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2.2第四纪基本问题2-第四纪年代学


第四纪地质学基本问题

? 内容
– 第四纪沉积物及其成因 – 第四纪年代学 – 第四纪气候基本特征及其研究 – 第四纪生物界特征及其研究意义
? 人类的出现与演化阶段

– 第四纪地层及阶段划分

? 学习重点,需熟练掌握

思考题
? 基本概念
– 古地磁年代学;极性;极性期 ;布容正向期; 放射性同位素年代学

? 简述热释光(TL)年代学的基本原理 ? 简述14C测年的基本原理、适用范围和优缺 点 ? 熟悉古地磁年表

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(如发光性、磁 性等)测定沉积物年龄的方法,是物理年代地层 学研究的主要内容。 ? 种类
? ? ? ? ? ? 热释光(TL) 光释光(OSL) 电子自旋共振(ESR) 古地磁法 裂变径迹法 …

1 古地磁法
古地磁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。

岩石天然剩磁 极性正反方向变化(地磁场倒转) 标准极性年表

概念: 磁性矿物
? 矿物在磁场中会受到外加磁场的感应,根据磁性特征,可 以把矿物分为抗磁性、顺磁性和铁磁性矿物,简称磁性矿 物。岩石中常见的磁性矿物一般包括(钛)磁铁矿、磁赤 铁矿、赤铁矿、磁黄铁矿及针铁矿等,而前三者通常是主 要的载磁矿物。

居里温度
? 矿物的剩余磁性随温度的升高会减弱,当升高到某个温度 点时,矿物的剩余磁性会急剧衰减并消失,这个温度点被 称为居里温度(或居里点)。

一些矿物的居里温度

? 自然界中,大多数物质都含有磁性矿物(如磁铁 矿),它们在受热或沉积时受地磁场影响获得微弱磁 性,获得的磁性方向与当时的地磁场方向是一致的。 ? 获得磁性的物质(如风成和水成沉积物)在后期没有 经历超过其居里温度的条件下,无论地磁场怎样改换 方向,这些物质获得的磁性都不会改变。 ? 磁场序列:沉积物记录的磁场条件能够反映其沉积的 上下关系以及对应的古磁场序列。当古磁场序列得到 由其它方法标定的绝对年龄标准时,可以得出序列中 各层的数值年龄。

地磁要素
? 地球的磁场是一个矢 量。地球磁场的强度可 以用其总强度(H)和它 在不同坐标系中的各个 分量来表示 ? 不同纬度具有不同的磁 倾角
磁感应强度(H),水平分量(Hh),垂直分量(Hz),磁倾角(I),磁偏角 (D),北向分量(Hx),东向分量(Hy)。在实验室只要测出垂直分量,北向 分量和东向分量后就可计算得出其它四个要素。

地磁场倒转

? 地磁场在地质历史时期 曾发生多次正负极倒转 ? 倒转具有全球等时性

现在地磁场

78万年前的地磁场

标准地磁极性年表
? 不同时期的地磁场方 向被地层中的磁性矿 物所记录,测定不同 时期岩层中的地磁场 方向就可以恢复地磁 场倒转的时间序列, 建立标准地磁极性年 表。 ? 与现代磁场方向一致 定义为正极性,相反 则定义为负极性。
年代(百万年)

最 近 3.6 百 万 年 以 来 的 标 准 极 性 柱

118百万年以来的 标准地磁极性年表
标准地磁极性年表:运用古地 磁数据建立极性倒转的相对顺 序,再运用定年手段(例如KAr,Ar-Ar法)测定倒转界限 的年代,继而建立全球统一的 标准地磁极性年表。

年代(百万年)

古地磁定年原理-对比法
? 测量岩层中的极 性正反方向,通 过与标准极性年 表对比,获得地 层年龄。
右图中地层的年代 是多少?

地磁场倒转的发现历史
? 1906年,布容(Brunhes)在熔岩流和其烘烤层中发现一 些样品的天然剩磁与现代地磁场方向相反,认为它们形成 于倒转的地磁场中。 ? 1929年,松山(Matuyama)在研究日本和朝鲜的火山岩 时,发现一组样品的剩磁方向与另一组相反,他认为在第 四纪的某个时期地磁场方向与现在相反,之后逐步变化到 现在的方向。 ? 1951年,Hospers在研究冰岛的玄武岩时发现一些样品为 负极性,指出这些岩浆喷出时地磁场的方向与现今相反。

早期的这些研究指示着地球磁场在地质历史时 期曾经发生过极性倒转,但限于测年技术,当时 并不能确切给出地磁场发生倒转的时间。

标准地磁极性年表的发展历史
? 20世纪60年代 初,Cox等通过 测定熔岩流的 剩磁,并结合 K/Ar测年,研 究了3.2 Ma以 来的地磁场转 换序列,并建 立了第1个地磁 极性年表。

标准地磁极性年 表的发展历史
? 1969年,Cox根 据150个测年可 靠的数据将这 一年表扩展到 约4.5 Ma.

标准地磁极性年表的发展历史
出现海底磁异常条带的原 因是什么?
1962年,剑桥大学研究生瓦 因和马修斯参加了深海考 察,在太平洋洋中脊两侧发 现了与海底地形无关的正、 负相间的磁异常条带,其特 征如下: 1)与大洋中脊平行; 2)正反相间,关于洋 中脊对称。 正、负相间的磁异常条带 与海底地形无关

在太平洋海隆两侧首次发现的海底磁异常条带

标准地磁极性年表的发展历史
Vine等结合当时的海底 扩张学说和地磁场曾发 生多次倒转的事实提 出:由于海底扩张,新 的洋壳在洋中脊处形成 并获得与当时地磁场方 向一致的剩磁(磁异常 条带),随着海底扩张 的进行,磁异常条带沿 洋中脊向两侧分离并与 洋中脊平行,同时关于 洋中脊对称。

不仅合理地解释了海底磁异常条带的成因,也成为后来板块构造学说的重要证据

标准地磁极性年表的发展历史

对海底磁异常条带的解释在冰岛洋中脊两侧得到验证

标准地磁极性年表的发展历史
提供了一种构建地磁极 性年表的新思路:根据 磁异常条带宽度序列建 立地磁极性年表!

标准地磁极性年表的发展历史

? 1968年,Heirtzler等研究者基于南大西洋的磁异 常条带的相对宽度序列建立了最近~76 Ma以来的地 磁极性年表。

118百万年以来的 标准地磁极性年表

118百万年的标准地磁极性年 表主要根据海底磁异常条带的 相对宽度序列建立的

年代(百万年)

古地磁定年的应用实例1:地层定年

Heller和刘东生(1982年,Nature)用古地磁方法第一次准确获得了中国黄土的 地层年代。

古地磁定年的应用实例2:古人类定年
非洲是人类起源的摇篮,那么亚洲就是早期人类迁徙的十字路口。亚洲是从 非洲大批迁出的早期人类到达的第一个大陆,也是通往新大陆、澳大利亚及 欧洲艰苦之旅的起点。但是,一直困扰着古人类学家的是:早期人类究竟在 什么时候到达亚洲?位于河北省北部、距北京约150公里的泥河湾盆地东端 的著名小长梁文化遗址是一重要石器遗址,被认为有可能是泥河湾盆地中最 老的遗址之一,其年龄数据将为研究东亚地区乃至全球古人类早期活动历史 提供宝贵资料。对小长梁文化遗址石器年龄的测定将为研究东亚地区乃至全 球古人类早期活动历史提供宝贵资料。因为靠古生物只能给出大概年代,同 位素测年又找不到适合测年的材料,古地磁学研究就成为该石器遗址最可行 的测年手段。

古地磁定年的应用实例2:古人类定年

石器出现 的层位

朱日祥院士等(2001年,Nature)用古地磁方法确定了泥河湾早期人类遗址的年代, 约为距今136万年,平息了长期以来的争议。

古地磁定年的应用实例3:校准生 物地层的年代
许多生物出现和灭绝 的年代并不精确,磁 性地层和生物地层的 结合和精确校准生物 地层的年代。

第四纪的地磁 极性年代
? 第四纪下限:2.588百万年(高 斯/松山界限); ? 奥尔都维极性亚时(Olduvai): 1.77-1.95百万年; ? 贾拉米诺亚时(Jaramillo): 0.99-1.07百万年; ? 布容正极性时(Brunhes): 0.78百万年以来(早/中更新世 界限)

1.17万年 12.5万年 78万年

全新世 晚更新世

中更新世

早更新世

258.8万年

古地磁极性时长
? ? ? ? ? ? 极性巨时(Megachron) 极性超时(Superchron) 极性时(Chron) 极性亚时(Subchron) 极性微时(Microchron) 隐极性时(极性事件)(Cryptochron)

古地磁学研究的必要条件1
? 原生特征剩磁
– 在岩石生成时候形成获得的剩余磁性,称为原 生特征剩磁;相反,在岩石形成之后长时期过 程得到的剩余磁性叫做次生剩磁 – 由于古地磁学是研究岩石形成时期的地磁场特 征,所以它必须保证岩石在今天还保存并可以 得到有岩石原生的剩磁方向

古地磁学研究的必要条件2
? 研究的序列的长度和连续性
– 研究的序列包含一次或多次极性倒转事件,同 时序列还应相对连续,如果地层缺失则会露掉 一些极性段,不利于磁性地层与标准极性柱的 对比。

古地磁学研究的必要条件3
? 研究序列的控制点年龄
– 研究序列包含测年或生 物化石年代,可为磁性 地层的对比提供依据。
磁 性 地 层 研 究 结 果
这 一 段 还 需 年 龄 控 制 点

标 准 极 性 柱

右图的磁性地层结果如 何与标准极性柱对比?

古地磁研究的野外采样
北 下 东

2×2×2cm3

古地磁定向样品的采集方法和样品加工

3.1 物理年代学方法
? 概念:利用矿物岩石的物理性质(如发光性、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 …

热释光 TL,光释光 OSL,电子自旋共振 ESR ? 基本原理相似,测试对象不同 ? 基本原理:
根据从沉积物堆积之日起,其中的破碎绝缘矿物晶体(如 石英、长石)所接受的周围地层中放射性物质的辐射总剂 量(TD)、年均吸收剂量(AD)和矿物迁移至沉积地点之 前的初始剂量(ID)关系计算沉积物年龄(t):

t =

TD—ID AD

热释光(Thermoluminescence)
? A. 基本原理
– 一般非金属破碎绝缘矿物(如石英)具有受激发光 现象,其发光强度与矿物以前吸收的辐射能量成正 比,而辐射量的积累是时间的函数,因此通过测量 材料的发光强度可以推算其年龄

热释光(TL)
? A. 基本原理
– 热发光现象可分为二阶段:贮集阶段、发光阶 段 – 测年原理(图)
? 第四纪沉积物中的石英晶体来源复杂,年龄各异, 不同程度受到辐射具有相当数量的自由电子(Nt0) ? 但在A点之后石英被搬运过程中受阳光照射即光退作 用(相当于加热)使其贮能电子减少到一定数量(N0) ? 石英被埋藏后从周围沉积物中重新获得辐射能量并 产生新的自由电子(BC直线对应的Nt数)

热释光(TL)
? A. 基本原理
– 年龄:
P A= D

– A:年龄;P:样品吸收的古剂量;D:环境辐射提 供给样品的年剂量

物质沉积后由于受到自然界中的U、Th、K等元素辐射 的(α, β, γ)影响,开始积累释光能量,然后由于暴露而 被“晒零”。

热释光(TL)
? B. 基本假设条件
– 所测样品经历了一次彻底的“零化”(热)事件, 重新启动时间钟 – 被测样品具有足够高的热稳定性 – 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

热释光(TL)
? C. 测量对象及测年范围
– 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

热释光(TL)
? C. 测量对象及测年范围
– 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(或样品最近一次受热事件以来所经历的时 间)

热释光(TL)
? 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. 减少样品水分的丢失,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

光释光法 OSL
? 光释光法(Optically Stimulated Luminescence)
– 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
? 光释光法与热释光法不同之处
– 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

电子自旋共振(ESR)法
? A. 基本原理
– 含有铝 、铁、锰等杂质的有缺陷的石英晶体, 在放射线作用下容易形成电离损伤,从而在晶 体中形成不配对电子,称顺磁中心(即杂质心) – 放射线也会使石英硅氧四面体的一个Si-O键断 裂 ,在Si悬键上有一个电子定向自旋,构成另 一种顺磁中心即自由电子中心

电子自旋共振(ESR)法
? A. 基本原理
– 上述2种顺磁中心在样品中的密度都与其吸收的 放射性剂量成正比 – 可用顺磁共振波谱仪测出其在某一特定磁场下 贮能电子从高频磁场吸收能量后从低能级向高 能级跃迁时产生的共振吸收效应,即所检测到 的样品的ESR信号累积强度,其大小与样品所吸 收的放射剂量成正比

电子自旋共振(ESR)法
? A. 基本原理
– 从样品所测ERS信号强度可求得样品的总吸收 剂量(TD) – 通过在采样地点埋藏剂量片或分析采样地点周 围沉积物中放射性元素(U、Th、K等) 含量,可 算出样品的年剂量(AD) – 采用模拟初始条件的方法确定样品的初始剂量 (ID) TD—ID t = – 样品的年龄
AD

电子自旋共振(ESR)法
? B. 测试对象
– ① 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 – ② 受热样品:火山物质、古代人们烧烤过的材 料 – ③ 受压力作用的样品:断层活动影响的样品 – ④ 经过太阳照射的样品

电子自旋共振(ESR)法
? C. 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 – 优势:应用条件与热发光法相同,但样品可以 重复利用

电子自旋共振(ESR)法
? D. 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:50-100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100-2000 克

1 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 …

裂变径迹法(Fission Track)
? A. 基本原理
– 矿物中含有微量的天然重同位素铀(U238)自行裂变,它的一个 原子核分裂成 2个中等质量的原子核碎片(中子碎片),这种高能碎 片在通过绝缘物质(云母、玻璃等)时,产生一条损伤径迹,即留下 一条裂变径迹 – 这种裂变径迹可以用化学蚀剂处理后显露出来,并可用光学显微 镜观察 – 在大块样品上易于和难于测量的径迹密度分别为每平方厘米平面 上几百条到 几条;而粒状(0 .05~0 .03mm)矿物则是从每颗平面 上几条到十几个颗粒平面上只有一条 – 矿物中裂径密度与矿物形成以来的时间呈函数关系,故通过测量 矿物中的裂变径迹量是可以计算出地质体和部分考古材料的年龄

裂变径迹法(Fission Track)
? B. 测量对象
– 磷灰石、锆石、榍石、云母、火山玻璃、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)

? C. 测年范围:
– 几百年-几百万年,尤宜用于测1Ma以来的样 品

裂变径迹法(Fission Track)
? D. 取样注意事项
– ① 岩石新鲜 – ② 矿物结晶程度高,不含或少含杂质 – ③ 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100-500颗,送岩石 样品一般需2Kg

一、 第四纪沉积物年龄测量方法

? 物理年代学方法 ? 放射性同位素年代法 ? 其他方法

放射性同位素
? 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 ? 在放射性衰变过程中放射性母体同位素的原子数衰减到原 子数目的一半所需的时间称为半衰期,记作 T1/2。它不随 外界条件、元素所处状态或元素质量的变化而改变 ? 半衰期的长短差别很大,短的只有10-7秒,长的可达1018年

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类方法 – 任何放射性同位素随时间按负指数规律而衰 减,其表达公式为

– N0表示时间t=0时放射性同位素的初始原子数, N表示经过t时间以后剩下的未衰变母体原子 数,λ为衰变常数

放射性同位素年代法
? 基本原理
– 经任何时间由母体衰变的子体原子数为
? D = N0 – N

– 将此式代入上式进行推导和计算,得出

– 该式就是同位素地质年代测定的基本公式

放射性同位素年代法
? 放射性同位素的年代法的前提
– ① 放射性同位素的衰变常数和半衰期被准确测 定 – ② 样品及其测得的N和D值能代表想要得到年龄 的那个体系 – ③ 在地球物质中同一元素的几种同位素丰度比 值应是恒定的 – ④ 对样品中混入的非放射成因稳定子体的初始 含量能准确地扣除或校正 – ⑤ 作为样品的岩石或矿物自形成以后保持封闭 体系

放射性同位素年代法
? 分类,按照放射性同位素来源不同,可分 为3类:
– 宇宙成因同位素法:14C法、10Be法 – 非宇宙成因同位素法:K-Ar法、U系法 – 人工核放射性沉降法。

14C法
? 基本原理
– 自然界存在三种碳的同位素: 12C ( 98.9% ) , 13C (1.19%), 14C (10-10%) ,14C 属低能量的放射性元素。 – 在约12-18Km高空中的14N受宇宙射线的轰击,从14N中打出 一个质子,使14N变成14C – 在大气环境中新生14C很快与氧结合成 14CO2 ,并与原来 大气中 CO2 混合,参加自然界碳的交换循环。凡是和大 气中进行过直接、间接交换的含碳物质都含14C – 同时14C又以 5730 年的半衰期衰变减小; – 碳在自然界的循环交换中相当快,使得14C在世界各地的 水平值基本一致

来源
太阳系外的高能宇宙 射线轰击高层大气, 一个中子与大气中氮 原子发生反应产生放 射性碳。放射性碳与 大气CO2中的稳定性碳 混合,经过各种分馏 过程到达沉积物。

14c法
? 基本原理
? 生物体中的碳参与自然界循环交换,速度相当快,使 得14C在世界各地的水平值基本一致 ? 如果生物体一旦死亡,14C得不到补充,其中的14C含量 就按放射性衰变规律减少,经过 5730 年减少为原来 的一半 ? 因此可以计算出生物与大气停止交换的年代 t ,即推 算出生物死亡的年代

? 所以,一切死亡的生物体中的残存有机 物以及未经风化的骨片、贝壳等都可用 14C来测定年代

14c法

? 计算公式
– 14C的半衰期: 5730a(或5568a) – 14C的衰变常数: 1.2 × 10-4a – 计算公式:
? I = I0e-λt ? t = log(I / I0) ×18.5 ×103 (a)
由于近几万年宇宙射线强度不 – I0:样品初始14C浓度 变,因此14C保持平衡,可以用 – I:样品现在所测的14C浓度 现代样品替代。 美国国家标准局草酸,中国糖碳

14c法

? 假设条件
– 近几万年来宇宙射线强度不变(大气中14C的产 生率不变) – 在交换库中14C处于动态平衡,14C含量一定 – 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

14c法

? 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。

? 取样要求
– 注意事项
? 不要采集受污染的样品;避开污染源 ? 不要让样品受污染:防止标签和包装袋污染样品

– 采集量

14C样品采集量 – 木炭,30~90g – 干燥木头 ,60g – 和其他植物遗体干燥泥炭、古树根 ,150~300g – 草、皮、毛、蹄、鹿和其他动物的角 ,500~2200g – 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。

准备样品

燃烧成 CO2

形成碳化物

形成乙炔(C2H2)

形成苯

置入试管准备计数

or
装入计数器 液闪计数 制成石墨

14c法

? 优缺点
– 精度最高、用途最广、方法最成熟的第四纪年 代学方法 – 样品易得,凡是含碳的骨头、木质器具、焦炭 木或其它无 机遗留物均可 – 测量范围有限,受半衰期规律的限制,其最大 可测年限不超 过四万年,而且样品年龄愈老, 愈接近此极限值,测量误差愈大

放射性同位素年代法
? 分类,按照放射性同位素来源不同,可分 为3类:
– 宇宙成因同位素法:14C法 – 非宇宙成因同位素法:K-Ar法、U系法 – 人工核放射性沉降法。

一、 第四纪沉积物年龄测量方法

? 物理年代学方法 ? 放射性同位素年代法 ? 其他方法

其他方法
? 历史考古法 ? 沉积学方法 ? 树木年轮法

树轮的交叉定年和树轮年表的延伸

? 树轮年表的延伸:如果只依据现生树来建立年表,只能局限 在几百年,可以根据埋藏木、建筑用木等来将年表延长。


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