一、沉积物的光释光(OSL)测年简介（论文文献综述）
张克旗,吴中海,吕同艳,冯卉[1]（2015）在《光释光测年法——综述及进展》文中进行了进一步梳理光释光（OSL）测年是对沉积物最后一次曝光（或热）事件年代的测定,其测试对象主要为石英和长石。自20世纪80年代该方法提出以来,在国内外得到了广泛的应用。但国内不少地学工作者对该技术的原理与测年方式了解十分有限,为了使应用者能更好、更全面地了解和使用这一方法,对OSL测年法及其近年来的国内外主要研究进展进行了回顾,重点对OSL测年法的基本原理、样品采集及实验室前处理过程、等效剂量（De）值的测定方式、环境剂量率的计算,以及影响测年结果可靠性的重要因素等进行了全面介绍、分析和探讨。同时,对近年来国内外关于De值测定方法与技术上的进展及已经获得较可信年龄的相关方法等进行了总结分析,并对OSL可能测年的范围和影响结果可靠性的一些潜在因素,以及对获得100ka1Ma间的年龄新的释光信号研究方法等进行了介绍和探讨。
崔伟迪[2]（2019）在《金沙江上游雪隆囊古堰塞湖沉积物的光释光年代研究》文中提出青藏高原东南缘有着丰富的地貌环境,是构造运动的活跃地区,金沙江上游就位于该地区,这里分布着许多高山和峡谷,内外动力地质作用强烈,古、今堰塞湖均较发育。堰塞湖是地质历史发展时期内形成的一种特殊的地表过程,它蕴含了丰富的环境信息,对古堰堰塞湖沉积物的年代学开展研究,对于探讨古堰塞湖的成因和形成演化过程具有重要的学术价值。雪隆囊古滑坡堰塞湖位于青藏高原东南部的金沙江上游,本文对采自雪隆囊大型古滑坡堰塞湖及其附近区域的湖湘沉积物中采集的20个光释光（Optically stimulated luminescence,OSL）年代样品,采用单片再生剂量法（Single Aliquot Regeneration dose method,SAR）测得了每个样品各测片的等效剂量（equivalent dose,De）值。在光释光（OSL）测试之前,通过条件实验,我们选择了合适的实验测试条件,以保证光释光（OSL）测年方法及测试条件对本文金沙江上游流域湖相沉积物测年具有可行性及可靠性。通过对等效剂量（De）值的分布规律进行分析以及对年代模型的计算统计,筛选晒退情况好的样品测片,得出用光释光测年法得到的等效剂量的可靠性。结合前人对金沙江上游雪隆囊古滑坡堰塞湖溃坝堆积体及湖相沉积物的研究以及本实验测得的沉积物光释光年龄,然后讨论古堰塞湖的形成和消亡年代、该地区的地貌演化以对研究地质灾害及环境演化的意义。本文研究的主要结论如下:（1）由样品的预热坪实验、循环比数据统计和光释光特性的分析结果得出:光释光（OSL）测年技术的石英单片再生剂量法（SAR）适用于古堰塞湖沉积物的年代测量。（2）通过对沉积物样品的等效剂量（De）值分布特征的分析得出:20个光释光（OSL）样品中有14个样品的晒退情况比较好,其余6个样品晒退的情况相对较差,使用均值法计算得到的样品的等效剂量（De）值是可靠的。（3）基于光释光测年结果和地层接触关系的分析,得到雪隆囊古堰塞湖的形成年代大约为2.1ka,消亡年代大约为于1.2ka。该堰塞湖存在了大约900年,表明滑坡型堰塞湖在百年尺度上可以持续存在,具有较长的稳定性。
杨会丽[3]（2013）在《地震相关快速沉积物释光测年研究》文中研究指明古地震的年代确定是重建强震活动历史、预测未来地震趋势的重要依据，对于地震学研究具有重要的理论价值和实践意义。目前用于测定古地震事件年龄的方法和技术多达十余种，释光方法是其中常用的一种（Noller et al.,2000）。释光测年方法经过二十多年的发展，已形成了多种适用于几十年至十万年的沉积物年龄测定技术，通常可获得与独立年龄相吻合的结果（Murry and Olley,2002）。然而，这些技术在地震相关堆积物中的应用，尤其在干旱-半干旱山区与古地震相关的快速混杂堆积物年龄测定的应用，仍然存在一些急需解决的问题。在干旱-半干旱山区地震伴生的沉积物多数为近源快速混杂堆积，岩性不均一，在堆积过程中石英、长石等矿物颗粒的释光信号的回零程度和对剂量响应的灵敏度都相对复杂。此外，这类快速混合堆积物的环境剂量率也比较难于准确测定。针对上述问题，我们选择汶川地震和新疆帕米尔北缘乌恰地震破裂带，开展了现代和古地震混杂堆积物的光释光年龄测定的研究，主要内容包括：（1）地震混杂堆积物中石英、长石颗粒光晒退程度，即光释光信号回零程度及其不均匀性和不充分性的观测；（2）混杂堆积物中单颗粒石英等效剂量（De）和样品等效剂量（Db）测定；（3）应用石英颗粒小测片SAR（单测片再生剂量）技术和狭义“SGC”（狭义的“综合生长曲线，Standardised Growth Curve”，文中被称作小测片SGC技术）技术测定混杂堆积物的光释光等效剂量；（4）进行混杂堆积物石英颗粒光释光等效剂量（De）的各种测定技术（单颗粒技术、小测片技术、常规大测片SAR和SMAR（简单多测片剂量再生技术））可行性和可靠性的对比研究；（5）比较不同技术（如高纯锗Gamma谱仪、便携式Gamma谱仪、就地埋藏剂量片、厚源Apha计数仪、以及ICP-MS放射性核素含量测定等）测定混杂堆积物环境剂量率的可行性和可靠性。取得了以下初步研究成果：1)现代地震相关各种沉积物释光信号回零程度的检验对2008年汶川地震相关的堰塞湖堆积物、地震前古地面沉积物样品中不同矿物、同一矿物不同粒径颗粒、不同测量方法所获得残留等效剂量值的对比研究结果表明：a)细颗粒（4-11μm）石英测片光释光信号足够强能满足释光测年要求，而粗颗粒（90-250μm）石英仅有1.3%颗粒数发光信号达到释光测年要求，暗的粗颗粒石英导致测定的De的不确定性较大；b)震前古地面沉积物样品无论是碎屑石英还是碎屑长石，其释光信号的残留等效剂量（De）仅为0.2Gy，对于百年或者千年尺度以上的地震相关沉积物测年的影响几乎可以忽略不计，此类样品适合于古地震释光测年研究；c)现代地震相关的堰塞湖沉积物样品释光信号残留值与所测碎屑矿物种类、颗粒大小、所用的测量方法有关。细颗粒长石残留De值高达44103Gy，细颗粒石英残留De值为1.811.2Gy，说明长石的光释光信号比石英的更难被晒退。单颗粒石英残留De值0.10.8Gy，低于细颗粒石英。因此，当进行百年或者千年尺度的古地震释光测年时，一定要慎重选择测量方法和流程，尽量通过单颗粒光释光De测量，分辩出埋藏前光晒退比较彻底的颗粒组分。2)单颗粒仪器实验参数检验与小测片标准生长曲线（SGC）方法的建立在对本实验室Ris-2释光单颗粒测量仪机载Beta放射源剂量率的标定、仪器重复性能实验、放射源表面一致性检验和单颗粒石英有效颗粒数分析的基础上，应用石英颗粒大测片SAR技术建立各个样品的标准生长曲线（SGC），再用石英颗粒小测片SAR技术获得De值（小测片SGC方法）。结果表明：a)本实验室Risoe-2释光测量仪机载beta放射源粗颗粒石英辐照剂量率是细颗粒石英的92%，粗颗粒石英大测片的辐照剂量率比小测片的低10%以上，单颗粒石英辐照剂量率为0.1104Gy/s。使用释光测量仪之前，需要对每台仪器不同粒径，以及大、小测片的辐照剂量率进行准确的标定。b)本实验室Ris-2单颗粒测量仪重复测量的不确定性约为9%，由机载Beta放射源表面不完全均匀导致等效剂量的不确定性为11.2%，在进行单颗粒数据处理前需要对放射源的不均一性进行校正。c)对埋藏前光晒退不均匀样品进行单颗粒测量时，至少测量40个有效颗粒进行统计分析，所计算的样品De值才具有代表性。d)对于各个样品采用完全光晒退的粗颗粒石英大测片，应用SAR技术建立标准生长曲线（SGC），根据1-2个测片单颗粒测量确定粗颗粒石英小测片的大小，尽量每个小测片的释光信号仅来自1-2个发光石英颗粒，结合小测片SAR技术获得多个“单颗粒”的De值，可以大大节省测量时间，提高测量工作效率。3)沉积物不同环境剂量率测量方法的对比对新购置和安装的高纯锗Gamma谱仪、便携式NaI Gamma谱仪和AL2O3:C剂量片进行了标定，对比同一个样品不同方法的环境剂量率的测量结果，获得以下初步认识：a)本实验室ORTEC GEM70P4-95P型高纯锗Gamma谱仪的本底极低，当测量时间达到8个小时后，核素含量不再变化，即可满足测量要求。选取的片麻岩、片岩、花岗岩及第四纪沉积物共12个样品，采用高纯锗Gamma谱仪测定的U、Th和K含量与澳大利亚ICP-MS方法测定结果对比显示两种方法测定的U和Th含量在10%的误差范围内一致，K含量在6%的误差内一致，说明本实验室高纯锗Gamma谱仪标定结果是可靠的。对2个封盒的第四纪松散沉积物样品放置不同时间后测量，结果在1σ误差范围内一致，说明仪器具有较好的稳定性和可重复性。b)高纯锗Gamma谱仪、便携式Gamma谱仪、就地埋藏剂量片、厚源Apha计数、以及ICP-MS放射性核素含量测定等多种方法对比测量结果显示，对于U/Th放射性核素衰变处于平衡体系的、周围30cm内岩性相对均一的样品，建议应用厚源Apha技术技术和K含量测定。对于样品周围30cm内岩性比较混杂的样品，优先选择高纯锗Gamma谱仪与AL2O3剂量片或者便携式NaI（TI）Gamma谱仪相结合的测量方法。高纯锗gamma谱仪可以检测长周期放射性核素衰变链的放射性平衡性，测量用的样品量较多更具有代表性，可同时测量多种核素、测量效率高。AL2O3剂量片或者便携式NaI（TI）Gamma谱仪野外就地测量可以克服周围30cm岩性不均一导致γ贡献的不确定性。4)新疆1985年乌恰地震地表破裂带古地震发生时间：通过对新疆乌恰地震地表破裂带WQWT6探槽中12个样品不同光释光测量方法的对比研究表明：a)探槽样品中碎屑石英颗粒具有石英矿物典型的TL峰，其光释光信号以快速组分为主，回授对等效剂量影响可以忽略不计，适合采用SAR法光释光测年；b)样品中石英颗粒特别是细颗粒在埋藏前存在严重的曝光不彻底现象，能用来光释光测年的单颗粒石英矿物颗粒比例仅为1.5-3.6%，不同颗粒的释光灵敏度差异较大，单颗粒石英测定值的离散度（测量仪器和石英本身释光特性差异所引入的离散度）从4%变化到20%；c)细颗粒石英大测片、粗颗粒石英大测片的SAR光释光方法都得到高估的年龄结果，不适合此类地震相关的近源快速堆积物的光释光测年；d)探槽剖面揭露出包括1985年Ms7.4级地震在内的4次强震事件，根据初步的单颗粒石英释光测年结果，前三次事件发生时间分别为事件E1发生在5.2ka之前，事件E2发生在3.8ka和4.2ka之间，事件E3发生在2.8ka之前。前三次古地震的复发周期约为1.0ka左右。古地震事件E3之后发生了强烈剥蚀作用，致使该探槽可能丢失了2.8ka至1985年期间的古地震记录。5)对地震相关沉积物释光测年方法的建议通过上述研究，对于应用释光测年技术进行地震相关沉积物测年提出如图A和图B的流程建议。如果样品为快速混杂堆积，周围30cm内岩性不够均一，应该采用室内高精度的高纯锗Gamma谱仪和便携式gamma谱仪就地测量相结合的方法来测量环境剂量率。
徐树建,丁新潮,倪志超[4]（2014）在《山东埠西黄土剖面沉积特征及古气候环境意义》文中研究表明对山东济南章丘埠西黄土剖面进行了系统的野外调查,并对山东章丘埠西黄土剖面进行了粒度、磁化率以及光释光测年等指标研究分析,结果表明:1根据粒度测量数据和粒度参数变化特征,并运用萨胡判别公式对其沉积环境进行判别,可知山东埠西剖面黄土沉积主要为风成沉积。通过粒级—标准偏差方法提取的环境敏感粒级分别为7.088.91μm和39.8150.12μm;2磁化率变化与不同粒级百分含量的变化之间具有明显的相关性,其中低频磁化率变化范围为32.38×10-8138.46×10-8m3kg-1,高频磁化率在30.62×10-8123.31×10-8m3kg-1之间变化,其变化特征一定程度上反映了埠西黄土剖面形成时的古气候环境信息;3结合光释光年代的测量数据与前人的研究成果,可将该黄土剖面划分为3个黄土层和3个古土壤层,该剖面记录了末次冰期以来该区域古气候环境的变化历史过程。
赵俊香[5]（2013）在《恒山北麓晚第四纪地貌及相关沉积物光释光定年》文中进行了进一步梳理恒山北麓地区晚第四纪地貌类型主要为冲-洪积台地、河流-冲沟阶地及同期冲-洪积扇，因此，晚第四纪沉积物类型主要为冲-洪积物。只要找到适合冲-洪积物类型沉积物的测年方法，就能获得该地区晚第四纪地貌相关沉积物的年龄。光释光测年的前提是样品在沉积埋藏之前经历充分的光晒退，而光晒退过程与沉积物沉积环境和沉积过程密切相关。本文选择连续的冲-洪积台地剖面进行粒度分析获得该地区冲-洪积物主要为粉砂和细砂，沉积环境和沉积过程不稳定，波动较大，剖面沉积物可能存在不均匀晒退导致部分层位样品不适合光释光测年。针对冲-洪积物是否适合光释光测年的问题，本文开展一系列试验。选择恒山北麓地区发育古土壤的河流-冲沟阶地和冲-洪积扇系统采集样品，通过对代表性样品前处理、释光特性研究、预热坪试验，得到以下认识：经氟硅酸溶蚀三天后，长石基本溶蚀干净，也不含长石包裹体，石英的纯度完全满足光释光测年的要求。光释光信号以快速组分为主，符合单片再生法（SAR）和简单多片再生法（SMAR）测量的前提条件。并且得到本文样品光释光测年方法合适的预热条件：天然和再生剂量的预热温度为240℃，预热时间10s；试验剂量的预热温度为200℃，预热时间10s。通过对代表性样品细颗粒石英SMAR/SAR流程和中颗粒石英SAR流程中循环比率、回授率和剂量恢复检验，表明本文样品采用的等效剂量测试条件和流程合适，能有效校正测量过程中释光信号感量变化。对几个河流-冲沟阶地和冲-洪积扇样品采用细颗粒石英SMAR/SAR法、中颗粒石英SAR法测年，并以AMS14C年龄为控制年龄，获得结论：石英光释光信号很容易归零，即使冲-洪积物沉积过程和沉积环境复杂，多数冲-洪积物的光释光信号在沉积埋藏前还是能够晒退到可忽略的水平，即使个别晒退不充分的样品，也可以利用中颗粒石英SAR流程累积频率法获得相对可靠的年龄，冲-洪积物是适合光释光测年的。利用光释光方法和AMS14C方法对恒山北麓地区晚第四纪不同地貌面相关沉积物定年，获得该地区晚第四纪4级地貌面（T3、T2、T1、T0）相关沉积物的年龄分别为：30～40ka、5～8ka、2～4ka和2ka以来。
赵希涛,贾丽云,胡道功[6]（2018）在《内蒙河套地区黄河阶地与新近纪砾石层的发现及其对黄河发育、中国河流古老性与河湖共存论的意义》文中研究指明通过内蒙河套地区的多次野外调查和多个横穿黄河河谷剖面的测量,热释光（OSL）与电子自旋共振（ESR）年龄样品的采集和测定,以及与黄河上中游其它河段和长江及中国其它河流河段的对比,从而取得了如下几方面的发现与认识:（1）河套地区不仅包括了具有多期湖泊发育,堆积了厚达数千米的晚新生代河湖相地层的断陷盆地,而且在其北侧的阴山山脉南麓,特别是南侧的鄂尔多斯高原北缘,还保存着拔河高度可达300m或更高的黄河9级阶地（T1～T9）。其中,T1的拔河高度2～12m,为内叠的堆积阶地,由松散的砂砾层组成,沿黄河及其支流均有分布。T2至T4,拔河高度分别为12～45m,28～80m和60～115m,阶地高度有自下游向上游变小的趋势。这些阶地大多分布在河套盆地之内,往往以河套古湖的湖相沉积为基座,在鄂尔多斯高原北缘,有时以三趾马红土或古近纪地层甚至基岩为基座,在阴山南麓,则以湖相地层、古近纪地层或基岩为基座,往往缺少三趾马红土。河套古湖的湖相沉积往往呈海拔1080～1100m的湖积台地出现,如在托克托东南表现最为明显。在湖积台地之上,有时能见到马兰黄土覆盖,其底部甚至有隐约的古土壤层S1出现。T5至T8,拔河高度分别为75～160m,130～200m,170～260m和250～295m,也有下游高差大、上游相对较小的趋势。组成阶地的砾石层或砂砾石层,有时与含1至多条古土壤的黄土互层,而以三趾马红土或古近纪地层甚至基岩为基座。有时在阶地沉积或三趾马红土之下,保存有河流相的砾石或砂砾石层,部分已被钙质胶结而成为砾岩或砂砾岩,显然是古黄河的沉积物。T9阶地我们只在黑赖沟剖面的两个地点发现,其拔河高度为290～315m,且下伏含有多达22层白色钙质结核层的三趾马红土的基座。（2）ESR与OSL测年结果表明,阶地的时代贯穿了整个第四纪时期。其中,T1形成于全新世中期:T2至T4分别形成于晚更新世晚期、中期和早中期;河套古湖沉积形成于晚更新世早期;T5～T9分别形成于中更新世晚期、中期、早期、早更新世晚期和早期。在黄河T5～T8之下,特别是其基座的三趾马红土之下所发现的古黄河的砾石层、砂砾层或胶结的砂砾层,其所夹砂层的石英热活化法ESR年龄测定结果为中新世或上新世。（3）研究表明,自新近纪以来,黄河不仅一直存在于强烈下沉的河套盆地,而且也徘徊在与其相伴的、长期持续但具有不同隆升幅度的阴山山脉南麓和鄂尔多斯高原北缘之间。这表明,即使在河套断陷的成湖时期,无论是断陷湖还是堰塞湖,黄河不仅可以从一端注入湖泊并从其另一端流出,而且河道也可以在湖泊的一侧或两侧流动。这就是河湖共存。（4）作者在对黄河整个上-中游及部分其它河段考察与研究的基础上还发现,自新近纪早中期以来,黄河就是一条上、下游贯通的古老大河,尽管古黄河的遗迹已受到不同地质构造单元的不同特征的地壳运动的影响而发生了巨大的破坏与变动,使其保存状况和连续性远不如第四纪不同时期的古黄河遗迹。（5）湖泊与河流是可以共存的。黄河并非泄空了某个断陷盆地（如三门古湖、河套古湖、贵德古湖、共和古湖等）才开始出现的,也不是第四纪以来因溯源侵蚀而逐段贯通的。黄河干流所流经的众多断陷盆地,可以多阶段成湖,也可以多次泄空;河道可以像现今梯级开发的水库而与古湖呈串珠状相连,也可以流经其旁与之并列;但黄河始终存在。（6）黄河自中新世早中期形成以来,可以深深地切割隆升地段的高山高原低山丘陵,形成沿途许多巨大的峡谷与多级河流阶地,也可以不断地充填所途经的强烈断陷地段的盆地谷地平原,形成巨厚的晚新生代地层,但黄河则始终存在,甚至在不同时期均能保留其大体呈抛物线状的河流纵剖面。（7）新近纪以来,黄河不仅一直存在于强烈下沉的河套盆地,而且也徘徊在与其相伴但具有不同隆升幅度的阴山山脉南麓和鄂尔多斯高原北缘之间。这表明,它不仅在不同河段可以同时穿越许多个隆升的高原山地和沉降的盆地平原,而且同一河段也可以游荡在隆升的山地或高原及下沉的平原或盆地之间。河套地区就是一个河湖多阶段共存的典型范例。（8）作者综合对黄河、长江等中国大型水系干流河谷发育问题的初步研究结果,提出如下几点想法供今后研究加以重视:（1）黄河与长江等中国其他典型的大型河流应该都是古老的,并且大多至少形成于中新世早中期,这就是中国河流的古老性。但因研究程度限制,目前对这些河流的最初发育情况并不清楚。（2）在河流的长期发育过程中,会由于内外动力的原因（如构造升降运动、断裂活动、地震、冰川作用、崩塌滑坡泥石流灾害等）,在某一或某几个河段,会有一段或几段或长或短的时期,有构造湖或堰塞湖发育,但因河流规模巨大,始终能穿过这些湖泊或者在其旁流过,这就是河湖共存论。用湖泊贯通或河流袭夺解释中新世以来就已经存在的黄河、长江和中国其他河流是近期形成的观点,是值得商榷的。而要寻找黄河和中国其他河流的起源,是否由袭夺而来的问题,则至少要在中新世初或之前的古近纪去解决。（3）一条源远流长的大型河流一旦形成,由于其水量充沛,侵蚀与堆积能力很强,一般的内外动力作用都是难以阻挡的:它能穿过强烈活动的构造带并侵蚀切割因构造引起的隆升地段,在高山高原低山丘陵上形成峡谷或多级阶地;也能在长期下沉的盆地谷地平原中,不断地充填堆积,形成巨厚的冲积层,即使在其流经地区会有多段不同性质与幅度的升降运动不断地改变其纵剖面,但每条河流除其源头段的小河或冲沟外,在其绝大多数时段,都会大体保存其抛物线状的形状。受到调查研究程度的限制,目前仍无法完整地勾绘新近纪不同时期古黄河的位置和恢复其演变历史,也因缺少对河套断陷中的晚新生代地层的详细研究及其与断陷之外受到构造变动的古黄河沉积物的对比研究,而无法恢复其确切的升降运动幅度与速率,这些都期待能在今后的研究中加以解决。
刘奇[7]（2019）在《北天山年轻（<1 ka）河流沉积物光释光测年初探》文中认为年轻（小于1 ka）河流碎屑沉积物的高精度测年一直是光释光年代学研究的一个难点。对于河流细砂、粉砂沉积物特别是我国西部地区样品而言,普遍存在矿物颗粒埋藏前晒退不充分的问题,并且石英释光信号弱、光敏感度较差。Hu and Li（2018）针对信号弱、晒退差的年轻石英样品,提出了简化小测片标准生长曲线（simplified small aliquot SGC（SSA-SGC））流程,该方法最大的优势在于节约了测试时间,提高了有效数据的比例,该方法是否具有普适性亟需验证。此外我国中西部干旱、半干旱区河流沉积物大多以砾石为主,往往很难采集到适合光释光测年的粉砂样品。最近提出的岩石表层光释光测年方法被成功应用于测定基岩壁画的年龄、限定冰川活动的时间等（Sohbati et al.,2012a;Lehmann et al.,2018;Jenkins et al.,2018）,该方法是否可用于河流阶地砾石的测年?现代零年龄沉积物样品的研究,对于释光测年流程和物理模型的检验具有重要意义。同时对于分析不同沉积环境样品的光晒退（回零）程度也有重要意义。本论文选择新疆北天山前陆盆地玛纳斯河流域构造活跃区,采用石英SSA-SGC流程分别测量了只有季节性流水的旱卡子沟现代沟床和低阶地粉砂样品的等效剂量,采用不同实验流程分别测量了玛纳斯河现代边滩不同沉积环境、不同粒径及形状浅色花岗岩砾石以及高阶地花岗岩砾石样品顶、底面不同激发温度的长石红外释光信号及等效剂量,以探索河流碎屑沉积物岩石表层光释光测年的可能性。取得了以下初步认识:（1）旱卡子沟现代沟床粉砂石英样品的残余剂量只有0.1±0.11 Gy（50 a）,T1低阶地沉积年龄大约为距今400年左右;并且认为石英SSA-SGC流程对于研究区光晒退差、信号弱的年轻样品测年具有明显的优势。（2）通过比较不同沉积环境、不同几何形态砾石表面岩片的IRSL50和post-IR IRSL信号,发现泥沙基质少、具有颗粒支撑结构,分选、磨圆好,表面干净的扁状浅色花岗岩砾石更容易晒退;砾石大小似乎并不影响其光晒退程度。（3）现代河床砾石和阶地砾石顶底面光晒退情况存在差异,整体而言顶面的晒退优于底面,是砾石表层光释光测年更好的选择。（4）建立了玛纳斯河现代河漫滩浅色花岗岩砾石样品长石4种不同激发温度残余光释光-深度曲线,拟合获得的光透系数μ约为0.5。对于光晒退较充分的砾石顶面,IR50信号归零深度可达到10 mm左右,pIRIR110、pIRIR170和pIRIR225信号的晒退深度分别至少为3.5 mm、2.5 mm和1.5 mm左右,激发温度越高越难晒退。（5）对于现代河床中光晒退较充分的砾石,IRSL50信号的顶、底面表面岩片残余剂量分别为0.4 Gy和0.7 Gy,残余年龄分别为60年和100年左右,post-IR IRSL170信号的顶、底面表面岩片残余剂量分别为1.1 Gy和1.4 Gy,残余年龄分别为160年和200年左右,表明了河流砾石表层光释光测年极具潜力。
余涛,姜涛[8]（2014）在《光释光测年技术在海洋沉积物研究中的应用现状与展望》文中指出海岸带地区沉积环境复杂,长期以来都较难获取其沉积物的准确年龄信息。而光释光测年技术独有的揭示砂粒级矿物末次曝光年龄的特点,正好适用于复杂的海岸带沉积环境,并且不受限于宇宙成因核素年代学分析方法中核素污染等干扰因素的影响。在回顾光释光测年技术发展历史的基础上,综述了该技术在澳大利亚、非洲、美洲、欧洲、亚洲以及中东和地中海等海岸地区的海洋沉积物测年研究中的应用现状,分析了它目前所存在的主要问题和发展前景。随着近些年海岸演化及其与全球气候变化关系等方面的研究日益受到学术界的关注,相信光释光测年技术在海平面变化、全球气候变化及区域海洋地质演化等研究领域具有广阔的发展前景。
申江[9]（2019）在《长江三角洲EGQD14孔光释光年代及环境演化》文中研究指明河流是人类文明的摇篮,是联结水圈、生物圈、岩石圈的重要通道。我国背靠世界最大的亚欧大陆和面临最大的大洋,海陆性质差异巨大,决定了我国气候演化的特殊性和古气候研究的优势。大陆和大洋之间交换的物质、能量和信息历史,忠实的记录在我国入海河流形成的三角洲地区陆海交互地层及其演变过程中。长江三角洲是我国最大的三角洲,地层保存了大量丰富的古环境和人类活动信息,加强其年代学研究有助于厘定海平面动态控制下过去气候变化-环境演变-人类活动之间的耦合作用和反馈机制。本文利用长江三角洲下切古河谷地区的一支长钻孔进行光释光测年研究（optically stimulated luminescence,OSL）,方法层面上,旨在验证OSL测年法在海岸带沉积物测年中的应用性和可靠性;古气候演化方面,建立长江三角洲晚更新世以来的第四纪地层年代框架,反演古气候变化过程。对于长江三角洲第四纪地层定年,地质工作者以往多采用14C法,但是三角洲地区沉积速率高,河流和海洋的改造作用强烈,往往很难找到测年材料,且由于碳库效应,测年结果不理想。OSL测年法历经多年发展,准确度和精度达百年尺度,在各类第四纪沉积物中得到广泛应用。本文采集EGQD14孔14个粗颗粒石英样品基于单片再生剂量法（SAR）进行OSL测年。对测年结果从内部原理控制和外部方法约束两方面验证测年结果的可接受程度。最终,剔除误差较大的“坏片”,形成可靠的年代结果。本文认为:1.钻孔EGQD14沉积物类型以细颗粒的粉砂质粘土和粘土质粉砂为主,依据岩芯沉积相特征和生物学证据以及长江三角洲浅地层资料分析,该孔沉积层记录了晚更新世以来的沉积环境变化。2.通过选择合适的预热温度,并从长石污染、感量变化、热转移效应和残余剂量等角度入手检验认为光释光年龄可靠。3.光释光年龄和深度变化趋势一致,个别年龄倒置,可能有长石包裹体的影响。4.末次冰消期以前（11.8 ka）,海平面较低,三角洲只是搬运通道。中全新世大暖期,海平面从高海面水平下降,三角洲开始形成。晚全新世（2.0-0ka）,沉积速率达到高峰,三角洲向海推进速率加快,该时期人类活动成为岸线推进的主要外部营力。
张欣[10]（2016）在《现代黄河三角洲地区氧同位素5期以来沉积环境演化研究及沉积物光释光年代学》文中认为中国东部沿海平原和陆架浅海地区晚第四纪以来经历了多次随气候变化而发生的海侵和海退事件,受较强的海陆相互作用,对气候及海平面变化敏感,发育了复杂的海相与陆相交替出现的沉积地层,包含丰富的气候和环境信息。渤海是一个近封闭的内海,三面环陆,以渤海海峡与黄海相通。渤海大部分地区水深小于30 m,平均水深18 m。现代黄河三角洲地区位于渤海南部,是研究晚更新世以来海陆变化旋回受气候影响的理想区域。近年来,关于黄河三角洲地区沉积演化以及对晚第四纪以来海平面升降的响应吸引了众多学者的注意。前人的大量研究表明渤海湾地区自晚更新世以来发生过三次大范围海侵,分别为沧州海侵,献县海侵和黄骅海侵,形成的海相地层分别称为第三海相层（T-3）,第二海相地层（T-2）和第一海相地层（T-1）,时间上分别对应氧同位素5期（MIS 5）,氧同位素3期（MIS 3）和氧同位素1期（MIS1）。但上述海相地层的年代多以古地磁技术和14C测年方法确定,受测年技术的限制,对海相地层的年代划分存在较多争议。前人研究中第二海相层的14C年龄为2439 ka BP,鉴于14C测年对超过20 ka BP的样品存在年龄偏轻的问题,有学者采用光释光测年方法对海相地层进行重新测年,提出第二海相地层发育于MIS 5。本文选取现代黄河三角洲地区YRD-1401,YRD-1402及YRD-1403孔为研究对象,通过对上述钻孔的岩性描述、粒度分析、微体古生物鉴定、AMS14C测年及光释光测年等综合分析,对其进行了沉积相划分,并对其沉积环境进行分析。YRD-1402孔自下而上分为4个沉积单元,分别为DU 4,DU 3,DU 2和DU 1。通过分析,认为DU 4以近岸浅水潮下带-滨岸沉积为主,对应于该地区第三海相层;DU 3属于河流沉积;DU 2为滨岸沼泽、滨岸至近岸浅水陆架沉积,DU 1属于AD 11-1048年形成的黄河三角洲沉积,DU 2和DU 1对应于第一海相层。YRD-1401孔自下而上分为5个沉积单元,分别为DU 5,DU 4,DU3,DU 2和DU 1。DU 5为河流沉积,形成于MIS 6;DU 4经历了潮坪—近岸浅水潮下带环境、河流环境和潮坪—近岸浅水潮下带环境,形成于MIS 5至MIS 3早期;DU 3属于河流沉积,推测形成于MIS 3晚期至末次冰期冰盛期（LGM）;DU 2经历了滨岸沼泽、滨岸环境和近岸浅水陆架/前三角洲环境,形成于全新世早期;DU1属于黄河三角洲沉积,形成于AD 1855至今。YRD-1403孔岩心沉积物自下而上划分为4个沉积单元,分别为DU 4,DU 3,DU 2和DU1。DU 4从下至上经历了潮坪-滨岸环境、河流环境和潮坪—滨岸环境,形成于MIS 5的中—晚期到MIS 3中期;DU 3属于河流沉积,推测形成于MIS 3晚期-全新世早期;DU 2属于潮坪—滨海近岸陆架环境,为全新世早期海侵开始至AD 11年;DU 1属于黄河三角洲沉积,包括AD 111048年黄河在钻孔西南附近入海形成的前三角洲沉积、AD 10481855年形成的海洋改造层和AD 1855至今形成的三角洲沉积。释光年代学的特征表明,上述3个钻孔中所有样品均有标准生长曲线。通过对上述样品进行预热坪实验和剂量恢复实验,本文认为单片再生剂量法与标准生长曲线法相结合适合测量该地区沉积物的等效剂量。与渤海湾地区其他钻孔资料相对比,T-2和T-3的识别并不直观。这些钻孔在沉积厚度、相序和地层完整性方面都有明显的差异,很可能受海平面变化、沉积物供给及新构造运动等影响。对YRD-1401,YRD-1402和YRD-1403孔的研究表明,最上部的这3个海侵层分别形成于MIS 1、MIS 3和MIS 5。光释光年代学表明第二海相层发育于MIS 3早中期,而不是前人研究中的2439 ka BP。研究结果表明,晚更新世以来渤海湾地区共发育了3套海相地层,自下而上分别发育于MIS 5,MIS 3及全新世。部分钻孔中发育于MIS 3中早期的海相层可能被MIS 3中晚期至全新世早期发育的河流相沉积所侵蚀。
二、沉积物的光释光(OSL)测年简介（论文开题报告）
（1）论文研究背景及目的
此处内容要求：
首先简单简介论文所研究问题的基本概念和背景，再而简单明了地指出论文所要研究解决的具体问题，并提出你的论文准备的观点或解决方法。
写法范例：
本文主要提出一款精简64位RISC处理器存储管理单元结构并详细分析其设计过程。在该MMU结构中,TLB采用叁个分离的TLB,TLB采用基于内容查找的相联存储器并行查找,支持粗粒度为64KB和细粒度为4KB两种页面大小,采用多级分层页表结构映射地址空间,并详细论述了四级页表转换过程,TLB结构组织等。该MMU结构将作为该处理器存储系统实现的一个重要组成部分。
（2）本文研究方法
调查法：该方法是有目的、有系统的搜集有关研究对象的具体信息。
观察法：用自己的感官和辅助工具直接观察研究对象从而得到有关信息。
实验法：通过主支变革、控制研究对象来发现与确认事物间的因果关系。
文献研究法：通过调查文献来获得资料，从而全面的、正确的了解掌握研究方法。
实证研究法：依据现有的科学理论和实践的需要提出设计。
定性分析法：对研究对象进行“质”的方面的研究，这个方法需要计算的数据较少。
定量分析法：通过具体的数字，使人们对研究对象的认识进一步精确化。
跨学科研究法：运用多学科的理论、方法和成果从整体上对某一课题进行研究。
功能分析法：这是社会科学用来分析社会现象的一种方法，从某一功能出发研究多个方面的影响。
模拟法：通过创设一个与原型相似的模型来间接研究原型某种特性的一种形容方法。
三、沉积物的光释光(OSL)测年简介（论文提纲范文）
（1）光释光测年法——综述及进展（论文提纲范文）
| 1 OSL测年基本原理 |
| 2 OSL测年的测试矿物 |
| 2.1 石 英 |
| 2.2 长 石 |
| 3 样品要求和采集 |
| 3.1 样品要求 |
| (1)最适宜的样品 |
| (2)可作测年样品 |
| (3)可作试验性测年的样品 |
| 3.2 样品采集 |
| 4 激发光源及激发方式 |
| 4.1 激发光源 |
| 4.2 光激发方式 |
| 5 样品前处理 |
| 5.1 化学处理 |
| 5.2 样品要求 |
| 5.3 矿物提取 |
| (1)细颗粒石英的提取 |
| (2)中颗粒石英的提取 |
| (3)粗颗粒石英及长石的提取 |
| 5.4 U、Th和K元素含量测定的样品处理 |
| 6 制备测片 |
| (1)细颗粒测片制备 |
| (2)中、粗颗粒测片制备 |
| 7 等效剂量(De)测试 |
| 7.1 多片技术和单片技术 |
| 7.2 单片再生法(SAR)测量De值 |
| 7.3 标准生长曲线法测定De值 |
| 7.4单片再生法与标准生长曲线法结合测定De值 |
| 7.5 简单多测片再生法测量De值 |
| 7.6 单颗粒技术 |
| 7.7 热转移光释光法测量De值 |
| 7.8 多步升温post-IR IRSL(MET-p IRIR)法 |
| 8 OSL测年法测年的范围 |
| 8.1 下 限 |
| 8.2 上 限 |
| 9 环境剂量率(D)的测量 |
| 10 影响测年结果可靠性的潜在因素 |
| 11 讨论与结论 |
| 11.1 讨 论 |
| 11.2 结 论 |
（2）金沙江上游雪隆囊古堰塞湖沉积物的光释光年代研究（论文提纲范文）
| 摘要 |
| abstract |
| 第1章 绪论 |
| 1.1 研究背景与意义 |
| 1.2 研究现状 |
| 1.2.1 光释光(OSL)测年技术的发展现状 |
| 1.2.2 古滑坡堰塞湖的研究现状 |
| 1.2.3 雪隆囊古滑坡堰塞湖的研究现状 |
| 1.3 拟解决的科学问题 |
| 1.4 研究内容与技术路线 |
| 1.4.1 研究内容 |
| 1.4.2 研究技术路线 |
| 第2章 研究区概况和样品采集 |
| 2.1 区域地理地质背景 |
| 2.1.1 地理位置 |
| 2.1.2 地形地貌 |
| 2.1.3 地层岩性和沉积物构成 |
| 2.1.4 地质构造 |
| 2.1.5 气象水文条件 |
| 2.2 样品采集 |
| 2.2.1 样品要求 |
| 2.2.2 样品采集 |
| 第3章 光释光测年原理和实验方法简介 |
| 3.1 光释光测年基本原理 |
| 3.2 实验方法 |
| 3.2.1 样品的前处理 |
| 3.2.2 等效剂量(De)的测试方法和步骤 |
| 3.3 环境剂量率的测试方法 |
| 3.3.1 间接测量方法 |
| 3.3.2 直接测量方法 |
| 第4章 样品光释光(OSL)测年准确性与可靠性分析 |
| 4.1 光释光(OSL)测年实验条件选择 |
| 4.1.1预热坪实验 |
| 4.1.2剂量复原实验 |
| 4.2 样品光释光(OSL)特征分析 |
| 4.3 等效剂量(De)的分布特征 |
| 4.3.1 等效剂量(De)值的频率分布特征 |
| 4.3.2 等效剂量(De)值的射线分布特征 |
| 4.3.3 等效剂量(De)值的相对标准偏差分析法 |
| 4.4 等效剂量(De)数据年代模型统计分析 |
| 4.4.1 最小年代统计模型 |
| 4.4.2 中值年代统计模型 |
| 4.4.3 均值年代统计模型 |
| 4.5 等效剂量(De)值的选取与计算 |
| 4.6 样品环境剂量率的计算 |
| 第5章 雪隆囊古堰塞湖沉积物光释光测年结果及讨论 |
| 5.1 样品的光释光(OSL)测年结果 |
| 5.2 雪隆囊古滑坡堰塞湖的形成和消亡年代讨论 |
| 第6章 结论与展望 |
| 6.1 结论 |
| 6.2 展望 |
| 致谢 |
| 参考文献 |
（3）地震相关快速沉积物释光测年研究（论文提纲范文）
| 摘要 |
| Abstract |
| 作者简介 |
| A BRIEF INTRODUCTION TO THE AUTHOR |
| 目录 |
| 前言 |
| 0.1 选题依据，拟解决的问题 |
| 0.2 研究思路 |
| 0.3 论文工作量 |
| 第一章 光释光测年方法简介 |
| 1.1 光释光测年原理 |
| 1.2 目前已有的光释光测年技术 |
| 1.2.1 单测片再生剂量法（SAR） |
| 1.2.2 简单多片再生剂量法（SMAR） |
| 1.2.3 单颗粒技术 |
| 第二章 地震相关沉积物释光测年研究进展与存在问题 |
| 2.1 引言 |
| 2.2 地震相关沉积物释光测年研究进展 |
| 2.2.1 热释光（TL）阶段 |
| 2.2.2 光释光（OSL）阶段 |
| 2.3 地震相关沉积物光释光测年存在问题 |
| 2.4 地震相关沉积物光释光测年发展方向 |
| 2.5 光释光测年技术在古地震应用展望 |
| 第三章 汶川地震相关堆积物光释光信号回零程度检验 |
| 3.1 引言 |
| 3.2 材料和方法 |
| 3.2.1 样品采集和处理 |
| 3.2.2 石英矿物释光特性 |
| 3.2.3 等效剂量（De）测量 |
| 3.2.4 数据分析 |
| 3.2.5 样品等效剂量（Db）计算 |
| 3.2.5.1 单颗粒石英 Db 结果 |
| 3.2.5.2 粗颗粒石英小测片 Db 结果 |
| 3.3 结果和讨论 |
| 3.3.1 细颗粒石英和长石残留值 |
| 3.3.2 细颗粒石英大测片与小测片 SGC 结果比较 |
| 3.3.3 单颗粒石英和粗颗粒石英小测片残留值 |
| 3.3.4 粗颗粒石英小测片与单颗粒石英结果比较 |
| 3.4 本章小结 |
| 第四章 单颗粒仪器参数检验与小测片 SGC 方法建立 |
| 4.1 机载放射源辐照剂量率的标定 |
| 4.2 SAR 循环中单颗粒仪器的重复性检测 |
| 4.3 Beta 放射源表面均匀性检验 |
| 4.5 多少个有效单颗粒数据才有代表性？ |
| 4.6 小测片 SGC 方法的建立 |
| 4.7 本章小结 |
| 第五章 环境剂量率的研究 |
| 5.1 环境剂量率简介及测量方法 |
| 5.2 高纯锗 Gamma 谱仪仪器及标定 |
| 5.2.1 实验仪器、测量样品盒与样品 |
| 5.2.2 结果与讨论 |
| 5.2.2.1 能量刻度 |
| 5.2.2.2 效率刻度 |
| 5.2.2.3 测量时间的确定 |
| 5.2.2.4 准确性和重复性检验 |
| 5.2.3 小结 |
| 5.3 TLD500（AL_2O_3:C）剂量片的标定 |
| 5.3.1 TLD500 剂量片释光特性 |
| 5.3.2 TLD500 剂量片实验室剂量率标定 |
| 5.3.3 小结 |
| 5.4 便携式 NaI （TI） gamma 谱仪系统标定 |
| 5.5 厚源 ALPHA（α）计数仪 |
| 5.6 不同方法结果对比分析 |
| 5.7 本章小结 |
| 第六章 1985 年新疆乌恰地震地表破裂带古地震释光年代学研究 |
| 6.1 1985 年新疆乌恰地震与古地震事件 |
| 6.1.1 研究背景 |
| 6.1.2 探槽 WQWT6 剖面与古地震事件划分 |
| 6.1.2.1 古地震探槽位置的选择与开挖 |
| 6.1.2.2 探槽地层划分 |
| 6.1.2.3 事件划分及证据 |
| 6.1.3 探槽释光样品特点及采样原则 |
| 6.2 研究方法、样品处理及石英释光特性 |
| 6.2.1 研究方法 |
| 6.2.2 样品前处理 |
| 6.2.3 石英的释光特性 |
| 6.2.4 环境剂量率的测量 |
| 6.3 不同粒级石英等效剂量测量 |
| 6.3.1 细颗粒石英多测片等效剂量测量 |
| 6.3.1.1 细颗粒石英大测片 |
| 6.3.1.2 细颗粒石英小测片 SGC 测量 |
| 6.3.2 单颗粒石英测量 |
| 6.3.2.1 单颗粒石英释光特性 |
| 6.3.2.1.1 单颗粒石英的灵敏度 |
| 6.3.2.1.2 热转移检验 |
| 6.3.2.2 等效剂量分析 |
| 6.3.2.2.1 De 值计算原则 |
| 6.3.2.2.2 De 值分布状态 |
| 6.3.2.2.3 等效剂量（Db）统计分析方法 |
| 6.3.2.2.4 等效剂量结果计算 |
| 6.3.2.2.5 影响单颗粒石英 De 值分布的因素 |
| 6.3.2.3 与以色列释光实验室测量结果对比 |
| 6.3.3 粗颗粒石英等效剂量测量 |
| 6.3.3.1 粗颗粒石英大测片 |
| 6.3.3.2 粗颗粒石英小测片 SGC 测量 |
| 6.3.4 粗颗粒石英小测片 SGC 结果与单颗粒 Db 对比 |
| 6.5 样品沉积年龄与古地震事件时间序列 |
| 6.6 本章小结 |
| 第七章 对地震相关沉积物释光测年方法的建议 |
| 第八章 初步认识和存在问题 |
| 8.1 初步认识 |
| 8.2 存在问题 |
| 参考文献 |
| 致谢 |
| 发表文章 |
（4）山东埠西黄土剖面沉积特征及古气候环境意义（论文提纲范文）
| 1 材料与方法 |
| 1.1 样品的采集 |
| 1.2 样品的测试 |
| 2 结果分析 |
| 2.1 粒度特征 |
| 2.2 磁化率特征 |
| 2.3 光释光 (OSL) 年代测定结果 |
| 3 讨论 |
| 4 结论 |
（5）恒山北麓晚第四纪地貌及相关沉积物光释光定年（论文提纲范文）
| 中文摘要 |
| Abstract |
| 第一章 引言 |
| 1.1 选题依据 |
| 1.2 技术思路 |
| 1.3 冲-洪积物测年现状 |
| 1.4 拟解决的关键问题 |
| 1.5 论文的主要内容安排 |
| 1.6 完成的工作量 |
| 第二章 区域地质概况 |
| 2.1 地层 |
| 2.2 区域地貌特征 |
| 2.2.1 山地、山麓地貌 |
| 2.2.1.1 中低山山地 |
| 2.2.1.2 夷平面 |
| 2.2.1.3 剥平面 |
| 2.2.1.4 台地 |
| 2.2.1.5 河流、河流-冲沟阶地 |
| 2.2.2 盆地地貌 |
| 2.2.2.1 冲-洪积扇与冲-洪积平原 |
| 2.2.2.2 冲积、湖沼积平原 |
| 2.2.2.3 河流阶地 |
| 第三章 晚第四纪沉积物释光测年研究进展 |
| 3.1 释光测年的基本原理 |
| 3.2 释光测年发展历史 |
| 3.3 目前沉积物等效剂量测量的主要技术 |
| 3.3.1 单片再生法(SAR) |
| 3.3.2 简单多片再生法(SMAR) |
| 3.4 本章小结 |
| 第四章 测量系统和样品处理及等效剂量和环境剂量计算 |
| 4.1 释光测量系统 |
| 4.1.1 Daybreak 2200 型光释光测量仪 |
| 4.1.2 Ris DA 20C/D 型热/光释光测量仪 |
| 4.2 释光测量系统放射源的标定 |
| 4.3 样品野外采集、前处理、矿物分离和测片制备 |
| 4.3.1 野外采集 |
| 4.3.2 前处理 |
| 4.3.3 矿物分离 |
| 4.3.4 测片制备 |
| 4.4 等效剂量（De）计算 |
| 4.5 环境剂量率（D）计算 |
| 4.6 本章小结 |
| 第五章 冲-洪积物沉积环境和沉积过程研究 |
| 5.1 区域地质概况及样品采集 |
| 5.2 岩性描述 |
| 5.3 粒度特征 |
| 5.3.1 粒度测量 |
| 5.3.2 粒度参数与频率曲线 |
| 5.3.3 沉积环境讨论 |
| 5.4 冲-洪积物沉积埋藏前光晒退分析 |
| 5.5 本章小结 |
| 第六章 冲-洪积物测年方法和实验技术研究 |
| 6.1 样品前处理条件研究 |
| 6.1.1 氟硅酸处理的样品石英释光信号对比实验 |
| 6.1.2 石英纯度检验 |
| 6.2 样品测试条件研究 |
| 6.2.1 SMAR 和 SAR 法预热坪试验 |
| 6.2.2 SMAR 和 SAR 法测量中 LN/TN比值与预热温度的关系 |
| 6.3 实验流程可靠性研究 |
| 6.3.1. 循环比率试验 |
| 6.3.2 回授率试验 |
| 6.3.3 剂量恢复试验 |
| 6.4 等效剂量的测量 |
| 6.5 环境剂量率的测量 |
| 6.6 冲-洪积物光晒退情况讨论 |
| 6.7 冲-洪积物光释光年龄可靠性分析 |
| 6.7.1 中颗粒石英 SAR、细颗粒石英 SMAR/SAR 和 AMS14C 年龄对比 |
| 6.7.2 细颗粒石英 SAR/SMAR 和 AMS14C 年龄对比 |
| 6.8 本章小结 |
| 第七章 恒山北麓地貌发育特征及年代框架 |
| 7.1 早期地貌面 |
| 7.1.1 山麓夷平面 |
| 7.1.2 山麓剥蚀夷平面 |
| 7.1.3 第四级阶地及同期山麓高冲-洪积台地 |
| 7.2 晚第四纪地貌面 |
| 7.2.1 第三级阶地及山麓低冲-洪积台地 |
| 7.2.2 第二级阶地及同期洪积扇 |
| 7.2.3 第一级阶地及同期洪积扇 |
| 7.2.4 河漫滩与现代洪积扇 |
| 7.3 本章小结 |
| 第八章 结论与存在的问题 |
| 8.1 结论 |
| 8.2 存在的问题 |
| 致谢 |
| 参考文献 |
| 附录 |
| 发表的论文和参加的项目 |
| 个人简历 |
（6）内蒙河套地区黄河阶地与新近纪砾石层的发现及其对黄河发育、中国河流古老性与河湖共存论的意义（论文提纲范文）
| 1河套地区的地理环境与地质背景 |
| 1.1地理环境 |
| 1.2地质背景 |
| 2黄河中上游暨内蒙河套段河谷发育史研究述评 |
| 2.1中国黄土地层研究的进展 |
| 2.2黄河中上游暨内蒙河套段河谷发育史研究的进展与问题 |
| 2.3作者对黄河中上游河谷发育问题的调查研究 |
| 3黄河阶地和下伏砾石层的分布与特征, 代表性剖面及其时序判断 |
| 3.1黄河阶地与下伏砾石层的发现及其时序判断的若干标志 |
| 3.2代表性黄河河谷横剖面记叙 |
| 3.2.1磴口剖面 |
| 3.2.2查干敖包剖面 |
| 3.2.3黑赖沟剖面 |
| 3.2.4哈什拉川剖面 |
| 3.2.5大路剖面 |
| 3.3河套地区晚新生代沉积的基本特征和时序判断 |
| 4样品采集、年龄测定与地层时代 |
| 4.1样品采集 |
| 4.2测年方法:光释光和电子自旋共振, 侧重介绍石英热活化法 |
| 4.3测年结果 |
| 4.4黄河低阶地与“河套古湖”的发育时代 |
| 4.5黄河中-高级阶地与下伏古黄河沉积及其它地层的形成时代 |
| 5讨论 |
| 5.1黄河河套段新近纪以来的河谷发育与河湖共存问题 |
| 5.2黄河上、中游新近纪以来的河谷发育史:湖泊贯通还是河湖共存? |
| 5.3长江及中国其它河流河谷形成的古老性与河湖共存之实例 |
| 6结论 |
（7）北天山年轻（<1 ka）河流沉积物光释光测年初探（论文提纲范文）
| 摘要 |
| Abstract |
| 前言 |
| 1 选题依据及科学问题 |
| 2 科学目标与研究内容 |
| 3 研究思路和方法 |
| 4 论文工作量 |
| 5 研究新意 |
| 一.年轻河流沉积物与岩石表层光释光测年进展与问题 |
| 1 沉积物光释光测年 |
| 1.1 光释光测年原理简介 |
| 1.2 释光测试方法简介 |
| 1.2.1 单片再生法(SAR) |
| 1.2.2 标准生长曲线法(SGC) |
| 1.2.3 长石红外多步升温法(MET-pIRIR) |
| 2 年轻细粒沉积物光释光测年研究进展及问题 |
| 2.1 年轻细粒沉积物光释光测年问题及进展 |
| 2.2 SGC测试方法在年轻细粒沉积物的应用及优势 |
| 3 岩石表层光释光测年研究进展及存在的问题 |
| 3.1 岩石表层光释光测年原理 |
| 3.1.1 残余光释光-深度曲线计算方法 |
| 3.1.2 岩石表层岩片直接测试方法 |
| 3.2 岩石表层光释光测年研究实例和进展 |
| 3.2.1 岩石表层光释光信号晒退归零特征 |
| 3.2.2 岩石表层光释光测年实例 |
| 3.3 岩石表层光释光测年存在的问题 |
| 二.年轻河流细粒沉积物光释光测年 |
| 1 样品采集、处理过程及测试流程 |
| 1.1 样品采集和实验处理 |
| 1.2 实验仪器和测试流程 |
| 2 年轻河流细粒沉积物测试结果 |
| 2.1 石英SSA-SGC曲线的建立及数据筛选标准 |
| 2.2 现代河床细粒沉积物 |
| 2.3 河流低阶地细粒沉积物 |
| 2.4 环境剂量率结果 |
| 3 结果与讨论 |
| 3.1 石英SSA-SGC流程测试方法讨论 |
| 3.2 现代河床及河流低阶地细粒沉积物年龄结果讨论 |
| 3.3 年轻河流细粒沉积物光释光测年方案探讨 |
| 三.河流砾石表层光释光测年初步探索 |
| 1 样品采集、处理过程及测试流程 |
| 1.1 样品采集和处理过程 |
| 1.2 实验仪器和测试流程 |
| 2 岩片光释光信号特征 |
| 2.1 MET-pIRIR光释光信号特征 |
| 2.2 SAR法光释光信号特征和剂量恢复实验 |
| 3 现代河床砾石 |
| 3.1 现代河床不同采样环境砾石统计特征 |
| 3.2 现代河床砾石晒退情况 |
| 3.2.1 现代河床砾石表面晒退差异及快速筛选方法 |
| 3.2.2 现代河床砾石信号晒退特征 |
| 3.3 现代河床砾石残余剂量 |
| 3.3.1 实验室光照岩片残余剂量 |
| 3.3.2 现代河床砾石表面岩片残余剂量 |
| 3.4 现代河床砾石剂量率模型 |
| 4 河流阶地砾石 |
| 4.1 河流阶地砾石晒退特征 |
| 4.2 河流阶地砾石晒退深度计算 |
| 5 结果与讨论 |
| 5.1 现代河床砾石残余剂量和残余年龄 |
| 5.2 现代河床砾石晒退影响因素及其对阶地砾石采样的指示意义 |
| 5.3 阶地砾石表层光释光测年可行性分析及相关问题 |
| 四、初步认识与问题 |
| 参考文献 |
| 致谢 |
| 个人简历 |
| 附表 现代河床中漫滩砾石样品岩矿镜下鉴定结果 |
（8）光释光测年技术在海洋沉积物研究中的应用现状与展望（论文提纲范文）
| 1 光释光测年技术概述 |
| 2 海洋沉积物光释光测年研究现状 |
| (1)澳大利亚 |
| (2)非洲 |
| (3)美洲 |
| (4)欧洲 |
| (5)亚洲 |
| (6)中东和地中海 |
| (7)大洋 |
| 3 存在的问题 |
| 3.1 信号晒退 |
| 3.2 测年精度和范围 |
| 3.3 环境剂量率的测定 |
| 4 前景展望 |
（9）长江三角洲EGQD14孔光释光年代及环境演化（论文提纲范文）
| 摘要 |
| abstract |
| 第一章 绪论 |
| 1.1 河口及长江三角洲研究进展 |
| 1.2 OSL 与(14)~C 测年 |
| 1.3 OSL 测年在水成沉积物测年中的应用 |
| 1.3.1 OSL测年在国外水成沉积物定年研究中的应用 |
| 1.3.2 OSL测年在国内水成沉积物定年研究中的应用 |
| 1.3.3 OSL测年在三角洲定年研究中的发展趋势 |
| 1.4 立题根据、研究目的和研究内容 |
| 第二章 研究区概况和样品采集 |
| 2.1 长江三角洲自然地理概况 |
| 2.1.1 区域地质特征 |
| 2.1.2 地貌 |
| 2.1.3 气候 |
| 2.1.4 水文 |
| 2.1.5 土壤植被 |
| 2.2 长江三角洲历史 |
| 2.2.1 发育与演化 |
| 2.2.2 人类活动 |
| 2.3 样品采集 |
| 2.3.1 钻孔描述 |
| 2.3.2 样品概述 |
| 第三章 光释光测年 |
| 3.1 释光测年原理 |
| 3.1.1 OSL测年的应用条件 |
| 3.2 OSL测年发展历程 |
| 3.2.1 研究领域 |
| 3.2.2 释光测年机制和矿物释光特性 |
| 3.2.3 挑战和发展方向 |
| 第四章 光释光测年及准确性分析 |
| 4.1 光释光测年实验流程 |
| 4.1.1 取样及保存 |
| 4.1.2 实验前处理与测年仪器 |
| 4.1.3 条件选择 |
| 4.1.4 等效剂量(De)测试 |
| 4.1.5 环境剂量率测试 |
| 4.2 准确性分析 |
| 4.2.1 石英刻蚀纯度 |
| 4.2.2 感量变化 |
| 4.2.3 热转移效应 |
| 4.2.4 残余剂量 |
| 第五章 释光测年结果与环境演化 |
| 5.1 释光测年结果 |
| 5.2 沉积速率 |
| 5.3 环境演化 |
| 第六章 结论与展望 |
| 6.1 主要结论 |
| 6.2 问题与展望 |
| 参考文献 |
| 致谢 |
| 个人简历 |
（10）现代黄河三角洲地区氧同位素5期以来沉积环境演化研究及沉积物光释光年代学（论文提纲范文）
| 摘要 |
| Abstract |
| 第1章 前言 |
| 1 研究意义 |
| 2 研究现状 |
| 3 主要研究内容、技术路线和主要工作量 |
| 4 主要认识 |
| 第2章 区域地质概况 |
| 2.1 地理地貌 |
| 2.2 地质构造背景 |
| 2.3 地层特征 |
| 第3章 研究材料与方法 |
| 3.1 研究材料来源 |
| 3.2 实验方法与分析 |
| 3.2.1 粒度测试分析 |
| 3.2.2 有孔虫鉴定 |
| 3.2.3 AMS~(14)C测年 |
| 3.2.4 光释光测年 |
| 第4章 光释光测年可靠性分析 |
| 4.1 光释光测年原理 |
| 4.2 光释光测年方法 |
| 4.2.1 样品的采集及运输 |
| 4.2.2 样品的前处理 |
| 4.2.3 等效剂量测试 |
| 4.3 条件实验 |
| 4.3.1 预热坪实验 |
| 4.3.2 剂量恢复实验 |
| 4.4 钻孔样品的标准生长曲线分析 |
| 第5章 YRD-1402孔沉积特征分析 |
| 5.1 沉积物粒度特征 |
| 5.2 有孔虫组合特征 |
| 5.3 年代学特征 |
| 5.4 沉积单元划分 |
| 1）DU 4（40.3~24.3 m） |
| 2）DU 3（24.3~17.92 m） |
| 3）DU 2（17.92~9.79 m） |
| 4）DU 1（9.79~0 m） |
| 第6章 YRD-1401孔和YRD-1403沉积特征分析 |
| 6.1 年代学特征 |
| 6.1.1 YRD-1401孔 |
| 6.1.2 YRD-1403孔 |
| 6.2 沉积物粒度特征分析 |
| 6.2.1 YRD-1401孔 |
| 6.2.2 YRD-1403孔 |
| 6.3 YRD-1401孔沉积单元划分 |
| 1）DU 5 （81.0~51.35 m） |
| 2）DU 4 （51.35~30.71 m） |
| 3）DU 3 （30.71~23.50 m） |
| 4）DU 2 （23.50~14.22 m） |
| 5）DU 1 （14.22~0 m） |
| 6.4 YRD-1403孔沉积单元划分 |
| 1）DU 4（39.9~25.16 m） |
| 2）DU 3（25.16~19.75 m） |
| 3）DU 2（19.75~15.78 m） |
| 4）DU1（15.78~0 m） |
| 第7章 晚更新世以来渤海地区沉积演化 |
| 7.1 磁性地层学对比 |
| 7.2 渤海地区钻孔对比和14C与OSL年龄分析 |
| 7.3 构造分析 |
| 7.4 全新世沉积记录 |
| 第8章 结论 |
| 8.1 主要结论 |
| 8.2 主要创新点 |
| 8.3 存在的问题与不足 |
| 参考文献 |
| 作者简介及科研成果 |
| 致谢 |
四、沉积物的光释光(OSL)测年简介（论文参考文献）
- [1]光释光测年法——综述及进展[J]. 张克旗,吴中海,吕同艳,冯卉. 地质通报, 2015(01)
- [2]金沙江上游雪隆囊古堰塞湖沉积物的光释光年代研究[D]. 崔伟迪. 中国地质大学(北京), 2019(02)
- [3]地震相关快速沉积物释光测年研究[D]. 杨会丽. 中国地震局地质研究所, 2013(05)
- [4]山东埠西黄土剖面沉积特征及古气候环境意义[J]. 徐树建,丁新潮,倪志超. 地理学报, 2014(11)
- [5]恒山北麓晚第四纪地貌及相关沉积物光释光定年[D]. 赵俊香. 中国地质大学（北京）, 2013(09)
- [6]内蒙河套地区黄河阶地与新近纪砾石层的发现及其对黄河发育、中国河流古老性与河湖共存论的意义[J]. 赵希涛,贾丽云,胡道功. 地质学报, 2018(04)
- [7]北天山年轻（<1 ka）河流沉积物光释光测年初探[D]. 刘奇. 中国地震局地质研究所, 2019
- [8]光释光测年技术在海洋沉积物研究中的应用现状与展望[J]. 余涛,姜涛. 地质科技情报, 2014(02)
- [9]长江三角洲EGQD14孔光释光年代及环境演化[D]. 申江. 青海师范大学, 2019(01)
- [10]现代黄河三角洲地区氧同位素5期以来沉积环境演化研究及沉积物光释光年代学[D]. 张欣. 吉林大学, 2016(09)