U-Pb同位素年代学(含作业)
锆石U-Pb定年工作原理及方法
“同位素年代学＝提供年龄数据”。
许多地质学家的想法,一种错误的认识！
同位素年代学需要同位素和地质两方面 的知识结构。
年龄表
数据内容 数据排列顺序 有效位数 样品多时，最好一个样品有一个表头 表注 >1.2Ga (or >1.4 Ga)锆石，尽可能用 7/6年龄，而不是上交点年龄
科学性和有利于读者阅读
鲁西地区新太古代晚期岩浆事件 （Wan et al., 2010）
鲁西地区新太古代早期岩浆事件 （万渝生未发表）
滹沱群底砾岩中石英岩砾石的碎屑锆石阴极发光图像 （万渝生等，2010）
万东 渝焦 生群 等浅 ，变 质 碎 屑 ）沉 积 岩 中 碎 屑 锆 石 特 征
( 2010
长城系
所有数据
鞍山地区古元古代变质辉长岩的斜锆石 和锆石阴极发光图像（董春艳等，2012）
鞍山地区古元古代变质辉长岩的斜锆石 和锆石二次电子图像（董春艳等，2012）
鞍山地区古元古代变质辉长岩的斜锆石 和锆石年龄图（董春艳等，2012）
鲁西新太古代变质辉石岩的锆石阴极发光和年龄图 （万渝生等，未发表）
大青山地区变质超基性岩石的锆石阴极发光和年龄图 （Wan et al., 2013）
锆石U-Pb定年
万渝生
为什么锆石U-Pb定年可信?
1、U-Pb体系 2、锆石
Zircons are forever!
锆石是最理想的测年对象
最常见副矿物，广泛存在于不同地质体中 抗风化能力强 无或很低的普通铅，而U含量适当 U-Pb同位素体系保存良好 可判断体系是否封闭 应用CL等方法，可对锆石进行成因研究 SHRIMP等原位分析方法应用
胶东中生代玲珑超单元二长花岗岩中锆石阴极发光图像
U-Pb同位素测年方法及应用综述
U-Pb同位素测年方法及应用综述U-Pb同位素测年方法是一种重要的地球科学测年方法，它是基于铀和钍系放射性衰变序列的原理，利用锆石等矿物中的铀和钍元素与其衰变产物的比值来确定矿物的年龄。
本文将对U-Pb同位素测年方法及其应用进行综述。
铀和钍元素的衰变系列分别为：U-238到Pb-206，U-235到Pb-207和Th-232到Pb-208。
这些元素的衰变产物中的铅同位素是非常稳定的，因此可以用来测定矿物的年龄。
通常使用的是含有铀和钍的晶体矿物，如锆石、独居石和黑云母等。
在这些矿物中，铀和钍元素的比值通常很小，但是它们的衰变产物——铅元素的量却很大，因此可以测定矿物中的铀和钍元素浓度、铅元素浓度和铀、钍元素与其衰变产物铅元素的比例，以确定矿物的年龄。
1. 从样品中提取含有铀和钍元素的晶体矿物；2. 测定矿物中铀、钍和铅元素的浓度；4. 利用铀和钍元素与其衰变产物铅元素之间的关系，计算出矿物的年龄。
U-Pb同位素测年方法广泛应用于地球科学中的各个领域，包括地质学、古生物学、构造地质学、矿床学等。
地质学中，U-Pb同位素测年方法是研究岩石和矿物年龄的重要方法。
它可以用来确定岩浆岩、变质岩和沉积岩的形成年龄，以及变质、岩浆作用的时代和历史，从而揭示地球的演化。
此外，U-Pb同位素测年方法也可以用于研究地球化学过程，比如地球的演化和作用，岩石圈和地幔的构成等。
古生物学中，U-Pb同位素测年方法可以用于确定化石的年龄，特别是对于古生物学研究中的发掘和分类很有帮助。
古生物学家可以根据化石的年龄对不同时期的生物群落做出更准确的判断。
例如，古生物学家可以基于U-Pb同位素测年方法确定某一古生物时期的地质年龄，从而推断该时期的生物分布和生态环境。
构造地质学中，U-Pb同位素测年方法可以用于确定岩石的形成和变形的时间，为地壳和板块构造演化提供重要的证据。
它不仅可以确定岩石和构造事件的年代，还可以研究不同形态的岩石和构造作用的组合和关系。
同位素稀释-热电离质谱U-Pb测年方法简介
同位素稀释-热电离质谱U-Pb 测年方法简介
同位素稀释-热电离质谱（简称ID-TIMS）法是对锆石、斜锆石、金红石、独居石、磷灰石和锡石等含铀矿物进行U-Pb同位素年龄测定的经典方法。
自二十世纪八十年代以来，天津地质矿产研究所同位素实验室李惠民研究员从澳大利亚国立大学引进这一方法，成功建立了单颗粒锆石U-Pb年龄的ID-TIMS分析方法。
近年来，这一方法陆续被应用于斜锆石、金红石、独居石、磷灰石和锡石等含铀矿物的U-Pb同位素年龄测定。
其方法要点是：用化学方法（通常用氢氟酸、盐酸和硝酸等化学试剂）将待测矿物在适当的温压条件下溶解。
溶解前通常需加入定量的205Pb-235U混合稀释剂或208Pb-235U混合稀释剂。
矿物溶解后，需用离子交换柱将U和Pb分别从样品溶液中分离出来，然后在TRITON热电离质谱上进行U和Pb同位素测定，经计算得到矿物的U-Pb同位素年龄。
利用ID-TIMS法进行含铀矿物U-Pb同位素年龄测定的优点是单次测定的精度较高，可测定的矿物年龄范围较广（从中新生代到太古代），而且不需要相应的标准矿物作校正，避免了寻找和制备标准矿物的困难。
因此，ID-TIMS法被称为矿物U-Pb同位素年龄测定的“标准方法”。
这一经典方法在精确测定关键地层时代和定标具有重要的科学意义，目前国内只有本实验室具备这样的实验条件，国内地质学家应用这一技术准确测定了我国许多重要地质体的U-Pb同位素年龄，为我国地学基础理论研究和区域地质调查工作提供了扎实的基础资料，为精确厘定变质作用、沉积作用、成岩成矿作用时代提供了较好的技术支持。
锆石U-Pb同位素定年的原理、方法及应用
锆石U-Pb同位素定年的原理、方法及应用高少华;赵红格;鱼磊;刘钊;王海然【摘要】通过查阅大量中外文献,结合作者实验经过,对锆石的地球化学特征和内部结构,锆石U-Pb同位素定年的原理、定年方法的优缺点及地质应用等问题进行了讨论.结果表明,岩浆锆石与变质锆石在地化和内部结构方面具有不同的特征；定年的原理是利用U-Pb衰变方程得到206 pb/238U、207 pb/235U和207pb/206Pb 3个独立年龄；定年方法各有优缺点,应用时应根据从样品中分选出的锆石数量、粒度、内部结构、定年精度等因素,灵活选择；锆石U-Pb年龄常用于沉积盆地物源分析、岩体的年代约束及成矿年代学与韧性剪切带定年中,应用时要结合地质背景,对定年结果进行合理解释.【期刊名称】《江西科学》【年(卷),期】2013(031)003【总页数】7页(P363-368,408)【关键词】锆石;U-Pb同位素;原理;定年方法;地质应用【作者】高少华;赵红格;鱼磊;刘钊;王海然【作者单位】西北大学地质学系,陕西西安710069;西北大学地质学系,陕西西安710069;西北大学地质学系,陕西西安710069;西北大学地质学系,陕西西安710069;西北大学地质学系,陕西西安710069【正文语种】中文【中图分类】P597+.31.1 锆石的地球化学特征锆石的氧化物中ω(ZrO2)占67.2%、ω (SiO2)占32.8%，ω(HfO2)占0.5%～2.0%，P、Th、U、Y、REE以微量组分出现。
锆石的常量元素、微量元素在不同类型的岩石中具有一定规律［3，8］，岩浆锆石具有晶体核部到边缘或环带内侧到外侧ZrO2/HfO2减小，而HfO2、UO2+ThO2增大;变质锆石与之相反［9］。
成因不同的锆石具有不同Th、U含量及Th/U比值［10］:岩浆锆石Th、U含量较高、Th/U比值较大(一般＞0.4);变质锆石Th、U含量低、Th/U比值小(一般＜0.1)［11，12］。
工作笔记——锆石定年
工作笔记——锆石定年工作笔记—锆石定年2014年4月4日，于中国地质科学院地质所，经与多接受等离子质谱实验室联系，老师安排我做两天LA-MC-ICP-MS锆石U- P b 定年实验。
一、工作内容整个锆石定年过程大致包括锆石分选、样品制靶、锆石U-P b 测年、分析测试数据。
我们的实验工作主要为锆石U-P b测年，包括装靶/换靶→定位→吹气→打点→调数据→吹气→打点。
仪器运行几乎是全自动控制，我们的主要任务就是选好要测试的锆石颗粒以及每颗锆石要测试的年龄位置。
此次实验样品采自塔里木盆地前寒武纪基底的碎屑岩、变质岩、岩浆岩，测试时使用锆石标样GJ1、SRM610/620和91500作为参考物质。
二、工作流程方法（一）锆石分选锆石采集之前要对采样区的岩石出露情况、风化、剥蚀程度，岩浆活动的期次、成分，变质作用的程度、期次以及岩石成因机制等进行比较全面的了解。
锆石的主要成分是硅酸锆，由于岩石酸性不同，不同类型岩石一般采集重量不同。
偏酸性的岩类一般含锆石相对多一些，而偏基性岩类含锆石则相对较少。
对于花岗岩、流纹岩等偏酸性岩石，采集3~4kg重的样品就行；对于闪长岩、安山岩等中性岩石，通常采集7~10kg；而对辉长岩、玄武岩等偏基性岩石，一般采集40~50kg。
对采集样品进行机械粉碎（以不破坏锆石晶体形态为标准）、淘洗、重力分选或磁选、双目镜下把锆石分选开来。
（二）样品制靶在双目显微镜下挑选锆石颗粒粘到双面胶上，加注环氧树脂，待固化后，将靶内锆石打磨至原尺寸一半大小。
样品靶抛光后在显微镜下拍摄锆石反射光和折射光照片，在等离子质谱实验室拍摄阴极发光（CL）照片。
（三）锆石U-P b测年实验根据锆石CL照片、反射光和折射光照片选择锆石测试位置，利用激光器对锆石进行剥蚀。
每个实验样靶一般粘有6~8个样品，每个样品可以根据情况测试不同数量的样点，而样点多时一般分成几组进行打点。
样点分组时，每组前后都有四个标样，即两个GJ1、一个SRM610/620和一个91500，其中SRM620不能出现在总体样点的首位位置且只出现一次。
07-10年地球化学真题及答案---名词解释
07-10年地球化学真题及答案---名词解释1、克拉克值：元素在地壳中的丰度（平均含量）称为克拉克值。
2、地壳的丰度：指元素在宇宙体或较大的地质体中整体（母体）的含量。
3、类质同像：某些物质在一定的外界条件下结晶时，晶体中的部分构造位置随机的被晶体中的其他质点（原子、离子、配离子、分子）所占据，结果只引起晶格常数的微小改变，晶体的构造类型、化学键类型等保持不变，这一现象称为类质同像。
4、同质多象：同一化学成分的物质，在不同的外界条件（温度、压力、介质）下，可以结晶成两种或两种以上的不同构造的晶体，构成结晶形态和物理性质不同的矿物，这种现象称同质多像。
5、常量元素：即主量元素，其是一个相对概念，通常将自然体系中含量高于0.1%的元素称为常量元素。
它们与氧结合形成的氧化物(或氧的化合物)，是构成三大类岩石的主体，因此又常被称为造岩元素。
6、微量元素：微量（minor）或痕迹(trace)元素是一个相对概念，通常将自然体系中含量低于0.1%的元素称为微量元素。
7、不相容元素：在岩浆结晶作用过程中，那些不容易以类质同象的形式进入固相（造岩矿物）的微量元素，称为相容元素。
总分配系数D i<1的元素称为不相容元素，在熔体中富集。
8、相容元素：在岩浆结晶作用过程中，那些容易以类质同象的形式进入固相（造岩矿物）的微量元素，称为相容元素。
总分配系数D i>1的元素称为相容元素，在熔体中贫化。
9、分配系数：在温度、压力一定条件下，微量元素i（溶质）在两相平衡分配时其浓度比为一常数（K D), K D称为分配系数。
10、同位素：核内质子数相同而中子数不同的同一类原子。
11、稳定同位素：原子核稳定，其本身不会自发进行放射性衰变或核裂变的同位素。
12、同位素分馏：同位素以不同比例分配于不同物质或物相的现象。
13、分馏系数：达到同位素交换平衡时，共存相间同位素相对丰度比值为一常数，称分馏系数。
14、SMOW：标准平均大洋水，是氢和氧同位素的世界统一标准。
锆石U-Pb同位素年代学测试技术概论及定年方法-文档资料
Ratios
1E+02
2 0 7 P b/2 0 6 P b 208Pb/232T h
2 0 7 P b/2 3 5 U 238U/232T h
2 0 6 P b/2 3 8 U In t egral
1E+01
1E+00
1E-01
1E-02
1E-03 0
20
40 T ims 60
80
100
37
年龄不确定度与MSWD
16
SIMS基体效应显著，高U样品难以分析
17
LA-ICP-MS/LA-MC-ICP-MS
MC-ICP-MS
Laser Ablation system
ICP-MS
18
ICP-MS vs. MC-ICP-MS
U-Pb年龄 微量元素含量
Hf同位素 Sr-Nd-Pb-……同位素
U-Pb年龄
19
LA-ICP-MS在不同学科的应用情况
MSWD = 2.0, probability = 0.001
680
Wtd by data-pt errs only, 0 of 33 rej. MSWD = 0.50, probability = 0.992
640
(error bars are 2s)
660
(error bars are 2s)
640 620
620 600
600
580 580
560
560
540
540
520
520
39
4. U-Th-Pb数据的处理与表达
Wetherill谐和曲线图 Tera-Wasserburg谐和曲
线图 普通Pb校正
U-Pb同位素测年方法及应用综述
U-Pb同位素测年方法及应用综述引言同位素测年是地球科学中非常重要的一种测年手段，能够精确地确定地质事件的发生时间。
U-Pb同位素测年方法是一种常用的测年方法之一，可以用于研究地质年代、研究岩石成因及地壳演化等方面。
本文将对U-Pb同位素测年方法进行综述，介绍其原理和应用，并对其在地质研究中的意义进行探讨。
一、U-Pb同位素测年方法的原理U-Pb同位素测年方法是利用铀-铅同位素体系进行测年的一种方法。
铀在自然界中存在两种稳定同位素：铀238和铀235，它们都会通过放射性衰变逐渐转变成铅同位素。
铀238的衰变系列包括13个同位素，最终转变成稳定的铅206，而铀235的衰变系列包括7个同位素，最终转变成稳定的铅207。
这两种衰变系列中的每一个同位素的衰变速率都是已知的，因此可以利用这一特性来测定岩石的年龄。
U-Pb同位素测年方法主要包括两种技术：同位素比值法和同位素成分法。
同位素比值法是通过测量同位素的比值来确定岩石的年龄，而同位素成分法则是通过测量样品中铀和铅的含量来确定年龄。
这两种方法都需要使用质谱仪等仪器进行测量，以获得高精度的测年结果。
二、U-Pb同位素测年方法的应用U-Pb同位素测年方法可以应用于各种不同类型的岩石，包括火成岩、变质岩和沉积岩。
通过对不同类型岩石中的铀-铅同位素进行测量，可以确定它们的形成时间，从而推断地质过程的发生时间和演化历史。
1. 火成岩的年代测定火成岩是地球表面最常见的岩石类型之一，它的形成与地球内部的岩浆运动密切相关。
利用U-Pb同位素测年方法可以精确地确定火成岩的形成时间，从而揭示地壳演化和板块构造的历史。
三、U-Pb同位素测年方法的意义和前景U-Pb同位素测年方法在地质学、矿产学和环境地质学等领域都具有重要的应用价值，可以帮助科学家们解决地球演化和地质资源开发等方面的重大科学问题。
随着测年技术的不断改进和仪器设备的不断更新，U-Pb同位素测年方法的精度和应用范围还将不断扩大，为地质研究提供更多的有力支持。
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0.7
0.6
3000 2700
0.5
线 致曲 一
2000
Pb*/
238
U
0.4
0.3
不一
0.2
208
致
线
1000
0.1
500
0.0 0 2 4 6 8
207
10
12
14
16
18
Pb*/
235
U
图9-5 U-Pb谐和图。显示了一致曲线和Pb丢失产生的不一致曲线
晶质铀矿和独居石最初被用来定年，但其 有限的分布限制了它们的应用。 锆石在中-酸岩中是一个广泛分布的富铀矿 物，因此被广泛地应用于U-Pb定年。 基性岩中的斜锆石也被用来定年（Krogh et al., 1987）。
H alf-life (years) 4.468× 10
9 9
D ecay constant (y ) 1.55125× 10 9.8485× 10 2.806× 10
-6 -11 -10 -10
-1
U U U Th
0.7038× 10 2.47× 10
5
14.010× 10
9
4.9475× 10
238U/235U=137.88
放射成因的同位素以外，还有一个非放射成因
的稳定同位素204Pb
由于238U、235U、232Th的半衰期比它们的子体的半衰 期长得多，即其衰变常数比子体的衰变常数小得多， 符合建立长期平衡的条件（见“衰变定律”一节） 经过数百万年以上的地质时代，并且矿物保持封闭体 系，就能达到长期平衡状态: N11=N22= N33＝…Nnn， 即最终稳定子体的产率等于源头母体的衰变率，中间 子体衰变过程可以忽略。
此外，还有其它的模式（Kober, 1987）。
206
Pb * U U Pb *
238
(e (e
238t
-1)
207
式中*号代表放射成因铅
23 5t
235
-1)
锆石形成时进入的其中的初始（普通）Pb在年龄计 算中需要扣除，方法如下： 测 定 矿 物 中 204Pb 的 量 ， 结 合 全 岩 206Pb/204Pb 、
207Pb/204Pb 比 值 ， 来 估 算 进 入 锆 石 的 初 始 206Pb 、 207Pb的量，并从锆石测定的 206Pb、 207Pb总量中扣
除，从而获得放射成因铅（即206Pb*、 207Pb*）。
对于普通Pb含量很低的锆石，只要知道大致的年 龄，通过一般的地球Pb演化模式（如Stacey and Kramers, 1975提出的模式, 见后述）计算，获得 锆石形成时206Pb/204Pb、207Pb/204Pb比值，来估
算普通Pb（初始206Pb、207Pb）的量进行扣除即
如果这种矿物对U、Pb保持封闭，则这两个 年龄数据一致，称为一致年龄。
206
Pb * U U Pb *
238
(e (e
23 8t
-1) -1)
207
235
2 3 5t
方 程 可 以 看 作 一 组以 t 为 参 数 的 参 数 方 程 ， 在 207Pb*/235U（x 轴）－ 206Pb*/238U（y 轴）坐标 系 中 该 参 数 方 程 组 定 义 出 一 条 曲 线 —— concordia (一致曲线) (Wetherill, 1956a) 符合上述条件的矿物的一致年龄将位于该曲线上 的某一点。
9.4、U-Pb锆石法
如果某矿物在形成时含很高的U而不含Pb，则方程
206Pb=206Pb +238U(e238t -1) i
207Pb=206Pb +235U(e235t -1) i
可简化为：
206Pb=238U(e238t -1) 207Pb=235U(e235t -1)
206Pb=238U(e238t -1)
238
U/
204
Pb
0
10
20
30
实际上，U 、Th和Pb的活动性，使得U-Pb等时线 定年受到很大的限制。 但由于238U和235U、206Pb和207Pb有一致的地球化 学性质，因此有时即使已受扰动的体系也能给出年 龄信息。发掘利用这种情况的有三种定年方法： U-Pb锆石法 普通Pb法
方铅矿模式年龄法
U的含量相对较高（50-100ppb），在地质 时期皱纹珊瑚能够产生可测量的206Pb变化。
20.0
Pb Pb /
206 204
19.5
19.0
18.5
18.0 0 5
238
10
15
204
20
25
U /
Pb
U-Pb isochron for Devonian corals from Ontario, Canada. Open symbols (open system behavior during recrystallization) were omitted from the regression. (After Smith and Farquhar, 1989.)
因此，可将206Pb、207Pb、208Pb视为 238U、235U、232Th的直接衰变产物来对待：
238 92
U U U
206 82 207 82 208 82
Pb + 8 He + 6 + Q
-
4 2
235 92
232 90
Pb +
4 7 2
4 2
He + 4 + Q
-
-
Pb + 6 He + 4 + Q
207Pb=235U(e235t -1)
分别移项得：
206
Pb * U U Pb *
238 207
(e (e
238t
-1) -1)
பைடு நூலகம்
235
235t
式中*号代表放射成因铅。
206
Pb * U U Pb *
238 207
(e (e
238t
-1) -1)
235
235t
测定该矿物的U含量、Pb同位素组成与Pb含 量，从这两方程可以求得两个年龄数据。
9. 3、U-Pb等时线
238 t 235 t
206
Pb = Pb = Pb =
206
Pb i + Pb i + Pb i +
238
U(e U(e
-1) -1) -1)
207
207
235
208
208
232
Th(e
232 t
方程两边除于非放射成因的稳定同位素204Pb， 得到：
206
40 39
Pb/ Pb
204
Pb
38 37 36 35 34 33 0 10
232 Whole rock Feldspar
204
2.82Ga reference line
30
208
Pb/
25
20
30
40
20
2.82Ga reference line
Th/
204
Pb
15
例 如 美 国 怀 何 明 州 的 Granite Mountain 岩 基 的 全 岩 Th-Pb 分 析 给出大致的等时线年龄为2.8Ga， 但U-Pb等时线图显示U已大量丢失 而 无 法 给 出 年 龄 结 果 （ Rosholt and Bartel, 1969）。
对U-Pb体系而言，还必须假定不存在 235U裂变
链，这种情况在自然界很少发生，但在中非加
蓬共和国的奥克咯(Oklo)铀矿床的天然反应堆 里出现。 如果所分析样品符合这些前提，则 238U-206Pb、
235U-207Pb、 232Th-208Pb体系应该给出一致的
年龄。
120 100 80 60 40 20 0 2000 4000
但是，由于在低级变质作用和表生风化作用中 Pb、Th特别是U的活动性较大，因此硅酸盐岩 石的U-Pb和Th-Pb体系很少保持封闭：
例如美国怀何明州的Granite Mountain岩基的
全岩Th-Pb分析给出大致的等时线年龄为2.8Ga，
但U-Pb等时线图显示U已大量丢失而无法给出年
龄结果（Rosholt and Bartel, 1969）
Pb 204 Pb
206
207
Pb 204 Pb i
206
207
238 204
U
Pb
(e
2 3 8t
1)
Pb 204 Pb
208
Pb 204 Pb i
235 204
0.7
0.6
3000 2700
0.5
一致
238
曲线
Pb*/
U
0.4
2000
0.3
不一
0.2
208
致
线
1000
0.1
500
0.0 0 2 4 6 8
207
10
12
14
16
18
Pb*/
235
U
Wetherill (1956) 对图中的数据进行了另一种解释：
认为不一致直线与一致曲线的上交点代表矿物形成 年龄，下交点代表了引起Pb丢失的热事件的年龄。 下交点年龄500Ma与作为热事件证据的锂云母RbSr、K-Ar年龄相吻合。现称之为Pb幕式丢失模式。
可。
9.4.1 锆石Pb丢失模式 早期对富U矿物的定年工作很快发现，大多数样 品给出不一致的 207Pb/235U、