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1、网址 http:/ 第四纪冰川 第四纪冰川是地球史上最近一次大冰川期。第四纪时欧洲阿尔卑期山 山岳冰川至少有 5 次扩张。在我国，据李四光研究，相应地出现了鄱阳、大姑、庐山与大理 4个亚冰期。现代冰川覆盖总面积约为1630 万平方公里，占地球陆地总面积的11%。 中国 的现代冰川主要分布于喜马拉雅山（北坡）、昆仑山、天山、祁连山、冈底斯山和横断山脉的一些高峰区，总面积约 57069 平方公里。 第四纪冰川是地球史上最近一次大 冰川期 。 冰川 的发生是因为 极地或高山地区沿地面运动的巨大冰体，由降落在 雪线 以上的大量积雪，在重力和巨大压力下形成，冰川从源头处得到大量的冰补给，而这些冰融化得很

2、慢，冰川本身就发育得又宽又深，往下流到高温处，冰补给少了，冰川也愈来愈小，直到冰的融化量和上游的补给量互相抵消。一般冰川为舌状，冰川面往往高低不平，有的地方有深的裂口，即冰隙。冰川可分为大陆冰川和 山岳冰川 两大类。第四纪时欧洲 阿尔卑斯山 山岳冰川至少有 5 次扩张。在我国，据 李四光 研究，相应地出现了 鄱阳 、大姑、 庐山与 大理 4 个亚冰期。现代冰川覆盖总面积约为 1630 万平方公里，占地球陆地总面积的 11%。我国的现代冰川主要分布于 喜马拉雅山 （北坡）、 昆仑山 、 天山 、 祁连山和 横断山脉 的一些高峰区，总面积约57069 平方公里。 冰川期 glacial age，

3、ice age，glacial period 这是指地球气候酷寒，高纬度地方的广阔区域为大陆冰川（ continental glacier）所覆盖的时期。最近的冰川期在更新世，据在欧洲和 北美研究的结果，认为共有六次冰川期，五次间冰川期。在 日本 根据分析 冰斗 地形（围谷地形， kar）地形发现有两次冰川期。最显著的冰川期是在石炭纪二迭纪，冰川的遗迹残留于冈瓦纳大陆。除上述两大冰川期外，在 欧洲 和 美洲 还发现有前 寒武纪 、 中生代 和 第三纪 的 冰川遗迹 ，但都不太显著。 第四纪冰川是地球史上最近一次大冰川期。在地质历史上曾经出现过气候寒冷的大规模冰川活动的时期，称为冰河期（ ice

4、 age）以下简称冰期。这种冰期曾经有过三次，即前寒武晚期、石炭二叠纪和第四纪。 第四纪冰期 来临的时候，地球的年平均气温曾经比现在低 10 15 ，全球有 1/3 以上的大陆为冰雪覆盖， 冰川面积 达 5200 万平方千米，冰厚有 1000米左右，海平面下降 130米。第四纪冰期又分 4 个冰期和 3个间冰期。间冰期时，气候转暖，海平面上升，大地 又恢复了生机。第四纪冰期的遗迹最多，如斯堪的纳维亚半岛的峡湾， 北欧 、中欧、北美众多的冰碛残丘，阿尔卑斯山的 U型谷和陡峭的山峰，法国和瑞士交界处侏罗山巨大的冰漂砾等，都是 第四纪冰川作用 留下的产物。 地球自诞生后，气候也一直在变迁中。地质年代

5、 中地球的气候是温暖和寒冷交替著出现。在数十万年以上的极长周期气候中，有大 冰川气候 周期和冰川时代气候周期。 在 震旦纪 （大约六亿年前）以前地球上的气候，我们目前并不清楚。从六亿年前前古生代震旦纪起一直到一万年前新生代的第四纪止，地球上的气候 共经历了四次大冰川气候。第一次是震旦纪大冰川期，距今约六亿年；第二次是古生代后期的石炭 二叠纪 大冰川期，距今约 23亿年； 第三次是新生代第四纪大冰川期，距今约 200万年。这三大冰川期气候的时间周期尺度大约是千万年至亿年左右。 在第四纪大冰川期气候中，目前我们已经确知其间气候仍是寒冷与温暖交替出现。这段时间世界各地的冰川进退次数并不一致，不过大多

6、数的学者都同意：第四纪 北半球 大部有四次冰期、三个 间冰期 和一个冰后期；在北欧则有五次冰期、四次间冰期和一个冰后期。 1948年第十八届 国 际地质大会 确定，以真马、真牛、真象的出现作为划分更新世的标志。 陆相地层 以意大利北部 维拉 弗朗层，海相以意大利南部的 卡拉 布里层的底界作为更新世的开始。 中国 以相当于维拉弗朗层的 泥河湾 层作为早更新世的标准地层。其后，应用钾氢法测定了法国和 非洲 相当于维拉弗朗层的地层底界年龄约为180 万年。因此，许多学者认为第四纪下限应为距今 180 万年。 1977年国际第四纪会议建议，以意大利的弗利卡剖面作为上新世与更新世的分界，其地质年龄约为1

7、70 万年。对 中国黄土 的研究表明，约 248万年前黄土开始沉积，反映了气候和地质环境的明显变化，认为第四纪约开始于 248 万年前。还有学者认为，第四纪下限应定为 330 350 万年前。 地层划分 第四纪地层的划分主要依据沉积物 的岩石性质及地质年龄。第四纪沉积物分布极广，除岩石裸露的陡峻山坡外，全球几乎到处被第四纪沉积物覆盖。第四纪沉积物形成较晚，大多未胶结，保存比较完整。第四纪沉积主要有冰川沉积、河流沉积、 湖相沉积 、风成沉积、 洞穴沉积 和海相沉积等。其次为 冰水沉积 、残积、坡积、洪积、 生物沉积 和火山沉积等。 生物进化 第四纪生物与第三纪相比，在分布和组成上发生了明显的变化

8、。哺乳动物与上新世相比有很大进化，如欧洲及邻近的亚洲部分现生的 119 个种中只有 6个 在上新世生存过。植物界的进化比较缓慢，西北欧的植物约 80%在第四纪开始时即已存在。第四纪冰川期时， 大陆冰盖 向南扩展，动植物也随之向南迁移。间冰期期间动植物向北迁移。冰期和间冰期植被带的移动范围最大可达纬度 30 ，在地层剖面中可明显地看到喜冷和喜暖动植物群的交替现象。第四纪后期，大型 陆生 哺乳动物发生过大规模绝灭。在北美，大型哺乳动物的属有 70%绝灭，欧洲和非洲比例小得多。这一大规模绝灭发生于距今 150009000 年。发生大规模绝灭的原因主要是人类的狩猎活动，其次是自然环境的变迁。第四纪不同

9、时期出现不同的动物群。欧洲早更新世具代表性的是 维拉弗朗动物群 ，出现了真马、真牛、真象； 中更新世 以克罗默尔动物群为代表；晚更新世时出现了许多极地动物。北美早更新世有布朗克动物群，中更新世有伊尔文顿动物群，晚更新世有兰错伯累动物群 。 中国北方则有早更新世 泥河湾动物群 ，中更新世 周口店动物群 ，晚更新世萨拉乌苏动物群 人类出现 第四纪是人类出现和发展的时期，因此有人称之为人类纪。普遍认为，第四纪的猿人由中、上新世的腊玛古猿发展而来。早更新世开始出现早期猿人，其代表是 坦桑尼亚 奥杜威峡谷的能人。含能人化石的地层年代约为 175万年前。晚期猿人以北京猿人和 爪哇猿人 为代表，他们 生活于

10、中更新世。中更新世晚期，人类发展到早期智人阶段，如中国的丁村人、马坝人、长阳人等，欧洲以尼安德特人为代表。晚期智人出现于晚更新世晚期，有中国河套人、山顶洞人、资阳人、柳江人等，欧洲是 克鲁马农人 。 构造运动 第四纪的构造运动属于新构造运动。在大洋底沿中央洋脊向两侧扩张。 对 太平洋板块 移动速度测量表明，平均每年向西漂移最大达到 11厘米，向东漂移 6.6厘米。陆地上新的造山带是第四纪新构造运动最剧烈的地区，如阿尔卑斯山、喜马拉雅山等。地震和火山是新构造运动的表现形式。地震集中发生在 板块边界 和活动断裂带上，如环太平洋 地震带、 加利福尼亚断裂带、中国 郯庐断裂带 等。火山主要分布在板块边

11、界或板块内部的活动断裂带上。中国的五大连池、 大同盆 地 、雷州半岛、 海南 、腾冲、 台湾 等地都有第四纪火山。 气候状况 第四纪时，地球气候出现过多次冷暖变化， 240 万年以来至少经历了 24 个气候旋回。晚新生代冰期开始于距今 1400 1100 万年前，但在第四纪才出现冰期和间冰期的明显交替。冰期极盛时， 北半球高纬地区形成大陆冰盖， 格陵兰 冰盖覆盖了格陵兰和冰岛， 劳伦 大冰盖掩埋了整个 加拿大 ，并向南延伸至 纽约 、辛辛那提一带。欧洲将近一半被 斯堪的纳维亚冰盖 覆盖。 西伯利亚 冰盖则占据了西伯利亚北部地区。 矿物沉积 第四纪沉积富集了各 种砂矿、 盐湖化学 沉积、泥炭和少

12、量褐煤。世界上一些重要的稀有金属多来自 滨海 和河流沉积中的第四纪砂矿，如沙金矿、钴镍铬砂矿、锡钨砂矿、金刚 石砂矿等。中国盐湖中锂和硼的蕴藏量居世界首位。 第四纪 人类时代 第四纪是人类出世并迅速发展时代，人类的发展经历了以下主要阶段： 早期猿人阶段（ 2百万年 -1百 75 万年前）：能人（ Homo habilis）在 东非 坦桑尼亚出现，这可能是早期的直立猿人（ Homo erectus）； 晚期猿人阶段（ 1百万年前）：直立猿人（ homo erectus）从非洲扩散到中国、 爪哇 ，最著名的代表是北京猿人和爪哇猿人； 早期智人阶段（ 50 万年前）：智人（ Homo sapiens

13、）在非洲出现并迁移到欧洲。 晚期智人（新人）阶段（ 25 万年 -3万5 千年前）：现代人 (Homo sapiens sapiens)在 非洲南部 出现，约 5万年前，现代人类分布到 中东地区 ，到 3万 5千年前，现代人类分布到达欧洲 -克罗麦昂人（ Cro-Magnon）； 在更新世晚期，大约 3万 -2万年前，现代人类通过白令陆桥进入 北美洲 并向南迁移。进入全新世后，现代人的分布到除南极洲 以外的各个大陆，并且成为唯一生存至今的人科动物（ hominids）。 中国第四纪冰川遗迹陈列馆 中国第四纪冰川遗迹陈列馆建于 1989年，占地 1950平方米，建筑面积 750 平方米，冰川馆是

14、研究我国第四纪 冰川学 ，弘扬李四光及老一辈 地质学家 爱国敬业精神，向广大观众介绍地质科普知识的 爱国主义教育基地 。 中国第四纪冰川遗迹陈列馆坐落于 北京 西郊翠微山下第四纪 冰川擦痕 处，是世界上唯一的以第四纪冰川擦痕实物为基础建立的博物馆。冰川擦痕是地质学家 李捷在勘测永定河引水渠地质、地貌时发现的，并经过了李四光等国内外专家学者鉴定，于 1957 年被确定为 北京市 重点文物。陈列馆的展陈分为冰川擦痕 遗迹和 5米长的画廊，包括鸵鸟蛋、恐龙蛋、三叶虫、猛犸象牙等化石及各种大小不同的冰渍石实物标本和介绍冰川知识及冰川资源现状四部分内容。 中国 第四纪冰川遗迹 陈列馆介绍了地球和太阳的形

15、成和关系、人类的诞生、冰川的形成和消亡、李四光创立新中国第四纪冰川学说和地质工作者为寻找中国第四纪冰川遗迹所作的不懈努力。 在地质历史上曾经出现过气候寒冷的大规模冰川活动的时期，称为 冰河期 （ ice age）以下简称冰期。这种冰期曾经有过三次，即前寒武晚期、石炭二叠纪和第四纪。第四纪冰期来临的时候，地球的年平均气温曾经比现在低 10 15 ，全球有1/3 以上的大陆为冰雪覆盖，冰川面积达5200 万平方千米，冰厚有 1000米左右，海平面下降 130米。第四纪冰期又分 4个冰期和 3个间冰期。间冰期时，气候转暖，海平面上升，大地又恢复了生机。第四纪冰期的遗迹最多，如 冰臼 、 斯堪的纳维亚

16、半岛 的 峡湾 ，北欧、 中欧 、北美众多的冰碛残丘，阿尔卑斯山的 U型谷和陡峭的山峰， 法国 和 瑞士 交界处侏罗山巨大的冰漂砾等，都是第四纪冰川作用留下的产物。 粒度 粒度 grain size， particle size 颗粒 的大小。通常球体颗粒的粒度用直径表示，立方体颗粒的粒度用边长表示。对不规则的矿物颗粒，可将与矿物颗粒有相同行为的某一球体直径作为该颗粒的等效直径。实验室常用的测定物料 粒度组成 的方法有筛析法、 水析 法和显微镜法。 筛析法，用于测定 250 0.038mm的物料粒度。实验室标准套筛的测定范围为 6 0.038mm； 水析法 ,以颗粒在水中的沉降速度确定颗粒的粒

17、度 ,用于测定小于0.074mm 物料的粒度； 显微镜法，能逐个测定颗粒的投影面积，以确定颗粒的粒度，光学显微镜的测定范围为 1500.4m ，电子显微镜的测定下限粒度可达0.001m 或更小。 常用的 粒度分析仪 有激光粒度分析仪、超声粒度分析仪、消光法光学沉积仪及 X射线沉积仪等。 编辑本段 矿物学 组成 矿石 、 岩石 、 土壤 的 矿物 或 颗粒的大小的 度量 。常指矿物或颗粒的直径 (毫米、微米 )大小或以 95的 物料 所通过的筛孔 尺寸 (毫米或 网目 )表示，在研究矿产、岩石、土壤的生成条件和物质来源及其 水文地质 、 工程地质 条件时，或在划分矿产 的 品级 ，确定使用范围及

18、加工技术性能时，粒度都是一项必要的研究内容。某些工业部门，有时把矿石的 块度 也称粒度。 1 数据库 计算机 领域中粒度指系统 内存 扩展增量的最小值 粒度问题是设计 数据仓库 的一个最重要方面。粒度是指数据仓库的数据单位中保存数据的细化或综合程度的级别。细化程度越高， 粒度级 就 越小；相反，细化程度越低，粒度级就越大。数据的粒度一直是一个设计问题。在早期建立的操作型系统中，粒度是用于访问授权的。当详细的数据被更新时，几乎总是把它存放在最低粒度级上。但在数据仓库环境中，对粒度不作假设。在数据仓库环境中粒度之所以是主要的设计问题，是因为它深深地影响存放在数据仓库中的数据量的大小，同时影响数据仓

19、库所能回答的查询类型。在数据仓库中的数据量大小与查询的详细程度之间要作出权衡。 景观学 在 景观生态学 中，粒度（ scale）指某一现象或事件发生的频率或时间间隔；空间粒度指 景观 中最小的可辨识单元所代表的特征长度，面积或 体积 。 地磁 地磁场类似磁铁棒，但是这种相似只是粗略的。磁铁棒或是其它永久磁铁的磁场 是由于铁原子中的电子有序的运动而形成的。然而，地核的温度高于居里点（铁的居里点：绝对温度 1043K），铁原子的电子轨道的方向会变得随机化，这样的随机化会使得物质失去它的磁场。因此地磁场的成因并不是由于有磁性的铁矿，主要的因素是电流（地电流（ telluric currents）。另

20、一项地磁场与磁棒不同的特征是地磁场的磁圈。磁圈与地球有一段距离，与地磁场表面有关。此外，在地核中的磁化的组成成分是转动的而不是静止的。 定义 地 磁 geomagnetism;terrestrial magnetism 地球 所具有的磁性 现象 。 罗盘指南 和 磁力 探矿都是地 磁 的 利用 。 又称 “ 地球磁场 ” 或 “ 地磁场 ” 。指地球周围空间分布的磁场 。地球磁场近似于一个位于地球中心的磁偶极子的磁场。它的磁 南极 （ S）大致指向地理北极附近，磁北极（ N）大致指向地理南极附近。地表各处地磁场的方向和强度都因地而异。赤道附近磁场最小（约为 0.3 0.4 奥斯特 ），两极最强

21、（约为 0.7 奥斯特）。其磁力线分布特 点是赤道附近磁场的方向是水平的，两极附近则与地表垂直。地球表面的磁场受到各种因素的影响而随时间发生变化。地磁的南北极与地理上的南北极相反。 地球磁场的组成部分 通常把地球磁场分为两部分，即来源于地球内部的 “ 基本磁场 ” 和来源于地球外部的 “ 变化磁场 ” 。 自从人类发现有地磁现象存在，就开始探索地磁起源的问题。人类最早、最朴素的想法就是地球是一块大磁体，北极是磁体的 N 极，南极是磁体的 S 极。这种想法不但中国古代有，在西方 1600 年以前吉尔伯特也提出过这样的论点。 外部原因 但是这种论点有一个片面 性，地球本身是个大磁体，这说明地磁场的

22、起因是纯属地球内部的原因。那么地磁场的产生有没有地球外部的原因呢？也就是说地球在太阳系中运行，太阳的磁场，乃至地球在太阳系中最初生成的时刻，有没有形成地磁场的因素呢？ 通过卫星和宇宙飞船对空间环境的探测，从目前的资料来看，虽然 太阳黑子 引起的电磁亚暴会剧烈地干扰地磁场，但是可以排除地磁场形成的外部原因。 地磁场产生的内部原因 那么地磁 场产生的内部原因究竟是什么呢？ 一种认为地球内部有一个巨大的磁铁矿，由于它的存在，使地球成为一个大磁体。这种想象很快被否定了。因为即使地球核心确实充满着铁、镍等物质，但是这些铁磁物质在温度升高到 760 以后，就会丧失磁性。尤其是地心的温度高达摄氏五六千度，熔

23、融的铁、镍物质早就失去了磁性。因而不可能构成地球大磁体。 第二种看法是认为由于地球的环形电流产生地球的磁场。因为地心温度很高，铁镍等物质呈现熔融状态，随着地球的自转，带动着这些铁镍物质也一起旋转起来，使物质内部的电子或带电微粒形成了定向运动。 这样形成的环形电流，必定像通电的螺旋管一样，产生地磁场。但是这种理论如何去解释地球磁场在历史上的几次倒转呢？ 第三种看法认为是地球内部导电流体与地球内部磁场相互作用的结果，也就是说，地球内部本来就有一个磁场，由于地球自转，带动金属物质旋转，于是产生感应电流。这种感应电流又产生了地球的外磁场。因此这种说法又称做 “ 地球发电机理论 ” 。这种理论的前提是有

24、一个地球内部磁场，那么，这个地球内部磁场又是来源于什么地方呢？它的变化规律又是怎样的呢？这又无法解答了。 此外还有旋转电荷假说、漂移电流假说、热电效应假 说、霍耳效应假说和重物旋转磁矩假说等等，这些假说更是不能自圆其说。因此，地磁的起源至今仍然是一个谜。 地磁形成原因的其它说法 1地球磁场形成的原因在理论上和定性上已经透过地磁学的电机原理 (dynamo theory)得到了解释。在地球炙热外核(outer core)液态的铁、镍及其氧化物不断的流动，且以约每秒 0.5 毫米的速度向外部较低的边缘部份流动，如同在一条电缆线内部一样，在地心熔岩金属层中，也会被原有的地球磁场感应出一股电流，这种感

25、应电流又制造出一个新的磁场。根据这种 ” 自激磁学说 ”(Self -exciting dynamo)所产生的循环，同样进行在每座发电机中。也经由电脑模拟测试，予这种原理有力的论证。 2地球磁场形成的另一种理论，是美国 乔治亚大学 的化学教授 查理 麦尔 敦和地质学教授吉亚 迪尼 。他们推测：月球万有引力对地球中心固态的部份有一种持续的 牵引作用 ，因此被熔融液态金属围绕的地核会由于其位移而产生持续的磨擦，在赤道上造成一千 万千瓦的热效应和一兆安培的电流。因此流动于其间的电流产生磁场，同时也是造成高温地热的放射性蜕变的原因。并以太阳系中其他行星所作的观察来支持他们的理论；如水星没有卫星就没有显

26、著的磁场被发现。 新的地球磁场假说现象 假设宇宙大爆炸过后，形成了新的星系，地球磁场的初始状态是受到太阳磁场的影响而产生的地磁。在太阳强大磁场的作用下，由于地球的公转，使其地球中的类似于环形铁镍金属物质的导体切割太阳的磁力线，从而形成了环形电流。巨大的环形电流在太阳磁场的作用下产生运动，这个运动推动了地球的自传，地表的环形电流远小于 地幔和地心，所以，对地球的公转和自转影响不会太大（因为地表中的铁镍物质体积和密度远小于地幔和地心）地球初始的自传速度较慢。因为地球的自传，又增加了地幔和地心的环流（电流）强度，也就使地球的自转速度（提升）永远保持在当前的恒定速度。于此同时，也增加了地表铁镍物质的环

27、形电流强度，这一强大的环形电流，促使地表环形铁镍金属物质产生强大的感应磁场，也就形成了地球的内部磁场，地球的内磁场远大于太阳的磁场强度从而形成了独立的地球磁场，所以，地球的磁场由此而产生（地球只有永远的保持公转和自转运动，才会有地磁的产生）。 地 磁偏角 地磁偏角是指地球上任一处的 磁北 方向和正北方向之间的夹角。当地磁北向实际偏东时，地磁偏角为正，反之为负。 地磁偏角在历史上最早由 中国 北宋 科学家 沈括 发现并记录在著作 梦溪笔谈 中，而西方最早的记录则在此之后约 400年。 地磁偏角的变化 在地球上不同的地方，地磁偏角一般也不相同。在同一个地方，地磁偏角随着时间的推移也在不断变化。发生

28、 磁暴 时和在磁力异常地区，如 磁铁矿 和 高压线 附近，地磁偏角将会产生急剧变化。 在中国的大部分地区，地磁偏角在 -10 +2 之间。附：各地的磁偏角（于1970 年 1月 1日测量计算的） 地名磁偏角 漠河 -1100 齐齐哈尔 -954 哈尔滨 -939 长春 - 853 满洲里 - 840 沈阳 -744 旅大 - 635 北京 - 550 天津 - 530 济南 -501 呼和浩特 -436 徐州 -427 上海 -426 太原 -411 包头 -403 南京 -400 合肥 - 352 郑州 -350 杭州 -350 许昌 -340 九江 -303 武汉 - 254 南昌 -24

29、8 银川 -235 台北 - 232 西安 - 229 长沙 -214 赣州 -201 衡阳 -156 厦门 - 150 兰州 -144 重庆 - 134 遵义 - 126 西宁 -122 桂林 -122 贵阳 -117 成都 -116 广州 -109 柳州 -108 东沙群岛 - 105 昆明 -100 南宁 -050 湛江 - 044 凭祥 - 039 海口 -029 拉萨 -021 珠穆朗玛 - 119 西沙群岛 - 010 曾母暗沙 +024 南沙群岛 +035 乌鲁木齐 + 244 地磁对人体的生物学效应 1、对人体神经系统的影响：在磁场的作用下，刺激分泌物的合成与释放增加，一些研究

30、表明，低磁场往往使动物的活性增加，兴奋性增高；而较强的磁场常常使生物体的活动减少，兴奋性降低，呈现抑制反应。此 外，磁场对植物神经亦有作用，对于心跳、血压、呼吸有一定的影响。据了解巴马地磁场普遍高于世界的其他地区。也就是因为这个地磁作用，把巴马的可滋泉水切割成了六分子结构，也就是这样的水能够全部溶解巴马火麻油，溶解部分植物油。 2、对细胞膜结构及特性的作用：Grandolfo 等在研究后提出磁场可以影响细胞静态及动态膜特性；另一方面，低频磁场在影响细胞膜基本结构的同时，还能通过增加脂质的扩散率，进而影响细胞膜的通透性； 3、促进骨质增长：磁场作用能够促进成骨细胞的增值，一定强度的静磁场作用能使

31、成骨细胞中的钙 离子浓度增加，而且一定强度的静磁场作用能够促进成骨细胞的增值和分化，其可能的原因是在静磁场作用下，细胞膜钙离子通道开启，胞外大量钙离子进入胞内或可能是胞内 “ 钙库 ”大量释放的结果。 光释光 光释光 Optically Stimulated Luminescence （ OSL） 光释光等测年方法，是因放射性物质如 U、 Th 等的辐射长期作用于有关介质如地质样品中的石英及长石等，使介质所接收到的辐射剂量不断积累，即受辐照的样品在还未达到饱和之前，总剂量是时间的函数，如果知道了年剂量，则样品年龄 =样品接受到的总 剂量 /环境给予样品的年剂量。 光释光（ OSL）是用光来激发

32、样品 , 此时样品所获得的辐射剂量也会以光的形式释放出来，再对对释放出来的光线加以测量 , 便可了解地质样品的年龄情况。 光释光样品取样要求： 1、样品采集时尽可能避光，可用黑布或伞遮挡阳光。若在剖面上取样，应去除30-50cm 的表样，取新鲜样品； 2、沉积物样品采集后应维持原状，并立即放入不透明容器，密封，防止漏光和水分的丢失； 3、沉积物样品尽量在岩性均一的细粉砂、亚砂土（适合释光测年的粒径范围为4-11mm 或 90-250mm）中采集，避免在地层界面上采样。若岩性不均匀或沉积层太薄，应在地层界面上下各取一个样品；采集陶片、瓷片样品时，应同时采集陶片、瓷片周围的土样； 4、对于沉积物，

33、每个样品需要 500克左右的样品。样品尽可能取块状，体积以101010 cm 为宜； 5、样品的采样和存放地点应远离高温环境。 6、记录采样点地理位置、标高、层位、埋深、岩性、样品周围是否有放射性污染源等。 7、提供样品估计年龄。 热释光 热释光 :英文 Thermoluminescence 是指晶体在受辐射作用后积蓄的 能量在加热过程中以光的形成释放出来的一种物理现象。这种现象是一次性的，也就是固体在受辐射作用后，只有第一次被加热时才会有光被释放出来。在以后的加热过程中，除非重新再接受辐射作用，否则将不会有发光现象。 自然环境中存在天然放射性元素，所以处于自然环境中的晶体（缺陷晶体）一般都接

34、受天然辐射作用而存在释光现象。 对于陶瓷来讲，其中含有大量的矿物晶体，如石英、长石和方解石等，这些晶体长期受到核辐射（如 、 和 ）的作用，积累了相当的能量，因此若把陶瓷加热，将可观察热释光现象，热释光的强度与它所接受的核辐 照的多少成正比。由于陶瓷所受的核辐射是来自于自然环境和陶瓷本身所含的微少的放射性杂质（如铀、钍和钾 40等）。其放射性剂量相对恒定，因此热释光的强度便和受辐时间的长短成正比。在陶瓷的烧制过程中原始的热释光能量都会因高温而全部释放掉，就象是把 TL时钟 重新拔至零点。此后陶瓷重新积累 TL 信号，所以最后所测量得到的TL 信号，是与陶瓷的烧制年代成正比，这就是热释光断代的基

35、本原理。 热释光 ( thermoluminescence，简称TL )是指深陷阱中的电子由于热激活而释放到导带，从而发生复合发光的现象。 20 世纪 50 年代，美国 W isconsin 大学的Daniels 将材料的热释光特性用于辐射剂量的测量。 最初使用的氟化锂热释光材料具有很高的灵敏度 ,但是其热释光性能不稳定。 后来，研究人员相继开发了具有更优异热释光性能的 L iF： Mg， Ti 和 LiF：Mg， Cu， P ，目前氟化锂系列材料仍是热释光剂量学上应用最广泛的材料。随着科研和生活的需要 ,对热释光剂量学材料的要求 (如较宽的线性剂量响应范围、高灵敏度、重复使用性好等 )逐渐提

36、高，研究人员又开发了 CaSO4： Mn， CaF2 ： Mn，Li2B4O7 ： Cu， MgSiO4 等新型热释光材料。 质谱仪 质谱仪又称质谱计。分离和检测不同同位素的 仪器 。即根据带电粒子在 电磁场中能够偏转的原理，按物质原子、分子或分子碎片的质量差异进行分离和检测物质组成的一类仪器。 质谱仪原理 质谱仪能用高能电子流等轰击样品分子，使该分子失去电子变为带正电荷的分子离子和碎片离子。这些不同离子具有不同的质量，质量不同的离子在磁场的作用下到达检测器的时间不同，其结果为质谱图。 原理公式： q/m=2v/B2r2 质谱仪简介 质谱仪 以 离子源 、 质量分析器 和离子检测器为核心。离子

37、源是使 试样 分子在高真空 条件下离子化的 装置 。 电离 后的分子因接受了过多的 能量 会进一步 碎 裂 成较小质量的多种 碎片 离子和 中性粒子 。它们在加速电场作用下获取具有相同能量的平均动能 而进入质量分析器。质量分析 器是将同时进入其中的不同质量的离子，按 质荷比 m/e大小分离的装置。分离后的离子依次进入离子检测器， 采集 放大离子 信号 ，经 计算机 处理，绘制成 质谱图 。离子源、质量分析器和离子检测器都各有多种类型。质谱仪按应用范围分为同位素质谱仪、 无机质谱仪 和 有机质谱仪 ；按分辨本领分为高分辨、中分辨和低分辨质谱仪；按工作原理分为静态仪器和动态仪器。 用法 分离和检测

38、不同 同位素 的仪器。仪器的主要装置放在真空中。将物质 气化 、电离成 离子束 ，经 电压 加速和 聚焦 ，然后通过 磁场 电场区，不同质量的离子受到磁场电场的偏转不同，聚焦在不同的位置，从而获得不同同位素的质量谱。 质谱 方法最早于 1913年由 J.J.汤姆孙 确定，以后经 F.W.阿斯顿 等人改进完善。现代质谱仪经过不断改进，仍然利用电磁学原理，使离子束按荷质比分离。质谱仪的性能指标是它的 分辨率 ，如果质谱仪恰能分辨质量 m和 m+m ，分辨率定义为 m/m 。现代质谱仪的分辨率达 105 106 量级，可测量原子质量精确到小数点后 7位数字。 质谱仪最重要的应用是分离同位素并测定它们

39、的原子质量及 相对丰度 。测定原子质量的精度超过 化学 测量方法，大约2/3 以上的原子的精确质量是用质谱方法测定的。由于质量和能量的 当量 关系，由此可得到有关核结构与 核结合能 的知识。对于可通过 矿石 中提取的 放射性 衰变产物元素 的分析测量，可确定矿石的 地质年代 。质谱方法还可用于 有机化学 分析，特别是微量 杂质 分析，测量分子的 分子量 ，为确定 化合物 的 分子式 和 分子结构 提供可靠的依据。由于化合物有着像 指纹 一样的独特质谱，质谱仪在 工业 生产中也得到广泛应用。 固体 火花源质谱：对高纯材料进行杂质分析。可应用于半导体材料有色金属、建材部门 ;气体 同位素质谱：对

40、稳定同位素C、 H、 N、 O、 S及 放射性同位素 Rb、 Sr、U、 Pb、 K、 Ar测定，可应用于 地质 石油、医学、环保、农业等部门 有机质谱仪 有机质谱仪基本工作原理 ：以电子轰击或其他的方式使被测物质离子化，形成各种质荷比（ m/e）的离子，然后利用电磁学原理使离子按不同的质荷比分离并测量各种离子的强度，从而确定被测物质的分子量和结构。 有机质谱仪主要用于有机化合物的结构鉴定，它能提供化合物的分子量、 元素组成 以及官能团等结构信息。分为四极杆质谱仪、离子阱质谱仪、 飞行时间质谱仪和磁质谱仪等。 有机质谱仪的发展很重要的方面是与各种联用仪（气相色谱、 液相色谱 、热分析等）的使用

41、。它的基本工作原理是：利用一种具有分离技术的仪器，作为质谱仪的 “进样器 “，将有机混合物分离成纯 组分进入质谱仪，充分发挥质谱仪的分析特长，为每个组分提供分子量和分子结构信息。 可广泛用于有机化学、生物学、 地球化学 、核工业、 材料科学 、环境科学、医学卫生、食品化学、 石油化工 等领域以及空间技术和 公安工作 等特种分析方面。 无机质谱仪 无机质谱仪与有机质谱仪工作原理不同的是物质离子化的方式不一样，无机质谱仪是以电感耦合高频放电 (ICP)或其他的方式使被测物质离子化。 无机质谱仪主要用于 无机元素 微量分析和同位素分析等方面。分为火花源质谱仪、离子 探针 质谱仪、激光探针质谱仪、辉光

42、放电质谱仪、 电感耦合等离子体质谱仪 。火花源质谱仪不仅可以进行固体样品的整体分析 ，而且可以进行表面和逐层分析甚至液体分析；激光探针质谱仪可进行表面和纵深分析；辉光放电质谱仪分辨率高，可进行高 灵敏度 ，高精度分析，适用范围包括元素周期表中绝大多数元素，分析速度快，便于进行固体分析； 电感耦合等离子体质谱 ，谱线简单易认，灵敏度与测 量精度很高。 质谱分析法的特点是测试速度快，结果精确。广泛用于地质学、矿物学、地球化学、核工业、材料科学、环境科学、医学卫生、食品化学、石油化工等领域以及空间技术和公安工作等特种分析方面。 同位素质谱仪 同位素质谱分析法的特点是测试速度快，结果精确，样品用量少（

43、微克量级）。能精确测定元素的 同位素比值 。广泛用于核科学， 地质年代测定 ，同位素稀释质谱分析， 同位素示踪 分析。 离子探针 离子探针是用聚焦的一次离子束作为微探针轰击样品表面，测射出原子及分子的二次离子，在磁场中按质荷比（ m/e）分开，可获得材料微区质谱图谱及离子图像，再通过分析计算求得元素的定性和定量信息。测试前对不同种类的样品须作不同制备 ，离子探针兼有 电子探针 、火花型质谱仪的特点。可以探测电子探针显微分析方法检测极限以下的微量元素，研究其局部分布和偏析。可以作为同位素分析。可以分析极薄表面层和表面吸附物， 表面分析 时可以进行纵向的浓度分析。成像离子探针适用于许多不同类型的样

44、品分 析，包括金属样品、半导体器件、非导体样品，如高聚物和玻璃产品等。广泛应用于金属、半导体、催化剂、表面、薄膜等领域中以及环保科学、空间科学和 生物化学等研究部门。 生物大灭绝 生物灭绝又叫生物绝种。它并不总是匀速的，逐渐进行的，经常会有大规模的集群灭绝，即生物大灭绝。整科，整目甚至整纲的生物在可以很短的时间内彻底消失或仅有极少数残存下来。在集群灭绝过程中，往往是整个 分类单元 中的所有物种，无论在生态系统中的地位如何，都逃不过这次劫难，而且还常常是很多不同的生物类群一起灭绝，却总有其它一些类群幸免于难，还有一些类群从此诞生或开始繁盛。大规模的集群灭绝有一定的周期性，大约 6200 万年就会

45、发生一次，但集群灭绝对动物的影响最大，而 陆生植物 的集群灭绝不象动物那样显著。 第一次生物大灭绝 时间：为距今 4.4 亿年前的奥陶纪末期。 事件：导致大约 85%的物种绝灭。 又称 第一次物种大灭绝 ：奥陶纪大灭绝。 奥陶纪简介 奥陶纪 （ Ordovician Period，Ordovician）， 地质年代 名称，是 古生代的第二个纪，开始于距今 5亿年，延续了6500 万年。 奥陶纪亦分早、中、晚三个世。奥陶纪是地史 上海 侵最广泛的时期之一。在板块内部的地台区，海水广布，表现为滨海浅海相 碳酸盐岩 的普遍发育，在板块边缘的活动地槽区，为较深水环境，形成厚度很大的浅海、深海碎屑沉积和

46、火山喷发沉积。 奥陶纪末期曾发生过一次规模较大的冰期，其分布范围包括非洲，特别是北非、南美的阿根廷、 玻利维亚 以及欧洲的西班牙和法国南部等地。 “ 奥陶 ” 一词来源 “ 奥陶 ” 一词由英国 地质学家 拉普沃思（ C.Lapworth）于 1879 年提出，代表露出于英国阿雷尼格（ Arenig）山脉向东穿过北威尔士的岩层，位于 寒武系 与 志留系岩层之间。因这个地区是古奥陶部族（ Ordovices）的居住地，故名。 奥陶纪生物演化 当时气候温和，浅海广布，世界许多地方（包括我国大部分地方）都被浅海海水掩盖。海生生物空前发展。 在奥陶纪广阔的海洋中，海生 无脊椎动物 空前繁荣，生活着大量

47、的各门类无脊椎动物。除 寒武纪 开始繁盛的类群以外，其他一些类群还得到进一步的发展，其中包括笔石、 珊瑚 、腕足、 海百合 、苔藓虫和 软体动物 等。 笔石是奥陶纪最奇特的 海洋动物 类群，它们自早 奥 陶世 开始即已兴盛繁育，分布广泛。腕足动物在这一时期奥演化迅速，大部份的类群均已出现，无铰类、几丁质（ chitin）壳的腕足类逐渐衰退，钙质壳的有铰类则盛极一时； 鹦鹉 螺进入繁盛时期，它们身体巨大，是当时海洋中凶猛的肉食性动物；由于大量食肉类鹦鹉螺类的出现，三叶虫在胸、尾进化出许多防御性针刺，以避免食肉动物的袭击或吞食。珊瑚自中奥陶世开始大量出现，复体的珊瑚虽说还较原始，但已能够 形成小型

48、的礁体。 在奥陶纪晚期，约 4.8 亿年前，首次出现了可靠的陆生脊椎动物 -淡水无颚鱼；淡水植物据推测可能在奥陶纪也已经出现。 第一次物种大灭绝发生在 4亿 4千万年前的奥陶纪末期，由于当时地球气候变冷和海平面下降，生活在水体的各种不同无脊椎动物便荡然无存。 在距今 4.4亿年前的奥陶纪末期，是地球史上第一大的物种灭绝事件，约 85%的物种灭亡。 古生物 学家认为这 次物种灭绝是由全球气候变冷造成的。在大约 4.4亿年前，现在的 撒哈拉 所在的陆地曾经位于南极，当陆地汇集在极点附近时，容易造成厚厚的积冰 -奥陶纪正是这种情形。大片的冰川使洋流和大气环流变冷，整个地球的温度下降了，冰川锁住了水，海平面也降低了，原先丰富的沿海生态系统被破坏了，导致了 85%的物种灭绝。 第二次生物大灭绝 时间：距今 3.65 亿年前的泥盆纪后期。 事件： 海洋生物 遭受了灭顶