地貌学及第四纪地质学市公开课一等奖省赛课获奖课件

地貌学及第四纪地质学第十章第四纪年代学地貌学及第四纪地质学第1页测定地质年代详细方法很多，能够分为两类，一是相对地质年代；二是绝对地质年代，又称同位素地质年代。相对地质年代是经过除了用同位素方法以外各种伎俩，人为地按照一定标准尺度建立起来不一样地层先后序列。它只能说明年代新老序列而不能确切地指出这些地层形成或地质事件发生详细时间。在地质年代表上则以代、纪、世表示。决定相对年代方法很多，主要有以下三种地貌学及第四纪地质学第2页叠覆律(Lawofsuperposition)斯台诺(NicolausSteno)1669年在任何沉积地层（包含喷出岩）层序中，当其没有被后期运动所逆掩或倒转时，最年轻地层应位于层序顶部，而最老地层位于层序基底。较老地层之上连续覆盖着逐步年轻地层。地貌学及第四纪地质学第3页生物群层序律(Lawoffaunalsuccession)又称化石层序律。有机物化石（包含动物群和植物群）在地层中，彼此有一定相互联络能够区分演化次序。每一个地层建造都有其特殊总生物面貌，它既不一样于上覆地层，也不一样于下伏地层。所以，岩石年纪能够依据其所含化石面貌（即生物群）加以判定。地貌学及第四纪地质学第4页生物群组合律(Lawoffaunalassemblages)相同有机物（动物群或植物群）化石组合表示保留它们岩石地质时代相同。地貌学及第四纪地质学第5页同位素地质年代是经过不一样物理和化学方除将地层中某一个天然放射性同位素提取出来并依据其放射性随时间作指数衰变规律，或因为其衰变时所放出射线对周围物质作用所产生效应来测量地质年纪方法。它是以平均太阳日——年为单位所表示某一地质事件详细时间。它有详细和定量时标概念。所测年纪数值即表示岩矿或地质历史事件发生，延续及消亡等各个时期年纪数值。地貌学及第四纪地质学第6页测量方法1．依据放射性同位素衰变规律来测定年纪方法经过测量样品中某种同位素含量与其衰变后最终产物(稳定同位素)含量比来测定年纪方法。如铀-铅法、钾—氩法、铷-锶法等。所测量年纪比较老。经过测量某种同位素在衰变系列某一中间过程与母体同位素含量比来计算年纪方法。如14C测年法等。它适合用于测定较年轻样品。2．依据射线对周围物质辐照作用所产生次级效应来测定年纪方法，如裂变径迹法、热释光法等。地貌学及第四纪地质学第7页应用放射性同位素测定地质年纪时，必须具备以下条件：①用来测定年纪放射性同位素，必须能测出其准确半衰期(T1/2)或衰变常数(λ)及相对丰度；②被测样品在地质历史进程里，其放射性同位素必须保持在封闭化学体系中，不能因后期地质作用而使其母体或子体同位素发生增加和丢失；③对于样品中所含放射性同位素，必须有一准确而切实可行制样和测量方法。地貌学及第四纪地质学第8页第四纪年代学主要任务建立地层年表建立各种地质事件时间序列建立、改进和完善各种年纪测定技术地貌学及第四纪地质学第9页相对年纪测定法与绝对年纪测定法比较相对年纪测定法易确定相对新老关系定年不准确非同一剖面沉积物难以确定相对新老关系只能进行小范围地层对比绝对年纪测定法年纪差异越小越困难定年相对准确非同一剖面沉积物（同期异相沉积物）定年不受限制能够进行全球性地层对比地貌学及第四纪地质学第10页一、放射性碳（14C）测年法14C测年法是由美国放射性化学家W.F.Libby（利比）1949年首创。因为他在14C测年方面出色贡献，取得了1960年诺贝尔化学奖。

14C方法是第四纪年纪测定主要方法之一，测年精度很高。地貌学及第四纪地质学第11页（一）测年原理碳在自然界有3种同位素：12C（98.8%)13C（1.108%）14C（1.2×10-10%）——放射性同位素，主要产生于高空大气层。14C产生在高空大气层，因为宇宙射线冲击，产生一些热中子和电子等各种粒子.热中子和大气中氮原子碰撞，使氮原子转变为14C原子。稳定同位素地貌学及第四纪地质学第12页新生14C遇氧即被氧化成二氧化碳(14CO2)，这种含有14CCO2与原有CO2相混合，使大气中CO2含有14C放射性。大气二氧化碳经过自然界碳循环而扩散到整个生物圈、水圈一切与大气CO2发生交换关系含碳物质中，使这些含碳物质都具有14C放射性。这些物质中14C含量一方面从大气中不停地获得新补充，其次因14C是放射性元素而按照放射性衰变规律又不停地在降低。地貌学及第四纪地质学第13页补充和衰减结果使14C含量在全部含碳物质中保持动态平衡，即放射性同位素14C在碳元素中所占百分比几乎保持恒定值。假如某种含碳物质，一旦停顿了与大气交换关系(像生物死亡、碳酸盐沉淀埋藏等)，则该物质中14C不能从大气中取得新补充，而原来含有14C却仍按照衰变规律而不停降低，每经过一个半衰期，则降低为原有量二分之一。依据放射性衰变定律，含碳样品放射性比度也按指数规律降低(I=Ioe-λ

T)。地貌学及第四纪地质学第14页所以只要测量出样品14C比度，就可按公式计算出该样品与大气停顿交换年代。即样品地质年代。（动植物死亡、沉积物沉积年代）。14C测年范围5—7万年,只能应用于晚更新世以来地质事件测年。地貌学及第四纪地质学第15页14C自然衰变当生物死亡或碳酸岩沉积之后，假如被快速埋藏，那么，生物体内或碳酸岩内部14C与外界交换便停顿下来。其内部14C浓度随时间按指数规律降低：I=Ioe-λ

TI——经过时间T后14C浓度Io——14C初始浓度（生物死亡时浓度），要求为100%T——时间（年）e，λ——常数

上述衰变过程不受任何外界环境影响！伴随时间增加，14C浓度越来越小。地貌学及第四纪地质学第16页剩下14C剩下14C活度/%度/%/%放射性碳衰变曲线I=Ioe-T地貌学及第四纪地质学第17页（二）14C测年假设条件几万年来大气14C放射性是稳定不变，被测样品曾经与大气进行过充分碳交换，并巳达动态平衡。样品碳于某时停顿了与大气交换后，从此就处于封闭环境中，而且原有碳原子能很好地被保留下来。需要有一个被准确测定14C半衰期值。14C半衰期为5730±40年地貌学及第四纪地质学第18页（三）样品采集要取得准确可靠14C年纪数据，除了对14C试验室在样品制备和测量全过程严格要求外，采样也是一个关键性主要问题。可供采集14C测年样品凡是与大气C02进行过交换或处于交换状态含碳物质，都可作为14C年纪测定样品加以采集。地貌学及第四纪地质学第19页样品种类大气圈空气水圈海水、地下水及冰雪等固态水。生物圈植物：全部植物根、茎、叶、花、果、种子，其中木头、木炭中含炭量最高，又不易与周围物质发生碳原子交换，是最好14C测年标本。动物：脊椎动物骨头、牙齿、蹄爪、鳞角、皮毛等。地貌学及第四纪地质学第20页岩石圈：生物碳酸盐类：软体动物外壳、骨骼及由它们共同组成沉积物。如贝壳、牡蛎壳、蚌壳、珊瑚、有孔虫及海滩岩、珊瑚砂、硅藻土等。无机碳酸盐类：如白云石、文石、方解石、石灰华、钙质胶结物、钙结核、淤泥粘土及古土壤等。其它如古陶瓷、砖瓦、灰烬层、古石灰、古铁器等。地貌学及第四纪地质学第21页样品采集要求(1)样品要含有代表性必须按照自己研究课题，有意识有选择地去采集含有代表性样品。如研究第四纪，则必须选择那些能反应晚更新世以来所发生地质事件出现或消亡时间，或反应古气候、古环境改变经典剖面系统地采集不一样岩相地层中标准样品进行测定。如研究海洋，则要注意采集那些与大陆架形成机制，海陆变迁，沉积速率等相关样品进行测量。地貌学及第四纪地质学第22页(2)样品要含有原生性14C年代数据，是代表被测含碳物质停顿与大气CO2发生交换后所经历时间，所以，要求这些物质在死亡或被埋藏后，就地保留在与外界碳不再发生交换相对封闭环境里，并未被外来碳所污染。不过地层中含碳物质受污染路径是多方面。最危险是所采集含碳物质不是原地产出而是由它处经搬运到这里再沉积样品。地貌学及第四纪地质学第23页(3)样品含有14C初始浓度用来作14C年纪测定含碳物质，在其形成时含有与当代碳标准相同初始14C浓度。普通含碳物质是具备这一条件。但在一些特殊环境中形成含碳物质，其初始14C浓度与当代碳标准有偏离，必须要进行校正。校正工作不是采样者任务，但采样时必须搞清楚样品所在地自然环境情况，以提供14C试验室参考。采样时，必须填写14C测年样品记录表地貌学及第四纪地质学第24页地貌学及第四纪地质学第25页样品数量木头及木炭25~60g采样时要确定样品在地层中产状，尤其要注意它是否属于原生或经过搬运再沉积而成。如采集是大树则须注意样品取自该树部位，因为植物生长决定了它边材和心材年纪不一样。中心部位(心材)样品，年纪偏于树木初始生终年纪，而靠近树皮外缘部位边材)所测年纪为砍伐或死亡年纪。泥炭200~500g，普通取1000g泥炭堆积速度效慢，如碰到厚层泥炭时，除按顶、底板采样外，层间应视地层发育情况再分层加密采集。地貌学及第四纪地质学第26页淤泥、粘土500~1000g淤泥空隙度大，含水量高，如埋藏条件不利时，轻易受到污染。淤泥沉积速度很慢，尤其是海相淤泥有时每千年才能沉积下几毫米。所以采样时应仔细地分层采集。生物碳酸盐类样品(贝壳、珊瑚等)

200~300g无机碳酸盐沉积500g(石灰华、钟乳石、钙结石等）石笋、石钟乳、石柱等是逐步形成，和树木年轮一样，含有同心圆结构，其年纪由中心向外缘渐变。在做14C年纪测定时，可按同心圆逐层剥离、分层测定。地貌学及第四纪地质学第27页测定对象土壤和古土壤500~1000g陨石标本200g种子100g古铁器1000g毛发编织物100g其它空气海水地下水土壤水冰雪谷粒硬果壳细枝草布纸25g兽皮地貌学及第四纪地质学第28页采样方法挖开浮土，采集新鲜（未被污染）样品。如从同一剖面不一样层位采集多个年纪样，应从下向上逐一采集。注意不要采集已受污染样品，采集后马上用塑料袋密封。预防与含碳物质（如纸、棉纱织物等）接触。若样品潮湿，且短期内又不能送试验室测定，必须就地晾（晒、烘）干，以防发霉。地貌学及第四纪地质学第29页（四）14C年纪测定方法应用领域在第四纪地质和地层年代学方面应用在海洋研究中应用海相沉积、海面升降、海陆变迁及沉积速度、沉积过程、沉积环境等方面研究。在考古学及古人类古脊椎动物学研究方面应用在古气候和古环境方面应用在古水文、水文地质方面应用经过对洪泛层14C年纪测量，并结合地质、地貌、地层等方法来测算历史时期洪水频率、洪峰水位及水量等取得可喜进展。地貌学及第四纪地质学第30页对地下水进行14C年纪测定，能够得出地下水年纪、地下水含水层水力学联络、地下水补给与储存等情况。另外依据14C年纪和补给区距离作图，能够求得地下水流速。地貌学及第四纪地质学第31页地貌学及第四纪地质学第32页地貌学及第四纪地质学第33页地貌学及第四纪地质学第34页地貌学及第四纪地质学第35页二、古地磁测年法（一）测年原理地球含有磁场。地磁场能够看作一个地心轴向偶极子磁场。在地质历史中，地磁场方向和强度是不停改变。地磁场改变周期有长有短。极性世连续时间约1，分为地貌学及第四纪地质学第36页正极性世（normalpolarityepoch）与现在地磁极性相同时期。负极性世（reversedpolarityepoch）与现在地磁极性相反时期。次一级极性改变称为极性事件（event）连续时间约104~1。这些改变以热剩磁、沉积剩磁和化学剩磁形式在地层和沉积物中统计下来。地貌学及第四纪地质学第37页沉积剩磁在含砂量高于60%渗透性沉积物中，小磁性颗粒能够在充满水孔隙中随地磁场改变自由移动，直到固结和脱水作用以后，这些小颗粒移动才受到限制，最终沿古磁场方向排列。地貌学及第四纪地质学第38页化学剩磁化学反应磁性矿物古地磁场地貌学及第四纪地质学第39页气体喷发物(有毒气体)火山碎屑流熔岩流火山碎屑火山基浪火山喷发与热剩磁地磁场方向岩浆居里点500~650oC地貌学及第四纪地质学第40页在连续剖面上（也可多个连续剖面相“连接”），密集采样，经古地磁测定和绝对年纪测定，得到一张古地磁表。地貌学及第四纪地质学第41页地貌学及第四纪地质学第42页地貌学及第四纪地质学第43页地貌学及第四纪地质学第44页地貌学及第四纪地质学第45页450万年以来古地磁年表地貌学及第四纪地质学第46页地貌学及第四纪地质学第47页应用古地磁方法时，在连续剖面上系统采样，在试验室中测定“剩磁”方向和大小，借助于K—Ar等测年方法，确定某个（些）极性带或极性事件年纪，就能够确定样品年纪。样品年龄确定地貌学及第四纪地质学第48页测定对象火山熔岩和火山灰静水环境沉积细颗粒物质（红色粘土，亚粘土，粉砂，细砂等）黄土古土壤（因为胶体铁矿物迁移和聚集，常取得化学剩磁）地貌学及第四纪地质学第49页古地磁研究样品采集采样对象首先是含铁磁性矿物、或磁化率比较高岩石，如基性岩、超基性岩、中酸性岩中玄武岩、安山岩、火山凝灰岩、玢岩等沉积岩类如红色、紫红色细砂岩、粉砂岩、砂质泥岩、泥页岩、泥灰岩以及富含铁质黄土、粘土、亚粘土、红土及埋藏土等。地貌学及第四纪地质学第50页样品必须是在新鲜未经外营力移动露头上采集。采样间距依据研究目标不一样而不一样。①如为建立古地磁极性年表，进行地层划分对比时，则应对地层剖面或钻孔岩心自下而上密集采样；地貌学及第四纪地质学第51页采样间距能够每个层为单元，每层采样一块，确保每个小层上都有取样点；如层厚超出5—10m时，则每层顶部、底部以至中部都应采样。如当剖面厚度超出500m时，则可每隔5—10米采样一块。尽可能不要遗漏每一地层单元，以免遗漏主要极性事件。地貌学及第四纪地质学第52页采样对象为黄土时，对每一黄土层和古土壤层都应采一样块，如某一层厚度较大时，可在其上增采几个样。②为研究断层活动情况，应对断层两壁对应地层密集采样，并在该区先做一个系统古地磁剖面。地貌学及第四纪地质学第53页采样方法：打定向标本：对所采标本必须测量产状要素，并将其上、下，南、北，东、西方位标在样品上。每块样品体积为2×2×2cm，如是用采样器采集圆柱体，则2r=2.54cm。如为钻孔岩心时，则要记清楚上下层位，样品上、下方向不能倒置，应先标清楚方向，后再搬动。地貌学及第四纪地质学第54页钾在元素周期表中原子序数为19，原子量为39.096。在地球化学分类中钾属于亲石元素，广泛存在于各种造岩矿物中。在自然界中，钾有三种同位素：

39K1993.2581%

40K190.01167%

41K196.7302%其中39K、41K是稳定同位素，40K是放射性同位素。在各种不一样含钾矿物岩石中，其同位素组成是一样，40K重量百分比为：

40K/（39K+40K+41K）=0.0119%三、K—Ar测年法地貌学及第四纪地质学第55页氩同位素氩是惰性气体元素，在元素周期表中原子序数为18，原子量为39.95。氩在干燥空气中体积百分含量为0.93%。在自然界中，氩有三种同位素：

40Ar99.6%

38Ar0.063%

36Ar0.337%在空气中，其同位素组成是个常数，即40Ar/36Ar=295.5。不过，在矿物和岩石中，氩含量及其同位素组成是改变，这是因为40K不停衰变，使岩石中积累了越来越多40Ar。地貌学及第四纪地质学第56页40K放射性衰变40K1940Ar18K层电子俘获40Ar18放出光子激发态基态11.6%40Ca20-衰变88.4%寿命仅10-12s40K19含有双重衰变特征（见上图）。基态40Ar18在地质体中不停地聚集起来。新形成40Ar占据了结晶格架中母体同位素40K位置，使子体同位素40Ar在矿物岩石中很好地保留下来。时间越久，岩石中40Ar含量就越多。这是K—Ar同位素测年理论基础。衰变——原子核自发地放出电子或正电子，或俘获一个轨道电子而发生转变，统称为衰变。细分之，放射电子称-衰变，放射正电子称为+衰变，俘获轨道电子称为轨道电子俘获。地貌学及第四纪地质学第57页只要测得40Ar和40K，就可得到岩石年纪。这就是K—Ar法测年基本原理。地貌学及第四纪地质学第58页测定对象岩浆岩、伟晶岩、脉岩、变质岩中含钾矿物如白云母、黑云母、锂云母、金云母、钾微斜长石、角闪石等，有时也用全岩测定。沉积岩中同生矿物如海绿石、钾盐、砂子、粘土等。地貌学及第四纪地质学第59页火山岩可用全岩，也可用其中斑晶黑云母、透长石等。普通认为云母和角闪石是最好材料。因而，在野外应尽可能选择云母和角闪石等标本。钾微长石和全岩中氩保留性较差，给出年纪往往偏低。地貌学及第四纪地质学第60页为了更加好地解释测量结果地质意义和提升数据可靠程度，所采样品都必须育可靠详细地质统计。其内容以下，①样品编号、样品物质。②采样单位、责任人、日朋。③采样地点、标出采样点详细位置。说明省、市、县、乡、村及经纬度。并附平面及剖面图。地貌学及第四纪地质学第61页④采样点描述，露头新鲜程度，采样深度，周围地质情况，围岩岩体分期分相，样品在分期分相中位置。岩石镜下判定资料，周围有岩脉等地质体时，应尤其加以统计。⑤相对地质时代推测及依据，不一样观点评述。地貌学及第四纪地质学第62页⑥每一样品必须附一块手标本及薄片。经岩石学研究，证实确实含有测定价值时才给予测定。⑦在送样时，除了必须写清上述内客外，还要详细地填写送样表。地貌学及第四纪地质学第63页地貌学及第四纪地质学第64页四、热释光测年法

ThermoluminescenceDating热释光是一个自然现象，是一些固体物质因长时间受到射线辐照，在辐射电离作用下，固体物质产生电子-空穴对，一些电子被晶体缺点所俘获，在室温下，这种俘获状态是稳定。假如将晶体加热，被俘获电子则从陷阱中边逃逸出来与空穴复合而以光子形式释放出它们所贮存能量。这种光很微弱，只有用高灵敏度测光量仪器才能测出来，而且在冷却以后再加热时，这种光是不能重新再现。这种发光现象，称之为热释光，简称TL。地貌学及第四纪地质学第65页1.基本原理没有被射线照射新生晶体，是不会产生热释光现象。用热释光仪测量时，只能统计到加热炉发射热辐射红光（即热辐射本底，右图中A）。等该晶体冷却到室温后，用射线照射，再测量热释光时，就会得到热释光曲线（右图中B和C）。

本底及热释光曲线

A.热辐射本底；B.照射104伦X射线后热释光曲线；C.照射5×103伦X射线后热释光曲线

地貌学及第四纪地质学第66页自然界全部沉积物，都含有铀、钍、钾等长寿命放射性元素——衰变放出、、γ射线。射线使固体物质电离，或使电子被激发到高能态。多数电子会很快恢复到基态，但有一部分电子在晶格内运动中，会陷入到较高能态原有晶体缺点里，成为被俘获电子。只有经过加热，才能使陷阱中电子增加动能而被激发出来，与空穴复合，并以光量子形式放出能量。地貌学及第四纪地质学第67页加热放出总光子数，与陷阱中释放出电子数成正比。而总电子数与发光体（含有热释光特征物质）所吸收辐射能量成正比。所以，年代越久，物质所接收放射性越强，贮存能量也越高，热释光量也越大。即热释光量与所接收放射性总剂量成正比。铀、钍、钾半衰期长达1（10亿年），在较短时距内（第四纪），能够认为其放射性强度是个常数。所以，热释光光强大小与年代成正比。地貌学及第四纪地质学第68页也就是说，在一样辐射剂量下，样品年纪越老，热发光就越强。已知样品自然热释光量（I）与样品所受总辐射剂量（D）成正比即：

I=k·Dk——样品对辐照灵敏度，人工辐照引发热释光量k=——————————人工辐照剂量地貌学及第四纪地质学第69页而D=R·tR——年辐照剂量t——样品受辐照时间所以有：t=——=——（I为自然热释光量）DRIRk1000aa4000a热释光光强与年纪关系地貌学及第四纪地质学第70页热释光“时钟”调零样品积累热释光以后，碰到光—热事件（如火山活动；粘土被烧制成瓷器；岩石受风化—侵蚀作用，受太阳光中紫外线照射，再沉积下来），就会使原来积存热释光基本消除，即热释光“时钟”调零。再沉积以后，受周围放射性元素辐照，又重新积累热释光。最近，日本学者竹内章等发觉“压力和摩擦位移作用”能够使石英原来贮存热释光释放掉。所以可测断层活动年代。地貌学及第四纪地质学第71页2.测定对象第四纪火山岩或烘烤层；海、陆相沉积物；灰烬层、陶器；断层泥中石英。用来作热释光测定年纪理想样品应含有以下条件：①含有良好热释光特征结晶固体物质如石英等；②经历过显著光—热事件；③环境辐照剂量应为一常数，地貌学及第四纪地质学第72页3.适用范围测定B.P.几百年--200万年内地质事件或考古事件年纪是有效。1971年英国人曾测得意大利维苏威火山暴发年纪为1797±160年。用热释光方法测得“北京猿人”遗址洞穴堆积物中：上文化层（第四灰烬层）年纪为29~31万年；下文化层（第十灰烬层）年纪为61万年。地貌学及第四纪地质学第73页4.采样方法选择适当剖面，详细统计周围地质地貌要素，温度、湿度，环境辐射情况和水文情况。剥去表土，挖取新鲜样品，普通取10×10×10cm。对于同一研究对象，普通取2~3个样品。按层位次序系统采集。采集后，在避光条件下用塑料袋密封，放入标签，再外加黑纸包裹，或用黑色暗盒包装。应防止外界放射性物质照射，高温加热处理，强光暴晒。地貌学及第四纪地质学第74页五、裂变径迹测年

FissionTrackDating裂变径迹法是利用矿物或其它固体绝缘材料所统计238U自发裂变径迹来测定年纪方法。测年范围100—200万年。原理是依据岩矿样品中238U自发裂变所产生径迹数目和自发裂变速度来计算时间(年纪)。它所测量不是放射性同位素及其衰变产物本身，而是放射性同位素(238U)裂变时，对周围物质辐射损伤效应。地貌学及第四纪地质学第75页含铀矿物颗粒中，单位面积内自发裂变径迹数目是样品年纪和238U浓度函数。所以，只要知道铀含量、238U自发裂变速度、自发裂变径迹密度，就能够计算出该样品年纪。条件是快速冷却且以后未再被加热。地貌学及第四纪地质学第76页238U原子核能自发地分裂成二个原子核；当它一分为二时产生很大能量(约200MeV)。分裂后所形成两个裸核，在向相反方向运动过程中，重带电粒子经过固体绝缘材料，在它们所经过路径周围产生辐射损伤区。这就是裂变径迹。地貌学及第四纪地质学第77页天然硅酸盐矿物中都含有铀，钍等放射性同位素。238U自发裂变使矿物留下了辐射损伤区——“裂变径迹”。而裂变径迹数目、密度、深度与矿物中238U含量和它在受热事件结束至今时间(也即径迹积累时间)成正比。所以，凡是火成岩，变质岩和沉积岩中矿物及陶瓷、玻璃等含铀物质均可用裂变径迹法来测定其年纪。地貌学及第四纪地质学第78页样品各种矿物能够用来作裂变径迹分析，通常选取铀含量较高，粒度大于50m重矿物，如：磷灰石、锆石、榍石、火山