12第12章 第四纪代学.ppt

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1、第十二章 第四纪年代学,一、物理年代学方法二、放射性同位素年代法三、其他方法,一、物理年代学方法,概念：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。种类：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,概念：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。,1、古地磁学方法,实质：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KAr法）测定他们各自的年代，继而建立统一的磁性年表。,1、古地磁学方法,（

2、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500650（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（106109年）和磁场倒转（104-106）。,地磁场图,载有剩磁的天然矿物的居里温度,矿物 组成 居里温度()磁铁矿Fe3O4 585赤铁矿 Fe2O3 675磁赤铁矿 Fe2O3 740磁黄铁矿 Fe7O8 300铁 Fe 780 镁铁矿 MgFe2O

3、4 440锰尖晶石 Mn Fe2O4 310针铁矿 FeOOH 120钛尖晶石 Fe2TiO4-153 纤铁矿 FeOOH-196 钛铁矿 FeTiO3-218,1、古地磁学方法,正极性：指岩石剩磁的极性方向与现代地球极性方向相同，其磁倾角为正值，磁偏角接近0。反极性：是指岩石剩磁的极性方向与现代地球极性方向相反，其磁倾角为负值，磁偏角接近180。极性时（世、期）：指以某种极性占优势、持续时间较长的时间单位，一般在100万年左右。极性亚时（事件）：极性时中短暂的（1万年十几万年）极性倒转时期。,1、古地磁学方法,（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

4、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。,用于第四纪的古地磁极性年表,据A.Cox，1 9 6 9等资料综合 黑色为正极性；白色为反极性,1、古地磁学方法,(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。,1、古地磁学方法,(5)采样要求 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。取定向标本：产状要素法、自然方位法 采样间距及大小：垂

5、直间距1m，大小2cm*2cm*2cm。,古地磁方法综述 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。,1、古地磁学方法,古地磁对比图,河北平原肃宁县东官亭村厚达500m的第四纪沉积物的古地磁极性变化（据李素珍，1976）1.亚砂土；2.亚粘土；3.砂层；4正向极性；5.反向极性；

6、6.正向倾角；7.反向倾角,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：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。,2、热释光（TL）、光释光(OSL)、电子自旋共振（ESR）法,（1）热释光（Thermoluminescence）,A.基本原理非金属绝缘矿物 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（图）计算公式,加热至红外温度,A=,P,D,（1）热释光（Thermoluminescence）,B.基本假设条件a、所测样品经历了一次彻底的“零化”(热)事

7、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。,（1）热释光（Thermoluminescence）,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。,（1）热释光（Thermoluminescence）,C、测量对象及测年范围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

8、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。,（1）热释光（Thermoluminescence）,D.取样注意事项a.注意避光：开挖新鲜露头，样品要及时用黑布或不透光的容器包装，避免阳光照射。b.采集埋藏稳定、岩性均一的细粒部分的样品，对于陶瓷样品同时采取周围的土样，保证得出准确的环境剂量。C.少样品水分的丢失，含水状态对计算环境剂量率有影响。d.断层样品的采取：最新一次活动的断层泥，并同时取断层两盘的的围岩样，供校准环境剂量。e.样品量：除陶瓷样品外，其它样品需200-250克。,（2）光释光(OSL）法,光释光法（Optically Stim

9、ulated Luminescence）是1985年由D.J Huntley等提出和建立的一种新的第四纪沉积物年龄测定方法。它是在热释光基础上建立起来的，近年来获得迅猛发展。不少专家认为，光释光法进一步发展可能成为一种可与14C法媲美的第四纪测年方法。我国是1990年由中科院地质所卢演俦开始做工作，1994年建立实验室。,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

10、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。,(2)光 释 光 法(OSL),（）电子自旋共振（ESR）法,1）原理 顺磁中心非金属绝缘矿物 游离电子 杂质心 跃移 ESR累积信号（Al.Fe.Mn）Si-O键断裂 自由电子中心ESR累积信号吸收的辐射能量时间（t）ESR累积信号时间（t）t=应用条件与热发光法相同，但样品可以重复利用。,辐射,磁场,TD-ID,AD,（）电子自旋共振（ESR）法,2）测试对象沉积和淀积形成的样品：碳酸盐类、磷酸岩类（牙齿、动物骨头）、硫酸盐类、硅酸盐类样品。受热样品：火山物质、古代人们烧烤过的材料。受压力作用的样品：断层活动影响的样品。

11、经过太阳照射的样品：3）测年范围视不同样品和环境剂量率大小而定，一般可以测距今几百年到几百万年时间段的年龄。,（）电子自旋共振（ESR）法,4）样品的采集量A.石笋、石膏、钙华等样品及牙齿、动物骨头等生物化石：克。B.含石英颗粒（松散沉积物）样品的采集量视待测样品中石英含量而定，一般需要克。,、裂变径迹法（Fission Track）,(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。,裂变,（2）测量对象磷灰石、锆石、榍石、云母、火山玻璃

12、、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MaBP以来的样品。,、裂变径迹法（Fission Track）,（4）取样注意事项岩石新鲜矿物结晶程度高，不含或少含杂质。样品量确保足以遴选出几十个或更多的测试矿物颗粒，要求选单矿物颗，送岩石样品一般需Kg。,、裂变径迹法（Fission Track）,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-et)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、

13、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。,-t,1,N0,N,1、14C法,（1）基本原理放射性碳的形成与衰变(图)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-t t=log 18.5 103(a),1、14C法,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。,1、14C法,（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

14、样要求注意事项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。,14C样品采集量,木炭 3090g干燥木头 60g 和其他植物遗体干燥泥炭、古树根 150300g草、皮、毛、蹄、鹿和其他动物的角 5002200g火烧骨 2200g贝壳 2200g对于年龄大于36000年或有特殊较高要求的样品，样品的采集量应为要求量的2倍。,2、K-Ar法,（1）基本原理（图）（2）基本假设条件（非宇宙成因放射性同位素法都相同）放射性元素的半衰期准确知道 t=0时,无放射成因的40Ar,即40A

15、r/36Ar为大气比值 t时段内,K与Ar处于一个封闭体系。（3）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（4）测年范围：10万年10亿年（Q3以前）,2、K-Ar法,（5）取样要求 样品有一定的地质意义；有良好的保护环境，样品无蚀变；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。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。,2、K-Ar法,（5）取样要求送样重量：估计年龄范围(Ma)含钾量(%)样品重量(g)0.05-0.4 0.5-2 5-10 0.4-1 0.5-2 3-

16、5 1-5 0.5-2 1-3 5 0.5-2 1,2、K-Ar法,（6）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。中子活化法（Merrihue,1965）：39K 39Ar,39Ar=J 40K 这样可以利用40Ar/39Ar计算年龄值。母、子体同位素同时在质谱仪上分析，克服了样品不均匀性造成的影响。,快速中子照射,3、铀系法（铀系不平 衡法）,（1）基本原理238U、235 U、232Th 非平衡状态 平衡状态衰变过程服从 N=N0e-t,t=ln 放射性积累：t=0时：

17、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。,同位素分馏效应,物理、化学、生物作用,衰变,t,1,N0,N,3、铀系法（铀系不平衡法）,(2)假设条件：母体和子体的半衰期应准确知道（表）。在时间为零的初始点，系统中用于测年的子体同位素

18、放射性为零或可忽略不计或已知。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。,3、铀系法（铀系不平衡法）,230Th-234U法（锾-铀法）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 75ka,3、铀系法（铀系不平衡法）,（3）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：

19、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）测年范围几百年万年，最佳范围在万年万年之间。,3、铀系法（铀系不平衡法）,(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10100g。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。,4、人工核放射性沉降法,三、其它方法,历史考古法沉积学方法树木年轮法,测 年 数 据 的 评 价,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。,