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第六章 同位素地球化学

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地质 储层 沉积 地化 层序地层
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1第六章 同位素地球化学同位素地球化学 是研究地壳和地球中核素的形成、丰度及其在地质作用中分馏和衰变规律的科学。同位素地球化学2同位素地球化学在解决地学领域问题的独到之处:1) 计时作用: 每一对放射性同位素都是一只时钟 , 自地球形成以来它们时时刻刻地 , 不受干扰地走动着 , 这样可以测定各种地质体的年龄 , 尤其是对隐生宙的前寒武纪地层及复杂地质体 。2) 示踪作用: 同位素成分的变化受到作用环境和作用本身的影响 , 为此 , 可利用同位素成分的变异来指示地质体形成的环境条件 、 机制 , 并能示踪物质来源 。3) 测温作用: 由于某些矿物同位素成分变化与其形成的温度有关 , 为此可用来设计各种矿物对的同位素温度计 , 来测定成岩成矿温度 。另外亦可用来进行 资源勘查 、 环境监测 、 地质灾害防治 等 。3本章内容一. 自然界引起同位素成分变化的原因二. 同位素年代学三. 稳定同位素地球化学第六章 同位素地球化学4一、 自然界引起同位素成分变化的原因 核素的性质 同位素分类 同位素成分的测定及表示方法 自然界引起同位素成分变化的原因5一、自然界引起同位素成分变化的原因( 一 ) 由不同数量的质子和中子按一定结构组成各种元素的原子核称为 核素 , 任何一个核素都可以用 A=P+具有相同质子数 , 不同数目中子数所组成的一组核素称为 同位素 。=8, 但中子数分别为 8、 9、 10, 因此 , 氧有质量数分别为 16O、 17O、 186(一 ) 核素的性质(1)核素具有电荷: 一个质子带有一个单位的正电荷 , 原子的核电荷数等于质子数 , 并由此决定原子的核外电子数 。 核电荷数一旦改变就变成了另外一种元素 ,同时核电荷数也影响着核的组成及结构 , 即决定核的稳定性 。(2)核素具有质量 : 核素因含有不同数量的质子和中子 , 而具有不同的质量 。(3)核素具有丰度: 自然界的核素具有两种丰度 。一是 核素的绝对丰度 , 是指自然界各种核素存在的总量 , 它与组成核素的核子数量和结构有关 , 反映核素的稳定性 。当原子序数 N/或 核素不稳定 , 绝对丰度低 。二是 核素的相对丰度 , 是指元素同位素所占总质量的百分数 , 例如大气中三个氧同位素的相对丰度是 : 16O: 17O: 18O: 7(4)核素具有能量: 原子核聚集高质量的粒子于一个极小的体积内 ,因此 , 原子核内孕含着巨大的能量 , 即核能 , 也称 “ 结合能 ” 。 结合能越高核素越稳定;结合能低 ( 如 H、 N、 的核素不稳定 。 在核衰变过程中 , 一部分核能通过放射出各种粒子及射线而被释放出来 。(5)核素具有放射性: 所谓放射性即不稳定核素通过放射出粒子及辐射能量 , 而自发地调整核内的组成和结构 , 转变为稳定的核素的现象 , 称为 放射性衰变 。 放射性衰变的结果 , 使核素的质量 、 能量和核电荷数都发生变化 , 从而变为另外一种元素 。(一 ) 核素的性质8(二 ) 同位素分类从核素的稳定性来看 , 自然界存在两大类同位素: 一类是其核能自发地衰变为其它核的同位素 , 称为 放射性同位素 ; 另一类是其核是稳定的 , 到目前为止 , 还没有发现它们能够衰变成其它核的同位素 , 称为 稳定同位素 。然而 , 核素的稳定性是相对的 , 它取决于现阶段的实验技术对放射性元素半衰期的检出范围 , 目前一般认为 , 凡是原子存在的时间大于 1017年的就称稳定同位素 , 反之则称为放射性同位素 。9(三 ) 同位素成分的测定及表示方法一般来说质量数 A< 209的同位素大部分是稳定的 , 只有少数是放射性的 ,如 14C, 40K, 87质量数大于 209的同位素全部属于放射性同位素 。一种元素可由不同数量的同位素组成 。 自然界中同位素最多的是 有 10个同位素:112, 114, 115, 116, 117, 118, 119, 120, 122, 124e、 F、 7种 。 其余大多数由 2~ 5种同位素组成 。10(三 ) 同位素成分的测定及表示方法一个完整的同位素样品的研究包括 样品的采集 、 加工 、 化学制样 、 测定及结果的计算 和 解释 等环节 。 下面简单介绍一下化学制样及质谱仪测定方法 。 使待测元素的同位素转化为在质谱仪上测定的化合物 , 轻稳定同位素一般制成气体样品 。例如:氧同位素有两种制样方法:( 1) 还原法 : 高温条件下与 O;( 2) 氧化法 : 用 生成 精度高 ) 。谱仪是目前同位素成分测定的主要手段 ( 261,251) 。 其 工作原理 是: 把待测元素的原子或分子正离子化 , 并引入电场和磁场中运动 , 带正电的质点因质量不同而被分离测定 。)绝对比率 ( R) : 用两个同位素比值直接表示 , 例如32S/34S, 12C/13)相对标准样品 ΔR)ΔR = - 品相对于标准样品 分率):Δ(‰)= ( / 1000 =( 1) × 1000 例如对 34S/32即以 δ34S‰ 来表示:δ34S(‰)=[(( 34S/32S)样 /(34S/32S)标 )× 1000习惯上把 微量(较小相对丰度) 同位素放在 样可以从样品的 δ值,直接看出微量同位素比标准样品是富集了,还是贫化了。δ> 0表示 34< 0表示 3434)同位素标准样品元 素 标 准 样 缩 写H、 O 大洋水平均 国南卡罗莱纳州,皮迪组的美洲箭石(已耗尽) 洛霍芬石灰岩 20S 美国亚利桑那州坎宁迪亚布洛铁陨石中的陨硫铁 就必须建立世界性的标准样品 。 世界标准样品的条件:① 在世界范围内居于该同位素成分变化的中间位臵 , 可以做为零点;② 标准样品的同位素成分要均一;③ 标准样品要有足够的数量;④ 标准样品易于进行化学处理和同位素测定 。14主要是 放射性衰变 和 放射性同位素经过自然衰变 , 转变为其它元素的同位素 ,结果母元素同位素不断减少 , 而子元素同位素不断增加 , 从而改变着母元素和子元素同位素的成分 , 它是放射性核素原子核的一种特性 , 不受外界物化条件的影响 。1)α— 衰变 : 放射性母核放出 α粒子 ( α粒子由两个质子和两个中子组成 ,α粒子实际上是 ) :X:母核 , Y:子核; Z:原子序数 , A:质量数 , E:能量(镭 ) ( 氡 )由上式可见 , 新核的同位素原子序数比母核少 2, 质量数少 4。 自然界的重同位素235U、 238 U、 232衰变为主 。(四 ) 自然界引起同位素成分变化的原因  )(4242  )(422228622688 42—— 衰变: 自然界多数为 β— 衰变 , 即放射性母核中的一个中子分裂为1个质子和 1个电子 ( 即 β— 粒子 ) , 同时放出反中微子  , 通式为:衰变结果 , 核内减少 1个中子 , 增加 1个质子 , 新核的质量数不变 , 核电荷数加 1, 变成周期表上右侧相邻的新元素 。例如:3)电子捕获: 是母核自发地从核外电子壳层捕获 1个电子 , 通常在 个电子 ( e) , 与质子结合变成中子 , 质子数减少 1个 ( 是 β— 衰变逆向变化 ) , 通式为:这样 , 其衰变产物核质量数不变 ,质子数 ( 核电荷数 ) 减 1, 变成周期表上左邻的新元素 :  1    87388737    40204019  1  4018401916 0 6782 3 8     0 8462 3 2     0 7472 3 5    4)重核裂变: 重放射性同位素自发地分裂为 2— 3片原子量大致相同的 “ 碎片 ” , 各以高速度向不同方向飞散 , 如 238U,235U, 232在自然界中 , 有些同位素只需通过一次某种固定形式的衰变 , 即可变成某种稳定同位素:但是 , 有些放射性同位素需经过一系列的各种衰变才能变化成稳定同位素:7388737   1)同位素分馏效应: 在地质作用过程中 , 由于质量差异所导致轻稳定同位素 (Z< 20)相对丰度发生改变的过程 。2)引起分馏效应的原因 : 物理分馏 、 同位素交换反应 、 生物化学反应 、 动力分馏 。① 物理分馏 :也称质量分馏 , 同位素之间因质量差异而引起的与质量有关的性质的不同 , (如密度 、 比重 、 熔点 、 沸点等微小的差别 ),这样在蒸发 、 凝聚 、 升华 、 扩散等自然物理过程中 , 使得轻 、 重同位素分异 。例如:蒸发作用强烈的死海 ( 约旦 、 巴勒斯坦国之间 ) 咸水中 单向多次反复的物理过程 , 同位素分馏效应最明显 。18② 同位素交换反应 ( 平衡分馏 ) : 就是在化学反应中反应物和生成物之间由于物态 、 相态及化学键性质的变化 , 使轻重同位素分别富集在不同分子中而发生分异 , 称 同位素交换反应 。例如:大气圈与水圈之间发生氧同位素交换反应(0℃ :α=25℃ :α=量实测资料表明: 价态和相态差别大的化学反应 , 同位素交换反应更明显 。③ 生物化学反应 : 动植物及微生物在生存过程中经常与介质交换物质 、 并通过生物化学过程引起同位素分馏 。例如:植物通过光合作用 , 使 12 因此生物成因地质体如煤 、 油 、 气等具有高的 12C。218162216182 22 19④ 动力分馏 : 其实质是质量不同的同位素分子具有不同的分子振动频率和化学健强度 ( 从热力学角度上来讲 热容 、 熵与 , 因轻同位素形成的键比重同位素更易破裂 , 这样在化学反应中轻同位素分子的反应速率高于重同位素分子 。例如: C+16衡常数 6衡常数 1/馏系数 :同位素分馏作用的大小 , 一般用分馏系数 α来表示:α=某元素同位素在 某元素同位素在 其中 A、 亦可是不同化合物 )例如: [13  12气态氰氢酸 液态氰氢酸根经过一段时间后 , 两部分的 13C/12 其分馏系数为:α=( 13C/12C) ( 13C/12C) α偏离 1愈大 , 分馏作用愈强; α接近 1, 表示分馏作用愈弱 )在同位素交换反应时 , 分馏效应是随温度而变化的 , 一般来说温度越高 , α越小 , 分馏效应愈不显著 。4) 简化分馏系数 1000 Δ值 :δA =[ (标 )× 1000(标 )= (δA /1000)+1 [ (δA /1000)+1] . [ (δB /1000)+1] . B = [ (δA /1000)+1] ÷ [ (δB /1000)+1]对上式两边取对数 : [ (δA /1000)+1] ÷ [ (δB /1000)+1] } (δA /1000)+1] _ (δB /1000)+1]由于 δ<< 1000, 则 (δ/1000)+1] ≈ δ/1000 , 所以上式写为 :(δ1000令 Δδ ,则 Δ 1000 位素年代学 放射性衰变定律 放射性同位素年龄测定 )放射性衰变定律放射性同位素的特性:① 放射性同位素在原子核内部发生衰变 , 其结果是从一个核素转变为另一个核素;② 衰变是自发的 、 永久不息的一种恒制反应 , 而且衰变是按一定比例的;③ 衰变反应不受任何温度 、 压力 、 元素的存在形式及其物理化学条件的影响;④ 衰变前核素和衰变后核素的原子数 , 只是时间的函数 。24一般把正在衰变的核素称为 母核 ( 体 ) , 衰变的产物称为 子核( 体 ) 。放射性规律:在一个封闭系统内 , 单位时间内放射性母核衰变为子核的原子数与母核的原子数成正比 。用以下式子表示: N:在 单位时间内所衰变的原子数λ:衰变速率常数 ( 单位时间内衰变几率 ) 1/年 、 1/秒-:表示 )放射性衰变定律25(一 ) 放射性衰变定律变换上式: N→ = 0, 经过 时刻 , 母核的原子数为 N, 据积分公式 )0= 对数运算法则 )N/N0=取掉自然对数 )N=N0 这是一切放射性衰变的基本公式变换上式: N/ T、 、 单位:年 ) 即母核衰变为其原子数一半所经历的时间 。 由上式: N/N/, 1/2= 两边取对数 )T, ∴ T=t 00   0 / 26放射性同位素 ( N) 随时间衰减,子核 ( D)随时间增长的理论曲线及放射性原子衰变模型D=(7(二 ) 放射性同位素年龄测定假设: 以 t( T) 母核衰变成的子核数 , 则:D=0=t =( 1/λ) 1+( D/N))D/这两式是同位素年龄测定的基本公式 , 不同的同位素年龄测定方法都是以此为计算公式的 。)1(  tt 281)应有适当的半衰期 , 这样才能积累起显著数量的子核 , 同时母核也未衰变完 。 如果半衰期太长 , 就是经过漫长的地质历史也积累不起显著数量的子核;如果半衰期太短 , 没有多久母核几乎衰变完了 。2)所测定同位素的衰变常数的精度能满足要求 。3)放射性同位素应具有较高的地壳丰度 , 在当前的技术条件下 , 能以足够的精度测定它和它所衰变的子体含量 。4)矿物 、 岩石结晶时 , 只含某种放射性同位素 , 而不含与之有蜕变关系的子体或虽含部分子体 , 其数量亦是可以估计的 。要利用以上公式来测定岩石、矿物的年龄,应满足以下条件:295)保存放射性同位素的矿物或岩石自形成以后一直保持封闭系统 , 即没有增加或丢失放射性同位素及其衰变产物 。目前新生代前 , 较为成熟和常用的同位素测年方法有:U— 4物的年龄,应满足以下条件:30同位素封闭温度及冷却年龄 封闭温度: 当温度降低到能使计时体系达到封闭状态时 , 即子体由于热扩散导致的丢失量可以忽略不计时 , 子体才开始积累 , 这个开始计时的温度就是 封闭温度 , 所测得的年龄称为 表面年龄 或 冷却年龄 。 对于一个特定的同位素计时体系 , 若矿物的封闭温度较高并接近于矿物的形成温度 , 测定的年龄可代表矿物的形成年龄;若矿物的封闭温度较低 , 则所测定的年龄就不能代表矿物的形成年龄 。 因此 , 必须选择同位素计时体系那些具有较高封闭温度的矿物进行形成年龄测定 。 由封闭温度较低的矿物所获得的年龄只能代表矿物的 冷却年龄 。31放射性同位素年龄的地质含义( 1) 结晶年龄: 对于火成岩体 , 矿物的结晶年龄记录了岩石的岩浆作用年龄;对于变质岩 , 如果变质矿物的结晶温度低于其封闭温度 , 则矿物一经形成 , 同位素时钟就立即启动 、 开始计时 , 从而记录下变质岩的结晶年龄 。( 2) 冷却年龄: 对于火成岩体 , 冷却年龄是指岩体固结之后的冷却过程中 , 达到矿物的封闭温度时同位素时钟开始启动记录下来的年龄 。 对于变质岩 , 矿物在变质高峰期结晶生成 , 之后冷却过程中达到矿物的封闭温度时同位素时钟启动记录下来的年龄 。( 3) 变质年龄: 是指变质作用高峰期的年龄 。 变质年龄的确定方法取决于变质作用级别 。 对于低级变质 , 可选用封闭温度较高的某些特定矿物来确定变质年龄;对于高级变质 , 则往往采用全岩的 ( 4) 地壳形成年龄: 是指一个新的大陆地壳体从地幔分异出来的时间 , 通常通过 ( 5) 地壳存留年龄: 对来自大陆地壳块体剥蚀下来的沉积岩进行 可计算获得一个地壳滞留年龄 ( , 反映地壳形成年龄 。 该年龄比地层年龄值大 。32(三 ) 5稳定同位素87放射性同位素衰变方式:自然界 87( 部分是由 87 部分是矿物 、 岩石形成时固有的 )86 是非放射成因 , 自 地球形成后为一常数 )84    87388737331. 原 理可由 877根据放射性同位素年龄测定公式 ( 1) :87样品 ) - 87初始 ) =87样品 ) × ((1)(λ=101)87品 )=87始 ) + 87品 ) ×(谱仪上测定同位素比值要比测定绝对值来得精确 , 86 为一常数 , 为此:(876 =(876 +(876 ·( (2)利用 (2)式 ,其年龄公式为:t=(1/λ)+[(876 - ( 876 ]/(876 }342. 在计算年龄 除了要知道 λ值外 ,还需对样品中初始锶有一个适当的估计 。不同岩类样品混入的初始锶 (876是不同的 。地幔 、 陨石 、 月岩 ( 876 = 876 = 876 =测某花岗岩的样品:( 876 =( 876 =入公式 t=亦可查表 );样品采集 : 只能以类质同像的方式进入含钾矿物晶格 。( K+ )花岗岩 : 锂云母 、 钾长石 、 其它云母类矿物;沉积岩:沉积自生矿物海绿石;变质岩:蚀变钾长石 、 蚀变云母类矿物;方法缺点 :对初始锶的估计是人为的 、 粗略的 , 计算年龄值误差大 。363. ① 一组同源样品在同一时间形成;② 母源中 同位素已均一化 , 为此 , 样品中的初始值 ( 876各处相同;③ 通常情况下 , 由于矿物成分上的差异 , 各样品中 经过时间 各样品的 ( 876 、(876 不同 。(876 =(876 +(876 〃 ( =ax+b, 其中 Y: (876 a:斜率( 1)x: (876 b:截距( 876(876 =(876 +(876 〃 ( 8实际工作中如何获得 t 和 ( 876:① 采集一组同源样品 (岩石 +矿物 );② 测得每个样品的 (876 和 (876 比值;③ 即可在座标图上 , 或用最小二乘法拟合成一条直线 ,获知直线的斜率: 即可求出样品的等时线年龄 。t=+λ[(876 -(876]/(876④ 等时线与纵坐标的交点截距 b, 为初始锶 ( 876395. 测定复杂地质体 (陨石 、 月球 )的年龄;② 探索岩石成因 , 成岩物质来源及地壳及上地幔演化等 。1) 测定复杂地质体年龄假设:① 岩体基本保持封闭体系 —— 全岩样品的等时线的斜率仍能代表成岩时间;② 变质作用过程 出现了一个新的变质作用初始值 (876成岩年龄测定:采集全岩样品作等时线变质年龄测定:挑选含 40成岩和变质作用中 定成岩物质来源及地壳及上地幔演化不同岩浆源区具有不同的 为此可用其876据研究表明:① 公认玄武质无球粒陨石 876 可作为地球形成时 (45亿年前 )的初始比值 ( ② 未被混染的起源于上地幔的现代玄武岩的 87676 平均 大陆地壳在 25亿年形成 其现代 6壳形成过程中 787 为此现代陆壳876 作出上地幔和大陆地壳 42把国内外各地各时期花岗岩 (876 清楚地显示出不同源区的岩浆:①玄武岩演化区;②大陆地壳演化线附近;③两者之间过渡区。结合其它地质、地球化学证据,分析讨论岩浆的源区和成因。①②③43(四 ) 个同位素:12/114314762  441. 原 理与 8787 根据放射性同位素年龄测定公式:14347((1) (λ=101)144 为一常数 , 为此:)1()/()/()/( 1441470144143144143  主要适合对古老岩石的测年 ( >10亿年 ) , 由于硅铝质岩石中 而在铁镁质和超铁镁质岩石中变化大 , 该方法故不适合对酸性岩测年 , 而适合对古老的基性和超基性岩石测年 。t=(1/λ)+[(14344 -( 14344 ]/(14744 }452. 原始地幔岩浆库是一个具有球粒陨石 一岩浆库 ( , 并假定地壳岩石的 一岩浆库 源区分离后保持不变 , 则地壳岩石在时间 143440值就是 即:)1()/()/()/( 1441471441430144143  ()/()/()()/( 144147144143144143  U U U R ( 143144( 147144一岩浆库 现今比值:462. ()/()/()()/( 144147144143144143  对地壳样品:由于样品派生于 此有:)()/()()/( 144143144143 H U ]})/()// [ (])/()/[(1l n {/1 144147144147144143144143 U U U R  联立( ( t= :由于地壳从地幔中分异,地幔发生了亏损,所以亏损地幔的模式年龄 })/()// [ (])/()/[(1l n {/1 144147144147144143144143  以大洋中脊玄武岩为代表 , ( 14344M= 14744M=73. 1) 除岩浆作用外 , ( 2) 一些太古宇样品与球粒陨石的 14344 表明地球早期演化阶段的 ( 3) 年轻火山岩的 1434476 因此 , 地壳演化 、 壳幔交换 、 岩石成因和物质来源等方面有十分重要的意义 。. 等时线法;2. 已知年龄样品可以直接计算。483. 4344 引入ε 用来描述现今样品相对 其表达式为:)0]1)//()/[()0( 4144143144143  C H U 0]1)()//()()/[()( 4144143144143  H U 地球演化过程中 , 大离子亲石元素一般优先富集在地壳上部的岩石中 , 为了确切地表示地壳岩石中 引入 其表达式为:))//()/( 144147144147/  C H U 对于地壳岩石一般在 平均为 93. 0()( /εt) 参数大于 0,表明物质来自亏损地幔;小于 0,来自地壳或富集型地幔源;接近 0,来自球粒陨石型未分异的原始地幔。503. )0]1)//()/[()0(  0]1)()//()()/[()(  )//()()/(  0()( /  是地球均一储库 ( 现今的同位素比值 , 分别为 8687 )/( 8687 )/(和分别是 )()/( 8687 s ))/( U (和)0]1)()//()()/[()( 4144143144143  H U  1 4 31 4 762 60受海水蚀变的蛇绿岩大洋中脊玄武岩 、 海岛玄武岩地壳麻粒岩相岩石5354(五) 39K、 401K。 它们的相对丰度为:39K= 40K= 41K= 其中 40 通过 β和电子捕获二种衰变方式 , 前者占 40 后者占 12%, 其衰变反应如下:40K + e → 40衰变常数为 λe;40K → 40 β 记衰变常数为 λβ。因此 40=λe+λβ。根据放射性同位素衰变定律,在钾、钙、氩的封闭体系中,可用下式表达:40 40 40K ( 1)55t = (1/λ) λe / λ)( 40 / 40K) + 1] 40= (λe / λ) 40K ( 1) 式中: 00氩同位素广泛存在于空气和各种岩石矿物中,为了把由 4000 40表示,上式改为:40 (λe / λ) 40K ( 1)其中 40e/λ,因此有:上式是 在实际应用中 , 把样品分成两份 , 一份样品通过同位素稀释法计算或通过测定 0K;另一份样品确定 40早期采用体积法计算获得 40但准确度不高 , 目前主要采用同位素稀释法计算获得 406除了正确地测定衰变常数外 , 还 必须保证样品对于钾和氩是封闭体系 , 在岩石或矿物形成后没有发生过钾和氩的带入和带出 。但 钾是活泼的碱金属元素 , 氩一般呈气态 , 容易发生扩散 , 对受热作用较为敏感 , 在岩石或矿物形成后所经历的地质作用 ( 如区域变质 、 接触变质 、 热液活动和构造运动等 ) 中有可能发生迁移 , 使得 或者代表的是最后一次热事件的年龄 。因此 , 在 必须注意热事件的影响 。 另一方面 , 样品中混入大气氩或过剩氩的存在 , 使得年龄偏老 , 因而必须对混入的大气氩进行校正或对过剩氩进行检查 。57是常量元素,可进行 考虑到岩石或矿物对氩的保存性,并不是所有的岩石或含钾矿物都能用作 般认为, 角闪石、黑云母、白云母、高温碱长石 等是 鲜的 粗面岩、玄武岩、辉绿岩 等也可给出地质意义的年龄,沉积地层中的 海绿石 和 伊利石 ,作为沉积过程中形成的自生矿物,在研究沉积地层的年龄中受到重视。5839K+ n(快中子 ) → 39p(质子 ) =126 a 399(ε)σ(ε)……… ( 1)ΔT:辐照时间; φ(ε):能量为 ε 的中子流密度; σ(ε):能量为 ε 的中子流捕获面积; ε:能量20世纪 60年代开始发展起来的 40 又称 快中子法 ) , 是通过用快中子照射矿物或岩石样品 , 使其中的 39年公式:40(λe/λ)40K(………… ( 2)( 2) /( 1) 并整理得: 4039J =( λ/λe) (39K/40K)ΔT∫φ(ε)σ(ε)t=1/λJ( 40391]59根据 年公式:40(λe/λ)40K(………… ( 2)( 2) /( 1) 并整理得: 4039J =( λ/λe) (39K/40T∫φ(ε)σ(ε)t=1/λJ( 40391]式中: 4039质谱测定 , 无量纲 , 可由每次照射的标准样品 ( 年龄已知 ) 的 ( 4039Ar)=(( 4039Ar)s ( 这样就可以计算样品的年龄 )用上述方法所得到的年龄称为 “ 全部 。 这些年龄与常规的 因为它们都取决于以下假设 , 即放射成因 40 也没有过剩 40 然而 , 该方法避开了钾和氩在样品中的不均一分布问题 , 因此只需一份样品测定即可 , 而且只需求氩的同位素比值 。60月球玄武岩的 40 除了一个39亿年的玄武岩年龄值外 , 还显示出了 38亿年和 2
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