地球表层系统中含碳挥发分 (如CO₂和CH₄等温室气体) 的浓度增加及其极强的温室气体效应引发对人类活动碳排放的诸多关注 (Berner，1991; Ganino and Arndt, 2009)。如果从地理学的年代学观察尺度扩展到地质学年代学尺度 (Zeebe and Caldeira, 2008)，地质历史时期地球表层系统中多个时期的CO₂和CH₄等含量及地表温度之高，是现今地球表层系统无法比拟的，地球内部排放出大量的含碳挥发分 (Burton et al., 2013)。因此，地质碳循环对全球环境变化具有重要作用。地球内部的碳储量远高于地球表层系统的碳储量，地球表层系统碳库的碳储量大约为7350×10¹⁸ mol，不考虑以沉积碳酸盐岩保存于地壳中的巨量碳，地幔中碳储量就高达27000×10¹⁸ mol (Hayes and Waldbauer, 2009)。可见地球内部的碳库及排放对环境的影响具有重要的作用。

太阳系由大量的挥发分组成，星云冷凝、行星形成过程中吸积了大量的挥发分，地球最初10亿年化学分异演化早期形成的固体硅酸盐圈层-地幔及金属内核集聚了大量的挥发分，因此地幔是流体挥发分的重要储库之一 (Hirschmann，2016)。地幔上部的分异演化形成了地壳，脱出流体挥发分，改造了地球表层大气圈及水圈，岩石圈地幔保存着残余的流体挥发分 (Zhang and Zindler, 1993; Hirschmann，2012; Armstrong et al., 2015)。地幔与地壳和外地圈通过岩浆作用、板块俯冲及风化作用等过程进行物质与能量的交换，使含碳挥发分排放到地球表层系统 (Dobretsov and Shatskiy, 2012; Tang et al., 2013; Zhang et al., 2013)。因此，现今地幔中的碳组分主要为行星冷凝时期堆积的原始碳组分、以及板块俯冲再循环带入的地壳及外地圈的碳组分 (Aubaud et al., 2005; Marty，2012; Zhang et al., 2013)。基性岩浆作用是地球壳-幔相互作用、成矿作用及地球内部排气的主要机制 (Aubaud et al., 2005; Zhang et al., 2013; Armstrong et al., 2015)。

地球内部脱气的通道主要有基性岩浆作用及脆弱带的气体渗漏 (Aubaud et al., 2005; Hilton，2007; Helo et al., 2011; Marty，2012; Burton et al., 2013; Zhang et al., 2013)，地球大面积的海洋环境为大规模基性岩浆作用及含碳挥发分排放的场所。对现今地球的含碳挥发分排放已有大量的资料 (Aubaud et al., 2005; Hilton，2007; Helo et al., 2011; Burton et al., 2013)，而地质历史时期地幔柱活动期间的大规模基性岩浆作用，不仅形成了巨量的矿产资源，也引起地球表层环境系统的改变，甚至生物大灭绝 (Campbell et al., 1992; Aubaud et al., 2005; Armstrong et al., 2015)。因此，确定地球内部最普遍的基性岩浆作用含碳挥发分及组成具有重要的科学意义。

本文以大洋与大陆不同构造环境基性岩浆作用形成的玄武岩及镁铁-超镁铁质岩体中的含碳挥发分为对象，总结了不同构造环境的基性岩浆作用中含碳挥发分的组成特征，揭示基性岩浆中流体挥发分的化学地球动力学意义，为认识地球流体挥发分对环境影响具有重要的意义。

地球内部的碳有不同的赋存形式，主要有碳酸岩熔体、固态矿物碳 (如金刚石、石墨、Fe-碳化物 (Fe₃C，Fe₇C₃)、碳硅石 (SiC) 和菱镁矿等)、含碳挥发分 (如CO₂、CO及有机碳分子等) 等 (Dobretsov and Shatskiy, 2012)。碳酸岩岩浆是地幔环境下成分特殊的熔体 (Dobretsov and Shatskiy, 2012)，而含碳矿物则是地幔-地核特定条件下形成的高密度矿物。含碳挥发分包括无机的CO₂和CO等、有机的CH₄、C₂H₆等，CO₂和CO是与地幔矿物平衡的C-O-H流体的重要组分 (Bergman and Dubessy, 1984; 张铭杰等, 1999, 2000；Zhang et al., 2004, 2009)。CH₄ (和较高级的烃类) 在还原条件和很高的温度下能稳定存在 (Bernard and Taras, 1990; Zhang et al., 2007, 2009; Mysen，2015)。

碳酸岩浆在全球普遍发育，但规模不大；固态的矿物碳喷出地表的几率相对较低，因而进入到地球表层大气圈的比例也较低。含碳挥发分以游离态的形式弥散于地幔矿物间隙、包裹于矿物内部，或结合于矿物结构中 (Bergman and Dubessy, 1984; Zhang et al., 1999, 2007, 2009; 汤庆艳等, 2012, 2017)，通过基性岩浆作用 (岩浆脱气、围岩渗漏)、渗漏 (断裂带、软流圈上涌区域) 直接排放进入大气圈 (Aubaud et al., 2005; Hilton，2007; Okumura and Hirano, 2013; Burton et al., 2013; Tang et al., 2013)。克拉通、造山带等不同构造环境中岩石圈地幔的流体组分的化学组成与来源有所不同，其基性岩浆作用的碳挥发分相及组成各具特征 (Zhang et al., 2004; Tang et al., 2013; Armstrong et al., 2015)，含碳挥发分排放对地球表层碳循环系统的作用值得关注。

地球表层大面积的海洋都是地幔玄武质岩浆作用的场所，自形成至今不断地喷发玄武岩浆，排放大量的含碳挥发分进入海水和大气圈 (Burton et al., 2013; Okumura and Hirano, 2013)，大洋玄武岩及玻璃质中广泛分布的CO₂就是含碳挥发分排放的残余。大洋中脊、洋岛和汇聚板块边缘等不同构造环境中基性 (玄武质) 岩浆作用的形式、化学组成及含碳挥发分组成明显不同，挥发分中含碳挥发分组成随岩石类型有所差异。表 1总结了大洋玄武岩含碳挥发分组成 (Zhang et al., 2009)。

表 1

表 1 不同类型大洋玄武岩中含碳挥发分的含量 (据Zhang et al., 2009) Table 1 Contents of carboneous volatiles in different type of ocean basalts (from Zhang et al., 2009) (mm3·STP/g) 类型 大洋 地区 岩石 样品数 (个) CO2 CH4 CO 文    献 MORB 印度洋 Triple Junction，印度洋东南脊 玻璃 60 172 Cartigny et al., 2001; Marty and Zimmermann, 1999; Nishio et al., 1999 红海 玻璃 6 281 Marty and Zimmermann, 1999 太平洋 Galapagos，东太平洋脊21°N 玻璃 33 99.1 140 320 Marty and Zimmermann, 1999; Byers et al., 1984; Roux et al., 2006 玄武岩 15 716 97 211 Byers et al., 1983, 1986 大西洋 MAR (13.5°N) 爆裂岩 5 464 Javoy and Pineau, 1991 玻璃 9 672 Delaney et al., 1978 OIB Hawaii Loihi 玄武岩 16 468 Dixon and Clague, 2001 Loihi，Kilauea 玻璃 18 295 Byers et al., 1985; Muenow et al., 1979 Samoan 玄武岩 18 30.4 Workman et al., 2006 IAB Mariana Mariana岛弧 玄武岩 4 1246 Garcia et al., 1979 BAB Mariana Mariana海沟 玄武岩 4 1060 Garcia et al., 1979

表 1 不同类型大洋玄武岩中含碳挥发分的含量 (据Zhang et al., 2009) Table 1 Contents of carboneous volatiles in different type of ocean basalts (from Zhang et al., 2009) (mm3·STP/g)

大洋中脊的拉张环境使大洋岩石圈地幔上升、减压熔融形成玄武质岩浆。不同地区洋中脊玄武岩 (MORB) 的含碳挥发分中 (表 1；Zhang et al., 2009)，CO₂平均含量为263 mm³·STP/g (STP-标准温度压力条件，下同) (Javoy and Pineau, 1991; Zhang et al., 2009)，CO和CH₄含量较低。MORB中的含碳挥发分组成随地域有所差异，大西洋MORB的CO₂含量 (598 mm³·STP/g) 高于太平洋MORB (292) 和印度洋MORB (157) (Aggrey et al., 1988a; Zhang et al., 2009)。

在大洋中脊玄武质岩浆演化和上升过程中，其中的流体组分常被大气和海水污染 (Aggrey et al., 1988a; Cartigny et al., 2001)。印度洋MORB由于大范围的再循环古沉积物或底侵大陆岩石圈组分混染，具有与北大西洋和东太平洋不同的Sr-Nd-Pb同位素组成，即Dupal异常 (Rehkämper and Hofmann, 1997)，其挥发分主要由CO₂ (平均172 mm³·STP/g) 组成，含有微量的CO和CH₄ (Nishio et al., 1999)，CO₂的含量是3大洋中最低的。

含碳挥发分组成因岩石类型不同而有所差异，Galapagos扩张中心 (GSC) 的CO₂含量从铁质玄武岩、安山岩到流纹岩玻璃逐渐降低 (Byers et al., 1984)，表明未脱气MORB岩浆初始挥发分中CO₂为主要成分。大西洋“爆裂岩” (“popping”rock) 具有典型的MORB稀有气体同位素组成特征，大气和海水混染组分含量极低 (3%~7%)，可代表MORB岩浆初始挥发分的组成，其气泡的挥发分含量为7.56 cm³.STP/g，主要由CO₂ (94.95%) 组成，含有微量的CO和CH₄ (Javoy and Pineau, 1991)。而太平洋Juan de Fuca洋脊Axial海山斜长石斑晶中玄武质熔体揭示初始的CO₂含量高达4663.3 mm³·STP/g (9160×10^-6) (Helo et al., 2011)。

洋岛玄武岩 (OIB) 起源于深部地幔，其中的流体成分以CO₂含量低 (平均210 mm³·STP/g) 为特征。流体化学组成随产地有所变化。夏威夷Loihi和Kilauea玄武岩玻璃中的挥发分含量为0.73%~1.40%，CO₂含量的变化范围较大 (14.8~967.3 mm³·STP/g) (Muenow et al., 1979; Byers et al., 1985; Dixon and Clague 2001)，而North Arch火山区的碱性玄武岩的玻璃中CO₂含量为132.4~407.3 mm³·STP/g，可能与深海喷发前的强烈脱气作用有关，估计CO₂总量为27490 mm³·STP/g (Dixon et al., 1997)。Samoan洋岛玄武岩中CO₂含量较低 (30.4 mm³·STP/g) (Workman et al., 2006)。

弧后盆地玄武岩 (BABB) 和岛弧玄武岩 (IAB) 在形成过程中有壳源物质混染，因而其CO₂含量较高，前者流体成分中CO₂含量 (平均1060 mm³·STP/g；Aggrey et al., 1988b) 略低于后者含量 (1246 mm³·STP/g；Garcia et al., 1979)。

大陆环境也广泛发育基性岩浆作用，以地质历史时期地幔柱相关的大规模溢流玄武岩及镁铁-超镁铁质岩体为代表产物，另外造山带环境也存在大量的基性岩浆作用形成的岩石。大陆不同构造环境玄武岩及镁铁-超镁铁质岩体中的含碳挥发分含量总结列入表 2。

表 2

表 2 大陆不同构造环境玄武岩及镁铁-超镁铁质岩体中含碳挥发分的含量 Table 2 Contents of carbonous volatile from mafic rocks in different continental tectonic settings (mm3·STP/g) 构造环境 地区 岩石 矿物 CO2 CO CH4 C2H6 文    献 大火成岩省 西伯利亚 苦橄岩 基质 412.2 21.5 6.4 0.6 Tang et al., 2013 克拉通 华北克拉通 玄武岩 基质 140.9 24.1 1.6 Zhang et al .，1999，2007 华南克拉通 玄武岩 基质 202.8 11.2 0.8 张铭杰等，1999 准噶尔 玄武岩 基质 618.5 26.1 10.8 13.4 张铭杰等，2017 造山带 苏鲁 玄武岩 基质 103.7 26.7 0.9 Zhang et al., 1999, 2007 东北 玄武岩 基质 19.3 6.5 1.2 Zhang et al., 1999, 2007 西秦岭 玄武岩 基质 851.1 96.5 26.3 12.7 汤庆艳等，2012 西秦岭 玄武岩 橄榄石 1273.6 193.0 43.0 24.5 汤庆艳等，2012 腾冲 玄武岩 基质 17.4 13.8 1.8 1.0 余明等，2014 地幔柱侵入体 西伯利亚 辉长岩 辉石 105.8 26.3 4.1 3.5 Tang et al., 2013 峨眉山攀西 辉长岩 辉石 45.7 Xing et al., 2012 峨眉山朱布 超基性岩 辉石 227.5 47.2 5.3 4.0 Tang et al., 2017 造山带侵入体 喀拉通克 苏长岩 辉石 384.3 77.2 9.0 10.9 Fu et al., 2012 夏日哈木 超基性岩 辉石 153.9 45.1 3.0 0.8 汤庆艳等，2017

表 2 大陆不同构造环境玄武岩及镁铁-超镁铁质岩体中含碳挥发分的含量 Table 2 Contents of carbonous volatile from mafic rocks in different continental tectonic settings (mm3·STP/g)

由表 2可见，大陆环境产出玄武岩的含碳挥发分中CO₂含量最高，其次为CO和CH₄等，流体化学组成与构造环境关系密切。地幔柱相关的岩浆作用排放大量的CO₂等，西伯利亚二叠纪大火成岩省苦橄岩基质中含碳挥发分主要为CO₂ (412.2 mm³·STP/g)，其次为CO和CH₄ (21.5和6.4 mm³·STP/g)，含有微量的C₂H₆、C₃H₈和C₄H₁₀ (0.87、0.36和0.36 mm³·STP/g) (Tang et al., 2013)。新疆准噶尔西北部二叠纪玄武岩含碳挥发分含量较高，主要由CO₂ (643.99 mm³·STP/g) 组成，其次为CO、CH₄和C₂H₆ (12.92、7.0和3.5 mm³·STP/g；张铭杰等，2017)。

克拉通环境产出的玄武岩中CO₂含量较低。中国东部华北克拉通与华南克拉通新生代玄武岩基质中CO₂含量低于西伯利亚大火成岩省 (表 2)。起源于似原始地幔源区的华北克拉通玄武岩具有较低的CO₂含量 (平均140.9 mm³·STP/g)，亏损地幔源区的华南克拉通玄武岩基质具有较高的CO₂含量 (平均202.8 mm³·STP/g)。华北克拉通与华南克拉通新生代玄武岩中次要含碳组分为CO (分别为24.1、11.2 mm³·STP/g) 和CH₄ (1.6、0.88 mm³·STP/g)。苏鲁混杂地幔源区玄武岩基质具有较低的CO₂ (103.7 mm³·STP/g；Zhang et al., 2004, 2007；张铭杰等，1999)。

造山带环境玄武岩的CO₂含量变化较大 (12.0~237.3 mm³·STP/g)。西秦岭造山带新生代玄武岩基质中含碳挥发分主要为CO₂ (平均237.3 mm³·STP/g)，其次为CO和CH₄ (5.5和5.9 mm³·STP/g)，含有微量的C₂H₆、C₃H₈和C₄H₁₀ (0.23、0.05和0.11 mm³·STP/g) (汤庆艳等，2012)。北祁连造山带石灰沟奥陶纪玄武岩中CO₂含量平均为171.8 mm³·STP/g，CH₄含量平均为1.95 mm³·STP/g (沈娟等，2014)。腾冲新生代火山岩中含碳挥发分的总量最低，CO₂、CO、CH₄和C₂H₆含量分别为12.0、10.4、1.1和0.03 mm³·STP/g (余明等，2014)。

大陆环境基性岩浆作用形成大量的镁铁-超镁铁质侵入体，赋存大量的岩浆矿床，其含碳挥发分组成与玄武岩类似，以CO₂含量最高，其次为CO和CH₄。

大陆环境地幔柱大规模基性岩浆作用形成了大量的溢流玄武岩的同时形成了大型镁铁-超镁铁质岩体。西伯利亚二叠纪大火成岩省中含铜镍硫化物矿床的镁铁-超镁铁质岩体中，硅酸盐矿物中CO₂含量平均为105.8 mm³·STP/g，CO、CH₄和C₂H₆含量平均分别为19.3、9.4和4.2 mm³·STP/g (Tang et al., 2013)。峨眉山二叠纪大火成岩省中含钒钛磁铁矿矿床镁铁-超镁铁质侵入体的硅酸盐矿物中CO₂含量较低 (平均45.73 mm³·STP/g；Xing et al., 2012)，而含铜镍硫化物矿床镁铁-超镁铁质岩体的硅酸盐矿物中CO₂含量平均为227.5 mm³·STP/g (Tang et al., 2017)。

造山带环境镁铁-超镁铁质侵入体的硅酸盐矿物中的含碳挥发分以CO₂含量最高。新疆喀拉通克铜镍硫化物矿床超镁铁质岩体的硅酸盐矿物中含碳挥发分总量较高，主要为CO₂ (平均257.4 mm³·STP/g)，其次为CH₄和C₂H₆，平均含量分别为8.9和6.8 mm³·STP/g (Fu et al., 2012)。青海东昆仑夏日哈木铜镍硫化物矿床的硅酸盐矿物中CO₂含量平均为153.9 mm³·STP/g，CO和CH₄含量分别为45.1和3.0 mm³·STP/g (汤庆艳等，2017)。

基性 (玄武质) 岩浆的形成源区包括地幔柱 (下地幔、乃至核幔边界)、软流圈、岩石圈地幔和地壳四大端元。在地幔源区部分熔融形成基性岩浆的过程中，含碳挥发分作为不相容组分明显富集于岩浆中，在岩浆喷发过程中脱出 (Helo et al., 2011；Burton et al., 2013)。上述基性岩浆作用形成岩石中残余含碳挥发分主要以氧化态的CO₂为主，还原相态组分 (CH₄等) 的含量较低，含碳挥发分体系的挥发分相种和组成随构造环境有所不同，与其所处氧化还原状态 (氧逸度) 有关 (Bergman and Dubessy, 1984; Blundy et al., 1991; Frost and McCammon, 2008; Armstrong et al., 2015)，而氧逸度与地质构造环境有关 (Zhang et al., 2009)，所以含碳挥发分因构造环境的不同而有所差异。大陆玄武岩的地球化学性质不同于大洋玄武岩，通常被认为主要来自大陆岩石圈地幔。大陆玄武岩CO₂含量与大洋玄武岩相比较低，可能与地幔源区差异有关。

不同构造环境条件下大洋地幔通过不同机制形成MORB、OIB、BAB和IAB等不同类型的大洋玄武岩，沿洋中脊脱气、在俯冲带发生再水化 (Rehydration) 或再碳酸盐化 (Recarbonation)，并显示不同的氧逸度 (f_O2) (Blundy et al., 1991；Ballhaus，1993; Cottrell and Kelley, 2013)。地幔C-H-O挥发分相与这些地幔过程及氧化态密切相关。MORB和OIB的f_O2变化于FMQ-1 (N-MORB) 到FMQ-2 (OIB) (Ballhaus，1993)，与此相对应，CO₂含量从OIB (210 mm³·STP/g)、MORB (263)、BAB (1060) 到IAB (1246) 依次增加 (Zhang et al., 2009)。

在俯冲带环境存在地壳和大气等来源的外来氧化性流体加入，玄武岩浆演化上升于相对氧化的环境中。俯冲带附近的上地幔具有最高的f_O2值，俯冲板片大量氧化性挥发分的释出 (Wood et al., 1990; Rielli et al., 2017)，IAB和BAB相对于MORB等具有较高的CO₂含量，可能为近表层再循环挥发分的加入或俯冲板片大量挥发分的释出造成的 (Garcia et al., 1979; Rielli et al., 2017)。

还原的含碳挥发分种类通过氧逸度和水逸度的平衡关系互相联系，一般在高温、低f_O2条件下还原的含碳挥发分能稳定存在。随着氧逸度的下降 (后者水逸度的升高)，CO₂饱和的流体可从CO₂-H₂O-CO系统变为H₂O-CH₄-H₂系统 (Armstrong et al., 2015)。印度洋、东太平洋脊和GSC的MORB玻璃中含有微量的CH₄、H₂和CO等还原态挥发分相，其含量随岩浆分异程度的增加而降低 (Byers et al., 1983, 1984; Nishio et al., 1999)，表明MORB源区为更还原的上地幔 (低于FMQ)。地幔柱岩浆矿物中H₂等还原态挥发分相含量较高 (Tang et al., 2013, 2017)，其组成与岩石指示环境相关 (Cottrell and Kelley, 2013; Burnard et al., 2014)。

CO₂和CH₄等含碳挥发分具有极强的温室气体效应，CO₂气体可长期滞留在大气圈中，在大气圈的滞留期长达10⁵ a。CH₄在大气圈中的滞留时间比较短，平均滞留期为7 a。从长时间尺度上来讲CH₄的影响较CO₂要小，但CH₄的温室效应比CO₂更显著，释出的大量CH₄可造成局部乃至全球气温的升高 (Self et al., 2006)。地球大规模的基性岩浆作用曾排放了大量的CO₂、CH₄等，引发地表环境变化，如MORB的初始岩浆中CO₂含量 (4663.3 mm³·STP/g) 与岩浆岩中残余的CO₂含量 (平均292 mm³·STP/g) 有很大的差值 (Helo et al., 2011)，表明大洋环境玄武质岩浆作用过程中持续排放了大量的CO₂ (Burton et al., 2013)。

地幔柱岩浆活动的规模巨大，形成了大面积的溢流玄武岩及巨型杂岩体，岩浆的脱气作用及高温岩浆对围岩烘烤释放出大量的CO₂、SO₂、CH₄和H₂S等对环境有影响的温室气体和有害流体组分，是全球生物灭绝事件的重要诱因之一 (Olsen，1999; Wignall，2001; Self et al., 2006)。地幔柱岩浆作用与地球历史上最大规模生物灭绝事件在时间上相互重叠，如德干大火成岩省与白垩纪末期的生物灭绝等 (Self et al., 2006; Chenet et al., 2007)，西伯利亚和峨眉大火成岩省与P-T生物灭绝 (Campbell et al., 1992)。二叠纪末期西伯利亚地幔柱岩浆活动期间，地球表面CO₂含量升高，温度出现长时间显著升高 (Huey and Ward, 2005)，P-T边界氧同位素表明古赤道地区地表温度快速升高6 ℃ (Holser and Magaritz, 1992)。

大火成岩省对环境破坏性影响的另一方面来自大体积、超高温的地幔柱岩浆对上覆和下伏岩石的长时间烘烤，导致围岩的大规模脱气，在白云岩、蒸发岩、煤或者富含有机质的泥页岩中的侵入体诱发围岩接触变质作用，产生了大量的温室气体和有毒气体 (如CO₂、CH₄和SO₂)，这些气体释放到大气中可引起了全球变暖和生物集群绝灭 (Huey and Ward, 2005; Ganino and Arndt, 2009)。研究表明源于沉积岩烘烤脱出的气体比岩浆作用释放的气体对环境有更大的影响 (Ganino and Arndt, 2009)，其关键控制因素是侵入岩和溢流玄武岩下部盆地中的沉积岩的类型和有机质的含量 (Iacono-Marziano et al., 2012)。

(1) 大洋玄武岩中含碳挥发分主要以CO₂为主，CH₄等烃类气体的含量较低。CO₂含量从洋岛玄武岩 (210 mm³·STP/g)、洋中脊玄武岩 (263)、弧后盆地玄武岩 (1060) 到岛弧玄武岩 (1246) 逐步升高，可能与壳源组分的加入有关。

(2) 大陆环境基性岩浆作用产物中CO₂含量较低，造山带环境的玄武岩中CO₂含量为17~1273 mm³·STP/g，大火成岩省及克拉通环境的玄武岩中CO₂含量为140~618 mm³·STP/g，侵入体的CO₂含量为105~384 mm³·STP/g。

(3) 基性岩浆作用形成的岩石中残余含碳挥发分主要以氧化态的CO₂为主，其成分与其所处氧化还原状态有关。大规模的基性岩浆作用曾经排放了大量的CO₂和CH₄等，引发地表环境变化。