C同位素组成
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发布时间：2022-04-23 07:56
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时间：2022-06-18 00:24
金刚石、碳酸岩、地幔捕虏体中的CO2流体包裹体和石墨、大洋中脊溢出的CO2等来自地幔深度各类含碳物质均是测定地幔流体C同位素组成的理想样品。
1.金刚石C同位素组成
Craig（1953）和Wickman（1956）测定了金伯利岩中金刚石的C同位素组成，其δ13CPDB值为-2‰～-9‰。Galimov（1985）总结了主要来自前苏联700多个金刚石C同位素组成数据，发现大部分δ13CPDB值在-2‰～-9‰之间，但范围却宽达-34.2‰～+2.4‰。Deines（1992）的研究显示，产于前苏联和南非金伯利岩中的金刚石C同位素组成没有明显的区别，其δ13CPDB值均具有较宽的变化范围，主众数同为-5.5‰，加权平均值都为-7‰。图1-12A为Deines（1992）统计前苏联和南非各500个产于金伯利岩中的金刚石C同位素组成直方图，可见δ13CPDB值存在两个峰，主峰为-4‰～-8‰，次峰在-16‰～-20‰之间，Deines（1992）认为该图体现了全球地幔成因金刚石的δ13CPDB值分布。图1-12B为笔者统计的近期（1995年至今）发表的全球700多个产于金伯利岩中的金刚石C同位素组成直方图，同样可见δ13CPDB值也存在两个峰，主峰为-3‰～-6‰，次峰在-15‰～-19‰之间。众所周知，产于金伯利岩中的金刚石可分为橄榄岩型（P－型金刚石）和榴辉岩型（E－型金刚石）两类，从图1-13中可见，虽然两种类型金刚石的δ13CPDB值主峰都在-5‰左右，但榴辉岩型金刚石的δ13CPDB值范围（图1-13A）明显宽于橄榄岩型金刚石（图1-13B），前者有相当部分样品的δ13CPDB值分布在0‰～+2‰和-9‰～-23‰区间。
图1-12 金伯利岩中金刚石C同位素组成直方图
钾镁煌斑岩是金刚石另一主要寄主岩石，该类岩石中的金刚石C同位素组成与产于金伯利岩中的金刚石具有较大差别。图1-14为Jaques等（1989）分析的产于澳大利亚Argyle钾镁煌斑岩中的金刚石C同位素组成直方图，可见其δ13CPDB值主峰为-9‰～-12‰，次峰在-4‰～-8‰之间。榴辉岩和橄榄岩中也有金刚石发现，Deines等（1987）报道南非Roberts Victor榴辉岩中的金刚石C同位素组成相对集中，其δ13CPDB值在-4‰～-7‰之间；而Deines等（1991）测得博茨瓦纳Orapa榴辉岩中的金刚石C同位素组成具有较宽的变化范围，其δ13CPDB值为-4‰～-23‰。有关产于橄榄岩中的金刚石C同位素组成分析资料很少，目前只有Jaques等（1990）分析了产于澳大利亚Argyle钾镁煌斑岩中橄榄岩捕虏体中的金刚石C同位素组成，其δ13CPDB值在-3.7‰～-5.6‰之间。
图1-14 钾镁煌斑岩中金刚石C同位素组成直方图
（转引自Jaques等，1989）
2.碳酸岩C同位素组成
碳酸岩（Carbonatite）是世界上出露相对较少的幔源岩石之一，其规模通常很小，但常与碱性岩形成环状杂岩体呈岩颈、岩墙、岩锥等产状在*裂谷环境广泛分布（LeBas,1977；Bell,1989；Woolley,1989；Bell and Keller,1995；Bell et al.,1998），在碰撞造山带和洋岛等构造环境也有呈单一透镜体、条带状和似层状产出的碳酸岩（Le Bas,1984,1989；Mian and Le Bas,1987；Woolley,1989；Tilton et al.,1998），其形成时代从太古宙至现代（坦桑尼亚Oldoinyo Lengai碳酸岩火山最近一次喷发是1993年6月）（Kwon,1986；Woolley,1989；Veizer et al.,1993；Tilton and Bell,1994；Bell and Keller,1995）。碳酸岩是岩浆岩中来源最深的岩石，Sweeney（1994）的高温高压实验研究表明，与碳酸岩熔体形成相关的部分熔融作用可以发生在地幔软流圈，也可以发生在地幔岩石圈；与硅酸盐熔体相比，碳酸岩熔体相对富含挥发分，其固液温度、粘度和密度均较低（Triman and Schedl,1983；Kjarsgaard and Hamilton,1989；Wolff,1994；Dobson et al.,1996），在岩浆侵入（或喷发）过程中流动性较好，受地壳物质的混染相对较小。因此，碳酸岩可被视为研究地幔流体地球化学的“探针岩石”。
许多学者对世界各地的碳酸岩进行了C同位素组成研究，Deines（1989）对20世纪80年代这方面前人的工作进行了总结，发现不同时代、不同构造环境、不同岩石组合及不同产状碳酸岩的C同位素组成不具明显的差别，其δ13CPDB值集中在-2‰～-7‰之间（图1-15A）。Deines（1992）认为，只有碳酸岩的δ18O与地幔硅酸盐矿物达到氧同位素平衡的碳酸岩才最有可能保存地幔C同位素组成，他根据δ18O值挑选出符合条件的30个来自世界各地碳酸岩的C同位素组成数据，其δ13CPDB值为高斯分布，平均为-5.4‰，标准偏差为±0.2‰。
图1-15 碳酸岩C同位素组成直方图
表1-10为笔者统计的近期发表的世界各地碳酸岩的C、O同位素组成，同样可以看出，不同地区、不同时代碳酸岩的C同位素组成不具明显的差别，其δ13CPDB值集中在-2‰～-7‰之间（图1-15B，图1-16A）。碳酸岩往往与碱性岩共生形成环状杂岩体，从Deines（1970）的统计结果可见，加拿大Oka杂岩体中碳酸岩和与其共生的硅酸岩的C同位素组成相近，两类岩石的δ13CPDB值都集中在-4.6‰～-5.6‰之间（图1-17）。
图1-16 不同地区和不同时代碳酸岩C、O同位素组成
横坐标序号同表1-10；I—范围；○—均值
表1-10 碳酸岩C、O同位素组成统计表
续表
注：序号4～9为海洋碳酸岩。
图1-17 加拿大Oka杂岩体中碳酸岩和硅酸岩C同位素组成
（转引自Deines,1970）
值得注意的是，世界许多地区的碳酸岩的C、O同位素组成与Taylor等（1967）和Keller and Hoefs（1995）确定的原始碳酸岩C、O同位素组成（Taylor等（1967）确定的原始碳酸岩δ13CPDB值：-4‰～-8‰，δ18OSMOW值：6‰～10‰；Keller and Hoefs（1995）确定的原始碳酸岩δ13CPDB值：-5‰～-7‰，δ18OSMOW值：5.5‰～7.0‰）存在一定的偏差（图1-18A），对此Demény等（1996,1998）用高温结晶分异作用、地壳混染作用、低温蚀变作用、海水影响、大气降水影响和去气作用等进行了解释（图1-18B）。笔者的统计结果表明，δ18OSMOW值在6‰～10‰之间的498件碳酸岩的δ13CPDB值绝大部分集中在-2‰～-8‰之间（489件），平均为-5.01‰，与Deines（1992）的统计结果相近。
图1-18 碳酸岩δ13CPDB－δ18OSMOW图
A中原始数据来源同表1-10，虚线框为Taylor等（1967）确定的原始碳酸岩区域；B转引自Demény等（1998）
3.地幔捕虏体C同位素组成
测定地幔捕虏体C同位素组成的对象为石墨的CO2流体包裹体。Deines等（1987）报道了2件Roberts Victor含金刚石榴辉岩中石墨样品的C同位素组成，其δ13CPDB值分别为-5.8‰和-6.3‰，略高于岩石中与之共生金刚石的δ13CPDB值（均值为-7.0‰）；Deines等（1991）测定了博茨瓦纳Orapa榴辉岩中石墨和金刚石的C同位素组成，在22件石墨样品中，除1件样品的δ13CPDB值为-20.3%。外，其余样品的δ13CPDB值集中在-4.6‰～-7.8‰之间，其变化范围在与之共生金刚石的δ13CPDB值的变化范围（-4‰～-23‰）之内；Pearson等（1994）获得地幔橄榄岩中石墨的δ13CPDB值为-3.8‰～-12.3‰，集中分布于6‰～7‰之间，平均为6.7‰。
Nadeau等（1990）和Pineau andMathez（1990）采用分步加热法分别测定了北美*西北缘5个地区（Nunivak Island、Alligator Lake、Jacques Lake、ForkSelkirk、Castle Rock和Prindle Volcano）和夏威夷Hualalai火山岩中地幔捕虏体的C同位素组成。他们认为不同温度提取的CO2反映了地幔捕虏体中不同形式的含碳物质，低于800℃提取的CO2主要代表存在于地幔捕虏体中的石墨类和有机含碳物质，其δ13CPDB值一般低于-25‰；而高于800℃提取的CO2主要来自地幔捕虏体矿物中流体包裹体，其δ13CPDB值在2‰～10‰之间。但从Nadeau等（1990）的分析数据看，地幔捕虏体低于800℃和高于800℃的C同位素组成的差别并没有那样明显，高于800℃的C同位素组成中也有部分较低的δ13CPDB值；Pineau and Mathez（1990）和Trull等（1993）的分析数据也有同样的特征。
我国学者樊祺诚等（1996）采用分步加热法测定了中国东部11个地区新生代玄武岩中13个地幔捕虏体C同位素组成，结果显示800℃的δ13CPDB值分布于-2.9‰～-25.5‰（集中区为-16.0‰～-22.0‰），1100℃的δ13CPDB值分布于-12.7‰～-35.7‰（集中区为-21.0‰～-29.0‰）。*等（1998）也采用分步加热法分析了大麻坪碱性玄武岩中地幔捕虏体CO2、CO和CH4的C同位素组成，发现不同矿物CO2和CO的C同位素组成没有明显的差别，不同矿物CH4的C同位素组成也具有相似的变化范围，但其δ13CPDB值（-30.1‰～-50.5‰）明显低于前者（-21.9‰～-27.4‰）。从*等（1998）的分析数据还看出，虽然在400～1140℃内不同矿物的δ13CPDB值总体有随温度增加而升高的变化趋势，但在高于800℃的C同位素组成中没有出现高δ13CPDB值（大于-20‰；辉石岩CO在400℃和550℃的δ13CPDB值分别为-14.1‰和-11.5‰例外）。
4.玄武岩C同位素组成
玄武岩是地幔部分熔融的产物。由于地幔部分熔融、熔浆上升和喷发可能产生C同位素分馏和污染，玄武岩的C同位素只能间接提供地幔的C同位素信息。测定玄武岩C同位素组成一般也采用分步加热法，由于低于600℃提取的CO2一般比高于600℃提取的CO2相对贫13C，因此以前多认为低于600℃提取的CO2主要是表面有机污染物，而高于600℃提取的CO2才可能是溶解于玄武岩玻璃或气孔中的CO2（Deines,1989）。Exley等（1986）系统测定了各大洋的洋中脊玄武岩玻璃以及热点地区玄武岩玻璃的C同位素组成，在高于600℃的条件下，洋中脊玄武岩玻璃的δ13CPDB值平均为-6.6‰，热点地区夏威夷Loihi拉斑玄武岩的δ13CPDB值平均为-5.6‰、碱性玄武岩δ13CPDB值平均为-7.1‰。众多的分析资料显示（Exley等，1986；Taylor,1986；Blank,1993；张铭杰等，1998），玄武岩C同位素组成与其产出位置有关，洋中脊玄武岩的δ13CPDB值为-3.5‰～-9.3‰、洋岛玄武岩为-2.8‰～-7.5‰、弧后玄武岩为-9.8‰～-32‰、岛弧玄武岩为-24.5‰～-29.0‰，*玄武岩为-20‰～-30‰。
Deines（1992）在总结玄武岩C同位素组成时指出，大部分高温提取的CO2的δ13CPDB值落在-4‰～-9‰之间，也有低达-25‰～-30‰的数据，经细心清洗的样品在低温下也很贫13C，这不应是污染造成的，而是玄武岩固有的碳；从Deines（1989）统计的玄武岩C同位素组成直方图也可看出（图1-19），其δ13CPDB值存在双峰分布。因此，玄武岩的C同位素组成与金刚石和地幔捕虏体相似。
图1-19 玄武岩C同位素组成直方图
（转引自Deines,1989）
图1-20 陨石C同位素组成直方图
（转引自Deines,1989）
综上所述，除碳酸岩外，金刚石、地幔捕虏体和玄武岩的C同位素组成均具有双峰分布特征，δ13CPDB值的主峰和次峰分别在-2‰～-9‰和-15‰～-25‰之间；实际上陨石的C同位素组成也具有这种特征（图1-20）。目前对地幔C同位素组成出现低δ13CPDB值区域存在多种假说，主要包括：①压力、温度、氧逸度引起碳的物相变化及相应的同位素效应；②俯冲作用引起的再循环地壳物质进入地幔；③地幔去气作用；④原始地幔C同位素组成不均一。储雪蕾（1996）对此进行了深入分析，认为第①、②和③种假说都很难解释地幔C同位素组成具有的双峰分布特征，从而指出δ13CPDB值呈双峰分布可能是原始地幔C同位素组成本身具有的特征，即原始地幔C同位素组成存在不均一性。
