锆石协和图和加权平均年龄制作方法
做协和图
首先，加载宏Isoplot 3，工具-加载宏-浏览- Isoplot 3-确定-确定
打开excel文档，选用比值数据处理，先看样品的Pb206/U238年龄，年龄大于1000则选用Pb207/Pb206和Pb206/U238比值，年龄小于1000的用Pb207/U235和Pb206/U238比值。
示例如下：
以MHBU51-2为例：由于样品年龄大致在270Ma左右，因此选用用Pb207/Pb206和Pb206/U238比值，将用Pb207/Pb206和Pb206/U238比值和各自的误差如图排列（Pb206/U238比值和误差始终排在后方），然后选中红色框所示四列数据，点击isoplot 3。
于是，如下图所示
点击OK之后，继续OK之后
点击确定点击是
选择要显示数据，点击OK，完成。
加权平均年龄
选用Pb206/U238年龄和其误差，放在一起。
点击Isoplot 3
点击OK
选择需要的显示方式，点击OK即可。
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
锆石U-PB测年-PPT课件-PPT精品文档
图5 麻粒岩相变质锆石CL特征 (a)扇形分带， (b)面状分带， (c)冷杉状分带，
(d) 弱分带或无分带
榴辉岩相变质增生锆石一般为半自形、椭圆形 和它形等，内部分带特征主要有无分带(6(a))、弱 分带(6(b))、云雾状分带(图6(c))或片状分带(图6}d) 等。角闪岩相变质增生锆石通常具有规则的外形， 且以柱面发育为其主要特点，在CL图像中一般为 无分带或弱分带的特征(图7)。
但是锆石发生重结晶作用的区域不仅仅是发生过蜕晶化作用的区
域，在没有发生蜕晶化作用的晶质锆石区域同样可以发生重结晶作 用，只是发生重结晶作用需要较高的温度和、或较长的流体作用时 间。
由于变质重结晶过程中只是锆石晶格的重新调整，没有新的锆石
生成，因此重结晶锆石往往为自形到半自形，且外形与原岩岩浆锆 石环带形状相似，与原岩锆石之间没有明显的生长界限。同时，变 质重结晶锆石区域的CL强度比原岩锆石明显增强，内部结构一般为 无分带、弱分带、斑杂状分带或海绵状分带等，局部有岩浆环带的 残留, 见这些变质特征的锆石区域切割原岩锆石的振荡环带(图 12(a) 。在重结晶锆石与原岩锆石之间有时会出现弱CL强度的重结 晶前锋(图12(b))，而变质增生锆石则是指变质过程中发生成核和结 晶作用，有新的锆石从周围的介质中结晶出来。所以变质新生锆石 具有多晶面状-不规则状-规则外形，与原岩残留锆石之间界限清楚， 不同变质环境中增生的锆石有其特征的外形和内部结构，且受变质 锆石形成时的温度条件和寄主岩石的化学性质制约(图12(c), (d))。
岩浆锆石通常为半自形到自形，粒径20～ 250μm。产于金伯利岩及其相关岩石中的锆石常 为它形(少数情况下为半自形)，较大的粒径(毫米级 到厘米级)。部分基性一超基性岩中的锆石同样具
SIMS锆石U-Pb定年方法-中国科学院地质与地球物理研究所
SIMS锆石U-Pb定年方法用于U-Pb年龄测定的样品（号码）用常规的重选和磁选技术分选出锆石。
将锆石样品颗粒和锆石标样Plésovice (Sláma et al., 2008) (或TEMORA, Black et al., 2004）和Qinghu (Li et al., 2009）粘贴在环氧树脂靶上，然后抛光使其曝露一半晶面。
对锆石进行透射光和反射光显微照相以及阴极发光图象分析，以检查锆石的内部结构、帮助选择适宜的测试点位。
样品靶在真空下镀金以备分析。
U、Th、Pb的测定在中国科学院地质与地球物理研究所CAMECA IMS-1280二次离子质谱仪（SIMS）上进行，详细分析方法见Li et al. (2009)。
锆石标样与锆石样品以1:3比例交替测定。
U-Th-Pb同位素比值用标准锆石Plésovice (337Ma, Sláma et al., 2008（或TEMORA (417Ma, Black et al., 2004)）校正获得，U含量采用标准锆石91500 (81 ppm, Wiedenbeck et al., 1995) 校正获得，以长期监测标准样品获得的标准偏差（1SD = 1.5%, Li et al., 2010）和单点测试内部精度共同传递得到样品单点误差，以标准样品Qinghu (159.5 Ma, Li et al., 2009) 作为未知样监测数据的精确度。
普通Pb校正采用实测204Pb值。
由于测得的普通Pb含量非常低，假定普通Pb主要来源于制样过程中带入的表面Pb污染，以现代地壳的平均Pb同位素组成(Stacey and Kramers, 1975)作为普通Pb组成进行校正。
同位素比值及年龄误差均为1σ。
数据结果处理采用ISOPLOT软件（文献）。
参考文献Black, L.P., Kamo, S.L., Allen, C.M., Davis, D.W., Aleinikoff, J.N., Valley, J.W., Mundil, R., Campbel, I.H., Korsch, R.J., Williams, I.S., Foudoulis, Chris., 2004.Improved 206Pb/238U microprobe geochronology by the monitoring of atrace-element-related matrix effect; SHRIMP, ID-TIMS, ELA-ICP-MS andoxygen isotope documentation for a series of zircon standards. Chem. Geol.,205: 115-140.Jiří Sláma, Jan Košler, Daniel J. Condon, James L. Crowley, Axel Gerdes, John M.Hanchar, Matthew S.A. Horstwood, George A. Morris, Lutz Nasdala, Nicholas Norberg, Urs Schaltegger, Blair Schoene, Michael N. Tubrett , Martin J.Whitehouse, 2008. Plešovice z ircon —A new natural reference material for U–Pb and Hf isotopic microanalysis. Chemical Geology 249, 1–35Li, Q.L., Li, X.H., Liu, Y., Tang, G.Q., Yang, J.H., Zhu, W.G., 2010. Precise U-Pb and Pb-Pb dating of Phanerozoic baddeleyite by SIMS with oxygen floodingtechnique. Journal of Analytical Atomic Spectrometry 25, 1107-1113.Li, X.-H., Y. Liu, Q.-L. Li, C.-H. Guo, and K. R. Chamberlain (2009), Precise determination of Phanerozoic zircon Pb/Pb ageby multicollector SIMS without external standardization, Geochem. Geophys. Geosyst., 10, Q04010,doi:10.1029/2009GC002400.Ludwig, K.R., 2001. Users manual for Isoplot/Ex rev. 2.49. Berkeley Geochronology Centre Special Publication. No. 1a, 56 pp.Stacey, J.S., Kramers, J.D., 1975. Approximation of terrestrial lead isotope evolution by a two-stage model. Earth Planet. Sci. Lett., 26, 207-221.Wiedenbeck, M., Alle, P., Corfu, F., Griffin, W.L., Meier, M., Oberli, F., V onquadt, A., Roddick, J.C., Speigel, W., 1995. Three natural zircon standards for U-Th-Pb,Lu-Hf, trace-element and REE analyses. Geostand. Newsl. 19: 1-23.SIMS U-Pb dating methodsSamples XXX for U-Pb analysis were processed by conventional magnetic and density techniques to concentrate non-magnetic, heavy fractions. Zircon grains, together with zircon standard 91500 were mounted in epoxy mounts which were then polished to section the crystals in half for analysis. All zircons were documented with transmitted and reflected light micrographs as well as cathodoluminescence (CL) images to reveal their internal structures, and the mount was vacuum-coated with high-purity gold prior to secondary ion mass spectrometry (SIMS) analysis.Measurements of U, Th and Pb were conducted using the Cameca IMS-1280 SIMS at the Institute of Geology and Geophysics, Chinese Academy of Sciences in Beijing. U-Th-Pb ratios and absolute abundances were determined relative to the standard zircon 91500 (Wiedenbeck et al., 1995), analyses of which were interspersed with those of unknown grains, using operating and data processing procedures similar to those described by Li et al. (2009). A long-term uncertainty of 1.5% (1 RSD) for 206Pb/238U measurements of the standard zircons was propagated to the unknowns (Li et al., 2010), despite that the measured 206Pb/238U error in a specific session is generally around 1% (1 RSD) or less. Measured compositions were corrected for common Pb using non-radiogenic 204Pb. Corrections are sufficiently small to be insensitive to the choice of common Pb composition, and an average of present-day crustal composition (Stacey and Kramers, 1975) is used for the common Pb assuming that the common Pb is largely surface contamination introduced during sample preparation. Uncertainties on individual analyses in data tables are reported at a 1 level; mean ages for pooled U/Pb (and Pb/Pb) analyses are quoted with 95% confidence interval. Data reduction was carried out using the Isoplot/Ex v. 2.49 program (Ludwig, 2001).。
锆石SHRIMP定年原理和方法
锆石SHRIMP定年原理和方法锆石分选采用常规重力分选和显微镜下手工挑选的方法进行，具体是将岩石样品粉碎成60目左右，通过淘洗和使用重液等物理方法分离锆石，然后在双目镜下精选、剔除杂质。
然后将其与标准锆石（TEM，417 Ma）一起粘贴，制成环氧树脂样品靶，打磨抛光并使其露出中心部位，进行反射光透射光和阴极发光显微照相，阴极发光图像用以确定单颗粒锆石晶体的形态、结构特征以及标定测年点。
最后，用超声波在去离子水中清洗约10分钟后，镀金膜并上机测年。
在分析中，采用跳峰扫描记录Zr2O+、204Pb+、背景值、206Pb+、207Pb+、208Pb+、U+、ThO+和UO+等9个离子束峰值，每5次扫描记录一次平均值：一次离子为4.5nA，10kV的O-2，离子束直径约25~30um：质量分辨率约5400（1％峰高）：应用SL13（572Ma，U=238×10-6）标定样品的U、Th及Pb含量，用TEM（417Ma）标定样品的年龄。
为了尽量降低锆石表面普通Pb和镀金过程中的污染，测定过程中先将束斑在120um 范围内扫描 5 分钟，具体测试条件及流程见Compston等（1992）、Williams（1998）、宋彪（2002）等。
数据处理采用SQUID1.0和ISOPLOT 程序，普通Pb一般根据实测204Pb及Cumming等(1975)模式铅成分校正：单个测试数据误差和206Pb/238U 年龄的加权平均值误差均为95％置信度误差(1σ)，对年轻的岩浆锆石，采用206Pb/238U 年龄；对较老的继承锆石，采用207Pb/206Pb 年龄。
206Pb/238U 年龄的加权平均值,即谐和年龄，用谐和图表示，谐和图是锆石同位素地质年代学最常用的图解，它是以207Pb／235U 和206Pb/238U 为坐标，t为参数的超越方程(207Pb/235U=te*λ－1和206Pb/238U =t eλ－1，其中λ*和λ分别是235U 和238U的衰变常数)的轨迹――谐和线。
锆石U-Pb协和图及协和年龄加权平均值计算方法
SUCCESS
THANK YOU
2019/6/13
ቤተ መጻሕፍቲ ባይዱ据协和度较低， 则将该组数据加上删 除线，该组数据在进 行作图时，就不会参 与作图。
选择该组数据， 不要选择标题
1-选择Isoplot下拉菜单中的开始 （计算与作图）
2-弹出初始化设置对话框，按照下 图选择相应内容-确定
3-弹出Weighted Average对话框， 点击OK
出图了，剩下的自己编辑图标吧！
2019/6/13
怎样获得年龄平均值
使用206Pb/238U 年龄及其误差作
图
需要关注206Pb/238U 年龄及其所对应的协和 度，一般协和度小于 90%的数据不使用。
每一个206Pb/238U年 龄对应了该激光剥蚀点 所对应的锆石年龄，可 写为133±3.5Ma。这在 做单点锆石年龄时很重 要
进行锆石U-Pb年龄的协和图处理
怎样获得锆石U-Pb协和图
你需要处理好的锆石数据
这五个数据， Ratio=摩尔比值 1sigma=1σ=误差 rho代表协和图中单点 误差红圈的半径，如果 数据中没有，一般选取 0.6~0.8。 这五个数据按照这个 顺序进行排列，进行作 图
1-选择数据区，不要选择标题
2-选择Isoplot下拉菜单中的开始 （计算与作图）
3-弹出初始化设置对话框，按照下 图选择相应内容-OK
4-弹出X-Y Weighted Mean对话框， 点击OK
5-弹出Concordia Age对话框，点击 确认
6-协和图OK了，里面的线条等等， 需要自己修改调整
SUCCESS
THANK YOU
新疆蒙其古尔地区八道湾组沉积岩碎屑锆石年代学特征及地质意义
新疆蒙其古尔地区八道湾组沉积岩碎屑锆石年代学特征及地质意义作者：黄广文潘家永黄广楠夏菲吴德海钟福军来源：《新疆地质》2021年第02期摘要：在详细观察描述含砾砂岩宏观特征基础上，利用偏光显微镜和LA-ICP-MS对蒙其古尔地区八道湾组出露的含砾砂岩开展碎屑骨架组分及碎屑锆石U-Pb定年分析，初步解析岩石学、年代学及物源特征等信息。
结果表明：碎屑锆石多具良好的振荡韵律环带，Th/U值大于0.1，为岩浆成因锆石;样品中最年轻的碎屑锆石年龄为（289±4） Ma，可限定八道湾组砂岩沉积下限为早二叠世;初步将碎屑锆石年龄分为3组，分别为1588～807 Ma、603～410 Ma、350～289 Ma，该年龄区间与已知构造-岩浆事件时间（晋宁期、加里东期和印支-海西期）基本对应，表明研究区构造岩浆活动与中国大地构造运动基本一致。
据QFL与QmFLt图解，结合构造背景及盆地演化过程，认为八道湾组砂岩物源经历了由相对稳定的石英再旋回造山带区向过渡再旋回造山带，再向岩屑再旋回造山带区演变的过程。
碎屑物源可能主要来源于南部乌孙山、那拉提山出露的石炭—奥陶纪火山岩及中酸性侵入岩。
关键词：蒙其古尔;碎屑锆石U-Pb定年;砂岩;物源;八道湾组物源分析是确定源区母岩性质的重要依据之一，是沉积盆地分析的重要组成部分[1-2]。
碎屑锆石具较高稳定性，能全面记录和反映源区所经历的相关地质事件[3-4]。
前人利用碎屑锆石同位素测年方法，判别碎屑物源、源区母岩性质及对应的大地构造背景等特征，进一步推动了构造沉积学等多学科发展[3-10]。
伊犁盆地是我国重要产煤、石油及天然气盆地之一，同时也是可地浸砂岩型铀矿的重要产铀盆地[1]。
目前盆地内已探明多个铀矿床，如蒙其古尔、扎吉斯坦、乌库尔其、库捷尔太、洪海沟等[1，11-15]，其中蒙其古尔位于伊犁盆地南缘，是目前盆地内规模最大的铀矿床，也是我国首个建设千吨级可地浸砂岩型产铀基地[4]。
锆石协和图和加权平均年龄制作方法
锆石协和图和加权平均年龄制作方法
做协和图
首先，加载宏Isoplot 3，工具-加载宏-浏览- Isoplot 3-确定-确定
打开excel文档，选用比值数据处理，先看样品的Pb206/U238年龄，年龄大于1000则选用Pb207/Pb206和Pb206/U238比值，年龄小于1000的用Pb207/U235和Pb206/U238比值。
示例如下：
以MHBU51-2为例：由于样品年龄大致在270Ma左右，因此选用用Pb207/Pb206和Pb206/U238比值，将用Pb207/Pb206和Pb206/U238比值和各自的误差如图排列（Pb206/U238比值和误差始终排在后方），然后选中红色框所示四列数据，点击isoplot 3。
于是，如下图所示
点击OK之后，
继续OK之后
点击确定
点击是
选择要显示数据，点击OK，完成。
加权平均年龄
选用Pb206/U238年龄和其误差，放在一起。
点击Isoplot 3
点击OK
选择需要的显示方式，点击OK即可。
锆石
图10 混合岩化过程中的深融深变质增生锆石 (a)无分带增生锆石， (b)面型分带增生锆石 左边为CL图像，右边为二次电子照片，
图11 锆石表面的溶蚀结构 (a)变质增生锆石的边部的溶蚀结构， (b)核部原岩锆石的周围出现溶蚀结构， (c)锆石边部出现较宽的蚀变边
锆石变质重结晶作用是指结构上不稳定的锆石， 在一定温压条件下(一般温度>400 ℃ ), 锆石晶格进 行重新愈合和调整，使锆石在结构上更加稳定。所 以锆石发生变质重结晶作用时并没有新的锆石生成， 只是对原有锆石进行了不同程度的改造。 锆石的 重结晶作用一般优先发生在锆石边部以及锆石内部 矿物包裹体周围等结构不稳定的区域。微量元素含 量较高的锆石的稳定性低于微量元素含量较低的锆 石，因此，在同一样品的锆石中微量元素较高的颗 粒和、或区域更易于发生重结晶作用。受蜕晶化作 用影响的锆石区域由于其结构上的不稳定性，最容 易发生变质重结晶作用。己有实验结果表明，在有 流体存在的情况下，在温度≥ 400℃时，严重蜕晶 化锆石可以很快发生重结晶作用。
锆石U—Pb测年
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 年龄测定从<1百万年到44亿年 一个样品中的锆石群几乎都是复成因的，由于不同 成因、不同世代的锆石可能具有相同的形态、大小和 磁性，因而单晶锆石U-Pb测年法应运而生，但该方法 要求极低的实验室铅本底。
图3 不同类型变质锆石内部结构特点 (a)完全变质新生锆石， (b)变质增生边， (c)原有锆石改造形成的变质锆石
2180±17Ma
1272±16M （可能为变质年龄）
利用锆石形态、成分组成及年龄分析进行沉积物源区示踪的综合研究
利用上述方法并不能定量地确定盆地源区类型、性 质。 盆地碎屑沉积物中的锆石不但分布广泛， 而且稳 定性极强，既使岩石受过部分熔融或区域变质作用 的影响，也不会把锆石中的所有源区信息全部丢 失。 锆石常具有良好的晶形、 特殊的晶体习性以及颜 色和环带等现象， 而且它们随着形成环境的不同， 会 有不同的特点。此外， 锆石由于富含放射性元素， 如 能够提供源区 6、 TU 等而成为良好的年代学计时器， 因此， 不同来源锆 所经历的重要热 H 构造事件信息。 石的形态、 成分组成及年龄就成为示踪源区， 反演区 域构造演化的重要探针。
此外锆石的颜色还与母岩结晶时的酸碱程度有关偏酸性岩石中的锆石一般为无色透明或带不同程度的黄色而偏基性岩石中的锆石晶体颜色除了无色透明的外还常见到肉红色玫瑰色的晶体锆石的成分分析对源区的示踪6178是锆石中最重要的组成元素其中78皆作为61的类质同象形式存在
卷 , -#*./"） 期（ 总 , 56) 7 81 01 ， 2./3"4） 0， 页 , 9(+":）;<= > ;8? ， 0??@ ， A（ )(BC 0??@ ）
L
锆石年代学特征对源区的示踪
锆石由于富含放射性元素，如 ;、9: 等而成为
良好的年代学计时器，能够提供源区的重要热 M 构 造事件信息。来源于不同源区的碎屑物沉积于盆地Leabharlann #$%大地构造与成矿学
第 !" 卷
内的某一层位后，该层位的岩石中就包含了多个源 区的综合信息，由于不同来源的碎屑物具有不同的 年龄组成，那么该层位中的颗粒锆石必然具有多个 频率峰值。近年来国外研究者开始尝试应用同位素 年代学方法进行沉积物源区示踪的研究，如通过对 沉积物中锆石 O P Q; 年龄谱及裂变径迹 （ 3R）年龄 的研究来获取源区构造演化的年代学信息，结合对 比周缘岩体出露情况及构造演化特征，进而界定源 区（ ID0/0)-D ". ()/0 #SS"； T-(DU ". ()/ * #SS%V W’17’( 。 利用沉积物同位素 ". ()/ * #SS"V ,’KU ". ()/ * #SS%） 年代学进行源区示踪，反演源区构造演化具有其独 特的优势，即可以从沉积物中获取源区年龄组成的 信息， 更加全面地了解源区信息， 拓展了由盆地陆源 沉积物示踪源区的途径和方法。 年龄分析对源区的示踪 >< # 锆石裂变径迹（ 3R） 裂变径迹方法用于物源区研究是新发展起来 的， 研究物源区最常用的矿物是锆石， 这是因为锆石 的退火温度较高， 约为 !#= X Y=Z M .’/(-D* #SS! N ， 不易受退火影响，如果在沉积之后，沉积物存在于 #"[ \ #$[Z 之下时，碎屑锆石将保持沉积前的裂变 径迹特征。裂变径迹年龄的退火趋势和物源趋势是 很容易区分的， 因而能较好地反映物源区的性质。 首 先把这种方法应用于物源区研究的是 GE,2K8D)EF 和 。 随着裂变径迹分析技术在近年来的 ,K-’82]（ #S""） 不断进步，利用单颗粒裂变径迹示踪物源有了更为 广阔的应用前景。 但是， 目前存在的最主要问题是单 颗粒锆石裂变径迹年龄精度很低，因此必须在同一 砂岩样品中测量 [= 或更多颗粒锆石的裂变径迹年 龄， 以提高裂变径迹年龄的精确度。 同一样品的不同 颗粒可能出现不同的年龄值，亦即在统计学上一个 样品的年龄可能属于不同的组分。 对沉积岩来说， 如 果沉积后样品未经完全退火，则其单颗粒年龄实际 上可能是各物源区母岩组分的混合。 由于裂变径迹年龄具有统计意义，且不同来源 锆石具有不同的径迹年龄组成，因此，如何更加精 确地提取年龄信息就变得非常重要。利用视图法 （ D’8)2 @K2A）和 ID’(82( 等提出了两种确定总体混合 成分的分解方法， "! 法和高斯峰拟合法 （ ,’0CC)’( @-’FB)AA)(/）对所测样品进行单颗粒年龄分析，可避 免单个颗粒锆石年龄精确度较低的缺点 （ ID’(82(， 。 #SS!；ID’(82( ". ()/ * #SSY）
一、LA-ICPMS锆石U-Pb测年技术
锆石一般无色透明，但常具浅棕，粉红，有时深 色。一般颜色深成因复杂，多为老锆石或U、Th 含量高的。
锆石是四方晶系矿物
锆石的结构
单偏光下
16
正交偏光下
17
常 呈 矿 物 包 裹 体
18
锆石内部结构的观察
HF酸蚀刻法 Smiling zircon
背散射电子图像（BSE imaging)
阴极发光电子成相（CL imaging)
二、锆石U-Pb年代学
1. 锆石(ZrSiO4)、（☆ ☆ ☆ ） 2. 斜锆石(ZrO2)、 3. 独居石((Ce,La,Th,Nd,Y)PO4)（Th-Pb） 4. 磷灰石(Ca5(PO4)3(OH,F,Cl))、 5. 榍石(CaTiSiO5)、 6. 石榴石(X3Z2(TO4)3 (X = Ca, Fe, etc., Z = Al, Cr, etc., T = Si, As, V, Fe, Al) ) 7. 金红石(TiO2)、 8. 钙钛矿(CaTiO3)、 9. 钛铁矿(FeTiO3)、 10. 锡石(SnO2) 11. 方解石(CaCO3) (Faure and Mensing, 2004)
21
定年基础
235U→207Pb, 238U
→ 206Pb, 232Th → 208Pb，其中间 字体寿命短可以忽略，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 208Pb
= 206Pbi + 238U(eλ238t – 1) = 207Pbi + 235U(eλ235t – 1) = 208Pbi + 232Th(eλ232t – 1)