朱建江，劉福來，張立飛

(1. 中國地質(zhì)科學(xué)院 地質(zhì)研究所 自然資源部 深地動力學(xué)重點實驗室， 北京 100037； 2. 北京大學(xué) 造山帶與地殼演化教育部重點實驗室， 北京 100871)

地球是目前已知的唯一孕育有生命和高度文明的行星，碳在地球文明的演化中扮演著關(guān)鍵的角色。碳作為太陽系中的第6位主要組成元素，具有從-4到+4價變化的氧化還原價態(tài)，可以和其它80多種元素結(jié)合形成各類具有不同特性的有機或無機化合物。作為生物分子的基礎(chǔ)組成元素，碳對地球早期生命起源和演化都具有重要的意義(Hazen and Schiffries, 2013)。碳在地球不同圈層中的含量存在巨大的差異，其中地球深部碳占整個地球碳含量的90%以上(Dasgupta and Hirschmann, 2010; Dasgupta, 2013; Hazen and Schiffries, 2013; Martyetal., 2013)。地表系統(tǒng)和地球深部系統(tǒng)之間的碳循環(huán)作用對于地表環(huán)境的演化具有非常重要的影響，是維持全球氣候穩(wěn)定和地球宜居性的重要因素 (Berner, 1999, 2003)。一方面，地球深部的碳可以通過火山作用或其它去氣作用返回地表，為生物光合作用提供碳源，產(chǎn)生溫室效應(yīng)并影響全球氣候變化；另一方面，大氣中的CO2可以通過光合作用和風(fēng)化作用分別形成有機物及碳酸鹽礦物沉積到地表，再通過俯沖作用進入地球深部(Berner, 2003; Dasgupta, 2013; Kelemen and Manning, 2015; 張立飛等， 2017； 劉勇勝等， 2019; Plank and Manning, 2019)。大量研究表明現(xiàn)今地球每年通過俯沖作用進入地球深部的碳通量和釋放回地表的碳通量基本相等， 因此大氣中的CO2含量基本保持在一個穩(wěn)定的區(qū)間， 維持著全球氣候的穩(wěn)定(Berner, 2003; Dasgupta, 2013; Kelemen and Manning, 2015; Plank and Manning, 2019； 朱建江等， 2021)。

然而， 地球碳循環(huán)能否一直保持現(xiàn)今這種相對穩(wěn)定的狀態(tài)？地球早期碳循環(huán)也是這樣的嗎？如果不是， 現(xiàn)今地球不同圈層中碳的分布規(guī)律是如何演化過來的？地球早期碳是如何循環(huán)演化的？地球的碳是如何獲得的？地表環(huán)境從地球形成之初到現(xiàn)在經(jīng)歷了怎樣的變化？要回答這些問題就需要探討地球的組成物質(zhì)來源、地球的形成過程、地球早期構(gòu)造活動及碳循環(huán)等系列問題。本文將從地球原始碳的來源、地球早期碳循環(huán)和大氧化事件的成因等幾個方面來論述地球碳循環(huán)過程及對全球氣候的影響。

1 地球原始碳的來源

要弄清地球原始碳的來源， 首先需要了解太陽系行星的形成演化過程。星子論(planetesimal theory)認為太陽系行星是由初始太陽系星云逐漸冷凝吸積形成的(Chambers, 2004; Obrienetal., 2006; Papaloizou and Terquem, 2006; Wyatt, 2008; Albarede, 2009; Marty, 2012; Morbidellietal., 2012; Martyetal., 2013)。按照星子論， 行星的形成需要經(jīng)歷3個階段。

第2階段為星子到星胚生長階段。在星胚生長的初始階段(逃逸增生階段)， 當(dāng)一個星子長得比周圍的星子大時， 由于幾何橫截面和引力場的增加使其可以快速地吸積吞并周圍小的星子， 從而生長為大的星胚(Safronov and Zvjagina, 1969; Greenbergetal., 1978; Wetherill and Stewart, 1993; Chambers, 2004; Morbidellietal., 2012)。然而， 當(dāng)星胚生長到一定大小之后， 由于引力擾動作用會使其周圍的星子相對運動速度發(fā)生變化， 這一過程會減緩大質(zhì)量星胚進一步吸積星子的速率， 促使其它小的星胚快速長大， 這一階段稱為“寡頭生長階段”。這一階段的最終結(jié)果是形成一個大小和間隔大致相當(dāng)?shù)男行桥咛ハ到y(tǒng)， 這些行星胚胎嵌在一群總質(zhì)量大致與星胚質(zhì)量相當(dāng)?shù)男亲又?Ida and Makino, 1992; Kokubo and Ida, 1998; Obrienetal., 2006; Morbidellietal., 2012)。

第3階段為行星生長階段。最初， 星胚彼此獨立存在于一群星子中， 并通過引力作用和動力摩擦作用維持著星胚系統(tǒng)的平衡(Kokubo and Ida， 1998)， 隨著星云氣體的減少， 或者其它巨行星的引力擾動， 有些星胚逐漸偏離其運行軌道， 平衡被打破，星胚開始相互碰撞， 在這一階段通過星胚之間的相互碰撞以及吸積剩余的星子而形成行星(Kenyon and Bromley, 2006; Morbidellietal., 2012)。

根據(jù)星子論， 地球是由一系列位于地球運轉(zhuǎn)軌道上的星子吸積增生演化而來， 地球的組成物質(zhì)則受控于這些聚合成地球的初始星子， 太陽系星盤中星子的成分與其處于太陽系星盤的位置有關(guān)(Stevenson and Lunine, 1988; Ciesla and Cuzzi, 2006; Wyatt, 2008)。圖2為太陽星盤的熱結(jié)構(gòu)圖， 其中橫坐標(biāo)為行星到太陽中心的距離(AU， 1個天文單位， 即地球和太陽之間的平均距離)， 縱坐標(biāo)為溫度， 紅色實線和虛線為兩條模擬的從太陽中心向外的溫度梯度演化曲線(Albarede, 2009)， 不同顏色區(qū)域?qū)?yīng)圖1a中4組具有不同T50的元素， “雪線”(snow line)處于小行星帶的位置， 在“雪線”的右側(cè)氣態(tài)水可以冷凝積聚成冰， 而其左側(cè)則不能。太陽高能輻射作用會將星云氣體往外驅(qū)散， 并在遠離太陽的低溫區(qū)域冷凝積聚， 而此時類地行星區(qū)域溫度仍處于堿金屬冷凝積聚階段(800～1 000 K)(Ganapathy and Anders, 1974; Wanke, 1981; Ebel and Grossman, 2000)。因此， 類地行星通常虧損揮發(fā)性元素， 而“雪線”附近以及“雪線”之外的行星則富集水和其它揮發(fā)性組分。為了研究碳在太陽系中的空間分布， 有學(xué)者提出了“灰線”(soot line)概念(Kressetal., 2010)?！盎揖€”是人為定義的一條關(guān)于碳存在形式的邊界線， 是多環(huán)芳烴發(fā)生不可逆裂解反應(yīng)的邊界線， 主要受溫度控制(T≈500 K, Lietal., 2021)。

太陽系中的碳在“灰線”左側(cè)高溫區(qū)域主要以氣態(tài)的CO、CO2和CH4形式存在， 在“灰線”右側(cè)低溫區(qū)域可以形成難熔的有機分子及富碳顆粒； 在更低溫區(qū)域CO、CO2和CH4可以冰的形式存在(Kressetal., 2010)。

關(guān)于地球原始碳的來源仍存在爭議。有學(xué)者認為地球上的原始碳及其它揮發(fā)組分來自于地球的初始組成物質(zhì)， 通過星子吸積增生演化形成(Woodetal., 2010, 2013; Boujibaretal., 2014; Rubieetal., 2015; Lietal., 2016)。然而， 動力學(xué)模擬表明形成地球的星子、星胚在同一軌道演化， 它們位于太陽星盤的內(nèi)圈， 演化初期具有很高的溫度而使揮發(fā)組分難以保留(Raymondetal., 2006; Muralidharanetal., 2008)。Li 等(2021)模擬表明在太陽星云演化的初期(<1 Ma)， “灰線”位于距離太陽幾十個AU的位置， 之后隨著太陽系熱結(jié)構(gòu)的轉(zhuǎn)變， “灰線”逐漸向內(nèi)移動到現(xiàn)今小于1 AU的位置。這也進一步表明地球在形成演化早期是缺乏碳元素的， 形成地球的初始物質(zhì)不足以提供現(xiàn)今地球的碳含量(Albarede, 2009; Mikhail and Füri, 2019; Hirschmannetal., 2021; Lietal., 2021)。

有研究者認為地球早期大碰撞作用是地球獲得碳的一個重要途徑(Tsunoetal., 2018; Grewaletal., 2019)。星子吸積增生模型表明， 原始地球前50%質(zhì)量增長是連續(xù)的， 并且在太陽系形成的前幾百萬年就完成了， 在之后的大約100 Ma內(nèi)經(jīng)歷了幾次星胚大碰撞事件， 使地球質(zhì)量突然增加(Canup and Asphaug, 2001; Kleineetal., 2009; ●uk and Stewart, 2012； Rubieetal., 2015; Grewaletal., 2019)。該模型認為原始地球和經(jīng)過分異的星胚發(fā)生碰撞時， 碰撞星胚的核部會直接和原始地球核部融合， 不會和原始地球硅酸鹽巖漿發(fā)生平衡分餾作用， 星胚的幔部則會直接和原始地球的幔部融合， 不發(fā)生核-幔分異作用而使獲得的碳又重新匯聚到地核中(圖3； Deguenetal., 2011, 2014； Grewaletal., 2019)。最近有實驗研究表明， 行星星胚核部鐵合金如果富集S和Si， 則可以形成具有高C/N和C/S值的幔部(Lietal., 2016; Tsunoetal., 2018; Grewaletal., 2019)。星胚幔部富集碳， 具有高C/N和C/S值， 和地球碰撞后可以使地球地幔獲得揮發(fā)性元素C、S、N， 因此， 當(dāng)具有高C/N和C/S值的星胚幔部和原始地球幔部融合時， 可以提高地球的碳含量(圖3)。Grewal 等(2019)進一步通過模擬計算證實具有E型球粒隕石成分的火星大小的星胚(約為0.1個地球質(zhì)量)和原始地球碰撞可以形成具有現(xiàn)今地幔碳含量的全硅酸鹽類地球(BSE)， 還認為這次大碰撞事件除了給地球帶來了揮發(fā)性物質(zhì)外， 還形成了月球， 使得月球具有和BSE相似的地球化學(xué)特征。

另一個比較流行的觀點認為地球上的原始碳主要來自富揮發(fā)分的球粒隕石后期增生(late veneer)作用(Albarede, 2009; Rose-Westonetal., 2009; Walker, 2009; Mannetal., 2012; Wang and Becker, 2013)。后期增生模式認為在地球核-幔分異結(jié)束之后， 位于“雪線”之外富集揮發(fā)分的球粒隕石由于受到巨行星生長運動的影響， 軌道發(fā)生變化而向太陽系內(nèi)部運動， 有些被地球捕獲， 從而將揮發(fā)分帶入地球(Albarede, 2009; Rose-Westonetal., 2009; Walshetal., 2011; Wang and Becker, 2013; Raymond and Izidoro, 2017)。這一模式最直接的證據(jù)來自于硅酸鹽地幔具有和球粒隕石高度相似的親鐵元素(HSEs: Re、Os、Ir、Ru、Pt、Rh、Pd和Au)含量(Beckeretal., 2006; Walker, 2009； Fischer-G?ddeetal., 2011; Fischer-Godde and Becker, 2012)。在地球核-幔分異過程中， HSEs大部分會進入地核， 使硅酸鹽地幔虧損HSEs元素， 因此現(xiàn)今地球地幔高的HSEs含量需要外來物質(zhì)的加入 (Albarede, 2009; Wang and Becker, 2013; Dasgupta and Grewal, 2019; Mikhail and Füri, 2019)。此外， 地幔具有和碳質(zhì)球粒隕石相似的S/Se和Se/Te值也進一步表明后期增生在地球早期演化歷史過程中扮演了非常重要的角色(Rose-Westonetal., 2009; Wang and Becker, 2013)。然而， Dasgupta 和 Grewal (2019)在總結(jié)地球和不同類型球粒隕石碳含量及不同揮發(fā)性元素之間的比值(表1)時發(fā)現(xiàn)， 單獨依靠后期增生作用也不能很好解釋地球現(xiàn)今的碳含量和其它揮發(fā)性元素(H、N、S)比值之間的關(guān)系， 因此還需要考慮地球早期碳循環(huán)過程對現(xiàn)今地球碳含量的影響。

表中數(shù)據(jù)引自Dasgupta 和Grewal (2019)； BSE代表全硅酸鹽地球； CO、CV、CM、CI為碳質(zhì)球粒隕石的幾個亞類； EH、EL為頑火輝石球粒隕石的兩個亞類； H、L、LL為普通球粒隕石的幾個亞類。

2 地球早期碳循環(huán)過程

地球早期碳循環(huán)演化過程主要包括地球核-幔分異(巖漿海時期)以及地球大陸殼形成之后(巖漿海固結(jié)之后， 前板塊構(gòu)造及早期板塊構(gòu)造階段)的碳循環(huán)過程?，F(xiàn)代板塊構(gòu)造碳循環(huán)過程可詳見張立飛等(2017)、劉勇勝等(2019)、朱建江等(2021)， 本文不再展開論述。

2.1 地球核-幔分異時(巖漿海時期)的碳循環(huán)過程

在原地球星子、星胚吸積增生形成地球的初期， 由于動力能和放射性熱能的釋放， 地球發(fā)生全部熔融形成巖漿海， 巖漿海演化過程會發(fā)生金屬和硅酸鹽組分的分異， 逐漸形成地核和地幔。地核主要由鐵鎳等金屬元素組成， 地幔主要為硅酸鹽礦物， 在地核形成過程中金屬核與硅酸鹽地幔之間的元素(如親鐵元素)分餾， 在很大程度上決定了早期地球不同儲層中元素的分布， 為后期地殼和地幔地球化學(xué)演化奠定了基礎(chǔ)， 同樣的分餾過程也影響了早期地球揮發(fā)物的總體分布， 特別是碳的總體分布(Dasgupta, 2013; Dasgupta and Grewal, 2019)。過去的幾十年里， 有許多研究者對碳在巖漿海中的分異作用進行了研究(Kuramoto and Matsui, 1996; Kuramoto, 1997; Dasgupta and Walker, 2008; Hirschmann and Dasgupta, 2009; Dasgupta and Hirschmann, 2010; Hirschmann, 2012; Dasgupta, 2013; Dasguptaetal., 2013; Chietal., 2014; Lietal., 2015, 2016; Dalouetal., 2017; Tsunoetal., 2018; Grewaletal., 2019)， 其中最關(guān)鍵的是要確定碳在不同儲庫， 也即地核、地幔和原始大氣之間的分異過程。

在地核形成之后， 地幔獲得碳的一個可能機制是巖漿海和地球早期大氣之間的相互作用(Hirschmann, 2012; Dasguptaetal., 2013)。在石墨飽和條件下， 硅酸鹽巖漿中碳(CO2或者CH4)溶解度和壓力成反比(Hollowayetal., 1992; Hirschmann and Withers, 2008; Dasguptaetal., 2013)，因此當(dāng)?shù)蒯r漿和早期富碳的大氣相互作用時， 有一部分大氣中的碳可以溶解進入巖漿， 當(dāng)溶解碳的巖漿對流進入地球深部時， 由于碳溶解度降低， 巖漿中的碳又會以金剛石或鐵碳化合物的形式沉淀下來。通過這一循環(huán)過程， 巖漿可以逐漸將大氣中的碳帶入地幔中， 使地幔中碳含量升高(Dasguptaetal., 2013)。此外， 還有學(xué)者認為金屬熔體不完全成核也可以導(dǎo)致地幔親鐵元素和碳含量的升高(Jones and Drake, 1986; Newsom and Sims, 1991; Dasguptaetal., 2013)。該模型認為在地核形成過程中， 有一部分金屬熔體會殘留在地幔中， 這些金屬熔體可以為地幔提供額外的碳源及難熔性親鐵元素(Dasguptaetal., 2013)。

2.2 地球大陸殼形成之后(巖漿海固結(jié)后)的碳循環(huán)過程

隨著地球演化和不斷散熱， 巖漿海發(fā)生冷凝結(jié)晶， 逐漸演化出早期大陸地殼， 并進一步產(chǎn)生板塊構(gòu)造運動。關(guān)于地球早期大陸地殼演化和板塊俯沖起始問題， 前人已經(jīng)做了大量的研究， 具體可參見文獻(劉樹文等， 2015； 李三忠等， 2015a, 2015b； 孫衛(wèi)東等， 2021)。板塊構(gòu)造體制是何時和怎樣產(chǎn)生的， 目前仍具有很大的爭議。大部分學(xué)者認為板塊構(gòu)造開始于太古宙或古元古代(Condie and Kroner, 2008; Shirey and Richardson, 2011; Dhuimeetal., 2012, 2015; Tangetal., 2016; Greberetal., 2017; Bindemanetal., 2018; Cawoodetal., 2018; Brown and Johnson, 2019; Holderetal., 2019)， 少部分學(xué)者認為板塊構(gòu)造開始于新元古代(Stern, 2005; Sternetal., 2016)。孫衛(wèi)東等(2021)認為事實上這兩種爭議主要是由于不同學(xué)者對板塊構(gòu)造的定義不一致導(dǎo)致的。

Cawood(2020)將板塊構(gòu)造分為前板塊構(gòu)造階段、中-新太古代過渡階段、古-中元古代早期板塊構(gòu)造階段和現(xiàn)代板塊構(gòu)造階段。

在前板塊構(gòu)造階段(古太古代)， 上地幔溫度可能比現(xiàn)今高出250℃左右(Herzbergetal., 2010; Korenaga, 2013)， 這種高溫地幔條件使得巖石圈的剛性和強度大幅度降低， 阻礙了板塊俯沖作用的發(fā)生(van Hunen and van den Berg, 2008; Sizovaetal., 2010), 此時地幔中的碳主要通過深源地幔柱或淺部軟流圈地幔的上涌而釋放到地表(Dasgupta, 2013)。

中-新太古代過渡階段， 地球構(gòu)造體制兼具滯留蓋型構(gòu)造和間歇性的板塊俯沖作用， 難以形成持續(xù)性的板塊俯沖作用(Liuetal., 2020; 孫衛(wèi)東等， 2021)。

古-中元古代早期板塊構(gòu)造階段， 板塊俯沖的地?zé)崽荻瓤赡芤痊F(xiàn)今的高87～100℃(Dasgupta, 2013)。圖5為早期板塊俯沖p-T軌跡圖， 其中的俯沖熱力學(xué)條件主要依據(jù)地球動力學(xué)模擬以及巖石學(xué)實驗數(shù)據(jù)得出(Dasgupta and Hirschmann, 2010; Tsuno and Dasgupta, 2011; Dasgupta, 2013)。這一時期俯沖的含碳巖石類型和成分都缺乏巖石學(xué)的限定， 因此假設(shè)俯沖板塊的巖石類型和現(xiàn)今板塊相似， 從上到下依次為洋底沉積物、碳酸鹽化玄武巖和碳酸鹽化橄欖巖(這里只討論碳酸鹽礦物的脫碳作用)。圖5a顯示， 在任何壓力條件下， 碳酸鹽化泥質(zhì)沉積物具有最低的脫碳及熔融溫度， 因此俯沖作用過程中最容易發(fā)生脫碳作用。如果早期板塊的俯沖地?zé)崽荻缺痊F(xiàn)今最熱的板塊俯沖地?zé)崽荻?Cascadia)高約100℃， 那么俯沖板塊沉積物中的碳在100～150 km會通過脫碳反應(yīng)或熔融作用全部脫出去。然而， 如果這一時期巖石記錄的變質(zhì)條件代表了板塊俯沖的溫壓路徑， 那么沉積物在80～100 km就會發(fā)生完全的脫碳作用。碳酸鹽化玄武巖(或碳酸鹽化榴輝巖)具有中等溫度的脫碳及熔融溫度(圖5b)， 如果早期板塊沿著比Cascadia高100℃的地?zé)崽荻雀_， 碳酸鹽化玄武巖在125～170 km將發(fā)生完全的脫碳作用(Dasguptaetal., 2004, 2005; Gerbode and Dasgupta, 2010)； 如果早期板塊沿著對應(yīng)時期的變質(zhì)巖石記錄的溫度壓力軌跡俯沖， 那么碳酸鹽化玄武巖會在更淺部(80～120 km)發(fā)生完全的脫碳反應(yīng)(Yaxley and Green, 1994; Dasguptaetal., 2004; Yaxley and Brey, 2004; Dasguptaetal., 2005; Gerbode and Dasgupta, 2010; Kiseevaetal., 2012)。碳酸鹽化橄欖巖位于俯沖板塊的底部， 受上覆地幔楔熱傳導(dǎo)影響較小， 相比上層的碳酸鹽化玄武巖及沉積巖地?zé)崽荻雀?圖5c)， 因此， 即使板塊沿著比Cascadia高100℃的地?zé)崽荻雀_， 對應(yīng)的地?zé)崽荻染€也不會穿過碳酸鹽化橄欖巖的熔融線， 因此在早期板塊構(gòu)造階段， 碳酸鹽化橄欖巖可以將地表的碳帶入地球深部地幔。

通過以上討論可以得出， 在早期板塊構(gòu)造階段， 由于俯沖地?zé)崽荻鹊纳撸?俯沖的蝕變洋殼(碳酸鹽化玄武巖)和洋底沉積碳酸鹽巖在很淺部就會通過脫碳反應(yīng)或者熔融作用發(fā)生完全的脫碳作用， 因此在早期板塊構(gòu)造階段， 有大量的CO2可以通過島弧火山釋放到地表， 而只有少量的碳可以通過碳酸鹽化橄欖巖帶入地球深部。

3 地球早期碳循環(huán)和大氧化事件之間的成因聯(lián)系

地表環(huán)境變化除了受地球碳循環(huán)控制外， 還受到太陽光度的影響(Tajika, 2003; Feulner, 2012; Dasgupta,2013; Catling and Zahnle, 2020)。20世紀50年代以來， 天體物理學(xué)家對恒星的結(jié)構(gòu)和演化規(guī)律做了大量的研究， 通過計算發(fā)現(xiàn)在地球演化的前20億年， 年輕的太陽光度只有現(xiàn)今的70%～80%(Schwarzschild, 1958; Sagan and Mullen, 1972; Newman and Rood, 1977; Gough, 1981; Feulner, 2012)。假如早期地球(冥古宙至太古宙時期)大氣成分和現(xiàn)今一致， 那么地表溫度會低于零攝氏度， 早期地球表面不會存在液態(tài)水(Budyko, 1969; Kasting and Catling, 2003; Zahnle, 2006; Zahnleetal., 2007)。然而， 有許多證據(jù)表明早期地球已經(jīng)存在液態(tài)水， 例如43億年的鋯石氧同位素特征指示地表在冥古宙時期存在液態(tài)水(Mojzsisetal., 2001; Wildeetal., 2001)； 太古宙大量38～35億年富水環(huán)境下形成的沉積巖也表明太古宙時期地表已經(jīng)存在大量液態(tài)水(Lowe, 1980; Walker, 1982; Walkeretal., 1983; Fowleretal., 2002; Erikssonetal., 2004; Bennetal., 2006)； 此外， 35～25億年巖石中微體生物化石和疊層石的發(fā)現(xiàn)證明在太古宙時期已存在微生物(Barghoorn and Schopf, 1966; Altermann and Kazmierczak, 2003; Schopf, 2006)。因此， 地球早期地表溫度不會一直低于零度， 還需要有其它熱源來抵消太陽光度的影響。有學(xué)者認為早期地球大氣中的高CO2濃度可以解釋這一矛盾， 和現(xiàn)今大氣不同， 地球早期大氣極度貧氧， 其含量小于現(xiàn)今大氣中氧含量的百萬分之一， 然而地球早期大氣CO2含量是現(xiàn)今大氣的10～2 500倍， 由此造成的溫室效應(yīng)可以抵消早期太陽光度不足對地表氣候的影響(Owenetal., 1979; Walkeretal., 1981; Kuhn and Kasting, 1983; Zahnle, 2006; Feulner, 2012; Catling and Zahnle, 2020)。

前文論述表明， 早期板塊構(gòu)造階段， 地幔具有更高的熱流值， 俯沖板塊中的碳大部分都會通過島弧火山釋放到大氣中。Nakamura 和 Kato (2004)對西澳大利亞皮爾巴拉克拉通東部的太古宙(3.46 Ga)熱液蝕變玄武質(zhì)巖石研究表明， 這一時期進入俯沖帶的碳可以達到每年3.8×1013mol(約合每年1.7×1015g CO2)。Shibuya 等(2012)對西澳大利亞皮爾巴拉克拉通Cleaverville地區(qū)的中太古代綠巖帶巖石進行了詳細的研究， 根據(jù)這些巖石的熱液碳酸鹽化作用估算得出在中太古代時期通過海底熱液蝕變作用(CO2+CaSiO3→CaCO3+SiO2)，每年大約有1.5×1014mol的碳進入洋殼巖石。如果這些碳在洋殼俯沖作用過程中全部通過島弧火山釋放到大氣中， 那么太古宙時期島弧火山釋放的碳通量將比現(xiàn)今的高1～2個數(shù)量級， 這為地球早期的溫室效應(yīng)提供了有力的證據(jù)(Dasgupta and Hirschmann, 2010; Dasgupta, 2013)。

已有大量證據(jù)表明， 地球早期大氣缺氧狀態(tài)一直持續(xù)到2.45 Ga， 而在2.4～2.0 Ga間， 大氣和表層海水中的氧氣開始快速增加， 從小于10-7～10-5PAL(present atmospheric levels， 現(xiàn)今大氣水平)增長到10-4～10-2PAL(Bekkeretal., 2004; Lyonsetal., 2014; Leeetal., 2016; Gumsleyetal., 2017)， 這一事件被稱為大氧化事件(GOE， great oxidation event)。地質(zhì)證據(jù)包括這時期地層中紅層、富CaSO4蒸發(fā)巖、氧化的淺水鐵層普遍發(fā)育， 硫同位素非質(zhì)量平衡分餾現(xiàn)象消失等(Chandler, 1980， 1988； El Tabakhetal., 1999; Farquharetal., 2000; Bekkeretal., 2004)。關(guān)于大氧化事件形成的確切機制目前還存在爭議。地球目前的含氧大氣是光合作用的結(jié)果， 但是生命本身甚至光合作用并不能保證有一個含氧大氣， 27億年前沉積地層中藍藻細菌的發(fā)現(xiàn)表明大氧化事件發(fā)生之前地球就有光合作用存在(Canfield, 2005; Anbaretal., 2007; David and Alm, 2011; Croweetal., 2013; Planavskyetal., 2014)， 然而光合作用的出現(xiàn)并沒有使大氣氧含量迅速增加。有研究者認為早期大氣富含CH4和H2等還原性氣體， 光合作用產(chǎn)生的氧氣大部分都會被還原性氣體消耗， 使氧氣增長緩慢， 而隨著CH4和H2向地球外逃逸， 大氣中的氧才開始快速增加(Kastingetal., 1993; Catlingetal., 2001; Catling and Claire, 2005; Kadoyaetal., 2020)。然而， 如果CH4和H2一直不斷地向地球外逃逸， 地幔和大氣將變得越來越氧化， 但是大氧化事件之后的一段時間， 大氣的氧含量平穩(wěn)地保持了很長時間(圖6a)， 并沒有一直增加。Lee 等(2016)提出一個大氣氧含量的兩階段增長模型。第1階段， 大陸地殼成分由富鐵鎂質(zhì)向富長英質(zhì)轉(zhuǎn)變， 由于富鐵鎂質(zhì)基性巖石相對長英質(zhì)巖石富集Fe2+和S2-， 容易和大氣中的氧發(fā)生氧化還原反應(yīng)， 因此這一過程減弱了大陸地殼對大氣氧的消耗， 這是氧氣可以在大氣中逐漸積累的前提條件； 第2階段， 隨著大陸地殼的增長， 風(fēng)化作用增強， 導(dǎo)致無機碳酸鹽增多， 此外風(fēng)化作用可以為海洋生物提供大量的營養(yǎng)物質(zhì)， 促使光合作用產(chǎn)氧量增加， 因此， 地表的總碳量(包括碳酸鹽、有機碳和大氣二氧化碳)將逐漸增加， 地表碳同位素數(shù)據(jù)表明太古宙以來有機碳占總碳的百分比大部分時間都穩(wěn)定在20%左右(Krissansen-Tottonetal., 2015)， 因此如果地表總碳量增加， 那么大氣中的氧含量也會增加。此外， 沉積物黃鐵礦的埋藏可以減弱大陸地殼對大氣氧的消耗， 它也是促進大氣氧含量增加的重要因素(Berner, 1982)。然而， 盡管大量有機碳的埋藏可以使大氣氧快速增加， 但是這些埋藏的有機碳在受到巖漿熱事件的影響時， 很容易重新氧化消耗大氣氧(Ganino and Arndt, 2009)， 因此需要有其它機制將有機碳長期存儲起來， 才能使大氣氧濃度維持在一個穩(wěn)定的區(qū)域。Galvez 等(2020)研究認為有機碳轉(zhuǎn)變?yōu)槭罂梢蚤L期穩(wěn)定在巖石圈中， Duncan和Dasgupta (2017)的高溫高壓實驗表明石墨有機碳在俯沖板塊流紋質(zhì)熔體中的溶解度很低， 含有機碳的大洋板塊不論是沿著現(xiàn)代俯沖地?zé)崽荻冗€是太古宙高溫地?zé)崽荻雀_， 其中的有機碳只有很少部分會通過島弧火山釋放回地表， 大部分有機碳可以被帶入地球深部， 長時間存儲在深部地幔中， 促使地表氧濃度升高。在此基礎(chǔ)上， Eguchi 等(2020)進一步提出了有機碳和無機碳的差異循環(huán)模型(圖7)， 用來解釋俯沖帶深部碳循環(huán)和大氧化事件及地表碳酸鹽碳同位素變化之間的關(guān)系。該模型顯示板塊構(gòu)造運動的發(fā)生導(dǎo)致島弧火山CO2釋放， 使大氣中CO2含量迅速增加， 可以使地表沉積的碳酸鹽和有機物含量都顯著增加， 進而導(dǎo)致大氣氧含量升高。該模型表明俯沖帶碳酸鹽礦物和石墨有機碳的物理化學(xué)行為有顯著差別， 在早期板塊構(gòu)造階段， 高的俯沖地?zé)崽荻仁沟锰妓猁}礦物在島弧深度幾乎可以全部脫出去， 而石墨有機碳只發(fā)生少量的脫碳作用， 大部分將被帶入地幔深部， 參與深部地幔碳循環(huán)作用， 最后隨著地幔柱的上涌從洋島或洋中脊釋放回地表， 因此有機碳的釋放相對無機碳酸鹽滯后1億年左右， 這可以用來解釋為什么大氧化事件比拉瑪崗地-瓦圖里事件(Lomaundi-Jatuli Event; Baker and Fallick, 1989a, 1989b; 該事件以全球性δ13Ccarb正漂移為特征， 圖6b)早發(fā)生大約1億年(Bekkeretal., 2004, 2008; Bekkeretal., 2006; Luoetal., 2016)， 并且全球性δ13Ccarb正漂移發(fā)生不久就重新回到了零左右。

綜上所述， 地球早期碳循環(huán)作用和大氧化事件具有緊密的聯(lián)系， 大氣中CO2含量的升高、有機物的埋藏、無機碳酸鹽和有機碳俯沖循環(huán)效率的差異等都是形成大氧化事件的關(guān)鍵因素。然而， 地球早期碳循環(huán)作用并不是導(dǎo)致大氧化事件的直接原因， 例如地球在巖漿海時期也存在著大氣-地幔-地核之間的碳循環(huán)過程， 但并沒有形成富氧的大氣。另一方面大氧化事件也不能脫離碳循環(huán)而獨立發(fā)生， 大氣氧的產(chǎn)生需要CO2作為原材料， 需要碳基生命的光合作用。地球碳循環(huán)和大氧化事件之間有交集， 但并非包含和因果關(guān)系。在地球的不同演化時期， 其碳循環(huán)作用存在顯著的差異。在冥古宙時期， 地球碳循環(huán)主要通過地球核-幔分異過程進行(Dasgupta, 2013)； 在太古宙時期， 地球主要通過深源地幔柱和淺部軟流圈的上涌實現(xiàn)地球深部和淺部之間碳的循環(huán)過程(Dasgupta, 2013)； 在太古宙之后， 地球開始有了板塊構(gòu)造運動(Cawoodetal., 2018; Brown and Johnson, 2019; Holderetal., 2019； 孫衛(wèi)東等， 2021)， 此時地球主要通過板塊俯沖進行地表和地球深部之間的碳循環(huán)過程(Berner, 2003; Dasgupta, 2013; Kelemen and Manning, 2015; 張立飛等， 2017； 劉勇勝等， 2019; Plank and Manning, 2019)。從地質(zhì)時間尺度上來看， 大氧化事件發(fā)生的時間(2.4～2.3 Ga， Bekkeretal., 2004; Lyonsetal., 2014; Leeetal., 2016; Gumsleyetal., 2017)正好對應(yīng)板塊俯沖作用開始的時間， Eguchi等(2020) 提出的碳循環(huán)模型比較合理地解釋了大氧化事件和俯沖碳循環(huán)之間的聯(lián)系。板塊俯沖作用的發(fā)生， 地球構(gòu)造體制的轉(zhuǎn)變可能是大氧化事件發(fā)生的前提條件， 但具體哪些因素控制著大氧化事件的形成還需要進一步的研究工作。

4 結(jié)論

(1) 地球是從太陽星云中通過星子吸積增生演化形成的， 地球上的碳有一部分來自于地球的初始組成物質(zhì)， 還有一部分是通過大碰撞事件以及后期增生過程獲得的。

(2) 在地球形成之初的巖漿海時期， 地核和地幔之間的分異作用會使地核富集碳而地幔極度虧損碳； 巖漿海和地球早期大氣之間的相互作用可以把大氣中的碳循環(huán)帶入地幔中。

(3) 在早期板塊構(gòu)造階段， 高的地?zé)崽荻仁垢_的蝕變洋殼和洋底沉積物在很淺部通過脫碳反應(yīng)或者熔融作用發(fā)生完全的脫碳作用， 只有少量的碳可以通過碳酸鹽化橄欖巖帶入地球深部， 由此造成的溫室效應(yīng)可以抵消早期太陽光度不足對地表氣候的影響。

(4) 地球早期碳循環(huán)作用和大氧化事件具有緊密的聯(lián)系， 大氣中CO2含量的升高、有機物的埋藏、無機碳酸鹽和有機碳俯沖循環(huán)效率的差異是形成大氧化事件的關(guān)鍵因素。

致謝審稿人和編輯對本文做了嚴謹細致的審閱，并提出了很好的修改意見，對論文質(zhì)量的提高很有幫助，在此表示誠摯的感謝！

謹以此文祝賀沈其韓院士百歲壽誕。