Behavior of Li isotopes during the alteration of oceanic crust: A review
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摘要: 洋壳自洋中脊形成到俯冲进入地幔之前，与流体（如海水和热液流体）在海底表面及洋壳内部可以发生广泛的水-岩相互作用，通过对洋壳蚀变过程中元素迁移和同位素分馏行为的研究，可以帮助我们认识海底热液循环系统，探究地球表层和深部的物质及能量流通。锂（Li）元素对流体活动敏感，在很多地质过程中（如风化作用、海水及热液蚀变等）同位素分馏显著，因此其含量和同位素比值变化可以记录洋壳蚀变过程中的重要信息。但由于蚀变洋壳的直接测试数据仍很匮乏，已有的Li元素和同位素数据解释存在较大争议，导致关于洋壳蚀变过程中Li元素迁移和同位素分馏的机制尚未达成共识。本文主要汇总了近年来针对大洋钻探获取的基岩岩芯Li同位素行为研究资料，探讨了在玄武岩蚀变和深海橄榄岩蛇纹石化过程中影响Li元素迁移和同位素分馏的主要因素（如蚀变温度、蚀变流体的化学组成、水-岩比值、次生矿物沉淀等），并进一步提出近期工作可以在以下方面加强：①继续完善Li储库和提高分析测试精度；②进行不同空间尺度下的Li同位素研究；③关注动力学分馏对高温蚀变过程中Li同位素行为的影响；④开展Li同位素与其他同位素体系的联用。Abstract: Before subduction into the mantle, the oceanic crust formed at mid-ocean ridges would undergo fluid-rock interaction on the seafloor and within the crust. Study in this regard can enhance our understanding of the seafloor hydrothermal system and crust-mantle recycling. Lithium (Li) is strongly mobilized by hydrous fluids and has significant isotopic fractionation during many geological processes (e.g. weathering, seawater, and hydrothermal alteration), thus the variation in Li content and isotopic ratio provide information of the oceanic crust alteration. At present, geochemical data of altered oceanic crust are still lack, and the interpretations of available Li data are often controversial, which caused no consensus on the mechanism of the alteration process. We summarized the Li data of altered basalts and serpentinized peridotites from oceanic drilling cores, discussed the main factors controlling Li behaviors during the alteration process (e.g., the temperature of fluid-rock reaction, chemical composition of fluid, water-rock ratio, secondary mineral precipitation), and suggested that future studies shall be strengthened in the following directions: (1) keep adding new Li isotope data into the geochemical reservoirs and improving the accuracy of analysis; (2) conduct studies on Li isotopes at different spatial scales; (3) evaluate the effects of both equilibrium and kinetic fractionation when considering the high-temperature alteration processes; (4) combine Li and other isotope systems that display similar behaviors during the oceanic crust alteration.
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Keywords:
- lithium /
- element behavior /
- isotope fractionation /
- the alteration of oceanic crust
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河口潮滩位于陆海毗连的沉积动力敏感地带，具有缓冲风暴潮侵袭沿海城市、提供生物栖息地、维持物种多样性以及存贮碳等重要功能。潮滩的进退表征三角洲对流域和海洋动力的耦合强弱与泥沙供给多寡的响应，是三角洲地貌冲淤的指示器[1]。然而，因流域建坝和水土保持工程的修建导致河流入海泥沙急剧减少、河口局部围垦、航槽开挖以及相对海平面上升，世界沿海大部分河口潮滩都面临侵蚀与沉溺的风险。近20年来受高强度人类活动及复杂的海洋应力交互影响，全球已有超过50%的滨海湿地消亡[2]，进而严重危及沿海生态系统及沿岸居民生活环境安全[3]。因此，河口潮滩地貌变化，特别是近期河口潮滩时空变化格局已引起众多学者关注[4-5]。
河口潮滩在三角洲城市和沿海经济发展中扮演极为重要的角色。已有成果相继指出，河口潮滩利用方式改变，如潮滩变为稻田[6-7]、潮滩圈围成陆变为工业用地[8]、潮滩变为鱼塘[9]等，不同潮滩利用改变了潮滩性质，造成潮滩永久性的损失。潮滩物质供给主要来自流域入海泥沙，因此较多研究已指出，当前大坝、森林恢复引起的入海泥沙减少，也在较大程度导致潮滩出现侵蚀、淤积减缓或由淤转冲的格局[10]。值得提及的是，河口潮滩一般由覆盖植被的盐沼或红树林以及其外没有覆盖植被的光滩构成[11]，由此形成相对完整的潮滩沉积地貌系统和湿地生态系统。国内外已有不少学者针对盐沼或红树林覆盖的潮滩以及其外缘的光滩演化过程及机制展开研究[12]，但关于北部湾北部河口潮滩光滩的分析成果几乎没有报道。光滩作为潮滩的有机构成，不仅是潮滩植被扩展的重要空间，更是众多候鸟或底栖动物活动的场所[13-14]，其时空变化状态直接关联潮滩冲淤进退与植被的变化过程。基于此，本文以茅尾海北部钦江河口前沿光滩作为研究对象，通过长时间遥感影像解译和实地踏勘等探讨区域光滩空间分布及变化状态，给茅尾海潮滩资源可持续高效利用及红树林保护与培育提供部分理论与技术支撑。
1. 研究区域概况
钦江发源于广西壮族自治区（图1a）灵山县罗阳山，流经灵山县、浦北县和钦州市区，干流全长179 km [15]，海拔高度约为−13～846 m, 主流坡度为0.36‰ [16]（图1b）。钦江于尖山镇黎头咀分两支分别在沙冲村和沙井港附近注入茅尾海（以下称钦江沙冲河口和钦江沙井河口）（图1c）。钦江河口区域涨潮潮差最大为2.21 m，平均潮差0.97 m，落潮潮差最大为2.20 m，平均潮差1.01 m，属不正规混合全日潮型[17]。受径流与潮流共同作用，在钦江河口区域共形成约3 000 hm2的潮滩，其中光滩约占潮滩面积的60%。潮滩沉积物主要以砂质沉积物为主[18]，分布有红树植物11科16种[19]。在此根据钦江入海河口的分布将钦江河口潮滩分为3个区域，分别为钦江沙冲河口、钦江河口中部潮滩和钦江沙井河口（图1d），由此分析其光滩的时空变化特征。
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图 1 研究区域图a. 钦江流域在广西的位置，b. 钦江流域海拔高程和陆屋水文站位置，c. 钦江河口河道支流、光滩和植被空间分布与钦州潮位站和研究区（红色实线包络）位置，d. 4个子区域的用于数字岸线分析的基线、法线和岸线。Figure 1. Study areaa: Location of the Qinjiang River Basin in Guangxi, b: elevation and location of Luwu hydrological station within the Qinjiang River Basin, c: spatial distribution of upstream river distributaries, bare flats and mangroves forests and location of Qinzhou tidal gauging station and study area (solid red line enclosed) in the Qinjiang River estuary, d: the baselines, normal lines and shorelines for digital shoreline analyses in four subregions.2. 数据与方法
2.1 数据来源
本研究数据包括潮位、遥感影像及钦江入海水沙三套数据。其中潮位数据为钦州潮位站1986—2021年的逐小时潮高数据（1985国家高程基准），来自国家海洋局南海分局，潮位站位于钦州市钦州港港口附近（图1c），距离钦江河口约16 km。遥感影像数据分别来自美国地质勘探局（United States Geological Survey，USGS）和欧空局（European Space Agency，ESA），通过GEE（Google Earth Engine）平台获取。由于卫星过境时当地潮位通常为中到高潮位潮情，难以捕捉到最低潮位时的卫星影像，同时就光滩而言，一般人类活动对光滩进行改造都聚集于光滩上部，即中潮位以上的光滩。基于此，本文从300余景影像中选取了13景（1986—2021年）研究区中无云且其中包含两组潮位相近的影像数据，进而将潮位相近的影像分为中潮平均低潮位组和平均中潮位组，影像数据涵盖Landsat 5 TM、Landsat8 OLI和Sentinel-2 MSI卫星遥感影像（表1）。此外，钦江流量及泥沙数据采用的是钦江陆屋水文站1971—2021年的实测年平均数据，该水文站距离钦江河口约60 km（图1b）。
表 1 遥感影像信息及对应潮位Table 1. Satellite remote sensing imageries and corresponding tide levels序号 成像日期 卫星 分辨率/m 潮位/m 影像分组 1 1988-06-06 Landsat 5 TM 30 1.62
中潮平均低潮位2 2008-05-12 Landsat 5 TM 30 1.63 3 2020-04-15 Sentinel-2 MSI 10 1.60 4 1986-08-04 Landsat 5 TM 30 3.01 平均中潮位 5 1992-10-23 Landsat 5 TM 30 2.88 6 1997-08-02 Landsat 5 TM 30 2.98 7 1999-09-25 Landsat 5 TM 30 2.92 8 2002-11-04 Landsat 5 TM 30 2.97 9 2007-07-29 Landsat 5 TM 30 2.79 10 2011-05-29 Landsat 5 TM 30 2.74 11 2014-06-14 Landsat 8 OLI 30 2.97 12 2017-04-01 Sentinel-2 MSI 10 2.98 13 2021-07-24 Sentinel-2 MSI 10 3.03 2.2 研究方法
2.2.1 研究区域界定
研究区域范围通过在ArcGIS软件中以美国环境系统研究所公司（Environmental Systems Research Institute, Inc., ESRI）提供的World Imagery数据集为底图，采用目视解译的方法，沿钦江河口沿岸堤坝及潮滩前缘附近海域进行勾绘获得（图1c）。由于该区域潮间带内生长的植被几乎都是红树林，在此将红树林向海边缘到多年平均最低潮位的非植被潮滩定义为光滩（裸滩）。考虑到卫星过境时潮位波动，较难获得研究区域相同潮位的不同时间卫星成像，同时当地成熟红树林边缘基本位于中高潮位附近位置。因此，本文选取同时处于中潮平均低潮位及平均中潮位的二组卫星影像以探讨光滩不同部位的面积变化过程（表1）。卫星过境获取的影像基本处于平均中潮位附近，因而以平均中潮位组影像数据为基础，获取研究区内不同时期的植被及红树林植被边缘到平均中潮位附近之间的光滩面积。为便于分析，在此将红树林植被边缘到平均中潮位附近之间的光滩定义为高于中潮位的光滩，这部分光滩的变化和红树林进退直接相关。因此本文将着重分析其时空变化与影响因素。
2.2.2 影像处理
基于GEE平台，利用遥感影像数据的红、绿、蓝、近红外和短波红外波段的反射率，分别计算归一化水体指数（Normalized Difference Water Index，NDWI）、改进归一化水体指数（Modified Normalized Difference Water Index，MNDWI）、归一化植被指数（Nominalized Difference Vegetation Index，NDVI）和增强型植被指数（Enhanced Vegetation Index，EVI）（表2）。随后，以NDWI、MNDWI、NDVI和EVI作为随机森林分类算法的输入数据，将每一景影像的地物分为水体、植被和光滩三类，提取相应范围并生成矢量数据导出。每景影像分类结果的Kappa系数和Overall系数均高于85%和89%。
表 2 用于分类的光谱指数及计算公式Table 2. Spectral indices used for classification and the calculation formula指数名称 计算公式 归一化水体指数（NDWI）[20] $\dfrac{({\rho }_{\text{green} }-{\rho }_{\text{nir} })}{({\rho }_{\text{green} }+{\rho }_{\text{nir} })}$ 改进归一化水体指数（MNDWI）[21] $ \dfrac{({\mathrm{\rho }}_{\mathrm{g}\mathrm{r}\mathrm{e}\mathrm{e}\mathrm{n}}-{\rho }_{\mathrm{s}\mathrm{w}\mathrm{i}\mathrm{r}})}{({\rho }_{\mathrm{g}\mathrm{r}\mathrm{e}\mathrm{e}\mathrm{n}}+{\rho }_{\mathrm{s}\mathrm{w}\mathrm{i}\mathrm{r}})} $ 归一化植被指数（NDVI）[22] $ \dfrac{({\rho }_{\mathrm{n}\mathrm{i}\mathrm{r}}-{\rho }_{\mathrm{r}\mathrm{e}\mathrm{d}})}{({\rho }_{\mathrm{n}\mathrm{i}\mathrm{r}}+{\rho }_{\mathrm{r}\mathrm{e}\mathrm{d}})} $ 增强型植被指数（EVI）[23] $ \dfrac{2.5\times ({\rho }_{\mathrm{n}\mathrm{i}\mathrm{r}}-{\rho }_{\mathrm{r}\mathrm{e}\mathrm{d}})}{({\rho }_{\mathrm{n}\mathrm{i}\mathrm{r}}+6\times {\rho }_{\mathrm{r}\mathrm{e}\mathrm{d}}-7.5\times {\rho }_{\mathrm{b}\mathrm{l}\mathrm{u}\mathrm{e}}+1)} $ 注：ρnir为近红外波段，ρred为红波段，ρgreed为绿波段，ρswir为短波红外波段，ρblue为蓝波段。 2.2.3 光滩和植被信息提取
将在GEE平台导出的光滩、植被及水体范围矢量数据基于ArcGIS软件进行去噪、掩膜、叠加等处理，分别计算和统计各景影像中光滩和植被面积，分析光滩历年变化趋势以及植被覆盖程度对光滩的可能影响。同时，本文沿钦江河口潮滩前缘共布设8条基线，生成45条基线法线，法线间隔为100 m（图1d）。随后根据各景影像的水体范围提取出各时期潮滩的水边线，进而利用ArcGIS数字岸线分析系统（Digital Shoreline Analysis System，DSAS）中的岸线移动（Net Shoreline Movement，NSM）和终点变化速率（End Point Rate，EPR）工具来量化45条基线法线的变化过程，以分析光滩的时空变化趋势。
2.2.4 不同分辨率影像及潮位下提取光滩面积差异分析
本研究中使用的遥感影像数据分辨率有30 m和10 m两种，影像分辨率越高，地物信息提取越准确，光滩面积计算越精确。为分析基于两种分辨率的卫星影像数据提取的光滩、植被等地物的面积差异，采用两景时间、潮位相近的Landsat 8 OLI 和Sentinel-2 MSI影像数据，分别提取相同区域的光滩、植被面积进行比较，进而分析使用不同分辨率卫星影像数据分析研究区域光滩时空变化过程的可靠性。为避免由于潮位差异对提取光滩面积的影响，验证区域选择在远离水边线以上区域（图2）。结果显示，两组影像在两个检验区域提取的光滩面积分别相差约4.4%和6.0%（表3）。由不同分辨率差异造成的解译偏差在误差范围内，对于分析近40 a光滩时空的变化趋势，数据结果相对可靠。
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图 2 基于不同分辨率影像提取的光滩和植被信息Figure 2. Bare flats and mangroves forests information extracted from different resolution images表 3 检验区地物面积提取结果Table 3. Extraction results of ground object area in the inspection area卫星型号 成像时间 检验区1 检验区2 检验区面积/hm2 植被/hm2 光滩/hm2 光滩面积差值
占比/%检验区
面积/hm2植被
/hm2光滩
/hm2光滩面积
差值/%Sentinel-2 MSI 2021/07/24 171.8 133.5 38.3 4.4 94.6 68.2 26.4 6.0 Landsat 8 OLI 2021/09/05 135.2 36.6 4.6 69.8 24.8 6.4 3. 结果
3.1 光滩总体面积变化特征
1988—2020年光滩展现明显时空变化差异。其中1988—2008年，钦江河口光滩整体向海淤积，淤涨部分集中于钦江沙井河口口门及内侧河槽与潮汐通道边缘，淤涨面积为288 hm2，年平均淤积14.4 hm2，平均向海推展32.5 m。侵蚀部分集中于钦江沙冲河口河道和潮沟边缘，侵蚀面积为170 hm2，年平均侵蚀8.5 hm2（图3a）。2008—2020年，钦江河口光滩出现大面积损失，损失面积高达1 146 hm2，年平均损失为95.5 hm2。该时期损失的光滩主要分布于钦江沙井河口及钦江沙冲河口航道、潮沟区域。零星淤涨的仅54 hm2，且主要出现在沙井河口南部。同时口门光滩每年向陆退却的速率约为104.5 m/a（图3b），特别是光滩向陆与红树林毗连的上部几乎都出现损失，这将在下一节细述。整体上，1988—2020年，钦江河口光滩共有1 077 hm2面积损失，新增面积为103 hm2，即32年间光滩以平均每年33.6 hm2的速度消失（图3c）。
3.2 平均中潮位以上的光滩面积变化特征
1986—2021年间，平均中潮位以上的光滩（以下称中潮位光滩）面积总体呈减少趋势（图4）。其中1986—2002年间，该位置的面积以小幅波动为主，基本维持冲淤平衡状态（图5a-d）。2002—2007年中潮位光滩淤积明显，淤积区域主要位于钦江口潮滩中部前缘、钦江沙冲河口河道及潮汐通道之间，总体淤积面积为373 hm2，年平均淤涨速率为74.6 hm2/a（图5e）。2007—2014年期间，中潮位光滩以91.5 hm2/a的速率急剧损失，损失面积达641 hm2（图5f、g），钦江河口中部潮滩前缘是损失的主要区域。2014—2021年，中潮位光滩主要以11.2 hm2/a的速率缓慢淤涨为主，淤涨面积为79 hm2，淤涨区域集中于钦江河口中部潮滩前缘（图5h、i）。总体而言，在钦江河口中部潮滩前缘和钦江沙冲河口口门处新增约90 hm2光滩的情况下（图5j），近40年来中潮位以上光滩面积仍减少370 hm2（图4）。
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图 4 平均中潮位以上的光滩面积变化过程Figure 4. Variations in the area of bare flats above the mean middle tide level![]()
图 5 平均中潮位以上光滩变化特征a-d. 光滩面积基本维持冲淤平衡状态，e. 光滩快速淤涨，f-g. 光滩面积持续减少，h-i. 光滩面积呈现缓慢增长趋势，j. 光滩整体变化格局。Figure 5. Gains and losses of bare flats above the mean middle tide level from 1986 to 2021a-d: Overall stability in 1986-2002, e: quick accretion in high progradation rate in 2002-2007, f-g: quick erosion in 2001-2014, h-i: slow progradation in 2014-2021, j: the overall pattern.3.3 平均中潮位以上的光滩水边线变化特征
1986—2021年光滩区域历年水边线变化过程与其面积变化过程保持一致。其中1986—2002年，平均中潮位以上光滩水边线处于小幅波动变化过程，基本保持进退平衡状态（图6a-d）。2002—2007年期间，此范围光滩平均向海推进98 m，平均推进速率为20.8 m/a，最大向海推进距离达500 m，且主要发生在钦江河口中部潮滩前缘和潮汐通道之间（图6e）。在2007—2014期间，钦江河口中部潮滩前缘区域连续向岸蚀退，平均向岸后退161 m，平均后退速度为23 m/a（图6e、f、g）。2014—2021年平均中潮位以上光滩平均向海淤涨143 m，平均淤涨速率为31.7 m/a（图6i），淤涨区域主要集中于钦江口潮滩中部和钦江沙冲河口前缘，该区域淤涨最远距离近700 m。总体而言，1986—2021年平均中潮位以上光滩平均向海推进176 m，平均推进速率为5.0 m/a（图6j），且冲淤变化的活跃地带主要集中于钦江口中部潮滩和钦江沙冲河口区域。
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图 6 平均中潮位以上光滩水边线移动过程a-d. 水边线基本维持进退平衡状态，e. 快速向海推进，f-g. 连续向岸蚀退，h-i. 缓慢向海淤进，j. 整体变化格局。Figure 6. Spatial migrations of bare flats’ edges above the mean middle tide levela-d: Stability period of the edges in 1986-2002, e: rapid seaward advancement in 2002-2007, f-g: landward erosion in 2001-2014, h-i: slow seaward advancement in 2014-2021, j: the overall patterns.4. 讨论
4.1 河流入海水沙的影响
河流入海水沙物质的多寡在河口潮滩发育和地貌塑造过程中扮演着重要的角色[24-25]。钦江河口位于茅尾海北部，钦江入海泥沙是区域潮滩物质的主要来源之一[26]。据钦江陆屋水文站历年水沙数据，自1971年以来，钦江年平均流量和输沙量总体呈波动下降趋势（图7a）。其中年平均输沙量在1971—1982年间出现较大波动，而后1982—2021年呈持续波动下降趋势，下降速率约为0.67×104 t/a（图7a）。将钦江年平均输沙量与平均中潮位以上光滩面积进行相关性分析后发现，除了2007年和2021年外，两者呈显著的正相关性（图7b）。钦江年平均输沙量越高，钦江河口平均中潮位以上光滩面积越大，造成2007年的光滩面积出现远高于拟合值的原因可能是卫星成像时的实际潮位与潮位站提供的测量数据相差过大。但由于缺乏更多相关数据，要探明其中的具体影响因素，需要进一步研究。另外，造成2021年光滩面积远低于拟合值的原因则可能是茅尾海清淤工程的影响，将在下文进行阐述。此外，由于径流挟带泥沙自上而下注入茅尾海时，河面突然展宽，加上地形与红树林植被的作用，流速降低，其挟带的泥沙在平均中潮位以上光滩更容易沉积。相较而言河道、潮汐通道和平均中潮位以下光滩的沉积效果更不显著（图5i），因此，钦江入海水沙是钦江河口光滩向海延伸的动力条件和物质基础，且一定程度上决定冲淤变化在何处发生。但由于钦江输沙量减少是一个相对缓慢的过程，光滩面积响应上游泥沙的减少同样是逐渐变小的态势，但当前光滩面积在2007—2014年呈现急剧下降，因此，输沙量的减少不是区域光滩急剧减少的主要原因。
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图 7 钦江陆屋水文站1971—2021年实测平均流量及输沙量变化趋势（a）以及钦江输沙量与平均中潮位以上光滩面积的关系（b）Figure 7. Changes in riverine annual water discharge and suspended sediment load (SSL) discharged from the Qinjiang River at Luwu Station in 1971—2021 (a), and the relationship between bare flats area above the mean mid-tidal level and riverine SSL (b)4.2 植被的影响
钦江河口潮滩主要由植被和光滩构成，植被以桐花树和无瓣海桑等红树植物为主[19]。红树林与光滩之间存在着相互促进的关系，红树林的扩张将逐渐填补光滩的空间使光滩面积变小，而其沉沙促淤的作用又促进光滩的发育、扩张，光滩的发育将为红树林提供更多生长空间[27-28]。钦江河口潮滩也呈现出光滩与植被相互促进的趋势。在提取1986—2021年期间钦江河口潮滩上植被的面积后发现，其面积呈逐年上升的趋势，由1986年的769 hm2增长到2021年的1 170 hm2，共增长了401 hm2，年平均增速为12.56 hm2（图8）。逐年扩张和不断向海推移的植被不断填补潮间带的光滩斑块，使光滩上部面积不断下降，相比1986年共减少了370 hm2（图8）。然而根据1986—2021年平均中潮位以上的光滩水边线变化趋势，近40年来该区域光滩平均向海推进了176 m，最远超过600 m（图6j），意味着平均中潮位以上的光滩面积虽受植被扩张的影响而不断减少，但其前缘仍不断向海淤涨。植被的促淤沉沙作用可能是其不断向海淤涨的影响因子之一。
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图 8 1986—2021年光滩与植被面积变化过程Figure 8. Coupled changes in bare flats and vegetation area from 1986 to 20214.3 海平面上升的影响
研究表明，由于全球气候变暖，海平面逐年上升，造成潮滩淤积速率减缓，海岸带侵蚀加剧[29-30]。钦江河口位于茅尾海的北部，是北部湾最北端的海域。根据《2020年中国海平面公报》，1980—2020年北部湾海平面以平均每年0.2 cm的速度上升，40年来海平面上升约10 cm（图9）。然而在此期间，钦江河口平均中潮位以上的光滩前缘平均向海推进176 m，面积增加了263 hm2（图5i、6i）。意味着，海平面的上升对钦江河口光滩的发育未造成明显影响。1986—2021年期间，钦江河口红树林的不断扩张和向海推进，为悬浮泥沙的沉积营造了有利条件，进一步促进光滩的淤积和发育，一定程度上减小区域受海平面上升所带来的影响。
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图 9 北部湾1980至2020年平均海平面变化趋势Figure 9. Sea level change along the Beibu Gulf from 1980 to 20204.4 茅尾海清淤工程的影响
钦江河口光滩面积自1986—2020年总体出现大规模损失，其中1986—2007年光滩面积增加（图6a、7），而后处于递减状态（图6b、7）。即光滩面积约在2008年出现明显转折，造成光滩出现该变化的主要因素可能是人类活动（图10a-f）。2010年钦州市出台《茅尾海综合整治规划》，该规划中指出，为改善茅尾海水动力条件、加大航道水深及船舶通航能力，将分三期对茅尾海航道及浅滩进行清淤、整治。清淤深度到-2.47 m（1985国家高程基准），清淤量约1.3亿 m3，其中沙量340万m3，淤泥12 360万m3，泥岩200万m3 [31]，该海区清淤而搬运的1.3亿m3泥沙大部分来自茅尾海北部的河口潮滩。清淤工程的实施直接作用于光滩，使光滩面积急剧下降，此现象与前人研究结果相符。该研究认为，在清淤工程的实施下，茅尾海潮滩在2013年后面积显著缩小[32]。然而，2017—2021年光滩面积出现明显向海淤积，这很可能和茅尾海清淤工程完成后的海区纳潮量与近岸水深变化有关：即因清淤范围内的水深加深，茅尾海纳潮量得到显著提升，其中区域大潮纳潮量分别提升6.1%、13.0%和21.7%，而平均纳潮量分别提升3.1%、9.8%和18.1% [33]。纳潮量的增加和水深的加深使潮流流速降低，利于泥沙沉积，进而导致清淤后的钦江河口潮滩光滩不减反增（图5i）。
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图 10 人类活动对钦江河口光滩的影响a-c. 茅尾海清淤工程的实施，d-f. 利用清淤而来的泥沙对沙井港部分区域进行吹填，g-i. 钦江河口大范围的生蚝养殖。Figure 10. Influence of human activities on the bare flats in the Qinjiang River estuarya-c: Implementation of dredging project in the Maowei Sea; d-f: parts of the adjacent Shajing harbor were filled with dredged sediments; g-i: extensive oyster cultivations in the estuary.4.5 茅尾海近岸海水养殖影响
茅尾海海水养殖主要以生蚝养殖为主，是目前国内最大的天然生蚝产卵和养殖区，面积约2 340 hm2，主要集中于茅尾海中部偏北区域、南部偏中区域和近东岸区域[34-36]。研究表明，大范围的生蚝养殖将造成水动力减弱，延长水循环周期，促使悬浮泥沙沉积，进而造成滩涂淤积[37]。据钦州市近年来生蚝天然采苗器投放量的监测数据显示，2011年采苗器投放量为2 500 万串，是2009和2010年的3倍，2015年采苗串投放增至5 000万串，2016年爆发增长至9 000万串，2017与2018年分别为9 200万串和9 300万串，2019年为1.3亿串[38]。其中，钦江河口分布着较大面积的生蚝养殖区（图10g、h、i）。通过分析钦江河口光滩上部的变化趋势发现，2014—2021年期间，光滩面积呈缓慢上升趋势（图8），钦江河口中部潮滩前缘不断向海淤进（图5h、i），与茅尾海生蚝养殖的增长趋势呈正相关的关系。因此，除清淤工程完成后可能导致区域光滩产生淤积效应外，大范围的生蚝养殖为钦江河口光滩面积不断增长的主要驱动因素。
此外，考虑到不同影像的潮位差异可能造成解译偏差，本研究通过采用RTK实测的方式，计算出研究区平均中潮位潮滩坡度约0.45%。而本研究使用的影像对应潮位最大相差0.29 m，由此造成的水边线提取距离偏差约为64 m，在相应的影像中占2个像元。文中关于两组相近潮位影像解译得到的光滩淤积和侵蚀速率远超过2个像元，因此，文中解译的潮滩冲淤结果可信。
5. 结论
（1）1988—2020年钦江河口光滩总体减少1 077 hm2，减少区域主要集中于钦江沙井河口和钦江沙冲河口航道、潮沟区域。1986—2021年钦江河口平均中潮位以上光滩减少370 hm2，期间经历了1986—2002年冲淤平衡、2002—2007年快速淤积、2007—2014年急剧下降和2014—2021年缓慢淤涨4个阶段。近40年来，该区域平均中潮位以上光滩以5 m/a的速度平均向海推进176 m，淤涨范围主要集中于钦江河口中部潮滩。
（2）钦江入海输沙量的变化是钦江河口平均中潮位光滩面积增减的主控要素，近年来入海泥沙的减少引起该河口光滩面积减少。区域潮间带植被面积的增长有利于滩面泥沙沉降而促使钦江河口光滩面积向海扩展。
（3）茅尾海清淤工程的实施是钦江河口光滩突然减少的直接因素。2015年后呈爆发式增长的生蚝养殖减缓潮流流速，促使钦江河口中部潮滩以上光滩面积在2014—2021年期间出现缓慢上升。此外，近40年来，海平面的上升未对区域光滩造成明显影响。
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图 1 不同环境下的Li同位素组成示意图[14]
Li具有极强的流体活动性，在很多地质过程中会产生同位素分馏。如图中所示，在地表风化过程中，6Li优先进入固体相，而7Li倾向于进入流体相，因此，河流具有比陆壳更重的Li同位素组成。河流将重Li同位素组分补给海洋，导致海水的Li同位素组成相对偏重。海水与玄武质洋壳发生相互作用形成的蚀变洋壳具有较大的Li同位素组成变化范围，但与新鲜洋壳相比，整体偏重；而在俯冲带脱水过程中，7Li优先进入流体相，形成具有轻Li同位素组成的脱水洋壳[15]。
Figure 1. Illustration of Li isotopic composition in different environments[14]
Li is highly fluid-mobile and its isotopes can fractionate in many geological processes. During surface weathering, 6Li preferentially enters the solid phase, while 7Li tends to enter the fluid phase. As a result, the Li isotopic composition of river is heavier than that of the continental crust. When rivers enter into the ocean, the seawater therefore has a relatively heavy Li isotopic composition. The altered oceanic crust has a large range of Li isotopic composition after the interaction between seawater and basaltic oceanic crust, which is also heavier than fresh MORB. During the dehydration process in the subduction zone, 7Li preferentially enters the fluid phase to form dehydrated oceanic crust with a light Li isotope composition[15].
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图 3 不同钻孔岩芯的低温蚀变玄武岩Li含量（a）与δ7Li值（b）随深度变化散点图
图中灰色区域代表新鲜MORB，数据来自文献[1,36]；低温蚀变玄武岩Li含量和δ7Li数据来自文献[1,16-18,54-55]，各钻孔岩芯沉积层较薄，沉积物/岩石界面为208～342 mbsf，蚀变作用发生的最大深度为DSDP 417D 钻孔（636 mbsf[17]）。此外，图中灰色虚线指示了Li元素出现局部异常的深度；为避免散点过度压缩，图a不包括DSDP 417A钻孔的一个样品点（深度：221.1 mbsf；Li含量为71.4×10−6）。
Figure 3. Variations of Li content (a) and δ7Li values (b) with depth of low-temperature-altered basalts from ocean drilling cores compiled
The gray area in the figure represents fresh MORB (references [1,36]). The Li contents and δ7Li values of low-temperature altered basalts are from references [1,16-18,54-55]. The sediment layer of each drilling core is thin, and the sediment/rock interface is 208 ～ 342m below the seafloor (mbsf). For the complied dataset, the maximum depth at which alteration occurred is taken from DSDP Hole 417D (636 mbsf [17]). To avoid over-compression of the scatter points, Figure 3a excludes one sample from DSDP Hole 417A (depth: 221.1 mbsf; Li content of 71.4×10−6).
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图 4 不同钻孔岩芯的低温蚀变玄武岩Li含量（a）、δ7Li值（b）随蚀变程度变化散点图
图中蓝色虚线代表ODP 896A钻孔的变化趋势线，橙色虚线代表ODP 504B钻孔的变化趋势线。低温蚀变玄武岩Li含量和δ7Li数据来自文献[1]。
Figure 4. Variations of Li content (a) and δ7Li value (b) of low-temperature-altered basalts with alteration degrees in two ocean drilling cores
The blue dashed line represents the regression line for ODP Hole 896A, and the orange dashed line is for ODP Hole 504B. The Li contents and δ7Li values of low-temperature altered basalts are from reference [1].
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图 5 不同钻孔岩芯的高温蚀变玄武岩Li含量（a）与δ7Li（b）随深度变化散点图
图中灰色区域代表新鲜MORB，数据来自文献[1,36]，高温蚀变玄武岩Li含量和δ7Li数据来自文献[1,5,17,18,54-55]。3个钻孔岩芯沉积层都较薄，沉积物/岩石界面为208 ～ 342 mbsf，发生高温蚀变作用的最小深度在IODP 1256D 495.86 mbsf [18]。此外，图中灰色虚线指示了与变化趋势相关的关键深度。
Figure 5. Variations of Li content (a) and δ7Li values (b) with depth for high-temperature-altered basalts from ocean drilling cores complied
The gray area in the figure represents fresh MORB (references [1,36]]. The Li contents and δ7Li values of high-temperature-altered basalts are from references [1,5,17,18,54-55]. The sediment layer of each drilling core is thin, and the sediment/rock interface is 208 ～ 342 m below the seafloor (mbsf). For the complied dataset, the minimum depth at which high-temperature alteration occurred is from IODP Hole 1256D (495.86 mbsf [18]).
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图 6 不同钻孔岩芯高温蚀变玄武岩Li含量（a）与δ7Li（b）随蚀变程度变化散点图
图中暗红色虚线代表ODP 735B钻孔的变化趋势线，橙色代表ODP 504B钻孔的变化趋势线。高温蚀变玄武岩Li含量和δ7Li值来自文献[1,5]。
Figure 6. Variatins of Li content (a) and δ7Li (b) with alteration degrees of high temperature-altered basalts from two ocean drilling cores
The dark red dashed line in the figure represents the regression line for ODP Hole 735B, and the orange dashed line is for ODP Hole 504B. The Li contents and δ7Li values of high-temperature-altered basalts are from references [1,5].
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图 7 ODP 1272A、1274A钻孔岩芯蛇纹石化橄榄岩Li含量（a）与δ7Li（b）随深度变化散点图
图中灰色区域代表新鲜橄榄岩，数据来自文献[18-21]；蛇纹石化橄榄岩Li含量和δ7Li值来自文献[21,22]。其中图a横坐标采取对数坐标。
Figure 7. Variations of Li content (a) and δ7Li values (b) with depth of serpentinized peridotites from ODP Hole 1272A and Hole 1274A
The gray area in the figure represents fresh peridotites (references [18-21]). The Li contents and δ7Li values of serpentinized peridotites are from references [21-22]. The horizontal coordinates of Figure 7a are in logarithmic scales.
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图 8 西南印度洋脊（SWIR）蛇纹石化橄榄岩Li含量（a）与δ7Li（b）随蛇纹石化程度变化散点图
图中灰色区域代表新鲜橄榄岩，数据来自文献[19,22]；黑色虚线代表海水中的Li含量和δ7Li值，数据来自文献[22,28]；蛇纹石化橄榄岩Li含量和δ7Li值来自文献[19]。
Figure 8. Scatter plots of Li content (a) and δ7Li values (b) of with serpentinization degrees for serpentinized peridotites from the Southwest Indian Ridge (SWIR)
The gray area in the figure represents fresh peridotites (references [19,22]). The black dashed line represents the Li content and δ7Li value of seawater (references [22,28]). The Li contents and δ7Li values of serpentinized peridotites are from reference [19].
表 1 大洋钻探钻孔岩芯中低温蚀变玄武岩的Li含量和δ7Li值汇总
Table 1 Compilation of Li content and δ7Li values of low-temperature-altered basalts from ocean drilling cores
钻孔编号 Li含量
/10-6平均Li含量
/10-6δ7Li值
/‰平均δ7Li值
/‰数据来源 ODP504B 5.62～8.79 5.90 4.80～11.80 6.75 Chan等[1] ODP896A 4.00～7.9 6.31 4.40～12.60 8.17 Chan等[1] IODP1256C 2.87～9.25 6.00 1.06～5.28 3.02 Gao等[18] IODP1256D 4.17～13.1 5.58 2.24～6.13 4.57 Gao等[18] DSDP417A 12.10～71.40 30.84 0.80～9.00 5.37 Seyedali等[17] DSDP417D 7.50～18.60 11.94 −0.80～7.10 3.73 Seyedali等[17] DSDP418A 5.80～18.30 12.53 −1.70～12.90 1.85 Seyedali等[17] 
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表 2 大洋钻探钻孔岩芯中高温蚀变玄武岩的Li含量和δ7Li值汇总
Table 2 Compilation of Li contents and δ7Li values of high-temperature-altered basalts from ocean drilling cores
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[1] Chan L H, Leeman W P, You C F. Lithium isotopic composition of Central American volcanic arc lavas: implications for modification of subarc mantle by slab-derived fluids: correction [J]. Chemical Geology, 2002, 182(2-4): 293-300. doi: 10.1016/S0009-2541(01)00298-4
[2] Alt J C, Laverne C, Coggon R M, et al. Subsurface structure of a submarine hydrothermal system in ocean crust formed at the East Pacific Rise, ODP/IODP Site 1256 [J]. Geochemistry, Geophysics, Geosystems, 2010, 11(10): Q10010.
[3] Zhang G L, Smith-Duque C. Seafloor basalt alteration and chemical change in the ultra thinly sedimented South Pacific [J]. Geochemistry, Geophysics, Geosystems, 2014, 15(7): 3066-3080. doi: 10.1002/2013GC005141
[4] Thompson G. Metamorphic and hydrothermal processes: basalt-seawater interactions[M]//Floyd P A. Oceanic Basalts. Dordrecht: Springer, 1991: 148-173.
[5] Bach W, Alt J C, Niu Y L, et al. The geochemical consequences of late-stage low-grade alteration of lower ocean crust at the SW Indian Ridge: results from ODP Hole 735B (Leg176) [J]. Geochimica et Cosmochimica Acta, 2001, 65(19): 3267-3287. doi: 10.1016/S0016-7037(01)00677-9
[6] Rudnick R L, Nakamura E. Preface to “Lithium isotope geochemistry” [J]. Chemical Geology, 2004, 212(1-2): 1-4. doi: 10.1016/j.chemgeo.2004.08.001
[7] Hathorne E C, James R H. Temporal record of lithium in seawater: a tracer for silicate weathering? [J]. Earth and Planetary Science Letters, 2006, 246(3-4): 393-406. doi: 10.1016/j.jpgl.2006.04.020
[8] Misra S, Froelich P N. Lithium isotope history of Cenozoic seawater: changes in silicate weathering and reverse weathering [J]. Science, 2012, 335(6070): 818-823. doi: 10.1126/science.1214697
[9] Tomascak P B, Magna T, Dohmen R. Advances in Lithium Isotope Geochemistry[M]. Cham: Springer, 2016.
[10] Elliott T, Jeffcoate A, Bouman C. The terrestrial Li isotope cycle: light-weight constraints on mantle convection [J]. Earth and Planetary Science Letters, 2004, 220(3-4): 231-245. doi: 10.1016/S0012-821X(04)00096-2
[11] Seitz H M, Brey G P, Lahaye Y, et al. Lithium isotopic signatures of peridotite xenoliths and isotopic fractionation at high temperature between olivine and pyroxenes [J]. Chemical Geology, 2004, 212(1-2): 163-177. doi: 10.1016/j.chemgeo.2004.08.009
[12] Pistiner J S, Henderson G M. Lithium-isotope fractionation during continental weathering processes [J]. Earth and Planetary Science Letters, 2003, 214(1-2): 327-339. doi: 10.1016/S0012-821X(03)00348-0
[13] Millot R, Scaillet B, Sanjuan B. Lithium isotopes in island arc geothermal systems: Guadeloupe, Martinique (French West Indies) and experimental approach [J]. Geochimica et Cosmochimica Acta, 2010, 74(6): 1852-1871. doi: 10.1016/j.gca.2009.12.007
[14] Liu J Y, Liu Q Y, Meng Q Q, et al. The distribution of lithium in nature and the application of lithium isotope tracing [J]. IOP Conference Series:Earth and Environmental Science, 2020, 600: 012018. doi: 10.1088/1755-1315/600/1/012018
[15] 汤艳杰, 张宏福, 英基丰. 锂同位素分馏机制讨论[J]. 地球科学-中国地质大学学报, 2009, 34(1):43-55 doi: 10.3799/dqkx.2009.006 TANG Yanjie, ZHANG Hongfu, YING Jifeng. Discussion on fractionation mechanism of lithium isotopes [J]. Earth Science-Journal of China University of Geosciences, 2009, 34(1): 43-55. doi: 10.3799/dqkx.2009.006
[16] Brant C, Coogan L A, Gillis K M, et al. Lithium and Li-isotopes in young altered upper oceanic crust from the East Pacific Rise [J]. Geochimica et Cosmochimica Acta, 2012, 96: 272-293. doi: 10.1016/j.gca.2012.08.025
[17] Seyedali M, Coogan L A, Gillis K M. Li-isotope exchange during low-temperature alteration of the upper oceanic crust at DSDP Sites 417 and 418 [J]. Geochimica et Cosmochimica Acta, 2021, 294: 160-173. doi: 10.1016/j.gca.2020.11.023
[18] Gao Y, Vils F, Cooper K M, et al. Downhole variation of lithium and oxygen isotopic compositions of oceanic crust at East Pacific Rise, ODP Site 1256 [J]. Geochemistry, Geophysics, Geosystems, 2012, 13(10): Q10001.
[19] Decitre S, Deloule E, Reisberg L, et al. Behavior of Li and its isotopes during serpentinization of oceanic peridotites [J]. Geochemistry, Geophysics, Geosystems, 2002, 3(1): 1-20.
[20] Lee C T A, Oka M, Luffi P, et al. Internal distribution of Li and B in serpentinites from the Feather River Ophiolite, California, based on laser ablation inductively coupled plasma mass spectrometry [J]. Geochemistry, Geophysics, Geosystems, 2008, 9(12): Q12011.
[21] Vils F, Pelletier L, Kalt A, et al. The Lithium, Boron and Beryllium content of serpentinized peridotites from ODP Leg 209 (Sites 1272A and 1274A): Implications for lithium and boron budgets of oceanic lithosphere [J]. Geochimica et Cosmochimica Acta, 2008, 72(22): 5475-5504. doi: 10.1016/j.gca.2008.08.005
[22] Vils F, Tonarini S, Kalt A, et al. Boron, lithium and strontium isotopes as tracers of seawater–serpentinite interaction at Mid-Atlantic ridge, ODP Leg 209 [J]. Earth and Planetary Science Letters, 2009, 286(3-4): 414-425. doi: 10.1016/j.jpgl.2009.07.005
[23] Sahoo S K, Masuda A. Precise determination of lithium isotopic composition by thermal ionization mass spectrometry in natural samples such as seawater [J]. Analytica Chimica Acta, 1998, 370(2-3): 215-220. doi: 10.1016/S0003-2670(98)00307-9
[24] Moriguti T, Nakamura E. High-yield lithium separation and the precise isotopic analysis for natural rock and aqueous samples [J]. Chemical Geology, 1998, 145(1-2): 91-104. doi: 10.1016/S0009-2541(97)00163-0
[25] 李献华, 刘宇, 汤艳杰, 等. 离子探针Li同位素微区原位分析技术与应用[J]. 地学前缘, 2015, 22(5):160-170 doi: 10.13745/j.esf.2015.05.013 LI Xianhua, LIU Yu, TANG Yanjie, et al. In situ Li isotopic microanalysis using SIMS and its applications [J]. Earth Science Frontiers, 2015, 22(5): 160-170. doi: 10.13745/j.esf.2015.05.013
[26] Tomascak P B, Tera F, Helz R T, et al. The absence of lithium isotope fractionation during basalt differentiation: new measurements by multicollector sector ICP-MS [J]. Geochimica et Cosmochimica Acta, 1999, 63(6): 907-910. doi: 10.1016/S0016-7037(98)00318-4
[27] Magna T, Wiechert U H, Halliday A N. Low-blank isotope ratio measurement of small samples of lithium using multiple-collector ICPMS [J]. International Journal of Mass Spectrometry, 2004, 239(1): 67-76. doi: 10.1016/j.ijms.2004.09.008
[28] Millot R, Guerrot C, Vigier N. Accurate and high-precision measurement of lithium isotopes in two reference materials by MC-ICP-MS [J]. Geostandards and Geoanalytical Research, 2004, 28(1): 153-159. doi: 10.1111/j.1751-908X.2004.tb01052.x
[29] Le Roux P J. Lithium isotope analysis of natural and synthetic glass by laser ablation MC-ICP-MS [J]. Journal of Analytical Atomic Spectrometry, 2010, 25(7): 1033-1038. doi: 10.1039/b920341a
[30] Xu R, Liu Y S, Tong X R, et al. In-situ trace elements and Li and Sr isotopes in peridotite xenoliths from Kuandian, North China Craton: insights into Pacific slab subduction-related mantle modification [J]. Chemical Geology, 2013, 354: 107-123. doi: 10.1016/j.chemgeo.2013.06.022
[31] Li X H, Li Q L, Liu Y, et al. Further characterization of M257 zircon standard: a working reference for SIMS analysis of Li isotopes [J]. Journal of Analytical Atomic Spectrometry, 2011, 26(2): 352-358. doi: 10.1039/C0JA00073F
[32] Bell D R, Hervig R L, Buseck P R, et al. Lithium isotope analysis of olivine by SIMS: calibration of a matrix effect and application to magmatic phenocrysts [J]. Chemical Geology, 2009, 258(1-2): 5-16. doi: 10.1016/j.chemgeo.2008.10.008
[33] Flesch G D, Anderson A J Jr, Svee H J. A secondary isotopic standard for 6Li/7Li determinations [J]. International Journal of Mass Spectrometry and Ion Physics, 1973, 12(3): 265-272. doi: 10.1016/0020-7381(73)80043-9
[34] Kasemann S A, Jeffcoate A B, Elliott T. Lithium isotope composition of basalt glass reference material [J]. Analytical Chemistry, 2005, 77(16): 5251-5257. doi: 10.1021/ac048178h
[35] Michiels E, De Bièvre P. Absolute isotopic composition and the atomic weight of a natural sample of lithium [J]. International Journal of Mass Spectrometry and Ion Physics, 1983, 49(2): 265-274. doi: 10.1016/0020-7381(83)85068-2
[36] Tang Y J, Zhang H F, Ying J F. A brief review of isotopically light Li–a feature of the enriched mantle? [J]. International Geology Review, 2010, 52(9): 964-976. doi: 10.1080/00206810903211385
[37] Chan L H, Edmond J M, Thompson G, et al. Lithium isotopic composition of submarine basalts: implications for the lithium cycle in the oceans [J]. Earth and Planetary Science Letters, 1992, 108(1-3): 151-160. doi: 10.1016/0012-821X(92)90067-6
[38] Tang Y J, Zhang H F, Ying J F. Review of the lithium isotope system as a geochemical tracer [J]. International Geology Review, 2007, 49(4): 374-388. doi: 10.2747/0020-6814.49.4.374
[39] Parkinson I J, Hammond S J, James R H, et al. High-temperature lithium isotope fractionation: insights from lithium isotope diffusion in magmatic systems [J]. Earth and Planetary Science Letters, 2007, 257(3-4): 609-621. doi: 10.1016/j.jpgl.2007.03.023
[40] You C F, Chan L H. Precise determination of lithium isotopic composition in low concentration natural samples [J]. Geochimica et Cosmochimica Acta, 1996, 60(5): 909-915. doi: 10.1016/0016-7037(96)00003-8
[41] Tomascak P B. Developments in the understanding and application of lithium isotopes in the earth and planetary sciences [J]. Reviews in Mineralogy and Geochemistry, 2004, 55(1): 153-195. doi: 10.2138/gsrmg.55.1.153
[42] Teng F Z, McDonough W F, Rudnick R L, et al. Lithium isotopic composition and concentration of the upper continental crust [J]. Geochimica et Cosmochimica Acta, 2004, 68(20): 4167-4178. doi: 10.1016/j.gca.2004.03.031
[43] Zack T, Tomascak P B, Rudnick R L, et al. Extremely light Li in orogenic eclogites: the role of isotope fractionation during dehydration in subducted oceanic crust [J]. Earth and Planetary Science Letters, 2003, 208(3-4): 279-290. doi: 10.1016/S0012-821X(03)00035-9
[44] Wunder B, Meixner A, Romer R L, et al. Lithium isotope fractionation between Li-bearing staurolite, Li-mica and aqueous fluids: an experimental study [J]. Chemical Geology, 2007, 238(3-4): 277-290. doi: 10.1016/j.chemgeo.2006.12.001
[45] Bouman C, Elliott T, Vroon P Z. Lithium inputs to subduction zones [J]. Chemical Geology, 2004, 212(1-2): 59-79. doi: 10.1016/j.chemgeo.2004.08.004
[46] Leeman W P, Tonarini S, Chan L H, et al. Boron and lithium isotopic variations in a hot subduction zone-the southern Washington Cascades [J]. Chemical Geology, 2004, 212(1-2): 101-124. doi: 10.1016/j.chemgeo.2004.08.010
[47] Karson J A. Geologic structure of the uppermost oceanic crust created at fast-to intermediate-rate spreading centers [J]. Annual Review of Earth and Planetary Sciences, 2002, 30: 347-384. doi: 10.1146/annurev.earth.30.091201.141132
[48] Michibayashi K, Tominaga M, Ildefonse B, et al. What lies beneath: the formation and evolution of oceanic lithosphere [J]. Oceanography, 2019, 32(1): 138-149. doi: 10.5670/oceanog.2019.136
[49] Honnorez J. The aging of the oceanic crust at low temperature[M]//Emiliani C. The Sea, Vol. 7. New York: John Wiley and Sons, 1981: 525-587.
[50] Seitz H M, Woodland A B. The distribution of lithium in peridotitic and pyroxenitic mantle lithologies—an indicator of magmatic and metasomatic processes [J]. Chemical Geology, 2000, 166(1-2): 47-64. doi: 10.1016/S0009-2541(99)00184-9
[51] Pichler T, Ridley W I, Nelson E. Low-temperature alteration of dredged volcanics from the southern Chile Ridge: additional information about early stages of seafloor weathering [J]. Marine Geology, 1999, 159(1-4): 155-177. doi: 10.1016/S0025-3227(99)00008-0
[52] James R H, Allen D E, Seyfried W E Jr. An experimental study of alteration of oceanic crust and terrigenous sediments at moderate temperatures (51 to 350°C): insights as to chemical processes in near-shore ridge-flank hydrothermal systems [J]. Geochimica et Cosmochimica Acta, 2003, 67(4): 681-691. doi: 10.1016/S0016-7037(02)01113-4
[53] Böhlke J K, Honnorez J, Honnorez-Guerstein B M, et al. Heterogeneous alteration of the upper oceanic crust: correlation of rock chemistry, magnetic properties, and O isotope ratios with alteration patterns in basalts from site 396B, DSDP [J]. Journal of Geophysical Research:Solid Earth, 1981, 86(B9): 7935-7950. doi: 10.1029/JB086iB09p07935
[54] Mengel K, Hoefs J. Li-18O-SiO2 systematics in volcanic rocks and mafic lower crustal granulite xenoliths [J]. Earth and Planetary Science Letters, 1990, 101(1): 42-53. doi: 10.1016/0012-821X(90)90122-E
[55] Zuleger E, Alt J C, Erzinger J, et al. Data-report: trace-element geochemistry of the lower sheeted dike complex, hole 504B (Leg 140) [J]. Proceedings of the Ocean Drilling Program, Scientific Results, 1996, 148: 455-466.
[56] Browne P R L. Hydrothermal alteration in active geothermal fields [J]. Annual Review of Earth and Planetary Sciences, 1978, 6: 229-248. doi: 10.1146/annurev.ea.06.050178.001305
[57] Humphris S E, Thompson G. Trace element mobility during hydrothermal alteration of oceanic basalts [J]. Geochimica et Cosmochimica Acta, 1978, 42(1): 127-136. doi: 10.1016/0016-7037(78)90222-3
[58] Wunder B, Meixner A, Romer R L, et al. Temperature-dependent isotopic fractionation of lithium between clinopyroxene and high-pressure hydrous fluids [J]. Contributions to Mineralogy and Petrology, 2006, 151(1): 112-120. doi: 10.1007/s00410-005-0049-0
[59] Yu C L, Xiao Y L, Wang Y Y, et al. Lithium isotopic compositions of Mesozoic and Cenozoic basalts from South-Eastern China: implications for extremely low δ7Li of continental-type eclogites [J]. Frontiers in Earth Science, 2022, 10: 844353. doi: 10.3389/feart.2022.844353
[60] Lynton S J, Walker R J, Candela P A. Lithium isotopes in the system Qz-Ms-fluid: an experimental study [J]. Geochimica et Cosmochimica Acta, 2005, 69(13): 3337-3347. doi: 10.1016/j.gca.2005.02.009
[61] Yang D, Hou Z Q, Zhao Y, et al. Lithium isotope traces magmatic fluid in a seafloor hydrothermal system [J]. Scientific Reports, 2015, 5: 13812. doi: 10.1038/srep13812
[62] Verney-Carron A, Vigier N, Millot R. Experimental determination of the role of diffusion on Li isotope fractionation during basaltic glass weathering [J]. Geochimica et Cosmochimica Acta, 2011, 75(12): 3452-3468. doi: 10.1016/j.gca.2011.03.019
[63] Marschall H R, Tang M. High-temperature processes: is it time for lithium isotopes? [J]. Elements, 2020, 16(4): 247-252. doi: 10.2138/gselements.16.4.247
[64] Niu Y L. Bulk-rock major and trace element compositions of abyssal peridotites: Implications for mantle melting, melt extraction and post-melting processes beneath Mid-Ocean Ridges [J]. Journal of Petrology, 2004, 45(12): 2423-2458. doi: 10.1093/petrology/egh068
[65] Mével C. Serpentinization of abyssal peridotites at mid-ocean ridges [J]. Comptes Rendus Geoscience, 2003, 335(10-11): 825-852. doi: 10.1016/j.crte.2003.08.006
[66] McCollom T M, Shock E L. Fluid-rock interactions in the lower oceanic crust: thermodynamic models of hydrothermal alteration [J]. Journal of Geophysical Research:Solid Earth, 1998, 103(B1): 547-575. doi: 10.1029/97JB02603
[67] Hansen C T, Meixner A, Kasemann S A, et al. New insight on Li and B isotope fractionation during serpentinization derived from batch reaction investigations [J]. Geochimica et Cosmochimica Acta, 2017, 217: 51-79. doi: 10.1016/j.gca.2017.08.014
[68] Wunder B, Meixner A, Romer R L, et al. Li-isotope fractionation between silicates and fluids: Pressure dependence and influence of the bonding environment [J]. European Journal of Mineralogy, 2011, 23(3): 333-342. doi: 10.1127/0935-1221/2011/0023-2095
[69] Wunder B, Deschamps F, Watenphul A, et al. The effect of chrysotile nanotubes on the serpentine-fluid Li-isotopic fractionation [J]. Contributions to Mineralogy and Petrology, 2010, 159(6): 781-790. doi: 10.1007/s00410-009-0454-x
[70] Dohmen R, Kasemann S A, Coogan L, et al. Diffusion of Li in olivine. Part I: experimental observations and a multi species diffusion model [J]. Geochimica et Cosmochimica Acta, 2010, 74(1): 274-292. doi: 10.1016/j.gca.2009.10.016
[71] Richter F, Watson B, Chaussidon M, et al. Lithium isotope fractionation by diffusion in minerals. Part 1: pyroxenes [J]. Geochimica et Cosmochimica Acta, 2014, 126: 352-370. doi: 10.1016/j.gca.2013.11.008
[72] 陈洁, 龚迎莉, 陈露, 等. 镁同位素地球化学研究新进展及其在碳酸岩研究中的应用[J]. 地球科学, 2021, 46(12):4366-4389 doi: 10.3321/j.issn.1000-2383.2021.12.dqkx202112010 CHEN Jie, GONG Yingli, CHEN Lu, et al. New advances in magnesium isotope geochemistry and its application to carbonatite rocks [J]. Earth Science, 2021, 46(12): 4366-4389. doi: 10.3321/j.issn.1000-2383.2021.12.dqkx202112010
[73] Huang J, Ke S, Gao Y J, et al. Magnesium isotopic compositions of altered oceanic basalts and gabbros from IODP site 1256 at the East Pacific Rise [J]. Lithos, 2015, 231: 53-61. doi: 10.1016/j.lithos.2015.06.009
[74] Huang J, Liu S A, Gao Y J, et al. Copper and zinc isotope systematics of altered oceanic crust at IODP Site 1256 in the eastern equatorial Pacific [J]. Journal of Geophysical Research:Solid Earth, 2016, 121(10): 7086-7100. doi: 10.1002/2016JB013095
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1. 李海琪，王爱军，叶翔，梁灏深，张望泽，吴水兰，李云海. 闽江口琅岐岛潮滩沉积物粒度时空变化特征研究. 海洋地质与第四纪地质. 2023(06): 14-24 . 
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