劉帥奇 張貴賓

LIU ShuaiQi and ZHANG GuiBin**

北京大學(xué)地球與空間科學(xué)學(xué)院，造山帶與地殼演化教育部重點實驗室，北京 100871

Key Laboratory of Orogenic Belt and Crustal Evolution, MOE; School of Earth and Space Science, Peking University, Beijing 100871, China

榴輝巖作為典型的高壓變質(zhì)巖石，是研究造山帶演化和地球內(nèi)部動力學(xué)的探針(Chopin, 2003; Liouetal., 2009; Rehmanetal., 2017; O’Brien, 2019; Zheng, 2019)。關(guān)于榴輝巖的報道最早起源于1822年法國礦物學(xué)家René Just Haüy在他的專著《礦物學(xué)原理》中用榴輝巖一詞來描述多姿多彩的變質(zhì)巖(Rehmanetal., 2017)。Smith (1984)在挪威西片麻巖地區(qū)含白云石榴輝巖中首次發(fā)現(xiàn)了柯石英包裹體，證明板片俯沖過程中榴輝巖可被攜帶至地幔深度并發(fā)生超高壓變質(zhì)。目前，榴輝巖被廣泛用于探討俯沖板片折返機制、地球內(nèi)部元素循環(huán)、地幔不均一性等(Dasguptaetal., 2004; El Korhetal., 2017; Xuetal., 2018; Zheng and Zhao, 2020)。榴輝巖的深熔作用是榴輝巖研究的熱點問題之一(Rappetal., 2003; Xiong, 2006; Gaoetal., 2012; Miyazakietal., 2016)，它對了解早期大陸地殼的形成演化、板片俯沖過程中的物質(zhì)調(diào)整以及板片的流變學(xué)性質(zhì)等具有重要指示意義(Songetal., 2014; Wangetal., 2014a)。

Rappetal. (2003)發(fā)現(xiàn)榴輝巖部分熔融產(chǎn)生的熔體成分與太古宙TTG巖石類似，二者均具有低Nb/Ta、高Zr/Sm的地球化學(xué)特征。因此，榴輝巖也被認(rèn)為是太古宙TTG質(zhì)巖石的源區(qū)。Songetal. (2014)基于造山帶埃達克巖的研究，指出榴輝巖的深熔作用與現(xiàn)代大陸地殼增生密切相關(guān)。俯沖洋殼的熔融殘余體被攜帶至～150km可發(fā)生二次熔融，部分熔融產(chǎn)生熔體上升過程中交代地幔橄欖巖，可以改變地幔的化學(xué)成分(Rosenthaletal., 2014)。另外，榴輝巖脫水熔融也會強烈影響俯沖板片元素的遷移分配和同位素分餾。部分熔融過程中，一些大離子親石元素和輕稀土元素會強烈富集在熔體當(dāng)中，造成源區(qū)虧損Rb、Sr、Ba等不相容元素而富集高場強元素和重稀土元素(Dengetal., 2018)。

隨著質(zhì)譜技術(shù)的發(fā)展，同位素地球化學(xué)廣泛運用于年代學(xué)分析和地質(zhì)示蹤等過程中。由于礦物溶解度和擴散速度的差異，部分熔融會改造原巖的同位素組成。例如在高溫條件下Sr和O的擴散速度相當(dāng)，而Nd在礦物中的擴散速度較慢。因此Sm-Nd體系往往可以保存峰期榴輝巖相的同位素特征，而O和Sr同位素則易受后期部分熔融和退變質(zhì)的影響而發(fā)生重置(Zhengetal., 2003; Wangetal., 2010)。除此以外，榴輝巖部分熔融還可用于解釋陸內(nèi)埃達克質(zhì)巖石成因(Zhangetal., 2015)、Nb-Ta悖論(Rudnicketal., 2000)、地幔氧逸度變化(Bénardetal., 2018)以及超臨界流體的成因機制(Zhengetal., 2011)等。

此外，穩(wěn)定同位素用于示蹤部分熔融源區(qū)的基本假設(shè)是在深熔作用過程中源區(qū)和熔體的同位素比值不發(fā)生變化。但目前相關(guān)研究指出部分熔融過程中，放射性成因的子體同位素和一些金屬穩(wěn)定同位素可能產(chǎn)生分餾，即熔體和源區(qū)的同位素組成會發(fā)生解耦(Huangetal., 2009; Xuetal., 2017; Wolfetal., 2019; Yuetal., 2020)。榴輝巖部分熔融產(chǎn)生的熔體一般具有高Sr、低HREE、高La/Yb和Sr/Y的特征(Castillo, 2012)，但上述特征還與熔融的源區(qū)、巖漿后期分離結(jié)晶和巖漿混合等過程有關(guān)(Heetal., 2017)，因此不能將此作為榴輝巖部分熔融判別的唯一標(biāo)準(zhǔn)。

故此，本文對Sr-Nd-Hf-O和一些金屬穩(wěn)定同位素在示蹤部分熔融的源區(qū)和巖漿演化進行綜述，以期了解榴輝巖深熔作用過程中同位素分餾，并探討俯沖帶同位素行為及其對地幔不均一性的重要影響。

1 榴輝巖部分熔融

目前在全球多個造山帶均報道有榴輝巖的部分熔融(表1、圖1)，其產(chǎn)生的構(gòu)造環(huán)境可以是大洋(陸)俯沖帶(Songetal., 2014)或加厚的基性下地殼(Yuetal., 2019b)。榴輝巖部分熔融的機制主要包含以下四種：1)加厚下地殼的高溫變質(zhì)環(huán)境導(dǎo)致基性巖發(fā)生熔融；2)俯沖板片折返過程發(fā)生減壓熔融；3) U、Th、K等放射性元素衰變產(chǎn)生的熱量；4)俯沖隧道內(nèi)板片摩擦生熱(Yuetal., 2019a)。

圖1 全球造山帶榴輝巖部分熔融分布圖(據(jù)Liou et al., 2009; Gilotti, 2013修改)Fig.1 Global distribution of eclogitic partial melting (modified after Liou et al., 2009; Gilotti, 2013)

根據(jù)熔體體系中H2O的含量，榴輝巖的深熔作用可分為干熔融、水飽和熔融以及脫水熔融(Liebscheretal., 2007)。其中干熔融的固相線溫度最高，水飽合熔融最低，脫水熔融則介于二者之間。一般“干”榴輝巖發(fā)生熔融的初始溫度>1200℃，只有在某些超高溫變質(zhì)帶或與金伯利巖一起產(chǎn)出的高溫榴輝巖才能達到此條件(Miyazakietal., 2016)。俯沖熱洋殼由于富含流體和含水礦物，榴輝巖部分熔融的溫度要遠低于干固相線，在水飽和條件下，榴輝巖濕固相線為～700℃ (Liebscheretal., 2007)。大陸俯沖帶相比于洋殼俯沖，其H2O的活度低，榴輝巖不易于發(fā)生部分熔融；但在板片折返過程中能夠發(fā)生以含水礦物(角閃石類、簾石類和云母類)和名義上無水礦物(石榴石、單斜輝石)脫水為主導(dǎo)機制的減壓熔融，并且常伴隨強烈的退變質(zhì)作用(Caoetal., 2017)。Skjerlie and Douce (2002)基于實驗巖石學(xué)研究了含黝簾石和含多硅白云母榴輝巖在1.0～3.2GPa的壓力條件下發(fā)生脫水熔融的固相線溫度，實驗結(jié)果表明，在1.5～2.7GPa之間，榴輝巖的固相線與壓力密切相關(guān)，從850℃上升至1025℃，而當(dāng)壓力達到3.2GPa時，固相線溫度則下降至975℃。Liuetal. (2009)以碧溪嶺榴輝巖樣品為例，研究了多硅白云母脫水熔融的P-T條件，實驗結(jié)果顯示大別-蘇魯榴輝巖部分熔融的溫壓條件為1.5～2.0GPa、800～850℃。

榴輝巖部分熔融產(chǎn)生的熔體成分受原巖、溫度、壓力和H2O含量共同控制(Ryabchikovetal., 1996; Laurie and Stevens, 2012)。含水榴輝巖部分熔融產(chǎn)生熔體的成分為安山質(zhì)和花崗質(zhì)，熔體總體富SiO2、Al2O3和Na2O，而貧FeO、MgO和CaO (Ryabchikovetal., 1996; Laurie and Stevens, 2012)。無水榴輝巖在高壓條件下部分熔融產(chǎn)生熔體的成分則以英安質(zhì)為主，并隨著熔融程度的增加，向玄武質(zhì)轉(zhuǎn)化(聞衛(wèi)軍等, 2012)。低壓條件下，榴輝巖脫水熔融產(chǎn)生熔體的成分以英云閃長質(zhì)和奧長花崗質(zhì)為主，并隨壓力升高，逐漸過渡為石英閃長質(zhì)，最后向高壓下的花崗質(zhì)轉(zhuǎn)變(Skjerlie and Douce, 2002)。另外，不同含水礦物脫水熔融產(chǎn)生熔體的成分也存在較大的差別。多硅白云母是俯沖帶中常見的含水礦物，其上限壓力范圍可達6GPa，是榴輝巖在高壓-超高壓條件保存下來的典型富鉀礦物(Caoetal., 2017)。黝簾石富CaO，脫水熔融產(chǎn)生的熔體富Pb、Sr、LREE和MREE等不相容元素(Liebscheretal., 2007)。俯沖帶中角閃石穩(wěn)定的壓力范圍較低，一般低于2.5GPa，其部分熔融產(chǎn)生的熔體具有高Na/K、Ba/Rb，低Rb/Sr的特點(Caoetal., 2017)。

識別榴輝巖的部分熔融是其研究的基礎(chǔ)。宏觀尺度上榴輝巖部分熔融產(chǎn)生的熔體呈細脈狀、層狀、囊狀穿插在基質(zhì)礦物中(Chenetal., 2012)，當(dāng)熔融程度較高時，熔體向外遷移形成埃達克巖。微觀層面上，熔融產(chǎn)生的長英質(zhì)礦物呈針狀、楔形、串珠狀分布在礦物顆粒邊緣或包裹在礦物內(nèi)(Holnessetal., 2011; Vernon, 2011; Chenetal., 2017)，并且在一些轉(zhuǎn)熔礦物或者新生鋯石內(nèi)偶爾可見部分熔融捕獲的熔體玻璃或熔體結(jié)晶所形成的多相固體包裹體(Chenetal., 2013; Cesareetal., 2015)。

國內(nèi)目前有關(guān)榴輝巖部分熔融的記錄主要集中在大別-蘇魯、柴北緣超高壓變質(zhì)帶以及喜瑪拉雅造山帶等地區(qū)。Gaoetal. (2012)在大別超高壓榴輝巖的石榴石中發(fā)現(xiàn)了熔融多相包裹體，包裹體以鉀長石、斜長石、石英等長英質(zhì)礦物為主，指示超高壓榴輝巖在折返過程中發(fā)生了以多硅白云母脫水為主的減壓熔融，初始熔融的P-T條件為2.4GPa、～830℃。Wangetal. (2014a)將蘇魯榴輝巖的深熔作用劃分為三個階段：最初熔融產(chǎn)生的熔體呈串珠狀沿著褶皺榴輝巖的頁理分布；隨著熔融程度升高，熔體串接形成網(wǎng)脈狀；最后匯聚成熔體通道。Chenetal. (2012)就柴北緣超高壓變質(zhì)帶中與榴輝巖伴生的淺色體進行了詳細的地球化學(xué)研究，實驗結(jié)果表明長英質(zhì)脈體具有高Na/K、高Sr和低Y的特征，為榴輝巖原地熔融的產(chǎn)物。Lietal. (2019)在中喜瑪拉雅退變榴輝巖的鋯石邊部發(fā)現(xiàn)了熔體包裹體，相平衡模擬指示榴輝巖變質(zhì)峰期伴隨角閃石的消失，推斷其是榴輝巖進變質(zhì)過程角閃石脫水熔融的產(chǎn)物。陳育曉等(2012)發(fā)現(xiàn)北祁連熬油溝地區(qū)奧長花崗巖與高硅埃達克巖的地球化學(xué)特征相近，鋯石年代學(xué)指示其可能是榴輝巖折返過程中發(fā)生近等溫或升溫減壓熔融形成，但目前仍缺乏北祁連榴輝巖熔融的直接證據(jù)。

2 高溫同位素分餾

高溫條件下元素擴散速度快，熔體和殘余體之間易于達到化學(xué)平衡，因此，目前的普遍觀點認(rèn)為高溫巖漿過程對于穩(wěn)定同位素的分餾影響很小(Bigeleisen and Mayer, 1947; Urey, 1947)，而低溫水-巖交換過程則可以產(chǎn)生顯著的同位素分餾(Sunetal., 2016; Huangetal., 2020)。板片俯沖前，洋殼與海水或海洋沉積物相互作用可導(dǎo)致同位素分餾，并隨俯沖作用進行，板片發(fā)生部分熔融，交代上覆地幔，可改變地幔的同位素組成。例如Lietal. (2017a)發(fā)現(xiàn)中國東部大陸溢流玄武巖較MORB和OIB具有較低的δ26Mg值(-0.46‰±0.14‰)，并且二者具有相近的Nb/U值，證明其未受到殼源物質(zhì)混染；由于碳酸鹽沉積物富集輕鎂同位素，低δ26Mg玄武巖的產(chǎn)生可能與太平洋板塊俯沖過程中碳酸鹽沉積物交代有關(guān)。

近些年，隨著儀器分析方法和實驗地球化學(xué)的發(fā)展，部分學(xué)者提出高溫巖漿過程中也可以產(chǎn)生顯著的同位素分餾(Huangetal., 2009; Richteretal., 2009; Sunetal., 2016; Wangetal., 2019)。關(guān)于穩(wěn)定同位素分餾的研究目前主要集中在平衡分餾和動力學(xué)分餾兩方面(Schauble, 2004)。熱擴散和化學(xué)擴散是影響高溫巖漿過程中同位素動力學(xué)分餾的主要因素(Huangetal., 2009; Richteretal., 2009)。輕重同位素之間的化學(xué)擴散受控于熔體和殘余體的成分梯度和同位素間的相對質(zhì)量差異，一般輕同位素的擴散速度快，重同位素的擴散速度慢。除化學(xué)擴散外，因溫度梯度而引起的熱擴散也可以造成顯著的元素分異和同位素分餾(Tengetal., 2006)。例如成分均一的玄武質(zhì)熔體在同一個溫度梯度下進行熱擴散，Mg、Al、Ca、Fe等主量元素從低溫端擴散至高溫端，而Si則相反，富集在低溫端。同時，O、Si、Mg、Ca、Fe等穩(wěn)定同位素均發(fā)生顯著的動力學(xué)分餾，輕同位素從低溫端向高溫端擴散(Richteretal., 2009)。實驗巖石學(xué)研究表明，非傳統(tǒng)穩(wěn)定同位素在高溫巖漿過程中通過擴散作用可能產(chǎn)生比低溫過程更大程度的同位素分餾(Richteretal., 2009)。Huangetal. (2009)利用活塞圓筒裝置，以流紋巖粉末為實驗材料，從高溫(950℃)到低溫(350℃)設(shè)置了一系列溫度梯度，分別測試了高溫和低溫端的Fe、Mg同位素組成，結(jié)果發(fā)現(xiàn)高溫熔體部分的δ26Mg和δ56Fe明顯低于低溫區(qū)域，與同位素?zé)釘U散理論結(jié)果相一致。

同位素平衡分餾的大小和方向取決于元素之間的鍵力常數(shù)(Force Constants)。一般低配位數(shù)的原子其鍵長較短、振動頻率高，相對應(yīng)的化學(xué)鍵鍵強大，因此低配位數(shù)的原子更易富集重同位素而高配位數(shù)原子則富集輕同位素(Schauble, 2004)。對多價態(tài)元素而言，高價態(tài)原子鍵強大，傾向于富集重同位素(Xuetal., 2017)。Huangetal. (2013, 2019a)利用第一性原理計算了不同暗色礦物Mg/Ca同位素的分餾系數(shù)，各礦物的Mg同位素分餾系數(shù)為普通輝石≈橄欖石>石榴子石，而與Mg同位素相反，石榴石Ca同位素的分餾系數(shù)要高于輝石。一般情況下，穩(wěn)定同位素的分餾系數(shù)與溫度呈線性關(guān)系，而與壓力關(guān)系不大，因此利用同位素分餾系數(shù)與溫度之間的關(guān)系可以建立礦物對溫度計，如綠輝石-石榴石Mg同位素溫度計(Lietal., 2011)。而Huangetal. (2013)探討了壓力對于同位素分餾的影響，發(fā)現(xiàn)當(dāng)溫度固定在1200K時，單斜輝石與石榴子石Mg同位素分餾系數(shù)從0GPa的0.673‰升高至10GPa下的1‰，表明壓力對于同位素分餾的影響不可忽略。Chenetal. (2020)又研究了礦物成分對于榴輝巖熔融過程中同位素分餾的影響，理論計算和實驗結(jié)果表明在地幔溫度下，隨著石榴石CaO含量升高，ΔCa-OGrt-Cpx逐漸減小，石榴石和輝石之間Ca同位素的分餾系數(shù)減小。

3 Sr-Nd-Hf-O同位素

Sr-Nd-Hf-O同位素相比于金屬穩(wěn)定同位素，其應(yīng)用范圍更廣，研究更加成熟。放射性成因的Sr-Nd-Hf同位素以及O同位素常用于示蹤部分熔融的源區(qū)或者識別混合熔融的端元組分。但上述應(yīng)用的基本假設(shè)是在部分熔融過程中熔體和源區(qū)之間不存在同位素分餾(Wolfetal., 2019)。Tangetal. (2014)認(rèn)為只有當(dāng)源區(qū)中各礦物相成比例進入到熔體，并且熔體和源區(qū)之間達到了同位素交換平衡，利用同位素示蹤源區(qū)才是有效的。

近些年，一些研究指出由于部分熔融條件以及熱事件持續(xù)時間的差異，熔體和殘余體難以達到同位素平衡，使得熔體和源區(qū)之間的同位素組成發(fā)生解耦(Davies and Tommasini, 2000)。部分熔融產(chǎn)生熔體的成分受控于兩個因素：一是參與熔融反應(yīng)的主要造巖礦物(云母、角閃石等)；二是熔體中副礦物的溶解度。不同礦物其母子體同位素組成一般不同，云母和長石Rb/Sr比值高、Sm/Nd比值低，其部分熔融產(chǎn)生的熔體具有較高的87Sr/86Sr和較低的143Nd/144Nd (圖2a, b)。Wolfetal. (2019)指出部分熔融過程中同位素解耦一般需要滿足三個條件：1)原巖中的各礦物具有不同的母子體同位素組成；2)部分熔融產(chǎn)生的熔體從源區(qū)快速抽離，同位素未平衡；3)部分熔融后有足夠的時間擴大熔體和源區(qū)同位素組成的差異。

圖2 部分熔融過程同位素解耦(據(jù)Wolf et al., 2019)Fig.2 Isotope decoupling during partial melting (after Wolf et al., 2019)

熔體的Sr同位素取決于參與深熔反應(yīng)礦物的Rb/Sr比值和熔體的結(jié)晶年齡。例如黑云母較其它造巖礦物具有較高的Rb/Sr，其部分熔融產(chǎn)生熔體87Sr/86Sr最高。角閃石是榴輝巖中常見的富Sr礦物，其Rb/Sr比值較低，因此角閃石脫水熔融產(chǎn)生的熔體往往具有較低的87Sr/86Sr。Huetal. (2018)研究了喜瑪拉雅造山帶Mabja淡色花崗巖的Sr-Nd同位素組成，Mabja淡色花崗巖主要由云母脫水熔融形成，其(87Sr/86Sr)i在0.84853～0.85474之間。而位于Mabja以東的Yadoi淡色花崗巖則被認(rèn)為是變質(zhì)基性巖中角閃石脫水熔融形成的埃達克巖，其(87Sr/86Sr)i較其它地區(qū)的淡色花崗巖明顯偏低，在0.71333～0.71934之間(Zengetal., 2011)。Davies and Tommasini (2000)指出深熔作用過程中熔體和殘余體Sr-Nd同位素的差異取決于原巖的變質(zhì)演化，當(dāng)原巖在進變質(zhì)過程中各礦物的同位素組成被均一化，則部分熔融產(chǎn)生熔體的Sr-Nd同位素將與原巖保持一致(圖3a)。Gaetaetal. (2018)認(rèn)為同位素組成不均一的源區(qū)發(fā)生熔融不一定會發(fā)生Sr同位素解耦，而當(dāng)源區(qū)經(jīng)歷不同期次的熔體抽離，并且不同批次熔體的Sr同位素存在差異時，熔體與源區(qū)的同位素組成將發(fā)生偏離。

圖3 同位素均一化與同位素脫耦(據(jù)Wolf et al., 2019)Fig.3 The relationship between isotope homogenization and decoupling (after Wolf et al., 2019)

與Sr同位素不同，Sm-Nd同位素體系主要受副礦物控制。榴輝巖中常見的副礦物包括鋯石、磷灰石、榍石、金紅石、褐簾石等，并且各副礦物的稀土配分模式不同，具有不同的Sm/Nd比值。榍石、褐簾石稀土配分模式為右傾型，Sm/Nd較低，鋯石為左傾型，磷灰石的稀土配分模式呈“鐘”形，MREE較LREE和HREE更為富集(Hammerlietal., 2019)。進變質(zhì)過程中，礦物之間的變質(zhì)反應(yīng)促使巖石體系中各礦物的Nd同位素再分配，初始Sm/Nd比值被均一化，部分熔融產(chǎn)生的熔體和原巖的Nd同位素組成幾近一致(圖3a)。但變質(zhì)過程中元素和同位素的均一化溫度受變質(zhì)作用的溫壓條件、礦物的粒度以及元素擴散速度等多個因素影響。當(dāng)部分熔融的原巖為細粒沉積巖并且含有較多的自生礦物時，元素均一化的溫度較低。而對于某些巖漿巖或高級變質(zhì)巖，進變質(zhì)過程很難使其同位素組成完全均一化(圖3b; Wolfetal., 2019)。

目前多項研究均指出部分熔融過程中的Nd同位素不平衡現(xiàn)象。Ayres and Harris (1997)和Zengetal. (2005)發(fā)現(xiàn)變質(zhì)沉積巖部分熔融產(chǎn)生熔體的εNd值要明顯高于其原巖，并且熔體的P2O5含量和Sm/Nd比值與εNd密切相關(guān)，可能與部分熔融過程中磷灰石的溶解有關(guān)。Zhouetal. (2020)在蘇魯造山帶發(fā)現(xiàn)兩類在超高壓條件形成的花崗質(zhì)脈體，兩類脈體的Sr和O同位素相近，但具有不同的εNd與P2O5含量，意味著深熔過程中Nd同位素未達到平衡。關(guān)于深熔過程中Nd同位素不平衡現(xiàn)象，不少學(xué)者對此提出了質(zhì)疑(Hammerlietal., 2014; Wangetal., 2020a)。Hammerlietal. (2014)以變質(zhì)沉積巖為例，測定了典型副礦物Nd同位素組成，結(jié)果發(fā)現(xiàn)當(dāng)溫度高于600℃時，控制體系內(nèi)Nd同位素組成的各副礦物被均一化。但由于文章所分析的樣品為變質(zhì)沉積巖，相比于榴輝巖而言，其Nd同位素組成更易被均一化，因此Hammerlietal. (2014)所得到的結(jié)論并不能通用于所有的巖性。

目前有關(guān)榴輝巖深熔過程中Nd同位素不平衡的報道仍有限。大別造山帶出露的埃達克巖被認(rèn)為是碰撞后期加厚下地殼在榴輝巖相條件下部分熔融的產(chǎn)物(Heetal., 2011)。大別榴輝巖和埃達克巖具有相似的Sr同位素組成，但榴輝巖的εNd明顯高于埃達克巖(圖4)。Heetal. (2013)認(rèn)為大別低εNd埃達克巖的產(chǎn)生可能與太古宙基性下地殼部分熔融有關(guān)，而Wangetal. (2007)則認(rèn)為大別埃達克巖的原巖屬性與三疊紀(jì)超高壓榴輝巖相似。針對大別低εNd埃達克巖，對比喜馬拉雅埃達克巖，可以發(fā)現(xiàn)大別埃達克巖的εNd值與全巖P2O5和LREE具顯著的負相關(guān)關(guān)系(圖5a, c)，而喜馬拉雅埃達克巖則剛好相反，其εNd值與全巖P2O5呈線性正相關(guān)(圖5b, d)。由于磷灰石和獨居石是變質(zhì)巖中主要的含磷礦物，并且磷灰石高Sm/Nd的特征對于熔體中εNd值一般表現(xiàn)為正貢獻，而獨居石則反之(Zengetal., 2005; Zhuetal., 2020)。另外，湯倩等(2007)在CCSD退變榴輝巖發(fā)現(xiàn)有大量的獨居石，這可能意味著大別埃達克巖和喜馬拉雅出露的埃達克巖的Nd同位素可能受到不同的副礦物控制，但其具體影響還值得進一步探討。

圖4 大別造山帶榴輝巖及埃達克巖Sr-Nd同位素榴輝巖數(shù)據(jù)引自Li et al., 1993, 1994, 2000, 2004; Okay et al., 1993; Ames et al., 1996; Chavagnac and Jahn, 1996; Ma et al., 2000; Yang, 2000; 李曙光等, 2000; Zheng et al., 2002; Jahn et al., 2003, 2005; 薛懷民和劉福來, 2007; Zhao et al., 2007; Tang et al., 2008. 埃達克巖數(shù)據(jù)引自Wang et al., 2007; Xu et al., 2007; 續(xù)海金等, 2008; Huang et al., 2008; He et al., 2013Fig.4 Sr-Nd isotopes for eclogite and adakite from Dabie orogenData of Sr-Nd isotopes of eclogite are from Li et al., 1993, 1994, 2000, 2001, 2004; Okay et al., 1993; Ames et al., 1996; Chavagnac and Jahn, 1996; Ma et al., 2000; Yang, 2000; Zheng et al., 2002; Jahn et al., 2003, 2005; Xue and Liu, 2007; Zhao et al., 2007; Tang et al., 2008. Data of adakite are from Wang et al., 2007; Xu et al., 2007, 2008; Huang et al., 2008; He et al., 2013

圖5 大別(a、c)和喜馬拉雅(b、d)埃達克巖Nd同位素二元關(guān)系圖解(a、b) εNd(t)-P2O5; (c) εNd(t)-LREE; (d) εNd(t)-MREE. 數(shù)據(jù)引自邊千韜和丁林, 2006;江思宏等, 2006; King et al., 2007; Zeng et al., 2011, 2015;曾令森等, 2012, 2019;高利娥等, 2011; Hou et al., 2012; Liu et al., 2014; Zheng et al., 2016; Li et al., 2017b; Ji et al., 2020; Lin et al., 2020; Tian et al., 2020Fig.5 Binary diagrams of Nd isotope for adakites from Dabie (a, c) and Himalaya (b, d)(a, b) εNd(t) vs. P2O5; (c) εNd(t) vs. LREE; (d) εNd(t) vs. MREE. Data are from Bian and Ding, 2006; Jiang et al., 2006; King et al., 2007; Zeng et al., 2011, 2012, 2015, 2019; Gao et al., 2011; Hou et al., 2012; Liu et al., 2014; Zheng et al., 2016; Li et al., 2017b; Ji et al., 2020; Lin et al., 2020; Tian et al., 2020

Lu-Hf同位素體系與Sm-Nd體系類似，即在地幔演化過程中Nd和Hf較其母體同位素傾向于進入到熔體當(dāng)中，但Nd的活動性要高于Hf (Yuetal., 2020)。Lu-Hf體系主要受鋯石、磷灰石和石榴石等富稀土或富Hf的礦物控制，部分熔融過程中可發(fā)生Nd-Hf同位素解耦(White, 2013; Chenetal., 2015)。Kongetal. (2018)在阿爾泰造山帶花崗巖侵入體中觀察到Nd-Hf-O同位素的解耦，鋯石Hf同位素明顯偏高，εHf值在-11.17～+13.27之間，其中Hf同位素的變化與非平衡熔融過程中鋯石的差異性溶解有關(guān)。由于源區(qū)中Zr含量較高，導(dǎo)致部分熔融過程中大部分的非放射性成因Hf寄主在殘留鋯石中而留在源區(qū)。Tangetal. (2014)模擬了深熔作用過程中鋯石溶解度對熔體Hf同位素的影響，計算結(jié)果表明當(dāng)源區(qū)中Zr含量大于100×10-6并且熔體抽離的速度較快時(>10-4yr-1)，可能導(dǎo)致熔體Hf同位素不平衡。Huangetal. (2019b)在祁連造山帶可可里巖基發(fā)現(xiàn)全巖Nd-Hf同位素以及全巖和鋯石Hf同位素的解耦，但與鋯石的溶解度無關(guān)，熔體εHf值還受到含Ti礦物(角閃石、鈦鐵礦)影響，由于含Ti礦物可容納一部分的Hf，早期含Ti礦物記錄了與鋯石不同的Hf同位素組成。另外，由于石榴石具有較高的Lu/Hf比，部分熔融過程中石榴石殘余會使熔體的εHf(t)降低，導(dǎo)致Nd-Hf同位素解耦(Tangetal., 2014; Huangetal., 2017)。Liuetal. (2015)研究了蘇魯榴輝巖的Nd-Hf同位素組成，在εNd(t)-εHf(t)圖解中，蘇魯榴輝巖均位于Nd-Hf同位素演化線之上。Huangetal. (2017)同樣在北祁連花崗巖中發(fā)現(xiàn)Nd-Hf同位素解耦，但與Huangetal. (2019b)所得到的結(jié)論不同，北祁連后碰撞環(huán)境形成的金佛寺巖基是富石榴石的殘余體二次熔融的產(chǎn)物，熔體的εHf(t)值與源區(qū)石榴石含量有關(guān)。太古宙TTG質(zhì)巖石被認(rèn)為是富石榴石的源區(qū)部分熔融的產(chǎn)物，由于源區(qū)殘余石榴石，導(dǎo)致TTG的εHf(t)值趨向于分布在Nd-Hf同位素演化線的下方(圖6; Huangetal., 2017)。綜上，部分熔融過程中鋯石效應(yīng)、含鈦礦物以及石榴石等控制了熔體的Hf同位素組成，同理上述觀點也適用于榴輝巖及其熔融產(chǎn)物。

圖6 Nd-Hf同位素解耦圖解數(shù)據(jù)引自Huang et al., 2017, 2019b; Kong et al., 2018; Liu et al., 2015; Yang et al., 2008; Shan et al., 2015. Nd-Hf同位素演化線引自Huang et al., 2017Fig.6 Nd-Hf isotopes decoupling diagramData from Huang et al., 2017, 2019b; Kong et al., 2018; Liu et al., 2015; Yang et al., 2008; Shan et al., 2015. Nd-Hf mantle array is modified after Huang et al., 2017

氧同位素是研究水巖作用、巖漿分異以及變質(zhì)重結(jié)晶等過程的重要手段(Zheng, 1997; Sobolevetal., 2011; Wangetal., 2014b; Korolevetal., 2018; Bruandetal., 2019)。一般沉積巖的δ18O最高(17‰～35‰)，巖漿巖最低(4‰～12‰)，變質(zhì)巖介于二者之間(Viswanathan and Mahabaleswar, 2014)。地幔的δ18O的平均值為5.5‰±0.4‰，后期受海水、大氣水的交代其氧同位素組成易發(fā)生改變(Matteyetal., 1994; Korolevetal., 2018)。目前關(guān)于部分熔融過程中O同位素分餾的研究相對較少，大多數(shù)觀點認(rèn)為在部分熔融過程中O同位素不易產(chǎn)生分餾(Bindemanetal., 2012)。Williamsetal. (2009)分析了Kaalvallei金伯利巖筒中榴輝巖捕擄體的Fe、O同位素組成，榴輝巖捕擄體的δ18O和δ57Fe呈明顯的線性相關(guān)關(guān)系(圖7a)，并且全巖和石榴石的δ18O與Cr、Sc等相容元素具負相關(guān)(圖7b)，推測其是由板塊俯沖過程中，榴輝巖發(fā)生非平衡熔融，熔體迅速抽離，造成熔體富集18O和57Fe。該項報道也是目前為數(shù)不多的關(guān)于榴輝巖部分熔融過程中O同位素分餾的研究，但關(guān)于O同位素的分餾機理并沒有做過多的闡釋。綜上所述，榴輝巖部分熔融過程中可能發(fā)生Sr-Nd-Hf-O同位素的解耦，但由于目前報道的榴輝巖部分熔融實例相對較少，有關(guān)其深熔作用過程中Sr-Nd-Hf-O同位素分餾機制仍然受限。

圖7 δ18O-δ57Fe (a) and δ18O-Sc (b)圖解(據(jù)Williams et al., 2009)Fig.7 Diagrams of δ18O vs. δ57Fe (a) and δ18O vs. Sc (b) (after Williams et al., 2009)

4 Ca-Mg-Fe-Li同位素

隨著MC-ICP-MS分析技術(shù)的發(fā)展，有關(guān)金屬穩(wěn)定同位素的研究也逐漸受到地球科學(xué)家們的關(guān)注。目前有關(guān)金屬穩(wěn)定同位素的研究主要集中在以下三個方面：一是分析方法的建立(Schilleretal., 2012; Zhangetal., 2019)；二是地質(zhì)過程中各金屬穩(wěn)定同位素的分餾機理，如擴散、熔融、風(fēng)化、吸附等(Richteretal., 2009; Youngetal., 2015; Valdesetal., 2019; Antonelli and Simon, 2020; Huangetal., 2020)；三是金屬穩(wěn)定同位素在地球科學(xué)中的應(yīng)用(Lietal., 2017a; Wangetal., 2018; Dengetal., 2019, 2021; Gerritsetal., 2019; Jinetal., 2020)。關(guān)于部分熔融過程中金屬穩(wěn)定同位素分餾，目前有觀點認(rèn)為巖漿過程金屬穩(wěn)定同位素分餾并不明顯(Sunetal., 2016; Wangetal., 2019)。但近二、三年，部分學(xué)者通過研究榴輝巖及其深熔產(chǎn)物的金屬同位素特征，發(fā)現(xiàn)榴輝巖熔融過程中由于石榴石效應(yīng)，熔體和源區(qū)可以產(chǎn)生顯著的金屬穩(wěn)定同位素分餾(Lietal., 2011; Wangetal., 2020b)。

4.1 Ca同位素

Ca有六種穩(wěn)定同位素(40Ca、42Ca、43Ca、44Ca、46Ca、48Ca)，其相對質(zhì)量差Δm/m最高可達20%，僅次于H和He，因此在各種地質(zhì)過程中Ca同位素可產(chǎn)生顯著的分餾效應(yīng)(Kangetal., 2016; Griffith and Fantle, 2020; Zhuetal., 2020)。部分熔融過程中Ca同位素平衡分餾與含鈣礦物的鍵長和配位數(shù)有關(guān)(Valdesetal., 2019)。Kangetal. (2017)研究了地幔熔融過程中Ca同位素的變化，結(jié)果表明隨熔融程度升高，熔體中的Ca同位素愈加虧損，而熔融殘余體則富集重鈣同位素(圖8a)。Zhuetal. (2018, 2020)以MORB和BABB為例，分析了其Ca同位素組成，與上地幔(δ44/40Ca=1.05‰±0.04‰)和硅酸鹽地球(δ44/40Ca=0.94‰±0.05‰)相比，二者具有偏低的δ44/40Ca值。Amsellemetal. (2019)發(fā)現(xiàn)高配位鈣鈦礦的分離結(jié)晶，會導(dǎo)致科馬提巖巖漿富集重鈣同位素。Valdesetal. (2019)認(rèn)為地幔熔融和含鈣礦物的分離結(jié)晶均可改變地幔的Ca同位素組成，橄欖石和斜方輝石的分離結(jié)晶會降低熔體的δ44/40Ca，而斜長石則反之。目前有關(guān)地殼深熔過程中Ca同位素分餾的研究相對較少，Liuetal. (2017)分析了典型中酸性巖石標(biāo)樣(AGV、JA-2等)的Ca同位素組成，其δ44/40Ca在0.13‰～1.17‰之間，可能與巖漿演化過程中Ca同位素分餾有關(guān)。

榴輝巖的含鈣礦物以石榴石、輝石為主，還含有少量的角閃石。石榴石、輝石以及角閃石中的Ca均為八次配位，但具有不同Ca-O鍵長(Magnaetal., 2015)。石榴石的Ca-O鍵長在2.27～2.43?之間，輝石為2.45～2.50?，角閃石的Ca-O鍵長為2.474?。理論上榴輝巖不同含鈣礦物δ44/40Ca的富集順序為：石榴石>輝石≈角閃石(圖8a; Wangetal., 2019)。另外，部分熔融過程中輝石更易進入到熔體當(dāng)中，石榴石則殘留在源區(qū)。因此，與地幔熔融類似，榴輝巖部分熔融過程中Ca同位素也可產(chǎn)生分餾(Huangetal., 2010)。Kangetal. (2019)分析了西伯利亞克拉通Udachnaya金伯利巖筒中榴輝巖捕擄體的Ca同位素組成，其中單斜輝石的δ44/40Ca要低于石榴石(Δ44/40CaGrt-Cpx=～0.3‰)。Wangetal. (2019)針對大別低鎂埃達克巖和I型花崗巖，測試了其Ca同位素組成，其中I型花崗巖Ca同位素組成較為均一，δ44/42Ca的平均值為0.37‰±0.03‰；低鎂埃達克質(zhì)巖δ44/42Ca在0.24±0.02‰～0.38±0.02‰之間，并且當(dāng)輝石中的硬玉組分一定時，低鎂埃達克質(zhì)巖的δ44/42Ca與源區(qū)殘余石榴石含量呈負相關(guān)(圖9a)，表明榴輝巖部分熔融過程中源區(qū)殘留石榴石控制了熔體的Ca同位素組成。

4.2 Mg同位素

Mg作為主量元素，在地球各個圈層均可廣泛存在(Teng, 2017)。Mg有三種同位素(24Mg、25Mg、26Mg)，其中幔源捕擄體和MORB、OIB具有均一的Mg同位素組成(δ26Mg≈-0.25‰)，表明地幔熔融以及玄武巖巖漿結(jié)晶分異過程中不涉及Mg同位素分餾或分餾很小(Wangetal., 2012; Huangetal., 2016; Teng, 2017)。造山帶榴輝巖的δ26Mg在-0.44±0.08‰～-0.137±0.06‰之間(圖8b; Teng, 2017)，平均值為-0.226‰±0.04‰，與MORB和OIB的Mg同位素組成相近，并且遞進變質(zhì)過程中Mg同位素不產(chǎn)生分餾(Lietal., 2011; Wangetal., 2014c)。與造山帶榴輝巖不同，克拉通內(nèi)部產(chǎn)出的高溫榴輝巖其δ26Mg變化范圍較大(δ26Mg=-0.798± 0.08‰～-0.164±0.06‰)(圖8b)，可能與開放體系中熔體抽離、擴散、熔/流體交代和源區(qū)不均一等過程有關(guān)(Wangetal., 2012)。Teng (2017)認(rèn)為地幔榴輝巖的前身是俯沖的蝕變洋殼，后通過地幔柱返回地表，由于地幔柱上升速度快，上升過程中熔體交代作用不太可能改變榴輝巖的Mg同位素組成，其Mg同位素主要受源區(qū)控制。

圖8 榴輝巖及組成礦物的Ca-Mg-Fe-Li同位素組成Ec-造山帶榴輝巖；Ec(M)-克拉通內(nèi)榴輝巖. Ca同位素數(shù)據(jù)引自Dai et al., 2020; Kang et al., 2019; Lu et al., 2020; Wang et al., 2019. Mg同位素數(shù)據(jù)引自Huang et al., 2016; Li et al., 2011; Wang et al., 2012, 2014c. Fe同位素數(shù)據(jù)引自Beard and Johnson, 2004; El Korh et al., 2017; Li et al., 2016; Williams et al., 2009. Li同位素數(shù)據(jù)引自Zack et al., 2003; Marschall et al., 2007; Sun et al., 2016; Liu et al., 2019. Ca-Mg-Fe-Li同位素地幔參考值引自Kang et al., 2017; Teng, 2017; Dauphas et al., 2017; Penniston-Dorland et al., 2017. 礦物代號引自Whitney and Evans, 2010Fig.8 The Ca-Mg-Fe-Li isotopes of eclogite and eclogitic mineralsEc-orogenic eclogite；Ec(M)-cratonic eclogite. Ca isotopes from Dai et al., 2020; Kang et al., 2019; Lu et al., 2020; Wang et al., 2019. Mg isotopes from Huang et al., 2016; Li et al., 2011; Wang et al., 2012, 2014c. Fe isotopes from Beard and Johnson, 2004; El Korh et al., 2017; Li et al., 2016; Williams et al., 2009. Li isotopes from Zack et al., 2003; Marschall et al., 2007; Sun et al., 2016; Liu et al., 2019. Mantle reference values from Kang et al., 2017; Teng, 2017; Dauphas et al., 2017; Penniston-Dorland et al., 2017. Mineral abbreviations after Whitney and Evans, 2010

目前大多數(shù)研究認(rèn)為低溫風(fēng)化和生物過程中Mg同位素可以產(chǎn)生顯著的分餾(Blacketal., 2006, 2007, 2008)，而部分熔融過程中Mg同位素不易發(fā)生變化(Zhongetal., 2017)。礦物之間的Mg同位素分餾受控于礦物晶格中Mg2+所處的配位環(huán)境，石榴石中Mg為八次配位，輝石、角閃石以及云母中Mg為六次配位，不同含鎂礦物26Mg的富集順序依次為云母>角閃石≈單斜輝石>斜方輝石>石榴石(圖8b; Teng, 2017)。由于石榴石具有較低的δ26Mg，非平衡熔融過程中石榴石殘余會導(dǎo)致熔體的δ26Mg升高。多硅白云母是榴輝巖中常見的含水礦物，具有較高的δ26Mg，其脫水熔融會加劇Mg同位素分餾。Wangetal. (2015)分析了黑云母脫水熔融過程中Mg同位素的變化，結(jié)果表明隨變質(zhì)程度的升高，全巖的δ26Mg保持不變，而石榴石和黑云母的δ26Mg逐漸增大，部分熔融過程中黑云母參與深熔反應(yīng)進入到熔體當(dāng)中，石榴石殘留在源區(qū)，使得熔體和殘余體之間Mg同位素解耦。Wangetal. (2020b)為了探討石榴石對于金屬同位素分餾的控制作用，緊接著分析了大別低鎂埃達克質(zhì)巖石的Mg同位素組成，與Ca同位素不同，低鎂埃達克質(zhì)巖石的Mg同位素組成較為均一，δ26Mg與全巖的(Dy/Yb)N關(guān)系不明顯(圖9b)。但計算模擬得到榴輝巖部分熔融產(chǎn)生熔體的δ26Mg與源區(qū)中石榴石的含量呈正相關(guān)關(guān)系。由于源區(qū)的礦物組成以綠輝石為主，并且綠輝石與熔體之間Mg同位素分餾系數(shù)較小，導(dǎo)致石榴石與熔體Mg同位素的分餾效應(yīng)被稀釋。另外，部分熔融過程中尖晶石殘留也會造成金屬同位素分餾，但與石榴石相反，尖晶石中的Mg為四配位，部分熔融將導(dǎo)致熔體富集輕鎂同位素，殘余體則富集重鎂(Teng, 2017; Wangetal., 2017; Williamsetal., 2004)。由于榴輝巖中尖晶石中的量很低，部分熔融過程中其對于金屬同位素分餾的影響很小，因此在本文中并不考慮。

圖9 大別低鎂埃達克巖和榴輝巖鈣、鐵、鎂同位素圖解(a) δ44/42Ca-(Dy/Yb)N; (b) δ56Fe-(Dy/Yb)N; (c) δ26Mg-(Dy/Yb)N. 數(shù)據(jù)引自He et al., 2017; Li et al., 2016; Lu et al., 2020; Wang et al., 2014c, 2019, 2020bFig.9 Diagrams of δ44/42Ca vs. (Dy/Yb)N (a), δ56Fe vs. (Dy/Yb)N (b) and δ26Mg vs. (Dy/Yb)N (c) for low-Mg adakites and eclogites from the Dabie OrogenData from He et al., 2017; Li et al., 2016; Lu et al., 2020; Wang et al., 2014b, 2019, 2020b

4.3 Fe同位素

Fe和Mg的離子半徑相似，一般Fe可替代Mg進入到礦物晶格，理論上Fe和Mg的分餾效應(yīng)是一致的。但由于Fe具有多個價態(tài)(Fe0、Fe2+和Fe3+)，F(xiàn)e同位素分餾還受體系氧逸度控制(Williamsetal., 2005; Wangetal., 2012; Dauphasetal., 2014)。Fe3+的化學(xué)鍵較強，傾向于富集重同位素，并且Fe3+較Fe2+的不相容性更高，部分熔融過程中Fe3+更易進入熔體當(dāng)中(Williamsetal., 2005; Dauphasetal., 2014)。目前大量研究指出地幔熔融、分離結(jié)晶以及熔體交代等過程均會造成顯著的Fe同位素分餾(Williamsetal., 2004, 2005; Weyer and Ionov, 2007; Tengetal., 2013)。地幔橄欖巖的Fe同位素組成與球粒隕石接近，其熔融產(chǎn)物MORB (0.07‰～0.14‰)和OIB (0.05‰～0.18‰)相對富集重鐵同位素，并且OIB較MORB其Fe同位素變化范圍更大，這可能與熔體遷移過程中橄欖石和輝石的分離結(jié)晶以及源區(qū)不均一性有關(guān)(Tengetal., 2013)。一般當(dāng)富Fe2+的硅酸鹽礦物或氧化物發(fā)生分離結(jié)晶時，會造成熔體中的δ56Fe升高，而磁鐵礦分離結(jié)晶則會使熔體的δ56Fe偏低(Xuetal., 2017)。

俯沖帶Fe同位素體系直接影響地幔和島弧的Fe同位素組成。俯沖板片脫水釋放氧化性質(zhì)的含水流體，流體向上遷移交代地幔楔，降低其固相線并發(fā)生熔融，導(dǎo)致島弧巖漿富集56Fe，而氧化的弧下地幔則富集54Fe (Williamsetal., 2005; El Korhetal., 2017)。Tengetal. (2013)分析了夏威夷島鏈Koolau和Kilauea洋島玄武巖的Fe同位素組成，Koolau洋島玄武巖Fe同位素較Kilauea要輕，并且Koolau洋島玄武巖SiO2含量與Nd-Hf-O同位素呈現(xiàn)良好的線性關(guān)系，指示巖漿混合成因，其中一個端元是以Kilauea洋島玄武巖為代表的苦橄質(zhì)巖漿，另一端元為榴輝巖低程度部分熔融(10%～20%)形成的英安質(zhì)巖漿或榴輝巖熔融產(chǎn)生的高硅熔體與橄欖巖反應(yīng)生成的石榴輝石巖二次熔融的產(chǎn)物。兩種混合模型均符合分離結(jié)晶過程中Fe同位素的變化規(guī)律，但由于目前關(guān)于榴輝巖部分熔融的Fe同位素的研究相對較少，還難以對具體的模型加以限制。

Lietal. (2016)和El Korhetal. (2017)通過測定榴輝巖的Fe同位素組成，發(fā)現(xiàn)變質(zhì)過程中Fe同位素不易產(chǎn)生分餾，而礦物之間的Fe同位素分餾如Δ56FeOmp-Grt則隨著Fe3+/ΣFe的升高而升高。與Mg同位素不同，榴輝巖部分熔融過程中的Fe同位素分餾受體系的氧逸度和礦物晶體結(jié)構(gòu)共同控制。Williamsetal. (2009)發(fā)現(xiàn)Kaalvallei地幔榴輝巖捕擄體Fe同位素在很大范圍內(nèi)變化(δ56Fe=-0.38±0.42‰～+0.26±0.20‰)，且全巖δ56Fe與δ18O呈正相關(guān)關(guān)系，推測非平衡熔融是導(dǎo)致地幔榴輝巖Fe同位素分餾的主要原因。Heetal. (2017)在大別造山帶采集了一系列埃達克質(zhì)巖石樣品，分別測定了其Fe同位素組成，在排除氧逸度對Fe同位素分餾的影響外，實驗測試和理論計算結(jié)果均表明埃達克巖δ56Fe與全巖的(Dy/Yb)N呈顯著的正相關(guān)關(guān)系(圖9c)，表明榴輝巖熔融過程中的Fe同位素分餾除了受體系氧逸度影響外，還與源區(qū)殘留石榴石有關(guān)。榴輝巖各礦物Fe和Mg的配位一致，即石榴石富集輕鐵，而輝石、角閃石和多硅白云母則相對富集重鐵同位素(圖8c; Teng, 2017)。Xuetal. (2017)認(rèn)為地殼深熔作用過程中Fe同位素分餾不僅受Fe的價態(tài)影響，還與熔體中Fe-O鍵的鍵強有關(guān)，花崗質(zhì)熔體的Fe-O鍵的鍵力常數(shù)要高于硅酸鹽礦物(Dauphasetal., 2014)，導(dǎo)致淺色體與暗色體之間Fe同位素分餾。目前關(guān)于部分熔融過程中Fe同位素的分餾機理還有待完善，但毋庸置疑的是部分熔融過程中Fe同位素可以產(chǎn)生顯著的分餾效應(yīng)。另外，研究榴輝巖部分熔融過程中Fe同位素的行為對于探討俯沖帶氧逸度變化具有重要意義(El Korhetal., 2017; Gerritsetal., 2019)。

4.4 Li同位素

Li有兩種同位素(6Li、7Li)，其相對質(zhì)量差可達16.7%，在各種地質(zhì)作用過程(風(fēng)化、海水蝕變等)中Li同位素均可以產(chǎn)生顯著的分餾(Elliottetal., 2006; Penniston-Dorlandetal., 2017)。榴輝巖Li同位素變化范圍很大，δ7Li在-21.9‰～+8.2‰之間(圖8d)。Zacketal. (2003)和Liuetal. (2019)認(rèn)為進變質(zhì)脫水和后期水化過程是導(dǎo)致榴輝巖輕Li同位素的主要原因，由于Li可替代Mg進入硅酸鹽礦物中，硅酸鹽礦物中的Li多占據(jù)八面體位置，而流體中的Li則分布在四面體中心，配位數(shù)的差異導(dǎo)致脫水過程中流體優(yōu)先富集7Li。Marschalletal. (2007)在Zacketal. (2003)的基礎(chǔ)上模擬了俯沖帶脫水過程中Li同位素的分餾行為，結(jié)果顯示礦物脫水并不足以解釋榴輝巖輕Li同位素特征，由于6Li比7Li的擴散速度快，Marschalletal. (2007)認(rèn)為擴散作用是影響榴輝巖Li同位素分餾的主要機制。

部分熔融過程中源區(qū)的礦物組成及相對含量控制了Li同位素分餾，榴輝巖常見礦物7Li的富集順序一般為石英>云母≥輝石>石榴石(圖8d; Penniston-Dorlandetal., 2017)。部分熔融過程中富7Li的多硅白云母和角閃石易進入熔體中，而殘余石榴石則相對富集6Li，導(dǎo)致榴輝巖部分熔融過程Li同位素分餾。由于Li的活動性強，易受擴散作用影響，目前關(guān)于榴輝巖部分熔融過程中Li同位素分餾的研究仍比較受限，但相關(guān)報道已證實石榴石可以控制熔體的Li同位素。Sunetal. (2016)分析了華北克拉通含石榴石基性包裹體及熔融淺色體的Li同位素組成，其中基性包裹體Li含量較高，δ7Li較低；而其部分熔融產(chǎn)生的淡色花崗巖則具有較高的δ7Li。Wolfetal. (2019)對Iberian地塊的混合巖及其熔融的淺色體進行了Li同位素研究，其結(jié)果與Sunetal. (2016)一致，均認(rèn)為部分熔融過程中Li同位素分餾與源區(qū)石榴石密切相關(guān)。除此以外，Lietal. (2020)測試了榴輝巖中常見礦物的Si同位素組成，發(fā)現(xiàn)石榴石較其他變質(zhì)礦物其δ30Si最低，這意味著榴輝巖部分熔融過程中也可能發(fā)生Si同位素分餾。

綜上所述，由于礦物晶體結(jié)構(gòu)的差異及部分熔融中各礦物對熔體的貢獻比例不同，造成榴輝巖部分熔融過程中金屬同位素分餾。另外，動力學(xué)擴散也是造成同位素分餾的一個主導(dǎo)機制，但這一般要求熔體和源區(qū)或礦物顆粒間存在成分梯度或熱梯度，實際研究應(yīng)針對具體情況具體分析。

5 結(jié)論

(1)榴輝巖部分熔融與地殼增生、俯沖折返、元素循環(huán)等密切相關(guān)，研究榴輝巖部分熔融過程中同位素分餾行為對于探討俯沖帶氧逸度變化以及地幔不均一性等具有重要意義。

(2)榴輝巖部分熔融過程中Sr-Nd-Hf-O同位素可以產(chǎn)生分餾，其中熔體的Sr同位素受參與深熔反應(yīng)的主要造巖礦物控制，而Nd同位素則取決于副礦物的溶解度；部分熔融過程中Nd-Hf同位素解耦與源區(qū)Zr的含量、非鋯石Hf同位素以及殘余石榴石等有關(guān)。

(3)榴輝巖部分熔融過程中，由于“石榴石效應(yīng)”，會造成金屬穩(wěn)定同位素分餾，因此在利用金屬穩(wěn)定同位素示蹤熔體的源區(qū)時，需要引起注意。

謹(jǐn)以此文獻給著名的變質(zhì)巖石學(xué)、前寒武紀(jì)地質(zhì)學(xué)家沈其韓院士百歲華誕！