地质年龄怎么检测

❶ 托福阅读背景知识：如何判断地质年龄

文章先讲太阳系里的东西都有相同的起源。先是说所有的东西是在一起的，然后说地球由于地表的水、火山活动和一个什么过程使得地球连最古老的石头都没有了。所以只能测定月球的陨石的成分了，结论是月球的表面和陨石的时间都是46亿年。因为月球表面没有地球的这些活动，所以可以测定。
后面又说宇宙的星系都在不断地拉开距离，通过星系的红移可以确定距离还有速度，发现宇宙一直在膨胀。发现宇宙在137亿年前是一个点。然后就有了宇宙大爆炸。
版本2： 讲地球和宇宙年龄的测量。先说太阳系大部分物质是同一时间形成的，然后说地球年龄难是因为谁腐蚀。接着引入一种物质，可以通过同位素测年龄。结果是和月球上的最古老的石头近似。然后说宇宙在膨胀，大爆炸。通过红移测年龄。
版本3： 天文类， 某种地球上的物质和月球上最古老的物质证明他。都始于自4.6million年前，于是证明太阳系的年龄是4.6 Million years. 另外还有种通过判断各星球一种wavelength的大小推断出他们在多少年前都是从个spot发展出来，于是判断了big bang的时间。

❷ 岩石的年龄是怎么测定的

人们已经为地球的历史编出了详细的地质年代表。比如恐龙的最繁盛时代为距今约225百万年前的侏罗纪，灭绝于65百万年前的白垩纪末期，三叶虫的繁盛时期为距今约530百万年前的寒武纪，等等。这些动物生存的时代是怎么定出来的呢？地球的45亿年历史又是怎么定出来的呢？

地质学家和化学家们发现，当岩石或矿物在一次地质事件中形成时，放射性同位素以一定的形式进入岩石、矿物，之后便不断地衰减，随之蜕变成子体逐渐增加。所以，通过准确地测定岩石、矿物中放射性同位素母体和子体的含量，就可以根据放射性衰变定律计算出该岩石、矿物的地质年龄。这种年龄测定称做同位素计时或放射性计时。计时的基本原理就是天然放射性同位素的衰变规律。测定的地质事件或宇宙事件的年龄就是“同位素地质年龄”。

目前，在地学界应用的同位素测定方法比较多，不同的方法有不同的应用范围。比如，由于碳同位素的半衰期相对较短，行内图：/19787502148683010003_0042_0027.jpg" />

法可测的年龄一般不超过5万年，最大限度是7万年。因此凡是几万年以来曾经在地球生物圈、大气圈和水圈中生存过的含碳生物均可作为样品进行测定，包括动植物的残骸（如木头、木炭、果实、种子、兽皮、象牙等）、含同生有机质的沉积物（泥炭、淤泥等）和土壤、生物碳酸盐（贝壳、珊瑚等）和原生无机碳酸盐（石灰华、苏打、天然碱等）、含碳的古代文化遗物（纸、织物、陶瓷、铁器）等等。行内图：/19787502148683010003_0042_0028.jpg" />

法主要适用于考古学研究。

进行“同位素地质年龄”测定的岩石必须尽可能地“新鲜”，在有蚀变的岩石内，氩易丢失，所以测出的年代不准确，钾—氩法的最佳测定范围在10万年至10亿年之间，铷—锶法的最佳测定范围为1000万年至1亿之间年，所以这两种方法适用于中新生代地层的测定；铀—铅法的适应范围在1000万年至10亿年以上，铀—钕法也在2亿年以上，所以，这两种方法较适用于古生代或更古老地层时代的研究。

有了精确的同位素地质年龄，地质学家们就可以编制用来进行地层划分与对比的“地质年代表”了。

地质年代表

COSUNA年表表国石油地质家协会（AAPG）在1976年第25届国际地质大会开过之后，积极开展了一项建立北美地层对比（COSUNA）计划。在这项工作中，尽量做到以海相标准化石为基础划分、对比地层，并配合同位素年龄数据，中国地质学家采用该表中前寒武纪地层界线。

此外，还有CGR年表（地质记录的年代学）等。

值得一提的是，迄今为止，绝大多数“同位素地质年龄”是从火成岩或火山凝灰岩中测定的，而地球上相当多的岩石是沉积岩，所以，这就造成了同位素地质年代学研究的局限性。对于地质学家，尤其是石油地质学家来说，对含有丰富石油与天然气的沉积岩的“同位素年龄”测定就成为一个极有挑战意义的课题。

❸ 如何靠岩石判定地质年龄

1)看沉积岩。
沉积岩是受沉积作用而形成的,一般的规律是岩层年龄越老,其位置越靠下,岩层年龄越新,其位置越靠上(接近地表)。如下图中从岩层1到岩层4年龄越来越老。

(2)看断层。
断层形成晚于被断裂的岩层。如上图中断层形成晚于岩层2、3、4。
(3)看岩浆岩。
岩浆岩可以按照其与沉积岩的关系来判断。侵入岩晚于其所在的岩层,如下图中②、⑤均为侵入岩,②形成晚于①岩层,⑤侵入到②中,说明⑤形成晚于②岩层。喷出岩的形成晚于其所切穿的岩层,图中⑧为喷出岩,其形成晚于①岩层,早于⑥⑦岩层。

(4)看变质岩。
变质岩是在变质作用下形成的,其多是在岩浆活动的影响下形成的,因而变质岩的形成晚于其相邻的岩石。如上图中④为③岩层遇到高温高压的岩浆变质而成,其形成晚于③岩层。
(5)看侵蚀面。
若两个岩层之间有明显的侵蚀面存在,说明下部岩层形成后,该地地壳隆起地层遭受外力侵蚀。若侵蚀面上覆有新的岩层,说明该地壳下沉。如下图中Ⅲ下层有明显的侵蚀面,说明Ⅰ、Ⅱ岩层形成后发生褶皱、被外力侵蚀,后地壳下沉,再沉积Ⅲ岩层。

(6)看板块边界。
如果是海底岩石,则离海岭越近,其形成的地质年龄越小,离海岭越远,其形成的地质年龄越大;或者说离海沟越近,形成的地质年龄越大,离海沟越远,形成的地质年龄越小。(注意进行上述判断时参照的必须是同一个海岭或者海沟。)

❹ 科学家如何判断岩石年龄

在野外工作的地质学家相对地质年代学主要依靠地层,岩石,古生物和古地磁等研究手段。

❺ 怎么测量地球年龄呢

就像我们人类可以通过骨龄来测算年龄，大树可以通过年轮测定树龄一样，地球当然也有它的寿命。我们关心这个问题，除了好奇，当然也有一种忧患意识，如果地球还有个十亿八亿年的寿命，那我们研究它也就更具有科学意义，而如果它只有一两百年，或几十年，那对我们来说就更多地像是在研究自己的命运了。

世间万物都在运动着

关于地球年龄的问题，有几种不同的概念。地球的天文年龄是指地球开始形成到现在的时间，这个时间同地球起源的假说有密切关系。地球的地质年龄是指地球上地质作用开始之后到现在的时间。从原始地球形成经过早期演化到具有分层结构的地球，估计要经过几亿年，所以地球的地质年龄小于它的天文年龄。

当理性的思考形成时，人们就已经开始关注地球。那已经是很久很久以前了，人们曾试图用地球上发生的一般物理化学过程来估算地球的年龄，如根据地球表面沉积岩的积累厚度，海水含盐度随时间的增加，地球内部的冷却率等等。但是这些过程的变化速率在地球漫长的历史中是不恒定的，因此不可能得到正确的年龄估计。

不同的地质时期会形成不同的结晶物质

直到1896年放射性元素被发现以后，人们才找到了一种以恒定速率变化的物理过程来测定岩石和地球的年龄。就目前的测试水平，可以认为放射性元素的衰变速率在任何物理化学条件下都是恒定的。根据放射性衰变原理，如果已知放射性母体同位素的衰变常数及母、子体同位素的比值，那么只要测定岩石或矿物中某种放射性母体同位素及其衰变成的子体同位素的含量，一般说来就可以计算出该岩石体系的形成年龄。

地质时期的不同状态

现在我们可以假设有一放射性元素，开始时只有N0个原子，过了t时间，由于衰变，只剩下N个原子并产生D个新原子，按照衰变规律（λ为衰变常数），λ为已知，D/N为岩石或矿物中所含子体元素的原子数对母体元素的原子数之比，这个数值是可以测定的。根据这个公式就可以计算出该岩石或矿物形成的年龄。20世纪以来，已先后建立了用U→Pb、U→Pb、Th→Pb、K→Ar、Rb→Sr、和Sm→Nd等放射性衰变系列测定岩石年龄的各种方法。

化学元素周期表

当然要进一步确定地球的年龄并非如此简单。因为地球表面的岩石并不是在地球形成时就存在的。由于地球内部的运动和化学变化，它们曾经历了多次分异、熔融和改造。因此要计算地球的年龄还必须解决一系列的理论和实验技术问题。接下来我们要进入的就是一个关于现在地球状态的研究话题，这些理论的提出可以让我们知道地球在过去的岁月中经历了怎样的变化，就像我们人类的出生、成长与死亡。

为了得到更准确的数据，科学工作者走遍地球各个角落

元素周期的发现为研究地球的年龄提供了方便

❻ 地质年龄是怎么测定的

试题来答案：1. B2. A 试题解析：1.本题考自查地质构造的判断。根据图示：岩层向上拱起，为背斜，背斜岩层中间老，两翼新。所以由A至B一线采集岩石标本，相同深处的岩石年龄分布为：新——老——新。所以本题选择B选项。2.背斜是良好的储油构造，气的密度最小，位于最上方；水的密度最大，位于最下方、所以本题选择A选项。

❼ 怎么判断地质年代

主要依据同位素进行地质年代测定：
常用的是U-Pb 同位素测年和Sm-Nd 同位素测年还有锆石U 同位素。依据是: 元素的衰变( 从一种同位素或一种元素衰变为另一种同位素或元素) 是匀速的，那么通过测量岩石中特定放射性同位素的比值即可确定岩石的地球化学年龄。而放射性元素U 和Sm 被认为是太阳系中最理想的天然计时计。
然而，近日，英国地质调查局和美国麻省理工学院的科学家在《科学》杂志( 第335 卷第6 076 期) 上原来的测年方法存在问题。原因是: 放射性同位素的衰变速率并非恒定，因而其同位素之间的比值也并非是“常数”。
研究人员采用最新的加速器质谱技术对上述2 种同位素基准数据进行了重新测定。结果表明: 岩石样本146 Sm 半衰期仅为68 Ma( 而此前最近的测量结果约为103 ± 5 Ma) ，其中30%的样本的半衰期要比预期值更短。这就意味着，所有通过146 Sm 定年测定岩石，包括地球和月球最古老的岩石，甚至火星陨石，形成时间比预期的早20 ～ 80 Ma。同时锆石U 同位素测定结果也证实238U 和235U 的比值并非此前所认为的恒值137． 88( 该标准已经被沿用35 年) ，所得的最新校正值为137． 818 ± 0． 045。
根据上述最新校正值测算，地球的年龄比此前已知年龄减少了70 万年。
该新的测年标准将把包括地球诞生、大陆及矿床形成、生物演化以及气候变迁等在内的地质过程置于一个更为精确的时间表。它不仅带来了人类在地质计时精度方面的突破。

❽ ESR地质年龄测定

方法提要

自然界中放射性物质自身衰变释放出的α、β和γ射线以及宇宙射线的辐照，造成晶体物质内部晶格中的轨道电子得失，形成电子心或空穴心，这些辐照中心与辐照时间成正比关系，利用这种关系进行年龄测定。方法适用于湖泊、海洋及沉积物中碳酸盐样品和石英样品的年代测定。

选取一定粒度的样品，进行相应的预处理。通过不同剂量的人工辐照，用ESR波谱仪测试试样的ESR信号，采用数值拟合的方法，求取古剂量，测试试样和环境物质中的U、Th和K₂O含量求取年剂量，计算出试样的年龄。

仪器设备

ESR波谱仪。

分析天平。

磁选仪。

干燥箱。

电炉。

辐照源。

玻璃烧杯250mL、150mL。

聚四氟烧杯200mL。

酒精灯。

玛瑙研钵。

漏斗。

塑料管。

丙氨酸剂量计(1%～3%)。

试剂

去离子水。

盐酸。

过氧化氢。

氢氟酸。

分析步骤

(1)试样预处理

1)碳酸盐样品。将碳酸盐试样用玛瑙研钵研细，用筛子筛选出所需的粒度(0.06～0.25mm)，用0.1mol/LHCl进行表面处理，蒸馏水冲至中性。在烘箱中低温烘干，用磁选仪除去磁性物质。将试样分成9份，装入塑料管密封。

2)石英样品。将试样在水中浸泡，在水中用筛子选出所需的粒度(0.06～0.25mm)，用6mol/LHCl浸泡24h除去碳酸盐物质(浸泡温度≤60℃)。用过氧化氢除去有机质，蒸馏水冲洗至中性。用氢氟酸浸泡1～2h除去石英表面物质(浸泡温度≤60℃)，蒸馏水冲至中性。在烘箱中低温(温度≤60℃)烘干，用磁选仪除去磁性物质。将试样分成9份，装入塑料管密封。

(2)人工辐照

将试样分成9组，分别放入丙氨酸剂量计，根据设计的剂量要求进行辐照。辐照后，测定丙氨酸剂量计所接受的辐照剂量，确定试样的辐照剂量。

(3)ESR波谱测定

将试样依序打开，称取适量试样(250～300mg为最佳)，依序装入测量样品管，调试下述仪器测试条件，进行ESR信号测量。

①放大倍数。调节到使观察到的信号有合适的幅度和信噪比。

②调制幅度。信号强度开始随调制幅度的增加而增大，增加到某一数值时，谱线开始增宽，如再加大调制，波谱就发生畸变。对调制幅度来说，仪器的灵敏度与分辨本领是矛盾的统一体。调制幅度多少合适，取决于被测试样的波谱特征和对实验结果的要求。

③微波功率。ESR谱的强度与微波功率的平方根成正比，有文献认为最合适的功率是使ESR谱线强度最大时的功率(石津和彦，1981)，也有文献认为采用最低的微波功率下获得的AD值应该最接近真实的AD值(Hennig和Grun，1983)。

④扫场宽度。扫场宽度过窄，没有扫完整个全谱;而扫场宽度过宽，不仅使谱线看不清楚，信号的响应也会变坏。

⑤扫描时间。扫描时间是直流磁场扫过波谱区域所经历的时间。对超精细结构密集的波谱，需长的扫描时间。一般的试样不需长的扫描时间。

⑥时间常数。表示在电路的输入端瞬间输入一个信号时(该信号作为100%)，输出端输出的信号达到输入信号的63%时所需的时间。增大时间常数，可以减少信号噪声，但不适当的选择会引起信号的减弱或畸变。通常选用时间常数的规则是:时间常数必须大大小于扫描时间。

由计算机绘制出ESR谱线，并计算出所选信号的强度，记录下ESR信号强度。

(4)数据处理

1)求取古剂量P。选择拟合曲线求取古剂量，通常采用两种方法求取古剂量。

a.线性拟合。试样的ESR信号在未饱和区域，各测试点呈现良好的线性关系。采用线性拟合的方法求取P，拟合公式为:

岩石矿物分析第四分册资源与环境调查分析技术

式中:P为古剂量;I为测量的ESR信号强度;I₀为初始的ESR信号强度;Q为人工辐照剂量。

b.指数拟合。当加以附加的人工辐照剂量时，试样的ESR信号强度出现明显的饱和现象，这种情况就需要用指数拟合方法求取P，拟合公式为:

岩石矿物分析第四分册资源与环境调查分析技术

式中:I_max为测量的最大ESR信号强度;k为辐照效率。

2)求取年剂量D。估算试样的年剂量时，可采用3种方法计算。

a.无限元系统。对于体积庞大、且各处成分均一的试样，其年剂量计算公式为:

岩石矿物分析第四分册资源与环境调查分析技术

式中:D_Iα、D_Iβ和D_Iγ分别为试样内部所含放射性核素对年剂量的贡献;K_α为α效率;D_C为宇宙射线对年记录量的贡献。

b.有限元系统。当试样体积较小，与周围介质成分不同，则要考虑周围介质中放射性核素对年剂量的贡献，其年剂量计算公式为:

岩石矿物分析第四分册资源与环境调查分析技术

式中:D_eγ为试样外部所含放射性核素对年剂量的贡献。

c.细颗粒样品。对一些细颗粒试样，若内部的放射性核素含量较低，内部的年剂量可以忽略，只考虑外部的环境剂量，其年剂量计算公式为:

岩石矿物分析第四分册资源与环境调查分析技术

式中:D_eα和D_eβ分别为试样外部所含放射性核素对年剂量的贡献。

3)根据t=P/D，计算出年龄。

(5)精密度

本方法使用的ESR谱仪的测量误差的为±(3%～5%)，人工辐照产生的测量误差为±(3%～5%)，并考虑试样质量的不均一性和选择回归方法等因素，年龄测定结果的相对不确定度为±15%。

参考文献

业渝光，等.1993.沉积物中石英ESR测年功率饱和效应的初步研究［J］.波谱学，10(3):315-322

业渝光，等 .1996.南黄海 QC2孔的 ESR 年代学 ［J］.海洋地质与第四纪地质，16 (1) : 95 -102

业渝光 .2003.地质测年与天然气水合物实验技术研究及应用 .北京: 海洋出版社

业渝光 .2003.地质年代学理论与实践 .北京: 地质出版社

Hennig G J，Grun R.1983.ESR dating in quaternary geology ［J］.Quat.Sci.Reviews，2: 152-229

Ikeya M，Ohmura M.1983.Comparison of ESR ages of corals from marine terraces with14C and230Th /234U ages［J］.Earth Planet.Sci.Letters，65: 34-38

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本节编写人: 刁少波 (中国地质调查局青岛海洋地质研究所) 。

❾ 同位素地质年龄的测定

相对地质年代只表示了地质事件或地层的先后顺序，即使是利用古生物化石组合的方法，也只能了解它们的大致时代。要更确切、更全面地了解地球的发展史，除了知道各种地质事件的先后顺序及大致时代外，必须定量地知道地质事件究竟发生在距今多少年的时候？延续的时间有多长？地质事件的剧烈程度或作用速率怎样？以及地球形成的确切年龄、地球或地壳发展演化的细节等。所以，以年为单位来测定绝对地质年龄长期以来深受地质学界的重视。

早在19世纪，人们就已经开始探索绝对年龄的计算方法。例如，有人曾根据沉积岩的厚度和沉积作用的大致速率来估算地球的年龄；还有人设想海水是由淡变咸的，然后根据现代海洋中的总含盐量与流水每年从陆地带入海洋的盐量来估算地球的年龄等。这些方法显然都是很原始的和不准确的，其结果当然也毫无意义。19世纪末，放射性同位素的发现为测定岩石的绝对年龄提供了科学方法，这种方法主要是利用放射性同位素的衰变规律，因此被称为同位素地质年龄测定法。

放射性元素在自然界中自动地放射出α（粒子）、β（电子）或γ（电磁辐射量子）射线，而衰变成另外一种新元素，并且各种放射性元素都有自己恒定的衰变速度。同位素的衰变速度通常是用半衰期（T_1/2）表示的。所谓半衰期，是指母体元素的原子数衰变一半所需要的时间。例如，镭的半衰期为1622年，如果开始有10 g镭，经过1622年后就只剩下5 g；再经过1622年仅只有2.5 g……依此类推。因此，自然界的矿物和岩石一经形成，其中所含有的放射性同位素就开始以恒定的速度衰变，这就像天然的时钟一样，记录着它们自身形成的年龄。当知道了某一种放射性元素的衰变速度（即半衰期T_1/2）后，那么含有这一元素的矿物晶体自形成以来所经历的时间（t），就可根据这种矿物晶体中所剩下的放射性元素（母体同位素）的总量（N）和衰变产物（子体同位素）的总量（D）的比例计算出来。其公式如下：

地球科学概论（第二版）

式中λ为衰变常数，与衰变速度（即半衰期T_1/2）有关。关系式为λ＝0.639/T_1/2，通常是在实验室中测定；N，D值可用质谱仪测出。

自然界放射性同位素种类很多，能够用来测定地质年代的，必须具备以下条件：

第一，具有较长的半衰期，那些在几年或几十年内就衰变殆尽的同位素是不能使用的；

第二，该同位素在岩石中有足够的含量，可以分离出来并加以测定；

第三，其子体同位素易于富集并保存下来。

常用来测定地质年代的放射性同位素见表4-1所列。从表中可看出，铷-锶法、铀（钍）-铅法（包括三种同位素）主要用以测定较古老岩石的地质年龄；钾-氩法的有效范围大，几乎可以适用于绝大部分地质时间，而且由于钾是常见元素，许多常见矿物中都富含钾，因而使钾-氩法的测定难度降低、精确度提高，所以钾-氩法应用最为广泛；¹⁴ C法由于其同位素的半衰期短，一般只适用于5万年以来的年龄测定。近些年来，科学家们又相继开发了钐-钕法、⁴⁰ Ar- ³⁹ Ar法等测年方法。

表4-1 用于测定地质年代的部分放射性同位素

注：表中T₀ 为地球年龄，约46亿年。

同位素测年技术为解决地球和地壳的形成年龄带来了希望。首先，人们对地球表面最古老的岩石进行了年龄测定，获得了地球形成年龄的下限值（即至少）为42 亿年左右，如南美洲圭亚那的古老角闪岩的年龄为（41.30 ± 1.7）亿年、格陵兰岛的古老片麻岩的年龄为36亿～42亿年、非洲阿扎尼亚的片麻岩的年龄为（38.7 ± 1.1）亿年等，这些都说明地球的真正年龄应在40亿年以上。其次，人们通过对地球上所发现的各种陨石的年龄测定，惊奇地发现各种陨石（无论是石陨石还是铁陨石，无论它们是何时落到地球上的）都具有相同的年龄，大致在46亿年左右，从太阳系内天体形成的统一性考虑，可以认为地球的年龄应与陨石相同。随着人类的成功登月，取自月球表面的岩石的年龄测定，又进一步为地球的年龄提供了佐证（月球上岩石的年龄值一般为31亿～46亿年）。综上所述，现在一般认为地球的形成年龄约为46亿年。

❿ 地质的绝对年龄是通过什么来测定的

为追溯地球的历史，需要知道地质体的年龄，推算各种地质事件发生的时代。地质学家们已经研究出各种关于岩石和构造的相对和绝对年代测定的方法，以致可以把地质事件按年代顺序进行编排。一个岩石单位的相对年代是由它与相邻已知岩石单位的相对层位的关系来决定。绝对年龄是用距今多少年以前来表示，并且是通过某种岩石样品所含放射性元素测定的。