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摘要：本文阐述了同位素测年的原理、前提、方法，重点介绍了Rb—Sr法的原理、使用要求、适用范围、原理、结果解释及优缺点。
关键字：同位素 测定原理 Rb—Sr法
1. 测年原理和前提
同位素地质年龄，简称同位素年龄（绝对年龄），指利用放射性同位素衰变定律，测定矿物或岩石在某次地质事件中，从岩浆熔体、流体中结晶或重结晶后，至今时间。放射性同位素进入其中后，含量随时间作指数衰减，放射成因子体积累。若化学封闭，无母体、子体与外界交换而带进带出，测定现在岩石或矿物中母子体含量，根据衰变定律得到矿物、岩石同位素地质年龄。
这种年龄测定称做同位素计时或放射性计时。计时的基本原理就是依据天然放射性同位素的衰变规律，由此测定的地质事件或宇宙事件的年龄，谓之同位素年龄。
应用同位素方法测定地质年龄，必须满足以下前提:
(1)放射性同位素的衰变常数须精确地测定，并且衰变的最终产物是稳定的。
(2)样品及其测得的N和D值能代表想要得到年龄的那个体系。
(3)已知母体元素的同位素种类和相应的同位素丰度。并且无论是在不同时代的地球物质中，还是在人工合成物甚至天体样品中，这些元素的同位素都具有固定的丰度值。
(4)体系形成时不存在稳定子体，即D0= 0(对于衰变系列，也不存在任何初始的中间子体)，或者通过一定的方法能对样品中混人的非放射成因稳定子体的初始含量D0作出准确地扣除或校正。
(5)岩石或矿物形成以来，母体和子体既没有自体系中丢失也没有从休系外获得。也就是说，岩石或矿物对于母体和子体是封闭体系。
其中(1)和(3)两个前提是基本的，(4)和(5)两个条件则决定了岩石或矿物地质历史的一个模式。
2. 同位素测年主要方法
在同位素年代学上，除了利用天然放射性的衰变定律直接进行年龄侧定外，还可以根据衰变射线和裂变碎片对周围物质作用所产生的次生现象来计时。因此，总体上可将同位素年龄测定方法分为两大类:
第一类为直接法，它们是基于放射性同位素自发地进行衰变，按照衰变定律来测定年龄。这类方法又分三种情况：
(1)通过测定岩石或矿物中天然放射性母体及其衰变的最终子体的含量，利用方程来计算年龄。如钾一氩法、铷一锶法、铀-钍一铅法、镧－铈法、钐－钕法等。这些大多是目前最重要的计时方法。
(2)通过测定放射性母体(可以是衰变系列中的某一中间产物)的现存含量和合理假设它的初始含量，然后根据方程来计算年龄。如碳-14法、铀系法、沉降核类法等。
(3)利用由于天然放射性衰变而引起某些稳定同位素组成的变化来测定年龄。如铀-铅法中的207Pb/206Pb法、普通铅法等。
第二类为间接法，是依据放射性衰变时的射线(主要是α射线)和裂变碎片对周围物质作用的程度来测定年龄。如裂变径迹法、α反冲径迹法、热释光法、电子自旋共振法、多色晕法、辐射损伤法、氧化法等。
3. Rb－Sr法
Rb-Sr等时线法在应用于成矿时代研究时，多测定全岩、矿物和石英包裹体。全岩Rb-Sr等时线法多解决成矿围岩的时代，是间接应用于成矿时代的研究方法，而蚀变矿物、蚀变带或矿体中石英包裹体的Rb-Sr等时线法则是直接的测定成矿时代的方法。
3.1原理和年龄计算
铷－锶法年龄测定是基于自然界中87Rb经过β－衰变形成稳定同位素87Sr即
87Rb→87Sr+β－+ν+Q
式中衰变能Q为0.275MeV。
其计时公式为：t=1/λ ln(87Sr/87Rb+1)。
3.2 铷－锶等时线
铷－锶等时线法由Nicolaysen（1961）提出。一个化学和同位素组成均一的岩浆，结晶分异、结晶固相和残余熔体相分离结晶，形成化学成分不同火成岩；岩浆冷却过程和存在时间相比短，岩浆生成的不同化学组成岩石有相同初始（87Sr/86Sr）,不同母子体Rb/Sr比形成后保持母子体同位素封闭，除衰变外没有得失，岩浆形成各样品落在以（87Sr/86Sr）m（m表示测量值）为纵坐表、以87Rb/86Sr为横坐标的一条直线上，Y=b+Mx该直线便称为等时线，斜率是年龄t的函数，截距为初始锶同位素组成即m= eλt-1，b= （87Sr/86Sr）。等时线斜率是年龄t函数，截距为初始锶同位素组成。
等时线法给出一组同源岩石年龄，提供初始比信息，等时线数据点拟合成直线度检验样品是否母子体封闭。为构筑等时线，尽可能选用不同母子体比样品。
一组岩石矿物样品进行等时线处理，需满足：①同源、相同初始子体同位素组成，子体同位素均一化。②具相同成岩年龄。③岩石形成后，保持母子体封闭体系。
3.3铷－锶法对年龄样品的要求
为了准确测定岩石和矿物的年龄，样品的选择很重要。对样品的要求是:
1. 在岩石和矿物形成时，锶同位素曾经历过均一化，随后处于封闭体系，对铷和锶来说即不丢失也没有获得。
2. 样品具有合适的Rb/Sr比值、以保证样品在等时线上的各点合理分布。这对准确确定岩石的年龄(87Sr/86Sr)初始比值是很重要的。
3. 同一组样品中既要选择Rb/Sr比值低的样品，以利控制(87Sr/86Sr)的位置；又要选择Rb/Sr比值高的样品，以便精确测定年龄。对一组样品来说，应尽可能选择Rb/Sr比值变化均匀及总变化范围较大的样品。
4. 选择富钾的矿物，如黑云母、白云母。它们是Rb-Sr法中最常用的矿物。通常黑云母比白云母易受变质作用和蚀变作用的影響，易发生Rb、Sr的得失。另外还有钾长石，其Rb/Sr比值较低，但这类矿物受到扰动时，对Rb-Sr的保留能力较强，即Rb-Sr封闭体系较好。角闪石和辉石类矿物中Rb/Sr比值都很低，一般只被用来确定(87Sr/86Sr)初始比值。沉积岩的年龄测定常选用海绿石，因其含有比较合适的Rb/Sr比值。
5. 对全岩样品来说，最合适的是花岗岩类和酸性火山岩，因它们含钾比基性岩高随之铷也较高。玄武岩因Rb/Sr比值很低，常用来确定(87Sr/86Sr)初始比值。
采样时应注意:
1. 样品要有代表性，即具有一定地质事件的代表性。
2. 样品新鲜，未经风化和蚀变。例如，云母没有绿泥石化和蛭石化，长石没有高岭土化、绢云母化等。海绿石应为深绿色，不应有褐、棕等杂色。放射性矿物没有放射晕和非晶质化。采样位置应尽量远离围岩接触带、蚀变带以及断裂破碎带和岩体中后期侵入的岩脉，以免放射性平衡遭到破坏。
适用于Rb-Sr法年龄测定的样品有:
1. 单矿物:黑云母、白云母、锂云母、钾长石、微斜长石和海绿石等。样品纯度应在98%以上。样品数量随时代不同而异，如云母类、长石类、海绿石样品，前寒武纪约1-2g，古生代2-3g，中生代4-6g，等时线样品数要求5-10个。样品粒度应粉碎至0.076mm。
2. 全岩:花岗岩、酸性火山岩、变质岩和沉积岩(页岩、泥质粉砂岩、粘土等)，样品量5g。
3.4铷－锶年龄解释
3.4.1岩浆岩
岩浆岩的同位素年龄包括岩浆侵入年龄、结晶年龄和喷出年龄。
由于岩浆的侵入和喷出，分别形成深成岩和火山岩。它们的铷锶特征及其年龄测定分述如下:
1. 深成岩
深成岩的Rb-Sr年龄测定主要用于花岗质岩石和钾长石、云母类矿物。但由于花岗岩类的成因和物质来源有所不同，所以它们的(87Sr/86Sr)初始比值各异。铷-锶法也可测定碱性岩的年龄。而基性和超基性岩由于含铷较低，含锶较高，因此，测其年龄比较困难。
2. 火山岩
火山岩的同位素组成因其产出地质环境不同而各异。沿大洋中脊喷发的海底拉斑玄武岩87Sr/86Sr比值最低，为0.7028；海岛玄武岩略高，为0.70386；岛弧火山岩较高，为0.70437；大陆火山岩最高，为0.70577。
概括来说，火山岩的(87Sr/86Sr)初始比值变化原因，一是原始岩浆Rb/Sr比值的差异，二是与围岩的混染。
在理论上，造成原始岩浆Rb/ Sr比值差异的因素有:①上地慢或下地壳源区中Rb/ Sr比值原已存在差异;②地慢岩石中某些富铷相(如金云母)优先熔融。在这种情况下，岩浆的87Sr/86Sr比值取决于源岩的矿物组成、矿物间87Sr/86Sr比值的差异和熔融程度;③源岩颗粒间和微裂隙中的放射成因87Sr优先进入岩浆。87Sr是晶格中先前存在的87Rb衰变而成，后因扩散积聚起来;④分离结晶作用过程中富碱残余熔浆的形成。
外来锶对岩浆的混染有以下不同的机理:①深部岩浆被地壳较浅部位的派生岩浆所混染;②同化作用，例如玄武岩浆与洋壳深海沉积物的同化；③围岩反应，如海底玄武岩被海水或热尚水倾变，以及岩浆与大陆壳硅铝质岩石的相互作用；④岩浆与各种类型水的渗合；⑤同位素交换，例如北苏格兰深成基性岩中异常高的87Sr/86Sr比值，认为是含水岩浆与围岩之间同位素交换平衡的结果。
以上机理原则上也适用于深成火成岩。
3.4.2变质岩
岩石或矿物中的物质含量及87Sr/86Sr比值随87Rb的衰变而变化。但当其遭受到变质作用时，可能会使岩石或矿物中的Rb-Sr体系发生不同程度的破坏，或者放射成因87Sr*的迁移和Rb、 Sr含量的变化仅发生于矿物之间，形成新的Rb-Sr体系，而全岩仍保持封闭体系，或者全岩变成开放体系，在大范围内发生锶同位素迁移和交换。
变质作用过程复杂，有些变质岩可能是多次地质作用事件的产物。因此，样品的采集及其代表性是非常重要的。原则上利用Rb-Sr等时线法可求得多次地质事件发生的年龄。
3.4.3沉积岩
对Rb-Sr法来说，由于沉积岩中Rb、 Sr的赋存情况和演变复杂以及陆源碎屑物中继承放射成因锶的存在，沉积岩全岩Rb-Sr年齡测定还有一定困难。根据国内外一些学者对沉积岩全岩Rb-Sr年龄的测定，表明页岩是沉积中最适宜测定的对象。
4. Rb－Sr法优缺点
4.1Rb-Sr法的优点
(1)样品分布广泛易选。既适用于岩石，也适用于矿物。但是如果矿物遭受变质，那么不同矿物对其中放射成因87Sr的保存性是不一样的。一般来说，保存性以白云母最好，钾长石次之，黑云母较差。
(2)适用K-Ar法测定的样品都可采用Rb-Sr法，因此可直接与K-Ar法对比。
(3)应用范围广，测定时限也较长，特别在很多情况下可测定变质前岩石的年龄和成岩后变质作用等热事件的年龄。所以，目前广泛地应用于前寒武纪古老变质岩系及其矿产的研究。
4.2Rb-Sr法的不足
(1)衰变常数有多种，如用物理方法测定的为1.474 x 10-11a-1，用地质方法得出的为1.39 x 10-11a-1，也有采用1.41 x 10-11a-1的。因此，采用不同衰变常数计算年龄，其结果就出现一定的差异。
(2)测定分析技术要求很高，需要有超纯的分析试剂和极低空气污染本底的实验环境。
参考文献：
[1] 崔学军.李中兰.朱炳泉等.北祁连西段寒山金矿床铅同位素等时线年龄及意义[J].地质科技情报，2008，27（3）：47-50.
[2] 肖红全.赵葵东.蒋少涌等.湖南东坡矿田金船塘锡铋矿床铅同位素地球化学及成矿年龄[J].矿床地质，2003，22（3）：264-270.
[3] 中国科学院地球化学研究所.高等地球化学[M].北京：科学出版社，2000，203-214.
[4] 张景廉.朱炳泉.赵应成等.固体金属同位素在油气运移研究中的应用[J].石油大学学报（自然科学版），2000，24（4）：98-103.
[5] 陆松年.李怀坤.李惠民.成矿地质事件的同位素年代学研究[J].地学前缘，1999，6（2）：335-342.
[6] 陆松年.大陆地壳演化时间维的确定及存在问题[J].新疆地质，1995，13（1）：13-19.
[7] 常向阳.朱炳泉.孙大中等.东川铜矿床同位素地球化学研究：Ⅰ.地层年代与铅同位素化探应用[J].地球化学，1997，26（2）：32-38.
[8] 邱华宁.孙大中.朱炳泉等.东川铜矿床同位素地球化学研究：Ⅱ. Pb-Pb、40Ar-39Ar法成矿年龄测定[J].地球化学，1997，26（2）：39-45.
[9] 邱小平.高劢.潘淼.河北小营盘石英-碳酸盐型金矿成矿地质特征[J].黄金地质，1997，3（4）：29-34.
[10] 刘武旭.M.F.Thirlwall.冀东三屯营地区片麻岩的早太古宙全岩年龄[J].长春地质学院学报，1992，22（1）：23-30.
[11] 袁海华.同位素地质年代学[M].重庆：重庆大学出版社，1987，20-64.
[12] 地质部宜昌地质矿产研究所.同位素地质的采样要求[M].北京：地质出版社，1982，1-32.
[13] B.R.多伊.铅同位素地质（中国科学院贵阳地球化学研究所同位素地质研究室译）[M].北京：科学出版社，1975，3-33.
[14] 范嗣昆.伍勤生.同位素地质年龄测定[M].北京：科学出版社，1975，5-31，85-106.
[15] 同位素地球化学. 59-80
[16] K.Rankaman. (1954)同位素地质学；同位素地质学进展（1963）.
[17] G.Faure.J.L.Powell.锶同位素地质学.
关键字：同位素 测定原理 Rb—Sr法
1. 测年原理和前提
同位素地质年龄，简称同位素年龄（绝对年龄），指利用放射性同位素衰变定律，测定矿物或岩石在某次地质事件中，从岩浆熔体、流体中结晶或重结晶后，至今时间。放射性同位素进入其中后，含量随时间作指数衰减，放射成因子体积累。若化学封闭，无母体、子体与外界交换而带进带出，测定现在岩石或矿物中母子体含量，根据衰变定律得到矿物、岩石同位素地质年龄。
这种年龄测定称做同位素计时或放射性计时。计时的基本原理就是依据天然放射性同位素的衰变规律，由此测定的地质事件或宇宙事件的年龄，谓之同位素年龄。
应用同位素方法测定地质年龄，必须满足以下前提:
(1)放射性同位素的衰变常数须精确地测定，并且衰变的最终产物是稳定的。
(2)样品及其测得的N和D值能代表想要得到年龄的那个体系。
(3)已知母体元素的同位素种类和相应的同位素丰度。并且无论是在不同时代的地球物质中，还是在人工合成物甚至天体样品中，这些元素的同位素都具有固定的丰度值。
(4)体系形成时不存在稳定子体，即D0= 0(对于衰变系列，也不存在任何初始的中间子体)，或者通过一定的方法能对样品中混人的非放射成因稳定子体的初始含量D0作出准确地扣除或校正。
(5)岩石或矿物形成以来，母体和子体既没有自体系中丢失也没有从休系外获得。也就是说，岩石或矿物对于母体和子体是封闭体系。
其中(1)和(3)两个前提是基本的，(4)和(5)两个条件则决定了岩石或矿物地质历史的一个模式。
2. 同位素测年主要方法
在同位素年代学上，除了利用天然放射性的衰变定律直接进行年龄侧定外，还可以根据衰变射线和裂变碎片对周围物质作用所产生的次生现象来计时。因此，总体上可将同位素年龄测定方法分为两大类:
第一类为直接法，它们是基于放射性同位素自发地进行衰变，按照衰变定律来测定年龄。这类方法又分三种情况：
(1)通过测定岩石或矿物中天然放射性母体及其衰变的最终子体的含量，利用方程来计算年龄。如钾一氩法、铷一锶法、铀-钍一铅法、镧－铈法、钐－钕法等。这些大多是目前最重要的计时方法。
(2)通过测定放射性母体(可以是衰变系列中的某一中间产物)的现存含量和合理假设它的初始含量，然后根据方程来计算年龄。如碳-14法、铀系法、沉降核类法等。
(3)利用由于天然放射性衰变而引起某些稳定同位素组成的变化来测定年龄。如铀-铅法中的207Pb/206Pb法、普通铅法等。
第二类为间接法，是依据放射性衰变时的射线(主要是α射线)和裂变碎片对周围物质作用的程度来测定年龄。如裂变径迹法、α反冲径迹法、热释光法、电子自旋共振法、多色晕法、辐射损伤法、氧化法等。
3. Rb－Sr法
Rb-Sr等时线法在应用于成矿时代研究时，多测定全岩、矿物和石英包裹体。全岩Rb-Sr等时线法多解决成矿围岩的时代，是间接应用于成矿时代的研究方法，而蚀变矿物、蚀变带或矿体中石英包裹体的Rb-Sr等时线法则是直接的测定成矿时代的方法。
3.1原理和年龄计算
铷－锶法年龄测定是基于自然界中87Rb经过β－衰变形成稳定同位素87Sr即
87Rb→87Sr+β－+ν+Q
式中衰变能Q为0.275MeV。
其计时公式为：t=1/λ ln(87Sr/87Rb+1)。
3.2 铷－锶等时线
铷－锶等时线法由Nicolaysen（1961）提出。一个化学和同位素组成均一的岩浆，结晶分异、结晶固相和残余熔体相分离结晶，形成化学成分不同火成岩；岩浆冷却过程和存在时间相比短，岩浆生成的不同化学组成岩石有相同初始（87Sr/86Sr）,不同母子体Rb/Sr比形成后保持母子体同位素封闭，除衰变外没有得失，岩浆形成各样品落在以（87Sr/86Sr）m（m表示测量值）为纵坐表、以87Rb/86Sr为横坐标的一条直线上，Y=b+Mx该直线便称为等时线，斜率是年龄t的函数，截距为初始锶同位素组成即m= eλt-1，b= （87Sr/86Sr）。等时线斜率是年龄t函数，截距为初始锶同位素组成。
等时线法给出一组同源岩石年龄，提供初始比信息，等时线数据点拟合成直线度检验样品是否母子体封闭。为构筑等时线，尽可能选用不同母子体比样品。
一组岩石矿物样品进行等时线处理，需满足：①同源、相同初始子体同位素组成，子体同位素均一化。②具相同成岩年龄。③岩石形成后，保持母子体封闭体系。
3.3铷－锶法对年龄样品的要求
为了准确测定岩石和矿物的年龄，样品的选择很重要。对样品的要求是:
1. 在岩石和矿物形成时，锶同位素曾经历过均一化，随后处于封闭体系，对铷和锶来说即不丢失也没有获得。
2. 样品具有合适的Rb/Sr比值、以保证样品在等时线上的各点合理分布。这对准确确定岩石的年龄(87Sr/86Sr)初始比值是很重要的。
3. 同一组样品中既要选择Rb/Sr比值低的样品，以利控制(87Sr/86Sr)的位置；又要选择Rb/Sr比值高的样品，以便精确测定年龄。对一组样品来说，应尽可能选择Rb/Sr比值变化均匀及总变化范围较大的样品。
4. 选择富钾的矿物，如黑云母、白云母。它们是Rb-Sr法中最常用的矿物。通常黑云母比白云母易受变质作用和蚀变作用的影響，易发生Rb、Sr的得失。另外还有钾长石，其Rb/Sr比值较低，但这类矿物受到扰动时，对Rb-Sr的保留能力较强，即Rb-Sr封闭体系较好。角闪石和辉石类矿物中Rb/Sr比值都很低，一般只被用来确定(87Sr/86Sr)初始比值。沉积岩的年龄测定常选用海绿石，因其含有比较合适的Rb/Sr比值。
5. 对全岩样品来说，最合适的是花岗岩类和酸性火山岩，因它们含钾比基性岩高随之铷也较高。玄武岩因Rb/Sr比值很低，常用来确定(87Sr/86Sr)初始比值。
采样时应注意:
1. 样品要有代表性，即具有一定地质事件的代表性。
2. 样品新鲜，未经风化和蚀变。例如，云母没有绿泥石化和蛭石化，长石没有高岭土化、绢云母化等。海绿石应为深绿色，不应有褐、棕等杂色。放射性矿物没有放射晕和非晶质化。采样位置应尽量远离围岩接触带、蚀变带以及断裂破碎带和岩体中后期侵入的岩脉，以免放射性平衡遭到破坏。
适用于Rb-Sr法年龄测定的样品有:
1. 单矿物:黑云母、白云母、锂云母、钾长石、微斜长石和海绿石等。样品纯度应在98%以上。样品数量随时代不同而异，如云母类、长石类、海绿石样品，前寒武纪约1-2g，古生代2-3g，中生代4-6g，等时线样品数要求5-10个。样品粒度应粉碎至0.076mm。
2. 全岩:花岗岩、酸性火山岩、变质岩和沉积岩(页岩、泥质粉砂岩、粘土等)，样品量5g。
3.4铷－锶年龄解释
3.4.1岩浆岩
岩浆岩的同位素年龄包括岩浆侵入年龄、结晶年龄和喷出年龄。
由于岩浆的侵入和喷出，分别形成深成岩和火山岩。它们的铷锶特征及其年龄测定分述如下:
1. 深成岩
深成岩的Rb-Sr年龄测定主要用于花岗质岩石和钾长石、云母类矿物。但由于花岗岩类的成因和物质来源有所不同，所以它们的(87Sr/86Sr)初始比值各异。铷-锶法也可测定碱性岩的年龄。而基性和超基性岩由于含铷较低，含锶较高，因此，测其年龄比较困难。
2. 火山岩
火山岩的同位素组成因其产出地质环境不同而各异。沿大洋中脊喷发的海底拉斑玄武岩87Sr/86Sr比值最低，为0.7028；海岛玄武岩略高，为0.70386；岛弧火山岩较高，为0.70437；大陆火山岩最高，为0.70577。
概括来说，火山岩的(87Sr/86Sr)初始比值变化原因，一是原始岩浆Rb/Sr比值的差异，二是与围岩的混染。
在理论上，造成原始岩浆Rb/ Sr比值差异的因素有:①上地慢或下地壳源区中Rb/ Sr比值原已存在差异;②地慢岩石中某些富铷相(如金云母)优先熔融。在这种情况下，岩浆的87Sr/86Sr比值取决于源岩的矿物组成、矿物间87Sr/86Sr比值的差异和熔融程度;③源岩颗粒间和微裂隙中的放射成因87Sr优先进入岩浆。87Sr是晶格中先前存在的87Rb衰变而成，后因扩散积聚起来;④分离结晶作用过程中富碱残余熔浆的形成。
外来锶对岩浆的混染有以下不同的机理:①深部岩浆被地壳较浅部位的派生岩浆所混染;②同化作用，例如玄武岩浆与洋壳深海沉积物的同化；③围岩反应，如海底玄武岩被海水或热尚水倾变，以及岩浆与大陆壳硅铝质岩石的相互作用；④岩浆与各种类型水的渗合；⑤同位素交换，例如北苏格兰深成基性岩中异常高的87Sr/86Sr比值，认为是含水岩浆与围岩之间同位素交换平衡的结果。
以上机理原则上也适用于深成火成岩。
3.4.2变质岩
岩石或矿物中的物质含量及87Sr/86Sr比值随87Rb的衰变而变化。但当其遭受到变质作用时，可能会使岩石或矿物中的Rb-Sr体系发生不同程度的破坏，或者放射成因87Sr*的迁移和Rb、 Sr含量的变化仅发生于矿物之间，形成新的Rb-Sr体系，而全岩仍保持封闭体系，或者全岩变成开放体系，在大范围内发生锶同位素迁移和交换。
变质作用过程复杂，有些变质岩可能是多次地质作用事件的产物。因此，样品的采集及其代表性是非常重要的。原则上利用Rb-Sr等时线法可求得多次地质事件发生的年龄。
3.4.3沉积岩
对Rb-Sr法来说，由于沉积岩中Rb、 Sr的赋存情况和演变复杂以及陆源碎屑物中继承放射成因锶的存在，沉积岩全岩Rb-Sr年齡测定还有一定困难。根据国内外一些学者对沉积岩全岩Rb-Sr年龄的测定，表明页岩是沉积中最适宜测定的对象。
4. Rb－Sr法优缺点
4.1Rb-Sr法的优点
(1)样品分布广泛易选。既适用于岩石，也适用于矿物。但是如果矿物遭受变质，那么不同矿物对其中放射成因87Sr的保存性是不一样的。一般来说，保存性以白云母最好，钾长石次之，黑云母较差。
(2)适用K-Ar法测定的样品都可采用Rb-Sr法，因此可直接与K-Ar法对比。
(3)应用范围广，测定时限也较长，特别在很多情况下可测定变质前岩石的年龄和成岩后变质作用等热事件的年龄。所以，目前广泛地应用于前寒武纪古老变质岩系及其矿产的研究。
4.2Rb-Sr法的不足
(1)衰变常数有多种，如用物理方法测定的为1.474 x 10-11a-1，用地质方法得出的为1.39 x 10-11a-1，也有采用1.41 x 10-11a-1的。因此，采用不同衰变常数计算年龄，其结果就出现一定的差异。
(2)测定分析技术要求很高，需要有超纯的分析试剂和极低空气污染本底的实验环境。
参考文献：
[1] 崔学军.李中兰.朱炳泉等.北祁连西段寒山金矿床铅同位素等时线年龄及意义[J].地质科技情报，2008，27（3）：47-50.
[2] 肖红全.赵葵东.蒋少涌等.湖南东坡矿田金船塘锡铋矿床铅同位素地球化学及成矿年龄[J].矿床地质，2003，22（3）：264-270.
[3] 中国科学院地球化学研究所.高等地球化学[M].北京：科学出版社，2000，203-214.
[4] 张景廉.朱炳泉.赵应成等.固体金属同位素在油气运移研究中的应用[J].石油大学学报（自然科学版），2000，24（4）：98-103.
[5] 陆松年.李怀坤.李惠民.成矿地质事件的同位素年代学研究[J].地学前缘，1999，6（2）：335-342.
[6] 陆松年.大陆地壳演化时间维的确定及存在问题[J].新疆地质，1995，13（1）：13-19.
[7] 常向阳.朱炳泉.孙大中等.东川铜矿床同位素地球化学研究：Ⅰ.地层年代与铅同位素化探应用[J].地球化学，1997，26（2）：32-38.
[8] 邱华宁.孙大中.朱炳泉等.东川铜矿床同位素地球化学研究：Ⅱ. Pb-Pb、40Ar-39Ar法成矿年龄测定[J].地球化学，1997，26（2）：39-45.
[9] 邱小平.高劢.潘淼.河北小营盘石英-碳酸盐型金矿成矿地质特征[J].黄金地质，1997，3（4）：29-34.
[10] 刘武旭.M.F.Thirlwall.冀东三屯营地区片麻岩的早太古宙全岩年龄[J].长春地质学院学报，1992，22（1）：23-30.
[11] 袁海华.同位素地质年代学[M].重庆：重庆大学出版社，1987，20-64.
[12] 地质部宜昌地质矿产研究所.同位素地质的采样要求[M].北京：地质出版社，1982，1-32.
[13] B.R.多伊.铅同位素地质（中国科学院贵阳地球化学研究所同位素地质研究室译）[M].北京：科学出版社，1975，3-33.
[14] 范嗣昆.伍勤生.同位素地质年龄测定[M].北京：科学出版社，1975，5-31，85-106.
[15] 同位素地球化学. 59-80
[16] K.Rankaman. (1954)同位素地质学；同位素地质学进展（1963）.
[17] G.Faure.J.L.Powell.锶同位素地质学.