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赵志丹岩石地球化学6-同位素定年

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志丹 岩石 地球化学 同位素
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第一节、主量元素数据处理与解释第二节、微量元素数据处理与解释第三节、放射性成因同位素数据处理与解释第四节、稳定同位素数据处理与解释第三章、岩石地球化学数据的处理与解释参考书推荐:关于同位素1. . J. 1988. An . 1986. of 2nd . 1995. . 2001. 4th , A. 2002. 2 . 2001. of (书号 27)参考书介绍. 1995. of of 0. 2. of 于同位素1. 郑永飞主编 . 1999. 化学地球动力学,北京:科学出版社 , 3922. 郑永飞 , 陈江峰 (编著 ). 2000. 稳定同位素地球化学 . 北京:科学出版社, 于津生 ,李耀菘 (主编 ), 1997. 中国同位素地球化学研究 学出版社 , 621参考书推荐:关于同位素1. 陈文寄 ,彭贵 (主编 ). 1991, 年轻地质体系的年代测定 . 北京 :地震出版社 ,2972. 陈文寄 ,计凤桔 ,王非 (主编 ). 续 )—— 新方法、新进展 . 北京 :地震出版社 , 269A. 确定地质体的年龄—— 称为同位素地质年代学探讨岩石成因—— 称为同位素地质学 /地球化学 个基本用途第三节、放射性成因同位素数据处理与解释同位素地球化学 ——同位素地球化学是研究地球及其他星体中核素的形成、丰度及在自然作用中分馏和衰变规律的科学。同位素地球化学及其研究思路在地球系统的各种地质作用形成宏观地质体的同时,还伴随着发生了地质体中同位素成分的变化,因此同位素成分记录了地质作用发生的时间、过程和物质交换等信息。同位素地球化学及其研究思路同位素地球化学研究的基本思路为地球科学从定性到定量的发展作出了重要贡献,在解决地球科学重大基础问题研究上发挥了重要作用。同位素地球化学及其研究思路同位素地球化学研究的意义第三节、 放射性同位素数据处理与解释一、同位素地质年代学位素地球化学位素数据的综合解释第三章、岩石地球化学数据的处理与解释1902年 有如下性质:( 1)衰变作用发生在原子核内部,反应结果由一种核素变成另一种核素;( 2)衰变自发地不断地进行,并有恒定的衰变比例;( 3)衰变反应不受温度、压力、电磁场和原子核存在形式等物理化学条件的影响;( 4)衰变前和衰变后核数的原子数只是时间的函数衰变定律及同位素地质年代学的基本原理N=明原子数为 时间 与 D = N ( 1- e* o - t)N = N tN 1 2 3 4 5 6D = 0o 时间/以半衰期为单位衰变产物子体的原子数为D*, 当 t=0时, D*=0, 经时间 :D*= 将上式分别代入 N=得D*=1- *=N( 1)举例:对于衰变反应8787, 877:8787Rb( = N ( 1- e*o- t)N = N 1 2 3 4 5 6D = 0半衰期为单位上述方程可以求解时间 t:t=1/λ( D/ (D/0]/(N/1}  10  10  式中:D/质谱测定;(D/0是样品初始同位素原子数比值;N/般用同位素稀释法计算获得;λ是衰变常数,表示单位时间内发生衰变的原子数或者摩尔数比例 (由于质谱分析只能测定同一元素的同位素比值 , 不能直接测定单个同位素的原子数 , 因此在同位素年代学方法中 , 必须选取子体元素的其它同位素作参照 , 来进行同位素比值的测定 。 记参照的同位素为 并使等式两边同除以则:对于任意同位素,包括本身存在的+放射性衰变来的 2部分:( 1)选用适当的放射性同位素体系的半衰期,这样才能积累起显著数量的子核,同时保留有未衰变的母核。( 2)准确测定衰变常数,长期实验积累已经获得了。( 3)高精度的同位素制样和质谱测定技术。( 4)测定对象处于封闭体系中,母体和子体核素只因衰变反应而改变,不存在丢失和外部体系带入。目前在地球科学研究中对新生代前的事件广泛应用的年代学方法有 四纪研究的年代学方法主要为 14 10 t=1/λ( D/ (D/0]/ ( N/+1}要正确地获得岩石或矿物的年龄还必须满足以下条件:常用同位素衰变体系衰变反应 衰变形式 λ (1 0 2(1 09a) 资料来源238U→206 、 β 、 γ 0 . 1 5 5 1 2 5 4 . 4 6 8 R . H . i g e r 和 E . J a g e r , 1977235U→207 、 β 、 γ 0 . 9 8 4 8 5 0 . 7 0 3 8 1 R . H . i g e r 和 E . J a g e r , 1977232T h →208 、 β 、 γ 0 . 0 4 9 7 4 5 1 4 . 0 1 R . H . i g e r 和 E . J a g e r , 197740K→40 0 . 4 9 6 2 1 . 3 1 R . H . i g e r 和 E . J a g e r , 197740K→40Ar 0 5 8 1 1 . 3 1 R . H . i g e r 和 E . J a g e r , 197787R b →87 0 . 0 1 4 2 4 8 . 9 R . H . i g e r 和 E . J a g e r , 1977147S m →143 0 . 0 0 6 5 4 106 G . W . L u g m a i r 和 K . Ma r 1978187R e →187 0 . 0 1 5 2 J . M . L u c k 和 C . J . A l l e g r e , 1 9 8 3176L u →176 0 . 0 1 9 4 P. J . Pa tc h e , 198114C→14N β 1 . 2 1 。 10 o d w i n , 1962  87388737衰变常数值 10977),属于 β— 衰变:原子核中一个中子分裂为一个质子和一个电子 ( 即 β— 质点 ) , β— 质点被射出核外 , 同时放出中微子 ν。 如果以 β衰变的反应通式为:Y+β— +ν+E(Z: 原子序数; A: 原子量; ν: 中微子; E: 能量 )衰变后核内减少一个中子 , 增加 1个质子 , 新核的质量数不变 , 核电荷数加 1, 变为周期表右侧的相邻元素 。 如:上述的 87378738 因此 873773837号元素 , 有 2个天然同位素 ,85丰度 —— 稳定87丰度 —— 放射性同位素38号元素有 4种同位素 , 它们均是稳定同位素 。四者的相对丰度为:848687 ( 可以由 8788其中 ,87宇宙成因 + 877此 , 自然界中 87 而 848688 它们的丰度基本不变 。火成岩定年岩石或矿物中从 771(878787  tI 这里 877而,要精确测定一给定核素的绝对值是困难的。因此,更为方便地是将该数转化为都由86不由放射性衰变产生,因此随时间保持恒定 )相除的同位素比值。因此,可以得到: 1868786878687  )1868786878687   = 1.4 x 10铝榴石 775居石 600~700石 >500红石 380~420灰石 350 在实际工作中难免将颜色 , 形状 , 元素含量甚至成因不同的锆石混合测定 , 结果只能得到混合锆石的平均年龄 。目前只有单颗粒锆石晶体或者晶体微区的 才能给出不同类型锆石的真实同位素年龄 。花岗岩中的锆石锆石 颗粒锆石化学法 ,单颗粒锆石离子探针质谱法 ( 。 测定的年龄精度高 , 对于有复杂生长历史和环带构造的锆石 , 往往可以给出锆石不同阶段的生长年龄 。 1983) 首次在澳大利亚西部的 1~ 42亿年的锆石; 1986) 在该地区附近的 1~ 43亿年的锆石 。高分辨率离子探针质谱计( 同位素稀释法锆石 — 该方法是在连续升温 、 使锆石颗粒逐层不断蒸发的条件下测定铅同位素 , 获得不同温度阶段的 (20706*比值 , 再计算年龄及作出年龄直方图, 直方图上的峰值年龄代表锆石的形成年龄 。采用单颗粒锆石逐层蒸发法在我国发现了最古老年龄数据:冀东迁安曹庄 0706650~ 3720敦一等 , 1990) ;辽宁鞍山附近花岗质糜棱岩中结晶锆石的 20706804± 5刘敦一等 , 1992) 。 年轻锆石子体铅同位素积累较少, 因此该方法更适合于测定古老锆石的年龄 。 单颗粒锆石蒸发法年龄测定缺点是无法对 单颗粒锆石蒸发法测试方法举例北京离子探针中心高分辨二次离子质谱I (造: 石 U- 挑选锆石单矿物;2. 送样,制靶3. 反光和透光显微照片4. 阴极发光5. 数据处理和解释锆石反射和透射光照片 反射透射测试数据举例(西藏花岗岩)展示原始数据锆石阴极发光图江巴岩体邦巴岩体和包体雄巴岩体地质年龄数据解释中注意的问题1. 矿物封闭温度;2. 冷却年龄 —— 变质岩,岩浆岩3. 结晶年龄 —— 取决于结晶温度与封闭温度4. 变质年龄- 指峰期年龄5. 岩石年龄 —— 等时线年龄6. 矿物年龄 ——7. 模式年龄
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