太古宙富鐵苦橄巖與太古宙早期深部地幔不均一性

王潮 宋述光WANG Chao and SONG ShuGuang

1. 中國地質大學(北京)地球科學與資源學院，北京 100083

2. 造山帶與地殼演化教育部重點實驗室，北京大學地球與空間科學學院，北京 100871

1. School of Earth Sciences and Resources, China University of Geosciences, Beijing 100083, China

2. MOE Key Laboratory of Orogenic Belts and Crustal Evolution, School of Earth and Space Sciences, Peking University, Beijing 100871, China

近幾十年來的地幔巖石學和地幔地球化學研究表明地幔具有顯著的成分不均一性，體現在主微量元素及一系列同位素體系(Hart and Brooks, 1977; Zindleretal., 1982; Jacobsen, 1988; Galer and Goldstein, 1991; Blichert-Toft and Albarède, 1994; Strackeetal., 2005; Puchteletal., 2018; Wangetal., 2018)。但地幔成分不均一性的成因及其在地幔中形成和存留的時間尺度一直沒有得到全面的認識。受限于研究材料的稀少，太古宙時期地幔特別是深部地幔的成分特征尚未得到準確限定。在太古宙巖石記錄中，地幔巖石相當匱乏，僅有一些太古宙克拉通中的金伯利巖和堿性玄武巖中的地幔捕擄體或地幔殘片可作為太古宙地幔的直接采樣(Boydetal., 1993, 1997; Lee and Rudnick, 1999; Bernsteinetal., 2006, 2007; Spengler, 2009; Spengleretal., 2018)。但這些太古宙地幔巖石大多為經歷了熔體抽取之后的熔融殘余(Pearson and Wittig, 2008)，或是經歷了與熔體反應或交代作用(Simonetal., 2007)，因而用這些太古宙地幔巖石樣品直接反演太古宙地幔的成分特征存在很多問題。此外，金剛石中的一些礦物包裹體也可以提供太古宙時期地幔的狀態信息(Shireyetal., 2008; Shirey and Richardson, 2011)。因此，長期以來我們對于太古宙時期地幔成分特征的認識主要來自對地幔來源的超鎂鐵-鎂鐵質巖漿巖的研究(Nisbetetal., 1993; Barnes and Arndt, 2019)；特別是對地球早期深部地幔成分特征的研究主要依賴于與地幔柱活動有關的科馬提巖和科馬提質玄武巖(Arndtetal., 2008; Sossietal., 2016; Barnes and Arndt, 2019)。最近，筆者及合作者在華北克拉通冀東地區新發現了一例古太古代(3.45Ga)富鐵苦橄巖(Ferropicrite; Wangetal., 2019)，是繼南非Barberton和澳大利亞East Pilbara 3.5～3.46Ga科馬提巖(Arndtetal., 2008; Barnes and Arndt, 2019)之后全球第三例地球最古老地幔柱活動的記錄；該古太古代富鐵苦橄巖的發現為太古宙早期深部地幔的成分不均一性研究提供了新的實例。本文將從太古宙富鐵苦橄巖的研究現狀出發，探討其對太古宙深部地幔成分不均一性的意義。

1 太古宙富鐵苦橄巖研究現狀

富鐵苦橄巖是一類極為罕見的高鎂地幔巖漿巖，其具有特殊的地球化學特點：FeOT含量大于14%，MgO含量大于12%，Al2O3含量較低(<10%，通常<5%)，具有較高的TiO2(1%～2%)；且其較高的不相容元素含量和強烈分異的稀土元素配分模式(輕稀土元素含量明顯高于重稀土元素)(Goldstein and Francis, 2008；圖1)。富鐵苦橄巖較高的MgO含量及微量元素特征類似于現今的洋島玄武巖(OIB)(圖1)，但以其較高的FeOT含量與OIB明顯區別；與玻安巖相比，富鐵苦橄巖具有較低的SiO2含量，更高的FeOT含量和明顯不同的微量元素特征；而相較于FeOT含量通常小于14%且稀土元素配分模式通常為平坦或輕稀土元素略微虧損的科馬提巖(Barnes and Arndt, 2019)，富鐵苦橄巖也具有明顯不同的地球化學特征。富鐵苦橄巖的特殊地球化學特征表明其成因極為特殊：源區成分、熔融壓力和溫度，以及熔融程度都明顯區別于典型的高鎂地幔來源巖漿巖。

圖1 富鐵苦橄巖地球化學特征(a) SiO2-MgO圖解，科馬提巖、苦橄巖、玄武巖和玻安巖的成分范圍利用GEOROC數據庫中相關數據繪制；(b) SiO2-FeOT圖解，富鐵苦橄巖/富鐵科馬提巖和冰島/MORB的成分范圍修改自Gibson (2002)，苦橄巖/科馬提巖和玻安巖的成分范圍利用GEOROC數據庫中相關數據繪制；(c)原始地幔標準化微量元素圖解. 華北克拉通冀東古太古代(3.45Ga)富鐵苦橄巖(Wang et al., 2019)也投于圖中Fig.1 Geochemical characteristics of ferropicrites(a) SiO2 vs. MgO diagram. The fields of komatiites, picrites, basalts and boninites are constructed using the data from the GEOROC database; (b) SiO2 vs. FeOT diagram. The fields of ferropicrites/ferrokomatiites and Iceland/MORB are from Gibson (2002); the fields of picrites/komatiites and boninites are constructed using the data from the GEOROC database; (c) primitive mantle-normalized trace element diagram. Paleoarchean ferropicrites from eastern Hebei, the North China Craton (Wang et al., 2019) are also plotted

早在20世紀70年代末，研究者們就在一些太古宙克拉通中報道了具有富鐵苦橄巖地球化學特征的火山巖，包括明尼蘇達Vermilion Belt(Green and Schulz, 1977)、印度南部Kolar Schist Belt(Rajamanietal., 1985, 1989)和加拿大Abitibi綠巖帶(Stoneetal., 1987)。由于在這些地區通常有科馬提巖同時產出，因此當時研究者把這些富鐵苦橄巖劃分為科馬提巖的一類，稱為富集型玄武質科馬提巖(Enriched basaltic komatiite)或Al虧損型科馬提巖(Schaefer and Morton, 1991; Wyman and Hollings, 1998; Tomlinsonetal., 1999; Sprouleetal., 2002)。直至20世紀80年代末，Hanski and Smolkin (1989)在Fennoscandian地盾Kola半島的古元古代Pechenga火山巖帶中首次識別并定義了富鐵苦橄巖。富鐵苦橄巖通常產出于其所在的火山巖層序的底部。目前已報道的富鐵苦橄巖大部分產出于華北(Wangetal., 2019)、北美(Stoneetal., 1995a, b, 2005; Francisetal., 1999; Walker and Stone, 2001; Sandemanetal., 2004; Crocketetal., 2005; Goldstein and Francis, 2008; Kitayama and Francis, 2014; Milidragovicetal., 2014; Milidragovic and Francis, 2014, 2016)、西澳(McCuaigetal., 1994; Said and Kerrich, 2010)、南非(McIveretal., 1982)、印度(Rajamanietal., 1985, 1989)和芬蘭(Papunenetal., 2009)等地的太古宙克拉通表殼巖中(圖2)。目前已報道的最古老富鐵苦橄巖為華北克拉通冀東古太古代(3.45Ga)富鐵苦橄巖(Wangetal., 2019)；而大部分太古宙富鐵苦橄巖集中出現于3.0～2.7Ga(Schaefer and Morton, 1991; Tomlinsonetal., 1999; Milidragovicetal., 2014)。元古宙富鐵苦橄巖僅產出于印度中部(Khannaetal., 2017)、俄羅斯Kola半島(Hanski and Smolkin, 1989, 1995; Walkeretal., 1997; Brügmannetal., 2000; Skuf’in and Theart, 2005; Skuf’in and Bayanova, 2006; Fiorentinietal., 2008; Smolkinetal., 2018)和加拿大(Shireyetal., 1994; Maurice and Francis, 2010)。少量的顯生宙富鐵苦橄巖產出于大火成巖省中，包括：峨眉山(Zhangetal., 2006)、Siberia(Lightfootetal., 1990, 1993; Woodenetal., 1993; Sobolevetal., 2009)、Karoo(Rileyetal., 2005; Heinonen and Luttinen, 2008; Heinonenetal., 2010, 2013; Luttinenetal., 2015)、Paraná-Etendeka(Ewartetal., 1998; Gibsonetal., 2000; Thompsonetal., 2001; Gibson, 2002; Owen-Smithetal., 2017)、Madagascar(Storeyetal., 1997)、北大西洋(Fram and Lesher, 1997)和埃塞俄比亞(Destaetal., 2014)，或一些洋底高原殘片中(Ichiyamaetal., 2006, 2007; Erdenesaihanetal., 2013)。此外，在華北克拉通無棣地區也有更新世(0.73Ma)富鐵苦橄巖的報道(Zhangetal., 2017)。

圖2 全球富鐵苦橄巖分布圖(據Khanna et al., 2017修改)Fig.2 Global distribution of ferropicrites (modified after Khanna et al., 2017)

目前對于富鐵苦橄巖的成因研究關注于富鐵苦橄質巖漿中鐵是通過何種機制富集的。研究者們提出了不同的觀點。一類觀點認為富鐵苦橄質巖漿中鐵是在演化過程中富集的，如：(1)富鐵苦橄巖是拉斑玄武質巖漿在低氧逸度條件下結晶分異的產物(Brooksetal., 1991)，但自然界中普遍發育的是高氧逸度條件下形成的具有Bowen趨勢的低鐵富硅熔體，低氧逸度條件下形成的具有Fenner趨勢的富鐵貧硅熔體非常罕見(彭頭平等, 2005)；(2)在玄武質巖漿演化過程中由液態不混溶作用可形成富鐵和富硅熔體，富鐵熔體和苦橄質巖漿混合可以形成富鐵苦橄巖(Jakobsenetal., 2005; Veksleretal., 2006)，但Goldstein and Francis (2008)注意到富鐵苦橄巖的MgO含量及結晶溫度較高，與該模式不能吻合。另一類觀點認為富鐵苦橄質巖漿中鐵的富集與源區成分或熔融條件有關，如：(1)在異常熱的地幔柱條件下，二輝橄欖巖在高壓下(>14GPa)熔融可以形成富鐵熔體(Xieetal., 1993; Herzberg, 1995; Tomlinsonetal., 1999)；(2)二輝橄欖巖高壓下(～10GPa)部分熔融形成的科馬提巖固結后在4GPa條件下重熔可以形成富鐵熔體(Herzberg and Zhang, 1996)；(3)熱力學計算表明高的地幔潛能溫度下硅不飽和的輝石巖源區部分熔融可以形成富鐵苦橄質熔體(Jenningsetal., 2016)；(4)由于石榴石中鐵的相容性隨著壓力升高而降低，高壓下含石榴石源區的熔融會釋放大量鐵，導致富鐵苦橄質熔體的形成(Zhangetal., 2017)；(5)高氧逸度條件下的地幔熔融有利于富鐵苦橄巖的形成(Heetal., 2020)。值得注意的是，pyrolite成分的地幔橄欖巖源區(FeOT=8±1%, Mg#=0.88～0.92; McDonough and Sun, 1995; Herzberg and O’Hara, 2002)的熔融不能形成富鐵苦橄巖，富集的二輝橄欖巖在不同溫壓條件下部分熔融實驗產生的熔體FeOT含量與地球上大部分超鎂鐵-鎂鐵質巖漿巖的FeOT含量類似(6%～14%; Milidragovic and Francis, 2016)，因此目前普遍認為富鐵苦橄巖需要一個富鐵的地幔源區，但是地幔源區鐵的富集機制仍存爭議。

對于富鐵苦橄巖地幔源區鐵的富集機制，研究者進行了大量的工作。Yaxley and Green (1998)及Yaxley (2000)利用榴輝巖和橄欖巖的混合物進行了一系列高溫高壓實驗，他們發現榴輝巖部分熔融產生的熔體與橄欖巖中的橄欖石反應會形成斜方輝石和石榴石，而榴輝巖熔融殘余繼續熔融產生的熔體與橄欖巖中的橄欖石反應會形成單斜輝石和石榴石，因此榴輝巖的加入會使得橄欖巖部分轉化為富鐵的輝石巖；這種經過榴輝巖熔體改造過的橄欖巖(含輝石巖)相對富鐵，其熔融會生成類似于富鐵苦橄巖的熔體。因此，一些研究者認為富鐵苦橄巖是上涌的含有輝石巖條帶的地幔柱頭部在較高溫壓下熔融形成的，輝石巖條帶的形成與再循環的俯沖洋殼有關(Gibsonetal., 2000; Gibson, 2002)；此模式與Paraná-Etendeka大火成巖省中富鐵苦橄巖在高溫高壓實驗中所得到的相關系一致(Tuffetal., 2005; Tuff and Gibson, 2007)；但Ichiyamaetal. (2006)認為富鐵苦橄巖源區的富鐵是由于循環到地幔中的洋殼富鐵鈦玄武巖/輝長巖造成的。此外，一些研究者提出了富鐵苦橄巖地幔源區富鐵的其他機制：(1)地幔源區本身具有原始富鐵和輕稀土元素的特征(Hanski and Smolkin, 1995; Francisetal., 1999; Goldstein and Francis, 2008)；(2)地幔源區由經歷過熔體抽取的虧損橄欖巖和高壓下地幔低程度部分熔融形成的富集熔體組成(Stoneetal., 1995a)；(3)富鐵球粒隕石物質加入到地幔(Milidragovic and Francis, 2016)；(4)富鐵苦橄巖的源區富鐵是由上涌地幔柱低程度部分熔融形成的低硅堿性熔體交代地幔造成(Khannaetal., 2017)；(5)硅酸鹽地幔與液態外核的相互作用可以在核-幔邊界處形成富鐵源區(Brandonetal., 1998; Humayunetal., 2004; Herzbergetal., 2013)；(6)循環到地幔深部的富鐵地殼物質(如條帶狀鐵建造，BIF)也可以在形成在地幔深部形成富鐵源區(Dobson and Brodholt, 2005; Nebeletal., 2010; Katoetal., 2016)。

綜上所述，富鐵苦橄巖的成因機制特別是其標志性的鐵富集特征是通過何種機制形成的仍存在爭議，其源區化學成分、源區礦物組合、初始熔融的深度、地幔源區的潛能溫度和源區熔融程度存在較大的爭議。值得注意的是，盡管對富鐵苦橄巖的具體熔融溫壓條件尚沒有共識，但由于富鐵苦橄巖大多與科馬提巖共同產出或產出于大火成巖省中，對應了一個異常熱且較深的地幔柱源區，例如Gibson (2002)認為富鐵苦橄巖的源區地幔潛能溫度高于1450℃，熔融壓力高于4.5GPa。因此，富鐵苦橄欖巖作為地幔柱巖漿活動中所形成的一類特殊巖石，可通過分析其成因探討其地幔柱深部地幔源區的成分特征，并與科馬提巖、苦橄巖等地幔柱巖漿活動產物進行對比，探討地球深部地幔的成分演化特征。需要強調的是，在利用富鐵苦橄巖、科馬提巖、苦橄巖等地幔柱巖漿活動產物探討地球深部地幔的成分特征時，需通過巖相學觀察和相關的地球化學指標排除原始巖漿形成之后堆晶作用、分離結晶作用以及其他地殼過程對其成分的影響，并恢復其原始巖漿成分；只有深部地幔來源的原始巖漿成分才可用于探討深部地幔的成分演化。

2 太古宙早期深部地幔不均一性

對太古宙玄武巖成分的統計表明，不同類型玄武巖的成分和比例在整個太古宙時期相對穩定(Barnesetal., 2012; Barnes and Arndt, 2019)。與現今的玄武巖相比，太古宙玄武巖主要以富鐵的拉斑系列和科馬提質玄武巖為主，缺少堿性系列玄武巖。在微量元素上，太古宙玄武巖具有較大的變化范圍，但以具有低不相容元素含量、平坦稀土模式和無Nb異常特征的玄武巖為主；也有一些具有不相容元素中等-強富集和Nb負異常特征的玄武巖，通常被認為遭受了大陸地殼物質的混染。總體來看，太古宙玄武巖的微量元素特征明顯不同于現今的洋中脊玄武巖(MORB)，但類似于現今的洋底高原玄武巖。由于太古宙較高的地幔潛能溫度，太古宙玄武巖相對現今的洋底高原玄武巖具有較低的TiO2含量和較高的Cr、Ni含量。此外，太古宙玄武巖中幾乎沒有與顯生宙典型OIB成分類似的巖石(Barnes and Arndt, 2019)。并且，2.7Ga以前的太古宙玄武巖的成分特征指示了與原始地幔類似或具有不同虧損程度的地幔源區，缺失富集地幔源區的貢獻，而在2.7Ga之后的玄武巖成分的變化反映了富集地幔源區的出現(Pearce, 2008; Condie and Shearer, 2017)。此外，地幔柱活動中形成的高溫原始熔體(科馬提巖和苦橄巖)可以反映地幔柱深部源區的性質。目前已發現的最古老科馬提巖(3.5～3.46Ga)僅產出于南非Kaapvaal克拉通和澳大利亞Pilbara克拉通中，被認為是地球已知最早的地幔柱活動的巖石記錄；它們具有虧損或平坦的稀土配分模式，可能指示了一個虧損或原始的深部地幔柱源區(Campbell and Griffiths, 1992; Arndtetal., 2008; Barnes and Arndt, 2019)；而在2.7Ga之后地幔柱來源高溫原始熔體(科馬提巖和苦橄巖)的成分逐漸轉變為富集的。此外，太古宙科馬提巖Lu-Hf、Sm-Nd同位素隨時間的演化也表明富集地幔組分逐漸加入其深部地幔源區(Blichert-Toft and Albarède, 1994; Blichert-Toft and Arndt, 1999; Blichert-Toft and Puchtel, 2010; Blichert-Toftetal., 2015)。因此，20世紀90年代初研究者們便提出太古宙地幔柱深部地幔源區成分的轉變和成分不均一性的形成發生于2.7Ga前后(圖3a; Campbell and Griffiths, 1992, 1993; Condie and Shearer, 2017)。對于在太古宙末期之后地幔來源巖漿成分開始向富集、堿性特征的轉化，目前學界提出的機制主要有兩方面(Barnes and Arndt, 2019)：(1)地幔溫度的降低導致地幔部分熔融程度降低，有利于富集、堿性巖漿的產生；(2)通過板塊俯沖作用循環到地幔中的地殼物質導致地幔源區富集組分的形成和增加。

值得注意的是，2.7Ga前后太古宙地幔特別是深部地幔中富集組分形成和增加的推論是基于當時已經發現的地幔來源巖漿成分隨時間變化的特征得到的，并不全面。太古宙更早期深部地幔來源巖漿巖中是否有來源于富集源區的，換言之，太古宙地幔中富集源區的出現是否早于2.7Ga，有賴于更為古老的富集地幔源區來源巖漿巖(如富鐵苦橄巖)的發現。富鐵苦橄巖特殊的地球化學特征如高的FeOT含量、高的不相容元素含量和強烈分異的稀土元素配分模式指示其深部地幔源區具有顯著的成分不均一性(Francisetal., 1999; Gibson, 2002)。在南非Barberton綠巖帶～3.5Ga Onverwacht群底部的Sandspruit組(Jahnetal., 1982)中有一些具有高FeOT含量的玄武質科馬提巖，其主量元素成分類似于富鐵苦橄巖，其中部分樣品的微量元素特征介于OIB和E-MORB之間，暗示古太古代時地球深部地幔可能已經具有成分不均一性。而Wangetal. (2019)在華北克拉通冀東地區所發現的全球最古老的古太古代(3.45Ga)富鐵苦橄巖進一步表明地球的深部地幔確實早在古太古代便存在了成分不均一性，出現了鐵和不相容元素的局部富集(圖3b)。古太古代地球深部地幔成分不均一性的形成可能與地殼物質再循環到深部地幔有關。

3 總結與展望

富鐵苦橄巖作為一類集中出現于太古宙的特殊富鐵高鎂巖漿巖，其地球化學特征和成因的研究能幫助我們更好地理解地球深部地幔在太古宙時期的成分演化。同時，冀東古太古代富鐵苦橄巖所反映的古太古代地球深部地幔成分不均一性的成因對于探討地球早期各圈層相互作用的模式也具有重要意義。

致謝誠摯感謝劉樹文教授、劉傳周研究員、萬渝生研究員和本刊編輯對本文的建設性意見。

謹以此文恭祝沈其韓先生百年華誕！