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Rb-Sr同位素【Rb-Sr同位素】Rb-Sr同位素体系是常用的地质学年代学和同位素地球化学示蹤的工具 。
基本介绍中文名：Rb-Sr同位素
外文名：Rb-Sr isotope system
Rb-Sr地球化学性质铷 (Rubidium, atomic number = 37)·IA硷金属元素，Li、Na、K、Cs、Fr 。·强不相容元素，极易溶解迁移 。·Rb+离子半径较大（1.48?），而与K+的离子半径（1.33?）相近，能够置换含K矿物中K+ 。赋存形式：·Rb是分散元素，尚未发现Rb的独立矿物 。·通过类质同像置换Rb赋存在含K矿物中（如云母、钾长石、某些粘土矿物和蒸发盐） 。锶 (Strontium, atomic number = 38)·IIA硷土金属元素，Be、Mg、Ca、Ba、Ra 。·不相容元素，较易溶解元素 。·Sr+离子半径（1.13?）稍大于Ca+的离子半径(0.99?) 。赋存形式：·Sr是一个分散元素，可形成独立矿物(菱锶矿和天青石) ·常存在于含Ca的矿物中，如斜长石、磷灰石和方解石等矿物中 (磷灰石、方解石等矿物Rb/Sr ≈ 0) 。放射性衰变定律 (Rutheford & Soddy, 1902)单位时间内衰变的原子数与现存放射性母体的原子数成正比 。其数学表达式如下：-dN/dt = λN (1)式中：N为在t时刻存在的母体原子数；dN/dt为t时的衰变速率，负号表示N随时间减少；λ为衰变速率常数(表示单位时间内发生衰变的原子的比例数，用实验方法测定，其单位为年-1） 。对公式 -dN/dt =λN 做积分:N=N0?e^(?λt)放射成因(子体)同位素：D* = N0-N放射性子体同位素(D*) 的积累(N0不易获得，可以做放射性衰变公式转换)：
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公式两边同除以DS（稳定子体同位素，常数）:D/DS= D0/DS+N/DS(e^(λt)-1)由衰变定律得：87Sr/86Sr=(87Sr/86Sr)i+87Rb/86Sr*(e^(λt)-1)如何由已知Rb和Sr比值和87Sr/86Sr计算87Rb/86Sr？已知84Sr/86Sr=0.0565，88Sr/86Sr=8.3752，而（87Sr/86Sr）已测，用Sr和Rb分别代表二者相对原子数，用mSr和mRb分别代表二者质量分数，用MSr和MRb分别代表二者原子量，则可得下列关係：Sr=88Sr+87Sr+86Sr+84Sr=[8.3752+（87Sr/86Sr）+1+0.0565]*Sr (1)已知85Rb/87Rb=2.59，则可得下列关係：Rb=85Rb+87Rb=(2.59+1)*Rb (2)又：Rb/Sr=(mRb/MRb)/(mSr/MSr)=(Rb/Sr)m/(Rb/Sr)M (3)联立(1)-(3)得：(87Rb/86Sr)=(Rb/Sr)m/(Rb/Sr)M*(9.4317+（87Sr/86Sr）)/3.59对一组样品, 如果它们具有相同初始同位素组成,形成于同一时间 ,并自形成或同位素均一化时起到现在样品中母 、子体同位素保持封闭系统, 既不迁出, 也不迁入 , 这时方程(5)将是一直线方程 , 在8 7Sr /86Sr- 87 Rb /86 Sr 图上形成一条直线 , 即等时线 ,由直线斜率可求出年龄 t , 即等时年龄值, 截距为初始 Sr 同位素比值(87Sr /86S r)i。等时线法消除了年龄测定时未知的(87Sr /86S r)i比值的扣除 ,同时得到的年龄 t 和( 87 Sr /86S r)i值, 为岩石年龄和成因研究打下了基础 。作为地球物质成因研究, Sr 同位素是最为重要的参数之一 。等时线法利用统计方法估价年龄的不确定性, 揭示这个不确定性的地质基础及研究系统的多次扰动等方法 ,对複杂地质作用来说, 其结果比单个样品置信度更高,更具代表性。用于 Rb- Sr 等时线测年的样品(全岩和矿物)需要满足 4 个条件 : ①具有相同的初始 S r 同位素比值(87Sr /86S r)i , 即地质作用已使所研究的对象在 Sr 同位素组成上完全“均匀化” ; ②形成年龄相同, 或在测年误差範围内年龄相同; ③形成后未受到后期地质作用改造 ,同位素体系仍保持封闭 。④用于等时年龄测定的一组样品的 Rb 、Sr 含量必须有足够的分异 , Rb /Sr 比值有足够的差别。5. 2 适合 Rb- Sr 年代学测定的对象和 Rb- Sr 等时线构成要素由于 Rb 与 K 、Sr 与 Ca 具有地球化学一致性,人们在选择 Rb- S r 法测定的对象时往往寻找含 K的矿物 , 因此一般适用 Ar- A r 法测定的对象也适用于 Rb- Sr 年龄测定 。(1)云母类矿物。如果没有受过后期变动 , 火成岩中的黑云母和白云母对 Rb 、S r 有较好的保性 , 因此经常被用于 Rb- Sr 同位素年龄测定。锂云母一般都具有合适的 Rb /Sr 比值 , 因此也是年龄测定很好的对象。如果岩体受过后期变动, 那幺黑云母比白云母更容易受到影响, 更易发生 Rb 、S r 的得失。(2)长石类矿物(钾长石 、微斜长石、斜长石等) 。这类矿物中放射成因87 Sr 的保存能力很好 。但有时也会出现 Rb /Sr 比值异常, 因此给年龄测定工作带来困难。(3)闪石和辉石类矿物。这类矿物中 Rb /Sr 比值较低 , 世界上得到这类矿物的年龄数据也很少,但可以直接从辉石中测定87S r / 86Sr 的初始比值, 作为研究岩石形成机理的示蹤剂 。(4)沉积岩中的自生矿物———海绿石 。海绿石中的 Rb /Sr 比值较适合作年龄分析, 但要注意有时候会存在这样的现象: 海绿石的 Rb- Sr 年龄往往可作比较的火成岩的云母 Rb- S r 年龄偏低 。(5)全岩。全岩样品是指某种岩石的整体(包括组成岩石的全部矿物在内) 。例如要採集花岗岩的全岩样品, 一般取手标本大小的样品 ,将其全部破碎 、磨细 ,严格按照缩分原则缩分至分析用的重量 。构成等时线的样品可以是全岩, 也可以是矿物 。前者称为全岩等时线 , 后者为矿物等时线或内部等时线 。在使用 Rb- S r 等时线时需要注意以下事项:①一条好的等时线必须具有高度的线性关係 。这表明它满足条件: 封闭演化, 并且母、子体元素比值有大的变化 。②对于一条好的等时线, 岩石或矿物样品的母 、子体元素丰度可能具有火成岩配分特徵 。如果不是这样,可能有无关样品引入 ,或者母 、子体元素受到后期过程的影响 。③好的等时线上的样品在地质上相关,这是其共成因和同时形成条件决定的。如 : 它们取自同一火成岩、同一侵入体或同一构造区有关岩石 。如果不是 ,可以怀疑给出的年龄和初始值的正确性 ,或者可能是混合线。④好的等时线年龄应该与等精度或精度更高的年代学方法给出的年龄数据在误差範围内一致 。如果不是, 给出的等时年龄可能是不正确的, 也可能是后期地质作用的时间 。这与同位素系统母、子体元素地球化学性质有关 。⑤好的等时线给出的年龄应该与邻近地质体的年龄不矛盾, 与野外观测的地质关係相一致。⑥好的等时线给出的初始同位素比值与其母体地幔和地壳同位素演化曲线不矛盾 。例如 : 有的 Rb- Sr等时线初始(87S r / 86S r)i比值低于 0. 699 ,其年龄值显然是有问题的。⑦好的等时线上各样品点应该有合理分布。必须选择不同 Rb /Sr 比值的样品 , 其变化範围应儘可能宽 。等时线的高点(或叫最高点)要求比较高的 Rb /Sr 比值, 应选富 Rb 贫 Sr 的样品 ;等时线的低点要求低的 Rb /Sr 比值 , 应选贫 Rb 富S r 的样品 ; 等时线上中间的各点, 要求具有比较适中的 Rb /S r 比值, 介于高点和低点之间。因此 , 野外採样时各样品在水平或垂直方向上均应相隔一定的距离,同时要儘量在保证同源的前提下选择岩性有差异的样品 。⑧一条好的等时线必须有足够的样品数。等时线上合理分布的样品点越多, 年龄值的精度越高 ,其年龄置信度也越高。Rb- Sr 同位素年代学系统在地质作用中容易形成开放系统, 由少数几个样品构成的等时线得到的年龄很难保证有高的可信度 。5. 3 Rb- Sr 法的套用和注意事项由于 Rb 和 Sr 的地球化学性质与 K 和 Ca 非常相似 ,而后两者是岩浆作用中的主要元素 。Rb 、Sr这两种微量元素中通常包含了重要的成岩信息 , 尤其是在研究花岗岩的成因方面具有独特之处。因为花岗岩岩石中, Sr 通常以类质同象的形式存在于斜长石和磷灰石等早期形成的矿物中 ,而 Rb 则作为不相容元素,富集于残留熔体中,因此岩浆分异作用可以导致岩石、矿物中有大的 Rb /Sr 比值变化 , 这正是获得等时线定年的理想条件 。这一地球化学特徵使得 Rb- Sr 定年得到了极其广泛的套用。该方法可套用于侵入岩 、火山岩 、变质岩和某些沉积岩的同位素地质年龄测定 ,以及陨石和月岩形成时代的研究等方面。用 Rb- Sr 等时线法测定岩浆岩的时代能够得到较好的结果 , 因为在岩浆岩形成的过程中 S r 同位素较容易达到均一化 , 并且 Rb 、S r 也能较好地保持在化学封闭体系之中。所谓 Sr 同位素均一化作用 ,即是岩浆岩体形成时的87S r / 86Sr 比值在岩体各个部位是相同的。因此只要能採集到新鲜的具有不同Rb /Sr 比值的样品 , 就能比较容易地测得岩体形成的时代。但应注意 , 如果已形成的岩石重新熔融又侵入到其他岩层中 , 且在取样範围内保持化学系统的封闭性, 那幺计算得到的年龄值有可能比真实结晶年龄高。因此在採集岩浆岩全岩标本时必须注意以下几点 : ①要採集具有岩浆岩结构,儘量避免已经发生了变质结构的样品; ②不要在围岩接触带 、构造变动带和蚀变带採集样品; ③为了使等时线上各样品的数据点分布不致过分集中, 採样时应注意採集同源同时期但不同岩性的样品。在用 Rb- Sr 同位素系统测定中酸性侵入岩和火山岩的年龄时,如果岩石组成矿物没有遭受变质或蚀变作用,岩石迅速冷却,无论用全岩等时线法或矿物等时线法得到的年龄都可能是岩石的形成年龄 。但需要注意的是, 严格来说, 对于大多数侵入岩, 由于组成岩石的矿物封闭温度比岩浆固结温度低, 实际由等时线得到的年龄应该是岩石冷却到封闭温度以下 ,同位素系统开始保质封闭时的年龄。只有当岩石较快速冷却时, Rb- Sr 同位素年龄才近似于岩石的形成年龄 。变质作用过程中温度 、压力和化学条件的变化能导致岩石建立新的平衡, 也能使岩石局部或全部重结晶 , 形成新的结构和新的矿物 。显然 , 新生成的体系将构成新的 Rb- Sr 化学封闭系统, 关键在于这一 Rb- Sr 系统的改造是在多大的範围内进行的,这是一个很值得探讨的问题 , 因为它涉及到用 RbSr 等时线法测得的年龄值所代表的地质意义 。对于变质岩, 由于 Rb 的易流动性 , Rb- Sr 同位素系统容易被改造。矿物 Rb- S r 等时线年龄一般代表岩石遭受最后一次强变质热事件 Sr 同位素均一化时间。全岩 Rb- S r 同位素系统 , 如果变质程度达到角闪岩相也常被彻底改造 ,得到的年龄为变质事件的时间 。如果样品 Rb- S r 同位素系统没有完全被改造, 那幺 , 样品同位素数据分散 , 得不到等时线 。Rb- Sr 同位素系统容易被改造的特点, 使其产生了一个非常有价值的套用, 现在已不把 Rb- S r 系统作为一个单独能给予岩石形成年龄信息的好方法, 而是与其他方法配合 ,特别是在研究后期地质作用 ,水热循环 、区域变质作用 、地壳抬升及构造变形待方面得到广泛的套用 。由于全岩 Rb- Sr 系统抗后期地质作用扰动能力强, 利用全岩和矿物 Rb- S r 同位素系统 ,可以得到岩石两阶段演化历史。全岩 Rb- Sr 年龄可能反映岩石形成年龄或强变质作用时间 ,矿物Rb- Sr 年龄反映最后一次样品遭受较强热事件的时间。对于沉积岩 , 利用 Rb- S r 法测定成岩自生矿物年龄 ,了解沉积岩形成时间是一个可以採用的方法。对细粒泥质岩石的测定 ,国内外均有报导 。但是对其年龄的解释是複杂的, 常常因不同成因碎屑存在 ,数据分散。利用 Rb- Sr 系统测定矿床或矿化带共成因矿物及矿物包裹体的年龄、确定矿床的形成时间也取得了成功(李华芹等 , 2000) 。对于构造年代学通过断层和韧性剪下带形成的矿物的 Rb- S r 年龄测定,为阐明构造形成时间提供了可能 。Rb- Sr 同位素体系不仅用于为地质作用过程精确地定年, 而且由于地壳与地幔两大储库之间 Sr 同位素组成存在明显差异, 因此套用 Sr 同位素又可以识别成岩、成矿物质来源 , 示蹤壳- 幔之间相互作用的强度和过程 。前面提到 Rb- Sr 全岩等时线法不仅可求岩石的形成时代, 而且还可求得它的初始比值, 该比值的大小取决于 Sr 的演化历史, 特别反映了 Sr 先后所处体系的 Rb /S r 比值。上地幔的岩石主要由铁镁硅酸盐组成 , 与地幔比较, 大陆壳岩石更富含硅 、铝和硷金属。因此大陆壳的岩石是富 Rb的,它的 Rb /Sr 比值比上地幔岩石高得多 , 随着时间的推移 , 大陆壳岩石中 S r 的放射成因87 S r 的含量也比上地幔高。Faure (1986)用计算方法求得大陆壳平均的87Sr /86S r 比值为 0. 719 , 与大陆地壳和水中同位素的观察值相符。对代表上地幔同位素组成的大洋玄武岩87 S r / 86 S r 初始比值测定结果表明, 87 Sr /86 Sr 初始比值在 0. 704 ±0. 0002 範围内。由于上地幔与大陆壳的87S r / 86Sr 之间存在着明显的差异 , 人们可以利用这种差异来辨别岩浆岩是由上地幔玄武质源区分异而成还是地壳重熔而成的。Faure 等根据87S r / 86Sr 比值的差异, 将花岗岩的成因划为 3 种类型 : ①地幔型花岗岩或称幔生型花岗岩, 它们的87 Sr /86 Sr 初始比值在 0. 702 ～ 0. 706 之间, 接近上地幔的比值。②地壳型花岗岩或称壳生型花岗岩, 它们的87 S r /8 6S r 初始比值大于 0. 720。③过渡型花岗岩, 它们的87 Sr /86 Sr 初始比值介于0. 710 ～ 0. 720 之间 。除上述锶同位素地球化学特徵之外 ,利用海水中87Sr /86 Sr 比值随时间演化的变化规律, 为开展锶同位素地层学的研究提供了理论依据, 为年轻地层的划分以及探讨古环境、古气候等提供了新手段(杨振宇等, 2009) 。其主要研究对象是海相碳酸盐、生物贝壳和海相溶积物等 。5. 4 Rb- Sr同位素定年方法的局限性Rb- S r 同位素系统定年範围 >10 M a 。该方法最大缺点是, 由于 Rb 的流动性 , 极易形成开放系统 ,得到不正确的年龄。特别在样品少的情况下 ,表现更为明显。例如 ,江博明(Jahn et al. , 1984)在对冀东迁西太古宙片麻岩进行年龄测定时 , 由所有样品得出的 Sm- Nd 年龄为 2480 M a 左右 ; Rb- Sr 年龄数据分散,大多数样品 Rb- Sr 数据构成的等时线年龄为 2480 M a 左右,另有 5 个样品形成的等时年龄为 4270 Ma ,这明显是一个异常年龄 。由此可以看出 ,在用等时线法测定年龄时, 如果分析样品少, 得出的年龄可信度值得研究 。由于 Rb- Sr 系统容易被彻底改造,得到的年龄仅仅依靠 Rb- Sr 方法很难确定其年龄的地质意义 。Rb- S r 法同位素定年还经常受到假等时线的扰。一些混合成因但初始 Sr 同位素组成未到达均一的岩浆岩体系, 虽可获得好的等时线,但为假等时线 ,这样的等时线年龄是没有实际地质意义的 。产生假等时线的主要原因是 : 一组样品不符合构成等时线的条件, 即不是来自均一源区 。因而不具有相同的 Sr 同位素初始比 , 形成年龄不同, Rb- Sr 体系不能一直保持封闭。假等时线可以通过以下方法判别 : ①在 Rb /Sr 比值变化不大的情况下 , 87 Sr /86 Sr与 1 /S r 呈正相关; ②等时线截距明显小于同时期地幔 Sr 同位素值, 或明显高于研究区同时期地壳 Sr同位素值 。目前国内还在开展 Rb- Sr 法测年研究和实验的单位主要有中国地质科学院地质研究所 、中国科学院地质与地球物理研究所 、中国科学院广州地球化学研究所、天津地质矿产研究所 、武汉(原宜昌)地质矿产研究所 、南京地质矿产研究所、南京大学等。