变质岩定年代方法及应用
变质岩
a-顶面b-底面 1-板状岩层2-变厚变薄 f、波状交错层理 3-尖灭4-透镜体
沉积岩的水平层理 （美国科罗拉多）
平行层理
交错层理
透镜状层理
五、岩石2-沉积岩
定 义
沉积岩是在地壳表层常温常压条件下，由先期岩石的风化产物、有机质和其他物质， 经搬运、沉积和成岩等一系列地质作用而形成的岩石。
（3）新的。
作用： 形成新的变质矿物。
3. 变质岩的一般特征
（1）矿物成分
原来岩石的矿物，如石英、长石、云母、角 闪石、辉石、方解石、白云石等； 变质矿物，如石榴子石、滑石、绿泥石、蛇 纹石等，(变质岩特有的变质矿物)。
（2）变质岩的结构
和岩浆岩类似，几乎全部是结晶结构。 称为变晶结构。如粗粒变晶结构，斑状变 晶结构等。
如果变质作用进行得不彻底，在形成
的变质岩中还残留变质前原来岩石的结构 特征时，则称变余结构。
（3）变质岩的构造
主要的是片理构造和块状构造。其中 片理构造是变质岩所特有的。比较典型的 片理构造有下面几种： 板状构造\千枚状构造\片状构造\片
麻状构造
板状构造 片理厚，片理面平直，重结晶作用不明显， 颗粒细密，光泽微弱，沿片理面裂开则呈厚度 一致的板状，如板岩。 千枚状构造 片理薄，片理面较平直，颗粒细密，沿片 理面有绢云母出现，容易裂开呈千枚状，呈丝 绢光泽，如千枚岩。
结 构
层理构造
构 造 层面构造
化石
五、岩石2-沉积岩
定 义
沉积岩是在地壳表层常温常压条件下，由先期岩石的风化产物、有机质和其他物质， 经搬运、沉积和成岩等一系列地质作用而形成的岩石。
物 质 成 分
矿物特征 常见矿物 几乎无
特点是适应常Ｔ、常Ｐ的环境。 石英、长石、白云母、方解石、粘土矿物、白云石、 石膏、硬 石膏、赤铁矿、褐铁矿、玉髓、蛋白石、鲕绿泥石、绿泥石 榄石、辉石、角闪石（适应高温高压环境）
变质岩定年代方法及应用
方程两边除于非放射成因的稳定同位素204Pb，得到：
206 204
Pb Pb
206 204
Pb Pb
i
238
U (e238t 204 Pb
1)
207 Pb 204 Pb
207 204
Pb Pb
i
235U 204 Pb
(e235t
1)
208 Pb 204 Pb
208 204
Pb Pb
i
232Th 204 Pb
而且锆石具有非常强的抗侵蚀能力，锆石中的U-Pb体系封闭 温度>750 oC, 形成后Pb的扩散封闭温度可以高达900 oC，锆 石形成广，所以锆石是目前测定岩浆结晶和峰期变质作用年 龄最理想的矿物。
锆石形成时有少量初始（普通）Pb的存在，在年龄计 算中需要扣除。但由于锆石中普通Pb很低，则只需测 定204Pb的含量，再根据地球Pb演化模式获得 206Pb/204Pb、207Pb/204Pb比值，估算出普通Pb并进行 扣除即可获得放射成因铅。
3.变质岩定年方法存在问题
3.2 富U 副矿物的复杂成因与原位定年结果 的解释尚不尽人意。
无可置疑, 锆石和独居石等富 U 或富 Th 的矿 物具有很高的封闭温度, 是变质岩中确定峰 期变质年龄最合适的首选对象, 但其成因上 的多样性和复杂性是人所共知的。 综合应用
阴极发光、 稀土元素配分型式、 微量元素
含量变化、 n( Th) / n( U) 比值和电子背散射 图式( EBSP) 研究并配合主量矿物的生 长情况, 来判断锆石或独居石的成因类 型, 这有助于正确解释 U-Pb, T h- Pb 同 位素年龄和 U-Th-全 Pb 化学等时线年 龄的地质含义
3.变质岩定年方法存在问题
变质岩系
化学成分
与原岩的化学成分有密切关系，同时与变质作用的特点有关。在变质岩的形成过程中，如无交代作用，除 H2O和CO2外，变质岩的化学成分基本取决于原岩的化学成分；如有交代作用,则既决定于原岩的化学成分，也决 定于交代作用的类型和强度。变质岩的化学成分主要由SiO2Al2O3、Fe2O3、FeO、MnO、CaO、MgO、K2O、Na2O、 H2O、CO2以及TiO2、P2O5等氧化物组成。由于形成变质岩的原岩不同、变质作用中各种性状的具化学活动性流体 的影响不同，变质岩的化学成分变化范围往往较大。例如，在岩浆岩（超基性岩-酸性岩）形成的变质岩中， SiO2含量多为35～78%；在（石英砂岩、硅质岩）形成的变质岩中，SiO2含量可大于80%；而原岩为纯石灰岩时， 则可降低至零。在变质作用中，绝对的等化学反应是没有的，在变质反应过程中，总是有某些组分的带出和带入， 原岩组分总是要发生某些变化，有时则非常显著。在通常的变质反应中，经常发生矿物的脱水和吸水作用、碳酸 盐化和脱碳酸盐化作用。这些过程，除与温度、压力有关外，还和变质作用过程中H2O和CO2的性状有关，其他化 学组分,在不同的温度、压力以及外界组分的影响下，常表现出不同程度的活动性。例如，在接触交代变质作用过 程中，在侵入体和围岩之间，通过双交代作用可形成。在区域变质作用过程中，岩石化学组分的稳定程度，有时 可用化合物（硅酸盐、氧化物、硫化物等）的生成热来表示。一般说，生成热越高，这一化合物也越稳定。硫化 物的生成热是较低的，氧化物和硅酸盐的生成热比硫化物高。因此，在区域变质作用过程中，当温度升高时，亲 石元素（包括主要造岩元素K、Na、Fe、Mg、Al、Si）保持其稳定；而亲铜元素则根据它们本身的特性，呈现出 不同的活动性。这一情况也部分地解释了在区域变质作用过程中，岩石的主要造岩元素可以保持不变或稍有变化 的原因。
第五章 变质作用与变质岩
第三节 变质作用类型及其相关变质岩
区域变质作用及所形成的岩石
变质带 浅变质带 （低级变质） 中变质带 （中级变质） 变质因素 温度、静压力不 太高定向压力强 温度、定向压力 较强、化学活动 性流体较强静压 力不很强
温度、静压力很 高定向压力不一 定很强
变质作用
变质岩
岩石破碎 板岩、千枝岩、 重结晶 片岩、石英岩 重结晶显著 片岩、大理岩、 片麻岩
二.区域变质作用 1.概述
受温度、压力、化学活动性流体综合影响， 大面积发生，影响深度可达20Km以上的一类 变质作用，构造运动是最主要的动力因素。原 岩发生重结晶、重组合、交代作用而形成区域 变质岩。区域变质岩一般具有变晶结构、片理、 片麻构造等。
主要有三类变质环境： （1）低压高温环境 （2）正常地温梯度环境 （3）高压低温环境 代表性岩石有板岩、千枚岩、片岩、片麻岩等。
第四节 岩石的演化
第四节 岩石的演化
变质作用和地壳演化的关系
风、流水、等外 力作用将岩石碎 屑物由高处搬运 到低处沉积
岩浆岩
喷出型
岩石风化碎屑
高温高压变质
侵入型
沉积岩
变质岩 岩浆
接触岩浆后重融、再生
作业： 1、何谓变质作用？ 2、何谓接触变质作用？其形式环境如何？有 哪些因素引起？代表性的岩石有哪些？ 3、何谓区域变质作用？有哪些区域变质环境？ 有哪些因素引起？代表性的岩石有哪些？
三.混合岩化作用
区域变质作用的进一步发展，为一种深变质作用，由 变质作用 向岩浆作用转变的过渡性地质作用。酸性熔体 沿着区域变质岩的片理或裂隙扩散、渗透，反应形成混合 岩。 混合岩包括基体（原岩）和脉体（长英质矿物）。混 合岩进一步受到长英质流体的交代就发展为混合花岗岩。 这种作用为花岗岩形成的另一重要途径。 四.动力变质作用 与构造运动地壳发生断裂有关，出现在断裂带两侧， 主要有构造角砾岩、糜棱岩等。
同位素地质年代测定原理
同位素地质年代测定原理同位素地质年代测定原理摘要：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。
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-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。
①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。
②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)。
变质岩的观察与描述
三）变质岩的观察与描述在野外鉴别变质岩的方法、步骤与前述岩浆岩类似，但主要根据是其构造、结构和矿物成分。
这是因为，变质岩的构造和结构是其命名和分类的重要依据。
第一步可先根据构造和结构特征，初步鉴定变质岩的类别。
譬如，具有板状构造者称板岩；具有千枚构造者称千枚岩等。
具有变晶结构是变质岩的重要结构特征。
例如，变质岩中的石英岩与沉积岩中的石英砂岩尽管成分相同，但前者具变晶结构，而后者却是碎屑结构。
第二步再根据矿物成分含量和变质岩中的特有矿物进一步详细定名。
一般来讲，要注意岩石中暗色矿物与浅色矿物的比例，以及浅色矿物中长石和石英的比例，因这些比例关系与岩石的鉴定有着极大关系。
例如，某岩石以浅色矿物为主，而浅色矿物中又以石英居多且不含或含有较少长石，就是片岩；若某岩石成分以暗色矿物为主，且含长石较多，则属片麻岩。
变质岩中的特有矿物，如蓝晶石、石榴子石、蛇纹石、石墨等，虽然数量不多，但能反映出变质前原岩以及变质作用的条件，故也是野外鉴别变质岩的有力证据。
关于板岩和千枚岩，因其矿物成分较难识辩，板岩可按“颜色+所含杂质”方式命名，如可称黑色板岩、炭质板岩；千枚岩可据其“颜色+ 特征矿物”命名，如可称银灰色千枚岩、硬绿泥石千枚岩等。
在野外，还要观察地质体产状、变质作用的成因。
比如，石英岩与大理岩两者在区域变质与接触变质岩中均有，就只能根据野外产状和共生的岩石类型来确定。
假如此类岩石围绕侵入体分布，并和板岩共生，则为接触变质形成；假如此类岩石呈区域带状分布，并和具片状或片麻状构造的岩石共生，则为区域变质所形成。
对变质岩我们也应描述岩石总体颜色，注意其岩石结构。
若为变晶结构，则要对矿物形态进行描述。
注意观察岩石中矿物成分是否定向排列，以便描述其构造。
用肉眼和放大镜观察可见的矿物成分应进行描述。
若无变斑晶，就按矿物含量多少依次描述；若有变斑晶，则应先描述变斑晶成分，后描述基质成分。
至于其它方面，如小型褶皱、细脉穿插、风化情况等，亦应作简略描述。
变质岩岩石分类和命名方案(GB-T17412.3-1998)
显微变晶结构 !"#mp;’()*%(’+, ’&-’./& 是交代作用形成的结构，既是指新生矿物置换原有矿物而反映出的形象特征（交代
残留结构） ，又是指交代作用形成的新生矿物的形象特征（交代变晶结构） 。例如：交代 假象结构，交代蚕食结构，交代斑状结构等。 !"$ %&’(%*/01+, )’/.,’./& 变成构造是由变质结晶和重结晶作用所形成的变质岩石构造，是指岩石中各种矿物 变成构造
3
轻微变质岩类
轻微变质岩是指经受轻微（很低级）变质作用的岩石。如，基性、中性、中酸性熔 岩和火山碎屑岩、中基性岩屑砂岩以及辉绿岩、辉长岩等，经轻微（很低级）的变质作 用，出现相当手浊沸石相、葡萄石 8 绿纤石相或硬柱石 8 蓝闪石相变质矿物，仍保留原 岩结构、构造，即具变余间粒结构、变余交织结构、变余凝灰结构、变余辉绿结构、变 余辉长结构以及变余杏仁状构造等。 这类轻微变质岩石的命名按： #）变质 B 原岩名称。例如：变质辉绿岩。 6）新生变质矿物可参加命名。例如：葡萄绿纤变英安质凝灰岩。
矿物成分 含硅质较多
结构构造 板状构造
原岩类型 硅质泥质岩
主要由粉砂级的长石、 变余 粉 砂 状 结 构 板 状 石英组成 含钙 质 较 多，可 见 显 微粒状方解石 含有 较 多 的 碳 质，部 分碳 质 可 转 变 为 半 石 墨 由火山凝灰物质组成。 板状构造 构造 板状构造
粉砂岩，泥质粉砂岩
麻粒岩类 ! "#$%&’()*（见第 +, 章） 榴辉岩类 )-&. !’()*（见第 +/ 章） 铁英岩类 0#! $)(’()1%#"2’()（见第 +3 章） 磷灰石岩类 #4#(’(.&’()*（见第 +5 章） 大理岩类 0#"6&)*（见第 +7 章） 钙硅酸盐岩类 -#&- 8 *’&’-#() ".-9*（见第 +: 章） 碎裂岩类 -#(#-&#*(’- ".-9*（见第 ;< 章） 糜棱岩类 0 =&.$’()*（见第 ;& 章） 角岩类 >."$?)&*（见第 ;; 章） 矽卡岩类 *9#"$*（见第 ;@ 章） 气—液蚀变岩类 4$)%0#(. 8 > = A".(>)"0#& #&()")A ".-9*（见第 ;, 章） 混合岩类 0’! 0#(’()*（见第 ;/ 章）
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夕卡岩(skarn)图片
片岩(schist)图片 片理主要由片状或柱状矿（ 云母、绿泥石、滑石、角闪 石等）呈定向排列构成。
榴辉岩(eclogite)图片 主要由绿辉石和石榴 子石组成的高压变质 岩。
大理岩(marble)图片 主要由方解石、白云石等 碳酸盐类矿物组成的变质 岩。
角岩(hornfels)图片 具有细粒变晶结构和 致密块状构造的热接 触变质岩。又称角页 岩。
可简化为：
206Pb=238U(e238t -1)； 207Pb=235U(e235t -1)
由左式可得： 206Pb / 238U = e238t -1 207Pb / 235U = e235t -1
如果测定的锆石在形成后对U-Pb同位素是封闭的， 则可以得到两个相同的年龄。
在 207Pb/235U为横坐标， 206Pb/238U为纵坐标的二 维图上，不同的年龄点构成了一条一致曲线。
3.变质岩定年方法存在问题
3.2 富U 副矿物的复杂成因与原位定年结果 的解释尚不尽人意。 无可置疑, 锆石和独居石等富 U 或富 Th 的矿 物具有很高的封闭温度, 是变质岩中确定峰 期变质年龄最合适的首选对象, 但其成因上 的多样性和复杂性是人所共知的。 综合应用 阴极发光、 稀土元素配分型式、 微量元素 含量变化、 n( Th) / n( U) 比值和电子背散射 图式( EBSP) 研究并配合主量矿物的生 长情况, 来判断锆石或独居石的成因类 型, 这有助于正确解释 U-Pb, T h- Pb 同 位素年龄和 U-Th-全 Pb 化学等时线年 龄的地质含义
3.变质岩定年方法存在问题
现有的常规定年技术和方法存在着一定的缺陷, 需要进一步改进和完善, 主要表现在以下几个方面
3.1造岩矿物中的微量矿物包裹体将影响诸多常规 方法的定年结果。
主要变质矿物的 U, Pb, Sr, Nd, Hf 和 REE 含量极低,如果存在微细的富含以上同位素 之一且与寄主矿物未达到同位素平衡的固 体矿物或流体包裹体, 其测定的年龄结果 反映的将是副矿物的年龄而不是主量矿物 的变质年龄, 并将影响到对主量矿物封闭 温度的正确估计; 通常要对这些变质矿物 的普通 Pb、普通 Nd、 Hf 作扣除处理, 而 其准确值通常是难以测定的; 热力学平衡 与同位素平衡通常并不等同。
206 206
U 238t (e 1) 204 Pb
U 235t (e 1) 204 Pb
Th 232t (e 1) 204 Pb
232
238
235
Pb 204 Pb
208
Pb 204 Pb i
208
等时线方程 行岩石定年。但是，U、Th、Pb的活动性相当大，使
3.变质岩定年方法存在问题
3.3常规的原位测定对象与主要变质矿物组合的 关系不明确。 迄今为止, 锆石和独居石等富 U 矿物的所谓原 位年龄测定绝大多数是用重砂分离的方法将它 们分离出来, 制成样品靶, 置入分析平台上进行 测定的,因此, 定年对象与主要变质矿物在岩石 中的时空关系并不明确。由于基于热力学原理 设计的温度计和压力计至今还无法应用于这些 矿物, 无法将它们精确的定年结果与特定的变 质事件( 如低压、 中压、 高压或超高压变质作 用) 相联系, 因此,必须寻求将两者联系起来的有 效途径。
图1肥东县俘模山区地质圈(1:2 0 万)
安徽肥东群变质岩系的同位素地质定年
1.1安徽肥东群变质岩系的同位素地质定年原理
本文通过对肥东群变质岩中锆石单矿物U一P b法 同位素地质定年研究肥东群的原岩形成时间。
锆石单矿物U一P b法基本原理（见书39页） （1）锆石的结构
锆石的结构
单偏光下
正交偏光下
野 外 的 变 质 岩
变质岩的分布
我国区域变质岩系十分发育，时代自太古宙到中生代均有 出露。其变质岩石类型十分复杂，主要有片麻岩、粒状岩石 （变粒岩、浅粒岩）、片岩、千枚岩、变质硅铁质岩、大理岩、 变质铁镁质岩及区域混合岩等。有关原岩建造主要有超基性到 酸性喷出岩（包括熔岩、凝灰岩）、硬砂岩、各种沉积岩及不 同性质的侵入岩。上述变质岩类均属不同的原岩建成造经受不 同时期、不同类型区域变质作用的结果。 我国区域层状变质岩系按大地构造运动可分为12期，从太 古宙迁西期—新生代喜马拉期变质岩系均有。所以，变质岩系 的发生和发展与大地构造环境和地壳演化有密切的关系。在全 球构造位置上，我国处于欧亚板块、太平洋板块及度板块的结 合部位，地质环境差异较大，发展历史很不相同，因而区域地 质各具特色，造成变质岩石类型复杂，岩石相对难以识别。
2. 1变质作用顶峰年龄的测定 主要运用 U- Pb, U-T h--全 Pb, Lu-Hf 和Sm-Nd同位素年代计对 锆石和独居石等 含 U 副矿物、 石榴 石及其变质顶峰矿 物组合进行定年, 在以 麻粒岩为代表的 高 级变质岩区和高 压—超高压榴 辉岩的变质 顶峰年龄 ) 的测定方 面已取得 公认的成果。
2.2变质顶峰期后 冷却—剥露速率 的确定 主要是利用矿物 对不同同位素体 系的年龄与封闭 温度的关系, 即匀 称的同位素热年 代计方法, 来确定 变质岩变质顶峰 期的冷却—剥露 速率。
2.变质岩年代学的研究进展
2.3 变质作用过程中特定事件的定年
峰期变质矿物的生长及其变质反应年龄的测定大部分 等 同于峰期变质年龄的测定。 1. Keaya 等应用高灵敏度高分辨率离子探针( SHRIMP) 测定了 代表变质峰期深熔作用形成的锆石边的 U-Pb 年龄,从而确定 了深熔作用和变质作用的顶峰年龄。 2. Bur-ton等 用特殊手段将基性麻粒岩中的 变斑晶石榴石后成 合晶冠状 体矿物分离出来, 然后进行了 U-Pb,Sm-Nd,Rb-Sr 和 O 同位素年龄的测定, 得出石榴石分解为后成合晶的顶峰年 龄为 1 151 Ma, Nd和Sr 同位素在矿物之间 的交换到 250 Ma 才终止,是测定 后成合晶形成年龄的成功范例。 3. 陈能松等曾将密云麻粒岩中的石榴石链分离出来, 测得其 Sm-Nd年龄为( 1 756±25)Ma。
208Pb
= 208Pbi + 232Th(eλ232t – 1)
方程两边除于非放射成因的稳定同位素204Pb，得到：
Pb Pb 204 204 Pb Pb i 207 207 Pb Pb 204 204 Pb Pb i
一致曲线Concordia
谐和图
锆石的优势
锆石U-Pb年龄测定常规所需的样品量达毫克级以上，在实际工作中难 免会将颜色、形状、元素含量甚至成因不同的锆石混合测定，结果得 到的只能是混合锆石的平均年龄。只有单颗粒锆石晶体或者晶体微区 的U-Pb同位素组成，才能给出不同类型锆石的真实同位素年龄。
而且锆石具有非常强的抗侵蚀能力，锆石中的U-Pb体系封闭 温度>750 oC, 形成后Pb的扩散封闭温度可以高达900 oC，锆 石形成广，所以锆石是目前测定岩浆结晶和峰期变质作用年 龄最理想的矿物。
常 呈 矿 物 包 裹 体
定年原理
同位素定年的基础是放射性衰变定律，通过测定母 体及其衰变产生的子体同位素含量，就可以利用衰变 定律算出形成以来的时间（年龄）。 锆石定年是利用了其中的U和Th同位素衰变成Pb同位素
锆石相对富含Th, U等放射性元素，而贫普通Pb，而且 其温度抗后期影响能力强，所以是定年的最佳样品
夕卡岩(skarn)图片 主要由富钙或富镁的 硅酸盐矿物组成的变 质岩。
灰色片麻岩(grey gneiss)图 片泛指在太古宙高级变质区 广泛分布的主要由长石和石 英组成的片麻岩类。
2.变质岩年代学的研究进展
自 20 世纪 80 年代末以来, 同位素年代学家与变质岩岩石学家一 起致力于探索用同位素年代学解决变质作用过程及其细节的地质时间 与序列, 取得了如下进展。
一、变质岩定年方法的探讨 1.变质岩的相关知识 2.变质岩年代学的研究进展 3.变质岩定年方法存在问题 二、变质岩定年方法及应用 安徽肥东群变质岩系的同位素地质定年
一、变质岩定年方法的探讨 1.变质岩的相关知识
变质岩的概念 变质岩是由原来的岩石（岩浆岩、沉积岩、变质岩）在地壳 中受到高温、高压及化学成分加入的影响，在固体状态下发 生矿物成分及结构构造变化后形成的新的岩石。
定年基础
235U→207Pb, 238U
→ 206Pb, 232Th → 208Pb，其中 间寿命短可以忽略，因此，可将206Pb、207Pb、 208Pb视为直接由238U、235U、232Th形成： 它们的等时线方程：
206Pb
207Pb
= 206Pbi + 238U(eλ238t – 1)
= 207Pbi + 235U(eλ235t – 1)
锆石形成时有少量初始（普通）Pb的存在，在年龄计 算中需要扣除。但由于锆石中普通Pb很低，则只需测 定204Pb的含量，再根据地球Pb演化模式获得 206Pb/204Pb、207Pb/204Pb比值，估算出普通Pb并进行 扣除即可获得放射成因铅。
上交点(upper intercept)年龄代表锆石结晶 年龄； 下交点(lower intercept) 年龄或者代表造成 铅丢失的一次热事件，或者没有任何地质 意义。
得U-Pb等时线定年受到很大的限制。
理论上, 上述等时线也能象Rb-Sr和Sm-Nd体系一样进
一致方程
锆石中含有的U、Th却很少含Pb，如果假设锆石形成时不含 Pb，即测定的所有Pb为放射成因。
则前述方程
206Pb=206Pb +238U(e238t -1)； i 207Pb=206Pb +235U年方法及应用
安徽肥东群变质岩系的同位素地质定年
一、地质概况
肥东群变质岩系分布在肥东县西 山释一桥头集一阅集一带,北 北东向延伸。构造上位于郊庐断裂的东侧,与张八岭群呈断层接触, 属扬子变质区.肥东群的原始构造为一轴向北东3 5度，向南西缓倾 的倾伏背斜，背斜核部为俘搓山组、翼部 由内向外依次为大横山组、 双 山组。 肥东群 自下而上为： 1. 梓搓山组：主要沿俘搓山西坡分布。下部以黑云斜长片麻岩为主， 间夹黑云角闪斜长片麻岩及少量斜长角 闪岩。上部为黑 云斜长片 麻岩夹薄层斜长角闪岩及变石英角斑岩,局部夹大理岩透镜体。 2. 大横山组：分布于铜山尖山一带,以角闪斜长片麻岩和黑云斜长片 麻岩为主,间夹斜长角闪岩、黑云片岩及条带状磁铁石英岩。 3. 双 山组:以白云质大理岩为主,间夹薄层斜长角闪片岩、斜长角闪 岩及透闪石英片岩等。各层之间彼此成整合接触,且受到不同程度的 混合岩化(见图1)。