深部碳循環(huán)的c,ca和mg同位素示蹤研究進(jìn)展

深部碳循環(huán)的c,ca和mg同位素示蹤研究進(jìn)展

碳環(huán)是地球系統(tǒng)科學(xué)的重要組成部分。天然氣中的co3o4的相互作用是影響氣候變化的重要因素。隨著世界各國的碳循環(huán)和碳排放的增加，碳環(huán)的研究越來越受到重視。然而，地球碳環(huán)可分為兩部分：表層碳環(huán)（大氣圈水環(huán)生物環(huán)之間的碳環(huán)）和地表碳環(huán)（地球表層-地球地幔系統(tǒng)之間的碳環(huán)）。王品首先指出，“水環(huán)和碳環(huán)是地球表層系統(tǒng)中的“紅線”，它們實際上深入于地球。”近年來，盡管對地表碳環(huán)進(jìn)行了深入研究，但對深層碳環(huán)的研究仍處于起步。深層碳環(huán)是指地質(zhì)歷史時期從洋地殼中俯瞰大量深層碳，并通過火山作用返回地面和大氣的過程?？茖W(xué)問題包括碳的深度、深度碳環(huán)的總量、碳深部碳的存在形式、碳地幔的融合以及從火山作用到大氣釋放的碳的釋放（碳地幔是由火山作用釋放的）。其中一個非常重要的科學(xué)問題是，地幔中的有機(jī)碳和有機(jī)碳的含量，以及地幔中的原始碳（地幔自發(fā)地向大氣排放碳）。有機(jī)碳和有機(jī)碳可以簡單地分為領(lǐng)域中的有機(jī)碳和有機(jī)碳。然而，與普通地幔相比，火山作用釋放的大多數(shù)地殼源碳和幔源碳是有機(jī)碳。因此，很難區(qū)分使用碳和印度碳作為一種新興的非穩(wěn)定粘土，并且越來越多地關(guān)注地殼元素的物質(zhì)循環(huán)。在深度碳環(huán)過程中，海洋中的碳沉積物和海洋玄武巖中含有大量的鈣和鎂，地球表層中的鈣和鎂指數(shù)和鎂指數(shù)的組成明顯不同于典型地幔。通過其來解釋跟蹤源漿中碳的起源，并解決低速碳來源問題。在這項工作中，我們主要從以下幾個方面來總結(jié)本研究領(lǐng)域：碳儲存總量、循環(huán)性質(zhì)和存在形式；地球如何進(jìn)入深層？碳地幔的融合；火山作用向天空釋放的碳環(huán)；前人在粘土上顯示了深度碳環(huán)的研究。此外，研究了ca和mg相位在顯示深度碳環(huán)中的潛在應(yīng)用。1基于流固相模型的地潭碳儲庫模型地幔的碳含量對理解深部碳循環(huán)是非常重要的,因為這直接關(guān)系到地幔碳的存儲總量.現(xiàn)在研究者對此問題已經(jīng)進(jìn)行很多研究(文獻(xiàn)[6~11]).但是,不同學(xué)者給出的地幔碳濃度值差異比較大,從20到1300ppm(1ppm=1μg/g).這主要是由于不同研究者取樣不同,加之不同體系下去氣模型不同,模擬的結(jié)果只能代表局部的儲庫.現(xiàn)在應(yīng)用最廣泛的估算方法有兩個:兩階段瑞利分餾模型及巖漿作用模型.1.1第三階段:封閉階段第一階段是伴隨巖漿上升,減壓條件下,CO2溶解度的降低,進(jìn)而從巖漿當(dāng)中釋放出來,這一階段應(yīng)用CO2與巖漿之間的瑞利分餾模型,使用封閉體系.第二階段是巖漿上升過程中,CO2不斷地釋放,每一次去氣與前一次去氣之間應(yīng)用瑞利分餾,此階段使用開放體系.對于封閉體系,以Cartigny等為例,去氣模型如下:其中,為巖漿中的碳濃度,源區(qū)碳的初始濃度,Si為碳溶解度,V*為孔隙度,TC和T0分別為封閉溫度和熱力學(xué)標(biāo)準(zhǔn)溫度,ρ是巖漿密度.對于開放體系,將其分解為若干封閉體系,在原封閉體系的基礎(chǔ)上將揮發(fā)份的初始濃度替換為上一階段的殘余揮發(fā)份濃度,逐次逼近源區(qū)揮發(fā)份濃度.1.2地球化學(xué)和碳元素Bureau等通過測定PitondelaFournaise火山橄欖石斑晶中熔融包裹體和流體包裹體的碳含量,得到包裹體中碳的含量最高可以達(dá)到520ppm,由于C在橄欖巖-玄武巖巖漿體系中是不相容元素,它的分配系數(shù)很低(DCO2<<1),進(jìn)而根據(jù)經(jīng)典批式平衡部分熔融,計算得到源區(qū)碳含量63~277ppm.另外,許多研究者采用CO2與不相容元素或其他揮發(fā)分比值估計地幔中CO2的含量.不相容元素之間的比值在巖漿作用的過程中穩(wěn)定.例如,Saal等通過測定未去氣洋中脊玄武巖(MORB)中的CO2/Nb,發(fā)現(xiàn)CO2與Nb之間存在線性關(guān)系,CO2/Nb=239±46,這說明在未發(fā)生去氣的條件下,玄武巖漿中的CO2可視為不相容元素,它與Nb的比值保持恒定.地幔源區(qū)的Nb含量(0.3±0.05)ppm,據(jù)此得到源區(qū)的CO2含量(72±19)ppm.在使用該方法時應(yīng)特別注意,它并不適用于每個地幔源區(qū)(例如富集含Nb礦物的源區(qū)),使用前應(yīng)首先對該源區(qū)所產(chǎn)生的一系列巖石的CO2/Nb進(jìn)行研究,觀察是否存在相關(guān)性.Hirschmann和Dasgupta采用H/C方法研究虧損地幔和富集地幔碳含量,由于H2O和CO2在巖漿作用過程中都是揮發(fā)性組分,行為上具有一定的相似性,通過建立簡單批次熔融模型來重建源區(qū)H/C,得到洋中脊玄武巖源區(qū)和洋島玄武巖源區(qū)的H/C分別為0.75±0.25和0.5±0.3,再根據(jù)已經(jīng)得到的地幔H含量資料,最后估算洋中脊玄武巖源區(qū)和洋島玄武巖源區(qū)碳含量分別為16±9,33~500ppm.地幔中總碳儲量估計在(0.8~12.5)×1023g(見圖1),其中全球碳儲量為4.4×1024g(其中地球質(zhì)量約為6.0×1027g,地球平均碳含量為730ppm),地幔占地球總碳量的1.8wt%~28.4wt%,但是由于現(xiàn)在沒有對洋中脊玄武巖地幔源區(qū)和洋島玄武巖地幔源區(qū)所占比例詳細(xì)研究,最大估計值和最小估計值之間相差一個數(shù)量級.這需要進(jìn)一步收集全球范圍內(nèi)不同構(gòu)造環(huán)境的幔源巖漿巖中碳含量資料,建立全球尺度下地幔不同儲庫碳含量的三維模型,這項工作至今還沒有人做過,值得深入研究.巖漿作用模型優(yōu)點是研究的比較完善,使用起來比較方便,缺點是封閉體系的效果較好,對于開放體系誤差較大.瑞利分餾模型優(yōu)點是可以用于開放體系,缺點是要通過其他方法詳細(xì)研究巖漿的去氣過程.2地幔中的碳是什么形式存在的既然地幔中有這么多的碳,那么這些碳是以什么形式存在的呢?這包括兩個問題:一個是固體地幔中碳的賦存狀態(tài);另一個是巖漿中碳的賦存狀態(tài).2.1碳的三種存在狀態(tài)固體地幔中的碳主要是以包裹體的形式存在于礦物顆粒中,也有少量存在于礦物的裂隙及礦物與礦物之間的縫隙中,這是因為硅酸鹽礦物中碳的溶解度太低,橄欖石(壓力1~11GPa)和輝石(壓力1.5GPa)的碳含量分別小于12ppmw和200ppbw.根據(jù)氧化-還原價態(tài),含碳副礦物中的碳主要以三種形式存在:氧化態(tài)碳、單質(zhì)碳、還原態(tài)碳.Deines在2002年EarthScienceReviews上有詳細(xì)論述,故在此以表格的形式簡單列出(表1).除地幔碳外,地核中還可能有(Fe,Ni)7C3存在.而這些存在狀態(tài)受地球深部的溫度、壓力及氧逸度控制.溫度對碳酸鹽固相之間的多相轉(zhuǎn)變影響不大,主要控制碳酸鹽的溶解和熔融,下文會詳細(xì)討論與之相關(guān)的高溫高壓實驗.對碳的存在狀態(tài)影響最大的兩個因素是壓力和氧逸度.2.1.1壓力對碳存在狀態(tài)的影響地球深部小于120km(壓力小于4GPa)范圍內(nèi),由于氧逸度較大,碳幾乎都被氧化為碳酸鹽,此時對碳的存在狀態(tài)影響最大的因素是壓力,壓力的變化可以導(dǎo)致方解石的相變,還可以導(dǎo)致碳酸鹽的相變.由于地幔中的碳酸鹽多數(shù)都是多種組分構(gòu)成的,所以本文著重討論的是碳酸鹽的相變.不同壓力(深度)對應(yīng)碳的存在狀態(tài)見圖2.總的特征是,隨著壓力增高,碳酸鹽中Ca含量越來越低,Mg含量越來越高.2.1.2氧逸度對碳存在狀態(tài)的影響再往深部去對碳存在狀態(tài)影響最大的因素是氧逸度.氧逸度控制碳的價態(tài),在氧逸度較高的條件下形成氧化態(tài)的碳,例如碳酸鹽或CO2;相反當(dāng)氧逸度較低時,會形成單質(zhì)碳(金剛石)或還原碳(例如CH4和SiC).Woodland和Koch研究表明,隨著壓力的增加,氧逸度逐漸減小.當(dāng)深度超過大約120km(壓力大約大于4GPa)時,由于氧逸度較小,在克拉通下地幔及軟流圈地幔中碳酸鹽變得不穩(wěn)定,會被還原為單質(zhì)碳(例如金剛石).Rohrbach和Schmidt研究壓力10~23GPa、溫度1400~1900℃時,氧逸度對碳存在狀態(tài)影響.他們采用碳酸鹽化橄欖巖做初始物料,金屬-金屬氧化物(Fe-FeO,Ni-NiO,(Ni,Au)-NiO和Re-ReO2)做緩沖,多面壓砧為實驗裝置.得到的結(jié)果是,在氧逸度較高的情況下,即fO2在IW+4到IW+5的范圍內(nèi),碳幾乎全部是以碳酸鹽的形式存在,其中碳酸鹽幾乎全部是菱鎂礦;在氧逸度較低的情況下,即fO2<(IW+1.2)時,碳酸鹽變得不穩(wěn)定,會被還原為單質(zhì)碳,實驗觀察到的是微米級的金剛石,反應(yīng)式如下:當(dāng)碳酸鹽被還原為單質(zhì)碳時,很難形成富碳巖漿,因為金剛石的熔點大于3500℃,此時碳被固結(jié)了(redoxfreezing),只有當(dāng)其他地質(zhì)作用使得氧逸度升高時,碳被激活,然后才能繼續(xù)參與到循環(huán)中來.2.2鹽礦物的組成巖漿噴發(fā)是將地幔深部碳輸送到地表的主要途徑.巖漿中碳的賦存狀態(tài)主要取決與巖漿中堿金屬元素(Ca,K,Na和Mg等)的含量.在碧玄巖、白榴巖和霞巖巖漿中,碳全部以碳酸鹽礦物的形式存在;在安山巖巖漿中既有碳酸鹽礦物,也有CO2分子;而流紋巖巖漿中全部為CO2分子.Dixon定義了一個參數(shù)Π來表示巖漿(拉斑玄武巖、碧玄巖和白榴巖)中Si4+,Al3+,Ca2+,K+,Na+,Mg2+和Fe2+份數(shù)對于CO2溶解度的影響,并發(fā)現(xiàn)有如下關(guān)系:在1200℃,0.1GPa下玄武質(zhì)巖漿中CO2溶解度與參數(shù)Π之間存在線性關(guān)系如下:這個線性關(guān)系可以用來估算在1200℃、0.1GPa條件下,不同堿度的玄武質(zhì)巖漿中CO2的溶解度,但是沒有足夠的數(shù)據(jù)檢驗它在其他溫壓條件下的適用性.3壓力-溫度-溫度實驗海洋沉積物中含有大量的碳酸鹽,伴隨著板塊俯沖,每年有大約1.4×1015g的沉積物被帶到地球深部,這其中也包括大量的碳.一個需要了解的重要問題是地表碳通過俯洋殼沖帶進(jìn)地球深部的過程中的行為如何,也就是在洋殼俯沖過程中,洋殼表層沉積的碳酸鹽礦物會一直穩(wěn)定存在嗎?它們能否部分在俯沖過程中去氣釋放CO2?能否在俯沖過程中熔融形成碳酸巖巖漿?解決這些問題的主要途徑就是通過碳酸鹽化榴輝巖的高溫高壓實驗,模擬碳酸鹽伴隨洋殼俯沖過程中發(fā)生的相變.很多研究者都做過這方面的實驗(見文獻(xiàn)[19~21,26,33]),雖然實驗結(jié)果不是完全一致,但是結(jié)論是大體相同的,即洋殼表層的沉積碳酸鹽在洋殼俯沖過程中很難直接熔融形成碳酸巖巖漿,大部分會伴隨洋殼俯沖一直進(jìn)入地球深部.以Dasgupta等的實驗為例,采用榴輝巖捕虜體做初始物料,巖石粉末在CO/CO2氣體混合爐中1000℃條件下干燥過夜,然后添加人工合成的混合物(試劑等級的Na2CO3,K2CO3,CaCO3)和天然碳酸鹽,實驗在活塞筒(pistoncylinder)(PC,2.0~3.3GPa)及多面壓砧(multi-anvil)(MA,3.3~8.5GPa)中進(jìn)行的.因為實驗的目的是要得到碳酸鹽熔融的固相線,所以判斷樣品達(dá)到熔融固相線的標(biāo)志是很重要的,在礦物顆粒的三連點或邊界觀察到碳酸鹽熔體出現(xiàn),即認(rèn)為達(dá)到固相線.得到的實驗結(jié)果是:在壓力小于3GPa,溫度在1000℃左右,碳酸鹽會分解生成揮發(fā)性的CO2,這意味著深部含碳酸鹽地幔巖漿上涌至大約100km的深度,會分解釋放出CO2氣體.隨著壓力繼續(xù)增高達(dá)2.0~4.0GPa,方解石會相變?yōu)榘自剖?當(dāng)壓力達(dá)到4.5~5.0GPa時,白云石分解,生成菱鎂礦(見圖3,4).碳酸鹽固相線在壓力為3~5GPa時溫度最低(T=1020~1050℃),以后隨著壓力增高固相線溫度持續(xù)增高(圖3).將碳酸鹽化榴輝巖的固相線與俯沖洋殼的壓力-溫度曲線(簡稱俯沖線)對比(見圖4)可以看到,即使在熱俯沖的條件下(即最熱俯沖線),俯沖線也無法與碳酸鹽化榴輝巖的固相線相交,即俯沖洋殼攜帶的碳酸鹽無法直接熔融形成碳酸巖巖漿.加之地幔深部氧逸度較低,碳酸鹽會被還原為單質(zhì)碳,形成碳酸巖巖漿更加困難.盡管洋殼俯沖不能直接產(chǎn)生碳酸巖巖漿,但是可以通過其他的方式脫碳,例如俯沖洋殼變質(zhì)脫水過程析出的流體可能溶解一部分碳酸鹽,并帶入地幔楔,最終伴隨島弧火山巖釋放出來.這樣,進(jìn)入深部地幔的碳通量與俯沖帶攜帶的初始碳循環(huán)的通量可能是不相同的.為描述這一差異,人們提出一個“脫碳效率”的概念,即洋殼俯沖產(chǎn)生的島弧火山排碳量與通過洋殼進(jìn)入地幔碳通量的比值.Johnston等研究了不同年齡俯沖洋殼與其脫碳效率的關(guān)系(圖5),發(fā)現(xiàn)洋殼年齡小于20Ma的年輕熱俯沖板塊,脫碳效率小于20%,而年齡大于40Ma的冷俯沖板塊脫碳效率可高達(dá)50%,個別如小安的列斯島弧脫碳效率可高達(dá)70%.這與我們理論推測熱俯沖板塊脫碳效率高的推測相反.如Dasgupta和Hirschmann指出在太古代和元古代,由于普遍發(fā)育熱板塊俯沖帶,因而脫碳效率很高.因而大部分碳在俯沖帶淺部就再釋放返回大氣,從而推測古老地幔是貧碳的.對現(xiàn)代俯沖板塊這種和預(yù)期脫碳效率相反的情況Johnston等給出的解釋是由于年輕熱俯沖板塊脫水作用發(fā)生在弧前淺部,使地幔楔前端蛇紋石化但不發(fā)生部分熔融,因而流體溶解的碳不能進(jìn)入島弧巖漿體系;而冷俯沖板塊的脫水作用發(fā)生在深部,流體溶解的碳可進(jìn)入島弧巖漿體系.盡管根據(jù)島弧火山數(shù)據(jù)計算的冷、熱俯沖板塊脫碳效率有差異,但是最多只有約50%的碳俯沖板塊能帶入地幔深部.4鹽堿地潭橄欖巖固相線擬合的實驗結(jié)果和水一樣,少量CO2作為揮發(fā)份的存在也會大幅降低地幔橄欖巖的固相線溫度.關(guān)于這方面的研究,與上文提到的俯沖過程中碳酸鹽行為研究相似,也是采用高溫高壓實驗的方法.略有不同的是,模擬俯沖過程初始物料用的是碳酸鹽化的榴輝巖,而研究含碳地幔的熔融,初始物料用的是碳酸鹽化的地幔橄欖巖或者與其成分相近的人工混合物(CaO-MgO-Al2O3-SiO2-CO2±Na2O±FeO*±其他的氧化物)(見文獻(xiàn)[18,27,28]).許多實驗巖石學(xué)家針對不同壓力條件研究過這個問題:如,P=3.0~10.0GPa;P=10.0~20.0GPa;P=10.5~32.0GPa;P=10.0,14.0,23.0GPa.Dasgupta和Hirschmann把前人實驗結(jié)果匯總到一起,得到一條碳酸鹽化地幔橄欖巖的固相線(圖6),在2.0~35.0GPa之間固相線溫度與之對應(yīng)的壓力存在如下函數(shù)關(guān)系:圖6中的藍(lán)線就是用該式擬合實驗數(shù)據(jù)獲得的碳酸鹽化地幔橄欖巖固相線.需要指出的是P≤20.0GPa的實驗數(shù)據(jù)是大量的,因而對應(yīng)的固相線是被實驗很好約束了的(以實線表示),而>20.0GPa只有3個數(shù)據(jù),因此對應(yīng)的固相線缺少實驗數(shù)據(jù)約束,是推測性的(以虛線表示).Rohrbach和Schmidt測試了10.0,14.0和23.0GPa碳酸鹽化地幔橄欖巖固相線溫度,并且擬合了一段固相線(以紅線表示),在原有的基礎(chǔ)上將實線延長了一段,可以發(fā)現(xiàn)在10.0GPa兩條線之間有一定差距,但是藍(lán)色的實線是Dasgupta和Hirschmann所得到的是函數(shù)關(guān)系,該函數(shù)關(guān)系與實際的數(shù)據(jù)點也有差距,這一問題還需要進(jìn)一步研究.洋中脊下面地幔絕熱線與該固相線的交點顯示碳酸鹽化橄欖巖在300~600km的深度可以發(fā)生部分熔融,其初始熔融深度比純地幔地幔橄欖巖初始熔融深度要深大約300km.也就是說在地幔上涌時,碳酸鹽化橄欖巖在上升至300~600km時即可發(fā)生部分熔融產(chǎn)生含碳酸巖熔體,而純地幔橄欖巖要上升至小于100km時才可能發(fā)生減壓熔融.上述討論的是在氧逸度較高的情況下,當(dāng)?shù)蒯Ｉ畈垦跻荻容^低時,碳不是以氧化物的形式存在而是以單質(zhì)態(tài)(金剛石)或還原態(tài)(碳化物)的形式存在,那么在地幔部分熔融時,會有兩種可能,一種是地幔橄欖巖部分熔融,碳不熔融,而是以包裹體的形式被攜帶到地表,例如金伯利巖中的金剛石包裹體;另一種可能是單質(zhì)碳或還原碳伴隨巖漿上升過程中,隨著氧逸度的增加,被氧化成碳酸鹽,然后碳酸鹽再被熔融.后一種情況的熔點取決于地幔的氧化還原條件,因而圖6的碳酸鹽化橄欖巖固相線就需要修正.單質(zhì)碳或碳化物在地幔中的可能發(fā)生的氧化反應(yīng)如下:其中C以金剛石或石墨形式存在,Mg2SiO4,Fe2SiO4以橄欖石或瓦士利石(橄欖石的超高壓多形體)形式存在,MgSiO3以貧Ca輝石或具鈣鈦礦結(jié)構(gòu)的輝石形式存在,FeSiO3以斜方輝石或具鈣鈦礦結(jié)構(gòu)的斜方輝石形式存在,Fe2O3以赤鐵礦或具鈣鈦礦結(jié)構(gòu)的赤鐵礦形式存在,MgCO3和FeCO3以熔體形式存在,Fe3C和Fe7C3為鐵的碳化物.單質(zhì)態(tài)的碳或還原態(tài)的碳被氧化之后形成的碳酸鹽再熔融,這使原先的固相線就會發(fā)生變化(圖7),因為在深部氧逸度較低時,碳以單質(zhì)碳或碳化物形式存在,難于發(fā)生熔融;只有當(dāng)它們上升到淺部并轉(zhuǎn)變?yōu)樘妓猁}的時候,它們才會熔融.因此,其固相線取決于發(fā)生上述氧化反應(yīng)時的深度(如圖7所示).但是由于缺乏對于地幔深部的氧逸度的詳細(xì)資料,所以圖7的那兩條氧化還原反應(yīng)熔融線是不確定的.含碳地幔在上述氧化或還原條件下熔融的差異可影響地幔CO2去氣效率,大于300km氧化條件下的去氣效率大于還原條件下的去氣效率.5回地表的碳通量每年通過洋殼俯沖把地表碳帶到地球深部,同時通過含碳地幔的熔融將深部碳又帶回地表,那么這兩個過程,哪個碳通量更多呢?也就是說,地球深部是在為地表存儲碳,還是在向地表排放碳?顯然,這是一個非常重要的問題.為此,我們需要對大洋板塊俯沖帶進(jìn)入地幔的碳通量及火山作用向大氣釋放的CO2通量做出估計.5.1海洋沉積物的組成我們根據(jù)俯沖洋殼的組成及含碳情況可以把它分為三個部分:(1)海洋沉積物;(2)玄武質(zhì)洋殼;(3)巖石圈地幔.并采用以下公式進(jìn)行估算:5.1.1全球沉積物進(jìn)入地潭的總碳通量的確定Plank和Langmuir收集了位于部分大洋的深海沉積物的樣品,并且分析了沉積物的類型、密度、CO2含量,研究每個俯沖帶沉積物進(jìn)入地幔的碳通量,然后加和到一起,得到全球大洋沉積物進(jìn)入地幔的碳通量.他們采用的計算方法與上述公式原理一致,因為要針對不同的俯沖帶進(jìn)行討論,所以又引入了俯沖帶寬度,即F=Ca×t×L×ρ×R,其中Ca是元素a的含量,t是沉積物厚度,L是俯沖帶寬度,ρ是沉積物密度,R是俯沖速率(km/a).最終得到海洋沉積物進(jìn)入地幔碳通量1.1×1013g/a.5.1.2玄武質(zhì)洋殼對工國碳量的貢獻(xiàn)由典型7km厚玄武質(zhì)洋殼平均CO2含量約為0.3wt%,洋殼密度(2.86±0.03)g/cm3,俯沖速率3km2/a,得到玄武質(zhì)洋殼進(jìn)入地幔碳通量4.9×1013g/a,與Dasgupta和Hirschmann估計的6.1×1013g/a基本一致,因為Dasgupta和Hirschmann沒有詳細(xì)的計算過程,所以無法查明產(chǎn)生差距的原因.5.1.3巖石圈地表面質(zhì)量的碳通量首先要搞清楚巖石圈地幔的含碳量,上文已經(jīng)討論過此問題,不同學(xué)者給出的地幔碳濃度值差異比較大,由于不同研究者取樣不同,加之不同體系下去氣模型不同,模擬的結(jié)果只能代表局部的儲庫.但是在全球尺度上研究巖石圈地幔對地幔碳通量的貢獻(xiàn),取上地幔含碳量近似平均值14.4~60.0ppm,假定俯沖巖石圈平均厚度80km,密度3.3~3.4g/cm3,同樣洋殼俯沖速率3km2/a,可以得到巖石圈地幔對地幔碳通量的(1.1~4.9)×1013g/a.將以上三個部分加到一起,得到俯沖帶全部進(jìn)入地幔碳通量(7.1~10.9)×1013g/a,在Dasgupta和Hirschmann估計的范圍(6.1~11.4)×1013g/a內(nèi)(圖1),范圍比較大的原因也是缺乏各方面的精確數(shù)據(jù).5.2關(guān)于島弧火山巖和洋島的碳通量問題通過未去氣的火山巖中CO2含量,再減去經(jīng)過去氣作用冷卻的巖石CO2含量,乘以一次噴發(fā)的巖漿量,就得到火山作用的CO2通量.通過火山作用向地表排放碳途徑主要有洋中脊玄武巖,島弧火山巖和洋島及地幔柱.Hayes和Waldbauer采用Saal等的研究成果,即CO2與Nb之間存在線性關(guān)系(CO2/Nb=239±46),根據(jù)MORB的平均Nb含量5.02ppm,乘以239,得到去氣前MORB的CO2含量1200ppm,減去冷卻的MORB的CO2含量200ppm,得到去氣量1000ppm,全球每年新增MORB量21km3,假設(shè)巖石密度2.8g/cm3,最終得到MORB的碳通量1.6×1013g/a.估算島弧火山巖和洋島及地幔柱的碳通量分別為1.9×1013g/a,1.2×1013g/a.Dasgupta和Hirschmann最近的估計結(jié)果示于圖1,他們得到MORB的碳通量(1.2~6.0)×1013g/a,并認(rèn)為洋島玄武巖OIB的碳通量是很難準(zhǔn)確估計的,因為形成洋島玄武巖時,CO2并不是全部排到大氣,而是有一部分在板內(nèi)水下去氣作用時損失掉了,另外也由于洋島玄武巖地幔源區(qū)富集的不均一性,Dasgupta和Hirschmann認(rèn)為OIB的碳通量是MORB的10%~50%,也就是(0.12~3.0)×1013g/a.對于島弧火山巖,則認(rèn)為先前估計的碳通量可能偏低,這是因為有一些非巖漿作用(如變質(zhì)流體)也可能向地表釋放揮發(fā)分沒有考慮進(jìn)去,這其中也有可能含有一定量的CO2,此外島弧巖漿侵入體的去氣也未考慮,原始島弧火山巖漿可能更富CO2.總之,現(xiàn)在對于地表與深部地幔之間的碳循環(huán)通量估計是不精確的,所以地表與深部地幔之間的碳循環(huán)是否達(dá)到平衡也不清楚.盡管有一定的不確定性,但是Dasgupta和Hirschmann認(rèn)為每年凈入地幔的碳量最多可達(dá)3.1×1013g,對比火山作用向大氣釋放的CO2通量及地幔中碳的總儲量,推之地幔中碳的居留時間很長,可達(dá)10億年,有的甚至長達(dá)46億年.由幔源巖漿釋放到地表的碳究竟是否是經(jīng)俯沖板片攜帶進(jìn)入地幔深處的再循環(huán)碳,以及它所占的比例還需要用同位素示蹤加以觀測和證明.再循環(huán)的碳一般以碳酸鹽巖的形式存在,即(Ca,Mg,Fe)CO3,主要包含五個元素.傳統(tǒng)穩(wěn)定同位素C比O更具潛力,因為一方面C同位素可以示蹤再循環(huán)的生源有機(jī)碳,另一方面,巖漿分離結(jié)晶作用可以導(dǎo)致O同位素分餾.非傳統(tǒng)穩(wěn)定同位素Fe示蹤碳循環(huán)的潛力不如Mg和Ca,因為在現(xiàn)有的分析精度下,巖漿作用過程中,Fe同位素發(fā)生分餾,而Mg和Ca同位素不分餾[59~61].目前暫時沒有關(guān)于Fe和O同位素示蹤深部碳循環(huán)的研究,所以本文著重探討C,Mg和Ca同位素示蹤深部碳循環(huán).6碳平等顯示了深度碳循環(huán)6.1地殼內(nèi)碳同位素對于深部碳的同位素示蹤,首選莫過于碳同位素,碳同位素對于區(qū)分有機(jī)碳和無機(jī)碳的效果很好有機(jī)碳δ13C(相對于PDB)小于-15,而無機(jī)碳大于-10.如果地幔巖或其中包裹體發(fā)現(xiàn)原始碳同位素δ13C小于-15,那么一定有殼源物質(zhì)混入,因為地幔里沒有生物.Bulanova等研究了巴西Juina地區(qū)的Collier4金伯利巖管中金剛石的碳同位素,并且發(fā)現(xiàn)有一組金伯利核部δ13C小于-20,他認(rèn)為與形成該巖管的地幔柱源區(qū)混入俯沖遠(yuǎn)洋沉積物有關(guān).Walter等也研究該地區(qū)金伯利巖管中金剛石的碳同位素,發(fā)現(xiàn)有一部分金剛石δ13C小于-15,最低可達(dá)-24.1,通過對其內(nèi)部礦物包裹物的巖石學(xué)分析表明這些金剛石來源于下地幔,為洋殼俯沖到下地幔提供了直接的地球化學(xué)證據(jù),并且將深部碳循環(huán)也擴(kuò)展到下地幔.6.2火炬氣體成分nm地殼和地幔具有很不相同的He同位素組成,陸殼3He/4He<0.1Ra,MORB的3He/4He約為8~9Ra.He同位素可以示蹤殼源物質(zhì)混染.Sano和Marty應(yīng)用He同位素聯(lián)合碳同位素建立火山噴氣CO2的三端源混合模型(石灰?guī)r-沉積有機(jī)碳-幔源碳)(見三端元混合圖8).建立如下三個方程:下標(biāo)Obs,MORB,Lim和Sed分別代表觀測樣品,大洋中脊玄武巖,沉積石灰?guī)r(包括海洋沉積碳酸鹽)及沉積有機(jī)碳.M,L,S分別為三者所占的百分比.其中(13C/12C)MORB=1.1147×10-2,(13C/12C)Lim=1.1220×10-2,(13C/12C)Sed=1.0883×10-2,(12C/3He)MORB=1.5×109,(12C/3He)Lim=1.0×1013,(12C/3He)Sed=1.0×1013.可以求得M,L,S,進(jìn)而知道火山噴氣CO2的三端元比例.以Sano等為例,他們測試了美國哥倫比亞Galeras火山口CO2端元成分,使用的集氣裝置是兩端有真空閥的并且事先密閉的鉛玻璃容器,收集火山氣體時,將容器放到火山口,打開真空閥,開始集氣,幾分鐘后關(guān)閉真空閥,完成對火山口氣體的收集.應(yīng)用上述混合方程計算得到Galeras火山噴氣中的碳大部分來自沉積碳酸鹽包括板片,只有3%~10%是來自MORB型地幔.其中可以用CO2/3He代替12C/3He,這是因為在相對高溫的條件下,火山口氣體碳同位素分餾不明顯,CO2/3He和12C/3He近似相等.這種方法優(yōu)點在于,CO2氣體由地球深部(例如地幔)向大氣圈釋放的過程中,除了火山噴發(fā),還包括其他過程(例如深大斷裂、微滲漏等).這些過程可能只排氣而沒有巖漿活動,那么只有通過氣體地球化學(xué)的方法進(jìn)行研究,例如He同位素進(jìn)行深部碳循環(huán)過程中碳來源的研究.缺點在于該方法適用于較年輕的火山巖而不適用于侵入巖及形成時代較古老的巖石,因為形成時代較古老的巖石由于時間較長可能存在氣體的散逸,這會造成結(jié)果誤差較大.火山噴出的不同來源的CO2氣體中,也有可能包含火山噴發(fā)所經(jīng)過的地殼混染的CO2氣體,由于這一部分CO2氣體并沒有參與到深部碳循環(huán)的過程中,所以不是深部碳循環(huán)的組成部分,與洋殼俯沖相關(guān)的及地幔的原始碳是深部碳循環(huán)的重要組成部分.利用碳同位素區(qū)分這CO2氣體的這兩種來源有困難,需要配合稀有氣體同位素研究.相比與直接測定火山氣體中的稀有氣體同位素,幔源巖漿巖中的Mg和Ca同位素示蹤深部碳循環(huán)更具優(yōu)勢.7ca和mg相位顯示了地殼環(huán)的碳再循環(huán)7.1mg-同治碳循環(huán)的原理7.1.1形成生物引導(dǎo)的mg同位素現(xiàn)在全球大洋每年產(chǎn)生CaCO35×1012kg,60%形成沉積物,40%溶解,將近一半沉積在珊瑚礁,近岸及熱帶大陸架,其中遠(yuǎn)洋深水沉積的CaCO3絕大部分是有孔蟲、顆石藻,它們對俯沖碳酸鹽的Mg同位素起決定性的控制作用.Chang等報道了有孔蟲的Mg同位素組成,不同種屬有孔蟲之間Mg同位素組成δ26Mg(δ26Mg=[(26Mg/24Mg)樣品/(26Mg/24Mg)標(biāo)樣-1]×1000,標(biāo)樣為DSM3)存在一定的差異,但是差異不大,δ26Mg=-6.19~-4.18.Wombacher等報道了從多個不同海區(qū)取得生物樣品的Mg同位素組成,其中包括有孔蟲類(δ26Mg=-5.57~-2.48)和顆石藻軟泥(δ26Mg=-3.05~-1.04).綜上所述,大洋沉積碳酸鹽比普通的地幔巖石富集輕Mg同位素虧損重Mg同位素.7.1.2mg同位素分餾伴隨洋殼俯沖,隨著溫度和壓力的增加,俯沖洋殼從藍(lán)片巖相到角閃巖相再到榴輝巖相的變質(zhì)程度逐漸遞增可導(dǎo)致構(gòu)成洋殼的碳酸鹽化玄武巖會發(fā)生變質(zhì)作用和脫水作用.一個重要的科學(xué)問題是在變質(zhì)脫水過程中,Mg同位素會不會發(fā)生分餾?這是在應(yīng)用Mg同位素示蹤再循環(huán)碳酸鹽首先需要認(rèn)識清楚的問題.Li等研究碧溪嶺榴輝巖的全巖Mg同位素,得到的結(jié)果是δ26Mg=-0.44~-0.26,接近地幔δ26Mg,表明榴輝巖相變質(zhì)不會導(dǎo)致明顯的Mg同位素分餾.但是碧溪嶺榴輝巖原巖是堆晶輝長巖,含水量低,它還不能真實地指示洋殼俯沖過程中的脫水作用可能導(dǎo)致的Mg同位素分餾.這需要采集一套能代表俯沖洋殼的高壓-超高壓變質(zhì)巖,分別測試各個變質(zhì)相代表巖石的Mg同位素,這項工作至今還沒有人做過值得做深入研究.7.1.3mg同位素組成Yang等系統(tǒng)地研究華北克拉通中、新生代玄武巖Mg同位素.他根據(jù)巖石的年齡把研究的對象分成了兩組年齡,分別為大于120Ma的遼西義縣組玄武巖和年齡小于110Ma阜新和太行山玄武巖.得到的結(jié)果是第一組玄武巖的Mg同位素組成(δ26Mg=-0.31~-0.25),平均值為-0.27±0.05(2SD),具有類似于地幔的Mg同位素組成特征;第二組玄武巖的Mg同位素組成(δ26Mg=-0.60~-0.42),平均值為-0.46±0.10(2SD),且富Ca.作者的模擬計算表明第二組玄武巖Mg同位素組成最可能是俯沖洋殼攜帶再循環(huán)大洋沉積物中碳酸鹽對上地幔的混染造成的,該組玄武巖具有虧損地幔型的Sr-Nd-Pb同位素特征以及Ce/Pb和Nb/U比值,并具有類似地幔HIMU端元的高U/Pb和Th/Pb,而HIMU端元與俯沖洋殼再循環(huán)有關(guān).因此,論證了華北東部小于110Ma玄武巖的低δ26Mg值是由于地幔巖漿源區(qū)混入了俯沖洋殼攜帶的再循環(huán)碳酸鹽巖的結(jié)果.7.2ca相位顯示了碳循環(huán)的原理7.2.1殼源火成巖的同位素特征俯沖洋殼攜帶的沉積物中CaO的含量超過地幔中的CaO含量.因此,應(yīng)用Ca同位素示蹤深部碳循環(huán)較Mg同位素更有效.Ca同位素通常也是用δCa表示樣品與標(biāo)樣之間的同位素差異.δx/yCa=[(xCa/yCa)樣品/(xCa/yCa)標(biāo)樣-1]×1000,標(biāo)樣為NISTSRM915a,其中x為42或44,y為40或42.古老的大洋沉積碳酸鹽(石灰?guī)r和白云巖)δ44/40Ca通常小于0.5(例如文獻(xiàn)[79,80]),而巖石圈和典型地幔δ44/40Ca=1.05±0.04.當(dāng)幔源火成巖混入有大洋沉積碳酸鹽會導(dǎo)致其δ44/40Ca降低,以此來示蹤殼源碳酸鹽物質(zhì)的混入.7.2.2古海洋中有效地層的含量Huang等最近通過研究夏威夷玄武巖Ca同位素,發(fā)現(xiàn)夏威夷地幔柱有古老海洋沉積碳酸鹽的混入.他分別測試了夏威夷四個地點近十余塊樣品,得到δ44/40Ca=0.75~1.02,明顯低于典型上地幔值1.05±0.04,而古老的海洋沉積碳酸鹽δ44/40Ca通常低于0.5.還發(fā)現(xiàn)δ44/40Ca-Sr/Nb與δ44/40Ca-87Sr/86Sr呈明顯負(fù)相關(guān)關(guān)系(圖9),表明海洋沉積物混入的越多,δ44/40Ca值越低.Huang等還通過對比δ44/40Ca與CaO含量、Sr/Nb和87Sr/86Sr,進(jìn)行碳酸鹽混入量的模擬計算,結(jié)果表明形成夏威夷玄武巖的地幔柱混入4%的古老海洋沉積碳酸鹽.7.3現(xiàn)代海域中的碳酸鈣同位素示蹤深部碳循環(huán)的基本原理就是地球表層沉積物的Mg和Ca同位素組成與典型地幔同位素組成上存在的差別,并且這個差別可以通過儀器準(zhǔn)確地測試出來.地球表層沉積物Mg和Ca同位素組成有可能是隨時間變化而變化的