沉积岩沉积时间的绝对年龄是非常重要的，但确定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，并笑咐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转向细粒、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上，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（1962）开创了页岩全岩的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。而在其他一些条件下（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，尝试着单独处理给出了660 Ma的沉积年龄。
近来对页岩定年的一些研究寻求通过分析分离出的粘土矿物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。
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2-13所示（Clauer，1979）。分析了4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（860±35）Ma，初始比值为0.7088，是前寒武纪海水的特征。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针，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纪―寒武纪边界的定年。
图2-13 毛里塔尼亚页岩Rb-Sr等时线
在中国，震旦系（最年轻的前寒武系）―寒武系边界出露良好，穿过寒武系底部具明显连续的富化石黑色页岩系。如果可以得到可靠的沉积或碰瞎纯早期成岩年龄，页岩的Rb-Sr分析将是非常方便的定年方法。Cowie和Johnson（1985）及Odin 等（1985）总结的一些结果如表2-1的左列所示。它们看起来支持寒武系底部大约为600 Ma的观点。然神颂而，英国南部Ercall花岗斑岩给出要年轻得多的证据。该深成岩被侵蚀面切割上覆含下寒武统三叶虫的石英岩（Cope等，1987）。Patchett等（1980）对此花岗斑岩获得了统计学完美的（MSWD=0.97）（533±13）Ma（2σ）Rb-Sr全岩年龄，他们解释为侵入年龄。
表2-1 长江三峡页岩的全岩、粗粘土（左列）、细粘土（右列）单矿物的年龄数据（Ma）
在审视寒武系底部的这些年龄矛盾中，Rb-Sr页岩数据必须非常仔细地加以审查以判断它的可靠性。从扬子北中部三峡地区Rb-Sr全岩与全岩U-Pb（206Pb/204Pb-238U/204Pb与207Pb/204Pb-235U/204Pb）等时线年龄的良好吻合，Zhang等（1984）认为，因在沉积和成岩过程中测年的同位素均一化，这些结果是真实的。这是因为Rb-Sr系统是依据无机组分，而U-Pb系统大部分是依据页岩中的有机组分。
Zhang等为了去除继承组分也利用了伊利石结晶度指数。然而，细粒组分的分析（表2-1右列）总是给出较全岩或粗粒部分低的年龄。这表明沉积后的成岩事件在某个时候影响了岩石，因此，表2-1左列的数据可能是继承的与放射成因的混合年龄，而不是沉积年龄。
该解释由最近对摩洛哥、中国、西伯利亚接近寒武系底部的凝灰岩和斑脱岩的锆石U-Pb的定年得到支持。它们证实了接近540 Ma的年轻的边界年龄（Compston 等，1990；Bowring等，1993）。因此，页岩的Rb-Sr定年不能认为是测定沉积岩沉积事件年龄的可靠技术。
二、海绿石
海绿石由于其高的Rb含量、易于鉴别和地层上的广布性，提供了直接测定沉积岩年龄的可能性。海绿石类似于伊利石，是最易以宏观球状体出现的云母类矿物。它们可能是由与排泄物球体的有机质相混合的、非常细的粘土矿物前身蚀变形成的。在海洋环境中海绿石形成于近沉积物-水界面。然而，通过研究现今海底球体，Odin和Dodson已证明“海绿石化”是一个缓慢的过程，可能需要几十万年才能完成。在此过程中，球体的钾含量增加，这也因此被用来监测球体的成熟化。
图2-14 全新世（零年龄）海绿石Rb-Sr模式年龄与K含量的函数关系
全新世海绿石的Rb-Sr分析（Clauer等，1992）表明，锶同位素与海水的平衡当钾含量增高时仅缓慢达到。Rb-Sr数据使初始锶等于估计的沉积时的海水锶同位素成分时可计算出球体的Sr模式年龄。零年龄的球体，由于碎屑矿物相中含有大量的锶，具有高的视模式年龄。然而，随着其成熟，球体与海水均一化在完全平衡的球体中模式年龄降为零（图2-14）。为了选择仅仅完全成熟的测年物质，因此，海绿石的钾含量分析提供了筛选依据。
白垩纪及更年轻的海绿石常常得到与其他测定方法一致的年龄（如Harris，1976）。但古生代的海绿石通常给出比预期值低10%～20%的年龄。早期研究者（如Hurley等，1960）将这归结为成岩过程中K和Rb的沉积后吸收。然而，Morton和Long（1980）将年轻的年龄归结为由某种形式与循环卤水的离子交换过程，使87Sr从粘土矿物晶格的可扩张层中丢失。
Morton和Long根据假定的沉积时的海水87Sr/86Sr初始比值计算了一系列的海绿石单矿物的模式年龄。他们证明在一些情况下，错误的海绿石模式年龄能由醋酸铵的淋洗而增高至近地层年龄。这被认为是从晶格可扩张层中除去了过量松散结合的Rb。相比之下，用醋酸、盐酸等淋洗，对海绿石的年龄具不可预测的影响，可能是由于除去了一些紧密结合的Sr。
