地球上二氧化碳的影响

地球上二氧化碳的影响杰姆斯C. G.沃克空间物理研究实验室，大气与海洋科学部门，密歇根大学，Ann Arbor Ml 48109,美国（修改于9月6日到十二月10日，1985）摘要:本文利用地球化学质量平衡参数来估计二氧化碳在地球大气中早期的地球压 力。看来这部分压力可能是10酒吧一样大。这个大估计取决于两个关键因素。首先， 挥发物被逐出地球内部的在地球吸积过程或此后不久，这是由于早期脱气快速增生的结 果，这给了年轻的地球一个炎热和快速高温的对流室。第二，早期的地球，缺乏广泛的， 大陆稳定的平台对碳可以存储在碳酸盐矿物的形成的地质意义一段时间在大陆的平台 上缺少早期的地球，地球的碳必须是在大气或海洋或在短暂的沉积矿床形成于短暂海底 的。1景区简介一个被广泛接受的场景氛围内行星大气的起源是太阳系的历史。作为一个完全独立 的问题也普遍认为早期的地球缺乏广泛，大陆稳定平台。言下之意这两个假设的历史二 氧化碳在地球的海洋和大气以前都没有被探索,本文认为如果这两种情况是正确的，一 个非常大的二氧化碳分压在早期大气是隐含的。它进一步指出，没有直接的证据来证明 这样一个大的二氧化碳分压不存在于非常早期的地球历史。2脱气历史16（1985）117-1271985D.赖德尔出版公司。在地球内部的早期快速脱气论据支持已由史蒂文森1983）和其他人（fanale，1971 ； 沃克，1977a, B）。本课题对这个问题的看法与观点对比与最初提出的Rnbey（1951） 逐步释放的挥发物从地球内部的过程历史。这些不同的观点是不同思想的后果,有关的 对内行星和他们的内部温度的吸积率吸积后不久。老观点认为行星吸积缓慢，很少增生 加热的内部，他们热身和脱气过程的行星生命起源 16（1985）117-127。历史上由于 放射性采暖室内（麦克唐纳德，1959）。现代的动力学计算表明，吸积快速增生的埋葬 能产生热，可使对流的行星内部（威瑟雷尔，1980）。对流运动对地球内部会带来的所 有部分的地幔接近在相对较短的时间内表面，从地质角度上来说。这个热地幔材料，暴 露在低压力面附近，就会释放其挥发物（Ringwood, 1979:；沃克，1982b；刘易斯， 1984）。无论是碳将被释放，最初为二氧化碳，二氧化碳氧化物和甲烷，将取决于上地幔氧 化态在脱气时间（荷兰，1962, 1964, 1984；张，1983）。这，反过来，主要是一个问题的相对时间，脱气和形成的核心。在任何情况下，它似乎很清楚，任何减少碳排放 物种在大气中会迅速通过光化学反应氧化，包括水蒸气和其光解产物（库恩和阿提耶, 1979；卡斯汀等人，1983）。快速早期脱气结合光化学反应在大气中应该产生一个局 面形成后不久的地球，地球的大部分碳氧化的方式在表面上，在海洋或大气或沉积物中 的碳酸盐矿物。这可能是碳已经返回从表面（外生的系统）到室内的过程中，地球内部 的温度下降了历史（沃克，1978；阿伦尼乌斯，1981 ；德马雷，1985）。3碳库我对在外力的各种储层碳含量的估计系统（罗诺夫和洛席夫斯基,i967, 1969）。 这些数据表明，大多数在外源性系统的碳（海洋，大气，和沉积岩）是储存在沉积岩形 成稳定的大陆的平台和变质沉积物中。碳的质量在海底深海沉积物较少超过十分之一的 总质量。海洋和大气的贡献是非常小的。相对丰富的碳在大陆的平台，当然，由于它们 的稳定性结果。他们提供的碳储存的地方在地质方面的寿命长。海底的，另一方面，是 短暂的。在一个相对较短的时间内，大约平均60000000年的今天。表1地球的碳储存（GR C）陆相沉积8X10 22大陆沉积岩1X10 22深海沉积物4X10 23海洋4X10大气7X10地幔?二氧化碳对地球早期的影响（Sprague和Pollack，1980；斯克莱特等人。1981），海底返回地幔由的俯冲。其沉 积物受到高温，和碳酸盐矿物主要是应用。有相当比例的二氧化碳可能存储在地幔。其 余的是返回到大气和海洋中作为一个组件火山岩和变质的排泄物夕卜源性碳的分布将有 一个完全不同的世界，没有广泛的大陆的平台。对于目前的观点，重要的大陆平台的特 点是他们的长期稳定性，而不是事实构成浅海洋。有不同的证据表明地球的大陆成长发 生的地球形成之后的一段时间，在一段时期内增长最快的大约三到二十亿年前（丘， 1984；特伦德尔，1984）。最古老的沉积物是化学和物理上的不成熟。他们做不包括 产品的风化和侵蚀的大洲。相反，他们看起来更像年轻的火山岛，侵蚀的产品。最古老 的沉积物似乎已被沉积在稳定、水平的平台。同位素和地球化学证据已经被审核通过， veizer （1976，1983）和他的同事们（veizer等人。1982）。记录的锶同位素组成的 海洋水，保存在碳酸盐矿物，例如，显示没有证据的一个显著的大陆影响海水的成分约三十亿之前年前。一个类似的改变出处页岩的变化已被证明的麦克伦南和泰勒1982, 1983）和麦克伦南等人（1983）利用数据对稀土元素的浓度。最古老的页岩缺乏一个 显著的证据从大陆岩石风化和侵蚀的贡献。年龄数据的碎屑沉积岩导致同样的结论（McCulloch和 wasserberg, 1978； claoue 长等人。，1984；霜和 onions, 1984）。 samariumneodymium日期是用于确定当材料的岩石第一次离开了地幔和地壳的部分 了。用其他的约会技巧确定岩石的所谓的地层时代，这是年龄在材料沉积的沉积岩，目 前发现，岩石的太古年龄和显示他们的地层年龄之间的差异可以忽略不计，他们的地壳 指摘年龄。元古宙和显生宙年龄的岩石表明增加时间间隔分离的地壳存留年龄从地层年 龄。这个含义是，年轻的岩石形成的一个重要的方面是侵蚀和再沉积明显衰老的地壳物 质，包括老沉积岩。太古代岩石，另一方面，在很大程度上是第一个周期Veizer和詹 森，1979）。他们是最近才形成的材料进入地壳和它们含有显老地壳点贡献材料。大概 没有什么旧的材料在地壳中的贡献太古宙沉积岩。所以，如果早期地球缺乏广泛的大洲，非常大的质量的碳，目前保存在沉积岩的大 陆必须是分布式的在外力系统，其他水库，即大气，海洋，和海底沉积物。我们不知道 是否有大量的碳返回到地幔，从外生系统在地球历史的课程因为有幔源物质中的碳浓度 数据不足（马瑟兹等人。1984）。对于目前的估计，我认为今天不是有很多的碳在地幔 中。如果这个假设是不正确的，如果真的地幔的碳最初和随后返回地幔脱气，然后，将 会有更多的碳在外生的系统比瓷砖值，我认为在按照估计发展，换句话说我将提出一 个下限对外源系统的碳含量后不久，地球的形成。4没有碳的地球大陆在地球早期的历史，估计，大约有10或23克的碳，可能更多，在大气中的二氧化 碳，碳酸盐和碳酸氢盐海洋中的离子，和碳酸盐矿物在海底这些储碳已经随着时间的 推移在大陆已经下降，提供对于大多数的这一长期储存碳。随着时间的推移进一步减少， 可能将越来越多的转移一部分地球的碳到冷却地幔。这也是有可能的，增加能力的地幔 在保留碳，加上越来越多的长期储存碳的大陆可能导致在地幔的碳含量最大值在临时大 陆商店已经成为重要的。一些证据表明一个最大浓度碳在地幔3至3.5x10 9前已经提 出通过理查德森等人（1984）和罗杰斯和霍克斯沃思（1984），基于年龄的钻石。可以存储在浅海底的碳的量是海底的碳酸盐矿物沉淀率的一生这个碳酸盐矿物的 沉淀率是有限的，反过来，由供应阳离子与溶解的碳酸盐反应（沃克,1983b）。在早 期地球上正离子最大的兴趣可能是钙，镁，铁Walker和布林布尔科姆，1985）。在 世界上没有大陆之前，这些阳离子提供的是浸出的海底本身。在海水中碳酸根离子的浓 度是非常大的，似乎热液反应热点玄武岩和海水之间会把几乎所有的碳从反应的海水。 基本完成消费的碳酸氢钠会导致硅酸盐矿物溶解释放的阳离子的溶液，从而提高了反应 的水的碱度，pH值增加，和因此提高碳酸盐岩比碳酸氢根离子。完全消耗本来由碳酸 盐溶解度下降进一步推动矿物质随着温度的升高。碳很大程度上是不会离开水热交互 的，海水现在浓度小的结果是由碳酸盐和碳酸氢盐离子造成的。如果是热液作用对海底会从海水的溶解反应除去碳体，然后停留在早期的海洋，碳 的时间就等于海的停留时间通过水热系统之间的通道，水。今天的停留时间估计约 10000000年（1978；詹金斯等人。1978；爱德蒙等人。1979；拉普敦和克雷格，1981；图1。推定的地球化学循环的碳早期地球上的示意图。碳、二氧化碳是由火山岩和变 质过程，除去碳酸风化的海底。碳从海洋和大气的相互作用与海底热液。“M”象征是指 与碳酸盐反应的阳离子。根据这种观点，那么，碳会从流体转移到水库,海洋和大气的碳酸盐矿物在固体水 库海底小于10000000年，由于停留时间热液作用与海水的热海地板。广泛的碳化海底 玄武岩将导致碳酸岩；这样做似乎的确是在太古宙时期流行的。在相当短的时间内，碳 酸会在海底返回到任何构造地幔的过程盛行于早期地球上的（克尔，1978）。高温会分 解碳酸盐矿物，返回的阳离子的硅酸盐矿物地幔和二氧化碳在火山岩和变质流体相似的 形成元气。今天的海床，在俯冲的平均年龄是60000000岁年（Sprague和Pollack， 1980；斯克莱特等人。，1981）。它可能会有小的早期地球上较高的热流量。作为第 一个近似值，我认为，高热流的停留时间减少了海水对热液相互作用和终身的海床之前 返回地幔以相同的比率。这个比率为6:1。我认为这个6:1也存在于早期的地球。如果 碳循环的流体相互之间（海洋和大气）和海底回来，花六倍的时间在海底的海洋和大气， 然后85%系统中的碳会在海底，15%的存在在海洋和大气。这个地球化学循环示意图如 图1所示。作为一个非常粗略的估计，因此，我的结论是，海洋和大气的组合包含约 1022克的碳在年轻的地球。如表所示，这是超过10 0倍的碳在目前的海洋和大气。随 着时间的减少，在海洋和大气中的碳含量一直增长的后果是由于大陆和巨大的碳库他们 的支持。分区这1022 gc大海洋和大气之间的碳量，当然，取决于海洋的PH值。在碳酸盐 系统的平衡如图2所示的函数的P,二氧化碳分压在酒吧，和海水中的氢离子浓度。两 个尺度对数。虚线表示碳酸盐浓度，恒定线表示碳酸根离子黑点表明约当今海洋的平 均成分。此图实线，标记日志为米，是线常数总质量在海洋和大气的碳结合。单位是克 碳。这些假定的海洋的总质量的计算还没有随着时间的推移而改变，符合参数有利于早 期计算的地球上碳的质量。在高pH （小氢离子浓度），碳主要存在海洋中的碳酸氢根 离子和恒定质量是平行的线、恒定的碳酸氢盐浓度。在低pH值，碳主要存在于大气中 的二氧化碳，并在图上表示于恒定质量的水平线。图2。溶解的碳酸盐热力学平衡浓度。碳酸盐（-）离子（对数刻度）和二氧化碳分 压的函数氢离子浓度（沃克，1983年）。（M）点是目前海洋平均，固体线表示恒定的 总质量在海洋和大气的碳结合。因为我们可以合理地假设，这种早期的海洋，在碳酸丰富，有比现代海洋较高的氢 离子浓度（pH值降低）看起来虽然总质量的碳在海洋和大气联合1022 GR会产生的二 氧化碳分压接近10条。如果海洋pH值为6,例如，二氧化碳分压为8条和碳酸盐在海 水中的浓度为10 - 4摩尔每升，接近于现代价值。这种高二氧化碳分压不需要，因此， 产生了一个洋饱和状态的碳酸钙。更精确的语句不可能没有更好的理解过程，控制过程 的海洋pH即使pH值等于它的现代价值约为8,局部压力二氧化碳会被200 MB。这样 一个海洋，然而，就在碳酸盐离子非常丰富，对一系列的碳酸盐饱和度矿物可能导致碳 的含量变化。虽然这个假设的海洋10条含二氧化碳的含量中可能有碳酸盐离子的浓度接近现 在，很明显有非常大的碳酸氢盐浓度。图2显示了一个提高碳酸盐浓度的因素超过100 的过程，碳酸氢盐的浓度。这似乎不存在海洋化学中压倒一切的问题。图显示的一个 例子是海水中的主要元素的可能组成。该组合物包含所需的丰富的碳酸氢盐离子，达到增加平衡充电钠离子浓度。在其他浓度的微小的变化提出了海水成分，但不是作为重要 的论据在这里介绍的。图3所示的海洋就不会过饱和对于矿物质,还没有看到在沉积岩 石的记录。另一方面总碳过量的钙会导致蒸发沉积作为镁等碳酸盐矿物（碳酸镁）这 是存在于沉积太古宙年龄的岩石（麦克格雷戈，1968；幸福，佩里和谭，1972）。5大气中二氧化碳分压该大型二氧化碳分压在早期的地球，很明显有在地球表面平均温度显著影响与大气 热结构作为一个结果的红外吸收二氧化碳的性质。高浓度的二氧化碳在大气中会产生一 个较大的温室效应和温暖的表面（欧文，1979；沃克，1982年;库恩和卡斯汀，1983）。 特别是，它可能是不知道10酒吧的二氧化碳会导致失控的温室效果英格索兰，969）， 要么海洋完全消失，没有留下液体水在表面，或有特别多的水在高空大气这将有非常 大量的氢逃离地球空间离开地球，最终，没有任何水。这种失控的温室效应被认为是导 致来自金星的水的损失（Pollack，1971 ；沃克，1975；多纳休等AI。，1982；卡斯汀 等人，1984）。hco3CHARGE BALANCENOWNOWCiMaTHENTHENCo+Co+图3。随着近代组成的早期海洋的可能组成的比较海洋对于一个假定的10杆的地球早期的大气温度结构的计算结果，美国宇航局艾姆斯 研究中心CO2分压。卡斯汀的计算方法和模型已经描述1984卡斯汀和Pollack,）。 他的结果表明，虽然这些碳二氧化碳导致地球热，但这不是太热导致失控的温室效应。 在这方面，金星和地球之间的区别是，金星，接近在阳光下，接收两倍于地球的能量。虽然二氧化碳分压最初大，根据模型我已经介绍了，他们会由于大陆的增长迅速下 降和全球沉积岩储层发育，也可能是由于返回的碳从外生的系统到地幔。时间对于这种 规模的下降并不知道，但我有明确的应用情况太古宙地球并不是最近的地球历史在地 球早期的历史（在冥古宙），增生的影响可能非常大的应用在碳酸盐丰富的沉积物的存 在，进一步提高碳分压二氧化碳。大陆出现后，二氧化碳分压控制已经由沃克等人讨论。（1981 ）。由太古宙末期，大陆水库不明显低于今天，二氧化碳分压力不可能会超过 100毫巴。随着时间的推移，进一步降低二氧化碳分压是一个后果，根据沃克等人。（1981），由于太阳光度的增加，因而二氧化碳和硅酸盐矿物存在于大洲之间。致谢我感谢J. F卡斯汀对高二氧化碳分压对气候影响的计算结果和M. R.沃尔特激发我 的兴趣，本文介绍的研究支持部分由美国国家科学基金会的资助下的atm-8209760密 歇根大学提供。这是一个有贡献的前寒武纪古生物学研究小组。参考文献阿伦尼乌斯，G.： 1981，广告空间变量1, 37。昌，S.，德马雷，D.，麦克，R.，米勒，S. L.，和象征，例如：1983,在J W,萧普夫 （主编），最初的地球生物圈，普林斯顿大学出版社,53页。克雷格，H.拉普敦，J. E.： 1981，在海中，卷7,大洋岩石圈，约翰威利和儿子，德马雷，D.J.： 1985,在E.T森德奎斯特和W. S. Broecker （主编），美国地球物理协 会，华盛顿哥伦比亚特区，602页。多纳休，T. M,霍夫曼，Jr., R. R.,华生，A. G.： 1982,科学 216, 630。爱德蒙，J. M,措施，C,麦克达夫，R. E.,陈，L. H,矿工，R.,格兰特，B.,戈登， 湖岛，和科利斯，J. B, 1979,杰姆斯博士： 1962, A. E. J恩格尔，B. F.伦纳德（主编）：岩石学研究在一个体积的 荣誉。E.巴丁顿，纽约地质美国，社会，447页。荷兰，博士 ： 1964, A. G. W卡梅伦（主编），起源和演化大气和海洋，约翰和威利 的儿子，纽约，86页。荷兰，博士： 1984,对大气和海洋的化学演化，普林斯顿大学出版社，普林斯顿，新泽西州英格索兰，问:1969, J.Atmos。SCI。26 1191。詹金斯，W. J.,爱德蒙,J. M,和科利斯,J. B.： 1978,自然272, 156。卡斯汀，J. F.和 Pollack, J.B.： 1984, J.大气化学,1, 403。卡斯汀，J. F., poilack, J.B.，和阿克曼,T. P.： 1984,伊卡洛斯 57, 335。克尔，R. A.：科学 1978, 199, 282。诺尔，A.H.： 1984,在H. D.荷兰和A. F.特伦德尔（主编），改变地球的演化模式,施普林格出版社，柏林，221, p.o库恩，W. R.和阿提耶，S K,： 1979,伊卡洛斯37, 207。刘易斯，J.S.和普林，R. G.： 1984，行星和他们的环境，学术出版社，纽约。罗威，博士： 1980,人工神经网络。Rev。地球和行星科学。8 145。罗威，D, R：前寒武纪水库17, 1982, 1。拉普敦，J. E.克雷格,H.： 1981,科学214, T3。麦克唐纳德，G. J. F.： i959, J.地球物理。结果64, 1967。马基高，B.岛和幸福，N.W.： 1968,地质。SOC。南非反。71 （附录），159。马瑟兹，E. A., blacic，法学博士，浆果，J.,教堂，C,和荷兰人，M.： 1984,地球 物理学报。麦克伦南，S. M泰勒，S R,： 1982, J.地质。90 347。麦克伦南，M.泰勒，美国，苏联，和克朗，答：1983,前寒武纪水库22, 93。欧文，T.,塞斯，R. D.,拉马纳坦，诉：1979,自然277, 640。佩里，EC和谭，F. C.： 1972,地质。SOC。我。公牛。83 647。波拉克，J.B.： i971,伊卡洛斯14, 295。理查德森，S. H.,格尼，J. J., erlank, A.J.,和哈里斯，J. W.： 1984,自然 310, 198。灵伍德，大肠杆菌：1979,地球和月球的起源，施普林格出版社，纽约。罗杰斯，联合国和霍克斯沃思，C： 1984,自然310, 187。罗诺夫，A、B、洛席夫斯基，A.： 1969,在P. J.哈特（主编），地壳和上地幔，地球 物理学报。结合专著13部，华盛顿，37页。鲁比，W. W.： 1951，公牛。地质。SOC。我。62 11。斯克莱特，J. G.,帕森斯，B, C和jaupart： 1981,地球物理学报，J.。结果86, 11535。睡眠，新罕布什尔州和wolery, T.J.： 1978, J.地球物理。结果83, 5913。斯普拉格，D.S.和波拉克，郑惠南：1980,自然285, 393。史蒂文森，D. J.： 1983, J. W. Schopf（主编），最初的地球生物圈，普林斯顿大学出 版社，P.32。特伦德尔，A. F.： 1984,在H. D荷兰和A. F.特伦德尔（主编），改变地球的演化模式，施普林格出版社，柏林，243， p.oveizer, J.： 1976,在高炉温德利（主编），地球的早期历史，约翰威利父子，伦敦，569 页。veizer，J.： 1983，J. W. Schopf （主编），最初的地球生物圈，普林斯顿大学出版社，240 页。veizer，J扬森,S. L.： 1979，J.地质 87，341。沃克，J. C. G.： 1977a, C.庞南佩鲁马（主编），的早前寒武纪的化学演化，学术出版 社，纽约，1, p.o沃克，J. C. G.： 1977b,大气的演变，麦克米兰出版公司，纽约。沃克，J. C. G.： 1978, C庞南佩鲁马（主编），比较行星学，学术出版社，新约克， 141 页。沃克，J. C. G.： 1982b,前寒武纪水库17, 147o沃克，J. C. G.： 1983年，自然302, 518。沃克，J. C. G.：近年来，自然303, 730o沃克，J. C. G.和布林布尔科姆，P.： i985,前寒武纪水库28, 205。沃克，J. C. G.,海斯，P. B.,和 Kasting, J. F.： 1981, J.地球物理。结果 86, 9776。理查，G. W.： 1980,人工神经网络。Rev。天文学。天体物理学。18 77。