封闭温度（封闭温度PPT）

此概念说明,不同的同位素体系具有不同的封闭温度;相同同位素体系在不同的矿物/岩石中封闭温度也是有差别的。以Tc 代表封闭温度,矿物封闭温度与其几何参数及冷却速率间的关系如下式所示:地球化学式中:R为气体常数;E为活化能;A为几何参数 ;D0 为扩散系数;dT/dt为体系的冷却速率。通过测定不同封闭温度的矿物/岩石Rb-Sr、Sm-Nd、U-Th-Pb、K-Ar及裂变径迹等年龄可给出关于地质体变质、冷却历史的信息。WB封闭温度和时间

衰变体系的封闭性与封闭温度

一定的母体-子体同位素体系在一定的矿物或岩石系统中,于一定温度下其同位素组成除了自身的放射性衰变造成变化外,放射成因同位素不因扩散与周围环境发生同位素交换而改变其组成,此温度称为该矿物/岩石中的有关同位素体系的封闭温度。此概念说明,不同的同位素体系具有不同的封闭温度;相同同位素体系在不同的矿物/岩石中封闭温度也是有差别的。如Sm-Nd在石榴子石中是由体扩散机制控制,而 K-Ar 在云母系统中受面扩散机制控制 (Dickin,1995)。以Tc 代表封闭温度,矿物封闭温度与其几何参数及冷却速率间的关系如下式所示:

地球化学

式中:R为气体常数;E为活化能;A为几何参数 (对球形、圆柱形、片状分别为 55、27、9 );D0 为扩散系数;dT/dt为体系的冷却速率。

通过测定不同封闭温度的矿物/岩石Rb-Sr、Sm-Nd、U-Th-Pb、K-Ar及裂变径迹等年龄可给出关于地质体变质、冷却历史的信息。常用同位素体系在不同的矿物/岩石中的封闭温度如表6-2 所示。岩石经历峰期变质作用后,不同矿物有关的同位素体系所给出的年龄差别如图6-3 所示。火成岩结晶过程中由于不同矿物对不同同位素体系的封闭温度不同,通过测得不同矿物有关同位素体系的年龄便能得到冷却曲线。

表6-2 不同矿物/岩石中有关同位素体系的封闭温度/℃

①Harrison (1981);②Brabander et al.(1995);③Mezger et al. (1989);④韩吟文等 (2003);⑤Grove et al. (1996);⑥Reiners et al.(2004);⑦Dodson (1998);⑧Reiners (2004);⑨Wolf (1998)。

图6-3 由不同矿物有关的同位素体系得出的变质岩峰期变质作用后的热年代史示意图

针对不同同位素体系在不同矿物/岩石中保持封闭的程度,对于同位素地质年代学研究的样品采集应考虑如下因素:

1)所测定对象应有较扎实的地质研究基础,对解决地质问题起着关键的作用,并对区域乃至全球地质问题的深入认识有重要意义。

2)在采样前,充分考虑不同方法的适用性及结果的意义。全岩样品等时线或全岩样品与从其中分选出的单矿物构成的内部等时线法,要求不少于 5 个数据点,在进行样品筛选前最好有母体、子体元素含量分析结果作为参考,选择母体/子体比值具一定变化范围的样品;拟进行内部等时线测定的样品,要根据岩体中有关矿物的含量采集能分离出足够相应矿物的样品量,一般含量在 5%左右的矿物, 1～2kg 的全岩样品能分选出达到精确同位素分析的单矿物样量;中、酸性岩类分离其中的副矿物锆石,样品量应在 3～5 kg;多数镁铁质与超镁铁质岩石中锆石含量非常低,采样量可能要达 30～50kg 才能分选出足够分析的颗粒。对火成岩结晶年龄的测定,全岩样品的采集应避免在岩体边部与裂隙、断裂发育处,尽量在岩体中部、结构相对均一、暗色矿物含量上具一定变化、无明显蚀变处,样品应在几百米的范围内采集。如对于区域变质岩类,要采集相同变质级别、相同原岩的样品,沿走向采集不同样品不要超过几百米。沉积岩类的定年,对于化学沉积岩可以考虑用全岩U-Pb 等时线或普通Pb 法;对于碎屑沉积岩,尽量选择页岩或含海绿石类的泥质岩石用Rb-Sr法定年,能分选出伊利石者可考虑用K-Ar或 Ar-Ar定年,如果能在沉积岩中分选出沉积过程中形成的硫化物矿物,也可以考虑用 Re-Os 法对硫化物进行定年。对于矿床的定年,可以考虑用脉石矿物中所含的流体包裹体进行 Rb-Sr、Sm-Nd、Ar-Ar等方法定年;也可选择矿石矿物,尤其是硫化物进行 Re-Os、Pt-Os 及常规的Rb-Sr、Sm-Nd定年。

WB封闭温度和时间

WB封闭温度是38度1个小时就可以了。

如果是自己配置的封闭液，最好过滤一下以消除固体杂质。

同位素封闭温度及冷却年龄

Dosdon(1973)在对阿尔卑斯造山带K-rA同位素年龄数据进行解释时提出了同位素封闭温度这一概念。封闭温度的意义是:对一个地质事件(侵入体的结晶和变质作用等)所涉及的各种同位素体系来说,并不是在矿物、岩石形成的那一瞬间就开始计时的,而必须当温度降低到能使该计时体系达到封闭状态时,即子体由于热扩散导致的丢失量可以忽略不计时,子体才开始积累,这个开始计时的温度就是封闭温度,所测得的年龄称为表面年龄或冷却年龄。因此说封闭温度就是由表面给出的那一个时间点的温度,显然是以扩散理论为依据的,并与冷却历史直接相关。冷却速度越慢,发生全部或部分子体丢失的时间越长,表面年龄和相应的封闭温度越低;反之,冷却速度较快,子体发生丢失的时间较短,得到的表面年龄和相应的封闭温度越高。

对于一个特定的同位素计时体系,若矿物的封闭温度较高并接近于矿物的形成温度,测定的年龄可代表矿物的形成年龄,若矿物的封闭温度较低,则所测定的年龄不能代表矿物的形成年龄,而只代表达到同位素体系封闭温度时至今的时间。因此,必须选择同位素计时体系那些具有较高封闭温度的矿物进行形成年龄测定。由封闭温度较低的矿物所获得的年龄,只能代表矿物的冷却年龄,只有在快速冷却的条件下才能接近于岩石或矿物的形成年龄。若后期变质热事件的变质峰期温度高于变质矿物的封闭温度,则所获变质矿物的年龄并不代表峰期变质年龄,而只是一个冷却年龄。

封闭温度可用两种方法进行估算:其一是地质方法,例如用变质矿物的组合估算混合年龄带的不同矿物的封闭温度,或用钻孔中观察到的同位素年龄梯度采用外推法估算开始保存它们放射成因子体产物的深度和温度;其二是实验法,用实验测定高温下子体产物丢失的速度来推测理论阻隔温度(Dodson,1973)。

根据现有研究,某些矿物的封闭温度总结于表6.5。

矿物的封闭温度和冷却年龄可用来研究地质体冷却历史和地质体的隆升历史,即:

表6.5 不同矿物同位素封闭温度表

冷却速率=△/T△t;隆升速率=冷却速率/地温梯度

式中:△T为两个矿物的封闭温度之差;△t为两个矿物的冷却年龄之差。