近几十年来的地幔岩石学和地幔地球化学研究表明地幔具有显著的成分不均一性，体现在主微量元素及一系列同位素体系(Hart and Brooks, 1977; Zindler et al. , 1982; Jacobsen, 1988; Galer and Goldstein, 1991; Blichert-Toft and Albarède, 1994; Stracke et al. , 2005; Puchtel et al. , 2018; Wang et al. , 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时间尺度一直没有得到全面的认识。受限于研究材料的稀少，太古宙时期地幔特别是深部地幔的成分特征尚未得到准确限定。在太古宙岩石记录中，地幔岩石相当匮乏，仅有一些太古宙克拉通中的金伯利岩和碱性玄武岩中的地幔捕掳体或地幔残片可作为太古宙地幔的直接采样(Boyd et al. , 1993, 1997; Lee and Rudnick, 1999; Bernstein et al. , 2006, 2007; Spengler, 2009; Spengler et al. , 2018)。但这些太古宙地幔岩石大多为经历了熔体抽取之后的熔融残余(Pearson and Wittig, 2008)，或是经历了与熔体反应或交代作用(Simon et al. , 2007)，因而用这些太古宙地幔岩石样品直接反演太古宙地幔的成分特征存在很多问题。此外，金刚石中的一些矿物包裹体也可以提供太古宙时期地幔的状态信息(Shirey et al. , 2008; Shirey and Richardson, 2011)。因此，长期以来我们对于太古宙时期地幔成分特征的认识主要来自对地幔来源的超镁铁-镁铁质岩浆岩的研究(Nisbet et al. , 1993; Barnes and Arndt, 2019)；特别是对地球早期深部地幔成分特征的研究主要依赖于与地幔柱活动有关的科马提岩和科马提质玄武岩(Arndt et al. , 2008; Sossi et al. , 2016; Barnes and Arndt, 2019)。最近，笔者及合作者在华北克拉通冀东地区新发现了一例古太古代(3.45Ga)富铁苦橄岩(Ferropicrite; Wang et al. , 2019)，是继南非Barberton和澳大利亚East Pilbara 3.5~3.46Ga科马提岩(Arndt et al. , 2008; Barnes and Arndt, 2019)之后全球第三例地球最古老地幔柱活动的记录；该古太古代富铁苦橄岩的发现为太古宙早期深部地幔的成分不均一性研究提供了新的实例。本文将从太古宙富铁苦橄岩的研究现状出发，探讨其对太古宙深部地幔成分不均一性的意义。

富铁苦橄岩是一类极为罕见的高镁地幔岩浆岩，其具有特殊的地球化学特点：FeO^T含量大于14%，MgO含量大于12%，Al₂O₃含量较低(< 10%，通常 < 5%)，具有较高的TiO₂(1%~2%)；且其较高的不相容元素含量和强烈分异的稀土元素配分模式(轻稀土元素含量明显高于重稀土元素)(Goldstein and Francis, 2008；图 1)。富铁苦橄岩较高的MgO含量及微量元素特征类似于现今的洋岛玄武岩(OIB)(图 1)，但以其较高的FeO^T含量与OIB明显区别；与玻安岩相比，富铁苦橄岩具有较低的SiO₂含量，更高的FeO^T含量和明显不同的微量元素特征；而相较于FeO^T含量通常小于14%且稀土元素配分模式通常为平坦或轻稀土元素略微亏损的科马提岩(Barnes and Arndt, 2019)，富铁苦橄岩也具有明显不同的地球化学特征。富铁苦橄岩的特殊地球化学特征表明其成因极为特殊：源区成分、熔融压力和温度，以及熔融程度都明显区别于典型的高镁地幔来源岩浆岩。

图 1

Fig. 1

图 1 富铁苦橄岩地球化学特征 (a) SiO2-MgO图解，科马提岩、苦橄岩、玄武岩和玻安岩的成分范围利用GEOROC数据库中相关数据绘制；(b) SiO2-FeOT图解，富铁苦橄岩/富铁科马提岩和冰岛/MORB的成分范围修改自Gibson (2002)，苦橄岩/科马提岩和玻安岩的成分范围利用GEOROC数据库中相关数据绘制；(c)原始地幔标准化微量元素图解. 华北克拉通冀东古太古代(3.45Ga)富铁苦橄岩(Wang et al., 2019)也投于图中 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世纪70年代末，研究者们就在一些太古宙克拉通中报道了具有富铁苦橄岩地球化学特征的火山岩，包括明尼苏达Vermilion Belt(Green and Schulz, 1977)、印度南部Kolar Schist Belt(Rajamani et al. , 1985, 1989)和加拿大Abitibi绿岩带(Stone et al. , 1987)。由于在这些地区通常有科马提岩同时产出，因此当时研究者把这些富铁苦橄岩划分为科马提岩的一类，称为富集型玄武质科马提岩(Enriched basaltic komatiite)或Al亏损型科马提岩(Schaefer and Morton, 1991; Wyman and Hollings, 1998; Tomlinson et al. , 1999; Sproule et al. , 2002)。直至20世纪80年代末，Hanski and Smolkin (1989)在Fennoscandian地盾Kola半岛的古元古代Pechenga火山岩带中首次识别并定义了富铁苦橄岩。富铁苦橄岩通常产出于其所在的火山岩层序的底部。目前已报道的富铁苦橄岩大部分产出于华北(Wang et al. , 2019)、北美(Stone et al. , 1995a, b, 2005; Francis et al. , 1999; Walker and Stone, 2001; Sandeman et al. , 2004; Crocket et al. , 2005; Goldstein and Francis, 2008; Kitayama and Francis, 2014; Milidragovic et al. , 2014; Milidragovic and Francis, 2014, 2016)、西澳(McCuaig et al. , 1994; Said and Kerrich, 2010)、南非(McIver et al. , 1982)、印度(Rajamani et al. , 1985, 1989)和芬兰(Papunen et al. , 2009)等地的太古宙克拉通表壳岩中(图 2)。目前已报道的最古老富铁苦橄岩为华北克拉通冀东古太古代(3.45Ga)富铁苦橄岩(Wang et al. , 2019)；而大部分太古宙富铁苦橄岩集中出现于3.0~2.7Ga(Schaefer and Morton, 1991; Tomlinson et al. , 1999; Milidragovic et al. , 2014)。元古宙富铁苦橄岩仅产出于印度中部(Khanna et al. , 2017)、俄罗斯Kola半岛(Hanski and Smolkin, 1989, 1995; Walker et al. , 1997; Brügmann et al. , 2000; Skuf’in and Theart, 2005; Skuf’in and Bayanova, 2006; Fiorentini et al. , 2008; Smolkin et al. , 2018)和加拿大(Shirey et al. , 1994; Maurice and Francis, 2010)。少量的显生宙富铁苦橄岩产出于大火成岩省中，包括：峨眉山(Zhang et al. , 2006)、Siberia(Lightfoot et al. , 1990, 1993; Wooden et al. , 1993; Sobolev et al. , 2009)、Karoo(Riley et al. , 2005; Heinonen and Luttinen, 2008; Heinonen et al. , 2010, 2013; Luttinen et al. , 2015)、Paraná-Etendeka(Ewart et al. , 1998; Gibson et al. , 2000; Thompson et al. , 2001; Gibson, 2002; Owen-Smith et al. , 2017)、Madagascar(Storey et al. , 1997)、北大西洋(Fram and Lesher, 1997)和埃塞俄比亚(Desta et al. , 2014)，或一些洋底高原残片中(Ichiyama et al. , 2006, 2007; Erdenesaihan et al. , 2013)。此外，在华北克拉通无棣地区也有更新世(0.73Ma)富铁苦橄岩的报道(Zhang et al. , 2017)。

图 2

Fig. 2

图 2 全球富铁苦橄岩分布图(据Khanna et al. , 2017修改) Fig. 2 Global distribution of ferropicrites (modified after Khanna et al., 2017)

目前对于富铁苦橄岩的成因研究关注于富铁苦橄质岩浆中铁是通过何种机制富集的。研究者们提出了不同的观点。一类观点认为富铁苦橄质岩浆中铁是在演化过程中富集的，如：(1)富铁苦橄岩是拉斑玄武质岩浆在低氧逸度条件下结晶分异的产物(Brooks et al. , 1991)，但自然界中普遍发育的是高氧逸度条件下形成的具有Bowen趋势的低铁富硅熔体，低氧逸度条件下形成的具有Fenner趋势的富铁贫硅熔体非常罕见(彭头平等, 2005)；(2)在玄武质岩浆演化过程中由液态不混溶作用可形成富铁和富硅熔体，富铁熔体和苦橄质岩浆混合可以形成富铁苦橄岩(Jakobsen et al. , 2005; Veksler et al. , 2006)，但Goldstein and Francis (2008)注意到富铁苦橄岩的MgO含量及结晶温度较高，与该模式不能吻合。另一类观点认为富铁苦橄质岩浆中铁的富集与源区成分或熔融条件有关，如：(1)在异常热的地幔柱条件下，二辉橄榄岩在高压下(> 14GPa)熔融可以形成富铁熔体(Xie et al. , 1993; Herzberg, 1995; Tomlinson et al. , 1999)；(2)二辉橄榄岩高压下(~10GPa)部分熔融形成的科马提岩固结后在4GPa条件下重熔可以形成富铁熔体(Herzberg and Zhang, 1996)；(3)热力学计算表明高的地幔潜能温度下硅不饱和的辉石岩源区部分熔融可以形成富铁苦橄质熔体(Jennings et al. , 2016)；(4)由于石榴石中铁的相容性随着压力升高而降低，高压下含石榴石源区的熔融会释放大量铁，导致富铁苦橄质熔体的形成(Zhang et al. , 2017)；(5)高氧逸度条件下的地幔熔融有利于富铁苦橄岩的形成(He et al. , 2020)。值得注意的是，pyrolite成分的地幔橄榄岩源区(FeO^T=8±1%, Mg^#=0.88~0.92; McDonough and Sun, 1995; Herzberg and O’Hara, 2002)的熔融不能形成富铁苦橄岩，富集的二辉橄榄岩在不同温压条件下部分熔融实验产生的熔体FeO^T含量与地球上大部分超镁铁-镁铁质岩浆岩的FeO^T含量类似(6%~14%; Milidragovic and Francis, 2016)，因此目前普遍认为富铁苦橄岩需要一个富铁的地幔源区，但是地幔源区铁的富集机制仍存争议。

对于富铁苦橄岩地幔源区铁的富集机制，研究者进行了大量的工作。Yaxley and Green (1998)及Yaxley (2000)利用榴辉岩和橄榄岩的混合物进行了一系列高温高压实验，他们发现榴辉岩部分熔融产生的熔体与橄榄岩中的橄榄石反应会形成斜方辉石和石榴石，而榴辉岩熔融残余继续熔融产生的熔体与橄榄岩中的橄榄石反应会形成单斜辉石和石榴石，因此榴辉岩的加入会使得橄榄岩部分转化为富铁的辉石岩；这种经过榴辉岩熔体改造过的橄榄岩(含辉石岩)相对富铁，其熔融会生成类似于富铁苦橄岩的熔体。因此，一些研究者认为富铁苦橄岩是上涌的含有辉石岩条带的地幔柱头部在较高温压下熔融形成的，辉石岩条带的形成与再循环的俯冲洋壳有关(Gibson et al. , 2000; Gibson, 2002)；此模式与Paraná-Etendeka大火成岩省中富铁苦橄岩在高温高压实验中所得到的相关系一致(Tuff et al. , 2005; Tuff and Gibson, 2007)；但Ichiyama et al. (2006)认为富铁苦橄岩源区的富铁是由于循环到地幔中的洋壳富铁钛玄武岩/辉长岩造成的。此外，一些研究者提出了富铁苦橄岩地幔源区富铁的其他机制：(1)地幔源区本身具有原始富铁和轻稀土元素的特征(Hanski and Smolkin, 1995; Francis et al. , 1999; Goldstein and Francis, 2008)；(2)地幔源区由经历过熔体抽取的亏损橄榄岩和高压下地幔低程度部分熔融形成的富集熔体组成(Stone et al. , 1995a)；(3)富铁球粒陨石物质加入到地幔(Milidragovic and Francis, 2016)；(4)富铁苦橄岩的源区富铁是由上涌地幔柱低程度部分熔融形成的低硅碱性熔体交代地幔造成(Khanna et al. , 2017)；(5)硅酸盐地幔与液态外核的相互作用可以在核-幔边界处形成富铁源区(Brandon et al. , 1998; Humayun et al. , 2004; Herzberg et al. , 2013)；(6)循环到地幔深部的富铁地壳物质(如条带状铁建造，BIF)也可以在形成在地幔深部形成富铁源区(Dobson and Brodholt, 2005; Nebel et al. , 2010; Kato et al. , 2016)。

综上所述，富铁苦橄岩的成因机制特别是其标志性的铁富集特征是通过何种机制形成的仍存在争议，其源区化学成分、源区矿物组合、初始熔融的深度、地幔源区的潜能温度和源区熔融程度存在较大的争议。值得注意的是，尽管对富铁苦橄岩的具体熔融温压条件尚没有共识，但由于富铁苦橄岩大多与科马提岩共同产出或产出于大火成岩省中，对应了一个异常热且较深的地幔柱源区，例如Gibson (2002)认为富铁苦橄岩的源区地幔潜能温度高于1450℃，熔融压力高于4.5GPa。因此，富铁苦橄榄岩作为地幔柱岩浆活动中所形成的一类特殊岩石，可通过分析其成因探讨其地幔柱深部地幔源区的成分特征，并与科马提岩、苦橄岩等地幔柱岩浆活动产物进行对比，探讨地球深部地幔的成分演化特征。需要强调的是，在利用富铁苦橄岩、科马提岩、苦橄岩等地幔柱岩浆活动产物探讨地球深部地幔的成分特征时，需通过岩相学观察和相关的地球化学指标排除原始岩浆形成之后堆晶作用、分离结晶作用以及其他地壳过程对其成分的影响，并恢复其原始岩浆成分；只有深部地幔来源的原始岩浆成分才可用于探讨深部地幔的成分演化。

对太古宙玄武岩成分的统计表明，不同类型玄武岩的成分和比例在整个太古宙时期相对稳定(Barnes et al. , 2012; Barnes and Arndt, 2019)。与现今的玄武岩相比，太古宙玄武岩主要以富铁的拉斑系列和科马提质玄武岩为主，缺少碱性系列玄武岩。在微量元素上，太古宙玄武岩具有较大的变化范围，但以具有低不相容元素含量、平坦稀土模式和无Nb异常特征的玄武岩为主；也有一些具有不相容元素中等-强富集和Nb负异常特征的玄武岩，通常被认为遭受了大陆地壳物质的混染。总体来看，太古宙玄武岩的微量元素特征明显不同于现今的洋中脊玄武岩(MORB)，但类似于现今的洋底高原玄武岩。由于太古宙较高的地幔潜能温度，太古宙玄武岩相对现今的洋底高原玄武岩具有较低的TiO₂含量和较高的Cr、Ni含量。此外，太古宙玄武岩中几乎没有与显生宙典型OIB成分类似的岩石(Barnes and Arndt, 2019)。并且，2.7Ga以前的太古宙玄武岩的成分特征指示了与原始地幔类似或具有不同亏损程度的地幔源区，缺失富集地幔源区的贡献，而在2.7Ga之后的玄武岩成分的变化反映了富集地幔源区的出现(Pearce, 2008; Condie and Shearer, 2017)。此外，地幔柱活动中形成的高温原始熔体(科马提岩和苦橄岩)可以反映地幔柱深部源区的性质。目前已发现的最古老科马提岩(3.5~3.46Ga)仅产出于南非Kaapvaal克拉通和澳大利亚Pilbara克拉通中，被认为是地球已知最早的地幔柱活动的岩石记录；它们具有亏损或平坦的稀土配分模式，可能指示了一个亏损或原始的深部地幔柱源区(Campbell and Griffiths, 1992; Arndt et al. , 2008; Barnes and Arndt, 2019)；而在2.7Ga之后地幔柱来源高温原始熔体(科马提岩和苦橄岩)的成分逐渐转变为富集的。此外，太古宙科马提岩Lu-Hf、Sm-Nd同位素随时间的演化也表明富集地幔组分逐渐加入其深部地幔源区(Blichert-Toft and Albarède, 1994; Blichert-Toft and Arndt, 1999; Blichert-Toft and Puchtel, 2010; Blichert-Toft et al. , 2015)。因此，20世纪90年代初研究者们便提出太古宙地幔柱深部地幔源区成分的转变和成分不均一性的形成发生于2.7Ga前后(图 3a; Campbell and Griffiths, 1992, 1993; Condie and Shearer, 2017)。对于在太古宙末期之后地幔来源岩浆成分开始向富集、碱性特征的转化，目前学界提出的机制主要有两方面(Barnes and Arndt, 2019)：(1)地幔温度的降低导致地幔部分熔融程度降低，有利于富集、碱性岩浆的产生；(2)通过板块俯冲作用循环到地幔中的地壳物质导致地幔源区富集组分的形成和增加。

图 3

Fig. 3

图 3 地球早期深部地幔中富集组分出现时间的不同观点 (a)根据太古宙科马提岩成分随时间的演化特征，以往的研究认为地球深部地幔出现富集组分的时间为2.7Ga前后(Campbell and Griffiths, 1992, 1993; Condie and Shearer, 2017)；(b)华北克拉通冀东古太古代(3.45Ga)富铁苦橄岩的发现表明地球深部地幔中铁和不相容元素的局部富集可能早在3.45Ga便已出现(Wang et al., 2019) Fig. 3 Different views on the emergence timing of deep mantle heterogeneity in the early Earth (a) based on the compositional evolution of Archean komatiites through time, previous researches proposed that the emergence of enriched components in the deep mantle took place at around 2.7Ga (Campbell and Griffiths, 1992, 1993; Condie and Shearer, 2017); (b) the discovery of Paleoarchean (3.45Ga) ferropicrites in eastern Hebei, the North China craton indicates that partial enrichment of iron and incompatible elements was present in the deep mantle as early as 3.45Gyr ago

值得注意的是，2.7Ga前后太古宙地幔特别是深部地幔中富集组分形成和增加的推论是基于当时已经发现的地幔来源岩浆成分随时间变化的特征得到的，并不全面。太古宙更早期深部地幔来源岩浆岩中是否有来源于富集源区的，换言之，太古宙地幔中富集源区的出现是否早于2.7Ga，有赖于更为古老的富集地幔源区来源岩浆岩(如富铁苦橄岩)的发现。富铁苦橄岩特殊的地球化学特征如高的FeO^T含量、高的不相容元素含量和强烈分异的稀土元素配分模式指示其深部地幔源区具有显著的成分不均一性(Francis et al. , 1999; Gibson, 2002)。在南非Barberton绿岩带~3.5Ga Onverwacht群底部的Sandspruit组(Jahn et al. , 1982)中有一些具有高FeO^T含量的玄武质科马提岩，其主量元素成分类似于富铁苦橄岩，其中部分样品的微量元素特征介于OIB和E-MORB之间，暗示古太古代时地球深部地幔可能已经具有成分不均一性。而Wang et al. (2019)在华北克拉通冀东地区所发现的全球最古老的古太古代(3.45Ga)富铁苦橄岩进一步表明地球的深部地幔确实早在古太古代便存在了成分不均一性，出现了铁和不相容元素的局部富集(图 3b)。古太古代地球深部地幔成分不均一性的形成可能与地壳物质再循环到深部地幔有关。

富铁苦橄岩作为一类集中出现于太古宙的特殊富铁高镁岩浆岩，其地球化学特征和成因的研究能帮助我们更好地理解地球深部地幔在太古宙时期的成分演化。同时，冀东古太古代富铁苦橄岩所反映的古太古代地球深部地幔成分不均一性的成因对于探讨地球早期各圈层相互作用的模式也具有重要意义。

致谢      诚挚感谢刘树文教授、刘传周研究员、万渝生研究员和本刊编辑对本文的建设性意见。

谨以此文恭祝沈其韩先生百年华诞！