第四纪沉积物年代测定方法
第四纪年代学ESR测年法
法
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或 者说 各 有其 前 提 条 件
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古 地 磁 法 又 不 是 一 种 直 接 浏 年 手 段 等等
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质 学 和 地 貌 学 研 究所 得 出 的
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洛 川黄 土 剖 面 5
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1 9 86 年 首次报 道
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( 第七 层 古土
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此种 方法 的原理 类似 热释 光法
1 ) 可 测物质
第四纪黄土测年研究综述
第四纪黄土测年研究综述第四纪黄土是指分布于我国北方的一种黄色风成沉积物，主要形成于公元前2万至公元前10万年间的气候寒冷干燥期。
作为黄土高原的重要地质遗产和内陆干旱区重要的古环境记录，第四纪黄土研究一直是地球科学的重要热点领域之一。
其中，黄土地层的年代学研究是黄土研究的重要组成部分，也是综合研究古气候、古地理、古生态等多个方面的重要基础。
目前，常用的黄土测年方法主要有黄土层序、放射性同位素年代学和磁性地层年代学。
以下是针对黄土测年方法的综述。
黄土层序测年黄土层序法是黄土地层年代学的最早使用方法，其基本原理是根据不同的地层序列和不同的黄土颜色进行年代归属。
从成矿学和结构性质上分析发现，黄土由于其形成过程的缘故，成分稳定性高、颗粒度较小、集装密度大、剪切性差、结构较均匀，故而相互间的层序存在着很强的对应性。
常用的黄土颜色分类包括灰色上部、黄色中部和灰色下部三段，其中黄色中部是黄土地层的关键分界面。
一般认为如果一段黄土地层中央部分呈黄色，且厚度在1~3m之间，则该层代表的沉积时代就是距今1~2万年，而厚度大于3m的则为距今3~4万年。
但是，黄土层序测年方法缺乏准确的年代尺度，因而存在一定的不确定性。
放射性同位素年代学放射性同位素测年是一种广泛应用于岩石、矿物和土壤等样品的年代学方法，根据其中的同位素比值来测定样品的年代。
在黄土测年中，常用的方法包括铀系、钋铅、碳14等多种放射性同位素。
其中，利用铀系同位素测年方法研究黄土形成时间较早的问题受到广泛关注。
铀238和铀234同位素不断衰变生成的子体系物系（包括钍230、铅206、铅207和铅208）是目前用于测定黄土地层时代的主要方法之一。
以铀系同位素测年为例，通过测定不同样品中钍元素和铅同位素的放射性比值来计算时代。
铀系同位素测年方法被广泛应用于新生代以来的地质事件和古地理、古气候等方面的研究中。
碳14同位素测年法是利用放射性碳14自然衰变来测定样品的年代，包括中性质区碳14测年和加速器质谱测年。
04第四纪沉积物的研究方法
（b）砂和粘土的成因标志
※粒度分析
粒度参数
平均粒度 分选性
粗、细含量 峰值高低
标准差
偏度
峰态
σ值
等级
Sk值
等级
Kg值
等级
<0.35 0.35—0.5 0.5—0.7 0.7—1.0 1.0—2.0 2.0—4.0
4.0
分选极好 分选好
分选较好 分选中等 分选较差 分选很差 分选极差
+1.0—+0.3 +0.3—+0.1 +0.1—-0.1 -0.1—-0.3
分样
粒度分析步骤 洗样
洗盐：对海、泻湖和盐湖等样品，将样品置于高烧杯中， 加水用玻璃棒搅拌后静置过夜，第二天将杯中清水吸去， 再加清水，搅拌静置过夜，如此重复3次即可。 除去有机质：通过过氧化氢（H2O2）去处沉积物中的有 机质。在盛样品的高烧杯中加入6％的H2O2，用玻璃棒 搅拌，过一夜再加一次H2O2，直至没有气泡产生即说明 有机质已全部氧化，过量的H2O2用加热法排除。 去钙胶结物：盐酸去除；加10％左右盐酸于放有样品的 高烧杯，用玻璃棒搅拌后放置第二天，除去清液，再加 盐酸，如此反复至不再起泡，然后换清水，搅拌，过夜， 吸去清液，加水洗至无钙离子和氯离子为止。
式，推出沉积物的来源、搬运动力和沉积 环境
粒度分析步骤
• 样品预处理
– 分样：均匀将样品分成几份——缩分 – 洗样：洗去沉积物中的杂质
粒度分析步骤
将拌匀的样品平摊在纸上，在样 品上划十字，将样品分为相等的 四分，分别取对角的两分混和在 一起，就将样品缩分为一半了， 以此类推。 注意：缩分准确与否是决定分析 的样品是否真正具有沉积物代表 性的关键，故缩分必须有同一分 析人员亲自作。
第四纪沉积物年代测定方法
第四纪沉积物年代测定方法第四纪沉积物年代测定方法第四纪沉积物是指第四纪时期因地质作用所沉积的物质，一般呈松散状态。
在第四纪连续下沉地区，其最大厚度可达1000米。
第四纪沉积物中最常见的化石有哺乳动物、软体动物、有孔虫、介形虫及植物的孢粉。
这些化石，有助于确定第四纪沉积物的时代和成因.第四纪沉积物年代测定方法主要有物理年代学方法、放射性同位素年代法、其他方法一、物理年代学方法物理年代学方法是利用矿物岩石的物理性质（如热、电、磁性等）测定沉积物的年龄的方法。
如古地磁法、热释光（TL）、光释光(OSL)、电子自旋共振（ESR）、裂变径迹法等。
1、古地磁学方法古地磁学方法是利用岩石天然剩余磁性的极性正反方向变化，与标准极性年表对比，间接测量岩石年龄的方法。
他的实质是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）和极性亚时（事件）的相对顺序，再运用同位素（主要是K—Ar法）测定他们各自的年代，继而建立统一的磁性年表。
（1）基本原理A．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。
B.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。
a.沉积岩：沉积剩余磁性。
b.火成岩：居里点之下，称为热剩磁。
居里点温度一般在500~650℃（表）C.不同时期磁场是变化的,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（106—109年）和磁场倒转（104-106）。
（2）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K-Ar法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。
目前用于第四纪研究的极性年表是A.Cox 等1969年根据陆地和大洋已有的140多个数据拟定的5MaB.P.以来的地磁极性时间表，后经许多研究者补充修正，综合成表。
(3) 测年范围及应用条件：无时间限制，整个第四纪都可以。
剖面沉积连续、厚度巨大的细粒沉积层。
第四纪黄土测年研究综述
第四纪黄土测年研究综述随着科学技术的不断进步，人类对地球的认识愈来愈深入。
在这其中，地质学是一个非常重要的分支领域。
在地质学中，黄土层是一个非常特殊的地质层，它经历了几千年甚至几万年不断的沉积和变化，被认为是研究古环境变化的一个重要地层。
第四纪黄土层的研究，是近年来地质学研究领域中的一个热点。
其中，黄土的地质年代测定是该领域中的基础性问题之一。
本文就第四纪黄土层测年的研究进展进行综述。
第四纪黄土层测年的方法有许多，其中主要有以下几种：（一）放射性同位素法该方法是测年黄土的主要手段之一。
黄土粒子中含有丰富的放射性同位素，如U、Th 等，它们的衰变过程可以为黄土层的测年提供依据。
而在放射性同位素法中，主要采用的是U系列放射性同位素的深配对法或Th系列放射性同位素的深配对法，用于测定黄土层的年龄。
其中，深配对法的特点是通过比较同位素的共同变化来排除干扰因素，更精确地测定黄土层的年龄。
（二）压实度法在黄土层的形成过程中，压实度是一个重要的参考标准。
该方法是根据压实度与时间的关系，来估算黄土层的年代。
因为黄土层的压实度与年代是正相关的，随着年代的增大，压实度也会相应加大。
（三）孢粉学法该方法是利用亚化石记录来分析孢粉组成和数量分布，以确定周围森林和植被的历史变化。
因为在不同的年代下，植被的组成和数量也会发生变化，因此孢粉学法是一种很好的测年方法。
（四）磁性地层学法在黄土层中，磁性矿物质含量较高，地层磁性差异也较大，这为利用磁性地层学测定黄土层的年代提供了条件。
通过比较不同层位的磁化率和剩磁活化能等参数，可以研究和推断其年代和沉积环境等信息。
通过以上方法的应用，我们可以得到大量的数据和信息来验证和补充彼此。
不过，我们也必须面对一些实际的问题。
例如，由于黄土层的厚度和变异性比较大，因此在测量时需要提取样本来平均，这样样本的选择和基数对于测量结果的准确性有着很大的影响。
此外，由于各种方法的实际应用促成了不同的测年结果，因此我们需要进行测量结果的比对与整合。
第四纪黄土测年研究综述
第四纪黄土测年研究综述第四纪黄土是地球表面上具有重要地质记录价值的一种沉积物，其对过去几百万年地球环境、气候和生态演变的记录极为重要。
要准确的了解黄土的年代，涉及到黄土沉积过程中的各种地质、气候、生态等方面的信息。
第四纪黄土的测年研究显得尤为重要。
第四纪黄土的测年方法主要包括同位素测年和地层学测年两种。
同位素测年主要利用放射性同位素的半衰期来测定黄土样品中的同位素含量，从而推断出样品的年龄。
而地层学测年则是通过对地层中的化石和岩石进行研究，推断出地层年代的方法。
下面将结合这两种方法，对第四纪黄土测年研究进行综述。
同位素测年方法主要包括放射性碳测年法、铍-铝测年法、铀系列测年法等。
放射性碳测年法是通过测定样品中碳-14同位素的含量来推断样品的年龄。
由于碳-14的半衰期为5730年，因此此方法适用于测量距今不超过5万年左右的样品。
在黄土的测年研究中，放射性碳测年法被广泛应用，例如在中国的Loess Plateau（黄土高原）地区，对黄土的古气候演变进行了大量的研究，借助碳-14测年技术，科学家们揭示了过去数十万年来黄土地区的气候变化规律。
另一种同位素测年方法是铍-铝测年法，该方法通过测定样品中的铝同位素含量与其母体铍的含量比值来推断样品的年龄。
由于铝-26的半衰期约为7.17万年，因此适用于测量距今几十万年到数百万年的样品。
在黄土的测年研究中，铍-铝测年法也被广泛应用，为科学家们提供了重要的时间框架，帮助他们更准确地理解黄土的沉积历史。
与同位素测年相结合的地层学测年方法也是不可或缺的。
地层学测年主要是通过研究地层中的化石和岩石来划分年代并推断地质事件的时间。
在黄土的测年研究中，科学家们通常通过收集地层剖面的标本，并对其进行化石和岩石学研究，从而推断出黄土的年代。
地层学测年方法在黄土研究中的应用，为科学家们提供了黄土沉积过程中生态环境演变的重要线索。
第四纪黄土的测年研究是一项复杂而又重要的工作。
同位素测年方法和地层学测年方法相结合，为科学家们提供了丰富的信息，帮助他们更准确地理解黄土的沉积历史、气候变化和生态演变。
第四纪测年方法综述解读
第四纪测年方法综述摘要：第四纪与人类的关系及其在地质历史中的重要位置，需要高精度高分辨率的测年。
第四纪地质学家们改进、发展了许多第四纪的测年方法。
文章主要从岩石地层法、生物法、磁性地层法、考古法、放射性定年法等方面讨论了第四纪测年的基本理论及近年的一些研究进展。
鉴于我国第四纪工作者对黄土的深入研究，及其在国际第四纪中的重要地位，本文还着重论述了黄土中常用的测年方法。
目前，第四纪测年方法的主要进展表现在由于科学技术的提高，如激光显微探测技术等，使得测年的精度、功效显著提高而样品的用量却有了显著的降低，并且拓展了一些测年的应用领域，如电子自旋法应用于冰碛物的测年，其据测年结果建立的序列可与深海氧同位素阶段对比。
但要使得测年的可靠性增强，则需要有丰富的地质工作经验，根据所测样品的特征选择恰当的测年方法，且要尽量选择多种适当方法进行对比测年。
关键词：第四纪；测定年代；放射性；光释光；裂变径迹；黄土测年；第四纪是所有地质时期中最新也是最短的一个纪，是指约2.6 Ma BP以来地球发展的最新阶段。
由于在这个时期产生了人类及其物质文明，第四纪是自然与人类相互作用的时代，它的过去、现在和未来变化都与人类的生存与发展息息相关。
因此，对其的研究显得格外重要，形成了独立的第四纪科学。
人们探讨的环境演变一般都局限在第四纪范畴，在这样短的时期，要求更精确的、分辨率更高的测年，以便更准确地确定周期和相位，进行全球性对比，进而认识自然演变趋势和发展规律，为科学地推测过去、认识现在、预测未来找到依据。
第四纪地质的某些测年方法和技术与测定前第四纪物质(如K-Ar法)的方法和技术有很大的相似性。
建立在各种物理化学和生物作用基础上的前第四纪物质的许多测年方法和技术，稍加改进就可以用以第四纪地质的研究。
不仅如此，第四纪学家们也发展了许多专门测定年轻沉积物年龄的方法和技术。
从1949年Lebby提出14C法以来，现在可供选择的第四纪测年方法达到几十种，但各种方法的发展过程和应用程度相差较大。
光释光测年方法及其在地质研究中的应用
光释光测年方法及其在地质研究中的应用光释光技术原理是基于样品矿物中”光敏陷阱”电子受激发而释放光能的现象。
凭借矿物测年范围广且测年材料易获得等优势，该技术得到了广泛研究和长足发展。
本文介绍了光释光技术的基本原理和测试方法，并阐述了其在风积物、水成沉积物、构造沉积物及冰川沉积物四种第四纪沉积物测年中的应用。
标签：光释光第四纪沉积物测年1964年，Aitken利用热释光技术成功测定了古陶器的年龄。
光释光测年即在热释光测年的基础上发展起来。
1985年，Huntley et al.[1]通过用光激发石英并测量其释光信号的实验，首次提出了光释光（OSL）这一测年技术。
光释光测年技术的出现为存在光晒退现象的沉积物的年代学研究提供了极大的可行性。
1原理及概念1.1基本原理沉积物中的矿物碎屑在埋葬之前暴露在阳光之下，光释光信号被全部晒退从而达到释光信号的零起点。
而沉积物在埋葬的时间段内由于周围环境中电离辐射场的作用而重新累积释光信号，在一定时间范围内该信号与沉积物埋藏的时间成正比。
通过检测该信号的辐射剂量，结合其埋藏环境中的年剂量率就可计算出沉积物的埋藏年龄。
1.2样品采集及处理根据OSL测量要求，野外采样应注意以下几点：（1）必须蔽光取样；（2）尽量在岩性相对均一的细粉砂-亚砂土中采样，并剥去暴露表面25-30cm后再取样；（3）用铅盒、铝罐或锡箔等避光材料包装样品；（4）除释光信号测量样品外，另外采集一份样品做含水量和年剂量率测试。
取回的样品是各种矿物的混合体，所以需进行矿物的提纯以保留测年矿物。
适用于OSL测年的矿物包括：石英、钾长石、碱性长石、锆石、磷灰石，其中石英和长石由于在沉积物中广泛分布而成为最常应用的矿物，故目前研究较多的矿物提纯方法也主要针对石英和长石。
矿物在沉积物中存在的颗粒大小从粗砂到粘土级，根据α对不同粒径颗粒的穿透程度，OSL测年分为粗颗粒技术和细颗粒技术，故对其提纯的前处理技术也相应地有细颗粒（4-11μm）和粗颗粒（90-125μm）两种方法。
第四纪沉积物的光释光测年
第四纪沉积物的光释光测年第四纪沉积物是地球上相当普遍的现象，主要包括冰川、海洋、湖泊、风沙等各种不同类型的沉积物。
而对这些沉积物的年代测定，是了解地质历史和地球演化的重要方法之一。
其中，光释光测年是比较常用的一种方法。
光释光测年法是通过测量沉积物中放射性元素在受压缩的条件下释放出的光的强度，来推算出沉积物的年代，其原理是通过放射性核素的衰变产生的电子在晶体的能级中被激发并存储了一定的能量，当这些电子被外部光激发和释放出能量时，可以计算沉积物的年代。
由于不同类型的沉积物受到质地、孔隙度等因素的影响，其光释光测年的应用也各有不同。
对于河流沉积物，其物质组成相对单一，早期研究发现主要受水力因素控制。
当然，近年多因其他因素的介入，比如生物作用等等，可能导致河流产沉积物的方式也有所变化。
不过，河流沉积物本身属于不透明性渐新世石英发光物质，因此受热时间比较短，同时晶格中元素掺杂也比较少，易于研究。
对于湖泊沉积物，其组成和河流沉积物相比更加复杂。
由于受到河流输入物质的影响，经过复杂形成过程的湖泊沉积物包括有机物、矿物、碎屑等多种物质，对于其光释光测年的研究也相对较为困难。
不过，湖泊沉积物的研究价值也同样十分重要，可以用来研究气候变化、生态环境变化等。
对于滨海沉积物而言，其年代的测定除了综合其他因素以外，特别是受到潮汐作用及生源碎屑变质过程的影响，所以光释光测年的选单更为繁琐和复杂。
同时，由于滨海沉积物的成分多样且生活物质也相对较多，很多时候研究者需要应用多种年代测定的方法进行分析。
总之，在进行光释光测年研究的同时，需要考虑物质组成、沉积环境、沉积层次及沉积古地理等因素，同时进行多种年代方法的对比与综合，以获得最为可靠的研究结果。
第四纪地质测年方法及取样要求
火山岩、深成岩年龄；含有火山玻璃、玻璃陨石，磷灰石、方解石等自生矿物，硅化木和化石骨架的沉积岩年龄。
采样时必须测量并标明上、下和正北方位。上、下方向的样品绝对不能倒置。定向一般应用罗盘测定即可。取样量一般用2×2×2cm为宜，如果用圆柱体采样器来采集，则要求直径为2．25cm×2cm(高度)
连续的河、湖、海相地层，黄土地层等
裂变径迹(FT)
0.1-106
(>102效果较好)
凡含铀量高的矿物，如钻石、棍石、磷灰石、云母、辉石、橄榄石、独居石、石榴石、绿帘石、石英、玻璃等天然单矿物及黑曜岩；凝灰岩、火山玻璃、陨石等；考古样品如陶瓷、砖瓦及灰烬层、被烧过的石头、土壤等有过加热烘烤过的物质均可
主要用于年轻火山岩、海相沉积物的测年
热释光(TL)法
陶片等焙烧物：0.01-n
风积物：
0.1-n×102
焙烧物(砖、陶片、窑炉等) 100
风积物(黄土、沙丘砂等) 300
碳酸盐(溶洞方解石、方解石脉) 250
构造热事件(断层泥等) 300
1)地面下埋深约30cm左右；2 )取样应在深色布幕的遮蔽下进行，以避免样品曝光；3)尽可能采集大块状样品应以黑布袋或黑纸包裹
第四纪地质测年方法及取样要求
第四纪地质测年方法及取样要求简介(一)
方法
半衰期(ka)
测年范围(ka)
适用材料及样品重量(g)
取样要求
应用
1AMS：0.2- 65
木质(树木、竹子、木板等) 50--100
炭质(木炭、草炭、碳化木) 20--50
生物体(种子、棉、兽皮毛等) 100
第四纪沉积物的光释光测年
第四纪沉积物的光释光测年第四纪沉积物的光释光测年第四纪沉积物是指在第四纪时期经过风化和运移后，沉积在陆地和海洋中的一种沉积物，包括冰碛岩、沙石、淤泥、泥炭等。
光释光测年是一种通过测定某些物质吸收自然或人工光后释放出的能量大小，来确定该物质形成或曾经受到过辐射的年代的方法。
下面将介绍第四纪沉积物光释光测年的原理、方法和应用。
一、原理光释光测年的原理主要是利用放射性元素如铀、钍、钾等在周围环境中辐射照射下，使沉积物中的矿物质发生捕获电子。
这些捕获的电子会在被光子激发后重新回到电子的基态，从而释放出固定的能量。
这些能量的大小与光子激发的时间长短、光子的强度等相关。
通过测量物质释放的光子数和大小，可以计算出当初放射性元素辐射照射到物质时的时间，从而确定物质的年代。
二、方法第四纪沉积物的光释光测年通常采用的是石英或长石中的能量陷阱信号。
具体方法如下：1. 样品制备：在选取样品时，需要注意样品中对应的矿物质应尽可能稳定，同时需要清理掉附着在样品表面的沉积物和氧化膜等物质。
然后经过机械、化学等处理，使样品的体积尽可能均匀，表面光洁。
2. 光释光测量：将样品置于黑暗环境下，利用激光、LED等光源进行激发，然后测量样品释放的光子数和大小。
3. 数据处理：根据样品释放出来的光子数和大小，利用计算机绘制出释光剖面图。
然后通过校准样品，将温度对测年结果的影响进行校正，最后得到样品的年代数据。
三、应用1. 确定岩石风化速率：通过光释光测年，可以计算出岩石中的富含石英的矿物质受到辐射照射的时间，从而确认该岩石表面的风化速率。
2. 确定海平面变化：利用从海洋底下采集的沉积物中的石英等矿物质，可以计算海洋沉积物的年代，从而确定岩石和海洋底部过去的海平面高度。
3. 确定冰川活动历史：通过采集冰川中的石英沉积物，在确定沉积物中石英矿物质年代的基础上，就可以推断出冰川活动的历史。
总之，第四纪沉积物的光释光测年可以在许多地质研究领域中发挥重要作用，并对我们认识地球历史和未来的变化具有重要的科学意义。
第四纪黄土测年研究综述
第四纪黄土测年研究综述第四纪黄土是指在我国黄土高原及其周边地区形成的第四纪沉积物，主要由粘土、细砂和少量粗砂、砾石等组成。
由于黄土保存了丰富的古地貌、气候和环境信息，因此在研究全球气候变化、地球环境演变等方面具有重要的科学价值。
黄土测年是研究黄土形成过程和地质历史变迁的基础和关键，近年来，利用不同的黄土测年方法已经取得了许多重要的研究成果。
目前，黄土测年方法主要包括尘埃沉积模型、磁化率曲线年代学、氡同位素年代学、孢粉年代学和碳酸盐年代学等几种方法。
其中，尘埃沉积模型是黄土测年方法中应用最广泛的一种。
该方法是通过对黄土样品的测量，根据尘埃粒子在大气中的沉降速度以及与黄土颗粒沉积速度的比值，来推算黄土沉积年代的。
该方法可用于对年代为数百年至几千年的黄土进行测年。
磁化率曲线年代学是通过磁性测量，研究黄土沉积之间磁化率变化的方法，可用于对年代为几十万至几百万年的黄土进行测年。
氡同位素年代学则是利用黄土中的氡同位素对其进行测年。
由于氡同位素半衰期约为3.8天，因此其测年具有很高的时间分辨率，可用于对黄土进行年代为几十年至几千年的精细测年。
此外，孢粉年代学和碳酸盐年代学也是常用的黄土测年方法。
其中，孢粉年代学主要是通过对黄土样品中的孢粉种类和含量进行分析，根据它们在地质历史上的时间分布规律，推算黄土沉积的年代；碳酸盐年代学则是通过对黄土中的碳酸盐进行测量，推算黄土沉积的年代。
综合各种黄土测年方法的应用，对于研究全球气候变化、环境演变等方面具有重要的意义。
例如，利用尘埃沉积模型和磁化率曲线年代学等方法，研究了我国黄土高原南缘太阳黑子数与黄土沉积速率的关系，发现太阳黑子数越多，黄土沉积速率越快；同时，还发现大约在1600年前太阳黑子活动呈现出明显的减少，导致了黄土高原南缘的干旱化。
这些研究成果为世界范围内气候变化研究提供了新的证据和思路。
总之，黄土测年是研究全球气候变化、地球环境演变等方面的基础研究之一，其应用已经取得了许多重要的研究成果。
c14-OSL测年
/m/user_content.aspx?id=19227/m/user_content.aspx?id=19227C14测年的方法原理，测年范围及对象方法原理在大气层上部，宇宙射线产生的中子与大气中的氮核发生核反应，生成天然14C，14C 在几小时内最多几天快速地被氧化成二氧化碳(14CO2)，在大气同温层风作用下与原有的非放射性CO2充分混合后，扩散到整个地球大气层中，在植物光合作用和动物对食物中碳的吸收过程中天然14C就进入生物圈，大气层中CO2还通过与海水交换，14C溶解于海洋，这样水圈和生物圈中都含有宇宙辐射成因的14C。
生物在活着时由于新陈代谢作用使活着有机体内14C浓度与大气中的14C浓度保持大致平衡，如果一旦动物或植物死亡后，停止与外界交换，生物体中14C得不到新的补充，处于封闭状态，其体内原始14C浓度随着时间的推移按指数定律减少，根据样品现存的碳十四含量，推算生物死亡年龄，从而确定活动构造年龄测年范围样品14C年代是测定样品的14C活动性与现代碳标准的14C活动性的比值计算出来的，适用于测量距今300年至5万年含碳物质年龄，测量精度为1~2%，误差一般为50~200年，是活动构造事件年代测年的首选方法。
碳十四测年法主要应用以下研究领域考古人类学：主要对人类或动物居住地、文化层、种植作物等相关的艺术品、文物、木炭、骨头等样品进行测定，获得相关的事件年龄。
地质学,,1. 古生态学2. 海洋地理学3. 古气候学4. 大气化学5. 第四纪地质学6. 水文学：地下水年龄测定7. 天外陨石8生命科学测年对象根据样品测定的14C年龄的可靠性和精度，把14C样品分为以下三类：1、最适宜的样品：植物果实、种子木头、木炭、泥炭、淤泥、古土壤、骨头、贝壳、珊瑚2．可作测年样品钙质结核、钙板、苏打和天然碱等无机碳酸盐沉积物地下水、海水和空气含有的14C3．可作试验性测年的样品海洋、湖泊、三角洲等环境下形成的有机质河流、冲洪积等环境下形成的有机质光释光测年技术（OSL）中国地质科学院水文地质环境地质研究所（赵光华）1、基本概念解释光照射矿物晶体，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)。
第四纪黄土测年研究综述
第四纪黄土测年研究综述第四纪黄土是指位于中国黄土高原地区的一类黄色沉积物，形成于第四纪晚期。
它是中国黄土高原地区广泛存在的一种地表覆盖物，对于研究第四纪黄土的形成演化和环境变化具有重要的科学意义。
本文对第四纪黄土的测年方法进行综述，包括目前常用的方法和最新的研究进展。
第四纪黄土的测年方法主要包括放射性同位素测年法、磁性测年法和光释光测年法。
放射性同位素测年法是目前最常用的方法之一，通过测定黄土中U、Th、K等放射性元素的含量，以及其衰变产物进行测年。
常用的放射性同位素测年方法有钍-铀法、铀-铅法和钾-铅法。
磁性测年法利用固有的磁性性质来确定黄土的形成年代，常用的方法有磁化率测年法和磁性地层法。
光释光测年法是通过测定黄土中含有的沉积物中被自然辐射所激发的电子能量来测定样品的年龄，常用的方法有石英和长石的光释光测年法。
近年来，随着科学技术的不断进步，第四纪黄土的测年研究也取得了新的突破。
一方面，采用多种测年方法的综合应用，可以得到更准确的测年结果。
结合磁化率测年法和光释光测年法可以提高年代的精确度。
利用黄土中的微量元素和同位素信息，可以提供更多的环境变化信息。
通过分析硅同位素可以推断黄土的气候环境变化，通过分析黄土中的微量元素可以确定黄土的来源地。
现代科技手段的应用也为第四纪黄土的测年研究提供了新的途径。
利用碳同位素测年技术可以对黄土中的有机物进行测年，可以得到更准确的年代数据。
同样，利用粒度分析和显微结构分析等方法，可以对黄土的沉积过程进行详细的研究。
第四纪黄土测年研究是地质学和环境科学领域的重要研究方向。
通过多种测年方法的综合应用，可以得到准确的年代数据，并进一步揭示第四纪黄土的形成演化和环境变化过程。
随着科学技术的不断进步，相信第四纪黄土的测年研究将会取得更多新的突破。
地质年代与第四纪地质
残积物的工程地质性质 残积物常常具有一定的结构性，因而其强度比同 样孔隙比的其他沉积物要大。所以对残积物力学 性质的评价使用原状土和扰动土会有很大的差别。
在同样岩性的地区，风化层和残积物的厚度主要取 决于地质构造。其厚度和性质会在小范围内有很大 变化，造成不均匀地基。
特点：大小不均、棱角明显、无分选、无层理； 缺点：承载力不足、不均匀沉降。
主导地质作用 物理、化学风化作用 较长期的重力作用 短促间发生的重力破坏作用 大型斜坡块体重力破坏作用 小型斜坡块体表面的重力破坏作用 斜坡上雨水、雪水间有重力的搬运、堆积作用 短期内大量地表水流搬运、堆积作用 长期的地表水流沿河谷搬运、堆积作用 河水、湖水混合物堆积作用 浅水型的静水堆积作用 潴水型的静水堆积作用 海浪及岸流的堆积作用 浅海相动荡及静水的混合堆积作用 深海相静水的堆积作用 河水、海水混合物堆积作用 化学堆积作用及部分机械堆积作用 机械堆积作用及部分化学堆积作用 固体状态冰川的搬运、堆积作用 冰川中冰下水的搬运、堆积作用 冰川地区的静水堆积作用 风的搬运堆积作用 风的搬运堆积作用后来又经流水的搬运堆积作用
坡 脚 倒 石 碓
坡积物的结构：坡积物碎屑没有磨圆；其分选性 质往往取决于风化产物，常见粗细混杂现象。
坡积物的构造：没有层理
特点：坡积物常常很疏松，承载力低、压缩性高
(尤其是新近堆积的坡积物)； 坡积物厚度变化 很大，作为的地基会存在不均匀沉降的问题； 新近沉积的疏松坡积物的边坡常处于临界稳定状 态，不合理削坡将导致发生滑坡。
地质年代单位 时间地层单位
宙 宇
代 界
纪 系
世 统
期 阶
第四纪 新生代 第三纪 白垩纪 侏罗纪 三叠纪 二叠纪 石炭纪 泥盆纪 志留纪 奥陶纪 寒武纪 晚古生代
第十一章 第四纪年代与环境测试技术
AMS在考古学中的应用 都灵教堂耶稣裹尸布年份测定
都灵教堂供奉的神物
耶稣的面庞
衰变法测年要破坏裹尸布。（保护工艺学）
1988年，罗马教廷同意对裹尸布进行放射性碳年份测试。Oxford、 Zurich和Arizona三个著名的AMS实验室测定它出自中世纪，在 1260至1390年之间，而非曾经包括过耶稣身体的裹尸布。
大气圈
光 合 作 用
燃 烧
动物
食物链
植物
海洋沉积物
水 圈
生物圈
长寿命放射性核素14C的衰变
14C放射性衰变，释放β射线：
14C 14N
＋β
原子数或浓度衰减： N (t ) N (0)et [1-4]
其中N0是样品中14C的原始的原子个数(浓度)，N为14C经时间t以 后所留下的原子个数(浓度)。
宇宙成因核素14C的分布
14C
氧化
14CO 2
对流 扩散
均匀分布到 大气圈中
各种交换
在自然界的储存 库中均匀分布
通过光合作用，植物吸收了大气中含有14C的CO2，而动物食用植物。这样，
通过生物链使14C在生物圈中传递。同时，生物死亡后尸体分解，人类使用燃料等， 又使14C回到大气，实现生物圈和大气圈之间的交换循环。另外，大气圈中大部分
第十一章 第四纪年代与环境 参数测定技术
1. 2.
第四纪沉积物年代测定方法 古环境参数研究方法
1、年代测定方法和适用范围
与核转变及能量效应有关的测年方法: 经典方法：14C、K-Ar 铀系法：234U、231Pa、230Th、226 Pa 、 210 Pb …… 宇宙成因沉降核类：3H、10Be、26Al、36Cl、 39Ar…… 与核辐射效应有关的诸方法：裂变径迹（FT）、热 释光（TL）、光释光(OSL) 、电子自旋共振 （ESR）
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第四纪沉积物年代测定方法第四纪沉积物是指第四纪时期因地质作用所沉积的物质，一般呈松散状态。
在第四纪连续下沉地区，其最大厚度可达1000米。
第四纪沉积物中最常见的化石有哺乳动物、软体动物、有孔虫、介形虫及植物的孢粉。
这些化石，有助于确定第四纪沉积物的时代和成因.第四纪沉积物年代测定方法主要有物理年代学方法、放射性同位素年代法、其他方法一、物理年代学方法物理年代学方法是利用矿物岩石的物理性质（如热、电、磁性等）测定沉积物的年龄的方法。
如古地磁法、热释光（TL）、光释光(OSL)、电子自旋共振（ESR）、裂变径迹法等。
1、古地磁学方法古地磁学方法是利用岩石天然剩余磁性的极性正反方向变化，与标准极性年表对比，间接测量岩石年龄的方法。
他的实质是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）和极性亚时（事件）的相对顺序，再运用同位素（主要是K—Ar法）测定他们各自的年代，继而建立统一的磁性年表。
（1）基本原理A．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。
B.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。
a.沉积岩：沉积剩余磁性。
b.火成岩：居里点之下，称为热剩磁。
居里点温度一般在500~650℃（表）C.不同时期磁场是变化的,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（106—109年）和磁场倒转（104-106）。
（2）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K-Ar法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。
目前用于第四纪研究的极性年表是A.Cox 等1969年根据陆地和大洋已有的140多个数据拟定的5MaB.P.以来的地磁极性时间表，后经许多研究者补充修正，综合成表。
(3) 测年范围及应用条件：无时间限制，整个第四纪都可以。
剖面沉积连续、厚度巨大的细粒沉积层。
(4) 应用情况：方法成熟，广泛应用。
(5) 采样要求：①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。
②取定向标本：产状要素法、自然方位法③采样间距及大小：垂直间距<1m，大小2cm*2cm*2cm。
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磁场历史的信息，类似于化石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与之对比，从而可以确沉积物的年代。
古地磁法的不足之处在于：退磁困难；难以判断不同层位相同极性所属时代。
2、热释光（TL）、光释光(OSL)、电子自旋共振（ESR）法这是基本原理相似而测试对象不同的3种年代学方法。
基本原理：t=TD—ID／AD，三种方法不同之处在于：TD是通过不同的激活手段（加热、光照、加磁场）使其释放出来的。
（1）热释光A.基本原理非金属绝缘矿物（加热至红外温度）→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、发光阶段计算公式：A=P/DB.基本假设条件a、所测样品经历了一次彻底的“零化”(热)事件，重新启动时间钟。
b、被测样品具有足够高的热稳定性.c、样品经过“零化”事件后,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。
C、测量对象及测年范围a.对象受热样品：古陶片、古砖瓦、古窑壁、烤过的燧石石器、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。
b.测年范围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。
(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。
可用于曾在搬运、沉积过程中短暂暴露于日光下的沉积物年龄的测定。
取样时必须绝对避光，用黑雨伞或黑布避光取样。
３、裂变径迹法(1)基本原理238U→原子核碎片→绝缘矿物损伤→痕迹→裂变径迹密度∝tt的计算法:(公式,备注)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。
（2）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）。
（3）测年范围：几百年～几百万年，尤宜用于测１MaBP以来的样品。
（4）取样注意事项①岩石新鲜②矿物结晶程度高，不含或少含杂质。
③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１００～５００颗，送岩石样品一般需２Kg。
二、放射性同位素年代法基本原理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。
计算公式：N=N0e t= ln D=N0(1-e t)分类：按照放射性同位素来源不同，可分为3类：1、宇宙成因同位素法（14C法）、2、非宇宙成因同位素法：K-Ar法、U系法3、人工核放射性沉降法。
1、14C法（1）基本原理14C的半衰期: 5730a(或5568a),14C的衰变常数: 1.2 ×10-4 a计算公式: I=I0e-λtt=log (I。
/ I)×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。
（2）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龄。
（时限的计算）测量对象：所有含碳物质和水。
（3）取样要求①注意事项a. 不要采集受污染的样品；避开污染源b. 不要让样品受污染：防止标签和包装袋污染样品②采集量（表）（4）对14C法的评价精度最高、用途最广、方法最成熟的第四纪年代学方法。
2、K-Ar法（1）基本假设条件（非宇宙成因放射性同位素法都相同）：:①放射性元素的半衰期准确知道②t=0时,无放射成因的40Ar, 即40Ar/ 36Ar为大气比值③t时段内, K与Ar处于一个封闭体系。
（2）测量对象: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（3）测年范围：10万年~10亿年（Q3以前）（4）取样要求①样品有一定的地质意义；②有良好的保护环境，样品无蚀变；③粘土样品应选取细粒部分(<2u或<1u),并作X光衍射和电子显微镜分析，判断是否1MD伊利石。
④<2Ma的年轻样品以及不满足上述要求的样品，原则上只能作为实验性测量样品。
（5）方法评价：比较成熟、广泛使用（古地磁年表）；优点：K的衰变常数适中，K- Ar分析灵敏度高。
但主要用于侵入岩、火山岩有关的岩石测年。
海绿石可提供沉积岩的最小年龄值。
3、铀系法（铀系不平衡法）（1）基本原理（照片）238U、235 U、232Th →非平衡状态平衡状态衰变过程服从N=N0e-λt , 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：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。
(2)假设条件：①母体和子体的半衰期应准确知道②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。
③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。
230Th-234U法（锾-铀法）（照片）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 24.1d 1.18min 2.48*105 75ka3）测量对象沉积物、碳酸盐（纯碳酸盐和不纯碳酸盐）、火山岩等。
沉积物：海洋沉积、锰结核、湖泊沉积、盐类等；碳酸盐：珊瑚、钟乳石、石笋（纯碳酸盐）；钙质层、钙结核、灰华、骨头（纯碳酸盐）（4）测年范围：几百年－６０万年，最佳范围在５万年－３０万年之间。
(5)取样要求碳酸盐和火山岩样品应取没有风化的新鲜样品.碳酸盐样品应是致密的、不透水的、无风化痕迹。
这样的样品才可能来自封闭体系。
送样时应附有样品的地质环境概况说明，利于判断是否是封闭体系。
一般样品送样量10~100g。
珊瑚化石、锰结核等海相纯碳酸盐样品量不得低于几克。
样品装入布袋中送交实验室。
4、人工核放射性沉降法（1）原理：与放射性同位素方法相同。
（2）测试对象：近几十年来人工核爆炸后沉降到海、湖、冰雪上的核沉降物。
（3）测年范围：<100年的环境污染和沉降速率等。
沉降速率计算公式的推导：该方法处于探索阶段。
三、其它方法：历史考古法、沉积学方法、树木年轮法测年数据可分为三个等级:可信: 2种以上测年方法的结果接近并符合地层层序律。
参考：只有1种年代学数据，也符合地层层序律。
不可信：只有1种年代学数据且违反地层层序律，则数据不可信。
不可信问题产生的原因：本身方法就不成熟；方法成熟但操作有误；标本受污染或无代表性。
测年时应同时做的工作：论证方法前提的合理性；测定年龄样品的适应代表性；元素地球化学性质和元素的迁移、富集规律。