2018, Vol. 34
2. 中国科学院地球科学研究院, 北京 100029;
3. 中国科学院大学, 北京 100049
2. Institutions of Earth Science, Chinese Academy of Sciences, Beijing 100029, China;
3. University of Chinese Academy of Sciences, Beijing 100049, China
地球早期演化是现代地球科学研究的重要前沿科学问题之一，地球早期核幔分异、形成月球大碰撞模型、地幔不均一性等则是了解地球形成和早期演化的关键。现代星云假说的提出为几大类地行星的起源提供了较为合理的解释，大碰撞假说则为之后月球起源的研究提供了很好的思路。行星形成和早期演化事件时间的估算(图 1)多依赖于放射性同位素衰变体系，尤其是短周期放射性衰变体系的限定。
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图 1 行星形成和地球早期演化中重大事件发生的时间(据Stevenson, 2008; Kleine et al., 2009修改) Fig. 1 Timing of important events during the formation of planets and the early evolution of Earth(modified after Stevenson, 2008; Kleine et al., 2009) |
182Hf-182W体系作为短周期放射性衰变体系，提供了核幔分异、形成月球大碰撞、后增生(late accretion)等行星早期演化过程的重要信息。Hf(Z=72)位于元素周期表第六周期第Ⅳ副族，现存六个同位素：174Hf、176Hf、177Hf、178Hf、179Hf和180Hf。此外，在太阳系演化的早期，还存在灭绝核素182Hf。W(Z=74)位于元素周期表第六周期第Ⅵ副族，有五个“稳定”同位素：180W、182W、183W、184W和186W，相对应的天然丰度分别为：0.1198%、26.4985%、14.3136%、30.6422%、28.4259%(Völkening et al., 1991)。其中182W可由灭绝核素182Hf经两次β-衰变形成(衰变中间产物为182Ta存在时间短，可忽略)，半衰期为8.90±0.09Myr(Vockenhuber et al., 2004)。
W同位素数据可以用ε182W来表达，是样品182W/184W比值与整体硅酸盐地球(bulk silicate earth, BSE)的182W/184W比值的万分偏差。即：ε182W={[(182W/184W)sample/(182W/184W)BSE]-1}×104。此外，在高精度W同位素分析中常常采用μ182W来描述细微的W同位素差异，μ182W=100×ε182W。以BSE作为W同位素数据表述的标准(假定ε182WBSE=0)是因为地幔W同位素组成相对来说最为均一且最易获取。分析中一般以NIST SRM 3163或者Alfa Aesar W标准物质的W同位素组成代表BSE的W同位素组成。
Hf和W的第一电离能较高，传统的热电离质谱(TIMS)很难对Hf和W进行有效电离，故无法对其同位素组成进行准确测定。然而，近年来随着负离子热电离质谱(NTIMS)技术和多接收电感耦合等离子体质谱(MC-ICPMS)技术的发展，大量高精度的182Hf-182W体系的同位素数据通过上述两种方法被获得，继而为小行星和类地行星的形成及早期演化提供了更多的制约。
本文通过总结地球吸积增生和早期分异过程中，整体硅酸盐地球W同位素组成的变化(详见图 2)，详细讨论了W同位素对地球核幔分异和形成月球大碰撞模型的制约，W同位素对后增薄层模型的启示及地幔W同位素局部“异常”的可能形成机制。
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图 2 地球形成与演化过程中W同位素演化模型 Fig. 2 Model for W isotopic evolution during the formation and evolution of the Earth |
核幔分异是地球演化历史上制约核幔元素丰度的最重要事件。182Hf-182W同位素体系是限定行星金属核与硅酸盐幔分离时间和过程的有力工具，因为：(1)182Hf-182W体系半衰期为8.90Myr，可以揭示太阳系最初60Myr的历史，这一时间尺度与类地行星的形成和早期分异发生的时间恰巧吻合；(2)Hf和W都是高度难熔的元素，可据此合理假设大多数行星整体具有与球粒陨石相等的Hf/W比值；(3)金属-硅酸盐分异时，Hf和W地球化学行为不同。Hf是强亲石元素，而W是中度亲铁元素，在金属-硅酸盐相分离的时候，Hf完全进入硅酸盐相，硅酸盐相中的Hf/W比值将远远高于相应的金属相。如果分离发生在182Hf衰变完全之前，那么相互分离的金属相和硅酸盐相中的W同位素组成将因182Hf衰变形成182W而呈现很大的差别。利用Hf-W同位素体系探索地球核幔分异的关键在于了解地球初始状态、演化过程和分异后核幔的Hf-W同位素组成。
1.1 太阳系182Hf-182W体系初始状态准确厘定灭绝核素182Hf初始丰度和太阳系初始W同位素组成是利用182Hf-182W体系确定核幔分异时间的根本前提。前人采用不同的方法给出了太阳系初始(bulk solar system initial, BSSI)182Hf/180Hf比值和ε182W值(表 1)。
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表 1 太阳系初始182Hf/180Hf比值估算结果(据Kleine et al., 2009修改) Table 1 Summary of estimates for the bulk solar system initial 182Hf/180Hf (modified after Kleine et al., 2009) |
其中，利用铁陨石来限定太阳系初始ε182W值的方法需要考虑宇宙射线效应的影响。暴露在宇宙射线下的铁陨石的W同位素会发生“负漂移”——与热中子的作用会“损耗”部分W，降低铁陨石的ε182W值(Masarik, 1997; Leya et al., 2000, 2003)。部分未经宇宙射线效应校正的铁陨石ε182W测量值甚至低于-4。由此法得到的太阳系初始的ε182W值偏低，而据此计算出的太阳系初始182Hf/180Hf值将偏高。此外，CAI被发现存在核合成异常(太阳系中s-和r-过程形成的W同位素丰度分布不均)，需要对其进行校正(Burkhardt et al., 2012; Kruijer et al., 2014)。
综合以上结果，作为182Hf-182W体系精确定年的基本参数，最新报道的太阳系初始的182Hf/180Hf比值和ε182W值分别为(1.018±0.043)×10-4和-3.49±0.07(Kruijer et al., 2014)。
1.2 地球核幔分异过程地球核幔分异最简单的模型为两阶段模型，指具有原始球粒陨石成分的地球在极短时间内发生核幔分异，形成完全独立的硅酸盐和金属两相。若分异发生时，182Hf未完全灭绝，则根据以下公式(Lee and Halliday, 1995)，可以计算出金属核形成的两阶段W模式年龄。
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其中，tCF表示成核时间，λ表示182Hf-182W体系的衰变常数，值为0.078±0.002Myr-1(Vockenhuber et al., 2004)，182Hf/180HfBSSI表示太阳系初始182Hf/180Hf值，S表示硅酸盐样品，CHUR表示球粒陨石。
采用地幔Hf/W(180Hf/184W=1.18×Hf/W)估算值(17)及最新的球粒陨石的182W/184W和Hf/W比值及太阳系初始的182Hf/180Hf比值为例，可计算出的地核形成的两阶段模式年龄为30Ma，即地核完全形成的时间不可能早于太阳系形成后30Myr。然而，对于地球这样大的行星来说，这一模型太过于简单，地核的形成不太可能在一瞬间完成，有可能要持续几十个百万年之久(Halliday et al., 1996; Harper and Jacobsen, 1996; Halliday, 2004; Kleine et al., 2004b; Nimmo and Agnor, 2006)。
地球的吸积增生与核幔分异都是持续过程，且二者紧密相关。同时，伴随着核幔分异，地球还发生了早期的地幔分异。因此，研究地球核幔分异过程需要考虑物质加入和地幔内部分异对地幔Hf-W同位素体系的影响。
1.2.1 地球吸积与地核增长在吸积增生过程中，类地行星增生的物质来源是星子和星胚，它们在太阳系形成后很短的时间内已经发生了分异(Kleine et al., 2004a, 2009; Qin et al., 2008)。这些物质加入到地球增加了地球和地核的质量，也造成地球W同位素组成变化。地球吸积增生过程中，撞击所产生的高温会导致小型撞击体的气化，无论该小型撞击体是否曾经发生分异，都会在此过程中均一化，即相当于向原始地球中加入球粒陨石质的物质。
大型撞击过程则相对复杂，对大型撞击体加入地球的过程的认识存在不同观点。第一种观点认为加入到地球中的已分异物质，其硅酸盐部分与地幔融合，而金属部分迅速下沉与地核融合，期间不发生任何金属-硅酸盐的再平衡(Harper and Jacobsen, 1996)。这种模型下，由于加入到硅酸盐地幔中的都是Hf/W比值远高于球粒陨石的硅酸盐部分，故而一般会造成BSE的ε182W升高。第二种观点认为，外来物质在穿过地幔过程中会与硅酸盐发生的再平衡作用(Rubie et al., 2003; Canup, 2004; Höink et al., 2006; Samuel and Tackley, 2008)。这种情况一般会使BSE的ε182W降低。根据物质平衡过程，第二种观点存在两种具体模型：(1)“完全平衡模型”：认为撞击体在再平衡过程中可被视为若干无限小的“碎块”，这些“小碎块”与地幔岩浆洋整体达到平衡之后分异出金属进入地核(Harper and Jacobsen, 1996)。(2)“批式平衡模型”：这一模型下，撞击体整体与周围地幔再平衡，平衡后的金属进入地核(Halliday, 2004; Kleine et al., 2004b; Nimmo and Agnor, 2006)。这两种模型在撞击体很小的情况下差别很小，撞击体越大，引起的地幔W同位素变化差别越大。同一增生质量下，第一种模型较第二种模型会有更多的W(低ε182W组成)进入地幔，因而造成更大的地幔ε182W下降幅度。需要注意的是：在“批式平衡模型”下，金属-硅酸盐的再平衡不一定完全(平衡程度k＜100%，Sasaki and Abe, 2007)。再平衡程度越低，地幔ε182W下降越慢，达到现今所观测到的地幔ε182W值需要的增生时间也越长，即再平衡程度(k)越小，该模式下计算出的地核形成平均相对年龄越大。
以上关于地核持续形成模型的讨论均建立在地核增长率指数衰减模型基础上。如果将地核生长同突发的重大事件(如月球形成的大碰撞事件)联系起来的时候，模型就变得尤为复杂(Agnor et al., 1999; Chambers, 2001; Jacobsen, 2005; Nimmo and Agnor, 2006)，地核增长曲线不再严格遵循增长率指数衰减规律，在吸积增生的晚期，地核质量的增长将主要受控于重大的撞击事件，巨大的撞击事件将带来地幔W同位素组成的突变。
1.2.2 早期地幔分异对核幔分异时间估算的影响地球发生核幔分异时通常伴随着地幔内部的早期分异。根据146Sm-142Nd的研究发现，地球硅酸盐地幔样品的142Nd/144Nd比球粒陨石高出了~20×10-6(Boyet and Carlson, 2005)。对此，前人提出两种模型进行解释。其一，在太阳系形成后~30Myr地幔发生了一次重要的分异作用，形成了一个早期富集库(early enriched reservoir，EER)和相应的早期亏损库(early depleted reservoir，EDR)，EER在形成后与剩余的硅酸盐地球(也即EDR)保持完全独立，EDR的Sm/Nd比值高于球粒陨石，经146Sm衰变产生了高于球粒陨石20×10-6的142Nd/144Nd比值(Boyet and Carlson, 2005)。其二，与第一种解释类似，区别在于早先形成的低Sm/Nd比的原始富集地壳在撞击侵蚀(collisional erosion)中完全离开了地球，而不是独立地沉入地球深处(O'Neill and Palme, 2008)。这两种解释都对用于估算地核形成年龄的地幔Hf/W比值有很大的影响，因为在EER或者原始富集地壳形成过程中不仅发生Sm-Nd分馏而且会同时发生Hf-W的分馏。地球整体的Hf/W比值很可能与Sm/Nd比值一样，偏离球粒陨石比值。
地幔熔融过程中Hf-W分馏使得地幔的Hf/W比值无法被直接测定(Righter and Shearer, 2003)。通常选取一个中间元素(X)估算地幔Hf/W比值，这个中间元素在核幔分异时和Hf一样进入硅酸盐相，而在地幔分异时与W不相容性相当，则可根据Hf和W与这个中间元素的比值估算出地幔的Hf/W比值，即：Hf/W=(Hf/X)×(X/W)。中间元素(X)一般选取Th或U(Palme and Rammensee, 1982; Newsom et al., 1996)，譬如BSE的Th/W值取5.5±1.6(Newsom et al., 1996)，Hf/Th取碳质球粒陨石的3.1±0.1，据此计算出BSE的Hf/W=17±5。然而，根据上文解释142Nd“异常”的模型，地幔分异过程中，Hf-W和Hf-Th发生分馏，且硅酸盐熔体中Th和W的不相容性大于Hf，因此早期形成的富集部分中Hf/W和Hf/Th比值较低，而与之互补的相对亏损的硅酸盐部分Hf/W和Hf/Th比值较高。根据O'Neill and Palme (2008)的估算，残留的亏损硅酸盐地球Hf/Th可达球粒陨石的1.5倍，Hf/W比值也应高于原~17的估算值(假定在此过程中Th/W比值不受影响)。对于简单的两阶段模型来说，利用高的地球和地幔Hf/W比值计算得出的地核形成的两阶段模式年龄要晚于30Ma。
1.3 地球核幔分异终了状态地球核幔分异之后Hf-W状态指的是地幔与碳质球粒陨石182W/184W值的差别，即：Δε182W(Δε182W=ε182WBSE-ε182WCHUR)。球粒陨石W同位素组成的准确测定对地核形成时间的厘定至关重要。Lee and Halliday (1995)首次报导了球粒陨石W同位素数据，提出碳质球粒陨石与地球具有一致的182W/184W比值，从而得到了地核形成于太阳系形成之后60Myr以上的结论，即此时182Hf已经基本衰变殆尽。然而，后续研究表明，碳质球粒陨石的182W/184W比值比地球低2ε (Kleine et al., 2002; Schoenberg et al., 2002; Yin et al., 2002)。Kleine et al. (2004a)分析了14粒碳质球粒陨石，发现碳质球粒陨石各群间ε182W差别不大，平均值为-1.9±0.1。修正后的球粒陨石ε182W值致使地核形成的估算时间明显提前。其它条件不变，碳质球粒陨石和BSE的ε182W值差别越大，则计算出来的地核形成时间越早。
尽管182Hf-182W体系较好地限定了铁陨石母体分异时间(Qin et al., 2008)，但用来限定地球核幔分异事件发生时间却具有强烈的“模型依赖性”。通常情况下，依靠同位素精确厘定发生时间的事件都有两个共同特征：其一，事件是“离散的”，即事件发生的时间相对较短，其二，同位素体系是封闭的。但地球核幔分异却是一个持续的过程，且有大量不同Hf-W同位素组成的外来物质不断添加到体系中来。另外，早期地幔内部分异也给整个过程带来了更多的不确定性。因此，在进行模拟时，以下几个条件将决定着整个过程能否真实还原：第一，地球吸积过程中，分异的星子或星胚与硅酸盐地幔的再平衡程度；第二，早期地幔分异发生的时间及其引起的地幔Hf/W比值变化；第三，增生吸积的晚期，大型撞击事件发生时间和撞击体成分的选择。
2 W同位素与月球大碰撞起源大碰撞假说是月球起源的解释之一，指在地球增生的最后阶段，一个火星大小的星胚“Theia”(希腊神话中，月亮神的母亲)低角度撞击原始地球，撞击体的金属核穿过地幔融入地核，原始地球周围形成了一个岩浆盘，岩浆盘的最外围物质最终吸积形成了月球。这一模型很好地解释了月球密度低、贫挥发分和地月系统角动量分布等特征。W同位素有望示踪大碰撞具体过程并厘定大碰撞的时间。
2.1 月球W同位素组成利用W同位素制约大碰撞模型的难点在于获得月球各储库样品的W同位素组成。开展月球样品W同位素研究特别要注意宇宙射线的影响。暴露在宇宙射线下的月球样品会发生181Ta(n, c)182Ta反应，182Ta经β-衰变形成182W，造成所测得的ε182W值偏高，不能代表月球样品原始的W同位素组成(Leya et al., 2000; Lee et al., 2002)。分析Ta/W=0的样品(如金属颗粒)可以规避这一影响。但是，即便不含Ta的金属也会受到宇宙射线的影响，金属中W同位素会因捕获中子而“损耗”，形成类似上文介绍的铁陨石中ε182W降低的现象。另外，由于月球形成后遭受了大量的陨石轰击，月球表面有相当一部分金属来自于陨石，因此很难判定所分析的金属颗粒是来源于陨石还是月球。因此，月球W同位素分析对样品要求非常严格，只有那些宇宙射线暴露年龄小(＜~100Ma)且确定来自月球自身的金属颗粒才能代表月球各储库原始的W同位素组成。
前人根据月球各大地球化学储库全岩或者不同Hf/W比值矿物的W同位素组成，提出月球主要地球化学储库的W同位素组成与地球地幔相同(Kleine et al., 2005b; Touboul et al., 2007, 2009)。值得一提的是Touboul et al. (2015)分析了宇宙射线暴露年龄仅2Ma的月球样品中的金属(Ta/W比平均值0.008)，得出182W/184W高于现代地幔(20.6±5.1)×10-6的结果，并认为这一差异是地球和月球遭受不同程度后增生作用影响的结果。Kruijer et al. (2015)利用月球样品180Hf作为宇宙射线照射下中子俘获反应的“示踪剂”，得到ε180Hf=0(ε180Hf={[(180Hf/177Hf)sample/(180Hf/177Hf)BSE]-1}×104)的月球样品ε182W加权平均值为+0.27±0.03(95%置信区间)，且所分析的月球克里普岩ε182W-ε180Hf表现出良好的线性相关关系，取ε180Hf=0得到截距ε182W=+0.27±0.04(95%置信区间)，提出BSE的ε182W在后增生过程中可能由于地外低ε182W物质的加入而被降低了0.22-0.06+0.16，而月球受后增生作用的影响因物质加入量小可忽略不计。因此，月球的W同位素组成被认为与地球后增生作用发生前BSE的W同位素组成一致。
2.2 地月同位素组成一致性与大碰撞模拟的“矛盾”大碰撞模型数值模拟普遍认为月球的成分主要来自于撞击体而非原始地球(Cameron, 2000; Canup and Asphaug, 2001; Canup, 2004)，而撞击体与原始地球同位素组成一般认为不可能完全相同。然而，目前观测到的地月O、Si、Ti、Cr、W同位素组成是高度一致的(Lugmair and Shukolyukov, 1998; Wiechert et al., 2001; Georg et al., 2007; Touboul et al., 2007, 2009; Qin et al., 2010; Armytage et al., 2012; Zhang et al., 2012)，与大碰撞数值模拟得出月球物质主要来源于撞击体的结论是矛盾的。
为解释这一矛盾，须对大碰撞模型进行完善。有学者指出，大碰撞释放出的巨大能量使得原子能够在地球岩浆洋和形成月球的岩浆盘之间有效地传输，从而达到最终的同位素均一化(Pahlevan and Stevenson, 2007; Pahlevan et al., 2011)，但这一研究仅计算了O同位素能够通过这种方式达到均一化，对于难熔元素(如：Ti、Cr、W)能否通过此过程达到均一还有待进一步研究。另一种可能的解释是月球主要成分来自地球而非撞击体(Zhang et al., 2012)，之前得到月球主要成分来自“Theia”这一结论的数值模拟是存在问题的，或其模拟的初始条件需要修正(Canup, 2012; Ćuk and Stewart, 2012)。又或者，月球并非起源于大碰撞，例如：系列小型碰撞的模型可以用来解释地月同位素组成一致性(Rufu et al., 2017)。可见，作为难熔元素的Ti、Cr、W在地球和月球上的同位素组成高度一致性为形成月球大碰撞模型的进一步完善提供了重要的制约。
2.3 W同位素对月球形成时间的制约与估算BSE Hf/W比值方法类似，月球硅酸盐Hf/W比值也是根据中间元素Th或U计算而来，得出的硅酸盐月球的Hf/W比值为26.5±1.1。若硅酸盐月球ε182W取值+0.27±0.04(Kruijer et al., 2015)，则计算出来的月球两阶段W模式年龄为36Ma。这一模式年龄的假设条件是月球初始整体是球粒陨石质成分。显然，这一假设与大多数月球起源模型相悖(共同吸积说除外)，因此，该年龄仅作参考用。
Touboul et al.(2007)提出了一种更为可靠的限定月球成核年龄的方法。假设月球和硅酸盐地球具有一致的初始182W/184W值，月球分异出金属核后，硅酸盐地球和硅酸盐月球通过不同的Hf/W比值演化到最终几乎相同的ε182W值(认为月幔ε182W=0.09±0.10)。由此得到月球成核年龄不会早于太阳系形成后的~50Myr。因为如果月球过早成核，高Hf/W比(26.5±1.1)的硅酸盐月球最终的ε182W值将会明显高于低Hf/W比(18.0±5.2)的硅酸盐地球。而月球成核被认为在大碰撞之后就立刻发生，因此太阳系形成后的50Myr也代表大碰撞的最早年龄。但是，BSE的准确Hf/W比值尚存争议，可能比预估的17要高。König et al. (2011)利用地球各主要硅酸盐库的W-Ta含量进行质量平衡计算，得到对BSE的Hf/W比值估算值为25.8，这一结果与月幔几乎完全一致。地月一致的Hf/W比值和一致的ε182W值使得我们无法通过地月Hf/W比值的差异对大碰撞发生的时间进行进一步限制。换句话说，通过W同位素的制约，月球形成时间可以是37Myr后的任一时刻(Halliday, 2014)。
3 地幔W同位素不均一通常认为核幔分异和大碰撞之后地幔中W同位素是均一的，并将地幔ε182W值规定为0。但近年来，随着W同位素分离提纯及质谱测试技术的进步，地幔中W同位素组成的微小差异逐渐被检测出来(见图 3)，地幔W同位素不均一性可能蕴含着地球早期演化过程中未知的信息。
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图 3 不同时代地球样品μ182W平均值(据Liu et al., 2016修改) 数据来源：月幔W同位素数据来自Kruijer et al.(2015)和Touboul et al.(2015); Nuvvuagittuq绿岩带表壳岩W同位素数据来自Touboul et al. (2014); Nuvvuagittuq绿岩带年龄来自Cates and Mojzsis(2007)和O'Neil et al.(2008); Acasta片麻岩数据来自Willbold et al.(2015); Isua表壳岩数据来自Willbold et al.(2011)和Rizo et al.(2016b); Labrador岩石数据来自Liu et al.(2016); Schapenburg科马提岩数据来自Puchtel et al. (2016a); Vetreny科马提质玄武岩和Vodla英云闪长岩数据来自Puchtel et al.(2016b); Komati和Kostomuksha科马提岩数据来自Touboul et al.(2012); Guernsey片麻岩来自Willbold et al.(2011); Ontong Java和Baffin Bay大洋玄武岩来自Rizo et al.(2016a) Fig. 3 Mean μ182W values of terrestrial rocks with different formation ages (modified after Liu et al., 2016) Data sources: W isotopic data of the lunar mantle are from Kruijer et al. (2015) and Touboul et al. (2015); data of Nuvvuagittuq supracrustal rocks are from Touboul et al. (2014); the age information of Nuvvuagittuq green belt is from Cates and Mojzsis (2007) and O'Neil et al. (2008); data of Acasta Gneiss Complex are from Willbold et al. (2015); data of Isua supracrustal rocks are from Willbold et al. (2011) and Rizo et al. (2016b); data of Labrador rocks are from Liu et al. (2016); data of Schapenburg komatiites are from Puchtel et al. (2016a); data of Vetreny komatiitic basalts and Vodla tonalites are from Puchtel et al. (2016b); data of Komati and Kostomuksha komatiites are from Touboul et al. (2012); data of Guernsey Gneiss are from Willbold et al. (2011); data of Ontong Java and Baffin Bay oceanic basalts are from Rizo et al. (2016a) |
后增薄层模型的提出是为了解释地幔中强亲铁元素(highly siderophile elements，HSEs)丰度“异常”。理论上，在地球核幔分异过程中，强亲铁元素趋向进入地核，继而造成地幔中强亲铁元素相对球粒陨石的强烈亏损。然而，研究发现地幔中强亲铁元素(如：Ru、Rh、Pd、Re、Os、Ir、Pt、Au)的实际丰度比利用分配系数计算得到的理论丰度要高很多，且元素间的分馏比理论计算结果要小(Ringwood, 1966; Kimura et al., 1974; Ringwood and Kesson, 1977; Chou, 1978; Mitchell and Keays, 1981; Becker et al., 2006)。获取更为接近核幔分异条件(高温高压)下的金属-硅酸盐间HSEs分配系数(Taylor, 1992; Cottrell and Walker, 2006; Righter et al., 2008)和研究陨石流的加入对地幔成分的影响是解决这一“困惑”的两个主要方向。后增薄层(late veneer)假说认为在地球核幔分异结束后，约有0.5%~1%地球质量的平均成分相当于球粒陨石的陨石加入到地幔并成为地幔强亲铁元素的主要来源(Chou, 1978)，同时造成地幔W同位素组成的变化。Willbold et al.(2011)发现格陵兰Isua地区38亿年岩石的182W/184W高于一般地幔值13×10-6，并认为其代表了后增生之前地球的182W/184W值。根据计算，需要加入地幔质量0.2%~0.9%的球粒陨石质地外物质才可以将地幔的ε182W值从+0.13降低到现今的0。这一结果与前人通过HSEs丰度估算出的加入量一致。此后，Willbold et al.(2015)得到加拿大39.6亿年Acasta片麻岩的ε182W值(+0.06~+0.15)，也将这一结果解释为后增生之前地幔的182W/184W值，并将地幔W同位素的均一化与板块构造运动的起始相联系，讨论了板块构造运动对不同地幔深度W同位素组成的影响。Kruijer et al.(2015)和Touboul et al.(2015)获得高于现代地幔20×10-6以上的月球样品182W/184W值，并认为是地幔182W/184W值被后期加入的大量陨石所降低的证据。
Rizo et al.(2016b)系统分析了格陵兰Isua 38~33亿年岩石的W同位素、Re-Os同位素和HSEs含量，提出Isua岩石中182W/184W值的正异常(高出一般的现代地幔值21×10-6)并不能代表后增生之前地幔的182W/184W值，而是来源于地幔在182Hf尚未完全灭绝前高Hf/W比区域182Hf的衰变。这一高Hf/W比的“W同位素异常区”在后续的地幔对流中一直被很好地保存到38~33亿年前并成为Isua岩石的源区。值得注意的是，地球早期演化中，上文两种造成W同位素异常的过程之间并不是相互对立的，可能同时存在。
地幔W同位素不均一的形成总结起来有以下几种解释。
第一，早期地幔分异。在182Hf尚未衰变完全之前发生在地球岩浆洋中的结晶分异和部分熔融作用能够形成局部的Hf/W比值差异，经过182Hf衰变后造成182W/184W差异，并在之后的地幔对流过程中保存下来成为182W/184W异常的源区(Touboul et al., 2012; Rizo et al., 2016b)。由于在地幔分异过程中，W的不相容性大于其母体Hf，而Nd的不相容性大于其母体Sm，故这种模式下形成的岩石μ182W与μ142Nd应存在正相关关系，除非有后续过程造成其W-Nd解耦。需要指出的是，用以解释地幔ε142Nd的EER的形成是早期地幔分异的一种特殊情况，一般认为其保存在核幔边界且一般不与外界发生物质交换。EER重新熔入地幔也可能造成W同位素不均一，这种机理存在与否依赖于Hf-W体系和Sm-Nd体系的共同识别(Willbold et al., 2011)。
第二，地核形成过程中，金属-硅酸盐阶段性平衡形成的局部Hf/W比差异造成182W/184W的差异(Touboul et al., 2012; Rizo et al., 2016b)。地球增生和地核形成受大型撞击事件控制，很可能是阶段性的，金属-硅酸盐分异也是幕式的，不同期次的分异事件由于温度、压力、氧逸度等条件不同而致使硅酸盐相中Hf/W不同，若此时182Hf尚未灭绝，将产生182W/184W异常的源区。
第三，后增生作用。地外样品的加入能够改变地幔W同位素组成(一般认为会降低地幔ε182W值)，而那些仍保存有后增生作用前地幔W同位素的样品自然就能够被检测出182W/184W正异常(Willbold et al., 2011, 2015)。由于这些样品被认为没有遭受到后增生作用的影响，故而相对于现代地幔应强烈亏损HSEs。
第四，核幔相互作用，地核ε182W值远低于地幔，因此，核幔间的物质交换可能会带来地幔W同位素组成的变化，形成负的ε182W值。然而，大量被认为来自核幔边界的大火成岩省样品和洋岛玄武岩样品中并未检测出W同位素负异常(Baffin Bay和Ontong Java洋底高原中182W/184W为正异常)。因此，目前还没有证据证明核幔相互作用改变地幔W同位素组成机制的存在，但也不能够据此否认这种作用在更古老的地球历史上发生的可能性(Willbold et al., 2011)。
另外，早先形成的W同位素组成异常的地壳岩石再循环(俯冲或拆沉)进入地幔，可以成为新的W同位素异常源区(Touboul et al., 2014; Liu et al., 2016)。
4 小结与展望182Hf-182W同位素体系适用于限定行星金属-硅酸盐相分离的时间，但地球核幔分异过程的持续性和开放性为182Hf-182W体系限定地核形成时间带来了许多不确定性。182Hf-182W体系对地核形成时间的准确限定受球粒陨石182W/184W和Hf/W比值，地幔的182W/184W和Hf/W比值，太阳系初始182Hf/180Hf比值和ε182W值，地核增长模型及金属-硅酸盐平衡过程等控制。其中182W/184WCHUR、Hf/WCHUR、182W/184WBSE、182Hf/180HfBSSI、ε182WBSSI等重要参数都已得到很好的限定，地核形成时间的准确限定主要受控于BSE的Hf/W比值、地核增长模型、金属硅酸盐平衡过程以及地幔的早期分异。
如何规避或校正宇宙射线效应的影响是准确获得月球样品W同位素组成的重要命题。目前来看，月球各主要地球化学储库W同位素组成与地幔基本一致。作为难熔元素的W同位素在地月间呈现高度一致性为进一步完善形成月球大碰撞模型提供了重要的制约。W同位素对形成月球大碰撞时间的限定依赖于对硅酸盐地球和硅酸盐月球Hf/W比值的准确估算。
地幔W同位素的不均一涉及到地核增长过程中金属-硅酸盐再平衡作用、早期地球岩浆洋演化、后增生作用、核幔相互作用、EER的形成与演化以及W同位素的再循环等过程。W同位素不均一性成因的准确判别依赖于多元地球化学体系(Hf-W体系、Sm-Nd体系、Re-Os体系及HSEs含量等)的限定。
通过金属-硅酸盐阶段性平衡作用或地幔分异能够产生早期的局部高Hf/W比区域，也就有可能产生局部低Hf/W比区域，继而形成低于平均地幔的ε182W值。另外，EER的重熔作用和核幔相互作用也有可能产生负的ε182W值。最新的研究表明：夏威夷，萨摩亚和冰岛部分洋岛玄武岩中可能存在ε182W值的负异常(Mundl et al., 2017)。我们期待未来能有更多相关的新发现。最为重要的是，要想通过W同位素获取更多地球早期演化的信息和线索，需要进一步提高W同位素分析精度和寻求合适的宇宙射线效应校正方法。
致谢 感谢匿名审稿人对本文的认真审阅和建设性意见，感谢编委和编辑部老师的大力支持和帮助。
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