重新探讨锆石熔体中稀土元素（REE）的分离规律：对早期地球浅层地壳熔融过程的新见解

《Geochimica et Cosmochimica Acta》：Revisiting zircon-melt REE partitioning systematics: new insight into shallow crustal melting on early Earth

　　盛尚|郝雄何|维姆·范·韦斯特伦宁|弗劳克耶·M·布劳威尔|林彦豪

Lin Earth and Planetary Laboratory，中国北京高压科学技术研究院，100193

**摘要**
古代岩浆锆石中的微量元素丰度可以为哈迪亚纪和早期太古宙长英质岩浆活动提供独特的见解，然而，将锆石丰度转换为熔体丰度所需的稀土元素（REE）分配系数（DREE）仍知之甚少。我们结合了八个新的高温分配实验（1000–1400°C）的结果与先前数据，量化了DREE的系统规律性，并显示它们强烈依赖于温度和熔体成分。我们建立了一个针对三价REE的经验性晶格应变分配模型，从而能够重新评估从古代锆石中的REE丰度推断出的母岩熔体成分。哈迪亚纪和早期太古宙锆石中的（La/Yb）N比率低于后期太古宙的TTGs和英安岩。这表明，从最早的地球中缺乏石榴石的浅层地壳熔化，到后期太古宙岩浆活动更多地受到了深层石榴石特征的影响。

**引言**
锆石（ZrSiO4）是一种稳健的副矿物，存在于中性到长英质火成岩中，即使在哈迪亚纪（>40亿年）和早期太古宙的地壳中也能保存微量元素和同位素信息（Watson和Harrison, 1983; Hoskin和Ireland, 2000; Burnham和Berry, 2012; Valley等人, 2014; Bell等人, 2016; Liang等人, 2025; Yang等人, 2025; Zhao等人, 2025）。由于其能够结合微量元素（如REE、U、Th、Hf），同时保留U-Pb和Lu-Hf同位素特征，使锆石成为记录岩浆过程和地壳演化的独特工具（Kemp等人, 2007; Liu等人, 2014; Roberts和Spencer, 2015; Mo等人, 2023; Shang等人, 2024）。来自澳大利亚杰克山地区的哈迪亚纪锆石为我们提供了了解原始长英质岩浆活动和早期地壳条件的唯一直接材料窗口（Harrison, 2009; Palin等人, 2020）。

定量解释锆石微量元素丰度需要精确知道锆石-熔体分配系数（D），以预测母岩熔体成分（Bédard, 2006; Chapman等人, 2016），但现有的DREE数据集存在很大差异，在相似条件下往往相差一个数量级以上（Hanchar和Van Westrenen, 2007; Rubatto和Hermann, 2007; Luo和Ayers, 2009; Trail等人, 2011; Trail等人, 2012; Taylor等人, 2015; Burnham和Berry, 2017; Burnham, 2020; Wang和Trail, 2022; Shang等人, 2024）。尽管已经研究了温度（T）和氧逸度（fO2）的影响（Burnham和Berry, 2012; Trail等人, 2012; Streicher等人, 2023），但熔体成分的影响仍然知之甚少，这限制了对古代锆石成分的解释（Grimes等人, 2015）。生长足够大的锆石和准确测量微量元素丰度的实验挑战阻碍了对熔体成分效应的理解（例如，Rubatto和Hermann, 2007; Luo和Ayers, 2009）。在这里，我们报告了锆石与硅酸盐熔体之间钪（Sc）、钇（Y）、钆（Gd）和镥（Lu）分配系数的新的高温实验测定结果。我们的方法包括优化晶体生长协议以合成足够大的锆石用于分析，并在起始材料中掺入足够高浓度的微量元素，以便使用电子探针微分析仪（EPMA）进行精确定量。通过将这些结果与先前数据结合，我们开发了一个新的经验性晶格应变模型，该模型考虑了温度和熔体成分对分配的影响。将此模型应用于年龄范围从44亿到33亿年的杰克山锆石（Bell等人, 2016; Turner等人, 2020），我们推断了地球最早期长英质岩浆的母岩微量元素成分，并重新评估了其成因。

**方法**

2.1. 高温实验
使用两种标记为#1和#2的起始材料进行高温实验。分析试剂级的氧化物（SiO2、Al2O3）、碳酸盐（CaCO3、Na2CO3、K2CO3）和磷酸盐（Ca2P2O7）来合成这两种目标起始材料。称量出适当的成分后，将起始材料浸泡在乙醇中并在玛瑙研钵中研磨1小时，然后在空气中干燥，并在箱式炉中通过逐步升温从650°C升至1000°C的过程中脱碳约7小时，之后在1000°C下保持24小时。所得到的不含水分和碳的粉末在1500°C下烧结20分钟，得到两种均匀的硅酸盐玻璃。根据电子探针微分析（EPMA）的结果，玻璃#1的成分为约60.0 wt% SiO2、16.0 wt% Al2O3、18.9 wt% CaO、3.1 wt% Na2O、1.8 wt% K2O和0.2 wt% P2O5，属于安山岩成分。玻璃#2的成分为约68.0 wt% SiO2、15.0 wt% Al2O3、10.7 wt% CaO、4.15 wt% Na2O、1.8 wt% K2O和0.2 wt% P2O5，属于英安岩成分。
将10 wt%的ZrSiO4粉末加入每种玻璃中以实现锆饱和。所用的化学纯度（CP）级合成ZrSiO4粉末来自上海Aladdin生化技术有限公司。我们还以氧化物形式（如Sc2O3、Lu2O3、Y2O3、Gd2O3）引入微量元素来掺杂起始材料。选择Lu、Y和Gd是为了同时评估HREE和LREE的行为，同时避免了测量非常不兼容的LREE（如La）的分配系数的已知挑战（例如，Hanchar和Van Westrenen, 2007; Streicher等人, 2023）。特别加入Sc是因为先前的研究表明它可以是开发锆石-熔体系统中一致REE分配模型的关键点（例如，Hanchar和Van Westrenen, 2007; Burnham和Berry, 2012; Streicher等人, 2023; Shang等人, 2024）。两种混合物中Sc、Y和Lu的起始浓度设置为400–600 ppm，Gd设置为700–1300 ppm。这些掺杂水平确保了锆石和熔体中的微量元素浓度超过电子探针分析的检测限。添加ZrSiO4和微量元素后，样品再次研磨1小时。最终的起始粉末在实验前至少在110°C下保存24小时以防止吸湿。

在箱式炉中，对两种起始成分进行了一系列八次1-大气压的实验，目标温度从1400°C降至1000°C，温度根据钯和金的熔点进行校准。实验的运行条件见表1。实验目标温度故意设定在典型的自然锆石结晶温度（约600–900°C）以上，以合成足够大的晶体并避免小熔体分数，从而妨碍熔体连通性、有效的微量元素交换和化学平衡。使用外径为3 mm或3.5 mm的开放式铂胶囊来盛放样品粉末，以最大化样品体积。样品首先在1500°C或1400°C下保持10小时，以进一步通过熔化添加的ZrSiO4粉末促进均匀化。随后，样品以0.1°C/h的冷却速率非常缓慢地冷却到目标温度（根据目标温度的不同，耗时20至170天）。样品在目标温度下保持至少30天（三次运行延长至90天；见表1）。缓慢的冷却速率和长时间的保持旨在促进接近平衡条件的实现，并促进锆石晶体生长到足够大的尺寸。0.1°C/h的缓慢冷却速率——相当于大约每10小时1°C——特别设计用于维持锆石过饱和并促进晶体生长，同时在整个冷却过程中保持晶体-熔体界面接近平衡。至关重要的是，随后在目标温度下的30–90天等温保持时间足够长，以便在最终温度下任何形成的晶体边缘能够完全与熔体重新平衡。这种漫长的退火有效地消除了冷却历史中的次要动力学效应，使得测量到的成分与目标温度下的平衡分配一致，而不是来自一系列温度的综合信号。所有实验都是通过将铂胶囊迅速浸入水中淬火的。

**表1. 实验条件和产品**

| 运行编号 | 起始材料 | 起始温度（°C） | 冷却速率（°C/h） | 目标温度（°C） | 保持时间（h） | 相比例（%） | Na损失（%） | K损失（%） | 熔体 | Zrn | Bad | Pl | Wo | ZCS |
| --- | --- | --- | --- | --- | --- | --- | --- | --- | --- | --- | --- | --- |
| #1-1350 | #1 | 1350 | 0.1 | 1400 | 0.1 | 1350 | 360 | 0.9 | 77.9 | 2.1 | ? | ? | ? | 66.5 | 76.7 |
| #1-1200 | #1 | 1500 | 0.1 | 1200 | 750 | 97.4 | 2.5 | 0.1 | ? | ? | 2.7 | 4.4 | 7.4 | 60.1 | 7.7 | ? | 1.1 |
| #1-1100 | #1 | 1500 | 0.1 | 1100 | 750 | 57.0 | 2.1 | 0.1 | 12 | 1.2 | 12.4 | 7.4 | 60.1 | 7.7 | ? | 1.1 |
| #2-1400 | #2 | 1400 | 0.1 | 1400 | 360 | 98.1 | 1.9 | ? | ? | ? | 60.7 | 27.0 | #2-1350 | #2 | 1400 | 0.1 | 1350 | 360 | 94.5 | 5.5 | ? | ? | 67.0 | 48.2 |
| #2-1265 | #2 | 1500 | 0.1 | 1265 | 1500 | 97.7 | 2.3 | 0.0 | ? | ? | 6.6 | 1.2 | #2-1100 | #2 | 1500 | 0.1 | 1100 | 750 | 76.1 | 1.0 | 0.0 | 5.7 | ? | 17.3 | 48.0 | 8.1 | ? | 6.5 |
| #2-1000 | #2 | 1500 | 0.1 | 1000 | 750 | 82.1 | 2.5 | 0.0 | 12 | 2.3 | ? | 43.6 | 0.0 | ? | 1.6 |

**注释：**
Zrn = 锆石，Bad = 巴德莱石（Baddeleyite），Pl = 斜长石（Plagioclase），Wo = 沃拉松石（Wollasonite），ZCS = ZrCa2Si4O12相；An值：斜长石中的斜长石摩尔百分比。

2.2. 分析技术
实验产物被安装在环氧树脂中，并使用连续砂纸研磨和钻石膏抛光工艺抛光至镜面效果。抛光后的样品在成像和成分分析前过夜干燥并碳涂层。在北京高压科学技术研究院（HPSTAR）使用JEOL JCM-7000场发射扫描电子显微镜（FE-SEM）进行背散射电子（BSE）成像和能量分散光谱（EDS）映射。分析采用了15 kV加速电压和8 nA束电流。通过相关BSE-EDS检查纹理和化学特征来鉴定相。EDS分析的成分用于通过质量平衡计算评估每种相的模态比例。

使用中国冶金地质局山东分院的JEOL JXA-8230电子探针微分析仪（EPMA）确定了实验中锆石和熔体的主要和微量元素浓度。对于锆石分析，主要元素在15 kV和20 nA下测量，微量元素在15 kV和100 nA下测量，束径均为1–3 μm。对于熔体分析，主要元素浓度在15 kV和20 nA下测量，束径为10 μm；微量元素在15 kV和50 nA下测量，束径也为10 μm。所有电子探针微分析都采用了标准的ZAF校正程序，并用天然和合成矿物标准进行校准。EPMA分析中使用的标准包括铝榴石（Al）、磷灰石（P）、透辉石（Ca）、 Jadeite（Si, Na）、正长石（K）、巴德莱石（Zr, Hf）、钪金属（Sc）、钇铝石榴石（Y）、钆磷酸盐（Gd）和镥磷酸盐（Lu）。我们的EPMA微量元素分析的检测限通常为Sc 150 ppm，Gd 100 ppm，Y 100 ppm，Lu 200 ppm。为了验证化学均匀性和评估在长时间冷却过程中可能产生的成分分带，我们在选定的较大锆石晶体（>15 μm）上进行了多次点分析。这些剖面显示Sc、Y、Gd和Lu的浓度在分析不确定性范围内是均匀的（通常<10–15%），这与晶体在目标温度下达到化学平衡一致，并表明它们没有保留来自冷却过程的显著分带。报告的成分是每个相5–15次分析的平均值。由于超出本研究范围，未对其他矿物相的成分进行EPMA分析。

在小锆石晶体（<15 μm）中，使用高束电流（100 nA）进行微量元素分析时，需要考虑分析激发体积和潜在的二次荧光伪影。当高能X射线在锆石内部产生并进入相邻的熔体时，会激发感兴趣元素的原子，这些原子会发射自己的特征X射线。部分来自熔体的二次X射线可能进入探测器并被错误地归因于锆石信号。这可能导致分配系数接近或小于1的元素的浓度被高估，例如我们的一些实验中的Sc。为了定量评估这种偏见的潜在程度，我们使用Llovet和Salvat（2017）描述的PENEPA软件包进行了蒙特卡洛模拟。模拟了一个15 kV、100 nA电子束在锆石晶体中心与共存硅酸盐熔体的平面界面上的几何形状，使用了我们实验中的代表性主要元素成分。模拟了X射线的空间分布，以评估熔体产生的荧光对从锆石测量信号的贡献。

为了进一步验证EPMA微量元素分析的准确性，我们还使用激光烧蚀-电感耦合等离子体质谱（LA-ICP-MS）分析了熔体成分。分析在中国冶金地质局山东分院的Thermo Fisher ICAP Q ICP-MS与GeoLasPro 193 nm ArF准分子激光系统上进行。均匀的193 nm激光束以10–12 J/cm2的通量聚焦在样品表面。每次采集包括20秒的背景收集（气体空白）和60秒的测量，重复率为6 Hz。烧蚀过程的点直径设置为30 μm。氦气载气（750 ml/min）将烧蚀物质从样品池中输送出来，氩气通过T型连接器在ICP炬之前引入。校准使用了NIST合成玻璃（610, 612）和USGS玄武岩玻璃（BIR-1G, BCR-2G）作为外部标准。质量控制采用了来自中国国家地质分析中心的地质标准玻璃（CGSG-1, CGSG-2）。每八个样品后会对标准样品进行分析。离线数据还原采用ICPMSDataCal软件，遵循Liu等人的方法（2008年），不使用内部标准进行100%标准化处理。为了确保分析目标为不含矿物包裹体的均匀玻璃，我们实施了严格的筛选程序。在每次测量之前，都会仔细检查背散射电子图像（BSE）以选择原始玻璃区域，并使用直径30 μm的光斑确保代表性采样，同时避免可见的晶体边界。在采集过程中，对所有元素（Si, Zr, Hf, Sc, Y, Gd, Lu）的时间分辨信号进行监控；任何显示出Zr, Hf, Si或稀土元素（REE）计数突然升高或波动的分析结果——这可能表明微晶体或锆石包裹体被意外烧蚀——都被剔除。只有显示稳定、平坦平台的时间间隔（通常为20–70秒）被用于最终的浓度计算。

3. 结果
3.1. 实验产物
实验产物的背散射电子图像见图1，相组成见表1。相比例是通过质量平衡确定的，也在表1中提供。在所有实验产物中，锆石晶体分散在淬火后的硅酸盐熔体中（图1）。这些晶体的形态为自形至亚自形（图1），随机分布在玻璃基质中。所有实验中锆石颗粒宽度始终低于约20 μm，即使是在长达90天的实验中也是如此。Baddeleyite在1265°C时首次出现，斜长石加上钙钛矿开始在1100°C时结晶（图1）。Baddeleyite在实验产物中的比例可以忽略不计（表1）。样品中的斜长石在#1–1100实验中为拉长石（An60.1），在#2–1100和#2–1000实验中分别为安山岩长石（An48.0）和安山岩长石（An43.6）。没有观察到碱长石。在#1–1100和#2–1100实验中鉴定出一种组成为ZrCa2Si4O12的相，这可能代表了一种在富含硅的岩石中以前未被识别的矿物。这值得进一步研究，但超出了本研究的范围。

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图1. 在不同温度下合成的实验产物的背散射电子图像。标签表示起始材料和温度：(a) #2–1400（起始材料#2，1400°C），(b) #2–1350（起始材料#2，1350°C），(c) #2–1265（起始材料#1，1265°C），(d) #1–1350（起始材料#1，1350°C），(e) #1–1200（起始材料#1，1200°C），(f) #1–1100（起始材料#1，1100°C），(g) #2–1100（起始材料#2，1100°C），以及(h) #2–1000（起始材料#2，1000°C）。图像中标记的关键相包括锆石（Zrn）、Baddeleyite（Bad）、斜长石（Pl）、钙钛矿（Wo）、ZrCa2Si4O12相（ZCS）、淬火熔体（Melt）和样品胶囊中的铂（Pt）。
Baddeleyite颗粒大约2–5 μm大小，明显小于锆石晶体。所有斜长石和钙钛矿颗粒的宽度大约在10–20 μm之间。斜长石和钙钛矿晶体显示出良好的自形延长形状，表明在生长过程中与熔体达到了结构和化学平衡。随着温度的降低，通过质量平衡计算得出的熔体比例从起始材料#1的1400°C时的97.9%下降到1100°C时的57.0%，起始材料#2的熔体比例从1400°C时的98.1%下降到1000°C时的82.1%。

3.2. 主要元素
所有实验样品中锆石和共存熔体的主要元素组成见表2。分析的锆石在组成上接近化学计量比ZrSiO4。淬火熔体代表了实验条件下的液相，是均匀的硅酸盐玻璃。

表2. 通过EPMA测量的锆石和熔体的主要和微量元素组成。
| 运行编号 | 起始材料 | 运行条件 | 相 | 氧化物（wt%）|
|---------|--------|---------|---------|
| #1–1350 | #1 | 1350°C/3600 h | 锆石 | 6 |
| | | | 33.0 | 90.0 | 1.0 | 20.2 | 10.1 | 0.1 | 64.1 | 1.2 | 0.05 | 20.0 | 0.1 | 64.1 | 199.0 | 0.3 | 0.01 | 0.02 | 0.1 | 0.08 | 0.4 | 0.04 | 0.05 | 0.08 | 0.01 | 0.01 | 0.03 | 0.01 | 0.01 | 0.01 |
| | | | 6 | 59.4 | 91.4 | 15.8 | 17.6 | 10.9 | 0.3 | 0.2 | 4.3 | 0.02 | 0.08 | 0.06 | 0.09 | 0.02 | 0.09 | 0.02 | 0.05 | 0.08 | 0.1 | 0.01 | 0.09 | 0.07 | 0.01 | 0.01 | 0.06 | 0.01 | 0.00 | 0.00 | 0.01 | 0.01 |
| | | | 1 | | 6 | 33.0 | 6 | 0.03 | 10.0 | 0.02 | 0.01 | 6 | 0.01 | 1.3 | 0.04 | 0.05 | 0.1 | 0.06 | 0.04 | 0.07 | 0.08 | 0.09 | 0.01 | 0.04 | 0.04 | 0.09 | 0.02 | 0.03 | 0.01 | 0.01 | 0.00 | 0.01 | 0.01 |
| | | | 2 | | 5 | 33.2 | 6 | 0.02 | 0.09 | 0.02 | 0.01 | 0.01 | 0.06 | 0.04 | 0.09 | 0.1 | 0.02 | 0.05 | 0.03 | 0.07 | 0.05 | 0.05 | 0.08 | 0.01 | 0.01 | 0.09 | 0.04 | 0.05 | 0.08 | 0.02 | 0.00 | 0.07 | 0.01 | 0.01 |
| | | | 1 | | 1 | 32.9 | 6 | 0.02 | 0.09 | 0.02 | 0.01 | 0.01 | 0.01 | 0.1 | 0.1 | 0.1 | 0.1 | 0.1 | 0.1 | 0.02 | 0.03 | 0.01 | 0.01 | 0.02 | 0.03 | 0.02 | 0.01 | 0.01 | 0.05 | 0.03 | 0.01 |
| | | | 2 | | 7 | 6 | 0.07 | 0.02 | 0.01 | 0.06 | 0.04 | 0.05 | 0.1 | 0.08 | 0.04 | 0.4 | 0.03 | 0.05 | 0.05 | 0.06 | 0.04 | 0.08 | 0.09 | 0.02 | 0.09 | 0.08 | 0.05 | 0.02 | 0.01 | 0.01 | 0.01 | 0.08 |
| | | | 1 | | 1 | 32.8 | 0.07 | 0.02 | 0.03 | 0.01 | 0.02 | 0.01 | 0.1 | 0.1 | 0.1 | 0.1 | 0.1 | 0.1 | 0.02 | 0.03 | 0.01 | 0.01 | 0.02 | 0.02 | 0.01 | 0.03 | 0.01 | 0.01 | 0.01 | 0.02 |
| | | | 2 | | 1 | 1400°C/3600 h | 锆石 | 7 | 33.2 | 0.02 | 0.02 | 0.1 | 0.01 | 0.02 | 0.01 | 0.02 | 0.01 | 0.02 | 0.01 | 0.01 | 0.02 | 0.01 | 0.02 | 0.01 | 0.01 | 0.02 | 0.01 | 0.01 | 0.01 | 0.02 | 0.01 | 0.01 | 0.01 | 0.02 |
| | | | 2 | | 1 | 1400°C/3600 h | 熔体 | 6 | 33.2 | 0.02 | 0.02 | 0.01 | 0.02 | 0.01 | 0.02 | 0.01 | 0.01 | 0.02 | 0.01 | 0.02 | 0.01 | 0.02 | 0.01 | 0.01 | 0.02 | 0.01 | 0.01 | 0.01 | 0.02 | 0.01 | 0.01 | 0.02 | 0.01 | 0.01 | 0.01 | 0.01 | 0.01 |
| | | | 2 | | 1 | 1350°C/3600 h | 锆石 | 7 | 32.9 | 0.02 | 0.02 | 0.04 | 0.03 | 0.01 | 0.01 | 0.02 | 0.01 | 0.02 | 0.01 | 0.01 | 0.02 | 0.01 | 0.01 | 0.02 | 0.01 | 0.01 | 0.02 | 0.01 | 0.01 | 0.02 | 0.01 | 0.01 | 0.01 | 0.01 |
| | | | 2 | | 1 | 1350°C/3600 h | 熔体 | 6 | 32.9 | 0.02 | 0.04 | 0.03 | 0.01 | 0.01 | 0.02 | 0.01 | 0.01 | 0.02 | 0.01 | 0.02 | 0.03 | 0.01 | 0.01 | 0.02 | 0.01 | 0.01 | 0.02 | 0.01 | 0.01 | 0.01 | 0.01 | 0.02 | 0.01 | 0.01 | 0.01 | 0.01 |
| | | | 1 | | 1 | 1265°C/1500 h | 锆石 | 8 | 32.9 | 0.05 | 0.06 | 0.02 | 0.02 | 0.02 | 0.25 | 0.35 | 0.05 | 0.1 | 0.1 | 0.1 | 0.1 | 0.1 | 0.1 | 0.1 | 0.1 | 0.01 | 0.02 | 0.02 | 0.01 | 0.01 | 0.02 | 0.01 | 0.01 | 0.01 | 0.01 | 0.02 |
| | | | 2 | | 1 | 1100°C/750 h | 锆石 | 8 | 32.8 | 0.07 | 0.03 | 0.03 | 0.03 | 0.03 | 0.1 | 0.1 | 0.1 | 0.03 | 0.01 | 0.02 | 0.03 | 0.03 | 0.01 | 0.01 | 0.02 | 0.03 | 0.01 | 0.01 | 0.01 | 0.02 | 0.01 |
| | | | 2 | | 1 | 1000°C/750 h | 锆石 | 7 | 33.9 | 0.4 | 0.1 | 0.06 | 0.18 | 0.06 | 0.1 | 0.1 | 0.1 | 0.01 | 0.1 | 0.1 | 0.02 | 0.03 | 0.01 | 0.02 | 0.01 | 0.01 | 0.02 |我们利用以下通用方程推导出对数DREE与温度倒数（1/T）以及熔体成分参数（ASI和nbo/t）之间的经验关系：
(1)
logDi = aT + b × ASI + c × nbo/t + d
其中a、b、c和d是特定元素的回归系数。参数a、b、c和d的最佳拟合值（表5）是针对所有稀土元素（REE）单独获得的（氧化还原敏感元素Ce和Eu除外），并结合了我们的新结果（对于Y、Gd、Sc和Lu）以及文献数据（表4、S1和S2）。例如，Lu的分配数据（n = 62；数据集见图4d）可以表示为：

表5. 基于方程（1）的REE分配系数与温度和熔体成分依赖性的回归系数。

| 元素 | a | b | c | d |
|-----------|-------------|-------------|-------------|-------------|
| La | 64 | 20 | 88 | 0.09 |
| Ce | 45 | 50 | 59 | ?0.04 |
| Pr | 54 | 0 | 90 | ?1.42 |
| Gd | 50 | 65 | 0 | ?4.49 |
| Nd | 31 | 40 | 60 | 0.16 |
| Sm | 37 | 50 | 49 | ?0.34 |
| Tb | 58 | 20 | 13 | 0.46 |
| Dy | 70 | 60 | 81 | 0.18 |
| Ho | 33 | 10 | 51 | ?0.99 |
| Er | 73 | 70 | 78 | ?0.25 |
| Tm | 49 | 30 | 12 | 0.58 |
| Yb | 29 | 80 | 53 | ?0.75 |
| Lu | 34 | 90 | 35 | ?1.67 |

Lu的分配数据的回归方程为：
logDi = (3489 ± 351)T + (0.41 ± 0.11) × ASI + (?0.45 ± 0.17) × nbo/t + (?1.67 ± 0.32)，R2 = 0.80（2）。预测值与实验测量结果（图5）非常吻合，证实了模型的一致性。方程（1）结合表5中列出的特定元素拟合系数，可以根据温度和熔体成分预测镧系元素（REE）的DREE值。我们的校准数据集包括新的高温数据以及在不同温度（750–900°C）下进行的研究中发表的分配系数。模型准确预测了这些低温值（图5），证实了其在自然岩浆系统相关整个温度范围内的有效性。

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图5. 实际与预测的Lu（a）和Gd（b）的锆石/熔体分配系数比较。该分析使用了本研究的新数据以及文献值的汇编。实际D值是通过将锆石中的微量元素浓度除以共存熔体中的浓度计算得出的。预测的D值是使用本研究开发的经验方程（1）生成的。本研究的数据用红色表示，而文献数据用灰色表示。1:1线表示完全一致。误差条表示1σ不确定性。

这些关系的一个关键应用是，它们可以被重新排列以用作独立的地温计，通过测量锆石和熔体成分来求解温度。为了测试我们新的地温计的实际应用和可靠性，我们寻找了一个自然系统，在该系统中熔体成分与锆石的平衡可以被可靠地约束，从而避免了使用全岩成分作为熔体代理的固有不确定性。我们选择了Bükkalja火山场的中新世硅质火山碎屑岩，其中锆石与原始的、快速冷却的火山玻璃共存，这些玻璃准确地代表了平衡熔体成分（Lukács等人，2021年；Harangi等人，2005年；图6）。这个数据集相比锆石-全岩对具有关键优势，因为玻璃直接记录了锆石结晶所来自的液体，没有源自前锆石相的分步结晶或晶体积累的复杂因素——这些过程通常会将整体岩石成分与实际熔体化学成分分离。

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图6. 从Bükkalja火山场中新世硅质火山碎屑岩的锆石/熔体REE分配系数得出的温度估计。（a）Onuma图显示了Harsány火山碎屑岩的REE分配系数与离子半径的关系，并根据Blundy和Wood（1994年）的晶格应变模型进行了拟合。（b，c）使用本研究开发的校准方法计算的Harsány（b）和Demjén（c）火山碎屑岩的特定元素温度。白色框表示被排除的元素，其不确定性较大，而绿色框表示用于平均的重稀土元素（Er、Yb、Lu和Y）。虚线表示使用这些HREE计算的平均温度，带有一定的2σ不确定性。（d）使用本研究基于REE的地温计（红色条形）、Streicher等人（2023年）的校准（青色条形）以及Ti-锆石地温计（灰色带）得出的六个喷发单元的温度估计比较。图（b–d）中的框和条形高度代表2σ不确定性。我们的结果（797 ± 30°C）与Ti-锆石地温计（710–850°C）非常吻合，但系统性地高于Streicher等人（2023年）模型的结果（545 ± 19°C）。锆石和熔体的原始数据来自Lukács等人（2021年）和Harangi等人（2005年）。

这些火山碎屑岩中的锆石-玻璃REE分配系数与晶格应变模型的预期结果非常吻合（图6a）。将我们的模型（方程（1）应用于这些天然锆石-玻璃对并求解温度，得出的温度估计为797 ± 30°C（2σ），这是基于重稀土元素（HREE：Er、Yb、Lu和Y）的分配系数（图6b,c）。这些温度与同一锆石的独立Ti-锆石测温结果（710–850°C；Lukács等人，2021年；图6d）非常吻合。这种一致性验证了我们的模型在具有准确熔体成分的天然系统中的应用可靠性。值得注意的是，我们的温度估计值系统性地高于Streicher等人（2023年）基于REE的地温计（545 ± 19°C）得到的结果（图6d）。我们将这种差异归因于我们的校准明确考虑了熔体成分效应（ASI和nbo/t），而Streicher等人（2023年）的模型仅依赖于温度依赖的晶格应变参数，没有考虑变化的熔体化学成分。两种基于REE的地温计之间的系统偏差强调了在解释天然锆石-熔体系统中的REE分配时考虑熔体成分的重要性。我们的ASI和nbo/t校正后的温度与Ti-锆石地温计之间的极好一致性进一步证实了温度和熔体结构（ASI、nbo/t）是锆石-熔体REE分配的主要控制因素，我们的模型成功捕捉了这些变量，为天然岩浆系统提供了可靠的温度估计。

**4.2. 微量元素掺入和晶格应变模型**
锆石（ZrSiO4）的结构由两个主要的多面体单元组成：[SiO4]四面体，其中硅（Si4+）处于四配位状态；[ZrO8]三角十二面体，其中锆（Zr4+）处于八配位状态，这些单元之间有间隙（Finch和Hanchar，2003）。微量元素主要通过同构取代进入锆石晶格（Hanchar等人，2001）。由于离子大小和电荷平衡的限制，三价阳离子如Sc3+、Y3+、Gd3+和Lu3+主要替代Zr4+在较大的八配位位点，而不是在较小的四面体位点或间隙位置（Hinton和Upton，1991）。
这些阳离子在锆石和熔体之间的分配可以使用晶格应变模型（Blundy和Wood，1994）定量描述：
(3)
Di = D0exp[-4πENART(r02ri-r02+13(ri-r0)3]
其中D0表示完美匹配最佳位点半径（r0）的阳离子的假设分配系数，E是反映位点硬度的有效杨氏模量，ri是替代元素的离子半径，NA是阿伏伽德罗常数，R是开尔文温度（Blundy和Wood，1994）。晶格应变参数（D0、r0、E）是通过将具有相同电荷但不同半径的一系列阳离子的实验D值拟合到方程（3）中得到的。

许多之前的锆石-熔体REE分配研究缺乏小型三价阳离子（特别是Sc3+）的数据，这限制了对r0和E的约束（例如Rubatto和Hermann，2007年；Luo和Ayers，2009年；Taylor等人，2015年）。我们的实验明确包含了Sc的数据，提供了更广泛的离子半径范围，并得到了更稳健的晶格应变拟合。我们将晶格应变模型（方程（3）应用于我们八次实验中Sc、Y、Gd和Lu的D值。得到的晶格应变参数（D0、r0、E）总结在表4中。Onuma图（显示log Di与ri的关系图，来自Onuma等人（1968年）；图7）说明了模型晶格应变曲线与实验数据之间的极好一致性，这与我们的实验条件下的近平衡分配一致。这种内在一致性，包括D < 1的Sc数据点，会被显著的分析误差破坏。这进一步支持了我们的测量分配系数与平衡分配一致，而不是分析误差或非平衡状态的解释。

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图7. Onuma图（Onuma等人，1968年）显示了三价阳离子（Sc、Y、Gd、Lu）的锆石/熔体分配系数与离子半径的关系。数据由EPMA确定，用于实验运行：（a）#1–1100，（b）#1–1200，（c）#1–1350，（d）#2–1000，（e）#2–1100，（f）#2–1265，（g）#2–1350，（h）#2–1400。实线曲线代表晶格应变模型拟合（Blundy和Wood，1994）。离子半径（?）对应于八配位（Shannon，1976）。每个运行的温度条件在面板标签中说明（例如，#2–1350：运行#2在1350°C）。面板（i）总结了所有运行的温度与lnD0之间的关系，红色和绿色符号分别对应于起始材料#1和#2。误差条表示1σ不确定性。

与第4.1节中参数化单个REE D值的方法类似，我们对文献（Rubatto和Hermann，2007年；Luo和Ayers，2009年；Taylor等人，2015年；Burnham和Berry，2012年；Burnham，2020年；Shang等人，2024年）和我们的实验晶格应变参数D0、位点半径r0以及有效杨氏模量E与温度以及熔体成分（n = 46；表4和S2）进行了回归分析。使用方程（2）中的相同参数，得到以下D0和r0的线性关系：
lnD0 = 5253 ± 762T + 1.09 ± 0.31 × ASI + 1.56 ± 0.32 × nbo/t + (?1.33 ± 0.72)，R2 = 0.86（4）。
r0 = 89 ± 24T + 0.041 ± 0.006 × ASI + 0.06 ± 0.01 × nbo/t + (0.94 ± 0.02)，R2 = 0.83（5）。
预测的D0和r0值与我们的晶格应变拟合结果非常吻合（图8）。

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图8. 实际和预测的晶格约束参数D0（a）和r0（b）的值比较。实际D0和r0值是使用Blundy和Wood（1994年）的晶格应变模型（方程（3）对REE分配系数进行拟合得出的。预测的D值是使用本研究开发的经验方程（4）和方程（5）生成的。本研究的数据用红色和绿色表示实验系列#1和#2，文献数据用灰色表示（表4和S2）。1:1线表示理想对应关系。误差条表示1σ不确定性。

对于杨氏模量E，没有观察到统计学上显著的成分趋势。因此，我们纳入了Streicher等人（2023年）的物理约束：
(6)
E = Q(roxygen + r0)3
其中roxygen = 1.38 ?（Shannon，1976），Q是与锆石的体积模量相关的常数（Streicher等人，2023）。这种关系基于多面体体积模量系统（Hazen和Finger，1979），明确将E与r0联系起来，确保了两个参数的物理真实性。使用本研究和文献数据（表4和S2）中的所有E和r0，我们从方程（6）得出了Q = 7887 ± 2083 GPa??3的Q值，用于锆石-熔体分配系统。

将方程（4）、（5）和（6）代入晶格应变模型（方程（3）得到一个新的DREE预测模型（方程（7）：
(7)
Di = exp(5253T ? 1.56 × nbo/t + 1.09 × ASI ? 1.33 × exp[-4πNAR7887Troxygen + 89T ? 0.06 × nbo/t ? 0.041 × ASI + 0.943(89T ? 0.06 × nbo/t ? 0.041 × ASI + 0.942ri ? 89T ? 0.06 × nbo/t ? 0.041 × ASI + 0.942])3
我们和文献中用于校准该模型的实验熔体的主要元素成分涵盖了从中性到长英质岩石类型的范围，SiO2含量在54%到80%之间，总碱（Na2O + K2O）的值从低到高不等（图2）。此外，实验条件涵盖了广泛的范围：温度从800到1400°C，压力从1 atm到2 GPa，氧气逸度和水含量变化（表1、表2和S1）。尽管压力、氧气逸度和水含量在实验之间变化很大，且尚未系统研究，但方程（7）的观测结果与预测之间的良好拟合表明熔体成分和温度是锆石-熔体REE分配的一阶控制因素。我们不能排除压力、fO2和/或水含量可能产生的次要影响，或者它们通过熔体结构参数（ASI和nbo/t）的协变性部分被捕获。系统研究这些额外变量是未来研究的重要方向。

**4.3. 哈德尼亚长英质岩浆的浅源证据**
在本节中，我们展示了我们新模型（方程（7）的一个应用。重建哈德尼亚和太古宙长英质岩浆的成分和成因是具有挑战性的，因为早期地壳已被后续的地质过程广泛修改。由于锆石具有出色的韧性，它可以保留那些原始岩浆的地球化学特征。通过将我们的晶格应变模型（第4.2节）应用于Jack Hills锆石的微量元素数据（使用Bell等人，2016年；Turner等人，2020年的汇编），我们重建了其母熔体的成分。这里，我们关注熔体中轻稀土元素（LREE）与重稀土元素（HREE）的比例，该比例可以用（La/Yb）N表示（下标N表示相对于C1球粒陨石值的标准化）。这个参数与熔体形成的深度密切相关（Moyen和Martin，2012年；Hastie和Fitton，2019年；Tang等人，2024年）。

为了研究熔体的（La/Yb）N，我们将La的分配系数（DLa）除以Yb的分配系数（DYb）。将这一点与方程式（3）结合，我们得到：(8)lnDLaDYb=-4πENART[13(rLa3-rYb3)-r02(rLa2-rYb2)]在这个方程式中，如果已知T、E和r0，就可以确定分配系数DLa/DYb的比值。由于可以使用方程式（6）从r0推断出E，因此这个方程式实际上只需要T和r0就能确定DLa/DYb的比值。D0项在推导过程中被取消了。如果我们将这个方程式与方程式（7）结合起来，也可以使用以下公式计算La和Yb的分配系数比值：(9)lnDLaDYb=-4πNART·7887(roxygen+89T-0.06×nbo/t-0.041×ASI)3[13(rLa3-rYb3)-89T-0.06×nbo/t-0.041×ASI2(rLa2-rYb2)]在这个方程式中，只需要温度、ASI和nbo/t就可以得到DLa/DYb的比值。这里，ASI和nbo/t可以通过方程式（5）与r0联系起来。因此，上述两个方程式（8和9）在本质上是等价的。方程式（8-9）中提到的La和Yb的分配系数比值与锆石和熔体中的(La/Yb)N有如下关系：(10)DLaDYb=LaZm/LaMeltYbZrn/YbMelt=(La/Yb)Zm(La/Yb)Melt=(La/Yb)Zm/(La/Yb)Chondrite(La/Yb)Melt/(La/Yb)Chondrite=La/YbNZmLa/YbNmelt通过结合方程式（5-10），我们可以推导出以下关系：(11)ln[La/YbNMelt]=ln[La/YbNZm]+4πNART·7887(roxygen+r0)3[13(rLa3-rYb3)-r02(rLa2-rYb2)]和(12)ln[La/YbNMelt]=ln[La/YbNZm]+4πNART·7887(roxygen+89T-0.06×nbo/t-0.041×ASI)3[13(rLa3-rYb3)-89T-0.06×nbo/t-0.041×ASI2(rLa2-rYb2)]上述两个方程式（11和12）是等价的。在这两个方程式中，如果我们知道温度、r0（或者熔体的ASI和nbo/t）以及锆石中的(La/Yb)N，我们就可以推断出熔体的(La/Yb)N。锆石中的(La/Yb)N可以直接从文献数据中计算得出，而温度可以通过锆石中的Ti含量热测量法来确定。对于Jack Hills锆石数据集，使用Ti-in-zircon热测量法（Watson等人，2006年）计算了Bell等人（2016年）研究的颗粒的个别结晶温度，这些颗粒构成了我们研究的主要部分。对于Turner等人（2020年）研究但缺乏Ti数据的颗粒，我们采用了Bell等人（2016年）数据集中得出的平均值676±10°C（2σ）。这种精细化的方法最小化了温度相关的不确定性，从而得到了熔体的(La/Yb)N，因为Bell的数据集占主导地位。然而，要重建Jack Hills锆石的母体熔体的(La/Yb)N比值，需要知道熔体参数，如ASI和nbo/t——或者等效的锆石中的位点半径r0——这些参数无法直接测量。尽管Shang等人（2024年）提出了一种通过锆石中的铝和磷浓度来估算熔体ASI的方法，但在大多数关于Jack Hills锆石的先前的研究中，这些元素并没有被系统地分析过。幸运的是，约40.2亿年前的Acasta片麻岩复合体（Reimink等人，2014年）为Jack Hills锆石的母体熔体提供了一个有用的地球化学类比。支持这一类比的是，Jack Hills母体熔体的平均SiO2含量为59±6 wt%（Turner等人，2020年），这与40.2亿年Acasta片麻岩的平均成分（61.1±2.9 wt%）一致。这种成分相似性表明Acasta片麻岩可以合理地近似早期地壳的关键熔体特征。使用40.2亿年Acasta片麻岩的整体主要元素成分（Reimink等人，2014年），我们计算出了其ASI和nbo/t的值，平均值分别为0.96±0.07和0.34±0.07。我们应用方程式（5）估算出相应的位点半径r0为0.950±0.002（1σ）。这个从Acasta片麻岩类推得出的r0值得到了独立的统计分析的强烈支持。Streicher等人（2023年）对46个已发表的锆石-熔体DREE数据集进行了核密度估计（KDE），并确定了一个主要概率峰，r0=0.95 ?（基于他们的Q2常数），这个结果与我们的估算非常吻合。此外，r0=0.95 ?与其他关键研究中建议的最佳值也一致。例如，Zhong等人（2019年）基于35个数据集提出了r0=0.954 ?的估算。虽然有些研究发现有所不同，如r0=0.93 ?（Smythe和Brenan，2016年）以及r0=0.901 ?（Shi等人，2022年），整体范围在0.79 ?到1.02 ?之间（Burnham和Berry，2012年），但我们的0.95 ?值处于公认的范围内，并且是最具统计稳健性的估算之一。r0=0.95的值甚至适用于大多数自然系统中SiO2含量约为75 wt%的进化岩石（例如Colombini等人，2011年；Padilla和Gualda，2016年）。利用r0的这种限制，结合温度和锆石中的(La/Yb)N比值，我们继续使用方程式（11）计算熔体的(La/Yb)N。我们的结果清楚地显示了与Jack Hills锆石平衡的熔体与后来形成的典型太古宙长英质岩浆之间的地球化学差异。对于冥古宙和早期太古宙熔体计算的(La/Yb)N比值显著低于太古宙TTG岩系的特征值（图9；Moyen，2011年），即使对于能够覆盖几乎所有锆石母岩成分的r0值范围从0.93到0.97也是如此。TTG岩系中(La/Yb)N的升高通常归因于镁铁榴石在岩浆生成过程中的参与——这种矿物更倾向于结合稀土元素（LREEs）而不是轻稀土元素（HREEs）（Moyen和Martin，2012年；Hastie和Fitton，2019年；Tang等人，2024年）。这种特征通常在厚稳定地壳中的高压熔融/分馏过程中形成（Polat，2012年；Caton等人，2022年）。同样，由俯冲的海洋板块在高压条件下部分熔融产生的-adakites由于残留物中保留了镁铁榴石而表现出高(La/Yb)N（Drummond和Defant，1990年；Martin等人，2005年；Zhang等人，2019年）。因此，Jack Hills平衡熔体中明显较低的(La/Yb)N比值排除了这些冥古宙长英质岩浆采用类似的高压、镁铁榴石影响的岩浆形成途径。下载：下载高分辨率图像（207KB）下载：下载全尺寸图像图9. 使用陨石标准化(La/Yb)N与YbN协变关系进行早期熔体系统的地球化学区分。与Jack Hills锆石平衡的计算熔体组成（红色符号）是根据初级锆石特征（Bell等人，2016年；Turner等人，2020年）使用方程式（7）和（11）得出的。这些熔体与Acasta片麻岩复合体（AGC；Reimink等人，2016年）进行了比较，包括40.2亿年的Idiwhaa透长岩片麻岩（浅蓝色菱形）、39.4亿年的透长岩（蓝色菱形）、37.5亿年的透长岩（浅绿色菱形）以及≤36亿年的花岗岩类（深绿色菱形），以及太古宙TTG岩系（灰色符号；Moyen等人，2011年）。TTG领域根据Sr/Y比值分为高压（HP：Sr/Y>100）、中压（MP：40≤Sr/Y≤100）和低压（LP：Sr/Y<40）（Smithies等人，2019年；Hernández-Montenegro等人，2021年；Chen等人，2025年）。灰色和粉色阴影区域分别代表-adakites熔体和正常的岛弧岩浆（Drummond和Defant，1990年；Martin等人，2005年；Zhang等人，2019年）。Adakites和TTG岩系几乎共享一些领域，并且在YbN值在5到10之间且(La/Yb)N值低于30时与岛弧岩浆重叠。为Jack Hills母体熔体计算的低(La/Yb)N比值对应于深度小于30公里的情况，将其明确置于斜长石稳定范围内，而远离镁铁榴石稳定范围（>10–12 kbar）。这一解释得到了同一锆石群体中Eu/Eu*系统学数据的强烈独立支持。根据Tang等人（2021年）建立的相关性，这些古老锆石报告的Eu/Eu*值一致表明地壳厚度小于40公里（图1a of Tang等人，2021年），这与我们的深度估计非常吻合，并证实了在相对较浅的层位而不是深层、受镁铁榴石控制的过程中发生了斜长石主导的分馏。这些基于REE的推断得到了多方面的补充证据的支持。Turner等人（2020年）对Jack Hills锆石应用了类似的分配系数建模，识别出平行的REE模式（Dy/Yb=0.9±0.2）以及低Sr/Y比值（1.6±0.7），这些特征表明在安山岩源中不存在镁铁榴石的熔融。Hopkins等人（2008年）利用云母和角闪石包裹体压力计将Jack Hills锆石的结晶压力限制在大约6.9±0.8 kbar（20–25公里深度），这个范围位于云母和斜长石的稳定范围内，但明显低于镁铁榴石的稳定范围。Borisova等人（2022年）的实验验证表明，类似Jack Hills的岩浆确实可以在低至0.2 GPa（<10公里）的压力下通过蛇纹石化橄榄岩和玄武岩熔体的相互作用产生，产生的锆石熔体在750°C以下无需镁铁榴石的参与。此外，Acasta片麻岩复合体（40.3–34亿年）中保存的地质记录提供了独立的验证，同时避免了温度和熔体成分估算的不确定性。40.2亿年的Idiwhaa透长岩片麻岩显示出与我们计算的Jack Hills值相当的低(La/Yb)N比值，这与浅层、无镁铁榴石熔融一致，而36亿年的复合体记录了体积较大的TTG样侵入体，其(La/Yb)N值升高，表明了深层、受镁铁榴石影响的熔融过程（图9）。这种时间上的变化——标志着在36亿年之前没有典型的TTG岩浆——表明随着地壳厚度的增加，从浅层地壳熔融转变为深层地壳熔融。我们认识到，这些浅层熔融的解释并没有涵盖所有关于冥古宙锆石岩浆起源的假设。其他深层熔融模型认为，Jack Hills锆石可能来自在超过8–12 kbar的压力下生成的镁铁榴石稳定范围内的岩浆。Burnham和Berry（2017年）认为，一些Jack Hills锆石中观察到的HREE耗尽模式和Hf系统学特征反映了源岩中存在中等量的镁铁榴石，这需要在更低的地壳甚至地幔深度熔融含镁铁榴石的火成岩。同样，Blichert-Toft和Albarède（2008年）提出，极低的源岩Lu/Hf比值（<0.01）需要在超过3 GPa（>100公里深度）的压力下进行早期镁铁榴石分馏，随后在43–44亿年进行重熔。除了简单的深层与浅层二分法之外，异质源模型认为Jack Hills锆石记录了在高度可变深度的多种成分来源的熔融。Harrison等人（2005年）和Harrison（2020年）表明，冥古宙锆石显示出极端的Hf同位素异质性（εHf范围从-10到+15），这需要在浅层、低Lu/Hf的地壳源和深色、高Lu/Hf的地幔储库之间进行混合。这种同位素证据表明，一些Jack Hills岩浆确实可能在超过7 kbar的深度经历了镁铁榴石控制的分馏，而其他岩浆则在较浅的层面（<6 kbar）形成，没有镁铁榴石的参与，这一点通过云母压力计显示的双峰压力分布得到证实。虽然我们的模型稳健地证明了与Jack Hills锆石平衡的熔体在锆石结晶时具有低(La/Yb)N和无镁铁榴石的特征，但我们不能排除这些熔体起源于更深的、异质的来源并在上升和结晶过程中经历了修改的可能性。关于构造环境，我们的REE模型指示的无镁铁榴石特征与多种以浅层熔融为特征的地质动力学环境相符。重建的熔体组成与某些岛弧岩浆在成分上有所重叠，但也可以用海洋板块地台、大陆裂谷或类似冰岛的增厚海洋地壳中的岩浆作用来解释（Reimink等人，2014年；Turner等人，2020年；Borisova等人，2022年），所有这些都在镁铁榴石稳定范围之上的地壳层产生长英质熔体。虽然仅凭REE分配无法确定具体的构造机制，但来自REE分配、Eu异常、包裹体压力计和实验岩石学的证据共同支持最终结晶深度（<30公里）位于浅层，这与后来太古宙TTG形成中的深层、受镁铁榴石影响的岩浆作用不同。5. 结论新的长时间高温实验涵盖了多种熔体成分，结合文献数据，表明熔体成分参数——特别是ASI和nbo/t——以及温度对锆石-熔体REE分配具有第一级的控制作用。基于晶体晶格应变建模的新参数化方法消除了现有DREE数值中超过三个数量级的散布，并解决了解释锆石地球化学的关键空白。新模型结合了这些变量以及对位点半径（r0）和杨氏模量（E）的矿物物理学约束，提供了在不同地质条件下的稳健DREE预测。应用于Jack Hills冥古宙锆石，该模型重建了具有低(La/Yb)N比值的母体熔体，表明熔融过程发生在无镁铁榴石的浅层地壳中。这与太古宙TTG岩系和-adakites的受镁铁榴石影响的高压岩浆作用形成形成了对比，支持了一种早期长英质岩浆作用发生在无镁铁榴石的浅层环境中的构造情景。这区分了地球最早期长英质地壳的起源与后来太古宙深处地壳或俯冲相关过程的形成。