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，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 109年、（士0。 1）x 109年、（士0。 1）x 109年、（士）x 109年、（士）x 109年、（ 0 。 2 … 0 。 1）x 109年（侯德封、欧阳自远、于津生，1974）。我们不妨对地球历史中的各种核转变能进行一些分析。
1）到年左右，中等半衰期核类衰变能迅速降至1019（卡/年）以下的数量级且在衰变过程中反应速率大；
2）大至在（3。2…） x 109年的范围内，235 U中子诱发裂变反应速率加快，且各种核转变能总和减少，速率加快；
3）大致在（2。 6………2。 0） x 109年的范围内，235 U中子诱发裂变反应速率急剧加快，到2。 0 x 109年左右裂变能迅速降至1019（卡/年）以下的数量级，且各种核转变能总和减少，出现陡变；
4） x 109年左右235 U衰变能迅速降至1019（卡/年）以下的数量级。
从各种核转变能的总和来看，（一3。 5） x 109年，能量达（ 6 。 5 …10）x1021（卡/年）；（一）x 109年，能量达（一） x1021（卡/年）；（一） x 109年，能量达（1一）x1021（卡/年）；（1 。9一）x 109年，能量达9x1020（卡/年）；（一） x 109年，能量达8x1020（卡/年）； x 109年以来，能量达（……7） x1020（卡/年），能量变化的速度极为缓慢。
在（……）x 109年范围内，能量年产率为1021（卡/年），所以地内热流值大，在这一时期地球的壳层虽慢慢固化但仍很薄，火山作用极为频繁，火山喷发作用使地球内部热能维持在一定的水平，地球的壳层厚度也保持着一定的数值；x 109年以来，能量年产率在x1020（卡/年），在x 109年左右，地球的壳层出现显著地增厚达到与现代地壳几近一致。x 109年以前，火山活动十分强烈，且随着时间的推移而减弱（地表岩石海底熔岩占40％以上）。直到 x 109年左右火山岩总量保持一定（30％左右），之后火山岩含量减少到10％左右。
综合前述地内核转变能、大气CO2、海水pH值以及地表沉积火山岩的资料，我们不难得出地球环境演化的作用机制：45到20亿年，地内核转变能的累积以火山的形式释放，火山作用使大气中H2O；CO2的含量不断增加，H2O冷凝使大气圈中海水增长、海洋面积扩大，同时火山气体中的HCL等酸性气体使雨水pH值减小，CO2的积累使海水呈酸性，海陆高差小，海底化学风化作用较陆地强，海陆岩石的风化使酸性海被逐渐中和往pH值增大的方向演变，总的来讲这一阶段海水的pH值小于5。 5； 20亿年以来，地内核转变能转弱，地壳增厚，板块形成，板块构造开始对地球的环境演化起主导作用，板块俯冲使陆壳增生，维持碳的沉降、府冲、“再气化”的循环过程，使大气中CO2保持在一定水平；板块碰撞使海陆高差显著增大以致于到现代最大海陆高差达20多公里，陆地岩石的风化淋滤作用大大加强，风化产物起中和海水作用，成为使海水pH值升高的主要因素，同时，由于地内核转变能减小，火山作用减弱，火山酸性气体喷发减少，CO2大部分转入沉积物中，使海水的pH增大，海水在碱性条件下变化。新生代以来，青藏高原隆升对地球气候环境有很大的影响，使地表化学风化作用大大增强，大气中二氧化碳含量减少是构造对地球环境影响的很好例证
4、地外物体撞击地球诱发气候、生态、环境灾变和生物灭绝
显生宙以来，虽然撞击作用的频率大幅度的减小，规模也不如地球形成时期大，但是由于生物在地球上的出现，使得撞击作用对地，球环境的影响显得尤为重要。天体化学、天文学的研究发现，具有固体壳的行星与卫星表面残留着大量的撞击盆地。地球上自在丹麦等地K/T界线粘土层中发现铱异常以来，全球已发现120多个具有撞击作用记录的剖面，对可识别的l00多个陨石撞击坑的分析，其撞击周期为28 。 4 Ma，与250 Ma以来生物灭绝的周期26 Ma相接近。在地质历史中出现过五次大的生物灭绝事件：Cm/O； D/C； P/T； T/J； /Tr：
关于撞击作用诱发气候环境灾变、生物灭绝效应的研究主要有以下几方面：在撞击地区岩性为灰岩时，撞击的高温高压作用产生大量的CO2进入大气圈导致温室效应；撞击区为硬石膏（ CaSO4）等硫酸盐矿物时，产生大量的SO2 ； SO2进入大气层与水结合形成硫酸气溶胶，同时产生大量尘埃进入大气中散射太阳光，导致地表温度急剧下降和一片漆黑，光合作用抑制，食物链解体，最终致使生物灭绝；撞击区为海洋等水体时，便可产生大量的水汽导致超温室效应。
显生宙以来，特别是晚泥盆纪以来天体的撞击作用对生物演化有着重要的作用。泥盆纪以来生物向陆地大量发展，天体撞击对其演化的影响随着研究的深入而已渐为人们所接受，撞击作用对早期的海生生物的影响在规模上、程度上以及作用机制上将要有进一步的发展。
5 、地球环境演化的综合过程
（1）。地球环境的演化，在地球吸积形成时期，撞击作用规模大、频率高，随着地球吸积增生，太阳风的驱赶和撞击作用使地表的原始太阳星云大气逃逸，原地球吸积物质中的矿物脱去挥发份，到吸积增生的后期，甚至使地球全部原始大气被撞脱离地球。
（2）。地球形成以后，地内核转变能的演化制约地球环境的演化，其作用主要表现在岩浆作用与板块运动等构造活动两个方面，可分为两个阶段：i）从地球形成到x 109年左右，能量年产率为1021（卡/年）数量级，地内热流值大，壳层仍很薄，火山作用极为频繁，火山喷发作用使地球大气圈内CO2浓度累积增长，其它酸性气体使大气降水呈强酸性，地球内部热能维持在一定的水平，地球的壳层厚度也保持着一定的数值，海底化学风化作用起中和海水的作用；ii ） 1。 9x 109年以来，能量年产率在1020（卡/年）数量级，在x 109年左右，壳层出现显著的增厚达到与现代地壳几近一致。板块构造开始对地球的环境演化起主导作用，板块俯冲使碳在地表各储库中的分配维持一定水平，板块碰撞使海陆高差显著，地表岩石化学风化起中和海水的主要作用，火山作用退居次要地位。
（3）。显生宙以来，地内核能相对较平稳，生物圈的发育，大气圈、水圈与生物圈的相互作用，逐步演化为现今的大气圈与水圈。地外物质对地球的撞击作用，在小时间尺度上造成地球环境的急剧变化，并导致生物灭绝与生物的演化。
（4）、地球上目前存在的是以N2、O2为主体的氧化型大气圈，而太阳系外圈行星的大气圈则仍然继承和保留了太阳星云的物质成分，主要由H和He组成，还含有少量的甲烷、水和氨。类地行星金星和火星都具有以二氧化碳占优势的酸性大气圈，氧、氮含量很少�
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