近年来，随着同位素分析技术的进步和质谱仪器性能的提高，尤其是多接收电感耦合等离子体质谱仪(MC-ICP-MS)的开发和应用，Li、Mg、Fe、Cu、Zn、Mo等非传统稳定同位素的高精度分析得以实现。这些同位素的准确测定大大开拓了其在地球化学、天体化学、环境科学以及生命科学等方面的应用前景，尤其是Fe同位素的发展备受关注(Zhu et al., 2001, 2002; Beard et al., 2003; Beard and Johnson, 2004; Poitrasson et al., 2004, 2005, 2013; Williams et al., 2004, 2005, 2009; Mullane et al., 2005; Weyer et al., 2005; Schoenberg and Von Blanckenberg，2006; Weyer and Ionov, 2007; 张宏福等，2007; Heimann et al., 2008; Teng et al., 2008, 2011, 2013; 赵新苗等，2008; 朱祥坤等, 2008, 2013; Dauphas et al., 2009, 2014; Needham et al., 2009; Hezel et al., 2010; Zhao et al., 2010, 2012, 2015; Huang et al., 2011; 黄方，2011; Hibbert et al., 2012; Wang et al., 2012; Weyer and Seitz, 2012; Craddock et al., 2013; 周新华等，2013; Williams and Bizimis, 2014; Macris et al., 2015; 何永胜等，2015)。由于Fe是主要造岩元素，广泛分布在地球各主要储库当中，重要的成矿元素，且与生命活动密切相关，对Fe同位素的研究有可能为成矿作用、地幔深部过程、氧化还原条件理论以及生物的早期演化等理论与应用提供新的认识。

不同时代幔源岩石(如金伯利岩、钾镁煌斑岩和玄武岩)中的地幔橄榄岩、辉石岩捕虏体，橄榄石和辉石捕虏晶是岩浆在上升过程中所携带的岩石圈地幔碎块或其解体矿物，它们是地幔岩石学和地球化学研究的主要对象之一，具有地球深部“探针”之称，为研究地球深部物质组成特征和演化过程提供了直接的样品。因此，它们在反演上地幔属性和物质组成特征以及岩石圈地幔演化研究中具有重要意义(Griffin et al., 1992; Pearson et al., 2003)。而Fe同位素体系也因其特有的地球化学性质，成为研究地幔不均一性、地幔交代作用和岩浆演化的新工具，在探索固体地球圈层间的相互作用等方面均发挥了重要的作用(Zhu et al., 2002; Beard and Johnson, 2004; Poitrasson et al., 2004, 2005, 2013; Williams et al., 2004, 2005, 2009; Weyer et al., 2005; Schoenberg and Von Blanckenberg，2006; Weyer and Ionov, 2007; 张宏福等，2007; Heimann et al., 2008; Teng et al., 2008, 2011, 2013; 赵新苗等，2008; Dauphas et al., 2009, 2014; Zhao et al., 2010, 2012, 2015; Huang et al., 2011; 黄方，2011; Hibbert et al., 2012; Craddock et al., 2013; 周新华等，2013; 郑建平和周新华，2013; 朱祥坤等，2013; Williams and Bizimis, 2014; Macris et al., 2015; 何永胜等，2015)。本文拟通过对比前人已发表的不同类型幔源岩石全岩及其单矿物的Fe同位素组成，探究地幔不同过程对Fe同位素组成的影响，为研究岩石圈演化提供新的制约。

1 Fe同位素体系简介

Fe有4个稳定同位素：⁵⁴Fe(5.85%)、⁵⁶Fe(91.75%)、⁵⁷Fe(2.12%)和⁵⁸Fe(0.28%)，Fe同位素通常用δ值表示：

Fe同位素的测量误差用2倍的标准偏差(2SD)来表示。关于标准物质的选取，早期部分学者采用平均火成岩为标样，即15块地球火成岩与5块月球高钛玄武岩混合得到的平均值(Beard et al., 2003)。而现今各个实验室普遍采用欧洲标准局提供的IRMM-014纯铁为标样(Taylor et al., 1992)。2种标准物质间的换算关系为：δ⁵⁶Fe_火成岩=δ⁵⁶Fe_IRMM-014-0.09‰，δ⁵⁷Fe_火成岩=δ⁵⁷Fe_IRMM-014-0.11‰(Beard et al., 2003)。本文所报道的和所引用的数据均已统一为相对于IRMM-014标准物质的千分偏差，未报道δ⁵⁷Fe的文献均已对δ⁵⁶Fe按质量分馏换算为δ⁵⁷Fe(δ⁵⁷Fe=1.475×δ⁵⁶Fe)，以便系统对比和总结。

2 陨石的Fe同位素组成

不同类型的陨石代表了太阳系形成以及早期演化不同阶段的产物。其中，碳质球粒陨石形成于太阳星云的冷凝吸积过程，没有经历后期的熔融与分异作用，研究它们可以了解太阳系早期的形成和演化(Scott and Krot, 2003)。

前人的研究数据表明，尽管在矿物尺度范围内Fe同位素组成不均一(例如普通球粒陨石的金属项、硫化物相和球粒有不同的Fe同位素组成，表 1)，但是在全岩尺度上，不同类型的陨石具有大致相同的铁同位素组成分布范围和平均值(δ⁵⁷Fe=0.01‰±0.02‰，，n=131)(图 1)，说明不同类型的陨石具有均一的铁同位素组成，表明在太阳星云形成以及球粒陨石演化过程中均没有发生显著的Fe同位素分馏。因此，碳质球粒陨石的铁同位素组成能够为地球初始物质的铁同位素组成提供重要参考。

3 上地幔的Fe同位素组成

上地幔是地球最大的化学储库，是镁铁质地球重要的组成部分。目前关于上地幔Fe同位素研究主要集中于幔源的洋中脊玄武岩(MORB)、洋岛玄武岩(OIB)以及地幔橄榄岩和辉石岩捕虏体。

3.1 玄武岩的Fe同位素组成

现有研究结果表明，来自世界不同地区的洋中脊玄武岩(MORB)和洋岛玄武岩(OIB)的全岩的Fe同位素变化范围相对较小，组成相对均一(洋中脊玄武岩的δ⁵⁷Fe平均值为0.13‰±0.01‰，，n=106；洋岛玄武岩(OIB)的δ⁵⁷Fe均值为0.16‰±0.02‰，，n=104；表 1，图 1)。而洋岛玄武岩中的橄榄石斑晶的Fe同位素变化范围较大，δ⁵⁷Fe=-1.68‰~0.72‰，均值为-0.14‰±0.09‰(，n=76)，明显比玄武岩基质轻(Beard et al., 2003; Weyer and Ionov, 2007; Heimann et al., 2008; Teng et al., 2008, 2011, 2013; Dauphas et al., 2009; Zhao et al., 2010; Hibbert et al., 2012; Weyer and Seitz, 2012)。

3.2 橄榄岩和辉石岩的Fe同位素组成

与玄武岩不同，来自于世界不同地区的不同类型地幔橄榄岩Fe同位素组成明显存在差别，笔者按照橄榄岩的Mg^#或矿物组合，将其分为4类：镁橄榄岩(Mg^#>89，TFeO < 10%)、富铁橄榄岩(Mg^# < 89，TFeO>10 wt.%)、异剥橄榄岩(Mg^# < 90，TFeO > 10%)和纯橄岩(Mg^# < 89，TFeO > 9%)。其中，镁橄榄岩的δ⁵⁷Fe值在-0.34‰~0.28‰，平均值为0.01‰±0.01‰(，n=168)，与球粒陨石平均值(δ⁵⁷Fe=0.01‰±0.02‰，，n=131)基本相同。而富铁橄榄岩的δ⁵⁷Fe值在-1.04‰~0.07‰，平均值为-0.34‰±0.12‰(，n=24)，其平均值明显低于镁橄榄岩及玄武岩的平均值(表 2，图 1)。异剥橄榄岩的δ⁵⁷Fe=0.05‰~0.25‰，平均值为0.15‰±0.03‰(，n=8)，与玄武岩的Fe同位素平均值接近(表 2，图 1)。纯橄岩的δ⁵⁷Fe值在-0.56‰~0.10‰，平均值为-0.09‰±0.15‰(，n=8)，略低于镁橄榄岩及其球粒陨石均值(图 1)。于地幔橄榄岩捕虏体而言，δ⁵⁷Fe有富Fe橄榄岩 < 纯橄岩 < 镁橄榄岩 < 异剥橄榄岩特点。

同时这些橄榄岩的不同共生矿物间存在Fe同位素分馏。镁橄榄岩共生矿物间δ⁵⁷Fe总体表现为石榴子石(均值为-0.28‰±0.15‰，，n=2) < 橄榄石(均值为0.03‰±0.03‰，，n=76) < 斜方辉石(均值为0.05‰±0.03‰，，n=61) < 单斜辉石(均值为0.12‰±0.03‰，，n=69)≈尖晶石(均值为0.10‰±0.06‰，，n=28) < 金云母(均值为0.40‰±0.10‰，，n=3) < 角闪石(均值为0.55‰±0.06‰，，n=2);富Fe橄榄岩共生矿物间δ⁵⁷Fe表现为橄榄石(均值为-0.41‰±0.14‰，，n=15) < 斜方辉石(均值为-0.31‰±0.17‰，，n=14)≈角闪石(均值为-0.31‰±0.11‰，，n=2)≈单斜辉石(均值为-0.30‰±0.12‰，，n=15) < 金云母 < (均值为-0.26‰±0.12‰，，n=4) < 尖晶石(均值为-0.17‰±0.08‰，，n=6);异剥橄榄岩2种矿物间的Fe同位素分馏表现为橄榄石(均值为0.08‰±0.08‰，，n=4) < 单斜辉石(均值为0.17‰±0.06‰，，n=4);而纯橄岩2种单矿物的Fe同位素总体表现为尖晶石(均值为-0.27‰±0.20‰，，n=4) < 橄榄石(均值为-0.15‰±0.26‰，，n=4)。

辉石岩来源复杂，类型多样，其Fe同位素组成存在很大的变化(δ⁵⁷Fe=-0.10‰~0.66‰，均值为0.16‰±0.08‰，，n=19，表 2，图 1)。单矿物间Fe同位素总体表现为橄榄石(均值为0.11‰±0.17‰，，n=3)≈石榴子石(均值为0.11‰±0.15‰(，n=8) < 单斜辉石(均值为0.24‰±0.15‰，，n=10) < 斜方辉石(均值为0.36‰±0.24‰，，n=4) < 角闪石(均值为0.58‰±0.19‰，2SD，n=1)≈尖晶石(均值为0.60‰±0.43‰，，n=5，表 2，图 2)。

笔者最近对华北克拉通北缘的汉诺坝地区不同类型辉石岩(Cr-透辉石型辉石岩，Al-普通辉石型辉石岩，石榴子辉石岩和金云母单斜辉石岩)进行了详细的Fe同位素地球化学研究，研究结果发现，汉诺坝地区的Cr-透辉石型辉石岩(Mg^#=86.3~90.6)和Al-普通辉石型辉石岩(Mg^#=74.2~77.5)的Fe同位素组成变化范围较小(δ⁵⁷Fe=0.005‰~0.086‰，均值为0.045‰±0.071‰，2SD，n=6)(尚未发表数据)，具有均一的Fe同位素组成，其平均值类似于球粒陨石的平均值(表 1，图 1)，并且与Weyer和Ionov(2007)和Dauphas等(2009)根据橄榄岩Mg^#=89.5，估算的饱满的上地幔(Fertile upper mantle)的Fe同位素组成一致(δ⁵⁷Fe=0.03‰±0.03‰，Weyer and Ionov, 2007; Dauphas et al., 2009)。同时这两类辉石岩的不同共生矿物间存在Fe同位素分馏，并且高温矿物之间的δ⁵⁷Fe具有橄榄石≈斜方辉石 < 单斜辉石 < 尖晶石的特点。汉诺坝石榴子石辉石岩(Mg^#=84.7~90.6)Fe同位素组成(δ⁵⁷Fe=0.052‰~0.245‰，均值为0.173‰±0.127‰，2SD，n=6)(尚未发表数据)相对于球粒陨石的平均值和地幔镁橄榄岩的均值略富集Fe的重同位素，而与全球分布的洋中脊玄武岩和洋岛玄武岩Fe同位素组成接近(表 1，2; 图 1)。其不同组成矿物之间具有较大的Fe同位素分馏，并且δ⁵⁷Fe总体表现为橄榄石 < 斜方辉石 < 单斜辉石 < 尖晶石 < 石榴子石的特点。而金云母辉石岩(Mg^#=81.6)，具有最重的Fe同位素组成(δ⁵⁷Fe=0.993‰±0.07‰)(尚未发表数据)。不同组成矿物之间Fe同位素没有分馏，δ⁵⁷Fe_单斜辉石=δ⁵⁷Fe_金云母。

4 讨论

根据目前统计的大洋玄武岩、地幔捕虏体及其单矿物的Fe同位素组成来看，上地幔的橄榄岩Fe同位素存在不均一性，地幔岩石的组成矿物之间存在Fe同位素分馏。由此笔者讨论了这些地幔捕虏体的单矿物间同位素分馏；导致其同位素发生变化的原因以及Fe同位素在地幔地球化学中的应用。

4.1 矿物间Fe同位素分馏

理论计算预测铁同位素在氧化物，硫化物，碳酸盐和硅酸盐间即使在高温下也存在较大的分馏(Polyakov，1997; Polyakov and Mineev, 2000; Schauble et al., 2001)，实验岩石学也已证实在岩浆温度下Fe同位素会发生显著分馏(Schuessler et al., 2007; Shahar et al., 2008)。稳定同位素平衡分馏程度的大小取决于不同矿物相中化学键的键长或键能强度，最短的键长具有最强的键能，而重的同位素会优先富集在键能最强的位置(Bigeleisen and Mayer, 1947; Urey，1947)。此外，键长又决定了阳离子和阴离子的配位数，即键长越长、配位数越高，键能就越弱。对于幔源岩石常见矿物橄榄石、单斜辉石、斜方辉石、尖晶石和石榴子石而言，石榴子石中Fe²⁺以8次配位填充于八面体空隙中，尖晶石中Fe²⁺以4次配位，Fe³⁺以6次配位充填于八面体空隙中，而橄榄石、斜方辉石和单斜辉石中Fe²⁺均以6次配位充填于八面体空隙中，因此，当同位素交换达到平衡时，石榴子石应当具有最轻的Fe同位素，而尖晶石应当具有比其他几种矿物重的Fe同位素；单斜辉石和斜方辉石矿物结构中既有Fe²⁺，又有少量Fe³⁺，在单斜辉石中，由于Ca²⁺的存在会占据M2(大的阳离子晶格)位置，因此其Fe²⁺和Fe³⁺只存在于M1(小的阳离子晶格)位置，而O离子配位数在M1位置比在M2位置低，因此单斜辉石的Fe-O键能相对较强，而斜方辉石中Fe³⁺占据M1位置，Fe²⁺主要存在于M1与M2之间的位置，其O离子相对单斜辉石的O离子配位数较高，Fe-O键强相对较弱，因此，单斜辉石的⁵⁷Fe/⁵⁴Fe要比斜方辉石的重；橄榄石矿物结构中只容纳Fe²⁺，而没有Fe³⁺，并且Fe²⁺以6次配位数存在于八面体空隙中，所以橄榄石的⁵⁷Fe/⁵⁴Fe值比石榴子石的大，而更接近于斜方辉石。因此，这几种矿物间Fe同位素平衡分馏表现为δ⁵⁷Fe_尖晶石>δ⁵⁷Fe_单斜辉石>δ⁵⁷Fe_斜方辉石≥δ⁵⁷Fe_橄榄石>δ⁵⁷Fe_石榴子石(Macris et al., 2015)。

如前所述，尽管镁橄榄岩矿物间的Fe同位素分馏变化幅度较大，但是总体而言，矿物间的Fe同位素组成由轻到重依次为：石榴子石、橄榄石、斜方辉石、单斜辉石、金云母、角闪石，并且大部分样品单矿物间Fe同位素组成分布在了平衡分馏线上或者附近(图 3)，因此，镁橄榄岩矿物间Fe同位素分馏基本达到了平衡。少数镁橄榄岩单矿物间的Fe同位素组成偏离了平衡分馏线(图 3)，矿物间Fe同位素没有完全达到平衡，这可能是由于来自世界不同地区的镁橄榄岩经历了复杂的地幔演化过程所致。富铁橄榄岩矿物之间Fe同位素分馏明显，大部分样品矿物间的Fe同位素组成分布在平衡分馏线两侧，表现出非平衡分馏特征(图 3)。异剥橄榄岩2种单矿物橄榄岩与单斜辉石的Fe同位素组成分布在了平衡分馏线上(图 3)，因此矿物间Fe同位素分馏达到平衡。而纯橄岩的单矿物间Fe同位素比值总体表现为尖晶石小于橄榄石，与这类矿物间的平衡分馏结果不一致。不同类型辉石岩间的Fe同位素分馏较大，部分样品矿物间Fe同位素组成分布在平衡分馏线外侧，矿物间的Fe同位素分馏也未完全达到同位素平衡。

4.2 Fe同位素分馏可能的机制

已有研究结果表明在岩浆结晶分异、地幔部分熔融以及地幔交代作用等过程中会发生铁同位素分馏(Beard and Johnson, 2004; Poitrasson et al., 2013; Williams et al., 2004, 2005, 2009; Weyer et al., 2005; Weyer and Ionov, 2007; Heimann et al., 2008; Teng et al., 2008, 2011; Dauphas et al., 2009, 2014; Zhao et al., 2010, 2012, 2015; Huang et al., 2011; Weyer and Seitz, 2012; Craddock et al., 2013; Williams and Bizimis, 2014; Macris et al., 2015)，下面将对这些地质过程逐一进行讨论。

4.2.1 岩浆结晶分异与地幔部分熔融过程

Teng等(2008)研究了夏威夷Kilauea Iki熔岩湖的一套封闭体系下基性岩浆分异形成的玄武岩样品Fe同位素组成发现橄榄石斑晶普遍比全岩基质的Fe同位素组成偏轻，最轻能达到-1.2‰。Weyer和Seitz(2012)研究了Canary岛和德国一些火山岩地区的玄武岩及其中的橄榄石斑晶的Li和Fe同位素组成，发现Δ⁷Li_Ol-melt=-13‰，Δ⁵⁶Fe_Ol-melt=-0.29‰，即橄榄石斑晶普遍具有比玄武质熔体轻的Li和Fe同位素组成。玄武岩中的橄榄石斑晶是玄武质岩浆结晶分异的产物，这些橄榄石斑晶相对玄武岩基质具有明显轻的Fe同位素组成，表明岩浆结晶分异过程中会发生较大的Fe同位素分馏(Teng et al., 2008; Schuessler et al., 2009; Weyer and Seitz, 2012)。

现有的Fe同位素统计结果表明，大洋玄武岩的Fe同位素组成总体比地幔橄榄岩的Fe同位素组成偏重(图 1)，表明部分熔融过程会导致Fe同位素发生分馏。由于Fe是一种变价元素(Fe²⁺、Fe³⁺)，在地幔橄榄岩部分熔融过程中，Fe³⁺表现为不相容性，优先进入熔体相，从而使得熔体相富集Fe³⁺，而残余相富集Fe²⁺。实验研究结果表明，Fe³⁺富集重的Fe同位素(Shahar et al., 2008)，因此玄武岩较部分熔融后的残余地幔橄榄岩富集重的Fe同位素。Weyer和Ionov(2007)研究发现，地幔橄榄岩的Mg^#和其δ⁵⁷Fe值有微弱的负相关关系，因此认为部分熔融可以改变地幔橄榄岩的Fe同位素组成。然而本研究统计的镁橄榄岩的Fe同位素组成与Mg^#并没有明显相关性(图 4)。地幔部分熔融过程中的Fe同位素分馏大小，主要受体系Fe³⁺和Fe²⁺在熔体/矿物间分配、地幔氧逸度及部分熔融的程度的控制(Dauphas et al., 2009; Williams et al., 2009)。一般情况下，体系中的Fe³⁺/∑Fe越高，熔融的比例越低，产生的熔体的δ⁵⁷Fe相对源岩越富集重的Fe同位素(Dauphas et al., 2009)。由于在部分熔融过程中，体系中绝大多数Fe还保留在地幔残留相中，相对于玄武质熔体，部分熔融作用对地幔源区残留相的Fe同位素影响有限(Dauphas et al., 2009; Craddock et al., 2013)。这也就是为什么目前观察到的地幔橄榄岩的δ⁵⁷Fe平均值比玄武岩的δ⁵⁷Fe平均值仅偏轻~0.17‰(图 1)。

4.2.2 地幔交代作用

目前统计的地幔橄榄岩及其单矿物的δ⁵⁷Fe变化范围可以高达1‰(表 2，图 1)，远高于地幔部分熔融岩浆提取导致的分馏尺度，这么大的Fe同位素组成变化，通常被解释为地幔交代作用影响的结果(Zhu et al., 2002; Beard and Johnson, 2004; Williams et al., 2004, 2005, 2014; Schoenberg and Von Blanckenburg，2006; Weyer and Ionov, 2007; Zhao et al., 2010, 2012, 2015; Huang et al., 2011; Poitrasson et al., 2013; Craddock et al., 2013; Macris et al., 2015)。没有明显交代印记的镁橄榄岩样品，其Fe同位素组成比较均一，例如中国华北克拉通汉诺坝和阳原地区的部分镁橄榄岩，它们具有相近的Mg^#(~90)，单斜辉石稀土元素含量低，稀土配分图中表现为轻稀土亏损或近平坦的配分型式，Sr-Nd同位素组成亏损，因此这些橄榄岩代表了低程度部分熔融的残余岩石圈地幔或类似于原始地幔橄榄岩中的新增生的岩石圈地幔。这些橄榄岩的Fe同位素组成变化范围较小，其平均值(δ⁵⁷Fe=0.00‰±0.04‰，，n=21)类似于陨石的Fe同位素组成的均值(表 1，图 1)。同时，这类橄榄岩的不同矿物间存在Fe同位素分馏，主要矿物间的δ⁵⁷Fe表现为橄榄石≈斜方辉石 < 单斜辉石 < 尖晶石的特点，矿物间Fe同位素分馏达到平衡(Zhao et al., 2010, 2012, 2015)。

经受不同类型地幔交代作用影响的地幔橄榄岩的Fe同位素组成存在明显差异。部分镁橄榄岩经不同程度部分熔融之后，还经历了后期不同程度、不同期次的小规模硅酸质熔/流体交代作用的影响，使得橄榄岩的微量元素变得富集，单斜辉石的稀土配分模式变为轻稀土富集型式，甚至出现交代矿物金云母和角闪石。但是这种类型的交代作用对地幔橄榄岩的主量元素影响不大，其Mg^#和FeO的含量没有明显变化(图 4)。尽管部分样品中的交代矿物金云母和角闪石具有明显重的Fe同位素组成(δ⁵⁷Fe=0.32‰~0.49‰，均值为0.40‰±0.10‰，，n=3)，但由于金云母和角闪石的含量在橄榄岩中所占比例较小( < 2%)，因此全岩的Fe同位素组成变化范围依然很小，其平均值与陨石的平均值近似(图 1)。其共生矿物之间的δ⁵⁷Fe总体表现为橄榄石≤斜方辉石 < 单斜辉石 < 尖晶石，矿物间Fe同位素达到平衡(Zhu et al., 2002; Beard and Johnson, 2004; Williams et al., 2004, 2005, 2014; Zhao et al., 2010, 2012, 2015; Huang et al., 2011; Macris et al., 2015)。因此，小体积硅酸质熔/流体的交代作用并不会对橄榄岩中共生矿物含量比例、主量元素以及Fe同位素组成造成明显变化。

异剥橄榄岩的平均Fe同位素组成与大洋玄武岩的平均Fe同位素组成相近(图 1)。已有研究表明(Ionov et al., 2005; Xiao et al., 2010)，异剥橄榄岩是富SiO₂的玄武质熔体与二辉橄榄岩反应形成的产物，反应过程消耗斜方辉石，生成橄榄石和单斜辉石，反应方式为熔体(Melt)+斜方辉石(Opx)=橄榄石(Ol)+单斜辉石(Cpx)。而部分熔融形成的玄武质熔体相对富Fe，并相对富集重的Fe同位素，与橄榄岩反应会降低全岩的Mg^#，使得Fe同位素变重。

纯橄岩的平均Fe同位素组成略低于球粒陨石的平均Fe同位素组成(图 1)。纯橄榄岩被认为是SiO₂不饱和的硅酸质熔体与难熔的方辉橄榄岩在高的熔/岩比下反应，通过消耗斜方辉石生成橄榄石而形成(Bodinier et al., 1990)。由于方辉橄榄岩为高程度部分熔融的残余，因此其Fe同位素组成普遍较轻。方辉橄榄岩转变为纯橄岩的过程中，橄榄石含量会增加，由于橄榄石相比斜方辉石更富集轻的Fe同位素，因此纯橄岩的Fe同位素组成较轻。此外，熔体与橄榄岩反应过程中的Fe-Mg交换作用也可能是导致纯橄岩Fe同位素变轻的重要机制之一，这一动力学同位素分馏过程将在下文详述。

富铁橄榄岩具轻的Fe同位素组成，并与其Mg^#表现出正相关关系(图 4)，即Mg^#越低，Fe同位素组成越轻，δ⁵⁷Fe最低能达到-1.04‰(Zhao et al., 2012)。橄榄岩这种轻的Fe同位素组成可能是橄榄岩与低δ⁵⁷Fe源区或者熔/流体交代反应形成，也可能是动力学同位素分馏导致。具有轻的Fe同位素组成的源区或者熔/流体主要包括俯冲板片来源的流体(Sharma et al., 2001)，循环的洋壳(Levasseur et al., 2004)以及富CO₂流体或碳酸质熔体(Johnson et al., 2010)，但基于元素和同位素质量平衡的考虑(Williams et al., 2005)，这些来源的熔/流体与橄榄岩交代反应都不能形成富Fe橄榄岩如此轻的Fe同位素组成和高的Fe含量。因此，动力学同位素分馏是导致富铁橄榄岩富集轻Fe同位素的主要原因。近期的实验研究发现在硅酸盐熔体中，当体系中存在热梯度或化学梯度时，会发生显著的动力学同位素分馏(Richter et al., 2003, 2008, 2009; Huang et al., 2010)。Huang等(2010)通过实验研究发现热扩散导致Mg、Ca、Fe的同位素组成具有正相关变化关系，即在体系热的端元均富集了这几种元素轻的同位素，而冷的端元则富集了这些元素重的同位素。然而，该实验结果与地幔橄榄岩的研究结果并不一致，中国华北和苏北地区的部分地幔橄榄岩的Fe与Mg同位素的研究表明2种同位素之间存在反相关关系(Zhao et al., 2010, 2012; Huang et al., 2011)，因此，热扩散作用不是导致这些富铁橄榄岩Fe同位素变化的主要原因。当体系中存在化学梯度时，元素会沿着浓度或活度梯度发生化学扩散，轻的同位素运动较快，而重的同位素运动的慢，从而产生显著的质量分馏(Richter et al., 2003, 2008)。地幔熔/流体与橄榄岩反应时，由于熔体相更富Fe而橄榄岩更富Mg，两相间存在Fe、Mg浓度差，因此Fe和Mg会在两相间发生化学扩散，熔体中的Fe会扩散进入矿物，而矿物中的Mg会扩散进入熔体，从而发生Fe-Mg交换作用，扩散过程中轻的同位素运动速度快，因此橄榄岩的Fe同位素会明显变轻并且Mg同位素会变重，同时橄榄岩Fe含量也会升高并且Mg^#降低(Poitrasson et al., 2013; Weyer and Ionov, 2007; Zhao et al., 2010, 2012)。因此，富铁橄榄岩中轻的Fe同位素组成与低的Mg^#是由于交代过程中矿物与渗透上涌的熔体间发生的Fe-Mg元素交换所导致。

辉石岩是上地幔仅次于橄榄岩捕掳体的重要组成部分，包含着丰富的岩石圈演化信息，目前辉石岩的Fe同位素组成研究的相对比较少。华北克拉通北缘的汉诺坝地区Cr-透辉石型辉石岩和Al-普通辉石型辉石岩属壳-幔过渡带或岩石圈顶部地幔的高压堆晶作用的产物(Xu，2002)，他们的Fe同位素组成与球粒陨石的相似，表明高压堆晶过程没有产生明显的Fe同位素变化。然而值得注意的是，汉诺坝地区石榴子石辉石岩Fe同位素组成比地幔镁橄榄岩的平均值富集Fe的重同位素，而与大洋玄武岩的Fe同位素组成接近。已有的研究结果表明(Liu et al., 2005)，这些石榴子石辉石岩是富钠硅酸盐熔体与橄榄岩交代作用的产物。因此，他们的Fe同位素比地幔镁橄榄岩偏重，很可能与橄榄岩与熔体相互作用有关。汉诺坝金云母辉石岩是玄武质岩浆在地幔深部的滞留，为地幔早期岩浆活动的产物，具有最重的Fe同位素组成，可能与地幔早期富集事件有关。

4.2 Fe同位素对岩石圈地幔的启示意义

综上所述，部分熔融，导致玄武岩比残余地幔橄榄岩富集重的Fe同位素，而地幔交代作用是导致地幔Fe同位素组成不均一的重要机制，并且Fe同位素对地幔交代反应的熔体的性质、来源和相应的地幔过程可以进行制约。从而为橄榄岩与熔体的相互作用在岩石圈演化过程中的重要作用提供了新的证据，同时，为传统的研究结果提供了有益的补充。因此，幔源岩石的Fe同位素地球化学研究对于揭示地幔特征、反演地幔演化过程具有不可替代的作用。

5 结论与展望

随着分析技术和质谱仪性能的不断完善与发展，Fe同位素分析精度得到了显著提高。Fe同位素研究在地球科学众多领域取得了突破性进展，在反映太阳系和行星的早期演化历史以及多种体系下氧逸度的变化等方面均起到了重要作用。在地幔地球化学研究中，Fe同位素也发挥了其独特作用，特别是在揭示地幔交代作用过程，交代熔/流体的来源方面取得了令人关注的进展。今后的工作还需要继续丰富地球各储库的Fe同位素组成数据，探究大范围的Fe同位素地球化学循环，同时应开展Fe同位素体系和其他同位素体系的联合示踪，使各同位素体系能够优势互补，共同制约岩石圈地幔的组成特征与演化历史。