铷分析方法

A. 电感耦合等离子体质谱法测定锂、铷、铯

方法提要

试样经氢氟酸、硫酸分解，赶尽硫酸。在(1+99)硝酸介质中，以¹⁰³Rh作内标，用电感耦合等离子体质谱法(ICP-MS)测定锂、铷和铯。适用于地质试样中痕量、超痕量锂、铷、铯的测定，试样中测定限(10s)为:锂、铷0.5μg/g，铯0.01μg/g。

仪器

电感耦合等离子体质谱仪。

试剂

氢氟酸。

硫酸。

硝酸。

锂、铷、铯混合标准溶液ρ(B)=20.0ng/mL由锂、铷、铯标准储备溶液(配制方法见53.3.1)混合、稀释配制，介质为(1+99)HNO₃。

铑内标储备溶液ρ(Rh)=1.00mg/mL称取0.03856g光谱纯氯铑酸铵［(NH₄)₃RhCl₆·1.5H₂O］，加入10mLHCl和少量氯化钠溶解，用(1+9)HCl稀释至刻度，摇匀。

内标元素工作溶液ρ(Rh)=20ng/mL由铑内标储备溶液稀释配制，介质(2+98)HNO₃。

分析步骤

(1)试样分解

称取试样50mg(精确至0.01mg)试样，置于铂坩埚中，用少量水润湿，加5mLHF、1mL(1+1)H₂SO₄，将铂坩埚置于200℃的电热板上蒸发至硫酸冒烟，取下冷却，用水吹洗，再蒸发至三氧化硫白烟冒尽，取下，冷却。加入2mL(1+1)HNO₃，微热数min至溶液清亮，取下，冷却，移入50mL容量瓶中，用水稀释至刻度，混匀，澄清。

(2)上机测定

仪器工作参数见表53.5。

表53.5 TJAExCell型ICP-MS工作参数

测定同位素选择:⁷Li、⁸⁵Rb、¹³³Cs。

点燃等离子体稳定15min后，进行参数最佳化，要求仪器灵敏度达到1ng/mLIn溶液的计数率大于2×10⁴s^-1;以Ce²⁺/Ce为代表的氧化物产率小于2%，以Ce²⁺/Ce为代表的双电荷离子产率小于5%。

以高纯水为空白，用ρ(B)=20.0ng/mL混合标准溶液对仪器进行校准，然后测定试样溶液。在测定的全过程中，通过三通在线引入内标溶液，以补偿因仪器漂移或试样溶液基体所引起变化。

仪器计算机根据标准溶液中各元素的已知浓度和测量信号强度建立各元素的校准曲线公式，然后根据未知试样溶液中各元素的信号强度，以及预先输入的试样称取量和制得试样溶液体积，给出各元素在原试样中的质量分数。

B. 铷-锶法基本原理

铷-锶法同位素地质年龄的测定对象十分广泛，从最古老的3.7Ga变质岩到新生代海洋中碳酸盐沉积物，从酸性岩浆岩到基性岩浆岩，从宇宙中的陨石到地球上脉石英中的流体包体以及某些硫化物矿石，都能用铷锶法测定年龄。此外，锶同位素是研究岩石与矿床成因、成岩成矿物质来源以及海水演化等一系列地球化学问题的重要示踪工具。因此在同位素地质学中，铷-锶法是一个重要的方法。

自然界铷有⁸⁷Rb和⁸⁵Rb两个同位素，其中⁸⁷Rb具天然放射性，⁸⁷Rb通过一次β^-衰变变成稳定同位素⁸⁷Sr:

岩石矿物分析第四分册资源与环境调查分析技术

根据衰变定律，在地质历史时期内Sr同位素的增长方程式是:

岩石矿物分析第四分册资源与环境调查分析技术

式中:右下角标p代表试样实测值，即现在值;i代表当岩石或矿物形成时与铷同时进入岩石或矿物中的那部分锶的初始同位素比值的符号;λ为⁸⁷Rb的衰变常数，为1.42×10^-11a^-1;t为年龄，a。

岩石矿物分析第四分册资源与环境调查分析技术

C. 岩石与单矿物铷-锶年龄测定

在计算年龄的(86.41)式中，锶同位素初始比值(⁸⁷Sr/⁸⁶Sr)_i既是未知数又不能直接测定。为了解决这个问题，测定岩石和单矿物的铷-锶年龄有模式年龄和等时线年龄两种方法。模式年龄法是给试样假设一个初始比值，这个方法仅适用于一些年代较老、富铷贫锶的单矿物，如天河石、铯榴石、锂云母等，以及一些特殊情况。获得等时线年龄需要测定一组试样(5～6个以上)，该组试样要求具有相同形成年龄和相同的锶同位素初始比，并且自岩石(或矿物)形成以来其Rb-Sr体系一直保持封闭状态。在满足这3个条件情况下，(86.40)式是一个直线方程，在⁸⁷Sr/⁸⁶Sr-⁸⁷Rb/⁸⁶Sr直角坐标图上该组试样将能联成一条直线，该直线称作Rb-Sr等时线，它在Y轴上的截距给出锶同位素的初始比值(⁸⁷Sr/⁸⁶Sr)_i，它的斜率是b:

岩石矿物分析第四分册资源与环境调查分析技术

另外根据直线最佳拟合需要，构成一条等时线的试样点要求有合理的分布，即试样之间Rb/Sr比值应该有一定程度变化。一般来说，低Rb/Sr比试样比较容易获得，关键在挑选高Rb/Sr比试样，下面的公式可以帮助选择:

岩石矿物分析第四分册资源与环境调查分析技术

该公式依据当前Sr同位素的测定精度而定，Δ(Rb/Sr)表示试样间Rb/Sr比的最大差值，年龄t单位:Ma。

方法提要

按照等时线要求选择一组岩石或单矿物试样，氢氟酸+高氯酸溶样，在阳离子树脂交换柱上用不同浓度盐酸色层分离铷和锶，在热电离质谱计(TIMS)上用同位素稀释法测定铷、锶含量，得到⁸⁷Rb/⁸⁶Sr比值，同时计算出试样的⁸⁷Sr/⁸⁶Sr比值，最小二乘拟合计算等时线年龄，同时给出锶同位素初始比值，或仅计算单个试样模式年龄。除同位素比值测定精度等共性要求外，选择适应试样以及在稀释法测定中满足最佳稀释度要求是测定结果成败的关键。

本方法对测定精度要求:⁸⁷Rb/⁸⁶Sr比值相对误差1%～2%，⁸⁷Sr/⁸⁶Sr比值相对误差小于1×10^-4，等时线年龄在100～1000Ma内，95%置信度，相对误差2%～5%。

仪器、设备与器皿

热电离质谱计MAT260、MAT261、MAT262、VG354、TRITON等相当类型。

点焊机质谱计的配套设备。

质谱计灯丝预热装置，质谱计的配套设备。

聚四氟乙烯烧杯10mL与30mL。

氟塑料(F₄₆)试剂瓶500mL、1000mL与2000mL。

聚乙烯塑料洗瓶500～1000mL。

氟塑料(F₄₆)滴瓶30mL。

氟塑料(F₄₆)对口双瓶亚沸蒸馏器500mL。

石英试剂瓶2000mL。

石英亚沸蒸馏器。

石英减压亚沸蒸馏器。

石英交换柱内径6mm，高300mm，上部接内径20mm高110mm敞口容器，尾端内嵌石英筛板，要求上面的树脂不泄漏，溶液滴速适当，树脂床直径6mm，高100mm，13或16支为一组。

氟塑料(PFA)密封溶样器15mL。

铂皿30mL，平底。

石英滴管。

石英量筒(杯)10mL、50mL。

硬脂玻璃量筒1000mL。

三角玻璃瓶250mL。

玻璃烧杯3000mL。

水纯化系统。

分析天平感量0.00001mg。

电热板(温度可控)。

超声波清洗器。

不锈钢恒温烘箱<300℃。

高速离心机。

聚乙烯或石英离心管。

微量取样器10μL与50μL。

器皿清洗

所有使用的氟塑料与石英器皿，用(1+1)优级纯盐酸和优级纯硝酸先后在电炉上于亚沸状态下各煮1h，去离子水冲洗后又用去离子水煮沸1h，再用超纯水逐只冲洗，超净工作柜中电热板上烤干。第一次使用的新器皿在用酸煮沸前，需先用洗涤剂擦洗。铂皿清洗设专用烧杯、专用(1+1)优级纯盐酸煮沸。

试剂与材料

去离子水 二次蒸馏水再经Milli-Q水纯化系统纯化。

超纯水 去离子水经石英蒸馏器蒸馏。

超纯盐酸 用优级纯(1+1)盐酸经石英蒸馏器亚沸蒸馏，实际浓度用氢氧化钠标准溶液标定，根据要求用超纯水配制为所需浓度。

超纯硝酸 用优级纯(1+1)硝酸经石英蒸馏器亚沸蒸馏。实际浓度用氢氧化钠标准溶液标定，根据要求用超纯水配制为所需浓度。

超纯氢氟酸 用优级纯氢氟酸经对口氟塑料(F₄₆)双瓶亚沸蒸馏器制备。

超纯高氯酸 用优级纯高氯酸经石英蒸馏器减压亚沸蒸馏制备。

氢氧化钠标准溶液c(NaOH)≈0.3mol/L用分析纯固体氢氧化钠+去离子水配制，邻苯二甲酸氢钾标定;

丙酮 优级纯。

无水乙醇 分析纯。⁸⁴Sr稀释剂 富集⁸⁴Sr同位素的固体硝酸锶［Sr(NO₃)₂］。⁸⁷Rb或⁸⁵Rb稀释剂 富集⁸⁷Rb或⁸⁵Rb同位素的固体氯化铷(RbCl)。⁸⁴Sr+⁸⁷Rb(或⁸⁵Rb)混合稀释剂溶液 溶液配制与浓度标定见附录86.2A。

固体硝酸锶［Sr(NO₃)₂］光谱纯，基准物质，保存在干燥器中。

固体氯化铷(RbCl)光谱纯，基准物质，保存在干燥器中。

NBS987碳酸锶(SrCO₃) 国际同位素标准物质。

NBS607(或NBS70a)钾长石 国际标准物质。

GBW04411钾长石国家一级标准物质。

实验室专用薄膜(Parafilm)。

强酸性阳离子交换树脂 Bio RadAG50×8或Dowex50×8，或其他性能相似的或更好的树脂，200～400目。

阳离子树脂交换柱准备将约200g首次使用的200～400目AG50×8或Dowex50×8阳离子树脂置于石英烧杯中，用无水乙醇浸泡24h，倾出乙醇用去离子水漂洗，再用(1+1)优级纯盐酸浸泡24h，倾出盐酸后又用去离子水漂洗。最后转入已备好的石英柱中，使树脂床直径6mm，高100mm。待水淋干依次加30mL(1+1)优级纯盐酸和15mL超纯水淋洗，最后用10mL1.0mol/L超纯HCl平衡，待用。以后继续使用，同样用30mL(1+1)优级纯盐酸回洗，15mL超纯水淋洗，10mL1.0mol/L超纯HCl平衡。

铼带规格18mm×0.03mm×0.8mm。

试样准备

从同一火成岩岩体或同一火山岩层位中采集一组新鲜未蚀变的岩石试样，手标本大小，除去表层风化面或其他污染，粉碎至200目，按规则缩分至10g左右。采用一般化学分析方法(如原子吸收光谱)粗测Rb、Sr含量，根据(86.44)式或经验，从中挑选出5～6个Rb/Sr比值变化大的试样，待测年龄。

试样分解

称取30～50mg(精确至0.1mg)岩石或单矿物粉末试样，置于PFA氟塑料密封溶样器或铂皿中，按最佳稀释度要求加入⁸⁴Sr+⁸⁷Rb(或⁸⁵Rb)混合稀释剂(精确至0.1mg)，轻微摇晃令结成块的试样充分散开，加3mL超纯氢氟酸和几滴超纯高氯酸，在电热板上缓慢升温溶解(控制温度在120℃左右)。待试样完全分解后，蒸干，用少量6mol/L超纯盐酸冲洗器壁后再蒸干，温度升至180℃赶氟和多余高氯酸。用1mL1.0mol/LHCl溶解干涸物，将溶液倒入交换柱中。若发现试样溶液浑浊或存在明显残渣，表明试样分解不完全，则需要增加离心分离步骤。如果试样含铁量很高，也需要将试样溶液转入铂皿中放在电炉上于500℃下灼烧数分钟，冷却后用水溶解，离心分离提取清液上柱。

Rb-Sr分离:

试样溶液上柱后用1mL1.0mol/L超纯HCl清洗溶样器(或铂皿)器壁同样转入交换柱中，待溶液流干，加14mL1.0mol/L超纯HCl淋洗Li、Na、K、Fe等杂质元素，淋洗液弃去。加6mL1.0mol/L超纯HCl解析Rb，收集于10mL聚四氟乙烯烧杯中。然后用6mL2.5mol/L超纯HCl淋洗Mg、Ca、Al、Fe等，淋洗液弃去，继续用6mL2.5mol/L超纯HCl解析Sr，收集于10mL聚四氟乙烯烧杯中，蒸干。

用1mL1.0mol/LHCl将已蒸干的Rb、Sr分样重新溶解，分别倒入经过再生和用1mL1.0mol/LHCl平衡处理后的阳离子树脂柱中，按上述程序将Rb与Sr进一步纯化。蒸干解析液薄膜封盖，待质谱分析。

Rb、Sr同位素分析:

1)装样。Rb、Sr同位素分析采用双带源热电离质谱计，下面的操作以MAT261为例，其他型号质谱计类同。

灯丝铼带预处理将铼带用无水乙醇清洗，点焊机将铼带点焊在灯丝支架上，将已点好铼带的支架依次插在离子源转盘上，整体放进灯丝预热装置中，待真空抽至n×10^-5Pa后，按预设程序给铼带通电，在4～6A电流强度1800℃温度下，每组带预烧15min，以除去铼带上杂质。

将离子源转盘上已烧好的铼带初步整形，依次取下电离带。一滴超纯水将纯化后的试样溶解，用微量取样器将溶液点滴在蒸发带中央，给蒸发带通电流，强度1A左右，使试样缓慢蒸干，以后逐步加大电流至带上白烟散尽，进一步升温至铼带显暗红后迅速将电流调至零，转到加下一个样。当试样全部装好后按原位置插上电离带，进一步给铼带整形，要求蒸法带与电离带两者彼此平行靠近，但又绝不能连到一起，两带间距离以0.7mm为宜。装上屏蔽罩，送入质谱计离子源中，抽真空。

2)Rb、Sr同位素测定。测定对象为金属离子流Sr⁺和Rb⁺。当离子源真空达到5×10^-6Pa时打开分析室隔离阀，分别给电离带与蒸发带灯丝通电流缓慢升温，注意在加大电流过程中试样排气和真空下降情况，避免真空下降过快。在真空达到2×10^-6Pa，电离带电流达到2A以上，蒸发带电流在1.5A左右，灯丝温度达到1000～1200℃时，将测量系统处于手动状态，在质量数88～84范围内寻找锶离子流，小心调节蒸发带电流使锶离子流达到足够强度(10^-13～10^-11A)并保持稳定。根据质谱计型号不同，分析采用多接收极同时接收或单接收极峰跳扫描依次接收锶同位素离子流。启动自动测量程序，系统采集锶同位素比值⁸⁴Sr/⁸⁶Sr、⁸⁷Sr/⁸⁶Sr、⁸⁸Sr/⁸⁶Sr数据，并以⁸⁵Rb/⁸⁶Sr比值监测铷的分离情况，当该比值大于10^-4时，说明⁸⁷Rb对⁸⁷Sr/⁸⁶Sr比值存在明显干扰，此时应适当降低带温度，在较低温度下停留一个时间，令电离温度稍低的铷蒸发殆尽，然后再升高温度继续测量锶同位素比值。每个试样采集4～6组(block)数据，每组数据由8～10次扫描组成，分别计算在加有稀释剂的试样中锶同位素的平均值和标准偏差。

铷的同位素分析与锶类似，但采集⁸⁵Rb/⁸⁷Rb数据时的温度较低，在1000℃左右(电离带电流1.5A以上，蒸发带电流越低越好。

3)Sr同位素比值直接测定。年轻海相碳酸盐的年龄测定仅需测定锶同位素比值，其他年轻岩浆岩在仅用于地球化学研究时也只需测定锶同位素比值，不需要测定铷、锶浓度。此种情况下，粗略称取相同量级的试样，不加稀释剂，采用相同化学分离程序分离和纯化锶，同样方法进行同位素分析，经质量分馏效应校正后直接得出试样的⁸⁷Sr/⁸⁶Sr比值。

D. 为什么光谱学分析方法的检出限很低而误差却比较大

根据物质的光谱来鉴别物质及确定它的化学组成和相对含量的方法叫光谱分析．其优点是灵敏，迅速．历史上曾通过光谱分析发现了许多新元素，如铷，铯，氦等．根据分析原理光谱分析可分为发射光谱分析与吸收光谱分析二种；根据被测成分的形态可分为原子光谱分析与分子光谱分析。光谱分析的被测成分是原子的称为原子光谱,被测成分是分子的则称为分子光谱。

由于每种原子都有自己的特征谱线，因此可以根据光谱来鉴别物质和确定它的化学组成．这种方法叫做光谱分析．做光谱分析时，可以利用发射光谱，也可以利用吸收光谱．这种方法的优点是非常灵敏而且迅速．某种元素在物质中的含量达10^-10(10的负10次方)克，就可以从光谱中发现它的特征谱线，因而能够把它检查出来．光谱分析在科学技术中有广泛的应用．例如，在检查半导体材料硅和锗是不是达到了高纯度的要求时，就要用到光谱分析．在历史上，光谱分析还帮助人们发现了许多新元素．例如，铷和铯就是从光谱中看到了以前所不知道的特征谱线而被发现的．光谱分析对于研究天体的化学组成也很有用．十九世纪初，在研究太阳光谱时，发现它的连续光谱中有许多暗线。最初不知道这些暗线是怎样形成的，后来人们了解了吸收光谱的成因，才知道这是太阳内部发出的强光经过温度比较低的太阳大气层时产生的吸收光谱．仔细分析这些暗线，把它跟各种原子的特征谱线对照，人们就知道了太阳大气层中含有氢、氦、氮、碳、氧、铁、镁、硅、钙、钠等几十种元素。

E. 人类最开始是怎么样发现铷元素的

他试着把各种物质放到这种灯的高温火焰里，看看它们在火焰里究竟有什么变化。
变化果真是有的！火焰本来几乎是无色的，可是当含钠的物质放进去时，火焰却变成了黄色；含钾的物质放进去时，火焰又变成了紫色……连续多次的实验使本生相信，他已经找到了一种新的化学分析的方法。这种方法不需要复杂的试验设备，不需要试管、量杯和试剂，而只要根据物质在高温无色火焰中发出的彩色信号，就能知道这种物质里含有什么样的化学成分。
但是，进一步的试验却使本生感到烦恼了，因为有些物质的火焰几乎亮着同样颜色的光辉，单凭肉眼根本没法把它们分辨清楚。
这时，住在同一城市里的研究物理学的基尔霍夫(Gustav
Robert
Kirchhopp)决心帮本生的忙。他想既然太阳光通过三棱镜能够分解成为由七种颜色组成的光谱，那为什么不可以用这个简单的玻璃块来分辨一下高温火焰里那些物质所发出的彩色信号呢？
基尔霍夫把自己的想法告诉了本生，并把自己研制的一种仪器——分光镜交给了他。
他们把各种物质放到火焰上去，叫物质变成炽热的蒸气，由这蒸气发出来的光，通过分光镜之后，果然分解成为由一些分散的彩色线条组成的光谱——线光谱。蒸气成份里有什么元素，线光谱中就会出现这种元素所特有的跟别的元素不同的色线：钾蒸气的光谱里有两条红线，一条紫线；钠蒸气有两条挨得很近的黄线；锂的光谱是由一条亮的红线和一条较暗的橙线组成的；铜蒸气有好几条光谱线，其中最亮的是两条黄线和一条橙线，等等。
这样就给人们找到了一种可靠的探索和分析物质成份的方法——光谱分析法。光谱分析法的灵敏度很高，能够“察觉”出几百万分之一克甚至几十亿分之一克的不管哪一种元素。
分光镜扩大了人们的视野。你把分光镜放在光线的过道上，谱线将毫无差错地告诉你发出这种光线的物质的化学元素的成分是什么。
本生拿着分光镜研究过很多物质。在1861年，他在一种矿泉水里和锂云母矿石中，发现了一种产生红色光谱线的未知元素。这个新发现的元素就用它的光谱线的颜色铷来命名（在拉丁语里，铷的含意是深红色）。
铷的发现，是用光谱分析法研究分析物质元素成分取得的第一个胜利。

F. 怎样使用光谱分析的方法检验皇冠

根据物质的光谱来鉴别物质及确定它的化学组成和相对含量的方法叫光谱分析．其优点是灵敏，迅速．历史上曾通过光谱分析发现了许多新元素，如铷，铯，氦等．

分析原理是将光源辐射出的待测元素的特征光谱通过样品的蒸汽中待测元素的基态原子所吸收，由发射光谱被减弱的程度，进而求得样品中待测元素的含量，它符合郎珀-比尔定律
A= -lg I/I o= -lgT = KCL

式中I为透射光强度，I0为发射光强度，T为透射比，L为光通过原子化器光程由于L是不变值所以A=KC。

物理原理为：

任何元素的原子都是由原子核和绕核运动的电子组成的，原子核外电子按其能量的高低分层分布而形成不同的能级，因此，一个原子核可以具有多种能级状态。

能量最低的能级状态称为基态能级（E0=0），其余能级称为激发态能级，而能最低的激发态则称为第一激发态。正常情况下，原子处于基态，核外电子在各自能量最低的轨道上运动。

如果将一定外界能量如光能提供给该基态原子，当外界光能量E恰好等于该基态原子中基态和某一较高能级之间的能级差E时，该原子将吸收这一特征波长的光，外层电子由基态跃迁到相应的激发态，而产生原子吸收光谱。

电子跃迁到较高能级以后处于激发态，但激发态电子是不稳定的，大约经过10-8秒以后，激发态电子将返回基态或其它较低能级，并将电子跃迁时所吸收的能量以光的形式释放出去，这个过程称原子发射光谱。可见原子吸收光谱过程吸收辐射能量，而原子发射光谱过程则释放辐射能量。

G. 综合分析方法

综合分析方法是以遥感填图方法为主，同时结合地球物理、岩石同位素资料进行综合分析，建立划分填图单元的一种方法。其应用的目的在于使填图单元建立划分的更加准确，地质信息提取的更加丰富，并从不同角度解决填图问题。

（一）遥感填图方法

影像单元法、影像岩石单元和单元-剖面法是贯穿遥感填图全过程的方法技术。运用这些方法是从遥感技术角度解决1∶25 万填图的技术问题，使填图成果精度符合相应的技术规范要求。其解决填图问题的实质是通过研究、分析不同性质地质体的宏观影像分区及微观影像变化规律，进行地质体性质判定和填图单位种类划分及构造信息的提取与类型划分。它们所能够解决的地质问题或地质现象均属于地球表面的直接显示出的信息，即表层信息提取。但对于大量的隐伏地质信息的提取，受其方法技术自身限制难以全面实现，如隐伏断裂和隐伏岩体及花岗岩类侵入体的时代等等。因此，结合其他技术方法的应用，从不同角度，取长补短，丰富地质填图成果，使其更加符合地质作用规律。

（二）地球物理技术方法

该方法是遥感地质填图综合分析研究的首选技术方法。主要通过地球物理资料如航磁、重力处理数据的分析、解释，并根据地质体的磁性特征、密度特征变化规律，着重解决隐伏断裂、隐伏岩体和火山机构的圈定。解决遥感技术和物探技术在1∶25万遥感地质填图应用中解释地质问题的层次和深度。现以内蒙古得尔布干覆盖地区和新疆阿尔金裸露地区为例加以叙述。

1.内蒙古得尔布干地区重磁场特征分析

1）岩石磁性特征分析

通过2000年6～9月，对阿龙山地区进行的岩石磁性测量工作，其中实地测量了岩石露头27处，获得磁化率数据327个；测量岩石标本712块，获得磁化率数据2872个。区内岩石（地层）的磁性特征如下。

（1）变质岩类磁性特征

区内出露的元古宇变质岩岩性为花岗岩片麻岩、黑云斜长变粒岩、片岩及千枚岩、大理岩等。磁测定结果反映出元古宇地层的磁性普遍很弱，磁化率值变化范围在（0～380）×10^-5SI，平均值仅为60×10^-5SI。

（2）盖层磁性特征

阿龙山地区的盖层主要为一套中生界火山岩地层，该套地层的磁性特征如下。

火山碎屑岩类一般为弱磁性或具有中等磁性。其中凝灰砂岩、层凝灰岩及含角砾凝灰岩的磁性普遍很弱，磁化率的平均值多在（30～65）×10^-5SI之间变化；熔结凝灰岩和英安质、粗安质及安山质凝灰岩的磁性多具有中等磁性，磁化率变化范围在（11～1661）×10^-5SI之间，最大可达到3890×10^-5SI，平均磁化率值为570×10^-5SI。

中性—基性火山熔岩一般具有很强的磁性，其中粗安岩的磁化率在（15～3390）×10^-5SI之间，平均值为886×10^-5SI；英安岩的磁化率变化范围在（0～4000）×10^-5SI之间，平均值在（590～3000）×10^-5SI之间；安山岩的磁化率值范围在（1228～3360）×10^-5SI之间，平均值为3012×10^-5SI；玄武岩磁化率变化范围在（394～10000）×10^-5SI之间，磁化率均值为2281×10^-5SI。

（3）侵入岩磁性特征

区内花岗岩类的磁性差异较大，其中花岗岩的磁性可分为无磁性花岗岩、弱磁性花岗岩及中等磁性花岗岩。无磁性花岗岩磁化率平均值为40×10^-5SI；弱磁性花岗岩平均磁化率为230×10^-5SI；中等磁性花岗岩的磁化率变化在（11～1177）×10^-5SI之间，磁化率均值为695×10^-5SI。花岗斑岩类一般具有中等磁性，磁化率变化范围一般在（19～1311）×10^-5SI之间，磁化率均值为545×10^-5SI。二长花岗岩和钾长花岗岩的磁化率在（13～3000）×10^-5SI之间，磁化率均值为630×10^-5SI。因此，除了无磁性的花岗岩外，其他类型的花岗岩类引起的磁异常较难区分。

区内闪长岩类的磁性一般比花岗岩类强度大，其中花岗闪长岩、石英闪长岩的磁化率值范围在（126～3500）×10^-5SI之间，平均值为950×10^-5SI；闪长玢岩的平均磁化率达1286×10^-5SI；闪长岩的磁化率值范围在（614～6300）×10^-5SI之间，磁化率平均值可达1900×10^-5SI。

2）岩石密度特征分析

阿龙山地区岩石及地层密度变化具有以下特征：

（1）随着地层的时代由新至老岩石的密度值逐渐增大；

（2）中生界侏罗系火山熔岩地层的岩石密度值比正常碎屑岩类的岩石密度值大；

（3）下古生界与元古宇的岩石密度值基本相同，中性、酸性侵入岩体的岩石密度则介于侏罗系火山熔岩地层与前中生界（包括下古生界和元古宇）之间，其密度差值约在±0.15 g/cm³左右。因此，该地区区域性密度界面是前中生界和中、酸性侵入岩构成的岩石界面，该区域性密度界面与上覆盖层之间存在着0.2～0.7 g/cm³密度差；侏罗系火山熔岩与正常碎屑岩是区内的局部密度界面。其间存在0.5 g/cm³密度差（表2-4）。

表2-4 阿龙山及周边地区岩石密度统计表

3）重磁场特征及解释

阿龙山地区的航磁资料测量比例尺大，飞行高度低，测量精度高，编绘出的ΔT磁场图件包含的各类地质信息非常丰富。

根据已知地质资料与岩石物性资料对比分析结果，得出如下结论：

（1）阿龙山地区海西期花岗岩与下古生界和元古宇构成了该地区重要的区性岩石磁性界面及岩石密度界面。中元古界和下古生界磁性很弱，仅海西期花岗斑岩和二长花岗岩及花岗闪长岩、闪长岩具有中等与较强的磁性。

（2）阿龙山地区区域背景磁场的特征及分布，主要反映区域磁性界面强弱变化与分布特点，降低的负磁场区为下古生界、元古宇及弱磁性的海西期花岗岩分布区；升高的正背景磁异常区则为具磁性的海西期中、酸性侵入岩分布区。

（3）航磁局部磁异常一般是花岗闪长岩、闪长岩和中、基性火山熔岩及浅成次火山岩，如安山玢岩、闪长玢岩、英安岩等引起。其中花岗闪长岩和闪长岩等引起的局部磁异常形态清晰并且强度较大，比较容易辨认。

（4）由于火山岩（主要是熔结凝灰岩和中、基性火山熔岩）和浅成次火山岩很不均匀，它们所引起的磁异常在形态和强度变化方面都较大，其分布特点一般呈带状、环状及片状分布。

（5）不同时代岩石、地层的密度变化具有十分明显的规律性，构成该地区区域性密度界面的元古宇、下古生界及海西期侵入岩体与中生界地层之间存在着0.2～0.7 g/cm³密度差。因此，阿龙山地区布格重力图中局部重力异常场的高、低变化应是主密度界面起伏变化或侏罗纪中、基性火山岩的客观反映。

4）磁场特征及分区

阿龙山地区的磁场特征及变化十分复杂，为了便于对磁场和磁异常的分类及研究，依据该地区的区域背景磁场及磁异常的性质、形态、强度及梯度变化，以及它们之间的组合分布特点等，划分为三类：

（1）独立正磁异常及编号

HA-Ⅰ：该类磁异常的形态呈等轴状或似等轴状，有些异常具有一定的延伸及走向。异常形态规整，强度一般大于500 nT，面积一般大于2.0 km²。

HA-Ⅱ：该类磁异常的形态特征与前述磁异常相同，但磁异常的强度比前者弱，异常的强度一般在200～500 nT之间。

推断上述磁异常主要是由具磁性的中、酸性侵入岩体引起，对岩体范围的圈定起参考作用。

（2）正背景磁场的分区及编号

a.HB类磁场区特征及编号

该类磁异常的明显特点是强度较大，一般在200～500 nT之间。依据磁异常的形态特征、发育程度及组合分布特点，划分出3个磁场小区：

HB-Ⅰ：小区内磁异常发育，磁异常的形态以似二度异常为主，即单个磁异常具有明显的延伸及走向，并且没有明显的负值伴生。

HB-Ⅱ：小区内磁异常的形态及强度特征与前述小区相类似，主要差别仅仅是局部磁异常的发育程度比前者差一些。

HB-Ⅲ：小区内磁异常的形态与强度变化比较复杂，既存在着等轴状及似等轴状异常，同时也发育有二度及似二度异常，并且局部磁异常存在着明显的伴生负值。

b.HC类磁场区特征及编号

该类磁场小区内磁异常形态特征与HB类小区基本相同，它们之间的显着差异主要反映在磁异常的强度方面，该类磁场小区内的磁异常强度变化在100～250 nT之间。

HC-Ⅰ：区内磁异常形态以二度和似二度异常为主，异常发育，强度在 100～250 nT之间。

HC-Ⅱ：小区内磁异常形态多以等轴状和似等轴状异常为主，并存在着明显的伴生负值，异常强度一般在100～250 nT之间。

HC-Ⅲ：小区内局部异常较发育，但磁异常的强度比 HC-Ⅱ磁场小区磁异常弱，磁异常强度变化在50～100 nT之间。

HC-Ⅳ：小区内局部磁异常不发育，区内正磁场变化平缓单调，强度在50～100 nT左右。

该类磁场小区主要反映的是中、基性火山熔岩及次火山岩类的变化与分布特点，可对填图单位组、段划分对比起到参考作用。

（3）负背景磁场分区及编号

a.LA类磁场小区特征及编号

该类磁场小区内局部磁异常发育程度及变化较大，负背景磁场变化平缓，磁场值在-50～-150 nT之间。

LA-Ⅰ：小区内的局部磁异常不发育，负背景磁变化平缓、单调，磁场强度在 0～-100 nT之间。

LA-Ⅱ：小区的负背景磁场强度变化在 0～-100 nT之间，局部磁异常较前磁场小区发育，但局部异常强度较弱，异常幅值变化在50～100 nT之间。

LA-Ⅲ：小区内背景磁场变化在-50～-150 nT之间，局部异常发育，异常的幅值变化一般在50～200 nT之间。

LA-Ⅳ：小区内背景磁场强度变化在-100～-150 nT之间，局部磁异常发育且强度较大，异常幅值变化一般在200～500 nT之间。

b.LB类磁场小区特征及编号

与LA类磁场小区相比较，LB类磁场小区的主要特点是背景磁场强度明显偏弱，背景磁场强度值一般在-200 nT以上。结合该类磁场区内局部异常发育程度及特征，可分为如下次级小区。

LB-Ⅰ：小区内的背景磁场强度在-200～-250 nT之间，其变化特征平缓、单调，区内局部异常不发育。

LB-Ⅱ：小区内背景磁场强度可达-300 nT以上，局部磁异常较发育，异常幅值变化在50～150 nT之间变化。

LB-Ⅲ：小区内背景磁场强度变化在-150～-250 nT之间。局部磁异常发育，其幅值变化在100～250 nT之间，并存在着明显的伴生负值。

该类磁场小区主要反映的是火山碎屑岩类夹沉积岩分布特点。其中小区内不同强度的局部异常则反映了次火山岩的存在及发育状况，可为填图单位、岩石大类划分提供参考作用。

5）断裂构造及重、磁异常特征

断裂构造在重、磁场图中反映出的标志特征十分明显，它们反映出的重、磁场标志特征主要有：不同性质重、磁场区及不同特征重、磁异常区之分界线；重、磁场线性梯度带；线性重、磁异常带或串珠状线性重、磁异常带；串珠状线性重、磁异常带和重、磁异常带之错动或扭动线等。

6）侏罗系地层厚度及分布特征

通过前面岩石、矿物的磁性特征分析可知，阿龙山地区的前中生界是该地区的区域性岩石密度界面，它与上覆侏罗系之间存在着0.2～0.7 g/cm³的密度差。因此，局部重力场的变化主要反映了区域性密度界面起伏及侏罗系地厚的厚度变化等信息，局部重力高一般是基岩隆起或凸起的反映，局部重力低则反映出基岩凹陷的分布特点。据此，通过对重力局部异常进行深度计算并结合已知地质资料，编制出阿龙山地区侏罗系地层厚度分布图。由于使用的重力资料比例尺小、精度低，深度计算误差可能在±20.0%左右。

阿龙山地区侏罗系的厚度变化及分布特点反映基岩起伏变化呈现出凹隆相间分布的构造格局，其宏观走向呈北东向展布。即阿南-阿北林场凹陷，秀山-汗马基站隆起，乌力依特林场-防火站凹陷。阿南-阿北林场凹陷的沉积中心位于阿北林场附近，侏罗系地层厚度可达1.5 km，向南有逐渐减薄的趋势；乌力依特林场-防火站凹陷存在着两个沉积中心，即乌力依特林场沉积中心和防火站沉积中心，沉积中心内侏罗系地层的厚度可达2.0 km，在两沉积中心之间被一个次级基岩凸起隔开。此外，在约安里林场和源江林场等处，还分别存在着两个侏罗系地层厚度达2.0 km和1.5 km的沉积中心。

7）火山机构群及分布特征

阿龙山地区侏罗系火山岩地层分布广、厚度大，说明该地区在中生代时期曾发生过强烈的岩浆喷溢活动，火山机构广泛发育。我们知道，在岩浆喷溢过程中靠近火山口处不但堆积了巨厚的火山熔岩，而且也是次火山岩比较集中发育的地段，这就为利用航磁圈定火山机构提供了可靠的地质前提条件。岩石磁性测定结果证明，阿龙山地区的火山熔岩和次火山岩一般都具有较强的磁性，具备了利用航磁圈定火山机构的地球物理前提条件。航磁资料结合已知地质资料分析对比结果表明，火山机构在磁场上具有明显的磁异常反映，一般中心喷发式的火山机构引起的磁异常形态呈等轴状或似等轴状，既有正磁异常也有（因近体磁化原因引起的）负磁异常；裂隙溢出式的火山机构引起的磁异常形态多呈二度磁异常及磁异常带。磁异常的强度及大小主要与火山熔岩及次火山岩的磁性强弱及规模大小有关，一般中、基性火山熔岩及安山玢岩、辉长、辉绿玢岩、闪长玢岩等引起的磁异常强度较大，中、酸性火山熔岩及英安岩引起的磁异常相对较弱。上述与火山机构有关的磁异常在阿龙山地区一般呈带状或片状群出现，为我们研究分析该地区火山机构群类型及分布提供了重要依据。

依据火山机构群表现出的磁场特征在阿龙山工区共圈定出火山机构群22处。区内火山机构群的规模大小及分布具有以下特点：以内蒙古得尔布干断裂为界其北侧的火山机构群规模一般较小，并且具有明显的延伸及走向，反映出火山机构明显地受断裂所控制。另外，各火山机构群内单个火山机构反映出的磁异常形态主要是以等轴状或似等轴状异常为主，说明得尔布干断裂西北侧的火山活动主要是以中心喷发式为主。分布在得尔布干断裂东南侧的火山机构群规模一般较大，其形态多为片状，各火山机构群内单个火山机构的磁异常形态变化比较复杂，既存在着等轴状及似等轴状磁异常，也存在着具有一定延伸和走向的二度磁异常及磁异常带，反映出得尔布干断裂东南侧火山活动形式既存在着中心喷发式，同时也存在着裂隙溢出式的岩浆活动，而且次火山岩比较发育。说明在得尔布干断裂东南侧火山机构非常发育，岩浆的喷、溢活动强烈。

重力资料反映，区内的火山机构群主要分布在重力高异常（或异常带）与重力低异常（或异常带）的转换部位，上述部位恰是基底断裂所通过的位置。

2.新疆阿尔金地区磁场特征分析

由于阿尔金山地区只有1∶50 万航磁资料，受其精度所限，对该地区的研究，设想从区域性航磁磁场分区、区域磁场和局部异常分析三个方面入手，解决沉积岩地层，沉积-火成岩地层、变质岩地层、花岗岩类侵入体的空间分布与宏观影像岩石单元间的关系；解决构造轮廓及区域构造格架，以及隐伏岩体与单元的关系。具体分析内容及方法如下：

1）岩石磁性特征

区内基性、超基性侵入体具有很强的磁性，因此该类侵入体一般可以引起较强的磁异常。经过与已知地质资料分析对比，阿尔金山地区不同时代的基性或超基性岩体均有明显的磁异常反映。如出露在研究区内的石棉矿（东经88°30′、北纬38°20′）超基性岩体、辉长岩体（东经87°10′、北纬38°05′；东经88°25′、北纬38°10′）都存在着明显的局部磁异常与之对应。受基性、超基性岩体规模的限制，该类岩体所引起的磁异常规模及强度变化较大，其形态一般呈等轴状或似轴状，强度一般在150～200 nT，最大可达500 nT以上（茫崖镇岩体）。

中、酸性侵入体引起的磁异常一般呈等轴状或似等轴状，异常的规模一般比基性、超基性岩体引起的磁异常规模大，强度一般在100～200 nT。

由火山岩引起的磁异常形态一般具有二度异常及线状异常带特征，说明区内火山分布受断裂控制。

2）磁场分区及地质解析

依据瓦石峡幅航磁ΔT磁场图中区域磁场表现出的（正、负）外貌特征及强度、梯度变化，以及次级叠加磁异常的形态特征与发育程度，将该区划分为如下4个次级磁场小区。

Ⅰ宽缓变化负磁场区；

Ⅱ宽缓变化正、负磁场区；

Ⅲ叠加局部磁异常的负磁场区；

Ⅳ条带状正、负变化磁场区。

岩石磁性资料结合地质资料分析结果表明，阿尔金山地区存在着两个十分明显的磁性界面。其中区内的太古宇—元古宇变质基底构成了该地区的区域性磁性界面，该磁性界面所引起的区域背景磁场具有较好的稳定性和连续性。区内另外一个磁性界面则是由不同时期的岩浆侵入体或火山岩等所构成的局部磁性界面，由于该磁性界面的稳定性与连续性都很差，因此它们所引起的磁（场）异常一般表现出很大的差异与离散性。上述局部磁性界面所产生的形态各异和强度多变的磁异常叠加分布在区域背景磁场中，这样就使得磁场的形态及外貌特征变得复杂起来。

阿尔金山地区太古宙中的强磁性变质岩主要是由正变质岩构成，其原岩主要为中、基性的岩浆岩类；太古宙副变质岩一般具有弱磁性或不具磁性。阿尔金山地区元古宇地层中也分布有具有磁性的变质岩系，但其磁性强度要比太古宇中的强磁性变质岩弱很多，说明以上两类变质岩在原岩性质及物质成分上存在着较大差别，推断具有中等磁性的元古宇变质岩类其原岩多为中、酸性岩浆岩，或者是在变质过程中混入了中、酸性岩浆岩成分。因此，阿尔金山（瓦石峡地区区域背景磁场特征及分布主要是揭示出了该地区结晶基底的岩性，即基底岩相变化。升高的正磁场和强度很大的正背景磁异常分布区反映为强磁性正变质岩分布区；降低的负磁场区则为副变质岩（Ⅰ：宽缓变化负磁场区，Ⅲ：叠加局部磁异常的负磁场区）分布区；在降低的负磁场中所显示出的升高磁场区（Ⅳ：条带状正、负变化磁场区）为中等磁性变质岩分布区。叠加在区域背景磁场中的局部磁异常或磁异常带主要是不同时期的岩浆侵入体和火山岩的反映，它们的分布特点及发育程度揭示出了瓦石峡地区在断裂及岩浆活动方面存在的差异。例如在Ⅰ、Ⅱ号磁场小区内的局部磁异常很不发育，说明瓦石峡幅西北部的岩浆活动特别是海西运动以来的岩浆活动对该地区的影响甚微；在Ⅲ磁场小区可以看到局部异常较发育，局部异常的形态一般为等轴状或似等轴状，磁异常的强度一般也比较弱。推断该磁场小区内的局部异常主要为中、酸性侵入体引起，反映出Ⅲ号磁场小区的岩浆活动方式是以侵入活动为主；Ⅳ号磁场小区内的局部异常非常发育，并且异常的强度及形态变化也表现得十分复杂，揭示出该小区的岩浆活动比较强烈、频繁，不同时期的岩浆成分及性质差异较大，并且岩浆活动方式也十分复杂，既存在着岩浆侵入活动，同时也存在着规模较大的岩浆喷溢活动。所以，瓦石峡研究区的磁场特征及分布，深刻地揭示出了该地区的基底结构与岩相分布特征，以及岩浆活动特点等情况。

3）基底断裂及特征

研究结果证明，断裂在磁场上一般具有以下几种标志特征：

（1）不同性质（正、负）磁场区及不同形态磁异常区分界线；

（2）磁场线性梯度带；

（3）线性正（或负）磁异常带及串珠状线性磁异常带；

（4）磁场与磁异常带的错（或扭）动带。

断裂在磁场上所表现出的上述特征标志对我们分析、判断断裂规模及性质具有十分重要的意义。其标志特征表现为不同性质磁场区或不同形态磁异常区分界线的断裂，不但对基底结构及岩相分布具有控制作用，而且反映断裂两侧的岩浆活动也具有较大差异，说明断裂的规模大并对区域地质发展及构造演化起到控制作用；反映为线性磁异常带或串珠状线性异常带等磁场标志特征的断裂，则说明沿着断裂有岩浆侵入体和火山岩分布，揭示出该类断裂一般切割的深度大，对岩浆活动具有控制作用；表现出磁场或线性磁异常带的错动带标志特征的断裂，则为我们提供了断裂两侧曾发生过相对运动的有关信息。

总之，断裂在磁场上所表现出的特征标志是比较复杂的，它可以表现出一种磁场标志特征，也可以同时反映出两种或两种以上的标志特征。

3.遥感与航磁成果吻合性影响因素分析

遥感地质解译与航磁解释成果经常表现出诸多的不一致性，主要表现在同一地质体的形态、位态的不同。究其原因表现在以下几个方面：

1）遥感和航磁资料的多解性

地质体在特定条件下会存在异物同（光）谱（或同谱异物）和位场等效效应现象，这是造成遥感及航磁解译（释）结果呈现出非惟一性，即多解性的原因。多解性现象的存在不但增大了资料解释的工作量与难度，而且还可能会造成解释结果中某些不确定因素同时增多。遥感和航磁成果中存在着的不确定因素往往会对两者成果之间的对比分析造成困难，并对成果的吻合性产生明显的影响，因此，遥感与航磁技术方法本身及成果中所存在的多解性问题，往往是引起两者的解释成果在吻合性（一致性）方面存在差别的主要影响因素之一。

2）成果解译（释）理论、方法方面存在的差异

遥感与航磁的成果解译（释）理论和方法方面存在的差别及其对成果吻合性影响包括两个方面：

（1）研究及实践结果证明，依据解译（释）理论及方法所获得的遥感与航磁成果在没有得到野外检查验证之前都是推断性成果。因此，解译（释）成果本身与实际情况之间所存在的不确定性，将会影响到遥感与航磁成果的吻合性（一致性）。

（2）目前正在广泛使用的遥感与航磁的成果解译（释）理论和方法是一套各自完全独立的工作系统，两者之间不存在任何的内在联系。遥感技术具有直观性和可视性等特点，有利于资料的对比分析，这样就使得遥感解译成果中的推断性成分较少。相比之下，航磁资料解释，特别是在对磁异常进行定量解释过程中，必须给出磁化强度的大小、方向及磁性体的形状等参数，而上述参数在一般情况下都是通过试验及分析对比或是逻辑推理方法确定的，造成航磁成果中的推断分析成分所占的比重相对较大。因此，遥感与航磁的成果解译（释）方法之间存在的差异，是影响遥感与航磁成果吻合性的主要因素之一。

3）地质体的复杂性

地表所保留的地质体是长期、复杂地质作用的结果。它们对遥感与航磁成果吻合性的影响及其产生的原因主要与技术方法本身的特点有关。研究及分析结果表明，对于复杂的地质及构造现象，不同的技术方法一般只能够揭示出它们的某一个侧面。例如，对一条深大断裂，遥感资料可以依据断裂显示的地形、地貌特征、色调和影纹等的差异，可以很直观地揭示出该断裂在地表的位置及延伸方向。而航磁则是依据断裂磁场特点（多反映为线性磁异常带或串珠状线性磁异常带）来判断出断裂的延深及展布。由于受断裂控制的磁性体（一般为岩浆岩类）的分布情况比较复杂，它们的宏观展布方向虽然与断裂的走向一致，但它们并不一定在断裂之中，而是往往沿着断裂带及其两侧排列分布，说明航磁资料中还包含有反映断裂的深部信息的成分。从而造成遥感资料反映出的断裂和航磁资料圈定出的断裂在平面位置上存在着一定的偏离现象。因此，宏观地质体的复杂性也是影响遥感与航磁成果吻合性的重要因素之一。

（三）同位素测年资料

同位素测年资料是确定地质体形成时代或年龄的依据。它可通过收集前人资料获取，也可通过同位素样品采集分析获取。无论采用哪种方式收集，均有利于花岗岩类侵入体填图单元年龄和断裂形成年龄的判定。测年方法比较多，有U/Pb法、Rb/Sr法、K/Ar法、⁴⁰Ar/³⁹Ar法、¹⁴C法、电子自旋共振（ESR）法等。

铀-铅法根据²³⁸U/²⁰⁶Pb和²³⁵U/²⁰⁷Pb衰变进行测年，其样品一般采用晶质铀矿或沥青铀矿、锆石、独居石等。

铷-锶法根据⁸⁷Rb/⁸⁷Sr的β衰变进行测年。这种方法可广泛地利用全岩进行测定，除富含铷的矿物外，还可以利用钾长石、云母类矿物和铷含量为10^-2%～10^-3%的酸性岩。

钾-氩法和氩-氩法测年可以采用的矿物较多。包括钾长石类、云母类、角闪石类、辉石类和海绿石等。

¹⁴C法利用炭质粘土岩类和植物等样品进行测年。

在使用上述不同方法测年数据时，应注意数据适用性。

总之，遥感地质解译与航磁地质解释资料的综合分析利用是遥感地质填图成果的丰富、补充与相互验证，由于这两种方法技术揭示地质体层次不同，即遥感以表层地质现象为主，航磁以深部地质结构为主，所以在解释结果利用过程中应视具体情况具体分析。一般情况下，对第四纪覆盖区的隐伏断裂解译及利用局部异常圈定隐伏侵入岩体，航磁解释优于遥感解译结果，图面地质内容应以航磁解译结果为主体。但对于填图单元解译划分，裸露区断裂解译，应以遥感技术为主体，充分发挥其直观、宏观技术特性。而航磁ΔT异常分区分析与遥感宏观影像单元分区具有相应的结合性，可通过磁场分区强度判定岩类范围。对同位测年数据主要与影像岩石单元结合，采用定位对比或直接使用以确保单元建立划分合理，序列归并准确。

H. 放射性同位素分析测定技术与方法

要利用放射性同位素体系测定岩石矿物的年龄就必须获得准确的母体、子体的量。由于岩石矿物是几乎含有周期表中83 个自然产出元素的复杂体系,尽管现代分析方法技术能较为精确地分析这些元素的含量,但一方面相对于年龄测定的准确度与精确度的要求来说,含量分析给出的精确度还是非常低的,另一方面这些元素分析给出的结果无法获得有关子体同位素的准确量值。如果微量元素平行样品分析最佳精确度≤10%,在放射性同位素定年中,以埃迪卡拉-寒武纪分界 542Ma 为例,年龄测定误差在±54Ma,那么测定的地质事件可能属于寒武纪/奥陶纪边界或新元代埃迪卡拉纪。显然这种分析误差在放射性同位素定年中是不可接受的。同时自然界一些放射成因子体存在同量异位素,它们叠加在一起将造成对放射成因子体的错误定量。

对岩石矿物的放射性定年,首先须将它们完全分解。对于硅酸盐类矿物一般用氢氟酸+硝酸、硫化物与自然金属类用硝酸或王水、碳酸盐类用盐酸,在聚四氟乙烯密封溶样罐中加热分解。由于即使是优级纯的化学试剂本身也含有一定的杂质元素,为了降低这些杂质元素及其同位素对样品结果的影响,所用试剂均应亚沸蒸馏为超纯试剂。同时因为空气中也含有低浓度的金属元素,实验室的空气需进行过滤并保持较室外环境稍高的压力。所用器皿多由纯石英或聚四氟乙烯制成。完全分解后的样品溶液根据测定对象的不同,要转移到不同的离子交换树脂上将待测元素与其他元素分离开,如 Rb-Sr与其他元素的分离由阳离子交换树脂;Sm-Nd先由阳离子交换树脂与其他元素分离,而后再由涂有己基二乙基磷酸氢 (HDEHP)的聚四氟乙烯粉末柱上由盐酸淋洗将 Sm 与 Nd 分离开;Pb 由氢溴酸加载到阴离子交换树脂上,通过盐酸淋洗与其他元素分离。其他定年系统,依元素化学性质的不同而采用不同的分离方法,如 Re-Os 在 Carius 管中由盐酸、硝酸分解样品,使Os 转化为 OsO₄ 由蒸馏而与 Re 分离;Re 则通过萃取与阳离子交换与其他元素分离(杜安道等,2001;屈文俊等,2003)。

为了准确获得母体、子体元素含量,通过在样品中定量加入人工富集某一同位素的相应元素稀释剂后进行分离测定,这种方法称为同位素稀释法 (陈岳龙等,2005),由这种方法测得的母体、子体元素含量精确度可达千分之几,远较其他分析方法的精确度高。

此外,一些特别的同位素体系可以通过样品先在反应堆中照射,将母体中的某一同位素转换成同量异位素,从而将母体、子体的测定在一次处理中完成。如将钾在反应堆中照射后,其中的³⁹ K 转变为³⁹ Ar,由于在自然界中³⁹ K、⁴⁰ K 的丰度比是恒定的,测定出³⁹ K的含量也就确定了⁴⁰ K的含量。而³⁹ Ar可与⁴⁰ K 的放射成因⁴⁰ Ar 子体在同一体系中完成测定。类似地还有Re-Os体系。

分离纯化后的单个元素要准确获得母体、子体元素的含量及子体中相应同位素的量就必须进行质谱分析。质谱分析就是将纯化后的单一元素加载在质谱计离子源的灯丝上,这种灯丝一般为铼带或钽带,通过增高灯丝电流使加载在其上的被分析元素发生电离形成带电粒子。这些带电粒子通过静电分析系统后到达扇形磁场中,通过磁场将不同质/荷比的粒子分离开,在信号接收端由法拉第杯或光电倍增管、电子倍增器记录不同质/荷比的离子流强度,即可得到相应同位素的量值。其原理如图6-2、式 (6-11)所示。

图6-2 扇形磁场质谱计基本结构示意图

实心圆与空心圆分别代表元素的轻、重同位素

地球化学

式中:r为质荷比为m/e的带电粒子运动半径;H为磁场强度;V为静电分析系统的电压。

质谱计一般发射出来的是正离子,通常称为热离子质谱计 (TIMS)。某些难电离为正离子的元素,如锇,形成氧化物后更容易电离为负离子。这种对负离子进行静电分析的极性与热离子质谱计相反,称为负热离子质谱计 (N-TIMS)。

离子源电离过程中,由于较轻的同位素相对于重同位素具较低的电离能,从而优先电离,造成测定过程随时间轻同位素电离越来越少、重同位素越来越多,这就是仪器测定过程中的同位素分馏效应。这种效应不校正,将会造成同位素分析中高达 1%的不可接受误差。这种分馏效应对于具有三个以上同位素,且其中两个自地球形成以来没有其他因素造成其同位素丰度发生变化的元素,可利用这两个同位素的理论值与实际测定值之间的差别进行分馏校正,称为内部分馏校正。以锶为例,在自然界有⁸⁴ Sr、⁸⁶ Sr、⁸⁷ Sr、⁸⁸ Sr 这 4 个同位素,其中⁸⁷ Sr由⁸⁷ Rb 的衰变而造成丰度有变化,但自地球形成以来⁸⁶ Sr、⁸⁸ Sr 的丰度没有其他因素使其增加或减少,因此⁸⁶ Sr/⁸⁸ Sr 是恒定的,国际上公认值为0.1194。将质谱测量中每次观测到的⁸⁶Sr/⁸⁸Sr比值与0.1194的偏差再除以相应同位素的质量差即可得到分馏因子 (F),即:

地球化学

⁸⁶ Sr、⁸⁸ Sr的质量差为1.996 ,获得⁸⁶ Sr/⁸⁸ Sr的观测值即可计算出单位质量分馏因子F ,由实测的( ⁸⁷ Sr/⁸⁶ Sr) _obs可由式(613)计算出真实的( ⁸⁷ Sr/⁸⁶ Sr) _true ,式中⁸⁶ Sr、⁸⁷ Sr的质量差Δ_mass=1.000。

地球化学

这种分馏校正可使⁸⁷ Sr/⁸⁶ Sr比值的内部分析精确度从大约1%提高到优于0.01%。这种分馏校正方式称为线性规律校正,对于一些更轻的同位素由指数分馏规律校正更为符合实际 (陈岳龙等,2005)。

对铅同位素分析或铷同位素稀释法测定无法使用内部分馏校正,这是因为铅的4 个同位素中有3 个具放射成因组分的影响,而不具固定的同位素比值;而铷只有 2 个同位素,加入稀释剂后这两个同位素的比值不同于天然体系的。在这种情况下,必须使用外部分馏校正。外部校正有两种方法,一是通过标准样品;二是通过加入双稀释剂到样品中达到间接的内部分馏校正。

由于同位素比值可以方便地校正测定过程中的同位素分馏影响,对于式 (6-10)在实际应用过程中均除以相应子体的某一稳定同位素而表示为同位素比值的关系。以 Sr 为例,可以表示为

地球化学

如果一组样品 (3 个以上)是同时形成的且具共同来源,它们形成后直到分析测定时体系始终处于封闭状态,它们在以母体/子体元素某同位素比值为横坐标、放射成因子体同位素/子体元素某同位素比值为纵坐标的图上应形成线性分布,该线性分布的斜率m (=e^λt-1)即可解出这一组样品的年龄,因此称为等时线;截距即为它们共同的初始子体同位素比值。

I. 铷和铯的测定

火焰发射光谱法

方法提要

铷、铯在低温火焰中即可激发，可分别在波长780.0nm和852.1nm处测量其发射强度。

本法适用于地下水中铷、铯含量的测定。最佳测定范围为0.02～2.0mg/L。

其他碱金属有增感作用，故应控制试样与标准溶液中钾、钠含量一致。

仪器

火焰分光光度计或具发射方式的原子吸收光谱仪。

试剂

氯化钾溶液ρ(K)=25mg/mL见81.26.2。

氯化钠溶液ρ(Na)=25mg/mL见81.26.2。

铷标准储备溶液ρ(Rb)=1.00mg/mL称取0.3537g已在105℃烘至恒量的光谱纯氯化铷(RbCl)溶于少量蒸馏水中，定容于250mL容量瓶中。

铷标准溶液ρ(Rb)=25.0μg/mL用水逐级稀释铷标准储备溶液配制。

铯标准储备溶液ρ(Cs)=1.00mg/mL称取0.3167g已在105℃烘至恒量的光谱纯氯化铯(CsCl)溶于少量蒸馏水中，定容于250mL容量瓶中。

铯标准溶液ρ(Cs)=25.0μg/mL用水逐级稀释铯标准储备溶液配制。

校准曲线

分别吸取含Rb、Cs0μg、0.5μg、1.0μg…50μg的Rb标准溶液和Cs标准溶液于一系列25mL容量瓶中，加2.5mLKCl溶液、2mLNaCl溶液，加蒸馏水至刻度，摇匀。配制成混合标准溶液。分别用火焰分光光度计或原子吸收光谱仪的发射方式，用不发亮的氧化性火焰，测量高度7.5mm，选择波长Rb780.0nm和Cs852.1nm，测量其发射强度，绘制校准曲线。

分析步骤

取20.0mL水样于25mL容量瓶中，根据其中钾、钠的含量，分别补加氯化钾溶液及氯化钠溶液，至最终试液中分别含有2500mg/LK和2000mg/LNa，加水至刻度。

在与绘制校准曲线相同的仪器条件下测得水样中铷、铯的浓度(mg/L)。分析结果乘以稀释倍数1.25。