鋯石U-Pb同位素測年原理及應用

王海然，趙紅格，喬建新，高少華

（西北大學大陸動力學國家重點實驗室/地質學系，陜西西安710069）

同位素地質年代學已經成為探索地質體時、空演化及大陸動力學等問題的基礎工具［1］.同位素測年方法最常用的是副礦物U-Pb定年方法.鋯石是自然界中廣泛存在的一種副礦物，普遍存在于各種巖石中，包括沉積巖、巖漿巖和各種變質巖.鋯石U-Pb年齡與其形成溫度、微量元素和Hf-O同位素等結合，為確定地質作用的時空演化提供了重要的地化參數.

1 鋯石U-Pb體系基本原理

在封閉體系中，巖石、礦物就像一座天然的時鐘一樣，按照放射性衰變的定律，母體衰減，子體積累，不斷地記錄下時間參數，這就是同位素地質年齡測定的基本原理.據此原理，給出同位素地質年齡測定的基本公式：

式中λ為衰變常數；D為累積的子體量；N為現在的母體量；t為至今的時間.

鋯石中含有長周期的放射性元素U和Th，對UTu-Pb系統有極高的封閉溫度（>900℃）及較低的普通鉛含量而成為理想的定年首選對象.另外，鋯石以其在自然界中存在的普遍性、化學成分的多樣性以及經受各種物理化學作用而基本不變的耐久性等特點而成為最適合進行U-Pb同位素定年的礦物之一.

U主要由兩種放射性同位素235U和238U組成，這些放射性同位素衰變成Pb同位素，其衰變規律為［2］：

這兩個系列中沒有一個同位素出現在兩個不同的系列中，即每一衰變系列最終僅產生一種特定的Pb同位素.根據方式衰變定律，放射成因Pb的增長方程式是：

其中，206Pb*和207Pb*表示放射成因的Pb同位素；t表示礦物結晶年齡，即U-Pb自成為封閉體系以來至今所經歷的時間；λ8和λ5表示238U和235U的衰變常數.

一個含U的巖石或礦物，當它們從巖漿中結晶出來時，與U同時進入礦物晶格或多或少會有一部分初始鉛.現在測定單位重量中206Pb和207Pb的總原子數，應該是這部分初始鉛與子礦物結晶以來，由礦物中U衰變所產生放射成因鉛之和.

用下標p表示單位重量樣品中Pb的總原子數（即實測原子數），i表示初始鉛的原子數，那么從上式可得：

204Pb是唯一非放射性成因的鉛同位素，方程式兩邊同除以204Pb經變化得U-Pb年齡公式：

另外，運算過程中還可以得到207Pb/206Pb年齡計算公式：

綜上，U-Pb法的一個重要特點即測定一個樣品可以同時獲得t206/238、t207/235、t207/2063個年齡,這3個年齡應該在誤差范圍內一致,可以彼此驗證.而測定207Pb/206Pb年齡，只需測定Pb同位素組成，而不需要測U、Pb濃度.

2 不同成因鋯石的特征

2.1 內部結構

巖漿鋯石是指直接從巖漿中結晶形成的鋯石.一般鋯石自形程度較高，雙目鏡下無色透明，有時帶淡黃、淡褐色或淡紫色.巖漿鋯石一般具有特征的巖漿振蕩環帶，在BSE圖像、CL圖像上可見明顯的巖漿振蕩生長環帶或韻律環帶結構，這是巖漿成分呈韻律性振蕩變化造成的結晶環境的規律性變化，這種細密的韻律環帶的寬度通常只有幾個微米［3］.振蕩環帶的寬度可能與鋯石結晶時巖漿的溫度及鋯石寄主巖石的成分有關.高溫條件下形成中基性巖漿巖，微量元素擴散快，通常形成的結晶環帶較寬（如輝長巖中的鋯石）.而在相對低溫的條件下形成酸性巖漿巖，微量元素的擴散速度慢，一般形成較窄的巖漿環帶（如I型和S型花崗巖中的鋯石）.巖漿鋯石中還可能出現扇形分帶結構，它是由于鋯石結晶時外部環境的變化導致各晶面的生長速率不一致造成的［4］.部分地幔巖石中鋯石的特征表現為無分帶或弱分帶.

變質鋯石是指在變質作用過程中形成的鋯石.在雙目鏡下，變質鋯石呈粒狀，表面光潔、清晰［5］.變質鋯石的內部結構，情況比較復雜，一般具有無分帶、弱分帶、云霧狀分帶、扇形分帶、冷杉葉狀分帶、面狀分帶、斑雜狀分帶、海綿狀分帶和流動狀分帶等復雜的結構類型［6］.典型的變質鋯石最顯著特征是由眾多的晶面組成，包括渾圓粒狀、橢圓粒狀及長粒狀等形態的鋯石.在一些鋯石中還可觀察到明顯的壓痕.變質鋯石常具圓滑的外形，這是由于多晶面所造成的假象.此類鋯石以往被誤認為是受磨損的或受變質溶蝕的沉積鋯石.研究表明，多晶面和壓痕是變質鋯石基本特征之一，晶面小而平直，但并非機械磨損和變質溶蝕所造成［7］.

2.2 地球化學特征

鋯石常量和微量元素地球化學特征可用來研究鋯石的成因.巖漿成因鋯石成分變化總的趨勢：ZrO2含量及ZrO2/HfO2的值從晶體核部至邊緣呈降低趨勢，而HfO2、UO2+ThO2含量升高，拉曼光譜吸收峰強度呈減弱特征［8］，變質成因鋯石恰與巖漿鋯石相反.不同成因鋯石的Th、U含量及Th/U值不同.通常，巖漿鋯石的Th、U含量較高，Th/U值較大(一般大于0.4）；變質鋯石的 Th、U 含量低、Th/U 值小（一般小于 0.1）［9］.但判別巖漿鋯石和變質鋯石不能僅依據鋯石的Th/U比值，一些巖漿鋯石具有非常低的Th/U比值［10］，變質增生鋯石中也存在Th/U比值高達0.7的情況［11］.因此，用Th/U值區別巖漿和變質成因的鋯石還需結合其他指標.

巖漿鋯石的微量元素特征可以用來判斷其寄主巖石類型.從基性到中性至酸性巖中ZrO2/HfO2值下降，從超基性巖到基性巖到中性巖至酸性巖Th、U含量上升［12］.Belousova［13］等對大量的巖漿鋯石進行了微量元素分析，認為從超基性巖→基性巖→花崗巖，巖漿鋯石中的微量元素含量總體呈增長趨勢.巖漿鋯石含有較高的REE含量和陡立的HREE富集模型［14］.而變質重結晶鋯石比巖漿鋯石具有更陡直的重稀土富集模型，原因在于輕稀土元素較重稀土元素有較大的離子半徑而更容易在變質重結晶過程中從鋯石晶格中排除出來［15］.對于具有核幔結構的變質增生鋯石，其重稀土富集程度較低［16］.巖漿鋯石具有明顯的負Eu異常，形成于有熔體出現的變質鋯石具有與巖漿鋯石類似的特征：富 U、Y、Hf、P；REE 配分模式陡；正 Ce異常、負Eu異常［13］.麻粒巖相變質鋯石一般具有HREE相對虧損和明顯的Eu負異常特征［17］.角閃巖相變質增生鋯石具有HREE相對富集和Eu負異常明顯的特征［18］.榴輝巖相變質鋯石具有HREE相對虧損、無明顯Eu負異常和較低的Nb、Ta含量和Nb/Ta比值等特征［9］.來源不同的鋯石具有明顯不同的微量元素分布特征，因此通過對鋯石中微量元素分布特征來反演源區較為有效.

鋯石成巖的復雜性決定了單獨使用任何一種判別指標都不可能準確判定其成因類型.研究中要正確區分不同成因的鋯石，須將鋯石的晶型、內部結構特征和痕量元素等結合起來進行綜合判斷，進而得出正確的鋯石U-Pb年齡的地質解釋.

2.3 微區原位測試技術U-Pb年齡

原位分析測試技術的快速發展，是鋯石等副礦物在地學中廣泛應用的有力支柱.目前，被廣泛應用的微區原位測試技術主要有同位素稀釋－熱電離質譜法（以下簡稱ID-TIMS法）、二次離子質譜法（以下簡稱SIMS法）、激光燒蝕－電感耦合等離子體質譜法（以下簡稱LA-ICPMS法）.

2.3.1 TIMS稀釋法

鋯石TIMS同位素稀釋法是20世紀80年代發展起來的.該方法要點是［19］：用化學方法（通常用氫氟酸、鹽酸和硝酸等化學試劑）將待測礦物在適當的溫壓條件下溶解.礦物溶解后，將U和Pb用離子交換色譜分別從樣品溶液中分離出來，然后通過熱電離質譜儀進行U和Pb的相關測定，經計算可得礦物的U-Pb同位素年齡.隨著測年技術的不斷提高，所用鋯石從幾百毫克降至毫克級，甚至可對單顆粒鋯石進行測年.利用ID-TIMS法進行礦物U-Pb同位素測年的優點：單次測定的精度較高，可分辨十分相近的同位素年齡；可測定的礦物年齡范圍廣（從中生代到太古宙），并且不需要相應的標準礦物作校正，避免了尋找和制備標準礦物的困難.其不足是［20］：對實驗室的要求高，專業性強，處理程序比較繁雜，費時費力，成本很高；無法進行礦物的微區原位U-Pb同位素年齡測定.

2.3.2 離子探針

離子探針（SHRIMP），是目前國內外測定鋯石U-Pb年齡的最高水平，可用于礦物稀土元素、同位素的微區原位測試.SHRIMP技術是目前微區原位測試技術中最先進且精確度最高的測年方法，具有高靈敏度、高空間分辨率（對U、Th含量較高的鋯石測年，束斑直徑可達到8 μm）、對樣品破壞小等特點（束斑直徑10～50 μm，剝蝕深度小于 5 μm）.不足之處是購置費用昂貴、分析速度較慢和成本較高，特別是在多元素分析時需要的測定時間更長［21］.

2.3.3 激光探針

激光剝蝕微探針-感應耦合等離子體質譜分析法（LAM-ICPMS），即激光探針技術可實現對固體樣品微區點常量元素、微量元素和同位素成分的原位測定.近年來，隨著激光剝蝕技術的發展和ICP-MS儀器測試精度的提高，使得激光等離子體質譜（LAICP-MS）定年方法廣泛應用于各種鋯石U-Pb同位素定年.該技術具有原位、實時、快速的分析優勢和靈敏度高、空間分辨率較好的特點.對成因關系清楚的鋯石進行原位分析，實現了原地原位測年.可以以最低的費用產出最大量的數據，LA-ICPMS分析方法尤其適合于厘定構造親緣關系的碎屑鋯石研究.該方法的缺陷是測定過程中燒蝕掉的樣品多，對樣品有嚴重的破壞性，無法對測試結果進行重現性檢測.另外U-Pb測年精度較低，影響因素主要來自于同位素分餾和質量歧視［22］.

3 鋯石年齡的地質意義

3.1 諧和曲線

礦物形成后，若其U-Pb同位素體系保持封閉，則其206Pb*/238U和207Pb*/235U將給出諧和的年齡t，即經歷了一定的衰變過程后，由礦物的兩組Pb/U比值將計算出相同的年齡.當把一系列這樣的樣品，表示在206Pb/238U-207Pb/235U直角坐標圖上時，可以得到一條Pb/U同位素比值隨時間而變化的單調曲線.該曲線稱為一致曲線或諧和曲線，該圖示方法稱諧和曲線圖.若自然界樣品自形成以來其U-Pb同位素體系保持了封閉，樣品的206Pb*/238U和207Pb*/235U比值將落在諧和曲線上，其對應的年齡稱諧和年齡.

3.2 不一致線

若礦物在形成后的某一時期（t1）遭受某地質事件擾動（如變質作用、熱液活動、風化作用等），發生了鉛的丟失或鈾的加入，則樣品所測206Pb*/238U和207Pb*/235U年齡就不一致.此時，把同一物源、同結晶年齡，并遭受同一次后期地質作用而發生不同鉛丟失、鈾的加入或鈾的丟失的各鋯石數據點投在206Pb*/238U-207Pb*/235U坐標上，將擬合成一條直線，此直線稱為不一致線.不一致線與一致曲線有2個交點，兩者有不同的地質意義.

3.2.1 上交點年齡

上交點年齡一般代表礦物結晶的年齡，而根據不同巖石類型，還應有更進一步的含義.對變質巖來說，當被測鋯石為殘留鋯石時，如果變質巖石為正變質巖，那么上交點年齡反映的是原生巖漿巖侵入（位）或噴發作用年齡；如果變質巖為副變質巖，上交點年齡則代表這些沉積物質的源區年齡.當被測鋯石為變質成因鋯石時，上交點年齡一般是變質作用歷史上最強一次前進變質作用發生的時間.

3.2.2 下交點年齡

從蝕變鋯石中丟失鉛的確切機制事實上在不同的環境中可能是不同的.因此，可得出U-Pb鋯石不一致線的下交點年齡，如果它得到其他地質證據的支持才具真實的年齡意義.下交點地質年齡的意義，依靠多種模式解釋［2］.幕地質事件模式中下交點為巖體形成后一次幕地質事件發生的時間，或鋯石重結晶的年齡.混合模式解釋下交點年齡為花崗巖侵入年齡或火山巖噴發年齡.膨脹模式認為下交點年齡代表地殼上升隆起及遭受剝蝕的時間.低溫退火模式和蝕變模式中下交點年齡無地質意義.連續擴散模式無下交點.

4 應用

目前該方法絕大多數以火成巖中的鋯石為測試對象，測定火成巖的年齡，為區域構造巖漿活動提供年代信息［23-24］.火成巖中耐熔的繼承鋯石可以保持U-Pb同位素體系和REE的封閉，從而可以包含關于深部地殼和花崗巖來源的重要信息，可用于基底性質的示蹤.

沉積巖中找到的鋯石，通常源于碎屑.碎屑鋯石地質年代學也為盆地沉積物源分析和構造劃分提供了依據.碎屑鋯石為古老大陸地殼提供了證據.Wilde［25］等給出最古老的碎屑鋯石年齡為（4.408±0.008)Ga，說明4.4 Ga之前就可能有大陸地殼和海洋的存在.碎屑沉積巖，尤其粒碎屑沉積是對源區物質的有效平均.碎屑沉積巖所含的鋯石多數是巖漿成因的［26］.這些鋯石可能來自不同年齡和不同地質單元，因此測定一定數量的單個鋯石晶體，或者至少測定晶形、顏色相同的同一類型的鋯石，才能得出具有地質意義的年代資料.理論證明：對于碎屑巖中所含鋯石進行U-Pb定年，測定顆粒數至少達117顆，并對不同年齡組的含量進行統計［27］.碎屑鋯石的年齡譜系和群組特征給出了碎屑沉積物基本親緣關系的重要制約，從而可以建立起沉積物與物源區的沉積學聯系，能有效地示蹤源區背景、性質，能獲取盆地沉降與重要熱構造事件之間的內在聯系.雖然U-Pb年齡譜在提取沉積物年齡信息，判斷源區方面具有其明顯的優勢，但它所反映的主要是鋯石的形成年齡（鋯石U-Pb體系封閉溫度約為900℃），因此對再沉積鋯石年齡的解釋和示蹤便存在不足.所以，需要結合其他示蹤方法，解決相應的地質問題.

綜上所述，鋯石U-Pb同位素定年是地質研究中一種強有力的工具，通過對它的形態學研究、微區原位定年及地球化學的討論研究，可以確定其母巖形成年齡和成因及重要的地質演化事件.另外，根據沉積巖碎屑鋯石年齡分布確定碎屑沉積巖物質來源、沉積時代和形成的構造環境，也已成為研究熱點.因此，在科研和生產工作中掌握和應用鋯石研究原理和工作方法，關注這一科學領域的進展具有重要意義.

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