铀、钍-铅法及铅同位素地球化学

Question

如题所述

Answer 1

（一）铀、钍-铅法

铀、钍都为第七周期锕系元素，克拉克值分别为2.7×10^-6及9.6×10^-6，在内生成矿作用中铀、钍都呈四价离子。离子半径U⁴⁺为0.097nm，Th⁴⁺为0.102nm，两者电价相同，半径又非常相近。因此，铀、钍一般紧密共生，含铀矿物一般都含钍，只是在表生作用下，钍仍然是Th⁴⁺，而铀易氧化为六价状态，形成［UO₂］²⁺离子，此时铀、钍发生分离。

铀有²³⁵U、²³⁸U、²³⁴U三种同位素，都具有放射性，其中²³⁸U/²³⁵U=137.88。钍只有一种同位素²³²Th。²³⁸U、²³⁵U和²³²Th衰变反应如下：

地球化学原理（第三版）

²³⁸U、²³⁵U和²³²Th的衰变常数分别为：λ₁=1.55125×10^-10a^-1、λ₂=9.8485×10^-10a^-1、λ₃=4.9475×10^-11a^-1。

自然界铅同位素主要有四种：²⁰⁴Pb、²⁰⁶Pb、²⁰⁷Pb、²⁰⁸Pb，它们都是稳定同位素，其中²⁰⁴Pb是惟一的非放射性成因的铅同位素。

铀、钍-铅方法的年龄计算基本公式为：

地球化学原理（第三版）

前面两公式相除，又可获得

地球化学原理（第三版）

这样每一种铀钍矿物同时可得到四个年龄，彼此可作为年龄测定的内部检查，这是此方法的最大优点。

铀、钍-铅法一般采用单矿物样品，最广泛使用的是锆石，其它几种常用的矿物有：沥青铀矿、独居石、榍石、磷灰石、钍石等。

每种矿物的初始铅，即非放射性成因铅的混入量，一般根据²⁰⁴Pb测定值及其同时代矿物的²⁰⁶Pb/²⁰⁴Pb等比值扣除。

铀钍铅法测定一种矿物可以同时得到四个年龄，在很好的封闭体系中，四个年龄应是一样的，这称为一致年龄或和谐年龄。例如我国内蒙古伟晶岩中的独居石年龄（Ma）：²⁰⁶Pb/²³⁸U=1730，²⁰⁷Pb/²³⁵U=1700，²⁰⁸Pb/²³²Th=1770，²⁰⁷Pb/²⁰⁶Pb=1680。这几个年龄数据基本上是一致的，平均为1720±39Ma。

当年龄值不一致时，年龄选择如下：①当 Th≫U 时，取²⁰⁸ P b/²³² Th年龄；②当U≫Th时，老年龄矿物（大于 1000Ma）取²⁰⁷ Pb/²⁰⁶ Pb年龄或²⁰⁷ Pb/²³⁵ U 年龄；③小于 1000Ma 的矿物，取²⁰⁶ P b/²³⁸ U年龄。

矿物的不一致年龄标志了U-Pb体系的封闭性曾遭到破坏，由于²³⁵U/²³⁸U比值在地球中是一个常数，²³⁵U→²⁰⁷Pb，²³⁸U→²⁰⁶Pb计时体系是互相关联的。当有一组矿物，在某一时间发生铅丢失事件而具有不一致年龄时，则可通过U-Pb年龄的“一致曲线与不一致线”处理方法，恢复矿物形成的真正年龄，还可以测定发生铅丢失事件的年龄。这是U-Pb法特有的优点，即能在封闭体系遭到破坏时还能恢复其真实年龄。此法为韦瑟里尔首创，亦称韦瑟里尔图解。

关于一致曲线，如果矿物的封闭体系未受破坏，则²⁰⁶Pb/²³⁸U及²⁰⁷Pb/²³⁵U所得两个年龄值应该是相等的，即：

地球化学原理（第三版）

也就是：

地球化学原理（第三版）

图3-5 辽北太古宙花岗岩系锆石不一致与一致曲线

以²⁰⁶Pb/²³⁸U和²⁰⁷Pb/²³⁵U为坐标，将得到U-Pb年龄的“一致曲线”（图4-4），曲线上每个点代表一个年龄值。一种矿物的铀铅同位素分析结果²⁰⁶Pb/²³⁸U及²⁰⁷Pb/²³⁵U值（已扣除初始铅），落在这条曲线上，即获得一致年龄。

当在某一时刻由于地质作用（变质作用、交代作用或现代的风化作用等）而发生了部分铅的丢失事件，则矿物²⁰⁶Pb/²³⁸U及²⁰⁷Pb/²³⁵U年龄值将不一致，投在图3-5上的坐标点将不落在一致曲线上。如果测定的不是单个矿物，而是同时生成、同时发生部分铅丢失的一组共生矿物，则在图上这些点将形成一条直线，并与一致曲线相交，其上交点为矿物形成的年龄，其下交点为发生铅丢失事件的年龄，亦即变质作用年龄。如果铅丢失发生于近代风化作用中，则下交点显然将经过图解的零点。

例如辽宁北部太古宙的云英闪长岩、花岗闪长岩、黑云母花岗岩的一组锆英石，构成一条很好的不一致线，其上交点2510Ma，其下交点为170Ma，说明整个岩系形成于太古宙末，而在中生代时遭受了不同程度的热扰动，这和地质情况是完全吻合的。这套花岗岩系包裹了鞍山群地层，并在南部为古元古代辽河群所覆盖，因而其形成时代应为太古宙末期，而本区大量中生代火山岩与花岗岩的产出，说明中生代时期确曾遭受了强烈的热扰动。

对于不一致线目前还有其它几个理论解释，如蒂尔顿1960提出了铅连续扩散理论，这个理论认为上交点能恢复矿物形成的年龄，而下交点是无意义的。

近十年来，锆石U-Pb同位素年代学研究取得了重要进展。首先是应用电子背散射成像和阴极发光技术，了解锆石内部的精细结构，研究不同成因的锆石环带，用微束分析技术测定不同结构部位的成分，再用SHRIMP（高灵敏度高精度离子探针质谱）技术原位测定其同位素年龄。

（二）铅同位素的地球化学

从地球形成到现代的历史发展过程中，由于铀、钍不断衰变为铅，因而²⁰⁶Pb、²⁰⁷Pb、²⁰⁸Pb在不断增长，而²⁰⁴Pb保持总量不变。这样铅同位素组成随地质年代及体系中的U/Pb、Th/Pb比值的变化而不断变化。

地球原始铅同位素组成以陨石中陨硫铁的铅同位素比值来代表。泊特逊（Patterson，1995）首次公布了原始铅的组成，其后不同学者又作了多次修正。Tatsumoto1973的数据为：²⁰⁶Pb/²⁰⁴Pb=9.307，²⁰⁷Pb/²⁰⁴Pb=10.294，²⁰⁸Pb/²⁰⁴Pb=29.476。

由于不同地点的铅发展体系的U/Pb比值不同，因此，近代铅的同位素比值在不同的地点是有较大变动的。目前一般以太平洋海泥中的铅同位素平均值为近代铅的代表，多伊等（Doe et al.，1974）的数据为²⁰⁶Pb/²⁰⁴Pb=18.773，²⁰⁷Pb/²⁰⁴Pb=15.681，²⁰⁸Pb/²⁰⁴Pb=38.736。

根据地质历史过程中²⁰⁶Pb、²⁰⁷Pb、²⁰⁸Pb不断增长的原理，在某一地质时代形成的方铅矿或其它脱离了U-Pb放射性系统的铅矿物，其铅同位素组成应为：

地球化学原理（第三版）

上述公式就是铅的原始增长公式，为铅同位素地球化学最基本的公式，表明一个脱离了U-Pb放射性系统的铅矿物中铅同位素比值决定于该矿物形成的时代，以及该矿物形成环境的U/Pb比值及Th/Pb比值。

前两个公式分别移项相除可得：

地球化学原理（第三版）

这就是原始等时线公式。它说明了一个脱离U-Pb放射性系统的铅矿物中²⁰⁷Pb/²⁰⁴Pb及²⁰⁶Pb/²⁰⁴Pb的比值只决定于矿物的形成时间，或者说在各种U/Pb比值系统中同时形成的矿物其²⁰⁷Pb/²⁰⁴Pb与²⁰⁶Pb/²⁰⁴Pb的比值是一样的，即是个常数。需强调指出，至今所讨论的都是指自地球形成到该矿物晶出的整个时间内，铅演化是在单阶段演化条件下进行的，原始增长公式也就是一次增长公式。

每一种方铅矿等铅矿物在测定了²⁰⁶Pb/²⁰⁴Pb及²⁰⁷Pb/²⁰⁴Pb比值后，代入原始增长公式，求出Φ值，即可获得该矿物的年龄：

地球化学原理（第三版）

此年龄称为原始等时线模式年龄，或Φ值年龄。这个公式的数学计算过程比较复杂，所以一般常用查表法（表3-3）。该表是霍姆斯-豪特曼采用老常数计算的，目前仍被广泛应用。例如我国辽宁北部红透山块状硫化物矿床中方铅矿的²⁰⁶Pb/²⁰⁴Pb=13.898，²⁰⁷Pb/²⁰⁴Pb=14.696，计算求得Φ，查表为2560Ma。

表3-3 与Φ值相对应的模式年龄（Ma）

在获得矿物的模式年龄后，代入原始增长公式，即可求得铅演化体系的μ值（²³⁸U/²⁰⁴Pb）、ν值（²³⁵U/²⁰⁴Pb）和ω值（²³²Th/²⁰⁴Pb）：

地球化学原理（第三版）

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并进一步可以计算Th/U比值

地球化学原理（第三版）

利用正常铅的铅同位素所计算出来的²³²Th/²⁰⁴Pb比值通常变动在30～40之间，而²³⁸U/²⁰⁴Pb比值一般变化在8～10之间，所以正常铅来源区中Th/U比值在2.90到4.84范围内变动。这些数值与目前观测到的地球岩石的Th/U比值范围非常近似。

同位素地球化学研究中常用²⁰⁷Pb/²⁰⁴Pb^-206Pb/²⁰⁴Pb发展曲线图解来形象地表示铅同位素演化特点（图3-6），图中M点为地球原始铅，μ值（²³⁸U/²⁰⁴Pb）为8、9、10的三条曲线分别代表在不同的²³⁸U/²⁰⁴Pb比值条件下铅同位素的发展曲线。0×10²Ma、10×10²Ma、20×10²Ma、30×10²Ma等直线都是等时线。当一个方铅矿样品进行铅同位素分析后，将²⁰⁶Pb/²⁰⁴Pb、²⁰⁷Pb/²⁰⁴Pb比值投在图上，就能清楚地看出：在一次增长条件下，此铅在什么时间形成的，是在什么²³⁸U/²⁰⁴Pb体系中发展起来的。例如辽宁关门山矿区工业矿体中铅同位素（图3-6上1号点）具有约1800Ma的模式年龄，发展于²³⁸U/²⁰⁴Pb比值平均为8.3的U-Pb体系中，而该区不具工业价值的“苞米粒子”方铅矿（图3-6上的点2），其模式年龄为200Ma左右，发育于²³⁸U/²⁰⁴Pb比值平均为8.7的U-Pb体系中。红透山Cu-Zn矿床形成于约2600Ma前，发育于²³⁸U/²⁰⁴Pb比值平均为8.7的U-Pb体系中（图3-6中3号点）。

图3-6 铅同位素增长曲线

除了解决成矿年龄外，对比矿石铅及岩石普通铅的同位素特征是解决岩石与矿床成因关系的有效手段之一。辽东古元古代辽河群大理岩中有大量的铅锌矿床，并有1900Ma的花岗岩及200Ma左右的中生代花岗岩。产于沱沟铅锌矿床中的铅同位素为²⁰⁷Pb/²⁰⁶Pb=0.978，附近的K-Ar年龄为1900Ma的伟晶岩长石铅为²⁰⁷Pb/²⁰⁶Pb=0.965，考虑到长石铅没有进行微量铀校正，两者是非常接近的，是经历了同一铅同位素均匀化作用的产物，说明它们可能存在密切的成因关系；而另一种产于青城子铅锌矿床中的铅同位素为²⁰⁷Pb/²⁰⁶Pb=0.870，附近的新岭花岗岩（K-Ar年龄220Ma）的长石铅为²⁰⁷Pb/²⁰⁶Pb=0.874，则说明了青城子铅锌矿与中生代花岗岩的成因联系。矿床学的研究也证实了有两期成矿作用的存在。

20世纪80年代后期，铅同位素在示踪物质来源、圈定找矿靶区、判别构造环境等方面取得许多重要进展。在不同矿种与不同成因的矿床之间，矿石铅同位素组成存在着明显差异。例如，钨—锡矿的铅同位素组成具有钍—铀与铀—铅富集特征，大型金矿床与金矿带的矿石铅同位素组成比同一地区的其它矿种矿石具有更强的富钍—铀特征，而以铜为主的多金属矿床常具有贫钍—铀与贫铀—铅特征。利用铅同位素可示踪找矿靶区，例如陈好寿等（1994）在对广东玉水—银矢富铜多金属矿带中的玉水式铜矿床与银矢式铅锌矿床的研究中，采用²⁰⁶Pb/²⁰⁴Pb和²⁰⁶Pb/²⁰⁷Pb特征值作为找矿标志，把²⁰⁶Pb/²⁰⁴Pb=18.150±0.150和²⁰⁶Pb/²⁰⁷PB=1.155±0.005作为玉水式铜矿的找矿标志，²⁰⁶Pb/²⁰⁴Pb=18.65±0.05和²⁰⁶Pb/²⁰⁷Pb=1.19±0.01作为银矢式铅锌矿的找矿标志，对若干预测区进行预测，其结果与物、化探预测结果一致。

还应指出许多铅同位素是经历了两个以上不同的²³⁸U/²⁰⁴Pb（μ值）系统发展的，此时铅同位素的演化公式为：

地球化学原理（第三版）

这是二次增长公式。如果经过两阶段发展的铅用原始等时线去求模式年龄，得到的结果将与地质的真实年龄完全不符，某些铅经过了富铀的发展阶段（μ值特大阶段），甚至可能算出负的年龄值，显然这是不符合事实的。这些铅都是异常铅，即经历了非正常U/Pb比值系统发展的铅。此时模式年龄没有地质年龄意义。如果模式年龄比真实地质年龄老，则表明铅发展过程经历了贫铀富铅的阶段，如果模式年龄比真实地质年龄新，直至出现负年龄则表明它经历了富铀贫铅的发展阶段。