我国典型火山区温室气体释放规模研究

我国典型火山区温室气体释放规模研究

1地球深部碳循环大气圈温室气体（尤其是co2）的增加对地质历史时期的不同时期有显著影响（coxetal.2000；lacisandal.，2010；sharkonandal.，2012）。显生宙以来大气圈CO2浓度的波动特征与大陆冰川总量及纬度分布变化之间存在明显的耦合关系(Royeretal.,2004);以全球平均气温降低为标志的始新世-渐新世气候转变事件与当时大气圈CO2浓度的显著降低特征吻合(Garzione,2008)。目前,国际社会广泛关注的全球变暖问题则被认为与过去100年以来大气圈CO2浓度的快速上升密切相关(Mannetal.,1998,1999)。近年来,在丹麦哥本哈根、墨西哥坎昆、南非德班、卡塔尔多哈等地召开的联合国气候变化大会已将减少碳排放作为应对全球变暖问题的重要措施。自从《哥本哈根协议》以来,减少温室气体排放成为全球关注的议题与道德制高点。在此背景下,我国已作出“2020年碳排放强度较2005年下降40%~45%”的庄严承诺,并将其作为减少碳排放的约束性指标。需要申明的事实是,大气圈温室气体浓度的增加是自然因素和人类活动共同造成的(Houghtonetal.,2001)。因此,不仅要减少人类活动造成的温室气体排放,还要研究自然因素对大气圈温室气体的贡献,以此区分影响大气圈温室气体浓度变化的自然因素和人为因素,理解地球脱气作用对大气圈温室气体浓度增加的影响。固体地球深部(地壳、地幔和地核)是一个巨大的碳库,其碳储量高达1019~20t,并且每年以CO2等形式向大气圈释放的碳通量约为109~10t(Dasguptaetal.,2010)。然而,固体地球系统如何将深部的碳运送到地球的浅部?即地球深部与浅部的碳是如何循环的?这些科学问题已经成为近期国际学术界研究“地球深部碳循环”议题的一部分。火山活动在深部碳循环研究中具有重要的、甚至不可替代的作用,已被视为探索地球深部碳向地表输送过程的有效途径(Halmeretal.,2002)。研究表明,大规模的火山喷发能够贯穿地球系统不同层圈(例如,岩石圈、水圈、生物圈和大气圈等),促进地球层圈之间的物质交换与循环(Schmincke,2004),并将大量富含CO2的火山气体输送到大气圈中,导致区域甚至全球尺度上的气候与环境变化(Robock,2000;M9rnerandEtiope,2002)。例如,地质历史时期,大火成岩省的形成多与全球变暖、海洋缺氧及生物集群灭绝事件同时发生,表明大规模火山喷发产生的CO2等气体与气候变化之间可能存在着重要的成因联系(Wignall,2001;Rampino,2010;Sobolevetal.,2011)。目前,火山活动向当前大气圈释放温室气体的规模如何已成为亟待解决的问题。新生代火山区被认为是温室气体释放的重要地质因素之一,越来越受到国外火山学界的重视。在火山学中,以是否有岩浆喷出(或溢流)地表为标准,火山活动可被划分为喷发期与间歇期(Sigurdsson,2000;Schmincke,2004)。喷发期火山活动(特别是中酸性岩浆喷发)能够以喷发柱的形式向大气圈释放大量温室气体(Bluthetal.,1992;Aiuppaetal.,2006)。尽管间歇期火山没有岩浆喷出(或溢流)地表,温室气体仍可通过火山区内出露的土壤微渗漏、温泉、喷气孔等向大气圈释放(Chiodinietal.,1998;CarapezzaandGranieri,2004)。例如,欧洲大陆面积约4000km2的新生代火山/地热区每年向大气圈释放的CH4总量约为105t,相当于全球森林大火或野生动物造成的温室气体释放量(Etiopeetal.,2007)。相比于火山喷发期,间歇期温室气体的释放速率较低,但由于间歇期持续时间更长、面积更大,其释放的温室气体总量不容小视(郭正府等,2010)。与国外相比,我国新生代火山区的温室气体释放通量及成因的研究程度较低。迄今为止,关于我国大陆新生代(活)火山区间歇期温室气体释放通量的定量研究仍相对较少(张茂亮等,2011;成智慧等,2012)。基于我国大陆新生代火山区的温室气体释放特点与类型,本文利用密闭气室法、气体化学与水化学法等测量并估算了长白山、五大连池、腾冲、羊八井等典型火山区的温室气体释放通量,并探讨了温室气体释放的成因。2区域水热活动据全球火山计划(GlobalVolcanismProgram)统计,我国大陆目前有8座活火山,主要分布于我国东部(特别是东北地区)和青藏高原及其周边(图1),在构造背景上分别受太平洋构造域与特提斯构造域控制。我国新生代火山活动多呈中心式喷发,形成截顶圆锥状的火山锥,锥体普遍较小,由熔岩、浮岩及火山碎屑物组成。熔岩在火山周围或溢出口方向上堆积形成厚度渐变的熔岩台地。火山岩类型主要包括玄武岩、玄武质粗安岩、粗安岩等,但长白山火山除了喷发玄武质岩浆外亦产出独特的粗面岩与碱流岩(刘嘉麒,1999)。地球物理资料显示,我国大陆部分活火山地下深部可能仍存在岩浆房,例如长白山火山与腾冲火山(汤吉等,2001;姜枚等,2012)。尽管这些火山目前均处于间歇期,但岩浆房内滞留的高温岩浆仍在持续演化、脱气,并不断地对围岩加热烘烤,形成高温干热岩系统,向大气圈释放大量的CO2温室气体(郭正府等,2010)。野外考察与实验室测试结果显示,我国大陆新生代火山区间歇期的温室气体释放形式包括土壤微渗漏、温泉与喷气孔,主要温室气体类型为CO2以及少量CH4(郭正府等,2010)。国外研究表明:新生代火山区的火山在休眠期向大气圈输送温室气体规模取决于:火山区面积、热流值、喷气孔(或热泉)数量与温度、火山气体成分与释放速率等。我国大陆活火山总面积约为1.4×105km2,相当于欧洲火山地热区总面积的3倍多(郭正府等,2010)。其中,长白山、五大连池、腾冲等火山区具有明显的水热活动特征,喷气孔、温泉数量众多,并且火山气体的CO2含量大都超过80%。此外,火山锥体表面出露的大面积土壤能够以微渗漏的形式向大气圈释放CO2等温室气体。除上述活火山区外,青藏高原及其周边地区也分布着众多新生代火山区,代表了特提斯构造域新生代以来不同期次的岩浆活动(Guoetal.,2007,2013;Moetal.,2008)。例如,青藏高原南部的林子宗安山-英安-流纹质火山岩系列(65~44Ma)、拉萨地块的具有钾质-超钾质特征的玄武粗安岩-粗安岩-碱玄质响岩等(25~8Ma)和具有埃达克质地球化学特征的粗面-英安-流纹岩等(26~10Ma),这些广泛分布的贯穿印度-欧亚大陆碰撞-俯冲过程的岩浆活动表明,以青藏高原为代表的大陆俯冲带是地质碳排放的重要来源。目前青藏高原及其周边新生代火山区的水热活动仍然很强烈,例如羊八井、羊易、谷露、搭格架、朗久等地热区(Hokeetal.,2000)。据统计,藏南、川西等地区分布有722处温泉以及间歇喷泉、喷气孔、沸泥塘和水热爆炸等高温地热活动(陈墨香,1992)。青藏高原南部地热区每年向大气圈释放的CO2通量约为106t,相当于全球碳预算(GlobalCarbonBudget)的10%(Newelletal.,2008),表明即使全新世以来没有喷发记录的新生代火山区同样能够向大气圈释放大量的温室气体。需要说明的是,青藏高原南部的羊八井、搭格架、朗久等地热区周边都出露新生代火山岩,间歇喷泉、温泉等地热活动可能与岩浆活动有关,故本文将这些地热区释放的温室气体暂归为岩浆成因,不再赘述地热区与火山区的概念差异。由于我国新生代的火山区均处于间歇期,本文将重点探讨间歇期火山区温室气体释放的通量、特征及其成因。3火炬土壤微渗漏气体及喷气孔研究表明,间歇期火山向大气圈释放温室气体的途径包括土壤微渗漏、温泉与喷气孔(Chiodinietal.,1998;CarapezzaandGranieri,2004)。土壤微渗漏气体是沿着火山锥及火山底部的微裂隙释放的气体;温泉主要通过两种方式向大气圈释放温室气体,即温泉气泡逸出气体及温泉水逸出气体;喷气孔主要分布在火山锥和火山口附近,喷出的气体较剧烈,以水蒸气、CO2、SO2、H2S等为主。针对上述间歇期火山区温室气体释放方式的特点,需选择合适的测量与计算方法,以确保温室气体释放通量数据的准确性。3.1火山期土壤微渗漏co释放通量的测量密闭气室法最早由TonaniandMiele(1991)提出,是目前国际公认的测量火山地热区土壤微渗漏CO2释放通量的最佳方法(Chiodinietal.,1998),由野外测量与数据处理两部分组成。密闭气室法的原理可简述为:通过记录密闭气室内CO2浓度的累积上升与时间之间的变化关系,计算该测量点的土壤微渗漏CO2释放通量。3.1.1火山区土壤微渗漏2d释放通量测量利用便携式红外线CO2通量测量仪(GXH-3010E)测量土壤微渗漏CO2浓度随时间的变化关系。该仪器主要由红外光谱CO2传感器、气室及连接管线等组成(图2)。主要测量步骤包括:(1)将底部开放的圆柱状气室置于土壤表面,并压实气室边缘的土壤形成密闭气室,以排除大气CO2对测量结果的干扰并收集土壤微渗漏释放的CO2气体。为确保气室内气体均匀混合,其内部常置一台微型风扇。(2)密闭气室内累积的气体通过管线进入红外光谱CO2传感器并返回气室,形成不断循环的气流。在此过程中,红外光谱CO2传感器能够连续测量并记录密闭气室内部不同时间节点对应的CO2浓度。在火山区土壤微渗漏CO2释放通量测量过程中,需要重点关注以下几个方面:(1)选择合适的土壤微渗漏CO2释放通量测量区。通过对火山区地质(断裂、岩石类型、地层等)、水热活动强度等的实地考察,划分土壤微渗漏CO2释放级别和类型;(2)针对火山区内不同级别和类型的土壤微渗漏CO2释放区域,采用10m至400m不同布点间距开展网格式土壤微渗漏CO2释放通量测量;(3)在实际测量过程中,选择远离池塘、河流、植被密集和人类活动影响明显的区域(Hinkle,1994;Chiodinietal.,1998)。3.1.2土壤微渗漏co释放通量计算在野外实际测量的基础上,通过计算初始斜率,获得野外实际测量点的土壤微渗漏CO2释放通量的结果(Chiodinietal.,1998)。对于测得的密闭气室内CO2浓度的累积上升与时间之间的变化关系,可采用火山区土壤微渗漏CO2浓度随时间变化的拟合函数进行计算,即:其中,表示某一时刻t对应的密闭气室内的CO2浓度;表示土壤微渗漏释放气体的CO2浓度;表示测量区大气圈CO2浓度;φinp表示气室与红外光谱CO2传感器之间不断循环的气体流量;Hc为圆柱状密闭气室的高度。初始时刻(t=0)较为真实地反映了测量点土壤微渗漏CO2释放的原始状态(Chiodinietal.,1998)。因此,利用MATLAB软件计算拟合函数(1)的初始斜率α,得到测量点土壤微渗漏CO2释放通量的计算公式:其中,表示土壤微渗漏CO2释放通量;α表示土壤微渗漏CO2气体浓度-时间拟合函数(1)的初始斜率;Hc为圆柱状密闭气室的高度。对于各测量点土壤微渗漏CO2释放通量计算结果,采用累积概率分布统计方法,计算测量区土壤微渗漏CO2的平均释放通量,方程式如下:其中,PM为土壤微渗漏气体的平均释放通量;i为土壤微渗漏气体释放通量的子样本组数;Ai为土壤微渗漏气体释放通量子样本Ai的平均通量;fAi为子样本Ai在土壤微渗漏气体释放通量中的权重。在测量区土壤微渗漏CO2平均释放通量计算的基础上,估算火山区土壤微渗漏CO2释放通量,即平均释放通量PM与研究区土壤微渗漏CO2释放面积S的乘积:研究表明,利用密闭气室法获得的土壤微渗漏CO2释放通量数据在一定范围(0.2~10000g·m-2day-1)内是可信的(Chiodinietal.,1998),符合绝大部分间歇期火山区的土壤微渗漏CO2释放强度。3.2烟气与气温泉释放的CO2等温室气体包括气态和溶解态2种形式。在火山系统中,岩浆脱气产生CO2等挥发份在逸出至地表的过程中部分溶解于地下水中,其余部分仍呈气态,二者在地下水上升过程中可随物理化学条件改变而相互转化。在地表状态下,气态CO2通过温泉直接释放到大气圈中。随着CO2溶解度的降低,温泉水中的HCO3-离子则可出溶为气态CO2,成为温泉向大气圈释放温室气体的另一方式。气体化学与水化学法分别针对通过温泉释放的气态与溶解态的温室气体通量计算,该方法以火山区温泉气体化学成分和温泉水化学成分、温泉气体释放速率和温泉水流速等资料为基础,详述如下。3.2.1火炬山区水质通量的测量该方法适用于温泉释放的气态CO2等温室气体的通量计算,利用数字皂膜流量计测量温泉气体的释放通量,结合温泉气体中CO2等温室气体的含量、温泉数量等资料,计算以气泡形式释放至大气圈中的温室气体通量。数字皂膜流量计的原理及详细测量步骤可参考张茂亮等(2011)。标准状态下,火山区温泉每年所排放的CO2和CH4总量可用如下公式估算:其中,E表示CO2或者CH4的排放量,单位为g·min-1;T表示时间,单位为min;Qv为测得的温泉气体排放通量,单位为ml·min-1;c为温泉气体中CO2或者CH4的浓度;N为温泉数量;22.4为标准状态下的气体摩尔体积,单位为L·mol-1;M为CO2的摩尔质量,单位为g·mol-1。计算时假定温泉气体的排放通量处于恒定状态。3.2.2hco3-离子该方法由Chiodinietal.(2004)提出,用于计算温泉水中溶解的CO2总量、岩浆脱气、变质脱碳等深部过程产生的CO2溶于水形成溶解的无机成因碳,即DIC(DissolvedInorganicCarbon),主要为HCO3-离子(Newelletal.,2008)。然而,近地表的碳酸盐岩矿溶解等水岩相互作用同样能够产生HCO3-离子。因此,在计算温泉水释放的温室气体通量时,需排除近地表来源的HCO3-离子的贡献,公式如下:在上述方程式中,单位为mol·L-1,CO2在水中以CO2,H2CO3,HCO3-和CO32-等形式存在,各种形式之间的比率主要取决于水的pH值。Cex是温泉水中溢出的CO2,计算中扣除了方解石、白云石溶解形成的HCO3-离子。这种计算方法假定碳酸盐(方解石与白云石)主要来自围岩中的碳,而过量的碳以CO2的方式释放至大气圈中。根据温泉水中逸出CO2的浓度及温泉水的流量即可估算温泉水中溢出CO2的通量。3.3气体释放通量的估计典型的火山喷气孔在我国大陆目前还未被识别出,但台湾大屯火山区内出露大量喷气孔,例如大油坑、小油坑、八烟等(Leeetal.,2008)。以往研究多侧重于喷气孔火山气体地球化学特征、土壤微渗漏CO2释放通量及土壤气体地球化学特征(Yangetal.,1999;Lanetal.,2007),较少涉及喷气孔温室气体释放通量的估算研究。对于火山喷气孔气体释放通量的测量,目前应用较多的是飞行器测量法(Gerlachetal.,1997)。利用安装在飞行器上的非分散CO2分析仪测量喷气孔形成的火山气柱内、外的CO2浓度在垂向上的变化,采用Surfer软件绘制CO2浓度等高线图,由此得到单位面积上的CO2浓度,然后结合测量时的风速估算喷气孔气体通量。该方法所使用的仪器为LI-COR非分散CO2分析仪,CO2浓度测量范围为0~2000μmol/mol。此外,还可通过火山气体中不同气体组分的浓度比值估算温室气体通量(Allardetal.,1991)。4间歇期火山岩浆来源气体释放特征长白山、五大连池、腾冲火山由于有明确的史料记载其在历史时期的火山喷发状况,而备受国内外火山学界的重视(刘嘉麒,1999)(图3)。另外,近期研究表明,相对于龙岗、镜泊湖等间歇期火山,长白山、五大连池、腾冲火山具有强烈的岩浆来源气体释放特征,气体主要成分为CO2(通常占80%以上),其他气体组分包括N2、Ar、O2、CH4、He、H2、H2S、SO2等(上官志冠和武成智,2008),温室气体释放形式主要包括土壤微渗漏和温泉。本文采用密闭气室法、气体化学与水化学法对长白山、五大连池、腾冲火山区以及青藏高原南部的羊八井、搭格架、朗久等地热区开展了土壤微渗漏CO2释放通量、温泉温室气体释放通量的测量与研究(表1),为我国大陆新生代火山区温室气体的释放通量研究提供了基础数据。4.1长白山天池火山长白山火山区横跨中朝两国边境,在构造位置上位于华北克拉通东部边缘。中新世早期以来,大规模板内火山活动在长白山火山区内发生,形成分布于甑峰山、奶头山等地的玄武岩(刘嘉麒,1987,1988)。玄武质岩浆喷发在早更新世达到顶峰,形成以天池火山为中心的玄武质熔岩台地,直径约50~60km(樊祺诚等,2007)。晚更新世以来,长白山天池火山主要喷发粗面质-碱流质岩浆,构成天池火山巨大锥体的粗面岩、碱流岩、熔结凝灰岩等即在这一时期形成。值得注意的是,尽管确切的喷发时间尚存争议(HornandSchmincke,2000;Yinetal.,2012;Xuetal.,2013a),天池火山的“千年大喷发”已被普遍认为是过去1000年以来人类已知的最强烈的火山喷发事件之一(Oppenheimer,2003;Weietal.,2013),其火山喷发指数VEI(VolcanicExplosivityIndex)超过7,喷出了大约100km3的酸性岩浆(Zouetal.,2010)。此后,天池火山经历了多次小规模喷发,距今最近的一次喷发活动发生在公元1903年(金东淳和崔钟燮,1999)。长白山天池火山是一座具有潜在喷发危险的火山(刘嘉麒,1999)。地球物理研究表明,长白山天池火山下方存在低速高导异常,被认为是残留的高温岩浆房(Zhangetal.,2002;Zhaoetal.,2009)。目前,长白山火山处于休眠状态,但区内水热活动仍然十分强烈,向大气圈释放大量的温室气体,例如聚龙温泉、锦江温泉、湖滨温泉等,这可能与深部岩浆房内的岩浆脱气及其对围岩的加热与烘烤作用有关。此外,长白山天池火山锥体的土壤会以微渗漏的形式向大气圈释放以CO2为主的温室气体。本文在2010年7月和2011年7月,先后两次利用数字皂膜流量计测量了长白山火山区内的湖滨温泉、聚龙温泉、锦江温泉、十八道沟温泉的温泉气体释放通量,并结合温泉气体成分与温泉数量,估算了长白山火山区温泉气体中温室气体的释放通量。结果表明,长白山火山区每年向大气圈释放的CO2总量为6.9×104t,CH4释放总量为428.44t(表1),与意大利PantelleriaIsland火山区温泉所排放的温室气体通量规模相当(张茂亮等,2011)。长白山天池火山西坡靠近火山口,因海拔较高而植被稀疏,人类活动影响较小,是理想的土壤微渗漏CO2释放通量研究区。2012年9月,利用便携式红外线CO2通量测量仪开展测量工作,测量点数为60个。结果显示,长白山火山西坡土壤微渗漏CO2释放通量为19.4g·m-2·day-1,接近该地区2010年的测量结果22.8g·m-2·day-1(Wenetal.,2011)。长白山火山区内类似的土壤微渗漏CO2释放区的面积约为110km2,集中在天池火山顶部植被稀疏的高海拔地区。假设这些地区的土壤微渗漏CO2释放强度与长白山天池火山西坡相当,那么长白山火山区通过土壤微渗漏向大气圈释放的CO2通量约为7.79×105t·a-1(表1)。4.2土壤微渗漏cod-pcr研究区五大连池火山区位于大兴安岭东侧,由14座火山组成,火山岩分布面积约800km2(樊祺诚等,1999)。公元1719至1721年,老黑山火山与火烧山火山喷出玄武质岩浆,这是五大连池火山区内距今最近的一次喷发活动。区内无温泉出露,但分布多处冷泉,水温介于3℃至19℃之间,泉水中富含CO2。气体地球化学研究表明,五大连池深部地幔气体和热量仍在大量地向地壳浅层和地表逸散(Duetal.,1999;Xuetal.,2013b)。相对于火烧山火山而言,老黑山火山锥体南坡及其附近地区森林、植被较少,是理想的土壤微渗漏CO2释放通量测量区。采用密闭气室法在老黑山南坡测量了34组土壤微渗漏CO2释放通量数据,计算结果表明,五大连池火山区的土壤微渗漏CO2释放通量为10.32g·m-2·day-1。老黑山火山周边的土壤微渗漏CO2释放区域的面积约为1.2km2,那么五大连池火山区的土壤微渗漏CO2通量约为4.5×103t·a-1(表1)。4.3不同地区释放co的通量特征腾冲新生代火山区位于青藏高原东南缘的怒江缝合带和密支那缝合带之间(图4),区内分布68座火山,熔岩分布面积约为790km2。火山喷发活动始于上新世,此后在早更新世、晚更新世和全新世都有过喷发记录(Zhuetal.,1983)。其中,距今最近的一次火山喷发事件是公元1609年的打莺山火山喷发。地球物理研究表明,腾冲火山区地下深部可能存在岩浆囊(Baietal.,2001;姜枚等,2012)。区内沸泉、喷沸泉、间歇喷泉、水热爆炸、高热喷气孔和冒汽地面等强烈的水热活动形式均有出露。在约5690km2的空间范围内,温泉总计139处,既发育大量的低温温泉(25~60℃)和热泉(60~95℃),还分布着大量的沸泉(>95℃)。因此,腾冲是研究青藏高原周缘温室气体通量释放特征的理想场所。腾冲火山区温泉总计139处,其中北区61处,南区78处。根据腾冲干季与湿季温泉CO2的平均释放通量测量结果,计算两区温泉全年CO2平均通量:北区13987.28mL·min-1;南区33045.37mL·min-1。已测得CO2通量的温泉北区有6处,总通量为8.03×104mL·min-1;北区剩余55处温泉的CO2的总通量为55×13987.28mL·min-1=7.69×105mL·min-1,因而北温泉区CO2气体总通量为8.50×105mL·min-1;已测得通量值的温泉南区11处,总通量为4.05×105mL·min-1,剩余67处温泉CO2的总通量为67×33045.37mL·min-1=22.14×105mL·min-1,因而南区CO2气体总通量为26.19×105mL·min-1。根据上述计算结果,可得出腾冲新生代火山区温泉CO2气体总通量为3.47×106mL·min-1,即3.58×103t·a-1(表1),相当于意大利锡耶纳Bassoleto地热区温泉中CO2的排放规模(Etiopeetal.,2007)。曲石-马站、热海-黄瓜箐及五合-蒲川-团田是腾冲主要的释放土壤微渗漏CO2的地区,这三个地区较高的CO2释放通量与下部岩浆囊具有密切的成因联系。热海-黄瓜箐土壤微渗漏CO2通量最高(4.0~6981.9g·m-2·day-1),其次为马站火山区(5.8~140.6g·m-2·day-1),五合-蒲川-团田地区较低(3.6~109.5g·m-2·day-1)。根据土壤微渗漏CO2平均通量及三个地区岩浆囊的分布面积估算各个地区的释放CO2的总通量,分别为1.8×106t·a-1、3.2×106t·a-1、2×106t·a-1。腾冲新生代火山区每年通过土壤微渗漏向大气圈释放温室气体的量达7×106t(表1)。4.4研究区地表微渗漏cod的分布谷露-羊八井-羊应地热区位于亚东-谷露裂谷的内部,紧邻念青唐古拉低角度韧性剪切带(Harrisonetal.,1995),周边出露大规模的新生代岩浆岩,包括古新世-始新世早期的林子宗火山岩、冈底斯岩基和中新世的钾质火山岩(Coulonetal.,1986;Zhouetal.,2010;王保弟等,2011),以及念青唐古拉黑云母花岗岩(刘琦胜等,2003;Kappetal.,2005)。地球物理资料显示,谷露-羊八井-羊应地热区下部发育低速高导层(Zhaoetal.,1993;Weietal.,2013),可能存在上地壳物质熔融形成的岩浆囊(Brownetal.,1996;Nelsonetal.,1996)。此外,研究区地热活动明显,包括与高温地热流体向上运移有关的喷汽沸泉、硫磺矿等(杨期隆和辛奎德,1991)。谷露地热区位于亚东-谷露裂谷北段,分布有间歇喷泉、温泉等地热现象,形成面积约0.26km2的泉华台。测量点共计46个,土壤微渗漏CO2平均释放通量约为363g·m-2·day-1。因此,谷露地热区每年向大气圈释放的CO2总量约为3.45×104t。羊八井地热区位于亚东-谷露裂谷的中段,是裂谷带上水热活动最为强烈的地区之一(廖志杰和赵平,1999)。根据断裂发育程度和温室气体释放强度,以中尼公路为界将羊八井地热区划分为两个区:A区,地表无明显释放气体的特征;B区,发育喷气沸泉及硫磺矿等地热蚀变区,且气体释放强烈。按照50m布设一点的原则开展网格状土壤微渗漏CO2释放通量的测量工作。其中A区67个点,B区95个点。测量结果显示,羊八井地热区东南侧(A区)与西北侧(B区)的温室气体释放规模存在较大差异。羊八井地热区A区土壤微渗漏CO2气体的释放通量为0.5~27.9g·m-2·day-1,B区为3.5~1106.4g·m-2·day-1。单个测量点的土壤微渗漏CO2释放通量显示,A区与B区的温室气体的释放通量数据的累积概率曲线呈现多峰式特征。根据Sinclair(1974)提出的累积概率统计分析方法,计算其平均释放通量。结果显示,羊八井地热区A区的土壤微渗漏CO2平均释放通量为6.7g·m-2·day-1;B区的平均CO2释放通量为98.5g·m-2·day-1。结合羊八井地热区的土壤微渗漏面积(A区面积约为2km2,B区面积约为2.25km2),计算得到A、B两区每年向大气圈释放的CO2通量分别为4.9×103t·a-1和8.1×104t·a-1。羊应地热区位于羊八井地热区南约55km处,区内温泉、喷泉等水热活动主要分布在卜杰姆沟、囊增曲和恰拉改沟内,总面积约为1.5km2。土壤微渗漏CO2释放通量测量点共计50个,测量及计算结果显示,羊应地热区单个测量点的土壤微渗漏CO2释放通量介于0~1563g·m-2·day-1之间,平均CO2释放通量为81g·m-2·day-1,羊应地热区每年向大气圈释放的CO2总量约为4.43×104t。4.5温泉水排放通量搭格架地热区位于拉萨地块中部的长马曲河谷两侧,紧邻印度河-雅鲁藏布江缝合带,区内发育一系列南北向张性正断层,形成小型地堑盆地。长马曲河谷发育5级阶地,由冲积砾石组成,上覆不同时期的热泉沉积(赵元艺等,2008)。搭格架地热区的主喷泉为一直径约4m的间歇喷泉,喷发柱可达5m左右。除主喷泉外,长马曲两岸还出露一些规模较小的间歇喷泉、温泉、热水塘等(沈立成等,2011)。根据水化学方法,结合温泉水成分、温泉水流量、地热温泉区面积等资料(表2),即可估算地热区温泉水的CO2排放通量。搭格架地热区温泉水流量约为15L·s-1(沈立成等,2011),温泉涌水面积约为0.25km2,计算结果表明,搭格架地热区每年以温泉水的形式向大气圈释放的CO2通量约为268t。朗久地热区位于青藏高原拉萨地块西部的噶尔县朗久乡的朗久河与郎弄河交汇处。20世纪80年代为满足当地用电需求,曾对朗久地热区进行开发,因无法满足供电要求而废弃。区内温泉主要从废弃的地热电站留下的热水管道中流出,流量约为10L·s-1(沈立成等,2011),温泉涌水面积约为0.16km2。因此,朗久地热区温泉水释放的温室气体规模约为170t·a-1。4.6间歇期火山对温室气体释放总量的影响国外对间歇期火山区温室气体释放通量的研究始于20世纪80年代,并已获得大量具有说服力的数据。例如,面积仅为0.308km2的墨西哥ElChichón火山口湖释放的CO2通量约为1.35×105t·a-1(MazotandTaran,2009);美国黄石火山公园内出露一处面积约1km2的地热区,其土壤微渗漏CO2释放通量为1.5×105t·km-2·a-1,而这仅占整个黄石火山系统CO2释放总量的1%~3%,即黄石火山公园的CO2通量至少约为5×106t·a-1(Werneretal.,2008);碳酸盐化地幔橄榄岩的部分熔融及相关的火山活动是地幔碳排放的重要方式,模拟计算显示,过去30Ma以来西地中海地区岩石圈-软流圈来源的岩浆释放的CO2通量接近107t·a-1,超过目前意大利全国人为排放的CO2年释放量(Frezzottietal.,2009)。因此,间歇期火山对大气圈温室气体含量增加的贡献是不容忽视的。从目前已有的初步计算结果看,我国大陆典型火山区的温室气体释放总量约为8.13×106t·a-1,接近107t·a-1级别,相当于全球火山活动导致的温室气体(主要为CO2)释放总量的6%左右(LeCloarecandMarty,1991),表3为我国火山区温室气体释放总量与国外典型火山区温室气体释放通量的对比结果。由于我国间歇期火山区温室气体释放通量研究工作起步较晚,研究程度较低,目前仅在少数火山区开展了温室气体释放通量的测量与研究,且实际测量的火山区面积和测点的密度均较小,因此,我们认为现有的初步结果仅为我国间歇期火山区温室气体释放总量的保守估算值。尽管如此,这为我国将来深入开展该方面的研究奠定了基础。5岩石学与解决欧亚板块冲冲突的机制中国新生代火山主要分布在中国东部(特别是东北地区)与青藏高原及其周边地区。以往研究表明,中国东部的新生代板内火山活动主要受控于太平洋板块向欧亚板块的俯冲过程(Basuetal.,1991);而青藏高原及其周边地区出露的大规模新生代火山岩则与印度大陆向亚洲大陆的俯冲/碰撞密切相关(Dingetal.,2003;Guoetal.,2013)。中国东部与青藏高原及其周边地区的新生代火山区在地球动力学背景上分别属于太平洋构造域和特提斯构造域,其温室气体的来源与成因机制可为进一步探索太平洋构造域和特提斯构造域的地球动力学背景提供气体地球化学方面的证据。5.1地壳混染特征太平洋构造域主要受控于新生代时期太平洋板块向欧亚板块俯冲的动力学过程。长白山与五大连池火山区是太平洋构造域新生代火山区的典型代表,在全新世均有喷发记录,目前处于间歇期,但仍在向大气圈释放温室气体。研究表明,长白山与五大连池火山区释放的火山气体成分以CO2为主,含量通常占80%以上,其次为O2和N2(上官志冠和武成智,2008)。长白山火山区温泉气体的3He/4He比值介于4~6.33RA之间(图5),略低于上地幔的3He/4He比值(8±1RA,Graham,2002),但落在俯冲带火山气体3He/4He比值范围内(5.37±1.87RA,Hiltonetal.,2002)。十八道沟温泉的火山气体具有异常低的3He/4He比值(0.85RA)和δ13CCO2值(-12.3‰),可能与地壳物质混染有关。部分长白山火山气体的CO2/3He比值范围为3.93×106~5.26×1011,偏离典型俯冲带火山气体的CO2/3He比值(图6),这与水-气反应中方解石沉淀等导致C-He分馏的过程有关(Hahmetal.,2008)。聚龙温泉气体没有经历后期相变或者方解石沉积的改变,其δ13CCO2值为-5.13‰~-4.87‰(图7),落在俯冲带岩浆来源气体的δ13C值范围(-5.5‰~-2‰)内,表明温泉气体为岩浆来源。因此,长白山火山气体来源于古老的俯冲带,表现出幔壳混源的特点,但以幔源为主。五大连池与长白山火山区的火山气体地球化学特征具有一定的相似性(图5),但其3He/4He比值相对较低(1.02~3.2RA),是岩浆来源气体上升过程中遭受地壳混染的结果(上官志冠和武成智,2008)。二元混合模型计算结果显示,火山气体为幔源组分和地壳组分的混合物,至少有13%~37%的He来源于地幔(Duetal.,1999)。火山气体中的CO2可能为幔源岩浆脱气后的残留产物,其δ13CCO2值范围为(-9.6‰~-4.2‰),与地幔或岩浆来源CO2的δ13CCO2值一致(图7)。气体地球化学特征表明,五大连池火山区的火山气体来源于古老流体交代的岩石圈地幔,与长白山火山区类似(Xuetal.,2013b)。5.2火炬气体地球化学特征腾冲火山区位于青藏高原东南缘的腾冲微板块(Wangetal.,2008),羊八井火山地热区位于青藏高原南部,它们在构造背景上同属于特提斯构造域东段,其温室气体释放特征与印度大陆向亚洲大陆的俯冲过程密切相关。前人研究表明,腾冲火山区温泉气体的3He/4He比值介于0.22~5.92RA之间(Xuetal.,1994)。除少数样品的3He/4He比值高于4RA以外,大部分样品的3He/4He比值较低,略高于地壳与大气的3He/4He比值(图5),表现出地壳混染的特征。CO2的δ13C值显示,腾冲火山区的火山气体具有地幔或岩浆来源特征(Duetal.,1999)。腾冲温泉与土壤微渗漏气体CO2/3He与3He/4He呈负相关关系,表明其具有壳幔混合来源。在CO2-3He-4He三角图中(图6),具有较高CO2/3He(>2.6×1010)及较低的3He/4He的气体为受地壳混染较多。灰色区域中的气体,CO2/3He低,3He/4He较高,主要为地幔来源气体。部分气体CO2/3He低于来自MORB的气体(1.5×109),可能由于气体上升过程中随着温度降低,CO2发生沉淀使CO2与He分馏导致CO2/3He降低(Hiltonetal.,1998;Hahmetal.,2008)。因此,腾冲火山区的温室气体具有壳幔混染的特征,但以壳源为主,是现今印度大陆俯冲带的产物。以往的研究(Hokeetal.,2000)显示,青藏高原南部新生代火山区的温室气体释放特征、规模及其成因与新生