰石和锡石等含铀矿物的U-Pb同位素年龄测定。

其方法要点是：用化学方法（通常用氢氟酸、盐酸和硝酸等化学试剂）将待测矿物在适当的温压条件下溶解。

溶解前通常需加入定量的205Pb-235U混合稀释剂或208Pb-235U混合稀释剂。

矿物溶解后，需用离子交换柱将U和Pb分别从样品溶液中分离出来，然后在TRITON热电离质谱上进行U和Pb同位素测定，经计算得到矿物的U-Pb同位素年龄。

利用ID-TIMS法进行含铀矿物U-Pb同位素年龄测定的优点是单次测定的精度较高，可测定的矿物年龄范围较广（从中新生代到太古代），而且不需要相应的标准矿物作校正，避免了寻找和制备标准矿物的困难。

因此，ID-TIMS法被称为矿物U-Pb同位素年龄测定的“标准方法”。

这一经典方法在精确测定关键地层时代和定标具有重要的科学意义，目前国内只有本实验室具备这样的实验条件，国内地质学家应用这一技术准确测定了我国许多重要地质体的U-Pb同位素年龄，为我国地学基础理论研究和区域地质调查工作提供了扎实的基础资料，为精确厘定变质作用、沉积作用、成岩成矿作用时代提供了较好的技术支持。

同位素地质年龄测定技术及应用同位素地质年龄测定技术是判断岩体年龄或地质事件发生时代的常用方法，主要包括U-Pb法、Ar-Ar法、Rb-Sr法、Sm-Nd法等，各类方法均有其自身的特点，因此其适用范围和注意事项也存一定的区别。

本文以Rb-Sr法为例，对其原理、使用范围、注意事项及其局限性进行了分析讨论，希望能为读者提供参考。

标签：同位素;地质年龄;Rb-Sr法;应用1 概述随着科学技术的不断发展，地质学在帮助人类认识地球方面的作用日渐明显。

同位素地质年龄测定技术是以放射性同位素为基础的测量技术，该技术在地质研究方面的应用，可提高测量结果的有效性，便于人们更好地发现地球演变规律。

本文将对同位素地质年龄测定技术及其相关应用进行探讨。

2 同位素地质年龄测定技术2.1 原理分析测定原理为元素放射性衰变，放射性是指原子核可自发地放射各种粒子，具有自发放射各种射线的同位素称为放射性同位素;而放射出α或β射线后，原子核发生变化的过程可成为放射性衰变;衰变前的放射性同位素称为母体，衰变过程中产生的新同位素则称为子体;若经过一次衰变就可获得稳定子体的为单衰变;若经历若干次连续衰变获得稳定子体的则称为衰变系列。

在衰变过程中，放射性同位素母体同位素原子有一半完成衰变所耗费的时间成为半衰期，较为稳定，不受元素状态、外界环境、元素质量变化的影响;放射性同位素在单位时间内每个原子核的衰变概率成为衰变常数。

利用放射性衰变规律计算地质年代的主要依据就是半衰期和衰变常数。

2.2 放射性同位素测定地质年龄的前提放射性同位素测定岩体年龄的常用技术有U-Pb法、Ar-Ar法、Rb-Sr法、Sm-Nd法、Re-Os法、（U-Th）/He法等，各种方法的使用前提基本相同：①用于测定地质年龄的放射性同位素半衰期与测定对象相匹配，且半衰期和衰变常数能被准确测定;②能准确测定母体同位素组成及各项同位素的相对丰度;③母体衰变产物具有一定的稳定性，便于使用仪器设备对其进行检测;④岩石或矿物处于封闭状态，减少误差;⑤岩石或矿物形成过程中，同位素处于开放状态时间较短，可忽略不计。

岩石、矿物中微量铅的同位素组成的测定岩石和矿物中的铅同位素的测定是地质学和矿物学领域中的重要研究方向之一。

铅同位素的分析可以提供强有力的信息，以了解岩石和矿物的生成和演化历史以及地球内部过程。

本文将介绍铅同位素测定的原理、方法和应用。

Ⅰ.原理岩石和矿物中铅同位素的测定是通过分析样品中不同质量数的铅同位素的相对丰度来进行的。

铅同位素有四种天然存在的同位素，包括放射性同位素铅-210（210Pb）和铅-214（214Pb），以及稳定同位素铅-206（206Pb）和铅-207（207Pb）。

每个铅同位素的质量数和半衰期如下：同位素质量数半衰期210Pb 210 22.3年214Pb 214 26.8分钟206Pb 206 4.47亿年207Pb 207 7.68亿年铅同位素的测定是通过质谱分析方法进行的，其中包括质谱分离和同位素比值测定。

质谱分离是将铅离子在质谱中分离成不同的同位素，包括质荷比、能量和磁场分离等。

同位素比值测定是测量不同同位素的信号强度，并计算其相对丰度。

Ⅱ.方法岩石和矿物中的铅同位素的测定方法包括熔融分离、化学分离和微区分析等。

其中，熔融分离和化学分离是测定岩石和矿物中全岩或晶体中铅同位素比值的主要方法，而微区分析则是测定局部区域内铅同位素组成的重要手段。

1.熔融分离熔融分离是通过熔融样品以分离出样品中的铅，然后进行质谱分析。

该方法需要将岩石或矿物样品磨成粉末，然后加入草酸和过量的铅粉。

接着将样品加热至高温，使铅进入气相，随后冷凝在收集器中。

铅的分离程度取决于加入草酸的酸度和铅粉的数量，以及样品的性质和热处理条件等。

熔融分离的主要优点在于能够快速而有效地分离样品中的铅，并且可以在同一个过程中测定不同的铅同位素组成。

但是，该方法也存在一些缺点，主要包括对样品分析前的处理过程要求高，以及对仪器的要求较高，成本较高等。

2.化学分离化学分离是通过化学方法将岩石或矿物样品中的铅分离出来，并提高金属铅的纯度。

Pb同位素的研究进展和应用自然界中Pb有四个同位素，包括204Pb、206Pb、207Pb、208Pb，其中204Pb 是非放射性成因同位素，206Pb、207Pb、208Pb为放射性成因同位素，由238U、235U、232Th 放射性衰变产生，因此，铅同位素的研究最初为模式年龄定年和探讨成矿物质来源的示踪。

随着近年来对铅同位素的不断研究，铅同位素开始应用于化探与找矿评价、找矿勘探，以及在壳幔相互作用和环境评价等方面也具有重要的指示意义（刘茜，易文萍，2014）。

1 铅同位素定年1.1 U-Pb 锆石法（一致年龄）。

如果一种矿物在形成时含很高的U 但不含Pb，则方程可简化为：206Pb *= 238U (eλ238t -1)，207Pb *= 235U (λ235t -1)，其中*代表放射性成因铅。

图1为U-Pb 谐和图。

显示了一致曲线和Pb 丢失产生的不一致曲线。

晶质铀矿和独居石最初被用来定年，但其有限的分布限制了它们的应用。

锆石在中-酸岩中是一个广泛分布的富铀矿物，被广泛应用于U-Pb 定年。

基性岩中斜锆石也被用来定年[1]。

图1 U-Pb谐和图1.2 U-Pb 锆石法（不一致年龄）L.H.Ahrens（1995）和G.W.Wetherill（1956）提出了铅一次连续不丢失的模型。

假设在一个研究地质体中取得了若干个锆石样品，其真实年龄为T，然而在T1 时发生如区域变质作用或热接触变质作用等使得铅丢失，且由于各个样品丢失程度不同而形成图一中的不一致线。

上交点年龄作为锆石形成年龄的解释则是确定的；但下交点年龄具有多解性。

然而，如果锆石数据投影点离上交点较远，则上交点的误差较大。

为了获得较好的上交点精度，Krogh（1982）认为应在进行同位素分析之前，去除样品中Pb 丢失严重的部分。

一种方法是用高通量的磁铁进行分选，选出变生最弱的矿物颗粒。

另一种方法是在一个风力磨具中磨掉矿物的外层部分，该部分往往最富U，因而变生也最严重，样品经这样处理后，分析数据的一致性大为提高。

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与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,广泛应用于岩石与矿物的年龄测定。

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就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就是区域地质学、地球化学、矿床学与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与找矿方向的确定,都具有十分重要的理论与实际意义。

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与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)与高灵敏度高分辨率离子探针质谱(SHRIMP)技术的开发与利用,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与新认识。

目前,地质体的定年主要采用的就是K-Ar法、40Ar-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、多期性与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与局限性有关问题的研究,不仅有助于重新认识、评价与应用已有的资料,而且有利于今后工作中同位素定年方法的改进。

一、K-Ar法与40Ar-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。

①矿物或岩石形成以后,对钾与氩保持封闭体系,既没有钾与氩的加入,也没有钾与氩的逃逸。

②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)。

地质年龄测定SMOW标准：标准平均海洋水(Standard Mean Ocean Water)标准。

PDB标准：PDB(Pee Dee Belemnite)是采自美国卡罗莱纳州白垩系皮狄组中美洲拟箭石化石，碳酸盐岩的碳氧同位素组成通常使用PDB标准。

PDB标准与SMOW标准之间的换算关系(Coplen et al., 1983)：δ18OSMOW = 1.03091 δ18OPDB + 30.91δ18OPDB = 0.97002 δ18OSMOW - 21.8Craig(1965)和Clarton et al.(1965)给出如下换算关系：δ18OSMOW = 1.03037 δ18OPDB + 30.37自然界存在很多放射性同位素，但是目前能用于地质年龄测定的仅有少数几种。

这是因为利用天然放射性同位素测定地质年龄，需要满足一系列前提条件。

1)用来测定地质年龄的放射性同位素有合适的半衰期T1/2，与测定对象相比不宜过大，也不宜过小。

一般与地球年龄相比，最好在地球年龄（45.6亿年）的1/10到10倍之间。

半衰期过大，自地球形成以来，放射成因子体增长不明显，目前的技术水平很难做出精确测定。

相反，半衰期过小，自地球形成以来母体衰减很快，至今几乎或已经完全衰减殆尽，这样，在被测样品中母体含量很少，同样不能被精确测定。

2）放射性同位素的半衰期能够被准确地测定。

这个条件十分重要，一旦半衰期得到精确测定并且获得公认，该方法就会快速发展。

这方面例子很多，早期Rb-Sr法是一例，近期Re-Os 法也是一例。

至今La-Ce法发展缓慢的原因之一，也是与138Laβ-衰变的半衰期过大（超过地球年龄60倍），至今没有准确地测定有关。

3）能够准确测定母体同位素组成和每个同位素的相对丰度。

无论是在自然界的矿物、岩石中，还是在人工合成物中，这个相对丰度应该固定不变，是一个常数。

4）母体同位素衰变的最终产物必须是稳定同位素，当前的技术水平能够准确而灵敏地对它们的含量与同位素组成进行测定。

锆石u-pb同位素定年的原理,方法及应用
锆石U-Pb同位素定年是一种广泛使用的放射性同位素定年方法，应用于地质科学中，用于测定岩石、矿物的年龄。

以下是其原理、方法和应用：
原理
锆石晶体中自然存在的微量铀和钍，通过自然放射性衰变过程，最终分别转变为稳定的铅同位素。

锆石U-Pb同位素定年，即利用锆石中铀和铅之间的放射性衰变关系，测定锆石的年龄。

具体来说，是利用锆石晶体中铀（^238U）自然放射性衰变成铅（^206Pb），以及钍（^232Th）自然放射性衰变成铅（^208Pb）的过程中释放出的α粒子造成的连锁反应计算锆石形成的时间。

方法
锆石U-Pb同位素定年的方法通常有两种：碰撞法和非碰撞法。

碰撞法利用离子束将样品表面剥蚀，将离子轰击区域的同位素进行测量。

非碰撞法则是利用激光将样品表面打在一个小点上，使表面物质的离子化并被聚焦和加速，最终进行同位素测量。

应用
锆石U-Pb同位素定年可用于测定岩石和矿物的年龄、形成时期等，并广泛应用于地质学、矿床学、构造地质学等领域。

例如，在岩石学中，可以通过锆石U-Pb同位素定年来了解岩石的形成历史和演化过程；在矿床学中，可以通过锆石U-Pb同位素定年来确定矿床形成的年龄和矿床类型；在构造地质学中，可以通过同位素定年来研究大地构造演化过程等方面。

同时，锆石U-Pb同位素定年也可以与其他定年方法相结合，以提高年代学的精度和可靠性。

独居石定年综述强山峰等，2013，豫西小秦岭地区秦南金矿床热液独居石U-Th-Pb定年及其地质意义LA-ICP-MS：中国地质大学（武汉）地质过程与矿产资源国家重点实验室，标样？独居石是一种富含轻稀土的磷酸盐矿物因其含有较高的Ｕ、Th及较低的普通铅(Overstreet,1967;邱昆峰和杨立强,2011)经常能形成一致的U-Pb和Th-Pb年龄．另一方面独居石的U-Pb同位素体系封闭温度较高(约530-720℃)(Harrison et al.,2002),不易受到后期热事件的干扰,是理想的U-Th-Pb定年对象(Stern and Berman,2000;Rasmussen et al.,2009;Sarma et al.,2011).独居石不仅在沉积岩、变质岩和过铝质火成岩中较为常见（Edwards andHarrison,1997;Froster et al.,2002;Dahl et al.,2005）,而且是石英脉型金矿、斑岩型铜金矿、IOCG 等矿床类型的主要热液副矿物之一。

利用热液独居石的U-Th-Pb定年可以直接限定热液矿床的形成时代(Brown et al.,2002;Salier et al.,2004;Tallarico et al.,2004;Rssmussen etal.,2009;Vieleicher et al.,2010;Sarma et al.,2011)。

崔玉荣等，2012，LA-MC-ICP-MS独居石微区原位U-Pb同位素年龄测定LA-ICP-MS：中国地质调查局天津地质矿产研究所同位素实验室，独居石44069标样独居石作为一种较常见的副矿物产于中酸性岩浆岩和变质岩中, 在一些沉积岩中也存在, 与锆石、磷钇矿及磷灰石等伴生。

不论岩浆成因或变质成因的独居石, 其同位素年龄的地质意义都较为清楚。

在退变质和流体作用过程中, 与锆石相比独居石对环境条件的变化更为敏感。

同位素地质样品送样须知同位素地质样品包括同位素年龄测定和稳定同位素研究样品两部分。

为了提高同位素测定数据的地质应用效果，除加强质量管理以保证测定数据的可靠性和精度外，送测样品（特别是年龄样品）是否满足各种测定方法的要求，即样品适应性问题已成了关键。

为此我们总结了一套同位素地质样品送样须知和要求，仅供参考。

一总要求1．明确目的性同位素地质样品的测定是为了解决地质研究中提出的问题。

2．正确选择方法与样品在同位素地质年龄测定中，每一种方法都不是万能的，各有局限性。

不同的岩石和矿物对各种方法的适应性也互不相同。

因此应根据客观地质条件选择合适样品与合适方法。

总体上，当前各种测年方法比较适用于与内生地质作用相关的产物，如岩浆岩、内生矿床和某些正变质岩，而不适应于副变质岩，特别是浅变质沉积岩。

显生宙沉积岩的一些测年方法还在探索中。

当然，不同测定方法的适应性研究是个永久性课题，目前认为不适宜测定的对象，随着技术发展将来很可能变得非常有意义，因此也需大胆探索。

3．正确选择采样地点无论年龄样还是稳定同位素样，采样点附近必须避免后期干扰。

这些干扰包括后期侵入体、混合岩化、断层或其它动力变质带、蚀变带，以及近代风化、淋滤等。

4．综合性研究要求在综合性地质研究基础上选择和采集同位素样品，送样前最好先进行光、薄片鉴定，保证一组样品满足等时线条件，剔除遭受蚀变的样品，或者在出现意外年龄时有足够地质依据予以解释。

在稳定同位素测定中，这样做可了解被测矿物之间的共生关系。

此外，在进行同位素研究时最好有岩石化学和微量元素的配套资料，利于综合分析。

在有条件情况下尽可能对一个样品采用多种方法进行测年,便于测定结果之间的相互比较与验证。

5．送样单主要内容为便于信息交流、集中建立数据库，要求送样时附带内容详实的送样单，其中包括送样单位、送样人、送样日期、原始编号、样品名称（岩石或矿物全名）、采样地理位置（省、县、乡、村，经纬度）、所在区调图幅、采样点地质位置（文字和示意图）、测定方法、单矿物样选矿方法，以及其它一些相关地质和地球化学资料。

同位素在地质研究中的应用同位素是指原子核中质子数相同，但中子数不同的原子。

同位素具有相同的化学性质，但物理性质和放射性质可能不同。

同位素在地质研究中有着广泛的应用，它的应用不仅为我们探索地球的历史和演化提供了重要依据，也为我们了解自然界中各种现象提供了支持。

一、同位素测年法同位素测年法是同位素在地质研究中最为常用的方法之一。

该方法建立在同位素半衰期的基础上，可以通过测定不同同位素的相对含量来计算样品的年龄。

不同的同位素测年法适用于不同的年龄范围和材料类型。

1.铀系列测年法铀系列测年法是通过测定样品中铀、钍和铅同位素的相对含量来计算样品的年龄，适用于矿物、骨骼等寿命长的材料。

该方法应用广泛，可以测定数百年至数十万年的年龄。

例如，铀-钍-铅测年法被应用于研究早期人类和哺乳动物的演化与扩散过程。

2.钾-氩测年法钾-氩测年法是通过测定样品中钾-40和氩-40同位素的相对含量来计算样品的年龄，适用于火山岩、熔融岩石等寿命短的材料。

该方法可以测定数百万至数十亿年的年龄。

例如，在研究大陆漂移和板块构造等地质过程中，钾-氩测年法被广泛应用。

3.碳-14测年法碳-14测年法是通过测定样品中碳-14同位素的含量来确定样品的年龄，适用于有机、生物和古生物样品。

该方法可以测定最近5万年以内的年龄。

例如，该方法应用于研究气候变化、自然环境变化和生物演化等问题。

二、同位素地球化学同位素地球化学是通过测定地球化学元素中同位素的相对含量，来研究地球物质的来源、演化和过程。

同位素地球化学已经成为一个重要的研究领域。

1.同位素示踪同位素示踪是通过同位素的相对含量和比例来判断物质的来源和流动路径。

例如，氧同位素示踪被广泛应用于研究水循环、降水来源、地下水的形成、河流口水与海洋水的混合和周围环境和气候变化等问题。

2.同位素地球化学的前沿研究随着同位素分析技术的进步和对地球科学问题的深入挖掘，同位素地球化学的研究领域也在不断扩展。

例如，较新的前沿研究包括对稀土元素、锶、铌、钇、铥等元素同位素的分析和应用。