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1、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内容 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
2、-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、4oAr-39Ar法、U-Pb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
3、、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。、K-Ar 法和 4oAr-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；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
4、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; 陈文寄等,1992;李大明等,1999)。因此，对于曾经历过多期岩浆一变质一构造活动改造的地 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4oAr-39Ar法，39Ar/4oAr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
5、样品中的39Ar/4oAr 比值，代替通常在K-Ar法中的39Ar/4oAr比值，计算样品的地质年龄。39Ar/4oAr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/4oAr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 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
6、来对氩和钾保 持封闭体系，那么每次馏分的39Ar/4oAr*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，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
7、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;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
8、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 的作用。尽管39Ar/4Ar法的全熔年龄（total fusion age）与普通4K-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 4
9、0K/40Ar年龄精确39Ar/40Ar等时线也比4K-40Ar等时线可信，而且39Ar/4Ar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/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面的反冲（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
10、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）,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
11、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;李献华等,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内的40Ar-39Ar的坪年龄谱,并且其 精度比一般微量样品的40Ar-39
12、Ar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样品45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,并利用稣rArfArAr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 U和235 U ,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/235U和206Pb/238 U）。这些年龄值的差异可以指示在同位素平衡以后，该体系受
13、到干扰的程度（陆 松年等,1995;陆松年,1995）。目前的研究表明，确定错石的U-Pb法年龄值有如下几种选择：当各错石样品 206Pb/207Pb、207Pb/235 U和206Pb/238 U 3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10Ma内相当时，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，应直接选取铅一铅等时年 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、下交点年龄在误差范围内应同时具有意义;
14、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。放射成因铅较低的错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，如错 石、榍石、金红石、独居石、褐帘石、磷灰石和锐钛矿等。其中，常用矿物为错石。然而， 错石在岩石中的含量较少,每千克样品中仅含有15粒错石。由于分选的困难将使错石U- Pb法难以推广。同时，错石群很少是单一成因的。研究发现，在某些错石群中，继承错石与 岩浆错石、热液错石一样，均是以单个透明的自形晶
15、出现的,除定年外很难区分;而且一些错 石的内部微观结构十分复杂，有的错石是由内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,如胶东地区的一些错石就具有这样的特征,内部为继承错石，外围为岩浆 错石（罗镇宽等,1997）。任一岩石中的错石均存在化学成分和同位素的不均一性，即便具有简 单热历史的错石也具有这类现象；错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，U和Pb的含量是不同的，形成了单颗粒错石的年龄梯度。上述问题不仅为利 用错石U-Pb法定年带来了困难,同时也为错石U-Pb定年法指明了发展方向。U-Pb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
16、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。而单颗粒错石定年技术的推出（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错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性。然而，与其它U-Pb定年法相似的是,该方法亦可能 由于所测定的错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i ms1270二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 mm数量级，可以区分相
