劉超輝

(中國地質(zhì)科學(xué)院 地質(zhì)研究所, 北京 100037)

鋯石在物理和化學(xué)性質(zhì)上具有較強(qiáng)的穩(wěn)定性， 因此其對礦物結(jié)晶后的地質(zhì)過程所引起的風(fēng)化、 溶解、 沖擊以及擴(kuò)散交換等后期改造具有較強(qiáng)的內(nèi)在抵抗力， 又由于其相對Pb富集U和Th (Finch and Hanchar, 2003)， 鋯石的U-Pb體系一直以來都被認(rèn)為是首要的地質(zhì)年代計(jì)。除此之外， 鋯石的微量元素以及同位素成分也是其結(jié)晶環(huán)境的重要探針， 它們不僅是探明巖漿源區(qū)特征的有力工具， 也是反演巖石成因乃至地球動(dòng)力學(xué)背景的重要手段(Kempetal., 2010; Naeraaetal., 2012; Reiminketal., 2014)。即使被從其原始的巖石組構(gòu)中分離出來， 例如碎屑巖中的碎屑鋯石， 鋯石中包裹體、微量元素以及同位素特征也可以為其源區(qū)提供有價(jià)值的信息， 前提是這些記錄在后期沒有受到干擾。雖然鋯石具有顯著的物理和化學(xué)性質(zhì)上的穩(wěn)定性， 但是其容易受到放射性損傷影響從而蛻變?yōu)楸徊欢ㄐ臀镔|(zhì)包圍的不均一的微晶區(qū)域(Ewingetal., 2003)， 因此在研究古老鋯石時(shí)必須十分小心地去辨別鋯石結(jié)晶后改造對其初始特征的影響。大自然在某種程度上已經(jīng)從碎屑鋯石中剔除了那些對蛻晶作用敏感的顆粒， 因?yàn)楦遀和Pb含量的顆粒在沉積物的風(fēng)化和搬運(yùn)過程中往往無法幸存下來， 例如澳大利亞Jack Hills的鋯石中原始U含量在600×10-6以上的碎屑鋯石極為罕見(Burhanm and Berry, 2017)。

早期地球的形成和演化一直是固體地球科學(xué)研究領(lǐng)域的焦點(diǎn)研究課題之一， 特別是在現(xiàn)今各國競相開展行星探測的時(shí)期， 對比研究地球和其他天體的特征， 成為完善地球動(dòng)力學(xué)的重要途徑之一(肖智勇等， 2021)。越來越多的地球科學(xué)家對早期地球產(chǎn)生了濃厚的興趣， 早期地球的生命演化、環(huán)境變遷、構(gòu)造演化、大陸生長等方向成為人們研究的重點(diǎn)。關(guān)于早期地球的具體時(shí)間范圍， 不同學(xué)者有不同的理解， 比較行星學(xué)家一般認(rèn)為是在冥古宙(約4.6～4.0 Ga)， 前寒武紀(jì)地質(zhì)學(xué)家則多把3.0 Ga之前作為早期地球的下限。除了4.03 Ga的Acasta片麻巖(Bowring and Williams, 1999)外， 冥古宙幾乎沒有其他巖石記錄保存下來， 而始太古代(4.0～3.6 Ga)在全球范圍內(nèi)也僅有10處出露面積極為有限的巖石記錄(Van Kranendonketal.,2018; Geetal., 2020)， 科學(xué)家們只能更多地依賴于碎屑鋯石來探索這段時(shí)期地球的地質(zhì)歷史。本文的早期地球定義為3.6 Ga之前的地球， 即冥古宙和始太古代。絕大部分冥古宙的鋯石來自澳大利亞西部Jack Hills地區(qū)的礫巖中(Compston and Pidgeon, 1986; Maasetal., 1992)， 在這一地區(qū)已經(jīng)測試的超過20 000顆鋯石中， 大約有3%顆粒的U-Pb年齡超過了4.0 Ga， 其中有幾顆甚至達(dá)到了4.38 Ga(Compston and Pidgeon, 1986; Valleyetal., 2014)。然而近期在個(gè)別顆粒中發(fā)現(xiàn)的幾十微米尺度的放射性成因Pb富集區(qū)域(radiogenic lead enriched domains, PEDs)， 使得我們在解釋古老鋯石U-Pb年齡的地質(zhì)意義時(shí)需要多加小心(Geetal., 2018, 2019)。雖然近20年來對這些冥古宙鋯石的地球化學(xué)數(shù)據(jù)已經(jīng)產(chǎn)生了多種多樣甚至是矛盾的、關(guān)于地球早期地殼狀態(tài)的解釋， 但是一個(gè)普遍的共識是這些古老鋯石暗示在這個(gè)時(shí)期地球的表層存在大量的水(Wildeetal., 2001; Mojzsisetal., 2001; Harrison, 2009)。這相對于之前為這一時(shí)期命名時(shí)所認(rèn)為的不適宜生存的、地獄般的世界的概念是一個(gè)巨大的轉(zhuǎn)變(Abe, 1993)。此外， 地球上還有另外14個(gè)地區(qū)曾經(jīng)報(bào)道了冥古宙和始太古代的碎屑鋯石， 它們主要分布在澳大利亞、加拿大、格林蘭、中國、印度、南非、巴西和圭亞那(Harrisonetal., 2017)。

近10年來， 科學(xué)家們對鋯石中礦物包裹體、微量元素、Lu-Hf同位素、U-Pb同位素體系、O同位素和水含量以及Si、Zr和Ti同位素的研究使得我們對地球早期地殼的形成、穩(wěn)定與演化和構(gòu)造體制轉(zhuǎn)換的時(shí)間等重要的科學(xué)問題有了進(jìn)一步的認(rèn)識。本文試圖以不同的研究手段為線索對這些成果進(jìn)行分類總結(jié)， 并對研究過程中可能存在的問題做一討論， 以期對這一領(lǐng)域未來的研究起到拋磚引玉的作用。

1 鋯石中的礦物包裹體

鋯石在結(jié)晶過程中會(huì)捕捉外來相， 包括晶體、熔體或者流體， 結(jié)合鋯石寄主的U-Pb定年， 這些包裹體可以為巖石成因或其物源區(qū)提供豐富的信息。這一點(diǎn)已經(jīng)被大別超高壓變質(zhì)帶鋯石中柯石英和金剛石包裹體的發(fā)現(xiàn)所證實(shí)(Liuetal., 2001； Liu and Liou, 2011)。雖然巖漿和變質(zhì)鋯石中的礦物包裹體被普遍認(rèn)為可以記錄其形成時(shí)環(huán)境的特征信息， 但是在實(shí)際應(yīng)用過程中要特別注意礦物包裹體是原生、次生還是制樣過程混入的。鋯石與流體的反應(yīng)會(huì)導(dǎo)致其蝕變， 流體可能會(huì)導(dǎo)致鋯石及其中礦物包裹體與周圍環(huán)境產(chǎn)生化學(xué)交換、原始礦物相的溶解以及新礦物相的沉淀， 因此在對鋯石中包裹體進(jìn)行研究時(shí)要特別注意排除后期次生作用的影響(Belletal., 2015a)。蝕變的跡象包括陰極發(fā)光(cathodoluminescence, CL)圖像上扭曲或模糊的內(nèi)部環(huán)帶、透射光圖像中可見的渾濁以及裂縫。Jack Hills冥古宙鋯石中曾經(jīng)報(bào)道過金剛石和石墨包裹體(Mennekenetal., 2007; Nemchinetal., 2008)， 但是之后的研究表明它們很可能是在樣品制備過程中混入的污染物(Dobrzhinetskayaetal., 2014)。

目前早期鋯石中礦物包裹體的研究基本集中于Jack Hills中的碎屑鋯石， 其母巖為石英礫巖， 主要成分為厘米級構(gòu)造拉長變平的礫石， 基質(zhì)為石英和白云母， 含有少量變質(zhì)成因的獨(dú)居石、磷釔礦和金紅石以及碎屑成因的鉻鐵礦和鋯石(Rasmussenetal., 2011)。Maas 等 (1992) 最早識別出了冥古宙鋯石中礦物包裹體成分與花崗巖礦物組成的相似性， 隨后Hopkins 等 (2008, 2010) 也發(fā)現(xiàn)石英和白云母是最主要的礦物包裹體， 并且根據(jù)白云母形成的壓力(0.7 GPa)以及Ti溫度(700℃)認(rèn)為鋯石是從含水的、硅飽和的偏鋁到過鋁成分的熔體中結(jié)晶出來的， 其代表的地表熱流值以及構(gòu)造背景都類似于現(xiàn)代匯聚板塊邊緣。然而， Rasmussen 等 (2011)在對超過1 000顆冥古宙到古太古代碎屑鋯石的研究后發(fā)現(xiàn)一部分礦物包裹體是位于裂縫上的， 而且獨(dú)居石和磷釔礦包裹體的U-Pb年齡要晚于其寄主鋯石， 它們形成的溫度也與區(qū)域變質(zhì)事件的峰期條件一致， 因此認(rèn)為鋯石中大部分礦物包裹體不是原生的， 而是反映了變質(zhì)過程后最終母巖的礦物成分。隨后， Bell 等 (2015a)又對Jack Hills冥古宙到古太古代的碎屑鋯石中的礦物包裹體進(jìn)行了更為細(xì)致的觀察， 結(jié)果表明鋯石中橫切裂縫與遠(yuǎn)離裂縫的包裹體在礦物組成上差別不大， 只是前者中石英的比例更高； 位于裂縫上或者填充裂縫的白云母的Si含量范圍較大， 不太可能是同一次變質(zhì)流體作用的結(jié)果； 遠(yuǎn)離裂縫的礦物包裹體依然是以白云母和石英為主， 指示了偏鋁到過鋁質(zhì)的花崗巖母巖。他們還發(fā)現(xiàn)年齡4.4～3.4 Ga遠(yuǎn)離裂縫的包裹體礦物種類和含量變化不大， 年齡小于3.6 Ga的鋯石中缺乏鐵鎂質(zhì)礦物(如角閃石和黑云母)和磷灰石， 而年齡大于3.5 Ga的鋯石中缺乏鉀長石， 這可能反映了從冥古宙到始太古代花崗巖的成分更偏向奧長花崗巖， 而之后的花崗巖中Al含量更高， 因?yàn)榱谆沂谶^鋁質(zhì)巖漿中的溶解度更高(Pichavantetal., 1992)。然而， 產(chǎn)生過鋁質(zhì)花崗巖的一個(gè)最常見的機(jī)制是變質(zhì)沉積物的加入， 這通常會(huì)導(dǎo)致鋯石中更高的δ18OSMOW值， 但是具有諧和年齡且沒有裂縫的鋯石的δ18O值在3.9 Ga之后基本位于地幔值范圍內(nèi)(Belletal., 2016)， 因此Jack Hills的碎屑鋯石中的磷灰石包裹體是否真的在3.6 Ga之后消失以及消失的原因還需要更多的研究。

另一個(gè)引起科學(xué)家們極大興趣的礦物包裹體是石墨， 因?yàn)樯锍梢虻挠湍笌r的δ13CPDB值為-25‰±10‰(Schopf and Kudryavtsev, 2012)， 遠(yuǎn)小于碳酸鹽巖的0‰和地幔的-5‰(Hoefs, 2009)， 而石墨中輕的C同位素在西格陵蘭南部3.8～3.7 Ga變沉積巖中的發(fā)現(xiàn)暗示著早在始太古代就存在著生物圈(Mojzsisetal., 1996; Rosing, 1999)。Hopkins 等 (2008, 2010) 對于白云母包裹體及其宿主鋯石的研究已經(jīng)表明冥古宙的地球不像之前認(rèn)為的是地獄般的世界而是更加溫和的， 因此這一時(shí)期是否也可能存在著生物？Bell 等 (2015b) 在一顆4.1 Ga的鋯石中發(fā)現(xiàn)了兩個(gè)石墨包裹體， 他們根據(jù)鋯石中不存在裂縫且年齡諧和認(rèn)為沒有后期的干擾。根據(jù)地殼環(huán)境下石墨中C極低的擴(kuò)散速率， 認(rèn)為石墨中的C同位素代表了鋯石結(jié)晶時(shí)的同位素特征， 而包裹體-24‰±5‰的δ13CPDB值與生物成因相符。如果以上結(jié)果的確代表了生物活動(dòng)的同位素信號， 那么地球上的生命活動(dòng)最早就可以追溯到至少4.1 Ga， 比之前認(rèn)為的要早300 Ma。

鐵氧化物包裹體的一個(gè)作用是指示母巖的巖漿氧逸度， 例如增生環(huán)境中產(chǎn)生的花崗巖在更氧化環(huán)境中的鐵氧化物是以磁鐵礦為主，而更還原的環(huán)境是以鈦鐵礦為主(Ishihara, 1977)。Bell 等 (2015a) 的研究在冥古宙到古太古代的鋯石中都發(fā)現(xiàn)了少量鐵氧化物包裹體， 其中只有一顆4.1 Ga的鋯石中是鈦鐵礦， 其它更年輕的鋯石中都是鐵氧化物， 更詳細(xì)的鐵氧化物包裹體結(jié)合寄主鋯石Ce異常(Trailetal., 2011)的研究可以為這一時(shí)期巖漿氧逸度的演化提供更詳細(xì)的資料。原始鐵氧化物包裹體的另外一個(gè)重要功能是可能保存了冥古宙地球發(fā)電機(jī)的地磁信息， 而了解地球發(fā)電機(jī)是何時(shí)啟動(dòng)的，對于進(jìn)一步理解地球早期熱構(gòu)造、大氣耗損的可能性以及成分驅(qū)動(dòng)的地核對流是何時(shí)開始的都有所裨益。迄今為止最古老地磁場的可靠記錄是在3.45 Ga(Bigginetal., 2011)。Tarduno 等 (2015) 認(rèn)為一顆4.2 Ga鋯石的磁鐵礦包裹體的剩磁代表了冥古宙地球發(fā)動(dòng)機(jī)的磁場， 但是這一結(jié)論可能是有問題的。后期的熱事件會(huì)導(dǎo)致再磁化， 而他們認(rèn)為的二次離子質(zhì)譜(secondary ion mass spectroscopy， SIMS)深度剖面沒有發(fā)現(xiàn)系統(tǒng)性的后期熱事件改造引起的Pb在納米尺度的重新分配導(dǎo)致的Pb/U值變化。但是Harrison 等 (2017) 指出SIMS在分析中的濺射過程在10 nm量級混合了表面的原子， 他們使用的SHRIMP不具有深度剖面分析能力， 直徑10～20 μm的分析束斑不能揭示納米尺度的不均一性。Tang 等 (2019) 對于兩顆4.0 Ga鋯石的磁鐵礦包裹體的研究也表明所有的磁鐵礦都位于次生微結(jié)構(gòu)中， 因此它們都形成于原始鋯石結(jié)晶之后。磁鐵礦可能是通過管狀擴(kuò)散機(jī)制形成的， 鐵沿著放射性損傷形成的位錯(cuò)擴(kuò)散并沉淀到納米空隙中， 或者在含水流體的參與下，放射性損傷鋯石中磁鐵礦在低溫重結(jié)晶中形成(圖1)。因此如果不能有確鑿的證據(jù)排除磁鐵礦的次生成因或受后期高溫?zé)崾录挠绊懀?那么利用鋯石中的包裹體來證實(shí)冥古宙到始太古代地球發(fā)電機(jī)的存在就不能成立。

2 鋯石的微量元素

在鋯石晶格中， Zr4+能夠被一系列的不相容元素所替代， 而這些元素能夠?yàn)殇喪Y(jié)晶時(shí)的巖漿環(huán)境提供重要的信息。例如鋯石中的Th/U值可以用來區(qū)分巖漿與變質(zhì)鋯石(Rubbato, 2002)， Ti含量結(jié)合熔體的aSiO2和aTiO2可以估算它結(jié)晶時(shí)的溫度(Watson and Harrison, 2005; Ferry and Watson, 2007)， 大離子親石元素(large ion lithophile element, LILE)、高場強(qiáng)元素(high filed strength element, HFSE)和稀土元素(rare earth element, REE)的綜合運(yùn)用可以判斷鋯石母巖的地球化學(xué)特征、巖石類型和構(gòu)造背景(Hoskin and Ireland, 2000; Belousovaetal., 2002; Grimesetal., 2007, 2015; Chapmanetal., 2016)， REE中La、Ce和Pr(Trailetal., 2011)或者Ce、U、Ti以及年齡(Loucksetal., 2020)可以反推巖漿的氧逸度， REE中Sm、Eu和Gd可以估算鋯石結(jié)晶時(shí)所處的地殼厚度(Tangetal., 2021a)等， 以上這些鋯石微量元素的應(yīng)用為進(jìn)一步了解地球早期地殼以及構(gòu)造體制的演化提供了重要的信息。

正確運(yùn)用鋯石的微量元素特征來推斷其母巖漿特征的一個(gè)前提就是鋯石從熔體中結(jié)晶后沒有發(fā)生改變。傳統(tǒng)上， 鑒別這樣未改造的鋯石需要全巖地球化學(xué)數(shù)據(jù)、鋯石的形態(tài)、結(jié)構(gòu)、微量元素以及同位素?cái)?shù)據(jù)的綜合分析， 但是對于通常以碎屑或者捕擄形式存在的早期鋯石來說， 全巖以及鋯石的結(jié)構(gòu)等信息通常是缺失的。針對這個(gè)問題， Ni 等 (2020) 在前人研究的基礎(chǔ)上(Hoskin, 2005; Belletal., 2019)，在只使用鋯石微量元素?cái)?shù)據(jù)的前提下總結(jié)出了13條標(biāo)準(zhǔn)， 分別從鋯石的礦物包裹體、巖石成因以及鋯石飽和環(huán)境等3個(gè)方面來區(qū)分非巖漿成因鋯石、含有包體的巖漿鋯石、來自高度富集源區(qū)的巖漿鋯石以及與地幔平衡的鋯石。不含有礦物包裹體鋯石的La含量應(yīng)在0.002×10-6～0.1×10-6之間，(Sm/La)N值在100～1 000之間，LREE_I(Dy/Sm+Dy/Nd)大于60。反映鋯石結(jié)晶環(huán)境的標(biāo)準(zhǔn)包括(Lu/Gd)N值在10～74、Hf含量在5 000×10-6～14 000×10-6、Th/U值0.2～4.0、Eu/Eu*值0.1～0.6、Ce/Ce*值≤100以及Ti含量在2×10-6～24×10-6。反映巖石成因的標(biāo)準(zhǔn)包括U/Nb≤20、Th/Nb≤10、P含量≤750×10-6以及(REE+Y)/P(摩爾比值)>1。在這里需要說明的是， Ni 等 (2020)選取的這13條標(biāo)準(zhǔn)的最終目的是篩選出與地幔平衡的鋯石用來計(jì)算早期地幔的氧逸度， 因此其他學(xué)者在根據(jù)自己的需求篩選鋯石時(shí)要特別注意對于這些標(biāo)準(zhǔn)的取舍。例如P含量≤750×10-6、(REE+Y)/P(摩爾比值)>1和Eu/Eu*值在0.1到0.6之間是為了區(qū)分出I型花崗巖的鋯石(Wangetal., 2012; Burham and Berry, 2017)， U/Nb≤20和Th/Nb≤10是為了區(qū)分出沒有與流體和地表物質(zhì)有充分交換的與地幔平衡的熔體中結(jié)晶出的鋯石(Grimesetal., 2015)等。

鋯石的Ti含量被認(rèn)為可以很好地反映其結(jié)晶時(shí)的溫度， 這是因?yàn)門i在所有的地質(zhì)條件下都是以Ti4+出現(xiàn)， 它替代鋯石中的Zr4+或Si4+時(shí)不需要其它的電價(jià)補(bǔ)償離子， 而且鋯石中Ti的擴(kuò)散速率在地殼條件下趨近于0(Cherniak and Watson, 2003)。Watson和Harrison(2005)通過理論計(jì)算、實(shí)驗(yàn)以及已知溫度鋯石的Ti含量和溫度的關(guān)系建立了鋯石Ti溫度計(jì)， 隨后Ferry和Watson (2007) 又對這個(gè)溫度計(jì)進(jìn)行了校正， 主要是加入了Si活度和Ti活度項(xiàng)， 使之適用于Si和Ti不飽和的巖石， 并根據(jù)新的實(shí)驗(yàn)數(shù)據(jù)進(jìn)行了校正。需要指出的是， Ferry和Watson(2007) 用來標(biāo)定溫度計(jì)的天然和實(shí)驗(yàn)樣品是溫度范圍為600～1 400℃的巖漿鋯石， 因此該溫度計(jì)是否適用于此溫度范圍外的非巖漿鋯石(如變質(zhì)鋯石)還沒有統(tǒng)一的認(rèn)識。此外， Fu 等 (2008) 應(yīng)用該溫度計(jì)對全球不同時(shí)期不同成因巖石中的鋯石進(jìn)行了分析， 發(fā)現(xiàn)計(jì)算得到的溫度普遍偏低， 并推測壓力校正、亞固相Ti的重置、鋯石中Ti的非亨利定律替換、從熔體中的不平衡結(jié)晶以及鋯石在晚期含水巖漿中的結(jié)晶可能是得到較低溫度的原因。

利用鋯石Ti溫度計(jì)， Watson和Harrison(2005)在未知Ti和Si活度的情況下僅利用Ti含量計(jì)算了Jack Hills的4.35～3.91 Ga碎屑鋯石的結(jié)晶溫度， 得到了680±25℃的平均值。根據(jù)大陸巖漿巖在演化到鋯石結(jié)晶之前Ti活度會(huì)達(dá)到0.5到1的認(rèn)識， 這些冥古宙鋯石的溫度可能被低估了40～50℃。進(jìn)一步， Watson和Harrison(2005) 認(rèn)為集中于680℃的鋯石結(jié)晶溫度說明進(jìn)變質(zhì)熔融發(fā)生在近水飽和的環(huán)境， 因?yàn)樽兡噘|(zhì)巖和正片麻巖的進(jìn)變質(zhì)無水熔融在0.5～1.0 GPa時(shí)的溫度基本會(huì)高于這一溫度， 例如白云母為740℃， 黑云母為770～800℃， 角閃石則大于800℃。冥古宙鋯石形成于水飽和條件下這一結(jié)論對于它們形成的構(gòu)造背景有較大的指示意義， 因?yàn)?.6 GPa以上壓力形成的硅質(zhì)巖漿需要外來物質(zhì)， 例如俯沖沉積物的脫水， 才能達(dá)到水飽和條件(Hopskinetal., 2010)。

巖漿的氧逸度是元素行為的一個(gè)重要控制因素，因?yàn)槿芙舛?Fe2+可溶而Fe3+不可溶)、活動(dòng)性(UO4+活動(dòng)而U4+不活動(dòng))、化學(xué)親和力(低氧逸度時(shí)S為親鐵元素而高氧逸度時(shí)S為親石元素)以及相容性(斜長石中Eu2+相容而Eu3+不相容)等與氧逸度關(guān)系緊密。在鋯石中， REE3+和其它陽離子(如P5+)替代Zr4+以保持電價(jià)平衡。從La到Lu,3價(jià)REE在鋯石中的含量隨著原子數(shù)增加離子半徑逐漸接近Zr4+而增加。在氧化條件下， 更多的Ce被氧化為Ce4+， 而Ce4+比起Ce3+更小的離子半徑以及與Zr4+一致的電價(jià)， 使得Ce4+更易進(jìn)入鋯石晶格， 導(dǎo)致Ce相對于臨近的La和Pr在標(biāo)準(zhǔn)化圖解上更加富集， 即Ce/Ce*值升高。依據(jù)這個(gè)原理， Trail 等 (2012) 根據(jù)在1.0 GPa、IW到MH氧逸度、800～1 300℃、水含量2%～10%、A/NK>1的熔體中結(jié)晶出的鋯石得到了鋯石Ce/Ce*值、結(jié)晶溫度以及熔體氧逸度之間的經(jīng)驗(yàn)公式。Loucks 等 (2020) 認(rèn)為鋯石Ce氧逸度計(jì)存在的主要問題是鋯石中La和Pr的含量通常很低， 在SIMS以及激光ICP-MS測試中接近或低于檢測線， 誤差較大。根據(jù)Ce和U在鋯石/巖漿中的分配系數(shù)在硅酸熔體中和氧逸度成反比的規(guī)律， Loucks 等 (2020)針對已知年齡和氧逸度的天然巖石樣品的鋯石微量元素建立了鋯石Ce、Ti以及年齡校正的初始U含量計(jì)算氧逸度的公式， 適用于鈣堿性、拉斑玄武巖、埃達(dá)克巖和粗玄巖、偏鋁到中度過鋁質(zhì)、中度偏堿性的金伯利巖到流紋巖， 在巖石圈條件下公式對溫度和壓力不敏感。

Trail 等 (2011) 根據(jù)鋯石的微量元素從Jack Hills冥古宙碎屑鋯石中篩選出了5顆從幔源熔體中結(jié)晶出的鋯石，并通過Ce氧逸度計(jì)得到了ΔFMQ(quartz-fayalite-magnetite)的平均值為1.5±2(誤差為1δ)， 這與現(xiàn)代洋中脊玄武巖的0.4±2.6(Cavosieetal., 2009; Schmittetal., 2011)在誤差范圍內(nèi)是一致的， 因此他們認(rèn)為地球早在4.35 Ga之前地幔就已經(jīng)達(dá)到了現(xiàn)在的氧化狀態(tài)。Ni 等 (2020) 利用新的篩選地幔鋯石的標(biāo)準(zhǔn)識別出了7顆和地幔平衡的鋯石， 其中6顆具有地幔O同位素特征， 7顆鋯石的Ce氧逸度計(jì)的計(jì)算結(jié)果給出了ΔFMQ的平均值為1.5±1.3 (誤差為1δ)， 這與Trail 等 (2011) 使用同一數(shù)據(jù)庫和Ce氧逸度計(jì)但是用不同的篩選方法得出的結(jié)論是一致的。對西格陵蘭南部Kangerdluarssuk Fjord的變質(zhì)沉積巖的碎屑鋯石，同樣的研究方法給出了上地幔2.95 Ga時(shí)氧逸度為ΔFMQ值-0.5±1.3的平均值， 據(jù)此Ni 等 (2020) 認(rèn)為上地幔早在4.0 Ga之前就已經(jīng)達(dá)到了現(xiàn)在的氧化程度， 并一直保持到現(xiàn)在。前文已經(jīng)提到， Ishihara (1977)發(fā)現(xiàn)增生環(huán)境中產(chǎn)生的花崗巖在更氧化的環(huán)境中的鐵氧化物是以磁鐵礦為主，而更還原的環(huán)境是以鈦鐵礦為主， 下一步結(jié)合不同的鋯石氧逸度計(jì)以及鐵氧化物包裹體的研究也許可以為地球早期不同位置形成的巖漿的氧化狀態(tài)提供進(jìn)一步的證據(jù)。

Trail 等 (2017) 發(fā)現(xiàn)過鋁質(zhì)花崗巖中的鋯石Al含量平均在10×10-6左右， 遠(yuǎn)大于I型和A型花崗巖鋯石中的1.3×10-6。含10%水的過堿、偏鋁和過鋁質(zhì)巖漿體系下(A/CNK=0.50～1.21)， 1 GPa和1 100～1 400℃實(shí)驗(yàn)表明， 鋯石Al含量與熔體A/CNK值及溫度呈正相關(guān)(Wang and Trail, 2019)， 因此可以有效識別鋯石的母巖是否為過鋁質(zhì)巖石。通過這一手段他們研究了Jack Hills的冥古宙鋯石并發(fā)現(xiàn)其中偏鋁質(zhì)成分是主體， 少量為過鋁質(zhì)。Burham和Berry (2017) 通過比較Jack Hills冥古宙鋯石與東南澳大利亞Lachlan Fold Belt地區(qū)I型和S型花崗巖鋯石的P含量也得出了類似的結(jié)論， 他們發(fā)現(xiàn)S型花崗巖中的鋯石比I型的P含量更高而且范圍更大(510×10-6～1 490×10-6相對于150×10-6～590×10-6)， 這是因?yàn)檫^鋁質(zhì)比偏鋁質(zhì)巖漿中的磷灰石溶解度更高， 因此S型花崗巖結(jié)晶分異過程中更多的P保存在了熔體中(London, 1992; Pichavantetal., 1992)， 而且S型花崗巖中(REE+Y)/P(摩爾比)基本為1， 反映了鋯石中微量元素的磷釔礦替代模式， Ⅰ型則沒有。結(jié)合鋯石的其它微量元素特征， Burham和Berry (2017)認(rèn)為大部分Jack Hills的鋯石來自I型花崗質(zhì)巖漿， 這個(gè)巖漿是一個(gè)還原的、含石榴石的下地殼熔融的結(jié)果， 與之前的Hf和O同位素結(jié)果一致， 可能反映了與TTG(tonalite-trondhjemite-granodiorite， 英云閃長質(zhì)-奧長花崗質(zhì)-花崗閃長質(zhì))類似的構(gòu)造環(huán)境。

結(jié)合以上的研究， Ackerson 等 (2021) 將Jack Hills的碎屑鋯石與Acasta Gneiss Complex年齡大于4.0 Ga的鋯石進(jìn)行了對比， 發(fā)現(xiàn)大于3.8 Ga的Jack Hills的鋯石Al含量與現(xiàn)代I型花崗巖類似， 可能是0.3～0.4 GPa類似于現(xiàn)代大洋高原的構(gòu)造背景下形成的， 而3.8～3.0 Ga鋯石Al含量的增加可能是變沉積巖源區(qū)分熔或者更深的(>0.7 GPa)含水基性巖分熔的結(jié)果， 并據(jù)此推測在3.6 Ga之前構(gòu)造體制就逐漸發(fā)生了從垂向向橫向轉(zhuǎn)變的過程。但是從過鋁質(zhì)巖石的出現(xiàn)到橫向板塊構(gòu)造這個(gè)證據(jù)鏈條是不嚴(yán)密的， 至少存在Al含量的增加是否說明S型花崗巖的存在以及垂向構(gòu)造與水平構(gòu)造之間存在什么樣的時(shí)空演化關(guān)系等一系列問題仍需解決。不同的學(xué)者也試圖使用以上的研究成果通過碎屑鋯石的研究對地球不同時(shí)期I型與S型花崗巖的比例做出推斷 (Zhuetal., 2020)， 他們發(fā)現(xiàn)在Pangea、Gondwana以及Nuna 3個(gè)超大陸時(shí)期S型花崗巖的比例是最高的， 這可能與陸陸碰撞時(shí)期很高的山脈導(dǎo)致快速剝蝕而產(chǎn)生廣闊的濁積扇有關(guān)， 而太古宙S型花崗巖少是因?yàn)楹线m的沉積物少。大量的枕狀玄武巖以及比例很低的沉積巖說明當(dāng)時(shí)陸殼基本在水下， 而且太古宙富長石的最上層沉積物不可能是S型花崗巖的合適源區(qū)， 因?yàn)檫@些沉積物來自于TTG， 因此貧K， 它們在最上部， 很難獲得高溫從而熔融， 而且太古宙泥巖太少并且缺乏互層的頁巖， 因此缺少水。類似地利用碎屑鋯石試圖發(fā)現(xiàn)全球地殼隨時(shí)間演化的規(guī)律還發(fā)現(xiàn)， 鋯石的La/Yb、Sm/Yb以及Eu/Eu*值沒有明顯的隨時(shí)間演化的規(guī)律， 說明絕大部分花崗類巖石形成或演化于35～45 km的角閃石和石榴石穩(wěn)定而斜長石有限的深度， 這一深度現(xiàn)今廣泛存在于加厚島弧以及所有的大陸弧之下(Balicaetal., 2020)。此外， 4.5～3.2 Ga鋯石的Ti溫度有顯著的增長， 大約從700℃增長到了780℃， 之后緩慢下降到現(xiàn)在的720℃， 早期鋯石普遍較低的溫度可能是巖漿Zr含量低以及巖漿聚合狀態(tài)導(dǎo)致的巖漿Zr飽和推遲造成的。3.3～3.1 Ga鋯石的La/Yb、Sm/Yb值增長， Eu/Eu*值降低， Ti溫度升高， 說明地殼演化的轉(zhuǎn)變， 但是Balica 等 (2020)并沒有給出可能的控制因素。

最近關(guān)于鋯石微量元素應(yīng)用的一個(gè)重要進(jìn)展是運(yùn)用REE元素中的Sm、Eu和Gd計(jì)算得到Eu/Eu*值來推斷地殼厚度。Tang 等 (2021a) 首先發(fā)現(xiàn)在中酸性巖石中(SiO2含量55%～75%)鋯石的Eu/Eu*與全巖的La/Yb值呈正相關(guān)， 而后者又已經(jīng)被證實(shí)是地殼厚度的有效指標(biāo)(Profetaetal., 2015)， 并認(rèn)為這種關(guān)系可用兩個(gè)發(fā)生在高壓的分異過程解釋， 即斜長石的抑制和石榴石更多地吸收了Fe2+， 使得熔體中Fe3+的相對濃度增加， 氧逸度升高， 更多的與鋯石相容的Eu3+產(chǎn)生。在應(yīng)用這種方法時(shí)首先需要注意的是， 全巖La/Yb值以及鋯石Eu/Eu*值都無法分辨高壓殼內(nèi)分異和板片熔融； 其次， Profeta 等 (2015)的方程建立于大陸邊緣弧； 最后， 應(yīng)用于碎屑鋯石時(shí)要考慮其源區(qū)， 否則無法說明計(jì)算得到的地殼厚度的意義。隨后， Tang 等 (2021b) 將這種方法應(yīng)用到了全球碎屑鋯石數(shù)據(jù)庫中， 并在早期地球發(fā)現(xiàn)了兩個(gè)規(guī)律： 第一是從冥古宙到太古宙地殼厚度逐漸增大， 在中太古代到新太古代達(dá)到了55～65 km， 這可能與克拉通的形成以及擠壓構(gòu)造的普遍出現(xiàn)有關(guān)； 第二是冥古宙到古太古代缺乏厚的地殼，說明當(dāng)時(shí)側(cè)向板片匯聚作用較弱。然而， Tang 等 (2021b) 也指出他們關(guān)于地球早期地殼厚度推測的鋯石樣本太少， 因此在更多的克拉通內(nèi)尋找古老鋯石的記錄是更加精確限定當(dāng)時(shí)地殼厚度的基礎(chǔ)。

除了使用鋯石的Ti含量反推溫度，Ce/Ce*或Ce、Ti以及初始U含量計(jì)算氧逸度，Al含量或者(REE+Y)/P(摩爾比值)判斷原巖是I型還是S型花崗巖以及Eu/Eu*反推地殼厚度以外， 很多學(xué)者也試圖使用鋯石的多種微量元素來反演早期地殼的形成機(jī)制。例如， Drabon 等 (2021) 通過對南非Barberton綠巖帶新發(fā)現(xiàn)的Green Sandstone Bed中的冥古宙碎屑鋯石的U-Nb-Sc-Yb的綜合研究，發(fā)現(xiàn)它們的母巖漿的成分分布從高溫和初始的到低溫和更加演化類似TTG的， 后者是含水基性地殼再造的結(jié)果， 并且它們總體上顯示出與現(xiàn)代地幔柱環(huán)境的鋯石具有相似性而不同于大陸弧或島弧的鋯石。這其中兩個(gè)關(guān)鍵的地球化學(xué)指標(biāo)是絕大部分鋯石的U/Nb值小于40， 不符合現(xiàn)代弧環(huán)境流體導(dǎo)致的含水熔融的特征(Grimesetal., 2015)；鋯石Sc/Yb值小于0.1，說明不是含水熔融產(chǎn)生的巖漿， 例如大陸弧， 較低程度分異結(jié)晶出的鋯石， 而是地幔環(huán)境高程度分異結(jié)晶的鋯石(Grimesetal., 2015)。然而， 該文最大的問題是使用顯生宙鋯石微量元素構(gòu)建的構(gòu)造背景判別圖解來反推冥古宙鋯石的構(gòu)造背景。在長達(dá)35億年的時(shí)間內(nèi)， 地球在地?zé)崽荻群蜆?gòu)造樣式等很多方面都發(fā)生了顯著的變化。此外， 通過鋯石的微量元素(通常是REE元素)結(jié)合Hf和O同位素也是一個(gè)重要的研究手段。例如Reimink 等 (2020) 比較了Jack Hills的碎屑鋯石以及最古老巖石Acasta Gneiss Complex的巖漿鋯石， 他們首先根據(jù)鋯石的U/Yb值、Sm/Er值和Ti含量以及同位素認(rèn)為二者具有相似性， 后者形成于不同深度基性地殼的分熔， 與前者冥古宙的母巖漿形成的機(jī)制類似， 并且根據(jù)U/Yb值以及Hf同位素的變化認(rèn)為Jack Hills的母巖漿在約3.8 Ga發(fā)生了從淺部地殼到深部地殼分熔的轉(zhuǎn)變。

另一種重要的研究手段是通過鋯石的微量元素特征反演出母巖的地球化學(xué)特征， 再根據(jù)后者判斷地殼的形成機(jī)制。反演的手段可以參考Chapman 等 (2016)、Claiborne 等 (2017)和McKenzie 等 (2018)的文章， 但是巖漿鋯石的REE含量至少受到巖漿溫度對分配系數(shù)的影響、與晶體面有關(guān)的分隔、由于晶體生長邊界導(dǎo)致的巖漿成分的元素變化、與鋯石同時(shí)生長的礦物導(dǎo)致的熔體REE的變化(Chamberlainetal., 2014; McKenzieetal., 2018)等多種因素的控制， 因此僅依靠鋯石來反演母巖的REE含量很可能是不適當(dāng)?shù)?Reiminketal., 2020)。Turner 等 (2020) 通過分配系數(shù)(Burham and Berry, 2012)反推了Jack Hills的4.3～3.3 Ga碎屑鋯石的母巖漿的Th/Y值， 并進(jìn)一步推導(dǎo)出其SiO2(59%±6%)、Th/Nb值(2.7±1.9， 反映是否具有弧相關(guān)巖漿的Nb負(fù)異常)、Dy/Yb值(0.9±0.2， 反映TTG具有的重稀土元素虧損)以及Sr/Y值(1.6±0.7， 也是反映TTG具有的重稀土元素虧損)， 并認(rèn)為其母巖不是板內(nèi)基性巖、TTG或者撞擊熔體， 而是類似現(xiàn)代俯沖環(huán)境形成的安山巖， 而且從4.3～3.3 Ga推斷的母巖的地球化學(xué)特征所反映的構(gòu)造背景只有很小的變化。此項(xiàng)研究也存在一定的問題， 除了前面提到的利用鋯石反推全巖REE含量的復(fù)雜性以外， 早期地幔溫度較高， 因此發(fā)生的暖俯沖甚至熱俯沖與顯生宙的冷俯沖對Th/Nb以及Dy/Yb值的影響勢必有所區(qū)別， 并且僅從Jack Hills一個(gè)點(diǎn)的數(shù)據(jù)就推斷出當(dāng)時(shí)存在全球性的板塊構(gòu)造也似乎有以點(diǎn)概面的問題。

3 鋯石局部鉛的富集

早期鋯石U-Pb年齡的意義會(huì)由于后期改造以及熱擾動(dòng)使得其可信度受到質(zhì)疑。一般來說， U-Pb年齡的諧和度可以用來評估其年齡的可信度。對于早期鋯石一般用206Pb/238U年齡與207Pb/206Pb年齡的比值來表示其諧和度， 比值在90%～110%(也有學(xué)者使用更加苛刻的標(biāo)準(zhǔn)95%～105%)。位于諧和線之下的年齡通常用放射性成因Pb(Pb*)的丟失來解釋(Corfu, 2013)， 而諧和線之上(一般稱為反向不諧和)的測試點(diǎn)一般用Pb*獲得(Wiemeretal., 2017)或者高U鋯石在SIMS測試中的基體效應(yīng)(White and Ireland, 2012)來解釋。近幾年來， 利用掃描離子成像(scanning ion imaging, SII)、原子探針層析成像(atom probe tomography, APT)以及透射電子顯微鏡(transmission electron microscopy, TEM)等手段在冥古宙到古生代的鋯石中都發(fā)現(xiàn)了大量微米到納米尺度的PEDs的存在。這些區(qū)域具有比周圍更高的Pb*含量， 并且過量的Pb*遠(yuǎn)高于原位U的衰變， 說明是顆粒內(nèi)部Pb*的移動(dòng)和局部富集造成的。然而， 這些研究中發(fā)現(xiàn)的PEDs無論在Pb*含量、大小以及可能的形成機(jī)制上都存在較大的差異， 也就使得它們對于U-Pb定年產(chǎn)生的影響不盡相同。

Kusiak 等 (2015) 通過TEM成像手段在東南極地區(qū)2.5 Ga的高級變質(zhì)地體中的大于3.4 Ga的鋯石中發(fā)現(xiàn)PEDs是幾個(gè)到幾十個(gè)納米尺度的金屬Pb(Pb含量為100%)， 它們相對于鋯石的結(jié)晶方向是隨機(jī)分布的， 而且與富Ti和Al的硅質(zhì)熔體有關(guān)， 原生Pb的還原性質(zhì)以及非放射性成因204Pb的缺失， 說明外來物質(zhì)， 如滲透的流體或熔體， 在納米微球形成過程中是缺失的。因此這些納米微球被認(rèn)為是形成于超高溫變質(zhì)過程中放射性損傷的鋯石在復(fù)原過程中帶入的熔體包裹體， 這與Pb在無定形損壞的鋯石中更高的移動(dòng)性以及相容性有關(guān)， 使得在退火過程中Pb向這些區(qū)域集中(圖2， 圖中紅點(diǎn)代表放射性成因Pb， 藍(lán)點(diǎn)代表熔體包裹體， 黃點(diǎn)代表硅酸鹽熔體， 綠點(diǎn)代表富集的Al和Ti)。這些金屬納米微球在退火鋯石中的形成會(huì)阻止Pb*的丟失， 也就解釋了為什么經(jīng)歷了超高溫變質(zhì)過程的鋯石年齡沒有被重置到變質(zhì)時(shí)代。Pb的重新分布會(huì)形成比從退火到現(xiàn)在任一時(shí)期的年齡更高的207Pb/206Pb和206Pb/238U值， 也就會(huì)形成虛假的和更老的207Pb/206Pb以及反向不諧和的U-Pb年齡。

類似的， Valley 等 (2014) 利用APT成像技術(shù)在Jack Hills一顆核部為4.4 Ga而增生邊為3.4 Ga的鋯石中也發(fā)現(xiàn)了大量直徑10 nm、間距10～50 nm的富集Y和Pb*的PEDs， 它們還具有異常高的207Pb/206Pb值。由于電子背散射衍射(electron backscattered diffraction, EBSD)圖像顯示了很高的結(jié)晶度和很小的放射性損傷， 因此Pb的活動(dòng)被認(rèn)為是在3.4 Ga再加熱過程中Pb的體積擴(kuò)散的結(jié)果。與Kusiak 等 (2015)不同， Valley 等 (2014) 認(rèn)為SIM一次測試的鋯石量大約是1 000 μm3， PEDs的體積大約是125～50 nm3， 兩者相差10個(gè)數(shù)量級， 因此這些均勻分布的PEDs不會(huì)對U-Pb年齡的可信度造成影響。相較于Kusiak 等 (2015) 的研究中PEDs比起周圍區(qū)域小于0.8%(原子分?jǐn)?shù))的Pb*升高， Peterman 等 (2016)在Central Greek Rhodope地區(qū)2.1 Ga的鋯石核中發(fā)現(xiàn)的PEDs分布更加不均勻， 而且相比周圍區(qū)域具有更高的Pb*含量(2.0%～5.5%)， 它們被解釋為在150 Ma的麻粒巖相變質(zhì)作用過程中放射性損傷愈合時(shí)捕獲進(jìn)位錯(cuò)環(huán)中的Pb*(圖3)， 不諧和的年齡可能是由于測試過程中同時(shí)測試了Pb*含量不同的納米級的區(qū)域。

以上這些研究雖然得到的結(jié)論不盡相同， 但是都認(rèn)為放射性損傷以及后期變質(zhì)過程對PEDs的形成具有關(guān)鍵的作用。另一個(gè)被認(rèn)為可以導(dǎo)致Pb*在鋯石中重新分配的機(jī)制是晶體的塑性變形。例如Piazolo 等 (2016)對南極太古宙Napier雜巖中鋯石的研究發(fā)現(xiàn)，晶體塑性變形產(chǎn)生的原子尺度的元素分配會(huì)使鋯石產(chǎn)生次微米級的微量元素的遷移。他們首先利用前散射電子圖像(forescatter electron image)分辨出蛻晶區(qū)域， 再根據(jù)EBSD識別出低角度變形和位錯(cuò)區(qū)域， 再利用APT成像發(fā)現(xiàn)低角度變形邊界區(qū)域Al有顯著增長， U和Y有增長， 而Pb不變， 并且位錯(cuò)區(qū)域Y和Pb有局部聚集和總量明顯增長， U有少量增長。反向不諧和U-Pb年齡是由于位錯(cuò)陣列中高含量的U衰變?yōu)镻b， 這些Pb又沿著位錯(cuò)陣列擴(kuò)散到了蛻晶位置， 導(dǎo)致了過多的Pb*(圖4)。

除了塑性變形以及放射性損傷， 還有其它的機(jī)制也可能導(dǎo)致Pb*在微米尺度的富集。Ge 等 (2018, 2019) 在Jack Hills一顆鋯石中上的6個(gè)測試點(diǎn)得到了4.46 Ga的諧和年齡， 這也是地球上已知報(bào)道的最老的鋯石U-Pb年齡。他們分別通過EBSD成像的高結(jié)晶度以及很小的結(jié)晶方向的變化排除了微米級PEDs是變形導(dǎo)致的微量元素重新分配到位錯(cuò)和極向錯(cuò)誤邊界的結(jié)果， 通過較低的U和Th含量計(jì)算得到了較小的α衰變計(jì)量， 因此連通的放射性損傷的熱退火導(dǎo)致的熔體包裹體中金屬Pb納米微球的形成這種模式也被排除。根據(jù)SII成像中PEDs大部分分布在重結(jié)晶區(qū)域邊緣， 他們提出可能是不相容元素(包括Pb)在變質(zhì)過程中滲透流體的作用下在重結(jié)晶前鋒的活化。更重要的是， 他們通過計(jì)算發(fā)現(xiàn)古老鋯石如果在結(jié)晶后很短時(shí)間內(nèi)經(jīng)歷了程度不大的Pb*活化， 形成的不一致線近似平行于諧和線并且在誤差范圍內(nèi)年齡還是諧和的。此外， Ge 等(2019)還發(fā)現(xiàn)在PEDs區(qū)域內(nèi)，207Pb和206Pb的富集沒有對應(yīng)的U、Th或者204Pb的富集， 說明Pb*不是原地U或Th衰變來的， 也不是普通鉛進(jìn)入的。PEDs高于地球年齡的表觀年齡說明Pb*是在冥古宙鋯石形成后的幾百個(gè)Ma內(nèi)形成的， 因?yàn)榇藭r(shí)U含量較高且235U衰變較快，207Pb相對206Pb會(huì)有更多的富集導(dǎo)致了更高的207Pb/206Pb值以及超過地球年齡的表觀年齡。

以上的研究都表明Pb*在鋯石中的行為比之前認(rèn)為的要復(fù)雜得多， 它不僅會(huì)活動(dòng)和遷移造成Pb*的丟失， 也可能富集形成PEDs， 這些過程產(chǎn)生的機(jī)制至少包括放射性損傷(及之后的愈合)、晶體塑性變形以及變質(zhì)作用相關(guān)的流體活動(dòng)。如果在測試過程中得到了一個(gè)異常老的年齡， 那么在判斷這個(gè)U-Pb年齡是否可靠時(shí)不光要滿足諧和度在90%～110%、 一個(gè)分析周期內(nèi)207Pb和206Pb含量以及207Pb/206Pb值不能變化太大， 而且最好用SII、TEM或APT等成像手段來排除定年區(qū)域中PEDs存在的可能性， 這對于在結(jié)晶后經(jīng)歷了復(fù)雜地質(zhì)過程的古老鋯石尤其重要。

4 鋯石的Lu-Hf同位素

Lu-Hf同位素體系是基于176Lu衰變?yōu)?76Hf而建立的， Lu和Hf在殼幔分異過程中產(chǎn)生分異， 導(dǎo)致虧損地幔Lu/Hf值升高， 而陸殼變低。隨著地球的演化， 這一過程導(dǎo)致了兩個(gè)儲(chǔ)庫中放射性成因176Hf相對于穩(wěn)定的177Hf比值的不同， 這種不同通常使用樣品形成時(shí)的176Hf/177Hf值與球粒隕石的差別εHf(t)值來表示。鋯石尤其適合Hf同位素的研究是因?yàn)镠f和Zr離子半徑相似使得這種礦物含有高達(dá)百分含量的Hf， 同時(shí)僅含有少于100×10-6量級的Lu(Hoskin and Schaltegger, 2003)， 因此鋯石在形成后放射性成因的176Hf含量極少， 基本保留了原始巖漿的εHf特征。在使用鋯石Hf同位素來反演母巖漿的Hf同位素特征時(shí)有幾個(gè)問題需要注意： 第1， 在使用多接收器電感耦合等離子體質(zhì)譜儀(multiple collector inductively coupled plasma mass spectrometry, MC-ICPMS)分析時(shí)， 需要注意校正176Yb和176Lu對176Hf的影響； 第2， 具有不同176Hf/177Hf組成的變質(zhì)鋯石邊和繼承鋯石核的混入； 第3， 計(jì)算εHf值時(shí)對年齡的誤判(Vervoort and Kemp, 2016)等。此外巖漿混合(Kempetal., 2007)、鋯石這樣低Lu/Hf和其它高Lu/Hf而且難熔的礦物在巖漿源區(qū)的不平衡分熔(Tangetal., 2014)以及粒間熔體成分的變化等都可能造成一個(gè)巖體中不同鋯石甚至是同一顆鋯石不同區(qū)域Hf同位素的不均一性。

Jack Hills冥古宙鋯石的Lu-Hf同位素研究主要有3個(gè)成果。第1個(gè)是發(fā)現(xiàn)很多鋯石具有相對球粒隕石很負(fù)的初始Hf值， 說明地殼的形成可能早在4.5 Ga就已經(jīng)開始了(Harrisonetal., 2008; Kempetal., 2010; Belletal., 2014)。第2個(gè)重要的發(fā)現(xiàn)就是這些鋯石εHf值與年齡的關(guān)系顯示了原巖的Lu/Hf值約等于0.01， 而這是現(xiàn)代陸殼的一個(gè)重要特征。這說明4.0 Ga之前存在著一個(gè)Lu/Hf值這樣低的儲(chǔ)庫， 它可能是長英質(zhì)地殼的早期抽取或者是原始玄武質(zhì)儲(chǔ)庫的重熔形成的。第3個(gè)發(fā)現(xiàn)是Jack Hills以及臨近的Mt. Narryer地區(qū)的3.9～3.7 Ga的鋯石缺失了古老地殼儲(chǔ)庫演化的特征， 這一時(shí)期的循環(huán)事件類似于現(xiàn)代俯沖相關(guān)的造山帶(Belletal., 2014)。由此引出的一個(gè)問題就是地殼在早期地球的存在是否暗示著一個(gè)相對虧損的地幔儲(chǔ)庫早在4.5 Ga就已經(jīng)存在呢？Ge 等 (2018, 2020) 在研究塔里木克拉通阿克塔什片麻巖的巖漿鋯石Lu-Hf同位素的基礎(chǔ)上， 對全球其它始太古代TTG片麻巖的數(shù)據(jù)進(jìn)行了統(tǒng)計(jì)和甄別， 它們發(fā)現(xiàn)絕大部分鋯石的εHf值在球粒隕石值的正負(fù)兩個(gè)單位之間， 因此認(rèn)為沒有始太古代虧損地?；蛘呲す胖娓患貧ご嬖诘淖C據(jù)， 暗示著早期地球的殼幔分異十分有限或者被后期大規(guī)模的地殼循環(huán)平衡掉了。

除了Jack Hills的碎屑鋯石以外， 很多學(xué)者在統(tǒng)計(jì)了全球冥古宙至古太古代的巖漿和碎屑鋯石后都發(fā)現(xiàn)，在地球早期的某個(gè)時(shí)段會(huì)有系統(tǒng)性的鋯石176Hf/177Hf值升高， 即εHf值向正向移動(dòng)的趨勢， 但是不同學(xué)者給出的發(fā)生變化的時(shí)間段以及解釋不盡相同。Naeraa 等 (2012) 注意到在西格陵蘭南部基底巖石中的3.9～3.5 Ga的鋯石Lu-Hf同位素顯示它們的原巖來自于大于3.9 Ga的、成分相當(dāng)于球粒隕石或者稍微虧損的源區(qū)， 而且這一階段大約為0.02的176Lu/177Hf值相當(dāng)于鐵鎂質(zhì)地殼。這之后意味著沒有新生虧損物質(zhì)加入的正εHf值記錄的缺失一直持續(xù)到3.2 Ga， 而3.6～3.2 Ga之間0.01的176Lu/177Hf值相當(dāng)于長英質(zhì)地殼。3.2 Ga發(fā)生的顯著的Hf同位素向正值移動(dòng)的特征、高于地幔值的δ18O值的出現(xiàn)以及周期性的巖漿爆發(fā)與顯生宙俯沖相關(guān)的造山帶類似，使得他們認(rèn)為在3.5～3.2 Ga地殼演化的構(gòu)造體制向現(xiàn)代板塊構(gòu)造體制發(fā)生了轉(zhuǎn)變。Bauer 等 (2020) 在統(tǒng)計(jì)了Yilgarn、Singhbhum、Pilbara、Rae、Superior西部、Limpopo以及Whyoming這7個(gè)全球主要克拉通的鋯石Lu-Hf同位素之后，認(rèn)為這一全球性的轉(zhuǎn)變發(fā)生在3.8～3.6 Ga， 而先存地殼的再循環(huán)會(huì)導(dǎo)致εHf值往負(fù)值移動(dòng)， 新生地殼會(huì)使得它向正值移動(dòng)， 因此之前地殼的形成機(jī)制很可能是以滯蓋(stagnant-lid)構(gòu)造體制下的長期存在的基性原始地殼的內(nèi)部再造為主， 而之后則是以活動(dòng)蓋(mobile-lid)構(gòu)造體制下的大洋巖石圈快速分熔為主(圖5)。類似地， Ranjan 等 (2020) 在分析了印度東部Singhbhum克拉通3.95～3.10 Ga碎屑鋯石的Lu-Hf同位素和微量元素特征之后發(fā)現(xiàn)， 3.7～3.6 Ga之前鋯石的Nb/Th和Nb/U值更高，εHf值更低并且地殼停留時(shí)間更長， 而這之后的鋯石Nb/Th和Nb/U值變低，εHf值變高并且地殼停留時(shí)間變短， 它們將這種現(xiàn)象解釋為鋯石的母巖花崗巖在熔融深度以及構(gòu)造體制上的變化， 即從洋島向弧相關(guān)的構(gòu)造體制的轉(zhuǎn)換。具體來說， 更深的熔融深度會(huì)導(dǎo)致更多的金紅石殘留， 而金紅石對Nb的優(yōu)先吸收會(huì)導(dǎo)致形成的TTG熔體中Nb/Th和Nb/U值更低(Foleyetal., 2002; Rappetal., 2003),εHf值與時(shí)間陣列的消失、εHf值范圍的增大、εHf值整體向正值的移動(dòng)以及地殼停留時(shí)間的減少則指示了古老地殼的循環(huán)以及新生物質(zhì)的加入， 這些特征都與俯沖環(huán)境更深位置的熔融是相符的。

除了全球構(gòu)造體制何時(shí)向板塊構(gòu)造體制轉(zhuǎn)換這一重要的科學(xué)問題外， 不同科學(xué)家利用古老鋯石Lu-Hf同位素特征對地殼演化過程這一問題也做了相當(dāng)多的研究。例如Kirkland 等 (2021) 利用西格陵蘭現(xiàn)代河流沉積物中的3.9～1.8 Ga的碎屑鋯石， 并綜合全球數(shù)據(jù)發(fā)現(xiàn)鋯石εHf值在3.2～3.0 Ga具有明顯的和全球性的向正值轉(zhuǎn)換的現(xiàn)象， 值得一提的是， 3.2～3.0 Ga這個(gè)鋯石εHf值突變的時(shí)間段與Naeraa 等 (2012)的結(jié)論類似， 但是要晚于Bauer 等 (2020) 認(rèn)為的3.8～3.6 Ga以及Ranjan 等 (2020)的3.7～3.6 Ga， 這可能與研究者們分析樣品的來源不同(例如3.2～3.0 Ga變化的結(jié)論主要來自西格陵蘭的鋯石)， 也可能與統(tǒng)計(jì)的方法不同有關(guān)。Kirkland 等 (2021) 認(rèn)為3.2～3.0 Ga這一時(shí)間段與硫化物Os虧損模式年齡的峰值、全球玄武巖MgO含量的峰值以及地幔潛熱的峰期時(shí)間一致， 說明這一時(shí)期更大的地幔分熔比例以及更多的基性-超基性巖漿侵入冥古宙-始太古代長英質(zhì)地殼導(dǎo)致了這一現(xiàn)象。另一個(gè)關(guān)于古老地殼的問題，就是為什么全球主要克拉通普遍保留了始太古代的巖石記錄， 而更古老的冥古宙記錄幾乎只出現(xiàn)在鋯石中， 這關(guān)系著克拉通穩(wěn)定的機(jī)制。針對這一問題，Mulder 等 (2021) 對西澳Yilgarn克拉通的4.15～3.25 Ga鋯石的Lu-Hf同位素進(jìn)行了新的分析和總結(jié)， 認(rèn)為第一批保存下來的3.75 Ga的地殼巖石形成于新生巖漿侵入到克拉通中。鋯石εHf值反映新生物質(zhì)的突然增多， Fe和揮發(fā)分在地幔分熔的過程中離開形成了初生巖漿， 留下了有浮力的、堅(jiān)硬的和熔體虧損的巖石圈地幔，使得地殼免于地幔對流的侵蝕， 這一過程可能解釋了地殼開始保留在時(shí)間上與鋯石εHf值向正值轉(zhuǎn)變的一致性。

5 鋯石的O同位素

地殼熔融事件中水的來源可以通過研究鋯石中的O同位素來評估， 因?yàn)檫@種礦物不僅可以通過U-Pb體系來定年， 其O同位素也保留了母巖漿的特征， 從而也就可能反演熔體的源區(qū)。鋯石最常用的O同位素標(biāo)準(zhǔn)是地幔來源熔體，δ18OVSMOW值為5.3‰±0.6‰(誤差為2σ; Valley, 2003)。地殼巖石中的鋯石如果高于這個(gè)值，一般是在低于約350℃的條件下與淺層水圈進(jìn)行過同位素交換或同化混染了這種性質(zhì)的圍巖， 具體地質(zhì)過程包括但不限于風(fēng)化以及低溫?zé)嵋何g變， 因此這是巖漿源區(qū)中包含了最上層地殼再循環(huán)的證據(jù)。如果地殼巖石中鋯石的δ18O值較為少見地低于地幔值， 則是高于約350℃熱液蝕變的證據(jù)， 這一般來自在裂谷或者火山口環(huán)境高溫蝕變的地殼物質(zhì)(Bindeman and Valley, 2001)。鋯石O同位素的研究應(yīng)用于地幔示蹤時(shí)要格外注意， 因?yàn)?0～120 μm的鋯石在900℃時(shí)， O同位素保留的時(shí)間僅為160～5 700年， 在溫度更高的地幔中， O同位素達(dá)到擴(kuò)散平衡的時(shí)間更短(Cherniak and Watson, 2003)， 而且已有研究表明基性巖中鋯石的Hf和O同位素會(huì)受到中上地殼混染物的影響(Schmittetal., 2017)。Zr不飽和的基性巖漿也會(huì)使得先存的鋯石快速分解， 因此殼源鋯石通過俯沖作用循環(huán)到地幔后在高溫條件下會(huì)快速溶解并與地幔達(dá)到O同位素平衡(Lietal., 2018)。

前人大量的SIMS研究已經(jīng)發(fā)現(xiàn)鋯石的水含量與氧同位素相關(guān)， 說明水的吸收能夠影響鋯石的氧同位素比值(Wangetal., 2014; Pidgeonetal., 2017)。水進(jìn)入鋯石晶格可以通過原發(fā)過程(從含水巖漿中結(jié)晶)(Trailetal., 2011; De Hoogetal., 2014)以及次生過程(蛻晶作用的間接結(jié)果或者放射性損傷)(Woodheadetal., 1991)， 因此在通過鋯石O同位素來解決巖石成因問題時(shí)就要注意次生過程的可能影響。Liebmann 等 (2021) 通過鋯石O同位素、16O1H/16O值、微量元素以及拉曼光譜和α衰變計(jì)量計(jì)算的綜合研究，發(fā)現(xiàn)有兩個(gè)次生過程可以分別使得鋯石氧同位素變輕和變重。氧同位素變輕與鋯石拉曼波段變寬以及更高的16O1H/16O值有關(guān)， 這可能是受到放射性損傷的鋯石與大氣水相互作用過程中局部的電荷平衡過程導(dǎo)致的。相反地， 鋯石與滲透水之間的平衡分異過程會(huì)導(dǎo)致氧同位素變重以及16O1H/16O值變大。這兩種可能的過程都說明監(jiān)控鋯石的16O1H/16O值可以有效地衡量次生過程中水進(jìn)入鋯石放射性損傷區(qū)域?qū)е碌难跬凰氐淖兓?從而更有效地使用氧同位素來反演巖石成因。

對于Jack Hills冥古宙鋯石的氧同位素的研究已經(jīng)持續(xù)了20年， 最早的研究發(fā)現(xiàn)它們普遍具有相對地幔值更高的δ18O值， 暗示原巖中有18O富集的低溫?zé)嵋何g變組分的存在， 從而表明4.3 Ga之前在地表就已經(jīng)有液態(tài)水的存在(Mojzsisetal., 2001; Wildeetal., 2001)。隨后的研究也都證實(shí)了前人的結(jié)果， 即相當(dāng)一部分冥古宙鋯石的δ18O值比地幔值高2‰～3‰(Cavosieetal., 2005; Trailetal., 2007; Harrisonetal., 2008)， 而且氧同位素與U-Pb年齡是否諧和以及測試點(diǎn)是否位于裂縫上并無相關(guān)性， 說明它們都保存了原始的特征(Belletal., 2016)?？紤]到如果礦物包裹體所確認(rèn)的這些鋯石都來自花崗巖， 并且鋯石比它結(jié)晶出的花崗質(zhì)巖漿的δ18O值低2 ‰(Valley, 2003)的話， 那么花崗質(zhì)巖漿的δ18O值最高可以達(dá)到+12 ‰。顯生宙Ⅰ型花崗巖的δ18O值一般為8‰～9‰， 而變沉積巖分熔形成的S型花崗巖的δ18O值一般更高(O’Neil and Chappell, 1977)， 因此Jack Hills冥古宙鋯石較高的δ18O值說明在它們的母巖(花崗巖)形成過程中有在低溫條件下與液態(tài)水反應(yīng)過的地殼物質(zhì)的加入。值得注意的是， Jack Hills鋯石的δ18O值在3.8 Ga之后幾乎全部位于地幔值的范圍內(nèi)， 這一轉(zhuǎn)變的原因至今還不清楚(Belletal., 2016)。

除了Jack Hills的碎屑鋯石以外， 太古宙以TTG片麻巖為主的陸殼形成的地球動(dòng)力學(xué)背景以及過程還爭議很大， 由于這些巖石通常遭受到了后期地質(zhì)事件的改造， 而鋯石中的O同位素通常可以保留原始的信息， 因此也就成為了這一研究領(lǐng)域的重要工具之一。例如， Ge 等 (2020)對塔里木克拉通阿克塔什3.7 Ga的片麻巖中鋯石O同位素的研究發(fā)現(xiàn)， 變質(zhì)以及后期的蝕變會(huì)降低δ18O值， 而那些原始的巖漿鋯石δ18O值在6.2‰～6.3‰， 稍高于地幔值， 結(jié)合蝕變最少樣品的稍低于球粒隕石的全巖εNd(-0.3)和εHf(-0.9)以及鋯石εHf(-1.8～ -0.2)值， 他們認(rèn)為這些片麻巖來自具有很短地殼停留時(shí)間的分異的球粒隕石地幔的基性源巖， 而這些基性巖曾經(jīng)與地球早期水圈發(fā)生過低溫水巖相互作用， 這促進(jìn)了它們的部分熔融以及陸殼的形成。Smithies 等 (2021) 對西澳Pilbara克拉通3.45～2.90 Ga、Yilgarn克拉通2.81～2.66 Ga的TTG以及更加鉀質(zhì)的花崗質(zhì)片麻巖開展了鋯石O同位素以及全巖地球化學(xué)特征的研究， 在經(jīng)過仔細(xì)的數(shù)據(jù)篩選后， 他們發(fā)現(xiàn)更加富鈉的TTG片麻巖代表了最原始的巖漿， 它們的鋯石O同位素特征說明源巖與原始地幔來源巖石一致， 而且源區(qū)不需要高度富集不相容元素。相對地， 演化的TTG片麻巖的鈉含量更低， 更加富集水圈來源的水(氧同位素更重)以及不相容元素， 可能是下沉的綠巖帶將水和不相容元素帶到巖石圈地幔， 上升的贊岐質(zhì)巖漿將水和不相容元素帶到下地殼， 使得下地殼分熔的產(chǎn)物(圖6)。綜合Pilbara克拉通古太古代地殼巖石的數(shù)據(jù)， 他們認(rèn)為這一地區(qū)在當(dāng)時(shí)不存在俯沖構(gòu)造， 而是含水富集的近地表玄武巖通過重力驅(qū)動(dòng)的對流倒轉(zhuǎn)進(jìn)入到地幔。但是， 使用這樣的模型來解釋新太古代之前的陸殼至少可能存在兩個(gè)問題： 第1， TTG片麻巖的形成需要綠巖帶的沉陷， 而這種沉陷是由于酸性巖與基性巖之間的密度差導(dǎo)致的。顯然， 這種沉陷不可能發(fā)生在最早的TTG源區(qū)或者是酸性巖漿產(chǎn)生之前， 那么它們是如何產(chǎn)生的？第2， 這種機(jī)制相比板塊構(gòu)造導(dǎo)致的蝕變洋殼玄武巖的俯沖效率如何？畢竟2.7～2.5 Ga的花崗巖在全球主要克拉通都是占據(jù)主導(dǎo)地位的(Condieetal., 2009)， 如此大量的TTG到鉀質(zhì)花崗巖在200 Ma的大量形成是不是可以用這種滴墜模型來解釋？總之， 地球早期大陸地殼的形成機(jī)制還有很多問題有待進(jìn)一步探索， 早期地球的演化與板塊構(gòu)造之間的關(guān)系仍然是當(dāng)前和今后一個(gè)時(shí)期的研究前沿和熱點(diǎn)。

6 鋯石的Zr、Si和Li同位素

如前所述， 特別是對于早期地球來說， 鋯石的U-Pb、Lu-Hf和O同位素(體系)已經(jīng)為地質(zhì)歷史中的重要事件提供了關(guān)于絕對年齡、巖石成因以及構(gòu)造背景等重要的信息。近幾年來， 鋯石中新的同位素體系， 包括Zr、Si和Li同位素的研究又引起了科學(xué)家們的注意， 這些新同位素的應(yīng)用可能為早期地球的研究提供新的線索。

鋯石中的Zr含量達(dá)到48%， 遠(yuǎn)高于其它造巖礦物， 因此鋯石飽和后巖漿中的Zr含量主要受鋯石行為的控制(Beaetal., 2006)。Zr屬于高場強(qiáng)元素， 它一直被用來檢測硅酸鹽地球巖漿的分異過程， 因此鋯石的Zr同位素也可能記錄了相關(guān)的信息， 但是現(xiàn)有的研究十分有限而且互相矛盾。Inglis 等 (2018) 對冰島Hekla火山的研究發(fā)現(xiàn)在高度演化的樣品中(SiO2> 65%)，δ94Zr值(94Zr/90Zr相對于IPGP Zr標(biāo)準(zhǔn)的千分偏差)隨著Zr含量的增加而增加， 這暗示著鋯石從熔體中優(yōu)先吸收輕Zr同位素。這和基于鋯石與熔體中Zr配位差別的理論預(yù)測是相符的， 即更高的配位數(shù)晶格富集輕同位素， 鋯石中的Zr是8次配位， 而熔體中的Zr是6次配位。但是， Zhang 等 (2019)、Ibaez-Mejia 和Tissot (2019)的研究發(fā)現(xiàn)大部分鋯石具有高于全巖的δ94Zr值， 因此認(rèn)為鋯石相對于熔體優(yōu)先吸收重Zr。Guo 等 (2020) 對西藏南部岡底斯弧的鈣堿性侵入巖的研究表明， 鋯石的Zr同位素在核部較輕而在邊部較重， 因此認(rèn)為鋯石優(yōu)先從熔體中吸收輕Zr同位素， 使得殘余的熔體富集重Zr同位素， 而且Zr同位素分餾受到溫度的控制(圖7)。根據(jù)以上的結(jié)果， Guo 等 (2020) 推測陸殼巖石平均具有安山質(zhì)的成分， 上地殼又集中了演化了的巖漿， 因此具有重的Zr同位素， 隨著地殼的不斷成熟， 上地殼鋯石中重Zr同位素的富集程度會(huì)不斷增大， 這可以用來指示早期地殼成熟度。

Si和O都是巖石圈的優(yōu)勢組分， 而這兩者的同位素在硅酸鹽礦物的化學(xué)風(fēng)化或者水巖相互作用過程中都會(huì)產(chǎn)生強(qiáng)烈的分餾， 但是二者分餾的具體過程又不盡相同(圖8)。首先， 新生的黏土礦物更喜歡輕Si， 隨著風(fēng)化程度以及脫硅量的增加， 這些礦物具有更負(fù)的δ30Si值(30Si/28Si相對于NBS28標(biāo)準(zhǔn)的千分偏差)， 因此泥質(zhì)沉積物進(jìn)入熔體將導(dǎo)致δ30Si值降低，δ18O值升高(Opfergelt and Delmelle, 2012; Savageetal., 2014)。其次， 硅酸鹽礦物水化(如蛇紋石化)以及低程度風(fēng)化不會(huì)影響Si同位素， 但O同位素會(huì)升高(Savageetal., 2013)。再其次， 自生二氧化硅的沉淀和成巖以及熱液硅化會(huì)造成δ30Si值的很大變化， 一般會(huì)導(dǎo)致其降低， 但是由于Si和O元素在不同的水/巖比以及溫度下的不同行為， 兩者的變化不相關(guān)(Pollingtonetal., 2016)。最后， 海水來源的自生二氧化硅， 如燧石， 具有獨(dú)一無二的重Si同位素(Abrahametal., 2011)， 再加上部分熔融以及巖漿結(jié)晶分異過程對Si同位素幾乎沒有影響， 因此Si和O同位素的成對使用能夠?qū)r漿源區(qū)中是否有化學(xué)風(fēng)化、水化以及海水沉淀的二氧化硅具有指示作用。Trail 等 (2018) 對于Jack Hills碎屑鋯石的Si和O同位素的研究表明， 太古宙鋯石的δ18O值不均一， 而δ30Si值則與地幔來源的鋯石一致(-0.38‰±0.02‰， 誤差為1σ)。冥古宙鋯石相對地幔來源鋯石具有更高的δ18O值和δ30Si值。據(jù)此Trail 等 (2018) 認(rèn)為冥古宙鋯石中Si和O的范圍說明了母巖漿中同位素的多樣性， 可能包括玄武巖變質(zhì)的斜長角閃巖、燧石或條帶狀鐵建造等化學(xué)沉積物， 這與顯生宙殼源的I型和S型花崗巖中的鋯石具有相似性。

Li同位素在高溫(>800℃)的巖漿分異過程中分餾程度不高(Bryantetal., 2004)， 而在水熱反應(yīng)以及風(fēng)化過程中δ7Li值(7Li/6Li相對于LSVEC標(biāo)準(zhǔn)的千分偏差)的變化累計(jì)可以達(dá)到30%(Wunderetal., 2006)， 因此鋯石中的δ7Li值可以為地球表面發(fā)生的含水蝕變和風(fēng)化過程以及地表來源的物質(zhì)進(jìn)入殼源巖漿提供證據(jù)。Ushikubo 等 (2008) 發(fā)現(xiàn)Jack Hills冥古宙碎屑鋯石的δ7Li值在-19‰到+13‰之間， 而非常負(fù)的值被解釋為反映了源區(qū)曾經(jīng)經(jīng)歷了嚴(yán)重的風(fēng)化， 因此說明源區(qū)的位置曾經(jīng)位于過地球表面。但是之后的研究發(fā)現(xiàn)鋯石中的Li在相對低溫時(shí)(450℃)就可以擴(kuò)散(Cherniak and Watson, 2010)， 可能在變質(zhì)過程中會(huì)與氫發(fā)生交換。此外， Ushikubo 等 (2008) 根據(jù)分析鋯石中很低的稀土元素(rare earth element, REE)擴(kuò)散速率推測Li的遷移也是十分有限的， 但是Trail 等 (2016) 的研究表明Li和REE之間沒有可檢測到的擴(kuò)散速率的關(guān)系。因此， 使用Li同位素來推測古老鋯石的母巖源區(qū)曾經(jīng)有地表成分的參與時(shí)要十分小心。

7 結(jié)語

(1) 在排除后期改造以及樣品制備過程中被改變的前提下， 一些特定的原生鋯石礦物包裹體如白云母、石墨、鐵氧化物等， 可以對早期地殼熔體的成分和氧逸度以及生命活動(dòng)是否存在提供證據(jù)。

(2) 較低的鋯石Ti溫度說明冥古宙地殼巖石的形成需要外來的水， 而Al含量以及(REE+Y)/P(摩爾比值)說明冥古宙以I型花崗巖為主， 而之后S型花崗巖的出現(xiàn)可能與構(gòu)造體制轉(zhuǎn)變有關(guān)。

(3) 放射性損傷(及之后愈合)、晶體塑性變形以及與變質(zhì)作用相關(guān)的流體活動(dòng)等多種機(jī)制可以造成Pb*在納米和微米尺度的富集， 對于結(jié)晶后經(jīng)歷了復(fù)雜地質(zhì)過程的早期鋯石，判斷其U-Pb年齡是否可靠時(shí)需要使用新的成像手段來排除定年區(qū)域中PEDs存在的可能性。

(4) 已有的早期鋯石氧同位素證據(jù)表明它們的基性源巖曾經(jīng)與地球早期水圈發(fā)生過低溫反應(yīng)， 這促進(jìn)了它們的部分熔融以及長英質(zhì)陸殼的形成。

(5) 早期鋯石Lu-Hf同位素的研究普遍發(fā)現(xiàn)在不同克拉通存在著3.8～3.6 Ga鋯石εHf值正向移動(dòng)的規(guī)律， 這不僅可能與從滯蓋構(gòu)造體制向活動(dòng)蓋構(gòu)造體制的轉(zhuǎn)換有關(guān)， 而且虧損的巖石圈地幔的形成使得地殼免于地幔對流的侵蝕， 并使得克拉通變得穩(wěn)定。

致謝誠摯感謝審稿專家與主編嚴(yán)謹(jǐn)細(xì)致的審閱全文并提出了寶貴的修改意見和建議。值此沈其韓院士100 壽辰之際， 祝沈院士健康長壽， 并向沈院士從事地質(zhì)事業(yè)80 周年以來對中國變質(zhì)巖石學(xué)及早前寒武紀(jì)地質(zhì)研究做出的重大貢獻(xiàn)致敬!