铅同位素地球化学及U-Th-Pb法年龄测定
测定地质年代的方法
测定地质年代的方法
测定地质年代的主要方法包括：
1. 相对年代测定法：通过不同层位的堆积顺序、地质事件的交
错情况等相对比较方法确定各地层和地质事件的相对年代，如古生代、中生代、新生代等；
2. 放射性同位素年代测定法：利用放射性同位素在地球岁月长
河中不断衰变的特性，通过测定岩石或化石中含有的放射性同位素的
衰变产物与稳定同位素的比例，计算出物体形成的时代，如铀-铅、钾
-氩、碳-14等；
3. 磁性地层学年代测定法：利用地球历史上地磁场的不稳定性，通过分析岩石矿物中的磁化特性，确定不同地层的年代，如磁性地层、磁极漂移等；
4. 古生物学年代测定法：利用不同地质年代生物群落的演变规律，通过分析化石、化石群、岩石所含生物碎片等，确定不同地质年
代的相对年代和历史地理环境，如生物标志、生物地层等。
现代地质测年方法
现代地质测年方法是指通过各种科学技术手段对地质物质进行测定，从而确定地质事件的发生时间以及地质历史的时间顺序。
现代地质测年方法的发展使得地质学家能够更加准确地了解地球的演化历史，并揭示了地球各个时期的重要事件和过程。
本文将介绍几种主要的现代地质测年方法。
一、放射性测年法二、磁性测年法磁性测年法是通过对岩石或沉积物中的磁性矿物进行磁性测定，从而确定地质事件的发生时间。
地球的磁场是由地球内部液态外核的运动产生的，有时磁场的极性会发生翻转，这种翻转被称为磁极翻转事件。
通过测量岩石或沉积物中的磁性矿物的磁化强度和方向，可以确定这些事件的发生时间。
磁性测年方法适用于从几百年到几千万年不等的时间范围。
三、岩石学测年法岩石学测年法是通过对岩石中的其中一种矿物进行测定，从而确定地质事件的发生时间。
常用的岩石学测年方法包括锆石U-Pb测年、斜长石Ar-Ar测年和白云母K-Ar测年等。
锆石是一种常见的矿物，它含有稳定的铀和不稳定的铅同位素，通过测量岩石中锆石中的铀和铅同位素的含量比值，可以确定岩石的年龄。
斜长石和白云母中的锆石也可以利用同样的方法测定。
四、地层学测年法地层学测年法是通过对地层的描述和对生物化石的研究，从而确定地质事件的发生时间。
地层是指大地上连续分布的岩石层序，地层的顺序和特征可以反映地质历史的演化过程。
生物化石是指已经灭绝的生物的遗骸或痕迹，在地质时间尺度上存在一定的时空范围，通过对地层中的生物化石的鉴定和分析，可以确定地层的年代。
地层学测年法主要适用于距今几千年到几亿年不等的时间范围。
综上所述，现代地质测年方法是通过对地质材料中的各种指标进行测定，从而确定地质事件的发生时间和地质历史的时间顺序。
放射性测年法、磁性测年法、岩石学测年法和地层学测年法是现代地质测年方法的主要手段。
这些方法的发展和应用使得地质学家能够更好地了解地球的演化历史，为地质与环境研究以及自然灾害预测提供了重要依据。
锆石测年基本原理
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。
铅的同位素
铅的同位素铅是一种常见的金属元素，具有多种同位素。
同位素是指原子核中具有相同质子数（即原子序数）但中子数不同的原子。
铅的同位素主要有铅-204、铅-206、铅-207和铅-208。
铅-204是铅的一种稳定同位素，其原子核由82个质子和122个中子组成。
铅-204的丰度非常低，仅占铅的1.4%左右。
由于其稳定性较高，铅-204在地球上存在的时间非常长。
研究人员可以通过测量铅-204的比例来研究地质年代学和射线测年等领域。
铅-206是铅的一种稳定同位素，其原子核由82个质子和124个中子组成。
铅-206的丰度较高，约占铅的24.1%。
在地球科学中，铅-206的丰度比例被广泛用于测量岩石和矿物的年龄。
这是因为铅-206是铀系列衰变链中的一个中间产物，其形成速率相对稳定，可以用来确定岩石和矿物中铀的衰变历史。
铅-207是铅的一种稳定同位素，其原子核由82个质子和125个中子组成。
铅-207的丰度约占铅的22.1%。
铅-207的比例在地球科学中也被广泛应用于年代测定。
与铅-206类似，铅-207也是铀系列衰变链中的一个中间产物，其形成速率相对稳定。
铅-208是铅的一种稳定同位素，其原子核由82个质子和126个中子组成。
铅-208的丰度最高，约占铅的52.4%。
铅-208的丰度比例也被广泛用于年代测定。
在地球科学中，铅-208的比例还可以用于研究地球内部的物质循环和地球化学过程。
除了这些稳定同位素，铅还有一些放射性同位素，如铅-210和铅-212等。
这些同位素具有较短的半衰期，会不断衰变放出放射性粒子。
由于放射性同位素的不稳定性，它们在地球上的存在时间相对较短，但在核物理学研究和医学应用中具有重要作用。
总结而言，铅具有多种同位素，包括稳定同位素铅-204、铅-206、铅-207和铅-208，以及放射性同位素铅-210和铅-212等。
这些同位素在地质年代学、射线测年、地球化学和核物理学等领域具有重要应用价值。
铅的同位素
铅的同位素铅（Pb）是一种常见的金属元素，其原子序数为82。
铅具有多种同位素，即具有相同的质子数但不同的中子数的同一元素。
铅的稳定同位素有两种，分别是铅-206和铅-207，它们的自然丰度分别为24.1%和22.1%。
此外，铅还有多种放射性同位素，如铅-210、铅-212、铅-214等，它们具有不同的半衰期和放射性特性。
铅-206是铅的最稳定同位素，它拥有82个质子和124个中子，总共206个核子。
铅-206是一种非放射性同位素，不会自发地衰变释放辐射。
由于其稳定性较高，铅-206在地球上广泛存在，并且被用作地球年龄的测定。
地质学家通过测量铅-206与其衰变产物铅-207的比值，可以推断出岩石或矿物的年龄。
这种方法被称为铅-铅定年法。
铅-207是铅的另一种稳定同位素，它具有82个质子和125个中子，总共207个核子。
铅-207的自然丰度较高，也广泛存在于地球上的岩石、矿物和大气中。
铅-207的存在可以追溯到地球形成的早期，因为它是铅-235衰变的终产物。
铅-235是一种放射性同位素，它具有82个质子和153个中子，总共235个核子。
铅-235经过连续的衰变过程最终变为稳定的铅-207。
利用铅-207与铅-206的比值，地质学家可以推断出岩石或矿物的起源和演化过程。
除了稳定同位素，铅还有多种放射性同位素。
铅-210是一种常见的放射性同位素，它具有82个质子和128个中子，总共210个核子。
铅-210的半衰期约为22年，会通过放射性衰变释放出α粒子和β粒子。
由于其较短的半衰期，铅-210在环境中的存在主要是由于其他放射性元素的衰变产物。
铅-210经常被用来研究海洋和湖泊沉积物的沉积速率和地质过程。
铅的同位素在地球科学、环境科学、核能科学等领域具有重要的应用价值。
它们可以帮助科学家研究地球的演化历史、岩石的形成过程、环境的污染状况等。
通过分析铅同位素的比值，可以追溯物质的来源和迁移路径，揭示自然界中的地球化学过程。
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。
_国外电子探针铀-钍-铅定年方法及其在构造分析中的应用前景
到最佳拟合年龄 t 。回归线性方程的截矩 b 代表
了初始铅的浓度。通常, 有大量初始铅的存在或者
是有铅的丢失都将偏离由同一成因形成的直线或
者导致数据点的离散。
2 样品的制备和分析
样品的制备既可以在岩石薄片上直接抛光测 试, 也可以从岩石重砂样品中选出单颗粒独居石、 锆石等富 U、Th 的测 年矿物。一般最好从岩 石样 品中选出测年矿物独居石、锆石颗粒, 用树脂粘在 载玻片上, 进行细致的研磨, 为避免普通铅的污染, 需用铝盘进行样品的抛光[ 19] , 最后获得独居石, 锆 石矿物颗粒样品的横截面用于电子探针测年分析。
N ( Pb) = N ( Pb0) + N ( Th) [ exp( 232 t) - 1] +
N ( U)
exp ( [
235t ) + 137. 88 exp( 138. 88
238 t) - 1]
( h)
电子探针定年( 化学 U- Th- Pb 等时线) 年龄
计算的基本程序[ 1~ 4] 如下:
3 数据的年龄计算
目前, 在 地质年代年龄 计算中广泛 使用的是 Ludiwig[ 21~ 23] 的 Isoplot / EX 数 据处理 程序, 电子探 针 U - Th- Pb 定年中, 现在一般也采用 Ludwig[ 23] 的 Isoplat / EX( V. 2. 0) 数据处理程序进行回归线和 少数平均年龄的计算。
M( UO2) [
138. 88
- 1]
( 1)
式中 M 代表每种氧化物的相对分子量。设定
M( PbO) = 224( 对于高 Th 矿物) , M ( PbO) = 222( 对
于富 U 矿物) , M ( ThO2) = 264 和 M ( UO2) = 270。
同位素测年原理与方法
4：U-Th-Pb高压釜溶样
• 锆石是一种非常难溶的矿物。一般 酸是溶该矿物的。为保证溶矿完全采用 特别设计的聚四氟乙烯“弹”，外加热 缩管套，然后整个放入不锈钢外套中.并 在“弹”内造成高压以利分解。这种装 置可以在较低温度(～200℃)下溶样。例 如：锆石，榍石，独居石的分解。
5:离子交换
• 为了用同位素稀释法测定放射性母体 元素含量或测定放射成因子体同位素的比 值， 都要求先把纯元素分离出来，同时制 备成适于质谱测定的型式(一般为C1-或NO3 )。 • 离子交换分离是放射性母子体元素分 离时最常用的方法。这是一种利用离子交 换剂与溶液中离子之间发生交换反应来进 行分离的方法。
百分比单位和ppmppm表示一百万份重量的溶液中所含溶质的重表示一百万份重量的溶液中所含溶质的重量量用溶质质量占全部溶液质量的百万分比来表用溶质质量占全部溶液质量的百万分比来表示的浓度也称百万分比浓度示的浓度也称百万分比浓度
•
环境同位素地球化学
放射同位素
• •
同位素测年技术
Rb—Sr法年龄测定--古人类迁移 U—Th--Pb法年龄测定 Sm--Nd法年龄测定 Pb—Pb等时线法 普通Pb法--监测环境污染
4：铅同位素---在自然界中铅有四个同位素： 238U→8α+ 6β-→206Pb
→7α+4β-→ 207Pb 232Th→6α+4β-→208Pb
235U 204Pb
5锶同位素---在自然界中铅有四个同位素： 88Sr 87Rb→β- → 87Sr 86Sr 84Sr
二：化学处理
1：化学分离前必须将岩石样品转化为溶液 即溶样。 岩石、矿物样品能否彻底溶解，是得 到可信的析数据的先决条件。岩石中有 相当一部分微量元素，包括放射成因母 子体元素，分布在难溶副矿物中，保证 其全部溶解是十分重要的。此外，还要 求溶矿过程中引入尽可能少的试剂和污 染。
- 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)。
铅同位素主要特性及其在地质科学研究中的应用摘要：本文前半部分简要概括了铅及铅同位素的主要化学特征。
在后半部分，列举了铅同位素在地球科学研究中的若干应用：比如地质年龄测年以及测年中应该注意的内容；铅同位素演化与构造环境；区域铅构造-地球化学省；铅同位素的地质示踪作用等。
关键词：铅同位素 U-Th-Pb测年同位素演化与构造环境同位素示踪一、铅及铅同位素的主要特征(1)铅的主要特征铅是自然界中常见的元素之一，原子序数为82，原子量为207.2，位于元素周期表第六周期第ⅣA族。
铅属亲硫元素，但它除具有亲硫特性(形成方铅矿)外，还具有亲氧特性。
后者表现为铅以类质同象形式存在于某些硅酸盐矿物中。
铅能与钾、锶、钡、钙等产生类质同象替换，是因为他们的离子半径相似，铅为1.32Å、钾为1.33Å、锶为1.27Å、钡为1.43Å、钙为1.06Å。
此外，在许多火成岩，特别是花岗岩的硅酸盐矿物中，发现有微量铅，它们可能是以Pb2+离子形式存在的。
一般而言，从橄榄岩到花岗岩，随着岩石中SiO2含量增加，铅平均含量0.2×10-6逐渐升高至22.7×10-6。
这种相关现象主要同岩浆演化过程中，硅与钾密切共生，而铅与钾的离子半径又十分相似有关。
(2)铅同位素主要特征铅同位素的种类自然界中铅有8种同位素，其中4种是放射性同位素，4种是稳定同位素。
4种放射性铅同位素是：210Pb，211Pb,212Pb和214Pb，它们分别是3个衰变系列的中间产物，即铀系中的210Pb和214Pb。
铀锕系中的211Pb和钍系(中的212Pb。
除半衰期较长的210Pb(T=22.3a)可用于测定100a以内近代火山作用的年龄外，其他几个放射性同位素由于半衰期很短，在地质上应用不广。
铅的4种稳定同位素是：204Pb,206Pb,207Pb和208Pb。
其中，204Pb是非放射成因铅，迄今还未发现它的放射性母体同位素，因此它可能是在元素合成的过程中产生的。
最近有资料表明，204Pb本身也是放射性同位素，只是因半衰期特别长(T=1.4×1017a)，因而与地球年龄(4.5×109a)比较，204Pb实际上是一个稳定同位素。
自地球形成以来，204Pb的总量保持恒定，因此，通常将204Pb作为地质体中是否存在非放射成因铅的标志。
206Pb,207Pb和208Pb有两种来源：一是在元素合成过程中形成的，它们是非放射成因的，属原生铅。
二是放射性同位素238U,235U和232Th衰变系列最终形成的稳定产物。
放射成因的206Pb和207Pb叫铀铅，放射成因的208Pb叫钍铅，它们统称为放射成因铅。
由于铅同位素质量数大，所以不同的铅同位素分子之间相对质量差小。
因物理-化学条件变化而造成的铅同位素组成的变化一般可以忽略不计。
因此，在自然界中，铅同位素组成的变化主要是由放射性元素铀和钍的衰变引起的。
由于204Pb的总量自地球形成以来几乎不发生变化，因而在铅同位素研究中，常以206Pb/204Pb，207Pb/204Pb和208Pb/204Pb三组比值表示样品的铅同位素组成。
铅同位素的分类根据铅同位素演化，将自然铅分为原生铅、原始铅、普通铅和异常铅 4 类。
1．原生铅。
它是指地球物质形成以前在宇宙原子核合成过程中与其他元素同时形成的铅。
原生铅都是非放射成因铅，而且以富含204Pb 为特征，因此它对计算元素的合成年龄是很重要的，但它确切的同位素组成目前还不太清楚。
2．原始铅。
地球形成的最初时刻存在的铅叫原始铅。
一般认为，在地球还没有凝固时，所有的铅都是混合均匀的，具有相同的同位素组成。
因此与原生铅相比，原始铅中相对富集放射成因铅。
原始铅的同位素组成等于原生铅的同位素组成加上原子核合成作用完成至地球刚形成之间，由于铀、钍的放射性衰变所积累的放射成因铅。
原始铅的同位素组成在U-Th-Pb法同位素地质年龄测定中极为重要。
由于地球形成以来各种地质作用的反复改造，目前在地球上已无法获得有关原始铅的确切信息。
通常根据陨石和地球同源的假设，以铀、钍含量最低的Canyon Diablo 铁陨石的铅同位素组成来代表原始铅的同位素组成。
3．普通铅(或正常铅)。
原生铅与不同比例的放射成因铅相混合的铅叫普通铅，它通常是指U / Pb，Th / Pb 很低的体系中的铅，自该体系形成以后没有放射成因铅的明显增长。
根据普通铅的同位素组成按单阶段演化模式计算的年龄接近于真实年龄，所以普通铅也叫单阶段铅。
普通铅同位素组成的变化主要发生在岩石或矿物形成之前。
在岩石或矿物形成以后，由于其中铀、钍含量很低或甚至为零，普通铅中不会有明显的放射成因铅积累。
如方铅矿、白铅矿、黄铁矿等硫化物，钾长石、冰长石等造岩矿物以及新生代岩石中的铅通常属于普通铅。
普通铅的同位素组成等于原始铅的同位素组成加上从地球形成到岩石或矿物形成时所积累的放射成因铅，它的同位素组成随其形成时代不同而发生有规律的变化。
4．异常铅。
它是一种放射成因铅含量升高的铅。
在这种异常铅中，206Pb，207Pb 和208Pb 的含量比同时代普通铅中206Pb , 207Pb 和208Pb 的含量高。
异常铅通常发生在富含铀、钍的岩石或矿物中，它经历了两个或两个以上的演化阶段，所以常把多阶段演化的铅叫做异常铅。
二、铅同位素在地质科学研究中的应用1.年龄测定(1)铀-钍-铅计时当含铀、钍的矿物岩石形成后，经过一定的时间，衰变体系建立起长期平衡，这时就可以把它们看作单衰变而生成放射成因铅，通过建立相应的方程来计算时间。
在这种方法中只要测定样品中铀、钍、铅的含量和铅同位素组成，用合适的办法求得样品的普通铅同位素组成。
便可计算或查表求得样品的年龄。
铀-钍-铅法计时的特点是一个样品可同时获得四个不同的年龄方程，很容易进行结果可靠性的内部检验。
如果四组年龄一致或接近，其年龄的可信度是毫无疑问的。
由于体系没有保持封闭，或者由于普通铅扣除不当，这四组年龄经常是不一致的。
如果年龄的不一致是由于子体的丢失，则其年龄关系表现为t207/206＞t207＞t206＞t208。
这时t207/206最接近真实年龄。
因为这组年龄对铅的丢失不灵敏，特别是近期的铅丢失，基本上不影响年龄值。
反之，如果是由于母体铀的丢失。
则年龄关系为：t207/206＜t207＜t206，t208值同样最接近真实年龄。
如果年龄不一致是由于普通铅扣除不当引起；则年龄之间无规律可循。
另外，对于含铀高的矿物，t208这组年龄经常是不可靠的，而对于主要为含钍的矿物，t208则往往是最可信的。
虽然接近一致的U-Th-Pb年龄可以在文献中见到，但在多数情况下这四组年龄是不一致的，这时就需要进一步通过U－Pb谐和图、等时线和多阶段模式处理来解释这些不一致年龄的地质意义。
普通铅的校正在一个U-Th-Pb同位素体系中，或多或少地都会有普通铅的存在，事实上，在对矿物进行铅同位素组成测试时，只要发现有204Pb的存在，就说明有普通铅存在。
这几乎没有例外。
因此，准确的普通铅扣除，对于获得正确的年龄数据是至关重要的。
目前主要采用的办法是：采用与含放射性铀、钍矿物共生但不含铀、钍的方铅矿、钾长石或其他硫化物中的铅作为普通铅来扣除。
采用解方程的办法：测定二个锆石样品的铅同位素组成，假定它们的初始普通铅同位素组成相同，可以用消元法解得。
采用单阶段铅演化模型，根据大地构造旋回划分不同时期的普通铅组成，或用物相分析办法从含铀矿物中提取出硫化物等普通铅。
不一致铀- 钍- 铅年龄处理(U-Pb 谐和图、U-Th-Pb 等时线)U-Pb 谐和图理论上，对于任一给定的t，总对应于一个确定的207Pb*/235U和206Pb*/238U 值，选择不同的t，则在以206Pb*/238U为纵坐标、以207Pb*/235U为横坐标的图解上可以得到一条连续的曲线。
这条曲线称为谐和曲线或一致曲线。
它的意义在于对任一个U－Th－Pb保持封闭的体系，其206Pb*/238U和207Pb*/235U两组年龄必然相同。
且落在一致曲线上，反之，落在一致曲线上的任何一点、其二组年龄相同。
实际上其（207Pb/206Pb）*这组年龄亦相同。
如果体系在其存在过程中曾发生过铅丢失或铀获得，其坐标点将落在曲线的下方。
而铀丢失的样品将落在曲线上方。
若U-Th－Pb体系形成后，在某次地质事件中丢失部分放射成因铅，随后又保持封闭体系，那么对一组经历同样地质事件、但放射成因丢失量不同的样品，在206Pb*/238U-207Pb*/235U坐标图上构成一条直线，称为不一致线。
不一致线上每个点都具有互不相同的不一致年龄，它代表了不同的铅丢失量。
不一致曲线和一致曲线有二个交点，上交点代表了样品的形成年龄，下交点表示这种后期作用时间年龄。
铀-钍-铝计时中的不一致年龄，以谐和图法应用最广泛，特别是对锆石的不一致年龄处理。
锆石的不同粒径、颜色、晶形以及成分的环带构造都可能给出有意义的信息。
因为锆石是难熔矿物，在各种地质作用过程中，有可能不同程度地被保存下来，从而加以区分。
谐和图法不仅可提供受扰动的后期地质作用的时代信息，还能根据样品在图上的位置确认其受扰动的子体丢失程度。
造成U-Th-Pb年龄不一致的原因是多方面的，除了插入式丢失的谐和图法解释外，还有所谓的连续扩散模式，扩容模式，蚀变模式，低温退火模式及其他一些提法，不管哪一种模式，其上交点为形成年龄是共同的。
下交点是否有什么含义就不一定了。
因此，对谐和图法或其他方法关于下交点年龄的意义，都必需依地质事实为根据。
不能仅根据图解数字来推断。
U-Th-Pb 等时线一组样品要进行等时线处理必需满足具有相同的时间、相同的初始普通铅同位素组成和保持母子体的封闭这三个基本条件。
一般说来，由于铀或铅在地质作用过程中易发生丢失，在很多情况下全岩的U-Pb等时线是不成功的，有时能得到较好的Th-Pb等时线，而Pb－Pb等时线应用最广。
U-Th-Pb等时线的一个方便之处在于它不需要象谐和图那样预先进行普通铅校正，可直接用样品中的测定值作图。
不仅如此，还可获得进入矿物岩石中的普通铅同位素组成的信息。
(2)普通铅计时普通铅计时和铀-钍-铅计时都是利用U(Th) -Pb 衰变体系。
但两者情况正好相反：铀-钍-铅计时研究的是高U/Pb，Th/Pb 体系、以含铀、钍矿物岩石为研究对象；普通铅计时研究的是低U(Th)/Pb 体系，以不含铀、钍矿物岩石为对象。
铀-钍-铅计时测定的年龄是指岩石或矿物从其形成并保持封闭所经历的时间；普通铅计时测定的年龄是指从地球形成或某种地质作用发生以来到体系生成、母子体不再演化所经历的时间。
铀-钍-铅计时需避免和校正普通铅的混入；而普通铅计时则要尽量避免放射成因铅的混染。