大气圈和水圈的演化历史

Question

如题所述

Answer 1

无任何地质记录的冥古宙地球表层是如何演化的,我们只能从月球和其他行星以及地球最古老矿物锆石来寻找线索。

假定月球的形成是巨大撞击事件的结果,撞击增加的热量使地球变成一个大部分被熔化的球体,并有部分蒸发 (Stevenson,1987),那么,液态地幔就可能出现在地表大气圈,其组成可能主要是岩石蒸气,顶部盖有温度高达2500K的硅酸盐云 (Zahnle,2006)。随着地球表面冷却,硅酸盐云可能冷凝,变成热雨倾盆而下;由于硅酸盐以雨的形式排出,气体化合物 (特别是 CO₂、CO、H₂ O)、H₂、N₂、惰性气体和适度的挥发性元素 (如Zn和S)将变得日益突出 (张志强等,2010)。Zahnle (2006)假设 CO₂ 和H₂ O充足,并且主要存在于大气层中,而不是溶解在地幔中,在此基础上建立了一个模型 (图9-19)来描述冥古宙地球表面的演化过程。在巨大撞击形成月球大约1000年以后,地球表面岩浆足够冷却,晶体开始形成,然后在大约200万年以后将完全变成固体。在冷却期间,“岩浆海”中的大部分水和CO₂ 可能已经排放到大气中。

若Zahnle (2006)模型的假设是正确的,最初的大气层可能比现代大气层厚几百倍, CO₂ 的分压大约为0.1MPa。一旦地表冷却到 500K,几乎所有水分将以雨的形式从大气中排出,地球将被海洋包围,留下主要由CO₂ 组成的大气层。大气层中充足的 CO₂ 溶解在水中,使海洋呈酸性。酸性的海洋将对海底岩石进行化学侵蚀,缓慢地将海洋转变为富含溶解固体的溶液,溶解的碳在海洋中沉淀为方解石,并随着俯冲带被带入到地幔中,从而汇集到固态地球中。从大气层中排出CO₂ 的过程可能不会停止,直到 CO₂ 分压值与现今大气中CO₂ 分压值 (约为30Pa)相当时为止。

图9-19 冥古宙地球温度、水和 CO ₂ 的推测历史记录

(据Zahnle,2006;张志强等,2010)

冥古宙以月球形成的撞击开始 (在此图中,该时间为 0)。在此后的 1000年的时间里,地球被炙热的岩石蒸气包围。在硅酸盐蒸气以雨的形式排出以后,大气层主要由 CO₂ 组成。水逐渐从岩浆海中蒸发掉,进入大气层中。温室效应和潮汐加热使岩浆海大约维持了200 万年。当岩浆表面冻结时,地球表面温度迅速下降,蒸汽大气以水的形式排出,留下在CO₂ 分压约100bar (1bar=10⁵ Pa)条件下的温暖 (约500K)海洋。温暖、湿润的地球会一直存在,只要CO₂停留在大气层中。图中显示CO₂ 以2000 万年(点断线)或1 亿年(虚线)的时间排放情况。当CO₂ 分压下降至 1bar 以下时,海洋冻结。在后期撞击之后,CO₂ 回到约1bar的假定水平,使地表能够处于形成地质记录要求的状态

地球形成初期,炽热、稠密的星云原始大气圈可能提供了足够的热绝缘性,以便在月球形成加热事件之前维持岩浆海。当月球形成时,这种原始大气大部分可能会损失,或者由于早期太阳的强烈紫外线辐射,在水动力下逸出或者电离。

若地球早期大气圈主要是由地球去气作用形成的,那么就需要回答下列科学问题:①大气圈的成分在地球漫长的演化历程中是如何演化的? ②地球内部去气作用或彗星等外来物体是否持续向大气圈输送各种气体?

我们可以通过对不同地质时期经地质作用埋藏的碳量进行简单的计算来回答上述问题。通过风化—沉积过程,大量的碳以碳酸盐矿物 (例如石灰石、白云石)或有机残体形式被保存在沉积岩中。可以粗略地认为这些沉积岩中碳总量代表了大气圈向水圈输送的碳总量。计算结果表明,沉积岩中的碳是现在大气、海洋和有机物碳总和的 600 倍。由于早期大洋海水pH值太低,致使

活度太低,且与强酸性海水平衡溶解的大气CO₂量极少,几乎所有的CO₂ 都保留在大气中,并随着火山去气作用的进行越积越多,形成稠密的CO₂ 气圈。水圈刚形成时,大气 CO₂ 分压只有1～1.5MPa,到了26亿年前大气 CO₂分压已升到3～5MPa (陈福,1996;刘秀明等,2002)。

在地球早期的火山喷发旋回的火山间歇期,随着陆地风化作用的强烈进行,大量Na⁺、K⁺、Ca²⁺、Mg²⁺、Al³⁺、Fe²⁺、Mn²⁺和其他金属离子被不断带入海洋,并结合为氯化物、氟化物和硼酸盐,这些作用使水圈得到中和,海水的pH 值逐渐由低向高演化或波动,最高可到4.5。因此,在此pH 值范围内可形成的矿物、岩石发生沉淀,如厚层硅质岩、非晶质硅质岩层、条带状硅铁建造等。约在 35 亿年,当海水 pH 值从强酸性升高到3.5 左右开始出现氢氧化铝和硅酸铝沉淀,形成各古老地盾上广泛发育现已变质的高铝岩石 (刘秀明等,2002)。

地质历史中多方面的记录表明,截至2.0 Ga前地球大气圈层保持缺乏自由氧的状态,其缺氧的主要证据有:①在新太古代,尤其是古元古代曾有大量化学沉积成因的条带状铁建造 (BIF)形成,其中Fe³⁺/[Fe³⁺+ Fe²⁺]比值介于 0.3～0.6 的范围内,铁的大规模搬运只能在缺氧环境下以亚铁形式 (还原状态)进行。但当时生命已在海洋中出现,厌氧生物的光合作用产生了少量生物性氧,海水中的 O₂ 含量也在增长,它把溶解在海水中的亚铁氧化为正铁而沉淀下来,韵律性的条带显示了生物性氧的数量波动。在此过程中只有部分Fe²⁺氧化成Fe³⁺,证明海水的 Fe²⁺已耗尽了溶解态的 O₂ ,不可能有自由氧自海洋逸出进入大气圈;②18 亿～20 亿年以前,尤其是新太古代—古元古代 (2.8～2.3Ga)形成碎屑沉积的黄铁矿和晶质铀矿 (其中U⁴⁺为主,部分氧化为U⁶⁺)矿床已在世界几个地方发现,而中元古代以后此类矿床就几乎未见。这些晶质铀矿与黄铁矿碎屑在氧化条件下均不稳定并迅速分解,这些矿床能在砾岩和石英岩中保存,本身就说明当时地表的风化过程未能使铀和铁完全被氧化和分解,也说明 2.0Ga 之前大气圈的 O₂ 水平很低 (Condie,1989);③20 亿年以前的碳酸盐是很少见的,这个时代的碳质沉积主要以石墨和油页岩的形式出现,证明当时缺少游离氧;④红层是三价铁氧化物胶结的碎屑沉积岩,是地表氧化作用的产物,在地质历史中红层直到大约 2.4Ga 才开始出现,这一事实表明太古宙大气圈中 O₂ 水平是很低的。

随着地球内部核转变能的衰减,地球火山活动相对减弱且火山间歇期变长,大陆岩石风化对海洋的中和作用不断累积。这一过程主要受碳酸盐—硅酸盐循环的控制。

CO₂ 在火山喷发和热液沿洋脊活动过程中进入大气圈,通过硅酸盐风化与海相碳酸盐沉淀又回到海洋中。这种循环过程可以用下列模型 (图9-20)和反应来概括 (Garrels et al.,1971)。

风化过程:

地球化学

沉淀过程:

地球化学

这一循环将通过海相碳酸盐岩的俯冲深埋、变质、部分熔融过程再释放出CO₂ ,并借助火山作用再次进入大气圈而完成。释放CO₂ 的变质反应可表达如下:

CaCO₃+SiO₂→CaSiO₃+CO₂

在此循环中,若增加CO₂ 向大气圈的输入,将促使更强烈的风化作用和更多的碳酸盐沉淀,以阻止CO₂ 在大气圈中进一步增长。

图9-20 地球 CO ₂ 循环的示意图

(据Matsui T,1993)

在这些因素的共同作用下,海水的 pH 值于火山间歇期开始波动至 4.5 以上,大气CO₂溶入量增加,致使海水中

活度增大,形成氯化物—碳酸盐水圈。从而开始发生CaCO₃、MgCO₃、FeCO₃和MnCO₃ 等碳酸盐沉淀,形成碳酸盐岩岩层。

大气圈中CO₂ 水平总体上随时间演化而降低,这一规律与碳酸盐—硅酸盐循环、大气圈臭氧层增生以及能发生光合作用的生物增长等因素的变化有着某种耦合关系。海洋中发生碳酸盐沉淀,出现碳酸盐岩岩层,在整个地球的演化历史中具有非常重大的意义,不但对海水及其沉积物起着控制作用,而且是大气演化及地球生命出现的重要转折点。沉积于克拉通盆地中的浅海相碳酸盐岩,由于快速地被掩埋于大陆地壳中,可以脱离碳酸盐—硅酸盐循环,在新太古代大陆广泛增生后,越来越多的碳酸盐岩发生沉积和掩埋。碳酸盐沉淀的发生,使得水圈成了大气圈 CO₂的转移库,将大气中 CO₂ 源源不断地通过海洋进入沉积圈封存起来。虽然该地史阶段火山活动去气作用能补充一部分 CO₂ 进入大气圈,但随着火山活动强度减小、周期拉长,大气圈中CO₂ 的分压逐渐减小 (韩吟文等,2003;刘秀明等,2002)。在大气CO₂ 分压减低的同时,由于水圈、大气圈的还原性不断减弱,氧化还原电势逐渐增加,二价铁的氧化作用开始逐渐转移到陆地上,使海洋的吸氧能力慢慢降低。水光解作用和生物光合作用产生的 O₂ 越来越多,使之得以逃逸进入大气。间接证据表明产生氧的自养生物大约在38 亿年前就有了,当时空气中和溶液中的各种还原物质是氧的沉淀槽,随时间演化自由氧大约20 亿年前才开始积聚 (Carver,1981)。当演化至 18 亿～6 亿年时,地球环境出现了重大变革,大气、水圈从还原性转变为弱氧化性状况。自此大气圈开始了其新的历程。

地球演变到寒武纪以后 (距今6亿年),地热梯度迅速降低,冷的固体地壳变得越来越厚,发育了深大构造断裂系。在这个阶段,地球去气作用沿深大断裂系 (大洋中脊、活动板块边缘、裂谷带及大陆和海底的大断裂等)进行。在这种状况下,大气圈中的 CO₂除维持相当量进入海水和沉积物外,显生宙日益繁盛的植物光合作用也消耗一定量的大气CO₂ ,在一定时间内大气中的CO₂ 逐渐被转移至沉积物和植物 (包括植物残体或有机碳)中,大气中CO₂分压降到很低的水平,直至大气、海洋、植物三者达到平衡。这三者何时达到平衡的,大家的看法尚不统一。有的认为自古生代以来就保持动态的平衡,没有发生明显的变化。有的则认为,仅仅是新生代后期才开始保持现有的状态。大气圈成分发生变化的原因是由于自然界始终存在着组分的输入输出过程,向大气圈输入气体的过程如下:

1)火山岩浆作用所释放的气体,主要是 H₂ O (蒸汽)、CO₂、HCl、HF、CO₂、H₂ S、N₂、SO₂ 等;

2)水蒸气光化学作用产生氧;

3)绿色植物光合作用产生氧;

4)铀、钍放射性蜕变产生 He;

5)钾放射性衰变提供氩;

6)生物呼吸和有机体腐败提供CO₂ 和少量CH₄。

输出气体的自然过程如下:

1)各种氧化过程,使低价铁氧化成高价铁,硫化物氧化为硫酸盐,低价锰到高价锰的转变等,均消耗大气中的氧;

2 )形成钙和镁的碳酸盐沉积过程,使CO₂ 从大气圈移出;

3 )从有机体到煤和石油形成过程所消耗的 CO₂;

4)细菌固氮过程中造成氮的输出;

5)氢和氦自地球重力场中的逃逸。

更多的证据表明,在显生宙早期地球大气圈、水圈就已开始显现出类似现代的状况,并在以后的演化进程中呈波动式向现代状况迈进。

随时间演化温室气体CO₂ 含量急剧下降,可以使地球表面发生广泛的冰川作用。在地球历史中,与主要冰川期对应的CO₂ 分压的降低见图9-21所示。图中曲线显示中生代期间CO₂ 分压的增高反映了当时的温暖气候。6亿年以来,大气圈中 CO₂ 水平并不是一成不变的,受大气圈成分输入输出过程的动态影响,大气中 CO₂ 水平也呈现动态的波动。已有的研究表明,在寒武纪、奥陶纪时期大气 CO₂分压是现在大气的16倍,此后由于CO₂ 大量进入沉积物使大气中 CO₂含量急剧下降,到石炭纪末已降至今天大气水平(Berner,1997)。到二叠纪、三叠纪时大气 CO₂ 又回升,约达到6倍于现代水平,后来开始逐渐下降至今天的水平 (Graham et al.,1995)。

大气圈中O₂ 的出现大约在2.0Ga (图9-22),这一时限为红层最早出现时间和条带状磁铁矿建造最晚沉积时间的重叠期。首先进入大气圈的 O₂ 很可能立刻卷入了还原性气体的反应,或参与了地表岩石矿物的风化作用 (Holland,1990)。当光合作用产生 O₂ 的速率超过还原性物质消耗的O₂ 速率时,自由氧开始在大气圈逐渐积累。大气圈氧含量最早可能于志留纪 (430Ma)达到 21%的水平,此后含量可能在 15%～35%的范围内波动(Berner et al.,1989)。大气圈O₂ 波动变化的控制因素可能为:当大气中O₂ 含量低于 13%时,全球性森林大火是不可能发生的,而当O₂ 含量超过25%或达到30%～35%时森林大火将无法避免 (Holland,1990)。这些波动性变化特点也可能是地外物体撞击作用的结果。

图9-22 表示出地质历史时期中大气圈游离氧浓度变化的估算结果,灰色的区域代表了基于模式计算的氧气浓度变化范围,以及只在缺氧环境下形成的古土壤、有机体化石和深海沉积物等研究结果。这些沉积物被埋藏在条带状铁建造中,并只出现在 1.8Ga 之前的地质记录中。尽管我们并不清楚地球历史是在何时开始了光合作用,但是大气圈中氧气主要来自于光合作用。PAL代表了现今大气圈中O₂ 的含量水平。

图9-21 大气圈 CO ₂ 分压随时间的演化

(据Kasting,1993)

地球大气圈二氧化碳浓度随着时间变化对太阳光度稳定增长的响应。图中计算了过去 CO₂ 的总量 (运用了Kasting的计算模型),该浓度满足过去太阳能输出较低的条件下地表液态水存在的地面温度要求。PAL 标示现代大气圈CO₂ 浓度。月球在4.5～4.45Ga形成。地球形成初期大气圈中二氧化碳极其富集 (浅灰色区域)。地表植物在 500Ma之后开始出现 (图中的“C3”),该时期大气中CO₂ 含量最低

图9-22 大气圈O ₂ 分压随时间的演化

(据Kasting,1993)

地球大气圈的演化阶段可归纳为表9-3。

表9-3 地球大气圈的演化阶段轮廓

现今人类的活动使地球大气圈中 CO₂ 含量明显增加,每年通过煤和石油燃烧产生的CO₂ 总量为 6.2×10t,相当于现今大气圈中 CO₂ 含量的 1/250。温室效应的增长,臭氧层的破坏,一系列环境生态的恶化,对人类的生存环境提出了严重的挑战。

海水的成分非常复杂,主要由Na⁺、Cl^-、

、Mg²⁺、K⁺和Ca²⁺六种离子组成。传统的观点认为显生宙海水地球化学成分类似于现代海洋,并认为其主要受河流向大洋输送物质速率、不同的沉淀和吸附过程和海水与洋壳反应之间的平衡所控制。然而碳酸盐非骨屑颗粒、蒸发岩的原生矿物成分和蒸发岩中流体包裹体成分特征表明海水地球化学成分在显生宙期间经历了显著的周期性变化 (Hardie,2006)。其主要证据来自以下几个方面:

1)Sandberg (1983)将有利于方解石、文石沉淀的地质历史时期分别称为方解石海和文石海时期。他的研究表明自晚前寒武纪以来,钙质鲕粒的原生矿物成分经历了3 个文石海时期、2 个方解石海时期 (图9-23)(颜佳新等,2006);

2)蒸发盐类矿物组成大多数古生代和中生代海相蒸发岩发育钾盐和光卤石,缺乏MgSO₄ 类蒸发盐;而现代海水蒸发后可以出现 MgSO₄ 类蒸发盐类矿物 (颜佳新等, 2006);碳酸盐非骨屑颗粒原生矿物成分和蒸发岩矿物的地史分布明显呈现同步性和周期性,文石海时期为MgSO₄型蒸发岩,方解石海时期为KCl 型蒸发岩;

3 )志留纪、泥盆纪和侏罗纪蒸发盐类沉积中的流体包裹体化学成分明显贫 Mg²⁺和

、富Ca²⁺,不同于现代海水的蒸发浓缩产物,二叠纪蒸发盐类沉积中流体包裹体的化学成分类似现代海水蒸发产物 (Horita et al.,2002;颜佳新等,2006)。

目前众多研究者采用洋中脊扩张速率变化模型来解释海水地球化学演化。Hardie (2006)认为碳酸盐原生矿物和蒸发岩矿物的周期性地史分布是海水化学成分变化的结果。洋中脊产生速率的周期性变化,控制了洋中脊热液活动的周期性变化,导致了海水化学成分的波动。

洋中脊是一个巨大的Ca²⁺和Mg²⁺离子交换体系。在洋中脊,海水与洋脊玄武岩发生着剧烈的化学反应,在这个反应过程中洋壳玄武岩转化为绿岩和角闪岩,并系统地吸收Mg²⁺,释放Ca²⁺;海水渗透到炙热的玄武岩中被加热再返回到大洋中,其 Ca²⁺/Mg²⁺比值增加。该反应进行的程度主要受洋中脊中地幔部分熔融产生的炙热玄武质熔浆数量的大小所控制。由于洋中脊水—岩反应系统吸收Mg²⁺和

,释放Ca²⁺和K⁺,洋中脊热液活动产生的流体为CaCl₂ 型;当洋中脊扩张速度较快时,洋中脊热液活动释放的流体将驱动海水化学组成趋向于KCl 型,其蒸发浓缩产物为KCl 型蒸发岩。相反则出现MgSO₄ 型蒸发岩。洋中脊扩张速率变化模型也可用来解释文石海与方解石海的交替变化 (颜佳新等,2006)。

图9-23 显生宙周期性耦合变化的海水的x(Mg)/x(Ca)值、碳酸盐沉积原生矿物和蒸发岩矿物地史分布

(据颜佳新等,2006)

虽然已有研究表明显生宙海水成分发生着周期性的变化,但也有研究认为自晚前寒武纪以来,海水主要离子的含量浮动在一定的范围内,它们不可能高于现在海水离子含量的两倍,也不可能低于海水离子含量的一半。其主要证据为:Ca²⁺的浓度受石膏沉积和碳酸钠沉积所控制,若Ca²⁺的浓度高,石灰石和石膏共生,相反海相蒸发盐类广泛发育碳酸钠沉积;白云石是海相蒸发盐类沉积的主要矿物组成表明,地质历史时期Mg²⁺含量不可能低于现代海水Mg²⁺含量水平;海相蒸发盐类中不存在或近似不存在海泡石和水镁石是海水中Mg²⁺最高含量的边界条件。所以大洋在化学总体上长期维持着一种盐类收支平衡的稳定状态,它不是盐类的单纯累积区,而是大陆 (和很少部分的大气)物质向海底传输和部分再返大气的中间站。大洋成为稳态系统的重要特性大概在 15 亿～20 亿年前已开始形成。