同位素怎麼標定地質年齡

❶ 同位素地質年齡的測定

相對地質年代只表示了地質事件或地層的先後順序，即使是利用古生物化石組合的方法，也只能了解它們的大致時代。要更確切、更全面地了解地球的發展史，除了知道各種地質事件的先後順序及大致時代外，必須定量地知道地質事件究竟發生在距今多少年的時候？延續的時間有多長？地質事件的劇烈程度或作用速率怎樣？以及地球形成的確切年齡、地球或地殼發展演化的細節等。所以，以年為單位來測定絕對地質年齡長期以來深受地質學界的重視。

早在19世紀，人們就已經開始探索絕對年齡的計算方法。例如，有人曾根據沉積岩的厚度和沉積作用的大致速率來估算地球的年齡；還有人設想海水是由淡變鹹的，然後根據現代海洋中的總含鹽量與流水每年從陸地帶入海洋的鹽量來估算地球的年齡等。這些方法顯然都是很原始的和不準確的，其結果當然也毫無意義。19世紀末，放射性同位素的發現為測定岩石的絕對年齡提供了科學方法，這種方法主要是利用放射性同位素的衰變規律，因此被稱為同位素地質年齡測定法。

放射性元素在自然界中自動地放射出α（粒子）、β（電子）或γ（電磁輻射量子）射線，而衰變成另外一種新元素，並且各種放射性元素都有自己恆定的衰變速度。同位素的衰變速度通常是用半衰期（T_1/2）表示的。所謂半衰期，是指母體元素的原子數衰變一半所需要的時間。例如，鐳的半衰期為1622年，如果開始有10 g鐳，經過1622年後就只剩下5 g；再經過1622年僅只有2.5 g……依此類推。因此，自然界的礦物和岩石一經形成，其中所含有的放射性同位素就開始以恆定的速度衰變，這就像天然的時鍾一樣，記錄著它們自身形成的年齡。當知道了某一種放射性元素的衰變速度（即半衰期T_1/2）後，那麼含有這一元素的礦物晶體自形成以來所經歷的時間（t），就可根據這種礦物晶體中所剩下的放射性元素（母體同位素）的總量（N）和衰變產物（子體同位素）的總量（D）的比例計算出來。其公式如下：

地球科學概論（第二版）

式中λ為衰變常數，與衰變速度（即半衰期T_1/2）有關。關系式為λ＝0.639/T_1/2，通常是在實驗室中測定；N，D值可用質譜儀測出。

自然界放射性同位素種類很多，能夠用來測定地質年代的，必須具備以下條件：

第一，具有較長的半衰期，那些在幾年或幾十年內就衰變殆盡的同位素是不能使用的；

第二，該同位素在岩石中有足夠的含量，可以分離出來並加以測定；

第三，其子體同位素易於富集並保存下來。

常用來測定地質年代的放射性同位素見表4-1所列。從表中可看出，銣-鍶法、鈾（釷）-鉛法（包括三種同位素）主要用以測定較古老岩石的地質年齡；鉀-氬法的有效范圍大，幾乎可以適用於絕大部分地質時間，而且由於鉀是常見元素，許多常見礦物中都富含鉀，因而使鉀-氬法的測定難度降低、精確度提高，所以鉀-氬法應用最為廣泛；¹⁴ C法由於其同位素的半衰期短，一般只適用於5萬年以來的年齡測定。近些年來，科學家們又相繼開發了釤-釹法、⁴⁰ Ar- ³⁹ Ar法等測年方法。

表4-1 用於測定地質年代的部分放射性同位素

註：表中T₀ 為地球年齡，約46億年。

同位素測年技術為解決地球和地殼的形成年齡帶來了希望。首先，人們對地球表面最古老的岩石進行了年齡測定，獲得了地球形成年齡的下限值（即至少）為42 億年左右，如南美洲蓋亞那的古老角閃岩的年齡為（41.30 ± 1.7）億年、格陵蘭島的古老片麻岩的年齡為36億～42億年、非洲阿扎尼亞的片麻岩的年齡為（38.7 ± 1.1）億年等，這些都說明地球的真正年齡應在40億年以上。其次，人們通過對地球上所發現的各種隕石的年齡測定，驚奇地發現各種隕石（無論是石隕石還是鐵隕石，無論它們是何時落到地球上的）都具有相同的年齡，大致在46億年左右，從太陽系內天體形成的統一性考慮，可以認為地球的年齡應與隕石相同。隨著人類的成功登月，取自月球表面的岩石的年齡測定，又進一步為地球的年齡提供了佐證（月球上岩石的年齡值一般為31億～46億年）。綜上所述，現在一般認為地球的形成年齡約為46億年。

❷ 如何靠岩石判定地質年齡

1)看沉積岩。
沉積岩是受沉積作用而形成的,一般的規律是岩層年齡越老,其位置越靠下,岩層年齡越新,其位置越靠上(接近地表)。如下圖中從岩層1到岩層4年齡越來越老。

(2)看斷層。
斷層形成晚於被斷裂的岩層。如上圖中斷層形成晚於岩層2、3、4。
(3)看岩漿岩。
岩漿岩可以按照其與沉積岩的關系來判斷。侵入岩晚於其所在的岩層,如下圖中②、⑤均為侵入岩,②形成晚於①岩層,⑤侵入到②中,說明⑤形成晚於②岩層。噴出岩的形成晚於其所切穿的岩層,圖中⑧為噴出岩,其形成晚於①岩層,早於⑥⑦岩層。

(4)看變質岩。
變質岩是在變質作用下形成的,其多是在岩漿活動的影響下形成的,因而變質岩的形成晚於其相鄰的岩石。如上圖中④為③岩層遇到高溫高壓的岩漿變質而成,其形成晚於③岩層。
(5)看侵蝕面。
若兩個岩層之間有明顯的侵蝕面存在,說明下部岩層形成後,該地地殼隆起地層遭受外力侵蝕。若侵蝕面上覆有新的岩層,說明該地殼下沉。如下圖中Ⅲ下層有明顯的侵蝕面,說明Ⅰ、Ⅱ岩層形成後發生褶皺、被外力侵蝕,後地殼下沉,再沉積Ⅲ岩層。

(6)看板塊邊界。
如果是海底岩石,則離海嶺越近,其形成的地質年齡越小,離海嶺越遠,其形成的地質年齡越大;或者說離海溝越近,形成的地質年齡越大,離海溝越遠,形成的地質年齡越小。(注意進行上述判斷時參照的必須是同一個海嶺或者海溝。)

❸ 同位素年齡（絕對年齡）的確定

根據地層層序律和化石抄層序律能夠確定地層間的新、老關系，即地層的相對地質年代。但是不能定量地提供礦物、岩石形成的年齡值或各種地質事件發生的具體時間。隨著放射性元素衰變現象的發現和研究，人們可以利用放射性同位素的衰變原理來測定地質年代，稱為同位素年齡(絕對年齡)即絕對地質年代。

研究表明，放射性同位素(母體)是不穩定的，它自發的以穩定不變的速率(λ)釋放出能量，逐漸衰變為另一種或多種同位素(子體)，最終穩定下來。由於衰變的速率不受外界因素干擾保持恆定，因此可以根據礦物、岩石中某種放射性同位素的含量(N)及其衰變產物的含量(D)之比計算礦物、岩石形成的年齡。則岩石形成的年齡(t)可按下列公式計算出來：

普通地質學

目前廣泛採用的測定方法有U-Pb法，即放射性鈾(²³⁸U)可衰變為非放射性的鉛(²⁰⁸Pb)；Th-Pb法，即釷(²³²Th)可衰變為鉛(²⁰⁸Pb)；K-Ar法，即鉀(⁴⁰K)可衰變為氬(⁴⁰Ar)等。

❹ 同位素年齡的地質解釋

1.礦床地質地球化學信息

中國金礦的成礦作用明顯分為早晚兩期，早期主要發生在2500～1800 Ma的新太古代末至古元古代，晚期主要發生在280～100 Ma的古生代晚期至中生代，與全球金礦成礦時間分布基本一致（李俊建，1997）。五台山地區條帶狀鐵建造金礦成礦的n（⁴⁰Ar）/n（³⁹Ar）同位素年齡為2416 Ma±64 Ma～2317 Ma±63 Ma，應歸屬早期成礦作用，相當於五台晚期或呂梁早期。

五台山地區條帶狀鐵建造金礦產於五台山綠岩帶條帶狀鐵建造之中。礦體與條帶狀鐵建造整合產出，礦化限於條帶狀鐵建造之中。礦石結構構造和基本礦物組合與條帶狀鐵建造基本一致，但硫化物含量增加。硫化物主要為黃鐵礦和微量黃銅礦。其中黃鐵礦為主要載金礦物，呈粒狀鑲嵌於磁鐵礦晶粒間，或呈港灣狀包容磁鐵礦，沒有充填磁鐵礦裂隙的現象，兩者為同構造期產物，但磁鐵礦形成早，為變質峰期成因礦物，黃鐵礦形成晚，屬變質峰期之後成因礦物。除此之外，條帶狀鐵建造金礦礦石含Pb甚微，硫化物中沒有方鉛礦，鉛同位素為古老鉛，金類礦物為普通自然金，沒有金銀礦，銀金礦也很少。普通自然金含Ag低，成色高，平均900以上，高者達979；自然金的賦存形式為晶隙金和包裹金，裂隙金很少，只佔可見金3%。這些都是早期成礦的明顯特徵。與此相反，晚期成礦作用方鉛礦發育，鉛同位素含放射性鉛較高，金類礦物常有銀金礦和金銀礦，普通自然金含Ag較高，成色較低，賦存狀態中的裂隙金相當發育。

2.區域地質同位素年齡信息

自六十年代以來，五台山地區獲得了上百件有關地層形成、岩漿活動和變質變形作用等重大地質事件的同位素年齡數據（田永清，1991），基本上可建立起五台山地區花崗岩-綠岩帶形成、演化的同位素年齡格架（白瑾等，1986，田永清，1991，王汝錚等，1997，白瑾等，1992，沈保豐等，1998）。根據石佛岩體殘留鋯石U-Pb年齡2803 Ma和侵入金崗庫組的片麻狀花崗岩單顆粒鋯石U-Pb年齡2607 Ma，大致可以確定五台群下亞群形成於2800～2600 Ma，產於金崗庫組和柏枝岩組的條帶狀鐵建造即形成於這個時代，同時發生了條帶狀鐵建造金礦的成源作用。在柏枝岩組變枕狀熔岩中採集鋯石，測定U-Pb年齡，獲得單顆粒鋯石U-Pb和諧線年齡2427 Ma±10 Ma。這個年齡與王汝錚在金崗庫組斜長角閃岩中獲得的變質成因的單顆粒鋯石U-Pb年齡2438 Ma±36 Ma（王汝錚等，1997）非常接近。白瑾等亦獲得金崗庫組全岩Rb-Sr等時線年齡為2573 Ma±47.16 Ma，由此，可以大致確定該區區域變質變形作用發生在2500 Ma左右。條帶狀鐵建造金礦的同位素年齡為2416 Ma±64 Ma～2317 Ma±63 Ma，是繼區域變質變形作用峰期之後的一次成礦作用。

3.條帶狀鐵建造金礦成礦的階段性

該區條帶狀鐵建造金礦獲得兩個成礦年齡，即2416 Ma±64 Ma和2317 Ma±63 Ma，反映主期成礦作用經歷了兩個主要階段。第一階段成礦作用以殿頭金礦為代表，成礦年齡2416 Ma±64 Ma，第二階段成礦作用以板峪金礦為代表，成礦年齡2317 Ma±63 Ma。不同成礦階段形成的礦床，具有不同的地質特徵，反映了成礦作用的演化趨勢。綜合起來，可歸納為以下四個方面：①礦石物質成分：第一階段成礦As高Ag低，富稀土，具條帶狀鐵建造元素基本組合，第二階段成礦As低Ag高，貧稀土，成礦作用導致了條帶狀鐵建造元素的分異；②礦化類型和礦石品位：第一階段礦化為浸染型，礦化弱，Au品位低，第二階段礦化為「細脈狀」型，礦化強，Au品位高；③成礦流體：第一階段成礦流體富Cl^-、Na⁺、CO₂，貧O₂，鹽度較高，顯示變質流體特徵，第二階段成礦流體富O₂，貧Cl^-、Na⁺、CO₂，鹽度較低，具雨水混合現象；④成礦深度和成礦溫度：第一階段成礦深度約為0.4～0.9 km，溫度較高，180～255℃，第二階段成礦深度約為0.4～0.8 km，溫度較低，170～245℃。成礦階段性及其地質特徵的變化，是對成礦作用過程中同位素年齡變化的最好印證。

通過條帶狀鐵建造金礦礦石石英n（⁴⁰Ar）/n（³⁹Ar）同位素年齡測定，首次獲得了五台山地區條帶狀鐵建造金礦n（⁴⁰Ar）/n（³⁹Ar）同位素年齡2416 Ma±64 Ma～2317 Ma±63 Ma，這是迄今為止我國條帶狀鐵建造金礦最老的成礦年齡，形成於區域變質變形作用峰期之後，相當於五台晚期或呂梁早期。主期成礦作用包含兩個成礦階段，第一階段發生2416 Ma±64 Ma左右，第二階段發生在2317 Ma±63 Ma左右。成礦年齡和成礦的階段性，得到了條帶狀鐵建造金礦礦床地質和區域地質同位素年齡資料的合理解釋。

❺ 同位素年齡測定

1.同位素年齡測定方法

本書總共測定了40個深成岩和火山岩的同位素年齡，其中鋯石U-Pb一致線年齡11個，Rb-Sr等時線年齡13個，K-Ar稀釋法年齡14個，Ar-Ar年齡2個。年齡測試絕大部分在中國科學院地質地球物理研究所進行，部分在國家地震局和天津地質礦產研究所進行。

（1）U-Pb一致線年齡

取樣品20kg，粉碎，挑選出鋯石。將鋯石篩分成不同粒級，在雙目鏡下挑選不含有包裹體和連生體的鋯石若干顆粒，分別用5NHNO₃和3NHCl低溫洗滌30min，用H₂O洗凈、烘乾。將形態特徵相同的鋯石分為一組樣品參與測定。每個組分挑選數個顆粒置於干凈的聚四氟乙烯高壓釜內。精確稱量（100mg以上）加入²⁰⁵Pb-²³⁵U混合稀釋劑。蒸干，加入約0.2mL濃HF，在200℃下加熱七晝夜。U、Pb的分離和提純在AGI×8（200～400目）陰離子樹脂上進行，採用氫溴酸體系，U、Pb同位素測定用硅膠作發射劑，在英制VG-354固體源質譜計上進行。實驗全流程Pb的空白本底小於0.1ng，U的空白本底為0.01ng。U、Pb同位素比的測定誤差為1%。

（2）Rb-Sr同位素年齡

測試所用質譜儀為VG354型，測試方法同喬廣生等（1990）。Sr同位素質譜分餾校正採用⁸⁶Sr/⁸⁸Sr=0.1194。測試過程中對 Sr同位素標樣 NBS987的⁸⁷Sr/⁸⁶Sr 測定值為0.710237±14（2σ），對標樣NBS607的⁸⁷Sr/⁸⁶Sr測定值為1.200296±24（2σ）。分析誤差以2σ 給出。實驗全流程Sr、Rb的本低為0.2～0.5 ng。等時線年齡計算採用 Ludwig（1995）的ISOPLOT年齡計算程序（2.9 版本），⁸⁷Rb/⁸⁶Sr和⁸⁷Sr/⁸⁶Sr的輸入誤差分別為2%和0.01%，年齡計算中所採用的⁸⁷Rb的衰變常數為0.0142/Ga。

（3）⁴⁰Ar-³⁹Ar和K-Ar同位素年齡

⁴⁰Ar-³⁹Ar和K-Ar年齡的測試儀器為英國VSS公司的RGA-10 氣體源質譜儀，其靈敏度為2.32×10^-14mol/mV。用作⁴⁰Ar-³⁹Ar同位素年齡測定的斜長石樣品在中國原子能科學研究院49-2 反應堆進行快中子照射。快中子瞬時通量為4.22×10¹⁰n/cm²s，照射時間為52h 54min，對應的快中子積分通量為8.04×10¹⁸n/cm²。⁴⁰Ar-³⁹Ar年齡計算使用的J值分別用中國標樣ZBH-25 黑雲母（132.7±2.8）Ma、ZBJ角閃石（132.8±3.1）Ma和國際標准樣BSP-1 角閃石（2060±17.5）Ma標定。K-Ar年齡測試過程中，Ar的提取在超高真空系統中完成。樣品在1450～1500℃高溫後保持半小時熔融，在熔樣結束後的純化過程中加入³⁸Ar稀釋劑。採用氧化銅和海綿鈦為純化劑，最後直接進入質譜儀進行 Ar同位素分析。鉀的含量採用火焰光度計測定。年齡計算時採用的常數 λ 均為5.543×10^-10/a，⁴⁰K/K=1.167×10^-4，年齡誤差按1σ計算。

2.同位素年齡測定結果

作者一共測定了53個同位素年齡，本章展示40個中酸性岩、基性—超基性侵入岩和火山岩同位素年齡，其中鋯石U-Pb一致線年齡10個，Rb-Sr等時線年齡13個，ArAr等時線年齡2個，K-Ar稀釋法年齡15個；引用前人8個年齡數據，共48個數據（表6-4）。為清晰起見，深成岩和火山岩同位素年齡分別列出。此外還測定了13個堆晶岩和麻粒岩年齡，見第4章。

表6-4 中生代深成岩和火山岩同位素年齡測定結果

續表

註：未註明資料出處的為本書作者提供。大部分由中國科學院地質地球物理研究所喬廣生、張任祜、桑海清以及國家地震局地質研究所李大明測定，沈陽地質礦產研究所吳家弘參與了鋯石U-Pb法年齡的采樣和前處理。*樣品由天津地質礦產研究所李惠民測定。部分年齡數據已發表。綜合年齡為對比Rb-Sr等時線年齡、⁴⁰Ar-³⁹Ar及K-Ar年齡後選取的綜合年齡（陳義賢等，1997）。表中數據去小數點。

下面將不同方法測定年齡的部分原始數據分別列表和圖示（表6-5、表6-6、圖6-5、圖6-6）。

表6-5 中生代火成岩鋯石U-Pb同位素年齡測定數據

續表

註：表中樣號同表6-4，由於測試單位不同，數據略有差異，前兩個為中國科學院地質地球物理研究所許榮華測試，後者為天津地質礦產研究所李惠民測試。

表6-6 中生代火成岩Rb-Sr同位素年齡測定數據

續表

註：表中樣號同表6-4。

圖6-5 本區火成岩鋯石U-Pb年齡圖

樣號同表6-4

圖6-6 本區火成岩Rb-Sr等時線年齡圖

樣號同表6-4

為了了解研究區構造格局是何時從東西走向轉變成北東走向的，作者在近東西走向的黑里河斷裂向北東走向的白城-八里罕斷裂轉折部位，選取平行斷裂的花崗質糜棱岩帶中新生的眼球狀鉀長石測定Ar-Ar年齡（Han Qingjun et al.，2000）。其結果見表6-7和圖6-7。

表6-7 花崗質糜棱岩中鉀長石的Ar-Ar年齡數據表

註：Ar^*為放射性Ar，樣品分析者為中國科學院地質地球物理研究所桑海清。m是測量值；下標K表示由K變成的Ar。

圖6-7 鉀長石的⁴⁰Ar-³⁹Ar年齡譜（A）和等時線（B）圖

本書測定了15個K-Ar稀釋法的同位素年齡，表6-8展示岩牆群和火山頸測定的年齡資料。它們的地質意義詳見第八章和第五章。

表6-8 K-Ar年齡數據表

註：由中國科學院地質地球物理研究所桑海清測定。

❻ 岩石的年齡是怎麼測定的

人們已經為地球的歷史編出了詳細的地質年代表。比如恐龍的最繁盛時代為距今約225百萬年前的侏羅紀，滅絕於65百萬年前的白堊紀末期，三葉蟲的繁盛時期為距今約530百萬年前的寒武紀，等等。這些動物生存的時代是怎麼定出來的呢？地球的45億年歷史又是怎麼定出來的呢？

地質學家和化學家們發現，當岩石或礦物在一次地質事件中形成時，放射性同位素以一定的形式進入岩石、礦物，之後便不斷地衰減，隨之蛻變成子體逐漸增加。所以，通過准確地測定岩石、礦物中放射性同位素母體和子體的含量，就可以根據放射性衰變定律計算出該岩石、礦物的地質年齡。這種年齡測定稱做同位素計時或放射性計時。計時的基本原理就是天然放射性同位素的衰變規律。測定的地質事件或宇宙事件的年齡就是「同位素地質年齡」。

目前，在地學界應用的同位素測定方法比較多，不同的方法有不同的應用范圍。比如，由於碳同位素的半衰期相對較短，行內圖：/19787502148683010003_0042_0027.jpg" />

法可測的年齡一般不超過5萬年，最大限度是7萬年。因此凡是幾萬年以來曾經在地球生物圈、大氣圈和水圈中生存過的含碳生物均可作為樣品進行測定，包括動植物的殘骸（如木頭、木炭、果實、種子、獸皮、象牙等）、含同生有機質的沉積物（泥炭、淤泥等）和土壤、生物碳酸鹽（貝殼、珊瑚等）和原生無機碳酸鹽（石灰華、蘇打、天然鹼等）、含碳的古代文化遺物（紙、織物、陶瓷、鐵器）等等。行內圖：/19787502148683010003_0042_0028.jpg" />

法主要適用於考古學研究。

進行「同位素地質年齡」測定的岩石必須盡可能地「新鮮」，在有蝕變的岩石內，氬易丟失，所以測出的年代不準確，鉀—氬法的最佳測定范圍在10萬年至10億年之間，銣—鍶法的最佳測定范圍為1000萬年至1億之間年，所以這兩種方法適用於中新生代地層的測定；鈾—鉛法的適應范圍在1000萬年至10億年以上，鈾—釹法也在2億年以上，所以，這兩種方法較適用於古生代或更古老地層時代的研究。

有了精確的同位素地質年齡，地質學家們就可以編制用來進行地層劃分與對比的「地質年代表」了。

地質年代表

COSUNA年表表國石油地質家協會（AAPG）在1976年第25屆國際地質大會開過之後，積極開展了一項建立北美地層對比（COSUNA）計劃。在這項工作中，盡量做到以海相標准化石為基礎劃分、對比地層，並配合同位素年齡數據，中國地質學家採用該表中前寒武紀地層界線。

此外，還有CGR年表（地質記錄的年代學）等。

值得一提的是，迄今為止，絕大多數「同位素地質年齡」是從火成岩或火山凝灰岩中測定的，而地球上相當多的岩石是沉積岩，所以，這就造成了同位素地質年代學研究的局限性。對於地質學家，尤其是石油地質學家來說，對含有豐富石油與天然氣的沉積岩的「同位素年齡」測定就成為一個極有挑戰意義的課題。

❼ 在地質測年法中，什麼是等時年齡、表面年齡、視年齡

一組具有同時、同源且在形成後保持封閉的地質樣品，其同位素母體與子體（內通常用比值）在容直角坐標圖中會落在一條直線上，該直線稱之為等時線。等時線的截距就是樣品形成時具有的（子體）同位素比值，直線的斜率是年齡的函數，由這個斜率計算出的年齡即是等時線年齡。以下是Rb-Sr等時線示意圖及等時線年齡計算公式：

視年齡和表面年齡都是根據單個測試樣品，根據同位素衰變規律計算出來的年齡值，暫時沒有確定其地質意義，稱為表面年齡、視年齡

如果在計算年齡過程中需要使用一定的地質模型來估計初始值，如U-Pb年齡按地球單階段鉛演化模型、Sm-Nd按原始地幔（球粒隕石均一地幔）、虧損地幔的演化模型、Rb-Sr按地殼、地幔等模型，則計算出的年齡稱之為模式年齡。

❽ 怎樣通過地下岩石中同位素年齡的測定

古地理學研究古地理環境的演變過程﹐因而確定每一幕古環境的年代是極其重要的工作。缺乏年代﹐難以建立演變過程的順序﹔對各種不同來源的資料﹐也只有在定出確切年代後﹐才能相互對比和綜合。20世紀中期以來古地理學取得許多重大突破﹐是與多種有效的絕對年代測定方法的出現分不開的。
現代常用的年代測定方法有﹕
放射性元素年代測定法。利用放射性元素的衰變規律測定絕對年齡﹐如鉀－氬法﹐放射性鉀(40K)衰變為惰性氣體氬(40Ar)的半衰期約為1.3×109年﹐適用於測定年齡超過5萬年的樣品。碳-14法﹐放射性碳(14C)半衰期為5730年﹐故適用於測定年齡小於5萬年的樣品。另外還有鈾(U)-鉛(Pb)﹑釷(Th)-鏷(Pa)﹑銣(Rb)-鍶(Sr)法等。
古地磁年代測定法。在地球發展過程中﹐磁極有過多次「逆轉」。如近69萬年以來形成的岩石中﹐岩石磁軸的北極基本上都指向現代磁北極方向﹐在距今243～69萬年之間﹐岩石磁軸的北極基本上都指向現代磁南極方向。前者稱為正極性時期﹐後者稱為逆極性時期。在正極性時期內﹐還有若干短時期出現逆極性﹔在逆極性時期內﹐也有若干短時期出現正極性。此短時期稱為該時期內的「事件」或「亞期」。利用鉀-氬法﹐標定每一次磁場逆轉的絕對年代﹐編製成地磁年代表。將待測定年齡沉積物層的磁性逆轉圖像﹐與地磁年代表相對比﹐便可以確定待測沉積物層的年代。這一方法對測定海洋沉積物年齡和基本上連續沉積的黃土層年齡﹐效果很好﹐在研究第四紀環境演變中已廣泛利用。
氨基酸年代測定法。活體內的氨基酸均呈左旋光性質﹐死亡後左旋光向右旋光轉化﹐稱為外消旋作用。因而根據氨基酸的外消旋轉化率﹐可以推算出樣品死亡的年代。
年輪年代測定法。利用氣候季節變化留下的樹木年輪以一年為周期的痕跡﹐來確定年代。適用於數十至數千年的范圍﹐目前推算的最長年代達8000年。地貌-沉積年代測定法。根據沉積率或侵蝕率推斷年代﹐這一古老的方法所得的結論比較粗略﹐需用其他方法驗證﹐但在某些缺少採用其他測年條件的場合﹐仍不失是作出初步判斷的手段。標准化石測定法。具有簡便易行的優點﹐但在確定短尺度環境演變事件的時代方面有局限性。
其他還有裂變逕跡年代測定法﹑熱發光年代測定法等。收起

❾ 怎樣才能獲得准確的同位素地質年齡

首先你的問題描述不是很清楚，我猜你想問同位素定年的方法吧
同位素定年要取決內於你要定年對容象的年齡區間，通常來說定年有多種方式：
如果是短時間尺度如百年以內，可以用鉛銫定年法。
如果是5萬年以內的選擇放射性同位素14C定年法
如果是幾十萬年上百萬年尺度則可以選擇U-Th定年法
如果我答非所問，請繼續提問

❿ 其他同位素年齡測定方法

在同位素地質年代學中，裂變徑跡（FT）、不平衡 U系、熱發光等方法是適用於年輕地內質體系的年齡容測定方法。另外，新近發展起來的 Lu-Hf和 Re-Os法同位素地質年代學等新方法已投入使用。Lu-Hf和 Re-Os同位素體系研究除了用於測年外，其 Hf和 Os同位素初始比值還可廣泛用於地質示蹤。