锆石测年基本原理
锆石U_Pb同位素定年的原理_方法及应用_高少华
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。
关键词： 锆石； U-Pb 同位素； 原理； 定年方法； 地质应用
收稿日期： 2013 － 04 － 11； 修订日期： 2013 － 05 － 30 作者简介： 高少华（ 1986 － ） ，男，在读硕士，专业方向： 沉积盆地物源分析研究。
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江西科学
2013 年第 31 卷
1 锆石的地球化学特征和内部结构
1． 1 锆石的地球化学特征 锆石 的 氧 化 物 中 ω （ ZrO2 ） 占 67． 2% 、ω
Abstract： This article discusses geochemical characteristics and internal structure of zircon，the principle of zircon U-Pb isotopic dating，the advantages and disadvantages of dating method and the application of geological problems through consulting a large number of Chinese and foreign literature and combined with the author's experiments． The results show that magmatic zircon and metamorphic zircon in geochemical and internal structure have different characteristics． Principle is that by using of the U-Pb decay equation getting three independent ages of 206 Pb / 238 U、207 Pb / 235 U and 207 Pb / 206 Pb． Dating methods have advantages and disadvantages，please accord to the quantity，size，internal structure and factors such as accuracy of sorting out the zircons from samples，selecting dating methods flexibly． Zircon U-Pb age is often used in the analysis of the sedimentary basin provenance，in the age constraint of some rock and metallogenic chronology and ductile shear zone． The dating results are reasonable explanation to combined with the geological background． Key words： Zircon，U-Pb isotope，The principle，Dating method，The geological applications
第六讲 U-Th-Pb法
应用条件
当样品形成时其初始Pb的量可以忽略或因较小 而可以较准确地扣除时，采用方程a进行定年。 这实际上为锆石U-Pb定年方程； 当样品形成时其初始Pb的含量较高时，其初始 比值相对较大，采用方程b进行定年。事实上， 等式b为线性方程，通过相同地质体多个样品分 析，可获得一条直线，称为Pb-Pb等时线(自己 推导方程)。
其离子半径为1.32 Å ； Pb的独立矿物为方铅矿，而在硅酸盐矿物 中，多与元素K形成类质同象而趋向存在于 钾长石等矿物中； 通常条件下Pb性质稳定，但在高温和酸性 条件下可形成氯或硫的化合物，易溶解于 热液中而发生迁移。
地球化学性质(四)
不同物质中U、Th、Pb的元素含量
Material Chondrites Troilite Basalt Galena Zircon Carbonates 0.009 U(ppm) 0.01 <.01 0.43 trace HUGE 1.9 1.6 trace HUGE 1.2 Th 0.04 5.9 3.7 HUGE trace 5.6 Pb 1.0
ZIRCON ZrSiO4
ZIRCON ZrSiO4
Zircon, Italy
ZIRCON ZrSiO4, Russia
ZIRCON ZrSiO4
ZIRCON ZrSiO4
ZIRCON ZrSiO4
ZIRCON ZrSiO4
锆石是十二月生日石
6.2 地球化学性质(一)
U和Th均属锕系元素，常为+4价，但在地
U (e
235t
232t
208
208
Pb 0
232
Th (e
6.5
锆石测年的几个问题探讨
锆石测年的几个问题探讨锆石等副矿物在地质学中的广泛应用与近年来原位分析测试技术的快速发展密不可分。
目前已广泛应用的微区原位测试技术主要有离子探针、激光探针和电子探针等。
[關键词]锆石检测探讨1微区原位测试技术离子探针（sensit ive high resolut ion io n microprobe，简称SHRIMP）可用于矿物稀土元素、同位素的微区原位测试。
在目前所有的微区原位测试技术中，SHRIMP 的灵敏度、空间分辨率最高（对U 、Th 含量较高的锆石测年，束斑直径可达到8 μm），且对样品破坏小（束斑直径10～50 μm，剥蚀深度<60 μm，剥蚀深度为10～20 μm），其空间分辨率和分析精度一般低于SIMS、SHRIMP。
电子探针（electr on pr obe X-ray micro analysis，简称EPMA）、质子探针（proton- induced X-rayemission micro-probe，简称PIXE）和X 射线荧光探（X-ray fluo rescence- probe，简称XRF）均属微区化学测年技术。
其优点是可以直接在岩石探针片上进行测定，不破坏样品，保留了岩石的原始结构，样品制备方便，便于实现原地原位分析，与同位素定年相比，价格低廉，分析快速；其缺点是不能估计平行的U-Pb 衰变体系的谐和性且由于化学定年不需进行普通铅的校正，容易导致过高估计年轻独居石、锆石等矿物的年龄。
质子探针是继电子探针之后发展起来的、一种新的微束分析技术，能有效地进行微区微量元素、痕量元素的分析，近年来用于测定独居石的U-Th-Pb年龄，其分析原理与电子探针相似。
对EPMA 无能为力的、小于100 Ma 的独居石年龄的测定，PIXE具有明显的优势。
2锆石化学成分特征及其在岩石成因中的应用3锆石测年中铅丢失的原因铅丢失的原因是蜕晶质化锆石的重结晶作用。
如果岩石经历的不是一次，而是二次以上的地质作用，而且两次之间有足够的时间使锆石蜕晶质化，当叠加作用的温度达到一定高度后，蜕晶质化的锆石将发生重结晶作用，玻璃质状态将重新恢复成晶体状态。
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U-Pb同位素定年方法分析研究
锆石U-Pb同位素定年方法分析研究摘要本文主要阐述了对锆石U-Pb进行同位素测年体系的常用方法，并对各方法自身的特点进行了较为详细的介绍与对比。
关键词锆石U-Pb；同位素定年法；分析研究0 引言近年来，随着同位素地质年代学的飞速发展，锆石U-Pb法一直是地质学者讨论地质事件时代的重要方法之一，以下分别对各种其U-Pb同位素测年法进行分析。
1 单颗粒微量热电离质谱法目前应用最广泛的锆石定年方法是微量和单颗粒热电离质谱法，在近几年人们试着利用样品量达亚微克级的逐步溶解技术和单颗粒锆石碎片技术对其加以改进。
单颗粒锆石热电离质谱法是锆石定年技术的进展之一，该方法具有高精度、要求样品量少，所以作为基准的锆石U-Pb定年方法。
这中方法上存在着局限性：单颗粒微量热电离质谱法前期处理过程比较复杂，耗费时间，在实验流程本底要求特别低，一般整个流程铅、铀空白分别为0.03ng~0.05ng、0.002ng~0.004ng；该方法存在着最大缺陷是不能对复杂锆石内部微区U/Pb和207Pb/206Pb的年龄信息进行准确测定。
2 单颗粒锆石蒸发法在80年代单颗粒锆石蒸发法才发展起来的，这种方法不采用化学处理。
单颗粒锆石蒸发法主要是应用锆石逐层蒸发法，采用热离于发射质谱计直接对单颗粒锆石207Pb/206Pb年龄进行测定，获得207Pb/206Pb年龄信息。
它能够揭示锆石内部的信息，此种方法已在我国广泛推广和应用，并且取得不少成果。
该方法有一定的局限性：该方法只能提供207Pb/206Pb年龄，对U/Pb年龄不能测定，不能有效判断U-Pb同位素体系是否封闭；由于精度差不能精确的对地质事件定年，只能在初选样品的时候用该方法。
3 单颗粒锆石U-Pb同位素稀释测定法该方法是将一个岩石中的锆石按照晶形和颜色分开，加入稀释剂对U，Pb 同位素进行测定，在根据不一致线对岩石年龄进行确定。
这种方法由于操作方法简单，受到地质工作者的青睐，在我国得到了广泛推广和应用，也取得了显着成果。
显微激光拉曼光谱锆石定年方法及其应用
显微激光拉曼光谱锆石定年方法及其应用赵晓轩;张聪;刘晓瑜;秦雪晴;张建新;毛小红【期刊名称】《岩石矿物学杂志》【年(卷),期】2024(43)2【摘要】锆石是岩浆岩、沉积岩和变质岩中的常见副矿物,由于其具有高Th、U含量的特点,已成为地质年代学研究的理想矿物之一。
显微激光拉曼光谱锆石定年方法的原理是锆石中U、Th原子自发的α衰变而引起其自身晶格的辐射损伤,锆石晶格破坏的积累和时间呈正相关关系,并且与锆石拉曼光谱半高宽Γ具有相关性。
利用锆石显微激光拉曼光谱仪测量锆石特征峰的半高宽可以计算出锆石的辐射损伤累积,进而计算得到锆石发生辐射损伤所累计的时间。
锆石辐射损伤定年方法具有空间分辨率高、样品制备和测试方法简单等优势。
但是此方法也受控于诸多影响因素,例如锆石自身结构的不均一性、锆石发生热退火作用的速率、锆石重结晶作用及辐射损伤饱和度等对定年结果均具有影响。
显微激光拉曼光谱锆石定年方法的建立将有助于判定碎屑锆石物源区、揭示岩体热演化史以及识别继承锆石经历的后期构造热事件等研究。
本文从显微激光拉曼光谱锆石定年方法的基本原理、计算过程及年龄影响因素等方面对该方法进行了介绍,并通过对松多高压变质带中变泥质岩中锆石的年代学研究,结合前人的应用实例,对该方法的应用前景进行了展望,为锆石年代学研究提供新的技术手段。
【总页数】19页(P450-468)【作者】赵晓轩;张聪;刘晓瑜;秦雪晴;张建新;毛小红【作者单位】中国地质科学院地质研究所;中国地质大学;中国地质科学院国家地质实验测试中心【正文语种】中文【中图分类】P597.3【相关文献】1.应用激光拉曼光谱研究锆石 LA －ICP －MS U －Pb 定年中的α通量基体效应2.应用显微激光拉曼光谱测定CO2气体碳同位素值δ13C的定量方法研究3.新疆阿尔泰蒙库铁矿变粒岩LA-ICP-MS锆石U-Pb定年及拉曼光谱特征4.云南前寒武系-寒武系界线锆石激光拉曼光谱研究及意义5.新疆波孜果尔超大型稀有-稀土金属矿床的成矿时代和成矿动力学背景:来自独居石U-Th-Pb定年和石墨激光拉曼光谱的指示因版权原因，仅展示原文概要，查看原文内容请购买。
锆石U-Pb测年实用手册1
锆石U-Pb测年实用手册1花生哥整理，微信公众号“37地质人”首发在精准化、精确化的测年进程中，微区原位测试有着不可比拟的优势，使用激光剥蚀电感耦合等离子质谱仪（LA-ICP-MS）进行锆石U-Pb测年也被广为推崇。
一个成功的锆石U-Pb测年实验过程主要分为以下4个阶段：（1）根据实验目的采集合理的样品；（2）锆石挑选及制靶；（3）锆石选点及实验测试；（4）测试结果综合分析。
以下就锆石U-Pb测年的（1）（2）（3）项进行介绍，其中对锆石选点进行重点介绍。
实验仪器简介：激光剥蚀电感耦合等离子质谱仪（LA-ICP-MS）由LA、ICP、MS三个系统有机组合在一起的。
其结构示意图及实验工作台如图1、图2所示。
图1LA-ICP-MS仪器结构示意图图2 LA-ICP-MS实验工作台一、根据实验目的采集合理的样品采取合理的实验样品是进行成功的实验的前提，应根据项目需求以及针对实际的采样对象进行合理的样品采取。
一般来说：（1）采取新鲜的样品；（2）对锆石含量较高的花岗岩取3-5Kg，火山岩取10-15Kg，中基性-超基性岩采取20-25Kg。
二、锆石挑选及制靶锆石单矿物的挑选一般0.5-2g，纯度＞98%。
对制靶的锆石应为随机取样，尽量避免人为选择性。
制靶时一般常见有大靶和小靶，可根据实际需要选取，小靶一般排列200粒锆石，靶的直径大小有一定差别，有常见小靶直径为2.54cm。
图3 样品池中锆石靶及标样图4锆石靶制靶时需注意，锆石之间的间距及排列顺序，较好的锆石制靶应保持锆石间距合适，相互独立但又排列有序（图5、图6）。
图5 锆石制靶间距适宜、排列有序图6锆石制靶间距太小、排列无序三、锆石选点及实验测试（一）锆石选点锆石的选点应综合考虑两个方面得因素：（1）实验者研究需求；（2）锆石本身条件。
第一个方面主要根据是实验者研究所需进行锆石（岩浆锆石、变质锆石、热液锆石）的选点。
在进行锆石选点之前，首先厘清锆石分类的相关概念。
我们如何知道地球的年龄？
我们如何知道地球的年龄？地球，作为我们生活的星球，其年龄是一个人类历史上持续研究的话题。
通过多年的探索和研究，我们才逐渐得出地球的年龄。
那么，我们如何知道地球的年龄呢？下面将为您介绍。
一、收集陨石样本人类用科技手段宇航技术先后发射了几十个探测器，它们深入太空进行勘探和研究，在月球、火星、金星等行星的表面采集到原始陨石，其中一些陨石既有木质结构的物质，也有本应该发生放射衰变的不稳定核素，这等因素让科学家们可以确定陨石的形成时间。
通过分析陨石中的年龄存在性质，科学家们得到一个结论：在45亿年前左右，这些物质被形成了。
二、地球中锆石的年龄锆石是一种常见的矿物，它常常被用来测试地球的年龄。
锆石中含有放射性铀和钍，可以通过放射性碳测量技术和同位素质谱测量技术来确定其年龄。
科学家们对地层中的锆石进行了分析，发现其中有一种显著特征：当地球表面开始冷却后，这些锆石被固定在了地球地壳中。
通过对锆石的年龄测量，研究者们得出的时间则表明，地球大约在45亿年前冷却了下来。
三、生物化石的年龄地球上存在着无数的化石。
这些化石中许多都是来自与古代生命的化石。
他们可以作为地球年龄的证明之一。
比如我们常常可以在各个地层之间发现不同性质的化石。
这些生命体存在的时间可根据它们的性状作进一步的分析和推算，通过这些推算，我们就可以获知关于地球历史的更多信息，比如地球早期为空气中富含甲烷等气体，通过地球化学，生物化石等化石的分析，让我们更进一步了解到地球的真正年龄。
总结地球是一个充满神奇、奇迹和未知的星球，我们的研究取得了很多令人惊叹的进展，使我们逐渐了解了地球的历史和特点。
我们可以通过收集陨石样本，分析地球中的矿物，生物化石等等，来探索和推算地球的年龄。
这些方法可能不是最为确切、最先进的，但是他们帮助我们更深入的理解这个美丽而神奇的星球。
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一、基本原理1、锆石的物理性质锆石的主要成分是硅酸锆，化学分子式为Zr[SiO4]，除主要含锆外，还常含铪、稀土元素、铌、钽、钍等。
由于锆石常含有Th 、U ，故测定锆石中的Th/U 的含量的由它们脱变而成的几种铅同位素间的比值以及它们与U 的比值，可测定锆石及其母岩的绝对年龄。
由于Pb 同位素很难进入锆石晶格，锆石结晶时的U 与Pb 发生强烈分馏，因此锆石是良好的U-Pb 同位素定年。
此外，越来越多的研究表明，锆石环带状增生的形象十分普遍，结合微区定年法就可以反映与锆石生长历史相对应的地质演化过程。
锆石同时还是很可靠的“压力仓”，能够保存来自其母岩或早期变质作用的包裹物。
锆石晶体呈四方双锥状、柱状、板状。
锆石颜色多变，与其成分多变有关；玻璃至金刚光泽，断口油脂光泽；透明至半透明。
解理不完全；断口不平坦或贝壳状。
硬度7.5-8。
相对密度4.4-4.8，性脆。
当锆石含有较高量的Th 、U 等放射性元素时，据放射性，常引起非晶质化，与普通锆石相比，透明度下降；光泽较暗淡；相对密度和相对硬度降低；折射率下降且呈均质体状态。
锆石按成因分为高型锆石和低型锆石。
宝石学中依据锆石中放射性元素影响折光率、硬度、密度的程度将它分为“高型”、“中间型”、“低型”三种。
锆石属四方晶系。
晶体形态呈四方柱和四方双锥组成的短柱状晶形，集合体呈粒状。
强的晶格能和对Pb 的良好保存性，丰富的、可精确分析的U 含量和低的、可忽略的普通Pb 含量是其特点。
锆石U-Pb 体系是目前已知矿物同位素体系封闭温度最高的，锆石中Pb 的扩散封闭温度高达900℃，是确定各种高级变质作用峰期年龄和岩浆岩结晶年龄的理想对象。
另外，锆石中含有较高的Hf 含量，大多数锆石中含有0.5－2%的Hf ，而Lu 的含量较低，由176Lu 衰变成的176Hf 极少。
因此，锆石的176Hf/176Lu 可以代表锆石形成时的176Hf/177Hf 初始比值，从而为讨论其成因提供重要信息。
2、锆石U-Pb 定年原理自然界U 具有3个放射同位素，其质量和丰度分别是：238U （99.275%），235U （0.720%），234U(0.005%)。
234U 是238U 衰变的中间产物。
238U 和235U 通过一系列中间子体产物的衰变，最后转变成稳定同位素206Pb 和207Pb 。
Th 只有一个同位素232Th,属放射性同位素。
自然界存在的其他U 、Th 同位素都是短寿命的放射性同位素，数量极微。
238U 、235U 、232Th 衰变反应如下：E Pb Th E Pb U E Pb U +++⎯→⎯+++⎯→⎯+++⎯→⎯−−−βαβαβα462084768232207235206238 206Pb 和207Pb 的衰变常数分别为λ238 =1.55125*10-10a -1， λ235=9.8485*10-10a -1。
Pb 有四种同位素：204Pb 、206Pb 、207Pb 、208Pb ，都是稳定同位素，其中仅204Pb 是非放射成因铅，其余3个同位素既有放射成因组分，又有非放射成因组分，它们分别是238U 、235U 、232Th 竟一系列衰变后的最终产物。
U-Pb 年龄测定基于238U 和235U 放射同位素的衰变过程，其年龄可以用下面公式计算：]1ln[(1238*206238+=U Pb t λ （1） ]1)ln[(1235*207235+=U Pb t λ （2）式中：206Pb*和207Pb*分别代表研究系统238U和235U衰变产生的Pb的原子数。
利用207Pb*/206Pb*分别代表研究系统238U和235U衰变产生的Pb的原子数。
利用207Pb*/206Pb*比值也可以计算年龄。
如果公式（1）和（2）满足下面条件，又两式计算的年龄t是矿物或岩石样品的年龄，并且两个年龄值相同。
1)衰变常数已精确测定；2)初始Pb同位素比值已知，或可以忽略不计；3)样品自形成后保持封闭系统。
对于大多数样品，条件3）很难满足。
如果样品自形成后保持封闭系统，由206Pb/238U和207Pb/235U计算的年龄相同，在206Pb/238U－207Pb/235U图上，他们位于协和线（一致线）上。
如果母、子体有样品丢失或获得，它们将偏离协和线或一致线。
对于一组具有共同成因、不同程度Pb丢失的样品，他们将在206Pb/238U－207Pb/235U图上形成一条直线，即不一致线。
该县与一致线的上交点年龄一般代表样品形成时的年龄，下交点年龄的意义比较复杂，有可能使样品遭受变质时的时间。
上、下交点年龄的解释相当复杂，与样品的类型、产出的地质情况有关系。
U-Pb衰变体系以双重衰变为特征：铀的两个放射性同位素235U和238U以不同衰变速率分别衰变成铅的两个稳定同位素207Pb和206Pb。
除了可以从测定207Pb/235U和206Pb/238U比值计算地质年龄外，还可以测定206Pb /207Pb比值计算另一年龄。
一个地质样品可以同时获得三个不同的年龄，可以进行结果可靠性的检验，进行体系内部的自检和校正。
若三组年龄一致，表明锆石中U-Pb体系启动后，一致保持封闭，没有发生铀和铅的得失，年龄结果是协和的。
根据U—Pb同位素分析可以获得三组年龄： 206Pb/238U，207Pb/235U，和207Pb/206Pb ，通过对比可获得更可信的年龄数据。
因此，锆石U—Pb法，尤其是单颗粒锆石U—Pb法(如同位素稀释法、逐层蒸发法、离子探针质谱法和激光探针一等离子质谱法等)，是当今最重要的一种同位素定年方法。
在理想的情况下，即锆石成因单一，自形成以来始终对U—Pb体系保持封闭，没有发生放射成因铅的丢失或铀的获得，那么三组年龄完全一致，或者在误差范围内完全一致。
但目前的研究表明，在大多数情况下，三组年龄往往不一致，它们或者是207Pb/206Pb > 207Pb/235U > 206Pb/238U (反映放射成因铅丢失或铀获得)，或者相反，是 206Pb/ 238U > 207Pb/235U >207Pb/206Pb (反映铀丢失或放射成因铅获得)。
在常规锆石U—Pb法中，由于使用的锆石颗粒达数十至数百颗，因而三组年龄的不一致往往归因于不同成因锆石的混合，如壳源型花岗岩中岩浆锆石与继承锆石之间的混合，变质岩中原生锆石与增生变质锆石或变质锆石之间的混合等。
但在单颗粒锆石U—Pb法中，即使是当前最先进的离子探针质谱法测定的三组年龄，也往往存在不一致(罗镇宽等，2001；李献华等，2002；Zhou el：a1．，2002)。
这表明，导致锆石三组年龄的不一致的原因可能主要不是不同成因锆石之间的混合，而是因锆石封闭体系破坏而使其中的放射成因铅(或铀)发生不同程度丢失或获得引起的。
根据现有文献资料，导致锆石中放射成因铅(或铀)发生丢失或获得的主要机制包括以下几个方面：1 锆石的蜕晶化作用;2 重结晶作用; 3 扩散作用; 4 增生作用;由于自然界地质情况极为复杂，所获得的三组年龄在大多数情况下往往是不一致的。
这里，可能存在两种情况：(1)虽然不同锆石颗粒的三组年龄之间存在不一致，但其中有一个或几个锆石颗粒的三组年龄是一致的。
在这种情况下，应取其中谐和的一组年龄代表锆石的形成时间。
(2)不仅不同锆石颗粒的同一组年龄不一致，而且同一锆石颗粒的三组年龄也不一致。
在这种情况下，应采用谐和图处理才能获得可信的年龄值。
所谓谐和图是指一组同源、同时形成遭受同时期地质作用而发生不同程度铅丢失、铀获得或铀丢失、铅获得的各锆石数据点，将拟合成一条直线，即不一致线。
不一致线与谐和曲线相交，可以得到两个交点。
在一般情况下，上交点代表锆石结晶年龄，下交点则代表后期叠加的地质事件的年龄，亦即导致锆石丢失铅(或获得铅)的时间。
3、岩浆锆石和变质锆石的区分岩浆锆石一般具有特征的岩浆振荡环带，振荡环带的宽度可能与锆石结晶时岩浆的温度有关。
高温条件下微量元素扩散快，常常形成较宽的结晶环带（如辉长岩中的锆石）低温条件下微量元素的扩散速度慢，以便形成较窄的岩浆环带。
岩浆锆石还可能出现扇形分带的结构，这种扇形分带结构是由于锆石结晶时外部条件的变化导致各晶面的生长速度不一致造成的。
部分地幔岩石中的锆石表现出无分带或弱分带的特征。
在岩浆锆石中往往有继承锆石的残留核。
变质锆石是指在变质作用过程中形成的锆石。
变质锆石的形成主要有以下五种机制：（1）深熔过程中从熔体中结晶;(2)固相矿物分解产生的Zr和Si,，成核和结晶；（3）从变质流体中结晶；（4）原岩锆石的变质重结晶作用；（5）热液蚀变作用的对原有锆石的淋滤和溶蚀。
因此，变质锆石的形成既可以是变质过程中新生成的锆石，又可以是变质作用对岩石中原有锆石不同程度的改造，其中变质增生锆石既可以形成独立的新生颗粒，还可以在原有锆石基础上形成变质新生边。
此外，锆石的脱晶质化或脱晶质化锆石的重新愈合作用同样会对原有锆石产生不同程度的影响。
岩浆锆石形成于基本可自由生成的岩浆悬浮环境、通常结晶为自形--半自形的柱状、双锥状，CL图像揭示其内部通常具有与晶体生长边界基本一致的岩浆振荡环带结构，振荡环带的宽度与锆石结晶时熔浆的温度、元素扩散速率相关，高温条件下常常形成较宽的结晶环带，如橄长石、辉长石中的锆石；花岗岩等结晶温度相对低的中酸性岩中结晶锆石的振荡环带通常窄而密。
变质锆石是变质作用过程中矿物分解产生的Zr、Si重新结晶或在变质流体作用下形成的锆石，即它们都是具有复杂结构的锆石，可具有浑圆形、它形、半自形、自形等多种晶体形态，且变质增生和变质重结晶的形成机理时期内不多呈现无分带，弱分带，云雾状分带、扇形分带、冷杉叶状分带、面状分带、斑杂状分带、海绵状分带和流动状分带。
样品中的典型的岩浆锆石和变质锆石：(1)岩浆锆石 （2）扇形变质锆石 （3）变质锆石增生边 （4）含包体锆石。