裂變徑跡熱年代學(xué)方法、應(yīng)用及其研究展望

喬建新，趙紅格，王海然

（西北大學(xué)大陸動力學(xué)國家重點實驗室/地質(zhì)學(xué)系，陜西西安710069）

裂變徑跡熱年代學(xué)方法、應(yīng)用及其研究展望

喬建新，趙紅格，王海然

（西北大學(xué)大陸動力學(xué)國家重點實驗室/地質(zhì)學(xué)系，陜西西安710069）

裂變徑跡熱年代學(xué)方法是基于鈾裂變輻射損傷效應(yīng)的一種同位素?zé)崮甏鷮W(xué)方法.在分析裂變徑跡定年的原理和方法、常用年齡值及裂變徑跡退火作用等基礎(chǔ)上，綜述了目前裂變徑跡熱年代學(xué)方法在造山帶隆升-冷卻、沉積盆地分析、盆山耦合關(guān)系、斷裂活動時限及熱液成礦作用等方面的相關(guān)理論和應(yīng)用，并結(jié)合國內(nèi)外研究現(xiàn)狀指出了裂變徑跡熱年代學(xué)今后的發(fā)展方向.

裂變徑跡；年齡值；熱年代學(xué)；造山帶；沉積盆地

Abstract：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;orogenic belt;sedimentary basin

0 前言

裂變徑跡熱年代學(xué)方法是20世紀(jì)60年代開始發(fā)展起來的一種新的同位素年代學(xué)方法，因其不需要大型貴重儀器，礦物用量少，測定年齡的范圍寬，可測定的對象多，特別適用于年輕樣品的年齡測定而得到了迅速的發(fā)展.目前，裂變徑跡方法廣泛應(yīng)用于造山帶的隆升史和冷卻史分析，沉積盆地的熱史恢復(fù)、剝蝕量計算、物源區(qū)分析，山體的隆升剝露與盆地的沉降沉積之間的耦合關(guān)系，斷裂活動時限及熱液成礦時代和期次等方面的研究，并取得了豐碩的成果［1-16］，已成為地學(xué)界的熱點和前沿研究課題之一.

1 裂變徑跡定年原理和方法

1.1 裂變徑跡形成過程

自然界的鈾主要由兩種同位素235U（約0.7%）和238U（約99.3%）組成，這兩種同位素主要以α和β－衰變的方式進(jìn)行衰變，最后生成穩(wěn)定同位素鉛.這種衰變的速度十分緩慢，235U的半衰期約為7.13×108a，238U的半衰期約為4.51×109a（與地球的年齡相當(dāng)）.除了α和β－衰變以外，235U是自然界僅有的、能由熱中子引起裂變的核素，可是它只占天然鈾的0.7%，而占天然鈾99.3%的238U只能由快中子誘發(fā)裂變.在一定條件下，鈾原子核也可以發(fā)生自發(fā)裂變，235U和238U的自發(fā)裂變半衰期分別為1.8×1017a和1.0×1016a，可見其自發(fā)裂變速度比α和β－衰變速度慢很多［17］.當(dāng)鈾裂變產(chǎn)生的荷能離子穿過物質(zhì)時，在很短的時間內(nèi)把相當(dāng)數(shù)量的能量轉(zhuǎn)移給沿路徑的靶物質(zhì)的電子和核，引發(fā)了一個復(fù)雜的過程，并且可能在空間有限的區(qū)域內(nèi)形成永久性的結(jié)構(gòu)改變，即產(chǎn)生潛徑跡［17-18］.潛徑跡的形成是一種普遍現(xiàn)象，在很多材料中都能觀察到.構(gòu)成潛徑跡的缺陷可以是點缺陷、缺陷團(tuán)，也可以是局部非晶化或相變.潛徑跡的形態(tài)可能是孤立的球形缺陷、橢球形缺陷、不連續(xù)的圓柱形缺陷或連續(xù)的圓柱形缺陷.

1.2 裂變徑跡定年方程的推導(dǎo)

利用裂變徑跡方法定年時，子體同位素含量全為裂變產(chǎn)物，其初始值為零，可通過測量自發(fā)裂變徑跡密度來確定.母體同位素含量通過誘發(fā)裂變徑跡密度來確定，誘發(fā)裂變徑跡密度與235U的含量和中子通量成正比.若已知熱中子所致裂變235U的裂變截面和中子通量，則可用誘發(fā)裂變徑跡密度計算出母體同位素的含量，從而可進(jìn)一步計算出年齡值.

定年方程的具體推導(dǎo)過程如下：

若鈾在礦物中均勻分布，則單位體積的樣品中238U發(fā)生衰變的原子數(shù)為

其中，λD≈1.55×10－10/a，為總衰變常數(shù)；238U為目前單位體積的樣品中238U的原子數(shù).因此，238U自發(fā)裂變徑跡密度為

其中，λf為自發(fā)裂變衰變常數(shù)，qs為自發(fā)裂變徑跡在整個拋光面上所占的比率.

通過熱中子照射后單位體積的樣品中235U的誘發(fā)裂變衰變數(shù)為

其中，235U為目前單位體積的樣品中235U的原子數(shù)，σ為235U的熱中子誘發(fā)裂變截面，φ為熱中子通量.同理，235U誘發(fā)裂變徑跡密度可表示為

其中，qi為誘發(fā)裂變徑跡在整個拋光面上所占的比率.由（2）式比（4）式可得

由于235U和238U的天然同位素豐度比是恒定的，即

若自發(fā)裂變徑跡與誘發(fā)裂變徑跡的蝕刻條件和蝕刻參數(shù)一樣，即

將（6）（7）式代入（5）式，即可導(dǎo)出了裂變徑跡定年的一般公式

其中，λD和λf分別為238U的總衰變常數(shù)和自發(fā)裂變衰變常數(shù)，σ為235U的熱中子誘發(fā)裂變截面，I為235U和238U的天然同位素豐度比，ρs和ρi分別為238U自發(fā)裂變徑跡密度和235U誘發(fā)裂變徑跡密度，φ為熱中子通量.

1.3 裂變徑跡定年的方法

自然界可供裂變徑跡法測定年代的礦物很多，但由于受到各種條件的限制，目前常用的礦物主要有鋯石、磷灰石及榍石.裂變徑跡年齡的測定有多種不同的方法，包括直接測定法、等時線法及Zeta常數(shù)校準(zhǔn)法等.20世紀(jì)80年代以前主要采用直接測定法進(jìn)行裂變徑跡年齡測定.實驗測定了ρs、ρi和φ后，將λD、λf和I等數(shù)值代入（8）式就可以計算出裂變徑跡年齡.但由于λf的數(shù)值不統(tǒng)一、熱中子通量φ的測定困難等原因，裂變徑跡年齡測定的誤差較大.現(xiàn)今常用Zeta常數(shù)校準(zhǔn)法進(jìn)行裂變徑跡年齡的測定，該方法避開了λf值的選擇和中子通量φ的測量困難，因而定年的準(zhǔn)確度大大提高.

Zeta常數(shù)校準(zhǔn)法通過利用年齡標(biāo)準(zhǔn)樣品和標(biāo)準(zhǔn)鈾玻璃對所采用的定年程序進(jìn)行多次刻度，測定Zeta校準(zhǔn)常數(shù)從而得到裂變徑跡年齡［19-21］，用公式可表示為

其中，ξ為Zeta校準(zhǔn)常數(shù)，ρd為標(biāo)準(zhǔn)鈾玻璃的云母外探測器上的誘發(fā)裂變徑跡密度，tUNK為未知樣品年齡，（ρs/ρi）STD為標(biāo)準(zhǔn)裂變徑跡礦物年齡，標(biāo)準(zhǔn)裂變徑跡礦物自發(fā)與誘發(fā)裂變徑跡密度比值.

1.4 幾種常用的裂變徑跡年齡值

1）絕對年齡和Zeta年齡

采用直接測定法，即（8）式計算的裂變徑跡年齡，稱為絕對年齡；而采用Zeta校準(zhǔn)常數(shù)法，即用（9）式計算的裂變徑跡年齡，稱為Zeta年齡.

2）組合年齡和平均年齡

首先應(yīng)用χ2統(tǒng)計檢驗顆粒年齡是否服從泊松分布，即所有顆粒是否屬于同一組分；若樣品的單顆粒年齡能通過χ2檢驗（P（χ2）＞5%），則表明樣品年齡分布服從泊松分布，屬于同一年齡組分，則可計算出組合年齡，即用總自發(fā)徑跡密度比總誘發(fā)徑跡密度；若樣品的單顆粒年齡未能通過χ2檢驗（P（χ2）＜5%），則表明樣品年齡分布不服從泊松，為非單一組分，組合年齡沒有意義，只能計算平均年齡［21-22］.

3）中值年齡

中值年齡可以更精確評估P（χ2）＜5%樣品的年齡變化.中值年齡是單顆粒年齡對數(shù)值的加權(quán)平均值，并能給出標(biāo)準(zhǔn)偏態(tài)［23］.

1.5 裂變徑跡的退火作用

裂變徑跡定年的關(guān)鍵點是長徑跡與任意選擇的切面相交的概率大于短的徑跡的概率，其年齡解釋的重要基礎(chǔ)是徑跡形成以后的存在的過程中是穩(wěn)定的.裂變徑跡定年依據(jù)的是測量徑跡與面的交點的數(shù)量，所以樣品中徑跡較長時會獲得較老的年齡，徑跡較短時獲得較新的年齡.自然界中的自發(fā)裂變徑跡主要是由238U產(chǎn)生的.研究表明，富含238U的天然礦物，如磷灰石、鋯石、榍石等的裂變徑跡僅在某一臨界溫度（稱為封閉溫度）以下才能保存，并且具有隨溫度的升高和受熱時間增長，徑跡密度減小、長度變短直至完全消失的特性，這一特性稱為退火作用［20，24-25］.裂變徑跡的退火不僅有密度的減少，而且有徑跡長度的縮短.不同的礦物封閉溫度不同.鋯石和磷灰石裂變徑跡封閉溫度一般為（210±40）℃和（100±20）℃［26-27］，這就意味著鋯石和磷灰石裂變徑跡年齡是分別可記錄礦物冷卻到低于210℃和100℃時的年齡，稱之為冷卻年齡.研究表明，裂變徑跡退火只與溫度和時間有關(guān)，而與壓力、pH值及Eh值等其它物理化學(xué)條件沒有明顯的關(guān)系，因而可以把裂變徑跡退火程度視為溫度和時間的函數(shù).

2 裂變徑跡熱年代學(xué)及其應(yīng)用

裂變徑跡熱年代學(xué)是在深入研究礦物裂變徑跡退火規(guī)律并成功地應(yīng)用于地質(zhì)熱史研究的基礎(chǔ)上發(fā)展起來的核徑跡技術(shù)新領(lǐng)域［28］.裂變徑跡熱年代學(xué)主要研究礦物裂變徑跡的退火規(guī)律，發(fā)展定量描述裂變徑跡參數(shù)隨溫度和時間變化規(guī)律的退火模型，建立從裂變徑跡參數(shù)獲取溫度隨時間變化關(guān)系的熱史模擬方法以及裂變徑跡技術(shù)在地質(zhì)研究中的應(yīng)用新途徑等［28-30］.目前，裂變徑跡熱年代學(xué)的研究及其在地質(zhì)學(xué)領(lǐng)域的應(yīng)用已取得很大進(jìn)展，主要體現(xiàn)在以下幾個方面：1）造山帶研究；2）沉積盆地分析；3）盆山耦合關(guān)系探討；4）斷裂活動時限測定；5）熱液成礦時代和期次研究.

2.1 造山帶研究

通過裂變徑跡年齡和有效封閉溫度計算造山帶的冷卻速率和隆升速率主要有以下3種方法［27，31-32］.

1）礦物對法：利用鋯石、磷灰石等不同礦物的裂變徑跡熱年代學(xué)分析可獲得對應(yīng)于不同封閉溫度的冷卻年齡，從而計算出冷卻速率Vc=ΔT/Δt，隆升速率Vu=Vc/G及隆升幅度H=VuΔt.其中ΔT為礦物封閉溫度差，Δt為礦物冷卻年齡差，G為地溫梯度.

2）高程差法：通過不同樣品的高程與其對應(yīng)的裂變徑跡的冷卻年齡可以計算出相應(yīng)年齡段的視隆升速率u=ΔH/Δt，視冷卻速率c=u·G.其中ΔH為樣品高程差，Δt為樣品冷卻年齡差，G為地溫梯度.

3）外推法：將某高程樣品的裂變徑跡的冷卻年齡外推到其年齡為零的高程，并選擇合適的地溫梯度值，就可以計算出隆升速率Vu=ΔH/t，Vc=Vu·G.其中ΔH為樣品高程差，t為樣品冷卻年齡，G為地溫梯度.

通過上述方法結(jié)合相應(yīng)的數(shù)據(jù)可以給出高程－時間曲線與溫度－時間曲線，從而來描繪出造山帶的隆升史和冷卻史等.目前為止，國內(nèi)外學(xué)者已做了大量研究并獲得世界上許多重要造山帶，如國內(nèi)的喜馬拉雅山、秦嶺－大別山、天山以及國外的阿爾卑斯山、安第斯山等隆升史和冷卻史等［1-5，33-35］.

2.2 沉積盆地分析

裂變徑跡熱年代學(xué)方法作為沉積盆地分析的一種重要方法，主要可應(yīng)用于熱史恢復(fù)、剝蝕量計算及物源區(qū)分析等方面.沉積盆地所保留的裂變徑跡可分為兩類：一類是非繼承性裂變徑跡，產(chǎn)生徑跡的鋯石和磷灰石等礦物主要來自盆地內(nèi)的同沉積巖漿巖；另一類是繼承性裂變徑跡，產(chǎn)生徑跡的鋯石和磷灰石等礦物主要來自盆地周緣的基巖.

沉積盆地的熱演化史控制著盆地內(nèi)烴源巖的熱演化與油氣生成、運聚及成藏過程，因此成為含油氣盆地地質(zhì)學(xué)研究中的系統(tǒng)工程的核心研究內(nèi)容之一［36］.目前，恢復(fù)沉積盆地?zé)崾返姆椒ㄖ饕譃閮深悾阂活愂抢贸练e盆地演化的熱動力學(xué)模型來研究熱史，稱為動力學(xué)模擬法；另一類是利用各種古地溫指標(biāo)來模擬盆地的熱史，稱為古地溫指標(biāo)法.裂變徑跡熱年代學(xué)方法是近十幾年迅速發(fā)展起來的一種古地溫指標(biāo)法，其基本理論依據(jù)是礦物（主要用磷灰石）裂變徑跡的退火特性.裂變徑跡的年齡值和徑跡長度等參數(shù)反映的不僅是樣品在達(dá)到最大古地溫（封閉溫度）時的時間，而且還記錄了樣品所經(jīng)歷的熱史.磷灰石的部分退火帶通常為80～120℃；在這一溫度區(qū)間內(nèi)，磷灰石裂變徑跡長度隨溫度升高而縮短，年齡值也隨溫度升高而減小，樣品的裂變徑數(shù)據(jù)能很好的記錄其通過部分退火帶的熱史.國內(nèi)外學(xué)者［6-9，37］利用磷灰石裂變徑跡熱年代學(xué)方法先后對眾多沉積盆地進(jìn)行研究，已建立起較完善的熱史分析方法并獲得了最高古地溫、從最高古地溫開始冷卻的時間及冷卻史等重要信息.

沉積盆地地層剝蝕量的計算方法很多，但各種方法都有其自身的適用條件和局限性，需要根據(jù)盆地的沉積構(gòu)造演化、不整合面分布等特征來選擇最有效的方法或方法組合.磷灰石裂變徑跡熱年代學(xué)方法是近十幾年發(fā)展起來的計算沉積盆地地層剝蝕量的一種新方法［10，38-39］.首先根據(jù)磷灰石裂變徑跡年齡、徑跡長度及密度等參數(shù)選擇合適的磷灰石裂變徑跡退火模型（如扇形退火模型、多元動力學(xué)退火模型等）進(jìn)行模擬來求取樣品最高古地溫Tpeak與其對應(yīng)的古地溫梯度dT/dZ，并選取合適的古地表溫度Ts，即可求的地層剝蝕量He=（Tpeak-Ts）/（dT/dZ）.

利用裂變徑跡熱年代學(xué)方法進(jìn)行物源區(qū)分析時最常用的礦物是退火溫度較高的鋯石，淺部地層中的磷灰石一般沒有受到退火作用影響，其裂變徑跡的年齡及長度也可反映出物源特征.若沉積后樣品未經(jīng)完全退火，則其單顆粒年齡實際上可能是各物源區(qū)母巖組分的混合［40-41］.針對該情況，M.T.Brand［42］提出了確定總體混合成分組成的分離技術(shù)，從而避免了單個顆粒鋯石年齡精確度較低的缺點；周祖翼等［11］用最大似然估計法對蘇北盆地3個巖心樣品的144個磷灰石單顆粒礦物年齡進(jìn)行了多成分分離，結(jié)果顯示樣品的實際年齡值分別為70 Ma和167 Ma左右的兩種成分組成，且兩組年齡值均大于樣品的地層年齡，表明地層沉積后沉積物中磷灰石顆粒的裂變徑跡未曾經(jīng)過完全退火，即存在2個不同的物源區(qū)且兩組徑跡年齡反映的是磷灰石碎屑顆粒在物源區(qū)最后一次達(dá)到完全退火溫度的時間.

2.3 盆山耦合關(guān)系探討

沉積盆地和造山帶是大陸構(gòu)造的基本單元，是在統(tǒng)一的地球動力學(xué)系統(tǒng)中形成的一對孿生體.它們在空間上相互依存、物質(zhì)上相互補(bǔ)償、演化上相互影響、動力上相互轉(zhuǎn)化，組成了一個相互聯(lián)系而不可分割的復(fù)雜系統(tǒng).在盆山系統(tǒng)中，造山和成盆過程之間相互關(guān)聯(lián)、相互制約和相輔相成的共生關(guān)系稱為盆山耦合關(guān)系［43］.盆山耦合關(guān)系主要表現(xiàn)為盆地與山體的物質(zhì)循環(huán)和能量交換關(guān)系：盆地的沉降為沉積物填充提供了空間，山體的隆升與剝蝕為沉積物提供了物源，盆地與山體間的高程差則為沉積物搬運提供了動力.因此，可以通過研究盆山耦合關(guān)系去探討沉積盆地與造山帶的演化過程.碎屑顆粒裂變徑跡熱年代學(xué)方法正是研究盆山耦合關(guān)系的有效手段［12，44］.

碎屑顆粒裂變徑跡熱年代學(xué)是以沉積物中未重置的低封閉溫度礦物（鋯石、磷灰石等）顆粒為研究對象的一種熱年代學(xué)方法［44］.根據(jù)封閉溫度的概念，由于基巖區(qū)地表巖石先抬升到封閉溫度之上使得其碎屑顆粒裂變徑跡年齡較老，從地表向下碎屑顆粒年齡逐漸減??；而在基巖剝蝕沉積過程中，近地表的巖石先剝蝕并搬運到盆地中沉積，然后地表以下的巖石被順序剝露出地表并被剝蝕、沉積.由此可見，盆地下部沉積物是先被剝蝕而沉積的基巖區(qū)表層物質(zhì)，沉積物中未重置的碎屑顆粒記錄了較老的年齡；盆地上部沉積物是后剝蝕而沉積的基巖區(qū)下部物質(zhì)，碎屑顆粒記錄較新的年齡.然而盆地中沉積物碎屑為多源區(qū)混合物，即碎屑顆粒年齡為混合年齡.因此，需要通過高斯擬合等數(shù)學(xué)方法獲得最佳的顆粒年齡組分布才能得到有意義的年齡數(shù)據(jù).最年輕的峰年齡一般代表地層最大沉積年齡，可以用于研究基巖區(qū)的抬升剝蝕和盆地的沉降沉積的耦合關(guān)系.

2.4 斷裂活動時限測定

斷裂的活動會產(chǎn)生強(qiáng)壓和高溫，研究表明壓力對裂變徑跡穩(wěn)定性影響不大；但在高溫條件下，鋯石、磷灰石等礦物的裂變徑跡會發(fā)生退火作用而不能保留，只有當(dāng)冷卻到封閉溫度時才開始有徑跡保留.不同礦物封閉溫度不同，鋯石和磷灰石裂變徑跡封閉溫度為（210±40）℃和（100±20）℃，即完全退火溫度分別為250℃和120℃.這為探討斷裂活動時限奠定了理論基礎(chǔ)［14，45］.因此，可通過測定斷裂中破碎巖的磷灰石裂變徑跡年齡來確定斷裂最后一次強(qiáng)烈活動時限.

2.5 熱液成礦時代和期次研究

裂變徑跡熱年代學(xué)方法應(yīng)用于熱液成礦作用研究是一個新領(lǐng)域.熱液礦床的最大特點就是熱液流體對成礦地質(zhì)過程起主導(dǎo)作用，而流體性質(zhì)主要受控于熱演化過程.因此，可通過裂變徑跡熱年代學(xué)方法來恢復(fù)流體熱史，從而反映熱液成礦作用過程.一些學(xué)者［15-16］先后用這種方法對不同地區(qū)熱液礦床的成礦時代與期次等進(jìn)行了研究，取得了很好的成效.

3 研究展望

1）通過對裂變徑跡的形成機(jī)制和退火機(jī)制進(jìn)行深入系統(tǒng)的研究來探索更為合理而實用的裂變徑跡退火模型.

2）將裂變徑跡熱年代學(xué)方法與（U-Th）/He法等相結(jié)合形成統(tǒng)一的低溫?zé)崮甏鷮W(xué)定量評估技術(shù)并建立起地殼淺層巖石抬升、剝露和熱演化史模式.

3）裂變徑跡熱年代學(xué)方法已逐漸發(fā)展成為油氣成藏研究（包括成藏時間、成藏期次及油氣藏保存條件等方面）的有效方法之一.

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FISSION-TRACK THERMOCHRONOLOGY:Method,Application and Latest Progress

QIAO Jian-xin,ZHAO Hong-ge,WANG Hai-ran
（State Key Laboratory of Continental Dynamics/Department of Geology,Northwest University,Xi’an 710069,China）

1671-1947（2012）03-0308-05

P597

A

2012－03－21；

2012-05-03.編輯：李蘭英.

喬建新（1986—），男，在讀碩士研究生，從事盆地分析及油氣地質(zhì)研究，通信地址陜西省西安市太白北路229號，E-mail//qiaojianxin_zn@163.com