Tính phóng xạ của U và Th được ứng dụng để tính tuổi của các khoáng vật chứa các nguyên tố này và đã có một số hướng nghiên cứu khác nhau. Đó là các phương pháp phân tích hoá học Pb-U, Th; phương pháp Alpha-Pb; phương pháp U- He và hai phương pháp hiện nay vẫn được ứng dụng, đó là phương pháp đồng vị U/Th-Pb và phương pháp Pb thường. Sau này, một số phương pháp khác còn được bổ sung thêm. Ba phương pháp đầu nay đã không còn được dùng vì chúng dựa trên các giả thuyết không đáng tin cậy. Chẳng hạn, phương pháp phân tích hoá học Pb- U, Th dựa trên giả thuyết tất cả Pb có trong khoáng vật chứa U là có tính phóng xạ, hàm lượng của chúng tăng dần theo thời gian [48].
Phương pháp đồng vị U/Th-Pb được dùng để xác định tuổi các mẫu có niên đại ở trong khoảng từ một triệu năm tuổi đến kỷ Precambrian [96]. Phương pháp này được ứng dụng trong một số lĩnh vực như: xác định tuổi của đá núi lửa; tuổi biến chất; nguồn gốc của trầm tích dưới tác động của gió (nghiên cứu khí hậu cổ); nguồn gốc của đá trầm tích hay sau trầm tích (nghiên cứu kiến tạo địa chất); tuổi các mỏ quặng; tuổi các trầm tích, khoáng hoá và cổ sinh. Ngoài ra nó còn được ứng dụng trong lĩnh vực thời nhiệt. Nói chung, phương pháp này có nhiều ứng dụng trong lĩnh vực nghiên cứu địa chất [44, 48].
Trong tự nhiên tồn tại bốn họ phóng xạ: urani (238U), actiniurani (235U), thori (232Th) và neptuni (237Np) cùng phân rã alpha tạo thành các đồng vị bền tương ứng
206Pb, 207Pb, 208Pb và 209Bi [6].
238U →206Pb + 8α T1/2 = 4,468.109 năm 235U →207Pb + 7α T1/2 = 0,704.109 năm 232Th →208Pb + 6α T1/2 = 14,01.109 năm 237Np →209Bi + 8α T1/2 = 2,14.106 năm
Phương pháp U/Th-Pb dựa trên cơ sở các phản ứng phân rã sau: 238U →206Pb,
235U →207Pb, 232Th →208Pb.
Hàm lượng các đồng vị của Pb sinh ra do phân rã phóng xạ có thể tính được theo định luật phân rã phóng xạ:
206Pb=238U(eλ8t −1) (1.1.6) 207Pb=235U(eλ5t −1) (1.1.7) 207Pb=235U(eλ5t −1) (1.1.7)
208Pb=232Th(eλ2t −1) (1.1.8) Ở đây t là thời gian tồn tại của mẫu từ khi đá hoặc khoáng vật kết tinh; λ8, λ5, Ở đây t là thời gian tồn tại của mẫu từ khi đá hoặc khoáng vật kết tinh; λ8, λ5, λ2 là hằng số phân rã của 238U, 235U, 232Th.
Có thể suy ra các công thức tính tuổi sau: ⎟⎟ ⎠ ⎞ ⎜⎜ ⎝ ⎛ + = 1 ln 206238 1 8 238 / 206 U Pb t λ (1.1.9)
⎟⎟ ⎠ ⎞ ⎜⎜ ⎝ ⎛ + = 1 ln 207235 1 5 235 / 207 U Pb t λ (1.1.10) ⎟⎟ ⎠ ⎞ ⎜⎜ ⎝ ⎛ + = 1 ln 208232 1 2 232 / 208 Th Pb t λ (1.1.11) Chia hai vế tương ứng của biểu thức (1.3.2) cho (1.3.1) ta có:
( ) ( 1) 1 88 , 137 1 8 5 206 207 − − = tt e e Pb Pb λ λ (1.1.12) Cặp đồng vị U-Pb có thể cho ba kết quả tính tuổi dựa trên các tỷ số206Pb/238U,
207Pb/235U và 207Pb/206Pb, trong đó có hai giá trị tuổi độc lập với nhau. Cặp đồng vị Th-Pb cho kết quả tuổi dựa trên tỷ số208Pb/232Th.
Từ các biểu thức (1.1.9), (1.1.10), (1.1.11) cho thấy, để tính tuổi của mẫu cần xác định các tỷ số đồng vị 206Pb/238U, 207Pb/235U và 208Pb/232Th trong mẫu. Phương pháp tính tuổi của mẫu dựa trên việc xác định ba tỷ sốđồng vị nói trên được gọi là phương pháp U/Th-Pb. Biểu thức (1.1.12) cho thấy, để tính tuổi của mẫu có thể chỉ cần xác định tỷ sốđồng vị207Pb/206Pb. Phương pháp tính tuổi của mẫu dựa trên việc xác định tỷ sốđồng vị 207Pb/206Pb được gọi là phương pháp Pb thường [48]. Tỷ số
207Pb/206Pb cũng như hàm lượng các đồng vị 206Pb, 207Pb, 208Pb, 235U, 238U, 232Th đều có thể xác định trực tiếp bằng ICP-MS.
Có thể xếp U và Th vào nhóm đất hiếm thuộc dãy actinid [6]. Cả U và Th đều có hoá trị +4 nhưng trong điều kiện oxy hoá trên bề mặt trái đất, U có hoá trị +6. U+4 có bán kính ion 0,89 Å trong khi U+6 có bán kính ion 0,73 Å. Th+4 có bán kính ion 0,94 Å. Tuy bán kính ion của chúng lớn nhưng lại có hoá trị cao so với các nguyên tố tạo đá nên cả U và Th đều là những nguyên tố không tương thích. Trong các điều kiện địa chất nói chung, Th là nguyên tố tương đối ỳ còn U linh động hơn. Các hợp chất của U+4 không tan trong nước, nhưng trong điều kiện oxy hoá chuyển thành U+6 nằm ở dạng UO2+2 lại rất dễ tan trong nước và trở nên rất linh động. U, Th có thể tham gia tạo nên khoáng vật trong đá trầm tích như uranite và thorite nhưng hiếm gặp. Trong các đá macma và đá biến chất, U và Th không tham gia hình thành các khoáng vật tạo đá chính mà chỉ phân tán trong các khoáng vật phụ
như zircon (ZrSiO4), baddeleyite (ZrO2), monazite [(La,Ce,Th)P04], apatite [Ca10(PO4)6(OH, F,Cl, Br)2], titanite (CaTiSiO5),…[44].
Pb là nguyên tố dễ bay hơi nên nồng độ của chúng trên bề mặt trái đất thấp hơn trong các thiên thạch. Pb tập trung trong nhân trái đất nhiều hơn trên bề mặt trái đất. Nó cũng là nguyên tốưa lưu huỳnh. Pb có thể tồn tại ở hai dạng hoá trị: Pb+2 và Pb+4. Pb+2 có bán kính ion 1,19Å. Galen là khoáng vật của Pb trong vỏ trái đất.
Chỉ có một vài loại khoáng vật thích hợp cho việc xác định tuổi tuyệt đối bằng phương pháp U/Th-Pb. Khoáng vật đó phải ngăn giữ được đồng vị Pb phóng xạ và phải tương đối phổ biến. Một số loại khoáng vật thoả mãn tốt các điều kiện trên là zircon, baddeleyite, titanite hay monazite,...[48].
Monazite thường được tìm thấy trong trong các loại đá dạng granite và đá sau trầm tích cấp độ cao, chứa hàm lượng U, Th lớn và hàm lượng Pb ban đầu thấp nên thích hợp cho xác định tuổi bằng phương pháp U/Th-Pb. Với đá núi lửa, monazite có thể thay thế cho zircon. Monazite cũng rất thích hợp cho việc tính tuổi các loại đá biến chất [19].
Titanite (sphene) thường có trong đá núi lửa axit hay đá núi lửa trung tính, chứa hàm lượng U và Th thấp hơn so với zircon và hàm lượng Pb thường có thể cao. Nó thường được dùng để xác định tuổi đá dạng granite, đôi khi cảđá núi lửa bazơ.
Apatite là khoáng vật thông thường khá phổ biến nhưng thường là hệ hở, đặc biệt trong quá trình biến đổi ở nhiệt độ thấp hơn.
Ngoài ra còn một số loại khoáng vật khác như xenotime, allanite, uraninite và thorite cũng có thể dùng để tính tuổi bằng phương pháp U/Th-Pb. Phương pháp xác định tuổi U/Th-Pb trong đá tổng được dùng như phần bổ xung, tham khảo cho phương pháp Pb thường trong đá tổng [85].
Zircon thường hay được dùng nhất cho phương pháp tuổi đồng vị U/Th-Pb [56]. Trong khoáng zircon, nguyên tử Zr có thể bị thay thế bởi các nguyên tử U và Th.
Lúc mới hình thành, zircon loại bỏ Pb vì rPb2+ =1,19Å. Trong quá trình phân rã phóng xạ, Pb bị giữ lại trong zircon không bị thoát ra ngoài trừ các trường hợp đặc biệt. Zircon khá bền vững về mặt cơ học và hoá học với các tác động phong hoá.
Phương pháp Zircon U-Pb là một trong những phương pháp tuổi đồng vị ra đời sớm nhất và có ứng dụng nhiều nhất. Phương pháp Zircon U-Pb đã chứng tỏ là phương pháp tin cậy để thu được các thông tin có độ chính xác cao về tuổi địa chất trên nhiều loại đá khác nhau [112]. Zircon là loại khoáng vật phân bố rộng rãi, với hàm lượng U trong khoảng từ vài trăm đến vài ngàn ppm [49]. Ngược lại, hàm lượng U rất nghèo trong các khoáng vật chính tạo đá, chỉ vài ppm hoặc ít hơn. Ở zircon có ba điểm ưu việt, thứ nhất là hàm lượng Pb thông thường (Pb không phóng xạ) có thể bỏ qua do lượng rất ít của nó trong cấu trúc tinh thể suốt quá trình tinh thể hoá. Như vậy, sai số do hàm lượng Pb thông thường khi tính tuổi bằng phương pháp U-Pb là rất nhỏ. Thứ hai, tinh thể zircon không bị tái kết tinh hay chịu tác động của các bức xạ, sẽ giữđược U và Pb phóng xạ trong cấu trúc tinh thể của nó vì tốc độ khuyếch tán rất nhỏ của chúng trong zircon. Cách tính tuổi zircon U-Pb ít chịu ảnh hưởng bởi các sự kiện địa chất sau khi kết tinh. Cuối cùng, hệ U-Pb có hai hạt nhân không bền là 238U (99,27 %) và 235U (0,72 %), phân rã ra một loạt các sản phẩm trung gian và cuối cùng là các đồng vị con bền 206Pb và 207Pb tương ứng. Hai cách tính tuổi U-Pb cho phép nội kiểm mức độ kín của hệ với U và Pb [31, 56].
Với đá macma hay đá biến chất, nên chọn các khoáng vật phụ, đặc biệt là ziron làm đối tượng phân tích tuổi đồng vị [16].