鋅同位素地球化學(xué)及應(yīng)用研究進展

馬 蕾, 李丹丹, 呂逸文, 王 勛, 王澤洲, 李孟倫, 楊 春, 瞿瑗汝, 舒梓坦, 劉盛遨

鋅同位素地球化學(xué)及應(yīng)用研究進展

馬 蕾, 李丹丹*, 呂逸文, 王 勛, 王澤洲, 李孟倫, 楊 春, 瞿瑗汝, 舒梓坦, 劉盛遨

(中國地質(zhì)大學(xué)(北京) 地質(zhì)過程與礦產(chǎn)資源國家重點實驗室, 北京 100083)

隨著化學(xué)純化技術(shù)的提高及質(zhì)譜儀的開發(fā)與應(yīng)用, 鋅同位素已成為近年來非傳統(tǒng)穩(wěn)定同位素地球化學(xué)的一個研究熱點, 人們對鋅同位素地球化學(xué)的認識隨著研究的深入有了極大提高。本文對鋅同位素地球化學(xué)進行了全面的綜述, 追蹤了鋅同位素在地學(xué)領(lǐng)域最新的研究進展。目前, 鋅同位素已被廣泛應(yīng)用在天體化學(xué)、環(huán)境地球化學(xué)、古海洋、古環(huán)境重建以及深部碳循環(huán)等諸多地球科學(xué)及環(huán)境科學(xué)研究領(lǐng)域, 展現(xiàn)出巨大的應(yīng)用潛力。各領(lǐng)域的研究成果為推進鋅同位素地球化學(xué)的發(fā)展做出了巨大貢獻。

鋅同位素; 分析方法; 儲庫; 分餾理論; 地質(zhì)及環(huán)境應(yīng)用

0 引 言

鋅(Zn)是第四周期第二副族過渡族金屬元素, 主要以二價離子形式存在于自然界中, 是中等揮發(fā)性元素, 其半凝聚溫度為726 K(Lodders, 2003)。鋅是主要成礦金屬元素之一, 具有重要的經(jīng)濟價值; 但作為重金屬元素, 過度排放會造成嚴重的環(huán)境污染(Chen et al., 2008; Sivry et al., 2008; Sonke et al., 2008; Araújo et al., 2017)。同時鋅又是生命活動所必需的微量元素, 是構(gòu)成生物體內(nèi)多種酶或輔酶的重要組成成分, 對生物生命活動具有重要的意義; 但濃度過高時則成為有毒元素, 影響生物體的健康(Seidl et al., 1998; Graedel et al., 2005)。

鋅有5個穩(wěn)定同位素:64Zn,66Zn,67Zn,68Zn,70Zn, 相對豐度分別為: 48.63%, 27.90%, 4.10%, 18.75%和0.62%(Albarède, 2004)。近年來, 鋅同位素已在多個領(lǐng)域中顯示出了重要的研究前景和應(yīng)用潛力。早在20世紀60年代, 一些學(xué)者開始運用熱電離同位素質(zhì)譜儀(TIMS)測試地質(zhì)樣品的鋅同位素組成(Shields et al., 1965; Rosman, 1972), 但較大的測試誤差限制了鋅同位素地球化學(xué)的發(fā)展。隨著質(zhì)譜分析技術(shù)的進步, Maréchal (1999)首次使用AG MP-1樹脂和多接收杯電感耦合等離子體質(zhì)譜儀(MC-ICP-MS)對鋅進行純化以及同位素測試, 為鋅同位素應(yīng)用于天體化學(xué)、地球科學(xué)、環(huán)境科學(xué)和生物醫(yī)學(xué)等研究領(lǐng)域奠定了基礎(chǔ)(Maréchal, 1999; Maréchal et al., 2000; Maréchal and Albarède, 2002)。

本文綜述了近年來國內(nèi)外有關(guān)鋅同位素樣品制備及測試方法、各儲庫同位素組成、分餾機理以及鋅同位素在地球科學(xué)和環(huán)境科學(xué)研究中的應(yīng)用, 并期望在此基礎(chǔ)上推動我國學(xué)者對鋅同位素的研究。

1 同位素分析方法

1.1 樣品前處理

對于常見的巖石樣品, 其溶解一般流程為: 先向樣品中加入氫氟酸和硝酸, 主要目的是除去樣品中的硅; 若樣品(如沉積物)中含有有機質(zhì), 則需額外加入1～2滴高氯酸。向蒸干的殘渣中加入王水, 消解樣品。隨后蒸干樣品, 向殘渣中加入濃硝酸或者鹽酸, 加熱將樣品完全溶解后, 置于130 ℃電熱板蒸干樣品備用(Liu et al., 2014a, 2014b, 2015, 2016)。對于動植物這類富含有機質(zhì)的樣品, 一般采用干灰化法或濕法消解法, 先使有機質(zhì)分解(李世珍等, 2008, 2011), 再用酸進行消解。而對于富含微生物、懸浮物的水樣樣品, 一般需要先進行過濾去除雜質(zhì), 再濃縮富集后備用(Chen et al., 2008)。

為了避免基質(zhì)離子干擾鋅同位素測試, 測試前要對樣品中的鋅進行純化處理, 目前主要采用離子交換層析法。Maréchal (1999)首次使用陰離子交換樹脂AG MP-1, 將樣品中的銅、鐵和鋅從基質(zhì)中依次分離出來。但這一方法具有耗酸量較大的缺點, 隨后該方法被國際上不同實驗室進行了改進。Sossi et al. (2015)選用1 mL AG1-X8樹脂對鋅進行分離提純, 該方法不僅縮短了實驗流程、明顯減少用酸量, 還實現(xiàn)了銅、鐵和鋅的高效分離。該方法適用于絕大多數(shù)硅酸鹽樣品, 效率顯著提高。對于鋅含量低的水樣, 在其消解過程中需要使用大量高純酸, 從而會產(chǎn)生較高的過程空白, 影響測試結(jié)果(Chen et al., 2009)。Chen et al. (2008, 2009)建立了一種直接從自然水體中濃縮提純鋅的雙樹脂柱方法, 樣品溶液經(jīng)過兩次化學(xué)純化后, 待測溶液中鋅濃度可以達到自然樣品的1000倍, 從而滿足鋅同位素測試要求。Conway et al. (2013)則運用Nobias PA-1樹脂成功從海水里分離鋅、鐵、鎘三種元素, 經(jīng)陰離子交換柱純化及MC-ICP-MS測試后, 實現(xiàn)鋅含量只有6～7 ng的海水樣品的高精度鋅同位素分析。Pringle et al. (2017)報道了鋅含量為30～500 ng的玻隕石的鋅同位素數(shù)據(jù), 但沒有低含量標樣的數(shù)據(jù)來檢驗實驗數(shù)據(jù)的準確性和精確度。Kooten and Moynier (2019)則通過改進Moynier et al. (2006)的方法, 成功報道了鋅含量僅為2～5 ng樣品的鋅同位素數(shù)據(jù), 為低含量樣品的鋅同位素地球化學(xué)發(fā)展做出了貢獻。對于鋅含量很低的原油樣品, Fetter et al. (2019)先將原油樣品轉(zhuǎn)化為無機溶液, 再進行實驗測試, 該方法在既能得到可靠數(shù)據(jù)結(jié)果的同時僅產(chǎn)生較低的流程空白。因此, 根據(jù)待測樣品種類和鋅含量的不同, 可以選取不同的分離純化方法對樣品進行純化以精確測試鋅同位素組成。

1.2 質(zhì)譜分析

與大多數(shù)質(zhì)譜儀相比, MC-ICP-MS具有靈敏度高的特點。但在進行鋅同位素測試時, 儀器可能會產(chǎn)生較大的質(zhì)量歧視效應(yīng), 因此必須對測試結(jié)果進行校正。校正儀器質(zhì)量歧視效應(yīng)的常用方法主要有3種: ①標準–樣品–標準交叉法(SSB, standard-sample bracketing): 該方法假設(shè)測試過程中儀器對樣品和標樣產(chǎn)生的質(zhì)量偏差是相同的(Maréchal, 1999; Mason et al., 2004; Weiss et al., 2004; Bermin et al., 2006; Schoenberg and Blanckenburg, 2005; Viers et al., 2007; Balistrieri et al., 2008; Peel et al., 2008; Vance et al., 2008; Liu et al., 2014a, 2016; Savage et al., 2015; Sossi et al., 2015); ②內(nèi)標法(element-doped bracketing technique): 向待測樣品和標樣中分別加入與被測元素質(zhì)量數(shù)相近的元素(如Cu、Ni、Ga等), 通過測量儀器對該相近元素同位素的質(zhì)量偏差, 來校正儀器對被測元素同位素的質(zhì)量歧視(Schoenberg and Blanckenburg, 2005; Chen et al., 2009; Liu et al., 2014a; Hou et al., 2016; Lv et al., 2016, 2018), 具體方法在Maréchal (1999)和Chen et al. (2009)的文獻中均有相關(guān)描述; ③雙稀釋劑法(DS, double spike technique): 該方法僅適用于具有4個及以上同位素的元素, 且稀釋劑配比要精準, 否則會對實驗結(jié)果產(chǎn)生影響。近年來, 雙稀釋劑法得到快速發(fā)展, 測試結(jié)果與SSB法測試結(jié)果在誤差范圍內(nèi)基本一致(Bermin et al., 2006; Arnold et al., 2010; Ghidan and Loss, 2012; Conway and John, 2015)。鋅同位素組成一般是用待測樣品的同位素比值相對于標準物質(zhì)的同位素比值的千分偏差δ表示, 具體公式如下:

其中可以為66、67、68或70。本文中所提到的鋅同位素組成, 如未作特別說明, 均以JMC-0749L作為標準進行報道。

2 地質(zhì)儲庫的鋅同位素組成

地質(zhì)儲庫的鋅同位素組成可以反映不同的地質(zhì)作用和地質(zhì)事件發(fā)生的機理, 以及鋅在自然界中的地球化學(xué)循環(huán)。以下將對天體隕石、硅酸鹽地球(地幔)和水體等不同儲庫的鋅同位素組成作簡要概述。

2.1 天體隕石

天體物質(zhì)的鋅同位素組成呈現(xiàn)出巨大變化, 且相對地球樣品而言具有更大的變化范圍(圖1)。Luck et al. (2003, 2005)首先測定了隕石中的鋅同位素組成, 發(fā)現(xiàn)不同類型的隕石具有不同的鋅同位素組成。碳質(zhì)球粒隕石的δ66Zn值為?1.02‰～16.73‰(Luck et al., 2005; Moynier et al., 2011; Barrat et al., 2012; Mahan et al., 2018), 普通球粒隕石的δ66Zn值為?1.30‰～0.76‰ (Luck et al., 2005), 鐵隕石的δ66Zn值為3.7‰ (Luck et al., 2005), 頑火輝石球粒隕石的δ66Zn值為0.15‰～7.35‰ (Moynier and Fegley, 2015), HED(Howardites, Eucrites, Diogenites)隕石的δ66Zn值為?2.0‰～1.7‰ (Moynier and Fegley, 2015)。

圖中數(shù)據(jù)來源, 土壤: Viers et al., 2007; Bigalke et al., 2010; Vance et al., 2016; 隕石: Luck et al., 2005; Moynier et al., 2011; Barrat et al., 2012; Mahan et al., 2018; 植物: Viers et al., 2007; Vance et al., 2016; 月壤: Moynier et al., 2006; Herzog et al., 2009; 碳酸鹽巖: Pichat et al., 2003; Liu et al., 2017; Lv et al., 2018; 鐵錳結(jié)核: Maréchal et al., 2000; Little et al., 2014; 氣溶膠顆粒: Cloquet et al., 2006; Little et al., 2014; 海水: Andersen et al., 2011; Zhao et al., 2014; Conway and John, 2014, 2015; 河流: Chen et al., 2008; Little et al., 2014; Vance et al., 2016; 玄武巖: Chen et al., 2013a; Liu et al., 2016; Wang et al., 2017, 2018; McCoy-West et al., 2018; Yang and Liu, 2019; 花崗巖: Telus et al., 2012; Doucet et al., 2018; Xu et al., 2019; Wang et al., 2019; 鉛鋅礦: Mason et al., 2005; Pa?ava et al., 2014; Zhu et al., 2018; Li et al., 2019; 俯沖脫水流體: Pons et al., 2016; Debret et al., 2018; BSE: Sossi et al., 2018。

對于月球樣品, 月壤的鋅同位素組成變化范圍為2.18‰～6.39‰(圖1; Moynier et al., 2006; Herzog et al., 2009), 而月球火山巖的δ66Zn可高達6.27‰ (Kato et al., 2015)。月球樣品的重鋅同位素特征被認為是由于“大碰撞”導(dǎo)致的輕鋅同位素優(yōu)先揮發(fā)造成的(Paniello et al., 2012; Kato et al., 2015)。

2.2 地 幔

地幔是地球最大的鋅儲庫(McDonough and Sun, 1995), 因此地幔的鋅同位素組成可以代表硅酸鹽地球甚至整個地球的鋅同位素組成。厘定地幔的鋅同位素組成是比較不同儲庫鋅同位素差異和研究火成巖鋅同位素變化的重要基礎(chǔ)。近幾年, 隨著分析精度的提高, 有關(guān)地幔鋅同位素地球化學(xué)的研究陸續(xù)增多, 現(xiàn)將目前取得的成果綜述如下。

前人對全硅酸鹽地球(BSE, bulk silicate earth)鋅同位素組成的制約主要依據(jù)三個洋盆的大洋中脊玄武巖(MORB, mid-ocean rigde basalt)樣品的平均組成(δ66Zn=0.25‰; Othman et al., 2006)。Chen et al. (2013a)研究了來自夏威夷基拉韋厄火山巖漿湖和冰島赫克拉火山的兩套火山巖系列樣品的鋅同位素組成, 發(fā)現(xiàn)巖漿分異過程中的鋅同位素分餾不超過0.10‰。據(jù)此, 他們認為地幔的鋅同位素組成是相對均一的, 結(jié)合Herzog et al. (2009)的數(shù)據(jù)估算BSE的鋅同位素組成為(0.28±0.05)‰(2sd, 下同)。然而地幔熔融過程中鋅同位素的分餾程度尚不明確, 因此大洋玄武巖的鋅同位素組成能否代表地幔還不能確定。

與玄武巖相比, 地幔橄欖巖的組成更能代表地幔。Pons et al. (2011)報道了大量蛇紋巖樣品的鋅同位素組成數(shù)據(jù), 發(fā)現(xiàn)中低溫蝕變會導(dǎo)致較大的鋅同位素分餾(δ66Zn=?0.48‰～0.52‰), 因此不能用這些樣品來確定地幔的鋅同位素組成。Doucet et al. (2016)對西伯利亞和蒙古國的巖石圈地幔橄欖巖包體開展鋅同位素研究發(fā)現(xiàn), 飽滿橄欖巖(δ66Zn=0.30‰± 0.07‰)比難熔橄欖巖(δ66Zn=0.14‰±0.03‰)更富集重鋅同位素, 據(jù)此提出地幔熔融過程存在顯著鋅同位素分餾, 并認為飽滿橄欖巖的鋅同位素組成代表了原始地幔的組成。然而, Doucet et al. (2016)估計的地幔鋅同位素組成與全球大洋玄武巖的平均值一致, 這與其得出的地幔熔融過程中存在顯著的鋅同位素分餾的結(jié)論相悖。Wang et al. (2017)通過對大量華北克拉通橄欖巖包體和大別–蘇魯造山帶橄欖巖樣品開展鋅同位素研究, 發(fā)現(xiàn)未交代橄欖巖鋅同位素變化很小, 平均值為(0.18±0.06)‰, 低于全球大洋玄武巖以及Doucet et al. (2016)中報道的飽滿橄欖巖的鋅同位素組成。據(jù)此, 他們提出地幔熔融過程中存在約0.10‰的鋅同位素分餾, 并依據(jù)玄武巖與橄欖巖的同位素質(zhì)量守恒重新估算了虧損的上地幔鋅同位素組成為(0.20±0.05)‰。隨后, Sossi et al. (2018)和Huang et al. (2018a)報道了阿爾卑斯造山帶橄欖巖鋅同位素數(shù)據(jù), 同樣發(fā)現(xiàn)絕大多數(shù)橄欖巖的鋅同位素組成在0.10‰～0.20‰之間。Liu et al. (2019)對西南印度洋大洋中脊和北冰洋Gakkel大洋中脊上剝露的深海橄欖巖以及藏南雅江縫合帶內(nèi)仲巴地區(qū)發(fā)育的蛇綠巖套中的方輝橄欖巖開展了鋅同位素研究, 利用未蝕變和微弱蝕變大洋橄欖巖樣品, 估計大洋尖晶石相地幔的鋅同位素組成為(0.19±0.05)‰。

以上研究證明橄欖巖與玄武巖的鋅同位素組成存在差異, 即地幔熔融過程中發(fā)生了鋅同位素分餾。值得注意的是, 橄欖巖只能對淺部上地幔的鋅同位素提供制約, 那么深部地幔是否具有和淺部地幔一樣的鋅同位素組成呢? 這可以通過一些源于深部地幔的巖漿樣品的鋅同位素對深部地幔的鋅同位素組成進行推測。由于熔體與地幔源區(qū)之間的鋅同位素分餾會隨部分熔融程度的增加而減小, 因此可以通過高比例地幔熔融的產(chǎn)物(如科馬提巖和苦橄巖)來推測地幔的鋅同位素組成。Sossi et al. (2018)報道了大量科馬提巖的鋅同位素數(shù)據(jù), 發(fā)現(xiàn)其平均值為(0.18±0.04)‰, 這與地幔橄欖巖的鋅同位素組成幾乎一致。McCoy-West et al. (2018)依據(jù)Baffin群島地區(qū)苦橄巖的鋅同位素數(shù)據(jù)估計的Baffin地幔的鋅同位素組成為(0.20±0.03)‰。綜上, 目前的研究結(jié)果表明地幔的平均鋅同位素組成在0.15‰～0.20‰之間, 任何偏離上述鋅同位素組成的地幔巖石更可能反映了其受到了地幔交代作用的改造。Wang et al. (2017)和Huang et al. (2018a, 2019)報道了具有偏離正常地幔值的交代橄欖巖的鋅同位素數(shù)據(jù), 進一步證明了地幔交代作用會引起局部地幔的鋅同位素異常, 而地幔交代作用引起鋅同位素分餾的機理可能包括具有不同鋅同位素組成的交代介質(zhì)與地幔反應(yīng)以及熔體–地幔反應(yīng)過程中元素擴散導(dǎo)致的動力學(xué)分餾效應(yīng)等。

2.3 水 圈

不同地區(qū)河流中的鋅含量及鋅同位素組成變化較大。Little et al. (2014)對全球部分河流(如亞馬遜河、密蘇里河、尼羅河、長江等)的鋅含量及鋅同位素進行研究, 發(fā)現(xiàn)鋅含量變化范圍約為3～46 nmol/L, 鋅同位素組成為?0.12‰～0.88‰, 變化范圍達到1‰。不僅如此, 同一河流中的鋅含量及鋅同位素也具有較大差異, 例如亞馬遜河流不同區(qū)段鋅含量變化為4.4～18.7 nmol/L, 鋅同位素組成變化為0.36‰～ 0.61‰?，F(xiàn)代海水中鋅的含量變化范圍為0.1～10 nmol/L,具體表現(xiàn)為: 在表層海洋中, 由于生物泵的作用, 鋅含量極低; 而在深層海水中, 循環(huán)再生作用導(dǎo)致深層海水鋅的相對富集(Bruland, 1980)。對全球海洋的鋅同位素體系進行較為全面的研究發(fā)現(xiàn), 現(xiàn)代海水鋅同位素組成平均值約為0.50‰, 表層富集64Zn, 深層富集66Zn, 但表層海水鋅同位素組成變化范圍極大, 深層海水則相對均一。以北大西洋為例, Conway and John (2015)測定了其垂直剖面的海水鋅同位素組成, 在表層0～100 m處, 鋅含量很低(<0.1 nmol/kg),但其鋅同位素組成變化高達2‰(?1.1‰～0.9‰); 在1000 m及更深處, 鋅同位素組成相對均一, 約為(0.45±0.24)‰。了解河流及海洋中的鋅同位素組成, 有助于我們理解鋅在水圈中的生物地球化學(xué)循環(huán)作用, 以此推動學(xué)者們對現(xiàn)代河流及海洋鋅同位素體系的研究。

3 地質(zhì)過程中的鋅同位素分餾

正確認識鋅同位素質(zhì)量分餾過程與機理是運用該體系對鋅的地球化學(xué)循環(huán)進行研究的前提和關(guān)鍵。實驗表明, 一些物理和生物化學(xué)過程都有可能產(chǎn)生鋅同位素分餾, 既有動力學(xué)過程也有熱力學(xué)過程。例如: 生物吸收、礦物吸附、離子交換、化學(xué)擴散和蒸發(fā)冷凝等過程均會導(dǎo)致鋅同位素分餾。學(xué)者們對不同地質(zhì)作用過程的鋅同位素分餾機理進行了研究, 據(jù)此可以了解對鋅同位素分餾造成影響的各種因素。下面對鋅同位素在不同體系中的分餾行為進行詳細綜述。

3.1 高溫過程中的分餾

充分了解高溫巖漿過程的鋅同位素組成, 對于利用鋅同位素示蹤殼幔循環(huán)非常重要。隨著測試精度的提高, 近年來關(guān)于巖漿巖的鋅同位素報道逐年增多: 如針對地幔橄欖巖包體、地幔及輝石巖(Doucetet al., 2016; Wang et al., 2017; Sossi et al., 2018; Huang et al., 2018a, 2019)、科馬提巖(Sossi et al., 2018)、大洋玄武巖(Othman et al., 2006; Chen et al., 2013a; Wang et al., 2017)、板內(nèi)堿性玄武巖(Liu et al., 2016; Wang et al., 2018)、大火成巖省玄武巖(McCoy-West et al., 2018; Yang and Liu, 2019)和花崗巖(Telus et al., 2012; Doucet et al., 2018; Xu et al., 2019; Wang et al., 2019)。針對這些已報道的數(shù)據(jù), 我們分析并總結(jié)了多種高溫巖漿過程中伴隨的鋅同位素分餾過程。

3.1.1 地幔交代過程

地幔巖石的鋅同位素組成可能受到地幔交代的影響。Wang et al. (2017)報道了來自華北克拉通的一類具有高δ66Zn值(最高達到0.42‰)的橄欖巖包體, 認為其如此重的鋅同位素組成是受到了碳酸鹽熔體交代。Huang et al. (2018a)對阿爾卑斯地區(qū)的造山帶橄欖巖進行鋅同位素研究發(fā)現(xiàn), 橄欖巖的高δ66Zn值(最高達到0.46‰)可以解釋為低鋅濃度的熔體與橄欖巖反應(yīng)過程中發(fā)生了動力學(xué)擴散分餾, 導(dǎo)致輕的64Zn優(yōu)先擴散進入熔體, 從而使得殘余橄欖巖富集重的鋅同位素。Huang et al. (2019)報道了波希米亞地體橄欖巖及輝石巖的鋅同位素組成, 其中輝石巖具有變化范圍較大的δ66Zn值(?0.33‰～0.42‰), 指示其未達到同位素交換平衡, 重鋅同位素組成的輝石巖被認為是具有重鋅同位素組成的硅不飽和熔體在巖石圈地幔經(jīng)歷堆晶作用形成的, 而具有輕鋅同位素組成的輝石巖及其所含礦物的數(shù)據(jù)表明, 它們可能經(jīng)歷了地幔巖石–熔體交代過程的動力學(xué)非平衡過程, 由高鋅含量熔體向輝石巖方向優(yōu)先擴散64Zn, 使得輝石巖的鋅同位素組成變輕, 且輝石巖中的石榴子石相比單斜輝石具有更輕的鋅同位素組成, 暗示交代作用導(dǎo)致了礦物之間同位素分餾未達到平衡。綜上, 地幔交代作用對于地幔巖石鋅同位素的改變非常顯著, 且分餾方向和程度與交代熔體成分、礦物組成、同位素擴散等相關(guān), 具體機制仍需進一步探索。

3.1.2 地幔部分熔融過程

地幔橄欖巖的部分熔融能否造成顯著的鋅同位素分餾, 近年來得到了充分研究和討論。如上述, Doucet et al. (2016)通過對西伯利亞和蒙古地區(qū)橄欖巖包體的鋅同位素研究, 發(fā)現(xiàn)高Mg#的飽滿二輝橄欖巖具有更高的δ66Zn值(～0.30‰), 而低Mg#的難熔橄欖巖包體具有更低的δ66Zn值(～0.14‰), 據(jù)此得出了部分熔融過程中重的鋅同位素更容易進入熔體, 而遭受熔體抽取的殘余相橄欖巖相應(yīng)地變輕。他們認為熔體的鋅同位素主要受壓力效應(yīng)影響, 源區(qū)壓力越大, 熔體–地幔之間的分餾則越大(分餾值可達到0.20‰)。Wang et al. (2017)針對華北克拉通的大量橄欖巖包體和大洋產(chǎn)出玄武巖進行了鋅同位素分析, 發(fā)現(xiàn)未交代橄欖巖(0.18‰±0.06‰)具有比MORB和洋島玄武巖(OIB, ocean island basalt) (0.28‰±0.05‰)更輕的鋅同位素組成, 說明其在地幔熔融過程中會發(fā)生0.10‰的分餾; 地幔橄欖巖中的尖晶石具有比硅酸鹽礦物高幾十倍的鋅含量, 其δ66Zn也比硅酸鹽礦物重0.12‰, 因此尖晶石的優(yōu)先熔融消耗可以解釋熔體–地幔間鋅含量和鋅同位素的差異。Sossi et al. (2018)針對大量橄欖巖包體和科馬提巖開展了鋅同位素研究, 認為科馬提巖作為地幔大比例熔融的產(chǎn)物, 其鋅同位素組成與二輝橄欖巖近乎相同, 說明熔體–地幔之間的鋅同位素分餾并沒有Doucet et al. (2016)預(yù)測的顯著, 并估計30%的熔體抽取僅可造成地幔橄欖巖0.08‰的鋅同位素分餾。他們還提出鋅作為無變價的金屬元素, 其在高溫巖漿過程中的同位素平衡分餾主要受配位數(shù)控制, 認為熔體中的鋅主要是四配位, 而源區(qū)橄欖巖大部分鋅位于橄欖石里的六配位晶格, 在部分熔融過程中重鋅優(yōu)先進入熔體, 導(dǎo)致熔體鋅同位素組成比源區(qū)更重。由于絕大部分鋅仍然滯留在殘余橄欖巖中, 因此地幔部分熔融對地幔橄欖巖的鋅同位素組成影響很小(Sossi et al., 2018; Huang et al., 2018a)。綜上, 鋅同位素在地幔橄欖巖熔融過程中會優(yōu)先在熔體中富集重的鋅同位素, 但分餾程度有限, 在30%的熔融比例時不超過0.15‰(Wang et al., 2017; Sossi et al., 2018; Huang et al., 2018a)。

3.1.3 堆晶與早期巖漿分異過程中的分餾

鎂鐵質(zhì)礦物堆晶與早期巖漿分異過程中可能存在的分餾對于理解玄武巖的鋅同位素變化非常重要。前人對大火成巖省苦橄巖中橄欖石斑晶的研究表明, 其巖漿結(jié)晶的橄欖石具有低鋅含量、輕鋅同位素組成的特點, 說明在堆晶過程中, 熔體中堆積的橄欖石越多, 全巖的鋅同位素則越輕(McCoy-West et al., 2018; Yang and Liu, 2019)。同理, 針對早期鎂鐵質(zhì)礦物分異過程, 橄欖石及輝石的分異則有可能使得巖漿鋅同位素組成變重, 與夏威夷基拉韋厄巖漿湖玄武巖中所觀察的鋅同位素變化基本一致(Chen et al., 2013a)。Chen et al. (2013a)推測富集鋅的鐵鈦氧化族礦物的分異可能也會造成玄武質(zhì)巖漿分異后期鋅同位素變重。Huang et al. (2018b)討論了弧環(huán)境下玄武質(zhì)熔體演化過程中鋅同位素分餾, 認為弧巖漿的δ66Zn值比地幔偏高是由于地幔楔部分熔融后熔體相對殘余地幔富集重鋅同位素。Zhang et al. (2020)對具有Fe-Ti氧化物堆晶的下地殼巖石研究發(fā)現(xiàn), 其鋅含量和δ66Zn值隨著FeO(T)和V含量的升高而分別呈現(xiàn)升高和降低的趨勢。這些趨勢表明Fe-Ti氧化物堆晶可能會使得堆晶巖比原始熔體具有更輕的鋅同位素組成, 模擬計算表明該過程引起下地殼堆晶巖的鋅同位素分餾程度不會超過0.20‰。

3.1.4 晚期巖漿分異中的分餾

中酸性巖漿所代表的晚期巖漿分異過程中的鋅同位素分餾程度對于理解高分異花崗巖等類型巖石成因有著重要意義。Chen et al. (2013a)對來自冰島的某巖漿湖的火山巖(玄武巖–流紋巖系列)開展了鋅同位素研究, 發(fā)現(xiàn)盡管所有樣品的鋅同位素組成變化不超過0.10‰, 但其SiO2含量和鋅含量、δ66Zn呈現(xiàn)良好的正相關(guān)性, 表明玄武質(zhì)巖漿分離結(jié)晶過程可以導(dǎo)致約0.1‰的鋅同位素分餾。此外, Xia et al. (2017)針對雙峰式火山巖進行了鋅同位素研究, 從粗面巖演化到流紋巖過程中, 鋅同位素變化在分析精度以內(nèi), 與巖漿分異相關(guān)的指標沒有相關(guān)性。然而, 在花崗質(zhì)巖漿中, Telus et al. (2012)發(fā)現(xiàn)部分高硅花崗巖和偉晶巖比低硅花崗巖和玄武巖具有更重的鋅同位素組成。由于高硅巖漿分異后期會發(fā)生富集鹵素元素(如氯)的流體出溶現(xiàn)象(Zajacz et al., 2008), 并且同位素理論計算表明氯化鋅比硅酸巖巖漿中的鋅同位素更輕(Fujii et al., 2011; Ducher et al., 2018), 因此流體出溶過程可能導(dǎo)致了高分異的高硅花崗巖具有重鋅同位素組成。Wang et al. (2019)研究了喜馬拉雅地區(qū)淡色花崗巖的鋅同位素組成, 發(fā)現(xiàn)含石榴淡色花崗巖具有異常高的δ66Zn值, 模擬表明少量(<5%)的含氯流體出溶即可導(dǎo)致所觀察到的鋅同位素分餾。

3.1.5 地殼重熔過程中的分餾

殼源物質(zhì)的重熔作用也可以造成花崗巖的鋅同位素變化。Doucet et al. (2018)報道了25個太古代花崗巖類巖石的鋅同位素組成, 發(fā)現(xiàn)黑云母花崗巖具有較重的鋅同位素組成(0.44‰±0.04‰), 解釋為TTG類巖石的重熔使重鋅同位素富集在黑云母花崗質(zhì)熔體中。Xu et al. (2019)報道了大別山地區(qū)的混合巖和花崗巖類巖石的鋅同位素組成, 發(fā)現(xiàn)混合巖中淡色體的鋅同位素組成比暗色體更重, 解釋為地殼深熔作用和淡色體巖漿分異中鋅同位素分餾的結(jié)果。綜上, 鋅同位素在火山巖巖漿分異序列中變化較小, 但在花崗巖類侵入巖中的變化較大, 其成因可能與流體出溶等過程有關(guān)。

3.2 低溫過程中的分餾

雖然鋅同位素被公認在示蹤污染物來源方面已經(jīng)表現(xiàn)出巨大的應(yīng)用潛力, 但是絡(luò)合、沉淀、吸附和生物等過程可能會導(dǎo)致鋅同位素組成發(fā)生變化, 從而掩蓋原始污染物的鋅同位素特征, 這嚴重限制了鋅同位素的示蹤效果, 因此必須了解鋅同位素組成在這些過程中是如何改變的。

3.2.1 有機酸絡(luò)合過程

Banet al. (2002)首次測定乙二胺四乙酸(EDTA)絡(luò)合鋅過程的同位素分餾, 發(fā)現(xiàn)絡(luò)合相與溶液相有0.2‰的分餾(δ66ZnEDTA-Zn2+≈0.2‰)。Jouvin et al. (2009)從腐殖酸(Humic)中分離游離鋅, 發(fā)現(xiàn)當(dāng)pH≤6時, 絡(luò)合相和游離鋅相幾乎沒有發(fā)生鋅同位素分餾, 而當(dāng)pH升高時, 絡(luò)合相則顯著富集重鋅同位素(δ66ZnHumic-Zn2+=0.24‰±0.06‰)。

3.2.2 吸附過程

Pokrovsky et al. (2005)研究金屬氧化物吸附過程中鋅同位素分餾發(fā)現(xiàn), 赤鐵礦、軟錳礦、三水鋁礦和剛玉表面優(yōu)先富集重鋅同位素, 針鐵礦和水鈉錳礦表面則富集輕鋅同位素。隨后Juillot et al. (2008)發(fā)現(xiàn)隨pH值增加, 赤鐵礦、磁鐵礦和剛玉優(yōu)先吸附輕同位素, 水鐵礦優(yōu)先吸附重同位素, 而pH值變化對軟錳礦無影響。Bryan et al. (2015)研究錳氧化物吸附鋅發(fā)現(xiàn): 當(dāng)離子強度較低時, 吸附相與溶液相沒有顯著的同位素分餾; 當(dāng)離子強度升高時, 吸附相優(yōu)先富集重鋅同位素。Dong and Wasylenki (2016)發(fā)現(xiàn)碳酸鹽吸附過程中, 吸附相與溶液相之間的鋅同位素分餾值隨離子強度增強而增大, 由(0.41±0.18)‰增加到(0.73±0.07)‰。Guinoiseau et al. (2016)研究黏土礦物吸附鋅過程中發(fā)現(xiàn)高嶺土優(yōu)先吸附重的鋅同位素, 吸附相與溶液相之間的分餾值隨著離子強度和pH的升高而增大(0.11‰～0.49‰)。Gou et al. (2018)在研究γ-Al2O3對鋅吸附的過程中發(fā)現(xiàn), pH值和鋅濃度對鋅同位素組成影響較大: 當(dāng)pH和鋅濃度相對較低時, 吸附相與溶液相之間的分餾值為(0.47±0.03)‰;當(dāng)pH和鋅濃度相對較高時, 兩者之間的分餾(0.02‰±0.07‰)接近于零。

3.2.3 生物過程

Gélabert et al. (2004, 2006)研究了海洋硅藻和淡水硅藻吸附過程中的鋅同位素分餾行為, 發(fā)現(xiàn)硅藻優(yōu)先吸附重鋅同位素, 同位素分餾值受有/無有機層控制。同樣, John et al. (2007)發(fā)現(xiàn)硅藻優(yōu)先吸附重鋅同位素, 但是卻優(yōu)先吸收并利用輕鋅同位素。Kafantaris and Borrok (2014)進行了細菌表面吸附和內(nèi)部摻入實驗, 發(fā)現(xiàn)細菌表面優(yōu)先吸附重鋅同位素; 但是摻入實驗中, 鋅同位素分餾受細菌種類和生長周期影響。此外, 其他研究發(fā)現(xiàn)浮游植物也是優(yōu)先利用輕鋅同位素; 但對于高等植物來講, 不同部分存在很大的鋅同位素差異, 植物根部相對枝葉富集重鋅同位素, 這主要是由于生物作用使輕鋅同位素優(yōu)先向上轉(zhuǎn)移, 導(dǎo)致根部相對富集重鋅同位素(Weiss et al., 2004; Moynier et al., 2009; Caldelas et al., 2011; Jouvin et al., 2012; Tang et al., 2012)。

3.2.4 沉淀過程

Maréchal and Sheppard (2006)在不同溫度條件下用Zn2+與方解石反應(yīng)生成ZnCO3, 發(fā)現(xiàn)沉淀相富集輕鋅同位素, 鋅同位素分餾受溫度影響較小。Kavner et al. (2008)發(fā)現(xiàn)電解ZnSO4生成金屬鋅的過程中金屬鋅優(yōu)先富集輕鋅同位素。Mavromatis et al. (2019)發(fā)現(xiàn)在碳酸鹽沉淀過程中碳酸鹽相優(yōu)先富集重鋅同位素, 在pH變化范圍(6.1～8.3)內(nèi)沉淀相與溶液相之間的鋅同位素分餾值δ66Zncalcite-Zn2+(aq)= (0.58±0.05)‰(25 ℃)。

4 鋅同位素在地球科學(xué)研究中的應(yīng)用進展

近年來, 隨著儀器發(fā)展及分析精度提高, 鋅同位素研究不斷深入, 被廣泛應(yīng)用到天體化學(xué)、古生物學(xué)、古氣候?qū)W、環(huán)境地球化學(xué)、礦床地球化學(xué)以及新興的深部碳循環(huán)等研究領(lǐng)域。

4.1 天體化學(xué)

目前學(xué)者們在月球樣品中觀察到的鋅同位素分餾可達到18‰, 認為如此大的變化范圍與月球形成有關(guān)的“大碰撞”事件有關(guān)(Paniello et al., 2012; Kato et al., 2015)。和月球樣品類似, 隕石樣品之間也表現(xiàn)出巨大的鋅同位素組成的變化(δ66Zn=?7.08‰～16.73‰; Luck et al., 2003; Moynier et al., 2006, 2011; Herzog et al., 2009; Barrat et al., 2012; Chen et al., 2013b; Bridgestock et al., 2014; Mahan et al., 2018)。Luck et al. (2003)發(fā)現(xiàn)不同類型隕石的鋅同位素組成變化與隕石中某些微量元素(如Mn、Ge)及δ18O值存在相關(guān)性, 認為該變化可以幫助了解太陽系的早期形成過程和隕石母體的演化過程。Luck et al. (2005)發(fā)現(xiàn)不同球粒隕石的δ66Zn和Mg/Zn比值之間呈現(xiàn)負相關(guān)趨勢, 說明球粒隕石中揮發(fā)性元素的豐度來自于星云吸積, 并且地球生長演化過程中會通過碰撞事件吸收揮發(fā)性元素(Albarède, 2009)。

4.2 古環(huán)境和古氣候?qū)W

海相沉積巖的鋅同位素組成受到大陸風(fēng)化、海底熱液、海洋生產(chǎn)力和水體氧化還原狀態(tài)(硫化和非硫化)等的影響, 被眾多學(xué)者應(yīng)用于研究地質(zhì)歷史時期重大環(huán)境–生物事件(Maréchal et al., 2000; Pichat et al., 2003; Kunzmann et al., 2013; Pons et al., 2013; John et al., 2017; Liu et al., 2017; Sweere et al., 2018; Lv et al., 2018; Wang et al., 2018; Yan et al., 2019)。

Maréchal et al. (2000)研究了中大西洋沉積物的鋅同位素組成, 發(fā)現(xiàn)鋅同位素組成呈現(xiàn)季節(jié)性變化, 與初級生產(chǎn)力有關(guān): 初級生產(chǎn)力越強, 海水的鋅同位素組成越重。Pichat et al. (2003)發(fā)現(xiàn)赤道太平洋東部過去175 ka至今的海洋沉積物中碳酸鹽的鋅同位素組成主要受與氣候變化相關(guān)的表層海水中的生物活動控制。Kunzmann et al. (2013)對澳大利亞南部弗林德斯山脈的埃迪卡拉系Nuccaleena組蓋帽白云巖鋅同位素組成進行了研究, 認為蓋帽白云巖上下兩部分的鋅同位素值升高, 代表了初級生產(chǎn)力的快速恢復(fù)和加強; 而中間部分鋅同位素值降低是由于冰期之后強烈的大陸風(fēng)化作用使地表徑流加強, 使海洋鋅同位素組成接近陸源的鋅同位素組成。John et al. (2017)對Kunzmann et al. (2013)的解釋進行了修正, 認為有機質(zhì)和硫化物兩者之間的鋅同位素輸出發(fā)生轉(zhuǎn)換造成了剖面上蓋帽白云巖鋅同位素組成的變化。Yan et al. (2019)通過分析華南三峽地區(qū)九龍灣剖面埃迪卡拉紀早期陡山沱組蓋帽碳酸鹽巖鋅同位素, 并對比Kunzmann et al. (2013)和Lv et al. (2018)所獲得的全球不同陸塊蓋帽白云巖的鋅同位素數(shù)據(jù), 發(fā)現(xiàn)不同剖面鋅同位素組成變化具有高度一致性, 說明埃迪卡拉紀早期海水的鋅同位素組成變化受到全球性因素的控制, 證實了鋅同位素是一個全球性的古海洋學(xué)指標。Liu et al. (2017)率先將鋅同位素用于生物滅絕事件的研究, 選取華南煤山二疊系–三疊系界線灰?guī)r進行鋅同位素分析, 發(fā)現(xiàn)鋅同位素在二疊紀末生物滅絕事件發(fā)生之前35 ka發(fā)生了0.5‰的大規(guī)模負偏, 并且鋅含量也迅速增加, 認為火山灰、熱液和/或大火成巖省的強烈風(fēng)化輸入大量的輕鋅同位素進入海洋造成了海水鋅同位素組成降低和鋅濃度升高, 進一步證明大規(guī)模的巖漿活動造成了此次生物滅絕事件。Sweere et al. (2018)選取英格蘭南部、意大利南部和墨西哥南部三條晚白堊世大洋缺氧事件2(OAE 2, Oceanic Anoxic Event 2)期間沉積的海相碳酸鹽巖剖面為研究對象, 發(fā)現(xiàn)剖面上鋅同位素在OAE 2開始之前和OAE 2中一段海底全面再氧化事件期間出現(xiàn)兩次低值的波動, 可能與巖漿鋅的輸入、鋅在富有機質(zhì)頁巖中埋藏比例的變化和OAE 2期間的再氧化事件釋放先期埋藏的鋅有關(guān), 碳酸鹽巖中鋅含量和同位素組成的變化與適應(yīng)貧營養(yǎng)條件底棲有孔蟲的滅絕一致。Wang et al. (2018)對廣西桂林付合剖面弗拉階–法門階界線灰?guī)r進行了高分辨率的Zn-Sr同位素研究, 發(fā)現(xiàn)付合剖面的δ66Zn和87Sr/86Sr在生物滅絕層位發(fā)生同步正偏, 正好對應(yīng)于可以指示氣候變冷的低?13C(?13C=δ13Ccarb?δ13Corg)值的層位和海平面下降階段, 據(jù)此認為海水δ66Zn和87Sr/86Sr的正偏很可能與該時期氣候變冷和海平面下降導(dǎo)致的碳酸鹽巖風(fēng)化加強有關(guān)。氣候變冷造成了淺水熱帶狹溫性動物群的消亡, 氣候變冷導(dǎo)致的海平面下降減少了海洋底棲生物的棲息地, 最終造成了此次生物滅絕事件。

4.3 環(huán)境地球化學(xué)

鋅是生物的必需微量元素之一, 對動植物體內(nèi)蛋白質(zhì)和酶的活性和功能具有重要作用, 但是當(dāng)鋅濃度超過351 mg/kg時, 就會成為有毒元素(Jennings, 2013)。人類活動產(chǎn)生的大量鋅進入土壤和水體, 會對環(huán)境造成嚴重污染。鋅同位素現(xiàn)已成為示蹤環(huán)境污染源和監(jiān)控環(huán)境污染的一種強有力的工具, 對環(huán)境監(jiān)測等地球化學(xué)應(yīng)用具有重大作用和深遠影響。Weiss et al. (2007)研究了多雨地區(qū)受污染地區(qū)的泥碳與植物的鋅同位素組成, 發(fā)現(xiàn)其鋅同位素數(shù)值與礦區(qū)中礦石的組成相近, 被認為受到了當(dāng)?shù)氐V區(qū)的污染, 該研究對污染物來源的厘定做出了貢獻。Chen et al. (2008, 2009)通過分析法國塞納河河水的鋅同位素組成來區(qū)分鋅污染物來源, 并定量計算了不同源區(qū)對河流鋅同位素組成的影響。Juillot et al. (2011)研究法國北部靠近鋅加工廠的土壤發(fā)現(xiàn), 表層土壤(δ66Zn=0.76‰±0.14‰)相對底層土壤(δ66Zn= 0.22‰±0.17‰)富集重鋅同位素主要是由于富含富蘭克林巖的礦渣(δ66Zn=0.81‰±0.20‰)的加入導(dǎo)致的。Sivry et al. (2008)和Araújo et al. (2017)發(fā)現(xiàn)地表沉積物具有比地質(zhì)背景樣品更高的鋅同位素值, 認為研究區(qū)的鋅主要受到本地礦區(qū)的鋅選礦廠污染, 為鋅同位素用來示蹤污染源及對人類活動進行環(huán)境監(jiān)測提供了強有力的證據(jù)。Matthies et al. (2014)監(jiān)測了位于加拿大西北部的戴維科鉆石礦區(qū)廢棄礦渣濾出液的鋅同位素數(shù)據(jù), 發(fā)現(xiàn)濾出液中鋅同位素組成不會隨著鋅元素濃度變化而改變, 證明了濾出液的鋅同位素可以用來示蹤污染源。Zimmermann et al. (2020)應(yīng)用來自中部歐洲第四大河流易北河的水樣和地表沉積物樣品的鋅同位素來示蹤大尺度河流范圍內(nèi)人為鋅污染排放的污染源。前人鮮有發(fā)表大尺度河流流域系統(tǒng)的鋅同位素數(shù)據(jù), 該研究結(jié)果對示蹤大尺度河流流域的鋅排放具有重要意義。經(jīng)測試得到沉積物樣品的δ66ZnIRMM-3702值為?0.10‰～0.32‰, 水樣的鋅同位素組成為?0.51‰～0.45‰。數(shù)據(jù)顯示較大范圍河流流域樣品中的鋅同位素還受到自然界的分餾行為影響, 因此在利用鋅同位素示蹤人為鋅排放污染源時還需進一步排除自然過程的影響。

4.4 礦床地球化學(xué)

前人一般用碳、氫、氧、硫等傳統(tǒng)穩(wěn)定同位素來研究成礦原理和成礦過程。鋅是直接成礦元素, 通常以閃鋅礦和菱鋅礦的形式出現(xiàn), 直接應(yīng)用礦化元素示蹤成礦作用在礦床地球化學(xué)研究中具有重要意義。不同類型的礦床具有不同的成因和不同的鋅同位素組成, 因此鋅同位素可以示蹤金屬來源和探索礦床形成機制。已有學(xué)者對鋅同位素示蹤鋅成礦作用進行了系統(tǒng)的研究(Albarède, 2004; Mason et al., 2005; Wilkinson et al., 2005; Weiss et al., 2007; John et al., 2008; Sonke et al., 2008; Gagnevin et al., 2012), 這些成果為后續(xù)研究提供了數(shù)據(jù)基礎(chǔ)。

細菌在低溫礦床成礦作用中扮演了極為重要的角色, 前人用硫化物的硫同位素組成來判別細菌是否參與了成礦作用, 但是具有一定局限性, 無法確定細菌及其活動在熱液系統(tǒng)中對金屬物質(zhì)的影響。Li et al. (2019)運用鋅–鎘–硫同位素進行了細菌能否參與金屬成礦的研究。鋅和鎘不僅是閃鋅礦的直接礦化金屬, 也是生物敏感元素(Loaec et al., 1994; Courbot et al., 2004; John and Conway, 2014), 它們的同位素在有生物參與的過程中會產(chǎn)生巨大分餾, 這使得鋅、鎘同位素具有示蹤細菌活動對金屬成礦貢獻的潛力。與目前已報道的其它礦床相比, 云南金頂超大型閃鋅礦具有最輕的鋅–鎘同位素組成(Li et al., 2019)。研究發(fā)現(xiàn)其鋅同位素組成與Zn/Cd比值存在很好的正相關(guān)關(guān)系, 說明該熱液系統(tǒng)早期沉淀的閃鋅礦就已經(jīng)具有極輕的鋅同位素組成。金頂?shù)V區(qū)存在大量有機質(zhì)、細菌還原硫酸鹽的同時, 會將復(fù)雜有機質(zhì)降解成可溶的有機羧酸, 這些可溶的有機羧酸具有極強絡(luò)合金屬的能力, 它們會優(yōu)先絡(luò)合重的66Zn和114Cd。金頂閃鋅礦的鋅同位素組成與硫同位素組成存在負相關(guān)關(guān)系, 說明早期沉淀的閃鋅礦極輕的鋅同位素組成是由于含鋅成礦流體中大量的自由鋅被強的細菌活動性所產(chǎn)生的可溶有機羧酸絡(luò)合。模擬計算表明要產(chǎn)生如此輕的鋅同位素組成, 需要成礦流體中90%的鋅與細菌新陳代謝產(chǎn)生的可溶有機羧酸絡(luò)合。這指示細菌活動所產(chǎn)生的可溶有機羧酸與鋅的絡(luò)合是金頂鉛鋅礦中運移金屬鋅的重要機制。該項研究成果首次提出了鋅–鎘同位素在示蹤微生物成礦方面具有巨大潛力, 對后續(xù)研究具有重要意義。

4.5 深部碳循環(huán)

二氧化碳為最重要的溫室氣體, 其在大氣圈中的收支情況直接影響著地球歷史上的氣候變化。地球上90%以上的碳都位于地球深部, 地球深部碳循環(huán)可能長期控制著地質(zhì)歷史中的二氧化碳波動情況, 因此具有十分重要的研究意義。碳同位素在巖漿去氣過程中會發(fā)生強烈分餾, 因此運用碳同位素準確示蹤深部碳循環(huán)具有局限性。沉積碳酸鹽巖的鋅同位素組成為(0.91±0.47)‰(Pichat et al., 2003), 與地幔的鋅同位素組成(0.16‰±0.06‰; Sossi et al., 2018)存在顯著差異。理論上, 如果地幔源區(qū)有再循環(huán)碳酸鹽的加入, 則會造成顯著的地幔鋅同位素正異常。Liuet al. (2016)發(fā)現(xiàn)<110 Ma的中國東部玄武巖的鋅同位素組成(0.30‰～0.63‰)顯著重于地幔值范圍(0.16‰±0.06‰; Sossi et al., 2018); 并且中國東部玄武巖鋅同位素組成與前人發(fā)現(xiàn)的輕Mg同位素組成(Yang et al., 2012; Huang et al., 2015; Huang and Xiao, 2016; Tian et al., 2016; Li et al., 2017)存在良好的負相關(guān), 從而證明中國東部玄武巖地幔源區(qū)存在大量俯沖的沉積碳酸鹽巖, 結(jié)合Zn-Sr同位素數(shù)據(jù)推測再循環(huán)碳酸鹽的類型為菱鎂礦和白云石, 證實了Mg-Sr同位素數(shù)據(jù)的模擬結(jié)果(Huang and Xiao, 2016)。綜上所述, 再循環(huán)碳酸鹽進入地?？梢砸鸬蒯ｄ\同位素組成的變化, 從而可以用于示蹤深部碳循環(huán)(Liu et al., 2016; Liu and Li, 2019)。

5 結(jié)語與展望

本文綜述了鋅同位素體系及其在地質(zhì)過程及環(huán)境科學(xué)中的應(yīng)用前景, 這些應(yīng)用使鋅同位素越來越受到關(guān)注。然而, 鋅同位素在許多方面仍需要進一步加強研究。例如:

(1) 相比于全巖尺度的研究, 礦物尺度的鋅同位素分餾研究還亟需加強;

(2) 鋅既是親石元素, 又是親硫元素, 因此地質(zhì)過程中硫化物對體系中鋅同位素組成的影響有待進一步研究;

(3) 鋅作為生物必需營養(yǎng)元素, 其在生物醫(yī)學(xué)及人類健康方面的研究也將是未來鋅同位素研究的一個重要方向。

致謝:感謝兩位審稿專家對本文提出的中肯評審意見及建設(shè)性修改建議。

李世珍, 朱祥坤, 唐索寒. 2008. MC-ICP-MS測定積累植物中Cu、Zn同位素的化學(xué)分離方法研究. 巖石礦物學(xué)雜志, 27(4): 335–340.

李世珍, 朱祥坤, 吳龍華, 駱永明. 2011. 干法灰化和濕法消解植物樣品的銅鋅鐵同位素測定對比研究. 地球?qū)W報, 32(6): 754–760.

Albarède F. 2004. The stable isotope geochemistry of copper and zinc., 55(1): 409–427.

Albarède F. 2009. Volatile accretion history of the terrestrial planets and dynamic implications., 461(7268): 1227–1233.

Andersen M B, Vance D, Archer C, Anderson R F, Ellwood M J, Allen C S. 2011. The Zn abundance and isotopic composition of diatom frustules, a proxy for Zn availability in ocean surface seawater., 301(1–2): 137–145.

Araújo D F, Boaventura G R, Machado W, Viers J, Weiss D, Patchineelam S R, Ruiz I, Rodrigues A P C, Babinski M, Dantas E. 2017. Tracing of anthropogenic zinc sources in coastal environments using stable isotope composition., 449: 226–235.

Arnold T, Schonbachler M, Rehkamper M, Dong S F, Zhao F J, Kirk G J D, Coles B J, Weiss D J. 2010. Measurement of zinc stable isotope ratios in biogeochemical matrices by double-spike MC-ICPMS and determination of the isotope ratio pool available for plants from soil., 398(7–8): 3115–3125.

Balistrieri L S, Borrok D M, Wanty R B, Ridley W I. 2008. Fractionation of Cu and Zn isotopes during adsorption onto amorphous Fe(III) oxyhydroxide: Experimental mixing of acid rock drainage and ambient river water., 72(2): 311–328.

Ban Y, Aida M, Nomura M, Fujii Y. 2002. Zinc isotope separation by ligand exchange chromatography using cation exchange resin., 13: 46–52.

Barrat J A, Zanda B, Moynier F, Bollinger C, Liorzou C, Bayon G. 2012. Geochemistry of CI chondrites: Major and trace elements, and Cu and Zn isotopes., 83: 79–92.

Bermin J, Vance D, Archer C, Statham P J. 2006. The determination of the isotopic composition of Cu and Zn in seawater., 226(3): 280–297.

Bigalke M, Weyer S, Kobza J, Wilcke W. 2010. Stable Cu and Zn isotope ratios as tracers of sources and transport of Cu and Zn in contaminated soil., 74(23): 6801–6813.

Bridgestock L J, Williams H, Rehk?mper M, Larner F, Giscard M D, Hammond S, Coles B, Andreasen R, Wood B J, Theis K J, Smith C L, Benedix G K, Sch?nb?chler M. 2014. Unlocking the zinc isotope systematics of iron meteorites., 400: 153–164.

Bruland K W. 1980. Oceanographic distributions of cadmium, zinc, nickel, and copper in the North Pacific., 47(2): 176–198.

Bryan A L, Dong S, Wilkes E B, Wasylenki L E. 2015. Zinc isotope fractionation during adsorption onto Mn oxyhydroxide at low and high ionic strength., 157: 182–197.

Caldelas C, Dong S, Araus J L, Weiss D J. 2011. Zinc isotopic fractionation in Phragmites australis in response to toxic levels of zinc., 62(6): 2169–2178.

Chen H, Nguyen B M, Moynier F. 2013b. Zinc isotopic composition of iron meteorites: Absence of isotopic anomalies and origin of the volatile element depletion., 48(12): 2441–2450.

Chen H, Savage P, Teng F Z, Helzc R T, Moyniera F. 2013a. No zinc isotope fractionation during magmatic differentiation and the isotopic composition of the bulk Earth., 369: 34–42.

Chen J B, Gaillardet J, Louvat P. 2008. Zinc isotopes in the Seine River waters, France: A probe of anthropogenic contamination., 42(17): 6494–6501.

Chen J B, Jérome G, Louvat P, Huon S. 2009. Zn isotopes in the suspended load of the Seine River, France: Isotopic variations and source determination., 73(14): 4060–4076.

Cloquet C, Carignan J, Libourel G. 2006. Isotopic composition of Zn and Pb atmospheric depositions in an urban/ periurban area of Northeastern France., 40(21): 6594–6600.

Conway T M, John S G. 2014. The biogeochemical cycling of zinc and zinc isotopes in the North Atlantic Ocean., 28(10): 1111–1128.

Conway T M, John S G. 2015. The cycling of iron, zinc and cadmium in the North East Pacific Ocean — Insights from stable isotopes., 164: 262–283.

Conway T M, Rosenberg A D, Adkins J F, John S G. 2013. A new method for precise determination of iron, zinc and cadmium stable isotope ratios in seawater by double-spikemass spectrometry., 793: 44–52.

Courbot M, Diez L, Ruotolo R, Chalot M, Leroy P. 2004. Cadmium-responsive thiols in the ectomycorrhizal fungus., 70(12): 7413–7417.

Debret B, Bouilhol P, Pons M L, Williams H. 2018. Carbonate transfer during the onset of slab devolatilization: New insights from Fe and Zn stable isotopes., 59(6): 1145–1166.

Dong S, Wasylenki L E. 2016. Zinc isotope fractionation during adsorption to calcite at high and low ionic strength., 447: 70–78.

Doucet L S, Laurent O, Mattielli N, Debouge W. 2018. Zn isotope heterogeneity in the continental lithosphere: New evidence from Archean granitoids of the northern Kaapvaal craton, South Africa., 476: 260–271.

Doucet L S, Mattielli N, Ionov D A, Debougea W, Golovincd A V. 2016. Zn isotopic heterogeneity in the mantle: A melting control?, 451: 232–240.

Ducher M, Blanchard M, Balan E. 2018. Equilibrium isotopic fractionation between aqueous Zn and minerals from first-principles calculations., 483: 342–350.

Fetter N, Blichert-Toft J, Telouk P, Albarède F. 2019. Extraction of Pb and Zn from crude oil for high-precision isotopic analysis by MC-ICP-MS., 511: 112–122.

Fujii T, Moynier F, Pons M L, Albarède F. 2011. The origin of Zn isotope fractionation in sulfides., 75(23): 7632–7643.

Gagnevin D, Boyce A J, Barrie C D, Menuge J F, Blakeman R J. 2012. Zn, Fe and S isotope fractionation in a large hydrothermal system., 88: 183–198.

Gélabert A, Pokrovsky O S, Schott J, Boudou A, Feurtet-Mazel A, Mielczarski J, Mielczarski E, Mesmer-Dudons N, Spalla O. 2004. Study of diatoms/aqueous solution interface. I. Acid-base equilibria and spectroscopic observation of freshwater and marine species., 68(20): 4039–4058.

Gélabert A, Pokrovsky O S, Viers J, Schott J, Boudou A, Feurtet-Mazel A. 2006. Interaction between zinc and freshwater and marine diatom species: Surface complexationand Zn isotope fractionation., 70(4): 839–857.

Ghidan O Y, Loss R D. 2012. Zinc isotope fractionation analyses by thermal ionization mass spectrometry and a double spiking technique., 309: 79–87.

Gou W X, Li W, Ji J F, Wei Q. 2018. Zinc isotope fractionation during sorption onto Al oxides: Atomic level understanding from EXAFS., 52(16): 9087–9096.

Graedel T, Van Beers D, Bertram M, Fuse K, Gordon R, Gritsinin A, Harper E, Kapur A, Klee R, Lifset R, MemonL, Spatari S. 2005. The multilevel cycle of anthropogeniczinc., 9: 67–90.

Guinoiseau D, Gélabert A, Moureau J, Louvat P, Benedetti M F. 2016. Zn isotope fractionation during sorption onto kaolinite., 50(4): 1844–1852.

Herzog G F, Moynier F, Albarède F, Berezhnoy A A. 2009. Isotopic and elemental abundances of copper and zinc in lunar samples, Zagami, Pele’s hairs, and a terrestrial basalt., 73: 5884– 5904.

Hou Q H, Zhou L, Gao S, Zhang T, Feng L P, Yang L. 2016. Use of Ga for mass bias correction for the accurate determination of copper isotope ratio in the NIST SRM 3114 Cu standard and geological samples by MC-ICP MS., 31(1): 280–287.

Huang J, Ackerman L, Zhang X C, Huang F. 2019. Mantle Zn isotopic heterogeneity caused by melt-rock reaction: Evidence from Fe-C rich peridotites and pyroxenites from the Bohemian Massif, Central Europe.:, 124: 3588–3604.

Huang J, Chen S, Zhang X C, Huang F. 2018a. Effects of melt percolation on Zn isotope heterogeneity in the mantle: Constraints from peridotite massifs in Ivrea-Verbano Zone, Italian Alps.:, 123: 2706–2722.

Huang J, Li S G, Xiao Y, Ke S, Li W Y, Tian Y. 2015. Origin of low δ26Mg Cenozoic basalts from South China Block and their geodynamic implications., 164: 298–317.

Huang J, Xiao Y. 2016. Mg-Sr isotopes of low-δ26Mg basalts tracing recycled carbonate species: Implication for the initial melting depth of the carbonated mantle in Eastern China., 58: 1350–1362.

Huang J, Zhang X C, Chen S, Tang L M, Worner G, Yu H M, Huang F. 2018b. Zinc isotopic systematics of Kamchatka- Aleutian arc magmas controlled by mantle melting., 238: 85–101.

Jennings A A. 2013. Analysis of worldwide regulatory guidancevalues for the most commonly regulated elemental surfacesoil contamination., 118: 72–95.

John S G, Conway T M. 2014. A role for scavenging in the marine biogeochemical cycling of zinc and zinc isotopes., 394: 159–167.

John S G, Geis R W, Saito M A, Boyle E A. 2007. Zinc isotope fractionation during high-affinity and low-affinity zinc transport by the marine diatom., 52(6): 2710–2714.

John S G, Kunzmann M, Townsend E J, Rosenberg A D. 2017. Zinc and cadmium stable isotopes in the geological record: A case study from the post-snowball Earth Nuccaleena cap dolostone.,,, 466: 202–208.

John S G, Rouxel O J, Craddock P R, Engwall A M, Boyle E A. 2008. Zinc stable isotopes in seafloor hydrothermal vent fluids and chimneys., 269(1): 17–28.

Jouvin D, Louvat P, Juillot F, Maréchal C N, Benedetti M F. 2009. Zinc isotopic fractionation: Why organic matters., 43(15): 5747–5754.

Jouvin D, Weiss D J, Mason T F M, Bravin M N, Louvat P, Zhao F, Ferec F, Hinsinger P, Benedetti M F. 2012. Stable isotopes of Cu and Zn in higher plants: Evidence for Cu reduction at the root surface and two conceptual models for isotopic fractionation processes., 46(5): 2652–2660.

Juillot F, Chloe M, Morin G, Jouvin D, Cacaly S, Telouk P, Benedetti M F, Ildefonse P, Sutton S, Guyot F, Brown G E.2011. Contrasting isotopic signatures between anthropogenic and geogenic Zn and evidence for post-depositional fractionation processes in smelter-impacted soils from Northern France., 75(9): 2295–2308.

Juillot F, Maréchal C, Ponthieu M, Cacaly S, Morin G, Benedetti M, Hazemann J L, Proux O, Guyot F. 2008. Zn isotopic fractionation caused by sorption on goethite and 2-Lines ferrihydrite., 72(19): 4886–4900.

Kafantaris F, Borrok D M. 2014. Zinc isotope fractionation during surface adsorption and intracellular incorporation by bacteria.366: 42–51.

Kato C, Moynier F, Valdes M C, Dhaliwal J K, Day J M D. 2015. Extensive volatile loss during formation and differentiation of the Moon., 6, 7617.

Kavner A, John S G, Sass S, Boyle E A. 2008. Redox-driven stable isotope fractionation in transition metals: Application to Zn electroplating., 72(7): 1731–1741.

Kooten E V, Moynier F. 2019. Zinc isotope analyses of singularlysmall samples (<5 ng Zn): Investigating chondrule-matrixcomplementarity in Leoville., 261: 248–268.

Kunzmann M, Halverson G, Sossi P A, Raub T D, Payne J L, Kirby J. 2013. Zn isotope evidence for immediate resumption of primary productivity after snowball Earth., 41: 27–30.

Li M L, Liu S A, Xue C J, Li D D. 2019. Zinc, cadmium and sulfur isotope fractionation in a supergiant MVT deposit with bacteria., 265: 1–18.

Li S G, Yang W, Ke S, Meng X N, Tian H C, Xu L J, He Y S, Huang J, Wang X C, Xia Q K, Sun W D, Yang X Y, Ren Z Y, Wei H Q, Liu Y S, Meng F C, Yan J. 2017. Deep carbon cycles constrained by a large-scale mantle Mg isotope anomaly in Eastern China., 4(1): 115–124.

Little S H, Vance D, Walker-Brown C, Landing W M. 2014. The oceanic mass balance of copper and zinc isotopes, investigated by analysis of their inputs, and outputs to ferromanganese oxide sediments., 125: 673–693.

Liu S A, Huang J, Liu J G, W?rner G, Yang W, Tang Y J, Chen Y, Tang L M, Zheng J P, Li S G. 2015. Copper isotopic composition of the silicate Earth., 427: 95–103.

Liu S A, Li D D, Li S G, Teng F Z, Ke S, He Y S, Lu Y H. 2014a. High-precision copper and iron isotope analysis of igneous rock standards by MC-ICP-MS., 29(1): 122–133.

Liu S A, Li S G. 2019. Tracing the deep carbon cycle using metal stable isotopes: Opportunities and challenges., 5: 448–457.

Liu S A, Liu P P, Lv Y W, Wang Z Z, Dai J G. 2019. Cu and Zn isotope fractionation during oceanic alteration: Implications for oceanic Cu and Zn cycles., 257: 191–205.

Liu S A, Teng F Z, Li S G, Wei G J, Ma J L, Li D D. 2014b. Copper and iron isotope fractionation during weatheringand pedogenesis: Insights from saprolite profiles., 146: 59–75.

Liu S A, Wang Z Z, Li S G, Huang J, Yang W. 2016. Zinc isotope evidence for a large-scale carbonated mantle beneath eastern China., 444: 169–178.

Liu S A, Wu H, Shen S Z, Jiang G Q, Zhang S H, Lv Y W, Zhang H, Li S G. 2017. Zinc isotope evidence for intensive magmatism immediately before the end-Permian mass extinction., 45(4): 343–346.

Loaec M, Olier R, Guezennec J. 1997. Uptake of lead, cadmium and zinc by a novel bacterial exopolysaccharide., 31(5): 1171–1179.

Lodders K. 2003. Solar System abundances and condensation temperatures of the elements., 591(2): 1220–1247.

Luck J M, Othman D B, Albarède F. 2005. Zn and Cu isotopic variations in chondrites and iron meteorites: Early solar nebula reservoirs and parent-body processes., 69(22): 5351–5363.

Luck J M, Othman D B, Barrat J A, Albarède F. 2003. Coupled63Cu and16O excesses in chondrites., 67(1): 143–151.

Lv Y W, Liu S A, Wu H C, Hohl S V, Chen S M, Li S G. 2018. Zn-Sr isotope records of the Ediacaran Doushantuo Formation in South China: Diagenesis assessment and implications., 239: 330–345.

Lv Y W, Liu S A, Zhu J M, Li S G. 2016. Copper and zinc isotope fractionation during deposition and weathering of highly metalliferous black shales in central China., 445: 24–35.

Mahan B, Moynier, F, Beck P, Pringle E A, Siebert J. 2018. A history of violence: Insights into post-accretionary heating in carbonaceous chondrites from volatile elementabundances, Zn isotopes, and water contents., 220: 19–35.

Maréchal C N. 1999. Precise analysis of copper and zinc isotopic compositions by plasma-source mass spectrometry., 156(1–4): 251–273.

Maréchal C N, Albarède F. 2002. Ion-exchange fractionation of copper and zinc isotopes., 66(9): 1499–1509.

Maréchal C N, Nicolas E, Douchet C, Albarède F. 2000. Abundance of zinc isotopes as a marine biogeochemical tracer.,,, 1, 1015.

Maréchal C N, Sheppard S M F. 2006. Isotopic fractionation of Cu and Zn between chloride and nitrate solutions and malachite or smithsonite at 30 degrees and 50 degrees., 66, A484.

Mason T F D, Weiss D J, Chapman J B, Wilkinson J J, Tessalina S G, Spiro B, Horstwood M S A, Spratt J, Coles B J. 2005. Zn and Cu isotopic variability in the Alexandrinka volcanic-hosted massive sulphide (VHMS) ore deposit, Urals, Russia., 221: 170–187.

Mason T F D, Weiss D J, Horstwood M, Parrish R R, Coles B J. 2004. High-precision Cu and Zn isotope analysis by plasma source mass spectrometry., 19(2): 209–226.

Matthies R, Sinclair S A, Blowes D W. 2014. The zinc stable isotope signature of waste rock drainage in the Canadian permafrost region., 48: 53–57.

Mavromatis V, González A G, Martin D, Jacques S.2019. Zinc isotope fractionation during the inorganic precipitation of calcite—Towards a new pH proxy., 244: 99–112.

McCoy-West A J, Fitton J G, Pons M L, Inglis E C, Williams H M. 2018. The Fe and Zn isotope composition of deep mantle source regions: Insights from Baffin Island picrites., 238: 542–562.

Mcdonough W F, Sun S S. 1995. The composition of the Earth., 120(3–4): 223–253.

Moynier F, Albarède F, Herzog G F. 2006. Isotopic composition of zinc, copper, and iron in lunar samples., 70(24): 6103–6117.

Moynier F, Fegley B. 2015. The Earth’s building blocks // Badro J, Walter M. The early Earth: Accretion and differentiation. New York: Wiley: 27–48.

Moynier F, Paniello R, Gounelle M, Albarède F, Beck P, Podosek F, Zanda B. 2011. Nature of volatile depletion and genetic relations in enstatite chondrites and aubrites inferred from Zn isotopes., 75: 297–307.

Moynier F, Pichat S, Pons M L, Fike D, Balter V, Albarède F. 2009. Isotopic fractionation and transport mechanisms of Zn in plants., 267(3–4): 125–130.

Othman D B, Luck J M, Bodinier J L, Arndt N T, Albarède F. 2006. Cu-Zn isotopic variations in the Earth’s mantle., 70(18), A46.

Paniello R C, Day J M D, Moynier F. 2012. Zinc isotope evidence for the origin of the Moon., 490(7420): 376–379.

Pa?ava J, Tornos F, Chrastny V. 2014. Zinc and sulfur isotopevariation in sphalerite from carbonate-hosted zinc deposits, Cantabria, Spain., 49(7): 797–807.

Peel K, Weiss D, Chapman J, Arnolda T, Coles B. 2007. A simple combined sample-standard bracketing and inter-element correction procedure for accurate mass bias correction and precise Zn and Cu isotope ratio measurements., 23(1): 103–110.

Pichat S, Douchet C, Albarède F. 2003. Zinc isotope variations in deep-sea carbonates from the eastern equatorial Pacificover the last 175 ka., 210(1–2): 167–178.

Pokrovsky O S, Viers J, Freydier R. 2005. Zinc stable isotopefractionation during its adsorption on oxides and hydroxides., 291(1): 192–200.

Pons M L, Debret B, Bouilhol P, Adélie D, Helen W. 2016. Zinc isotope evidence for sulfate-rich fluid transfer across subduction zones., 7, 13794.

Pons M L, Fujii T, Rosing M, Quitté G, Télouk P, Albarède F. 2013. A Zn isotope perspective on the rise of continents., 11(3): 201–214.

Pons M L, Quitte G, Fujii T, Rosing M T, Reynard B, Moynier F, Douchet C, Albarède F. 2011. Early Archean serpentine mud volcanoes at Isua, Greenland, as a niche for early life., 108(43): 17639–17643.

Pringle E A, Moynier F, Beck P, Paniello R, Hezel D C. 2017. The origin of volatile element depletion in early solar system material: Clues from Zn isotopes in chondrules., 468: 62–71.

Rosman K J R. 1972. A survey of the isotopic and elemental abundance of zinc., 36(7): 801–819.

Savage P S, Moynier F, Chen H, Shofner G, Puchtel I S. 2015. Copper isotope evidence for large-scale sulphide fractionation during Earth’s differentiation., 1: 53–64.

Schoenberg R, Blanckenburg F V. 2005. An assessment of the accuracy of stable Fe isotope ratio measurements on samples with organic and inorganic matrices by high-resolution multicollector ICP-MS., 242(2–3): 257–272.

Seidl M, Huang V, Mouchel J M. 1998. Toxicity of combined sewer overflows on river phytoplankton: The role of heavy metals., 101(1): 107–116.

Shields W R, Goldich S S, Garner E L, Murphy T J. 1965. Natural variations in the abundance ratio and the atomic weight of copper., 70(2): 479–491.

Sivry Y, Riotte J, Sonke J E, Audry S, Sch?fer J, Viersa J, Blanc G, Freydier R, Dupré B. 2008. Zn isotopes as tracers of anthropogenic pollution from Zn-ore smelters The Riou Mort-Lot River system., 255(3): 295–304.

Sonke J E, Sivry Y, Viers J, Freydier R, Dejonghe L, André L, Aggarwal J K, Fontan F, Dupré B. 2008. Historical variations in the isotopic composition of atmospheric zinc deposition from a zinc smelter., 252(3–4): 145–157.

Sossi P A, Halverson G P, Nebel O, Eggins S M. 2015. Combined separation of Cu, Fe and Zn from rock matrices and improved analytical protocols for stable isotope determination., 39(2): 129–149.

Sossi P A, Nebel O, O’Neill H St C, Moynier F. 2018. Zinc isotope composition of the Earth and its behaviour during planetary accretion., 477: 73–84.

Sweere T C, Dickson A J, Jenkyns H C, Porcelli D, Henderson G M. 2018. Isotopic evidence for changes in the zinc cycleduring Oceanic Anoxic Event 2 (Late Cretaceous)., 46(5): 463–466.

Tang Y T, Cloquet C, Sterckeman T, Echevarria G, Carignan J, Qiu R L, Morel J L. 2012. Fractionation of stable zinc isotopes in the field-grown zinc hyperaccumulator Noccaea caerulescens and the zinc-tolerant plant Silene vulgaris., 46(18): 9972–9979.

Telus M, Dauphas N, Frédéric Moynier, Tissot F L H, Teng F Z, Nabelek P I, Craddock P R, Groat L A. 2012. Iron, zinc, magnesium and uranium isotopic fractionation during continental crust differentiation: The tale from migmatites, granitoids, and pegmatites., 97: 247–265.

Tian H C, Yang W, Li S G, Ke S, Chu Z Y. 2016. Origin of low δ26Mg basalts with EM-I component: Evidence for interaction between enriched lithosphere and carbonated asthenosphere., 188: 93–105.

Vance D, Archer C, Bermin J, Perkins J, Statham P J, Lohan M C, Ellwood M J, Mills R A. 2008. The copper isotopegeochemistry of rivers and the oceans., 274(1–2): 204–213.

Vance D, Matthews A, Keech A, Archer C, Hudson G, Pett Ridge J, Chadwick O A. 2016. The behaviour of Cu and Zn isotopes during soil development: Controls on the dissolved load of rivers., 445: 36–53.

Viers J, Oliva P, Nonell A, Gelabert A, Dupre B. 2007. Evidence of Zn isotopic fractionation in a soil-plant system of a pristine tropical watershed (Nsimi, Cameroon)., 239(1–2): 124–137.

Wang X, Liu S A, Wang Z, Chen D Z, Zhang L Y. 2018. Zinc and strontium isotope evidence for climate cooling and constraints on the Frasnian-Famennian (～372 Ma) mass extinction.,,, 498: 68–82.

Wang Z Z, Liu S A, Chen L H, Li S G, Zeng G. 2018. Compositional transition in natural alkaline lavas through silica-undersaturated melt-lithosphere interaction., 46(9): 771–774.

Wang Z Z, Liu S A, Liu J G, Huang J, Xiao Y, Chu Z Y, Zhao X M, Tang L M. 2017. Zinc isotope fractionation during mantle melting and constraints on the Zn isotope composition of Earth’s upper mantle., 198: 151–167.

Wang Z Z, Liu S A, Liu Z C, Zheng Y C, Wu F Y. 2019. Extreme Mg and Zn isotope fractionation recorded in the Himalayan leucogranites., 278: 305–321.

Weiss D J, Mason T F D, Zhao F J, Kirk G J D, Coles B J, Horstwood M S A. 2004. Isotopic discrimination of zinc in higher plants., 165(3): 703–710.

Weiss D J, Rausch N, Mason T F D, Coles B J, Wilkinson J J, Ukonmaanaho L, Arnold T, Nieminen T M. 2007. Atmospheric deposition and isotope biogeochemistry of zinc in ombrotrophic peat., 71(14): 3498–3517.

Wilkinson J, Weiss D, Mason T, Coles B. 2005. Zinc isotope variation in hydrothermal systems: Preliminary evidence from the Irish Midlands ore field., 100: 583–590.

Xia Y, Li S, Huang F. 2017. Iron and Zinc isotope fractionation during magmatism in the continental crust: Evidence from bimodal volcanic rocks from Hailar basin, NE China., 213: 35–46.

Xu L J, Liu S A, Wang Z Z, Liu C Y, Li S G. 2019. Zinc isotopic compositions of migmatites and granitoids from the Dabie Orogen, central China: Implications for zinc isotopic fractionation during differentiation of the continental crust., 324–325: 454–465.

Yan B, Zhu X, He X, Tang S H. 2019. Zn isotopic evolution in early Ediacaran ocean: A global signature., 320: 472–483.

Yang C, Liu S A. 2019. Zinc isotope constraints on recycled oceanic crust in the mantle sources of the Emeishan large igneous province.:, 124: 12537–12555.

Yang W, Teng F Z, Zhang H F, Li S G. 2012. Magnesium isotopic systematics of continental basalts from the North China craton: Implications for tracing subducted carbonate in the mantle., 328: 185–194.

Zajacz Z, Halter W E, Pettke T, Guillong M. 2008. Determinationof fluid/melt partition coefficients by LA-ICPMS analysisof co-existing fluid and silicate melt inclusions: Controls on element partitioning., 72(8): 2169–2197.

Zimmermann T, Mohamed A F, Reese A, Wieser M E, Kleeberg U, Prfrock D, Irrgeher J. 2020. Zinc isotopic variation of water and surface sediments from the German Elbe River., 707, 135219.

Zhang G L, Liu Y S, Moynier F, Zhu Y T, Wang Z C, Hu Z C, Zhang L, Li M, Chen H H. 2020. Zinc isotopic composition of the lower continental crust estimated from lower crustal xenoliths and granulite terrains., 276: 92–108.

Zhao Y, Vance D, Abouchami W, De Baar H J W. 2014. Biogeochemical cycling of zinc and its isotopes in the Southern Ocean., 125: 653----–672.

Zhu C, Liao S, Wang W, Zhang Y X, Yang T, Fan H F, Wen H J. 2018. Variations in Zn and S isotope chemistry of sedimentary sphalerite, Wusihe Zn-Pb deposit, Sichuan Province, China., 95: 639–648.

Zinc isotope geochemistry and its applications: A critical review

MA Lei, LI Dandan*, LV Yiwen, WANG Xun, WANG Zezhou, LI Menglun, YANG Chun, QU Yuanru, SHU Zitan, LIU Sheng’ao

(State Key Laboratory of Geological Processes and Mineral Resources, China University of Geosciences, Beijing 100083, China)

The recent development of chemical purification and the application of multi-collector inductively coupled plasma mass spectrometry (MC-ICP-MS) has significantly improved the precision of Zn isotopic analysis. The studies of Zn isotopes have become a hot topic in the research field of non-traditional stable isotopes. At the same time, our knowledge of understanding the Zn isotope geochemistry has been greatly improved. This paper presents a comprehensive review of the latest research on Zn isotope geochemistry and updates its applications in Earth sciences. Zinc isotopes have been widely applied in many subjects, such as cosmochemistry, environmental geochemistry, paleoceanography, paleoenvironmental reconstruction, and the deep carbon cycle. These applications manifest the great potential of Zn isotopes in Earth and planetary sciences and contributes to the development of Zn isotope geochemistry.

Zn isotopes; analytical methods; reservoirs; isotope fractionation; applications

P597.2

A

0379-1726(2022)02-0161-15

10.19700/j.0379-1726.2022.02.001

2020-04-28;

2020-11-05

國家自然科學(xué)基金項目(41603010, 41622303)資助。

馬蕾(1995–), 女, 博士研究生, 同位素地球化學(xué)專業(yè)。E-mail: ml@cugb.edu.cn

李丹丹(1984–), 女, 副研究員, 從事同位素地球化學(xué)研究。E-mail: ldd@cugb.edu.cn