放射性同位素计时

当岩石或矿物或某个自然体系在某次地质事件中形成时，放射性同位素以一定的形式进入其中，随时间延续，该母体同位素不断衰减，放射成因子体逐渐增加，只要体系中母体和子体的原子数变化仅仅由放射性衰系所引起，那么准确测定岩石矿物中母体和子体的含量，就可根据放射性衰变规律计算出该岩石矿物形成的地质年龄。由此测得的年龄谓之同位素年龄。这种方法称为同位素计时。

可以用各种不同的方法进行同位素计时，最基本的分式可直接由式

（6.8）给出：

1  D*

t = ln

λ 

+ 1

P 

（6.9）

其中 P 为现存的放射性母体同位素量，D*为放射成因子体同位素量，λ 为衰变常数。

通常情况下，在所研究的自然体系中，当体系形成时，就已经存在非放射成因的子体同位素。因此，体系中存在的子体原子总数为。

D=D0+D*

D0 为初始时（t=0）体系已存在的稳定子体原子数，因此公式（6.9）将写成

t = 1  D − D 0

λ ln P + 1

（6.10）

这里 P 和 D 为实测值，D0 为一需求得的常数。

要得到一个可靠的同位素年龄，除了要求放射性同位素的衰变常数准确、衰变最终产物稳定、母体同位素丰度准确、母子体同位素含量准确测定等原理和技术上的要求外，更重要的是希望体系中不存在除衰变过程之外的母子体的得失，即保持母子体的封闭，同时还要求有可靠的方法对样品体系中所含的非放射成因子体的初始量 D0 作出准确的扣除或校正。

另外，由于各种岩石和矿物对各种放射性同位素及其子体保持封闭化学体系的初始时间和保持性是不一样的，因而不同的同位素计时方法测定同一对象或用相同方法测定不同对象所得到的同位素年龄，可能有不同的地质含义。

原则上任何天然放射性同位素都可用来进行年龄测定。从半衰期的长短来考虑，可以有长半衰期同位素计时。这是最常用的一类，主要的衰变系统有：238U-206Pb，235U-207Pb，232Th-208Pb，40K-40Ar，87Rb-87Sr，147Sm-143Nd，

40K-40Ca，138La-138Ce，176Lu-176Hf，187Re-187Os。这些计时方法在宇宙年代

学中同样具有重要意义。另一种是短半衰期同位素计时，它们或者是三个天然放射系的中间子体，如 230Th，231Pa，234U，226Ra，210Pb 等；或者是天然核反应所产失的放射性同位素，如 3H，10Be，14C，26Al，32Si 等。短半衰期同位素主要用于测定第四纪地质年龄。前者称铀系法，后者或可统称沉降核类法。

除了利用放射性衰变的母子体关系进行计时外（这是最主要和最大量的），还可有根据衰变时的射线（主要是α射线）和裂变碎片对周围物质作用所产生的次生现象的程度不同进行计时的方法，如裂变径迹法、热释光法、电子自旋共振法、多色晕法、辐射损伤法、α反冲径迹法等。

各种同位素计时方法的年龄极限取决于放射性母体的半衰期、含量以及分析测试的技术水平，上限通常是半衰期的 10 倍，下限主要受实验条件控制。