玻璃陨石是石陨石的一种, 作为物理标记物, 玻璃陨石和火山灰是风化剖面中十分可靠的定年介质。首先, 它们包含可以被裂变径迹法、K/Ar法和⁴⁰Ar/³⁹Ar法直接测年的矿物; 其次, 它们可以在远距离上相互关联, 包括海相沉积与陆相沉积相联系^[2]。全世界玻璃陨石主要分布在以下4个区域(图1):

(1)亚-澳区:主要是澳大利亚、印度尼西亚、东南亚、菲律宾、塔斯马尼亚等地及附近海域, 年龄值约70 ka;

(2)捷克-斯洛伐克区:包括波斯米亚和摩拉维亚, 在摩拉维亚发现的称莫尔达维玻璃陨石, 年龄值约1 450 ka;

(3)北美区:主要在美国得克萨斯州、佐治亚州等地, 年龄值约3 400 ka;

(4)科特迪瓦区:包括科特迪瓦、加纳及其附近海域, 年龄值约110 ka。

图1

Fig.1

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	图1 玻璃陨石分布图Fig.1 The distribution map of tektites

大约在790 ka, 有一颗影响东南亚某些地区的小行星, 产生了玻璃陨石和撞击的碎片。已发现这类物质超过地表面积的10%, 其中包括中国大部分地区和周围的海洋区。虽然关于中国玻璃陨石的形成年龄还存在争议^[3], 但是, 这些结论是牢固地建立在对深海岩心磁性研究和利用⁴⁰Ar/³⁹Ar法对玻璃陨石定年的基础之上。此前, 一系列的研究支持晚更新世的年龄范围为5~25 ka, 但现在认为那是再造作用形成的较年轻沉积物的年龄。玻璃陨石的存在, 为封闭沉积物提供了790 ka的最大指示年龄。

自然界中的K由3种同位素(³⁹K, ⁴⁰K, ⁴¹K)组成, 而只有⁴⁰K衰变成⁴⁰Ar容易测定, 可作为断代的根据。放射性成因的⁴⁰Ar逐渐在岩石中积累, 只要测得样品中⁴⁰Ar和⁴⁰K的比值, 就可求得样品的年龄^[4]。

⁴⁰Ar/³⁹Ar法是在K/Ar法的基础上建立并发展起来的一种定年新方法, 这种方法的优点在于其对样品的要求不高, 一般只需不到10 g的样品量即可进行测试, 该定年方法使仅利用一个岩石样品便可进行年代序列的建立成为可能, 而且为岩石冷却后是否保持“ 封闭系统” 的判断提供了依据。此外, 通过⁴⁰Ar/³⁹Ar法所获得的定年数据和其他定年方法相比, 具有较高可信度^[5]。

K/Ar法和⁴⁰Ar/³⁹Ar法定年已被越来越多的应用于火山学、磁性地层学、生物地层学、古人类学和气候学等第四纪研究。随着实验操作方法和仪器测试结果日益精准, 这两种方法可对铀系、U-Th/He、¹⁴C、宇宙成因定年和天文学等其他精密计时器的定年结果做出补充和验证。但并不是所有的矿物都适合用该方法定年。Vasconcelos通过研究, 完整地总结出适用于K/Ar法和⁴⁰Ar/³⁹Ar法定年的矿物, 主要为两组含钾的次生矿物:①含明矾的硫酸盐(明矾石和黄钾铁矾); ②含锰、钡的锰氧化物^[6]。

铀系定年方法是十分有用的工具, 这种定年方法的理论基础是铀系衰变过程中各种母体/子体同位素的衰变或积累, 特别是²³⁴U/²³⁸U和²³⁰Th/²³⁴U的衰变反应, 经常被用于了解地质事件, 描述地球化学过程。该定年方法一般用于测定洞穴堆积物和海岸沉积物中的珊瑚化石。此外, 适用铀系测年的其他物质有:含铀氧化物、泥煤、二氧化硅、碳酸盐和骨骼 ^[7]。

对地质年代学而言, 半衰期的精确认识包括对放射性核素的地球化学行为差异的理解, 以便建立可以指导选择母体与子体同位素关系的假设。同时, 这也可以回答地球化学的相关问题。因此, 了解放射性子体的生长原理可以推断放射性定年的结果^[8]。

在环境科学方面, 这种信息可以用于推测地貌生长率和沉积速率, 也可以获得风化速率和地质构造方面的信息。对于核法医学中的应用, 这些信息意味着可以结合其他法医学证据, 发掘更多的细节, 以便更好地了解事件发生的过程、时间以及样品的采样地点。

近年来, 铀元素趋势测年得到越来越多学者的认可, 应用这种变化了的铀系物定年方法, 可以模拟风化区内铀衰变系列²³⁸U-²³⁴U-²³⁰Th的开放系统行为。水流通过沉积物时会导致母体同位素与子体同位素的分馏, 通过测定来自同一材料的一系列样品中各种同位素的活性范围, 就可得到沉积开始以及浸出的时间, 这个方法已经被应用于一系列的沉积物上, 其中包括火山灰、黄土、冲击物、土壤和冰碛, 并且在5~900 ka表现出一定的可应用性。

光释光定年与同位素定年都是基于同一原理: 总量、速率与时间之间有某种函数关系(图2) ^[9]。样品年龄可通过下面公式计算得出:

式中:A为所测样品年龄值, 单位为千年(ka); N为所测样品埋藏期间的环境辐射剂量总量; B为样品所在埋藏环境单位时间内的辐射剂量; De为等效剂量(Equlivalent dose), 即实验室产生相当于样品天然释光信号所需要的辐射剂量, 也称古剂量(Paleodose, 简写P), 单位为Gy; Dy为环境剂量率(Doserate, 或称年剂量Annual dose), 即样品在埋藏环境中单位时间内所接受的环境辐射剂量, 单位为Gy/ka。

图2

Fig.2

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	图2 光释光测年原理Fig.2 The OSL dating principle

由于光释光定年方法所具有的优越性, 已被广泛应用于海岸沙丘砂、黄土等风沉积物定年中。已有的应用实践表明, 常规光释光定年方法的测年范围可从n× 10¹~n× 10⁵年, 远超出¹⁴C测年的范围, 因此在晚第四纪重要地质事件研究中得到广泛应用^[10]。石英单片再生法(SAR)是目前解决年轻样品矿物颗粒沉积前晒退不充分问题的最好方法之一, 利用石英单片再生法可对一个样品重复测量很多的等效剂量, 评估样品晒退是否均匀, 选择晒退程度大的颗粒测年, 从而提高测年的准确性^[11]。近年来, 有中国学者在对洛川黄土细颗粒矿物深入研究的基础上, 将早期的多片再生法(MAR)与单片再生法(SAR)中感量校正的方式结合起来, 提出了感量校正多测片再生剂量法(SMAR), 也称简单多片再生法。该法成功应用于中国黄土的测年中, 研究结果与已知年龄有很好的一致性^[12]。此外, 随着钾长石光释光测量在测年精度和可靠性上的逐步提高, 且测年范围也较之前石英矿物有了进一步的扩大, 从而很好地弥补了古地磁方法对最近几十万年沉积物测量的盲区。

但值得注意的是, 有些问题还应进一步研究:①厘清分散等效剂量产生的原因。针对不同原因, 解决方法不同, 准确甄别等效剂量值离散的原因是提高沉积物测年准确度和精度的关键; ②为了获得准确的、可再现的OSL年龄, 平行样品的数量是需要确定的问题之一; ③石英OSL年龄较钾长石偏低, 粗颗粒和细颗粒晒退速率不同的原因尚有待深入研究。以上3个因素是光释光定年技术亟待解决的问题, 但目前这方面的研究十分薄弱。

表1

Tab.1

表1(Tab.1)

表1 不同物质ESR定年可能适用的范围(据Smart, 1991b) Tab.1 Range of different applicable materials for ESR dating (Smart, 1991b) 物质 适用范围/ka 方解石-洞穴堆积物 0~800 霰石-软体动物 0~100 霰石-珊瑚 0~250 石英-断层和沉积物 0~大于2000? 羟磷灰石-牙齿釉质 0~2000 石膏 0~1000

表1 不同物质ESR定年可能适用的范围(据Smart, 1991b) Tab.1 Range of different applicable materials for ESR dating (Smart, 1991b)

氨基酸外消旋法在过去的15~20年里发展成为第四纪沉积物对比和定年的一种新方法, 其原理是利用氨基酸对映异构体之间的转化反应是温度和时间的函数来计时的方法^[13]。

最近, 有学者提出一种改进后的氨基酸外消旋法(AAR)— — 用天冬氨酸测定牙釉质年龄。这种方法是基于一种简单的制样过程(分离小于3.5kDa样品), 为了验证方法的可靠性, 他们使用了一系列“ 牙类” 材料。被检验的人类牙质胶原蛋白样品来源于活体捐献者发现的史前新石器时代的历史遗骸。基于生物种属类型不会影响胶原蛋白外消旋率的假设, 他们还研究了尼安德特人的牙釉质样品和食肉动物(洞熊)以及其他哺乳动物的样品。为了验证计算年龄的方法是否准确, 研究者使用了一系列放射性定年方法(包括ESR和¹⁴C法), 连同热释光法和AAR定年法, 对无脊椎动物(介形虫)样本进行定年。检测结果证实:AAR显示的年龄和样品天冬氨酸消化程度具有良好的相关性, 突出天冬氨酸牙质定年与其他定年方法的强相关性^[14]。

电子自旋共振(Electron Spin Resonance, ESR)是利用矿物晶体内的放射性损伤来定年。由于矿物中铀、钍、钾同位素具有放射性, 在天然衰变过程中使矿物晶格受损, 出现捕获电子和电子空穴。当电子暴露于强磁场的高频电磁辐射中时它们就会被“ 激发” , 当磁场变化时, 就可以探测到电子的共振。

ESR定年法因其信号的饱和剂量较高, 具有比释光法更宽的测年范围(表3), 同时样品处理和测量速度快, 该方法已成为老于20万年沉积物测年的有效方法之一, 特别是结合地层定年法(如古地磁法等)对沉积物年代进行测定, 可以获得更为准确可靠的测年结果^[15]。石英颗粒Al心信号曾被广泛用于第四纪沉积物测年, 但由于其ESR信号无法被光晒退“ 回零” , 很难准确评价其残留信号值, 往往使得所获得的ESR年龄大于样品的实际年龄, 因此准确评价Al心信号的残留值是有待解决的关键问题。石英颗粒Ge心由于信号较弱、测年范围小以及不易观测等缺点, 近年来没有得到广泛应用。石英颗粒Ti心信号短时间(数十至上百小时)内可由阳光晒退“ 回零” , 可在实验室中准确测量, 而且信号较Ge心强, 所以更适合于第四纪沉积物年代学研究, 具有较好的应用前景^{[16, 17]}。

宇宙成因核素测年法的广泛应用是地质年代学和地貌学研究的一场革命。宇宙成因核素是宇宙射线与大气圈或岩石圈物质作用, 发生散裂、中子捕获和介子反应所形成的一系列稳定或放射性元素, 包括¹⁰Be、²⁶Al、³⁶Cl等核素。近几年, 由于¹⁰Be、²⁶Al 和³⁶Cl 等核素在地质年代学研究中的成功运用, 显示出巨大的应用潜力, 使更多的宇宙成因核素开始受到关注^{[18, 19]}。常见的稳定宇宙成因核素有³He、⁴He、²¹Ne、²²Ne、³⁸Ar 和⁸³Kr, 目前只有³He和²¹Ne在地表暴露历史研究中得到广泛应用。另外, 放射性核素⁴¹Ca和⁵³Mn也有一些文献报道。但新核素的研究尚在起步阶段, 研究多集中在形成机理和生成率等物理参数的精确测定等方面。

在过去的十多年地学研究中, 原地生成宇宙成因核素(Terrestrial Insitu Cosmogenic Nuclide, TICN)研究的发展是最为引人瞩目的, 现已成为地表过程研究中的重要手段, 更为重要的是利用TCN技术可以直接测定地质、地貌体的暴露年龄和埋藏年龄^[18]。这不仅突破传统定年方法(如¹⁴C、热释光、光释光)的样品来源局限, 而且测年范围也相对更加广泛。尤其在解决上新世到全新世的地学问题中占有不可替代的重要地位^[20]。同时加速器质谱仪(AMS)性能的提高大大地促进了TCN测年方法在地学研究的应用范围。

宇宙成因核素测年技术在青藏高原第四纪冰川发育研究、河流阶地发育年龄测量、古人类遗址埋藏年龄以及流域物质剥蚀等方面取得了丰硕成果, 有效促进了地貌学、第四纪地质学以及地质年代学等地学领域研究的深度和广度。综合起来, 宇宙成因核素方法有下列几个优势:①它可以用来测定地貌的年龄及确定地表过程的发生速率; ②适用于整个第四纪时间范围。它使我们测试沉积和地貌的年代范围超出了¹⁴C方法50 ka BP 测年上限, 因而, 对于广大第四纪研究者来说, 这是一个非常有价值的方法; ③可以测定多种地质物质。

然而, 宇宙成因核素技术就其方法本身和实际应用方面仍然存在一些问题, 需要更多深入的工作来解决, 比如:①在具体应用该方法进行地学研究时, 还必须考虑沉积物在埋藏前后的侵蚀速率、核素的继承浓度、埋藏后的核素生成量、μ 介子在埋藏前后的影响、沉积物的后期改造以及沉积物复杂的暴露-埋藏历史等。这些因素都给宇宙成因核素埋藏测年带来了挑战和不确定性。要解决这些问题, 各种理论模型的建立以及其他核素的引入, 将会不断降低上述不确定因素带来的困扰。②核素生成率会随时间变化, 但受目前知识范围所限, 我们假设核素生成率随时间变化是恒定的。在地质历史时期, 对核素生成率有重要影响的宇宙射线强度和地磁场都会有变化, 现有研究表明, 80× 10⁴a BP以来核素生成率随时间的变化可达± 15%。因此, 为提高数据精确性, 该方面需要重点关注^[21]。除此之外, 仪器测试方面的误差和较高的测试成本都是限制宇宙成因核素技术精确测试和广泛应用的重要因素。

宇宙成因核素测年方法的出现让我们可以解决以前的技术手段不能克服的许多问题, 随着我们对地球系统认识的深入和分析测试技术的不断进步, 宇宙成因核素测年技术的应用面会进一步扩大, 测年精度也会更高。