李晓伟

贵州大学资源与环境工程学院、贵州省古生物与古环境重点实验室 

1、巨型鲕粒：小颗粒里的“大海洋信息”

鲕粒是一种在沉积岩中常见的小型球状颗粒，广泛分布于不同地质时期的浅海或湖泊高能环境，例如碳酸盐岩台地边缘和湖岸浅水区。它们主要由碳酸钙组成（文石或方解石），有时也夹带有磷酸盐或铁氧化物等矿物。在显微镜下，单个鲕粒大多呈球形或椭球形，从中心向外常有同心环带或放射状结构，就像“地质版微观洋葱”。在现代海洋环境（如巴哈马滩），单个鲕粒的直径均小于2 mm。然而，近年来地球科学家通过系统整理发现，不同时期的地层中也保存着粒径超过2 mm的“巨型鲕粒”（简称“巨鲕”）（图1A-C）。这些大颗粒不仅令人惊讶，更为我们探索古代海水碳酸盐化学条件提供了一个重要窗口——通过它们，远古海洋的碳酸钙饱和状态、碳酸钙沉积条件等秘密，逐渐被揭开。

图1. 显生宙时期鲕粒的时间分布与粒径变化（A）；三叠纪巨鲕野外（B）和薄片特征（C）；豆粒野外（D）和薄片特征（E）

A-C据Li et al., 2019; Li et al., 2021; Koeshidayatullah et al., 2022；D-E据Wikipedia and Carbonateworld

2、巨鲕与豆粒看起来相似，成因却大不同

巨鲕（图1B-C）在外观上常常和“豆粒”（pisoid）非常相似（图1D-E），很容易被混淆，但它们的“成长环境”和形成机制，其实完全不同。豆粒通常形成于地表或近地表的淡水环境，尤其是在岩石长期暴露、雨水或地下水反复渗流的条件下。例如，在古老的风化壳中，人们常见到一种叫“渗流豆”的结构，就是这种环境的典型产物。这类沉积物往往还会伴随一些“暴露过”的证据，如新月形胶结物或悬挂型胶结物（图1E），显示出它们曾经历过暴露在空气中的“地质往事”。而在新元古代或早三叠世的海相碳酸盐岩中，那些巨鲕却完全不同：它们既没有淡水成岩的结构特征，也缺乏相应的地球化学信号，还常常伴生有海洋化石（如有孔虫、双壳等）。这说明，它们并不是后期在陆地环境中“长大”的豆粒，而是在海水中直接形成的。

3、要形成巨鲕，海水中碳酸钙得有多“饱和”？

二叠纪末生物大灭绝几乎导致海洋生态系统全面崩溃。早三叠世海洋沉积记录出现了显著变化：在全球多个地区的下三叠统地层中，重新出现了类似新元古代的碳酸盐岩沉积记录，比如巨鲕、微生物岩和碳酸盐胶结扇等（图2）。这些“熟悉又陌生”的沉积类型，有一个共同点——它们往往被认为形成于一种特殊的海洋化学环境：碳酸钙过饱和（super-saturated）。

图2. 早三叠世典型碳酸盐沉积类型

（A）微生物岩（叠层石）；（B）扁平砾岩；（C）碳酸盐丘；（D）碳酸盐胶结扇（据Pruss et al., 2006）

那什么叫“过饱和”？可以用一个简单的指标来描述，叫做碳酸钙饱和度，用符号Ω表示

Ω = [CO₃^2-] · [Ca²⁺] / K_sp,        (1)

这里，[CO₃^2-]和[Ca²⁺]分别是海水中碳酸根和钙离子的浓度，K_sp是碳酸钙溶解度积。直观来说，Ω越高，海水中就越“有条件”沉淀出碳酸钙。

在现代海洋中，鲕粒通常形成于Ω ≈ 5左右的浅海环境，比如今天的巴哈马浅滩。那么问题就变得很直接了：若要在早三叠世不同区域形成那些粒径超过2 mm的“巨鲕”（图3），海水的Ω需要达到多高的程度？目前，我们还缺乏能够直接测量“古代海水Ω绝对值”的地球化学指标。但从巨鲕以及一系列“过饱和指示性沉积物”的广泛出现来看，地球科学家普遍认为，早三叠世海水的Ω很可能显著高于现代鲕粒发育区。换句话说，那是一个不太一样的海洋——一个碳酸钙“多到有点过头”的远古世界。

图3. 早三叠世鲕粒和巨鲕的古地理分布(据Li et al., 2015; Li et al., 2021)

4、巨鲕为什么能长大？——一场“长大与磨损”的平衡

三叠纪的巨鲕为什么能长得那么大？仅仅说“海水中的碳酸钙更饱和”还不够，我们还需要更具体的机制。Trower等 (2017) 通过水槽实验（图4）结合数值模拟，提出了一个非常直观的模型（图5; 公式2-4）。这个模型涉及体积变化的两方面：一方面是“长大”：海水中碳酸钙饱和度（Ω）越高，就越容易在鲕粒表面沉淀矿物，让它一层层生长变大；另一方面是“磨损”：鲕粒在水流作用下不断翻滚、碰撞、被搬运，就像被反复“打磨”，会逐渐变小。所以，鲕粒最终能长多大，取决于一个平衡关系：“长得有多快“减去“被磨掉有多快”—— dV_p/dt = (沉淀速率) – f · (磨蚀速率)，这里的f 可以理解为被“被水流搬动的频率”，其数值越大，说明颗粒越频繁被翻动、磨损也越强。

Trower等（2017）模型的主要数学表达式如下，完整模型公式与参数含义详见原文：

鲕粒体积变化速率 = 碳酸钙沉淀速率 – 搬运磨蚀速率：

(dV_p/dt)_{鲕粒体积净变化} = (dV_p/dt)_{碳酸钙沉淀} – f · (dVp/dt)_{碳酸钙磨蚀}，    （2）

沉淀速率与Ω的高低呈正相关：

(dV_p/dt)_{碳酸钙沉淀} = k(Ω-1)ⁿ · A_表面积 · ρ鲕粒密度^-1 · M(CaCO₃)，  （3）

磨蚀速率与搬运频率、粒径、沉降速度等因素有关

(dV_p/dt)_{碳酸钙磨蚀} = （πA₁ρ_鲕粒密度YW_i³ D³）/ (6k_vσ_t² H_沉降)，      （4）

图4. 鲕粒水槽实验示意图(Trower et al., 2017)

图5. 鲕粒大小受控于碳酸钙沉淀和搬运磨蚀过程的计算示意图

这个模型给出了一个非常关键的结论：只有在海水足够饱和（Ω高）且搬运不太频繁（f 较低）的情况下，巨鲕才有机会形成。这也为解释早三叠世特定地区巨鲕的集中出现提供了初步理论支撑。需要补充的是，现代鲕粒的搬运频率f 通常在0.1–0.25之间（Trower et al., 2018），这为我们理解古代巨鲕形成时的水动力条件提供了一个重要参照。 

5、能不能反推？用鲕粒大小还原古海水Ω？

前面我们已经知道，鲕粒的大小与海水的Ω密切相关。那么，能不能反过来——通过鲕粒的粒径，去重建古海水的饱和状态？

Trower等（2017）的水槽实验为这一思路提供了基础，他们研究的鲕粒来自现代巴哈马浅滩和大盐湖，单个鲕粒粒径小于2 mm，实验温度维持在常温水平。并据此建立了“鲕粒粒径–海水Ω”的数值关系。但问题在于：早三叠世的条件显然不同——不仅海水温度更高（约32–38 ℃；Sun et al., 2012），而且鲕粒粒径也显著增大（单个巨鲕最粒径最大可达10 mm）。因此，直接套用现代模型显然是不够的。为此，Li等（2021）对模型进行了扩展与修正。他们基于华南南盘江盆地的三叠纪孤立型碳酸盐台地（如大贵州滩、崇左-平果台地）以及扬子台地边缘的巨鲕样本（图6），测量了实际粒径分布，在模型中引入了一系列更贴近早三叠世环境的关键参数，包括：更高的海水温度（32-38℃; Sun et al., 2012）、鲕粒的矿物组成（文石 vs. 方解石）、温度变化对碳酸钙沉淀速率的影响，以及水动力条件（海床剪切速率、水体黏度等）和巨鲕在砾石沙丘中的搬运频率（f值）。考虑到早三叠世鲕粒的原始矿物成分仍存在争议，该研究进一步设定了两个端元情景：完全为文石或完全为方解石，以覆盖可能的变化范围。模拟结果表明：若要形成粒径 ≥ 4 mm的巨型鲕粒，早三叠世热带浅海的Ω必须显著高于现代热带浅海（Ω ≈ 5）——若为文石组成，Ω ≥ 6.5；若为方解石组成，Ω ≥ 9，甚至更高（图7A和E）。此外，沉积构造对模型参数也提供了重要约束。由于粒径超过2 mm的颗粒较难被普通水流频繁搬运，巨鲕难以形成波痕，更可能发育为水下砾石沙丘或逆行沙丘。因此，即使其搬运频率（f 值）相对较低，其最小值也不太可能低于现代鲕粒（砂级沙丘）一个数量级（现代 f ≈ 0.1–0.25，巨鲕最低约为 ~0.01）。这是因为在正常天气条件下，砾石沙丘与砂级沙丘在迁移速度及尺度（波长和高度）上的差异通常不会超过一个数量级。这一约束意味着：通过降低搬运频率（f 值）来解释巨鲕生长的可能性是有限的。因此，一个更合理的解释是：巨鲕的形成，依赖于显著升高的海水Ω。

图6. 三叠纪扬子台地、南盘江盆地中孤立型碳酸盐岩台地（大贵州滩南缘及崇左-平果台地北缘）发育有巨鲕（Li et al., 2021）

图7. 数值模拟重建的早三叠世海水碳酸盐化学参数（A–D为文石情景，E–H为方解石情景）。虚线表示现代热带浅海的典型值（Li et al., 2021）  

6、从Ω出发，还原一个极端的远古海洋

如果我们已经通过鲕粒粒径估算出了早三叠世海水的Ω，那么接下来就可以更进一步：这个高Ω的海洋，到底在化学上意味着什么？

海水中的碳酸盐体系，通常可以用六个关键参数来描述：二氧化碳分压（pCO₂），碳酸氢根离子浓度（HCO₃^-）、碳酸根离子浓度（CO₃2-）、溶解无机碳（DIC）、碱度（ALK）以及酸度（pH）。这些参数彼此耦合，只要确定其中两个，其余变量就可以通过碳酸盐平衡关系计算出来（可参见R语言包seacarb）。在前面的分析中，我们已经通过鲕粒粒径约束了海水的Ω。同时，早三叠世海水中的钙离子浓度（约15 mmol/kg H₂O）可以通过蒸发岩中的流体包裹体获得（Kovalevych et al., 2009）。因此，根据Ω的定义关系（公式1），就可以反推出当时海水中碳酸根离子的浓度。

如果再结合已有研究对早三叠世大气pCO2的估计（约3000 – 5000 ppmv），就可进一步约束巨鲕形成环境中整个海水碳酸盐体系的状态。计算结果指向一个非常不寻常的结论：海水中DIC和ALK，至少需要达到现代热带表层海水的2倍以上；海水pH则相对较低，约在~7.6（而现代热带浅海pH约为~8.1；图7）。换句话说，早三叠世的海洋很可能处于一种“高碳、高碱、但偏酸”的状态。这也提供了一个有意思但重要的认识：海水虽然极度“有料”（碳酸钙过饱和），但未必对生物“友好”。这种特殊的化学背景，可能正是早三叠世动物和藻类复苏缓慢的重要原因之一——一个在沉积上“异常活跃”、但在生态上却并不理想的海洋系统。

虽然微生物活动（比如光合作用或硫酸盐还原作用）可以在局部加速碳酸钙沉淀，但鲕粒的最终大小在很大程度上仍受整个海水Ω背景值的控制。换句话说，海水本身有多“饱和”，基本决定了鲕粒能长多大。现代海洋对此也提供了直接约束：即便在海水Ω已满足碳酸钙沉淀、且微生物活动活跃的浅海区域，仍未观察到稳定发育的巨鲕。Trower等（2017）提出的鲕粒生长模型，将粒径与古海水Ω直接联系起来，为量化远古海水化学提供了一个清晰且可操作的工具。未来，如果能够将微生物作用纳入这一模型框架，我们不仅可以更准确地评估其在局部沉淀过程中的“增益效应”，还可以进一步检验一个关键问题：微生物作用，究竟能在多大程度上突破海水Ω所设定的生长上限？

本文作者为为贵州大学资源与环境工程学院李晓伟教授，本文系作者认知，相关问题可通过邮箱与梁文栋相关问题可与作者(lixiaowei7106@163.com)联系交流。更多详情，请进一步阅读原文和下列参考文献。

主要参考文献

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