软流圈地幔成分不均一性的研究进展与意义*

刘传周 杨阳 刘博达 刘通

自20世纪60年代板块构造理论诞生以来，查明深部地幔的化学组成、物性状态及其运动规律，已成为地球科学领域的基本科学问题之一(周新华等, 2013)。软流圈通常是指位于岩石圈下方、地下80～250km深处的地幔圈层，是引发地球表层板块发生构造运动的主要传送带，这是因为相对于刚性的岩石圈，较低的黏滞度和较高的温度导致软流圈具有较弱的流变学性质，从而可以发生缓慢的变形，并驱动地幔发生对流，引发板块构造运动。软流圈的化学组成是讨论壳幔相互作用等一系列地质过程的重要参考体系。

为了查明地幔物质的运动与演化规律，二十世纪七、八十年代以来众多地球化学家针对地幔橄榄岩样品以及相关的幔源岩浆开展了大量的元素与同位素研究，尤其是针对于大洋玄武岩的研究取得大量的成果，并奠定了地幔地球化学的体系。大洋玄武岩普遍较为年轻，其同位素组成不需要做太大的年龄校正，又几乎没有遭受陆壳混染，其同位素组成大体上可直接代表地幔源区的同位素组成，因而被认为是探究地幔化学组成的最好样品与岩石探针。大洋玄武岩主要包括洋中脊玄武岩(mid-ocean ridge basalts; MORB)与洋岛玄武岩(ocean island basalts; OIB)两类。洋中脊玄武岩是由软流圈在大洋中脊处被动上涌发生减压熔融的岩浆产生。每年超过20km3的洋中脊玄武岩沿着75000km的洋中脊喷发，占全球岩浆产量的90%以上，是地球上最重要的物质由内部向地表传输的过程。洋中脊玄武岩的成分被广泛地用于制约其地幔源区的成分(Hofmann, 1997, 2014; Zindler and Hart, 1986)和推测发生在源区的熔融过程(Galeetal., 2013; Groveetal., 1992; Klein and Langmuir, 1987; Langmuiretal., 1992; Turcotte and Morgan, 1992)。洋岛玄武岩是喷发在大洋板块内部、高出水面的的玄武岩，通常被认为与热点有关，部分因在板块运动时长时期断续喷发而形成岛链，如夏威夷岛链。通常认为洋中脊玄武岩起源较浅，可以提供软流圈地幔的信息；而洋岛玄武岩来自起源于地幔深部(下地幔甚至核幔边界)的地幔热柱，它可提供深部下地幔的信息。

前人基于洋中脊玄武岩与洋岛玄武岩的地球化学研究，提出地幔中存在化学成分不同的地幔储库(mantle reservoirs),包括亏损的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)。并将这些地幔储库与俯冲物质和再循环过程建立内在的联系。其中DMM地幔是洋中脊玄武岩的地幔源区，通常等同于软流圈地幔，其亏损的地球化学组成被认为是地球长期壳-幔分异的结果。考虑到相对于洋岛玄武岩，洋中脊玄武岩具有相对均一的地球化学组成，尤其是其放射性同位素(如Sr-Nd-Hf-Pb等)组成变化范围很小，因此长期以来认为其源即DMM具有均一的地球化学组成，其原因通常归因于发生在软流圈中高温下的元素扩散及地幔对流可以有效消除软流圈中不同规模的不均一性(Workman and Hart, 2005)。

然而关于软流圈地幔是否具有均一的地球化学组成一直存在争议。一方面，洋中脊玄武岩在喷发之前通常会经历岩浆房的岩浆混合与结晶分异等过程，从而改变其原始组成，即其成分由于受到后期过程的影响可能并不能真正地反应其地幔源区的特征。也就是说，洋中脊玄武岩化学成分上的相对的均一性可能反映了它们在形成之后有效的混合，而不一定是来源于均一的源区(Lundstrom, 2000)。另一方面，针对软流圈地幔在洋中脊下方发生减压不同程度部分熔融后形成洋中脊玄武岩后的残余产物——深海橄榄岩的研究发现，其元素与同位素组成的变化范围远大于洋中脊玄武岩。这些证据都表明软流圈地幔具有不均一的地球化学组成，但长期以来并未受到学界的重视。本文通过回顾近年来利用洋中脊玄武岩、深海橄榄岩、蛇绿岩以及熔融过程模拟来总结软流圈地幔不均一性的重要研究进展，初步探讨造成软流圈地幔不均一性的原因，并展望其对于地幔地球化学未来学科发展的意义。

1 洋中脊玄武岩

作为软流圈地幔在洋中脊熔融形成的熔体，洋中脊玄武岩(MORB)被广泛用于推测其源区的化学组成与物理性质。前人通过强不相容元素的富集程度(如La/Sm比)把洋中脊玄武岩划分为正常洋中脊玄武岩(N-MORB)、过渡型洋中脊玄武岩(T-MORB)和富集型洋中脊玄武岩(E-MORB)(Langmuiretal., 1986; Sunetal., 1979)。N-MORB的概念最初由Schilling (1975)提出，定义为未受地幔柱影响的大西洋中脊玄武岩，但后来泛指微量元素亏损的洋脊玄武岩，不再包含地理位置的定义。而N-MORB的字面含义，也反映了早期研究认为上地幔具有亏损且均一的组成。Schilling (1973)在冰岛以南的北大西洋中脊发现具有微量元素富集特征的E-MORB，此后E-MORB被广泛用作识别软流圈中地幔柱物质贡献的必要条件。然而，随着对全球各大洋洋中脊玄武岩的系统采样和深入研究，人们逐渐认识到轻稀土元素富集的E-MORB的分布与热点位置并没有必然联系，且洋中脊玄武岩的元素和同位素组成在不同尺度上均变化很大，因此也已摒弃掉早期对于软流圈地幔组成亏损且均一的传统认识。

图1 全球N-MORB、D-MORB和E-MORB平均组成(数据来自Gale et al., 2013)Fig.1 Trace elements of global N-MORB, D-MORB and E-MORD (data from Gale et al., 2013)

国际上几十年来对于全球大洋的调查覆盖了全球绝大多数的洋脊段，这些一直以来都是研究软流圈地幔组成最为广泛存在的研究对象。几十年来，前人也一直尝试使用各种方法来计算得到MORB的平均组成，用来定义正常的洋中脊玄武岩的地球化学组成(Arevalo and McDonough, 2010; Galeetal., 2013; Hofmann, 1988; Su, 2002; Sun and McDonough, 1989)。其中，Galeetal. (2013)把全球洋中脊划分为771个洋脊段，重新限定了全球MORB的平均组成。以距离热点500km以外的洋脊段产出的洋中脊玄武岩的组成限定了N-MORB的组成，并通过 (La/Sm)N比(N为原始地幔标准化)限定了E-MORB(单个洋脊段 (La/Sm)N平均值>1.5)和Depleted(D)-MORB(单个洋脊段 (La/Sm)N平均值<0.8)的平均组成(图1)。

前人通过MORB制约软流圈地幔组成的研究多集中在玄武岩玻璃或者全岩的同位素组成，然而，由于MORB岩浆从软流圈地幔形成后，在脊轴处洋壳晶粥体组成的岩浆房体系中运移时，来自不同地幔组成的岩浆容易发生混合从而掩盖了地幔不均一的信息。而近年来MORB矿物和其中熔融包裹体(Langeetal., 2013)以及下洋壳钻孔辉长岩(Lambartetal., 2019)的研究工作也显示，即使在单个洋脊段尺度上，也存在元素和同位素组成不均一性。但即便如此，由于全球MORB样品分布的广泛性，MORB目前仍是研究软流圈地幔组成的最佳对象。Rubin and Sinton (2007)提出MORB的微量元素和同位素组成的系统变化随着扩张速率降低而变大，指示随着扩张速率变慢，来自不同地幔组成的熔体混合效应减弱。因此，来自超慢速扩张洋脊的MORB，为软流圈地幔组成不均一的研究提供了独特的窗口，因为它有效降低了岩浆在壳内运移时可能发生的混合，从而最大限度地还原地幔的不均一性。近年来对于超慢速扩张的西南印度洋脊和北冰洋Gakkel洋脊MORB的研究，也更新了对于软流圈地幔不均一性的认识(Richteretal., 2020; Yangetal., 2021)。

1.1 软流圈地幔小尺度不均一性

洋中脊玄武岩在单个洋脊段尺度、大洋尺度及半球尺度都存在明显的不均一性。以东太平洋洋隆MORB为例(图2)，MORB的微量元素和同位素组成沿着洋脊走向显示出较大的变化。虽然太平洋存在Easter等热点，可能代表软流圈中有富集地幔柱物质的贡献，然而并不是所有E-MORB都产出在热点周围，如东太平洋洋隆8°～12°N。因此，经典研究中来自下地幔的地幔柱与亏损的软流圈地幔的相互作用只能解释部分E-MORB的成因(Le Roexetal., 1985; Schilling, 1973; Schillingetal., 1983)。而对于远离热点位置的E-MORB，尤其是20世纪对于太平洋的系统调查在东太平洋洋隆8°～12°N发现大量E-MORB，前人提出多种模型来解释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)提出再循环洋壳作为地幔中的富集组分，该模型也被广泛用来解释E-MORB的成因(Allègreetal., 1984; Niu and Batiza, 1997; Niuetal., 1999; Zindleretal., 1984)。此外，低程度熔体交代的地幔橄榄岩熔融(Donnellyetal., 2004; Hallidayetal., 1995; Niuetal., 1996, 2002; Wood, 1979)也是被广泛提及的E-MORB成因机制。尽管E-MORB的成因到目前为止仍存在较大争议，但是软流圈地幔存在化学组成上的不均一性已成为共识。

图2 东太平洋洋隆MORB的(La/Sm)N和εNd随纬度的变化灰色线指示的是Easter热点的位置;黑色虚线是Gale et al. (2013)统计的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 软流圈地幔大尺度不均一性

全球MORB在半球尺度上都显示出元素和同位素组成的不均一性。Dupré and Allègre (1983)最早识别出南半球的大洋玄武岩具有与北半球明显不同的同位素组成，表现为南半球的大洋玄武岩的Pb同位素组成在208Pb/204Pb-206Pb/204Pb和207Pb/204Pb-206Pb/204Pb相关图上位于北半球参考线之上(图3)。Hart (1984)将南半球这一大规模的同位素异常定义为Dupal异常，后来的研究发现，Dupal异常广泛出现在南半球的印度洋和南大西洋的洋中脊玄武岩(Le Roexetal., 1989; Mahoneyetal., 1992; Weisetal., 1989)，因此其地幔源区又被称为印度洋型地幔域。相应地, 太平洋和北大西洋的洋脊玄武岩通常不存在Dupal异常, 其地幔源区被称为太平洋型地幔域(图3)。从20世纪80年代以来，南半球大洋玄武岩Dupal异常到底是“深源”还是“浅源”成因存在巨大争议。“深源”成因多认为其起源于深源地幔柱，同位素异常来自再循环的大洋板片物质的贡献(Castillo, 1988; Chauvel and Blichert-Toft, 2001; Class and Le Roex, 2011; Dupré and Allègre, 1983; Hart, 1988; Kemptonetal., 2002; Le Roexetal., 1989; Rehkämper and Hofmann, 1997)；而“浅源”成因则多认为Dupal异常起源于浅部大陆岩石圈地幔或者下陆壳的拆沉作用(Arndt and Goldstein, 1989; Escrigetal., 2004; Goldsteinetal., 2008; Hananetal., 2004; Hawkesworthetal., 1986; Mahoneyetal., 1989; Meyzenetal., 2005)。

图3 全球MORB的Sr-Nd-Pb-Hf同位素相关关系图黑色实线标示为北半球参考线(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明显投在NHRL以上. 全球MORB数据来自Yang et al. (2021)，部分北冰洋Gakkel MORB数据来自Cai et al. (2021). 全球MORB平均值来自Gale et al. (2013). 一个南大西洋的MORB样品ANS0018-060-001具有异常富集的同位素组成(εNd：-19；Kamenetsky et al., 2001)，由于坐标轴限制没有投在图中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

而处于地球最北端的超慢速扩张的北冰洋Gakkel洋脊玄武岩的研究对于Dupal异常的认识带来了新的挑战。Goldsteinetal. (2008)在位于地球最北端的超慢速扩张的北冰洋Gakkel洋脊的玄武岩中发现了Dupal异常(图3)，这颠覆了前人对于印度洋型地幔域仅在南半球存在的认识，提出Gakkel洋脊西部的Dupal异常起源于拆沉的大陆岩石圈地幔。最近研究在北冰洋Gakkel洋脊地幔发现富水俯冲组分的贡献(Richteretal., 2020; Yangetal., 2021; Caietal., 2021)。富水俯冲组分改造的地幔在印度洋和南大西洋MORB中也有被识别出来(Janneyetal., 2005; Le Rouxetal., 2002; Liuetal., 2022c; Wangetal., 2020, 2021)。Yangetal. (2021)进一步分析汇总了全球MORB数据，利用Ba/Nb、Rb/Nb、Nb/U和Ce/Pb比在全球MORB中识别出富水的俯冲改造组分，发现MORB中水的富集程度(H2O/Ce比)和微量元素组成也存在半球尺度上的不均一性。富水俯冲组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岩中分布极少，据此提出环太平洋的俯冲带形成了一个巨型“锅盖”(shield)，造成了180Ma以来贫水太平洋地幔域与其他地幔域的阻隔。尽管软流圈地幔中半球尺度元素和同位素组成的不均一性均分布在太平洋俯冲带以外，但是Dupal异常与富水改造地幔是否存在成因联系目前尚不清楚，需要更深入和系统的研究工作来加以限定。

2 深海橄榄岩

作为软流圈地幔在洋中脊发生熔体抽取后的固态残留体，深海橄榄岩可以提供关于软流圈地幔化学组成、洋脊部分熔融以及岩浆提取等过程最直接的信息(Niu, 2004)。相比于大洋玄武岩，对于深海橄榄岩的研究相对薄弱。这主要是由于深海橄榄岩样品通常都遭受到严重的海水蚀变作用的影响。此外，由于洋中脊通常被玄武岩所覆盖，深海橄榄岩在洋中脊的出露远少于大洋玄武岩。在扩张速度较快的洋脊(如东太平洋隆和大西洋中脊)，深海橄榄岩主要沿转换断层出露(Cannat, 1993; Cannatetal., 1995; Dick, 1989; Dick and Natland, 1996; Niu and Hékinian, 1997)。而在慢速乃至超慢速扩张洋脊(如西南印度洋脊与北冰洋Gakkel洋脊)，深海橄榄岩可以经由构造作用(如拆离断层)直接出露在洋中脊或转换断层(Dicketal., 2003; Hellebrandetal., 2002b; Johnson and Dick, 1992; Johnsonetal., 1990; Liuetal., 2022a; Seyleretal., 2003; Urannetal., 2020)。

深海橄榄岩的全岩与矿物主、微量元素都清楚地表明深海橄榄岩经历了不同程度的部分熔融作用(图4、图5)。尽管软流圈在洋中脊下方的熔融通常被认为发生在80km之上的浅部区域，即在尖晶石稳定区域，但单斜辉石的稀土元素成分显示部分深海橄榄岩起始熔融深度发生在石榴石稳定区域内(Hellebrandetal., 2002a)，而后被动上涌至尖晶石稳定区域后继续熔融(图6)。整体而言，与弧前橄榄岩相比(Parkinson and Pearce, 1998)，深海橄榄岩经历的部分熔融程度较低因而具有更为饱满的成分，如高的全岩Al2O3含量，低的橄榄石Fo牌号和尖晶石Cr#值(图4)等。大量的统计显示深海橄榄岩中尖晶石的Cr#值不超过0.6(Warren, 2016)，而弧前橄榄岩的尖晶石可以具有更高的Cr#值(图2)。深海橄榄岩与弧前橄榄岩之间的成分差异也被广泛用于判别蛇绿岩的形成构造环境。

图4 全球深海橄榄岩与弧前橄榄岩尖晶石Cr#-橄榄石Fo (数值来源于PetDB，www.earthchem.org/petdb.)西南印度洋克拉通型地幔橄榄岩数据来源于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)

图5 全球深海橄榄岩单斜辉石REE配分图(数值来源于PetDB，www.earthchem.org/petdb.)虚线代表亏损地幔DMM遭受5%、10%、15%分离熔融后的残留，引自Liu et al. (2016a). DMM数据来源于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)

图6 全球深海橄榄岩单斜辉石(Sm/Yb)N-YbN(数值来源于PetDB，www.earthchem.org/petdb.)曲线代表亏损DMM先在石榴石相遭受0～8%分离熔融，然后进入尖晶石相继续发生部分熔融，具体的模拟过程与参数详见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)发现部分北大西洋中脊(16°N)深海橄榄岩具有非常难熔的成分，其尖晶石Cr#值大于0.6，且单斜辉石微量元素记录了其曾经经历了在含水条件下的部分熔融过程。这些样品被解释为再循环进入软流圈的岛弧地幔，作者通过估算提出岛弧地幔在软流圈中占比可达60%左右。最近，Liuetal. (2022a)发现西南印度洋中脊西段(9°～16°E)的部分深海橄榄岩具有非常难熔的成分，如具有极低的全岩Al2O3含量(<1%)以及橄榄石Fo牌号大于92.5(图4)，明显不同全球深海橄榄岩，而与太古宙克拉通地幔的成分类似。结合其全岩Re-Os同位素组成，确认它们代表了再循环的太古宙克拉通型地幔。因此，深海橄榄岩的主、微量元素成分充分表明软流圈的化学组成具有强烈的不均一性。

图7 全球深海橄榄岩单斜辉石与洋中脊玄武岩Sr-Nd-Hf同位素组成(数值来源于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.)

图8 全球深海橄榄岩与洋中脊玄武岩εNd频谱图(数值来源于PetDB，www.earthchem.org/petdb.)Fig.8 Histogram of εNd values of global abyssal peridotites and MORB (data from PetDB, www.earthchem.org/petdb.)

深海橄榄岩的放射性同位素(Sr-Nd-Hf-Os)也同样支持软流圈成分具有强烈的不均一性。作为软流圈地幔在洋中脊熔融形成的熔体与残留体，洋中脊玄武岩与深海橄榄岩理应具有相同的Sr-Nd-Hf同位素组成。由于海水蚀变作用，部分深海橄榄岩的单斜辉石具有比MORB更高的87Sr/86Sr值(图7a)，但洋中脊玄武岩与深海橄榄岩的Hf-Nd同位素变化范围存在一定的差异(图7b)。全球洋中脊玄武岩的εNd值的范围为+7～+11，只有少量样品具有更为富集和更亏损的Nd同位素组成(图8)。相比之下，部分深海橄榄岩具有更为亏损的Nd同位素组成，其εNd值可以高达+20左右，对应于较老的模式年龄，暗示软流圈中可能存在有古老的地幔。与Sm-Nd体系相比，深海橄榄岩的Lu-Hf同位素组成更能够保存古老地幔的信息。Strackeetal. (2011)对北极深海橄榄岩的研究发现其Hf-Nd同位素严重解耦，部分样品具有高放射性Hf同位素组成，表明它们形成于非常古老的熔融事件。类似的Hf-Nd解耦以及高放射性Hf同位素组成在夏威夷洋岛玄武岩所携带的地幔捕虏体中亦有所报道(Bizimisetal., 2007)。

与亲石元素同位素体系(如Rb-Sr、Sm-Nd、Lu-Hf等)相比，Re和Os元素都是强亲铁元素，在地幔中主要赋存在硫化物与金属相中，Re-Os同位素是目前被广为公认的可以对地幔橄榄岩进行有效定年的同位素体系。Parkinsonetal. (1998)研究发现部分Izu-Bonin-Mariana(IBM)弧前橄榄岩的Os同位素对应于约10亿年的模式年龄，远老于IBM俯冲带起始的时代，从而提出这些样品代表了软流圈中古老的地幔，由于密度轻难以俯冲而被搁浅在弧前的位置。此后的研究也陆续在大西洋脊报道具有古老Os同位素模式年龄的深海橄榄岩，并将它们解释为长期隔绝于软流圈地幔对流的古老地幔(Brandonetal., 2000; Harveyetal., 2006)。Liuetal. (2008)对全球超慢速扩张的Gakkel洋脊的深海橄榄岩开展了系统的Re-Os同位素研究，发现部分方辉橄榄岩具有～22亿年的Os同位素模式年龄，并将它们解释为代表残存在软流圈的古老再循环大洋岩石圈地幔，从而提出软流圈地幔的成分具有强烈的不均一性，地幔对流并非像传统观点那样可以高效地使得软流圈成分达到均一化。

图9 软流圈地幔来源橄榄岩的187Os/188Os(a)和Re亏损年龄(b)频谱图(数值来源于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.)

残存在软流圈中古老地幔的来源与成因还存在争议(Rampone and Hofmann, 2012)。它们可能代表了地球早期通过俯冲作用再次循环回到软流圈中的大洋岩石圈地幔(Liuetal., 2008)，也可能代表了在(超)大陆裂解过程中，通过构造作用拆沉进入了软流圈的大陆岩石圈地幔(O’Reillyetal., 2009)。太克宙克拉通地幔由于发生高程度熔体抽取从而具有较低的密度，从而被认为可以得以长期稳定的保存。但大量的证据表明全球太克代克拉通地幔可以通过地幔拆沉作用或者热-化学侵蚀等不同的方式从克拉通下方被移除。这些被移除的太克宙克拉通地幔通常被默认重新进入软流圈。这种情况之下，软流圈中太克宙克拉通地幔就有可能以深海橄榄岩的形式出露在洋底。然而，长期以来深海橄榄岩的成分与太克宙克拉通地幔具有显著的差异，并且全球深海橄榄岩Os同位素数据也缺乏太古宙模式年龄的报道(图9)。因此有学者提出软流圈中太古宙克拉通地幔可能被地幔对流消除了(Lassiteretal., 2014)。最近，Liuetal. (2022a)在西南印度洋脊西段(9°～16°E)深海橄榄岩中报道了极低的187Os/188Os值，对应于太古宙(高达27.8亿年)模式年龄。这些样品具有非常难熔的全岩与矿物主、微量元素组成，明显不同于全球其它洋脊的深海橄榄岩，并结合数值模拟研究，提出这些古老的深海橄榄岩代表了通过地幔柱热侵蚀作用进入软流圈中的南非克拉通地幔。它们在地幔对流的传送下，重新进入西南印度洋中脊。这充分说明，大陆岩石圈地幔也是残存在软流圈中古老地幔物质的重要来源。

因此，全球深海橄榄岩的地球化学组成，尤其是Nd-Hf-Os同位素数据，充分说明软流圈中存在大量的古老难熔地幔(Stracke, 2021)。无论这些代表古老难熔地幔的深海橄榄岩是何种成因、何种来源，它们的长期存在都表明软流圈的成分具有强烈的不均一性。考虑到这些古老地幔由于经历了古老的熔融事件变得更为难熔，它们进入洋中脊后很难再次发生高程度部分熔融，因此对于MORB的形成贡献非常之小。它们的存在可能很难在MORB的成分中体现出来，这会给利用MORB成分来推测与估算软流圈地幔的成分带来很大的偏差(Liuetal., 2022a, 2008; Mallicketal., 2014)。

3 蛇绿岩

蛇绿岩被广泛看作构造就位于大陆之上的古大洋岩石圈残片，赋存于其中的地幔橄榄岩可为研究软流圈地幔的组成和均一性特征提供重要补充(Bodinier and Godard, 2014; Rampone and Sanfilippo, 2021)。相比于现今大洋中脊的深海橄榄岩，蛇绿岩中的地幔橄榄岩优劣势同样明显。由于天然剥露于大陆之上，蛇绿岩地幔橄榄岩的样品易于获取、野外关系清楚、剖面连续、空间关系明确。更为重要的是，在全球范围内，蛇绿岩中保存了大量极为新鲜的地幔橄榄岩，为开展系统的同位素研究以及探讨软流圈中古老地幔的成因提供了绝佳对象，例如阿尔卑斯蛇绿岩(McCarthy and Müntener, 2015; Rampone and Hofmann, 2012; Ramponeetal., 1998; Rampone and Sanfilippo, 2021; Sanfilippoetal., 2019; Tribuzioetal., 2014)、土耳其伊兹密尔-安卡拉-埃尔津詹和比特利斯-扎格罗斯蛇绿岩带(Liuetal., 2020, 2021)以及我国西藏雅鲁藏布江蛇绿岩带(Liuetal., 2010, 2012, 2014, 2016b, 2020, 2022b; Xiongetal., 2016, 2017a; Zhangetal., 2020a, b)。然而，在利用蛇绿岩地幔橄榄岩约束软流圈性质的过程中首先面临的关键问题是蛇绿岩的形成构造环境。现有研究认为，蛇绿岩形成于多种构造环境中，包括大洋中脊(MOR)、俯冲带上盘(SSZ；如弧前、弧间和弧后盆地)、洋-陆过渡带(OCT)甚至受地幔柱影响的环境(Dilek and Furnes, 2011, 2014)。在不同的构造环境下，蛇绿岩地幔橄榄岩经历不同的形成和演化过程。其中，SSZ蛇绿岩中的地幔橄榄岩被认为是受俯冲板片来源的流体/熔体交代的弧前或弧后地幔，在其形成过程中一般经历了含水条件下的部分熔融和广泛的岛弧熔体交代作用(Bizimisetal., 2000)。

图10 雅江蛇绿岩地幔橄榄岩全岩MgO-Al2O3 (a)和MgO-CaO (b)雅江地幔橄榄岩(YTSZ peridotites)数据自Xu et al. (2020)和Zhang et al. (2020b)的总结；深海橄榄岩(abyssal peridotites)数据自Niu (2004)；弧前橄榄岩(Forearc peridotites)数据自Birner et al. (2017), Parkinson and Pearce (1998)和Zanetti et al. (2006)；部分熔融模拟据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)

作为古大洋岩石圈地幔的残留，蛇绿岩地幔橄榄岩的成分同样受控于部分熔融、熔体再富化和海水蚀变作用。另一方面，由于多样的形成环境，蛇绿岩地幔橄榄岩可能经历了比深海橄榄岩更加复杂的地质过程(Bodinier and Godard, 2014)。这直接反映在蛇绿岩地幔橄榄岩的地球化学成分相比深海橄榄岩和典型弧前橄榄岩具有更大的变化范围。下文以研究程度相对较高、最具代表性的西藏雅鲁藏布江蛇绿岩(简称雅江蛇绿岩)为例。沿西藏南部的雅江缝合带，一系列蛇绿岩断续出露、自西向东延伸大约2000km，包括西段东坡至萨嘎、中段日喀则以及东段的泽当和罗布莎蛇绿岩(Hébertetal., 2012; Liuetal., 2022b; 吴福元等, 2014)。雅江蛇绿岩的最大特征是含有一系列极为新鲜的大型地幔橄榄岩体，因此被看作探究软流圈组成、性质和均一性特征的天然实验室。大量岩石地球化学研究表明，雅江蛇绿岩地幔橄榄岩具有较大的成分变化。在全岩MgO-Al2O3和MgO-CaO协变图上(图10)，雅江地幔橄榄岩的成分由相对饱满连续过渡至相对难熔，变化范围与深海橄榄岩(Niu, 2004)和弧前橄榄岩(IBM和汤加; Birneretal., 2017; Parkinson and Pearce, 1998)的主体重合。这一特征也反映在矿物成分上(图11)，雅江地幔橄榄岩的尖晶石Cr#和Mg#以及橄榄石Fo的变化范围均覆盖深海橄榄岩(Warren, 2016)和弧前橄榄岩(Birneretal., 2017; Parkinson and Pearce, 1998)。全岩Al2O3和CaO、尖晶石Cr#和Mg#以及橄榄石Fo是表征地幔橄榄岩部分熔融程度的良好参数，雅江地幔橄榄岩中这些成分的较大变化指示它们经历了不同程度的部分熔融。尤其是相当一部分样品可类比现代弧前橄榄岩，其尖晶石Cr#显著高于大洋中脊无水条件下的地幔部分熔融上限值(～0.6; Warren, 2016)，表明它们经历了含水条件下的极高程度部分熔融。雅江蛇绿岩地幔橄榄岩的这一特征也被广泛看作约束其SSZ成因的直接证据之一(Daietal., 2013; Dubois-Ctéetal., 2005; Dupuisetal., 2005; Xiongetal., 2017a, b)。

图11 雅江蛇绿岩地幔橄榄岩的橄榄石Fo-尖晶石Cr#(a)以及尖晶石Mg#-Cr#(b)雅江地幔橄榄岩数据自Xu et al. (2020)和Zhang et al. (2020b)的总结；深海橄榄岩数据自Warren (2016)；弧前橄榄岩数据自Birner et al. (2017)和Parkinson and Pearce (1998).无水熔融橄榄岩尖晶石Cr#的上限据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)

图12 新特提斯蛇绿岩地幔橄榄岩的Re-Os同位素组成及其与深海橄榄岩的统计学对比新特提斯地幔橄榄岩数据自Liu et al. (2021)的总结；深海橄榄岩数据自Day et al. (2017)的总结；非克拉通大陆岩石圈地幔(Non-cratonic SCLM)数据自Reisberg et al. (2021)的总结.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

图13 蛇绿岩地幔橄榄岩的Hf-Nd同位素协变图(a)以及Lu-Hf同位素等时线(b)Lanzo数据自Sanfilippo et al. (2019)；雅江缝合带罗布莎(Luobusa)和泽当(Zedang)蛇绿岩据Zhang et al. (2020b)、Xiong et al. (2016, 2017a)和张亮亮(2014)；土耳其和Kop Mountain蛇绿岩以及雅江缝合带日喀则蛇绿岩数据自Liu et al. (2020, 2021). 深海橄榄岩和OIB地幔包体数据分别自Stracke et al. (2011) 和Bizimis et al. (2007)；全球MORB数据自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)

利用蛇绿岩地幔橄榄岩约束软流圈不均一性的另一重要进展来自Lu-Hf和Sm-Nd同位素的研究。20世纪90年代，研究人员在阿尔卑斯蛇绿岩的地幔橄榄岩中获得了二叠纪的全岩/单斜辉石Sm-Nd等时线年龄 (Ramponeetal., 1995, 1998)，该年龄结果远大于伴生洋壳的早侏罗世形成时代，指示这些橄榄岩为早期伸展背景下形成的大陆岩石圈地幔。这一认识被后期一系列Sm-Nd同位素研究证实，进而揭示出阿尔卑斯蛇绿岩中普遍含有再循环的古老大陆地幔 (McCarthy and Müntener, 2015; Münteneretal., 2004; Tribuzioetal., 2014)，从而揭示了软流圈的高度不均一性(Rampone and Hofmann, 2012; Rampone and Sanfilippo, 2021)。同样在阿尔卑斯蛇绿岩，Sanfilippoetal. (2019)通过Lu-Hf同位素研究在Lanzo地幔橄榄岩中识别出超亏损的地幔组分，其εHf值高达+200以上，是迄今报道的大洋橄榄岩和蛇绿岩橄榄岩中最亏损的Hf同位素组成(图13)。相比于Hf同位素，Lanzo地幔橄榄岩的Nd同位素组成与现今MORB类似，指示Hf-Nd同位素解耦(图13)。结合Lanzo地幔橄榄岩遭受强烈熔体交代作用的特征，Sanfilippoetal. (2019)提出这些橄榄岩在演化过程中受超亏损熔体的广泛交代。这些熔体的超亏损同位素特征继承自早先经历古老亏损的地幔组分，从而指示古老超亏损地幔在软流圈中的广泛存在。进一步的同位素地球化学模拟提出古老超亏损地幔在软流圈中以基质的形式占据主体，而正常亏损的地幔(即DMM)则表现为其中的团块(Sanfilippoetal., 2019)。这一结论与现今大洋玄武岩的研究结果一致，例如Strackeetal. (2019)对大西洋亚速尔洋岛玄武岩进行研究，发现橄榄石熔体包裹体的Nd同位素组成比玄武岩的相应值变化范围更大，其中含有超亏损的熔体组分，进而提出超亏损的地幔组分在软流圈中是普遍存在的。以上研究结果不同于早期利用深海橄榄岩揭示的古老地幔在软流圈中以“团块”或“斑点”的形式存在(Lassiteretal., 2014; Liuetal., 2008, 2022a)，而是反映了软流圈中古老超亏损地幔的尺度。然而，现有研究充分表明蛇绿岩地幔橄榄岩的Lu-Hf和Sm-Nd同位素识别软流圈中古老超亏损地幔的巨大潜力(Liuetal., 2021)。

图14 洋中脊地幔熔融模型(据Liu and Liang, 2019)此例产生厚6.2km洋壳，不在图中显示. 大洋岩石圈向两侧逐渐增厚. 地幔流线以虚线表示.减压熔融开始于100km深度，直至60km累积2%部分熔融程度. 60km深度至岩石圈下边界是洋中脊下主要的熔体产生区域. 这部分区域产生的熔体大部分进入熔体通道. 部分熔融区域孔隙度最大值出现在60km深度. 熔体流线由红色细线表示，叠加了地幔残留体中的低孔隙流和熔体通道网络中的高孔隙流. 熔体通道网络中的熔体与地幔残留体是化学不平衡的. 红色粗线标注岩石圈下边界的去压通道，横向范围100km. 地幔熔融区域两侧影区内产生的熔体未能汇入去压通道，在岩石圈下边界冷却结晶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等亲铁同位素体系，Lu-Hf、Sm-Nd等亲石同位素体系更易受到后期熔体交代作用的影响(Liuetal., 2021; Strackeetal., 2011)。虽然利用Hf-Nd同位素已揭示出软流圈中存在古老超亏损地幔，但更多情况下这两种同位素体系遭受后期熔体交代作用的改造。图13b整理了目前发表的蛇绿岩地幔橄榄岩Lu-Hf同位素研究成果，结果显示西藏日喀则蛇绿岩、泽当蛇绿岩以及土耳其Kop Mountain蛇绿岩中的地幔橄榄岩的176Lu/177Hf和176Hf/177Hf比值之间均存在良好的线性关系，从而构筑了较好的Lu-Hf等时线。不同于Lanzo地幔橄榄岩中古老的等时线年龄(～1.1Ga；Sanfilippoetal., 2019)，这些蛇绿岩地幔橄榄岩的Lu-Hf等时线年龄与伴生的洋壳年龄在误差范围内一致，因此记录了蛇绿岩形成时的地质事件。研究表明，这些橄榄岩的Hf同位素组成与相应的Os同位素存在解耦，即二者之间缺乏良好的线性关系(Liuetal., 2020, 2021)，表明Os同位素记录的古老熔融信息未保存于Hf同位素中。对于这一现象的解释是Lu-Hf同位素体系受到近期(即蛇绿岩形成时期)熔体亏损或交代作用的改造，导致Lu-Hf同位素发生均一化，因此这些地幔橄榄岩的Lu-Hf等时线应为假等时线，该年龄代表了近期熔体亏损或交代时代(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体交代作用改造。其原因在于部分熔融过程中Sm-Nd之间的分馏程度明显大于Lu-Hf，导致残余地幔中的Sm/Nd比值变化显著高于Lu/Hf比值的变化；而强烈的熔-岩相互作用会导致地幔橄榄岩的147Sm/144Nd比值降低甚至重置，但对176Lu/177Hf比值影响相对较小(Strackeetal., 2011)。随放射衰变进行，Hf同位素可继承古老的熔融信息，而Nd同位素的亏损程度相对较低，从而出现Hf-Nd同位素解耦，如北冰洋Gakkel洋脊的深海橄榄岩(图13a; Strackeetal., 2011)。值得指出的是，Hf-Nd同位素解耦在Lanzo地幔橄榄岩中同样存在(图13a)，对于这一现象的解释是这些橄榄岩被超亏损熔体广泛交代(Sanfilippoetal., 2019)。然而，无论是经历古老熔融的地幔还是来源于该古老地幔的超亏损熔体，Lu-Hf同位素比Sm-Nd同位素能更好的记录软流圈中的古老熔融事件。

总之，蛇绿岩中的地幔橄榄岩为探究软流圈不均一性及其成因，特别是古老超亏损地幔的识别提供了重要补充，软流圈地幔成分的不均一性对于解释蛇绿岩的与俯冲有关的地球化学特征，即SSZ型蛇绿岩成因，应给予重视。

4 地幔熔融与岩浆房过程

对于洋中脊玄武岩和深海橄榄岩的大量研究结果都清晰显示软流圈地幔的成分存在不同尺度的不均一性，但这种不均一性在一定程度上可能会被地幔熔融与岩浆房过程中的混合作用消除或掩盖。尽管学界早在三十多年前就意识到熔融产物的成分不能直接用来对应其地幔源区的组成，但在实际工作中对于地幔熔融过程和岩浆房过程的考虑还处于初级阶段。前人对洋中脊玄武岩的微量元素和同位素的研究往往关注于地幔端元的成分和混合的比例，而对于真实

表1 洋中脊地幔熔融和熔体汇聚模型

存在的地幔不均一体的其它特征(如大小、形状、和分布等)及其在熔融过程中对于熔体成分影响的研究程度不足。只有跳出只考虑比例和端元成分的经典混合模型(Langmuiretal., 1978)，才有可能建立真实的不均一地幔熔融的模型框架。经典的地幔熔融和混合模型研究对象是“端元”，而新一代的模型需要研究真实“不均一体”的几何形态和空间分布。

4.1 洋中脊下方地幔熔融基本模型

洋中脊下方的软流圈地幔上涌并向两侧流动，熔融区域从中心向两侧高度递减，构筑成熔融三角区(Langmuiretal., 1992; Planketal., 1995)。三角区的底边代表减压熔融的起始深度(Asimow and Langmuir, 2003)，而三角区的两条侧边为减压熔融的终止深度随水平距离的变化(Niu, 1997)。洋中脊正下方的地幔在转换为向两侧流动前经历更多的垂直上涌，从而具有最高的部分熔融程度(在快速扩张洋中脊为～20%)。距离中心轴不同距离、具有不同熔融程度的熔体向上运移受限于岩石圈下边界的渗透壁垒(permeability barrier)，在该壁垒之下百米厚度尺度内扩充地幔孔隙度，形成两条倾斜的、指向洋中脊的高孔隙度去压通道(decompaction channel；图14)，将熔体导向轴部(Sparks and Parmentier, 1991)。渗透壁垒的形成要求冷却结晶在局部完成，因此渗透壁垒更易于在温度梯度大的岩石圈下边界形成(Hebert and Montési, 2010)。在慢速扩张的洋中脊下，去压通道可能无法延伸到地幔熔融区域最远端，导致低熔融程度熔体无法汇聚于洋中脊。这些低部分熔融程度的熔体可能会冷却并成为大洋岩石圈的一部分(Kelleretal., 2017)。如果洋中脊玄武岩中没有包含低程度熔融形成的熔体，将导致其相对亏损极不相容元素(Wanlessetal., 2014)。前人在太平洋板块的斑点(petit-spot)火山岩中发现有石榴石捕虏晶，并将其解释为岩浆在洋中脊熔融区域远端约40km深度冷却结晶并发生固相反应的产物(Rochatetal., 2017)。除此之外，并无直接证据表明低部分熔融岩浆固结在大洋岩石圈深部。

图15 不均一地幔在洋中脊下上涌并发生部分熔融的示意图(据Liu and Liang, 2017b, 2020)熔体在残留体孔隙中产生并向上运移(波浪线). 残留体孔隙内熔体不断抽离进入向上的熔体通道网络. 熔体汇入岩石圈下边界的去压通道向轴部运输，进入洋壳内岩浆房，最终喷发形成洋中脊玄武岩. 一些熔体有可能在远离轴部的地方喷发形成离轴洋底火山(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，对于去压通道横向范围的估计隐性假定了去压通道是静态的。实际上，去压通道的本质是孤立波(solitary wave)，可能有多条并随时间而不断消减产生(Spiegelman, 1993)。熔体向轴部汇集或结晶于岩石圈下边界并没有一个严格的界线。 距离洋中脊水平距离较近的部分熔体也有可能发生冷却结晶并成为大洋岩石圈的一部分。阿曼蛇绿岩莫霍面(Moho)之下常见的橄长岩透镜体一定程度反映了去压通道空间上不连续的性质(Boudier and Coleman, 1981)。熔体在熔融三角区上边界的部分结晶、运输和混合会直接影响输入洋中脊轴部的岩浆成分不均一性。

在洋中脊下方，地幔熔融区域的宽度远远大于洋中脊岩浆活动区域的宽度(Keyetal., 2013; The MELT Seismic Team, 1998)。地幔熔融区域内产生的熔体需要汇聚于洋中脊轴部。可能的熔体汇聚机制包括前述去压通道以及地幔流动产生的向轴心压力场、应力降低矿物粒度构成的屏障、以及各向异性熔体渗透率(Katzetal., 2006; Morgan, 1987; Sparks and Parmentier, 1991; Spiegelman, 1993; Spiegelman and McKenzie, 1987; Turneretal., 2017)。这些不同的熔体汇聚模式并不互相排斥。只有叠加这些不同汇聚模式组成熔体通道网络(Hart, 1993; Kelemen and Dick, 1995)，才能更好地解释现有多学科观测(Braun and Kelemen, 2002; Kelemen and Dick, 1995; Liu and Liang, 2019)。这些观测要求洋中脊下熔体通道深达60km(表1)。熔体通道内熔体与熔融残留体化学不平衡。熔体在多个汇聚模式共同作用下集中到洋中脊并最终喷发形成洋中脊玄武岩。

4.2 地幔不均一性的分类

为了厘定不均匀地幔在地幔熔融中的行为，需要对地幔不均一性进行分类。按照是否影响易熔性，地幔不均一性可分为两类(Liang, 2020)，即岩性不均一性与化学不均一性。深海橄榄岩主要包括方辉橄榄岩和二辉橄榄岩两种类型。尽管深海橄榄岩中也发现有辉石岩岩脉，但它们代表了熔融停止之后玄武质岩浆与残留橄榄岩相互作用的产物，因此可能并不是软流圈地幔本身的组成部分(Warren, 2016)。这是因为软流圈地幔如果含有辉石岩，这些辉石岩经过洋中脊下的减压熔融之后将消耗殆尽，从而很难被保存下来。从洋中脊玄武岩中识别出辉石岩的地球化学信号存在一定的难度(Rudgeetal., 2013)，目前也尚无强有力证据说明辉石岩存在于洋中脊之下的软流圈地幔。未发生熔融的软流圈地幔可能主要是二辉橄榄岩和较难熔的方辉橄榄岩。单斜辉石的比例存在变化，可导致易熔性差异。

地幔中挥发分(如H2O、CO2等)含量不均一分布也可造成其易熔性的差异。因此我们把水含量不均一性也归为岩性不均一性。Hirschmann (2018)利用全球洋中脊玄武岩的H2O/Ce和假定的地幔Ce含量估算出的地幔含水量为50×10-6～500×10-6。Shimizuetal. (2016)不依赖预设的地幔Ce含量，从东太平洋洋脊北段的洋中脊玄武岩样品中识别出50×10-6和550×10-6含水量的地幔端元。如果软流圈地幔含水量高于～100×10-6，初始熔融深度将大于60km，对应于石榴石稳定区域(Asimowetal., 2004)。软流圈地幔含水量范围(50×10-6～500×10-6)将极大地影响初始熔融深度(60～100km)，但是对于部分熔融程度影响很小(500×10-6相对干地幔只增加2%部分熔融程度)。同理，地幔中的碳元素也能极大加深初始熔融深度，但是对于总的部分熔融程度影响微乎其微(Dasgupta and Hirschmann, 2006)。

地幔挥发分的存在可使减压熔融开始于石榴石稳定域。有研究指出深海橄榄岩的稀土元素模式要求软流圈地幔在石榴石稳定域完成10%以上部分熔融(Brunellietal., 2006; Hellebrandetal., 2002a)。这些研究模拟部分熔融的致命缺陷是局限于石榴石参与的恒压熔融反应(Walter, 1998)，忽略了减压过程中石榴石转化为尖晶石的固相反应(Asimowetal., 2004; Smith and Asimow, 2005)。如果部分熔融开始于石榴石相地幔，大多数石榴石将消耗于转化为尖晶石的固相反应，只有少量参与到熔融反应。而且，减压熔融刚开始时效率很低，在100～60km深度范围内含水橄榄岩最多也只能发生<2%部分熔融(Asimowetal., 2004; Smith and Asimow, 2005; Stolper and Asimow, 2007)。因此，石榴石对于残留地幔中稀土元素的控制效应可以忽略。另一方面，U/Th在石榴石中的分配系数显著高于单斜辉石，洋中脊玄武岩的230Th/238U正异常(观测值高达1.5，正常为1)支持熔融过程中石榴石的存在(Elkinsetal., 2014)。所以，软流圈橄榄岩熔融很可能开始于石榴石稳定域的含水熔融(>50×10-6)，只是在石榴石稳定域的部分熔融程度很低。

图16 化学不均一体随地幔上涌的演变(据Liu and Liang, 2017b)同位素信号在熔体中的传播领先于熔融残留体. 地幔残留体中地球化学信号的传播又快于地幔上涌的实体速度. 化学不均一体可以拉伸到原有大小的数倍. 同位素信号的强度在弥散中逐渐减弱. 富集地幔端元的Nd-Hf同位素在最上方的熔体和残留体中丢失了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

图17 Nd-Hf同位素观测和地幔熔融模拟(据Liu and Liang, 2017b)(a)深海橄榄岩和对应区域洋中脊玄武岩143Nd/144Nd(PetDB; Salters and Dick, 2002; Warren et al., 2009; Mallick et al., 2014)；(b-e)模拟不均一地幔在洋中脊下熔融产生的熔体和残留体的Nd-Hf同位素. 地幔不均一体具有不同的大小和成分. EMX表示富集地幔相对亏损地幔Nd元素含量的富集程度. EM%表示富集地幔不均一体的比例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

图18 洋中脊玄武岩微量元素观测和地幔熔融模拟(据Liu and Liang, 2020)(a)MORB只选取远离热点且MgO>6%的样品. 洋壳数据来自White and Klein (2014). 橄榄石熔体包裹体来自大西洋洋脊FAMOUS段(Laubier et al., 2012)；(b)模拟不均一地幔熔融产生熔体并发生不同程度混合所产生岩浆的微量元素含量. 富集地幔不均一体尺度为5.3km，体积占地幔源区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)

化学不均一性主要是指地幔在微量元素含量和同位素比值组成上的差异，这对于认识地幔不均一性非常重要。放射性同位素比值保存有时间演化的信息，且在熔融过程中通常不发生分馏，因此是研究地幔化学不均一性的强有力武器。需要指出的是，依据放射性同位素比值差异所定义的富集地幔和亏损地幔等地幔端元也可能伴随一定程度的岩性不均一性。放射性同位素比值的差异不仅存在于单矿物尺度上，也存在于数千千米尺度。 这说明地幔化学不均一性确实在不同尺度上变化，大尺度不均一可能是小尺度不均一在更大规模的叠加。对于地幔化学不均一性的研究需要建立从地幔源区不均一性到大洋玄武岩和深海橄榄岩采样尺度的映射关系。由于地幔熔融过程中的熔岩相互作用、熔体在地幔熔融区域的汇聚、以及岩浆房过程，地幔残留体和喷发岩浆不能直接记录地幔源区的化学不均一性。为了解译地幔残留体和喷发岩浆中的地球化学记录，地幔熔融模型需要考虑有一定大小形状和空间分布的化学不均一体随时间和空间的演变(Boetal., 2018; DePaolo, 1996; Liang, 2008, 2020; Liang and Liu, 2018; Liu and Liang, 2017b, 2020)，而这需要应用数值模拟办法开展进一步研究工作。

4.3 不均一地幔熔融模型及应用

对于不均一地幔，有两类地幔熔融模型。第一类地幔熔融模型考虑不同地幔端元所产生熔体的混合(Ito and Mahoney, 2005a, b; Rudgeetal., 2013; Stracke and Bourdon, 2009; Wanlessetal., 2014)。该类地幔熔融模型关注不同地幔端元的比例，但是不考虑这些地幔端元的存在形式。对于这一类地幔熔融模型来说，混合岩浆的成分与地幔不均一体的大小和分布无关。第二类地幔熔融模型适应更一般的情况，即地幔不均一体具有一定的大小和形状，分布于地幔源区(Boetal., 2018; DePaolo, 1996; Liu and Liang, 2017b, 2020; Weatherley and Katz, 2016)。地幔的岩性不均一有助于制造反应渗透型(reactive infiltration)熔体通道(Kelleretal., 2017; Weatherley and Katz, 2016)。这种类型的熔体通道和前述去压通道以及剪切所致熔体通道一起，组成了洋中脊下的熔体通道网络。模拟岩性不均一性的熔融模型往往假设地球化学平衡，以便使用热力学平衡公式计算熔融程度。但是，和地幔化学不均一性相关的微量元素在软流圈温压条件下具有极慢的晶格扩散速率，在地幔上涌和减压熔融时间尺度内可能是化学不平衡的(Iwamori, 1993; Liang and Liu, 2016; Liu and Liang, 2017a; Qin, 1992)。另一方面，大部分熔体产生之后会进入熔体通道，这些熔体向洋中脊运输的过程是与地幔残留体化学隔绝的(Johnson and Dick, 1992; Johnsonetal., 1990)。要想模拟地幔化学不均一体在地幔熔融中的演化，就必须考虑熔体通道网络。以下主要介绍地幔熔融模型及其在微量元素和同位素观测数据中的应用。

大洋中脊之下含有化学不均一体的地幔上涌并发生部分熔融(图15)。熔体在浮力作用下相对地幔残留体向上运移。残留体孔隙内的熔体不断被抽离，进入熔体通道网络。熔体通道内的熔体向上向中心运输，在熔融区域顶端汇聚。汇聚熔体进入洋壳岩浆房，经历混合和结晶分异，最终喷发形成洋中脊玄武岩。化学不均一体信号分别在地幔残留体和地幔残留体孔隙内熔体中传播(图16)。富集的(低143Nd/144Nd和176Hf/177Hf)熔体交代地幔残留体并在地幔残留体中留下向上的拖影。化学不均一体沿竖直方向拉伸。富集同位素信号在地幔残留体和熔体中衰减。衰减程度随不均一体初始尺寸减小而增强。

深海橄榄岩作为地幔熔融残留体，其同位素比值相对于洋中脊玄武岩可以更好地记录软流圈地幔的化学不均一性。实际观测的洋中脊玄武岩相对于深海橄榄岩记录更低的143Nd/144Nd概率峰值(图17a)。这种差异(MORB-Abyssal Peridotite Offset)有可能反映洋中脊玄武岩对于易熔地幔端元的偏向采样。然而，随着地幔不均一体尺寸的减小，化学不均一体在残留体中衰减，地幔残留体记录的Nd-Hf同位素概率峰值会逐渐与洋中脊玄武岩记录的同位素峰值重合(图17b)。这说明，洋中脊玄武岩与深海橄榄岩143Nd/144Nd峰值差异的存在要求地幔不均一体的尺寸不能小于千米级。

另一方面，洋中脊玄武岩所记录的143Nd/144Nd变化范围小于深海橄榄岩。喷发岩浆同位素的混合主要来自于熔体汇聚过程中的混合。洋壳内岩浆房因为体积有限，对于喷发岩浆的混合作用可以忽略(图17b-e)。随着地幔不均一体尺寸的增大，熔体在地幔熔融和岩浆房中的混合效应逐渐减小，喷发岩浆记录的同位素比值范围可能涵盖源区和地幔残留体的同位素比值范围(图17e)。因此，实际观测到的洋中脊玄武岩143Nd/144Nd范围要求地幔不均一体的尺寸不能大于10千米级。综合以上两个约束，洋中脊玄武岩源区内的地幔不均一体应为千米级尺寸(Liu and Liang, 2017b, 2020)。

影响喷发岩浆和熔融残留体同位素比值变化范围的因素不仅有地幔不均一体的大小，也有不均一体的微量元素含量。在不均一体大小一定的情况下，减少不均一体的Nd含量将会造成喷发岩浆143Nd/144Nd更充分的混合以及地幔残留体中143Nd/144Nd信号更多的衰减。因此，结合多种同位素比值(143Nd/144Nd、176Hf/177Hf、87Sr/86Sr、206Pb/204Pb)及相关微量元素的含量能够更准确地估计地幔不均一体的尺寸(Liu and Liang, 2020)。

大洋岩石圈下边界的去压通道决定了熔体汇聚区域的宽度。在不均一体大小一定的情况下，增加熔体汇聚区域的宽度会减小喷发岩浆同位素比值变化范围。不均一体尺寸的增加可以抵消熔体汇聚区域变宽造成的岩浆混合加强。如果慢速洋中脊相对快速洋中脊的去压通道横向范围更小，同样的不均一地幔在慢速洋中脊会显示更大的同位素比值变化范围。

排除结晶分异作用的影响之后，大洋中脊玄武岩的微量元素仍然记录可观的变化范围(图18a)。微量元素变化范围有可能反映部分熔融程度不同熔体的非充分混合，也可能反映源区的化学不均一性。如果熔体来源于远离中心的区域，熔体的部分熔融程度会偏低，不相容元素含量会偏高(图18b)。同时，由于地幔可能含有千米级的不均一体，来自洋中脊正下方和远端的熔体也各自具有一定的微量元素变化范围。如果全部地幔熔融区域的熔体充分混合，地幔源区内多达300倍的强不相容元素变化范围在喷发岩浆中只剩下不足5倍，远远低于观测到的变化范围。这说明洋中脊玄武岩微量元素变化范围来自于不同熔体汇聚区域熔体的非充分混合(Liu and Liang, 2020)。

显然，只有充分理解不均一地幔熔融和岩浆混合的过程，才能更好地利用洋中脊玄武岩和深海橄榄岩的成分来反推软流圈地幔不均一的程度。含有化学不均一体的地幔在洋中脊下减压熔融，喷发岩浆和熔融残留体的成分具有一定的变化范围。观测到的深海橄榄岩和对应区域洋中脊玄武岩同位素比值的差异要求地幔不均一体经历一定程度混合但又不能完全混合。喷发岩浆与地幔残留体中同位素比值的变化范围与地幔不均一体的大小、元素含量、以及熔体汇聚区域的大小有关。因为熔体汇聚模式受到局部洋中脊扩张速率的控制，岩浆成分的混合程度可能沿洋中脊发生变化。如果能垂直洋中脊方向对不同年龄的洋中脊玄武岩进行采样，有可能更好地限制局部区域地幔不均一体的大小和分布。通过汇编沿洋中脊地幔不均一体的大小和分布，可以更全面地掌握软流圈地幔不均一性的全球分布格局。

研究软流圈地幔不均一性的最终目的是理解地幔演化。软流圈中的不均一体的来源可能是俯冲洋壳、拆沉陆壳、克拉通地幔碎片、俯冲带地幔楔等，它们可以随着地幔对流发生几何形态的拉伸和变形。地幔可以作为地球系统的一个物质源区记录地球的分异演化。但是，地幔这个物质源区并不是均匀单一的。在地幔的不同区域，不均一体的成分、大小、和比例可能都存在变化。解译地幔内部的不均一结构有潜力揭示丰富的地球演化历史。

5 结语

作为地球上最活跃的圈层以及地球化学研究中最重要的参考体系，软流圈的物理状态与化学组成对我们正确理解地球的演化过程与历史至关重要，也是固体地球科学长期以来的研究热点与前沿。尽管基于洋中脊玄武岩的成分普遍认为软流圈总体上具有均一的化学组成，但对于深海橄榄岩和蛇绿岩橄榄岩的研究以及近年来对超慢速扩张洋脊玄武岩的新资料已经清楚地表明软流圈地幔的成分具有强烈不均一性，其中残存的再循环大洋地幔、岛弧地幔以及克拉通地幔并没有被地幔对流作用有效地混合，从而被再均一化。关于这些残存的古老地幔的地球化学特征及其在熔融过程中的行为，目前的研究相对薄弱。因此，承认软流圈地幔成分的强烈不均一性，并在此基础上充分理解软流圈不均一性的规模大小对于大陆生长、壳幔相互作用乃至地球形成和演化等重要科学问题的影响，是实现地幔地球化学研究范式转移的关键前提。

第一作者对地幔地球化学的入门与兴趣缘于周老师在研究所开设的博士生课程，此后在学习与工作中长期受惠于周老师关心与支持。借此机会，祝周老师身体健康，事事顺心！

致谢感谢审稿人提出的宝贵意见！