磷灰石裂变径迹测量

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压力对磷灰石裂变径迹退火的影响初步探讨

压力对磷灰石裂变径迹退火的影响初步探讨卓鱼周;赵红格;李蒙;高少华【摘要】磷灰石裂变径迹分析技术是确定岩石低温热历史的一种有效方法,其退火后径迹长度受多种因素影响,如温度、压力、磷灰石的化学成分、径迹与结晶C轴的夹角、蚀象直径(Dpar)以及年龄等,但压力的影响很少有文章论述.在调研大量国内外资料的基础上,通过将统计后的数据作图来阐明压力对径迹退火的影响.研究结果表明压力对径迹的退火具有重要影响,压力越大,退火后得到的径迹长度越短,且随着压力的增大,径迹变短的程度也在增大.当压力小于150 MPa时,压力的影响可以忽略,这时径迹退火主要受温度影响.压力和温度在磷灰石裂变径迹退火时起到相互弥补的作用,即高压、低温与低压、高温都能达到相同的退火程度.【期刊名称】《地质与资源》【年(卷),期】2015(024)002【总页数】5页(P141-145)【关键词】磷灰石;裂变径迹;压力;热史模拟;退火率【作者】卓鱼周;赵红格;李蒙;高少华【作者单位】西北大学大陆动力学国家重点实验室/地质学系,陕西西安710069;西北大学大陆动力学国家重点实验室/地质学系,陕西西安710069;西北大学大陆动力学国家重点实验室/地质学系,陕西西安710069;西北大学大陆动力学国家重点实验室/地质学系,陕西西安710069【正文语种】中文【中图分类】P589.1磷灰石裂变径迹分析是确定岩石低温（＜300℃±）热历史的一项技术，是建立在238U自发裂变辐射损伤效应基础上的一种同位素定年方法.Fleischer等［1］最早对裂变径迹的研究奠定了裂变径迹的理论和实验基础，并发现了裂变径迹的退火现象，而且将其直接用于矿物年龄的测定上.近年来随着裂变径迹测年方法研究的日益深入，特别是20世纪80年代以来随着Zeta常数定年法和Durango等标准年龄样品的使用［2］、单颗粒沉积碎屑物的测年［3］、磷灰石退火动力学模型［4］等方面的研究使得裂变径迹热年代学得到迅猛发展［5］.磷灰石裂变径迹的退火行为是模拟热历史的基础，磷灰石退火除了受温度、时间、压力等外界条件影响外，还受磷灰石自身条件的影响，如磷灰石的化学成分（Cl、F、OH、Mn、REE）［6］、晶体结构［7］、径迹与结晶C轴的夹角［8-9］、蚀象直径（Dpar）以及年龄［10］等.长期以来认为压力在磷灰石裂变径迹退火中不起作用，但最近的研究表明，除了温度、时间外，压力也是控制磷灰石裂变径迹退火的一个重要影响因素.本文在大量统计研究前人实测资料的基础上，探讨了压力对裂变径迹长度及退火率的影响.指出在高压环境下压力对裂变径迹退火有重要影响，150 MPa以下时压力的影响可以忽略.并且压力和温度在影响磷灰石裂变径迹退火时起到相互弥补的作用.裂变径迹具有一定的初始长度，大约为16 μm，且其对温度具有极好的敏感性.当温度升高到一定程度时，径迹发生愈合，导致径迹密度减小、径迹长度缩短，这一特性称为退火［11］.其退火过程受磷灰石化学成分的影响，磷灰石的主要成分为Ca5（PO4）3（F，Cl，OH），当Ca被Ba、Sr所替换时,退火速率会降低［11］.富氯的磷灰石的退火温度高于富氟的磷灰石，即富氯原子的磷灰石裂变径迹相对于富氟磷灰石的裂变径迹具有更强的抗退火能力［12-13］.Ravenhurst等［14］指出富Mn的氟磷灰石的退火速率与氯磷灰石相似；Donelick［15］指出富稀土元素的氟磷灰石也具有与氯磷灰石类似的退火速率.磷灰石晶体各项异性的结构特征使磷灰石在不同的结晶方向上具有不同的径迹退火效应，平行于C轴的裂变径迹比垂直于C轴的裂变径迹表现为更强的抵抗退火的特征［8］.当磷灰石在被化学试剂腐蚀时，其平行于C轴的腐蚀速率和垂直于C轴的腐蚀速率也存在各向异性，为3∶1左右，因而在统计时，平行于C轴的裂变径迹非常细小，不易被发现，而垂直于C轴的裂变径迹非常明显.用来定量表征磷灰石溶解度的一个重要指标就是我们在分析中所测量的Dpar指与结晶C轴平行的、与抛光面相交的裂变径迹蚀刻象长度. Dpar可在显微镜下直接测定.通常，Dpar越小，径迹退火速率越快［12］.压力对磷灰石裂变径迹退火过程的研究由来已久，最早Ahrens［16］、Fleischer ［1］、Lakatos［17］等都对压力的影响做过研究，但他们都认为压力的影响相比于温度微不足道.Wendt［18-19］认为前人的研究都是定性的，其结果并不可靠.他通过大量的实验定量分析并认为，压力对径迹的退火过程具有重要影响，将目前的模型应用到地质问题中将对研究剥蚀率，剥蚀量产生很大的误差.Vidal ［20］、Kohn［21］等对Wendt的实验过程及实验结论进一步修改后认为在解决地质问题时，压力对裂变径迹退火过程所起的作用不能忽视，否则在计算退火率，剥蚀量时将产生很大的误差.为了探讨压力对磷灰石裂变径迹的影响，Wendt等［18-19］在不同的温压下对不同的磷灰石样品进行退火行为的研究.所有的样品用5mol/LHNO3在室温20℃的条件下刻蚀20 s，然后用蒸馏水和酒精清洗干净后捕获径迹.所得到的径迹显微照片如图1.从图1中可以清楚的看到，在相同的退火条件下，随着压力的增大，径迹逐渐变短.Schmidt［22］等在Wendt实验研究的基础上又测试了大量的样品，对压力的影响作进一步的研究，得到的实验数据如表1.将表1中的数据投在图2中，图2中压力为2 GPa和4 GPa时的裂变径迹退火数据来源于表1，压力为0.1 MPa和150 MPa时的裂变径迹退火数据来源于Barbarand［23］和Galbraith［24］的文献中.通过这些信息可以分析压力对径迹及退火程度的影响.从图2及表1可以看到：1）相同温度下，压力越大，经过相同的退火时间后，所得到的径迹长度越短. 2）压力为150 MPa时，经过退火后得到的径迹长度与在正常大气压下经过相同的温度退火后得到的径迹长度相差无几.3）当压力相差很大时，经过相同条件退火后所得到的径迹长度有很大差别.在相同的条件下，温度越高，则不同压力下径迹的长度差别也越大.例如在表1中，当温度为20℃，退火10 h 后，压力为2 GPa时退火后平均径迹长度为15.31 μm，压力为4 GPa时退火后平均径迹长度为15.08 μm.而温度为150℃时，在相同的条件下的径迹长度则分别为13.04 μm，11.58 μm.说明在150℃时由压力所引起的裂变径迹长度及退火程度（l/l0为退火程度）差异已经很大.换言之，压力和温度在径迹长度变短时起到相互弥补的作用，即高压、低温与低压、高温都能达到相同的退火程度.如图2a径迹长度为14 μm的辅助线所示.若退火后径迹相同，在退火1 h后，则压力为150 MPa、2 GPa、4 GPa时的温度差大概温50℃左右，即由于压力的不同，径迹达到相同的退火程度后可产生50℃的温度差异.所以这时若不考虑压力的影响则可能在观察到同一径迹长度时产生50℃的退火温度差异.目前已有大量的经验公式将退火结果外推到地质尺度上［25］，但是几乎没有人能弄清楚退火的物理学机制并且能定量的预测退火结果［22］.解释磷灰石退火过程及其与温度时间关系的动力学模型有扇形模型、平行线性模型、多元模型等，其中平行线性模型最为简单明了，但这些模型都有一个致命的弱点，就是没有考虑压力对退火过程的影响.不同的磷灰石有各自独立的活化容积（依赖于磷灰石的化学组成和原始径迹长度），所以没有一个典型而适用于所有样品的退火模型.为了更进一步阐明压力对退火过程的影响，在线性模型的基础上，运用Wendt ［18］的实验数据重新建立模型，以确定压力对其影响.磷灰石退火的线性模型的形式如下：其中：t为时间，l0为原始径迹长度，l为退火后径迹长度，T为温度，A、B、C为系数.压力的影响与磷灰石退火反映的活化能有关，用B·C表示此活化能大小. Vidal［21］通过大量的磷灰石退火实验将以上线性公式确定为：其中：t为时间，l0为原始径迹长度，l为退火后径迹长度，P为压力，T为温度.实验的误差为±5℃，±0.01 GPa.运用上述公式，可以计算在不同的压力及时间尺度下的磷灰石裂变径迹退火后的长度.在地质时间内，磷灰石的裂变径迹随时间不断产生.在经历过热事件后，地层温度迅速下降，这时温度对径迹长度的影响是主导因素.随着时间的推移，地层温度逐渐稳定，压力却没有经历太大的变化，这时压力的影响则不容忽视.图2揭示的不同温压条件下的径迹长度及退火过程清楚的说明了这一问题.由图2可知，当压力为150 MPa时，在相同条件下退火后得到的径迹长度与在正常大气压下退火后得到的径迹长度相差无几.这说明在地下5 km（压力梯度为3 MPa/100 m）以内径迹长度变化的影响主要来自温度，压力的影响可以忽略.但当地层深度超过5 km，压力大于150 MPa时，若不考虑构造活动及应力释放的影响，且原始地层没有发生抬升冷却，则地表剥露的岩石可能记录了地下的高压环境，这时压力对径迹长度的影响便不能忽略.另外，地层中的流体压力、静岩压力、超压等都可以使地层压力大于正常压力，这些将使压力的影响更加显著［26-27］.所以在采样时应考虑采样深度，特别是在老地层采样时，应采集不同类型的样品，且样品应分布于多个时代.并且在根据径迹长度模拟热史时应多组数据相互印证，选取最合理的值作为最终结果，这样才能尽可能的减小误差.特别是采集超深钻原位样品时一定要考虑压力的影响，因为这种情况下的样品很可能记录原始地层的高压环境.虽然压力对裂变径迹退火的影响已有了实验数据的支撑，但图2所反映的压力均为高压环境，如2 GPa和4 GPa，这相当于地下100 km的深度，此时的地温亦较高，这不符合实验中0～400℃的温度，即便用板块俯冲时的低温高压环境去解释都极其勉强，所以压力对裂变径迹退火过程的影响在实际应用中还需进一步探讨. 磷灰石裂变径迹分析技术是计算地层剥蚀量、抬升速率及模拟热史的一种有效方法，但压力对其影响不容忽视.随着压力的增大，其退火后的径迹长度变得越短，且压力越大，这种趋势越明显.压力和温度在磷灰石裂变径迹退火时起到相互弥补的作用，即高压、低温与低压、高温都能达到相同的退火程度.在相同条件下，高压比低压时的退火程度要大.但当压力在150 MPa以下时，压力的影响便不明显.压力对磷灰石裂变径迹退火过程的影响还只是初步探讨，在实际应用中还存在许多问题，还需作进一步的研究.本文是在国外研究的基础上初步探讨压力对裂变径迹退火过程的影响，希望引起国内有关专家对该方面研究的重视.限于作者水平，文中难免存在不妥甚至错误之处，望有关同行专家不吝指正.【相关文献】［1］Fleischer P L,Price P B,Walker R M.Nuclear tracks in solid［M］.Berkeley:UniversityofCalifornia Press,1975:133.［2］Hurford A J,Green P F.The zeta age calibration of fission track dating［J］. Isotope Geosci,1983,65（1）:285—317.［3］Brandon M T.Probability density plot for fission-track grain age samples［J］.Radiation Measurements,1996,26（5）:663—676.［4］Carlson W D.Mechanisms and kinetics of apatite fission track annealing［J］.American Mineralogist,1990,75（8）:1120—1139.［5］乔建新，赵红格，王海然，等.裂变径迹热年代学方法、应用及其研究展望［J］.地质与资源,2012,21（3）:308—312.［6］Barbarand J,Carter A,Wood positional and structural control of fission-track annealing in apatite［J］.Chemical Geology,2003,198（1/2）: 107—137．［7］Tomohiro K,Tomoyuki I,Emilie B.Effect of Mg substitution on crystal structure and oxide-ion conductivity of apatite-type lanthanum silicates［J］.Solid StateIonics,2010,181:1024—1032.［8］Susumu N,Yoshikatsu H,Masayuki S.Fabrication of c-axis-oriented apatite-type polycrystalline La10Si6O27ceramic and its anisotropic oxide ionic conductivity［J］.Ceramics Internationa,2014,140:1221—1224.［9］焦亚先，邱楠生，阙永泉.磷灰石裂变径迹与结晶C轴的夹角对模拟热历史的影响［J］.现代地质,2013,27（5）:1131—1136.［10］Carlson W D,Donelick R A,Ketcham R A.Variability of apatite fission-track annealing kinetics:I.Experimental results［J］.American Mineralogist,1999,84（9）:1213—1223．［11］李宗星，赵平，孙占学.磷灰石裂变径迹及（U-Th）/He分析技术在石油勘探中的应用［J］.地球物理学进展,2012,27（4）:1648—1654.［12］Ketcham R A.Forward and inverse modeling of low-temperature thermochronometry data［J］.Reviews in Mineralogy&Geochemistry, 2005,58:275—314. ［13］Gallagher K,Brown R,Johnson C.Fission track analysis and its applications to geological problems［J］.Annual Review of Earth Planet Sciences,1998,26:519—572. ［14］Ravenhurst C,Roden M K,Willett S D.Dependence of fission track annealing on apatite crystal chemistry［J］.Nuclear Tracks and Radiation Measurements,1993,21（4）:622.［15］Donelick R A,Miller D S.Enhanced TINT fission track densities in low spontaneous track density apatites using252Cf-derived fission fragmem tracks:A model and experimental observations［J］.Nuclear Tracks and RadiationMeasurements,1991,18:301—307.［16］Ahrens T J,Fleischer R L,Price P B.Erasure of fission tracks in glasses and silicates by shock waves［J］.Earth and Planetary Science Letters, 1970,8:420—426.［17］Lakatos S,Miller D S.Water pressure effecting fission track annealing in an alpine muscovite［J］.Earth and Planetary Science Letters,1970, 9:77—81.［18］Wendt A S,Vidal O,Chadderton L T.Experimental evidence for the pressure dependence of fission track annealing in apatite［J］.Earth and Planetary Science Letters,2002,201:593—607.［19］Wendt A S,Vidal O,Chadderton L T.The effect of simultaneous temperature,pressure and stress on the experimental annealing of spontaneous fission tracks in apatite:A brief overview［J］.Radiation Measurements,2003,36:339—342.［20］Vidal O,Wendt A S,Chadderton L T.Further discussion on the pressure dependence of fission track annealing in apatite:Reply to the critical comment of Kohn et al［J］.Earthand Planetary Science Letters,2003, 215:307—316.［21］KohnB P,Belton D X,Brown R ment on：“Experimental evidence for the pressure dependence of fission track annealing in apatite”by A.S.Wendt et al.［Earth Planet.Sci.Lett.201（2002）593-607］［J］.Earth and Planetary ScienceLetters,2003,215:299—306.［22］Schmidt J S,Lelarge M L M V,Conceicao R V,et al.Experimental evidence regarding the pressure dependence of fission track annealing in apatite［J］.Earth Planetary Science Letters,2014,390:1—7.［23］Barbarand J,Carter A,Wood I,et positional and structural control of fission-track annealing in apatite［J］.Chem Geol,2003,198: 107—137.［24］Galbraith R F.Statistics for fission track analysis［M］.Interdiscip Stat Chapman,2005.［25］Ketcham R A,Donelick R A,Carlson W D.Variability of apatite fissiontrack annealing kinetics［J］.Am Mineral,1999,84:1235—1255.［26］Maik L,Jie L,Zhang F X.Fission tracks simulated by swift heavy ions at crustal pressures and temperatures［J］.Earth and Planetary Science Letters,2008,274:355—358. ［27］Cruz S A,Chadderton L T.Theoretical study of pressure effects on fission fragment track registration lengths in apatite［J］.Radiation Measurements,2005,40:765—769.。

裂变径迹

总之,研究区下第三系样品刚进入磷灰石裂变径迹退火带,中生界样品已接近磷灰石裂变径迹退火带物源区剥蚀的原的下限始平均年龄
L-6样品己受到退火影响。因此,我们可推断研究区中生界和下第三系退火带具有较大差异
L-11样品已接近磷灰石裂变径迹退火带的底界深度
2.古地温和热历史回溯第三系样品可能仅遭受过简单的一次热事件 (裂变径迹均为单峰分布),而中生界样品基本为双峰特征,表明中生界可能经历了复杂的热历史（即两次热事件）
基本原理
结论
应用实例
结论
1.济源凹陷三叠系—侏罗系磷灰石裂变径迹经历了两次退火过程带,第三系磷灰石经历了一次退火作用,根据样品所受最高古地温计算出中生代地温梯度为2.9℃/100m,第三纪为3.1℃/100m。 2.磷灰石裂变径迹指示的古地温梯度反映了研究区大地构造演化特征,因为中生代研究区是广盆拗陷性质具有相对低的地温梯度,第三纪具有断陷性质,地温梯度较高。晚白垩世—古新世沉积间断 (并伴有抬升剥蚀)期是地温梯度的转变期。
裂变径迹基本原理
1.定年原理
由于λfission的定值存有争议，且确定照射过程中的中子通量等参数也存在一定困难，故用同时照射已知年龄标样的办法，结合标消除因照射能量和裂变迹径衰变常数的不确定性样的径迹密度ρd，确定出参数ζ
引起的误差。在对未知样品进行年龄计算时，只
需统计标样、未知样品的自发、诱发裂变径迹即可。。 zeta校正法
中生界和下第三系组成了济源凹陷主要生储盖组合
1.磷灰石裂变径迹年龄和退火带的确定
裂变径迹表观年龄
T=[ln(1+λD×ρs×n×ρs为自发裂变径迹密度(径迹数/cm2);ρi为诱发裂变径迹密度(径迹数/cm2);λD为铀的总裂变常数(1.54×10-10a-1);n为中子通量(0.345×1016 中子/cm2);σ为反应堆中子诱发裂变的截面(562× 10-24cm2);I为235U与238U的丰度比(1. 25× 10-3)

磷灰石裂变径迹研究新疆阿尔泰山南缘剥露历史及古地形再造

不同地段的剥露程度，做出量化评价，较为深入地揭
斯断裂、可兹加尔一特斯巴汗断裂、阿巴宫断裂和红山
嘴断裂等（图１）。其地质演化可以概括为６个阶段：
一
是克拉通形成阶段，于太古宙至新元古代青白口纪
形成了新疆统一的克拉通基底，这些古老基底结晶岩石主要出现于塔里木地块周缘、中天山地块；二是７１７
地质学报ＡＣＴＡＧＥＯＬＯＧＩＣＡＳＩＮＩＣＡＶＪｕｏ１ｌｙ．２８７Ｎ０ｏ１．７３
磷灰石裂变径迹研究新疆阿尔泰山南缘剥露历史及古地形再造
二叠世至早三叠世在整个地区出现岩石圈伸展，出现双峰式火山活动和碱性岩浆活动（中国阿尔泰主
注：本文为国家自然科学基金项目（Ｎｏ．４０８７２１４１，４０８７２０６８）和国家重点基础研究发展计划（９７３）项目（２００９ＣＢ４２１００６）共同资助的成果。
关键词：地质热历史；隆升与剥蚀；裂变径迹；磷灰石；阿尔泰
阿尔泰造山带是由一系列大陆块体、岛弧和增
极为发育，以ＮｗＷ向、Ｎｗ向延伸的线性构造为主，具有多阶段、多期次形成和活动的特征，包括额尔齐
生杂岩构成的增生型造山带，在阿尔泰造山带南缘，自西向东从哈巴河、阿勒泰、富蕴到热坝河一带分布着４条大的ＮＷ向断裂，地质作用活跃，是我国重要的金属成矿带，包括铜、铅、锌、铁及稀有金属，资源丰富，前人对此已做过大量工作，也取得了很显著的成果，为其进一步发展奠定了学术基础。但是作为与地质作用紧密相连的隆升与剥蚀作用，目前研究程度尚低，特别是有关定量化成果更是不足，尤其缺乏１２０Ｍａ以来的实验数据及结果，而这正是磷灰石裂变径迹的封闭温度。本文以阿尔泰山体为主要研究对象，运用磷灰石裂变径迹手段探讨１２０Ｍａ以来山体的冷却历史和隆升程度，给出不同时段和

磷灰石裂变径迹退火模型及其在热史模拟中的应用

磷灰石裂变径迹退火模型及其在热史模拟中的应用摘要：介绍了国内外裂变径迹退火模型及在热史模拟研究中的进展，认为应用裂变径迹年龄和裂变径迹长度分布来反演地质体的构造热历史，应该结合具体的地质情况来定量模拟，这是提高磷灰石裂变径迹资料模拟热史精度的有效途径。

关键词：裂变径迹；退火模型;热演化史;成因算法磷灰石裂变径迹法是20世纪60年代开始兴起的一种新的同位素年代学方法，主要应用于矿床研究方面。

自80年代中期开始应用裂变径迹来研究沉积盆地、造山带等构造热演化史以来，该方法得到了广泛的应用，取得了一批重要的科研成果，磷灰石裂变径迹法已发展成为盆地、造山带构造热演化史研究的一种重要方法[1~5]。

磷灰石裂变径迹退火模型是盆地、造山带热史模拟分析的基础，而退火模型研究的深入程度是应用磷灰石裂变径迹资料进行盆地热史定量化研究的关键。

1裂变径迹退火原理及影响因素1.1退火原理裂变径迹法在盆地热演化史应用的原理是，磷灰石中所含U238裂变时产生的碎片在磷灰石中会形成裂变径迹，矿物中的径迹都具有随温度的增高，而径迹密度减少、长度变短直至完全消失的特性。

磷灰石矿物中新生成的裂变径迹的长度为14~18 µm,平均长度16 µm，呈狭窄的高斯分布，但如果母岩在地质时期受热，径迹长度会缩短，径迹密度也会随之减小。

由于磷灰石中的U238自晶体形成后就以恒定的速度不断的自发裂变，观测到的裂变径迹产生的时间有早有晚，且经历了热史的不同阶段，因而径迹的长度分布包含了温度随时间变化的重要信息[6]。

Naeser(1979)划分了在连续沉积，且目前正处在最大埋藏地温状况下磷灰石裂变径迹年龄-深度(或温度)上3个不同的带，从浅到深依次为：①未退火带，地层尚未受到退火作用，其年龄反映物源的时代，大于或等于地层年龄；②部分退火带，地层已受到退火作用，其年龄逐渐减小，小于地层年龄；③完全退火带，起年龄等于零，地层达到完全退火。

沉积盆地热演化史研究方法

沉积盆地热演化史研究方法盆地热演化史研究方法很多，主要有地球动力学模型法及古温标法两类。

一、地球动力学模型法地球动力学模型法是通过对盆地形成和发展过程中岩石圈构造（伸展、减薄、均衡调整、挠曲形变等）及相应热效应的模拟（盆地定量模型），获得岩石圈热演化史（温度和热流的时空变化）。

不同类型的盆地，具有不同的热史模型，根据已知或假定的初始边界条件，通过调整模型参数，使得模型计算结果与实际观测的盆地构造沉降史相拟合，从而确定盆地底部热流史；进而结合盆地埋藏史，恢复盆地内地层的热演化历史。

不同类型的盆地由于其形成的地球动力学背景和成因机制的差异，导致盆地演化过程的不同。

因而描述其构造热演化过程的数学模型也是不同的，P．A．Allen和J．R．Allen（1990）在其论著中对岩石圈伸展作用形成的盆地、挠曲盆地及与走滑变形有关的盆地的热史模型都作过详细地论述。

（一）伸展盆地伸展盆地是目前研究较广泛、研究程度较高的盆地类型，裂谷、拗陷、拗拉槽和被动大陆边缘是其基本样式。

在地壳和岩石圈伸展、减薄作用下形成，其主要的构造热作用过程包括：岩石圈的伸展减薄、地幔侵位、与热膨胀和冷却收缩以及沉积负载相关的均衡调整。

裂谷是地壳中的拉张区，现代裂谷具有负的重力异常、高热流值和火山活动等特征，表明在深部存在某种热异常。

裂谷分主动裂谷与被动裂谷两种类型。

1978年McKenzie研究了被动裂谷或机械伸展模型的定量结论后，提出了瞬时均匀伸展模型。

该模型假定地壳和岩石圈的伸展量是相同的（即均匀伸展）；伸展作用是对称的，不发生固体岩块的旋转作用。

因此，这是纯剪切状态。

构造沉降主要取决于伸展量、伸展系数（β）以及初期地壳与岩石圈的厚度比值。

该模型可概括如下：①拉张盆地的总沉降量由两部分组成：其一是由初始断层控制的沉降，称为初始沉降，它取决于地壳的初始厚度及伸展系数β；其二是岩石圈等温面向着拉张前的位置松驰，从而引起的热沉降，热沉降只取决于伸展量的大小；②模拟结果表明，断层控制的沉降是瞬时性的，而热沉降的速率随时间呈指数减小，这是由于热流随时间减小的结果。

磷灰石裂变径迹方法原理与研究进展

磷灰石裂变径迹方法原理与研究进展姓名：***班级：矿物S162学号：*********磷灰石裂变径迹方法原理与研究进展一、磷灰石裂变径迹分析方法原理的提出磷灰石裂变径迹分析是一种揭示岩石低温热年代学的有力工具，它建立在20世纪70年代。

磷灰石裂变径迹分析是一种揭示岩石低温热年代学的有力工具，它建立在238U自发裂变辐射损伤效应，在实验基础上来观察辐射损伤特征，并利用数学地质模型模拟岩石所经历的低温热演化史。

Fleischer等(1975)将裂变径迹的定义为：238U自发核裂变会产生具有很高能量的带电重粒子，当高能量带电重粒子(238U)穿过绝缘固体材料时，会在固体材料如磷灰石中留下放射性的狭窄痕迹，称之裂变径迹(Fleischer al．，1975)。

在上述过程中，Fleischer 等(1988)发现238U 将会分裂成两个大致相同的高能带电粒子向相反方向飞行，每个粒子带电大约在40～160MeV( Fleischer et al．，1988）。

Gleadow 等（1986) Green （1988）和Donelick （1990）等均实验并最终证实这些核裂变产生的高能带电粒子能在固体材料上留下大约16～18μｍ的线性裂缝（Gleadow et al，1986；Green，1988；Donelick et al.，1990）。

这些线性裂变径迹可以通过化学酸蚀处理可视化，进而可被光学显微镜观察。

相对低温下稳定的磷灰石裂变径迹在60°Ｃ以上会发生退火，而且会不断累计（Donelick et al．，1981）。

这意味着磷灰石裂变径迹很少代表岩石的形成年龄，主要代表其低温演化的年龄（Gleadow et al．，1986）。

磷灰石裂变径迹退火行为受温度影响的。

Duddy等（1988）在其恒温退火的描述与温度随时间变化吻合的实验过程中，利用“等效时间原理”解释实验现象，印证了该原理。

磷灰石的退火行为一旦发生就受温度及时间的因素影响，而且温度是主导因素（Duddy et al．，1988）。

郯庐断裂带对鲁西隆升过程的影响:磷灰石裂变径迹证据

郯庐断裂带对鲁西隆升过程的影响：磷灰石裂变径迹证据许立青;李三忠;郭玲莉;索艳慧;曹现志;戴黎明;王鹏程;惠格格【摘要】郯庐断裂带(TLFZ)是一条贯穿华北的NNE向巨型断裂带.新生代以来,在郯庐断裂带的两侧及其内部发生了显著的伸展构造变形,形成了泰安-莱芜-蒙阴NW向断陷盆地群,并使鲁西块体发生了急剧的陆内伸展隆升.本文在前人研究的基础上,分别在鲁西沂山、徂徕山和蒙山三处进行了大量的样品采集,总计完成了25个样品的测试,获得了一系列新的磷灰石裂变径迹(AFT)年代学结果.结合前人已发表的裂变径迹结果,对鲁西地区新生代与伸展变形有关的剥露-隆升作用的时空分布特征、隆升剥露模式及隆升幅度进行分析,并揭示郯庐断裂带在鲁西新生代热隆升过程中的影响.主要认识有:1)新生代以来,鲁西主要经历了始新世-早渐新世和新近纪以来两期快速剥露-隆升阶段.2)始新世-早渐新世主要表现为幕式差异性快速剥露-隆升,鲁西南受NW向断层控制形成向北、向东的掀斜抬升作用,鲁西北受NE向断裂控制,形成向北、向西的掀斜抬升作用.新近纪以来,进入相对低速区域性剥露-隆升阶段.3)AFT模拟显示,与始新世-早渐新世的幕式快速剥露-隆升相比,中新世以来,鲁西剥露-隆升速率相对减小,但剥蚀量剥露-抬升量较大.故鲁西整体抬升于中新世以来.4)结合前人研究成果,新生代以来,鲁西宏观上受郯庐断裂带伸展活动影响,越靠近郯庐断裂带剥蚀量越大,局部受NW或NE向断裂控制.【期刊名称】《岩石学报》【年(卷),期】2016(032)004【总页数】18页(P1153-1170)【关键词】磷灰石裂变径迹;新生代;剥露-隆升;鲁西地块;郯庐断裂带【作者】许立青;李三忠;郭玲莉;索艳慧;曹现志;戴黎明;王鹏程;惠格格【作者单位】海底科学与探测技术教育部重点实验室,青岛266100;中国海洋大学海洋地球科学学院,青岛266100;海底科学与探测技术教育部重点实验室,青岛266100;中国海洋大学海洋地球科学学院,青岛266100;海底科学与探测技术教育部重点实验室,青岛266100;中国海洋大学海洋地球科学学院,青岛266100;海底科学与探测技术教育部重点实验室,青岛266100;中国海洋大学海洋地球科学学院,青岛266100;海底科学与探测技术教育部重点实验室,青岛266100;中国海洋大学海洋地球科学学院,青岛266100;海底科学与探测技术教育部重点实验室,青岛266100;中国海洋大学海洋地球科学学院,青岛266100;海底科学与探测技术教育部重点实验室,青岛266100;中国海洋大学海洋地球科学学院,青岛266100;海底科学与探测技术教育部重点实验室,青岛266100;中国海洋大学海洋地球科学学院,青岛266100【正文语种】中文【中图分类】P542;P597.3鲁西是傲立于中国东部地区的独立块体，三面为华北平原区所围限(图1左下图)，其突兀于华北平原的独特地貌吸引了大批地质学家的关注。

裂变径迹测年原理及对温度的响应

• （三）径迹形态 • 裂变径迹蚀刻外貌受矿物结晶对称性、蚀刻面在晶体结构中的位置、径迹取向、蚀刻时间等有关；径迹蚀刻数目与蚀刻剂种类和浓度、蚀刻时间、蚀刻温度、蚀刻面在晶体结构中的位置有关。
• 表1 不同的常见矿物的蚀刻条件
矿物名称磷灰石白云母锆石榍石 70%HNO3 40%HF 20gNaOH+5gH2 0 6:3:2:1 H2 O+HCl+HNO3+HF 蚀刻剂温度 20 20 220 20 时间 15s 4h 2.5h 5min
裂变径迹测年原理及对温度的响应
卫江伟 2015/6/4
内容概述：
• • • • 一、裂变径迹产生原理二、裂变径迹定年原理三、裂变径迹封闭温度原理四、裂变径迹相关应用
一、裂变径迹产生原理
• （一）裂变产生 • （二）径迹蚀刻 • （三）径迹形态
一、裂变径迹产生原理
• （一）裂变产生 • 裂变与衰变均属于自然界放射性同位素由不稳定状态变为稳定状态时所发生的核反应过程； • 核衰变通常是指α、β、γ等衰变； • 核裂变是指一个重元素的原子核分裂为两个质量相差不远的碎片；裂变反应可分为自发裂变和诱发裂变。自发裂变是原子核在没有外来因素影响下自行发生的核裂变，属于核素放射性衰变的一种类型； • 诱发裂变是重原子核受外来粒子轰击，发生的核裂变反应，以中子诱发核裂变最为重要
• （一）裂变产生 • 重核裂变之后，由于质量减少，产生约200MeV能量，大部分转变为裂变后碎片的动能，两个碎片在运动过程中经过一系列β或其他形式衰变最终形成两个稳定的核素； • 碎片运动时与周围物质的原子核和电子发生电磁作用，从而使碎片改变方向和损失能量； • 当通过的物质为绝缘材料时，就会沿着运动轨迹产生一个放射性损伤的狭窄痕迹即径迹； • 解释：1）缓慢冷却重结晶；2）“离子爆炸尖峰” 模型：电离化——正离子——排斥——损伤区域 • 此时形成的径迹称为潜径迹。

磷灰石裂变径迹与结晶C轴的夹角对模拟热历史的影响

ｖｉｏｒｏｆａｐａｔｉｔｅｉｓｆｓｉｏｎ — ｔｒａｃｋｓ．Ｉｔｈａｓｂｅｅｎｃｏｎｆｉｒｍｅｄｔｈａｔｔｈｅｒａｔｅｏｆｉｓｆｓｉｏｎ－ｔｒａｃｋａｎｎｅａｌｉｎｇｃｏｒｒｅｌａｔｅｓｗｉｔｈａｐａｔｉｔｅ
ｓｔｒｕｃｔｕｒｅａｎｄｔｈｅａｎｎｅａｌｉｎｇｒａｔｅｉｓｆａｓｔｅｒｆｏｒｉｆｓｓｉｏｎ — ｔｒａｃｋｓｗｉｔｈｈｉｇｈｅｒａｎｇｌｅｔｏｃｒｙｓｔａｌｌｏｇｒａｐｈｉｃＣａｘｉｓ，ＳＯｄｉｆｆｅｒｅｎｔ
ｒａｔｅｓｏｆｉｓｆｓｉｏｎ— ｔｒａｃｋａｎｎｅａｌｉｎｇｗｉｌｌｅｖｅｎｔｕａｌｌｙｌｅａｄｔｏｄｉｆｆｅｒｅｎｔｌｅｎｇｔｈｄｉｓｔｉｂｒｕｔｉｏｎｓ．Ｉｎｔｈｉｓｓｔｕｄｙ，ｔｈｅａｐａｔｉｔｅｆｉｓ —
Ａｂｓｔｒａｃｔ：Ｔｈｅｒｍａｌｈｉｓｔｏｉｒｅｓｍｏｄｅｌｅｄｆｒｏｍａｐａｔｉｔｅｉｆｓｓｉｏｎ — ｔｒａｃｋ（ＦＴｒ）ｄａｔａａｒｅｄｅｐｅｎｄｅｎｔｕｐｏｎｔｈｅａｎｎｅａｌｉｎｇｂｅｈａ－

贺兰山、秦岭山脉新生代伸展隆升及断层摩擦生热磷灰石裂变径迹分析

第３期
中国地震局地质研究所２００９届博士学位论文摘要
பைடு நூலகம்
３ｌ
贺兰山、秦岭山脉新生代伸展隆升及断层摩擦生热磷灰石裂变径迹分析
刘建辉
（中国地震局地质研究所，北京
中图分类号：Ｐ６５；文献标识码：Ａ；
１０２）００９
ｄｉ０３６／．ｓ。２５９５２１．３０８ｏ：１．９９ｊｉｎ０３－７．０００．０ｓ４
间、隆升剥露作用的空间分布特征、隆升剥露模式、构造意义、隆升的幅度及影响进行了测定和讨论。获得了以下主要认识：（）太白山剖面及华山剖面的磷灰石裂变径迹分析揭示了秦岭山脉始于１．７Ｍａ的１０５—
快速隆起。本文根据贺兰山新生代以来的构造变形特征，在贺兰山中南部的苏峪口及北部的大武１沿垂直贺兰山东麓断层走向采集了两个磷灰石裂变径迹样品剖面，同时在贺兰山的西２面及北端正谊关沟采集了少量样品，总计ｌ个样品。８测试结果显示贺兰山中南部苏峪口剖面的年龄老，东侧的４个样品年龄在８． — １７Ｍ之间，８１７．ａ西侧的４个样品年龄在１６０ａ１～１７Ｍ之间；贺兰山北部大武口剖面及正谊关沟的样品年龄在８ —１ａ间，９０Ｍ之靠近贺兰山东麓断层年龄变年轻，随着距离的增大而年龄变老。结合前人在小松山一汝箕沟所获得的磷灰石裂变径迹结果，对贺兰山新生代快速隆升的时间、剥露作用的空间分布特征及构造隆升模式进
（）沿鄂尔多斯地块周缘北西一４南东向的区域伸展拉张作用，导致了鄂尔多斯地块西北角晚新生代强烈的拉张作用是造成贺兰山强烈向西向南掀斜隆升的主要原因。贺兰山一银川盆地是在先存褶皱一逆冲构造的基础上，在北西一南东向的区域伸展背景下，在具有右旋走滑性质的贺兰山东麓断裂的伸展变形过程中，下盘贺兰山快速掀斜隆起成山，上盘倾斜断陷形成银川盆地，是板内伸展造山作用所形成的盆岭构造。

构造-热演化的裂变径迹分析和模拟

构造-热演化的裂变径迹分析和模拟一、实习目的和意义裂变径迹技术自20世纪60年代兴起以来，经过半个世纪的发展，已经成为一种比较成熟的技术方法。

由于裂变径迹方法具有年龄和独有的长度分布特征，其在热砾石分析方面具有其他方法无法比拟的定量性和系统性，因此成为定量热历史模拟的关键方法。

本次实习以中扬子秭归盆地的裂变径迹试验数据为基础，利用目前广泛使用的hefty软件，开展时间-温度热历史模拟，分析构造-热演化过程，使学生了解并掌握裂变径迹热历史模拟的软件和模拟方法。

二、实习区区域地质概括秭归盆地分布于巴东、秭归、兴山一代，主体由晚三叠世和侏罗纪地层组成。

它位于3组不同方向的构造线交汇部位，东为黄陵隆起、北为神农架穹窿，南为湘鄂西弧形褶皱带。

秭归盆地基底为三叠纪巴东组，为东部峡口一线深，向西逐渐变浅的古地貌，控制该盆地的断裂为新华断裂。

盆地基底面为印支-燕山运动古构造面，位于中三叠世巴东组与晚三叠世九里岗组之间。

在两河口等地可见两者之间存在明显的古风化壳，在区域上呈角度不整合接触关系。

在盆地东缘一般缺失巴东组部分地层，为沉积间断造成。

此界面特征表明印支-燕山运动在区内虽没有导致基底地层发生强烈褶皱，但由于区域性的差异抬升，形成了黄陵隆起和秭归凹陷，存在一个明显的古构造面。

由于这种抬升作用形成了盆地早期的内陆河湖环境，沉积物均来自于黄陵隆起。

晚三叠世盆地开始坳陷，其中东侧坳陷速度明显高于东部，随着盆地坳陷夫妇的不断加大、加快，沉积厚度剧增，且盆地范围较晚三叠世亦有所扩大，沉寂了以内陆湖相为主的早侏罗世沉积物。

其后随着沉积物的充填和地壳抬升，盆地开始萎缩，至晚侏罗世抬升为陆。

由此显示出秭归盆地经历了从海相抬升为陆，差异下坳为陆相湖盆，以沉降、相对稳定和萎缩而告终的沉积演化历史。

三、盆地构造-热演化的裂变径迹分析和模拟根据实验所给数据，进行裂变径迹模拟，模拟结果如下：图1 秭归盆地ZG02样品磷灰石裂变径迹热历史模拟结果根据磷灰石裂变径迹热历史模拟结果，可以看出，秭归盆地主要接受三次构造活动，136.Ma—110Ma期间温度迅速降低，代表此时构造抬升迅速；110Ma—85Ma对应温度降低减缓，说明此时地层缓慢抬升；85Ma—15Ma温度变化不大，代表此时构造活动少；15Ma —今，温度上升迅速，代表此时抬升强烈。

伊犁盆地南缘隆升剥蚀及其盆地南部的沉积响应——利用磷灰石裂变径迹分析

伊犁盆地南缘隆升剥蚀及其盆地南部的沉积响应——利用磷灰石裂变径迹分析韩效忠;李胜祥;蔡煜琦;郑恩玖;陈正乐;张字龙;刘权【摘要】分析了伊犁盆地南缘蚀源区14件磷灰石样品,其中南缘中西部10件,东部4件.磷灰石裂变径迹表观年龄及其与高程的关系、单颗粒年龄、封闭径迹分布特征表明,伊犁盆地南缘样品均遭受了不同程度的退火,但没有发生明显的区域性热事件.通过封闭径迹正演热史模拟得出,伊犁盆地南缘中新生代构造演化经历了三叠纪-侏罗纪晚期快速隆升,白垩纪一古近纪相对稳定和新构造快速隆升三个阶段.东西两段略有不同,西段隆升时间较早,样品所在地在早三叠世就开始强烈隆升,说明当时该处离原型盆地边界较近,而东段此时样品所在位置还可能接受沉积,直至中侏罗世末期才开始隆升剥蚀.侏罗纪原型盆地南部边界至少跨过大板煤矿,因为在该处出露中侏罗世西山窑组残留地层.相应的稳定阶段东段要滞后一些,稳定时间相对较短,西段该时段长达100Ma,而东段多在50～60Ma.新构造运动强烈活动的时间东段相对较早,局部地段在38Ma就开始隆升.盆地南缘沉积相带的发育特征和新近纪(或第四纪)内给出的电子自旋共振年龄(ESR)均说明,沉积对构造具明显的响应,盆缘快速隆升阶段其盆地内相应的沉积物较粗,相对稳定阶段对应的沉积较细或缺失.【期刊名称】《岩石学报》【年(卷),期】2008(024)010【总页数】9页(P2447-2455)【关键词】伊犁盆地南缘;磷灰石裂变径迹;构造演化阶段;沉积响应【作者】韩效忠;李胜祥;蔡煜琦;郑恩玖;陈正乐;张字龙;刘权【作者单位】中国地质大学(北京),北京,100083;核工业北京地质研究院,北京,100029;核工业北京地质研究院,北京,100029;核工业北京地质研究院,北京,100029;核工业216大队,乌鲁木齐,830011;核工业216大队,乌鲁木齐,830011;核工业北京地质研究院,北京,100029;中国地质大学(北京),北京,100083【正文语种】中文【中图分类】P597.3;P512.2伊犁盆地是我国一个重要的产砂岩型铀矿和煤的能源盆地,在盆地边缘中、下侏罗统水西沟群含煤系地层内发现了一系列铀矿床和铀矿点。

热史分析

（二）古温度 1．热导率影响长石和某些粘土并未显示出温度对热导率这样明显的影响，因此压实作用的影响可能占主要地位。粘土－水混合物（页岩）的热导率由于压实随深度迅速变化，而长石－水混合物，因为其压实与砂类似，热导率随深度增加得非常缓慢（图9．2b）。
（二）古温度 1．热导率影响因此，沉积层的总热导率可认为是由孔隙流体热导率和颗粒热导率两部分组成。人们建立了总体热导率的经验公式：
（二）古温度 3．水流的影响沉积盆地的温度有时受通过区域蓄水层的热对流影响，这样的过程可引起供水区的地表热流异常地低，和泄水区的地表热流异常地高。美国的 Great平原和Alberta盆地的热流分布已按该方式得到解释。Luheshi等（1986）对Alberta盆地，通过利用盆地的渗透率和热导率结构，解释了流体流动泄水点处温度的上升及边缘山地供水区温度的降低（图9．4）。模拟结果表明，温度的分布主要受古生代之上的对流的控制，而前寒武系的热流可简单地解释为传导。Andreus－Sped等人（1984）同样也发现，在北海断陷内的深部水循环可能是受断层构型控制的。这说明，一维传导热流模型有时并不能很好地预测有些盆地的实际热流。受影响最大的盆地几乎都为边缘上升的内陆盆地，如前陆盆地和一些克拉通内裂谷及凹陷。
一、概述
2．地球动力学模型－－正演模拟
裂谷盆地是目前研究得最多的一类盆地，已建立了适用于这种盆地的多种地球动力学模型，如 McKenzie（1978）的岩石圈瞬时均匀拉张模型、Hellinger等（1983）提出的双层拉张模型以及为描述裂谷盆地玄武岩岩墙的发育对盆地热状态的影响而提出的岩墙侵人模型（Roeden等，1980）等等。前陆盆地的形成与前陆区岩石圈的挠曲有关，岩石圈的挠曲刚度是描述挠曲变形的重要参数，它是随深度变化的。在上地壳，岩石呈脆性变形，在下地壳岩石是脆韧性变形，在岩石圈深部则是塑性变形。具体的地球动力学模型有热弹性流变模型（Karner等， 1983）和粘弹性流变模型（Willet等，1985）。拉分盆地的形成主要与走滑作用有关，可用拉张盆地的模型（Royden，1985）。

地层剥蚀量恢复方法浅述

地层剥蚀是多期沉积盆地中普遍存在的现象[1-2],它对沉积盆地中油气的生成、运移和聚集等产生重要的影响。

恢复地层剥蚀厚度是进行地质构造演化史研究的一项很重要的内容,也是进行油气资源定量评价的重要基础工作[2]。

很多地质工作者进行了深入的研究,先后出现了近20种地层剥蚀厚度恢复的方法,比较常用的方法归纳起来有以下5类(图1)。

1 以Wyllie公式为模型计算的方法1.1 测井曲线法基本原理是,正常压实下碎屑岩孔隙度随深度的变化是连续的。

如果我们利用场波测井、密度测井资料或综合解释出的孔隙度曲线观察其变化趋势即可做出有无剥蚀的判断。

目前,人们最常用的是声波时差测井曲线(Magara,1976),一般用于测井曲线质量较高、剥蚀量较大且埋藏较浅时。

在正常压实情况下,页岩压实与上覆的负荷或埋深有关,孔隙度是页岩压实程度的度量,而声波测井资料直接反映了页岩压实程度的大小。

因此,根据正常的压实趋势,应用声波测井资料推算沉积层的压实程度,就可以估算被剥蚀地层的厚度。

它的应用依赖于正确确定地下沉积层的孔隙度-深度和声波传播时间-深度关系。

该方法的缺点是,当剥蚀面再度下沉至大于剥蚀厚度的深度以下时,因压实趋势改变,则无法计算出剥蚀量的大小。

2 地层对比的方法2.1 地层对比法地层对比法是比较传统的恢复剥蚀厚度的方法,即将要恢复剥蚀厚度的地层与邻区未被剥蚀的相同地层进行对比,求出其沉积厚度,除去该地层的残余厚度即可得到地层剥蚀量。

运用地层对比法求剥蚀厚度的原理如图2所示,图中Ⅰ,Ⅱ分别代表地层的深凹处(假设没有剥蚀的地层)和斜坡处(假设有剥蚀的地层)的钻井位,以C组地层为参考地层,即假设C地层在斜坡处没有剥蚀,则深凹处的地层厚度比为:λA=HA/HC其中,HA,HC分别为A地层和C地层在深凹处的厚度。

由地层对比法的原理可以计算斜坡处A地层在斜坡处的剥蚀厚度ΔHA:ΔHA=λA×HC’-HA’其中,HA’、HC’分别为A地层和C地层在斜坡处的厚度。

磷灰石或锆石裂变径迹测试标准

磷灰石或锆石裂变径迹测试标准下载提示：该文档是本店铺精心编制而成的，希望大家下载后，能够帮助大家解决实际问题。

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裂变径迹定年法

外探测器法：在矿物内表面上统计自发径迹，在裂变径迹一般为直线裂变径迹年龄计算
火花扫描器基本上可以代表径迹的真实长度。总体法：在辐照的光薄片上统计诱发径迹，在未
真径迹加热后会消失
径迹密度的统计径迹长度测量
辐照的光薄片上统计自发径迹，并求出它们各自图像分析仪等
的总径迹数。
统计测量技术的自动化
23
19

应
用
20
裂变径迹法可用于研究各种岩矿内颗粒、裂隙间铀的存在形式、空间分布及其迁移富集规律，以利于找矿及地球化学方面应用。
在古人类、考古研究方面裂变径迹法也能发挥很大作用。
21
在第四纪地质研究中，对老地层年代的划分与对比时，裂变径迹法也可发挥它的特殊功能。裂变径迹法还有助于对陨石等天体物理的研究。
裂变径迹定年法 Fission Track Dating
1
裂变径迹法测定年龄的方法。
凡是在某一地质历史事件后，该区物质没有后期外界铀的混入，其自发裂变径迹又没有发生丢失，年龄在200年-100万年的岩石、矿物均适合用裂变径迹来测定其年龄。
5
裂变径迹测年具有如下优点：
①所需样品量极少，在毫克数量级即可； ②可测样品种类广泛，多达几十种； ③样品的制备和测量方法比较简易，仪器设备无特殊要求。
6
实验方法
实验方法包括采样、分选、制片、蚀刻、涂膜及辐照等方面。
7
一、样品需满足：

(1)在地质时期里含铀矿物在样品中是处于一个封闭系统，没有增加和损失。 (2)含铀矿物在样品中需要有一定的富集量，含量太少则难以挑选出足够测量用的样品量。样品的破碎与分离 (3)所选样品的矿物颗粒，必须是结晶较好的晶体，且晶体较大，一般应大于30 微米。 (4)和其他测年方法一样，应挑选新鲜的，未径风化的样品进行测年。 (5)在采样和分选单矿样品时，切忌样品受热，因为加温可以使径迹发生衰退以至消失。

磷灰石裂变径迹方法原理与研究进展

磷灰石裂变径迹方法原理与研究进展姓名：李忠炎班级：矿物S162学号：201671305磷灰石裂变径迹方法原理与研究进展一、磷灰石裂变径迹分析方法原理的提出磷灰石裂变径迹分析是一种揭示岩石低温热年代学的有力工具，它建立在20世纪70年代。

这些线性裂变径迹可以通过化学酸蚀处理可视化，进而可被光学显微镜观察。

相对低温下稳定的磷灰石裂变径迹在60°Ｃ以上会发生退火，而且会不断累计（Donelick et al．，1981）。

这意味着磷灰石裂变径迹很少代表岩石的形成年龄，主要代表其低温演化的年龄（Gleadow et al．，1986）。

磷灰石裂变径迹退火行为受温度影响的。

Duddy等（1988）在其恒温退火的描述与温度随时间变化吻合的实验过程中，利用“等效时间原理”解释实验现象，印证了该原理。

磷灰石的退火行为一旦发生就受温度及时间的因素影响，而且温度是主导因素（Duddy et al．，1988）。

磷灰石裂变径迹方法原理与研究进展

磷灰石裂变径迹方法原理与研究进展：忠炎班级：矿物S162学号：201671305磷灰石裂变径迹方法原理与研究进展一、磷灰石裂变径迹分析方法原理的提出磷灰石裂变径迹分析是一种揭示岩石低温热年代学的有力工具，它建立在20世纪70年代。

这些线性裂变径迹可以通过化学酸蚀处理可视化，进而可被光学显微镜观察。

相对低温下稳定的磷灰石裂变径迹在60°Ｃ以上会发生退火，而且会不断累计（Donelick et al．，1981）。

这意味着磷灰石裂变径迹很少代表岩石的形成年龄，主要代表其低温演化的年龄（Gleadow et al．，1986）。

磷灰石裂变径迹退火行为受温度影响的。

Duddy等（1988）在其恒温退火的描述与温度随时间变化吻合的实验过程中，利用“等效时间原理”解释实验现象，印证了该原理。

磷灰石的退火行为一旦发生就受温度及时间的因素影响，而且温度是主导因素（Duddy et al．，1988）。

磷灰石裂变径迹测量

压力对磷灰石裂变径迹退火的影响初步探讨

裂变径迹

磷灰石裂变径迹研究新疆阿尔泰山南缘剥露历史及古地形再造

磷灰石裂变径迹退火模型及其在热史模拟中的应用

沉积盆地热演化史研究方法

磷灰石裂变径迹方法原理与研究进展

郯庐断裂带对鲁西隆升过程的影响:磷灰石裂变径迹证据

裂变径迹测年原理及对温度的响应

磷灰石裂变径迹与结晶C轴的夹角对模拟热历史的影响

贺兰山、秦岭山脉新生代伸展隆升及断层摩擦生热磷灰石裂变径迹分析

构造-热演化的裂变径迹分析和模拟

伊犁盆地南缘隆升剥蚀及其盆地南部的沉积响应——利用磷灰石裂变径迹分析

热史分析

地层剥蚀量恢复方法浅述

磷灰石或锆石裂变径迹测试 标准

裂变径迹定年法

磷灰石裂变径迹方法原理与研究进展

磷灰石裂变径迹方法原理与研究进展

磷灰石或锆石裂变径迹测试标准