地 球 的 年 龄
翁 文 波
地球的起源 、 年龄 、 演变是地球史中的
重大间题 , 其中地球的年龄又是地球史中最
具体的时间尺度 。 随着核物理的发展 , 地球
年龄问题的研究有了很大的进展 。
在核物理发展以前 , 人们没有很好的方
法来精确地计算地球的年龄 。 年 , 乔里
建议用海水中含盐量来计算海洋的年
龄 。他假定原始海水是淡的 , 并假定每年由江
河的流水带进海洋的盐份接近常数 , 这样就
可以把今 日全部悔水内的含盐量被除于每年
流入量 , 求得海水达到今 日碱度的年数 。 据
估计 , 每年有 克的钠流入海洋 ,
而海水中钠的总量估计为 克 。 二
者相除得 年或八千万年 。 现 在 所
知的地球年龄比这个数大得多 。
年 , 何尔姆斯 利用沉
积岩的形成过程求其年龄 。 据估计 , 地球上
沉积岩的总体积约为 ,立方公里 , 现
代沉积岩每年增加 立方公里 。 因之最古
的沉积岩可算 出为 “ 年 , 或 三亿五
千万年 。 现在所知的地球年龄还是比这个数
大得多 。
我们掌握了原子核放射性衰 变 规律 以
后 , 就能够此较准确地测定岩石 、 阻石的年
龄 。 但岩石和阻石的年龄并不等于地球的年
龄 , 我们还有许多间题要解决 , 才能接触到地
球形成的年代 。 其中一个主要的问题是几种
放射性同位素在地球元素形成 、 地球形成 、
地壳分异初期时的相对丰量 。
放射性衰变的一种最终产物是铅 。 铅的
同位素的原始相对丰量已可以用二种方祛来
推算 。 一种方法用阻 铁 中的成份 作为 近 似
值 另一种方法用古老岩石的成份通过外推
祛计算 。
近来我们 〔’建议利用同位素的周期性来
推测原始的相对丰量 。 这一方法不但可用于
铅 , 并且可以用于更为重要的铀 、 杜等放射
性元素 。
同位素的周期性
同位素的周期性早在本世纪二十年代已
被提了 出来 。 年我们提出了一个
示同
位素周期性的
。 现在将略加改进的方案
简述于下
同位素周期性可概括为 源 点 同位 素 表
表 。 表中源点同位素可用它的原子 质量
数 。和原子序号 或核的质 子 数 。 来 表
示 。 在这一表中 , 纵向分为三个宇称组 , 又
细分为 卜 二 等组 。 横向分为二个类和十一
个行 。 第一类源 点同位素 向前推进 时 , 有
表 同位 素 周期 性源 点 表
宇宇 称 组 ⋯⋯⋯ 二 ⋯⋯⋯
组组 别别 ⋯⋯ , 、
了 ‘
行行行行 。。 月 。。 刁
第第第
类类类 ⋯⋯⋯⋯⋯
。。。。 , 。越宫宫 理言言言
。 一 回回回
义义义义 , 。 屯备
第第第 斗 斗
类类类 巧
‘
鑫 。 , △ 。 一 、的规 律 第 二 类 , 有
八 。 , △ 。 一 的规律 。 这是同位素的
、 基本周期 。
表 反映了原子核壳层模型的许多唯象
属性 。 在表 中原子核的幻数用“ —
”符号
表明 坑 为源点同位素的中子 数 , 奇 质 子
同位素的宇称换向点用“ ”符号表明 。 例如
第 组第 行的源 点同 位素 的原 子序 号为
。 , 表中有 “ ” 符号 。 这表示原子序
号在 以下的 抓沪
、二 沪 、 厂 、 等基态
宇称是负的 , 而原子序号在 以上的 , 沪
、
。 、 , 尹 ⋯等基态宇称是正的 。 同样 , 奇
中子同位素的宇称换向点用“ 。”符号表示 。
地球上缺失元素的前一序号在表中用“ —
”
符号表示 。 以上这些奇异数绝大部分位于第
一类末 郎第 行 或第二 类末 自 第
行 。
任何同位素都可根据最相接近的源点同
位素 , 用座标来表示 。 设有一个同位素的原
子质量数为 , 原子序号为 , 我们可以找
出最相接近的源点同位素 。
、 。 , 并列出
。 、 。 十 。 、 宕 郎为这一
同位素的座标 , 可用 、 符号表示 。 为划
一座标起见 , 规定对第一类源点同位素 只
能取 一 、 一 、 、 等四个数 , 对第二
类源点同位素只 能 取 一 、 一 、 、 、
、 等六个数 。
在这样的规定下 , 我们可以看出一些简
单规律 。 例如除了 、 ‘、 切 、 场 、 均
五个例外 , 所有稳定 同位 素 的 二 值必 为
一 、 一 或 。。 所有奇 稳定同位素的 值
为一 。所有双重 月衰变同位素 , 如 犯 , 只限
于 一 , 一 、 , 一 、 , 一 等三
个座标 。
放射性同位素月衰变中质量差 或 口值
可以从其座标 , 动作估计 。 经验公式为
。月一号 一 一 ‘
· ·
十 于兴 一 凡
、
“ 夕状 一 —、十
‘ 一 上 一 匕乙“气
十 一生亘些红
式中 口 , 一 为 厂 衰变中的质量差 , 为 电
子俘获或正电子衰变中的质量差 , 。 是原子
质量数 的函数 。 式中 占值由下式决定
“ 奇
占 咬 「奇
偶 嘴 二
一 偶
为了表示同位素周期性的定量性质 , 我
们取 种左右月衰变同位素的已知 值 ,
用上式求出 。 函数的观察值 , 并对原 子 质
量数 作图 图 。 图中黑点代表从 口二 求
得的点 , 圆圈代表从 厂 求得的点 。 从图可
以看出 , 二种观察点不但各 自形成规律 , 并
且在绝大部分区间是互相符合的 。 这充分说
明了同位素周期规律的一定客观性 。 但这并
不否定进一步调整源点同位 素 表 或经 验公
式 , 仍可能使客观规律反映得更为明显 。
罐渺荟群
巧
口﹄户钊
‘、毛,
图 。 函 数 的 观 察 点
地球元案的年龄
我们设想地球上的元素在宇宙中生成以
后 , 虽然经过复杂的化学分异 , 但没有经过
充分的同位素的分异过程 。 如果知道了一些
适当半衰期的放射性同位 素的 原 始 相 对丰
量 , 就可求出地球元素的年龄 。
和 的源点同位素都属于第 三宇
称组中的第二类 。 它们 的 相 应 座标 各 为
, 和 , 一 。 根据同位素的周期
性 , 我们列出与 、 组第二类源点同位
素有关的 , 、 , 一 和 , 同位
素的相对丰量 , 如表 。
表 一些 , 、 , 一 和 , 同位素
的相对丰量
, , 一 ,
,加凸传,、口‘八︸勺‘
⋯⋯
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了尹一夕,﹄︸了,人,‘,︼,,‘,‘仔‘
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,
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二
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‘
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阳
仔。
。
。
。
。
抖犯
中位值
平均值
方差根
数据数
。
,
。
。
因中位值接近平均值 , 可以假定分布近
似正态的 。 这样就可用数理统计中的 法求
出 , 和 , 一 同位素的相对丰量的
区别有 多 以上的置信水平 。 , 和
, 的区别有 以上的置信水平 。
从以上数值可估计 和 在原始状
态下的丰量比值 。 我们利用了这一方法 , 估
计在原始状态下 的可能值近似正态
分布 , 。 相应中位值为 。 务
置信区间为 一 。
取 和 的半衰期各为 ,
年和 年 , 目前地球上的相对丰量
为 巧多 和 , 求得地球元 素的年
龄为
中位值 , 年
务置信区间 乡 七 年
的座标为 , 一 。 在这个座标的
稳定或长半衰期同位素 , 除 扣 外只有三个 。
它们的相对丰量为
, 多
测定的 。 如果我们知道一种衰变最终元素的
同位素原始相对丰量 , 就可求出从地球前身
或本身元素分异的年龄 。 现代地球化学研究
对象之一就是铅同位素的原始相对丰量 。 下
面介绍三种估计铅同位素原始相对丰量的方
法 。
第一种方法是同位素周期性的推断法 。
职 、 、 加 , 和 , 的座标各为 , 、
, 、 , 和 一 , 一 。 除了
外 , 相应源点同位素都属于第二类 。 仍
取 、 组第二类同位素的 平均 值 , 估
计 洲 、 溺 、 的原始 相 对丰量 , 并用
差诚法求 洲 的相对丰量 。 这样 求得 的 平
均值为
酬 加 助 加
多 多 务
第二种方法假定阻铁中的铅同位素保持
了原始比值 。 这是假定了阻铁中原来就很少
含铀 、 杜等元素 。 代表性的 结 果 列 于表
, 多 半衰期 年
半衰期 加 年
表 铅的原始同位素比值
瑞
它们的相对丰量都是较小的 。 在这三个同位
素中 , 只有 匀 是完全稳定 , 并且和 们同属
于一个宇称组 , 同一个类 。 如假定 的原
始相对丰量也是 斗务 , 那么取半 衰 期 为
年 , 现 初 的相对丰量为 多,
” 的相对丰量未变 , 可得钾元素的年龄为
年 。
, 此
, 。公 嘿 竺竺以
同位素周期性法
吸 铁
古老岩石的外推法
工
。
地 壳 的 年 酸
地球物质 , 脱离了生成元素的母体后 ,
经过空间旅行 , 来到地球的轨道上 。 这些物
质又经过元素分异过程 , 形成地壳 。 地壳中
放射性元素和其子母同位素的比值都是可以
有人认为 , 地球物质离开母体后曾经形
成中间行星 , 并且经过了有效的元素分异 。这
样的中间行星或地球的前身破裂后的碎片才
是地球外空的阻星和地球的值接物质来源 。
如果阻铁确来 自存在较久的中间行星 , 那么
一 上 ,
一
, ,
一
,
一 之巧
, 、 ,
它的铅同位素比值 兰气了 抢书篇和全头二将会大一 一 ’ 一 ’ 一 ”一
’一 沪斗
’ ‘ ‘ 一 、
于地球元素的原始比值 , 郎大于第一种方法
所得的结果 。 从表 可以看出 , 这样的差 公
是不显著的 , 这就不能证实地球的前身确曾
长期存在过 。
第三种方法是用一系列古老岩石的铅同
位素比值的外推法 求出其极限 。 代表性的
数值 也列于表 , 以便比较 。
从铅同位素的原始相对丰量求地壳年龄
时需要考虑到晚期地壳分异作用 、 阻星下落
和地下水溶解等影响 。 根据一些古老岩石 、
矿物用不同方法测定的年龄及其铅同位素的
相对丰量的研究 , 】, 地壳中 甜 有相 对增
加的倾向 。 相应的铅的增加速度估计为
原子铅 原子 , 年 。 同样 , 地壳中
和 娜 的此值也有随着时间变化的倾向 。 考
虑到这些因素 , 地壳的年龄估计为
年 。
现象 ,
· 。
用不同方法检查岩石和矿物的年龄一般
还是符合的 。 如忽视个别只用钾氢法求得的
数值 , 我们可以利用已综合的一些资料 几
看出数百种矿物年龄的中位 值 约为 护
年或十亿年左右 。 最老 的未 超 过 ”
年 。 远东地区一种岩石的年龄达 ,
年 , 我国一种岩石的 年 龄达
年 。
结合以上的讨论 , 我们可以暂时编成地
球史原始期的简单年表如下
地球物质从星体中出生 一 亿年
中位值 先 亿年
地球物质分异 , 地壳初步形成 一
亿年
遗存至今的最老岩石 一 亿年 。
岩 石 的 年 酸
测定岩石年龄的方法 就更 为 直接和准
确 , 但仍然还有一些基本问题没有得到完全
解决 。 在钾氢法中的主要问题是古老岩石中
带有原始的或不断混入的 产 的数值和钾的
演变情况 。 如假定古老岩石中既没有原始的
产 。又没有氢的混入 , 钾的成分也未起变化 ,
那么从个别岩样的
数据 , 可以算出很大
的年龄困 。 但这样的假定 并 未被广 泛地采
纳明 。 在针铅 、 铀铅法中 , 铅同位素的保存
也存在问题 , 因之 , 用社铅法测定的年龄常
比铀铅法小些 。 虽然两者差别一般小于百分
之几 , 但却说明了一部分铅确有同位素分异
翁文波 , 地球物理学报 , , 。
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格尔林格 等 , 同位素应用译丛 , , , 斗。
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