喬建新，趙紅格，王海然

（西北大學(xué)大陸動(dòng)力學(xué)國(guó)家重點(diǎn)實(shí)驗(yàn)室/地質(zhì)學(xué)系，陜西西安710069）

裂變徑跡熱年代學(xué)方法、應(yīng)用及其研究展望

喬建新，趙紅格，王海然

（西北大學(xué)大陸動(dòng)力學(xué)國(guó)家重點(diǎn)實(shí)驗(yàn)室/地質(zhì)學(xué)系，陜西西安710069）

裂變徑跡熱年代學(xué)方法是基于鈾裂變輻射損傷效應(yīng)的一種同位素?zé)崮甏鷮W(xué)方法.在分析裂變徑跡定年的原理和方法、常用年齡值及裂變徑跡退火作用等基礎(chǔ)上，綜述了目前裂變徑跡熱年代學(xué)方法在造山帶隆升-冷卻、沉積盆地分析、盆山耦合關(guān)系、斷裂活動(dòng)時(shí)限及熱液成礦作用等方面的相關(guān)理論和應(yīng)用，并結(jié)合國(guó)內(nèi)外研究現(xiàn)狀指出了裂變徑跡熱年代學(xué)今后的發(fā)展方向.

裂變徑跡；年齡值；熱年代學(xué)；造山帶；沉積盆地

Abstract：Fission-track,which is based on the effect of uranium fission-radiation,is a kind of isotopic thermochronology method.On the basis of analyzing the theories and methods of the fission-track,the commonly used age value as well as the effect of fission-track annealing,this paper summarizes the relevant theories of the method and their application to the orogenic belt uplifting-cooling,the sedimentary basin analysis,the relationship of mountain-basin coupling,the time-limit of fault activities,the hydrothermal mineralization and so on.With reference to current studies of the fission-track thermochronology both at home and abroad,this paper also provides implication for future studies.

Key words：fission-track;age value;thermochronology;orogenic belt;sedimentary basin

0 前言

裂變徑跡熱年代學(xué)方法是20世紀(jì)60年代開始發(fā)展起來的一種新的同位素年代學(xué)方法，因其不需要大型貴重儀器，礦物用量少，測(cè)定年齡的范圍寬，可測(cè)定的對(duì)象多，特別適用于年輕樣品的年齡測(cè)定而得到了迅速的發(fā)展.目前，裂變徑跡方法廣泛應(yīng)用于造山帶的隆升史和冷卻史分析，沉積盆地的熱史恢復(fù)、剝蝕量計(jì)算、物源區(qū)分析，山體的隆升剝露與盆地的沉降沉積之間的耦合關(guān)系，斷裂活動(dòng)時(shí)限及熱液成礦時(shí)代和期次等方面的研究，并取得了豐碩的成果［1-16］，已成為地學(xué)界的熱點(diǎn)和前沿研究課題之一.

1 裂變徑跡定年原理和方法

1.1 裂變徑跡形成過程

自然界的鈾主要由兩種同位素235U（約0.7%）和238U（約99.3%）組成，這兩種同位素主要以α和β－衰變的方式進(jìn)行衰變，最后生成穩(wěn)定同位素鉛.這種衰變的速度十分緩慢，235U的半衰期約為7.13×108a，238U的半衰期約為4.51×109a（與地球的年齡相當(dāng)）.除了α和β－衰變以外，235U是自然界僅有的、能由熱中子引起裂變的核素，可是它只占天然鈾的0.7%，而占天然鈾99.3%的238U只能由快中子誘發(fā)裂變.在一定條件下，鈾原子核也可以發(fā)生自發(fā)裂變，235U和238U的自發(fā)裂變半衰期分別為1.8×1017a和1.0×1016a，可見其自發(fā)裂變速度比α和β－衰變速度慢很多［17］.當(dāng)鈾裂變產(chǎn)生的荷能離子穿過物質(zhì)時(shí)，在很短的時(shí)間內(nèi)把相當(dāng)數(shù)量的能量轉(zhuǎn)移給沿路徑的靶物質(zhì)的電子和核，引發(fā)了一個(gè)復(fù)雜的過程，并且可能在空間有限的區(qū)域內(nèi)形成永久性的結(jié)構(gòu)改變，即產(chǎn)生潛徑跡［17-18］.潛徑跡的形成是一種普遍現(xiàn)象，在很多材料中都能觀察到.構(gòu)成潛徑跡的缺陷可以是點(diǎn)缺陷、缺陷團(tuán)，也可以是局部非晶化或相變.潛徑跡的形態(tài)可能是孤立的球形缺陷、橢球形缺陷、不連續(xù)的圓柱形缺陷或連續(xù)的圓柱形缺陷.

1.2 裂變徑跡定年方程的推導(dǎo)

利用裂變徑跡方法定年時(shí)，子體同位素含量全為裂變產(chǎn)物，其初始值為零，可通過測(cè)量自發(fā)裂變徑跡密度來確定.母體同位素含量通過誘發(fā)裂變徑跡密度來確定，誘發(fā)裂變徑跡密度與235U的含量和中子通量成正比.若已知熱中子所致裂變235U的裂變截面和中子通量，則可用誘發(fā)裂變徑跡密度計(jì)算出母體同位素的含量，從而可進(jìn)一步計(jì)算出年齡值.

定年方程的具體推導(dǎo)過程如下：

若鈾在礦物中均勻分布，則單位體積的樣品中238U發(fā)生衰變的原子數(shù)為

其中，λD≈1.55×10－10/a，為總衰變常數(shù)；238U為目前單位體積的樣品中238U的原子數(shù).因此，238U自發(fā)裂變徑跡密度為

其中，λf為自發(fā)裂變衰變常數(shù)，qs為自發(fā)裂變徑跡在整個(gè)拋光面上所占的比率.

通過熱中子照射后單位體積的樣品中235U的誘發(fā)裂變衰變數(shù)為

其中，235U為目前單位體積的樣品中235U的原子數(shù)，σ為235U的熱中子誘發(fā)裂變截面，φ為熱中子通量.同理，235U誘發(fā)裂變徑跡密度可表示為

其中，qi為誘發(fā)裂變徑跡在整個(gè)拋光面上所占的比率.由（2）式比（4）式可得

由于235U和238U的天然同位素豐度比是恒定的，即

若自發(fā)裂變徑跡與誘發(fā)裂變徑跡的蝕刻條件和蝕刻參數(shù)一樣，即

將（6）（7）式代入（5）式，即可導(dǎo)出了裂變徑跡定年的一般公式

其中，λD和λf分別為238U的總衰變常數(shù)和自發(fā)裂變衰變常數(shù)，σ為235U的熱中子誘發(fā)裂變截面，I為235U和238U的天然同位素豐度比，ρs和ρi分別為238U自發(fā)裂變徑跡密度和235U誘發(fā)裂變徑跡密度，φ為熱中子通量.

1.3 裂變徑跡定年的方法

自然界可供裂變徑跡法測(cè)定年代的礦物很多，但由于受到各種條件的限制，目前常用的礦物主要有鋯石、磷灰石及榍石.裂變徑跡年齡的測(cè)定有多種不同的方法，包括直接測(cè)定法、等時(shí)線法及Zeta常數(shù)校準(zhǔn)法等.20世紀(jì)80年代以前主要采用直接測(cè)定法進(jìn)行裂變徑跡年齡測(cè)定.實(shí)驗(yàn)測(cè)定了ρs、ρi和φ后，將λD、λf和I等數(shù)值代入（8）式就可以計(jì)算出裂變徑跡年齡.但由于λf的數(shù)值不統(tǒng)一、熱中子通量φ的測(cè)定困難等原因，裂變徑跡年齡測(cè)定的誤差較大.現(xiàn)今常用Zeta常數(shù)校準(zhǔn)法進(jìn)行裂變徑跡年齡的測(cè)定，該方法避開了λf值的選擇和中子通量φ的測(cè)量困難，因而定年的準(zhǔn)確度大大提高.

Zeta常數(shù)校準(zhǔn)法通過利用年齡標(biāo)準(zhǔn)樣品和標(biāo)準(zhǔn)鈾玻璃對(duì)所采用的定年程序進(jìn)行多次刻度，測(cè)定Zeta校準(zhǔn)常數(shù)從而得到裂變徑跡年齡［19-21］，用公式可表示為

其中，ξ為Zeta校準(zhǔn)常數(shù)，ρd為標(biāo)準(zhǔn)鈾玻璃的云母外探測(cè)器上的誘發(fā)裂變徑跡密度，tUNK為未知樣品年齡，（ρs/ρi）STD為標(biāo)準(zhǔn)裂變徑跡礦物年齡，標(biāo)準(zhǔn)裂變徑跡礦物自發(fā)與誘發(fā)裂變徑跡密度比值.

1.4 幾種常用的裂變徑跡年齡值

1）絕對(duì)年齡和Zeta年齡

采用直接測(cè)定法，即（8）式計(jì)算的裂變徑跡年齡，稱為絕對(duì)年齡；而采用Zeta校準(zhǔn)常數(shù)法，即用（9）式計(jì)算的裂變徑跡年齡，稱為Zeta年齡.

2）組合年齡和平均年齡

首先應(yīng)用χ2統(tǒng)計(jì)檢驗(yàn)顆粒年齡是否服從泊松分布，即所有顆粒是否屬于同一組分；若樣品的單顆粒年齡能通過χ2檢驗(yàn)（P（χ2）＞5%），則表明樣品年齡分布服從泊松分布，屬于同一年齡組分，則可計(jì)算出組合年齡，即用總自發(fā)徑跡密度比總誘發(fā)徑跡密度；若樣品的單顆粒年齡未能通過χ2檢驗(yàn)（P（χ2）＜5%），則表明樣品年齡分布不服從泊松，為非單一組分，組合年齡沒有意義，只能計(jì)算平均年齡［21-22］.

3）中值年齡

中值年齡可以更精確評(píng)估P（χ2）＜5%樣品的年齡變化.中值年齡是單顆粒年齡對(duì)數(shù)值的加權(quán)平均值，并能給出標(biāo)準(zhǔn)偏態(tài)［23］.

1.5 裂變徑跡的退火作用

裂變徑跡定年的關(guān)鍵點(diǎn)是長(zhǎng)徑跡與任意選擇的切面相交的概率大于短的徑跡的概率，其年齡解釋的重要基礎(chǔ)是徑跡形成以后的存在的過程中是穩(wěn)定的.裂變徑跡定年依據(jù)的是測(cè)量徑跡與面的交點(diǎn)的數(shù)量，所以樣品中徑跡較長(zhǎng)時(shí)會(huì)獲得較老的年齡，徑跡較短時(shí)獲得較新的年齡.自然界中的自發(fā)裂變徑跡主要是由238U產(chǎn)生的.研究表明，富含238U的天然礦物，如磷灰石、鋯石、榍石等的裂變徑跡僅在某一臨界溫度（稱為封閉溫度）以下才能保存，并且具有隨溫度的升高和受熱時(shí)間增長(zhǎng)，徑跡密度減小、長(zhǎng)度變短直至完全消失的特性，這一特性稱為退火作用［20，24-25］.裂變徑跡的退火不僅有密度的減少，而且有徑跡長(zhǎng)度的縮短.不同的礦物封閉溫度不同.鋯石和磷灰石裂變徑跡封閉溫度一般為（210±40）℃和（100±20）℃［26-27］，這就意味著鋯石和磷灰石裂變徑跡年齡是分別可記錄礦物冷卻到低于210℃和100℃時(shí)的年齡，稱之為冷卻年齡.研究表明，裂變徑跡退火只與溫度和時(shí)間有關(guān)，而與壓力、pH值及Eh值等其它物理化學(xué)條件沒有明顯的關(guān)系，因而可以把裂變徑跡退火程度視為溫度和時(shí)間的函數(shù).

2 裂變徑跡熱年代學(xué)及其應(yīng)用

裂變徑跡熱年代學(xué)是在深入研究礦物裂變徑跡退火規(guī)律并成功地應(yīng)用于地質(zhì)熱史研究的基礎(chǔ)上發(fā)展起來的核徑跡技術(shù)新領(lǐng)域［28］.裂變徑跡熱年代學(xué)主要研究礦物裂變徑跡的退火規(guī)律，發(fā)展定量描述裂變徑跡參數(shù)隨溫度和時(shí)間變化規(guī)律的退火模型，建立從裂變徑跡參數(shù)獲取溫度隨時(shí)間變化關(guān)系的熱史模擬方法以及裂變徑跡技術(shù)在地質(zhì)研究中的應(yīng)用新途徑等［28-30］.目前，裂變徑跡熱年代學(xué)的研究及其在地質(zhì)學(xué)領(lǐng)域的應(yīng)用已取得很大進(jìn)展，主要體現(xiàn)在以下幾個(gè)方面：1）造山帶研究；2）沉積盆地分析；3）盆山耦合關(guān)系探討；4）斷裂活動(dòng)時(shí)限測(cè)定；5）熱液成礦時(shí)代和期次研究.

2.1 造山帶研究

通過裂變徑跡年齡和有效封閉溫度計(jì)算造山帶的冷卻速率和隆升速率主要有以下3種方法［27，31-32］.

1）礦物對(duì)法：利用鋯石、磷灰石等不同礦物的裂變徑跡熱年代學(xué)分析可獲得對(duì)應(yīng)于不同封閉溫度的冷卻年齡，從而計(jì)算出冷卻速率Vc=ΔT/Δt，隆升速率Vu=Vc/G及隆升幅度H=VuΔt.其中ΔT為礦物封閉溫度差，Δt為礦物冷卻年齡差，G為地溫梯度.

2）高程差法：通過不同樣品的高程與其對(duì)應(yīng)的裂變徑跡的冷卻年齡可以計(jì)算出相應(yīng)年齡段的視隆升速率u=ΔH/Δt，視冷卻速率c=u·G.其中ΔH為樣品高程差，Δt為樣品冷卻年齡差，G為地溫梯度.

3）外推法：將某高程樣品的裂變徑跡的冷卻年齡外推到其年齡為零的高程，并選擇合適的地溫梯度值，就可以計(jì)算出隆升速率Vu=ΔH/t，Vc=Vu·G.其中ΔH為樣品高程差，t為樣品冷卻年齡，G為地溫梯度.

通過上述方法結(jié)合相應(yīng)的數(shù)據(jù)可以給出高程－時(shí)間曲線與溫度－時(shí)間曲線，從而來描繪出造山帶的隆升史和冷卻史等.目前為止，國(guó)內(nèi)外學(xué)者已做了大量研究并獲得世界上許多重要造山帶，如國(guó)內(nèi)的喜馬拉雅山、秦嶺－大別山、天山以及國(guó)外的阿爾卑斯山、安第斯山等隆升史和冷卻史等［1-5，33-35］.

2.2 沉積盆地分析

裂變徑跡熱年代學(xué)方法作為沉積盆地分析的一種重要方法，主要可應(yīng)用于熱史恢復(fù)、剝蝕量計(jì)算及物源區(qū)分析等方面.沉積盆地所保留的裂變徑跡可分為兩類：一類是非繼承性裂變徑跡，產(chǎn)生徑跡的鋯石和磷灰石等礦物主要來自盆地內(nèi)的同沉積巖漿巖；另一類是繼承性裂變徑跡，產(chǎn)生徑跡的鋯石和磷灰石等礦物主要來自盆地周緣的基巖.

沉積盆地的熱演化史控制著盆地內(nèi)烴源巖的熱演化與油氣生成、運(yùn)聚及成藏過程，因此成為含油氣盆地地質(zhì)學(xué)研究中的系統(tǒng)工程的核心研究?jī)?nèi)容之一［36］.目前，恢復(fù)沉積盆地?zé)崾返姆椒ㄖ饕譃閮深悾阂活愂抢贸练e盆地演化的熱動(dòng)力學(xué)模型來研究熱史，稱為動(dòng)力學(xué)模擬法；另一類是利用各種古地溫指標(biāo)來模擬盆地的熱史，稱為古地溫指標(biāo)法.裂變徑跡熱年代學(xué)方法是近十幾年迅速發(fā)展起來的一種古地溫指標(biāo)法，其基本理論依據(jù)是礦物（主要用磷灰石）裂變徑跡的退火特性.裂變徑跡的年齡值和徑跡長(zhǎng)度等參數(shù)反映的不僅是樣品在達(dá)到最大古地溫（封閉溫度）時(shí)的時(shí)間，而且還記錄了樣品所經(jīng)歷的熱史.磷灰石的部分退火帶通常為80～120℃；在這一溫度區(qū)間內(nèi)，磷灰石裂變徑跡長(zhǎng)度隨溫度升高而縮短，年齡值也隨溫度升高而減小，樣品的裂變徑數(shù)據(jù)能很好的記錄其通過部分退火帶的熱史.國(guó)內(nèi)外學(xué)者［6-9，37］利用磷灰石裂變徑跡熱年代學(xué)方法先后對(duì)眾多沉積盆地進(jìn)行研究，已建立起較完善的熱史分析方法并獲得了最高古地溫、從最高古地溫開始冷卻的時(shí)間及冷卻史等重要信息.

沉積盆地地層剝蝕量的計(jì)算方法很多，但各種方法都有其自身的適用條件和局限性，需要根據(jù)盆地的沉積構(gòu)造演化、不整合面分布等特征來選擇最有效的方法或方法組合.磷灰石裂變徑跡熱年代學(xué)方法是近十幾年發(fā)展起來的計(jì)算沉積盆地地層剝蝕量的一種新方法［10，38-39］.首先根據(jù)磷灰石裂變徑跡年齡、徑跡長(zhǎng)度及密度等參數(shù)選擇合適的磷灰石裂變徑跡退火模型（如扇形退火模型、多元?jiǎng)恿W(xué)退火模型等）進(jìn)行模擬來求取樣品最高古地溫Tpeak與其對(duì)應(yīng)的古地溫梯度dT/dZ，并選取合適的古地表溫度Ts，即可求的地層剝蝕量He=（Tpeak-Ts）/（dT/dZ）.

利用裂變徑跡熱年代學(xué)方法進(jìn)行物源區(qū)分析時(shí)最常用的礦物是退火溫度較高的鋯石，淺部地層中的磷灰石一般沒有受到退火作用影響，其裂變徑跡的年齡及長(zhǎng)度也可反映出物源特征.若沉積后樣品未經(jīng)完全退火，則其單顆粒年齡實(shí)際上可能是各物源區(qū)母巖組分的混合［40-41］.針對(duì)該情況，M.T.Brand［42］提出了確定總體混合成分組成的分離技術(shù)，從而避免了單個(gè)顆粒鋯石年齡精確度較低的缺點(diǎn)；周祖翼等［11］用最大似然估計(jì)法對(duì)蘇北盆地3個(gè)巖心樣品的144個(gè)磷灰石單顆粒礦物年齡進(jìn)行了多成分分離，結(jié)果顯示樣品的實(shí)際年齡值分別為70 Ma和167 Ma左右的兩種成分組成，且兩組年齡值均大于樣品的地層年齡，表明地層沉積后沉積物中磷灰石顆粒的裂變徑跡未曾經(jīng)過完全退火，即存在2個(gè)不同的物源區(qū)且兩組徑跡年齡反映的是磷灰石碎屑顆粒在物源區(qū)最后一次達(dá)到完全退火溫度的時(shí)間.

2.3 盆山耦合關(guān)系探討

沉積盆地和造山帶是大陸構(gòu)造的基本單元，是在統(tǒng)一的地球動(dòng)力學(xué)系統(tǒng)中形成的一對(duì)孿生體.它們?cè)诳臻g上相互依存、物質(zhì)上相互補(bǔ)償、演化上相互影響、動(dòng)力上相互轉(zhuǎn)化，組成了一個(gè)相互聯(lián)系而不可分割的復(fù)雜系統(tǒng).在盆山系統(tǒng)中，造山和成盆過程之間相互關(guān)聯(lián)、相互制約和相輔相成的共生關(guān)系稱為盆山耦合關(guān)系［43］.盆山耦合關(guān)系主要表現(xiàn)為盆地與山體的物質(zhì)循環(huán)和能量交換關(guān)系：盆地的沉降為沉積物填充提供了空間，山體的隆升與剝蝕為沉積物提供了物源，盆地與山體間的高程差則為沉積物搬運(yùn)提供了動(dòng)力.因此，可以通過研究盆山耦合關(guān)系去探討沉積盆地與造山帶的演化過程.碎屑顆粒裂變徑跡熱年代學(xué)方法正是研究盆山耦合關(guān)系的有效手段［12，44］.

碎屑顆粒裂變徑跡熱年代學(xué)是以沉積物中未重置的低封閉溫度礦物（鋯石、磷灰石等）顆粒為研究對(duì)象的一種熱年代學(xué)方法［44］.根據(jù)封閉溫度的概念，由于基巖區(qū)地表巖石先抬升到封閉溫度之上使得其碎屑顆粒裂變徑跡年齡較老，從地表向下碎屑顆粒年齡逐漸減小；而在基巖剝蝕沉積過程中，近地表的巖石先剝蝕并搬運(yùn)到盆地中沉積，然后地表以下的巖石被順序剝露出地表并被剝蝕、沉積.由此可見，盆地下部沉積物是先被剝蝕而沉積的基巖區(qū)表層物質(zhì)，沉積物中未重置的碎屑顆粒記錄了較老的年齡；盆地上部沉積物是后剝蝕而沉積的基巖區(qū)下部物質(zhì)，碎屑顆粒記錄較新的年齡.然而盆地中沉積物碎屑為多源區(qū)混合物，即碎屑顆粒年齡為混合年齡.因此，需要通過高斯擬合等數(shù)學(xué)方法獲得最佳的顆粒年齡組分布才能得到有意義的年齡數(shù)據(jù).最年輕的峰年齡一般代表地層最大沉積年齡，可以用于研究基巖區(qū)的抬升剝蝕和盆地的沉降沉積的耦合關(guān)系.

2.4 斷裂活動(dòng)時(shí)限測(cè)定

斷裂的活動(dòng)會(huì)產(chǎn)生強(qiáng)壓和高溫，研究表明壓力對(duì)裂變徑跡穩(wěn)定性影響不大；但在高溫條件下，鋯石、磷灰石等礦物的裂變徑跡會(huì)發(fā)生退火作用而不能保留，只有當(dāng)冷卻到封閉溫度時(shí)才開始有徑跡保留.不同礦物封閉溫度不同，鋯石和磷灰石裂變徑跡封閉溫度為（210±40）℃和（100±20）℃，即完全退火溫度分別為250℃和120℃.這為探討斷裂活動(dòng)時(shí)限奠定了理論基礎(chǔ)［14，45］.因此，可通過測(cè)定斷裂中破碎巖的磷灰石裂變徑跡年齡來確定斷裂最后一次強(qiáng)烈活動(dòng)時(shí)限.

2.5 熱液成礦時(shí)代和期次研究

裂變徑跡熱年代學(xué)方法應(yīng)用于熱液成礦作用研究是一個(gè)新領(lǐng)域.熱液礦床的最大特點(diǎn)就是熱液流體對(duì)成礦地質(zhì)過程起主導(dǎo)作用，而流體性質(zhì)主要受控于熱演化過程.因此，可通過裂變徑跡熱年代學(xué)方法來恢復(fù)流體熱史，從而反映熱液成礦作用過程.一些學(xué)者［15-16］先后用這種方法對(duì)不同地區(qū)熱液礦床的成礦時(shí)代與期次等進(jìn)行了研究，取得了很好的成效.

3 研究展望

1）通過對(duì)裂變徑跡的形成機(jī)制和退火機(jī)制進(jìn)行深入系統(tǒng)的研究來探索更為合理而實(shí)用的裂變徑跡退火模型.

2）將裂變徑跡熱年代學(xué)方法與（U-Th）/He法等相結(jié)合形成統(tǒng)一的低溫?zé)崮甏鷮W(xué)定量評(píng)估技術(shù)并建立起地殼淺層巖石抬升、剝露和熱演化史模式.

3）裂變徑跡熱年代學(xué)方法已逐漸發(fā)展成為油氣成藏研究（包括成藏時(shí)間、成藏期次及油氣藏保存條件等方面）的有效方法之一.

［1］陳江峰，謝智，劉順生，等.大別造山帶冷卻年齡的40Ar-39Ar和裂變徑跡年齡測(cè)定［J］.中國(guó)科學(xué)：B輯，1995，25（10）:1086—1092.

［2］Steinmann M,Hungerbuhler D,Seward D,et al.Neogene tectonic evolution and exhumation of the southern Ecuadorian Andes:A combined stratigraph and fission-track approach［J］.Tectonics,1999，307（3-4）:255—276.

［3］李齊，王瑜，萬景林，等.秦嶺造山帶中段中新生代構(gòu)造抬升的熱年代學(xué)證據(jù)［J］.礦物巖石地球化學(xué)通報(bào)，2001，20（4）:263—265.

［4］Fügenschuh B,Schmid S M.Late stages of deformation and exhumation of an orogen constrained by fission track data:A case study in the Western Alps［J］.Geological Society of America,2003，115（11）:1425—1440.

［5］劉超，王國(guó)燦，王岸，等.喜馬拉雅山脈新生代差異隆升的裂變徑跡熱年代學(xué)證據(jù)［J］.地學(xué)前緣，2007，14（6）:273—281.

［6］任戰(zhàn)利.利用磷灰石裂變徑跡法研究鄂爾多斯盆地地?zé)崾罚跩］.地球物理學(xué)報(bào)，1995，38（3）:339—349.

［7］Tingate P R,Duddy I R.The thermal history of the eastern Officer Basin（South Australia）:evidence from apatite fission track analysis and organic maturity data［J］.Tectonophysics,2002，349（1-4）:251—275.

［8］李慧莉，邱楠生，金之鈞.利用磷灰石裂變徑跡研究塔里木盆地中部地區(qū)的熱歷史［J］.地質(zhì)科學(xué)，2005，40（1）:129—132.

［9］向才富，馮志強(qiáng)，龐雄奇，等.松遼盆地晚期熱歷史及其構(gòu)造意義：磷灰石裂變徑跡（AFT）證據(jù)［J］.中國(guó)科學(xué)：D輯，2007，37（8）:1024—1031.

［10］鄧賓，劉樹根，劉順，等.四川盆地地表剝蝕量恢復(fù)及其意義［J］.成都理工大學(xué)學(xué)報(bào)：自然科學(xué)版，2009，36（6）:675—686.

［11］周祖翼，毛鳳鳴，廖宗廷，等.裂變徑跡年齡多成分分離技術(shù)及其在沉積盆地物源分析中的應(yīng)用［J］.沉積學(xué)報(bào)，2001，19（3）:456—458.

［12］Jain A K,Nand L,Sulemani B,et al.Detrital-zircon fission-track ages from the Lower Cenozoic sediments,NW Himalayan foreland basin:Clues for exhumation and denudation of the Himalaya during the India-Asia collision［J］.Geological Society of America Bulletin,2009，121（3-4）:519—535.

［13］孟艷寧，王國(guó)燦，張克信，等.札達(dá)盆地碎屑裂變徑跡揭示的盆山耦合過程［J］.地質(zhì)科學(xué)，2010，35（5）:747—758.

［14］楊農(nóng)，張?jiān)罉?龍門山斷裂活動(dòng)和川西高原隆升歷史的裂變徑跡測(cè)年［J］.地質(zhì)力學(xué)學(xué)報(bào)，2010，16（4）:359—372.

［15］張峰，劉鐵庚，張鳳祥.裂變徑跡研究白云鄂博主礦的成礦年齡［J］.科學(xué)通報(bào)，1996，41（6）:532—534.

［16］湯云暉，袁萬明，韓春明，等.峪耳崖金礦的成礦時(shí)代裂變徑跡研究［J］.地球?qū)W報(bào)，2003，24（4）:573—578..

［17］劉順生，張峰，胡瑞英，等.裂變徑跡年齡測(cè)定——方法、技術(shù)、原理［M］.北京：地質(zhì)出版社，1984.

［18］侯明東，劉杰，張慶祥.電子能損的潛徑跡形成機(jī)制及理論模型的新進(jìn)展［J］.核技術(shù)，2002，25（7）:481—486.

［19］Hurford A J,Green P F.The Zeta age calibration of fission-track dating［J］.Chemical Geology（Isotope Geo-science Section），1983，41（4）:285—317.

［20］丁林.裂變徑跡定年方法的進(jìn)展及應(yīng)用［J］.第四紀(jì)研究，1997，17（3）:272—280.

［21］張志誠(chéng)，王雪松.裂變徑跡定年資料應(yīng)用中的問題及其地質(zhì)意義［J］.北京大學(xué)學(xué)報(bào)：自然科學(xué)版，2004，40（6）:898—905.

［22］Galbraith R F,Green P F.Estimating the component ages in a finite mixture［J］.Nuclear Tracks and Radiation Measurement,1990，17（3）:197—206.

［23］Galbraith R F,Laslett G M.Statistical-models for mixed fission track ages［J］.Nuclear Tracks and Radiation Measurement,1993，21（4）:459—470.

［24］沈傳波，梅廉夫，凡元芳，等.磷灰石裂變徑跡熱年代學(xué)研究的進(jìn)展與展望［J］.地質(zhì)科技情報(bào)，2005，24（2）:57—63.

［25］焦若鴻，許長(zhǎng)海，張向濤，等.鋯石裂變徑跡（ZFT）年代學(xué)：進(jìn)展與應(yīng)用［J］.地球科學(xué)進(jìn)展，2011，26（2）:171—182.

［26］Wagner G A,Van Den Haute P.Fission track dating［M］.Netherlands:Kluwer Academic Publishers,1992.

［27］吳中海，吳珍漢.裂變徑跡法在研究造山帶隆升過程中的應(yīng)用介紹［J］.地質(zhì)科技情報(bào)，1999，18（4）:27—32.

［28］朱起煌.裂變徑跡熱年代學(xué)［J］.地球科學(xué)進(jìn)展，1993，8（6）:79—80.

［29］王世成.裂變徑跡熱年代學(xué)的新進(jìn)展［J］.核技術(shù)，1996，19（10）:578—580.

［30］王瑜.構(gòu)造熱年代學(xué)——發(fā)展與思考［J］.地學(xué)前緣，2004，,11（4）:130—442.

［31］王國(guó)燦.隆升幅度及隆升速率研究方法綜述［J］.地質(zhì)科技情報(bào)，1995，14（2）:17—22.

［32］朱文斌，萬景林，舒良樹，等.裂變徑跡定年技術(shù)在構(gòu)造演化研究中的應(yīng)用［J］.高校地質(zhì)學(xué)報(bào)，2005，11（4）:593—600.

［33］杜治利，王清晨.中新生代天山地區(qū)隆升歷史的裂變徑跡證據(jù)［J］.地質(zhì)學(xué)報(bào)，2007，81（8）:1081—1101.

［34］Clark S J P,Dempster T J.The record of tectonic denudation and erosion in an emerging orogen:an apatite fission track study of the Sierra Nevada,southern Spain［J］.Journal of the Geological Society,2009，166（1）:87—100.

［35］陳宣華，Michael W M,李麗，等.東昆侖造山帶多期隆升歷史的地質(zhì)熱年代學(xué)證據(jù)［J］.地質(zhì)通報(bào)，2011，30（11）:1647—1660.

［36］趙重遠(yuǎn)，劉池洋，任戰(zhàn)利.含油氣盆地地質(zhì)學(xué)及其研究中的系統(tǒng)工程［J］.石油與天然氣地質(zhì)，1990，11（1）:108—113.

［37］李亞軍，李儒峰，陳莉瓊，等.蘇北盆地金湖凹陷熱史與成藏期判識(shí)［J］.沉積學(xué)報(bào)，2011，29（2）:395—401.

［38］王毅，金之鈞.沉積盆地中恢復(fù)地層剝蝕量的新方法［J］.地球科學(xué)進(jìn)展，1999，14（5）:482—486.

［39］袁玉松，鄭和榮，涂偉.沉積盆地剝蝕量恢復(fù)方法［J］.石油試驗(yàn)地質(zhì)，2008，30（6）:636—641.

［40］單玄龍，劉招君，滕佃波.裂變徑跡方法在盆地分析中的應(yīng)用［J］.世界地質(zhì)，1995，14（2）:47—51.

［41］趙紅格，劉池洋.物源分析方法及研究進(jìn)展［J］.沉積學(xué)報(bào)，2003，21（3）:409—415.

［42］Brandon M T.Decomposition of fission-track grain-age distributions［J］.American Journal of Science,1992，292（8）:535—564.

［43］劉樹根，羅志立，趙錫奎，等.中國(guó)西部盆山系統(tǒng)的耦合關(guān)系及其動(dòng)力學(xué)模式［J］.地質(zhì)學(xué)報(bào)，2003，77（2）:177—186.

［44］張沛，周祖翼.碎屑礦物熱年代學(xué)研究進(jìn)展［J］.地球科學(xué)進(jìn)展，2008，23（11）:1130—1139.

［45］王慶隆，萬景林.用裂變徑跡法研究斷層活動(dòng)年齡的初步探討［J］.地震地質(zhì)，1988，10（4）:199—205.

FISSION-TRACK THERMOCHRONOLOGY:Method,Application and Latest Progress

QIAO Jian-xin,ZHAO Hong-ge,WANG Hai-ran
（State Key Laboratory of Continental Dynamics/Department of Geology,Northwest University,Xi’an 710069,China）

1671-1947（2012）03-0308-05

P597

A

2012－03－21；

2012-05-03.編輯：李蘭英.

喬建新（1986—），男，在讀碩士研究生，從事盆地分析及油氣地質(zhì)研究，通信地址陜西省西安市太白北路229號(hào)，E-mail//qiaojianxin_zn@163.com