簡便測年方法

⑴ 構造斷裂年代確定方法

構造斷裂相對年代，是地質年代學中是最流行、最簡便的方法。盡管用這種方法確定的斷裂年代只能提供相對新老順序，不過它卻能為絕對年齡，即同位素年齡的范圍提供參考。尤其是當某類同位素年齡測定值離散性較大時，相對年代就更具有參考價值。

斷裂的年齡包括其形成或開始活動和再活動兩個階段的年齡。要確定究竟屬於哪種情況，主要還需根據斷裂地質研究才能作出合理判斷。因此應當強調，對斷裂的同位素年齡測定與斷裂活動史研究結合起來。然而，這絲毫沒有降低同位素測年的重要性。實際上，只有獲得同位素測年數據，才有可能計算斷層活動速率，並且進行有關斷裂時間演化的分析。同位素測年方法的基本依據是: 某種放射性成因的元素自某類礦物衰變或丟失的速率一般不依外界條件而改變，因此可以根據這種衰變速率和測定的相關元素的量來計算衰變所經歷的年齡，也就是某類礦物的年齡，然後再按照這類礦物賦存其中的地質體 (如岩體、糜棱岩帶) 與構造斷裂活動的關系推測斷裂活動的年齡。常用的同位素測年方法有鋯石鈾-鉛 (U/Pb) 、銣-鍶 (Rb/Sr) 、碳十四 (¹⁴C) 、釋光 (OSL / TL) 、電子自旋共振(ESR) 、鉀-氬 (K/Ar) 與氬-氬 (⁴⁰Ar /³⁹Ar) 、裂變徑跡 (FT) 、宇宙成因核素 (¹⁰Be /²⁶Al、³⁶Cl 等) 前處理及孢粉分析等，具體選擇主要依斷裂活動時期的地質條件而定。例如，對於斷裂作用期間與岩漿活動有關的富含深成岩類的測年可用 U/Pb 法，對與斷裂活動期間糜棱岩有關的白雲母類的測年可用 K/Ar 和⁴⁰Ar /³⁹Ar 法，對與活動斷層有關的年輕沉積物中碳的測年可用¹⁴C 法，此外可用斷層帶中的脈岩礦物如石膏、方解石、石英等進行 ESR (電子自旋共振法) 測年。

⑵ 用化學方法怎樣無損測量樹木的年齡如果用碳14法具體應該怎麼操作

貌似用不著什麼化學方法,就是簡單的樹木年輪測年即可,用碳14測年是兜圈子了,測完之後還得用樹輪校正不說,誤差也要大得多。樹木每年生長一層年輪,如果只是想知道這顆樹活了多少歲,查年輪的數量即可。如果要知道樹木的存活時間(生年和卒年),主要根據年輪的相對寬窄序列:同一地區同時期生長的同一樹種的相對寬窄序列具有相同的模式,它們之間可以互比,另一方面現生的樹木計時的起點是已知的,由此上溯就可以推斷任一已死亡樹木的生存年代,精確度可達兩三年,此法一般來說適用於1.2萬年以來,再早就不行了。
希望採納

⑶ 同位素年齡測定的常用同位素測年方法

U238和U235都自然地衰變並釋放出α粒子。U238的半衰期是45億年，即1克U238在45億年後將剩下0.5克，90億年之後只剩0.25克，依此類推。U238衰變成U234，然後依次相當快地經過一系列子體產物衰變成同位素Pb206。同樣，U235衰變成Pb207，Th232衰變成Pb208如此放射衰變的結果，含鈾礦物不斷地積累著鉛。這三個衰變系列可分別用下列簡化式來表示：
238U→206Pb+8α+6β-
235U→207Pb+7α+4β-
232Th→208Pb+6α+4β-
用鈾一鉛測定法確定岩石年齡的程序如下：
1）從要測定的岩石里分離出含鈾礦物，如鋯石。首先把岩石粉碎成1毫米大小的碎屑，然後把岩屑放入重液，鋯石等重礦物將下沉，且輕礦物則浮起並可從液體中離析出來，再把鋯英石從其他重礦物中離出。
2）仔細的進行化學分析，測出鋯石內鈾和鉛的總量。
3）用質譜儀測出每個鉛同位素的相對含量（同位素比值）。
4）岩石的近似年齡可通過上面公式算出，即從U238－Pb206、U235－Pb207、Th232－Pb208，或是由Pb206與Pb207的比值計算出來。 斯托克思（W.L.Stokes）認為C14測定法是極為成功的方法。放射性C14是由於大氣層中宇宙射線沖擊N14而產生的。C14與氧結合形成二氧化碳，二氧化碳被生物吸收到組織、外殼和骨骼。當生物活著的時候，放射性同位素C14與穩定同位素C12的比例保持平衡。雖然C14有一部分衰變為C12，但是新的C14不斷補充進去，使C14與C12的比例仍然保持平衡。當生物死後，C14不僅得不到補充，相反由於衰變而含量不斷減少。C14的半哀期為5730年。其半衰期是如此之短，以至這種方法只適於測定40，000年以內的年齡（但若用補充方法也可得到60,000年范圍內的年齡數據）。人們把標本中含C14率與現代生物中含C14率進行比較以求得標本年齡。C14測定法被古人類學家、考古學家和地質學家廣泛採用。用這種方法可測定炭片、木頭、穀物、蜂臘、頭發、纖維、泥炭、生物殼、象牙、骨頭等物的年齡。

⑷ 除碳14外用何種同位素測年(距今年代較舊不能用碳14,衰變差別小測量不準確)

銣（Rb）－鍶（Sr）,鈾（U）/釷（Th）－鉛(Pb) ,鉀（K）－氬（Ar）同位素測年,裂變徑跡測年都是地質上常用的測年方法,要看你所使用的樣本岩石的類別來進行,不同的岩石的形成和變質過程有差異,有的測年方法可能不起效果.
對於有機物,加速器質譜碳十四斷代方法（AMS）可以測近10萬年.

⑸ 考古中有哪些種年代測量方法

考古里的碳十四測年法，就是根據碳依四衰變的程度來計算出樣品的大概年代的一種測量方法。 碳依四是碳元素的一種具放射性的同位素，它是透過宇宙射線撞擊空氣中的氮原子所產生。碳-依四原子核由陸個質子和吧個中子組成，其半衰期約為5,漆三0±四0年。由於在有機材料中含有碳-依四，因此根據它的衰變可以確定考古學樣本的大致年代。 碳十四測年法的原理在於，碳依四由於受到宇宙射線中子對碳依四原子的作用，不斷地形成於大氣上層。它在空氣中迅速氧化，形成二氧化碳並進入全球碳循環。動植物一生中都從二氧化碳中吸收碳依四。當它們死亡後，立即停止與生物圈的碳交換，其碳依四含量開始減少，減少的速度由放射性衰變決定。放射性碳定年本質上是一種用來測量剩餘放射能的方法。通過了解樣品中殘留的碳依四含量，就可以知道有機物死亡的年齡。 這一原理通常用來測定古生物化石的年代。 碳十四年測年法由美國加州大學伯克利分校博士威拉得·利比發明，威拉得·利比也因此獲得依9陸0年諾貝爾化學獎

⑹ 炭十四測年法可以精確到多少年

可測定 1000— 50000 年內的考古樣品
斷代測年技術----碳十四測年法

一、碳十四測年法

碳十四測年法又稱放射性同位素（碳素）斷代法，一般寫作 14 C 。 14 C 斷代方法由美國 芝加哥大學利比（ Libby ）教授於 1949 年提出。

1 、碳十四斷代法的原理

自然界存在三種碳的同位素： 12C （ 98.9% ） , 13C (1.19%), 14C (10-10%) ，前兩者 比較穩定，而 14C 屬低能量的放射性元素。 14 C 的產生和衰變處於平衡狀態，其半衰期 為 5730±40 年（現在仍使用 5568±30 年）。宇宙射線同地球大氣發生作用產生了中子， 當熱中子擊中 14 N 發生核反應並與氧作用便產生了地球上的 14 C 。在大氣環境中新生 14 C 很快與氧結合成 14 CO2 ，並與原來大氣中 CO2 混合，參加自然界碳的交換循環。植 物通過光合作用吸收大氣中的 CO2 ，動物又吃植物，因而所有生物都含有 14 C 。生物死 後，屍體分解將 14 C 帶進土壤或大氣中，大氣又與海面接觸，其中的 CO2 又與海水中溶 解的碳酸鹽和 CO2 進行交換。可見凡是和大氣中進行過直接、間接交換的含碳物質都含 14 C 。同時 14 C 又以 5730 年的半衰期衰變減小；加上碳在自然界的循環交換中相當快，使 得 14 C 在世界各地的水平值基本一致。如果生物體一旦死亡， 14 C 得不到補充，其中的 14 C 含量就按放射性衰變規律減少，經過 5730 年減少為原來的一半。因此可以計算出生 物與大氣停止交換的年代 t ，即推算出生物死亡的年代。所以，一切死亡的生物體中的殘 存有機物以及未經風化的骨片、貝殼等都可用 14 C 來測定年代。

要說明的是， 14 C 測年法基於幾個假設條件之上： ① 假設大氣中 14 C 的產生率不變。 地球上的交換碳近數萬年來基本恆定，但 19 世紀後半葉工業活動的增加， 20 世紀原子彈 的爆炸形成的工業效應、原子彈效應，已減少了大氣中 14 C 的含量。 ② 假定放射性衰變 規律不變，不受任何外界環境的影響，生物樣品一旦死亡就停止與碳儲存庫進行自由交換。 半衰期最初為 5568 年，近年來推算應為 5730 年。但這個對研究影響不大。 ③ 地球上各 交換庫中 14 C 的放射性比重不隨時間、地點、物質種類而改變，這個假設經檢驗基本成立 。國際公認 14 C 測年中的 B 、 P 起算點是 1950 年（因為之後人工核爆炸產生的大量 14C 對大氣影響很大）， 1850—1950 年間的樣品因工業化過程釋放的 CO2 使得 14C 測年 數據稍偏老。

2 、碳十四斷代法的優缺點

14C 斷代法是目前最精確的測年方法，具有許多優點。（ 1 ）測量范圍廣，可測定 1000— 50000 年內的考古樣品。（ 2 ）樣品易得，凡是含碳的骨頭、木質器具、焦炭木或其它無 機遺留物均可。（ 3 ）對樣品要求不嚴，埋藏條件不要求，取樣也很簡單。盡管如此， 14 C 斷代法仍存在一些問題。 ① 測量范圍有限，受半衰期規律的限制，其最大可測年限不超 過四萬年，而且樣品年齡愈老，愈接近此極限值，測量誤差愈大 。 ② 合適的樣品難以采 集，要滿足純粹不受污染而且要求一定的重量。如古代樣品在埋藏中易受到後代動植物腐爛 後的可溶碳化合物的污染；一些珍貴樣品不能大量取樣。 ③ 必須使用大量的樣品，而且測 量時間較長。 ④ 因種種原因，過去大氣中的 14 C 放射性水平不穩定、 14 C 粒子衰變本 身的波動性，那麼用現代統一的 C 標准測定的年代不能等同於日歷，只能是 14 C 年代， 現在這個問題已得到解決，即用樹木年輪法校正。

3 、現狀和應用

中國社會科學院考古研究所在碳 14 斷代工作的成績尤為突出，是全國同類實驗室中建立時 間最長、公布數據最多的一個實驗室。由於古陶瓷幾乎不含碳，所以 14 C 斷代法在古陶瓷 斷代方面失去效用。

4 、加速器質譜碳十四測年方法

針對 14 C 測年法的局限性， 70 年代末加速器質譜碳十四計數法應運而生，以 1978 年在 羅切斯特大學召開的第一次國際加速器質譜會議為誕生標志。加速器質譜測年技術（ AMS— —Accelerator Mass Spectrometry ）與 14 C 年代法原理相同，只是以對碳十四原子計數 代替對 β 粒子的計數。 AMS 是加速器技術、質譜技術和探測鑒別技術的產物，具有一些 優點。首先 AMS 所需樣品量少，一般 1-5 毫克就足夠了，甚至 20-50μg 。其次，精確度 高，靈敏度可達 10-5 至 10-6 ，誤差能達到不超過 0.3%±18 年。第三測定年代擴展到 7.5-10 萬年。第四，測量時間短，一般幾十分鍾就可測試一個樣品。 還有， AMS 不受環 境影響，不象 β 線計數要考慮宇宙光體。 AMS 14C 斷代法自問世以來，廣泛應用於考古 學、古人類學、地質學、物理學、天體物理學、環境科學、生物醫學等領域。

AMS 超過 14 C 斷代法對新石器時代完整年代序列的成就，因其取樣少（加速器質譜儀為小 樣品或含碳量極少的樣品）給 14 C 分析帶來了新的途徑，甚至可以解決其他問題，諸如陶 器起源的追溯、人類祖先何時到達美洲、農業起源的時間等問題 。

⑺ 古地理學的年代測定方法

古地理學研究古地理環境的演變過程﹐因而確定每一幕古環境的年代是極其重要的工作。缺乏年代﹐難以建立演變過程的順序﹔對各種不同來源的資料﹐也只有在定出確切年代後﹐才能相互對比和綜合。20世紀中期以來古地理學取得許多重大突破﹐是與多種有效的絕對年代測定方法的出現分不開的。
現代常用的年代測定方法有﹕
放射性元素年代測定法。利用放射性元素的衰變規律測定絕對年齡﹐如鉀－氬法﹐放射性鉀(40K)衰變為惰性氣體氬(40Ar)的半衰期約為1.3×109年﹐適用於測定年齡超過5萬年的樣品。碳-14法﹐放射性碳(14C)半衰期為5730年﹐故適用於測定年齡小於5萬年的樣品。另外還有鈾(U)-鉛(Pb)﹑釷(Th)-鏷(Pa)﹑銣(Rb)- 鍶(Sr)法等。
古地磁年代測定法。在地球發展過程中﹐磁極有過多次「逆轉」。如近69萬年以來形成的岩石中﹐岩石磁軸的北極基本上都指向現代磁北極方向﹐在距今243～69萬年之間﹐岩石磁軸的北極基本上都指向現代磁南極方向。前者稱為正極性時期﹐後者稱為逆極性時期。在正極性時期內﹐還有若干短時期出現逆極性﹔在逆極性時期內﹐也有若干短時期出現正極性。此短時期稱為該時期內的「事件」或「亞期」。利用鉀-氬法﹐標定每一次磁場逆轉的絕對年代﹐編製成地磁年代表。將待測定年齡沉積物層的磁性逆轉圖像﹐與地磁年代表相對比﹐便可以確定待測沉積物層的年代。這一方法對測定海洋沉積物年齡和基本上連續沉積的黃土層年齡﹐效果很好﹐在研究第四紀環境演變中已廣泛利用。
氨基酸年代測定法。活體內的氨基酸均呈左旋光性質﹐死亡後左旋光向右旋光轉化﹐稱為外消旋作用。因而根據氨基酸的外消旋轉化率﹐可以推算出樣品死亡的年代。
年輪年代測定法。利用氣候季節變化留下的樹木年輪以一年為周期的痕跡﹐來確定年代。適用於數十至數千年的范圍﹐目前推算的最長年代達8000年。地貌- 沉積年代測定法。根據沉積率或侵蝕率推斷年代﹐這一古老的方法所得的結論比較粗略﹐需用其他方法驗證﹐但在某些缺少採用其他測年條件的場合﹐仍不失是作出初步判斷的手段。標准化石測定法。具有簡便易行的優點﹐但在確定短尺度環境演變事件的時代方面有局限性。
⑤地貌- 沉積年代測定法。根據沉積率或侵蝕率推斷年代，這一古老的方法所得的結論比較粗略，需用其他方法驗證，但在某些缺少採用其他測年條件的場合，仍不失是作出初步判斷的手段。
⑥標准化石測定法。具有簡便易行的優點，但在確定短尺度環境演變事件的時代方面有局限性。其他還有裂變逕跡年代測定法、熱發光年代測定法等。