摘要:介紹并對比了用于鋯石等副礦物測試的離子探針、激光探針、電子探針、質子探針等幾種微區原位測試技術各自的特點。鋯石U-Pb 定年實現了對同一鋯石顆粒內部不同成因的鋯石域進行原位年齡的分析，給出了有關寄主巖石的源巖、地質演化歷史等重要信息，為地質過程的精細年齡框架的建立提供了有效的途徑。鋯石微量元素、同位素特征是譯解巖石來源和成因的指示器。鋯石Hf 同位素已成功地用于地球早期歷史、巖漿來源、殼幔相互作用、區域大陸地殼增長的研究等;鋯石氧同位素組成能有效地約束殼幔相互作用和示蹤巖漿來源等。 關鍵詞:鋯石;年代學;地球化學特征;地質應用 隨著能夠顯示礦物內部復雜化學分區的成像技術和高分辨率的微區原位測試技術的發展和廣泛應用，研究顆粒鋯石等副礦物微區的化學成分、年齡、同位素組成及其地質應用等已成為國際地質學界研究的熱點[1 ] 。鋯石U2Pb 法是目前應用最廣泛的同位素地質年代學方法，鋯石的化學成分、Hf 和O 同位素組成廣泛應用于巖石成因、殼幔相互作用、區域地殼演化的研究等，對地球上古老鋯石的化學成分和同位素的研究是追朔地球早期歷史的有效工具。筆者著重綜述鋯石的化學成分、同位素組成特征及其在地質學中的應用。 1 微區原位測試技術 鋯石等副礦物在地質學中的廣泛應用與近年來原位分析測試技術的快速發展密不可分。目前已廣泛應用的微區原位測試技術主要有離子探針、激光探針和電子探針等。 1. 1 離子探針 離子探針( sensitive high resolution ion micro-probe ，簡稱SHRIMP) 可用于礦物稀土元素、同位素的微區原位測試。在目前所有的微區原位測試技術中，SHRIMP 的靈敏度、空間分辨率最高(對U 、Th 含量較高的鋯石測年，束斑直徑可達到8μm) ，且對樣品破壞小(束斑直徑10～50μm ，剝蝕深度<5μm) [ 2-3 ] ，是最先進、精確度最高的微區原位測年方法。其不足之處是儀器成本高，測試費用昂貴，測試時間較長(每測點約需20 min) 。 2000 年，Cameca NanoSIMS 50 二次離子質譜開始用于對顆粒大小為1～2μm 的副礦物進行U-Th-Pb 年代學研究。畢業論文 NanoSIMS 對粒度極細小的副礦物進行定年要以降低精度為代價，且用于U-Th-Pb 定年還沒有進行試驗，還未完全估算出其準確度和分析精度，有可能在西澳大利亞大學獲得初步的成功[2 ，4 ] 。 1. 2 激光探針 激光剝蝕微探針2感應耦合等離子體質譜儀(la-ser ablation micro2probe2inductively coupled plas-ma mass spect romet ry ，簡稱LAM2ICPMS) ，即激光探針技術可實現對固體樣品微區點常量元素、微量元素和同位素成分的原位測定[ 5 ] 。近年研制成功的多接收等離子質譜(MC-ICPMS) 可同時測定同位素比值，該儀器現今已經成為Hf 同位素測定的常規儀器[6 ] 。近年來激光探針技術在原位測定含U 和含Th 副礦物的U-Pb 、Pb-Pb 年齡或Th-Pb 年齡方面進展極快，在一定的條件下可獲得與SHRIMP 技術相媲美的準確度和精確度，且經濟、快速(每個測點費時< 4 min ，可以直接在電子探針片內進行分析[5 ，7-8 ] ) ;但與SHRIMP 相比，激光探針要求樣品數量較大，對樣品破壞大(分析束斑大小一般為30～60μm ，剝蝕深度為10～20μm) ，其空間分辨率和分析精度一般低于SIMS、SHRIMP[ 1 ，9210 ] 。 1. 3 電子探針、質子探針、X 射線熒光探針 電子探針(elect ron probe X-ray microanalysis ，簡稱EPMA ) 、質子探針( protoninduced X-ray emission micro-p robe ，簡稱PIXE) 和X 射線熒光探針(X-ray fluorescence p robe ，簡稱XRF) 均屬微區化學測年技術。其優點是可以直接在巖石探針片上進行測定，不破壞樣品，保留了巖石的原始結構，樣品制備方便，便于實現原地原位分析，與同位素定年相比，價格低廉，分析快速;其缺點是不能估計平行的U-Pb 衰變體系的諧和性[1 ，11 ] ，且由于化學定年不需進行普通鉛的校正，容易導致過高估計年輕獨居石、鋯石等礦物的年齡[12 ] 。 電子探針測定鋯石的Th-U-全Pb 化學等時線年齡方法(chemical Th2U2total Pb isochron meth-od ，簡稱CHIME) 的優點是空間分辨率高達1～5μm ，可進行年齡填圖[5 ，8 ] ，可進行鋯石和獨居石、磷釔礦、斜鋯石等富U 或富Th 副礦物年齡的測定[11 ，13215 ] ;缺點是因對Pb 的檢出限較低而導致測年精度偏低，不能用于年齡小于100 Ma 的獨居石等礦物的定年。 質子探針是繼電子探針之后發展起來的、一種新的微束分析技術，能有效地進行微區微量元素、痕量元素的分析，近年來用于測定獨居石的U-Th-Pb年齡，其分析原理與電子探針相似。對EPMA 無能為力的、小于100 Ma 的獨居石年齡的測定， PIXE具有明顯的優勢[ 5 ，8 ] 。 此外，近年逐步改進的X 射線熒光探針在測定年輕獨居石年齡方面具有較大的優勢。在分析束斑為40～60μm、使用單頻X 射線的條件下， Pb 的檢出限可達10 ×10 - 6 ，對于年齡為數十百萬年甚至是15 Ma 的年輕獨居石，可獲得與ICP-MS 同位素定年相近的結果，XRF 化學定年的精度和分辨率大大高于EMPA ，但在相同空間分辨率的情況下，XRF化學年齡與同位素年齡測定的比較有待進一步研究。其另一優勢是儀器成本較低，裝置簡單，易于組建和操作。但由于XRF 的空間分辨率較低，因此不適于分析內部具有不均一年齡分區的、粒度小的獨居石[ 12 ，16 ] 。 盡管微區原位測試技術給出了重要的、空間上可分辨的年齡信息，但在精確度、準確度方面仍無法與傳統的同位素稀釋熱電質譜技術( ID-TIMS) 相比。碩士論文 在副礦物不存在繼承性(如對幔源巖石、隕石等中的鋯石進行定年) 的情況下， ID-TIMS 仍得到廣泛使用。 2 鋯石U-Th-Pb 同位素年代學 2. 1 鋯石U-Th-Pb 同位素體系特征及定年進展 由于鋯石具有物理、化學性質穩定，普通鉛含量低，富含U 、Th[ w (U) 、w ( Th) 可高達1 %以上] ，離子擴散速率很低[17 ] ，封閉溫度高等特點，因此鋯石已成為U-Pb 法定年的最理想對象[1 ] 。 雖然鋯石通常能較好地保持同位素體系的封閉，但在某些變質作用或無明顯地質作用過程中亦可能丟失放射性成因鉛，使得其t (206 Pb/ 238 U) 和t (207 Pb/ 235 U) 兩組年齡不一致。造成鋯石中鉛丟失的一個最主要原因是鋯石的蛻晶化作用;此外，部分重結晶作用也是導致鋯石年齡不一致的又一原因[18-19 ] 。 鋯石內部經常出現復雜的分區，每一區域可能都記錄了鋯石所經歷的結晶、變質、熱液蝕變等復雜的歷史過程[20-21 ] 。因此，在微區分析前，詳細研究鋯石的形貌和內部結構對解釋鋯石的U2Pb 年齡、微區化學成分和同位素組成的成因至關重要。只有對同一樣品直接進行結構和年齡的同步研究，才能得到有地質意義的年齡。利用HF 酸蝕刻圖像、陰極發光圖像(cat hodo luminescence ，簡稱CL) 和背散射電子圖像( back2scat tered elect ron image ， 簡稱BSE) 技術可觀察鋯石內部復雜的結構[20 ] 。 近年來，鋯石年代學研究實現了對同一鋯石顆粒內部不同成因的鋯石域進行微區原位年齡分析，提供了礦物內部不同區域的形成時間，使人們能夠獲得一致的、清楚的、容易解釋的地質年齡，目前已經能夠對那些記錄在鋯石內部的巖漿結晶作用、變質作用、熱液交代和退變質作用等多期地質事件進行年齡測定，從而建立起地質過程的精細年齡框架。 例如，變質巖中鋯石的結構通常非常復雜，對具有復雜結構鋯石的定年可以得到鋯石不同結構區域的多組年齡，這些年齡可能分別對應于鋯石寄主巖石的原巖時代、變質事件時間(一期或多期) 及源區殘留鋯石的年齡等。對這些樣品中鋯石的多組年齡如何進行合理的地質解釋，是目前鋯石U-Pb 年代學研究的重點和難點[21 ] ，而明確不同成因域的鋯石與特定p-T 條件下生長的、不同世代礦物組合的產狀關系是合理解釋的關鍵。吳元保等[21 ] 的研究表明，鋯石的顯微結構、微量元素特征和礦物包裹體成分等可以對鋯石的形成環境進行限定，從而為鋯石U-Pb 年齡的合理解釋提供有效的制約。目前對變質巖中鋯石、獨居石等礦物定年的主要方法是先從巖石中分選出測年用的單礦物，然后用環氧樹脂固定并拋光制成靶， 再進行微形貌觀察和年齡的原位測定。但這樣往往破壞了待測礦物與特定地質事件的原始結構關系。為此，陳能松等[8 ] 提出了原地原位測年的工作思路，即利用各種微區原位測試技術直接測定巖石薄片中與特定溫壓條件下生長的不同世代礦物組合、產狀關系明確的鋯石和獨居石等富U-Th-Pb 的副礦物在不同成因域的年齡，從而將精確的年齡結果與特定的變質事件或變質反應聯系起來。 2. 2 鋯石微區定年的示蹤作用 火成巖中耐熔的繼承鋯石可以保持U-Pb 同位素體系和稀土元素(REE) 的封閉，從而包含了關于深部地殼和花崗巖源區的重要信息[22-23 ] ，可用于花崗巖物源和基底組成的示蹤。職稱論文筆者在研究江西九嶺花崗巖中的鋯石時，發現部分鋯石邊部發育典型的巖漿成因的環帶，其中心具有熔融殘余核(圖1) 。SHRIMP 分析表明，這2 部分的年齡組成有明顯的差別，環帶部分的年齡約為830 Ma ，而核部的年齡集中在1 400～1 900 Ma ，核部年齡可能代表花崗巖源巖的鋯石組成年齡。 dele Rosa 等[23 ] 通過研究葡萄牙境內歐洲Variscan 造山帶縫合線兩側的花崗閃長巖、星云巖中繼承鋯石的稀土元素和U2Pb 同位素特征，發現這2 組鋯石無論是在年齡譜上還是在REE 組成上，均存在明顯差異，說明它們來源不同，即這2 個地區深部地殼的物質組成(基底) 不同。 近年來，隨著LA-ICP-MS 技術的發展，沉積巖中碎屑鋯石的年齡譜分析廣泛應用于沉積巖源區物質成分組成和地殼演化的研究[24-27 ] 。通過對比盆地沉積物中鋯石的U-Pb 年齡譜和盆地毗鄰山脈出露巖體的年齡，可以了解某一沉積時期沉積物源區的多樣性及盆地不同時期物源性質的變化特征。該方法同時還可估算地層的最大沉積年齡。 3 鋯石化學成分特征及其在巖石成因中的應用 通常，在組成鋯石的總氧化物中， w ( ZrO2 ) 占67. 2 %、w ( SiO2 ) 占32. 8 % ， w ( HfO2 ) 占0. 5 %～2. 0 % ，P、Th 、U 、Y、REE 常以微量組分的形式出現。由于Y、Th 、U 、Nb 、Ta 等離子半徑大、價態高，留學生論文使得它們不能包含在許多硅酸鹽造巖礦物中，趨向于在殘余熔體中富集，而鋯石的晶體結構可廣泛容納不同比例的稀土元素，因此鋯石成為巖石中U 、Th 、Hf 、REE 的主要寄主礦物[1 ，28231 ] 。稀土元素和一些微量元素是限定源巖性質和形成過程最重要的指示劑之一，鋯石中的離子擴散慢，因此鋯石中的稀土元素分析結果可為它們的形成過程提供重要的地球化學信息。 3. 1 鋯石中的w ( Th) 、w (U) 及w ( Th) / w (U) 比值 大量的研究[21 ，28 ] 表明，不同成因的鋯石有不同的w ( Th) 、w (U) 及w ( Th) / w (U) 比值:巖漿鋯石的w ( Th) 、w (U) 較高， w ( Th) / w (U) 比值較大(一般大于014) ;變質鋯石的w ( Th) 、w (U) 低， w ( Th) /w (U) 比值小(一般小于011) 。但也有例外情況，有些巖漿鋯石就具有較低的w ( Th) / w (U) 比值(可以小于0. 1) ，部分碳酸巖樣品中的巖漿鋯石則具有異常高的w ( Th) / w (U) 比值(可以高達10 000) [21 ，28 ] ，所以，僅憑鋯石的w ( Th) / w (U) 比值有時并不能有效地鑒別巖漿鋯石和變質鋯石。 3. 2 鋯石微量元素、稀土元素特征及其應用 鋯石的稀土元素特征研究主要用于判斷其寄主巖石的成因類型，但巖漿鋯石的微量元素特征是否能判斷寄主巖石的類型目前還存在較大的爭議[21 ] 。而一些變質巖(如麻粒巖) 中的變質鋯石可以具有較高的w ( Th) / w (U) 比值[21 ] 。 Hoskin 等[ 29-30 ] 認為，雖然幔源巖石中的鋯石與殼源巖石中的鋯石在REE 含量及稀土配分模式上具有明顯差別，但并未發現不同成因的殼源巖石中鋯石的REE 特征存在系統差異，它們具有非常類似的REE 含量和稀土配分模式， 目前對殼源鋯石REE 組成如此相似的原因并不清楚。 Belousova 等[28 ，31 ] 的研究結果表明，鋯石中的稀土元素豐度對源巖的類型和結晶條件很敏感。從超基性巖→基性巖→花崗巖，鋯石中的稀土元素豐度總體升高。鋯石的w (REE) 在金伯利巖中一般低于50 ×10 - 6 ，在碳酸鹽巖和煌斑巖中可達600 ×10 - 6 ～700 ×10 - 6 ，在基性巖中可達2 000 ×10 - 6 ，英語論文 而在花崗質巖石和偉晶巖中可高達百分之幾。這種趨勢反映了巖漿的分異程度。 正長巖中鋯石具有正Ce 異常、負Eu 異常和中等富集重稀土元素( HREE) ;花崗質巖石中鋯石明顯負Eu 異常、無Ce 異常，無明顯HREE 富集;碳酸巖中鋯石無明顯的Ce 、Eu 異常，輕、重稀土元素分異程度變化較大;鎂鐵質火山巖中鋯石的輕、重稀土元素分異明顯;金伯利巖中鋯石無明顯的Eu 、Ce 異常，輕、重稀土元素分異程度不明顯[28 ，31 ] (圖2) 。大部分地球巖石中鋯石的HREE 比L REE 相對富集，顯示明顯的正Ce 異常、小的負Eu 異常;而隕石、月巖等地外巖石中鋯石則具強的Eu 虧損、無Ce 異常[28 ] 。Belousova 等[28 ] 建立了通過鋯石的微量元素對變化圖解和微量元素的質量分數來判別不同類型的巖漿鋯石的統計分析樹形圖解。 與巖漿鋯石相比，變質鋯石HREE 的富集程度相對LREE 的變化較大。巖漿鋯石具有明顯的負Eu 異常，形成于有熔體出現的變質鋯石具有與巖漿鋯石類似的特征:富U 、Y、Hf 、P ，REE 配分模式陡，正Ce 異常、負Eu 異常。但變質鋯石的w ( Th) /w (U) 比值低( < 0. 1) ，這是區別于巖漿鋯石的惟一的化學特征。在變質過程中，鋯石是否發生了重結晶以及結晶過程中是否有流體或熔體的參與，都會顯著影響鋯石稀土元素組分的變化[32 ] 。 變質增生鋯石的稀土元素特征除與各個稀土元素進入鋯石晶格的能力大小有關外，還與鋯石同時形成的礦物種類有關(如石榴石、長石、金紅石等) ，這些礦物的存在與否對變質作用的條件(如榴輝巖相、麻粒巖相和角閃巖相等) 有重要的指示意義，鋯石的REE 組成可反映鋯石母巖的變化，至少在某些情況下反映了鋯石與其他礦物如石榴石(稀土元素總量低、虧損HREE) [32-35 ] 或長石( 負Eu 異常) [32 ，36-37 ] 、金紅石[34 ] 的共生情況。 變質增生鋯石的微量元素特征不僅受與鋯石同時形成的礦物種類的影響，而且還與其形成時環境是否封閉有關。在“封閉”的榴輝巖相的體系中，REE 的供應有限，由于石榴石是榴輝巖中富集HREE 的礦物，固相線下石榴石的形成會使熔體虧損HREE;而在開放環境中，石榴石的形成并不能引起局部環境HREE 質量分數的改變，這種條件下與石榴石共生的鋯石就不會出現HREE 的相對虧損。因此， HREE的相對虧損與否并不能直接用來判別變質鋯石是否與富集HREE 的石榴石同時形成[21 ] 。 鋯石微區的稀土元素分析與微區定年、鋯石中的包裹體研究相結合能夠較好地限定鋯石的形成環境，可以將鋯石的形成與變質條件聯系起來，從而將變質過程中的p-T-t 有效地聯系在一起，在造山帶研究中用于追溯超高壓變質巖的形成過程[ 21 ，36-38 ] 。 4 鋯石同位素的地質應用 4. 1 鋯石的Lu2Hf 同位素 Lu 與Hf 均為難熔的中等2強不相容性親石元素，這與Sm-Nd 體系類似，因此Hf 同位素示蹤的基本原理與Nd 同位素相同。 Hf 與Zr 呈類質同象存在于鋯石的礦物晶格中，相對其他礦物，鋯石中w ( Hf ) 高[ w ( HfO2 ) ≈1 %] ，這為獲取高精度的Hf 同位素比值數據提供了保障;同時其w (Lu) / w ( Hf ) 值極低[ w (176 Lu) /w (177 Hf) n 0. 01 ][39-40 ] ，由176Lu 衰變形成的176 Hf 比例非常低，對鋯石形成后的Hf 同位素組成的影響甚微，這樣鋯石的Hf 同位素組成基本上代表了鋯石結晶時的初始Hf 同位素組成。加上鋯石化學性質穩定，具有很高的Hf 同位素封閉溫度，即使經歷了麻粒巖相等高級變質作用也能很好地保留初始Hf 同位素組成，因此鋯石中的Hf 非常適合于巖石成因的Hf 同位素研究[41-42 ] 。Lu-Hf 同位素體系本身所具有的高于Sm-Nd同位素體系的封閉溫度及鋯石特有的抗風化能力，使得鋯石成為研究太古宙早期地殼的理想研究對象。 近年來，一些作者應用鋯石的Hf 同位素原位測試成功地解決了太古宙早期是否存在超虧損地幔的問題。在太古宙的Sm-Nd 同位素研究中，部分太古宙早期巖石(年齡約為3. 8 Ga) 具有較高的ε(Nd)值[ε(Nd) ≈ + 4 ][43-44 ] ，似乎顯示當時地球發生過極大規模的殼幔分異作用，并出現地幔的極度虧損。通過鋯石Lu2Hf 研究發現，高ε(Nd) t 值的樣品并未顯示高的ε( Hf) t 值，同一時期不同地質單元的太古宙巖石中的鋯石具有十分相近的ε( Hf ) t 值，這表明由Nd 同位素確定的極度虧損地幔，是由于Sm-Nd 同位素體系開放造成的假象[ 45-48 ] 。 沉積巖中碎屑鋯石的REE 特征及其原位的U-Pb 年齡、Hf 同位素組成測定已被作為研究沉積物母巖以及地殼演化的強有力工具[25 ，42 ，49 ] 。 在巖石由多種組分構成、而其Nd 同位素數據只有一個的情況下，可以通過多組鋯石的Hf 同位素來認識其演化過程。 鋯石微區年齡、稀土元素的測定與Hf 同位素研究相結合，是示蹤殼幔相互作用、研究區域大陸地殼增長的有力工具[ 50-51 ] 。如鄭建平等[51 ] 對玄武巖中麻粒巖捕虜體的鋯石進行了年齡、REE、Hf 同位素分析，探討了早元古代華北克拉通的形成和殼幔相互作用。 由于性質不同的巖石的Hf 同位素組成可能存在一定的差別，物理條件或結晶途徑也可能改變礦物的化學成分，但不會影響Hf 同位素組成。如果鋯石在生長過程中不僅存在化學成分和晶體形貌上的變化，而且還伴隨了Hf 同位素組成的變化，則說明有來源明顯不同的巖漿發生了化學混合。這為研究巖漿作用過程中不同組分的混入提供了重要途徑。工作總結 對于一個由多種組分構成的巖石樣品，巖漿巖中形態不同的鋯石晶體及同一鋯石內部不同環帶均記錄了不同組分的巖漿相互作用的過程，因此通過多組鋯石和同一鋯石顆粒內不同環帶的Hf 同位素研究，可追蹤巖體的結晶歷史，獲得巖漿演化的信息。 Griffin 等[52 ] 通過對華南平潭和桐廬I 型花崗巖體中鋯石的Hf 同位素研究，發現不同生長階段的鋯石的Hf 同位素組成不同，且它們的微量元素組成也存在差異[53 ] ，揭示這2 個I 型花崗巖體在形成過程中有多于2 種不同來源的巖漿發生了混染。雖然化學混合(mixing) 使巖體中不同類型的巖石具有類似的Sr 、Nd 同位素組成，但鋯石卻像“錄音機”一樣記錄了不同巖漿產生和相互作用的細節。 汪相等[54 ] 利用鋯石中的Hf 同位素探討了幔源巖漿對過鋁花崗巖成因的制約。華南過鋁花崗巖在巖相學和巖石化學上充分顯示了殼源的基本特征，且在這些花崗巖體中很少見到地幔巖漿侵入形成的淬冷包體或基性巖脈，故它們的成因無法與地?；顒勇撓灯饋?。鋯石顆粒內部的多階段生長的環帶，記錄了巖漿形成和冷凝過程中的物理化學信息。因此對顆粒內部不同環帶的同位素原位分析可以直接揭示中下地殼花崗質巖漿形成過程的復雜性和巖漿性質的演化，這些現象很難在野外觀察到，通過全巖同位素分析也難以檢測出來，而鋯石中的Hf 同位素特征卻可以有效地揭示幔源巖漿對花崗巖形成的貢獻。 由于鋯石中的Hf 很難與巖石外部的Hf 發生交換，因此，除Hf 同位素組成本身可以作為地球化學的示蹤劑外，還可通過對鋯石Hf 同位素的研究來解譯導致鋯石U2Pb 年齡不一致的原因。對于重結晶的鋯石，如果體系在鋯石結晶前后在成分上未發生明顯變化，則其鋯石的同位素組成符合單體系的線性演化規律;但如果有外來Hf 的加入，則會形成年輕的、Hf 同位素組成明顯不同的增生鋯石。基于同樣的原因，鋯石的Hf 同位素組成能夠指示鋯石的U-Pb 體系是否、何時發生了重置，因而在解釋下地殼、地幔來源的高級變質巖的鋯石年齡時幫助很大[55 ] 。 4. 2 鋯石的氧同位素 由于地殼物質與地幔物質的氧同位素組成存在差異，因此氧同位素可以很好地示蹤殼幔的相互作用。此外，氧同位素是一種敏感的、示蹤地殼中的流體和固體相互作用的、依賴于溫度的示蹤劑，巖漿巖的氧同位素比值對那些經歷了低溫水2巖反應的物質混染尤其敏感，這些物質可能曾經與大氣水、沉積物及與那些曾經和大氣水發生蝕變的巖石發生了相互作用，因此氧同位素是示蹤巖漿來源的最有效的工具之一[56 ] 。 高溫下鋯石和巖漿的同位素分餾很小，鋯石的氧同位素組成基本上反映了鋯石形成時巖漿的氧同位素特征[57 ] 。研究表明鋯石中的氧同位素擴散很慢，氧擴散的有效封閉溫度≥700 °C[58-59 ] ，其氧同位素組成不像其他礦物那樣易受高溫變質、熱液蝕變的影響而發生變化[59-60 ] ，即使巖石經歷了麻粒巖相的變質作用，巖漿鋯石也能在干的巖石中保留巖漿氧同位素的初始比值[57 ] 。 正常地幔的δ(18 O) 約為5 ‰，源于地幔的巖石表現出接近該值的、均一的氧同位素比值(該值被認為是正常地?；鸪蓭r的比值) 。在高溫條件下鋯石與正常地幔巖石達到平衡時的δ(18 O) = 5. 3 ‰±0. 3 ‰[61 ] 。幔源巖漿分異出的火成巖結晶的鋯石δ(18O) 接近正常地幔的δ(18 O) [ 61262 ] 。研究表明，鋯石的δ(18O) 是巖漿物質來源的良好示蹤劑。通過鋯石氧同位素分析，可以判斷結晶出鋯石的巖漿是直接來自地幔還是來自經過地殼循環的物質[ 56 ，60-63 ] 。 如果巖漿的氧同位素比值低于正常地幔值，通常認為巖漿的產生是與發生了熱液蝕變的地殼巖石有關，這些巖石可能是洋殼巖石與高溫海水或者陸殼巖石與大氣降水發生了高溫熱液蝕變的結果[64-66 ] 。但如果巖漿鋯石的δ(18 O) 明顯高于正常值，則說明巖漿來源于曾經歷低溫水2巖交換的巖石的部分熔融或巖漿在形成過程中有表殼物質的加入[56 ，67-68 ] 。 鋯石的氧同位素分析為研究花崗質巖石的成因和巖漿系統的演化提供了新的方法[60-61 ，69 ] 。在巖漿演化過程中，如果體系是封閉的，且同位素分餾達到平衡(此假設在大多數情況下都成立) ，那么從基性- 酸性的巖漿結晶的鋯石的δ(18 O) 應該相同;但如果發生了同化混染，則鋯石從內到外的生長區往往記錄了巖漿成分的變化。分析各組鋯石或同一鋯石顆粒不同區域的氧同位素，可為巖漿的同化混染、不同來源的巖漿混合的定量化研究提供信息，也有助于深入認識巖漿的期次問題。 如能對鋯石的U-Pb 年齡和氧同位素組成以及REE 進行同步測定，就有可能把氧同位素組成特征與某階段年齡相聯系，對具有復雜地質歷史的巖石的成因環境進行限定。將鋯石的氧同位素與U-Pb年齡(必要時進行REE 分析) 原位測定相結合是鋯石的氧同位素研究的發展趨勢。 近年來，一些學者對澳洲J ack Hill s 地區的古老碎屑鋯石進行了微區離子探針U2Pb 年齡和氧同位素組成的研究，獲得了目前已知的最古老的鋯石單顆粒年齡(4. 4 Ga) ，其δ(18 O) 為7. 4 ‰～5. 0 ‰，比地幔值高，暗示著巖漿混染和高δ(18 O) 物質的重熔，這些高δ(18O) 的物質可能是沉積物或低溫水2巖反應的熱液蝕變巖石，表明有上地殼物質參與的巖漿過程最早可追溯到4. 4 Ga 前。這些鋯石的氧同位素組成表明，地球在4. 4 Ga 前就可能存在水圈，地球的表面溫度在地核和月球形成后不到100 Ma的時間里就已冷卻到允許液體水存在的溫度[56 ，67 ，69 ] 。 陳道公等[65 ] 、鄭永飛等[66 ] 分別對大別2蘇魯超高壓變質巖中的鋯石進行了U-Pb 和氧同位素微區原位分析，發現即使在榴輝巖相高級變質作用中，鋯石仍基本保存了原巖中鋯石的氧同位素特征，其中原巖年齡為0. 7～0. 8 Ga 的變質巖中鋯石的δ(18O)明顯低于地幔平均值，表明其形成時巖漿源區明顯有大氣降水的加入，這可能與新元古代華南Rodinia超大陸的裂解和全球的雪球事件有關。 5 結語 鋯石的結構和成分記錄了巖石所經歷的復雜地質過程。對內部結構復雜的鋯石進行同位素和化學成分的微區原位分析，必須在對其內部結構進行詳細研究的基礎上進行。 由于幔源鋯石和殼源巖漿鋯石的化學組成存在較明顯的區別，因而容易區分，但利用殼源巖漿鋯石的微量元素、稀土元素特征識別其寄主巖石的類型還有待于成因明確的鋯石微區原位測試數據的積累，因為目前用于建立“判別樹”的數據比較有限，且有些數據的來源不太明確。此外，在原始成因產狀不清楚的情況下(如碎屑鋯石) ，變質鋯石和巖漿鋯石的區分除利用w ( Th) / w (U) 比值外，能否通過其他的微量元素、稀土元素的比值或圖解來有效區分，這方面的研究目前報道較少。 分別對鋯石顆粒中的不同區域進行年代學、化學組成、Hf 或O 同位素進行原位分析，可以提供有關巖石成因的豐富信息，而這些信息的提取依賴于分析儀器和分析技術的進步。雖然現在的測試技術已實現了礦物的微區原位測試，但分析儀器的空間分辨率不夠高(目前鋯石REE、O、Hf 同位素微區測定的束斑直徑一般為20～40μm) ，且鋯石顆粒一般較小，尤其是變質巖中變質增生或變質重結晶部分的鋯石，或者是記錄了幾個期次巖漿活動的巖漿鋯石，每一次地質作用形成的生長區域可能較小( < 10μm) ，致使很多重要的信息無法提取。隨著原位測試技術的進一步發展，對鋯石內部不同結構域地球化學特征的研究將提供更多、更詳細、有關巖石成因的重要信息。