[理学]u-pb定年方法概论.ppt

铀和钍的地球化学（一） 还原条件，二者具有类似的地球化学性质，四价氧化态，类质同像替代。 氧化条件下，铀构成双氧铀（UO2+2），正六价，溶于水；钍只成四价，其化合物一般不溶于水，分离。 可地浸砂岩型铀矿：产于疏松透水砂岩层中，可以用地浸法开采的铀矿床。它属于水成后生铀矿，是以含氧含铀的地下水作为成矿溶液，在渗透性砂岩层中渗滤，在具有铀还原剂的情况下沉淀形成。 土壤天然热释光测量 土壤天然热释光测量是基于土壤矿物晶体能够累积天然辐射场的原理，通过取样测量土壤样品热释光强度进行找矿的方法 该方法在可地浸砂岩型铀矿床找矿中是经济而有效的 铀和钍的地球化学（二） 由于较大的离子半径和高的化合价，U和Th在大多数成岩矿物中为不相容元素。 U和Th在球粒陨石中（地幔）的丰度分别为0.01和0.04ppm。 U和Th均为极难熔元素，因此Th/U 比值在地球中与球粒陨石中相当，大致为4. 铀和钍的地球化学（三） 岩浆部分熔融和分离结晶过程中，在液相富集，富硅产物。从玄武岩到低钙花岗岩，U、Th、Pb含量增加，而Th/U、U/Pb比值保持恒定。 沉积岩的Th/U、U/Pb比值与火成岩相当 碳酸岩是个例外，富铀。 矿物中的U和Th 在岩浆岩和变质岩中， U 和 Th要么在主矿物中以分散的微量元素存在，要么在某些副矿物中聚集，如锆石(ZrSiO4）中较为富集U ，独居石中([La,Ce,Th]PO4) 较为富集Th 。 有时也富集在其他副矿物中，如磷灰石 (Ca5(PO4)3(OH))和榍石 (CaTi(SiO4)OH). 在沉积岩中有时形成云母铀矿和硅酸钍矿（uranite and thorite） Pb的地球化学（一） 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在所有岩石中呈微量元素。在热液作用、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。 Pb的地球化学（二） Pb的地球化学行为至今不是很清楚。 它是偏于挥发性的元素，同时也是亲铜元素。 它在地球中的含量远低于球粒陨石的含量。一种解释是由于挥发而散失，另一种解释是富集于地核内。 Pb的地球化学（三） Pb 有两种化合价，+2和+4，主要是前者；后者很少见，仅存在于高碱或氧化溶液中 Pb 的离子半径较大，所以总体上属于不相容元素，但其不相容性低于U和Th Pb的地球化学（四） Pb最主要的矿物是方铅矿 (PbS). 在硅酸盐中主要替代K，尤其是钾长石中 Pb的大多数天然矿物都是难溶于水的，因此在多数情况下属于不活动元素。 但在高温低PH条件下，Pb的氯化物和硫络合物略具可溶性，因此可以在热液中迁移（铅矿的形成）。 同位素含量，半衰期 238 U 99.2739 206Pb 45亿年，1.537×10-10 235U 0.7204 207Pb 7.1亿年，9.722×10-10 232Th 100 208Pb 140亿年，4.990×10-11 Pb 208 207 206 204, 204作为稳定的(微弱放射性1.4×1017年), 前三种为放射成因核素. 衰变体系 23892U?20682Pb + 842He + 6?- + Q 23592U?20782Pb + 742He + 4?- + Q 23290Th?20882Pb + 642He + 4?- + Q 基本公式 206/204=（206/204）0+238/204（eλ1t-1） 207/204=（207/204）0+235/204（eλ2t-1） 208/204=（208/204）0+232/204（eλ3t-1） a0=9.30 b0=10.29 c0=29.48 207-206年龄 235-238两个方程联立, 235/238=1/137.8 测出(207/206)比值，给定初始值，模式年龄（ 207-206年龄）。 不能直接求解,编制表格 U －Th－Pb法的优势 四个方程式,测定同位素比值,给定初始值,计算年龄值.同时得到四个年龄值（模式年龄）,应该一致 207-206年龄与母体元素无关，而铅的不同同位素的地球化学性质是一致的，因此当某些地质过程能够导致U、Th、Pb的行为不一致，从而出现丢失或过剩时，Pb/Pb比值可能会保持不变，从而放宽了体系封闭性的要求 定年矿物 用于测年龄的矿物必须对铀、钍、铅及其中间子体有保持力，而且应该在各种岩石中广泛分布。 锆石最好。锆石中铀和钍含量较高，铅含量低。 磷灰石和榍石次之。 U-Pb谐和图 206*/238—207*/235坐标图，根据年龄反过来推算比值，投点，得到一条曲线，代表具有一致年龄的U-Pb体系的轨迹，谐和线，谐和图。