海洋沉积物测年方法综述

丁大林,徐继尚,王继龙,李广雪,丁 咚,乔璐璐,于俊杰

(1. 重庆邮电大学通信与信息工程学院,重庆 400065;2. 中国海洋大学海洋地球科学学院,山东 青岛 266100;3. 中国地质调查局南京地质调查中心,江苏 南京 210016;4. 青岛海洋科学与技术国家实验室海洋矿产资源评价与探测技术功能实验室,山东 青岛 266100)

海洋沉积物指各种海洋沉积作用形成的海底沉积物。根据物质来源,其主要分为陆源碎屑沉积物、生物沉积物、火山沉积物和宇宙成因物质。海洋沉积物研究起源于19世纪80年代英国“挑战者号”实施的一次科学考察活动[1],科学家将海底沉积物划分为红黏土、碳酸盐软泥、硅酸盐软泥、结核和火山物质5种类型。深海沉积物与黄土-古土壤、冰心、石笋等沉积物共同记录了丰富的古气候古环境演化信息,是研究地球演化历史、冰期-间冰期旋回、生物化学循环、沉积物源等重大科学问题的良好载体[2-5]。

海洋沉积物同位素测年起源于1908年,爱尔兰科学家JOLY J[6]发现海洋沉积物中U系存在放射性不平衡性,为利用放射性同位素衰变规律测定海洋沉积物的年代提供了理论基础。1933年,苏联科学家[7]使用226Ra测定喀拉海锰结核年龄。1942年,美国学者[8]用226Ra 测定大洋沉积物的年龄和沉积速率。经过近百年的发展,海洋沉积物测年方面又产生了AMS14C、210Pb、137Cs、OSL等绝对年龄测定方法[9-12]。此外,通过标准氧同位素曲线对比、地磁极性年表对比以及天文轨道调谐等方法,可以建立连续、长时间记录的年代框架，对确定第四纪及更早的沉积记录年代提供了一种间接手段。

本文在前人研究的基础上,总结常用的海洋沉积物测年技术与方法,介绍不同方法的原理、适用性及测年范围,使其在海洋沉积学的研究中得到广泛应用。

1 现代沉积物测年

210Pb和137Cs是百年尺度甚至更短时间内沉积物测年的重要手段。210Pb是U系衰变核素,半衰期22.3 a。沉积物中的210Pb主要有3个来源:大气依附于气溶胶沉降到水体中的210Pb、水体中的226Ra衰变产生的210Pb和沉积物中原有的226Ra原位衰变产生的210Pb,前2个来源产生的210Pb称为过剩210Pb(记为210Pbexc)[13-14]。沉积物中210Pbexc的比活度(指单位质量的物质在单位时间内放射性元素的衰变次数)将随沉积物深度呈指数衰减,因此,对沉积物样品的210Pbexc比活度进行分析,便可计算其年龄和沉积速率。

目前测量210Pb比活度的方法主要有α谱仪测量、β谱仪测量和γ谱仪测量。210Pb 测定的沉积速率能客观地反映沉积作用趋势,它与14C 测定的沉积速率在误差范围内吻合。210Pb的数据处理方式有作图法和积分法。作图法又称为常量初始浓度(CIC)模式;积分法也称为恒定补给速率(CRS)模式[14]。CIC模式的前提是沉积物沉积时的初始比活度是恒定的,可以直接获得柱状样的沉积速率,计算公式为

S=λD/ln(Ao/Ax),

(1)

式中:S为沉积速率,cm/a;λ为210Pb的衰变常数,λ=0.031/a;D为沉积深度,cm;Ao为表层沉积物的比活度,dpm/g;Ax为深度x处沉积物的比活度,dpm/g。

CRS模式的前提是输入的沉积物中210Pbexc通量是恒定的,该方法可以直接获得柱状样每一层的年龄,计算公式为

t=-ln(1-Ixl/I)/λ,

(2)

式中:t为每一层的沉积时间,a;Ixl为深度x以上的积蓄量,Bq/cm2;I为总积蓄量Bq/cm2;λ为210Pb的衰变常数。每一层的积蓄量可以通过公式Ix=C×P×T/1 000计算。Ix为x层积蓄量,Bq/cm2;C为x层比活度,Bq/kg;P为x层干密度,g/cm3;T为x层厚,cm。

CRS模式假设条件为恒定补给速率,即沉积物供给增加,沉积物中210Pbexc的比活度降低,反之则升高。海岸带地区的沉积物是经潮流搬运、混合后沉积的,210Pbexc的比活度基本是恒定的。当沉积物供给越多,210Pbexc的积蓄量越高,CRS模式的假设条件在开放潮坪地区很难满足,因此该模式获得的结果不可靠。而210Pbexc的比活度恒定正好满足了CIC模式的假设条件,即沉积物中的初始比活度恒定。但是如果沉积速率因为沉积物供给或者水动力发生变化而频繁发生变化,那么该模式也无法获得较好的结果[14-15]。

210Pb测年适用于河口、陆架、深海以及海岸盐沼等沉积物。在沉积物组成较均一、粒度较细、沉积环境相对稳定的条件下测年结果更准确;相反,沉积物粗、地层复杂、沉积太慢、混合太深等条件不适于210Pb测年[16]。采样时应该尽量采集无扰动的样品,在低温、冷冻条件下保存和运输。210Pb在样品处理过程中要将样品切割为薄片,怎么切,切多厚,都会对测试结果产生影响。如果切的过厚,测试结果可信度降低;切的过薄,误时且影响曲线效果。另外,在数据处理过程中,需要对分析结果做粒度校正、压实校正以及混合校正。

测定表层沉积物年龄时,通常采用210Pb和137Cs两种方法相结合,以便相互验证提高测年精度。137Cs测年由 ROBBINS J A和EDGINGTON D N[17]提出,用来验证210Pb测年的准确性。137Cs是人工放射性核素,半衰期(30.17±0.03) a。1955年时标对应最大检出深度,1963年大规模的大气层核试验,所以1963年时标是最大峰值检出深度,1986年时标是最后一个峰值检出深度[16]。由于210Pb 测年技术是通过计算获得年代数据,而137Cs 技术可测出地层的绝对年代,在湖泊、河口湾、潮间带、海岸盐沼等得到广泛的应用[17-19]。137Cs需要在沉积环境相对稳定、沉积物组成相对均一的海区,以获得可分辨的137Cs放射性活度的垂直分布。

2 地质历史时期沉积物测年

2.1 宇宙成因核素测年(以AMS 14C测年为例)

宇宙成因核素分为大气宇宙成因核素以及原地宇宙成因核素。矿物内部的宇宙成因核素组成暴露在宇宙射线下会随着时间变化,因此测量它们的含量变化可以确定岩石或沉积物暴露在地表的时间或者接近地表的时间[20]。目前,使用最多的宇宙成因核素是放射性核素10Be、26Al、14C以及惰性气体3He和21Ne。它们具有不同的半衰期,不同矿物中含有不同的核素(表1)。宇宙成因核素已被应用到第四纪冰川年代、河湖演化、区域构造运动、古人类活动等领域[21]。

表1 常用放射性核素测年特征

宇宙成因核素的研究始于1993年FINKEL R C和SUTTER M[22]对月球和陨石样品的分析。1955年,一些学者[20-21]对大陆岩石进行测量,对落基山脉未受冰川影响的高海拔岩石测量36Cl含量。1976年,SRINIVASAN A等[23]分析了一个沉积单元的126Xe含量,揭示了惰性气体在暴露测年中的应用前景。1970—1980年,随着加速质谱仪和高灵敏度惰性气体质谱仪的发展,宇宙成因核素测年逐渐用于暴露史以及侵蚀速率[24]。放射性核素的测年范围主要取决于半衰期,一般认为测年的上限是2～3个半衰期,但也需要根据具体条件确定。稳定型核素的测年范围理论上是0至无穷大。14C测年发展较早、技术成熟、应用广泛,加速器质谱(Accelerator Mass Spectrometry,AMS)技术诞生以来,促进了14C测年的进一步发展。

1949年,美国LIBBY W F等[25]提出14C测年方法。14C是由于宇宙射线撞击在地球大气层中氮的随机反应形成的,半衰期(5 730±40) a。所有生物与大自然交换14C,植物进行光合作用吸入大气层中的CO2,通过食物链14C又进入动物体内。一旦生物死亡之后,交流停止,14C的含量会通过放射衰变逐步减少,这个衰变可以用来计量生物的死亡时间。海洋沉积物测得的14C年龄通常需要海洋碳储库校正、日历年校正和同位素分馏校正[26]。

海洋的深层水通过与从海洋表层水以及已有放射性碳衰变的中、深层水获得14C。年龄等同的陆地和海洋生物的放射性碳测年结果存在约400 a的差异。因此,需要对海洋沉积物的测年结果进行海洋碳储库校正,校正值记为ΔR[27],该值具有区域差异。碳同位素在迁移过程中会发生同位素分馏,因此,需要将测量样品的放射性活度归一到近代树木δ13C的平均值-2.5‰[28],测得的结果报告中给出的年龄格式是B.P.(表示1950年的年龄值)需将14C年龄转化为日历年龄,最常用的方法是树木年轮校正[29]。对树木年轮和样品进行测量结果的精度有限,因此,得到的是一个估计的历年范围,而不是一个绝对值。年龄范围采用截断法或概率法计算,两种方法都需要校正曲线,目前国际通用的校正曲线可回溯至公元前48 000 a[26]。常用的校正软件有Calib(http://www. http://calib.org/)和OxCal(http://c14.arch.ox.ac.uk/oxcal.html)。

AMS14C测年主要利用沉积物中的有机体进行年龄测定,如有孔虫、贝壳、骨骼、木炭、泥炭、植物碎屑等。该方法一般可以准确测定50 000 a以来样品的年龄,测量精度为1%～2%,误差一般为50～200 a,是晚第四纪海洋沉积物测年最主要的手段,在研究晚第四纪海表温度、海洋初级生产力、古季风演化、海侵海退历史等重要科学问题上发挥了重大作用[30-34]。与常规14C测年方法相比,AMS具有样品用量少和测量时间短的优点,适合珍贵样品的测量。常规14C衰变法测年所需样品含碳量一般为1～5 g,而AMS仅需1～5 mg。AMS测量现代碳样品达到1%的精度只需10～20 min,常规方法需10 h以上。与常规14C测年方法相比,AMS有设备耗资大、测量过程复杂等问题。

2.2 释光法

自然界的沉积物中均含有微量U、Th、K等放射性元素,这些元素在衰变过程中会释放α、β、γ射线使石英、长石等矿物晶体电离,产生游离电子。一些游离电子被较高能态的晶格缺陷陷获后贮藏在陷阱中,成为陷获电子。当石英、长石等矿物晶体受到热或光照时,陷获电子可获得能量逃出陷阱[35]。此过程中出现发光现象,即产生热释光或光释光,被热激发产生热释光 (Thermoluminescence,TL),被光激发产生光释光 (Optically Stimulated Luminescence, OSL)。

天然环境中的曝光、热事件等使积累辐射能的矿物颗粒的释光信号被清空或降低到可忽略的水平,释光信号归零(释光“时钟”归零),之后在埋藏过程中不断积累释光信号。信号的强度取决于埋藏时矿物吸收的辐射能量多少以及矿物的性质。这些释光信号的强度与样品所吸收到的辐射剂量成函数关系,可以用于检验样品所接收的辐射剂量,此时所测的释光信号为样品最后一次曝光后至今所累积的[36]。释光法测年结果根据公式(3)计算。

A=De/D,

(3)

式中:A为年龄,ka;De为等效剂量,又被称为古剂量,Gy;D为环境剂量率,Gy/ka。等效剂量(De)指石英、长石等碎屑矿物受到最后一次光照晒退后沉积埋藏至今所吸收的环境电离辐射剂量。在实验室中,De是矿物产生与天然释光信号相同强度所需的实验辐照剂量,可通过建立释光信号强度与辐照剂量的关系函数(即释光信号随辐照剂量的生长曲线)测定。对于环境剂量率D,大部分实验室通过测量沉积样品中的U、Th、K 等元素含量或α、β、γ 射线的计数,在考虑含水率、宇宙射线等各影响因素并进行综合校正后得到。

释光法测年的物质是沉积物中的石英和长石等碎屑矿物,石英一般可以测定500 ka以来的年龄,长石的剂量饱和度比石英高,红外释光的测年范围可达1 Ma[37]。与AMS14C、U系等方法相比,OSL测年误差较大,精度为5%～10%。在OSL测年中通常采用2种粒径组进行测试:细颗粒,粒径为4～11 μm;粗颗粒,粒径为90～300 μm,通常采用的粒径为90～125 μm或150～180 μm[38]。

2.3 电子自旋共振法

电子自旋共振(electron spin resonance,ESR)测年与释光法一样,是基于辐射剂量来确定年龄。电子自旋共振ESR测年的基本原理是利用ESR方法直接测定样品的信号强度,该强度代表了样品在自然环境中由于电离辐射损伤所产生的顺磁中心的数目。由于顺磁中心的数目与辐射场的强度(即年剂量D)和辐照的时间(即样品的年龄A)呈正比,即与样品所接受的天然辐射总剂量(古剂量P,亦称累积剂量AD、总剂量TD、等效剂量ED)呈正比,因此,电子自旋共振只要测定了样品的ESR信号强度,可确定样品的古剂量[39]。根据样品所处环境的平均年剂量,可进一步确定样品的地质年龄。

ESR的测年结果依赖铀的两种加入模式:假设封闭体系成立,是铀的早期加入模式(EU);假设封闭体系不成立,假设在样品存在的整个时期中铀是不间断、匀速地进入样品,称为铀的线性加入模式(LU)[40]。两种模式计算的同一样品的年剂量率是不同的,导致两个不相等的ESR年龄值。铀早期加入模式ESR年龄低于铀线性加入模式ESR年龄。虽然ESR测年的实验方法还不成熟,但是扩大了测年范围(103～106a),为解决测年问题提供了新思路。

2.4 天文轨道调谐法

米兰科维奇轨道理论[43]表明,北半球高纬太阳辐照强度的变化是第四纪冰期-间冰期旋回的驱动因素,而太阳辐照强度变化主要由地球轨道要素(偏心率、斜率、岁差)控制的。天文调谐指将古环境的替代性指标直接校准到偏心率、斜率、岁差或日照量理论目标曲线上。BERGER A[44-45]、LASKAR J等[46]对地球轨道参数的计算做出了重大贡献,对于新生代的地层,滤波曲线可以直接与LASKAR等计算的理论目标曲线进行对比,通过天文调谐建立天文地质年代标尺。

使用自动轨道调谐法比人工调谐简便[47]。轨道调谐法的处理步骤为:先确定靶曲线,一般是地轴倾斜度、岁差或者ETP(正交化的偏心率+正交化的斜率+正交化的岁差)曲线,再确定气候替代性指标曲线的初始年龄控制点,分为不同的时间段,内插为等间隔曲线,滤波出对应成分,与靶曲线进行比对。如果不吻合,调谐或增加原始曲线的控制点,再插值、滤波、对比,反复进行。

对于时间跨度长、无法直接测量测年且沉积连续的钻孔,可以采用天文轨道调谐。具有古气候代表意义的有孔虫δ18O、δ13C、粒度、磁化率、元素含量、同位素比值等都是常用的调谐对象。利用天文轨道调谐法建立了许多著名的时间标尺,如深海氧同位素SPECMAP (SPECtral MAping)时间标尺[48](图1),黄土-古土壤剖面[49]和南中国海[50]建立了区域年代框架。AO H等[51]在一阶轨道调谐的基础上,将ODP 1143站位的Hm/Gt(赤铁矿与针铁矿比值)夏季风记录与北半球夏季太阳辐射记录对比,对沉积序列进行二阶轨道调谐,建立了ODP 1143站位5 Ma以来沉积物的高分辨率天文年代标尺。

图1 SPECMAP叠加曲线 [48]Fig. 1 SPECMAP superimposed curve [48]

2.5 氧同位素曲线对比法

自然界中O以16O、17O、18O三种同位素形式存在,降水是水汽从海洋向大陆运输的重要过程,先降下的水同位素δ18O偏高。1964年,DANSGAARD W[52]发现了降水中18O/16O值随温度下降而下降。有孔虫C、O同位素是古海洋学研究的重要手段,稳定同位素16O和18O可以在碳酸盐沉淀,它们之间的比例取决于矿物沉淀处流体的氧同位素组成和沉淀时的温度[53]。温度和冰量的不同效应可以对比同时代浮游和底栖有孔虫的同位素比例来分辨,由于这两个参数都是由米兰科维奇气候旋回驱动,所以在全球都可以对比和识别氧同位素阶段。

目前,全球已经建立了不同尺度的高分辨率氧同位素曲线,可以作为年代比对的标准。最著名的是LISIECKI L A等[54]利用全球57个底栖有孔虫δ18O叠加曲线LR04(图2),重建了过去5 Ma的气候记录,将深海氧同位素记录划分为104个阶段(marine isotope stage,MIS),该曲线在2010年被国际地层委员会第四纪专门委员会作为标准曲线使用。由于北大西洋在气候变化中具有重要地位,格陵兰冰芯GISP2氧同位素[55]以及北大西洋深海氧同位素曲线[56]也已成为海洋沉积物对比的常用曲线,具有很高的时间分辨率。除了全球性的曲线以外,各海区还有区域性的标准曲线。

图2 LR04底栖有孔虫δ18O叠加曲线[54]Fig. 2 δ18O superimposed curve of LR04 benthic foraminifera [54]

和天文轨道调谐法一样,已知曲线需要有一定的时间分辨率,替代指标也不局限于δ18O。郑范等[57]通过对南海MD01-2392钻孔的有孔虫分析,运用氧同位素曲线与邻近海域ODP 1144孔氧同位素曲线对比,结合粉红色Globigerinoides ruber有孔虫和火山灰层出现的时间,确定了MD01-2392孔底部的年龄是480 ka,该同位素曲线跟其他区域对比,反映了南海南部近500 ka以来的冰期-间冰期旋回的主要趋势。梁静之等[58]在南海北部MD12-3432钻孔定年时选取钻孔粒度粗组分含量与LR04氧同位素曲线对比,选取了26个年龄控制点,建立该钻孔的年代框架,通过插值得到钻孔底部年龄大约是405 ka,相当于深海氧同位素第11阶段(MIS 11),并用粉红色G. ruber有孔虫出现的时间段对该年代框架进行检验,发现该生物标志检测点落在年龄控制点的拟合直线附近,说明该年代框架是合理的。

此外,在南大洋、北太平洋高纬海区、赤道低纬大洋等深海大洋,由于缺乏有孔虫等碳酸盐生物,硅质沉积物成为古海洋研究的重要材料[59-62]。硅藻的氧同位素地层学研究也有较多报道,可以与有孔虫δ18O进行很好的对比,其中主要难点在于硅藻的分离与提纯。

2.6 古地磁法

自然界中的岩石和沉积物在形成过程中,受当时地磁场作用被磁化,某些磁铁性矿物会记录地磁场的方向和强度,称为剩余磁化强度。古地磁定年主要有三种途径,分别是极性对比法、天然剩余磁化强度数值法和古地磁极位置法[63]。目前,使用较多的是极性对比法。在地球发展的历史上,地球磁场的南极和北极曾颠倒多次,称极性倒转。其中105～106a长度的极性变化称极性期,与现代磁场方向相同的时期称为正极性期,相反的时期称为反极性期。在正(反)极性期中,104～105a的短暂极性倒转称反(正)极性事件。极性对比法是通过对比沉积物的古地磁序列与标准地磁极性年表,利用极性反转事件获得年代控制点,通过沉积速率建立沉积序列的年代框架。

采用GC-MS分析紫红百香果果汁的挥发性香气成分，其组成的总离子流图如图1所示。可以看出，样品的色谱峰分离效果良好，表明固相微萃取方法能够较好地分析百香果果汁香气。由图1可知，紫红百香果果汁中分离出100多种化合物，共鉴定其中有效成分81种，其中包括酯类43种，醇类11种，醛类3种，酮类8种，萜烯类（含萜烯醇类）12种，其他成分4种，其中香气成分中酯类化合物含量最高（表2）。

20世纪60年代初,COX A等[64]通过测定熔岩流的剩磁,结合K/Ar法测年,建立了3.2 Ma以来的地磁场转换序列和第1个地磁极性年表。1969 年,COX A[65]根据150个测年数据将这一年表扩展到约4.5 Ma(图3)。MANKINEN E A等[66]基于354 个测年数据修订到约5 Ma以来的年表。1968年,PITMAN W C等[67]综合大洋磁异常条带、K-Ar年龄和大洋勘测结果建立了约76 Ma的地磁极性年表。CANDE S C等[68]利用天文调谐的结果对以前的一些年龄进行校正,得到了目前广泛使用的地磁极性年表,即CK95年表,年代扩展到170 Ma。

图3 4.5 Ma以来古地磁极性年表 [65]Fig. 3 Geomagnetic polarity timescale since 4.5 Ma [65]

2.7 铀系法

U产生的衰变系列包含不同的元素的放射性同位素,铀系法是利用铀的衰变系列中母体和子体同位素不平衡定年的。由于U的各子体地球化学性质不同,在自然界各种外力作用下,能把衰变链断开,每对断开后没有达到平衡的母子体都可用于定年。近年来,最广泛使用的U系定年法是238U-234U-230Th体系[69],公式为

(4)

式中:230Th/234U和238U/234U是样品实测的放射性比值,λ230和λ234分别是230Th和234U衰变常数,t为样品年龄。

20世纪80年代中期,热电离质谱(Thermal Ionization Mass Spectrometry,TIMS)技术用于铀系测年,解决了距今500 ka以来珊瑚、文石、年轻火山岩等样品的精确定年问题。与之前的α谱法测年相比,测量时间从几天缩短到几小时,所需样品仅为原来的1/100,精确度从10-2提高到10-3。TIMS铀系定年有两个基本假设前提:一是用于定年的矿物形成后,处于封闭系统,除了放射性衰变产物以外,没有任何U和Th同位素的丢失和捕获;二是水体的Th含量很低或没有含量。

BAYON G等[70]在尼日尔河三角洲边缘的天然气水合物研究中,提取天然气水合物地层中的碳酸盐角砾岩进行Th/U测年,结果表明研究区文石沉积发生在13.0～2.5 ka,碳酸盐角砾岩的年龄比对应地层的年龄要老。BANTAN R A等[71]在阿拉伯吉达海岸平原海相地层研究中,对地层中的珊瑚、贝壳等化石采用铀系测年得到地层的年龄为299～69 ka,其中下部白色石灰岩地层年龄是299.6～121.0 ka,但是大部分地层在MIS 5e时发生沉积。

3 测年方法应用实例

精确的年代框架是恢复季风演化、重建海平面变化以及碳循环等重要科学研究的前提。金爱春等[72]对新疆乌伦古湖的研究中采用210Pb和137Cs测量沉积速率,利用210Pb发现在质量深度2.711 g/cm2处对应的年代为(1 940±6) a,137Cs的垂直剖面中发现了1954年、1963年、1975年和1986年4个沉降峰,两种方法结果一致性很高。

天津独流减河河口处的盐沼记录研究中,杨彪等[73]运用取得的S4、S5柱状样进行210Pb和137Cs定年研究洪水事件,发现该区沉积物的210Pbexc比活度-深度剖面在3～6 cm和10～14 cm有2处明显的低值沉积层(图4),这2个沉积层分别对应137Cs曲线的次峰和主峰。137Cs曲线下部的主峰对应的年代为1963年,与全球性的最大峰值形成时间相对应,而上部的次峰对应的并非1986年切尔诺贝利核泄漏事故形成的次峰。结合粒度、有孔虫等其他数据,识别出1963年和1996年两次洪水事件。这种高分辨率的方法对系统地揭露海岸带地区地质历史时期灾害和气候事件的频率和强度提供了可能,为灾害预防和未来规划提供科学依据。

图4 S4(a)和S5(b)站位剖面沉积物的210Pbexc和137Cs比活度-深度剖面曲线图[73]Fig. 4 210Pbexc and 137Cs activity-depth profiles of sediments at the S4(a) and S5(b) sites[73]

SEIDENKRANTZ M S等[74]利用拉布拉多海域2个钻孔记录恢复了晚全新世以来北大西洋海洋表层环流的演化。2个钻孔共19个AMS14C年龄,使用OxCal 3.2软件处理数据,采用Marine04校正曲线,海洋碳储库年龄为400 a。从DA00-02P孔的AMS14C测年结果(表2)和年龄-深度模型(图5)可知,第10个年代数据存在年代倒置现象,综合岩性及沉积动力环境,舍弃该结果,最终钻孔底部年龄约3 200 a B.P.。年代倒转是测年结果常见的一种现象,即下部沉积物的年龄小于上部年龄,在海岸带地区常见。在处理结果时,需根据上下钻孔岩性特征以及上下层位年龄,或者结合其他标志物(如火山灰层,生物地层等),舍弃不合理的数据。另外,在柱状样测年时,如果出现沉积间断,需要在间断面的顶底测年,分段计算沉积速率,建立年代框架。

表2 DA00-02P钻孔AMS 14C测年结果[74]

图5 DA00-02P孔年龄-深度模型[74]Fig. 5 Age-depth model of core DA00-02P[74]

海岸带沉积环境复杂,缺乏U系测年和14C测年的合适材料。OSL测年可以揭示砂粒级矿物末次曝光时间,适用于复杂的海岸带沉积环境,逐渐成为第四纪测年的主要方法之一。陈强等[75]使用释光法对黄海样品4～11 μm的细颗粒组分进行OSL测年,与同一柱状样的一组AMS14C测年结果比较,在AMS14C 测年的灵敏度范围内,OSL与AMS14C测年结果吻合良好。王张华等[76]使用OSL测年和U系测年结合,且与深海氧同位素曲线对比,确定长江三角洲地区SK10钻孔的底部年龄大约是140～150 ka,对应MIS6阶段,建立了可靠的年代地层。陈双喜等[77]在珠江三角洲QZK4孔获得了10个AMS14C数据和4个OSL测年数据(表3),建立年代框架, 整体上年龄随深度增加而增大,14C年龄中存在多个年龄倒置,光释光年龄无此现象。

表3 QZK4钻孔岩心OSL测年结果[77]

业渝光等[78]测量了南黄海QC2孔中33个ESR年龄,与14C年龄、磁性地层学对比中结果吻合良好,最老的ESR年龄可达1.9 Ma。缪卫东等[79]利用AMS14C和ESR测年,对长江三角洲NB5孔的第四纪地层进行划分,下部2个ESR年龄采用E心测年,柱状样底部336 m处为早更新世地层(1 780±267) ka。WESTAWAY K E等[80]通过ESR方法针对牙釉质-牙本质结合形态及牙釉质厚度等做了哺乳动物牙齿的ESR研究确定了Sumatra地区73 000～63 000 a前现代人类存在的事实,为重新评估现代人类从非洲传播的时间和环境背景提供了证据,对考古研究具有重要意义。

在长江三角洲地层研究中,缪卫东等[81]对J9孔进行古地磁测试,结果表明0～200 m以正极性为主,是布容正极性期;200～334 m以负极性为主,是松山反极性期;334 m以下是高斯正极性期。通过与标准地磁极极性柱进行对比,确定钻孔底部的年龄大约3.04 Ma,并且识别出了多个极性事件。在NB5孔[78]的研究中,除了使用AMS14C测年和ESR测年以外,还利用古地磁测试结果对比,划分了古地磁的极性带和极性亚带,为第四纪地层的划段提供年代学依据。

4 结论

(1)近百年的松散表层沉积物一般采用210Pb和137Cs测年,AMS14C方法对50 ka以来的沉积物测量结果可靠度高, 200 ka以来的沉积物OSL测年方法较常用。对于老于200 ka的沉积物,主要采用ESR测年和宇宙成因核素法获取埋藏年龄。

(2)长序列、连续沉积的剖面可以利用天文轨道调谐法、氧同位素曲线对比法及古地磁法等,结合绝对年龄测试,建立分辨率较高的年代框架。

(3)测年的准确度还依赖于测年误差的校正以及前提条件的修正。同位素测年假设元素的衰变是均匀的,最新的研究表明其衰变速率并非匀速,因此需要更准确的校正值对测年结果进行校正。结合多种测年技术并不断校正,才能得到比较准确的、接近真实的地质年龄。

致谢：山东科技大学王丽艳博士在论文写作过程中给予帮助和指导,《华东地质》外审专家及编辑人员对论文提出了宝贵的修改意见,在此表示感谢。