为什么有人说古玩经X线照射，可以让热释光测试法测定的年代变得更远

探寻时光的痕迹——测年法

科学家说，地球的年龄有45.4亿年了，奇怪，他们是怎么知道的？新闻上经常报道，发现了距今多少多少年的某具古尸或者某件古物，报道员那家常便饭似的口气，就好像楼兰少女玩完的时候他们也恰好在现场。

会不会……古尸或者古物上都有一个钟，能明确告诉我们距今多少年？这似乎有点异想天开！

可是……且慢！你敢说自然界就没有天然的钟？

科学家说，有！且不止一种！

这都是些什么钟呀？可以挂墙上吗？

【水滴里见太阳，原子里看过去】

地球上所有的一切都是由一百多种不同类型原子构成的，比如碳原子，铁原子等。而所有同类型原子的统称，就叫元素。比如说碳元素，就概指所有的碳原子。人还分黄种人黑种人呢。所以元素下面也有分类，如碳元素下就包括三种不同的碳原子，分别是碳12，碳13和碳14。在地球上所有的碳中，碳12约占99%，碳13约占1%，而碳14只占到百万分之一左右。

别看碳14的量很微小，却作用极大，声名远播。因为——它就是我们要找的钟！

古人用“沙漏”来计时，若瓶子中的沙全部漏完就是一天，那，瓶子中的沙漏掉一半，当然就是半天啦。碳14也跟沙漏一样，每隔“一段时间”它就会“消失”一半。而这个“一段时间”，就是5730年，科学上通常把5730年称为碳14的半衰期，把那个“消失”的过程称为衰变。

不对！假如每隔5730年就有一半发生衰变，那地球上最终会没有碳14！真是厉害，你的怀疑是对的。但事实是这样的：自然界的碳14虽会源源不断地衰变，但它也会源源不断地产生——空气中氮原子在宇宙射线的冲击下，会变成碳14。

【在死亡那一刻上弦】

好啦，现在我们有一个钟了，怎么运用呢？这是个问题。

所有的植物都要吸收二氧化碳，而二氧化碳里面的那个“碳”，就可能是碳14，也就是说，植物的生长过程中会源源不断地吸收碳14，但是注意，植物体内的那些碳14同时也在发生衰变。一边吸收，一边衰变，于是，植物体内的碳14最终会达到收支平衡。

假如某棵大树某个时候死了，那么这意味着其对碳14的吸收就会立即停止，只剩下衰变了——注意注意！发条已经拧紧，钟表开始嘀嗒嘀嗒运行啦！

现在问，这棵大树是何时死的？很简单，只要测量这棵大树体内碳14的含量便知。就像测量沙漏上方的瓶中还剩下多少沙，就知道已过去了多少时间一样。若大树体内碳14的比例含量，只有平常树木中碳14比例含量的一半，那么你就可以断定，这棵树大约死于5730年前，以此类推。

虽然人不直接从空气中吸收碳14，但人是吃植物的，所以植物体内的碳14最终也会在人体内累积。

考古学家在测量楼兰女尸的死亡时间时，是通过对棺材里面的木材、毛布、羊皮、人骨等分别进行碳14测量后，对比得出距今3800年的。

【他山之石，可以攻玉】

有了碳14测年法在前，似乎地球的年龄测定便能如法炮制了。可事实上，没那么简单。

首先，你得找到一个半衰期比较长的“钟”，哪种钟合适呢？找来找去，人们发现“铀238”这位仁兄可担此大任，因为它的半衰期长达44.7亿年。地球之“钟”算是找到了，可怎么去测呢？这又是个大问题，找地球诞生时植物的遗骸吗？笑话，地球诞生时，一片火海，任何植物都不会存在；就算存在，也不会保存至今。而关键的是，植物里可没有铀238。那么，什么地方有呢？

岩石，对，就是岩石！可问题又来了，你如何知道哪块岩石最老？难道你要把地球上每一块岩石都测一遍？好吧，就算伟大的愚公移山精神，让你测完了所有岩石，并知道了地球上最老岩石的年龄，那又怎样呢？你能断定这块岩石跟地球的年纪一样老？几十亿年，沧海桑田，地球诞生时就存在的那些岩石，到现在，早就不是原来的样子了。

怎么办？20世纪40年代末，芝加哥大学一位名叫克莱尔?彼得森的科学家对此也头疼万分，且持续了七年！不过，你懂的，皇天不负有心人，克莱尔?彼得森最后灵光一闪：为何不用那些天外来客——陨石呢？

是呀，他山之石，可以攻玉。很多漂浮在地球周边并最终掉下来的陨石，其实就是早期构成地球的下脚料，因此保留着原始的内部化学结构。最重要的是，他们一直在外太空，没有受到污染。

铀238衰变后会变成铅206，所以，测定那些掉下来的陨石中，铀238与铅206的比例，就可以知道曾经有多少铀238发生衰变，从而就能基本测出地球的年龄了。

打个比方，一筐好好的红樱桃（铀238），假设每隔十天，就会腐烂一半，而且腐烂得还很彻底，只剩下樱桃核（铅206），肉全没了。

好，在一个密封的箱子里面有樱桃， 但不知樱桃在箱子里放了多久。现在我们打开箱子，发现有2颗完好的樱桃和6粒樱桃核。于是我们就知道，箱子里最开始其实有2+6即8颗樱桃。好吧，我们从头来一遍，过了10天，那8颗樱桃中有4颗腐烂，再过10天，剩下的那4颗，又有2颗也腐烂了，只剩下2颗没腐烂了。而这跟我们打开箱子时看到的是一样的情景。所以，从这里我们就可以计算出箱子里的樱桃大概已经存在了20天时间了。

【你的积蓄决定了你的身价】

如果说碳14和铀238是一种基于“消耗”原理的测年法，那么下面接着要说的则是一种基于“积蓄”原理的测年法。

人类的生活中从没有离开过辐射，这些辐射来自宇宙射线、地面、建筑物甚至是人体内部。需要说明的是，这些微量的自然辐射不会影响健康。

同样，陶瓷也在无时无刻接收着辐射，只是它们被辐射的时间要长得多，几百年，几千年甚至上万年。而且，因为陶瓷里面含有大量的绝缘晶体，所以，它们能把接收到的辐射能量保存起来，这意味着，陶瓷年代越久远，其对辐射能量的积蓄就越多，一般来说身价也就越高。

如何测定呢？那就是加热，科学家发现，只要把陶瓷加热到一定温度后，陶瓷里面积蓄的能量就会以光的形式释放出来，这就是热释光现象。需要说明的是，热释光不同于一般加热后的炽热发光，它是积累的辐射能量被释放的标志。

而热释光测年法的原理是这样的，在陶器刚开始烧制时，高温会把结晶体中原先贮存的热释光能量全都释放完，这相当于把热释光时钟重新拨至零点。自此以后，成型后的陶瓷从零开始积累接收到的辐射能量，年代愈久，积累的能量就越多，热释光量也就愈多。加热陶瓷，测量放出光的多少、强弱，就能判断出陶瓷的烧制年份。曹操墓中出土了大量的陶器，所以有专家建议，可以用热释光测年法对其测定，从而能较为准确地确定墓葬年代。

考古学上，知道某个古物距今多少年，类似于天文学上知道某个星系距我们多远一样重要。可以说，没有科学测年法的进步，就没有考古学的蓬勃大发展。随着科技的不断进步，测年法的方式和类型越来越多，常见的还有电子自旋共振测年法，古地磁测年法等等。

热释光 (thermoluminescence,简称 TL)是一种物理现象,是晶体受到辐射作用后积蓄起来的能量在加热过程中重新以光的形式释放出来的结果。利用这一现象,可以测定陶瓷器、砖瓦、石英、长石等物质的年代,是20 世纪 60年代发展起来的一项考古测年新技术。

如果从古代陶器或古建筑砖瓦上取一些粉末样品,以很快的速度加热,就有一个微弱的光发射出来,它能被高灵敏度的光电倍增管探测到。如果这个样品再次加热,测到的光信号就是本底,即热辐射信号曲线。第一次加热时发射的光称为热释光,其曲线称为热释光曲线。

热释光是所测物质中放射性杂质和周围环境发出的微弱的核辐射通量长期作用在其中产生的一种效应。这些放射性杂质主要是 U、Th 系列核素和40 K,其浓度只有百万分之几,但它们的半衰期很长,大于 109年,因此,我们可以把这些天然放射性核素作为每年提供固定剂量的放射源。当石英、长石和方解石等受到上述放射性核素发出的α、γ和β射线辐照时,一部分辐射能以晶体发热的形式消耗掉,另一部分辐射能则贮藏在晶体中,一旦晶体加热,约有万分之四的能量以可见光的形式释放出来,这种现象就是矿物晶体的热释光现象,具有这种热释光特性的晶体称为“磷光体”。物质加热时发射的热释光越强,表示年代越长,反之则短。所以热释光强弱就成为考古与第四纪地质的计时标准,有人称其为“热释光时钟”。陶器在古代烧制时,经历几百到一千摄氏度高温,因此,陶器黏土中的矿物晶体在地质时期内贮藏的大量热释光都已释放完,好似古人把热释光时钟拨回到“零点”,但陶器中的放射性物质是烧不掉的。这样,陶器中的晶体又以均匀的速率继续接受和贮藏辐射能,这些辐射能很“纯净”,是器物“诞生”后开始逐年增加的,于是就可以作为陶器年龄的标志。我们称这个辐射能为陶器总的吸收剂量或累积剂量,统称为“古剂量”。因为这个剂量是用热释光技术测量的,所以这个方法就称为“热释光测定年代”。但是这个古剂量的大小只能作为器物相对年龄的标志,因为每件陶器的内部放射性物质含量和外部提供的辐射剂量是不一样的,为了得到每件陶器的“绝对年龄”,还需要测定器物各自的年剂量,即每年提供给陶器中磷光体的辐射吸收剂量。这个剂量由四部分组成:陶器内部放射性物质提供的α和β剂量;陶器埋葬土壤提供的γ年剂量和宇宙空间提供的宇宙射线年剂量。把一件陶器的古剂量除以自己的总年剂量,就得到所测物质的年代,即:

地球化学

这就是热释光定年的基本原理。

1985年,加拿大西蒙·弗雷泽大学的 Huntley 等发展了一种新的技术,即用激光取代加热,她称其为“光测定年代”(Optical dating),也有人称光子激发释光 (Photon-stimulated Luminescence,简称PSL)、光致释光 (Photoluminescence,简称PL)或光释光 (Optically-stimulated Luminescence,简称 OSL)。总之,是用单色光来排空光敏陷阱中的电子。这对测定阳光晒退的沉积物 (例如风形成的黄土)的年代可能是个新的突破,目前有许多实验室都在进行研究。

图6-33 热释光曲线与坪曲线

古剂量是用已知的实验剂量进行标定的,图6-33 显示了标定的方法。其中,N是样品的自然热释光曲线,N+β是样品自然加实验室β剂量的热释光曲线,B是本底。曲线看起来连续且平滑,实际上它由若干断开的热释光峰重叠组成。对一个电子陷阱型的热释光来说,发光曲线是一个单一的峰,其宽度约50℃。峰温宽度取决于电子在陷阱中被俘获的牢固程度。把电子从束缚较牢的深陷阱中驱赶出来需要的晶格热振动比浅陷阱大,反之则小。同理,样品埋在地下时,其深陷阱中的电子寿命也比浅陷阱中的长,该图中自然热释光曲线在 200℃以下没有显示出来,就说明浅陷阱中的电子在地下埋藏时,环境温度提供的热振动足以把电子从陷阱中赶出来。经过漫长的岁月,电子已严重丧失,所以我们今天测量时已经很难观察到200 ℃以下浅陷阱中释放的电子。

测定年代时,我们需要陷阱中没有泄漏累积电子,这就是热释光曲线中300 ℃以上的发光峰。这些发光峰,其陷阱中俘获电子在常温下逃逸率很小,称“热稳定区”。每一个样品都要确定其热稳定区。这通常用“坪试验”进行检查。图6-33b 就是该样品的坪曲线。从图a中可以看到,由于样品中的磷光体自古以来吸收一个小而固定的天然辐射剂量,所以只在200 ℃ 以上才出现少量的热释光,这说明浅陷阱中的电子在常温下已自动逸出,随着加热温度上升,晶格的热振动加剧,深陷阱中的电子开始释放,故热释光增强,到300℃ 左右,自然热释光与实验室β辐照剂量的热释光比值 (N-B)/β趋向稳定,在图b 中出现了“坪”。加热到420 ℃ 以上,自然热释光逐渐被强烈的热本底B掩盖。曲线N与B之间的面积即为样品的自然热释光总和。

热稳定性是根据热释光曲线的温度位置来决定的。随着温度上升,热稳定性迅速增加,例如在环境温度为20 ℃时,200℃热释光相应的俘获电子寿命只有几年,而300 ℃时相应的电子寿命就逐增到几万年,而400 ℃时则可达几亿年。

根据坪的 (N-B)/β比值,乘以实验室的β辐照剂量,就可以得到一个样品的古剂量:

地球化学

实验室剂量也可以用γ辐照,因为β辐照在设备和防护上比γ辐照简单得多,所以一般都用β剂量。古剂量用符号P (Paleodose)表示。这里的P尚未包括超线性 (supralineasity)修正I。古剂量曾留用过其他名词和符号,例如增长剂量 (accrued dose),累积剂量 AD (accumulated dose),考古剂量AD (archaeology dose),总剂量TD (total dose)和等效剂量ED (equivalent dose)。当然,ED是不包括超线性修正的。超线性修正用I表示,等效剂量用Q表示,等效剂量Q加超线性修正I就等于古剂量P,即P=Q+I。

如果我们知道热释光曲线中不同温度的电子寿命,可能会认为坪曲线试验不需要做,只要采用400℃左右,有的热释光就可以解决热稳定问题。但是,实际情况并非如此简单。因为我们采用的样品并不是单一矿物,所以每一个样品不一定都有坪。即使是单一矿物,也不能保证400℃时肯定都有坪。

样品的年剂量来自样品内、外的天然辐射。主要是铀、钍、钾,少量来自铷和宇宙射线。40 K是提供β剂量的主要来源,它在天然钾中的原子丰度为0.01%左右,其次为钍和铀。β射线是带电粒子,在陶器中的射程为1～3mm。样品的β剂量主要由样品内部放射性物质提供,外部环境提供的β剂量 (例如埋葬陶器的土壤)只作用于器物的表面,这样表面接受的β剂量由两部分组成:一部分由器物内部放射性物质提供,另一部分由埋葬土壤中的放射性物质提供,由于器物表层与土壤接触时产生的相互渗透和交换,造成表层β剂量难以确定,因此在测定年代时,一般都把器物的表层去除 2mm,这样土壤提供的β剂量就不予考虑,只要计算器物内部放射性物质提供的β剂量。铀、钍、钾三者提供的γ剂量相差不大。γ的电离作用弱,穿透本领较大,在土壤中的射程约30cm。因此,对一般陶器来说,γ剂量主要来自环境土壤和空间的宇宙射线。当器壁厚度超过3mm 时 (例如砖块、炉壁),就要考虑样品内部放射性物质提供的γ剂量。

热释光强度与辐射电离总量成正比,也与吸收辐射能成正比,所以每戈瑞 (Gy) 吸收能量的热释光对β和γ辐射是相同的,即β和γ辐射的热释光灵敏度一致,但α辐射的灵敏度比β和γ小得多。α粒子来自钍和铀,是强电离辐射,它在陶器中的射程只有 10～5 0μm,因此,α剂量全部样品由内部放射性物质提供。由于α是重粒子,电离密度大,在介质中通过时使位于α粒子径迹的中心部位热释光陷阱已得到饱和,所以α辐射电离产生的电子在单位体积中不能被陷阱俘获而造成浪费的电子数目比β和γ辐射大得多。这些浪费的电子不产生热释光,所以即使辐照相同的α和β(或γ)剂量,电离产生同样数目的电子,但α发射的热释光远比β和γ少。少的程度用热释光相对效率表示。这个相对效率介于0.05～0.3之间,这就是通常说的K3.7值或α值,称“α效率”:

地球化学

为了便于计算和实验室对照,一般都用β剂量来记刻度样品的古剂量。这样,年剂量也应换算成与β等效的剂量。因为γ和宇宙射线的热释光效率与β相同,故不需要换算,只要将α年剂量换算成β年剂量即可。换算方法就是把α年剂量乘以K值,我们称它为“有效α年剂量”,即用D'α表示,由4 个分年剂量相加,就得到一件样品的年剂量D:

地球化学

式中:Dα、Dβ、Dγ和DC 分别为α、β、γ和宇宙射线的年剂量;K 是有效α效率。因样品中天然钍、铀的能量及内照射条件与能量为 3.7 MeV 的α源,外照时条件不同,所以效率降低。它们的关系为K=0.85,K3.7=0.85。

测量年剂量的方法很多,但归纳起来只有三种。第一种,含量分析。通过各种分析手段获得样品和土壤中238 U、232 Th、40 K和87 Rb 含量,用中子活化、γ能谱、裂变径迹和化学分析 (火焰光度、X荧光和原子吸收光谱等),然后换算成年剂量。这类方法用得很普遍,许多物理和化学实验室,都配置有这类仪器。如在这些单位建立新的热释光测定年代实验室,就可以利用这些现成仪器。现代分析仪器的精确度和准确度已达到很高的水平,所以采用含量分析,可以得到准确的结果。缺点是这些方法都假定放射系处于久期平衡状态。事实上有些样品如年轻的沉积物平衡状态并未建立,有些原来已平衡的样品后来遭到破坏,都会给年龄带来一定的误差。另外,含量分析中有些设备昂贵,还有些分析 (如中子活化)必须送到有关部门进行,这些都会给测定年代工作带来困难。第二种,厚源α计数。这是目前国际上热释光测定年代实验室比较流行的方法。这个方法是针对含量分析法设备昂贵,取样量大 (如Th、U的γ能谱分析)以及操作流程复杂繁琐而提出的。该方法具成本低、取样量少和测量方便等优点,所以深受研究人员喜爱。缺点与含量分析法一样,它推算年剂量的理论也是建立在各放射系平衡的基础上。第三种,热释光剂量测定。前两种方法都是间接测量,热释光剂量计是直接测量年剂量。常用的剂量计有天然氟化钙(CaF2 )、人工激活氟化钙 (CaF2:Dy或Mn)、CaSO4:Dy或Tm、Mn及 A1 2 O3 等。其优点是因转换引起的误差可以避免,而且直接测量放射系目前所处的状态,不论它是否平衡,都能反映出其实际剂量。

年龄计算只要将测得的古剂量P 除以年剂量D,即可得到一件样品最后一次受热以来所经历的时间,即年龄A:

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式中:Dγ+C是Dγ与DC 合并测量时所用的符号,一般表示热释光剂量计 (TLD)或其他环境检测仪测量环境剂量率得到的结果。古剂量的单位用Gy或mGy,年剂量单位用Gy/a或mGy/a,年龄为a。