只能称为碳十四年代
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  第四编年代测定法 一. 碳十四测年法(14C) 1. 根基道理 天然界中的 14C 次要是由射线中的中子取大气中的氮核(14N)发生核反映而构成的。重生 的 14C 遇氧化合为含 14C 的 CO2,大气中的 CO2 通过天然界碳的轮回进入生物圈和水圈, 。植 物通过 14 光合感化接收大气中的 CO2 ,动物又吃动物,因此所有生物都含有 C 。生物身后,尸体分化将 14C 带进土壤或大气中,大气又取海面接触,此中的 CO2 又取海水中溶 解的碳酸盐和 CO2 进行互换, 导致所有含碳物质均具有 14C。 若是含碳物质一旦遏制取大气互换如生物灭亡、 碳酸盐堆积被埋藏等, 14 14 则 C 得不到新的弥补,而原有的 C 仍按衰变指数继续削减,每隔 5730 年(14C 的半衰期)削减 原含量的一半,时间愈久含量愈少。只需我们测出取大气发生过互换均衡的含碳物质中 14C 的含量, 就能够计较出该样品取遏制 14C 互换后所履历的年代。有一点必需指出,过去大气中的碳十四 放射性程度只是变化相对不大,但并不是实正恒定的。操纵同一的现代尺度计较出来的年代并不是 日积年代,只能称为碳十四年代。为领会决这个矛盾,学者们又找出了一个辅帮的方式,就是通过 树轮年代校正曲线来进行校正。树木春长秋止,正在树干截面上构成疏密相间的年轮,年轮的宽窄是 由昔时的天气等要素决定的,科学家按照年轮的宽狭序列便可晓得其发展的年代。他们起首成立起 近几万年的树轮序列,然后测定每一个年轮的碳十四含量,做出了一个曲线,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 凡取大气发生过互换均衡的含碳物质,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 样品品种 树木、竹子、木器 柴炭、炭化木 果实、各类编织物 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 为了数据靠得住性和准确利用数据,采样留意事项: A 所采样品要防止后期污染,包罗采样过程、运输、尝试室处置中有可能呈现的碳污染; B 要留意所采样品的埋藏形态,如能否颠末搬运等。 现正在曾经遍及采用超高活络度加快器质谱仪(AMS,Accelerator Mass Spectrometry) 。它取常规 14 14 C 测年的道理是分歧的,但手艺分歧,常规 C 法是采用 ? 计数法,丈量的是必然时间内样品中发 生衰变的 14C 原子数, AMS14C 测定的是样品中现存的 14C 原子数, 而 或更精确地说丈量样品的 14C/12C 原子数比值。 因为 14C 半衰期相对较长, 必然时间内发生衰变的 14C 原子数相对于总原子数是及其微 量的,因而常规 14C 法要用几克纯碳,丈量要几天的时间,而 AMS14C 只需毫克数量级的纯碳就够 了,每 30 分钟便能够丈量一个样品,不只使样品量大大削减(只需纯碳 1-100mg) ,并且精度也大 14 大提高。我国第一个 AMS C 尝试安拆是大学沉离子研究所取大学考古系合做成立的。 3.测年范畴 一般正在 5 万年以内。 二.铀系法 1. 根基道理 以 238U 和 235U 为母体发生的衰变系列中,包含有很多子体,正在一般的地质过程中,这些子体取 母体分手,衰变链被断开,从此母体取子体各自按本身的半衰期进行衰变,母体则衰变构成子体核 素。操纵辐射探测器可测定核素的放射性比值,以此推算出堆积物的春秋。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 性均衡的和沉建,通过丈量样品中 231Pa/235U 和 230Th/234U 原子数比或放射性活度比计较年代。 а 能谱铀系法曾帮帮成立了我国第一个较完整的旧石器考古遗址的年代框架。80 年代末成长起来的 TIMS 测年法取а 能谱铀系法比拟, 用样量削减一个数量级, 丈量时间从几十小时削减到 2-3 个小时, 切确度也有较大提高。 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 合用于铀系法的样品有泥质堆积、碳酸盐堆积、生物贝壳、骨化石、珊瑚、铁锰结核、冰雪及 水等,一般要求样品正在 10g 以上。80 年代末成长起来的 TIMS 测年法取а 能谱铀系法比拟,用样量 削减一个数量级,丈量时间从几十小时削减到 2-3 个小时,切确度也有较大提高。 3. 测年范畴 理论上,铀系法的测年范畴可达百万年,但现阶段以测定 10-40 万年内的样品最为活络,因为 具体方式分歧,其测年范畴也有分歧,如不安然平静铀系法的范畴为 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 万年耽误到距今 50 万年左 左。 三.钾-氩法(K-Ar 法) 1. 根基道理 天然界中的 K 正在地壳中含量丰硕,分量约占 2.8%。由三种同位素(39K,40K,41K)构成,此中非 放射性同位素 39K, 41K 共占 99.9%以上,还有一个放射性同位素 40K 只占 0.0118%。40K 有两种分歧 的衰变体例, 约有 89%放射一个电子, 衰变成 40Ca, 11%以捕捉 K 层一个电子的体例衰变成 40Ar。 余 40 40 放射性成因的 Ca 取本来岩石中的 Ca 无法加以区别,难以定量估量。因而只要 40K 衰变成 40Ar 容易测定,可做为断代的按照。氩是惰性气体,正在火山岩构成时,因为高温,岩石中不成能保留有 气体,冷却后,放射性成因的 40Ar 才逐步正在岩石中堆集,只需测得样品中 40Ar 和 40K 的比值,就可 求得样品的春秋。 2. 样品采集 凡是含 K 并能安稳地保留衰变子体 40Ar 的样品,准绳上都可用于 K-Ar 法测年。常用样品有火 山岩(全岩或此中的黑云母、透长石) 、堆积岩中的同生海绿石、钾盐和等。一般要选粒径大于 0.5mm 的矿物颗粒,分量要求 30g 以上。 3. 测试范畴 保守的 K-Ar 法次要用于测定老地层的春秋, 而近年来稀释法和中子活化法的成立使第四纪样品 也可用于测年,次要用来测定晚期遗址和前人类的年代,范畴正在 10 万年以上。 四.热释光法(TL 法,Thermoluminescence) 1. 根基道理 一些不导电的晶(固)体物质,正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。 其体例是晶体正在四周放射性元素放射出来的а 、в 、γ 射线辐照下发生电离,大部门能量以晶体发 热的形式被耗损掉,另一小部门电子则被晶格缺陷所俘获,并留下空穴。这些落入圈套的电子必需 有脚够的动能才能从头从圈套中逸出而取空穴复合。正在常温下,电子正在圈套中的形态是不变的,只 有正在加热的环境下,圈套中的电子动能添加,被俘获的电子才能从圈套中射出,取空穴复归并以光 量子形式出热量,称之为热释光。热释光断代就是操纵热释光手艺,测定各类样品最初一次受 到热事务或正在阳光下遭到光晒退"归零"当前,晶体物质被埋藏并再次蒙受四周放射性元素辐射所 从头储蓄积累的能量, 这种能量能够通过人工晒退求得,也就是说通过加热或光照测定样品中释光信号的 强度(取被俘获电子数目成反比)和年受照剂量的大小便能够推算出自前次受热或以来所履历 的时间,也就是前次归零当前能量从头堆集的时间。 2. 样品采集 用于热释光测年的样品必需履历过热事务并被埋藏,因而,合用的有:火山物质及火山烘烤层、 陶瓷、砖瓦及各类烧土、灰烬、、风积物(石英砂) 。为避免所采样品再次蒙受热事务,采样和 运送中要采用黑袋或黑盒,并且要求采样有必然的深度(50cm)摆布。样品采集量一般应正在 200g 以上,并应同时采集样品四周土样 200-300g,供丈量铀、钍、钾剂量之用。 3. 测试范畴 数百年至几十万年之间。 五、光释光法(OSL 法,optically stimulated luminescence) 1. 根基道理 取热释光雷同,是正在它的根本上成长起来的。光映照矿物晶体,特别是硅酸盐矿物晶体,激发 晶体先前储存的电离辐射能,并以光的形式出来,亦即晶体被光激发而发射的光,就是光释光 (OSL)。通过丈量 OSL 信号的强度,成立 OSL 信号取辐照剂量的关系,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 值又是样品接管的年剂量和样品埋藏时间的函数, 而 相当 于样品春秋= 。剂量率可通过样品及其四周物质的铀、钍、钾和 含水量的丈量来获得。也就是说:通过丈量样品的光释光(OSL)信号强度和剂量率,颠末 OSL 信号对辐照剂量的响应函数可获得样品的堆积埋藏春秋的手艺即为光释光(OSL)测年手艺。它的 益处是,对于酸性不含无机物而不克不及用 14C 测年的堆积物,就能够测验考试这种方式,由于所需要的样 品分布比力普遍。 2. 样品采集 目前石英、长石等矿物光释光手艺次要使用于第四纪碎屑堆积物的春秋测定。古陶器、瓷器、 燧石石器、火山喷发物也可用来测年。 3. 测试范畴 正在必然前提下,石英和长石的 OSL 测年范畴能够丈量小到百年,大到几十万年,以至百万年的 堆积物春秋。 六.电子自旋共振测年法(ESR,(Electron Spin Resonance)) 1. 根基道理 取热释光法雷同。样品正在所处天然前提中,蒙受铀、钍、钾和射线的辐照,发生晶格圈套 和俘虏层充填, 构成可被 ESR 所探测的顺磁核心, 顺磁核心的数目取样品所受天然辐照总剂量 (AD) 成反比,也就是取春秋成反比: t = AD/D, 式中 t 为样品春秋,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 取热释光法雷同。包罗珊瑚、牙琅、洞窟碳酸盐化学堆积物等。 3. 测试范畴 从几千年到几百万年,不外需要取其它方式互校。 七.裂变径迹法 1. 根基道理 样品中的 238U 正在获得脚够能量的粒子轰击时,就会发生裂变,裂变中所发生的裸核射入四周绝 缘材料或矿物时,不竭俘获沿途电子,而使它们所路过的程四周发生辐射毁伤区,这就是裂变径 迹。常温下,毁伤正在绝缘结晶固体中能持久连结。若加热到 500℃以上,径迹就会消逝。由此可见, 样品中的裂变径迹数,取 238U 的原子数以及该样品履历最初一次高温以来的年数成反比。因而,根 据样品中的铀含量和自觉裂变的径迹数,就能够推算出样品最初一次高温以来的时间,也就是 说单元体积内裂变径迹的数目取矿物中铀含量、238U 裂变速度及矿物累积径迹的时间(春秋)成正 比,即裂变径迹的数目取春秋成反比。裂变径迹的数目能够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、等,均可 用于测年,样品要求新颖,未风化或未被污染,粒度要求大于 30μ m,铀含量高。样品正在储运过程中, 要避免受热或被辐照。 3. 测年范畴 一般正在数百年至 100 万年摆布。 八.氨基酸外消旋法 1. 根基道理 生物体由卵白质构成,而形成卵白质的根基单位是氨基酸。氨基酸按照其内部布局,能够划分 为 L_型布局氨基酸和 D_型布局氨基酸,此中 L_型布局氨基酸具旋光性。随温度升高,L_型布局氨 基酸将改变为 D_型,这种达到均衡时构成由等量的 D_型和 L_型氨基酸构成的夹杂物,从而失 去其旋光性,称外消旋感化。正在生物灭亡并被埋藏的前提下,氨基酸外消旋感化的反映速度次要取 决于温度取埋藏时间,也就是说,正在氨基酸由 L_型向 D_型的过程中,D_型取 L_型氨基酸的浓 度比 D/L 是时间取温度的函数。目上次要以选用天门冬氨酸和异亮氨基酸最为抱负,前者合用于年 轻样品,后者合用于较老的样品。 2. 样品采集 次要是生物化石,如骨化石、牙齿、贝壳等,其它如碳酸盐类也可选用,严禁化石的无机物污 染。 3. 测年范畴 因为骨化石埋藏的古气温变化是很复杂的,难以精确确定,因而该法误差较大。一般可达 几十万年或 100 多万年。 九.古地磁法 1. 根基道理 正在地球汗青上,地球的南极和北极曾过多次,称为极性倒转。此中,105~106 年长度 的极性变化称为极性期,取现代标的目的不异的期间称正向极性期,反之称反向极性期。地球 的极性变化特征正在岩石或堆积物中矿物冷却、堆积或蚀变时,被记实正在这些物质的残剩磁性记实中。 全球各地所记录的极性变化的汗青是分歧的。因而,若是对每一个极性倒转事务发生的时间进行测 定,就能够成立起一个正在全球都可对比的古地磁年表,成为全球对比的时间标尺。目前已成立起 5MaBP 以来较高分辩率的古地磁年表和 100MaBP 以来较粗分辩率的古地磁年表。任一地域内地层 的古地磁年代都能够通过取已知的古地磁年表对比来确定,这就是古地磁测年的道理。 古地磁是只要两个形态的时变函数,一个形态变量不脚以确定一个时间点,本人也不克不及确定绝 对年代, 古地磁年表中的绝对年代凡是是用 K-Ar 法放射性同位素测年手艺来确定的。 因而严酷地讲 古地磁法不是一种的绝对春秋测定方式,而是一种比力春秋测定方式。正在古地磁年表中,“期” 是用已故的对地球研究有主要贡献的科学家的名字定名的,如布容正向极性期、松山负向极性 期等。“事务”是用发觉该事务存正在的地址来定名的。 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罗火山堆积物、黄土、湖泊堆积、海洋堆积等。 3. 测年范畴 基于极性倒转的古地磁测年方式,可用于 0.05~1MaBP 的年代测定。


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