第四紀(jì)測(cè)年方法綜述

PAGE19第四紀(jì)測(cè)年方法綜述摘要：第四紀(jì)與人類的關(guān)系及其在地質(zhì)歷史中的重要位置，需要高精度高分辨率的測(cè)年。第四紀(jì)地質(zhì)學(xué)家們改進(jìn)、發(fā)展了許多第四紀(jì)的測(cè)年方法。文章主要從巖石地層法、生物法、磁性地層法、考古法、放射性定年法等方面討論了第四紀(jì)測(cè)年的基本理論及近年的一些研究進(jìn)展。鑒于我國(guó)第四紀(jì)工作者對(duì)黃土的深入研究，及其在國(guó)際第四紀(jì)中的重要地位，本文還著重論述了黃土中常用的測(cè)年方法。目前，第四紀(jì)測(cè)年方法的主要進(jìn)展表現(xiàn)在由于科學(xué)技術(shù)的提高，如激光顯微探測(cè)技術(shù)等，使得測(cè)年的精度、功效顯著提高而樣品的用量卻有了顯著的降低，并且拓展了一些測(cè)年的應(yīng)用領(lǐng)域，如電子自旋法應(yīng)用于冰磧物的測(cè)年，其據(jù)測(cè)年結(jié)果建立的序列可與深海氧同位素階段對(duì)比。但要使得測(cè)年的可靠性增強(qiáng)，則需要有豐富的地質(zhì)工作經(jīng)驗(yàn)，根據(jù)所測(cè)樣品的特征選擇恰當(dāng)?shù)臏y(cè)年方法，且要盡量選擇多種適當(dāng)方法進(jìn)行對(duì)比測(cè)年。關(guān)鍵詞：第四紀(jì)；測(cè)定年代；放射性；光釋光；裂變徑跡；黃土測(cè)年；第四紀(jì)是所有地質(zhì)時(shí)期中最新也是最短的一個(gè)紀(jì)，是指約2.6MaBP以來地球發(fā)展的最新階段。由于在這個(gè)時(shí)期產(chǎn)生了人類及其物質(zhì)文明，第四紀(jì)是自然與人類相互作用的時(shí)代，它的過去、現(xiàn)在和未來變化都與人類的生存與發(fā)展息息相關(guān)。因此，對(duì)其的研究顯得格外重要，形成了獨(dú)立的第四紀(jì)科學(xué)。人們探討的環(huán)境演變一般都局限在第四紀(jì)范疇，在這樣短的時(shí)期，要求更精確的、分辨率更高的測(cè)年，以便更準(zhǔn)確地確定周期和相位，進(jìn)行全球性對(duì)比，進(jìn)而認(rèn)識(shí)自然演變趨勢(shì)和發(fā)展規(guī)律，為科學(xué)地推測(cè)過去、認(rèn)識(shí)現(xiàn)在、預(yù)測(cè)未來找到依據(jù)。第四紀(jì)地質(zhì)的某些測(cè)年方法和技術(shù)與測(cè)定前第四紀(jì)物質(zhì)(如K-Ar法)的方法和技術(shù)有很大的相似性。建立在各種物理化學(xué)和生物作用基礎(chǔ)上的前第四紀(jì)物質(zhì)的許多測(cè)年方法和技術(shù)，稍加改進(jìn)就可以用以第四紀(jì)地質(zhì)的研究。不僅如此，第四紀(jì)學(xué)家們也發(fā)展了許多專門測(cè)定年輕沉積物年齡的方法和技術(shù)。從1949年Lebby提出14C法以來，現(xiàn)在可供選擇的第四紀(jì)測(cè)年方法達(dá)到幾十種，但各種方法的發(fā)展過程和應(yīng)用程度相差較大。各種測(cè)年方法及技術(shù)歸納起來如表l[1-3]。表l第四紀(jì)測(cè)年方法(據(jù)劉嘉麟等[1]修改．1997)巖石地層法生物法古地磁學(xué)考古法放射性定年法其他測(cè)年方法地層層序化石放射性同位素法構(gòu)造層次孢子花粉極性倒轉(zhuǎn)文化古跡宇宙成因核素巖石漆法沉積紋層樹木年輪地衣生長(zhǎng)法歷史文獻(xiàn)核輻射效應(yīng)氨基酸消旋法上述測(cè)年方法中一類屬數(shù)值定年，也就是能給出具體的年齡值，如放射性定年法、樹術(shù)年輪等；另一類屬對(duì)比性的定年，即能確定年齡新老，或年齡區(qū)間，但不能給出某個(gè)樣品、某個(gè)事件地具體年齡值，如某些巖石地層法、生物法乃至地磁法。在實(shí)際的應(yīng)用中，以上兩類方法相輔相成、互相驗(yàn)證。圖1第四紀(jì)測(cè)年方法的時(shí)間范圍和各時(shí)段方法組合選擇圖巖石地層法此類方法是基于對(duì)比進(jìn)行測(cè)年，如地層層序、構(gòu)造期次僅用于確定地質(zhì)體形成的時(shí)代和新老關(guān)系，可適用于任何地質(zhì)時(shí)代，但要想正確的定年，需要有豐富的野外地質(zhì)工作經(jīng)驗(yàn)。沉積紋層目前主要用于測(cè)定湖泊沉積物，建立古氣候、古環(huán)境演化的時(shí)間序列。紋層(Lamina)是種猶如樹輪的沉積紋理[4]。湖泊沉積物的紋泥是由于氣候的年旋回而產(chǎn)生的，每個(gè)層偶(couplel)包括粗的、淺色(夏季)層和細(xì)粒、暗色(冬季)層，代表了一年。這為沉積物本身提供了精確的年代，從現(xiàn)代沉積物表面往下數(shù)層偶，也就確定了湖泊的形成或與其有關(guān)的特征。如把紋泥確定的相對(duì)年齡與用某種沉積物測(cè)量的日歷年齡相結(jié)合，便可建立起高分辨率的古氣候時(shí)間序列；而且這種季節(jié)紋泥不會(huì)因?yàn)闇y(cè)年技術(shù)的發(fā)展而改變其相對(duì)年齡值，據(jù)此也可研究太陽黑子活動(dòng)的各種周期及一些更短的周期事件(如厄爾尼諾)。生物法動(dòng)物和植物演化在第四紀(jì)沉積物的定年中也是非常有用的，但與前第四紀(jì)時(shí)期相比使用范圍不一樣，這是因?yàn)槎鄶?shù)組合的演變速率與包含它們的短時(shí)期相比顯得太緩慢了。第四紀(jì)沉積物中孢子花粉顆粒異常豐富和分布廣泛，因而它們比其它任何化石更多地利用來建組合生物帶。但由于穿時(shí)性，并且可能沒有嚴(yán)格的相似物，因而很難用于環(huán)境狀況重建或難于用于年齡測(cè)定和對(duì)比。孢粉分析法這是一種利用生物的進(jìn)化來進(jìn)行相對(duì)年齡測(cè)定的經(jīng)典方法，可以用來測(cè)定前寒武紀(jì)至第四紀(jì)漫長(zhǎng)地質(zhì)歷史過程的相對(duì)年齡。在第四紀(jì)年齡區(qū)間，由于時(shí)問較短，植物界的屬種變化甚微，給該方法的使用帶來了一定的困難因而，在第四紀(jì)花粉分析研究中，除利用屬種變化來確定時(shí)代的新老外，還應(yīng)注重研究現(xiàn)今植物群的分布及環(huán)境的變化該方法目前已得到了廣泛的應(yīng)用側(cè)如：第四紀(jì)地層的劃分和對(duì)比、古環(huán)境和古氣候的研究、推理新構(gòu)造運(yùn)動(dòng)和造山運(yùn)動(dòng)，以及考古學(xué)和第四紀(jì)動(dòng)物群的研究等[5]。發(fā)現(xiàn)于陸相第四紀(jì)沉積物中的脊椎動(dòng)物化石(主要是骨骼和牙齒)，在確定年齡上可能要比其他化石組合迅速一些。如今已證實(shí)軟體動(dòng)物對(duì)年齡測(cè)定有用，特別應(yīng)用于第四紀(jì)早期的測(cè)年。以樹木生長(zhǎng)的年輪的厚度或密度變化為基礎(chǔ)的樹輪年代學(xué)主要特點(diǎn)是準(zhǔn)確、連續(xù)性強(qiáng)、分辨率高及易于獲取復(fù)本等。它廣泛應(yīng)用于氣候?qū)W、考古學(xué)、水文學(xué)、生態(tài)學(xué)、木材解剖學(xué)、農(nóng)業(yè)科學(xué)、環(huán)境科學(xué)等方面，其應(yīng)用領(lǐng)域還在不斷的擴(kuò)展，已成為一門有發(fā)展前途的、跨領(lǐng)域的綜合性學(xué)科。但無論應(yīng)用何種研究，年表的建立尤為重要。為定年提供服務(wù)的長(zhǎng)年表在北美洲、歐洲、南美洲、澳洲等都有建立[6]。長(zhǎng)年表的建立，可為14C測(cè)年提供校準(zhǔn)曲線，使14C測(cè)年的精度提高。德國(guó)建立的橡樹年表和松樹年表延伸了新仙女木期，使樹輪年代學(xué)為14C在全新世測(cè)年提供了確切的時(shí)間控制。我國(guó)的樹輪年代學(xué)起步較晚．近年，我國(guó)相應(yīng)在天山、長(zhǎng)白山等一些地區(qū)建立了樹輪寬度年表。在今后的測(cè)年研究中，樹輪年代學(xué)將會(huì)發(fā)揮更大的作用。冰川融化或消退后，新近露出的冰磧沉積物或平滑的基巖面開始被地衣群落占據(jù)。Beschel(1950)提出地衣的生長(zhǎng)速率可用來測(cè)量從地表露出以來的時(shí)間，通常所選取的地衣種類的年齡已由歷史或其它已知年齡的地表面上測(cè)定，此外推測(cè)定未知年齡的地表面。該方法曾用于測(cè)定北極和阿爾卑斯山地區(qū)近代冰川后退階段(Andrew等，1964)[2]。但使用該測(cè)年方法應(yīng)注意地衣生長(zhǎng)不受大氣圈污染的影響。古地磁學(xué)方法古地磁學(xué)方法是利用巖石天然剩余磁性的極性正反方向變化，與標(biāo)準(zhǔn)極性年表對(duì)比，間接測(cè)量巖石年齡的方法。地球是以均勻磁化球體，其磁場(chǎng)相當(dāng)于放在地心的一個(gè)磁偶極子的磁場(chǎng)?；鸪蓭r溫度達(dá)到居里點(diǎn)時(shí)，便獲得磁性，沉積巖和變質(zhì)巖中含有鐵磁性礦物顆粒，三類巖石都會(huì)受到形成時(shí)的地磁場(chǎng)的作用而磁化，磁化方向與當(dāng)時(shí)地磁場(chǎng)方向一致，這是一種全球現(xiàn)象。地球上任一點(diǎn)的總磁場(chǎng)強(qiáng)度（T）是一個(gè)矢量（圖1），它可以分解為磁偏角（D）、磁傾角（I）、水平磁場(chǎng)強(qiáng)度（H）、東向水平磁場(chǎng)強(qiáng)度（Y）、北向磁場(chǎng)強(qiáng)度（X）和垂直磁場(chǎng)強(qiáng)度（Z）7個(gè)變量，只要知道X、Y、Z或H、D、I3個(gè)變量便可求出另外3個(gè)變量。從標(biāo)本中測(cè)得的天然剩余磁場(chǎng)要素，便獲得古地磁的基本資料。地磁要素和磁極位置都隨時(shí)間而變化。磁極位置的變化時(shí)間長(zhǎng)而不顯著。而地磁極性方向變化周期則為0.01~1Ma，所以極性變化更適合于第四紀(jì)沉積物年齡測(cè)量。古地磁極性的正反方向交替變化是古地磁歷史的基本特征。正極性是指巖石剩磁的極性方向與現(xiàn)代地球極性方向一致，其磁傾角為正值，磁偏角接近于零。反極性是指巖石剩磁的極性方向與現(xiàn)代地球極性方向相反，其磁傾角為負(fù)值，磁偏角接近于180°[7]。圖2地磁要素示意圖圖3深海部分沉積剖面的極性倒轉(zhuǎn)圖地球磁場(chǎng)一直處在周期性的、長(zhǎng)期的變化當(dāng)中。了解其變化的規(guī)律，就可以從記錄于不同時(shí)代巖石單元中的磁性特征來推測(cè)其巖石形成時(shí)代。由于同位素年代學(xué)對(duì)沉積巖的測(cè)年方法和精度存在一定的局限性，因此磁性地層學(xué)研究成為地層劃分和對(duì)比的一個(gè)重要研究手段。它不僅用于地磁場(chǎng)極性變化的研究，而且發(fā)展到以巖石學(xué)基本參數(shù)進(jìn)行地層的劃分和對(duì)比。正是根據(jù)原生剩磁在赤平極射投影圖上的指向不同，劃分出正向磁化和反向磁化兩種極性。依據(jù)磁偏角（D）和磁傾角（I）建立可靠的正、反變化的極性時(shí)代或極性地層，再通過磁性地層和生物地層的綜合對(duì)比，確定各地層的時(shí)代歸屬。古生代的磁性地層研究主要集中于石炭系，二疊系Kiaman和Illawarra超帶磁性地層界線的位置和精細(xì)的磁結(jié)構(gòu)方面；中生代磁性地層研究與生物地層學(xué)、旋回地層學(xué)方法相結(jié)合，可建立地區(qū)性高分辨率極性時(shí)間表。作為一種研究手段，磁性地層學(xué)主要與生物地層學(xué)研究相結(jié)合，從而提高地層劃分的分辨率和對(duì)比精度。運(yùn)用古生物資料劃分地層一是解決地層對(duì)比問題；二是用于磁性帶的識(shí)別。只有將地磁資料與古生物資料綜合運(yùn)用才能更好地發(fā)揮它在劃分地層中的作用。地磁兩極的位置一直在不停地變化，不同時(shí)代的巖石記錄著巖石形成時(shí)期的磁傾角和磁偏角。研究者通過計(jì)算可得出巖石形成時(shí)期所處的緯度，即古緯度。古緯度定年法正是依據(jù)所計(jì)算的古緯度對(duì)照現(xiàn)有的古地磁數(shù)據(jù)來判斷所測(cè)巖石形成的大致時(shí)代。地球磁場(chǎng)在過去以各種方式變化．包括地磁極的南北極倒轉(zhuǎn)、極性漂移等，蘊(yùn)含于這些物質(zhì)中的磁性特征的測(cè)量可通過已建立的倒轉(zhuǎn)和其他變化層序的對(duì)比確定其年代。古地磁年代學(xué)為第四紀(jì)地質(zhì)年代表的建立奠定最重要的基礎(chǔ)。古地磁極性年表是根據(jù)一系列主要用40K-40Ar法測(cè)定年齡的不同時(shí)間尺度的極性變化事件編制的地球極性時(shí)間表，目前用于第四紀(jì)研究的極性年表是A.考克斯等1969年根據(jù)陸地和大洋已有的140多個(gè)數(shù)據(jù)擬定的約5MaBP以來的地磁極時(shí)間表。該表使用兩級(jí)時(shí)間單位：極性時(shí)和極性亞時(shí)。極性時(shí)是指以某種極性占優(yōu)勢(shì)持續(xù)時(shí)間較長(zhǎng)的時(shí)間單位；極性亞時(shí)是極性時(shí)中短暫極性倒轉(zhuǎn)時(shí)期。圖4用于第四紀(jì)的古地磁極性年表（A.Cox,1969）古地磁方法在第四紀(jì)測(cè)年應(yīng)用廣泛，主要用于沉積連續(xù)、厚度較大的剖面或鉆孔巖心。雖然古地磁極性變化的全球性是該方法具有相對(duì)的獨(dú)立性，但也有不足之處，如難以判斷不同層位相同極性所屬年代。但本方法與古生物地層學(xué)和其他年代學(xué)方法結(jié)合，就能揚(yáng)長(zhǎng)避短發(fā)揮其優(yōu)勢(shì)。古地磁法要選擇連續(xù)厚度較大的細(xì)粒沉積層進(jìn)行連續(xù)定向取樣。用銅質(zhì)工具在露頭上先開出平行層面小平臺(tái)，把2㎝×2㎝×2㎝塑料盒扣在層面上（盒子上面的直線對(duì)準(zhǔn)正北，小圓孔置于東側(cè)）輕輕按下即可取樣。若鉆孔巖心取樣則要保持巖心上下層面不要顛倒，并在樣品盒一側(cè)用箭頭標(biāo)出上下層位。，每已取樣層中同一高度取兩個(gè)樣。取樣層垂直間距不大于1m。取樣對(duì)象是細(xì)粒沉積物（亞粘土、粘土），不要在松散砂和礫石中取樣。垂直連續(xù)取樣的數(shù)量多，則可比性強(qiáng)。古地磁學(xué)方法在黃土、湖沼沉積物、大陸架和平原鉆孔巖心研究中廣泛應(yīng)用。中國(guó)的第四紀(jì)沉積物中尤其是中國(guó)北方的黃土中蘊(yùn)含了豐富的古地磁學(xué)信息[8-12]，且其沉積序列能與深海氧同位素進(jìn)行對(duì)比。幾十年來，中國(guó)的黃土古地磁學(xué)也已取得很大的發(fā)展。早在20世紀(jì)70年代李華梅等在山西午城剖面對(duì)中國(guó)黃土首次進(jìn)行了古地磁學(xué)研究。近幾十年來，中外學(xué)者對(duì)不同地區(qū)具有相同地層的代表性黃土剖面開展了大量的磁性地層研究．為我國(guó)一系列早、中更新世連續(xù)沉積地磁和早期古人類遺址卡住了基本時(shí)間框架。極性倒轉(zhuǎn)是地球磁場(chǎng)的重要特征之一。地質(zhì)歷史時(shí)期中地球磁場(chǎng)有規(guī)律地頻繁發(fā)生過極性倒轉(zhuǎn)，據(jù)此得出的全球性5Ma以來的地磁極性年表，已廣泛用于確定第四紀(jì)地層的地質(zhì)年齡。除地磁性倒轉(zhuǎn)外，還有磁性位置極短的移動(dòng)，即偏移。布容正極性時(shí)的短期極性事件和極性漂移可用于地層的進(jìn)一步細(xì)分和對(duì)比，但由于這些極性事件及極性漂移持續(xù)時(shí)間短，能進(jìn)行全球性對(duì)比的不多。地球磁場(chǎng)并非只是簡(jiǎn)單的偶極，且處處有變化的非極性因素，需利用經(jīng)良好測(cè)年長(zhǎng)期變化的標(biāo)準(zhǔn)曲線測(cè)定某些古地磁特征以測(cè)定有限地區(qū)內(nèi)沉積的層序。但地層剖面時(shí)標(biāo)的細(xì)刻度常需要對(duì)沉積速率進(jìn)行假設(shè)，假設(shè)不同，測(cè)年結(jié)果不同。這也是迄今仍未建立全球完全一致性的地磁極性序列的最重要的原因之一?？脊欧ㄈ祟惖某霈F(xiàn)使得第四紀(jì)的精確測(cè)年尤為重要．隨人類的發(fā)展，產(chǎn)生一定的文化，及和一定的文化相適應(yīng)的時(shí)代，我們稱之為文化期，人類文化期的劃分：舊石器時(shí)期：包括Q1Q2Q3；中石器時(shí)期：距今1萬年~8千年；新石器時(shí)期：距今8千年~3千年；歷史時(shí)期：銅器時(shí)代，鐵器時(shí)代，這些也給測(cè)年帶來一些特殊的途徑。第四紀(jì)沉積物所含有的人類活動(dòng)的許多遺存，可以進(jìn)行對(duì)比測(cè)年和數(shù)值測(cè)年。如沉積物中的“文化層”，陶器或銅器上粘附的煙炱、珍貴的甲骨、古藏經(jīng)卷、巖壁上的畫像文字本身等都可以用于人類出現(xiàn)后的年代測(cè)定。且陶瓷、錢幣可為約2500年的沉積物提供相當(dāng)精確的年齡，而產(chǎn)出豐富的石器由于制造方法和不同類型式樣異地的遷移相當(dāng)緩慢，而且有些在不同的時(shí)間里，曾不止一次引進(jìn)到一定地區(qū)，加之，若干文化在一地共同存在的時(shí)間很長(zhǎng)，故石器的類型不可用于第四紀(jì)早期沉積物年齡的測(cè)定，只可給出近似的年齡[13]。放射性定年法與放射性有關(guān)的定年方法是各類方法中種類最多、應(yīng)用最廣的測(cè)年方法。因?yàn)樗芙o出具體的年齡值，所以也是最重要的一類測(cè)年方法。5.1放射性同位素法放射性同位素40K-40Ar法和39Ar-40Ar法對(duì)建立第四紀(jì)磁性年表和深海氧同位素時(shí)間標(biāo)尺起了關(guān)鍵作用[14]。近年來，超低底本超高靈敏惰性氣體質(zhì)譜儀的發(fā)展，提高了Ar的測(cè)限。激光顯微探測(cè)技術(shù)使39Ar-40Ar法測(cè)年可應(yīng)用于巖石中的單礦物，并使得測(cè)年的樣品用量降低(1mg即可)，減小了分解礦物麻煩，且解決了樣品非均性測(cè)年困難。這一技術(shù)還可用于測(cè)定深成巖的冷卻速率、鉀一氙法配合裂變徑跡法是建立東非古人類年表的主要手段。目前，該技術(shù)在我國(guó)已有發(fā)展。現(xiàn)在，用鉀氬法測(cè)第四紀(jì)沉積地層中伊利石、蒙脫石等自生礦物年齡的可能性已引起廣泛關(guān)注。將鈾系衰變的不平衡過程應(yīng)用于測(cè)年，主要成功體現(xiàn)在對(duì)珊瑚礁及純凈未風(fēng)化洞穴碳酸巖的測(cè)年。對(duì)深海沉積物和動(dòng)物化石測(cè)年也取得成效，為3.5～4萬aB．P．全球海平面升降和氣候變化的研究提供了時(shí)標(biāo)。我國(guó)35萬年來的古人類進(jìn)化和舊石器考古年表主要是通過鈾系法建立的。鈾系組分法對(duì)年輕火山巖定年已有極大的潛力。近年鈾系法的突破是熱電離質(zhì)譜(TheralIonizationMassSpectrometer，簡(jiǎn)稱TIMs)鈾系法。TIMs鈾系法使得測(cè)年精度提高了l一2個(gè)數(shù)量級(jí)，所需樣品量和測(cè)量時(shí)間卻大大減少。但20世紀(jì)90年代末，MC-ICP—MS開始用于230Th測(cè)年，其比TIMS更省時(shí)、省樣、提高精度的空間且有進(jìn)行微區(qū)測(cè)年的前景，現(xiàn)在甚至有ICP-MS230Th測(cè)年法代替TIMS的趨勢(shì)。210Pb為鈾系的衰變子體，其半衰期適合于現(xiàn)代人類活動(dòng)時(shí)間尺度環(huán)境過程的示蹤，在流域侵蝕和現(xiàn)代沉積研究中具有很好的示蹤價(jià)值。210Pb（半衰期為22.3年）測(cè)年，屬于放射性核素沉降年代學(xué)。一般適用于對(duì)湖泊沉積速率的測(cè)定?；炯僭O(shè)：（1）沉積物/水界面上的210Pb核素通量保持不變；（2）在要測(cè)定的年代范圍內(nèi)沒有發(fā)生核素的遷移.隨著時(shí)間延續(xù)（沉積物厚度向下增加），沉積物中210Pb核素的放射性強(qiáng)度逐漸降低，與沉積物/水界面上的210Pb核素強(qiáng)度具有以下關(guān)系：A(z)=A0e-λtA(z)表示深度為z時(shí)，沉積物中核素的放射性強(qiáng)度。A0是t=0時(shí),沉積物/水界面上新的沉積物中核素的放射性強(qiáng)度（單位質(zhì)量沉積物的衰變數(shù)，dpm/g）。λ為該核素放射性衰變常數(shù)。A0=核素的沉降通量（dpm/cm2.a）/沉積物的沉積通量（g/cm2.a）。?如果沉積物以沉積速率S（cm/a）累積到深度z，則t=z/S；在已知深度z處的密度ρ(z)（g/cm3）的條件下，其沉積通量為Sρ(z)。?如果φ是核素的沉降通量，則A0=φλ/(Sρ(z))圖5利用210Pb方法獲得的年代分布圖利用公式需要假定沉積物-水界面的核素的通量和沉積速率保持不變。在一定時(shí)間內(nèi)，核素通量可以保持不變，但沉積速率總是發(fā)生變化的。因此，實(shí)際應(yīng)用過程中，主要利用以下兩種計(jì)算模型：（1）連續(xù)初始密度模型，也稱CIC模型（ConstantInitialConcentrationmodel）。CIC模型要求提取的沉積物保持原始狀態(tài)，通過測(cè)量沉積物各個(gè)深度含水量來確定該處的密度，再通過測(cè)量該深度210Pb的放射性強(qiáng)度，利用公式計(jì)算不同深度處的沉積速率，通過沉積速率確定沉積物的年代。（2）補(bǔ)給率連續(xù)模型，也稱CRS模型（ConstantRateofSupplymodel）。CRS模型是建立在已知某一年齡時(shí)標(biāo)（如表層年齡，某一深度137Cs年齡）的前提下，通過在該深度范圍內(nèi)各點(diǎn)測(cè)定的放射性強(qiáng)度與表層放射性強(qiáng)度的關(guān)系，擬合出一條指數(shù)曲線，得到衰變常數(shù)λ與深度的關(guān)系，通過測(cè)定其它點(diǎn)的放射性強(qiáng)度再根據(jù)公式計(jì)算沉積年代。CRS方法CIC方法圖6由CIC模型和CRS模型建立的年齡Goldberg(1963)首次利用210Pb作為格陵蘭冰芯計(jì)年。近30年來，210Pb廣泛用于現(xiàn)代沉積速率的測(cè)定，取得了很好的進(jìn)展，顯示出210Ph在百年時(shí)間尺度上的沉積物計(jì)年價(jià)值。裂變徑跡測(cè)年[15]：礦物中含有微量的天然重同位素238U自行裂變，它的一個(gè)原子核分裂成2個(gè)中等質(zhì)量的原子核碎片，這種高能碎片在通過絕緣礦物時(shí)會(huì)對(duì)其產(chǎn)生損傷，留下痕跡。這種裂變痕跡可以用化學(xué)試劑處理后顯示出來，并用光學(xué)顯微鏡觀察。裂變徑跡密度與礦物形成以來的時(shí)間呈函數(shù)關(guān)系，故可以利用徑跡密度和長(zhǎng)度的變化特征，恢復(fù)樣品的受熱歷史，因此該方法廣泛應(yīng)用于古地溫及構(gòu)造熱史、抬升速率方面的研究。測(cè)年對(duì)象：磷灰石、鋯石、榍石、云母、火山玻璃、隕石等。對(duì)沉積巖來說，則為代表巖石形成以來的自生礦物（磷灰石等）。圖7238U裂變示意圖圖8裂變徑跡產(chǎn)生原理圖與裂變跡徑定年類似，α反沖徑跡定年（Alpha-RecoilTrack）也是基于天然放射性元素所釋放核粒子在固體中產(chǎn)生可蝕刻徑跡的積累。鈾釷及它們的子體核素進(jìn)行α衰變時(shí)形成α反沖徑跡，當(dāng)發(fā)射一個(gè)α粒子時(shí)，重的剩余核反沖并造成30~40nm的輻射損失痕跡，經(jīng)過蝕刻α反沖徑跡可在干涉相差顯微鏡下觀測(cè)。如果在樣品形成以后全部跡徑被保留下來，那么測(cè)定它們的總數(shù)就可以得到樣品的年齡。α反沖徑跡定年是一種剛剛開始研究的新型熱年代學(xué)核分析技術(shù)，研究樣品可以是單個(gè)小云母片（約0.5mm），定年范圍102~106a，該方法對(duì)第四紀(jì)地質(zhì)、地理、災(zāi)害及考古[16]等領(lǐng)域有很大的應(yīng)用潛力。原理：放射性元素鈾釷作為微量元素廣泛出現(xiàn)在各種礦物中。其同位素238U、235U、232Th以及他們的一些通過α衰變分裂產(chǎn)生的放射性子體核素，都可射出α粒子。在衰變系列中由238U開始到206Pb結(jié)束，有8個(gè)α粒子被放出，從235U到207Pb，有7個(gè)α粒子，從232Th到208Pb，有6個(gè)α粒子。在重原子核的α分裂期間，幾個(gè)MeV能量被釋放。根據(jù)動(dòng)量守恒原理剩余核子遭受反沖，反沖核子和α粒子的能量比率與他們的質(zhì)量比率成反比，從而在鈾釷衰變鏈內(nèi)α反沖核的能量是衰變能的約2%。在固體中反沖核有30~40nm的射程[17]，通過和周圍的晶格原子彈性原子碰撞損失了動(dòng)能，留下了輻射損傷的痕跡。在衰變系列中，剩余核遭受每次約30nm的重復(fù)反沖。由于單個(gè)反沖的方向是任意的，反沖核走之字形路線，所以產(chǎn)生的是直徑約120nm的一團(tuán)狀輻射損傷而不是直線徑跡（Ggen，1998）。關(guān)于定量定年模型，最根本的是要知道，單個(gè)α反沖徑跡就可以產(chǎn)生一條蝕刻徑跡，還是必需幾個(gè)連續(xù)的α反沖才能產(chǎn)生。從白云母的照射實(shí)驗(yàn)，最初推斷出單個(gè)的α反沖事件對(duì)于產(chǎn)生一條蝕刻徑跡是不充分的（Huang等，1967a），但與此相反，有些人的實(shí)驗(yàn)清楚的證明在白云母以及黑云母或金云母中單個(gè)的α反沖事件是充分的（Hashemi等，1980，1981；Gentry，1968；Katcoff，1969）。還有一個(gè)有關(guān)的困難是在衰變鏈內(nèi)核素移動(dòng)，特別是氡的擴(kuò)散，其后的α反沖發(fā)生在與前一個(gè)不同的位置上（Wagner，1980）。這些α反沖徑跡經(jīng)過化學(xué)蝕刻被擴(kuò)大，在微分干涉反差顯微鏡下變成看得見的α反沖徑跡（圖）。迄今為止，只是在云母的解理面上能觀測(cè)α反沖徑跡。圖9黑云母中α反沖徑跡α反沖徑跡方法適用于102~106a范圍內(nèi)的黑云母和金云母，有希望成為第四紀(jì)地質(zhì)、地理、災(zāi)害及考古等領(lǐng)域的年代學(xué)工具，還因?yàn)?.5mm大小的單顆粒云母就足可以測(cè)定年齡，這種特性非常適用于對(duì)來自遠(yuǎn)端火山灰產(chǎn)狀的云母的定年，而其他測(cè)年方法是達(dá)不到的。為了改進(jìn)定年精確度，必須完成在小的單個(gè)云母片上足夠精確地分析毫微克每克水平以下的釷，這將允許應(yīng)用α反沖徑跡定年當(dāng)做一個(gè)獨(dú)立的地質(zhì)定年技術(shù)。對(duì)于定年比106年老的黑色云母，則必需數(shù)比105ART／mm2高的徑跡密度，它是當(dāng)前在光學(xué)顯微鏡下精確計(jì)數(shù)的上限。用原子力或電子顯微鏡觀測(cè)未蝕刻的（潛在的）或很簡(jiǎn)單蝕刻的α反沖徑跡（<10s在40%HF中）能夠擴(kuò)寬年齡范圍升到109a。由于白云母通常低的鈾釷濃度，它是一個(gè)特別值得注意的能夠得到高的年齡范圍的候選者[18]。但是在各種類型的云母中建立該定年技術(shù)并期望有較好的應(yīng)用，必須對(duì)α反沖徑跡退火行為進(jìn)行深入的研究。5.2宇宙成因核素宇宙成因核素（Cosmogenicnuclides）是宇宙射線與地表大氣或巖石相互作用，發(fā)生反應(yīng)形成的一系列穩(wěn)定或放射性元素。一般而言,大氣中產(chǎn)生的核素能夠迅速參加地表地球化學(xué)循環(huán)而進(jìn)行遷移、轉(zhuǎn)化，而巖石表面產(chǎn)生的核素具有更加明顯的本地特性。地學(xué)研究的核素主要為較長(zhǎng)半衰期的放射性元素14C、10Be、26Al、36Cl和穩(wěn)定性元素3He、21Ne。宇宙核素產(chǎn)生率及其影響因素：a.隨深度的變化而變化。-蛻變反應(yīng)和中子捕獲（主要針對(duì)36Cl）主要發(fā)生在地表1~2m的深度范圍，其產(chǎn)率隨深度的增加迅速下降。b.隨緯度發(fā)生變化。-以蛻變成因的宇宙核素為例,其赤道海平面的產(chǎn)生率約是北緯60°海平面產(chǎn)生率的60%左右,而緯度大于60°之后,宇宙核素產(chǎn)生率的變化很小。c.隨高度發(fā)生變化。-海拔高度越高,地球?qū)τ钪嫔渚€的遮擋越少,宇宙核素的產(chǎn)生率越高。例如:北緯40°,海拔800m的宇宙核素產(chǎn)生率約為海平面高度產(chǎn)生率的兩倍。同時(shí)它還隨地球磁場(chǎng)以及太陽活動(dòng)強(qiáng)度的變化而變化。宇宙核素濃度與暴露時(shí)間和侵蝕速率的關(guān)系：隨著暴露時(shí)間增加,巖石表面的宇宙核素不斷累積；巖石表面的不斷侵蝕以及放射性元素本身的不斷衰變,核素濃度的增加速度將隨時(shí)間的加長(zhǎng)而不斷減緩。理論上,宇宙核素濃度可以表示為巖石表面暴露時(shí)間和表面侵蝕速率的函數(shù)。假定核素產(chǎn)生率在特定區(qū)域和時(shí)間內(nèi)保持恒定,針對(duì)蛻變成因的宇宙核素，核素濃度的變化速率可以表述為以下形式。N-宇宙核素濃度；t-暴露時(shí)間；P-宇宙核素產(chǎn)生速率；x-樣品深度；-衰變常數(shù)；μ-核子吸收常數(shù)；-本地侵蝕速率。圖10蛻變成因的核素濃度隨時(shí)間變化的曲線從上圖可以看出，當(dāng)巖石表面暴露時(shí)間遠(yuǎn)小于半衰期時(shí),核素濃度線性累積,表面侵蝕速率的影響可以忽略。當(dāng)暴露時(shí)間在3個(gè)半衰期之內(nèi),核素濃度的增加逐漸變緩，明顯受侵蝕速率的影響。當(dāng)時(shí)間大于3個(gè)半衰期時(shí),核素產(chǎn)生量與其由于衰變及表面侵蝕而造成的損失量接近平衡,核素濃度近似達(dá)到平衡狀態(tài)。宇宙核素濃度與埋藏年齡的關(guān)系：a.停止積累：利用宇宙核素計(jì)算埋藏年齡，通常假設(shè)巖石或沉積物在經(jīng)歷了足夠長(zhǎng)時(shí)間的宇宙核素積累之后，被快速埋藏，致使核素濃度停止繼續(xù)積累；b.兩個(gè)核素：由于埋藏年齡問題至少含有兩個(gè)未知因素(埋藏年齡以及埋藏前的暴露時(shí)間或侵蝕速率），因此需要通過兩種以上不同核素衰變速率的差異才可以確定樣品的埋藏時(shí)間。一般而言，這種狀況可以發(fā)生在沉積物被沖入洞穴或突然被較厚物質(zhì)掩埋等情況下。14C法是全新世及晚更新世最常用．一般也是最可信的方法其理論嚴(yán)格完整，技術(shù)成熟．而且適用于14C法測(cè)年的樣品品種多并容易找刮14C法近年的發(fā)展是AMS技術(shù)愈益普及14C法可測(cè)對(duì)象包括木頭、木炭、泥炭、粘土、貝殼、珊瑚、鈣質(zhì)結(jié)核、洞穴沉積物。圖1114C產(chǎn)生及轉(zhuǎn)移示意圖它測(cè)年所依據(jù)的基本原理是字宙射線中子沖擊高空氮生成14C，新生14C被氧化成CO2，參加自然界碳循環(huán)擴(kuò)散到整個(gè)生物界以及與大氣發(fā)生交換的一切含碳物質(zhì)中。海水中的碳酸鹽類物質(zhì)通過與空氣中的14CO2，發(fā)生交換而使含14C物質(zhì)進(jìn)入海水中：植物經(jīng)過光合作用吸收14CO2。動(dòng)物通過食物鏈而攝人14C。這些物質(zhì)的14C含量一方面按放射性衰變規(guī)律減少，一方面又不斷從大氣中獲得補(bǔ)充，保持動(dòng)態(tài)平衡。如動(dòng)植物的死亡、碳酸鹽的掩埋等，造成物質(zhì)中的14C不再得到補(bǔ)充．原始的放射性14C就按衰變規(guī)律減少，14C含量與年齡的關(guān)系為：T=t*ln(A0/A)其中：A0一為物質(zhì)處于交換平衡狀態(tài)時(shí)14C的放射性比度；A一為物質(zhì)停止交換后14C的放射性比度；t一為平均壽命．T為物質(zhì)死后的距今年代，即被測(cè)樣品的年代。通常生物化石、木炭、木頭、貝殼、泥炭、地下水等的含碳物質(zhì)，通過測(cè)定其中的碳含量，經(jīng)過計(jì)算就可以求得其14C年齡。再利用樹木年輪建立起來的校正曲線校準(zhǔn)，從而使弋年齡與歷史年代相銜。該方法適用于測(cè)定100—50000aB.P．的樣品。圖1214C衰變示意圖14C測(cè)年是全新世及晚更新世最常用、一般也最可信的方法，其理論嚴(yán)格，技術(shù)成熟，而且適用于14C測(cè)年的樣品品種多并容易找到。夏商周年表的年齡框架就是通過14C年齡測(cè)定建立的。14C測(cè)年法近年的發(fā)展主要表現(xiàn)在三個(gè)方面：①14C常規(guī)測(cè)定技術(shù)向高精度發(fā)展比較成熟，現(xiàn)代碳樣的測(cè)定精度可達(dá)到2％。其14C年齡(非日歷年齡)誤差可達(dá)到±20a；②加速器質(zhì)譜技術(shù)使得測(cè)定的時(shí)間短、功效高、樣品用量低，使得顆粒重量?jī)H0.01～0.2pg的花粉的測(cè)定成為可能；③高精度14C樹木年齡校正曲線的建立，使14C日歷年齡誤差只有±10a左右，口歷年齡上限可達(dá)到7000aBP。1993年公布的高精度樹輪年年齡校正曲線，日歷年齡上限可達(dá)10000aBP，對(duì)萬年以上的14C日歷年齡數(shù)據(jù)，目前研究工作可望將校正范圍延伸至2萬aBP。圖13大氣放射性碳隨時(shí)間變化——應(yīng)用樹輪進(jìn)行校正14C測(cè)定年代中存在的一些問題。在Libby最初建立14C測(cè)年理論時(shí)，由于沒有直接測(cè)量手段，因此許多量的估算都是很粗略的。隨著高精度14C測(cè)定技術(shù)的發(fā)展．許多問題的研究也逐漸深入。下面就影響14C測(cè)年的一些問題進(jìn)行初步分析。半衰期：14C半衰期值足根據(jù)14C放射性比度的絕對(duì)測(cè)量而推出的。它是計(jì)算14C年代公式中的一個(gè)主要參數(shù)，直接關(guān)系到14C年代的精確度。碳循環(huán)影響到近百年來生長(zhǎng)的植物14C放射性比度，從而使得植物的CO2放射性比度相應(yīng)降低，造成物質(zhì)14C表觀年齡偏老。由于Suess效應(yīng)，不能再取近百年生長(zhǎng)的生物作為14C現(xiàn)代碳物質(zhì)。大規(guī)模進(jìn)行的大氣核爆炸實(shí)驗(yàn)也能對(duì)大氣14C造成影響。核爆試驗(yàn)所產(chǎn)生的中于同字宙射線中子一樣與大氣氮作用生成14C，這些14C參加自然界的碳循環(huán)，使各交換儲(chǔ)庫(kù)中放射性14C比度大為增加。目前大氣14C放射性比度高出原來平衡值約30%。以致近年來生長(zhǎng)的生物其14C放射性已不能代表古代樣品的原始放射性。此外．碳的儲(chǔ)存庫(kù)效應(yīng)也會(huì)對(duì)樣品的14C年齡造成影響。在沉積物中，有時(shí)不容易發(fā)現(xiàn)純的測(cè)年材料，不得不用全樣有機(jī)質(zhì)來進(jìn)行測(cè)量。由于“老碳效應(yīng)”，測(cè)量得到的數(shù)據(jù)往往比真實(shí)年齡偏老。放射性碳年齡總是被寫成“距今”，其計(jì)算依據(jù)是，假定過去任何時(shí)期的大氣中放射性碳濃度與公元1950年的水平一致，所以“今”指公元1950年。10Be和26Al等宇宙成因核素作為第四紀(jì)計(jì)時(shí)器，可能是AMS研究熱點(diǎn)。沈承德等通過洛川黃土削面中10Be濃度的研究，認(rèn)為10Be可作為黃土剖面相對(duì)時(shí)標(biāo)。在格陵蘭和極地冰芯中觀察到．在35000±1500aBP，10Be濃度有峰值。這個(gè)10Be峰與近年來地中海CT85-5鉆孔沉積物10Be峰及其它從深海沉積物中獲取的10Be峰在時(shí)間上是屬于同期的，可作為Reibeck時(shí)標(biāo)。目前，通過研究控制初始10Be濃度的各種因子及海洋沉積物10Be／9Be值，完善了深海沉積物及錳結(jié)核的10Be的測(cè)年方法，由于26Al的產(chǎn)生行為與10Be相似，這方面也用26Al/10Be的值。10Be和26Al已被成功用來測(cè)定地表暴露、埋藏和沉積年齡，估計(jì)風(fēng)化一侵蝕速率，探討各種地表過程，適用于距今萬年至數(shù)百萬年的地質(zhì)歷史時(shí)期。如Gosse等通過測(cè)最美國(guó)懷俄明Fremonl湖盆冰川漂礫中石英的含量，獲得了該區(qū)冰川發(fā)育極盛期的10Be年齡，較好地重建了該Ⅸ末次冰川作用的歷史[19]。36Cl斷代法是近幾十年發(fā)展起來的第四紀(jì)地質(zhì)事件測(cè)年的新方法。Phillips等建立了火山巖的36Cl斷代法，應(yīng)用36Cl斷代法研究了美國(guó)西部冰川堆積物的年代學(xué)。36Cl測(cè)年的關(guān)鍵問題是測(cè)年技術(shù)。加速質(zhì)譜法的應(yīng)用提高了36Cl的測(cè)試精度，也使36Cl斷代法成為第四紀(jì)重要的年代學(xué)研究方法。在我國(guó)36Cl已有一定的發(fā)展，中國(guó)科學(xué)院鹽湖研究所和中國(guó)地質(zhì)大學(xué)(北京)建立了36Cl制樣實(shí)驗(yàn)室，中國(guó)原子能科學(xué)研究院建立了Cl／Cl加速質(zhì)譜室。5.3核輻射方法熱釋光(Themoluminescencedating，簡(jiǎn)稱TL)、光釋光(OpcicStimulatedLuminescence，簡(jiǎn)稱OSL)和電子自旋法(ElectronSpinResonance，簡(jiǎn)稱ESR)等方法的測(cè)年原理并非直接基于放射性核素的衰變過程，而是依賴于樣品中石英、長(zhǎng)石等在放射性射線輻射下的累積效應(yīng)。結(jié)晶固體的釋光(磷光)現(xiàn)象被用來作為測(cè)年技術(shù)已有40多年歷史。20世紀(jì)70年代，它作為一種新的測(cè)年技術(shù)測(cè)出無碳標(biāo)本的年齡，彌補(bǔ)了14C測(cè)年技術(shù)的缺陷。釋光測(cè)年中的一個(gè)重要因子是輻射劑量，它直接影響到測(cè)年結(jié)果。釋光基本原理如下，吸收能量：當(dāng)放射線對(duì)非導(dǎo)體物質(zhì)（如石英或長(zhǎng)石）作用時(shí)，晶格中一些電子獲得能量并重新分配能級(jí)，其中一部分能夠逃逸并且被捕獲進(jìn)入晶格間的其它穩(wěn)定位置。釋放能量：被捕獲到穩(wěn)定位置的電子在晶格被加熱或照射時(shí)，又會(huì)重新回到“自由”狀態(tài)。其中一部分自由電子填補(bǔ)“空穴”，能量被消耗，以熱或光的形式被釋放出來。能量平衡：由光或熱激發(fā)的晶體樣品釋放的光的數(shù)量與樣品（埋藏時(shí)）吸收的總的放射線劑量具有一定比例。圖14釋光測(cè)年的基本概念釋光測(cè)年的基本假設(shè)條件：a.所測(cè)樣品經(jīng)歷了一次徹底的“曬零”事件后重新啟動(dòng)時(shí)鐘;b.必須埋藏在鈾、釷和鉀封閉體系或動(dòng)態(tài)平衡環(huán)境中，輻射計(jì)量率為常數(shù);c.被測(cè)樣品具有足夠高的熱穩(wěn)定性。熱釋光測(cè)年(TL)方法可用于確定陶器燒制的時(shí)代和確定燒過的燧石最后一次受熱時(shí)問，也可測(cè)定深海沉積物、黃土和河湖相粉砂沉積的時(shí)代以及埋藏土壤埋藏時(shí)代。但對(duì)這些沉積物進(jìn)行精確測(cè)年尚有不少問題需探討，首先面臨的就是熱釋光的曬退效應(yīng)問題，另外沉積物的元素、礦物組成、粒度以及地下水的變動(dòng)等許多因素也影響測(cè)年精度。目前，選用單礦物、選取特定波長(zhǎng)范圍的TL信號(hào)，有可能提高TL法測(cè)沉積物年齡的精度并拓延其測(cè)年范圍。OSLL法是TL法測(cè)年的新進(jìn)展。它排除了(至少降低)TL法中殘余信號(hào)的干擾。近年的突出進(jìn)展是單片技術(shù)的應(yīng)用，解決了傳統(tǒng)光釋光測(cè)年的許多問題，它的應(yīng)用為快速沉積不均勻曬退的沉積物，如洪積物、冰積物及風(fēng)暴沉積物等的年代測(cè)定提供可能性。沉積物OSL測(cè)年方法按所用激發(fā)光源可分為綠光釋光(GLSL)和紅外釋光(IRSL)兩種技術(shù)。對(duì)于同一個(gè)含有石英和鉀長(zhǎng)石碎屑礦物的沉積物樣品同時(shí)進(jìn)行綠光釋光(GLSL)和紅外釋光(IRSL)測(cè)年并對(duì)比結(jié)果，可獲得OSL測(cè)年可靠性的一種自檢。趙華等對(duì)鄭州邙山黃土剖面的馬蘭黃土作了實(shí)驗(yàn)發(fā)現(xiàn)GLSL和IRSL測(cè)得年齡在1～20標(biāo)準(zhǔn)差內(nèi)一致。光釋光(OSL)技術(shù)在晚第四紀(jì)水懸浮碎屑沉積物的年齡測(cè)定方面具有巨大的潛力，對(duì)沙漠黃土邊界帶湖相沉積物的年齡測(cè)定也可取得理想效果。近年發(fā)展的特征波長(zhǎng)光釋光測(cè)定年齡的技術(shù)——選頻光釋光測(cè)年方法，可以使測(cè)年結(jié)果的互比在同一樣品中進(jìn)行，這既是一種自我鑒定，同時(shí)也保證了年齡數(shù)據(jù)的可靠。相對(duì)14Ｃ測(cè)年方法，光釋光測(cè)年方法就是最直接的測(cè)年方法，因?yàn)樗鼫y(cè)量的物質(zhì)是沉積物中的主要碎屑成分———石英或長(zhǎng)石顆粒，測(cè)量的時(shí)間就是樣品最后一次見光到現(xiàn)在的埋藏時(shí)間。沉積物光釋光技術(shù)的另外一個(gè)優(yōu)點(diǎn)就是樣品的光釋光性質(zhì)還可以提供研究地區(qū)有關(guān)地表過程的一些信息，如判斷沙漠砂的來源[20]、指示河流沉積物的搬運(yùn)距離[21]和古高含沙水流堆積物的判斷［５］，等等。根據(jù)剖面的高分辨率光釋光樣品的年齡數(shù)據(jù)，分析黃土堆積的連續(xù)性［６～１０］，或者黃土剖面中不同地質(zhì)或氧同位素階段的分界線位置［１１，１２］。光釋光技術(shù)除可以提供沉積剖面的年齡框架外，還可以根據(jù)測(cè)年樣品的光釋光性質(zhì)，在一定程度上，推測(cè)樣品的沉積環(huán)境和指示某些地貌過程。根據(jù)年齡－深度模式，計(jì)算出樣品的長(zhǎng)期堆積速率，沉積物的堆積速率可提供某些樣品沉積環(huán)境的一些信息。光釋光年齡數(shù)據(jù)和樣品的光釋光性質(zhì)為地層的分層和劃分提供了參考指標(biāo)?？傊?，光釋光技術(shù)現(xiàn)已成為第四紀(jì)研究的一個(gè)重要方法。電子自旋法(ESR)測(cè)年的原理如下：電子圍繞原子核旋轉(zhuǎn)，旋轉(zhuǎn)方向相反的電子通常形成中性電子對(duì)。天然放射性將電子對(duì)平衡被打破，產(chǎn)生電子剩余中心（捕獲電子）和電子缺損中心（空穴）。這些未配對(duì)的電子具有一個(gè)凈磁矩，產(chǎn)生“塞曼效應(yīng)”（ZeemanEffect）。當(dāng)樣品受到外界輻射時(shí)，電子自旋共振方向發(fā)生改變，捕獲電子與空穴重新結(jié)合并釋放能量。通過ESR譜儀對(duì)釋放能量進(jìn)行探測(cè)可了解電子空穴的多寡，從而測(cè)算年齡。電子自旋法(ESR)測(cè)年的范圍很廣，包括骨骼、牙齒、軟體動(dòng)物殼體、磷灰?guī)r晶體、石灰華、鐘乳石、火山玻璃和長(zhǎng)石晶體、石膏晶體及取自斷裂帶的變形石英顆粒等。ESR法主要優(yōu)點(diǎn)是所需樣品的規(guī)格小(約0.25g)及可測(cè)物質(zhì)年齡范圍廣(數(shù)百萬年)，因而隨著該方法的發(fā)展，它有可能覆蓋14C的較老界限和其它同位素技術(shù)如40K-40Ar法年輕極限間的時(shí)間間隔。用ESR法可驗(yàn)證一些古地磁年齡。ESR法對(duì)第四紀(jì)冰磧物的測(cè)年具有重要的意義，據(jù)測(cè)年結(jié)果所建的沉積序列可與深海氧同位素階段進(jìn)行對(duì)比，對(duì)海岸風(fēng)成沙的測(cè)年也具有可能性[22]。其他定年法巖石漆中的顯微層理有可能記錄了古氣候干濕變化的信息．而顯微層理的結(jié)構(gòu)是地貌面新老的一種反映，因此，巖石漆用于年齡測(cè)定具有重要的地質(zhì)意義。目前，巖石漆測(cè)年法是一種仍在嘗試階段的相對(duì)測(cè)年方法。周本剛等(1999)利用特殊的超薄片磨制技術(shù)，初步建立了天山北麓晚更新世以來巖石漆顯微層理的標(biāo)準(zhǔn)層序，在經(jīng)過年代校正后，給出了該層序的大致年代控制[23]。是利用氨基酸對(duì)映(或非對(duì)映)異構(gòu)體之間轉(zhuǎn)化反應(yīng)是溫度和時(shí)間的函數(shù)的原理來計(jì)時(shí)的方法，適用范圍是幾百年至幾百萬年.由于該反應(yīng)的另一個(gè)控制因素是溫度，因此理想的樣品就要求有一個(gè)穩(wěn)定的古溫度環(huán)境。顯然，這是一個(gè)較難滿足的條件。當(dāng)然，如果配合他測(cè)年方法，推算出古環(huán)境溫度后，也可能得到較理想的結(jié)果[24]。目前認(rèn)為，深海沉積物和洞穴堆積物中的骨化石是較理想的對(duì)象，并且得到了一些成功的事例，該方法尚處于進(jìn)一步酌探索和發(fā)展階段。氨基酸分析已在過去20～30年里發(fā)展成為第四紀(jì)沉積物對(duì)比和年齡測(cè)定的一種方法，是以其所含不同的有機(jī)成分為依據(jù)的。該法測(cè)年的一大優(yōu)點(diǎn)是便宜和迅速，可以分析許多樣品。它已用于骨骼、軟體動(dòng)物、珊瑚、有孔蟲和木頭。黃土的測(cè)年黃土是第四紀(jì)特有的風(fēng)積物，在我國(guó)西北及華北廣泛分布黃土的成分以石英為主，其次是長(zhǎng)石、白云母和碳酸鹽等，有時(shí)悶雜軟體動(dòng)物的硬殼和極少量有機(jī)物[25]．黃土剖面中常夾富含有機(jī)質(zhì)的埋藏占土壤層粉砂狀黃土中可做常規(guī)14C測(cè)年的樣品上要是碳酸鹽和軟體動(dòng)物體殼；黃土中微量有機(jī)物可用加速器質(zhì)譜AMS14C法測(cè)年；黃土中的石英可用TL與ESR測(cè)年。此外還可通過測(cè)連續(xù)剖面的沉積剩磁來確定其年代。7.1黃土中的碳酸鹽主要是方解石，按其形態(tài)與形成機(jī)制可分成三類：第一類是磨圓度好且分布均勻的原生碎屑碳酸鹽，這類物質(zhì)的14C年齡因“死碳”污染而偏老；第二類是堆積后次生的粒狀結(jié)晶體，其14C年齡因“新碳”污染而偏晚．第三類呈基質(zhì)分布的微晶粉末狀，據(jù)認(rèn)為是黃土堆積過程中形成的，其14C年齡接近黃土的堆積年齡。三類碳酸鹽的相對(duì)百分比固沉積環(huán)境不同變化很大，不易測(cè)定，實(shí)際工作中也難以挑選出某一種碳酸鹽測(cè)年因此，目前發(fā)表的黃土的無機(jī)年齡，都是代表上述三種方解石以未知比例混合的某種混合年齡，相對(duì)于黃土沉積年齡只是一種參考數(shù)據(jù)正在發(fā)展的AMS14C測(cè)年法可能使這一困難情況改善.AMS法用樣量少，僅需lmg碳，因此有可能在鏡下從黃土挑出足夠量原生碎屑碳酸鹽和再生結(jié)晶侔分別測(cè)年，從中給出黃土堆積年齡的上、下限這兩類粒徑大于0.1mm的碳酸鹽挑走后，樣品中微晶碳酸鹽的百分比增加，其14C年齡更接近沉積年齡。黃土碳酸鹽的混合14C年齡也還是有參考價(jià)值的。例如對(duì)于洛川剖面，中圍科學(xué)院地球化學(xué)研究所曾分層系統(tǒng)采樣測(cè)年，所得結(jié)果如下：最上層兩個(gè)黑壚土樣品的有機(jī)年齡均小于1萬年，表明黑壚土是全新世發(fā)育的；馬蘭黃土頂部離地面1.4m處所采集的碳酸鹽年齡為11530年，與地質(zhì)資料也相符；再往下直到深6.5m處的年齡最老，為21450年這些樣品的年齡基本隨深度增加，但是中間也有樣品的年齡與地層深度顛倒的情況，這可能是各種深度樣品中三類碳酸鹽的混合比不一所致。洛川黃土剖面也曾用TL法測(cè)石英的年齡，2.5m深度為1.9萬年，而5m深處為4.5萬年，比同層的樣品的14C年齡偏老由于TL測(cè)石英的方法本身尚不成熟，不能認(rèn)為TL年齡值一定可靠。但看來6.5m處14C樣品年齡值21450年偏年輕，是受“新碳”干擾的，因?yàn)榉派湫运プ兎闹笖?shù)規(guī)律，對(duì)于埋藏深的老樣品，從地表或上部地層淋濾下來的后期碳酸鹽污染會(huì)給測(cè)年造成顯著的誤差。7.2黃土中軟體動(dòng)物外殼以生物碳酸鹽為主要成分，其14C年齡大致代表它們生長(zhǎng)的年齡。但由于受“死碳”的影響可能偏老這種影響在石灰?guī)r地區(qū)更嚴(yán)重些。北京大學(xué)考古學(xué)系實(shí)驗(yàn)室對(duì)桂林地區(qū)各種螺殼的測(cè)年表明平均偏老1500年。對(duì)黃土中采集的蝸牛殼等其表面14C年齡偏老的程度估計(jì)沒有如此嚴(yán)重。但當(dāng)用蝸牛殼等的年齡去估測(cè)其所在地層的堆積年齡時(shí)，必須認(rèn)真分析這兩個(gè)年齡之間的關(guān)系殼體的外形完整、棱角分明、垂直埋藏等特征，可作為段有受到明顯的水流作用或再搬運(yùn)的證據(jù)。另外黃土中這類殼體一般呈分散狀單體分布，頻度低(雖然在新疆坎蘇地區(qū)發(fā)現(xiàn)有成層或窩狀的密集蝸牛殼堆積)．為了采集到為常規(guī)14C測(cè)年所需最少樣品量(即十多克殼體)，必須在剖面的各點(diǎn)采樣這不僅工作量很大，而且測(cè)到的是各采樣點(diǎn)的平均年齡AMS14C法只需用一個(gè)單體蝸牛殼就可測(cè)年，而且既可測(cè)無機(jī)年齡，也可從殼體中提取殘留的有機(jī)質(zhì)測(cè)年，減輕“死碳”下擾的影響單個(gè)殼體測(cè)午較易實(shí)現(xiàn)分細(xì)層采樣，從而提高剖面測(cè)年的精度．另外，沿海平原海相地層的年齡有可能通過其中微體化石的AMS14C測(cè)年實(shí)現(xiàn)。7.3黃土中石英顆粒的TL與ESR測(cè)年。黃土的TL法測(cè)年是60年代后期由前蘇聯(lián)的基輔地質(zhì)研究所開始的。他們注意到了陽光的曬退效應(yīng)。當(dāng)黃土中粉塵狀石英和長(zhǎng)石顆粒由風(fēng)力作用自源區(qū)搬運(yùn)至沉降區(qū)的過程中，陽光的輻照能使礦物顆牲中的TL能量重新積累，即地質(zhì)時(shí)鐘又重新啟動(dòng)。TL能量成為黃土沉降堆積的時(shí)標(biāo)。當(dāng)然，測(cè)年的實(shí)踐比上述的筒單原理要復(fù)雜，必須對(duì)TL能量的飽和、電子陷阱的有限壽命，地層中鈾釷遷移與放射性平衡等一系列因素做研究，并在計(jì)算年齡時(shí)做相對(duì)的校正。此外陽光的曬退效應(yīng)可能小完全殘留的，TL能量。必須做相應(yīng)校正，不然然表面年齡將偏老。石英晶粒的核輻照效應(yīng)除用TL法測(cè)量外，也可用ESR法測(cè)量。相對(duì)于TL法而言，RSR法的優(yōu)點(diǎn)是樣品可重復(fù)測(cè)量，通過ESR譜線的分析允許選擇多個(gè)電子中心分別測(cè)年并進(jìn)行對(duì)比。一般認(rèn)為常溫ESR譜不適臺(tái)石英樣品的測(cè)年，在我國(guó)的文獻(xiàn)中有報(bào)道用ESR法測(cè)到洛川S-7古土壤堪中石英的年齡為73.6年，但這是在常溫下測(cè)量的，未做零年齡信號(hào)校正。沉積地層中的TL與ESR的測(cè)年為整個(gè)第四紀(jì)測(cè)年開辟了廣闊前景，但要測(cè)準(zhǔn)年代，還需耍進(jìn)一步深入的研究。以上各種測(cè)年方法的共同點(diǎn)是由于科學(xué)技術(shù)的提高，如Ar—Ar激光顯微探測(cè)技術(shù)等，使得測(cè)年的精度、功效顯著提高而樣品的用量卻有了顯著的降低．且應(yīng)用領(lǐng)域不斷的拓展。但住當(dāng)前使用的這蜂方法也都還不十分完善。第四紀(jì)學(xué)者還在不斷地應(yīng)用新技術(shù)來提高測(cè)年的可靠性，發(fā)展新的測(cè)年方法。而在實(shí)際應(yīng)用中，為進(jìn)行較高精度的測(cè)年，不僅要有豐富的地質(zhì)工作經(jīng)驗(yàn)、應(yīng)用新技術(shù)，還需在測(cè)年許可范圍內(nèi)．盡可能的選擇多種互相獨(dú)立且適當(dāng)?shù)姆椒ㄟM(jìn)行對(duì)比測(cè)年，并應(yīng)注意保持樣品新鮮且具代表性，確保測(cè)試環(huán)境無污染．從而提高測(cè)試結(jié)果的可信度。參考文獻(xiàn)[1]劉嘉麒，王文遠(yuǎn).第四紀(jì)地質(zhì)與第四紀(jì)年表[J].第四紀(jì)研究，1997，(3)：193～202.[2]JohnAcall.第四紀(jì)事件的測(cè)年[J]國(guó)外第四紀(jì)地質(zhì)，19