uhhe定年技術(shù)的研究進(jìn)展

uhhe定年技術(shù)的研究進(jìn)展

u和th輻射產(chǎn)生的四個(gè)采礦固井的可能性已經(jīng)被眾所周知。然而，很長一段時(shí)間（uth）-he固定格式的研究和應(yīng)用非常有限。究其原因,一是由于人們無法解釋偏低的(U_Th)/He年齡值;二是由于天然He在礦物中的含量很少超過n×10-4,當(dāng)時(shí)化學(xué)測試手段的測試精度限制了這一技術(shù)的發(fā)展。再加之U_Pb、Rb_Sr和K_Ar等可靠定年技術(shù)快速發(fā)展,使(U_Th)/He定年技術(shù)實(shí)際上處于停滯狀態(tài)。1963年Damon等提出樣品的(U_Th)/He年齡比樣品實(shí)際年齡小的原因是He的擴(kuò)散丟失。1987年Zeitler等研究認(rèn)為磷灰石He年齡可以解釋為通過較低溫度的冷卻年齡,因而可能提供巖石低溫冷卻歷史的重要信息,并且指出了(U_Th)/He放射性測年具有作為低溫溫度計(jì)的潛力,因此這項(xiàng)技術(shù)又引起了人們的極大興趣和關(guān)注。美國加州理工學(xué)院同位素研究室的Farley教授自1990年起一直致力于磷灰石(U_Th)/He定年技術(shù)的研究,并且做了大量的基礎(chǔ)工作(Farleyetal.,1996,2002;Farley,2000,2002)。目前磷灰石(U_Th)/He定年作為一種嚴(yán)格、定量的技術(shù)已經(jīng)廣泛應(yīng)用于低溫?zé)崮甏鷮W(xué)和低溫?zé)嵫莼难芯恐?。這一技術(shù)在國外的研究相對(duì)較多,許多相關(guān)研究單位都建立了(U_Th)/He熱年代學(xué)實(shí)驗(yàn)室,國內(nèi)卻對(duì)此研究較少,學(xué)術(shù)界對(duì)其關(guān)注不夠,更無(U_Th)/He熱年代學(xué)實(shí)驗(yàn)室建立,有關(guān)樣品的He年齡也都是在國外測試。本文擬對(duì)磷灰石(U_Th)/He定年技術(shù)的基本原理和方法、影響因素以及在地質(zhì)方面的應(yīng)用做必要的論述,力求使人們對(duì)這種方法有所了解,并以此引起更多的關(guān)注。1磷灰石中he的變化磷灰石(U_Th)/He定年技術(shù)的原理是根據(jù)磷灰石顆粒中U、Th衰變產(chǎn)生He發(fā)展而來的。通過測量磷灰石樣品中放射性He、U和Th的含量,就可以獲得(U_Th)/He的年齡。1.1t-1.2.2細(xì)胞系統(tǒng)的結(jié)構(gòu)方程4He原子核(α粒子)是由238U、235U和232Th的一系列衰變產(chǎn)生的。具體如下:實(shí)際上所有礦物的絕大部分放射性He均來自錒系元素的衰變。磷灰石中對(duì)He起主要貢獻(xiàn)的是238U、235U和232Th系列,因此He產(chǎn)生的基本方程(Farley,2002)為:4He=8238U[exp(λ238t)-1]+7(238U/137.88)[exp(λ235t)-1]+6232Th[exp(λ232t)-1](1)這里4He、U和Th均指測量的原子數(shù),t為放射性積累的時(shí)間或者He的年齡,λ238、λ235、λ232是238U、235U、232Th的衰變常數(shù)。U和Th前面的系數(shù)是每個(gè)衰變系列釋放的α粒子數(shù)目。(1/137.88)代表了現(xiàn)今的235U和238U比率(豐度之比)。這個(gè)方程成立的條件是在衰變鏈中所有的子體都處于永久平衡。對(duì)于大多數(shù)實(shí)際應(yīng)用來說這個(gè)條件成立,但是在某些情況下,例如對(duì)年輕火山巖定年時(shí),則必須考慮非永久平衡的影響。方程(1)假定在定年晶體中沒有原始4He的存在,大多數(shù)情況下這個(gè)假設(shè)也成立。由于大氣中He的含量非常低(只有5×10-6左右),因此在運(yùn)用(U_Th)/He定年時(shí)可忽略大氣中He的混入。但在有些情況下,流體包裹體會(huì)帶入地殼或地幔中的放射成因He,這對(duì)于He年齡有較大的影響。此外處于巖漿房中的晶體的不完全去氣也會(huì)對(duì)He定年產(chǎn)生影響。1.2測量u、th和he含量1.2.1其他樣品的測量加州理工學(xué)院同位素研究室最初就是采用雙樣品測量U、Th、He的含量。通過稀有氣體儀器(MAP215_50)上一份樣品的峰值來測量He的含量,而采用同位素稀釋熱離子質(zhì)譜對(duì)另外一等份樣品中U、Th含量進(jìn)行測量(Wolfetal.,1996a)。雙樣品測量方法一個(gè)嚴(yán)重的不足是每等份樣品的最小質(zhì)量限制。由于顆粒中U、Th含量不均一,所以每等份樣品必須足夠大才可以使每個(gè)顆粒中U、Th的差別達(dá)到均衡。對(duì)一給定樣品如果沒有仔細(xì)研究,那么就很難估計(jì)多大的樣品才能夠保證均一,一般每等份的樣品至少需要幾毫克。1.2.2樣品的預(yù)處理為了克服雙樣品法的不足而通過分析同一樣品中的母體和子體來測量U、Th、He的含量。單樣品技術(shù)的一個(gè)好處是不需要稱量樣品,把測量的子體/母體比值代入方程(1)可以直接得到年齡值。在加州理工學(xué)院,具體的技術(shù)細(xì)節(jié)如下:(1)手工挑選大小適合且沒有包體的磷灰石晶體。測量α輻射校正,并將樣品放進(jìn)一個(gè)不銹鋼的容器中,密封容器使其對(duì)顆粒密封但氣體可自由交換。(2)耐熱真空爐經(jīng)過抽氣、排氣后會(huì)形成一個(gè)本底,如果本底值很高就重復(fù)上面的操作。當(dāng)本底值達(dá)到要求后,把容器放入爐內(nèi)中在950℃下加熱20min。大量的實(shí)驗(yàn)表明這一時(shí)間-溫度組合足以去除小于200μm無包體的磷灰石顆粒中的所有氣體。把析出的氣體同已知含量為99%以上的3He進(jìn)行混合,然后采用保持在16K的低溫條件下的木炭進(jìn)行濃集。將提純后的He輸入四級(jí)質(zhì)譜儀,在靜態(tài)模式下對(duì)4He/3He比率進(jìn)行2min的測量,最后對(duì)所有的系統(tǒng)進(jìn)行抽氣。(3)對(duì)該樣品在950℃下再加熱20min,然后重復(fù)上面的測量步驟。實(shí)際測量中有一定包體氣體的析出,如果含有He那么將會(huì)干擾分析的結(jié)果。(4)He分析完后,把容器從爐子中取出并打開,檢查容器以確保所有的顆粒都在上面(偶爾會(huì)由于蓋子沒有焊接好或容器的變形而導(dǎo)致顆粒的丟失)。顆粒丟失會(huì)影響年齡值,因?yàn)闇y量母體含量的樣品小于子體而導(dǎo)致年齡值偏高。之后將顆粒移入聚四氟乙烯槽中。(5)將磷灰石溶解于濃硝酸中,與已知含量的230Th和235U混合,用水稀釋到預(yù)期的體積(通常為2mL)。將溶液在90℃下加熱1h以上以確保完全溶解和樣品混合均勻。然后用等離子質(zhì)譜直接測量Th和U的比率。1.2.3多顆粒he的提取目前由于采用了激光技術(shù),所以測量樣品中He含量非常方便迅速。具體的技術(shù)細(xì)節(jié)與單樣品法類似,不同的是采用激光加熱樣品來提取He。將單顆?；蛘叨囝w粒樣品放入金屬箔容器中用CO2激光加熱,條件是1200~1500℃,2~3min。然后用四極質(zhì)譜計(jì)對(duì)收集的He進(jìn)行測量(Stuart,1999)。U、Th的含量可通過ICP_MS儀器對(duì)229Th和233U進(jìn)行同位素稀釋測量。采用激光加熱樣品的一個(gè)潛在問題是可能會(huì)造成U、Th的蒸發(fā)丟失,所以在實(shí)驗(yàn)時(shí)必須注意這一問題。1.3熱歷史的模擬首先要明確磷灰石He年齡是樣品在較低溫度(40~85℃)的冷卻年齡,而不是結(jié)晶年齡(極快速冷卻的火山巖樣品除外)。解釋He年齡的最簡單方法是給出樣品的t_T軌跡。Wolf等(1998)提出了一個(gè)可以給出任意t_T軌跡和測量擴(kuò)散率參數(shù)的數(shù)值導(dǎo)向模型。Farley教授提供的軟件可以對(duì)任何輸入的熱歷史以及任何半徑的顆粒進(jìn)行磷灰石(U_Th)/He年齡模擬(Farley,2002)。通過對(duì)不同熱歷史的模擬年齡與實(shí)際測量的He年齡的比較,能夠給出樣品可能經(jīng)歷的熱歷史。由于磷灰石(U_Th)/He定年方法還未成熟,所以在對(duì)獲得的He年齡進(jìn)行地質(zhì)解釋時(shí),最好與其他定年方法如裂變徑跡或Ar/Ar等測年相結(jié)合,并考慮實(shí)際的地質(zhì)情況。2破壞uth/he定年封閉體系的外因磷灰石(U_Th)/He定年體系是一個(gè)封閉體系,理想情況下礦物晶體中的He全部來自U、Th放射性同位素的衰變,既無繼承He也無He的丟失。任何破壞(U_Th)/He定年封閉體系的因素均會(huì)影響該年齡值的準(zhǔn)確性。破壞(U_Th)/He定年封閉體系的外因主要有構(gòu)造活動(dòng)、巖漿作用、熱作用等,而α粒子的運(yùn)移距離、He的擴(kuò)散行為、粒徑和礦物包體等為其主要內(nèi)因。本文主要就其內(nèi)部影響因素進(jìn)行討論。2.1磷灰石晶體的晶體結(jié)構(gòu)變化磷灰石礦物顆粒中U、Th衰變釋放的α粒子具有很大的動(dòng)能,這種動(dòng)能使α粒子在晶體中的運(yùn)移距離可達(dá)數(shù)十微米,結(jié)果導(dǎo)致母體和子體在空間上相對(duì)分離。礦物中母體含量分布不均勻必然會(huì)導(dǎo)致不均一的He年齡。人們定義α粒子從母體開始運(yùn)移點(diǎn)到運(yùn)移停止并重新定位點(diǎn)的直線距離為α停止距離(吳塹虹等,2002),這種停止距離一般為12~34μm(Farleyetal.,1996)。由此可見,α停止距離和礦物的粒徑與He的丟失關(guān)系密切,所以在挑選礦物時(shí)必須考慮礦物的粒徑(Reinersetal.,2001)。假設(shè)α粒子停留在以母體為中心、半徑等于停止距離的球面上,則圖1a表示了磷灰石晶體上α衰變的3種結(jié)果。若母體所處的位置離晶體邊緣的距離大于停止距離,那么無論α粒子的方向如何它都會(huì)保留在晶體的內(nèi)部。當(dāng)母體距離邊緣的距離在一個(gè)停止距離以內(nèi),那么α粒子就有可能射出晶體。如果母體臨近顆粒的邊緣,則α粒子射出的幾率會(huì)增加(圖1b)。晶體外部發(fā)生的衰變,也可能使一部分α粒子從外部進(jìn)入所研究的晶體中從而影響He的測定。這種現(xiàn)象一般只發(fā)生在距晶體最外層表面約20μm左右的地方,所以一個(gè)簡單的解決方法是用化學(xué)方法或機(jī)械方法除去定年顆粒的最外層。因?yàn)轭w粒的邊緣是He擴(kuò)散丟失的位置,因此擴(kuò)散運(yùn)移的結(jié)果使得顆粒邊緣的He濃度比內(nèi)部的低。對(duì)于一些實(shí)際應(yīng)用,例如對(duì)快速冷卻礦物(來自火山碎屑)的定年,或者對(duì)擴(kuò)散梯度大于α射出或加入的距離的大顆粒來說,這種方法也許很適合,但是當(dāng)擴(kuò)散和α射出的邊界重合時(shí),去除最外層的表面一般會(huì)導(dǎo)致錯(cuò)誤的年齡。Farley等(1996)在測量顆粒大小和形狀的基礎(chǔ)上提出了一個(gè)定量模型來校正由于較長的α停止距離導(dǎo)致的He年齡偏差。在這個(gè)模型中用FT參數(shù)來校正α射出效應(yīng)。FT參數(shù)是晶體表面與體積比(設(shè)為β)和α粒子停止距離的函數(shù)(FT=1+a1β+a2β2),其校正值介于0.65~0.85之間,磷灰石典型的六方棱柱的FT值為0.75(Farleyetal.,2000)。對(duì)于尺寸較小的顆粒,FT隨著顆粒的減小而急劇變化,FT的誤差也隨之增大。這種校正α射出效應(yīng)模型的最大問題在于假設(shè)母體具有均一的分布,帶狀晶體就打破了這種假設(shè)。礦物中U、Th分帶對(duì)He定年的影響程度還未徹底查明。2.2阿侖尼烏斯關(guān)系式磷灰石中的he擴(kuò)散磷灰石顆粒中He的保留特性對(duì)熱年代學(xué)和一定程度上的絕對(duì)定年都是非常重要的。眾所周知,He不能保存在石英、砂巖和云母中,所以這些巖石沒有明顯的潛力進(jìn)行任何形式的He定年研究。但是,He可以保留在磷灰石、橄欖巖、輝石、閃石、石榴石、未變質(zhì)鋯石、未變質(zhì)榍石、磁鐵礦、赤鐵礦和可能的玄武玻璃中。因此磷灰石礦物顆粒中He的擴(kuò)散行為對(duì)(U_Th)/He定年也有重要的影響。人們可通過穩(wěn)定加熱法和分步升溫法,并采用限定阿侖尼烏斯關(guān)系式的參數(shù)來研究磷灰石中He的擴(kuò)散行為(Farley,2002):D/a2=D0/a2e-Ea/RT(2)這里,D為擴(kuò)散率,D0是溫度無限高時(shí)的擴(kuò)散率,Ea是活化能,R為氣體常數(shù),T為開氏溫度,a為擴(kuò)散區(qū)域的半徑。杜蘭戈(Durango)磷灰石(一種普通的“標(biāo)準(zhǔn)”磷灰石,Youngetal.,1969)以及其他類型磷灰石中的He擴(kuò)散均服從阿侖尼烏斯關(guān)系式(方程2),說明磷灰石中He的擴(kuò)散至少在溫度小于300℃時(shí)具有單一的熱活性體積擴(kuò)散過程。高精確的實(shí)驗(yàn)表明,磷灰石He擴(kuò)散的活化能介于32~38kcal/mol之間。在杜蘭戈磷灰石中,擴(kuò)散區(qū)域就是顆粒本身,擴(kuò)散率D隨顆粒半徑的大小而變化。由于杜蘭戈磷灰石中He的擴(kuò)散是各向同性的,因此擴(kuò)散的相關(guān)尺寸就是棱柱的半徑即He擴(kuò)散丟失的最短路徑。精確的觀察表明,半徑為80~90μm的磷灰石其封閉溫度為70℃。如上所述,α粒子射出效應(yīng)影響He的濃度特征從而使封閉溫度有些偏高(Farley,2002)。Wolf等(1996b)、Warnock等(1997)以及House等(1999)的研究工作證實(shí)了He部分保留區(qū)(HeliumPartialRetentionZone,HePRZ)的存在。He部分保留區(qū)的位置取決于地殼的熱歷史,但是一般位于40~80℃,對(duì)應(yīng)的地表深度為1~3km(Wolfetal.,1998;圖2)。Stockli等(2000)證實(shí)了外推實(shí)驗(yàn)數(shù)據(jù)的正確性,他們在加州白山一個(gè)快速剝蝕的地塊中發(fā)現(xiàn)了一個(gè)界限十分明顯的He的部分保留區(qū),位于同樣界限明顯的磷灰石裂變徑跡部分退火帶之上。He的部分保留區(qū)預(yù)示了在這種地溫梯度下,用實(shí)驗(yàn)數(shù)據(jù)外推的結(jié)果與觀察的結(jié)果相當(dāng)一致。這些研究強(qiáng)有力地證明,對(duì)目前研究的大多數(shù)磷灰石來說實(shí)驗(yàn)數(shù)據(jù)足以描述He的擴(kuò)散特征。然而確立這些數(shù)據(jù)的普遍性和化學(xué)替代以及缺陷對(duì)擴(kuò)散率產(chǎn)生的可能效應(yīng),需要做進(jìn)一步的工作,所以在將實(shí)驗(yàn)數(shù)據(jù)外推時(shí)還應(yīng)十分小心。2.3磷灰石包體的篩選磷灰石He定年的另一個(gè)困難是定年礦物中往往有許多U、Th含量很高的小包體,造成顆粒中He過剩從而使年齡值偏大。這個(gè)問題是Lippolt等(1994)首先提出來的,House等(1997)對(duì)此做了進(jìn)一步的闡述。大多數(shù)包體為鋯石或磷灰石,也有獨(dú)居石、磷釔礦、金紅石等其他礦物包體,但當(dāng)這些包體所含的U、Th含量較低時(shí)不會(huì)造成很大的影響。許多情況下磷灰石中的包體在挑選過程中可以被發(fā)現(xiàn)和排除掉。在加州理工學(xué)院同位素實(shí)驗(yàn)室,磷灰石顆粒是在120倍的雙目顯微鏡下采用透射光和正交偏光挑選的。當(dāng)磷灰石消光時(shí)即使是很小的礦物包體如鋯石也很明顯,在某些情況下整個(gè)顆粒幾乎全是包體,這些顆粒在分析之前是很容易被排除的。只有當(dāng)包體方向與c軸平行,并且與磷灰石主礦物同時(shí)消光時(shí),這些包體就很難被發(fā)現(xiàn)和排除。因?yàn)镠e的含量對(duì)(U_Th)/He定年技術(shù)的影響很大,因此在挑選礦物顆粒時(shí)盡可能避免礦物包體。3磷灰石he年齡與海拔的關(guān)系磷灰石(U_Th)/He定年技術(shù)有效地記錄了樣品經(jīng)歷較低溫度范圍(40~85℃)的時(shí)代與溫度信息,即地質(zhì)熱歷史。同其他技術(shù),例如裂變徑跡方法相比,磷灰石He年齡與海拔的關(guān)系特征能夠更嚴(yán)格地限定冷卻歷史(Wolfetal.,1998)。將磷灰石He年齡同其他方法,例如長石Ar/Ar多微區(qū)熱年代法(Loveraetal.,1989)和裂變徑跡技術(shù)(Gallagher,1995)相結(jié)合,可得到比以前更為詳細(xì)和準(zhǔn)確的冷卻歷史,如上地殼的低溫?zé)釟v史、地質(zhì)事件發(fā)生的時(shí)代以及地殼的運(yùn)動(dòng)速率。3.1新生代剝蝕作用磷灰石(U_Th)/He定年技術(shù)既可以反映時(shí)代很新的地質(zhì)體,也可以約束時(shí)代較老的地質(zhì)體最后一次熱事件發(fā)生的時(shí)間,結(jié)合其他封閉溫度較高的同位素定年體系,還可以進(jìn)行系統(tǒng)的熱演化分析。Reiners等(2003)測得大別山山脈核部的磷灰石(U_Th)/He年齡為33~38Ma,并推測該區(qū)新生代的剝蝕作用可能是35~40Ma印度-亞洲板塊碰撞的遠(yuǎn)場效應(yīng)。Spotila等(2001)從加州南部SanGorgonioPass的圣安第斯斷裂帶兩盤之間快速剝蝕的地殼碎裂物中,得到精度為100ka(2_σ)的He年齡為1.5Ma左右。在1km垂直斷面上,8個(gè)樣品的He年齡值為1.39±0.10Ma(2_σ)到1.64±0.11Ma。這些高精度年齡值不僅約束了碎裂物快速剝蝕發(fā)生的時(shí)代,而且也相對(duì)嚴(yán)格地限定了剝蝕的速率。Stockli等(2000)在加州東部的白山地區(qū)測得深成巖中無包體磷灰石(U_Th)/He年齡為50~55Ma左右,并且He年齡隨著構(gòu)造古深度增加從55Ma下降到幾個(gè)Ma,這正好與He部分保留區(qū)的剝蝕深度相對(duì)應(yīng)。這種對(duì)應(yīng)模式證明了快速剝蝕發(fā)生的時(shí)間是11Ma左右。3.2熱史恢復(fù)的預(yù)測和年齡一致性Green等(2003)對(duì)奧特威(Otway)盆地7個(gè)測井地區(qū)晚中新世抬升和He有效擴(kuò)散機(jī)制進(jìn)行(U_Th)/He研究,并結(jié)合AFTA和鏡質(zhì)體反射率的新資料,認(rèn)為7個(gè)測井的詳細(xì)熱史恢復(fù)為研究區(qū)提供了一個(gè)更為嚴(yán)格的熱史框架,其預(yù)測和實(shí)測年齡一致性非常高。這同時(shí)說明在實(shí)驗(yàn)條件下He的擴(kuò)散行為可以明確地外推到地質(zhì)條件下,這些外推結(jié)果證實(shí)Otway盆地的絕大部分都經(jīng)歷了從10Ma左右開始的晚第三紀(jì)沉積。這與晚中新世通過澳大利亞東南部不一致沉積的認(rèn)識(shí)高度一致,最近的同位素地質(zhì)證據(jù)表明它代表了一個(gè)主要的剝蝕期。磷灰石(U_Th)/He方法提高了定年的精確性和古熱史量級(jí),這對(duì)確定構(gòu)造形成后石油生成的時(shí)代以及更加有效的勘探均有很重要的意義。3.3冷卻歷史的探討Reiners等(2003)對(duì)我國大別山構(gòu)造帶的演化進(jìn)行了磷灰石和鋯石的(U_Th)/He定年研究。大別山構(gòu)造帶在三疊紀(jì)發(fā)生了中朝克拉通的碰撞,早中白堊紀(jì)又經(jīng)歷了擴(kuò)張和巖漿活動(dòng)。新生代的剝蝕到底是由什么原因造成的,Reiners等通過對(duì)該地區(qū)磷灰石和鋯石的He年齡研究得出:鋯石年齡(封閉溫度為200℃左右)記錄了早白堊世(外側(cè))、中白堊世(核部)時(shí)期通過200℃的冷卻歷史,這與鉀長石40Ar/39Ar的模式年齡一致。在山脈的核部,磷灰石He年齡(封閉溫度為70℃)為33~38Ma,明顯反映了與之不同并且非常晚的冷卻事件。這也許是35~40Ma左右印度克拉通和亞洲克拉通碰撞的場效應(yīng)的結(jié)果。這些數(shù)據(jù)表明這種碰撞能