海洋環(huán)境中松散沉積物的測年方法

劉 偉， 初鳳友， 李 琦， 韓喜彬

(1.中國地質(zhì)大學(xué)(北京)海洋學(xué)院，北京 100083;2.國家海洋局第二海洋研究所海底科學(xué)重點實驗室，浙江杭州 310012)

海洋環(huán)境中松散沉積物的測年方法

劉 偉1，2， 初鳳友2， 李 琦1， 韓喜彬2

(1.中國地質(zhì)大學(xué)(北京)海洋學(xué)院，北京 100083;2.國家海洋局第二海洋研究所海底科學(xué)重點實驗室，浙江杭州 310012)

測年方法的廣泛應(yīng)用為不同區(qū)域精確年代地層框架的建立提供了可靠的年代數(shù)據(jù)。但陸內(nèi)與海底的沉積環(huán)境及沉積物類型均有所不同，所采用的沉積物測年方法也應(yīng)有所區(qū)別。目前尚未有專門的文章介紹海洋環(huán)境下松散沉積物的測年方法。通過對目前第四紀(jì)常用測年方法的歸納和總結(jié)，針對不同沉積物類型及不同測年方法的適用范圍，提出了適用于海底松散沉積物的210Pb，14C、光釋光、氧同位素曲線對比、古地磁等測年方法。沉積物年代研究在海洋學(xué)中發(fā)揮著極其重要的作用，為了獲取準(zhǔn)確可靠的年代數(shù)據(jù)，一方面應(yīng)根據(jù)沉積物類型和大致估算的年齡范圍選取合適的測年方法，另一方面還應(yīng)注意進(jìn)行各種測年方法的交叉對比。

松散沉積物;放射性同位素測年;光釋光;氧同位素曲線;古地磁

相對于漫長的地質(zhì)歷史時期，新生代(特別是新近紀(jì)以來)是最接近現(xiàn)代地球環(huán)境的一個地質(zhì)時代，其地質(zhì)體系的沉積物年代學(xué)研究廣泛受到國內(nèi)外學(xué)者的關(guān)注。近幾年來，隨著年輕地質(zhì)體測定方法和技術(shù)手段的廣泛應(yīng)用和日趨成熟，為不同地區(qū)的年代地層框架提供了可靠的科學(xué)依據(jù)。但是不同的測年方法有著不同的測試對象與測定范圍，因此沉積物測年方法的選擇是建立高精度年代地層框架首要解決的問題。

陸內(nèi)與海底的沉積環(huán)境及沉積物類型不同，所采用的沉積物測年方法也應(yīng)有所區(qū)別。本文通過對第四紀(jì)常用的一些測年方法的測試對象及測年范圍的總結(jié)(表1)，挑選出適用于海洋環(huán)境下尚未固結(jié)成巖的松散沉積物的測年方法，并對不同測年方法的原理、技術(shù)方法及應(yīng)用進(jìn)行論述。

1 放射性測年方法

放射性測年法是依據(jù)放射性元素蛻變等方法來測定地層年齡的方法。目前海底沉積物測年研究中，多采用鉀氬法、鈾系不平衡法、碳14法等。但也有研究指出鉀氬法不適合直接用于海底巖石測年，因為海底玄武巖噴出后遇水經(jīng)高溫冷卻會造成氬含量在巖石表面的富集，同時水-巖作用也導(dǎo)致鉀含量增多，兩者都會造成被測年齡的失真。鈾系不平衡法是利用238U，235U和232Th三個放射性系列不平衡中間產(chǎn)物的積累及衰變原理來計時的方法，包括了一系列具有不同半衰期的放射性元素的蛻變測年法，在海底地層沉積物中應(yīng)用較廣的是230Th和210Pb法(半衰期分別為75 200 a和22.3 a)，其中深海沉積速率和錳結(jié)核的生長速率主要用230Th法測定，淺?；蚪Ｋ缮⒊练e物多用210Pb法測定。

表1 第四紀(jì)主要測年方法的測年范圍及對象Tab.1 The dating methods and dating range

1.1 210Pb測年

210Pb是238U系列中226Ra衰變中間產(chǎn)物222Rn的α衰變子體，半衰期為22.3 a，屬短壽命放射性同位素，被廣泛用于百年時間尺度上的沉積物計年及沉積速率的測定，是研究近代江、河、湖、近海等沉積過程的重要手段。自然界中210Pb主要來源于地殼中238U的衰變和大氣中210Pb的沉降，此外人工核反應(yīng)也可產(chǎn)生210Pb。其中通過沉降并積蓄在沉積物中的210Pb因不與其母體共存和平衡，稱為過剩210Pb(210Pbex)。210Pb測年法基于以下幾點假設(shè):(1)沉積體系為封閉系統(tǒng)，具備穩(wěn)態(tài)條件;(2)沉降的210Pb能有效地轉(zhuǎn)移到沉積物中，且不發(fā)生沉積后遷移作用;(3)沉積物中的非過剩210Pb與其母體226Ra保持平衡狀態(tài)。

雖然210Pb的沉降通量具有緯度效應(yīng)，但同一地點210Pb的放射性通量在近百年的時間范圍內(nèi)可認(rèn)為基本恒定(萬國江，1997)，沉積物中210Pbex的比活度將隨沉積物質(zhì)量深度呈指數(shù)衰減(圖1)，因此對沉積物樣品的210Pbex比活度分析，便可計算其沉積年齡。

圖1 沉積物210Pbex比活度隨質(zhì)量深度衰減示意圖(虛線為210Pbex比活度半衰減值)Fig.1 Diagram of210Pbexspecific activity attenuate with mass depth(the dashed means the half of attenuation value of210Pbexspecific activity)

表2 α法與γ法測定的210Pb比活度Tab.2 Activities of210Pb using alpha and gamma spectrometry techniques

210Pb測年對沉積物的采樣有嚴(yán)格要求，須保持樣品的原始沉積且不受外來干擾，樣品密封帶回實驗室后，要盡快進(jìn)行低溫真空干燥、稱重以便用于計算，粘土和淤泥是進(jìn)行210Pb測年分析中最理想的樣品。關(guān)于210Pb比活度測定，目前國內(nèi)外常用的是α譜和 γ譜測量法(Flynn，1968;Hussain et al.，1996)。α譜測量需要樣品量少，受其它核素干擾少且實驗結(jié)果穩(wěn)定，但由于需要對樣品進(jìn)行復(fù)雜的化學(xué)前處理，人為操作和實驗試劑等均會對分析帶來一定誤差;γ譜測量無需對樣品進(jìn)行前處理，可直接獲得數(shù)據(jù)，簡單方便，但由于測試能量較低，易受干擾。劉旭英等(2009)研究表明，不同210Pb測年方法對于海洋沉積物的測年影響較小(表2)，α法和γ法分析的210Pb中值較一致。為了便于不同測試方法間數(shù)據(jù)的對比，南京大學(xué)210Pb實驗室分別與加拿大Bedford海洋研究所和香港城市大學(xué)建立了α法、γ法測年對比分析鏈(Ellis et al.，1992;Tanner et al.，2000)。

目前應(yīng)用210Pbex測年數(shù)據(jù)進(jìn)行定年計算的模式主要有:

(1)穩(wěn)定輸入通量—穩(wěn)定堆積速率模式(CFS)，該模式假設(shè)210Pbex自水體輸入到沉積物的通量F及沉積物堆積速率S均處于穩(wěn)定狀態(tài)，沉積物不同層段中210Pbex的比活度C將隨該層段的質(zhì)量深度Z'呈指數(shù)衰減(Robbins，1978)。

(2)常量初始濃度模式(CIC;也稱恒定比活度模式，CA模式)，該模式假定表層沉積物中210Pbex的初始活度為一定值A(chǔ)0，不同層段中210Pbex的比活度C將隨該層段的質(zhì)量深度 Z'呈指數(shù)衰減關(guān)系(Krishnaswang et al.，1971)。該模式只能給出一段時間內(nèi)平均的沉積通量，不能反映沉積通量隨時間變化的實際情況(張敬等，2008)。

(3)恒定補(bǔ)給速率模式(CRS;或恒定通量模式，CF模式)，該模式假定在沉積系統(tǒng)中210Pbex的輸入通量F恒定而堆積速率S隨時間而變化，通過對沉積物柱樣的210Pbex比活度進(jìn)行積分從而得到年齡-深度的關(guān)系。有研究表明混合沉積層對CF模式得到的結(jié)果影響不大，但Oldfield等(1984)認(rèn)為混合層的厚度不應(yīng)超過整個210Pb數(shù)據(jù)深度的15%。

(4)階段恒通量模式(PF模式)，該模式考慮到在實際水體—沉積物的界面，盡管210Pbex通量的年際變化可能很小，但卻是隨時間而變化的，因此假定在某一個時段Δt內(nèi)從水體到沉積物的210Pbex通量是恒定的，該模式是CF模式中當(dāng)Δt趨于無窮小時的一個特例(Sanchez-Cabeza et al.，2000)。

這4種模式各有優(yōu)缺，選擇何種模式進(jìn)行測年計算，要根據(jù)實際地質(zhì)情況進(jìn)行判斷。在210Pb測年的精度范圍內(nèi)，與之互為參照對比的測年法還有137Cs法和沉積紋層計年法。

137Cs作為核試驗后通過大氣擴(kuò)散而散落沉降到地表環(huán)境中的放射性核素，是研究流域侵蝕和湖泊沉積的一個獨特而有效的示蹤劑?？紤]到137Cs在湖泊沉積物中分子的擴(kuò)散不足以其改變蓄積峰的位置(Robbins et al.，1975)，對均一的沉積物而言，生物擾動和混合作用也不足以影響137Cs濃度指標(biāo)(Hart et al.，1998)，因此以沉積物柱芯中137Cs垂直剖面的峰作為時間標(biāo)志，可以成功地獲得沉積物平均堆積速率及年齡;紋層是由氣候季節(jié)性變化而在近代沉積物層中形成的規(guī)則韻律紋理變化，紋層的生物學(xué)性質(zhì)、物理化學(xué)性質(zhì)等方面的研究是進(jìn)行高分辨率古氣候環(huán)境研究的理想材料，但因受紋層厚度的限制，其化學(xué)性質(zhì)方面的研究較少。目前國際上有關(guān)紋層特征的研究多集中在厚度變化和紋層微相變化等方面(Brauer，2004)，通過紋層的辨認(rèn)識別達(dá)到沉積物計年的作用。

1.2 14C測年

自1952年《放射性碳法年代測定》出版以來，14C測年方法就被廣泛使用。含碳物質(zhì)的14C含量，一方面在與大氣的交換中得到補(bǔ)充，同時又按自身衰變規(guī)律不斷減少，兩者之間保持著動態(tài)平衡，一旦含碳物質(zhì)停止與大氣進(jìn)行交換(生物死亡等)，則該物質(zhì)的14C含量將不再得到新的補(bǔ)充，14C按衰變規(guī)律(λ=5 730 a)減少。因此根據(jù)含碳樣品中14C衰減的程度，就可計算出其年齡。

式中I0為樣品形成時的14C濃度;I為樣品當(dāng)前的14C濃度;λ為14C的衰變常數(shù);t為樣品形成并與外界停止14C交換后距今的年齡。

理論上凡是與大氣進(jìn)行過交換的含碳物質(zhì)均可作14C測年樣品(湯懷仁，1987)。如:水、植物、動物化石、生物的碳酸鹽類(貝殼、珊瑚等)、無機(jī)碳酸鹽類(石灰華、鈣結(jié)石、土壤、淤泥和粘土等)以及隕石等。

近年來14C測年的方法多有改進(jìn)，由常規(guī)的14C測定技術(shù)向高精度加速器質(zhì)譜AMS14C法發(fā)展。14C常規(guī)測定(周衛(wèi)健等，1995，盧雪峰等，2003)包括“氣體正比計數(shù)法(GPC)”以及“液體閃爍計數(shù)法(LSC)”。常規(guī)法運行成本較低，在樣品量充足且經(jīng)費不足的情況下仍被廣泛應(yīng)用。加速器質(zhì)譜測年法是直接計數(shù)樣品中的14C原子，只要有幾到幾十mg碳便可測定43 000 a以來甚至60 000 a以來的年齡，在各種14C測年方法中最準(zhǔn)確、精度最高，已成為國際14C測年方法的主流。需要注意的是，測試過程所選用的儀器本底和現(xiàn)代碳標(biāo)準(zhǔn)會影響14C測年的準(zhǔn)確性(盧雪峰等，2003;隋衛(wèi)東等，2003)，采用不同的本底物質(zhì)對老年齡樣品的定年有顯著影響，其中方解石、石墨和無放射性的木頭是很可靠的本底物質(zhì)，測年結(jié)果比較理想，國際現(xiàn)代碳標(biāo)準(zhǔn)NBS草酸的測年結(jié)果較為理想。

雖然AMS14C測年法理論最大可測年限可達(dá)65 000 a，測年精度可達(dá)1%以下，但測年樣品會因為周圍環(huán)境和后期成巖等作用的影響而受到污染，從而導(dǎo)致樣品的14C年齡與真實年齡之間產(chǎn)生差異(仇士華等，1997)。14C測年的前提假定14C總量恒定，但其實際上受宇宙射線通量、太陽黑子活動、地磁場強(qiáng)度、碳循環(huán)和大洋海水的流通等諸多因素的影響(汪品先等，1999;楊明生等，2005)，因此還需要將現(xiàn)代碳標(biāo)準(zhǔn)計算出來的14C年齡經(jīng)過校正并進(jìn)行日歷年的轉(zhuǎn)換(Stuiver et al.，1998;Bard，1998;Schramm et al.，2000;Frank et al.，1997;Edwards et al.，1998)。高精度14C年齡校正曲線的建立，可極大縮小時序系列樣品14C年齡轉(zhuǎn)換成日歷年齡時的誤差，但單個14C年齡相對應(yīng)的日歷年齡值并不唯一(仇士華等，1997)，對具有時序連續(xù)的系列樣品14C年齡數(shù)據(jù)最好通過曲線擬合方法進(jìn)行轉(zhuǎn)換，并配以數(shù)理統(tǒng)計方法進(jìn)行匹配擬合。

海洋松散沉積物通常用單種浮游有孔蟲殼體進(jìn)行14C測年，而浮游有孔蟲碳同位素反映的是當(dāng)時表層海水的14C/12C，易受大洋深層環(huán)流和海洋上升流變化的影響(Hughen et al.，1998)，并且同一樣品中的浮游有孔蟲不同屬種也會產(chǎn)生不同14C年齡(Broecker et al.，1998)，即需要分別對14C數(shù)值進(jìn)行貯存庫效應(yīng)和同位素分餾效應(yīng)的校正，考慮到兩者引起的年齡偏差差不多可以抵消(陳文寄等，1991)，沒有特殊要求時，可以不進(jìn)行這兩方面校正。此外還可與孢粉分析、生物地層學(xué)等其他年代學(xué)研究方法進(jìn)行對比。

2 核輻射測年法——光釋光(OSL)測年

核輻射測年法包括裂變徑跡法、電子自旋共振法、熱釋光法和光釋光法。其中裂變徑跡法(FT)是通過度量放射性元素裂變的物理效果來測定年齡，適用于鋯石、榍石、磷灰石、火山玻璃、云母等礦物。電磁自旋共振(Electron Spin Resonance，ESR)適用于海相沉積中的軟體動物貝殼、珊瑚和深海有孔蟲鈣質(zhì)殼，其中海相軟體動物分析結(jié)果較好。熱釋光法(TL)被用于測定大約100 ka以來的沉積，是大洋硅質(zhì)沉積測年的一種手段。然而運用熱釋光測定深海碳酸鈣沉積年齡時發(fā)現(xiàn)，受成巖作用和沉積速率的影響甚大，存在異常值。光釋光(Optically Stimulated Luminescence，OSL)測年是在熱釋光技術(shù)基礎(chǔ)上發(fā)展而來的，對一些缺少有機(jī)碳和年代老于4萬年的沉積物樣品的測定更為有效。

光釋光是指通過單色光束來激發(fā)晶體中儲存的電離輻射能，并使其以光的形式釋放出來的現(xiàn)象。與熱釋光(劉立坡等，2007)相比，其優(yōu)點是釋光信號殘留值極易被陽光曬退到近乎于零的水平，不存在殘留值問題(賴忠平等，2000)。應(yīng)用光釋光測年時，樣品應(yīng)滿足以下條件:(1)石英、長石等碎屑礦物在搬運、沉積過程中曾暴露在陽光下;(2)這些碎屑礦物的OSL信號具有足夠高的熱穩(wěn)定性，在常溫下不易發(fā)生衰減;(3)自沉積埋藏以來，這些碎屑礦物基本上處于鈾、釷封閉體系或動態(tài)平衡體系，所接收輻射劑量率為常數(shù)。

按激發(fā)礦物光信號光束波長的不同，可分為綠光釋光(green light stimulated luminescence，GLSL)測年(Botter-Jensen et al.，1992)和紅外釋光(infrared stimulated luminescence，IRSL)測年(Spooner et al.，1990)，前者被測礦物主要為石英，后者被測礦物主要為鉀長石。對沉積物樣品顆粒物中石英的提取是基于氟硅酸溶蝕長石而保留石英的化學(xué)反應(yīng)機(jī)理(賴忠平等，2001;王旭龍等，2005)，此外還有學(xué)者提出利用目前玻璃工業(yè)上常用的化學(xué)浮選分離法(李國強(qiáng)等，2008)，可得到更高純度的石英。IRSL和GLSL測年的對比試驗表明(趙華等，1998，2000)，兩者的等效劑量和年齡值都在1～2 σ誤差范圍內(nèi)，這種一致性在風(fēng)積黃土方面表現(xiàn)尤其明顯，但在水成沉積物和崩積物樣品上卻表現(xiàn)得稍微差些，可能是由于沉積物樣品在沉積過程中受到光曬退程度不同，或由于不同的埋藏介質(zhì)導(dǎo)致的背景劑量值不同。

等效劑量以及環(huán)境劑量的準(zhǔn)確測定是應(yīng)用光釋光測年方法的前提和基礎(chǔ)。樣品的等效劑量(Deq)值是指產(chǎn)生天然釋光強(qiáng)度所需的電離輻射劑量值。測量方法大致可分為5種(Fleming，1997;Wintle et al.，1982;Singhvi et al.，1982;Readhead，1982;Huntley et al.，1993):附加劑量法、部分曬退法、殘留釋光法、再生釋光法和澳大利亞滑移法(圖2)。環(huán)境輻射劑量率(D)是指被測礦物在埋藏期間所吸收的周圍土體鈾、釷和鉀放射性核素提供的α，β和γ輻射劑量以及宇宙射線提供的少量劑量，通常是通過測定樣品的鈾、釷和鉀含量，用Aitken提出的換算關(guān)系(Aitken，1985)計算得出環(huán)境劑量率，同時根據(jù)樣品含水量并考慮宇宙射線對劑量率(Presott et al.，1988;申英等，2002)的貢獻(xiàn)作相應(yīng)修正。

圖2 等效劑量測量方法示意圖Fig.2 Diagram of the equivalent dose measurement methods

對黃土沉積物的光釋光測年研究表明，再生釋光法和澳大利亞滑移法能獲得更為可靠的等效劑量測定值，部分曬退法只有在光曬退時間適度，且釋光強(qiáng)度與劑量呈線性響應(yīng)時可獲得可靠結(jié)果，附加劑量法和殘留釋光法測定的等效劑量通常偏大。為確保OSL信號的穩(wěn)定性、平衡樣品與實驗室再生或附加劑量樣品的釋光效率，常用的方法是進(jìn)行等效劑量預(yù)熱溫度坪實驗(康樹剛等，2009)。

OSL測年法可廣泛應(yīng)用于不同沉積相環(huán)境下的松散沉積物(賴忠平等，2001;盧演儔等，1995;楊傳成等，2007)及砂巖捕擄體(樊祺誠等，2006)等年齡測定，其測年范圍視環(huán)境劑量率及被測礦物而定。當(dāng)環(huán)境劑量率在1～5 Gy/ka時，若用石英作測樣，測年范圍為1～100 ka或500 ka;若用鉀長石作側(cè)樣，范圍為2～500 ka。沉積物的環(huán)境劑量率越小，則可測定時間范圍就越大，其測年結(jié)果可與14C測年相媲美(陳杰等，1999)，但OSL測年需要對樣品進(jìn)行礦物分離及提純，需求的樣品量也較多。

3 相對測年法——氧同位素曲線對比

此外還可通過相對測年法對海底松散沉積物定年。主要有深海氧同位素曲線對比法、古地磁對比法、孢粉法、生物地層法、火山灰地層法等，主要是依托生物地層學(xué)或者事件地層學(xué)，將地質(zhì)事件按先后順序加以排列并據(jù)此進(jìn)行地層對比。雖然相對測年法本身并不提供具體的數(shù)值，但通過與特殊層位放射性或核輻射等測年方法的結(jié)合，能夠提供高分辨率的年齡數(shù)據(jù)。

自然界中氧元素由16O，17O，18O三種穩(wěn)定同位素組成，由于同位素的分餾作用(fractionation)使氧在不同物質(zhì)中的分配上存在差異，海底不同類型沉積物的同位素組成特征有所不同(田軍，2002)。為了說明其組成特征，常用18O/16O比值與某標(biāo)準(zhǔn)樣品的固有比值加以比較，再將兩者偏差的千分率作為同位素組分的量值δ，其代表式為:

早先用“芝加哥箭石”(PDB)作為標(biāo)準(zhǔn)樣品，之后采用德國索倫霍芬板狀灰?guī)r(Solenhofen Plattkalk)作標(biāo)準(zhǔn)并轉(zhuǎn)換成PDB值;水樣一般采用標(biāo)準(zhǔn)平均大洋水(SMOW)作為標(biāo)準(zhǔn)。

Urey最早指出當(dāng)碳酸鈣從水溶液中沉淀出來(進(jìn)入生物殼體)時，彼此間發(fā)生著氧同位素交換作用:

當(dāng)溫度升高時，相對較輕的16O由于有較高的活性，易于遷移，在反應(yīng)中優(yōu)先被吸入殼體中，致使殼體中18O含量相對減少，即δ18O值隨溫度的上升而下降，當(dāng)該反應(yīng)達(dá)到平衡時，碳酸鈣的氧同位素組成是溫度的函數(shù)。除溫度外，另一影響氧同位素分餾的重要因素是冰期效應(yīng)。在冰期時δ18O值會隨大陸冰流量的增長而增高，這種冰期效應(yīng)可以在生物殼體中留下記錄，這也是利用氧同位素曲線進(jìn)行測年對比的依據(jù)。

習(xí)慣上將氧同位素的周期自上而下按數(shù)碼編號，曲線上峰(高溫或溫暖期)用奇數(shù)表示，谷(低溫或寒冷期)用偶數(shù)表示，相鄰?fù)凰胤制诘慕缇€一般放置在溫度高峰與低峰的中點。表3列出了中更新世以來各氧同位素期界面的年齡(Martinson et al.，1987)。

海底松散沉積物的氧同位素曲線測年法，通常是選取能夠代表穩(wěn)定生長環(huán)境的有孔蟲種屬，經(jīng)化學(xué)處理后收集其釋放的CO2氣體，輸入質(zhì)譜儀中進(jìn)行氧同位素分析測定。需要注意的是，底棲有孔蟲殼體氧同位素曲線主要反映全球冰量的消長，而浮游有孔蟲的氧同位素曲線除了包含全球冰量的信息外，還受到表層海水溫度和鹽度的影響，疊加了區(qū)域性的氣候變化記錄(金海燕等，2007)。目前深海氧同位素曲線對比已成為海洋學(xué)定年的主要方法，南海ODP1143站位5 Ma以來的氧同位素曲線更是為中低緯度地區(qū)的古環(huán)境研究提供了精確的氧同位素對比曲線(圖3)。此外利用氧同位素曲線解釋的氣候波動還具有明顯的周期性，該變化已證實與米蘭科維奇周期有關(guān)，如歲差22 ka的周期，地球自轉(zhuǎn)軸傾斜率約40 ka的周期，地球軌道偏心率約90～100 ka的周期。另外還發(fā)現(xiàn)了在冰期及間冰期內(nèi)存在千、百年尺度內(nèi)的快速氣候波動變化(田軍，2002;Oppo et al.，1998;Mcmanus et al.，1999)，如“新仙女木期”冷事件、Heinrich冷事件、Dansgaard-Oeschger暖事件等，這些事件影響范圍頗大，可用于全球海底地層對比，這也使得氧同位素曲線對比成為海洋地層定年的主要方法之一。

表3 30萬年來高分辨率氧同位素地層年表Tab.3 Oxygen isotope stage since 300 ka

與之可參考的還有古地磁對比測年法，該方法是基于過去歷史時期在全球范圍內(nèi)地球磁場曾發(fā)生過許多次極性倒轉(zhuǎn)，巖石中保留有最初成巖作用期間的地球磁場特征，因而測定地層巖石的剩磁極性就可以確定當(dāng)時地磁場的特征，再借助地磁極性年代表間接地獲得地質(zhì)年代(表4)?，F(xiàn)在的大洋地層年代表，很大程度上正是以磁性地層學(xué)作為標(biāo)準(zhǔn)的，然而古地磁對比測年方法也有一定的局限性，比如單憑地層巖石的剩磁測量值只能提供極性的正、反，而不能肯定該測量與哪個極性時或極性亞時相對應(yīng)，因此磁性地層學(xué)研究必須在待測地層剖面上作逐層的系統(tǒng)采樣、測量，并以地層的同位素年代測定或者生物地層學(xué)的研究為依托，互為補(bǔ)充和驗證。

圖3 2.5 Ma以來深海氧同位素曲線分階Fig.3 Deep-sea oxygen isotope curve and stage since 2.5 Ma

表4 4.5Ma以來的古地磁年代表Tab.4 Paleomagnetic chronology since 4.5 Ma

4 小結(jié)

有關(guān)地質(zhì)測年的方法種類繁多，并逐步完善成熟，但不同的測年方法各有其適用的對象和范圍。因此在實際的地質(zhì)工作中，應(yīng)該針對研究區(qū)沉積物類型和沉積環(huán)境正確地選擇合適的測年方法。

對于海洋環(huán)境下的松散沉積物測年，百年及千年尺度年齡范圍內(nèi)選用210Pb測年，50 ka以來沉積物樣品選用有孔蟲殼體進(jìn)行14C測年，超過50 ka的沉積物測年可選用OSL測年法，但光釋光測年對樣品量以及采樣要求較高，在樣品量較少的情況下可采用以氧同位素曲線對比法或古地磁對比法。此外為了進(jìn)一步提高測年的精確度和準(zhǔn)確度，應(yīng)該對沉積物不同類型的樣品采取相對應(yīng)的測年方法，同時加強(qiáng)不同測年方法之間的交叉對比。

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Dating Methods about Bulk Sediments in Marine Environment

LIU Wei1，2， CHU Feng-you2， LI Qi1， HAN Xi-bin2
(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)

With the development of science and technology progress，the studies about dating methods of sediments become more and more precise.Widely used of so many dating methods have offered reliable scientific evidence 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(210Pb，14C)，OSL dating and comparatively 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 estimated age range are selected.On the other hand，the progress cross-comparison during different dating methods are given.

bulk sediments;radioactive isotope dating;optically stimulated luminescence;oxygen isotope curve;paleomagnetism

P736.21

A

1674-3504(2011)03-257-09

10.3969/j.issn.1674-3504.2011.03.009

2011-05-04

國家海洋局青年海洋科學(xué)基金資助項目(2011333);國家海洋局第二海洋研究所基本科研業(yè)務(wù)費專項(JT1002);海洋沉積與環(huán)境地質(zhì)國家海洋局重點實驗室開放基金會(MASEG200808)

劉 偉(1982—)，男，海洋地質(zhì)專業(yè)，在讀博士，主要從事大陸邊緣海沉積學(xué)及地球化學(xué)等相關(guān)研究。E-mail:silveralamber@163.com