丁大林,徐繼尚,王繼龍,李廣雪,丁 咚,喬璐璐,于俊杰

(1. 重慶郵電大學(xué)通信與信息工程學(xué)院,重慶 400065;2. 中國海洋大學(xué)海洋地球科學(xué)學(xué)院,山東 青島 266100;3. 中國地質(zhì)調(diào)查局南京地質(zhì)調(diào)查中心,江蘇 南京 210016;4. 青島海洋科學(xué)與技術(shù)國家實(shí)驗(yàn)室海洋礦產(chǎn)資源評(píng)價(jià)與探測(cè)技術(shù)功能實(shí)驗(yàn)室,山東 青島 266100)

海洋沉積物指各種海洋沉積作用形成的海底沉積物。根據(jù)物質(zhì)來源,其主要分為陸源碎屑沉積物、生物沉積物、火山沉積物和宇宙成因物質(zhì)。海洋沉積物研究起源于19世紀(jì)80年代英國“挑戰(zhàn)者號(hào)”實(shí)施的一次科學(xué)考察活動(dòng)[1],科學(xué)家將海底沉積物劃分為紅黏土、碳酸鹽軟泥、硅酸鹽軟泥、結(jié)核和火山物質(zhì)5種類型。深海沉積物與黃土-古土壤、冰心、石筍等沉積物共同記錄了豐富的古氣候古環(huán)境演化信息,是研究地球演化歷史、冰期-間冰期旋回、生物化學(xué)循環(huán)、沉積物源等重大科學(xué)問題的良好載體[2-5]。

海洋沉積物同位素測(cè)年起源于1908年,愛爾蘭科學(xué)家JOLY J[6]發(fā)現(xiàn)海洋沉積物中U系存在放射性不平衡性,為利用放射性同位素衰變規(guī)律測(cè)定海洋沉積物的年代提供了理論基礎(chǔ)。1933年,蘇聯(lián)科學(xué)家[7]使用226Ra測(cè)定喀拉海錳結(jié)核年齡。1942年,美國學(xué)者[8]用226Ra 測(cè)定大洋沉積物的年齡和沉積速率。經(jīng)過近百年的發(fā)展,海洋沉積物測(cè)年方面又產(chǎn)生了AMS14C、210Pb、137Cs、OSL等絕對(duì)年齡測(cè)定方法[9-12]。此外,通過標(biāo)準(zhǔn)氧同位素曲線對(duì)比、地磁極性年表對(duì)比以及天文軌道調(diào)諧等方法,可以建立連續(xù)、長時(shí)間記錄的年代框架，對(duì)確定第四紀(jì)及更早的沉積記錄年代提供了一種間接手段。

本文在前人研究的基礎(chǔ)上,總結(jié)常用的海洋沉積物測(cè)年技術(shù)與方法,介紹不同方法的原理、適用性及測(cè)年范圍,使其在海洋沉積學(xué)的研究中得到廣泛應(yīng)用。

1 現(xiàn)代沉積物測(cè)年

210Pb和137Cs是百年尺度甚至更短時(shí)間內(nèi)沉積物測(cè)年的重要手段。210Pb是U系衰變核素,半衰期22.3 a。沉積物中的210Pb主要有3個(gè)來源:大氣依附于氣溶膠沉降到水體中的210Pb、水體中的226Ra衰變產(chǎn)生的210Pb和沉積物中原有的226Ra原位衰變產(chǎn)生的210Pb,前2個(gè)來源產(chǎn)生的210Pb稱為過剩210Pb(記為210Pbexc)[13-14]。沉積物中210Pbexc的比活度(指單位質(zhì)量的物質(zhì)在單位時(shí)間內(nèi)放射性元素的衰變次數(shù))將隨沉積物深度呈指數(shù)衰減,因此,對(duì)沉積物樣品的210Pbexc比活度進(jìn)行分析,便可計(jì)算其年齡和沉積速率。

目前測(cè)量210Pb比活度的方法主要有α譜儀測(cè)量、β譜儀測(cè)量和γ譜儀測(cè)量。210Pb 測(cè)定的沉積速率能客觀地反映沉積作用趨勢(shì),它與14C 測(cè)定的沉積速率在誤差范圍內(nèi)吻合。210Pb的數(shù)據(jù)處理方式有作圖法和積分法。作圖法又稱為常量初始濃度(CIC)模式;積分法也稱為恒定補(bǔ)給速率(CRS)模式[14]。CIC模式的前提是沉積物沉積時(shí)的初始比活度是恒定的,可以直接獲得柱狀樣的沉積速率,計(jì)算公式為

S=λD/ln(Ao/Ax),

(1)

式中:S為沉積速率,cm/a;λ為210Pb的衰變常數(shù),λ=0.031/a;D為沉積深度,cm;Ao為表層沉積物的比活度,dpm/g;Ax為深度x處沉積物的比活度,dpm/g。

CRS模式的前提是輸入的沉積物中210Pbexc通量是恒定的,該方法可以直接獲得柱狀樣每一層的年齡,計(jì)算公式為

t=-ln(1-Ixl/I)/λ,

(2)

式中:t為每一層的沉積時(shí)間,a;Ixl為深度x以上的積蓄量,Bq/cm2;I為總積蓄量Bq/cm2;λ為210Pb的衰變常數(shù)。每一層的積蓄量可以通過公式Ix=C×P×T/1 000計(jì)算。Ix為x層積蓄量,Bq/cm2;C為x層比活度,Bq/kg;P為x層干密度,g/cm3;T為x層厚,cm。

CRS模式假設(shè)條件為恒定補(bǔ)給速率,即沉積物供給增加,沉積物中210Pbexc的比活度降低,反之則升高。海岸帶地區(qū)的沉積物是經(jīng)潮流搬運(yùn)、混合后沉積的,210Pbexc的比活度基本是恒定的。當(dāng)沉積物供給越多,210Pbexc的積蓄量越高,CRS模式的假設(shè)條件在開放潮坪地區(qū)很難滿足,因此該模式獲得的結(jié)果不可靠。而210Pbexc的比活度恒定正好滿足了CIC模式的假設(shè)條件,即沉積物中的初始比活度恒定。但是如果沉積速率因?yàn)槌练e物供給或者水動(dòng)力發(fā)生變化而頻繁發(fā)生變化,那么該模式也無法獲得較好的結(jié)果[14-15]。

210Pb測(cè)年適用于河口、陸架、深海以及海岸鹽沼等沉積物。在沉積物組成較均一、粒度較細(xì)、沉積環(huán)境相對(duì)穩(wěn)定的條件下測(cè)年結(jié)果更準(zhǔn)確;相反,沉積物粗、地層復(fù)雜、沉積太慢、混合太深等條件不適于210Pb測(cè)年[16]。采樣時(shí)應(yīng)該盡量采集無擾動(dòng)的樣品,在低溫、冷凍條件下保存和運(yùn)輸。210Pb在樣品處理過程中要將樣品切割為薄片,怎么切,切多厚,都會(huì)對(duì)測(cè)試結(jié)果產(chǎn)生影響。如果切的過厚,測(cè)試結(jié)果可信度降低;切的過薄,誤時(shí)且影響曲線效果。另外,在數(shù)據(jù)處理過程中,需要對(duì)分析結(jié)果做粒度校正、壓實(shí)校正以及混合校正。

測(cè)定表層沉積物年齡時(shí),通常采用210Pb和137Cs兩種方法相結(jié)合,以便相互驗(yàn)證提高測(cè)年精度。137Cs測(cè)年由 ROBBINS J A和EDGINGTON D N[17]提出,用來驗(yàn)證210Pb測(cè)年的準(zhǔn)確性。137Cs是人工放射性核素,半衰期(30.17±0.03) a。1955年時(shí)標(biāo)對(duì)應(yīng)最大檢出深度,1963年大規(guī)模的大氣層核試驗(yàn),所以1963年時(shí)標(biāo)是最大峰值檢出深度,1986年時(shí)標(biāo)是最后一個(gè)峰值檢出深度[16]。由于210Pb 測(cè)年技術(shù)是通過計(jì)算獲得年代數(shù)據(jù),而137Cs 技術(shù)可測(cè)出地層的絕對(duì)年代,在湖泊、河口灣、潮間帶、海岸鹽沼等得到廣泛的應(yīng)用[17-19]。137Cs需要在沉積環(huán)境相對(duì)穩(wěn)定、沉積物組成相對(duì)均一的海區(qū),以獲得可分辨的137Cs放射性活度的垂直分布。

2 地質(zhì)歷史時(shí)期沉積物測(cè)年

2.1 宇宙成因核素測(cè)年(以AMS 14C測(cè)年為例)

宇宙成因核素分為大氣宇宙成因核素以及原地宇宙成因核素。礦物內(nèi)部的宇宙成因核素組成暴露在宇宙射線下會(huì)隨著時(shí)間變化,因此測(cè)量它們的含量變化可以確定巖石或沉積物暴露在地表的時(shí)間或者接近地表的時(shí)間[20]。目前,使用最多的宇宙成因核素是放射性核素10Be、26Al、14C以及惰性氣體3He和21Ne。它們具有不同的半衰期,不同礦物中含有不同的核素(表1)。宇宙成因核素已被應(yīng)用到第四紀(jì)冰川年代、河湖演化、區(qū)域構(gòu)造運(yùn)動(dòng)、古人類活動(dòng)等領(lǐng)域[21]。

表1 常用放射性核素測(cè)年特征

宇宙成因核素的研究始于1993年FINKEL R C和SUTTER M[22]對(duì)月球和隕石樣品的分析。1955年,一些學(xué)者[20-21]對(duì)大陸巖石進(jìn)行測(cè)量,對(duì)落基山脈未受冰川影響的高海拔巖石測(cè)量36Cl含量。1976年,SRINIVASAN A等[23]分析了一個(gè)沉積單元的126Xe含量,揭示了惰性氣體在暴露測(cè)年中的應(yīng)用前景。1970—1980年,隨著加速質(zhì)譜儀和高靈敏度惰性氣體質(zhì)譜儀的發(fā)展,宇宙成因核素測(cè)年逐漸用于暴露史以及侵蝕速率[24]。放射性核素的測(cè)年范圍主要取決于半衰期,一般認(rèn)為測(cè)年的上限是2～3個(gè)半衰期,但也需要根據(jù)具體條件確定。穩(wěn)定型核素的測(cè)年范圍理論上是0至無窮大。14C測(cè)年發(fā)展較早、技術(shù)成熟、應(yīng)用廣泛,加速器質(zhì)譜(Accelerator Mass Spectrometry,AMS)技術(shù)誕生以來,促進(jìn)了14C測(cè)年的進(jìn)一步發(fā)展。

1949年,美國LIBBY W F等[25]提出14C測(cè)年方法。14C是由于宇宙射線撞擊在地球大氣層中氮的隨機(jī)反應(yīng)形成的,半衰期(5 730±40) a。所有生物與大自然交換14C,植物進(jìn)行光合作用吸入大氣層中的CO2,通過食物鏈14C又進(jìn)入動(dòng)物體內(nèi)。一旦生物死亡之后,交流停止,14C的含量會(huì)通過放射衰變逐步減少,這個(gè)衰變可以用來計(jì)量生物的死亡時(shí)間。海洋沉積物測(cè)得的14C年齡通常需要海洋碳儲(chǔ)庫校正、日歷年校正和同位素分餾校正[26]。

海洋的深層水通過與從海洋表層水以及已有放射性碳衰變的中、深層水獲得14C。年齡等同的陸地和海洋生物的放射性碳測(cè)年結(jié)果存在約400 a的差異。因此,需要對(duì)海洋沉積物的測(cè)年結(jié)果進(jìn)行海洋碳儲(chǔ)庫校正,校正值記為ΔR[27],該值具有區(qū)域差異。碳同位素在遷移過程中會(huì)發(fā)生同位素分餾,因此,需要將測(cè)量樣品的放射性活度歸一到近代樹木δ13C的平均值-2.5‰[28],測(cè)得的結(jié)果報(bào)告中給出的年齡格式是B.P.(表示1950年的年齡值)需將14C年齡轉(zhuǎn)化為日歷年齡,最常用的方法是樹木年輪校正[29]。對(duì)樹木年輪和樣品進(jìn)行測(cè)量結(jié)果的精度有限,因此,得到的是一個(gè)估計(jì)的歷年范圍,而不是一個(gè)絕對(duì)值。年齡范圍采用截?cái)喾ɑ蚋怕史ㄓ?jì)算,兩種方法都需要校正曲線,目前國際通用的校正曲線可回溯至公元前48 000 a[26]。常用的校正軟件有Calib(http://www. http://calib.org/)和OxCal(http://c14.arch.ox.ac.uk/oxcal.html)。

AMS14C測(cè)年主要利用沉積物中的有機(jī)體進(jìn)行年齡測(cè)定,如有孔蟲、貝殼、骨骼、木炭、泥炭、植物碎屑等。該方法一般可以準(zhǔn)確測(cè)定50 000 a以來樣品的年齡,測(cè)量精度為1%～2%,誤差一般為50～200 a,是晚第四紀(jì)海洋沉積物測(cè)年最主要的手段,在研究晚第四紀(jì)海表溫度、海洋初級(jí)生產(chǎn)力、古季風(fēng)演化、海侵海退歷史等重要科學(xué)問題上發(fā)揮了重大作用[30-34]。與常規(guī)14C測(cè)年方法相比,AMS具有樣品用量少和測(cè)量時(shí)間短的優(yōu)點(diǎn),適合珍貴樣品的測(cè)量。常規(guī)14C衰變法測(cè)年所需樣品含碳量一般為1～5 g,而AMS僅需1～5 mg。AMS測(cè)量現(xiàn)代碳樣品達(dá)到1%的精度只需10～20 min,常規(guī)方法需10 h以上。與常規(guī)14C測(cè)年方法相比,AMS有設(shè)備耗資大、測(cè)量過程復(fù)雜等問題。

2.2 釋光法

自然界的沉積物中均含有微量U、Th、K等放射性元素,這些元素在衰變過程中會(huì)釋放α、β、γ射線使石英、長石等礦物晶體電離,產(chǎn)生游離電子。一些游離電子被較高能態(tài)的晶格缺陷陷獲后貯藏在陷阱中,成為陷獲電子。當(dāng)石英、長石等礦物晶體受到熱或光照時(shí),陷獲電子可獲得能量逃出陷阱[35]。此過程中出現(xiàn)發(fā)光現(xiàn)象,即產(chǎn)生熱釋光或光釋光,被熱激發(fā)產(chǎn)生熱釋光 (Thermoluminescence,TL),被光激發(fā)產(chǎn)生光釋光 (Optically Stimulated Luminescence, OSL)。

天然環(huán)境中的曝光、熱事件等使積累輻射能的礦物顆粒的釋光信號(hào)被清空或降低到可忽略的水平,釋光信號(hào)歸零(釋光“時(shí)鐘”歸零),之后在埋藏過程中不斷積累釋光信號(hào)。信號(hào)的強(qiáng)度取決于埋藏時(shí)礦物吸收的輻射能量多少以及礦物的性質(zhì)。這些釋光信號(hào)的強(qiáng)度與樣品所吸收到的輻射劑量成函數(shù)關(guān)系,可以用于檢驗(yàn)樣品所接收的輻射劑量,此時(shí)所測(cè)的釋光信號(hào)為樣品最后一次曝光后至今所累積的[36]。釋光法測(cè)年結(jié)果根據(jù)公式(3)計(jì)算。

A=De/D,

(3)

式中:A為年齡,ka;De為等效劑量,又被稱為古劑量,Gy;D為環(huán)境劑量率,Gy/ka。等效劑量(De)指石英、長石等碎屑礦物受到最后一次光照曬退后沉積埋藏至今所吸收的環(huán)境電離輻射劑量。在實(shí)驗(yàn)室中,De是礦物產(chǎn)生與天然釋光信號(hào)相同強(qiáng)度所需的實(shí)驗(yàn)輻照劑量,可通過建立釋光信號(hào)強(qiáng)度與輻照劑量的關(guān)系函數(shù)(即釋光信號(hào)隨輻照劑量的生長曲線)測(cè)定。對(duì)于環(huán)境劑量率D,大部分實(shí)驗(yàn)室通過測(cè)量沉積樣品中的U、Th、K 等元素含量或α、β、γ 射線的計(jì)數(shù),在考慮含水率、宇宙射線等各影響因素并進(jìn)行綜合校正后得到。

釋光法測(cè)年的物質(zhì)是沉積物中的石英和長石等碎屑礦物,石英一般可以測(cè)定500 ka以來的年齡,長石的劑量飽和度比石英高,紅外釋光的測(cè)年范圍可達(dá)1 Ma[37]。與AMS14C、U系等方法相比,OSL測(cè)年誤差較大,精度為5%～10%。在OSL測(cè)年中通常采用2種粒徑組進(jìn)行測(cè)試:細(xì)顆粒,粒徑為4～11 μm;粗顆粒,粒徑為90～300 μm,通常采用的粒徑為90～125 μm或150～180 μm[38]。

2.3 電子自旋共振法

電子自旋共振(electron spin resonance,ESR)測(cè)年與釋光法一樣,是基于輻射劑量來確定年齡。電子自旋共振ESR測(cè)年的基本原理是利用ESR方法直接測(cè)定樣品的信號(hào)強(qiáng)度,該強(qiáng)度代表了樣品在自然環(huán)境中由于電離輻射損傷所產(chǎn)生的順磁中心的數(shù)目。由于順磁中心的數(shù)目與輻射場(chǎng)的強(qiáng)度(即年劑量D)和輻照的時(shí)間(即樣品的年齡A)呈正比,即與樣品所接受的天然輻射總劑量(古劑量P,亦稱累積劑量AD、總劑量TD、等效劑量ED)呈正比,因此,電子自旋共振只要測(cè)定了樣品的ESR信號(hào)強(qiáng)度,可確定樣品的古劑量[39]。根據(jù)樣品所處環(huán)境的平均年劑量,可進(jìn)一步確定樣品的地質(zhì)年齡。

ESR的測(cè)年結(jié)果依賴鈾的兩種加入模式:假設(shè)封閉體系成立,是鈾的早期加入模式(EU);假設(shè)封閉體系不成立,假設(shè)在樣品存在的整個(gè)時(shí)期中鈾是不間斷、勻速地進(jìn)入樣品,稱為鈾的線性加入模式(LU)[40]。兩種模式計(jì)算的同一樣品的年劑量率是不同的,導(dǎo)致兩個(gè)不相等的ESR年齡值。鈾早期加入模式ESR年齡低于鈾線性加入模式ESR年齡。雖然ESR測(cè)年的實(shí)驗(yàn)方法還不成熟,但是擴(kuò)大了測(cè)年范圍(103～106a),為解決測(cè)年問題提供了新思路。

2.4 天文軌道調(diào)諧法

米蘭科維奇軌道理論[43]表明,北半球高緯太陽輻照強(qiáng)度的變化是第四紀(jì)冰期-間冰期旋回的驅(qū)動(dòng)因素,而太陽輻照強(qiáng)度變化主要由地球軌道要素(偏心率、斜率、歲差)控制的。天文調(diào)諧指將古環(huán)境的替代性指標(biāo)直接校準(zhǔn)到偏心率、斜率、歲差或日照量理論目標(biāo)曲線上。BERGER A[44-45]、LASKAR J等[46]對(duì)地球軌道參數(shù)的計(jì)算做出了重大貢獻(xiàn),對(duì)于新生代的地層,濾波曲線可以直接與LASKAR等計(jì)算的理論目標(biāo)曲線進(jìn)行對(duì)比,通過天文調(diào)諧建立天文地質(zhì)年代標(biāo)尺。

使用自動(dòng)軌道調(diào)諧法比人工調(diào)諧簡便[47]。軌道調(diào)諧法的處理步驟為:先確定靶曲線,一般是地軸傾斜度、歲差或者ETP(正交化的偏心率+正交化的斜率+正交化的歲差)曲線,再確定氣候替代性指標(biāo)曲線的初始年齡控制點(diǎn),分為不同的時(shí)間段,內(nèi)插為等間隔曲線,濾波出對(duì)應(yīng)成分,與靶曲線進(jìn)行比對(duì)。如果不吻合,調(diào)諧或增加原始曲線的控制點(diǎn),再插值、濾波、對(duì)比,反復(fù)進(jìn)行。

對(duì)于時(shí)間跨度長、無法直接測(cè)量測(cè)年且沉積連續(xù)的鉆孔,可以采用天文軌道調(diào)諧。具有古氣候代表意義的有孔蟲δ18O、δ13C、粒度、磁化率、元素含量、同位素比值等都是常用的調(diào)諧對(duì)象。利用天文軌道調(diào)諧法建立了許多著名的時(shí)間標(biāo)尺,如深海氧同位素SPECMAP (SPECtral MAping)時(shí)間標(biāo)尺[48](圖1),黃土-古土壤剖面[49]和南中國海[50]建立了區(qū)域年代框架。AO H等[51]在一階軌道調(diào)諧的基礎(chǔ)上,將ODP 1143站位的Hm/Gt(赤鐵礦與針鐵礦比值)夏季風(fēng)記錄與北半球夏季太陽輻射記錄對(duì)比,對(duì)沉積序列進(jìn)行二階軌道調(diào)諧,建立了ODP 1143站位5 Ma以來沉積物的高分辨率天文年代標(biāo)尺。

圖1 SPECMAP疊加曲線 [48]Fig. 1 SPECMAP superimposed curve [48]

2.5 氧同位素曲線對(duì)比法

自然界中O以16O、17O、18O三種同位素形式存在,降水是水汽從海洋向大陸運(yùn)輸?shù)闹匾^程,先降下的水同位素δ18O偏高。1964年,DANSGAARD W[52]發(fā)現(xiàn)了降水中18O/16O值隨溫度下降而下降。有孔蟲C、O同位素是古海洋學(xué)研究的重要手段,穩(wěn)定同位素16O和18O可以在碳酸鹽沉淀,它們之間的比例取決于礦物沉淀處流體的氧同位素組成和沉淀時(shí)的溫度[53]。溫度和冰量的不同效應(yīng)可以對(duì)比同時(shí)代浮游和底棲有孔蟲的同位素比例來分辨,由于這兩個(gè)參數(shù)都是由米蘭科維奇氣候旋回驅(qū)動(dòng),所以在全球都可以對(duì)比和識(shí)別氧同位素階段。

目前,全球已經(jīng)建立了不同尺度的高分辨率氧同位素曲線,可以作為年代比對(duì)的標(biāo)準(zhǔn)。最著名的是LISIECKI L A等[54]利用全球57個(gè)底棲有孔蟲δ18O疊加曲線LR04(圖2),重建了過去5 Ma的氣候記錄,將深海氧同位素記錄劃分為104個(gè)階段(marine isotope stage,MIS),該曲線在2010年被國際地層委員會(huì)第四紀(jì)專門委員會(huì)作為標(biāo)準(zhǔn)曲線使用。由于北大西洋在氣候變化中具有重要地位,格陵蘭冰芯GISP2氧同位素[55]以及北大西洋深海氧同位素曲線[56]也已成為海洋沉積物對(duì)比的常用曲線,具有很高的時(shí)間分辨率。除了全球性的曲線以外,各海區(qū)還有區(qū)域性的標(biāo)準(zhǔn)曲線。

圖2 LR04底棲有孔蟲δ18O疊加曲線[54]Fig. 2 δ18O superimposed curve of LR04 benthic foraminifera [54]

和天文軌道調(diào)諧法一樣,已知曲線需要有一定的時(shí)間分辨率,替代指標(biāo)也不局限于δ18O。鄭范等[57]通過對(duì)南海MD01-2392鉆孔的有孔蟲分析,運(yùn)用氧同位素曲線與鄰近海域ODP 1144孔氧同位素曲線對(duì)比,結(jié)合粉紅色Globigerinoides ruber有孔蟲和火山灰層出現(xiàn)的時(shí)間,確定了MD01-2392孔底部的年齡是480 ka,該同位素曲線跟其他區(qū)域?qū)Ρ?反映了南海南部近500 ka以來的冰期-間冰期旋回的主要趨勢(shì)。梁靜之等[58]在南海北部MD12-3432鉆孔定年時(shí)選取鉆孔粒度粗組分含量與LR04氧同位素曲線對(duì)比,選取了26個(gè)年齡控制點(diǎn),建立該鉆孔的年代框架,通過插值得到鉆孔底部年齡大約是405 ka,相當(dāng)于深海氧同位素第11階段(MIS 11),并用粉紅色G. ruber有孔蟲出現(xiàn)的時(shí)間段對(duì)該年代框架進(jìn)行檢驗(yàn),發(fā)現(xiàn)該生物標(biāo)志檢測(cè)點(diǎn)落在年齡控制點(diǎn)的擬合直線附近,說明該年代框架是合理的。

此外,在南大洋、北太平洋高緯海區(qū)、赤道低緯大洋等深海大洋,由于缺乏有孔蟲等碳酸鹽生物,硅質(zhì)沉積物成為古海洋研究的重要材料[59-62]。硅藻的氧同位素地層學(xué)研究也有較多報(bào)道,可以與有孔蟲δ18O進(jìn)行很好的對(duì)比,其中主要難點(diǎn)在于硅藻的分離與提純。

2.6 古地磁法

自然界中的巖石和沉積物在形成過程中,受當(dāng)時(shí)地磁場(chǎng)作用被磁化,某些磁鐵性礦物會(huì)記錄地磁場(chǎng)的方向和強(qiáng)度,稱為剩余磁化強(qiáng)度。古地磁定年主要有三種途徑,分別是極性對(duì)比法、天然剩余磁化強(qiáng)度數(shù)值法和古地磁極位置法[63]。目前,使用較多的是極性對(duì)比法。在地球發(fā)展的歷史上,地球磁場(chǎng)的南極和北極曾顛倒多次,稱極性倒轉(zhuǎn)。其中105～106a長度的極性變化稱極性期,與現(xiàn)代磁場(chǎng)方向相同的時(shí)期稱為正極性期,相反的時(shí)期稱為反極性期。在正(反)極性期中,104～105a的短暫極性倒轉(zhuǎn)稱反(正)極性事件。極性對(duì)比法是通過對(duì)比沉積物的古地磁序列與標(biāo)準(zhǔn)地磁極性年表,利用極性反轉(zhuǎn)事件獲得年代控制點(diǎn),通過沉積速率建立沉積序列的年代框架。

采用GC-MS分析紫紅百香果果汁的揮發(fā)性香氣成分，其組成的總離子流圖如圖1所示。可以看出，樣品的色譜峰分離效果良好，表明固相微萃取方法能夠較好地分析百香果果汁香氣。由圖1可知，紫紅百香果果汁中分離出100多種化合物，共鑒定其中有效成分81種，其中包括酯類43種，醇類11種，醛類3種，酮類8種，萜烯類（含萜烯醇類）12種，其他成分4種，其中香氣成分中酯類化合物含量最高（表2）。

20世紀(jì)60年代初,COX A等[64]通過測(cè)定熔巖流的剩磁,結(jié)合K/Ar法測(cè)年,建立了3.2 Ma以來的地磁場(chǎng)轉(zhuǎn)換序列和第1個(gè)地磁極性年表。1969 年,COX A[65]根據(jù)150個(gè)測(cè)年數(shù)據(jù)將這一年表擴(kuò)展到約4.5 Ma(圖3)。MANKINEN E A等[66]基于354 個(gè)測(cè)年數(shù)據(jù)修訂到約5 Ma以來的年表。1968年,PITMAN W C等[67]綜合大洋磁異常條帶、K-Ar年齡和大洋勘測(cè)結(jié)果建立了約76 Ma的地磁極性年表。CANDE S C等[68]利用天文調(diào)諧的結(jié)果對(duì)以前的一些年齡進(jìn)行校正,得到了目前廣泛使用的地磁極性年表,即CK95年表,年代擴(kuò)展到170 Ma。

圖3 4.5 Ma以來古地磁極性年表 [65]Fig. 3 Geomagnetic polarity timescale since 4.5 Ma [65]

2.7 鈾系法

U產(chǎn)生的衰變系列包含不同的元素的放射性同位素,鈾系法是利用鈾的衰變系列中母體和子體同位素不平衡定年的。由于U的各子體地球化學(xué)性質(zhì)不同,在自然界各種外力作用下,能把衰變鏈斷開,每對(duì)斷開后沒有達(dá)到平衡的母子體都可用于定年。近年來,最廣泛使用的U系定年法是238U-234U-230Th體系[69],公式為

(4)

式中:230Th/234U和238U/234U是樣品實(shí)測(cè)的放射性比值,λ230和λ234分別是230Th和234U衰變常數(shù),t為樣品年齡。

20世紀(jì)80年代中期,熱電離質(zhì)譜(Thermal Ionization Mass Spectrometry,TIMS)技術(shù)用于鈾系測(cè)年,解決了距今500 ka以來珊瑚、文石、年輕火山巖等樣品的精確定年問題。與之前的α譜法測(cè)年相比,測(cè)量時(shí)間從幾天縮短到幾小時(shí),所需樣品僅為原來的1/100,精確度從10-2提高到10-3。TIMS鈾系定年有兩個(gè)基本假設(shè)前提:一是用于定年的礦物形成后,處于封閉系統(tǒng),除了放射性衰變產(chǎn)物以外,沒有任何U和Th同位素的丟失和捕獲;二是水體的Th含量很低或沒有含量。

BAYON G等[70]在尼日爾河三角洲邊緣的天然氣水合物研究中,提取天然氣水合物地層中的碳酸鹽角礫巖進(jìn)行Th/U測(cè)年,結(jié)果表明研究區(qū)文石沉積發(fā)生在13.0～2.5 ka,碳酸鹽角礫巖的年齡比對(duì)應(yīng)地層的年齡要老。BANTAN R A等[71]在阿拉伯吉達(dá)海岸平原海相地層研究中,對(duì)地層中的珊瑚、貝殼等化石采用鈾系測(cè)年得到地層的年齡為299～69 ka,其中下部白色石灰?guī)r地層年齡是299.6～121.0 ka,但是大部分地層在MIS 5e時(shí)發(fā)生沉積。

3 測(cè)年方法應(yīng)用實(shí)例

精確的年代框架是恢復(fù)季風(fēng)演化、重建海平面變化以及碳循環(huán)等重要科學(xué)研究的前提。金愛春等[72]對(duì)新疆烏倫古湖的研究中采用210Pb和137Cs測(cè)量沉積速率,利用210Pb發(fā)現(xiàn)在質(zhì)量深度2.711 g/cm2處對(duì)應(yīng)的年代為(1 940±6) a,137Cs的垂直剖面中發(fā)現(xiàn)了1954年、1963年、1975年和1986年4個(gè)沉降峰,兩種方法結(jié)果一致性很高。

天津獨(dú)流減河河口處的鹽沼記錄研究中,楊彪等[73]運(yùn)用取得的S4、S5柱狀樣進(jìn)行210Pb和137Cs定年研究洪水事件,發(fā)現(xiàn)該區(qū)沉積物的210Pbexc比活度-深度剖面在3～6 cm和10～14 cm有2處明顯的低值沉積層(圖4),這2個(gè)沉積層分別對(duì)應(yīng)137Cs曲線的次峰和主峰。137Cs曲線下部的主峰對(duì)應(yīng)的年代為1963年,與全球性的最大峰值形成時(shí)間相對(duì)應(yīng),而上部的次峰對(duì)應(yīng)的并非1986年切爾諾貝利核泄漏事故形成的次峰。結(jié)合粒度、有孔蟲等其他數(shù)據(jù),識(shí)別出1963年和1996年兩次洪水事件。這種高分辨率的方法對(duì)系統(tǒng)地揭露海岸帶地區(qū)地質(zhì)歷史時(shí)期災(zāi)害和氣候事件的頻率和強(qiáng)度提供了可能,為災(zāi)害預(yù)防和未來規(guī)劃提供科學(xué)依據(jù)。

圖4 S4(a)和S5(b)站位剖面沉積物的210Pbexc和137Cs比活度-深度剖面曲線圖[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個(gè)鉆孔記錄恢復(fù)了晚全新世以來北大西洋海洋表層環(huán)流的演化。2個(gè)鉆孔共19個(gè)AMS14C年齡,使用OxCal 3.2軟件處理數(shù)據(jù),采用Marine04校正曲線,海洋碳儲(chǔ)庫年齡為400 a。從DA00-02P孔的AMS14C測(cè)年結(jié)果(表2)和年齡-深度模型(圖5)可知,第10個(gè)年代數(shù)據(jù)存在年代倒置現(xiàn)象,綜合巖性及沉積動(dòng)力環(huán)境,舍棄該結(jié)果,最終鉆孔底部年齡約3 200 a B.P.。年代倒轉(zhuǎn)是測(cè)年結(jié)果常見的一種現(xiàn)象,即下部沉積物的年齡小于上部年齡,在海岸帶地區(qū)常見。在處理結(jié)果時(shí),需根據(jù)上下鉆孔巖性特征以及上下層位年齡,或者結(jié)合其他標(biāo)志物(如火山灰層,生物地層等),舍棄不合理的數(shù)據(jù)。另外,在柱狀樣測(cè)年時(shí),如果出現(xiàn)沉積間斷,需要在間斷面的頂?shù)诇y(cè)年,分段計(jì)算沉積速率,建立年代框架。

表2 DA00-02P鉆孔AMS 14C測(cè)年結(jié)果[74]

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

海岸帶沉積環(huán)境復(fù)雜,缺乏U系測(cè)年和14C測(cè)年的合適材料。OSL測(cè)年可以揭示砂粒級(jí)礦物末次曝光時(shí)間,適用于復(fù)雜的海岸帶沉積環(huán)境,逐漸成為第四紀(jì)測(cè)年的主要方法之一。陳強(qiáng)等[75]使用釋光法對(duì)黃海樣品4～11 μm的細(xì)顆粒組分進(jìn)行OSL測(cè)年,與同一柱狀樣的一組AMS14C測(cè)年結(jié)果比較,在AMS14C 測(cè)年的靈敏度范圍內(nèi),OSL與AMS14C測(cè)年結(jié)果吻合良好。王張華等[76]使用OSL測(cè)年和U系測(cè)年結(jié)合,且與深海氧同位素曲線對(duì)比,確定長江三角洲地區(qū)SK10鉆孔的底部年齡大約是140～150 ka,對(duì)應(yīng)MIS6階段,建立了可靠的年代地層。陳雙喜等[77]在珠江三角洲QZK4孔獲得了10個(gè)AMS14C數(shù)據(jù)和4個(gè)OSL測(cè)年數(shù)據(jù)(表3),建立年代框架, 整體上年齡隨深度增加而增大,14C年齡中存在多個(gè)年齡倒置,光釋光年齡無此現(xiàn)象。

表3 QZK4鉆孔巖心OSL測(cè)年結(jié)果[77]

業(yè)渝光等[78]測(cè)量了南黃海QC2孔中33個(gè)ESR年齡,與14C年齡、磁性地層學(xué)對(duì)比中結(jié)果吻合良好,最老的ESR年齡可達(dá)1.9 Ma?？娦l(wèi)東等[79]利用AMS14C和ESR測(cè)年,對(duì)長江三角洲NB5孔的第四紀(jì)地層進(jìn)行劃分,下部2個(gè)ESR年齡采用E心測(cè)年,柱狀樣底部336 m處為早更新世地層(1 780±267) ka。WESTAWAY K E等[80]通過ESR方法針對(duì)牙釉質(zhì)-牙本質(zhì)結(jié)合形態(tài)及牙釉質(zhì)厚度等做了哺乳動(dòng)物牙齒的ESR研究確定了Sumatra地區(qū)73 000～63 000 a前現(xiàn)代人類存在的事實(shí),為重新評(píng)估現(xiàn)代人類從非洲傳播的時(shí)間和環(huán)境背景提供了證據(jù),對(duì)考古研究具有重要意義。

在長江三角洲地層研究中,繆衛(wèi)東等[81]對(duì)J9孔進(jìn)行古地磁測(cè)試,結(jié)果表明0～200 m以正極性為主,是布容正極性期;200～334 m以負(fù)極性為主,是松山反極性期;334 m以下是高斯正極性期。通過與標(biāo)準(zhǔn)地磁極極性柱進(jìn)行對(duì)比,確定鉆孔底部的年齡大約3.04 Ma,并且識(shí)別出了多個(gè)極性事件。在NB5孔[78]的研究中,除了使用AMS14C測(cè)年和ESR測(cè)年以外,還利用古地磁測(cè)試結(jié)果對(duì)比,劃分了古地磁的極性帶和極性亞帶,為第四紀(jì)地層的劃段提供年代學(xué)依據(jù)。

4 結(jié)論

(1)近百年的松散表層沉積物一般采用210Pb和137Cs測(cè)年,AMS14C方法對(duì)50 ka以來的沉積物測(cè)量結(jié)果可靠度高, 200 ka以來的沉積物OSL測(cè)年方法較常用。對(duì)于老于200 ka的沉積物,主要采用ESR測(cè)年和宇宙成因核素法獲取埋藏年齡。

(2)長序列、連續(xù)沉積的剖面可以利用天文軌道調(diào)諧法、氧同位素曲線對(duì)比法及古地磁法等,結(jié)合絕對(duì)年齡測(cè)試,建立分辨率較高的年代框架。

(3)測(cè)年的準(zhǔn)確度還依賴于測(cè)年誤差的校正以及前提條件的修正。同位素測(cè)年假設(shè)元素的衰變是均勻的,最新的研究表明其衰變速率并非勻速,因此需要更準(zhǔn)確的校正值對(duì)測(cè)年結(jié)果進(jìn)行校正。結(jié)合多種測(cè)年技術(shù)并不斷校正,才能得到比較準(zhǔn)確的、接近真實(shí)的地質(zhì)年齡。

致謝：山東科技大學(xué)王麗艷博士在論文寫作過程中給予幫助和指導(dǎo),《華東地質(zhì)》外審專家及編輯人員對(duì)論文提出了寶貴的修改意見,在此表示感謝。