沿世界海沟俯冲的沉积碳的通量及其同位素组成

摘要

本文提供了全球16个海沟段中无机碳、有机碳及其δ13C沉降通量的全面估算。我们的计算给出了碳通量的最小值（输入沉积物）、最大值（海沟填充物）和最佳估算值（俯冲带）。值得注意的是，我们的估算是在大约10公里的范围内进行的，与单个火山相关。结果突显了极端的区域异质性：某些海沟段的沉积碳输入为零，而其他海沟段的沉积碳输入量则超过变质海洋地壳的四倍。在某些地区，有机碳的比例低于10%，而在其他地区则超过70%，导致沉降沉积物的δ13C范围从+1‰到−17‰不等。我们发现，不同弧状火山的高温火山气体的δ13C与当地沉降沉积物的δ13C相关。我们还提供了全球沉降沉积物中碳通量的新估算值（C-GLOSS），为26.5 ± 1 MtC/年，比之前的估算值低了两倍多。鉴于全球火山碳排放率的不确定性，地幔的碳输入和输出大致处于平衡状态。C-GLOSS中有机碳占总碳的比例为21%，其同位素组成为−4.2 ± 0.4‰ δ13C，恰好落在地幔的范围内。

通俗语言总结

在碳质沉积物俯冲过程中，碳从地球表面流失。这项研究提供了迄今为止关于全球沉降沉积物中碳通量和同位素组成的最全面的数据汇编。在某些汇聚边界，有机碳在沉降沉积物中占主导地位，并且可以在附近火山排放的气体中检测到其同位素组成。全球沉降沉积物的碳同位素组成与地幔范围惊人地相似，但不同边界之间的差异巨大。这里提出的区域和全球碳通量估算将对研究火山气体、钻石和全球碳循环的科学家们具有实用价值。

1 引言

或许没有比碳的俯冲更体现地球循环能力的例子了（Plank & Manning, 2019）。在这个过程中，生命的遗迹——有机碳和碳酸盐化石——随着俯冲板块被带入地幔（Clift, 2017），影响从地幔到大气层的整个地球系统储库。光合作用产生的有机物质在俯冲过程中释放出氧气，促进了我们的氧化环境（Berner, 1989; Duncan & Dasgupta, 2017; Stolper et al., 2021）。随着俯冲板块中温度和压力的升高，碳的传输方向发生逆转——碳以溶解成分的形式向上迁移到地幔，最终以气体形式从弧状火山中释放出来（Aiuppa et al., 2017; Kelemen & Manning, 2015）。部分碳留在下沉的板块中，成为地幔钻石的原料（Thomson et al., 2016）。与地表碳循环相比，碳的俯冲通量较小（Derry, 2024），但可能在长时间尺度上（>Ma, Hayes & Waldbauer, 2006）对地球表面和地幔的氧气和碳预算产生持久影响。这些变化的大小和方向不仅取决于碳的俯冲通量，还取决于碳通过板块脱气反应、地幔熔化和弧状火山作用重新循环到地表的效率。Plank和Manning（2019）评估了地幔的碳输入和输出，发现循环效率约为25%；也就是说，只有四分之一的全球俯冲碳通过弧状火山排气返回地表。他们表明，最大的碳输入来自沉降沉积物，现有估算（Clift, 2017; Dutkiewicz et al., 2018）显示沉积物中的碳通量大约是海洋地壳中的两倍。然而，这些估算的不确定性很大——与海洋地壳通量的不确定性相当。因此，本研究的一个主要目标是改进全球沉降沉积物中碳的估算。同样重要的是，了解导致不同海沟之间碳俯冲变化的过程。海洋沉积物的固态相中包含两种形式的碳。一种是（主要是）由有孔虫和纳米浮游生物等海洋生物形成的碳酸钙（CaCO3）壳（以下简称IC代表无机碳）。另一种是有机碳（多种分子形式），它构成并维持着海洋和陆地生物的生命（以下简称OC代表有机碳）。这两种形式都可能被埋藏在海洋沉积物中，这代表了从海洋-大气系统中的净移除。然而，碳在深海海底的保存和埋藏是一个效率低下的过程，因为深海对碳酸盐IC具有腐蚀性，而且大多数向海底沉降的OC被生物消耗（例如，Emerson & Hedges, 2008, 第6.3.1和12.2节）。实际上，碳的俯冲通常是由特殊情况驱动的，如异常浅的海底、高表面生产力和/或浊流中的高沉积速率（例如，Blair & Aller, 2012）。有数千公里的海沟长度没有沉降碳。有些边界以IC为主，而其他边界则以OC为主。这些不同形式的碳在俯冲带可能有不同的命运。由于OC由还原态碳组成，并富含轻同位素12C（即δ13C较低，δ表示样品的13C/12C比值与Pee Dee Belemnite标准的偏差，单位为‰），其俯冲和循环对地幔和弧状火山的氧化还原状态及碳同位素组成有影响。由于俯冲碳输入的差异，是否存在区域性的循环效率、火山排气、碳浓度、氧化状态和弧状岩浆的δ13C的变化？这些都是推动本研究的核心问题，本研究以大约10公里的尺度详细研究了OC和IC的通量，这与单个火山的输入相关。

1.1 本研究的前期工作和方法

Allard（1983年）、Sano和Marty（1995年）的开创性研究使用火山气体的同位素测量来识别和量化弧状岩浆中不同的碳来源。后续研究提供了沉降碳通量的定量估算。Plank和Langmuir（1998年）根据钻芯数据估算了IC浓度，但没有包括OC。此外，他们只考虑了岩石学描述中被称为含碳酸盐的沉积层，因此没有包括分散的IC。这些计算是基于整个俯冲带的代表性平均值进行的。Clift（2017年）包括了IC和OC的估算，但仅针对每个俯冲带的代表性钻芯进行了估算。Dutkiewicz等人（2018年）根据他们对方解石补偿深度（CCD）随时间变化的模型估算了全球平均IC通量。我们的目标是在三个方面改进之前的估算：首先，我们计算了每个海沟段沿线的IC和OC的变化（图1），采样间隔约为10公里。对于像阿留申-阿拉斯加边界这样的俯冲带，汇聚速率、沉积物厚度和岩石学特征沿走向变化很大。像Plank & Langmuir（1998年）或Clift（2017年）那样的整个边界的平均值与单个火山的输出相比作用有限（例如，Lopez等人，2023年）。其次，我们提供了沉降沉积物碳同位素组成的首次全面估算。第三，我们为每个边界提供了三个独立的通量估算，以考虑不同位置处增生沉积物与俯冲沉积物之间的显著不确定性。在大多数情况下，最小通量仅针对输入沉积物，即海沟外约100公里的沉积层（图2）。最大通量考虑了海沟中的全部沉积物堆（其中大部分可能在进一步俯冲时被刮掉）。最佳估算值是前弧楔体下方的俯冲通量，这考虑了地震成像显示的分离结构的形成，沉积物在这些结构下方俯冲（上方增生）。然而，我们没有包括俯冲侵蚀，因为侵蚀地壳物质的碳含量很大程度上未知，而且俯冲侵蚀（沉降）的主要证据可能有其他原因（Regalla等人，2013年）。

本文考虑的海沟段。详见表1中的缩写。图2展示了此处考虑的参考地点、额外沉积物、输入沉积物、海沟填充物和俯冲沉积物的厚度。我们方法的一个主要局限性是我们的参考框架是目前世界海沟中的碳通量。我们没有考虑俯冲通量的向下倾斜或时间演变。我们的目标是将俯冲碳通量和稳定同位素组成与弧状火山的输出联系起来，如果通量接近稳态，那么这里提供的估算值与弧状火山下方的通量相关。在某些情况下，这可能是一个很好的近似，例如马里亚纳海沟，那里横向连续的、占主导地位的中生代沉积物正在俯冲。然而，在其他情况下，稳态并不是一个准确的假设，例如卡斯卡迪亚海沟，那里的沉积物是中新世的，而变形前沿的沉积物主要是受更新世冰川事件影响的浊积岩。尽管如此，我们希望提供足够的信息（例如，卡斯卡迪亚中新世沉积物中的碳浓度），以便感兴趣的读者可以根据他们的具体需求调整通量。未来的工作将集中在量化海沟中的总沉积物通量，并提供一种方法来计算任何化学物质的俯冲通量。

2 方法

如上所述，我们的目标是提供全球主要海沟沿线数十公里尺度上IC和OC的通量以及碳的总体同位素组成（δ13C）的估算。注意，我们使用“通量”一词来描述碳的质量供应率，单位是碳质量（kg）除以海沟长度（m）除以时间（年），在特定海沟段上计算时（kg m−1 yr−1）。通过乘以海沟长度，可以计算出海沟段的总通量，单位是碳的质量（kg）除以时间（年）。表1列出了评估的16个汇聚边界及其使用的缩写（另见图1）。下面，我们描述了用于计算每个海沟段碳通量和同位素比的方法。我们以巽他海沟（SUND）的印度尼西亚汇聚边界为例，来说明用于计算单个海沟段碳通量和同位素比的数据、假设、决策、插值和外推方法。关于SUND的完整考虑和参考资料在支持信息S17的11页补充文件中提供（每个海沟段都有相应的补充文件链接，见表1）。表1. 海沟段碳通量和C-GLOSS

缩写单位

段落

基于以下数据的通量：

段落平均值

段落总计




对流速度 m/kyr

沉积物厚度 m

俯冲带通量 kg/(m yr)

逆冲带通量 kg/(m yr)

海沟长度 km

俯冲带通量 kg/yr

逆冲带通量 kg/yr

总碳通量 kg/yr

δ13C ‰

逆冲带/俯冲带百分比 (%)







AKAL（支持信息 S16）

阿拉斯加-阿留申

俯冲

53.9

780

135.6

316.4

3259

4.42E+08

1.03E+09

1.47E+09

−17.4

70



CARS（支持信息 S15）

加勒比

俯冲

16.6

1773

303.9

139.8

1398

4.25E+08

1.95E+08

6.20E+08

−6.3

32



CASC（支持信息 S14）

卡斯卡迪亚

俯冲

33.5

345

173.5

174.3

1287

2.23E+08

2.24E+08

4.48E+08

−14.5

50



CEAM（支持信息 S13）

中美洲

来源

71.2

387

1369.5

70.3

1263

1.73E+09

8.87E+07

1.82E+09

0.4

5



HHKK（支持信息 S12）

本州-堪察加

来源

83.1

431

315.3

39.3

3037

9.58E+08

1.19E+08

1.08E+09

−1.4

11



IBOM（支持信息 S11）

磐城-小笠原-马里亚纳

来源

27.7

443

431.4

15.1

2906

1.25E+09

4.39E+07

1.30E+09

1.2

3



MAKR（支持信息 S10）

马克兰

俯冲

33.9

1408

1587.2

142.4

904

1.43E+09

1.29E+08

1.56E+09

0.1

8



MARI（支持信息 S11）

马里亚纳

来源

41.0

424

556.2

25.9

1418

7.88E+08

3.67E+07

8.25E+08

0.7

4



MEXI（支持信息 S9）

墨西哥

来源

62.4

169

136.0

38.9

1744

2.37E+08

6.78E+07

3.05E+08

−7.8

22



PHIN（支持信息 S8）

菲律宾北部

俯冲

79.9

459

682.9

324.7

995

6.79E+08

3.23E+08

1.00E+09

−7.4

32



PHIS（支持信息 S8）

菲律宾南部

来源

73.3

299

321.9

11.3

1565

5.04E+08

1.77E+07

5.21E+08

1.1

3



RYNA（支持信息 S7）

琉球-南海

俯冲

56.8

702

406.9

195.1

2073

8.43E+08

4.04E+08

1.25E+09

−7.8

32



SOAM（支持信息 S6）

南美洲

俯冲

63.7

737

590.8

178.9

6388

3.77E+09

1.14E+09

4.92E+09

−5.1

23



SSAN（支持信息 S5）

南桑威奇

来源

55.1

396

148.3

27.4

914

1.36E+08

2.50E+07

1.61E+08

−2.2

16



SUND（支持信息 S17）

索恩达

俯冲

56.8

608

392.9

95.1

3721

1.46E+09

3.54E+08

1.82E+09

−4.0

20



TKNZ（支持信息 S4）

汤加-克马德克-新西兰

俯冲

50.9

430

477.6

67.4

1908

9.11E+08

1.29E+08

1.04E+09

−2.3

12



TONG（支持信息 S4）

汤加

来源

164.4

50

1.5

1.3

1196

1.82E+06

1.55E+06

3.37E+06

−11.8

46



VANU（支持信息 S2）

瓦努阿图

来源

96.1

373

594.9

64.9

1673

9.95E+08

1.09E+08

1.10E+09

−0.9

10



C-GLOSS

全球







37,646

1.68E+10

4.44E+09

2.12E+10

−4.2

21







注意：IBOM和TKNZ的通量数据未包括MARI和TONG段落。对流速度是垂直于海沟方向的；TC表示总碳含量。关于来源物质、俯冲带沉积物以及所有不确定性的完整通量估计值，请参见支持信息S2中的表S1。我们根据两个板块汇聚形成的海沟段落来定义每个边缘（见下文第2.4节）。例如，SUND是由澳大利亚板块和索恩达兰板块汇聚形成的海沟段落。对于SUND，我们仅考虑从苏门答腊到松巴哇的海沟长度（见图3），以避免西部9E海岭碰撞和高度倾斜的俯冲作用以及索恩达海沟东端澳大利亚板块的碰撞带来的复杂性。在其他海沟段落中，如SOAM（南美洲），则包括了整个纳斯卡-南美板块边界。在其他情况下，火山弧的长度也被考虑在内（例如，汤加-克马德克-新西兰TKNZ段落大约在陶波火山带的南端结束，尽管汇聚作用向南继续）。这种截断是由于本项目的总体目标是了解物质从海沟到火山弧的循环过程。由于复杂的构造环境和/或缺乏钻探数据，本研究中省略了一些汇聚边缘：新不列颠、埃奥利安、爱琴海、所罗门群岛、新几内亚、哈马黑拉、苏拉威西、班达、西菲律宾-台湾、缅甸和澳大利亚-智利边缘。这些在全球海沟循环中的长度较小，合计仅占全球俯冲沉积物通量的20%（使用von Huene & Scholl, 1991年的参数）。图3在图查看器中打开。

索恩达海沟概览图，包括海底地形、全新世火山位置（粉红色星星）、参考钻探点（红色点）和海沟（粗红线）。虚线红线标记了用于表征来源沉积物的海沟外侧300公里范围。黑色箭头表示来自西侧（尼科巴扇区的恒河-布拉马普特拉来源的陆源浊积岩）和东侧（澳大利亚西北边缘的碳酸盐浊积岩）的沉积物输送。圣诞岛海山省（Hoernle等人，2011年）作为两个沉积物区域的地形屏障。橙色线显示了尼科巴扇区浊积岩的东侧边界和澳大利亚西北边缘碳酸盐浊积岩的西侧边界。更多讨论和细节，请参见SUND补充文件。


2.1 火山位置

全新世活跃火山的位置来源于Syracuse和Abers（2006年）、Fischer等人（2019年）以及全球火山计划（2024年）发布的列表。碳通量和同位素组成是根据每个火山沿相对板块运动轨迹投影到海沟的位置计算得出的（见支持信息S2中的表SUND）。SUND边缘的火山活动特别活跃；我们计算了所有80座全新世火山的通量和同位素组成（见图3和支持信息S2中的表SUND）。

2.2 数字化海沟位置

使用GMT系统（Wessel等人，2019年）生成的墨卡托投影地形图，结合ETOPO1一分弧度编纂中的全球地形数据（Amante & Eakins，2009年），对每个段落的海沟纬度和经度进行了数字化。数字化的海沟位置被放置在俯冲板块和上覆板块之间的海底坡度转折处，通常是海沟最深的位置（见图3）。然后，这些数字化点被插值到纬度或经度上均匀分布的500个值（见支持信息S2中的表，每个海沟段落的公里增量），具体取决于海沟的整体方向（例如，对于大致东西方向的SUND海沟段落；对于大致南北方向的SOAM海沟段落；见图1）。SUND的海沟在图3中以实线红色显示。

2.3 沉积物厚度

本研究确定的沉积物厚度在图2中有所说明。“来源沉积物”通常是沉积在俯冲板块火成洋壳上的远洋沉积物。“海沟填充沉积物”是由活动大陆边缘产生的碎屑沉积物，通常以浊积岩为主。“俯冲带沉积物”是指被俯冲到断层面下的总沉积物的一部分。在没有其他信息的海沟段落中，沉积物厚度数据来自GlobSed全球编纂的版本2（Whittaker等人，2013年）。虽然GlobSed有更新版本3，但更新内容仅包括没有俯冲带的区域（见Straume等人，2019年的图2a和2b）。海沟的总沉积物厚度（海沟填充物+来源沉积物）是通过在海沟位置插值GlobSed网格值来确定的；来源沉积物的厚度通常是在海沟方向上大约100公里外的位置插值得出的（见第2.4节）。在有其他数据的海沟段落中，GlobSed的值被地震反射剖面、其他已发布的沉积物厚度图和科学钻探结果所补充或替代。每个海沟段的详细信息见支持信息S2中的表S3。以SUND为例，沉积物厚度数据来自GlobSed编纂，并结合了McNeill和Henstock（2014年）中的地震反射数据，其中包括了对俯冲带沉积物比例的估计（见图4a）。由于SUND西端尼科巴扇区的厚陆源沉积物，我们在海沟外侧更远的位置测量了来源沉积物的厚度，大约在海沟外300公里处（见图3中的虚线红色线）。McNeill和Henstock（2014年）的结论是，海沟填充物中没有部分是俯冲的；在大多数情况下，只有部分来源沉积物段被俯冲（通常<600米；见图4a）。图4在图查看器中打开。

（a） 海底深度的纵向剖面，包括SUND海沟中的来源沉积物（紫色）和沉积物（橙色）的厚度。蓝色框表示根据地震反射线确定的俯冲带沉积物（McNeill & Henstock，2014年），并给出了俯冲带总沉积物的百分比。参考钻探点（红色）和Sunda弧上的火山（洋红色三角形）绘制在它们投影到海沟的位置。 （b） 沉积物厚度（包括海沟填充物）作为澳大利亚-印度板块（下方灰色线）和Sunda海沟（下方紫色线）上经度的函数。彩色阴影反映了不同的来源沉积物区域和海沟填充物（橙色），并在每个SUND节点的背景下进行了讨论（虚线）。图顶部的参考钻探点标出了它们投影到海沟的经度位置，以及火山弧的段落（灰色）。更多讨论和细节见SUND支持信息S17。图a和图b显示了相同的沉积物厚度数据；在图a中，沉积物显示在海底地形下方；在图b中，沉积物直接以厚度显示。

2.4 相对板块运动

每个海沟段落都是两个汇聚岩石圈板块之间的边界。在大多数情况下，相对板块运动是根据DeMets等人（2010年）的表2和表3中列出的欧拉向量计算得出的。例如，SUND海沟段的相对板块运动是根据DeMets等人（2010年）表3中的澳大利亚-索恩达兰欧拉向量得出的。在一些海沟段落中，相对板块运动是通过组合两个欧拉向量计算得出的。例如，在Ryukyu-Nankai（RYNA）海沟段，欧亚板块和菲律宾海板块之间的汇聚是通过叠加欧亚板块-太平洋板块和菲律宾海板块运动的欧拉向量计算得出的（来自DeMets等人，2010年表2）。在其他情况下，DeMets等人（2010年）的相对板块运动还补充了考虑了弧后扩张的欧拉向量。这些海沟段落包括Tonga（TONG，Tonga-Australia欧拉向量来自Zellmer & Taylor，2001年，第[36]段）、Mariana（MARI，Mariana-Pacific向量来自Kato等人，2003年，第[19]段）和Vanuatu（VANU，New Hebrides-Pacific向量来自Bird，2003年表1）。在Cascadia（CASC）海沟段，相对板块运动是通过叠加俄勒冈海岸山脉板块和Juan de Fuca板块相对于北美洲的欧拉向量计算得出的（McCaffrey等人，2007年）。最后，在两个菲律宾海海沟段落（PHIN和PHIS）中，相对板块运动是基于Rangin等人（1999年）表2中列出的Sundaland-菲律宾海欧拉向量得出的。每个海沟段的更多细节见支持信息（见表1中的链接）。

2.5 定位钻探点和岩石学单元

参考钻探点对于量化每个海沟段中的碳浓度和同位素组成是必要的；如上所述，我们没有考虑那些没有相关钻探位置的海沟段落。因此，这项研究完全依赖于数十年来协调进行的科学海洋钻探工作（深海钻探计划、ODP、综合海洋钻探计划和国际海洋发现计划IODP）的共同努力。大多数海沟段都有多个钻探点来表征沉积物输入（例如，SUND沿走向有来自IODP Site U1480、ODP Site 765和DSDP Sites 211–213、260–261的良好覆盖；见图5），而一些海沟段只有一个远端的钻探点（例如，ODP Site 701距离SSAN海沟段中心超过600公里）。理想情况下，钻探点应该能够覆盖每个岩石学单元（不幸的是，在DSDP期间经常“穿过”许多层位），并完全穿透沉积物段到达基底。在某些情况下，使用在远处钻探的类似单元作为代理单元（例如，ODP 1149钻探的白垩单元被用于整个HKKK海沟的碳酸盐沉积物，因为这是唯一一个回收率高的地点，并且有密集的IC分析）。在大多数情况下，海沟外的钻探结果允许表征整个来源沉积物段；在少数情况下，必须定义一个“额外的沉积物”段（见图2），其碳含量是根据其他证据确定的（见第2.8节）。基于钻探点信息、沉积物厚度变化和地震反射地层学的综合，为每个海沟段开发了沿走向的岩石学单元模型，以确定每个节点的值。例如，在SUND中，沉积物厚度数据来自GlobSed编纂，并结合了McNeill和Henstock（2014年）中的地震反射数据，包括对俯冲带沉积物比例的估计（见图4a）。由于SUND西端的尼科巴扇区有厚厚的陆源沉积物，我们在海沟外大约300公里处测量了来源沉积物的厚度（见图3中的虚线红色线）。McNeill和Henstock（2014年）的结论是，海沟填充物中没有部分是俯冲的；在大多数情况下，只有部分来源沉积物段被俯冲（通常<600米；见图4a）。图4在图查看器中打开。

（a） 海底深度的纵向剖面，包括SUND海沟中的来源沉积物（紫色）和沉积物（橙色）的厚度。蓝色框表示根据地震反射线确定的俯冲带沉积物（McNeill & Henstock，2014年），并给出了俯冲带总沉积物的百分比。参考钻探点（红色）和Sunda弧上的火山（洋红色三角形）绘制在它们投影到海沟的位置。 （b） 沉积物厚度（包括海沟填充物）作为澳大利亚-印度板块（下方灰色线）和Sunda海沟（下方紫色线）上经度的函数。彩色阴影反映了不同的来源沉积物区域和海沟填充物（橙色），并在每个SUND节点的背景下进行了讨论（虚线）。图顶部标出了它们投影到海沟的经度的参考钻探点，以及火山弧的段落（灰色）。更多讨论和细节见SUND支持信息S17。图a和图b显示了相同的沉积物厚度数据；在图a中，沉积物显示在海底地形下方；在图b中，沉积物直接以厚度显示。

2.4 相对板块运动

每个海沟段落都是两个汇聚岩石圈板块之间的边界。在大多数情况下，相对板块运动是根据DeMets等人（2010年）表2和表3中列出的欧拉向量计算得出的。例如，SUND海沟段的相对板块运动是根据DeMets等人（2010年）表3中的澳大利亚-索恩达兰欧拉向量得出的。在一些海沟段落中，相对板块运动是通过组合两个欧拉向量计算得出的。例如，在Ryukyu-Nankai（RYNA）海沟段，欧亚板块和菲律宾海板块之间的汇聚是通过叠加欧亚板块-太平洋板块和菲律宾海板块运动的欧拉向量计算得出的（来自DeMets等人，2010年表2）。在其他情况下，DeMets等人（2010年）的相对板块运动还补充了考虑了弧后扩张的欧拉向量。这些海沟段落包括Tonga（TONG，Tonga-Australia欧拉向量来自Zellmer & Taylor，2001年，第[36]段）、Mariana（MARI，Mariana-Pacific向量来自Kato等人，2003年，第[19]段）和Vanuatu（VANU，New Hebrides-Pacific向量来自Bird，2003年表1）。在Cascadia（CASC）海沟段，相对板块运动是通过叠加俄勒冈海岸山脉板块和Juan de Fuca板块相对于北美洲的欧拉向量计算得出的（McCaffrey等人，2007年）。最后，在两个菲律宾海海沟段落（PHIN和PHIS）中，相对板块运动是基于Rangin等人（1999年）表2中列出的Sundaland-菲律宾海欧拉向量得出的。每个海沟段的更多细节见支持信息（见表1中的链接）。

2.5 定位钻探点和岩石学单元

参考钻探点对于量化每个海沟段中的碳浓度和同位素组成是必要的；如上所述，我们没有考虑那些没有相关钻探位置的海沟段落。因此，这项研究完全依赖于数十年来协调进行的科学海洋钻探工作（深海钻探计划、ODP、综合海洋钻探计划和国际海洋发现计划IODP）的共同努力。大多数海沟段都有多个钻探点来表征沉积物输入（例如，SUND沿走向有来自IODP Site U1480、ODP Site 765和DSDP Sites 211–213、260–261的良好覆盖；见图5），而一些海沟段只有一个远端的钻探点（例如，ODP Site 701距离SSAN海沟段中心超过600公里）。理想情况下，钻探点应该能够覆盖每个岩石学单元（不幸的是，在DSDP期间经常“穿过”许多层位），并完全穿透沉积物段到达基底。在某些情况下，使用在远处钻探的类似单元作为代理单元（例如，ODP 1149钻探的白垩单元被用于整个HKKK海沟的碳酸盐沉积物，因为这是唯一一个回收率高的地点，并且有密集的IC分析）。在大多数情况下，海沟外的钻探结果允许表征整个来源沉积物段；在少数情况下，必须定义一个“额外的沉积物”段（见图2），其碳含量是根据其他证据确定的（见第2.8节）。基于钻探点信息、沉积物厚度变化和地震反射地层学的综合，为每个海沟段开发了沿走向的岩石学单元模型，以确定每个节点的值。例如，在SUND中，五个钻探点提供了关于岩石学单元的重要信息。沉积作用主要受到来自西部和东部的不同来源的浊积岩的影响。在1200万到200万年前，来自西北方向的沉积物通过恒河-布拉马普特拉河系统将喜马拉雅山脉的物质带到SUND西部，形成了厚厚的尼科巴扇（McNeill, Dugan, Backman等人，2017；McNeill, Dugan, Petronotis等人，2017）。在东部，富含碳酸盐的浊积岩从澳大利亚边缘冲刷进入阿戈深海平原。在这些浊积岩之下或其中散布着一种典型的远洋沉积序列，该序列由基底上的生物成因碳酸盐渗出物组成，随后是标志着沉降的棕色粘土层，再经过板块运动被输送到一个生物生产力较低的盆地中，最后在海底向北移动到低纬度地区时，沉积了硅藻/放射虫渗出物（见图4b和5b）。

（a）IODP站点U1480的沉积物中颗粒有机碳（POC）、干体积密度和CaCO3的含量，以及McNeill, Dugan, Petronotis等人（2017）提供的简化地层剖面。连续的红线表示插值后的后验平均值，虚线红线表示±一个后验标准差（详见正文）。这是节点1（图4b）和整个SUND海沟（0-700万年前）填充物的参考剖面。（b）DSDP站点213的沉积物中颗粒有机碳（POC）、干体积密度和CaCO3的含量，以及von der Borch等人（1974a）提供的简化地层剖面。这是SUND-2节点远洋沉积的参考剖面（见图4b）。更多讨论和细节请参见SUND补充文件。

2.6 在每个站点插值OC和IC的质量分数以及DBD
对于绝大多数钻探站点，我们使用了自DSDP项目以来常规收集的船上测量的OC和IC浓度以及干体积密度（DBD）数据，这些数据可通过科学海洋钻探数据库公开获取（例如，Mithal & Becker, 2006）。在每个钻探站点，IC、OC和DBD的测量值被插值到一个均匀间隔的深度网格上（间隔2米），以计算单位体积沉积物中的碳质量。IC的质量分数是根据原始的CaCO3质量分数计算得出的。这种插值是必要的，因为通常不会在同一深度采集到碳含量和DBD的样本。我们使用了贝叶斯插值方法（Tarantola & Valette, 1982，第4b节）来计算OC和IC浓度与海底深度的后验平均值。测量数据的不确定性假设为：OC质量分数的标准差为0.1%，CaCO3质量分数的标准差为1%，DBD的标准差为100千克/立方米。插值使用的是通过最小二乘法拟合测量值的OC、CaCO3和DBD与深度之间的线性趋势作为先验均值。插值值的先验方差是根据测量值与先验均值趋势之间的差异的标准差确定的。然后使用这些先验方差基于Matérn空间协方差函数（ν = 1，相关长度 = 10米）构建了一个先验协方差矩阵。在许多测量数据在深度上分布稀疏的情况下，受先验趋势约束的贝叶斯插值被证明是必要的。为每个站点定义的岩性单元计算了插值后的OC和IC浓度的平均值（见第2.5节）。这些平均值随后被用来描述每个海沟段沿走向的OC和IC浓度的变化（见第2.8节）。对于俯冲沉积物，压实被认为是一个重要的过程，会改变DBD以及OC和IC的质量比例。例如，一个薄的进袭沉积层将具有较低的DBD，如果它被俯冲并埋藏在数千米厚的海沟填充物下，DBD将会显著增加。由于我们用来约束俯冲沉积物的主要观测数据是地震成像得到的厚度，因此必须调整DBD以反映这一深度的沉积物。因此，我们应用了一个参数化的关系式（DBD = 460 ln (h) − 1,300，其中h = 沉积物厚度，单位为米，DBD的单位为千克/立方米），该关系式基于参考钻探单元的测量DBD（对于沉积物平均深度<1,100米的情况）以及Kominz等人（2011；他们的图2b）中对于900-5,000米深度沉积物的关系式（假设颗粒密度为2650千克/立方米，将孔隙度转换为DBD）。有关OC和IC质量分数及插值的示例，请参见支持信息S1中的图S2。图5a和5b展示了SUND两个参考钻探站点（IODP站点U1480和DSDP站点213）的情况。站点U1480的OC（以颗粒有机碳POC表示）和IC（以CaCO3表示）的含量通过密集采样和分析得到了很好的确定，这是一个插值受到严格约束的例子。站点213提供了一个典型的DSDP岩芯分析稀疏的例子。尽管如此，站点213的插值剖面清楚地反映了这一远洋层中OC的含量较低，以及基底纳米化石粘土和渗出物单元对IC总量的贡献。然后根据插值后的浓度和DBD计算了OC和IC的质量分数。

2.7 碳同位素组成
与OC和IC浓度不同，δ13C并未在深海钻探岩芯中常规测量。尽管一些研究专门测量了俯冲沉积物的OC和IC δ13C（例如，Epstein等人，2021；Li等人，2020；Sample等人，2017），但它们并没有对每个边缘都进行测量。在大多数情况下，我们使用了Hayes等人（1999）的全球汇编数据来计算海洋OC和IC的δ13C。我们使用了δ13C曲线的数字化版本（见图6），并计算了每个岩性单元在适当年龄区间内的平均值（大多数情况下使用船上的年龄模型）。在有专门研究的情况下，我们使用了这些研究的数据，其差异通常在Hayes等人（1999）全球模型的不确定性范围内（OC为±1.4‰，IC为±0.6‰；见支持信息S1中的图S1）。海洋IC和OC曲线的一个重要特征是它们在过去1.4亿年内的范围有限：IC为0-3‰，OC为-22至-30‰（见图6），相对于它们之间的偏移量（约20-30‰）来说很小。这意味着控制俯冲海洋碳δ13C的关键因素是IC与OC的相对比例。

我们方法中的一个挑战是沉积层中偶尔存在大量的自生碳酸盐（例如，Sample等人，2017）。在这些情况下，自生碳酸盐的δ13C值可能非常低（<−20‰），因为它们是在沉积柱中由OC来源形成的。自生碳酸盐的出现可能比其同位素测量更为常见。在本研究中，这些自生碳酸盐可能被低估了（我们没有对其存在做出任何假设），因此δ13C可能存在正向偏移。许多海沟包含来自河流系统和斜坡崩塌并沿海底峡谷向下运输的陆源沉积物，其厚度可达数公里。由于我们用来约束俯冲沉积物包的主要观测数据是地震成像得到的厚度，因此必须调整DBD以反映这一深度的沉积物。因此，我们应用了一个参数化的关系式（DBD = 460 ln (h) − 1,300，其中h = 沉积物厚度，单位为米，DBD的单位为千克/立方米），该关系式基于参考钻探单元的测量DBD（对于沉积物平均深度<1,100米的情况）以及Kominz等人（2011；他们的图2b）中对于900-5,000米深度沉积物的关系式（假设颗粒密度为2650千克/立方米，将孔隙度转换为DBD）。有关OC和IC质量分数及插值的示例，请参见支持信息S1中的图S2。图5a和5b展示了SUND两个参考钻探站点（IODP站点U1480和DSDP站点213）的情况。站点U1480的OC（以颗粒有机碳POC表示）和IC（以CaCO3表示）的含量通过密集采样和分析得到了很好的确定，这是一个插值受到严格约束的例子。站点213提供了一个典型的DSDP岩芯分析稀疏的例子。尽管如此，站点213的插值剖面清楚地反映了这一远洋层中OC的含量较低，以及基底纳米化石粘土和渗出物单元对IC总量的贡献。然后根据插值后的浓度和DBD计算了OC和IC的质量分数。

2.7 碳同位素组成
与OC和IC浓度不同，δ13C并未在深海钻探岩芯中常规测量。尽管一些研究专门测量了俯冲沉积物的OC和IC δ13C（例如，Epstein等人，2021；Li等人，2020；Sample等人，2017），但它们并没有对每个边缘都进行测量。在大多数情况下，我们使用了Hayes等人（1999）的全球汇编数据来计算海洋OC和IC的δ13C。我们使用了δ13C曲线的数字化版本（见图6），并计算了每个岩性单元在适当年龄区间内的平均值（大多数情况下使用船上的年龄模型）。在有专门研究的情况下，我们使用了这些研究的数据，其差异通常在Hayes等人（1999）全球模型的不确定性范围内（OC为±1.4‰，IC为±0.6‰；见支持信息S1中的图S1）。海洋IC和OC曲线的一个重要特征是它们在过去1.4亿年内的范围有限：IC为0-3‰，OC为-22至-30‰（见图6），这相对于它们之间的偏移量（约20-30‰）来说很小。这意味着控制俯冲海洋碳δ13C的关键因素是IC与OC的相对比例。

我们方法中的一个挑战是沉积层中偶尔存在大量的自生碳酸盐（例如，Sample等人，2017）。在这些情况下，自生碳酸盐的δ13C值可能非常低（<−20‰），因为它们是在沉积柱中由OC来源形成的。自生碳酸盐的出现可能比其同位素测量更为常见。在本研究中，这些自生碳酸盐可能被低估了（我们没有对其存在做出任何假设），因此δ13C可能存在正向偏移。许多海沟包含来自河流系统和斜坡崩塌并沿海底峡谷向下运输的陆源沉积物，其厚度可达数公里。陆源碳通常通过N/C比率（通常小于海洋浮游植物的Redfield比率约0.15摩尔N/C）、有机生物标志物或可见的木质碎片、煤或石墨来识别。在这些情况下，我们使用了河流沉积物中的碳同位素测量数据（例如，Kao等人，2008；Tan & Edmond，1993）或钻探到的再沉积物质（例如，Childress，2016；Kim & Lee，2009）。在其他情况下，我们使用了C4植物的分布图，这些植物在中新世演化，导致δ13Corg从C3植物的<−20‰变为C4植物的>−12‰（例如，Khim等人，2020）。与Blair和Aller（2012）的研究类似，我们还发现OC含量和同位素组成随着离岸距离和沉积速率的变化而变化。近岸的高沉积速率导致OC在沉积物中的快速埋藏和保存，以及δ13C反映陆源值（例如，France-Lanord & Derry，1994；Galy等人，2007）。离岸的低沉积速率有利于OC的再矿化和沉积物中OC浓度的降低，以及δ13C向海洋值的演化（例如，Prahl等人，1994）。因此，陆源沉积物的输入可能导致δ13C根据来源和离岸距离的不同而变化。对于SUND，碳同位素数据来源于孟加拉扇沉积物的测量（France-Lanord & Derry，1994；Galy等人，2010）作为尼科巴扇沉积物的代理数据（见图3a），以及Hayes等人（1999）的全球海洋汇编数据（见图6）用于远洋单元。我们用DSDP站点211、213和261的沉积物碳浓度和同位素比率的测量数据补充了上述数据（House等人，2019）。

2.8 确定每个海沟段节点处的IC、OC浓度和δ13C
在每个海沟段的几个特定位置（节点）计算了OC和IC的总量浓度和同位素组成。这些节点通常与参考钻探站点的位置重合，并根据板块运动轨迹投影到海沟中。在每个节点，计算每个岩性单元的IC和OC浓度（千克/立方米）和δ13C（见支持信息S2中的表格，包含所有节点的所有参考单元和所有段），然后根据每个单元的厚度进行加权，以得出每个节点的总体组成。在每个节点分别计算（a）参考站点的沉积物，（b）额外沉积物和（c）海沟填充物的总体组成。进袭沉积物包括参考站点的沉积物加上额外的沉积物（如果存在的话，见图2）。当参考站点远离海沟且沉积物变厚或出现新的沉积单元时，会包括额外的沉积物。例如，在海沟外数百公里处钻探可能采样到了100米的远洋序列，而海沟处的进袭段可能厚200米。在这种情况下，节点处的常见100米远洋“进袭”段可能会增加100米的硅藻渗出物（如AKAL-1）或海沟浊积岩溢流（如SOAM-1）。通过将每个单元中的IC和OC的δ13C值与其相应的碳浓度和单元厚度相加，计算出参考站点沉积物、额外沉积物和海沟填充物的总体δ13C。然后我们沿着整个海沟段插值碳通量和同位素组成（见下文第2.9节）。对于SUND，我们在五个节点处估计了IC和OC的质量分数以及碳同位素组成，这些节点与投影到海沟的参考钻探站点位置非常接近（见图4b）。假设向海沟增厚的“额外”沉积物是尼科巴扇浊积岩（如IODP U1480所采样的）。

2.9 计算并插值每个海沟段的IC、OC通量和δ13C
首先在海沟段的每个点计算海沟法向板块收敛率，作为相对板块运动向量（见第2.4节）中垂直于当地海沟方位角的分量。然后在海沟段沿线的所有500个数字化点上插值每个节点的IC和OC浓度以及进袭沉积物（参考站点+额外沉积物，见图2）和海沟填充物的厚度（见图2）。插值方法使用Fritsch和Carlson（1980）的单调分段三次插值，在Matlab中实现为“pchip”。沉积物区间内IC或OC碳的俯冲通量定义为体积碳浓度（千克/立方米）乘以区间厚度（米）乘以海沟法向板块收敛率（米/年）。得到的碳通量单位为每年每米海沟的千克碳。通常，IC和OC通量是针对最大情况计算的，即所有单元都被俯冲；或者最小情况，即只有进袭沉积物被俯冲。如果地震反射数据表明断层下方有沉积物（见图2），我们还会估计俯冲沉积物中的IC和OC浓度及其相应的通量。后者被认为是对俯冲碳的最佳估计，但也提供了最小值和最大值。关于浓度，δ13C值是在节点之间插值的（第2.8节），包括进入的沉积物以及海沟中的总沉积物（进入的沉积物加上海沟填充物）。海沟总沉积物的δ13C值是进入沉积物和海沟填充物δ13C值的组合，权重是各自的碳浓度与单位面积的乘积（浓度乘以沉积物层厚度）。在海沟段中定义了俯冲沉积物厚度的情况下，也会估计其δ13C值。图7显示了SUND边缘俯冲的IC和OC的通量以及碳同位素组成。进入的沉积物（图7a中的细线）在SUND西部由于尼科巴扇浊积岩的丰富而碳通量达到峰值，在东部由于来自西北澳大利亚大陆架的碳酸盐浊积岩而再次达到峰值。这种模式也反映在俯冲碳通量中（图7a中的粗线），因为俯冲段完全位于进入的沉积物段内（图4a）。除了100–107°E之外，IC通量超过了OC通量，在那里进入沉积物中的δ13C降低到低至-16‰的值（这相当于俯冲包）。δ13C的最小值出现在103°E经度附近（图7b），对应于苏门答腊东南部的卡巴和登波火山。总体碳通量在那里也达到最小值。在其他地方，δ13C的变化范围从0到-6‰，反映了IC/OC的比例。

（a）SUND海沟沿线的碳通量，分为有机碳（OC，深红色线条）和无机碳（IC，蓝色线条），仅针对进入的沉积物（细线），以及俯冲沉积物的最佳估计（粗线）和海沟中的总沉积物厚度（虚线）。（b）SUND海沟中俯冲沉积物的δ13C，包括进入的沉积物、俯冲沉积物和总海沟沉积物。红色三角形表示火山的位置（沿汇聚向量投影到海沟），这些火山对应于SUND俯冲沉积物中的最大和最小δ13C值。（c）House等人（2019年）研究后到达海沟的碳通量。阴影区域是House等人估计的碳通量，沿海沟每100公里汇总一次。蓝色区域代表IC通量，黄色区域代表OC通量，绘制在蓝色区域之上，如House等人所述。本研究中较高的IC通量是由于包含了IODP站点U1480的数据（图3和5a），而这些数据在House等人（2019年）的研究中是不可用的。有关更多讨论和细节，请参见SUND支持信息S17。鉴于House等人（2019年）也对SUND的碳通量进行了非常相似的研究，比较我们的结果是很有趣的。总体碳通量在图7c中大致一致（将橙色线条与黄色阴影区域的顶部进行比较），尽管这有些偶然，因为我们的IC占总碳通量的比例通常>50%，而House等人的比例通常<50%。这可能是因为我们使用了更新的IODP站点U1480的数据作为西部SUND厚沉积物的类比（其中含有大量的CaCO3，图5a），而House等人使用的是他们自己对海沟填充物活塞岩心的分析，这些岩心富含OC且CaCO3含量较低。

2.10 估计不确定性

为每个海沟段的IC和OC通量平均值以及δ13C值分配了不确定性。IC和OC通量的不确定性是根据IC和OC浓度、沉积物厚度以及海沟正常汇聚率的不确定性计算得出的。俯冲沉积物碳的δ13C的不确定性是根据IC和OC浓度以及IC和OC的稳定碳同位素组成的不确定性计算得出的。这些不确定性计算的详细信息在支持信息S1的文本中。对于SUND，我们计算了总碳、IC和OC的海沟段平均通量的不确定性分别为±16%、±20%和±7%，以及平均SUND沉积物碳同位素组成的不确定性为±1‰（见支持信息S2中的表S2）。这里报告的所有不确定性都是±一个标准差（除非另有说明）。

3 结果

3.1 沿走向的变化

我们首先展示了所有海沟段沿走向的沉积物厚度、总碳通量和δ13C的变化结果（图8）。每个海沟段的沿走向变化作为沿着整个西太平洋（从新西兰到堪察加半岛，包括印度尼西亚和印度洋的SUND和MAKR段，从东到西，图8a、8c和8e）以及整个东太平洋（从阿留申群岛到智利南部，末端是大西洋的SSAN和CARS段，图8b、8d和8f）的累积距离的函数进行绘制。图8a和8b中绘制的沉积物厚度是对俯冲段的最佳估计，其中包括非增生边缘的进入沉积物和增生边缘的俯冲沉积物。沉积物碳通量（图8c和8d）是IC和OC通量的总和，并与下伏变质的洋壳中的碳通量（AOC）进行了比较，假设6,000米火成岩壳中的平均碳浓度为500 ppm C（Alt, 2003; Jarrard, 2003），密度为2700 kg/m3。俯冲沉积物的δ13C是总体值（图8e和8f），考虑到OC和IC的相对通量。图8中的沉积物厚度（a, b）、碳通量（IC和OC的总和，c, d）以及同位素组成（e, f）沿着每个海沟段的走向绘制，对于西太平洋（加上Sunda和Makran）在面板（a, c, e）中（从左到右从南到北），以及东太平洋（和大西洋）在面板（b, d, f）中（从左到右从北到南）。沉积物厚度是指进入沉积物（对于非增生边缘）或俯冲沉积物（对于增生边缘）。海沟段缩写在表1中给出。与碳通量峰值相关的特征在面板（c, d）中标识出来，还有与平均洋壳俯冲相关的碳通量（AOC，黑色虚线），假设6公里厚的壳层，密度为2,700 kg/m3，平均碳含量为500 ppm（Plank & Manning, 2019）。所有值都在支持信息S2中给出。俯冲沉积物的厚度（图8a和8b）在沉积物扇与海沟相交的地方最大（例如，印度河、尼科巴、阿斯托里亚和奥里诺科扇）。在低生产力海洋区域的远洋部分接近海沟的地方，沉积物厚度最小（<100米，例如，汤加和智利北部-秘鲁，以及来自南太平洋中央环流的沉积物与来自北太平洋中央环流的库页海沟的沉积物）。一些沉积物厚度的变化是突然的（例如，在IBOM北端的Bando盆地）。全球平均俯冲沉积物的厚度，按每个海沟的长度和平均汇聚率加权，为557米（见支持信息S2中的表S1）。总碳通量（图8c和8d）通常遵循沉积物厚度的变化，尽管有一些显著的例外。IC（碳酸盐）浓度高的区域其碳通量与其沉积物通量不成比例地大，因为一些沉积物可以含有高达100%的CaCO3（例如，图5b）。例如，TKNZ的Hikurangi高原、HHKK的白垩纪碳酸盐俯冲、CEAM的东赤道太平洋沉积物以及SOAM的纳斯卡海岭。TKNZ和SOAM包括一些海底异常浅的区域，其中远洋碳酸盐在局部CCD之上积累，而HHKK和CEAM包括在赤道高生物生产力区域沉积的沉积物。

2.10 估计不确定性

为每个海沟段的IC和OC通量平均值以及δ13C的值分配了不确定性。IC和OC通量的不确定性是根据IC和OC浓度、沉积物厚度以及海沟正常汇聚率的不确定性计算得出的。俯冲沉积物碳的δ13C的不确定性是根据IC和OC浓度以及IC和OC的稳定碳同位素组成的不确定性计算得出的。这些不确定性计算的详细信息在支持信息S1的文本中。对于SUND，我们计算了总碳、IC和OC的海沟段平均通量的不确定性分别为±16%、±20%和±7%，以及平均SUND沉积物碳同位素组成的不确定性为±1‰（见支持信息S2中的表S2）。这里报告的所有不确定性都是±一个标准差（除非另有说明）。

3 结果

3.1 沿走向的变化

我们首先展示了所有海沟段沿走向的沉积物厚度、总碳通量和δ13C的变化结果（图8）。每个海沟段的沿走向变化作为沿着整个西太平洋（从新西兰到堪察加半岛，包括印度尼西亚和印度洋的SUND和MAKR段，从东到西，图8a、8c和8e）以及整个东太平洋（从阿留申群岛到智利南部，末端是大西洋的SSAN和CARS段，图8b、8d和8f）的累积距离的函数进行绘制。图8a和8b中绘制的沉积物厚度是对俯冲段的最佳估计，其中包括非增生边缘的进入沉积物和增生边缘的俯冲沉积物。沉积物碳通量（图8c和8d）是IC和OC通量的总和，并与下伏的变质洋壳（AOC）中的碳通量进行了比较，假设6,000米火成岩壳中的平均碳浓度为500 ppm C（Alt, 2003; Jarrard, 2003），密度为2700 kg/m3。俯冲沉积物的δ13C是总体值（图8e和8f），考虑到OC和IC的相对通量。图8中的沉积物厚度（a, b）、碳通量（IC和OC的总和，c, d）以及同位素组成（e, f）沿着每个海沟段的走向绘制，对于西太平洋（加上Sunda和Makran）在面板（a, c, e）中（从左到右从南到北），以及东太平洋（和大西洋）在面板（b, d, f）中（从左到南从北到南）。沉积物厚度是指进入沉积物（对于非增生边缘）或俯冲沉积物（对于增生边缘）。海沟段缩写在表1中给出。与碳通量峰值相关的特征在面板（c, d）中标识出来，还有与平均洋壳俯冲相关的碳通量（AOC，黑色虚线），假设6公里厚的壳层，密度为2,700 kg/m3，平均碳含量为500 ppm（Plank & Manning, 2019）。所有值都在支持信息S2中给出。俯冲沉积物的厚度（图8a和8b）在沉积物扇与海沟相交的地方最大（1–3公里，例如，印度河、尼科巴、阿斯托里亚和奥里诺科扇）。在低生产力海洋区域的远洋部分接近海沟的地方，沉积物厚度最小（<100米，例如，汤加和智利北部-秘鲁，以及来自南太平洋中央环流的沉积物与来自北太平洋中央环流的库页海沟）。一些沉积物厚度的变化是突然的（例如，在IBOM北端的Bando盆地）。全球平均俯冲沉积物的厚度，按每个海沟的长度和平均汇聚率加权，为557米（见支持信息S2中的表S1）。总碳通量（图8c和8d）通常遵循沉积物厚度的变化，尽管有一些显著的例外。IC（碳酸盐）浓度高的区域其碳通量与其沉积物通量不成比例地大，因为一些沉积物可以含有高达100%的CaCO3（例如，图5b）。例如，TKNZ的Hikurangi高原、HHKK的白垩纪碳酸盐俯冲、CEAM的东赤道太平洋沉积物以及SOAM的纳斯卡海岭。TKNZ和SOAM包括一些海底异常浅的区域，其中远洋碳酸盐在局部CCD之上积累，而HHKK和CEAM包括在赤道高生物生产力区域沉积的沉积物。SUND的Argo深渊平原的高碳通量是由于来自西北澳大利亚大陆架的再沉积碳酸盐浊积岩。台湾碰撞带周围沉积的浊积岩由于其高含量的OC（约0.5 wt%）和IC（约1 wt%或相当于约9 wt%的CaCO3）而具有高碳通量。其他区域的沉积物通量很高，但碳通量相对较低（CARS的奥里诺科扇和PHIS南部的火山碎屑），因为这些浊积岩中的碳浓度较低（<0.1 wt%的OC和<5 wt%的CaCO3）。有些区域的碳通量处于全球最低水平，或接近零，例如TKNZ北部（汤加）、HHKK中部（库页海岭）和MEXI（图8c和8d）。这些是在太平洋中央低生产力环流中形成的沉积段，那里的沉积速率最低，产生的沉积物高度浓缩、氧化，并且沉积在CCD下方，因此缺乏OC和IC。在这些区域，碳向地幔的主要通量将是AOC中的碳。然而，许多区域的沉积物碳通量大大超过了AOC的通量（即，图8c和8d中的彩色线条超过了黑色虚线）。AOC的典型碳通量约为500 kgC/m/年，具体数值因海沟而异，取决于汇聚率。AOC中结合的所有碳的质量相当于仅45–90米纯CaCO3（假设DBD为800–1500 kg/m3）。因此，像CEAM-4（节点4）这样的区域，其中含有数百米的纳米化石淤泥，其中80%为CaCO3，其碳通量远远超过AOC的碳通量并不令人惊讶。当深海扇俯冲时，有机碳沉积物通量也可以超过AOC的碳通量。一个1.3公里长的俯冲段，其中OC含量为0.3 wt%，埋藏的DBD为2,200 kg/m3（如AKAL的Surveyor扇），将含有与AOC相当的碳量。俯冲沉积物的碳同位素组成在全球范围内有所不同（图8e和8f），δ13C反映了碳酸盐（0–3‰，图6）和OC（<−15‰）的混合。上述被识别为以碳酸盐为主的区域具有较高的碳同位素比率。δ13C最轻（且非零C）的区域包括阿拉斯加-阿留申（AKAL）和卡斯卡迪亚（CASC）海沟的沉积物，这些沉积物主要由含有丰富陆地OC的浊积岩组成（Childress, 2016）。南SOAM以其δ13C的巨大梯度而著称，从30°S的碳酸盐主导值到45°S的OC主导值，这是由于南智利的陆源浊积岩的流入。

3.2 有机碳与无机碳的浓度和通量

图9绘制了每个海沟段中的有机碳与无机碳，清楚地展示了以IC为主的区域（例如，CEAM和HHKK南部）和以OC为主的区域（例如，AKAL和RYNA北部或Nankai）。一些海沟段显示出很大的变化，几乎涵盖了全球范围，例如，在PHIN中，由于沿走向的岩石类型迅速变化，从南部的碳酸盐到北部的含OC的浊积岩。作为参考（图9中的黑色虚线）显示了满足全球碳同位素质量平衡的OC占总碳的比例（约37%）（Derry, 2024，见图13b）。也就是说，现代海洋碳酸盐的δ13C（约−0.5‰）和现代有机碳的δ13C（约−22.5‰；图6）之间的同位素质量平衡需要37%的OC比例，假设海洋中的总输入约为−8‰。从图9可以清楚地看到，俯冲沉积物的通量在不同海沟之间差异巨大，很少反映全球同位素质量平衡所需的OC/IC比率（约0.6）。图9中的有机碳与无机碳通量在西太平洋、Sunda和Makran海沟以及东太平洋和大西洋海沟中进行了比较。线条连接了每个海沟段中的连续点（每种颜色不同并标有标签）。虚线作为参考，显示了满足全球碳同位素质量平衡的OC占总碳的比例（约37%）（Derry, 2024，见图13b）。所有值都在支持信息S2中给出。图10和11显示了每个海沟段的平均C浓度和通量。在计算这些平均值时，每个沟段上500个点的浓度和通量都根据沿沟段的采样间隔进行了加权（因为这些距离间隔在高度弯曲的沟段上可能会有所不同）。除了沟段内部可能出现的极端变异性（见图9）外，各段的平均碳通量也可能有很大差异。这主要是由于不同区域的有机碳（OC）和无机碳（IC）浓度存在极端不均匀性（见图10a）。例如，OC浓度的范围很大，CASC的平均沉积物中几乎含有1%的OC，而TONG和PHIS的平均沉积物中OC含量低于0.1%。不足为奇的是，进入沟段的主要是深海沉积物，其有机碳含量通常较低，而大陆架沉积物的OC浓度可以达到几个百分点，但很少发生俯冲（除非它们输送了将碳带到海底的浊积岩）。尽管在一些俯冲体中偶尔会出现黑色页岩。例如，CARS沉积物向沟段输送了一个约40米厚的白垩纪黑色页岩层，其中含有高达10-15%的OC，但整体平均OC浓度仅为约0.3%（见CARS补充文件）。最高的平均OC浓度出现在沉积速率快的陆源浊积岩中，如CASC的温哥华斜坡浊积岩（平均OC约为0.8%）或阿拉斯加的Surveyor扇浊积岩（平均OC约为0.6%）。这与SUND远端尼科巴扇浊积岩（平均OC约为0.4%）和CARS的奥里诺科浊积岩（平均OC约为0.1%）的较低OC含量形成对比。这些观察结果与Blair和Aller（2012）讨论的沉积速率与埋藏有机碳比例之间的关系是一致的。总体而言，OC含量超过1%的俯冲沉积物较为罕见（仅在六个参考沟段中发现：卡内基海岭纳米化石渗出物；马尼拉海沟浊积岩；墨西哥斜坡砂质海沟沉积物；德梅拉拉海隆黑色页岩；以及科科斯海岭的粉质粘土和钙质渗出物；见支持信息S2中的表S4）。

图10：按沟段平均的碳浓度和通量（表1）。无机碳（IC）和有机碳（OC）浓度是每个沟段平均沉积柱的浓度（详见正文）。为了方便起见，还在另一个轴上给出了以重量百分比（wt%）表示的近似浓度（基于干重计算，假设参考干密度为1,700 kg/m³）。红星表示全球俯冲沉积物（C-GLOSS）的平均碳含量，是通过质量通量加权平均得出的。虚线如图9所示。图(b)中的IC和OC通量是沿每个沟段求和得到的沟段总和。C-GLOSS通量在灰色框中给出，其不确定性约为4%（见支持信息S1中的误差分析）。误差条反映了沉积厚度、汇聚速率和碳浓度的传播不确定性，如第2.10节和支持信息S1中所述，并在支持信息S2的表S1和表S2中给出。

图11：沟段平均值。(a) 碳同位素组成与质量平均沟段沉积物中有机碳的百分比。这种相关性是预期的，因为每个段的碳同位素组成是根据每个单元中OC和IC的质量比例计算得出的。OC比例的不确定性来源于每个沟段中OC和IC的不确定性。每个沟段的碳同位素比的不确定性是使用蒙特卡洛方法得出的（见支持信息S1和支持信息S2中的表S1和表S2）。(b) 每个条形的总长度表示每个沟段对全球碳通量的贡献，颜色显示了有机碳和无机碳的相对比例。同样，沟段平均值中的CaCO3含量也有很大差异，从CEAM的约25 wt%到TONG和AKAL的不到1 wt%（见图10a）。这反映了CEAM段厚（>150 m）的远洋碳酸盐含有75-80 wt%的CaCO3，而在其他沉积岩性中（例如TONG的远洋红粘土和燧石）几乎没有碳酸盐，以及大多数俯冲海底（例如AKAL）的沉积速率较低。图10a还显示了我们为全球俯冲沉积物计算的OC和CaCO3含量：约0.2 wt%的OC和约7 wt%的CaCO3（见CARS-Supplement文件）。尽管总体含量较低，但我们将在下文中展示这些水平的碳俯冲可能具有全球性影响。图10b显示了基于图10a中的浓度、平均汇聚速率和总沟段长度计算的每个沟段的OC和IC通量。尽管浓度适中，但由于沟段长度长（6400 km）和汇聚速率快（64 m/ky），SOAM在OC和IC通量方面处于领先地位。C-GLOSS通量也在图10b、表1和支持信息S2的表S1中给出。

图11a展示了每个边缘处OC与总碳（OC + IC）的比例以及对计算出的碳同位素比率的影响。AKAL沟段作为OC俯冲的极端例子，其中70%的俯冲碳是有机碳。在另一端，CEAM、IBOM和PHIS中，≥95%的俯冲碳是IC（例如碳酸盐）。沟段平均值的碳同位素组成主要取决于OC/总C的比例，因为OC和IC的δ13C端元随时间的变化有限（见图6）。C-GLOSS的δ13C值为-4.2 ± 0.4‰。图11b显示了每个沟段对全球碳通量的相对贡献。SOAM沟段提供了全球俯冲沉积物碳通量的近四分之一，因为它是考虑中最长的沟段，其北部（哥伦比亚-厄瓜多尔）和南部（智利南部）的厚下插部分导致高碳通量（见图8d）。AKAL和SOAM共同提供了全球俯冲碳通量的50%。CEAM、SOAM、SUND和MAKR沟段共同提供了全球俯冲IC通量的50%。

4 讨论

4.1 碳在哪里被俯冲？虽然海洋中充满了碳——以碳酸氢盐的形式溶解在水中，以及存在于海洋生物的壳和体内——但只有部分固体碳酸盐或有机碳在深海中幸存下来，经过溶解或再矿化后埋藏在沉积物中（Emerson & Hedges, 2008, 第6.3.1节和12.2节）。因此，对于接近俯冲带的深海海底来说，碳的沉积和保存是非常罕见的。例如，目前大部分太平洋海底都在CCD以下，并且在整个新生代期间一直如此。北太平洋和南太平洋的中心环流区的初级生产力非常低，因此碳的埋藏通量也非常低（见图12i）。因此，TKNZ、SUND、HHKK、ALAK和SOAM的大片区域在进入沟段的沉积物中几乎不含任何有机碳（见图8c和8d）。尽管如此，各种过程可能促进深海沟道中碳的俯冲，这些过程在下面进行了概述，并以图示形式展示在图12中。

沉积碳的俯冲仅发生在某些海洋环境中。蓝色阴影区域表示富含碳酸钙的沉积物发生俯冲（图a-e），红色阴影区域表示有机碳埋藏和俯冲的驱动因素（图f-h）。图i是南太平洋环流的示意图，这是海洋中的生物沙漠之一。

4.1.1 高生物生产力区域
生物生产力在海洋中各不相同，通常受到局部富含营养物质的上升流的限制。在表面生产力高的地方，碳酸盐和有机碳的向下通量也高，从而有利于其在海底的保存。例如，东赤道太平洋就是一个这样的区域，在尼加拉瓜和哥伦比亚附近的沉积物中埋藏了高浓度的有机碳（>约1 wt%）。北赤道逆流将上升流带到尼加拉瓜斜坡外侧，形成了哥斯达黎加穹丘的高生产力水域（见图12a和12f；Hofmann等人，1981），在过去20百万年中促进了大量的有机碳和碳酸盐向海底的输送（Farrell等人，1995）。大约1000万年前巴拿马通道的关闭导致海水化学成分发生变化，使CCD上升了数百米（碳酸盐崩溃），哥斯达黎加穹丘也随之增强（Lyle等人，1995）；因此，该地区的OC和IC的保存情况随时间而变化。然而，远洋IC和OC沉积的根本驱动力是生物生产力，在接近沟道的几个地点（CASC、SOAM、MEXI、RYNA、IBOM、HHKK和SUND的部分区域）生物生产力一直很高。

4.1.2 CCD上方的浅海海底
根据定义，CCD上方的海底可以积累碳酸盐沉积物，但其背后的原因包括形成浅海海底的不同构造和岩浆过程。图12包括了三个不同的例子。一个是新西兰附近的Hikurangi高原（见图12d），这是一个大型火成岩省（LIP）的一部分，具有异常厚的地壳和等静力浅海海底，自白垩纪以来积累了远洋碳酸盐。这是现代唯一一个LIP俯冲的例子。另一个异常浅海海底的例子是热点火山活动的下游表现，这些火山活动在山顶和侧翼形成了碳酸盐堆积的海山脊。图12b展示了这种情况，即纳斯卡海山脊在SOAM海沟处俯冲。纳斯卡海山脊（ODP Site 1237）的沉积物含有超过90% CaCO3的远洋碳酸盐（Mix等人，2003）。还有其他几个正在俯冲的海山脊：卡内基海岭（SOAM）、科科斯海岭（CEAM）、路易斯维尔海岭（TKNZ）、西太平洋海山省（IBOM）和皇帝海山（HHKK）。D’Entrecasteaux区和帕劳-九州海岭是相关的弧状海山链的俯冲例子（分别在VANU和RYNA）。在大多数情况下，海山脊的俯冲会在局部导致俯冲碳酸盐通量的增加（见图8c和8d），这可能会为附近的火山提供大量的碳。第三个例子是尚未在CCD下方热沉降的年轻海洋地壳（见图12e）。然而，年轻地壳的俯冲并不常见，甚至可能与俯冲和/或弧状火山活动的结束有关，例如在CASC的北部末端（探险者海岭）。智利海隆在SOAM下方俯冲，伍德拉克盆地则在所罗门弧下方俯冲（由于缺乏钻探数据未在此讨论）。一个化石扩张中心（在1650万年前停止扩张）在马尼拉海沟处俯冲（PHIN）。年轻海洋地壳通常不是俯冲带的主要碳酸盐来源。板块构造过程本身涉及从海岭顶部开始的浅海海底，然后在CCD下方热沉降，最终在沟道深处被消耗。这一过程，加上下沉板块中的正断层作用，可能会将形成于较浅水域的碳酸盐输送到海底最深处（Liu等人，2024）。

4.1.3 通过浊积岩输送的碳
另一种将IC输送到深海海底的方式是通过浊流或海底巨型滑坡从较浅深度（CCD上方）运输。这种质量输送流将碳酸盐输送到否则太深而无法积累碳酸盐沉积物的海底区域（即CCD下方）。例如，SUND东端的沉积物就是这种情况。那里的碳酸盐浊积岩从澳大利亚西北部的埃克斯茅斯高原和大陆架被冲刷到相邻的Argo深渊平原（Leg 123 IR），然后通过板块运动被输送到沟道（见图12c）。其他重要的含碳酸盐浊积岩沉积物包括MAKR和PHIN的沉积物。深海扇也可能由于浊流的输送和快速沉积作用而成为海底有机碳的主要储存库。具有高沉积速率的大型扇形沉积体，如孟加拉扇和印度河扇（图12g），保留了最高的有机碳（OC）浓度，甚至与河流源沉积物的浓度相当（Galy等人，2007年）。而沉积速率较低的小型扇形沉积体，如奥里诺科扇，则由于近海的广泛再矿化作用，其沉积物中的有机碳浓度较低。即使沉积物中的有机碳浓度可能较低，但这些扇形沉积体的巨大厚度也促进了大量有机碳流入海沟。由于再沉积的有机碳而具有显著通量的区域包括SUND西部的尼科巴尔扇、MAKR的印度河扇、CASC的阿斯托里亚扇和尼蒂纳特扇、CARS的奥里诺科扇，以及PHIN和RYNA中的台湾河流沉积物形成的浊积岩。

4.1.4 海洋缺氧事件
在地球历史的某些时期，海洋曾经历过广泛的缺氧事件（例如，森诺曼期/土伦期边界处的OAE 2事件，约9400万年前；Erbacher等人，2004年）。这些事件形成了厚度可达数十米的黑色页岩沉积物，其中含有超过10%的有机碳（Jenkyns，2010年；图12h）。主要的缺氧事件发生在白垩纪中期，可能发生在1.2亿至8400万年前的俯冲带中。预计在CARS地区存在一个重要的黑色页岩层，它通过南部岛屿岩浆中的异常98Mo/95Mo和206Pb/204Pb比值被追踪到小安的列斯岛弧（Freymuth等人，2016年；Carpentier等人，2008年）。黑色页岩是唯一一种有机碳浓度可能超过纯海洋碳酸盐（100% CaCO3 = 12% OC）最大值的海洋沉积物。

4.2 与以往对俯冲碳通量的估计比较
此处计算的C-GLOSS估计值取代了PL88（Plank & Langmuir，1998年）中为IC计算的GLOSS值，在PL88中，整个海沟段仅使用单一参考站点的数据，且仅包括了被描述为碳酸盐的单元，没有包括有机碳的俯冲通量。因此，新的C-GLOSS值（16.8百万吨IC/年加上4.44百万吨OC/年）显著高于PL88中的原始估计值10.8百万吨IC/年。关于碳通量的最全面汇编见于Clift（2017年；以下简称C17）。我们进行这项研究的主要动机是用过去20年获得的地震和钻探数据更新C17中的估计值（这些估计值本身基于Clift & Vannucchi，2004年的信息）。我们还更细致地考虑了沿海沟方向的变化，而不是对每个海沟段进行平均处理。C17估计全球俯冲沉积物通量约为60百万吨碳/年（没有给出正式的不确定性）。这一估计值比本研究的C-GLOSS估计值（21.2 ± 0.76百万吨碳/年）高出约三倍，原因有几点：首先，C17假设海沟沉积物中的增生比例较低（平均为25%）。而本研究考虑了每个海沟段下方地震成像显示的断层下的沉积物，这可能导致大量的增生（例如，对于SUND海沟，几乎90%的海沟段发生了增生；图4a）。如果我们假设所有海沟沉积物都发生100%的俯冲（没有增生；图1），那么C-GLOSS中的总碳通量将增加到34百万吨/年，仍然大约是C17估计值的一半。其次，C17对每个海沟段使用了单一的孔隙度值，导致钻探沉积物段的干体积密度（DBD）处于较高范围：1,400–1,800千克/立方米。对于许多沉积物段来说，这比实际的DBD测量值高出2–3倍。大多数为C-GLOSS提供信息的参考沉积物段的DBD范围在300–1,200千克/立方米之间（见支持信息S1中的图S2）。第三，C17在许多海沟段使用了单一的沉积物厚度值。例如，C17估计整个2,750公里的汤加-克马德克海沟的沉积物厚度为400米，而实际上通过地震成像和钻探显示的沉积物厚度小于200米（DBD可能低2倍，见TKNZ）。这种高估可能是由于C17选择了不具代表性的参考段：汤加的DSDP站点204（位于路易斯维尔海岭，是一个异常段）和克马德克的ODP站点1124（仅适用于新西兰）。第四，C17对某些长海沟段的汇聚速度估计过高。例如，C17对整个约3,500公里的AKAL海沟使用了60–61公里/年的正交汇聚速率，而实际上由于斜向俯冲，西部1,000公里的海沟汇聚速率降至13公里/年。尽管这些因素单独来看并不能解释C17对俯冲沉积物碳通量三倍的过高估计，但它们结合在一起时，对于某些重要的俯冲带可能会产生更大的影响。以第3节中详细描述的SUND海沟为例，C17的碳通量是本研究估计值的5倍（Sumatra和Java海沟的估计值之和），原因如下：海沟长度分别为3,900公里（C17）和3,720公里（本研究）；汇聚速率分别为65公里/年和57公里/年；俯冲沉积物厚度分别为1,400米和608米；有机碳（OC）和碳酸盐（IC）浓度分别为1.6千克/立方米和2.8千克/立方米，以及碳通量分别为9.1百万吨/年和1.8百万吨/年。C17对SUND海沟估计值的主要问题在于较厚的沉积物段（如上所述，最近的地震研究发现有大量的增生；图4a）以及较高的CaCO3浓度（基于DSDP 261的数据，而IODP U1480的最新钻探数据并不代表这一情况；见图3和图5）。尽管存在这些差异，C17的估计值仍然比C-GLOSS的估计值高出20%。Dutkiewicz等人（2018年）结合了全球CCD曲线和板块运动及沉降模型来预测过去1.2亿年的俯冲碳酸盐通量。他们目前的估计值为57百万吨IC/年，误差范围较大，为26–100百万吨碳/年。这些是最大值，因为他们没有考虑沉积物向上板块边缘的增生。尽管存在这种较大的不确定性，他们的所有估计值仍然高于此处呈现的C-GLOSS的IC通量16.8 ± 0.74百万吨碳/年。尽管Dutkiewicz等人（2018年）的方法考虑了所有海沟长度，但我们上面提到C-GLOSS仅忽略了缺乏钻探数据的小海沟长度，因此实际上可能遗漏了20%的全球沉积物通量。如果包括这20%的缺失部分，CT-GLOSS的碳酸盐通量可能增加到21百万吨碳/年（CT代表总碳），仍然远低于Dut18的估计值（41百万吨IC/年）。Dut18中较高的IC通量的一个解释是他们使用了过时的全球CCD曲线，即Boss和Wilkinson（1991年）的曲线，该曲线基于Van Andel（1975年）的汇编。半个世纪以来的海洋钻探已经更好地定义了世界深海盆地的碳酸盐分布。此外，Dut18使用的全球CCD曲线当前深度为4,800米，比van Andel（1975年）对现代太平洋的估计深度深600米，而大多数俯冲带位于现代太平洋。在过去70年中，太平洋的CCD一直比全球CCD更浅。这种不准确性会导致Dut18的估计值偏高，高于太平洋板块实际的碳酸盐积累量。HW06（Hayes & Waldbauer，2006年）提供的通量也被一些现代汇编（例如Derry，2024年）所采用，但这些数据也基于过时的信息。HW06采用了Holser等人（1988年）的OC通量估计值0.2太摩尔碳/年，即2.4百万吨碳/年，大约是C-GLOSS估计值（4.4百万吨碳/年）的一半。Holser等人（1988年）的估计值是基于Southam和Hay（1981年）的旧数据得出的粗略平均值。HW06还使用了PL88中的IC值10.8百万吨IC/年；如上所述，这是一个低估值，没有包括分散的IC（C-GLOSS的估计值为16.8百万吨IC/年）。因此，HW06中呈现的总俯冲碳通量大约比C-GLOSS低40%。S21（Stolper等人，2021年）计算了有机碳的俯冲通量，以估计由固体地球过程驱动的氧气（O2）向大气的来源和汇。他们的方法是将俯冲沉积物的总质量通量乘以Emerson和Hedges（1988年）以及Seiter等人（2004年）汇编得出的平均有机碳百分比，并考虑了陆源沉积物与浮游沉积物的比例以及埋藏过程中的氧化速率。他们得到的平均有机碳浓度为0.48 ± 0.06% OC，几乎是我们的C-GLOSS估计值（约0.27% OC，图10b）的两倍。他们的总俯冲沉积物质量也比我们的估计值高出约50%，即使考虑了此处未包括的20%的海沟长度。这些因素导致S21中呈现的总俯冲有机碳通量为14.4百万吨碳/年，大约是C-GLOSS的3倍。

4.3 俯冲碳通量对全球碳预算的影响
根据Kelemen和Manning（2015年）的研究，PM19（Plank & Manning，2019年）估计了当前地幔中碳的流入和流出平衡状态。输入地幔的碳不仅包括俯冲的沉积物碳，还包括（改变后的）海洋地壳和下沉板块的橄榄岩/蛇纹岩地幔中的碳。输出则是火山活动：中洋脊、火山弧和板内环境中的碳排放，包括估计的扩散脱气。PM19基于C17和Dut18的研究，将俯冲沉积物的输入量估计为约60百万吨碳/年。根据这些估计，来自沉积物、海洋地壳和地幔的总俯冲碳输入量82 ± 14百万吨碳/年，大致与所有环境（中洋脊、火山弧和板内）的总火山输出量79 ± 9百万吨碳/年相平衡。然而，PM19指出，俯冲沉积物既是主要的碳输入源，也是最不确定的输入源，这一结论激发了当前的研究（图13a）。如果我们用CT-GLOSS（表2中的26.5百万吨碳/年）更新PM19中的全球通量估计值，那么输入量将降至53 ± 3百万吨碳/年（通过蒙特卡洛模拟得出）。C-GLOSS中代表的沉积物碳输入现在与俯冲海洋地壳的输入以及全球火山弧的碳排放相当。然而，考虑到CT-GLOSS的总碳输入量现在显著低于PM19中的总火山输出量（低35%，不确定性也更低，见图13a）。不过，PM19中的火山输出量是基于Werner等人（2019年）的汇编得出的。Fischer和Aiuppa（2020年）使用与Werner等人（2019年）相似的数据库，但采用了不同的方法来考虑未测量的来源，得出的全球火山碳输出量为45–63百万吨碳/年，现在与我们修订后的俯冲碳输入量（53 ± 3百万吨碳/年）相当。这些变化的估计反映了计算全球岩浆CO2通量时面临的实际挑战，因为火山活动在时间和空间上都是变化的，甚至有些是无法测量的。考虑到不确定性，目前地幔中的碳流入和流出大致处于平衡状态。

缩写：参考文献
IC（百万吨/年）
OC（百万吨/年）
总碳（百万吨/年）

PL88
Plank和Langmuir（1998年）
10.8
无数据
>10.8

C17
Clift（2017年）
41
19
60

Dutkiewicz等人（2018年）
57
无数据
>57

HW06
Hayes和Waldbauer（2006年）
10.8
2.4
13

S21
Stolper等人（2021年）
无数据
14.4
>14.4

C-GLOSS
本研究
16.8 ± 0.7
4.4 ± 0.2
21.2 ± 0.8

CT-GLOSS *
1.25
21 ± 0.9
5.5 ± 0.2
26.5 ± 1

注：CT-GLOSS等于C-GLOSS除以0.8（再乘以1.25），以考虑那些缺乏钻探数据、未正式计入的全球沉积物通量的20%。我们还可以通过比较俯冲带中的碳输入量（53 ± 3百万吨碳/年）与火山弧的碳排放量（23 ± 6百万吨碳/年）来评估碳在全球俯冲带内的循环效率。这一比较表明，几乎一半的俯冲碳以二氧化碳的形式被循环到火山弧中，这大约是PM19估计的25%效率的两倍。确切的循环效率取决于地幔对火山弧的贡献，这一比例可能较低（<20%，见PM19中框4的图1）。如果平均地幔贡献率为10%，那么全球俯冲碳到火山弧的循环效率为40%。每个俯冲带的循环效率可能会有所不同（例如，Li等人，2020年），鉴于我们新的汇编和火山弧输出估计的持续改进（例如，Fischer等人，2019年），这一主题值得重新研究。C-GLOSS的同位素组成也可以与火山输出的同位素组成进行比较。由于C-GLOSS中的OC/TC仅为21%，其同位素组成偏向于沉积物范围的较高端（图11b），δ13C为−4.2 ± 0.4‰。值得注意的是，这一范围与地幔δ13C值相当，无论是基于橄榄岩钻石（−5 ± 1‰；Howell等人，2020年）还是未脱气的中洋脊玄武岩（−4至−8‰；Moussallam, Rose-Koga等人，2025年）。全球平均火山脱气的δ13C估计值在−3.8到−4.6‰之间（假设弧状火山带贡献了全球碳通量的33%–63%；Mason等人，2017年）。如果火山排放提供了海洋中所有的碳，并且C-GLOSS确实代表了海洋中埋藏的全球沉积物，那么C-GLOSS与全球火山排放之间的相似性并不令人惊讶。然而，如上所述，形成C-GLOSS的过程是异常且偶发的——海洋地壳俯冲、深海扇区和高生物生产力的区域都是罕见且零星发生的现象——并不典型地代表平均海洋沉积物。海洋中埋藏的大部分碳储存在浅层大陆架上，而不是深海中，而深海则是形成C-GLOSS的主要来源（Emerson & Hedges，1988年）。此外，正如Derry（2024年）所讨论的，火山活动并不是海洋中碳的唯一来源。因此，现代C-GLOSS的δ13C与地幔范围和平均火山通量相同似乎有些巧合。而且，没有理由认为C-GLOSS应该具有一个稳态值。目前的俯冲带主要由贫碳的太平洋海沟组成。当大西洋和印度洋在未来闭合时，由于这些海域的CCD（碳浓度差异）更大，将会有更多的碳酸盐被俯冲（Van Andel，1975年）。那时，C-GLOSS的δ13C将会比火山排放的δ13C更重。然而，目前全球俯冲沉积物的δ13C仍在地幔范围内。如果在俯冲板块的脱碳反应中有大量的同位素分馏，那么沉积物俯冲仍可能影响地幔的δ13C。弧状火山带向重碳的转变以及钻石向轻碳的转变可能反映了富碳物质（IC）优先被循环到火山带，而贫碳物质（OC）则优先保留在供给深地幔的残留板块中（PM19）。最后，最近的一项研究（Derry，2024年；以下简称D24）评估了过去35百万年中海洋-大气系统的碳输入和输出，特别关注了沉积有机碳的埋藏通量和碳同位素的质量平衡（图13b）。这些因素反过来又影响了海洋碳酸盐储层的同位素组成。D24的一个显著结果是，海洋-大气系统的总碳输入不仅来自火山脱气（δ13C为−4.6到−3.8‰），还来自其他来源，如地质成因的甲烷、碳酸盐风化和变质作用。D24估计，海洋-大气系统的总碳输入的δ13C为−8 ± 1.9‰（图13b），远低于仅来自火山活动的输入。如果C-GLOSS等于整体海洋沉积物的δ13C，那么根据D24的数据，它的δ13C应该是−8‰。C-GLOSS更正的δ13C（−4.2‰）反映了其较低的OC比例（21%），而净海洋碳埋藏中的OC比例为37 ± 10%（D24；图13b）。这与OC向深海底部的传输和保存所面临的挑战是一致的。

关于碳的全球质量平衡，包括来自（a）地幔和（b）海洋的输入和输出。图a是根据Plank和Manning（2019年）的数据重新绘制的，其中C-GLOSS的新估计值（红色）显著降低了地幔的碳输入，并大幅减少了不确定性（之前的估计值为Clift，2017年；Dutkiewicz等人，2018年的虚线蓝色）。比例尺倾向于较大的碳输出通量。然而，请注意，Fischer和Aiuppa（2020年）估计的全球火山年输出量为45–63百万吨碳，大致与修订后的输入量相当。缩写：改变的海洋地壳（AOC）和中洋脊玄武岩（MORB）。图b显示了OC比例（forg）对IC（碳酸盐）和OC的碳同位素组成的影响，使用了D24（Derry，2024年）对海洋总输入的估计值（黄色条形）。如果forg为100%，OC将具有整体值（δ13C = −8‰）。如果forg为0%，IC的δ13C将为−8‰。在中间值时，OC和IC的δ13C相差22.5‰（这是现代值，D24，反映了37%的forg）。C-GLOSS的δ13C落在地幔范围内（−4到−8；Moussallam, Koga等人，2025年），反映了21%的forg。灰色区域包含了所有海沟段的平均值（来自图11a），与IC和OC端成员之间的混合线一致。蓝色区域和红色区域包括了使用Derry（2024年；表1）和支持信息S2中的表S2中的蒙特卡洛模拟计算得出的1西格玛不确定性（±0.1）。D24的另一个显著结果是，在过去35百万年中，海洋-大气系统的碳输入和输出大致平衡，尽管它们并不一定需要平衡。D24使用的俯冲沉积物通量为每年74.4百万吨碳，基于C19、Dut18和S12中的高估值，大约是CT-GLOSS的三倍。尽管如此，由于俯冲通量相对于脱气、风化和氧化的总碳输入来说很小（D24中为13%），使用较低的CT-GLOSS通量（将俯冲通量减少到海洋输入的4%）对整体质量平衡影响不大，并且可能在总体不确定性范围内。尽管相对于当前的海洋输入和输出通量来说，俯冲通量很小，但在长时间尺度上它们是显著的。目前每年进入地幔的OC通量为5.5百万吨碳（表2），这可以在27亿年内移除整个海洋表面的OC储量（1.5 × 10^10百万吨碳；Des Marais，2001年）。通过这个计算，我们只是展示了当前通量的大小，并不是在论证在没有其他输出通量的情况下存在稳态过程或输入通量。尽管如此，正如其他人指出的，每隔几亿年就有相当于整个海洋质量的H2O通过俯冲带循环（Hacker，2008年），我们也强调了在地球历史上可能有超过整个海洋质量的OC通过地幔循环。

4.4 从俯冲沉积物追踪到弧状火山的δ13C
这项研究的一个明显应用是探索俯冲沉积物的碳同位素组成与其相关火山输出之间的关系。我们在不同海沟中发现的沉积物δ13C的极端异质性，从AKAL的约−17‰到CEAM的+1‰，提示我们将其与相应的火山弧进行比较。个别研究强调了CEAM处高δ13C和循环碳酸盐来源的主导地位（Shaw等人，2003年），以及AKAL处低δ13C和OC来源的主导地位（Lopez等人，2023年）。在这里，我们详细比较了全球范围内的输入和输出δ13C，利用了Mason等人（2017年）汇编的弧状火山气体数据，并补充了AKAL的新数据（我们在这里包括了中央阿留申群岛的数据，那里的沉积物信号最高；Lopez等人，2023年）。尽管正在开发测量原生流体包裹体（例如，Gennaro等人，2017年）和橄榄石包裹体中的熔体包裹体（例如，Moussallam, Koga等人，2025年）δ13C的新技术，但全球数据库仍然主要由火山气体数据组成。由于平衡分馏和/或开放系统脱气，火山气体的δ13C可能会从初始岩浆组成偏离几个千分之一（参见最近的综述，Moussallam，2025年），但由于缺乏关于弧状熔体包裹体的数据，目前很难量化这种效应的幅度。鉴于火山气体可能被上地壳碳污染（例如，Aiuppa等人，2017年；Epstein等人，2021年），我们只考虑3He/4He > 6 Ra的火山气体数据（即主要由地幔He组成，含有7–8 Ra）。对于每个符合这一标准的δ13C气体数据的火山，我们使用了我们为该特定火山在其预测的俯冲路径上估计的沉积物输入δ13C。还需要注意的是，对于这种比较，我们依赖于一个稳态假设，即目前进入海沟的沉积物中的碳组成应该代表了位于较老俯冲岩石圈上方的火山下的碳来源（见第1.1节）。图14a显示了俯冲沉积物和弧状火山δ13C的比较（支持信息S2中的表S5）。数据点沿着1:1线分布，中美洲的沉积物和火山（CEAM）位于数组的高端，而阿留申群岛（AKAL）位于低端。因此，火山气体的碳同位素组成与CEAM处以IC为主的沉积物和AKAL处以OC为主的沉积物一致（图8和11）。一些数据点远离这条线，这些数据通常来自碳沉积通量低的地区（SOAM火山Irruputuncu、Olca和Putana，那里的俯冲碳通量<175公斤/米；以及千岛群岛的HHKK火山Kudravny，通量<35公斤/米）。在低沉积物俯冲通量下，弧状火山的碳将由普遍存在的地幔贡献所主导。为了简单说明地幔中的碳，图14b显示了与图14a相同的数据，但在所有海沟段中添加了恒定的地幔通量350公斤/米（δ13C为−5‰）。这些值是示例性的；也可能有其他情况。很可能每个弧状火山都有特定的地幔和海洋地壳贡献（如Lopez等人，2023年对阿留申群岛的研究）。在这个示例性计算中，图14a中的相关性得到了改善，几乎所有弧状火山的δ13C值都在当地沉积物加上恒定地幔输入的±3‰范围内。一个主要的例外是喀斯喀特山脉的Mount Baker（图14b中的黄色点）。尽管CASC的沉积物输入可能很大（我们预测Mount Baker为785公斤/米），但该地区的沉积物也容易发生堆积（即，在许多地方，解理层下降到了海洋地壳，导致沉积物俯冲量为0%；Carbotte等人，2024年）。显著的偏离会导致Mount Baker的输入向上移动，接近地幔值，更接近1:1线。喀斯喀特地区也可能是稳态假设不太适用的区域（如上所述，见第1.1节）。

比较俯冲沉积物和弧状火山气体的碳同位素组成。火山气体数据（来自Mason等人，2017年；Lopez等人，2023年针对中央阿留申群岛）仅包括那些3He/4He > 6 Ra的数据，以最小化上地壳的贡献（见支持信息S2中的表S5）。俯冲沉积物的数据来自这项研究，取自沿着相对板块运动轨迹投影到每个火山的位置。图a中的原始数据及箭头显示了增加地幔碳添加的效果，特别是对于沉积物通量低或偏离的区域。图b中的数据包括恒定的地幔贡献350公斤/米，δ13C为−5‰（平均地幔贡献为45%到弧状火山）。两个图中的蓝线表示1:1的关系。图b中的蓝色阴影表示±3‰的不确定性。尽管存在这些复杂性，图14b显示了使用δ13C追踪俯冲带中碳循环的巨大潜力。一个令人惊讶的结果是，弧状火山和沉积物的δ13C相似，通常在±3‰范围内（在加上地幔贡献之后）。这表明俯冲带中的同位素分馏有限，考虑到S同位素观察到的较大分馏（Peccia等人，2025年），这一结果令人惊讶。我们希望这种碳同位素循环的可靠性能够激发未来的研究，以获得更多的弧状火山气体和熔体的δ13C测量，并更好地量化同位素分馏以及地幔和海洋地壳的贡献。除了同位素组成外，通过将这里提供的输入与长期基于气体的弧状火山碳输出通量进行比较，也值得在未来对碳通量进行进一步研究。

5 结论
沉积物碳的俯冲并不是一个全球现象——而是一个区域现象，其中异质性占主导地位。因为大多数固态碳在深海中被消耗，其在俯冲海底的沉积和保存需要特殊条件：异常高的生物生产力、异常浅的海底深度、高浊积物运输速率或海洋缺氧事件（图12）。这些过程共同导致了不同海沟之间碳通量、OC/TC和δ13C的巨大变化（图8-11）。这种区域性的差异可能会导致火山气体中二氧化碳/硫（CO2/S）含量的变化，这一现象在全球范围内都有研究（Aiuppa等人，2017年）。在这里，我们通过全球范围内个别火山的俯冲沉积物与火山气体δ13C之间的相关性，提供了碳循环的强有力证据（图14）。同时，我们还可以考虑俯冲碳的全球通量（C-GLOSS）及其与其他全球碳通量的关系。由于许多研究人员（在许多情况下受到深碳观测站倡议的推动：例如，Fischer等人，2019年；Lopez等人，2023年；Mason等人，2017年；Werner等人，2019年）进行了全面的火山气体测量，以及我们最近对全球大部分俯冲带沿走向10公里范围内无机碳、有机碳和碳同位素的沉积输入通量的评估（图1-7），我们现在才能进行这样的全球性推断。我们的工作导致了对俯冲沉积物碳通量的显著下调，这对全球质量平衡产生了影响（图13）。尽管在表层碳库和通量的范围内这些变化很小，但C-GLOSS可能会在地质时间尺度上影响地幔与地表之间的碳平衡。C-GLOSS的同位素组成恰好位于地幔范围内（图11）。我们希望这项关于进入俯冲带的沉积物碳的质量和同位素组成的全球性评估能够激发更多关于过去碳俯冲速率及其对地幔、海洋-大气和火山过程影响的研究。

本研究受到深碳观测站项目（Deep Carbon Observatory）协调的科学研究的启发（Schiffries等人，2019年），并得到了斯隆基金会（Sloan Foundation）的支持（我们感谢卡内基科学基金会（Carnegie Science）在2016年、2017年和2018年颁发的CIW 10593-1194、CIW 10759-1243和CIW 10881-1268号资助）。特别要感谢已故的Erik Hauri，他在2015年鼓励我们开始这个“短期”项目。我们感谢拉蒙特-多尔蒂地球观测站（Lamont Doherty Earth Observatory）提供了支持这样一个长期且规模庞大的项目所需的自由度和合作文化。感谢许多同事提供的关键建议和数据，包括Susanne Carbotte、Demian Saffer和Pratigya Pollisar；Ery Hughes、Lou Derry和Tobias Fischer进行了正式的审稿；以及Marie Edmonds作为编辑的帮助。

作者声明与本研究无关的利益冲突。

所有估算的碳浓度和通量都列在支持信息表S2中，该表也可以通过EarthChem图书馆获取（Plank和Malinverno，2026年，https://doi.org/10.60520/IEDA/114378）。本文使用的所有原始数据都可以通过ODP和IODP的Janus数据库获取（Mithal & Becker，2006年），以及每个海沟段补充文件中引用的来源。

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索姆（Sømme, T. O.）、赫兰-汉森（Helland-Hansen, W.）、马丁森（Martinsen, O. J.）和瑟蒙德（Thurmond, J. B.）（2009）。源区与沉积系统中的形态学与沉积学参数之间的关系：预测地下系统半定量特征的基础（Relationships between morphological and sedimentological parameters in source-to-sink systems: A basis for predicting semi-quantitative characteristics in subsurface systems）。《盆地研究》（Basin Research），21(4)，第361–387页。https://doi.org/10.1111/j.1365-2117.2009.00397.x
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施陶迪格尔（Staudigel, H.）、科珀斯（Koppers, A. A.）、普兰克（Plank, T. A.）和哈南（Hanan, B. B.）（2010）。俯冲带中的海山（Seamounts in the subduction factory）。《海洋学》（Oceanography），23(1)，第176–181页。https://doi.org/10.5670/oceanog.2010.69
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史蒂文森（Stevenson, A. J.）、肖尔（Scholl, D. W.）和瓦利尔（Vallier, T. L.）（1983）。阿留申海沟（Aleutian Abyssal Plain）中的Zodiac扇区的构造与地质意义（Tectonic and geologic implications of the Zodiac Fan, Aleutian Abyssal Plain, Northeast Pacific）。《美国地质学会会刊》（Geological Society of America Bulletin），94(2)，第259–273页。https://doi.org/10.1130/0016-7606(1983)94<259:tagiot>2.0.co;2
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斯蒂尔（Still, C. J.）、贝里（Berry, J. A.）、科拉茨（Collatz, G. J.）和德弗里斯（DeFries, R. S.）（2003）。C3和C4植物的全球分布及其对碳循环的影响（Global distribution of C3 and C4 vegetation: Carbon cycle implications）。《全球生物地球化学循环》（Global Biogeochemical Cycles），17(1)，文章1006。https://doi.org/10.1029/2001gb001807
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蒂利（Tilley, H. L.）、摩尔（Moore, G. F.）、山下（Yamashita, M.）和小平（Kodaira, S.）（2021）。南海海槽（Nankai Trough）俯冲带中前冲断带特征的沿走向变化（Along-strike variations in protothrust zone characteristics at the Nankai Trough subduction margin）。《地球圈》（Geosphere），17(2)，第389–408页。https://doi.org/10.1130/ges02305.1
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蒂利（Tilley, H.）、摩尔（Moore, G.）、安德伍德（Underwood, M.）、埃尔南德斯-莫利纳（Hernández-Molina, F.）、山下（Yamashita, M.）、小平（Kodaira, S.）和中西（Nakanishi, A.）（2021）。南海海槽俯冲带的异质沉积物输入及其对浅层慢地震定位的影响（Heterogeneous sediment input at the Nankai Trough subduction zone: Implications for shallow slow earthquake localization）。《地球化学、地球物理学与地球系统》（Geochemistry, Geophysics, Geosystems），22(10)，e2021GC009965。https://doi.org/10.1029/2021gc009965
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安德伍德（Underwood, M. B.）和卡里格（Karig, D. E.）（1980）。海底峡谷在海沟及海沟斜坡沉积中的作用（Role of submarine canyons in trench and trench-slope sedimentation）。《地质学》（Geology），8(9)，第432–436页。https://doi.org/10.1130/0091-7613(1980)8<432:roscit>2.0.co;2
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安德伍德（Underwood, M. B.）和皮克林（Pickering, K. T.）（2018）。四国盆地（Shikoku Basin）的相组成、碎屑来源及沉积作用中的构造调控机制：对南海海槽俯冲带的启示（Facies architecture, detrital provenance, and tectonic modulation of sedimentation in the Shikoku Basin: Inputs to the Nankai Trough subduction zone）。见T. 伯恩（T. Byrne）等人（编），《俯冲带的地质与构造：献给金村学（Gaku Kimura）》（Geology and tectonics of subduction zones: A tribute to Gaku Kimura）（美国地质学会特刊534）。
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安德伍德（Underwood, M. B.）、邓（Deng, X.）、希普利（Shipley, T. H.）、小川（Ogawa, Y.）、布鲁姆（Blum, P.）和巴尔（Bahr, J. M.）（1997）。巴巴多斯海岭北部（northern Barbados Ridge）解理带附近的黏土矿物学与黏土地球化学（Clay mineralogy and clay geochemistry in the vicinity of the décollement zone, northern Barbados Ridge）。《海洋钻探计划会议记录：科学成果》（Proceedings of the Ocean Drilling Program, Scientific Results），156，第3–32页。
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安德伍德（Underwood, M. B.）、斋藤（Saito, S.）、久保（Kubo, Y.）及第322次考察队的科学家们（2010）。第322次考察总结（Expedition 322 summary）。国际海洋钻探计划管理公司（Integrated Ocean Drilling Program Management International, Inc.）。https://doi.org/10.2204/iodp.proc.322.101.2010
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范尼斯特（Vanneste, L. E.）和拉特（Larter, R. D.）（2002）。南桑威奇海沟前弧（northern South Sandwich forearc）的沉积物俯冲、侵蚀及应变机制（Sediment subduction, subduction erosion, and strain regime in the northern South Sandwich forearc）。《地球物理研究杂志》（Journal of Geophysical Research），107(B7），文章EPM 5。https://doi.org/10.1029/2001JB000396
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维弗斯（Veevers, J. J.）、海尔茨勒（Heirtzler, J. R.）、比利（Billi, H. M.）、卡特（Carter, A. N.）、库克（Cook, P. J.）、麦克奈特（McKnight, B. K.）等人（1974a）。261号站点。见《深海钻探计划初步报告》（Deep Sea Drilling Project Initial Reports）（第27卷，第129–192页）。
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维弗斯（Veevers, J. J.）、海尔茨勒（Heirtzler, J. R.）等人（1974b）。260号站点。《深海钻探计划初步报告》（Deep Sea Drilling Project Initial Reports）（第27卷，第89–127页）。
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冯·德博尔赫（Von der Borch, C. C.）、斯克莱特（Sclater, J. G.）等人（1974b）。211号站点。《深海钻探计划初步报告》（Deep Sea Drilling Project Initial Reports）（第22卷，第13–36页）。
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冯·胡内（Von Huene, R.）和库尔姆（Kulm, L. D.）（1973）。《深海钻探计划初步报告》（Deep Sea Drilling Project Initial Reports）（第18卷）。美国政府印刷局（U.S. Government Printing Office）。
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冯·胡内（Von Huene, R.）、米勒（Miller, J. J.）和韦因雷贝（Weinrebe, W.）（2012）。阿拉斯加西部边缘（western Alaska margin）三次大地震破裂中的俯冲板块地质（Subducting plate geology in three great earthquake ruptures of the western Alaska margin, Kodiak to Unimak）。《地球圈》（Geosphere），8(3)，第628–644页。https://doi.org/10.1130/ges00715.1
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沃尔德曼（Waldman, R. J.）、马萨利亚（Marsaglia, K. M.）、希基-瓦尔加斯（Hickey-Vargas, R.）、石塚（Ishizuka, O.）、约翰逊（Johnson, K. E.）、麦卡锡（McCarthy, A.）和萨沃夫（Savov, I. P.）（2020）。IODP U1438站点记录的伊豆-小笠原-马里亚纳弧（Izu-Bonin-Mariana arc）的沉积与火山活动（Sedimentary and volcanic record of the nascent Izu-Bonin-Mariana arc from IODP Site U1438）。《美国地质学会会刊》（GSA Bulletin）。
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王（Wang, K.）和特雷胡（Tréhu, A. M.）（2016）。特邀综述文章：巨型逆冲地震研究中的若干重要问题——以卡斯卡迪亚地震为例（Some outstanding issues in the study of great megathrust earthquakes—The Cascadia example）。《地球动力学杂志》（Journal of Geodynamics），98，第1–18页。https://doi.org/10.1016/j.jog.2016.03.010
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王（Wang, P.）、普雷尔（Prell, W. L.）、布鲁姆（Blum, P.）等人（2000）。1148号站点。《海洋钻探计划会议记录：初步报告》（Proceedings of the Ocean Drilling Program: Initial Reports），184，第1–122页。
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沃特金斯（Watkins, J. S.）和摩尔（Moore, J. C.）（1981）。487号站点：里维拉板块（Rivera Plate）。《深海钻探计划初步报告》（Deep Sea Drilling Project Initial Reports）（第66卷）。美国政府印刷局（U.S. Government Printing Office）。
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魏（Wei, K. Y.）、三井（Mii, H. S.）和黄（Huang, C. Y.）（2005）。西北太平洋奥克兰海槽南部ODP1202站点的年龄模型与氧同位素地层学（Age model and oxygen isotope stratigraphy of Site ODP1202 in the southern Okinawa Trough, Northwestern Pacific）。《陆地、大气与海洋科学》（Terrestrial, Atmospheric and Oceanic Sciences），16(1)，第1–17页。https://doi.org/10.3319/tao.2005.16.1.1(ot)
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韦塞尔（Wessel, P.）和克伦克（Kroenke, L. W.）（2008）。1.45亿年来太平洋板块的绝对运动：对固定热点假说的评估（Pacific absolute plate motion since 145 Ma: An assessment of the fixed hot spot hypothesis）。《地球物理研究杂志》（Journal of Geophysical Research），113(B6）。https://doi.org/10.1029/2007jb005499
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温特纳（Winterer, E. L.）、里德尔（Riedel, W. R.）、莫伯利（Moberly, R. M. Jr.）、雷西格（Resig, J. M.）、克伦克（Kroenke, L. W.）、吉利（Gealy, E. L.）等人（1971）。61号站点的船载报告（Shipboard report of Site 61）。美国政府印刷局（U.S. Government Printing Office）。
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叶茨（Yeats, R. S.）、哈克（Haq, B.）等人（1981）。473号站点：里维拉板块（Rivera Plate）。见《深海钻探计划初步报告》（Deep Sea Drilling Project Initial Reports）（第63卷）。美国政府印刷局（U.S. Government Printing Office）。
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约戈德津斯基（Yogodzinski, G. M.）、凯莱门（Kelemen, P. B.）、霍恩勒（Hoernle, K.）、布朗（Brown, S. T.）、宾德曼（Bindeman, I.）、弗沃特（Vervoort, J. D.）等人（2017）。阿留申海床西部熔岩中的锶（Sr）和氧（O）同位素：对岩浆来源及弧状火山岩微量元素特征的启示（Sr and O isotopes in western Aleutian seafloor lavas: Implications for the source of fluids and trace element character of arc volcanic rocks）。《地球与行星科学快报》（Earth and Planetary Science Letters），475，第169–180页。https://doi.org/10.1016/j.epsl.2017.07.007
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