俯沖帶變質(zhì)過程中的含碳流體*

劉景波

1.中國科學院地質(zhì)與地球物理研究所，巖石圈演化國家重點實驗室，北京 100029

2.中國科學院大學地球與行星科學學院，北京 100049

俯沖帶-島弧系統(tǒng)的碳循環(huán)模式可以概括這樣一種圖景：含碳巖石通過俯沖過程的變質(zhì)作用形成含碳流體，含碳流體運移至上覆地幔楔交代其中的巖石導致部分熔融產(chǎn)生含碳的島弧巖漿，巖漿上升到地表將碳以CO2形式釋放到地表的物質(zhì)圈層中去。島弧火山作用釋放的CO2在碳同位素組成上證明了這種過程的存在。島弧巖漿的δ13C在-0.1‰～-11.6‰之間，這種成分的碳是俯沖帶的碳酸鹽（δ13C＝0‰）、蝕變大洋玄武巖及其下覆地慢巖的碳（δ13C＝-5‰）和俯沖巖石中的有機碳（δ13C＝-30‰）混合的結(jié)果（Sano and Marty，1995；Shawetal.，2003；De Leeuwetal.，2007）。對幾處環(huán)太平洋島弧火山巖的碳同位素研究表明，80%以上的碳來自俯沖帶的巖石（Sano and Williams，1996；De Leeuwetal.，2007）。因此，在俯沖過程中，巖石變質(zhì)反應(yīng)生成的含碳流體控制了俯沖帶-島弧系統(tǒng)碳循環(huán)過程。

變質(zhì)反應(yīng)生成的含碳流體包括含碳水流體、富硅酸鹽的超臨界流體和含碳熔體。碳酸鹽脫碳的變質(zhì)反應(yīng)通常生成COH流體，而碳酸鹽礦物也可以溶解在水中生成含碳電解質(zhì)流體，兩種機制對碳轉(zhuǎn)運中的作用是目前的熱點研究問題。當含碳酸鹽巖石達到部分熔融條件時，巖石能夠生成含碳熔體或者形成第二臨界端點之上的富硅酸鹽超臨界流體。無論何種含碳流體，其形成與P-T條件和巖石成分有關(guān)，其中巖石初始的流體成分特征對流體形成的P-T有重要的影響。因此，俯沖帶P-T條件和初始巖石的成分特征控制了碳的釋放。

巖石中金剛石和由流體形成的含碳酸鹽的高壓礦物組合是含碳流體在俯沖帶深部活動的直接物質(zhì)證據(jù)，這些證據(jù)從大洋俯沖帶和大陸俯沖帶的巖石中都能觀察到。近年來，相應(yīng)的實驗巖石學研究也在增多，特別是含碳酸鹽巖石的部分熔融的實驗研究明顯增加。

1 含碳的流體

在俯沖帶含碳酸鹽巖石中，碳酸鹽礦物的脫碳變質(zhì)反應(yīng)能夠形成CO2流體，例如在含硅的方解石大理巖中，反應(yīng)CaCO3+SiO2＝CaSiO3+CO2，或者在含硅的白云石大理巖中，反應(yīng)5CaMg（CO3）2+8SiO2+H2O＝Ca2Mg5Si8O22（OH）2+3CaCO3+7CO2是兩個常見的脫碳變質(zhì)反應(yīng)。兩個反應(yīng)的溫壓條件都與初始的流體成分有關(guān)。在第一個反應(yīng)中，水是無關(guān)相，如果初始的巖石中含水，它能降低流體中CO2的活度，導致反應(yīng)的溫度降低（圖1）。第二個反應(yīng)是混合揮發(fā)份的變質(zhì)反應(yīng)，初始流體的成分決定了反應(yīng)的溫壓條件，CO2含量越高，反應(yīng)的溫度越高（圖1）。從兩個簡單的反應(yīng)與流體成分的關(guān)系來看，在一個實際的巖石系統(tǒng)中，如果有外來水流體的加入，碳酸鹽礦物能夠在更低的溫度下發(fā)生變質(zhì)脫碳反應(yīng)，形成含碳的流體。

俯沖帶含碳酸鹽礦物的巖石通常是遠洋沉積物，主要是泥灰?guī)r和硅質(zhì)碳酸鹽巖。Kerrick and Connolly（2001）用馬里亞納和瓦努阿圖海溝的硅質(zhì)灰?guī)r、安的列斯海溝的泥灰?guī)r和遠洋含碳酸鹽礦物沉積物的平均成分，通過相平衡的方法模擬了溫度在200～1000℃和壓力達到6GPa的流體生成情況。從圖2可以看出，硅質(zhì)碳酸鹽巖類在俯沖的地溫梯度下只有很少的脫碳，而遠洋含沉積物和泥灰?guī)r類會脫去大部分碳，形成交代地幔楔的COH流體。

圖1 兩個脫碳反應(yīng)的溫度-流體成分圖（據(jù)Bucher and Grapes，2011）左圖：硅輝石生成的反應(yīng)；右圖：全巖成分為 Si（2）Mg（2）Ca（2）C（5）的視剖面圖 .Wo-硅輝石；Qtz-石英；Cc-方解石；Fo-鎂橄欖石；Di-透輝石；Dol-白云石；Tr-透閃石；Tlc-滑石Fig.1 Two decarbonation reactions showing the relationship between the composition of fluid and temperature（after Bucher and Grapes，2011）

圖2 遠洋含碳酸鹽礦物的沉積物（左）和硅質(zhì)灰?guī)r（右）的平衡變質(zhì)礦物組合中的流體含量（據(jù)Kerrick and Connolly，2001）生成的流體成分和含量等于初始含量減去平衡礦物組合中的流體成分和含量.粗黑線為俯沖帶的地溫線，資料來自日本西北（低的地溫線）和東南（高的地溫線）的俯沖帶.Sub-arc：島弧巖漿形成區(qū)域Fig.2 Calculated fluid contents of mineral assemblages for average marine sediment（left）and siliceous limestone（right）by phase modeling（after Kerrick and Connolly，2001）

圖3 方解石的溶解度與溫壓（左）和流體鹽度（右）的關(guān)系左圖：方解石的溶解度據(jù)Caciagli and Manning（2003）；右圖據(jù)Newton and Manning（2002）.mCaCO3：每千克水中溶解方解石的摩爾數(shù)Fig.3 The relations between calcite solubility and P-T condition（left，after Caciagli and Manning，2003），between calcite solubility and fluid salinity（right，after Newton and Manning，2002）

Kerrick and Connolly（2001）的相圖模擬未涉及礦物在流體中的溶解問題，也未涉及巖石部分熔融問題。溶解度的實驗研究表明，在低于3kb的壓力下，方解石的溶解度隨溫度的上升而降低，而大于3kb的壓力下，溶解度隨溫度上升而上升，并且壓力越大，升幅越高（圖3，Caciagli and Manning，2003）。因此，在俯沖帶環(huán)境中，不能忽略碳酸鹽礦物在流體溶解作用，其形成的含碳電解質(zhì)流體能夠攜帶大量的碳。方解石在高溫高壓下的溶解反應(yīng)為 CaCO3+2H+＝Ca2++CO2，aq+H2O，因此，碳酸鹽類礦物的溶解導致流體變?yōu)閴A性。碳酸鹽礦物的溶解度不僅與溫壓條件有密切關(guān)系，而且與流體的鹽度也密切相關(guān)（圖3）。流體中鹽組分導致礦物溶解度提高的現(xiàn)象稱鹽助溶效應(yīng)（Salting-in effect，Newton and Manning，2000，2002）。對于方解石，鹽助溶效應(yīng)實際是鹽和方解石反應(yīng)的結(jié)果，即 CaCO3+2NaClaq＝CaCl2，aq+Na2CO3，aq，反應(yīng)的生成物均可以溶于水中。方解石的鹽助溶效應(yīng)能夠大大提高流體的含碳量，從而提高俯沖帶含碳物質(zhì)的轉(zhuǎn)移能力。

圖4 含碳酸鹽礦物巖石的固相線（據(jù)Skora et al.，2015）Sub-arc：島弧巖漿形成區(qū)域.粗黑線為俯沖帶的地溫線，老洋殼（Old crust）代表快速的冷俯沖；新洋殼（Young crust）代表慢速的熱俯沖Fig.4 Solidus of carbonate-bearing rocks（after Skora et al.，2015）

最近的一系列高溫高壓實驗研究結(jié)果表明含碳酸鹽礦物的巖石在700℃以上能夠發(fā)生部分熔融（圖4）。從水存在的含碳酸鹽礦物沉積巖的熔融實驗來看，3～5GPa條件下，固相線的溫度在740～1000℃ （Thomsen and Schmidt，2008；Tsuno and Dasgupta，2012；Tsunoetal.，2012；Mann and Schmidt，2015；Skoraetal.，2015）。對 比 Kerrick and Connolly（2001）遠洋含碳酸鹽礦物沉積物模擬的相圖來看，如果巖石低溫階段脫出的水流體沒有離開巖石體系，那么進入700℃以上的高溫高壓階段，巖石應(yīng)該會發(fā)生部分熔融，生成含碳的巖漿。

部分熔融實驗研究了流紋質(zhì)巖漿碳含量與溫壓的關(guān)系以及碳在巖漿中出現(xiàn)的組分形式（species）。Duncan and Dasgupta（2014）的實驗表明，流紋質(zhì)巖漿的碳含量正相關(guān)于壓力和巖漿中的H2O含量，與溫度無關(guān)。在巖漿中，碳以CO2和CO32-組分存在，并且當H2O含量高時以CO32-形式為主，反之以CO2形式為主。在3.0GPa條件下，以CO2計量的含量可達2%。

圖2和圖4中也顯示了俯沖帶的地溫梯度，從俯沖帶的溫壓環(huán)境看，脫碳的變質(zhì)反應(yīng)可以生成COH流體，流體的出現(xiàn)也會導致碳酸鹽礦物在流體的溶解，同時在700℃以上俯沖帶環(huán)境中可能出現(xiàn)含碳的熔體。

2 流體中的碳組分

碳在流體中以什么樣的組分（species）存在是另一個重要問題。含碳的組分類型和含量與溫壓條件、氧逸度、流體的pH值密切相關(guān)，是研究俯沖帶巖石物理化學特征和流體攜帶碳的能力重要的方面。流體中的碳組分有中性的CO2和CH4分子、重碳酸根離子（HCO3-）、碳酸根離子（CO32-），它們穩(wěn)定的氧逸度和pH值不同。甲烷穩(wěn)定在低氧逸度環(huán)境中，而其它組分穩(wěn)定在高氧逸度環(huán)境中。相比二氧化碳，重碳酸根離子和碳酸根離子在更高的pH值下穩(wěn)定。近幾年來，一個令人關(guān)注的方面是流體中的有機碳研究。利用Deep Earth Water模型（Sverjenskyetal.，2014a），高壓條件下碳飽和巖石-COH流體系統(tǒng)中，計算的與巖石礦物組合平衡流體中的碳組分包括CO2、CH4、HCO3-和有機碳離子組分。有機碳離子組分有甲酸根（HCOO-）、乙酸根（CH2COO-）和丙酸根（CH3CH2COO-）（Sverjenskyetal.，2014b；Sverjensky and Huang，2015）。碳飽和 MgO-SiO2-COH系統(tǒng)的實驗表明，Mg和Si在COH流體中的溶解度比相同溫壓條件下的MgO-SiO2-H2O系統(tǒng)高了 5倍之多（Tumiatietal.，2017；Tiraboschietal.，2018），Mg和 Si的溶解度可以用 Mg［OSi（OH）3］［CH3CH2OO］+H+＝Mg2++SiO2aq+CH3CH2OO-+H2O來描述（Tiraboschietal.，2018）。這個實驗側(cè)面證實有機的Mg-Si-C物質(zhì)存在于實驗的流體相中。有機碳在深部地幔條件穩(wěn)定存在，不僅對俯沖帶-島弧系統(tǒng)碳循環(huán)打開了新的研究窗口，而且對早期生命起源也打開了新的研究窗口。當務(wù)之急不僅僅是理論計算和實驗研究，在自然界高壓、超高壓巖石中尋找有機碳存在的證據(jù)也提上了日程。

3 巖石學觀察

俯沖帶的巖石記錄了含碳流體的活動情況。物質(zhì)的記錄包括兩個方面：高壓、超高壓礦物中的包裹體和高壓、超高壓巖石中的脈體。在榴輝巖相礦物中，例如在石榴石、綠輝石、藍晶石等礦物中，可以識別出三種類型流體包裹體：水流體包裹體／氣體包裹體、多相固體包裹體和熔體包裹體（Frezzotti and Ferrando，2015）。

3.1 流體包裹體

水流體包裹體多數(shù)含鹽，鹽度從低鹽到鹽飽和（Scambelluri and Philippot，2001；Frezzotti and Ferrando，2015），液體水和氣態(tài)水占流體包裹體體積的40%以上。一個典型的實例是阿爾卑斯Monviso地區(qū)Piemonte帶榴輝巖所顯示的情況：在榴輝巖相的脈體中，綠輝石中發(fā)育有大量流體包裹體（Philippot and Selverstone，1991）。流體包裹體以高鹽為特征，除了鹽的子晶外，還有鈉長石、榍石、方解石、白云石、石膏、硬石膏、重晶石、黃鐵礦和氧化物等子晶礦物的存在。流體包裹體中沉淀的方解石和白云石指示高鹽流體中存在溶解的碳酸鹽礦物，因此，這種流體通過鹽助溶機制可以攜帶大量的溶解的碳酸鹽物質(zhì)。對于不含鹽的水流體，高壓、超高壓條件下碳酸鹽的溶解度也會大幅提高（圖3）。在Lago di Cignana地區(qū)Piemonte帶經(jīng)歷超高壓變質(zhì)的錳結(jié)核中，石榴石中就包裹了這種特征的流體包裹體（Frezzottiet al.，2011）。包裹體含金剛石、無定型碳、方解石等碳酸鹽礦物、石英、鈉云母、石膏、金紅石，流體中還存在和單體等組分。這種流體包裹體的組成特征，反映出流體中的碳主要來源于碳酸鹽礦物在水流體中的溶解，同時，水流體中也溶解了大量硅酸鹽礦物。氣體包裹體見于大別山、Dora Maira等地的超高壓榴輝巖相巖石中（Castellietal.，2007；Fuetal.，2001，2002，2003a，b；Xiaoet al.，2000，2002），包裹體包括 N2、CH4、N2-CH4、N2-CH4-CO2-H2O±鹽子晶，這種成分的流體與鹽流體之間存在不混溶性（Heinrich，2007），因此可以與鹽流體共存。這類包裹體是否是變質(zhì)脫碳反應(yīng)生成的仍然未知，但目前觀察的流體包裹體中，COH包裹體在高壓、超高壓巖石中明顯偏少。

多相固體包裹體（Multiphase solid inclusion）是目前在超高壓巖石中發(fā)現(xiàn)最廣泛的一類包裹體（Frezzotti and Ferrando，2015），出現(xiàn)在石榴石、綠輝石、藍晶石等礦物中。一般的尺度在100μm以下，主要由多晶固體礦物組成，其中可以存在空隙或有少量流體。形態(tài)上從負晶形到不規(guī)則狀，普遍發(fā)育爆裂結(jié)構(gòu)（offshoot）。這種特征指示包裹體未結(jié)晶前是一種富硅酸鹽的流體物質(zhì)。最好的實例是Erzgebirge和Kokchetav超高壓片麻巖石榴石等礦物中的含金剛石多相固體包裹體 （St?ckhertetal.，2001，2009；Dobrzhinetskayaet al.，2003；Hwangetal.，2003）。含金剛石多相固體包裹體除金剛石外，還包含黑云母、鈉云母、多硅白云母、綠泥石、綠簾石、角閃石等的一些含水的鋁硅酸鹽礦物和無水的石英、鉀長石、藍晶石、輝石等礦物，碳酸鹽、磷灰石、氧化物也是常見礦物。從礦物組成上看，多相固體包裹體的成分明顯不同于巖漿的花崗質(zhì)成分（Frezzotti and Ferrando，2015）。這類包裹體含的碳物質(zhì)有金剛石、石墨和碳酸鹽礦物，顯示流體可以攜帶大量碳，是重要的碳遷移介質(zhì)。

近年來高壓、超高壓巖石中石榴石中陸續(xù)有熔體包裹體的報道（Hwangetal.，2001；Korsakovetal.，2004；Korsakov and Hermann，2006；Zengetal.，2009；Gaoetal.，2012，2013，2014；Liuetal.，2013；Cesareetal.，2015；Ferreroet al.，2015，2016）。熔體包裹體形態(tài)上從負晶形到不規(guī)則狀，尺度在幾個到幾十微米，也常見發(fā)育爆裂結(jié)構(gòu)。熔體包裹體的成分是花崗質(zhì)的，主要由石英／方英石、長石、少量云母、花崗質(zhì)玻璃等組成。長石類礦物包括鉀長石、鈉長石、kokchetavite和 kumdykolite，其 中鉀 長 石和 kokchetavite（Hwangetal.，2004）、鈉長石和 kumdykolite（Hwangetal.，2009）分別是同質(zhì)多相礦物。方英石作為亞穩(wěn)定礦物常常出現(xiàn)在熔體包裹體中（Ferreroetal.，2016）。玻璃在熔融包裹體非常常見，包裹體的結(jié)晶程度變化很大，從完全的玻璃到完全結(jié)晶體（Cesareetal.，2015）。玻璃的存在一方面可能與快速的折返有關(guān)，但包裹體尺度可能對巖漿的礦物成核和生長有重要影響，小的包裹體孔徑會抑制成核作用而導致亞穩(wěn)態(tài)的玻璃被保存下來（Putnisetal.，1995；Holness and Sawyer，2008；Cesareetal.，2009；Ferreroetal.，2012）。熔體包裹體中，含碳的礦物包括金剛石和方解石（Korsakovetal.，2004；Korsakov and Hermann，2006；Gaoetal.，2014）。因此，從天然巖石的觀察到實驗研究的結(jié)果，均反映出熔體可以攜帶大量碳。此外，實驗研究還表明，含碳酸鹽礦物的巖石體系，發(fā)生部分熔融時，還存在不混溶的COH流體（Mann and Schmidt，2015）。

圖5 巖石-H2 O系統(tǒng)中巖石部分熔融、巖石溶解度與溫壓之間的相關(guān)系（a）巖石熔融的P-T-H2 O相關(guān)系，Critical point：水-熔體之間的臨界點；Critical curve：臨界線（臨界點的連線）；2nd Critical endpoint：第二臨界端點；（b）圖a中P1位置的等壓切面熔融的相關(guān)系，Eutectic point：共熔點.低壓下，相圖中存在熔體（melt）+流體（fluid）不混溶區(qū).壓力增高，混溶區(qū)變小并最終消失.這導致臨界線和共熔點組成的濕固相線（wet solidus）交于一點，該點即為第二臨界端點.壓力在第二臨界端點之上的P2位置，等壓切面相關(guān)系為如圖c所示：巖石的熔體成分與平衡的流體成分變?yōu)橐粭l連續(xù)的曲線，兩者之間缺乏可以定義界線。中間部分形成富硅酸鹽的流體（silicate-rich fluid）.（d）巖石熔融和臨界線以及流體中溶質(zhì)含量在P-T切面上的示意投圖.（a-c）據(jù)Stalder et al.（2000）修改，也見 Manning（2004）；（d）據(jù)Hermann et al.（2006）修改Fig.5 P-T phase relations showing partial melting and solubility of a rock in rock-H2 O system（a）sketch P-T-H2 O phase relation of rock melting；（b）sketch TH2O phase relation of rock melting at constant pressure（P1 at Fig.5a）.（c）sketch T-H2O phase relation of rock melting at constant pressure abovethesecond critical endpoint（P2 at Fig.5a）.（d）sketch P-T diagram showing solidus，critical curve，the second critical endpoint and solute contents in fluids.（a-c）from Stalder et al.（2000），Manning（2004），and（d）is simplified from Hermann et al.（2006）

圖6 榴輝巖和藍片巖中發(fā)育的脈體（a）大別山朱家沖榴輝巖（eclogites）中發(fā)育的石英（Qtz）+黝簾石（Zo）+多硅白云母（Phn）脈體，多硅白云母和石英顯示了分帶性；（b）蘇魯東海榴輝巖中發(fā)育的綠輝石（Omp）石英（Qtz）脈.（a、b）中的脈體周圍的圍巖中沒有蝕變帶；（c、d）天山石榴石藍片巖（blueschist）發(fā)育含碳酸鹽礦物（Carb）的脈體，Gl-藍閃石.（d）中脈體兩側(cè)發(fā)育蝕變帶（altered zones），為流體與藍片巖之間的反應(yīng)帶Fig.6 Photographs showing the veins in eclogites and blueschist（a）from the Dabie UHP metamorphic belt；（b）from the Sulu UHP metamorphic belt；（c，d）from the Tianshan subduction complex

三種類型包裹體形成的條件是另一個重要研究問題。礦物中有水流體包裹體／氣體包裹體的高壓、超高壓巖石，通常形成的溫度不高于650℃，巖石未達到部分熔融的溫度。從Erzgebirge和Kokchetav超高壓片麻巖經(jīng)歷的溫壓條件來看，多相固體包裹體和熔體包裹體出現(xiàn)在高溫、高壓條件下。這兩個地區(qū)巖石經(jīng)歷的溫度均達到或超過了1000℃，壓力在4～8GPa之間（Massonne，2003；Korsakov and Hermann，2006；Dobrzhinetskayaetal.，2013）。就熔融包裹體而言，只要達到巖石部分熔融的溫度，就可能在轉(zhuǎn)融礦物中出現(xiàn)熔融包裹體（Cesareetal.，2015）。然而，多相固體包裹體作為一種流體包裹體并未得到很好的解釋。從礦物溶解度方面來看，包裹體中存在的流體很少，礦物的溶解度很低，不能夠解釋為什么包裹體有這么多的硅酸鹽溶質(zhì)。目前傾向性的解釋是這種流體可能是第二臨界端點之上的超臨界流體（圖5）。壓力在巖石-流體系統(tǒng)的第二臨界端點之上，巖石的部分熔融的熔體成分與巖石平衡的流體成分變?yōu)橐粭l連續(xù)的曲線（圖5c），熔體成分和溶解的流體成分之間缺乏可以定義的界線，中間部分（圖5c）形成了介于熔體和水流體之間的富硅酸鹽的流體（silicate-rich fluid）。然而，這種富硅酸鹽流體中的水含量至少超過20%以上（圖5c），從多相固體包裹體含水礦物的水含量來看，包裹體中的流體含量遠遠少于這樣的數(shù)量?？赡艿慕忉屖窃擃惏w在形成后，在降壓過程中包裹體中的流體通過擴散或在包裹體的爆裂過程中逃逸了（Frezzotti and Ferrando，2015）。另一方面的問題是多相固體包裹體的成分問題。如果多相固體包裹體是富硅酸鹽的流體形成的，那么從已知的實驗來看，溶質(zhì)的成分應(yīng)該也是花崗巖質(zhì)成分的（Kesseletal.，2005a，b），這與觀察的包裹體成分不符。一種可能的解釋是主晶礦物與多相固體包裹體代表的流體在后來的溫壓條件變化下發(fā)生了變質(zhì)反應(yīng)，多相固體包裹體并不代表流體中原始的溶質(zhì)成分（Perchuketal.，2005；Frezzotti and Ferrando，2015）。

俯沖帶含碳巖石的部分熔融與巖石成分和俯沖帶的地溫梯度相關(guān)。就圖2和圖4給出的熱俯沖的地溫線而言，合適的巖石成分完全可以發(fā)生部分熔融。另一個可以考慮的過程是俯沖帶巖石的底辟作用。由于俯沖帶含較多的蛇紋巖等粘度較低的巖石，這些巖石可能發(fā)生底辟作用進入上覆地幔楔的高溫環(huán)境，從而產(chǎn)生部分熔融，形成含碳的巖漿（Duncan and Dasgupta，2014）。

3.2 高壓、超高壓巖石中含碳酸鹽礦物的脈體

俯沖帶內(nèi)含碳流體活動的另一個物質(zhì)記錄是高壓、超高壓巖石發(fā)育的脈體（Ague and Nicolescu，2014；Piccolietal.，2016）。脈體在變質(zhì)巖石中廣泛發(fā)育，是流體中的溶質(zhì)在巖石裂隙沉淀而成。高壓、超高壓巖石中脈體種類很多（如圖6），從單一礦物構(gòu)成的石英脈、碳酸鹽脈到有幾種礦物構(gòu)成復雜成分的脈，而且礦物在脈體中可以形成分帶現(xiàn)象。圖6顯示了大別山-蘇魯超高壓帶榴輝巖和天山藍片巖中發(fā)育的脈體，這些脈體在礦物組成和整體成分上是多樣性的。天山藍片巖的脈體除含藍閃石、綠輝石、黝簾石、石英等硅酸鹽礦物外（圖6c，d），還含大量碳酸鹽礦物，反映出流體是一種含硅酸鹽和碳酸鹽溶質(zhì)的流體。碳酸鹽礦物在脈體的結(jié)晶表明，這種流體中的碳主要來自碳酸鹽的溶解，而不是變質(zhì)反應(yīng)形成的COH流體。一些形成脈體的流體可以與圍巖反應(yīng)形成蝕變帶（如圖6d），而另一些則沒有這樣的蝕變帶（如圖6a，b）。

Ague and Nicolescu（2014）研究了希臘基克拉迪群島（Cycladic）俯沖混雜巖帶碳酸巖塊中發(fā)育的脈體。形成脈體的流體起源于混雜巖帶蛇紋巖脫水，當流體沿裂隙進入碳酸巖塊時，形成了脈體。脈體主要由石英、綠簾石組成，并含少量藍閃石和綠輝石，指示流體中含大量硅酸鹽溶質(zhì)。脈體與大理巖的接觸帶形成了一個貧碳酸鹽礦物的蝕變帶。通過質(zhì)量平衡、氧和碳同位素、礦物的流體包裹體和相平衡模擬等方面的研究，發(fā)現(xiàn)蝕變帶部分有60%～90%以CO2計量的脫碳量，而以變質(zhì)反應(yīng)為主的脫碳量僅有5%～15%。質(zhì)量平衡確定出蝕變帶的脫碳是通過碳酸鹽礦物在流體中的溶解實現(xiàn)的，并且大量碳酸鹽礦物的溶解導致了流體中水活度的降低，致使硅酸鹽礦物沉淀形成了脈體?？梢酝茰y與碳酸巖平衡之后的流體應(yīng)該是含大量碳酸鹽溶質(zhì)的新流體，它們遷移到地幔楔能夠產(chǎn)生含碳的島弧巖漿，從而完成碳從深部到淺部的循環(huán)過程。

4 展望

遠洋或半遠洋沉積物是俯沖帶的主要含碳巖石，在俯沖過程這些巖石的變質(zhì)作用導致含碳流體的形成。通過對大洋俯沖帶和大陸俯沖帶巖石的觀察，可以確定出三類流體，即含碳水流體、富硅酸鹽的超臨界流體和熔體。

含碳水流體通常都有一定的含鹽量，鹽流體與含CO2流體之間在變質(zhì)的溫壓條件下是不混溶的（Spear，1993；Heinrich，2007；Manningetal.，2013）。對含碳水流體包裹體的觀察發(fā)現(xiàn)包裹體中存在硅酸鹽礦物的子晶，表明這樣的流體中存在一定量的硅酸鹽溶質(zhì)，因此，它們實際上是成分復雜的含碳水流體。在高壓條件下，多組分溶質(zhì)的流體中，組分存在的形式、各組分之間的關(guān)系和流體的P-T-V特征目前仍然需要更多實驗和理論上的研究。從含碳水流體包裹體巖石經(jīng)歷的溫壓條件看，它們形成在相對低溫的條件下，巖石沒有達到部分熔融的溫壓條件。在這樣的溫壓條件下，巖石變質(zhì)作用以含流體礦物的脫水和碳酸鹽礦物脫CO2的反應(yīng)為特征。碳酸鹽礦物脫CO2反應(yīng)的溫度與巖石初始的流體成分相關(guān)，巖石中水活度越高，碳酸鹽礦物脫CO2的反應(yīng)溫度越低。其巖石學意義在于如果一個含碳酸鹽礦物巖石有外來水流體的加入時，該巖石會同步產(chǎn)生碳酸鹽礦物脫CO2的反應(yīng)。同時，近來的研究表明碳酸鹽礦物在水流體的溶解作用形成的含碳流體對巖石中的碳遷移不可忽視，其作用可能遠遠超過碳酸鹽礦物脫CO2的反應(yīng)造成的碳遷移。因此，外來流體流入含碳酸鹽礦物的巖石，不僅促進了碳酸鹽礦物脫CO2的反應(yīng)，而且造成了大量碳酸鹽礦物在流體中的溶解。

富硅酸鹽的超臨界流體和熔體包裹體形成的溫壓條件非常高，這些包裹體主要出現(xiàn)在大陸俯沖帶的巖石中。正如前文中指出對多相固體包裹體代表的流體還缺乏實驗的研究，其偏離花崗質(zhì)成分的特征要求對每一種不同成分的包裹體開展相應(yīng)的實驗研究，以確定它們形成的條件；不足的水含量需要開展對包裹體水逃逸的具體研究，同時也需要進一步確定包裹體與主晶礦物之間的反應(yīng)關(guān)系。熔融包裹體存在表明俯沖帶可以存在部分熔融，如圖2和圖4給出的俯沖帶的地溫線那樣，一些俯沖帶在島弧巖漿產(chǎn)生的深度上，其溫度已經(jīng)超過了700℃以上。在這種深度上，如果巖石中含水礦物脫水或者有外來流體的加入，都可以造成俯沖帶巖石的部分熔融。最近Syracuseetal.（2010）對全球俯沖帶的熱模擬表明，在2.5～5GPa的深度范圍內(nèi)，俯沖帶的頂面溫度多在750～850℃之間。這樣的溫度范圍能夠引起俯沖帶巖石的部分熔融，從而形成含碳巖漿。巖石部分熔融不僅會以熔融包裹體形式記錄下來，也會形成混合巖。最典型的地區(qū)是蘇魯超高壓變質(zhì)帶中的威海地區(qū)，雖然已有的研究認為威海地區(qū)的混合巖形成在巖石的折返階段（Liuetal.，2010，2012；Xuetal.，2013），然而對混合巖淺色體的定年并不能確定部分熔融的時間。超高壓階段的部分熔融形成的熔體可以在折返后發(fā)生低壓結(jié)晶，造成折返的部分熔融的假象。因此，超高壓巖石部分熔融溫壓條件和部分熔融的時間仍然是重要的課題。進一步研究的方面也包括，部分熔融形成的巖漿與碳酸巖之間的反應(yīng)關(guān)系，正像花崗巖與大理巖之間能造成矽卡巖而導致大量含碳流體的形成一樣，高壓、超高壓條件下片麻巖的部分熔融產(chǎn)生的巖漿侵入到大理巖也應(yīng)該有相同的結(jié)果。

目前的理論計算和實驗證實有機碳在深部地幔條件下可以穩(wěn)定存在，這對俯沖帶-島弧系統(tǒng)的碳循環(huán)和生命起源都打開了新的研究窗口。進一步的理論計算和實驗研究是必須的，同時在自然界高壓、超高壓巖石中尋找有機碳存在的證據(jù)也是當務(wù)之急。

俯沖帶熱結(jié)構(gòu)的差異決定了巖石生成流體的特征，不同類型流體在全球碳循環(huán)中的地位目前尚不清楚。粗略估計俯沖帶的變質(zhì)作用導致巖石總脫碳量約占到了俯沖巖石攜帶量的三分之一（Marty and Tolstikhin，1998；Hayes and Waldbauer，2006；Dasgupta and Hirschmann，2010；Ague and Nicolescu，2014），其它以碳酸鹽礦物形式隨巖石折返到地表或進入了更深的地幔中去。這些含碳的流體不僅記錄了深部巖石變質(zhì)作用的重要信息，而且碳循環(huán)回到地表也將對地球的氣候等地表地質(zhì)過程產(chǎn)生重要影響。因此，俯沖帶-島弧系統(tǒng)的碳循環(huán)在未來一段時間內(nèi)仍然是地球科學研究的熱點問題之一。

致謝 謹以此文祝賀葉大年院士八十華誕。借此感謝葉大年院士多年來在專業(yè)上對我的幫助與支持！