年代地层单位的时间对比

只有当年代地层单位的上、下界线被建成界线层型之后，才能在地理上将这个单位向典型剖面之外延伸。根据定义，年代地层单位的界线是等时面，因此，在任何地区，该单位包括的均应是代表相同时间跨度的岩层。通常，当使用某一年代地层界线时，距界线层型越远，所能达到的理想等时性的精确度就越低。因此，能用作时间对比(年代对比)的各方面证据都应加以利用:如多种类型化石的分布、岩层追溯、岩层序列、岩性、同位素测年、电法测井标志、不整合、海侵海退转换面、火山活动、构造事件、古气候资料、古地磁标记等。但是，年代地层单位的等时界线的确定并不依赖于其他类型的地层界线。下面列举几种常用的年代地层单位界线等时性的对比方法。

7.5.1　地层之间的自然关系

岩层相对年龄或年代地层位置最简单、最明显的标志，莫过于岩层之间的自然关系(physical interrelation)。经典的地层叠覆律指出:在一个未遭扰乱的沉积层序列中，最上面的地层比其下伏的地层年轻。地层的这种叠覆次序，提供了确定年代关系最明了的方法。所有其他年龄测定方法，无论是相对年龄还是数字年龄，都要用所观察到的地层之间的自然序列来检验它们的有效性。在有限的范围内，同一层面的追溯是确定等时性的最佳标志。然而，当地层因下列原因引起不连续时，如经过严重扰乱、倒转、推覆或不整合，一个较新的火成岩体侵入到较老的岩层序列中，易变形的沉积岩层(如页岩、盐或石膏层)底劈式地插入较新的地层中并蔓延其上，即便在这些困难的情况下，通过地层之间的自然关系和它们的地层序列所进行的对比，仍是确定岩层相对年龄的基本方法。

7.5.2　岩石学方法

早年，许多系及其下属单位基本上都是岩石地层单位的划分。后来人们认识到，岩石地层的岩性受环境的影响比受时间的影响更为强烈，大部分岩石地层单位界面是穿时的，而且地层序列中岩性特征是多次反复重现的。因此，人们曾一度抛弃了用岩石学方法确定岩层年代的方法。《国际地层指南》(第二版)纠正了上述偏激现象，指出:“一个像组这一类的岩石地层单位总是具有一定的年代地层含义的，并至少可用来在局部地区大致地指示年代地层位置。一些斑脱岩、火山灰层、黏土岩层、石灰岩层或磷灰岩层等，都可能是大范围内作时间对比的极佳标志。特征显著、分布广泛的岩石单位也有可能确定大致年代地层位置的意义”(据Salvador主编，金玉玕等译，2000)。由此可见，并非所有的岩石地层单位界面都是穿时的，并非一定要将岩石地层单位与年代地层单位“隔离处理”。无年代含义的岩石地层单位是根本不存在的，因此，利用岩石地层单位的岩石学特征来确定其相对年代仍是当前和今后年代地层时间对比的基本方法之一。尤其是近20年来，地层学领域越来越重视运用区域性或全球性分布的短期突发性事件形成的“事件沉积物”，作为一种更为精确的区域和全球等时对比的新方法，以弥补传统地层划分与对比之不足(Kauffman，1988;Einsele，1991)，这是地层学中的一次革命，叫作高分辨率事件地层学。

7.5.3　古生物学方法

由于有机界进化的有序性，对于地质时间来说，是不可逆转的。显生宙化石分布广泛、演化特征明显，因此，化石是整个显生宙在世界范围内进行相对年代测定和远距离时间对比的最好依据，显生宙全球年代地层表的建立在很大程度上依据了古生物学方法。虽然生物地层对比不一定是时间对比，但如果谨慎地、正确地使用，它将一直是时间对比最有用的方法之一。一方面，尽管两个相距遥远的地层剖面上化石的总体内容由于岩相变化而差异很大，但细微的古生物学上的鉴别，能证实它们之间具有时间上的可比性;另一方面，有时两个表面上相似的化石组合，经过细致的古生物学研究，可能被证明在年代上完全不同。

首先，首选方法是寻找合适的界线标志化石并准确标定它的首现面(FAD)。标志化石的FAD往往就是我们所要确定的年代地层单位的下界面(即GSSP)。界线标志化石需满足的必备条件是:特征明显，容易鉴别，演化快，地史分布短，迁移迅速，全球分布。如2001年3月，由国际地质科学联合会正式确认的全球二叠系－三叠系界线层型剖面和点(GSSP)选定在中国浙江省长兴县煤山D剖面27c层之底，牙形石Hindeodus parvus首现点上。即，Hindeodus parvus就是该GSSP的标志化石(张克信等，1995)，Hindeodus parvus的FAD确立了该界线的GSSP(Yin et al．，1996，2001)。

其次，实现大范围时间对比的另一种行之有效的古生物学方法，是要建立某类可供对比化石类型的演化谱系，如在全球二叠系—三叠系界线层型上建立了牙形石latidentatus－parvus－isarcica演化谱系，该谱系对实现全球对比起到了良好作用(Yin et al．，1988，1996，2001)。

另外，由于多数生物带不具备在各处完全等时的下界或上界，因此，要善于运用多门类化石和若干相互交错的生物带(如通过侧向指状交叉并相互替代)实现较精确的时间对比。这种相互交错的生物带体系可作为实现不同环境类型沉积序列的横向对比的主要纽带。例如，对比陆相和海相沉积层时，可运用陆生动物、植物、孢粉、底栖和漂浮海生生物的陆－海递变系列;又如可运用相互重叠的植物和动物带来对比热带－温带－极区系列环境下形成的地层。

考虑到现今地球生命环境的多样性和现代生物类型在横向上的巨大变化，可以从中领悟到，在运用古生物学方法进行时间对比时将会面临许多难题。由于过去环境的不断变化，大陆漂移、生物迁移所需的时间，地层中的成岩变化、变质作用，化石保存上的千变万化，采集的偶然性及其他种种因素，会导致问题复杂化(图7－4)。应当看到，运用古生物学方法进行大范围时间对比，虽然价值很大，但存在相当大的局限性。因此，用古生物进行定年和远距离对比时，必须要谨慎行事，设法消除种种干扰因素，以求达到较精确对比之目的。

7.5.4　同位素年龄方法

同位素测年法依据的是某些母体核素以一定速率进行的放射性衰变，这种衰变速率恒定，适合于测量地质时间，它为年代地层学提供了一种强有力的绝对数字年龄获取技术。同位素测年法对前第四纪较老岩层和第四纪堆积物两者有较大差别，以下分别简介几种常用方法，并逐个作一简评。

7．5．4．1　前第四纪岩层同位素测年法

Rb－Sr等时线法:是20世纪70年代主导测年方法，近年来研究发现，Rb、Sr具强的活动性，可能造成年龄的偏老或偏新，另外同源要求很难达到。

Sm－Nd等时线法:Sm、Nd具较强的活动性，很难满足同源要求，同时存在假等时线、视等时线等问题。但矿物内部等时线方法是一个值得推荐的方法。

40 Ar－39 Ar测年法:利用40 Ar/39 Ar比值计算年龄，从获得的几组坪年龄还可以分析热扰动历史，在确定事件的时代方面有广泛的应用。

图7－4　一个笔石分类单元原来的产出上限和目前已知的产出上限与等时面(年代地层面)的关系及其局部变化的可能原因
(据Salvador主编，金玉玕等译，2000)

207 Pb/206 Pb蒸发法:利用测定单颗粒锆石207 Pb/206 Pb比值计算年龄，采用逐层蒸发法可以获得锆石核及环带的年龄。此方法在普通Pb扣除上不尽完善。但是在测定年代较老的地质体时往往可以获得比较可靠的年龄。

单颗粒锆石U－Pb法:该方法是目前国内外应用最为广泛的测年方法，可以获得单颗粒锆石的3组表面年龄信息和不一致线与一致线的交点年龄。除锆石外，还可以测试金红石、石榴石等矿物的年龄。

离子探针质谱法:单颗粒锆石离子探针质谱法是目前单颗粒锆石测年最先进的测年方法，它可以测定单颗锆石不同部位的年龄。目前国内实验室已引入该设备。

7．5．4．2　第四纪堆积物同位素测年法

第四纪各类堆积物同位素测年方法和每类方法适宜的测年范围、应用范围、适用材料、取样量及相关要求列于表7－4(李长安，2001)。

采用不同的衰变常数会导致测年结果的不一致。因此，在计算年龄时要使用统一的衰变常数，这对于地质测年对比尤为重要。通常使用的是由国际地质科学联合会地质年代学分会推荐的衰变常数。

同位素测年法既可用于全岩样，也可用于从岩石中分离出来的单矿物。同位素数据的年龄意义取决于各种地质参数，在年代地层学中使用同位素法需要有地质学的解释。不同矿物和岩石样品中各种同位素体系可能是对岩样和岩样所曾经历过的压力和温度条件变化或其他变化的一种特殊反应，因此，必须确定所获得的年龄值是岩层形成的真实年龄，还是变质作用的年龄，抑或是其他后期变化的年龄。同位素测年法的局限性是，并非所有岩石类型都适于作同位素年龄分析。

表7－4　第四纪地质测年方法、取样要求及应用范围简介一览表(据李长安，2001)

7.5.5　地磁极性反转

地球磁场极性的周期性反转在年代地层学，特别是晚中生代和新生代的岩石中的应用颇为重要。目前已经建立了一个较为详细的晚中生代和新生代地磁极性地层表。地磁极性地层表对确定大洋区岩层的年代地层十分重要。极性反转必须与生物地层学、同位素测年法等其他方法相配合，否则，难以识别特定的极性反转。有关磁性地层学方法参见本书第8章。

7.5.6　其他地层学方法

用于建立高精度年代地层格架的其他辅助方法还有层序地层及全球海平面变化分析法、生态地层法、事件地层法、地震－测井地层法、化学地层法、分子地层法、旋回地层法、定量地层法等，其具体内容详见后续章节。