地层数字定年方法的选择

定年方法可用于不同的目的，地层数字定年的主要目的是确定地层的沉积时间。由于每种年代学体系的测年范围、精度和对象不同，且会受到后期热事件的干扰，因此在确定地层时代的方法上必须要有所选择。

13.3.1　地层的时代

测年方法的时限范围和精度主要取决于测年同位素的半衰期、检测仪器的灵敏度与误差。因此，测年方法的选择首先要考虑地层的大致时代。一般来说，第四纪以前的地层的年代测定应选用放射性同位素测年方法，如K－Ar法、Ar－Ar法、Rb－Sr法、Sm－Nd法和U－Pb法等，第四纪以来的地层测年则应选用半衰期较短的测年方法，如铀系不平衡法、14 C法、释光法、电子自旋共振法和裂变径迹法等。下面对主要方法体系的测年范围作一说明。

13．3．1．1　K－Ar法和Ar－Ar法

K－Ar法和Ar－Ar法有较长的半衰期(1．31×109 a)，矿物岩石中放射性成因40 Ar*随着时间而积累，因而从理论上来讲，K－Ar法和Ar－Ar法没有年龄下限，其上限主要取决于对极其微量的放射性成因40 Ar*的有效检测，即仪器检测的灵敏度和误差。在仪器灵敏度一定的条件下，加大样品量有助于使氩的析出量满足仪器的检测灵敏度。但是随着样品年龄减小，其中的大气氩成分增高，使得年龄结果的误差迅速增大。因此，K－Ar法和Ar－Ar法的年龄上限一般大于1Ma。

13．3．1．2　Rb－Sr法、Sm－Nd法和U－Pb法

Rb－Sr法、Sm－Nd法和U－Pb法都有长的半衰期，因而从理论上来讲，都没有年龄下限。它们可测年的年龄上限也取决于仪器检测的灵敏度。Rb－Sr体系和Sm－Nd体系测年的年龄上限一般为10Ma，U－Pb法测年由于高灵敏度的检测手段，其上限可达几百万年。

13．3．1．3　裂变径迹法

裂变径迹法的主要测年对象为磷灰石、锆石、方解石、榍石和玻璃等。裂变径迹测年方法是通过在高倍光学显微镜下统计颗粒中238 U裂变形成的裂变径迹密度来计算年龄的。由于裂变径迹密度是裂变径迹封闭时间和颗粒铀含量的函数，因此，如果样品年龄太老或铀含量太高，那么颗粒中裂变径迹密度就很高，以致在光学显微镜下无法分辨而变得不可统计;反之如果样品年龄太小或铀含量太低，则裂变径迹密度就很低，导致以此为基础计算出的年龄误差大，精度低，可信度低。因此，利用裂变径迹法的测年一般限于晚古生代以来，上限可到约1Ma。最近一些年，高分辨率的扫描电子显微镜自动成像技术应用于裂变径迹的统计分析，使得裂变径迹测年下限可以延长到甚至前寒武纪(Gleadow et al．，2006;Enkelmann et al．，2012)。

13．3．1．4　磁性地层学方法

磁性地层学方法测年的时限范围取决于国际标准地磁年表的精确度，Cox(1969)发表了4．5Ma以来的地磁极性年表，后经许多学者补充，现已建立了可靠且比较完善的5Ma以来的地磁极性年表。Harland et al．(1982)列出的晚侏罗世(163Ma)以来的地磁极性年表使测年下限可达晚侏罗世。尽管Opdyke et al．(1996)列出了元古宙以来的地磁极性年表，但元古宙至中侏罗世的地磁极性年表比较粗糙，因此可利用性差。

13．3．1．5　铀系不平衡法、14 C法、释光法、电子自旋共振法和宇宙成因核素法

这些方法都是针对第四纪地层的测年方法，有关它们的适用范围见表13－2。

13.3.2　地层中可测年的对象

每一种方法都有其相适应的测年对象，因此测年方法的选择还应考虑地层中可供测年的对象。对于放射性同位素测年，一般测定的是同位素体系封闭以来的年龄，高的同位素封闭温度体系往往反映了岩石矿物的生成年龄，因此，要确定地层的年龄就应避免碎屑沉积物，因为碎屑沉积物年龄往往反映的是源区年龄的信息，而不是沉积年龄。地层中的火山岩夹层是确定地层年代的重要参考坐标，因而也是放射性同位素测年的首选对象。不同性质火山岩由于成分的不同，可供测年的物质也不同，镁铁质火山岩由于其中锆石极少、没有含钾矿物，因此一般不宜采用K－Ar法、Ar－Ar法、Rb－Sr法和锆石U－Pb法，而Sm－Nd法应是首选测年方法。近些年来，随着高分辨率离子显微探针质谱(SHRIMP)和激光剥蚀－电感耦合等离子体质谱法(LA－ICPMS)的不断发展和完善，对锆石U－Pb测年的精度大大提高，对样品数量要求也降低，因此，人们也用SHRIMP和LA－ICPMS对镁铁质火山岩进行锆石U－Pb测年。中酸性火山岩一般富钾，因此一般采用K－Ar法、Ar－Ar法和Rb－Sr法进行测年。另外，中酸性火山岩中锆石和磷灰石也较多，因此锆石U－Pb测年，以及磷灰石和锆石裂变径迹测年也是常用的方法。

表13－2　第四纪主要测年方法的适用范围和可测对象(据陈文寄等，1991修改)

磁性地层学方法需要系统采集沉积剖面的定向样品，采集样品最好为细粒碎屑沉积物，且要求地层连续无间断，构造扰动较弱。

第四纪地层测年方法中，14 C法和U系不平衡法的测定对象是同沉积的新生矿物质(化学沉积或生物沉积等)，对应测年对象见表13－1和表13－2。从地层定年角度来看，释光法和电子自旋共振法获取的是从沉积时充分暴晒到立即被掩埋以来的时间，因此，如果能判定沉积物中的细碎屑物在掩埋前接受阳光暴晒，就可选用这些方法进行测年。宇宙核素定年的测定对象比较复杂，根据不同的研究需要可以选取不同的对象(Cockburn＆Summerfield，2004)，14 C法要求样品有机质含量较高，10 B和26 A1测年法测年对象主要是石英，在测定地层时代时，采样时一般选取沉积粒径较大、石英含量较高的层位，有利于后期石英的提纯和宇宙核素的提取。

13.3.3　地层经受的热干扰

地层经受热干扰的强度也是选择测年方法的重要参考因素。由于放射性同位素测年均涉及到衰变系统是否封闭的问题，而温度是影响同位素是否封闭的最主要的因素。以火山岩夹层为例，如果火山岩自喷发形成以来，同位素体系没有受到后期热干扰，通过放射性同位素测定获得的年龄应该代表其形成年龄;反之，如果火山岩沉积后遭受热干扰，导致选定的测年方法的同位素体系(例如裂变径迹)的封闭性遭到破坏，那么获得的年龄将偏年轻，不代表其形成年龄。不同放射性同位素测年体系对热的抗干扰性是不同的(详见下节)，因此，正确估计地层受热影响程度是选择合适同位素测年方法的前提。