岩浆熔体包裹体研究进展

熔体包裹体是捕获于正在生长的造岩矿物中的高温岩浆(硅酸盐熔体)，在捕获后随着岩浆温度的冷却，会出现气泡和结晶以及爆裂和失去挥发分等后期变化。

研究 ...   岩石学报  2017,Vol.33Issue(2):653-666   PDF     引用本文 王蝶, 卢焕章, 单强.2017.岩浆熔体包裹体研究进展.岩石学报,33(2):653-666   WANGD, LUHZand SHANQ.2017.Advancesonmeltinclusionstudies.ActaPetrologicaSinica,33(2):653-666(inChinesewithEnglishabstract)    岩浆熔体包裹体研究进展 王蝶1,2, 卢焕章2,3, 单强4      1.昆明理工大学国土资源工程学院,昆明650093; 2.中国科学院地球化学研究所矿床地球化学国家重点实验室,贵阳550002; 3.魁北克大学,魁北克省G7H2B1; 4.中国科学院广州地球化学研究所,广州510640 2015-12-10收稿;2016-10-09改回. 基金项目:本文受国家自然科学基金项目（41502087）和中国科学院地球化学研究所矿床地球化学实验室开放基金项目（201311、201405）联合资助 第一作者简介: 王蝶,女,1984年生,博士,讲师,地球化学专业,E-mail:[email protected] 通讯作者:卢焕章,男,1940年生,教授,博士生导师,地球化学专业,E-mail:[email protected] 摘要: 近现代对于熔体包裹体的研究已经有50余年，但它们在反映岩浆系统特征方面的价值是直至最近10~15年间才逐渐被火山学家、岩石学家和包裹体学者所意识到。

熔体包裹体的研究结果之所以难以被接受主要有以下几个因素：1）缺乏可靠的分析技术；2）熔体包裹体捕获后会发生一系列的变化；3）包裹体中熔体存在不均匀的现象；4）较高的均一温度，很难测定。

但随着分析方法的改进和熔体包裹体的系统研究，学者们逐渐确定了熔体包裹体在解开岩浆系统复杂性方面的实用性，可以这么说“熔体包裹体的研究正值当年”。

例如：现代的研究提供了岩浆中溶解和出溶的挥发分含量的不可否认的证据，并且从熔体包裹体中得到的气相、盐类卤水和岩浆不混溶信息证明岩浆的相分离远比从结晶相图中推论得到的要复杂得多；包裹体岩相学已详细地描绘了熔体包裹体捕获之后经历的特定变化--结晶，挥发分的扩散，气相出溶，以及泄露等。

因此，如果有细致的包裹体岩相学的观察以及精确的测试分析，那么，从熔体包裹体中得到的成分数据是有用且可靠的。

关键词: 熔体包裹体     岩浆岩     火山岩     岩浆     流体包裹体     Advancesonmeltinclusionstudies WANGDie1,2, LUHuanZhang2,3, SHANQiang4      1.FacultyofLandandResourcesEngineering,KunmingUniversityofScienceandTechnology,Kunming650093,China; 2.StateKeyLaboratoryofOreDepositGeochemistry,InstituteofGeochemistry,ChineseAcademyofSciences,Guiyang550002,China; 3.UniversityofQuebec,ChicoutimiG7H2B1,Canada; 4.GuangzhouInstituteofGeochemistry,ChineseAcademyofSciences,Guangzhou510640,China Abstract: Despitenearlyfiftyyearsofmodernresearchonsilicatemeltinclusions(MI),onlywithinthepast10~15yearshavevolcanologists,petrologistsandfluidinclusionistscometoregularlyaccepttheirutilityforcharacterizingmagmaticsystems.Theirrelativelyslowacceptancewaslikelyduetoanumberoffactorsincluding:1)Lackofreliableanalyticaltechniques;2)ConcernthatMI'sevolutionaftertrapping;3)Datasetsindicativeofsomeheterogeneousmeltsexisted;4)Highhomogenizationtemperaturesmakethedatanoteasytoreliable.WithimprovementsinanalyticalmethodsandcarefulstudiesofMIsystematics,workersareincreasinglyconvincedoftheutilityofthesefeaturestounravelthecomplexitiesofmagmaticsystems.Meltinclusionshave"comeofage"Recentstudiesprovidecompellingevidenceforthecompositionsofdissolvedandexsolvedvolatilesinmagmareservoirs.Evidenceforimmiscibilityofgases,hydrosalinebrinesandmagmademonstratethatmagmaticphaserelationsareoftenmorecomplicatedthancanbeinferredbyinspectionofcrystallinephase.Aftertrappingmeltinclusionsmayundergosignificantchange(crystallizations),andotherpotentialphenomenonincludediffusionsofvolatile,vaporexsolution,andventing.WithcarefulstudywecandecideMI'scompositionisusefulandreliable. Keywords: Meltinclusions     Magmaticrock     Volcanicrock     Magma     Fluidinclusions     1引言 熔体包裹体(meltinclusion;MI)也叫岩浆包裹体(magmaticinclusion;MI)，或硅酸盐熔体包裹体(silicatemeltinclusion;SMI)，它的成因与流体包裹体相似，是矿物生长时捕获的岩浆熔体(Sorby,1858;Roedder,1979,1984;Qinetal.,1992)，捕获后在主矿物内部保持独立演化而不受外部系统的影响。

熔体包裹体是地质时期岩浆样品的代表，它能够保存较早期的岩浆熔体(包括挥发分)，以及岩浆系统演化在各个瞬间的信息，而这些信息在后来的岩浆混合、围岩混染、结晶分异以及岩浆去气过程中常部分或全部地被破坏掉(SobolevandDanyushevsky,1994;Lowenstern,1994,1995;Sobolev,1996;StudentandBodnar,2004)。

熔体包裹体普遍存在于岩浆矿物中(包括橄榄石、辉石、长石、石英、磷灰石、锆石以及尖晶石等)，无论这些矿物形成于地球内部的岩浆岩中，还是月球、火星的玄武岩甚至是陨石内(Bombardierietal.,2005;Nekvasiletal.,2007)。

因此，对熔体包裹体的研究可以普遍用来反映岩浆早期组成特点、岩浆混合作用以及揭示岩浆演化的过程，尤其对于岩浆分异、混合作用较强以及受到后期流体破坏作用较甚的岩体，熔体包裹体的研究十分重要(Ulrichetal.,1999,2002;Saaletal.,2002;Audétatetal.,1998,2008;Harrisetal.,2003;StudentandBodnar,2004;Halteretal.,2005;Wilkinsonetal.,2009;Xieetal.,2009)。

早在1858年，Sorby就在他的著作《OntheMicroscopical，StructureofCrystals,indicatingtheOriginofMineralsandRocks》中详细描述了矿物中包裹体的成因及其形态学特点，并强调“Thereisnonecessaryconnexionbetweenthesizeofanobjectandthevalueofafact”。

然而，由于受到诸多因素的限制，致使熔体包裹体的运用不如流体包裹体那么普及。

但随着微区分析技术的发展，科研工作者逐渐认识到熔体包裹体在研究岩浆系统中的重要性。

Kent(2013)用WebofScience查了有关熔体包裹体的文章的发表情况(图1)，从1970~1990年的20年中每年发表的论文较少，但1990年后相关文章的增加很快(如图1所示)，主要是因为科技发展使得微观的熔体包裹体研究得到更大的发展空间。

纵观熔体包裹体的研究历程：20世纪60到70年代主要运用高温热台或者马弗炉等简单设备来测定熔体包裹体的均一温度；80年代初期开始了对单个熔体包裹体的成分分析，这时运用的仪器主要是电子探针(EMPA)；80年代末开始用傅里叶红外光谱(FTIR)来分析包裹体中的挥发性气体；90年代末期到2000年运用激光剥蚀等离子体质谱仪(LA-ICP-MS)对熔体包裹体的成分进行测定的技术得到广泛推广；近些年，运用二次离子探针(SIMS)对熔体包裹体中的挥发性组分以及同位素组成进行测定成为分析测试开发的重点和难点。

现代测试技术的飞速发展和科研工作者的热情使得熔体包裹体的研究突破了瓶颈，正如Lowenstern(2003)所指出的那样，熔体包裹体的研究正值当年(meltinclusionscomeofage)。

基于此，本文简述近十年来岩浆熔体包裹体的研究发展趋势，以及作者在熔体包裹体研究方面的体会，从六个方面评述了熔体包裹体的研究进展。

图1 Fig.1 图1 从1970到2010年发表的有关熔体包裹体文章的统计(引自Kent,2013口头报告) Fig.1 Publishedarticlesaboutthemeltinclusionsfrom1970to2010 2熔体包裹体捕获后的变化及熔体包裹体岩相学 2.1熔体包裹体捕获后的变化 熔体包裹体是捕获于正在生长的造岩矿物中的高温岩浆(硅酸盐熔体)，在捕获后随着岩浆温度的冷却，会出现气泡和结晶以及爆裂和失去挥发分等后期变化。

研究这些后期变化能够帮助在显微镜下识别包裹体，并且判断包裹体在捕获后有没有泄露。

研究认为，岩浆冷却速率、包裹体大小和熔体成分等都能够影响到熔体包裹体的结晶行为(Roedder,1979,1984;Lowenstern,1995;StudentandBodnar,1999;Frezzotti,2001)。

正如Lowenstern(1995)指出的：当岩浆快速冷却时，熔体包裹体中无气泡和晶体析出，只有较为均一的玻璃质；岩浆冷却速率稍慢一点，则会出现一个气泡；如果冷却速率较慢，这时气泡会长大，并结晶出一些细小的子矿物；而如果岩浆非常慢的冷却，则可以使熔体全部结晶，并且通常在包裹体内壁上长出与主矿物成分相近的矿物，而包裹体内的气泡被压缩导致不圆。

另外，如果熔体包裹体经历了压力陡变和构造活动，则会发生裂开，并导致气相的泄漏(如图2、图3所示)。

图2 Fig.2 图2 包裹体捕获后的变化(据Wallace,2005) Fig.2 Thechangeofinclusionaftercapture(afterWallace,2005) 图3 Fig.3 图3 不同冷却速率下熔体包裹体的结晶行为(据Wallace,2005) Fig.3 Thecrystallizationbehaviorofthemeltinclusionsunderdifferentcoolingrate(afterWallace,2005) 尽管岩浆的快速冷却能够使包裹体内捕获的熔体形成玻璃质，然而这种玻璃质熔体内部不一定是均匀的。

在包裹体内壁上仍然会结晶出与主矿物相似的微晶矿物(Green,1994)，或者熔体中的某些元素会与主矿物发生交换，尤其对于主矿物和熔体包裹体中所共有的元素，其成分一般都会发生改变。

因此，大多数情况下，在进行熔体包裹体成分分析前应该预先将包裹体进行加热实验(SobolevandDanyushevsky,1994)，使其均一。

近几年发现的熔体包裹体捕获后的两个现象十分重要，第一个现象是当岩浆岩快速上升时，熔体包裹体会裂开，另外一个现象是，熔体包裹体中的挥发份会与外界发生扩散平衡。

Wallace(2005)总结了熔体包裹体捕获后因冷却、上升和扩散而产生的变化(图2和图3)。

从以上熔体包裹体捕获后变化的分析中可以看出，不同环境下捕获的熔体包裹体，其室温下反映出了不同的包裹体岩相学特征：熔体包裹体捕获后如果快速冷却容易形成较为均匀的玻璃质熔体；如果缓慢冷却则结晶出硅酸盐子矿物，如钾长石、石英、白云母等；另外，对于从含挥发性组分较多的岩浆中捕获的包裹体，在低温下势必发生岩浆熔体和流体的不混溶，使两相分离开来，从而在室温下可看到硅酸盐玻璃相，流体相和结晶出来的子矿物相(Roedder,1984;YangandBodnar,1994;Frezzotti,1992,2001;Varela,1994;Thomasetal.,2000;StudentandBodnar,2004;Kent,2008)。

因此，从室温下的组分来讲把熔体包裹体可分为三种类型：玻璃质熔体包裹体、结晶质熔体包裹体以及流体-熔体包裹体。

2.2熔体包裹体岩相学 熔体包裹体岩相学主要是观察它们在室温下的组成，分类以及捕获后的变化。

当熔体包裹体形成时，如果岩浆组成比较复杂，如同时有很多相组成，则容易形成室温下所见的不混溶包裹体(如图4所示)。

不混溶的原因有两种。

第一种，包裹体形成时岩浆组分不均匀，这种不混溶表现为，在一个包裹体群中捕获的熔体包裹体其熔体/流体比例不一致(如图4左图ⅰ)。

第二种是包裹体形成时岩浆组分均匀但同时成分复杂，在捕获后的包裹体的封闭空间内，包裹体中的成分不混溶而分离成几个相(如图左图ⅱ)，当它捕获时不只是一相，这种不混溶捕获可分三种情况：(a)捕获了已结晶的矿物和硅酸盐熔体；(b)同时捕获了流体和硅酸盐熔体；(c)同时捕获了两种不相溶(或不同成分)的硅酸盐熔体。

图4 Fig.4 图4 不混溶示意图(据Frezzotti,2001) 左图ⅰ表示多个包裹体捕获时岩浆较为均一，但是岩浆里面包裹体多个相，因此在冷却过程中造成了熔体和流体相的分离；左图ⅱ表示包裹体捕获时岩浆内部不均匀，导致一个包裹体组合中各个相态之间的比例不一致.右图显示这两种不混溶包裹体组合中的玻璃质和气泡大小比例：黑色和空圆圈表示第一种不混溶捕获，在这样的一个包裹体组合中，它们的玻璃质/气泡比例保持一致；方块表示第二种不混溶捕获，它们的玻璃质/气泡比例不一致 Fig.4 Immiscibilityoffluidandmelt(afterFrezzotti,2001) 此外，值得注意的是，在流体包裹体研究中，我们从成因上把他分为：原生、次生和假次生三类。

在熔体包裹体的研究中我们主要见到的是原生熔体包裹体，但也有次生熔体包裹体存在，如在地幔捕虏体中的熔体包裹体可见到次生熔体包裹体。

3各类火成岩中的熔体包裹体 3.1火山岩中的熔体包裹体 火山岩中的熔体包裹体属于比较易于观察和分析测试的一类。

因为岩浆冷却速度较快，熔体包裹体中捕获的物质来不及结晶(Sobolev,1996;StudentandBodnar,2004)，火山岩中的熔体包裹体在岩相学上表现为玻璃质+收缩的气泡，或者玻璃质+气泡+流体(如图5所示)。

图5 Fig.5 图5 火山岩矿物中的熔体包裹体组合(据Frezzotti,2001) Fig.5 Themeltinclusionassembleinthevolcanicminerals(afterFrezzotti,2001) 这种火山岩中的熔体包裹体最多的运用是在玄武岩中，熔体包裹体与寄主矿物之间的边界较为清晰。

普遍能够见到透明的玻璃和一个/多个收缩的暗色气泡，气泡是由于岩浆冷却时候体积收缩形成，气泡大都呈真空状态(图6和图7)。

玄武岩中的熔体包裹体的另外一个重要特征是不同成分的熔体的存在。

常在辉石和橄榄石中形成不同成分的熔体包裹体(图6c,d)，经电子探针测定，图6c的熔体包裹体含富Mg的熔体，而图6d的熔体包裹体则是含富Fe的熔体，这是岩浆不混溶所造成的。

图6 Fig.6 图6 玄武岩中的熔体包裹体(据毛冬青等,1988) (a)位于橄揽石晶骸中的两个原生熔体包裹体；(b)位于辉石晶骸中的两个原生熔体包裹体；(c)由於岩浆不混溶形成的包裹体；(d)由于岩浆不混溶形成的熔体包裹体；(e)辉石中的熔体包裹体，由于有一裂隙穿过，造成他的泄漏，故形成一个大气泡；(f)橄榄石中熔体包裹体 Fig.6 Meltinclusionsinthebasaltrocks(afterMaoetal.,1988) 图7 Fig.7 图7 粗面岩辉石中的玻璃质熔体包裹体(据王蝶,2013) 左图中的气泡呈现收缩状态，气泡内为真空；右图中的气泡边界较为圆滑，气泡内为稀薄的CO2 Fig.7 Meltinclusionsinpyroxeneoftrachyte(afterWang,2013) 3.2花岗岩(伟晶岩)中的熔体包裹体 深成岩中的熔体包裹体相对难以观察，它们由于缓慢冷却已经部分发生脱玻化或者结晶出来，导致包裹体室温下看起来由暗色的气泡和一些结晶矿物组成(Roedder,31979;Lowenstern,1995;Audétatetal.,2000;Thomasetal.,2000;StudentandBodnar,2004;卢焕章,2014)。

如果岩浆中较为富集挥发分，则可以见到透明的岩浆玻璃相、流体相和气泡，即为流体-熔体包裹体。

此时气泡较圆且气泡中的成分与流体成分相近，普遍为H2O或者CO2，此时的流体相和气相组合则类似于流体包裹体的岩相学外貌。

花岗岩中的熔体包裹体主要是结晶质熔体包裹体和流体-熔体包裹体(卢焕章,1996)。

作者对一些花岗岩体中的锆石做了研究，发现岩浆结晶而成的锆石中普遍能够发现熔体包裹体，如对华南骑田岭花岗岩体的研究中便发现在锆石中有熔体包裹体(图8)。

由于锆石相对于花岗岩中其它矿物来说结晶稍早而且不易被后期破坏，所以锆石中熔体包裹体的研究是很有前途的。

图8 Fig.8 图8 锆石中的熔体包裹体 左图样品采自骑田岭花岗岩体，右图采自玉龙花岗闪长岩体 Fig.8 Meltinclusionsinzircon 花岗岩中熔体包裹体的识别有时需要结合高温实验，在熔体包裹体加热后便显示出熔体相和流体相的分离(如图9所示)，此时方能确认为熔体包裹体。

但是，在花岗岩结晶最后阶段的晶洞或者伟晶岩脉中则较为容易观察到熔体包裹体以及熔体包裹体和流体包裹体的共存和过渡(卢焕章,1996;谢玉玲等,2006;单强等,2011;徐九华等,2012)。

图9 Fig.9 图9 花岗伟晶岩石英中的熔体包裹体类型(据Thomasetal.,2000) (a)贫水熔体包裹体；(b)富水熔体包裹体；(c)为a均一后；(d)为b均一后 Fig.9 Meltinclusionsinquartzofgranitepegmatite(afterThomasetal.,2000) 3.3斑岩中的熔体包裹体 斑岩体中的岩浆包裹体主要赋存于斑晶矿物石英(或者磷灰石、角闪石、辉石等)中，在矿物生长带成群存在(如图10)，较小的斑晶矿物中岩浆包裹体则可能是孤立地出现。

包裹体组合以熔体包裹体/熔-流包裹体+流体包裹体共存或者熔体包裹体/熔-流包裹体单独存在。

通常情况下，与成矿有关(如Cu、Au、Mo矿)的斑岩中的熔体包裹体往往难以观察，它们常已经完全结晶，或者受到后期流体的交代和蚀变而变成暗淡，颗粒状的包裹体(Thomas,1994;YangandBodnar,1994;Lowenstern,1994;Webster,1997;DavidsonandKamenetsky,2001;Frezzotti,2001;Thomasetal.,2002;Fedeleetal.,2003;Rapienetal.,2003;StudentandBodnar,2004)，这种类型的熔体包裹体的识别有时也需要借助高温实验。

斑岩矿床中常见熔-流体包裹体与流体包裹体特别是临界流体包裹体共存的现象(如图11)，据此认为是岩浆分异出流体的证据(Audétatetal.,2000;AudétatandPettke,2003;Harrisetal.,2003;Kamenetskyetal.,2004;StudentandBodnar,2004;Halteretal.,2005)。

图10 Fig.10 图10 采自盐水箐正长斑岩体石英斑晶中沿着生长带分布的熔体包裹体(据王蝶,2013) Fig.10 MeltinclusionsalongquartzgrowthbeltinsyeniteporphyryofYanshuiqing(afterWang,2013) 图11 Fig.11 图11 斑晶石英中的包裹体组合(据AudétatandPettke,2002) Fig.11 Fluidinclusionassembleinthequartzphenocryst(afterAudétatandPettke,2002) 4熔体包裹体的加热实验 对熔体包裹体进行均一化实验一方面是为了得到岩浆的温度，另一方面是使后期发生结晶的包裹体内部均匀化以便于单个包裹体成分测试的实验。

熔体包裹体测温学原理与流体包裹体的相似，在假设包裹体捕获后处于封闭状态的前提下，熔体包裹体完全均一化时的温度可以认为是其捕获时的最低温度。

对包裹体进行均一化的实验方法总体来讲有两种(Thomasetal.,2000,2005;Fedeleetal.,2003;StudentandBordnar,1999,2004)。

一种方法是将含熔体包裹体的主矿物挑选出来，在马弗炉或其他高温炉子中加热。

这种方法的优点是可以一次性做很多样品从而节省时间，缺点是没法观察到包裹体的均一过程，以至于很多均一过程中的现象和重要信息没法获得。

在用这种方法进行均一化实验时，需要预先用其他方法或者前人的报道中得知该熔体包裹体大致的均一温度范围以设定仪器的温度值。

这种方法得到的均一温度误差相对较大。

另一种方法是将岩石样品磨制成双面抛光的包裹体片，将含有熔体包裹体的片子用酒精或者丙酮卸载下来，放在显微高温热台(温度可加热到1500℃)上加热(如图12所示两个熔体包裹体均一化过程)。

这种方法的优点是可以观察到包裹体熔融过程中的现象，并且用来确定测试对象是否属于熔体包裹体，缺点就是一次性做的样品较少，耗时久。

两种对熔体包裹体进行均一化的方法各有利弊，应该按照所需要获得的数据和目的进行选择以及设定实验步骤。

图12 Fig.12 图12 熔体包裹体均一化过程示意图(据StudentandBordnar,2004) Fig.12 Thehomogenizationprocessofmeltinclusions(afterStudentandBordnar,2004) 在设计均一化实验时，对于中酸性岩体中的矿物，可以快速加热到500/550℃，然后每隔50℃进行一次恒温，恒温阶段停留时间大致3~8h，有些文献记载恒温24~650h(Thomas,2000;StudentandBordnar,2004)。

一般而言，对于10μm大小以下包裹体可以恒温较短时间，大致2~8h，对于较大的包裹体则应该适当延长恒温时间。

在包裹体完全均一后，要将样品迅速淬火以保证包裹体内部不会重新结晶出矿物。

熔体包裹体达到均一的标志是包裹体中只有透明、均一的熔体相。

有时由于温度没有达到或者恒温时间不够，熔体包裹体中能够见到一些矿物晶体，普遍为金属矿物或者硅酸盐矿物(如长石等)。

另外，有些熔体包裹体形成时同时还捕获了流体(如H2O、CO2等)，即为熔体-流体包裹体。

如此，则熔体包裹体很难均匀到只有一相，普遍都是含有熔体相+流体相(H2O)或熔体相+流体(H2O)±(CO2)+气泡多相，并且均一温度会比不含流体相的低。

比如，石英中的熔体包裹体均一温度普遍在800~900℃之间，而熔体-流体包裹体在700℃左右就能均一(StudentandBordnar,2004;Thomasetal.,2005)。

由于熔体包裹体捕获的时候存在一定的压力，在室温下进行均一将可能导致得到比实际温度偏高的均一温度，因而，均一温度只可以用来做较为粗略的估计(Thomasetal.,2000;StudentandBordnar,2004)。

无论以上哪种加温设备，都可以配备一个加压装置来同时进行加温和加压。

加压的媒介普遍是水或者惰性气体。

如果媒介是水的时候，还应该做一些其他实验来证明包裹体内部没有与外界水发生交换(Thomasetal.,2000)。

值得注意的是，含H2O的熔体包裹体在长时间的加热下可能会有H2O/H2的泄露，甚至Na、Li、Ag、Cu也易于在加热过程通过主矿物向外界扩散，或者由于内压过大而导致包裹体爆裂等诸多问题(StudentandBodnar,1996,2004;Fedeleetal.,2003;Zajaczetal.,2009;Thomasetal.,2000,2005)，结果导致某些组分浓度测试的结果不准确，以及熔体包裹体均一温度升高。

弥补的方法就是尽量减少实验时间，升温不要太过大于实际温度，或者有条件的情况下进行加压实验。

5熔体包裹体的成分测试方法 目前运用于单个包裹体成分分析的仪器设备有电子探针(EMPA)、离子探针(SIMS)、粒子诱发X射线荧光分析(PIXE)、同步辐射X射线荧光分析(SR-XRF)、激光剥蚀等离子质谱(LA-ICPMS)、傅里叶转换红外光谱仪(Micro-FITR)等。

这些测试仪器和方法在测试元素种类、样品制备等方面有所差异和优劣性，参见表1。

表1 Table1 表1(Table1) 表1 单个包裹体分析方法一览表 Table1 Theanalysismethodsofsingleinclusion 测试方法 测试元素范围 检测限 样品准备 分析性质 EMPA 主量元素、部分微量元素以及挥发性元素F、Cl、S等 0.1%~1.0% 包裹体需均一化后磨至样品表面 无损 LA-ICPMS 亲石微量元素、亲Cu元素、铂族元素 ×10-6 普通包裹体片 有损 PIXE 原子序数>12的元素 ×10-6 普通包裹体片，但包裹体尽量靠近样品表面 无损 SR-XRF 原子序数在19~92之间的元素 ×10-6 普通包裹体片，但包裹体尽量靠近样品表面 无损 SIMS 亲石元素、挥发性元素H、C、F、S、Cl等，以及稳定同位素H、Li、B、O、C、S、Cl等 ×10-6 包裹体需均一化后磨至样品表面 无损 FITR H2O、CO2等 粉末或者薄片 无损 表1单个包裹体分析方法一览表 Table1Theanalysismethodsofsingleinclusion 5.1电子探针(EMPA) 电子探针分析普遍运用于熔体包裹体成分分析中，但因电子探针属于微区主量分析，因此，运用该方法的条件是，熔体包裹体中的待测成分需要达到一定的含量。

一般而言，岩石样品中可以测试出的元素(如Si、Al、Ti、Fe、K、Na、Ca、Mg、P等以及部分稀土元素乃至挥发性组分元素F、Cl、S)都可以测试，但是要注意标样的选择。

另外，在进行有些分析时(如后述的激光剥蚀等离子体质谱分析)，有必要先用电子探针测试出某些元素(如Al)的含量以作为内标使用(Audétatetal.,1998,2000;ZajaczandHalter,2007;Zajaczetal.,2009)。

电子探针属于表面分析技术，电子束穿透能力有限，因此必须将包裹体磨到样品表面。

此外，在测试之前应该保证包裹体内部的均匀性，因此需要将包裹体加热均匀化并迅速淬火。

5.2激光剥蚀等离子体质谱(LA-ICPMS) 运用激光剥蚀等离子体质谱技术对单个包裹体的主微量以及稀土元素进行原位定量分析是包裹体发展的一大飞跃性进步，突破了包裹体常规技术的瓶颈。

激光剥蚀等离子体质谱技术运用于单个包裹体的研究已有20多年的历史，测试技术在不断的完善(ShepherdandChenery,1995;Longerichetal.,1996;Taylor,1997;Audétatetal.,1998;Güntheretal.,1998;GüntherandHeinrich,1999a,b;Halteretal.,2002;Heinrichetal.,2003;Ulrichetal.,1999,2002;Pettkeetal.,2004;Zajaczetal.,2005;ZajaczandHalter,2007)。

由最初的测试透明矿物中单个包裹体的成分到最近几年能够测试半透明、不透明矿物中的包裹体成分(Stoffelletal.,2008;Wilkinsonetal.,2009;Suetal.,2009;Kouzmanovetal.,2010)。

激光剥蚀等离子体质谱技术是目前运用于单个包裹体成分分析最为成熟的技术。

其原理是用激光将包裹体打破，将熔体送入质谱仪进行测试。

该方法的一大优点是无需将熔体包裹体作均一化处理，大大简化了测试流程。

但由于剥蚀时候寄主矿物与熔体的成分混合在了一起，势必造成某些组分含量增加，因此需要在进行LA-ICPMS测试前运用其他有效方法预测包裹体中某种组分的准确含量以作为内标。

一般来说会运用Al做内标，运用电子探针先测试出Al的含量。

5.3同步辐射X射线荧光光谱(SR-XRF) X射线是原子内层电子在高速运动电子的冲击下产生跃迁而发射的光辐射。

当样品受X射线照射后，其中各元素原子的内壳层(K、L或M层)电子被激发逐出原子而引起电子跃迁，同时释放出能量，就产生具有特征波长的特征光谱。

每一种元素都有其特定波长的特征X射线，根据特征谱线的波长，可以判断元素的存在，即定性分析；根据谱线的强度，可以进行定量分析。

运用同步辐射进行单个流体包裹体的成分分析方法始于20世纪80年代，此后，美国、法国、德国等多国科学家先后在这一领域开展理论和实验方法的探索，对人工合成和天然矿物中的流体包裹体进行分析测试，取得了重要的研究成果(Frantzetal.,1988;Mavrogenesetal.,1995;Philippotetal.,1998;Ménezetal.,2002;Rickersetal.,2004;Nagasekietal.,2006)。

2000年以来，这一技术被国内学者引进，并多次运用同步辐射技术进行单个流体和熔体包裹体的多元素分析探索和研究工作(李葵发等,2000;邬春学等,2002;Tangetal.,2005;李建康等,2008)。

同步辐射X射线荧光光谱分析主要是针对重元素的分析(如重金属元素)，无法进行轻元素分析，对于原子序数越高的元素测试效果越好，另外，它还可以进行元素的价态分析。

同步辐射X射线荧光光谱即运用同步辐射光源撞击出的X射线对样品进行微区分析。

μ-XRF束斑大小最小可调至2μm，相当于样品的微区X射线荧光分析，其优点在于微区、原位、非破坏、定性-半定量分析。

缺点在于定量分析困难，因为X射线荧光分析属于表面分析，穿透能力有限，所以要求包裹体上层的寄主矿物厚度尽量薄，以减少信号的损失，而且在定量过程中也需要考虑寄主矿物中的元素对包裹体的信号叠加或干扰。

5.4粒子诱发X射线荧光分析(PIXE) 与SR-XRF原理相似，PIXE也是运用X射线对元素进行分析。

PIXE的运用不是十分广泛，由于其不象LA-ICPMS一样具有强穿透能力，实验样品如果不是特殊的需要则也要先进行高温熔融均一，但其优点是能对质量数≥12的元素进行分析，也就是说对于一些较轻的元素(如K、Cl等)也能分析(Güntheretal.,1998;Harrisetal.,2003;Naumovetal.,2010)，这是其他很多微区分析方法所不具备的(如图13)。

同时也能分析熔体包裹体所含的如Cu、Fe、Zn、Mn,和Ca等金属元素。

图13 Fig.13 图13 PIXE对熔体包裹体进行分析(据Harrisetal.,2003) Fig.13 AnalysisonsinglemeltinclusionbyPIXE(afterHarrisetal.,2003) 5.5二次离子探针SIMS SIMS用来分析熔体包裹体成分的方法是最近几年才发展起来的，它常用来弥补LA-ICPMS的不足。

主要优点在于分析元素范围广，它不仅能够分析亲石元素(Li、Be、B、Sc、Ti、V、Mn、Rb、Sr、Y、Zr、Nb、Cs、Ba、REE、Hf、Ta、Pb、Th、U等)，以及挥发性气体元素H、C、F、S、Cl，并且能够进行稳定同位素(H、Li、B、O、C、S、Cl等)的分析，这是其他很多仪器设备所不能达到的(Kent,2008;Tomlinsonetal.,2009;Bachmannetal.,2010;Naumovetal.,2010;Boyceetal.,2010;McCubbinetal.,2011)。

但是缺点是离子穿透能力弱，因此在测试之前同样需要将熔体包裹体进行均一化并且磨制到样品表面。

5.6傅立叶红外转换光谱FITR 傅立叶红外转换光谱仪在地质学上主要用于岩石或者矿物中的挥发性气体元素的测试。

与SIMS一样可以用来分析包裹体中的挥发性组分，但不能测试同位素组成。

目前运用此技术来测试传统意义上认为不含水矿物(如橄榄石，辉石等)的挥发性气体元素(C、H2O)的分析研究较多(Bachmannetal.,2010;Greenwoodetal.,2011)，尤其是运用到测试陨石及月球样品研究中。

测试前要将磷灰石单矿物颗粒挑选出来并进行粉碎、加热处理。

傅立叶红外转换光谱运用于单个包裹体成分测试的优点在于无需对包裹体进行前期处理，只需要选择大且尽量接近样品表面的包裹体进行测试。

傅立叶红外转换光谱对空气湿度要求较高，湿润的环境可能导致测试误差。

6熔体包裹体的应用 如上所述，熔体包裹体的研究目前已运用于火成岩研究的各个方面，它是原位研究岩浆成分等最直接的证据。

作者归纳了目前从熔体包裹体可获得的资料：(1)溶于岩浆(熔体)中的挥发分如H2O、CO2、Cl、S、F、B、Li等组分；(2)结晶时的大致温度和压力；(3)岩浆结晶时分出的热液或与岩浆共存的热液的成分；(4)岩浆不混溶的证据；(5)从熔体包裹体得出硅酸盐熔体之成分，包括玄武岩浆和花岗岩浆之成分。

6.1获得岩浆中的挥发分含量(H2O、CO2、Cl、S、F、B、Li等) 挥发性组分是岩浆的重要组成部分，它们可直接或间接地影响到岩浆的性质和岩浆作用的过程，包括岩浆的产生和运移、对流和扩散、密度和黏度、膨胀和破碎、结晶分异和液相不混溶等(MountainandSeward,2003;Nagasekietal.,2006;Koleszaretal.,2009;Berryetal.,2009)。

对熔体挥发分分布的研究可以得出岩浆放气作用以及俯冲物质的重循环过程等。

然而挥发分常随着岩浆的喷发作用而逸失，或在岩浆流体演化过程转入流体相赋存，导致固结后的岩浆岩中挥发分的含量不能够代表原始岩浆中的含量或者岩浆中的挥发分含量往往被低估。

熔体包裹体直接捕获了矿物形成时岩浆中的成分，只要包裹体在捕获后不发生泄漏和破裂，则能够较为完整地保存岩浆中的挥发分信息。

目前已有很多针对熔体包裹体中挥发分含量的测试来恢复火山喷发前的挥发分含量、证明岩浆分异出流体以及金属元素在岩浆和流体中的分布和运移等(Kamenetskyetal.,1998,2004;Harrisetal.,2003;Nishimuraetal.,2005;Audétatetal.,2008;Kent,2008;Humphreysetal.,2009;Koleszaretal.,2009)。

表2是Wallace(2005)测试和统计的岛弧玄武岩的熔体包裹体中的挥发分含量。

其挥发分包括H2O、CO2、S和Cl，以H2O的含量最高，达1%~8%，其余挥发分在10-6级。

花岗岩中熔体包裹体中挥发分的含量要比玄武岩熔体包裹体中的挥发分高。

表2 Table2 表2(Table2) 表2 岛弧玄武岩的熔体包裹体中的挥发分含量 Table2 ThevolatilecontentofbasaltmeltinclusionsinArcbasalt 地点 H2O(wt%) CO2(×10-6) S(×10-6) Cl(×10-6) Cascades(Shasta) <1到>8 1000~3000 400~2200 BatanCades,Phi 1720~3200 1790~2900 GalunggungIndo 0.2~0.4 0~750 350~2900 700~1600 CentralMexico 1.3~5.2 250~2100 1000~6000 700~1900 CerroNegro 3.1~6.1 0~1040 300~1300 700~1500 Aeolianisland 1200~3200 200~2900 Marianaarc 1.4~3.3 0~600 100~4100 MarianaTrough 0.5~2.1 0~170 80~840 N-MORB 0.1~0.5 100~300 800~1500 <100 注：MarianaTroughandN-MORB使用火山玻璃分析，其他的用熔体包裹体分析 表2岛弧玄武岩的熔体包裹体中的挥发分含量 Table2ThevolatilecontentofbasaltmeltinclusionsinArcbasalt 6.2岩浆结晶时的大致温度和压力 与流体包裹体均一温度的原理相似，在熔体包裹体加热达到均一时，其温度也可大致代表岩浆结晶时的温度。

如以石英为例，图14中石英中的熔体包裹体假设它捕获在A点(这时温度为Tt)，然后沿等容线AB随压力和温度的下降到达等容线与熔体气体曲线相交于B点(Th,Tb)，这点的温度是气泡出现的温度(Tb)，也是当我们把这个熔体包裹体加热均一时的均一温度(Th)。

由于熔体的黏度大，故在这个压力下，要下降到GF线上才能成核气泡(Tb′)。

随着温度和压力下降到达573℃时，石英会发生α/β相变。

温压再下降达到室温时的Tg点。

当包裹体中的单相硅酸盐熔体沿等容线降压降温往下，到B点时与熔体气体曲线相交，这时熔体收缩出现一个气泡。

继续往下，石英发生相变(T=573℃)，直到玻璃转变点(Tg)，趋向室温。

图14 Fig.14 图14 石英中的熔体包裹体随温度变化示意图(据Lowenstern,1995) Fig.14 Thechangeofmeltinclusioninquartzwiththechangeofthetemperature(afterLowenstern,1995) 同样地，对熔体包裹体进行均一实验后，根据得到的均一温度，也可以从一系列相图中获得岩浆结晶时的大致压力(图15；YangandBodnar,1994;Audétatetal.,2008;李建康等,2011)。

得到结晶压力的方法可以用熔体包裹体固相融化的温度来计算，如根据实验得到的花岗质岩浆固相线曲线，运用熔体包裹体的均一温度来得到结晶压力；也可以通过与熔体包裹体共生的流体包裹体来计算压力，如运用不混溶包裹体的均一温度和盐度投H2O-NaCl压力-盐度、运用与熔体包裹体共生的流体包裹体联合岩浆H2O饱和花岗岩浆固相线来限定等。

李建康等(2011)详细地介绍了运用熔体包裹体进行花岗质岩浆结晶压力判定的方法。

图15 Fig.15 图15 运用熔体包裹体初熔和均一温度限定韩国Gyongsan盆地花岗岩体的形成压力(据YangandBodnar,1994) Fig.15 ThelimitofformationpressureofKoreaGyonsanbasingraniterockbythebeginningmeltingtemperatureandhomogenizationtemperature(afterYangandBodnar,1994) 6.3岩浆不混溶的证据 在岩浆矿物中见到不同类型包裹体共存的现象，通过包裹体岩相学和测温实验排除不同期次包裹体的可能性，则说明这些不同类型包裹体的共存是由于当时岩浆中的多种组分不混溶造成。

如基性岩浆中的Fe、Mg不混溶。

硅酸质熔体与NaCl-H2O±CO2流体不混溶会导致不同熔体/流体比例的熔体-流体包裹体共存或者熔体包裹体与流体包裹体共存(如图16)。

而这些类型包裹体组合的出现是岩浆分异出流体和岩浆演化过程存在不混溶的最直接证据。

图16 Fig.16 图16 澳大利亚Mole花岗岩中岩浆熔体包裹体与超临界流体包裹体共存(据Audétatetal.,2000) Fig.16 CoexistenceofmeltinclusionandsupercriticalfluidinclusionsofMolegraniteinAustralia(afterAudétatetal.,2000) 6.4岩浆结晶时分出的热液或与岩浆共存的热液的成分 如前所述，当观察到岩浆熔体包裹体与流体包裹体共存或者熔体-流体包裹体出现时，可以通过一系列分析测试方法(如激光拉曼、LA-ICPMS、PIXE、SR-XRF等)得到岩浆结晶分异出的流体/与岩浆共存热液的成分。

如Audétatetal.(2000)分析了澳大利亚Mole花岗岩基不等粒、斑状到细晶三种结构花岗岩样品中的石英、黄玉中的熔体包裹体，这三类不同结构的花岗岩分别代表了岩浆结晶从早到晚的阶段。

他首先运用了阴极发光来确定石英世代，然后用LA-ICPMS测试包裹体成分。

从三种不同花岗岩相中所捕获的熔体包裹体和流体包裹体可以用来确定：1)流体出溶的发生；2)出溶流体的物理状态；3)随着结晶程度的增加，流体和共存熔体成分的改变。

由此得到：1)形成W矿的流体其W/Sn高出Sn矿的十倍多，两种元素沉淀的驱动力都是岩浆卤水被较冷低盐度的大气降水冲淡；2)三种不同结构岩石中硅酸盐熔体包裹体成分变化远大于它们之间全岩成分的变化，这反应了一种系统的分馏趋势；3)最早的熔体包裹体捕获于石英斑晶早期生长带，其成分与平均Mole花岗岩接近，除B、W、Sb、As很高；稍年轻的出现于不等粒花岗岩石英基质中；很晚的出现于岩浆托帕石和石英斑晶的港湾构造中。

6.5从熔体包裹体得出硅酸盐熔体的成分 硅酸盐岩浆在形成、上升、侵位及冷却过程中通常伴随着岩浆混合、围岩混染、结晶分异以及岩浆去气过程，导致初始硅酸盐岩浆与最后能够见到的岩体成分有一定的差异。

而捕获于不同结晶阶段的矿物中的熔体包裹体能够保存当时岩浆的信息，因此，通过熔体包裹体可以了解岩浆早期结晶相的特征，根据这些特征可以了解从原始岩浆到后来充分分异岩浆的化学成分变化。

如在地幔捕虏体的熔体包裹体表明高二氧化硅的熔体可以与地幔的橄榄岩岩浆共存，并且显示在上地幔可能有碳酸盐熔体存在。

Sobolev(1996)研究了大西洋洋中脊裂谷橄榄斜长玄武岩中镁橄榄石里的玻璃质熔体包裹体。

他运用SIMS和EMPA分别测试包裹体中的主量、微量元素(Zr、Y、La、Ce、Nd、Sm、Eu、Dy、Er、Yb、Ti)和挥发分(H2O)。

从而得出地幔初始熔体成分及其形成条件，岩浆混合，以及地幔初始水含量的信息。

认为典型的大西洋中脊玄武岩形成于由地幔柱临界熔体产生的初始熔体的混合，而这种熔体的熔融始于石榴石的存在并发生于开放系统(减压熔融原理)，但这种初始熔体仅仅能够保持2%~3%，它们在结晶作用以及运移过程中在岩浆房内发生了混合。

除了以上的运用，尚有学者尝试对熔体包裹体进行原位定年，获得了火山喷发或者相应的岩浆结晶的年龄(Korochantsevaetal.,2008)。

7结论 如上所述，熔体包裹体的研究相对有一定的难度，但通过近年来的实验手段和技术的开发，已经取得了长足的进步。

我们可以得出以下几点结论： (1) 熔体包裹体普遍存在于岩浆矿物中，是恢复初始岩浆系统和示踪岩浆(及流体)演化最直接的证据，因此，如果有细致的包裹体岩相学的观察，选择可靠的包裹体作为实验样品，加上精确的测试分析，那么，熔体包裹体的研究结果是有用且可靠的。

这是开展熔体包裹体研究的基础； (2) 在熔体包裹体研究中一定要很好地建立起主矿物、岩浆岩和熔体包裹体之间的关系，如注意包裹体内部的熔浆成分与主矿物成分的差别和扩散。

与主矿物和主岩石相比，熔体包裹体无疑是更好的研究有关天然岩浆中主元素，微量元素和不相容元素地球化学演化的原始样品。

可以预料，岩浆岩岩石学家和流体包裹体工作者对熔体包裹体研究的兴趣将会与日俱增； (3) 熔体包裹体在均一温度、成分上的急骤变化，可能反映岩浆体系在小范围内的急骤变化； (4) 从大小和成分上来说熔体包裹体相对于主矿物和主岩石来说是很小的，但有时它的成分变化可以很大，特别注意那些与众不同的熔体包裹体，它们可能经历了一些特殊的演化过程； (5)随着许多高精仪器的开发与应用，特别对熔体中挥发分的分析测定，以及其稳定同位素的研究，对于岩浆与成矿作用的研究有着十分重要的意义。

致谢 特别感谢两位审稿人和编辑对本文的评审和修改。

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