各种计时方法的概括

以上各节介绍了根据放射性衰变原理来进行计时的几种主要方法，上述各种方法在地质年代学中应用广泛，现对计时方法作一扼要概括。

尽管放射性计时的基本方程如式（6.9）所示，但在如何确定母体和放射成因子体的具体方法上因方法、对象而别，概括起来有：

直接测定母体 P 和 P0。放射性碳属于这一类。应用 238U，235U，232Th衰变的中间子体来计时的铀系不平衡年代学方 271 法原则上也是直接测定P0 和 P，只不过要复杂些。
测定母子体现代比值。K-Ar 计时属于这一类、测定母子体比很高

的样品，如晶质铀矿的 U-Pb 年龄也属这一类。

测定初始与现在的子体同位素组成与母体含量的方法。它适用于 D0在子体同位素中占有一定份量的对象，如大量的 U-Pb 计时属于这一类。但要确定岩石形成时 D0 的绝对量是非常困难的，这时为了求得年龄，必需找到一个子体元素中没有放射成因子体积累的稳定同位素，如子体元素 Pb 中的

204Pb，Sr 中的 86Sr，作为参照，同时还需找到一个不含母体元素的共成因矿

物，以求得 D0/Ds。这时年龄计算公式为：

t＝ 1 ( D / Ds ) − (D0 / Ds ) + 

（6.69）

 ( P / D ) 1

因此最常用和最可靠的计时方法就是应用等时线求算年龄。几乎各种放射性衰变体系都可应用等时线。它要求在同一岩石体系中采集一组具有不同母子体比值的岩石或矿物样品（数目要大于或等于 3）等时方程可以写为

 D   D0 



 P  λt

 D  =  D  +  D  (e

− 1)

（6.70）

 _s   _s 

 _s 

应用参考体系消去 D0 的方法。在某些年龄计算中，可以找到与待测样品具有同样初始值发展历史的参考体系。在许多情况下可以用整个地球或地幔作为参考系，整个地球可以看作是一个最好的封闭体系。如 Sm-Nd 的模式年龄计算即属这一类。H-H 模式年龄和其它 Pb，Sr 同位素模式年龄也是以整个地球作为参考系，大体上也属于消去（D0/Ds）的这一类。

上述各种方法可以根据不同的对象和年龄精度的要求选择。