第二章 全球变化学
全球气候异常；土地荒漠化日趋严重；淡水资源短缺；森林锐减、生物物种减少；酸雨蔓延；温室效应诱发的全球增暖；臭氧层破坏等一系列重大而紧迫的环境问题困扰着人类社会。
从科学上看，全球性环境问题是地球系统整体性行为的结果，涉及到地球系统各层圈的相互作用，生命系统与无生命系统的相互作用，以及地球系统中三大基本过程（物理、化学和生物）的相互作用，最终影响到地球可居住性这样一个重大战略性问题。
第一节 全球变化学的概念
一、定义 全球变化学是研究地球系统整体行为的一门科学。它的主要目的是了解地球系统是如何工作、如何运转的；研究地球系统过去、现在和未来的变化规律和控制这些变化的原因和机制，从而建立全球变化预测的科学基础，并为地球系统的管理提供科学依据。这些重大的全球环境问题已经远远超过了单一学科的范围，迫切要求从整体上来研究地球环境和生命系统的变化，从而提出了地球系统的概念，它是由大气圈、水圈、陆圈和生物圈组成的一个整体。 观测技术的发展，特别是卫星遥感技术的发展，提供了对整个地球系统的行为进行监测的能力；计算机技术的发展，为处理大量的地球系统的信息，发展复杂的地球系统的数值模型提供了工具。技术的发展加上自然科学各分支学科自身的进步，到了今天才有可能从整体上、从学科间的相互作用来研究地球系统和它的变化。
全球变化学的理论基础是地球系统科学（earth system science），它是研究地球系统各组成部分之间的相互作用，发生在地球系统内的物理、化学和生物过程之间的相互作用，以及人与地球系统之间的相互作用的一支新兴学科。它以整个地球为研究对象，但并不是一门凌驾于所有地球科学、环境科学和宏观生物学之上的“超级学科”，而是以学科之间的交叉地带作为其主要研究领域的一门交叉学科。
从90年代开始，全球变化将开始一系列的核心计划，成为未来10－20年世界科学最活跃的一个研究领域。估计可能在学科之间的交叉地带产生许多新的思想和理论，并在物理、化学和生物过程相互作用的基本理论方面有新的突破。同时，由于交叉、综合、相互作用过程研究的需要，可能在学科研究方法上产生重要的变革。
二、全球变化研究计划概述
全球变化研究是本世纪80年代以来国际科学界所组织的意义深远、规模最大的一项合作研究计划，涉及地球科学、宏观生物学、天体科学、遥感技术等众多的自然科学和社会科学学科领域，具有高度综合和交叉学科研究的特点以及跨世纪的影响，代表了当今世界科学的发展趋势，吸引了全世界众多的科学团体和科学家的积极参与。
1、全球变化研究计划
世界气候研究计划（WCRP）
国际地圈－生物圈计划（IGBP）
全球环境变化中的人类因素计划（HDP）
WCRP着重研究气候系统中物理方面的问题，IGBP则着重研究地球系统中的生物地球化学问题。HDP着重研究全球变化过程人的因素。
2、全球变化学现阶段主要研究内容如下：
（1）全球大气化学与生物圈的相互作用。主要研究全球大气化学过程是如何调制的？生物过程在产生和消耗微量气体中的作用，预报自然和人类活动对大气化学成分变化的影响。
（2）全球海洋通量研究。主要研究海洋生物地球化学过程对气候的影响，及其对气候变化的影响。
（3）全球水文循环过程的生物学特征。主要研究植被与水循环物理过程的相互作用。
（4）全球变化对陆地生态系统的影响。主要研究气候、大气成分变化和土地利用类型变化对陆地生态系统的结构和功能的影响及其对气候的反馈。
（5）全球变化史的研究。重建2000年来，以及一个完整冰期一间冰期循环的全球环境变化，了解它们与地球内部或外部作用力的关系。
3、主要的研究手段和技术路线是：
（1）发展全球分析和模拟。借助于全球模式来定量分析地球系统内物理、化学和生物过程的相互作用，估计未来变化的可能影响。
（2）建立全球资料和信息系统。建立全球变化研究需要的全球资料和信息的处理，贮存、交流系统，特别要发展全球变化的空间遥感观测能力和资料的处理能力。
（3）建立区域研究中心。在全球的代表性生态系统区域，主要在发展中国家建立全球变化的区域研究中心。它们的功能是生态环境的长期监测、特殊问题的试验研究、科学技术人员的培训以及区域资料交换等。
第二节 与全球变化研究相关的几个问题简述
1 第四纪(Quaternary)
1829年，法国地质学家德努尼尔所创(Desnyers)
1839年，莱伊尔（C.Lyell）把第四纪分为两个阶段：更新世(Pleistocene)和现代（Recent） 1869年,基尔瓦斯（Gervais）提出全新世（Holocene）
1881年第二届国际地质学会正式采用第四纪一词，第四纪分为更新世（代号Qp）和全新世(Holocene)
第四纪是新生代的第二个纪，包括更新世和全新世两个世。是地质历史上最新的一个纪，它是地质历史上发生过大规模冰川活动的少数几个纪之一，又是哺乳动物和被子植物高度发展的时代，人类的出现是这个时代最突出的事件。因此也有人称第四纪为人类纪或灵生纪。
2 第四纪冰期
又称“第四纪大冰期”。第三纪末，气候开始转冷，第四纪初期，寒冷气候带向南迁移，使高纬和高山地区进入冰期，并广泛发育冰盖或冰川。
第四纪冰盖的规模很大，在欧洲，冰盖南缘可达北纬50°附近，在北美，冰盖前缘一直伸到北纬40°以南，南极洲的冰盖也远比现在大得多，包括赤道附近在内的地区的山岳冰川和山麓冰川，都曾下达到较低的位置。
我国第四纪冰川作用的范围，不仅包括东北、西北、西藏和西南等地的山地和高原，而且波及到东部山区和山麓平原。
这次大冰期，至少可分为四次冰期和三次间冰期。在最大的一次冰期中，世界大陆有32％的面积为冰川所覆盖，大量的水份停滞在大陆上，致使海平面下降约130米。在第四纪冰期中，气温平均比现在低3－7℃左右，雪雨降量也比较大，不但高纬度地区为冰川覆盖，就是中纬度地区也出现了寒冷气候，并在山区发育山岳冰川。
但是，并不像灾变论者所说的那样，生物会全部消灭。相反，从人类发展历史来看，原始人类就是在第四纪冰期和间冰期的气候变化中，同自然界严寒条件的激烈斗争，发展成为现代人的。
3 冰后期
第四纪大冰期最后一次冰川退缩后至现在的一段时期,即全新世。末次冰期后世界气候转暖,世界上大多数地区进入冰后期阶段，这时冰川逐渐向高纬度或高地后退，但是世
界各地冰川退缩的时期并不一致,因此冰后期开始的时间也不相同,据近年同位素年龄研究的结果,中纬度地区的冰后期从1万年前开始。欧洲北部、波罗的海沿岸的冰盖从1万年前开始向北退却,公元前6500年退到瑞典中部。就全球而论,一般认为晚冰期结束就是冰后期的开始,大约是1万年前,也就是说一般将冰后期与全新世作为同义语,前者指气候时期,后者为地质时期。
4 古土壤
一般是指地质历史时期形成的土壤。古土壤主要是第四纪时期形成的，偶而也见于第三纪地层中。更早时期的土壤一般均已石化，不再称为古土壤。因此，古土壤可以作为划分第四纪地层的一种标志。
一个保存完整发育完全的古土壤剖面，和现代土壤剖面一样，自上而下可以分为淋滤层、粘化层与淀积层。典型的古土壤呈暗灰棕色或浅红棕色，古土壤的下部碳酸盐淀积层位于未风化的黄土母质的顶部,剖面中的黄土和古土壤的交替。剖面中的黄土和古土壤的交替，反映了黄土高原形成环境从植被贫乏的半荒漠到植被稠密的树丛草原的变化，可以看作是古湿度和古风速波动的纪录，然而它更与当时地面的有效湿度变化有关，这种地面湿度控制了植被的密度，从而可视为地区降水量和蒸发量的代用纪录。
5 黄土
黄土是第四纪时期的重要堆积物，其对于古环境的恢复具有极重大的意义。黄土是第四纪以来气候变迁的忠实记录,近年来利用黄土开展古气候研究。主要由粒径0.015～0.05毫米的粉细石英颗粒组成，一般呈灰黄、红黄及棕黄色。黄土富含易溶盐及钙质结核，质地松散，具有肉眼可见的大空隙，不具层理，具有独特的地质、地貌特征。典型黄土又称为原生黄土，多数人认为是风积物。黄土中若具有层理且夹有多量砂粒或粘土成分时，又称为次生黄土，它是原生黄土经流水冲刷搬运后再沉积的黄土。
黄土呈断续带状分布在南、北半球的中纬度地带的大陆内部温带荒漠或半荒漠地区的外缘。我国西北和华北地区黄土广泛分布，是世界上黄土分布最广、厚度最大、类型最复杂的一个地区。其面积达60万平方公里，厚度一般为20－30米，最厚可达200米左右。
6 磁化率
现在磁化率被认为是反映气候变化的一种指标之一。
黄土和古土壤中的磁化率是它们在人工弱磁场被感应的磁性度量，黄土和古土壤中的磁化率信号的主要载体为非常细（＜1μm）的颗粒部分，其中，磁铁矿和磁赤铁矿对磁化率
有着主要贡献，因为这些＜1μm的单磁畴颗粒所具有的超顺磁性显示了高磁化率值。
这些非常细的磁铁矿颗粒可能来自沙漠源区的粉尘、高纬度的火山尘埃、高层大气的气溶胶物质、沉积区成壤过程形成的磁铁矿以及宇宙物质等。
测量方法 ：一般用磁化率仪以5～20厘米间隔在地层剖面上进行测量，得出黄土磁化率随深度变化的曲线。研究结果发现古土壤层的磁化率值要比黄土层的为高。
磁化率的物理意义：
一种认为，由于磁性矿物堆积速率在千年尺度上是恒定的，黄土序列中磁化率的变化主要反映了来自地质源区的粉尘堆积速率的变化，即磁化率高，粉尘堆积速率慢，发育古土壤；低磁化率值则指示了加快的粉尘堆积速率，形成黄土。
第二种认为，古土壤磁化率值之所以高于黄土，在于土壤中细粒磁铁矿是成壤过程中的就地产物，磁化率值的高低，指示了成壤或成土作用的强度。由于粉尘堆积作用与成壤成土作用在黄土或古土壤形成过程中是相互联系又相互制约的两个方面，也即粉尘堆积速率快，成壤强度小，反之则成壤强度大。
可以将黄土和古土壤的磁化率值作为成壤作用强度或粉尘堆积速率的一种度量。当降水较多蒸发较少时，源区和沉积区的植被密度和土壤湿度较大，土壤中含有磁铁矿的细颗粒组分浓度高，磁化率高；反之，降水较少，植被密度和土壤湿度小，较粗颗粒的粉尘堆积速率增加，磁化率值低。从某种意义上说，黄土和古土壤的磁化率可作为衡量降水量甚至土壤湿度乃至季风强度的一种敏感参数或代用指标。
7 古气候旋回形成机制假说
为了解释冰期—间冰期气候旋回，已经提出了众多学说。
1、一类假说涉及气候的外部系统，主要是地球接受太阳辐射的多寡。
1)如太阳辐射说认为，太阳辐射的输出量发生过周期性变化；或认为星云周期性地遮蔽了阳光，减少了到达地球的太阳辐射量。
2)地球轨道变动说认为，即使太阳输出的能量不变，随着地球轨道几何形态的周期性变化，地球上不同纬度不同季节所吸收的太阳能量也会发生周期性的变化。
3)火山尘埃说：大量火山爆发时，火山灰吸收和散射阳光会导致气候变冷。
4)地磁场变动说：气候波动与地磁场强度及地磁场倒转有关。
2、还有一类假说牵涉到地球气候系统的某些内部因素及其反馈作用
1)先热后冷说：当暖流进入北极地区时，会导致降雪量增大，形成冰盖；冰进伴随着海
平面下降，致使北上的暖流受到海底岭脊的阻碍，冰雪反射使气候变冷。也会减小降雪量导致冰盖后退；融化的冰水使海面回升，暖流可再度进入北极区使冰盖扩展。
2)造山运动说认为，山地抬升至雪线以上形成冰川，进而通过反射率升高使气候变冷。
3)CO2的温室效应学认为，藻类等植物的大量繁殖，消耗CO2，引起冰期来临；而CO2的耗竭和温度下降使植物死亡腐烂，又会导致CO2重新积聚，进而引起温度上升。
8 米兰科维奇理论
上世纪二、三十年代，南斯拉夫米兰科维奇提出，地球轨道形态变化导致北半球高纬度地区夏季日射率发生周期性变化，是引起冰期－间冰期变化的主导因素。
控制地球表面日射率的轨道参数有三个，即轨道偏心率（e）、地轴倾角（ε）和岁差（P）。在月球和其它天体微小引力的影响下，地球轨道参数发生周期性的变化。
偏心率（ eccentricity, e）
地球椭圆形轨道的最长直径与最短直径之差与赤道半径之比，指轨道偏离正圆的程度,变化在0.005-0.06之间。地史上存在10万年、40万年两种变化周期。冰期均发育于e的最小值，相当于日地距离增加而日照量减少。
目前地球轨道的偏心率为0.0167。偏心率越大，季节长短的差异越大。
地轴倾角（即黄赤交角或斜度（obliquity of ecliptic, ε））
黄道面与天赤道面的交角，即地轴与地球轨道面夹角的余角。ε现在约23º 26’。地质历史上存在4万年±的周期，其ε值变化于22º02’～24º30’之间。ε值增大，使冬、夏温差增强，即冬季更冷夏季更热。因此，在黄赤交角较小时，夏季相对较凉，有利于出现冰期。
图2—2 黄赤交角
岁差（precession, P）
由于月球和太阳对地球赤道鼓起部分的吸引，地球自转轴的方向环绕与黄道面的垂直轴作缓慢的进动，在空间上描绘出一个圆锥面，地轴绕完一圈约需26000年。这种现象叫岁差。最近一次岁差周期约2.5万年，地质历史上1.9～2.3万年（平均2万年）。P值变化对赤道带气候影响较大，对两极高纬区影响较小。
图2—3 陀螺和地轴的进动
9 新仙女木事件（younger Dryas,简称Y.D.事件）
新仙女木期是冰期向全新世过渡中发生的一次最重要的气候回返事件。这是在末次冰期冰消过程中冰川突然短暂前进的阶段。
在晚冰期后的急剧升温过程中，大约在距今11～10ka，气候突然出现短暂（持续约1.3ka）的逆转，这一现象被称为Younger Dryas事件（简称Y.D.事件）。全球性的Y.D.事件已先后被北大西洋、赤道太平洋、红海中部的巴巴多斯等地区的深海沉积物记录和海平面变化所证实。格陵兰冰岩心、深海沉积物中都有新仙女木期寒冷气候的标志发现。此外，欧洲的Gerzensea、Chirens、Fanlensee湖、非洲的Ziwayshala湖和撒哈拉以南的Bosunti湖，以及
格陵兰冰芯和南极Vostok冰芯等也记录了这一事件。地处亚洲季风区的中国同样也发现了这一事件的存在。在中国还表现为在冰消期海平面上升背景上一次短暂的海平面下降过程。
10 厄尔尼诺现象
厄尔尼诺现象发现已有一百多年的记载，最早出现在赤道附近的秘鲁、智利等国沿岸海域，每年圣诞节前后(12月到次年2月)，这一带海域的海水温度上升异常，雨量加大，鱼类大量死亡，这种冷暖生态不平衡现象常发生在圣诞节前后，故被当地渔民称之为“厄尔尼诺”，在西班牙语中意为“圣婴”。
厄尔尼诺现象可以出现在一年中的任何季节，但以春季为多，一般持续一年左右时间，其发生与变化也无规律可言，而且范围不限于秘鲁等国沿岸海域，它可扩展至赤道中、东太平洋的辽阔洋面，科学上将这种太平洋赤道一带的海水温度持续半年比一般年份高出0.5~2℃以上的大范围异常增温现象，定义为“厄尔尼诺”现象。
厄尔尼诺现象出现前几个月，赤道洋面表层暖水大规模自西向东移动，热带多雨带也随之东迁。原来干旱的赤道太平洋东部降水量骤增，有时造成严重水灾。本为多雨的赤道太平洋西部地区却出现少见的干旱。由于赤道太平洋海水温度异常升高，使沿岸生物大批死亡或潜逃，海鸟因失去食物而迁徙。有时，暖水也从东向西移动，导致大范围海水增温。
厄尔尼诺发生时间、频次、规模很不稳定。据统计,1864～1998年的135年中,共发生30次厄尔尼诺现象,平均每4～5年发生一次；最近50年平均每3～2年发生一次；尤其是1991年以来已发生了4次,平均每2～3年发生一次。厄尔尼诺现象对全球气候和暴雨、洪水等自然灾害产生了重要影响。
11 拉尼娜现象
又称反厄尔尼诺。拉尼娜与厄尔尼诺现象相反，在太平洋赤道海域发生的大规模海水异常低温现象。主要是由于暖水不断被送入西太平洋，导致东西海区的温差增加。这样，空气在西太平洋上升，而在东太平洋却下沉。这种纬向东流的加强使赤道信风越来越加强的结构发生作用，使东太平洋的水温出现显著下降。
拉尼娜除对海洋环境产生直接影响外，对全球气候和自然灾害也产生广泛影响，只是影响程度和发生次数均低于厄尔尼诺现象。自1954年以来共出现12次拉尼娜现象，平均3～5年发生一次；1991年以后只发生2次。对拉尼娜现象的认识同厄尔尼诺现象一样，还在不断深化。
第三节 过去全球变化研究中的几个时间段 过去全球变化主要集中研究的时间段为：250万年、15万年、2万年、及2000年。其原因为：过去250万年是北半球高纬度冰盖形成，并进入冰期与间冰期多次交替的时段，也是全球从末次间冰期、末次冰期到冰后期的时段；过去2万年是地球经历了末次盛冰期到冰后期的时段；过去2000年是包括了小冰期及其结束后人类进入工业发展的时代。 自然环境演变过程中保存的黄土、湖积物、沙漠沉积、冰芯、海洋沉积、树木年轮、以及地层中的生物遗存和有关历史记录等，是过去气候和环境从季节到千年、万年时间分辨率不等的变化记录。从这些记录中可以提取地球系统中生物、物理化学过程相互作用的信息，提取陆地生态系统中植被、土壤、大气相互作用的信息，研究自然因素和人为因素相互作用的信息，目的在于理解现今气候和生存环境在自然演变过程中所处的阶段和位置，从而为它的发展趋势和预测研究提供背景资料。
因此，气候变迁时间序列的建立和替代性气候指标乃至气候要素值的复原，是古气候和古环境研究中基础性的关键环节。
一、放射性衰变和地质年龄测定原理及前提
不稳定原子核自发地放出各种射线的现象称为放射性，由α、β、γ三种射线组成。α是高速运动的42He核粒子流；β是高速运动的电子流或正电子流；γ是波长很短的电磁波。能自发地放射出各种射线的同位素称为放射性同位素。放射性同位素放射出α或β射线而发生核转变的过程称为放射性衰变。衰变前的放射性同位素叫母体，衰变过程中产生的新同位素叫子体。
1、放射性衰变方式
在自然界不稳定核素的自发衰变方式主要有以下几种：
(1)α衰变 原子核自发地放射出α粒子而转变为另一种核的过程为α衰变，它是重核的特征，只有质量数A>140的原子核才有，特别是原子序数Z>82和质量数>209的放射性同位素，则以α衰变主。
AA-44X→Y+ZZ-22He+Q
222488Ra(镭)→86Rn(氡)+2He 226
(2)β衰变 原子核自发地放射出β粒子的过程称为β衰变，β粒子包括正电子和负电子。
AA_-β ZX → Z+1Y+ e+υ+Q
质量数不变，序数加1
AA+β ZX → Z-1Y +e++υ+Q
质量数不变，序数减1
式中，e为负电子，e为正电子，υ为中微子。
(3)电子捕获 原子核从核外电子层中捕获一个轨道电子的过程称为轨道电子捕获－K层捕获。
A_+X + e_ → ZAZ-1
40Y +υ+Q Ar 40 K + e_ → 1918
此外，还有γ衰变 和核裂变等方式
2、放射性衰变定律
衰变反应与化学反应不同，具有其特殊性质：
(1)核内部反应；
(2)衰变自发持续进行，母核素按恒定比例衰减；
(3)反应不受T、P和原子存在形式影响，母体和子体的数量只是时间的函数。 据此，可归纳出放射性衰变速率定律：
单位时间内衰变的原子数与现存放射性母体原子数成正比或衰变速率正比于现存母体原子数：
－（dN/dT）=λN (1)
λ=－（dN/dT）·（1/N） (2)
式中dN/dT为衰变速率，λ为衰变常数，为单位时间内发生衰变的原子数的比例数，单位为d、s等。
对（1）式从0到t积分： -1-1
Ln（N/N0）=-λt
N=N0·e-λt （3）
N0为t=0时衰变母体原子数。
设衰变产物原子数为D*D*＝N0－N
D*＝N0(1-e-λt)=N(eλt -1) （4）
半衰期τ为放射性的母体衰减到初始值一半时所需用的时间，即当
N＝1/2 N0时，τ＝Ln2/λ=0.693/λ
3、同位素计时原理及前提
当矿物或岩石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到矿物内，以后不断衰减，随之放射成因的稳定子体逐渐增加，因此只要系统中母体和子体的原子数变化归因于放射性衰变，那么通过准确测定岩石、矿物中的母体和子体的含量，就可以根据放射性衰变定律计算出该岩石或矿物的地质年龄。这种年龄测定称作同位素计时或放射性计时，计时的基本原理就是依据天然放射性同位素的衰变规律，由此测定的地质事件或宇宙事件的年龄即为同位素年龄。
同位素计时的前提：
(1)λ需精确测定，并且衰变的最终产物是稳定的；
(2)样品及其测得的N和D值能代表想要得到的年龄的那个体系；
(3)已知母体元素的同位素种类和相应的同位素丰度，并且无论是在不同时代的地球物质中，还是在人工合成物中，甚至在天然样品中，这些同位素都有固定的丰度值；
(4)体系形成时不存在稳定子体（中间子体也不存在），即D0＝0，或者通过一定的方法能对样品中混入的非放射成因的稳定子体的初始含量D0作出准确地扣除、校正；
(5)岩石或矿物对于母体和子体是封闭体系；
(6)需用高精度、高灵敏度的测试技术和方法。
二、时间序列的确定方法
1）14C法
天然14C是在大气层上部，宇宙射线产生的中子（n)与大气中的氮核（14N）发生核反应的产物，其反应式为：
14N＋n 14C＋1H ⑴
新产生的14C在大气层中很快被氧化变成14CO2，并与大气层中原有的CO2充分混合后扩散到整个大气层中。大气层中CO2通过与溶解于海水中的CO2的交换，以及通过植物的
光合作用，动物对食物中碳的吸收等，使水圈与生物圈中都存在着宇宙辐射成因的C。
氮是大气中比较丰富的元素，14C的产生速度主要取决于由宇宙射线产生的中子数量，即宇宙辐射的强度。假如在14C测年方法可测时段内宇宙辐射的强度保持不变，天然14C产生的速度将是固定的。分布于大气圈、水圈及生物圈中的14C通过自然界中碳的交换及循环作用不断地得到补充，另一方面由于14C的衰变而有一部分衰变为14N。这两个相反的作用同时存在使得14C在这三个碳储存库中的浓度达到平衡。一旦生物体死亡后，碳的交换循环作用就停止了。其肌体内保存的14C浓度将由于14C的衰变而随时间的推移逐步减少，因此，可以根据残留的14C浓度推算有机体死亡后所经历的时间。物资中14C浓度通常采用放射性比度，即每克碳中每分钟内14C衰变次数来表示。现代碳的放射性比度为13.56±0.007dpm/g。测量样品的放射性强度通常采用放射性活度，即样品每分钟的衰变次数来表示。14C的衰变是严格地按照指数定律进行的，有机物死亡（t)年后残留的14C比度A(t)为： 14
A（t）=A0×e-λt
式中：t——有机体死亡后经历的时间；A0－－有机体活着时的14C比度；λ－－14C的衰变常数，其值为：Ln2/5730=1/8267年－1，半衰期为5730±40年。
假定最近4－5万年内宇宙辐射强度不变，在这一时期内大气层中14C的产生速度也将相应地不变。并假定在三个碳储存库中，14C的浓度保持相对的动态平衡，A0值为常数，它可以通过对现在生长的树木的放射性比度测量求出，其计算公式为：
t=-8033Ln(Asn/Aon)
式中：Asn―样品残留的14C比度(dpm/g)； Aon―现代碳的14C比度(dpm/g)。
14C年龄测定基于下列前提 ：
① 14C在所有交换储集库中分布均匀 ，现代碳的放射性比活度是一常数，不随地理位置和物质种类而变化 。
②若干万年以来 ，大气CO2的放射性比活度不随时间而变化 。
③样品在停止了14C交换以后保持封闭 。
14的含碳物质均可作为14C法样品。例如动植物的残骸、含同生有机质的沉积物和土壤、生物碳酸盐（贝壳、珊瑚） 、无机碳酸盐 、含碳的古代文物等 。
14C 法主要应用于第四纪地质史、古地理、古气候、海洋和考古研究等方面。2）铀系法(铀系不平衡法)
自然界存在三大放射性系列中(即238U,235U,232Th), 由于各个核素的化学性质不同,在各种地球化学过程的作用下(如化学风化、沉淀、吸附、岩浆形成)发生了同位素分馏, 造成在天然物资中铀的衰变链被断开，使母体与子体的平衡状态被破坏，子体之间被分开，出现子体同位素的过剩或不足。
铀系法是利用天然放射性系列（主要是铀系）中某些中间子体的放射性衰减或积累进行地质计时的方法，又称铀系不平衡法。
铀的衰减系列包含多种元素的放射性同位素。由于它们在地球化学性质上的差异及所受地质作用的影响，导致了在地质过程中铀的衰变链被断开，使母体与子体的平衡状态被破坏，子体之间被分开，出现子体同位素的过剩或不足。铀系法正是以母体与其子体处于不平衡和子体的过剩或不足为前提，来测定年轻地质样品的年龄。
在自然界放射性衰变系列中母体和子体分离有两种情况：
1)系列中的某个同位素与它的母体分开,随后则以该同位素的半衰期所决定的速率发生衰变；
2)系列中的某个同位素与它的子体分开,这个同位素作为母体沉积下来后不断衰变并造成其子体的累积，直至再次建立放射性平衡为止。
这两种情况均能使放射性平衡遭到破坏，出现子体同位素的过剩或不足，铀系法正是利用这种子体的过剩或不足来测年的。
第一种情况下,分离出的同位素是无补偿的,即相对于母体是过剩的，该子体与其母体的放射性活度比值大于1；依据无补偿子体的衰减来进行年龄测定的方法称作子体过剩方法。如：①不平衡铀法(234U-238U),测定碳酸盐和水体的地质年龄；②钍-钍法（230Th-232Th）
或钍-镤法(230Th-231Pa）,测定海泥和锰结核的沉积速率；③铅-210法，测定冰川、积雪、湖泊、港湾等沉积物年龄；④不平衡钍法(228Th-232Th)和钍-234法,适用于浅水沉积物年龄的测定。
第二种情况中,子体是有补偿的,它相对于母体是不足的，该子体与母体的放射性活度比值小于1；依据子体产物不断累积来进行测年的方法称作子体不足方法。包括：钍-铀法(230Th-234U)、镤-铀法 (231Pa-235U)、钍-镤法(230Th-231Pa)和镭-铀法(226Ra-238U)。它们均可测定海相和陆相碳酸盐、磷块岩、洞穴堆积、骨化石、牙齿等的地质年龄，而且对考古学方面的鉴定也具有重要意义。
铀系法测定的时间范围可由几年到100万年。3）210Pb测年法
210Pb是由地表释放的222Rn（进入大气，大部分停留在对流层并衰变）衰变而来的，210Pb在自然环境中非常容易起反应，它几乎完全与颗粒物质相结合，基本上不存在于河水中。常用于测定湖泊、河口、近海沉积物和冰川、雪的沉积年代，其测年上限为100年。无补偿210Pb的衰变公式：
沉积物中的210Pb的浓度将随时间而减少，其变化特征符合一般的放射性衰变定律 ：
210Pbex计年方法的基本假设:
2101）沉积物作为一个封闭系统，与
件，即沉积物的物源、堆积速率及210Pb输送和放射性衰变有关的沉积作用具备稳态条Pbex输入通量均保持稳定；
2102）与湖水的寄宿时间相比，210Pb在水体中具较短的寄宿时间，即输入湖泊中的
能有效地转移到沉积物中； Pb
3）在沉积物中蓄积的210Pb不发生沉积后再迁移作用，即210Pb在沉积物中的垂直分布不会改变；
210Pbex计算年龄的模式:
由于关于210Pb初始状态及输入量的假设不同，有三种不同的计算年龄的模式:
1) CA (Constant Activity Model) 模式 在某一特定地点，过剩的210Pb初始浓度(210Pbex)0
不随时间变化，这样表层与深度为h处的沉积年龄差为：
2) CF (Constant Flux of Supply Model) 模式
在某一特定地点沉降到沉积物上210Pbex供给通量不随时间变化：
3) 稳定输入通量－稳定沉积物堆积速率（CFS）模式
当210Pbex自水体输入到沉积物的通量(F)及沉积物堆积速率(S)均处于稳定状态时，沉积物不同层节的210Pb的比活度将随着该层节的质量深度h呈指数衰减关系：
210Pb计年实例: ex
McCall et al.(1984)用210Pb法对Rockwell湖内沉积物进行定年研究。Rockwell湖泊沉积物剖面采自1977年，取样间隔为1cm。所测33个数据的最小二乘法线性回归方程如下：
则沉积速率为
则位于10.5cm深沉积物的形成年龄为：
采样方法技术
沉积物垂向剖面应为沉积物粒度较小、粘土矿物含量较多、较致密的沉积物剖面； 测年物质主要为泥质或粉砂质淤泥沉积物；
采样间隔为1-2cm;
沉积物柱芯一般用自重冲击式采样器采集:在采样时，保证沉积物与其下覆水不发生扰动，即采集到的样品必须保持原态；
采样现场分截的沉积物样品必须立即逐个称取湿重，并测量温度（T）、酸碱度（pH）等参数;
沉积物样品密封运回实验室后，尽快进行低温真空干燥（冷冻温度为-80~0℃，真空度20mT）；也可以在60~105℃温度的烘箱中干燥（干燥后的样品需称重）。
210Pb测定方法
1）通过测定210Po的α粒子（Eα＝5.30MeV）来测定210Pb的含量；
2）用低能γ射线谱仪测定
3）通过测其子体210210Pb的46.5KeVγ射线可以实现210Pb的非破坏测定； Bi的β粒子（Emax=1.16MeV）来测定210Pb的含量；
4）热释光法(TL)(Thermo-luminescence)
热释光的定义
热释光是结晶固体受热之后,以光子的形式释放其储存在固体晶格中能量的一种特征表现。结晶固体在其形成和在自然界存在的过程中，接受了来自周围环境和宇宙中的放射性核辐射,固体晶格受到辐射影响和损伤后，以内部电子的转移来储存核辐射带给晶体的能量，这种能量遇到外来热刺激(或光照)，又能通过储能电子的复原运动而以光子的方式再度把能量释放出来，这就是热释光。
热释光测年的基本原理
热释光是结晶矿物接受了核辐射而产生的。自然界的沉积物中，均含有微量的长寿命的放射性元素铀、钍和钾，它们在衰变过程中释放的α、β和γ射线，可使晶体发生电离，产
生游离电子。这些游离电子大部分很快复原，有部分就被较高能态的晶体缺陷捕获而贮存在结晶中。当晶体受到热刺激时，被俘获的电子就可获得能量，逸出陷阱，产生热释光。
释放的光子数与陷阱中储能电子数成正比，储能电子数与晶体接受的核辐射剂量成正比，即晶体的热释光强度与接受的核辐射总剂量成正比。在一定时距内，就半衰期很长的铀、钍和钾而言，其放射性强度几乎为恒量，每年提供给结晶固体的核辐射剂量也应为恒定值。因此，可认为晶体的热释光强度与储能电子累积的时间成正比。
热释光测年是用某些固有的热释光特性和放射性核素的核辐射特性相结合起来测定矿物年龄的一种方法。测年范围：取决于样品的环境计量率和被测矿物，一般在1.0Ma以内。
5）核试验散落核素时标方法（137Cs）
1945年8月，美国向日本广岛投下第一枚原子弹;
1952年11月1日凌晨，世界第一枚氢弹“迈克”被引爆;
1953年8月，苏联第苏联第一枚氢弹试爆成功;
1954年3月1日，美国将一颗预测为600万吨TNT当量的氢弹放置在马绍尔群岛; (1954年马绍尔群岛所属岛屿上就接连爆炸了三颗1000万吨以上当量的核武器)
这些核爆炸的放射性散落物飘落的地区，都出现了皮肤烧伤、头发脱落、恶心、呕吐等现象，甲状腺疾病、白血病和恶性肿瘤也成为当地的常见病。
核爆炸实验后通过大气层扩散、而后又通过干湿沉降返回陆地表面与水体环境中，到达地表的137植物摄取；
137Cs沉降量随时间变化沉积物中137Cs的垂直分布与大气沉降137Cs的时间分布相关，
137Cs在沉积物中的特异值(主要是峰值)可用作时标；特征可完好保存于沉积序列中，因此，
利用某些年代散落蓄积在湖泊、海湾沉积物中的137Cs比活度的异常值作为时间标志，便可确定其沉积物的平均堆积速率 ；
诸多研究中都将如下年份确定为137Cs主时标：1945年：土壤中可检测到
137137Cs最早的年份是1945年，沉积物柱样可检测到
前后大气137Cs的最深层与此对应；1963/1964年：1963年Cs沉降量最大，沉积物中137Cs值最大层对应于1963/1964年的沉积层；1971
137和1974年：受非条约国的地上核试验影响，1971和1974年成为Cs沉积的又一相对集
中时期；1986年：1986年前苏联切尔诺贝利核事故影响的地区，沉积物中可甄别出该年的
沉积层；中国核试验也可成为局部地区137Cs沉积的重要来源(1976年)；
137Cs定年技术的基本假设为核武器试验产生的137Cs总量在大气中是均匀分布的，沉降后的137悬浮微粒在中小型湖泊水体中的寄宿时间很短，故137Cs随悬浮微粒到达湖底的时间与大气137Cs沉降于水体表面的时间相差不大；但悬浮微粒在大型深水湖泊水体中的寄宿时间长，致使137Cs沉降于湖泊表面的时间与137Cs进入沉积物蓄积的时间不一致，这便使137Cs进入沉积物中的时间相对于大气137Cs沉降时间的滞后。所以需要用137Cs在湖水中寄宿时间对沉积物137Cs时标作校正，才能确定沉积物中的合理时标年份。
Jha et al.(2003)对印度得干地区阿拉伯海北部Thane港湾的沉积物进行了137Cs定年及沉积速率研究。
6）长寿命宇宙成因核素
太阳系中，地球和其他星体均受到宇宙射线和太阳风的强烈影响。宇宙射线主要包括高能量的H和He原子核（例如：质子和α粒子）。宇宙射线与大气圈上层的N2和O2发生核裂变反应生成大量的中子、质子和μ介子(subatomic particle)。这些微粒引起大气圈下部进一步发生核反应形成了一些稳定和非稳定同位素，称之为宇宙成因同位素。这些同位素的半衰期不同，同样也可以作为定年工具和放射性示踪剂。
表2—2 宇宙成因同位素半衰期及衰变常数
在宇成核素中，目前最有吸引力的是10Be。宇成核素的应用主要有三个方面：
1）了解宇宙射线的通量及其与时间、太阳活动、地磁场变化的关系。
2）用于测年。
3）利用宇宙核素作为示踪同位素研究某些元素的地球化学行为，示踪研究某种物资的运移过程，示踪研究某些物资的来源。
利用宇成核素测年的两个基本要求是：
1)已知宇宙成因核素的初始浓度（绝对浓度或相对浓度）；
2)研究对象为封闭体系。
7）其它方法
裂变径迹法
在任何天然矿物或玻璃中，都含有微量的铀杂质，在其存在的历史中，铀会自发地产生裂变。自发裂变经迹的数目与经迹累积的时间有关并和矿物中铀含量成正比。若已知矿物中铀含量和238U的自发裂变速率、自发裂变经迹的密度，就可算出它的地质年龄。
磁性地层法
古地磁学方法是利用岩石天然剩余磁性的极性正反方向变化，与标准极性年表对比，间接测量岩石年龄的方法。
氨基酸外消旋法（AAR）
应用于任何一种含化石质的蛋白质和蛋白质离解的产物，包括骨骼、牙齿、蛋壳、淡水和海洋贝壳、有孔虫、钙质沉积物和泥炭。定年的范围取决于样品的成岩温度史和样品中氨基酸的成分，有可能延续到2Ma。
另外，还有电子自旋共振（ESR）法、钾—氩定年法
三、过去全球变化中古气候信息的获取对象
与当今气候状况紧密相联，现代地质生物过程中的物理的、化学的、生物的信号，在不同程度上是现今气候状况的直接或间接反映。过去地质—生物记录中的类似信号同样直接或间接地指示了当时的气候状况。在过去全球变化研究中，常用获取气候及各种生态信息的研究对象有：
1．黄土和古土壤
富含碳酸盐和华蜗牛(cathaica)化石壳的粉土质风成黄土，指示了它形成时的弱碱性介质条件和干冷气候。根据黄土的微形态和地球化学特征，包括粒度组成和碳酸钙含量等，可将黄土划分为弱风化黄土、中等风化黄土和显著风化黄土3种类型，它们分别指示了过去的荒漠草原、干草原和草原景观。
黄土中埋藏的黑垆土和褐土序列古土壤，或称化石土壤，具有良好的粘化性和碳酸钙淀积层等土壤发育层，反映了形成它们是较为温湿的气候条件。根据土壤微形态特征，可将黄土中的土壤分为黑垆土、碳酸盐褐土、褐土、淋溶褐土和棕褐土等可与现代地带性土壤相比较的5种类型，它们指示了过去从草原到树丛草原的不同景观类型，因此，不同黄土剖面中黄上与古土壤相互交替序列记录了过去冷干与温湿气候多次变迁的历史。根据近代褐土序列土壤和黄土分布地带所具有的气候要素值，可以重建近110万a以洛川剖面为代表的黄土高原气候要素值变化序列。
2．湖泊沉积
在一定意义上，湖泊的活动可作为天然降水的量度。陆地生态环境脆弱区的封闭湖泊对于降水量和蒸发量十分敏感，湖泊区域的有效湿度(降水量一蒸发量)对湖面变化有决定性的影响。湖泊水位的变化，直接记录了集水区气候的干湿变化。湖滨和湖岸阶地的分市也指示了不同时期湖泊水位的变化。由于湖相沉积序列具有连续、敏感、高分辨率的特点，它所保存的生物遗存和地球化学特征反映了湖泊水体深度，即湖泊水位的变化。例如，暖性花粉组合、深水生物组合、细粒和较低盐度的沉积物指示湖泊的深水性，而干冷花粉组合、浅水生
物群以及盐度较高的粗粒沉积物指示了浅水和湖水咸化的趋势。湖相沉积序列的精确测年和环境指标的系统分析与湖岸阶地观测相结合，有可能重建不同时间尺度的湖面变化序列。
3、沙漠沉积
沙漠是典型干旱气候的产物。中国地处中纬的温带沙漠大致可分为极端干早、干早和半干早三种类型。风成沙丘的类型以及迎风面方向和风成沙的层理产状和粒度特征指示了形成时的盛行风向及其强度。古风成沙剖面中的土壤反映了过去沙漠的退却和雨量增加的生草成壤的环境。剖面中风成沙和古土壤的交替出现指示了以沙漠进退为标志的气候和环境变迁历史。
4．冰川和冰心
冰川是由多年积雪经成冰作用形成的流动冰块。由降水和温度决定的水热平衡关系控制着冰川的发育和演变。不同的气候形成木同的冰川类型，在中国干旱区和半干旱区形成流动速度较慢的冷性冰川。冰川累积区每年降雪形成的年层记录了降水量的变化。而冰层中冰晶体的特征反映了成冰的温度条件。
在温度降低／或降水增加时，冰川前进；在气候较稳定的条件下，在冰川末段形成冰碛陇；当气候变暖或降水减少时，冰川后退。这种冰川进退过程所遗留的冰碛物记录了过去气候的变化过程。
在冰川积累区打钻提取的冰岩心，记录了某一时段的比较详细的气候变化历史，测定冰层的稳定同位素组成、粉尘的通量以及冰心中保存的过去的化石空气(包体)，有助于重建过去气候要素值和某些大气成分变化的历史。
5．深海沉积
具有缓慢沉积速率的深海细粒沉积物的地球化学特征，以及其中保存最多的浮游有孔虫和底栖有孔虫化石的类型和组合是过去气候的良好记录。深海沉积物中有孔虫化石的氧同位素曲线记录了大陆冰量的变化历史。在同一地点，深海沉积中低δ
少时的间冰期气候，而较高的δ1818O值指示了大陆冰量减O值指示了冰量增加时的冰期气候。
6．古植被
沉积物中的花粉反映了过去区域性的和地区性的植被状况。化石花粉谱、花粉浓度和花粉沉积率的综合分桥有助于恢复过去植被的面貌。根据不同生态特征植物种属及其组合比例，有可能恢复过去夏季温度、冬季温度以及年降水量。全新世花粉组合中人工林和栽培植物花粉的出现和比例的变化，可视为人类活动强度的某种度量。
7．动物化石
哺乳动物化石属种和组合特征记录了过去区域性的陆地生态环境特征。哺乳动物的繁盛、迁移和灭绝往往是重要地质—气候事件的证据。据今2万a前后，北半球南纬度地区个体庞大的猛犸象的灭绝，真实地记录了末次冰期的结束和全新世温暖期的来临。
黄土中陆生蜗牛化石良好地记录了地区性的生态环境，同时灵敏地指示了该地土壤的湿度。根据陆生蜗牛化石壳的稳定同位素和氨基酸组成可以定量地重建过去的气候要素值。
8、古文化
中国尤其是北方的全新世地层中保存丁大量的细石器和新石器时代的文化遗址。通过文化遗址的环境考古研究，可以恢复人类社会的生活方式、生产活动，从而认识农业起源的历史和气候变迁，评估不同阶段人类活动的强度及对环境的效应。
思考题：
1、与全球变化学相关的几个名词概念：第四纪；冰后期；黄土；古土壤；磁化率；米兰科维奇理论；新仙女木事件；厄尔尼诺事件，拉尼娜现象等。
2、试述探讨土壤磁化率的环境意义。
3、同位素计时的原理和前提是什么？
4、热释光测年的基本原理是什么？
5、过去全球变化中古气候信息的获取对象有哪些？
6、结合实例，试详细做出用210Pb法测年的实验方案。
7、掌握14C法、210Pb法和137Cs法定年。
第二章 全球变化学
全球气候异常；土地荒漠化日趋严重；淡水资源短缺；森林锐减、生物物种减少；酸雨蔓延；温室效应诱发的全球增暖；臭氧层破坏等一系列重大而紧迫的环境问题困扰着人类社会。
从科学上看，全球性环境问题是地球系统整体性行为的结果，涉及到地球系统各层圈的相互作用，生命系统与无生命系统的相互作用，以及地球系统中三大基本过程（物理、化学和生物）的相互作用，最终影响到地球可居住性这样一个重大战略性问题。
第一节 全球变化学的概念
一、定义 全球变化学是研究地球系统整体行为的一门科学。它的主要目的是了解地球系统是如何工作、如何运转的；研究地球系统过去、现在和未来的变化规律和控制这些变化的原因和机制，从而建立全球变化预测的科学基础，并为地球系统的管理提供科学依据。这些重大的全球环境问题已经远远超过了单一学科的范围，迫切要求从整体上来研究地球环境和生命系统的变化，从而提出了地球系统的概念，它是由大气圈、水圈、陆圈和生物圈组成的一个整体。 观测技术的发展，特别是卫星遥感技术的发展，提供了对整个地球系统的行为进行监测的能力；计算机技术的发展，为处理大量的地球系统的信息，发展复杂的地球系统的数值模型提供了工具。技术的发展加上自然科学各分支学科自身的进步，到了今天才有可能从整体上、从学科间的相互作用来研究地球系统和它的变化。
全球变化学的理论基础是地球系统科学（earth system science），它是研究地球系统各组成部分之间的相互作用，发生在地球系统内的物理、化学和生物过程之间的相互作用，以及人与地球系统之间的相互作用的一支新兴学科。它以整个地球为研究对象，但并不是一门凌驾于所有地球科学、环境科学和宏观生物学之上的“超级学科”，而是以学科之间的交叉地带作为其主要研究领域的一门交叉学科。
从90年代开始，全球变化将开始一系列的核心计划，成为未来10－20年世界科学最活跃的一个研究领域。估计可能在学科之间的交叉地带产生许多新的思想和理论，并在物理、化学和生物过程相互作用的基本理论方面有新的突破。同时，由于交叉、综合、相互作用过程研究的需要，可能在学科研究方法上产生重要的变革。
二、全球变化研究计划概述
全球变化研究是本世纪80年代以来国际科学界所组织的意义深远、规模最大的一项合作研究计划，涉及地球科学、宏观生物学、天体科学、遥感技术等众多的自然科学和社会科学学科领域，具有高度综合和交叉学科研究的特点以及跨世纪的影响，代表了当今世界科学的发展趋势，吸引了全世界众多的科学团体和科学家的积极参与。
1、全球变化研究计划
世界气候研究计划（WCRP）
国际地圈－生物圈计划（IGBP）
全球环境变化中的人类因素计划（HDP）
WCRP着重研究气候系统中物理方面的问题，IGBP则着重研究地球系统中的生物地球化学问题。HDP着重研究全球变化过程人的因素。
2、全球变化学现阶段主要研究内容如下：
（1）全球大气化学与生物圈的相互作用。主要研究全球大气化学过程是如何调制的？生物过程在产生和消耗微量气体中的作用，预报自然和人类活动对大气化学成分变化的影响。
（2）全球海洋通量研究。主要研究海洋生物地球化学过程对气候的影响，及其对气候变化的影响。
（3）全球水文循环过程的生物学特征。主要研究植被与水循环物理过程的相互作用。
（4）全球变化对陆地生态系统的影响。主要研究气候、大气成分变化和土地利用类型变化对陆地生态系统的结构和功能的影响及其对气候的反馈。
（5）全球变化史的研究。重建2000年来，以及一个完整冰期一间冰期循环的全球环境变化，了解它们与地球内部或外部作用力的关系。
3、主要的研究手段和技术路线是：
（1）发展全球分析和模拟。借助于全球模式来定量分析地球系统内物理、化学和生物过程的相互作用，估计未来变化的可能影响。
（2）建立全球资料和信息系统。建立全球变化研究需要的全球资料和信息的处理，贮存、交流系统，特别要发展全球变化的空间遥感观测能力和资料的处理能力。
（3）建立区域研究中心。在全球的代表性生态系统区域，主要在发展中国家建立全球变化的区域研究中心。它们的功能是生态环境的长期监测、特殊问题的试验研究、科学技术人员的培训以及区域资料交换等。
第二节 与全球变化研究相关的几个问题简述
1 第四纪(Quaternary)
1829年，法国地质学家德努尼尔所创(Desnyers)
1839年，莱伊尔（C.Lyell）把第四纪分为两个阶段：更新世(Pleistocene)和现代（Recent） 1869年,基尔瓦斯（Gervais）提出全新世（Holocene）
1881年第二届国际地质学会正式采用第四纪一词，第四纪分为更新世（代号Qp）和全新世(Holocene)
第四纪是新生代的第二个纪，包括更新世和全新世两个世。是地质历史上最新的一个纪，它是地质历史上发生过大规模冰川活动的少数几个纪之一，又是哺乳动物和被子植物高度发展的时代，人类的出现是这个时代最突出的事件。因此也有人称第四纪为人类纪或灵生纪。
2 第四纪冰期
又称“第四纪大冰期”。第三纪末，气候开始转冷，第四纪初期，寒冷气候带向南迁移，使高纬和高山地区进入冰期，并广泛发育冰盖或冰川。
第四纪冰盖的规模很大，在欧洲，冰盖南缘可达北纬50°附近，在北美，冰盖前缘一直伸到北纬40°以南，南极洲的冰盖也远比现在大得多，包括赤道附近在内的地区的山岳冰川和山麓冰川，都曾下达到较低的位置。
我国第四纪冰川作用的范围，不仅包括东北、西北、西藏和西南等地的山地和高原，而且波及到东部山区和山麓平原。
这次大冰期，至少可分为四次冰期和三次间冰期。在最大的一次冰期中，世界大陆有32％的面积为冰川所覆盖，大量的水份停滞在大陆上，致使海平面下降约130米。在第四纪冰期中，气温平均比现在低3－7℃左右，雪雨降量也比较大，不但高纬度地区为冰川覆盖，就是中纬度地区也出现了寒冷气候，并在山区发育山岳冰川。
但是，并不像灾变论者所说的那样，生物会全部消灭。相反，从人类发展历史来看，原始人类就是在第四纪冰期和间冰期的气候变化中，同自然界严寒条件的激烈斗争，发展成为现代人的。
3 冰后期
第四纪大冰期最后一次冰川退缩后至现在的一段时期,即全新世。末次冰期后世界气候转暖,世界上大多数地区进入冰后期阶段，这时冰川逐渐向高纬度或高地后退，但是世
界各地冰川退缩的时期并不一致,因此冰后期开始的时间也不相同,据近年同位素年龄研究的结果,中纬度地区的冰后期从1万年前开始。欧洲北部、波罗的海沿岸的冰盖从1万年前开始向北退却,公元前6500年退到瑞典中部。就全球而论,一般认为晚冰期结束就是冰后期的开始,大约是1万年前,也就是说一般将冰后期与全新世作为同义语,前者指气候时期,后者为地质时期。
4 古土壤
一般是指地质历史时期形成的土壤。古土壤主要是第四纪时期形成的，偶而也见于第三纪地层中。更早时期的土壤一般均已石化，不再称为古土壤。因此，古土壤可以作为划分第四纪地层的一种标志。
一个保存完整发育完全的古土壤剖面，和现代土壤剖面一样，自上而下可以分为淋滤层、粘化层与淀积层。典型的古土壤呈暗灰棕色或浅红棕色，古土壤的下部碳酸盐淀积层位于未风化的黄土母质的顶部,剖面中的黄土和古土壤的交替。剖面中的黄土和古土壤的交替，反映了黄土高原形成环境从植被贫乏的半荒漠到植被稠密的树丛草原的变化，可以看作是古湿度和古风速波动的纪录，然而它更与当时地面的有效湿度变化有关，这种地面湿度控制了植被的密度，从而可视为地区降水量和蒸发量的代用纪录。
5 黄土
黄土是第四纪时期的重要堆积物，其对于古环境的恢复具有极重大的意义。黄土是第四纪以来气候变迁的忠实记录,近年来利用黄土开展古气候研究。主要由粒径0.015～0.05毫米的粉细石英颗粒组成，一般呈灰黄、红黄及棕黄色。黄土富含易溶盐及钙质结核，质地松散，具有肉眼可见的大空隙，不具层理，具有独特的地质、地貌特征。典型黄土又称为原生黄土，多数人认为是风积物。黄土中若具有层理且夹有多量砂粒或粘土成分时，又称为次生黄土，它是原生黄土经流水冲刷搬运后再沉积的黄土。
黄土呈断续带状分布在南、北半球的中纬度地带的大陆内部温带荒漠或半荒漠地区的外缘。我国西北和华北地区黄土广泛分布，是世界上黄土分布最广、厚度最大、类型最复杂的一个地区。其面积达60万平方公里，厚度一般为20－30米，最厚可达200米左右。
6 磁化率
现在磁化率被认为是反映气候变化的一种指标之一。
黄土和古土壤中的磁化率是它们在人工弱磁场被感应的磁性度量，黄土和古土壤中的磁化率信号的主要载体为非常细（＜1μm）的颗粒部分，其中，磁铁矿和磁赤铁矿对磁化率
有着主要贡献，因为这些＜1μm的单磁畴颗粒所具有的超顺磁性显示了高磁化率值。
这些非常细的磁铁矿颗粒可能来自沙漠源区的粉尘、高纬度的火山尘埃、高层大气的气溶胶物质、沉积区成壤过程形成的磁铁矿以及宇宙物质等。
测量方法 ：一般用磁化率仪以5～20厘米间隔在地层剖面上进行测量，得出黄土磁化率随深度变化的曲线。研究结果发现古土壤层的磁化率值要比黄土层的为高。
磁化率的物理意义：
一种认为，由于磁性矿物堆积速率在千年尺度上是恒定的，黄土序列中磁化率的变化主要反映了来自地质源区的粉尘堆积速率的变化，即磁化率高，粉尘堆积速率慢，发育古土壤；低磁化率值则指示了加快的粉尘堆积速率，形成黄土。
第二种认为，古土壤磁化率值之所以高于黄土，在于土壤中细粒磁铁矿是成壤过程中的就地产物，磁化率值的高低，指示了成壤或成土作用的强度。由于粉尘堆积作用与成壤成土作用在黄土或古土壤形成过程中是相互联系又相互制约的两个方面，也即粉尘堆积速率快，成壤强度小，反之则成壤强度大。
可以将黄土和古土壤的磁化率值作为成壤作用强度或粉尘堆积速率的一种度量。当降水较多蒸发较少时，源区和沉积区的植被密度和土壤湿度较大，土壤中含有磁铁矿的细颗粒组分浓度高，磁化率高；反之，降水较少，植被密度和土壤湿度小，较粗颗粒的粉尘堆积速率增加，磁化率值低。从某种意义上说，黄土和古土壤的磁化率可作为衡量降水量甚至土壤湿度乃至季风强度的一种敏感参数或代用指标。
7 古气候旋回形成机制假说
为了解释冰期—间冰期气候旋回，已经提出了众多学说。
1、一类假说涉及气候的外部系统，主要是地球接受太阳辐射的多寡。
1)如太阳辐射说认为，太阳辐射的输出量发生过周期性变化；或认为星云周期性地遮蔽了阳光，减少了到达地球的太阳辐射量。
2)地球轨道变动说认为，即使太阳输出的能量不变，随着地球轨道几何形态的周期性变化，地球上不同纬度不同季节所吸收的太阳能量也会发生周期性的变化。
3)火山尘埃说：大量火山爆发时，火山灰吸收和散射阳光会导致气候变冷。
4)地磁场变动说：气候波动与地磁场强度及地磁场倒转有关。
2、还有一类假说牵涉到地球气候系统的某些内部因素及其反馈作用
1)先热后冷说：当暖流进入北极地区时，会导致降雪量增大，形成冰盖；冰进伴随着海
平面下降，致使北上的暖流受到海底岭脊的阻碍，冰雪反射使气候变冷。也会减小降雪量导致冰盖后退；融化的冰水使海面回升，暖流可再度进入北极区使冰盖扩展。
2)造山运动说认为，山地抬升至雪线以上形成冰川，进而通过反射率升高使气候变冷。
3)CO2的温室效应学认为，藻类等植物的大量繁殖，消耗CO2，引起冰期来临；而CO2的耗竭和温度下降使植物死亡腐烂，又会导致CO2重新积聚，进而引起温度上升。
8 米兰科维奇理论
上世纪二、三十年代，南斯拉夫米兰科维奇提出，地球轨道形态变化导致北半球高纬度地区夏季日射率发生周期性变化，是引起冰期－间冰期变化的主导因素。
控制地球表面日射率的轨道参数有三个，即轨道偏心率（e）、地轴倾角（ε）和岁差（P）。在月球和其它天体微小引力的影响下，地球轨道参数发生周期性的变化。
偏心率（ eccentricity, e）
地球椭圆形轨道的最长直径与最短直径之差与赤道半径之比，指轨道偏离正圆的程度,变化在0.005-0.06之间。地史上存在10万年、40万年两种变化周期。冰期均发育于e的最小值，相当于日地距离增加而日照量减少。
目前地球轨道的偏心率为0.0167。偏心率越大，季节长短的差异越大。
地轴倾角（即黄赤交角或斜度（obliquity of ecliptic, ε））
黄道面与天赤道面的交角，即地轴与地球轨道面夹角的余角。ε现在约23º 26’。地质历史上存在4万年±的周期，其ε值变化于22º02’～24º30’之间。ε值增大，使冬、夏温差增强，即冬季更冷夏季更热。因此，在黄赤交角较小时，夏季相对较凉，有利于出现冰期。
图2—2 黄赤交角
岁差（precession, P）
由于月球和太阳对地球赤道鼓起部分的吸引，地球自转轴的方向环绕与黄道面的垂直轴作缓慢的进动，在空间上描绘出一个圆锥面，地轴绕完一圈约需26000年。这种现象叫岁差。最近一次岁差周期约2.5万年，地质历史上1.9～2.3万年（平均2万年）。P值变化对赤道带气候影响较大，对两极高纬区影响较小。
图2—3 陀螺和地轴的进动
9 新仙女木事件（younger Dryas,简称Y.D.事件）
新仙女木期是冰期向全新世过渡中发生的一次最重要的气候回返事件。这是在末次冰期冰消过程中冰川突然短暂前进的阶段。
在晚冰期后的急剧升温过程中，大约在距今11～10ka，气候突然出现短暂（持续约1.3ka）的逆转，这一现象被称为Younger Dryas事件（简称Y.D.事件）。全球性的Y.D.事件已先后被北大西洋、赤道太平洋、红海中部的巴巴多斯等地区的深海沉积物记录和海平面变化所证实。格陵兰冰岩心、深海沉积物中都有新仙女木期寒冷气候的标志发现。此外，欧洲的Gerzensea、Chirens、Fanlensee湖、非洲的Ziwayshala湖和撒哈拉以南的Bosunti湖，以及
格陵兰冰芯和南极Vostok冰芯等也记录了这一事件。地处亚洲季风区的中国同样也发现了这一事件的存在。在中国还表现为在冰消期海平面上升背景上一次短暂的海平面下降过程。
10 厄尔尼诺现象
厄尔尼诺现象发现已有一百多年的记载，最早出现在赤道附近的秘鲁、智利等国沿岸海域，每年圣诞节前后(12月到次年2月)，这一带海域的海水温度上升异常，雨量加大，鱼类大量死亡，这种冷暖生态不平衡现象常发生在圣诞节前后，故被当地渔民称之为“厄尔尼诺”，在西班牙语中意为“圣婴”。
厄尔尼诺现象可以出现在一年中的任何季节，但以春季为多，一般持续一年左右时间，其发生与变化也无规律可言，而且范围不限于秘鲁等国沿岸海域，它可扩展至赤道中、东太平洋的辽阔洋面，科学上将这种太平洋赤道一带的海水温度持续半年比一般年份高出0.5~2℃以上的大范围异常增温现象，定义为“厄尔尼诺”现象。
厄尔尼诺现象出现前几个月，赤道洋面表层暖水大规模自西向东移动，热带多雨带也随之东迁。原来干旱的赤道太平洋东部降水量骤增，有时造成严重水灾。本为多雨的赤道太平洋西部地区却出现少见的干旱。由于赤道太平洋海水温度异常升高，使沿岸生物大批死亡或潜逃，海鸟因失去食物而迁徙。有时，暖水也从东向西移动，导致大范围海水增温。
厄尔尼诺发生时间、频次、规模很不稳定。据统计,1864～1998年的135年中,共发生30次厄尔尼诺现象,平均每4～5年发生一次；最近50年平均每3～2年发生一次；尤其是1991年以来已发生了4次,平均每2～3年发生一次。厄尔尼诺现象对全球气候和暴雨、洪水等自然灾害产生了重要影响。
11 拉尼娜现象
又称反厄尔尼诺。拉尼娜与厄尔尼诺现象相反，在太平洋赤道海域发生的大规模海水异常低温现象。主要是由于暖水不断被送入西太平洋，导致东西海区的温差增加。这样，空气在西太平洋上升，而在东太平洋却下沉。这种纬向东流的加强使赤道信风越来越加强的结构发生作用，使东太平洋的水温出现显著下降。
拉尼娜除对海洋环境产生直接影响外，对全球气候和自然灾害也产生广泛影响，只是影响程度和发生次数均低于厄尔尼诺现象。自1954年以来共出现12次拉尼娜现象，平均3～5年发生一次；1991年以后只发生2次。对拉尼娜现象的认识同厄尔尼诺现象一样，还在不断深化。
第三节 过去全球变化研究中的几个时间段 过去全球变化主要集中研究的时间段为：250万年、15万年、2万年、及2000年。其原因为：过去250万年是北半球高纬度冰盖形成，并进入冰期与间冰期多次交替的时段，也是全球从末次间冰期、末次冰期到冰后期的时段；过去2万年是地球经历了末次盛冰期到冰后期的时段；过去2000年是包括了小冰期及其结束后人类进入工业发展的时代。 自然环境演变过程中保存的黄土、湖积物、沙漠沉积、冰芯、海洋沉积、树木年轮、以及地层中的生物遗存和有关历史记录等，是过去气候和环境从季节到千年、万年时间分辨率不等的变化记录。从这些记录中可以提取地球系统中生物、物理化学过程相互作用的信息，提取陆地生态系统中植被、土壤、大气相互作用的信息，研究自然因素和人为因素相互作用的信息，目的在于理解现今气候和生存环境在自然演变过程中所处的阶段和位置，从而为它的发展趋势和预测研究提供背景资料。
因此，气候变迁时间序列的建立和替代性气候指标乃至气候要素值的复原，是古气候和古环境研究中基础性的关键环节。
一、放射性衰变和地质年龄测定原理及前提
不稳定原子核自发地放出各种射线的现象称为放射性，由α、β、γ三种射线组成。α是高速运动的42He核粒子流；β是高速运动的电子流或正电子流；γ是波长很短的电磁波。能自发地放射出各种射线的同位素称为放射性同位素。放射性同位素放射出α或β射线而发生核转变的过程称为放射性衰变。衰变前的放射性同位素叫母体，衰变过程中产生的新同位素叫子体。
1、放射性衰变方式
在自然界不稳定核素的自发衰变方式主要有以下几种：
(1)α衰变 原子核自发地放射出α粒子而转变为另一种核的过程为α衰变，它是重核的特征，只有质量数A>140的原子核才有，特别是原子序数Z>82和质量数>209的放射性同位素，则以α衰变主。
AA-44X→Y+ZZ-22He+Q
222488Ra(镭)→86Rn(氡)+2He 226
(2)β衰变 原子核自发地放射出β粒子的过程称为β衰变，β粒子包括正电子和负电子。
AA_-β ZX → Z+1Y+ e+υ+Q
质量数不变，序数加1
AA+β ZX → Z-1Y +e++υ+Q
质量数不变，序数减1
式中，e为负电子，e为正电子，υ为中微子。
(3)电子捕获 原子核从核外电子层中捕获一个轨道电子的过程称为轨道电子捕获－K层捕获。
A_+X + e_ → ZAZ-1
40Y +υ+Q Ar 40 K + e_ → 1918
此外，还有γ衰变 和核裂变等方式
2、放射性衰变定律
衰变反应与化学反应不同，具有其特殊性质：
(1)核内部反应；
(2)衰变自发持续进行，母核素按恒定比例衰减；
(3)反应不受T、P和原子存在形式影响，母体和子体的数量只是时间的函数。 据此，可归纳出放射性衰变速率定律：
单位时间内衰变的原子数与现存放射性母体原子数成正比或衰变速率正比于现存母体原子数：
－（dN/dT）=λN (1)
λ=－（dN/dT）·（1/N） (2)
式中dN/dT为衰变速率，λ为衰变常数，为单位时间内发生衰变的原子数的比例数，单位为d、s等。
对（1）式从0到t积分： -1-1
Ln（N/N0）=-λt
N=N0·e-λt （3）
N0为t=0时衰变母体原子数。
设衰变产物原子数为D*D*＝N0－N
D*＝N0(1-e-λt)=N(eλt -1) （4）
半衰期τ为放射性的母体衰减到初始值一半时所需用的时间，即当
N＝1/2 N0时，τ＝Ln2/λ=0.693/λ
3、同位素计时原理及前提
当矿物或岩石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到矿物内，以后不断衰减，随之放射成因的稳定子体逐渐增加，因此只要系统中母体和子体的原子数变化归因于放射性衰变，那么通过准确测定岩石、矿物中的母体和子体的含量，就可以根据放射性衰变定律计算出该岩石或矿物的地质年龄。这种年龄测定称作同位素计时或放射性计时，计时的基本原理就是依据天然放射性同位素的衰变规律，由此测定的地质事件或宇宙事件的年龄即为同位素年龄。
同位素计时的前提：
(1)λ需精确测定，并且衰变的最终产物是稳定的；
(2)样品及其测得的N和D值能代表想要得到的年龄的那个体系；
(3)已知母体元素的同位素种类和相应的同位素丰度，并且无论是在不同时代的地球物质中，还是在人工合成物中，甚至在天然样品中，这些同位素都有固定的丰度值；
(4)体系形成时不存在稳定子体（中间子体也不存在），即D0＝0，或者通过一定的方法能对样品中混入的非放射成因的稳定子体的初始含量D0作出准确地扣除、校正；
(5)岩石或矿物对于母体和子体是封闭体系；
(6)需用高精度、高灵敏度的测试技术和方法。
二、时间序列的确定方法
1）14C法
天然14C是在大气层上部，宇宙射线产生的中子（n)与大气中的氮核（14N）发生核反应的产物，其反应式为：
14N＋n 14C＋1H ⑴
新产生的14C在大气层中很快被氧化变成14CO2，并与大气层中原有的CO2充分混合后扩散到整个大气层中。大气层中CO2通过与溶解于海水中的CO2的交换，以及通过植物的
光合作用，动物对食物中碳的吸收等，使水圈与生物圈中都存在着宇宙辐射成因的C。
氮是大气中比较丰富的元素，14C的产生速度主要取决于由宇宙射线产生的中子数量，即宇宙辐射的强度。假如在14C测年方法可测时段内宇宙辐射的强度保持不变，天然14C产生的速度将是固定的。分布于大气圈、水圈及生物圈中的14C通过自然界中碳的交换及循环作用不断地得到补充，另一方面由于14C的衰变而有一部分衰变为14N。这两个相反的作用同时存在使得14C在这三个碳储存库中的浓度达到平衡。一旦生物体死亡后，碳的交换循环作用就停止了。其肌体内保存的14C浓度将由于14C的衰变而随时间的推移逐步减少，因此，可以根据残留的14C浓度推算有机体死亡后所经历的时间。物资中14C浓度通常采用放射性比度，即每克碳中每分钟内14C衰变次数来表示。现代碳的放射性比度为13.56±0.007dpm/g。测量样品的放射性强度通常采用放射性活度，即样品每分钟的衰变次数来表示。14C的衰变是严格地按照指数定律进行的，有机物死亡（t)年后残留的14C比度A(t)为： 14
A（t）=A0×e-λt
式中：t——有机体死亡后经历的时间；A0－－有机体活着时的14C比度；λ－－14C的衰变常数，其值为：Ln2/5730=1/8267年－1，半衰期为5730±40年。
假定最近4－5万年内宇宙辐射强度不变，在这一时期内大气层中14C的产生速度也将相应地不变。并假定在三个碳储存库中，14C的浓度保持相对的动态平衡，A0值为常数，它可以通过对现在生长的树木的放射性比度测量求出，其计算公式为：
t=-8033Ln(Asn/Aon)
式中：Asn―样品残留的14C比度(dpm/g)； Aon―现代碳的14C比度(dpm/g)。
14C年龄测定基于下列前提 ：
① 14C在所有交换储集库中分布均匀 ，现代碳的放射性比活度是一常数，不随地理位置和物质种类而变化 。
②若干万年以来 ，大气CO2的放射性比活度不随时间而变化 。
③样品在停止了14C交换以后保持封闭 。
14的含碳物质均可作为14C法样品。例如动植物的残骸、含同生有机质的沉积物和土壤、生物碳酸盐（贝壳、珊瑚） 、无机碳酸盐 、含碳的古代文物等 。
14C 法主要应用于第四纪地质史、古地理、古气候、海洋和考古研究等方面。2）铀系法(铀系不平衡法)
自然界存在三大放射性系列中(即238U,235U,232Th), 由于各个核素的化学性质不同,在各种地球化学过程的作用下(如化学风化、沉淀、吸附、岩浆形成)发生了同位素分馏, 造成在天然物资中铀的衰变链被断开，使母体与子体的平衡状态被破坏，子体之间被分开，出现子体同位素的过剩或不足。
铀系法是利用天然放射性系列（主要是铀系）中某些中间子体的放射性衰减或积累进行地质计时的方法，又称铀系不平衡法。
铀的衰减系列包含多种元素的放射性同位素。由于它们在地球化学性质上的差异及所受地质作用的影响，导致了在地质过程中铀的衰变链被断开，使母体与子体的平衡状态被破坏，子体之间被分开，出现子体同位素的过剩或不足。铀系法正是以母体与其子体处于不平衡和子体的过剩或不足为前提，来测定年轻地质样品的年龄。
在自然界放射性衰变系列中母体和子体分离有两种情况：
1)系列中的某个同位素与它的母体分开,随后则以该同位素的半衰期所决定的速率发生衰变；
2)系列中的某个同位素与它的子体分开,这个同位素作为母体沉积下来后不断衰变并造成其子体的累积，直至再次建立放射性平衡为止。
这两种情况均能使放射性平衡遭到破坏，出现子体同位素的过剩或不足，铀系法正是利用这种子体的过剩或不足来测年的。
第一种情况下,分离出的同位素是无补偿的,即相对于母体是过剩的，该子体与其母体的放射性活度比值大于1；依据无补偿子体的衰减来进行年龄测定的方法称作子体过剩方法。如：①不平衡铀法(234U-238U),测定碳酸盐和水体的地质年龄；②钍-钍法（230Th-232Th）
或钍-镤法(230Th-231Pa）,测定海泥和锰结核的沉积速率；③铅-210法，测定冰川、积雪、湖泊、港湾等沉积物年龄；④不平衡钍法(228Th-232Th)和钍-234法,适用于浅水沉积物年龄的测定。
第二种情况中,子体是有补偿的,它相对于母体是不足的，该子体与母体的放射性活度比值小于1；依据子体产物不断累积来进行测年的方法称作子体不足方法。包括：钍-铀法(230Th-234U)、镤-铀法 (231Pa-235U)、钍-镤法(230Th-231Pa)和镭-铀法(226Ra-238U)。它们均可测定海相和陆相碳酸盐、磷块岩、洞穴堆积、骨化石、牙齿等的地质年龄，而且对考古学方面的鉴定也具有重要意义。
铀系法测定的时间范围可由几年到100万年。3）210Pb测年法
210Pb是由地表释放的222Rn（进入大气，大部分停留在对流层并衰变）衰变而来的，210Pb在自然环境中非常容易起反应，它几乎完全与颗粒物质相结合，基本上不存在于河水中。常用于测定湖泊、河口、近海沉积物和冰川、雪的沉积年代，其测年上限为100年。无补偿210Pb的衰变公式：
沉积物中的210Pb的浓度将随时间而减少，其变化特征符合一般的放射性衰变定律 ：
210Pbex计年方法的基本假设:
2101）沉积物作为一个封闭系统，与
件，即沉积物的物源、堆积速率及210Pb输送和放射性衰变有关的沉积作用具备稳态条Pbex输入通量均保持稳定；
2102）与湖水的寄宿时间相比，210Pb在水体中具较短的寄宿时间，即输入湖泊中的
能有效地转移到沉积物中； Pb
3）在沉积物中蓄积的210Pb不发生沉积后再迁移作用，即210Pb在沉积物中的垂直分布不会改变；
210Pbex计算年龄的模式:
由于关于210Pb初始状态及输入量的假设不同，有三种不同的计算年龄的模式:
1) CA (Constant Activity Model) 模式 在某一特定地点，过剩的210Pb初始浓度(210Pbex)0
不随时间变化，这样表层与深度为h处的沉积年龄差为：
2) CF (Constant Flux of Supply Model) 模式
在某一特定地点沉降到沉积物上210Pbex供给通量不随时间变化：
3) 稳定输入通量－稳定沉积物堆积速率（CFS）模式
当210Pbex自水体输入到沉积物的通量(F)及沉积物堆积速率(S)均处于稳定状态时，沉积物不同层节的210Pb的比活度将随着该层节的质量深度h呈指数衰减关系：
210Pb计年实例: ex
McCall et al.(1984)用210Pb法对Rockwell湖内沉积物进行定年研究。Rockwell湖泊沉积物剖面采自1977年，取样间隔为1cm。所测33个数据的最小二乘法线性回归方程如下：
则沉积速率为
则位于10.5cm深沉积物的形成年龄为：
采样方法技术
沉积物垂向剖面应为沉积物粒度较小、粘土矿物含量较多、较致密的沉积物剖面； 测年物质主要为泥质或粉砂质淤泥沉积物；
采样间隔为1-2cm;
沉积物柱芯一般用自重冲击式采样器采集:在采样时，保证沉积物与其下覆水不发生扰动，即采集到的样品必须保持原态；
采样现场分截的沉积物样品必须立即逐个称取湿重，并测量温度（T）、酸碱度（pH）等参数;
沉积物样品密封运回实验室后，尽快进行低温真空干燥（冷冻温度为-80~0℃，真空度20mT）；也可以在60~105℃温度的烘箱中干燥（干燥后的样品需称重）。
210Pb测定方法
1）通过测定210Po的α粒子（Eα＝5.30MeV）来测定210Pb的含量；
2）用低能γ射线谱仪测定
3）通过测其子体210210Pb的46.5KeVγ射线可以实现210Pb的非破坏测定； Bi的β粒子（Emax=1.16MeV）来测定210Pb的含量；
4）热释光法(TL)(Thermo-luminescence)
热释光的定义
热释光是结晶固体受热之后,以光子的形式释放其储存在固体晶格中能量的一种特征表现。结晶固体在其形成和在自然界存在的过程中，接受了来自周围环境和宇宙中的放射性核辐射,固体晶格受到辐射影响和损伤后，以内部电子的转移来储存核辐射带给晶体的能量，这种能量遇到外来热刺激(或光照)，又能通过储能电子的复原运动而以光子的方式再度把能量释放出来，这就是热释光。
热释光测年的基本原理
热释光是结晶矿物接受了核辐射而产生的。自然界的沉积物中，均含有微量的长寿命的放射性元素铀、钍和钾，它们在衰变过程中释放的α、β和γ射线，可使晶体发生电离，产
生游离电子。这些游离电子大部分很快复原，有部分就被较高能态的晶体缺陷捕获而贮存在结晶中。当晶体受到热刺激时，被俘获的电子就可获得能量，逸出陷阱，产生热释光。
释放的光子数与陷阱中储能电子数成正比，储能电子数与晶体接受的核辐射剂量成正比，即晶体的热释光强度与接受的核辐射总剂量成正比。在一定时距内，就半衰期很长的铀、钍和钾而言，其放射性强度几乎为恒量，每年提供给结晶固体的核辐射剂量也应为恒定值。因此，可认为晶体的热释光强度与储能电子累积的时间成正比。
热释光测年是用某些固有的热释光特性和放射性核素的核辐射特性相结合起来测定矿物年龄的一种方法。测年范围：取决于样品的环境计量率和被测矿物，一般在1.0Ma以内。
5）核试验散落核素时标方法（137Cs）
1945年8月，美国向日本广岛投下第一枚原子弹;
1952年11月1日凌晨，世界第一枚氢弹“迈克”被引爆;
1953年8月，苏联第苏联第一枚氢弹试爆成功;
1954年3月1日，美国将一颗预测为600万吨TNT当量的氢弹放置在马绍尔群岛; (1954年马绍尔群岛所属岛屿上就接连爆炸了三颗1000万吨以上当量的核武器)
这些核爆炸的放射性散落物飘落的地区，都出现了皮肤烧伤、头发脱落、恶心、呕吐等现象，甲状腺疾病、白血病和恶性肿瘤也成为当地的常见病。
核爆炸实验后通过大气层扩散、而后又通过干湿沉降返回陆地表面与水体环境中，到达地表的137植物摄取；
137Cs沉降量随时间变化沉积物中137Cs的垂直分布与大气沉降137Cs的时间分布相关，
137Cs在沉积物中的特异值(主要是峰值)可用作时标；特征可完好保存于沉积序列中，因此，
利用某些年代散落蓄积在湖泊、海湾沉积物中的137Cs比活度的异常值作为时间标志，便可确定其沉积物的平均堆积速率 ；
诸多研究中都将如下年份确定为137Cs主时标：1945年：土壤中可检测到
137137Cs最早的年份是1945年，沉积物柱样可检测到
前后大气137Cs的最深层与此对应；1963/1964年：1963年Cs沉降量最大，沉积物中137Cs值最大层对应于1963/1964年的沉积层；1971
137和1974年：受非条约国的地上核试验影响，1971和1974年成为Cs沉积的又一相对集
中时期；1986年：1986年前苏联切尔诺贝利核事故影响的地区，沉积物中可甄别出该年的
沉积层；中国核试验也可成为局部地区137Cs沉积的重要来源(1976年)；
137Cs定年技术的基本假设为核武器试验产生的137Cs总量在大气中是均匀分布的，沉降后的137悬浮微粒在中小型湖泊水体中的寄宿时间很短，故137Cs随悬浮微粒到达湖底的时间与大气137Cs沉降于水体表面的时间相差不大；但悬浮微粒在大型深水湖泊水体中的寄宿时间长，致使137Cs沉降于湖泊表面的时间与137Cs进入沉积物蓄积的时间不一致，这便使137Cs进入沉积物中的时间相对于大气137Cs沉降时间的滞后。所以需要用137Cs在湖水中寄宿时间对沉积物137Cs时标作校正，才能确定沉积物中的合理时标年份。
Jha et al.(2003)对印度得干地区阿拉伯海北部Thane港湾的沉积物进行了137Cs定年及沉积速率研究。
6）长寿命宇宙成因核素
太阳系中，地球和其他星体均受到宇宙射线和太阳风的强烈影响。宇宙射线主要包括高能量的H和He原子核（例如：质子和α粒子）。宇宙射线与大气圈上层的N2和O2发生核裂变反应生成大量的中子、质子和μ介子(subatomic particle)。这些微粒引起大气圈下部进一步发生核反应形成了一些稳定和非稳定同位素，称之为宇宙成因同位素。这些同位素的半衰期不同，同样也可以作为定年工具和放射性示踪剂。
表2—2 宇宙成因同位素半衰期及衰变常数
在宇成核素中，目前最有吸引力的是10Be。宇成核素的应用主要有三个方面：
1）了解宇宙射线的通量及其与时间、太阳活动、地磁场变化的关系。
2）用于测年。
3）利用宇宙核素作为示踪同位素研究某些元素的地球化学行为，示踪研究某种物资的运移过程，示踪研究某些物资的来源。
利用宇成核素测年的两个基本要求是：
1)已知宇宙成因核素的初始浓度（绝对浓度或相对浓度）；
2)研究对象为封闭体系。
7）其它方法
裂变径迹法
在任何天然矿物或玻璃中，都含有微量的铀杂质，在其存在的历史中，铀会自发地产生裂变。自发裂变经迹的数目与经迹累积的时间有关并和矿物中铀含量成正比。若已知矿物中铀含量和238U的自发裂变速率、自发裂变经迹的密度，就可算出它的地质年龄。
磁性地层法
古地磁学方法是利用岩石天然剩余磁性的极性正反方向变化，与标准极性年表对比，间接测量岩石年龄的方法。
氨基酸外消旋法（AAR）
应用于任何一种含化石质的蛋白质和蛋白质离解的产物，包括骨骼、牙齿、蛋壳、淡水和海洋贝壳、有孔虫、钙质沉积物和泥炭。定年的范围取决于样品的成岩温度史和样品中氨基酸的成分，有可能延续到2Ma。
另外，还有电子自旋共振（ESR）法、钾—氩定年法
三、过去全球变化中古气候信息的获取对象
与当今气候状况紧密相联，现代地质生物过程中的物理的、化学的、生物的信号，在不同程度上是现今气候状况的直接或间接反映。过去地质—生物记录中的类似信号同样直接或间接地指示了当时的气候状况。在过去全球变化研究中，常用获取气候及各种生态信息的研究对象有：
1．黄土和古土壤
富含碳酸盐和华蜗牛(cathaica)化石壳的粉土质风成黄土，指示了它形成时的弱碱性介质条件和干冷气候。根据黄土的微形态和地球化学特征，包括粒度组成和碳酸钙含量等，可将黄土划分为弱风化黄土、中等风化黄土和显著风化黄土3种类型，它们分别指示了过去的荒漠草原、干草原和草原景观。
黄土中埋藏的黑垆土和褐土序列古土壤，或称化石土壤，具有良好的粘化性和碳酸钙淀积层等土壤发育层，反映了形成它们是较为温湿的气候条件。根据土壤微形态特征，可将黄土中的土壤分为黑垆土、碳酸盐褐土、褐土、淋溶褐土和棕褐土等可与现代地带性土壤相比较的5种类型，它们指示了过去从草原到树丛草原的不同景观类型，因此，不同黄土剖面中黄上与古土壤相互交替序列记录了过去冷干与温湿气候多次变迁的历史。根据近代褐土序列土壤和黄土分布地带所具有的气候要素值，可以重建近110万a以洛川剖面为代表的黄土高原气候要素值变化序列。
2．湖泊沉积
在一定意义上，湖泊的活动可作为天然降水的量度。陆地生态环境脆弱区的封闭湖泊对于降水量和蒸发量十分敏感，湖泊区域的有效湿度(降水量一蒸发量)对湖面变化有决定性的影响。湖泊水位的变化，直接记录了集水区气候的干湿变化。湖滨和湖岸阶地的分市也指示了不同时期湖泊水位的变化。由于湖相沉积序列具有连续、敏感、高分辨率的特点，它所保存的生物遗存和地球化学特征反映了湖泊水体深度，即湖泊水位的变化。例如，暖性花粉组合、深水生物组合、细粒和较低盐度的沉积物指示湖泊的深水性，而干冷花粉组合、浅水生
物群以及盐度较高的粗粒沉积物指示了浅水和湖水咸化的趋势。湖相沉积序列的精确测年和环境指标的系统分析与湖岸阶地观测相结合，有可能重建不同时间尺度的湖面变化序列。
3、沙漠沉积
沙漠是典型干旱气候的产物。中国地处中纬的温带沙漠大致可分为极端干早、干早和半干早三种类型。风成沙丘的类型以及迎风面方向和风成沙的层理产状和粒度特征指示了形成时的盛行风向及其强度。古风成沙剖面中的土壤反映了过去沙漠的退却和雨量增加的生草成壤的环境。剖面中风成沙和古土壤的交替出现指示了以沙漠进退为标志的气候和环境变迁历史。
4．冰川和冰心
冰川是由多年积雪经成冰作用形成的流动冰块。由降水和温度决定的水热平衡关系控制着冰川的发育和演变。不同的气候形成木同的冰川类型，在中国干旱区和半干旱区形成流动速度较慢的冷性冰川。冰川累积区每年降雪形成的年层记录了降水量的变化。而冰层中冰晶体的特征反映了成冰的温度条件。
在温度降低／或降水增加时，冰川前进；在气候较稳定的条件下，在冰川末段形成冰碛陇；当气候变暖或降水减少时，冰川后退。这种冰川进退过程所遗留的冰碛物记录了过去气候的变化过程。
在冰川积累区打钻提取的冰岩心，记录了某一时段的比较详细的气候变化历史，测定冰层的稳定同位素组成、粉尘的通量以及冰心中保存的过去的化石空气(包体)，有助于重建过去气候要素值和某些大气成分变化的历史。
5．深海沉积
具有缓慢沉积速率的深海细粒沉积物的地球化学特征，以及其中保存最多的浮游有孔虫和底栖有孔虫化石的类型和组合是过去气候的良好记录。深海沉积物中有孔虫化石的氧同位素曲线记录了大陆冰量的变化历史。在同一地点，深海沉积中低δ
少时的间冰期气候，而较高的δ1818O值指示了大陆冰量减O值指示了冰量增加时的冰期气候。
6．古植被
沉积物中的花粉反映了过去区域性的和地区性的植被状况。化石花粉谱、花粉浓度和花粉沉积率的综合分桥有助于恢复过去植被的面貌。根据不同生态特征植物种属及其组合比例，有可能恢复过去夏季温度、冬季温度以及年降水量。全新世花粉组合中人工林和栽培植物花粉的出现和比例的变化，可视为人类活动强度的某种度量。
7．动物化石
哺乳动物化石属种和组合特征记录了过去区域性的陆地生态环境特征。哺乳动物的繁盛、迁移和灭绝往往是重要地质—气候事件的证据。据今2万a前后，北半球南纬度地区个体庞大的猛犸象的灭绝，真实地记录了末次冰期的结束和全新世温暖期的来临。
黄土中陆生蜗牛化石良好地记录了地区性的生态环境，同时灵敏地指示了该地土壤的湿度。根据陆生蜗牛化石壳的稳定同位素和氨基酸组成可以定量地重建过去的气候要素值。
8、古文化
中国尤其是北方的全新世地层中保存丁大量的细石器和新石器时代的文化遗址。通过文化遗址的环境考古研究，可以恢复人类社会的生活方式、生产活动，从而认识农业起源的历史和气候变迁，评估不同阶段人类活动的强度及对环境的效应。
思考题：
1、与全球变化学相关的几个名词概念：第四纪；冰后期；黄土；古土壤；磁化率；米兰科维奇理论；新仙女木事件；厄尔尼诺事件，拉尼娜现象等。
2、试述探讨土壤磁化率的环境意义。
3、同位素计时的原理和前提是什么？
4、热释光测年的基本原理是什么？
5、过去全球变化中古气候信息的获取对象有哪些？
6、结合实例，试详细做出用210Pb法测年的实验方案。
7、掌握14C法、210Pb法和137Cs法定年。