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金石学
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金石学
210Pb 为小于 15 万年
作者:admin ?? 发布于:2019-07-16 13:27 ?? 文字:【】【】【

  第四纪年代测定法 一. 碳十四测年法(14C) 1. 基本原理 自然界中的 14C 主要是由宇宙射线中的中子与大气中的氮核(14N)发生核反应而形成的。新生 的 14C 遇氧化合为含 14C 的 CO2,大气中的 CO2 通过自然界碳的循环进入生物圈和水圈, 。植 物通过 14 光合作用吸收大气中的 CO2 ,动物又吃植物,因而所有生物都含有 C 。生物死后,尸体分解将 14C 带进土壤或大气中,大气又与海面接触,其中的 CO2 又与海水中溶 解的碳酸盐和 CO2 进行交换, 导致所有含碳物质均具有 14C。 如果含碳物质一旦停止与大气交换如生物死亡、 碳酸盐沉积被埋藏等, 14 14 则 C 得不到新的补充,而原有的 C 仍按衰变指数继续减少,每隔 5730 年(14C 的半衰期)减少 原含量的一半,时间愈久含量愈少。只要我们测出与大气发生过交换平衡的含碳物质中 14C 的含量, 就可以计算出该样品与外界停止 14C 交换后所经历的年代。有一点必须指出,过去大气中的碳十四 放射性水平只是变化相对不大,但并不是真正恒定的。利用统一的现代标准计算出来的年代并不是 日历年代,只能称为碳十四年代。为了解决这个矛盾,学者们又找出了一个辅助的方法,就是通过 树轮年代校正曲线来进行校正。树木春长秋止,在树干截面上形成疏密相间的年轮,年轮的宽窄是 由当年的气候等因素决定的,科学家根据年轮的宽狭序列便可知道其生长的年代。他们首先建立起 近几万年的树轮序列,然后测定每一个年轮的碳十四含量,作出了一个曲线,就是树轮年代曲线图。 用它校正,可将误差缩减到几年。 2.采样要求 凡与大气发生过交换平衡的含碳物质,如木、碳、生物体、泥、贝壳、骨、碳酸盐等,均可用 于 14C 测年。 样品类别 木质 碳质 生物体 泥质 贝壳 骨质 碳酸盐 样品种类 树木、竹子、木器 木炭、炭化木 果实、各种编织物 泥炭、粘土、土壤 壳体、礁体 骨骼、牙齿、角 灰华、钙结核、钟乳石 采样量(g) 50-100 20-50 100 500-2000 100-200 >100 100 为了保证数据可靠性和正确使用数据,采样注意事项: A 所采样品要防止后期污染,包括采样过程、运输、实验室处理中有可能出现的碳污染; B 要注意所采样品的埋藏状态,如是否经过搬运等。 现在已经普遍采用超高灵敏度加速器质谱仪(AMS,Accelerator Mass Spectrometry) 。它与常规 14 14 C 测年的原理是一致的,但技术不同,常规 C 法是采用 ? 计数法,测量的是一定时间内样品中发 生衰变的 14C 原子数, AMS14C 测定的是样品中现存的 14C 原子数, 而 或更准确地说测量样品的 14C/12C 原子数比值。 由于 14C 半衰期相对较长, 一定时间内发生衰变的 14C 原子数相对于总原子数是及其微 量的,因此常规 14C 法要用几克纯碳,测量要几天的时间,而 AMS14C 只要毫克数量级的纯碳就够 了,每 30 分钟便可以测量一个样品,不仅使样品量大大减少(只需纯碳 1-100mg) ,而且精度也大 14 大提高。我国第一个 AMS C 实验装置是北京大学重离子研究所与北京大学考古系合作建立的。 3.测年范围 一般在 5 万年以内。 二.铀系法 1. 基本原理 以 238U 和 235U 为母体产生的衰变系列中,包含有许多子体,在正常的地质过程中,这些子体与 母体分离,衰变链被断开,从此母体与子体各自按本身的半衰期进行衰变,母体则衰变形成子体核 素。利用辐射探测器可测定核素的放射性比值,以此推算出沉积物的年龄。它分为两种,一是常规 的а 能谱铀系法,一是热电离质谱法(TIMS) ,都是基于样品中 235U 和 238U 衰变系中各核素间放射 性平衡的破坏和重建,通过测量样品中 231Pa/235U 和 230Th/234U 原子数比或放射性活度比计算年代。 а 能谱铀系法曾帮助建立了我国第一个较完整的旧石器考古遗址的年代框架。80 年代末发展起来的 TIMS 测年法与а 能谱铀系法相比, 用样量减少一个数量级, 测量时间从几十小时减少到 2-3 个小时, 精确度也有较大提高。 核素 234 230 226 半衰期/a 2.48×105 7.52×10 4 2 U Th Ra Pb Pa 1.622×10 3.248×10 210 2.226×10 4 231 2. 样品采集 适用于铀系法的样品有泥质沉积、碳酸盐沉积、生物贝壳、骨化石、珊瑚、铁锰结核、冰雪及 水等,一般要求样品在 10g 以上。80 年代末发展起来的 TIMS 测年法与а 能谱铀系法相比,用样量 减少一个数量级,测量时间从几十小时减少到 2-3 个小时,精确度也有较大提高。 3. 测年范围 理论上,铀系法的测年范围可达百万年,但现阶段以测定 10-40 万年内的样品最为灵敏,由于 具体方法不同,其测年范围也有不同,如不平和铀系法的范围为 50 万年,230Th 为 20-40 万年,231Pa 为 20-15 万年,210Pb 为小于 15 万年。而 TIMS 测年法测年下限从距今 35 万年延长到距今 50 万年左 右。 三.钾-氩法(K-Ar 法) 1. 基本原理 自然界中的 K 在地壳中含量丰富,重量约占 2.8%。由三种同位素(39K,40K,41K)组成,其中非 放射性同位素 39K, 41K 共占 99.9%以上,另有一个放射性同位素 40K 只占 0.0118%。40K 有两种不同 的衰变方式, 约有 89%放射一个电子, 衰变成 40Ca, 11%以捕获 K 层一个电子的方式衰变成 40Ar。 余 40 40 放射性成因的 Ca 与原来岩石中的 Ca 无法加以区别,难以定量估计。因此只有 40K 衰变成 40Ar 容易测定,可作为断代的根据。氩是惰性气体,在火山岩形成时,由于高温,岩石中不可能保留有 气体,冷却后,放射性成因的 40Ar 才逐渐在岩石中积累,只要测得样品中 40Ar 和 40K 的比值,就可 求得样品的年龄。 2. 样品采集 凡是含 K 并能牢固地保存衰变子体 40Ar 的样品,原则上都可用于 K-Ar 法测年。常用样品有火 山岩(全岩或其中的黑云母、透长石) 、沉积岩中的同生海绿石、钾盐和陨石等。一般要选粒径大于 0.5mm 的矿物颗粒,重量要求 30g 以上。 3. 测试范围 传统的 K-Ar 法主要用于测定老地层的年龄, 而近年来稀释法和中子活化法的建立使第四纪样品 也可用于测年,主要用来测定早期遗址和古人类的年代,范围在 10 万年以上。 四.热释光法(TL 法,Thermoluminescence) 1. 基本原理 一些不导电的晶(固)体物质,在放射性射线辐照之下,以其内部电子的转移来储藏辐射能量。 其方式是晶体在周围放射性元素放射出来的а 、в 、γ 射线辐照下产生电离,大部分能量以晶体发 热的形式被消耗掉,另一小部分电子则被晶格缺陷所俘获,并留下空穴。这些落入陷阱的电子必须 有足够的动能才能重新从陷阱中逸出而与空穴复合。在常温下,电子在陷阱中的状态是稳定的,只 有在加热的情况下,陷阱中的电子动能增加,被俘获的电子才能从陷阱中射出,与空穴复合并以光 量子形式释放出热量,称之为热释光。热释光断代就是利用热释光技术,测定各类样品最后一次受 到热事件或在阳光下受到光晒退"归零"以后,晶体物质被埋藏并再次遭受周围放射性元素辐射所 重新积聚的能量, 这种能量可以通过人工晒退求得,也就是说通过加热或光照测定样品中释光信号的 强度(与被俘获电子数目成正比)和年受照剂量的大小便可以推算出自上次受热或曝光以来所经历 的时间,也就是上次归零以后能量重新积累的时间。 2. 样品采集 用于热释光测年的样品必须经历过热事件并被埋藏,因此,适用的有:火山物质及火山烘烤层、 陶瓷、砖瓦及各类烧土、灰烬、陨石、风积物(石英砂) 。为避免所采样品再次遭受热事件,采样和 运送中要采用黑袋或黑盒,而且要求采样有一定的深度(50cm)左右。样品采集量一般应在 200g 以上,并应同时采集样品周围土样 200-300g,供测量铀、钍、钾剂量之用。 3. 测试范围 数百年至几十万年之间。 五、光释光法(OSL 法,optically stimulated luminescence) 1. 基本原理 与热释光类似,是在它的基础上发展起来的。光照射矿物晶体,尤其是硅酸盐矿物晶体,激发 晶体先前贮存的电离辐射能,并以光的形式释放出来,亦即晶体被光激发而发射的光,就是光释光 (OSL)。通过测量 OSL 信号的强度,建立 OSL 信号与辐照剂量的关系,就可获得样品埋藏期间所吸 收的电离辐射剂量即等效剂量 DE 值, DE 值又是样品接受的年剂量和样品埋藏时间的函数, 而 相当 于样品年龄= 。环境剂量率可通过样品及其周围物质的铀、钍、钾和 含水量的测量来获得。也就是说:通过测量样品的光释光(OSL)信号强度和环境剂量率,经过 OSL 信号对辐照剂量的响应函数可获得样品的沉积埋藏年龄的技术即为光释光(OSL)测年技术。它的 好处是,对于酸性不含有机物而不能用 14C 测年的堆积物,就可以尝试这种方法,因为所需要的样 品分布比较广泛。 2. 样品采集 目前石英、长石等矿物光释光技术主要应用于第四纪碎屑沉积物的年龄测定。古陶器、瓷器、 燧石石器、火山喷发物也可用来测年。 3. 测试范围 在一定条件下,石英和长石的 OSL 测年范围可以测量小到百年,大到几十万年,甚至百万年的 沉积物年龄。 六.电子自旋共振测年法(ESR,(Electron Spin Resonance)) 1. 基本原理 与热释光法类似。样品在所处自然条件中,遭受铀、钍、钾和宇宙射线的辐照,产生晶格陷阱 和俘虏层充填, 形成可被 ESR 所探测的顺磁中心, 顺磁中心的数目与样品所受天然辐照总剂量 (AD) 成正比,也就是与年龄成正比: t = AD/D, 式中 t 为样品年龄,AD 为样品所受天然辐照总剂量,D 为年辐照剂量。 2. 样品采集 与热释光法类似。包括珊瑚、牙珐琅、洞穴碳酸盐化学沉积物等。 3. 测试范围 从几千年到几百万年,不过需要与其它方法互校。 七.裂变径迹法 1. 基本原理 样品中的 238U 在得到足够能量的粒子轰击时,就会发生裂变,裂变中所产生的裸核射入周围绝 缘材料或矿物时,不断俘获沿途电子,而使它们所途经的路程周围产生辐射损伤区,这就是裂变径 迹。常温下,损伤在绝缘结晶固体中能长期保持。若加热到 500℃以上,径迹就会消失。由此可见, 样品中的裂变径迹数,与 238U 的原子数以及该样品经历最后一次高温以来的年数成正比。因此,根 据样品中的铀含量和自发裂变的径迹数,就可以推算出样品经受最后一次高温以来的时间,也就是 说单位体积内裂变径迹的数目与矿物中铀含量、238U 裂变速度及矿物累积径迹的时间(年龄)成正 比,即裂变径迹的数目与年龄成正比。裂变径迹的数目可以通过显微镜下测读获得。 2. 样品采集 凡含铀量高的矿物,如锆石、云母、磷灰石、石膏、石英、黑曜岩、火山玻璃、陨石等,均可 用于测年,样品要求新鲜,未风化或未被污染,粒度要求大于 30μ m,铀含量高。样品在储运过程中, 要避免受热或被辐照。 3. 测年范围 一般在数百年至 100 万年左右。 八.氨基酸外消旋法 1. 基本原理 生物体由蛋白质组成,而构成蛋白质的基本单元是氨基酸。氨基酸根据其内部结构,可以划分 为 L_型结构氨基酸和 D_型结构氨基酸,其中 L_型结构氨基酸具旋光性。随温度升高,L_型结构氨 基酸将转变为 D_型,这种转化达到平衡时形成由等量的 D_型和 L_型氨基酸组成的混合物,从而失 去其旋光性,称外消旋作用。在生物死亡并被埋藏的条件下,氨基酸外消旋作用的反应速度主要取 决于温度与埋藏时间,也就是说,在氨基酸由 L_型向 D_型转化的过程中,D_型与 L_型氨基酸的浓 度比 D/L 是时间与温度的函数。目前主要以选用天门冬氨酸和异亮氨基酸最为理想,前者适用于年 轻样品,后者适用于较老的样品。 2. 样品采集 主要是生物化石,如骨化石、牙齿、贝壳等,其它如碳酸盐类也可选用,严禁化石的有机物污 染。 3. 测年范围 由于骨化石埋藏环境的古气温变化是很复杂的,难以准确确定,因此该法误差较大。一般可达 几十万年或 100 多万年。 九.古地磁法 1. 基本原理 在地球历史上,地球磁场的南极和北极曾颠倒过多次,称为极性倒转。其中,105~106 年长度 的极性变化称为极性期,与现代磁场方向相同的时期称正向极性期,反之称反向极性期。地球磁场 的极性变化特征在岩石或沉积物中矿物冷却、沉积或蚀变时,被记录在这些物质的剩余磁性记录中。 全球各地所记载的极性变化的历史是一致的。因此,如果对每一个极性倒转事件发生的时间进行测 定,就可以建立起一个在全球都可对比的古地磁年表,成为全球对比的时间标尺。目前已建立起 5MaBP 以来较高分辨率的古地磁年表和 100MaBP 以来较粗分辨率的古地磁年表。任一地区内地层 的古地磁年代都可以通过与已知的古地磁年表对比来确定,这就是古地磁测年的原理。 古地磁是只有两个状态的时变函数,一个状态变量不足以确定一个时间点,自己也不能确定绝 对年代, 古地磁年表中的绝对年代通常是用 K-Ar 法放射性同位素测年技术来确定的。 因此严格地讲 古地磁法不是一种独立的绝对年龄测定方法,而是一种比较年龄测定方法。在古地磁年表中,“期” 是用已故的对地球磁场研究有重要贡献的科学家的名字命名的,如布容正向极性期、松山负向极性 期等。“事件”是用发现该事件存在的地点来命名的。 5MaBP 以来的古地磁年表(M.Willianms,1997) 2. 样品采集 可用于古地磁测年的样品包括火山沉积物、黄土、湖泊沉积、海洋沉积等。 3. 测年范围 基于极性倒转的古地磁测年方法,可用于 0.05~1MaBP 的年代测定。

脚注信息
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