U-Th/He(铀-钍/氦)与U-Th/Pb(铀-钍/铅)测年法的原理一致，是最早的同位素测年方法之一。U和Th发生α衰变，最终生成Pb，这是U-Th/Pb年代学方法的基本原理。α粒子由2个质子和2个中子组成，因此α粒子也就是⁴He核。可见，U-Th/He法与U-Th/Pb法的差别仅仅是子体不同。早在20世纪初，随着U-Th/Pb法的出现，Rutheford^{[1, 2]}也将U-Th/He法用于岩石的年龄测定。⁴He是一种质量很小的惰性气体，在矿物中的保存性差，很容易扩散丢失。因此，当人们应用U-Th/He方法时，测得的年龄常常比实际值小得多。这导致该方法在接下来的几十年里没有得到充分的重视，发展缓慢。1973年，封闭温度理论^[3]的提出具有里程碑式的意义，为理解年代学的结果提供了新的视角，扩散理论从此成为理解不同年龄结果的重要基础。这开启了U-Th/He法重新焕发生机之门。Zeltler等^[4]指出磷灰石中He的丢失以体扩散形式进行(volume diffusion)，U-Th/He是一个值得进一步深入研究的低温热年代计；House等^{[5, 6]}通过磷灰石中He扩散性的研究，获得了He的体扩散机制。House等^{[5, 6]}研究发现，在Arrhenius图上，虽然数据点在高温阶段出现线形偏离，但是磷灰石中并不存在He的多重扩散域(multiple diffusion domain)，线形偏离可能是由于晶格空位(lattice vacancies)的流动引起扩散行为的改变所致；而且该研究还获得磷灰石He的封闭温度为75±5℃，部分保存区间(partial retention)为80～40℃，比磷灰石裂变径迹的封闭温度(部分退火区间)低约35℃；最终，利用He的生成-扩散方程模拟了矿物在不同热历史状态下的年龄演化，认为该方法对冷却历史是敏感的。Farley等^{[7, 8]}发现了α粒子的长停止距离(long alpha-stopping distance)，及其对U-Th/He年龄的影响，并提出了校正方程，进一步完善了U-Th/He年代学方法。从此，该方法进入快速发展期，并广泛用于地质学研究的各个领域，如：新生代山体隆升、构造演化^{[5, 6, 9～14]}、冰川发育^[15]、河流等地貌演化^{[6, 13, 16]}、气候变化^{[15, 17, 18]}等。虽然锆石、磷灰石、榍石、独居石、萤石等高U含量的矿物均适用于U-Th/He年代学研究，但是由于磷灰石U-Th/He法具有低封闭温度，使磷灰石U-Th/He法在新生代构造和地貌演化研究中独领风骚^[11～13]。在体扩散理论的基础上，Shuster等^{[19, 20]}提出了磷灰石⁴He/³He的分析测试及模拟方法，使磷灰石U-Th/He法能够揭示地质体在35～80℃之间的热历史，把磷灰石U-Th/He法的发展又向前推进了一大步；Boyce等^[21]提出了激光剥蚀微区测试方法，得到与传统方法基本一致的结果，表明该方法的可行性。接下来几年，科学家们对激光剥蚀微区测试方法相继进行了探索，并逐步发展成U-Th/Pb和U-Th/He双测年法^[21～24]。与传统的激光熔融测试技术相比，激光剥蚀微区测年技术具有许多优点，将越来越受到科学家们的重视。

U-Th/He测年与其他同位素测年方法的原理相同，都是依据核素衰变的原理。U-Th/He法的依据是U、Th发生α(He核)衰变、β衰变、生成Pb，这3个衰变系列可以用以下简化式来表达：

²³⁸U→8α(He)+6β^-+²⁰⁶Pb

²³⁵U→7α(He)+4β^-+²⁰⁷Pb

²³²Th→6α(He)+4β^-+²⁰⁸Pb

实验中，U-Th/He法测试的子体为⁴He，而U-Th/Pb测试的子体为Pb。⁴He的年龄方程为：

(1)

公式(1)中，⁴He、U(t)和Th(t)为样品中He、U和Th同位素在时间t时的含量，λ为衰变常数。U和Th的衰变常数分别为：λ₂₃₈=1.55125×10^-10，λ₂₃₅=9.8485×10^-10，λ₂₃₂=0.49475×10^-10，自然界中²³⁸U/²³⁵U=137.88±0.14。

U-Th/He年龄的测试方法大体上可以分为两类，单颗粒激光熔融法和激光剥蚀微区测法。目前，单颗粒激光熔融法采用稀释剂法测试，精度较高，相对成熟，被普遍采用^{[16, 25]}；激光剥蚀微区法尽管有许多优点，但是还处于研究、探索阶段^{[23, 24]}。因此，这里重点介绍单颗粒激光熔融法。

House等^[16]将真空炉加热实验流程改为单颗粒激光熔融测试流程，标志着单颗粒激光熔融法建立；Evans等^[25]详细介绍了U和Th的测试流程。单颗粒激光熔融法测试矿物U-Th/He年龄时，不管是测量子体He，还是测量母体U和Th，均采用稀释剂法。双同位素混合是稀释剂法的基本模型，其基本原理如下：

假设第一个溶液中含有A、B两种同位素，分别记为A₁和B₁，他们的原子数比值记为(A/B)₁；第二个溶液中也含有A、B两种同位素，分别记为A₂和B₂，他们的比值记为(A/B)₂；把两种溶液混合后，他们的同位素比值记为(A/B)_mix。于是可以得到同位素稀释剂法的通式：

(2)

如果把第一个溶液看作稀释剂(spike)，第二个溶液看作标准溶液(standard)，B看作待测的同位素，混合溶液中的同位素比值(A/B)_mix为测试值，公式(2)就转换为：

(3)

可见，当我们知道标准溶液中待测同位素的量(B_standard)，标准溶液和稀释剂中两种同位素的比值，(A/B)_standard和(A/B)_spike，以及最终混合后的同位素比的测量值(A/B)_mix，就可以得到稀释剂中示踪同位素的量。

如果把第一个溶液看作待测样品(sample)，第二个溶液看作稀释剂，B看作待测的同位素，混合溶液中的同位素比值(A/B)_mix为测试值，公式(2)就转换为：

(4)

可见，当我们知道稀释剂中同位素B的量B_spike，样品和稀释剂中两种同位素的比值，(A/B)_sample和(A/B)_spike，以及最终混合后的同位素的比值(A/B)_mix，就可以得到样品中待测的同位素B的量，这一溶液中的同位素测量原理也适用于气体⁴He的测量。

利用稀释剂法测量U-Th/He年龄时，分别以²³⁵U、²³⁰Th和³He为稀释剂(示踪同位素)，以²³⁸U、²³²Th和⁴He为待测同位素。因此，分别应用公式(3)和(4)就可以得到样品中待测的同位素²³⁸U、²³²Th和⁴He的量，并根据公式(1)获得样品年龄。由公式(3)和(4)可知，只要在标准溶液和样品中加入等量的稀释剂，不需要知道精确的稀释剂的量，就可以获得样品中待测同位素的含量。

单颗粒激光熔融法测试时，由于无论是测量⁴He，还是测量U和Th的量，都采用了稀释剂测量法，所以该方法相对精确。通常，U和Th测量的误差约1 %～2 %，He的测量误差小于1 %，经过误差传递，单颗粒年龄的测量误差一般约3 %～5 %。由于He的长停止距离效应(long alpha-stopping distance effect)，位于矿物颗粒边缘约20μm范围内的一部分He发生丢失，因此需要校正才能获得正确的年龄，这一过程称为α-校正(α correction)。α-校正带入的误差约2 %～3 %。因此，单矿物颗粒(最窄部位维度不小于80μm)的测量误差通常约小于10 %。

与以上单颗粒激光熔融法相比，激光微区剥蚀测法具有很多优越性：1) 激光微区测试时，可以选择矿物中心区域进行测试，避免了α-校正环节(这是误差最大的环节)；2) 激光微区测试时产生的微颗粒直接进入ICP-MS测量，避免了费时、费力、污染环境的样品溶解环节；3) 激光微区测试时可以选择测试的颗粒、测试的区域，避免了繁琐的镜下挑选样品环节；4) 大大提高了测试速度。但是，也面临一些挑战，比如：1) 测试的精度较低，单颗粒年龄测试最小误差达到15 %；2) 限于目前He测量仪器的灵敏度，该方法适合高U含量、年龄偏老的锆石。对于低U含量的年轻的磷灰石颗粒，尚需进一步提高仪器的灵敏度和真空度。

激光微区剥蚀法目前有两种代表性的测试方法：一种以澳大利亚Curtin大学为代表^[23]，这一方法先分别测量He(稀释剂法)、U和Th(与标准玻璃对比法)，然后应用共聚焦显微镜或原子力显微镜分别测量对应的剥蚀坑的体积，获得He、U和Th的浓度，从而计算颗粒年龄；另一种以伦敦大学^[24]为代表，首先分别测量He、U和Th，通过与标准样品的对比获得待测样品年龄。与前者需要购置昂贵的共聚焦显微镜或原子力显微镜相比，后者更为简单，便于操作，但是后者需要非常好的标准样品。

⁴He/³He法与⁴⁰Ar/³⁹Ar法类似，可以通过类比学习、理解。所谓的⁴He/³He法就是通过加速器中的质子轰击磷灰石样品中的原子产生散裂(spallation)反应，从而在磷灰石样品中产生均匀分布的³He，然后经过阶段加热，测量各温度阶段⁴He/³He比值的方法^{[19, 20, 26]}。但是，目前并非利用⁴He/³He的比值测量样品的年龄，而是通过⁴He/³He比值，对比⁴He在矿物中从边部到核部的分布特征，利用体扩散原理模拟样品经历的热历史。该方法的优点是研究深度浅，可以模拟30～80℃的浅地表的热历史，是研究河流下切、冰川发育造成的剥蚀、冷却的重要的手段，也是研究浅剥露区构造活动的重要工具。

Farley等^[7]提出了α粒子的长停止距离效应(long alpha-stopping distance effect)对U-Th/He年龄的影响。由U和Th系列衰变产生的α粒子具有巨大动能(约4～8MeV)，一般可在固体内部运动几十微米，这就是所谓的α粒子的长停止距离效应。长停止距离效应将造成矿物颗粒边部的He丢失。停止距离是指从母体到α粒子停下来的位置的直线距离，它取决于粒子初始能量的大小、介质的元素组成及介质的密度，停止距离的范围为11～34μm^[7]。通常由²³⁸U衰变生成的α粒子的停止距离最短，依次为²³²Th、²³⁵U衰变生成的α粒子。另外，由于磷灰石、榍石、锆石的密度不同，分别为3.2g/cm³、3.6g/cm³和4.4g/cm³，也造成α粒子停止距离不同^[7]。由U衰变链生成的α粒子在磷灰石、榍石、锆石中的平均停止距离分别为19.7μm、17.8μm和16.6μm^[7]。如果矿物中衰变母体分布不均匀，长停止距离效应将造矿物中母体/子体比例在空间上的巨大分异。这种效应对于细粒矿物的年龄测定尤其重要。Farley等^[7]通过研究停止距离对球状、桶状和立方体状矿物晶体中He保存性的影响，指出待测矿物的最小宽度或厚度>80μm，才能获得比较精确的年龄，并且从理论上推导出He的保存率和年龄校正公式。可以简单地表示如下：

(5)

(6)

公式(5)和(6)中：F_T为矿物中He的总保存率，S为α粒子停止距离，R为球状矿物的半径；Age_c和Age_m分别为校正年龄和测试年龄。可见，He的保存率受到矿物半径和形态的影响，即受矿物颗粒表面积/体积比的影响^[7]，因此根据公式(6)可以获得校正后的样品年龄。Ketcham等^[27]依据最新发布的衰变过程中的一系列α粒子停止距离，进行了α-校正研究，并建议应该首先根据母体U和Th的丰度校正各衰变子体He含量，然后计算样品年龄，而不是直接应用测试年龄除以FT进行α-校正；Gautheron等^[28]利用3D模拟方式，研究了当样品中U、Th分布不均匀时α粒子长停止距离对年龄测试重现性的影响。这些研究不断促进着U-Th/He年代学的发展。

截至目前为止，U-Th/He法面临的最大问题是测试精度不高，测试结果比较分散。例如，Wang等^[29]文章中，对样品LME-18测试了16个颗粒，测试结果的相对标准偏差达到了46 %。造成U-Th/He法测试精度差的因素有：1)α粒子的长停止距离效应^{[7, 27, 28]}。

由此造成的He的丢失与矿物颗粒的表面积/体积的比值有关。目前，α-校正主要是利用矿物颗粒的厚度或宽度中的最小值进行校正，因此矿物颗粒长、宽、高形状的差异会导致α-校正的精度不高。另外，矿物颗粒是否存在破损、破损程度多大，是否粘连有细小的颗粒，都可能降低校正精度；2)矿物中U、Th分布的不均匀是引起测试精度降低的另一个因素。如果矿物中U和Th呈环带状分布，从边缘向核部丰度逐渐增高，则α-校正后年龄偏老，反之，U、Th丰度从边缘向核部逐渐降低，经α-校正后年龄偏小；3)周围高U含量矿物发生衰变时的植入效应。如果测试的矿物颗粒紧邻一个高U丰度的矿物，由于α粒子的长停止距离效应，α粒子会植入待测矿物颗粒，造成测试结果偏大；4)放射性损伤引起的He保存性发生变化，即He封闭温度发生改变^[30]。当磷灰石矿物中的U含量高时或年龄大时，积累的α损伤也多，将导致He的保存性提高，从而测试年龄偏大。

U-Th/He热年代学是研究新生代山体的隆升时间和隆升速率或剥露速率最常用的一种方法^{[5, 6, 11～14, 31～34]}。通常，在构造活动之前，从地表向下，随着埋藏深度的增加，地温逐渐升高。随着地温的升高，矿物中He逐渐扩散丢失，直到温度达到矿物中He的封闭温度时，He无法保存，矿物的U-Th/He年龄变为0。由于后期发生构造活动，岩体向地表运动，位于封闭温度之下的矿物依次运移到封闭温度之上，样品开始计时。由于位于封闭温度及其之下的样品的初始年龄为0，他们记录的时间就是岩体开始冷却的时间。封闭温度之下的一系列样品记录了它们分别离开封闭温度的时间，因此也间接地记录了它们运动的速率。尽管严格意义上，这些样品记录了冷却的时间，但是通常这些样品采集于构造活动区，因此常常解释为构造活动的时间。另外，由于封闭温度也可以转化为一定的深度，因此该数据也可以记录岩体隆升的量和隆升速率。Zheng等^[31]沿祁连山北缘金佛寺岩体采集了一系列样品，获得祁连山北缘隆升的时间和速率，是这方面研究的一个典型的实例(图 1)。

图 1(Fig. 1)

图 1 祁连山北缘金佛寺岩体地质简图以及U-Th/He年龄图[31] 图 1a为样品的高程-年龄图，结果表明金佛寺岩体约9.5Ma快速冷却；图 1b为研究区地质简图 Fig. 1 Geological map and U-Th/He age plot of Jinfosi Rock in the north Qilian Shan[31]. Fig. 1a is elevation-age plot, the result suggest that Jinfosi rock initiated to cool rapidly at about 9.5Ma; Fig. 1b is the geological map of study area

图 1a中，U-Th/He年龄随高程降低出现了有规律的变化，在高程2636m以上，He年龄从106Ma迅速减小到9.5Ma；从2636m到1970m，He年龄随高程降低略有减小，在误差范围内基本一致，从9.5Ma减小到7.2Ma。可见，在高程-年龄关系图上(图 1a)，He年龄的变化趋势在2636m处出现了拐点。这一He年龄的拐点表明，2636m处是磷灰石中He古部分保存带(Partial Retention Zone，简称PRZ)的底部，对应的温度约60～70℃^{[8, 35]}；2636m处样品的年龄就代表祁连山快速冷却的年龄，即金佛寺岩体开始隆升的时间约为9.5Ma；2636m以下的样品位于封闭温度之下，这些样品的高程-年龄斜率代表了9.5Ma以后祁连山开始冷却的速率，约为0.3mm/a。

另外，利用封闭温度和地温梯度，也可以估算岩体的隆升量和隆升速率。由于磷灰石U-Th/He法的封闭温度为60～70℃^{[8, 35]}，假设地温梯度为15～30℃/km，地表温度为10℃，那么，在约9.5Ma时，磷灰石U-Th/He的部分保存带(PRZ)的底部应位于地表以下2.8±1.0km。因此，目前He部分保存带(PRZ)的底部的高程(约2.7km)加上当时的埋藏深度(约2.8km)就可以得到约9.5Ma时古地面的现在高程，约5.5±1.0km。根据目前河西走廊新生代沉积地层厚度校正后，约9.5Ma时地表的高程为0.6km，因此古地面垂向上移动的位移约为4.9±1.0km。另外，如果以目前祁连山约4000m处古剥蚀面作为标志(新生代地层与前新生代地层的接触面)，以河西走廊盆地新生代沉积的平均厚度约2400m、河西走廊海拔约1500m计算，该古剥蚀面现在的高程约-900m，这一古剥蚀面也隆升了约4900m。以祁连山起始隆升时间为9.5±0.5Ma和垂向隆升位移为4.9±1.0km计算，祁连山隆升的速率约为0.5±0.1mm/a。假设祁连山北缘断裂的倾角介于30°～60°，那么祁连山向河西走廊盆地逆冲过程中，水平方向的运动分量为0.6±0.3mm/a。

由于磷灰石U-Th/He年代计具有低的封闭温度，特别是⁴He/³He法，更可以模拟80～30℃的热历史，对地貌变化，如河流下切、冰川发育等十分敏感，因此成为研究河流重组、冰川演化的主要手段^{[13, 36]}。Clark等^[13]利用磷灰石U-Th/He法，通过研究青藏高原东缘河流的演化、重组，提出了青藏高原东缘隆升的时间为约9～13Ma，为下地壳流模型(Channel Flow)提供了时间制约；Flower和Farley^[36]通过应用磷灰石⁴He/³He法，对西科罗拉多河大峡谷(Grand Canyon)和东科罗拉多河大峡谷的热历史进行了研究。由图 2可见，罗拉多河大峡谷的形成是一个复杂的过程。图 2c为西科罗拉多大峡谷样品的热历史，红色线代表约70Ma之前经历快速冷却，而蓝色线代表样品经历了两次冷却过程，分别为约70Ma之前和约5Ma；图 2d是与图 2c中的热历史对应的样品年龄，其中灰色区域为样品的测试结果，红色线和蓝色线分别为与约70Ma之前快速冷却(图 2c中红色线)以及两次冷却(图 2c中蓝色线)的热历史对应的模拟年龄；由图 2d可见，红色线与样品测试值更接近。因此，西科罗拉多河大峡谷形成于约70Ma之前；而东科罗拉多河大峡谷经历了2次下切过程(图 2b)，最终形成于约5～6Ma。

图 2(Fig. 2)

图 2 科罗拉多河大峡谷地貌及其热历史 (a) 科罗拉多大峡谷地貌以及样品分布图，黄色圆圈代表磷灰石U-Th/He样品，红色圆圈代表4He/3He法热历史模拟的样品位置；(b) 东科罗拉多大峡谷冷却历史；(c) 西科罗拉多大峡谷冷却历史；(d) 与西科罗拉多大峡谷冷却历史对应的4He/3He测试年龄谱及模拟年龄谱 Fig. 2 Geomorphology and thermal history of Colorado River Grand Canyon. (a) Geomorphic map and samples of the Canyon, yellow circles are apatite U-Th/He samples, red circles are those used to modeling by4He/3He; (b) Cooling history of East Colorado River Grand Canyon; (c) Cooling history of West Colorado River Grand Canyon; (d) The measured and modeled4He/3He age spectrum of West Colorado River Grand Canyon

Shuster等^[15]的研究表明，针铁矿的聚合体中He存在两种扩散域(diffusion domain)，一种能保存90 %以上的He，另一种几乎不能保存He(也许是针铁矿晶体表面的附着物)。针铁矿U-Th/He年龄测试结果与附近的隐钾锰矿的⁴⁰Ar/³⁹Ar年龄几乎一致，表明该方法可以用于测试针铁矿的结晶年龄。针铁矿通常形成于湿润的、氧逸度高的气候环境，是地表含铁矿物质与地表水反应的结果，可以记录矿物晶体形成时的大气降雨以及地表温度的信息^{[15, 17]}。随着地表水的向下渗滤，风化作用不断向地下扩展，针铁矿从地表向下依次沉淀析出。因此，沿深度剖面采样，分别测试不同深度的针铁矿U-Th/He年龄，可以获得风化作用从地表向下的拓展速率^[17]。如果将针铁矿的U-Th/He年龄与矿物中氢、氧同位素结果结合起来，不仅对于研究风化作用过程，而且对于研究古气候特征都将是一种有力的工具。Yapp和Shuster^[18]测定了位于80°N的阿克塞尔海贝格岛(Axel Heiberg Island)的树化石中针铁矿，获得了约5.5～2.8Ma的U-Th/He年龄，表明树干在该年龄段发生石化；同时获得了针铁矿中的氢、氧同位素值，如样品Ax-2中δD和δ ¹⁸O的测试值分别为-221(±6) ‰和-9.6(±0.5) ‰ (图 3)，并估算的针铁矿的结晶温度为3(±5)℃，高于目前的年平均温度(-19℃)，与夏季平均温度(-3℃)相当。Yapp和Shuster^[18]依据这一针铁矿结晶温度，推算了该地区的古水中的δD和δ ¹⁸O分别为-139 ‰和-18.6 ‰。通过与现代降雨中δD和δ ¹⁸O值以及研究区现代气候的对比，Yapp和Shuster^[18]认为北极地区在约5.5～2.8Ma不但比较暖，而且可能季节特征也明显。

图 3(Fig. 3)

图 3 阿克塞尔海贝格岛(Axel Heiberg Island)树化石中针铁矿记录的5.5～2.8Ma时的氢、氧同位素结果[18] Fig. 3 The results of hydrogen and oxygen isotope recorded by goethite(crystallized age 5.5~2.8Ma)in the tree fossils in Axel Heiberg Island[18]

随着LA-ICP-MS技术或离子探针技术的发展，锆石U-Th/Pb年龄示踪成为最常用的一种沉积碎屑示踪方法^[37～42]。但是，由于锆石具有非常高的封闭温度(约900℃)，因此即使锆石颗粒经历了多次沉积循环，样品经历的沉积埋藏的最高温度仍然不足以使锆石的U-Pb年龄发生重置，锆石颗粒仍然保留着最原始的源区信息。但是锆石中He的封闭温度仅约200℃，有时能够发生重置。如果将锆石的U-Th/Pb和U-Th/He年龄综合使用，将进一步缩小源区的范围，对源区进行更精确的制约^[37～39]。

Campbell等^[38]采集了印度河和恒河的河沙碎屑，利用U-Th/Pb和U-Th/He双测年研究了其源区，展示了双测年在源区示踪方面的优越性。如果只用U-Th/Pb年龄示踪，由于锆石U-Th/Pb年龄的高封闭温度，后期的沉积再循环难以使其年龄发生重置，获得的结果是仅仅有2.5 %的恒河锆石和18 %的印度河锆石来源于喜马拉雅和青藏高原。如果应用U-Th/Pb和U-Th/He双测年示踪，由于锆石He年龄发生了重置，研究结果表明95 %以上的锆石来源于喜马拉雅，而且来源于喜马拉雅山高地形起伏的地区。根据U-Th/He年龄，还可以获得喜马拉雅山的晚新生代的剥露速率大于1.5km/Ma。

Evans等^[22]应用U-Th/Pb和U-Th/He双测年示踪的方法，研究了艾伦代尔(Ellendale)钻石矿，获得了寻找钻石矿床的U-Th/He年龄特征。含钻石的钾镁煌斑岩脉(lamproite)侵入二叠系围岩中，岩体侵入的时间发生在约20Ma。研究结果如图 4所示，由于围岩中锆石U-Th/Pb年龄未发生重置，具有很宽的年龄谱，从500Ma到约3000Ma；但是，由于He具有较低的封闭温度，侵入岩体的年龄约20Ma，岩脉附近的锆石He年龄发生了重置，也具有与侵入岩体几乎一致的年龄，约20Ma。因此，约18Ma的锆石He年龄就成为艾伦代尔钻石矿的找矿标志。

图 4(Fig. 4)

图 4 利用U-Th/Pb和U-Th/He双测年(double dating)示踪源区[22] 热锆石(hot zircon)是指受岩浆侵入作用(约20Ma)影响的、He年龄约18Ma的锆石颗粒，冷锆石(cold zircon)是指围岩中未受后期岩浆作用影响的、反映沉积源区的锆石颗粒；热锆石的出现指示可能存在金刚石矿床 Fig. 4 Using double dating of U-Th/Pb and U-Th/He to trace source region[22]. Hot zircon is those affected by magma invasion (about 20Ma) and with U-Th/He age about 18Ma. Cold zircon is those unaffected by magma invasion and can reflect deposition source region. Hot zircon may indicate the existence of diamond deposits

目前U-Th/He年代学研究面临的最大的问题是样品的测试精度不高，测试结果比较分散。由前述可知，这一问题主要由4种因素引起，分别为α粒子的长停止距离效应、U和Th的分布不均、α粒子植入效应和放射性损伤引起的He保存性变化。如何克服或校正这些因素带来的误差，尚处于探索阶段。利用激光微区剥蚀的方法，虽然能克服α-校正带来的误差，但是无法克服U、Th分布不均匀带来的问题。因此，积极加入到这一研究进程中，是各U-Th/He实验室必然的选择，以期为U-Th/He年代学的发展和改进做出贡献。

因为激光剥蚀微区测年具有效率高、流程简单、不需要α-校正等多项优点，所以激光剥蚀微区测年是未来U-Th/He法的一个重要的研究方向^[21～24]。激光微区测年和双年代计示踪(double dating)同属于激光微区剥蚀测年的范畴，所以这里一起探讨。受制于目前氦测量仪的灵敏度，无论是激光剥蚀微区测年，还是双年代计示踪，主要应用于高U含量的锆石矿物或年龄较老的样品。由于低U含量的较年轻的磷灰石矿物中放射性成因⁴He的积累量小，目前氦测量仪难以精确测量。尽管也有一些研究^[21]，目前尚难以普遍推广。但是，由于低封闭温度，磷灰石U-Th/He测年正是新生代构造研究、构造地貌、河流重组、冰川侵蚀等研究所必备的技术支撑，因此，提高He测量仪器的灵敏度，改善仪器真空条件是探索激光剥蚀磷灰石U-Th/He微区测年的前提条件。

随着计算机技术的发展，数值模拟越来越普遍地应用于地学研究的方方面面，为科学家们深入理解各方面的问题提供了巨大的帮助。仅仅就热年代学方面而言，首先通过对扩散的模拟研究，把矿物年龄与温度联系起来，使地质学家们认识到了不同封闭温度的年代计，能根据不同的科学问题和研究对象采用不同的年代学方法；其次，通过对元素热扩散和地壳热结构的模拟，构造地质学家们不再满足于对构造变形事件的研究，更进一步利用热年代学研究构造变形的过程^{[9, 14, 20, 36, 43～47]}。目前，低温热年代学方面比较流行的模拟软件有HeFTy、QTQt和PQ。Vermeesch和Tian^[45]详细对比了HeFTy软件和QTQt软件，很好地总结了各自的优缺点。如何选择模拟程序需要根据研究的问题而定。PQ软件虽然可以进行一些类似三维的冷却历史的模拟，但是尚无法满足人们对复杂问题的需求。比如，在构造变形、岩性、河流下切、冰川侵蚀等内外地质营力共同作用下，地壳的温度结构发生着复杂的变化^[46～48]，从而影响裂变径迹、U-Th/He等年龄的分布。因此，需要不断提高模拟技术以满足人们对于复杂问题研究的需求。近年来，由于空间对地测量技术的快速发展，人们可以快速获得地球每一角落的地貌特征，这些地貌特征是构造运动和气候变化共同作用于地表的结果，记录了构造运动和气候变化信息^[49～55]。把低温热年代学和地貌特征结合起来进行数值模拟，可能是未来几年的一个研究方向，将为构造地貌学的研究提供重要的助力。

虽然数值模拟技术为地质学家们更深入地研究、理解构造发展过程提供了许多新的视角和巨大的帮助，但是在应用数值模拟时，需要特别注意，模拟获得的热历史结果只是表明这样的热历史能够满足测试结果的要求(即与测试结果匹配)，不代表这是唯一正确的解。只有与野外观测吻合的热历史，才是更正确热历史的解。因此，一个好的热年代学研究结果(模拟结果)，需要论证热历史与野外观测的匹配程度^{[48, 55～57]}。