Ba同位素在花崗質巖漿演化及流體活動中的應用與展望

唐宗源，陳琛昌，華 山，李 杰，魏 浩a

1.西北大學地質學系大陸動力學國家重點實驗室，陜西 西安 710069；2. 河北地質大學 a. 河北省戰略性關鍵礦產資源實驗室，b. 地球科學學院，河北 石家莊 050031；3. 河北省地質礦產勘查開發局第九地質大隊，河北 邢臺 054000

1 Ba同位素簡介

鋇(Ba)是異常活潑的堿土金屬元素，地幔中的Ba主要賦存于橄欖石、輝石、云母、角閃石和尖晶石中[1]。由于Ba在地幔部分熔融和玄武質巖漿結晶分異中是不相容元素，地幔中Ba元素含量(～6.9 ppm)的富集程度遠低于地殼(～456 ppm)[2]。地殼中的Ba主要聚集在富鉀礦物中，因此中酸性巖的Ba含量(400～ 1 200 ppm)較基性巖(250～400 ppm)更加富集[3]。另外，Ba作為流體活動性元素，導致花崗質巖漿具有較低的Ba含量，并且在示蹤弧巖漿巖流體活動來源和俯沖物質再循環方面體現出較大的應用前景[4-6]。

Ba有7個穩定同位素(130Ba、132Ba、134Ba、135Ba、136Ba、137Ba和138Ba)，目前普遍將美國國家標準技術研究所(NIST)研制的硝酸鋇溶液(SRM3104a)作為Ba同位素國際標樣。Ba同位素組成表達式與其他穩定同位素一致，通常以δ138/134Ba或者δ137/134Ba表示樣品的Ba同位素含量，即δ138/134Ba(‰)=[(13x/134Ba樣品)/(13x/134Ba標樣)-1]×1 000，其中δ138/134Ba=δ137/134Ba×1.33[7]，部分學者也有用δ138Ba或δ137Ba表示[8，9]。在測試方法上主要通過多接收電感耦合等離子質譜儀(MC-ICP-MS)進行測試，并通過樣品—標樣交叉技術(SSB)、元素外標法(Ce)和雙稀釋劑法對儀器產生的質量歧視效應進行校正以確保測試精度，目前國內通過雙稀釋劑法校正后的δ138/134Ba誤差小于0.05‰(2SD)[10]。

2 Ba同位素自然界儲庫

在不同的地質單元中，Ba同位素在流體作用下明顯分餾，而在中基性巖漿過程中分餾有限[11]。因此，近年來Ba同位素對俯沖帶物質組成的示蹤提供了新的識別手段。先前研究測試了大西洋中南部洋中脊δ138/134Ba值，并收集了印度洋和東太平洋洋中脊玄武巖相關數據。研究結果表明，虧損地幔的δ138/134Ba較為均一，整體處于0.05附近[6]，這與Nan等[12]建立的平均上地殼和大陸沉積物Ba同位素組成相近(圖1；～0.00‰)。在大陸物質中，I和A型花崗巖的δ138/134Ba值范圍較大(圖1)，而且黃土(δ138/134Ba=-0.03～+0.04‰)和冰磧巖(δ138/134Ba=-0.09‰～+0.33‰)也具有一定的變化[12]，這表明Ba同位素在長英質巖漿成因和演化過程中發生分餾。俯沖板塊物質(如海洋沉積物和和蝕變洋殼)的Ba同位素組成比上地幔和上地殼的變化大得多。海洋沉積物和蝕變洋殼的Ba同位素組成也可能受到低溫海水熱液循環的海水Ba同位素的影響[13]，蝕變洋殼的δ138/134Ba變化范圍較大(-0.1‰～+0.4‰)，而大洋沉積物的δ138/134Ba相較于比蝕變洋殼有更小的范圍(-0.11‰～+0.15‰)[13]。由此而言，沉積物的Ba同位素組成一般等于或輕于上地幔，而蝕變洋殼顯示的值等于或重于上地幔(圖1)。因此，弧巖漿中的Ba同位素變化有可能指示出其過剩Ba的來源，這可能限制了俯沖帶中從板塊向地表傳遞物質的過程。最近，與俯沖再循環有關的陸相儲層之間的Ba同位素顯著變化已被揭示(圖1)，這表明Ba同位素系統可能是追蹤地幔中再循環地殼物質的潛在新工具[14]，而中國東部均一的Ba同位素組成(-0.05‰～+0.06‰[9])與虧損地幔一致，這說明Ba同位素不僅可以指示源區性質，還顯示了俯沖帶相關的不同巖性、深度的地幔源區Ba同位素貢獻。

圖1 大洋俯沖帶中的Ba同位素體系(數據引自Xu等[15]及其中的參考文獻)Fig.1 Sketch map showing the Ba isotope systematics in an oceanic subduction zone

3 花崗巖的Ba同位素分餾

對花崗巖成因的研究是理解大陸地殼形成和演化的基礎。礦物的分離結晶控制著花崗巖成分變化，但粘滯的酸性巖漿如何實現晶體與殘余熔體分離產生不同類型的花崗質巖仍具有較大爭議。花崗巖具有顯著的Ba同位素變化(δ138/134Ba=-0.62‰～+0.15‰[13])，這可能是地殼物質同化、部分結晶和/或流體出溶造成的。近年來“晶粥”模型的建立對巖漿房中巖漿演化過程有了新的認識[16]，并以此建立了“穿地殼巖漿系統”，這為理解侵入巖與火山巖之間的成因聯系提供了新的研究方向。“晶粥”出溶的流體可迅速上升參與淺部巖漿-熱液演化，這為稀有金屬成礦物質的運移提供了條件。然而，利用傳統地球化學指標難以識別巖漿中殘余晶體產物，對晶體-熔體分離過程和流體活動元素的運移較難約束。基于此，可以通過Ba同位素來判斷礦物中晶體空間的變化，來探究花崗巖中共生礦物的關系[17]。

Deng等[17]通過研究華北克拉通東部膠北地體的回里鉀長石花崗巖和鈉長石花崗巖的Ba同位素發現，鉀長石花崗巖中共存的富鋇礦物不處于Ba同位素平衡，可能反映了熔體抽離和礦物的堆積與重組。隨著巖漿演化程度的增加，整個巖石的Ba同位素組成變得更重。

3.1 I型、S型和A型花崗巖Ba同位素組成

Nan等[12]報道了中國東南I型、S型和A型花崗巖Ba同位素組成。通過對廣東佛岡I型花崗巖的Ba同位素發現，隨著巖漿分異的進行，δ137/134Ba總體趨勢較低(圖2)。部分樣品的低值可能反映了在花崗巖分異的最新階段富含重Ba同位素的礦物(例如黑云母和/或鉀長石)的分離結晶。

圖2 中國東南部佛岡I型花崗巖、大容山—十萬大山S型花崗巖和南昆山A型花崗巖δ137/134Ba-SiO2圖解(a)[13]和δ137/134Ba (‰)-εNd(t)圖解(b)[12]Fig.2 Plots of δ137/134Ba (‰)vs SiO2 (wt%)(a)and δ137/134Ba (‰)vs εNd(t)(b)for I-type granites from the Fogang，S-type granites from Darongshan-Shiwandashan，and A-type granites from Nankunshan

廣西大容山—十萬大山S型花崗巖的Sr-Nd同位素顯示出高ISr(>0.721)和低εNd(t)(13.0～9.9)值[18]，說明這些S型花崗巖是由古老地殼物質的再循環形成的。結合δ137/134Ba與SiO2沒有相關性，但與εNd(t)呈明顯負相關(圖2b)表明，較高的δ137/134Ba可能是由模式年齡較大的源區引起的。因此，這些S型花崗巖中的Ba同位素變化可能反映了不同原巖之間的混合[12]。

廣東南昆山A型花崗巖的ISr(0.706±0.012)和εNd(t)(0.3～0.9)值表明，它們可能來源于地幔衍生堿性巖漿的部分熔融，涉及地殼成分的顯著分離結晶和同化混染[19]。它們都是巖漿高度分異的產物，具有高SiO2含量和非常低的Ba含量(19～56 ppm)。考慮到其極低的Ba含量和輕Ba同位素(-0.63‰～-0.44‰[12])組成(與最高的佛岡I型花崗巖共有的特征)，表明這些A型花崗巖中的低δ137/134Ba也可能是在晚期分化期間含鉀礦物(黑云母和/或鉀長石)的分餾形成的，或者是由于富含輕Ba同位素的地殼成分的同化產生[12]。因此，需要結合更多的分析手段來理解A型花崗巖Ba同位素的分餾機制。

3.2 高分異(淡色)花崗巖Ba同位素組成

Ba作為流體活動性元素，可以在俯沖和巖漿活動中隨流體運移，導致高分異花崗巖的δ138/134Ba明顯偏離(通常低于)大陸上地殼的平均值[12]，因此Ba同位素具有示蹤流體活動作用的潛力。先前研究揭示了巖漿演化與流體之間的密切聯系[20]。然而，關于熱液對淡色花崗巖的形成和演化、微量元素的遷移和富集以及稀有金屬礦化成因的影響知之甚少。尤其是稀有金屬元素(如Li、Be和Rb)是隨巖漿演化而富集，還是來自體系之外，仍存在爭議[21]。

淡色花崗巖通常與稀有金屬(如Li、Be、Rb、Nb、Ta和Sn)礦化有關，它是大陸地殼中硅酸鹽巖漿高分異或部分熔融程度較低的產物。最近，金屬穩定同位素為研究淡色花崗巖提供了新的方法[12，17，22，23]，例如華南的W-Sn-Nb礦和喜馬拉雅的Li-Be-Rb礦都在高分異的淡色花崗巖中發現。

研究發現，喜馬拉雅康巴淡色花崗巖Ba同位素組成變化很大[24](圖3a)，但明顯低于大洋和大陸沉積物(圖1)，并且在變沉積巖的部分熔融過程中，鉀長石通常作為殘余礦物保留在源區中[20]。基性巖漿結晶分異過程中Ba同位素相對均一，在長英質巖漿演化過程中，在缺少巖漿-熱液相互作用的情況下，富Ba礦物(如鉀長石)分離結晶會造成花崗質熔體富集δ138/134Ba(0.50‰～0.95‰)[17]，但流體改造的花崗巖則具有明顯較低的δ138/134Ba[24](圖3b，3c)，說明其輕Ba同位素組成不是地殼深熔和分離結晶而來，而與經歷了巖漿—熱液相互作用的南昆山A型花崗巖的相似(圖3)。前人提出Nb/Ta<5的過鋁質花崗巖經歷了水—巖相互作用[19]。如圖3d所示，經歷了流體作用的樣品(Nb/Ta<5)具有較輕Ba同位素組成[25]，這是由于流體作用會帶走重的Ba同位素，而使得殘余熔體顯示出輕Ba同位素組成。

I型花崗巖、S花崗巖和A型花崗巖的Ba同位素數據引自Nan等[12]圖3 康巴淡色花崗巖δ138/134Ba-Ba圖解(a)，δ138/134Ba-K2O圖解(b)，δ138/134Ba-K2O/Na2O圖解(c)和δ138/134Ba-Nb/Ta圖解(d)[24]Fig.3 Plots of δ138/134Ba vs Ba (a)，δ138/134Ba vs K2O (b)，δ138/134Ba vs K2O/Na2O (c)and δ138/134Ba vs Nb/Ta (d)for Kampa leucogranite

實驗研究表明，從花崗巖熔體中出溶的自身熱液流體的δ138/134Ba明顯低于殘余硅酸鹽熔體的δ138/134Ba[26]，雖然高分異的康巴淡色花崗巖可能經歷了流體出溶，但它們主要以體積相對較小巖脈的形式出現。因此，即使出溶的流體與殘余熔體相互作用，根據質量平衡，殘余熔體也不可能獲得輕Ba同位素組成。在這種情況下，需要低δ138/134Ba的外來流體參與相互作用，結合地球物理觀測表明，外來流體很可能是從康巴淡色花崗巖中脈體下具有輕Ba同位素的巖漿儲層中出溶形成的[24]。這些出溶的流體不會改變原來巖漿的Ba同位素組成，但是它們可以從地殼深部上升到淺部并與正在演化的淡色花崗巖巖漿相互作用，使得花崗巖的Ba同位素組成顯著變輕。綜上所述，Ba同位素已用于研究巖漿和流體過程中Ba的來源和遷移，并且可以將流體-巖漿相互作用與巖漿結晶分異進行區分[6]，體現了較好的應用前景。淡色花崗巖的輕Ba同位素特征還說明，深部巖漿熱液可能對于運移金屬元素具有重要意義，它不僅可以帶來輕Ba同位素，還可以帶來豐富的流體活動性金屬元素[27](如 Rb；圖4)。

圖4 康巴淡色花崗巖δ87/86Rb-δ138/134Ba圖解[27]Fig.4 Plot of δ87/86Rb vs δ138/134Ba for Kampa leucogranite

此外，Deng等[28]對與錫多金屬礦床有關的華南侏羅紀騎田嶺高分異花崗巖開展Ba同位素研究發現，該巖基由多期花崗巖組成，與Sn成礦相關的高分異花崗巖具有更低的δ138/134Ba(圖5)，反映了穿地殼巖漿系統中出溶的深部流體的特征。據此，Deng等[28]提出了與Sn成礦相關的穿地殼巖漿系統模型，該模型主要分為3個階段。首先，原始巖漿在深部儲層中形成“晶粥”，由于晶體熔體分離，殘余熔體可以在頂部形成一個大的富含熔體的層。隨后，這些熔體上升，形成系統的淺部“晶粥”和第一階段花崗巖。淺部“晶粥”中礦物和殘余熔體之間的密度相對較小，導致殘余熔體的提取效率較低，并在不同部位形成多個熔體透鏡(圖6)。在系統不穩定和深層晶漿巖漿補給的驅動下，這些高度演化的熔融透鏡體可以單獨向上侵入，形成第二階段花崗巖。經歷了重復的巖漿補給和再熔融導致了熔體分化和提取，形成第三階段花崗巖。從穿巖漿系統中出溶的低δ138/134Ba的巖漿流體(中晚階段)可使Sn元素的運移和富集(圖6)。最重要的是，隨著結晶程度的增加將增強富含晶體部分巖漿流體的遷移[29]，這表明即使是深部“晶粥”中富含的Sn也可以被帶到系統的頂部，從而使Sn能夠在更大范圍內聚集。這些深層巖漿流體對淺層高分化熔體的改造不僅降低了第二階段花崗巖的δ138/134Ba，而且提高了其Sn含量(圖5b)；第三階段花崗巖中總體上不存在高Sn含量(圖5b)，這表明與第二階段花崗巖一起產生的成礦流體可能從穿地殼巖漿系統中廣泛提取了大量的Sn，而該階段也被相關勘探結果所證實[30]。因此，在巖漿—熱液演化過程中，具有低δ138/134Ba的深部巖漿流體可以有效地將富集于不同深度的Sn運移至系統頂部，為大型/超大型Sn礦床提供物質來源。這說明Ba同位素可以為流體物質運移過程提供新的制約，對尋找大型稀有金屬礦床具有重要意義。

I型花崗巖、S花崗巖和A型花崗巖的Ba同位素數據引自Nan等[12]；康巴淡色花崗巖引自Huang等[24]圖5 騎田嶺花崗巖δ138/134Ba- Ba(a)和Sn-δ138/134Ba(b)圖解[28]Fig.5 Plots of δ138/134Ba vs Ba (a)and Sn vs δ138/134Ba (b)of the Qitianling granites

圖6 騎田嶺花崗巖巖基下以晶粥為主的穿地殼巖漿系統示意圖[28]Fig.6 Conceptual schematic cartoon illustrating the crystal mush-dominated transcrustal magmatic system beneath the Qitianling granite batholith

3.3 過堿性花崗巖Ba同位素組成

除了淡色花崗巖與戰略性金屬礦產有關外，過堿性花崗巖由于富含高場強元素，與關鍵金屬礦床也存在聯系，如Be、Sn、Zn、Ga、Th、U和稀土元素(REEs)。然而，對于過堿性花崗巖的成因，目前還存在著較大的爭議。一種觀點認為過堿性花崗巖主要是由富堿的準鋁質幔源巖漿長時間分離結晶[31]；另一種觀點認為過堿性花崗巖由堿性流體交代的下地殼巖石的部分熔融形成[32]。由于過堿性花崗巖通常具有高度演化的成分，對于過堿性巖漿形成的主要過程仍然很難評估。

Jiang等[33]對浙江舟山準鋁質花崗巖和與之相伴而生的過堿性花崗巖研究發現，兩種花崗巖存在成因聯系。準鋁質花崗巖具有與大陸上地殼相似的Ba同位素組成(δ138/134Ba=-0.09‰～+0.05‰，均值-0.02‰)，而過堿性花崗巖具有輕的Ba同位素組成(δ138/134Ba=-0.60‰～+0.11‰，均值-0.20‰)。Ba同位素研究結果表明，準鋁質花崗巖存在明顯的黑云母和鉀長石分離結晶，而過堿性花崗巖并未表現類似特征，說明堿性花崗巖并非由準鋁質花崗巖分異而來。在準鋁質巖漿演化過程中，富Ba礦物(黑云母和鉀長石)存在明顯的分離結晶趨勢(圖7a，7b)，并且殘余花崗質熔體具有逐漸富Ba同位素趨勢(圖7c，7d)。研究認為舟山過堿性花崗巖較低的δ138/134Ba來自于其麻粒巖相地殼源區受到了富Na巖漿流體的交代[33]。花崗巖在形成過程中外來流體的加入會導致Ba同位素分餾程度大于分離結晶程度。因此，Ba同位素體系有助于區分哪些花崗巖主要由巖漿結晶分異作用形成，哪些花崗巖主要由流體交代的地殼部分熔融作用形成。

圖7 舟山準鋁質花崗巖與過堿性花崗巖MgO-Al2O3圖解(a)，K2O-Al2O3圖解(b)，δ138/134Ba-Al2O3(c)和δ138/134Ba-Sr圖解(d)[33]Fig.7 Plots of MgO vs Al2O3 (a)，K2O vs Al2O3 (b)，δ138/134Ba vs Al2O3 and Sr (c，d)of the metaluminous and peralkaline granites from the Zhoushan

4 俯沖板片流體活動中的Ba同位素分餾

在弧巖漿環境中，尤其是在弧前至弧下深度脫水期間，Ba將優先從俯沖板片中提取[34]。研究俯沖相關巖漿巖的Ba同位素組成可以揭示俯沖板塊變質脫水和部分熔融過程中Ba同位素的行為。目前雖已基本建立了俯沖帶不同循環物質的Ba同位素儲庫，例如蝕變洋殼、大洋/大陸沉積物具有與地幔不同的Ba同位素組成。然而，目前人們對板塊脫水過程中Ba同位素的行為以及板塊衍生流體的Ba同位素特征知之甚少。俯沖物質中的Ba很容易從礦物相進入變質熔/流體中，但脫水過程中的Ba同位素分餾行為及變質流體的Ba同位素組成尚不清楚。與俯沖板片相關的變質脈體可作為研究Ba同位素在俯沖帶流體活動中的行為的可靠選擇。

Gu等[35]在大別超高壓變質帶港河和花涼亭地區的榴輝巖和變質巖脈樣品進行Ba同位素分析顯示，港河榴輝巖有限的δ138/134Ba值(圖8a；-0.01‰～+0.03‰)，說明變質脫水和隨后的流體—巖石相互作用不會對榴輝巖的全巖δ138/134Ba值產生顯著影響。礦物中Ba在俯沖流體中同位素分餾明顯高于榴輝巖(圖8a)，這表明Ba同位素可以在俯沖帶流體及其寄主巖石之間產生相當程度的分餾。花涼亭榴輝巖的δ138/134Ba變化范圍為-0.14‰～+0.05‰之間，多期變質脈的δ138/134Ba變化范圍為-0.17‰～+0.34‰。花涼亭三期變質巖脈中的綠簾石的δ138/134Ba值逐漸升高至0.47(圖8b)，表明在脈體形成過程中，輕Ba同位素相對于流體優先富集在綠簾石中，進而導致殘余流體具有高δ138/134Ba值。無論初始流體還是殘余流體相比榴輝巖均具有的高的δ138/134Ba(圖8b)，表明在變質脫水過程和流體結晶過程中，重的Ba同位素更傾向于保留在流體中，這可以進一步為超高壓俯沖帶的流體—巖石相互作用和流體演化過程提供新的約束。

圖8 (a)港河和花涼亭地區超高壓榴輝巖、高壓脈體、角閃巖和主要含Ba礦物的Ba同位素組成；(b)花涼亭地區多期脈體的Ba同位素演化趨勢[35]Fig.8 Plots of (a)Ba isotopic compositions for the UHP eclogites，HP veins，related amphibolites， phengites and epidotes therein from the Ganghe and Hualiangting areas；(b)Evolution of Ba isotopes during multiple-stage vein formations in the Hualiangting system

另外，Xu等[36]對大別高壓—超高壓榴輝巖(碧溪嶺地區)中由綠簾石、多硅白云母和石英組成的石英脈體(變質脈體)和榴輝巖的Ba同位素進行了研究，結果顯示成脈變質流體來源于寄主(榴輝巖)本身，成脈流體的δ138/134Ba值(～+0.33‰)明顯高于寄主(～-0.09‰)，這表明兩者的Ba同位素分餾差別很大(圖9)，流體優先富含重Ba同位素。單礦物Ba同位素分析結果表明(圖9b)，榴輝巖中多硅白云母的δ138/134Ba為-0.16‰～-0.05‰，明顯高于其分解產物黑云母的δ138/134Ba值(-0.34‰～-0.22‰)。質量平衡計算結果顯示，多硅白云母與綠輝石/石榴石反應生成的黑云母會釋放大量高的δ138/134Ba進入流體中(圖9b)。這能很好地解釋脈體相對于榴輝巖富集重Ba同位素的現象。

圖9 碧溪嶺高壓—超高壓榴輝巖全巖及含Ba礦物的δ138/134Ba與Ba含量圖解(a)和碧溪嶺榴輝巖變質脫水過程中的Ba同位素分餾機理(b)[36]Fig.9 Plots of Ba concentration and δ138/134Ba (‰)for whole rocks and Ba-bearing minerals of the HP-UHP eclogites at Bixiling (a)and mechanism of Ba isotope fractionation during dehydration of eclogites at Bixiling

在與俯沖帶流體相關的蝕變洋殼和島弧巖漿巖的Ba同位素也取得了相應進展。前人對俯沖帶湯加—克馬德克島弧巖漿巖進行研究認為，其中90%以上的Ba來自俯沖板塊且源區具有重Ba同位素特征，顯示出蝕變洋殼流體的貢獻。而輕δ138/134Ba(<0)和206Pb/204Pb值升高可能反映了俯沖碎屑沉積物(如海山和/或淺水沉積物周圍的熱液重晶石)的增加(圖10a)。因此，通過Ba同位素結合Sr-Pb同位素可以示蹤源區是否存在蝕變洋殼流體和沉積物熔體的加入[37](圖1)，但尚不能確定是否有其他端元的存在(圖10b)。

圖10 典型島弧巖漿巖δ138/134Ba-87Sr/86Sr (a)和206Pb/204Pb (b)圖解[37]Fig.10 Plots of δ138/134Ba vs 87Sr/86Sr (a)and 206Pb/204Pb (b)for typical arc lavas

5 展望

Ba同位素研究起步較晚，其分餾機理在不同類型花崗巖上可能存在缺乏合理的解釋，目前尚不清楚I-A型花崗巖源區影響或分離結晶的過程如何主導Ba同位素分餾，針對其Ba同位素分餾機理需要統計與測試全球花崗巖的Ba同位素組成來判斷。對于花崗巖演化的不同階段的Ba同位素組成及其受到流體和礦物相的影響是下一步研究的方向。此外，探究鉀長石、黑云母和斜長石等礦物的Ba同位素差異性，對于理解花崗巖結晶分異尤為關鍵。

在巖漿演化晚期的花崗巖中，Ba同位素的組成可以作為穿地殼巖漿系統的重要示蹤工具，能夠區分受到流體出溶和巖漿熱液相互作用影響與分離結晶影響的差異。與Mo、Mg和Zn同位素相比，Ba同位素在抑制巖漿熱液相互作用和追蹤流體來源方面具有更大優勢。研究異常低的δ138/134Ba熱液流體有助于挖掘深部巖漿流體的作用和成礦元素的富集機理。

雖然Ba同位素在自然界儲庫已建立，但不同組分的儲庫存在相互重疊的現象，因此還需更加深入地研究殼幔物質再循環和成巖過程中Ba同位素分餾機理的分析。開展不同種類金屬礦產相關的花崗巖體Ba同位素研究，建立相關的熱液金屬成礦專屬性元素，也是值得進一步探索的方向。

此外，花崗巖風化過程中Ba同位素方面的研究較少。因此，需要深入研究原生礦物與次生礦物之間的轉化過程中的分餾機理，探究更多關于Ba同位素在礦產相關的花崗質巖體中的應用價值。未來，還需要進一步探究Ba同位素在全球氣候變化和環境演化中的作用。