地球行星/3d. 放射性测年：用化学来计时
同位素的放射性衰变和激发电子能态的使用已成为我们计时的主要方法，从你腕表和电脑中的石英晶体到太空卫星上的原子钟。测量放射性同位素和电子能态是现代社会计时的主要方法。它也使科学家能够确定几千年前的古手稿的年代，以及揭示地球本身的年龄为46亿年。同位素的放射性衰变彻底改变了我们测量时间的方式，从毫秒到数十亿年，但这是如何做到的呢？
首先，想象一个装满沙子的沙漏，沙子从两个由狭窄管道连接的玻璃球中落下。当翻转时，沙漏上部沙子将落到底部。这种沙子下落的速率是线性的，这意味着只有靠近玻璃球之间开口的沙子才会落下。随着时间的推移，沙漏顶部和底部的沙子比例会发生变化，因此在1小时后，所有沙子都会落到底部。注意，沙漏不能用来测量年，也不能用来测量毫秒，因为在年的情况下，所有的沙子都会落下，而在测量毫秒的情况下，在这么短的时间内不会落下足够的沙子。这个比例是通过确定沙漏顶部沙子的数量和沙漏底部沙子的数量来测量的。在化学中，我们称沙漏顶部的沙子为母元素，底部沙子为衰变子元素。
放射性衰变不像沙漏那样工作，因为每个原子都有相同的衰变概率，而在沙漏中，只有靠近开口的沙子才会落下。所以，比沙漏更好的类比是爆米花，特别是微波爆米花。一袋爆米花会有玉米粒和爆米花的比例，这样，袋子在微波炉中放的时间越长，袋子中的爆米花就越多。你可以通过测量玉米粒和爆米花的比例来确定袋子煮了多长时间。如果袋子中大部分仍然是玉米粒，则袋子煮的时间不够长，而如果袋子中大部分是爆米花，则煮的时间更长。
一半玉米粒爆裂的点被称为半衰期。半衰期是母原子的一半衰变为子原子所需的时间。经过1个半衰期，母元素与子元素的比例为0.5，经过2个半衰期，母元素与子元素的比例为0.25，经过3个半衰期，比例为0.125，等等。每个半衰期，母原子的数量减少一半。在一袋爆米花中，如果半衰期是2分钟，你将有一半未爆裂的玉米粒和一半爆米花，经过4分钟，比例将是25%的玉米粒和75%的爆米花，经过6分钟，只有12.5%的玉米粒会保留下来。每2分钟，玉米粒的数量减少一半。
你可以在微波炉中放更长时间，但玉米粒的数量只会每增加一分钟减少一半，并且很可能会把爆米花烧焦，留下一些玉米粒仍然没有爆裂。放射性测年也是这样工作的。
在对地球材料进行测年时，首先要考虑的是你到底在测年什么。有四个基本时刻决定了测量地球材料年龄时钟的开始。
- 从液态到固态的相变，比如液态熔岩或岩浆冷却成固态岩石或晶体的时刻。
- 生物体的死亡，即生物体（植物或动物）停止从大气或食物来源中吸收新的碳原子的时刻。
- 人工制品或岩石的埋藏，以及它在土壤中停留的时间。
- 人工制品或岩石的开采，以及它暴露在阳光下的时间。
碳有两种稳定的同位素（碳-12和碳-13），以及一种放射性同位素（碳-14），一种具有6个质子和8个中子的放射性碳。碳-14会衰变，而碳-12和碳-13则稳定，不会衰变。碳-14衰变成氮-14的过程涉及一个质子的损失。对于任何碳-14样本，一半的原子将在5730年内衰变成氮-14。这就是半衰期，即样本中一半的原子衰变的时间。这意味着碳-14测年法非常适合测定年龄在500到25000年之间的材料。
放射性碳测年法最早是在20世纪40年代发展起来的，由威拉德·利比开创，他在二战期间参与了曼哈顿计划，研制原子弹。战后，利比在芝加哥大学从事碳放射性测年法的研究，并于1960年获得了诺贝尔化学奖。放射性碳测年法已经存在很长时间了！
放射性碳测年法测量的是生物体死亡至今的时间，即一个生物体（植物或动物）停止从大气或食物来源吸收新的碳原子时的时刻。它只能用于测定含有碳的有机材料的年代，例如木材、植物、未石化的骨骼、火坑中的炭和来自有机材料的其他材料。由于碳-14的半衰期为5730年，这种方法非常适合测定只有几百年或几千年的材料，其上限约为10万年。放射性碳测年法主要用于考古学，特别是用于测定全新世（或过去11650年）期间的材料的年代。第一步是收集一小块有机材料进行测年，要注意不要用有机材料污染样品，例如你手上的油脂。样品通常用铝箔包裹，以防止污染。在20世纪80年代之前，放射性测年的早期阶段，实验室会通过测量放射性来计算样品中的衰变，放射性越强，材料就越年轻。然而，在20世纪80年代，出现了一种新型的质谱仪，能够直接测量这些样品中原子的原子质量。这些步骤很复杂，但可以得到更精确的年龄估计。这些步骤包括确定碳-14的数量，以及两种稳定的碳类型：碳-13和碳-12。由于含量会取决于材料的含量，因此科学家会观察碳-14与碳-12的比率，以及碳-13与碳-12的比率。碳-14与碳-12的比率越高，材料就越年轻，而碳-13与碳-12的比率则用于确保第一次测量中没有过量的碳-12，并在有需要时进行修正。
需要克服的一个技术问题是，传统的质谱仪只测量原子的原子质量，而碳-14的原子质量与氮-14相同。氮-14是大气中非常常见的成分，也是我们周围空气的成分。这对实验室来说是一个问题。在20世纪80年代，开发了一种叫做加速器质谱法的新方法，可以解决这个问题。
该过程的第一步是取样，并在特殊的炉子中用纯氧气流燃烧碳，或者用氧化铜与有机碳反应，这两种方法都会产生二氧化碳气体。二氧化碳气体（通常是经过低温清洗的）与氢气在550到650摄氏度下反应，并加入钴催化剂，从而从样品中生成纯碳，呈粉状石墨的形式，以及水。石墨被保存在真空环境中，以防止来自空气中氮-14的污染。然后，用超纯氩气冲洗真空石墨粉末，以去除任何残留的氮-14，这些氮-14会破坏任何测量，将其置于玻璃小瓶中。这种石墨或纯碳被电离，在碳上添加电子使其带负电。任何残留的氮-14在该过程中不会带负电，因为它有一个额外的带正电的质子。加速器质谱仪使带负电的原子在高速旋转，使其以光束的形式穿过机器。这种光束将包含碳-14，但也包含与2个氢原子结合的碳-12离子，以及与1个氢原子结合的碳-13离子，它们都具有14的原子质量。为了去除这些与氢原子结合的碳原子，将原子质量为14的分子和原子光束穿过一个剥离器，剥离器会去除氢键，然后穿过第二个磁铁，从而在探测器上产生碳-12、碳-13和碳-14的原子质量分布。计算碳-14/碳-12的比率以及碳-13/碳-12的比率，并将它们与实验室标准进行比较。碳-13/碳-12的比率用于校正实验室中碳-14/碳-12的比率，并查看样品中是否存在由于分馏造成的碳-12过量。要找到实际的年龄（以年为单位），我们需要找出生物体死亡时存在的碳-14的初始数量。
现在，碳-14是自然地在空气中由氮-14产生的。在平流层，这些氮-14原子受到来自太阳的宇宙射线的撞击，宇宙射线用热中子轰击氮-14，产生一个碳-14和一个额外的质子，即一个氢原子。这个过程取决于地球的磁场和太阳能，这些因素在每个半球都略有不同，当发生太阳异常事件时，例如太阳耀斑，情况也会有所不同。使用树木年轮中的14-碳/12-碳比率，我们知道每个树木年轮的年份，因此我们可以将14-碳/12-碳比率校准到过去10000年的绝对年份。
有两种方法可以报告用这种方法测定的材料的年龄：一种是应用这些校正，称为放射性碳日历年龄；另一种是报告仅根据比率确定的原始日期，称为碳-14日期。放射性碳日历年龄比简单的碳-14日期更精确，尤其是对于较旧的日期。
在过去一百年中，确定材料的初始14-碳/12-碳比率有一件非常有趣的事情。由于20世纪40年代和50年代的原子武器爆炸，二战后大气中的14-碳含量急剧增加，这一点从树木年轮数据和大气二氧化碳中碳同位素的测量结果中可以看出。
这一事实被研究脑细胞的神经学家所利用，导致了医学发现：新的脑细胞在出生后不会再生，因为出生于20世纪40年代之前的人在老年时脑细胞中的14-碳含量比出生于核时代之后的人的脑细胞中的14-碳含量低得多。然而，在过去的几十年里，神经科学家已经发现了两个脑区，即嗅球（让你产生嗅觉的部位）和海马体（记忆存储的部位），这两个部位在人的一生中确实会产生新的神经元细胞，但你大脑的大部分是由你在一生中产生的相同细胞组成的。
放射性碳测年法非常有效，但就像一个秒表，它不能告诉我们比10万年更古老的东西的年代。对于恐龙和更古老的化石，或者岩石本身，下一种方法应用更为广泛。
钾氩（K-Ar）测年法
[edit | edit source]钾氩测年法是测量数百万年前材料年龄的绝佳方法，但如果你想测量只有几千年的材料，它就不是一个好方法，因为它半衰期非常长。
钾氩测年法测量的是从液体到固体的相变发生至今的时间，例如，液体熔岩或岩浆冷却成固体岩石或晶体的时刻。它还需要该材料在晶格结构中含有钾。这种方法最常采样的矿物是黑云母、白云母，以及钾长石组矿物，例如正长石。这些矿物在火山岩和火山灰层中很常见，因此这种方法非常适合测量火山喷发的时刻。
如果在化石的出现地点或附近发现含有这些矿物的火山灰，通常可以为化石找到一个精确的日期，或者是一个日期范围，具体取决于火山灰层在化石地层中发现的位置。钾-40具有放射性，但半衰期非常长，为12.6亿年，因此它非常适合确定大多数地质时间范围内的年龄，这些时间范围以数百万年为单位。钾-40衰变成氩-40，以及钙-40，氩-40是一种气体，而钙-40是一种固体，非常常见，因此我们想要查看晶体中捕获的氩-40的数量，并将该数量与晶体中包含的钾-40的数量进行比较（这两种元素都相当稀有）。
这需要两个步骤，首先要确定晶体中含有多少钾-40，其次要确定晶体中捕获了多少氩-40气体。钾氩测年法的一个优点是，可以假设晶体中最初的氩-40含量为 0，因为它是一种气体。氩-40 在晶体还是液体并冷却成固体时并不存在。晶体中发现的唯一氩-40 是由钾-40 的放射性衰变形成的，并在此时被捕获在固体晶体中。钾氩测年的一个问题是，你必须使用两种不同的实验室方法来测量钾-40 和氩-40 的含量，而且必须在一个晶体中进行，并且在进行这两个独立的测试过程中不能破坏晶体。理想情况下，我们希望在一个分析中对晶体上的确切位置进行两种测量。尽管钾氩测年法诞生于 20 世纪 50 年代，但与另一种更简单、更精确的方法相比，它已经变得不那么常见了，这种方法只需要一个测试。
这种方法使用钾氩测年技术，但它可以对晶粒上的单个点进行单一实验室分析，使其比传统的钾氩测年法更加精确。其工作原理是，将含有钾的晶体分离出来，并在显微镜下进行研究，确保它没有以任何方式破裂或断裂。选定的晶体接受中子照射，这将使任何钾-39 同位素转化为氩-39 同位素，这是一种会被捕获在晶体中的气体（这类似于太阳对氮-14 的作用，将其转化为碳-14）。这些氩-39 同位素与晶体中任何放射成因的氩-40 同位素一起作为捕获气体，因此我们只需要测量氩-39 与氩-40 的比例。
氩-39 的数量将决定晶体中大约有多少钾。在接受中子照射后，样本晶体将被激光照射，这将释放出捕获在晶体中的两种氩气。这种气体通过真空吸入质谱仪中，以测量 40 和 39 的原子质量。请注意，氩-39 是放射性的，其半衰期为 269 年，因此测量的任何氩-39 都是由实验室中进行的照射产生的。这种方法通常需要较大、未断裂且保存完好的晶体才能获得良好的结果。晶体的边缘和晶体内部的裂缝附近，可能会让一些氩-40 气体泄漏出去，并会导致测得的年代过年轻。钾氩测年和氩氩测年都倾向于给出最小年龄，因此，如果一个样本测得 3000 万年，误差在 100 万年以内，那么实际年龄更可能是 3100 万年，而不是 2900 万年。钾氩测年和氩氩测年的年代往往比其他证据表明的年代更年轻，很可能是从断裂的晶体中测得的，这些晶体中有一些氩-40 气体泄漏。研究通常会显示出所取样的晶体以及激光照射的位置，以及从晶体中每个点计算出的年代。最大年龄通常出现在晶体中心附近，远离晶体中的任何边缘或裂缝。通常，这将在同一块岩石中对多个晶体进行，以获得良好的范围，并取最佳的最大年龄。虽然钾氩测年和氩氩测年被广泛使用，但它确实需要像黑云母这样的脆弱矿物颗粒的良好保存的晶体，这意味着岩石越古老，就越不可能找到好的晶体。它也不适用于沉积岩中的搬运火山灰层，因为晶体在搬运过程中会遭到破坏。地质学家渴望使用其他矿物，更坚固的矿物，这些矿物可以保存数十亿年，并且还能保存放射性衰变的化学成分。满足这些要求的矿物是锆石。
锆石 是一种坚韧而坚固的矿物，存在于许多火成岩和变质岩中，由硅酸锆 (ZrSiO4) 组成，形成小的类似钻石的晶体。由于这些晶体相当坚固，并且可以经受搬运，因此它们也存在于许多砂岩中。沉积岩中的这些搬运锆石被称为碎屑锆石。在大多数锆石测年中，你测量的是晶体从液体到固体的相变时间，即岩浆冷却成固体锆石晶体的时间。
锆石裂变径迹测年更具体地测量的是晶体冷却到 230 到 250 °C 的时间，这被称为退火温度。在 900 °C 到 250 °C 之间，锆石有点软。锆石裂变测年法测定的是晶体变硬时的较低温度，而另一种方法测定的是晶体变为固体时的较高温度。锆石由锆原子与硅酸盐（二氧化硅和氧四面体）组成的晶格组成，锆原子通常被晶体中大小和键合性质相似的原子取代，包括一些稀土元素，但我们感兴趣的是锆石晶体中含有微量的铀和钍。铀和钍是元素周期表上两种最大的天然存在的原子。铀有 92 个质子，而钍有 90 个质子。这两种元素都是放射性的，并且会衰变，半衰期很长。这些铀和钍原子就像晶体内部的微型炸弹，当其中一个高原子质量原子衰变时，它会引发一系列原子衰变的连锁反应，其裂变会对内部晶体结构造成损害。
锆石晶体越老，它所显示的损伤就越多。裂变径迹测年法作为一种独立的测试方法，对钾氩测年和氩氩测年进行了验证，因为它不需要昂贵的质谱仪，只需要在强大的显微镜下观察晶体并测量铀和钍放射性衰变造成的损伤。锆石裂变径迹测年法也被用来确定岩石的热历史，因为它们向上穿过地热梯度，记录了它们冷却到 250° C 所花费的时间。
铀铅测年是测定岩石年龄最常见的方法，用于确定地球、陨石，甚至月球和火星上的岩石的年龄。随着新技术的出现，这种方法变得更加容易，它已经成为放射性测年的标准方法。在 20 世纪 50 年代和 60 年代，地质学家渴望找到一种方法，利用锆石中的铀和铅来获得一个具体的年代，比裂变径迹测年法（这是一种主观性较强的测年方法）所作出的估计更加精确。问题是，所有这些放射性的小原子弹在数百万年间对锆石晶体造成的损害也导致了子产物的损失，这些子产物会在衰变事件中逸出，例如氡气。两种最常见的铀同位素（铀-235 和铀-238）的衰变是一个复杂的事件链，在这个事件链中，放射性氡气作为其中一个步骤产生。如果晶体存在裂缝或断裂，氡气就会从晶体中逸出，从而导致测得的年代过年轻。如果氡气仍然保留在晶体中，它会衰变回固体，最终成为铅。锆石晶体中最初没有铅，而锆石中存在的铅只是由铀同位素衰变产生的，这使得放射性测年成为可能。
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在 20 世纪 40 年代和 50 年代，一位名叫克莱尔·卡梅伦·帕特森的年轻科学家试图通过测定锆石和陨石的年代来确定地球的年龄。他并没有研究锆石，而是试图测定陨石的年代，陨石中含有稳定的铅-204 同位素，并使用一种被称为铅铅测年的铀铅测年法。克莱尔·帕特森使用了一个等时线，该等时线以图形方式比较了通过铀和钍的衰变产生的铅，铅-206 和铅-207 与稳定的铅-204（一种不是由铀和钍的放射性衰变产生的同位素）的比例，通过将这些比例绘制在图表上，所得的斜率将指示样品的年龄，这条线被称为等时线，这意味着相同的年龄。帕特森利用从亚利桑那州的峡谷魔鬼陨石中提取的铅同位素，计算出地球的年龄在 45 亿到 46 亿年之间，这一结论是在 1956 年得出的。
为了获得这些铅的比率，克莱尔·帕特森开发了第一个化学洁净室，因为他很快发现周围环境中存在大量的铅污染，这些污染可以追溯到 20 世纪 40 年代和 50 年代 铅在汽油、油漆和水管中的广泛使用。帕特森在后半生的大部分时间里都在与企业游说团体和政客作斗争，以颁布法律禁止在家庭产品中使用铅，例如燃料和油漆。1956 年也是杰出的科学家 乔治·韦瑟里尔解决铀-铅问题的年份，他发表了该问题的解决方案，一种被称为“和谐图”的东西，有时也称为“韦瑟里尔图”，它允许对锆石进行直接测年。这些锆石中存在两种类型的铀同位素：铀-238（最常见），它衰变为铅-206，以及铀-235（第二常见），它衰变为铅-207（具有不同的半衰期）。
如果你能测量一系列锆石晶体中的这两个比率，并在图形上比较这些比率，你就可以计算出锆石的真实比率，就好像它们没有损失任何子产物一样。使用这组比率，你可以确定这两个比率在给定年龄时会交叉在哪里，以及它们在哪里相互一致。这是一个巧妙的解决方案，解决了子产物从锆石晶体中逸出的问题。如今，地质学家可以分析单个锆石晶体上的特定点，因此可以选择晶体上子产物泄漏量最小的最佳位置。使用和谐图可以对这些结果比率进行校正。
铀-铅测年需要你确定两个比率：铀-238 与铅-206 的比率，以及铀-235 与铅-207 的比率。铀-238 与铅-206 的半衰期为 44.6 亿年，而铀-235 与铅-207 的半衰期为 7.04 亿年，这使它们非常适合百万年和十亿年的时间尺度。要对锆石进行铀-铅测年，需要研磨岩石样本，并使用重液分离出锆石。这些锆石将在显微镜下进行分析。沉积岩中的锆石将给出锆石最初从岩浆中形成的时间，而不是它在沉积层或岩床上重新沉积的时间。沉积岩中的锆石被称为碎屑锆石，并将给出最大年龄；例如，一个 8000 万年前的碎屑锆石可能存在于 5000 万年前沉积的沉积岩中，而 3000 万年的差异则是锆石从火成岩中被挖出并侵蚀，并被输送到沉积岩中的时间。一个 5000 万年前的锆石 *不会* 存在于实际上是 8000 万年前的沉积岩中，因此碎屑锆石只会告诉你岩石的年龄小于锆石的年龄。
沉积或形成在含有新鲜锆石的火成岩或火山灰层中的锆石可以给出非常可靠的年代，尤其是在结晶和沉积之间的时间最短的情况下。
铀-铅测年的第一步是找到并分离出岩石中的锆石晶体，通常是将岩石研磨，并使用重液分离出锆石晶体。然后在显微镜下研究锆石，以确定它们的“新鲜程度”。如果在沉积岩中发现锆石，它们很可能是碎屑锆石，并且在晶体中观察到的损伤将告诉你它们的“新鲜程度”。碎屑锆石在研究中被用来确定沉积岩地质学家沉积岩颗粒的来源，但是，它们通常缺乏精确测年的分辨率，除非锆石晶体沉积在火山灰中，并且没有被侵蚀和运输。一旦选择锆石，它们将使用 激光烧蚀电感耦合等离子体质谱仪（简称 LA-ICP-MS）进行分析，该仪器用激光照射晶体，烧蚀的物质在极高温度下被吸入质谱仪并电离，形成等离子体，等离子体以高速将原子穿过管子，测量沿等离子体管长度散射的原子的原子质量。LA-ICP-MS 测量较大的原子质量原子，如铅和铀。LA-ICP-MS 不需要太多实验室准备，锆石可以快速分析，从而获得大量锆石样本，从而给出非常精确的年代。锆石铀-铅测年是当今地质文献中最常见的测年类型，甚至超过了广泛使用的氩-氩测年技术。它也是更实惠的测年方法之一，需要较少的样本实验室准备工作。
使用电子能态进行测年
[edit | edit source]你会注意到关于这些测年方法的一点是，它们要么用来测年小于 100,000 年的有机物，要么测年 100 万年到 50 亿年前的火山或火成矿物。
这让我们无法使用这些方法来测年许多材料，包括直接测年超过 100,000 年的化石，以及沉积岩，因为碎屑锆石只会给出它们变成固体晶体的时间，而不是它们所在的沉积岩的年龄。此外，使用这些方法，我们还无法确定石器或陶器文物，地貌上的冰川特征，或直接的化石骨骼的年龄。
一个特别难以测年的地方是含有早期人类物种的洞穴沉积物，这些沉积物的年龄通常超过了放射性碳测年的极限。这一问题在围绕 弗洛勒斯人发现的争议性年龄中得到了体现，弗洛勒斯人是 2003 年在印度尼西亚弗洛勒斯岛的一个洞穴中发现的一种非常小的早期人类物种。体质人类学家认为，该物种在形态学上与直立人相似，直立人生活在印度尼西亚，从 149 万年前到大约 50 万年前。 直立人是第一个从非洲迁徙出来的早期人类，在印度尼西亚发现的化石是其中一些最古老的化石，这是根据钾-氩和锆石裂变径迹测年确定的。然而，从发现弗洛勒斯人这种小型物种的洞穴中获得的放射性碳测年结果远小于预期，得出的放射性碳年代为 18,700 年和 17,400 年，这很古老，但不像人类学家所暗示的那样古老，如果该物种与直立人密切相关。研究人员决定进行第二次分析，并转向了热释光测年。
热释光（光激发和热激发）
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有两种类型的 热释光测年，光激发和热激发。它们测量沉积物或物质上次暴露在阳光（光激发）或热量（热激发）下的时间。热释光测年是在 20 世纪 50 年代和 60 年代开发的，最初作为一种测年陶器制作时间的方法。这个想法是在陶器窑中烧制粘土以使陶器变硬的过程中，陶器中的石英晶体会受到强烈的热量和能量的影响，这些能量的残留物在陶器冷却后很长时间内会慢慢变暗。20 世纪 40 年代初期的早期实验对加热晶体并观察晶体受到热量或光照后发出的光进行了研究，结果表明，材料可以发出荧光（自发发光）和磷光，这是材料发出光线的延迟，在材料受到初始光照或热量影响后会持续很长时间。
如果你玩过夜光物体，你会发现当物体暴露在光线下时会发生这种情况，然后关掉光，物体就会发光很长时间，直到它暗淡到你看不见为止。这种效应被称为 磷光。人们还知道，靠近放射性物质的材料也会发出自发荧光和磷光，这些荧光和磷光会持续很长时间，因此它不需要被加热或放在光线下，放射性粒子也可以激发材料发光。
引起这种发光的原因是，通过用强烈的热量、暴露在阳光（光子）下，甚至放射性物质激发原子中的电子，电子在能量水平上上升，但是这些电子很快下降到能量水平，并在下降过程中以可观察的光的形式发出光子，当物体冷却或从光线下移开时就会出现这种情况。在一些材料中，这些电子会卡在这些较高的能量水平上，并且会在更长的时间内慢慢地自发地返回到较低的能量水平。当电子从激发态下降时，它们会发出光子，从而使材料在更长的时间内发光，甚至可能持续数千年。
科学家们想要测量古代陶器中残留的俘获电子。观察到的光线越暗，陶器就越古老。早期的实验取得了成功，后来这种工具被扩展到暴露在阳光下而不是热量下的材料。它的工作原理是确定两件事，第一是辐射剂量率，因为它会告诉你晶体随着时间的推移吸收了多少辐射。这通常是通过测量样品和周围环境中放射性元素的含量来完成的。第二件事是测量吸收的总辐射量，这可以通过将材料暴露在光或热中并测量材料发射的光子数量来完成。利用这两个测量值，你可以计算出材料受到初始热量或光照后的年龄。发光年代测定法有三种类型。
第一种是 TL（或热发光年代测定法），使用热量来测量材料释放的光子数量。第二种是红外线激发或 IRSL，第三种是光激发或 OSL，这两种方法都指的是在实验室中通过使用红外光或可见光激发来测量光子的方法。这项技术非常有效，但材料的光线暗淡程度存在极限，才能提供有用的信息，因此它适用于 100 到 350,000 年的材料，类似于放射性碳测年法的范围，但可以用于不同的材料，如陶器、石器和掩埋建筑物的表面以及石工制品。
除了确定弗洛勒斯人（Homo floresiensis）的放射性碳年龄外，研究人员还使用了发光年代测定法，发现 TL 的最大日期为 38,000 年，IRSL 的最小日期为 14,000 年，这表明在洞穴中发现的骨骼的 18,000 年的日期是正确的。这些年龄是指这些沉积物上次暴露在阳光下的时间，而不是它们在洞穴中当前位置沉积的时间，因此洞穴内部很可能存在大量的混合。
铀系测年法
[edit | edit source]作为一种大型原子，铀在非常长的半衰期内衰变成铅，并且存在两个铀衰变链，一个用于铀-235，衰变成稳定的同位素铅-207，另一个用于铀-238，衰变成稳定的同位素铅-206。科学家们只观察了这条长衰变链的一部分，即铀-238 衰变成铀-234，这是铀-238 衰变的第一部分。
只测量铀-234 衰变成钍-230 的量。铀-238 衰变成钍-234，半衰期为 42.7 亿年，钍-234 衰变成镤-234，半衰期为 27 天，然后镤-234 也以 27 天的半衰期衰变成铀-234，最后铀-234 以 245,500 年的半衰期衰变成钍-230。
铀-234 和钍-230 之间的衰变可以用来测量几十万年内的事件。这种方法存在一个问题，因为科学家们不知道我们正在测量的骨骼或沉积物中铀的初始含量。骨骼或沉积物中铀-234 的初始含量是未知的。铀氧化物通常由地下水携带，进入和离开化石以及沉积物颗粒之间的孔隙。
因此，与其他测年方法不同的是，其他测年方法假设子体的初始含量为零，或者有一种实验方法来确定它，比如碳-14 测年法，我们不能这样做。因此，我们必须建立一个扩散模型，这通常被称为“模型年龄”。
实现这一点的方法是，将骨骼切片、清洗并在其深度不同位置进行激光烧蚀，测量铀-234 和钍-230 之间的比率。因为骨骼随着时间的推移吸收了更多的铀-234，所以骨骼的外层将比骨骼内部富含铀-234，利用铀-238、铀-234 和钍-230 的梯度，可以建立一个扩散模型来确定化石生物死亡时骨骼中铀-234 的含量，以及钍-230 的含量，这些钍-230 是由这种铀-234 的衰变产生的，因为在石化过程中加入了额外的铀-234。由于这种铀-234 的增加，以及铀-234 非常稀有这一事实，因为它仅仅是铀-238 衰变的产物，所以这种方法仅用于困难的案例，例如对难以测年的洞穴沉积物中的化石进行测年，特别是对放射性碳测年法上限范围内的化石进行测年，即 100,000 到 500,000 年的化石。
铀系测年法被用来重新检验弗洛勒斯人（Homo floresiensis）的年龄，方法是观察化石骨骼本身。弗洛勒斯人（Homo floresiensis）骨骼的铀系测年结果显示，年龄在 66,000 年到 87,000 年之间(链接到修正的年龄)，比附近木炭的放射性碳测年结果（17,400-18,700 年）和洞穴中沉积物的发光年代测定结果（14,000-38,000 年）要老，但它是根据实际骨骼本身建立的模型。这些是模型年龄，因为你必须确定铀在化石在洞穴中石化时进入骨骼孔隙的扩散过程，这可能会产生一些主观的日期。
铀系测年法也被用于另一个有问题的早期人类洞穴发现，即南非升星洞穴中发现的纳勒迪人（Homo naledi）的年龄。使用铀系测年法直接对化石牙齿进行测年，得出最小年龄为 200,000 年(链接到关于化石年龄的论文)，而此前预测约为 1,000,000 年。
虽然铀系测年法由于对铀进入化石和岩石的扩散过程进行建模，因此往往具有较大的误差范围。这取决于铀-238 和铀-234 随着时间的推移进入洞穴中的化石的速度和数量。铀系测年法实际上只在传统的测年方法（如放射性碳测年法和铀-铅测年法）无法进行的情况下使用。
电子自旋共振 (ESR)
[edit | edit source]1986 年 4 月，切尔诺贝利核电站发生了一起严重的堆芯熔毁事故，导致爆炸和火灾，将大量的放射性物质释放到附近环境中。这场事故直接导致 31 人死于辐射，237 人患上急性放射病。欧洲各地都开始担心如何测量事故造成的辐射暴露，苏联科学家开发了电子自旋共振技术，通过观察牙齿，尤其是生活在该地区的儿童的乳牙，来测量辐射暴露。
电子自旋共振是对原子中未配对电子的数量进行测量。当暴露在辐射下时，电子会从其典型的共价键中分离，并在轨道中变得未配对，导致原子磁性发生微小的变化。这种辐射损伤会导致分子键断裂，这也是辐射导致癌症和活细胞损伤的原因。在原子层面上，辐射会导致分子断裂，导致活细胞中的 DNA 和蛋白质出现异常高的错误。电子自旋共振测量材料中自由基电子的数量。
利用这种测量方法，科学家们测量了生活在事故附近儿童牙齿中的电子自旋共振量，以确定他们从切尔诺贝利事故中受到的辐射尘暴露量。这项研究取得了成功，这使得人们萌发了在化石牙齿中使用相同技术的念头，这些牙齿暴露在地下自然发生的辐射中。
使用电子自旋共振进行测年需要知道周围材料在其历史上的铀含量和放射性，并计算出暴露于这种辐射的时间长度。然而，问题在于你必须对化石中铀的吸收量进行建模，这类似于你使用铀系测年法建立的模型。这是因为在这两种测年方法中，你都不能假设材料中的铀（和放射性含量）保持不变，因为随着时间的推移，铀很可能会有新的吸收。科学家们通常会关注牙釉质的致密晶格结构，这是一种名为羟基磷灰石的矿物，因为它不太容易吸收铀。
电子自旋共振通常与铀系测年法结合使用，因为它具有类似的年龄范围，可以使用它从 100 年到 2,000,000 年。原子中的未配对电子比发光年代测定法中更高能级的电子更稳定，因此可以对更古老的化石进行测年，最长可达 200 万年。这种测年方法不能用于绝大多数超过 200 万年的化石，但可以用来测年化石或岩石被埋藏的时间长度，上限为 200 万年。请注意，电子自旋共振测年法确定的是化石被埋藏在具有可测量背景辐射的沉积物中的时间长度。
表面暴露测年法或铍-10 测年法
[edit | edit source]这种测年方法彻底改变了对过去 250 万年冰川期的研究，以及对地球最近气候的冰期和间冰期循环的研究。表面暴露测年法可以确定一块岩石暴露在阳光下的时间长度。确定一块岩石暴露在阳光下的时间长度，使地质学家能够发现这块岩石或巨石是由融化的冰川沉积下来的时间，以及在过去冰川期事件中，这些冰川在局部范围内的范围的时间。
它的工作原理是，当岩石暴露在阳光下时，它们会受到来自太阳的宇宙射线的轰击，宇宙射线中含有中子。这些射线会导致矿物晶体中的原子发生所谓的“溅射”，从而导致宇宙成因核素的积累。
存在许多不同类型的宇宙成因核素。例如，我们之前讨论过在实验室环境中，钾-40 被中子轰击，并产生氩-39，在氩-氩测年法中也是如此。当岩石长时间暴露在阳光下时，自然界也会发生同样的情况，你可以测量氩-39 的含量。大多数地质学家会寻找形成固体的原子，因为它们更容易从岩石中提取出来，包括铍-10，它是使用最广泛的宇宙成因核素之一，用于测量。
铍-10 在岩石和巨石形成时，不会出现在常见的石英矿物中，但当晶格结构中的氧原子暴露于含有短寿命自由中子的宇宙射线时，会逐渐积累。 只要岩石暴露在阳光下，铍-10 就会在晶体中积聚。 铍-10 是一种不稳定的放射性同位素，半衰期为 139 万年，使其成为全新世时期大多数测年应用的理想选择。 到目前为止，大多数研究的岩石的暴露年龄都小于 50 万年，表明大多数岩石在 50 万年内就会被重新埋藏。
表面暴露测年法不同，因为我们关注的是铍-10 随着时间的推移在岩石表面积累的量，所以岩石中铍-10 越多，它暴露在阳光下的时间就越长。 如果岩石由于埋藏而被遮蔽阳光，或者附近长了树木，那么铍-10 的积累就会减缓或停止，并且随着时间的推移会衰变成硼-10，从岩石中排出铍-10，并重置时钟，以便下次暴露在阳光下时重新开始计时。 地质学家必须确保岩石在最近一段时间内一直充分暴露在阳光下，并且没有被任何自然特征遮蔽，例如树木。
地质学家会选择一块巨石或岩石，仔细记录其位置，以及岩石周围的地平线，以考虑该位置任何一天的日照时长。
在岩石中钻一个小型炸药孔，收集岩石表面的岩石碎片。 将样品在实验室中研磨成粉末，用氢氟酸消化，分离出石英晶体，然后将其转化为强酸中的液体溶液。 将这种溶液与各种化学物质反应，将铍分离成白色粉末，然后将其通过质谱仪测量岩石中铍-10 的含量。 然后将此含量与该位置岩石暴露在阳光下的模型进行比较，并考虑周围特征的地形，从而确定岩石在 地球表面停留的时间。 这是一个相当酷的方法，它在理解地球的冰川历史方面变得非常重要。
地磁地层学
[edit | edit source]地磁地层学 是研究沉积岩中铁矿物的磁性方向。 这些方向记录了沉积岩沉积时磁极的方向。 就像磁罗盘一样，当铁矿物在熔岩、岩浆或沉积物中运输时，会指向当前地球的磁场。 地球磁场不是静止的，而是会移动。 事实上，磁极的方向大约每几十万年就会随机切换一次，因此指南针会指向南极而不是北极。 这种铁矿物方向的变化记录在那个时期形成的岩层中。 测量正常极性（铁矿物指向北方）和反向极性（铁矿物指向南方）之间的这些方向，可以得到可以在不同岩层之间相互关联的事件。
这些变化极性带的厚度可以与火成岩岩相比，火成岩岩记录了绝对年龄（例如使用钾氩测年法），以及那个时期的岩石极性，从而可以将沉积岩和火成岩相互关联。 地磁地层学非常重要，因为它可以对含有化石的沉积岩进行测年，即使没有火山灰层存在。
地磁地层学存在几个问题。 其中一个问题是岩石会在沉积岩中发生退磁。 例如，岩石被闪电击中会打乱铁颗粒的方向。 如果沉积速率差异很大，或者存在未知的断层，也很难将岩层相互关联。 但是，它对许多岩层非常有效，并且是通过记录岩石记录中的这些反转来确定岩石年龄的绝佳工具。 它也是证明地球板块运动的关键技术之一。
通过记录岩石的精确方向，并小心地提取岩石以防止其断裂，在野外收集岩石样本。 然后将岩石带到实验室，将岩石放置在一个铁笼中，以消除周围环境磁场的影响。 将岩石样本低温冷却到接近绝对零度的极低温度，这样岩石的剩余磁性更容易测量，因为沉积岩的磁性不强。 磁性更强的岩石，例如火成岩，不需要冷却。 缓慢地对岩石进行退磁，并记录方向矢量，并在空间上进行绘制。
这些数据点会更多地落在北方或南方，这取决于沉积时地球的极性。 极性反转事件之间的跨度很短，只有几百年，大多数时间极性处于正常或反向状态。 有时候极性变化很快，而有时候极性几百万年都不会改变，在白垩纪期间，也就是恐龙时代，极性没有变化的长时间间隔长达 4000 万年，被称为白垩纪超纪，在这个时期极性一直处于正常状态，地质学家不知道为什么会出现这种情况。
方法概述
[edit | edit source]| 方法 | 测年范围 | 可测年材料 | 衰变过程 |
|---|---|---|---|
| 放射性碳 | 1 - 70 千年 | 有机材料，如骨骼、木材、木炭和贝壳 | 有机物从生物圈中移除后，14C 的放射性衰变 |
| 钾氩和 40Ar-39Ar 测年法 | 1 万 - 50 亿年 | 含钾矿物 | 岩石和矿物中 40K 的放射性衰变 |
| 裂变径迹 | 100 万 - 100 亿年 | 含铀矿物（锆石） | 测量 238U 放射性衰变在玻璃和矿物中产生的损伤径迹 |
| 铀铅 | 1 万 - 100 亿年 | 含铀矿物（锆石） | 铀通过两个独立的衰变链放射性衰变为铅 |
| 铀系 | 1 千 - 50 万年 | 含铀矿物、珊瑚、贝壳、牙齿、CaCO3 | 234U 到 230Th 的放射性衰变 |
| 发光（光激发或热激发） | 1 千 - 100 万年 | 石英、长石、石器、陶器 | 基于辐射引起的矿物晶格中电子损伤积累的埋藏或加热年龄 |
| 电子自旋共振 (ESR) | 1 千 - 300 万年 | 从外部来源吸收铀的含铀材料 | 基于矿物晶格中辐射引起的顺磁中心的丰度确定的埋藏年龄 |
| 宇宙成因核素（铍-10） | 1 千 - 500 万年 | 通常来自火山岩或沉积岩的石英或橄榄石 | 表面环境中宇宙射线产生的核素的放射性衰变 |
| 地磁地层学 | 2 万 - 10 亿年 | 沉积岩和火山岩 | 测量地层序列中记录的地球磁场的古代极性 |
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