概述內容

裂變（Fission）是一個不穩定的重元素的原子核分裂為兩個質量、大小相差不遠的碎片（輕核），同時放出大量能量的現象；徑跡（Tracks）是具有很高能量、帶大量電荷的重粒子，通過固體絕緣材料（例如白雲母、磷灰石、鋯石等）時，在其所經過的途程中留下輻射損傷的狹窄痕迹。這是西爾克（E,C,H.Silk，1959）等人，在電子顯微鏡下觀察受過裂變碎片照射的白雲母時發現的[1]。

60年代中期，國外把裂變徑跡技術引入到地質、地球化學領域後，迄今已在岩礦的年齡測定；區域構造史、斷層最後一次活動的年代、岩石的改造、熱歷史和地熱等方面均取得豐碩的成果。我國裂變徑跡技術引進比較早，此後，裂變徑跡技術發展迅速，廣泛應用於核子學、固體物理、考古學、隕石學、天文物理、地質、地球化學等領域。

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基本原理

1.原理簡介

重核裂變之後，由於質量減少，產生約200MeV能量，大部分轉變為裂變後碎片的動能（平均160MeV），兩個碎片在運動過程中經過一系列 β 或其他形式衰變最終形成兩個穩定的核素。碎片運動時與周圍物質的原子核和電子發生電磁作用，從而使碎片改變方向和損失能量，當這種帶電的裂變碎片通過的物質為絕緣材料時，就會在晶格中留下線狀連續缺損，這就是裂變徑跡（Tagami and O』Sullivan, 2005; Dickin, 2005）。

自然界，重核有發生自發裂變的特性，其中232Th和U同位素（234U、235U、238U）能夠產生有數量意義的裂變徑跡。其中考慮到232Th和U同位素的自發裂變半衰期的速率、同位素相對丰度差異，在一般高鈾礦物中Th/U比10，所以238U佔全部自發裂變天然礦物（包括磷灰石和鋯石）的99.9% 以上。

2.年齡公式

裂變徑跡法應用對所測的樣品徑跡密度有一定要求，徑跡密度通常與U含量和樣品年齡有關。徑跡年齡可在實驗室直接進行測定[3]。

式中，λα ——238U總的衰變常數，1.551×10-10/a；

λf ——238U自發裂變衰變常數，（6.85~8.46）×10-17/a；

ρs——238U自發徑跡密度；

ρi ——235U中子激發徑跡密度；

σ ——235U熱中子誘發徑跡截面，580×10-24cm2 /atom；

I ——同位素丰度比，235U/238U=7.25210-3；

Φ——熱中子流

可以看出，裂變徑跡年齡的取值取決於：自發和誘發徑跡密度的準確統計、常數 λf 的選擇等。為降低常數 λf 的不同選擇以及中子積分注量監測時因方法不同所造成的不確定誤差，實驗要進行相關校正，即標準礦物年齡及鈾標準玻璃校正來解決這一問題。

3.形成機理

Fleischer等（1965）提出的「離子爆炸尖峰」模型可以較好地解釋徑跡的成因及結構，他們認為急速打來的帶電的裂變碎片，在其運動的過程中，通過剝奪經過晶格的電子，引起路徑旁側的原子電離，然後這些電離化的正電離子，由於強烈的庫侖斥力相互排斥，而向四周擠壓留下損傷區域。這樣留下的損傷的區域，能被化學試劑優先溶解。Price（1962）等成功地應用化學蝕刻方法，將徑跡擴大到能用普通顯微鏡觀察。

分析方法

1.總體法

把選好的礦粒分成A、B兩組，分別用於測量樣品中自發和誘發裂變徑跡密度。將B組礦粒加熱使其原有的自發裂變潛徑跡全部消退。退火後將B組礦粒送入反應堆用熱中子照射。再把A、B兩組礦粒分別固定，磨出礦粒內表面並在相同蝕刻條件下蝕刻。總體法的優點在於，自發和誘發裂變徑跡是在同一材料上用同一蝕刻條件得出的，因此系統誤差小[4]。

2.扣除法

只需要用一組礦粒。將礦粒固定，磨出內表面後進行蝕刻，在內表面上得到的是自發裂變徑跡，測出其密度。再將上述蝕刻過的礦粒送入反應堆用熱中子照射，之後用與前相同的蝕刻條件蝕刻，則在蝕刻後的內表面上獲得的徑跡（包括自發和誘發兩種徑跡）測得的徑跡密度中扣除已測得的即得誘發徑跡密度。這種方法比總體法操作簡單，無需退火，而且至少可少用一半礦粒。但由於在同一礦粒中鈾分布可能不均勻，不同內表面上的徑跡密度也會有差異。因此對鈾分布很不均勻的樣品，這種方法不適用。

3.外探測器法

當樣品的各礦粒之間或同一礦粒內部鈾的分布很不均勻時採用。外探測器法的程序是，在礦粒內表面蝕刻出自發裂變徑跡後，將另一固體核徑跡探測器（稱為外探測器）蓋在礦粒內表面上，並緊密接觸，之後一起在反應堆中受熱中子照射。目前地質上最常用的探測器有白雲母、萊克散聚碳酸酯塑料和滌綸薄膜等[5]。

目前地質力學研究所、吉林大學地球科學學院、中國地質大學構造與油氣資源教育部重點實驗室均設有裂變徑跡年代學實驗室，主要研究方向包括造山帶、活動斷裂帶、沉積盆地等低溫熱年代學及鋯石、磷灰石的定年研究。

參考文獻：

1. 魯挑建，姜啟明編著，放射性地球物理勘查，哈爾濱工程大學出版社，2009
2. 何鵬舉. 碎屑磷灰石裂變徑跡熱年代學記錄的青藏高原東北緣祁連山新生代構造變形過程[D].蘭州大學,2018.
3. 高順莉,周祖翼,王嘹亮.北黃海侏羅系碎屑鋯石U-Pb定年及地質意義[J].同濟大學學報(自然科學版),2014,42(03):480-487.
4. 彭楊宏. 柴達木盆地北緣磷灰石裂變徑跡年齡及其意義[D].蘭州大學,2009.
5. Fleischer R L, Price P B, Walker R M. Ion Explosion Spike Mechanism for Formation of Charged‐Particle Tracks in Solids[J]. Journal of Applied Physics, 1965, 36(11):3645-3652.

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