裂變徑跡法
裂變徑跡法
裂變徑跡法（fission track dating）：礦物中所含微量鈾的自發裂變的衰變引起晶格的損傷產生徑跡，測定礦物的自發裂變徑跡密度和誘發徑跡密度，計算礦物的裂變徑跡的表觀年齡。
傳統的裂變徑跡定年主要採用外探測器法，挑選過的磷灰石或鋯石顆粒製片后、拋光、蝕刻，然後再上面加低U-含量的雲母片做外外探測器，送往熱堆輻照，后蝕刻外探測器；統計礦物顆粒和外探測器上的徑跡數量和密度，然後根據自發徑跡密度和誘發徑跡密度計算裂變徑跡表觀年齡。
此法用樣量少，可用樣品種類多，測年範圍可由數年到幾十億年，特別是在5萬～100萬年期間內，測年效果較其他方法為好，特別是和姐妹測試定年技術(U-Th)/He定年相結合，其結果可以有效地重建地質體構造-古地溫演化的動態演化過程。
此法還用於火山灰的年齡測定、熱事件、考古材料的定年以及測定地貌演化和海底擴張的年齡和速度等。適於這種方法的礦物、岩石有：雲母、磷灰石、角閃石、鋯石、榍石、褐簾石、綠柱石、瀝青鈾礦、火山玻璃、黑曜岩、雷公墨等。
根據礦物中放射性同位素自發裂變碎片的徑跡而計時的一種方法。徑跡數目與礦物年齡成正比。礦物中能產生裂變徑跡的重核有 238U、235U和232Th。它們的自發裂變半衰期分別是 1.01×1016年、3.5×1017年和大於1021年。所以天然樣品中238U的裂徑跡約佔99.97%以上，而235U和232Th的裂變徑跡在年齡測定中可忽略不計。若假定自發裂變徑跡在礦物中的分佈是均勻的，則單位體積內的裂變徑跡數目(C)與U含量、礦物存在時間及U的自發裂變常數成如下關係式中238U為每立方厘米樣品中238U的原子數,λf為238U的自發裂變常數（），λ為U的總衰變常數,t為礦物年齡。自然狀態的裂變徑跡非常細小。通過選擇適當的化學試劑在一定條件下對礦物磨光面進行腐蝕處理(蝕刻)，蝕刻后的徑跡，在顯微鏡下可放大到200～1000倍。若自發裂變徑跡和誘發裂變徑跡（即通過熱中子照射產生的徑跡）的蝕刻條件完全相同，則裂變徑跡法計算年齡的公式為式中ρs為在蝕刻表面觀察到的徑跡密度,ρi為蝕刻后看到的誘發裂變徑跡密度,σ 為235U的熱中子誘發裂變截面(平方厘米),Φ為熱中子劑量，。應用此公式計算年齡時須滿足下列要求：①自發裂變的半衰期是恆定的；②比值是一個常數;③所有的自發裂變徑跡是238U產生的，而所有的誘發裂變徑跡都是235U經熱中子照射誘發產生的;④自發裂變徑跡和誘發裂變徑跡的蝕刻條件相同；⑤樣品形成以後保持封閉體系。裂變徑跡法測定年齡的樣品適應性廣，只要樣品中產生的自發裂變徑跡密度大於1～10/平方厘米，均可選用。如磷灰石、榍石、鋯石、白雲母等。
