大地幔楔的两个深部碳循环圈:差异及宜居效应

Two modes of deep carbon cycling in a big mantle wedge: Differences and effects on Earth's habitability

摘要

本文总结评述了西太平洋板块深俯冲及在东亚地幔过渡带滞留和与之相关的晚白垩世和新生代东亚板内玄武岩共同构成的大地幔楔板内深部碳循环圈存在的证据;探讨了大地幔楔板内碳循环圈与岛弧系统碳循环圈在地幔碳酸盐化交代介质、碳酸盐种属、氧化还原反应及碳酸盐化地幔部分熔融发生机制等方面的差异和对显生宙大气氧含量保持稳定及温室效应周期性变化的影响;并指出了定量估计深俯冲碳酸盐歧化反应还原成金刚石而留在地幔过渡带和通过板内玄武质火山返还大气的碳各自所占有比例应是未来需研究的重要课题。

关键词

岛弧碳循环圈 / 板内碳循环圈 / 大地幔楔 / 宜居气候

Key words

island arc carbon cycling / intraplate carbon cycling / big mantle wedge / habitable climates

0 引言

地球物理研究已经揭示向东亚大陆块以下俯冲的西太平洋板块会滞留在地幔过渡带。随着俯冲板片的后撤,这些在地幔过渡带滞留的俯冲板片可延长1 000多公里,从而形成大地幔楔结构(图1a^[1])。最近12年来,应用Mg同位素示踪深部碳循环研究的一个重要发现是西太平洋板块俯冲除了驱动由俯冲洋板片+岛弧火山构成的“岛弧小地幔楔碳循环圈”外,还存在东亚地幔过渡带滞留俯冲板片+大陆板内玄武岩构成的“大地幔楔板内深部碳循环圈”(图1b^[2])。然而,对这个由Mg同位素揭示的大地幔楔板内深部碳循环圈是否存在还有争议^[3-4],对大地幔楔两个深部碳循环圈的差异及对地球宜居环境的影响尚缺少研究。本文拟就这些问题做系统讨论。

1 大地幔楔板内深部碳循环圈存在的证据

东亚大地幔楔板内深部碳循环圈存在的关键证据是中国东部晚白垩世(约106 Ma)至新生代源自软流圈地幔的超碱性-碱性板内玄武岩具有较正常地幔轻的Mg同位素异常。该轻Mg同位素异常被解释为西太平洋板块俯冲携带的富Mg碳酸盐交代软流圈地幔的结果^{[5⇓⇓⇓⇓-10]}。这一结论还得到这些玄武岩具有较正常地幔更重的Zn同位素组成的支持^[7,11]。近年研究还指出俯冲到地幔过渡带的富Mg碳酸盐可以通过俯冲过程中俯冲洋壳携带的富Ca碳酸盐与俯冲洋壳和地幔的镁铁质或超镁铁质围岩发生Ca-Mg交换反应产生^[12]。此外,海沟是洋板块俯冲的起始处,俯冲板片携带的沉积物主要是海沟沉积物,它们不仅有俯冲洋壳自身携带的深海沉积物,更多的是俯冲带频发地震导致大陆斜坡垮塌下来的浊积沉积物,其中有很多浅海沉积的碳酸盐沉积物。

然而,近年有作者提出用铬尖晶石分离结晶来解释中国东部新生代碱性玄武岩的轻Mg同位素异常^[3-4],其主要依据是两个:(1)铬尖晶石具有比硅酸盐熔体显著更重的Mg同位素组成,其分离结晶可导致残留熔体Mg同位素组成偏轻;(2)中国东部新生代玄武岩存在δ²⁶Mg与MgO或Cr含量的正相关关系,说明其经历了铬尖晶石的分离结晶作用^[3-4]。本文下面的讨论将论证这两个理由均不成立。

质疑理由(1)能否成立关键是需要多大程度的铬尖晶石分离才能解释中国东部新生代碱性玄武岩的低δ²⁶Mg值?Xiao等^[4]针对δ²⁶Mg与(Na₂O+K₂O)含量的负相关演化趋势所做的模拟计算结果是需要高达10%的铬尖晶石分离结晶才能解释该玄武岩最低的δ²⁶Mg值(-0.6‰)。然而,铬尖晶石很少含Na或K等碱性元素,这些高度不相容元素在岩浆中的含量对铬尖晶石结晶分异不敏感。Dasgupta等^[13]的碳酸盐化橄榄岩部分熔融实验揭示了熔体的CO₂、CaO和Na₂O含量与碳酸盐化橄榄岩的熔融温度(相当于部分熔融程度)呈负相关关系,也即低温或部分熔融程度低时,熔体中碳酸盐占比高,表现为CaO和CO₂含量高(可推测其δ²⁶Mg值低),Na₂O含量也高;随着熔融温度增高,部分熔融比例增大,熔体的铁镁硅酸盐组分(如SiO₂和MgO)含量增高,而碳酸盐组分(CaO和CO₂)含量和Na₂O含量均下降,熔体δ²⁶Mg值上升。因此,Xiao 等^[4]的δ²⁶Mg与(Na₂O+K₂O)含量负相关趋势是碳酸盐化橄榄岩部分熔融趋势,而非岩浆分离结晶趋势。用铬尖晶石分离结晶模型去拟合δ²⁶Mg与(Na₂O+K₂O)含量的负相关演化趋势是不合适的。

我们对Xiao等^[4]提供的δ²⁶Mg与MgO或Cr含量演化趋势做了铬尖晶石分离结晶模拟计算^[4,14⇓-16]。假设有两类初始岩浆组成。(1)初始岩浆为δ²⁶Mg=-0.25‰,w(Cr)=800×10^-6(质量分数),w(MgO)=17%的高熔融比例熔体(类似苦橄岩熔体),该初始岩浆通过单独的铬尖晶石分离结晶,只需要5%的铬尖晶石分离结晶,熔体的Cr含量已降至0(图2b蓝线),但δ²⁶Mg 仅降至-0.35‰,MgO含量仍大于16%(图2a蓝线)。继续增加尖晶石的分离结晶量到15%,虽然可以使δ²⁶Mg 降至-0.60‰,但因熔体MgO含量下降很少,仍大于14%,该分离结晶曲线完全偏离观测数据(图2a)。这表明单独的超过5%Cr尖晶石分离结晶是不可能发生的。如果Cr尖晶石伴随橄榄石共同分离结晶,采用70%橄榄石+30%Cr尖晶石、90%橄榄石+10%Cr尖晶石和99%橄榄石+1%Cr尖晶石3种组合,可以拟合δ²⁶Mg-MgO含量的数据分布(图2a),但完全不能拟合δ²⁶Mg-Cr含量的数据分布(图2b),显现出有Cr尖晶石参与的分离结晶使熔体Cr含量下降速度很快,但对熔体δ²⁶Mg值影响很小。(2)如果初始岩浆MgO含量类似普通玄武岩,仅为11%,则样品MgO含量高于11%的样品应含有橄榄石+Cr尖晶石堆晶,这导致MgO含量大于11%的样品的δ²⁶Mg值抬升(图2c虚线),完全不能拟合高MgO含量样品的轻于地幔的δ²⁶Mg值。近两年有关尖晶石分离结晶对岩浆Cr同位素或Zn同位素组成的影响也给出类似结论。Shen等^[17]对中国东部新生代玄武岩的Cr同位素研究也指出该玄武岩的Cr同位素及Cr、MgO含量变化只需要橄榄石+1%~3%的铬尖晶石分离结晶,远低于Xiao等^[4]一文提出的10%。Yang等^[18]和Wang等^[19]的铬尖晶石Zn同位素研究指出铬尖晶石分离结晶会导致岩浆Zn同位素变重,Zn含量减少,二者呈负相关趋势。这与中国东部新生代玄武岩的δ⁶⁶Zn与Zn含量呈正相关关系相抵触,故不支持铬尖晶石分离结晶解释中国东部新生代玄武岩的轻Mg、重Zn同位素特征。

质疑理由(2)所谓的“中国东部新生代玄武岩存在δ²⁶Mg与MgO或Cr含量的正相关关系”实际是不存在的。图2a和图2c显示的数据呈三角形分布,只能用三端员混合模型给以解释,即“地幔橄榄岩”、俯冲“富镁碳酸盐”和俯冲洋壳部分熔融产生的“富硅熔体”三端员模型(图3)^{[4,12,20⇓-22]}。这3个端员恰好是碳酸盐化俯冲洋壳在地幔过渡带发生部分熔融产生的碳酸盐熔体和高硅熔体向上渗滤交代上覆对流上地幔橄榄岩的三端员混合过程。粗略计算表明中国东部的这些具轻Mg同位素特征的板内玄武岩仅含有≤30%~35%的地幔橄榄岩组分和≥65%~70%的俯冲洋壳熔融产生的富硅熔体组分,二者混合形成MgO含量≤15%、Cr含量≤800×10^-6的超碱性和碱性玄武岩熔体。该熔体仅需要有≤10%的俯冲富镁碳酸盐加入即可满足其轻Mg同位素组成的要求。这种三端员混合模型还克服了地幔橄榄岩+富镁碳酸盐二端员混合少量富镁碳酸盐难于改造地幔Mg同位素组成的疑虑。

近年研究表明,类似东亚西太平洋板块俯冲带的大地幔楔结构及板内深部碳循环圈是全球普遍现象,如特提斯洋、地中海和印度洋俯冲带也存在大地幔楔结构和板内深部碳循环^{[23⇓⇓⇓⇓⇓-29]}。研究大地幔楔两种深部碳循环圈的特点及差异性,对全面认识深部碳循环的宜居效应是很重要的。

2 大地幔楔两个深部碳循环圈地幔交代介质及碳酸盐种属的差异

由于岛弧碳循环圈和大地幔楔板内深部碳循环圈的大洋板块俯冲深度的差异,这两个深部碳循环圈的地幔交代介质完全不同。首先,岛弧小地幔楔在70~120 km深度被俯冲板片析出水流体交代,该水流体能溶解富Ca方解石。因此小地幔楔的交代介质是H₂O+CO₂,因而它同时被水化和碳酸盐化。其H₂O+CO₂固相线温度在压力大于20 kbar(深度约60 km)以上较单纯含水橄榄岩的固相线温度下降约100~150 ℃。在压力为30 kbar时,其固相线温度约为930 ℃(图4)^[30],从而使被含CaCO₃水流体交代的小地幔楔发生部分熔融产生岛弧钙-碱性玄武岩浆。大洋板块的连续俯冲和变质脱水导致小地幔楔的H₂O+CO₂交代作用及部分熔融也连续发生,岛弧火山的CO₂排气也是连续的。因为该水流体溶解的是富Ca方解石,其Mg含量很低,故小地幔楔的Mg同位素组成仍保留地幔值^[6]。

在大地幔楔,深俯冲到达并滞留在地幔过渡带(410~660 km)的碳酸盐化洋壳要发生部分熔融并产生含碳酸盐的类似埃达克岩的富硅熔体,这已被含碳酸盐俯冲洋壳的熔融实验所证实^[31]。该富SiO₂熔体因密度远小于地幔橄榄岩而向上渗滤交代上覆的对流上地幔,形成碳酸盐化富单斜辉石橄榄岩或辉石岩。与岛弧碳循环圈俯冲板片析出流体携带的含碳物质存在的主要差别是深俯冲至地幔过渡带俯冲板片携带的碳酸盐主要是未被俯冲板片析出水流体溶解的富镁碳酸盐(菱镁矿+白云石)^[6]。

由于在地幔过渡带滞留的深俯冲板片携带的是富镁碳酸盐,其部分熔融产生的含碳酸盐富硅熔体有较高的镁含量,可以改造被该熔体交代的地幔岩石而使其具轻Mg同位素组成,从而形成东亚对流上地幔巨大的轻Mg同位素异常区,它在空间上与在地幔过渡带滞留的西太平洋俯冲板片分布区重合(图5)^[1,6,32],因而无可辩驳地证明中国东部大地幔楔对流上地幔的巨大轻Mg同位素异常与该区地幔过渡带滞留的西太平洋俯冲板片有关。由于大地幔楔的碳酸盐化交代介质是含碳酸盐的富硅熔体,被交代的碳酸盐化地幔没有发生水化,且深度较大(约400 km),因而不发生部分熔融。被含碳酸盐富硅熔体交代的碳酸盐化地幔需要上涌至较浅部位(<300 km)才能与“橄榄岩+CO₂”固相线相交而发生减压部分熔融并产生霞石岩或碧玄岩等超碱性玄武质熔体(图6)^[13]。

3 大地幔楔板内碳循环圈深俯冲碳酸盐的Fe-C氧化还原反应

俯冲板片在它们俯冲深度大于250 km时,深俯冲碳酸盐会发生歧化反应,即:

4Fe⁰+3CO₂ →2Fe₂O₃+3C 或

4FeO+CO₂→2Fe₂O₃+C

该歧化反应使得俯冲碳酸盐还原成元素碳(金刚石),同时氧化了俯冲洋壳(榴辉岩)及地幔围岩的二价铁和金属铁^[33]。板块碰撞造山带含金刚石超高压变质岩的发现证明了这一反应在深俯冲板片的存在^[34-35]。然而,对于岛弧体系交代小地幔楔的俯冲碳酸盐,因俯冲深度<120 km,不会发生上述的Fe-C氧化还原反应。当碳酸盐化洋壳俯冲到达地幔过渡带深度(410~660 km),它携带的碳酸盐会经历上述歧化反应。对此,我们需要讨论深俯冲碳酸盐是全部被该歧化反应还原成元素碳(金刚石),还是仅部分还原成金刚石,从而使进入地幔过渡带的俯冲洋壳仍然携带有碳酸盐?如果它携带的碳酸盐足够多,并未全部还原变成金刚石,则该含金刚石和碳酸盐化俯冲洋壳会在约400~500 km深度与碳酸盐化俯冲洋壳固相线相交,发生部分熔融,产生含碳酸盐的富硅熔体。该熔体因密度小于地幔橄榄岩而向上渗滤交代上覆的对流上地幔^[31]。然而如果俯冲洋壳携带的碳酸盐在到达地幔过渡带时全部还原成金刚石,则含金刚石俯冲洋壳没有CO₂挥发分,其固相线温度大增(类似图6的石榴子石辉石岩固相线),故不能遵循碳酸盐化洋壳固相线在地幔过渡带发生部分熔融,也不会发生碳酸盐化地幔交代作用以及板内碱性玄武质岩浆作用。显然,这不是东亚大地幔楔发生的情况。如果俯冲碳酸盐足够多,仅部分俯冲碳酸盐还原成金刚石^[36],我们需要知道俯冲进入地幔过渡带的西太平洋俯冲板片携带的俯冲碳酸盐有多大比例转变成金刚石?

已有研究表明,在深度<650 km时,金刚石的密度大于橄榄岩熔体(图7)^[36],当然更大于俯冲洋壳部分熔融产生的富硅熔体。因此,当俯冲碳酸盐化洋壳在地幔过渡带发生部分熔融且产生的含碳酸盐富硅熔体向上渗滤交代上覆对流地幔时,金刚石因其高密度应与残留矿物一起滞留在地幔过渡带,而不参与上覆对流地幔的碳酸盐化交代作用。如果我们知道了深俯冲碳酸盐还原为金刚石的比例,我们也就能估算参与碳酸盐化交代对流上地幔的俯冲碳酸盐所占比例。显然这对于我们估算相关板内玄武岩向大气释放CO₂通量是十分重要的,这是需要我们做进一步定量研究的课题。

4 小地幔楔与大地幔楔地幔对流的差异及对火山活动的影响

受大洋板块向下俯冲的拖曳影响,与俯冲板片相邻的被含碳酸盐水流体交代的小地幔楔物质也向下运动而使温-压上升(图8)^[37]。因此,被含碳酸盐水流体交代的小地幔楔部分熔融不是地幔上涌减压熔融,而是完全由H₂O+CO₂交代导致固相线温度下降引起的。由于西太平洋板块俯冲连续不断进行,小地幔楔邻近俯冲板片的流动地幔物质就不断被俯冲板片析出的含碳酸盐水流体交代和部分熔融,从而导致岛弧火山喷发活动也是连续的。因此,只要大洋板块俯冲没有结束,岛弧火山碳源和俯冲板片碳汇就持续存在。

大地幔楔结构的形成与扩大是与俯冲板片后撤相联系的。俯冲板片后撤不仅导致地幔过渡带滞留俯冲板片分布区扩大,还导致弧后岩石圈的引张。它导致弧后盆打开(如日本海)和陆缘裂谷系或裂陷盆地的发育以及相应的软流圈地幔的上涌(图8)^[37],从而使地幔过渡带上覆的碳酸盐化地幔上升到浅部而发生减压熔融。因此,大地幔楔的地幔上涌及板内玄武岩火山的发育与弧后岩石圈的引张构造密切相关。

尽管西太平洋板块向东亚大陆下的地幔俯冲起始于晚侏罗世(约165 Ma),东亚大地幔楔可能在早白垩世(约125 Ma)已形成^[9],但直到106 Ma才开始有源自软流圈具有轻Mg同位素特征的碱性玄武岩喷发^[9]。根据此类玄武岩在地质图出露面积的统计,在106~23 Ma期间,此类具有轻Mg同位素特征的板内玄武岩活动是很微弱的。直到23 Ma以后,该板内火山活动才快速增加,新生代第四纪达到高潮(图9a^[6])。这与全球新生代裂谷长度在30~10 Ma达到峰期的统计结果一致(图9b^[38])。因此,与西太平洋板块俯冲相关的大地幔楔板内火山活动是幕式的,集中发生在25 Ma以后,与20 Ma左右发生的日本海弧后盆打开的东亚岩石圈引张构造相关^[39-40]。

5 大地幔楔板内深部碳循环的宜居效应

大地幔楔板内深部碳循环圈的宜居效应表现在以下两个方面:

(1)板块深俯冲引发俯冲碳酸盐发生歧化反应,导致深俯冲氧返还地表,从而使显生宙大气氧含量维持稳定。

图10展示了地球历史上两次氧增高事件^[41]。在25亿年以前,地球大气几乎没有氧气,从25亿年开始,尤其在24亿~23亿年存在一个大气氧增高事件,表现为大气氧含量升高而后再回落。其回落的原因主要与该大氧化事件引发海洋积存的大量Fe²⁺被氧化成Fe³⁺而沉淀形成全球性条带状磁铁石英岩建造(BIF)有关,至于回落的程度目前缺少较严格制约。第二次氧增高事件发生在元古宙末期(7亿~6亿年),大气氧含量升高后即保持稳定至今。大气第二次氧增高并维持稳定很重要,因为大气稳定的高氧含量水平引发了寒武纪生物大爆发及显生宙的动物快速演化。但存在一个问题,即显生宙冷板块俯冲将地表氧化沉积物持续送入地幔,为什么显生宙大气仍能保持高氧含量(21%)不变?这需要有俯冲氧返还地表的机制。He等^[23]发现中国东部新生代玄武岩的δ⁵⁶Fe与δ²⁶Mg成负相关关系,而与δ⁶⁶Zn和Fe³⁺/∑Fe成正相关,其高δ⁵⁶Fe端员霞石岩浆具有轻Mg、重Zn同位素和高Fe³⁺/∑Fe特征,表明它们的源区是高氧化的碳酸盐化地幔。因此,高氧化的霞石岩浆的喷发补偿了俯冲碳酸盐对地表氧的消耗。问题是霞石岩源区是如何被氧化的?

这涉及到深俯冲碳酸盐的歧化反应。前已述,地表碳酸盐俯冲进入> 250 km的深部地幔可发生歧化反应,碳酸盐的C被还原为金刚石,释放的O₂氧化Fe⁰和硅酸盐的Fe²⁺,产生高氧化的碳酸盐化地幔岩区。当该地幔岩区上涌,发生减压熔融, 产生高氧化的超碱性熔体,如霞石岩岩浆的喷发,实现将俯冲氧返还地表,从而维持大气氧含量的稳定。诚然,未来研究需要给出这一氧返还的大气通量。

(2)东亚大地幔楔板内玄武岩火山喷发与早白垩世以来温室效应周期性变化的关联。

自新元古代以来,地球大气温室效应呈周期性变化。图11显示自120 Ma以来海底温度和大气CO₂分压的变化^[42]。大气CO₂分压和海底水温总趋势下降,但呈周期性变化,存在3个温室效应高峰。为什么显生宙气候会出现周期性变化是理解影响地球宜居性演化因素的重要科学问题。这取决于大气的碳源和碳汇比例:当碳源>碳汇,大气CO₂分压和地表温度上升;当碳源<碳汇,大气CO₂分压和地表温度下降。火山喷发向大气释放CO₂是自然界最重要的碳源,而板块俯冲把碳酸盐带入地球深部是最重要的碳汇。图11a显示自120 Ma以来,海底水温演化线有3个峰值,即100~90 Ma的CTM(白垩纪极热期: Cretaceous thermal maximum)、50 Ma的EECO(早始新世气候适宜期: Early Eocene climatic optimum)和20 Ma的MMCO(中新世气候适宜期:Middle Miocene climatic optimum)。如何解释这3个地表温度峰值的形成是地球宜居性研究面临的重要科学问题。前人研究对前两个峰值已给出了解释。第一个高峰发生在白垩纪,从120到90 Ma,海底水温逐步升高(图11a中A区),这个时期对应的大规模火山活动有大西洋打开、西南太平洋昂图加瓦海底高原大火成岩省的形成和华北克拉通破坏这些大事件伴随的大规模火山排气可以解释CTM这个温室效应^[29,42]。第二个EECO峰的形成被认为可能与60~50 Ma期间,印度陆块北移伴随的新特提斯洋壳俯冲并产生岛弧火山和南侧印度洋壳增生产生的大量CO₂排气有关。与德干高原大火成岩省形成相关的大量玄武岩喷发可向大气输送CO₂,只是持续较短时间,对>10 Ma长时间的演化影响不大。然而50 Ma的EECO峰也是地表温度开始下降的转折点,这与印度大陆和欧亚大陆碰撞导致印度陆块以南的印度洋壳增生和CO₂排放突然减慢有关,也与50 Ma以后德干高原这个位于赤道附近的大火成岩省的风化和印度大陆与欧亚大陆碰撞后青藏高原隆升所导致的风化作用增强有关^[42]。第三个温室效应峰MMCO尚缺乏合理解释。MMCO峰的年龄与本文揭示的东亚大地幔楔板内深部碳循环火山作用增强时代有关。本文前面已根据中国东部年龄小于110 Ma的板内玄武质火山岩面积的统计指出直到20 Ma以后东亚陆內新生代玄武岩才开始大量喷发。20 Ma这个时间正是日本海弧后盆及琉球海槽打开时代^[39-40],同时大陆的伸展环境也导致火山岩的大量喷发。此外,全球裂谷带发育时代统计也指出新生代全球裂谷发育的峰期时代是在30~10 Ma期间^[38],这与中新世第三个高峰MMCO的时间是重合的。因此,Brune等^[38]强调大陆裂谷释放CO₂对MMCO的贡献。我们揭示的西太平洋板块深俯冲引发的板内深部碳循环对中新世MMCO温室效应高峰也有贡献。

6 大地幔楔板内深部碳循环圈在全球深部碳循环中的地位

自地球板块构造启动以来,将地表碳输送到地幔只有通过大洋板块俯冲一个途径实现。然而从地幔向地表释放碳可通过3类火山作用实现,即洋中脊火山、岛弧或大陆弧火山和板内火山。部分学者估算板块俯冲的碳输入(Carbon inputs)与各类火山的碳排放通量(Carbon outputs)大致相当(图12),但认为其中仅岛弧火山碳排放与俯冲碳酸盐有关(图12中蓝色柱),其碳排放通量仅占俯冲碳酸盐的27%^[43]。

尽管洋中脊玄武岩源自对流软流圈上地幔,但目前尚无任何证据证明洋中脊玄武岩(MORB)释放的碳与板块俯冲输入地幔的沉积碳酸盐有关。近年来通过Mg-Zn同位素示踪已揭示了大地幔楔的源自对流上地幔的板内玄武岩释放的CO₂与板块俯冲输送到地幔过渡带的碳酸盐有关^[6,11]。因此,大地幔楔是软流圈上地幔特有的俯冲碳酸盐碳库。地球物理揭示的全球板块俯冲带地震波层析成像研究表明,约有一半的俯冲板片会滞留在地幔过渡带并形成大地幔楔结构^[44],且已有研究表明与特提斯洋板块俯冲有关的环地中海(巴尔干半岛)大地幔楔也存在类似东亚大地幔楔的板内具有轻Mg、重Zn同位素特征的碱性玄武岩类^[27]。因此,查明大地幔楔板内玄武岩深部碳循环的去气通量及所占俯冲碳通量的比例对理解全球深部碳循环及其宜居效应是非常重要的。但全球该类板内玄武岩释放的碳通量占全球俯冲碳酸盐的比例尚不知道,这应当是今后研究的重要课题之一。

7 小结与展望

近年来通过Mg-Zn同位素示踪已揭示了大地幔楔的源自地幔过渡带的板内玄武岩释放的CO₂与板块俯冲输送到地幔过渡带的碳酸盐有关^[6,11]。因此,大地幔楔存在两类深部碳循环圈:岛弧火山碳循环圈和板内火山深部碳循环圈。

岛弧火山系统碳循环圈是俯冲板片在70~120 km深度经历高压-超高压变质,脱水流体部分溶解了俯冲富钙碳酸盐并向上渗滤交代岛弧小地幔楔,导致其H₂O+CO₂固相线温度大幅下降而发生部分熔融,产生钙碱系列岛弧玄武岩浆,并通过岛弧火山向大气释放CO₂。只要板块俯冲连续进行,岛弧火山就连续向大气释放碳,它可以被视为连续的碳源,其碳释放量约占俯冲碳酸盐的27%。它可抵消板块俯冲输入地幔的俯冲碳酸盐通量的1/4。

俯冲板片没能溶解的碳酸盐,以富镁碳酸盐为主,随俯冲板片进入深部对流上地幔,并滞留在地幔过渡带。当深度大于250 km,俯冲碳酸盐经历歧化反应,部分碳酸根被还原成金刚石。当碳酸盐化洋壳俯冲深度>410 km时会发生部分熔融,产生含碳酸盐的富硅熔体,该熔体密度小于地幔,可向上渗滤交代上覆的对流上地幔,形成碳酸盐化橄榄岩。此部分熔融熔体向上聚集过程中,金刚石因其密度高于熔体而与熔体脱离,留在地幔过渡带。当俯冲板片进一步后撤,引发大地幔楔的岩石圈引张和大地幔楔对流上地幔的上涌。碳酸盐化橄榄岩地幔上涌到深度<300 km时开始发生部分熔融并产生超碱性的黄长岩-霞石岩熔体。随着地幔进一步上涌,部分熔融比例扩大,熔体成分进一步向碧玄岩和碱性玄武岩转化,并向上聚集成熔体带。当上涌的熔体在深度<250 km时,因熔体不含金刚石,故反向的金刚石被氧化成碳酸根的歧化逆反应不会发生,熔体的高Fe³⁺/∑Fe不会被改变。因此,大地幔楔板内深部碳循环圈对维持显生宙大气氧含量水平具有重要意义。

板内深部碳循环中,俯冲碳酸盐发生歧化反应,部分还原成金刚石且留在地幔过渡带,不参与对流上地幔的碳酸盐化交代作用和以后发生的板内超碱性、碱性玄武质岩浆作用。因此,正确估计深俯冲碳酸盐因歧化反应而还原成金刚石的比例是未来需要深入研究的另一个重要课题。它对估计大地幔楔板内玄武岩排放碳通量及对中新世温室效应的贡献有重要意义。

感谢王水炯审阅此稿并提出修改建议。

参考文献

[1] HUANG J, ZHAO D P. High-resolution mantle tomography of China and surrounding regions[J]. Journal of Geophysical Research: Solid Earth, 2006, 111: B09305.

[2] 李曙光, 汪洋. 中国东部大地幔楔形成时代和华北克拉通岩石圈减薄新机制: 深部再循环碳的地球动力学效应[J]. 中国科学: 地球科学, 2018, 48(7): 809-824.

[3] SU B X, HU Y, TENG F Z, et al. Light Mg isotopes in mantle-derived lavas caused by chromite crystallization, instead of carbonatite metasomatism[J]. Earth and Planetary Science Letters, 2019, 522: 79-86.

[4] XIAO Y, YUAN M, SU B X, et al. The chromite crisis in the evolution of continental magmas and the initial high δ²⁶Mg reservoir[J]. Journal of Petrology, 2023, 64: 1-18.

[5] HUANG J, LI S G, XIAO Y L, et al. Origin of low δ²⁶Mg Cenozoic basalts from South China Block and their geodynamic implications[J]. Geochimica et Cosmochimica Acta, 2015, 164: 298-317.

[6] LI S G, YANG W, KE S, et al. Deep carbon cycles constrained by a large-scale mantle Mg isotope anomaly in eastern China[J]. National Science Review, 2017, 4(1): 111-120.

[7] LIU S A, QU Y R, WANG Z Z, et al. The fate of subducting carbon tracked by Mg and Zn isotopes:a review and new perspectives[J]. Earth-Science Reviews, 2022, 228: 104010.

[8] TIAN H C, YANG W, LI S G, et al. Origin of low δ²⁶Mg basalts with EM-I component: evidence for interaction between enriched lithosphere and carbonated asthenosphere[J]. Geochimica et Cosmochimica Acta, 2016, 188: 93-105.

[9] YANG W, TENG F Z, ZHANG H F, et al. Magnesium isotopic systematics of continental basalts from the North China Craton: implications for tracing subducted carbonate in the mantle[J]. Chemical Geology, 2012, 328: 185-194.

[10] 李曙光. 深部碳循环的Mg同位素示踪[J]. 地学前缘, 2015, 22(5): 143-159.

[11] LIU S A, WANG Z Z, LI S G, et al. Zinc isotope evidence for a large-scale carbonated mantle beneath eastern China[J]. Earth and Planetary Science Letters, 2016, 444: 169-178.

[12] WANG S J, LI S G. Magnesium isotope geochemistry of the carbonate-silicate system in subduction zones[J]. National Science Review, 2022, 9(6): 18-28.

[13] DASGUPTA R, HIRSCHMANN M M, SMITH N D. Partial melting experiments of peridotite CO₂ at 3 GPa and genesis of alkalic ocean island basalts[J]. Journal of Petrology, 2007, 48(11): 2093-2124.

[14] ROEDER P E, GOFTON E, THORNBER C. Cotectic proportions of olivine and spinel in olivine-tholeiitic basalt and evaluation of pre-eruptive processes[J]. Journal of Petrology, 2006, 47(5): 883-900.

[15] MALLMANN G, O’NEILL H S C. The crystal/melt partitioning of V during mantle melting as a function of oxygen fugacity compared with some other elements (Al, P, Ca, Sc, Ti, Cr, Fe, Ga, Y, Zr and Nb)[J]. Journal of Petrology, 2009, 50(9): 1765-1794.

[16] SHEN J, XIA J X, QIN L P, et al. Stable chromium isotope fractionation during magmatic differentiation: insights from Hawaiian basalts and implications for planetary redox conditions[J]. Geochimica et Cosmochimica Acta, 2020, 278: 289-304.

[17] SHEN J, ZUO Z W, HE Y S, et al. Chromium isotope system of intraplate basaltic lavas: implication for recycling materials into mantle[J]. Lithos, 2023, 454/455: 107264. DOI: 10.1016/j.lithos.2023.107264.

[18] YANG C, LIU S A, ZHANG L, et al. Zinc isotope fractionation between Cr-spinel and olivine and its implications for chromite crystallization during magma differentiation[J]. Geochimica et Cosmochimica Acta, 2021, 313: 277-294.

[19] WANG Z X, LIU S A, YANG C, et al. Diffusion-driven Zn and Mg isotope fractionation in magmatic Fe-Ti-Cr oxides and implications for timescales of magmatic processes[J]. Geochimica et Cosmochimica Acta, 2023, 352: 107-121.

[20] BONDINIER J L, GODARD M. Orogenic, ophiolitic and abyssal peridotites[J]. Treatise on Geochemistry, 2014, 2: 103-167.

[21] TENG F Z, LI W Y, KE S, et al. Magnesium isotopic composition of the Earth and chondrites[J]. Geochimica et Cosmochimica Acta, 2010, 74(14): 4150-4166.

[22] LIU S A, LI S G, HE Y S, et al. Geochemical contrasts between early Cretaceous ore-bearing and ore-barren high-Mg adakites in central-eastern China: implications for petrogenesis and Cu-Au mineralization[J]. Geochimica et Cosmochimica Acta, 2010, 74(24): 7160-7178.

[23] HE Y S, MENG X N, KE S, et al. A nephelinitic component with unusual δ⁵⁶Fe in Cenozoic basalts from eastern China and its implications for deep oxygen cycle[J]. Earth and Planetary Science Letters, 2019, 512: 175-183.

[24] LIU S A, WU T H, LI S G, et al. Contrasting fates of subducting carbon related to different oceanic slabs in East Asia[J]. Geochimica et Cosmochimica Acta, 2022, 324: 156-173.

[25] QU Y R, LIU S A, WU T C, et al. Tracing carbonate dissolution in subducting sediments by zinc and magnesium isotopes[J]. Geochimica et Cosmochimica Acta, 2022, 319: 56-72.

[26] SHEN J, LI S G, WANG S J, et al. Subducted Mg-rich carbonates into the deep mantle wedge[J]. Earth and Planetary Science Letters, 2018, 503: 118-130.

[27] SHU Z T, LIU S A, PRELEVIC D, et al. Recycling of carbonates into the deep mantle beneath central Balkan Peninsula: Mg-Zn isotope evidence[J]. Lithos, 2022, 432: 106899.

[28] SHU Z T, LIU S A, PRELEVIC D, et al. Recycled carbonate-bearing silicate sediments in the sources of Circum-Mediterranean K-rich lavas: evidence from Mg-Zn isotopic decoupling[J]. Journal of Geophysical Research: Solid Earth, 2023, 128(3): e2022JB025135.

[29] WANG Z X, LIU S A, LI S G, et al. Linking deep CO₂ outgassing to cratonic destruction[J]. National Science Review, 2022, 9(6): nwac001.

[30] GREEN D H. Experimental petrology of peridotites, including effects of water and carbon on melting in the Earth's upper mantle[J]. Physics and Chemistry of Minerals, 2015, 42(2): 95-122.

[31] THOMSON A R, WALTER M J, KOHN S C, et al. Slab melting as a barrier to deep carbon subduction[J]. Nature, 2016, 529(7584): 76-79.

[32] CAI R H, XU S, IONOV D A, et al. Carbonated big mantle wedge extending to the NE edge of the stagnant Pacific slab: constraints from Late Mesozoic-Cenozoic basalts from Far Eastern Russia[J]. Journal of Earth Science, 2022, 33(1): 121-132.

[33] STAGNO V, OJWANG D O, MCCAMMON C A, et al. The oxidation state of the mantle and the extraction of carbon from Earth's interior[J]. Nature, 2013, 493(7430): 84-88.

[34] SOBOLEV N V, SHATSKY V S. Diamond inclusions in garnets from metamorphic rocks: a new environment for diamond formation[J]. Nature, 1990, 343(6260): 742-746.

[35] XU S T, OKAY A I, JI S Y, et al. Diamond from the Dabieshan metamorphic rocks and its implication for tectonic setting[J]. Science, 1992, 256(5053): 80-82.

[36] SUN W D, HAWKESWORTH C J, YAO C, et al. Carbonated mantle domains at the base of the Earth's transition zone[J]. Chemical Geology, 2018, 478: 69-75.

[37] ZHAO D P, TIAN Y, LEI J S, et al. Seismic image and origin of the Changbai intraplate volcano in East Asia: role of big mantle wedge above the stagnant Pacific slab[J]. Physics of the Earth and Planetary Interiors, 2009, 173(3/4): 197-206.

[38] BRUNE S, WILLIAMS S E, MULLER R D, et al. Potential links between continental rifting, CO₂ degassing and climate change through time[J]. Nature Geoscience, 2017, 10(12): 941-946.

[39] YANG G, ZHAO L F, XIE X B, et al. “Double Door” opening of the Japan Sea inferred by Pn attenuation tomography[J]. Geophysical Research Letters, 2022, 49(16): e2022GL099886.

[40] DONG Y, XIONG S, WANG F, et al. Triggering of episodic back-arc extensions in the Northeast Asian continental margin by deep mantle flow[J]. Geology, 2023, 51(2): 193-198.

[41] LYONS T W, REINHARD C T, PLANAVSKY N J. The rise of oxygen in Earth's early ocean and atmosphere[J]. Nature, 2014, 506(7488): 307-315.

[42] KENT D V, MUTTONI G. Modulation of Late Cretaceous and Cenozoic climate by variable drawdown of atmospheric pCO₂ from weathering of basaltic provinces on continents drifting through the equatorial humid belt[J]. Climate of the Past, 2013, 9(2): 525-546.

[43] PLANK T, MANNING C E. Subducting carbon[J]. Nature, 2019, 574(7778): 343-352.

[44] GOES S, AGRUSTA R, VAN HUNEN J, et al. Subduction-transition zone interaction:a review[J]. Geosphere, 2017, 13(3): 644-664.

基金资助

科学技术部国家重点研发计划项目(2019YFA0708400)

中国地质大学(北京)深时数字地球前沿科学中心项目(590623005)

国家自然科学基金重点项目(41730214)