方解石LA-(MC-)ICP-MS U-Pb定年技术及其在脆性构造中的应用

赵子贤,施 炜*

(1. 中国地质科学院地质力学研究所,北京 100081；2. 自然资源部新构造运动与地质灾害重点实验室,北京 100081)

0 引 言

构造变形期次和时代是了解地壳动力学变化和构造演化史的有效手段[1-3]。依据变形产出环境、应变速率和构造变形产物的不同，可以将构造变形分为韧性构造变形和脆性构造变形。地壳深部具有较高的地温环境，岩石应变速率较慢，以韧性构造变形为主，形成以糜棱岩系列为主的岩石，并有一系列新生矿物，如白云母、黑云母和角闪石等。通过同位素定年技术，对这些新生矿物进行绝对定年，便可以获得与之相关的韧性构造变形活动时间，计算当时的隆升/剥蚀速率等，了解地壳深部动力学和演化史[4]。然而，地壳浅部地温环境较低，岩石应变速率往往很快，以脆性构造变形为主，难以有大量新生矿物生成。而在地质应用以及构造地质学研究中，脆性构造变形的绝对年龄对于理解与脆性构造变形有关的地质事件及其演化至关重要[5-8]。因此，脆性构造变形的精确定年一直是地球科学领域众多学者关注的焦点。

传统脆性构造变形时代限定主要通过脆性构造相关地层或岩体年龄，结合区域不整合关系与区域构造解析，对脆性构造变形进行时代约束[9-11]。一些学者利用磷灰石裂变径迹低温热年代学的方法，辅以磷灰石裂变径迹冷却史模拟分析，对断裂活动的时间进行了约束[12-16]。Wang等从构造-沉积角度出发，将构造变形与沉积事件结合，利用生长地层年龄限定脆性断层的活动时代[17-18]。然而，以上方法只能将脆性构造变形限定在某一时间范围，不能获得其绝对年龄。为了获得精确的脆性构造变形时代，国内外学者进行了许多尝试，并取得了一定进展。Van Der Pluijm等利用断层泥中自生伊利石Ar-Ar和Rb-Sr定年，成功测得脆性断层形成时代[19]。但是，断层泥中围岩碎屑伊利石的混入、浅层地壳低温环境下伊利石的同构造重结晶不彻底以及封闭温度等问题导致很难获得纯净的伊利石年龄[4,20]。还有学者聚焦同构造矿物脉体和纤维定年，当地壳流体压力超过岩石的拉伸强度，流体压力会导致岩石产生裂隙，矿物质将在其中结晶[21]。一种方法是对方解石脉进行Sm-Nd定年，但这只适用于Sm/Nd值范围较大的样品[22]；另一种方法是对方解石擦痕纤维进行U-Th定年[23]，但其定年范围仅限于1～600 ka[24]。Ault等对断裂带内赤铁矿进行(U-Th)/He定年，获得断层滑动产生的热异常年龄，然而浅层地壳环境下，脆性断裂活动很难产生能够重置赤铁矿He体系的高温[25]。

近年来，方解石U-Pb定年技术逐渐获得应用，在地质年代学领域得到了迅猛发展[1-3,26-37]。Rasbury等总结了沉积作用和成岩作用形成的碳酸盐岩方解石U-Pb定年方法，并对定年原理、样品采集和实验过程进行了论述[26]；Li等首次报道了碳酸盐岩LA-MC-ICP-MS U-Pb定年技术，并用TIMS法对实验结果进行验证，开启了激光原位碳酸盐岩U-Pb年代分析的大门[27]；之后，方解石LA-(MC-)ICP-MS U-Pb定年技术被广泛应用于脆性构造变形时代的确定[1-3,34-37]。本文拟对近几年方解石LA-(MC-)ICP-MS U-Pb定年方法研究进展进行总结，系统介绍同构造方解石脉特征、方解石U-Pb定年基本原理、方解石LA-(MC-)ICP-MS U-Pb定年方法及应用实例，指出这一方法存在的关键问题和技术难点，以期为方解石U-Pb定年技术广泛应用于脆性构造变形绝对年龄测定及相关科研工作提供参考。

1 同构造方解石脉特征

同构造方解石脉是指在裂隙发育的递进变形过程中，富含CO2的热液流体充填，且裂隙形成和流体充填近于同时形成的脉体[38-39]。同构造方解石脉比较完整地记录了裂隙的发育史，是研究脆性构造变形的良好对象。脆性构造方解石U-Pb定年的首要环节便是根据同构造方解石脉的特征，采集、制备样品，圈定待测靶区。

1.1 宏观特征

岩石的破裂模式控制着脉体的宏观形态，根据同构造方解石脉产出裂隙的破裂机制，可以分为伸展拉张型、挤压剪切型和混合型脉体[40]。伸展拉张型脉体在地壳表层岩石中广泛发育，这是由于岩石抗拉张强度低，在各级构造事件中更容易满足条件，轻微的拉张应力就会使岩石形成张裂隙，为矿物质沉淀结晶提供空间[41-42]。野外常见的伸展拉张型脉体有充填张节理裂隙[图1(a)]和正断层裂隙的同构造方解石脉，其中正断层裂隙内的方解石脉受断层活动影响可以形成方解石擦痕纤维[图1(b)]。挤压剪切型脉体是矿物质在挤压剪切作用形成的裂隙中沉淀结晶形成的脉体。野外常见的挤压剪切型脉体是充填剪节理裂隙[图1(a)、(c)]和逆断层裂隙的同构造方解石脉。其中，剪节理裂隙常形成X型共轭剪裂脉，逆断层裂隙内方解石脉受后期断层活动影响可以形成方解石擦痕纤维[图1(d)]。混合型脉体受控于伸展拉张和挤压剪切两种机制，野外可见充填兼具伸展和挤压两种性质断层或张剪性节理裂隙的同构造方解石脉。

1.2 微观特征

同构造方解石脉的微观特征是指组成脉矿物的晶体形态、生长方式和显微构造特征。

同构造方解石脉的晶体形态主要可以分为块状、拉长块状、纤维状和扩展状4种类型[45]。块状方解石脉的晶体颗粒为粒状，近似等大，随机分布；拉长块状方解石脉的晶体颗粒具有一定的延长性，通常长宽比约为10∶1，许多模拟实验证实晶体倾斜于C轴方向是最初生长的主要方向[42]；纤维状方解石脉的晶体颗粒呈纤维状、杆状，具有较大的长宽比，且长轴的延伸方向具有一致性，研究表明其是超高压流体下形成和排泄的一种标型矿物[39,46-48]；扩展状方解石脉的晶体颗粒与上述类型的不同之处在于新生晶体颗粒形成于现存晶体之上，而非原始晶体的逐渐增大，其颗粒边界呈锯齿状[42]。野外较为常见的是复合结构的同构造方解石脉，在同一脉体内可以出现多种晶体形态。

根据Bons等的划分规则[40,45]，同构造方解石脉的生长方式主要有4种类型：对向生长、背向生长、扩展生长和压力影。典型的对向生长方解石脉晶体颗粒的生长方向是从脉体两边向中心生长，在脉体中心部位形成中间面，其两侧脉体对称分布；背向生长方解石脉晶体颗粒从脉体中间部位向两侧生长，脉体与围岩之间具有两个生长面；扩展生长方解石脉形成于裂开-愈合机制[21]，随着脉体的生长，破裂面会将现存脉体切穿，形成新的生长面，因此，其生长面并不总是在同一个平面；压力影是一种特殊的生长方式，岩石在压溶作用下，碳酸盐矿物发生溶解扩散，向低压区运移沉淀形成方解石晶体颗粒，该种构造脉体的形成并未伴随裂隙的裂开。

同构造方解石脉的显微构造特征反映其后期变形作用，主要有3种类型：①剪切破裂面上发育的方解石均沿着破裂面发生剪切变形；②角砾状方解石胶结物围绕棱角明显的角砾碎片生长；③裂隙内的方解石发生微变形或者形成剪切成因的S型或C型构造[37]。

2 方解石U-Pb定年基本原理

方解石U-Pb定年基本原理是利用放射性同位素衰变原理，即放射性的238U和235U通过一系列衰变产生稳定的206Pb、207Pb，通过Pb同位素异常来计算样品的地质年龄。238U和235U都为地球的长半衰期元素，238U的丰度占U元素的99.276%，其半衰期为4.47×109，235U的丰度为0.72%，其半衰期为7.03×108。其一般的衰变方程为

N(206Pb)m=N(206Pb)i+N(238U)(eλ238t-1)

(1)

N(207Pb)m=N(207Pb)i+N(235U)(eλ235t-1)

(2)

式中:N(206Pb)m和N(207Pb)m为矿物或岩石中现今Pb同位素含量;N(206Pb)i和N(207Pb)i为矿物或岩石形成时的初始Pb同位素含量;N(238U)和N(235U)为矿物或岩石中现今U同位素含量;λ238和λ235为238U和235U的衰变常数;t为矿物或岩石形成时间。

由于204Pb是Pb同位素中唯一稳定的非放射性成因同位素，其样品中含量与初始值一致，可将式(1)和(2)改写为

(3)

(4)

另外，通过式(3)和(4)联立还可以得到207Pb/206Pb年龄公式为

(5)

根据式(3)、(4)和(5)，测定一个样品会同时获得3个独立的同位素年龄(即206Pb/238U年龄、207Pb/235U年龄和207Pb/206Pb年龄)，据此可以进行结果可靠性的内部检验。如果这3组年龄在误差范围内一致，说明矿物形成以来其U-Pb同位素体系是封闭的，这3个年龄中的任何一个都可以代表矿物的形成年龄[49-50]。然而，由于普通铅扣除不当或者同位素体系的轻微开放，通常测得的这3组年龄不一致，需要进一步通过U-Pb谐和曲线来获取矿物的形成年龄。在方解石LA-(MC-)ICP-MS U-Pb定年中，主要应用Tera-Wasserbur谐和曲线来获取样品的形成年龄。

3 方解石LA-(MC-)ICP-MS U-Pb定年方法

目前，方解石微区原位LA-(MC-)ICP-MS U-Pb定年技术所使用的方法包括单接收器方法(LA-ICP-MS)和多接收器方法(LA-MC-ICP-MS)[1-3,26-37]。这两种定年方法各自具有不同的特点，主要体现在仪器本身的灵敏度和接收器配置上。在激光剥蚀(LA)部分，LA-ICP-MS往往配备200 μm激光束，而LA-MC-ICP-MS更多采用100 μm激光束，后者具有更高的空间分辨率，能够测试U含量较低的方解石样品。在接收器部分，LA-MC-ICP-MS质谱测试仪装备了多个法拉第杯，实现了同位素高精度同时测量，能够满足U含量极低的方解石U-Pb定年，测得的数据误差较小。已发表的数据表明，LA-MC-ICP-MS法获得的方解石206Pb/238U年龄误差可以控制在4%以内(表1)。此外，这一方法可以获得高精度的Pb同位素数据，因此，对于普通铅含量较高的矿物定年具有一定的优势，被广泛应用于锆石、金红石、独居石以及磷灰石等含铀矿物[51-53]。其不足之处在于难以准确测定204Pb含量，因为实验过程中204Pb离子信号较弱以及氩气中204Hg的干扰，从而导致对普通铅的准确扣除有一定影响。LA-ICP-MS法精度不及LA-MC-ICP-MS法，通常测得的单点数据误差较大，对于方解石这类U、Pb含量相对较低的副矿物，其206Pb/238U年龄误差通常大于10%(表1)，而对于锆石U、Pb含量相对较高的副矿物，可以获得较高精度的数据，其206Pb/238U年龄误差可以控制在5%以内，并且应用LA-ICP-MS法的成本相对较为便宜。

3.1 实验仪器

目前，LA-ICP-MS方解石U-Pb定年采用的激光剥蚀系统主要为Resolution S-155型，电感耦合等离子体质谱(ICP-MS)系统有Nu Instruments Attom和Elements等型号；LA-MC-ICP-MS方解石U-Pb定年采用的激光剥蚀系统主要为New Wave Research 193 nm FX ArF准分子激光器，电感耦合等离子体质谱系统主要有Nu Plasma和Neptune等型号[1-3,26-37]。

表1 方解石LA-(MC-)ICP-MS U-Pb定年主要数据

注：t为年龄，误差类型为±2σ；w(·)为元素含量(质量分数，下同);N(·)/N(·)为元素同位素比值，N(·)为元素同位素含量；MSWD为平均标准权重偏差。

3.2 样品前期处理

样品前期处理包括样品采集、薄片制备和待测靶区圈定等。首先，在野外根据同构造方解石脉特征采集相关样品，样品采集必须选择新鲜露头开采，详细记录方解石产出地质条件，充分考虑构造或后期岩浆活动的影响；之后在双目镜下把方解石用双面胶粘于载玻片上，放上PVC环，用环氧树脂和固化剂进行充分混合后注入PVC环中，放入烘箱烘干，待树脂充分固化后将样品靶从载玻片上剥离；将样品靶进行打磨和剖光后，在单偏光镜、正交偏光镜和阴极发光显微镜下进行图像分析；根据方解石显微照片圈定合适的待测靶区，优选表面平整、无包裹体或裂隙和杂质少的部位，减少普通铅的影响。注意测试之前，用酒精或无水乙醇将其表面清洗干净，避免表面铅污染。

3.3 实验过程与数据处理

根据近年来报道的方解石LA-(MC-)ICP-MS-U-Pb定年技术，其实验过程与数据处理方法基本相同[1-3,26-37]。本节以Hansman 等采用的方法[3]为例，介绍方解石LA-ICP-MS U-Pb定年实验过程与数据处理方法。

采用193 nm ArF 准分子激光剥蚀系统与Thermo Scientific Element 2型电感耦合等离子体质谱仪对方解石薄片进行LA-ICP-MS U-Pb定年分析。样品在氦气(进气量为0.4 L·min-1)环境中剥蚀，之后与氩气(0.9 L·min-1)和氮气(0.05 L·min-1)混合进入ICP-MS中分析。将ICP-MS信号调节到最大灵敏度，同时保持氧化物形成(以248ThO/232Th为检测对象)低于0.2%，并确保不发生Th/U分馏现象。激光剥蚀束斑直径为215 μm，频率为8 Hz，能量密度为1 J·cm-2。206Pb和238U的检出限分别约为0.2×10-6和0.03×10-6。每个分析点的总分析时间为68 s(包括前期3 s的剥蚀以消除表面污染、采集背景信号时间20 s、激光剥蚀取样时间20 s、冲洗样品池及管路时间25 s)。

原始数据使用MS Excelⓒ内置表格程序来完成[54-55]。背景校正之后，剔除207Pb/206Pb和206Pb/238U异常值(误差类型为±2σ)。使用NIST-614标准玻璃和方解石标准样品WC-1(ID-TIMS U-Pb年龄为(254.4±6.4)Ma，LA-ICP-MS U-Pb年龄为(254.4±1.7)Ma)[30](图2)作为外标，对原始数据进行质量漂移和同位素分馏效应校正。使用镁灰白云岩(产自德国Tettenborn石膏坑)作为二级标准样品进行重复分析，获得(259.5±5.2)Ma(MSWD值为0.99，分析点数为17个)和(255.3±5.8)Ma(MSWD值为1.4，分析点数为18个)的下交点年龄，验证了该方法的可重复性。同时，对叠层石灰岩(产自纳米比亚南部寒武纪—前寒武纪地层)进行ICP-MS U-Pb定年，获得(543.8±5.3)Ma(MSWD值为1.4)的下交点年龄，误差范围内与其上覆的火山灰夹层锆石U-Pb年龄((543±1)Ma)一致[3]。以上数据表明LA-ICP-MS U-Pb定年技术有着约2%或更好的精度和可重复性。分析数据使用Isoplot 3.75程序制作Tera-Wasserburg谐和曲线[56]，并计算下交点年龄。

图件引自文献[30]图2 方解石标准样品WC-1的Tera-Wasserburg谐和曲线Fig.2 Tera-Wasserburg Concordia Diagrams of the WC-1 Reference Material of Calcite

4 方解石LA-(MC-)ICP-MS U-Pb定年实例

近年来，随着测试仪器的精度逐渐提高，国外一些学者逐渐将LA-(MC-)ICP-MS U-Pb定年技术应用于方解石这类低铀矿物的年龄测定[1-3,26-37]，这种方法适用于碳酸盐岩及其他方解石脉体和纤维，在地质学尤其是脆性构造地质学领域展现出巨大的应用潜力。

Li等利用TIMS和LA-MC-ICP-MS 两种定年方法，对侏罗纪菊石的成岩年龄进行U-Pb定年[27]。结果显示，TIMS法获得U-Pb年龄为(171±16)Ma(MSWD值为0.51)，LA-MC-ICP-MS法为(165.5±3.3)Ma，两种方法获得的年龄在误差范围内保持一致，并且LA-MC-ICP-MS 法获得的年龄精度更高，该项研究开创了碳酸盐岩LA-(MC-)ICP-MS U-Pb定年的先河。Roberts等通过TIMS和LA-ICP-MS两种定年方法对方解石标准样品WC-1开展年代学分析，其获得的年龄一致，并且LA-ICP-MS定年技术获得的年龄精度更高(图2、表1)[30]。以上对比研究表明，方解石LA-(MC-)ICP-MS U-Pb定年技术比TIMS法具有更高的精度和效率以及良好的应用前景。

随后，方解石LA-(MC-)ICP-MS U-Pb定年技术被广泛应用于脆性构造变形的绝对年龄测定[1-3,34-37]。Roberts等选取与大陆裂解有关的脆性断层作为研究对象，对3期断层内同构造方解石脉进行LA-ICP-MS U-Pb定年，获得了11.2～44.8 Ma等9组年龄，将大西洋东北缘法罗群岛地区裂解时间限定在始新世中期到中新世中期[1]。Nuriel等选取死海转换地区脆性断裂同构造方解石脉进行LA-MC-ICP-MS U-Pb定年，获得6.2～20.1 Ma等28组年龄，成功确定了脆性断裂的活动期次[2]。Ring等对阿尔卑斯山脉脆性断裂同构造方解石脉进行LA-ICP-MS U-Pb定年，从3个样品中获得21.8～25.3 Ma等6组年龄，揭露了该区渐新世—中新世伸展构造变形时间[34]。Goodfellow等对瑞典东南部灰岩共轭走滑断层中的4组方解石擦痕纤维进行LA-MC-ICP-MS U-Pb定年，获得63.3～67.0 Ma和54.7 Ma两组年龄，确定了该区古新世断层活动的绝对时间[35]。Beaudoin等选取产自美国怀俄明州比格霍恩盆地内同构造方解石脉进行LA-ICP-MS U-Pb定年，获得1.75～89.70 Ma等24组年龄，结合构造应力场反演，确定了该地区的构造演化序列[36]。Nuriel等对产自土耳其北部北安纳托利亚断裂带的同构造方解石脉进行LA-MC-ICP-MS U-Pb定年，获得11.7～41.4 Ma等5组年龄，确定了脆性构造变形的绝对时代[37]。Hansman等总结前人方解石LA-(MC-)ICP-MS U-Pb定年技术，首次将该技术应用于多期次脆性构造变形事件年龄测定，结合区域构造解析，得出阿曼Al Hajar山脉中生代以来的构造演化史[3]。

5 一些关键问题及解决方法

近年来，方解石LA-(MC-)ICP-MS U-Pb定年技术取得了不断发展和进步，成为了同位素年代学领域的研究热点[1-3,26-37]。但在实际分析测试中发现，由于方解石往往具有多期性，且后期重结晶现象也很普遍[57]，其年龄的地质意义是制约方解石U-Pb定年技术广泛应用的关键科学问题之一。此外，与锆石相比，方解石中U含量非常低，普通铅含量高，不同晶域的U、Pb含量变化很大(表1、图3)。因此，选定最优待测靶区、普通铅的准确扣除、采用理想标样进行外部校正是成功获得精准U-Pb年龄的关键所在。

5.1 方解石U-Pb年龄的地质意义

由于方解石往往具有多期性，当流体存在时，即使在低温条件下也极易发生重结晶作用，不同期次、不同晶域方解石样品的U-Pb年龄代表不同的地质事件，具有不同的地质意义。方解石U-Pb定年的首要环节便是对其进行期次划分，并识别原生域和次生域。阴极发光观测技术是识别不同期次、不同晶域方解石的有效方法。不同期次结晶的方解石晶体由于流体中的pH值、Eh值及所含微量元素性质不同，具有不同的发光强度和颜色，以此识别不同期次的方解石。当脉体后期发生重结晶作用时，也可以通过阴极发光图像判断方解石的原始晶体形态[46]。方解石常见的阴极发光强度颜色为橙色、橙黄色、橙红色，少数方解石为褐色、蓝色和绿色。

5.2 选择最优待测靶区

选择最优待测靶区是方解石LA-(MC-)ICP-MS U-Pb年代学研究中的基本前提。研究表明，方解石中的U含量普遍比锆石低2～4个数量级，锆石中U含量通常大于10×10-6，平均约为200×10-6，而方解石中U含量通常低于1×10-6，并且其普通铅含量在样品铅总含量中的占比一般比锆石高得多；此外，方解石在结晶过程中U和Pb的分布极不均匀，具有很强的非均质性，在毫米尺度上238U/206Pb值变化很大，最大与最小的比值可达1 000[1](表1)。LA-(MC-)ICP-MS U-Pb定年中常用于圈定待测靶区的透射光、反射光、背散射光和阴极发光图像不能有效显示样品U、Pb等微量元素的分布特征。为使方解石LA-(MC-)ICP-MS U-Pb定年达到最佳精度和准确度，一些学者在对方解石样品进行光学分析后，利用LA-(MC-)ICP-MS元素成像技术获得元素分布(图3)，根据不同元素的分布特征，选取高U含量且低普通铅含量的范围作为LA-(MC-)ICP-MS定点分析最优待测靶区，取得了良好的效果[1,33]。

5.3 普通铅校正

普通铅校正是U-Pb年代学研究中的基本科学问题。普通铅校正的前提是估计初始普通铅的组成。获得初始普通铅组成的方法主要有两种：①测量与待测样品同源且达到同位素平衡的、具有高普通铅组成的矿物(如斜长石、方铅矿等)；②根据其他矿物定年方法，在已获得样品大致年龄的情况下，根据地球Pb同位素组成演化曲线即可获得。对于低普通铅矿物(如锆石、斜锆石等)，普通铅组成对U-Pb定年结果影响甚微，几乎可以不进行普通铅校正。但对于方解石这类高普通铅矿物，普通铅校正就变得至关重要。

常用的普通铅校正方法有204Pb校正法、207Pb校正法和208Pb校正法[58-66]。其中，204Pb校正法不适用于方解石LA-(MC-)ICP-MS U-Pb定年，因为方解石中204Pb含量较低，激光方法无法准确测量；208Pb校正法假设条件较多，要求U-Th-Pb体系封闭且Th/U值低于0.5；207Pb校正法适用于U-Pb体系封闭的年轻样品(年龄小于1 200 Ma)，假设条件较少，对仪器的检出限要求相对宽泛，适用于方解石LA-(MC-)ICP-MS U-Pb定年方法的普通铅校正[1-3,27-33]。

Tera-Wasserburg谐和曲线是207Pb校正法的几何表达，其横坐标为238U/206Pb值，纵坐标为207Pb/206Pb值[67-68]。Tera-Wasserburg谐和曲线的几何原理是根据一组样品实测207Pb/206Pb值和238U/206Pb值及二者误差拟合出一条207Pb演化线(不一致线)，这条演化线与纵轴的交点为初始Pb同位素组成((207Pb/206Pb)i)，与Tera-Wasserburg谐和曲线的下交点对应样品的238U/206Pb年龄(图2)[30]。Tera-Wasserburg谐和曲线的优点在于进行不一致回归计算时，不需要引入误差相关系数，并且可以一步完成普通铅扣除和元素分馏效应的校正。此外，Tera-Wasserburg谐和曲线中一致线与传统谐和曲线中一致线相比具有不同的曲率，使得相对年轻矿物的谐和性程度可以得到较充分的显示。在锡石、独居石、磷灰石和金红石等含铀副矿物的U-Pb定年中，为减少普通铅扣除所引起的误差，多数学者选择采取Tera-Wasserburg谐和曲线来进行普通铅校正[61-62,64-66]。

5.4 理想标样

在微区原位LA-(MC-)ICP-MS定年分析过程中，标准样品的作用包括定量校正和数据质量监控两个方面，可靠的标准样品是利用LA-(MC-)ICP-MS获得准确分析数据的关键。理想的方解石标样需要满足以下几点：①放射性成因Pb比例非常高(大于98%)；②U含量适中，与测试样品中U含量相差不大；③低普通铅含量(小于1×10-6)；④具有足够的存储量以供学术界长期使用[30]。

已有文献表明，当前方解石LA-(MC-)ICP-MS U-Pb定年采用的标样主要有人工合成的标准玻璃(如NIST-614、NBS-981、NBS-960等)和天然矿物(如WC-1、ASH-15D、AHX-1等)两类[1-3,26-37]。多数学者采用NIST-614标准玻璃作为外标，对原始数据进行校正，由于该标样为玻璃样品，与方解石的基体不同。因此，使用NIST-614标准玻璃校正之后，需采用WC-1、ASH-15D、AHX-1等天然矿物进行辅助校正[1-3,31,34-37]。WC-1产自美国得克萨斯州西部的特拉华盆地断层，U平均含量为3.7×10-6，普通铅含量为0.18×10-6，Roberts对该标样进行反复测定的结果都在(254.46±6.4)Ma的误差范围之内，但由于该标样中含有不同程度的普通铅，其并不是理想标样，主要作为次要标样进行辅助校正[30]。ASH-15D产自以色列的洞穴碳酸盐岩，Vaks等利用同位素稀释法获得该标样的年龄为(3.001±0.012)Ma，并在澳大利亚墨尔本大学、英国利兹大学和牛津大学实验室互相验证[69]。AHX-1取自中国塔里木盆地寒武系孔洞充填方解石，U平均含量只有0.14×10-6，普通铅含量非常低，是理想标样。澳大利亚昆士兰大学在开展方解石U-Pb年代学研究中采用了ASH-15D标样，通过数十次对测，获得(209.2±1.3)Ma的加权平均年龄，但该成果还未发表，也未得到其他实验室的证明[70]。Goodfellow等采用NIST-614标准玻璃校正之后，利用一些实验室工作标样(如GSC、WP21等)进行辅助校正，取得了良好的效果[35,37]。Pisapia等直接利用标准玻璃(如NBS-981、NBS-960)对原始数据进行校正，以消除基体效应，同样获得了较好的年龄数据[32]。由此可见，虽然当前方解石LA-(MC-)ICP-MS U-Pb定年标样研究工作取得一定进展，但仍缺乏可够选取的标样，各实验室使用的标样种类十分有限，现有标样也没有相互共享，在未来的研究中需要寻找出更多的标样并在不同的实验室共享，以推动测试参数标准化进程。

综上所述，方解石LA-(MC-)ICP-MS U-Pb定年技术面临的关键问题和技术难点是其年龄的地质意义和定年成功率。在实际工作中，需要根据方解石样品中U含量、非放射成因Pb含量、定年精度要求等因素，结合区域地质背景对年龄数据进行合理解释，进而获得可靠的分析结果。此外，分析误差、方解石脉或脉体内年龄变化、某些区域轻微开放的U-Pb体系等因素也会引起方解石U-Pb年龄的MSWD值大于2.0，从而产生分散的数据[26]，因此，需要谨慎使用这些年龄数据。

6 结 语

(1)方解石是进行脆性构造变形定年的理想矿物，对其开展LA-(MC-)ICP-MS U-Pb定年可以获得脆性构造变形的绝对年龄。

(2)野外识别同构造方解石脉，采集制备定年薄片，划分不同期次的方解石，确定原生域和次生域，能够准确揭示方解石U-Pb年龄所代表的地质意义。

(3)圈定最优待测靶区，选择合适的普通铅校正方法，寻找理想的方解石标样，有利于提高定年结果精度和准确性。

(4)方解石LA-(MC-)ICP-MS U-Pb定年方法是脆性构造变形最为有效和理想的定年方法之一，但要获得具有地质意义的精准年龄数据，还需结合详细的野外地质资料，辅以方解石成因矿物学研究，以及与其他间接定年手段进行对比分析。方解石LA-(MC-)ICP-MS U-Pb定年技术在脆性构造变形研究中取得了迅猛发展，精准限定了脆性构造变形时代，该方法的开发和利用将对理解区域构造演化史和地壳浅层次动力学背景具有重要的科学意义。

中国地质科学院地质力学研究所张栓宏研究员和中国地质大学(北京)柳长峰副研究员在成文过程中给予了建设性意见和建议,在此一并表示感谢。