第一节 第四纪沉积物年龄测量方法
当前位置 第九章 第四纪沉积物年龄测定与古环境参数研究方法概述 — 第一节 第四纪沉积物年龄测量方法
第一节 第四纪沉积物年龄测量方法
从1949年W.F.利贝(Lebby)提出放射性碳法(14C法)以来，现在可供选择的第四纪沉积物年龄测
量方法选20多种，但各种方法的发展进程和应用程度是相差较大的。随着对第四纪事件研究的
深入和多种年龄测量方法的应用，对第四纪的认识也越来越深入(表9-1)。有的研究者把沉积
物年龄测量值称为绝对年龄，它是某种方法测得的迄止干1950年的年龄值。在文献中常在年
龄值前冠以方法名称，如14C±1.30ka BP、古地磁年龄0.73Ma BP等等。
表9-1 确定第四纪年代的方法和依据研究发展概况表
第四纪年龄（ka）
研究者
确定年龄依据或方法
125
M．布尔（1923）
考古资料
160
N．T．皮得普科 （1957）
利用含氟测量
及地质资料
200
P．巴依尔（1927）
考古资料
240
P．拜克（1933）
K．K．马尔科夫（1934）
古地理及辐射，
冰川资料
400
W．J．索拉斯（1900）
地球作用速度
和结果分析
500
H．N．尼古拉耶夫 （1949）
地质资料
600
W．焦尔格（1925）
辐射量测量
620
J．盖克（1914）
地质资料
650
M．米兰科维奇（1924）
辐射量测量
250~700
B．B．切尔登采夫（1955）
铀、钍同位素测定
800
B．埃别尔（1930）
辐射量测量
500~1000
A．彭克，E．布留克克列尔
（1909）
冰川阶地资料
第四纪沉积物年龄测量方法有三类物理年代法、同位素年代法和其他方法。
（一）物理年代学方法
1．古地磁学方法 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。地球是一均匀磁化球体，其磁场相当于放在地心的一个磁
偶极子的磁场。磁偶极子的磁轴与地轴的交角为11.5°(图9-1)。磁轴的延长线与地面相交于
两点，分别称地磁北极(N极，正极)和地磁南极(S极，负极)。火成岩温度达到居里点(一般为
500~650°C)便获得磁性，沉积岩和变质岩中含有铁磁性矿物颗粒，三类岩石都会受到形成时
的地磁场的作用而磁化，磁化方向与当时地磁场方向一致，这是一种全球现象。地球上任何一
点的总磁场强度(T)是一个矢量(图9-2)，它可以分解为磁偏角(D)、磁倾角(I)、水平磁场强度
(H)、东向水平磁场强度(Y)、北向水平磁场强度(X)和垂直磁场强度(Z)7个变量，其中只要知
道X、Y、Z或H、D、I3个矢量便可求出另外3个，从标本中测得的天然剩余磁场要素，便获得古
地磁的基本资料。
图9-1 地理极、地磁极及地理赤道、地磁赤道
图9-2 地磁要素图（引自地质科学研究员《古地磁学》讲义，1984）
地磁要素(磁倾角、磁偏角)和磁极位置都随时间而变化。磁极位置的变化时间长而不显
著，如距今两千多万年来(中新世以来)的火山岩剩磁的磁极位置总是绕地理极变化，中国第
四纪以来的磁极位置都集中在北纬80°～90°范围内绕地轴游移，而地磁极性方向变化周期则
为0.01～1Ma，所以极性变化更适合于第四纪沉积物年龄测量。古地磁极性的正反方向交替变
化是古地磁历史的基本特征。正极性(正向磁化)是指岩石剩磁的极性方向与现代地球极性方向
一致，其磁倾角为正值，磁偏角接近于零。反极性(或磁极性颠倒)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°。在地球地磁极性正反变化历史
中，在长期以某种极性为主的时期内有若干短时期极性方向变化的事件发生，反映出极性变化
的大趋势与小变化之间的关系。有关地磁极性方向变化的原因是古地磁学中尚来解决的基本问
题。
古地磁极性年表是根据一系列主要用K—Ar法测定年龄的不同时间尺度的极性变化事件编
制的地球极性时间表，目前用于第四纪研究的极性年表是A.考克斯等1969年根据陆地和大洋已
有的140多个数据拟定的约5Ma BP以来的地磁极时间表，后经许多研究者补充修正，本书综合
成（图9-3）。该表使用两级时间单位：极性时(过去称世或期)和极性亚时(过去称事件)。极
性时是指以某种极性占优势持续时间较长的时问单位；极性亚时是极性时中短暂(1万年至十几
万年)极性倒转时期。该表把约5MaBP以来极性时变化从早—晚分为：吉尔伯特反极性时、高斯
正极性时、松山正极性时和布容正极性时，每个极性时中各包含若干个极性反方向变化亚时。
图9-3 用于第四纪的古地磁极性年表
古地磁学方法在第四纪测定年龄中应用广泛，主要用于沉积较连续、厚度较大的剖面或钻
孔岩芯。虽然古地磁极性变化的全球性使方法具有相对的独立性，但也有不足之处，如难以判
断不同层位相同极性所属时代。但本方法与古生物地层学和其他年代学方法结合，就能扬长避
挥短发其优势。古地磁法要求选择连续厚度较大的细粒沉积层进行连续定向取样。用铜制工具
在露头上先开出平行层面小平台，把2cm×2cm×2cm塑料盒扣在层面上（盒子上的直线对准正
北，小圆孔置于东侧）轻轻按下即可取样；若钻孔岩芯取样则要保持岩芯上下层面不要颠倒，
并在样品盒一侧用箭头标出上下层位。每一取样层中同一高度取两个样。取样层垂直间距不大
于1m（或酌情放宽）。取样对象是细粒沉积物（亚粘土、粘土），不要在松散沙和砾石中取样
垂向连续取样的数量越多，则可比性强。样品送有关实验室用磁力仪或超导磁力仪测算出磁倾
角（I）、磁偏角（D）等。根据前两项测算资料，尤其是利用反映明显的磁倾角制成极性柱，
然后与标准极性年表对比可间接推断沉积物年龄；若剖面上找到少量哺乳动物化石或有一些其
它年代学数据，则效果更好。古地磁学方法在黄土、湖沼沉积物、大陆架和平原钻孔岩芯研究
中广泛应用(图9-4)。
图9-4 河北平原肃宁县东官亭村一个厚达500m第四纪沉积物的古地磁极性变化
2.热发光法(TL)和电子自旋共振法(ESR) 这是基本原理相似而测试对象不同的两种方法，两
者都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)和矿物移至沉积地点之前的初始剂量(1D)关
系计算沉积物年龄(t):
（9-1）
(1)热发光法(热释光法) 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。热发光现象有3个阶段：①贮集阶段，有缺陷的石英受到来自地层中的铀
、钍作用产生自由电子，这些处在亚稳态的电子具有一定寿命保存在石英晶格中(又称贮能电
子)，其数量与矿物所受辐射量成正比。②发光阶段，对取自沉积物的石英加热时，使亚稳态
电子获得能量而处于受激状态，一旦加热超过晶陷对电子的束缚力时，亚稳态电子产生跃迁与
空穴复合，并以发光(辉光)形式释放能量，使自由电予数目减少。最后，石英不再受激发光，
只有石英再次获得辐射能量后才能再度发光。埋藏在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(图9-5中直线OA所对应的Nt0数)。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(B
对应的N0数)。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)。测量石英埋藏阶段(t0—t)的发光强度，即可算出其沉积物年龄。如下式：
（9-2）
式中A为被测样品年龄，P为样品吸收的古剂量(即产生天然积存热发光所需的辐射剂量)，D为
环境辐射提供给样品的年剂量率，Dα、DβDγ和Dc分别为环境中α、β、γ和宇宙射线提供
给样品的年剂量率，a、b为α、β辐射相对于y辐射产生热发光的效率，与所测矿物粒径和密
度有关，粗粒矿物(90～125μm=0，b=0.9，中细粒矿物(2～8μm或4～11μm)a变化范围为0.5
～0.14，b=l。
图9-5贮能电子在石英中的变化（说明在正文）（引自孙建忠等，《黄土高原第四纪》1991）
热发光法常用于约1Ma BP内的黄土、沙丘沙、海滨沙、冲积沙、考古材料和晚更新世以来活动
断层等的年龄研究。近年来在热发光法基础上又开发出“光释光”法(卢演俦．1990)。不同类
型样品的热发光年龄的计时起点不同，人为烧制的古陶片、砖瓦、烧土等的热发光年龄起点是
从最后一次加热作为起点(TL=0)，所测年龄是从最后一次加热后埋藏至今所经历的时间。地层
中石英等热发光计时是从最后一次被阳光照晒后作起点(TL≠0)，所测年龄值是最后一次阳光
照晒后埋藏之日起至测量之日所经历的时间。
(2)电子自旋共振法(ESR) 这是近几年来发展起来的一种有前途的测年方法。其根据是含有铝
、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)。另外，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（图9 6(a))。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。含有上述2种具有不配对电子顺
磁中心的样品，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(图9-6
(b))，其大小与样品所吸收的放射剂量成正比。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)
音量，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(TD)。按式
9-1原理可求出样品的年龄。
图9-6 石英ESR常温E’心结构模型和E’心的ESR谱图
电子自旋共振法(ESR)应用条件与热发光法相同，但样品(含90％石英)可以重复使用。
3.裂变径迹法 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)，选种高能碎片在通过绝缘物质(云母、玻璃等)时，产
生条损伤径迹，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问呈函数关系，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。中间不退火自探测器法计算年龄(t)公式如下：
（9-3）
式中235C和238C分别为235U和238U同位素相对丰度，λF为的自发裂变衰变常数，ρs为矿物内
表面的自发裂变径迹密度，ρi为矿物或外探测器平面记录的厦应堆热中子引起矿物中235U人
工诱发裂变径迹密度，σ为235U裂变的有效截面积，Φ0为等效于2 200m／s的中子积分通量，
R为裂变碎片在矿物中的蚀刻射程，θc为矿物记录裂变碎片径迹的临界角，L为样品表面被刻
蚀厚度,下标“s”和“i”分别表示这些量来自自发裂变和人工引发裂变，g为几何因子，用外
探测器法时g=1/2。
理论上，采用裂变径迹法可以测量年代的范围从1a至几十亿年(图9-7)，尤宜用于测1Ma BP以
来事件。本法优点是样品用量少，对研究第四纪火山活动和地热历史信息最佳。
图9-7 各种矿物和玻璃的铀含量和可测的年代范围
（据郭士伦，1982）
（二）放射性同位素年代学（核地质年代学）法
这是利用矿物岩石和化石中舍有微量放射性同位素(U、Th、K、Ra、14C等)的自行衰变计算年
龄的一大类方法，各种同位素的自行衰变都服从下两式：
式中N为样品中现在放射性元素浓度，N0为样品初始放射性元素浓度，λ为该元素的放射性衰
变常数，t为样品年龄，e为自然对数，D为任何时间内恒定的母核衰变产生的子核原子数。
按放射性同位素来源不同这一大类方法又分为三类：宇宙成因同位素法、铀系放射同位素法和
人工核放射性沉降法。
1.宇宙成放射性同位素法
方法
同位素
半衰期
测量范围
测量材料
主要应用
其他
放射性碳法
14C
5.73
≤70
(<40~50)
木材、泥炭、贝壳、骨、角（或化石骨、角）、淤泥、土壤、
有机质碳酸盐
海、陆相沉积物年代，沉积率、海、湖面升降，冰川、考古、洋流和土壤形成的年代
研究成熟、可靠、广泛应用
放射性硅法
32Si
0.65
<2~7
海、湖相淤泥
近代海、湖沉积物沉积率及年龄，地下水年龄
探索
放射性铍法
10Be
2500
<8 000~
10 000
深海红粘土，富含有机质或铁质的陆相沉积
深海沉积物沉积率及年龄，地下水年龄
探索
放射性氯法
35Cl
310
<3 000
盐湖沉积、火成岩、风化壳
高原盐湖沉积率及年龄，冰川作用时间
探索
表9-2 宇宙成因同位素测定年龄表
据郑洪汉,1979,简化
这一类方法是据宇宙成因同位素衰变测定年龄，有放射性碳法(14C)、放射性铍法(10Be)等(表
9-2)，以14C法最常用。以14C法为例，自然界有3种碳：13C(98.8％)，12C(1.08％)和14C(1 2
×l0-10%)，前2种是稳定同位素，14C是放射性同位素。14C是在约12～18km高空的氮(N14)受
宇宙射线的热中于流(n)轰击，从14N中打出一个质子(P)，使14N变成14C：
14N+n→14C+P
而14C借助β蜕变失去一个电子(e)便成14N:
14C-e→14N
当宇宙射线恒定时两者处于动力平衡状况。14C蜕变常数为1.2×10-4a。
14C在高空形成后便与氧结合成14CO2，大气环流运动使其均匀混合在大气中，通过降水方式
14C进入江河渤海水域，并被水中碳酸盐建壳生物吸收；通过光合作用14C进人植物体；动物食
当宇宙射线恒定时两者处于动力平衡状况。14C蜕变常数为1.2×10-4a。
用植物使14C进人动物骨骼。活的有机体中的14C与大气中14C保持平衡，生物死亡后井被立即
埋藏，生物遗体中的14C与大气中14C停止交换，在封闭系统中按指数规律自行衰减。14C半衰
期为5 730a，即化石中14C每隔5 730a减半，大约50ka后化石中14C含量甚微(仅有l／1000)，
仪器难于测量。
2.铀系放射性同位素年代法
铀系法是对234U-238U法、230Th-234U法、231Pa法、230Th法、236Ra法和230Pb法的总称。这
类方法是利用沉积物中所含有的少量放射性元素衰变系列中母核与子核放射性比的不平衡性来
计算地质体的年龄。母核与子核的放射性比大于l为过剩，放射性比小于1为不足，由此而有不
同的方法。
铀系法测定年龄的范围、样品与应用方面见表9-3，以230Th -234U法为例可以了解铀系法的一
般情况。
表9-3? 用于更新世断代的铀系同位素表
230Th-234U法是利用沉积物中母核238U放射衰变系列中234U过剩和238U及234U/238U与
230Th/234U法放射性不平衡来计算样品年龄。应用前提是样品初始不含230Th，保持238U →
230Th衰变为封闭系统(用纯碳酸样)。238U的衰变系列为：
用中间产物中半衰期不太长也不过于短的234U与230Th比值计算年龄：
（9-3）
式中标有样字的是测试数据，λ230与λ234分别是230Th和234U的衰变常数，t为样品年龄。
3.人工核爆炸放射性沉降法
这类方法的原理与放射性同但素法相同，测试对象为近几十年来人工核爆炸后降到海、潮、冰
雪上的核沉降物。这类放射性物质的半衰期短，可用于测年小于100a的环境污染和沉积率等。
4.K-Ar法
然界有3种钾(K)；39K、40K和41K，40K为放射性同位素。40K通过K层电子俘获衰变和β蜕变成
为40Ar。地质体中的40Ar绝大部分来自40K的衰变。在40Ar无泄漏情况下的封闭系统中，通过
测量40K和40Ar的比值，用下式计算地质体年龄(t)：
（9-4）
式中λk和λβ分别为K层电子俘获常数和β-1常散，
40Ar和40K分别为样品中的40K和40Ar的含量。
（三）其他方法
历史考古法(第十一章之五)、沉积学法(如第八章的湖积物)和树木年轮法等，
条件时对测定l0～0.1ka BP沉积物年龄推断有重要的价值。
图9-8? 弗里特树木年轮计算法图
树木年轮法 此法是通过对古树和现代树的年轮数目和宽窄变化研究，可以用来推断8kaBP以
来的沉积物年龄和严重的干湿气候与环境变化历史。树木春生秋止，春材木质细胞壁薄形大排
列疏松，秋材木质细胞壁厚排列致密，春秋材合计1a。年轮宽反映该年气候暖湿，降水充沛，
反之年轮就窄；同一地区树木年轮宽窄变化相同。利用不同树木相同时期的年轮重叠逐段连接
（图9-8）可以得到长时期年轮记录(至今已可推到8kaBP左右)。
以上各种确定第四纪沉积物年代方法的时间范围和各时段可供选择的方法组合如图9-9所示。
图9-9 第四纪测年年龄方法的时间范围和各时段方法组合选择图
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