8.3 地幔的不均一性
近代地球化学的一项重要研究成果就是发现地幔的不均一性。从上面提到的各种幔源岩石的岩石化学、同位素和微量元素的资料中可以充分地看到，地幔存在着巨大的区域和层状的不均一性，发现地幔不均一性的规律、探讨不均一性形成的原因，便可对地幔乃至整个地球的演化和发展历史提供重要信息。
8.3.1 地幔的区域与层状不均一性
地幔不均一性主要表现在如下一些方面：
1）大陆地幔与大洋地幔有着明显不同。在全球大地热流研究中已经指出，大洋和大陆的平均热流值是几乎相等的。但大陆区热流贡献主要来自地壳，大洋区热流主要来自地幔。因此大洋地幔的放射性生热元素K，U，Th要比大陆地幔高。但形成大洋中脊玄武岩的源区—大洋软流圈是亏损U，Th，K 等元素的，甚至比大陆地幔更要亏损。因而为了解释上述现象，就必须假定有一个更富放射性元素的海洋下地幔和一个更贫放射性元素的大陆下地幔的存在。而且，处于热点上的火山岛链是富K、U、Th 的，这表明它来自一个极深的地幔源区。事实上这些岛链往往分布于重力正异常带上，与深地幔对流作用的上升流动区相联系。这些都表明大洋地幔和大陆地幔在水平方向和垂直方向上的不均一性。
2）各大洋地幔之间具有不同的特征。同样是洋脊玄武岩，大西洋和印度洋的岩石的87Sr/86Sr 就比太平洋的高。同样是洋岛玄武岩，大部分的87Sr/86Sr 值在0.703～0.704 之间，但有些岛屿，如Kerguelen，Trstan 等的87Sr/86Sr 高于0.705。铅同位素也有类似的情况。大陆地幔内的不均一性也表现得非常明显，根据现已获得的资料，中国东部大陆地幔的同位素特征就表现出北方富集，南方亏损的差异，及由北到南的渐变。
3）洋脊、洋岛、岛弧地区的岩石有各自的地球化学特征，表明了其源区组成的差异。在一些大洋中脊与热点相接近的地方，火山岩中的同位素与微量元素常表现出有规律的变比，从热点的高值演变到大洋中脊的亏损值，这些地区很可能发生深部地幔源岩浆和浅地幔岩浆不同程度的混合。从冰岛向南到雷克雅斯洋脊便是一个很好的例子。冰岛是位于洋脊上的热点，其Pb同位素比值随离开热点的距离有规律的下降，206Pb/204Pb 和1/Pb 之间也有明显的线性关系，说明是一个具有不同铅浓度和同位素组成的二元混合体系。太平洋中的卡拉帕戈斯群岛的87Sr/86Sr，在一个小区域内从0.7026 变化至0.7040，同样表现出从大洋中脊到洋岛的源区变化。
4）同位素不平衡现象的存在，造成微区域内同位素的不均一性。根据二
辉橄榄岩等地幔包体岩石及其中的单矿物（主要是单斜辉石）的同位素资料
发现，至少在岩石圈地幔的温压条件下，存在着明显的不均一性。
全球相同种类的地幔岩石常常具有共同的同位素微量元素地球化学特
征，这表明它们来自同一个化学源区，这种相同的化学源区往往意味着地幔
的某一固定层位。这就是地幔的层状不均一性。如所有洋脊玄武岩的地球化
学特征，表明一个亏损地幔层的存在；大陆和洋岛的钠质碱性玄武岩具有非
常一致的同位素，微量元素组成，表明它们来自另一个地幔层位；热点火山作用的岩石具有异常高的3He/4He 值（高达20—30），反映了深部地幔层位
的特征等。
由此可见，地幔在不同的规模和层次上都明显地存在着不均一性。
Zindler 和Hart（1986）主要依据幔源岩石同位素组成的不同，划分出
如下的地幔端元组份：
亏损的地幔组份（DMM）：高143Nd/144Nd，低87Sr/86Sr 和206Pb/204Pb，
是洋脊玄武岩的源区。
HIMU 组份：极高的206Pb/204Pb，低87Sr/86Sr 和中等143Nd/144Nd。高U，
Th 和高μ值，Rb/Sr 比不高。是St.Helena 和Tubuaii 洋岛火山岩的源区。
富集的EMI 和EMⅡ组份：高87Sr/86Sr 和低143Nd/144Nd，中等的206Pb/204Pb
（EMⅡ）和偏低的206Pb/204Pb（EMI）。在Nd—Sr 相关图上均比全球硅酸盐
平均（BSE）和原始地幔（PUM）富化。是许多洋岛玄武岩的源区之一。
流行地幔端元组份（PREMA）：87Sr/86Sr≈0.7045，143Nd/144Nd≈0.51263，
206Pb/204Pb≈17.3～17.5，207Pb/204Pb≈15.35～15.40，208Pb/204Pb≈37.47～
37.63。它和其它地幔端元构成联结，可能是更有意义的一个地球初始组份。
根据地幔源区组份的空间位置，曾提出过各种地幔化学层圈构造的模
式，归纳起来大体有这样一些层状地幔：
亏损的低速层地幔。大约200km 的深度，是洋中脊玄武岩的源区。
中间地幔。大约650km 左右，为洋岛提供岩浆的部分物质，很少对大陆
区提供岩浆。
原始下地幔，在650km 以下，主要洋岛热点式玄武岩岩浆源，如夏威夷
群岛地区。
再循环地幔，在板块俯冲带及其上方的地幔楔子。以Kerguelen 岛为代
表。
交代地幔和HIMU 的幔源组份相同。
不同地区火山作用可以是上述几种地幔端元组份，或者是地幔源区的混
合。如岛弧区火山岩是亏损地幔、再循环地幔以及下地壳物质的混合，洋岛
火山作用可以是中间地幔和原始地幔、或交代地幔和再循环地幔等的混合。
8.3.2 地幔等时线
所谓地幔等时线是指一定区域内的幔源岩石的同位素组成能构成一个等
时线。地幔等时线现象是地幔不同区域长期处于不均一性的一个重要证据。
因为一个组成均一或同位素达到均一化的地幔是不可能形成等时线的，只有
不均一性保持一段相当长的时间才能出现这种现象。各个不均一的地幔源产
生的混合岩浆也将产生这种等时线。
一些大洋中脊和岛狐的岩石铅同位素具有等时线趋向，大洋中每一个岛
链也具有明显的Pb—Pb 等时线关系。其等时年龄在0.9×109～2.5×109 年
左右，相当数量的年龄集中在17—18 亿年。海洋玄武质岩石铅同位素的另一
个特点是多数样品的数据落在地球零等时线的右侧，这说明地幔在其等时线
所确定的时间以后曾发生过U 相对于Pb 的富集。而且这些等时线和地球零等
时线交点都相当于μ=7.9 的发展线在零等时线上的点，也表明在太古代时期
或早元古代以前地幔是相对均一的，在早元古以后地幔才开始逐渐变得不均
一。
锶同位素同样表现出地幔等时线特征。现代岛屿火山岩的等时线年龄，
相对较小。太平洋所有海岛岩石的等时线年龄为12 亿年。布洛克斯
（C.Brooks）将各大洋海岛和冈瓦纳大陆各区域的铷锶同位素数据取平均值
作图，得到非常好的等时线年龄，为1620±55ma，称为全球铷锶地幔等时线。
这些年龄同样具有不均一事件发生时间的含义。全球不同时代基性地幔派生
岩石的锶同位素初始值在17 亿年前基本在地幔生长线上（Rb/Sr≈0.025），
而17 亿年后初始值比较分散。因此，从铷锶和铅—铅等时线提供的信息来
看，全球地幔不均一事件主要发生在17—25 亿年左右，全球小范围内的不一
均现象可出现在以后的任何时间内。
一些学者用同位素不平衡来解释地幔等时线现象。就是说，在地幔条件
下各矿物相的放射性母子体比值（Rb/Sr，U/Pb）是不一样的，它们的铅、锶
同位素也各自保持封闭，整个岩石的同位素没有达到平衡，当产生部分熔融
时，液相和固相之间也同样没有达到同位素平衡。因此不同程度的部分熔融，
由于熔融的矿物相比例不同，各次岩浆的同位素组成也就不同。但是，根据
Sr，Pb 的热扩散实验数据，在地幔的温度条件下同位素是应该达到扩散平衡
的。这又和实际资料相矛盾。因为从玄武岩中二辉橄榄岩地幔包体的Sr，Nd
同位素测定值来看，不仅同一地区的玄武岩与包体、包体与包体之间存在着
同位素不平衡，而且包体内部各矿物相之间、原生矿物和地幔交代矿物之间
都存在同位素不平衡，如何解释这种矛盾现象，目前还没有确凿可靠的证据。
很可能，它是由于地幔条件下高压的作用，压力的增大将会导致扩散系数减
小，但压力究竟如何影响Sr，Pb 等团体的扩散，还没有定量的数据，按照现
在的包体资料，要求扩散系数从10-7～10-8cm2/s 降至10-12～10-4cm2/s。压
力的改变是否能引起扩散系数这样大的变化是不清楚的。
8.3.3 地幔不均一性原因
引起地幔化学组成不均一的原因是很复杂的。归纳起来主要有如下几种
可能的因素：
1）在地球形成的行星吸积过程中就存在化学组成的不均一性。因为各类
陨石在微量元素组成上有较大的差别。如陨石中U/Pb 的变化就很大，月球的
238U/204Pb 比达到104 数量级。地球形成初期捕获的各类陨石和小行星体，作
为地球组成的一部分，本身就不是完全均一的。
2）在地球形成以后的分异过程中，特别是在地球演化的早期大陆地壳形
成过程中，便引起了大陆地幔与海洋地幔的区域不均一性。
3）由于大陆发生漂移，使地壳与地幔结构发生重新组合。如当一个大陆
块漂移到海洋地幔上面时，会使其下面的放射能增加一倍，这时该大陆地壳
下面的温度场将急剧增高，加速了物质的分异，改变了地幔原来的性质。
4）地幔对流圈的转换可能是引起现代地幔不均一性的重要机制。根据地
幔对流理论，在地幔中存在着两种规模的对流圈。一种是只发生在软流圈和
岩石圈之内的浅地幔对流圈，其对流圈轴向平行于大洋中脊。另一种是对流
深度和规模更大的深地幔对流圈，其对流圈轴向垂直于大洋中脊方向，岛链
方向代表轴向。在地球历史上，对流圈的形状和中心位置会发生变化，有人
根据地核增长的假设和同位素年代学资料，认为地幔对流圈主要转换的时间
发生在26，18，10 和2 亿年。因此地幔等时线年龄主要发生在17—18 亿年是否意味着对流圈转换是可以探讨的。对流圈的外层流动部分往往是混合比
较均一的部分，各种深度提取的岩浆也主要来自这一流动层，因此它将逐渐
变得愈来愈亏损大离子亲石元素。对流圈的中心部位和边角位置往往是不流
动的，保持了原始地幔的特征。当对流圈分化转换时，新的对流可以在原对
流圈的中心部位出现，这就造成了原始地幔物质和亏损地幔物质的混合，如
冰岛地区那样的混合模式。假定在18 亿年或10 亿年时建立起来的地幔对流
圈中，一部分地幔区域保持了封闭体系（主要处于中心部位），在中生代以
后，这些对流圈由于转换作用而分化，可将中心部位处于封闭体系的地幔物
质带到上部，并由岩浆作用喷发至地表，因此中生代以后的近代火山岩的同
位素体系可以记录到18 亿年或10 亿年的等时线年龄。