矿物岩石地球化学通报  2018, Vol. 37 Issue (3): 424-440   PDF    
变质作用与流体包裹体:进展与展望
肖益林, 余成龙, 王洋洋, 陆一敢     
中国科学院 壳幔物质与环境重点实验室, 中国科学技术大学 地球和空间科学学院, 合肥 230026
摘要: 流体广泛存在于大多数地质作用过程中,并担任着元素迁移的载体、化学反应的"容器"和活化剂等重要角色。流体包裹体作为古变质流体研究最直接的样本,在各种变质矿物中普遍存在,同时对各种后期改造有一定的抵抗力。因此,流体包裹体是了解变质过程中流体的物理化学行为和限定变质条件的最佳对象。本文从流体和变质作用类型等基本概念出发,系统介绍了不同类型变质作用中流体的产生、成分、作用及后期包裹体可能受到的改造过程,重点阐述了麻粒岩中流体包裹体和UP/UHP变质岩中流体包裹体研究热点,为大陆演化和壳幔相互作用等方面的探索提供帮助。最后展望了未来流体包裹体分析方法和技术方面上的改善以及流体示踪剂可能的发展趋势。
关键词: 变质作用      流体包裹体      俯冲过程      壳幔相互作用     
Metamorphism and Fluid Inclusions: An Overview and Prospectives
XIAO Yi-lin, YU Cheng-long, WANG Yang-yang, LU Yi-gan     
CAS Key Laboratory of Crust-Mantle Materials and Environments, School of Earth and Space Sciences, University of Science and Technology of China, Hefei 230026, China
Abstract: Fluid is ubiquitous in most geological processes. It serves as a carrier for elemental migration and acts as tubes, activators, and other significant roles for chemical reactions. Fluid inclusions are the most direct samples for investigating ancient metamorphic fluids, and most fluid inclusions can't be changed easily by late geological processes, therefore, they are considered to be the ideal samples to understand the geochemical behavior of fluids and to define the condition of metamorphism. This review paper has briefly described basic concepts of various types of the fluid and metamorphism, systematicaly introduced the production, components and roles of metamorphic fluids in various metamorphic processes as well as the possible modification processes by post-entrapped fluids. Especially emphasized on hot research issues of fluid inclusions in granulite and UP/UHP metamorphic rocks in order to further explore the continent evolution and mantle-crust interaction, ect. Meanwhile, some perspectives are made for the improvement of analytical technologies and methods of fluid inclusions and possible development in fluid tracers.
Key words: metamorphism     fluid inclusion     subduction process     mantle-crust interaction    
1 概述

变质作用在极其多样的地质背景下存在,并广泛分布于古老地盾、俯冲带、洋中脊甚至地壳和岩石圈地幔间。变质作用可以改变地壳不同深度的岩石类型、置换岩石圈地幔属性和诱导相关矿床的形成等。特别是在俯冲带,变质作用使得俯冲陆壳或洋壳及其上覆地幔楔发生化学变化形成“双变质带”,伴随着物质迁移引发弧岩浆过程和壳幔相互作用(赵振华等, 2004; 赵子福等, 2013, 2015; Zheng and Chen, 2016)。所以,研究变质作用对陆壳或洋壳和岩石圈地幔的形成和演化、壳幔相互作用、矿床成因等方面具有重要意义。

变质作用期间存在于岩石孔隙中的具有化学活动性和挥发性的流体,即为变质流体。变质流体是变质岩的重要组成部分,可促使矿物组分的溶解和迁移,引起原岩成分的变化,作为固相间发生化学反应的媒介,控制着变质反应的速率、温度和压力,同时对晶体生长的动力学和岩石流变性质等都有很大作用。广义上的流体依据水和溶质比例的不同可分为:富水流体(aqueous fluid)、富水熔体(hydrous melt)、超临界流体(supercritical fluid)和含水熔体(melt)等类型。不同类型流体存在的温压条件(图 1)不同,所含溶质的种类和容纳物质的能力也不同(肖益林等,2015)。

图件改自:肖益林等(2015) 图 1 不同类型流体与变质条件关系相图 Fig.1 The phase diagram of relationships between metamorphic conditions and various types of fluids

在变质过程的不同阶段,部分流体会以流体包裹体的形式被圈闭于矿物中。由于寄主矿物的保护,这些流体包裹体在很大程度上能够保留原始变质流体的信息,不同时代的流体包裹体对应于不同的变质阶段(Touret, 2001; Xiao et al., 2002)。因此,研究变质岩中流体包裹体是了解各类变质作用过程中变质流体的成因、来源、演化及流体-岩石相互作用的重要途径之一,特别是麻粒岩的成因和进退变质过程中高压或超高压(UP/UHP)变质岩的变质流体演化特征。由于在进变质阶段,代表早期流体的包裹体会受峰期变质作用的破坏而很难保存下来,因此变质岩样品中保留的流体包裹体多与峰期变质和退变质过程有关。目前,国内外学者通过对变质岩中流体包裹体的研究获得了大量不同类型变质作用的代表性变质岩中变质流体的成分和性质等信息,包括麻粒岩(Touret and Huizenga, 2011, 2012; Harlov, 2012; Huizenga and Touret, 2012; Aranovich et al., 2014, 2016; Newton et al., 2014)、榴辉岩(傅斌等, 2000; Xiao et al., 2000, 2001, 2002, 2006; Fu et al., 2001, 2003)、硬玉岩(祁敏等, 2015)、白片岩(范宏瑞等, 2002)、混合岩(Dutrow and Norton, 1995)、矽卡岩(Kwak, 1986)和其他接触变质岩等(Dutrow and Norton, 1995; Hanson and Ferry, 1995; Ayers et al., 2006; Mernagh et al., 2007)。这些岩石中的流体包裹体主要赋存于石英、石榴子石、绿辉石、绿帘石、硬玉和蓝晶石等变质矿物中。

本文系统介绍了常见类型的变质作用特征、变质流体的产生、成分和作用,以及捕获后包裹体的变化。以传统意义上的富水流体包裹体为研究基础,重点总结了麻粒岩相变质岩中的流体包裹体、俯冲带榴辉岩等高压超高压变质岩中,以及接触变质作用中的流体包裹体研究历史,并就以上热点综述了变质岩中流体包裹体的研究进展。

2 变质作用

受内生地质作用(俯冲作用、地壳构造运动、岩浆活动和地热流变化等)的影响,原先已存在岩石的外界地质环境和物理化学条件会发生改变。为了适应这种变化,岩石在固态下发生结构、构造甚至成分上的调整而形成的新岩石—变质岩,这一地质过程被称为变质作用。变质岩的原岩可以是所有种类的岩石,通常情况下把由岩浆岩通过变质作用形成的岩石称为正变质岩,原岩为沉积岩的称为副变质岩。

变质作用的分类方式多样,前人根据变质作用产生的位置和规模等因素将变质作用分为局部性变质作用和区域性变质作用两种。前者包括接触变质作用、动力变质作用、冲击变质作用、热液变质作用等;而后者则一般包括规模较大的洋底变质作用、造山变质作用等(沈其韩和耿元生, 2009)。如表 1所示,不同的变质作用类型代表了不同地质环境及温压条件等因素综合作用的结果。

表 1 常见变质作用类型特征(程素华和游振东, 2016) Table 1 Characteristics of common metamorphic types (after Cheng and You, 2016)

为准确描述不同变质作用的发生过程,地球科学工作者们将物理化学原理引入到岩石学中,并提出了“变质相”的概念。变质相是一定的温度压力范围内形成具有各种化学组成的一套变质矿物组合,在空间和时间上可以重复出现,矿物组合和全岩成分之间有固定的因而能够预测的对应关系,不同的变质相对应了不同的变质岩系列(图 2)。

图件引自:Winter(2010) 图 2 变质相的主要类型 Fig.2 Major metamorphic facies in P-T conditions
3 变质流体 3.1 变质流体的产生和来源

一般来说,变质作用使得高孔隙度高含水量的岩石(如沉积岩)经过重结晶变为具有较低孔隙度的岩石;重结晶岩石除非自身可产生容纳流体的结构(如次生裂隙等),一般仅能容纳很少量的流体。因此,岩石中早先的大部分流体都会在变质过程中被释放出来(Yardley and Cleverley, 2015)。如图 3所示,当岩石被加热时,其中富含挥发分的矿物会分解并被挥发分含量较少的矿物所替代。随着变质程度的升高,流体不断被释放,流体相压力也随之增大,当突破岩石的渗透性要求时,流体便会发生逃逸。当岩石中的流体静压力足以使流体渗透上覆岩层,流体便可以沿着裂隙回到浅部甚至地表。相反,在逐渐降温的退变质反应阶段,岩石会快速消耗其中残留的孔隙流体而变得异常的“干”,此时若有流体的加入便可以与某些矿物(如橄榄石、斜方辉石、铝硅酸盐和黑云母等)发生反应导致退变质作用而形成新的含水矿物。

横轴代表时间和温度,两端代表地表温度条件,中间为角闪岩相变质条件(650 ℃),图中虚线和实线分别指示:随着温度升高或降低,泥质岩、碎屑岩和玄武岩的孔隙水和矿物水的含量变化趋势。图件引自:Yardley和Cleverley(2015) 图 3 地表岩石在理想变质循环过程中水含量变化示意图 Fig.3 Schematic representation for the changes of water contents in a sequence of supracrustal rocks during an idealized metamorphic cycle

参与变质反应的流体按其与原岩的关系可分为原生流体和外来流体。原生流体是指变质岩原岩在变质作用过程中,由于温度、压力的升高产生脱水、脱碳等脱流体作用而形成的变质流体。研究证明,原生变质流体的来源十分丰富,如沉积岩表生作用贮存在原岩中的结构水、孔隙水、结晶水,一些含水矿物高温高压下相变释放的羟基,板块俯冲过程中带入的海水,碳酸岩脱碳反应产生的二氧化碳流体等。这些原生流体是就地派生的,因而“无处不在”,大多呈弥散状赋存于粒间,沿裂隙迁移,并在很大程度上影响了离子、元素迁移、晶体生长等变质反应的速率。外来流体的加入则需要一定的构造条件,如节理断裂或裂隙等构造薄弱带,这样外来流体才有可能通过这些“通道”运移较长距离,加入到另一个变质系统中。外来流体可以是远距离迁移的变质流体,也可以是岩浆水、建造水、地下卤水及地幔流体。外来流体的加入是变质岩研究中较复杂的问题。只要有符合条件的构造,外来流体可以在变质反应的任何阶段加入进来并影响反应的进程。

3.2 变质流体的成分

变质流体的主要成分为H2O和CO2。前者主要是硅酸盐矿物变质脱水的产物,当然,水中还会溶解有各种不同含量的离子和金属元素等;后者的来源则多种多样,包括碳酸盐矿物的脱碳反应(卢焕章等, 2004)、地幔来源(杨孝强和厉子龙,2013)以及继承原岩或叠加变质来源等(傅斌等, 2000; 范宏瑞等, 2008)。此外,N2也会存在于部分流体中,主要是由NH4+从分解的长石中释放出来而形成的(Fu et al., 2001; Xiao et al., 2002),少量来源于大气或蛋白质等有机物质的分解。如果岩石中含石墨、硫化物和硫酸盐时,流体中还会出现CH4、H2S、H2、CO、SO2等组分,具体的种类跟流体所处的氧逸度条件相关(卢焕章等, 2004)。

地球表层广泛存在着海水、热液、河流和大气降水等对地壳岩石的蚀变和风化作用,因此在俯冲带俯冲下去的壳源物质(主要由洋壳、陆壳以及上覆的大洋和大陆沉积物组成),以及可能的含水岩石圈地幔(如蛇纹岩)相比于地幔岩石都具有相对氧化和富含流体及挥发分的特征。总体而言,俯冲带流体除溶解于其中的各种来自俯冲板片的元素(离子)外,俯冲下去的壳源物质所携带的流体及挥发分也主要由H2O、CO2、S、N2、Cl、F等组成,而H2O和CO2仍然是俯冲带流体最主要的组分(详见肖益林等,2015)。

3.3 变质流体的地质作用

虽然很多变质反应不直接涉及流体,但并不是说这些变质反应过程中没有流体存在。变质流体的存在可以使得反应能够以较快的速率进行,同时在相当大的尺度达到化学相平衡,如蓝晶石多型转变为矽线石的反应机制包括:蓝晶石溶解于一个高盐度的水流体,矽线石从流体中沉淀并在与原蓝晶石无关的构造位置成核(程素华和游振东, 2016)。变质流体的组成还控制着变质反应启动的温压条件,如无水条件下脱碳反应(碳酸岩与石英之间的反应)的温度比含水条件下高出100 ℃(图 4)。此外,变质流体对于元素的迁移(Berkesi et al., 2012)、晶体生长动力学及岩石流变性质等都有较大的影响(Spear, 1993; Touret, 2001; Touret and Huizenga, 2011)。

无水条件下,含石英大理岩会被加热至A点。若部分流体存在于含石英大理岩的夹层中,随着岩石孔隙(可渗透性)的增大,流体的加入势必会使得CO2的比例降低,使得流体的成分变为B点,此时的条件远远高于平衡时初始条件(C),因此随着流体的不断渗透,反应速率将比直接升温来的更快,体系的温度逐渐拉回到C点。变质反应A点与C点的温度差大于100 ℃。图件引自:Yardley和Cleverley(2015) 图 4 t-XCO2图解 Fig.4 Diagram of t-XCO2

很多热液矿床的形成与变质岩密切相关。首先,变质流体很多情况下会相对富含金属元素,并可以为金属的分离提供条件;其次,作为变质反应的重要类型,脱碳反应将导致流体的集中运移和矽卡岩的形成;其三,地体的快速抬升会引发脱水反应,尽管抬升会导致温度降低,但流体产生的速率不受热流的影响(Yardley and Cleverley, 2015)。这些因素为成矿作用提供了极为有利的条件。

在矿床学中,变质矿床是一种重要的矿床类型,变质流体被认为是形成这些矿床的重要来源,尤其是金矿床(Fan et al., 2003; Fu and Touret, 2014; Yardley and Cleverley, 2015)。很多脉型金矿床都赋存于或邻近于麻粒岩地体,例如:我国胶东成矿带、澳大利亚西部的Yilgarn金矿床、南澳大利亚Challenger金矿床,以及津巴布韦南部Renco金矿床(Fu and Touret, 2014)等。在这种麻粒岩相变质背景下形成的金矿床和变质流体之间存在密切联系,麻粒岩中低水活度流体(CO2和高盐度卤水)可促进成矿前金的进一步富集(Fu and Touret, 2014)。值得注意的是,一些变质作用发生的区域往往还会存在不同时代的岩浆活动,所以一些赋存于变质岩中的矿体可能是由变质作用和岩浆作用叠加的结果(如Fan et al., 2003)。

4 变质流体捕获后的变化及其影响

变质岩形成及演化的时间较长,使得变质岩中流体包裹体捕获后的改造较之沉积岩、岩浆岩要复杂得多。流体包裹体的研究表明,与不同变质阶段相关的变质流体由于原岩和温压条件的不同而有所不同,如CO2主要存在于麻粒岩和紫苏花岗岩中;榴辉岩中流体包裹体会出现N2等。这些发现也让部分学者存在疑惑:是否这些包裹体真的可以代表一定深度下流体的残余?因为在地壳深部,开放的空间会被挤压甚至崩塌,使得自由流体无法存在;并且地体在抬升过程中,即使在高温、高压条件下捕获的平衡流体也会发生变化,在成分和密度上也许不可能保持原状(Leroy, 1979; Touret, 2001; Touret and Huizenga, 2011; Harlov and Austrheim, 2013; Bucholz et al., 2013)。

俯冲带变质岩从达到变质峰期之后到退变质阶段并出露于地表需要漫长的地质过程,在此期间变质岩所处的物理化学条件在不断变化,先前形成的流体包裹体性状可能会发生后期改变,最常见的包括流体包裹体的爆裂、压裂、渗漏、选择性组分丢失等。此外,深部的岩石所经历的变质变形事件不止一次,还可能存在外来流体的渗入等。因此通过流体包裹体剖析变质流体演化需要认真考虑这些变化。流体包裹体主要被改造的几种方式有:①包裹体的破裂、渗漏(内爆裂和外爆裂);②流体的选择性捕获或渗漏;③主矿物变形;④流体的不混溶性(Hollister, 1990; 徐学纯, 1991; 徐启东, 1996; 卢焕章等, 2004; Touret and Huizenga, 2011)。

高压/超高压变质岩峰期阶段的流体包裹体在捕获后的改造已经被很多研究所证实,最直观的证据就是,利用包裹体反演出来的峰期变质压力远远低于通过岩石反演的结果(如Sterner and Bodnar, 1989; Schmidt et al., 1998; Xiao et al., 2000, 2002; Franz et al., 2001; Zhang et al., 2005)。尽管如此,大量的研究仍表明,除了流体密度之外,大部分包裹体尤其是高盐度的包裹体受到后期的改变是有限的,很大程度上保留了包裹体捕获时候的信息(Xiao et al., 2000; Fu et al., 2003; Touret and Huizenga, 2011)。因此,变质岩中流体包裹体仍然可以作为研究变质流体的直接对象。

5 典型变质作用的流体包裹体研究

如前所述,变质作用多种多样,而不同变质岩中存在的流体包裹体也种类繁多,限于篇幅本文仅就目前研究较为系统而且具有代表性的麻粒岩相、俯冲带榴辉岩相和接触变质岩中的流体包裹体来阐述变质岩中流体包裹体的研究进展,以及这些成果对相关岩体成因、流体演化、元素迁移、水岩相互作用及区域大地构造等方面的研究意义。

5.1 麻粒岩中的流体包裹体

麻粒岩是大陆下地壳的主要岩石类型,按照构造背景分为:①地壳增厚(俯冲)产生的高压麻粒岩;②陆内扩张背景下的高温或超高温麻粒岩(Touret and Huizenga, 2012)。高压麻粒岩和高温或超高温麻粒岩间的p-t轨迹是不同的,高压麻粒岩对应顺时针的p-t轨迹(图 5中蓝色箭头),通常认为在峰期变质期间达到最高温度,但有一些高压麻粒岩沿着轨迹降压升温达到超高温区域。高温或超高温麻粒岩对应逆时针p-t轨迹(图 5中红色箭头),前进变质过程中温度和压力同时上升,温压条件可以达到超高温区域。

顺时针和逆时针p-t变质轨迹分别对应高压麻粒岩(蓝色箭头)和(超)高温麻粒岩(红色箭头)。渐变色区域为角闪岩相与麻粒岩相重叠区的温压条件;灰色部分为密度为1.1~1.2 g/cm3的CO2等容线区域。图件引自:Touret和Huizenga(2012) 图 5 高压和(超)高温麻粒岩变质p-t变质轨迹和角闪岩相-麻粒岩相过渡带 Fig.5 p-t metamorphic paths for HP and (U)HT fields granulites and transition zone between granulite facies and amphibolite facies
5.1.1 流体成分和存在证据

麻粒岩在许多变质带中均有出露,特别是前寒武纪地盾,主要由斜方辉石、单斜辉石和石榴子石等名义上无水矿物所构成。近些年来的研究表明,麻粒岩中存在不同类型的流体包裹体,按成分主要分为CO2和高盐度卤水两种类型,部分区域见少量的N2和CH4

麻粒岩中纯CO2包裹体通常以较大而醒目的负晶形出现在矿物中,大小可达到数十微米(图 6a6b)。早期部分学者观察到麻粒岩石英中的CO2次生包裹体,并认为是退变质最后演化阶段的产物,与麻粒岩相变质无关(Lamb et al., 1987),但越来越多的证据证实CO2是麻粒岩的同变质流体(Touret and Huizenga, 2011)。首先,CO2包裹体呈负晶形多为原生包裹体,说明矿物和包裹体形成的同时性;其次,矿物温压计推算出的变质条件(p-t轨迹)和CO2等容线一致(图 5);其三,包裹体成分与由矿物集合体中推测出的流体成分相一致,并且石英不再是麻粒岩中流体包裹体最佳的寄主矿物,其他矿物比如石榴子石和长石往往可以保存更多更大的包裹体(Touret and Huizenga, 2011; Harlov and Austrheim, 2013)。

(a)耶路撒冷地区晚太古代(2.4~2.7 Ga)赋存于石榴子石麻粒岩中斜长石的高密度CO2包裹体:密度1.095 ~1.07 g/cm3,大小30~40 μm (Touret, 2009);(b)泛非期(540 Ma)超高温麻粒岩的钾长石中中等密度CO2包裹体(0.96~0.99 g/cm3),包裹体大小在30~40 μm (Touret, 2009);(c)挪威Bamble地区的石英-阳起石中的卤水包裹体(Harlov and Austrheim, 2013);(d)挪威Bamble地区蠕英石中的卤水包裹体(红色箭头),大小约为15 μm (Touret,2009) 图 6 麻粒岩中的富CO2包裹体(a和b)和卤水包裹体(c和d) Fig.6 CO2-rich fluid inclusions (a, b) and brines inclusions (c, d) in granulit

含盐卤水包裹体的数量相比于CO2要少得多,并且尺寸大多较小(图 6c6d)。在室温下,包裹体大多不含气泡,一些包裹体壁上会有子矿物出现,成分主要为碳酸盐或其他盐类晶体。一些高盐度流体包裹体处于亚稳态,室温下无子矿物,但在冷热台加热过程中却有石盐晶体的出现(Touret and Huizenga, 2011, 2012)。卤水包裹体的发现代表在峰期变质或接近峰期变质阶段存在自由流体相。事实上,在麻粒岩变质峰期或退变质阶段的很多特征都指示有高盐度流体的活动迹象。如Dolejš和Baker(2014)发现,麻粒岩中存在富Cl的黑云母和角闪石,Zhu等(1994)Newton等(1998)计算得到镁质黑云母的Cl/(Cl+H2O)=0.015,说明存在与麻粒岩相矿物平衡的富Cl流体。

此外,紫苏花岗岩的形成说明了麻粒岩相变质存在丰富的流体(图 7a7b)。研究表明,CO2和K2O等流体渗透反应是角闪岩相变质岩转变为紫苏花岗岩的关键(Korzhinskii, 1962Perchuk et al., 2000),对于CO2和K2O主要涉及的反应分别为:

图件引自:Touret(2009) 图 7 (a) 斯里兰卡Kurunegala地区片麻岩(浅灰色)中叶理状初始紫苏花岗岩(深色);(b)接触带放大图 Fig.7 (a) The foliated charnockite (dark) within the gneiss (light gray) in the Kurunegala area, Sri Lanka.; (b)Details of the contact zone between the charnockite and gnesis

钙镁闪石+石英+含CO2流体→钙长石+顽火辉石+含CO2-H2O流体;

韭闪石+石英+含K+、Na+流体→钾长石+顽火辉石+透辉石+含H2O流体。

这些反应表明,紫苏花岗岩是由角闪岩相变质岩在流体协助下发生变质形成。图 7显示,叶脉状紫苏花岗岩在麻粒岩相流体作用下片麻岩的原位熔融结果(Touret, 2009)。

区域剪切带的碳酸岩及其围岩的钠长石化和方柱石化也支持在麻粒岩变质条件下存在大量流体。如挪威南部的Bamble和Modum Kongsberg地区辉长岩的钠长石化(图 8a8b),就是由富含Na+的CO2-H2O流体与辉长岩反应,从而产生钠长石及少量绿泥石、方解石、金红石、绿帘石和绿纤石等次生矿物(Engvik et al., 2011; Kusebauch et al., 2015)。

图件引自:Touret and Huizenga(2012) 图 8 (a) 挪威Bamble地区变辉长岩(黑色)中的热液白云岩(浅棕色);(b)挪威南部含石榴子石角闪岩含钠长石-阳起石脉 Fig.8 (a)Hydrothermal dolomite (light brown) in meta-gabbro (dark) in the Bamble area, Norway; (b)The albite-actinolite vein in garnet-bearing amphibolite from the Southern Norway

蠕虫状石英(图 6d)在麻粒岩中较常见,特别是在含堇青石的麻粒岩中还可能含有细小的卤水包裹体(Touret, 2009)。研究表明,蠕虫状石英是在富Ca2+和Na+的流体影响下,钾长石被相互交生的石英和斜长石替代形成的(Touret and Huizenga, 2012)。在Limpopo广泛出现条纹长石状的钾长石微脉或钾化现象(其中的奥长石被条纹长石或中条纹长石替代),钾长石微脉通常含有较高的Ba和钠长石,其形成涉及富K、Na的流体:石榴子石+石英+富含K、Na流体→钾长石+钠长石+黑云母(Touret and Huizenga, 2011Harlov and Austrheim, 2013)。除了发育蠕虫状石英和钾长石微脉以外,还有其他类型的细脉或结构同样证实麻粒岩相变质作用中存在流体,包括:①呈短柱状、浑圆状及不规则状分散在斜长石中的反条纹长石;②呈条纹长石状分散的他形矿物。这一系列证据表明,在麻粒岩形成过程中,CO2和高盐度流体的确存在并起到关键作用。

5.1.2 麻粒岩中的流体效应

前已述及,初始紫苏花岗岩化、剪切带中的碳酸盐化、蠕虫状石英和钾长石细脉的形成,可以证实麻粒岩中CO2和卤水的存在,也说明流体在这些变质过程中的作用。下地壳麻粒岩以捕掳体形式被地幔镁铁质火成岩(如碱性玄武岩)带到地表,说明下地壳的麻粒岩与岩石圈地幔上部存在相互作用(Touret and Huizenga, 2011; Frezzotti and Touret, 2014)。

由于CO2具有较高的润湿角,限制了麻粒岩中富CO2流体在颗粒边界的活动,使其只能在厘米至米尺度上的无水区域上迁移(Harlov, 2012),所以CO2的存在对许多矿物相和元素的携带运移能力较弱,在紫苏花岗岩化过程中起到的作用也很有限(Touret, 2009),但却能在一定程度上降低H2O的活度使无水矿物得以稳定存在。同时,CO2会从岩石中释放出来并沿构造薄弱地带向上迁移,从而为区域成矿提供条件(Touret and Huizenga, 2012)。

相反,由于卤水具有低的润湿角,可以沿颗粒边界、构造薄弱带迁移至很远,甚至达到千米尺度,所以卤水可以将热量有效地从壳-幔边界输送到中-下地壳。此外,由于矿物(例如,方解石、硬石膏、刚玉和石英)在卤水的中溶解度较大,并且卤水对元素(Ca、Al等)的运移能力较强,所以卤水可以在大尺度上促进变质作用(Harlov, 2012; Touret and Huizenga, 2012)。此外,卤水在小尺度上可以改变矿物成分和包裹体分布。角闪岩相与麻粒岩相变质过渡带(脱水区)中Fe-Mg硅酸盐矿物和氟磷灰石矿物的化学成分系统性变化可以指示流体的成分,在Sondrum变质脱水区中,黑云母相较于片麻岩亏损Fe、(Y+HREE)、Na、K、F和Cl,而富集Mg、Mn、Ca和Ti,结合流体包裹体的研究,说明存在含有CO2、NaCl和H2O的流体(Harlov, 2012)。在Tamil Nadu和Ivrea-Verbano地区的麻粒岩中发现的氟磷灰石中存在磷钇矿和独居石包裹体,麻粒岩变质程度越高,独居石越粗大,分布越分散。然而在角闪岩相变质区,氟磷灰石几乎不含有独居石包裹体,Harlov(2012)认为,独居石和边缘的矿物颗粒是由氟磷灰石变质作用形成的,变质脱水产生的流体若富含NaCl会抑制氟磷灰石中独居石和磷钇矿的形成,相反KCl流体可以促进这一过程。

5.1.3 麻粒岩中流体包裹体的成因和流体来源

关于麻粒岩中各种类型流体包裹体的成因存在巨大争议,不少学者认为是流体自身的演化导致了CO2包裹体与卤水包裹体的分离,如Touret和Huizenga(2011)发现,Limpopo地区南部边缘带(SMZ)高级变质地体在成分上与绿岩带相同(等化学变质),典型的绿岩带在进变质过程中会产生CO2-H2O流体相,但高级变质地体中却以富CO2流体包裹体为主。笔者认为可能由以下两个因素造成:①随体系温度的升高以及氧逸度条件接近FMQ条件,使得CO2-H2O流体逐渐演化为以CO2为主的流体;②在发生部分熔融过程中H2O会进入熔体相。沈昆等(2008)认为,喜马拉雅东构造结中南迦巴瓦群中高压麻粒岩是H2O-CO2包裹体中H2O的选择性渗透,结果导致残余流体中富集CO2

此外,前人对这些流体的来源同样存在争议(Hansen et al., 1995; Touret and Huizenga, 2011; Luque et al., 2012; Harlov and Austrheim, 2013)。卢焕章等(2004)认为,麻粒岩中CO2的来源有几种可能性:①上地幔的脱碳作用;②侵入深部地壳的玄武岩的冷凝优先吸取H2O而留下共存的富CO2气体;③有些麻粒岩地体中大量存在的钙硅酸盐岩和含铁石英(原来含菱铁矿)的变质可提供大量CO2;④板块碰撞使大陆架沉积物质深埋脱碳。而后,Clemens等(2016)提出,麻粒岩矿物中富CO2包裹体可以来源于周围环境孔隙流体的残余。然而,更多的学者支持CO2是幔源,如杨孝强和厉子龙(2013)对阿尔泰晚古生代超高温麻粒岩研究后认为,若富CO2包裹体是H2O-CO2包裹体选择泄露的结果,那么长英质层应该有含水的包裹体,但相反其缺失H2O而为近乎纯的CO2,所以推测CO2很有可能来自于地幔储库。在挪威南部的变质地体中(由角闪岩和麻粒岩相岩石构成)同变质辉长质侵入体出露于地表,占地表面积的20%~30%,这些变质岩中都富含CO2流体包裹体,且流体的δ13C具有地幔特点,说明辉长质侵入体是角闪岩和麻粒岩中CO2的主要来源(Touret and Huizenga, 2012),部分学者对石榴子石中流体包裹体进行的He同位素,对堇青石、方柱石和石英中流体包裹体进行的C同位素的研究均表明,这些流体都具有地幔特征(Hoefs and Touret, 1975; Dunai and Touret, 1993; Dahlgren et al., 1993; Newton and Manning, 2002; Aranovich et al., 2016)。

关于麻粒岩中卤水包裹体的形成过程和来源也有不同的看法。早期有学者认为,退变质过程中的水合反应会导致残余的盐水流体的盐度升高从而形成卤水(Bennett and Barker, 1992; Markl and Bucher, 1998)。大多数卤水包裹体经历后期变质演化逐渐再平衡,然而在某些情况下,卤水包裹体和原岩有着直接的联系,即为变质流体的残余。Clemens等(2016)认为,麻粒岩和混合岩浅色体中的卤水包裹体是变质脱水后流体的残余,因为流体中大部分水都会溶解于熔体中被带走,麻粒岩相岩石中水的丢失使得盐类得到富集,所以一些学者认为麻粒岩中的卤水来源于原始沉积物中孔隙水的残留(Yardley and Graham, 2002)。在挪威地区卤水和变质蒸发岩之间的联系说明卤水可能继承了同变质侵入体中的沉积孔隙水(Engvik et al., 2011)。显然,卤水的形成机制有很多种,但由于缺乏有力的示踪剂,所以很难辨别出是哪种来源或主要来源,准确的辨别出卤水的来源是未来研究的挑战(Touret and Huizenga, 2012)。

5.1.4 麻粒岩成因解释的流体包裹体证据

麻粒岩的成因从上世纪以来就一直存在争议,这场争论被称为“Pontiffs versus the Soaks”(Harlov and Austrheim, 2013Aranovich et al., 2016)。关于麻粒岩的成因有两种主要观点:①认为是无水参与的熔融过程形成(fluid-absent)(Thompson, 1983; Clemens et al., 2016);②认为麻粒岩中低水活度的流体对麻粒岩的形成意义重大(fluid-assisted)(Touret and Huizenga, 2011; Harlov, 2012; Harlov and Austrheim, 2013; Newton et al., 2014; Clemens et al., 2016)。

无水条件下的脱水熔融模型涉及含水矿物(白云母、黑云母和角闪石等)的脱挥发分作用从而释放水或间隙流体。释放出的水会优先分配进入到熔体中,伴随着熔体的抽离而迁移,麻粒岩作为残留相。这样在峰期变质条件下,没有含水流体会残余下来,换句话说,该体系中没有自由水的存在,H2O只能溶解于熔体或矿物结构中(Harlov and Austrheim, 2013)。

随着世界各地的麻粒岩地体中富CO2包裹体和卤水包裹体的发现,人们逐渐意识到这些低水活度的流体与麻粒岩相的变质作用有密切关系。Touret和Huizenga(2011, 2012)修正了之前的无水模型,提出了流体参与的麻粒岩变质模型,并认为来自岩石圈地幔的流体向上迁移对下地壳的变质改造起到一定作用(Harlov, 2012)。修正后的麻粒岩变质模型不仅考虑了角闪岩相与麻粒岩相过渡区,也强调了壳-幔相互作用,这对大陆的演化有着重要的启示意义。Touret和Huizenga(2012)通过研究双变质带(高压麻粒岩和高温或超高温麻粒岩)和超大陆的演化史,认为在大陆拼合晚期有大量幔源CO2在超大陆下地壳聚集而被储存,在大陆裂解时被释放到水圈或大气圈中,这可能是地幔流体释放进入地表的重要机制,同时对元古代冰川的消失和寒武纪生命大爆发具有重要意义。

5.2 俯冲带高压和超高压变质岩中流体包裹体

俯冲背景下存在多种类型的流体,参与高压(HP)、超高压(UHP)变质岩石的形成,并以流体包裹体的形式记录下来。流体包裹体是研究俯冲带在高压或超高压条件下的保留的原始变质流体,对流体成分及流体演化过程的反演至关重要。

高压和超高压变质岩类型有:榴辉岩、硬玉石英岩、硬玉岩、白片岩等等,流体包裹体主要集中在石英、绿辉石、绿帘石等变质矿物中。和麻粒岩相比,俯冲带中HP/UHP变质岩的流体类型多种多样。

5.2.1 高压和超高压变质岩的流体包裹体

Frezzotti和Ferrando(2015)对俯冲带高压和超高压变质岩中流体包裹体主要类型进行了总结,并将多相固体包裹体和熔体包裹体也归为流体包裹体范畴,将含氯化物流体包裹体和非极性气体流体包裹体命名为典型流体包裹体。在HP/UHP变质岩中的流体大致可分为两类:非极性气体和不同盐度的含水流体,在榴辉岩中富水流体要比非极性气体包裹体更多(Fu et al., 2003)。超高压榴辉岩中流体包裹体研究表明,水(H2O)是俯冲带流体的最为主要的组分,水溶液流体包裹体较为常见,按照盐度分为纯水包裹体(图 9b)、低盐度富水流体包裹体(图 9a9j)以及高盐度含水包裹体(图 9i)(Xiao et al., 2000, 2002; Fu et al., 2001, 2003)。

(a)苏鲁地区超高压榴辉岩中石英的低盐度富水流体包裹体(Fu and Touret, 2014);(b) CCSD超高压变质岩中绿辉石为纯水包裹体(沈昆等,2005);(c)(d) CCSD超高压变质岩中石英脉含有原生高密度CO2流体包裹体(Xiao et al., 2006);(e)石榴子石核部为含有N2的高盐度含水流体(Xiao et al., 2001);(f)榴辉岩锆石中沿微裂隙成群分布的CO2-CH4包裹体(沈昆等,2005);(g)绿辉石中多相流体包裹体,含有固相、卤水和气泡(Svensen et al., 1999);(h)榴辉岩中富F磷灰石包裹体(Liu et al., 2011);(i)Shima地区榴辉岩中石英含有负晶形高盐度水溶液包裹体(Xiao et al., 2002);(j)双河地区硬玉石英岩中石英含负晶形低盐度水溶液包裹体(Xiao et al., 2002); 图 9 高压/超高压变质岩中不同类型的流体包裹体 Fig.9 Various types of fluid inclusions in the HP/UHP metamorphic rocks

俯冲流体中的CO2是除水以外在俯冲带最为常见的流体相(图 9c9d ),这可以从岛弧火山岩中释放大量的CO2的事实得到证明。实际上,每年有相当质量的海相碳酸盐随蚀变洋壳在大洋俯冲带进行再循环,并且有大量的CO2在岛弧火山岩喷发时被释放至大气中(Wallace, 2005)。Peacock (1990)估计,每年有2.2×108t的CO2从俯冲带俯冲下去。大陆俯冲带的变质岩石中有关CO2作为俯冲流体重要组分的包裹体证据大量存在(Fu et al., 2001; Xiao et al., 2001; Fu et al., 2003)。在苏鲁榴辉岩中发现的纯CO2包裹体的密度高达1.0 g/cm3以上,这样的高密度流体此前只见诸于地幔橄榄岩中(Andersen and Neumann, 2001),表明CO2确实是俯冲带岩石到达地幔深度时的主要组分之一。交代地幔橄榄岩中的流体包裹体研究也表明,CO2是俯冲带流体的重要组分(Berkesi et al., 2012)。在华北克拉通方城玄武岩中,受到强烈壳源熔体交代的橄榄单斜辉石岩捕掳体中,有大量的CO2流体包裹体和碳酸盐熔体包裹体共存,表明由大陆深俯冲过程中产生的碳酸质熔体和CO2流体参与并可能显著地影响了地幔橄榄岩的交代过程(Sun et al., 2013)。

硫是另一类在俯冲带普遍存在的挥发分,岩浆或流体中的含硫挥发分可以显著影响岩浆的上升、去气、地幔交代及热液成矿作用;近期人们对流体包裹体中的S进行了大量的实验研究(Simon and Ripley, 2011; Webster and Botcharnikov, 2011; Jégo and Dasgupta, 2013, 2014),但自然样品中的S少有报道,最新的实验研究表明,S在流体和熔体中的分配系数受氧逸度和温度的控制,因此,俯冲带中流体和熔体中的S含量与具体俯冲板片内部的条件密切相关(Jégo and Dasgupta, 2014)。

地表沉积物及蚀变洋壳较大陆地壳和地幔深部含有更高的N含量,而俯冲带是把地表沉积物及蚀变洋壳中大量的N输送进入地幔的唯一有效途径(Bebout et al., 2013)。Cartigny和Marty(2013)发现,通过俯冲带进入地幔的N远超过其输出的量,因此有较多的N被储存在地幔深部。Xiao等(2001)在对代表地幔楔的石榴子石变斑晶的核部发现了来源于俯冲到地幔深度的沉积物的含N2的高浓度盐卤水流体包裹体,表明俯冲板片的流体确实可以进入地幔楔中。Fu等(2001)在大别山双河地区超高压榴辉岩中发现了纯N2的流体包裹体,其来源与陆源沉积物有关。

Yang和Powel(2008)报道了在形成深度超过180 km的石榴橄榄岩中的富F斜硅镁石包裹体。Liu等(2011)在北大别经历了俯冲深度达150 km以上的超高压变质作用的榴辉岩中发现了与流体有关的含F达3%的磷灰石。

此外,祁敏等(2015)通过对缅甸硬玉岩中流体包裹体的研究,发现了高密度的含CH4的流体包裹体。总的来说,与俯冲变质作用相关的变质流体类型多种多样,H2O、CO2、CH4、N2以及不同状态的F、Cl、S等都在变质作用以及相关地质过程中起到了重要作用。

5.2.2 高压和超高压变质岩的流体来源

俯冲板片的脱水是俯冲带变质流体的主要来源。在大洋俯冲带,蛇纹岩(serpentinite,含水量可高达15%~16%)是运载和输送大量水进入地幔的最有效岩性之一。它在压力为1.6~1.9 GPa、温度为600~700 ℃条件下发生分解并释放出流体(~9%的流体)(Trommsdorff et al., 1998)。蛇纹岩脱水后,其他的一些含水矿物相如绿泥石、云母等可以携带一部分流体进一步俯冲。大陆壳俯冲带的高压含水矿物相主要为角闪石、硬柱石和多硅白云母;角闪石含有约3%~4%的水,一般在角闪岩相向榴辉岩相的转换过程中分解(50~60 km)。就缅甸地区俯冲带而言,对硬玉岩的流体包裹体研究并结合锆石的Hf、O同位素,硬玉岩的Li同位素特征研究表明,与缅甸硬玉岩相关的流体可能来自俯冲洋壳和俯冲洋壳板块上的沉积物(祁敏等,2015)。

变质流体除了来源于俯冲物质外,也可能有其他来源。Xiao等(2000)对高压榴辉岩绿辉石中的流体包裹体研究表明,超高压变质条件下小尺度的变质脱水可以形成高盐度流体。部分学者认为,卤水是变质前孔隙水的残留物,并在顶峰变质期后与寄主矿物发生局部再平衡(傅斌等,2000Xiao et al., 2000, 2001, 2002; Fu et al., 2001, 2003);Fu等(2001)基于大别山榴辉岩流体包裹体研究,将流体分为两类:同变质流体(N2和高盐度卤水)和变质后(CO2和低盐度富水流体)的外来流体。

同变质流体形成于进变质或峰期变质期间的矿物反应,部分流体是由变质前的流体演化而来。张泽明等(2006)对中国大陆科学钻探(CCSD)钻遇的多种超高压变质岩的研究发现,这些变质岩中含有有机质,而且这些有机质都经历了明显的高温分解反应,应为超高压变质岩原岩在近地表条件下结合的有机物质,它在超高压变质条件下发生分解反应,使得榴辉岩在超高压变质阶段存在N2±CO2流体(翟伟等, 2005; 范宏瑞等, 2005)。N2被认为主要来源于在榴辉岩相条件下,由NH4+从分解的长石中释放出来而形成(卢焕章等, 2004)。祁敏等(2015)认为缅甸硬玉岩中高盐度流体是由蛇纹石化作用的产物,因为橄榄石蛇纹石化过程中消耗了大量的水,并且可以将流体中的CO2转换为CH4(Fu et al., 2003),流体特征以及硬玉岩的赋存特征都符合这一说法。

变质后流体可能是退变质降压过程中流体从剪切带或微裂隙后期注入形成的次生包裹体,这些流体可能来自围岩,如CO2可能来自原岩为镁铁质岩-超镁铁质岩或源于共生的大理岩等(Franz et al., 2001; Xiao et al., 2001)。范宏瑞等(2002)认为,白片岩富CO2包裹体可能形成于周围的大理岩和钙硅酸盐岩石的脱碳变质作用。部分高压矿物如纤锰柱石含有相当数量的水,当压力降低时,矿物中的水便被释放出来,溶于无水矿物中的羟基,当压力下降时也可以被释放出来并参与退变质反应。即高压超高压岩石的退变质反应可能会释放出水而不是吸收水,所以低盐度流体也可能来自矿物的分解(傅斌等, 2000; 张泽明等, 2006)。

5.2.3 高压和超高压变质岩中流体演化和意义

Xiao等(2000)通过对碧溪岭含柯石英榴辉岩的详细的流体包裹体及氧同位素研究表明,流体在变质演化过程中起到重要作用,并总结出碧溪岭地区流体p-t-t轨迹及流体成分演化示意图。图 10Xiao等(2000)张泽明等(2006)对大陆地壳俯冲和折返过程中流体-岩石相互作用及各变质阶段流体演化的详细过程的综合和总结。

图件修改自:Xiao等(2000)张泽明等(2006) 图 10 苏鲁超高压变质带的流体-岩石相互作用过程 Fig.10 The schematic diagram of the fluid-rock interaction process for metamorphic rocks in the Su-Lu UHP metamorphic belt

具体来说,Xiao等(2001)在北大别石榴子石辉石岩中的石榴子石变斑晶中发现流体包裹体主要有4类:石榴子石核部的高盐度流体包裹体和N2包裹体;较大石榴子石边部以碳质流体包裹体为主;石榴子石裂隙中两相(L+V)次生流体包裹体;H2O-CO2流体包裹体,为不同来源流体混合的半成品,H2O的体积比在20%~80%。结合全岩成分、辉石的成分环带及石榴子石氧同位素剖面,认为在峰期变质条件下以含N2的高盐度卤水为主,在退变质麻粒岩相过程中,流体成分演化为以CO2为主,在角闪岩相退变质阶段以后,会有外来低盐度富水流体的渗入。范宏瑞等(2002)通过包裹体均一温度推测也发现,白片岩中呈假次生的H2O溶液包裹体被捕获于角闪岩相和绿片岩相两个变质阶段之间。

同时,由于大别山-苏鲁地区处于陆内扩张环境,沿着构造薄弱地带,地幔或下地壳中CO2的介入可以降低峰期变质期间水的活度(Touret and Huizenga, 2011)。在退变质阶段,由于压力降低,一些含水矿物(多硅白云母、黝帘石、绿帘石和硬柱石)和无水矿物(石榴子石、绿辉石)释放出H2O,水活度升高使得超高压变质岩发生角闪岩相退变质作用。范宏瑞等(2008)通过对苏鲁桃行榴辉岩及高压脉体中流体包裹体研究发现,部分超高压变质岩叠加了麻粒岩相退变质作用,由于水流体的选择性吸收或释放,形成富CO2包裹体。值得注意的是,流体包裹体研究还发现同一变质带的不同区域也有所不同。通过对比南大别和北大别不同流体包裹体分布,Xiao等(2002)发现南大别以不同盐度的水溶液为主,而北大别以CO2和含N2等挥发份为主。这对反演区域流体演化以及大地构造演化过程也极为重要。

总的来说,在进变质阶段,流体逐渐由高水活度流体(中低盐度富水流体包裹体)变为峰期条件下的低水活度流体(高盐度卤水和高密度CO2),在退变质阶段流体则逐渐从高盐度流体变为纯水或低盐度富水流体(Xiao et al., 2006)。

不同类型流体对于变质过程中元素的迁移至关重要。黄建和肖益林(2013)对大别-苏鲁超高压变质岩和变质脉的研究表明,在流体-岩石反应过程中形成了高压脉,并在变质过程中伴随着Li、B、O同位素分馏和元素的迁移(Si、Al、Na、Nb-Ta、Zr、LILE和HFSE等),同时还有新生矿物的生长以及残余矿物的固态重结晶和溶解重结晶(盛英明和郑永飞,2013)。

此外,流体包裹体为全球稀有气体循环提供了证据。已有研究表明,大气中的稀有气体可以通过俯冲带沉积物脱水作用进入地幔深处,因此也是俯冲带流体的成分之一(Kendrick et al., 2011)。同时,Frezzotti等(2014)认为深俯冲富C-O-H流体是金刚石形成的重要来源(Frezzotti et al., 2014)。对含人工合成C-H-O流体包裹体的实验研究表明,H2O和甲烷及CO2等含碳气相会发生不混溶作用,因此会将俯冲板片的碳移出至上覆地幔楔,是深部碳循环的一个重要途径(Li, 2017)。Bali等(2013)通过人工合成流体包裹体实验并结合理论推导,证实在地幔条件下H2O和H2是不混溶的,这一结论为探讨早期地球氧化还原状态提供了启示。

5.3 接触变质作用中的变质流体研究

流体的流动是变质作用最重要的因素之一,在接触变质过程中显示出广泛的流体-岩石相互作用(Hanson, 1992)。流体流动方式和接触变质作用中流体-岩石作用是研究接触变质作用中流体的两个重要方面(卢焕章等,2004)。

Ferry(1994)利用一维模型(One-dimensional models)模拟了3种不同的接触变质条件下,含硅质灰岩中矿物组合的空间格局,通过对岩石-流体反应图解进行拓扑,并综合7个研究实例后认为,变质碳酸盐类岩石的矿物共生组合不仅和温度、压力、岩石成分、流体成分相关,而且还会受到流体的量及流体流动的方向有关。

Ayers等(2006)通过对美国加利福尼亚东部白山Birch Creek侵入接触变质带独居石和锆石原位的氧同位素研究,认为在前寒武Deep Spring组变质碎屑岩接触变质期间存在岩浆流体的渗入。

接触变质作用中流体作用最显著的体现就是形成某些相关矿床。Mernagh等(2007)通过对澳大利亚古元古代侵入型金矿床(Tanami、Tennant Creek和Pine Greek)与造山型金矿床(Yilgarn craton)的对比研究,发现两类金矿床的流体包裹体成分大致类似,流体成分主要为:H2O+NaCl+CO2± CH4±N2。在Tanami地区侵入型金矿床的矿脉中有4类流体包裹体(图 11),其均一温度在200~430 ℃,估算的捕获压力在40~290 MPa。含矿及成矿前后的脉体中硫化物的S同位素显示,Tanami地区侵入型金矿床的流体为岩浆来源或岩浆+沉积流体混合来源。流体-岩石反应被认为是金沉淀的重要过程,流体中含有大量的CH4可以使得相分离和金沉淀发生在地壳更深的位置。

(a)三相H2O-CO2±CH4±N2包裹体;(b)两相CH4±CO2+H2O包裹体; (c)两相含水包裹体;(d)含子晶矿物的三相含水包裹体。图件引自:Mernagh等(2007) 图 11 Tanami地区典型的流体包裹体 Fig.11 Representative fluid inclusions from the Tanami region
6 结语

除了上述热点的变质作用中流体包裹体的研究外,还包括对矽卡岩中流体包裹体的研究(Kwak, 1986)、混合岩中流体包裹体的研究(Touret and Olsen, 1985)和地幔捕掳体中流体包裹体(Liu et al., 2001; Harlov and Austrheim, 2013)等等。变质岩中的流体包裹体研究内容还在不断完善,研究的问题更加深入。通过研究麻粒岩与角闪岩过渡带和壳-幔过渡带来探讨下地壳的演化,对成岩成矿机制、大陆形成后的演化等都有着重要意义;对于榴辉岩等板块俯冲背景下的(超)高压变质岩中流体包裹体的研究,可以更好地认识俯冲-折返中的流体演化、弧岩浆的形成和地幔不均一性等;对于接触变质带流体包裹体的研究,可了解流体-岩石相互作用和流体的迁移方式等。

对于包裹体的PVTx性质,国内已达到国际水平,很多新技术和新方法被国内学者所应用(倪培等,2014),如LA-ICPMS单个流体包裹体分析方法应用于矿床学研究中,具有广阔的前景(付乐兵等, 2015蓝廷广等, 2017)。如果将LA-ICPMS单个流体包裹体分析方法应用于各类变质作用,可以更好的研究不同变质作用、变质阶段变质流体的成分演化特点。但是,LA-ICPMS单个流体包裹体分析方法还有待进一步完善,比如对LA-ICPMS分析中不同基体的剥蚀行为和剥蚀速率的研究等等(吴石头等, 2017)。

由于缺乏很好的示踪剂,流体来源问题常须通过流体和矿物的C-H-O同位素体系并结合矿物成分变化来综合判断,通过Li同位素(万红琼等,2015)、卤素和卤素同位素判断流体的来源可能是未来有力的工具(Bonifacie et al., 2008; John et al., 2010; Sharp et al., 2013; Kusebauch et al., 2015; Manzini et al., 2017)。

因此,不断改善新的分析方法和技术,并结合应用与流体密切相关的同位素示踪剂,是了解不同变质作用中流体的成分、来源、演化和岩石-流体反应的关键,进而深化对大陆地壳演化、壳幔相互作用及俯冲带地球化学等的认识。

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