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。
测年方法
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。
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。
测年的方法
测年的方法
测年，也称推算岁数，是通过观察和计算年份、月份、日子等时间单位，以推算人或事物年龄或时代的方法。
测年方法有很多种，其中一些最常见和广泛使用的方法包括以下几种：
太阳历：以地球绕太阳公转的周期为基础，将一年分为365天或者366天，每个月有不同的天数，从而推算人或事物的岁数。
阴阳历：是指我国传统历法，它以月亮绕地球公转为周期，将一年分为24个节气，每个月有不同的天数，从而推算人或事物的岁数。
干支纪年法：这是古代中国人用来纪年的方法之一，以天干和地支相配来表示年份，每60年一个循环，因此可以根据干支纪年法推算人或事物的岁数。
星座纪年法：以12星座的周期为基础，每个星座大约占据一个月的时间，因此可以根据星座的变化来推算人或事物的时代。
另外，还有一些其他的测年方法，例如：根据人或事物的体态、气质、痕迹、文物等来推算岁数的方法，如面相学、骨相学、印章学、铭文学、玉器学等等。
这些方法都具有一定的科学性和实用性。
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停止交换，数量降低：有机体死亡（或埋藏）后，停止
与大气发生交换，其中的放射性碳因不断衰变而降低数量。 通过测定现存物质的放射性碳的数量，就可以了解被测物质 的放射性碳从原始状态衰变到现在状态所需的时间。
11.1.2 放射性碳的测年原理
11.1.2 放射性碳的测年原理
11.1.2 放射性碳的测年原理
11.1.4 放射性碳的测年方法
石墨或CO2 离子被打碎，C4+转化成C3+ 去除容易与放射性碳原子混 淆的离子 检测器
铯原 原子 子离 轰子 击化
Wien电子筛 电压检验
第一个磁场 选择原子量 为14的离子
8MeV能量磁场，根据 能量要素挑选14C离子
11.1.4 放射性碳的测年方法
两种方法的优势与不足比较
入正比计数管中进行测量。 缺点：要求对制备的含碳气体具有非常高的纯度 并且稳定。
液体闪烁计数法：将样品中的碳制成闪烁体溶液，
用光电倍增管对14C发射的粒子进行探测。目前比较普 遍并取得成功的是将样品中的碳制成苯作为闪烁体溶液。
11.1.4 放射性碳的测年方法
准备样品 燃烧成 CO2 形成碳化物
半衰期 稳定
C C C
0.0000000001% 5568 years
天然来源：
太阳系外的高能 宇宙射线轰击高 层大气 高能粒子释放的 中子与大气中氮 原子发生反应产 生放射性碳原子 放射性碳以CO2 形式在大气中与 稳定性碳混合 宇宙射线的持续 稳定作用，使大 气中放射性碳数 量保持稳定
通过测量树木每一轮目前的放射性碳含量和该轮形成的年代， 利用放射性碳的半衰期公式，即可以计算该轮形成时的放射 性碳含量。 例如，通过测量一棵 1000 年历史的树木，就能够获知过去 1000年每年的大气放射性碳含量。
11.1.5 放射性碳年龄的校正
11.1.5 放射性碳年龄的校正
了解大气放射性碳随时间变化——应用树轮进行校正
理
机 制
• 释放能量：被捕获到稳定位置的电子在晶格被加热或照 射时，又会重新回到“自由”状态。其中一部分自由电 子能够到达另一部分自由电子转移以后所空出的一些位 置（空洞），这个过程称为“重组”。当重组发生时， 这些电子的部分能量被消耗，以热或光的形式被释放出 来。
• 能量平衡：由光或热激发的晶体样品释放的光的数量与 样品（埋藏时）吸收的总的放射线剂量具有一定比例。
11.1.1 放射性碳的物质来源
11.1.2 放射性碳的测年原理
11.1.3 放射性碳的测年材料
11.1.4 放射性碳的测年方法
11.1.5 放射性碳年龄的影响因素和校正方法
11.1.1 放射性碳的物质来源
放射性碳同位素性质及其比例
同位素
12 13 14
质子数 6 6 6
中子数 6 7 8
百分比 99% 1%
加速器质谱仪方法（Accelerator Mass
11.1.4 放射性碳的测年方法
常规计数方法
固体计数法：将各种样品在氧气中燃烧生成二氧化碳，
再用镁粉将其还原为碳粉后，用带有屏蔽的盖革计数器 测量。
缺点：样品处理过程中粒子本身被吸收，影响测 量结果。
气体计数法：将样品制成含碳气体化合物，将气体充
截距法
11.1.5 放射性碳年龄的校正 截距法
11.1.5 放射性碳年龄的校正
样品年代 校正年代
概率法
11.1.5 放射性碳年龄的校正
Cal. dating (aBP)
0 0 老碳“效应” 沉积速率区一 100 沉积速率区二 2000 4000 6000 8000 10000
Depth (cm)
11.1.2 放射性碳的测年原理
比例相对稳定：放射性碳与稳定碳在大气中的比例相对稳
定，它们在高层大气中主要以二氧化碳的形式存在。
通过植物传输： 植物通过光合作用吸收二氧化碳，植物
体中放射性碳与稳定碳的比例与大气中的比例保持一致。
通过动物传输： 动物通过食用植物和其它动物也吸收同
样比例碳原子，它们在存活状态时也具有和大气一样的放射 性碳与稳定碳比例。
11.1.5 放射性碳年龄的校正
为什么需要校正
校正的方法
11.1.5 放射性碳年龄的校正
为什么需要进行校正？
计算依据：放射性碳年龄被写成 BP— before present， 是直接依据样品中放射性碳的比例得出。其计算依据是， 假定过去任何时期的大气中放射性碳浓度总是与公元1950 年的水平一致，而且放射性碳的半衰期是5568年。 present指的是公元1950年。 具有误差：首先，大气中放射性碳的比例随时间发生变化 （并不总是与1950年水平一致）；其次，放射性碳真正的 半衰期是5730 年而非最早测定的5568年。
样品一旦暴露于阳光下，其TL/OSL的光能很快就 会被消耗，使得TL/OSL的光能被重置于零。 样品被埋藏后的TL/OSL光能积累量仅与在埋藏期 内接受的离子放射线能量以测定该样品沉积（被埋藏） 的年龄。
11.2.1 发光年代学的概念与测年原理
第十一章
历史环境变化重建的手段与方法
—— 若干自然证据的定年技术
11.1 11.3 11.4
14C断代技术
— 放射性碳测年
11.2 发（释）光年代学
210Pb沉积速率 137Cs绝对年龄时标测定
11.5 宇宙成因核素年龄 11.6 铀系不平衡法 11.7 古地磁 11.8 电子自旋共振
11.1
14C断代技术—放射性碳测年
制成石墨
形成乙炔（C2H2） 形成苯 装入计数器
11.1.4 放射性碳的测年方法
加速器质谱仪方法
区分：样品以石墨或二氧化碳的形式置入离子源，铯离子 轰击使之离子化，形成快速移动的离子束，产生的C离子具 有负极性，能够避免与14N的混淆。 选择：进入第一个磁场选择原子量为14的离子。 转化：进入加速器，离子被极大加速使所有分子形式的离 子被打碎，大多数C4+被转化成C3+。 能量选择：进入加速器第二个磁场并达到约 8MeV的能量， 根据能量要素来选择离子，14C离子被挑选出来。同时利用 Wien电子筛来检验它们的电压是否合乎要求。 测量：由于（1）不是置入离子源内的所有放射性碳原子都 能到达检测器，（2）放射性碳原子在碳原子总量中比例微 小。因而在检测器同样需要检测稳定同位素 12C 和 13C 。真 正计算的是14C/13C 比值并同已知标准样品的比值进行比较。
物质沉积后由于受到来自自然界中的U、Th、K等元素 和宇宙射线产生的粒子（, , ）影响，开始积累释光能 量，然后由于暴露在阳光下使这些能量被消耗。
11.2.2 发光年代学的物理机制与测量方法
物
• 吸收能量：当离子放射线（主要是, , 放射线）与非 导体物质（如石英或长石）相互作用时，组成非导体物 质的原子中一些电子产生负荷并重新分配，其中一部分 能够逃逸其依附的原子并且被捕获进入晶格间的其它稳 定位置。
11.2.1 发光年代学的概念与测年原理 11.2.2 发光年代的物理机制与测量方法 11.2.3 发光年代的应用范围
11.2.1 发光年代学的概念与测年原理
基本概念
热释光（TL）： Thermo Luminescence
光释光（OSL）： Optically Stimulated Luminescence
11.1.3 放射性碳的测年材料
材料 骨骼 木材 木炭 亚麻布 羊毛 羊皮纸 亚麻植物 绵羊 动物 亚麻生长的年代 剪取羊毛的年份 动物死亡的年份 有机体 动物 树木 测量的年龄值 动物死亡后的数年 树木的树轮所在的年份
在沉积物中，有时不容易发现上述纯的测年材料， 不得不用有机质的全样来进行测量。由于内源有机体 常常利用湖水中的“老”碳，因此测量得到的数据往 往比真实年龄偏老——碳库效应。
怎样校正？
使用最新的半衰期数据； 了解大气放射性碳随时间变化的情况； 了解放射性碳年龄与日历年龄的关系。
11.1.5 放射性碳年龄的校正
了解大气放射性碳随时间变化——应用树轮进行校正
放射性碳随时间的变化值：
一棵树的木质部在形成后即使在树木生长过程中也不与外界 进行碳的交换，因此木质部的每一年树轮都记录了其形成时 的大气放射性碳的含量（比例）。
常规计数方法：
由于测量的是衰变放出的粒子，因此需要较多的样品。
由于自然界中难以找到大量高纯度的含碳样品，因此得到 的结果往往是不同来源的碳埋藏年龄的平均值。
加速器质谱仪方法：
由于测量的是离子化的原子（或比例），因此需要的样品 量较少。
由于微量样品容易迁移，受污染后对总体数据的影响明显， 获得的年龄可能不代表埋藏位置的年龄。
热释光和光释光是物质在被加热或照射时，其组 成矿物的晶体内由于天然离子的放射作用而释放 出的储存能量而发射的光线。 利用光释光和热释光进行年代测量的技术称为发 光年代学。
11.2.1 发光年代学的概念与测年原理
原理
被测样品埋藏于地下时，受来自于自然界中的粒子 （, , ）的影响积累TL/OSL光能量。
11.1.4 放射性碳的测年方法
常规 计数方法： 用各种类型的探测仪器计
数14C衰变放出的粒子。根据测量形式的不同， 又可以分为固体计数法，气体计数法和液体闪 烁计数法。 Spectrometry）：是将样品中的原子转换成 快速移动的离子束（充电原子）。这些离子然 后被送到电磁场中进行测量。
测 量 方
• 吸收能量与时间关系的确定：对于TL/OSL能量已经为 零的被测样品，在给定放射线数量条件下观察其吸收的 光能量（通常用射线）多少（通常测获取后的释放量） 和所需时间，获得剂量率R值。根据这个关系，计算样 品具有一定光能量所需的时间。
11.1.5 放射性碳年龄的校正