地球不同圈层间的物质-能量交换解析

4 地球不同圈层间的物质-能量交换

地球各圈层之间的物质与能量状态的差异，是圈层相互作用和物质能量交换的动力。

4．1 不同圈层的能量交换

（1）地球的热传导

热量总是从高温区向低温区传递的，在第三章我们讨论了地球部温度的分布状况。地球部的热可以通过热传导、热辐射、激子（辐射激发的原子）、物质运动（如地下热泉、火山活动、岩浆活动、以及地幔对流等）几种方式传导到地球表面。物质运动传导输送的热能就会和前三种热传导方式总和的量级相当。

（2）热流观测

地球的热流值是通过大陆和海洋直接观测和计算的。将大约 10 m长的岩芯管插入沉积物中，测定从海底释放出来的热，岩芯管一侧的温度计则记录下不同深度的温度，将岩芯取上来之后，可以测定沉积物的热传导率，将热传导率乘以温度梯度即得热流值。大陆是将温度计放置在钻孔中测得的。目前已成千上万次地在不同的大陆和洋底测定了热流值和地温梯度。并由此掌握了大陆和大洋，以及不同地区热流的差异。一般估计，每年从地球部传递到地表的热能大约8.37×1020J，平均每平方厘米的地表达6.28×10-6J，大概是每年通过地震释放能量的100倍。

大陆热流：

大陆壳最上部是花岗岩，花岗岩由于富含放射性元素，因而是最热的岩石。大陆热流一部分来自地壳岩石中的放射性元素衰变产生的热能，另一部分来自深部地幔，两者所占的比例，不同的构造区有所差别。如加拿盾深部产生的热流q值约2.93×10-6J／cm2／s，而这个地区地表热流值q 为3.77×10-6J／cm2／s。说明有1／4的热流来自地壳，而3／4来自深部地幔。而在盆地和年轻的活动山区，地表平均热流值q约为8.37×10-6J ／cm2／s，其中5.86×10-6J／cm2／s由深部地幔提供。这个年轻活动区年龄为0～65×106年，总热流值是古老地盾区的两倍。约70％热流来自地幔深部。地质学家推测上升的热对流柱位于盆地和年轻山脉之下，这里有热异常、地壳比较薄、火山作用及地震频繁等释放能量的构造运动。

对于大陆而言，各种不同年龄的构造区，热流值有所差别，通常古老的稳定区热流值较低，年轻的活动区热流值较高。但总体上看，大陆平均热流值为5.86×10-6J／cm2／s。

海底热流：

同大陆相比，海底要年轻得多。海低热流值的观测发现，和大陆一样，热流值与地质特征关系密切。在近5×106年形成的大洋中脊热流值大于1.26×10-5J／cm2／s，在50百万～100百万年年龄的海底洋盆热流值约5.86×10-6J／cm2／s，年龄大于125百万年的海底热流值小于5.07×10-6J ／cm2／s。海底热流值随年龄增加而减少，说明了海底岩石圈的冷却过程。即从大洋中脊产生较热的岩石圈，向两侧逐渐推向远离中脊的海沟，温度逐渐冷却，冷却了的岩石圈在海沟处向下俯冲回到地幔中，地球物理学家认为这种对流形式约占地球总热流值的60％，是地球冷却的主要方式。

4．2不同圈层的物质交换

地球不同圈层之间的物质交换有多种方式，最主要的是地球的物质循环过程和元素的迁移过程。

（1）地壳-地幔物质循环

地球最大规模的物质循环是与板块运动分不开的，沿地幔热柱上升的玄武岩熔浆从大洋中脊涌出并冷却形成的洋壳，并在海沟处因俯冲作用被插入大陆岩石圈之下的软流圈，在地幔软流圈被加热并熔融，与地幔物质混合后重新加入地幔的对流循环。这部分容将在第五章1．4节中详细介绍。

岩浆-射气作用引起的地幔-地壳-水-大气的物质交换，幔源岩浆上升到地壳浅部或溢出地表并伴随气水的喷射，使地幔物质向地壳、水圈和大气圈迁移。另一方面，岩石在地壳部也可以因地壳运动或放射性聚热而熔融，转变为岩浆，导致地壳部的物质分异。

岩浆冷却凝固形成的岩石上升到地表后，受风化作用而溶解、破碎呈溶液、碎屑，被水流、风搬运到湖泊、海洋沉积下来，随着地壳的下沉，在地壳深部压实形成岩石，或者随着洋壳俯冲到地幔软流圈加热熔融，重新加入地幔的对流循环（图4-9）。

上述各种地质作用都引起壳-幔之间物质与元素的大规模的迁移和重新分配。

（2）海底热泉

海底存在许多因大洋中脊扩而形成的裂隙，冰冷的海水沿裂隙下渗到几公里深处。当下渗海水遇到热的玄武岩时就会受热膨胀上升，形成富含从玄武岩中溶解的矿物质和气体的热泉从海底涌出。这已为各大洋中脊观察到的热泉口所证实，热泉有两种形式：一种是在裂谷地带以摄氏十几度的泉水从裂隙流出；另一种以350℃±的高温从海底热泉口喷出，在喷口周围沉积了大量硫化物矿物质，是一种重要的海底热液成矿作用。在方圆数千米的热泉口周围温水中生活着有蠕虫类、蛤、蟹等组成生物群落，它们以细菌类为食，而这些细菌类却以热泉水中的硫化物、二氧化硫及氧中吸收能量（见第五章图5-21）。

4．3 地壳-地幔的元素迁移和富集

地球上部圈层除元素通过流体（岩浆）迁移外，最常见和研究得最多的地球化学作用是含水流体与矿物岩石间的化学反应，被称为水-岩相互作用。从反应性质来看，水-岩相互作用包括溶解、沉淀、吸附和离子交换，以及氧化、还原等化学过程。

（1）流体作用和地球化学循环

地球表层的含水流体可以来自大气降水、大洋水、岩浆水、变质水、同生水和初生水等。水是一种偶极性分子，具有沸点低、易挥发，溶解能力强，流动性大等特点。

矿物的溶解作用：水的偶极性使其具有很高的介电常数而成为各种矿物的溶剂。水是弱电解质，其电离方程为：H2O=H++OH-。当H+、OH-与矿物

反应，两者浓度发生变化使水溶液具有酸（或碱）性。弱碱性弱电解质矿物可以溶解于酸性水溶液中，弱酸性弱电解质矿物可以溶解于碱性水溶液中。具有离子键的矿物属于电解质，有较高的溶解度，具有共价键和金属键的矿物溶解度较低。自然界中水呈弱酸或弱碱性，主要受两类溶解质的控制：当水溶液中溶解的是酸性物质，如CO2、H2O、SO2、HCl、HF等，它们会增加水中H+的浓度，使溶液呈酸性；如水溶液中溶解的是碱性元素，如K+、Na+、Ca2+、Mg2+等，它们会增加水中OH-的浓度，导致溶液呈碱性。自然体系是一种开放体系，水中同时溶解两种不同的电解质、不同成因水的混合、或水溶液的稀释等使天然水的酸碱度趋于中性，因此自然界水溶液的pH值基本上在4～9的围变化。地球表层的元素在上述含水流体的作用下发生不同程度的活化，并随流体迁移。

（2）元素的活化和迁移

对于地球元素的迁移而言，流体的运动是十分关键的。地表和深部均存在着水的循环。地表水或大洋水沿构造断裂或与矿物结合经深埋或构造运动带入深部，在高温条件下被释放，然后上升返回地表。此外，流体也可以因岩浆热引起的热对流和构造压力差而运动，并且总是从高温区向低温区、从高压区向低压区流动。

近30年来双扩散对流理论受到广泛重视。双扩散对流是指扩散和对流两者的耦合过程。地球部流体是多组分流体，它通过热扩散和物质扩散引起流体的运动。当它们的运动方向相反时就会产生双扩散对流。双扩散对流对成矿元素的运移有重要意义。

（3）元素的沉淀和富集

大量的实际观测表明成矿溶液大部分是一种盐水溶液，被称为热水或热卤水，总盐度达0.0n～＞40wt％。主要成分为K+、Na+、Ca2+、

度

为n～nx100×10-6。如果水流经膏盐地层后变成高盐度的卤水，可以使溶液中金属离子的浓度升高。成矿元素在热液中绝大多数呈可溶性络合物被搬运。当温度、压力降低，pH、Eh值改变，或与岩石发生交代作用时，可以使成矿元素发生沉淀（成矿）。

4．4 地壳表层元素的迁移和富集

地幔-地壳元素迁移与矿产形成关系密切，而地壳表层元素迁移与人类生存发展关系密切，尤其有害元素迁移富集对环境污染关系密切。地表环境的特征是常温、常压，与大气圈直接接触和大量水介质的存在，并且有生物和有机质的参与。因此，那些在高温高压条件下稳定的元素在地表环境中特别活跃。