Rb-Sr同位素體系是常用的地質學年代學和同位素地球化學示蹤的工具。
基本介紹
- 中文名：Rb-Sr同位素
- 外文名：Rb-Sr isotope system
Rb-Sr地球化學性質
銣 (Rubidium, atomic number = 37)
·IA鹼金屬元素，Li、Na、K、Cs、Fr。
·強不相容元素，極易溶解遷移。
·Rb+離子半徑較大（1.48Å），而與K+的離子半徑（1.33Å）相近，能夠置換含K礦物中K+。
賦存形式：
·Rb是分散元素，尚未發現Rb的獨立礦物。
·通過類質同像置換Rb賦存在含K礦物中（如雲母、鉀長石、某些粘土礦物和蒸發鹽）。
鍶 (Strontium, atomic number = 38)
·IIA鹼土金屬元素，Be、Mg、Ca、Ba、Ra。 ·不相容元素，較易溶解元素。 ·Sr+離子半徑（1.13Å）稍大於Ca+的離子半徑(0.99Å)。
賦存形式：
·Sr是一個分散元素，可形成獨立礦物(菱鍶礦和天青石) ·常存在於含Ca的礦物中，如斜長石、磷灰石和方解石等礦物中 (磷灰石、方解石等礦物Rb/Sr ≈ 0)。
放射性衰變定律 (Rutheford & Soddy, 1902)
單位時間內衰變的原子數與現存放射性母體的原子數成正比。其數學表達式如下：
-dN/dt = λN (1)
式中：N為在t時刻存在的母體原子數；dN/dt為t時的衰變速率，負號表示N隨時間減少；λ為衰變速率常數(表示單位時間內發生衰變的原子的比例數，用實驗方法測定，其單位為年-1）。
對公式 -dN/dt =λN 做積分:N=N0⋅e^(−λt)
放射成因(子體)同位素：D* = N0-N
放射性子體同位素(D*) 的積累(N0不易獲得，可以做放射性衰變公式轉換)：
公式兩邊同除以DS（穩定子體同位素，常數）:
D/DS= D0/DS+N/DS(e^(λt)-1)
由衰變定律得：87Sr/86Sr=(87Sr/86Sr)i+87Rb/86Sr*(e^(λt)-1)
如何由已知Rb和Sr比值和87Sr/86Sr計算87Rb/86Sr？
已知84Sr/86Sr=0.0565，88Sr/86Sr=8.3752，而（87Sr/86Sr）已測，用Sr和Rb分別代表二者相對原子數，用mSr和mRb分別代表二者質量分數，用MSr和MRb分別代表二者原子量，則可得下列關係：Sr=88Sr+87Sr+86Sr+84Sr=[8.3752+（87Sr/86Sr）+1+0.0565]*Sr (1)
已知85Rb/87Rb=2.59，則可得下列關係：Rb=85Rb+87Rb=(2.59+1)*Rb (2)
又：Rb/Sr=(mRb/MRb)/(mSr/MSr)=(Rb/Sr)m/(Rb/Sr)M (3)
聯立(1)-(3)得：(87Rb/86Sr)=(Rb/Sr)m/(Rb/Sr)M*(9.4317+（87Sr/86Sr）)/3.59
對一組樣品, 如果它們具有相同初始同位素組成,形成於同一時間 ,並自形成或同位素均一化時起到現在樣品中母 、子體同位素保持封閉系統, 既不遷出, 也不遷入 , 這時方程(5)將是一直線方程 , 在8 7Sr /86Sr- 87 Rb /86 Sr 圖上形成一條直線 , 即等時線 ,由直線斜率可求出年齡 t , 即等時年齡值, 截距為初始 Sr 同位素比值(87Sr /86S r)i 。
等時線法消除了年齡測定時未知的(87Sr /86S r)i比值的扣除 ,同時得到的年齡 t 和( 87 Sr /86S r)i值, 為岩石年齡和成因研究打下了基礎。作為地球物質成因研究, Sr 同位素是最為重要的參數之一。等時線法利用統計方法估價年齡的不確定性, 揭示這個不確定性的地質基礎及研究系統的多次擾動等方法 ,對複雜地質作用來說, 其結果比單個樣品置信度更高,更具代表性 。
用於 Rb- Sr 等時線測年的樣品(全岩和礦物)需要滿足 4 個條件 : ①具有相同的初始 S r 同位素比值(87Sr /86S r)i , 即地質作用已使所研究的對象在 Sr 同位素組成上完全“均勻化” ; ②形成年齡相同, 或在測年誤差範圍內年齡相同; ③形成後未受到後期地質作用改造 ,同位素體系仍保持封閉。 ④用於等時年齡測定的一組樣品的 Rb 、Sr 含量必須有足夠的分異 , Rb /Sr 比值有足夠的差別 。
5. 2 適合 Rb- Sr 年代學測定的對象和 Rb- Sr 等時線構成要素
由於 Rb 與 K 、Sr 與 Ca 具有地球化學一致性,人們在選擇 Rb- S r 法測定的對象時往往尋找含 K的礦物 , 因此一般適用 Ar- A r 法測定的對象也適用於 Rb- Sr 年齡測定。
(1)雲母類礦物 。如果沒有受過後期變動 , 火成岩中的黑雲母和白雲母對 Rb 、S r 有較好的保性 , 因此經常被用於 Rb- Sr 同位素年齡測定 。鋰雲母一般都具有合適的 Rb /Sr 比值 , 因此也是年齡測定很好的對象 。如果岩體受過後期變動, 那么黑雲母比白雲母更容易受到影響, 更易發生 Rb 、S r 的得失 。
(2)長石類礦物(鉀長石 、微斜長石、斜長石等)。這類礦物中放射成因87 Sr 的保存能力很好。但有時也會出現 Rb /Sr 比值異常, 因此給年齡測定工作帶來困難 。
(3)閃石和輝石類礦物 。這類礦物中 Rb /Sr 比值較低 , 世界上得到這類礦物的年齡數據也很少,但可以直接從輝石中測定87S r / 86Sr 的初始比值, 作為研究岩石形成機理的示蹤劑。
(4)沉積岩中的自生礦物———海綠石。海綠石中的 Rb /Sr 比值較適合作年齡分析, 但要注意有時候會存在這樣的現象: 海綠石的 Rb- Sr 年齡往往可作比較的火成岩的雲母 Rb- S r 年齡偏低。
(5)全岩 。全岩樣品是指某種岩石的整體(包括組成岩石的全部礦物在內)。例如要採集花崗岩的全岩樣品, 一般取手標本大小的樣品 ,將其全部破碎 、磨細 ,嚴格按照縮分原則縮分至分析用的重量。構成等時線的樣品可以是全岩, 也可以是礦物。前者稱為全岩等時線 , 後者為礦物等時線或內部等時線。在使用 Rb- S r 等時線時需要注意以下事項:
①一條好的等時線必須具有高度的線性關係。這表明它滿足條件: 封閉演化, 並且母、子體元素比值有大的變化。 ②對於一條好的等時線, 岩石或礦物樣品的母 、子體元素豐度可能具有火成岩配分特徵。如果不是這樣,可能有無關樣品引入 ,或者母 、子體元素受到後期過程的影響。 ③好的等時線上的樣品在地質上相關,這是其共成因和同時形成條件決定的 。如 : 它們取自同一火成岩、同一侵入體或同一構造區有關岩石。如果不是 ,可以懷疑給出的年齡和初始值的正確性 ,或者可能是混合線 。 ④好的等時線年齡應該與等精度或精度更高的年代學方法給出的年齡數據在誤差範圍內一致。如果不是, 給出的等時年齡可能是不正確的, 也可能是後期地質作用的時間。這與同位素系統母、子體元素地球化學性質有關。 ⑤好的等時線給出的年齡應該與鄰近地質體的年齡不矛盾, 與野外觀測的地質關係相一致 。⑥好的等時線給出的初始同位素比值與其母體地幔和地殼同位素演化曲線不矛盾。例如 : 有的 Rb- Sr等時線初始(87S r / 86S r)i比值低於 0. 699 ,其年齡值顯然是有問題的 。 ⑦好的等時線上各樣品點應該有合理分布 。必須選擇不同 Rb /Sr 比值的樣品 , 其變化範圍應儘可能寬。等時線的高點(或叫最高點)要求比較高的 Rb /Sr 比值, 應選富 Rb 貧 Sr 的樣品 ;等時線的低點要求低的 Rb /Sr 比值 , 應選貧 Rb 富S r 的樣品 ; 等時線上中間的各點, 要求具有比較適中的 Rb /S r 比值, 介於高點和低點之間 。因此 , 野外採樣時各樣品在水平或垂直方向上均應相隔一定的距離,同時要儘量在保證同源的前提下選擇岩性有差異的樣品。 ⑧一條好的等時線必須有足夠的樣品數 。等時線上合理分布的樣品點越多, 年齡值的精度越高 ,其年齡置信度也越高 。 Rb- Sr 同位素年代學系統在地質作用中容易形成開放系統, 由少數幾個樣品構成的等時線得到的年齡很難保證有高的可信度。
5. 3 Rb- Sr 法的套用和注意事項
由於 Rb 和 Sr 的地球化學性質與 K 和 Ca 非常相似 ,而後兩者是岩漿作用中的主要元素。 Rb 、Sr這兩種微量元素中通常包含了重要的成岩信息 , 尤其是在研究花崗岩的成因方面具有獨特之處 。因為花崗岩岩石中, Sr 通常以類質同象的形式存在於斜長石和磷灰石等早期形成的礦物中 ,而 Rb 則作為不相容元素,富集於殘留熔體中,因此岩漿分異作用可以導致岩石、礦物中有大的 Rb /Sr 比值變化 , 這正是獲得等時線定年的理想條件。這一地球化學特徵使得 Rb- Sr 定年得到了極其廣泛的套用 。該方法可套用於侵入岩 、火山岩 、變質岩和某些沉積岩的同位素地質年齡測定 ,以及隕石和月岩形成時代的研究等方面 。用 Rb- Sr 等時線法測定岩漿岩的時代能夠得到較好的結果 , 因為在岩漿岩形成的過程中 S r 同位素較容易達到均一化 , 並且 Rb 、S r 也能較好地保持在化學封閉體系之中 。所謂 Sr 同位素均一化作用 ,即是岩漿岩體形成時的87S r / 86Sr 比值在岩體各個部位是相同的 。因此只要能採集到新鮮的具有不同Rb /Sr 比值的樣品 , 就能比較容易地測得岩體形成的時代 。但應注意 , 如果已形成的岩石重新熔融又侵入到其他岩層中 , 且在取樣範圍內保持化學系統的封閉性, 那么計算得到的年齡值有可能比真實結晶年齡高 。因此在採集岩漿岩全岩標本時必須注意以下幾點 : ①要採集具有岩漿岩結構,儘量避免已經發生了變質結構的樣品; ②不要在圍岩接觸帶 、構造變動帶和蝕變帶採集樣品; ③為了使等時線上各樣品的數據點分布不致過分集中, 採樣時應注意採集同源同時期但不同岩性的樣品 。在用 Rb- Sr 同位素系統測定中酸性侵入岩和火山岩的年齡時,如果岩石組成礦物沒有遭受變質或蝕變作用,岩石迅速冷卻,無論用全岩等時線法或礦物等時線法得到的年齡都可能是岩石的形成年齡。但需要注意的是, 嚴格來說, 對於大多數侵入岩, 由於組成岩石的礦物封閉溫度比岩漿固結溫度低, 實際由等時線得到的年齡應該是岩石冷卻到封閉溫度以下 ,同位素系統開始保質封閉時的年齡 。只有當岩石較快速冷卻時, Rb- Sr 同位素年齡才近似於岩石的形成年齡。
變質作用過程中溫度 、壓力和化學條件的變化能導致岩石建立新的平衡, 也能使岩石局部或全部重結晶 , 形成新的結構和新的礦物。顯然 , 新生成的體系將構成新的 Rb- Sr 化學封閉系統, 關鍵在於這一 Rb- Sr 系統的改造是在多大的範圍內進行的,這是一個很值得探討的問題 , 因為它涉及到用 RbSr 等時線法測得的年齡值所代表的地質意義。對於變質岩, 由於 Rb 的易流動性 , Rb- Sr 同位素系統容易被改造 。礦物 Rb- S r 等時線年齡一般代表岩石遭受最後一次強變質熱事件 Sr 同位素均一化時間 。全岩 Rb- S r 同位素系統 , 如果變質程度達到角閃岩相也常被徹底改造 ,得到的年齡為變質事件的時間。如果樣品 Rb- S r 同位素系統沒有完全被改造, 那么 , 樣品同位素數據分散 , 得不到等時線。Rb- Sr 同位素系統容易被改造的特點, 使其產生了一個非常有價值的套用, 現在已不把 Rb- S r 系統作為一個單獨能給予岩石形成年齡信息的好方法, 而是與其他方法配合 ,特別是在研究後期地質作用 ,水熱循環 、區域變質作用 、地殼抬升及構造變形待方面得到廣泛的套用。由於全岩 Rb- Sr 系統抗後期地質作用擾動能力強, 利用全岩和礦物 Rb- S r 同位素系統 ,可以得到岩石兩階段演化歷史 。全岩 Rb- Sr 年齡可能反映岩石形成年齡或強變質作用時間 ,礦物Rb- Sr 年齡反映最後一次樣品遭受較強熱事件的時間 。
對於沉積岩 , 利用 Rb- S r 法測定成岩自生礦物年齡 ,了解沉積岩形成時間是一個可以採用的方法 。對細粒泥質岩石的測定 ,國內外均有報導。但是對其年齡的解釋是複雜的, 常常因不同成因碎屑存在 ,數據分散 。利用 Rb- Sr 系統測定礦床或礦化帶共成因礦物及礦物包裹體的年齡、確定礦床的形成時間也取得了成功(李華芹等 , 2000)。對於構造年代學通過斷層和韌性剪下帶形成的礦物的 Rb- S r 年齡測定,為闡明構造形成時間提供了可能。Rb- Sr 同位素體系不僅用於為地質作用過程精確地定年, 而且由於地殼與地幔兩大儲庫之間 Sr 同位素組成存在明顯差異, 因此套用 Sr 同位素又可以識別成岩、成礦物質來源 , 示蹤殼- 幔之間相互作用的強度和過程。前面提到 Rb- Sr 全岩等時線法不僅可求岩石的形成時代, 而且還可求得它的初始比值, 該比值的大小取決於 Sr 的演化歷史, 特別反映了 Sr 先後所處體系的 Rb /S r 比值 。上地幔的岩石主要由鐵鎂矽酸鹽組成 , 與地幔比較, 大陸殼岩石更富含矽 、鋁和鹼金屬 。因此大陸殼的岩石是富 Rb的,它的 Rb /Sr 比值比上地幔岩石高得多 , 隨著時間的推移 , 大陸殼岩石中 S r 的放射成因87 S r 的含量也比上地幔高 。Faure (1986)用計算方法求得大陸殼平均的87Sr /86S r 比值為 0. 719 , 與大陸地殼和水中同位素的觀察值相符 。對代表上地幔同位素組成的大洋玄武岩87 S r / 86 S r 初始比值測定結果表明, 87 Sr /86 Sr 初始比值在 0. 704 ±0. 0002 範圍內 。由於上地幔與大陸殼的87S r / 86Sr 之間存在著明顯的差異 , 人們可以利用這種差異來辨別岩漿岩是由上地幔玄武質源區分異而成還是地殼重熔而成的 。
Faure 等根據87S r / 86Sr 比值的差異, 將花崗岩的成因劃為 3 種類型 : ①地幔型花崗岩或稱幔生型花崗岩, 它們的87 Sr /86 Sr 初始比值在 0. 702 ～ 0. 706 之間, 接近上地幔的比值 。 ②地殼型花崗岩或稱殼生型花崗岩, 它們的87 S r /8 6S r 初始比值大於 0. 720 。③過渡型花崗岩, 它們的87 Sr /86 Sr 初始比值介於0. 710 ～ 0. 720 之間。除上述鍶同位素地球化學特徵之外 ,利用海水中87Sr /86 Sr 比值隨時間演化的變化規律, 為開展鍶同位素地層學的研究提供了理論依據, 為年輕地層的劃分以及探討古環境、古氣候等提供了新手段(楊振宇等, 2009)。其主要研究對象是海相碳酸鹽、生物貝殼和海相溶積物等。
5. 4 Rb- Sr同位素定年方法的局限性
Rb- S r 同位素系統定年範圍 >10 M a。該方法最大缺點是, 由於 Rb 的流動性 , 極易形成開放系統 ,得到不正確的年齡 。特別在樣品少的情況下 ,表現更為明顯 。例如 ,江博明(Jahn et al. , 1984)在對冀東遷西太古宙片麻岩進行年齡測定時 , 由所有樣品得出的 Sm- Nd 年齡為 2480 M a 左右 ; Rb- Sr 年齡數據分散,大多數樣品 Rb- Sr 數據構成的等時線年齡為 2480 M a 左右,另有 5 個樣品形成的等時年齡為 4270 Ma ,這明顯是一個異常年齡。由此可以看出 ,在用等時線法測定年齡時, 如果分析樣品少, 得出的年齡可信度值得研究。由於 Rb- Sr 系統容易被徹底改造,得到的年齡僅僅依靠 Rb- Sr 方法很難確定其年齡的地質意義。Rb- S r 法同位素定年還經常受到假等時線的擾 。一些混合成因但初始 Sr 同位素組成未到達均一的岩漿岩體系, 雖可獲得好的等時線,但為假等時線 ,這樣的等時線年齡是沒有實際地質意義的。產生假等時線的主要原因是 : 一組樣品不符合構成等時線的條件, 即不是來自均一源區。因而不具有相同的 Sr 同位素初始比 , 形成年齡不同, Rb- Sr 體系不能一直保持封閉 。假等時線可以通過以下方法判別 : ①在 Rb /Sr 比值變化不大的情況下 , 87 Sr /86 Sr與 1 /S r 呈正相關; ②等時線截距明顯小於同時期地幔 Sr 同位素值, 或明顯高於研究區同時期地殼 Sr同位素值。目前國內還在開展 Rb- Sr 法測年研究和實驗的單位主要有中國地質科學院地質研究所 、中國科學院地質與地球物理研究所 、中國科學院廣州地球化學研究所、天津地質礦產研究所 、武漢(原宜昌)地質礦產研究所 、南京地質礦產研究所、南京大學等 。
