同位素地质年代学中主要定年方法概述.docx

1、同位素地质年代学中主要定年方法概述同位素地质年代学的定年方法概述一些元素 （K,Rb,Re,Sm,Lu,U 和 Th） 的自然长寿命放射性同位素 ,衰变为另种元素稳定同 位素的作用 ,广泛应用于岩石和矿物的年龄测定。这种测年提供了关于地球地质历史的信息 ,并已用于标定地质年代表。 地质过程时间维的确定是一项重要而复杂的研究任务。 准确标定 某一地质体的年代是区域地质学、地球化学、矿床学和大地构造学研究中不可缺少的容 , 对 于区域地史演化规律的研究和找矿方向的确定 , 都具有十分重要的理论和实际意义。 可以说， 现代岩石学在很大程度上已经离不开同位素地质学的研究。在上一世纪 60-80 年代

2、Sr、Nd、 Pb 等同位素地质理论蓬勃发展并逐渐成熟的形势下， Re-Os、Lu-Hf 等新的同位素体系也在快速发展。近年来 , 由于各种新型同位素分析仪器的开发利用和分析测试技术方法上的迅猛 发展 ,例如新一代高精度、高灵敏度、多接收表面热电离质谱仪 （TIMS TRITON） 、多接收电感耦合等离子体质谱仪 （MC-ICP-MS） 和高灵敏度高分辨率离子探针质谱（ SHRIMP ）技术的 开发和利用 , 大大拓宽了各种同位素新技术方法在地球科学各个领域中的应用 , 并取得了一 系列令人瞩目的新发现和新认识。目前,地质体的定年主要采用的是 K-Ar 法、40Ar- 39Ar 法、U-Pb

3、法、Pb-Pb法、Rb-Sr 法、 Sm-Nd 法等,已经获得了非常丰富的资料。然而 , 由于地质作用过程的复杂性、多期性和测 年方法及测试对象的局限性 , 对已经获得的年龄数据 , 不同的学者往往有不同的地质解释。 因 此, 开展同位素定年方法学中的适用性和局限性有关问题的研究 , 不仅有助于重新认识、 评价和应用已有的资料 , 而且有利于今后工作中同位素定年方法的改进。一、 K-Ar 法和 40Ar- 39Ar 法常规的 K-Ar 法定年主要建立在两个基本的假设条件之上。 矿物或岩石形成以后 ,对钾 和氩保持封闭体系 ,既没有钾和氩的加入 ,也没有钾和氩的逃逸。矿物或岩石中不含有大气 氩;

4、 如果含有氩 ,则只能由大气混染造成 ,可以进行常规法定年的大气混染校正 （穆治国 ,1990）。 然而 ,随着超高真空技术、高频辐射加热技术和高精度质谱计的使用 ,在 K-Ar 法定年过程中 ,发现了越来越多与上述假设相矛盾的现象。 在后期岩浆活动、 变质作用等热扰动事件的影响 下,矿物中不仅可以出现氩的丢失 ,而且可以出现氩的过剩 （Jeager 等,1985;文寄等 ,1992;大明 等,1999）。因此 ,对于曾经历过多期岩浆变质构造活动改造的地质体 ,常规 K-Ar 法已经不是一种可靠的定年方法。目前,被称为现代 K-Ar 法的分步升温释氩法 ,即 40Ar- 39Ar 法, 39A

5、r/40Ar 计时法是把含钾样 品放入核反应堆接收快中子照射，此时 39K 核被打进一个中子、放出一个质子，转变成半衰期为 269 年的 39Ar ，即发生 39K（n,p）39Ar 反应。用质谱计测定被照射样品中的 39Ar/ 40Ar比值，代替通常在 K-Ar 法中的 39Ar/ 40Ar 比值，计算样品的地质年龄。39Ar/ 40Ar 年龄是根据中子照射样品后， 一次性溶化所释放的全部氩气来进行计算的。 然 而，39Ar/ 40Ar 法的最大优越性是采用分阶段升温加热的方法。 通常每个温度阶段加热时间是一小时， 对每次加热所释放的氩进行纯化和质谱测定。 这样， 每一次试验结果就可计算出一

6、个表面年龄； 对任何一个样品来说， 就能得到一系列的表面年龄。 若以递增加热分阶段提取 氩所得的表面年龄为纵坐标，释放 39Ar 的累积百分数为横坐标，则得到样品的年龄谱图。通过年龄谱图可判断氩在样品形成之后是否发生过丢失。 如果样品自结晶作用以来对氩和钾 保持封闭体系，那么每次馏分的 39Ar/ 40Ar* 比值应该是一样的，从而给出相同的表面年龄； 这时，产生一致的年龄谱，即为一条水平线。然而， 更常见的是， 样品或者含有过剩氩或者自其结晶冷却以来并不保持封闭体系， 这时每个气体馏分的表面年龄是不同的， 产生复杂的不一致年龄谱。 通过不一致年龄谱的样式 和形状，不仅能了解样品的地质热历史，

7、 辨认样品是否因遭受后期加热而发生部分去气作用，而且往往还可以获得原始的形成年龄和次生的热扰动年龄。为了解决含有过剩氩样品的年龄测定问题，也可以像 K-Ar 等时线一样，采用 39Ar/ 40Ar 等时线法。 这些等时线方法的应用前提是： 第一， 参加等时线运算的数据必须来自在地质上 同时形成的样品；第二，这些样品必须具有相同的 40Ar/ 36Ar 初始比。利用等时线方法可以达到验证实验结果的可靠性、探讨 40Ar/ 36Ar 初始比，检验样品是否含有过剩氩、消除过剩氩影响和给出样品的 “真实”年龄等目的。但是，由于等时线方法是根据最小二乘法原理对 实验数据进行线性回归 (York,1969

8、;brooks et a1.,1972) 。其中参加运算的数据点的相对位置和 相对于坐标轴的位置。 对等时线年龄结果起决定性作用， 所以影响等时线方法运用成功与否 的因素除去前面所说的两点以外， 还与参加运算的实验数据的组成结构有关。 一般说来， 运 用不同等时线方法处理同一实验结果的数据， 可以得出相同或相近的等时线年龄和 40Ar/ 36Ar初始比结果。 但在有些情况下， 同一批实验数据， 利用某一种等时线方法处理可能出现数据 点分布不合理或线性差的现象，而利用另一种等时线方法就没有上述问题。在这个意义上， 各种等时线方法之间不存在优劣之分， 而是可以进行相互检验和根据具体情况起到互相补充

9、 的作用。尽管 39Ar/ 40Ar 法的全熔年龄 (total fusion age)与普通 40K- 40Ar 法一样也存在氩丢失的问题 但相对而言 ,39Ar/ 40Ar 法具有多项其它方法所没有的优势 :1)分段加热得到的年龄谱上的坪年龄往往能反应出该矿物的热演化历史 ,这是其它方法无可比拟的。 2)39Ar/ 40Ar 年龄比 40K/40Ar年龄精确。 39Ar/ 40Ar 等时线也比 40K- 40Ar 等时线可信 ,而且 39Ar/ 40Ar 法等时线无须作大气氩 的校正。即使样品中含有过剩氩 ,只要根据递增加热释放气体中的一系列测定值就能求出样 品的年龄和外来氩的 40Ar/

10、 36Ar 比值。3)样品用量小 ,由样品不均一性引起的问题也相对较小。 39Ar/ 40Ar 法存在的最大问题是在中子照射过程中某些样品会有 39Ar 的反冲 (recoil)丢失,而且对此目前尚无有效的处理方法。要获得一条极其平坦的 40Ar- 39Ar 并不容易。即使对那些未受热扰动的矿物而言 ,由于样品临近脉岩侵入、轻微蚀变部位 ,或者在矿物结构中存在空穴、 边缘错位和晶格空位 ,均会在反应堆照射过程中产生核反冲 ,引起氩同位素的迁移 ,从而影响年龄谱 ,特别是低温段年龄谱的平坦性。研究者提出了一些判别非扰动体系的年龄谱准则 (Dalrynple 等,1974;Berger等,1981

11、),可概括为 :(1)具有 3个以上相连的一致年龄坪 ,并具有超过 50%的 39Ar 释放量 ;(2)39Ar 析出量超过 50%时 ,能获得好的高温坪 ;(3)与坪对应的氩同位素可 以构成良好的等时线 ,其等时线年龄与坪年龄基本一致 ,其截距值与大气氩比值相差不大。满 足所有这些条件的样品 ,一般可以认为它所代表的岩体具有简单地质热历史 ,40Ar/ 39Ar 保持着 一个非扰动的封闭体系。从原则上讲 ,含钾矿物均可以作为钾氩定年的测定对象。因此 ,适合于测定的对象很多 , 如云母类、长石类、闪石类、辉石族、海绿石、伊利石等。但是 ,由于后期地质作用的复杂 性,一些含钾矿物形成以后 ,钾和

12、氩的封闭体系往往被破坏 ,不适宜用于定年。 同时 ,由于封闭温 度的限制 ,如长石类、云母类矿物的 Ar 封闭温度远远低于花岗岩的结晶温度 ,使 K-Ar 法和40Ar- 39Ar 法通常不能给出花岗岩的“结晶年龄” (Harrison 等 ,1979;献华等 ,1990)。因此 ,必须根据地质背景和不同的测年目的 ,考虑氩的存在状态 ,谨慎地选取测试对象。近几年来 ,人们尝试用连续激光探针来获得矿物晶体的 40Ar- 39Ar 的坪年龄谱 ,并且其精度比一般微量样品的 40Ar- 39Ar 年龄高。同时可以利用激光探针做单矿物微区的 40Ar- 39Ar 法定年 ,主要通过选择制成光片的待测

13、样品 4 5 个微区进行激光质谱全熔融分析 ,得到各测点40Ar- 39Ar 的全熔融视年龄 ,并利用 40Ar/ 36Ar- 39Ar/ 36Ar 同位素比值获得等时线年龄。但是后者 存在不少问题 ,在技术上尚有待于进一步改进。二、 U-Pb 法U-Pb 体系定年较其它体系的优越性在于铀有 2 个放射性同位素 238和 235 ,分别衰变 成 2 个铅同位素子体 206Pb 和 207Pb。通过这两个衰变系列 ,可以获得 3 个年龄值 (206Pb/207Pb、207Pb/235和 206Pb/238 ）。这些年龄值的差异可以指示在同位素平衡以后 ,该体系受到干扰的程度（陆松年等 ,1995

14、;陆松年 ,1995）。目前 的研究表明 ,确定 锆石 的 U-Pb 法年龄值有如下 几种选择 : 当各锆石样 品 206Pb/207Pb、 207Pb/235和 206Pb/2383 组年龄值比较一致 ,且均分布在一致曲线附近 ,它们的 206Pb/207Pb 年龄在 10 a相当时 ,可以简单地采取各组分的 206Pb/207Pb 模式年龄的平均值。 当一组样品的 207Pb/204Pb206Pb/204Pb 年龄作图线性关系很好时 ,应直接选取铅铅等时年 龄。根据不一致线与一致线的上、下交点确定年龄值。如数据在不一致线上较均匀分布、 相关性好时 ,上、下交点年龄在误差围应同时具有意义 ;

15、 当数据集中于上交点 （或下交点 ）附近时,只有上交点 （或下交点 ）年龄有意义 ;通过零点附近的不一致线 ,下交点的年龄一般没有地质 意义。放射成因铅较低的锆石或其它副矿物样品 （206Pb/204Pb500）应采用三阶段模式回归计算普通铅扣除量和年龄 （朱炳泉 ,1975）。U-Pb 法的测定对象主要是含铀矿物 ,如锆石、 榍石、 金红石、独居石、褐帘石、磷灰石和锐钛矿等。其中 ,常用矿物为锆石。然而 , 锆石在岩石中的含量较少 ,每千克样品中仅含有 15 粒锆石。由于分选的困难将使锆石 -法难以推广。同时 ,锆石群很少是单一成因的。研究发现 ,在某些锆石群中 ,继承锆石与岩浆锆石、热液

16、锆石一样 ,均是以单个透明的自形晶出现的 ,除定年外很难区分 ;而且一些锆石的部微观结构十分复杂 ,有的锆石是由部具环带的核和外部透明的、无环带的变质重结晶生长边组成的 ,如胶东地区的一些锆石就具有这样的特征 ,部为继承锆石 ,外围为岩浆锆石 （罗镇宽等 ,1997） 。任一岩石中的锆石均存在化学成分和同位素的不均一性 ,即便具有简单热历史的锆石也具有这类现象 ;锆石晶体表面的铀含量成百倍地高于中心部位 ,在一个晶粒的不同部位 ,和 Pb 的含量是不同的 ,形成了单颗粒锆石的年龄梯度。 上述问题不仅为利用锆石 U-Pb 法定年带来了困 难,同时也为锆石 U-Pb 定年法指明了发展方向。U-Pb

17、 法本身有多种测定方法 ,包括微量矿物法、 颗粒矿物 U-Pb 化学法、 Pb-Pb蒸发法和 高精度离子探针方法。各种方法均有其优点和缺点。目前 ,U-Pb 法的发展趋势是向微区分析 技术发展。而单颗粒锆石定年技术的推出 （Lancelot,1976）, 以及酸浸蚀实验、提高磁化体系强度、空气磨蚀技术的发展与高净化实验流程的建立 （Krogh,1982）, 无疑是 U-Pb 定年法向微区 分析技术迈出的关键一步。单颗粒矿物 U-Pb 法的优点在于 :样品用量少 ,可以分开不同年 龄的矿物颗粒 ; 使用空气磨损技术去除锆石表层放射性铅丢失部分 ,使测点更接近一致线 ,从而提高年龄的测定精度和可靠

18、性。 然而 ,与其它 -定年法相似的是 ,该方法亦可能由于 所测定的锆石颗粒遭受了不同地质事件的改造 ,而给出错误的年龄信息。为了获得可靠的年龄数据 ,必须对矿物微区进行原位测定 ,即必须借助于高精度离子探针技术。而新开发的澳大 利亚 SHRIMPRG 离子探针和法国 CAMECA 公司的 ims1270 二次离子探针均能直接进行矿 物原位 （insitus） 微区分析 ,精度可达 10数量级 ,可以区分相差 10的地质事件 ,从而使高 精度锆石 -年龄的获得成为可能。U-Th-Pb 法不一致年龄的处理主要有谐和图法、 两阶段模式法和等时线法。 不一致年龄 的解释模式有插入事件模式、扩散模式、

19、扩容模式、蚀变模式、低温退火模式、混合模式和 复杂模式等，除上述模式外，在解释不一致年龄时，还须考虑到核反冲作用、射气作用、化 学风化作用等因素。三、 Pb-Pb 等时线法尽管铅的模式年龄遭到人们的摒弃 ,但铅的 206Pb-207Pb 等时线年龄却正在引起人们的关注，尤其是当系统具有高的 U/Pb比值,亦即含有足够高的放射成因铅同位素时。 由于 235U/238U 比值在所有地球物质中是一个常数 1/137.8, 因此 206Pb-207Pb 年龄可以不必求出矿物中铀的含量就能计算出来。 如果 t是常数 ,则一个封闭系统中共生的矿物在 206Pb-207Pb图解上都应该落 在一条斜率为 m

20、的直线 （等时线 ）上 :m=1/137.8(e 2t-1)/(e 1t-1)式中 1 和 2 分别是 235U 和 238U 的衰变常数 ,t 即为自从矿物或岩石成为 U、Th、Pb 的所有中间子体的封闭体系以来所经历的时间。 本方法的测定对象是放射性成因铅含量高而 正常铅含量低的矿物。 因此,方铅矿等含铅矿物是不适合的。 最好是具有高 U/Pb 比值的其它 矿物 ,如碳酸盐类矿物等。 目前看来 ,本方法对地层时代的定年较准 ,而对矿化年龄则尚有待进 一步探讨。四、 Rb-Sr 法70 年代以来 ,铷锶法得到了迅速发展 ,铷锶等时线方法已经成为地质年代学中最重 要的方法之一。 Faure(1

21、976) 对铷锶全岩等时线和矿物部等时线年龄的意义和相互关系进行 了详细论述。随着铷锶年龄资料的积累和铷锶同位素体系研究的深入 ,一些学者对铷锶等时线定年的理论和基本前提提出了疑问 ,并进行了方法的讨论 (覃振蔚 ,1987; 玉泉等 ,1989;献华等 ,1990) 。本文拟以花岗岩和变质岩为例 ,探讨铷锶等时线定年法的适用性和局限性。对花岗岩的铷锶定年 ,除必须满足同位素定年的理论和一般前提外 ,还必须满足 :所测定的样品必须是同源的 ,即样品的 (87Sr/86Sr)比值相同。由于测试精度的限制 ,对大多数花 岗岩而言 ,所分析的一组样品的 (87Sr/86Sr)比值如果能在 10-4

22、数量级上一致 ,就可以认为 满足“初始锶均一”的等时线条件。由此类样品的实验数据回归获得的等时线 ,可以得出真实的年龄。然而 ,地壳的同位素组成是极不均一的 ,由地壳岩石重熔产生的花岗岩将或多或少 地继承这一特点 , 从而产生花岗岩 (87Sr/86Sr)的不均一性。如果所有样品的 (87Sr/86Sr)比值 在一个“平均值”围随机变化 ,与 Rb/Sr 值无关 ,在铷锶等时线图上表现出 87Sr/86Sr)值沿 坐标轴的水平“带状”分布 ,则可以获得一条有一定误差但接近花岗岩形成年龄的铷锶等 时线年龄。如果样品的 (87Sr/86Sr)比值与 Rb/Sr 值有关 ,则会构成一条“假等时线”

23、,不能反 映正确的花岗岩形成年龄。岩浆结晶作用时间短 ,所有样品均具有接近的年龄。 Macarthy等(1980) 认为 ,如果岩浆结晶时间短 ,Rb/Sr 值变化围适中 ,则有助于铷锶等时线的构筑 ,并能 提高等时线斜率与年龄计算的精度 ;如果结晶时间长 ,Rb/Sr 值变化过大 ,则放射成因的 87Sr 积累将快速增加 ,导致早期和晚期结晶固相的 (87Sr/86Sr)值发生较大变化 ,并和 Rb/Sr 值呈明显 的正相关关系 ,从而使铷锶等时线定年前提不能满足。一组样品具有适当变化围的 87Sr/86Sr值(或 Rb/Sr值),以便构筑一条等时线 ,获得可靠的等时线斜率。由于上述前提条件

24、的 限制 ,可以认为由结晶分异同化混染、混合成因形成的岩浆岩样品不适合于铷锶等时线 方法测定。由于铷、锶化学性质的差异 ,使得它们在变质作用过程中的表现也各不相同。在进变质 或退变质时 ,锶可以在 1cm 的小围进行再分配 ;退变质加剪切作用时 ,锶活动围可以扩大到几 十米。铷则更为活动 ,可以在露头围发生迁移 ;在麻粒岩相变质条件下 ,铷会大量丢失 ,K/Rb 值 可达 1000 4000,而退变质时铷又会增加。 因此 ,对任何类型的变质岩 ,如果在其形成过程中或 形成后的地质历史中 ,有流体的加入使铷、锶发生变化 ,这些岩石均不适宜于用铷锶等时线 法进行年龄测定。受强烈的后期地壳改造作用的

25、影响 ,我国关于变质岩的铷锶等时线定年法成功率不高。至今尚未获得过 35003800的铷锶等时年龄 ,2500 以上的结果也不多 ,所获年龄多集中在 2300、 2100、 1800左右的三组年龄值围 (伍勤生 ,1985; 高励 ,1985),反映的是后期构造热事件的叠加时间。因此 ,利用铷锶等时线法确定变质岩的年龄时应谨慎 ,在地质上要选择那些受后期热扰动事件改造少的中级以上变质岩和深成岩 , 才有希望获得满意的结果。Rb-Sr 法存在一些问题 :(1)测定年龄的样品量较大 ;(2) 测定包裹体的年龄时 ,难以排除次 生包裹体的影响 ,并且原生包裹体可能存在不同时代的包裹体 ,测定的结果可

26、能为混合年龄;(3)样品前处理中存在一些较难以克服的问题 ,如吸附反应导致 Rb、Sr 分馏,进而影响 Rb、Sr 同位素体系的封闭 ;(4)等时线理论要求样品同源、具有相近的同位素初始值和形成后处于 封闭体系 ,这些就决定了实践工作中很难得到科学的、合理的等时线年龄。五、 Sm-Nd 法Sm、 Nd 同属稀土元素 ,具有相似的地球化学性质。它们主要富集在榍石、磷灰石、褐 帘石、锆石、石榴子石、角闪石和辉石等矿物中。在多数情况下 ,稀土元素的化学性质是不 活泼的 ,特别是 Sm/Nd 比值不易发生改变 ,钕的热扩散系数比锶低一个数量级。 这使得 Sm-Nd 同位素体系可以保持良好的封闭状态 ,

27、从而可以获得古老岩石的成岩年龄。自 Depaolo 等 (1976) 提出 Sm-Nd 模式年龄以来 , Sm-Nd 同位素年代学研究已经取得了较大进展 ,已不仅仅局限于古老岩石的定年。高精度的单矿物 Sm-Nd 同位素分析和矿物部等时线方法已经将Sm-Nd 法开拓到显生代花岗岩形成年龄、中生代基性 -超基性岩形成年龄和矿脉年龄的测定(曙光等 ,1989; 志昌等 ,1987;献华等 ,1990) 。Sm-Nd 法的优点在于 Sm、 Nd 均为相对稳定的元素 ,适宜于对铁镁质岩石定年。然而由 于这两个元素在矿物 /玄武岩浆中的分配系数较低 ,甚至低到可以忽略不计 , 因而在同一地幔 源衍生的部

28、分熔融体中 ,或在由连续分异作用而形成的派生岩浆中 (同源 ),即使经过一段长时间的分馏 ,也不能使 Sm/Nd 比值产生重要的不同。 岩石中 Sm、Nd 含量低和 Sm-Nd 同位素体 系变化围小 ,必然影响等时线的回归及回归精度。这正是 Sm-Nd 定年法的缺点。与其它等时线法一样 ,用 Sm-Nd 定年法测试的样品必须具有同源性、同时性和不受后期 事件的干扰等 3 个基本条件。但在实际的应用过程中 ,由于同类岩石 Sm/Nd 比值变化较小而使等时线无法拉开 ,因此常常将不同岩性的岩石组合在一起。如在高级变质岩区将基性麻 粒岩与中、酸性麻粒岩 ,或者麻粒岩相与角闪岩相岩石组合在一起 ;在绿

29、岩带与蛇绿岩套中进行科马提岩和玄武岩的组合 ,以及其他长英质、基性、超基性岩的组合。如此就会带来一个 问题。如果超基性岩和基性岩石分别来自亏损源和富集源 ,由于这些来源不同的岩石具有不 同的初始比值 ,其在原始等时线图上就已经存在一个初始斜率 ,即已经存在一个年龄值 ,则必 然导致后来生长的同位素年龄偏老。同样，如果岩石组合中有强亏损的岩石 ,由于其143Nd/ 144Nd 增长快 ,也会使所得年龄偏大。由于从地质上和地球化学上均难以正确地回答这 种岩石组合能否保证它们的同源性和同时性 ,因此 ,目前许多 Sm-Nd 等时年龄的地质意义可,已经引起地质学家的重Sm-Nd 同位素体系存在Sm/N

30、d 比值 (接近或大于能是不明确的 ,甚至是值得怀疑的 (江博明 ,1989;Gruau 等,1990) 。 此外 ,岩石遭受后期改造作用时稀土元素是否具有活动性的问题 视。变质作用过程中 ,新矿物组合的形成以及变质流体的迁移确实对 某种潜在的扰动作用。以石榴子石为例 ,由于石榴子石具有很高的1),在深变质作用过程中形成此类新矿物必然会使 Sm-Nd 同位素体系产生强烈的分异。 此外 , 随着流体 /矿物分配系数的改变 ,不同矿物中的 Sm/Nd 比值和钕同位素的组成也有可能发生 改变。在 5kbar 和 1200条件下 ,Sm在富 CO 2硅酸盐熔体中的分配系数比富 H2O 硅酸盐熔体中高

31、1000 倍(Wendlandt 等,1979) 。因此 ,在野外取样时 ,应尽量采取不受或少受后期改造作 用影响的样品。此外 ,Sm-Nd 同位素体系还在地球演化、大陆生长和化学地球动力学等研究方面发挥着 不可替代的作用 (Depaolo 等 ,1981,1988)。六、 Re-Os 和 Os-Os 法Re-Os 同位素体系与 KAr、RbSr、SmNd、UTh Ph等常用的同位素体系相比 具有独特的地球化学特性。 Os为相容元素， Re 为中等不相容元素，因而在岩浆过程中 Re、Os 间的分异远比其它同位素体系母子体间的分异大，随时间演化造成锇同位素组成有较太 变化，因此锇同位素是一种很好

32、的地球化学示踪剂，它可以提供 Sr、Nd、Ph 等同位素所不能给出的重要信息。 Os 有七种同位素： 184Os(0.02%),186Os(1.58%), 187Os(1.60%),188Os(13.3%), 189Os(16.2%), 190Os(26.4)和 192Os(41.0%). Re 有两种同位素 :185Re(37.40%)和 187Re(62.60%) 。括 号的数字为同位素习用丰度。其中 187Re 是放射性同位素 ,经衰变生成 187Os。粒子的最大能量为 2.65Kev,仅仅是 187Re 衰变的粒子最大能量 275Kev 的 1% 。它给精确测定 187Re的衰变常数 （或半衰期 ）带来了困难。 目前普遍采用的衰变常数是由实验法获得的 ,即在 1kg 纯的高铼酸里加入 190Os-192Os 同位素示踪剂 ,放置两年后 ,测量放射成因的 187Os 的增长