矿床变化与保存研究的裂变径迹新途径2008
地层剥蚀量的计算讲解
计算地层剥蚀量方法 恢复地层剥蚀厚度是研究盆地演化史和进行油气资源定量评价的重要基础工作，通过地层剥蚀量的计算、地层最大埋深的确定，可以帮助我们确定烃源岩生油期、生气期，进而准确评价油气资源潜力，优选勘探目标。 目前存在多种计算地层剥蚀量的方法，如：（1）地层对比法、（2）沉积速度法（Van Hinte,1978）、（3）声波测井曲线法（Magara,1976）、（4）镜质体反射率（R o）法（Dow,1977）、（5）地震地层学法（尹天放等，1992）、（6）最优化方法（郝石生等，1988）、（7）天然气平衡浓度法（李明诚等，1996）等。 一、构造横剖面法 该方法通过对构造发育特征的分析，推测地层的剥蚀量，基本原理如图1所示。该方法适用于构造发育特征比较明显、尤其是角度不整合地区，对平行不整合的剥蚀量计算受到一定的限制。
图1 构造横剖面法推算地层剥蚀量示意图 可以根据残余地层的展布特征及构造运动的特点推算出剥蚀厚度。以某三维地震剖面为例，通过该方法可估算出该地区印支运动对C－P顶面造成的剥蚀量 的剥蚀量最大可到1500m左右。 最大不超过1000m，J3～K沉积时期，J1 ＋2 二、沉积速率法 该方法是依据不整合面上下地层的沉积速率及绝对年龄计算地层剥蚀量，具体可分如图2所示的几种情形进行处理（Guidish等，1985）： 图2 对不整合面的不同处理方法（Guidish等，1985）（a）将不整合面视为沉积间断，期间无剥蚀发生，界面上下沉积岩的绝对年龄的差值即为沉积间断的时间。
（b）发生了剥蚀，视剥蚀掉的地层的沉积速率等于其剥蚀速率，所以： H e=[(V上＋V下)/2]×[(T下－T上)/2] （c）认为剥蚀掉的地层的沉积速率等于不整合面之下地层的沉积速率，而其剥蚀速率等于不整合面之上的地层的沉积速率，因此剥蚀开始的时间（T e）和剥蚀厚度（H e）即为： T e=（V上T上＋V下T下）/（V上＋V下） H e=V上（T e－T上） 该方法必须在知道不整合面上下地层的沉积速率及绝对年龄的情况下才能适用。 三、声波时差法 沉积物在沉积、埋藏过程中，孔隙度随埋深的增大呈指数减小，又因为在具有均匀分布的小孔隙的固结地层中，孔隙度与传播时间之间存在着正比例线性关系（Wyllie等，1956），因而在Magara K.（1976）总结了Athy（1930）、Rubey 和Hubbert（1959）等前人的研究成果，提出了泥页岩在正常压实情况下的声波时差－深度关系式（Magara K.，1976）： Δt=Δt0e-CH 式中，Δt：泥页岩在深度H处的传播时间(μs/m) Δt0：外推至地表的传播时间(μs/m) C：正常压实趋势斜率(m-1) H：埋深（m） 如果地层为连续沉积，则泥页岩声波时差与深度满足上述关系式，在半对数坐标系中为线性相关；如果某一地区经历了抬升和剥蚀，那么泥页岩声波时差与深度的正常压实趋势线与未遭受剥蚀地区的相比，则向纵坐标偏移，即在所有的深度上都向压实程度增强方向偏移，根据这一偏移趋势大小，将其压实趋势线上延到未经历压实的Δt0处，则Δt0与剥蚀面处的高差即为剥蚀厚度。 这一原理与方法是建立在“泥岩沉积物的压实形变为塑性形变，不会发生回弹”这一前提的基础上，而且目前人们普遍认为其只适用于新沉积物厚度必须小于地层剥蚀厚度的情况下，否则原泥岩孔隙度将被改造而失去定量计算地层剥蚀
物源分析方法及进展
物源分析研究方法 物源分析在确定沉积物物源位置和性质及沉积物搬运路径,甚至整个盆地的沉积作用和构造演化等方面意义重要。近年来已发展成为多方法、多技术的一门综合研究领域。电子探针、质谱分析、阴极发光等先进技术在物源分析中应用日益广泛;同时,各种沉积、构造、地震、测井等地质方法与化学、物理、数学等学科的应用及相互结合,使物源判定更具说服力。它在原盆地恢复、古地理再造、限定造山带的侧向位移量,确定地壳的特征,验证断块或造山带演化模型,绘制沉积体系图,进行井下地层对比以及在评价储层的品质等方面,都可起到重要作用。 物源分析已经成为连接沉积盆地与造山带的纽带,为学者提供了一个研究盆山相互作用的有效切入点。其研究内容不仅包括物源区的方位、侵蚀区与母岩区的位置、母岩的性质及组合特征,还包括沉积物的搬运距离、搬运路径;而且,根据物源分析资料还可以进一步了解物源区的气候条件和大地构造背景,进行沉积体系分析,重建古地理面貌。因此进行物源研究既是沉积地质学、构造地质学、岩石学的重要研究内容,也是古海洋学、石油地质学的重要课题。 随着现代分析手段的提高,物源分析方法日趋增多,并不断的相互补充和完善。目前应用较多的为:重矿物法、碎屑岩类分析法、沉积法、裂变径迹法、地球化学法和同位素法等。主要研究岩石、矿物成分及其组合特征、地层的发育状况(包括接触关系和沉积界面等)、岩相的侧向变化和纵向迭置、地球化学特征及其组合变化等,其依据在于不同的物源在沉积物的搬运和沉积过程中就会有不同的岩性、岩相和地球化学特征响应。 一、重矿物分析法 由于电子探针技术的应用及其分析水平、精度的不断提高,重矿物分析法应用广泛。重矿物因其耐磨蚀、稳定性强,能够较多的保留其母岩的特征,其在物源分析中占有重要地位。它包括单矿物分析法和重矿物组合分析法。 1、单矿物分析法 用于重矿物分析的单矿物颗粒主要有:辉石、角闪石、绿帘石、十字石、石榴石、尖晶石、硬绿泥石、电气石、锆石、磷灰石、金红石、钛铁矿、橄榄石等。用电子探针可分析上述矿物的含量、化学组分及其类型、光学性质等,针对每个重矿物的特性及其特定元素含量,用其典型的化学组分判定图或指数来判定其物源。如Morton用辉石矿物对南Uplands 地区奥陶系Portpa2t rik组进行物源判断,依据Let terier提出的Ca2Ti2Cr2Na2Al 组分图解,用Ti2(Ca + Na)来判定其物源是拉斑玄武岩或碱性玄武岩,用( Ti + Cr)2a 图解区分辉石源区为造山带还是非造山带环境,指出该区辉石源自钙碱性火山岩。另外,单颗粒重矿物含量比值亦具有一定的源区意义。独居石/锆石比值( MZi)可显示深埋砂岩物源区的情况;石榴石/锆石比值(GZi)用来判断层序中石榴石是否稳定;磷灰石/电气石比值(ATi)指示层序是否受到酸性地下水循环的影响。单颗粒重矿物含量的平面变化可用来判定物源方向,如磁铁矿等。 2、重矿物组合法 矿物之间具有严格的共生关系,所以重矿物组合是物源变化的极为敏感的指示剂。在同一沉积盆地中,同时期的沉积物的碎屑组分一致,而不同时期的沉积物所含的碎屑物质不同,据此,利用不同时期水平方向上重矿物种类和含量变化图,可推测物质来源的方向〔5。重矿物组合分析法对物源区用处颇大,尤其是在矿物种类较复杂、受控因素较多的地区特别有用。具体组合形式、分析方法根据不同地区特点不同而有差异。目前,主要引用一些数学分析方法,如聚类分析(R型或Q 型) 、因子分析、趋势面分析等方法来研究矿物组合特征、相似性等指数,从而提取反映物源的信息。重矿物方法对母岩性质具有一定的要求,对火山岩和变质岩作为母岩时,其中的重矿物所经历的搬运、沉积次数较少,受后期的影响小,保
磷灰石裂变径迹方法原理与研究进展
磷灰石裂变径迹方法原理与研究进展 姓名：李忠炎 班级：矿物S162 学号：201671305
磷灰石裂变径迹方法原理与研究进展 一、磷灰石裂变径迹分析方法原理的提出 磷灰石裂变径迹分析是一种揭示岩石低温热年代学的有力工具，它建立在20世纪70年代。磷灰石裂变径迹分析是一种揭示岩石低温热年代学的有力工具，它建立在238U自发裂变辐射损伤效应，在实验基础上来观察辐射损伤特征，并利用数学地质模型模拟岩石所经历的低温热演化史。 Fleischer等(1975)将裂变径迹的定义为：238U自发核裂变会产生具有很高能量的带电重粒子，当高能量带电重粒子(238U)穿过绝缘固体材料时，会在固体材料如磷灰石中留下放射性的狭窄痕迹，称之裂变径迹(Fleischer al．，1975)。在上述过程中，Fleischer 等(1988)发现238U 将会分裂成两个大致相同的高能带电粒子向相反方向飞行，每个粒子带电大约在40～160MeV(Fleischer et al．，1988）。Gleadow 等（1986) Green （1988）和Donelick （1990）等均实验并最终证实这些核裂变产生的高能带电粒子能在固体材料上留下大约16～18μｍ的线性裂缝（Gleadow et al，1986；Green，1988；Donelick et al.，1990）。这些线性裂变径迹可以通过化学酸蚀处理可视化，进而可被光学显微镜观察。 相对低温下稳定的磷灰石裂变径迹在60°Ｃ以上会发生退火，而且会不断累计（Donelick et al．，1981）。这意味着磷灰石裂变径迹很少代表岩石的形成年龄，主要代表其低温演化的年龄（Gleadow et al．，1986）。磷灰石裂变径迹退火行为受温度影响的。Duddy等（1988）在其恒温退火的描述与温度随时间变化吻合的实验过程中，利用“等效时间原理”解释实验现象，印证了该原理。磷灰石的退火行为一旦发生就受温度及时间的因素影响，而且温度是主导因素（Duddy et al．，1988）。 二、磷灰石裂变径迹的退火行为 1.退火行为所受影响因素 1.1磷灰石的主要元素及238U的富集 根据Barbarabd等（2003）、Green等（1986）和Carlson等（1999）的研究，磷灰石的裂变径迹退火率与磷灰石中的主要元素如Cl，F，Mn，Fe等富集程度及238U的富集（含量10×10-6以上）等相关。磷灰石裂变径迹的退火速率可以根据刻蚀坑尺寸来计算，而刻蚀坑尺寸可以通过磷灰石的溶蚀体积来衡量（Barbarabd et al．，2003；Greenet al．，1988；W．D．Carlson et al．，1999）。Gleadow和Duddy等认为磷灰石的成分组成对磷灰石的
东昆仑五龙沟金矿床成矿热历史的裂变径迹热年代学证据
东昆仑五龙沟金矿床成矿热历史的裂变径迹热年代学证据东昆仑五龙沟金矿床成矿热Ξ 历史的裂变径迹热年代学证据 袁万明王世成王兰芬 ()中国科学院高能物理研究所核分析研究室 ,北京 () 摘要本文将取自五龙沟地区 3 个金矿体区的锆石和磷灰石进行裂变径迹热年代学分析 , 实测锆石裂变径迹年龄为 197 . 4,235 . 0 Ma ,实测磷灰石年龄为 200 . 5 Ma ,磷灰石校正年龄为 244 Ma ,这与已有的 Rb2Sr 和 K2Ar 同位素年龄范围 207 . 1,252 . 9 Ma 基本一致 ,代表了相应温 度时的成矿时代。热历史模拟结果显示 ,矿区主要经历了 2 次升温和降温过程 ,不仅体现了成 矿作用的长期性 ,而且体现了成矿作用多期次的特征 ,各矿体矿石中锆石的裂变径迹年龄相差 较大亦是佐证 ,并且符合多期次成矿的地质特征。 关键词裂变径迹热年代学热历史成矿时代金矿床东昆仑 五龙沟地区属于青藏高原北部的东昆仑山 ,区内金矿产丰富 ,现已发现多个矿床 ,矿点星布 ,其类型较多 ,并尤以热液型金矿床最为重要。本文应用裂变径迹热年代学方法研究五 1 , 2 龙沟金矿的成矿热历史,对查明金成矿的时代 ,研究矿床成因、区域成矿规律以及找矿 预测有着重要意义。
1 五龙沟地区金成矿背景 区域上发育 3 条近于 N W 向深大断裂带 ,长度大于 25 km ,宽度 10,100 余米 ,处于岩体与地层接触带附近 ,构成控制矿田的构造。深大断裂带旁侧次级断裂发育 ,形成一系列较密集的 N W —N N W 向断裂破碎带 ,一般长 3,5 km 以上 ,宽 5,40 m 。受区域构造活动的影响 ,研究区内断裂构造十分发育 ,破碎强烈 ;地层出露较少 ,主要为新元古代丘吉东沟群和古元古代金水口群变质岩 ,并以后者为主 ;岩浆活动十分强烈 ,岩浆岩出露面积占研究区面 ( ) 积 95 %以上 ,以中酸性岩为主。主要岩浆事件有 3 次 ,即新元古代青白口纪前兴凯期、泥 () () 盆纪华力西期和三叠纪印支期。岩石成因类型有 I 型、S 型和 A 型 ,其中较晚形成的红 3 Ο 石岭钾长花岗岩 Rb2Sr 同位素年龄为 228 . 25 Ma, K2Ar 同位素年龄为 207 . 1 ?31 Ma 。区内金矿化强而广 ,金矿规模较大 ,品位较富 ,沿构造带集中分布 ,主要属构造破碎带蚀变岩型。围岩蚀变主要是硅化和绢云母化 ,它们与黄铁矿的复合矿化与金成矿直接关联。现已划分出的含金破碎蚀变带有 13 条 ,其中 ?带位于岩金沟 N WW 向脆韧性剪切带中 , ?带分 布于岩金沟与水闸2红旗沟 2 个剪切带所夹持的 N W 向断层带内。矿体一般赋存于断裂破 Ξ 中国博士后科学基金和中国科学院核分析技术开放研究实验室资助项目第一作者 :袁万明 ,男 ,1956 年生 ,副教授 ,从事裂变径迹与地质应用以及岩石学研究 ,邮编 :100080 Ο 青海省地球物理勘查技术研究院 ,1995 ,内部资料 碎带的中部偏下部位 ,沿走向和倾向方向矿化分段富集比较明显 ,常见尖灭再现、膨大狭缩和分枝复合现象。矿体规模一般较大 ,产状与断层产状一致 ,其
第四纪沉积物年代测定方法
第四纪沉积物年代测定方法 第四纪沉积物是指第四纪时期因地质作用所沉积的物质，一般呈松散状态。在第四纪连续下沉地区，其最大厚度可达1000米。第四纪沉积物中最常见的化石有哺乳动物、软体动物、有孔虫、介形虫及植物的孢粉。这些化石，有助于确定第四纪沉积物的时代和成因.第四纪沉积物年代测定方法主要有物理年代学方法、放射性同位素年代法、其他方法 一、物理年代学方法 物理年代学方法是利用矿物岩石的物理性质（如热、电、磁性等）测定沉积物的年龄的方法。如古地磁法、热释光（TL）、光释光(OSL)、电子自旋共振（ESR）、裂变径迹法等。 1、古地磁学方法 古地磁学方法是利用岩石天然剩余磁性的极性正反方向变化，与标准极性年表对比，间接测量岩石年龄的方法。他的实质是相对年代学和绝对年代学方法的结合——运用古地磁数据建立极性时（世、期）和极性亚时（事件）的相对顺序，再运用同位素（主要是K—Ar法）测定他们各自的年代，继而建立统一的磁性年表。 （1）基本原理 A．过去地质历史时期与现代一样，地球是一个地心轴偶极子磁场。 B.含有铁磁性矿物的岩石，在形成过程中受到地磁场的作用而被磁化，磁化方向与当时的磁场方向一致。 a.沉积岩：沉积剩余磁性。 b.火成岩：居里点之下，称为热剩磁。居里点温度一般在500~650℃（表） C.不同时期磁场是变化的,因此保存在沉积物中的磁场特征也是变化的：变化包括磁极移动（106—109年）和磁场倒转（104-106）。 （2）古地磁极性年表（A.Cox） 古地磁极性年表是根据一系列主要用K-Ar法测定年龄的不同时间尺度的极性变化事件编制的地磁极性时间表。 目前用于第四纪研究的极性年表是A.Cox 等1969年根据陆地和大洋已有的140多个数据拟定的5MaB.P.以来的地磁极性时间表，后经许多研究者补充修正，综合成表。 (3) 测年范围及应用条件：无时间限制，整个第四纪都可以。剖面沉积连续、厚度巨大的细粒沉积层。 (4) 应用情况：方法成熟，广泛应用。 (5) 采样要求：①岩石必须含有铁磁性物质，但后期岩脉穿插的岩石样品不行。②取定向标本：产状要素法、自然方位法③采样间距及大小：垂直间距<1m，大小2cm*2cm*2cm。 综上所述，一些岩石中固有的这种剩余磁性是揭示过去地球磁场历史的信息，类似于化石一样地能保存到现在。我们通过分析岩石中的天然剩余磁性，可以了解岩石形成时的地磁极性。通过其它同位素测年确定每次地磁场变化的年代，建立古地磁极性年表，以此为标准，将研究区岩石磁性的变化与之对比，从而可以确沉积物的年代。古地磁法的不足之处在于：退磁困难；难以判断不同层位相同极性所属时代。 2、热释光（TL）、光释光(OSL)、电子自旋共振（ESR）法 这是基本原理相似而测试对象不同的3种年代学方法。基本原理：t=TD—ID／AD，三种方法不同之处在于：TD是通过不同的激活手段（加热、光照、加磁场）使其释放出来的。（1）热释光 A.基本原理 非金属绝缘矿物（加热至红外温度）→发光（释放储存的辐射能量） 发光强度∝吸收的辐射能量∝时间（t）
喜马拉雅山脉新生代差异隆升的裂变径迹热年代学证据_刘超
第14卷第6期2007年11月 地学前缘(中国地质大学(北京);北京大学) Earth Science Frontiers (Chin a University of Geosciences,Beijing;Peking University)Vol.14No.6Nov.2007 收稿日期:2007-06-20;修回日期:2007-07-17 基金项目:中国地质调查局重大基础研究项目/青藏高原新生代地质作用过程与第四纪环境演变综合研究0(1212010610103)作者简介:刘 超(1983)),男,硕士研究生,构造地质学专业,从事构造年代学学习和研究。 * 通信作者:w gcan@cug 1edu 1cn 喜马拉雅山脉新生代差异隆升的裂变径迹热年代学证据 刘 超 1,2 , 王国灿 1,2* , 王 岸 1,2 , 王 鹏 1,2 任春玲 3 11地质过程与矿产资源国家重点实验室,湖北武汉43007421中国地质大学(武汉)地球科学学院,湖北武汉43007431中国石油华北油田勘探开发研究院,河北任丘062552 Liu Chao 1,2, Wang Guocan * 1,2 , W ang An 1,2, Wang Peng 1,2 Ren Chunling 3 11S tate K ey L abor atory of G eological Pr oce sse s and M iner al Re souce s,China Univ ersity of G eosc ienc e ,W uhan 430074,China 21F aculty of Ear th S cie nce ,Ch ina Univ e rsity of Ge oscience ,Wu han 430074,China 31Oil E xp lor ation and De ve lop ment I nstitute ,CN PC H u abei Oil f ield Comp any ,R enqiu 062552,China Liu Chao,Wang Guocan,Wang An,et al 1Fission -track evidence of Cenozoic diff erent uplift processes of Himalayan Mountains.Earth Science Frontiers ,2007,14(6):273-281 Abstract:Coo ling ag es of the H imala yan M ount ains,south of Y arlung Zangbo R iver ,r eco rded by fission -tracks sho w remarkably spatial and tempo ral differ ences.In the no rth -south dir ect ion,fissio n -track ages of T ethys H imalay an belt sugg est that cooling occurr ed mainly befor e 8M a,partially betw een 5.0-2.6M a,but in the H ig her H imalayan belt coo ling mainly since 5M a,mo st ly since 3M a.In the east -w est direction,spatia l differences ar e embodied in t he H igher H imalayan belt.F ission -tr ack thermochro no lo gy show ed that co oling and denudation occur red betw een 8.0-3.0M a in t he Easter n Himalay as of centra l and eastern Bhutan,and cooling o ccur red between 7.0-1.4M a in w estern Bhutan.In the central H imalayas (Nepal )cooling occurr ed betw een 5.0-0.2M a,and coo ling ag es distr ibute bet ween 3.0- 1.0M a in the w ester n H imalayas.T he yo ungest fission track ages sho w an increasing trend fr om middle to bo th eastern and w ester n sides,reflect ing a denudatio n rate hav ing beco me larg er f rom centr e to war ds the east and west of the H igher H imalayan belt be -tween Easter n and Western H imalay an Sy nt axes in t he v ery recently g eolog ical t ime.A systematic inv est iga -tion of published fissio n -t rack ages sug gests that t he denudat ion of the H imalayas occurred since the M iocene,exhibit ing tw o uplifting stages:at 18-11M a and fr om 9M a onwa rds.T he investigation also sho ws that the mechanism of the H imalayan uplift may hav e chang ed fro m an ea rlier compressional uplift to a later ex tensio na l uplift in the M io cene,caused by tectonic fo rces and co upled w ith t he effects o f lo cal climate in the Late M io -cene. Key words:fission -tr ack;Himalayan mountains;coo ling ages;denudation;Cenozoic 摘 要:裂变径迹年龄资料记录的雅鲁藏布江以南的喜马拉雅山脉的冷却年龄具有明显的时空差异性。在南北方向上,特提斯喜马拉雅的冷却年龄主要在8M a 以前,局部为510~216M a,而高喜马拉雅的冷却年龄集中在5M a 以后,大多数在3M a 以来;在东西方向上体现在喜马拉雅东西构造结之间的高喜马拉雅带上,东
地质测试分析方法
各类样品的采集与测试登记表 各专业调查采集样品种类、数量、分析项目及分析方法等的选择，根据研究内容、调查面积等内容具体确定。一般情况下某些特种样品，均需配套采取薄片，标本、光谱样品视具体情况确定。 1、薄片及标本确定岩石的矿物或碎屑颗粒的种类、结构、构造、矿物共生组合，对岩石定名分类；测定岩石的沉积、变质变形等显微结构构造特征；鉴定岩石后期交代及矿化；测定矿物的晶形、粒度、构造、蚀变、光性、物理性质等特征等。采样及制样要求：样品一般采手标本大小（3×6×9cm）即可，磨片大小2.4×2.4cm厚度0.03mm。 2光片测定不透明矿物的种类及含量，矿物共生组合。采样及制样要求：样品采手标本大小，光片一般2×3cm，厚0.5cm，表面抛光。 3岩组分析对矿物颗粒向量进行测量统计，研究应力大小和方向。采样要求：采手标本大小，在构造面上标注产状，如（节理），磨片厚度0.04mm。 4人工重砂副矿物特征，有用矿物的赋存状态，挑选单矿物作其它测试用。采样要求：一般在同一露头用拣块法采10—20Kg岩石。 5粒度分析沉积岩粒度概率统计分析。采样要求：采手标本大小，制薄片。 6大化石化石定名、特征描述（附照片及素描）、确定时代及对古环境作出判断。采样要求：样品大小依化石大小而定，尽量采集化石整体；对疏松化石，先作固结处理，再采集；对大脊椎动物化石，应打成1×1m2的格子，对格子编号、照相，按格子整块采集。化石在野外要进行初步整理。 7微体化石微体化石种属、特征描述（附照片及素描）、统计微体化石的出现率组合及演化、确定时代及对古环境作出判断。采样要求：一般逐层采集，采样间距一般5—10m，取掉表面风化物，样品重量一般不少于1Kg，以1.5— 2Kg为适。 8 X—射线衍射分析样一般样品挑几粒—十几粒晶体（X—射线单晶，采用粒径为0.1—2.0mm左右的单晶体），一般需矿物重量十几克，粘土矿物鉴定采粘土100g以上，同一地质体需采三个以上样品测定。测试要求：1）X—射线粉晶
磷灰石裂变径迹方法原理与研究进展
磷灰石裂变径迹方法原理与研究进展 ：忠炎 班级：矿物S162 学号：201671305
磷灰石裂变径迹方法原理与研究进展 一、磷灰石裂变径迹分析方法原理的提出 磷灰石裂变径迹分析是一种揭示岩石低温热年代学的有力工具，它建立在20世纪70年代。磷灰石裂变径迹分析是一种揭示岩石低温热年代学的有力工具，它建立在238U自发裂变辐射损伤效应，在实验基础上来观察辐射损伤特征，并利用数学地质模型模拟岩石所经历的低温热演化史。 Fleischer等(1975)将裂变径迹的定义为：238U自发核裂变会产生具有很高能量的带电重粒子，当高能量带电重粒子(238U)穿过绝缘固体材料时，会在固体材料如磷灰石中留下放射性的狭窄痕迹，称之裂变径迹(Fleischer al．，1975)。在上述过程中，Fleischer 等(1988)发现238U 将会分裂成两个大致相同的高能带电粒子向相反方向飞行，每个粒子带电大约在40～160MeV( Fleischer et al．，1988）。Gleadow 等（1986) Green （1988）和Donelick （1990）等均实验并最终证实这些核裂变产生的高能带电粒子能在固体材料上留下大约16～18μｍ的线性裂缝（Gleadow et al，1986；Green，1988；Donelick et al.，1990）。这些线性裂变径迹可以通过化学酸蚀处理可视化，进而可被光学显微镜观察。 相对低温下稳定的磷灰石裂变径迹在60°Ｃ以上会发生退火，而且会不断累计（Donelick et al．，1981）。这意味着磷灰石裂变径迹很少代表岩石的形成年龄，主要代表其低温演化的年龄（Gleadow et al．，1986）。磷灰石裂变径迹退火行为受温度影响的。Duddy等（1988）在其恒温退火的描述与温度随时间变化吻合的实验过程中，利用“等效时间原理”解释实验现象，印证了该原理。磷灰石的退火行为一旦发生就受温度及时间的因素影响，而且温度是主导因素（Duddy et al．，1988）。
地质晚近时期山脉地区隆升及剥露作用研究
收稿日期:1997-12-08 作者简介:王国灿,男,1963年生,副教授,构造地质学专业。 本研究受国家自然科学基金(编号:49572146)资助。 地质晚近时期山脉地区隆升 及剥露作用研究 王国灿 杨巍然 (中国地质大学,武汉,430074) 摘 要 对地质晚近时期,特别是新生代以来山脉隆升剥蚀历程的研究,历来受到人们的十分 关注。文中介绍了几种有关研究方法的一些新进展:(1)利用宇宙核素估算山体表面剥蚀速率 和表面隆升速率;(2)利用磷灰石裂变径迹研究山脉地区岩石的隆升剥露;(3)利用地貌有关参 数判断因侵蚀作用引起的均衡抬升和构造作用引起的构造抬升在山脉地区高峰形成中的贡献。 关键词 山脉隆升剥露 宇宙核素 磷灰石裂变径迹 抬升机制 C LC P512,P59,P54 近年来对大陆造山带的深入研究表明,大部分山系是地质晚近时期特别是新生代以来铸就的。青藏高原的大规模抬升是近20Ma 以来的事情112,阿尔卑斯造山带的大规模岩石抬升剥露也是始自早更新世(约20Ma)122,并仍显示强劲的隆升活力。中国的天山、准噶尔 山、祁连山、燕山等也都是新生代以来成型的132,秦岭)大别山在新生代以来也明显呈加速 隆升剥露趋势。是什么原因在控制地质晚近时期山脉的隆升作用?其隆升剥露历程如何?这些已成为当今大陆动力学研究的重要课题之一。另外,新生代以来山脉的隆升剥露史与人类赖以生存的气候环境变化息息相关,从而给山脉地区的隆升剥露历程研究赋予了重要的现实意义。 笔者曾对隆升幅度及隆升速率研究方法进行了综述142。在列举的方法中,传统的利用一些对气候条件变化敏感的古生物化石、古冰川遗迹、古土壤、古地貌及岩相古地理等标志来恢复地表隆升的幅度及历史,仍是探讨山脉隆升剥露历程的有力手段。而一些热年代学方法对地质晚近时期山脉地区隆升及剥露作用的研究有明显的局限性。本文旨在介绍几种80年代以来发展起来的有关研究地质晚近时期成山作用的技术方法的一些新进展。1 利用宇宙核素估算山体表面剥蚀速率和表面抬升速率 利用宇宙射线辐射地表岩石所产生的放射性核素,来研究山脉地区地表岩石的剥蚀速率、地表的曝露年龄,并进而探讨山脉地区的抬升速率始自80年代中期,并显示其良好的应用前景15~92。 )151) 第5卷第1~2期 1998年3月地学前缘(中国地质大学,北京)Earth S cience Frontiers (Chi na U niversity of Geosci ences,Beijing)Vol.5No.1~2M ar. 1998
绝对年代测定法
第四纪年代测定法 一. 碳十四测年法（14C） 1. 基本原理 自然界中的14C主要是由宇宙射线中的中子与大气中的氮核（14N）发生核反应而形成的。新生的14C遇氧化合为含14C的CO2，大气中的CO2通过自然界碳的循环进入生物圈和水圈，。植物通过光合作用吸收大气中的CO2，动物又吃植物，因而所有生物都含有14C 。生物死后，尸体分解将14C 带进土壤或大气中，大气又与海面接触，其中的 CO2又与海水中溶解的碳酸盐和 CO2进行交换，导致所有含碳物质均具有14C。如果含碳物质一旦停止与大气交换如生物死亡、碳酸盐沉积被埋藏等，则14C得不到新的补充，而原有的14C仍按衰变指数继续减少，每隔5730年（14C的半衰期）减少原含量的一半，时间愈久含量愈少。只要我们测出与大气发生过交换平衡的含碳物质中14C的含量，就可以计算出该样品与外界停止14C交换后所经历的年代。有一点必须指出，过去大气中的碳十四放射性水平只是变化相对不大，但并不是真正恒定的。利用统一的现代标准计算出来的年代并不是日历年代，只能称为碳十四年代。为了解决这个矛盾，学者们又找出了一个辅助的方法，就是通过树轮年代校正曲线来进行校正。树木春长秋止，在树干截面上形成疏密相间的年轮，年轮的宽窄是由当年的气候等因素决定的，科学家根据年轮的宽狭序列便可知道其生长的年代。他们首先建立起近几万年的树轮序列，然后测定每一个年轮的碳十四含量，作出了一个曲线，就是树轮年代曲线图。用它校正，可将误差缩减到几年。 2．采样要求 凡与大气发生过交换平衡的含碳物质，如木、碳、生物体、泥、贝壳、骨、碳酸盐等，均可用于14C测年。 为了保证数据可靠性和正确使用数据，采样注意事项： A 所采样品要防止后期污染，包括采样过程、运输、实验室处理中有可能出现的碳污染； B 要注意所采样品的埋藏状态，如是否经过搬运等。 现在已经普遍采用超高灵敏度加速器质谱仪（AMS，Accelerator Mass Spectrometry）。它与常规14C测年的原理是一致的，但技术不同，常规14C法是采用?计数法，测量的是一定时间内样品中发生衰变的14C原子数，而AMS14C测定的是样品中现存的14C原子数，或更准确地说测量样品的14C/12C 原子数比值。由于14C半衰期相对较长，一定时间内发生衰变的14C原子数相对于总原子数是及其微量的，因此常规14C法要用几克纯碳，测量要几天的时间，而AMS14C只要毫克数量级的纯碳就够了，每30分钟便可以测量一个样品，不仅使样品量大大减少（只需纯碳1-100mg），而且精度也大大提高。我国第一个AMS14C实验装置是北京大学重离子研究所与北京大学考古系合作建立的。3．测年范围 一般在5万年以内。 二．铀系法 1. 基本原理
磷灰石裂变径迹热年代学研究的进展与展望
磷灰石裂变径迹热年代学研究的进展与展望① 沈传波a,梅廉夫b,凡元芳a,汤济广a (中国地质大学a.研究生院;b.资源学院,武汉430074) 摘 要:综述了磷灰石裂变径迹热年代学研究在退火模型及模拟方法、造山带及造山后剥露历史、构造热成像及地形演变和成矿作用等方面的一些理论和应用成果,分析了目前在磷灰石裂变径迹退火机理、数据解释和应用等方面研究中存在的主要问题,指出了磷灰石裂变径迹热年代学研究今后会朝着深层次退火机理、新的应用领域、自动化技术和可操作性等方向发展。 关键词:裂变径迹;造山带;热年代学;磷灰石 中图分类号:P54 文献标识码:A 文章编号:100027849(2005)022******* 磷灰石裂变径迹热年代学是建立在238U自发裂变辐射损伤效应基础上的一种同位素定年方法,它能重塑地壳上部约3～5km内数百万年以来的历史[1]。Fleischer等[2]最早对裂变径迹的研究奠定了裂变径迹的理论和实验基础,发现了裂变径迹的退火现象,并将其直接用于矿物年龄的测定[3]。之后人们对其研究日益深入,特别是20世纪80年代以后随着Zeta 常数定年法和Durango等标准年龄样品的使用[4]、单颗粒沉积碎屑物的测年[5]、磷灰石退火行为[6]等方面的研究使得裂变径迹热年代学得到迅猛发展,并被广泛应用于盆地热史[7,8]、沉积物源[9]、大地构造演化[10,11]、造山带[12,13]、断裂[14,15]、地形和气候演变[16,17]及成矿作用[18～20]等方面的研究,目前已成为地学界一个前沿和热门研究课题。 磷灰石裂变径迹热年代学理论发展到现在已基本系统化,主要表现在3个方面:①在实验室观测裂变径迹年龄和长度等参数的基础上,研究裂变径迹退火的动力学;②从裂变径迹参数获取温度随时间变化的关系并建立地质热史模拟方法;③探索裂变径迹技术在地质研究中的应用。近年来在这些方面取得了一些新的成果,特别是2002年Tectono2 p hysics杂志出版的专集《Low Temperat ure Ther2 mochronology:From Tectonics to Landscape Evo2 lutio n》以及2004年8月在荷兰阿姆斯特丹举行的“第十届国际裂变径迹定年暨热年代学会议”内容集中反映了各国学者在裂变径迹研究中的最新成果。虽然裂变径迹热年代学研究取得了大量的理论和应用成果,但在退火机理、数据解释等方面还存在一些不足,如何拓展其应用领域仍有待进一步探索。 1 多组分退火模型及模拟方法 裂变径迹退火动力学研究的实质是研究裂变径迹参数随温度和时间变化的规律,建立符合这些规律的退火模型,即裂变径迹参数随温度和时间变化的数学表达式。早期的研究者认为裂变径迹退火主要与温度和时间有关,并基于不同的等温退火实验建立了不同的磷灰石退火模型,主要有平行直线模型、扇形直线模型、平行曲线模型、扇形曲线模型、统计模型等[21～23],其中扇形模型引用最多,许多地质模拟方法都是基于扇形模型而提出的。然而这些模型都有一个致命的缺陷,即它们都是基于单一组分的磷灰石退火实验结果提出的,如Durango磷灰石或富氟的磷灰石,均假定同一地区的磷灰石具有相似的退火行为。如果将实验结果外推到地质时间尺度,则可能会产生很大的差异[24]。 实际上,磷灰石裂变径迹的退火是一个复杂的过程,除受温度和时间影响外,还受化学成分、晶体特性、D par(D par是指与结晶c轴平行的、与抛光面相交的裂变径迹蚀刻象长度[22,23])等多种参数的控制。Carlson等[21]对15种磷灰石进行了408次退火实验,研究表明Cl的含量和参数D par的大小是影响磷灰石裂变径迹退火的主要因素,且它们具有相同的效果。一般,D par越小或Cl的质量分数越小,则径迹退火速率越快。基于Carlson等的实验, 第24卷 第2期2005年 6月 地质科技情报 Geological Science and Technology Information Vol124 No12 J un1 2005 ①收稿日期:2004210229 编辑:黄秉艳 基金项目:国家自然科学基金资助项目(40072051);湖北省油气勘探开发理论与技术重点实验室基金资助项目。 作者简介:沈传波(1979— ),男,现正攻读能源地质工程专业博士学位,主要从事石油勘探构造分析方面的科研工作。
各种测年方法
地质年代学 1：简要说明一下各种测年方法的适用范围以及测年时段 1.经典方法 1.114C法 适用范围：可测对象包括木头、木炭、泥炭、粘土、贝壳、珊瑚、钙质结核、洞穴沉积物等样品。 测年时段：2×102—5×104年，由于近年来小样品低本本底测量技术的发展和AMS技术的应用，使其测量下限可延长至7万年。 1.2钾-氩法(40K-40Ar 法和39Ar-40Ar) 适用范围：主要用于第四纪火山岩、火山灰及其它含钾矿物和岩石的测年（适合于富钾的岩石和矿物），可测对象包括云母、长石、闪石、辉石、海绿石、玄武岩及其他含钾矿物等。测年时段：104-109年。 1.3锆石U-Pb定年方法 2.铀系不平衡法 适用范围：用于珊瑚礁及纯净风化物洞穴碳酸盐的测年,以及对深海沉积物和动物化石测年。测年时段：几千年至35万年 3.与核辐射效应有关的方法 3.1热释光法（新发展是光释光法） 适用范围：适宜于对陶器和有过加热史的岩石和沉积物的测年，但用于黄土、古土壤和河湖相沉积物测年尚有不少问题需探讨。 测年时段：决定于样品的环境计量率和被测矿物。一般在1.0Ma以内。当环境计量率为1Gy/Ka时，石英可测1K年-10万年或50万年；钾长石可测2K年-50万年。不同样品的热发光年龄的计时起点不同：年龄值是最后一次光照晒后埋藏之日起至测量之日所经历的时间。 3.2电子自旋共振法 适用范围：测定对象广泛，洞穴的碳酸盐沉积物、软体动物贝壳、珊瑚、古脊椎动物和古人类骨骼、牙齿等都可认为测试样品。 测年时段：测年范围广，从几千年到几百万年，几乎覆盖了整个第四纪地质年代，主要用于几十万年的范围。 3.3光释光法 适用范围：主要为石英和长石（在风积物、水成沉积物、构造沉积物及冰川沉积物）。 测年时段：n×104-n×108年 3.410Be 和26Al 等宇宙成因核素作为地质计时器 适用范围：测定陨石的暴露年龄、居地年龄和地表岩石的暴露年龄。 测年时段：作为第四纪地质计时器 3.5裂变径迹法 测量对象：磷灰石、锆石、榍石、云母、火山玻璃、陨石等。对沉积岩来说，则为代表岩石形成以来的自生矿物（磷灰石等）。
构造-热演化的裂变径迹分析和模拟
构造-热演化的裂变径迹分析和模拟 一、实习目的和意义 裂变径迹技术自20世纪60年代兴起以来，经过半个世纪的发展，已经成为一种比较成熟的技术方法。由于裂变径迹方法具有年龄和独有的长度分布特征，其在热砾石分析方面具有其他方法无法比拟的定量性和系统性，因此成为定量热历史模拟的关键方法。 本次实习以中扬子秭归盆地的裂变径迹试验数据为基础，利用目前广泛使用的hefty软件，开展时间-温度热历史模拟，分析构造-热演化过程，使学生了解并掌握裂变径迹热历史模拟的软件和模拟方法。 二、实习区区域地质概括 秭归盆地分布于巴东、秭归、兴山一代，主体由晚三叠世和侏罗纪地层组成。它位于3组不同方向的构造线交汇部位，东为黄陵隆起、北为神农架穹窿，南为湘鄂西弧形褶皱带。秭归盆地基底为三叠纪巴东组，为东部峡口一线深，向西逐渐变浅的古地貌，控制该盆地的断裂为新华断裂。盆地基底面为印支-燕山运动古构造面，位于中三叠世巴东组与晚三叠世九里岗组之间。在两河口等地可见两者之间存在明显的古风化壳，在区域上呈角度不整合接触关系。在盆地东缘一般缺失巴东组部分地层，为沉积间断造成。此界面特征表明印支-燕山运动在区内虽没有导致基底地层发生强烈褶皱，但由于区域性的差异抬升，形成了黄陵隆起和秭归凹陷，存在一个明显的古构造面。由于这种抬升作用形成了盆地早期的内陆河湖环境，沉积物均来自于黄陵隆起。晚三叠世盆地开始坳陷，其中东侧坳陷速度明显高于东部，随着盆地坳陷夫妇的不断加大、加快，沉积厚度剧增，且盆地范围较晚三叠世亦有所扩大，沉寂了以内陆湖相为主的早侏罗世沉积物。其后随着沉积物的充填和地壳抬升，盆地开始萎缩，至晚侏罗世抬升为陆。由此显示出秭归盆地经历了从海相抬升为陆，差异下坳为陆相湖盆，以沉降、相对稳定和萎缩而告终的沉积演化历史。 三、盆地构造-热演化的裂变径迹分析和模拟 根据实验所给数据，进行裂变径迹模拟，模拟结果如下：
雅布赖盆地萨尔台凹陷热演化史与油气成藏期次研究
雅布赖盆地萨尔台凹陷热演化史与油气成藏期次研究 雅布赖盆地位于我国内蒙古阿拉善地块北缘,是一个小型中新生代断陷盆地,勘探开发程度薄弱,研究内容主要集中在地震勘测、地层展布、沉积相、构造特征、单一地球化学特征等方面,对于烃源岩的热演化程度和过程、古今地温场特征、油气成藏期次、成藏过程等方面的研究程度非常低。盆地热演化史恢复与油气成藏期次研究不仅是油(气)生成、运移、聚集及成藏分析的重要内容,而且对油气资源评价及寻找生油(气)区具有重要指导作用。 因此,本文将针对以上几方面的问题,在区域地质构造背景研究的基础上,结合前人已有研究成果,在建立精细埋藏史的前提下,利用镜质体反射率(Ro)、磷灰石裂变径迹(AFT)、流体包裹体等多种古温标,对研究区古地温场进行分析并建立热史模型,分析不同次级构造单元古地温演化的差异。重点对萨尔台凹陷中侏罗统古今地温场、热演化史、烃源岩成熟度演化、生/排烃特征、油气成藏期次等进行系统研究,并取得以下认识：(1)以区域地质构造背景为依据,首次在雅布赖盆地应用磷灰石裂变径迹(AFT)方法揭示出研究区经历了三期隆升过程,分别发生于晚侏罗世末期(138.0±10Ma-135.8Ma)、早白垩世晚期(116.0±8Ma-109.3Ma)和古近纪中晚期(52.0Ma～29.4Ma),受燕山运动影响明显,前两期热事件对油气成藏影响较大。 (2)研究区现今为低温传导型地温场,地温梯度为2.76℃/100m。多种古温标分析结果表明,不同次级构造单元古地温场特征不同,盐场次凹、小湖子次凹为传导型古地温场,古地温梯度为2.8～3.4℃/100m,古地温约81.2～128.1℃；黑沙低凸起带受凸起聚热或热异常影响,古地温梯度明显高于沉积凹陷区域,达到 4.2～4.8℃/100m,古地温约103.2～140.2℃。