高精度加速器质谱_14_C测年_郭之虞

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碳14测量加速器质谱仪

碳14测量加速器质谱仪

627-630
3
K.X. Liu, M. Chen, X.F. Ding
Nuclear AMS radiocarbon dating of lacustrine sediment from an Instruments 294 and Methods 2013 impact crater in northeastern China (2013) in Physics Research B
技术指 标及功 能简介
测量精度好于 0.4% ,相当于年代测量误差正负 30 年,测量本底低于 4 × 10 -16,相当于年代测量上限 6 万 5 千年。加速器最高端电压达到 0.6 MV ,高压稳 定度小于1kV,13C+峰值流强达0.3μA 。该大型仪器 设备的主要功能为测量碳-14与其稳定同位素比值, 进而确定样品的年代或进行示踪研究。主要应用范 围:考古学、地球科学、环境科学、生命科学。 碳14测量加速器质谱仪
593-596
知名 用户 共 享 信 息 备 注 是否对 外开放 联系人
北京大学环境学院,北京大学考古学院,北京大学地空学院,中科院地球化学所,中国地震局地质所等 是 丁杏芳 服务 对象 电子 邮件 面向社会开放 dxf@ 收费 标准 联系 电话 62758473 每个样品1200元 开放 时间 任何时间
主要研 究方向 在研 或曾 承担 重大 项目 奖项 专利 人才 培养 相 关 科 研 信 息 学 术 论 文
利用14C定年技术,给出考古样品的年代,误差范围在30年左右。
1.国家科技攻关计划项目“中华文明探源工程预研究”。 2.国家科技支撑计划项目“中华文明探源工程(II)”。
— — 三年内利用该仪器作为主要科研手段发表学术论文(三大检索) 5 序号 作者(前三名) 论文题目 篇,其中代表论文: 期刊名 年 卷(期) 起止页码

参加夏商周断代工程 C-14 测年工作的回忆

参加夏商周断代工程 C-14 测年工作的回忆

2021.03(下)黄河黄土黄种人┃特别关注┃1995年秋的一天,仇士华先生给我打来电话:“老郭,用加速器质谱测夏商周系列样品的事儿还想不想干?”那时我们有一个隶属于中国第四纪研究会的C-14年代学组,仇士华先生是组长。

在1994年的全国C-14测年学术会议上,几位考古学家和C-14测年专家曾经讨论过这个问题。

在接到仇先生电话后我回答说:“当然想干了。

有什么好消息吗?”他告诉我:“国家就要为夏商周断代工程立项了!”原来他刚刚参加了宋健同志主持的座谈会,会上讨论了启动夏商周断代工程的事情。

我参加C-14年代学组比较晚,是在北京大学开始建造基于EN 加速器的加速器质谱计(AMS )之后。

EN 加速器是英国牛津大学1984年赠送给北京大学的。

1985年,我到牛津大学从事访问工作。

1986年,北京大学开始筹建AMS ,并安排我考察牛津大学的AMS 实验室。

同年,陈铁梅先生也到牛津大学AMS 实验室从事访问工作。

1986年6月,牛津大学AMS 实验室主办了AMS 技术国际研讨会,借此机会我认识了国际AMS 界的很多知名专家,并对AMS 的原理和技术有了一定的了解。

1987年春,我从牛津大学回到北京大学,随即参加了北京大学EN-AMS 的建设工作。

该工作1988年被立项为国家自然科学基金重大项目,由陈佳洱先生和李坤教授担任负责人。

我同时参加了C-14年代学组的工作,并从1988年起参加了历次C-14全国学术会议。

那时我们已开始考虑用加速器质谱方法测量夏商周系列样品特别是殷商甲骨的事儿。

作为这方面的探索,1990年,我去瑞士苏黎世高工AMS 实验室从事访问工作时,特意从中国社会科学院考古研究所带了6片无字卜骨去进行测年的尝试,并取得了初步的成功,但同时也发现有多片甲骨的年龄偏老。

1993年春,北京大学EN-AMS 建成通过验收,这是我国首台可以进行批量C-14样品测量的加速器质谱计,在考古、地学、环境、生命科学各领域测量了大量C-14样品,取得了一批重要的科研成果。

考古里的碳十四测年法是怎么回事

考古里的碳十四测年法是怎么回事

考古里的碳十四测年法是怎么回事?古里的碳十四测年法是怎么回事?作者:黄金狮子碳十四测年法实际上是一个舶来品。

碳十四测年法之父是个美国人,名叫W. F. 利比(W. F. Libby)。

他是个著名的物理化学家、放射化学专家、热原子化学、示踪技术、同位素示踪技术专家。

利比在1947年的时候创立了用放射性碳十四(14C)测定年代的方法,这个方法在考古学上中得到了广泛的应用。

1952年利比的著作《放射性测年法》由芝加哥大学出版社出版,1955年再版。

这个方法的创立给利比带来了极大的荣誉;利比因1947年创立的放射性碳十四测年法而获得了1960年的诺贝尔化学奖。

1960年以后,利比长期担任了《美国科学院公报》和《科学》的编委。

W. F. 利比已于1980年去世。

碳十四测年法又称放射性碳素断代法 (Radiocarbon dating) ,还可以写成C-14测年法等。

我们都知道,碳是自然界中广泛存在的元素,占地壳重要组成的0.018%;天然碳有三种同位素,即碳十二(12C)、碳十三(13C)、碳十四(14C),人工还可以合成碳的同位素。

这其中,只有碳十四(14C)才具有放射性。

碳十四(14C)在自然界含量极少,而且半衰期很长;它也是碳的最稳定、最重要的同位素。

碳十四(14C)的半衰期为5730年,不走运的是,随着岁月的推移,大气中碳十四的含量还可能会有轻微的改变(诸如太阳黑子爆炸、火山喷发等);所以碳十四半衰期还要按照具体的年代进行修订(树轮曲线),这个5730年最后算来大概还有正负四十年的误差存在。

由于新陈代谢,地球上生物体吸收或放出CO2的过程不断进行,生物体内的碳十四(14C)含量也保持不变。

但当生物失去新陈代谢作用(死亡),14C循环进入生物体内的过程就停止了。

这时,留在体内的14C就只能按照其固有的半衰期5730年的衰变速率逐渐减少。

因此,埋藏地下深层的样品,只要测定其14C与12C的含量比例,按14C的放射性衰变公式进行计算,校订之后便可推出待测物品的存在年代。

小议碳十四在考古学上的应用

小议碳十四在考古学上的应用

小议碳十四在考古学上的应用走进中国航海博物馆吸引我的是航海历史馆展厅的一条古独木舟。

解说员介绍说,这件珍贵的古文物应用碳十四检测法,确定是7000年前的古物。

那么碳十四检测古文物的原理是什么呢?一、碳原子与碳同位素我们知道自然界中广泛存在着碳元素,如地壳中的石灰岩,空气中的二氧化碳,以及植物、飞禽、游鱼、走兽等的各种生物,自然的和人造的各类有机物…,它们无不含有碳元素。

而碳原子有12C、13C、14C三种状态,我们称为碳元素的同位素。

同位素是指在元素周期表上占有同一位置,即同属于某一化学元素,其原子具有相同数目的电子,原子核也具有相同数目的质子,但却有不同数目的中子,互称为元素的同位素。

同一元素的同位素虽然质量数不同,但他们的化学性质基本相同(如:化学反应和离子的形成),物理性质有差异,主要表现在质量上(如:熔点和沸点)。

自然界中许多元素都有同位素,有稳定同位素和放射性同位素两类。

C原子的三种同位素中14c是放射性元素,现被广泛应用于考古学上。

二、碳十四测年法1、放射性同位素的半衰期放射性同位素的特点是:不稳定性,它会"变"。

它的原子核很不稳定,会不间断地、自发地放射出射线,直至变成另一种稳定同位素,这就是所谓"核衰变"。

放射性同位素在进行核衰变的时候,可放射出α、β、γ等射线,其核衰变的速度不受温度、压力、电磁场等外界条件的影响,也不受元素所处状态的影响,只和时间有关。

放射性同位素衰变的快慢速度,用"半衰期"来表示。

半衰期即一定数量放射性同位素原子数目减少到其初始值一半时所需要的时间。

如P原子的半衰期是14.3天,就是说,假使原来有P原子100万个,经过14.3天后,只剩下50万个了。

半衰期是放射性同位素的一特征常数,不同的放射性同位素有不同的半衰期。

2、碳十四测年法的提出研究发现,宇宙射线从太空不断轰击大气层,这种轰击会使大气层中部分普通碳原子形成放射性碳原子(碳14)。

碳十四测年法名词解释

碳十四测年法名词解释

碳十四测年法名词解释
碳十四测年法 (Carbon-14 dating) 是一种放射性测年法,用于测定古物的年龄,特别是生物体死亡后的遗骸年龄。

该方法是通过测量碳 -14 原子的数量来确定样品的年龄。

碳 -14 是一种由原子核中放射性衰变产生的元素,其原子核由一个质子和一个中子组成。

在地球的自然辐射中,碳 -14 的半衰期约为 5,730 年。

这意味着,在一个碳分子中,碳 -14 原子的数量是恒定的,并且当一个碳分子失去一个碳 -14 原子时,它的寿命就会缩短。

因此,可以通过测量样品中碳 -14 原子的数量来确定其年龄。

碳十四测年法通常使用放射性同位素测年法的原理。

具体来说,科学家会使用加速器质谱计 (Accelerator Mass Spectrometer,AMS) 来测量样品中碳 -14 原子的数量。

AMS 是一种高科技仪器,它可以精确地测量微量元素的数量。

通过使用 AMS,科学家可以准确地测量样品中的碳 -14 原子数量,并据此确定其年龄。

碳十四测年法被广泛应用于考古学、地质学、生物学等领域。

它可以帮助科学家们更好地了解古代生物的演化过程、地球历史的演变等方面的问题。

碳十四测试年代的原理与应用

碳十四测试年代的原理与应用

碳十四测试年代的原理与应用作者:梁浩洋来源:《中国科技纵横》2018年第09期摘要:本文介绍了放射性同位素的衰变性质,并重点介绍了利用放射性碳十四测年的基本原理,讨论了用于测试放射性碳十四的加速器质谱方法(AMS),对测试的参数做了具体说明,并获得了碳十四测年的模型,说明了利用14C测年的时间尺度。

对碳十四在考古、地质与海洋方面的应用做了简单介绍。

关键词:放射性碳十四同位素;加速器质谱仪;测试年中图分类号:K879.2 文献标识码:A 文章编号:1671-2064(2018)09-0240-021 概述放射性是指不稳定的原子自发地放出α射线、β射线、γ射线等不同射线,而衰变形成其他种类的原子。

原子序数在83以上(铋及铋以后)的元素及少数原子序数小于83的元素(锝和钷)无稳定的同位素,其余元素也均有放射性同位素。

对于放射性元素,有其中铀-238,钾-40和碳-14在测年方面有着广泛而成熟的应用。

自然界中存在两种原子的质子数目相同,但中子数目不同,在元素周期表是同一位置的元素,二者称为同位素。

存在放射性的同位素称为“放射性同位素”。

放射性同位素是不稳定的,存在核衰变现象。

核衰变的速度只与核素本身有关。

放射性同位素衰变的快慢,通常用“半衰期”(τ1/2)来表示。

半衰期即一定数量放射性同位素原子数目减少到其初始值一半时所需的时间。

对于放射性元素,有[1]:N=N0e-λt,即t=ln(N0/N)/λ其中,t表示放射性元素的年代(单位为年);λ表示放射性元素的衰变常数;N0表示放射性元素的初始原子数;N表示从初始经过t的时间放射性元素的剩余原子数;若ln(N0/N)=ln(2),则可以得到相应元素的衰变常数:λ=ln(2)/τ1/2自然条件下,碳元素存在12C、13C与14C三种同位素,而仅有14C是放射性同位素,其半衰期τ1/2=5730年,平均寿命约为8267年。

对于放射性碳十四同位素:dN/dt=-λ14N则有,dN/N=-λ14dt。

高精度加速器质谱_14_C测年_郭之虞

高精度加速器质谱_14_C测年_郭之虞

1. 1 样品14C 年龄的测定
AMS 是通过测量样品中碳的同位素组成比来确定样品年龄的。
T = - S ln( Rx / R 0) ,
( 1)
1) 国家自然科学基金资助项目( 49799060) 收稿日期: 1997-12-09
202 北京大学学报( 自然科学版) 百年校庆 纪念专刊 第 34 卷
量时间。
t 14 = n14e/ I 12R xG,
( 17)
其中 I 12为离子源12 C 引出流强, G为传输与探测
表1 不同误差限所要求的最低14C 计数 Table 1 T he m inimum 14C count s r equir ed
by differ ent err or
Rn/ n( % ) n( ×104)
年所直接测得的是样品的14 C 年龄, 即按现代碳标准及14 C 半衰期所推算的年龄。由于大气中 的14 C 放射性比活度随年度而变, 为得到样品的真实年龄尚需进行树轮较正[ 3] 。故高精度年代 数据的取得, 一要靠高精度的14C 测量, 二要靠有效的树轮校正。
1 加速器质谱14C 测量的误差分析
K s = 1/ 0. 95, Kfs = 1 -
2
(
19 + 10
D13 00
Cs
)

若用中国糖碳作为标准物质, 则 K s = 1. 362 ± 0. 002, K fs = 1。 实际上, 许多 AMS 只测量14C 与13C 含量的比值 R ′。测量过程中将离子源引出的14 C 与13C
其中 S 为14 C 放射性衰变的平均寿命, Rx 为被测样品中14 C 与12 C 含量的比值, R0 为其初始比 值。现国际上统一用现代碳标准( MC) 作为 R 0值, 这样求得的年龄 T 称为样品的14C 年龄( ra-

加速器质谱测年范围

加速器质谱测年范围

加速器质谱测年范围加速器质谱测年法(AMS)是一种高精度的放射性测年方法,可以对各种样品进行年代测定。

其测年范围广泛,涵盖了近代样品、中世纪样品、古代样品、地质样品等多个领域。

以下是AMS测年的主要范围:1.近代样品:AMS测年法可以测定近至几百年前的样品,如历史文献、古建筑、艺术品等。

通过测定这些样品的放射性元素含量,可以确定其制作年代或使用年限。

2.中世纪样品:中世纪是指欧洲公元5世纪到15世纪的历史时期。

AMS测年法可以测定中世纪时期的文物和艺术品,如雕塑、绘画、手工艺品等。

通过AMS测年法可以确定这些文物的制作年代或使用年限,为历史文化研究提供有力支持。

3.古代样品:古代是指公元前15世纪至公元5世纪的历史时期。

AMS测年法可以对古代的文物和艺术品进行年代测定,如古埃及的金字塔、古希腊的雕塑、古罗马的壁画等。

通过AMS测年法可以确定这些文物的制作年代或使用年限,为历史文化研究提供重要依据。

4.地质样品:AMS测年法也可以对地质样品进行年代测定,如岩石、矿床、化石等。

通过测定这些样品的放射性元素含量,可以确定其形成年代或变化历程,为地质学研究提供有价值的数据。

在AMS测年过程中,需要对样品进行处理,测定样品的同位素比值,并对数据进行解释。

以下是这些步骤的简要说明:1.样品处理:在进行AMS测年之前,需要对样品进行必要的处理,如破碎、研磨、提纯等。

这些处理步骤旨在减小样品中的杂质干扰,提高测试的精度和可靠性。

2.同位素比值分析:在样品处理后,需要对样品的同位素比值进行分析。

通常测定样品的C-14、C-13、O-18等同位素比值,以确定其年代。

通过比较现代标准和古代样品的同位素比值,可以推算出样品的年代。

3.数据解释:在获得样品的同位素比值后,需要对数据进行解释。

这包括对数据的统计处理和不确定性评估,以确定样品的年代范围。

同时还需要对数据进行校正,以消除仪器误差和环境因素的影响。

4.应用领域:AMS测年法在多个领域都有广泛的应用,如历史学、考古学、地质学等。

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可见, 为实现高精度测量, 除了要减小 n14的相对误差以外, 还要提高数据获取活时间的测量精
度、保证定标器的计数时间设置有足够高的精度、并减小束流积分仪 IF C 电路的非线性度误
差。
由于 n14为服从泊松误差的随机量, Rn14 = n14 。因此对于给定的 Rn14 / n14 , 14C 总计数 n14
夏商周断代工程的目标是为我国历史上的夏、商、周三代建立一个公元前 841 年之前的比 较完整可据的年代学标尺。近年来考古学的研究已发现了大量夏商周时期的遗址和墓葬, 可提 供层位明确、文化属性明确、相对年代清楚的测年标本。AMS 14C 测年所具有的样品量小、工
作效率高的优点, 可在夏商周断代工程中发挥重要作用。 夏商周断代工程要求用14C 方法所得到的年代数据的精度达到±20 年左右。实际上14C 测
。 ( 9)
R ′s
第 2-3 期 郭之虞: 高精度加速器质谱14C 测 年 20 3
对年轻的被测样品, 若精度要求不高, 则该式可简化为
RK x Kx
=
R2 Rx
R′ x
+
R2 Rs
R ′s
1/ 2

( 10)
但对于高精度测量或样品年龄较老的情况, 则须使用式( 9) 。 下面我们来研究 RR / R′的误差组成。在 AMS 中, I P14 是根据探测器双参数谱中14C 窗口内
K s = 1/ 0. 95, Kfs = 1 -
2
(
19 + 10
D13 00
Cs
)

若用中国糖碳作为标准物质, 则 K s = 1. 362 ± 0. 002, K fs = 1。 实际上, 许多 AMS 只测量14C 与13C 含量的比值 R ′。测量过程中将离子源引出的14 C 与13C
离子交替注入加速器, 在高能分析系统中分别测得各自相应的粒子流强值( 即电流值与粒子电
荷态之比) I P14与 I P13, 则
R ′= I P14 / I P13 。
( 5)
同时, 制样与测量过程中引入的本底也须加以校正。综合考虑以上因素后, 式( 3) 应改写为
T=-
Sln
Ks
( R ′ x ( R ′ s -
tf

( 14)
通常 nf 的数目很大, 其相对误差可略。n14, t14, tf 诸量均为随机量。但 k 并非随机量。对于一个
具体的 IFC 电路, 其非线性偏差 $k 是随 I 13值而变的确定性误差。故
RRR′=
Rn14 n14
2
+
Rt14 t14
2
+
Rtf tf
2
1/ 2
+
$kk。
( 15)
1. 0
1
Rn/ n( % ) 0. 2
n( ×104) 25
0. 5
4
0. 17
35
0. 3
11
0. 15
45
的总效率。一般情况下 G为20% ~40% , I 12在20 LA左右。对于 T = 4 ka 的样品, 若要达到 Rn14/
204 北京大学学报( 自然科学版) 百年校庆 纪念专刊 第 34 卷
n14 = 0. 2% , 则由式( 17) 可知, 需测量时间 t 14 为2~4 h。由于标准样品和本底样品不可能与被 测样品同时测量, 而整个测量过程又要延续相当长的时间, 故保证不同样品测量结果的可比性 是一个重要问题, 否则由式( 6) 求得的 T 值就没有意义了。
适当安排测量程序, 特别是适当提高样品轮换的频度, 是提高可比性的一个有效途径。通 常对一个样品连续测量500~600 s 作为一个测量周期, 然后即行换靶。各样品轮换一遍作为一 轮, 整个测量持续若干轮, 直至达到所要求的精度。在一个测量周期之内又划分为10个小周期, 每个小周期中交替测量 I P14与 I P13 , 得到一个比值 R′ij 。这里下标 i 代表轮的序号, 下标 j 代表 小周期序号。对一个周期的数据按 Chauvenet 判据进行取舍( 若数据分布符合正态分布) 后, 用 剩余的 N 个数据求得平均值 R- ′ i 及其标准误差 R( R- ′ i ) 。利用一轮之内分别测得的 R- ′x, i, R- ′s,i , R- ′b, i 及其标准误差, 可由式( 7) 及式( 9) 求得 K x, i及其标准误差 R( Kx, i ) 。在用各轮求得之 Kx ,i 值求平 均值 K- x 时, 应首先进行相应的 F 检验。最后根据具体情况选用不同公式, 求得 K- x 及其标准误 差 R( K- x ) 。
的计数率求得的。
I P14 =
n14 t14
õ
e,
( 11)
其中 n14 为14 C 窗口计数, t14 为相应的测量活时间, e 为电子电荷。I P13 用法拉第杯和束流积分仪
测量。直接测量的是13Cq+ 离子束的流强 I 13。束流积分仪将 I 13转换成频率信号
f = kI 13 = kqIP13 ,
如此求得的相对标准误差 R( K- x) / K- x 即为外部误差。若外部误差明显大于内部误差, 则说 明 AMS 系统中存在着影响测量结果的时变因素, 即系统的稳定性不好。在普通精度的水平 上, 影响最大的是传输的不稳定性。若在交替测量 I P14与 I P13的过程中, G发生漂移, 则所测得的 R′亦会随之变化。这种偏离实际上是被测量本身的变化, 而非测量引入的误差, 但在最后测量 结果中却表现为测量的误差。为克服传输的不稳定性, 一方面要力求实现“平顶传输”[4] , 即各 束流元件的接收度与相应位置处的束流发射度相比, 应有较大的裕量; 另一方面, 各供电电源 应有足够高的稳定度。在高精度的水平上, 最重要的时变因素是离子源中伴随溅射的过程所产 生的样品表面“弹坑效应”引起的非线性时变分馏[5] 。此外, 对低能段空间电荷效应引起的与束 流强度相关的分馏效应也有所报导[ 4] 。
R ′ b ) ( 1 + D13 Cx / 1 000) Kfx R′b) ( 1 + D13Cs/ 1 000) Kfs
,
( 6)
其中 R ′b为本底样品的测量结果。
1. 2 内部误差分析
内部误差是指来源已知的误差。引入符号 K x =
R ′x R ′s -
R R
′b′b ,
( 7)
由式( 6) , 样品14C 年龄的标准误差为
DOI:10.13209/j.0479-8023.1998.091
北京大学学报( 自然科学版) , 第 34 卷, 第 2-3 期, 1998 年 4 月 Act a Scientiar um Nat ur alium Universit atis Pekinensis, Vol. 34, No. 2- 3 ( Apr , 1998)
0 引 言
加速器质谱( AMS) 14 C 测年[ 1] 近年来得到了广泛应用, 其技术也日臻成熟。AMS 虽然目 前的精度尚未超过常规方法, 但所需样品量小、工作效率高, 与常规的衰变计数法14C 测年相比 有明显优势。北京大学加速器质谱计( PKU AMS) 自 1993 年建成之后, 在14C 测年方面开展了 大量的应用研究工作[ 2] , 目前又承担了夏商周断代工程中的14C 测
RK s Ks
2
+
RK x Kx
2
1/ 2
,
( 8)
其 中 RS, RKs , RKx 分别 为 S, K s, Kx 的标 准误 差。D13 Cx 的测 量误差 对总 误差 的贡 献很 小。当 R( D13Cx) 为1% 时, ( 1+ D13 Cx / 1 000) 与 K fx 等项的相对误差一般不超过0. 03% , 可以略去。RS 引
取其惯用值8 033 a。由于在制样与测量过程中总是存在着分馏效应, 测量得到的 Rx 总会偏离 样品中的实际值。故需使用14C 标准物质制成标准样品, 与被测样品轮换测量。标准物质的同位
素组成 Rs 是已知的, 该值与现代碳标准之比
K s = R s/ R0 ,
( 2)
业已经过标定。此外, 各种不同样品之间还存在着自然分馏效应, 亦须校正。于是
年所直接测得的是样品的14 C 年龄, 即按现代碳标准及14 C 半衰期所推算的年龄。由于大气中 的14 C 放射性比活度随年度而变, 为得到样品的真实年龄尚需进行树轮较正[ 3] 。故高精度年代 数据的取得, 一要靠高精度的14C 测量, 二要靠有效的树轮校正。
1 加速器质谱14C 测量的误差分析
其中 S 为14 C 放射性衰变的平均寿命, Rx 为被测样品中14 C 与12 C 含量的比值, R0 为其初始比 值。现国际上统一用现代碳标准( MC) 作为 R 0值, 这样求得的年龄 T 称为样品的14C 年龄( ra-
diocarbon age) , 一般在其后标以 BP( befor e present ) 。若需进一步做树轮较正, 则式( 1) 中 S 可
量时间。
t 14 = n14e/ I 12R xG,
( 17)
其中 I 12为离子源12 C 引出流强, G为传输与探测
表1 不同误差限所要求的最低14C 计数 Table 1 T he m inimum 14C count s r equir ed
by differ ent err or
Rn/ n( % ) n( ×104)
必须达到足够大的值
n14 ≥
Rn14 n14
-2

( 16)
该值随相对误差要求的减小成平方反比迅速上升, 如表1所列。
1. 3 外部误差分析
通常将多次重 复测量的误差 称为外部误
差。外部误差不但包含了已知来源的误差, 而且 包含了未知来源的误差。对于高精度14 C 测量必 须积累相当大的14 C 计数, 这往往需要很长的测
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