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2、 地球形成期的环境
在星云聚凝阶段初期，形成的星子小，密度大，星云间的相对运动速度小，原地球俘获太阳星云盘的原始气体成为可能，并且这种状态有利于原始太阳星云气体的保存。另外，地球胚从直径为几公里生长到月球般大小时，因星子对它的撞击作用弱，不易使地球胚上的矿物脱去挥发分，故由吸积获得的大部分挥发性元素和化合物仍被保留在生长着的行星原核里。所以在这一阶段，地球的大气是以太阳星云大气为主的还原型大气：H2…He型大气。
随着原地球的增长，原地球半径逐渐增大，太阳系中星子分布密度逐渐减小，物质分布密度相对集中，星子间相对速度增大，撞击作用增强。当星子生长到半径大于1700 km时，其逃逸速度大于2 km/ s，故此时星子以这徉的速度撞击时其能量足够使组成星子的矿物脱去挥发份。Gibson等人曾对陨石碰撞受热时释放活泼气体做了大量研究工作；Schultz与Kruso等对陨石碰撞受热时释放惰性气体做了细致研究工作；Kothar和GoeL对陨石碰撞受热时释放氮气做了全面的研究。他们的研究结果表明普通球粒陨石在碰撞后释放了H2O；CO2；CO；SO2；He；N2等气体：同时，其研究结果表明：NH3，和CH4等碳氢化合物并没有由撞击所产生。
若地球全部由原始陨石组成，大体计算可知原始陨石中大约只要有万分之三的平均含水量就可以形成目前地球的水圈。而目前的陨石研究资料表明：普通球粒陨石中H2O的平均含量在万分之三十以上、顽火辉石球粒陨石的平均含水量为万分之六十左右、碳质球粒陨石的达百分之一到百分之二十之多，虽然铁陨石的含水量极少，但按两份铁陨石一份球粒陨石组成地球的模型，地球矿物部分脱水仍可满足地球水圈的形成。
吸积增生作用的进行使星子不断增长，增长的结果，一方面使星子间的引力增强，另一方面使星子吸积气体逃逸速度增大，当一月球大小的星体以20 km/秒的速度撞击地球时便可以使地球上的全部大气逃逸，所以在地球吸积的晚期阶段可能有多次撞击生气、气体逃逸的旋回。由于太阳系星子密度的减小、撞击作用的增强以及早期强烈的太阳风驱赶使原始地球的轻气体组分逃逸，从而使原地球的大气逐渐形成富含H2O ； CO2的及CO；H2；SO2；H2S；N2；NH3；HCI；CH4和稀有气体等组成的大气。 。。
第二节 大气圈及海洋变迁
第二节 大气圈及海洋变迁
地球环境的演化主要是指大气圈、水圈的形成与演化的过程。对于水圈来说，现代海洋海水占主导地位，故由水圈讨论海洋的形成演化过程。通过对大气圈中CO2分压的演化、海水pH值的演化与地球内部核转变能的演化之间的相关关系的比较研究不难发现：地球形成以来的环境演化是地球内部核转变能演化及其所导致的岩浆、火山、构造等活动作用的结果。
1、大气圈演化
由于太阳系是由同一原始星云形成，地球在形成的初期应当具有原始大气，它的成分和现在宇宙空间中的气体成分一致。在原始星云中，H元素最丰富，因此推测地球形成初期也应当具有以H和He为主体，以H的化合物为次要成分的还原性大气。
地球形成以后，地球的大气是次生的。大气圈的演化大至经历了以H2O；CO2；SO2；；H2S；N2；HCI； CH4组成的火山型大气到H2O…CO2型大气再到N2…O2型大气的三阶段。主要是通过地球形成初期强烈的构造岩浆与火山活动脱气过程，释放出大量的CO2；CO；H2；H2O；SO2；；H2S；N2；；HCL；CH4等气体，组成地球早期的具有火山脱气成分的大气层。大气中的水汽冷凝形成海洋后，通过大气圈、水圈的相互作用，大气圈由火山气圈逐渐演化成为CO 2型气圈，再经历大气圈、水圈、生物圈、岩石圈间的相互作用，演化为今天的N2…O2型大气。
大气中H2 O随着地球表面温度的降低而冷凝为水，形成现代的水圈。在地球形成之后的演化过程中，水与CO2一样为保持地表温度的相对恒定起着重要作用。随着H2O的冷凝，HCl ； SO2溶于水中，H2S溶于水中或经氧化后溶于水中进入水一岩体系使这些气体成分参与气一水一岩循环：
大气中CO2经历了一个由少到多再减少的过程。利用沉积矿物的共生组合特征来恢复大气CO2气体的分压值得出大气C02气体的演化可分为三个阶段（图2）：
1）地球形成以后到* 109年左右，CO2气体随地史演化过程中火山喷发等构造活动越积越多并达到最高值；
2 ） 2 。 6 * 109年到* 109年左右（前寒武纪末），这个阶段大气CO2分压值随着全球性火山喷发周期而剧烈波动，在* 109年左右和* 109年左右出现低谷（一个大气压左右），在* 109年左右出现波峰（十几个大气压）；
3） * 109年（前寒武纪末）以来，大气CO2分压继续下降，并趋向于某种低值条件下的动态平衡，最终降到现在的（陈福等，1988）
对于大陆、海洋形成之后大气圈中CO2的演化可考虑大气圈、大洋、大陆、海底以及地幔五个地球化学碳储库间碳循环过程（图3）。大气CO2溶于大气水降落地表，使陆地岩石（硅酸盐、碳酸盐）风化，在雨水淋滤、河流搬运下进入海洋，与海水中各种离子汇合并发生沉降，形成海底碳酸盐，海底碳酸盐随板块一起运动，最终冲到大陆地壳下面，一部分使大陆增生，经变质作用以火山脱气的形式返回大气；另一部分则进入地幔经熔融、再气化作用后，通过洋中脊释气、火山喷发、温泉释气等形式重新进入大气圈，构成碳循环过程（Tajik和Matsui； 1991）
地球形成后，大气圈氮气的演化过程基本上是火山喷发的N2的累积过程。火山喷气使大气圈中的N2不断增高，早期的N2由宇宙线照射或雷电效应的作用转化为NH3和NO3，NO3可与阳离子形成硝酸盐矿物，火山喷气形成的硝酸盐也起固氮的作用，但是目前认为硝酸盐矿物在自然界中易溶于水，只见于干燥炎热的沙漠地带的近代沉积物中，早期潮湿型气候条件下，自然固氮作用弱，故在生物初现之前，大气中氮气的浓度是不断积累而达到高于现在的水平；生物出现之后，由于NH3是生命产生的重要物质形式，生物固氮作用会使大气中的氮气有一个较大的降低（现代生物固氮作用约占自然固氮气的90 ％ ），然后在大气圈一水圈一生物圈中达到平衡形成现在的79％左右。
在地球的演化过程中，氧气的演化也可明显的分为生物出现前与生物出现后两个阶段。生物大规模出现前，O2随着H2O的光解作用的进行而不断地产生，现代大气中O2总量为克，如果不考虑其他氧气产生来源，则按照现代光解速度值（一般给出为4x 1011克/年）计算需要3x109年。同时大气中氧的积累受到大气中还原气体的制约。水光解产生的H2逃逸出地球，而早期产生的O2因氧化火山气体中的CO ； CH4 ； H2 S等还原型气体而消耗，到火山作用渐渐减弱，才使氧气得以有所蓄积：根据地球历史中岩石记录信息，距今年开始出现的最老红层和鲡状赤铁矿层，可以说明大气中的氧气已经有了一定的水平，这时大气中氧的含量低于现代的水平；显生宙以来，特别是绿色植物中水的光解作用大规模出现后，绿色植物进行光合作用则地球上大气中O2；CO2与生物碳之间有如下关系：
光合作用：
nCO2＋mH2O＋光能 Cn（H2O）m＋nO2
呼吸作用：
Cn（H2O）m＋O2 nCO2＋mH2O
由此可以看出：植物光合作用生产一摩尔的有机物的同时产生一摩尔的氧气，而呼吸作用消耗一摩尔的有机物时也需要一摩尔的氧气，所以现存于地球上的有机碳的摩尔数即为生物氧的生成量。
年大规模的卤化物和硫酸盐蒸发沉积可说明氧含量的增高；到年，两栖类的出现，大陆植物的出现等表明大气中氧气的含量已经达到了一个较高的水平，我们认为这是大气Po/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，