地幔流体组成

收稿日期:19990614

作者简介:张铭杰(1965—　

),男,副研究员,博士,地球化学专业。基金项目:国家自然科学基金资助项目(49233060,49133090)

地幔流体组成

张铭杰,王先彬,李立武

(中国科学院兰州地质研究所,甘肃兰州730000)

摘　要:地幔流体是当今地球科学研究中的前沿领域之一,具有重要的研究价值。文中总结了

地幔流体组成研究的手段、实验方法及近年来的进展,探讨了目前存在的问题,认为当前需进一

步工作的领域有:(1)确定适宜于地幔流体组成测定的实验方法,以便进行全球数据对比;(2)开

展不同类型地幔源区中地幔流体稀有气体同位素体系与Pb Sr Nd Hf Os 同位素体系的对

比性研究;(3)对不同构造单元中的地幔流体进行研究,建立不同端员地幔源区的地幔流体组成

和稳定同位素制约因素;(4)研究壳幔相互作用过程中的地幔流体,确定地幔流体中再循环地壳

组分的鉴别标志;(5)在全球范围内探讨地质历史时期地幔流体的组成、性质、运移及演化规律;

(6)开展幔源H 2及烃类的研究,为非生物成因天然气理论及勘探提供依据。

关键词:样品;实验方法;组成;地幔流体

中图分类号:O35,P61　文献标识码:A 文章编号:10052321(2000)02040112

地幔流体是指在地幔环境下处于平衡稳定状态的气相和液相组分,其化学成分以C ,H ,O ,N ,S 等为主,并溶有多种碱性元素、稀有气体及F ,P ,Cl 等微量组分[1,2];其挥发份的种类和含量受源区特征、构造环境、演化历程及再循环地壳组分等因素的制约[3,4],是地球内部物质和能量传输最活跃的组分,对地幔状态、物理性质有着重要的影响,与深部地幔作用及浅表地层事件有着密切的关系,是当今地球科学研究的前沿领域之一。

1　地幔流体研究的手段、方法及意义

111　地幔流体研究的重要意义

(1)地幔流体在地球演化过程中具重要的意义。原始地球在分异形成地核和原始地幔及其后的上、下地幔和地壳的过程中[5,6],地幔流体组分以各种方式脱出。脱气最少的下地幔自415G a 以来,基本上处于封闭体系,为未亏损的富集地幔,可揭示原始地幔的气体组成特征。而上地幔已基本上去气,地球早期50Ma 内的剧烈脱气构成了今天大气圈和水圈的主体[6,7]。地质历史时期的地幔流体可提供地球演化过程中,内部挥发份的组成及演化规律,探讨地球脱气作用对大气圈、水圈的影响[8]。

(2)地幔流体在地幔岩浆作用、地幔交代作用及地幔柱活动等深部过程中降低了固相线,促使低熔点富挥发份的富钾原始岩浆(金伯利岩、钾镁煌斑岩、富碱熔岩等)和地幔交代

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104—第7卷第2期

2000年4月地学前缘(中国地质大学,北京)Earth Science Frontiers (China University of G eosciences ,Beijing )Vol.7No.2Apr.2000

熔体的形成,导致地幔富集或亏损事件,形成不同类型的地幔源区。在核幔边界处下地幔(甚至地核)脱气形成的地幔上升热流体引发地幔交代作用,导致地幔柱及超级地幔柱作用。这些都是地幔化学不均一性的源动力,也是克拉通陆壳增生抬升的动力[9～11]。

(3)地幔流体与板块俯冲作用、岩石圈地幔底侵作用和拆沉作用等壳幔相互作用关系密切,这些过程导致壳源物质再循环进入地幔[12,13],形成一些特定的地幔端员成分,如HIMU ,EM Ⅱ等。俯冲作用造成的壳源板片进入深部地幔引起地幔对流及地幔柱作用,地幔流体的研究为探讨这些地质作用机理提供依据。

(4)火山爆发、深源地震等灾害地质事件中,地幔流体的助熔作用、减压膨胀、易于流动等性质促进了火山的形成,且火山喷发的形式与岩浆中流体相的含量有极大的关系[14]。现代火山喷气和熔岩及地质历史时期的火山岩中流体组分均表明地幔相的存在[14～18]。在深源地震区地幔流体的聚集膨胀,导致地内应力的改变,在地壳薄弱处或深大断裂活动带释放应力,从而引发地震,同时也释放出聚集的流体组分,在现代地震活动过程中均检测到大量来自地幔的流体相[19],据此建立了H 2,He 预报地震体系。

(5)非生物成因天然气等非常规能源的聚集成藏,依赖于地幔流体提供物源、热源及运移源动力。目前已在许多天然气和石油中发现有来自地幔的流体挥发份[20～22],而地幔流体中H 2及CH 4,C 2H 6等烃类气体为地球原始气体成分,它们的大量存在为非生物成因天然气提供了充足的物质来源[23～28],这些组分通过一定的上升通道在合适的构造环境地区有可能形成气藏[20～22]。目前应重视拉张环境中火山活动地区、地幔柱、深源地震区等具地幔流体上升通道条件地区的勘查。另外,地幔流体在成矿作用过程中具十分重要的作用,许多金属矿床的形成过程中,地幔流体作为成矿剂和搬运介质的作用不可忽视[29]。

112　地幔流体研究的手段和方法

11211　地幔流体研究用样品

由于地幔流体所处环境的特殊性,目前难以对其进行直接观察和研究,但地幔流体通过各种形式被带到地表,为研究地幔流体提供了直接样品,常用的有如下几类:

(1)现代火山喷气、温泉气和深大断裂气:在火山喷发过程中空气、地下水、地壳内流体组分会直接注入或通过取样混入[17,18],因此难以用火山喷气来确定地幔流体的化学组成,但从同位素组成、稀有气体组成的角度可以达到这一目的[16～18]。温泉和深大断裂是地球内部挥发份进入大气的另外两种主要通道,其气体中也有地幔流体的混入[15,16,19]。

另一种最重要样品,来自现代海底洋脊环境和弧后扩张盆地强烈排泄的热水流体及其热水沉积物(硫化物和黑烟囱)。

(2)玄武岩、金伯利岩及其地幔捕虏体内的气液包裹体及矿物结构空隙中的挥发性组分:由于这些包裹体为机械裹入或与岩浆混溶后减压出溶形成的[25],其化学组成不受元素性质(相容性)的制约,真实地记录了地幔不同演化阶段的流体组成[23～27,30]。

(3)不同类型的大洋玄武岩源自不同的地幔源区[31],其成因最为简单明了,从MORB 到O IB 和IAB 都含有丰富的流体组分,准确测定其中的流体组成可建立不同源区地幔流体的特征,确定在地幔部分熔融过程中流体演化的特征[24]。大洋玄武岩下的深源橄榄岩为地幔岩部分熔融形成玄武岩浆后的残余[3],把它和相应玄武岩中的流体组分对比研究,可建立地幔流体组分在部分熔融过程中的分馏机制。

(4)板块碰撞带(造山)中产出的超镁铁质岩为来自洋底地幔的堆晶岩或变质橄榄岩,—

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其流体组分记录了不同地质历史时期地幔流体的信息[3];另外陆内的一些超镁铁质侵入岩源自地幔,也可用于地幔流体的研究。

11212　地幔流体的测定方法

以地幔流体组成为研究目标的实验方法很多[32～35],大致可分为如下几类:

(1)无损测定法:包括显微热台、原子吸收光谱、红外光谱、激光拉曼光谱等以测定幔源岩中气液包裹体或某一特定组分为测试目标[33,34]。

(2)真空碎裂法:该方法是在真空状态下把样品碎裂以破碎其中的气液包裹体,释放出的气体导入质谱计或色谱计中测量[33]。由于微量气体在样品粉末表面的选择性吸附,以及地幔流体在幔源岩中的保存形式有难以破碎释放的μm 级、亚μm 级超显微包裹体和矿物结构内或空隙中的挥发份[25],因此其测定结果的误差较大。但在碎裂过程中稀有气体几乎不产生明显的分馏,且可最大限度地降低放射性成因稀有气体的释放混入[36,37],因此,真空碎裂质谱法广泛用于流体包裹体中的稀有气体组成的测定。

(3)分段加热法:该方法是在真空系统中加热样品,使其中的气液包裹体爆裂释放,同时释放的还有矿物裂隙和结构空隙中的吸附气,以及矿物结构中的一些组分[4,32,35],且通过控制加热温度可区分出不同来源的流体组分[23～27]。在测定时常采用的设备有质谱计和色谱计,因色谱计对地幔流体的主要成分———非烃的测定有一定的难度而限制了其用途[34]。加热法在实验过程中应注意避免释放气体间的相互反应带来的误差[32,33]。该方法在低温部分测定的结果与激光拉曼探针测定结果相似,高温部分测定结果含有较高的H 2,CO ,与模拟实验结果和理论计算结果一致,关于该方法实验过程已另文讨论[32]。

2　地幔流体组成

近年来国际岩石圈计划和大洋钻探计划的实施,在固体地球、深部地质、地幔物质组成等领域取得了巨大进展,确认出了主元素、微量元素、REE ,He Ar Pb Sr Nd Hf Os 同位素组成等各具特征的不同类型地幔端员成分[8,9,31],同时也认识到地幔流体的重要性,开展了许多以地幔流体为研究目标的工作,在下列诸方面取得了较为注目的进展。211　地幔流体中的挥发份

21111　流体组成

(1)地幔流体为C H O S 体系,并含微量的稀有气体、Cl ,P 等,其成分以CO 2,H 2O ,H 2,CO ,SO 2,H 2S ,CH 4等形式存在,以含有较高的H 2为特征[1～4,23～27,38]。在地幔岩的橄榄岩、辉石、石榴石等“无水矿物”中普遍含有OH [39～42],其流体包裹体内有大量的H 2[41],更深部地幔及地核含有固态氢、金属氢以及一些氢化物[42,43],使地幔成为氢的储库之一。在地幔环境下可能存在固体CO 2[38]及类似石英结构、C —O 为共价键的CO 2[44]。

(2)地幔流体中普遍含有的地幔烃,CH 4,C 2H 6等低碳数烷烃在各种幔源岩的流体组分中普遍存在[4,23～27]。蛇绿岩套的橄榄岩、碱性玄武岩的橄榄岩包体及金伯利岩的金刚石中的重烃(n 链烷)[45],说明非生物有机质是原始地球的组成成分之一。

(3)地幔流体组成在横向、纵向上具明显的不均一性[3,8,31]。在横向上受构造环境、演化历史及再循环地壳组分的控制[3,8],如中国东部地幔捕虏体的流体组分中还原性气体

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H 2,CO 等占优势,而位于华北板块和扬子板块碰撞带间的江苏六合方山等地的地幔捕虏体中以氧化性气体CO 2,SO 2为主要成分,SO 2明显升高[4,26,27]。在纵向上,地幔流体组成具有较大差别,已知来自岩石圈地幔的金伯利岩中的地幔捕虏体和金刚石中的流体组分含较高的H 2[23,46,47],而来自下地幔或核幔边界的超深流体和外地核的氢气圈含有更高的H 2,流体中CH 4和H 2约占气体总量的9718%,N (H )/N (O )比值为1330[28],这种超深流体上升达软流层底部时,H 2O 多于CH 4。上地幔流体的组分受再循环地壳组分的影响,氧逸度增大,氧化性气体含量增高,还原性气体H 2,CO ,CH 4等减少。较为明显的趋势是自上地幔至下地幔H 2有明显的增加,而SO 2则相反随之降低。地幔流体组成在横向和纵向上的这种化学不均一性表明,地球形成后化学分异的阶段性和地球表层板块运动、岩石圈地幔拆沉作用、板块俯冲作用等构造活动对地幔流体有重大的影响,具有十分重要的研究内涵。21112　稳定同位素组成

地幔流体中的稳定同位素研究主要集中在碳、氧、氢、硫等领域,其中以碳同位素的数据积累最多,下面分别予以讨论。

(1)碳同位素:地幔流体中碳同位素的测定主要以幔源岩中的CO 2、石墨、金刚石、碳酸

岩等含碳物质为样品进行测定[48～51]。δ13C 值与保存形式有关:地幔橄榄岩中石墨的δ13C

为-1213‰～-318‰[30,51,52],集中分布于-6‰～-7‰,平均-617‰;金伯利岩中金

刚石的δ13C 变化于0～-30‰,集中分布于-4‰～-9‰,平均-515‰,少量介于

-15‰～-19‰,与金刚石的晶形和颜色有关,其中含有机质的黑色金刚石的δ13C 较轻,

分布于-2718‰～-2814‰之间[8,25,30,52～54];幔源碳酸盐的δ13C 变化则十分有限,平均

-514‰[30]。

碱性玄武岩中含CO 2流体包裹体的幔源岩捕虏体类似于金刚石,δ13C 具较大的分布范

围,且与实验加热温度、碳含量有关[27,55～57]。北美西北部上地幔捕虏体在低温区的δ13C

值较低(-23‰～-28‰),高温区的δ13C 与流体包裹体的含量有关,含量较低的δ13C =

-20‰～-28‰,含量较高的δ13C =-4‰～-10‰,其中流体包裹体含量最高的方辉

橄榄岩具有最重的δ13C 值(-4‰～-5‰

)[48]。夏威夷和日本的纯橄榄岩捕虏体中CO 2的δ13C 变化于-215‰～-1711‰之间[49,55];中国东部新生代碱性玄武岩中地幔岩捕虏

体中的CO 2的δ13C 分布于-216‰～-3314‰,集中分布于-1810‰～-2810‰[56,57]。

玄武岩浆源自地幔部分熔融作用,其中包含着丰富的源区信息,是认识地幔的“探

针”[31]。对大洋玄武岩和大陆玄武岩中CO 2的δ13C 测定表明,随玄武岩产出位置与大陆地

壳距离的减小,δ13C 自洋中脊玄武岩(-315‰～-913‰)、洋岛玄武岩(-218‰～

-715‰)、弧后玄武岩(-918‰～-312‰)、岛弧玄武岩(-2415‰～-2910‰

),到大陆玄武岩(-20‰～-30‰

)逐步变轻[27,58～60]。由上述可见,地幔流体中的δ13C 具明显的双峰分布,主峰众数为-515‰±,为地幔碳

酸岩、O IB 、金伯利岩、金刚石及地幔岩高温碳的δ13C 的主要分布范围,次分布峰位于

-15‰～-25‰间,为少数金伯利岩、金刚石、地幔捕虏体和玄武岩的低温碳和少量高温

碳的δ13C 的分布范围。一般地认为,地幔环境中CO 2的δ13C 正常值为0～-10‰,代表地

幔原始碳的成分,较轻的δ13C 可能反映了板块俯冲作用[61]、拆沉作用或底侵作用引起的再

循环壳源物质[55],或地幔多阶段脱气作用造成的,说明地幔碳同位素具明显的不均一性。—

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近来对陨石中微粒金刚石碳同位素分析表明,明显富集12C (δ13C =-2610‰～

-3218‰

)[62],说明在超新星形成过程中存在碳同位素组成较轻的演化阶段,地幔也可能存在碳同位素组成较轻的源区[53]。因此,有必要对地幔碳同位素组成进行重新认识。

(2)氧同位素:地幔氧同位素的测定值多为硅酸盐矿物结构中氧的δ18O ,其值集中变化

于+415‰～+715‰之间[8,63～65],与Nd ,Sr ,Pb 同位素具协变关系。地幔流体氧同位素

数据较少,中国东部新生代碱性玄武岩及地幔岩捕虏体中CO 2的δ18O 分布于+410～

+1010‰之间[27,56]。碱性玄武岩中CO 2的δ18O 与挥发份的总量成正比,反映了交代作用

的程度[27]。地幔岩中CO 2的δ18O 与岩石类型、矿物种类有关,辉石岩大于二辉橄榄岩,证

明辉石岩捕虏体的成因明显不同于二辉橄榄岩;二辉橄榄岩中橄榄石内CO 2的δ18O 低于

斜方辉石的。流体组分CO 2与矿物结构氧的δ18O 具相同变化规律,证明氧同位素在CO 2

与矿物间达到了分馏平衡[66],CO 2的δ18O 也可作为矿物岩石成因判别的重要指标。

(3)氢同位素:地幔流体中含有较高的氢,其赋存形式多种多样,有游离态的H 2、氧化

态的H 2O 、矿物结构中的OH 和结构空隙中的H °

(氢原子),以及非生物有机质CH 4,C 2H 6等烃类的氢。对其同位素的测定以火山喷气及热水的数据较多,但其δD 反映的是岩浆水与地下水、海水混合的结果。对大西洋中脊、东太平洋中脊、夏威夷、G alapagos 隆起、FA 2MOUS ,大多数玄武岩的原始δD 平均(-80±5)‰,认为地幔存在氢同位素组成均一的源区,与Sr ,Nd ,Pb 和O 同位素组成形成明显的对比[59,67]。中国东部地幔捕虏体中H 2O 的δD 测定表明[25],δD 值分布于-4517‰～-13912‰,与样品加热温度有关,随加热温度的升高,δD 值变轻。金伯利岩中的δD 集中于-60‰～-80‰狭小的变化范围[68,69],中国东部古生代金伯利岩中的δD =-7110‰～-10012‰[69]。一般地认为幔源氢的同位素组成集中分布于-88‰～-30‰,但因地幔脱气等因素影响其变化范围较大。

(4)硫同位素:地幔流体中含有一定数量的SO 2和H 2S ,但地幔硫同位素的测定都以硫化物或硫酸盐为对象进行。大洋中脊(G alapagos 洋脊)、FAMOUS 地区、G ayman Trough 等

地玄武岩中的含S 较高,其质量分数为(1490～1570)×10-6,δ34S 集中分布于(013±

015)‰,其中硫化物和硫酸盐的硫同位素分馏达(+714±116)‰;洋底玄武岩中硫的丰度

(质量分数)达(800±100)×10-6,其δ

34S =(+018±015)‰[70]。日本岛弧第四纪玄武岩中硫的含量(质量分数)低于40×10-6,δ34S =(+414±211)‰[71]。非洲金刚石中硫化物包裹

体的硫同位素受产出岩石类型的制约,橄榄岩中金刚石的δ34S 接近于0‰(-5‰～+5‰

),而榴辉岩中金刚石的δ34S 变化于-12‰～+14‰[53];可见硫同位素组成与S 含量具一定

的关系,并受产出环境的制约。一般地认为地幔来源的硫具有陨硫铁的硫同位素组成特征,

变化于0‰附近,较大的δ34S 变化范围与地壳再循环组分有关[53,72]。

除上述碳、氧、氢、硫等稳定同位素组成外,目前对地幔流体的另一组分N 2进行了一定

的同位素测定[73,74]。大洋玄武岩含有较低的N ,其δ15N (air )变化于-014‰～+118‰,

平均(012±016)‰[70,73],而来源较深的金刚石含有较高的N ,其δ15N 为+5‰[74]。

212　地幔流体中的稀有气体

地幔流体中保存着原始地球演化过程中残留的稀有气体,并通过火山活动、深大断裂等各种途径渗出地表,或混入温泉、热卤水及油气田中[7,15～22]。在幔源岩的气液包裹体中含

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有一定数量的稀有气体,虽然He ,Ar 等稀有气体的封闭温度并不很高,但流体包裹体壁阻止了稀有气体的扩散,使其活动性比在寄主矿物晶格中低几个数量级[35,37];且沸腾作用、扩散作用等过程不会引起3He 和4He 的明显分馏[75];加之幔源岩中的放射性同位素较低,其形成的He ,Ar 等在矿物晶格中的扩散速度较快,因此通过幔源岩中稀有气体通量及组成的测定可反映地幔流体中的稀有气体特征[76]。

对大洋玄武岩及其冷淬玻璃和大陆碱性玄武岩和金伯利岩中的橄榄岩捕虏体进行稀有气体研究[55,75～92],建立了地幔稀有气体同位素体系,划分出不同类型的地幔流体源区:上地幔N (3He )/N (4He )=(111～114)×10-5,N (40Ar )/N (36Ar )≈104,N (3He )/N (40Ar )≈2,N (4He )/N (20Ne )>104;下地幔N (3He )/N (4He )=(3～5)×10-5,N (40Ar )/N (36Ar )≈400,N (4He )/N (20Ne )>104。地幔N (20Ne )/N (22Ne )接近太阳氖的值1318(太阳风为1316)[78,79],N (21Ne )/N (22Ne )=010328[87],与地幔柱有关的夏威夷玄武岩及大洋超镁铁质捕虏体中的〔N (20Ne )/N (22Ne )〕/〔N (21Ne )/N (22Ne )〕较高,位于太阳值与MORB 之间[92]。

不同源区地幔流体的He ,Ar 同位素各具特征[79～85]:(1)地幔柱、热点地区富集地幔的N (3He )/N (4He )约为6×10-5,N (40Ar )/N (36Ar )为350;(2)上、下地幔界面或核幔边界、洋中脊下亏损地幔的N (3He )/N (4He )为111×10-5,N (40Ar )/N (36Ar )≈2×104;(3)来自软流圈及上地幔、岛弧地区地幔的N (3He )/N (4He )和N (40Ar )/N (36Ar )介于地壳和上地幔值之间,为俯冲作用形成再循环地壳物质与上地幔相互混合而成;(4)大陆岩石圈地幔中的稀有气体组成因受再循环地壳物质的影响具较低的N (3He )/N (4He )值,类似于岛弧、富集洋岛HIMU 地区地幔[86～91];(5)地幔柱活动的大陆岩石圈地幔的稀有气体组成接近原始地幔值,如澳大利亚东部地幔柱地区岩石圈地幔的N (3He )/N (4He )位于(919～1413)×10-6,其高N (20Ne )/N (22Ne ),低N (21Ne )/N (22Ne )比值位于夏威夷演化值附近[92],而美国黄石公园的N (3He )/N (4He )值高达212×10-5。

213　地幔流体中的再循环地壳组分

地壳自从原始地幔化学分异形成以来,在垂向、横向上不断增生的过程中经板块俯冲作用、拆沉作用、底侵作用使一些地壳物质再循环进入地幔[12,13],形成一些特定类型的地幔源区,如EM ,HIMU 等[31],其地幔流体组成和稀有气体具明显的特征。

(1)流体组成:早在1984年,Trial 提出日本Ichinomegata 的包体中与CO 2共存的H 2O

来自于日本下面的俯冲板块。中国东部碱性玄武岩中流体的总量和氧化性组分含量与δ18O

呈正相关系,幔源岩捕虏体中流体组成与构造位置有关,位于华北板块与扬子板块碰撞带周围的幔源捕虏体中流体组成中SO 2,CO 2的含量明显高于其它地区,这可能与中生代该区陆陆碰撞及岩石圈减薄导致的下地壳再循环有关[4,27]。

(2)稳定同位素组成:大洋玄武岩自洋中脊、洋岛到岛弧玄武岩中的碳同位素逐步变

轻,反映了地壳物质的加入[27,59]。中国东部幔源岩捕虏体中CO 2的δ13C 较轻可能都反映

了地壳碳循环进入地幔,因地幔岩脱气作用造成的δ13C 分馏较小(J 1G 1Blank ,1994),多阶

段脱气没有其它地质证据,而中国东部古生代较厚的岩石圈地幔具较重的碳同位素组成[69],中生代的岩石圈地幔底侵作用可能导致地壳物质再循环进入地幔[10,25];北美西部的地幔岩捕虏体也具类似的情形[48]。部分特殊环境的玄武岩及幔源岩捕虏体中的氧同位素较重[53,54],并与Sr Pb Nd 同位素呈协变关系,反映了地壳物质的存在[27,56,59～66]。—

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南非金刚石硫化物包裹体的硫同位素与碳同位素具一定的协变性[53],橄榄岩包体中金

刚石的δ34S 值在0‰附近,与陨硫铁样值(0‰

)相近,其碳同位素变化较小,集中于-2‰～-7‰之间,平均-5103‰;硫化物的Ni 含量(质量分数)均大于8‰,认为其形成于一

种未受混染的地幔。而榴辉石包体中金刚石的δ34S 变化较大(-10‰～+14‰),其δ13C

明显偏轻(-10‰～-20‰

),硫化物的Ni 含量都低于8‰,认为与地壳物质混入有关。δ34S 低于0为负值与沉积成因有关,可能是生物硫还原而成,而δ34S 明显高于0‰的可能是生物效应的沉积或热水蚀变海底玄武岩的硫,在板块俯冲带地壳硫通过板块俯冲再循环进入地幔[72]。因此认为部分南非产地的金伯利岩中的金刚石在其形成过程有再循环的沉积物混入,且Pb 同位素资料证明地幔内部的地壳物质再循环至少进行了1000Ma 。

(3)稀有气体:大洋玄武岩中,太平洋社会群岛具较高的N (3He )/N (4He )〔为(1014～17)R A 〕,可能与地幔柱有关[85];太平洋MORB 的N (3He )/N (4He )=(813～817)R A ,平均(8186±0163)R A [83,86];大西洋和印度洋中EM O IBS 具较低的N (3He )/N (4He )值为(3～8)R A [82],HIMU 源区(大西洋St 1Helena ,Polynesia )N (3He )/N (4He )为(6184±019)R A [84,85]。地幔内的交代作用形成大范围的O IBS 源区,导致其N (U )/N (3He )值增加,

N (3He )/N (4He )值降低;而HIMU 为古代俯冲洋壳造成N (U +Th )/N (3He )值的增加,使其N (3He )/N (4He )比值下降,反映了地幔流体中的再循环地壳组分。

北美、欧洲陆下岩石圈地幔在元古宙的交代富集作用,导致N (U )/N (He )值的轻微增加,使其N (3He )/N (4He )值变化于近MORB 值(8R A )与轻微放射性成因值(5R A )之间[86,90]。另一方面俯冲洋壳的脱水作用使He 从俯冲壳中完全脱出,造成陆下岩石圈地幔的N (U +Th )/N (3He )增加,这也是N (3He )/N (4He )降低的原因之一[10];这些脱水的俯冲洋壳再循环进入地幔形成HIMU 的地幔源区。澳大利亚岩石圈地幔的“干的二辉橄榄岩”中的N (3He )/N (4He )=(919～1413)×10-9,平均(12±2)×10-9,位于MORB 的值附近〔(12±2)‰〕;而代表地幔交代作用的含角闪石、磷灰石二辉橄榄岩中磷灰石的N (3He )/N (4He )值为014×10-6,明显偏低,其N (20Ne )/N (22Ne )值低,N (21Ne )/N (22Ne )高,对应于磷灰石中交代作用导致U ,Th 含量增高引起的4He 的增加[87]。

3　地幔流体研究展望

上述所示,地幔流体研究已取得了一些突破性的进展,基本建立了地幔流体组成及同位素体系,确立不同源区地幔流体的稀有气体同位素组成特征,在地幔流体中鉴别出了再循环地壳组分,但目前仍存在一些较为薄弱的环节有待加强。

(1)建立适宜的实验方法。目前用于地幔流体测定的实验方法很多[33,34],不同的实验室在测定不同地区的地幔流体组成时采用不同的方法,以致难以进行全球性数据对比;即使对同一地区地幔流体的测定采用不同的实验方法得到的结果有较大的差异[26,27],必须建立一种实验方法能够全面真实地测定在这种特定环境下多形式存在的多组分。另外,在用分步加热质谱法进行稳定同位素测定时,在不同的加热温度得到了不同的数据,较为一致地看法是不同温度段释放的组分来源不同,但对每一温度段释气组分的来源有不同的解释[27,48～59],对此有必要进行深入的研究。

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704—　2000,7(2)　地　学　前　缘　化学地球动力学

(2)不同地幔端员中地幔流体的组成特征及其制约因素。地幔流体的组成变化较大,

解释不一,如对δ13C 的双众数分布的解释有:①地幔源区化学不均一性,存在碳同位素较轻

的地幔源区[53];②地幔脱气作用造成的同位素分馏[38];③再循环地壳物质[61]。因此,从全球数据中筛选出那些源区地球化学特征明显的、最少污染的EM ,PREMA ,HIMU 典型地幔的代表地区进行地幔流体研究,确定其流体组成、同位素体系,建立不同地幔端员中地幔流体组成及变化规律的制约机制。

(3)不同地幔源区中稀有气体与Pb Sr Nd Hf Os 同位素体系的对比研究。目前已根据地幔流体中的稀有气体同位素组成划分出不同的地幔源区[55,76,78～92],而这些源区与微量元素、REE 、Pb Sr Nd Hf Os 同位素体系划分出的地幔端员的对比性研究比较薄弱[31],加强这一领域的研究将建立地幔演化过程的稀有气体地球化学制约。

(4)地幔流体中的再循环组分及壳幔相互作用。地幔流体中的再循环地壳组分在流体组成、稳定同位素及稀有气体同位素等方面具特征的组成,而地壳物质的再循环及壳幔相互作用在稀土元素、微量元素、Pb Sr Nd Hf Os 同位素体系具明显的特征,结合这些岩石地球化学资料,选定俯冲作用、底侵作用和拆沉作用典型的岛弧、活动大陆边缘或造山带地区进行研究,建立地壳再循环及壳幔相互作用过程的地幔流体特征及制约因素。

(5)地幔流体在全球范围内的变化及地质历史时期的演化规律研究。地幔流体在地球演化过程中有重要的作用,开展全球范围内横向和纵向上地幔流体的调查,探讨在不同地质历史时期、不同构造环境、不同深度地幔流体的变化规律,为地球演化、分异、过去全球变化、成矿作用等提供理论依据。

(6)幔源H 2及烃的赋存形式、运移演化规律研究。地幔流体中的H 2和烃是地球的原始组分,探明其赋存形式及运移规律,为非生物成因天然气理论及找矿预测提供依据。参考文献:

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COMPOSITION OF MAN TL E FL U ID

ZHAN G Ming 2jie ,　WAN G Xian 2bin ,　L I Li 2wu

(L anz hou Instit ute of Geology ,Chi nese A cadem y of Science ,L anz hou 730000,Chi na )Abstract :The study of mantle fluid is one of the frontiers in Earth science ,and is of great sig 2nificance.In the paper the suitable sample ,experimental method and the advance on composition of mantle fluid in recent years have been described ,and the existing problems are discussed.It is pointed out that further research should be as follows :(1)appropriate experimental method to determinate the composition of mantle fluid established for global data comparison ;(2)the com 2parison of noble gas isotopic systematization with Pb 2Sr 2Nd 2Hf 2Os isotopic systematization ;(3)research on the mantle fluid in different tectonic setting so as to define the compositional and isotopic constraints for mantle fluid in different end 2member of mantle resource ;(4)research on the mantle fluid in the process of crust 2mantle interaction to determine the identification criteria for the recycled crust components in the mantle fluid ;(5)The composition ,property and evolu 2tionary of mantle fluid dealt with that in the global extent during geological time ;(6)research on mantle 2derived H 2and hydrocarbon for the theoretical bases and exploration of the abio 2genetic natural gases.

K ey w ords :sample ;experimental method ;composition ;mantle fluid

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2000,7(2)