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1、如果一个矿物与能移去放射成因Sr的流体相接触，那么87Sr的丢失速率取决于穿过一定大小晶格的体扩散率。以黑云母为例，这种扩散平行于解理面占绝对优势而不是垂直解理。假定服从阿伦尼乌斯定律，Dodson(1979)对0.7mm直径的黑云母Rb-Sr系统计算出的封闭温度(冷却速率为30/Ma)为300。这是依据黑云母中氩扩散的实验研究得出来的，因为两个元素被认为在晶格中具类似的扩散行为。 与封闭温度体扩散控制有关的问题是在中阿尔卑斯山中大的(30cm)充填裂隙的黑云母具有相同的年龄，因此也就有与相邻片麻岩中小的(1mm)基质黑云母具相同的封闭温度。Dodson(1979)认为有三种可能的解释： 1)
2、扩散几何不依赖于颗粒大小。这是由于作用于晶格上的应力效应。 2)Sr丢失是由放射成因原子离开它们形成位置的速率控制。 3）封闭温度不是动力学控制的，而是依赖于封闭温度点在黑云母晶格中的变化。,由于流体使Sr活化易受影响增加了Sr封闭温度解释的复杂性。这种问题对于氩并不存在，因为它是惰性气体。因此氩对“热年代学”研究是更为可靠的工具。例如，Harrison等(1985)认为氩的封闭温度是不依赖于颗粒大小的。因为它以半径为大约0.2mm的小域扩散控制。他们也测定了类似于Dodson计算的黑云母中氩的实验封闭温度。因此，这种有力的证据现在可以反过来支持Jager原来提出的黑云母300的封闭温度。 三
3、、全岩开放系统 在60年代和70年代期间，Rb-Sr全岩法被广泛用于火成岩结晶年龄的测定。但是在80年代由于全岩开放系统行为的证据确凿，而失去了信度。例如，变质地体中的Rb-Sr等时线能得到好的线性排列，然而其斜率却是原岩与变质年龄的无意义的平均。此问题可能是为了最大化Rb/Sr比值范围，需要在相当大的地理范围取样引起的。挪威南部Arendal紫苏花岗岩提供了一个良好实例。,在几平方公里的范围内从Arendal紫苏花岗岩各个出露点采集了8个全岩样品。它们主要得到大约为1540Ma和1060Ma的两组年龄。Field和Raheim(1979a)将较老的年龄解释为高级紫苏花岗岩矿物的形成时间，较年
4、轻的确定了随后低级事件的年龄。这由可能与穿过该区与不规则分布的窄裂隙有关的轻微矿物蚀变得到证实。该较轻年龄的重新启动事件落在该区未变形的花岗岩岩席106320Ma的误差范围内。 为了证明从轻微扰动对片麻岩区区域采样的影响，Field和Raheim在1km2的范围内采集了8个样品。数据(图12)形成一条表面年龄为125926Ma的良好线性排列。其MSWD值为1.58,表明围绕回归线的数据离散可能由分析误差引起，但是还没有地质证据证明此时该事件的存在。因此，Field和Raheim将线性排列归结为其斜率相应于重新启动年龄(由1035Ma的矿物等时线决定)的紧密分布的梯队排列。因为每个地点的Rb/S
5、r比值变化范围小(如地点4，图12)，位于每条次级等时线上的样品并不与虚构的复合“等时线”偏离很多。因此，可得出结论：在Rb-Sr系统有扰动的地区，在得出区域地质年代解释之前，为了了解有关组分的活动性，有必要作详细的采样研究。,图12Arendal紫花岗岩的Rb-Sr“等时线”图 表现出由一系列具梯形排列的局部等时线(斜率与分离出的矿物相同)构成的1259Ma假区域等时线。,在细粒酸性火山岩中，即使是较低级的变质作用，也可发生全岩开放系统的行为。酸性火山岩因为与沉积地层呈整合接触，它们对地层柱绝对年龄的校正引起研究者的注意。它们趋于具大的和可变的Rb/Sr比值，因此得到好的等时线。然而，经验表
6、明它们特别易于丢失放射成因Sr。英格兰北部Stockdale流纹岩提供了一个好的实例。 Stockdale流纹岩为细粒、带状流动熔岩，产于奥陶系的最上部，认为其生物地层误差小于0.5Ma。Gale等(1979)测定了16个点的全岩等时线，得到MSWD=1.92的4213Ma(2)年龄。他们认为因为数据点相对较少，该MSWD值可归结为实验误差，因此421Ma可能代表该熔岩喷发时间。然而，如果该年龄是正确的，将要求对由其它方法确定的奥陶纪年表作大量修改。 McKerrow等(1980)认为因为Stockdale流纹岩层位于具有与该熔岩其它部分(421Ma)相同年龄(42418Ma)的Shap花岗岩
7、接触带内，全组在喷发和随后的埋藏过程中可能被某热液事件扰动。Compston等(1982)寻求由熔岩喷发(从McKerrow等(1980)估计在440Ma)后的重新启动事件年龄来解释分析误差之上的过度离散。,与此相一致的，重新检验Brooks等的概率表表明16个数据点，1.92的MSWD值以高达95%的概率指示该结果并非等时线。 一条理想的等时线将意味着完全重新启动，但明显这并没有出现。在395Ma(Shap 花岗岩的侵入年龄)前的同位素比值在假等时线上作图(图13)可评估喷发后事件引入的离散。Compston等发现如果去掉具有最高Rb/Sr比值的四个样品及另一个具有异常高锶含量的样品(5号)
8、，那么所有其它样品紧密位于440Ma的参考线。事实上，通过其中10个点的回归得到最小4307Ma的年龄。他们注意到四个采样点中的每一地点计算出的等时线得到比综合数据低的MSWD值。该证据告戒我们综合数据并不适合构筑单根等时线，尽管具有诱人的精确结果。Compston等对四条局部等时线加权平均得到4127Ma并解释为流纹岩的热液蚀变时间。目前 Rb-Sr证据标识一个412Ma的真实事件的年龄。众多环境中开放的Rb-Sr系统证据现在不相信Rb-Sr等时线法可作为火成岩结晶的定年工具。由其它方法如锆石U-Pb法来完成更为有效。因此，我们将检查沉积岩定年Rb-Sr法的有效性。,图13 Shap花岗岩侵
9、位时(395Ma前)Stockdale流纹岩的Rb-Sr假等时线图 表明阴影区之外的样品中Sr可能的开放系统行为，四个取样点以不同的符号相区分。,3.4沉积岩定年 沉积岩沉积时间的绝对年龄是非常重要的问题，但解决起来又是非常困难的。精确的定年取决于同位素时钟的完全重新启动。因此，沉积岩的Rb-Sr定年有赖于在该岩石中Sr同位素系统在沉积或早期成岩阶段达到均一化，并随后保持系统封闭直到现今的假设。然而，我们将看到这两个要求可能是相互排斥的。 原理上，沉积岩依其含Rb相存在的性质可分为两组。外来(碎屑)矿物在埋藏变质作用过程中中度抵抗开放系统行为，但随之而来的问题是继承同位素特征。自生矿物是直接从
10、海水沉淀来的，因此显示了良好的初始Sr同位素均一化。然而，它们在埋藏后极易重结晶并可能不保持封闭系统。 实际上，与这些沉积物类型相关的两种不同的定年方法已趋向合并。碎屑沉积岩的分析已向细粒、几乎完全自生的矿物(如伊利石)的分析，以避免碎屑组分的影响。相反的是，自生矿物的分析已集中在次自生矿物海绿石，因为真正的自生含Rb蒸发矿物对埋藏变质作用过于易受影响以致不能成为地质时计。,一、页岩 含Rb碎屑矿物(云母、钾长石、粘土矿物等) 预计可含有继承的放射成因Sr。因此，这些矿物的测年将给出沉积物组分源区年龄的平均值。然而，如果取足够细的页岩样品，看起来其组成矿物(主要是伊利石)常常在沉积后的成岩过程
11、中遭受了大量的Sr交换。在此条件下，它们可能在沉积后不久就变成几乎均一的初始Sr同位素组成，因此保持有效地封闭系统直到现今。 Compston和Pidgeon开创了页岩全岩Rb-Sr定年，并发现一些条件下(如东南澳大利亚的State Circle页岩)与上述条件极其相近，而在其它一些条件下(如西澳大利亚的Cardup页岩) 保持着总继承87Sr/86Sr的变化，不能计算出有意义的年龄。Compston和Pidgeon将此归结为未分解的碎屑云母(可能是绢云母)引起的。相反的是，Cardup单元中的碳质页岩含有少得多的碎屑云母，偿试着单独处理给出了660Ma的沉积年龄。 近来对页岩定年的一些研究寻
12、求通过分析分离出的粘土矿物部分来避免碎屑云母和长石的污染问题，其纯度用x射线衍射检查。伊利石的x射线衍射分析也能得到被测定页岩中粘土矿物的性质和起源。,“伊利石结晶度指数”被定义为其半高时的(001) x射线衍射峰的宽度。一个良好结晶的伊利石，以相对高温的历史为特征，具尖峰，因此具有低的指数；而低温伊利石是更无序的，为具大指数的不规则峰。除此判别之外，伊利石还具有高温(2M)和低温(1M)多形，可由x射线衍射加以区分。具大结晶度指数的“1M”伊利石是沉积-成岩域中低温生长和重结晶的特征；而具有小的结晶度指数的“2M”伊利石沸石相是更高级变质作用的温度指示。后者反映了碎屑组分或成岩后的变质作用。
13、 来自毛里塔尼亚(西非)的前寒武纪页岩的全岩和粘土矿物的Rb-Sr分析对比如图14所示(Clauer,1979)。分析了四个粘土部分，包括蒙脱石和结晶度指数超过6(非常低级变质作用以指数低于5.75为特征)的1M多形伊利石。这些与相组合的白云石共线形成一条线性排列，其年龄为86035Ma，初始比值为0.7088，是前寒纪海水的特征。x射线衍射分析表明没有碎屑长石的全岩样品(4)也位于等时线上，但含有微量微斜长石的全岩样品(2、3)位于等时线稍偏上方，而一个含有15%微斜长石的样品(1)则远离等时线。从该实例看，页岩全岩Rb-Sr等时线并不是一种可靠的时,计，但分离出的伊利石的分析可给出有意义的成岩或低级变质作用的年龄。然而，碎屑组分可能没有完全从伊利石部分中除去总是危险的。此问题的重要实例是震旦-寒武边界的定年。,图14 来自毛里塔尼亚页岩全岩()、分离出的伊利石()和碳酸盐()的Rb-Sr等时线图,
