U-Pb同位素年代学(含作业).ppt

单击此处编辑母版标题样式,单击此处编辑母版文本样式,第二级,第三级,第四级,第五级,*,9.U-Th-Pb同位素,9.1、U、Th、Pb的地球化学,U、Th是锕系元素，,U、Th在自然界多以四价氧化态出现，其离子半径相近（U,4+,=0.105nm,Th,4+,=0.11nm），两者可以相互置换,在氧化条件下，U形成可溶于水的铀酰离子（UO,2,2,）而成为活动性元素,Th只呈四价氧化态，且一般不溶于水,从而在氧化条件下，U与Th发生分离,Pb在地球中分布很广，不仅作为U、Th的放射成因子体出现，而且还形成不含U、Th的独立矿物,Pb在岩石中呈微量元素。,在岩浆的产生和分异、热液作用、变质作用和风化作用等过程中，U/Pb和Th/Pb比值会发生改变,9.2、U、Th衰变系列,U有三个天然存在的同位素（均为放射性的），其丰度和衰变常数分别为:,238,U/,235,U=137.88,Th有6个天然存在的放射性同位素：,其中,232,Th,的丰度接近,100%,，衰变常数,232,=4.9475,10,-11,其它,5,个,Th,的同位素是,U,、,Th,衰变系列的短寿命放射性中间子体,母体,238,U、,235,U、,232,Th经过系列衰变最终分别转变为稳定的子体,206,Pb、,207,Pb、,208,Pb,Pb有4个天然存在的同位素，即除了以上三个放射成因的同位素以外，还有一个非放射成因的稳定同位素,204,Pb,由于,238,U、,235,U、,232,Th的半衰期比它们的子体的半衰期长得多，即其衰变常数比子体的衰变常数小得多，符合建立长期平衡的条件（见“衰变定律”一节）,经过数百万年以上的地质时代，并且矿物保持封闭体系，就能达到长期平衡状态:,N,1,1,=,N,2,2,=,N,3,3,N,n,n,，,即最终稳定子体的产率等于源头母体的衰变率，中间子体衰变过程可以忽略。,9.3、U-Pb等时线,方程两边除于非放射成因的稳定同位素,204,Pb，得到：,原则上，与Rb-Sr体系相似，上述方程可以用来构筑等时线图并用于对岩石定年,U-Pb和Th-Pb等时线的前提也与Rb-Sr体系相似,对U-Pb体系而言，还必须假定不存在,235,U裂变链，这种情况在自然界很少发生，但在中非加蓬共和国的奥克咯(Oklo)铀矿床的天然反应堆里出现。,如果所分析样品符合这些前提，则,238,U-,206,Pb、,235,U-,207,Pb、,232,Th-,208,Pb体系应该给出一致的年龄。,广东下庄仙石铀矿床沥青铀矿U-Pb等时线,（邓平等，2003）,81.2,7.7Ma,MSWD0.58,U-Pb isochron for Devonian corals from Ontario,Canada.Open symbols(open system behavior during recrystallization)were omitted from the regression.(After Smith and Farquhar,1989.),但是，由于在低级变质作用和表生风化作用中Pb、Th特别是U的活动性较大，因此硅酸盐岩石的U-Pb和Th-Pb体系很少保持封闭：,例如美国怀何明州的Granite Mountain岩基的全岩Th-Pb分析给出大致的等时线年龄为2.8Ga，但U-Pb等时线图显示U已大量丢失而无法给出年龄结果（Rosholt and Bartel,1969）,实际上，U、Th和Pb的活动性，使得U-Pb等时线定年受到很大的限制。,但由于,238,U和,235,U、,206,Pb和,207,Pb有一致的地球化学性质，因此有时即使已受扰动的体系也能给出年龄信息。发掘利用这种情况的有三种定年方法：,U-Pb锆石法,普通Pb法,方铅矿模式年龄法,9.4、U-Pb锆石法,如果某矿物在形成时含很高的U而不含Pb，则方程,206,Pb=,206,Pb,i,+,238,U(e,l,238,t,-1),207,Pb=,206,Pb,i,+,235,U(e,l,235,t,-1),可简化为：,206,Pb=,238,U(e,l,238,t,-1),207,Pb=,235,U(e,l,235,t,-1),测定该矿物的U含量、Pb同位素组成与Pb含量，从这两方程可以求得两个年龄数据。,如果这种矿物对U、Pb保持封闭，则这两个年龄数据一致，称为一致年龄。,方程可以看作一组以,t,为参数的参数方程，在,207,Pb*/,235,U（,x,轴）,206,Pb*/,238,U（,y,轴）坐标系中该参数方程组定义出一条曲线 concordia(一致曲线)(Wetherill,1956a),符合上述条件的矿物的一致年龄将位于该曲线上的某一点。,图9-5 U-Pb谐和图。显示了一致曲线和Pb丢失产生的不一致曲线,锆石形成时进入的其中的初始（普通）Pb在年龄计算中需要扣除，方法如下：,测定矿物中,204,Pb的量，结合全岩,206,Pb/,204,Pb、,207,Pb/,204,Pb比值，来估算进入锆石的初始,206,Pb、,207,Pb的量，并从锆石测定的,206,Pb、,207,Pb总量中扣除，从而获得放射成因铅（即,206,Pb*、,207,Pb*）。,式中*号代表放射成因铅,对于普通Pb含量很低的锆石，只要知道大致的年龄，通过一般的地球Pb演化模式（如Stacey and Kramers,1975提出的模式,见后述）计算，获得锆石形成时,206,Pb/,204,Pb、,207,Pb/,204,Pb比值，来估算普通Pb（初始,206,Pb、,207,Pb）的量进行扣除即可。,9.4.1 锆石Pb丢失模式,早期对富U矿物的定年工作很快发现，大多数样品给出不一致的,207,Pb/,235,U、,206,Pb/,238,U年龄。其原因被归结为Pb的丢失（Holmes,1954）。,此后，许多U-Pb定年工作致力于研究Pb丢失的机理以及对遭受Pb丢失样品的精确定年。,Ahrens（1955）发现采自津巴布韦的晶质铀矿和独居石给出不一致的年龄，但在谐和图上投点沿一直线分布（图），后来被称为不一致线（discordia）。Ahrens当时认为Pb的丢失是,Pb持续扩散,造成的。,Wetherill(1956)对图中的数据进行了另一种解释：认为不一致直线与一致曲线的,上交点代表矿物形成年龄,，,下交点代表了引起Pb丢失的热事件的年龄。,下交点年龄500Ma与作为热事件证据的锂云母Rb-Sr、K-Ar年龄相吻合。现称之为,Pb幕式丢失模式,。,Tilton(1960)对采自五个大陆的太古代地盾区的富U矿物的分析显示，其下交点都在600Ma。但是，缺乏600Ma时发生热事件的地质证据。因此他又提出了Pb持续扩散丢失模式。,Goldrich and Mudrey(1972)认为富U矿物中辐射损伤产生显微毛细管网，并为流体所充满，Pb扩散到这些毛细流体中。,当基底岩石抬升时，引起矿物膨胀，毛细流体被排出，导致Pb丢失，即所谓,膨胀模式,。采自北美的矿物下交点年龄与基底抬升时间相吻合，支持这一模式,此外，还有其它的模式（Kober,1987）。,实际上，蚀变锆石,Pb,丢失的确切机理在不同环境中可能是不同的。因此下交点年龄只有在有其它地质证据支持的情况下，才可被赋予年龄意义。,上交点年龄作为锆石形成年龄的解释则是确定可信的。,如果锆石数据投影点离上交点较远，则误差较大。为了获得较好的上交点精度，Krogh(1982)认为应在进行同位素分析之前，去除锆石中Pb丢失严重的部分：,方法一：用高通量磁铁进行分选，选出变生最弱的矿物颗粒。,方法二：在一个风力磨具中磨掉矿物的外层部分，该部分往往最富,U,，,因而变生也最严重，样品经这样处理后，分析数据的一致性大为提高。因此，后一种方法已成为“传统”（化学法）锆石定年的标准程序。,传统的锆石定年方法需要将许多颗（至少几颗）锆石一起溶解进行分析，这就有可能误把不同时期不同成因的锆石混在一起，这样所获得的年龄是一个没有确切地质含义的混合年龄,（Rogers et al.,1989）,。,与传统锆石定年方法相比，离子探针质谱（SIMS）分析（Froude et al.,1983），能够从一颗锆石上获得一个甚至多个年龄数据，从而可以探测可能存在的锆石结晶核和后期生长部分的不同年龄信息。,SIMS方法通过分析Pb同位素比值和U/Pb比值来定年，其数据处理方法与传统方法基本相同。,早期的激光探针-等离子质谱（LP-ICPMS）法通过分析单颗粒锆石的,207,Pb/,206,Pb比值获得年龄（Feng et al.,1993），其速度较快，精度相对较差，在研究沉积物源区方面尤其有用，而传统方法和SIMS方法的工作量太大。,9.4.2,锆石,207,Pb/,206,Pb年龄,对显生宙岩石进行U-Pb定年发现，独居石和锆石投点都在一致曲线附近，不能构成很好的不一致直线，这种情况下，只好假定,Pb的丢失是近期发生,的，即强令不一致线通过坐标原点。,从该不一致线斜率的倒数可以求得,207,Pb/,206,Pb年龄，,即为该直线（通过原点）的斜率，其倒数为：,因为方程,除于,(y),(x),137.88,该方程同时表示，假定所分析矿物中的Pb都是放射成因的，则从单个测定比值,207,Pb/,206,Pb即可求得一个年龄值。,137.88,除了上面提到的LP-ICPMS法分析,207,Pb/,206,Pb外，还有一种方法将锆石包裹在热电离灯丝上在质谱仪中直接蒸发电离来分析,207,Pb/,206,Pb（Kober,1986,1987）。,现代的激光-等离子质谱(LA-ICPMS)也能够测定锆石的,207,Pb/,206,Pb比值和Pb、U、Th含量，精度比SIMS差(激光束斑大、,235,U含量误差大）,9.5、普通（全岩）Pb-Pb 法,重新列出以前方程以下,：,让我们考虑一组具有,相同年龄和相同初始Pb同位素比值并保持封闭,的样品，由于它们的U/Pb比值不同，其Pb同位素按上述方程演化至今而具有不同的比值。,实际上，对符合上述条件的一组样品来说，由于,t,、(,206,Pb/,204,Pb),i,和(,207,Pb/,204,Pb),i,为常数，上述两方程在,206,Pb/,204,Pb(,x,轴),207,Pb/,204,Pb（,y,轴)坐标系中，是一组以U/Pb为参数的直线参数方程（其中,235,U/,238,U1/137.88，太阳系所有物质均为此常数）。直线的斜率恰好为上述两方程的商：,=b,因此，只要测定这样一组样品的,206,Pb/,204,Pb和,207,Pb/,204,Pb比值，在该坐标系中投影并拟合出直线和其斜率(b)，就可以根据上式用迭代法求出年龄,t,。而无须测定样品中U、Pb的含量。,该方法与U-Pb等时线法具有相同的前提，其优点在于：,(1)无须测定样品中U、Pb的含量，,(2)接近现代发生的U(Pb?)丢失事件（如近期风化淋漓）对该方法不造成严重影响（Rosholt and Bartel,1969）。,Patterson(1956)首次用该方法获得了3个石陨石和2个铁陨石的年龄为4.550.07Ga。,其中Canyon Diablo铁陨石中的FeS的放射成因Pb最低，且U/Pb比值很低（0.025），可以认为其形成至今，由U衰变产生的Pb对初始Pb同位素组成的影响甚微(Patterson,1956)。故代表了太阳系的原始Pb同位素组成地球Pb同位素演化基准。,一个被认为是整体地球Pb同位素组成最佳估计的现代大洋沉积物样品，其Pb同位素成分刚好落在该等时线上，而且其、Pb含量与Canyon Diablo铁陨石演化至今相吻合。,这一发现支持了地球与陨石具有相同的年龄和来源。因此该陨石等时线被称为地球年龄线。,Granite Mountain岩基,全岩Pb-Pb等时线年龄为2.8Ga,Th-Pb也给出大致年龄2.8Ga，（Rosholt&Bartel,1969）,瓮安陡山沱磷块岩Pb-Pb等时线（Chen et al.,2004）,Pb-Pb Dating black shale.Gauthier-Lafaye et al.,1996,Double-spike PbPb dating of carbonate rocks:examples from Neoproterozoic sequences in southern Africa,Folling et al.,2000 Chem Geol,9.6、(方铅矿)模式年龄,如上所述，不同的Pb同位素定年方法，是以不同的方式处理U的活动性问题。,在,U-,Pb,锆石定年中，选择一个对,U,保持很好的矿物，而该矿物对,Pb,的丢失可以进行模式化并进行矫正。,在普通,Pb-Pb,定年中，只要体系的大部分时间是封闭的，近期发生的,U,丢失是可以允许的。,在下述的模式年龄中，矿物相（方铅矿）不含U，因此就没有U丢失的问题。,由于在方铅矿中不存在衰变，因此我们不是直接测定矿物从现在往回推的年龄，而是测定体系自地球形成直到方铅矿形成（即方铅矿从该体系分离出来）的这段时间。,该方法由Holmes(1946)和Houtermans(1946)分别独立提出，故称为Holmes-Houtermans 模式或单阶段模式。该模式把地球体系Pb同位素看作是在一个单一阶段中演化的，方铅矿在某时刻从这个单阶段演化的体系中形成后，由于方铅矿不含，若方铅矿保持封闭，则它至今保持了形成那时刻体系的Pb同位素组成,得：,式中：,235,U/,204,Pb、,238,U/,204,Pb不是方铅矿本身、而是方铅矿,源区体系,的,现代,U/Pb同位素比值；,同理得：,N,N,i,e,t,D,*,N,i,(1e,t,),或,D,*,N(e,t,1),D,*,N,i,N,D,D,i,+D,*,根据下面的基本公式，用另外两种不同的推导方法同样也能得到上页公式。,现今,235,U/,238,U 已知（1/137.88）；,因方铅矿中无U，故上式中的(,207,Pb/,204,Pb),t,和(,206,Pb/,204,Pb),t,与现今比值相同；,T时（4.57Ga）的Pb同位素组成，是指太阳系星云Pb同位素组成或地球原始Pb同位素组成，可以用Canyon Diablo陨硫铁（CD）代表：,206,Pb/,204,Pb=9.307，,207,Pb/,204,Pb=10.294，,208,Pb/,204,Pb=29.476,（Tatsumoto et al.,1974）,对于来自同一源区（U/Pb相同）、不同时代（,t,不同）形成的方铅矿，方程,组成以,t,为参数的参数方程组，在,206,Pb/,204,Pb（,x,）,207,Pb/,204,Pb（,y,）坐标系中为一曲线（图），称为增长曲线。,图 Pb-Pb增长曲线图。显示某方铅矿现今的Pb同位素成分是在3000Ma前从整体地球储库中分离出来的(,m,=,238,U/,204,Pb),m1,m2,对于来自不同源区（U/Pb不同）、同时形成（,t,相同）的方铅矿：,上述方程组成以U/Pb为参数的参数方程组，在,206,Pb/,204,Pb（,x,）,207,Pb/,204,Pb（,y,）坐标系中为一通过Canyon Diablo陨硫铁点的直线(下图),m1,m2,这样的直线也称为“等时线”,此类“等时线”的斜率可用以下方程相除,得到：,一个矿区的方铅矿的Pb同位素往往并不构成线性分布，方铅矿模式年龄不是通过拟合直线获得斜率代入该方程求,t,，而是将测定的方铅矿Pb同位素组成直接代入该方程求得,t,。,请与9.5节“普通（全岩）Pb-Pb 法”公式比较,=b,但是，随着数据的增多，发现有些模式年龄明显是错误的：一些年龄为负值，一些年龄在地质上明显是不可能的，这两类被称为异常Pb。因此，方铅矿Holmes-Houtermans 模式年龄法作为定年方法不太可信。,这是因为：该模式假定方铅矿形成以前Pb同位素是在一个单阶段封闭体系中演化的，而许多实际地质条件不符合该前提。但是，方铅矿法有可能为地球Pb同位素演化提供有力的制约。,Stacey and Kramers(1975)提出了方铅矿源区经历地幔、地壳两阶段演化的模式:,4.57Ga,3.70Ga,t,0（现在）,地幔,m,1,7.2,地壳,m,2,9.7,m,1,CD,Given Pb,isotopes,比较,单阶段模式：,Parameters for the two-stage Pb evolution model,of Stacey and Kramers(1975),Time,Ga,206,/,204,Pb,初始值(37亿年),207,/,204,Pb初始值(37亿年),208,/,204,Pb初始值(37亿年),238,U/,204,Pb,现代值,232,Th/,204,Pb,现代值,Start,stage1,4.57,9.307,10.294,29.476,7.192,32.208,Start,stage2,3.70,11.152,12.998,31.230,9.735,36.837,Present,0,18.700,15.628,38.630,9.735,36.837,Doe and Zartman(1979)提出了上地壳、下地壳和地幔联合造山的Pb构造模式。这些模式更好地制约了地球Pb同位素的演化。,作业：根据ppt提供的数据构筑Stacey&Kramers（1975）的两阶段模式,