二、地质年代

地球自形成以来大约经历了 46 亿年的历史，和月球年龄（据月岩测定） 大致相同。研究有关地球历史演化和测定地质事件的年龄与时间序列，称为地质年代学。地质年代包括两种，相对地质年代和同位素地质年龄。

根据地球发展历史过程中生物演化和岩层形成的顺序，将地球历史划分为若干自然阶段，称为相对地质年代。19 世纪初期，英国地质学家 W.史密斯、C.莱伊尔等就开始利用生物地层学的方法划分地质年代。在地球发展过程中，在地表一定地区沉积了许多地层，在地层中常保存下来当时生存过的生物遗体和遗迹，称为化石。在层状岩层的正常序列中，先形成的岩层位于下面，后形成的岩层位于上面，这一原理称为“地层层序律”，是 1669 年丹麦地质学家 N.斯泰诺首先提出来的。同时，保存在地层中的生物化石，由简单到复杂，由低级到高级，表现出清楚的不可逆性和阶段性，1816 年 W. 史密斯首次提出生物顺序发生的概念，这一概念称为“化石顺序律”。实际上，化石顺序律和地层层序律是一致的，在最古老地层中找不到化石，在较老地层中可以发现低级化石，在较新地层中可以发现高级化石，这种关系称为“生物层序律”。生物的发展过程不是均一的或等速的，而是由缓慢的量变、急速的突变或大量绝灭现象交替出现，而且在同一时期内，生物的总体面貌具有全球的或至少是大区的一致性。因此，根据地层顺序和古生物种类可以把地层划分为若干大小不同的单位。这种划分地层的方法称为生物地层

学的方法，生物地层学这一术语是比利时学者 L.A.M.J.多洛于 1904 年首次提出的。从 19 世纪 70 年代到 20 世纪 40 年代，岩相古地理学和历史大地构造学相继建立，以岩石、构造、地层、古生物等来确定相对地质年代的方法得到广泛利用，促进了相对地质年代学的进一步发展。根据生物地层学等所划分的地层单位，称为年代地层单位，最大的地层单位叫宇，宇下分为界， 界又分为系，每个系又分为 3 个（或 2 个）统。与此相对应，形成一个宇的时间叫宙，形成一个界的时间叫代，形成一个代的时间叫纪，形成一个统的时间叫世。它们的对应关系如下：

时代地层单位 地质时代单位

宇（Eonthem）⋯⋯⋯⋯⋯⋯⋯⋯⋯⋯⋯⋯宙（Eon） 界（Erathem）⋯⋯⋯⋯⋯⋯⋯⋯⋯⋯⋯⋯代（Era）

系（System）⋯⋯⋯⋯⋯⋯⋯⋯⋯⋯⋯⋯⋯纪（Period） 统（Series）⋯⋯⋯⋯⋯⋯⋯⋯⋯⋯⋯⋯⋯世（Epoch）

自从放射性元素的发现和同位素概念的提出以来，根据放射性同位素衰裂变测年的技术得到广泛应用，从而为测定矿物或岩石的年龄提供了比较精确的方法。用这种方法所测出的年龄称为同位素地质年龄，也曾叫过绝对地质年龄。同位素年龄测定的基本原理和方法是：当岩浆冷凝矿物结晶时，放射性元素以某种形式进入矿物或岩石中，在封闭体系中放射性元素（母体） 将按一定速度蜕变出同位素（子体），并继续衰变和积累。如果岩石中母体元素的衰变常数已经被准确测定出来，衰变最终子体产物是稳定的，只要准确地测定矿物和岩石中放射性母体和子体的含量，即可根据放射性衰变定律计算出矿物或岩石的年龄。其中最常用的方法是根据放射性同位素本身衰变过程而定的方法，亦即以母体同位素衰减或子体同位素增长作为时间的函数而进行测定，由于不同放射性元素的半衰期有长有短，故采用不同放射性元素所适用测定的年龄长短亦不相同。现以铀-铅法为例，U235 的半衰期为 7 亿年，它的最终子体同位素为 Pb207 和 He，1gU235 在 1 年中只有 74 亿分之 1g 裂变为 Pb204 和 He，故铀-铅法适宜于测定年龄为二三十亿年的岩石或矿物。此外，还有钾-氩法、铷-锶法，多用于古老岩矿年龄的测定。又如碳 14（C14）法，是常用的测定年轻样品年龄的方法，能测到 2—5 万年的年龄。除去上述，还有根据放射性射线对周围物质作用的程度而定的方法，如根据矿物中铀自发裂变产生的辐射损伤径迹的数目作为矿物存在时间的函数来计算矿物的年龄，称为裂变径迹法，测定年龄范围一般为 100 万年到 2 亿年。又如根据岩石中放射性物质辐射能量而定的热释光法，常用来测定时代较新的矿物或岩石的年龄。