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第四纪测年方法综述解读
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2.6MaBP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。
各种测年方法及技术归纳起来如表l[1-3]。
表l第四纪测年方法（据刘嘉麟等[1]修改．1997）
岩石地层法
生物法
古地磁学
考古法
放射性定年法
其他测年方法
地层层序
化石
放射性同位素法
构造层次
孢子花粉
极性倒转
文化古迹
宇宙成因核素
岩石漆法
沉积纹层
树木年轮
地衣生长法
历史文献
核辐射效应
氨基酸消旋法
上述测年方法中一类属数值定年，也就是能给出具体的年龄值，如放射性定年法、树术年轮等；另一类属对比性的定年，即能确定年龄新老，或年龄区间，但不能给出某个样品、某个事件地具体年龄值，如某些岩石地层法、生物法乃至地磁法。
在实际的应用中，以上两类方法相辅相成、互相验证。
图1第四纪测年方法的时间范围和各时段方法组合选择图
1.岩石地层法
此类方法是基于对比进行测年，如地层层序、构造期次仅用于确定地质体形成的时代和新老关系，可适用于任何地质时代，但要想正确的定年，需要有丰富的野外地质工作经验。
沉积纹层目前主要用于测定湖泊沉积物，建立古气候、古环境演化的时间序列。
纹层（Lamina）是种犹如树轮的沉积纹理[4]。
湖泊沉积物的纹泥是由于气候的年旋回而产生的，每个层偶（couplel）包括粗的、浅色（夏季）层和细粒、暗色（冬季）层，代表了一年。
这为沉积物本身提供了精确的年代，从现代沉积物表面往下数层偶，也就确定了湖泊的形成或与其有关的特征。
如把纹泥确定的相对年龄与用某种沉积物测量的日历年龄相结合，便可建立起高分辨率的古气候时间序列；而且这种季节纹泥不会因为测年技术的发展而改变其相对年龄值，据此也可研究太阳黑子活动的各种周期及一些更短的周期事件（如厄尔尼诺）。
2.生物法
动物和植物演化在第四纪沉积物的定年中也是非常有用的，但与前第四纪时期相比使用
范围不一样，这是因为多数组合的演变速率与包含它们的短时期相比显得太缓慢了。
第四纪沉积物中孢子花粉颗粒异常丰富和分布广泛，因而它们比其它任何化石更多地利用来建组
合生物带。
但由于穿时性，并且可能没有严格的相似物，因而很难用于环境状况重建或难于
用于年龄测定和对比。
孢粉分析法这是一种利用生物的进化来进行相对年龄测定的经典方法，可以用来测定前寒武纪至第四纪漫长地质历史过程的相对年龄。
在第四纪年龄区间，由于时问较短，植物界的属种变化甚微，给该方法的使用带来了一定的困难因而，在第四纪花粉分析研究中，除利用属种变化来确定时代的新老外，还应注重研究现今植物群的分布及环境的变化该方法目前已得到了广泛的应用侧如：
第四纪地层的划分和对比、古环境和古气候的研究、推理新构造运动和造山运动，以及考古学和第四纪动物群的研究等[5]。
发现于陆相第四纪沉积物中的脊椎动物化石（主要是骨骼和牙齿），在确定年龄上可能要比其他化石组合迅速一些。
如今已证实软体动物对年龄测定有用，特别应用于第四纪早期的测年。
以树木生长的年轮的厚度或密度变化为基础的树轮年代学主要特点是准确、连续性强、分辨率高及易于获取复本等。
它广泛应用于气候学、考古学、水文学、生态学、木材解剖学、农业科学、环境科学等方面，其应用领域还在不断的扩展，已成为一门有发展前途的、跨领域的综合性学科。
但无论应用何种研究，年表的建立尤为重要。
为定年提供服务的长年表在北美洲、欧洲、南美洲、澳洲等都有建立[6]。
长年表的建立，可为14C测年提供校准曲线，使14C测年的精度提高。
德国建立的橡树年表和松树年表延伸了新仙女木期，使树轮年代学为14C在全新世测年提供了确切的时间控制。
我国的树轮年代学起步较晚．近年，我国相应在天山、长白山等一些地区建立了树轮宽度年表。
在今后的测年研究中，树轮年代学将会发挥更大的作用。
冰川融化或消退后，新近露出的冰碛沉积物或平滑的基岩面开始被地衣群落占据。
Beschel（1950）提出地衣的生长速率可用来测量从地表露出以来的时间，通常所选取的地衣种类的年龄已由历史或其它已知年龄的地表面上测定，此外推测定未知年龄的地表面。
该方法曾用于测定北极和阿尔卑斯山地区近代冰川后退阶段（Andrew等，1964）[2]。
但使用该测年方法应注意地衣生长不受大气圈污染的影响。
3.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。
地球是以均匀磁化球体，其磁场相当于放在地心的一个磁偶极子的磁场。
火成岩温度达到居里点时，便获得磁性，沉积岩和变质岩中含有铁磁性矿物颗粒，三类岩石都会受到形成时的地磁场的作用而磁化，磁化方向与当时地磁场方向一致，这是一种全球现象。
地球上任一点的总磁场强度（T）是一个矢量（图1），它可以分解为磁偏角（D）、磁倾角（I）、水平磁场强度（H）、东向水平磁场强度（Y）、北向磁场强度（X）和垂直磁场强度（Z）7个变量，只要知道X、Y、Z或H、D、I3个变量便可求出另外3个变量。
从标本中测得的天然剩余磁场要素，便获得古地磁的基本资料。
地磁要素和磁极位置都随时间而变化。
磁极位置的变化时间长而不显著。
而地磁极性方向变化周期则为0.01~1Ma，所以极性变化更适合于第四纪沉积物年龄测量。
古地磁极性的正反方向交替变化是古地磁历史的基本特征。
正极性是指岩石剩磁的极性方向与现代地球极性方向一致，其磁倾角为正值，磁偏角接近于零。
反极性是指岩石剩磁的极性方向与现代地球极性方向相反，其磁倾角为负值，磁偏角接近于180°[7]。
图2地磁要素示意图
图3深海部分沉积剖面的极性倒转图
地球磁场一直处在周期性的、长期的变化当中。
了解其变化的规律，就可以从记录于不同时代岩石单元中的磁性特征来推测其岩石形成时代。
由于同位素年代学对沉积岩的测年方法和精度存在一定的局限性，因此磁性地层学研究成为地层划分和对比的一个重要研究手段。
它不仅用于地磁场极性变化的研究，而且发展到以岩石学基本参数进行地层的划分和对比。
正是根据原生剩磁在赤平极射投影图上的指向不同，划分出正向磁化和反向磁化两种极性。
依据磁偏角（D）和磁倾角（I）建立可靠的正、反变化的极性时代或极性地层，再通过磁性地层和生物地层的综合对比，确定各地层的时代归属。
古生代的磁性地层研究主要集中于石炭系，二叠系Kiaman和Illawarra超带磁性地层界线的位置和精细的磁结构方面；中生代磁性地层研究与生物地层学、旋回地层学方法相结合，可建立地区性高分辨率极性时间表。
作为一种研究手段，磁性地层学主要与生物地层学研究相结合，从而提高地层划分的分辨率和对比精度。
运用古生物资料划分地层一是解决地层对比问题；二是用于磁性带的识别。
只有将地磁资料与古生物资料综合运用才能更好地发挥它在划分地层中的作用。
地磁两极的位置一直在不停地变化，不同时代的岩石记录着岩石形成时期的磁倾角和磁偏角。
研究者通过计算可得出岩石形成时期所处的纬度，即古纬度。
古纬度定年法正是依据所计算的古纬度对照现有的古地磁数据来判断所测岩石形成的大致时代。
地球磁场在过去以各种方式变化．包括地磁极的南北极倒转、极性漂移等，蕴含于这些物质中的磁性特征的测量可通过已建立的倒转和其他变化层序的对比确定其年代。
古地磁年代学为第四纪地质年代表的建立奠定最重要的基础。
古地磁极性年表是根据一系列主要用40K-40Ar法测定年龄的不同时间尺度的极性变化事件编制的地球极性时间表，目前用于第四纪研究的极性年表是A.考克斯等1969年根据陆地和大洋已有的140多个数据拟定的约5MaBP以来的地磁极时间表。
该表使用两级时间单位：
极性时和极性亚时。
极性时是指以某种极性占优势持续时间较长的时间单位；极性亚时是极性时中短暂极性倒转时期。
图4用于第四纪的古地磁极性年表（A.Cox,1969）
古地磁方法在第四纪测年应用广泛，主要用于沉积连续、厚度较大的剖面或钻孔岩心。
虽然古地磁极性变化的全球性是该方法具有相对的独立性，但也有不足之处，如难以判断不同层位相同极性所属年代。
但本方法与古生物地层学和其他年代学方法结合，就能扬长避短发挥其优势。
古地磁法要选择连续厚度较大的细粒沉积层进行连续定向取样。
用铜质工具在露头上先开出平行层面小平台，把2㎝×2㎝×2㎝塑料盒扣在层面上（盒子上面的直线对准正北，小圆孔置于东侧）轻轻按下即可取样。
若钻孔岩心取样则要保持岩心上下层面不要颠倒，并在样品盒一侧用箭头标出上下层位。
，每已取样层中同一高度取两个样。
取样层垂直间距不大于1m。
取样对象是细粒沉积物（亚粘土、粘土），不要在松散砂和砾石中取样。
垂直连续取样的数量多，则可比性强。
古地磁学方法在黄土、湖沼沉积物、大陆架和平原钻孔岩心研究中广泛应用。
中国的第四纪沉积物中尤其是中国北方的黄土中蕴含了丰富的古地磁学信息[8-12]，且其沉积序列能与深海氧同位素进行对比。
几十年来，中国的黄土古地磁学也已取得很大的发展。
早在20世纪70年代李华梅等在山西午城剖面对中国黄土首次进行了古地磁学研究。
近几十年来，中外学者对不同地区具有相同地层的代表性黄土剖面开展了大量的磁性地层研究．为我国一系列早、中更新世连续沉积地磁和早期古人类遗址卡住了基本时间框架。
极性倒转是地球磁场的重要特征之一。
地质历史时期中地球磁场有规律地频繁发生过极
性倒转，据此得出的全球性5Ma以来的地磁极性年表，已广泛用于确定第四纪地层的地质
年龄。
除地磁性倒转外，还有磁性位置极短的移动，即偏移。
布容正极性时的短期极性事件
和极性漂移可用于地层的进一步细分和对比，但由于这些极性事件及极性漂移持续时间短，
能进行全球性对比的不多。
地球磁场并非只是简单的偶极，且处处有变化的非极性因素，需利用经良好测年长期变化的标准曲线测定某些古地磁特征以测定有限地区内沉积的层序。
但地层剖面时标的细刻度常需要对沉积速率进行假设，假设不同，测年结果不同。
这也是迄今仍未建立全球完全一致性的地磁极性序列的最重要的原因之一。
4.考古法
人类的出现使得第四纪的精确测年尤为重要．随人类的发展，产生一定的文化，及和一定的文化相适应的时代，我们称之为文化期，人类文化期的划分：
旧石器时期：
包括Q1Q2Q3；中石器时期：
距今1万年~8千年；新石器时期：
距今8千年~3千年；历史时期：
铜器时代，铁器时代，这些也给测年带来一些特殊的途径。
第四纪沉积物所含有的人类活动的许多遗存，可以进行对比测年和数值测年。
如沉积物中的“文化层”，陶器或铜器上粘附的烟炱、珍贵的甲骨、古藏经卷、岩壁上的画像文字本身等都可以用于人类出现后的年代测定。
且陶瓷、钱币可为约2500年的沉积物提供相当精确的年龄，而产出丰富的石器由于制造方法和不同类型式样异地的迁移相当缓慢，而且有些在不同的时间里，曾不止一次引进到一定地区，加之，若干文化在一地共同存在的时间很长，故石器的类型不可用于第四纪早期沉积物年龄的测定，只可给出近似的年龄[13]。
5.放射性定年法
与放射性有关的定年方法是各类方法中种类最多、应用最广的测年方法。
因为它能给出
具体的年龄值，所以也是最重要的一类测年方法。
5.1放射性同位素法
放射性同位素40K-40Ar法和39Ar-40Ar法对建立第四纪磁性年表和深海氧同位素时间标尺起了关键作用[14]。
近年来，超低底本超高灵敏惰性气体质谱仪的发展，提高了Ar的测限。
激光显微探测技术使39Ar-40Ar法测年可应用于岩石中的单矿物，并使得测年的样品用量降低（1mg即可），减小了分解矿物麻烦，且解决了样品非均性测年困难。
这一技术还可用于测定深成岩的冷却速率、钾一氙法配合裂变径迹法是建立东非古人类年表的主要手段。
目前，该技术在我国已有发展。
现在，用钾氩法测第四纪沉积地层中伊利石、蒙脱石等自生矿物年龄的可能性已引起广泛关注。
将铀系衰变的不平衡过程应用于测年，主要成功体现在对珊瑚礁及纯净未风化洞穴碳酸岩的测年。
对深海沉积物和动物化石测年也取得成效，为3.5～4万aB．P．全球海平面升降和气候变化的研究提供了时标。
我国35万年来的古人类进化和旧石器考古年表主要是通过铀系法建立的。
铀系组分法对年轻火山岩定年已有极大的潜力。
近年铀系法的突破是热电离质谱（TheralIonizationMassSpectrometer，简称TIMs）铀系法。
TIMs铀系法使得测年精度提高了l一2个数量级，所需样品量和测量时间却大大减少。
但20世纪90年代末，MC-ICP—MS开始用于230Th测年，其比TIMS更省时、省样、提高精度的空间且有进行微区测年的前景，现在甚至有ICP-MS230Th测年法代替TIMS的趋势。
210Pb为铀系的衰变子体，其半衰期适合于现代人类活动时间尺度环境过程的示踪，在流域侵蚀和现代沉积研究中具有很好的示踪价值。
210Pb（半衰期为22.3年）测年，属于放射性核素沉降年代学。
一般适用于对湖泊沉积速率的测定。
基本假设：
（1）沉积物/水界面上的210Pb核素通量保持不变；
（2）在要测定的年代范围内没有发生核素的迁移.随着时间延续（沉积物厚度向下增加），沉积物中210Pb核素的放射性强度逐渐降低，与沉积物/水界面上的210Pb核素强度具有以下关系：
A（z）=A0e-λt
A（z）表示深度为z时，沉积物中核素的放射性强度。
A0是t=0时,沉积物/水界面上新的沉积物中核素的放射性强度（单位质量沉积物的衰变数，dpm/g）。
λ为该核素放射性衰变常数。
A0=核素的沉降通量（dpm/cm2.a）/沉积物的沉积通量（g/cm2.a）。
•如果沉积物以沉积速率S（cm/a）累积到深度z，则t=z/S；在已知深度z处的密度ρ（z）（g/cm3）的条件下，其沉积通量为Sρ（z）。
•如果φ是核素的沉降通量，则A0=φλ/（Sρ（z））
图5利用210Pb方法获得的年代分布图
利用公式需要假定沉积物-水界面的核素的通量和沉积速率保持不变。
在一定时间内，核素通量可以保持不变，但沉积速率总是发生变化的。
因此，实际应用过程中，主要利用以下两种计算模型：
（1）连续初始密度模型，也称CIC模型（ConstantInitialConcentrationmodel）。
CIC模型要求提取的沉积物保持原始状态，通过测量沉积物各个深度含水量来确定该处的密度，再通过测量该深度210Pb的放射性强度，利用公式
计算不同深度处的沉积速率，通过沉积速率确定沉积物的年代。
（2）补给率连续模型，也称CRS模型（ConstantRateofSupplymodel）。
CRS模型是建立在已知某一年龄时标（如表层年龄，某一深度137Cs年龄）的前提下，通过在该深度范围内各点测定的放射性强度与表层放射性强度的关系，拟合出一条指数曲线，得到衰变常数λ与深度的关系，通过测定其它点的放射性强度再根据公式计算沉积年代。
CRS方法
CIC方法
图6由CIC模型和CRS模型建立的年龄
Goldberg（1963）首次利用210Pb作为格陵兰冰芯计年。
近30年来，210Pb广泛用于现代沉积速率的测定，取得了很好的进展，显示出210Ph在百年时间尺度上的沉积物计年价值。
裂变径迹测年[15]：
矿物中含有微量的天然重同位素238U自行裂变，它的一个原子核分裂成2个中等质量的原子核碎片，这种高能碎片在通过绝缘矿物时会对其产生损伤，留下痕迹。
这种裂变痕迹可以用化学试剂处理后显示出来，并用光学显微镜观察。
裂变径迹密度与矿物形成以来的时间呈函数关系，故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。
测年对象：
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）。
图7238U裂变示意图
图8裂变径迹产生原理图
与裂变迹径定年类似，α反冲径迹定年（Alpha-RecoilTrack）也是基于天然放射性元素所释放核粒子在固体中产生可蚀刻径迹的积累。
铀钍及它们的子体核素进行α衰变时形成α反冲径迹，当发射一个α粒子时，重的剩余核反冲并造成30~40nm的辐射损失痕迹，经过蚀刻α反冲径迹可在干涉相差显微镜下观测。
如果在样品形成以后全部迹径被保留下来，那么测定它们的总数就可以得到样品的年龄。
α反冲径迹定年是一种刚刚开始研究的新型热年代学核分析技术，研究样品可以是单个小云母片（约0.5mm），定年范围102~106a，该方法对第四纪地质、地理、灾害及考古[16]等领域有很大的应用潜力。
原理：
放射性元素铀钍作为微量元素广泛出现在各种矿物中。
其同位素238U、235U、232Th以及他们的一些通过α衰变分裂产生的放射性子体核素，都可射出α粒子。
在衰变系列中由238U开始到206Pb结束，有8个α粒子被放出，从235U到207Pb，有7个α粒子，从232Th到208Pb，有6个α粒子。
在重原子核的α分裂期间，几个MeV能量被释放。
根据动量守恒原理剩余核子遭受反冲，反冲核子和α粒子的能量比率与他们的质量比率成反比，从而在铀钍衰变链内α反冲核的能量是衰变能的约2%。
在固体中反冲核有30~40nm的射程[17]，通过和周围的晶格原子弹性原子碰撞损失了动能，留下了辐射损伤的痕迹。
在衰变系列中，剩余核遭受每次约30nm的重复反冲。
由于单个反冲的方向是任意的，反冲核走之字形路线，所以产生的是直径约120nm的一团状辐射损伤而不是直线径迹（Ggen，1998）。
关于定量定年模型，最根本的是要知道，单个α反冲径迹就可以产生一条蚀刻径迹，还是必需几个连续的α反冲才能产生。
从白云母的照射实验，最初推断出单个的α反冲事件对于产生一条蚀刻径迹是不充分的（Huang等，1967a），但与此相反，有些人的实验清楚的证明在白云母以及黑云母或金云母中单个的α反冲事件是充分的（Hashemi等，1980，1981；Gentry，1968；Katcoff，1969）。
还有一个有关的困难是在衰变链内核素移动，特别是氡的扩散，其后的α反冲发生在与前一个不同的位置上（Wagner，1980）。
这些α反冲径迹经过化学蚀刻被扩大，在微分干涉反差显微镜下变成看得见的α反冲径迹（图）。
迄今为止，只是在云母的解理面上能观测α反冲径迹。
图9黑云母中α反冲径迹
α反冲径迹方法适用于102~106a范围内的黑云母和金云母，有希望成为第四纪地质、地理、灾害及考古等领域的年代学工具，还因为0.5mm大小的单颗粒云母就足可以测定年龄，这种特性非常适用于对来自远端火山灰产状的云母的定年，而其他测年方法是达不到的。
为了改进定年精确度，必须完成在小的单个云母片上足够精确地分析毫微克每克水平以下的钍，这将允许应用α反冲径迹定年当做一个独立的地质定年技术。
对于定年比106年老的黑色云母，则必需数比105ART／mm2高的径迹密度，它是当前在光学显微镜下精确计数的上限。
用原子力或电子显微镜观测未蚀刻的（潜在的）或很简单蚀刻的α反冲径迹（<10s在40%HF中）能够扩宽年龄范围升到109a。
由于白云母通常低的铀钍浓度，它是一个特别值
得注意的能够得到高的年龄范围的候选者[18]。
但是在各种类型的云母中建立该定年技术并期望有较好的应用，必须对α反冲径迹退火行为进行深入的研究。
5.2宇宙成因核素
宇宙成因核素（Cosmogenicnuclides）是宇宙射线与地表大气或岩石相互作用，发生反应形成的一系列稳定或放射性元素。
一般而言,大气中产生的核素能够迅速参加地表地球化学循环而进行迁移、转化，而岩石表面产生的核素具有更加明显的本地特性。
地学研究的核素主要为较长半衰期的放射性元素14C、10Be、26Al、36Cl和稳定性元素3He、21Ne。
宇宙核素产生率及其影响因素：
a.随深度的变化而变化。
-蜕变反应和中子捕获（主要针对36Cl）主要发生在地表1~2m的深度范围，其产率随深度的增加迅速下降。
b.随纬度发生变化。
-以蜕变成因的宇宙核素为例,其赤道海平面的产生率约是北纬60°海平面产生率的60%左右,而纬度大于60°之后,宇宙核素产生率的变化很小。
c.随高度发生变化。
-海拔高度越高,地球对宇宙射线的遮挡越少,宇宙核素的产生率越高。
例如:
北纬40°,海拔800m的宇宙核素产生率约为海平面高度产生率的两倍。
同时它还随地球磁场以及太阳活动强度的变化而变化。
宇宙核素浓度与暴露时间和侵蚀速率的关系：
随着暴露时间增加,岩石表面的宇宙核素不断累积；岩石表面的不断侵蚀以及放射性元素本身的不断衰变,核素浓度的增加速度将随时间的加长而不断减缓。
理论上,宇宙核素浓度可以表示为岩石表面暴露时间和表面侵蚀速率的函数。
假定核素产生率在特定区域和时间内保持恒定,针对蜕变成因的宇宙核素，核素浓度的变化速率可以表述为以下形式。
N-宇宙核素浓度；t-暴露时间；P-宇宙核素产生速率；x-样品深度；
-衰变常数；μ-核子吸收常数；
-本地侵蚀速率。
图10蜕变成因的核素浓度随时间变化的曲线
从上图可以看出，当岩石表面暴露时间远小于半衰期时,核素浓度线性累积,表面侵蚀速率的影响可以忽略。
当暴露时间在3个半衰期之内,核素浓度的增加逐渐变缓，明显受侵蚀速率的影响。
当时间大于3个半衰期时,核素产生量与其由于衰变及表面侵蚀而造成的损失量接近平衡,核素浓度近似达到平衡状态。
宇宙核素浓度与埋藏年龄的关系：
a.停止积累：
利用宇宙核素计算埋藏年龄，通常假设岩石或沉积物在经历了足够长时间的宇宙核素积累之后，被快速埋藏，致使核素浓度停止继续积累；b.两个核素：
由于埋藏年龄问题至少含有两个未知因素（埋藏年龄以及埋藏前的暴露时间或侵蚀速率），因此需要通过两种以上不同核素衰变速率的差异才可以确定样品的埋藏时间。
一般而言，这种状况可以发生在沉积物被冲入洞穴或突然被较厚物质掩埋等情况下。
14C法是全新世及晚更新世最常用．一般也是最可信的方法其理论严格完整，技术成熟．而且适用于14
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