为什么通过锆石可以看出时间
A. 颗粒锆石U-Pb年龄测定
本方法原则上适用于各种类型岩浆岩中的锆石，但是用于测定酸性岩浆岩和前寒武纪变质岩中的粗粒锆石效果更好、更稳定(因为它们的铀和放射成因铅含量较高)。由于试样质量少至μg级，测定对象常常是一粒或少数几粒锆石，加上经过仔细挑选，被测锆石类型及其包含的时间信息比较单一，因而同时获得的一个试样的两个U-Pb年龄和一个Pb-Pb年龄彼此之间一致性常常很好，能够比较真实地反映一次地质作用发生的时间。因为在一次测定中锆石用量很少，不仅节省了选矿工作量，而且如果能将一个岩石样中不同成因类型的锆石一一进行测定，则能为地质学研究提供更丰富、更系统的时间信息。该方法对质谱分析精度与灵敏度以及铅的全流程本底要求更高。它的不足之处在于测定放射成因铅含量很低的锆石(一般是铀浓度低或非常年轻)效果较差，年龄测定精度降低，此时由于本底铅在总铅量中的比例大大提高，本底铅校正程序对年龄计算影响很大，这种情况下容易带入人为因素。
方法提要
锆石经稀酸超声波下处理，氢氟酸封闭溶样后转化成盐酸体系，用阴离子树脂交换法分离铀和铅，热电离质谱计上测定铅同位素比值，同位素稀释法测定铀、铅含量，使用稀释剂最理想的是205Pb和233U。直接计算或采用U-Pb一致曲线图解法，计算矿物中的U-Pb体系自进入封闭状态以来至今的时间，即矿物结晶年龄。由于铅污染无处不在，因此整个实验流程除测定精度等共性要求外，降低铅的全流程本底是关键。
本方法测定铀、铅含量误差允许限为±1.5%，铅同位素比值测定精度对于207Pb/206Pb应好于0.05%，当被测试样年龄在100～1000Ma时，在95%置信水平下年龄值的相对偏差应小于±5%。
器皿与设备
热电离质谱计MAT260、MAT261、MAT262、VG354、TRITON等相当类型。
锆石空气磨损器。
聚四氟乙烯烧杯3mL。
高压釜包括30mL容积聚四氟乙烯闷罐、氟塑料热缩套、不锈钢外套。闷罐内部置有带插孔的聚四氟乙烯底垫，便于稳定地放置0.3mLPFA溶样器。
氟塑料(PFA)溶样器0.3mL。
离子交换柱用石英管或氟塑料热缩管制作，下部嵌有石英筛板或聚丙烯筛板，保证装在上面的树脂不泄漏，规格:内径2～2.5mm，高10～15mm。
石英烧杯10mL。
其他设备器皿同86.1.2微量锆石U-Pb年龄测定。
器皿清洗
所有使用过的氟塑料器皿在(1+1)优级纯硝酸中浸泡过夜，然后在电炉上煮沸60min，再换成(1+1)优级纯盐酸煮沸60min，超纯水冲洗后又浸泡在超纯水中煮沸60min，重复用超纯水煮一次，再逐个用超纯水冲洗，低温下烤干。溶样器在经过上述程序后还要再做下面3次清洗:第一次加入0.2mL6mol/L超纯HCl，第二次加入0.15mL超纯HF和0.05mL7mol/L超纯HNO3，第三次再用0.18mL超纯HF和0.02mL7mol/L超纯HNO3，依次在不锈钢烘箱中于180±5℃恒温下至少加热12h，每次取出后都用超纯水冲洗，最后烤干备用。对于初次使用的全新氟塑料器皿，在完成上述清洗步骤前还需要先经过洗涤剂浸泡清洗。
试剂与材料
205Pb或208Pb稀释剂，固体为硝酸铅Pb(NO3)2，溶于3mol/LHCl中，浓度标定见附录86.1A。
233U或235U稀释剂，固体是硝酸铀酰UO2(NO3)2·6H2O，溶于3mol/LHCl中，浓度标定见附录86.1A。
其他试剂同86.1.2。
阴离子树脂交换柱准备同86.1.2，树脂床内径2～2.5mm，高10～15mm，用6mol/L超纯盐酸和超纯水动态淋洗后，用0.2mL3mol/LHCl平衡，待用。
矿物挑选与预处理
锆石从岩石大样中挑选，需要采集岩石样的质量少于微量锆石U-Pb法，一般1～xkg即可。
碎样间清洁要求及岩石破碎、锆石选矿程序同86.1.2。经过摇床分选和电磁选后的锆石样在双目显微镜下观察研究，尽力挑选出符合研究目的、矿物学特征相同、不含或尽量少含包体、无裂隙和无蜕晶现象、成因类型单一的锆石。将选出锆石置于空气磨损器中磨损1～4h(具体时间视锆石粒度而定)。磨损后的锆石置于4mol/LHNO3中，于110℃温度下加热10～30min，倒出硝酸重复一次，以清除粘在磨损面上的粉尘，然后依次用超纯水、优级纯丙酮在超声波作用下交替清洗两次，烘干，待测。在有条件情况下，应在试样处理前首先进行阴极发光和背散射电子图像分析，研究锆石内部结构。
U-Pb化学分离流程
1)溶样。将选好的颗粒锆石小心移入0.3mL溶样器中，大致称量(通常一粒锆石约10-7～10-6g)。加入0.01～0.1g205Pb+233U混合稀释剂(或205Pb+235U混合稀释剂)，电热板上蒸干。在加入0.18mL超纯HF和0.02mL7mol/L超纯HNO3后，将此微型溶样器稳定在盛有少量(约2mL)氢氟酸的聚四氟乙烯闷罐中，将闷罐盖子盖上并装进不锈钢钢套中，整体置于不锈钢烘箱中，于180℃±5℃恒温下至少加热48h。打开溶样器，确认试样完全分解后，蒸干溶液赶尽多余氢氟酸，再加入0.1mL3mol/LHCl，将溶样器重新置于溶样装置中，放进烘箱于180℃±5℃恒温下至少加热12h，使试样转化成氯化物准备上交换柱分离。
当采用208Pb+235U混合稀释剂时，操作步骤略有区别。主要是锆石样经称量后，在溶样前不加稀释剂，待试样完全分解后再按1∶2比例，将溶液分成ID和IC两份，分别转入3mL聚四氟乙烯烧杯中，并分别准确称出两份溶液的质量。然后再在ID分液中加入0.01～0.1g208Pb+235U混合稀释剂并称量，两份溶液分别蒸干赶尽氢氟酸。以后的操作与采用205Pb+233U稀释剂的程序相同。采用208Pb+235U混合稀释剂是较落后的方法，因为增加了全流程本底，降低了质谱分析中铅离子流的强度，从而影响测定精度。
2)U-Pb分离。将试样溶液用微量取样器移至准备好的阴离子树脂交换柱中，0.1mL3mol/LHCl清洗溶样器(或烧杯)并转入离子交换柱内，再用0.2mL3mol/LHCl分两次淋洗交换柱，进一步洗去锆和其他杂质。最后用0.2mL6mol/LHCl解析铅，用3mL聚四氟乙烯烧杯承接;再用0.2mL超纯水解析铀，与铅同接收于一个烧杯中，加入0.02mL(一滴)0.2mol/LH3PO4，加热蒸干，薄膜封盖，待质谱分析。
3)省去化学分离程序的流程。本流程加205Pb+235U混合稀释剂和溶样步骤与前完全相同，不同点在于中间省去了化学分离步骤。当试样完全分解并转换成氯化物后，直接将未经化学分离的试样溶液装到铼带上完成质谱分析，试样中未分离的硅起着发射剂作用。实践证明这样的流程同样可靠。
U、Pb同位素分析
操作过程以MAT261质谱计为例，其他类型质谱计大同小异。
1)装样。U、Pb同位素分析采用单带源。操作同86.1.2中铅同位素分析。
2)U、Pb同位素数据采集。铅同位素测定及数据采集同86.1.2中的铅同位素分析。采集(205Pb/206Pb)m、(207Pb/206Pb)m、(208Pb/206Pb)m、(204Pb/206Pb)m4组铅同位素比值数据后，升高带电流将蒸发带温度升至1500℃以上，在1500～1800℃左右，在测量系统处于手动状态下，于质量数267～270范围内寻找UO2+离子流。采集(238U/233U)m或(238U/235U)m的铀同位素比值数据，其步骤同铅同位素。
根据使用的质谱计类型不同，分析采用多接收极同时接收铅同位素离子流或采用单接收极跳峰扫描。每个试样每次测定采集4～6个数据块(Block)数据，每个数据块由8～10次扫描组成，由计算机自动处理数据，给出各同位素比值平均值与相对偏差。
3)质量分馏校正。测定国际铀、铅标准物质，求出实测值与标准值之间的偏差系数，然后对试样相应比值进行修正。
分析结果计算
本节仅涉及205Pb+233U稀释法结果的计算，仅提及它的基本计算公式和程序。
208Pb+235U稀释法结果的计算同微量锆石U-Pb法。
1)Pb含量计算。
A.试样中铅同位素的量:
岩石矿物分析第四分册资源与环境调查分析技术
式中:206Pbp、207Pbp、208Pbp、204Pbp分别为试样中铅同位素量的实测值，mol;c205t、c206t、c207t、c208t、c204t分别为205Pb稀释剂中205Pb、206Pb、207Pb、208Pb、204Pb的质量摩尔浓度，mol/g;m205t为称取稀释剂溶液的质量，g;右下角标m代表试样与稀释剂混合物。
B.扣除本底后试样中铅同位素的量。扣除本底后试样中铅同位素的量(mol)206Pbs、207Pbs、208Pbs和204Pbs的计算见式(86.18)～式(86.21)。
C.扣除本底铅后试样铅的质量分数。扣除本底后试样中铅的质量分数(μg/g)的计算见公式(86.22)。
D.扣除普通铅后试样中放射成因铅的量。扣除普通铅后试样中放射成因铅的量(206Pbγ、207Pbγ、208Pbγ，mol)的计算见公式(86.23)～式(86.25)。
试样中放射成因铅总量(Pbγ，mol)的计算见公式(86.26)。
2)U含量计算。
A.试样中238U与235U的量:
岩石矿物分析第四分册资源与环境调查分析技术
式中:238Us、235Us分别代表试样中238U、235U物质的量，mol;右下角标s、t、m分别代表试样、233U稀释剂及两者的混合物;c233t为稀释剂溶液中233U的量浓度，mol/g;m233t为称取稀释剂溶液的重量，g。
B.试样的铀质量分数(wU，μg/g)的计算见公式(86.29)。
年龄计算
根据 三个同位素比值计算出t206/238、t207/235、t207/2063个年龄，具体计算程序见86.1.2中的年龄计算。
测定结果表述
微量锆石与颗粒锆石U-Pb年龄测定报告内容基本相似，包括每个试样的铀、铅含量(μg/g或10-6)、普通铅含量(ng)、实测的206Pb/204Pb比值，以及 3个同位素比值(即原子比)和对应年龄。其中206Pb/204Pb比值精度以σ= 形式表示。Pb/U和Pb/Pb同位素比值误差是通过累积误差计算，一致曲线图解法的上、下两个交点年龄以t±u形式给出，其中u为不确定度，u= 为95%置信度下的t分布值;s为交点年龄误差;n为参加曲线拟合的试样个数)。
B. 为什么用锆石来计算地球最古老岩石的年龄
放射性现象的发现不仅推翻了此前物理学家对地球年龄的低估，而且让准确测定地球年龄成为可能。
卢瑟福和索迪（1877-1956）一起为放射性年龄测定奠定了理论基础。他们发现放射性现象是由于元素的自发衰变造成的。在衰变过程中，一种元素变成了另一种较轻的元素，同时发射出射线。一种放射性元素的衰变速率是固定的。这样，如果知道了某种放射性元素的衰变速率和衰变产物，就可以根据衰变产物的量计算出用了多长的时间产生这些产物。
卢瑟福在1905年首先想到了可以用这种办法来测定岩石的年龄。当时，他已经知道铀、镭发射出的阿尔法射线其实就是氦，那么，通过测量岩石中铀和氦的比例，以及铀产生氦的速率，就可以知道岩石的年龄。用这个办法，他测定两块岩石的年龄大约是5亿年。卢瑟福谨慎地指出，这只是下限，因为有一部分氦可能从岩石中逃逸了，导致测定的氦含量比实际的要少，测定的岩石年龄也就偏小。
在同一年，美国化学家波尔特伍德（1870-1927）注意到铅总是出现在含铀和钍的矿石中，推测铅是铀和钍衰变的最终产物。在卢瑟福的建议下，波尔特伍德开始通过测量铀矿石中的铅含量来计算岩石的年龄。他测了26份岩石样本，发现它们的年龄在4亿到22亿年之间。这表明地球的年龄至少是22亿年。
波尔特伍德的结果于1907年发表在地质学杂志上。尽管这个测定结果符合地质学家的预想，他们却对此没有什么兴趣。地质学家对物理学家、化学家闯入他们的领域的举动仍保持戒心。波尔特伍德没有做进一步的研究，后来患了抑郁症，自杀身亡。卢瑟福的兴趣也转移到其他方面。
在其他人都放弃的时候，只有英国地质学家霍姆斯（1890-1965）坚持了下来。早在1911年霍姆斯还是一名本科生时，就开始用铀－铅法测定岩石的年龄，并测出最古老岩石的年龄是16亿年。此后，随着对放射性现象、放射性同位素的研究的深入，霍姆斯一直在改进其测量结果。但是直到进入20年代，霍姆斯的工作才逐渐受到重视。此时，地质学家已发现地层的沉积速度并不是恒定的，因此想根据现在地质变化的速率来精确地算出地球的年龄是不可能的，只能借助放射性方法。1931年，美国科学院指定一个委员会专门研究地球年龄的测定问题，由霍姆斯执笔的委员会报告认定放射性年龄测定法是测定地球年龄的唯一可靠的方法。
有关放射性测定法的争议消失了，接下来就是如何尽可能准确地测定地球的年龄。岩石越古老，当然就越接近地球的年龄。目前测定的最古老的岩石年龄大约是38亿-39亿年，其中有的是沉积岩，含有更古老的矿石晶体。已知最古老的矿石晶体是在澳大利亚发现的锆石小晶体，年龄至少为44亿年。但是用地球岩石无法直接测定地球形成的年龄。这是因为地球由地壳、地幔、地心几部分组成，由于板块运动，新的地壳持续地产生，然后又被循环，岩石始终处于变化之中，其结果是，地球最早形成的岩石已不存在。
整个太阳系是由同一片星云形成的，形成太阳系各个天体的过程所花的时间相对来说比较短，可能不到1亿年。太阳系其他天体的年龄也就基本等于地球的年龄。因此，有关地球年龄的最好证据反而不是来自地球，而是来自月球和降落到地球上的天外来客——陨石。月球上不存在板块运动，可以在上面找到月球刚形成时就有的岩石。对阿波罗号带回来的月球岩石的测定结果表明，最古老的月球岩石大约是44-45亿年。对许多陨石的测定结果，年龄也都在45亿年左右。现在被普遍接受的地球年龄45.4亿年（1％误差），根据的是美国地质化学家帕特森（1922-1995）在1956年发表的测定结果，测的是一块在美国亚利桑那州恶魔谷发现的陨石。
地球年龄大约45亿年，科学界对此已无异议，它作为一个科学事实已有50多年的历史。但是在科学界之外，仍然有许多人不能接受这一事实。这主要是基督教原教旨主义者，他们坚信地球的年龄只有大约1万年。这些“年轻地球论者”的依据是基督教《圣经》，但是却给自己披上科学的外衣，试图动摇放射性测定法的科学基础。
简单的放射性测定法有两个假设：一、在岩石刚刚形成时，只有母元素（例如铀），子元素（例如铅）都是后来由母元素衰变形成的。二、自岩石形成以后，没有母元素、子元素逃逸出去，也没有母元素、子元素从外界渗透进来。显然，这两条假设如果有一条不成立，就会影响到测定结果，因此就受到了“年轻地球论”的质疑。
但是存在这两个假设并不会让放射性测定法变得毫无价值。在许多情形下，有足够的依据可以认定这样的假设是完全合理的，而且也可以通过对同一个样本用不同的同位素、不同的测定方法进行核对。实际上，现代放射性测定法普遍采用的是等时线法，通过测量同一种元素的不同同位素的量，以及通过测量在同一时间形成的不同物体
（例如岩石中的不同矿石晶体），取消了这两个假设。因此，“年轻地球论者”对此的质疑是没有道理的。
放射性测定法还有一个基本假设，某种放射性元素的衰变速率是恒定不变的。如果这个假设不成立，测定的结果当然就靠不住。因此“年轻地球论者”最喜欢攻击这一假设。但是这一假设有充分的量子力学理论依据，攻击它也就是在攻击量子力学。这个假设也被实验所证实：物理学家做了很多试图改变衰变率的实验，对放射性同位素施加不同的温度（高达2000摄氏度，低达零下186摄氏度），不同的气压（从真空到几千个大气压），不同的引力场和磁场，都未能显着改变衰变率。
而且放射性测定法的结果已被别的方法所独立验证，例如日震年龄测定法。上个世纪60年代，天文学家发现太阳表面在有规律地振荡，称为日震。日震波的传播与太阳的组成，特别是太阳中心的氦和氢的相对含量有关。自太阳诞生以来，其内部就一直在进行着把氢聚合成氦的核聚变。因此，通过日震测定太阳中心氦的含量，就可以计算出太阳的年龄。用这个方法测出的太阳年龄大约为45.7亿年，与用放射性测定法测出的吻合得很好。
当代“年轻地球论者”对地球年龄的质疑没有任何科学含量，不能算是科学争论，也无法通过学术争论获得解决。这是宗教与科学的冲突，这些偏执的信徒还生活在17世纪乌瑟主教的时代。
C. 科学家是怎么判断石头的年龄
科学家可以选择合适的矿物，利用合理的同位素衰变体系给各式各样的岩石测定年龄。
地学家测定岩石年龄经常使用的同位素衰变体系有铀—钍—铅、钐—钕、铷—锶、钾—氩和碳-14等。
不同的放射性同位素衰变的时间常数有长有短，比如铀—钍衰变体系的半衰期很长，适合用来测定有数亿年历史的古老岩石；碳-14的半衰期只有5000多年，就被用来测定比较年轻的岩石的年龄。
(3)为什么通过锆石可以看出时间扩展阅读
绝对地质年代学本质上就是放射性同位素年代学。同位素是指同一元素原子核内质子数相同而中子数不同的一类原子，它们在元素周期表中共同占据一个位置。有的同位素不稳定，能够自发地放射出各种射线，被称为放射性同位素。
在射出各种射线的同时，这些同位素衰变成其他同位素，例如钾衰变成氩。所有的放射性同位素都遵循一个定律：衰变前的放射性同位素转变为新同位素的速率，只和原来的原子数目成正比。
更直观地说，某种放射性元素的原子核发生衰变，无论有多少原子，只要衰变到只剩一半数量，所需要的时间（半衰期）是不变的。
岩石和矿物中含有的化学元素中就存在着微量的放射性同位素，如果知道了样品中某种放射性同位素及其衰变产生的新同位素的含量，根据它们的比例和已知的半衰期时间，就相当于看到了“同位素时钟”显示的时间，可借此精确计算出岩石形成的年龄。
原理看似简单，但是有一个基本前提要保证——在漫长的地质历史时期，岩石、矿物中的该同位素只通过衰变自然变化，而没有任何丢失和加入。
换句话说，地质学家必须在岩石中找到一个封闭性非常好的“盒子”，来确保里面的放射性同位素在漫长的历史时期不受任何外界影响。
科学家找到了一些封闭性好的矿物，它们能够很好地保存岩石中的放射性同位素信息，又大量存在于各个时期形成的岩浆岩和变质岩中，比如锆石、独居石、黑云母等。
D. 锆石SHRIMP定年
5.1.1 定年方法
分别采集白芒山（AJGS6）、舒家店（SYSZK03）、鸡冠山（JGZ1）、大团山（ADTS1）、胡村（钻孔岩心，HCZK683）、湖城涧（钻孔岩心，HCJZK1）、凤凰山（钻孔岩心，FHZ2）、瑶山（钻孔岩心，YSZ3）、南洪冲（07CL505）、铜官山（07CL507）、天鹅抱蛋（07CL512）、新桥头（07CL516）、沙滩脚（07CL519）、缪家（07CL521）等岩体样品各约2 kg，破碎至40～80目，用水淘洗粉尘后，先用磁铁除去磁铁矿等磁性矿物，再用重液选出锆石，最后在双目镜下人工挑出锆石。锆石的分选由河北省地调院完成。将锆石和标样一起粘在玻璃板上，用环氧树胶浇铸，制成薄片、抛光，并拍照反射光和阴极发光照片，最后在离子探针SHRIMP-RG上测定锆石的U、Th、Pb同位素含量及定年。样品制备、反射光和阴极发光照像以及SHRIMP定年均由作者在美国斯坦福大学离子探针实验室完成。实验选择的标样为R33［（419.0±1.1）Ma］（Black et al.，2004），数据的误差范围±1σ，数据处理使用美国Berkeley地质年代学中心Kenneth R.Ludwig编制的计算程序（Ludwig，2001；2003）。
5.1.2 锆石SHRIMP定年结果
橄榄安粗岩系列侵入岩的白芒山、舒家店辉石二长闪长岩，高钾钙碱性系列的湖城涧辉长闪长岩，鸡冠山、大团山、铜官山、天鹅抱蛋石英二长闪长岩，缪家石英二长闪长玢岩，胡村、南洪冲、凤凰山、沙滩脚花岗闪长岩，瑶山、新桥头花岗闪长斑岩的锆石SHRIMP定年结果见表5.2，各测点的定年数据见附表1，各岩体地质特征见第3章。
表5.2 铜陵地区中酸性侵入岩锆石SHRIMP U-Pb定年结果
注：MSWD—平均重量离差平方；n—参加计算的测点数。
Note：MSWD—Meansquare weighted deviation；n—Number of calculated measure points.
各定年样品锆石特征及SHRIMP U-Pb定年结果分述如下：
（1）样品AJGS6（白芒山辉石二长闪长岩）
锆石为浅黄色，呈短柱状、粒状，粒度大小为0.04～0.20 mm，大多数锆石柱面（110）比（100）发育，锥面（101）比（211）发育，主要为Pupin（1980）的J4、J5、S24、S25、D、P5晶型，碱度指数（I.A）和温度指数（I.T）分别为458和643（吴才来等，1994）。锆石具有明显的振荡环带（图5.1），部分锆石含有细小的矿物包裹体，显然，这是典型的岩浆结晶锆石（Pidgeon et al.，1998）。12颗锆石的测定结果表明，除10号锆石的U、Th含量较低外（分别为83×10-6和53×10-6），其余锆石的U、Th含量较高，且变化范围也较大 ［U：（600～2345）×10-6，Th：（1167～7588）×10-6］，表现在CL图像上颜色较深。206Pb/237U年龄变化于142.9±0.8 Ma～133.2±0.7 Ma，平均年龄为138.21±0.82 Ma（MSWD=0.6，n=5）（图5.2）。
图5.1 橄榄安粗岩系列侵入岩的锆石阴极发光图像
（2）样品SYSZK03（舒家店辉石二长闪长岩）
该样品取自橄榄安粗岩系列舒家店辉石二长闪长岩的钻孔岩心（ZK03）。该岩体呈北东向不规则状岩墙产出，岩体中间出露面积约2500 m2石榴子石矽卡岩。岩体中含有丰富的、大小为1 ～3 cm的辉石和角闪石斑晶，其围岩是志留纪粉砂岩，具有细脉浸染状铜矿化现象。岩石呈灰黑色，自形—半自形粒状结构，主要矿物为斜长石（An =45～55，70%～75%）、透辉石（13%～15%），其次为黑云母（7% ～8%）、钾长石（3% ～4%）以及少量的石英（2%～3%）。该样品锆石为柱状，长宽比为1：1～2：1之间，大多数锆石的CL图像为均匀的灰色，部分锆石具有振荡环带结构（如6号锆石）或条带状结构（如7号和11号锆石）（图5.1）。锆石的U、Th含量分别为（189～1086）×10-6和（133～1705）×10-6，Th/U比值为0.73～1.84（附表1），Th、U之间的相关系数为0.71。11颗锆石的U-Pb年龄变化于145.8±1.2 Ma～138.1±1.0 Ma之间，除去高U的锆石测点，得出平均年龄为142.4±0.7 Ma（MSWD=0.6，n=6），该年龄为岩浆结晶的时代（图5.2）。
图5.2 橄榄安粗岩系列侵入岩的锆石238U/206Pb-207Pb/206Pb谐和曲线和平均年龄
（3）样品HCJZK1（湖城涧辉长闪长岩）
该样品取自高钾钙碱性系列湖城涧辉长闪长岩的钻孔岩心（ZK1）。岩石为灰黑色，具似斑状结构，斑晶为辉石和斜长石，两者粒度相近；基质由长条状斜长岩和细粒填隙状的辉石和磁铁矿组成。该样品锆石的长宽比为1：1和2：1，阴极发光图像（CL图像）表现为均匀的灰色（图5.3）。锆石U的含量变化于（524～1545）×10-6之间，Th变化于（661～2752）×10-6之间，U、Th之间具有较好的相关性（相关系数为0.81）。Th/U比值一般>1，变化于1.3～2.66之间（附表1）。所有锆石年龄变化范围较窄，在146.4±0.6 Ma～139.5±0.7 Ma之间，平均年龄为142.7±0.6 Ma（MSWD=1.8，n=8）（图5.4）。
（4）样品JGZ1（鸡冠山石英二长闪长岩）
锆石为短柱状，一般长宽比为1.5：1，个别为2：1。锆石晶形统计结果表明，锥面（211）和（101）发育程度相近，但柱面（110）比（100）发育（吴才来等，1994）。从锆石的阴极发光图像可以看出，大多数锆石具有较宽的振荡环带（图5.3），但部分锆石含有不规则的核（如2号，8号和10号锆石）。根据其形状特征推测，它们可能是后来流体改造所致。12颗锆石的SHRIMP U-Pb测定结果表明，锆石的U、Th含量变化不大，分别为（136～676）×10-6、（101～777）× 10-6；Th/U比值变化于0.77～1.41之间，且大多数都>1；206Pb/238U年龄的变化范围也不大，为143.0±0.9 Ma～131.3±1.6 Ma。其中，1号、8号和11号锆石的年龄偏小，结合阴极发光图像特征可以看出，这些锆石可能受到了后期流体的改造，发生了Pb的丢失，测点的位置跨入了Pb丢失的部位。因此，在计算平均年龄时予以舍去，其余锆石的平均年龄为139.9±1.1 Ma（MSWD=0.9，n =8），与238U/206Pb-207Pb/206Pb得出的谐和年龄（138.5±2.6 Ma）在误差范围内一致（图5.4）。
（5）样品ADTS1（大团山石英二长闪长岩）
锆石为长柱状，长宽比为2：1～3：1，锥面（101）稍比（211）发育，而柱面（100）比（110）发育，平均温度指数（I.T）和平均碱度指数（I.A）分别为359、426（吴才来等，1994）。CL图像显示，锆石具有明显的环带结构，且环带的条纹非常细（图5.3）。测定结果表明，该样品的锆石U、Th含量分别为（119～462）×10-6和（48～435）×10-，Th/U比值变化于0.36～1.19之间（大多数>0.5），206Pb/238U年龄变化于227.1±1.4 Ma～136.4±1.2 Ma之间，平均年龄为139.3±1.2 Ma（MSWD=1.2，n=8），与238U/206Pb-207Pb/206Pb得出的谐和年龄（139.7±2.4 Ma）几乎一致（图5.4）。
图5.3 高钾钙碱性系列侵入岩的锆石阴极发光图像
图5.4 铜陵高钾钙碱性系列侵入岩的锆石238U/206Pb-207Pb/206Pb谐和曲线和平均年龄
（6）样品07CL507（铜官山石英二长闪长岩）
锆石为柱状，长宽比在2：1～4：1之间。大多数锆石的CL图像显示振荡环带结构（图5.3），这是典型的岩浆结晶锆石（Pidgeon et al.，1998）。部分锆石含有老的继承性核，如5号和7号锆石。锆石的U、Th含量分别为（57～737）×10-6和（40～569）×10-6，Th/U比值为0.35～1.32（附表1），其中1号、8.1号和8.2号锆石分别为0.35、0.41和0.41，其余锆石均>0.5。Th、U之间的相关系数为0.83。12颗锆石14个测点的U-Pb年龄变化于2461±15Ma～133.0±1.2 Ma之间，除去老的继承性锆石测点，其余测点得出的年龄平均为141.7±1.4 Ma（MSWD =1.0，n =9），代表岩浆结晶的年龄（图5.4）。锆石的238U/206Pb -207Pb/206Pb比值得出谐和线上交点年龄为2467±120 Ma，下交点年龄为143.1±3.9 Ma（图5.4）。上交点年龄可解释为继承性锆石的时代，而下交点年龄可解释为岩浆的结晶时代，并与平均年龄（141.7±1.4 Ma）在误差范围内基本一致（图5.4）。
（7）样品07CL512（天鹅抱蛋石英二长闪长岩）
锆石具有较好的柱面和锥面，长宽比为2：1～3：1，具有明显的振荡环带，部分锆石具有老的继承性核，如3号、8号和11号锆石（图5.5）。12颗锆石14个测点结果表明，锆石的U、Th含量分别为（75～284）×10-6和（29～603）×10-6，锆石的Th/U比值变化于0.41 ～2.19之间（附表1），Th、U之间的相关系数为0.58。14个测点得出的206Pb/238U年龄变化于2606±7 Ma～134.3±2.7 Ma之间，除3号、4号、8.1号和11.1号锆石外，其余锆石得出平均年龄为141.3±1.3 Ma（MSWD =1.8，n=8）（图5.4）。锆石3号、8.1号、11.1号测点为老的继承性锆石核，年龄分别为837.6±6.3 Ma、2606±7 Ma和936.6±6.2 Ma；4号测点横跨在老的核和幔部之间，年龄为778.7±4.7 Ma。锆石的238U/206Pb -207Pb/206Pb比值得出谐和线上交点年龄为2612±75 Ma，下交点年龄为139.5±2.8 Ma（图5.4）。上交点年龄可解释为老的继承性锆石的时代，而下交点年龄可解释为岩浆的结晶时代，并与平均年龄（141.3±1.3 Ma）在误差范围内基本一致（图5.4）。
（8）样品07CL521（缪家石英二长闪长玢岩）
锆石为短柱状，长宽比为1：1～1.5：1，具有较好的振荡环带（图5.5）。10颗锆石的定年结果表明，锆石的U、Th含量分别为（88～457）×10-6和（50～588）×10-6，锆石的Th/U比值变化于0.56～1.33之间（附表1），Th、U之间的相关性较好，相关系数为0.91 ，206Pb/238U年龄变化于164.1±1.1 Ma～133.7±1.8 Ma之间，除去不谐和的测点后，得出平均年龄为142.8±1.6 Ma（MSWD=1.8，n=8）。锆石的238U/206Pb-207Pb/206Pb比值得出谐和线年龄为146.0±3.0 Ma（MSWD =0.99）（图5.4），与平均年龄（142.8±1.6 Ma）在误差范围内基本一致（图5.4）。
（9）样品HCZK683（胡村花岗闪长岩）
锆石为自形柱状，长宽比为2：1 ～3：1，晶形特征与大团山岩体中的类似，但平均温度指数（I.T）和平均碱度指数（I.A）略高于大团山岩体，分别为418和440，反映岩浆的温度和碱度略高于大团山岩体（吴才来等，1994）。CL图像显示，锆石内部具有明显的环带结构（图5.5），部分锆石含有针状的矿物包裹体，如6号锆石。测定结果表明，锆石的U、Th含量分别为（161～614）×10-6和（86～813）×10-6，Th/U比值变化于0.37～1.52之间，除8号锆石为0.37外，其余锆石均>0.60（附表1）。Pb/U年龄变化于142.8±1.3 Ma～133.6±1.5 Ma，平均年龄为140.9±1.2 Ma（MSWD =0.6，n =6），与238U/206 Pb-207Pb/206Pb得出的谐和年龄（141.6±3.5 Ma）在误差范围内一致（图5.6）。
图5.5 高钾钙碱性系列侵入岩的锆石阴极发光图像
（10）样品07CL505（南洪冲花岗闪长岩）
该样品锆石的长宽比变化较大，为1：1和4：1，阴极发光图像显示出明显的环带结构（图5.5）。锆石U的含量变化于（79～521）×10-6之间，Th变化于（50～397）×10-6之间，U、Th之间具有较好的相关性（相关系数为0.97）。Th/U比值一般>0.5，变化于0.57～0.99之间（附表1）。锆石年龄变化范围为722.7±4.8 Ma～123.3±2.1 Ma，其中，2号和6号锆石的年龄分别为577.9±5.8 Ma和722.7±4.8 Ma，2号锆石可能为一捕获的老的锆石，核部似乎发生了不完全熔融，6号锆石核部与幔部之间以及中间部位均有黑色的CL影像，放射性206Pb的含量（20×10-6）远远高于其他锆石［（1.5～9.9）×10-6］，可能反映该锆石受到了后期流体的改造，有Pb的加入或带出（Cherniak et al.，2000）。去除这两颗锆石，其余锆石的平均年龄为138.8±1.3 Ma（MSWD=1.1，n =12）（图5.6）。锆石的238U/206Pb-207Pb/206Pb比值得出谐和线上交点年龄为841±74 Ma，下交点年龄为137±13 Ma（MSWD =1.5）（图5.6）。上交点年龄可解释为花岗闪长岩的继承性锆石时代，而下交点年龄可解释为岩浆的结晶时代，但误差较大，与平均年龄（138.8±1.3 Ma）基本一致（图5.6）。
（11）样品FHS2（凤凰山花岗闪长岩）
锆石呈长柱状，长宽比为2：1～3：1，具有较好的振荡环带，部分含有矿物包裹体（图5.7）。这些锆石的U、Th含量分别为（225～573）×10-6和（79～481）×10-6，除1号锆石的Th/U比值为0.27外，其余的均>0.5（变化于0.59～1.13之间）（附表1），Th、U之间具有较好的相关性（相关系数为0.83）。11颗锆石定年得出的206Pb/238U年龄变化于690.8±4.1 Ma～140.0±1.2 Ma之间，除1号、3号和11号锆石外，其余锆石得出平均年龄为142.0±0.8 Ma（MSWD=1.0，n=8）。1号和3号锆石具有老的继承性核，测点位置横跨了核部和幔部，产生的混合年龄分别为531.4±2.8 Ma和690.8±4.1 Ma，与1号和3号锆石不同，11号锆石的核部与幔部之间具有一圈形状不规则的黑圈（图5.7），表明锆石受后期流体的改造发生了Pb的加入或带出（Cheriak et al.，2000），核部年龄为234.8±1.9 Ma。锆石的238U/206Pb-207Pb/206Pb比值得出谐和线上交点年龄为837±53 Ma，下交点年龄为148.5±9.5 Ma（图5.6）。上交点年龄可解释为花岗闪长岩继承性锆石的时代，而下交点年龄可解释为岩浆的结晶时代，并与平均年龄（142.0±0.8 Ma）在误差范围内基本一致（图5.6）。
（12）样品07CL519（沙滩脚花岗闪长岩）
锆石为柱状，长宽比为2：1 ～3：1，具有较好的振荡环带，部分锆石具有老的继承性核，如5号、8号、9号和10号锆石（图5.7）。14颗锆石定年结果表明，锆石的U、Th含量分别为（85～408）×10-6和（42～203）×10-6，锆石的232Th/238U比值变化于0.22～0.72之间（附表1），Th、U之间的相关系数为0.52。除5号、8号、9号和10号锆石的年龄分别为844±4 Ma、1994±14 Ma、1801±11 Ma和2403±8 Ma外，其余锆石年龄变化于147.2±1.5 Ma～135.3±1.1 Ma之间，平均年龄为144.1±1.2 Ma（MSWD=0.92，n=9）。锆石的238U/206Pb-207Pb/206Pb比值得出谐和线上交点年龄为1995±29 Ma，下交点年龄为144.3±2.3 Ma（MSWD=0.9，n=9）（图5.6）。上交点年龄可解释为花岗闪长岩的继承性锆石的时代，而下交点年龄可解释为岩浆的结晶时代，并与平均年龄（144.1±1.2Ma）非常一致（图5.6）。
图5.6 铜陵高钾钙碱性系列侵入岩的锆石238U/206Pb-207Pb/206Pb谐和曲线和平均年龄
图5.7 高钾钙碱性系列侵入岩的锆石阴极发光图像
（13）样品YSZ3（瑶山花岗闪长斑岩）
锆石为自形的长柱状，长宽比值为2：1 ～4：1。CL图像显示，锆石具有非常好的振荡环带，并含有矿物包裹体（图5.7），如锆石1、5和7。锆石的U和Th含量较低，分别为（242～386）×10-6和（18～93）×10-6，Th/U比值较低，为0.06～0.53（附表1），Th和U之间的相关系数较低（仅为0.48）。5号和7号锆石含有老的继承性核，测得年龄分别为2330±12 Ma和2104±13 Ma。其余锆石得出206Pb/238U年龄变化于155.6±1.3 Ma～143.6±1.1 Ma之间，平均年龄为146.0±0.9 Ma（MSWD =0.8，n=8）。238U/206Pb-207Pb/206Pb比值得出谐和线上交点年龄为2476±12 Ma，下交点年龄为148.1±1.9 Ma（图5.6）。上交点年龄反映了花岗闪长斑岩继承性锆石的时代，而下交点年龄代表岩浆结晶的时代，且在误差范围内与平均年龄（146.0±0.9 Ma）一致。
（14）样品07CL516（新桥头花岗闪长斑岩）
锆石为自形的长柱状，长宽比为2：1 ～5：1。CL图像显示，锆石具有非常好的振荡环带（图5.7）。锆石U的含量为（137～497）×10-6，Th的含量非常低，为（5～85）×10-6，Th/U比值较低，除12号锆石为0.64以外，其余的变化于0.03～0.10之间（附表1），Th和U之间的相关系数为0.63。除12号锆石为老的继承性核（年龄为2484±10 Ma）外，其余锆石的年龄变化范围不大（206Pb/238U年龄变化于152.3±1.0 Ma～144.0±1.1 Ma之间），平均年龄为147.2±1.5 Ma（MSWD =0.7，n=6）。238U/206Pb-207Pb/206Pb比值得出谐和线上交点年龄为2483±65 Ma，下交点年龄为147.9±2.3 Ma（MSWD =2.5）（图5.6）。上交点年龄反映了花岗闪长斑岩继承性锆石的时代，而下交点年龄代表岩浆结晶的时代，这一年龄在误差范围内与平均年龄（147.2±1.5 Ma）一致。
E. 为什么说锆石可能是自然界最佳的地质时钟
锆石是一种硅酸盐矿物，含有铪、钍、铀等元素。锆石广泛存在于酸性火成岩，也产于变质岩和其他沉积物中。
锆石的化学性质很稳定，晶体结构可以轻易锁住铀等放射性原子。因此在熔融的岩浆中形成的这种晶体已设定好放射性时钟的指针，而铀衰变产生的铅可提供精确的时间，而且锆石晶体一旦形成就无比坚硬，因而成为同位素地质年代学最重要的定年矿物，被称为自然界最佳的地质时钟。
最早的锆石发现于澳大利亚，年龄达44亿年。是地球上最古老的岩石成分之一。
F. 锆石U-Pb定年
一些矿物在形成时强烈地吸收铀但不吸收铅,那么通过去掉方程式 (6-36)中初始206 Pb。这一项,简化得到:
地球化学
将238 U移到方程左边,得到:
地球化学
这里Pb*仅代表放射成因铅。类似的方程也可从式 (6-37)推导出来:
地球化学
对U和Pb 保持封闭系统的矿物,当它们的同位素组成代入到方程式 (6-43)、式(6-44)左边,给出一致的t值。这样的一致性年龄作图便形成了一致性曲线 (图6-16)。
图6-16 U-Pb 一致线图解
各点间的时间间隔为 100Ma,最高点为4200Ma
晶质铀矿 (沥青铀矿)和独居石是首先用于U-Pb 地质年代学的两种矿物,因为它们趋于吸收大量的铀但几乎没有初始 (非放射成因)铅。然而,它们的有限分布限制了它们的适用性。锆石是一种分布更为广泛的富铀矿物,存在于大多数中性到酸性岩中,因此已成为 U-Pb 定年方法中的主要对象。更近的发展使用斜锆石成为基性岩定年的重要对象。
锆石中存在少量初始 (“普通”)铅,其扣除方法是通过测定该矿物中 (初始)204 Pb 的量并利用全岩或其中钾长石的206 Pb/204 Pb 与207 Pb/204 Pb 比值来估计进入到锆石中的初始206 Pb与207 Pb 的量,再从现今测得的206 Pb 与207 Pb 扣除普通铅后得到放射成因部分。锆石具有非常低的普通铅含量,从一般地球铅演化模式 (如 Stacey et al., 1975)来估计普通铅作适当校正是可行的,而不分析全岩样品。Stacey et al.(1975)使用迪亚布洛大峡谷陨硫铁铅同位素组成代表地球的初始铅 (表6-3)和平均的现代铅 (锰结核、海洋沉积物及岛弧岩石的混合物)来定义地球铅演化模式。这是由两个具有不同μ值 (μ1和μ2)的封闭系统产生的,时间上由世界范围的分异事件将其分离。该封闭系统由上地幔与上地壳的相结合构成 (下地壳、下地幔和地核孤立)。对所选的整合方铅矿 (模式年龄与地层年龄相吻合)该模式给出的最佳拟合是当μ1=7.2,μ2=9.7,从μ1转化到μ2系统的年龄为3.7Ga (图6-17),ω1≈32,ω2≈40.74。
表6-3 地球原始 Pb 同位素组成
图6-17 地球铅同位素组成的两阶段演化模式
(据Dickin,1995)
这样,地球任一时间铅同位素组成由以下方程计算:
地球化学
地球化学
式中:T为地球年龄4.55Ga;t1 从μ1体系到μ2体系转变的时间为3.7Ga。
1.铅丢失模式
早期对富铀矿物的定年工作开展后不久,便发现大多数样品具不一致的206 Pb/238 U和207 Pb/235 U年龄。这种不一致性被归结为铅丢失。此后,许多U-Pb 定年研究致力于铅丢失机制和遭受铅丢失样品的精确年龄测定。
来自津巴布韦罗得西亚的独居石与晶质铀矿得到不一致的 U-Pb年龄,然而在一致线图上形成一条线性排列 (图6-18),这种排列称为不一致线。不一致线与一致线的上交点对应于这些矿物的形成时间 (t1 ),一致线与不一致线的下交点 (t2 )也有年龄意义,代表着引起铅从矿物中丢失的热事件的时间。对于罗得西亚的这些矿物,这两个事件分别发生于2700Ma和 500Ma。
图6-18 津巴布韦富 U 矿物的不一致线图解
(据Dickin,1995)
位于不一致线上的点具有不同程度的Pb丢失
已经证明完全未蚀变的锆石一般具一致性年龄。在质谱计中,当铅从锆石颗粒中就地蒸发时,不一致的Pb 在低的灯丝温度时 (低于1350℃)可被释放出来,而一致铅部分通常在 1400～1500℃间发射。这些高发射温度的一致性放射成因铅部分替代进入到了锆石晶格中,而不是充填缺陷和空隙。Pb2+离子半径 (1.18～1.29Å)太大,不能替代 Zr4+(0.72～0.84Å)、Hf4+(0.71～0.83Å)。然而,Pb4+的离子半径仅为 0.78～0.94Å,使得它有可能进入晶格。在放射性衰变中,β-粒子的发射及发射的 He2+(α粒子)转变成中性He时,能促进铅的氧化。未蚀变的锆石晶格铅的丢失非常少或没有铅丢失,而蚀变的锆石 (由蜕晶化推动)非常容易丢失铅。任何锆石晶体可能包含两类物质。蚀变锆石中铅丢失的机制在不同的环境中可能是不同的,因此,锆石 U-Pb 不一致线与一致线的下交点年龄如果能得到其他地质证据的支持才具地质意义。
2.上交点年龄
独居石常常紧靠一致线 (罗得西亚例外),但锆石更经常形成不一致线。为了获得最佳的不一致线与一致线的交点,应该分析具有不同铅丢失量的不同部分的锆石并对结果进行线性回归。该回归线不能用代数法解出上、下交点年龄,因此,这些通常是由计算机进行迭代解出。
研究表明,粒度大的锆石比小的锆石丢失的铅较少 (因为后者具较大的表面积/体积比),并且铀含量低的锆石比铀含量高的锆石丢失的铅少。这可能是富铀颗粒具有较大的辐射损伤。除了丢失铅,蜕晶锆石趋向吸收杂质,如铁。因此,锆石的电磁分离可使不同铅丢失比例部分分开。
如果在一个锆石的历史中不同时间发生了铅丢失,产生的不一致线将可能形成从上交点出发的扇形散布的点。这将在上交点产生相当小的误差,但下交点误差大。最好是在分析前从样品中去掉不一致的铅,方法之一是使用高通量的磁分离器,它可去掉所有最严重蜕晶化的颗粒;另一种方法是在气磨中磨锆石,以去掉这些晶体的外层,它们通常是最富铀且是蜕晶的。以此方式可使一致性显着增加,该技术已成为常规锆石分析中的标准程序。
3.离子探针分析
获得一致线U-Pb年龄的另一种完全不同的方法就是用离子探针就地分析锆石颗粒中的Pb 同位素组成和U/Pb 比值。作为定年工具,灵敏高分辨离子探针 (SHRIMP)应用的一个重要实例是寻找非常老的岩石。由 3.6Ga老的片麻岩包围的太古宙石英岩建造中选出的锆石 (西澳大利亚,Narryer 山)以确定该变沉积岩究竟是否来自 3.6Ga以前的源区。单颗粒锆石的不同域由离子探针分析,得到了非常一致的结果。许多颗粒年龄在3～3.8Ga的范围内,但有几个颗粒给出的年龄为4.1～4.2Ga (图6-19)。
图6-19 由离子探针分析的西澳大利亚 Narryer 石英岩中的锆石 U-Pb 一致线图解
(据Dickin,1995)
■为非常老的锆石 (误差椭圆如右下角所示),图中伊苏阿锆石作为校正检查
Narryer山锆石中一些点位于一致线之上,显示为所谓的“反不一致性”,通常是由于铀丢失造成的。理论上,在新太古代变质事件中,从 3.7 Ga 老的锆石中丢失铀能引起点向一致线右上移动,同时,近代的Pb 丢失有可能将数据点返回到一致线上。
4. 207 Pb/206 Pb年龄
在显生宙岩石的定年中,独居石与锆石可能非常紧靠一致线,有时呈一簇,以致不能产生好的一致年龄。在此情形下,有必要假定现在发生铅丢失迫使不一致线通过原点。用方程式 (6-44)除以方程式 (6-43),便可得到207 Pb/206 Pb 年龄。207 Pb/206 Pb 年龄正常情况下是最小年龄,因为定义的不一致线通常由于其斜率太小而不能通过原点。然而,如果数据显示反不一致性 (数据点位于一致线之上),那么207 Pb/206 Pb 年龄是最大年龄。一种新的锆石定年方法是铅直接在质谱计中从锆石晶体蒸发,将锆石包裹在一多灯丝的边灯丝上,增高该灯丝的温度直到Pb 直接从锆石蒸发出来。这种铅部分再沉积于中央灯丝上,在其沉积 5～10 分钟后,将边灯丝关闭、加热中央灯丝,发射再沉积的铅。不一致的铅出现于相对低的温度,在 1400℃以上,一般认为所有的铅都是一致性铅。
207Pb/206Pb定年中另一个新发展是将激光剥蚀与电感耦合等离子质谱(ICP-MS)相结合。激光探针以类似于离子探针的方式来熔化单颗粒锆石内的圆柱状坑。然而,激光熔化是在大气压下完成的,由氩气携带所产生的分子蒸气到等离子炬。等离子体内几千度的温度引起样品有效原子化,破坏Pb 的其他可能结合态的干扰。然后引入到四极杆质谱计分析207 Pb/206 Pb 比值。LA-ICP-MS在单颗粒锆石定年研究在沉积岩源区研究中具有非常重要的意义。对于 1000Ma以上的谐和锆石通常采用207 Pb/206 Pb年龄,低于 1000Ma 的更多地采用206 Pb/238 U年龄。
无论是单颗粒蒸发还是激光剥蚀等离子体质谱、离子探针分析锆石 U-Pb 同位素组成,都必须先仔细研究所测定锆石的结构,尤其是地壳岩石中的锆石常具多期生长历史。这些结构的研究常用透射光、反射光显微镜及阴极射线或电子背散射图像来观察。
5. U-Pb 数据其他图示法
在经典的一致线图中,由于数据分析中所采用的方式,其变量是强相关的。207 Pb/235 U,根据235 U/238 U比值与测定的207 Pb/206 Pb比值,由206 Pb/238 U比值计算而来。众所周知,它比U/Pb比值要精确得多。当拟合不一致回归线时,误差的相关性也需考虑进去,但是由Tera et al.(1974)提出U-Pb 数据的另一种表示法,他们将238 U/206 Pb 直接对207 Pb/206 Pb 作图,称为Tera-Wasserburg图。该一致线与常规表示法相比具有不同的曲率,并且是测定年轻岩石年龄的首选表示法,因为它显示的不一致线比常规图更清楚 (图6-20)。
6.继承锆石
如果一岩浆是由地壳部分熔融产生的,或同化了地壳物质,老的锆石可能被捕获进入岩浆。这些“继承”锆石可能在过碱性岩浆中发生熔解,过碱性岩浆具有高的 Zr 饱和水平。然而,在过铝质岩浆中它们可被保存下来,尤其如果它们是低温和无水的,由于这类岩浆具低的Zr饱和水平 (Watson et al.,1983)。继承锆石巨晶趋于丢失其中许多的古老Pb,并且其上可能增生新的锆石晶体。图6-21 是对四川康定杂岩中所分选出的一锆石阴极发光结构,该杂岩中,主体锆石由离子探针测定出的年龄在 721～773Ma,但所示核心的继承锆石年龄为2468Ma,可能是新元古代杂岩形成时所继承的扬子陆壳基底组分 (陈岳龙等,2004)。
图6-20 207 Pb/ 206 Pb 对 238 U/ 206 Pb 坐标上的 Tera-Wasserburg 一致线图解
(据Dickin,1995)
图中所示数据为喜马拉雅花岗岩年龄,其中 910Ma和 320Ma代表上交点年龄
图6-21 阴极射线观察的康定杂岩中继承锆石核
核心部分三点所测平均年龄为 2468Ma
G. 怎样鉴别锆石
什么是锆石 如何鉴定锆石真假
来源：佐卡伊 编辑时间：2014-07-03
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什么是锆石
锆石（英文名称：zircon）是一种硅酸盐矿物，它是提炼金属锆的主要矿石。锆石广泛存在于酸性火成岩，也产于变质岩和其他沉积物中。
锆石的化学性质很稳定，所以在河流的砂砾中也可以见到宝石级的锆石。锆石有很多种，不同的锆石会有不同的颜色，如黑、白、橙、褐、绿或无色透明等等。经过切割后的宝石级锆石很像是钻石。锆石过去还被叫作锆英石。
锆石又称锆英石，日本称之为“风信子石”，它是十二月生辰石，象征成功。（十二月生辰石还有绿松石、青金石）它的英文名字是Zircon ，是地球上形成最古老的矿物之一。
锆石为矿物名称，旧称锆英石，风信子石，透明者作为宝石，称锆石宝石。
锆石是天然宝石中折射率仅次于钻石、色散值很高的宝石，无色透明的锆石酷似钻石，是钻石很好的代用品。常用的锆石多呈无色、红褐色、褐红色、绿色等。但最流行的颜色是蓝色和无色两种，其中以蓝色价值较高，且一般都经过优化热处理改色。
锆石
如何鉴定锆石真假
锆石主要鉴定特征有：高折射率、强光泽、高双折射率、高密度、高色散和典型的光谱特征等。
由于锆石色彩丰富，而且颜色深浅程度变化较大，因此，锆石可与任何颜色、透明度的宝石相混。最易于相混的宝石有钻石、尖晶石、金绿宝石、蓝宝石、红宝石、石榴子石、托拍石等。鉴定最简便的方法是：
用偏光仪：可将均质体宝石的钻石、尖晶石、石榴子石等区分开来，因为，锆石是非均质宝石，在偏光镜下呈四明四暗的消光现象，而均体宝石为全消光或斑状消光。
测折射率、密度、光谱、观察刻面边棱重影以及包裹体等，易将锆石与其余相似宝石区分来。
硬度法:用宝石的棱角在玻璃的表面轻轻划过如能在玻璃表面轻易划出痕迹的是锆石反之则是赝品。
放大检测法:用十倍放大镜从不同方向观看宝石,透过宝石观察宝石另一面如发现另一面的交角线条变成了双影,那就是锆石,如果还是单线则是赝品。
H. 锆石和钻石，一般人在肉眼直接观看，不借助其它方法，能分辨吗
如果是锆石的话还是很容易看出来不同的，特别是戴了一段时间后就会更容易看出一种朦胧感，并且磨损严重。
不过我很欣赏你们节省的态度，个人推荐你们去买一个牌子叫“美神来”。他们的钻戒用的仿制品叫“莫桑石”，是现今最接近钻石的仿制品，无论从硬度、比重、还是折射率上都非常接近钻石，并且价格上要低很多，镶嵌后一般人用肉眼几乎无法分辨。
具体的你可以自己去网络上搜索，最后祝你新婚快乐！
I. 锆石的形成时间与钻石的形成时间哪个更久
从自然界元素形成的先后顺序来看，应该是钻石。因为钻石只是简单地C元素。
有一个例子说，科学家发现锆石晶体里存在的钻石包裹体，经测年判断有42亿年，称为地球上最古老的钻石，接近地球形成年代。由此可看出the钻石至少不会比the锆石形成时间晚。
如果这个锆石是指立方氧化锆(人工合成物)那就没得比了，呵呵!
J. 人类是根据什么测出地球的年龄，是45亿年的呢
长久以来，人们相信地球有一个起源时间。但直到19世纪，随着地质学的发展，人类才对地球的年龄有了科学的估计。
开尔文的估算
在1862年，着名物理学家开尔文估算出了地球的年龄。开尔文假设地球是从一种完全熔融的状态开始的，通过估算地表温度的冷却时间，就能知道地球形成于何时。根据开尔文的计算，地球应该形成于2000万至4亿年前。
由于地球持续经历地质变迁，所以很难基于地球上的物质来精确测定它的年龄。但整个太阳系（包括行星、小行星）都是从同一团星云中形成的，小行星在形成之后迅速冷却，它们保留了早期太阳系的信息。如果这些小行星坠落到地球上，我们就能通过它们知道地球的形成时间。
由于陨石中主要包含铅元素，通过铅铅测年法，可以准备计算出地球的年龄。在上个世纪50年代，地质学家测量了5万年前坠落地球的一颗陨石的铅同位素比值，由此首次得出的地球年龄为45.5亿年，这与目前基于多种方法测出的地球年龄相一致。现如今，科学家对地球年龄的最精确估计为45.4亿年，不确定度不超过1%。