从大陆火山岩视角了解深部地幔化学储库的属性*

陈立辉 曾罡 刘建强 王小均 张超

了解地幔的物质组成以及地幔化学不均一性的成因是地幔地球化学的主要研究内容，也是固体地球科学的前沿研究领域。近年来，洋岛玄武岩(OIB)视角下的深部地幔化学储库研究已经取得了许多重要进展，尤其是代表性OIB的高精度金属稳定同位素分析和橄榄石斑晶的高精度微量元素分析，使我们有机会对地幔端元的属性有了更精细的刻画。但是，由于OIB在时间和空间分布上的局限性，以及其成因上的特殊性，基于OIB视角的地球化学观察对于示踪地幔中的再循环地壳物质还存在许多盲点。为此，本文在总结近年OIB研究进展的基础上，重点强调了不同地幔端元之间的成因联系；同时以我国东北新生代幔源火山岩为例，提出从大陆火山岩视角开展的深部地幔储库观察，可以与OIB视角下的研究构成互补。

图1 洋岛玄武岩与大陆火山岩在Pb-Nd同位素相关图上的对比(a)以及再循环地壳与各地幔储库之间的成因联系(b)阴影区为全球洋岛玄武岩和洋中脊玄武岩的范围；代表性的洋岛玄武岩包括Hawaii群岛、Pitcairn-Cambier群岛、Samoa群岛以及Cook-Austral群岛；东北超钾质玄武岩指小古里河新生代火山岩，东北钾质玄武岩指五大连池、科洛、二克山和诺敏河等地的新生代火山岩，东北钠质玄武岩指广泛分布在松辽盆地东侧的新生代玄武岩以及分布在大兴安岭哈拉哈-柴河地区的新生代玄武岩；带双箭头的虚线代表不同地幔柱的排列趋势(混合线).大洋玄武岩数据来自GEOROC数据库(https://georoc.eu/georoc/)，东北新生代火山岩数据因涉及的文献太多，此处未一一列举Fig.1 206Pb/204Pb vs. εNd for OIBs and continental volcanic rocks in Northeast China (a) and genetic relationship between recycled crusts and mantle reservoirs (b)

1 洋岛玄武岩视角下的深部地幔化学储库

针对洋岛玄武岩开展的地球化学研究是探索深部地幔的化学组成、结构和演化的主要途径之一。20世纪80年代地球化学家在梳理洋岛玄武岩(OIB)的Sr-Nd-Pb-He同位素数据基础上，发现下地幔在化学组成上不仅与上地幔存在显著区别，而且下地幔内部在化学上也是高度不均一的，并定义了今天被大家熟知的HIMU、EM1、EM2和PREMA(本文称FOZO)等地幔端元(Zindler and Hart, 1986; 图1a)。为了解释深部地幔储库的化学不均一性和地幔端元的形成，地壳再循环(crustal recycling)模型应运而生。Hofmann and White (1982)首次详细阐述了地壳再循环模型及其对洋岛玄武岩成因的解释，建立了地球深部与地球表层之间物质循环的基本框架。经过不断完善，“地球表层物质(如大陆地壳、大洋地壳以及不同类型沉积物等)以俯冲、俯冲剥蚀或拆沉等形式再循环进入地幔并经历长期孤立的同位素演化”成为解释深部地幔化学不均一的流行观点(Hofmann, 1997; White, 2015)。虽然下地幔的主体是FOZO，根据其中等亏损的Nd同位素组成(图1a)和较高的3He/4He比值(明显高于MORB)，其成因主要与地幔的早期亏损事件有关，是早期亏损地幔经过后续的系列演化形成(Hofmannetal., 2022)。因此EM1、EM2和HIMU的属性是讨论地球深部与地球表层之间物质循环的关键，而不是FOZO。

EM1 (Enriched Mantle Ⅰ)指Ⅰ型富集地幔，显著特点是在OIB中具有最低的206Pb/204Pb比值(～17.5)，代表性样品来自南太平洋的Pitcairn和南大西洋的Walvis Ridge、Tristan-Gough群岛/海山等。EM2 (Enriched Mantle Ⅱ)指Ⅱ型富集地幔，显著特征是在OIB中具有最高的87Sr/86Sr比值，代表性样品来自南太平洋的Society和Samoa群岛等。HIMU [highμ,μ=(238U/204Pb)t=0]指具有高U/Pb比的地幔储库，显著特点是在OIB中具有最高的206Pb/204Pb比值(>20.5)，代表性样品来自南大西洋的St. Helena岛和南太平洋Cook-Austral群岛中Mangaia和Tubuai等岛屿。PREMA (Prevalent Mantle Composition)常译为“流行地幔”，其Sr-Nd同位素组成集中于87Sr/86Sr=0.7033和143Nd/144Nd=0.5130的位置及附近，且通常具有较高的3He/4He比值(明显高于MORB)。后来，PREMA的含义逐渐被“FOZO”(Focus Zone; Hartetal., 1992)所取代，类似的叫法还有“C”(Common Component; Hanan and Graham, 1996)和“PHEM”(Primitive Helium Mantle; Farleyetal., 1992)。FOZO特征的同位素组成在洋岛玄武岩中较常见，即使是EM1的典型代表Pitcairn玄武岩，EM2的典型代表Samoa玄武岩，FOZO在其中也常见(图1a)。

近年来，随着研究手段的更新和研究思路的拓展，针对地幔深部化学储库的研究已取得了大量进展(Huang and Zheng, 2017；Hanyu and Chen, 2021)。如橄榄石斑晶的高精度微量元素分析(Sobolevetal., 2007; Herzbergetal., 2014; Weissetal., 2016)，熔体包裹体的Pb同位素分析(Saaletal., 2005)、硫同位素的非质量分馏研究(Cabraletal., 2013; Delavaultetal., 2016)、挥发分(H2O、CO2、F、Cl等)含量分析(Cabraletal., 2014; Kendricketal., 2014, 2017; Hanyuetal., 2019)、全岩的金属稳定同位素(Li、Mg、Fe、Zn、Tl等)分析(Krienitzetal., 2012; Blusztajnetal., 2018; Wangetal., 2018, 2021; Nebeletal., 2019; Shietal., 2022; Zhangetal., 2022)等陆续被用于制约各种类型储库的岩石学属性、形成时代、形成机制等问题。与此同时，通过与地质观察和地球物理观察相结合，地幔柱的地球化学分带及其成因(Abouchamietal., 2005; Renetal., 2005; Huangetal., 2011; Weisetal., 2011)、俯冲输入与洋岛玄武岩输出的物质通量(Dasgupta and Hirschmann, 2010; Hanyuetal., 2019)、深部地幔-地球表层协同演化(Eguchietal., 2020)、深部化学储库与深部低速结构之间的联系(Jacksonetal., 2018a, b)等综合性-跨学科科学问题也开始被讨论。

2 各类地幔化学储库的属性及其相互的联系

近年来通过对代表性洋岛玄武岩全岩的金属稳定同位素(如Mg、Fe和Zn)与传统放射成因同位素(Sr、Nd、Pb、Hf和Os)相结合的研究，以及来自橄榄石斑晶化学成分的观察，使深部地幔各类化学储库的属性得到了进一步的甄别，它们之间的关系也进一步厘清(Chenetal., 2022)。

在Mg同位素证据出现之前，EM1的属性之前还存在很多争议，因为大陆下地壳、大陆岩石圈地幔以及古老的地表沉积物都可以具有EM1型的Sr-Nd-Pb同位素组成特征。Pitcairn岛玄武岩的Mg同位素与Sr、Nd、Pb同位素之间的相关性表明EM1具有明显偏轻的Mg同位素组成(δ26Mg值低于地幔值)，因此Pitcairn玄武岩所代表的EM1不可能是再循环的大陆下地壳或者大陆岩石圈地幔，而是由古老的含碳酸盐的远洋沉积物演化而来(Wangetal., 2018)。Pitcairn玄武岩明显偏重的Fe同位素表明其源区为富辉石的源区，比如反应辉石岩(Nebeletal., 2019)。夏威夷Koolau火山的橄榄石斑晶具有明显过剩的Ni含量(Ni/(Mg/Fe)比值异常偏高，见图2)，其源区被认为是由再循环洋壳与地幔橄榄岩反应形成的反应辉石岩(Sobolevetal., 2005)，但是Koolau玄武岩具有和MORB相近的Fe同位素组成。因此，Pitcairn玄武岩异常高的δ57Fe值无法用源区为反应辉石岩来解释，但可以用纯的榴辉岩来解释(Shietal., 2022)。同时，Pitcairn玄武岩中橄榄石斑晶的成分也支持源区存在榴辉岩岩性。这些橄榄石斑晶的化学成分既不与MORB中的橄榄石斑晶相同，也不与Koolau玄武岩中的斑晶相同。其Ni/(Mg/Fe)比值介于MORB橄榄石和Koolau橄榄石之间，但其Mn/Fe比甚至低于Koolau橄榄石，在Ni/(Mg/Fe)-Mn/Fe相关图上具有一个特殊的展布趋势，明显偏离Koolau-Loihi-MORB橄榄石组成的主流趋势(反应辉石岩源区+橄榄岩源区，图2)，说明Pitcairn地幔柱中存在榴辉岩组分(Shietal., 2022)。需要说明的是，南大西洋Tristan-Gough-Walvis火山链也是EM1储库的典型代表，该地区的EM1组分仍然存在交代的岩石圈地幔组分(Gibsonetal., 2005)还是再循环的地壳组分(Weaveretal., 1986)的争议，需要通过进一步的研究，如金属稳定同位素的研究和橄榄石斑晶的化学成分分析加以甄别。

图2 橄榄石斑晶成分(Ni/(Mg/Fe)-Mn/Fe相关图)示踪地幔端元的岩性夏威夷Koolau橄榄石数据来自Sobolev et al. (2005)，Loihi橄榄石数据来自Sobolev et al. (2007)，Pitcairn橄榄石数据来自Shi et al. (2022)，Samoa群岛Malumalu橄榄石数据来自Jackson and Shirey (2011)，Cook-Austral群岛Mangaia和Tubuai橄榄石数据来自Weiss et al. (2016)；橄榄岩熔体及二次辉石岩熔体结晶的橄榄石阴影区引自Sobolev et al. (2007)；混合熔体结晶的橄榄石阴影区为本文总结，其中混合熔体为榴辉岩熔体和橄榄岩熔体混合而成Fig.2 Plot of 100(Mn/Fe vs. Ni/(Mg/Fe)/1000 of olivine phenocrysts for tracing the source lithology of various mantle endmembers

EM2的争议不大。以Samoa群岛为代表的EM2型OIB具有异常高的87Sr/86Sr以及具有陆壳特征的微量元素特征，普遍被认为是再循环陆源沉积物演化而来(Jacksonetal., 2007)。近期发现Samoa玄武岩所代表的EM2也具有明显偏重的Fe同位素组成，其δ57Fe值与部分Pitcairn玄武岩相当(Wangetal., 2021)，说明EM2和EM1虽然在Sr-Nd-Pb同位素组成上差异明显，但是两者在岩性上是一致的，都是直接的再循环地壳物质——榴辉岩。在Ni/(Mg/Fe)-Mn/Fe相关图上Samoa橄榄石斑晶也明显偏离Koolau-Loihi-MORB橄榄石组成的主流趋势(反应辉石岩源区+橄榄岩源区，图2)，而与Pitcairn橄榄石的展布趋势一致。因此，无论是Samoa地幔柱中的EM2，还是Pitcairn地幔柱中的EM1，都是榴辉岩。

HIMU早期被认为是再循环的古老蚀变洋壳，这确实能完美解释其关键特征——异常高的206Pb/204Pb比值(Chauveletal., 1992)。但是基于元素的观察结果似乎总是与基于放射成因同位素的观察结果相矛盾(Herzbergetal., 2014)。这些HIMU玄武岩的橄榄石斑晶在成分上大致更接近MORB橄榄石斑晶(图2)，支持其源区为橄榄岩，而不是辉石岩或者榴辉岩，这就与再循环古老洋壳的观点相矛盾了。不过，其Ca含量相对于MORB橄榄石斑晶明显过剩，正常的地幔橄榄岩源区解释不了，结合其全岩独特的不相容微量元素特征，因此其源区被认为是被富碳酸盐熔体交代的橄榄岩(Weissetal., 2016)。这种观点近期得到了玄武岩Zn同位素证据的有力支持。对Cook-Austral群岛和St. Helena火山岛的经典HIMU型OIB样品(206Pb/204Pb>20.5)的高精度锌同位素分析表明，这些HIMU型洋岛玄武岩的锌同位素组成(δ66Zn=0.38±0.03‰)明显偏重于正常地幔(δ66Zn=0.16±0.06‰)和绝大多数其它大洋玄武岩(δ66Zn=0.31±0.10‰)(Zhangetal., 2022)。锌同位素(δ66Zn)与锇同位素(187Os/188Os)之间存在的相关性表明偏重的锌同位素组成是HIMU组分地幔源区的固有特征。模拟计算表明玄武岩这种偏重的锌同位素组成特征无法由部分熔融和岩浆结晶分异过程产生，需要地表碳酸盐(具有重的Zn同位素)的直接贡献(Zhangetal., 2022)。

以上基于玄武岩全岩高精度金属稳定同位素的观察结果，与基于橄榄石斑晶高精度的微量元素的观察结果是相互吻合的。即EM1和EM2在岩性上是一致的，都是再循环地壳物质转变过来的榴辉岩，可以归为一类储库，本文定义为残余型富集储库(图1)。这两种富集储库在Sr同位素上的显著差异主要是再循环沉积物的类型不同导致的。综合玄武岩全岩的元素特征和同位素组成，Pitcairn型EM1和Samoa型EM2分别为洋壳+远洋沉积物和洋壳+陆源沉积物演化而来。需要指出的是，无论是EM1还是EM2，它们都存在内部的不均一性(White, 2015)。比如从Pb-Nd同位素相关图上的混合趋势看，夏威夷的EM1和Pitcairn的EM1有区别；Samoa除了典型的EM2外，还存在介于Pitcairn和典型EM2之间的一种富集组分；这些不同的富集组分之间构成连续的EM1-EM2谱系(Willbold and Stracke, 2010)。因此，把EM1和EM2归为一类储库，无论在同位素组成上，还是在岩性组成上，都具有合理性。HIMU与EM1和EM2在岩性上显著不同，本文定义为交代型富集储库。图1b概括了地壳物质的再循环过程及其与各类地幔富集储库的成因联系。需要指出的是，由于交代熔体的成分和交代作用发生的时间不同，HIMU不是唯一的交代型富集储库。根据橄榄石斑晶的成分，夏威夷Koolau玄武岩和Loihi玄武岩的源区(反应辉石岩)也属于交代型富集储库(图2)。

有趣的是，HIMU型OIB与EM1型OIB在时间-空间上存在伴生(成对)关系，这种现象最早发现于20世纪90年代(Chauveletal., 1992)，近年来在南太平洋和南大西洋不断又有新的发现，因此两者之间的成因联系引起了地球化学家的广泛兴趣(Homrighausenetal., 2020)。其中EM1型玄武岩偏轻的Mg同位素虽然支持其源区与再循环碳酸盐有关，但是其明显偏低的CaO/Al2O3比值说明其地幔源区并不直接含碳酸盐，再循环沉积物可能在俯冲过程中发生深部熔融释放碳酸盐熔体或发生碳酸盐-硅酸盐反应而脱碳，残余的沉积物虽然继承了碳酸盐偏轻的Mg同位素特征，但已经不含碳酸盐了(Wangetal., 2017, 2018)。而HIMU的源区恰恰需要被碳酸盐熔体交代(Zhangetal., 2022)。因此，含碳酸盐地壳物质的深部熔融及其引起的深部交代作用，不仅可以解释两者的金属稳定同位素和放射成因同位素组成，而且也可以解释其密切的时间-空间联系(图1b)。

3 洋岛玄武岩的局限性

洋岛玄武岩的地球化学研究，尤其是同位素研究，是地幔地球化学得以诞生并蓬勃发展的基础，但也存在明显的局限性。一方面，洋岛玄武岩在空间上代表性不足。洋岛玄武岩主要分布在南半球，导致目前对深部地幔地球化学的观察过度依赖于南半球的洋岛玄武岩，比如定义EM1、EM2和HIMU等地幔端元的洋岛玄武岩都分布于南太平洋和南大西洋。来自北半球的观察对于地幔地球化学的贡献非常有限。另一方面，从洋岛玄武岩中不易获得端元组分的地球化学信息。经典的洋岛玄武岩是地幔柱上升到浅部地幔熔融的产物。由于大洋岩石圈的厚度整体不如大陆岩石圈的厚度，地幔柱的整体熔融程度相对偏高(即盖层效应，Niuetal., 2011)。不仅富集组分(易熔组分)发生部分熔融，亏损组分(难熔组分)也发生了部分熔融，两种熔体的混合使富集组分的信号被稀释。比如夏威夷玄武岩和Pitcairn玄武岩的同位素组成都表现出EM1端元和FOZO端元相混合的特征(图1a)，这给端元属性的进一步约束带来了困难。因此，目前洋岛玄武岩呈现出的EM1、EM2和HIMU等地幔端元的同位素组成可能并不代表真正的端元值(Nebeletal., 2013)。橄榄石斑晶中的熔体包裹体可以保存混合之前的熔体成分信息，对其开展精细的地球化学分析可以部分弥补这种缺陷(Renetal., 2005; Adamsetal., 2021)。但是基于熔体包裹体的研究还存在以下困难：(1)只能依赖于原位分析，其数据质量难以与全岩的数据质量相媲美，大多数金属稳定同位素还难以实现高精度的原位分析；(2)熔体包裹体与寄主矿物之间以及熔体包裹体的均一化过程中存在元素和同位素的扩散(Rose-Kogaetal., 2021)。

以上讨论表明，洋岛玄武岩对于研究深部地幔储库有其自身无法克服的局限性，需要独辟蹊径，从其它视角审视这个问题。

4 大陆火山岩视角下的深部地幔化学储库

大陆幔源火山岩的研究长期存在以下困惑：(1)缺少有效评估大陆地壳混染的手段；(2)缺少判断岩浆来源于大陆岩石圈地幔还是软流圈地幔的诊断性指标；(3)缺少岩浆与深部地幔关联性的地球化学证据。比如非洲大陆的年轻幔源火成岩(玄武岩、金伯利岩、碳酸岩)其同位素组成普遍位于EM1-HIMU之间，为EM1和HIMU混合的产物。其中EM1信号往往被解释为来源于富集的岩石圈地幔或者古老的大陆地壳混染，而HIMU源区则被认为是碳酸盐熔体交代的岩石圈地幔(Janneyetal., 2002)。但是，如果把非洲南部的金伯利岩、碳酸岩和南大西洋的Tristan、Gough、Discovery等洋岛玄武岩作对比，会发现它们之间不仅在时-空上紧密关联，而且在同位素组成上也相互对应(Homrighausenetal., 2020)。说明这些金伯利岩和碳酸岩的深部背景还是南大西洋的地幔柱，只是因为有巨厚的克拉通岩石圈，导致地幔柱相关的岩浆作用因源区熔融深度大(熔融程度低)而表现形式不同。因此，大陆火山岩有潜力提供深部地幔的地球化学信息。

新生代大陆火山岩在东亚地区，包括我国东部地区，分布广泛。由于这些大陆火山岩的空间分布与滞留在地幔过渡带的太平洋板片大致吻合，因此一般认为其深部背景为大地幔楔背景，因此也具有示踪深部地幔储库的潜力(Lietal., 2017; 徐义刚等，2018)。东北新生代火山岩与夏威夷玄武岩、Pitcairn玄武岩一样，在放射成因同位素组成上都具有EM1型的亲缘性(图1a)。与非洲南部和华北东部的年青火山岩位于古老的克拉通内部不同，东北新生代火山岩的主体，尤其是松辽盆地西北侧的新生代火山岩(图3a)完全位于显生宙的造山带内(中亚造山带东段)，而且岩性变化大(图3b)，从而具有独特的研究优势。该地区的钾质/超钾质玄武岩具有经典的EM1型放射成因同位素组成特征(图1a)，其中小古里河超钾质玄武岩的206Pb/204Pb比值最低仅16.4(Sunetal., 2014)。作为富钾的岩石，它们常常被解释为来源于交代富集的岩石圈地幔(Basuetal., 1991; Zhangetal., 1995; Zouetal., 2003; Chenetal., 2007; Chuetal., 2013; Sunetal., 2014, 2015)。但作为年轻的造山带，其地壳和岩石圈地幔的206Pb/204Pb比值都比较高，该区岩石圈无法提供如此低的206Pb/204Pb比值。另外交代的岩石圈地幔也无法解释这些钾质/超钾质玄武岩特别轻的Mg同位素组成(δ26Mg值低达-0.6‰)。这样，钾质/超钾质玄武岩的EM1信号只能来自岩石圈之下，虽然它们的成分特征(如高的MgO含量)，以及与岩石圈厚度的相关性说明富钾岩浆在上升过程中不同程度地被岩石圈地幔所改造(Liuetal., 2016, 2017; Wangetal., 2017)。

除了EM1型的Sr-Nd-Pb-Hf同位素组成外，这些钾质/超钾质火山岩还具有偏重的氧同位素(Sunetal., 2015)、偏轻的Mg同位素(Tianetal., 2016; Sunetal., 2017; Wangetal., 2017)，以及低的Ce/Pb比等表壳物质的元素特征(Kuritanietal., 2013; Wangetal., 2017)，都指示其源区为古老的再循环沉积物。其中EM1端元除了具有非常轻的Mg同位素组成(δ26Mg<-0.6‰)外(图4)，还具有异常高的K/U、Ba/Th比和Zr、Hf的正异常，说明这些再循环沉积物曾经在地幔过渡带经历过低程度熔融，从而导致这些元素发生异常分馏(Wangetal., 2017)。含碳酸盐的沉积物俯冲到地幔过渡带深度后会发生熔融，释放出碳酸盐熔体(丢失U、Th和REE)，但由于残留相中主要由钾锰钡矿和镁铁榴石等高压矿物组成，K、Ba和Zr、Hf保留在残留相中，导致残留物具有这些特殊的元素分馏特征(Wangetal., 2017)。因此，钾质/超钾质玄武岩的元素地球化学证据支持EM1组分来源于地幔过渡带。在东北地区，EM1型同位素信号不仅出现在松辽盆地西北侧的钾质/超钾质玄武岩中，也出现在该区的其它幔源火山岩中(图1a)。东北周边的俄罗斯远东地区的新生代高镁安山岩也具有EM1型的同位素特征(Xuetal., 2021)。地震学观察支持这些具有EM1同位素特征的火山岩与地幔过渡带和下地幔顶部的低速异常相关(Kuritanietal., 2011; Tangetal., 2014)。因此，东北地区的地幔过渡带中常见EM1组分，东北地区的新生代火山岩也是了解深部地幔化学储库，尤其是残余型富集储库的理想对象。虽然尚不清楚这种EM1是在地幔过渡带长期居留并演化产生的，还是来自下地幔的“匆匆过客”。

图3 东北新生代火山岩的分布(a)及其在TAS图上的成分分类(b)右图仅展示了松辽盆地西北侧(左图虚线框内，主要包括大兴安岭和小兴安岭及邻区)的新生代火山岩(本课题组已发表的数据)；高镁安山岩数据引自刘建强等(2017)、林蔚涵等(2017)和Erdmann et al. (2019)，钾质玄武岩数据引自Liu et al. (2017)和Wang et al. (2017)，超钾质玄武岩引自Liu et al. (2021)，钠质玄武岩引自薛笑秋等(2019), 霞石岩引自He et al. (2019)Fig.3 Distribution (a) and TAS (b) diagrams for Cenozoic volcanic rocks in Northeast China

图4 两类EM1型板内玄武岩在Mg稳定同位素-放射成因Sr同位素相关图上的对比 (据王小均等, 2019修改)Pitcairn洋岛玄武岩数据引自Wang et al. (2018)，东北钾质玄武岩数据引自Chu et al. (2013)、Tian et al. (2016)、Sun et al. (2017)和Wang et al. (2017)；平均MORB和橄榄岩地幔的镁同位素组成来自Teng (2017). 平均MORB的Sr同位素组成来自Gale et al. (2013)Fig.4 Comparison of two species of EM1-type intraplate basalts on δ26Mg vs. 87Sr/86Sr (modified after Wang et al., 2019)

图5 两类富集型板内玄武岩在εNd-La/Yb比值相关图上的对比Pitcairn洋岛玄武岩数据引自Wang et al. (2018)和GEOROC数据库(https://georoc.eu/georoc/)，东北钾质玄武岩数据参考文献较多，此处未一一列举Fig.5 Comparison of two species of EM1-type intraplate basalts on εNd vs. La/Yb

大陆岩石圈厚度大，大陆火山岩的地幔熔融程度整体偏低，来自于深部储库的富集端元组分信号容易被保存。比如同样作为具有EM1型Sr-Nd-Pb-Hf同位素组成特征的幔源岩浆，经典的EM1型洋岛玄武岩比如Pitcairn洋岛玄武岩最低的δ26Mg值为-0.4‰ (Wangetal., 2018)，而我国东北钾质/超钾质玄武岩δ26Mg值最低仅为-0.6‰(图4)。根本原因是后者作为单成因火山(monogenic volcano)，火山体积小，岩浆通量低，是地幔低程度熔融的产物 (La/Yb比值最高值可大于100)，从而更容易保留富集组分的信息(图5)。当然厚的大陆岩石圈地幔也有缺点。当这种小体积岩浆上升迁移时，通道中的熔体/岩石比低，岩浆成分容易受到围岩的改造(熔体-橄榄岩反应)(Liuetal., 2016, 2017; Wangetal., 2017)。在东北地区，与钾质玄武岩/超钾质玄武岩以单成因的小火山出现不同，高镁安山岩以连续的溢流相熔岩流为主，分布面积和体积要大得多，比如逊克火山区的熔岩流覆盖面积达到3000km2(刘建强等，2017)，说明高镁安山岩的源区熔融程度比钾质/超钾质玄武岩高。对于这种较高通量的岩浆，岩浆通道中的熔体/岩石比较高，岩浆成分受熔体-岩石反应的影响较小，从而有可能更多的保存原始岩浆和源区的同位素信息。这些高镁安山岩在主量元素成分上与榴辉岩高压实验熔体相吻合，支持其原始熔体来源于再循环沉积物和/或洋壳(林蔚涵等，2017；Erdmannetal., 2019)。因此，这组在时空和成因上相互关联的(图3a)，但岩性上区别明显的岩石组合(图3b)，为了解源区富集物质的特征提供了更立体的约束。

以上讨论表明，东北地区的新生代火山岩在示踪深部地幔化学储库方面有独特的优势，其同位素组成更接近地幔深部储库富集端元的真实值，因此是更理想的用于示踪富集组分(EM1端元)的研究对象。另外，东北地区位于北半球，该地区新生代火山岩的研究还能弥补北半球地幔深部化学储库研究程度低，代表性不足的问题。总而言之，东北地区新生代火山岩的研究可以克服洋岛玄武岩在地理空间代表性和端元组分获取难度两方面的局限，为了解深部地幔化学储库提供了一个崭新的视角。当然，我们还需面对大陆火山岩和OIB深部背景的复杂性。一方面，虽然端元型OIB与下地幔低剪切波速省的分布有关(Jacksonetal., 2018a, b)，但不等于下地幔底部(或称为核-幔边界)是这些富集储库形成的唯一位置，目前还不能排除这些地幔柱中的富集组分是其在穿过地幔过渡带时从后者中捕获的可能性(Nebeletal., 2013)。另一方面，虽然东北之下地幔过渡带中的EM1可能是再循环地壳物质在此长期存留演化而来，但也有可能是地幔柱把下地幔底部的EM1带到了相对浅部的地幔过渡带。因此，离全面了解深部地幔储库这一目标，还有很长的路要走。

谨以本文致敬第一作者的导师——著名地幔地球化学家周新华研究员。

致谢感谢张宏福研究员和杨进辉研究员的邀稿；感谢两位审稿人的建设性意见。