地球核幔相互作用的W同位素研究进展*

杨振 王桂琴 徐玉明 曾玉玲

1. 同位素地球化学国家重点实验室，中国科学院广州地球化学研究所，广州 510640 2. 中国科学院大学，北京 100049 3. 中国科学院比较行星学卓越创新中心，合肥 230026

地球核幔相互作用持续影响着地核和地幔的物理化学性质，进而广泛地影响了地球磁场运转、地幔岩浆对流和地表造山运动等过程，是深部地球研究的重要科学问题之一。地震波研究表明(Ahrens, 1982)，地幔由镁铁质硅酸盐和氧化物组成，地核由Fe-Ni合金(90%)与O、Mg、Si、S等轻元素(10%)组成，以核幔边界(Core-Mantle Boundary, CMB)作为二者分离的界面。然而，对橄榄陨铁的研究表明，行星核幔边界是一个金属、硅酸盐和其他成分发生相互作用的区域(McKibbinetal., 2019)。对地球而言，45亿年来，地核和地幔通过核幔边界以缓慢的速度持续发生着核幔相互作用(Core-Mantle Interaction, CMI)，互相传递热量、电流、动量和质量，并赋予了核幔边界以独特的物理化学性质(Buffett, 2015)。地球物理研究表明，核幔边界的上下方分别存在一个地震波速异常的区域(图1)：(1)核幔边界至下方约200km范围内存在一个密度异常低的区域，称为E′层(E′ layer)。其低密度特征被归因于较高的轻元素含量，反映了下地幔硅酸岩物质的混入(Buffett and Seagle, 2010)；(2)核幔边界至上方约200km范围内存在一个地震波速异常低且极不均匀的区域，称为D″层(D″ layer)。此区域内部温度、密度、成分等物理化学性质复杂多变，反映了地核金属物质的混入(Buffettetal., 2000; Jeanloz, 1993; Wicksetal., 2017)。

图1 核幔相互作用示意图(据Brandon and Walker, 2005; Yuan and Romanowicz, 2017修改)

地震学层析成像技术在D″层内识别出两个剪切波速异常低的区域，分别位于非洲和太平洋的下方(Burke and Cannon, 2014)，共占据核幔边界约20%的面积(Dziewonskietal., 2010; Garneroetal., 2016)，称为大低速省(Large Low Shear Velocity Provinces, LLSVPs)。大低速省周围分布多个剪切波速度减小10%～30%、密度增加10%的区域(Ni and Helmberger, 2003; Rostetal., 2005; Wen, 2000; Yu and Garnero, 2018)，称为超低速区(Ultra-Low Velocity Zones, ULVZs)。大低速省和超低速区被认为是地幔柱孕育带(Burkeetal., 2008; Daviesetal., 2015; Thorneetal., 2004; Torsviketal., 2006)：大低速省和超低速区内的物质受放射性同位素衰变热驱动，集中向上运动形成地幔柱(French and Romanowicz, 2015; Hosseinietal., 2020)，并上浮至地表形成洋岛玄武岩和溢流玄武岩等火山产物(Farnetanietal., 2012; Weisetal., 2011; Zhao, 2007)。因此，这些洋岛玄武岩和溢流玄武岩被认为保存了核幔边界物质的地球化学特征。

早期核幔相互作用研究的地球化学手段主要是187Re-187Os、190Pt-186Os、147Sm-143Nd等放射性同位素体系和强亲铁性元素体系(Highly Siderophile Elements, HSEs，包括Au、Re、Pd、Pt、Rh、Ru、Ir和Os)。例如，在多个洋岛玄武岩中发现的187Os和186Os富集被归因于0.5%～1%外核金属的混入(Brandon and Walker, 2005; Brandonetal., 1998; Walkeretal., 1995)。然而，这些洋岛玄武岩中187Os和186Os富集的程度分别小于7%和小于1%，地幔柱中再循环的高Pt/Os地壳物质与海洋沉积物同样能造成这种程度的富集(Day and O’Driscoll, 2019; Ravizzaetal., 2001; Schersténetal., 2004)。近年来，182Hf-182W灭绝核素体系已逐渐发展成为制约核幔相互作用的重要手段。铪(Hf)是强亲石、不相容元素，而钨(W)是中等亲铁、强不相容元素，地球核幔分异作用使Hf/W分异，导致地核远比地幔亏损182W(地核μ182W=-220，地幔μ182W=0)。最近，在全球洋岛玄武岩中发现的μ182W负异常(μ182W=-16.1～-0.1)被归因于0.2%～0.4%外核金属物质的加入(Kruijer and Kleine, 2018; Meietal., 2018; Mundletal., 2017; Willboldetal., 2011)，成为了地球核幔相互作用的重要证据。然而，这种认识引起了广泛的争议，部分研究把这些μ182W负异常归因于其他过程，如后增生薄层物质的部分混入。此外，外核金属带入μ182W负异常的同时，也应引起洋岛玄武岩中其他地球化学特征的变化，如187Os和强亲铁性元素富集，但这些现象并没有被观察到。核幔相互作用研究作为认识深部地球运转机制的重要窗口，近年来愈发受到国内外广大地球科学家的重视。国际上已将W同位素发展为研究核幔相互作用的新的关键手段，并获得了一系列重要成果，然而，国内在此研究领域仍处于起步阶段。本文介绍了W同位素示踪作用的基本原理，总结了近年来地球核幔相互作用的W同位素制约的研究进展。

1 W同位素示踪原理

自然界中W有5个同位素(表1)。其中，182W可由放射性核素182Hf经两次β-衰变产生，半衰期仅为8.90±0.09Myr(Vockenhuberetal., 2004)。因此，182Hf在太阳系形成后约70Myr完全衰变，也被称为灭绝核素。另外，182W也可由放射性核素186Os经α衰变产生，但因186Os半衰期太长(2×1015yr)而忽略不计。

表1 地球W同位素组成(据Jacobsen, 2005)

在太阳系形成过程中，Hf和W为难熔元素，物理性质稳定(半凝聚温度分别为1700℃、1750℃)，因此，不同行星的Hf/W初始比值相同(Woodetal., 2019)。在地球核幔分异过程中(太阳系形成后约30～50Myr)，强亲石性元素Hf全部进入硅酸岩相，而中等亲铁性元素W仅有约10%进入硅酸岩相(McDonough, 2003)，导致地核缺失Hf，因而亏损放射性成因182W。此外，在早期地幔分异过程中，W的不相容性强于Hf，导致各地幔源区的Hf/W比值不同。若地幔分异发生在182Hf灭绝之前，则会造成高Hf/W比值的源区富集放射性成因182W，低Hf/W比值的源区亏损放射性成因182W。类似地，壳幔分异进一步造成Hf/W分异，导致地壳Hf/W比值小于地幔。若壳幔分异也发生在182Hf灭绝之前，还将导致地壳亏损放射性成因182W。总结前人研究，核幔壳分别具有以下特征：地核Hf/W=0，W含量约为500×10-9，μ182W=-220～-200(Kleineetal., 2004; Kleineetal., 2009; McDonough, 2003; Toubouletal., 2012)；地幔整体Hf/W≈18，W含量约为10×10-9，μ182W=0，但内部不均匀(Arevalo and McDonough, 2008; Königetal., 2011)；地壳Hf/W≈3.7，W含量约为1000×10-9，μ182W=-14～+20，μ182W值的变化范围来自对壳幔分异时间的不同解释，太古宙地壳岩石大多具有μ182W正异常，少数具有负异常(Brandon and Walker, 2005; Jonesetal., 2019; Mundl-Petermeieretal., 2020)。因此，即便少量地核物质进入地幔柱源区，也会导致相关火山产物的W含量升高、μ182W值降低。

2 W同位素对核幔相互作用的指示

不同程度的μ182W正异常或负异常被广泛报导于各类古陆相岩石(Daleetal., 2017; Puchteletal., 2020; Rizoetal., 2016; Toubouletal., 2012; Tuschetal., 2019; Willboldetal., 2011, 2015)、年轻洋岛玄武岩(Mundl-Petermeieretal., 2020; Mundletal., 2017; Rizoetal., 2019; Thiemensetal., 2019)和溢流玄武岩中(Rizoetal., 2016)。这些μ182W异常引发了对核幔相互作用的W同位素制约的广泛讨论。

2.1 μ182W负异常对核幔相互作用的制约

Collersonetal. (2002)报道了南非金伯利岩(被认为起源于深部地幔)样品的μ182W约为-190，认为此负异常是外核金属进入该金伯利岩源区的结果。然而，Schersténetal. (2004)重新分析了这些样品，获得μ182W≈0，驳斥了上述观点。此外，同时期报导的所有火山产物均不存在μ182W异常(Irisawa and Hirata, 2006; Kleineetal., 2002; Lee and Halliday, 1996; Schoenbergetal., 2002; Takamasaetal., 2009)。然而，上述研究受限于此时期的W同位素化学纯化和质谱测定技术，这些数据的精度仅为50～100μ(Sahooetal., 2006)，不足以分辨不同火山样品与地幔整体间微小的W同位素组成差异(μ182W变化范围小于40μ)。近年来，随着热电离质谱仪(TIMS)和多接收电感耦合等离子体质谱仪(MC-ICPMS)分析技术的提高，μ182W的分析精度可达5μ(Archeretal., 2017; Chuetal., 2020; Meietal., 2018; Touboul and Walker, 2012)。基于高精度的W同位素分析技术，已报导了全球19个洋岛玄武岩的高精度μ182W数据(图2)。这些洋岛玄武岩分布于全球不同的地理位置上(图3)，通常被认为由其下方地幔柱减压熔融产生。

图2 全球19个洋岛玄武岩的平均W含量和μ182W值

图3 全球19个洋岛玄武岩(黑色点)和2个溢流玄武岩(绿色点)的地理位置

上述数据表明，这些洋岛玄武岩的W含量介于67×10-9～855×10-9之间，均值为311×10-9，远高于BSE；μ182W值介于-16.1～-0.1之间，均值为-6.9±4.0(2SD,n=19)，明显低于BSE。显著的W富集与182W亏损被归因于洋岛玄武岩源区混入了0.2%～0.4%的外核金属物质，可作为核幔相互作用的有力证据(Jonesetal., 2019; Mundl-Petermeieretal., 2020, 2019; Mundletal., 2017; Rizoetal., 2019)。值得注意的是，这些洋岛玄武岩的3He/4He比值(3He/4He=5～40R/RA)普遍高于全硅酸岩地幔(3He/4He=8R/RA)，其中，R/RA表示样品与地球大气的3He/4He比。地球上的3He主要在地球形成前由太阳核聚变产生，被认为是原始的；而4He主要在238U、235U和232Th的α衰变过程中形成。由于U、Th均为亲石元素，地核物质以高3He/4He为特征(3He/4He≈120R/RA)，洋岛玄武岩中的3He/4He富集同样可以反映地核物质的混入(Bouhifdetal., 2013; Mundl-Petermeieretal., 2020; Mundletal., 2017; Trieloff and Kunz, 2005)。

Mundl-Petermeieretal. (2020)进一步研究了主要的15个洋岛玄武岩的μ182W-3He/4He相关性，以探讨W同位素对核幔相互作用的指示。这15个洋岛玄武岩的μ182W异常程度和3He/4He富集程度具有明显的负相关关系，这进一步说明，洋岛玄武岩中可能混入了具有高3He/4He和低μ182W特征的外核金属物质，其过程可能是：核幔相互作用使外核金属物质穿过核幔边界进入大低速省和超低速区，地幔柱起源于大低速省和超低速区并上升至地球表面形成了这些洋岛玄武岩，外核金属物质则被地幔柱裹挟上升进入洋岛玄武岩中。然而，此过程不能解释洋岛玄武岩中μ182W亏损和3He/4He富集的变化，且地幔柱上升过程能否裹挟外核金属物质还存在争议(Brandon and Walker, 2005; Schersténetal., 2004)。Mundl-Petermeieretal. (2020)对此提出建设性的意见，根据μ182W-3He/4He斜率将这些洋岛玄武岩分为三个不同的系列：Iceland-high+Hawaii+Samoa系列、Galapagos+Juan Femandez+Heard系列和Iceland-Low系列(图4)，认为它们以不同比例起源于三个独特的地幔源区：

图4 15个洋岛玄武岩的μ182W-3He/4He图(据Mundl-Petermeier et al., 2020)

(1)以W含量为8×10-9、μ182W=0、3He/4He=8R/RA为特征的“周围地幔”(Ambient Mantle, AM)，代表了地幔的主体部分，包括地幔柱上升过程混入的上、下地幔物质。周围地幔无法造成洋岛玄武岩的W富集、μ182W负异常和3He/4He富集；

(2)以W含量为5×10-9、μ182W≥0、3He/4He≥50R/RA为特征的“早期地幔源区”(Early Formed Mantle Reservoir, EFMR)，代表了早期地幔基底岩浆洋(Basal Magma Ocean)的结晶产物。这些产物可能与周围地幔源区保持隔离，并堆积形成大低速省保留至今(Ballmeretal., 2016; Mundletal., 2017)。早期地幔源区可以造成洋岛玄武岩的3He/4He富集，但无法造成其W富集和μ182W负异常；

(3)以W含量为310×10-9～4500×10-9、μ182W=-220、3He/4He=80R/RA为特征的“核幔平衡源区”(Core-Mantle Equilibrated Reservoir, CMER)，代表了核幔化学平衡反应的产物。Trønnesetal. (2019)认为，在核幔分异之后，下地幔底部的部分熔融层和液态外核持续发生着化学平衡反应，交换W、He等元素，形成了具有高W含量、低μ182W和高3He/4He特征的反应产物。由于温度、压力和氧逸度等反应条件随地球演化而变化，这些产物的结构与组成也将逐渐变化。因此，这些产物堆积形成的核幔平衡源区将具有复杂的物理化学性质，这与超低速区的特征十分类似(Mundl-Petermeieretal., 2020; Mundletal., 2017)。

Mundl-Petermeieretal. (2020)的混合模型表明，由于地核和地幔在W含量和182W丰度上差异极大，0.03%～0.3%核幔平衡源区物质的加入足以解释洋岛玄武岩单个样品中最大的μ182W负异常(μ182W=-23，Galapagos洋岛玄武岩)。因此，Mundl-Petermeieretal. (2020)认为，全球洋岛玄武岩中的μ182W更可能来源于核幔平衡源区，而不是外核物质。基于此观点，本文认为核幔平衡源区即所谓的超低速区，代表了核幔相互作用的产物，地幔柱在此区域起源并在上升过程中与早期地幔源区和周围地幔混合，最终升至地表形成了洋岛玄武岩。这种模型下，三者混合比例的不同可以解释上述洋岛玄武岩之间μ182W异常和3He/4He比值的差异。以Galapagos洋岛玄武岩为例，本文通过函数计算得到其W含量为149×10-9，μ182W=-16.1，3He/4He=21.7R/RA的特征，可以用核幔平衡源区、早期地幔源区和周围地幔以体积比6:22:72均匀混合来解释。尽管这种简单模型并没有考虑源区混合程度、地幔柱结构等诸多细节，但为核幔相互作用研究提供了一种新的思路。此外，这种模型可以解释洋岛玄武岩中其他地球化学特征变化的缺失：

(1)亲石元素和Os同位素。由于地核极度缺乏Sm、Nd、Rb、Sr、Hf、U、Th、Pb等亲石元素，核幔平衡源区不具备这些元素的同位素组成异常，0.03%～0.3%核幔平衡源区物质的加入也不足以引起这些元素在洋岛玄武岩中含量的变化。

外核金属富集187Os和186Os，但在核幔化学平衡反应条件下，Os的行为难以约束，目前还无法评估核幔平衡源区中187Re-187Os和190Pt-186Os同位素体系的演化过程。因此，难以解释洋岛玄武岩中μ182W异常与187Os/188Os比值相关性的解耦。根据已有数据，图3中洋岛玄武岩的μ182W值与其87Sr/88Sr、143Nd/144Nd、176Hf/177Hf、187Os/188Os、206Pb/204Pb比值之间均没有相关性(图5)。

图5 10个主要洋岛玄武岩的μ182W对87Sr/88Sr、143Nd/144Nd、176Hf/177Hf、187Os/188Os和206Pb/204Pb同位素关系图

(2)强亲铁性元素。地核富集强亲铁性元素，Mundletal. (2017)提出，～0.2%地核金属的加入将使地幔柱源区的强亲铁性元素含量提高一倍以上，但上述全球洋岛玄武岩均缺乏明显的强亲铁性元素富集(Irelandetal., 2009; Rizoetal., 2019)。Rizoetal. (2019)认为W在氧化条件下亲铁性减弱，而强亲铁性元素即便在高氧化态下也保持强亲铁性，地球吸积过程的氧化态使W更容易进入核幔平衡源区，而强亲铁性元素则不然，这解释了洋岛玄武岩中强亲铁性元素富集现象的缺失。此外，Mundl-Petermeieretal. (2020)评估了早期地幔源区和核幔平衡源区混合物的Ir含量，发现无论二者的混合比例是多少，Ir含量均小于10×10-9。这说明洋岛玄武岩的强亲铁性元素来自于周围地幔，这也解释了强亲铁性元素富集现象的缺失。因此，尽管洋岛玄武岩缺乏182W亏损与强亲铁性元素富集的相关性，其μ182W负异常仍可以作为核幔相互作用的有力证据。

除洋岛玄武岩外，金伯利岩和科马提岩也被认为是深部地幔的熔融产物。Nakanishietal. (2021)报导的9块原始金伯利岩(分布于西伯利亚、非洲南部和加拿大西部)同样富集W和亏损182W(W含量为550×10-9～3638×10-9，μ182W=-7.8～-1.7)，与La Palma和Tristan da Cunha洋岛玄武岩十分相似。核幔相互作用可能以与洋岛玄武岩相似的方式向金伯利岩的地幔源区输送μ182W负异常，随后源区物质部分熔融形成金伯利岩，但这要求这些熔融物与周围地幔保持相对恒定的比例混合，以解释金伯利岩中较均匀的μ182W值。此外，南非Schapenburg和Diamicites科马提岩均具有明显的负异常(μ182W=-10～0)(Mundletal., 2018; Puchteletal., 2016)，此异常同样被认为是由核幔相互作用导致(Reiminketal., 2020)。

2.2 μ182W正异常对核幔相互作用的制约

Rizoetal. (2016)报导了Baffin Bay和Ontong Java Plateau溢流玄武岩的W、He同位素数据(图3、表2)。值得注意的是，Kruijer and Kleine (2018)再次测定了Ontong Java Plateau样品的W同位素组成，获得平均μ182W=-0.4±5.1， 没有异常。Kruijer and Kleine (2018) 认为， Rizoetal.(2016)报导的μ182W异常可能由测定过程中核场位移造成的同位素分馏所引起。

表2 Baffin Bay和Ontong Java Plateau溢流玄武岩的平均W含量、μ182W值和3He/4He比值

与洋岛玄武岩相比，这两个溢流玄武岩的W含量较低(均值为36.5×10-9)，μ182W值为显著的正异常(均值为23.4)，3He/4He比值则相似(均值为38.6R/RA)。Rizoetal. (2016)把μ182W正异常归因于大低速省物质的加入，但没有解释溢流玄武岩的W含量与3He/4He比值特征。本文认为，结合上述Mundl-Petermeieretal. (2020)提出的三个地幔源区系列，溢流玄武岩地幔柱可能由周围地幔(W含量为8×10-9、μ182W=0、3He/4He=8R/RA)、早期地幔源区(W含量为5×10-9、μ182W≥0、3He/4He≥50R/RA)和核幔平衡源区(W含量为310×10-9～4500×10-9、μ182W=-220、3He/4He=80R/RA)以25:73.5:1.5的体积比混合形成。这种混合模型类似于洋岛玄武岩地幔柱，但早期地幔源区物质所占比例更高。那么，为何洋岛玄武岩地幔柱和溢流玄武岩地幔柱在组成上有所不同？Jonesetal. (2019)提出的地幔柱二维数值模型或许可以解释这个问题：地幔柱在起源于核幔平衡源区后，其宽阔的头部具有足够的热浮力裹挟大量稠密的早期地幔源区物质上升，而狭窄的尾部则不具备这种能力。构造板块漂移越过地幔柱时，首先是地幔柱头部减压熔融产生了年龄古老、体积较大的溢流玄武岩，然后是尾部产生了年龄较小、体积较小的洋岛玄武岩岛链。这种模型下，溢流玄武岩中μ182W正异常(+20)到洋岛玄武岩中μ182W负异常(-20)的下降可以用地幔柱头尾部的异质性来解释。

2.3 μ182W异常的其他成因模型

除核幔相互作用外，前人还提出了多个成因模型来解释上述μ182W异常现象，包括：原始地幔源区的隔离保存(Mundl-Petermeieretal., 2019; Mundletal., 2017; Toubouletal., 2012)、后增生薄层物质(Late Veneer)的部分混入(Puchteletal., 2020; Willboldetal., 2011)和低效的核幔分异作用(Rizoetal., 2016)。这些模型各有其合理性，但也存在许多不足之处，下面将结合W同位素和其他同位素体系对这些模型进行讨论。

2.3.1 原始地幔源区的隔离保存

Puchteletal. (2016)报导了南非Schapenburg科马提岩的μ182W值为-8.4±1.6(2SE,n=10)，并将此μ182W负异常归因于早期地幔分异产生的低Hf/W原始地幔源区。这种解释从理论上来看是合理的，因为早期地幔分异过程是使Hf/W显著分离的过程，多期次的分异会产生一个或多个低Hf/W比值的原始地幔源区(Rizoetal., 2016)，这些源区保存至今将产生不同程度的μ182W负异常。然而，这种模型存在2个难以解决的问题：(1)目前尚不清楚这些原始地幔源区如何在45亿年的地球动态历史中与周围地幔保持化学隔离；(2)146Sm-142Nd灭绝核素体系在早期地幔分异过程中的行为与182Hf-182W体系相似。146Sm经α衰变形成142Nd，半衰期为103Myr。由于Sm的相容性高于Nd，低Hf/W比值的原始地幔源区也应具有低Sm/Nd比值。然而，耦合的142Nd负异常和182W负异常并不常见，迄今为止报导的大多数幔源岩石的142Nd/144Nd比值变化小于5×10-6(Reiminketal., 2020; Rizoetal., 2019)。最近，Nakanishietal. (2021)获得了10个金伯利岩全岩样品的μ182W(-5.9±3.6, 2SD,n=13)和μ142Nd(2.7±2.9, 2SD,n=6)，提出如果这些异常起源于原始地幔源区，那么早期地幔分异很可能发生于太阳系形成后的30～35Myr。该时间接近于182Hf-182W灭绝核素体系给出的地球年龄上限(30Myr)，可能性较小。

2.3.2 后增生薄层物质的部分混入

后增生薄层理论认为，在地球增生的晚期，约0.3%～0.8%地球质量的外来球粒陨石物质加积到地球表面，随着时间推移逐渐混入地幔中。这些后增生薄层物质富集W(100×10-9～200×10-9)但亏损182W(μ182W=-190)，将逐渐降低地幔的μ182W值(Kruijeretal., 2015)。幔源岩石中不同程度的μ182W异常被解释为后增生薄层物质逐渐且不均一地混入其源区的结果(Daleetal., 2017; Mundletal., 2017; Willboldetal., 2011)。例如，太古代科马提岩的μ182W值从3.5Ga到2.5Ga由-10到+10的变化被解释为后增生薄层物质逐渐混入其源区的结果。由于后增生薄层物质具有与地幔相似的Nd同位素组成，这种模型可以解释洋岛玄武岩中μ182W有异常而μ143Nd无异常的现象。Willboldetal. (2011)对此解释进行了3点修正：(1)在月球形成大碰撞后，撞击体的一小部分金属核部混入到地球地幔中，使其强亲铁性元素含量达到当前水平的80%左右，μ182W为+15；(2)随后的后增生薄层物质使上地幔μ182W值降至0，强亲铁性元素含量升至当前水平；(3)μ182W正异常火山产物来源于未混合后增生薄层物质的下地幔部分，μ182W负异常火山产物来源于后增生薄层物质隔离保存的上地幔区域。然而，此模型没有解释后增生薄层物质隔离保存的机制，其次，混入地幔中的撞击体金属质量只是理论假设值，缺乏相关的实验工作。此外，在对科马提岩强亲铁性元素含量的研究中，没有发现科马提岩的强亲铁性元素含量随时间有明显的增长趋势，强亲铁性元素含量与μ182W值之间也没有明显的相关性(Puchteletal., 2016; Toubouletal., 2012)，Schapenburg科马提岩样品甚至表现出强亲铁性元素与W含量的负相关性(Puchteletal., 2016)。值得注意的是，Reiminketal. (2020)认为地幔源区强亲铁性元素的分配行为受硫化物控制，而硫化物的部分熔融行为非常复杂，造成了估算地幔源区强亲铁性元素丰度的复杂性与不确定性。因此，这种成因模型或许是可行的，但需要复杂的演化模式来模拟地幔整体的强亲铁性元素和W同位素演化过程。

2.3.3 低效的核幔分异作用

Rizoetal. (2016)认为，如果某种机制抑制了地球核幔分异作用，低效的核幔分异作用将导致地幔保留0.1%～0.2%的金属。这种情况下，不同地幔区域的强亲铁性元素含量可能是相似的，而W同位素组成则取决于其与地核分离的时间。低效核幔分异作用模型的一个关键问题在于，即使少量金属可以保留在地幔中，地幔分异过程引起的固-液金属分馏会导致强亲铁性元素分馏，这与实际观察结果相反。

需要注意的是，洋壳(包括相关的海洋沉积物)再循环到深部地幔可能轻易改变洋岛玄武岩源区的W同位素组成(Irelandetal., 2009)。洋壳整体上富集W(1000×10-9)，μ182W=-14～+20，海洋沉积物则更加富集W(平均为1500×10-9～2700×10-9)，5%洋壳物质和海洋沉积物再循环进入洋岛玄武岩源区将稀释其μ182W异常(Brandon and Walker, 2005; Irelandetal., 2009)。另一方面，多数太古代地壳岩石的μ182W高达+20(Toubouletal., 2012; Willboldetal., 2011)，也可以作为溢流玄武岩μ182W正异常的来源。此外，俯冲洋壳物质因脱气作用而可能具有低于MORB的3He/4He比值，可以解释Samoa和Mangaia洋岛玄武岩异常低的3He/4He比值(Mundl-Petermeieretal., 2020)。然而，俯冲洋壳物质可能经历了脱水反应，流体活动性元素W的含量可以降低至10×10-9(Königetal., 2011; Mundl-Petermeieretal., 2020)，且俯冲洋壳物质的加入会造成岩石ln(Mg/Yb)和ln(Si/Al)比值降低，但最近Nakanishietal. (2021)报导的金伯利岩中的ln(Mg/Yb)、ln(Si/Al)比值与W含量、μ182W之间却没有任何相关性。

3 W同位素的核幔交换机制

Trønnesetal. (2019)提出，在地球岩浆洋结晶后，随着温度降低，高初始Si浓度的地核和部分固化的地幔之间可能随即发生了显著的核幔化学相互作用。其中涉及的主要方式可能是地幔中铁氧化物溶解到地核中的同时，地核中沉淀的二氧化硅晶体交换到基底岩浆洋中(Hiroseetal., 2017)。然而，Trønnesetal. (2019)没有讨论在漫长的地球演化历史中，地核和地幔以何种方式进行相互作用。探索核幔相互作用的机制，尤其是外核向地幔传输W同位素的机制，对于研究核幔相互作用的W同位素制约是十分必要的。目前提出的交换机制主要有四种。

3.1 液态金属物理性进入地幔

Buffettetal. (2000)提出，外核的液态金属可能通过毛细作用穿过核幔边界并堆积于D″层，包裹在富铁的硅酸盐沉积物中，随后被带入地幔柱(图6a)。Ohtakeetal. (2012)提出另一种物理方式：E′层顶部富含Fe的(Fe, Mg)O晶体穿过核幔边界向D″层传输金属团块(图6b)。然而，这两种过程可能仅限于100m或更短的距离，导致外核金属难以进入地幔柱(Poirieretal., 1998)。

图6 核幔相互作用的机制示意图

3.2 氧化物出溶

液态外核较低的密度通常被归因于富集Si、O、S等轻元素，Hiroseetal. (2017)认为，在这种情况下，外核的持续冷却可能导致了硅、铁和镁的氧化物在外核顶部沉淀，硅镁铁氧化物相从地核中的出溶可以将某些元素输送到下地幔中(图6b)。Rizoetal. (2019)提出，W可能很容易进入到这些氧化物中被传输到地幔柱源区，而强亲铁性元素则不易进入。Wadeetal. (2012)认为，内核结晶可能导致液态外核中的氧浓度升高，使硅镁铁氧化物沉淀增加，W对液态金属的亲和力降低，这进一步加速W被传输到地幔中。然而，这种通过氧化物出溶作用传输W的机制可能强烈依赖于核幔边界的氧化还原条件，目前仍没有核幔边界条件下的模拟实验，具体的元素分配行为还需要后续的探索。

3.3 晶界扩散

晶界扩散指原子通过晶粒边界进行扩散。早期实验工作表明，核幔化学相互作用的长度可能是由元素的晶界扩散距离决定的(Van Ormanetal., 2003)。Hayden and Watson (2007)提出，强亲铁性元素和W可以通过晶界扩散从E′层转移到D″层，扩散速度则主要取决于扩散率(图6c)。Van Ormanetal. (2003)提出，W的扩散率随着压力的降低而降低，随着温度的升高而升高，在1450～1600℃之间急剧增加，可以在地幔中扩散1～10km的距离，足以进入地幔柱源区。Yuan and Romanowicz (2017)进一步提出，核幔边界部分熔融硅酸盐的存在将使W变得更加亲石，扩散率更高。但此观点缺乏压力、温度和最下部地幔的动态条件下的扩散实验的支持。Yoshinoetal. (2020)报导了在深地幔温压条件下，W在下地幔相(代替物为后尖晶石和布里奇曼岩)的晶界扩散率。结果表明，随着地质时间的推移，这种扩散向硅酸岩下地幔输送大量W，有效地改变了W同位素组成。而强亲铁性元素的金属-硅酸盐分布系数在低压和高压下均大于106，不易进入地幔。

然而，这种机制也存在一些争议。第一，Hayden and Watson (2007)用的是MgO晶圆片来代替核幔边界，用金属粉末来代替地核和地幔，无法代表核幔边界真实的物理化学条件。第二，下地幔主要是镁钙钛矿相，镁钙钛矿晶界能否成为W的高扩散途径尚不清楚。镁钙钛矿的毗连性(颗粒间接触的程度)和下地幔中普遍存在的不连续结构带也可能影响了W的长距离扩散。第三，如果核幔平衡源区的位置距离核幔边界超过100km，则不受晶界扩散的影响。第四，外核中强亲铁性元素丰度远高于下地幔，因此，即便强亲铁性元素扩散通量小于W，幔源岩石也应表现出强亲铁性元素富集和μ182W负异常的耦合。这种耦合的缺失意味着晶界扩散可能不是核幔相互作用的主要机制。

3.4 核幔化学平衡作用

Frostetal. (2010)基于激光加热金刚石对顶砧压机(laser heating diamond-anvil cell, LHDAC)技术模拟了极端高温高压条件下Fe-FeO平衡实验，并建立了一个热力学模型来研究核幔边界条件下核幔平衡作用。Frostetal. (2010)提出，对流地核可以与Mg#=90的下地幔实现化学平衡，且在O含量高于6.7%时，E′层将与D″层进行强烈的化学交换反应：D″层中的(Mg, Fe)SiO3组分被有效地输送到E′层中，而E′层液态金属则被交换进入D″层。这可能涉及地核最上层的34vol%和地幔最下层的28vol%，足以涵盖核幔平衡源区和部分早期地幔源区。Mundl-Petermeieretal. (2020)认为这两个源区在极高温高压条件下更可能表现为熔融层，由于W在两个液相之间的扩散速度明显快于固-固或液-固之间的扩散速度，液态金属中的W会受高氧逸度驱动进入到熔融层中。然而，目前缺乏专门实验来探究W在极高温高压条件下的金属-硅酸岩分配行为。

4 结论

182Hf-182W同位素体系特殊的地球化学性质，使W同位素成为研究地球核幔相互作用的重要手段。回顾核幔相互作用的W同位素研究，已获得以下几点重要认识：

(1)全球洋岛玄武岩中存在显著的W富集、182W亏损和3He/4He富集特征，此特征被认为是由核幔相互作用造成，过程可能是：地核与地幔发生核幔化学平衡反应产生了核幔平衡源区，此源区物质受同位素衰变热驱动集中向上运动并与早期地幔源区、周围地幔物质混合，最终上升至地表产生洋岛玄武岩。金伯利岩和科马提岩中的μ182W负异常也可能形成于这种方式。

(2)Baffin Bay和Ontong Java Plateau溢流玄武岩中的μ182W正异常形成过程与洋岛玄武岩类似，但早期地幔源区物质的比例更高。这可以用地幔柱头尾异质性来解释：早期地幔源区物质占比高的地幔柱头部产生了年龄古老、体积较大的溢流玄武岩，核幔平衡源区物质占比高的地幔柱尾部产生了年龄较小、体积较小的洋岛玄武岩。

(3)W同位素的核幔交换机制尚不清楚。W可能通过物理性进入、氧化物出溶、晶界扩散与核幔化学平衡反应的方式由地核转移到地幔中，目前仍缺乏实验验证。

总之，核幔相互作用的过程和机制目前尚不清楚，但随着科学技术的不断提高和相关研究的深入开展，此问题将得到进一步的解答。

致谢感谢本刊主编翟明国院士和俞良军副主编对本辑的支持和指导。感谢两位审稿人对本文提出的建设性意见。