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　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，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