劉傳周 楊陽 劉博達(dá) 劉通

自20世紀(jì)60年代板塊構(gòu)造理論誕生以來，查明深部地幔的化學(xué)組成、物性狀態(tài)及其運動規(guī)律，已成為地球科學(xué)領(lǐng)域的基本科學(xué)問題之一(周新華等, 2013)。軟流圈通常是指位于巖石圈下方、地下80～250km深處的地幔圈層，是引發(fā)地球表層板塊發(fā)生構(gòu)造運動的主要傳送帶，這是因為相對于剛性的巖石圈，較低的黏滯度和較高的溫度導(dǎo)致軟流圈具有較弱的流變學(xué)性質(zhì)，從而可以發(fā)生緩慢的變形，并驅(qū)動地幔發(fā)生對流，引發(fā)板塊構(gòu)造運動。軟流圈的化學(xué)組成是討論殼幔相互作用等一系列地質(zhì)過程的重要參考體系。

為了查明地幔物質(zhì)的運動與演化規(guī)律，二十世紀(jì)七、八十年代以來眾多地球化學(xué)家針對地幔橄欖巖樣品以及相關(guān)的幔源巖漿開展了大量的元素與同位素研究，尤其是針對于大洋玄武巖的研究取得大量的成果，并奠定了地幔地球化學(xué)的體系。大洋玄武巖普遍較為年輕，其同位素組成不需要做太大的年齡校正，又幾乎沒有遭受陸殼混染，其同位素組成大體上可直接代表地幔源區(qū)的同位素組成，因而被認(rèn)為是探究地幔化學(xué)組成的最好樣品與巖石探針。大洋玄武巖主要包括洋中脊玄武巖(mid-ocean ridge basalts; MORB)與洋島玄武巖(ocean island basalts; OIB)兩類。洋中脊玄武巖是由軟流圈在大洋中脊處被動上涌發(fā)生減壓熔融的巖漿產(chǎn)生。每年超過20km3的洋中脊玄武巖沿著75000km的洋中脊噴發(fā)，占全球巖漿產(chǎn)量的90%以上，是地球上最重要的物質(zhì)由內(nèi)部向地表傳輸?shù)倪^程。洋中脊玄武巖的成分被廣泛地用于制約其地幔源區(qū)的成分(Hofmann, 1997, 2014; Zindler and Hart, 1986)和推測發(fā)生在源區(qū)的熔融過程(Galeetal., 2013; Groveetal., 1992; Klein and Langmuir, 1987; Langmuiretal., 1992; Turcotte and Morgan, 1992)。洋島玄武巖是噴發(fā)在大洋板塊內(nèi)部、高出水面的的玄武巖，通常被認(rèn)為與熱點有關(guān)，部分因在板塊運動時長時期斷續(xù)噴發(fā)而形成島鏈，如夏威夷島鏈。通常認(rèn)為洋中脊玄武巖起源較淺，可以提供軟流圈地幔的信息；而洋島玄武巖來自起源于地幔深部(下地幔甚至核幔邊界)的地幔熱柱，它可提供深部下地幔的信息。

前人基于洋中脊玄武巖與洋島玄武巖的地球化學(xué)研究，提出地幔中存在化學(xué)成分不同的地幔儲庫(mantle reservoirs),包括虧損的MORB型地幔(DMM)、Ⅰ型富集地幔(EM-1)、Ⅱ-型富集地幔(EM-2)、高U/Pb值地幔(HIMU)等(Hofmann, 1997; Zindler and Hart, 1986)。并將這些地幔儲庫與俯沖物質(zhì)和再循環(huán)過程建立內(nèi)在的聯(lián)系。其中DMM地幔是洋中脊玄武巖的地幔源區(qū)，通常等同于軟流圈地幔，其虧損的地球化學(xué)組成被認(rèn)為是地球長期殼-幔分異的結(jié)果?？紤]到相對于洋島玄武巖，洋中脊玄武巖具有相對均一的地球化學(xué)組成，尤其是其放射性同位素(如Sr-Nd-Hf-Pb等)組成變化范圍很小，因此長期以來認(rèn)為其源即DMM具有均一的地球化學(xué)組成，其原因通常歸因于發(fā)生在軟流圈中高溫下的元素擴(kuò)散及地幔對流可以有效消除軟流圈中不同規(guī)模的不均一性(Workman and Hart, 2005)。

然而關(guān)于軟流圈地幔是否具有均一的地球化學(xué)組成一直存在爭議。一方面，洋中脊玄武巖在噴發(fā)之前通常會經(jīng)歷巖漿房的巖漿混合與結(jié)晶分異等過程，從而改變其原始組成，即其成分由于受到后期過程的影響可能并不能真正地反應(yīng)其地幔源區(qū)的特征。也就是說，洋中脊玄武巖化學(xué)成分上的相對的均一性可能反映了它們在形成之后有效的混合，而不一定是來源于均一的源區(qū)(Lundstrom, 2000)。另一方面，針對軟流圈地幔在洋中脊下方發(fā)生減壓不同程度部分熔融后形成洋中脊玄武巖后的殘余產(chǎn)物——深海橄欖巖的研究發(fā)現(xiàn)，其元素與同位素組成的變化范圍遠(yuǎn)大于洋中脊玄武巖。這些證據(jù)都表明軟流圈地幔具有不均一的地球化學(xué)組成，但長期以來并未受到學(xué)界的重視。本文通過回顧近年來利用洋中脊玄武巖、深海橄欖巖、蛇綠巖以及熔融過程模擬來總結(jié)軟流圈地幔不均一性的重要研究進(jìn)展，初步探討造成軟流圈地幔不均一性的原因，并展望其對于地幔地球化學(xué)未來學(xué)科發(fā)展的意義。

1 洋中脊玄武巖

作為軟流圈地幔在洋中脊熔融形成的熔體，洋中脊玄武巖(MORB)被廣泛用于推測其源區(qū)的化學(xué)組成與物理性質(zhì)。前人通過強(qiáng)不相容元素的富集程度(如La/Sm比)把洋中脊玄武巖劃分為正常洋中脊玄武巖(N-MORB)、過渡型洋中脊玄武巖(T-MORB)和富集型洋中脊玄武巖(E-MORB)(Langmuiretal., 1986; Sunetal., 1979)。N-MORB的概念最初由Schilling (1975)提出，定義為未受地幔柱影響的大西洋中脊玄武巖，但后來泛指微量元素虧損的洋脊玄武巖，不再包含地理位置的定義。而N-MORB的字面含義，也反映了早期研究認(rèn)為上地幔具有虧損且均一的組成。Schilling (1973)在冰島以南的北大西洋中脊發(fā)現(xiàn)具有微量元素富集特征的E-MORB，此后E-MORB被廣泛用作識別軟流圈中地幔柱物質(zhì)貢獻(xiàn)的必要條件。然而，隨著對全球各大洋洋中脊玄武巖的系統(tǒng)采樣和深入研究，人們逐漸認(rèn)識到輕稀土元素富集的E-MORB的分布與熱點位置并沒有必然聯(lián)系，且洋中脊玄武巖的元素和同位素組成在不同尺度上均變化很大，因此也已摒棄掉早期對于軟流圈地幔組成虧損且均一的傳統(tǒng)認(rèn)識。

圖1 全球N-MORB、D-MORB和E-MORB平均組成(數(shù)據(jù)來自Gale et al., 2013)Fig.1 Trace elements of global N-MORB, D-MORB and E-MORD (data from Gale et al., 2013)

國際上幾十年來對于全球大洋的調(diào)查覆蓋了全球絕大多數(shù)的洋脊段，這些一直以來都是研究軟流圈地幔組成最為廣泛存在的研究對象。幾十年來，前人也一直嘗試使用各種方法來計算得到MORB的平均組成，用來定義正常的洋中脊玄武巖的地球化學(xué)組成(Arevalo and McDonough, 2010; Galeetal., 2013; Hofmann, 1988; Su, 2002; Sun and McDonough, 1989)。其中，Galeetal. (2013)把全球洋中脊劃分為771個洋脊段，重新限定了全球MORB的平均組成。以距離熱點500km以外的洋脊段產(chǎn)出的洋中脊玄武巖的組成限定了N-MORB的組成，并通過 (La/Sm)N比(N為原始地幔標(biāo)準(zhǔn)化)限定了E-MORB(單個洋脊段 (La/Sm)N平均值>1.5)和Depleted(D)-MORB(單個洋脊段 (La/Sm)N平均值<0.8)的平均組成(圖1)。

前人通過MORB制約軟流圈地幔組成的研究多集中在玄武巖玻璃或者全巖的同位素組成，然而，由于MORB巖漿從軟流圈地幔形成后，在脊軸處洋殼晶粥體組成的巖漿房體系中運移時，來自不同地幔組成的巖漿容易發(fā)生混合從而掩蓋了地幔不均一的信息。而近年來MORB礦物和其中熔融包裹體(Langeetal., 2013)以及下洋殼鉆孔輝長巖(Lambartetal., 2019)的研究工作也顯示，即使在單個洋脊段尺度上，也存在元素和同位素組成不均一性。但即便如此，由于全球MORB樣品分布的廣泛性，MORB目前仍是研究軟流圈地幔組成的最佳對象。Rubin and Sinton (2007)提出MORB的微量元素和同位素組成的系統(tǒng)變化隨著擴(kuò)張速率降低而變大，指示隨著擴(kuò)張速率變慢，來自不同地幔組成的熔體混合效應(yīng)減弱。因此，來自超慢速擴(kuò)張洋脊的MORB，為軟流圈地幔組成不均一的研究提供了獨特的窗口，因為它有效降低了巖漿在殼內(nèi)運移時可能發(fā)生的混合，從而最大限度地還原地幔的不均一性。近年來對于超慢速擴(kuò)張的西南印度洋脊和北冰洋Gakkel洋脊MORB的研究，也更新了對于軟流圈地幔不均一性的認(rèn)識(Richteretal., 2020; Yangetal., 2021)。

1.1 軟流圈地幔小尺度不均一性

洋中脊玄武巖在單個洋脊段尺度、大洋尺度及半球尺度都存在明顯的不均一性。以東太平洋洋隆MORB為例(圖2)，MORB的微量元素和同位素組成沿著洋脊走向顯示出較大的變化。雖然太平洋存在Easter等熱點，可能代表軟流圈中有富集地幔柱物質(zhì)的貢獻(xiàn)，然而并不是所有E-MORB都產(chǎn)出在熱點周圍，如東太平洋洋隆8°～12°N。因此，經(jīng)典研究中來自下地幔的地幔柱與虧損的軟流圈地幔的相互作用只能解釋部分E-MORB的成因(Le Roexetal., 1985; Schilling, 1973; Schillingetal., 1983)。而對于遠(yuǎn)離熱點位置的E-MORB，尤其是20世紀(jì)對于太平洋的系統(tǒng)調(diào)查在東太平洋洋隆8°～12°N發(fā)現(xiàn)大量E-MORB，前人提出多種模型來解釋太平洋以及全球其他大洋的E-MORB的成因。Hofmann and White (1982)和Allègre and Turcotte (1986)提出再循環(huán)洋殼作為地幔中的富集組分，該模型也被廣泛用來解釋E-MORB的成因(Allègreetal., 1984; Niu and Batiza, 1997; Niuetal., 1999; Zindleretal., 1984)。此外，低程度熔體交代的地幔橄欖巖熔融(Donnellyetal., 2004; Hallidayetal., 1995; Niuetal., 1996, 2002; Wood, 1979)也是被廣泛提及的E-MORB成因機(jī)制。盡管E-MORB的成因到目前為止仍存在較大爭議，但是軟流圈地幔存在化學(xué)組成上的不均一性已成為共識。

圖2 東太平洋洋隆MORB的(La/Sm)N和εNd隨緯度的變化灰色線指示的是Easter熱點的位置;黑色虛線是Gale et al. (2013)統(tǒng)計的N-MORB的平均值Fig.2 Variations of (La/Sm)N and εNd of MORB along the latitude of the East Pacific RiseGrey line is the location of Easter hotspot. Black dash line is the average values of N-MORB given in Gale et al. (2013)

1.2 軟流圈地幔大尺度不均一性

全球MORB在半球尺度上都顯示出元素和同位素組成的不均一性。Dupré and Allègre (1983)最早識別出南半球的大洋玄武巖具有與北半球明顯不同的同位素組成，表現(xiàn)為南半球的大洋玄武巖的Pb同位素組成在208Pb/204Pb-206Pb/204Pb和207Pb/204Pb-206Pb/204Pb相關(guān)圖上位于北半球參考線之上(圖3)。Hart (1984)將南半球這一大規(guī)模的同位素異常定義為Dupal異常，后來的研究發(fā)現(xiàn)，Dupal異常廣泛出現(xiàn)在南半球的印度洋和南大西洋的洋中脊玄武巖(Le Roexetal., 1989; Mahoneyetal., 1992; Weisetal., 1989)，因此其地幔源區(qū)又被稱為印度洋型地幔域。相應(yīng)地, 太平洋和北大西洋的洋脊玄武巖通常不存在Dupal異常, 其地幔源區(qū)被稱為太平洋型地幔域(圖3)。從20世紀(jì)80年代以來，南半球大洋玄武巖Dupal異常到底是“深源”還是“淺源”成因存在巨大爭議?！吧钤础背梢蚨嗾J(rèn)為其起源于深源地幔柱，同位素異常來自再循環(huán)的大洋板片物質(zhì)的貢獻(xiàn)(Castillo, 1988; Chauvel and Blichert-Toft, 2001; Class and Le Roex, 2011; Dupré and Allègre, 1983; Hart, 1988; Kemptonetal., 2002; Le Roexetal., 1989; Rehk?mper and Hofmann, 1997)；而“淺源”成因則多認(rèn)為Dupal異常起源于淺部大陸巖石圈地幔或者下陸殼的拆沉作用(Arndt and Goldstein, 1989; Escrigetal., 2004; Goldsteinetal., 2008; Hananetal., 2004; Hawkesworthetal., 1986; Mahoneyetal., 1989; Meyzenetal., 2005)。

圖3 全球MORB的Sr-Nd-Pb-Hf同位素相關(guān)關(guān)系圖黑色實線標(biāo)示為北半球參考線(north hemisphere reference line, NHRL)，太平洋MORB均投在NHRL附近，而位于南半球的南大西洋和印度洋MORB明顯投在NHRL以上. 全球MORB數(shù)據(jù)來自Yang et al. (2021)，部分北冰洋Gakkel MORB數(shù)據(jù)來自Cai et al. (2021). 全球MORB平均值來自Gale et al. (2013). 一個南大西洋的MORB樣品ANS0018-060-001具有異常富集的同位素組成(εNd：-19；Kamenetsky et al., 2001)，由于坐標(biāo)軸限制沒有投在圖中Fig.3 Sr-Nd-Pb-Hf isotope correlations of global MORBBlack lines in Fig3.a, b are the north hemisphere reference line (NHRL). The Pacific MORB are plotted close to the NHRL, while MORB from the South Hemisphere (both Atlantic and Indian Ocean) are plotted above the NRHL. Global MORB data from Yang et al. (2021), and partial data of MORB from the Gakkel Ridge from Cai et al. (2021). Average values of global MORB given in Gale et al. (2013). One sample from the southern MAR (ANS0018-060-001; Kamenetsky et al., 2001) with anomalously enriched isotope compositions (e.g., εNd of -19) is not included due to the limitation of axes

而處于地球最北端的超慢速擴(kuò)張的北冰洋Gakkel洋脊玄武巖的研究對于Dupal異常的認(rèn)識帶來了新的挑戰(zhàn)。Goldsteinetal. (2008)在位于地球最北端的超慢速擴(kuò)張的北冰洋Gakkel洋脊的玄武巖中發(fā)現(xiàn)了Dupal異常(圖3)，這顛覆了前人對于印度洋型地幔域僅在南半球存在的認(rèn)識，提出Gakkel洋脊西部的Dupal異常起源于拆沉的大陸巖石圈地幔。最近研究在北冰洋Gakkel洋脊地幔發(fā)現(xiàn)富水俯沖組分的貢獻(xiàn)(Richteretal., 2020; Yangetal., 2021; Caietal., 2021)。富水俯沖組分改造的地幔在印度洋和南大西洋MORB中也有被識別出來(Janneyetal., 2005; Le Rouxetal., 2002; Liuetal., 2022c; Wangetal., 2020, 2021)。Yangetal. (2021)進(jìn)一步分析匯總了全球MORB數(shù)據(jù)，利用Ba/Nb、Rb/Nb、Nb/U和Ce/Pb比在全球MORB中識別出富水的俯沖改造組分，發(fā)現(xiàn)MORB中水的富集程度(H2O/Ce比)和微量元素組成也存在半球尺度上的不均一性。富水俯沖組分改造的地幔在北冰洋、印度洋和大西洋均有分布，而在太平洋洋脊玄武巖中分布極少，據(jù)此提出環(huán)太平洋的俯沖帶形成了一個巨型“鍋蓋”(shield)，造成了180Ma以來貧水太平洋地幔域與其他地幔域的阻隔。盡管軟流圈地幔中半球尺度元素和同位素組成的不均一性均分布在太平洋俯沖帶以外，但是Dupal異常與富水改造地幔是否存在成因聯(lián)系目前尚不清楚，需要更深入和系統(tǒng)的研究工作來加以限定。

2 深海橄欖巖

作為軟流圈地幔在洋中脊發(fā)生熔體抽取后的固態(tài)殘留體，深海橄欖巖可以提供關(guān)于軟流圈地?；瘜W(xué)組成、洋脊部分熔融以及巖漿提取等過程最直接的信息(Niu, 2004)。相比于大洋玄武巖，對于深海橄欖巖的研究相對薄弱。這主要是由于深海橄欖巖樣品通常都遭受到嚴(yán)重的海水蝕變作用的影響。此外，由于洋中脊通常被玄武巖所覆蓋，深海橄欖巖在洋中脊的出露遠(yuǎn)少于大洋玄武巖。在擴(kuò)張速度較快的洋脊(如東太平洋隆和大西洋中脊)，深海橄欖巖主要沿轉(zhuǎn)換斷層出露(Cannat, 1993; Cannatetal., 1995; Dick, 1989; Dick and Natland, 1996; Niu and Hékinian, 1997)。而在慢速乃至超慢速擴(kuò)張洋脊(如西南印度洋脊與北冰洋Gakkel洋脊)，深海橄欖巖可以經(jīng)由構(gòu)造作用(如拆離斷層)直接出露在洋中脊或轉(zhuǎn)換斷層(Dicketal., 2003; Hellebrandetal., 2002b; Johnson and Dick, 1992; Johnsonetal., 1990; Liuetal., 2022a; Seyleretal., 2003; Urannetal., 2020)。

深海橄欖巖的全巖與礦物主、微量元素都清楚地表明深海橄欖巖經(jīng)歷了不同程度的部分熔融作用(圖4、圖5)。盡管軟流圈在洋中脊下方的熔融通常被認(rèn)為發(fā)生在80km之上的淺部區(qū)域，即在尖晶石穩(wěn)定區(qū)域，但單斜輝石的稀土元素成分顯示部分深海橄欖巖起始熔融深度發(fā)生在石榴石穩(wěn)定區(qū)域內(nèi)(Hellebrandetal., 2002a)，而后被動上涌至尖晶石穩(wěn)定區(qū)域后繼續(xù)熔融(圖6)。整體而言，與弧前橄欖巖相比(Parkinson and Pearce, 1998)，深海橄欖巖經(jīng)歷的部分熔融程度較低因而具有更為飽滿的成分，如高的全巖Al2O3含量，低的橄欖石Fo牌號和尖晶石Cr#值(圖4)等。大量的統(tǒng)計顯示深海橄欖巖中尖晶石的Cr#值不超過0.6(Warren, 2016)，而弧前橄欖巖的尖晶石可以具有更高的Cr#值(圖2)。深海橄欖巖與弧前橄欖巖之間的成分差異也被廣泛用于判別蛇綠巖的形成構(gòu)造環(huán)境。

圖4 全球深海橄欖巖與弧前橄欖巖尖晶石Cr#-橄欖石Fo (數(shù)值來源于PetDB，www.earthchem.org/petdb.)西南印度洋克拉通型地幔橄欖巖數(shù)據(jù)來源于Liu et al. (2022a)Fig.4 Olivine Fo versus spinel Cr# values of global abyssal peridotites and forearc peridotites (data from PetDB, www.earthchem.org/petdb.)Data of cratonic mantle peridotites from South West Indian Ridge (SWIR) from Liu et al. (2022a)

圖5 全球深海橄欖巖單斜輝石REE配分圖(數(shù)值來源于PetDB，www.earthchem.org/petdb.)虛線代表虧損地幔DMM遭受5%、10%、15%分離熔融后的殘留，引自Liu et al. (2016a). DMM數(shù)據(jù)來源于Workman and Hart (2005)Fig.5 REE patterns of clinopyroxene in global abyssal peridotites (data from PetDB, www.earthchem.org/petdb.)Dash lines represent REE patterns of clinopyroxene in the DMM after 5%, 10% and 15% fractional melting, from Liu et al. (2016a). Data of DMM from Workman and Hart (2005)

圖6 全球深海橄欖巖單斜輝石(Sm/Yb)N-YbN(數(shù)值來源于PetDB，www.earthchem.org/petdb.)曲線代表虧損DMM先在石榴石相遭受0～8%分離熔融，然后進(jìn)入尖晶石相繼續(xù)發(fā)生部分熔融，具體的模擬過程與參數(shù)詳見Hellebrand et al. (2002a)Fig.6 Clinopyroxene (Sm/Yb)N ratios versus YbN contents of global abyssal peridotites (data from PetDB, www.earthchem.org/petdb.)The DMM has been subjected to 0～8% degrees of fractional melting in garnet-facies, and, after garnet breakdown, continue to experience 0～12% degrees of fractional melting in spinel-facies. See Hellebrand et al. (2002a) for details of the modeling

然而，Urannetal. (2020)發(fā)現(xiàn)部分北大西洋中脊(16°N)深海橄欖巖具有非常難熔的成分，其尖晶石Cr#值大于0.6，且單斜輝石微量元素記錄了其曾經(jīng)經(jīng)歷了在含水條件下的部分熔融過程。這些樣品被解釋為再循環(huán)進(jìn)入軟流圈的島弧地幔，作者通過估算提出島弧地幔在軟流圈中占比可達(dá)60%左右。最近，Liuetal. (2022a)發(fā)現(xiàn)西南印度洋中脊西段(9°～16°E)的部分深海橄欖巖具有非常難熔的成分，如具有極低的全巖Al2O3含量(<1%)以及橄欖石Fo牌號大于92.5(圖4)，明顯不同全球深海橄欖巖，而與太古宙克拉通地幔的成分類似。結(jié)合其全巖Re-Os同位素組成，確認(rèn)它們代表了再循環(huán)的太古宙克拉通型地幔。因此，深海橄欖巖的主、微量元素成分充分表明軟流圈的化學(xué)組成具有強(qiáng)烈的不均一性。

圖7 全球深海橄欖巖單斜輝石與洋中脊玄武巖Sr-Nd-Hf同位素組成(數(shù)值來源于PetDB，www.earthchem.org/petdb.)Fig.7 Sr-Nd-Hf isotope compositions of global MORB and clinopyroxene of global abyssal peridotites (data from PetDB, www.earthchem.org/petdb.)

圖8 全球深海橄欖巖與洋中脊玄武巖εNd頻譜圖(數(shù)值來源于PetDB，www.earthchem.org/petdb.)Fig.8 Histogram of εNd values of global abyssal peridotites and MORB (data from PetDB, www.earthchem.org/petdb.)

深海橄欖巖的放射性同位素(Sr-Nd-Hf-Os)也同樣支持軟流圈成分具有強(qiáng)烈的不均一性。作為軟流圈地幔在洋中脊熔融形成的熔體與殘留體，洋中脊玄武巖與深海橄欖巖理應(yīng)具有相同的Sr-Nd-Hf同位素組成。由于海水蝕變作用，部分深海橄欖巖的單斜輝石具有比MORB更高的87Sr/86Sr值(圖7a)，但洋中脊玄武巖與深海橄欖巖的Hf-Nd同位素變化范圍存在一定的差異(圖7b)。全球洋中脊玄武巖的εNd值的范圍為+7～+11，只有少量樣品具有更為富集和更虧損的Nd同位素組成(圖8)。相比之下，部分深海橄欖巖具有更為虧損的Nd同位素組成，其εNd值可以高達(dá)+20左右，對應(yīng)于較老的模式年齡，暗示軟流圈中可能存在有古老的地幔。與Sm-Nd體系相比，深海橄欖巖的Lu-Hf同位素組成更能夠保存古老地幔的信息。Strackeetal. (2011)對北極深海橄欖巖的研究發(fā)現(xiàn)其Hf-Nd同位素嚴(yán)重解耦，部分樣品具有高放射性Hf同位素組成，表明它們形成于非常古老的熔融事件。類似的Hf-Nd解耦以及高放射性Hf同位素組成在夏威夷洋島玄武巖所攜帶的地幔捕虜體中亦有所報道(Bizimisetal., 2007)。

與親石元素同位素體系(如Rb-Sr、Sm-Nd、Lu-Hf等)相比，Re和Os元素都是強(qiáng)親鐵元素，在地幔中主要賦存在硫化物與金屬相中，Re-Os同位素是目前被廣為公認(rèn)的可以對地幔橄欖巖進(jìn)行有效定年的同位素體系。Parkinsonetal. (1998)研究發(fā)現(xiàn)部分Izu-Bonin-Mariana(IBM)弧前橄欖巖的Os同位素對應(yīng)于約10億年的模式年齡，遠(yuǎn)老于IBM俯沖帶起始的時代，從而提出這些樣品代表了軟流圈中古老的地幔，由于密度輕難以俯沖而被擱淺在弧前的位置。此后的研究也陸續(xù)在大西洋脊報道具有古老Os同位素模式年齡的深海橄欖巖，并將它們解釋為長期隔絕于軟流圈地幔對流的古老地幔(Brandonetal., 2000; Harveyetal., 2006)。Liuetal. (2008)對全球超慢速擴(kuò)張的Gakkel洋脊的深海橄欖巖開展了系統(tǒng)的Re-Os同位素研究，發(fā)現(xiàn)部分方輝橄欖巖具有～22億年的Os同位素模式年齡，并將它們解釋為代表殘存在軟流圈的古老再循環(huán)大洋巖石圈地幔，從而提出軟流圈地幔的成分具有強(qiáng)烈的不均一性，地幔對流并非像傳統(tǒng)觀點那樣可以高效地使得軟流圈成分達(dá)到均一化。

圖9 軟流圈地幔來源橄欖巖的187Os/188Os(a)和Re虧損年齡(b)頻譜圖(數(shù)值來源于PetDB，www.earthchem.org/petdb.)Fig.9 Histogram of 187Os/188Os (a) and tRD ages of global asthenosphere-derived mantle peridotites (data from PetDB, www.earthchem.org/petdb.)

殘存在軟流圈中古老地幔的來源與成因還存在爭議(Rampone and Hofmann, 2012)。它們可能代表了地球早期通過俯沖作用再次循環(huán)回到軟流圈中的大洋巖石圈地幔(Liuetal., 2008)，也可能代表了在(超)大陸裂解過程中，通過構(gòu)造作用拆沉進(jìn)入了軟流圈的大陸巖石圈地幔(O’Reillyetal., 2009)。太克宙克拉通地幔由于發(fā)生高程度熔體抽取從而具有較低的密度，從而被認(rèn)為可以得以長期穩(wěn)定的保存。但大量的證據(jù)表明全球太克代克拉通地幔可以通過地幔拆沉作用或者熱-化學(xué)侵蝕等不同的方式從克拉通下方被移除。這些被移除的太克宙克拉通地幔通常被默認(rèn)重新進(jìn)入軟流圈。這種情況之下，軟流圈中太克宙克拉通地幔就有可能以深海橄欖巖的形式出露在洋底。然而，長期以來深海橄欖巖的成分與太克宙克拉通地幔具有顯著的差異，并且全球深海橄欖巖Os同位素數(shù)據(jù)也缺乏太古宙模式年齡的報道(圖9)。因此有學(xué)者提出軟流圈中太古宙克拉通地幔可能被地幔對流消除了(Lassiteretal., 2014)。最近，Liuetal. (2022a)在西南印度洋脊西段(9°～16°E)深海橄欖巖中報道了極低的187Os/188Os值，對應(yīng)于太古宙(高達(dá)27.8億年)模式年齡。這些樣品具有非常難熔的全巖與礦物主、微量元素組成，明顯不同于全球其它洋脊的深海橄欖巖，并結(jié)合數(shù)值模擬研究，提出這些古老的深海橄欖巖代表了通過地幔柱熱侵蝕作用進(jìn)入軟流圈中的南非克拉通地幔。它們在地幔對流的傳送下，重新進(jìn)入西南印度洋中脊。這充分說明，大陸巖石圈地幔也是殘存在軟流圈中古老地幔物質(zhì)的重要來源。

因此，全球深海橄欖巖的地球化學(xué)組成，尤其是Nd-Hf-Os同位素數(shù)據(jù)，充分說明軟流圈中存在大量的古老難熔地幔(Stracke, 2021)。無論這些代表古老難熔地幔的深海橄欖巖是何種成因、何種來源，它們的長期存在都表明軟流圈的成分具有強(qiáng)烈的不均一性?？紤]到這些古老地幔由于經(jīng)歷了古老的熔融事件變得更為難熔，它們進(jìn)入洋中脊后很難再次發(fā)生高程度部分熔融，因此對于MORB的形成貢獻(xiàn)非常之小。它們的存在可能很難在MORB的成分中體現(xiàn)出來，這會給利用MORB成分來推測與估算軟流圈地幔的成分帶來很大的偏差(Liuetal., 2022a, 2008; Mallicketal., 2014)。

3 蛇綠巖

蛇綠巖被廣泛看作構(gòu)造就位于大陸之上的古大洋巖石圈殘片，賦存于其中的地幔橄欖巖可為研究軟流圈地幔的組成和均一性特征提供重要補(bǔ)充(Bodinier and Godard, 2014; Rampone and Sanfilippo, 2021)。相比于現(xiàn)今大洋中脊的深海橄欖巖，蛇綠巖中的地幔橄欖巖優(yōu)劣勢同樣明顯。由于天然剝露于大陸之上，蛇綠巖地幔橄欖巖的樣品易于獲取、野外關(guān)系清楚、剖面連續(xù)、空間關(guān)系明確。更為重要的是，在全球范圍內(nèi)，蛇綠巖中保存了大量極為新鮮的地幔橄欖巖，為開展系統(tǒng)的同位素研究以及探討軟流圈中古老地幔的成因提供了絕佳對象，例如阿爾卑斯蛇綠巖(McCarthy and Müntener, 2015; Rampone and Hofmann, 2012; Ramponeetal., 1998; Rampone and Sanfilippo, 2021; Sanfilippoetal., 2019; Tribuzioetal., 2014)、土耳其伊茲密爾-安卡拉-埃爾津詹和比特利斯-扎格羅斯蛇綠巖帶(Liuetal., 2020, 2021)以及我國西藏雅魯藏布江蛇綠巖帶(Liuetal., 2010, 2012, 2014, 2016b, 2020, 2022b; Xiongetal., 2016, 2017a; Zhangetal., 2020a, b)。然而，在利用蛇綠巖地幔橄欖巖約束軟流圈性質(zhì)的過程中首先面臨的關(guān)鍵問題是蛇綠巖的形成構(gòu)造環(huán)境?，F(xiàn)有研究認(rèn)為，蛇綠巖形成于多種構(gòu)造環(huán)境中，包括大洋中脊(MOR)、俯沖帶上盤(SSZ；如弧前、弧間和弧后盆地)、洋-陸過渡帶(OCT)甚至受地幔柱影響的環(huán)境(Dilek and Furnes, 2011, 2014)。在不同的構(gòu)造環(huán)境下，蛇綠巖地幔橄欖巖經(jīng)歷不同的形成和演化過程。其中，SSZ蛇綠巖中的地幔橄欖巖被認(rèn)為是受俯沖板片來源的流體/熔體交代的弧前或弧后地幔，在其形成過程中一般經(jīng)歷了含水條件下的部分熔融和廣泛的島弧熔體交代作用(Bizimisetal., 2000)。

圖10 雅江蛇綠巖地幔橄欖巖全巖MgO-Al2O3 (a)和MgO-CaO (b)雅江地幔橄欖巖(YTSZ peridotites)數(shù)據(jù)自Xu et al. (2020)和Zhang et al. (2020b)的總結(jié)；深海橄欖巖(abyssal peridotites)數(shù)據(jù)自Niu (2004)；弧前橄欖巖(Forearc peridotites)數(shù)據(jù)自Birner et al. (2017), Parkinson and Pearce (1998)和Zanetti et al. (2006)；部分熔融模擬據(jù)Herzberg (2004)Fig.10 Whole-rock MgO vs. Al2O3 (a) and MgO vs. CaO (b) of the mantle peridotites from the Yarlung Tsangpo ophiolitesData for the Yarlung Tsangpo mantle peridotites (YTSZ peridotites) after the compilations of Xu et al. (2020) and Zhang et al. (2020b); data for abyssal peridotites from Niu (2004); and data for forearc peridotites from Birner et al. (2017), Parkinson and Pearce (1998) and Zanetti et al. (2006). The partial melting trends after Herzberg (2004)

作為古大洋巖石圈地幔的殘留，蛇綠巖地幔橄欖巖的成分同樣受控于部分熔融、熔體再富化和海水蝕變作用。另一方面，由于多樣的形成環(huán)境，蛇綠巖地幔橄欖巖可能經(jīng)歷了比深海橄欖巖更加復(fù)雜的地質(zhì)過程(Bodinier and Godard, 2014)。這直接反映在蛇綠巖地幔橄欖巖的地球化學(xué)成分相比深海橄欖巖和典型弧前橄欖巖具有更大的變化范圍。下文以研究程度相對較高、最具代表性的西藏雅魯藏布江蛇綠巖(簡稱雅江蛇綠巖)為例。沿西藏南部的雅江縫合帶，一系列蛇綠巖斷續(xù)出露、自西向東延伸大約2000km，包括西段東坡至薩嘎、中段日喀則以及東段的澤當(dāng)和羅布莎蛇綠巖(Hébertetal., 2012; Liuetal., 2022b; 吳福元等, 2014)。雅江蛇綠巖的最大特征是含有一系列極為新鮮的大型地幔橄欖巖體，因此被看作探究軟流圈組成、性質(zhì)和均一性特征的天然實驗室。大量巖石地球化學(xué)研究表明，雅江蛇綠巖地幔橄欖巖具有較大的成分變化。在全巖MgO-Al2O3和MgO-CaO協(xié)變圖上(圖10)，雅江地幔橄欖巖的成分由相對飽滿連續(xù)過渡至相對難熔，變化范圍與深海橄欖巖(Niu, 2004)和弧前橄欖巖(IBM和湯加; Birneretal., 2017; Parkinson and Pearce, 1998)的主體重合。這一特征也反映在礦物成分上(圖11)，雅江地幔橄欖巖的尖晶石Cr#和Mg#以及橄欖石Fo的變化范圍均覆蓋深海橄欖巖(Warren, 2016)和弧前橄欖巖(Birneretal., 2017; Parkinson and Pearce, 1998)。全巖Al2O3和CaO、尖晶石Cr#和Mg#以及橄欖石Fo是表征地幔橄欖巖部分熔融程度的良好參數(shù)，雅江地幔橄欖巖中這些成分的較大變化指示它們經(jīng)歷了不同程度的部分熔融。尤其是相當(dāng)一部分樣品可類比現(xiàn)代弧前橄欖巖，其尖晶石Cr#顯著高于大洋中脊無水條件下的地幔部分熔融上限值(～0.6; Warren, 2016)，表明它們經(jīng)歷了含水條件下的極高程度部分熔融。雅江蛇綠巖地幔橄欖巖的這一特征也被廣泛看作約束其SSZ成因的直接證據(jù)之一(Daietal., 2013; Dubois-Ctéetal., 2005; Dupuisetal., 2005; Xiongetal., 2017a, b)。

圖11 雅江蛇綠巖地幔橄欖巖的橄欖石Fo-尖晶石Cr#(a)以及尖晶石Mg#-Cr#(b)雅江地幔橄欖巖數(shù)據(jù)自Xu et al. (2020)和Zhang et al. (2020b)的總結(jié)；深海橄欖巖數(shù)據(jù)自Warren (2016)；弧前橄欖巖數(shù)據(jù)自Birner et al. (2017)和Parkinson and Pearce (1998).無水熔融橄欖巖尖晶石Cr#的上限據(jù)Warren (2016)Fig.11 Olivine Fo vs. spinel Cr# (a) and spinel Mg# vs. Cr# (b) diagrams of the mantle peridotites from the Yarlung Tsangpo ophiolitesData for the YTSZ peridotites after the compilations of Xu et al. (2020) and Zhang et al. (2020b); data for abyssal peridotites from Warren (2016); and data for forearc peridotites from Birner et al. (2017), Parkinson and Pearce (1998) and Zanetti et al. (2006). The upper limit of spinel Cr# by anhydrous melting after Warren (2016)

圖12 新特提斯蛇綠巖地幔橄欖巖的Re-Os同位素組成及其與深海橄欖巖的統(tǒng)計學(xué)對比新特提斯地幔橄欖巖數(shù)據(jù)自Liu et al. (2021)的總結(jié)；深海橄欖巖數(shù)據(jù)自Day et al. (2017)的總結(jié)；非克拉通大陸巖石圈地幔(Non-cratonic SCLM)數(shù)據(jù)自Reisberg et al. (2021)的總結(jié).PUM-原始上地幔Fig.12 Statistical comparisons of Re-Os isotopic distributions of the Neo-Tethyan ophiolitic peridotites and abyssal peridotitesData for the Neo-Tethyan ophiolitic peridotites, abyssal peridotites and non-cratonic sub-continental lithospheric mantle (SCLM) after Liu et al. (2021), Day et al. (2017) and Reisberg et al. (2021), respectively. PUM-primitive upper mantle

圖13 蛇綠巖地幔橄欖巖的Hf-Nd同位素協(xié)變圖(a)以及Lu-Hf同位素等時線(b)Lanzo數(shù)據(jù)自Sanfilippo et al. (2019)；雅江縫合帶羅布莎(Luobusa)和澤當(dāng)(Zedang)蛇綠巖據(jù)Zhang et al. (2020b)、Xiong et al. (2016, 2017a)和張亮亮(2014)；土耳其和Kop Mountain蛇綠巖以及雅江縫合帶日喀則蛇綠巖數(shù)據(jù)自Liu et al. (2020, 2021). 深海橄欖巖和OIB地幔包體數(shù)據(jù)分別自Stracke et al. (2011) 和Bizimis et al. (2007)；全球MORB數(shù)據(jù)自Gale et al. (2013)Fig.13 Covariations of Nd vs. Hf isotopes (a) and Lu vs. Hf isochrons (b) of global ophiolitic mantle peridotitesData for the Lanzo mantle peridotites from Sanfilippo et al. (2019); data for the Luobusa and Zedang ophiolites of YTSZ from Zhang et al. (2020b), Xiong et al. (2016, 2017a) and Zhang (2014); data for the and Kop Mountain ophiolites in Turkey and Xigaze ophiolites in YTSZ from Liu et al. (2020, 2021). Data for abyssal peridotites and the mantle xenoliths in OIB from Stracke et al. (2011) and Bizimis et al. (2007), respectively. The global MORB data from Gale et al. (2013)

利用蛇綠巖地幔橄欖巖約束軟流圈不均一性的另一重要進(jìn)展來自Lu-Hf和Sm-Nd同位素的研究。20世紀(jì)90年代，研究人員在阿爾卑斯蛇綠巖的地幔橄欖巖中獲得了二疊紀(jì)的全巖/單斜輝石Sm-Nd等時線年齡 (Ramponeetal., 1995, 1998)，該年齡結(jié)果遠(yuǎn)大于伴生洋殼的早侏羅世形成時代，指示這些橄欖巖為早期伸展背景下形成的大陸巖石圈地幔。這一認(rèn)識被后期一系列Sm-Nd同位素研究證實，進(jìn)而揭示出阿爾卑斯蛇綠巖中普遍含有再循環(huán)的古老大陸地幔 (McCarthy and Müntener, 2015; Münteneretal., 2004; Tribuzioetal., 2014)，從而揭示了軟流圈的高度不均一性(Rampone and Hofmann, 2012; Rampone and Sanfilippo, 2021)。同樣在阿爾卑斯蛇綠巖，Sanfilippoetal. (2019)通過Lu-Hf同位素研究在Lanzo地幔橄欖巖中識別出超虧損的地幔組分，其εHf值高達(dá)+200以上，是迄今報道的大洋橄欖巖和蛇綠巖橄欖巖中最虧損的Hf同位素組成(圖13)。相比于Hf同位素，Lanzo地幔橄欖巖的Nd同位素組成與現(xiàn)今MORB類似，指示Hf-Nd同位素解耦(圖13)。結(jié)合Lanzo地幔橄欖巖遭受強(qiáng)烈熔體交代作用的特征，Sanfilippoetal. (2019)提出這些橄欖巖在演化過程中受超虧損熔體的廣泛交代。這些熔體的超虧損同位素特征繼承自早先經(jīng)歷古老虧損的地幔組分，從而指示古老超虧損地幔在軟流圈中的廣泛存在。進(jìn)一步的同位素地球化學(xué)模擬提出古老超虧損地幔在軟流圈中以基質(zhì)的形式占據(jù)主體，而正常虧損的地幔(即DMM)則表現(xiàn)為其中的團(tuán)塊(Sanfilippoetal., 2019)。這一結(jié)論與現(xiàn)今大洋玄武巖的研究結(jié)果一致，例如Strackeetal. (2019)對大西洋亞速爾洋島玄武巖進(jìn)行研究，發(fā)現(xiàn)橄欖石熔體包裹體的Nd同位素組成比玄武巖的相應(yīng)值變化范圍更大，其中含有超虧損的熔體組分，進(jìn)而提出超虧損的地幔組分在軟流圈中是普遍存在的。以上研究結(jié)果不同于早期利用深海橄欖巖揭示的古老地幔在軟流圈中以“團(tuán)塊”或“斑點”的形式存在(Lassiteretal., 2014; Liuetal., 2008, 2022a)，而是反映了軟流圈中古老超虧損地幔的尺度。然而，現(xiàn)有研究充分表明蛇綠巖地幔橄欖巖的Lu-Hf和Sm-Nd同位素識別軟流圈中古老超虧損地幔的巨大潛力(Liuetal., 2021)。

圖14 洋中脊地幔熔融模型(據(jù)Liu and Liang, 2019)此例產(chǎn)生厚6.2km洋殼，不在圖中顯示. 大洋巖石圈向兩側(cè)逐漸增厚. 地幔流線以虛線表示.減壓熔融開始于100km深度，直至60km累積2%部分熔融程度. 60km深度至巖石圈下邊界是洋中脊下主要的熔體產(chǎn)生區(qū)域. 這部分區(qū)域產(chǎn)生的熔體大部分進(jìn)入熔體通道. 部分熔融區(qū)域孔隙度最大值出現(xiàn)在60km深度. 熔體流線由紅色細(xì)線表示，疊加了地幔殘留體中的低孔隙流和熔體通道網(wǎng)絡(luò)中的高孔隙流. 熔體通道網(wǎng)絡(luò)中的熔體與地幔殘留體是化學(xué)不平衡的. 紅色粗線標(biāo)注巖石圈下邊界的去壓通道，橫向范圍100km. 地幔熔融區(qū)域兩側(cè)影區(qū)內(nèi)產(chǎn)生的熔體未能匯入去壓通道，在巖石圈下邊界冷卻結(jié)晶Fig.14 Mantle melting model for mid-ocean ridges (after Liu and Liang, 2019)The model domain is a 200km by 100km mantle section perpendicular to the ridge. The 6.2km thick oceanic crust generated in this example is not shown here. The gray wedges are oceanic lithospheric mantle. The color in the asthenospheric mantle represent melt fraction. Dashed lines, thin red lines, and thick red lines represent mantle flow, melt flow and the decompaction channels respectively. Decompression melting starts at 100km. Melt generated in the shaded area on the flanks eventually freezes at the base of the lithosphere

前文已指出，相比于Re-Os等親鐵同位素體系，Lu-Hf、Sm-Nd等親石同位素體系更易受到后期熔體交代作用的影響(Liuetal., 2021; Strackeetal., 2011)。雖然利用Hf-Nd同位素已揭示出軟流圈中存在古老超虧損地幔，但更多情況下這兩種同位素體系遭受后期熔體交代作用的改造。圖13b整理了目前發(fā)表的蛇綠巖地幔橄欖巖Lu-Hf同位素研究成果，結(jié)果顯示西藏日喀則蛇綠巖、澤當(dāng)蛇綠巖以及土耳其Kop Mountain蛇綠巖中的地幔橄欖巖的176Lu/177Hf和176Hf/177Hf比值之間均存在良好的線性關(guān)系，從而構(gòu)筑了較好的Lu-Hf等時線。不同于Lanzo地幔橄欖巖中古老的等時線年齡(～1.1Ga；Sanfilippoetal., 2019)，這些蛇綠巖地幔橄欖巖的Lu-Hf等時線年齡與伴生的洋殼年齡在誤差范圍內(nèi)一致，因此記錄了蛇綠巖形成時的地質(zhì)事件。研究表明，這些橄欖巖的Hf同位素組成與相應(yīng)的Os同位素存在解耦，即二者之間缺乏良好的線性關(guān)系(Liuetal., 2020, 2021)，表明Os同位素記錄的古老熔融信息未保存于Hf同位素中。對于這一現(xiàn)象的解釋是Lu-Hf同位素體系受到近期(即蛇綠巖形成時期)熔體虧損或交代作用的改造，導(dǎo)致Lu-Hf同位素發(fā)生均一化，因此這些地幔橄欖巖的Lu-Hf等時線應(yīng)為假等時線，該年齡代表了近期熔體虧損或交代時代(Liuetal., 2021)。另一方面，相比于Lu-Hf同位素，Sm-Nd同位素更容易被后期熔體交代作用改造。其原因在于部分熔融過程中Sm-Nd之間的分餾程度明顯大于Lu-Hf，導(dǎo)致殘余地幔中的Sm/Nd比值變化顯著高于Lu/Hf比值的變化；而強(qiáng)烈的熔-巖相互作用會導(dǎo)致地幔橄欖巖的147Sm/144Nd比值降低甚至重置，但對176Lu/177Hf比值影響相對較小(Strackeetal., 2011)。隨放射衰變進(jìn)行，Hf同位素可繼承古老的熔融信息，而Nd同位素的虧損程度相對較低，從而出現(xiàn)Hf-Nd同位素解耦，如北冰洋Gakkel洋脊的深海橄欖巖(圖13a; Strackeetal., 2011)。值得指出的是，Hf-Nd同位素解耦在Lanzo地幔橄欖巖中同樣存在(圖13a)，對于這一現(xiàn)象的解釋是這些橄欖巖被超虧損熔體廣泛交代(Sanfilippoetal., 2019)。然而，無論是經(jīng)歷古老熔融的地幔還是來源于該古老地幔的超虧損熔體，Lu-Hf同位素比Sm-Nd同位素能更好的記錄軟流圈中的古老熔融事件。

總之，蛇綠巖中的地幔橄欖巖為探究軟流圈不均一性及其成因，特別是古老超虧損地幔的識別提供了重要補(bǔ)充，軟流圈地幔成分的不均一性對于解釋蛇綠巖的與俯沖有關(guān)的地球化學(xué)特征，即SSZ型蛇綠巖成因，應(yīng)給予重視。

4 地幔熔融與巖漿房過程

對于洋中脊玄武巖和深海橄欖巖的大量研究結(jié)果都清晰顯示軟流圈地幔的成分存在不同尺度的不均一性，但這種不均一性在一定程度上可能會被地幔熔融與巖漿房過程中的混合作用消除或掩蓋。盡管學(xué)界早在三十多年前就意識到熔融產(chǎn)物的成分不能直接用來對應(yīng)其地幔源區(qū)的組成，但在實際工作中對于地幔熔融過程和巖漿房過程的考慮還處于初級階段。前人對洋中脊玄武巖的微量元素和同位素的研究往往關(guān)注于地幔端元的成分和混合的比例，而對于真實

表1 洋中脊地幔熔融和熔體匯聚模型

存在的地幔不均一體的其它特征(如大小、形狀、和分布等)及其在熔融過程中對于熔體成分影響的研究程度不足。只有跳出只考慮比例和端元成分的經(jīng)典混合模型(Langmuiretal., 1978)，才有可能建立真實的不均一地幔熔融的模型框架。經(jīng)典的地幔熔融和混合模型研究對象是“端元”，而新一代的模型需要研究真實“不均一體”的幾何形態(tài)和空間分布。

4.1 洋中脊下方地幔熔融基本模型

洋中脊下方的軟流圈地幔上涌并向兩側(cè)流動，熔融區(qū)域從中心向兩側(cè)高度遞減，構(gòu)筑成熔融三角區(qū)(Langmuiretal., 1992; Planketal., 1995)。三角區(qū)的底邊代表減壓熔融的起始深度(Asimow and Langmuir, 2003)，而三角區(qū)的兩條側(cè)邊為減壓熔融的終止深度隨水平距離的變化(Niu, 1997)。洋中脊正下方的地幔在轉(zhuǎn)換為向兩側(cè)流動前經(jīng)歷更多的垂直上涌，從而具有最高的部分熔融程度(在快速擴(kuò)張洋中脊為～20%)。距離中心軸不同距離、具有不同熔融程度的熔體向上運移受限于巖石圈下邊界的滲透壁壘(permeability barrier)，在該壁壘之下百米厚度尺度內(nèi)擴(kuò)充地幔孔隙度，形成兩條傾斜的、指向洋中脊的高孔隙度去壓通道(decompaction channel；圖14)，將熔體導(dǎo)向軸部(Sparks and Parmentier, 1991)。滲透壁壘的形成要求冷卻結(jié)晶在局部完成，因此滲透壁壘更易于在溫度梯度大的巖石圈下邊界形成(Hebert and Montési, 2010)。在慢速擴(kuò)張的洋中脊下，去壓通道可能無法延伸到地幔熔融區(qū)域最遠(yuǎn)端，導(dǎo)致低熔融程度熔體無法匯聚于洋中脊。這些低部分熔融程度的熔體可能會冷卻并成為大洋巖石圈的一部分(Kelleretal., 2017)。如果洋中脊玄武巖中沒有包含低程度熔融形成的熔體，將導(dǎo)致其相對虧損極不相容元素(Wanlessetal., 2014)。前人在太平洋板塊的斑點(petit-spot)火山巖中發(fā)現(xiàn)有石榴石捕虜晶，并將其解釋為巖漿在洋中脊熔融區(qū)域遠(yuǎn)端約40km深度冷卻結(jié)晶并發(fā)生固相反應(yīng)的產(chǎn)物(Rochatetal., 2017)。除此之外，并無直接證據(jù)表明低部分熔融巖漿固結(jié)在大洋巖石圈深部。

圖15 不均一地幔在洋中脊下上涌并發(fā)生部分熔融的示意圖(據(jù)Liu and Liang, 2017b, 2020)熔體在殘留體孔隙中產(chǎn)生并向上運移(波浪線). 殘留體孔隙內(nèi)熔體不斷抽離進(jìn)入向上的熔體通道網(wǎng)絡(luò). 熔體匯入巖石圈下邊界的去壓通道向軸部運輸，進(jìn)入洋殼內(nèi)巖漿房，最終噴發(fā)形成洋中脊玄武巖. 一些熔體有可能在遠(yuǎn)離軸部的地方噴發(fā)形成離軸洋底火山(off-axis seamount)Fig.15 Schematic diagram showing the pseudo-2D ridge model for melting in an upwelling chemically heterogeneous mantle (after Liu and Liang, 2017b, 2020)Orange blobs represent chemical heterogeneities. Dashed lines indicate mantle flow direction. Red lines without waves illustrate melt flows in the high-porosity channel while wavy red lines illustrate melt flows in the porous matrix. Thick lines are lithosphere-asthenosphere boundaries (LABs). Under the LAB, melts are passively focused to the axis to form the pooled melt. Some melt pooled from a local area, shown as a color-shaded bin, could erupt at an off-axis seamount

需要指出的是，對于去壓通道橫向范圍的估計隱性假定了去壓通道是靜態(tài)的。實際上，去壓通道的本質(zhì)是孤立波(solitary wave)，可能有多條并隨時間而不斷消減產(chǎn)生(Spiegelman, 1993)。熔體向軸部匯集或結(jié)晶于巖石圈下邊界并沒有一個嚴(yán)格的界線。 距離洋中脊水平距離較近的部分熔體也有可能發(fā)生冷卻結(jié)晶并成為大洋巖石圈的一部分。阿曼蛇綠巖莫霍面(Moho)之下常見的橄長巖透鏡體一定程度反映了去壓通道空間上不連續(xù)的性質(zhì)(Boudier and Coleman, 1981)。熔體在熔融三角區(qū)上邊界的部分結(jié)晶、運輸和混合會直接影響輸入洋中脊軸部的巖漿成分不均一性。

在洋中脊下方，地幔熔融區(qū)域的寬度遠(yuǎn)遠(yuǎn)大于洋中脊巖漿活動區(qū)域的寬度(Keyetal., 2013; The MELT Seismic Team, 1998)。地幔熔融區(qū)域內(nèi)產(chǎn)生的熔體需要匯聚于洋中脊軸部?？赡艿娜垠w匯聚機(jī)制包括前述去壓通道以及地幔流動產(chǎn)生的向軸心壓力場、應(yīng)力降低礦物粒度構(gòu)成的屏障、以及各向異性熔體滲透率(Katzetal., 2006; Morgan, 1987; Sparks and Parmentier, 1991; Spiegelman, 1993; Spiegelman and McKenzie, 1987; Turneretal., 2017)。這些不同的熔體匯聚模式并不互相排斥。只有疊加這些不同匯聚模式組成熔體通道網(wǎng)絡(luò)(Hart, 1993; Kelemen and Dick, 1995)，才能更好地解釋現(xiàn)有多學(xué)科觀測(Braun and Kelemen, 2002; Kelemen and Dick, 1995; Liu and Liang, 2019)。這些觀測要求洋中脊下熔體通道深達(dá)60km(表1)。熔體通道內(nèi)熔體與熔融殘留體化學(xué)不平衡。熔體在多個匯聚模式共同作用下集中到洋中脊并最終噴發(fā)形成洋中脊玄武巖。

4.2 地幔不均一性的分類

為了厘定不均勻地幔在地幔熔融中的行為，需要對地幔不均一性進(jìn)行分類。按照是否影響易熔性，地幔不均一性可分為兩類(Liang, 2020)，即巖性不均一性與化學(xué)不均一性。深海橄欖巖主要包括方輝橄欖巖和二輝橄欖巖兩種類型。盡管深海橄欖巖中也發(fā)現(xiàn)有輝石巖巖脈，但它們代表了熔融停止之后玄武質(zhì)巖漿與殘留橄欖巖相互作用的產(chǎn)物，因此可能并不是軟流圈地幔本身的組成部分(Warren, 2016)。這是因為軟流圈地幔如果含有輝石巖，這些輝石巖經(jīng)過洋中脊下的減壓熔融之后將消耗殆盡，從而很難被保存下來。從洋中脊玄武巖中識別出輝石巖的地球化學(xué)信號存在一定的難度(Rudgeetal., 2013)，目前也尚無強(qiáng)有力證據(jù)說明輝石巖存在于洋中脊之下的軟流圈地幔。未發(fā)生熔融的軟流圈地?？赡苤饕嵌x橄欖巖和較難熔的方輝橄欖巖。單斜輝石的比例存在變化，可導(dǎo)致易熔性差異。

地幔中揮發(fā)分(如H2O、CO2等)含量不均一分布也可造成其易熔性的差異。因此我們把水含量不均一性也歸為巖性不均一性。Hirschmann (2018)利用全球洋中脊玄武巖的H2O/Ce和假定的地幔Ce含量估算出的地幔含水量為50×10-6～500×10-6。Shimizuetal. (2016)不依賴預(yù)設(shè)的地幔Ce含量，從東太平洋洋脊北段的洋中脊玄武巖樣品中識別出50×10-6和550×10-6含水量的地幔端元。如果軟流圈地幔含水量高于～100×10-6，初始熔融深度將大于60km，對應(yīng)于石榴石穩(wěn)定區(qū)域(Asimowetal., 2004)。軟流圈地幔含水量范圍(50×10-6～500×10-6)將極大地影響初始熔融深度(60～100km)，但是對于部分熔融程度影響很小(500×10-6相對干地幔只增加2%部分熔融程度)。同理，地幔中的碳元素也能極大加深初始熔融深度，但是對于總的部分熔融程度影響微乎其微(Dasgupta and Hirschmann, 2006)。

地幔揮發(fā)分的存在可使減壓熔融開始于石榴石穩(wěn)定域。有研究指出深海橄欖巖的稀土元素模式要求軟流圈地幔在石榴石穩(wěn)定域完成10%以上部分熔融(Brunellietal., 2006; Hellebrandetal., 2002a)。這些研究模擬部分熔融的致命缺陷是局限于石榴石參與的恒壓熔融反應(yīng)(Walter, 1998)，忽略了減壓過程中石榴石轉(zhuǎn)化為尖晶石的固相反應(yīng)(Asimowetal., 2004; Smith and Asimow, 2005)。如果部分熔融開始于石榴石相地幔，大多數(shù)石榴石將消耗于轉(zhuǎn)化為尖晶石的固相反應(yīng)，只有少量參與到熔融反應(yīng)。而且，減壓熔融剛開始時效率很低，在100～60km深度范圍內(nèi)含水橄欖巖最多也只能發(fā)生<2%部分熔融(Asimowetal., 2004; Smith and Asimow, 2005; Stolper and Asimow, 2007)。因此，石榴石對于殘留地幔中稀土元素的控制效應(yīng)可以忽略。另一方面，U/Th在石榴石中的分配系數(shù)顯著高于單斜輝石，洋中脊玄武巖的230Th/238U正異常(觀測值高達(dá)1.5，正常為1)支持熔融過程中石榴石的存在(Elkinsetal., 2014)。所以，軟流圈橄欖巖熔融很可能開始于石榴石穩(wěn)定域的含水熔融(>50×10-6)，只是在石榴石穩(wěn)定域的部分熔融程度很低。

圖16 化學(xué)不均一體隨地幔上涌的演變(據(jù)Liu and Liang, 2017b)同位素信號在熔體中的傳播領(lǐng)先于熔融殘留體. 地幔殘留體中地球化學(xué)信號的傳播又快于地幔上涌的實體速度. 化學(xué)不均一體可以拉伸到原有大小的數(shù)倍. 同位素信號的強(qiáng)度在彌散中逐漸減弱. 富集地幔端元的Nd-Hf同位素在最上方的熔體和殘留體中丟失了Fig.16 Stretching and smearing of an enriched heterogeneity in an upwelling melting column (after Liu and Liang, 2017b)Spatial variations of 143Nd/144Nd (a, b) and 176Hf/177Hf (c, d) at three selected times are shown by blue (residue) and red lines (matrix melt). The initial size of the heterogeneity is 4.4km (a, c) or 1.1km (b, d). The initial Nd and Hf in the heterogeneity are five times more enriched than in the depleted mantle. Pairs of facing triangles are material markers that track the locations of major element particles in the residue at the selected times

圖17 Nd-Hf同位素觀測和地幔熔融模擬(據(jù)Liu and Liang, 2017b)(a)深海橄欖巖和對應(yīng)區(qū)域洋中脊玄武巖143Nd/144Nd(PetDB; Salters and Dick, 2002; Warren et al., 2009; Mallick et al., 2014)；(b-e)模擬不均一地幔在洋中脊下熔融產(chǎn)生的熔體和殘留體的Nd-Hf同位素. 地幔不均一體具有不同的大小和成分. EMX表示富集地幔相對虧損地幔Nd元素含量的富集程度. EM%表示富集地幔不均一體的比例Fig.17 Nd-Hf isotope ratios and melting models(after Liu and Liang, 2017b)(a) Nd-Hf isotope ratios of MORB and abyssal peridotites (PetDB; Salters and Dick, 2002; Warren et al., 2009; Mallick et al., 2014); (b-e) melting models considering chemical heterogeneities of different sizes and compositions. EMX is abundance of Nd in the heterogeneity relative to the depleted mantle. EMX% is the volume fraction of chemical heterogeneities in the mantle

圖18 洋中脊玄武巖微量元素觀測和地幔熔融模擬(據(jù)Liu and Liang, 2020)(a)MORB只選取遠(yuǎn)離熱點且MgO>6%的樣品. 洋殼數(shù)據(jù)來自White and Klein (2014). 橄欖石熔體包裹體來自大西洋洋脊FAMOUS段(Laubier et al., 2012)；(b)模擬不均一地幔熔融產(chǎn)生熔體并發(fā)生不同程度混合所產(chǎn)生巖漿的微量元素含量. 富集地幔不均一體尺度為5.3km，體積占地幔源區(qū)10%Fig.18 Variations of trace element abundances in MORB and melt inclusions (a, after Laubier et al., 2012; White and Klein, 2014) and melting models considering the size of chemical heterogeneities and melt pooling area (b, after Liu and Liang, 2020)

化學(xué)不均一性主要是指地幔在微量元素含量和同位素比值組成上的差異，這對于認(rèn)識地幔不均一性非常重要。放射性同位素比值保存有時間演化的信息，且在熔融過程中通常不發(fā)生分餾，因此是研究地?；瘜W(xué)不均一性的強(qiáng)有力武器。需要指出的是，依據(jù)放射性同位素比值差異所定義的富集地幔和虧損地幔等地幔端元也可能伴隨一定程度的巖性不均一性。放射性同位素比值的差異不僅存在于單礦物尺度上，也存在于數(shù)千千米尺度。 這說明地?；瘜W(xué)不均一性確實在不同尺度上變化，大尺度不均一可能是小尺度不均一在更大規(guī)模的疊加。對于地?；瘜W(xué)不均一性的研究需要建立從地幔源區(qū)不均一性到大洋玄武巖和深海橄欖巖采樣尺度的映射關(guān)系。由于地幔熔融過程中的熔巖相互作用、熔體在地幔熔融區(qū)域的匯聚、以及巖漿房過程，地幔殘留體和噴發(fā)巖漿不能直接記錄地幔源區(qū)的化學(xué)不均一性。為了解譯地幔殘留體和噴發(fā)巖漿中的地球化學(xué)記錄，地幔熔融模型需要考慮有一定大小形狀和空間分布的化學(xué)不均一體隨時間和空間的演變(Boetal., 2018; DePaolo, 1996; Liang, 2008, 2020; Liang and Liu, 2018; Liu and Liang, 2017b, 2020)，而這需要應(yīng)用數(shù)值模擬辦法開展進(jìn)一步研究工作。

4.3 不均一地幔熔融模型及應(yīng)用

對于不均一地幔，有兩類地幔熔融模型。第一類地幔熔融模型考慮不同地幔端元所產(chǎn)生熔體的混合(Ito and Mahoney, 2005a, b; Rudgeetal., 2013; Stracke and Bourdon, 2009; Wanlessetal., 2014)。該類地幔熔融模型關(guān)注不同地幔端元的比例，但是不考慮這些地幔端元的存在形式。對于這一類地幔熔融模型來說，混合巖漿的成分與地幔不均一體的大小和分布無關(guān)。第二類地幔熔融模型適應(yīng)更一般的情況，即地幔不均一體具有一定的大小和形狀，分布于地幔源區(qū)(Boetal., 2018; DePaolo, 1996; Liu and Liang, 2017b, 2020; Weatherley and Katz, 2016)。地幔的巖性不均一有助于制造反應(yīng)滲透型(reactive infiltration)熔體通道(Kelleretal., 2017; Weatherley and Katz, 2016)。這種類型的熔體通道和前述去壓通道以及剪切所致熔體通道一起，組成了洋中脊下的熔體通道網(wǎng)絡(luò)。模擬巖性不均一性的熔融模型往往假設(shè)地球化學(xué)平衡，以便使用熱力學(xué)平衡公式計算熔融程度。但是，和地?；瘜W(xué)不均一性相關(guān)的微量元素在軟流圈溫壓條件下具有極慢的晶格擴(kuò)散速率，在地幔上涌和減壓熔融時間尺度內(nèi)可能是化學(xué)不平衡的(Iwamori, 1993; Liang and Liu, 2016; Liu and Liang, 2017a; Qin, 1992)。另一方面，大部分熔體產(chǎn)生之后會進(jìn)入熔體通道，這些熔體向洋中脊運輸?shù)倪^程是與地幔殘留體化學(xué)隔絕的(Johnson and Dick, 1992; Johnsonetal., 1990)。要想模擬地?；瘜W(xué)不均一體在地幔熔融中的演化，就必須考慮熔體通道網(wǎng)絡(luò)。以下主要介紹地幔熔融模型及其在微量元素和同位素觀測數(shù)據(jù)中的應(yīng)用。

大洋中脊之下含有化學(xué)不均一體的地幔上涌并發(fā)生部分熔融(圖15)。熔體在浮力作用下相對地幔殘留體向上運移。殘留體孔隙內(nèi)的熔體不斷被抽離，進(jìn)入熔體通道網(wǎng)絡(luò)。熔體通道內(nèi)的熔體向上向中心運輸，在熔融區(qū)域頂端匯聚。匯聚熔體進(jìn)入洋殼巖漿房，經(jīng)歷混合和結(jié)晶分異，最終噴發(fā)形成洋中脊玄武巖?；瘜W(xué)不均一體信號分別在地幔殘留體和地幔殘留體孔隙內(nèi)熔體中傳播(圖16)。富集的(低143Nd/144Nd和176Hf/177Hf)熔體交代地幔殘留體并在地幔殘留體中留下向上的拖影。化學(xué)不均一體沿豎直方向拉伸。富集同位素信號在地幔殘留體和熔體中衰減。衰減程度隨不均一體初始尺寸減小而增強(qiáng)。

深海橄欖巖作為地幔熔融殘留體，其同位素比值相對于洋中脊玄武巖可以更好地記錄軟流圈地幔的化學(xué)不均一性。實際觀測的洋中脊玄武巖相對于深海橄欖巖記錄更低的143Nd/144Nd概率峰值(圖17a)。這種差異(MORB-Abyssal Peridotite Offset)有可能反映洋中脊玄武巖對于易熔地幔端元的偏向采樣。然而，隨著地幔不均一體尺寸的減小，化學(xué)不均一體在殘留體中衰減，地幔殘留體記錄的Nd-Hf同位素概率峰值會逐漸與洋中脊玄武巖記錄的同位素峰值重合(圖17b)。這說明，洋中脊玄武巖與深海橄欖巖143Nd/144Nd峰值差異的存在要求地幔不均一體的尺寸不能小于千米級。

另一方面，洋中脊玄武巖所記錄的143Nd/144Nd變化范圍小于深海橄欖巖。噴發(fā)巖漿同位素的混合主要來自于熔體匯聚過程中的混合。洋殼內(nèi)巖漿房因為體積有限，對于噴發(fā)巖漿的混合作用可以忽略(圖17b-e)。隨著地幔不均一體尺寸的增大，熔體在地幔熔融和巖漿房中的混合效應(yīng)逐漸減小，噴發(fā)巖漿記錄的同位素比值范圍可能涵蓋源區(qū)和地幔殘留體的同位素比值范圍(圖17e)。因此，實際觀測到的洋中脊玄武巖143Nd/144Nd范圍要求地幔不均一體的尺寸不能大于10千米級。綜合以上兩個約束，洋中脊玄武巖源區(qū)內(nèi)的地幔不均一體應(yīng)為千米級尺寸(Liu and Liang, 2017b, 2020)。

影響噴發(fā)巖漿和熔融殘留體同位素比值變化范圍的因素不僅有地幔不均一體的大小，也有不均一體的微量元素含量。在不均一體大小一定的情況下，減少不均一體的Nd含量將會造成噴發(fā)巖漿143Nd/144Nd更充分的混合以及地幔殘留體中143Nd/144Nd信號更多的衰減。因此，結(jié)合多種同位素比值(143Nd/144Nd、176Hf/177Hf、87Sr/86Sr、206Pb/204Pb)及相關(guān)微量元素的含量能夠更準(zhǔn)確地估計地幔不均一體的尺寸(Liu and Liang, 2020)。

大洋巖石圈下邊界的去壓通道決定了熔體匯聚區(qū)域的寬度。在不均一體大小一定的情況下，增加熔體匯聚區(qū)域的寬度會減小噴發(fā)巖漿同位素比值變化范圍。不均一體尺寸的增加可以抵消熔體匯聚區(qū)域變寬造成的巖漿混合加強(qiáng)。如果慢速洋中脊相對快速洋中脊的去壓通道橫向范圍更小，同樣的不均一地幔在慢速洋中脊會顯示更大的同位素比值變化范圍。

排除結(jié)晶分異作用的影響之后，大洋中脊玄武巖的微量元素仍然記錄可觀的變化范圍(圖18a)。微量元素變化范圍有可能反映部分熔融程度不同熔體的非充分混合，也可能反映源區(qū)的化學(xué)不均一性。如果熔體來源于遠(yuǎn)離中心的區(qū)域，熔體的部分熔融程度會偏低，不相容元素含量會偏高(圖18b)。同時，由于地?？赡芎星准壍牟痪惑w，來自洋中脊正下方和遠(yuǎn)端的熔體也各自具有一定的微量元素變化范圍。如果全部地幔熔融區(qū)域的熔體充分混合，地幔源區(qū)內(nèi)多達(dá)300倍的強(qiáng)不相容元素變化范圍在噴發(fā)巖漿中只剩下不足5倍，遠(yuǎn)遠(yuǎn)低于觀測到的變化范圍。這說明洋中脊玄武巖微量元素變化范圍來自于不同熔體匯聚區(qū)域熔體的非充分混合(Liu and Liang, 2020)。

顯然，只有充分理解不均一地幔熔融和巖漿混合的過程，才能更好地利用洋中脊玄武巖和深海橄欖巖的成分來反推軟流圈地幔不均一的程度。含有化學(xué)不均一體的地幔在洋中脊下減壓熔融，噴發(fā)巖漿和熔融殘留體的成分具有一定的變化范圍。觀測到的深海橄欖巖和對應(yīng)區(qū)域洋中脊玄武巖同位素比值的差異要求地幔不均一體經(jīng)歷一定程度混合但又不能完全混合。噴發(fā)巖漿與地幔殘留體中同位素比值的變化范圍與地幔不均一體的大小、元素含量、以及熔體匯聚區(qū)域的大小有關(guān)。因為熔體匯聚模式受到局部洋中脊擴(kuò)張速率的控制，巖漿成分的混合程度可能沿洋中脊發(fā)生變化。如果能垂直洋中脊方向?qū)Σ煌挲g的洋中脊玄武巖進(jìn)行采樣，有可能更好地限制局部區(qū)域地幔不均一體的大小和分布。通過匯編沿洋中脊地幔不均一體的大小和分布，可以更全面地掌握軟流圈地幔不均一性的全球分布格局。

研究軟流圈地幔不均一性的最終目的是理解地幔演化。軟流圈中的不均一體的來源可能是俯沖洋殼、拆沉陸殼、克拉通地幔碎片、俯沖帶地幔楔等，它們可以隨著地幔對流發(fā)生幾何形態(tài)的拉伸和變形。地?？梢宰鳛榈厍蛳到y(tǒng)的一個物質(zhì)源區(qū)記錄地球的分異演化。但是，地幔這個物質(zhì)源區(qū)并不是均勻單一的。在地幔的不同區(qū)域，不均一體的成分、大小、和比例可能都存在變化。解譯地幔內(nèi)部的不均一結(jié)構(gòu)有潛力揭示豐富的地球演化歷史。

5 結(jié)語

作為地球上最活躍的圈層以及地球化學(xué)研究中最重要的參考體系，軟流圈的物理狀態(tài)與化學(xué)組成對我們正確理解地球的演化過程與歷史至關(guān)重要，也是固體地球科學(xué)長期以來的研究熱點與前沿。盡管基于洋中脊玄武巖的成分普遍認(rèn)為軟流圈總體上具有均一的化學(xué)組成，但對于深海橄欖巖和蛇綠巖橄欖巖的研究以及近年來對超慢速擴(kuò)張洋脊玄武巖的新資料已經(jīng)清楚地表明軟流圈地幔的成分具有強(qiáng)烈不均一性，其中殘存的再循環(huán)大洋地幔、島弧地幔以及克拉通地幔并沒有被地幔對流作用有效地混合，從而被再均一化。關(guān)于這些殘存的古老地幔的地球化學(xué)特征及其在熔融過程中的行為，目前的研究相對薄弱。因此，承認(rèn)軟流圈地幔成分的強(qiáng)烈不均一性，并在此基礎(chǔ)上充分理解軟流圈不均一性的規(guī)模大小對于大陸生長、殼幔相互作用乃至地球形成和演化等重要科學(xué)問題的影響，是實現(xiàn)地幔地球化學(xué)研究范式轉(zhuǎn)移的關(guān)鍵前提。

第一作者對地幔地球化學(xué)的入門與興趣緣于周老師在研究所開設(shè)的博士生課程，此后在學(xué)習(xí)與工作中長期受惠于周老師關(guān)心與支持。借此機(jī)會，祝周老師身體健康，事事順心！

致謝感謝審稿人提出的寶貴意見！