测年方法
现代地质测年方法
现代地质测年方法是指通过各种科学技术手段对地质物质进行测定，从而确定地质事件的发生时间以及地质历史的时间顺序。
现代地质测年方法的发展使得地质学家能够更加准确地了解地球的演化历史，并揭示了地球各个时期的重要事件和过程。
本文将介绍几种主要的现代地质测年方法。
一、放射性测年法二、磁性测年法磁性测年法是通过对岩石或沉积物中的磁性矿物进行磁性测定，从而确定地质事件的发生时间。
地球的磁场是由地球内部液态外核的运动产生的，有时磁场的极性会发生翻转，这种翻转被称为磁极翻转事件。
通过测量岩石或沉积物中的磁性矿物的磁化强度和方向，可以确定这些事件的发生时间。
磁性测年方法适用于从几百年到几千万年不等的时间范围。
三、岩石学测年法岩石学测年法是通过对岩石中的其中一种矿物进行测定，从而确定地质事件的发生时间。
常用的岩石学测年方法包括锆石U-Pb测年、斜长石Ar-Ar测年和白云母K-Ar测年等。
锆石是一种常见的矿物，它含有稳定的铀和不稳定的铅同位素，通过测量岩石中锆石中的铀和铅同位素的含量比值，可以确定岩石的年龄。
斜长石和白云母中的锆石也可以利用同样的方法测定。
四、地层学测年法地层学测年法是通过对地层的描述和对生物化石的研究，从而确定地质事件的发生时间。
地层是指大地上连续分布的岩石层序，地层的顺序和特征可以反映地质历史的演化过程。
生物化石是指已经灭绝的生物的遗骸或痕迹，在地质时间尺度上存在一定的时空范围，通过对地层中的生物化石的鉴定和分析，可以确定地层的年代。
地层学测年法主要适用于距今几千年到几亿年不等的时间范围。
综上所述，现代地质测年方法是通过对地质材料中的各种指标进行测定，从而确定地质事件的发生时间和地质历史的时间顺序。
放射性测年法、磁性测年法、岩石学测年法和地层学测年法是现代地质测年方法的主要手段。
这些方法的发展和应用使得地质学家能够更好地了解地球的演化历史，为地质与环境研究以及自然灾害预测提供了重要依据。
火成岩同位素测年
火成岩同位素测年是一种用于确定火成岩形成时代的地质测年方法。
它基于岩石中放射性同位素的衰变过程，通过测量岩石中不同同位素的比例来计算岩石的年龄。
常用的火成岩同位素测年方法有以下几种：
1. 钾-钒（K-Ar）和氩-氩（Ar-Ar）测年：这种方法基于钾同位素的放射性衰变为氩同位素的过程。
通过测量岩石中的钾和产生的氩同位素的比例，可以计算出岩石的年龄。
2. 铅-铅（Pb-Pb）测年：这种方法利用铅同位素之间的放射性衰变关系来确定岩石的年龄。
通过
测量岩石中不同铅同位素的比例，可以计算出岩石的形成时代。
3. 锆石U-Pb测年：锆石是一种常见的火成岩矿物，其中含有锆石中的铀和钍同位素。
通过测量
岩石中锆石中的铀和钍同位素的比例，可以计算出岩石的年龄。
4. 长寿命同位素测年：长寿命同位素如铀-铅（U-Pb）和钍-铅（Th-Pb）系统，可用于测定较古
老的火成岩，因为它们具有相对长的半衰期。
通过对火成岩中不同同位素的测量和分析，结合各种同位素衰变过程的知识，可以推导出岩石形成的年代。
这些方法在地质学中广泛应用，帮助科学家了解地球历史、构建地质时间尺度以及研究火山活动和构造运动等重要地质事件的发生时间。
碳14测年方法
碳14测年方法
碳14测年方法有三种主要技术用于测量任何给定样品的碳14含量：气体正比计数、液体闪烁计数(LSC)和加速器质谱(AMS)。
1、气体正比计数
气体正比计数是一种计算给定样品发射的β粒子的传统放射性定年技术。
β粒子是放射性碳衰变的产物。
在此方法中，碳样品首先转换成二氧化碳气体，然后在气体正比计数器上进行测量。
2、液体闪烁计数
液体闪烁计数是另一种放射性碳定年技术，曾经在20世纪60年代流行。
在此方法中，样品为液体形式，并添加了闪烁体。
当闪烁体与一个β粒子相互作用时会产生闪光。
一个装有样品的小瓶在两个光电倍增管之间通过。
只有当两个设备都记录下闪光，才能产生一个计数。
3、加速器质谱（AMS）
加速器质谱（AMS）是一种现代化的放射性碳定年法，被认为是衡量样品的放射性碳含量更为有效的方法。
在此方法中，直接测量碳14与碳12和碳13的相对含量。
该方法不计算β粒子，而是计算样品中存在的碳原子数量以及同位素的比例，因此更为精确可靠，是最为流行的测量方法。
测年方法1精品PPT课件
t=log（I/I0）×18.5×103 (a) 基本假设条件：
a.近几万年来宇宙射线强度不变； b.在交换库中14C处于动态平衡， 14C含量一定； c.样品被埋藏后处于封闭体系， 无14C的加入， 14C
按衰变规律自然减少。
测量对象
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 来的自生矿物（磷灰石等）。
测年范围：
几百年～几百万年，尤宜用于测１MaBP 以来的样品。
３、裂变径迹法（Fission Track）
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１０ ０～５００颗，送岩石样品一般需２Kg。
样品量：除陶瓷样品外，其它样品需200-250克。
(2) 光 释 光 法 (OSL)
光释光法与热释光法不同之处在于：
被测矿物由于辐射储存的电离辐射能是通过不同 波段的光波激发释放的。
利用不同的光源可获得不同碎屑矿物的OSL信号， 可进行单矿物测年。 不存在困扰沉积物TL测年的残留TL水平问题。 因为OSL信号只与光敏陷电子有关。
古地磁法的不足之处在于：退磁困难；难以 判断不同层位相同极性所属时代。
古 地 磁 对 比 图
河北平原物的古地 磁极性变化 （据李素珍， 1976）
1.亚砂土；2.亚 粘土；3.砂层； 4正向极性；5. 反向极性；6.正 向倾角；7.反向 倾角
这是基本原理相似而测试对象及方法不 同的3种年代学方法。
C. 取样注意事项
考古年代测定的方法
考古年代测定的方法
考古学是一门通过对古代人类文明遗迹进行发掘和研究，探索人类历史和文化发展的学科。
在考古学中，为了确定遗址和文物的年代，使用了多种方法来进行年代测定。
以下是一些常见的考古年代测定方法：
1. 放射性碳（碳-14）测年法：这是最常用的年代测定方法之一。
通过测定有机样本中残存的碳-14含量来确定样本的年龄。
由于碳-14的半衰期约为5730年，因此这种方法适用于距今约5万年以内的物品。
2. 热发光测年法（TL/OSL）：通过研究某些矿物质在过去暴露于光线后，积累了能量并在加热后释放的现象，来测定样本的年龄。
这种方法适用于年龄在几百年至几十万年之间的物品。
3. 磁化测年法：通过分析矿物质在古地磁场下的磁化方向，来确定样本的年龄。
这种方法在确定遗址的年代和地层序列方面非常有用。
4. 树轮年代学：根据树木生长环的数量和宽度来测定树木的年龄。
树轮年代学适用于年龄在几百年至几千年之间的木质样本。
5. 硝酸铀测年法：通过测定样本中的铀含量和其衰变产物（ 如铅）含量来测定样本的年龄。
这种方法适用于年龄在几十万年至几十亿年之间的物质。
6. 热释光测年法（TL/OSL）：类似于热发光测年法，但适用于年龄更久远的样本，可以测定几十万年至几百万年的年代。
这些年代测定方法通常需要专业的实验室设备和技术支持，并结合考古学家对遗址和文物的综合研究，才能获得更准确的年代信息。
通过这些方法，考古学家可以对发掘出的文物和遗址进行精确的年代确定，有助于还原人类历史和文化的发展过程。
各种测年方法
地质年代学1：简要说明一下各种测年方法的适用范围以及测年时段1.经典方法1.114C法适用范围：可测对象包括木头、木炭、泥炭、粘土、贝壳、珊瑚、钙质结核、洞穴沉积物等样品。
测年时段：2×102—5×104年，由于近年来小样品低本本底测量技术的发展和AMS技术的应用，使其测量下限可延长至7万年。
1.2钾-氩法(40K-40Ar 法和39Ar-40Ar)适用范围：主要用于第四纪火山岩、火山灰及其它含钾矿物和岩石的测年（适合于富钾的岩石和矿物），可测对象包括云母、长石、闪石、辉石、海绿石、玄武岩及其他含钾矿物等。
测年时段：104-109年。
1.3锆石U-Pb定年方法2.铀系不平衡法适用范围：用于珊瑚礁及纯净风化物洞穴碳酸盐的测年,以及对深海沉积物和动物化石测年。
测年时段：几千年至35万年3.与核辐射效应有关的方法3.1热释光法（新发展是光释光法）适用范围：适宜于对陶器和有过加热史的岩石和沉积物的测年，但用于黄土、古土壤和河湖相沉积物测年尚有不少问题需探讨。
测年时段：决定于样品的环境计量率和被测矿物。
一般在1.0Ma以内。
当环境计量率为1Gy/Ka时，石英可测1K年-10万年或50万年；钾长石可测2K年-50万年。
不同样品的热发光年龄的计时起点不同：年龄值是最后一次光照晒后埋藏之日起至测量之日所经历的时间。
3.2电子自旋共振法适用范围：测定对象广泛，洞穴的碳酸盐沉积物、软体动物贝壳、珊瑚、古脊椎动物和古人类骨骼、牙齿等都可认为测试样品。
测年时段：测年范围广，从几千年到几百万年，几乎覆盖了整个第四纪地质年代，主要用于几十万年的范围。
3.3光释光法适用范围：主要为石英和长石（在风积物、水成沉积物、构造沉积物及冰川沉积物）。
测年时段：n×104-n×108年3.410Be 和26Al 等宇宙成因核素作为地质计时器适用范围：测定陨石的暴露年龄、居地年龄和地表岩石的暴露年龄。
文物鉴定中的放射性同位素测年方法
文物鉴定中的放射性同位素测年方法概述：文物鉴定是一项重要的文化遗产保护工作，而放射性同位素测年方法在文物鉴定领域有着十分重要的地位。
本文将介绍放射性同位素测年方法在文物鉴定中的应用与原理，并探讨其在鉴定中的局限性和前景。
通过对放射性同位素测年方法的深入了解，我们可以更好地保护和研究珍贵的文化遗产。
一、放射性同位素测年方法的原理放射性同位素测年方法是基于放射性同位素的衰变过程来推断物质年代的一种方法，主要分为碳-14测年和铀系列测年两种。
1. 碳-14测年碳-14测年是通过测量文物中的碳-14同位素含量与稳定碳同位素的比值来确定年代。
该方法主要适用于有机物质的测年，如木材、纸张等。
原理是利用地球上不断变化的大气中碳-14同位素的比例，并结合其半衰期来计算样本的年龄。
2. 铀系列测年铀系列测年是通过测量文物中铀系列同位素的衰变情况来推算年代。
常用的铀系列元素有铀、钍和铅等，因其衰变速率稳定且适用范围广，所以在文物鉴定中得到广泛应用。
通过测量样本中铀系列元素与其衰变产物之间的比值，可以计算出样本的相对年龄。
二、放射性同位素测年方法在文物鉴定中的应用放射性同位素测年方法在文物鉴定中有着广泛的应用领域，包括但不限于以下几个方面：1. 确定文物的年代通过测定文物中含有的放射性同位素的比例，可以推算出文物的年代。
这对于无法准确判断年代的文物非常有帮助，有助于研究者更好地理解文物的历史背景和文化价值。
2. 推断文物的制作时间和历史变迁放射性同位素测年方法可以帮助研究者确定文物的制作时间和历史变迁，从而揭示文物所蕴含的历史信息。
比如，通过测定陶器中的碳-14含量，可以确定陶器的年代，了解不同年代陶器的制作工艺和风格差异。
3. 辅助文物的鉴定和鉴别在文物鉴定的过程中，有时难以准确判断文物的真伪和年代。
而放射性同位素测年方法可以提供一种客观、科学的手段，帮助鉴定者更准确地判定文物的真实性和年代。
4. 建立文物数据库和年代序列通过对大量文物进行放射性同位素测年，可以建立文物数据库和年代序列，为文物鉴定和历史研究提供良好的参考依据。
各种测年方法
地质年代学1：简要说明一下各种测年方法的适用范围以及测年时段1.经典方法1.114C法适用范围：可测对象包括木头、木炭、泥炭、粘土、贝壳、珊瑚、钙质结核、洞穴沉积物等样品。
测年时段：2×102—5×104年，由于近年来小样品低本本底测量技术的发展和AMS技术的应用，使其测量下限可延长至7万年。
1.2钾-氩法(40K-40Ar 法和39Ar-40Ar)适用范围：主要用于第四纪火山岩、火山灰及其它含钾矿物和岩石的测年（适合于富钾的岩石和矿物），可测对象包括云母、长石、闪石、辉石、海绿石、玄武岩及其他含钾矿物等。
测年时段：104-109年。
1.3锆石U-Pb定年方法2.铀系不平衡法适用范围：用于珊瑚礁及纯净风化物洞穴碳酸盐的测年,以及对深海沉积物和动物化石测年。
测年时段：几千年至35万年3.与核辐射效应有关的方法3.1热释光法（新发展是光释光法）适用范围：适宜于对陶器和有过加热史的岩石和沉积物的测年，但用于黄土、古土壤和河湖相沉积物测年尚有不少问题需探讨。
测年时段：决定于样品的环境计量率和被测矿物。
一般在1.0Ma以内。
当环境计量率为1Gy/Ka时，石英可测1K年-10万年或50万年；钾长石可测2K年-50万年。
不同样品的热发光年龄的计时起点不同：年龄值是最后一次光照晒后埋藏之日起至测量之日所经历的时间。
3.2电子自旋共振法适用范围：测定对象广泛，洞穴的碳酸盐沉积物、软体动物贝壳、珊瑚、古脊椎动物和古人类骨骼、牙齿等都可认为测试样品。
测年时段：测年范围广，从几千年到几百万年，几乎覆盖了整个第四纪地质年代，主要用于几十万年的范围。
3.3光释光法适用范围：主要为石英和长石（在风积物、水成沉积物、构造沉积物及冰川沉积物）。
测年时段：n×104-n×108年3.410Be 和26Al 等宇宙成因核素作为地质计时器适用范围：测定陨石的暴露年龄、居地年龄和地表岩石的暴露年龄。
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花岗质岩石常用的定年方法
1、K-Ar年龄，测试对象为长石类、云母类矿物和全岩，但K-Ar体系的封闭温度较低（<400℃），易受后期热扰动改造，K-Ar法有可能给出最后一幕的热扰动时间。
但是, 由于在晚期热扰动期间放射成因Ar的不完全丢失、表面蚀变可能造成的钾含量变化等问题, 都可能使K-Ar法给出“非真实”的无意义年龄信息。
但K-Ar法成本低、方法和技术比较成熟、分析测试相对简便快速, 对于一些快速冷却、具有简单热历史的年轻花岗岩，K-Ar 法仍然是一种比较有效的定年方法。
钾（质子数=19）为碱金属元素，是地壳中八个丰度最大的元素之一，主要形成含钾矿物。
K有三个天然同位素39K、40K、41K，其丰度比值分别为：93.258%、0.01167%和6.7302 %.其中11.2%的40K通过一个电子俘获和一个正电子发射衰变40Ar，88.8%的40K原子通过负电子发射直接衰变成基态的40Ca。
2、Rb-Sr等时线年龄，测试对象为长石、云母类矿物和全岩，Rb-Sr等时线法是测定Rb-Sr 年龄比较客观的方法，需要假定并给出初始比( 87Sr/ 86 Sr)。
但用于Rb-Sr 等时线测年的样品( 全岩和矿物) 需要满足4 个条件: ①具有相同的初始Sr 同位素比值( 87Sr/ 86 Sr) , 即地质作用已使所研究的对象在Sr 同位素组成上完全“均匀化”; ②形成年龄相同, 或在测年误差范围内年龄相同; ③形成后未受到后期地质作用改造, 同位素体系仍保持封闭。
④用于等时年龄测定的一组样品的Rb、Sr 含量必须有足够的分异, Rb/ Sr 比值有足够的差别。
以上4个条件需要同时得到满足，否则将产生假等时线年龄。
铷有85Rb和87Rb两种天然同位素，它们的同位素丰度分别为72.1654%和27.8346％．铷的原子量为85.46776。
87Rb是放射性的，它通过发射一个负β粒子，衰变为稳定的87Sr。
3、锆石U-Pb年龄，是最早用来测定地质年龄的放射性方法之一, 也是国内目前最重要的同位素测年方法。
锆石相对富含Th、U等放射性元素，而贫普通Pb，而且具有非常强的抗侵蚀能力；锆石中的U-Pb体系封闭温度＞750℃，形成后Pb的扩散封闭温度可以高达900℃，因而其温度抗后期影响能力强，能够比较好的保持其形成时的U-Pb同位素体系不被扰动，且易分选；同一个样品可以得到3组同位素比值，3个年龄可以进行内部自检，从而判断年龄值的可靠性。
铅有四种同位素：204Pb、206Pb、207Pb、208Pb，其中206Pb、207Pb和208Pb是由U和Th衰变而来, 204Pb为非放射性成因的铅同位素. 它们都是稳定同位。
常见的锆石U-Pb测年方法：
1、单颗粒微量热电离质谱法（TIMS）——该方法要求样品量少，是一种高精度（0.1%）和高准确度的锆石测年方法，但它的确定是需要高标准的超净实验室、费时的化学预处理过程，以及熟练的分析操作技术，且无法微区分析、存在不同期锆石混合的危险，时间长、价钱高，更无法揭示复杂锆石内部的U/Pb和207Pb/206Pb年龄信息。
2、单颗粒锆石蒸发-沉积法——该方法的缺点是对于年龄较老的样品，U含量可能较低，206Pb/238U和207Pb/235U值难以准确测定，相应的年龄误差较大，而且该方法只对封闭体系中的那部分锆石进行测定才能得到结晶年龄，否则得到的结果低于结晶年龄，同热电质谱法类似，该方法同样无法揭示复杂锆石内部的Pb/U和207Pb/206Pb年龄信息，其精度也较差，仅适用于样品的初选。
因为没有突出的优点，自95年来，已很少被人们使用。
3、高灵敏度高分辨率离子微探针法（SHRIMP）——这是目前国内外讨论锆石U-Pb年龄的最高水平。
该方法具有高分辨率、高灵敏度、高精度及微区原位的技术特点，简便易行，无需复杂的前期处理；但该方法的缺点是分析成本高，费时，获得的206Pb/238U年龄往往具有较大的误差，另外，对于高U锆石区，SHRIMP有时会得出高的206Pb/238U年龄，因此，测试精度不及单颗粒微量锆石热电离质谱法。
4、激光等离子体质谱法（LA-ICP-MS）——该方法近年来得到广泛应用。
其最大优点是测年速度快。
通过技术改进, 一些实验室还可在同一锆石位置获得Hf 同位素和稀土元素分析数据；另外，LA-ICP-MS具有灵敏度高，精密度好，谱线相对简单，动态线性范围宽等分析特征，其样品的制靶过程类似于SHRIMP，简单方便。
这一方法的不足是对锆石样品的破坏性较大, 测年精度不如离子探针法。
如果锆石颗粒大且完好、年龄小恰当, 锆石激光剥蚀测年技术可获得与离子探针一致的测年结果, 可利用测年速度快的优势进行大量锆石样品定年( 如碎屑锆石定年) 。
如果锆石细小, 内部结构复杂、包裹体多、裂隙发育、普通铅高, 通常不易获得好的年龄数据。
由于存在元素分馏效应，测定精度与SHRIMP相比较差，但是该方法具有快速、低成本的特点，与TIMS相比，它更要快速的多。