裂变径迹测年原理及对温度的响应.
裂变径迹热年代学方法、应用及其研究展望
裂变径迹热年代学方法、应用及其研究展望乔建新;赵红格;王海然【摘要】Fission-track, which is based on the effect of uranium fission-radiation, is a kind of isotopic thermochronology method. On the basis of analyzing the theories and methods of the fission-track, the commonly used age value as well as the effect of fission-track annealing, this paper summarizes the relevant theories of the method and their application to the orogenic belt uplifting-cooling, the sedimentary basin analysis, the relationship of mountain-basin coupling, the time-limit of fault activities, the hydrothermal mineralization and so on. With reference to current studies of the fission-track thermochronology both at home and abroad, this paper also provides implication for future studies.%裂变径迹热年代学方法是基于铀裂变辐射损伤效应的一种同位素热年代学方法.在分析裂变径迹定年的原理和方法、常用年龄值及裂变径迹退火作用等基础上,综述了目前裂变径迹热年代学方法在造山带隆升-冷却、沉积盆地分析、盆山耦合关系、断裂活动时限及热液成矿作用等方面的相关理论和应用,并结合国内外研究现状指出了裂变径迹热年代学今后的发展方向.【期刊名称】《地质与资源》【年(卷),期】2012(021)003【总页数】5页(P308-312)【关键词】裂变径迹;年龄值;热年代学;造山带;沉积盆地【作者】乔建新;赵红格;王海然【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【正文语种】中文【中图分类】P597Abstract：Fission-track,which is based on the effect of uranium fission-radiation,is a kind of isotopic thermochronology method.On the basis of analyzing the theories and methods of the fission-track,the commonly used age value as well as the effect of fission-track annealing,this paper summarizes the relevant theories of the method and their application to the orogenic belt uplifting-cooling,the sedimentary basin analysis,the relationship of mountain-basin coupling,the time-limit of fault activities,the hydrothermal mineralization and so on.With reference to current studies of the fission-track thermochronology both at home and abroad,this paper also provides implication for future studies.Key words：fission-track;age value;thermochronology;orogenicbelt;sedimentary basin裂变径迹热年代学方法是20世纪60年代开始发展起来的一种新的同位素年代学方法，因其不需要大型贵重仪器，矿物用量少，测定年龄的范围宽，可测定的对象多，特别适用于年轻样品的年龄测定而得到了迅速的发展.目前，裂变径迹方法广泛应用于造山带的隆升史和冷却史分析，沉积盆地的热史恢复、剥蚀量计算、物源区分析，山体的隆升剥露与盆地的沉降沉积之间的耦合关系，断裂活动时限及热液成矿时代和期次等方面的研究，并取得了丰硕的成果［1-16］，已成为地学界的热点和前沿研究课题之一.自然界的铀主要由两种同位素235U（约0.7%）和238U（约99.3%）组成，这两种同位素主要以α和β－衰变的方式进行衰变，最后生成稳定同位素铅.这种衰变的速度十分缓慢，235U的半衰期约为7.13×108a，238U的半衰期约为4.51×109a（与地球的年龄相当）.除了α和β－衰变以外，235U是自然界仅有的、能由热中子引起裂变的核素，可是它只占天然铀的0.7%，而占天然铀99.3%的238U只能由快中子诱发裂变.在一定条件下，铀原子核也可以发生自发裂变，235U和238U的自发裂变半衰期分别为1.8×1017a和1.0×1016a，可见其自发裂变速度比α和β－衰变速度慢很多［17］.当铀裂变产生的荷能离子穿过物质时，在很短的时间内把相当数量的能量转移给沿路径的靶物质的电子和核，引发了一个复杂的过程，并且可能在空间有限的区域内形成永久性的结构改变，即产生潜径迹［17-18］.潜径迹的形成是一种普遍现象，在很多材料中都能观察到.构成潜径迹的缺陷可以是点缺陷、缺陷团，也可以是局部非晶化或相变.潜径迹的形态可能是孤立的球形缺陷、椭球形缺陷、不连续的圆柱形缺陷或连续的圆柱形缺陷.利用裂变径迹方法定年时，子体同位素含量全为裂变产物，其初始值为零，可通过测量自发裂变径迹密度来确定.母体同位素含量通过诱发裂变径迹密度来确定，诱发裂变径迹密度与235U的含量和中子通量成正比.若已知热中子所致裂变235U的裂变截面和中子通量，则可用诱发裂变径迹密度计算出母体同位素的含量，从而可进一步计算出年龄值.定年方程的具体推导过程如下：若铀在矿物中均匀分布，则单位体积的样品中238U发生衰变的原子数为其中，λD≈1.55×10－10/a，为总衰变常数；238U为目前单位体积的样品中238U的原子数.因此，238U自发裂变径迹密度为其中，λf为自发裂变衰变常数，qs为自发裂变径迹在整个抛光面上所占的比率. 通过热中子照射后单位体积的样品中235U的诱发裂变衰变数为其中，235U为目前单位体积的样品中235U的原子数，σ为235U的热中子诱发裂变截面，φ为热中子通量.同理，235U诱发裂变径迹密度可表示为其中，qi为诱发裂变径迹在整个抛光面上所占的比率.由（2）式比（4）式可得由于235U和238U的天然同位素丰度比是恒定的，即若自发裂变径迹与诱发裂变径迹的蚀刻条件和蚀刻参数一样，即将（6）（7）式代入（5）式，即可导出了裂变径迹定年的一般公式其中，λD和λf分别为238U的总衰变常数和自发裂变衰变常数，σ为235U的热中子诱发裂变截面，I为235U和238U的天然同位素丰度比，ρs和ρi分别为238U自发裂变径迹密度和235U诱发裂变径迹密度，φ为热中子通量.自然界可供裂变径迹法测定年代的矿物很多，但由于受到各种条件的限制，目前常用的矿物主要有锆石、磷灰石及榍石.裂变径迹年龄的测定有多种不同的方法，包括直接测定法、等时线法及Zeta常数校准法等.20世纪80年代以前主要采用直接测定法进行裂变径迹年龄测定.实验测定了ρs、ρi和φ后，将λD、λf和I等数值代入（8）式就可以计算出裂变径迹年龄.但由于λf的数值不统一、热中子通量φ的测定困难等原因，裂变径迹年龄测定的误差较大.现今常用Zeta常数校准法进行裂变径迹年龄的测定，该方法避开了λf值的选择和中子通量φ的测量困难，因而定年的准确度大大提高.Zeta常数校准法通过利用年龄标准样品和标准铀玻璃对所采用的定年程序进行多次刻度，测定Zeta校准常数从而得到裂变径迹年龄［19-21］，用公式可表示为其中，ξ为Zeta校准常数，ρd为标准铀玻璃的云母外探测器上的诱发裂变径迹密度，tUNK为未知样品年龄，（ρs/ρi）STD为标准裂变径迹矿物年龄，标准裂变径迹矿物自发与诱发裂变径迹密度比值.1）绝对年龄和Zeta年龄采用直接测定法，即（8）式计算的裂变径迹年龄，称为绝对年龄；而采用Zeta校准常数法，即用（9）式计算的裂变径迹年龄，称为Zeta年龄.2）组合年龄和平均年龄首先应用χ2统计检验颗粒年龄是否服从泊松分布，即所有颗粒是否属于同一组分；若样品的单颗粒年龄能通过χ2检验（P（χ2）＞5%），则表明样品年龄分布服从泊松分布，属于同一年龄组分，则可计算出组合年龄，即用总自发径迹密度比总诱发径迹密度；若样品的单颗粒年龄未能通过χ2检验（P（χ2）＜5%），则表明样品年龄分布不服从泊松，为非单一组分，组合年龄没有意义，只能计算平均年龄［21-22］.3）中值年龄中值年龄可以更精确评估P（χ2）＜5%样品的年龄变化.中值年龄是单颗粒年龄对数值的加权平均值，并能给出标准偏态［23］.裂变径迹定年的关键点是长径迹与任意选择的切面相交的概率大于短的径迹的概率，其年龄解释的重要基础是径迹形成以后的存在的过程中是稳定的.裂变径迹定年依据的是测量径迹与面的交点的数量，所以样品中径迹较长时会获得较老的年龄，径迹较短时获得较新的年龄.自然界中的自发裂变径迹主要是由238U产生的.研究表明，富含238U的天然矿物，如磷灰石、锆石、榍石等的裂变径迹仅在某一临界温度（称为封闭温度）以下才能保存，并且具有随温度的升高和受热时间增长，径迹密度减小、长度变短直至完全消失的特性，这一特性称为退火作用［20，24-25］.裂变径迹的退火不仅有密度的减少，而且有径迹长度的缩短.不同的矿物封闭温度不同.锆石和磷灰石裂变径迹封闭温度一般为（210±40）℃和（100±20）℃［26-27］，这就意味着锆石和磷灰石裂变径迹年龄是分别可记录矿物冷却到低于210℃和100℃时的年龄，称之为冷却年龄.研究表明，裂变径迹退火只与温度和时间有关，而与压力、pH值及Eh值等其它物理化学条件没有明显的关系，因而可以把裂变径迹退火程度视为温度和时间的函数.裂变径迹热年代学是在深入研究矿物裂变径迹退火规律并成功地应用于地质热史研究的基础上发展起来的核径迹技术新领域［28］.裂变径迹热年代学主要研究矿物裂变径迹的退火规律，发展定量描述裂变径迹参数随温度和时间变化规律的退火模型，建立从裂变径迹参数获取温度随时间变化关系的热史模拟方法以及裂变径迹技术在地质研究中的应用新途径等［28-30］.目前，裂变径迹热年代学的研究及其在地质学领域的应用已取得很大进展，主要体现在以下几个方面：1）造山带研究；2）沉积盆地分析；3）盆山耦合关系探讨；4）断裂活动时限测定；5）热液成矿时代和期次研究.通过裂变径迹年龄和有效封闭温度计算造山带的冷却速率和隆升速率主要有以下3种方法［27，31-32］.1）矿物对法：利用锆石、磷灰石等不同矿物的裂变径迹热年代学分析可获得对应于不同封闭温度的冷却年龄，从而计算出冷却速率Vc=ΔT/Δt，隆升速率Vu=Vc/G及隆升幅度H=VuΔt.其中ΔT为矿物封闭温度差，Δt为矿物冷却年龄差，G为地温梯度.2）高程差法：通过不同样品的高程与其对应的裂变径迹的冷却年龄可以计算出相应年龄段的视隆升速率u=ΔH/Δt，视冷却速率c=u·G.其中ΔH为样品高程差，Δt 为样品冷却年龄差，G为地温梯度.3）外推法：将某高程样品的裂变径迹的冷却年龄外推到其年龄为零的高程，并选择合适的地温梯度值，就可以计算出隆升速率Vu=ΔH/t，Vc=Vu·G.其中ΔH为样品高程差，t为样品冷却年龄，G为地温梯度.通过上述方法结合相应的数据可以给出高程－时间曲线与温度－时间曲线，从而来描绘出造山带的隆升史和冷却史等.目前为止，国内外学者已做了大量研究并获得世界上许多重要造山带，如国内的喜马拉雅山、秦岭－大别山、天山以及国外的阿尔卑斯山、安第斯山等隆升史和冷却史等［1-5，33-35］.裂变径迹热年代学方法作为沉积盆地分析的一种重要方法，主要可应用于热史恢复、剥蚀量计算及物源区分析等方面.沉积盆地所保留的裂变径迹可分为两类：一类是非继承性裂变径迹，产生径迹的锆石和磷灰石等矿物主要来自盆地内的同沉积岩浆岩；另一类是继承性裂变径迹，产生径迹的锆石和磷灰石等矿物主要来自盆地周缘的基岩.沉积盆地的热演化史控制着盆地内烃源岩的热演化与油气生成、运聚及成藏过程，因此成为含油气盆地地质学研究中的系统工程的核心研究内容之一［36］.目前，恢复沉积盆地热史的方法主要分为两类：一类是利用沉积盆地演化的热动力学模型来研究热史，称为动力学模拟法；另一类是利用各种古地温指标来模拟盆地的热史，称为古地温指标法.裂变径迹热年代学方法是近十几年迅速发展起来的一种古地温指标法，其基本理论依据是矿物（主要用磷灰石）裂变径迹的退火特性.裂变径迹的年龄值和径迹长度等参数反映的不仅是样品在达到最大古地温（封闭温度）时的时间，而且还记录了样品所经历的热史.磷灰石的部分退火带通常为80～120℃；在这一温度区间内，磷灰石裂变径迹长度随温度升高而缩短，年龄值也随温度升高而减小，样品的裂变径数据能很好的记录其通过部分退火带的热史.国内外学者［6-9，37］利用磷灰石裂变径迹热年代学方法先后对众多沉积盆地进行研究，已建立起较完善的热史分析方法并获得了最高古地温、从最高古地温开始冷却的时间及冷却史等重要信息.沉积盆地地层剥蚀量的计算方法很多，但各种方法都有其自身的适用条件和局限性，需要根据盆地的沉积构造演化、不整合面分布等特征来选择最有效的方法或方法组合.磷灰石裂变径迹热年代学方法是近十几年发展起来的计算沉积盆地地层剥蚀量的一种新方法［10，38-39］.首先根据磷灰石裂变径迹年龄、径迹长度及密度等参数选择合适的磷灰石裂变径迹退火模型（如扇形退火模型、多元动力学退火模型等）进行模拟来求取样品最高古地温Tpeak与其对应的古地温梯度dT/dZ，并选取合适的古地表温度Ts，即可求的地层剥蚀量He=（Tpeak-Ts）/（dT/dZ）.利用裂变径迹热年代学方法进行物源区分析时最常用的矿物是退火温度较高的锆石，浅部地层中的磷灰石一般没有受到退火作用影响，其裂变径迹的年龄及长度也可反映出物源特征.若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［40-41］.针对该情况，M.T.Brand［42］提出了确定总体混合成分组成的分离技术，从而避免了单个颗粒锆石年龄精确度较低的缺点；周祖翼等［11］用最大似然估计法对苏北盆地3个岩心样品的144个磷灰石单颗粒矿物年龄进行了多成分分离，结果显示样品的实际年龄值分别为70 Ma和167 Ma左右的两种成分组成，且两组年龄值均大于样品的地层年龄，表明地层沉积后沉积物中磷灰石颗粒的裂变径迹未曾经过完全退火，即存在2个不同的物源区且两组径迹年龄反映的是磷灰石碎屑颗粒在物源区最后一次达到完全退火温度的时间.沉积盆地和造山带是大陆构造的基本单元，是在统一的地球动力学系统中形成的一对孪生体.它们在空间上相互依存、物质上相互补偿、演化上相互影响、动力上相互转化，组成了一个相互联系而不可分割的复杂系统.在盆山系统中，造山和成盆过程之间相互关联、相互制约和相辅相成的共生关系称为盆山耦合关系［43］.盆山耦合关系主要表现为盆地与山体的物质循环和能量交换关系：盆地的沉降为沉积物填充提供了空间，山体的隆升与剥蚀为沉积物提供了物源，盆地与山体间的高程差则为沉积物搬运提供了动力.因此，可以通过研究盆山耦合关系去探讨沉积盆地与造山带的演化过程.碎屑颗粒裂变径迹热年代学方法正是研究盆山耦合关系的有效手段［12，44］.碎屑颗粒裂变径迹热年代学是以沉积物中未重置的低封闭温度矿物（锆石、磷灰石等）颗粒为研究对象的一种热年代学方法［44］.根据封闭温度的概念，由于基岩区地表岩石先抬升到封闭温度之上使得其碎屑颗粒裂变径迹年龄较老，从地表向下碎屑颗粒年龄逐渐减小；而在基岩剥蚀沉积过程中，近地表的岩石先剥蚀并搬运到盆地中沉积，然后地表以下的岩石被顺序剥露出地表并被剥蚀、沉积.由此可见，盆地下部沉积物是先被剥蚀而沉积的基岩区表层物质，沉积物中未重置的碎屑颗粒记录了较老的年龄；盆地上部沉积物是后剥蚀而沉积的基岩区下部物质，碎屑颗粒记录较新的年龄.然而盆地中沉积物碎屑为多源区混合物，即碎屑颗粒年龄为混合年龄.因此，需要通过高斯拟合等数学方法获得最佳的颗粒年龄组分布才能得到有意义的年龄数据.最年轻的峰年龄一般代表地层最大沉积年龄，可以用于研究基岩区的抬升剥蚀和盆地的沉降沉积的耦合关系.断裂的活动会产生强压和高温，研究表明压力对裂变径迹稳定性影响不大；但在高温条件下，锆石、磷灰石等矿物的裂变径迹会发生退火作用而不能保留，只有当冷却到封闭温度时才开始有径迹保留.不同矿物封闭温度不同，锆石和磷灰石裂变径迹封闭温度为（210±40）℃和（100±20）℃，即完全退火温度分别为250℃和120℃.这为探讨断裂活动时限奠定了理论基础［14，45］.因此，可通过测定断裂中破碎岩的磷灰石裂变径迹年龄来确定断裂最后一次强烈活动时限.裂变径迹热年代学方法应用于热液成矿作用研究是一个新领域.热液矿床的最大特点就是热液流体对成矿地质过程起主导作用，而流体性质主要受控于热演化过程.因此，可通过裂变径迹热年代学方法来恢复流体热史，从而反映热液成矿作用过程.一些学者［15-16］先后用这种方法对不同地区热液矿床的成矿时代与期次等进行了研究，取得了很好的成效.1）通过对裂变径迹的形成机制和退火机制进行深入系统的研究来探索更为合理而实用的裂变径迹退火模型.2）将裂变径迹热年代学方法与（U-Th）/He法等相结合形成统一的低温热年代学定量评估技术并建立起地壳浅层岩石抬升、剥露和热演化史模式.3）裂变径迹热年代学方法已逐渐发展成为油气成藏研究（包括成藏时间、成藏期次及油气藏保存条件等方面）的有效方法之一.【相关文献】［1］陈江峰，谢智，刘顺生，等.大别造山带冷却年龄的40Ar-39Ar和裂变径迹年龄测定［J］.中国科学：B辑，1995，25（10）:1086—1092.［2］Steinmann M,Hungerbuhler D,Seward D,et al.Neogene tectonic evolution and exhumation of the southern Ecuadorian Andes:A combined stratigraph and fission-track approach［J］.Tectonics,1999，307（3-4）:255—276.［3］李齐，王瑜，万景林，等.秦岭造山带中段中新生代构造抬升的热年代学证据［J］.矿物岩石地球化学通报，2001，20（4）:263—265.［4］Fügenschuh B,Schmid S te stages of deformation and exhumation of an orogen constrained by fission track data:A case study in the Western Alps［J］.Geological Society of America,2003，115（11）:1425—1440.［5］刘超，王国灿，王岸，等.喜马拉雅山脉新生代差异隆升的裂变径迹热年代学证据［J］.地学前缘，2007，14（6）:273—281.［6］任战利.利用磷灰石裂变径迹法研究鄂尔多斯盆地地热史［J］.地球物理学报，1995，38（3）:339—349.［7］Tingate P R,Duddy I R.The thermal history of the eastern Officer Basin（South Australia）:evidence from apatite fission track analysis and organic maturity data ［J］.Tectonophysics,2002，349（1-4）:251—275.［8］李慧莉，邱楠生，金之钧.利用磷灰石裂变径迹研究塔里木盆地中部地区的热历史［J］.地质科学，2005，40（1）:129—132.［9］向才富，冯志强，庞雄奇，等.松辽盆地晚期热历史及其构造意义：磷灰石裂变径迹（AFT）证据［J］.中国科学：D辑，2007，37（8）:1024—1031.［10］邓宾，刘树根，刘顺，等.四川盆地地表剥蚀量恢复及其意义［J］.成都理工大学学报：自然科学版，2009，36（6）:675—686.［11］周祖翼，毛凤鸣，廖宗廷，等.裂变径迹年龄多成分分离技术及其在沉积盆地物源分析中的应用［J］.沉积学报，2001，19（3）:456—458.［12］Jain A K,Nand L,Sulemani B,et al.Detrital-zircon fission-track ages from the Lower Cenozoic sediments,NW Himalayan foreland basin:Clues for exhumation and denudation of the Himalaya during the India-Asia collision［J］.Geological Society of AmericaBulletin,2009，121（3-4）:519—535.［13］孟艳宁，王国灿，张克信，等.札达盆地碎屑裂变径迹揭示的盆山耦合过程［J］.地质科学，2010，35（5）:747—758.［14］杨农，张岳桥.龙门山断裂活动和川西高原隆升历史的裂变径迹测年［J］.地质力学学报，2010，16（4）:359—372.［15］张峰，刘铁庚，张凤祥.裂变径迹研究白云鄂博主矿的成矿年龄［J］.科学通报，1996，41（6）:532—534.［16］汤云晖，袁万明，韩春明，等.峪耳崖金矿的成矿时代裂变径迹研究［J］.地球学报，2003，24（4）:573—578..［17］刘顺生，张峰，胡瑞英，等.裂变径迹年龄测定——方法、技术、原理［M］.北京：地质出版社，1984.［18］侯明东，刘杰，张庆祥.电子能损的潜径迹形成机制及理论模型的新进展［J］.核技术，2002，25（7）:481—486.［19］Hurford A J,Green P F.The Zeta age calibration of fission-track dating［J］.Chemical Geology（Isotope Geo-science Section），1983，41（4）:285—317.［20］丁林.裂变径迹定年方法的进展及应用［J］.第四纪研究，1997，17（3）:272—280. ［21］张志诚，王雪松.裂变径迹定年资料应用中的问题及其地质意义［J］.北京大学学报：自然科学版，2004，40（6）:898—905.［22］Galbraith R F,Green P F.Estimating the component ages in a finite mixture［J］.Nuclear Tracks and Radiation Measurement,1990，17（3）:197—206.［23］Galbraith R F,Laslett G M.Statistical-models for mixed fission track ages［J］.Nuclear Tracks and Radiation Measurement,1993，21（4）:459—470.［24］沈传波，梅廉夫，凡元芳，等.磷灰石裂变径迹热年代学研究的进展与展望［J］.地质科技情报，2005，24（2）:57—63.［25］焦若鸿，许长海，张向涛，等.锆石裂变径迹（ZFT）年代学：进展与应用［J］.地球科学进展，2011，26（2）:171—182.［26］Wagner G A,Van Den Haute P.Fission track dating［M］.Netherlands:Kluwer Academic Publishers,1992.［27］吴中海，吴珍汉.裂变径迹法在研究造山带隆升过程中的应用介绍［J］.地质科技情报，1999，18（4）:27—32.［28］朱起煌.裂变径迹热年代学［J］.地球科学进展，1993，8（6）:79—80.［29］王世成.裂变径迹热年代学的新进展［J］.核技术，1996，19（10）:578—580.［30］王瑜.构造热年代学——发展与思考［J］.地学前缘，2004，,11（4）:130—442.［31］王国灿.隆升幅度及隆升速率研究方法综述［J］.地质科技情报，1995，14（2）:17—22. ［32］朱文斌，万景林，舒良树，等.裂变径迹定年技术在构造演化研究中的应用［J］.高校地质学报，2005，11（4）:593—600.［33］杜治利，王清晨.中新生代天山地区隆升历史的裂变径迹证据［J］.地质学报，2007，81（8）:1081—1101.［34］Clark S J P,Dempster T J.The record of tectonic denudation and erosion in an emerging orogen:an apatite fission track study of the Sierra Nevada,southern Spain ［J］.Journal of the Geological Society,2009，166（1）:87—100.［35］陈宣华，Michael W M,李丽，等.东昆仑造山带多期隆升历史的地质热年代学证据［J］.地质通报，2011，30（11）:1647—1660.［36］赵重远，刘池洋，任战利.含油气盆地地质学及其研究中的系统工程［J］.石油与天然气地质，1990，11（1）:108—113.［37］李亚军，李儒峰，陈莉琼，等.苏北盆地金湖凹陷热史与成藏期判识［J］.沉积学报，2011，29（2）:395—401.［38］王毅，金之钧.沉积盆地中恢复地层剥蚀量的新方法［J］.地球科学进展，1999，14（5）:482—486.［39］袁玉松，郑和荣，涂伟.沉积盆地剥蚀量恢复方法［J］.石油试验地质，2008，30（6）:636—641.［40］单玄龙，刘招君，滕佃波.裂变径迹方法在盆地分析中的应用［J］.世界地质，1995，14（2）:47—51.［41］赵红格，刘池洋.物源分析方法及研究进展［J］.沉积学报，2003，21（3）:409—415. ［42］Brandon M T.Decomposition of fission-track grain-age distributions［J］.American Journal of Science,1992，292（8）:535—564.［43］刘树根，罗志立，赵锡奎，等.中国西部盆山系统的耦合关系及其动力学模式［J］.地质学报，2003，77（2）:177—186.［44］张沛，周祖翼.碎屑矿物热年代学研究进展［J］.地球科学进展，2008，23（11）:1130—1139.［45］王庆隆，万景林.用裂变径迹法研究断层活动年龄的初步探讨［J］.地震地质，1988，10（4）:199—205.。
裂变径迹定年技术及其在地质研究中的应用
（） ３
（ ４）
径 迹定年技术 的深入 的理解和研讨 ，有助于应用范围的扩展 ，目前 ，
ｆ 即为ｚ ￣ ｔ 。 ｅ ｔ数 ３ 裂变径迹定年技术的地质应用 （） １ 基岩抬升刷 露中的应用 。在构造演化的研究 中，应用裂变 径 迹定年的相关 原理 ，并 且通过建 立的时 间一温 度模型就可 以恢复
［ 王 世 成 ，康 铁 笙． 变 径 迹 定 牟 标 准 化 的研 究 Ｄ． 质 科 学 ， ２ 】 裂 ］ 地
１ ９ ，２ （ ：７ —８ ９ ４ ９１ ８ ４ ）
如果这 一冷却过程是被岩体 的上升 和侵蚀作用所控制 ，根据地热 梯度和冷却速度就可计算抬升速率 ：
抬速＝蓑墨 升率簧磊
＝
式中： 为常数 ， 为标 准玻璃 中诱发径进密度 Ｂ
Ｖ ｔ 一 ／Ｊｒ ＝Ｃ Ｊ ／ ｒ ． ＧＡ
（） ８
式 中： ｆ △ ＝‘～ ， 为刺露时间， 为封 闭时间； 为封 闭温度 ； 为地表 ‘ 温度； Ｇ为地热梯度。
（） ２
４ 结 语
将公式 （ ） ２ 代入 （ ）中，并令 ： ＝ １
一
ｕ 自发裂 变时 产生 的碎 片通 过某 一绝缘 晶体 固体 物质 的晶 格 时 ，入射粒子轨迹附近形 成一个被扰动 区域 ，造成晶格破坏 ， 产生 一
些 的 格 和 隙， 种 电 ： ： ： ： 。 》 ：． 空 晶点 缝 这 带 ： ： ： ０ ： ： ：
粒 造 的 质 构 破 称 子 成 物 结 的 坏 为
辐射损伤。沿粒子轨迹的辐射损 。ｅ。ｏｅ。 ’ 。 。。 ｏ ｅ 。 －
究的热 点，借助于裂变径迹定年技术研究盆山耦合成为地学 界新的亮 点。基岩 区经过剥蚀搬运 ，碎屑颗粒在沉积盆地沉积 ，经历不 同热历 史 的碎屑颗粒可能具有不 同物源特征。裂变径迹法分析物源区是利用 磷灰石 、锆石径迹的密度 、长度 等分 布 ，并对 其加以统 计分析 ，从中 提供与物源区的年龄及构造演化有 关的信 息。测试磷灰石样 品如果没 有受到退火的影响 ， 裂变径迹的年龄及长度均可代表物源特征 。 近年来还发展了一种 利用样 品碎屑单颗粒 的裂变径迹年龄的统计 分析确定其 源区并 量化源区的抬升剥露 及热 演化历史的方法 。假定 造山带的剥蚀物质被源源不断地迁移到相邻 的沉积盆地 中，某一深度 的岩石从隆升剥露到再沉积的 整个 过程要经过 以下几个时间
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)
基于独居石裂变径迹的测年方法
基于独居石裂变径迹的测年方法嘿，朋友们！今天咱来聊聊一个挺有意思的东西——基于独居石裂变径迹的测年方法。
你知道吗，这独居石就像是时间的记录者。
它里面藏着好多关于过去的秘密呢！裂变径迹就像是它留下的独特印记。
想象一下，每一条裂变径迹就像是时间长河中一个小小的脚印。
我们通过研究这些脚印，就能一点点拼凑出过去的时光。
这测年方法可神奇啦！它就像是一把神奇的钥匙，能打开时间的大门，让我们看到久远的过去。
比如说，它能告诉我们一块岩石到底经历了多少岁月的洗礼。
那这到底是怎么做到的呢？其实啊，就是通过分析独居石中裂变径迹的数量和特征。
这就好比我们通过数树上的年轮来判断树的年龄一样。
而且哦，这种方法还挺精准的呢！它能给我们提供非常可靠的时间信息。
这对于地质学家、考古学家们来说，可真是太重要啦！就好像在茫茫历史中找到了指引方向的灯塔。
你说，这独居石裂变径迹的测年方法是不是很牛？它能让我们对过去有更深入的了解，让那些沉睡的历史重新鲜活起来。
咱们生活的地球有着漫长而丰富的历史，而这种测年方法就像是一把开启历史宝库的钥匙。
它能让我们看到地球在千万年的时光中是如何演变的，那些曾经发生过的重大事件，那些古老的生物是如何生存和灭绝的。
这就好像我们在看一部超级长的历史大片，而独居石裂变径迹的测年方法就是让这部大片变得清晰可见的神奇魔法。
它能帮助我们解答很多疑惑，比如某一次地质运动是什么时候发生的，某一种古老文明存在的时间跨度是多久。
哎呀，真的很难想象如果没有这种方法，我们对过去的了解会有多么匮乏！所以说啊，科技的力量真是强大，能让我们不断地探索未知，解开那些隐藏在时间深处的谜团。
总之呢，基于独居石裂变径迹的测年方法真的是一个非常了不起的工具，它为我们打开了通往过去的通道，让我们能更深入地了解我们的地球和人类的历史。
难道你不觉得这很神奇吗？。
裂变径迹定年技术及其在地质研究中的应用
裂变径迹定年技术及其在地质研究中的应用
唐智博;何少林
【期刊名称】《内江科技》
【年(卷),期】2010(031)005
【摘要】本文总结了裂变径迹的形成机制和裂变径迹定年技术在地质研究中的应用.对于基岩抬升和剥露,根据地温梯度,可以得到时间-深度(海拔)模型,继而计算获得某段历史时期的山体隆升速率和抬升速率.辅助裂变径迹热史模拟建立的反演模型,可以有效地重建样品裂变径迹热历史.对沉积盆地中来自基岩区碎屑颗粒物源特征分析,有利于山盆耦合关系的深入研究.
【总页数】1页(P34)
【作者】唐智博;何少林
【作者单位】中国石油大学《华东》地球资源与信息学院地科系;中国石油大学《华东》地球资源与信息学院地科系
【正文语种】中文
【相关文献】
1.氦素定年技术、氦热年代学及其在地质中的应用
2.裂变径迹定年技术在构造演化研究中的应用
3.激光铀铅同位素定年技术在塔里木盆地肖尔布拉克组储层孔隙演化研究中的应用
4.碳酸盐矿物定年和定温技术及其在川中古隆起油气成藏研究中的应用
5.裂变径迹定年资料应用中的问题及其地质意义
因版权原因，仅展示原文概要，查看原文内容请购买。
裂变径迹定年方法的现状及其主要应用 地理学 张浩 2001130010汇总
裂变径迹定年方法的现状及其主要应用地理学张浩学号：2001130010摘要裂变径迹分析是确定岩石低温热历史的一项技术。
其遵从同位素定年方法的原理,利用238U自发裂变的现象测量放射性衰变对矿物晶体的物理损伤。
本文粗略介绍了裂变径迹分析方法的主要原理以及目前采用比较广泛的实验室技术。
并大致介绍了裂变径迹目前的主要应用以及未来发展趋势。
并对裂变径迹方法的优缺点进行了初步的分析。
关键词裂变径迹实验技术应用The status quo of the fission-track dating method and its mainapplicationAbstract: The Fission-track dating is one of the measurement technologies which can determine the rock thermal history at low temperature. It complies with the principle of isotopic dating method and measure the radioactive decay of mineral crystal of physical injury by the phenomenon of the 238U spontaneous fission.This paper introduces the main principle of the fission-track analysis method and the laboratory techniques used widely in current roughly, outlines the main applications and the future development of the fission- track at present, at last, makes an analysis about the advantages and disadvantages of fission-track method roughly. Keywords: The Fission-track dating; laboratory technique; application1引言裂变径迹法是从大约60年代开始应用到地质学上的一种同位素定年方法,其在测定岩矿年龄、岩体热历史、构造区的上升速度、地热、环保、沉积盆地裂变径迹热年代学、测定活动断层的活动年龄等方面,都有广泛的应用。
中国大陆科学钻探主孔0-4000m岩心的裂变径迹年龄测定
!8 中国科学院广州地球化学研究所，广州" >!?@.? /8 中国地质科学院地质研究所，北京" !???-A -8 B&CDE%&3)FD53’G;G7G HI, J+,3K*L’;F，MD@N?/N O+;=+%1+,2 .8 $+P%P2;’)*DE&%QP3GP%P2;’)*+’ 53’G;G7G，R7K,+)*GDJ&,%’ #3;S+,’;GQG O+;=+%1+,2，MD@N!/? O+;=+%1+,2 ! ! "#$%&’()# *%+,-,#,. )/ ".)0(.1-+,23，4(-%.+. 50$6.13 )/ 70-.%0.+，"#$%&’()# >!?@.? ，4(-%$ / ! *%+,-,#,. )/ ".)8)&3，4(-%.+. 50$6.13 )/ ".)8)&-0$8 70-.%0.+，9.-:-%& !???-A ，4(-%$ - ! ;$<=>8$%0?=*%+,-,#,. )/ @#08.$2 >(3+-0+，A=@N?/N B.-6.8C.2&，".21$%3 . ! *%+,-,#,. )/ ".)8)&3 $%6 >$8.)%,)8)&3，D%-E.2+-,3 )/ B.-6.8C.2&，A=@N!/? B.-6.8C.2&，".21$%3 /??@ =?. =!? 收稿， /??@ =?@ =!/ 改回!
裂变径迹法在研究盆地地热史中的应用综述
裂变径迹法在研究盆地地热史中的应用综述
陈建渝
【期刊名称】《地质科技情报》
【年(卷),期】1991(10)4
【摘要】本文介绍了裂变径迹法的基本原理、退火机理及其在盆地分析中的应用。
最常用于该方法的磷灰石及锆石是广泛分布于沉积岩中的矿物,其退火温度与石油
生成的温度范围有关。
磷灰石退火带大致相应于低熟-成熟原油阶段,其完全退火温度一般为125°C。
除径迹密度(表观年龄)外,径迹长度及其分布的变化也与古地温有关。
该方法与其它地温常数相结合,可用以确定冷却事件(上升剥蚀)和与岩浆、热液活动有关的热事件的时间及强度。
文中列举了我国塔里木盆地以及以色列南部Ramon 1井资料说明它们的应用。
【总页数】6页(P83-88)
【关键词】盆地;地热;地热史;裂变径迷法
【作者】陈建渝
【作者单位】中国地质大学
【正文语种】中文
【中图分类】P314
【相关文献】
1.运用磷灰石裂变径迹分析十万山盆地的地热史 [J], 汪新伟;汪新文;韩效忠
2.利用磷灰石裂变径迹法研究鄂尔多斯盆地地热史 [J], 任战利
3.裂变径迹等新技术在辽河盆地热历史研究中的应用 [J], 夏毓亮;朱杰辰;郑懋公;赵云龙;胡振铎;郭秀英;高尚奎;
4.裂变径迹等新技术在辽河盆地热历史研究中的应用 [J], 夏毓亮;朱杰辰;
5.磷灰石裂变径迹法在盆地地热史研究中的应用——对康铁笙等人裂变径迹资料的重新解释 [J], 赵孟为
因版权原因，仅展示原文概要，查看原文内容请购买。
- 1、下载文档前请自行甄别文档内容的完整性，平台不提供额外的编辑、内容补充、找答案等附加服务。
- 2、"仅部分预览"的文档,不可在线预览部分如存在完整性等问题,可反馈申请退款(可完整预览的文档不适用该条件!)。
- 3、如文档侵犯您的权益，请联系客服反馈,我们会尽快为您处理(人工客服工作时间：9:00-18:30)。
三、 裂变径迹封闭温度原理
• （二） 裂变径迹长度分布与热史 • 径迹长度和数目都受温度影响明显，不同的 冷却历史（或热史）对应有不同的径迹长度 分布图。
• 图2 几种受热史的古径迹长度分布图
四、 裂变径迹相关应用
• （一） 造山带隆升过程 • 平均地温梯度：30℃/Km. • 利用同一高程不同矿物的裂变径迹年龄 （AFT、ZFT），其年龄对应不同的温度， 将温度转化为对应的深度，则可得出该时 间段内的隆升速率； • 利用不同高程上，同一矿物的裂变径迹年 龄得出相关隆升速率。
一、 裂变径迹产生原理
• （二）径迹蚀刻 • 裂变径迹（潜径迹）直径约50~100Å，即 5-10nm，长度约15μm[4]，只能在电子显 微镜下观察到； • 由于裂变径迹区域特殊的晶格构成，可以 与特定的蚀刻剂发生反应而被溶解，直径 扩大到1-2μm，长度基本不变(15μm左右)； • 这时就可以在普通光学显微镜下观察和统 计裂变径迹的长度和数目，此时看到的称 为径迹；
• （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。
• 图1 磷灰石（0001）面蚀刻径迹随蚀刻时间的变化 • 注：磷灰石（Ca5[PO4]3(F,OH)）六方晶系，柱状,无杂质者无色透明； • 锆石（Zr[SiO4]）岛状硅酸盐矿物，四方晶系，呈四方双锥、柱状 等。
• 磷灰石裂变径迹镜下照片：
二、 裂变径迹定年原理
• （一） 定年基本思路 • （二） 定年公式推导 • （三） 相关标准校正
• （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
• 裂变径迹定年基本思路： • 已知238U自发裂变衰变常数λF; • 测定238U发生自发裂变的原子含量，相当于 测定D*值，可以通过测定自发径迹的密度 (ρs)转换得到； • 测定238U当前剩余的原子含量，相当于测定 N值，目前常用的是间接法测量238U的含量， 通过测量样品中235U含量，利用自然体系中 238U和235U含量比值的固定关系求的238U的 含量。235U含量可通过将样品进行反应堆中 子照射，得到诱发径迹，通过统计诱发径迹 密度（ρi）转换得到。
ห้องสมุดไป่ตู้
三、 裂变径迹封闭温度原理
• （一） 裂变径迹部分退火带及封闭封闭温度 • 退火：裂变径迹（潜径迹）并不总是稳定存 在，潜径迹的稳定性受温度影响最为明显， 表现为随温度升高而径迹密度减少、长度变 短直至完全消失，这种受加热径迹发生衰退 的现象称为退火； • 径迹退火有一个上限温度当温度高于该温度 后，径迹完全消失，这一温度称为封闭温度, 磷灰石径迹封闭温度在120℃左右； • 部分退火带:从径迹开始发生退火到完全退火 （消失）对应的温度范围称为部分退火带， 磷灰石的部分退火带大致为70~120℃。
二、 裂变径迹定年原理
• （二） 定年公式推导
D s Igi t ln(1 ) D F i g
1
• （三） 相关标准校正 • 标准矿物校正 • 铀标准玻璃校正
三、 裂变径迹封闭温度原理
• （一） 裂变径迹部分退火带及封闭封闭温 度 • （二） 裂变径迹长度分布与热史
• 图3 岩石抬升与封闭温度示意图
四、 裂变径迹相关应用
• （二） 盆地热演化史 • 研究深度：一般3-5Km • 磷灰石部分退火带正好和油气生成温度近 一致，为含油气盆地热史分析有较明显的 优势。
二、 裂变径迹定年原理
• （一） 定年基本思路 • 一般同位素定年基本思路： • 已知一衰变体系，则衰变常数λ确定 （ N N0 e t ）； • 分别测定放射性母体当前剩余含量（N）及 子体同位素当前含量（D*）； • 带入衰变方程获取同位素封闭年龄；
D* N0 N Ne t N N (et 1)
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