同位素地质年龄测定的基本原理

同位素地质年代学，又称绝对地质年代学。

在本书各单元章节中，论述地质发展史不是用公元前多少年记年，而是用距今多少百万年（Ma）记述，要习惯于这种百万年为单位的地质记年方式，譬如说“金矿成矿年代与130 Ma的闪长质岩类有关”，其年代就是1.3亿年前；比如“160 Ma的恐龙”，就是一亿六千万年前的恐龙。地质工作者都习惯于这种以百万年起步的用法。

之所以能报出年龄来，除了古生物化石本身之外，一个重要的原因就是我们能够根据同位素地质确定年代，又称绝对地质年代学。

相同质子数，不同中子数的元素称为同位素，同位素是指具有相同核电荷但不同原子质量的原子，在元素周期表上占有同一位置，同种元素的各种同位素质量不同，但化学性质几乎相同。

如碳原子，原子核里有6个质子和6个中子，质量数是12，称为碳-12核素，或写成12C核素。原子核里有6个质子和7个中子的碳原子，质量数为13，称13C核素。原子核里有6个质子和8个中子的碳原子，质量数为14写作14C。氧元素有16O、17O、18O三种同位素。一般以小号数码记于化学元素左上角。

大多数天然元素都存在几种稳定的同位素（14C同位素具放射性）。

放射性是指原子核自发地放射各种射线，在放射性衰变过程中，放射性母体同位素的原子数衰减到原子数目的一半所需的时间称为半衰期。它不随外界条件、元素所处状态或元素质量的变化而改变。放射性同位素在单位时间内每个原子核的衰变概率称衰变常数K。相关元素这两个重要的特征常数，业经科学家精确测定。

如果在一次地质作用中，某种放射性同位素，以一定的状态存在于该次地质作用所形成的或被改造的地质体（岩石或矿物）中，那么母体就在形成的矿物或岩石中随着时间而不断地衰变，所形成的稳定的子体同位素就将在矿物、岩石中不断积累。

只要该岩石、矿物自形成或被改造后一直保持着封闭状态，那么，岩石、矿物就像一座天然的时钟一样，按照放射性衰变的定律，“母体衰减，子体积累”，不断地记录下时间参数。这就是同位素地质年龄测定的基本原理。

依据此原理，可以给出同位素地质年龄测定的基本公式：

t=(1/K)ln(D/N+1)

式中：K为衰变常数；D为累积的量；N为现在的母体量；t为至今的时间。

放射性同位素体系定年方法的限制条件是：

（1）用来测定地质年龄的放射性同位素有适宜的半衰期T1。与测定的对象年龄相比，不宜过大，也不宜过小，且半衰期和衰变常数能被准确测定。

（2）能够准确测定母体同位素组成和每个同位素的相对丰度。在自然界的矿物、岩石中，这个相对丰度应该是固定不变的，即是一个常数。

（3）母体同位素衰变的最终产物必须是稳定同位素，用当前的仪器设备和技术水平能准确测定出母子体含量及同位素组成。

（4）岩石及矿物自形成后处于封闭体系，没有母子体的加入或丢失。

（5）在岩石或矿物形成过程中和形成以后，同位素体系从开放体系过渡到封闭体系，所经历的时间，相对于封闭体系所维持的时间是短暂的，从部分封闭到完全封闭所经历的时间可忽略不计。

现在，我们可以把化石记录和地层岩石年代联系起来。虽然它还粗略，但确是有了尺度。比如长春曾经有过的富峰山玄武岩取样获得的K-Ar测年资料：（83.93+1.09）Ma；这是说富峰山玄武岩形成于距今8393万年，是用钾氩法测定的，数据正负误差在109万年上下。

此法与生物地层法两者结合，可以较准确地反映地壳的演变历史。对擅于用数字说话的科学家来说，如获至宝。让我们举几个最常用的例子来探索同位素年龄（绝对年龄）的测定。

1.铷—锶法：

铷—锶法是一种地质计时方法，是根据87Rb经β-衰变形成稳定的87Sr的规律而建立的。

适用于铷—锶法测定年龄的矿物有黑云母、白云母、锂云母、钾长石和海绿石等；岩石有花岗岩类、酸性火山岩、富钾变质岩和沉积岩中的页岩、泥质粉砂岩、黏土等。

2.铀（钍）—铅法：

21世纪以来，开始流行利用U-Pb的年龄谱，以测定铀衰变成铅的比率，来测定岩石的年代。如U238，会发生衰变，最后变成Pb，衰变速率与地质时间有关。

锆石、独居石等富U，U的几种同位素具有放射性，同时这些矿物具有一定的封闭性，因此，根据花岗岩中锆石的U-Pb同位素组成，可以计算出锆石形成的年龄，即岩浆形成的年龄。

吉林省的火山活动非常频繁，火山灰沉降以后到了湖泊里，形成了一层厚厚的火山灰堆积，由于水体的作用，火山灰沉积形成了沉积岩，所以火山灰里也包含了一些矿物。我们单选出其中的锆石，或其他矿物，根据其衰变速率，求出其形成年代，确定它的年龄。

另外还可以根据锆石的年龄模式，来研究沉积地层的物质来源。

对某个沉积盆地地层记录中的锆石进行同位素组成测定，发现锆石大多具有两个年龄峰值，一个是100Ma，一个是500Ma，这意味着，这两个年龄的锆石可能来自不同的物质源区。假若在东部某山脉地带发现造山作用伴随的岩浆岩中大多具有100Ma年龄的锆石，而西部某山脉发现500Ma年龄的锆石，可以认为沉积盆地的物质是河流的输入，来源就是来自这两个地区，搬运到中部沉积下来。这就是锆石示踪源区的原理。

3.钾—氩法：

原理是：钾原子以一种可以预测的比率，从钾元素衰变成另一种氩元素，这个过程可以用来当时钟。若是你知道钾-40要经过多长时间才变成氩-40，并且测定样品里有这两种元素的量，你就可以得出那种物质的年代。而各种元素的半衰期，已经各科研单位，精确测出并公布于世。

钾是常见元素，许多矿物中都富含钾，因而使钾—氩法的测定难度降低、精确度提高，所以钾—氩法应用最为广泛。(www.xing528.com)

上述三法有效范围大，几乎可以适用于绝大部分地质时间，用于测定较古老岩石的年龄。

4.14C法：

碳（包括两种同位素）与大气层中的氧分子结合，就生成了二氧化碳。世界各地的植物会通过光合作用吸收二氧化碳，其中一些就含有碳-14。生物在有生命时，同位素碳-14在生物体内的质量分数与外界环境中的质量分数是相等的（即碳-14在所有碳原子中所占的质量分数是恒定的），动物吃了这些植物后，同时摄入碳-14，所以动物体内会含有碳-14。

当动物或植物死后，就不会再从大气中摄入碳-14，碳-14马上开始衰变，经科学实验证明，经过5730年（即半衰期），其碳-14的含量恰好减少一半。利用碳-14的含量减少一半的时间，即可推测出生物的死亡年代。

所有生物体内都应该含有碳-14。从深海和湖泊的沉积岩芯，到冰芯和树木，到古土壤和孢粉，都含有它当时生成的碳-14，而在封存之后，碳-14也就停止加入了。

由于其同位素半衰期短，它一般只适用于5万年以来的年龄测定。

5.古地磁学

地球磁场和所有的矢量场一样，需要三个独立的分量才能完全确定。根据坐标系的不同，三个要素也就不同。在球坐标系中用总强度H、磁偏角D和磁倾角I来描述地磁场。

地磁场图记录了地球表面各点的地磁场的基本数据和它们的变化规律，它是航海、航空、军事以及地质工作不可缺少的工具。船舶和飞机航行时，用磁罗盘测得的是地磁方位角，因此只有知道了当时当地的磁偏角数值，才能确定地理方位和航行路线。

岩石剩余磁性——热剩磁，是古地磁场强度测定新方法。

A.岩浆在地磁场中冷却成岩的过程中，当温度低于居里点（一般为400℃—580℃，最高不超过800℃）时，岩石便被磁化，当外磁场去掉或改变之后，保留于岩石之中磁性称为剩余磁性（TRM），强度较大且稳定，指示其生成时期的磁极方向。

B.沉积剩余磁性（DRM）：在沉积岩中有一部分碎屑是具有磁性的，它们在沉积过程中趋向于按当时的地磁场方向作定向排列，固结后仍保持这种排列，从而使岩石带有微弱的磁性，称为沉积剩余磁性或碎屑剩余磁性。由于大多数沉积岩含有的磁化颗粒少，沉积和成岩过程中还可能有许多因素干扰这种排列，所以它比热剩余磁性弱约100倍，也比较不稳定。

C.化学剩余磁性（CRM）：许多岩石中都含有因化学作用而在低温或在变质过程中低于居里点温度下形成的磁性矿物。由于这种磁性矿物的成长，磁性方向符合于岩石化学转受的地磁场，而与岩石形成时的地磁场不一致。强度虽不大，但较稳定。

由同一大陆不同地质年代所得到的古地磁极位置连成的曲线叫作极移曲线。在同一大地块上，由岩石磁性所定的同一地质时期的地磁极位置是一致的。由不同大陆、同一地质年代的岩石标本得出的古地磁极位置却不会相同。

不同的大陆运动情况不同，各自得出的极移曲线的形状和走向也就不同。

1954年，英国的地球物理学家，诺贝尔奖奖金获得者——布莱克特及其小组，研究了英格兰地区距今约2亿多年的三叠纪红色砂岩的磁件后，发现了令人惊喜的结果。他们计算出当时地磁极的位置，竟然会偏离地球的地理极达30°之多；同时还测出了三叠纪英格兰地区的磁倾角约为34°，这与目前该地区的65°倾角相比，小了30°。

该地区当前与三叠纪的相对位置的巨大差异，只能用英格兰本身的移动来解释。这种解释与魏格纳当年提出的大陆漂移假说是那样地接近，这鼓舞着布莱克特继续深入探索大陆漂移之谜。

1963年瓦因和马修斯从地磁场极性的周期性倒转的分析发现：洋中脊区的磁异常呈条带状、正负相间、平行于中脊两侧，对称延伸，其顺序与地磁反向年表一致。这一事实证明了洋底是从洋中脊向外扩展而成，洋底磁异常条带因顺序相同而具有全球的可对比性。从另一方面佐证了洋中脊的新生洋壳和海沟带的洋壳消减之间的消长平衡关系，即扩张速率与消减速率相等。

古地磁极移，为地壳水平运动提供了有力的证据，从而导致了沉寂多年的大陆漂移学说的复活和板块大地构造学说的建立。

一个无磁性的矿物，由于它的化学成分或结晶状况起了变化，成为磁性矿物，再受磁场作用后获得剩余磁性，称化学剩余磁性。由于同一时期生成的岩石不管其处于地球上的哪一部分，它们所获得的磁性都是由当时的地磁场所决定的，彼此相关联，且具有全球一致性。如果某些岩石在磁化以后，地理位置发生了变化，如发生了地块的漂移或在原地发生了水平面内的转动，那么保存在岩石内部的磁化方向也将随之改变其空间方位。各种古地磁参数，如偏角、倾角、古极位置就和现在的经纬度不一致。从磁化方向的易位可反推地块或地理位置的变动。

因此，可以通过测定各个年代的岩石剩磁的测量结果，计算出古地磁极的位置，并用以代表地理极位置。推算出各岩石之间在空间上的位置，和时间相互关系。通过对这些变化的分析，可以追溯它们所经历的地质事件。

根据古地磁场的偏角和倾角坐标系三个要素的不同，可了解板块的位移，并用以对比岩石形成的时代。

华北板块的古纬度、磁偏角有如下记录：

寒武纪南纬36.9°，磁偏角172.5°；

奥陶纪南纬1.2°，磁偏角152.6°；

志留—泥盆纪缺失；

中石炭—上石炭纪北纬13.2°，磁偏角95°；

二叠纪北纬11.9°，磁偏角129.4°；

晚三叠纪北纬32.8°，磁偏角111.7°；

侏罗纪北纬35.6°，磁偏角22.2°。

据上述数据，可认定华北板块在寒武纪时在赤道以南36°，磁偏角172°地带，处于南半球中纬度地区，位于华南板块之南。二者中间有一海洋相隔，二者自古生代以来，显示顺时针从南半球向北半球旋漂运动。寒武纪时华北板块南缘有完整的沟弧盆体系，在温度上升，海平面也上升的环境下，沉积了碳酸盐岩。