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霍兰德，H. D.和K. K.图雷肯。地球化学专著，9卷。阿姆斯特丹:Elsevier, 2004。马歇尔，C.和R.费尔布里奇。地球化学百科全书，柏林:施普林格，2006。

地质年代学地质年代学是研究地球历史的时间，包括绝对和相对测年系统以及相关方法。绝对测年系统包括各种地质时计，如特定同位素系统中的放射性衰变系列，可产生样品年龄的数值。相对的定年方案包括横切特征和不连续性，如火成岩岩脉和岩脉顶不，较年轻的单元是横切特征或覆盖不整合．

在19世纪和20世纪初，地质年代学技术还很粗糙。许多年代是通过假定的岩石沉积速率，以及不整合单元与其他更完整的层序的相关性来估计的。随着……的发展放射性年代测定为特定的岩石单元精确地或绝对地测定年龄成为可能。辐射测年的原理是某些原子和同位素是不稳定的。这些不稳定的原子往往通过发射一个或几个粒子而衰变成稳定的原子。粒子带正电荷，由两个质子和两个中子组成。粒子在物理上等同于电子或正电子。这些排放物被称为放射性。半衰期是指给定数量的放射性元素的一半衰变为稳定元素所需的时间。通过匹配原始不稳定同位素与稳定衰变产物的比例，并知道该元素的半衰期，人们就可以推断出岩石的年龄。子母同位素的精确比例由质谱仪测量。

1946年，威廉·f·利比(William F. Libby 1908-80)在芝加哥大学开发了放射性碳或碳14测年技术。这一有机物质年代测定的重大突破现在被考古学家、第四纪地质学家、海洋学家、水文学家、大气科学家和古地层学家广泛使用tologists．进入地球大气层的宇宙射线将普通碳(碳12)转化为放射性碳(碳14)。在上层大气中被宇宙射线击中约12分钟后，碳14与氧气结合，成为含有碳14的二氧化碳。放射性二氧化碳在大气中扩散，被植被吸收(植物需要二氧化碳通过光合作用来制造糖)。每一种生物都含有碳。当植物或动物活着的时候，它们与空气交换二氧化碳。动物也以植物为食，吸收其中的二氧化碳。动物死后不再与大气交换碳14，但放射性元素继续在有机物质中衰变。从理论上分析这个碳14可以通过物体中仍然残留的碳14原子的百分比来揭示物体曾经存在过的日期。放射性碳方法随后发展成为最强大的技术之一，可以确定晚更新世和全新世文物和地质事件的日期，直到大约5万年。

树木年代学是研究年度树木的年轮用来约会最近的地质历史中．树木的年龄可以通过数树的数量来确定年轮每年都在树干上形成。有时，这种做法与碳14或其他测年技术一起进行，以验证特定戒指的年龄。这一领域与树木气候学密切相关，树木气候学研究树木的大小和相对模式树木年轮提供过去气候的信息。raybet雷竞技最新温带森林的树种年轮发育最明显，但在季节波动不那么大的热带地区年轮发育不太好。大多数一年生树木年轮由两部分组成，早期木材由间隔较宽的薄壁细胞组成，其次是晚期木材，由间隔较薄的厚壁细胞组成。单个物种的环的相对宽度和密度的变化与气候的变化有关，如土壤湿度、阳光、降水和温度，也反映了不寻常的事件，如火灾或严重事件raybet雷竞技最新干旱压力。

最长的树木年代学记录可以追溯到9000年前，使用的树种包括美国西南部的毛锥松，以及来自欧洲的橡树和云杉。为了从特定的树中扩展记录，人们可以将生活在不同时间的同一微环境中靠近同一位置的个体之间的年轮关联起来。

铀，钍，还有铅同位素使用不同的父/子对形成各种地质时计。铀238衰变为铅206，半衰期为45亿年。铀235衰变为铅207，半衰期为7亿年，钍232衰变为铅208，半衰期为141亿年。铀、钍和铅通常以混合物的形式存在，每一种物质在变成铅之前都会衰变成几个子产物(包括镭)。钍230/铀234不平衡法是最常用的铀系列技术之一，可用于确定早至前寒武纪的特征。铀比钍更容易溶解的事实构成了这种方法的基础，因此，珊瑚、软体动物、钙土、骨骼、碳酸盐、洞穴沉积物和断裂带等材料都富含铀，而不是钍。

铀铅定年也使用已知的铀同位素的原始丰度和已知的父同位素到子同位素的衰变速率。这项技术对于测定数十亿年前的岩石的年代非常有用。所有天然存在的铀都含有铀238和铀235，比例为137.7:1。铀238衰变为铅206，半衰期为4510 Ma，经过8个α衰变步骤和6个β衰变步骤。铀235衰变为铅207(半衰期为713 Ma)的过程类似，包括7个α衰变步骤和4个β衰变步骤。铀铅测年技术最初应用于铀矿物，如铀铀矿和沥青铀矿，但这些是罕见的，所以geochronologists开发了仅用微量铀和铅(锆石、芬石)测量其他矿物同位素比率的精确方法。所有这些方法中放射性铅的含量必须与天然铅区分开来;这是用铅204计算的，铅204是稳定的。在测量了每种同位素与铅204的比值后，铀235/铅207和铀238/铅206的比值应该给出样品的相同年龄，并且在一个轴上绘制了每个系统的图，显示每个年龄。

如果两个年龄一致，年龄就会被绘制在一条被称为协和线的曲线上，这条曲线跟踪了地球与时间之间这些比率的演变。描绘协和女神的年代被认为是和谐的。然而，在许多情况下，由这两个比率确定的年龄是不同的，它们绘制出了协和曲线。当系统在其历史过程中受到加热或其他干扰时，就会发生这种情况，导致一些铅子同位素的损失。因为铅207和铅206在化学上是相同的，它们通常以相同的比例流失。

钍铅测年技术与铀铅测年技术相似;它利用钍232衰变到铅208(释放6个氦4)的过程，半衰期为13900年。用于这种方法的矿物包括芬石、锆石、独居石、磷灰石和其他稀有的U-Th矿物。208铅/钍232的比率与207铅/铀235的比率相当。这种不完全可靠的方法通常与其他方法结合使用。在大多数情况下，结果是不一致的，表明有损失

207 pb 235 j

O信息库出版

协和曲线显示了206Pb/238U与207Pb/235U比值随时间的演变，从现在到35亿年前(Ga)。不相容曲线显示了如果所使用的岩石样本在32亿年前结晶，并在10亿年前失去铅(例如，通过变质作用)，该比率将遵循的路径。

系统里的铅。Th-Pb方法也可以用等时线图来解释。

钾氩测年是基于放射性钾以特定速率衰变为钙和氩气，并通过测量样品中钾40和氩40的相对丰度来完成的。这项技术可能有助于测定40亿年前的样本年代。钾是地壳中最丰富的元素之一(按质量计算占2.4%)。每100个钾原子中就有一个是放射性钾40，有19个质子和21个中子。如果一个β粒子撞击其中一个质子，后者就会转化为中子。原子有18个质子和22个中子，变成惰性气体氩40。每100个钾原子衰变40个，11个变成氩原子40个。

通过比较样品中钾40和氩40的比例，并知道钾40的衰变速率，可以估计样品的年龄。该技术在某些情况下工作良好，但在加热或形成后再结晶的样品中不可靠。由于氩40是一种气体，它可以很容易地在含钾岩石中进进出出，改变父元素和子元素的比例。

裂变径迹年代测定法确定样品的热年龄，即自上一次重大加热事件(通常高于215°F或102°C)以来的时间。裂变径迹是铀238自发裂变或放射性衰变所释放的核粒子所造成的辐射损伤路径。裂变径迹在含铀矿物中以恒定的速率产生，因此通过测定径迹的密度，可以确定自径迹在矿物中开始形成以来经过了多长时间。裂变径迹测年用于测定大约10万至100万年样品的热年龄;它也用于估计的提升通过记录特定点冷却超过215.6°F(102°C)时的侵蚀历史。

热释光是一种基于某些矿物在加热时发出闪光这一事实的时间测定方法。光的强度与样品所暴露的辐射量和样品加热后的时间成正比。发光产生于加热物质，从而释放出被困在物质中的电子晶体缺陷．这种现象被用作一种年代测定技术，尤其是陶器。被困电子的数量被认为与被困电子的数量有关电离辐射由于晶体缺陷是由电离辐射引起的，因此样品的年龄。因此，测量加热时发出的光的量可以估计样品的年龄。

其他一些同位素系统也可用于地质年代学，但它们不如上述方法常见或可靠。地质年代学家还采用相对和相关测年技术，例如层云-日期单位的图形相关性，以探索日期单位年龄的更广泛含义。在过去的1.8亿年里，人们已经建立了古磁时标，在许多情况下，人们可以通过检查地层柱上某个位置的地磁特性，并将其与已知的地磁周期联系起来，来确定地层柱的特定部分的年龄或海底位置。最后，地质年代学家利用结构横切关系来确定序列的哪些部分比有日期的样本更老或更年轻。最终，地质年代学家能够整理出一块岩石的时间历史岩层通过确定几个样本的年代，并将这些年龄与横切观察和与其他单位的相关性结合起来。

参见古地磁;放射性衰变;地层学、层理、旋回层．

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