概述内容

裂变（Fission）是一个不稳定的重元素的原子核分裂为两个质量、大小相差不远的碎片（轻核），同时放出大量能量的现象；径迹（Tracks）是具有很高能量、带大量电荷的重粒子，通过固体绝缘材料（例如白云母、磷灰石、锆石等）时，在其所经过的途程中留下辐射损伤的狭窄痕迹。这是西尔克（E,C,H.Silk，1959）等人，在电子显微镜下观察受过裂变碎片照射的白云母时发现的[1]。

60年代中期，国外把裂变径迹技术引入到地质、地球化学领域后，迄今已在岩矿的年龄测定；区域构造史、断层最后一次活动的年代、岩石的改造、热历史和地热等方面均取得丰硕的成果。我国裂变径迹技术引进比较早，此后，裂变径迹技术发展迅速，广泛应用于核子学、固体物理、考古学、陨石学、天文物理、地质、地球化学等领域。

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基本原理

1.原理简介

重核裂变之后，由于质量减少，产生约200MeV能量，大部分转变为裂变后碎片的动能（平均160MeV），两个碎片在运动过程中经过一系列 β 或其他形式衰变最终形成两个稳定的核素。碎片运动时与周围物质的原子核和电子发生电磁作用，从而使碎片改变方向和损失能量，当这种带电的裂变碎片通过的物质为绝缘材料时，就会在晶格中留下线状连续缺损，这就是裂变径迹（Tagami and O』Sullivan, 2005; Dickin, 2005）。

自然界，重核有发生自发裂变的特性，其中232Th和U同位素（234U、235U、238U）能够产生有数量意义的裂变径迹。其中考虑到232Th和U同位素的自发裂变半衰期的速率、同位素相对丰度差异，在一般高铀矿物中Th/U比10，所以238U占全部自发裂变天然矿物（包括磷灰石和锆石）的99.9% 以上。

2.年龄公式

裂变径迹法应用对所测的样品径迹密度有一定要求，径迹密度通常与U含量和样品年龄有关。径迹年龄可在实验室直接进行测定[3]。

式中，λα ——238U总的衰变常数，1.551×10-10/a；

λf ——238U自发裂变衰变常数，（6.85~8.46）×10-17/a；

ρs——238U自发径迹密度；

ρi ——235U中子激发径迹密度；

σ ——235U热中子诱发径迹截面，580×10-24cm2 /atom；

I ——同位素丰度比，235U/238U=7.25210-3；

Φ——热中子流

可以看出，裂变径迹年龄的取值取决于：自发和诱发径迹密度的准确统计、常数 λf 的选择等。为降低常数 λf 的不同选择以及中子积分注量监测时因方法不同所造成的不确定误差，实验要进行相关校正，即标准矿物年龄及铀标准玻璃校正来解决这一问题。

3.形成机理

Fleischer等（1965）提出的「离子爆炸尖峰」模型可以较好地解释径迹的成因及结构，他们认为急速打来的带电的裂变碎片，在其运动的过程中，通过剥夺经过晶格的电子，引起路径旁侧的原子电离，然后这些电离化的正电离子，由于强烈的库仑斥力相互排斥，而向四周挤压留下损伤区域。这样留下的损伤的区域，能被化学试剂优先溶解。Price（1962）等成功地应用化学蚀刻方法，将径迹扩大到能用普通显微镜观察。

分析方法

1.总体法

把选好的矿粒分成A、B两组，分别用于测量样品中自发和诱发裂变径迹密度。将B组矿粒加热使其原有的自发裂变潜径迹全部消退。退火后将B组矿粒送入反应堆用热中子照射。再把A、B两组矿粒分别固定，磨出矿粒内表面并在相同蚀刻条件下蚀刻。总体法的优点在于，自发和诱发裂变径迹是在同一材料上用同一蚀刻条件得出的，因此系统误差小[4]。

2.扣除法

只需要用一组矿粒。将矿粒固定，磨出内表面后进行蚀刻，在内表面上得到的是自发裂变径迹，测出其密度。再将上述蚀刻过的矿粒送入反应堆用热中子照射，之后用与前相同的蚀刻条件蚀刻，则在蚀刻后的内表面上获得的径迹（包括自发和诱发两种径迹）测得的径迹密度中扣除已测得的即得诱发径迹密度。这种方法比总体法操作简单，无需退火，而且至少可少用一半矿粒。但由于在同一矿粒中铀分布可能不均匀，不同内表面上的径迹密度也会有差异。因此对铀分布很不均匀的样品，这种方法不适用。

3.外探测器法

当样品的各矿粒之间或同一矿粒内部铀的分布很不均匀时采用。外探测器法的程序是，在矿粒内表面蚀刻出自发裂变径迹后，将另一固体核径迹探测器（称为外探测器）盖在矿粒内表面上，并紧密接触，之后一起在反应堆中受热中子照射。目前地质上最常用的探测器有白云母、莱克散聚碳酸酯塑料和涤纶薄膜等[5]。

目前地质力学研究所、吉林大学地球科学学院、中国地质大学构造与油气资源教育部重点实验室均设有裂变径迹年代学实验室，主要研究方向包括造山带、活动断裂带、沉积盆地等低温热年代学及锆石、磷灰石的定年研究。

参考文献：

1. 鲁挑建，姜启明编著，放射性地球物理勘查，哈尔滨工程大学出版社，2009
2. 何鹏举. 碎屑磷灰石裂变径迹热年代学记录的青藏高原东北缘祁连山新生代构造变形过程[D].兰州大学,2018.
3. 高顺莉,周祖翼,王嘹亮.北黄海侏罗系碎屑锆石U-Pb定年及地质意义[J].同济大学学报(自然科学版),2014,42(03):480-487.
4. 彭杨宏. 柴达木盆地北缘磷灰石裂变径迹年龄及其意义[D].兰州大学,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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