测年方法.pptx

11.1 14C断代技术断代技术 放射性碳测年放射性碳测年 11.2 发（释）光年代学发（释）光年代学 11.3 210Pb沉积速率沉积速率11.4 137Cs绝对年龄时标测定绝对年龄时标测定 11.5 宇宙成因核素年龄宇宙成因核素年龄11.6 铀系不平衡法铀系不平衡法 11.7 古地磁古地磁 11.8 电子自旋共振电子自旋共振 11.1.1 放射性碳的放射性碳的物质来源物质来源11.1.2 放射性碳的放射性碳的测年原理测年原理11.1.3 放射性碳的放射性碳的测年材料测年材料11.1.4 放射性碳的放射性碳的测年方法测年方法11.1.5 放射性碳年龄的影响因素和校正方法放射性碳年龄的影响因素和校正方法11.1 14C断代技术断代技术放射性碳测年放射性碳测年放射性碳同位素性质及其比例放射性碳同位素性质及其比例11.1.1 放射性碳的物质来源放射性碳的物质来源天然来源：天然来源：v太阳系外的高能太阳系外的高能宇宙射线轰击高宇宙射线轰击高层大气层大气v高能粒子释放的高能粒子释放的中子与大气中氮中子与大气中氮原子发生反应产原子发生反应产生放射性碳原子生放射性碳原子v放射性碳以放射性碳以CO2形式在大气中与形式在大气中与稳定性碳混合稳定性碳混合v宇宙射线的持续宇宙射线的持续稳定作用，使大稳定作用，使大气中放射性碳数气中放射性碳数量保持稳定量保持稳定11.1.1 放射性碳的物质来源放射性碳的物质来源人工来源：人工来源：v核核反反应应：1950s-1960s，大大规规模模原原子子核核爆爆炸炸实实验验在在大大气气中中产产生生了了大大量量的的放放射射性性碳碳，使使大大气气中中的的放放射射性性碳碳在在较短的时期几乎升高一倍。较短的时期几乎升高一倍。v化石燃料的燃烧：工业革化石燃料的燃烧：工业革命以后，石油、煤炭的大命以后，石油、煤炭的大规模应用增加了大气二氧规模应用增加了大气二氧化碳浓度，降低了大气中化碳浓度，降低了大气中放射性碳与稳定碳的比例。放射性碳与稳定碳的比例。v由于工业革命以来的放射由于工业革命以来的放射性碳所占的比例被大大改性碳所占的比例被大大改变，利用放射性碳测年不变，利用放射性碳测年不能对能对16501950间的材料间的材料进行定年。进行定年。11.1.1 放射性碳的物质来源放射性碳的物质来源v比比例例相相对对稳稳定定：放放射射性性碳碳与与稳稳定定碳碳在在大大气气中中的的比比例例相相对对稳稳定，它们在高层大气中主要以二氧化碳的形式存在。定，它们在高层大气中主要以二氧化碳的形式存在。v通通过过植植物物传传输输：植植物物通通过过光光合合作作用用吸吸收收二二氧氧化化碳碳，植植物物体体中放射性碳与稳定碳的比例与大气中的比例保持一致。中放射性碳与稳定碳的比例与大气中的比例保持一致。v通通过过动动物物传传输输：动动物物通通过过食食用用植植物物和和其其它它动动物物也也吸吸收收同同样样比比例例碳碳原原子子，它它们们在在存存活活状状态态时时也也具具有有和和大大气气一一样样的的放放射射性性碳与稳定碳比例。碳与稳定碳比例。v停停止止交交换换，数数量量降降低低：有有机机体体死死亡亡（或或埋埋藏藏）后后，停停止止与与大大气气发发生生交交换换，其其中中的的放放射射性性碳碳因因不不断断衰衰变变而而降降低低数数量量。通通过过测测定定现现存存物物质质的的放放射射性性碳碳的的数数量量，就就可可以以了了解解被被测测物物质质的放射性碳从原始状态衰变到现在状态所的放射性碳从原始状态衰变到现在状态所需的时间需的时间。11.1.2 放射性碳的测年原理放射性碳的测年原理 11.1.2 放射性碳的测年原理放射性碳的测年原理 11.1.2 放射性碳的测年原理放射性碳的测年原理 R是是样样品品的的14C/12C 比比值值，A是是有有机机体体存存活活时时原原始始的的14C/12C 比比值，值，T是有机体死亡（或埋藏）后经历的时间。是有机体死亡（或埋藏）后经历的时间。T=-8033 ln(R/A)实际测量：实际测量：v放射性碳的含量微小，不容易准确直接测量。放射性碳的含量微小，不容易准确直接测量。v随着放射性碳的衰变，与其混合的稳定性碳也会发生损失，随着放射性碳的衰变，与其混合的稳定性碳也会发生损失，但是放射性碳与稳定性碳的比例同样呈指数衰减。但是放射性碳与稳定性碳的比例同样呈指数衰减。v实际测量的是现存物质的放射性碳与稳定性碳的比值。实际测量的是现存物质的放射性碳与稳定性碳的比值。11.1.2 放射性碳的测年原理放射性碳的测年原理 11.1.3 放射性碳的测年材料放射性碳的测年材料 在沉积物中，有时不容易发现上述纯的测年材料，不得不用有机质的全样来进行测量。由于内源有机体常常利用湖水中的“老”碳，因此测量得到的数据往往比真实年龄偏老碳库效应。v常常规规 计计数数方方法法：用用各各种种类类型型的的探探测测仪仪器器计计数数14C衰衰变变放放出出的的 粒粒子子。根根据据测测量量形形式式的的不不同同，又又可可以以分分为为固固体体计计数数法法，气气体体计计数数法法和和液液体体闪闪烁计数法。烁计数法。v加速器质谱仪方法加速器质谱仪方法（Accelerator Mass Spectrometry）：是将样品中的原子转换成）：是将样品中的原子转换成快速移动的离子束（充电原子）。这些离子然快速移动的离子束（充电原子）。这些离子然后被送到电磁场中进行测量。后被送到电磁场中进行测量。11.1.4 放射性碳的测年方法放射性碳的测年方法 v固固体体计计数数法法：将将各各种种样样品品在在氧氧气气中中燃燃烧烧生生成成二二氧氧化化碳碳，再再用用镁镁粉粉将将其其还还原原为为碳碳粉粉后后，用用带带有有屏屏蔽蔽的的盖盖革革计计数数器器测量。测量。缺缺点点：样样品品处处理理过过程程中中 粒粒子子本本身身被被吸吸收收，影影响响测测量结果。量结果。v气气体体计计数数法法：将将样样品品制制成成含含碳碳气气体体化化合合物物，将将气气体体充充入正比计数管中进行测量。入正比计数管中进行测量。缺缺点点：要要求求对对制制备备的的含含碳碳气气体体具具有有非非常常高高的的纯纯度度并且稳定。并且稳定。v液体闪烁计数法液体闪烁计数法：将样品中的碳制成闪烁体溶液，将样品中的碳制成闪烁体溶液，用光电倍增管对用光电倍增管对14C发射的发射的 粒子进行探测。目前比较普粒子进行探测。目前比较普遍并取得成功的是将样品中的碳制成苯作为闪烁体溶液。遍并取得成功的是将样品中的碳制成苯作为闪烁体溶液。常规常规 计数方法计数方法11.1.4 放射性碳的测年方法放射性碳的测年方法 准备样品准备样品燃烧成燃烧成 CO2形成碳化物形成碳化物形成乙炔（形成乙炔（C2H2）形成苯形成苯装入计数器装入计数器制成石墨制成石墨11.1.4 放射性碳的测年方法放射性碳的测年方法 加速器质谱仪方法加速器质谱仪方法 v区区分分：样样品品以以石石墨墨或或二二氧氧化化碳碳的的形形式式置置入入离离子子源源，铯铯离离子子轰轰击击使使之之离离子子化化，形形成成快快速速移移动动的的离离子子束束，产产生生的的C离离子子具具有负极性，能够避免与有负极性，能够避免与14N的混淆。的混淆。v选择：选择：进入第一个磁场选择原子量为进入第一个磁场选择原子量为14的离子。的离子。v转转化化：进进入入加加速速器器，离离子子被被极极大大加加速速使使所所有有分分子子形形式式的的离离子被打碎，大多数子被打碎，大多数C4+被转化成被转化成C3+。v能能量量选选择择：进进入入加加速速器器第第二二个个磁磁场场并并达达到到约约8MeV的的能能量量，根根据据能能量量要要素素来来选选择择离离子子，14C离离子子被被挑挑选选出出来来。同同时时利利用用Wien电子筛来检验它们的电压是否合乎要求。电子筛来检验它们的电压是否合乎要求。v测测量量：由由于于（1）不不是是置置入入离离子子源源内内的的所所有有放放射射性性碳碳原原子子都都能能到到达达检检测测器器，（2）放放射射性性碳碳原原子子在在碳碳原原子子总总量量中中比比例例微微小小。因因而而在在检检测测器器同同样样需需要要检检测测稳稳定定同同位位素素12C和和13C。真真正正计算的是计算的是14C/13C 比值并同已知标准样品的比值进行比较。比值并同已知标准样品的比值进行比较。11.1.4 放射性碳的测年方法放射性碳的测年方法 石墨或石墨或CO2原原子子离离子子化化铯铯原原子子轰轰击击第一个磁场第一个磁场选择原子量选择原子量为为14的离子的离子离子被打碎，离子被打碎，C4+转化成转化成C3+去除容易与放射性碳原子混去除容易与放射性碳原子混淆的离子淆的离子8MeV能量磁场，根据能量磁场，根据能量要素挑选能量要素挑选14C离子离子Wien电子筛电子筛电压检验电压检验检测器检测器11.1.4 放射性碳的测年方法放射性碳的测年方法 常规常规 计数方法计数方法：v由于测量的是衰变放出的由于测量的是衰变放出的 粒子，因此需要较多的样品。粒子，因此需要较多的样品。v由由于于自自然然界界中中难难以以找找到到大大量量高高纯纯度度的的含含碳碳样样品品，因因此此得得到到的结果往往是不同来源的碳埋藏年龄的平均值。的结果往往是不同来源的碳埋藏年龄的平均值。加速器质谱仪方法加速器质谱仪方法：v由由于于测测量量的的是是离离子子化化的的原原子子（或或比比例例），因因此此需需要要的的样样品品量较少。量较少。v由由于于微微量量样样品品容容易易迁迁移移，受受污污染染后后对对总总体体数数据据的的影影响响明明显显，获得的年龄可能不代表埋藏位置的年龄。获得的年龄可能不代表埋藏位置的年龄。两种方法的优势与不足比较两种方法的优势与不足比较11.1.4 放射性碳的测年方法放射性碳的测年方法 v为什么需要校正为什么需要校正v校正的方法校正的方法11.1.5 放射性碳年龄的校正放射性碳年龄的校正 为什么需要进行校正为什么需要进行校正？v计算依据：放射性碳年龄被写成计算依据：放射性碳年龄被写成 BP before present，是直接依据样品中放射性碳的比例得出。其计算依据是，是直接依据样品中放射性碳的比例得出。其计算依据是，假定过去任何时期的大气中放射性碳浓度总是与公元假定过去任何时期的大气中放射性碳浓度总是与公元1950年的水平一致，而且放射性碳的半衰期是年的水平一致，而且放射性碳的半衰期是5568年。年。present指的是公元指的是公元1950年。年。v具有误差：首先，大气中放射性碳的比例随时间发生变化具有误差：首先，大气中放射性碳的比例随时间发生变化（并不总是与（并不总是与1950年水平一致）；其次，放射性碳真正的年水平一致）；其次，放射性碳真正的半衰期是半衰期是5730 年而非最早测定的年而非最早测定的5568年。年。怎样校正怎样校正？v使用最新的半衰期数据；使用最新的半衰期数据；v了解大气放射性碳随时间变化的情况；了解大气放射性碳随时间变化的情况；v了解放射性碳年龄与日历年龄的关系了解放射性碳年龄与日历年龄的关系。11.1.5 放射性碳年龄的校正放射性碳年龄的校正了解大气放射性碳随时间变化了解大气放射性碳随时间变化应用树轮进行校正应用树轮进行校正放射性碳随时间的变化值放射性碳随时间的变化值：v一一棵棵树树的的木木质质部部在在形形成成后后即即使使在在树树木木生生长长过过程程中中也也不不与与外外界界进进行行碳碳的的交交换换，因因此此木木质质部部的的每每一一年年树树轮轮都都记记录录了了其其形形成成时时的大气放射性碳的含量（比例）。的大气放射性碳的含量（比例）。v通通过过测测量量树树木木每每一一轮轮目目前前的的放放射射性性碳碳含含量量和和该该轮轮形形成成的的年年代代，利利用用放放射射性性碳碳的的半半衰衰期期公公式式，即即可可以以计计算算该该轮轮形形成成时时的的放放射射性碳含量。性碳含量。v例例如如，通通过过测测量量一一棵棵1000年年历历史史的的树树木木，就就能能够够获获知知过过去去1000年每年的大气放射性碳含量。年每年的大气放射性碳含量。11.1.5 放射性碳年龄的校正放射性碳年龄的校正11.1.5 放射性碳年龄的校正放射性碳年龄的校正11.1.5 放射性碳年龄的校正放射性碳年龄的校正了解大气放射性碳随时间变化了解大气放射性碳随时间变化应用树轮进行校正应用树轮进行校正怎样将样品的怎样将样品的14C年龄校正为日历年龄年龄校正为日历年龄：v测测定定一一个个样样品品的的放放射射性性碳碳，根根据据得得到到的的样样品品14C值值和和衰衰变变公公式计算出样品的埋藏年代（式计算出样品的埋藏年代（14C年龄）；年龄）；v对对于于一一套套树树轮轮样样本本，利利用用树树轮轮宽宽度度进进行行交交叉叉定定年年，可可以以得得到到每个轮层的准确年代（日历年龄）；每个轮层的准确年代（日历年龄）；v如如果果已已知知日日历历年年龄龄的的某某个个轮轮层层中中的的放放射射性性碳碳，与与已已知知14C年年龄龄的的被被测测样样品品的的放放射射性性碳碳一一致致，那那么么就就可可以以用用该该轮轮层层的的日日历历年年龄龄校正被测样品的校正被测样品的14C年龄年龄。11.1.5 放射性碳年龄的校正放射性碳年龄的校正了解大气放射性碳随时间变化了解大气放射性碳随时间变化应用树轮进行校正应用树轮进行校正具体校正方法具体校正方法：v一种方法称为截距法，一种方法称为截距法，v另另一一种种方方法法称称为为“概概率率法法”，现现在在更更经经常常使使用用，并并且且开开发发出出了软件进行计算。了软件进行计算。校正中的误差校正中的误差：v树轮与被测样品的放射性碳测定精度有限；树轮与被测样品的放射性碳测定精度有限；v大气放射性碳的比例在发生变化。大气放射性碳的比例在发生变化。截距法截距法11.1.5 放射性碳年龄的校正放射性碳年龄的校正截距法截距法11.1.5 放射性碳年龄的校正放射性碳年龄的校正概率法概率法样品年代样品年代校正年代校正年代11.1.5 放射性碳年龄的校正放射性碳年龄的校正11.1.5 放射性碳年龄的校正放射性碳年龄的校正11.2.1 发光年代学的概念与测年原理发光年代学的概念与测年原理11.2.2 发光年代的物理机制与测量方法发光年代的物理机制与测量方法11.2.3 发光年代的应用范围发光年代的应用范围11.2 发光年代学发光年代学基本概念基本概念v热释光（热释光（TL）：）：Thermo Luminescence v光释光（光释光（OSL）：）：Optically Stimulated Luminescence v热释光和光释光是物质在被加热或照射时，其组热释光和光释光是物质在被加热或照射时，其组成矿物的晶体内由于天然离子的放射作用而释放成矿物的晶体内由于天然离子的放射作用而释放出的储存能量而发射的光线。出的储存能量而发射的光线。v利用光释光和热释光进行年代测量的技术称为利用光释光和热释光进行年代测量的技术称为发发光年代学光年代学。11.2.1 发光年代学的概念与测年原理发光年代学的概念与测年原理11.2.1 发光年代学的概念与测年原理发光年代学的概念与测年原理原理原理v被测样品埋藏于地下时，受来自于自然界中的粒子被测样品埋藏于地下时，受来自于自然界中的粒子（,）的）的影响积累影响积累TL/OSL光能量。光能量。v样品一旦暴露于阳光下，其样品一旦暴露于阳光下，其TL/OSL的光能很快就的光能很快就会被消耗，使得会被消耗，使得TL/OSL的光能被重置于零。的光能被重置于零。v样品被埋藏后的样品被埋藏后的TL/OSL光能积累量仅与在埋藏期光能积累量仅与在埋藏期内接受的离子放射线能量有关。内接受的离子放射线能量有关。v如果知道样品从埋藏开始到到目前的如果知道样品从埋藏开始到到目前的TL/OSL光能光能所需要的时间，就可以测定该样品沉积（被埋藏）所需要的时间，就可以测定该样品沉积（被埋藏）的年龄。的年龄。物质沉积后由于受到来自自然界中的物质沉积后由于受到来自自然界中的U、Th、K等元素等元素和宇宙射线产生的粒子和宇宙射线产生的粒子（,）影响，开始积累释光能影响，开始积累释光能量，然后由于暴露在阳光下使这些能量被消耗。量，然后由于暴露在阳光下使这些能量被消耗。11.2.1 发光年代学的概念与测年原理发光年代学的概念与测年原理吸收能量吸收能量：当离子放射线（主要是：当离子放射线（主要是,放射线）与非放射线）与非导体物质（如石英或长石）相互作用时，组成非导体物导体物质（如石英或长石）相互作用时，组成非导体物质的原子中一些电子产生负荷并重新分配，其中一部分质的原子中一些电子产生负荷并重新分配，其中一部分能够逃逸其依附的原子并且被捕获进入晶格间的其它稳能够逃逸其依附的原子并且被捕获进入晶格间的其它稳定位置。定位置。释放能量释放能量：被捕获到稳定位置的电子在晶格被加热或照：被捕获到稳定位置的电子在晶格被加热或照射时，又会重新回到射时，又会重新回到“自由自由”状态。其中一部分自由电状态。其中一部分自由电子能够到达另一部分自由电子转移以后所空出的一些位子能够到达另一部分自由电子转移以后所空出的一些位置（空洞），这个过程称为置（空洞），这个过程称为“重组重组”。当重组发生时，。当重组发生时，这些电子的部分能量被消耗，以热或光的形式被释放出这些电子的部分能量被消耗，以热或光的形式被释放出来。来。能量平衡能量平衡：由光或热激发的晶体样品释放的光的数量与：由光或热激发的晶体样品释放的光的数量与样品（埋藏时）吸收的总的放射线剂量具有一定比例。样品（埋藏时）吸收的总的放射线剂量具有一定比例。物物理理机机制制11.2.2 发光年代学的物理机制与测量方法发光年代学的物理机制与测量方法11.2.2 发光年代学的物理机制与测量方法发光年代学的物理机制与测量方法吸收能量，电子产生负荷并逃逸电子被捕获进入稳定位置光照下电子重获自由，发生重组，释放能量样样品品吸吸收收能能量量的的确确定定：通通过过人人工工加加热热或或照照射射的的方方法法使使被被测测样样品品在在埋埋藏藏期期间间吸吸收收的的TL/OSL能能量量释释放放，并并利利用用仪仪器测量其释放的总能量。器测量其释放的总能量。吸吸收收能能量量与与时时间间关关系系的的确确定定：对对于于TL/OSL能能量量已已经经为为零零的的被被测测样样品品，在在给给定定放放射射线线数数量量条条件件下下观观察察其其吸吸收收的的光光能能量量（通通常常用用 射射线线）多多少少（通通常常测测获获取取后后的的释释放放量量）和和所所需需时时间间，获获得得剂剂量量率率R值值。根根据据这这个个关关系系，计计算算样样品具有一定光能量所需的时间。品具有一定光能量所需的时间。测测量量方方法法De，为放射期间样品吸收的总剂量估算值。如果已知为放射期间样品吸收的总剂量估算值。如果已知“剂量率剂量率”R（单位时间吸收的放射线剂量），就可以单位时间吸收的放射线剂量），就可以计算接受剂量的时间计算接受剂量的时间T（103 年年）：）：11.2.2 发光年代学的物理机制与测量方法发光年代学的物理机制与测量方法11.2.2 发光年代学的物理机制与测量方法发光年代学的物理机制与测量方法v特别适用于不能利用放射性碳年代的情形，如没有合适的特别适用于不能利用放射性碳年代的情形，如没有合适的放射性碳测年材料或者年代超过其测年范围或者放射性碳放射性碳测年材料或者年代超过其测年范围或者放射性碳具有峰值效应的时间段（具有峰值效应的时间段（1700 AD之后，铁器时代早期，末之后，铁器时代早期，末次冰期的时间尺度）。次冰期的时间尺度）。v发光年代的特别优势是，其测量的年代是被测物质本身被发光年代的特别优势是，其测量的年代是被测物质本身被埋藏的年代，而不是如有机质测年时需要一个假定的前提。埋藏的年代，而不是如有机质测年时需要一个假定的前提。v测年的物质可以是陶器、砖块、瓷器、沙土、燃烧过的岩测年的物质可以是陶器、砖块、瓷器、沙土、燃烧过的岩石等。石等。v广泛应用于考古学上，如对西西里、西伯利亚和多巴哥陶广泛应用于考古学上，如对西西里、西伯利亚和多巴哥陶器的年代；意大利中世纪城堡砖的年代；瑞士铸铁炉的年器的年代；意大利中世纪城堡砖的年代；瑞士铸铁炉的年代。对包括来自爱尔兰、喜马拉雅山、南极地区的冰碛物代。对包括来自爱尔兰、喜马拉雅山、南极地区的冰碛物测年等。测年等。v测年的范围和精度，测年的范围和精度，10300,000年，误差一般在年，误差一般在3%到到8%。11.2.3 发光年代的应用范围发光年代的应用范围TL/OSL采样采样实验分析仪器实验分析仪器11.3.1 适用领域与基本原理适用领域与基本原理11.3.2 测量与年代计算方法测量与年代计算方法11.3 210Pb沉积速率沉积速率 210Pb（半半衰衰期期为为22.3年年）测测年年，属属于于放放射射性性核核素沉降年代学。一般适用于对湖泊沉积速率的测定。素沉降年代学。一般适用于对湖泊沉积速率的测定。基本原理：基本原理：（1）沉积物）沉积物/水界面上的水界面上的210Pb核素通量保持不变；核素通量保持不变；（2）在要测定的年代范围内没有发生核素的迁移。）在要测定的年代范围内没有发生核素的迁移。11.3.1 适用领域与基本原理适用领域与基本原理A A(z)(z)表示深度为表示深度为z z时，沉积物中核素的放射性强度。时，沉积物中核素的放射性强度。A A0 0是是t t=0=0时时,沉积物沉积物/水界面上新的沉积物中核素的放水界面上新的沉积物中核素的放射性强度（单位质量沉积物的衰变数，射性强度（单位质量沉积物的衰变数，dpm/gdpm/g）。）。为该核素放射性衰变常数。为该核素放射性衰变常数。随着沉积时间延续（沉积物厚度向下增加），沉随着沉积时间延续（沉积物厚度向下增加），沉积物中积物中210210PbPb核素的放射性强度逐渐降低，与沉积物核素的放射性强度逐渐降低，与沉积物/水界面上的水界面上的210210PbPb核素强度具有以下关系（公式核素强度具有以下关系（公式1 1）：）：11.3.1 适用领域与基本原理适用领域与基本原理 A A0 0与与核素的沉降通量核素的沉降通量（单位时间（单位时间单位面积的原子量单位面积的原子量，dpm/cmdpm/cm2 2.a.a）以及沉积物）以及沉积物/水界面上水界面上沉积物的沉积通量沉积物的沉积通量（单位时（单位时间单位面积的沉积量，间单位面积的沉积量，g/cmg/cm2 2.a.a）有关，是二者的比值。如果沉）有关，是二者的比值。如果沉积物堆积速率积物堆积速率S S（cm/acm/a）在时间）在时间t t（相当于一定深度（相当于一定深度z z）内是常数，）内是常数，则则t t=z z/S S，在已知深度，在已知深度z z处的密度处的密度(z)(z)（g/cmg/cm3 3）的条件下，其沉）的条件下，其沉积通量为积通量为S S(z)(z)。如果。如果 是核素的沉降通量（单位时间单位面积是核素的沉降通量（单位时间单位面积的原子量，的原子量，dpm/cmdpm/cm2 2.a.a），则），则A A0 0=/(/(S S(z z)，公式，公式1 1可表述为可表述为公式公式2 2：当核素的沉降通量与沉积物的沉积速率保持稳定时，当核素的沉降通量与沉积物的沉积速率保持稳定时，A A0 0值保持值保持恒定。那么，深度恒定。那么，深度z z处沉积发生距今的时间，可表述为公式处沉积发生距今的时间，可表述为公式3 3：11.3.1 适用领域与基本原理适用领域与基本原理 利用公式利用公式 需要假定沉积物需要假定沉积物/水界面的核素的通量和沉积速率保持不变。水界面的核素的通量和沉积速率保持不变。在一定时间内，核素通量可以保持不变，但在一定时间内，核素通量可以保持不变，但沉积速率总是发生变化的。因此，实际应用过程沉积速率总是发生变化的。因此，实际应用过程中，主要利用以下两种计算模型：中，主要利用以下两种计算模型：（1）连续初始密度模型，也称）连续初始密度模型，也称CIC模型模型（Constant Initial Concentration model）。）。（2）补给率连续模型，也称）补给率连续模型，也称CRS模型模型（Constant Rate of Supply model）。）。11.3.2 测量与年代计算方法测量与年代计算方法CIC模型要求提取的沉积物保持原始状态模型要求提取的沉积物保持原始状态：通过测量沉积物各个深度含水量来确定该处的密度，通过测量沉积物各个深度含水量来确定该处的密度，通过测量该深度通过测量该深度210Pb的放射性强度，利用公式的放射性强度，利用公式 计算不同深度计算不同深度z处的沉积速率，处的沉积速率，通过沉积速率确定沉积物的年代。通过沉积速率确定沉积物的年代。11.3.2 测量与年代计算方法测量与年代计算方法11.3.2 测量与年代计算方法测量与年代计算方法CRS模型建立在已知某一年龄时标（如表层年龄，某模型建立在已知某一年龄时标（如表层年龄，某一深度一深度137Cs年龄）的前提下年龄）的前提下：通过在该深度范围内各点测定的放射性强度与表层通过在该深度范围内各点测定的放射性强度与表层放射性强度的关系，拟合出一条指数曲线，得到衰放射性强度的关系，拟合出一条指数曲线，得到衰变常数变常数 与深度的关系与深度的关系，通过测定其它点的放射性强度再根据公式通过测定其它点的放射性强度再根据公式 计算沉积年代。计算沉积年代。CRS方法方法CIC方法方法CRS模型曲线拟合过程模型曲线拟合过程利用利用210Pb方法获得的年代分布方法获得的年代分布11.4 137Cs绝对年龄时标测定绝对年龄时标测定大大气气沉沉降降来来源源：在在不不考考虑虑来来自自基基岩岩碎碎屑屑带带来来的的放放射射性性核核素素情情况况下下，湖湖泊泊沉沉积积物物中中的的放放射射性性核核素素主主要要通过大气沉降进入。通过大气沉降进入。人人工工方方式式产产生生：短短时时期期内内，宇宇宙宙射射线线产产生生的的核核素素在在大大气气中中一一般般不不会会有有较较大大变变化化，只只有有人人工工方方式式产产生生的的核核素素才才能能在在大大气气中中具具有有明明显显变变化化，并并表表现现在在沉沉降降过程以及堆积物中。过程以及堆积物中。集集中中释释放放和和沉沉降降：137Cs（半半衰衰期期30年年）对对沉沉积积物物年年代代的的测测定定主主要要是是基基于于大大量量人人工工核核素素向向大大气气的的集集中释放和从大气中沉降的原理。中释放和从大气中沉降的原理。1950年年以以来来，核核实实验验导导致致许许多多放放射射性性核核素素大大量量进进入入大大气气，在在对对流流层层中中交交换换和和在在同同温温层层中中的的混混合合，最最后均匀沉降在地表，并在沉积物中富集。后均匀沉降在地表，并在沉积物中富集。测测定定核核实实验验产产生生的的主主要要放放射射性性核核素素在在沉沉积积物物中中的的比比例与强度，就能够标定一定时期内沉积发生的时间。例与强度，就能够标定一定时期内沉积发生的时间。利利用用137Cs来来进进行行年年龄龄标标定定主主要要是是根根据据其其在在核核反反应应产产生生的的比比例例（235U裂裂变变产产生生的的137Cs 占占核核素素的的6%）和有效的半衰期（半衰期为和有效的半衰期（半衰期为30年）。年）。1963核实验的高峰期核实验的高峰期1952大规模核实验开始大规模核实验开始1986切尔诺贝利核事件切尔诺贝利核事件11.5 宇宙成因核素年龄宇宙成因核素年龄宇宙成因核素的一般特性及形成机制宇宙成因核素的一般特性及形成机制v宇宙成因核素（宇宙成因核素（Cosmogenic nuclides）是宇宙射线）是宇宙射线与地表大气或岩石相互作用，发生反应形成的一系列与地表大气或岩石相互作用，发生反应形成的一系列稳定或放射性元素。稳定或放射性元素。v这些反应主要包括蜕变这些反应主要包括蜕变(Spallation)、中子捕获、中子捕获(neutron capture reactions)和介子反应和介子反应(muon induced reactions)三种形成机制。三种形成机制。v大气中产生的核素能够迅速参加地表地球化学循环而大气中产生的核素能够迅速参加地表地球化学循环而进行迁移、转化，而岩石表面产生的核素具有更加明进行迁移、转化，而岩石表面产生的核素具有更加明显的本地特性，也称为本地（显的本地特性，也称为本地（In situ）宇宙核素。）宇宙核素。v用于地学研究的核素主要为较长半衰期的放射性元素用于地学研究的核素主要为较长半衰期的放射性元素10Be、26A l、36Cl、14C 和稳定性元素和稳定性元素3He、21Ne。宇宙核素产生率及其影响因素宇宙核素产生率及其影响因素v随深度的变化而变化随深度的变化而变化 蜕变反应和中子捕获（主要针对蜕变反应和中子捕获（主要针对36Cl）主要发生）主要发生 在地表在地表1 2 m 的深度范围，其产生率随深度的的深度范围，其产生率随深度的 增加迅速下降。增加迅速下降。宇宙核素产生率及其影响因素宇宙核素产生率及其影响因素v随纬度发生变化随纬度发生变化 以蜕变成因的宇宙核素为例以蜕变成因的宇宙核素为例,其赤道海平面的产生其赤道海平面的产生 率约是北纬率约是北纬60海平面产生率的海平面产生率的60%左右左右,而纬而纬 度大于度大于60之后之后,宇宙核素产生率的变化很小。宇宙核素产生率的变化很小。v随高度发生变化随高度发生变化 海拔高度越高海拔高度越高,地球对宇宙射线的遮挡越少地球对宇宙射线的遮挡越少,宇宙宇宙 核素的产生率越高。例如核素的产生率越高。例如:北纬北纬40,海拔海拔800m 的宇宙核素产生率约为海平面高度产生率的两倍。的宇宙核素产生率约为海平面高度产生率的两倍。v随地球磁场以及太阳活动强度的变化而变化。随地球磁场以及太阳活动强度的变化而变化。宇宙核素浓度与暴露时间和侵蚀速率的关系宇宙核素浓度与暴露时间和侵蚀速率的关系v随着暴露时间的增加随着暴露时间的增加,宇宙核素的浓度在岩石表面不断累积；宇宙核素的浓度在岩石表面不断累积；v由于岩石表面不断侵蚀和宇宙核素不断衰变由于岩石表面不断侵蚀和宇宙核素不断衰变,核素浓度的增加核素浓度的增加速度将随时间的加长而不断减缓。速度将随时间的加长而不断减缓。v理论上理论上,宇宙核素浓度可以表示为岩石表面暴露时间和表面侵宇宙核素浓度可以表示为岩石表面暴露时间和表面侵蚀速率的函数。假定核素产生率在特定区域和时间内保持恒蚀速率的函数。假定核素产生率在特定区域和时间内保持恒定定,针对蜕变成因的宇宙核素，针对蜕变成因的宇宙核素，核素浓度的变化速率可以表述核素浓度的变化速率可以表述为以下形式。为以下形式。N 宇宙核素浓度；宇宙核素浓度；t 暴露时间；暴露时间；P 宇宙核素产生率；宇宙核素产生率；x 样品深度样品深度 有效衰变常数；有效衰变常数；核子吸收常数；核子吸收常数；本地侵蚀速率本地侵蚀速率蜕变成因的核素浓度随时间变化的曲线可以划分为三段：蜕变成因的核素浓度随时间变化的曲线可以划分为三段：1)线性增长段。当岩石表面的暴露时间远小于有效半衰线性增长段。当岩石表面的暴露时间远小于有效半衰期时期时,核素浓度随时间的增加线性累积核素浓度随时间的增加线性累积,此时岩石表面此时岩石表面侵蚀速率的影响可以忽略。侵蚀速率的影响可以忽略。2)缓慢增长段。当岩石表面的暴露时间接近有效半衰期缓慢增长段。当岩石表面的暴露时间接近有效半衰期,并在并在23 个有效半衰期之内个有效半衰期之内,核素浓度随时间的增加核素浓度随时间的增加逐渐变缓，逐渐变缓，同时同时,明显受到表面侵蚀速率的影响。明显受到表面侵蚀速率的影响。3)稳定平衡段。宇宙核素的产生量与其由于衰变及表面稳定平衡段。宇宙核素的产生量与其由于衰变及表面侵蚀而造成的损失量接近平衡侵蚀而造成的损失量接近平衡,核素浓度相对稳定核素浓度相对稳定,不不再随时间的增加而明显增长。一般而言再随时间的增加而明显增长。一般而言,当岩石表面暴当岩石表面暴露时间大于露时间大于3 个有效半衰期时个有效半衰期时,核素浓度随时间的变化核素浓度随时间的变化可以近似认为达到了平衡状态。可以近似认为达到了平衡状态。宇宙核素浓度与埋藏年龄的关系宇宙核素浓度与埋藏年龄的关系v停止积累：停止积累：利用宇宙核素计算埋藏年龄，通常假设岩利用宇宙核素计算埋藏年龄，通常假设岩石或沉积物在经历了足够长时间的宇宙核素积累之后，石或沉积物在经历了足够长时间的宇宙核素积累之后，被快速埋藏，致使核素浓度停止继续积累；被快速埋藏，致使核素浓度停止继续积累；v两个核素：两个核素：由于埋藏年龄问题至少含有两个未知因素由于埋藏年龄问题至少含有两个未知因素（埋藏年龄以及埋藏前的暴露时间或侵蚀速率），因（埋藏年龄以及埋藏前的暴露时间或侵蚀速率），因此需要通过两种以上不同核素衰变速率的差异才可以此需要通过两种以上不同核素衰变速率的差异才可以确定样品的埋藏时间。确定样品的埋藏时间。v一般而言，这种状况可以发生在沉积物被冲入洞穴或一般而言，这种状况可以发生在沉积物被冲入洞穴或突然被较厚物质掩埋等情况下。突然被较厚物质掩埋等情况下。11.6.1 适用领域与基本原理适用领域与基本原理11.6.2 两组测量方法两组测量方法11.6 铀系不平衡法铀系不平衡法v概念概念 铀系不平衡定年方法（铀系不平衡定年方法（UraniumSeries Disequilibrium）是基于铀的母体和子体核素随时）是基于铀的母体和子体核素随时间发生增长或衰减，再在铀系中重新建立平衡的原间发生增长或衰减，再在铀系中重新建立平衡的原理。理。v应用范围应用范围 铀系定年可应用于各种各样的物质，其时间也可从铀系定年可应用于各种各样的物质，其时间也可从现代到现代到1MaBP。决定于分析中所用的是核素种类。决定于分析中所用的是核素种类。11.6.1 适用领域与基本原理适用领域与基本原理机制机制v矿矿物物的的后后期期结结晶晶相相中中，铀铀和和钍钍进进入入结结晶晶岩岩石石，含含铀铀系系统统在在不不受受干干扰扰时时表表现现出出长长期期的的放放射射性性平平衡衡（子子体体的的衰衰减速率相当于母体衰变成子体的产率）；减速率相当于母体衰变成子体的产率）；v含含铀铀系系统统受受到到干干扰扰后后则则出出现现不不平平衡衡，通通过过确确定定这这种种平平衡被打破的程度，能够获知受干扰以来经历的时间。衡被打破的程度，能够获知受干扰以来经历的时间。干扰过程干扰过程v在在风风化化、搬搬运运和和沉沉积积过过程程中中，铀铀系系中中的的不不可可溶溶性性组组分分出现沉淀和可溶性组分出现选择性淋滤而产生干扰。出现沉淀和可溶性组分出现选择性淋滤而产生干扰。测量方法测量方法v根根据据铀铀系系的的两两种种扰扰动动形形式式，分分为为两两组组铀铀系系不不平平衡衡定定年年方法。方法。11.6.1 适用领域与基本原理适用领域与基本原理铀铀-92镤镤-91钍钍-90锕锕-89钍钍-90锕锕-89镭镭-88锕锕-87钫钫-86砹砹-85钋钋-84铋铋-83铅铅-82 第一组方法：第一组方法：被测物质为不可溶性组分产生的沉淀，被被测物质为不可溶性组分产生的沉淀，被测量的铀系元素基本无子体衰变，即铀系元素仅是放射性强度测量的铀系元素基本无子体衰变，即铀系元素仅是放射性强度的改变，并没有生成新的子体元素。的改变，并没有生成新的子体元素。例如，海水中溶解的铀形成不溶性的例如，海水中溶解的铀形成不溶性的230Th（钍）和（钍）和231Pa（镁）后，（镁）后，不溶性不溶性沉淀由于失去溶解铀的支持，其中过剩沉淀由于失去溶解铀的支持，其中过剩230Th和和231Pa以已知的速度衰变，测量沉积物活度可以获知其年龄。以已知的速度衰变，测量沉积物活度可以获知其年龄。以无子体核素衰变支持为基础的定年范围及它们的应用列以无子体核素衰变支持为基础的定年范围及它们的应用列于下表中。于下表中。11.6.2 两组测量方法两组测量方法 第二组方法：第二组方法：被测物质为选择性淋滤产生的可溶性组分，被测物质为选择性淋滤产生的可溶性组分，被测量的铀系元素为沉积后母体同位素衰变而成子体同位素，被测量的铀系元素为沉积后母体同位素衰变而成子体同位素，该子体同位素没有其他来源，也没有发生短缺。根据衰变产物该子体同位素没有其他来源，也没有发生短缺。根据衰变产物的积累对放射性平衡恢复的程度