同位素怎么标定地质年龄

❶ 同位素地质年龄的测定

相对地质年代只表示了地质事件或地层的先后顺序，即使是利用古生物化石组合的方法，也只能了解它们的大致时代。要更确切、更全面地了解地球的发展史，除了知道各种地质事件的先后顺序及大致时代外，必须定量地知道地质事件究竟发生在距今多少年的时候？延续的时间有多长？地质事件的剧烈程度或作用速率怎样？以及地球形成的确切年龄、地球或地壳发展演化的细节等。所以，以年为单位来测定绝对地质年龄长期以来深受地质学界的重视。

早在19世纪，人们就已经开始探索绝对年龄的计算方法。例如，有人曾根据沉积岩的厚度和沉积作用的大致速率来估算地球的年龄；还有人设想海水是由淡变咸的，然后根据现代海洋中的总含盐量与流水每年从陆地带入海洋的盐量来估算地球的年龄等。这些方法显然都是很原始的和不准确的，其结果当然也毫无意义。19世纪末，放射性同位素的发现为测定岩石的绝对年龄提供了科学方法，这种方法主要是利用放射性同位素的衰变规律，因此被称为同位素地质年龄测定法。

放射性元素在自然界中自动地放射出α（粒子）、β（电子）或γ（电磁辐射量子）射线，而衰变成另外一种新元素，并且各种放射性元素都有自己恒定的衰变速度。同位素的衰变速度通常是用半衰期（T_1/2）表示的。所谓半衰期，是指母体元素的原子数衰变一半所需要的时间。例如，镭的半衰期为1622年，如果开始有10 g镭，经过1622年后就只剩下5 g；再经过1622年仅只有2.5 g……依此类推。因此，自然界的矿物和岩石一经形成，其中所含有的放射性同位素就开始以恒定的速度衰变，这就像天然的时钟一样，记录着它们自身形成的年龄。当知道了某一种放射性元素的衰变速度（即半衰期T_1/2）后，那么含有这一元素的矿物晶体自形成以来所经历的时间（t），就可根据这种矿物晶体中所剩下的放射性元素（母体同位素）的总量（N）和衰变产物（子体同位素）的总量（D）的比例计算出来。其公式如下：

地球科学概论（第二版）

式中λ为衰变常数，与衰变速度（即半衰期T_1/2）有关。关系式为λ＝0.639/T_1/2，通常是在实验室中测定；N，D值可用质谱仪测出。

自然界放射性同位素种类很多，能够用来测定地质年代的，必须具备以下条件：

第一，具有较长的半衰期，那些在几年或几十年内就衰变殆尽的同位素是不能使用的；

第二，该同位素在岩石中有足够的含量，可以分离出来并加以测定；

第三，其子体同位素易于富集并保存下来。

常用来测定地质年代的放射性同位素见表4-1所列。从表中可看出，铷-锶法、铀（钍）-铅法（包括三种同位素）主要用以测定较古老岩石的地质年龄；钾-氩法的有效范围大，几乎可以适用于绝大部分地质时间，而且由于钾是常见元素，许多常见矿物中都富含钾，因而使钾-氩法的测定难度降低、精确度提高，所以钾-氩法应用最为广泛；¹⁴ C法由于其同位素的半衰期短，一般只适用于5万年以来的年龄测定。近些年来，科学家们又相继开发了钐-钕法、⁴⁰ Ar- ³⁹ Ar法等测年方法。

表4-1 用于测定地质年代的部分放射性同位素

注：表中T₀ 为地球年龄，约46亿年。

同位素测年技术为解决地球和地壳的形成年龄带来了希望。首先，人们对地球表面最古老的岩石进行了年龄测定，获得了地球形成年龄的下限值（即至少）为42 亿年左右，如南美洲圭亚那的古老角闪岩的年龄为（41.30 ± 1.7）亿年、格陵兰岛的古老片麻岩的年龄为36亿～42亿年、非洲阿扎尼亚的片麻岩的年龄为（38.7 ± 1.1）亿年等，这些都说明地球的真正年龄应在40亿年以上。其次，人们通过对地球上所发现的各种陨石的年龄测定，惊奇地发现各种陨石（无论是石陨石还是铁陨石，无论它们是何时落到地球上的）都具有相同的年龄，大致在46亿年左右，从太阳系内天体形成的统一性考虑，可以认为地球的年龄应与陨石相同。随着人类的成功登月，取自月球表面的岩石的年龄测定，又进一步为地球的年龄提供了佐证（月球上岩石的年龄值一般为31亿～46亿年）。综上所述，现在一般认为地球的形成年龄约为46亿年。

❷ 如何靠岩石判定地质年龄

1)看沉积岩。
沉积岩是受沉积作用而形成的,一般的规律是岩层年龄越老,其位置越靠下,岩层年龄越新,其位置越靠上(接近地表)。如下图中从岩层1到岩层4年龄越来越老。

(2)看断层。
断层形成晚于被断裂的岩层。如上图中断层形成晚于岩层2、3、4。
(3)看岩浆岩。
岩浆岩可以按照其与沉积岩的关系来判断。侵入岩晚于其所在的岩层,如下图中②、⑤均为侵入岩,②形成晚于①岩层,⑤侵入到②中,说明⑤形成晚于②岩层。喷出岩的形成晚于其所切穿的岩层,图中⑧为喷出岩,其形成晚于①岩层,早于⑥⑦岩层。

(4)看变质岩。
变质岩是在变质作用下形成的,其多是在岩浆活动的影响下形成的,因而变质岩的形成晚于其相邻的岩石。如上图中④为③岩层遇到高温高压的岩浆变质而成,其形成晚于③岩层。
(5)看侵蚀面。
若两个岩层之间有明显的侵蚀面存在,说明下部岩层形成后,该地地壳隆起地层遭受外力侵蚀。若侵蚀面上覆有新的岩层,说明该地壳下沉。如下图中Ⅲ下层有明显的侵蚀面,说明Ⅰ、Ⅱ岩层形成后发生褶皱、被外力侵蚀,后地壳下沉,再沉积Ⅲ岩层。

(6)看板块边界。
如果是海底岩石,则离海岭越近,其形成的地质年龄越小,离海岭越远,其形成的地质年龄越大;或者说离海沟越近,形成的地质年龄越大,离海沟越远,形成的地质年龄越小。(注意进行上述判断时参照的必须是同一个海岭或者海沟。)

❸ 同位素年龄（绝对年龄）的确定

根据地层层序律和化石抄层序律能够确定地层间的新、老关系，即地层的相对地质年代。但是不能定量地提供矿物、岩石形成的年龄值或各种地质事件发生的具体时间。随着放射性元素衰变现象的发现和研究，人们可以利用放射性同位素的衰变原理来测定地质年代，称为同位素年龄(绝对年龄)即绝对地质年代。

研究表明，放射性同位素(母体)是不稳定的，它自发的以稳定不变的速率(λ)释放出能量，逐渐衰变为另一种或多种同位素(子体)，最终稳定下来。由于衰变的速率不受外界因素干扰保持恒定，因此可以根据矿物、岩石中某种放射性同位素的含量(N)及其衰变产物的含量(D)之比计算矿物、岩石形成的年龄。则岩石形成的年龄(t)可按下列公式计算出来：

普通地质学

目前广泛采用的测定方法有U-Pb法，即放射性铀(²³⁸U)可衰变为非放射性的铅(²⁰⁸Pb)；Th-Pb法，即钍(²³²Th)可衰变为铅(²⁰⁸Pb)；K-Ar法，即钾(⁴⁰K)可衰变为氩(⁴⁰Ar)等。

❹ 同位素年龄的地质解释

1.矿床地质地球化学信息

中国金矿的成矿作用明显分为早晚两期，早期主要发生在2500～1800 Ma的新太古代末至古元古代，晚期主要发生在280～100 Ma的古生代晚期至中生代，与全球金矿成矿时间分布基本一致（李俊建，1997）。五台山地区条带状铁建造金矿成矿的n（⁴⁰Ar）/n（³⁹Ar）同位素年龄为2416 Ma±64 Ma～2317 Ma±63 Ma，应归属早期成矿作用，相当于五台晚期或吕梁早期。

五台山地区条带状铁建造金矿产于五台山绿岩带条带状铁建造之中。矿体与条带状铁建造整合产出，矿化限于条带状铁建造之中。矿石结构构造和基本矿物组合与条带状铁建造基本一致，但硫化物含量增加。硫化物主要为黄铁矿和微量黄铜矿。其中黄铁矿为主要载金矿物，呈粒状镶嵌于磁铁矿晶粒间，或呈港湾状包容磁铁矿，没有充填磁铁矿裂隙的现象，两者为同构造期产物，但磁铁矿形成早，为变质峰期成因矿物，黄铁矿形成晚，属变质峰期之后成因矿物。除此之外，条带状铁建造金矿矿石含Pb甚微，硫化物中没有方铅矿，铅同位素为古老铅，金类矿物为普通自然金，没有金银矿，银金矿也很少。普通自然金含Ag低，成色高，平均900以上，高者达979；自然金的赋存形式为晶隙金和包裹金，裂隙金很少，只占可见金3%。这些都是早期成矿的明显特征。与此相反，晚期成矿作用方铅矿发育，铅同位素含放射性铅较高，金类矿物常有银金矿和金银矿，普通自然金含Ag较高，成色较低，赋存状态中的裂隙金相当发育。

2.区域地质同位素年龄信息

自六十年代以来，五台山地区获得了上百件有关地层形成、岩浆活动和变质变形作用等重大地质事件的同位素年龄数据（田永清，1991），基本上可建立起五台山地区花岗岩-绿岩带形成、演化的同位素年龄格架（白瑾等，1986，田永清，1991，王汝铮等，1997，白瑾等，1992，沈保丰等，1998）。根据石佛岩体残留锆石U-Pb年龄2803 Ma和侵入金岗库组的片麻状花岗岩单颗粒锆石U-Pb年龄2607 Ma，大致可以确定五台群下亚群形成于2800～2600 Ma，产于金岗库组和柏枝岩组的条带状铁建造即形成于这个时代，同时发生了条带状铁建造金矿的成源作用。在柏枝岩组变枕状熔岩中采集锆石，测定U-Pb年龄，获得单颗粒锆石U-Pb和谐线年龄2427 Ma±10 Ma。这个年龄与王汝铮在金岗库组斜长角闪岩中获得的变质成因的单颗粒锆石U-Pb年龄2438 Ma±36 Ma（王汝铮等，1997）非常接近。白瑾等亦获得金岗库组全岩Rb-Sr等时线年龄为2573 Ma±47.16 Ma，由此，可以大致确定该区区域变质变形作用发生在2500 Ma左右。条带状铁建造金矿的同位素年龄为2416 Ma±64 Ma～2317 Ma±63 Ma，是继区域变质变形作用峰期之后的一次成矿作用。

3.条带状铁建造金矿成矿的阶段性

该区条带状铁建造金矿获得两个成矿年龄，即2416 Ma±64 Ma和2317 Ma±63 Ma，反映主期成矿作用经历了两个主要阶段。第一阶段成矿作用以殿头金矿为代表，成矿年龄2416 Ma±64 Ma，第二阶段成矿作用以板峪金矿为代表，成矿年龄2317 Ma±63 Ma。不同成矿阶段形成的矿床，具有不同的地质特征，反映了成矿作用的演化趋势。综合起来，可归纳为以下四个方面：①矿石物质成分：第一阶段成矿As高Ag低，富稀土，具条带状铁建造元素基本组合，第二阶段成矿As低Ag高，贫稀土，成矿作用导致了条带状铁建造元素的分异；②矿化类型和矿石品位：第一阶段矿化为浸染型，矿化弱，Au品位低，第二阶段矿化为“细脉状”型，矿化强，Au品位高；③成矿流体：第一阶段成矿流体富Cl^-、Na⁺、CO₂，贫O₂，盐度较高，显示变质流体特征，第二阶段成矿流体富O₂，贫Cl^-、Na⁺、CO₂，盐度较低，具雨水混合现象；④成矿深度和成矿温度：第一阶段成矿深度约为0.4～0.9 km，温度较高，180～255℃，第二阶段成矿深度约为0.4～0.8 km，温度较低，170～245℃。成矿阶段性及其地质特征的变化，是对成矿作用过程中同位素年龄变化的最好印证。

通过条带状铁建造金矿矿石石英n（⁴⁰Ar）/n（³⁹Ar）同位素年龄测定，首次获得了五台山地区条带状铁建造金矿n（⁴⁰Ar）/n（³⁹Ar）同位素年龄2416 Ma±64 Ma～2317 Ma±63 Ma，这是迄今为止我国条带状铁建造金矿最老的成矿年龄，形成于区域变质变形作用峰期之后，相当于五台晚期或吕梁早期。主期成矿作用包含两个成矿阶段，第一阶段发生2416 Ma±64 Ma左右，第二阶段发生在2317 Ma±63 Ma左右。成矿年龄和成矿的阶段性，得到了条带状铁建造金矿矿床地质和区域地质同位素年龄资料的合理解释。

❺ 同位素年龄测定

1.同位素年龄测定方法

本书总共测定了40个深成岩和火山岩的同位素年龄，其中锆石U-Pb一致线年龄11个，Rb-Sr等时线年龄13个，K-Ar稀释法年龄14个，Ar-Ar年龄2个。年龄测试绝大部分在中国科学院地质地球物理研究所进行，部分在国家地震局和天津地质矿产研究所进行。

（1）U-Pb一致线年龄

取样品20kg，粉碎，挑选出锆石。将锆石筛分成不同粒级，在双目镜下挑选不含有包裹体和连生体的锆石若干颗粒，分别用5NHNO₃和3NHCl低温洗涤30min，用H₂O洗净、烘干。将形态特征相同的锆石分为一组样品参与测定。每个组分挑选数个颗粒置于干净的聚四氟乙烯高压釜内。精确称量（100mg以上）加入²⁰⁵Pb-²³⁵U混合稀释剂。蒸干，加入约0.2mL浓HF，在200℃下加热七昼夜。U、Pb的分离和提纯在AGI×8（200～400目）阴离子树脂上进行，采用氢溴酸体系，U、Pb同位素测定用硅胶作发射剂，在英制VG-354固体源质谱计上进行。实验全流程Pb的空白本底小于0.1ng，U的空白本底为0.01ng。U、Pb同位素比的测定误差为1%。

（2）Rb-Sr同位素年龄

测试所用质谱仪为VG354型，测试方法同乔广生等（1990）。Sr同位素质谱分馏校正采用⁸⁶Sr/⁸⁸Sr=0.1194。测试过程中对 Sr同位素标样 NBS987的⁸⁷Sr/⁸⁶Sr 测定值为0.710237±14（2σ），对标样NBS607的⁸⁷Sr/⁸⁶Sr测定值为1.200296±24（2σ）。分析误差以2σ 给出。实验全流程Sr、Rb的本低为0.2～0.5 ng。等时线年龄计算采用 Ludwig（1995）的ISOPLOT年龄计算程序（2.9 版本），⁸⁷Rb/⁸⁶Sr和⁸⁷Sr/⁸⁶Sr的输入误差分别为2%和0.01%，年龄计算中所采用的⁸⁷Rb的衰变常数为0.0142/Ga。

（3）⁴⁰Ar-³⁹Ar和K-Ar同位素年龄

⁴⁰Ar-³⁹Ar和K-Ar年龄的测试仪器为英国VSS公司的RGA-10 气体源质谱仪，其灵敏度为2.32×10^-14mol/mV。用作⁴⁰Ar-³⁹Ar同位素年龄测定的斜长石样品在中国原子能科学研究院49-2 反应堆进行快中子照射。快中子瞬时通量为4.22×10¹⁰n/cm²s，照射时间为52h 54min，对应的快中子积分通量为8.04×10¹⁸n/cm²。⁴⁰Ar-³⁹Ar年龄计算使用的J值分别用中国标样ZBH-25 黑云母（132.7±2.8）Ma、ZBJ角闪石（132.8±3.1）Ma和国际标准样BSP-1 角闪石（2060±17.5）Ma标定。K-Ar年龄测试过程中，Ar的提取在超高真空系统中完成。样品在1450～1500℃高温后保持半小时熔融，在熔样结束后的纯化过程中加入³⁸Ar稀释剂。采用氧化铜和海绵钛为纯化剂，最后直接进入质谱仪进行 Ar同位素分析。钾的含量采用火焰光度计测定。年龄计算时采用的常数 λ 均为5.543×10^-10/a，⁴⁰K/K=1.167×10^-4，年龄误差按1σ计算。

2.同位素年龄测定结果

作者一共测定了53个同位素年龄，本章展示40个中酸性岩、基性—超基性侵入岩和火山岩同位素年龄，其中锆石U-Pb一致线年龄10个，Rb-Sr等时线年龄13个，ArAr等时线年龄2个，K-Ar稀释法年龄15个；引用前人8个年龄数据，共48个数据（表6-4）。为清晰起见，深成岩和火山岩同位素年龄分别列出。此外还测定了13个堆晶岩和麻粒岩年龄，见第4章。

表6-4 中生代深成岩和火山岩同位素年龄测定结果

续表

注：未注明资料出处的为本书作者提供。大部分由中国科学院地质地球物理研究所乔广生、张任祜、桑海清以及国家地震局地质研究所李大明测定，沈阳地质矿产研究所吴家弘参与了锆石U-Pb法年龄的采样和前处理。*样品由天津地质矿产研究所李惠民测定。部分年龄数据已发表。综合年龄为对比Rb-Sr等时线年龄、⁴⁰Ar-³⁹Ar及K-Ar年龄后选取的综合年龄（陈义贤等，1997）。表中数据去小数点。

下面将不同方法测定年龄的部分原始数据分别列表和图示（表6-5、表6-6、图6-5、图6-6）。

表6-5 中生代火成岩锆石U-Pb同位素年龄测定数据

续表

注：表中样号同表6-4，由于测试单位不同，数据略有差异，前两个为中国科学院地质地球物理研究所许荣华测试，后者为天津地质矿产研究所李惠民测试。

表6-6 中生代火成岩Rb-Sr同位素年龄测定数据

续表

注：表中样号同表6-4。

图6-5 本区火成岩锆石U-Pb年龄图

样号同表6-4

图6-6 本区火成岩Rb-Sr等时线年龄图

样号同表6-4

为了了解研究区构造格局是何时从东西走向转变成北东走向的，作者在近东西走向的黑里河断裂向北东走向的白城-八里罕断裂转折部位，选取平行断裂的花岗质糜棱岩带中新生的眼球状钾长石测定Ar-Ar年龄（Han Qingjun et al.，2000）。其结果见表6-7和图6-7。

表6-7 花岗质糜棱岩中钾长石的Ar-Ar年龄数据表

注：Ar^*为放射性Ar，样品分析者为中国科学院地质地球物理研究所桑海清。m是测量值；下标K表示由K变成的Ar。

图6-7 钾长石的⁴⁰Ar-³⁹Ar年龄谱（A）和等时线（B）图

本书测定了15个K-Ar稀释法的同位素年龄，表6-8展示岩墙群和火山颈测定的年龄资料。它们的地质意义详见第八章和第五章。

表6-8 K-Ar年龄数据表

注：由中国科学院地质地球物理研究所桑海清测定。

❻ 岩石的年龄是怎么测定的

人们已经为地球的历史编出了详细的地质年代表。比如恐龙的最繁盛时代为距今约225百万年前的侏罗纪，灭绝于65百万年前的白垩纪末期，三叶虫的繁盛时期为距今约530百万年前的寒武纪，等等。这些动物生存的时代是怎么定出来的呢？地球的45亿年历史又是怎么定出来的呢？

地质学家和化学家们发现，当岩石或矿物在一次地质事件中形成时，放射性同位素以一定的形式进入岩石、矿物，之后便不断地衰减，随之蜕变成子体逐渐增加。所以，通过准确地测定岩石、矿物中放射性同位素母体和子体的含量，就可以根据放射性衰变定律计算出该岩石、矿物的地质年龄。这种年龄测定称做同位素计时或放射性计时。计时的基本原理就是天然放射性同位素的衰变规律。测定的地质事件或宇宙事件的年龄就是“同位素地质年龄”。

目前，在地学界应用的同位素测定方法比较多，不同的方法有不同的应用范围。比如，由于碳同位素的半衰期相对较短，行内图：/19787502148683010003_0042_0027.jpg" />

法可测的年龄一般不超过5万年，最大限度是7万年。因此凡是几万年以来曾经在地球生物圈、大气圈和水圈中生存过的含碳生物均可作为样品进行测定，包括动植物的残骸（如木头、木炭、果实、种子、兽皮、象牙等）、含同生有机质的沉积物（泥炭、淤泥等）和土壤、生物碳酸盐（贝壳、珊瑚等）和原生无机碳酸盐（石灰华、苏打、天然碱等）、含碳的古代文化遗物（纸、织物、陶瓷、铁器）等等。行内图：/19787502148683010003_0042_0028.jpg" />

法主要适用于考古学研究。

进行“同位素地质年龄”测定的岩石必须尽可能地“新鲜”，在有蚀变的岩石内，氩易丢失，所以测出的年代不准确，钾—氩法的最佳测定范围在10万年至10亿年之间，铷—锶法的最佳测定范围为1000万年至1亿之间年，所以这两种方法适用于中新生代地层的测定；铀—铅法的适应范围在1000万年至10亿年以上，铀—钕法也在2亿年以上，所以，这两种方法较适用于古生代或更古老地层时代的研究。

有了精确的同位素地质年龄，地质学家们就可以编制用来进行地层划分与对比的“地质年代表”了。

地质年代表

COSUNA年表表国石油地质家协会（AAPG）在1976年第25届国际地质大会开过之后，积极开展了一项建立北美地层对比（COSUNA）计划。在这项工作中，尽量做到以海相标准化石为基础划分、对比地层，并配合同位素年龄数据，中国地质学家采用该表中前寒武纪地层界线。

此外，还有CGR年表（地质记录的年代学）等。

值得一提的是，迄今为止，绝大多数“同位素地质年龄”是从火成岩或火山凝灰岩中测定的，而地球上相当多的岩石是沉积岩，所以，这就造成了同位素地质年代学研究的局限性。对于地质学家，尤其是石油地质学家来说，对含有丰富石油与天然气的沉积岩的“同位素年龄”测定就成为一个极有挑战意义的课题。

❼ 在地质测年法中，什么是等时年龄、表面年龄、视年龄

一组具有同时、同源且在形成后保持封闭的地质样品，其同位素母体与子体（内通常用比值）在容直角坐标图中会落在一条直线上，该直线称之为等时线。等时线的截距就是样品形成时具有的（子体）同位素比值，直线的斜率是年龄的函数，由这个斜率计算出的年龄即是等时线年龄。以下是Rb-Sr等时线示意图及等时线年龄计算公式：

视年龄和表面年龄都是根据单个测试样品，根据同位素衰变规律计算出来的年龄值，暂时没有确定其地质意义，称为表面年龄、视年龄

如果在计算年龄过程中需要使用一定的地质模型来估计初始值，如U-Pb年龄按地球单阶段铅演化模型、Sm-Nd按原始地幔（球粒陨石均一地幔）、亏损地幔的演化模型、Rb-Sr按地壳、地幔等模型，则计算出的年龄称之为模式年龄。

❽ 怎样通过地下岩石中同位素年龄的测定

古地理学研究古地理环境的演变过程﹐因而确定每一幕古环境的年代是极其重要的工作。缺乏年代﹐难以建立演变过程的顺序﹔对各种不同来源的资料﹐也只有在定出确切年代後﹐才能相互对比和综合。20世纪中期以来古地理学取得许多重大突破﹐是与多种有效的绝对年代测定方法的出现分不开的。
现代常用的年代测定方法有﹕
放射性元素年代测定法。利用放射性元素的衰变规律测定绝对年龄﹐如钾－氩法﹐放射性钾(40K)衰变为惰性气体氩(40Ar)的半衰期约为1.3×109年﹐适用于测定年龄超过5万年的样品。碳-14法﹐放射性碳(14C)半衰期为5730年﹐故适用于测定年龄小于5万年的样品。另外还有铀(U)-铅(Pb)﹑钍(Th)-镤(Pa)﹑铷(Rb)-锶(Sr)法等。
古地磁年代测定法。在地球发展过程中﹐磁极有过多次“逆转”。如近69万年以来形成的岩石中﹐岩石磁轴的北极基本上都指向现代磁北极方向﹐在距今243～69万年之间﹐岩石磁轴的北极基本上都指向现代磁南极方向。前者称为正极性时期﹐後者称为逆极性时期。在正极性时期内﹐还有若干短时期出现逆极性﹔在逆极性时期内﹐也有若干短时期出现正极性。此短时期称为该时期内的“事件”或“亚期”。利用钾-氩法﹐标定每一次磁场逆转的绝对年代﹐编制成地磁年代表。将待测定年龄沉积物层的磁性逆转图像﹐与地磁年代表相对比﹐便可以确定待测沉积物层的年代。这一方法对测定海洋沉积物年龄和基本上连续沉积的黄土层年龄﹐效果很好﹐在研究第四纪环境演变中已广泛利用。
氨基酸年代测定法。活体内的氨基酸均呈左旋光性质﹐死亡後左旋光向右旋光转化﹐称为外消旋作用。因而根据氨基酸的外消旋转化率﹐可以推算出样品死亡的年代。
年轮年代测定法。利用气候季节变化留下的树木年轮以一年为周期的痕迹﹐来确定年代。适用于数十至数千年的范围﹐目前推算的最长年代达8000年。地貌-沉积年代测定法。根据沉积率或侵蚀率推断年代﹐这一古老的方法所得的结论比较粗略﹐需用其他方法验证﹐但在某些缺少采用其他测年条件的场合﹐仍不失是作出初步判断的手段。标准化石测定法。具有简便易行的优点﹐但在确定短尺度环境演变事件的时代方面有局限性。
其他还有裂变迳迹年代测定法﹑热发光年代测定法等。收起

❾ 怎样才能获得准确的同位素地质年龄

首先你的问题描述不是很清楚，我猜你想问同位素定年的方法吧
同位素定年要取决内于你要定年对容象的年龄区间，通常来说定年有多种方式：
如果是短时间尺度如百年以内，可以用铅铯定年法。
如果是5万年以内的选择放射性同位素14C定年法
如果是几十万年上百万年尺度则可以选择U-Th定年法
如果我答非所问，请继续提问

❿ 其他同位素年龄测定方法

在同位素地质年代学中，裂变径迹（FT）、不平衡 U系、热发光等方法是适用于年轻地内质体系的年龄容测定方法。另外，新近发展起来的 Lu-Hf和 Re-Os法同位素地质年代学等新方法已投入使用。Lu-Hf和 Re-Os同位素体系研究除了用于测年外，其 Hf和 Os同位素初始比值还可广泛用于地质示踪。