深部碳过程动力学模拟_最新进展与工作流程设计_赵亮.pdf

深部碳过程动力学模拟:最新进展与工作流程设计赵亮1,3*,郭正堂2,3,袁怀玉4,王欣欣1,沈昊1,杨建锋1,孙宝璐1,谭宁2,张卉2,刘永岗5,李杨1,王佳敏1,纪伟强1,朱日祥11.中国科学院地质与地球物理研究所岩石圈演化国家重点实验室,北京 100029;2.中国科学院地质与地球物理研究所新生代地质与环境院重点实验室,北京 100029;3.中国科学院大学地球与行星科学学院,北京 100049;4.ARC Centre of Excellence for Core to Crust Fluid Systems,Department of Earth and Planetary Sciences,Macquarie University,New South Wales2109,Australia;5.北京大学物理学院大气与海洋科学系气候与海-气实验室,北京 100871*通讯作者,E-mail: 通讯作者,E-mail:收稿日期:2022-06-28;收修改稿日期:2022-11-10;接受日期:2022-11-28;网络版发表日期:2023-02-22国家自然科学基金项目(批准号:41888101、41625016)和科学探索奖资助摘要越来越多的证据表明,板块构造运动能够在地质时间尺度(106年)上调节大气CO2浓度的变化.随着观测技术和方法的发展,学术界对新生代及更深时以来的地球CO2演化历史获得了逐步一致的描述,这使得定量确定板块构造动力过程与大气CO2浓度变化之间的关联机制成为可能.未来研究的关键步骤之一在于发展计算构造碳循环动力过程的方法,为准确重建构造活动的碳通量历史提供平台.文章回顾了全球构造碳循环研究的最新进展,提出了开展板块构造碳循环数值模拟研究的工作流程,包括四个步骤:(1)计算含碳矿物的运移过程,目的在于模拟物质之间碳吸收/释放;(2)模拟构造单元的碳循环,目的在于理解构造活动时圈层之间的碳循环;(3)模拟大陆汇聚-裂解场景引起的碳循环,目的在于探讨固体圈层在超级大陆汇聚-裂解周期的碳循环过程;(4)对比典型构造时期全球深部碳循环与大气CO2浓度变化,目的在于获得固体-表层圈层耦合的定量认识.前两个步骤已有团队正在逐步攻克并取得了阶段性成果;后两个步骤尽管尚未见到报道,但最新板块构造重建和碳循环研究的进展为最终实现提供了数据和方法基础.从数值计算方法的角度而言,跨越固体-表层圈层的碳循环动力过程在流变参数、时间-空间分辨率上跨越十几个数量级,是实现数值模拟方法和实验需要攻克的首要技术难题.针对这个问题,文章提出一种边界参数条件关联的方法来实现固体-表生圈层演化数值计算.关键词构造碳循环,构造CO2模拟,边界参数条件关联方法中文引用格式:赵亮,郭正堂,袁怀玉,王欣欣,沈昊,杨建锋,孙宝璐,谭宁,张卉,刘永岗,李杨,王佳敏,纪伟强,朱日祥.2023.深部碳过程动力学模拟:最新进展与工作流程设计.中国科学:地球科学,53(3):444460,doi:10.1360/N072022-0187英文引用格式:Zhao L,Guo Z,Yuan H,Wang X,Shen H,Yang J,Sun B,Tan N,Zhang H,Liu Y,Li Y,Wang J,Ji W,Zhu R.2023.Dynamic modeling of tectoniccarbon processes:State of the art and conceptual workflow.Science China Earth Sciences,66(3):456471,https:/doi.org/10.1007/s11430-022-1038-5 2023 中国科学杂志社中国科学:地球科学2023 年第 53 卷第 3 期:444 460SCIENTIA SINICA T评 述1引言近年来的研究表明,板块构造引起的碳循环过程对长时间尺度(106年)上的地球气候系统演变起到了至关重要的作用(Raymo和Ruddiman,1992;Tripati等,2009;Lacis等,2010;Beerling和Royer,2011;Hazen和Schiffries,2013;刘勇胜等,2019;Tierney等,2020).一方面,板块构造稳定时期平稳的碳通量是保持地球宜居环境的重要组成部分,剧烈活动时期引起的强烈碳通量变化则能引发地表碳循环过程的负反馈(图1);另一方面,碳和其他挥发分元素能显著改变矿物熔融条件,进而影响地球深部动力学过程(Dasgupta和Hirsch-mann,2010).构造活动和大气CO2之间的相互作用在时空尺度上可跨越十多个数量级.例如,在地质时间尺度上地球固体圈层的CO2释放(以下简称构造CO2)调节大气CO2分压(pCO2)的变化,进而影响长期的气候变化(Brune等,2017);在短时间尺度上,深部释放的CO2和水等挥发分能够增强地震活动性(Tamburello等,2018;Chiodini等,2020;Malus等,2022),与流体通道周围的矿物发生反应(Ague和Nicolescu,2014),从而留下可供追溯的构造-气候耦合作用记录.根据循环路径划分,跨越地球固体-表层圈层的碳可划分为六大储库(表1;Tajika和Matsui,1992;Sleep和Zahnle,2001;Hlse等,2017),分别是大气圈碳库(简写为Ratm)、生物和土壤碳库(Rbs)、大洋中的自由碳酸盐碳库(Roc)、大洋岩石圈碳库(Rcol)、作为还原态保存在大陆页岩和碳酸盐岩中的碳库(Rcontinent)以及其他赋存在更深处的碳库(Rdeepin).在碳循环过程中,考虑到大气圈、生物和土壤圈以及大洋自由碳库中碳循环的速率远超其他储库,可以把Ratm、Rbs和Roc当成一个统一的表层碳库来处理(表1;Kasting,2019),下文中用Roa表示.从储量大小比较,Rdeepin远超其他碳库,但具体数值大小存在很大的争议(表1;Zhang和Zindler,1993;Das-gupta和Hirschmann,2010;Anderson和Poland,2017).计算构造碳循环规模和效率的岩石学基础是含碳矿物的物理和化学属性,它们受控于矿物所处位置的图 1构造CO2对大气CO2分压(pCO2)的调节作用示意图以化学风化为主的负反馈机制是连接构造活动和pCO2的关键环节.因此化学风化所能吸收大气CO2的最大值是碳循环过程中需要考虑的重要阈值,只有超过这个阈值的构造CO2通量才可能引起长时间的气候变化表 1六大碳储库的碳储量及其循环周期a)碳库储量(moles)周期(年)参考文献RoaRatm6.21016104Sleep和Zahnle(2001)Rbs1.510170400Hlse等(2017)Roc3.310182105Sleep和Zahnle(2001)Rcol0.1210221108Sleep和Zahnle(2001);Dasgupta和Hirschmann(2010)Rcontinent0.610220.810226108Dasgupta和Hirschmann(2010)Rdeepin0.7102212.510226108Dasgupta和Hirschmann(2010);Denning(2022)a)表中储量单位为碳的摩尔量.Rcontinent和Rdeepin的变化周期设置为超级大陆循回的平均周期(Nance等,2014;Mitchell等,2022).作为参考,大气中1ppmv CO2为1.771014moles(Trenberth,1981;Ding等,2009),1ppmv表示大气体积的百万分之一中国科学:地球科学2023 年第 53 卷第 3 期445温度-压力(P-T)条件、几何尺寸和岩性特征.近年来已经发表多篇构造碳循环的综述文章(如Dasgupta和Hirschmann,2010;Li等,2017;张立飞等,2017;刘勇胜等,2019;Wong等,2019;Rae等,2021;Mller等,2022;纪伟强和吴福元,2022),这些综述都以定性或经验估算碳循环路径中碳通量为主要目的,尚未建立计算深部构造作用与pCO2变化关系的定量工具.在本篇文章中,我们作为固体-表生圈层多学科综合研究团队,以实现结合板块构造动力学及其碳循环的数值模拟方法为目标,通过综述构造碳循环观测和方法的最新成果,从方法学的角度分析如何实现构造碳循环的计算以及与表层圈层碳循环的耦合.2构造碳循环的路径地球固体圈层的碳收支-构造过程引起的碳吸收和释放通量可以改变表层的CO2储量.尽管在具体数量上有很大的争论,学术界对深部碳循环的路径有较高共识.总的说来,构造碳释放的途径包括4个主要端元场景(图2),分别是:洋中脊(MOR)的火山作用(表示为Fridge)、俯冲带火山弧(Farc)、地幔柱热点作用(Fhs)以及通过大陆岩石圈断层或裂缝的扩散(Fdiff;Lee等,2016;Tamburello等,2018)(表2;Dasgupta和Hirsch-mann,2010;McKenzie等,2016).碳吸收的路径则比较简单,首先是通过化学风化作用搬运并沉积至大洋,形成海相碳酸盐岩(Brune等,2017),进而通过板块俯冲携带的大量水和含碳矿物进入岩石圈地幔甚至更深范围(Fsub,Stern等,2016;兰春元等,2022).图2b对比了主要构造单元中碳吸收/释放通量的现代观测值.为了讨论方便,将构造活动引起的表层Roa扰动分解为碳运移路径上吸收和释放的通量积分(修改自Sleep和Zahnle,2001),可以表示为ttx tx tx tx tx tvRFFFFF()=(,)+(,)+(,)+(,)(,)d,(1)oaridgearcdiffhssub式中,x为构造单元的坐标,dv为体积积分,“+”、“”分别表示CO2释放和吸收通量.在方程(1)的每个通量中,都需要根据构造单元中含碳矿物的P-T模板计算CO2吸收/释放过程(具体见4.1和4.2节).表2给出了部分文献对主要深部碳通量的估计.特别地,为了能和地质历史时期t时刻的pCO2观测对比,计算的通量还需要扣除化学风化和生态/土壤吸收的碳通量,表示为ttx tx tx tx tx tvx tx tsRFFFFFFF()=(,)+(,)+(,)+(,)(,)d(,)+(,)d,(2)atmridgearcdiffhssubswbs式中,ds为表面积积分,Fsw指示化学风化通量,Fbs指示陆地生物圈/土壤通量.前人已有不少的尝试来认识地质时间尺度上构造作用与大气pCO2的关系,提出了各种各样的假说,存在激烈的争论(表3).方程(1)的动力学求解需要输入足够的边界条件,因此比较苛刻.前人常用的一种降维的方法,通过比较Roa(t)和构造作用引起的通量Fridge、Farc、Fhs、Fdiff和Fsub的变率之间的一致性(如Kump等,2000;Jagoutz等,2016)来寻找构造事件与pCO2变化的联系.根据模型分别强调CO2吸收和释放的重要性,可以将现有的模型分为释放主导、吸收主导和间接作用三种类型(表3),图3给出了部分例子的模型示意图.2.1吸收主导的场景:低纬度地区弧-陆碰撞在这一类模型中,最终都归因于硅酸盐化学风化作用对大气CO2的吸收效能.地表出露岩石的性质、气温和降雨是影响风化作用吸收CO2效能的主要因素(Elsworth等,2017).Jagoutz等(2016)推断,沿东西走向的新特提斯洋的闭合在低纬度地区持续提供了大面积新鲜出露的蛇绿岩带,从而增加了化学风化作用对CO2的吸收.作为一种出露到低纬度地区的基性/超基性岩石,蛇绿岩与高气温环境、强降水一起,构成了具有强风化吸收效能的组合,能导致快速的大气CO2消耗和吸收(图3a).MacDonald等(2019)提出了类似的两阶段演化模型:(1)弧-陆碰撞后结束了俯冲相关的火山作用;(2)500Ma以来低纬度地区分布大