锆石测年基本原理(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：

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