2013, Vol. 29
流体在变质过程中扮演了重要的角色。一方面，流体直接控制着变质过程中脱水熔融的反应温度、元素的迁移、矿物的形成；另一方面，流体的存在影响了变质反应速率、变质反应压力以及岩石流变性质(Spear，1993)。超高温变质麻粒岩作为极端高温条件下变质作用的产物，是下地壳在低水活度条件下经受超高温(T>900℃)变质作用形成的，以保存了峰期变质无水矿物组合为特征(Harley，2008；Kelsey，2008)。
高温-超高温麻粒岩中流体主要以两种形式赋存：二氧化碳(可含少量的CH4、N2、H2S、H2O)和卤水。前者主要以流体包裹体的形式出现，而后者以蠕英石(myrmekites)和微脉(microvein)的特征组构形式存在于矿物间的裂隙中(Touret and Huizenga, 2012)。卤水由于其缺少地球化学指纹，难以对其进行有效的性质及来源的研究；而赋存于不同矿物中的二氧化碳流体包裹体为地质工作者直接研究变质作用中流体压力(P)-温度(T)-成分(V)-时间(t)演化过程提供了一个重要窗口。Santosh et al.(2004) 对东南极Napier杂岩体中的超高温麻粒岩和高温麻粒岩对比研究后提出：超高温麻粒岩以赋存同变质超高密度(>1.0g/cm3)的CO2包裹体为特征。然而，最近对东南极(Tsunogae et al., 2002)、南非(Tsunogae and van Reenen，2007)、印度南部(Ohyama et al., 2008)以及华北克拉通(Santosh et al., 2008)等超高温地体中流体包裹体研究表明，超高温麻粒岩中同变质高密度CO2流体能否保存与其经历的P-T轨迹有关。其麻粒岩-超高温麻粒岩中二氧化碳密度等容线与P-T轨迹之间存在如下耦合关系：顺时针的P-T轨迹中的流体包裹体通常密度较小，而逆时针P-T轨迹通常能保留较高密度的流体包裹体(Tsunogae and Santosh, 2011；Touret and Huizenga, 2012)，这是因为逆时针P-T轨迹常能沿着同变质高密度流体的等容线演化。所以对超高温麻粒岩中流体包裹体的研究不仅有助于深入了解地壳深部的流体相互作用和麻粒岩的形成与保存，同时对进一步确定变质作用P-T轨迹具有很好的指示意义。
中亚造山带是全球最大的显生宙增生型造山带，中国阿尔泰造山带(以下简称阿尔泰造山带)是中亚造山带的重要组成部分(Şengör et al., 1993；Windley et al., 2007)。近年来Li et al.(2004) 报道了阿尔泰超高温麻粒岩，初步证实了富纯CO2流体包裹体的存在，并做了岩石学和年代学方面的一些研究(Li et al., 2010；厉子龙等，2010)。因此，本文选择阿尔泰超高温麻粒岩中新发现富纯CO2包裹体石榴子石等，在细致的岩相学观察基础上，对其进行流体包裹体显微测温和激光拉曼探针分析，以期获得超高温变质作用中流体的成分-密度信息，并与国内外超高温麻粒岩的流体包裹体特征进行对比，从而探讨其对构造演化的指示意义。
2 区域地质概况及研究区地质特征中亚造山带是由西伯利亚板块、中朝块体以及塔里木板块之间的古亚洲洋消减闭合形成的一个由多个块体拼合汇聚形成的规模最大的显生宙造山带(Şengör et al., 1993)。阿尔泰造山带位于中国新疆北部，与天山造山带和蒙古-鄂霍兹克造山带等一起构成中亚造山带的一部分，经历了一个复杂的构造-岩浆-变质演化史。阿尔泰造山带是发育在新元古代大陆边缘之上的一个早-中古生代岩浆弧(Sun et al., 2008)。在早古生代早期，该区发育了一套复理石建造的陆源沉积物，指示其稳定被动大陆边缘的构造环境。随后额尔齐斯洋北向俯冲，被动大陆边缘转换为活动大陆边缘，形成了500~460Ma的蛇绿岩及奥陶纪-泥盆纪发生的岩浆事件。随后进一步俯冲消减，在晚石炭-早二叠世的最终增生造山及随后出现的强烈岩浆-变质事件，形成了现今的构造格局(肖文交等，2006)。伴随着岩浆事件，该区主要发生了两次变质事件，一期在中泥盆世(~380Ma)(Zheng et al., 2007；Long et al., 2007)，主要为高温低压变质作用，很可能是洋脊俯冲的结果(Sun et al., 2009)；另一期主要发生在二叠纪，包括超高温变质在内的(超)高温中-低压变质作用(郑常青等，2005；陈汉林等，2006；胡霭琴等，2006；王伟等，2009；厉子龙等，2010)。
阿尔泰整个地区广泛发育了一系列低压红柱石型与中压蓝晶石型变质序列，与混合岩、花岗岩等一起形成热-构造-片麻岩穹窿(庄育勋，1994)。变质带类型主要为绿片岩相的绿泥石带和黑云母带，角闪岩相的石榴子石带、十字石带、蓝晶石带、红柱石(蓝晶石)-十字石带和高角闪岩相的夕线石带(Wei et al., 2007)(图 1)。
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图 1 中国阿尔泰造山带变质分带图及采样位置示意(据Wei et al., 2007修改) Fig. 1 A geological map of the metamorphic zones in Chinese Altay orogenic belt, and the sample location in this study (modified after Wei et al., 2007) |
近年来，一些高温-超高温变质岩在阿尔泰地区陆续发现(Li et al., 2004；陈汉林等，2006；王伟等，2009)，尤其在富蕴地区发现富纯CO2紫苏辉石石榴子石尖晶石超高温麻粒岩的存在，其估算的峰期变质温压条件分别为950～1000℃和0.9～1.0GPa，并认为在峰期超高温变质之后快速降压，呈现出顺时针的P-T轨迹，可能与西伯利亚板块与哈萨克斯坦-准噶尔板块在晚古生代的增生造山有关(Li et al., 2004, 2010；厉子龙等，2010)。本文选取厉子龙等(2010) 所报道的阿尔泰超高温麻粒岩样品及部分新采集的样品，在已有的岩石学工作的基础上，开展流体包裹体的成分特征等研究。
3 分析方法研究选取了双面抛光120~250μm的流体包裹体片进行岩相学观察。基于Roedder(1984) ，Touret(2001) 等人的方法在显微镜下细致观察了其包裹体的特征，包括赋存形式、形状、大小、相态。观察的主矿物为石榴子石、石英。在镜下选取的主矿物新鲜，无明显后期的裂纹和重结晶现象。
显微测温在南京大学内生金属矿床成矿机制研究国家重点实验室和国家海洋局第二海洋研究所(杭州)经过系统标定的Linkam THMS600型冷热台上完成。为确保获得的数据有效可信，我们主要选择包裹体组合(FIA)进行显微测温，包括冰点温度(Tm)和均一化温度(Th)。岩相学观察使用的Leica显微镜其放大倍数为50(物镜)× 10(目镜)，而冷热台的温度测定范围在-196~+600℃之间，误差为±0.1℃，用液态N2作为冷冻液。测试过程为：先过冷却至-150℃，然后升温测得冰点温度，之后继续升温测均一温度。测试过程中升/降温速率为10~30℃/min。在相变点附近的升/降温速率为1.0℃/min。对均一温度的数值重复检测表明，其数据的重复性在±0.2℃。显微测温数据密度和等容线换算在Brown and Hagemann(1994) 开发的“FlinCor”程序(Windows版本)上完成，采用Brown and Lamb(1989) 的热力学状态方程。
激光拉曼光谱的测试分析在浙江大学材料系与地球科学系共建的Renishaw(雷尼绍)inVia-Reflex型显微共焦激光拉曼光谱仪上完成。仪器灵敏度：硅三阶信噪比大于15：1(300秒积分，到达样品功率小于10mW，X100镜头)。重复性好于±0.2cm-1(50次全谱100~4000扫描，硅520信号重复性)。光谱分辨率：可见光及近红外全谱段好于1cm-1。实验中选取532nm，50mW激发波长，高共焦模式，光栅刻度为2400刻线/毫米。每1cm-1(波速)计数一次，100~4000cm-1全波段连续扫描一次取峰，激光束斑约1μm。正式测样前，用内置硅片进行标定，使硅峰拉曼位移位于520cm-1处。数据的获得和处理在雷尼绍公司开发的wire 3.0软件平台上进行。
4 超高温麻粒岩的岩相学及流体包裹体的产出特征阿尔泰超高温麻粒岩为中-细粒粒状鳞片变晶结构，片麻状构造。主要组成矿物为斜长石(25%~30%)、石英(20%~30%)、石榴子石(8%~15%)、斜方辉石(5%~15%)、堇青石(＜10%)、夕线石(5%)、黑云母(10%~15%)以及少量的尖晶石、不透明Ti-Fe氧化物(主要为钛铁矿和少量出溶磁铁矿)。具体的岩相学描述可参见Li et al.(2010) 和厉子龙等(2010) 。
阿尔泰超高温麻粒岩以保存了峰期变质作用的尖晶石+石英(图 2c)和斜方辉石+夕线石+石英(图 2d)的峰期超高温标型矿物组合(Harley，2008)为特征。退变质反应主要为堇青石的冠状边形成，如基质中尖晶石周围常围绕有堇青石，使得尖晶石与石英不直接接触，指示了如下变质反应：
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图 2 阿尔泰超高温麻粒岩显微照片 (a)-石榴子石中含夕线石、黑云母、尖晶石、钛铁氧化物等包体矿物；(b)-黑云母交代斜方辉石，尖晶石边部常有堇青石冠状边；(c)-尖晶石和石英共生组合，石榴子石边部有堇青石+斜方辉石后成合晶；(d)-斜方辉石、夕线石和石英共生，同时夕线石周围有堇青石.矿物缩写(包括图 3和图 8)：crd-堇青石；opx-斜方辉石；spl-尖晶石；Ti-Fe-钛铁氧化物；grt-石榴子石；qtz-石英；sill-夕线石；bt-黑云母；pl-斜长石；zr-锆石；FI-流体包裹体；Spr-假蓝宝石；Ky-蓝晶石 Fig. 2 Photomicrography of the Altay UHT granulite |
尖晶石+石英=堇青石
在斜方辉石+夕线石+石英的共生组合中，也常有堇青石冠状边，指示了如下变质反应：
斜方辉石+夕线石+石英=堇青石(图 2d)
同时，在石榴子石变斑晶的边部偶见堇青石+低铝斜方辉石后成合晶(图 2c)，很可能是通过以下变质反应形成：
石榴子石+石英=堇青石+低铝斜方辉石
上述三个反应为典型的近等温降压(ITD)反应(Harley，1989)，指示了阿尔泰超高温麻粒岩在经历超高温变质作用之后经过了一个等温降压快速抬升的退变质阶段。
根据流体包裹体产出的特征，阿尔泰超高温麻粒岩中的流体包裹体主要有以下几种类型：
(1) 赋存于石榴子石中(图 3a)的石英包体中，石英一般变形不明显，未见波状消光，包裹体形态多为椭球状，多数呈面状随机分布，为原生包裹体群，粒径在1~8μm之间。另有少部分沿愈合裂隙分布，未切穿石英变斑晶，具有假次生包裹体的特征(图 3b)。包裹体基本为富液相，室温下为气液两相；
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图 3 阿尔泰超高温麻粒岩流体包裹体显微照片 (a)-石榴子石变斑晶中沿愈合裂隙分布有假次生流体包裹体，且包体石英中含孤立分布的气液两相包裹体；(b)在图(a)石英中孤立分布的气液两相包裹体局部特写；(c)在图(a)石榴子石中假次生包裹体的局部特写；(d)-与尖晶石共生的石英中所含的气液两相流体包裹体；(e)-石榴子石中椭圆状、管状面状分布的原生包裹体；(f)在图(e)中石榴子石原生包裹体的局部特写 Fig. 3 Photomicrography of fluid inclusions from the Altay UHT granulite |
(2) 石榴子石中沿愈合裂隙分布的假次生包裹体(图 3c)，不规则状、管状，长轴可达10μm，短轴在1~3μm之间，似地幔捕虏体中的指纹状流体包裹体，镜下显示似气液两相，但在降温过程中过冷却(-210℃)也观察不到相变；
(3) 在基质中具波状消光的石英，气液比变化较大，多数为富液相包裹体，形状基本为椭球状，长轴长度在2~8μm变化不等。一种为呈面状分布的，具原生包裹体性质；另外一种沿裂隙分布，平行于片麻理方向，切穿主矿物石英，为次生包裹体(图 3d)；
(4) 石榴子石中呈面状分布的原生包裹体，椭球状、管状，室温下气液两相，长轴方向长度一般小于4μm(图 3e，f)。
5 实验结果 5.1 流体包裹体测温结果对40个石英中原生和假次生流体包裹体的显微测温结果(表 1、图 4)显示，流体包裹体的冰点温度在-57.6~-56.6℃之间，近纯CO2三相点温度(-56.6℃)，说明在变质作用期间岩石中的主要流体为CO2。本文所测得的流体包裹体在回温过程中都均一到液相，其均一到液相的温度范围在10.1~29.0℃之间，对应的密度为0.631~0.861g/cm3(表 2)。其中被石榴子石包围的石英中孤立分布的流体包裹体的均一化温度集中在23.4~25.3℃(8个)之间。石榴子石中的原生包裹体和假次生包裹体降温过程中观察不到相变，推测可能是其密度太低。
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表 1 阿尔泰超高温麻粒岩石英中流体包裹体显微测温数据表 Table 1 Microthermometric data for fluid inclusions in the quartz of the Altay UHT granulite |
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图 4 阿尔泰超高温麻粒岩石英中流体包裹体冰点温度(a)和均一温度(b)数据频数分布直方图 Fig. 4 Histograms showing the frequency numbers of melting (a) and homogenization (b) temperatures of fluid inclusions in the quartz from the examined Altay UHT granulite |
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表 2 阿尔泰超高温麻粒岩石英中流体包裹体显微测温数据汇总 Table 2 Summary of the microthermometric data for fluid inclusions in the quartz of the Altay UHT granulite |
对阿尔泰超高温麻粒岩中含水矿物堇青石和黑云母进行激光拉曼光谱探针分析，显示堇青石在1271cm-1和1384cm-1附近处出现较明显的峰，表明其流体成分中含一定量的CO2，同时两者在3600cm-1附近都出现了水(H2O)特征的峰值(图 5)。
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图 5 阿尔泰超高温麻粒岩中特征矿物的拉曼光谱图及堇青石中CO2特征拉曼峰 Fig. 5 Raman spectra diagram of diagnostic minerals from the Altay UHT granulite and a CO2 specific Raman peak value in cordierite |
对石英和石榴子石中的流体包裹体进行拉曼探针分析(表 3)，表明其流体成分主要为CO2，部分含有少量的N2(图 6)。值得注意的是石榴子石中的原生和假次生包裹体CO2费米(Fermi doublet)峰差(11个测点)集中在103.7~104.4cm-1左右(平均值104.1cm-1)，明显低于石英(12个测点)中的流体包裹体(大约在104.1~105.1cm-1，平均值104.7cm-1，图 7)。前人的研究表明CO2的费米峰差与其密度之间存在非常好的线性正相关(Rosso and Bodnar, 1995；Kawakami et al., 2003；Yamamoto and Kagi, 2006；Song et al., 2009； Fall et al., 2011；Wang et al., 2011)。虽然没有标样校正无法准确地利用费米峰差来确定其绝对密度，但这个差值在一定程度上可以说明在石榴子石中沿愈合裂隙分布的原生包裹体和假次生包裹体为近纯CO2包裹体，其中部分含极少量的N2，且其密度非常低，同时这或许可以解释在降温过程中无法观察到相变的原因。
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表 3 阿尔泰超高温麻粒岩CO2流体拉曼位移及费米峰差 Table 3 Raman shifts and the Fermi doublet difference of the CO2 fluids in the Altay UHT granulite |
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图 6 阿尔泰超高温麻粒岩石英和石榴子石中流体包裹体拉曼光谱图 Fig. 6 Raman spectra diagram of fluid inclusions in quartzes and garnets from the Altay UHT granulite |
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图 7 阿尔泰超高温麻粒岩CO2拉曼光谱费米峰差统计图 Fig. 7 Statistical chart for the Fermi doublet difference of the CO2 Raman spectra from the Altay UHT granulite |
阿尔泰超高温麻粒岩中的流体包裹体研究显示：在石榴子石中捕获的为原生包裹体和假次生包裹体；在石英中捕获的既有原生包裹体、假次生包裹体，也有次生包裹体。所测得的石榴子石及不同赋存状态的石英中的流体包裹体的冰点温度都在-57.6~-56.6℃之间(图 4)，接近CO2三相点温度(-56.6℃)，表明阿尔泰超高温麻粒岩在经受极端高温变质时其周围流体成分为近乎纯的CO2，这一结果得到了激光拉曼显微探针谱图数据(图 6)的支持。另外还值得注意的是在堇青石中还发现了较明显的CO2拉曼峰。在超高温泥质岩中，相较于其它矿物而言，CO2最容易配分到堇青石中。在石榴子石+堇青石+夕线石+石英和石榴子石+斜方辉石+堇青石+石英共生组合中，含CO2堇青石的压力稳定域比不含流体的堇青石要高1~2kbar(Harley and Thompson, 2004)。
在高压、超高压变质作用中，流体对于弧岩浆形成、Nb/Ta储库的保存有重要意义(Zhang et al., 2008)。而在超高温变质作用中所保存的峰期矿物组合的稳定域需要极低的水活度，否则将导致部分熔融(混合岩)或强烈的退变质而“抹去”峰期矿物组合的信息。因此超高温变质作用(＞900℃)峰期矿物组合保存时极低的H2O活度需要长期的CO2提供来对抗因含水矿物脱水熔融产生的水对CO2的稀释作用，所以CO2流体对于超高温麻粒岩的形成与保存具有决定性作用。最近对上地幔橄榄岩捕虏体中发现的富纯CO2流体中含磁铁矿、石英和硫化物，其包裹体壁上还有一层玻璃质薄膜，指示CO2流体还具搬运和溶解主量和微量元素的能力(Berkesi et al., 2012)，这一过程可以启示我们更好地理解超高温变质作用中变斑晶的形成和生长。
6.2 流体的来源阿尔泰超高温麻粒岩含有近纯CO2以及少量的N2。高级变质岩中N2的来源一般与云母或长石的NH4+分解有关， 因此阿尔泰超高温麻粒岩中所含的少量N2应该是进变质过程中黑云母脱挥发份NH4+而来(Dubessy and Ramboz, 1986)。而关于麻粒岩中CO2包裹体的来源问题一直是个争议的话题(Touret and Huizenga, 2012)，总的来讲主要可以分为内源和外源。麻粒岩的形成模式中内源主要有两种途径，一是麻粒岩作为花岗质熔体丢失之后的残留相(Fyfe，1973)；另一种认为变质作用中流体是不存在的，流体是在后期捕获的(Lamb and Valley, 1984)。对于前一种模型，在麻粒岩相-超高温麻粒岩相变质过程中，必然伴随着黑云母、角闪石等含水矿物的脱水熔融，因为脱水熔融形成的熔体中更容易富集水，使得剩余流体中成分富集CO2，如沈昆等(2008) 认为喜马拉雅东构造结中南迦巴瓦群高压麻粒岩富CO2包裹体是H2O-CO2包裹体中H2O的选择性泄露形成的。不过我们的研究不支持这种观点，主要有两方面：(1) 众多的超高温麻粒岩的全岩成分(包括阿尔泰超高温麻粒岩)表明麻粒岩是一个富Mg-Al的难熔组分。Kelsey(2003) 认为相较于镁，熔体对于铁更具有亲和性，但麻粒岩中Mg-Fe对熔体的分配系数都很低，因此麻粒岩其成分特征是由其原岩的成分确定的，熔体的丢失对于超高温麻粒岩的形成与保存意义有多大是值得商榷的；(2) 如果富CO2包裹体是选择性泄露的结果，那么在长英质层应该保存有含水的包裹体，然而长英质层石英中的原生流体包裹体的成分表明其成分均为近乎纯的CO2。另外，还有一种观点认为麻粒岩相中流体是不存在的，流体是在后期捕获的，但这与我们在作为包体矿物存在于石榴子石中的石英所含的富CO2流体包裹体以及与尖晶石共生的石英中的具原生包裹体特征的富二氧化碳包裹体明显不符合。
因此，基于以上的分析和研究我们推测阿尔泰超高温麻粒岩中富CO2流体很可能是外部来源的，即来自于地幔储库，地幔中含有非常充足的CO2(Santosh and Omori, 2008)，这与发生超高温变质作用需要异常高的地温梯度(>35℃/km)是一致的，基性岩浆的底侵不但提供了异常高的地温梯度，同时其所释放的大量CO2降低了H2O活度，使得变质作用峰期的特征矿物得以保存。另一方面在阿尔泰造山带南缘的晚古生代矿床中也发现有大量的碳质流体(褚海霞等，2010；徐九华等，2010)，其剪切型金矿的形成时间应该与该地区构造转换时间即由俯冲造成的挤压环境转换成左旋剪切以及之后的拉张环境非常相近。
6.3 CO2包裹体对P-T-t轨迹的指示意义阿尔泰超高温麻粒岩中近纯CO2流体所给出的密度在0.631~0.861g/cm3之间。以包体形式赋存于石榴子石中的石英，特别是与尖晶石共生的石英，其所捕获的流体包裹体是在石榴子石变斑晶生长过程中，即在峰期变质作用之前或峰期变质作用中所捕获的流体，代表了峰期变质作用中的流体成分。而由密度转化成的等容线从P-T轨迹(图 8)退变质阶段的下方穿过。对此可以有以下两种解释：一种是降压过程中捕获，压力下降的时候遭受了包裹体的体积增大，造成了密度的减小(Touret，2001；Tsunogae and Santosh, 2011)；另外一种解释就是在峰期是无水的，在峰后降压过程中捕获(Lamb and Valley, 1984)。本研究中，赋存于石榴子石包体中的石英其捕获的流体包裹体为重捕获的可能性是较低的，因为在岩相学上没有观察到相应的石榴子石的裂隙可使得流体进入石英中。所以我们认为这种低密度的CO2包裹体是因为在一个顺时针P-T轨迹下，在超高温变质作用条件之后，发生快速降压，使得包裹体的腔体体积扩大，密度重新改造(变小)的结果，这与镜下观察到的以堇青石冠状边围绕峰期矿物组合的典型降压反应以及由矿物成分计算得到的P-T轨迹是吻合的。
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图 8 阿尔泰超高温麻粒岩变质作用P-T轨迹及CO2流体包裹体等容线(成岩网格参考Harley，2008) Fig. 8 Metamorphic P-T trajectory and the isochores of CO2 fluid inclusions from the Altay UHT granulite(petrogenetic grid after Harley，2008) |
Tsunogae and Santosh(2011) 在对比了造山带中变质P-T轨迹的特征与其中流体包裹体的性质之后指出，同变质流体的密度与构造演化史相关，顺时针P-T轨迹在峰值之后快速降压的超高温地体其捕获的流体等容线较缓，与P-T轨迹退变质阶段相交或从下方穿过，而逆时针近等压冷却的P-T轨迹通常能保留较高密度的同变质CO2流体。在阿尔泰超高温麻粒岩中只含低密度的CO2流体包裹体与其它顺时针P-T轨迹超高温麻粒岩中的流体包裹体特征一致，如印度Trivandrum地块(Fonarev et al., 2001)和Madurai地块(Tsunogae et al., 2008a)以及东南极Bunt岛(Tsunogae et al., 2008b)。同样的现象在高压麻粒岩中经常发现，如Fu et al.(2003) 和沈昆等(2008) 。阿尔泰超高温麻粒岩在岩相学上与这些块体一样表现出明显的快速降压特征，其顺时针的P-T轨迹也具可对比性。因此，阿尔泰超高温麻粒岩中广泛分布的低密度的近纯CO2流体包裹体也从另一个角度指示了超高温峰期变质作用之后快速降压的退变质过程。我国华北克拉通同时保留了高密度与低密度的CO2包裹体，Santosh et al.(2008) 认为这种情形下是一个逆时针P-T轨迹与顺时针P-T轨迹综合作用的结果，早期逆时针的P-T轨迹沿着高密度同变质流体的等容线演化。
综上所述，阿尔泰超高温麻粒岩中赋存于石榴子石中的原生、假次生包裹体以及不同赋存状态(基质中和包裹于石榴子石中)石英中的原生包裹体获得了一致的较低密度近纯CO2流体包裹体，指示了超高温变质作用之后快速降压使得包裹体腔体体积增大，导致在变质P-T轨迹图出现流体密度降低的退变质过程。这与超高温麻粒岩峰期矿物的保存需要极低的H2O活度吻合，也与岩相学观察以及其它地区一些同样具顺时针变质P-T轨迹的超高温麻粒岩所捕获的流体特征相一致。
7 结论(1) 阿尔泰超高温麻粒岩中新发现石榴子石中存在呈椭圆状、管状产出的原生和假次生流体包裹体。显微测温和激光拉曼探针分析表明，阿尔泰超高温麻粒岩石榴子石和石英中所含的原生、假次生流体为近乎纯的CO2，部分含少量的N2，且冰点温度在-57.6~-56.6℃之间。
(2) 阿尔泰超高温麻粒岩石榴子石和石英中-低密度CO2流体包裹体的存在可能与幔源基性岩浆底侵有关。底侵的幔源岩浆能提供足够热量的同时可释放足够的CO2流体从而降低了H2O活度，而其中少量的N2可能与黑云母进变质过程中脱气产生的NH4+分解有关。
(3) 阿尔泰超高温麻粒岩中CO2流体包裹体均一到液相的温度在10.1~29.0℃之间，对应的密度为0.631~0.861g/cm3，其等容线从P-T轨迹的退变质阶段下方穿过。这与其P-T轨迹性质有关，指示了超高温变质作用之后快速降压使得包裹体腔体体积增大，导致沿顺时针P-T轨迹出现一个流体密度降低的退变质过程。
致谢 研究过程中得到了沈昆教授的指导；实验过程中得到国家海洋局海洋二所朱继浩博士、南京大学丁俊英博士、浙江大学刘艳以及浙江大学材料系蒋建中教授等的支持和帮助；浙江大学陈汉林教授、励音骐博士和汪惠惠、国家海洋局海洋二所余星博士参加了部分野外工作；在此一并表示感谢！| [] | Berkesi M, Guzmics T, Szabó C, Dubessy J, Bodnar RJ, Hidas K, Ratter K. 2012. The role of CO2-rich fluids in trace element transport and metasomatism in the lithospheric mantle beneath the Central Pannonian Basin, Hungary, based on fluid inclusions in mantle xenoliths. Earth and Planetary Science Letters, 331-332: 8–20. DOI:10.1016/j.epsl.2012.03.012 |
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