BETA-实验室碳测年系列--四、测年技术（方法）大阅兵_【BETA实验室】

BETA-实验室碳测年系列--四、测年技术（方法）大阅兵随着科学技术的进步，人们利用不同的测年对以往未知的信...

BETA-实验室碳测年系列--四、测年技术（方法）大阅兵

随着科学技术的进步，人们利用不同的测年对以往未知的信息有了更多的了解。从几十年到及时亿年，从地质学到考古学，针对不同类别、不同时间尺度的测年方法种类繁多，本次就有小贝来为您罗列一下，希望对您的研究有所帮助，觉得好请点赞哦。

测年方法种类多样，根据分类依据的不同有不同的分类方法，本文仅以同位素测年法、释光（热/光释光）测年法、宇宙成因核素测年、放射性碳十四测年法（本质上属于同位素测年）来进行阐述。

一、同位素测年

同位素地质年代学是地球科学、物理学、化学和技术科学相互交叉发展起来的一门新兴学科。同位素地质年龄测定依据元素放射性衰变的原理。放射性是指原子核自发地放射各种射线( 粒子)的现象。在磁场中研究放射性的性质时, 发现射线是由α、β、γ等3 种射线组成的。α射线是高速运动的粒子流, 粒子由2 个质子和2 个中子组成, 实际上就是He 原子核。β 射线是高速运动的电子流。γ射线是波长很短的电磁波。能自发地放射各种射线的同位素称为放射性同位素。放射性同位素放射出α或β射线而发生核转变的过程称放射性衰变, 衰变前的放射性同位素为母体, 衰变过程中产生的新同位素叫子体。

Rb-Sr 法

Rb-Sr 法测年应用的是87 Rb 放射出的β- 粒子衰变为稳定同位素87 Sr 的原理。1937 年, 放射性同位素87 Rb 被确定; 同年, Coldschmidt 建议利用富Rb 矿物定年; 1943 年, Hahn 等获得了第一个由铯榴石测定的Rb-Sr 年龄。上世纪60 年代以后, 随着同位素稀释法的引入, 固体同位素质谱计灵敏度、精确度的改进及等时线概念的提出, 该方法才被广泛应用。如今, Rb-Sr 同位素计时体系仍然是同位素地质年龄测定的重要方法之一。

根据蚀变矿物的Rb-Sr 同位素组成测定成矿年龄。在热液矿床的蚀变带,通过有效的分选手段挑选出纯度较高的样品,用Rb-Sr 法获得等时线年龄来界定成矿地质作用时间。

Rb-Sr 测年法存在的一些问题:①测定年龄的样品量较大，而且要求样品同源、具有相近的同位素初始比值和形成后处于封闭体系;②如何科学判定Rb-Sr 等时线上的样品应被剔除或保留的问题；③测定包裹体的年龄时，难以排除次生包裹体的影响,而且原生包裹体可能存在不同时代的包裹体，决定了在实际工作中很难得到科学的、合理的等时线年龄。

Sm-Nd 法

1974 年, Lugmair 首次用Sm-N d 同位素年代学方法成功地测定了无球粒陨石Juv inas 的年龄,到70 年代末至80 年代初, 该方法得到广泛的应用,已成为地球科学和宇宙科学研究重要的工具。

Sm在自然界有7 个同位素, 144 Sm( 3. 16%) , 1 47Sm( 15. 07% ) , 148 Sm( 11. 27% ) , 149Sm( 13. 84% ) ,1 50Sm( 7. 47% ) , 152 Sm ( 26. 63%) , 154 Sm ( 22. 53) 。Nd 在自然界也有7 个同位素, 142 N ( 27.09% ) ,143Nd( 12. 14% ) , 144 Nd ( 23. 83% ) , 145 Nd ( 8. 29% ) ,1 46Nd( 17. 26% ) , 148 Nd ( 5. 74% ) , 150 Nd ( 5. 63% )。1 47Sm和148 Sm 具有放射性, 通过α衰变转变成143 Nd和144Nd。144 Nd 也具有放射性, 通过α衰变转变成1 40Ce, 但是由于其极端长的半衰期( 2. 1 * 10^15 a) , 放射性所引起的变化可以忽略, 实际上可作为稳定同位素看待。

Sm-Nd 体系抗扰动性强,是一种理想的成矿年龄测定方法。主要采用等时线法测定，合适的测试对象是矿床中的矿石矿物和脉石矿物，只要这些矿物有足够数量的钐、钕(wB>1×10^-6) 和可变的Sm/Nd 值。

U-Pb 法

U-Pb 法是最早用来测定地质年龄的放射性方法之一。早在1907 年波尔特伍德就开始利用U 的放射性衰变规律进行矿物年龄测定的研究, 他根据U的衰变速率和U 矿物中U 、Pb 的含量计算矿物的年龄, 建立了化学U-Pb 法( 称粗铅法) 。1935 年尼尔用改进的质谱计分析了U、Th、Pb 的同位素组成后, 建立了同位素U-Pb 法。许多学者对影响年龄的因素进行了广泛深入的研究, 进一步改进了U、T h、Pb 的测定技术, 同时研究了数据处理方法, 使U-Pb 法的应用范围迅速扩大。U-Pb 法既适用于古老岩体和矿物样品的年龄测定, 也适用于年轻样品; 既能测定成岩时代, 也能测定成矿时代; 既可测定原生矿物的年龄, 也能测定变质矿物的年龄和变质时间。此外, 1 个样品用此法可以同时得到4 个年龄值。根据4 个年龄值相互对比, 能够提高确定年龄结果的可靠性。而根据4 个年龄值之间的非一致性特征, 来探讨岩体或矿物所经历的地质过程。因此本法在同位素地质年代学中占有重要的地位。

自然界中U 含有2 种放射性同位素, 即238 U和235U, 长寿命的232 Th 组成大部分的自然Th。这3种母体同位素经过十几个连续衰变最终形成稳定的206Pb、207Pb、208 Pb, 是测定年龄的3 个独立方法的基础。岩石和矿物形成之后, 由于238 U、235 U、232 T h 不断地衰变成206 Pb、207Pb 和208 Pb, 所以在地球历史中这3 种同位素的丰度在不断地增加。而到目前为止尚不知道204Pb 与哪种放射系列有关, 可能是宇宙成因的, 即在行星形成之前已经存在了。大量的研究工作表明, 204 Pb 在古老的铅矿石和陨石中的相对含量比较高, 在现代普通铅中的含量较低, 至今仍保持原来的丰度。因此可以认为204 Pb 不是放射成因的产物。

K-Ar 法

包括常规的K-Ar 稀释法和40Ar/39Ar 法。K-Ar 法年龄测定原理是根据40K经K层电子捕获形成稳定同位素40Ar的衰变规律建立的地质计时方法，K具分支衰变，其总量的89.33%为β衰变形成稳定的40Ca，而10.67% 以电子俘获并放出γ光子而形成稳定同位素40Ar 。

其中，λ是40K的总衰变常数，λ=λe+λβ，λe和 λβ分别是40K衰变成40Ar和40Ca的衰变常数。按该公式计算年龄时，需满足下列条件： ①岩石或矿物形成后保持封闭体系，既没有K的交换，也无40Ar的得失。②样品中不存在过剩Ar，外来Ar全部作为大气Ar扣除。③能精确测定40K的衰变常数和样品中的微量Ar。由于40K仅占总K量的万分之一左右，加之，只约10%的40K衰变成40Ar，所以自然样品中由40K衰变形成的40Ar量极少，年轻样品中的40Ar就更少了。故如何准确测定微量Ar，是该法实验技术的关键。K-Ar法中还包括40Ar/39Ar计时法。该计时法是把样品放入核反应堆中经中子照射后，测定它们的40Ar/39Ar比值，以计算样品的地质年龄。适用于K-Ar法测定的样品：矿物有云母、钾长石、角闪石、海绿石和伊利石等；岩石主要有玄武岩、细粒中基性岩和板岩等。

40Ar/39Ar 法

Ar-Ar 法定年的可能性是由Sigurgeirsson( 1962) 第一次提出来的, 而40 Ar/ 39A r 法定年的原理及详细技术细节的描述是由Mer rihue ( 1965) 、Mer rihue 等( 1966) 和Mitchell ( 1968) 完成的。此后, Dalrymple 等( 1971, 1974, 1988 ) 、Dalrymple( 1994) 、McDugall( 1974) 又对该方法进行了完善。Ar-Ar 年龄测定法有几个明显的优点: ①K 和A r的含量是在同一样品上测定的, 因而不用担心样品的不均匀性问题; ②只需测量Ar 的同位素比值, 不需测量K 和Ar 的绝对含量, 故可获得较高的测量精度; ③使用分步加热技术可以在同一个样品上获得由一系列年龄组成的年龄谱及等时线; ④由于把测K 转换为测A r, 使得激光微区Ar-Ar 年龄测定成为可能。

主要有以下3 种方法:

1）分阶段加热释40Ar-39Ar 法。

2）激光显微探针40Ar/39Ar 定年法。

3）流体包裹体40Ar/39Ar 真空击碎法。

Re-Os 法

Re-Os 测年法是基于放射性的187 Re 通过B 衰变成为187Os 来计算地质年龄的。1961 年, H err 等首先应用Re- Os 法测定了陨石和辉钼矿样品的年龄, 初步发现了大陆样品的187Os/ 186Os 比值有一定的变化, 但当时受限于分析技术的灵敏度和精确度不够高, 这些初步尝试并未继续下去。直到1980年, A lleg re 利用Cameca 离子探针结合改进的化学分离技术进行Re、Os 同位素分析, Re-Os 法才真正进入实用阶段。此后随着二次离子质谱、共振电离质谱、加速器质谱、等离子质谱和负离子热电离质谱等的发展使Re-Os 测年法的研究和应用日趋活跃,目前已经成为直接测定金属矿床矿化年龄的主要方法。

包括普通的Re-Os 法和Os-Os 法：

1）Re-Os 法。对热液矿床的研究工作表明:在硫化物的沉淀过程中,Re/Os 比值的分异十分明显,而且Re 和Os 分别为亲铜亲铁元素，均可以进入金属硫化物晶格中，为含金属硫化物的矿床定年提供了可能。

2）Os-Os 法。该法是Re-Os 法的新发展，与Ar-Ar 法类似,利用反应堆中子辐照，使矿物中的185Re 生成186Re，187Re生成188Re，再经β 衰变生成稳定的186Os 和188Os。辐照后样品中Os 同位素组成发生了改变,通过与标准样品对比，就能获得样品Os-Os 年龄。Os-Os 法定年适用于所有Re-Os 法可应用的对象。

二、释光（热/光释光）测年法

释光年代指晶体矿物在上次加热事件或曝光事件后埋藏直到现在的时间间隔。当晶体矿物被埋藏后将重新接受来自周围环境的电离辐射，其释光信号就会重新积累，释光信号积累的强度与所接受的环境辐射剂量成正比。环境辐射主要来自晶体矿周围U、Th 和K 等放射性元素衰变产生的辐射和宇宙射线的辐射，宇宙射线的辐射与地理位置相关，U、Th 和K 的辐射与它们的含量有关。因为宇宙辐射和放射性物质的辐射短期内( 相对于其半衰期而言) 是不变的，所以某一已知地点环境中的辐射剂量率是固定的。也就是说同一地点的晶体矿物的环境辐射剂量与积累时间成正比。在实验室中，用加热或用光束照射矿物颗粒使累积的辐射能以光的形式被激发出来，这就是释光信号。通过加热激发的释光信号叫热释光，通过光束激发的释光信号叫光释光。

热释光测年法

热释光测年法（thermohtminescence dating techniques）：物质具有受热发光的性质，是电子在晶格间移动时释放储存能量的结果；在一定的时距内，放射性元素U、Th和K每年提供给晶体的核辐射总剂量是一个定量，释放的光子数，即热释光强度与贮能电子累积的时间成正比。因此，通过测定晶体的热释光强度和每年接受的辐射总剂量，可计算样品的年龄。这种测年技术称热释光测年法，测年范围介于数百年到100万年。主要适用于受过烧灼或加热后的物质，被广泛应用于考古研究中。在地质上对于测定因风化作用，分解和再沉积而形成的各种自然岩石，矿物的混合物也有效，特别是其中的石英，长石都能作为试样。

光释光测年法

光释光测年法（optical stimulated luminescence dating）是在热释光基础上发展起来的测年技术。石英等矿物晶体里存在着“光敏陷阱”，当矿物受到电离辐射而产生的激发态电子被其捕获时就成“光敏陷获电子”，它们可以再次被光激发逃逸出“光敏陷阱”，重新与发光中心结合再发射出光，这种光就是光释光信号；利用这种信号进行测年的技术即光释光法。

光释光测年技术是目前第四纪研究中应用最普遍也是最被认可的测年技术之一，测年范围可从几十年(Liuet al, 2011)到十几万年(Lai et al, 2013)，甚至达到70多万年(视样品而定)(Huntley et al, 2001)。因其测年物质是石英或长石，在绝大多数沉积物中含量丰富，所以可广泛应用；并且是对沉积物的直接测年。

三、宇宙成因核素测年

宇宙成因核素地表暴露测年方法, 是近年来迅速发展起来的一种新的同位素地质年代学方法。宇宙成因核素主要是由来源于银河系的宇宙射线与暴露于地表的物质作用形成的, 作用机制主要包括裂变、中子捕获和介子反应。产生宇宙成因核素宇宙射线粒子主要是次生快中子、热中子和负慢介子,由于这些宇宙射线粒子在空间分布上的不同, 地球上不同纬度、海拔高度和深度处的宇宙成因核素生成速率也表现出较大的差异。地表物质中宇宙成因核素浓度除了受到核素生成速率和地表物质的暴露时间制约外, 还与地表侵蚀速率密切相关, 此外, 地磁场强度、遮蔽、化学风化及样品的几何位置等也会对核素浓度产生一定影响, 在求算样品的地表暴露年代时, 应对这些因素进行相应的校正。宇宙成因核素地表暴露测年技术的理论和方法日臻完善, 目前它已被广泛到第四纪冰川、撞击坑、火山地貌、断层面等地学问题中来。

理论上, 宇宙成因测年方法的测年范围取决于所测核素的半衰期, 比如14 C 的测年范围为0～15ka , 稳定核素3 He为0至无穷大。对于放射性核素来说, 2 至3 个半衰期被认为是测年的上限。除此之外, 核素的累积曲线会逐渐接近生成速率和衰变速率的平衡状态, 也就是说, 积累量将不会随时间变化而发生改变。实际的时间范围取决于地质因素, 比如侵蚀、风化和构造运动。除了像南极那样的环境, 大部分地表侵蚀很快, 会在小于理论测年极限的时间尺度上影响到宇宙成因核素的积累。为了扩大测年范围, 必须单独地估计侵蚀情况, 比如使用两种宇宙成因核素或使用一种核素而采集多个样品。测年的下限取决于生成速率、所用的分析技术、以前的暴露情况和放射成因(非宇宙成因)生成的核素。高海拔地带的生成速率很高, 只需经过几百年, 宇宙成因核素的积累量就能够检测得到。

近年来, 宇宙成因核素已被应用到第四纪地质年代学领域, 主要表现在这样几个方面:第四纪冰川作用年代;第四纪期间火山喷发的时间;陆地上撞击坑的形成时间以及断层形成年代。

四、放射性碳十四测年法

放射性碳( 14 C)测年方法是W. F. Libby 于1946年开始创建的,是迄今为止国内外在第四纪地质、新构造、活动构造及考古学研究中应用最广泛、最可靠的放射性同位素测年方法。

自然界中碳元素有三种同位素,即稳定同位素12C、13C和放射性同位素14C,在地球上有99%的碳以碳-12的形式存在，有大约1%的碳以碳-13的形式存在，只有兆分之一（0.0000000001%）是碳-14，存在于大气中。

自然界中的14C是宇宙射线与大气中的氮通过核反应产生的.碳-14不仅存在于大气中,随着生物体的吸收代谢,经过食物链进入活的动物或人体等一切生物体中.由于碳-14一面在生成,一面又以一定的速率在衰变,致使碳-14在自然界中（包括一切生物体内）的含量与稳定同位素碳-12的含量的相对比值基本保持不变.
当生物体死亡后,新陈代谢停止,由于碳-14的不断衰变减少,因此体内碳-14和碳-12含量的相对比值相应不断减少.通过对生物体出土化石中碳-14和碳-12含量的测定,就可以准确算出生物体死亡（即生存）的年代.例如某一生物体出土化石,经测定含碳量为M克（或碳-12的质量）,按自然界碳的各种同位素含量的相对比值可计算出,生物体活着时,体内碳-14的质量应为 m克.但实际测得体内碳-14的质量内只有m克的八分之一,根据半衰期可知生物死亡已有了3个5730（14C其半衰期约为5,730±40年，衰变方式为β衰变，碳14原子转变为氮-14原子，其最大测算不超过6万年—即经过5个半衰期之后，也就是不到三万年，碳14就会衰减到一半的一半的一半的一半的一半，大概只有原来的1％了，再往后碳就变成死碳了，也就是说很难找到碳14的踪迹。因此碳十四测年的范围就很窄了只有大概五万年而已。）年了,即已死亡了一万七千二百九十年了.美国放射化学家W．F．利比因发明了放射性测年代的方法,为考古学做出了杰出贡献而荣获1960年诺贝尔化学奖。