《第四纪环境》测年

1、第四纪沉积物常用测年方法 一一物理年代学方法物理年代学方法 二二放射性同位素年代放射性同位素年代法法1 1古地磁学方法古地磁学方法 概念：概念：古地磁学方法是利用岩石古地磁学方法是利用岩石天然剩余磁性天然剩余磁性的极的极性正反方向变化，与标准极性年表对比，间接测量性正反方向变化，与标准极性年表对比，间接测量岩石年龄的方法。岩石年龄的方法。 实质：相对年代学和绝对年代学方法的结合实质：相对年代学和绝对年代学方法的结合运用古地磁数据建立极性时（世、期）和极运用古地磁数据建立极性时（世、期）和极性亚时（事件）的相对顺序，再运用同位素性亚时（事件）的相对顺序，再运用同位素（主要是（主要是K KArAr

2、法）测定他们各自的年代，继法）测定他们各自的年代，继而建立统一的磁性年表。而建立统一的磁性年表。（1 1）基本原理）基本原理 A A 过去地质历史时期与现代一样，地球是一个地心轴偶极过去地质历史时期与现代一样，地球是一个地心轴偶极子磁场子磁场。 B B 含有铁磁性矿物的岩石，在形成过程中受到地磁场的作含有铁磁性矿物的岩石，在形成过程中受到地磁场的作用而被磁化，磁化方向与当时的磁场方向一致。用而被磁化，磁化方向与当时的磁场方向一致。 a.a.沉积岩：沉积剩余磁性。沉积岩：沉积剩余磁性。 b.b.火成岩：居里点之下，称为热剩磁。居里点温度一般火成岩：居里点之下，称为热剩磁。居里点温度一般在在500

3、 500 650650（表表） C C 不同时期磁场是变化的不同时期磁场是变化的, ,因此保存在沉积物中的磁场特因此保存在沉积物中的磁场特征也是变化的：变化包括磁极移动（征也是变化的：变化包括磁极移动（10106 610109 9年）和磁场倒转年）和磁场倒转（10103 3-10-107 7）。载有剩磁的天然矿物的居里温度载有剩磁的天然矿物的居里温度 矿物矿物 组成组成 居里温度居里温度()()磁铁矿 Fe3O4 585赤铁矿 Fe2O3 675磁赤铁矿 Fe2O3 740 磁黄铁矿 Fe7O8 300 铁 Fe 780 镁铁矿 MgFe2O4 440锰尖晶石 Mn Fe2O4 310 针铁矿

4、 FeOOH 120钛尖晶石 Fe2TiO4 -153 纤铁矿 FeOOH -196 钛铁矿 FeTiO3 -218 正极性正极性：指岩石剩磁的极性方向与现代地球极性指岩石剩磁的极性方向与现代地球极性方向方向相同，相同，其磁倾角为正值，磁偏角接近其磁倾角为正值，磁偏角接近0 0度。度。v 反极性反极性：是指岩石剩磁的极性方向与现代地球极性方向相反，：是指岩石剩磁的极性方向与现代地球极性方向相反，其磁倾角为负值，磁偏角接近其磁倾角为负值，磁偏角接近180180度。度。v 极性时（世、期）极性时（世、期）：指以某种极性占优势、持续时间较长的：指以某种极性占优势、持续时间较长的时间单位，一般在时间单

5、位，一般在100100万年左右。万年左右。v 极性亚时（事件）极性亚时（事件）：极性时中短暂的（：极性时中短暂的（1 1万年万年 十几万年十几万年）极性倒转时期。极性倒转时期。（2）古地磁极性年表（古地磁极性年表（A.Cox）古地磁极性年表是根据一系列主要用古地磁极性年表是根据一系列主要用K-ArK-Ar法法测定年龄的不同时间尺度的极性变化事件编制测定年龄的不同时间尺度的极性变化事件编制的地磁极性时间表。的地磁极性时间表。 目前用于第四纪研究的极性年表是目前用于第四纪研究的极性年表是A.Cox A.Cox 等等19691969年根据陆地和大洋已有的年根据陆地和大洋已有的140140多个多个数据

6、数据拟拟定的定的5MaB.P.5MaB.P.以来的地磁极性时间表以来的地磁极性时间表，后，后经许经许多研究者补充修正，综合成表。多研究者补充修正，综合成表。据A.Cox，1 9 6 9等资料综合 黑色为正极性；白色为反极性 (3)(3) 岩石必须含有铁磁性物质，但后期岩脉穿插的岩石样品不岩石必须含有铁磁性物质，但后期岩脉穿插的岩石样品不行。行。取定向标本：产状要素法、自然方位法取定向标本：产状要素法、自然方位法采样间距及大小：间距采样间距及大小：间距1m1m，大小大小2cm2cm* *2cm2cm* *2cm2cm 综上所述，一些岩石中固有的这种剩余磁性是揭示过去地球综上所述，一些岩石中固有的

7、这种剩余磁性是揭示过去地球磁场历史的信息，类似于磁场历史的信息，类似于化石化石一样地能保存到现在。我们通一样地能保存到现在。我们通过分析岩石中的天然剩余磁性，可以了解岩石形成时的地磁过分析岩石中的天然剩余磁性，可以了解岩石形成时的地磁极性。通过其它同位素测年确定每次地磁场变化的年代，建极性。通过其它同位素测年确定每次地磁场变化的年代，建立古地磁极性年表，以此为标准，将研究区岩石磁性的变化立古地磁极性年表，以此为标准，将研究区岩石磁性的变化与之对比，从而可以与之对比，从而可以确定沉积物确定沉积物的年代。的年代。 古地磁法的不足之处在于：退磁困难；难以判断不同层位相古地磁法的不足之处在于：退磁困难

8、；难以判断不同层位相同极性所属时代同极性所属时代. .2 2 热释光（热释光（TLTL）、光释光）、光释光(OSL)(OSL)、电子自、电子自旋共振（旋共振（ESRESR）法）法 这是基本原理相似而测试对象及方法不同的3 3种年代学方法。 基本原理： 三种方法不同之处在于：TDTD是通过不同的激活手段（加热、光照、加磁场）使其释放出来的。TDIDADt=（1）热释光（Thermoluminescence） A.基本原理 非金属绝缘矿物 发光 （释放储 存的辐射能量） 发光强度吸收的辐射能量时间（t） 发光强度时间（t） 热发光现象可分为二个阶段：贮集阶段、发光阶段（图） 计算公式加热至红外温度

9、加热至红外温度A=PD B.B.基本假设条件基本假设条件 a a、所测样品经历了一次彻底的、所测样品经历了一次彻底的“零化零化”( (热热) )事件，事件，重新启动时间钟。重新启动时间钟。 b b、被测样品具有足够高的热稳定性被测样品具有足够高的热稳定性. . c c、样品经过、样品经过“零化零化”事件后事件后, ,必须埋藏在铀、钍和必须埋藏在铀、钍和钾封闭体系或动态平衡环境中，辐射计量率为常数钾封闭体系或动态平衡环境中，辐射计量率为常数。 C C 测量对象及测年范围测量对象及测年范围 a.a.对象对象 受热样品：古陶片、古砖瓦、古窑壁、烤过的燧石石器、受热样品：古陶片、古砖瓦、古窑壁、烤过的

10、燧石石器、方解石脉、断层泥等。方解石脉、断层泥等。 充分暴露的样品：黄土、沙漠砂、沙丘砂、海岸沙丘砂。充分暴露的样品：黄土、沙漠砂、沙丘砂、海岸沙丘砂。 b.b.测年范围测年范围 决定于样品的环境计量率和被测矿物。决定于样品的环境计量率和被测矿物。 一般在一般在1.0Ma1.0Ma以内。当环境计量率为以内。当环境计量率为1Gy/Ka1Gy/Ka时，时，石英石英可测可测1K 1K 年年-10-10万年或万年或5050万年；万年；钾长石钾长石可测可测2K2K年年-50-50万年。万年。 不同样品的热发光年龄的计时起点不同：年龄值是最后一不同样品的热发光年龄的计时起点不同：年龄值是最后一次光照晒后埋

11、藏之日起至测量之日所经历的时间。次光照晒后埋藏之日起至测量之日所经历的时间。 D.D.取样注意事项取样注意事项a. a. 注意避光：开挖新鲜露头，样品要及时用黑布或不注意避光：开挖新鲜露头，样品要及时用黑布或不透光的容器包装，避免阳光照射透光的容器包装，避免阳光照射。b. b. 采集埋藏稳定、岩性均一的细粒部分的样品，对于采集埋藏稳定、岩性均一的细粒部分的样品，对于陶瓷样品同时采取周围的土样，保证得出准确的环境陶瓷样品同时采取周围的土样，保证得出准确的环境剂量剂量。C. C. 样品样品水分的丢失，含水状态对计算环境剂量率有影水分的丢失，含水状态对计算环境剂量率有影响。响。d.d.断层样品的采取

12、：最新一次活动的断层泥，并同时断层样品的采取：最新一次活动的断层泥，并同时取断层两盘的的围岩样，供校准环境剂量。取断层两盘的的围岩样，供校准环境剂量。e.e.样品量：除陶瓷样品外，其它样品需样品量：除陶瓷样品外，其它样品需200-250200-250克克。（2）光释光(OSL）法 光释光法（光释光法（Optically Stimulated LuminescenceOptically Stimulated Luminescence）是）是19851985年由年由D.J HuntleyD.J Huntley等提出和建立的一种新的第四纪沉积物年等提出和建立的一种新的第四纪沉积物年龄测定方法。它是在

13、热释光基础上建立起来的，近年来获得龄测定方法。它是在热释光基础上建立起来的，近年来获得迅猛发展。不少专家认为，光释光法进一步发展可能成为一迅猛发展。不少专家认为，光释光法进一步发展可能成为一种可与种可与1414C C法媲美的第四纪测年方法。我国是法媲美的第四纪测年方法。我国是19901990年由中科院年由中科院地质所卢演俦开始做工作，地质所卢演俦开始做工作，19941994年建立实验室年建立实验室。光释光法与热释光法不同之处在于：光释光法与热释光法不同之处在于：（）电子自旋共振（ESRESR）法应用条件与热释光法相同，但样品可以重复利用应用条件与热释光法相同，但样品可以重复利用。原理原理 根据

14、样品中由辐射产生的电子或空穴中心含有的未根据样品中由辐射产生的电子或空穴中心含有的未成对电子，利用电子顺磁共振技术直接测量未成对电子成对电子，利用电子顺磁共振技术直接测量未成对电子的数量（的数量（ESR强度），进而计算出样品所接受的累计辐强度），进而计算出样品所接受的累计辐射剂量。射剂量。（）电子自旋共振（ESRESR）法 测试对象测试对象 沉积和淀积形成的样品：碳酸盐类、磷酸岩类沉积和淀积形成的样品：碳酸盐类、磷酸岩类（牙齿、动物骨头牙齿、动物骨头）、硫酸盐类、硅酸盐类样品。）、硫酸盐类、硅酸盐类样品。 受热样品：火山物质、古代人们烧烤过的材料。受热样品：火山物质、古代人们烧烤过的材料。 受

15、压力作用的样品：断层活动影响的样品。受压力作用的样品：断层活动影响的样品。 经过太阳照射的样品经过太阳照射的样品： 测年范围测年范围 视不同样品和环境剂量率大小而定，一般可以测距视不同样品和环境剂量率大小而定，一般可以测距今几百年到几百万年时间段的年龄今几百年到几百万年时间段的年龄。（）电子自旋共振（ESRESR）法 样品的采集量样品的采集量A.A.石笋、石膏、钙华等样品及牙齿、动物骨头等石笋、石膏、钙华等样品及牙齿、动物骨头等生物化石：克。生物化石：克。B. B. 含石英颗粒（松散沉积物）样品的采集量视待含石英颗粒（松散沉积物）样品的采集量视待测样品中石英含量而定，一般需要测样品中石英含量而

16、定，一般需要克。克。裂变径迹法（Fission TrackFission Track） (1)基本原理238238U U 原子核碎片 绝缘矿物损伤 痕迹 裂变径迹密度t t 可以利用径迹密度和长度的变化特征，恢复样品的受热历史，因此该方法广泛应用于古地温及构造热史、抬升速率方面的研究。裂裂变变v（2 2）测量对象）测量对象磷灰石、锆石、榍石、云母、火山玻璃、陨磷灰石、锆石、榍石、云母、火山玻璃、陨石等。对沉积岩来说，则为代表岩石形成以石等。对沉积岩来说，则为代表岩石形成以来的自生矿物（磷灰石等）来的自生矿物（磷灰石等）。v（3 3）测年范围）测年范围：几百年几百万年，尤宜用于测几百年几百万年，

17、尤宜用于测MaBPMaBP以来以来的样品的样品。 裂变径迹法（Fission TrackFission Track）v（4 4）取样注意事项 岩石新鲜 矿物结晶程度高，不含或少含杂质。 样品量确保足以遴选出几十个或更多的测试矿物颗粒，要求选单矿物颗，送岩石样品一般需KgKg。 裂变径迹法（Fission TrackFission Track）二放射性同位素年代法 基本原理基本原理 利用矿物和岩石中含有微量放射性同位素的利用矿物和岩石中含有微量放射性同位素的自行衰变计算年龄的一大类方法。自行衰变计算年龄的一大类方法。 计算公式计算公式： N=NN=N0 0e t= lne t= ln D D=

18、=N N0 0(1-e(1-e t t) ) 分类分类：按照放射性同位素来源不同，可分为按照放射性同位素来源不同，可分为3 3类类： 1 1、宇宙成因同位素法（、宇宙成因同位素法（1414C C法）、法）、 2 2、非宇宙成因同位素法：、非宇宙成因同位素法：K-ArK-Ar法、法、U U系法系法 3 3、人工核放射性沉降法。、人工核放射性沉降法。- t1N N0 0 N N1 14C法 （1 1）基本原理）基本原理 放射性碳的形成与放射性碳的形成与衰变衰变1414C C的半衰期的半衰期: 5730a(: 5730a(或或5568a)5568a)1414C C的衰变常数的衰变常数: 1.2: 1

19、.2 10 10-4-4 a a 计算公式计算公式: I=I0e-t t=log(I/I0)18.5 103 (a) 基本假设条件基本假设条件 a.a.近几万年来宇宙射线强度不变；近几万年来宇宙射线强度不变； b.b.在交换库中在交换库中1414C C处于动态平衡，处于动态平衡， 1414C C含量一定；含量一定； c.c.样品被埋藏后处于封闭体系，样品被埋藏后处于封闭体系， 无无1414C C的加入，的加入， 1414C C按衰变规律自然减少。按衰变规律自然减少。 （2 2）测量对象和测量时限）测量对象和测量时限 测量时限：可精确测定五万年以来的含碳样品的年测量时限：可精确测定五万年以来的含

20、碳样品的年龄。（时限的计算）龄。（时限的计算） 测量对象：所有含碳物质和水测量对象：所有含碳物质和水。 （3 3）取样要求）取样要求 注意事项注意事项 a.a. 不要采集受污染的样品；避开污染源不要采集受污染的样品；避开污染源 b.b. 不要让样品受污染：防止标签和包装袋污染不要让样品受污染：防止标签和包装袋污染样品样品 采集量（表）采集量（表） （4 4）对）对1414C C法的评价法的评价 精度最高、用途最广、方法最成熟的第四纪年代学精度最高、用途最广、方法最成熟的第四纪年代学方法。方法。14C样品采集量 木炭 3090g 干燥木头 60g 和其他植物遗体干燥泥炭、古树根 150300g

21、草、皮、毛、蹄、鹿和其他动物的角 5002200g 火烧骨 2200g 贝壳 2200g 对于年龄大于36000年或有特殊较高要求的样品，样品的采集量应为要求量的2倍。 2 K-Ar法（1 1）基本原理基本原理 通过通过测定测定K K和和ArAr的天然的天然放射性同位素与衰变的最终稳定子放射性同位素与衰变的最终稳定子体之间的含量体之间的含量比来确定比来确定年龄。年龄。（2 2）基本假设条件（）基本假设条件（非宇宙成因放射性同位素法都相同非宇宙成因放射性同位素法都相同） 放射性元素的半衰期准确知道放射性元素的半衰期准确知道 t=0t=0时时, ,无放射成因的无放射成因的4040Ar, Ar, 即

22、即4040Ar/ Ar/ 3636ArAr为大气比值为大气比值 t t时段内时段内, K, K与与ArAr处于一个封闭体系处于一个封闭体系。（3 3）测量对象）测量对象 单矿物：长石、云母、角闪石、海绿石（含钾矿物）单矿物：长石、云母、角闪石、海绿石（含钾矿物） 全岩类：玄武岩、辉绿岩、粗面岩等全岩类：玄武岩、辉绿岩、粗面岩等（4 4）测年范围）测年范围：1010万年万年1010亿年（亿年（Q Q3 3以前）以前） （5 5）取样要求）取样要求 样品有一定的地质意义；样品有一定的地质意义； 有良好的保护环境，样品无蚀变；有良好的保护环境，样品无蚀变； 粘土样品应选取细粒部分粘土样品应选取细粒部

23、分(2um2um或或 1um),1um),并作并作X X光衍光衍射和电子显微镜分析，判断射和电子显微镜分析，判断是否是否1MD1MD伊利石伊利石。 2Ma5 5 0.5-20.5-2 1 13 3 铀系法（铀系不平 衡法） （1）基本原理238U、235 U、232Th 非平衡状态 平衡状态衰变过程服从 N=N0e-t , t=ln 放射性积累：t=0时：231Pa.230Th=0,238U有一定的含量 t时段内： 238U衰变引起231Pa.230Th积累 230Th/234U、 231Pa/235U比值的变化放射性衰减： t=0时：234U、230U、230Th、231Pa过剩， t时段内

24、：上述同位素作为母核衰变 234U/238U、 226Ra/230Th、230Th/232Th、231Pa/230Th比值的变化。 因此有两种方法：中间产物积累法、中间产物衰减法。同位素分馏效应物理、化学、生物作用衰变t t1N0N3 3 铀系法（铀系不平衡法） (2)(2)假设条件： 母体和子体的半衰期应准确知道。 在时间为零的初始点，系统中用于测年的子体同位素放射性为零或可忽略不计或已知。 系统一旦形成，必须封闭，即不再获得或丢失子、母体核素，只有这样，系统的放射性平衡才能回复。3 3 铀系法（铀系不平衡法）230Th-234U法（钍-铀法） 利用沉积物中母核238U放射性衰变系列中234U过剩和238U及234U/238U与230Th/234U放射性不平衡来计算样品的年龄。衰变链238U 234Th 234Pa 234U 230Th 半衰期 4.99Ga 4.99Ga 24.1d 1.18min 24.1d 1.18min 2.482.48* *10105 5 75ka75ka3 3、铀系法（铀系不平衡法） （3 3）测量对象）测量对象 沉积物、碳酸盐（纯碳酸盐和不纯碳酸盐）、火山岩沉积物、碳酸盐（纯碳酸盐和不纯碳酸盐）、火山岩等。等。 沉积物：海洋沉积、锰结核、湖泊沉积、盐类等；沉