金剛石、碳酸巖、地幔捕虜體中的CO2流體包裹體和石墨、大洋中脊溢出的CO2等來自地幔深度各類含碳物質均是測定地幔流體C同位素組成的理想樣品。
1.金剛石C同位素組成
Craig（1953）和Wickman（1956）測定了金伯利巖中金剛石的C同位素組成，其δ13CPDB值為-2‰～-9‰。Galimov（1985）總結了主要來自前蘇聯700多個金剛石C同位素組成數據，發現大部分δ13CPDB值在-2‰～-9‰之間，但範圍卻寬達-34.2‰～+2.4‰。Deines（1992）的研究顯示，產於前蘇聯和南非金伯利巖中的金剛石C同位素組成沒有明顯的區別，其δ13CPDB值均具有較寬的變化範圍，主眾數同為-5.5‰，加權平均值都為-7‰。圖1-12A為Deines（1992）統計前蘇聯和南非各500個產於金伯利巖中的金剛石C同位素組成直方圖，可見δ13CPDB值存在兩個峰，主峰為-4‰～-8‰，次峰在-16‰～-20‰之間，Deines（1992）認為該圖體現了全球地幔成因金剛石的δ13CPDB值分布。圖1-12B為筆者統計的近期（1995年至今）發表的全球700多個產於金伯利巖中的金剛石C同位素組成直方圖，同樣可見δ13CPDB值也存在兩個峰，主峰為-3‰～-6‰，次峰在-15‰～-19‰之間。眾所周知，產於金伯利巖中的金剛石可分為橄欖巖型（P－型金剛石）和榴輝巖型（E－型金剛石）兩類，從圖1-13中可見，雖然兩種類型金剛石的δ13CPDB值主峰都在-5‰左右，但榴輝巖型金剛石的δ13CPDB值範圍（圖1-13A）明顯寬於橄欖巖型金剛石（圖1-13B），前者有相當部分樣品的δ13CPDB值分布在0‰～+2‰和-9‰～-23‰區間。
圖1-12 金伯利巖中金剛石C同位素組成直方圖
鉀鎂煌斑巖是金剛石另壹主要寄主巖石，該類巖石中的金剛石C同位素組成與產於金伯利巖中的金剛石具有較大差別。圖1-14為Jaques等（1989）分析的產於澳大利亞Argyle鉀鎂煌斑巖中的金剛石C同位素組成直方圖，可見其δ13CPDB值主峰為-9‰～-12‰，次峰在-4‰～-8‰之間。榴輝巖和橄欖巖中也有金剛石發現，Deines等（1987）報道南非Roberts Victor榴輝巖中的金剛石C同位素組成相對集中，其δ13CPDB值在-4‰～-7‰之間；而Deines等（1991）測得博茨瓦納Orapa榴輝巖中的金剛石C同位素組成具有較寬的變化範圍，其δ13CPDB值為-4‰～-23‰。有關產於橄欖巖中的金剛石C同位素組成分析資料很少，目前只有Jaques等（1990）分析了產於澳大利亞Argyle鉀鎂煌斑巖中橄欖巖捕虜體中的金剛石C同位素組成，其δ13CPDB值在-3.7‰～-5.6‰之間。
圖1-14 鉀鎂煌斑巖中金剛石C同位素組成直方圖
（轉引自Jaques等，1989）
2.碳酸巖C同位素組成
碳酸巖（Carbonatite）是世界上出露相對較少的幔源巖石之壹，其規模通常很小，但常與堿性巖形成環狀雜巖體呈巖頸、巖墻、巖錐等產狀在大陸裂谷環境廣泛分布（LeBas,1977；Bell,1989；Woolley,1989；Bell and Keller,1995；Bell et al.,1998），在碰撞造山帶和洋島等構造環境也有呈單壹透鏡體、條帶狀和似層狀產出的碳酸巖（Le Bas,1984,1989；Mian and Le Bas,1987；Woolley,1989；Tilton et al.,1998），其形成時代從太古宙至現代（坦桑尼亞Oldoinyo Lengai碳酸巖火山最近壹次噴發是1993年6月）（Kwon,1986；Woolley,1989；Veizer et al.,1993；Tilton and Bell,1994；Bell and Keller,1995）。碳酸巖是巖漿巖中來源最深的巖石，Sweeney（1994）的高溫高壓實驗研究表明，與碳酸巖熔體形成相關的部分熔融作用可以發生在地幔軟流圈，也可以發生在地幔巖石圈；與矽酸鹽熔體相比，碳酸巖熔體相對富含揮發分，其固液溫度、粘度和密度均較低（Triman and Schedl,1983；Kjarsgaard and Hamilton,1989；Wolff,1994；Dobson et al.,1996），在巖漿侵入（或噴發）過程中流動性較好，受地殼物質的混染相對較小。因此，碳酸巖可被視為研究地幔流體地球化學的“探針巖石”。
許多學者對世界各地的碳酸巖進行了C同位素組成研究，Deines（1989）對20世紀80年代這方面前人的工作進行了總結，發現不同時代、不同構造環境、不同巖石組合及不同產狀碳酸巖的C同位素組成不具明顯的差別，其δ13CPDB值集中在-2‰～-7‰之間（圖1-15A）。Deines（1992）認為，只有碳酸巖的δ18O與地幔矽酸鹽礦物達到氧同位素平衡的碳酸巖才最有可能保存地幔C同位素組成，他根據δ18O值挑選出符合條件的30個來自世界各地碳酸巖的C同位素組成數據，其δ13CPDB值為高斯分布，平均為-5.4‰，標準偏差為±0.2‰。
圖1-15 碳酸巖C同位素組成直方圖
表1-10為筆者統計的近期發表的世界各地碳酸巖的C、O同位素組成，同樣可以看出，不同地區、不同時代碳酸巖的C同位素組成不具明顯的差別，其δ13CPDB值集中在-2‰～-7‰之間（圖1-15B，圖1-16A）。碳酸巖往往與堿性巖***生形成環狀雜巖體，從Deines（1970）的統計結果可見，加拿大Oka雜巖體中碳酸巖和與其***生的矽酸巖的C同位素組成相近，兩類巖石的δ13CPDB值都集中在-4.6‰～-5.6‰之間（圖1-17）。
圖1-16 不同地區和不同時代碳酸巖C、O同位素組成
橫坐標序號同表1-10；I—範圍；○—均值
表1-10 碳酸巖C、O同位素組成統計表
續表
註：序號4～9為海洋碳酸巖。
圖1-17 加拿大Oka雜巖體中碳酸巖和矽酸巖C同位素組成
（轉引自Deines,1970）
值得註意的是，世界許多地區的碳酸巖的C、O同位素組成與Taylor等（1967）和Keller and Hoefs（1995）確定的原始碳酸巖C、O同位素組成（Taylor等（1967）確定的原始碳酸巖δ13CPDB值：-4‰～-8‰，δ18OSMOW值：6‰～10‰；Keller and Hoefs（1995）確定的原始碳酸巖δ13CPDB值：-5‰～-7‰，δ18OSMOW值：5.5‰～7.0‰）存在壹定的偏差（圖1-18A），對此Demény等（1996,1998）用高溫結晶分異作用、地殼混染作用、低溫蝕變作用、海水影響、大氣降水影響和去氣作用等進行了解釋（圖1-18B）。筆者的統計結果表明，δ18OSMOW值在6‰～10‰之間的498件碳酸巖的δ13CPDB值絕大部分集中在-2‰～-8‰之間（489件），平均為-5.01‰，與Deines（1992）的統計結果相近。
圖1-18 碳酸巖δ13CPDB－δ18OSMOW圖
A中原始數據來源同表1-10，虛線框為Taylor等（1967）確定的原始碳酸巖區域；B轉引自Demény等（1998）
3.地幔捕虜體C同位素組成
測定地幔捕虜體C同位素組成的對象為石墨的CO2流體包裹體。Deines等（1987）報道了2件Roberts Victor含金剛石榴輝巖中石墨樣品的C同位素組成，其δ13CPDB值分別為-5.8‰和-6.3‰，略高於巖石中與之***生金剛石的δ13CPDB值（均值為-7.0‰）；Deines等（1991）測定了博茨瓦納Orapa榴輝巖中石墨和金剛石的C同位素組成，在22件石墨樣品中，除1件樣品的δ13CPDB值為-20.3%。外，其余樣品的δ13CPDB值集中在-4.6‰～-7.8‰之間，其變化範圍在與之***生金剛石的δ13CPDB值的變化範圍（-4‰～-23‰）之內；Pearson等（1994）獲得地幔橄欖巖中石墨的δ13CPDB值為-3.8‰～-12.3‰，集中分布於6‰～7‰之間，平均為6.7‰。
Nadeau等（1990）和Pineau andMathez（1990）采用分步加熱法分別測定了北美大陸西北緣5個地區（Nunivak Island、Alligator Lake、Jacques Lake、ForkSelkirk、Castle Rock和Prindle Volcano）和夏威夷Hualalai火山巖中地幔捕虜體的C同位素組成。他們認為不同溫度提取的CO2反映了地幔捕虜體中不同形式的含碳物質，低於800℃提取的CO2主要代表存在於地幔捕虜體中的石墨類和有機含碳物質，其δ13CPDB值壹般低於-25‰；而高於800℃提取的CO2主要來自地幔捕虜體礦物中流體包裹體，其δ13CPDB值在2‰～10‰之間。但從Nadeau等（1990）的分析數據看，地幔捕虜體低於800℃和高於800℃的C同位素組成的差別並沒有那樣明顯，高於800℃的C同位素組成中也有部分較低的δ13CPDB值；Pineau and Mathez（1990）和Trull等（1993）的分析數據也有同樣的特征。
我國學者樊祺誠等（1996）采用分步加熱法測定了中國東部11個地區新生代玄武巖中13個地幔捕虜體C同位素組成，結果顯示800℃的δ13CPDB值分布於-2.9‰～-25.5‰（集中區為-16.0‰～-22.0‰），1100℃的δ13CPDB值分布於-12.7‰～-35.7‰（集中區為-21.0‰～-29.0‰）。劉剛等（1998）也采用分步加熱法分析了大麻坪堿性玄武巖中地幔捕虜體CO2、CO和CH4的C同位素組成，發現不同礦物CO2和CO的C同位素組成沒有明顯的差別，不同礦物CH4的C同位素組成也具有相似的變化範圍，但其δ13CPDB值（-30.1‰～-50.5‰）明顯低於前者（-21.9‰～-27.4‰）。從劉剛等（1998）的分析數據還看出，雖然在400～1140℃內不同礦物的δ13CPDB值總體有隨溫度增加而升高的變化趨勢，但在高於800℃的C同位素組成中沒有出現高δ13CPDB值（大於-20‰；輝石巖CO在400℃和550℃的δ13CPDB值分別為-14.1‰和-11.5‰例外）。
4.玄武巖C同位素組成
玄武巖是地幔部分熔融的產物。由於地幔部分熔融、熔漿上升和噴發可能產生C同位素分餾和汙染，玄武巖的C同位素只能間接提供地幔的C同位素信息。測定玄武巖C同位素組成壹般也采用分步加熱法，由於低於600℃提取的CO2壹般比高於600℃提取的CO2相對貧13C，因此以前多認為低於600℃提取的CO2主要是表面有機汙染物，而高於600℃提取的CO2才可能是溶解於玄武巖玻璃或氣孔中的CO2（Deines,1989）。Exley等（1986）系統測定了各大洋的洋中脊玄武巖玻璃以及熱點地區玄武巖玻璃的C同位素組成，在高於600℃的條件下，洋中脊玄武巖玻璃的δ13CPDB值平均為-6.6‰，熱點地區夏威夷Loihi拉斑玄武巖的δ13CPDB值平均為-5.6‰、堿性玄武巖δ13CPDB值平均為-7.1‰。眾多的分析資料顯示（Exley等，1986；Taylor,1986；Blank,1993；張銘傑等，1998），玄武巖C同位素組成與其產出位置有關，洋中脊玄武巖的δ13CPDB值為-3.5‰～-9.3‰、洋島玄武巖為-2.8‰～-7.5‰、弧後玄武巖為-9.8‰～-32‰、島弧玄武巖為-24.5‰～-29.0‰，大陸玄武巖為-20‰～-30‰。
Deines（1992）在總結玄武巖C同位素組成時指出，大部分高溫提取的CO2的δ13CPDB值落在-4‰～-9‰之間，也有低達-25‰～-30‰的數據，經細心清洗的樣品在低溫下也很貧13C，這不應是汙染造成的，而是玄武巖固有的碳；從Deines（1989）統計的玄武巖C同位素組成直方圖也可看出（圖1-19），其δ13CPDB值存在雙峰分布。因此，玄武巖的C同位素組成與金剛石和地幔捕虜體相似。
圖1-19 玄武巖C同位素組成直方圖
（轉引自Deines,1989）
圖1-20 隕石C同位素組成直方圖
（轉引自Deines,1989）
綜上所述，除碳酸巖外，金剛石、地幔捕虜體和玄武巖的C同位素組成均具有雙峰分布特征，δ13CPDB值的主峰和次峰分別在-2‰～-9‰和-15‰～-25‰之間；實際上隕石的C同位素組成也具有這種特征（圖1-20）。目前對地幔C同位素組成出現低δ13CPDB值區域存在多種假說，主要包括：①壓力、溫度、氧逸度引起碳的物相變化及相應的同位素效應；②俯沖作用引起的再循環地殼物質進入地幔；③地幔去氣作用；④原始地幔C同位素組成不均壹。儲雪蕾（1996）對此進行了深入分析，認為第①、②和③種假說都很難解釋地幔C同位素組成具有的雙峰分布特征，從而指出δ13CPDB值呈雙峰分布可能是原始地幔C同位素組成本身具有的特征，即原始地幔C同位素組成存在不均壹性。