第四章 地质年代内容提要-行星地球

第四章地质年代1.相对年代确定的基本原则研究地球的历史，需要知道地质体的年龄，推算各种地质事件发生的时代，这样可以把地质事件按年代顺序进行编排。在发现放射性元素测定地质年龄之前，地质学家没有精确可靠的方法用来测定地球物质的年龄，必须依靠相对年龄的方法。相对年代：由某地质体与相邻已知岩石单位的地质体的相对层位的关系来决定，以最早形成的、第二、第三等形成序顺来确定。绝对年龄：是通过某种岩石样品所含放射性元素衰变来测定的。用距今多少年以前来表示，以百万年（Ma）为单位。1.1迭置律丹麦解剖学家、地质学和牧师NicolausSteno(1636-1686)第一个认识到出露的沉积岩层的形成历史有一个次序，他在意大利西部山区工作时，运用了己成为现在相对地质年龄确定方法的最基本的原理—迭置律（thelawofsuperposition)来确定地质年代，其原理是：在一个没有被褶皱或断层扰乱的岩层中，新的岩层沉积在较老的岩层之上。1669年NicolausSteno正式提出了迭置律这一原则。迭置律也可以用在其它地表的沉积物中，如从火山中喷出的熔岩流、火山灰等岩层。NicolausSteno也认证了原始水平岩层原则：即大部分的沉积物以水平状态位置沉积，如果被观察的岩层是水平的，意味着这些岩层没有受到干扰，仍然保持它们原有的水平状态；如果岩层发生了褶皱或以较陡的角度倾斜，则它们沉积以后受到了地壳运动的影响而形成了现在的褶皱或倾斜岩层。1.2切割律当一条断层切断其它的岩层，或当岩浆侵入结晶，则认为这一断层或侵入岩比被影响的岩层要年轻。即：被切割的岩层为老岩层。1.3包体（Inclusion）有的情况下，包体可以帮助确定岩层形成的相对顺序（课堂讲）。1.4不整合地层的接触关系有六种：整合接触、假整合接触、不整合接触、沉积接触、侵入接触和断层接触。整合接触关系：在沉积过程中，岩层基本没有受到地壳运动的干扰。不整合接触关系：在整个地球历史中，沉积岩层的沉积被一次又一次地干扰，表示岩层中沉积间断的记录。不整合意义：沉积过程的停止——侵蚀作用移去原先己经形成的岩石——然后再重新沉积。不整合面可用来确定地层的相对年代。不整合是很重要的特征，它代表了地球历史上具有重要意义的地质事件。2.化石史前生物的遗体或遗迹称化石。化石是解释地质历史的一种重要手段，它可以帮助了解地质历史时期环境的条件，是重要的时间指示物。2.1叠层石（stromatolite)叠层石是前寒武纪（6～7亿年前）未变质的碳酸盐沉积中最常见的一种“准化石”，是原核生物所建造的有机沉积结构。叠层石是由于蓝藻等低等微生物的生命活动所引起的周期性矿物沉淀、沉积物的捕获和胶结作用，从而形成了叠层状的生物沉积构造；从纵剖面看叠层石呈现向上凸起的弧形或锥形叠层状，如扣放的一叠碗，故名叠层石。晚元古代（20亿年前到7亿年前）是地史上叠层石最繁盛的时期，其分布广泛、形态多样。后生动物出现（7亿年前）以后叠层石骤然衰落。古生代寒武纪至泥盆纪（5.9-3.6亿年）叠层石数量和分布范围有限，但仍不难见到。泥盆纪以后叠层石只是残存了。现代海相叠层石分布在澳大利亚、中美洲、中东等地的少数地区的特殊环境中。通常叠层石产出于灰岩和白云岩中，有些叠层石发育在燧石、磷酸盐岩（胶磷矿）中，而由磁铁矿和赤铁矿构成的叠层石以及锰叠层石也颇为常见。2.2生物保存为化石的条件生活在地质历史时期的生物有机体仅仅只有很少的一部分能够被保存下来，那么什么环境条件下生物才能保存成为化石？保存化石的二条必不可少的条件：（1）快速埋藏；（2）生物要有坚硬的部分。当然软体化石还是存在的，但这类化石是非常稀少的。3.地层对比不同地区相近地质年代的岩层必定能够相配对，像这样的研究工作称地层对比。通过地层的对比，可以了解关于一个地区地质历史的更多的信息，如美国Colorado高原三处地点的地层对比显示它们岩层沉积序列。没有一个单独的地点能呈现完全完整的地层序列，但地层对比显示了更完整的地层沉积记录。如果在二个距离分隔较远，或在二个大陆之间进行地层对比，地质学必须依据化石来进行判断。3.1化石与地层对比生物层序律：（1）生物演化是从简单到复杂，从低级到高级进化和发展的。（2）地层年代越新，其中所含的古生物化石就越进步、越复杂。（3）不同时期的地层中含有不同类型的化石及其化石组合。（4）相同时期、相同地理环境下所形成的地层不论相距多远，都含有相同化石或化石组合。例外：舌形贝从5亿多年前即己在海洋中出现，至今仍然存在。类似这样的化石就没有指示意义。3.2标准化石有指示意义的化石应具备下列条件：演化快、延续时间短、特征显著、数量多、分布广等特点，这种化石称为标准化石。根据生物化石组合来确定岩层的年代比单一化石确定年代更可靠。用地层层序律（迭置律）和生物层序律结合使用就能系统地划分和对比全球范围内的所有地层，恢复整个沉积地层的形成序律，为生物演化的各个阶段和全过程找到依据。化石还是非常重要的环境指示物。例如：石灰岩中有蚌类生物壳的存在，则说明曾经这个地区是浅海相环境（因为现在蚌类生物存在于浅海中）。用现有生物的知识可以推断（将今论古）：(1)具有厚壳类的生物化石能够抗拒风浪，必定曾经生活在靠近海岸边；(2)具有薄的、脆弱的壳类生物可能预示着它们存在于远离海岸的、较深的水域。因此通过鉴定化石，古海岸线的位置就能够大致地推断出来。化石还可以指示当时水域的温度。现在珊瑚生活在温暖的浅海水域，如在石灰岩中存在类似的珊瑚化石，则可以推断当时的海洋环境。化石可以帮助我们揭开地球复杂的历史故事。4.同位素年龄测定1896年贝克勒尔（A.H.Becquerel）观察了含铀矿物（如沥青铀矿）能使封闭的照相底片感光，这是X射线产生的作用。证明了铀能自然衰变，它以粒子和电磁辐射的形式放出能量（即放射性），放射性衰变成为地质学家确定地球及岩石形成时代的重要手段。4.1三种放射性线放射性元素产生三种放射线：alpha,beta和gamma。（1）alpha粒子：每一个alpha粒子由二个质子和二个中子组成（和He原子有相同的原子核结构）。每一个粒子从原子核中被放射出来即意味着（a）同位素质量按4递减，（b）原子数按2递减。（2）beta射线是一种高速电子，从原子核释放出来，原子核质量不变，因为电子没有质量；但原子数增加1。（3）Gamma就是X射线，原子核捕获一个电子后，原子核质量不变，但原子数减小1。4.2放射性元素衰变当放射性元素的原子核放出alpha射线，则这个原子就变成一种较轻的元素，这个过程称放射性元素的衰变。衰变会一直进行，直到衰变成没有放射性的稳定元素。238U→206Pb+8α+6β-235U→206Pb+7α+4β-232Th→208Pb+6α+4β-铅是稳定元素。4.3半衰期（Half-life）假定在整个地球历史中，每一种放射性元素都有自身的蜕变速率，这个速率是一个常数。放射性母体核素的数目衰减到原有数目的一半所需的时间称半衰期（T1/2）。如238U的半衰期是45亿年（4.5billionyears）。4.4同位素年龄的基本原理放射性同位素不管其衰变方式如何，它们的数量随着时间的减少都服从于指数定律：N=N0e-tN0—t=0时母体同位素的原子数；N—时间t时存在的母体同位素的原子数；e—自然底数，e=2.71828；—衰变常数，它表示一个放射性原子核在单位时间内衰变的几率，它与半衰期T的关系为T=0.693/放射性同位素年龄计算公式：t=1/ln[（N。-N）/N+1]t=1/ln[D/N+1]D—蜕变成子体同位素的含量（N。-N）。只要采用先进的化学分离技术和质谱同位素分析手段测定D/N，就可以计算地质体的同位素年龄。4.5几种同位素年龄铀（U）－铅(Pb)、铷（Rb）－锶（Sr）、钾（K）－氩（Ar）、放射性碳C14。（1）铀（U）—铅(Pb)法原生铀矿物很少在沉积岩和变质岩中发现，也不是所有的火成岩中都含有原生铀矿物。238U半衰期较大，因此，铀—铅适用于火成岩石的年龄大于10million年的岩石。（2）铷(Rb)—锶(Sr)法87Rb的半衰期约为4.9bilion年，它衰变成Sr。铷存在于火成岩中的长石和云母矿物中，有时238U和87Rb同时存在于一种岩石中。铀（U）—铅(Pb)法和铷(Rb)—锶(Sr)法这二种同位素年龄可以进行对比。（3）钾（K）－氩（Ar）40K的半衰期约为1.3bilion(十亿)年。钾—氩法有许多优点，钾和铀、铷不同，它是一种非常常见的矿物，火成岩和变质岩中都含有合适的矿物可以用这种方法确定年龄。那些不能用铀和铷测定年龄的岩石，就有可能用钾—氩法确定年龄。有些情况下，钾—氩法可以用来确定年龄50，000年岩石。（4）放射性14C法用14C法可以测定年龄约从1，000至小于60，000年老的岩石。所有的植物和动物细胞都含有碳。普通碳的原子质量是12，放射性碳的原子质量为14，放射性14C由大气层中宇宙射线冲击14N而产生的。14C的半衰期约为5，700年。14C与氧结合形成二氧化碳；二氧化碳被生物吸收到组织、外壳和骨骼。当生物活着的时，放射性同位素14C与稳定同位素12C的比例保持平衡。虽然14C有一部分衰变为12C，但新的14C不断补充进去，使14C与12C的比例仍保持平衡。当生物死后，14C由于衰变而含量不断减少。如果要知道史前人类所用木制工具的年龄，只用测定木头中14C和普通12C含量比，就能计算出工具的年龄。14C测定法被古人类学家、考古学家和地质学家广泛采用，用这种方法可测定炭片、木头、谷物、蜂腊、头发、纤维、泥炭、生物壳、象牙、骨头等物的年龄。科学家己经发现被埋在冰期沉积物中的植物和动物，通过放射性14C测定，认为最后的冰期年龄约11，000年前。5.树年代学树的生长纹和树年代学的研究，能提供一块木头的绝对年龄。一般情况下，每一圈代表一个年轮，年轮的厚度在很大程度上取决于当年的温度和雨量。年轮不仅可以提供年代，而且还有气候的记录。每颗树的年轮图并不一样，因此一颗树的年轮可以与其它树的年轮进行比较，比较它们的年轮间隔形式。假若有一个已用14C法标定过的标准树年轮，其他的树可与之进行比较，即比较它们的年轮间隔形式，从而定出其他树的年龄。6.纹泥(季候泥)纹泥存在于任何水体中形成的沉积物中。最清晰地出现在冰期沉积物中，纹泥可以帮助确定冰盖撤退期间事件发生的时代。典型的纹泥沉积物形成于冰川边缘的湖泊中。若将其中一层纹泥用放射性碳测定后，即可算出其他纹层的年龄，便可恢复湖泊的历史。纹泥由泥质明、暗层交替组成，淡色较粗粒的层和较暗的细粒层组成，这代表一年的沉积：（1）亮色层比较粗，形成于春天和夏天。河流携带的粗沉积物同溶解于湖里的氧同时下沉。（2）暗色层较细，形成于冬季期间湖水结冰时，水流速度减慢，只有细的淤泥和粘土沉积。沉积物里的有机质也停滞的湖底不受氧化。和树年轮一样，每一年的纹泥也各不相同的，一个湖泊的纹泥可以和其它湖泊的纹泥进行比较。通过对比，最晚冰期的年龄约为15，000年，而14C法测定的为11，000年。7.地质年代单位及地层单位的划分地质年代单位的划分是以生物界及无机界的演化阶段为依据的，这种阶段的延续时间常在百万年、千万年甚至数亿年以上，常常是在大的阶段中又套着小的阶段，小的阶段中又包含更小的阶段。地质年代单位级次从大到小可分成四级：宙、代、纪、世，与“宙、代、纪、世”年代单位相对应的地层单位为：“宇、界、系、统”，它们是各级年代单位内形成的地层。年代单位地层单位宙(eon)宇(eonothem)代(era)界(erathem)纪(period)系(system)世(epoch)统(series)显生宙时期形成的地层称为显生宇；古生代时期形成的地层称为古生界；寒武纪时期形成的地层称为寒武系等等，依次类推。