2013, Vol. 19
2. 中国地质科学院地质力学研究所, 北京 100081
2. Institude of Geomechanics, Chinese Academy of Geological Sciences, Beijing 100081, China
新构造是指在最新构造幕中所发生的构造运动、地质变形及其相关的各种构造地貌演化过程，其中晚第四纪（距今100~150 ka）以来发生过活动、现在正在活动且未来一定时期内仍可能发生活动的构造称为活动构造。因此，也可以认为活动构造是新构造研究中的一部分。新构造运动研究涵盖了山脉隆升、盆地裂陷、河流变迁等构造地貌演化过程以及火山爆发、活动褶皱、活动盆地和地块变形等方面，活动构造研究则主要包括了活动断裂与古地震的研究[1~4]。新构造主要发生在晚新生代以来的新近纪和第四纪，尤其是上新世以来，这是现今地貌塑造和人类历史活动最明显的阶段，因而，定量研究这一时期的新构造运动及变形具有特别重要的意义。
定量或半定量确定新构造运动事件、过程的时代以及新构造变形幅度和速率是新构造研究中的最重要环节，而实现这一目标的关键是地质年代学方法。新构造尤其是活动构造研究中所采用的测年方法和技术与第四纪地质研究所应用的基本相同[5~8]。随着测年技术的发展，第四纪定年方法的适用范围不断扩大，测年精度逐渐提高，并广泛应用于新构造研究的地层、事件（如山脉隆升或盆地裂陷）及过程（如火山喷发期次、河流变迁等）的定年中。其中地层定年是最基本、最重要的，而全面认识这些定年方法和手段，则是确定第四纪地层序列、限定新构造事件及过程的基础，也是新构造与活动构造定量研究的重要技术环节。
本文主要通过总结第四纪定年方法及其在新构造与活动构造研究中的应用，并结合国内外相关研究的进展和成果，对其未来发展趋势和可能存在的问题进行概要论述，以期能对在新构造与活动构造研究中正确和合理使用第四纪地质年代学方法起到积极推动作用。
1 第四纪地质年代学方法概述第四纪是地球发展史上最短最新的一个地质时期，为了能准确认识期间发生的重大地质事件，科学家通过不断探索，发展了众多地质定年方法[9]，总结起来可归纳出至少27种定年方法能够应用于第四纪地质年代学的研究。按照这些方法的特性，可将它们划分为3大类，即数值定年法、相对定年法和校正定年法，而每大类方法还可进一步分出若干种类（见表 1）。数值定年法是建立地层或事件年代标尺的最直接方法，所获得的是地层或者事件的绝对年龄，因而也是最常用的。相对定年法主要应用于对年代不同的区域地层沉积序列进行相对时序划分，如对不同冰期形成的冰川沉积或多期冲积阶地序列进行相对时序的划分，这一方法可为地层单元间的形成时间相对先后差异提供重要信息。标准化后的相对定年法能够用于对数值定年结果进行评估，但通常需要特定的时间标尺作为衡量依据。校正定年法不直接给出数值年龄，但如果地质体的某一特征可通过一个已知年龄的事件（如一次火山灰喷发事件或一次古地磁倒转事件）进行校正，就能获取相对精确的年龄标尺[10]。
| 表 1 第四纪地质年代学方法分类及其适用性、测年范围与方法原理 Table 1 Summary of Quaternary dating methods and their applicability to dating active tectonics |
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新构造研究中的常用定年方法与第四纪定年研究所用方法基本相同，虽然第四纪定年技术在不断进步和发展，然而由于受到构造活动或地质事件记录的复杂性和特殊性以及各种测年方法应用条件、适用范围和研究程度不同等等的限制，在许多情况下，准确测定构造活动和地质事件的发生年代仍然相当困难，需要针对构造活动和地质事件的直接或间接产物的不同特性进行多种测年方法和技术的综合对比研究。
在表 1列举的27种第四纪定年方法中，较为常用的方法有放射性14C法、释光法、U系法、K-Ar法、裂变径迹（FT）与(U-Th)/He法、电子自旋共振法（ESR）、宇宙成因核素（如10Be、26Al）法以及古地磁法等，这些大多都属于绝对定年方法，只有古地磁测年属于校正定年法。这些常用方法的测年范围、测试对象、主要应用领域和样品要求等都不尽相同（见表 2），在使用中需要根据研究目的和研究对象进行合理选择。
| 表 2 新构造与活动构造研究中常用定年方法 Table 2 Dating methods commonly used in study on neotectonics and active tectonics |
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根据测年原理的不同，又可将上述常用方法进一步划分为放射性同位素定年法和物理年代学方法，前者通过放射性元素随时间的衰变规律进行定年，后者则是利用被测样品的物理属性进行测年。
2.1 放射性同位素定年法 2.1.1 放射性14C定年法放射性14C法是目前第四纪定年中精度最高、用途最广且最成熟的一种同位素定年法，其原理是：在自然界中共存在3种碳的同位素（12C、13C和14C），其中，12C、13C都是稳定同位素，而14C是不稳定同位素，可发生β衰变成为氮核（147N）。含碳物质处于封闭体系后，不能再从自然界中获取14C维持碳同位素含量的动态平衡，其中的14C含量因衰变以指数形式逐渐减少。所以，通过测定样品中的14C含量，将其与现今的14C含量作对比，就可确定含碳物质处于封闭体系以来的年代[11~12]。
以现今14C的含量为标准，目前测量样品中的剩余14C含量主要有2种途径，一是β粒子统计法，二是加速器质谱（AMS）法。β粒子统计法基于β粒子的辐射率可反映样品中剩余14C活动性的原理，对一定阶段内由14C原子辐射出的β粒子进行识别与统计。值得注意的是，这一方法所获年龄指示的是被测样品中14C处于活动阶段的年龄。该方法又可分为常规碳量（2~6 g）测年和小样品碳量（100~500 mg）液闪仪测年2种。加速器质谱（AMS）法通过将粒子加速汇集的方式，统计出样品衰变产物中14C原子的相对数目，再通过计算14C含量与12C或13C含量的比值，与现今标准含量对比，获得相应的年龄值。AMS技术是在传统14C测年的基础上发展起来的。与传统的β粒子统计法和小样品法相比，AMS技术在14C测年中的应用，大大降低了样品的用量（1~10 mg），且大幅度提高了测试的精度，最高可达0.5%[13]，测年效率也得到极大的提升，并已经成为目前14C定年的主要途径[12, 14~15]。在实际应用中，放射性14C法可用于对所有含碳物质（包括无机碳和有机碳）的定年，如生物化石、木炭、木头、贝壳、珊瑚、泥炭、地下水、骨头及其他各种含碳沉积物等。因14C的半衰期为5730 a，因此主要适用于对距今约50000 a地质体及地质事件的年龄测定。近年来，AMS技术的应用，进一步扩大了14C法的测年范围，使得大于50000 a（理论上最大的测年范围可达70000 a）的定年也成为可能[11, 16]。
放射性14C法一直被广泛应用于新构造与活动构造、古环境与古气候演变、考古等方面的定年研究。近年来14C定年技术的不断发展使得对新构造、尤其是活动构造中古地震事件的精确定年成为可能，此外还可进行构造抬升、晚第四纪沉积以及断裂活动等构造事件及过程的定年研究。在陆相沉积物中出露比较普遍的古土壤样品经常被用作确定全新世地质事件14C测年的主要材料，并可据此建立起古地震与断层活动的时间序列，定量限定断裂运动速率、频率以及断层活动的分期等。例如，Sieh[17]对位于洛杉矶东北部托盘河的圣安德烈斯断层古地震探槽中的地质样品进行14C测年，揭示该断裂在公元1857年前曾发生的11次断层活动事件（即古地震事件），并由这些14C年龄明确得出了断层重复活动的平均间隔周期为145 a。Shimazaki等[10]借助25个14C测年数据，对日本Peninsula半岛南部距今近7000 a内发生的4次相对海平面的陆地抬升事件给出了精确的年龄限定。在国内的14C应用研究中，许炯心等[18]利用华北平原456个地点的14C年龄，限定了华北平原的全新世平均沉积速率为0.9 mm/a。此外，由珊瑚和生物化石等的14C年龄，可以推知珊瑚和生物的生长年代或死亡年代，并可间接推测断层活动或古地震事件的发生年龄。
最近十多年来，为满足应用需求，还出现了时序已知系列样品的高精度14C测年新技术，并可以获得十年尺度的高分辨率时间序列。例如，用时序已知系列的树轮样品进行高精度14C测年可获得高分辨率的地质事件年龄[19~20]，这一技术使得确定全新世乃至数百年前的古地震事件发生的具体时间和建立断裂带上强震事件复发时间模式成为可能。
2.1.2 40K-39Ar与40Ar-39Ar同位素定年法40K-39Ar同位素定年法是最早用于测定岩石、矿物年龄的方法之一，主要用于104~109 a年龄范围内的火山岩、侵入岩及其他含钾矿物和岩石的定年，也可用于10000 a左右甚至更年轻富钾矿物的定年。40K-39Ar计时基于样品中11.2%的放射性母体40K通过捕获或释放正电子衰变为39Ar来计算地质体或地质事件的年龄。但使用40K-39Ar法有一个前提，即样品在形成时不含39Ar以及在样品形成后定量地保存了该样品产生的放射性成因的39Ar。另外，在远远低于熔点时，39Ar可能通过扩散而丢失，并且40K-39Ar法对样品的需求量较大，样品中的39Ar含量常难以准确测定。为解决上述问题，在40K-39Ar定年的基础上，梅里修和特纳于1966年提出了40Ar-39Ar同位素定年法[21]。
40K-39Ar和40Ar-39Ar法一直是年轻地质体系年代学研究中年轻火成岩定年的重要方法。40K-39Ar法被广泛应用于与新构造及活动构造密切相关的火成岩和断层年龄的测定以及油气成藏的研究。伊利石作为沉积岩中分布最广的一种云母类黏土矿物，其中的陆源碎屑相记录着母岩的信息，而在成岩环境中产生的伊利石即自生伊利石则包含着成岩事件的信息，这与沉积盆地的沉降历史和热演化史密切相关，所以可通过伊利石的40K-39Ar法测年来限定沉积过程、新构造演化和断层活动事件的年龄。与40K-39Ar法相比，40Ar-39Ar法对于解决火成岩矿物和变质矿物年龄具有明显的优势，而且其灵敏度和精度都优于40K-39Ar法。运用40Ar-39Ar测年法可确定地质体的抬升速率，测定构造热事件的年龄，并可测定月球样品年龄和陨石年龄。如刘红英等[22]通过采用两种方法（40K-39Ar和40Ar-39Ar）测定藏北火山岩同位素地质年龄，推论青藏高原的隆升至少在距今32 Ma以前已经开始。在新生代沉积盆地热历史研究方面，由于40Ar-39Ar法有可能提供时间和温度的双重信息，因而具有很大应用潜力，对于含油盆地的研究尤其如此。新构造运动及沉积岩年代学方面的初步研究发现，可通过40Ar-39Ar法测定断层泥中新生富钾矿物的年龄，限定断层活动时代，如刘艳红等[23]利用40Ar-39Ar法测年，对在阿尔金中部剪切带附近采集的断裂走滑活动过程中形成的新生云母矿物进行年代学测试分析，限定了阿尔金断裂走滑活动的年龄为36.4 Ma。
由于40K-39Ar和40Ar-39Ar法发展较早，技术成熟，测年样品容易获得，且具有较高的测年精度，一直是第四纪地质及新构造研究中常用的定年方法；并且，多数校正定年法和相对定年法常将40K-39Ar或40Ar-39Ar法的定年结果作为年龄标尺。
2.1.3 不平衡U系定年法不平衡U系定年法是以天然放射性系列（主要是铀系）中母体与子体处于不平衡状态及子体的过剩或不足为前提，测定年轻地质样品年龄的一种同位素定年方法。与其他方法相比，U系法具有一定的优越性，且填补了14C和Ar同位素法之间的年龄空隙，成为测定近百万年内地质体及地质事件年龄的重要方法。铀所产生的衰变系列包含多种不同元素的放射性同位素，其中可用于定年的同位素包括230Th/234U和234U/238U（测年时限在600000 a范围内）、231Pa/235U（测年时限10000~120000 a），U-He（测年时限0~2 Ma），226Ra/230Th（测年时限＜10000 a）[10]。采用不同半衰期的核素，测年范围不一样，适用的材料也不一样。其中，不平衡230Th/234U法是基于铀放射性衰变的所有方法中最常用的[24~25]。
早期的不平衡U系定年主要采用α谱仪测量，可测定几千年至350000 a范围内的铀系母子体核素年龄。20世纪80年代末出现的热电离质谱（TIMS）U系定年技术，较之以前的α谱仪技术，样品用量大大减少，测年精度和分辨率大大提高，而且拓展了测年的上下限（在数百年到500000 a之间）[24, 26]，成为不平衡U系定年的主要手段。Edwards等最先将这一成果应用于珊瑚的定年研究，并取得了成功。
近20年来，不平衡U系法在中—晚更新世沉积物年龄测定及同位素示踪研究中得到了最广泛的应用，已成为第四纪与新构造研究中不可缺少的定年方法之一[27]。碳酸盐物质是U系测年的主要对象。应用U系法测定碳酸盐样品年龄，能够帮助了解第四纪古气候、古水文及构造地貌的演变；测定断层上沉积的碳酸盐，还可了解断层活动的历史。通常无机沉淀形成的碳酸盐分布很广，包括由地下水作用形成的钙华、断层作用形成的方解石脉、在干旱和半干旱地区形成的土壤成因钙质层、湖相沉积中的泥灰岩以及泉水沉积形成的灰华等。但在早期，能适用于U系法测年的样品仅限于纯碳酸盐沉积物，如未发生重结晶的珊瑚和洞穴沉积物等。这类样品通常要满足2个条件[28]：① 样品应为封闭体系；② 碳酸盐中不含有初始230Th。然而，天然的碳酸盐样品往往是3种类型物质的混合物：① 基质矿物颗粒或岩石碎片；② 不同年龄的非碳酸盐自生物质，如黏土矿物、沸石等；③ 自生的碳酸钙。因此，这并不符合用传统U系法测定年龄的基本要求。为除去非碳酸盐碎屑相对纯碳酸盐相的沾污，实现碳酸盐物质的精确定年，常采用2种方法校正沾污的影响。这2种方法包含不同的假定条件：方法Ⅰ要求在非碳酸盐相放射性达到永久平衡，但可允许在酸溶时铀和钍发生分馏；方法Ⅱ不要求在非碳酸盐相放射性达到永久平衡，但不允许在酸溶时发生同位素分馏。方法Ⅱ即U系等时线测年。马志邦等[26]将天然碎屑沉积物与已知年龄的纯碳酸钙按不同比例混合得到3个不纯碳酸盐样品，并对其进行U系等时线（L/R技术）定年，结果与纯碳酸盐的年龄数据在误差范围内一致，证实了对碎屑含量较高的不纯碳酸盐U-Th定年L/R技术的可适性。
目前，克服了不纯碳酸盐样品定年问题的U系定年技术已被广泛应用于珊瑚、洞穴堆积物、年轻火山岩和湖泊沉积物等的定年。其中，用U系法测定珊瑚礁的年龄是最成功的。例如，Chen等[29]用TIMS法系统测定了巴哈马群岛2个珊瑚礁的U-Th年龄，由此确定了末次间冰期高海平面始于距今132 ka前。通过对珊瑚年龄的测定，还可用于构造活动与古地震的研究。如Edwards等[30]测定了来自Santo岛2个邻近珊瑚的TIMS铀系年龄，推断它们分别在公元1864±4年和公元1866±4年露出水面，进而限定了引起珊瑚上升死亡的强地震应大约发生在公元1865年。洞穴沉积物的年龄测定采用此方法，也取得了很好的效果。例如，美国的一个研究小组近年来对内华达州的Devils洞穴方解石脉进行了精确的TIMS铀系定年和详细的氧同位素分析，不仅为研究古气候演化提供了一个典型范例，而且对深入认识古气候演化规律有极为重要的意义[31~32]。此外，铀钍系列还可作为研究火山物质来源和演化的示踪同位素。在年轻火山岩方面，U系法成功解决了定年问题，并在岩浆源区特征、岩浆演化等方面开辟了广阔的应用前景。梁卓成等[33]在国内首次应用不平衡U系法研究了腾冲地区年轻火山岩的年龄。而东太平洋洋脊玄武岩的高精度TIMS铀系年龄测定结果表明，从扩张轴向外随距离增大，大洋中脊玄武岩的年龄逐渐变老，因此通过样品的U系测年及其与扩张轴的距离可以计算出洋壳各部分的扩张速率，如Goldstein[34]应用不平衡U系法研究出胡安·德·富卡洋中脊Endeavour段的扩张速率为（5.9±1.2）cm/a。U系法在活动断裂的研究中也曾取得重要成果，如吴中海等[35]测定出哈巴—玉龙雪山东麓断裂错动的冰水台地的U系年龄约为距今（182.3±17.7）~（107.9±8.3）ka期间，大致对应深海氧同位素（MIS）6~5阶段，并据此限定该正断层的晚第四纪垂直活动速率为（0.6±0.3）mm/a。
从原理上讲，TIMS铀系定年技术还可应用于地下水、大陆地表沉积物（如土壤）、硫酸盐、磷灰岩沉淀物、海洋化学、考古学（骨和牙化石）等领域[36]，曾有美国学者利用铀定向（U-trend）模式，将测年范围扩大到800000 a，并进行了冲积扇土壤的年龄测定。用230Th/234U比值还可以测定第四纪年轻泥炭的年龄，如确定河流阶地的年龄。除上述的几方面，Peate等[37]还应用TIMS法精确测定了北爱尔兰、新西兰、夏威夷和意大利的Etna等地区距今150 ka以来火山岩中所记录的地球磁极漂移的年代，其结果和40K-39Ar法一致。然而，现代贝壳因在生长时少铀，其死后铀进入死贝壳，不象珊瑚礁的骨骼里原来就含铀，所以关于贝壳的精确U系测年目前还存在一些问题[38]。
2.1.4 宇宙成因核素定年法宇宙成因核素定年法在研究陨石中宇宙成因核素的基础上发展而来，分为原地宇生核素定年和大气宇生核素定年。自20世纪80年代以来，随着加速器质谱的问世及技术的不断改进，原地宇生核素定年法作为又一新的定年技术，已逐渐成为定量解决许多地貌的形成与演化问题的最重要手段。它包括暴露测年和埋藏测年，且2种方法都能达到百万年的时间尺度。易于采集的石英作为其测年对象，在各种地质环境中广泛存在。因此，该方法在晚新生代地质测年特别是干旱、半干旱地区陆相碎屑沉积物的测年方面有着广泛的应用前景[39~40]。
宇生核素暴露测年的主要原理是：当地面与地物暴露后，其组成岩石受宇宙射线照射，可产生某些同位素，如3He、10Be、21Ne、26Al、36Cl等。其中10Be、26Al、36Cl等为放射性同位素，随时间推移，积累与衰减同时进行。由于产生速率可根据各地的纬度、高度及岩性等情况进行计算，衰减量可根据半衰期计算，实际的浓度可以通过实验测得，故在一定时间范围内可以估算地面（或地物）暴露的时间，确定其形成年代[41~42]。宇生核素埋藏测年则基于同一岩石或矿物中具有不同半衰期的宇宙成因核素对是以固定比值生成的，当暴露的沉积物被埋藏后，其比值会随时间而降低，因此具有不同半衰期的核素对可作为一种地质时钟。如可用26Al/10Be比值测定沉积物的埋藏年龄，或区分地表是处于稳定侵蚀状态，还是由新构造运动而快速暴露出来的，以及确定暴露的地表是否曾被阶段性埋藏[43~45]。
目前原地宇生核素测年有4种基本方法：暴露-埋藏图解法、深度剖面法、等时线法以及26Al-21Ne和10Be-21Ne法[42~46]。由于宇宙射线粒子通量（cosmic-ray flux）与质量衰减长度（mass attenuation length）和质量衰减路径（mass attenuation path）均会随纬度、高度及入射角的变化而变化。因此，选择采样点时通常应注意以下几方面[41]：
① 暴露度好、无遮掩；
② 最好是原始地面或作用面（侵蚀面或沉积面）；
③ 岩性的要求：对于10Be和26Al，最好为富含石英的岩石；对于36Cl，应是富含钾与钙的岩石与矿物，硅酸岩与碳酸盐均可；对于3He，橄榄石、辉石是理想的矿物；对于21Ne，橄榄石、辉石与斜长石是理想的矿物；
④ 在可能的情况下，采一个表层样，同时采一个亚表层样，以便对比分析，消除干扰因素的影响，提高测试的精度。
近年来，原地生成宇宙成因核素技术已广泛应用于诸多领域，如在冰川地貌、构造地貌、岩石风化、侵蚀与风化壳（土壤）形成、河流侵蚀与搬运过程、阶地、台地以及喀斯特地貌的研究等[48]。
在冰川地貌和冰川事件的研究中，可通过测定冰川磨蚀面、冰碛砾石或冰碛物沉积面的10Be年龄，进而测定和校正宇生同位素的产生率、确定冰川活动时间序列以及恢复第四纪冰川积累和消融历史[41]。Dorn等[49]采用宇生36Cl测年法，计算出夏威夷Mauna Kea地区Makanakan冰川的冰蚀面或冰川漂砾的裸露期为13200±200 a，由此推测Makanakan冰川大约在距今15 ka已全部消融，并进一步推算出了冰川退却速率和冰期气温的变化规律。宇生核素法在新构造与活动构造研究中的应用主要包括测定断层活动年代及运动速率、火山岩的形成及火山喷发年代和区域构造运动等方面，主要是通过对河流与湖泊阶地、海岸阶地、冲、洪积扇和冰川-冰水沉积物等各种地质-地貌体的定年，来确定构造运动的时代、幅度和速率等[48]。例如，Jackson等[50]利用石英岩中的10Be研究了新西兰Otago中部地区的断层活动速率和周期性活动过程；Van der Woerd等[51]通过测定错断河流阶地中的26Al和10Be年龄得到了青藏高原东北部昆仑山断层的全新世滑动速率；Granger等[43]通过弗吉尼业新河流域洞穴序列沉积物的宇宙核素研究，探讨了该流域第四纪期间的下切速率，并分析了区域构造的倾斜运动特征；Leland等[52]通过裸露基岩的宇宙核素研究探讨了喜玛拉雅地区印度河流域的下切和构造运动特征。此外，通过对各种地貌体及沉积物进行宇宙成因核素定年，还可进行区域水系发育、气候变化与古气候恢复、侵蚀与搬运、风化作用过程等方面的研究。如：Trull等[53]利用宇宙核素方法对美国加利福尼亚死谷的湖岸阶地进行了暴露年龄测定，恢复了这些阶地对应的古湖岸线形成时代，并与气候变化进行了对比；Small等[54]利用宇宙核素定年法研究美国西部山区裸露基岩的侵蚀速率，发现山地环境中的基岩风化、侵蚀速率不如具有一定风化壳或土壤覆盖的基岩风化速率高，得出了风化过程的进行需要一定水分条件的重要结论。
目前，在缺少可用于40K-39Ar或40Ar-39Ar测年物质的地区，原地宇生核素埋藏测年是除OSL（光释光）法外更适用于地表过程等方面测年的方法，其有效测年范围可由几万年至5 Ma，填补了14C测年（测年范围至50000 a）、U系测年（测年范围至400000 a）和释光测年（测年范围至100000 a）等方法之间的空区。现阶段，AMS（加速器质谱）技术已经能够测量敏感度为10~15的宇宙核素浓度，一般而言，AMS的宇宙核素浓度测量误差可控制在5%之内。然而，宇宙核素定年仍处于不断发展和完善阶段，还需要大量具体、深入的工作以降低其不确定性，并进一步提高测年精度和准确度[46, 48]。
2.1.5 (U-Th)/He同位素定年法(U-Th)/He同位素定年法是近20余年来低温热年代学领域中快速发展起来的一种新的高精度定年方法，它主要基于矿物颗粒中U、Th（及其他锕系元素）发生α衰变生成4He，通过测量矿物样品中放射性子体同位素4He以及母体同位素238U、235U和232Th的含量来获得(U-Th)/He的年龄[55]。磷灰石、锆石和榍石因含较高含量的U、Th放射性元素，成为(U-Th)/He测年的主要矿物[56]。与其他技术相比，(U-Th)/He体系的封闭温度较其他已有同位素定年体系的封闭温度更低（如磷灰石的He封闭温度仅75 ℃），使得对岩石的低温热演化研究范围得以扩大[57~58]。并且，由于该方法所需样品量少（仅为数十毫克），制样周期短，且利用质谱仪能高精度测定同位素含量，因而可应用于古地形演变、沉积盆地热演化、造山带抬升、剥露时代和速率及年轻样品高精度定年等多方面的应用与研究[56, 58]。
(U-Th)/He法既可用于年代很新的地质体的定年，也可用来约束时代较老的地质体最后一次热事件发生的时间，同时，结合其他封闭温度较高的同位素定年体系还可以进行系统的热演化史分析。在新构造研究方面，Reiners等[59]、Spotila等[60]及Stockli等[61]运用磷灰石(U-Th)/He定年技术分别对年轻地质体进行年代学约束取得了成功；House等[62]运用磷灰石(U-Th)/He定年技术在Nevada山脉开展古地形研究，结果表明(U-Th)/He年龄的变化幅度与峡谷山脊的起伏变化完全一致；House还利用(U-Th)/He方法对盆地的热演化样式进行了探讨，根据澳大利亚奥特韦（Otway）盆地东西两侧的(U-Th)/He年龄-温度变化分布样式，得出盆地西侧在距今约40 Ma时期受到轻微热扰动，而东部为稳定冷却过程；Flowers等[63]用(U-Th)/He方法研究了南非高原抬升历史，通过热历史模拟证实南非高原在中—晚白垩世发生了快速的冷却过程，并限定了该区的新生代揭顶作用小于850 m。在国内，Chen等和Kirby等[64]合作采用磷灰石和锆石(U-Th)/He及40Ar/39Ar定年技术对青藏高原东缘晚新生代构造抬升历史进行了研究；周祖翼等[65]采用磷灰石(U-Th)/He和裂变径迹分析技术对大别造山带晚白垩世以来的剥露历史进行了研究。另外，火山岩等极快速冷却样品的矿物(U-Th)/He年龄值可反映岩石的结晶年龄，其他样品年龄虽不具有结晶年龄的意义，但具有重要的热年代学意义[57]。
可以看出，(U-Th)/He方法为第四纪地质体定年、盆地热史研究、造山带抬升剥露时代和速度厘定、古地形研究和近地表的构造活动研究等提供了一个非常有效的低温热年代学手段[66~68]。然而，目前(U-Th)/He方法在国内的研究和应用仍然处于起步阶段，现有研究常采用将(U-Th)/He法与裂变径迹或40K-39Ar、40Ar-39Ar等其他同位素定年技术相结合的方法，以评估(U-Th)/He定年的可信度，并据此建立一个研究区从高温到低温的冷却轨迹，重建70~300 ℃浅—中地壳的热演化历史，最终成为定量恢复地壳最表层与构造（抬升、剥蚀）有关的热演化过程一个有效手段[56, 58]。
2.2 物理年代学方法 2.2.1 释光测年法释光是硅酸盐矿物晶体接受电离辐射作用累积起来的能量在受热或光激发时重新以光的形式释放出能量的一种物理现象。释光测年法是在地质定年和辐射剂量测定的基础上应运而生的，包括热释光（TL）测年法和光释光（OSL）测年法，区别在于前者是通过加热样品激发矿物晶体陷阱俘获电子产生释光信号，后者则是通过光激发。释光测年建立在矿物的释光信号强度与矿物所吸收的电离辐射剂量的时间函数关系上，当矿物晶体的释光信号具有足够高的热稳定性和矿物晶体基本上处于恒定的电离辐射场，矿物晶体的释光年龄可简要地表示为[69]：
| $A = D_{\rm{E}} /D$ |
式中，A为矿物晶体释光年龄，a；DE为等效剂量，即被测样品产生天然积存释光所需要的辐射剂量，可通过矿物释光强度及其对核辐射剂量响应程度的实验测量确定，Gy；D为环境剂量率，是被测矿物单位时间内吸收周围环境中238U、232Th及其衰变链产生的α、β、γ辐射剂量和40K产生的β和γ辐射剂量，以及宇宙射线提供的少量辐射剂量，Gy/ka。
大多数释光测年是通过比较天然信号和实验辐射信号获取等效剂量的，而进行这种比较有2个前提条件，一个是要具有相同陷获电子的源（电子陷阱），且在所关注的地质时期或考古时期是稳定的；另一个是要具有相同的敏感性[70]。因此，释光测年的矿物必须满足以下基本条件[69]：
① 被测矿物在沉积埋藏时释光时钟已经回零；
② 被测矿物的释光信号具有很好的热稳定性，即在常温下不发生衰减；
③ 被测矿物被埋藏后处于恒定或基本恒定的环境辐射场中，接受的环境剂量率为常数。
等效剂量（DE）的测量经历了由传统的单测片法、多测片再生法向单测片再生法（SAR）和简单多测片再生剂量法（SMAR）的转变，目前获取等效剂量DE的最常用方法即为SAR法和SMAR法[71]。SAR法在一个测片上通过重复的辐照、预加热和测量建立释光再生剂量生长曲线，并应用多次试验剂量校正测量过程中可能发生的释光感量变化[72]。SMAR法则在传统的多测片再生释光法基础上，引入一次试验剂量对所有测片的释光感量变化进行校正，并对测片间的差异（例如质量）进行归一化，从而获得高精度的测年结果[73]。SAR法和SMAR法均适用于石英OSL的快速组分（Fast component），该组分的释光信号-剂量响应在约120~140 Gy时开始饱和，这也决定了石英SAR法和SMAR法测年的上限，大约为距今100 ka左右。目前SAR法多应用在粗颗粒（90~250 μm）石英测年上，较少应用于细颗粒（4~11 μm）石英。SMAR法则已成功应用于过去130 ka以来洛川黄土细颗粒石英的测年，但对于其他类型样品是否适用尚有待检验[71]。
释光测年的测试对象为沉积物中广泛存在的石英和长石矿物，由于石英和长石的OSL信号比TL信号晒退速率快得多[74~75]，快速堆积物中的残留TL信号在沉积物释光测年中的误差和不确定性较大，因而TL测年技术已逐渐退出对沉积物的定年[69]。OSL测年法测的是自矿物上一次受热或曝光事件后埋藏至今的时间，时钟归零机制相对简单，地质意义明确，已几乎成为除14C测年技术以外的首选方法。新的OSL测年技术的不断提出，也大大提高了OSL测年方法的精度和准确性，大幅度拓展了测年范围（数百年至200000 a之间），且对于不同成因类型沉积样品的适应性更强。
目前释光测年在方法和技术等方面已经相当成熟，在新构造，尤其是活动构造研究中的应用日益广泛。如现代强震相关堆积物的释光测年研究有助于理解古地震相关沉积物释光测年的地质意义，提高古地震测年的精度和准确度，更好地认识大地震发生的规律。杨会丽等[76]对2008年汶川大地震造成的若干典型堰塞湖堆积物、泄洪堆积物和喷砂堆积物进行了细颗粒石英OSL测年研究，结果表明，这些地震相关沉积物中的细颗粒石英灵敏度较高，但释光信号并未完全归零，等效剂量残留值有的可高达10 Gy，这对百年或千年尺度复发周期地震事件的释光测年影响较大，但对万年至十万年尺度的地质事件测年影响可忽略不计。赵俊香等[77]利用细颗粒石英SMAR法OSL测年技术对横跨1976年唐山地震孙家楼探槽剖面的样品进行了系统测年，并推算出了剖面的沉积速率，结果表明研究区沉积速率发生变化的主要因素是构造运动，非气候成因。
2.2.2 裂变径迹法裂变径迹（Fission Track，FT）法是近年来迅速发展起来的一种低温热年代统计学定年法，它利用地层岩石中含铀矿物衰变产生的径迹密度来确定年龄，测年范围通常在100 Ma以内。自然界中存在几种同位素可发生自发裂变，但只有238U的半衰期（9.9×1015 a）比较短，衰变后能在地质时期内形成一定量的径迹。由于238U的自发裂变速率是恒定的，因此可以通过统计确定矿物或玻璃中的径迹数目和铀的含量来确定这些材料的年龄，测年对象主要有磷灰石、锆石、榍石、云母、方解石、火山玻璃和陨石等[78]。
目前有关FT法的应用主要有3种，即磷灰石FT年龄-高程法、矿物对封闭年龄法和单矿物冷却年龄法。由于造山带隆升过程中形成的FT年龄一般是冷却年龄或混合年龄，因此，通常用具冷却年龄的样品在磷灰石FT年龄-高程图中拟合的直线斜率来反映隆升速率，这就是磷灰石FT年龄-高程法。磷灰石的裂变径迹长度分析包括封闭径迹长度分析和投影径迹长度分析。封闭径迹长度分析是应用磷灰石的FT年龄-高程法研究造山带隆升过程时最常用的分析样品热历史的方法，通过封闭径迹长度分析，结合磷灰石的封闭径迹长度-密度退火曲线校正磷灰石的FT年龄，获得磷灰石冷却至120 ℃（部分退火带底部温度）的年龄，进而分析样品在120 ℃以来所经历的热历史；并且根据封闭径迹长度分析，还可判断古退火带的现在高度，有助于恢复山脉古深度和计算隆升幅度。通过对矿物和玻璃进行FT测年可以确定其是否达到封闭温度（50%径迹能被有效保存的温度，低于此温度，FT体系是封闭的）之上，并且可以确定矿物最后一次冷却到封闭温度的时间，即矿物的封闭年龄或退火年龄。其中，确定单矿物冷却达到退火时的年龄，为单矿物冷却年龄法。另外，封闭温度的大小与隆升速度有一定相关性，隆升速率越大，封闭温度越高[79]。因此，利用不同矿物封闭温度的差异，结合其他同位素定年方法和数字模拟技术，可以反演构造域的热构造历史，建立岩石的时代-温度演化轨迹。
近年来，FT技术的迅速发展为研究造山带隆升过程以及缺乏有效沉积记录地区的低温构造演化分析提供了有效的热年代学工具。利用裂变径迹技术可对构造隆升与剥蚀的开始和结束时间、隆升及剥蚀幅度和速率等进行估算或限定，特别通过分析同一构造区不同部位的隆升、剥蚀幅度及速率，可获得对构造区的构造活动时间、样式及相对活动强度等的认识。如Kohn[80]利用裂变径迹技术对澳大利亚Snowy造山带的构造活动时间及构造抬升在空间上的变化进行了研究，确认Snowy造山带曾有过2次快速隆升及剥蚀过程，时代分别为距今270~250 Ma和距今110~100 Ma。同时，利用裂变径迹的密度、长度还可反演构造区的时间-温度演化轨迹，通过对比不同时期的构造活动特点，反演构造隆升过程及剥蚀演化历史，并确定其演化机制。如：Blythe等[81]用裂变径迹重塑了美国Alska Brooks造山带的构造演化历史；Corrigan等[82]通过磷灰石裂变径迹数据探讨了美国中南部晚古生代Ouachita单斜的后造山演化过程与前陆地区的卸载机制。在国内，钟大赉等[83]和江万等[84]曾先后利用锆石、磷灰石裂变径迹数据探讨了青藏高原的隆升过程，认为青藏高原的隆升具有阶段性（距今45~38 Ma、25~17 Ma、13~8 Ma、3 Ma至今）、加速性和区域不均衡性等特征；吴中海等[85]综合分析了前人的热年代学数据，指出华山地区自晚白垩世以来至少经历了3次快速隆升阶段，其中距今约57 Ma以来华山开始相对华北盆地快速隆升。根据裂变径迹计时原理，裂变径迹年龄结合地热梯度，还可重塑大型断层的活动历史、活动样式，进而可估算断层两盘的相对垂直位移量。如：Spiking R A[86]探讨了澳洲北部Isa Inline地区裂变径迹的区域分布特征与断层的关系，得出了此处次级断层曾发生过较强活动并导致局部差异隆升的结论；万景林等[87]用裂变径迹方法对哀牢山红河断裂带距今17 Ma以后的演化进行了探讨，认为红河断裂带的右旋走滑活动历史可能开始于距今5 Ma左右；杨农等[88]在对龙门山断裂活动和川西高原隆升历史的研究中，通过12个构造岩、变质砂岩和花岗岩样品的磷灰石裂变径迹年龄分析，结合前人研究成果，初步限定了青藏高原东缘龙门山地区晚新生代主要断裂的活动时期和隆升历史。另外，对于区域差异性隆升活动，可利用水平方向上FT年龄（同种矿物）的变化或垂直方向上相同年龄的重复出现来限定断块间的断层活动方向、幅度、时间以及断块掀斜运动方式等。例如David等[89]利用FT资料研究了Kenya和Anza裂谷两翼的构造格局和剥蚀史，根据获得的5个“FT年龄层”，分析了裂谷两侧各断块山的隆升史和断块间的差异隆升情况，并推测了可能存在的断层。
由于磷灰石矿物的径迹热退火特性和部分退火带特征研究得最详细，其FT资料可为研究造山带隆升提供隆升时间、隆升幅度、隆升速率、隆升方式以及低温热历史等比较全面的山脉隆升史资料，因此磷灰石的FT年龄、长度分析及其热历史反演模型（有相关软件）己成为研究造山带隆升过程的最重要工具之一。然而，封闭温度多用于近似均匀的隆升过程或单矿物封闭温度法、矿物对封闭温度法研究中[79]，对于比较复杂的隆升过程，则要用部分退火带（径迹保留率由0逐渐增加到100%的FT部分稳定温度带）来代替封闭温度，因为部分退火带更符合地质事实，能更准确地恢复热历史。特别是磷灰石矿物，其退火带温度为140~70℃或120~60 ℃[90]，对于反映山脉的最新隆升过程等具有重要意义，因此得到了最广泛应用。此外，在利用FT年龄计算隆升速率时，一般都假设隆升速率等于蚀顶速率，即样品出露于地表的过程主要受控于与隆升作用伴随的风化剥蚀过程。然而，在后期造山带的实际研究中，发现了受控于伸展剥离断层运动的构造剥露现象。在国内发表的有关山脉隆升的热年代学资料中，也可见受控于伸展拆离运动的冷却事件。如对八达岭山脉的隆升史研究中，样品的FT年龄与高程不具明显的正相关性，揭示了断层伸展拆离活动对FT年龄结果存在的影响[91]。因此，在FT年龄分析中要注意采样密度并加强对样品分布区的构造背景分析。对于更详细的研究，还将涉及到单颗粒年龄分布和晶体各向异性等问题对年龄结果的影响[79]。
2.2.3 电子自旋共振（ESR）定年法ESR法是在热释光（TL）测年的基础上逐步发展起来的，基本原理与释光测年类似，但是所测试的信号不同。根据ESR测年原理，样品在高能粒子的辐照下电离后被晶格缺陷捕获形成的不成对电子（即顺磁中心）中处于低能态的自旋电子，在外部磁场作用下，可发生自旋方向的反转，ESR波谱仪可以观测到由不同的顺磁中心产生的各种讯号，而讯号的强度正比于顺磁中心的数目，顺磁中心的数目与所受辐射的剂量成函数关系。利用ESR法测定样品中顺磁中心的总数，通过数据处理就可得到所受辐射的剂量[92]。因此，矿物中积累的ESR信号强度与时间相关。实验室中常用以下公式获得ESR的年龄：
| $A=P /D$ |
式中，A为所测ESR年龄，a；P为古剂量，指所测事件发生以来矿物所累积的ESR信号，Gy；D为年剂量，Gy/a。通过在实验室中测定P和D的值可计算得到A的年龄值。
ESR法在第四纪沉积物定年方面具有极大的发展潜力，其测年物质主要为含石英沉积物、碳酸盐类和断层物质等，这些物质在自然界表层沉积物中分布十分广泛，且所需样品量不多，加之测年范围较宽（距今2 Ma以来）[93]，因此应用也比较广泛。目前最成功的应用主要是对牙齿和碳酸盐等盐类物质的定年，解决了一系列考古和地质事件的测年问题[94]。
在ESR的常用地质测年矿物石英中可供测定信号的中心分别有E′、OHC、Ge、Al、Ti中心等，可以通过对每个中心ESR信号强度的测定来获得相应的古剂量值P。目前ESR法主要通过Ge和E′中心获得沉积物年龄，前者的测年范围为距今十几万年至几十万年，后者可获得的最老的年龄可为距今2 Ma左右[93]。用不同的电子或空穴心计算出来的年龄实际上反映了样品在不同时代经历的不同构造热事件[95]。当石英受热或经阳光晒退时，不同信号中心的“回零”程度是不一致的，因而，不同石英信号中心能否被光晒退以及残留光信号都会影响测年结果的可靠性。
ESR方法在新构造与活动构造研究中，主要用于测定第四纪早中期地层的时代，并限定相应的构造运动事件年龄或变形速率。由于其测年范围一定程度上填补了14C、释光和U系等方法的不足，是少有的能够测定第四纪中大于500000 a样品的数值定年方法之一，因此，一直被重视和应用。另外，一些学者试图利用断层泥的ESR测年来限定断裂最近一次强烈活动的时间，并为评价断裂活动性及地震危险性提供依据[96]。该方法认为断层运动产生的应力及温度可使断层泥中石英颗粒的ESR讯号“复零”，当断层位移大于50 cm，正压力大于2×106 Pa时，石英颗粒原有的E′讯号可以完全消失，据此可确定最后一次运动的时间，从而获得有关断层运动的年代学信息[97]。例如，业渝光[95]根据江苏茅山断层泥中石英的Ge心测年结果，认为该断裂在中更新世经受了一次强烈的热运动；Tatsuro Fukuchi等[98]尝试通过距断层最近滑动面不同部位的断层泥的ESR测年限定该断裂第一次强烈活动的时代以及最后一次强烈活动的时代；孙瑛杰等[99]通过对同一断层中不同时代相互穿切的断层泥进行ESR测年分析统计，认为沂沭断裂带在新生代有过2期剧烈活动。然而，由于断层活动对断层泥的影响非常复杂，特别是具有多期活动的断裂，断层最新滑动面上的断层泥ESR测年结果与断层破碎带内部的断层泥ESR测年结果能否代表断层最后一次剧烈活动时代以及断层活动的历史，并未获得科学界的认可，但这方面的尝试性研究仍在进行。
总体而言，ESR测年的误差较大，但ESR能测定的年龄范围可从千年到几百万年，很大程度上填补了其他方法的不足，且测年样品在测量过程中通常不会遭到破坏，可以反复测量，因而这一方法逐渐被研究第四纪、新构造和环境变化等方面的国内外学者更加重视和接受。
2.2.4 古地磁测年法古地磁学是介于地质学和地球物理学之间的边缘科学，它的基本出发点是通过火成岩和沉积岩的天然剩磁推算出相关地质时期的地磁场，恢复岩石地层中记录的古地磁场信息[100~101]。沉积物中的磁性矿物除在地磁场作用下产生表征地球磁场极性特征的剩余磁性外，还会获得一定的后期叠加磁性（次生剩磁），通过退磁处理可逐步使剩磁中粘滞部分无序化，达到去除次生剩磁、只留下原始的较稳定剩磁（天然剩磁）的目的，进而可获得地层或岩层中的古地磁场信息，并由此定量计算出板块（或块体）在不同地质时期的古纬度和古方位，为研究岩石圈板块构造、解释古地壳的运动过程及发展历史提供了非常重要的定量依据[100]。与上述几种测年方法不同，古地磁测年法是一种校正定年方法，但将实测得到的古地磁序列与古地磁标准极性年表对比后，便可以得出数值年龄。它不受时间的限制，适用于整个新近纪与第四纪的定年，可用于年龄范围的评定或作为其他测年方法的时间标尺，因而为新构造和活动构造研究提供了重要的地层年龄控制和时间约束。
古地磁方法是大地构造演化研究中非常重要且有效的手段之一，可以定量—半定量地恢复板块或块体在全球构造演化中不同时期的古地理位置，古地磁学研究的重要目的之一就是恢复分布于地球之上的各个地块在不同历史时期的古纬度，从而帮助重建地球地质演化过程中多次发生的扩张和碰撞消亡过程。在同一块体内，将所测得的古地磁位置按地质年代顺序联结起来可组成古磁极位置变化曲线（APWP）。利用2个板块（块体）的磁极移曲线位置和形态的对比，就可以推演板块（块体）间的相对运动特征，包括反演新构造期间的断块运动轨迹、水平或旋转变形过程等，并深入探讨块体的分离与拼合时代，重建块体的漂移路径。近年来积累的大量中国大陆的古地磁数据为中国大陆各主要块体的起源、构造演化和碰撞拼合过程等研究提供了定量约束[102]。另外，古地磁极移曲线（APWP）的建立，还可为研究盆地的演化以及油气的运移和分布等提供可靠的构造学依据[103]。
目前磁性地层学已成为地层学的重要分支，研究者根据古地磁年代法编制了地磁极性年表[104]。古地磁测年主要依赖实测极性柱和标准极性柱的对比，同时需要有化石校正年龄或绝对年龄控制点来保证对比方案的可靠性[105]。目前根据火山活动和大洋中脊磁条带已经建立了白垩纪以来的标准极性柱。考克斯（Cox A）在他的4500000 a古地磁极性年表中，由老到新划分出4个大的极性世，分别定名为吉尔伯特反极性世、高斯正极性世、松山反极性世和布容正极性世，在每个极性世中，除占优势的极性世外，还有一些短期的相反极性事件[104]，这为第四纪和新构造定年提供了重要的年龄限制，并成为新构造与活动构造研究中，新近纪与第四纪地层定年的重要方法之一。需要注意的是，利用古地磁方法虽然可以较准确地计算出板块（块体）的古地磁极位置、古磁偏角（D）和古纬度（P）等，但在板块（块体）的古经度位置确定方面还存在许多不足。
3 第四纪定年方法的发展趋势及展望随着第四纪地质年代学方法理论和应用技术的不断发展，在过去的几十年里，年轻地质体的形变及其相关沉积物的定年取得了巨大的进步，不仅定年方法越来越多，测年精度越来越高，且适用领域也越来越广，并被广泛应用于新构造与活动构造的定年研究中。尤其自20世纪80年代以来，由于加速质谱系统的建立，除扩大了已有方法如14C、40Ar-39Ar和U系法等的适用范围，提高了其测年精度外，更使得于20世纪50—60年代提出的宇宙成因核素（如10Be、36Cl和26Al等）定年得以实现。同时多数定年方法的适用范围也不断扩大，如测定大于50000 a的14C年龄的实现，使得14C和40K-39Ar法之间存在的年龄空档得以弥补。各定年技术的发展和完善也使得第四纪定年方法的应用更加广泛，得到的测年结果精度越来越高，如TIMS技术的出现大大提高了U系测年的精度和准确度，其测年范围可达数百年到500000 a，为碳酸盐沉积物的精确定年提供了一种有效手段。现今正处于试验和初步应用阶段的测年方法，如10Be、36Cl和26Al的宇宙成因核素定年法，可能成为未来地表物质暴露年龄测试最有发展前途的方法。
目前在第四纪定年方法中，数值定年法可以获得精确的年龄值，因而普遍被人接受，但相对定年法和校正定年法同样重要，并在不断发展和得到重视。因为数值定年法可能受限于某些非分析性错误的影响，如放射性14C法是0~50 ka范围内最常用的数值定年方法之一，但样品的污染可能导致不含同位素的较老沉积物（40~70 ka）被测得出年轻沉积物年龄（如15 ka）。此时，相对定年法和校正定年法可用于对数值定年结果的可靠性作出评估。如土壤发育的定量化和特殊土壤成分的改变可以提供一定的相对年龄约束和限制，并且土壤发育也能够用于新构造的定年研究，帮助在野外识别不同时代地质体-地貌体的相对时代或新老关系。另外，表土和深层土壤发育程度的研究还可用于104~105 a尺度内的相对定年，并可为14C、OSL和U系等方法定年结果的可靠性评估提供重要帮助[10]。
4 新构造与活动构造研究中常用定年方法存在的主要问题虽然数十年来测年技术的快速发展使得第四纪定年方法的范围和精度得到了很大提高，并在新构造研究的各个领域得到广泛应用，然而第四纪沉积物及新构造事件与过程的精确定年的实现，仍然面临较多的问题，主要表现在方法的局限性和测年结果误差以及不同测年方法的综合应用与相互配合等方面。
4.1 测年方法本身的局限性或不足① 测年范围方面：除相对定年法和校正定年法可普遍适用外，各种数值定年方法均有特定的适用对象和测年范围（见表 2），例如，14C法和U系法主要适用于晚更新世以来的地质体及构造事件定年，超出这一时间范围，则不能采用此法进行测年。
② 有效实验样品的缺乏：如14C测年法虽具有较高的精度和准确性，但通常较难获得适用于常规14C测年材料，尤其在中国西部干旱—半干旱地区[5~6]。对于TIMS铀系测年方法，如果样品中不存在均一的230Th/232Th初始值，或难以分出含有不同U/Th比值的不同相，将会导致测年结果的可靠性出现问题。
③ 所测年龄结果的地质意义常存在不确定性：各种定年方法除了有不同的适用对象和测年范围，所测年龄代表的地质意义也常不尽相同，有的是沉积物及地层的形成年代，有的是矿物冷却年龄，也有的是沉积物的暴露或埋藏年龄，而并非直接代表岩石地层的形成年龄或构造事件发生年代。如对于断层泥中自生矿物的测年结果，代表的是断层最后一次活动后断层泥的形成时代，而不能作为断层最近活动的时代。
4.2 测年结果的误差问题 4.2.1 样品污染导致的误差如在14C定年中，因新构造运动和古地震的相关沉积物很可能经历过多次搬运-堆积过程，14C测年物质可能受到明显的新、老碳的污染，导致所测年龄有可能明显偏离事件的真实时代[5~6]。又比如在(U-Th)/He定年中，磷灰石经常含高U、Th的锆石包裹体，包裹体中的He混入磷灰石，会使样品产生He的富化形成误差。
4.2.2 实验误差典型的实验误差包括：① 宇宙核素定年方法中，受不同宇宙核素的形成机理（宇宙射线强度、沉积物在埋藏前后的侵蚀速率、核素的继承浓度、埋藏后的核素生成量、沉积物的后期改造以及沉积物复杂的暴露-埋藏历史等）和测量技术等方面的不确定性以及样品所处位置地质、地貌条件的影响，宇生核素定年在具体应用中还存在很多局限，结果的可靠性同样易受到质疑，如何准确计算生成速率还存在争论[39]。② 在氩同位素定年过程中，由于样品中的钙、钾和氯同位素的互相作用引起的几种干扰反应都可以产生氩同位素，导致氩过剩，使得所测年龄偏大，影响测年的精确度[23]。③(U-Th)/He测年中，复杂热历史、不同矿物晶形对α离子射出效应的响应、矿物内元素的非均匀分布和晶体辐射损伤等因素都对测年结果有不同程度的影响[106]，如α离子射出效应会使矿物边缘丢失部分4He，导致矿物(U-Th)/He的年龄值偏小[107]。
4.2.3 信号“归零”与饱和问题主要存在于释光测年和ESR测年中。实际释光测年时，沉积物在搬运过程中得到充分的光晒退是准确测年的前提。受曝光时间长短、沉积前光晒退时的波长等多种因素的影响，不同沉积环境样品沉积埋藏时释光信号不会完全晒退，残余剂量阻止了释光时钟“归零”，可能导致其年龄偏老。另外，古剂量的测准是ESR法测年获得可靠年龄的前提之一。原始ESR信号是否“归零”和ESR信号是否容易达到饱和也影响着古剂量的准确获取。应用研究中采用ESR法和释光法对断层泥进行测年时，两种方法的信号“归零”问题是影响断层泥测年结果可靠性的关键因素，加之断层活动对断层泥的复杂影响，因此，断层泥的可靠和合理定年还需要不断尝试和研究。
4.3 不同测年方法的综合应用与相互配合第四纪沉积具有沉积环境复杂多变、岩相变化快等特点，加之各种测年方法应用条件、适用范围和原理方法的不同等等限制，在许多情况下，准确测定沉积物的形成年代仍然相当困难，因而，应用过程中还必须要结合野外地貌-地层层序的调查，针对测年物质的不同特性科学合理地选择测年方法，并加强多种测年方法、技术的综合应用和对比研究。
5 结论与建议第四纪地质年代学至少包含了27种定年方法，并可分为3大类：数值定年法、相对定年法和校正定年法。数值定年法可得到一个相对明确的绝对年龄值，因此最为常用，但受限于测试的物质或对象的不同，应用范围受到限制，因而准确定年需要辅以相对定年法或校正定年法。由于不同方法本身测年对象和测年范围不同，因此，选择合适的方法进行第四纪研究和构造事件定年具有十分重要的意义。
几种常用的第四纪定年方法，如14C法、U系法、K-Ar法、释光法和宇宙成因核素法等已被广泛应用于新构造与活动构造研究。其中，14C法适用于近50000 a以来含碳样品定年，成为新构造、活动断裂和古地震研究中重要的精确定年手段。AMS技术的出现，使得宇宙成因核素（尤其是10Be和26Al）定年得以实现，可用于地表暴露、冲、洪积物埋藏和沉积定年，并估计风化-侵蚀速率，探讨各种新构造运动和地表过程的研究。对年轻火山岩样品的定年则主要通过40K-39Ar或40Ar-39Ar法实现。OSL和ESR法的测年范围较大，可应用于冲、洪积地层和冰川-冰水沉积物的定年。U系法则主要应用于各种碳酸盐物质定年，TIMS铀系定年技术的发展大大提高了其定年的精度和速度，减小了样品用量，在新构造和活动构造定年研究中的应用也将会更加广泛。FT和(U-Th)/He法作为新近发展起来的低温热年代学方法，在盆地及构造热演化、造山带的抬升剥露时代及速度等研究方面应用前景日益广泛。
需要进一步指出的是，虽然高精度测试手段的应用及分析测试技术的不断完善，极大推动了第四纪地质年代学的迅速发展和广泛应用，但在选择年代学方法和测年过程中还应当注意以下主要问题：
① 事件年龄不等同于地层年龄。各种定年方法所测年龄代表的有的是沉积物及地层的形成年代，有的是矿物冷却年龄，也有的是暴露或埋藏年龄，而并非直接代表导致岩石地层的形成年龄或形成时的构造事件发生年代。如，断层作用之后形成的崩积楔的年龄，并不代表断层最新活动的年龄，而一般可作为断层活动的上限年龄。
② 必须强调统计学方法和对比法在第四纪地质年代学研究中的重要意义。各种定年方法受测年时限、可靠性及仪器设备误差或实验误差等造成的测年精度的影响，都有其应用的局限性。因此，要想获得较准确的年代数据，需要通过相同样品的同一方法多次定年或相同样品的不同方法及不同样品的同一方法定年来实现。
③ 需要加强地层层序与相对年代序列对岩石地层年龄可靠性评估的作用和不同年代学方法的验证。如磁性地层的年代确定，如果缺乏对地层层序的正确认识和其它年代学手段的辅助，常会导致错误的地层年代结果。
④ 需要针对研究目的、地层时代和测年对象的不同，科学选用合适的年代学方法。
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