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第四纪黄土测年研究综述第四纪黄土是指分布于我国北方的一种黄色风成沉积物，主要形成于公元前2万至公元前10万年间的气候寒冷干燥期。
作为黄土高原的重要地质遗产和内陆干旱区重要的古环境记录，第四纪黄土研究一直是地球科学的重要热点领域之一。
其中，黄土地层的年代学研究是黄土研究的重要组成部分，也是综合研究古气候、古地理、古生态等多个方面的重要基础。
目前，常用的黄土测年方法主要有黄土层序、放射性同位素年代学和磁性地层年代学。
以下是针对黄土测年方法的综述。
黄土层序测年黄土层序法是黄土地层年代学的最早使用方法，其基本原理是根据不同的地层序列和不同的黄土颜色进行年代归属。
从成矿学和结构性质上分析发现，黄土由于其形成过程的缘故，成分稳定性高、颗粒度较小、集装密度大、剪切性差、结构较均匀，故而相互间的层序存在着很强的对应性。
常用的黄土颜色分类包括灰色上部、黄色中部和灰色下部三段，其中黄色中部是黄土地层的关键分界面。
一般认为如果一段黄土地层中央部分呈黄色，且厚度在1~3m之间，则该层代表的沉积时代就是距今1~2万年，而厚度大于3m的则为距今3~4万年。
但是，黄土层序测年方法缺乏准确的年代尺度，因而存在一定的不确定性。
放射性同位素年代学放射性同位素测年是一种广泛应用于岩石、矿物和土壤等样品的年代学方法，根据其中的同位素比值来测定样品的年代。
在黄土测年中，常用的方法包括铀系、钋铅、碳14等多种放射性同位素。
其中，利用铀系同位素测年方法研究黄土形成时间较早的问题受到广泛关注。
铀238和铀234同位素不断衰变生成的子体系物系（包括钍230、铅206、铅207和铅208）是目前用于测定黄土地层时代的主要方法之一。
以铀系同位素测年为例，通过测定不同样品中钍元素和铅同位素的放射性比值来计算时代。
铀系同位素测年方法被广泛应用于新生代以来的地质事件和古地理、古气候等方面的研究中。
碳14同位素测年法是利用放射性碳14自然衰变来测定样品的年代，包括中性质区碳14测年和加速器质谱测年。
第四纪沉积物年代测定方法第四纪沉积物年代测定方法第四纪沉积物是指第四纪时期因地质作用所沉积的物质，一般呈松散状态。
在第四纪连续下沉地区，其最大厚度可达1000米。
第四纪沉积物中最常见的化石有哺乳动物、软体动物、有孔虫、介形虫及植物的孢粉。
这些化石，有助于确定第四纪沉积物的时代和成因.第四纪沉积物年代测定方法主要有物理年代学方法、放射性同位素年代法、其他方法一、物理年代学方法物理年代学方法是利用矿物岩石的物理性质（如热、电、磁性等）测定沉积物的年龄的方法。
如古地磁法、热释光（TL）、光释光(OSL)、电子自旋共振（ESR）、裂变径迹法等。
1、古地磁学方法古地磁学方法是利用岩石天然剩余磁性的极性正反方向变化，与标准极性年表对比，间接测量岩石年龄的方法。
他的实质是相对年代学和绝对年代学方法的结合——运用古地磁数据建立极性时（世、期）和极性亚时（事件）的相对顺序，再运用同位素（主要是K—Ar法）测定他们各自的年代，继而建立统一的磁性年表。
（1）基本原理A．过去地质历史时期与现代一样，地球是一个地心轴偶极子磁场。
B.含有铁磁性矿物的岩石，在形成过程中受到地磁场的作用而被磁化，磁化方向与当时的磁场方向一致。
a.沉积岩：沉积剩余磁性。
b.火成岩：居里点之下，称为热剩磁。
居里点温度一般在500~650℃（表）C.不同时期磁场是变化的,因此保存在沉积物中的磁场特征也是变化的：变化包括磁极移动（106—109年）和磁场倒转（104-106）。
（2）古地磁极性年表（A.Cox）古地磁极性年表是根据一系列主要用K-Ar法测定年龄的不同时间尺度的极性变化事件编制的地磁极性时间表。
目前用于第四纪研究的极性年表是A.Cox 等1969年根据陆地和大洋已有的140多个数据拟定的5MaB.P.以来的地磁极性时间表，后经许多研究者补充修正，综合成表。
(3) 测年范围及应用条件：无时间限制，整个第四纪都可以。
剖面沉积连续、厚度巨大的细粒沉积层。
第四纪黄土测年研究综述随着科学技术的不断进步，人类对地球的认识愈来愈深入。
在这其中，地质学是一个非常重要的分支领域。
在地质学中，黄土层是一个非常特殊的地质层，它经历了几千年甚至几万年不断的沉积和变化，被认为是研究古环境变化的一个重要地层。
第四纪黄土层的研究，是近年来地质学研究领域中的一个热点。
其中，黄土的地质年代测定是该领域中的基础性问题之一。
本文就第四纪黄土层测年的研究进展进行综述。
第四纪黄土层测年的方法有许多，其中主要有以下几种：（一）放射性同位素法该方法是测年黄土的主要手段之一。
黄土粒子中含有丰富的放射性同位素，如U、Th 等，它们的衰变过程可以为黄土层的测年提供依据。
而在放射性同位素法中，主要采用的是U系列放射性同位素的深配对法或Th系列放射性同位素的深配对法，用于测定黄土层的年龄。
其中，深配对法的特点是通过比较同位素的共同变化来排除干扰因素，更精确地测定黄土层的年龄。
（二）压实度法在黄土层的形成过程中，压实度是一个重要的参考标准。
该方法是根据压实度与时间的关系，来估算黄土层的年代。
因为黄土层的压实度与年代是正相关的，随着年代的增大，压实度也会相应加大。
（三）孢粉学法该方法是利用亚化石记录来分析孢粉组成和数量分布，以确定周围森林和植被的历史变化。
因为在不同的年代下，植被的组成和数量也会发生变化，因此孢粉学法是一种很好的测年方法。
（四）磁性地层学法在黄土层中，磁性矿物质含量较高，地层磁性差异也较大，这为利用磁性地层学测定黄土层的年代提供了条件。
通过比较不同层位的磁化率和剩磁活化能等参数，可以研究和推断其年代和沉积环境等信息。
通过以上方法的应用，我们可以得到大量的数据和信息来验证和补充彼此。
不过，我们也必须面对一些实际的问题。
例如，由于黄土层的厚度和变异性比较大，因此在测量时需要提取样本来平均，这样样本的选择和基数对于测量结果的准确性有着很大的影响。
此外，由于各种方法的实际应用促成了不同的测年结果，因此我们需要进行测量结果的比对与整合。
第四纪黄土测年研究综述第四纪黄土是地球表面上具有重要地质记录价值的一种沉积物，其对过去几百万年地球环境、气候和生态演变的记录极为重要。
要准确的了解黄土的年代，涉及到黄土沉积过程中的各种地质、气候、生态等方面的信息。
第四纪黄土的测年研究显得尤为重要。
第四纪黄土的测年方法主要包括同位素测年和地层学测年两种。
同位素测年主要利用放射性同位素的半衰期来测定黄土样品中的同位素含量，从而推断出样品的年龄。
而地层学测年则是通过对地层中的化石和岩石进行研究，推断出地层年代的方法。
下面将结合这两种方法，对第四纪黄土测年研究进行综述。
同位素测年方法主要包括放射性碳测年法、铍-铝测年法、铀系列测年法等。
放射性碳测年法是通过测定样品中碳-14同位素的含量来推断样品的年龄。
由于碳-14的半衰期为5730年，因此此方法适用于测量距今不超过5万年左右的样品。
在黄土的测年研究中，放射性碳测年法被广泛应用，例如在中国的Loess Plateau（黄土高原）地区，对黄土的古气候演变进行了大量的研究，借助碳-14测年技术，科学家们揭示了过去数十万年来黄土地区的气候变化规律。
另一种同位素测年方法是铍-铝测年法，该方法通过测定样品中的铝同位素含量与其母体铍的含量比值来推断样品的年龄。
由于铝-26的半衰期约为7.17万年，因此适用于测量距今几十万年到数百万年的样品。
在黄土的测年研究中，铍-铝测年法也被广泛应用，为科学家们提供了重要的时间框架，帮助他们更准确地理解黄土的沉积历史。
与同位素测年相结合的地层学测年方法也是不可或缺的。
地层学测年主要是通过研究地层中的化石和岩石来划分年代并推断地质事件的时间。
在黄土的测年研究中，科学家们通常通过收集地层剖面的标本，并对其进行化石和岩石学研究，从而推断出黄土的年代。
地层学测年方法在黄土研究中的应用，为科学家们提供了黄土沉积过程中生态环境演变的重要线索。
第四纪黄土的测年研究是一项复杂而又重要的工作。
同位素测年方法和地层学测年方法相结合，为科学家们提供了丰富的信息，帮助他们更准确地理解黄土的沉积历史、气候变化和生态演变。
第四纪测年方法综述摘要：第四纪与人类的关系及其在地质历史中的重要位置，需要高精度高分辨率的测年。
第四纪地质学家们改进、发展了许多第四纪的测年方法。
文章主要从岩石地层法、生物法、磁性地层法、考古法、放射性定年法等方面讨论了第四纪测年的基本理论及近年的一些研究进展。
鉴于我国第四纪工作者对黄土的深入研究，及其在国际第四纪中的重要地位，本文还着重论述了黄土中常用的测年方法。
目前，第四纪测年方法的主要进展表现在由于科学技术的提高，如激光显微探测技术等，使得测年的精度、功效显著提高而样品的用量却有了显著的降低，并且拓展了一些测年的应用领域，如电子自旋法应用于冰碛物的测年，其据测年结果建立的序列可与深海氧同位素阶段对比。
但要使得测年的可靠性增强，则需要有丰富的地质工作经验，根据所测样品的特征选择恰当的测年方法，且要尽量选择多种适当方法进行对比测年。
关键词：第四纪；测定年代；放射性；光释光；裂变径迹；黄土测年；第四纪是所有地质时期中最新也是最短的一个纪，是指约2.6 Ma BP以来地球发展的最新阶段。
由于在这个时期产生了人类及其物质文明，第四纪是自然与人类相互作用的时代，它的过去、现在和未来变化都与人类的生存与发展息息相关。
因此，对其的研究显得格外重要，形成了独立的第四纪科学。
人们探讨的环境演变一般都局限在第四纪范畴，在这样短的时期，要求更精确的、分辨率更高的测年，以便更准确地确定周期和相位，进行全球性对比，进而认识自然演变趋势和发展规律，为科学地推测过去、认识现在、预测未来找到依据。
第四纪地质的某些测年方法和技术与测定前第四纪物质(如K-Ar法)的方法和技术有很大的相似性。
建立在各种物理化学和生物作用基础上的前第四纪物质的许多测年方法和技术，稍加改进就可以用以第四纪地质的研究。
不仅如此，第四纪学家们也发展了许多专门测定年轻沉积物年龄的方法和技术。
从1949年Lebby提出14C法以来，现在可供选择的第四纪测年方法达到几十种，但各种方法的发展过程和应用程度相差较大。
光释光测年方法及其在地质研究中的应用光释光技术原理是基于样品矿物中”光敏陷阱”电子受激发而释放光能的现象。
凭借矿物测年范围广且测年材料易获得等优势，该技术得到了广泛研究和长足发展。
本文介绍了光释光技术的基本原理和测试方法，并阐述了其在风积物、水成沉积物、构造沉积物及冰川沉积物四种第四纪沉积物测年中的应用。
标签：光释光第四纪沉积物测年1964年，Aitken利用热释光技术成功测定了古陶器的年龄。
光释光测年即在热释光测年的基础上发展起来。
1985年，Huntley et al.[1]通过用光激发石英并测量其释光信号的实验，首次提出了光释光（OSL）这一测年技术。
光释光测年技术的出现为存在光晒退现象的沉积物的年代学研究提供了极大的可行性。
1原理及概念1.1基本原理沉积物中的矿物碎屑在埋葬之前暴露在阳光之下，光释光信号被全部晒退从而达到释光信号的零起点。
而沉积物在埋葬的时间段内由于周围环境中电离辐射场的作用而重新累积释光信号，在一定时间范围内该信号与沉积物埋藏的时间成正比。
通过检测该信号的辐射剂量，结合其埋藏环境中的年剂量率就可计算出沉积物的埋藏年龄。
1.2样品采集及处理根据OSL测量要求，野外采样应注意以下几点：（1）必须蔽光取样；（2）尽量在岩性相对均一的细粉砂-亚砂土中采样，并剥去暴露表面25-30cm后再取样；（3）用铅盒、铝罐或锡箔等避光材料包装样品；（4）除释光信号测量样品外，另外采集一份样品做含水量和年剂量率测试。
取回的样品是各种矿物的混合体，所以需进行矿物的提纯以保留测年矿物。
适用于OSL测年的矿物包括：石英、钾长石、碱性长石、锆石、磷灰石，其中石英和长石由于在沉积物中广泛分布而成为最常应用的矿物，故目前研究较多的矿物提纯方法也主要针对石英和长石。
矿物在沉积物中存在的颗粒大小从粗砂到粘土级，根据α对不同粒径颗粒的穿透程度，OSL测年分为粗颗粒技术和细颗粒技术，故对其提纯的前处理技术也相应地有细颗粒（4-11μm）和粗颗粒（90-125μm）两种方法。
第四纪沉积物的光释光测年第四纪沉积物是地球上相当普遍的现象，主要包括冰川、海洋、湖泊、风沙等各种不同类型的沉积物。
而对这些沉积物的年代测定，是了解地质历史和地球演化的重要方法之一。
其中，光释光测年是比较常用的一种方法。
光释光测年法是通过测量沉积物中放射性元素在受压缩的条件下释放出的光的强度，来推算出沉积物的年代，其原理是通过放射性核素的衰变产生的电子在晶体的能级中被激发并存储了一定的能量，当这些电子被外部光激发和释放出能量时，可以计算沉积物的年代。
由于不同类型的沉积物受到质地、孔隙度等因素的影响，其光释光测年的应用也各有不同。
对于河流沉积物，其物质组成相对单一，早期研究发现主要受水力因素控制。
当然，近年多因其他因素的介入，比如生物作用等等，可能导致河流产沉积物的方式也有所变化。
不过，河流沉积物本身属于不透明性渐新世石英发光物质，因此受热时间比较短，同时晶格中元素掺杂也比较少，易于研究。
对于湖泊沉积物，其组成和河流沉积物相比更加复杂。
由于受到河流输入物质的影响，经过复杂形成过程的湖泊沉积物包括有机物、矿物、碎屑等多种物质，对于其光释光测年的研究也相对较为困难。
不过，湖泊沉积物的研究价值也同样十分重要，可以用来研究气候变化、生态环境变化等。
对于滨海沉积物而言，其年代的测定除了综合其他因素以外，特别是受到潮汐作用及生源碎屑变质过程的影响，所以光释光测年的选单更为繁琐和复杂。
同时，由于滨海沉积物的成分多样且生活物质也相对较多，很多时候研究者需要应用多种年代测定的方法进行分析。
总之，在进行光释光测年研究的同时，需要考虑物质组成、沉积环境、沉积层次及沉积古地理等因素，同时进行多种年代方法的对比与综合，以获得最为可靠的研究结果。
第四纪沉积物年代测定方法第四纪沉积物是指第四纪时期因地质作用所沉积的物质，一般呈松散状态。
在第四纪连续下沉地区，其最大厚度可达1000米。
第四纪沉积物中最常见的化石有哺乳动物、软体动物、有孔虫、介形虫及植物的孢粉。
这些化石，有助于确定第四纪沉积物的时代和成因.第四纪沉积物年代测定方法主要有物理年代学方法、放射性同位素年代法、其他方法一、物理年代学方法物理年代学方法是利用矿物岩石的物理性质（如热、电、磁性等）测定沉积物的年龄的方法。
如古地磁法、热释光（TL）、光释光(OSL)、电子自旋共振（ESR）、裂变径迹法等。
1、古地磁学方法古地磁学方法是利用岩石天然剩余磁性的极性正反方向变化，与标准极性年表对比，间接测量岩石年龄的方法。
他的实质是相对年代学和绝对年代学方法的结合——运用古地磁数据建立极性时（世、期）和极性亚时（事件）的相对顺序，再运用同位素（主要是K—Ar法）测定他们各自的年代，继而建立统一的磁性年表。
（1）基本原理A．过去地质历史时期与现代一样，地球是一个地心轴偶极子磁场。
B.含有铁磁性矿物的岩石，在形成过程中受到地磁场的作用而被磁化，磁化方向与当时的磁场方向一致。
a.沉积岩：沉积剩余磁性。
b.火成岩：居里点之下，称为热剩磁。
居里点温度一般在500~650℃（表）C.不同时期磁场是变化的,因此保存在沉积物中的磁场特征也是变化的：变化包括磁极移动（106—109年）和磁场倒转（104-106）。
（2）古地磁极性年表（A.Cox）古地磁极性年表是根据一系列主要用K-Ar法测定年龄的不同时间尺度的极性变化事件编制的地磁极性时间表。
目前用于第四纪研究的极性年表是A.Cox 等1969年根据陆地和大洋已有的140多个数据拟定的5MaB.P.以来的地磁极性时间表，后经许多研究者补充修正，综合成表。
(3) 测年范围及应用条件：无时间限制，整个第四纪都可以。
剖面沉积连续、厚度巨大的细粒沉积层。
(4) 应用情况：方法成熟，广泛应用。
(5) 采样要求：①岩石必须含有铁磁性物质，但后期岩脉穿插的岩石样品不行。
②取定向标本：产状要素法、自然方位法③采样间距及大小：垂直间距<1m，大小2cm*2cm*2cm。
综上所述，一些岩石中固有的这种剩余磁性是揭示过去地球磁场历史的信息，类似于化石一样地能保存到现在。
我们通过分析岩石中的天然剩余磁性，可以了解岩石形成时的地磁极性。
通过其它同位素测年确定每次地磁场变化的年代，建立古地磁极性年表，以此为标准，将研究区岩石磁性的变化与之对比，从而可以确沉积物的年代。
古地磁法的不足之处在于：退磁困难；难以判断不同层位相同极性所属时代。
2、热释光（TL）、光释光(OSL)、电子自旋共振（ESR）法这是基本原理相似而测试对象不同的3种年代学方法。
基本原理：t=TD—ID／AD，三种方法不同之处在于：TD是通过不同的激活手段（加热、光照、加磁场）使其释放出来的。
（1）热释光A.基本原理非金属绝缘矿物（加热至红外温度）→发光（释放储存的辐射能量）发光强度∝吸收的辐射能量∝时间（t）发光强度∝时间（t）热发光现象可分为二个阶段：贮集阶段、发光阶段计算公式：A=P/DB.基本假设条件a、所测样品经历了一次彻底的“零化”(热)事件，重新启动时间钟。
b、被测样品具有足够高的热稳定性.c、样品经过“零化”事件后,必须埋藏在铀、钍和钾封闭体系或动态平衡环境中，辐射计量率为常数。
C、测量对象及测年范围a.对象受热样品：古陶片、古砖瓦、古窑壁、烤过的燧石石器、方解石脉、断层泥等。
充分暴露的样品：黄土、沙漠砂、沙丘砂、海岸沙丘砂。
b.测年范围决定于样品的环境计量率和被测矿物。
一般在1.0Ma以内。
当环境计量率为1Gy/Ka时，石英可测1K 年-10万年或50万年；钾长石可测2K 年-50万年。
不同样品的热发光年龄的计时起点不同：年龄值是最后一次光照晒后埋藏之日起至测量之日所经历的时间。
(2) 光释光法(OSL)光释光法与热释光法不同之处在于：被测矿物由于辐射储存的电离辐射能是通过不同波段的光波激发释放的。
利用不同的光源可获得不同碎屑矿物的OSL信号，可进行单矿物测年。
不存在困扰沉积物TL测年的残留TL水平问题。
因为OSL信号只与光敏陷电子有关。
可用于曾在搬运、沉积过程中短暂暴露于日光下的沉积物年龄的测定。
取样时必须绝对避光，用黑雨伞或黑布避光取样。
３、裂变径迹法(1)基本原理238U→原子核碎片→绝缘矿物损伤→痕迹→裂变径迹密度∝tt的计算法:(公式,备注)可以利用径迹密度和长度的变化特征，恢复样品的受热历史，因此该方法广泛应用于古地温及构造热史、抬升速率方面的研究。
（2）测量对象磷灰石、锆石、榍石、云母、火山玻璃、陨石等。
对沉积岩来说，则为代表岩石形成以来的自生矿物（磷灰石等）。
（3）测年范围：几百年～几百万年，尤宜用于测１MaBP以来的样品。
（4）取样注意事项①岩石新鲜②矿物结晶程度高，不含或少含杂质。
③样品量确保足以遴选出几十个或更多的测试矿物颗粒，要求选单矿物１００～５００颗，送岩石样品一般需２Kg。
二、放射性同位素年代法基本原理利用矿物和岩石中含有微量放射性同位素的自行衰变计算年龄的一大类方法。
计算公式：N=N0e t= ln D=N0(1-e t)分类：按照放射性同位素来源不同，可分为3类：1、宇宙成因同位素法（14C法）、2、非宇宙成因同位素法：K-Ar法、U系法3、人工核放射性沉降法。
1、14C法（1）基本原理14C的半衰期: 5730a(或5568a),14C的衰变常数: 1.2 ×10-4 a计算公式: I=I0e-λtt=log (I。
/ I)×18.5 ×103 (a)基本假设条件：a.近几万年来宇宙射线强度不变；b.在交换库中14C处于动态平衡，14C 含量一定；c.样品被埋藏后处于封闭体系，无14C的加入，14C按衰变规律自然减少。
（2）测量对象和测量时限测量时限：可精确测定五万年以来的含碳样品的年龄。
（时限的计算）测量对象：所有含碳物质和水。
（3）取样要求①注意事项a. 不要采集受污染的样品；避开污染源b. 不要让样品受污染：防止标签和包装袋污染样品②采集量（表）（4）对14C法的评价精度最高、用途最广、方法最成熟的第四纪年代学方法。
2、K-Ar法（1）基本假设条件（非宇宙成因放射性同位素法都相同）：:①放射性元素的半衰期准确知道②t=0时,无放射成因的40Ar, 即40Ar/ 36Ar为大气比值③t时段内, K与Ar处于一个封闭体系。
（2）测量对象:单矿物：长石、云母、角闪石、海绿石（含钾矿物）。
全岩类：玄武岩、辉绿岩、粗面岩等（3）测年范围：10万年~10亿年（Q3以前）（4）取样要求①样品有一定的地质意义；②有良好的保护环境，样品无蚀变；③粘土样品应选取细粒部分(<2u或<1u),并作X光衍射和电子显微镜分析，判断是否1MD伊利石。
④<2Ma的年轻样品以及不满足上述要求的样品，原则上只能作为实验性测量样品。
（5）方法评价：比较成熟、广泛使用（古地磁年表）；优点：K的衰变常数适中，K- Ar分析灵敏度高。
但主要用于侵入岩、火山岩有关的岩石测年。
海绿石可提供沉积岩的最小年龄值。
3、铀系法（铀系不平衡法）（1）基本原理（照片）238U、235 U、232Th →非平衡状态平衡状态衰变过程服从N=N0e-λt , t=ln放射性积累：t=0时：231Pa.230Th=0,238U有一定的含量t时段内：238U衰变引起231Pa.230Th积累→230Th/234U、231Pa/235U比值的变化放射性衰减：t=0时：234U、230U、230Th、231Pa过剩，t时段内：上述同位素作为母核衰变→234U/238U、226Ra/230Th、230Th/232Th、231Pa/230Th比值的变化。
因此有两种方法：中间产物积累法、中间产物衰减法。
(2)假设条件：①母体和子体的半衰期应准确知道②在时间为零的初始点，系统中用于测年的子体同位素放射性为零或可忽略不计或已知。
③系统一旦形成，必须封闭，即不再获得或丢失子、母体核素，只有这样，系统的放射性平衡才能回复。
230Th-234U法（锾-铀法）（照片）利用沉积物中母核238U放射性衰变系列中234U过剩和238U及234U/238U与230Th/234U 放射性不平衡来计算样品的年龄。
衰变链238U 234Th 234Pa 234U 230Th半衰期 4.99Ga 24.1d 1.18min 2.48*105 75ka3）测量对象沉积物、碳酸盐（纯碳酸盐和不纯碳酸盐）、火山岩等。
沉积物：海洋沉积、锰结核、湖泊沉积、盐类等；碳酸盐：珊瑚、钟乳石、石笋（纯碳酸盐）；钙质层、钙结核、灰华、骨头（纯碳酸盐）（4）测年范围：几百年－６０万年，最佳范围在５万年－３０万年之间。
(5)取样要求碳酸盐和火山岩样品应取没有风化的新鲜样品.碳酸盐样品应是致密的、不透水的、无风化痕迹。
这样的样品才可能来自封闭体系。
送样时应附有样品的地质环境概况说明，利于判断是否是封闭体系。
一般样品送样量10~100g。
珊瑚化石、锰结核等海相纯碳酸盐样品量不得低于几克。
样品装入布袋中送交实验室。
4、人工核放射性沉降法（1）原理：与放射性同位素方法相同。
（2）测试对象：近几十年来人工核爆炸后沉降到海、湖、冰雪上的核沉降物。
（3）测年范围：<100年的环境污染和沉降速率等。
沉降速率计算公式的推导：该方法处于探索阶段。
三、其它方法：历史考古法、沉积学方法、树木年轮法测年数据可分为三个等级:可信: 2种以上测年方法的结果接近并符合地层层序律。
参考：只有1种年代学数据，也符合地层层序律。
不可信：只有1种年代学数据且违反地层层序律，则数据不可信。
不可信问题产生的原因：本身方法就不成熟；方法成熟但操作有误；标本受污染或无代表性。
测年时应同时做的工作：论证方法前提的合理性；测定年龄样品的适应代表性；元素地球化学性质和元素的迁移、富集规律。
