流体包裹体显微测量

Question

如题所述

Answer 1

一、显微测温

对各样品中的Ⅰ型、Ⅱ型、Ⅲ型和Ⅳ型包裹体进行了显微测温，观察在不同温度下发生的相变，结果见表5-2-a,5-2-b,5-2-c和图5-2-a,5-2-b,5-2-c中。

表5-2-a　紫苏花岗闪长岩中包裹体显微测温结果

续表

注：CO₂相部分均一到气相。

表5-2-b　英灵山英云闪长岩和大山二长花岗岩中包裹体显微测温结果

表5-2-c　角闪岩相-麻粒岩相表壳岩中包裹体显微测温结果

图5-2　流体包裹体显微测温结果直方图

a—紫苏花岗闪长岩、英云闪长岩和二长花岗岩中Ⅰ型包裹体的CO₂固相熔化温度T_m（CO₂）与液气均一温度T_h（CO₂）直方图；b—黑云二辉斜长角闪岩（YS40,YS95-67）、铁英岩（YS97-35）、二辉斜长角闪岩中长英脉体（YS95-43,YS96-27）和伟晶岩脉（YS96-20）中Ⅰ型包裹体的T_m（CO₂）与T_h（CO₂）直方图；c—部分Ⅱ型包裹体的冰点T_m（i）、均一温度（T_h）、Ⅲ型包裹体的T_m（CO₂）,CO₂水合物分解温度［T_m（C）］,T_h（CO₂）和Ⅳ型包裹体中石盐熔化温度［T_h（s）］直方图。1—石英中的Ⅰ型包裹体；2—石榴子石中的Ⅰ型包裹体；3—石英中的Ⅰ型包裹体

1.在马山和蔡峪（石榴）紫苏花岗闪长岩的石英中，所有Ⅰa型包裹体的CO₂相最后熔化温度T_m（CO₂）近似-57.3～-56.6℃，Ⅰb型包裹体一般也不低于-58℃，而长石中Ⅰb型包裹体的T_m（CO₂）最低可达-59.6℃。但是它们的均一温度T_h（CO₂）范围很宽。Ⅰa型包裹体个别孤立分布者，其T_h（CO₂）可以低到-41.2℃，石榴子石包裹体石英中则为-29.9～-28.4℃，多数为-34.7与-27℃之间。沿裂隙分布的Ⅰb型包裹体的T_h（CO₂）有几个范围：①-37.6～-25℃（集中于-29.6～-27.4℃），相应流体密度（d）为1.109～1.05g/cm³；②-22～-10℃（集中在-15～-18℃），相应流体密度为1.04～0.98g/cm³；③-6～＋10℃，相应流体密度为0.96～0.86g/cm³；④＋14～＋31℃，为低密度（0.86～0.47g/cm³）包裹体。沿长石裂隙分布的包裹体，其T_h（CO₂）也有较大范围（-19.4～＋12.6℃）；而沿石榴子石裂隙分布的则为-11.8～-2.4℃。在T_h（CO₂）-T_m（CO₂）图（图5-3）中还发现，T_h（CO₂）与CO₂流体中其他组分（CH₄、H₂S、SO₂等）含量的多少［反映在T_m（CO₂）上］相关性不明显。

图5-3　Ⅰa型包裹体（实心圆圈和三角）和Ⅰb型包裹体（所有空心符号）的T_h（CO₂）-T_m（CO₂）图

1—马山紫苏花岗闪长岩石英中的包裹体；2—长石中的包裹体；3—蔡峪石榴紫苏花岗闪长岩石英中的包裹体；4—石榴子石中的包裹体

Ⅲ型包裹体T_m（CO₂）的范围与Ⅰ型包裹体相似，但其T_h（CO₂）明显较高，即CO₂相流体密度较低；而水合物溶解温度［T_m（Cl）］则为＋3～＋5℃。Ⅱ型包裹体的冰点［T_m（i）］为-7.5～-5.7℃，表明为含中—低盐度的水溶液。

与石榴紫苏花岗闪长岩基质不同，在伟晶岩脉中只见到中等密度的Ⅰb型包裹体，T_h（CO₂）变化于-15.4与＋9.6℃之间；沿裂隙分布的Ⅱ型包裹体T_m（i）＝-15.6～-8.7℃（集中在-11.0与-9℃之间），均一温度T_h＝+238～260℃。

2.雪山紫苏花岗闪长岩、英灵山英云闪长岩和大山二长花岗岩中的Ⅰb型和Ⅲ型包裹体的T_m（CO₂）范围相近（-58.0～-56.6℃），而与蔡峪和马山紫苏花岗闪长岩相比，这两类包裹体的T_h（CO₂）较高，分别为-6.3～＋24.0℃和＋20.1～30.6℃，即CO₂流体密度较低。Ⅱ型包裹体的T_m（i）＝-17.2～-0.2℃，盐度变化较大。

3.黑云二辉斜长片麻岩中的Ⅰ型包裹体，其T_m（CO₂）介于-57.0与-56.6℃之间，接近于纯CO₂三相点；而T_h（CO₂）的范围为-34.7～-25.4℃，大体与紫苏花岗闪长岩中的相同，即CO₂流体密度较高；相比之下，石榴二辉斜长角闪岩中长英质脉体和紫苏铁英岩所含Ⅰb型包裹体的T_h（CO₂）较高，CO₂流体密度较低。

黑云二辉斜长片麻岩中一组Ⅱ型包裹体的T_m（i）介于-19.4与-18.7℃之间，具中—高盐度。而石榴二辉斜长角闪岩长英质脉体中一组Ⅱ型包裹体在很低的温度下凝固，初熔温度T_m（e）＜-45℃，指示为含有大量CaCl₂（和NaCl）的盐水包裹体；T_m（i）＝-30.5～-28.7℃，由此对应的盐度w（NaCl）＝24.6%～25.4%；加热时这些包裹体在140～200℃时均一；更有一组高盐度包裹体甚至冷却到-180℃都不凝固。升温时含盐水Ⅳ型包裹体中石盐子矿物在145～205℃熔化，由此对应的盐度w（NaCl）＝29.5%～32%；这些包裹体中气泡消失温度，即均一温度，为145～210℃。

4.夕线榴片麻岩中所有富CO₂包裹体的T_m（CO₂）＝-57.3～-57.6℃；T_h（CO₂）在很大范围内变化，小的负晶形包裹体，其T_h（CO₂）＝-22.1～-16.1℃，较大的不规则包裹体T_h（CO₂）＝-14～-11.8℃和-1.1～＋11.2℃，而石榴子石中不规则Ⅰb型包裹体则为-8.2～-0.2℃。

5.黑云变粒岩中，两相H₂O包裹体（Ⅱ型）的初熔温度T_m（e）≤-25℃，低于NaCl-H₂O体系的共结温度，冰的最后熔化温度T_m（i）＝-16.5～-10.2℃，均一温度T_h＝176～224℃，说明包裹体含中等盐度的NaCl-H₂O溶液，并含少量其他离子（如Ca²⁺或Mg²⁺）。三相CO₂-H₂O包裹体中CO₂相的最后熔化温度T_m（CO₂）＝-57.1～-56.6℃，表明为很少含其他组分（CH₄？,N₂?）的近于纯CO₂流体；T_m（Cl）＝+2.6～5.5℃，指示含水相盐度w（NaCl）＝8.3%～12.5%；T_h（CO₂）＝20.5～28.7℃，多数均一到气相，即CO₂流体密度较低。

6.各个样品中的V型包裹体，由于密度很低，在两相区域所含液相量太少，故在绝大多数情况下难以测定均一温度（均一到气相）。

二、激光拉曼探针分析

选择了部分Ⅰ型、Ⅲ型和Ⅳ型包裹体（多数经过显微测温）做激光拉曼探针分析，以便定量确定流体包裹体成分，结果示于表5-3。由该表可以得到以下几点认识。

表5-3　某些包裹体的激光拉曼探针分析结果

注：由中国地质科学院西安地质矿产研究所王志海、唐南安和李月琴分析；仪器型号：RAMANOR U-1000型激光拉曼探针分析仪。＊样品见沈昆等1996年资料。

1.黑云二辉斜长片麻岩、英云闪长岩和少数紫苏花岗闪长岩中呈孤立或小群分布的Ⅰa型包裹体含有近于纯的CO₂流体（CO₂含量大于95mol%）。

2.马山紫苏花岗闪长岩和蔡峪石榴紫苏花岗闪长岩中多数沿裂隙分布的Ⅰb型包裹体的CO₂含量都在70～90mol%，并含有不等数量的H₂S,SO₂和CH₄，还有少量H₂O，几乎不含N₂。10～15mol%的含硫相和少量CH₄的存在与显微测温结果［T_m（CO₂）稍偏离CO₂三相点-56.6℃］预示的接近纯CO₂流体不尽一致，这是由于含硫相的加入对CO₂三相点的影响还不很清楚。流体中可观数量含硫相的存在与本区岩石中普遍出现黄铁矿、磁黄铁矿、黄铜矿等硫化物相符，这在世界其他麻粒岩地体中还少有报道。

3.在夕线榴片麻岩（YS95-7）和石榴紫苏花岗闪长岩（YS95-62）被石榴子石包裹的石英中，Ⅰa型包裹体仅含少量H₂O和含硫相；而沿裂隙分布的Ⅰb型和Ⅲ型包裹体中CO₂含量减少，其他组分含量增加。与此不同的是，石榴二辉斜长角闪岩辉石包裹石英中的Ⅰa型包裹体还含有约23%的H₂O，鉴于H₂O呈薄膜润湿包裹体壁，在显微镜下未见。

4.Ⅲ型包裹体除主要组分CO₂和H₂O以外，还含少量CH₄和含硫相，CO₂/H₂O摩尔比介于2与3之间。有一个含石盐立方体的Ⅳ型包裹体中的气相含73～82mo1%的CO₂和10mo1%左右的N₂。

5.与CO₂相比，CH。和CO在包裹体中的含量居于次要地位，表明流体处于相对氧化环境（无石墨沉淀物出现），相当于石英—橄榄石—磁铁矿（QFM）的氧逸度条件。

6.与预料的情形不同，除少数样品外，本次分析的多数样品不含N₂，结合以往的结果分析发现，N₂主要存在于晚期沿裂隙分布的包裹体中。这与北欧（挪威）麻粒岩相岩石中普遍存在富N₂包裹体有明显不同。

三、碳氧同位素测定

采集了马山紫苏花岗闪长岩及其中的整合石英脉［YS96-21a（相当于YS95-64），YS96-2lb和YS97-44］、蔡峪石榴紫苏花岗闪长岩（YS96-20a，相当于YS95-59）及其中伟晶岩脉（YS96-20c）、雪山紫苏花岗闪长岩（YS96-22）、大山二长花岗岩（YS96-8,YS97-17）、英灵山英云闪长岩（YS96-12,YS96-17）、黑云二辉片麻岩中的石英分凝脉（YS96-23）和夕线榴片麻岩中的深熔脉体（YS96-15）进行包裹体流体碳氧同位素研究，包裹体流体的δ¹³C值和δ¹⁸O值是由中国科学院地质研究所谢亦汉在MAT-251型质谱仪上测定的，结果示于表5-4。

表5-4　流体包裹体碳同位素测定结果

注：所报δ¹³C数据均为相对于国际标准PDB之值。

首先将岩石样品破碎过筛后，在显微镜下挑选0.2～1mm级别的石英颗粒（10g）；用盐酸浸泡以溶去除石英以外的其他矿物（特别是碳酸盐），再用蒸馏水清洗样品以获得纯净的石英。然后用热爆法加热石英，使其中的富CO₂包裹体爆裂，收集所释放的CO₂气体进行δ¹³C和δ¹⁸O测定。Jackson等（1988）曾描述过分步加热法（stepped heating），按100℃的间隔加热石英，收集从包裹体中释放的CO₂气体测定δ¹³C。Santosh等（1990）对印度南部紫苏花岗岩的研究发现，在400℃以下包裹体爆裂所释放的气体常以受地表有机物污染的轻碳同位素（-27.6‰）为主；在＜600℃几乎所有的CO₂-H₂O包裹体都爆裂了；在600～800℃区间主要为CO₂包裹体爆裂所释放的气体，CO₂产率迅速增加达到高峰且释放出最重的碳（紫苏花岗岩中为-8‰～-6‰，片麻岩中为-15‰～-9‰）；温度高于800℃时CO₂产率下降。Kerkhof等（1994）对0.2～0.3mm厚的双面抛光片做镜下观察时发现，大多数CO₂包裹体在250～500℃区间爆裂，而大多数H₂O包裹体在200～400℃区间爆裂。通过分步加热法对两个试验样品按100℃的间隔加热分别提取CO₂气体部分，在400～500 C以下只收集到少量CO₂气体，而大部分CO₂气体是在小于600℃（特别是700～800℃）时释放，且从600～900℃分步释放的气体δ¹³C值差别小于0.5‰；经盐酸清洗过的石英爆裂产生气体的δ¹³C值低于未经盐酸清洗石英爆裂产生气体的δ¹³C值，这可能与清洗时碳酸盐溶解或煮沸干燥石英时部分包裹体渗漏有关。

样品中富水包裹体大多在150（或略低于此值）～400℃爆裂，而CO₂包裹体爆裂温度却高得多。流体包裹体能承受的最大压力取决于许多因素，如包裹体大小、形状、流体密度等，多数直径大于35μm的富水包裹体在约85 MPa时爆裂，而较小的包裹体可在内压力高达数百MPa时保存下来。根据这些资料预计，大多数CO₂包裹体在高于其均一温度100℃时爆裂，而实际上CO₂包裹体在高温高压下可以承受高得多的内压力（Hall和Wheeler,1992）。鉴于此，为避免在低温下的干扰，确定选用在550～800℃区间释放的气体进行δ¹³C（和δ¹⁸O）测定，为进行对比也对个别样品在300～550℃区间释放的气体（可能大部分为次生包裹体，特别是H₂O包裹体所释放）作了测定。

从测定结果来看，（石榴）紫苏花岗闪长岩中包裹体流体的δ¹³C值主要集中于-3.075‰～＋1.309‰（相对于PDB碳酸盐标样），个别样品的数值偏离较多。其中样品YS96-17在300～550℃条件下的δ¹³C值很低，较轻的碳组分可能是受地表有机碳污染所致，与次生Ⅱ型和Ⅲ型包裹体爆裂所释放的气体有关，也说明在较低温时打开包裹体的测定结果不可靠；YS96-12和YS96-22的测定结果也很有问题；一个二长花岗岩和夕线榴斜长片麻岩样品测定结果飘忽不定。所有δ¹⁸O值均落在远离岩浆水和变质水区而接近大气降水区，鉴于本区紫苏花岗（闪长）岩全岩δ¹⁸O值为6.7‰～8.6‰（沈其韩等，1992），由此计算的矿物—流体氧同位素平衡温度将低到50～100℃，这可能是由于岩石抬升和降温过程中，主矿物石英与所含包裹体流体不断发生氧同位素交换平衡的缘故。