资源描述：
书书书 ２ ０ １ ７年 １月 Ｊ ａ ｎ ｕ ａ ｒ ｙ ２ ０ １ ７ 岩 矿 测 试 Ｒ Ｏ Ｃ ＫＡ Ｎ ＤＭ Ｉ Ｎ Ｅ Ｒ Ａ ＬＡ Ｎ Ａ Ｌ Ｙ Ｓ Ｉ Ｓ Ｖ ｏ ｌ . ３ ６ ，Ｎ ｏ . １ １～ １ ３ 收稿日期 ２ ０ １ ６－ ０ ９－ ２ ３ ；修回日期 ２ ０ １ ６－ １ ２－ １ ３ ；接受日期 ２ ０ １ ７－ ０ １－ １ ２ 基金项目国家自然科学基金重点项目（ ４ １ ２ ３ ０ ３ １ ６ ） ； 国家重点基础研究发展规划项目（ ２ ０ １ ４ Ｃ Ｂ ４ ４ ０ ９ ０ ６ ） 作者简介付山岭， 博士， 助理研究员， 从事矿床地球化学和岩石学研究。Ｅ - ｍ ａ ｉ ｌ ｆ ｕ ｓ ｈ ａ ｎ ｌ ｉ ｎ ｇ ＠ｍ ａ ｉ ｌ . ｇ ｙ ｉ ｇ . ａ ｃ . ｃ ｎ 。 付山岭，赵成海. 原位 Ｕ－ Ｔ ｈ ／ Ｈ ｅ 同位素定年技术研究进展及其低温矿床学应用前景［ Ｊ ］ . 岩矿测试， ２ ０ １ ７ ， ３ ６ （ １ ） １－ １ ３ . Ｆ ＵＳ ｈ ａ ｎ - ｌ ｉ ｎ ｇ ，Ｚ Ｈ Ａ ＯＣ ｈ ｅ ｎ ｇ - ｈ ａ ｉ . Ｐ ｒ ｏ ｇ ｒ ｅ ｓ ｓｏ ｆ ｉ ｎｓ ｉ ｔ ｕＵ - Ｔ ｈ ／ Ｈ ｅＩ ｓ ｏ ｔ ｏ ｐ ｉ ｃＤ ａ ｔ ｉ ｎ ｇＴ ｅ ｃ ｈ ｎ ｉ ｑ ｕ ｅａ ｎ ｄＩ ｔ ｓＡ ｐ ｐ ｌ ｉ ｃ ａ ｔ ｉ ｏ ｎｔ ｏＬ ｏ ｗＴ ｅ ｍ ｐ ｅ ｒ ａ ｔ ｕ ｒ ｅ Ｄ ｅ ｐ ｏ ｓ ｉ ｔ ｓ ［ Ｊ ］ . Ｒ ｏ ｃ ｋａ ｎ ｄＭ ｉ ｎ ｅ ｒ ａ ｌ Ａ ｎ ａ ｌ ｙ ｓ ｉ ｓ ， ２ ０ １ ７ ， ３ ６ （ １ ） １－ １ ３ . 【 Ｄ Ｏ Ｉ １ ０ . １ ５ ８ ９ ８ ／ ｊ . ｃ ｎ ｋ ｉ . １ １－ ２ １ ３ １ ／ ｔ ｄ . ２ ０ １ ７ . ０ １ . ０ ０ ２ 】 原位 Ｕ－Ｔ ｈ ／ Ｈ ｅ同位素定年技术研究进展及其低温矿床学 应用前景 付山岭，赵成海 （ 中国科学院地球化学研究所矿床地球化学国家重点实验室，贵州 贵阳 ５ ５ ０ ０ ８ １ ） 摘要应用传统单颗粒方法对目标矿物进行定年具有较高要求（ 如 Ｕ 、 Ｔ ｈ等母体同位素均匀分布） ， 需要耗 时的酸溶过程， 同时还需进行 α粒子射出效应校正。原位 Ｕ－ Ｔ ｈ ／ Ｈ ｅ 同位素定年技术是近年发展起来的一 种定年技术， 其主要原理是采用激光加热目标矿物， 并通过与激光系统连接的稀有气体质谱（ Ａ ｌ ｐ ｈ ａ ｃ ｈ ｒ ｏ ｎ ） 和 电感耦合等离子体质谱（ Ｉ Ｃ Ｐ－ Ｍ Ｓ ） 分别完成４Ｈ ｅ 和 Ｕ 、 Ｔ ｈ 等母体同位素分析， 将４Ｈ ｅ 和 Ｕ 、 Ｔ ｈ 分析结果代入年 龄公式计算即可获得目标矿物的 Ｕ－Ｔ ｈ ／ Ｈ ｅ 年龄。本文阐述了原位 Ｕ－Ｔ ｈ ／ Ｈ ｅ 同位素定年技术的主要原 理、 实验测试流程、 适用矿物等， 重点对原位 Ｕ－ Ｔ ｈ ／ Ｈ ｅ 同位素定年的技术难点和低温矿床学应用前景进行 了分析。相对于传统单颗粒方法， 原位测试方法解决了两个关键问题 ①无需进行 α粒子射出效应的校正， 提高了定年结果的可靠性和准确度； ②能完成母体同位素分布不均匀样品的测试， 扩展了 Ｕ－ Ｔ ｈ ／ Ｈ ｅ 同位素 定年的应用范围。尽管原位 Ｕ－ Ｔ ｈ ／ Ｈ ｅ 同位素定年技术在侧向加热效应、 剥蚀坑体积测定以及标准矿物等 方面尚存在一些亟待解决的问题， 但已在硅酸盐、 磷酸盐、 钛铁氧化物等矿物的年代学研究方面展示了良好 的应用前景。随着原位 Ｕ－ Ｔ ｈ ／ Ｈ ｅ 同位素定年技术的发展和进步， 尤其是硫化物的 Ｕ－Ｔ ｈ ／ Ｈ ｅ 同位素定年 的发展， 将为解决低温矿床的年代学问题提供一种新的思路。 关键词原位 Ｕ－ Ｔ ｈ ／ Ｈ ｅ 定年；单颗粒 Ｕ－ Ｔ ｈ ／ Ｈ ｅ 定年；原位分析；低温矿床定年 中图分类号Ｐ ５ ９ ７ . ３文献标识码Ａ Ｕ－ Ｔ ｈ ／ Ｈ ｅ 同位素定年技术在二十世纪初已引 起科学家的关注， 其基本原理是通过测定矿物中由 Ｕ 、 Ｔ ｈ 等锕系元素放射性衰变积累的４Ｈ ｅ 来测定矿物 的年龄。然而， 由于早期对 Ｈ ｅ 同位素在不同矿物 内的扩散行为及保存能力了解有限， 常难以合理解 释矿物保存过程中４Ｈ ｅ “ 泄漏” 对定年结果的影响而 导致该技术一度遭到弃用［ １ － ２ ］。近年来， 随着对 Ｈ ｅ 同位素在矿物内扩散行为研究的深入以及测试技术 的进步， Ｕ－Ｔ ｈ ／ Ｈ ｅ 同位素定年技术取得了显著进 展， 且 在 地 质 体 定 年［ ３ － ５ ］、区 域／ 盆 地 热 史 演 化［ ６ － １ ０ ］、 构造隆升剥蚀［ １ １ － １ ５ ］、 沉积物源追踪［ １ ６ － １ ９ ］、 非金属矿床和金属矿床定年［ ２ ０ － ２ ２ ］等研究领域获得 了广泛的应用。目前 Ｕ－ Ｔ ｈ ／ Ｈ ｅ 同位素定年多采用 的仍是传统单颗粒方法， 具体测试过程可参阅文献 ［ ７ ， ２ ３－ ２ ６ ］ 。然而， 该方法具有测试过程复杂、 周 期长、 成本高、 精度低等技术局限性， 制约了其进一 步的应用。 传统单颗粒方法需要克服两个关键问题 ①α粒子射出效应校正。为准确获得相关参数（ 如 体积、 表面积等） ， 对目标矿物提出了更高的要求 （ 如自形程度、 透明、 无裂隙和包体等） ， 增大了实验 测试的难度和测试误差； ②目标矿物内 Ｕ 、 Ｔ ｈ等母 体同位素是均匀分布的， 这也是 α粒子射出效应校 正的基本前提。然而， 现实是多数自然矿物内 Ｕ 、 Ｔ ｈ 的分布是不均一的， 这种不均一分布常导致 α粒子 射出效应校正过度或者不足， 进而使定年结果的可 １ ChaoXing 靠性存疑。原位 Ｕ－ Ｔ ｈ ／ Ｈ ｅ 同位素测试技术是近年 来才逐步发展起来的， 因其有效克服了传统单颗粒 方法的上述局限而吸引了诸多科学家的关注， 目前 已在理论基础、 测试流程、 年龄计算及其地质意义等 方面开展了许多有益的研究和探索［ ２ ７ － ３ ４ ］。值得注 意的是， 由于 Ｕ－Ｔ ｈ ／ Ｈ ｅ 同位素体系的封闭温度较 低（ 可低至 ４ ５ ℃） ， 对温度较为敏感， 可被低温热事 件（ 低温成矿作用） 改造而发生重置， 进而记录低温 热事件发生的时间。随着 Ｕ－ Ｔ ｈ ／ Ｈ ｅ 同位素定年技 术的发展和成熟， 其将为解决低温矿床的年代学提 供一种新的思路。然而， 目前原位 Ｕ－ Ｔ ｈ ／ Ｈ ｅ 同位素 定年技术的研究整体上还处于探索和发展阶段， 本文 就原位 Ｕ－ Ｔ ｈ ／ Ｈ ｅ 同位素定年技术的基本原理、 实验 测试流程、 关键技术难点及其在低温矿床学领域的应 用前景等进行介绍， 以期为该技术在矿床学中的应用， 尤其是为低温矿床年代学研究提供一些启示。 １ Ｕ－ Ｔ ｈ ／ Ｈ ｅ 同位素定年技术基本原理 与 Ｕ－Ｐ ｂ同位素定年体系相似， Ｕ－Ｔ ｈ ／ Ｈ ｅ 同 位素定年体系的原理也是基于矿物颗粒中 Ｕ 、 Ｔ ｈ等 放射性元素发生 α衰变形成稳定４Ｈ ｅ 同位素的衰变 规律， 通过测定矿物内４Ｈ ｅ 、 ２ ３ ８Ｕ和２ ３ ２Ｔ ｈ的含量， 即 可获得相应矿物的 Ｕ－ Ｔ ｈ ／ Ｈ ｅ 年龄。根据放射性同 位素元素的衰变原理， 其衰变方程如下［ ３ ５ ］ ４Ｈ ｅ ＝ ８ *２ ３ ８Ｕ ［ ｅ ｘ ｐ （ λ ２ ３ ８ｔ ）－ １ ］ ＋ ７ *（ ２ ３ ８Ｕ／ １ ３ ７ . ８ ８ ） ［ ｅ ｘ ｐ （ λ ２ ３ ５ｔ ）－ １ ］ ＋ ６ *２ ３ ２Ｔ ｈ ［ ｅ ｘ ｐ （ λ２ ３ ２ｔ ）－ １ ］ 式中 ４Ｈ ｅ 、２ ３ ８Ｕ和２ ３ ２Ｔ ｈ 是指测量的原子数； ｔ 为子体 同位素 ４Ｈ ｅ 积累所需的时间； λ ２ ３ ８、 λ２ ３ ５和 λ２ ３ ２分别 为２ ３ ８Ｕ 、 ２ ３ ５Ｕ和２ ３ ２Ｔ ｈ 的衰变常数。 由于 Ｈ ｅ在空气的浓度极低 （ 约 ５１ ０ － ６， ３Ｈ ｅ ／４Ｈ ｅ ＝ １ . ４ １ ０－ ６） ， 样品受大气中 Ｈ ｅ 污染的可 能性很小［ ３ ６ ］； 而结晶程度高且晶体结构完好的矿物 则能够保存足够的４Ｈ ｅ ， 且 Ｕ 、 Ｔ ｈ等衰变过程中会有 ６～ ８次４Ｈ ｅ 释放， 可使４Ｈ ｅ 较大程度地富集， 为采用 Ｕ－ Ｔ ｈ ／ Ｈ ｅ 同位素体系进行定年奠定了基础。相对 于传统放射性同位素定年体系如 Ｕ－Ｐ ｂ 、 Ｒ ｅ －Ｏ ｓ 、 Ｒ ｂ － Ｓ ｒ 等封闭温度较高的体系， Ｕ－Ｔ ｈ ／ Ｈ ｅ 同位素 体系对温度更为敏感， 综合运用不同封闭温度的矿 物进行 Ｕ－ Ｔ ｈ ／ Ｈ ｅ 同位素定年， 不仅能获得所测定 矿物的时间信息， 同时能获得其所经历的温度信息 及其可能的形成深度。 传统单颗粒 Ｕ－ Ｔ ｈ ／ Ｈ ｅ 定年方法有一个基本假 设， 即矿物内 Ｕ 、 Ｔ ｈ等母体同位素是均匀分布的。 而实际上， 多数适于 Ｕ－Ｔ ｈ ／ Ｈ ｅ 同位素定年的矿物 如锆石、 磷灰石、 榍石等， 其内的 Ｕ 、 Ｔ ｈ等母体同位 素的分布是不均匀的［ ３ ７ － ４ ０ ］， 这种不均匀分布可导致 定年结果的相对误差达 ３ ０ ％左右［ ４ １ ］。α粒子射出 效应是另一个必须考虑的因素， 其对定年结果的准 确性具有较为显著的影响。由于 Ｕ 、 Ｔ ｈ等放射性元 素在衰变过程中产生的 α粒子具有一定的初始动 能（ Ｍ ｅ Ｖ ） ， 其在矿物晶体内运行一定的距离后才停 止（ 即停止距离， ｓ ｔ ｏ ｐ ｐ ｉ ｎ ｇｄ ｉ ｓ ｔ ａ ｎ ｃ ｅ ） 并保留在晶体内， 停止距离一般为 １ ４～ ３ ４μ ｍ ， 平均值约 ２ ０μ ｍ ［ ４ ２ ］。 因此， 晶体边部 ２ ０μ ｍ范围内产生的 α粒子则可能 逸散出去（ α－ｅ ｊ ｅ ｃ ｔ ｉ ｏ ｎ ） 而导致晶体内部保留的 α粒子比 实 际 产 生 的 少，即 α粒 子 射 出 效 应 （ α－ ｅ ｊ ｅ ｃ ｔ ｉ ｏ ｎ ） 。Ｆ ａ ｒ ｌ ｅ ｙ等［ ４ ２ ］提出了 α粒子射出效 应校正模型， Ｋ ｅ ｔ ｃ ｈ ａ ｍ等［ ４ ３ ］对该模型进行了改进。 然而由于母体同位素 Ｕ 、 Ｔ ｈ和子体同位素４Ｈ ｅ 在矿 物颗粒内的分布状态复杂， 在实际校正过程中常出 现校正过度或不足的情况［ ３ ５ ， ４ ０ ， ４ １ ， ４ ３ － ４ ５ ］（ 图 １ ） 。原位 Ｕ－Ｔ ｈ ／ Ｈ ｅ 定年技术的发展， 为解决上述问题提供 了更为可靠的选择［ ２ ７ ， ３ １ ］。 ２ 原位 Ｕ－Ｔ ｈ ／ Ｈ ｅ 同位素定年流程的关键 步骤 自 Ｚ ｅ ｉ ｔ ｌ ｅ ｒ 等［ ４ ７ ］成功采用磷灰石进行 Ｕ－ Ｔ ｈ ／ Ｈ ｅ 定年并成功校正其结果之后， Ｕ－Ｔ ｈ ／ Ｈ ｅ 同位素定 年技术的发展可分为三个阶段 １ ９ ８ ７～２ ０ ０ ０年， 采用马弗炉对矿物颗粒进行加热提取４Ｈ ｅ ， 然后使 用 Ｘ射线荧光光谱法 （ Ｘ Ｒ Ｆ ）或热电离质谱法 （ Ｔ Ｉ Ｍ Ｓ ） 进行 Ｕ－Ｔ ｈ含量分析［ ４ ７ － ４ ９ ］； ２ ０ ０ ０～２ ０ ０ ６ 年， Ｈ ｏ ｕ ｓ ｅ 等［ ５ ０ ］首次采用激光方法加热放置于 Ｐ ｔ 或 Ｎ ｂ 微型容器（ ｍ ｉ ｃ ｒ ｏ － ｃ ａ ｐ ｓ ｕ ｌ ｅ ） 内的矿物颗粒来提取 ４Ｈ ｅ ， 然后进行酸溶， 采用 Ｉ Ｃ Ｐ－ Ｍ Ｓ同位素稀释法完 成 Ｕ－Ｔ ｈ含量的测试， 这也是目前使用最多的技 术； ２ ０ ０ ６年 Ｂ ｏ ｙ ｃ ｅ 等［ ２ ７ ］对原位 Ｕ－ Ｔ ｈ ／ Ｈ ｅ 同位素定 年技术进行了开创性研究， 并以独居石为研究对象 开展了实例研究， 取得了较好的效果。随后不同学 者就原位 Ｕ－ Ｔ ｈ ／ Ｈ ｅ 同位素定年技术进行了进一步 研究， 探索并逐步建立了相关实验测试流程［ ３ １ － ３ ４ ］， 为原位 Ｕ－ Ｔ ｈ ／ Ｈ ｅ 定年技术的应用奠定了基础。相 对于传统单颗粒方法， 原位测试技术具有两个优势 ①无需进行 α粒子射出效应的校正， 提高了定年结 果的可靠性和准确度； ②能完成母体同位素分布不 均匀样品的测试。目前不同实验室提出的原位 ２ 第 １期 岩 矿 测 试 ｈ ｔ ｔ ｐ ∥ｗ ｗ ｗ . ｙ ｋ ｃ ｓ . ａ ｃ . ｃ ｎ ２ ０ １ ７年 ChaoXing 矿物内 Ｕ－ Ｔ ｈ 四种可能的分布特征对 α粒子射出效应的校正影响 （ ａ ） 均匀分布， 准确年龄； （ ｂ ）边部富集、 核部均匀， 年龄偏小； （ ｃ ） 边部亏损、 核部均匀， 年龄偏老； （ ｄ ） 分布复杂， 年龄意义不定。 Ｆ ｏ ｕ ｒｐ ｏ ｓ ｓ ｉ ｂ ｌ ｅ Ｕ - Ｔ ｈ ｄ ｉ ｓ ｔ ｒ ｉ ｂ ｕ ｔ ｉ ｏ ｎ ｓ ｏ ｎ α - ｃ ｏ ｒ ｒ ｅ ｃ ｔ ｉ ｏ ｎ （ａ ） ｃ ｏ ｍ ｐ ｌ ｅ ｔ ｅ ｈ ｏ ｍ ｏ ｇ ｅ ｎ ｅ ｉ ｔ ｙ ｒ ｅ ｓ ｕ ｌ ｔ ｉ ｎ ｇ ａ ｎ ａ ｃ ｃ ｕ ｒ ａ ｔ ｅ ａ ｇ ｅ ； （ｂ ） ｅ ｎ ｒ ｉ ｃ ｈ ｅ ｄ ｒ ｉ ｍ ｓ ａ ｎ ｄ ｈ ｏ ｍ ｏ ｇ ｅ ｎ ｏ ｕ ｓ ｃ ｏ ｒ ｅｒ ｅ ｓ ｕ ｌ ｔ ｉ ｎ ｇ ｉ ｎａ“ ｔ ｏ ｏｙ ｏ ｕ ｎ ｇ ”ａ ｇ ｅ ；（ ｃ ）ｄ ｅ ｐ ｌ ｅ ｔ ｅ ｄｒ ｉ ｍａ ｎ ｄ ｈ ｏ ｍ ｏ ｇ ｅ ｎ ｏ ｕ ｓ ｃ ｏ ｒ ｅｒ ｅ ｓ ｕ ｌ ｔ ｉ ｎ ｇｉ ｎａ“ ｔ ｏ ｏｏ ｌ ｄ ” ａ ｇ ｅ ，ａ ｎ ｄ（ ｄ ） ｃ ｏ ｍ ｐ ｌ ｅ ｘ ｄ ｉ ｓ ｔ ｒ ｉ ｂ ｕ ｔ ｉ ｏ ｎｒ ｅ ｓ ｕ ｌ ｔ ｉ ｎ ｇａ “ ｕ ｎ ｃ ｅ ｒ ｔ ａ ｉ ｎ ”ａ ｇ ｅ . 图 １ 矿物颗粒内 Ｕ－Ｔ ｈ分布特征及其对定年结果的影响 （ 据文献［ ４ ６ ］ 修改） Ｆ ｉ ｇ . １ Ｐ ｏ ｓ ｓ ｉ ｂ ｌ ｅｄ ｉ ｓ ｔ ｒ ｉ ｂ ｕ ｔ ｉ ｏ ｎ ｓｏ ｆ Ｕ - Ｔ ｈｅ ｌ ｅ ｍ ｅ ｎ ｔ ｓｗ ｉ ｔ ｈ ｉ ｎｍ ｉ ｎ ｅ ｒ ａ ｌ ｇ ｒ ａ ｉ ｎａ ｎ ｄｉ ｔ ｓｅ ｆ ｆ ｅ ｃ ｔ ｓｏ ｎｄ ａ ｔ ｉ ｎ ｇｒ ｅ ｓ ｕ ｌ ｔ ｓ（ Ｍ ｏ ｄ ｉ ｆ ｉ ｅ ｄａ ｆ ｔ ｅ ｒ Ｒ ｅ ｆ ｅ ｒ ｅ ｎ ｃ ｅ［ ４ ６ ］ ） Ｕ－ Ｔ ｈ ／ Ｈ ｅ 同位素定年的实验流程具有较大的相似 性， 整体上可分以下几个步骤 样品准备， Ｈ ｅ 气的提 取和测试， 剥蚀坑体积的测定， Ｕ 、 Ｔ ｈ 、 Ｓ ｍ 、 Ｐ ｂ元素含 量的测定， 年龄计算。以下针对这些步骤的主要问 题和技术难点进行阐述。 ２ . １ 样品准备 将挑选出的矿物颗粒与标准矿物贴于环氧树脂 靶上， 然后抛光去掉矿物颗粒表面 ２ ０～ ３ ０μ ｍ ， 以消 除 α粒子射出效应的影响； 采用透反射显微镜、 背 散射图像、 阴极发光图像等技术手段获取矿物晶体 内部结构、 Ｕ和 Ｔ ｈ等母体同位素的分布特征， 选择 无裂隙、 无包体、 Ｕ－Ｔ ｈ分布均一、 远离矿物颗粒边 部（ ２ ０μ ｍ ） 的区域， 为采用激光加热提取４Ｈ ｅ 做准 备。在此过程中， 样品靶的基质至关重要。由于环 氧树脂在超高压环境下去气时， 其内挥发分容易逸 散而影响 Ｈ ｅ同位素分析。因此， Ｂ ｏ ｙ ｃ ｅ等［ ２ ７ ］选择 第一步采用环氧树脂制靶， 待抛光后再转移至自然 铟靶上， 而 Ｖ ｅ ｒ ｍ ｅ ｅ ｓ ｃ ｈ 等［ ３ ２ ］则直接将矿物颗粒放置 在自然铟靶上。但在实际操作过程中， 由于自然铟 较软， 在抛光过程中矿物颗粒容易脱落导致无法有 效磨平和抛光。Ｅ ｖ ａ ｎ ｓ 等［ ３ ３ ］则建议采用聚四氟乙烯 制靶， 这种材料容易抛光且去气过程中无挥发分逸 散， 效果也更加理想。 ２ . ２ Ｈ ｅ 气的提取和测试 将样品靶放置在与稀有气体质谱仪连接的铜或 不锈钢的超高压真空瓶内， 使用短波脉冲激光加热 选定的区域释放出 Ｈ ｅ 气； 释放出的 Ｈ ｅ 气经纯化后 进入稀有气体质谱仪， 获得４Ｈ ｅ 含量（ 摩尔） 。加热 去气时， 不同实验室采用的激光类型有所差异， 主要 有 准 分 子 激 光、紫 外 线 激 光 和 二 极 管 激 光 等［ ２ ７ ， ３ １ ， ３ ３ ， ５ １ ］。相对于马弗炉， 采用激光加热去气的 效率更高， 而且可选择指定区域加热且可在一个矿 物颗粒内多个位置进行加热， 进而保证分析结果的 再现性。在 Ｈ ｅ 气的提取过程中， 激光束斑的大小 可根据矿物颗粒大小、 包体数量及大小、 Ｕ和 Ｔ ｈ含 量及分布特征等条件进行选择， 束斑直径最小可为 ２μ ｍ ， 一般选择 ３ ０～ ５ ５μ ｍ ， 以保证可获得足够的 ４Ｈ ｅ 。 ２ . ３ 剥蚀坑体积的测定 完成 Ｈ ｅ 气的提取和测试工作以后， 为得到４Ｈ ｅ 的浓度， 则需要精确测定激光去气时剥蚀坑的体积。 目前剥蚀坑体积的测定主要采用机械表面光度仪、 光学干涉显微镜、 共焦激光显微镜和原子力显微镜 等， 不同仪器的测试精度存在一定差异， 且与剥蚀坑 深度有一定关系。Ｅ ｖ ａ ｎ ｓ 等［ ３ ３ ］研究认为， 对于深度 小于 ３μ ｍ的剥蚀坑来说， 使用共焦激光显微镜较 为理想， 其精度可达 １ ％左右； 而对于深度大于３μ ｍ 的剥蚀坑， 则原子力显微镜更为适合， 其精度为 ２ . ４ ％左右。精确测定剥蚀坑的体积对于获得准确 的 Ｕ－ Ｔ ｈ ／ Ｈ ｅ 年龄极为重要， 本步骤的误差将直接 传递到定年结果的计算中， 进而影响定年结果的准 确性。 ２ . ４ Ｕ 、 Ｔ ｈ 、 Ｓ ｍ、 Ｐ ｂ元素含量的测定 完成剥蚀坑体积的测定后， 在剥蚀坑的相同位 置进行 Ｕ 、 Ｔ ｈ 、 Ｐ ｂ含量测定， 可采用 Ｌ Ａ－Ｉ Ｃ Ｐ－Ｍ Ｓ 或 Ｓ Ｉ Ｍ Ｓ 等完成相关测试工作。但确定激光束斑大 小时， 通常有两种选择 ①Ｒ Ｕ＋ Ｔ ｈ＞ＲＨ ｅ（ 式中 ＲＨ ｅ 去气时激光束斑直径； Ｒ Ｕ＋ Ｔ ｈＵ 、 Ｔ ｈ测定时激光束 斑直径） ， Ｕ 、 Ｔ ｈ 、 Ｓ ｍ测定值代表了矿物颗粒内产生 ４Ｈ ｅ 的 Ｕ－Ｔ ｈ含量的区域加权平均值 （ ａ ｒ ｅ ａ－ ３ 第 １期付山岭， 等； 原位 Ｕ－ Ｔ ｈ ／ Ｈ ｅ 同位素定年技术研究进展及其低温矿床学应用前景第 ３ ６卷 ChaoXing ｗ ｅ ｉ ｇ ｈ ｔ ｅ ｄ ） ， 准确度更高。但该方法有一个基本前 提， 就是矿物颗粒内 Ｕ 、 Ｔ ｈ等母体同位素是均匀分 布的。对于 Ｕ 、 Ｔ ｈ 分布状态复杂（ 如带状分布） 的样 品而言， 则会导致获得误差较大甚至错误的结果； ②Ｒ Ｕ＋ Ｔ ｈ＜ ＲＨ ｅ， 对 Ｕ 、 Ｔ ｈ分布不均匀的样品而言， 选 择更小的束斑， 剥蚀更深， 可有效降低 Ｕ 、 Ｔ ｈ不均匀 分布对定年结果的影响［ ３ ３ ， ５ ２ ］。 ２ . ５ 年龄计算 原位 Ｕ－ Ｔ ｈ ／ Ｈ ｅ 同位素定年的年龄计算主要有 两种方法。第一种方法为绝对年龄［ ２ ７ ］， 即将上述获 得 Ｕ 、 Ｔ ｈ 、 Ｈ ｅ 的浓度值代入年龄方程可获得相关的 Ｕ－ Ｔ ｈ ／ Ｈ ｅ 年龄。其年龄方程为 Ｈ ｅ ／ Ｖ＝ ８ *（ １ ３ ７ . ８ ８ ／ １ ３ ８ . ８ ８ ） *［ ｅ ｘ ｐ （ λ ２ ３ ８ｔ ）－ １ ］ ＋ （ ７ ／ １ ３ ８ . ８ ８ ） （ ［ ｅ ｘ ｐ （ λ ２ ３ ５ｔ ）－ １ ］ *Ｕ ＋ ６ *［ ｅ ｘ ｐ （ λ ２ ３ ２ｔ ）－ １ ］ *Ｔ ｈ 式中 Ｕ和 Ｔ ｈ 计量单位为 ｍ ｏ ｌ μ ｍ－ ３， Ｈ ｅ 为从剥蚀 坑释放出的 Ｈ ｅ （ ｍ ｏ ｌ ） ， Ｖ为剥蚀坑体积（ μ ｍ ３） 。 Ｖ ｅ ｒ ｍ ｅ ｅ ｓ ｃ ｈ 等［ ３ ２ ］提出了另一种计算方法 将获得 Ｕ 、 Ｔ ｈ 、 Ｈ ｅ 浓度值和剥蚀坑体积相对于已知 Ｕ－Ｔ ｈ ／ Ｈ ｅ 年龄的标样进行标准化进而获得未知样品的年 龄。Ｅ ｖ ａ ｎ ｓ 等［ ３ ３ ］随后对该方法进行了改进， 并提出了 标准系数（ ｋ ） ， 更适合于自然样品。其标准化公式为 ｋ＝（ Ｈ ｅ ／ Ｖ ） ／ ｛ ８ *（ １ ３ ７ . ８ ８ ／ １ ３ ８ . ８ ８ ） * ［ ｅ ｘ ｐ （ λ ２ ３ ８ｔ ）－ １ ］＋ （ ７ ／ １ ３ ８ . ８ ８ ） *［ ｅ ｘ ｐ （ λ２ ３ ５ｔ ）－ １ ］ *Ｕ＋ ６ *［ ｅ ｘ ｐ （ λ ２ ３ ２ｔ ）－ １ ］ *Ｔ ｈ ｝ 式中 ｋ为未知变量， 可以通过测定一系列已知 Ｕ－ Ｔ ｈ ／ Ｈ ｅ 年龄的标样获得， 其他参数与前述相同。 ３ 原位 Ｕ－ Ｔ ｈ ／ Ｈ ｅ 同位素定年技术适用矿物 理论上， 如果矿物颗粒内含有足够的放射性元 素， 其在衰变过程中可产生相应数量的４Ｈ ｅ ， 那么相 应的矿物即可用于 Ｕ－Ｔ ｈ ／ Ｈ ｅ 同位素定年。然而， 由于不同矿物内４Ｈ ｅ 同位素扩散机制及保存能力的 认识存在不足， 导致多数矿物的 Ｕ－Ｔ ｈ ／ Ｈ ｅ 定年机 制尚不明确。随着对 Ｈ ｅ 同位素在不同矿物内扩散 行为及其封闭温度研究的深入， 多种矿物已被证明 适于 Ｕ－ Ｔ ｈ ／ Ｈ ｅ 同位素定年。主要有 ①硅酸盐矿 物， 如锆石［ ５ ３ ］、 榍石［ ５ ４ ］、 石榴子石［ ５ ５ ］、 褐帘石［ ３ ］等； ②磷酸盐矿物， 如磷灰石［ ４ ９ ， ５ ６ ］、 磷钇矿［ ５ ７ － ５ ８ ］、 独居 石［ ５ ９ ］等； ③含钙矿物， 如萤石［ ２ ０ ， ６ ０ ］、 方解石［ ６ １ － ６ ２ ］等； ④钛铁氧化物， 如金红石［ ６ ３ － ６ ４ ］、 针铁矿［ ６ ５ ］、 赤铁 矿［ ６ ６ ］、 磁铁矿［ ４ ］等； ⑤自然元素金属矿物， 如自然金 银［ ２ １ ， ６ ７ － ６ ８ ］等。目前， 应用最多的矿物是磷灰石， 由 于其封闭温度， 多用于区域／ 盆地热史演化、 构造隆 升剥蚀史、 沉积物源追踪等涉及低温事件的研究领 域。如 邱 楠 生 等［ ６ ］和 Ｑ ｉ ｕ等［ １ ２ ］采 用 磷 灰 石 Ｕ－ Ｔ ｈ ／ Ｈ ｅ 同位素定年结果对塔里木盆地构造 －热 演化历史进行研究， 很好揭示了沉积盆地的热历史， 为缺乏常规古温标的塔里木盆地下古生界碳酸盐岩 层系所经受热史的恢复提供了新的思路。此外， 锆 石、 独居石、 金红石、 磁铁矿等矿物因具较高的封闭 温度也越来越受到重视， 在地质体定年、 矿床形成过 程等研究领域取得较为成功的应用。尤其值得注意 的是， 自然金属矿物的 Ｕ－Ｔ ｈ ／ Ｈ ｅ 同位素定年正在 引起关注， 如自然金 Ｕ－Ｔ ｈ ／ Ｈ ｅ 定年［ ２ １ ， ６ ７ － ６ ８ ］， 其定 年结果对于约束金属矿床尤其是低温矿床的形成时 代具有重要意义。 然而， 目前仅少数富 Ｕ－ Ｔ ｈ的矿物开展了原位 Ｕ－Ｔ ｈ ／ Ｈ ｅ定 年 技 术 研 究，如 独 居 石［ ２ ７ － ２ ８ ］、 锆石［ ２ ９ － ３ １ ， ３ ３ ］、 磷灰石［ ２ ９ ］和榍石［ ３ ４ ］。其中， 独居石和 锆石原位 Ｕ－Ｔ ｈ ／ Ｈ ｅ 定年的实验流程较为成熟， 并 开展过相关案例研究［ ２ ８ ］。整体而言， 目前多数研究 仍仅以典型标准矿物为研究对象展开， 而针对未知 矿物的应用研究偏少， 作者曾对湘中锡矿山锑矿床 强蚀变围岩内的锆石开展了原位 Ｕ－ Ｔ ｈ ／ Ｈ ｅ 同位素 定年研究， 然而结果并不理想。究其原因， 除了原位 Ｕ－ Ｔ ｈ ／ Ｈ ｅ 定年技术自身原因之外（ 见第 ４节讨 论） ， 该技术对目标矿物的要求也可能是导致其未 能获得普遍应用的原因。由于在测试过程中需避开 颗粒边部约 ２ ０μ ｍ范围内受 α粒子射出效应影响 的部分， 通常要求矿物颗粒的最小粒径不小于 １ ０ ０ μ ｍ ， 而实际上多数适用于 Ｕ－ Ｔ ｈ ／ Ｈ ｅ 同位素定年的 自然矿物粒径难以满足这一要求， 如作者获得的锡 矿山锑矿床内的锆石粒径多小于 ７ ０μ ｍ ； 其次， 对 Ｕ 、 Ｔ ｈ 等母体同位素含量偏低（＜ １μ ｇ ／ ｇ ） 的矿物或 年轻（＜ １Ｍ ａ ） 的样品， 常难以积累足够的由衰变过 程产生的４Ｈ ｅ ， 加上激光束斑大小的限制， 导致在激 光剥蚀过程中释放的 ４Ｈ ｅ 过少而难以实现准确测 量， 获得的年龄因范围过大而失去其地质意义。总 体来说， 适于原位 Ｕ－Ｔ ｈ ／ Ｈ ｅ 同位素定年的矿物需 要具备两个基本条件， 即 目标矿物粒径需足够大 （＞ １ ０ ０μ ｍ ） ； 具有较高的 Ｕ 、 Ｔ ｈ 等母体同位素含量。 ４ 原位 Ｕ－ Ｔ ｈ ／ Ｈ ｅ 同位素定年技术难点 相对于传统单颗粒方法， 原位测试技术具有明 显的优势［ ２ ７ ， ３ １ － ３ ４ ］， 主要表现在 ①效率更高。单位 时间内可分析更多的样品， 无需耗时费力的溶解过 程（ 超过 ７ ２ｈ ） ； 同时， 可以在单颗粒内对多点进行 ４ 第 １期 岩 矿 测 试 ｈ ｔ ｔ ｐ ∥ｗ ｗ ｗ . ｙ ｋ ｃ ｓ . ａ ｃ . ｃ ｎ ２ ０ １ ７年 ChaoXing 分析， 增加了分析结果的可再现性； ②测试精度更 高。可有效避免包体、 裂隙、 Ｕ－ Ｔ ｈ 母体同位素分布 不均匀及富 Ｕ－ Ｔ ｈ 主岩等对定年结果的影响， 使定 年精度更高； ③无需进行 α粒子射出效应校正。由 于α粒子射出效应校正需要精确测定矿物形态参 数， 如矿物颗粒的体积／ 表面积比值等， 而这一过程 中往往存在较大误差， 其误差又传递于年龄校正系 数（ Ｆ Ｔ） 计算使误差进一步增加， 进而导致定年结果 误差较大； ④对测定的对象要求降低。如无需选择 自形、 透明、 无裂隙的矿物颗粒， 降低了样品制备的 难度； ⑤能同时获得 Ｕ－ Ｐ ｂ 、 Ｕ－ Ｔ ｈ ／ Ｈ ｅ 年龄和微量 元素含量。 但原位 Ｕ－ Ｔ ｈ ／ Ｈ ｅ 同位素定年技术仍存在一些 技术难点， 主要表现于以下几个方面。 ４ . １ 侧向加热效应 激光剥蚀去气过程中， 所释放的４Ｈ ｅ 并非全部 来自剥蚀掉的部分， 剥蚀坑周边部分也会在激光剥 蚀过程中释放一定量的４Ｈ ｅ ， 进而影响４Ｈ ｅ 浓度的测 定。激光侧向加热影响的区域称为热影响区（ ｈ ｅ ａ ｔ ａ ｆ ｆ ｅ ｃ ｔ ｉ ｎ ｇｚ ｏ ｎ ｅ ， Ｈ Ａ Ｚ ） ， 其形态和大小被认为是激光剥 蚀脉冲宽度（ ｌ ａ ｓ ｅ ｒ ｐ ｕ ｌ ｓ ｅ ｗ ｉ ｄ ｔ ｈ ） 的函数［ ６ ９ ］。在激光剥 蚀去气过程中， 侧向加热影响的深度（ Ｌ Ｄ） 则与目标矿 物的热扩散系数和激光脉冲宽度有关， 其关系为 Ｌ Ｄ＝ （ ｋ *ｔｉ） １ ／ ２ ［ ７ ０ ］ 式中 ｋ 为目标矿物的热扩散系数； ｔ ｉ为激光脉冲 宽度。 ｖ ａ ｎＳ ｏ ｅ ｓ ｔ 等［ ７ １ ］以杜兰戈氟磷灰石 （ Ｄ ｕ ｒ ａ ｎ ｇ ｏ ｆ ｌ ｕ ｏ ｒ ａ ｐ ａ ｔ ｉ ｔ ｅ ） 为例开展了相关研究， 假设其热扩散系 数为 ２ . ０ １ ０ － ７～ ７ . ０ １ ０－ ７ｍ２／ ｓ ， 采用 Ｕ Ｐ １ ９ ３ Ｘ准 分子激光， 脉冲宽度小于 ５ｎ ｓ 。在单次激光剥蚀深 度为 １ ２ ４ｎ ｍ时， Ｈ Ａ Ｚ一般小于 ６ ３ｎ ｍ 。每次脉冲的 间隔为 ０ . ２ｓ ， 这个时间间隔足以使上一次激光脉冲 产生的等离子体完全从剥蚀坑周边逸散， Ｈ Ａ Ｚ重新 获得与周边物质的热平衡， 因而多次脉冲并不会显 著增加 Ｈ Ａ Ｚ的深度。因此， 理论上每 ５ ０次激光脉 冲剥蚀所产生的 Ｈ Ａ Ｚ应小于 １ ０ ０ｎ ｍ 。这一结论也 与 Ｋ ｅ ｌ ｌ ｙ 等［ ５ ２ ］的实验研究结果基本一致。然而， 目 前仅磷酸盐矿物热扩散系数的研究比较成熟［ ７ ２ － ７ ３ ］， 其他 矿 物 如 锆 石、独 居 石、榍 石 等 适 于 原 位 Ｕ－ Ｔ ｈ ／ Ｈ ｅ 同位素定年的矿物， 其热扩散系数尚未开 展深入的研究， 难以有效评估侧向加热效应对定年 结果的影响， 进而限制了定年结果的准确度。 ４ . ２ 剥蚀坑体积的精确测定 剥蚀坑体积的测定是影响原位 Ｕ－ Ｔ ｈ ／ Ｈ ｅ 定年 技术准确度的另一个关键因素。在测定剥蚀坑体积 时， 通常假设剥蚀坑是一个规则的圆柱体， 使用光学 干涉显微镜等设备进行剥蚀坑体积的测定。然而， 在实际测试过程中， 剥蚀坑体积往往是不规则的， 剥 蚀深 度 与 形 态 之 间 存 在 一 种 演 化 关 系［ ７ ４ ］。 ｖ ａ ｎＳ ｏ ｅ ｓ ｔ 等［ ７ １ ］对杜兰戈氟磷灰石的激光剥蚀坑体 积变化进行了系统研究， 采用 Ｕ Ｐ １ ９ ３ Ｘ准分子激光， 单次脉冲剥蚀深度为 １ ２ ４ｎ ｍ ， 剥蚀理论体积为 Ｖ ｔ ｈ ｅ ｏ ｒ， 光学测定体积为 Ｖｍ ｅ ａ ｓ， 实际有效体积为 Ｖｅ ｆ ｆ。 单次脉冲剥蚀深度为 １ ２ ４ｎ ｍ时， 剥蚀坑形态较为规 则， 具有光滑平直的坑壁和较为平整的坑底， 此时 Ｖ ｔ ｈ ｅ ｏ ｒ≈Ｖｍ ｅ ａ ｓ≈Ｖｅ ｆ ｆ（ 图 ２ ａ ） ； 随着脉冲次数和深度的增 加，剥 蚀 坑 的 形 态 趋 于 复 杂，相 应 的， Ｖ ｔ ｈ ｅ ｏ ｒ＜ Ｖｍ ｅ ａ ｓ＜ Ｖｅ ｆ ｆ（ 图 ２ ｂ ） 。因此， 剥蚀深度越大， 体 积测 定 误 差 就 越 大。Ｅ ｖ ａ ｎ ｓ等［ ３ ３ ］在 进 行 原 位 Ｕ－ Ｔ ｈ ／ Ｈ ｅ 定年过程中也发现， 剥蚀深度较小时， 剥 蚀坑形态较为规则（ 图 ２ ｃ ） ， 有利于精确测定其体 积； 而当剥蚀深度较大时（＞ ７μ ｍ ） ， 剥蚀坑形态变 得较为复杂（ 图 ２ ｄ ） ， 此时剥蚀坑体积的测定精度则 会明显降低。已有的研究表明， 剥蚀坑形态的变化 可能与矿物表面的显微构造有关［ ７ ５ － ７ ６ ］， 如微裂隙， 导致激光光束发散或聚集而在剥蚀过程出现剥蚀速 率不一致的现象， 经多次脉冲剥蚀后形成不规则状 的剥蚀坑。 ｖ ａ ｎＳ ｏ ｅ ｓ ｔ 等［ ７ １ ］试图通过建立经验公式来校正 剥蚀坑体积测定误差所导致的４Ｈ ｅ 浓度误差， 其校 正公式为 （ ４Ｈ ｅ ｃ ｏ ｒ ｒ）ｚ＝ Φｚ* ４Ｈ ｅ ｚ 式 中Φ ＝（ ４Ｈ ｅ ／ ｐ ｕ ｌ ｓ ｅ ） ｅ ｘ ｐ ｅ ｃ ｔ ｅ ｄ／ （ ４Ｈ ｅ ／ ｐ ｕ ｌ ｓ ｅ ） ｍ ｅ ａ ｓ ｕ ｒ ｅ ｄ， Φｚ为剥蚀深度为 ｚ 时的 Φ值， ｐ ｕ ｌ ｓ ｅ为脉冲剥蚀次 数， ４Ｈ ｅ ｃ ｏ ｒ ｒ为校正后的 ４Ｈ ｅ 浓度。 然而， 该校正公式有一个基本前提， 即４Ｈ ｅ 在矿 物颗粒内是均匀分布的， 而事实上多数矿物无法满 足上述条件。此外， Ｖ ｅ ｆ ｆ取决于目标矿物的光学和物 理学性质等， 不同矿物之间的差异（ 可达数量级） 也 增加了上述校正的难度。因此， 如何精度测定剥蚀 坑体积也是制约原位 Ｕ－ Ｔ ｈ ／ Ｈ ｅ 定年技术应用的重 要因素之一。 ４ . ３ 缺少标样 原 位 Ｕ －Ｔ ｈ ／ Ｈ ｅ定 年 技 术 能 同 时 完 成 Ｕ－ Ｔ ｈ ／ Ｈ ｅ 和 Ｕ－Ｐ ｂ年龄的测定， 在这个过程中标 样与未知样品在同等的条件（ 如激光类型、 剥蚀次 数等） 进行分析， 用来校正未知样品的定年结果。 标样需要满足以下基本条件 ①年龄已知； ②具有足 ５ 第 １期付山岭， 等； 原位 Ｕ－ Ｔ ｈ ／ Ｈ ｅ 同位素定年技术研究进展及其低温矿床学应用前景第 ３ ６卷 ChaoXing （ ａ ） 和（ ｂ ） 据文献［ ７ ５ ］ ； （ ｃ ） 和（ ｄ ） 据文献［ ３ ３ ］ 。 图 ２ 剥蚀坑形态与剥蚀深度的关系示意图 Ｆ ｉ ｇ . ２ Ｓ ｃ ｈ ｅ ｍ ａ ｔ ｉ ｃｄ ｉ ａ ｇ ｒ ａ ｍ ｓ ｆ ｏ ｒ ｅ ｖ ｏ ｌ ｕ ｔ ｉ ｏ ｎｏ ｆ ａ ｂ ｌ ａ ｔ ｉ ｏ ｎｐ ｉ ｔ ｔ ｏ ｐ ｏ ｌ ｏ ｇ ｙ ｗ ｉ ｔ ｈｉ ｎ ｃ ｒ ｅ ａ ｓ ｉ ｎ ｇｄ ｅ ｐ ｔ ｈ（ ａａ ｎ ｄｂａ ｒ ｅｆ ｒ ｏ ｍ Ｒ ｅ ｆ ｅ ｒ ｅ ｎ ｃ ｅ ［ ７ ５ ］ ；ｃａ ｎ ｄｄａ ｒ ｅｆ ｒ ｏ ｍＲ ｅ ｆ ｅ ｒ ｅ ｎ ｃ ｅ ［ ３ ３ ］ ） 够高Ｕ－ Ｔ ｈ 等母体同位素的含量和较为理想的分布 特征； ③标样与未知矿物具有相同的激光剥蚀速率。 然而， 很少有自然样品能完全满足上述条件。以条 件③为例， 因为不同矿物的激光剥蚀速率差异较大， 如榍石和锆石的激光剥蚀速率可相差 ２～ ３个数量 级［ ３ ４ ］， 那么在相同剥蚀次数的条件下， 不同矿物的 剥蚀深度不同， 会导致其释放的４Ｈ ｅ 量和计算出的 ４Ｈ ｅ 浓度也存在明显差异； 此外， 同种矿物受化学组 成、 显微组构的不同等影响， 激光剥蚀速率也存在明 显差异。因此， 标样的选择对于原位 Ｕ－Ｔ ｈ ／ Ｈ ｅ 同 位素定年技术至关重要， 然而目前这方面的研究尚 未获得明显进展。 ５ 原位 Ｕ－Ｔ ｈ ／ Ｈ ｅ 同位素定年技术在低温 矿床学研究领域的应用前景 ５ . １ 在低温矿床年代学研究中的适用性 由于不同矿物 Ｈ ｅ的封闭温度存在明显差异 （ 图 ３ ） ， 其相应的 Ｕ－Ｔ ｈ ／ Ｈ ｅ年龄的意义也有所不 同。如锆石、 萤石、 榍石、 独居石、 金红石等矿物 Ｕ－ Ｔ ｈ ／ Ｈ ｅ 同位素体系的封闭温度相对较高， 与低温 矿床的成矿温度大致相当， 低温成矿事件可完全重 置上述矿物的 Ｕ－ Ｔ ｈ ／ Ｈ ｅ 同位素体系， 其 Ｕ－ Ｔ ｈ ／ Ｈ ｅ 年龄往往记录的是成矿事件发生的年龄或相应成矿 体系冷却至相应矿物封闭温度时的年龄； 而磷灰石、 方解石等矿物 Ｕ－ Ｔ ｈ ／ Ｈ ｅ 同位素体系的封闭温度偏 低（ 一般低于成矿温度） ， 其 Ｕ－Ｔ ｈ ／ Ｈ ｅ 年龄通常被 各矿物数据来源文献 磷灰石［ ７ ７ ］； 锆石［ ７ ８ ］； 萤石［ ２ ０ ， ６ ０ ， ７ ９ ］； 榍石［ ５ ４ ］； 金红石［ ６ ３ ， ８ ０ － ８ ２ ］； 独居石［ ５ ９ ， ８ ３ ］； 方解石［ ６ １ ］； 赤铁矿［ ６ ６ ］； 磁铁矿［ ４ ］。 图 ３ 不同矿物的 Ｕ－ Ｔ ｈ ／ Ｈ ｅ 同位素体系封闭温度 Ｆ ｉ ｇ . ３ Ｃ ｌ ｏ ｓ ｅｔ ｅ ｍ ｐ ｅ ｒ ａ ｔ ｕ ｒ ｅ ｓｏ ｆＵ - Ｔ ｈ ／ Ｈ ｅｉ ｓ ｏ ｔ ｏ ｐ ｅｓ ｙ ｓ ｔ ｅ ｍ ｆ ｏ ｒ ｄ ｉ ｆ ｆ ｅ ｒ ｅ ｎ ｔ ｍ ｉ ｎ ｅ ｒ ａ ｌ ｓ 认为是成矿后的改造（ 如抬升剥蚀） 年龄。综合运 用不同封闭温度的矿物进行 Ｕ－Ｔ ｈ ／ Ｈ ｅ同位素定 年， 不仅能够获得所测定矿物的时间信息， 同时也可 获得其所经历的温度信息及其相应的形成深度， 从 而对成矿过程及后期改造情况进行制约。目前， 采 用不同封闭温度的矿物进行 Ｕ－ Ｔ ｈ ／ Ｈ ｅ 同位素定年 在制约斑岩型铜矿床的形成过程、 矿化持续时间及 成矿后的剥蚀抬升速度和保存情况取得了较好的效 果［ ２ ２ ， ８ ４ － ９ ０ ］。相对于传统放射性同位素定年体系， Ｕ－ Ｔ ｈ ／ Ｈ ｅ 同位素体系对温度更为敏感， 其封闭温度 更低， 在低温成矿作用过程中可被重置进而记录
展开阅读全文
