磷灰石裂变径迹测量
压力对磷灰石裂变径迹退火的影响初步探讨
压力对磷灰石裂变径迹退火的影响初步探讨卓鱼周;赵红格;李蒙;高少华【摘要】磷灰石裂变径迹分析技术是确定岩石低温热历史的一种有效方法,其退火后径迹长度受多种因素影响,如温度、压力、磷灰石的化学成分、径迹与结晶C轴的夹角、蚀象直径(Dpar)以及年龄等,但压力的影响很少有文章论述.在调研大量国内外资料的基础上,通过将统计后的数据作图来阐明压力对径迹退火的影响.研究结果表明压力对径迹的退火具有重要影响,压力越大,退火后得到的径迹长度越短,且随着压力的增大,径迹变短的程度也在增大.当压力小于150 MPa时,压力的影响可以忽略,这时径迹退火主要受温度影响.压力和温度在磷灰石裂变径迹退火时起到相互弥补的作用,即高压、低温与低压、高温都能达到相同的退火程度.【期刊名称】《地质与资源》【年(卷),期】2015(024)002【总页数】5页(P141-145)【关键词】磷灰石;裂变径迹;压力;热史模拟;退火率【作者】卓鱼周;赵红格;李蒙;高少华【作者单位】西北大学大陆动力学国家重点实验室/地质学系,陕西西安710069;西北大学大陆动力学国家重点实验室/地质学系,陕西西安710069;西北大学大陆动力学国家重点实验室/地质学系,陕西西安710069;西北大学大陆动力学国家重点实验室/地质学系,陕西西安710069【正文语种】中文【中图分类】P589.1磷灰石裂变径迹分析是确定岩石低温（＜300℃±）热历史的一项技术，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.Fleischer等［1］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，并发现了裂变径迹的退火现象，而且将其直接用于矿物年龄的测定上.近年来随着裂变径迹测年方法研究的日益深入，特别是20世纪80年代以来随着Zeta常数定年法和Durango等标准年龄样品的使用［2］、单颗粒沉积碎屑物的测年［3］、磷灰石退火动力学模型［4］等方面的研究使得裂变径迹热年代学得到迅猛发展［5］.磷灰石裂变径迹的退火行为是模拟热历史的基础，磷灰石退火除了受温度、时间、压力等外界条件影响外，还受磷灰石自身条件的影响，如磷灰石的化学成分（Cl、F、OH、Mn、REE）［6］、晶体结构［7］、径迹与结晶C轴的夹角［8-9］、蚀象直径（Dpar）以及年龄［10］等.长期以来认为压力在磷灰石裂变径迹退火中不起作用，但最近的研究表明，除了温度、时间外，压力也是控制磷灰石裂变径迹退火的一个重要影响因素.本文在大量统计研究前人实测资料的基础上，探讨了压力对裂变径迹长度及退火率的影响.指出在高压环境下压力对裂变径迹退火有重要影响，150 MPa以下时压力的影响可以忽略.并且压力和温度在影响磷灰石裂变径迹退火时起到相互弥补的作用.裂变径迹具有一定的初始长度，大约为16 μm，且其对温度具有极好的敏感性.当温度升高到一定程度时，径迹发生愈合，导致径迹密度减小、径迹长度缩短，这一特性称为退火［11］.其退火过程受磷灰石化学成分的影响，磷灰石的主要成分为Ca5（PO4）3（F，Cl，OH），当Ca被Ba、Sr所替换时,退火速率会降低［11］.富氯的磷灰石的退火温度高于富氟的磷灰石，即富氯原子的磷灰石裂变径迹相对于富氟磷灰石的裂变径迹具有更强的抗退火能力［12-13］.Ravenhurst等［14］指出富Mn的氟磷灰石的退火速率与氯磷灰石相似；Donelick［15］指出富稀土元素的氟磷灰石也具有与氯磷灰石类似的退火速率.磷灰石晶体各项异性的结构特征使磷灰石在不同的结晶方向上具有不同的径迹退火效应，平行于C轴的裂变径迹比垂直于C轴的裂变径迹表现为更强的抵抗退火的特征［8］.当磷灰石在被化学试剂腐蚀时，其平行于C轴的腐蚀速率和垂直于C轴的腐蚀速率也存在各向异性，为3∶1左右，因而在统计时，平行于C轴的裂变径迹非常细小，不易被发现，而垂直于C轴的裂变径迹非常明显.用来定量表征磷灰石溶解度的一个重要指标就是我们在分析中所测量的Dpar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. Dpar可在显微镜下直接测定.通常，Dpar越小，径迹退火速率越快［12］.压力对磷灰石裂变径迹退火过程的研究由来已久，最早Ahrens［16］、Fleischer ［1］、Lakatos［17］等都对压力的影响做过研究，但他们都认为压力的影响相比于温度微不足道.Wendt［18-19］认为前人的研究都是定性的，其结果并不可靠.他通过大量的实验定量分析并认为，压力对径迹的退火过程具有重要影响，将目前的模型应用到地质问题中将对研究剥蚀率，剥蚀量产生很大的误差.Vidal ［20］、Kohn［21］等对Wendt的实验过程及实验结论进一步修改后认为在解决地质问题时，压力对裂变径迹退火过程所起的作用不能忽视，否则在计算退火率，剥蚀量时将产生很大的误差.为了探讨压力对磷灰石裂变径迹的影响，Wendt等［18-19］在不同的温压下对不同的磷灰石样品进行退火行为的研究.所有的样品用5mol/LHNO3在室温20℃的条件下刻蚀20 s，然后用蒸馏水和酒精清洗干净后捕获径迹.所得到的径迹显微照片如图1.从图1中可以清楚的看到，在相同的退火条件下，随着压力的增大，径迹逐渐变短.Schmidt［22］等在Wendt实验研究的基础上又测试了大量的样品，对压力的影响作进一步的研究，得到的实验数据如表1.将表1中的数据投在图2中，图2中压力为2 GPa和4 GPa时的裂变径迹退火数据来源于表1，压力为0.1 MPa和150 MPa时的裂变径迹退火数据来源于Barbarand［23］和Galbraith［24］的文献中.通过这些信息可以分析压力对径迹及退火程度的影响.从图2及表1可以看到：1）相同温度下，压力越大，经过相同的退火时间后，所得到的径迹长度越短. 2）压力为150 MPa时，经过退火后得到的径迹长度与在正常大气压下经过相同的温度退火后得到的径迹长度相差无几.3）当压力相差很大时，经过相同条件退火后所得到的径迹长度有很大差别.在相同的条件下，温度越高，则不同压力下径迹的长度差别也越大.例如在表1中，当温度为20℃，退火10 h 后，压力为2 GPa时退火后平均径迹长度为15.31 μm，压力为4 GPa时退火后平均径迹长度为15.08 μm.而温度为150℃时，在相同的条件下的径迹长度则分别为13.04 μm，11.58 μm.说明在150℃时由压力所引起的裂变径迹长度及退火程度（l/l0为退火程度）差异已经很大.换言之，压力和温度在径迹长度变短时起到相互弥补的作用，即高压、低温与低压、高温都能达到相同的退火程度.如图2a径迹长度为14 μm的辅助线所示.若退火后径迹相同，在退火1 h后，则压力为150 MPa、2 GPa、4 GPa时的温度差大概温50℃左右，即由于压力的不同，径迹达到相同的退火程度后可产生50℃的温度差异.所以这时若不考虑压力的影响则可能在观察到同一径迹长度时产生50℃的退火温度差异.目前已有大量的经验公式将退火结果外推到地质尺度上［25］，但是几乎没有人能弄清楚退火的物理学机制并且能定量的预测退火结果［22］.解释磷灰石退火过程及其与温度时间关系的动力学模型有扇形模型、平行线性模型、多元模型等，其中平行线性模型最为简单明了，但这些模型都有一个致命的弱点，就是没有考虑压力对退火过程的影响.不同的磷灰石有各自独立的活化容积（依赖于磷灰石的化学组成和原始径迹长度），所以没有一个典型而适用于所有样品的退火模型.为了更进一步阐明压力对退火过程的影响，在线性模型的基础上，运用Wendt ［18］的实验数据重新建立模型，以确定压力对其影响.磷灰石退火的线性模型的形式如下：其中：t为时间，l0为原始径迹长度，l为退火后径迹长度，T为温度，A、B、C为系数.压力的影响与磷灰石退火反映的活化能有关，用B·C表示此活化能大小. Vidal［21］通过大量的磷灰石退火实验将以上线性公式确定为：其中：t为时间，l0为原始径迹长度，l为退火后径迹长度，P为压力，T为温度.实验的误差为±5℃，±0.01 GPa.运用上述公式，可以计算在不同的压力及时间尺度下的磷灰石裂变径迹退火后的长度.在地质时间内，磷灰石的裂变径迹随时间不断产生.在经历过热事件后，地层温度迅速下降，这时温度对径迹长度的影响是主导因素.随着时间的推移，地层温度逐渐稳定，压力却没有经历太大的变化，这时压力的影响则不容忽视.图2揭示的不同温压条件下的径迹长度及退火过程清楚的说明了这一问题.由图2可知，当压力为150 MPa时，在相同条件下退火后得到的径迹长度与在正常大气压下退火后得到的径迹长度相差无几.这说明在地下5 km（压力梯度为3 MPa/100 m）以内径迹长度变化的影响主要来自温度，压力的影响可以忽略.但当地层深度超过5 km，压力大于150 MPa时，若不考虑构造活动及应力释放的影响，且原始地层没有发生抬升冷却，则地表剥露的岩石可能记录了地下的高压环境，这时压力对径迹长度的影响便不能忽略.另外，地层中的流体压力、静岩压力、超压等都可以使地层压力大于正常压力，这些将使压力的影响更加显著［26-27］.所以在采样时应考虑采样深度，特别是在老地层采样时，应采集不同类型的样品，且样品应分布于多个时代.并且在根据径迹长度模拟热史时应多组数据相互印证，选取最合理的值作为最终结果，这样才能尽可能的减小误差.特别是采集超深钻原位样品时一定要考虑压力的影响，因为这种情况下的样品很可能记录原始地层的高压环境.虽然压力对裂变径迹退火的影响已有了实验数据的支撑，但图2所反映的压力均为高压环境，如2 GPa和4 GPa，这相当于地下100 km的深度，此时的地温亦较高，这不符合实验中0～400℃的温度，即便用板块俯冲时的低温高压环境去解释都极其勉强，所以压力对裂变径迹退火过程的影响在实际应用中还需进一步探讨. 磷灰石裂变径迹分析技术是计算地层剥蚀量、抬升速率及模拟热史的一种有效方法，但压力对其影响不容忽视.随着压力的增大，其退火后的径迹长度变得越短，且压力越大，这种趋势越明显.压力和温度在磷灰石裂变径迹退火时起到相互弥补的作用，即高压、低温与低压、高温都能达到相同的退火程度.在相同条件下，高压比低压时的退火程度要大.但当压力在150 MPa以下时，压力的影响便不明显.压力对磷灰石裂变径迹退火过程的影响还只是初步探讨，在实际应用中还存在许多问题，还需作进一步的研究.本文是在国外研究的基础上初步探讨压力对裂变径迹退火过程的影响，希望引起国内有关专家对该方面研究的重视.限于作者水平，文中难免存在不妥甚至错误之处，望有关同行专家不吝指正.【相关文献】［1］Fleischer P L,Price P B,Walker R M.Nuclear tracks in solid［M］.Berkeley:UniversityofCalifornia Press,1975:133.［2］Hurford A J,Green P F.The zeta age calibration of fission track dating［J］. Isotope Geosci,1983,65（1）:285—317.［3］Brandon M T.Probability density plot for fission-track grain age samples［J］.Radiation Measurements,1996,26（5）:663—676.［4］Carlson W D.Mechanisms and kinetics of apatite fission track annealing［J］.American Mineralogist,1990,75（8）:1120—1139.［5］乔建新，赵红格，王海然，等.裂变径迹热年代学方法、应用及其研究展望［J］.地质与资源,2012,21（3）:308—312.［6］Barbarand J,Carter A,Wood positional and structural control of fission-track annealing in apatite［J］.Chemical Geology,2003,198（1/2）: 107—137．［7］Tomohiro K,Tomoyuki I,Emilie B.Effect of Mg substitution on crystal structure and oxide-ion conductivity of apatite-type lanthanum silicates［J］.Solid StateIonics,2010,181:1024—1032.［8］Susumu N,Yoshikatsu H,Masayuki S.Fabrication of c-axis-oriented apatite-type polycrystalline La10Si6O27ceramic and its anisotropic oxide ionic conductivity［J］.Ceramics Internationa,2014,140:1221—1224.［9］焦亚先，邱楠生，阙永泉.磷灰石裂变径迹与结晶C轴的夹角对模拟热历史的影响［J］.现代地质,2013,27（5）:1131—1136.［10］Carlson W D,Donelick R A,Ketcham R A.Variability of apatite fission-track annealing kinetics:I.Experimental results［J］.American Mineralogist,1999,84（9）:1213—1223．［11］李宗星，赵平，孙占学.磷灰石裂变径迹及（U-Th）/He分析技术在石油勘探中的应用［J］.地球物理学进展,2012,27（4）:1648—1654.［12］Ketcham R A.Forward and inverse modeling of low-temperature thermochronometry data［J］.Reviews in Mineralogy&Geochemistry, 2005,58:275—314. ［13］Gallagher K,Brown R,Johnson C.Fission track analysis and its applications to geological problems［J］.Annual Review of Earth Planet Sciences,1998,26:519—572. ［14］Ravenhurst C,Roden M K,Willett S D.Dependence of fission track annealing on apatite crystal chemistry［J］.Nuclear Tracks and Radiation Measurements,1993,21（4）:622.［15］Donelick R A,Miller D S.Enhanced TINT fission track densities in low spontaneous track density apatites using252Cf-derived fission fragmem tracks:A model and experimental observations［J］.Nuclear Tracks and RadiationMeasurements,1991,18:301—307.［16］Ahrens T J,Fleischer R L,Price P B.Erasure of fission tracks in glasses and silicates by shock waves［J］.Earth and Planetary Science Letters, 1970,8:420—426.［17］Lakatos S,Miller D S.Water pressure effecting fission track annealing in an alpine muscovite［J］.Earth and Planetary Science Letters,1970, 9:77—81.［18］Wendt A S,Vidal O,Chadderton L T.Experimental evidence for the pressure dependence of fission track annealing in apatite［J］.Earth and Planetary Science Letters,2002,201:593—607.［19］Wendt A S,Vidal O,Chadderton L T.The effect of simultaneous temperature,pressure and stress on the experimental annealing of spontaneous fission tracks in apatite:A brief overview［J］.Radiation Measurements,2003,36:339—342.［20］Vidal O,Wendt A S,Chadderton L T.Further discussion on the pressure dependence of fission track annealing in apatite:Reply to the critical comment of Kohn et al［J］.Earthand Planetary Science Letters,2003, 215:307—316.［21］KohnB P,Belton D X,Brown R ment on：“Experimental evidence for the pressure dependence of fission track annealing in apatite”by A.S.Wendt et al.［Earth Planet.Sci.Lett.201（2002）593-607］［J］.Earth and Planetary ScienceLetters,2003,215:299—306.［22］Schmidt J S,Lelarge M L M V,Conceicao R V,et al.Experimental evidence regarding the pressure dependence of fission track annealing in apatite［J］.Earth Planetary Science Letters,2014,390:1—7.［23］Barbarand J,Carter A,Wood I,et positional and structural control of fission-track annealing in apatite［J］.Chem Geol,2003,198: 107—137.［24］Galbraith R F.Statistics for fission track analysis［M］.Interdiscip Stat Chapman,2005.［25］Ketcham R A,Donelick R A,Carlson W D.Variability of apatite fissiontrack annealing kinetics［J］.Am Mineral,1999,84:1235—1255.［26］Maik L,Jie L,Zhang F X.Fission tracks simulated by swift heavy ions at crustal pressures and temperatures［J］.Earth and Planetary Science Letters,2008,274:355—358. ［27］Cruz S A,Chadderton L T.Theoretical study of pressure effects on fission fragment track registration lengths in apatite［J］.Radiation Measurements,2005,40:765—769.。
裂变径迹
总之,研究区下第三系样品刚进入 磷灰石裂变径迹退火带,中生界样 品已接近磷灰石裂变径迹退火带 物源区剥蚀的原 的下限 始平均年龄
L-6样品己受到退火影响。因此,我们可推 断研究区中生界和下第三系退火带具有较 大差异
L-11样品已接近磷灰石裂变径 迹退火带的底界深度
2.古地温和热历史回溯 第三系样品可能仅遭受过简单的一次热事件 (裂变径迹均为单峰分布),而中生界样品基本 为双峰特征,表明中生界可能经历了复杂的热 历史（即两次热事件）
基本原理
结论
应用实例
结论
1.济源凹陷三叠系—侏罗系磷灰石裂变径迹 经历了两次退火过程带,第三系磷灰石经历 了一次退火作用,根据样品所受最高古地温 计算出中生代地温梯度为2.9℃/100m,第三 纪为3.1℃/100m。 2.磷灰石裂变径迹指示的古地温梯度反映了研 究区大地构造演化特征,因为中生代研究区是广盆 拗陷性质具有相对低的地温梯度,第三纪具有断陷 性质,地温梯度较高。晚白垩世—古新世沉积间断 (并伴有抬升剥蚀)期是地温梯度的转变期。
裂变径迹基本原理
1.定年原理
由于λfission的定值存有争议，且 确定照射过程中的中子通量等参 数也存在一定困难，故用同时照 射已知年龄标样的办法，结合标 消除因照射能量和裂变迹径衰变常数的不确定性 样的径迹密度ρd，确定出参数ζ
引起的误差。在对未知样品进行年龄计算时，只
需统计标样、未知样品的自发、诱发裂变径迹即 可。 。 zeta校正 法
中生界和下第三系组成了济源凹陷主要生储盖 组合
1.磷灰石裂变径迹年龄和退火带的确定
裂变径迹表观年龄
T=[ln(1+λD×ρs×n×ρs为自发裂变径迹密度(径迹数/cm2);ρi为 诱发裂变径迹密度(径迹数/cm2);λD为铀的总裂变 常数(1.54×10-10a-1);n为中子通量(0.345×1016 中子/cm2);σ为反应堆中子诱发裂变的截面(562× 10-24cm2);I为235U与238U的丰度比(1. 25× 10-3)
磷灰石裂变径迹研究新疆阿尔泰山南缘剥露历史及古地形再造
斯断裂 、 可兹加 尔一 特斯 巴汗 断裂 、 阿 巴宫 断裂 和红 山
嘴断裂等 （ 图１ ） 。其 地质 演化 可 以概 括 为 ６ 个 阶段 ：
一
是克拉通形 成 阶段 ， 于太古 宙至新元 古代青 白口纪
形成 了新疆 统一 的克拉通基底 ， 这些古 老基底 结 晶岩 石主要 出现于塔 里木 地块 周 缘 、 中天 山地块 ； 二 是 ７ １ ７
地 质 学 报 Ａ Ｃ Ｔ Ａ Ｇ Ｅ Ｏ Ｌ Ｏ Ｇ Ｉ Ｃ Ａ Ｓ Ｉ Ｎ Ｉ Ｃ Ａ Ｖ Ｊ ｕ ｏ １ ｌ ｙ ． ２ ８ ７ Ｎ ０ ｏ １ ． ７ ３
磷 灰 石 裂 变 径 迹 研 究 新 疆 阿 尔 泰 山 南缘 剥 露 历 史 及 古 地 形再 造
二叠 世至 早三 叠世 在 整个 地 区 出现 岩石 圈伸 展 ， 出 现双 峰式 火 山活动 和碱 性 岩 浆 活 动 （ 中 国阿 尔泰 主
注： 本 文 为 国家 自然 科 学 基 金 项 目（ Ｎｏ ．４ ０ ８ ７ ２ １ ４ １ ， ４ ０ ８ ７ ２ ０ ６ ８ ） 和 国家 重 点 基 础 研 究 发 展 计 划 （ ９ ７ ３ ） 项 目（ ２ ０ ０ ９ Ｃ Ｂ ４ ２ １ ０ ０ ６ ） 共 同 资 助 的成 果 。
关键 词 ： 地质热历史 ； 隆升与剥蚀 ； 裂变径迹 ； 磷灰石 ； 阿 尔 泰
阿尔 泰造 山带 是 由一 系 列 大 陆块 体 、 岛 弧 和增
极为发育 ， 以 ＮｗＷ 向、 Ｎｗ 向延伸 的线性构 造为 主 ， 具有多 阶段 、 多期 次形 成 和活 动 的特征 ， 包括 额 尔齐
生 杂岩 构成 的增 生型 造 山带 ， 在 阿尔 泰造 山带 南缘 ， 自西 向东从 哈 巴河 、 阿勒泰 、 富 蕴到热 坝河 一带 分布 着 ４条 大 的 ＮＷ 向断 裂 ， 地 质作 用 活 跃 ， 是 我 国重 要 的金 属 成 矿带 ， 包括铜 、 铅、 锌、 铁 及 稀 有金 属 ， 资 源丰富， 前人 对此 已做 过大 量工 作 ， 也 取得 了很 显著 的成果 ， 为其 进 一 步 发展 奠 定 了学 术基 础 。但是 作 为 与地 质作 用 紧密 相 连 的 隆升 与 剥 蚀作 用 ， 目前研 究 程度 尚低 ， 特别 是有 关定 量化 成果 更是 不足 ， 尤其 缺乏 １ ２ ０ Ｍａ以来 的实 验 数 据 及 结 果 ， 而 这 正 是 磷 灰 石裂 变径 迹 的封 闭温度 。本 文 以阿尔 泰 山体 为 主 要研 究对 象 ， 运用 磷灰 石裂 变径 迹手 段探 讨 １ ２ ０ Ｍａ 以来 山体 的冷却 历 史 和 隆升 程 度 ， 给 出不 同时 段 和
磷灰石裂变径迹退火模型及其在热史模拟中的应用
磷灰石裂变径迹退火模型及其在热史模拟中的应用摘要：介绍了国内外裂变径迹退火模型及在热史模拟研究中的进展，认为应用裂变径迹年龄和裂变径迹长度分布来反演地质体的构造热历史，应该结合具体的地质情况来定量模拟，这是提高磷灰石裂变径迹资料模拟热史精度的有效途径。
关键词：裂变径迹；退火模型;热演化史;成因算法磷灰石裂变径迹法是20世纪60年代开始兴起的一种新的同位素年代学方法，主要应用于矿床研究方面。
自80年代中期开始应用裂变径迹来研究沉积盆地、造山带等构造热演化史以来，该方法得到了广泛的应用，取得了一批重要的科研成果，磷灰石裂变径迹法已发展成为盆地、造山带构造热演化史研究的一种重要方法[1~5]。
磷灰石裂变径迹退火模型是盆地、造山带热史模拟分析的基础，而退火模型研究的深入程度是应用磷灰石裂变径迹资料进行盆地热史定量化研究的关键。
1裂变径迹退火原理及影响因素1.1退火原理裂变径迹法在盆地热演化史应用的原理是，磷灰石中所含U238裂变时产生的碎片在磷灰石中会形成裂变径迹，矿物中的径迹都具有随温度的增高，而径迹密度减少、长度变短直至完全消失的特性。
磷灰石矿物中新生成的裂变径迹的长度为14~18 µm,平均长度16 µm，呈狭窄的高斯分布，但如果母岩在地质时期受热，径迹长度会缩短，径迹密度也会随之减小。
由于磷灰石中的U238自晶体形成后就以恒定的速度不断的自发裂变，观测到的裂变径迹产生的时间有早有晚，且经历了热史的不同阶段，因而径迹的长度分布包含了温度随时间变化的重要信息[6]。
Naeser(1979)划分了在连续沉积，且目前正处在最大埋藏地温状况下磷灰石裂变径迹年龄-深度(或温度)上3个不同的带，从浅到深依次为：①未退火带，地层尚未受到退火作用，其年龄反映物源的时代，大于或等于地层年龄；②部分退火带，地层已受到退火作用，其年龄逐渐减小，小于地层年龄；③完全退火带，起年龄等于零，地层达到完全退火。
沉积盆地热演化史研究方法
沉积盆地热演化史研究方法盆地热演化史研究方法很多，主要有地球动力学模型法及古温标法两类。
一、地球动力学模型法地球动力学模型法是通过对盆地形成和发展过程中岩石圈构造（伸展、减薄、均衡调整、挠曲形变等）及相应热效应的模拟（盆地定量模型），获得岩石圈热演化史（温度和热流的时空变化）。
不同类型的盆地，具有不同的热史模型，根据已知或假定的初始边界条件，通过调整模型参数，使得模型计算结果与实际观测的盆地构造沉降史相拟合，从而确定盆地底部热流史；进而结合盆地埋藏史，恢复盆地内地层的热演化历史。
不同类型的盆地由于其形成的地球动力学背景和成因机制的差异，导致盆地演化过程的不同。
因而描述其构造热演化过程的数学模型也是不同的，P．A．Allen和J．R．Allen（1990）在其论著中对岩石圈伸展作用形成的盆地、挠曲盆地及与走滑变形有关的盆地的热史模型都作过详细地论述。
（一）伸展盆地伸展盆地是目前研究较广泛、研究程度较高的盆地类型，裂谷、拗陷、拗拉槽和被动大陆边缘是其基本样式。
在地壳和岩石圈伸展、减薄作用下形成，其主要的构造热作用过程包括：岩石圈的伸展减薄、地幔侵位、与热膨胀和冷却收缩以及沉积负载相关的均衡调整。
裂谷是地壳中的拉张区，现代裂谷具有负的重力异常、高热流值和火山活动等特征，表明在深部存在某种热异常。
裂谷分主动裂谷与被动裂谷两种类型。
1978年McKenzie研究了被动裂谷或机械伸展模型的定量结论后，提出了瞬时均匀伸展模型。
该模型假定地壳和岩石圈的伸展量是相同的（即均匀伸展）；伸展作用是对称的，不发生固体岩块的旋转作用。
因此，这是纯剪切状态。
构造沉降主要取决于伸展量、伸展系数（β）以及初期地壳与岩石圈的厚度比值。
该模型可概括如下：①拉张盆地的总沉降量由两部分组成：其一是由初始断层控制的沉降，称为初始沉降，它取决于地壳的初始厚度及伸展系数β；其二是岩石圈等温面向着拉张前的位置松驰，从而引起的热沉降，热沉降只取决于伸展量的大小；②模拟结果表明，断层控制的沉降是瞬时性的，而热沉降的速率随时间呈指数减小，这是由于热流随时间减小的结果。
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：***班级：矿物S162学号：*********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）。
郯庐断裂带对鲁西隆升过程的影响:磷灰石裂变径迹证据
郯庐断裂带对鲁西隆升过程的影响：磷灰石裂变径迹证据许立青;李三忠;郭玲莉;索艳慧;曹现志;戴黎明;王鹏程;惠格格【摘要】郯庐断裂带(TLFZ)是一条贯穿华北的NNE向巨型断裂带.新生代以来,在郯庐断裂带的两侧及其内部发生了显著的伸展构造变形,形成了泰安-莱芜-蒙阴NW向断陷盆地群,并使鲁西块体发生了急剧的陆内伸展隆升.本文在前人研究的基础上,分别在鲁西沂山、徂徕山和蒙山三处进行了大量的样品采集,总计完成了25个样品的测试,获得了一系列新的磷灰石裂变径迹(AFT)年代学结果.结合前人已发表的裂变径迹结果,对鲁西地区新生代与伸展变形有关的剥露-隆升作用的时空分布特征、隆升剥露模式及隆升幅度进行分析,并揭示郯庐断裂带在鲁西新生代热隆升过程中的影响.主要认识有:1)新生代以来,鲁西主要经历了始新世-早渐新世和新近纪以来两期快速剥露-隆升阶段.2)始新世-早渐新世主要表现为幕式差异性快速剥露-隆升,鲁西南受NW向断层控制形成向北、向东的掀斜抬升作用,鲁西北受NE向断裂控制,形成向北、向西的掀斜抬升作用.新近纪以来,进入相对低速区域性剥露-隆升阶段.3)AFT模拟显示,与始新世-早渐新世的幕式快速剥露-隆升相比,中新世以来,鲁西剥露-隆升速率相对减小,但剥蚀量剥露-抬升量较大.故鲁西整体抬升于中新世以来.4)结合前人研究成果,新生代以来,鲁西宏观上受郯庐断裂带伸展活动影响,越靠近郯庐断裂带剥蚀量越大,局部受NW或NE向断裂控制.【期刊名称】《岩石学报》【年(卷),期】2016(032)004【总页数】18页(P1153-1170)【关键词】磷灰石裂变径迹;新生代;剥露-隆升;鲁西地块;郯庐断裂带【作者】许立青;李三忠;郭玲莉;索艳慧;曹现志;戴黎明;王鹏程;惠格格【作者单位】海底科学与探测技术教育部重点实验室,青岛266100;中国海洋大学海洋地球科学学院,青岛266100;海底科学与探测技术教育部重点实验室,青岛266100;中国海洋大学海洋地球科学学院,青岛266100;海底科学与探测技术教育部重点实验室,青岛266100;中国海洋大学海洋地球科学学院,青岛266100;海底科学与探测技术教育部重点实验室,青岛266100;中国海洋大学海洋地球科学学院,青岛266100;海底科学与探测技术教育部重点实验室,青岛266100;中国海洋大学海洋地球科学学院,青岛266100;海底科学与探测技术教育部重点实验室,青岛266100;中国海洋大学海洋地球科学学院,青岛266100;海底科学与探测技术教育部重点实验室,青岛266100;中国海洋大学海洋地球科学学院,青岛266100;海底科学与探测技术教育部重点实验室,青岛266100;中国海洋大学海洋地球科学学院,青岛266100【正文语种】中文【中图分类】P542;P597.3鲁西是傲立于中国东部地区的独立块体，三面为华北平原区所围限(图1左下图)，其突兀于华北平原的独特地貌吸引了大批地质学家的关注。
裂变径迹测年原理及对温度的响应
• （三）径迹形态 • 裂变径迹蚀刻外貌受矿物结晶对称性、蚀刻 面在晶体结构中的位置、径迹取向、蚀刻时 间等有关；径迹蚀刻数目与蚀刻剂种类和浓 度、蚀刻时间、蚀刻温度、蚀刻面在晶体结 构中的位置有关。
• 表1 不同的常见矿物的蚀刻条件
矿物名称 磷灰石 白云母 锆石 榍石 70%HNO3 40%HF 20gNaOH+5gH2 0 6:3:2:1 H2 O+HCl+HNO3+HF 蚀刻剂 温度 20 20 220 20 时间 15s 4h 2.5h 5min
裂变径迹测年原理及对温度的 响应
卫江伟 2015/6/4
内容概述：
• • • • 一、 裂变径迹产生原理 二、 裂变径迹定年原理 三、 裂变径迹封闭温度原理 四、 裂变径迹相关应用
一、 裂变径迹产生原理
• （一）裂变产生 • （二）径迹蚀刻 • （三）径迹形态
一、 裂变径迹产生原理
• （一）裂变产生 • 裂变与衰变均属于自然界放射性同位素由不稳定 状态变为稳定状态时所发生的核反应过程； • 核衰变通常是指α、β、γ等衰变； • 核裂变是指一个重元素的原子核分裂为两个质量 相差不远的碎片；裂变反应可分为自发裂变和诱 发裂变。自发裂变是原子核在没有外来因素影响 下自行发生的核裂变，属于核素放射性衰变的一 种类型； • 诱发裂变是重原子核受外来粒子轰击，发生的核 裂变反应，以中子诱发核裂变最为重要
• （一）裂变产生 • 重核裂变之后，由于质量减少，产生约200MeV能 量，大部分转变为裂变后碎片的动能，两个碎片 在运动过程中经过一系列β或其他形式衰变最终形 成两个稳定的核素； • 碎片运动时与周围物质的原子核和电子发生电磁 作用，从而使碎片改变方向和损失能量； • 当通过的物质为绝缘材料时，就会沿着运动轨迹 产生一个放射性损伤的狭窄痕迹即径迹； • 解释：1）缓慢冷却重结晶；2）“离子爆炸尖峰” 模型：电离化——正离子——排斥——损伤区域 • 此时形成的径迹称为潜径迹。
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裂变径迹自动测试仪操作
1.仪器介绍
油气资源与探测国家重点实验室 裂变径迹自动测试仪
数码 摄像头 配置有Track Works ＆Fast Tracks软件
ZEISS 显微镜
Track Works软件
Fast Tracks 软件
手动测量裂变径迹密度、 径 迹 长 度 、 Dpar 等 参 数 。
据图像自动测量
分布对称、峰宽。推测样品所在 地层温度缓慢上升，在距今较近时 间达到退火带临界温度。 95个 数据 径迹数量
1
2 3
....
28 29 30
径迹长度
封闭径迹长度分布直方图
4.径迹参数测量
(3)测量Dpar长度
Dpar:与结晶C 轴平行、与抛光面相交的裂变径迹蚀刻象的最大直径 Dpar // C轴 Dpar
2.定位
(Ⅰ) 在薄片中确定三个铜网，方便 颗粒定位。
(Ⅱ) 依次在 5X 和 50X 物镜下定位通往中心 点，并记录铜网位置。
5×物镜铜网示意图
50×物镜铜网示意图 铜网标记位置示意图
3.选择和标记颗粒
定位铜网后，在薄片中挑选30个颗粒。 挑选标准：
表面有强烈抛 光擦痕； 反射光下蚀刻 坑长轴平行。 平行C轴
√
斜交C轴
垂直C轴
不同类型抛光面径迹分布特征
3.选择和标记颗粒
六边形 长轴平行
选择
反射光下垂直C轴颗粒
反射光下平行C轴颗粒
4.径迹参数测量
(1) 确定C轴方向 蚀刻象
C轴
C轴使用示意图
4.径迹参数测量
(2)测量封闭径迹 确定封闭径迹长度以及与C轴方向夹角 封闭径迹 表面径迹:斜交 抛光面，只保留 抛光面下方部分 径迹。 封闭径迹:完整 保留的径迹，与 表面径迹相交， 同时被蚀刻。
平均自发裂变径迹密度 ρS=620180tracks/cm2 计算 裂变 径迹 年龄
77 118 61 88
5.图片采集
Batch
6. Fast Tracks 软件自动计数
谢谢！
Hale Waihona Puke 蚀刻象表面径迹表面径迹和封闭径迹分布位置示意图
4.径迹参数测量
(2)测量封闭径迹
反射光下白色
C轴
(12.9μm, 76.4°)
封闭径迹长度 径迹与C轴夹角
封闭径迹 反射光下封闭径迹示意图
4.径迹参数测量
(2)测量封闭径迹
裂变径迹长度统计表（部分）
颗粒 编号 径迹 编号 1 2 1 2 3 1 1 1 2 3 1 2 径迹长度 (μm) 9.11 10.86 14.8 11.14 12.04 9.44 9.59 10.29 9.58 13.46 12.65 9.42 θ(°) 40.7 53.63 —— —— —— 18.1 74.45 84.26 56.23 74.26 32.48 43.3
2015 新学期 规 划
New Semester
汇报人：
2015.3.29
学期规划
1~8周----学校学习 学习课程：含油气盆地分析 油气地球物理勘探工程 自学课程：有机岩石学 & 英语 9周------工作站实习 理想地点：中石化勘探开发研究院 无锡石油地质研究所
日常工作
裂变径迹自动测试仪 测量磷灰石裂变径迹数据
点击后呈现×
裂变径迹数量计数示意图
确定 确定 径迹 面积
4.径迹参数测量
(4)测量裂变径迹密度
径迹计数原则 (1)立体感(光锥沿径迹移动)； (2)直且具一定形状；
(3)径迹长度不超过20μm；
(4)具多向性。
4.径迹参数测量
(4)裂变径迹数量计数
颗粒裂变径迹数量及密度统计表（部分）
颗粒 编号 1 2 3 4 ..... 27 53 0.0001003 28 105 0.0001294 29 53 0.000146 30 93 0.000145 平均径迹密度(tracks/cm2) 528600 811300 363100 641300 620180 径迹数 计数面积 (cm2) 0.0001435 0.0001333 0.00007675 0.0001497 径迹密度 (tracks/cm2) 536500 885000 794800 588000
(3)测量Dpar长度
拟合-正相关
径迹长度
2.98 lo,m=1.8376Dpar(μm)+6.5679 R2=0.628
1 2 1 2
2.78 2.07 2.59 2.31
2.43 2.45
Dpar值
平均裂变径迹长度与Dpar关系图
4.径迹参数测量
(4)测量裂变径迹密度
径迹
Ⅰ 确定区域（RoI） Ⅱ 区域内确定径迹
C轴
Dpar测量示意图
4.径迹参数测量
在测量封闭径迹前，可根据Dpar值粗略判 断颗粒是否为同一类型组分，Ketcham等 颗粒Dpar统计表（部分） (1999)据此提出多组分退火模型。
颗粒 Dpar 编号 编号 1 1 2 1 2 3 3 4 5 6 ... 29 30 Dpar (μm) 1.92 1.82 4.34 2.49 3.8 2.91 2.01 2.3 Dpar平均值 (μm) 1.87