简便测年方法

⑴ 构造断裂年代确定方法

构造断裂相对年代，是地质年代学中是最流行、最简便的方法。尽管用这种方法确定的断裂年代只能提供相对新老顺序，不过它却能为绝对年龄，即同位素年龄的范围提供参考。尤其是当某类同位素年龄测定值离散性较大时，相对年代就更具有参考价值。

断裂的年龄包括其形成或开始活动和再活动两个阶段的年龄。要确定究竟属于哪种情况，主要还需根据断裂地质研究才能作出合理判断。因此应当强调，对断裂的同位素年龄测定与断裂活动史研究结合起来。然而，这丝毫没有降低同位素测年的重要性。实际上，只有获得同位素测年数据，才有可能计算断层活动速率，并且进行有关断裂时间演化的分析。同位素测年方法的基本依据是: 某种放射性成因的元素自某类矿物衰变或丢失的速率一般不依外界条件而改变，因此可以根据这种衰变速率和测定的相关元素的量来计算衰变所经历的年龄，也就是某类矿物的年龄，然后再按照这类矿物赋存其中的地质体 (如岩体、糜棱岩带) 与构造断裂活动的关系推测断裂活动的年龄。常用的同位素测年方法有锆石铀-铅 (U/Pb) 、铷-锶 (Rb/Sr) 、碳十四 (¹⁴C) 、释光 (OSL / TL) 、电子自旋共振(ESR) 、钾-氩 (K/Ar) 与氩-氩 (⁴⁰Ar /³⁹Ar) 、裂变径迹 (FT) 、宇宙成因核素 (¹⁰Be /²⁶Al、³⁶Cl 等) 前处理及孢粉分析等，具体选择主要依断裂活动时期的地质条件而定。例如，对于断裂作用期间与岩浆活动有关的富含深成岩类的测年可用 U/Pb 法，对与断裂活动期间糜棱岩有关的白云母类的测年可用 K/Ar 和⁴⁰Ar /³⁹Ar 法，对与活动断层有关的年轻沉积物中碳的测年可用¹⁴C 法，此外可用断层带中的脉岩矿物如石膏、方解石、石英等进行 ESR (电子自旋共振法) 测年。

⑵ 用化学方法怎样无损测量树木的年龄如果用碳14法具体应该怎么操作

貌似用不着什么化学方法,就是简单的树木年轮测年即可,用碳14测年是兜圈子了,测完之后还得用树轮校正不说,误差也要大得多。树木每年生长一层年轮,如果只是想知道这颗树活了多少岁,查年轮的数量即可。如果要知道树木的存活时间(生年和卒年),主要根据年轮的相对宽窄序列:同一地区同时期生长的同一树种的相对宽窄序列具有相同的模式,它们之间可以互比,另一方面现生的树木计时的起点是已知的,由此上溯就可以推断任一已死亡树木的生存年代,精确度可达两三年,此法一般来说适用于1.2万年以来,再早就不行了。
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⑶ 同位素年龄测定的常用同位素测年方法

U238和U235都自然地衰变并释放出α粒子。U238的半衰期是45亿年，即1克U238在45亿年后将剩下0.5克，90亿年之后只剩0.25克，依此类推。U238衰变成U234，然后依次相当快地经过一系列子体产物衰变成同位素Pb206。同样，U235衰变成Pb207，Th232衰变成Pb208如此放射衰变的结果，含铀矿物不断地积累着铅。这三个衰变系列可分别用下列简化式来表示：
238U→206Pb+8α+6β-
235U→207Pb+7α+4β-
232Th→208Pb+6α+4β-
用铀一铅测定法确定岩石年龄的程序如下：
1）从要测定的岩石里分离出含铀矿物，如锆石。首先把岩石粉碎成1毫米大小的碎屑，然后把岩屑放入重液，锆石等重矿物将下沉，且轻矿物则浮起并可从液体中离析出来，再把锆英石从其他重矿物中离出。
2）仔细的进行化学分析，测出锆石内铀和铅的总量。
3）用质谱仪测出每个铅同位素的相对含量（同位素比值）。
4）岩石的近似年龄可通过上面公式算出，即从U238－Pb206、U235－Pb207、Th232－Pb208，或是由Pb206与Pb207的比值计算出来。 斯托克思（W.L.Stokes）认为C14测定法是极为成功的方法。放射性C14是由于大气层中宇宙射线冲击N14而产生的。C14与氧结合形成二氧化碳，二氧化碳被生物吸收到组织、外壳和骨骼。当生物活着的时候，放射性同位素C14与稳定同位素C12的比例保持平衡。虽然C14有一部分衰变为C12，但是新的C14不断补充进去，使C14与C12的比例仍然保持平衡。当生物死后，C14不仅得不到补充，相反由于衰变而含量不断减少。C14的半哀期为5730年。其半衰期是如此之短，以至这种方法只适于测定40，000年以内的年龄（但若用补充方法也可得到60,000年范围内的年龄数据）。人们把标本中含C14率与现代生物中含C14率进行比较以求得标本年龄。C14测定法被古人类学家、考古学家和地质学家广泛采用。用这种方法可测定炭片、木头、谷物、蜂腊、头发、纤维、泥炭、生物壳、象牙、骨头等物的年龄。

⑷ 除碳14外用何种同位素测年(距今年代较旧不能用碳14,衰变差别小测量不准确)

铷（Rb）－锶（Sr）,铀（U）/钍（Th）－铅(Pb) ,钾（K）－氩（Ar）同位素测年,裂变径迹测年都是地质上常用的测年方法,要看你所使用的样本岩石的类别来进行,不同的岩石的形成和变质过程有差异,有的测年方法可能不起效果.
对于有机物,加速器质谱碳十四断代方法（AMS）可以测近10万年.

⑸ 考古中有哪些种年代测量方法

考古里的碳十四测年法，就是根据碳依四衰变的程度来计算出样品的大概年代的一种测量方法。 碳依四是碳元素的一种具放射性的同位素，它是透过宇宙射线撞击空气中的氮原子所产生。碳-依四原子核由陆个质子和吧个中子组成，其半衰期约为5,漆三0±四0年。由于在有机材料中含有碳-依四，因此根据它的衰变可以确定考古学样本的大致年代。 碳十四测年法的原理在于，碳依四由于受到宇宙射线中子对碳依四原子的作用，不断地形成于大气上层。它在空气中迅速氧化，形成二氧化碳并进入全球碳循环。动植物一生中都从二氧化碳中吸收碳依四。当它们死亡后，立即停止与生物圈的碳交换，其碳依四含量开始减少，减少的速度由放射性衰变决定。放射性碳定年本质上是一种用来测量剩余放射能的方法。通过了解样品中残留的碳依四含量，就可以知道有机物死亡的年龄。 这一原理通常用来测定古生物化石的年代。 碳十四年测年法由美国加州大学伯克利分校博士威拉得·利比发明，威拉得·利比也因此获得依9陆0年诺贝尔化学奖

⑹ 炭十四测年法可以精确到多少年

可测定 1000— 50000 年内的考古样品
断代测年技术----碳十四测年法

一、碳十四测年法

碳十四测年法又称放射性同位素（碳素）断代法，一般写作 14 C 。 14 C 断代方法由美国 芝加哥大学利比（ Libby ）教授于 1949 年提出。

1 、碳十四断代法的原理

自然界存在三种碳的同位素： 12C （ 98.9% ） , 13C (1.19%), 14C (10-10%) ，前两者 比较稳定，而 14C 属低能量的放射性元素。 14 C 的产生和衰变处于平衡状态，其半衰期 为 5730±40 年（现在仍使用 5568±30 年）。宇宙射线同地球大气发生作用产生了中子， 当热中子击中 14 N 发生核反应并与氧作用便产生了地球上的 14 C 。在大气环境中新生 14 C 很快与氧结合成 14 CO2 ，并与原来大气中 CO2 混合，参加自然界碳的交换循环。植 物通过光合作用吸收大气中的 CO2 ，动物又吃植物，因而所有生物都含有 14 C 。生物死 后，尸体分解将 14 C 带进土壤或大气中，大气又与海面接触，其中的 CO2 又与海水中溶 解的碳酸盐和 CO2 进行交换。可见凡是和大气中进行过直接、间接交换的含碳物质都含 14 C 。同时 14 C 又以 5730 年的半衰期衰变减小；加上碳在自然界的循环交换中相当快，使 得 14 C 在世界各地的水平值基本一致。如果生物体一旦死亡， 14 C 得不到补充，其中的 14 C 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 14 C 来测定年代。

要说明的是， 14 C 测年法基于几个假设条件之上： ① 假设大气中 14 C 的产生率不变。 地球上的交换碳近数万年来基本恒定，但 19 世纪后半叶工业活动的增加， 20 世纪原子弹 的爆炸形成的工业效应、原子弹效应，已减少了大气中 14 C 的含量。 ② 假定放射性衰变 规律不变，不受任何外界环境的影响，生物样品一旦死亡就停止与碳储存库进行自由交换。 半衰期最初为 5568 年，近年来推算应为 5730 年。但这个对研究影响不大。 ③ 地球上各 交换库中 14 C 的放射性比重不随时间、地点、物质种类而改变，这个假设经检验基本成立 。国际公认 14 C 测年中的 B 、 P 起算点是 1950 年（因为之后人工核爆炸产生的大量 14C 对大气影响很大）， 1850—1950 年间的样品因工业化过程释放的 CO2 使得 14C 测年 数据稍偏老。

2 、碳十四断代法的优缺点

14C 断代法是目前最精确的测年方法，具有许多优点。（ 1 ）测量范围广，可测定 1000— 50000 年内的考古样品。（ 2 ）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。（ 3 ）对样品要求不严，埋藏条件不要求，取样也很简单。尽管如此， 14 C 断代法仍存在一些问题。 ① 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 。 ② 合适的样品难以采 集，要满足纯粹不受污染而且要求一定的重量。如古代样品在埋藏中易受到后代动植物腐烂 后的可溶碳化合物的污染；一些珍贵样品不能大量取样。 ③ 必须使用大量的样品，而且测 量时间较长。 ④ 因种种原因，过去大气中的 14 C 放射性水平不稳定、 14 C 粒子衰变本 身的波动性，那么用现代统一的 C 标准测定的年代不能等同于日历，只能是 14 C 年代， 现在这个问题已得到解决，即用树木年轮法校正。

3 、现状和应用

中国社会科学院考古研究所在碳 14 断代工作的成绩尤为突出，是全国同类实验室中建立时 间最长、公布数据最多的一个实验室。由于古陶瓷几乎不含碳，所以 14 C 断代法在古陶瓷 断代方面失去效用。

4 、加速器质谱碳十四测年方法

针对 14 C 测年法的局限性， 70 年代末加速器质谱碳十四计数法应运而生，以 1978 年在 罗切斯特大学召开的第一次国际加速器质谱会议为诞生标志。加速器质谱测年技术（ AMS— —Accelerator Mass Spectrometry ）与 14 C 年代法原理相同，只是以对碳十四原子计数 代替对 β 粒子的计数。 AMS 是加速器技术、质谱技术和探测鉴别技术的产物，具有一些 优点。首先 AMS 所需样品量少，一般 1-5 毫克就足够了，甚至 20-50μg 。其次，精确度 高，灵敏度可达 10-5 至 10-6 ，误差能达到不超过 0.3%±18 年。第三测定年代扩展到 7.5-10 万年。第四，测量时间短，一般几十分钟就可测试一个样品。 还有， AMS 不受环 境影响，不象 β 线计数要考虑宇宙光体。 AMS 14C 断代法自问世以来，广泛应用于考古 学、古人类学、地质学、物理学、天体物理学、环境科学、生物医学等领域。

AMS 超过 14 C 断代法对新石器时代完整年代序列的成就，因其取样少（加速器质谱仪为小 样品或含碳量极少的样品）给 14 C 分析带来了新的途径，甚至可以解决其他问题，诸如陶 器起源的追溯、人类祖先何时到达美洲、农业起源的时间等问题 。

⑺ 古地理学的年代测定方法

古地理学研究古地理环境的演变过程﹐因而确定每一幕古环境的年代是极其重要的工作。缺乏年代﹐难以建立演变过程的顺序﹔对各种不同来源的资料﹐也只有在定出确切年代后﹐才能相互对比和综合。20世纪中期以来古地理学取得许多重大突破﹐是与多种有效的绝对年代测定方法的出现分不开的。
现代常用的年代测定方法有﹕
放射性元素年代测定法。利用放射性元素的衰变规律测定绝对年龄﹐如钾－氩法﹐放射性钾(40K)衰变为惰性气体氩(40Ar)的半衰期约为1.3×109年﹐适用于测定年龄超过5万年的样品。碳-14法﹐放射性碳(14C)半衰期为5730年﹐故适用于测定年龄小于5万年的样品。另外还有铀(U)-铅(Pb)﹑钍(Th)-镤(Pa)﹑铷(Rb)- 锶(Sr)法等。
古地磁年代测定法。在地球发展过程中﹐磁极有过多次“逆转”。如近69万年以来形成的岩石中﹐岩石磁轴的北极基本上都指向现代磁北极方向﹐在距今243～69万年之间﹐岩石磁轴的北极基本上都指向现代磁南极方向。前者称为正极性时期﹐后者称为逆极性时期。在正极性时期内﹐还有若干短时期出现逆极性﹔在逆极性时期内﹐也有若干短时期出现正极性。此短时期称为该时期内的“事件”或“亚期”。利用钾-氩法﹐标定每一次磁场逆转的绝对年代﹐编制成地磁年代表。将待测定年龄沉积物层的磁性逆转图像﹐与地磁年代表相对比﹐便可以确定待测沉积物层的年代。这一方法对测定海洋沉积物年龄和基本上连续沉积的黄土层年龄﹐效果很好﹐在研究第四纪环境演变中已广泛利用。
氨基酸年代测定法。活体内的氨基酸均呈左旋光性质﹐死亡后左旋光向右旋光转化﹐称为外消旋作用。因而根据氨基酸的外消旋转化率﹐可以推算出样品死亡的年代。
年轮年代测定法。利用气候季节变化留下的树木年轮以一年为周期的痕迹﹐来确定年代。适用于数十至数千年的范围﹐目前推算的最长年代达8000年。地貌- 沉积年代测定法。根据沉积率或侵蚀率推断年代﹐这一古老的方法所得的结论比较粗略﹐需用其他方法验证﹐但在某些缺少采用其他测年条件的场合﹐仍不失是作出初步判断的手段。标准化石测定法。具有简便易行的优点﹐但在确定短尺度环境演变事件的时代方面有局限性。
⑤地貌- 沉积年代测定法。根据沉积率或侵蚀率推断年代，这一古老的方法所得的结论比较粗略，需用其他方法验证，但在某些缺少采用其他测年条件的场合，仍不失是作出初步判断的手段。
⑥标准化石测定法。具有简便易行的优点，但在确定短尺度环境演变事件的时代方面有局限性。其他还有裂变迳迹年代测定法、热发光年代测定法等。