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能源、经济、环境-第5部分
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馐谴笃鳳o/Pco2的一个重要转折时期。另外，黄铁矿的埋藏、沉积与风化过程也是大气中O2的控制因素。
黄铁矿的埋藏和风化方程：
2Fe2O3＋16Ca2＋＋16 HCO3＋8 SO42 埋藏风化 4FeS2＋16CaCO3＋8H2O＋15O2
金属硫化物沉积的pH值为4。 5左右，出现在地史演化中的20亿年以后，所以在此之后的黄铁矿的埋藏风化对大气中氧的演化起着重要作用。据Rober和Donald（1989）对地球显生宙以来大气中氧气含量演化的研究，得出如图5所示的关系。
2、海洋的演化
目前已知最老的沉积岩年龄为（） x 109年，那么海的形成时代应在40亿年左右，随着地球吸积增生作用的基本结束，地外物体的撞击作用急剧减少，撞击能量通量也不断降低，使大气中的气态H2O逐渐冷凝形成大气降水降落地表，进而形成海盆、海、海洋。
海水的演化过程主要表现在海洋面积的扩大、海水pH值的变化、海水盐度的变化等方面，其中海洋面积的变化主要在海洋出现早期，随着H2O的冷却，海盆扩大、各海盆相互连接成洋，以及后来的地表差异升降作用而最终使海底与大陆的相对高差增大（现代最大相对高差近20km ）。海水的盐度自显生宙以来没有大的变化，早期海水盐度的变化主要是火山的酸性气体溶于水及对海底岩石的风化作用使岩石的阳离子带出，显生宙以来海水的盐度变化不大。
原始海水的pH值约为（陈福等，1985），而现代海洋海水的pH值为8。 2左右，可见海水经历了一个从强酸性的原始海水到弱碱性的现代海水的演化过程。海水pH值的演化可分为酸性和弱碱性两大阶段。由地史早期海水的pH值的演化规律可看出20亿年以前为强酸性的逐渐弱酸性化，20亿年以后海水则由弱酸性向弱碱性演化。控制海水pH值变化的因素有以下几个方面：
1）火山喷出的酸性气体使海水呈酸性，原始海水的pH值取决于原始火山气体的组成，据A。 B。格拉多夫（1962）基于对陨石中气体组分的研究认为在整个地内脱气过程中气体的组成不会发生大的变化，特别是酸性气体，可将现代火山气体近似地看做原始的火山气体。未被污染的火山气体大致具有相同的气体组成；
2）地质历史中大气CO2的积累。演化到26亿年左右，大气中CO2分压达到30个大气压，与其平衡的海水pH值为3。 5左右；
3）大陆岩石的风化使海水pH值增大，组成地壳的岩石是弱酸盐，它们的风化水解出OH…
3、大气圈、水圈演化与地内核能的关系
长期以来，地球形成以后地球环境演化的机制是地质地球科学家一直在探索的课题之一，许多学者曾做过研究，但均未形成统一的认识。地球物质的演化主要依赖于以核转变能占主导地位的内生能；综合有关地质历史发展各阶段的资料，并根据地球内部核转变能在整个地史演化中的变化规律可得出地球演化的阶段性的认识以及演化阶段的放射性年龄数据峰值“幻数”—3。 5 x 109年、（士0。 1）x 109年、（士0。 1）x 109年、（士）x 109年、（士）x 109年、（ 0 。 2 … 0 。 1）x 109年（侯德封、欧阳自远、于津生，1974）。我们不妨对地球历史中的各种核转变能进行一些分析。
1）到年左右，中等半衰期核类衰变能迅速降至1019（卡/年）以下的数量级且在衰变过程中反应速率大；
2）大至在（3。2…） x 109年的范围内，235 U中子诱发裂变反应速率加快，且各种核转变能总和减少，速率加快；
3）大致在（2。 6………2。 0） x 109年的范围内，235 U中子诱发裂变反应速率急剧加快，到2。 0 x 109年左右裂变能迅速降至1019（卡/年）以下的数量级，且各种核转变能总和减少，出现陡变；
4） x 109年左右235 U衰变能迅速降至1019（卡/年）以下的数量级。
从各种核转变能的总和来看，（一3。 5） x 109年，能量达（ 6 。 5 …10）x1021（卡/年）；（一）x 109年，能量达（一） x1021（卡/年）；（一） x 109年，能量达（1一）x1021（卡/年）；（1 。9一）x 109年，能量达9x1020（卡/年）；（一） x 109年，能量达8x1020（卡/年）； x 109年以来，能量达（……7） x1020（卡/年），能量变化的速度极为缓慢。
在（……）x 109年范围内，能量年产率为1021（卡/年），所以地内热流值大，在这一时期地球的壳层虽慢慢固化但仍很薄，火山作用极为频繁，火山喷发作用使地球内部热能维持在一定的水平，地球的壳层厚度也保持着一定的数值；x 109年以来，能量年产率在x1020（卡/年），在x 109年左右，地球的壳层出现显著地增厚达到与现代地壳几近一致。x 109年以前，火山活动十分强烈，且随着时间的推移而减弱（地表岩石海底熔岩占40％以上）。直到 x 109年左右火山岩总量保持一定（30％左右），之后火山岩含量减少到10％左右。
综合前述地内核转变能、大气CO2、海水pH值以及地表沉积火山岩的资料，我们不难得出地球环境演化的作用机制：45到20亿年，地内核转变能的累积以火山的形式释放，火山作用使大气中H2O；CO2的含量不断增加，H2O冷凝使大气圈中海水增长、海洋面积扩大，同时火山气体中的HCL等酸性气体使雨水pH值减小，CO2的积累使海水呈酸性，海陆高差小，海底化学风化作用较陆地强，海陆岩石的风化使酸性海被逐渐中和往pH值增大的方向演变，总的来讲这一阶段海水的pH值小于5。 5； 20亿年以来，地内核转变能转弱，地壳增厚，板块形成，板块构造开始对地球的环境演化起主导作用，板块俯冲使陆壳增生，维持碳的沉降、府冲、“再气化”的循环过程，使大气中CO2保持在一定水平；板块碰撞使海陆高差显著增大以致于到现代最大海陆高差达20多公里，陆地岩石的风化淋滤作用大大加强，风化产物起中和海水作用，成为使海水pH值升高的主要因素，同时，由于地内核转变能减小，火山作用减弱，火山酸性气体喷发减少，CO2大部分转入沉积物中，使海水的pH增大，海水在碱性条件下变化。新生代以来，青藏高原隆升对地球气候环境有很大的影响，使地表化学风化作用大大增强，大气中二氧化碳含量减少是构造对地球环境影响的很好例证
4、地外物体撞击地球诱发气候、生态、环境灾变和生物灭绝
显生宙以来，虽然撞击作用的频率大幅度的减小，规模也不如地球形成时期大，但是由于生物在地球上的出现，使得撞击作用对地，球环境的影响显得尤为重要。天体化学、天文学的研究发现，具有固体壳的行星与卫星表面残留着大量的撞击盆地。地球上自在丹麦等地K/T界线粘土层中发现铱异常以来，全球已发现120多个具有撞击作用记录的剖面，对可识别的l00多个陨石撞击坑的分析，其撞击周期为28 。 4 Ma，与250 Ma以来生物灭绝的周期26 Ma相接近。在地质历史中出现过五次大的生物灭绝事件：Cm/O； D/C； P/T； T/J； /Tr：
关于撞击作用诱发气候环境灾变、生物灭绝效应的研究主要有以下几方面：在撞击地区岩性为灰岩时，撞击的高温高压作用产生大量的CO2进入大气圈导致温室效应；撞击区为硬石膏（ CaSO4）等硫酸盐矿物时，产生大量的SO2 ； SO2进入大气层与水结合形成硫酸气溶胶，同时产生大量尘埃进入大气中散射太阳光，导致地表温度急剧下降和一片漆黑，光合作用抑制，食物链解体，最终致使生物灭绝；撞击区为海洋等水体时，便可产生大量的水汽导致超温室效应。
显生宙以来，特别是晚泥盆纪以来天体的撞击作用对生物演化有着重要的作用。泥盆纪以来生物向陆地大量发展，天体撞击对其演化的影响随着研究的深入而已渐为人们所接受，撞击作用对早期的海生生物的影响在规模上、程度上以及作用机制上将要有进一步的发展。
5 、地球环境演化的综合过程
（1）。地球环境的演化，在地球吸积形成时期，撞击作用规模大、频率高，随着地球吸积增生，太阳风的驱赶和撞击作用使地表的原始太阳星云大气逃逸，原地球吸积物质中的矿物脱去挥发份，到吸积增生的后期，甚至使地球全部原始大气被撞脱离地球。
（2）。地球形成以后，地内核转变能的演化制约地球环境的演化，其作用主要表现在岩浆作用与板块运动等构造活动两个方面，可分为两个阶段：i）从地球形成到x 109年左右，能量年产率为1021（卡/年）数量级，地内热流值大，壳层仍很薄，火山作用极为频繁，火山喷发作用使地球大气圈内CO2浓度累积增长，其它酸性气体使大气降水呈强酸性，地球内部热能维持在一定的水平，地球的壳层厚度也保持着一定的数值，海底化学风化作用起中和海水的作用；ii ） 1。 9x 109年以来，能量年产率在1020（卡/年）数量级，在x 109年左右，壳层出现显著的增厚达到与现代地壳几近一致。板块构造开始对地球的环境演化起主导作用，板块俯冲使碳在地表各储库中的分配维持一定水平，板块碰撞使海陆高差显著，地表岩石化学风化起中和海水的主要作用，火山作用退居次要地位。
（3）。显生宙以来，地内核能相对较平稳，生物圈的发育，大气圈、水圈与生物圈的相互作用，逐步演化为现今的大气圈与水圈。地外物质对地球的撞击作用，在小时间尺度上造成地球环境的急剧变化，并导致生物灭绝与生物的演化。
（4）、地球上目前存在的是以N2、O2为主体的氧化型大气圈，而太阳系外圈行星的大气圈则仍然继承和保留了太阳星云的物质成分，主要由H和He组成，还含有少量的甲烷、水和氨。类地行星金星和火星都具有以二氧化碳占优势的酸性大气圈，氧、氮含量很少，水分也非常少。地球与太阳系其它行星的大气圈组成的差异，看来主要是由于地球上有大量生物长期的生命活动所造成的结果。生物活动能动地影响并调节环境，使环境维持在适合生物生存的状态下。地球大气圈的酸度、化学组成、氧化还原状况和温度稳定性等情况，都和其它行星显著不同。这些特殊情况和生物活动都有很密切的关系。由此看来，原始的大气不但提供生物的化学进化所需要的物质原料和化学反应条件，还为生物的演化提供了条件；而生物本身又积极参与维持和调节大气圈的各种物质的化学状态，使其适合自己的生存。
海洋是生命的摇篮，液态水的出现是生命化学演化过程中的重要转折点。金星、火星和地球同属类地行星，但金星和火星上缺乏液态水，很可能是那里生命不能存在的主要原因。所有以碳为基础的生命物质都与水有关；具有高度反应活性的有机分子虽然也可能在气相中生成，它们却在水溶液中发生化学反应。有证据表明，早期的金星上曾出现过海洋，其存在时间可能长达1000 M a年之久，应当足以容许生命的化学进化过程发生。但是后来，由于金星的游离大气中高含量的二氧化碳，造成了强烈的“温室效应”，使水不能继续以液态形式存在。火星上也有曾经存在过海洋的报道。
第三节 地球的地质年代
第三节 地球的地质年代
地壳上不同时期的岩石和地层，（时间表述单位：宙、代、纪、世、期、阶；地层表述单位：宇、界、系、统、组、段）。在形成过程中的时间（年龄）和顺序。地质年代可分为相对年代和绝对年龄（或同位素年龄）两种。相对地质年代是指岩石和地层之间的相对新老关系和它们的时代顺序。地质学家和古生物学家根据地层自然形成的先后顺序，将地层分为5代12纪。即早期的太古代和元古代（元古代在中国含有1个震旦纪），以后的古生代、中生代和新生代。古生代分为寒武纪、奥陶纪、志留纪、泥盆纪、石炭纪和二叠纪，共7个纪；中生代分为三叠纪、侏罗纪和白垩纪，共3个纪；新生代只有第三纪、第四纪两个纪。在各个不同时期的地层里，大都保存有古代动、植物的标准化石。各类动、植物化石出现的早晚是有一定顺序的，越是低等的，出现得越早，越是高等的，出现得越晚。绝对年龄是根据测出岩石中某种放射性元素及其蜕变产物的含量而计算出岩石的生成后距今的实际年数。越是老的岩石，地层距今的年数越长。每个地质年代单位应为开始于距今多少年前，结束于距今多少年前，这样便可计算出共延续多少年。例如，中生代始于距今亿年前，止于6700万年前，延续亿年。下页包括生物进化地质年代表
大家知道按地层的年龄将地球的年龄划分成一些单位，这样可便于我们进行地球和生命演化的表述。人们习惯于以生物的情况来划分，这样就把整个46亿年划成两个大的单元，那些看不到或者很难见到生物的时代被称做隐生宙，而将可看到一定量生命以后的时代称做是显生宙。隐生宙的上限为地球的起源，其下限年代却不是一个绝对准确的数字，一般说来可推至6亿年前，也有推至亿年前的。从6亿或亿年以后到现在就被称做是显生宙。
绝对地质年代指通过对岩石中放射性同位素含量的测定，根据其衰变规律而计算出该岩石的年龄。
绝对地质年代是以绝对的天文单位“年”来表达地质时间的方法，绝对地质年代学可以用来确定地质事件发生、延续和结束的时间。
在人类找到合适的定年方法之前，对地球的年龄和地质事件发生的时间更多含有估计的成分。诸如采用季节－气候法、沉积法、古生物法、海水含盐度法等，利用这些方法不同的学者会得到的不同的结果，和地球的实际年龄也有很大差别。目前较常见也较准确的测年方法是放射性同位素法。其中主要有U－Pb法、钾－氩法、氩－氩法、Rb－Sr法、 Sm－Nd法、碳法、裂变径迹法等，根据所测定地质体的情况和放射性同位素的不同半衰期选用合适的方法可以获得比较理想的结果。
利用放射性同位素所获得的地球上最大的岩石年龄为45亿年，月岩年龄46…47亿年，陨石年龄在46…47亿年之间。因此，地球的年龄应在46亿年以上。
宙下被划分为一些代。通常的分法大致有：太古代、元古代、古生代、中生代、新生代五个代。太古代一般指的是地球形成及化学进化这个时期，可以是从46亿年前到38亿年前或34亿年前，这个数字之所以有数以亿计的年数之差是因为我们目前所能掌握的最古老的生命或生命痕迹还有许多的不确定因素。元古代紧接在太古代之后，其下限一般定在前寒武纪生命大爆发之前，这个时期目前在亿到6亿年前。太古代和元古代这两个名称是1863由美国人洛冈命名的，他命名的意思是指生物界太古老和生物界次古老。自寒武纪后到亿年前这段时间为古生代，这个名称由英国人赛德维克制定，他依照洛冈取了生物界古老的意思，此事发生在1838年。从亿年前到亿年前为中生代，从亿年后到现在为新生代。这两个代均由英国人费利普斯于1841年命名，取意分别为生物界中等古老和生物界接近现代。
代以下的划分单元为纪。让我们从最古老的纪开始吧。最古老的纪叫长城纪，然后是蕲县纪、青白口纪、震旦纪。震旦纪，由美籍人葛利普于1922年在中国命名，葛氏当时活动在浙、皖一带，他按照古代印度人称呼中国为日出之地而取了这个名称。起于18或19亿年前，止于亿年前。这个时期的生命主要是细菌和蓝藻，后期开始出现真核藻类和无脊椎动物。
1936年赛德维克在英国西部的威尔士一带进行研究，在罗马人统治的时代，北威尔士山曾称寒武山，因此赛德维克便将这个个时期称为寒武纪。33年以后，另一位英国地质学家拉普华兹在同一地区发现一个地层，这个与较早发现的志留纪与寒武纪相比有着诸多不同的地方，它介入上述两个层之间，显然是属于一个不同的有代表性的时期，因此他根据一个古代在此居住过的民族名将这个时期称为奥陶纪。志留纪的名称的产生比寒武纪和奥陶纪都要早，大约是在1835年，莫企孙也是在英国西部一带进行研究，名称的意思来源于另一个威尔士古代当地民族的名称。莫氏和赛德维克于1839年在德文郡（Devonshire）将一套海成岩石层按地名进行了命名，中文翻译为“泥盆”。石炭这个名称的出现可能是最早的，1822年康尼比尔和费利普斯在研究英国地质时，发现了一套稳定的含煤炭地层，这是在一个非常壮观的造煤时期形成的，因此因煤炭而得名。二叠纪这个名称是我国科学家按形象而翻译的，最初命名时是在1841年，由莫企孙根据当地所处彼尔姆州（俄乌拉尔山乌法高原）将�
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