海洋环境中松散沉积物的测年方法_刘伟
第34卷第3期2011年9月
东华理工大学学报(自然科学版)
JOURNAL
OF
EAST
CHINA
INSTITUTE
OF
TECHNOLOGY
Vol. 34No. 3
Sep.2011
doi :10.3969/j.issn.1674-3504.2011.03.009
海洋环境中松散沉积物的测年方法
1,2212
刘伟,初凤友,李琦,韩喜彬
(1.中国地质大学(北京) 海洋学院,北京100083; 2.国家海洋局第二海洋研究所海底科学重点实验室,浙江杭州310012)
摘要:测年方法的广泛应用为不同区域精确年代地层框架的建立提供了可靠的年代数据。但陆内与海底的沉积环境及
沉积物类型均有所不同,所采用的沉积物测年方法也应有所区别。目前尚未有专门的文章介绍海洋环境下松散沉积物的测年方法。通过对目前第四纪常用测年方法的归纳和总结,针对不同沉积物类型及不同测年方法的适用范围,提出了适
14
C 、用于海底松散沉积物的210Pb ,光释光、氧同位素曲线对比、古地磁等测年方法。沉积物年代研究在海洋学中发挥着极
其重要的作用,为了获取准确可靠的年代数据,一方面应根据沉积物类型和大致估算的年龄范围选取合适的测年方法,另一方面还应注意进行各种测年方法的交叉对比。
关键词:松散沉积物; 放射性同位素测年; 光释光; 氧同位素曲线; 古地磁中图分类号:P736.21
文献标识码:A
3504(2011) 03-257-09文章编号:1674-
相对于漫长的地质历史时期,新生代(特别是
新近纪以来) 是最接近现代地球环境的一个地质时代,其地质体系的沉积物年代学研究广泛受到国内外学者的关注。近几年来,随着年轻地质体测定方法和技术手段的广泛应用和日趋成熟,为不同地区的年代地层框架提供了可靠的科学依据。但是不同的测年方法有着不同的测试对象与测定范围,因此沉积物测年方法的选择是建立高精度年代地层框架首要解决的问题。
陆内与海底的沉积环境及沉积物类型不同,所采用的沉积物测年方法也应有所区别。本文通过对第四纪常用的一些测年方法的测试对象及测年范围的总结(表1) ,挑选出适用于海洋环境下尚未固结成岩的松散沉积物的测年方法,并对不同测年方法的原理、技术方法及应用进行论述。
核
辐射法放射性同位素法
表1Tab.1
第四纪主要测年方法的测年范围及对象The dating methods and dating range
适用测年范围(yr )
可测对象
测试方法
U 系
珊瑚、洞穴沉积物、结核结
103 4ˑ 105
壳、湖相沉积物、海洋沉积
(依据不同核素)
物、泥炭、骨化石、火山岩等
10 10
4
9
K -Ar
云母、长石、闪石、辉石、海绿石、玄武岩、其他含钾矿物等
4
14
C Pb
2ˑ 10 6ˑ 10
102 103102 106103 5ˑ 105102 10910 10
3
6
2
木头、木碳、泥炭、淤泥、粘土壤、贝壳、珊瑚、碳酸盐、钙质结核、洞穴沉积物等粘土和淤泥等松散沉积物方解石、石英、黄土、陶片、某些沉积物等长石、石英
磷灰石、锆石、云母、绿帘石、榍石、火山玻璃等石英、锆石、火山岩、断层物质、燧石、熔化玻璃、珊瑚、壳体、凝灰岩、石膏等海洋沉积物、锰结核结壳、石英、岛弧火山岩海洋沉积物、锰结核结壳和石英
地下水和冰、火山岩、石英有机硅和冰芯、地下水铁磁性矿物、磁化率较高的岩石或沉积物有孔虫壳体、海水、各种含孢粉的沉积物
210
TL OSL FT ESR
10
1放射性测年方法
宇
宙成因核素法
Be Al Cl Si
104 107104 106104 10650 1035ˑ 1065ˑ 106前寒武-全新世
26
放射性测年法是依据放射性元素蜕变等方法来测定地层年龄的方法。目前海底沉积物测年研究中,多采用钾氩法、铀系不平衡法、碳14法等。
05-04收稿日期:2011-基金项目:国家海洋局青年海洋科学基金资助项目(2011333) ; 国家海洋
局第二海洋研究所基本科研业务费专项(JT1002) ; 海洋沉积与环境地质国家海洋局重点实验室开放基金会(MASEG200808)
作者简介:刘
伟(1982—) ,男,海洋地质专业,在读博士,主要从事大陆mail :silveralamber 边缘海沉积学及地球化学等相关研究。E-@163.com
3632
其他
古地磁法氧同位素法孢子花粉
但也有研究指出钾氩法不适合直接用于海底岩石
测年,因为海底玄武岩喷出后遇水经高温冷却会造
成氩含量在岩石表面的富集,同时水-岩作用也导致钾含量增多,两者都会造成被测年龄的失真。铀系不平衡法是利用
238
235
U ,U 和232Th 三个放射性系
列不平衡中间产物的积累及衰变原理来计时的方
法,包括了一系列具有不同半衰期的放射性元素的蜕变测年法,在海底地层沉积物中应用较广的是230
Th 和210Pb 法(半衰期分别为75200a 和22.3a ) ,其中深海沉积速率和锰结核的生长速率主要用230210
Th 法测定,浅海或近海松散沉积物多用Pb 法测定。1.1
210210
Pb 测年
图1210
沉积物Pb ex 比活度随质量深度衰减示意图
Pb 是238U 系列中226Ra 衰变中间产物222Rn 的α衰变子体,半衰期为22.3a ,属短寿命放射性同位素,被广泛用于百年时间尺度上的沉积物计年及沉积速率的测定,是研究近代江、河、湖、近海等
210
沉积过程的重要手段。自然界中Pb 主要来源于
238210
地壳中U 的衰变和大气中Pb 的沉降,此外人工210
核反应也可产生Pb 。其中通过沉降并积蓄在沉
210
积物中的Pb 因不与其母体共存和平衡,称为过210210210
剩Pb (Pb ex ) 。Pb 测年法基于以下几点假设:(1) 沉积体系为封闭系统,具备稳态条件; (2) 沉降210
的Pb 能有效地转移到沉积物中,且不发生沉积后210
迁移作用; (3) 沉积物中的非过剩Pb 与其母体226
Ra 保持平衡状态。
210
虽然Pb 的沉降通量具有纬度效应,但同一地210
点Pb 的放射性通量在近百年的时间范围内可认210
1997) ,为基本恒定(万国江,沉积物中Pb ex 的比
活度将随沉积物质量深度呈指数衰减(图1) ,因此
(虚线为210Pb ex 比活度半衰减值)
Fig.1
Diagram of
210
Pb ex specific activity attenuate with Pb ex specific activity )
mass depth (the dashed means the half of attenuation
value of
210
样品的原始沉积且不受外来干扰,样品密封带回实
要尽快进行低温真空干燥、称重以便用于验室后,
210
计算,粘土和淤泥是进行Pb 测年分析中最理想的
210
样品。关于Pb 比活度测定,目前国内外常用的是
α谱和γ谱测量法(Flynn ,1968; Hussain et al.,1996) 。α谱测量需要样品量少,受其它核素干扰少且实验结果稳定,但由于需要对样品进行复杂的化学前处理,人为操作和实验试剂等均会对分析带来一定误差; γ谱测量无需对样品进行前处理,可直接获得数据,简单方便,但由于测试能量较低,易
210受干扰。刘旭英等(2009) 研究表明,不同Pb 测年方法对于海洋沉积物的测年影响较小(表2) ,α
对沉积物样品的
积年龄。
210
210
Pb ex 比活度分析,便可计算其沉
Pb 中值较一致。为了便于不同
210
测试方法间数据的对比,南京大学Pb 实验室分别法和γ法分析的
与加拿大Bedford 海洋研究所和香港城市大学建立
1992; 了α法、γ法测年对比分析链(Ellis et al.,Tanner et al.,2000) 。
210
Pb 测年对沉积物的采样有严格要求,须保
持
表2
Tab.2
样品性质海洋沉积物1海洋沉积物2海洋沉积物3海洋沉积物4海洋沉积物5沉积物6
210
α法与γ法测定的Pb 比活度
Activities of
210
Pb using alpha and gamma spectrometry techniques
中值
α法22.7052.75
γ法25.9048.00360.0029.0036.6020.05
210
置信区间24.57ʃ 2.6353.76ʃ 7.78359.91ʃ 15.4029.93ʃ 2.5534.83ʃ 2.4020.88ʃ 1.77
Pb 最小值
γ法6.509.94144.0013.0022.408.90
210
Pb 最大值
γ法66.0080.00622.0090.0051.9028.80
α法23.4036.73116.0020.8019.6018.50
α法27.00152.80442.00120.0046.00956.00
352.0031.8031.2022.20
210
目前应用Pb ex 测年数据进行定年计算的模式主要有:
层厚度的限制,其化学性质方面的研究较少。目前国际上有关纹层特征的研究多集中在厚度变化和
2004) ,纹层微相变化等方面(Brauer ,通过纹层的辨认识别达到沉积物计年的作用。1.2
14
(1) 稳定输入通量—稳定堆积速率模式
210
(CFS ) ,该模式假设Pb ex 自水体输入到沉积物的通量F 及沉积物堆积速率S 均处于稳定状态,沉积
210
物不同层段中Pb ex 的比活度C 将随该层段的质量1978) 。深度Z' 呈指数衰减(Robbins ,
(2) 常量初始浓度模式(CIC ; 也称恒定比活度CA 模式) ,模式,该模式假定表层沉积物中Pb ex 的
210
初始活度为一定值A0,不同层段中Pb ex 的比活度C 将随该层段的质量深度Z' 呈指数衰减关系
210
C 测年
自1952年《放射性碳法年代测定》出版以
1414
来,C 测年方法就被广泛使用。含碳物质的C 含
量,一方面在与大气的交换中得到补充,同时又按自身衰变规律不断减少,两者之间保持着动态平衡,一旦含碳物质停止与大气进行交换(生物死亡
1414
等) ,则该物质的C 含量将不再得到新的补充,C 按衰变规律(λ=5730a ) 减少。因此根据含碳样
14
品中C 衰减的程度,就可计算出其年龄。
I =I 0e
14
-λt
(Krishnaswang et al.,1971) 。该模式只能给出一段时间内平均的沉积通量,不能反映沉积通量随时间
2008) 。变化的实际情况(张敬等,
(3) 恒定补给速率模式(CRS ; 或恒定通量模式,CF 模式) ,该模式假定在沉积系统中Pb ex 的输入通量F 恒定而堆积速率S 随时间而变化,通过对沉积物
210
柱样的Pb ex 比活度进行积分从而得到年龄-深度的关系。有研究表明混合沉积层对CF 模式得到的结果影响不大,但Oldfield 等(1984) 认为混合层的厚度不应
210
超过整个Pb 数据深度的15%。
(4) 阶段恒通量模式(PF 模式) ,该模式考虑到
210
在实际水体—沉积物的界面,尽管Pb ex 通量的年
210
(1)
14
式中I 0为样品形成时的C 浓度; I 为样品当前的
C 浓度; λ为14C 的衰变常数; t 为样品形成并与外
14
界停止C 交换后距今的年龄。
理论上凡是与大气进行过交换的含碳物质均14
1987) 。如:水、可作C 测年样品(汤怀仁,植物、动物化石、生物的碳酸盐类(贝壳、珊瑚等) 、无机碳酸
盐类(石灰华、钙结石、土壤、淤泥和粘土等) 以及陨石等。
1414
近年来C 测年的方法多有改进,由常规的C 1414
测定技术向高精度加速器质谱AMS C 法发展。C
1995,2003) 包括常规测定(周卫健等,卢雪峰等,
际变化可能很小,但却是随时间而变化的,因此假
210
定在某一个时段Δt 内从水体到沉积物的Pb ex 通量是恒定的,该模式是CF 模式中当Δt 趋于无穷小
Cabeza et al.,2000) 。时的一个特例(Sanchez-这4种模式各有优缺,选择何种模式进行测年
210
计算,要根据实际地质情况进行判断。在Pb 测年的精度范围内,与之互为参照对比的测年法还有137
Cs 法和沉积纹层计年法。
137
“气体正比计数法(GPC ) ”以及“液体闪烁计数法(LSC ) ”。常规法运行成本较低,在样品量充足且经费不足的情况下仍被广泛应用。加速器质谱测
14
年法是直接计数样品中的C 原子,只要有几到几十mg 碳便可测定43000a 以来甚至60000a 以来
14
的年龄,在各种C 测年方法中最准确、精度最高,
14
已成为国际C 测年方法的主流。需要注意的是,
Cs 作为核试验后通过大气扩散而散落沉降
到地表环境中的放射性核素,是研究流域侵蚀和湖
137
泊沉积的一个独特而有效的示踪剂。考虑到Cs 在湖泊沉积物中分子的扩散不足以其改变蓄积峰
1975) ,的位置(Robbins et al.,对均一的沉积物而
137
言,生物扰动和混合作用也不足以影响Cs 浓度指
137
标(Hart et al.,1998) ,因此以沉积物柱芯中Cs
测试过程所选用的仪器本底和现代碳标准会影响
C 测年的准确性(卢雪峰等,2003; 隋卫东等,2003) ,采用不同的本底物质对老年龄样品的定年有显著影响,其中方解石、石墨和无放射性的木头是很可靠的本底物质,测年结果比较理想,国际现代碳标准NBS 草酸的测年结果较为理想。
14
虽然AMS C 测年法理论最大可测年限可达65000a ,测年精度可达1%以下,但测年样品会因
14
垂直剖面的峰作为时间标志,可以成功地获得沉积
物平均堆积速率及年龄; 纹层是由气候季节性变化而在近代沉积物层中形成的规则韵律纹理变化,纹层的生物学性质、物理化学性质等方面的研究是进行高分辨率古气候环境研究的理想材料,但因受纹
为周围环境和后期成岩等作用的影响而受到污染,
14
从而导致样品的C 年龄与真实年龄之间产生差异
14
(仇士华等,1997) 。C 测年的前提假定14C 总量恒定,但其实际上受宇宙射线通量、太阳黑子活动、地
光信号残留值极易被阳光晒退到近乎于零的水平,
2000) 。应用光释光不存在残留值问题(赖忠平等,
测年时,样品应满足以下条件:(1) 石英、长石等碎
屑矿物在搬运、沉积过程中曾暴露在阳光下; (2) 这些碎屑矿物的OSL 信号具有足够高的热稳定性,在常温下不易发生衰减; (3) 自沉积埋藏以来,这些碎屑矿物基本上处于铀、钍封闭体系或动态平衡体系,所接收辐射剂量率为常数。按激发矿物光信号光束波长的不同,可分为绿
GLSL ) 光释光(green light stimulated luminescence ,Jensen et al.,1992) 和红外释光(infra-测年(Botter-red stimulated luminescence ,IRSL ) 测年(Spooner et 1990) ,al.,前者被测矿物主要为石英,后者被测矿
物主要为钾长石。对沉积物样品颗粒物中石英的提取是基于氟硅酸溶蚀长石而保留石英的化学反
2001; 王旭龙等,2005) ,应机理(赖忠平等,此外还有学者提出利用目前玻璃工业上常用的化学浮选2008) ,分离法(李国强等,可得到更高纯度的石英。IRSL 和GLSL 测年的对比试验表明(赵华等,1998,
2000) ,两者的等效剂量和年龄值都在1 2σ误差范围内,这种一致性在风积黄土方面表现尤其明显,但在水成沉积物和崩积物样品上却表现得稍微差些,可能是由于沉积物样品在沉积过程中受到光晒退程度不同,或由于不同的埋藏介质导致的背景剂量值不同。
等效剂量以及环境剂量的准确测定是应用光释光测年方法的前提和基础。样品的等效剂量(Deq ) 值是指产生天然释光强度所需的电离辐射
1997; 剂量值。测量方法大致可分为5种(Fleming ,Wintle et al.,1982; Singhvi et al.,1982; Readhead ,1982; Huntley et al.,1993) :附加剂量法、部分晒退法、残留释光法、再生释光法和澳大利亚滑移法(图
2) 。环境辐射剂量率(D ) 是指被测矿物在埋藏期钍和钾放射性核素提供的间所吸收的周围土体铀、
α,β和γ辐射剂量以及宇宙射线提供的少量剂量,通常是通过测定样品的铀、钍和钾含量,用Aitken
1985) 计算得出环境剂量提出的换算关系(Aitken ,
率,同时根据样品含水量并考虑宇宙射线对剂量率
(Presott et al.,1988; 申英等,2002) 的贡献作相应修正。
对黄土沉积物的光释光测年研究表明,再生释光法和澳大利亚滑移法能获得更为可靠的等效剂量测定值,部分晒退法只有在光晒退时间适度,且
磁场强度、碳循环和大洋海水的流通等诸多因素的
1999; 杨明生等,2005) ,影响(汪品先等,因此还需
14
要将现代碳标准计算出来的C 年龄经过校正并进
1998; Bard ,1998; 行日历年的转换(Stuiver et al.,
Schramm et al.,2000; Frank et al.,1997; Edwards et al.,1998) 。高精度14C 年龄校正曲线的建立,可
14
极大缩小时序系列样品C 年龄转换成日历年龄时
14
的误差,但单个C 年龄相对应的日历年龄值并不
1997) ,唯一(仇士华等,对具有时序连续的系列样14
品C 年龄数据最好通过曲线拟合方法进行转换,并配以数理统计方法进行匹配拟合。
海洋松散沉积物通常用单种浮游有孔虫壳体14
进行C 测年,而浮游有孔虫碳同位素反映的是当
1412
时表层海水的C /C ,易受大洋深层环流和海洋上
1998) ,升流变化的影响(Hughen et al.,并且同一14
样品中的浮游有孔虫不同属种也会产生不同C 年
14
1998) ,龄(Broecker et al.,即需要分别对C 数值进
行贮存库效应和同位素分馏效应的校正,考虑到两
者引起的年龄偏差差不多可以抵消(陈文寄等,1991) ,没有特殊要求时,可以不进行这两方面校正。此外还可与孢粉分析、生物地层学等其他年代学研究方法进行对比。
2——光释光(OSL ) 测年核辐射测年法—
核辐射测年法包括裂变径迹法、电子自旋共振法、热释光法和光释光法。其中裂变径迹法(FT ) 是通过度量放射性元素裂变的物理效果来测定年龄,适用于锆石、榍石、磷灰石、火山玻璃、云母等矿物。电磁自旋共振(Electron Spin Resonance ,ESR ) 适用于海相沉积中的软体动物贝壳、珊瑚和深海有孔虫钙质壳,其中海相软体动物分析结果较好。热释光法(TL ) 被用于测定大约100ka 以来的沉积,是大洋硅质沉积测年的一种手段。然而运用热释光测定深海碳酸钙沉积年龄时发现,受成岩作用和沉积速率的影响甚大,存在异常值。光释光(Opti-cally Stimulated Luminescence ,OSL ) 测年是在热释光技术基础上发展而来的,对一些缺少有机碳和年代老于4万年的沉积物样品的测定更为有效。光释光是指通过单色光束来激发晶体中储存的电离辐射能,并使其以光的形式释放出来的现2007) 相比,象。与热释光(刘立坡等,其优点是释
图2
Fig.2
等效剂量测量方法示意图
Diagram of the equivalent dose measurement methods
释光强度与剂量呈线性响应时可获得可靠结果,附加剂量法和残留释光法测定的等效剂量通常偏大。为确保OSL 信号的稳定性、平衡样品与实验室再生或附加剂量样品的释光效率,常用的方法是进行等2009) 。效剂量预热温度坪实验(康树刚等,
OSL 测年法可广泛应用于不同沉积相环境下2001; 卢演俦等,1995; 杨的松散沉积物(赖忠平等,
2007) 及砂岩捕掳体(樊祺诚等,2006) 等年传成等,
龄测定,其测年范围视环境剂量率及被测矿物而定。当环境剂量率在1 5Gy /ka时,若用石英作测样,测年范围为1 100ka 或500ka ; 若用钾长石作侧样,范围为2 500ka 。沉积物的环境剂量率越小,则可测定时间范围就越大,其测年结果可与
14
3——氧同位素曲线对比相对测年法—
此外还可通过相对测年法对海底松散沉积物
定年。主要有深海氧同位素曲线对比法、古地磁对比法、孢粉法、生物地层法、火山灰地层法等,主要是依托生物地层学或者事件地层学,将地质事件按先后顺序加以排列并据此进行地层对比。虽然相对测年法本身并不提供具体的数值,但通过与特殊层位放射性或核辐射等测年方法的结合,能够提供高分辨率的年龄数据。
161718
自然界中氧元素由O ,O ,O 三种稳定同位素组成,由于同位素的分馏作用(fractionation ) 使氧
C 测年相媲美(陈杰等,1999) ,但OSL 测年需要对
样品进行矿物分离及提纯,需求的样品量也较多。
在不同物质中的分配上存在差异,海底不同类型沉
2002) 。为积物的同位素组成特征有所不同(田军,
1816
了说明其组成特征,常用O /O 比值与某标准样
品的固有比值加以比较,再将两者偏差的千分率作为同位素组分的量值δ,其代表式为:
18
(18O /16O ) δO ={[
样品
间冰期内存在千、百年尺度内的快速气候波动变化
(田军,2002; Oppo et al.,1998; Mcmanus et al.,1999) ,“新仙女木期”冷事件、Heinrich 冷事件、如Dansgaard-Oeschger 暖事件等,这些事件影响范围颇大,可用于全球海底地层对比,这也使得氧同位
素曲线对比成为海洋地层定年的主要方法之一。
表3Tab.3
MIS 1.122.22.212.2333.13.133.33.3144.224.234.2455.15.25.315.325.335.4
年代/a[***********][***********][***********][***********][***********][**************]0
-(
18
O /16O )
标准
]/
(2)
(
18
O /16O )
标准
}*1000
“芝加哥箭石”(PDB ) 作为标准样品,早先用之
后采用德国索伦霍芬板状灰岩(Solenhofen Platt-kalk ) 作标准并转换成PDB 值; 水样一般采用标准平均大洋水(SMOW ) 作为标准。
Urey 最早指出当碳酸钙从水溶液中沉淀出来(进入生物壳体) 时,彼此间发生着氧同位素交换作
16181816
用:1/3CaCO 3+H 2O =1/3CaCO 3+H 2O
(3)
16
当温度升高时,相对较轻的O 由于有较高的活性,易于迁移,在反应中优先被吸入壳体中,致使1818壳体中O 含量相对减少,即δO 值随温度的上升而下降,当该反应达到平衡时,碳酸钙的氧同位素
30万年来高分辨率氧同位素地层年表Oxygen isotope stage since 300ka
误差/a[***********][***********][***********][***********][1**********]0
MIS 5.55.515.5366.26.36.46.416.426.56.677.17.27.37.47.588.028.48.5
年代/a[***********][***********][***********][***********][***********][***********][***********]
误差/a[***********][***********][***********][***********][1**********]0
组成是温度的函数。除温度外,另一影响氧同位素
18
分馏的重要因素是冰期效应。在冰期时δO 值会随大陆冰流量的增长而增高,这种冰期效应可以在生物壳体中留下记录,这也是利用氧同位素曲线进行测年对比的依据。
习惯上将氧同位素的周期自上而下按数码编号,曲线上峰(高温或温暖期) 用奇数表示,谷(低温或寒冷期) 用偶数表示,相邻同位素分期的界线一般放置在温度高峰与低峰的中点。表3列出了中更新世以来各氧同位素期界面的年龄(Martinson et al.,1987) 。海底松散沉积物的氧同位素曲线测年法,通常是选取能够代表稳定生长环境的有孔虫种属,经化输入质谱仪中进学处理后收集其释放的CO 2气体,行氧同位素分析测定。需要注意的是,底栖有孔虫壳体氧同位素曲线主要反映全球冰量的消长,而浮游有孔虫的氧同位素曲线除了包含全球冰量的信息外,还受到表层海水温度和盐度的影响,叠加了2007) 。目前深区域性的气候变化记录(金海燕等,
海氧同位素曲线对比已成为海洋学定年的主要方法,南海ODP1143站位5Ma 以来的氧同位素曲线更是为中低纬度地区的古环境研究提供了精确的氧同位素对比曲线(图3) 。此外利用氧同位素曲线解释的气候波动还具有明显的周期性,该变化已证实与米兰科维奇周期有关,如岁差22ka 的周期,地球自转轴倾斜率约40ka 的周期,地球轨道偏心率约90 100ka 的周期。另外还发现了在冰期及
与之可参考的还有古地磁对比测年法,该方法是基于过去历史时期在全球范围内地球磁场曾发生过许多次极性倒转,岩石中保留有最初成岩作用期间的地球磁场特征,因而测定地层岩石的剩磁极性就可以确定当时地磁场的特征,再借助地磁极性年代表间接地获得地质年代(表4) 。现在的大洋地层年代表,很大程度上正是以磁性地层学作为标准的,然而古地磁对比测年方法也有一定的局限性,比如单凭地层岩石的剩磁测量值只能提供极性的正、反,而不能肯定该测量与哪个极性时或极性亚时相对应,因此磁性地层学研究必须在待测地层剖面上作逐层的系统采样、测量,并以地层的同位素年代测定或者生物地层学的研究为依托,互为补充和验证。
图3
Fig.3
表4
Tab.4
极性反极性期布容正极性世
2.5Ma 以来深海氧同位素曲线分阶
Deep-sea oxygen isotope curve and stage since 2.5Ma
A.南海ODP1143站有孔虫稳定同位素曲线; B.热带太平洋V28-239柱状样氧同位素曲线
4.5Ma 以来的古地磁年代表
极性事件0.73蒙戈Mungo
K-Ar 年龄/Ma沉积物年龄Ma
0.780.02 0.030.03 0.060.104 0.117
? 2.60
0.99 1.07
1.191.681.79 1.95
2.13? ? ? ?
1.15 1.17
1.552.94 2.12
? 2.92 3.013.05 3.15
? 3.70 3.92
? ? 0.120.42
Paleomagnetic chronology since 4.5Ma
熟,但不同的测年方法各有其适用的对象和范围。因此在实际的地质工作中,应该针对研究区沉积物类型和沉积环境正确地选择合适的测年方法。
对于海洋环境下的松散沉积物测年,百年及千年尺度年龄范围内选用
210
拉尚Laschamp 布莱克Biake 安比拉Emperor
松山负极性世
2.48科布山吉尔萨Gilsa 留尼汪Reunion
高斯正极性世
3.40卡纳Kacna 马莫斯Mammoth
吉尔伯特负极性世
4.50科奇蒂Cochiti
Pb 测年,50ka 以来沉积
14
物样品选用有孔虫壳体进行C 测年,超过50ka 的
贾拉米洛Jaramillo 0.90 0.97
沉积物测年可选用OSL 测年法,但光释光测年对样品量以及采样要求较高,在样品量较少的情况下可采用以氧同位素曲线对比法或古地磁对比法。此外为了进一步提高测年的精确度和准确度,应该对沉积物不同类型的样品采取相对应的测年方法,同时加强不同测年方法之间的交叉对比。
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4小结
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Dating Methods about Bulk Sediments in Marine Environment
2
LIU Wei 1,,CHU Feng-you 2,LI Qi 1,HAN Xi-bin 2
(1.School of Marine Geosciences ,China University of Geosciences ,Beijing 100083,China ; 2.Key Laboratory of Submarine Geosciences ,China Second Institute of Oceanography ,SOA ,Hangzhou ,ZJ 310012,China )
Abstract :With the development of science and technology progress ,the studies about dating methods of sedi-ments become more and more precise.Widely used of so many dating methods have offered reliable scientific evi-dence for the foundation of accurate chronostratigraphic framework in different region.Considering the difference of sedimentary environment as well as sediment types between inland and submarine ,the dating method should be secerned.However ,there are few articles which specially introduce the dating methods about bulk sediments in submarine environment.Based on the conclusion and summarized about many dating methods ,especially focus on the sediment types and dating range ,the conformable isotope dating methods (
210
14
Pb ,C ) ,OSL dating and com-
paratively dating methods (ie.,Oxygen isotope curve ,Paleomagnetic ) which suitable for the bulk sediments in marine environment are suggested.Dating have an very important function in marine geological studies.In order to enhance the veracity and reliability of the dating data ,the proper methods based on sediment types and esti-mated age range are selected.On the other hand ,the progress cross-comparison during different dating methods are given.
Key Words :bulk sediments ; radioactive isotope dating ; optically stimulated luminescence ; oxygen isotope curve ; paleomagnetism