2018, Vol. 37
2. 中国科学院大学, 北京 100049
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ZHANG Le1,2,
WU Ya-dong1,2,
XU Xiao-bo1,2,
ZHANG Lei1,2,
MEI Sheng-wang1,2,
YU Ya-feng1,2,
LUO Qing-chen1,2,
ZHANG Qing-lin1,2
2. University of Chinese Academy of Sciences, Beijing 100049, China
早在1858年，Sorby(1858)就提出了熔体包裹体(melt inclusion)的概念，他在文中指出岩浆系统中的熔体包裹体的形成过程与流体系统中的流体包裹体存在相似性。然而，直到1979年，Roedder(1979)在“Origin and significance of magmatic inclusions”一文中重新提出了熔体包裹体的研究意义之后，学者们才逐渐着手对熔体包裹体进行研究。随着研究的深入，熔体包裹体研究已经成为研究地质成因的重要手段(Kent，2008；Cannatelli et al., 2016)。
熔体包裹体是矿物在生长或结晶过程中所捕获的小的硅酸盐熔体液滴。由于熔体包裹体封存在矿物中与外部熔体相隔离，因此它可能保留了原始及演化过程中的岩浆成分，可提供有关岩浆的形成、演化以及源区性质等方面的重要信息(Sobolev，1996；Kent，2008；Cannatelli et al., 2016)。与喷发形成的火山岩全岩相比，熔体包裹体有以下3个基本优势(Kent，2008)：①熔体包裹体被捕获时的压力要比岩浆最终喷发到地表的压力大得多，因此熔体包裹体能够保存大量的易挥发组分(如:C、Cl、S、F、H2O)(Hauri，2002；Kent，2008；Sobolev et al., 2009；Blake et al., 2010；Zhang et al., 2013)，这为直接测定未深化及演化过程中的岩浆的水和其他挥发分含量提供了唯一机会，而火山岩全岩中的挥发分会大量逃逸。②熔体包裹体的化学和同位素组成上的变化范围比全岩成分范围大得多(Sobolev，1996；Kent et al., 1999, 2002；Norman et al., 2002；Ren et al., 2005, 2017；Paul et al., 2011；Liu et al., 2015；Qian et al., 2015, 2017；Zhang et al., 2017a)。众多的研究表明(Sobolev and Shimizu, 1993；Nielsen et al., 1995；Sobolev，1996；Kent et al., 1999, 2002；Nielsen and Beard, 2000；Slater et al., 2001；Norman et al., 2002；Maclennan，2008；Ren et al., 2005, 2017；Paul et al., 2011；Hong et al., 2013；Liu et al., 2015；Qian et al., 2015, 2017)，在岩浆系统中熔体包裹体可能捕获未混合或较少混合及未发生演化的原始熔体，直接提供获得初始岩浆组成的机会。熔体包裹体还可能捕获岩浆演化过程中的熔体，而这些初始和演化过程中的熔体成分反映了源区组成、部分熔融作用、地幔-熔体的相互作用、结晶分异、岩浆混合、围岩同化混染和去气作用等岩浆过程。喷发的全岩组分记录的只是一个经受各种复杂过程如地幔源区部分熔融、岩浆在上升至地表过程的结晶分异，以及熔体在浅部岩浆房中混合的“混合物”成分, 减弱了全岩成分的变化范围，使与原生岩浆形成有关的信息部分或全部消失。③未遭受蚀变的斑晶中的熔体包裹体不受风化作用、低温交代作用的影响，提供直接获得熔体成分的机会；而全岩由于受到风化蚀变作用的影响，成分发生了变化，尤其是对于在蚀变过程中容易移动的元素(如，挥发分、碱金属及碱土金属元素)，含量发生了较大的变化，给恢复原生岩浆成分带来了较大困难(Ren et al., 2017)。
需要指出的是，迄今为止，前人对火成岩成因方面的认识主要基于全岩主、微量元素或全岩同位素地球化学分析。然而几乎没有能够真正代表原生岩浆成分的地表火山岩，因为火山岩的全岩成分只能代表岩浆传输系统中发生诸多作用之后的结果，是岩浆经过一系列复杂过程后的最终产物，所以全岩很难代表原生岩浆的成分(Sobolev and Danyushevsky, 1994；Sobolev and Chaussidon, 1996；Hauri，2000；Sobolev et al., 2000；Ren et al., 2017)。换言之，仅凭全岩成分常常难以确切地知道源区的组成和性质(Sobolev and Chaussidon, 1996；Hauri，2000；Ren et al., 2017)。而熔体包裹体是研究岩浆起源和演化的独一无二的强有力的工具。对熔体包裹体进行研究是为了弄清初始岩浆的组成、揭示岩浆演化的过程，尤其对于那些受岩浆分异、岩浆混合、围岩同化作用以及岩浆期后作用较强影响的岩石而言，熔体包裹体的研究尤为重要。
熔体包裹体对研究镁铁质火山岩的成因具有重要意义。镁铁质岩浆起源于地幔源区，其成分受控于地幔源区组成、温度和压力条件，因此镁铁质岩浆的组成、来源和源区性质，对了解地球内部物质组成、演化及地球内部运行机制有重要意义(Sobolev，1996；Danyushevsky et al., 2002；Norman et al., 2002；Ren et al., 2005, 2017；Kent，2008；Maclennan，2008；Paul et al., 2011；Kamenetsky et al., 2012；Hong et al., 2013；Liu et al., 2015；Qian et al., 2015, 2017)。而镁铁质火山岩斑晶中的熔体包裹体可提供玄武质岩浆系统中独一无二的熔体组成变化范围信息，是研究岩浆形成与演化、源区母岩的组成以及部分熔融作用的强有力工具，广泛应用于研究地幔起源的岩浆的形成及演化，并且取得了很多重要的成果(Sobolev，1996；Sobolev et al., 2000；Danyushevsky et al., 2000, 2002；Hauri，2002；Norman et al., 2002；Sun et al., 2003；Yurimoto et al., 2004；Ren et al., 2005, 2017；Kent，2008；Kamenetsky et al., 2012；Hong et al., 2013；Zhang et al., 2014, 2017a, 2017b；Liu et al., 2015；Qian et al., 2015, 2017；Wei et al., 2016；Li et al., 2016)。本文从熔体包裹体的研究方法入手，详细介绍了寄主矿物的挑选、熔体包裹体的均一化、样品靶的制备及元素含量和同位素组成的测试技术，以及国内外学者采用熔体包裹体方法在镁铁质火山岩成因研究方面的应用实例。
2 熔体包裹体的研究方法 2.1 岩相学观察岩相学观察是熔体包裹体研究的基础。早在上个世纪，Sorby(1958)就提出对熔体包裹体的岩相学观察步骤：①鉴定熔体包裹体的岩相学特征；②观察熔体包裹体被捕获后的演化。通过对熔体包裹体进行岩相学观察可以获得很多有用的信息，也是进行任何后续分析实验前必要的过程。首先在偏光显微镜下观察岩石薄片，熔体包裹体岩相学观察中通常会用到中-高倍物镜[熔体包裹体照片见Kent(2008)的图 1和Cannatelli等(2016)的图 1~图 4]。在偏光显微镜下需要注意观察熔体包裹体的种类(原生及次生)、大小、形状、分布、子矿物、气泡、结晶相、熔体包裹体破裂及泄露等。原生熔体包裹体往往形状比较规则，多为椭圆形或寄主矿物的负晶形，常呈孤立或小群产出，有时沿特定结晶学方向或矿物生长环带分布。次生熔体包裹体外形一般不规则，经常呈拉长状，多沿愈合裂隙分布，有时会切穿颗粒边界。原生熔体包裹体通常由被捕获后快速冷却形成的玻璃相、子矿物(捕获之后成核和生长)、与熔体一同被捕获的矿物和挥发分出溶或收缩的气泡构成。由于在熔体包裹体壁上已存在寄主矿物的晶核，因此首先在熔体包裹体壁上结晶与寄主矿物同种子矿物(如橄榄石)。随着熔体包裹体的冷却通常会有其他子矿物结晶(如斜长石、辉石等)，有时甚至会完全脱玻化。子矿物的形成会导致封闭体系中矿物相和残余熔体的化学分异，这可能导致矿物相和一个或多个残余液体组分的平衡，这种现象被用来研究被捕获液体的结晶和不混溶(Kent，2008; Wang et al., 2018)。早期对于熔体包裹体的研究集中在熔体包裹体的结晶或通过加热实验获得捕获条件(Sobolev and Kostyuk, 1975；Roedder, 1979, 1984；Danyushevsky et al., 2002；Schiano, 2003)，近年来的工作主要集中在利用微区原位分析技术来测定熔体包裹体的元素及挥发分的含量和同位素组成(Saal et al., 1998, 2005；Sobolev et al., 2000, 2009, 2016；Hauri，2002；Norman et al., 2002；Hauri，2002；Sun et al., 2003；Kobayashi et al., 2004；Yurimoto et al., 2004；Kent，2008；Maclennan，2008；Shaw et al., 2008；Paul et al., 2011；Kamenetsky et al., 2012；Hong et al., 2013；Liu et al., 2015；Qian et al., 2015, 2017；Li et al., 2016；Wei et al., 2016；Ren et al., 2017；Zhang et al., 2017a；Neave et al., 2018)。有关熔体包裹体的岩相学特征、成因等内容见诸于很多论著中，本文不再赘述，感兴趣的研究者可查阅Kent(2008)、Cannatelli等(2016)的评述文章以及卢焕章等著(2004)《流体包裹体》一书。
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图件引自：Ren等(2017) 图 1 峨眉山大理苦橄岩橄榄石内熔体包裹体的Pb同位素组成 Fig.1 Pb isotopic ratios for olivine-hosted melt inclusions of the Dali picrites, Emeishan large igneous province |
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图件引自：Liu等(2015) 图 2 海南岛玄武岩橄榄石内熔体包裹体和寄主岩石的(Na2O+K2O)-SiO2组成 Fig.2 Na2O+K2O vs. SiO2 for melt inclusions in olivine grains and their whole rocks |
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图件引自:Qian等(2015) 图 3 汉诺坝玄武岩橄榄石内熔体包裹体的208Pb/206Pb-207Pb/206Pb组成 Fig.3 208Pb/206Pb-207Pb/206Pb ratios of melt inclusions in olivine from Hannuoba basalts |
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图件引自：Qian等(2017) 图 4 山东费县和方城玄武岩的橄榄石内的熔体包裹体和矿物(单斜辉石和斜长石)的208Pb/206Pb-207Pb/206Pb组成 Fig.4 208Pb/206Pb vs. 207Pb/206Pb ratios for whole rocks, melt inclusions, and minerals (clinopyroxene and plagioclase) from the Feixian and Fangcheng basalts |
熔体包裹体在镁铁质火山岩的矿物中广泛存在(Kent, 2008, Cannatelli et al., 2016)。镁铁质火山岩中熔体包裹体的常见寄主矿物为橄榄石、尖晶石、斜长石、单斜辉石和斜方辉石等。其中橄榄石中的熔体包裹体尤其重要，较多的研究都选择橄榄石中的熔体包裹体作为研究对象。Kent(2008)总结了橄榄石中的熔体包裹体的优势：①橄榄石是半透明矿物，显微镜下容易发现熔体包裹体，而且制备样品也比其他矿物容易；②橄榄石是在玄武质岩浆中早期结晶的矿物，因此高Fo值的橄榄石中的熔体包裹体可能记录了岩浆演化(包括结晶分异、不同岩浆的混合，同化混染作用等)之前的原生岩浆成分；③由于大多数亲石元素对于橄榄石强不相容(除过渡金属，如Ni、Mn、Co、Cr、V)，所以包裹体中混入少量的寄主橄榄石，或在包裹体内结晶少量橄榄石，对不相容元素在熔体包裹体中分馏的影响较小，所以所测得的包裹体的不相容元素含量及比值能代表被捕获时的熔体的含量和比值；④大多数不相容元素在橄榄石中的扩散速率很低，所以熔体包裹体被橄榄石捕获后，很多不相容元素基本不受熔体包裹体与寄主橄榄石之间扩散的影响；⑤玄武质岩浆演化的不同阶段可以结晶不同Fo的橄榄石，而这些橄榄石捕获不同演化阶段的熔体，所以不同Fo橄榄石中的熔体包裹体熔体可以记录不同演化阶段的熔体组成；⑥橄榄石捕获的熔体包裹体含有丰富的挥发分，而全岩中的挥发分多已逃逸。所以利用橄榄石中的熔体包裹体的挥发分含量可以探讨火山喷发时气体的释放量(如S、F、Cl、CO2等)，探讨火山活动与生物灭绝之间的关系，也可以揭示源区母岩的水和挥发分含量与岩浆形成的关系。
铬尖晶石也是镁铁质火山岩中常见的熔体包裹体的寄主矿物，近年来也有一些这方面的研究(如Shimizu et al., 2001；Kamenetsky et al., 2012, 2015；Hanski and Kamenetsky, 2013)。铬尖晶石与橄榄石一样，都是镁铁质岩浆早期结晶形成的矿物，有可能捕获岩浆结晶分异、岩浆混合及地壳混染发生之前的熔体，即有可能保存最原始的岩浆成分(Shimizu et al., 2001；Hanski and Kamenetsky, 2013)。与橄榄石等硅酸盐矿物相比，铬尖晶石具有较强的抗蚀变能力。此外，铬尖晶石还具有很强的耐压性，所以它可能会保留在高温高压下捕获的包裹体的原始成分。因此铬尖晶石也是很重要的熔体包裹体寄主矿物(Hanski and Kamenetsky, 2013；Umino et al., 2015)。但铬尖晶石与橄榄石相比，铬尖晶石的透光性比较弱在显微镜下不易观察熔体包裹体，而且寄主矿物铬尖晶石和其中的熔体包裹体也比较小，制备样品的难度大大高于橄榄石。所以与橄榄石中的熔体包裹体研究相比，铬尖晶石中的熔体包裹体的研究要少得多。
斜长石常作为主要斑晶出现在许多镁铁质火山岩中，它含有大量的熔体包裹体，是一种常见的熔体包裹体寄主矿物(Kent，2008)。一些研究是针对斜长石为寄主矿物的熔体包裹体的(Wei et al., 2016；张海桃等，2016)。但斜长石能否在岩浆上升过程中或岩浆房中一直保存原有的微量元素特征，仍存疑问(Danyushevsky et al., 2002)。单斜辉石也是镁铁质火山岩中常见的矿物，常含有熔体包裹体。尽管辉石中熔体包裹体的研究在玄武岩和相关岩石中比较少见，但通过研究辉石中的熔体包裹体也能获得有关岩石学成因方面的信息(Danyushevsky and Lima, 2001；Cai et al., 2015；Wei et al., 2016)。由于斜长石、辉石等寄主矿物与熔体包裹体之间会发生多元素的扩散作用，所以解释其分析数据时要特别小心。除了研究化学和同位素组成外，还可利用斜长石和辉石等矿物内的熔体包裹体研究岩浆系统的挥发分含量(Hamada and Fuji, 2007；Neave et al., 2017)。
2.3 熔体包裹体捕获过程及捕获后的成分变化及校正玄武岩及相关岩石中广泛存在熔体包裹体，说明熔体包裹体的捕获与形成几乎发生在所有的玄武质岩浆的演化过程中(Frezzotti，2001；Kent，2008)。根据前人的研究(Roedder, 1979, 1984；Kohut and Nielsen, 2004；Faure and Schiano, 2005；Goldstein and Luth, 2006；Baker，2008；Kent，2008)，熔体包裹体的形成机制主要有5种(Roedder，1979)：①形成于晶体缓慢的生长区域，如果晶体某个部位存在晶格缺陷或在晶体-熔体接触面存在其他矿物相，都会导致晶体在该处生长缓慢；②形成于矿物差异溶解的区域，随后的矿物结晶和结构再平衡把熔体包裹体包裹在矿物中；③形成于骸晶、树枝状晶体或者漏斗状晶体中，这些晶体的结晶和结构再平衡包裹了熔体包裹体；④在晶面交叉生长的区域也可能有熔体包裹体的形成；⑤在晶体的愈合裂隙中也可能形成熔体包裹体，但是以这种方式所形成的包裹体一般为次生熔体包裹体。
熔体包裹体能否代表原始捕获的熔体是熔体包裹体研究中的一个重要问题，也是解释熔体包裹体数据的基础(Danyushevsky et al., 2000；Spandler et al., 2007；Gaetani et al., 2012；Bucholz et al., 2013)。熔体包裹体研究的关键问题之一是包裹体形成时是否发生成分的变化。需要注意的是，晶体生长过程中，由于一些元素优选进入晶体相，晶体-熔体边界附近的熔体会耗尽相容元素，富集不相容元素而形成成分梯度带，这个带称为边界层。如果晶体的生长速度快于熔体中元素的扩散速率(补给元素的速率)，则可导致晶体捕获的熔体与边界层以外的熔体成分不同，造成所捕获的熔体在成分上脱离结晶路线(Roedder，1984)。一旦结晶停止或减缓，由于硅酸盐熔体中的元素因扩散作用而不断“夷平”这个梯度带，则边界层将消失。尽管在实验上证明了边界层效应对被捕获的熔体成分有影响，但没有证据证明，自然界玄武岩中的熔体包裹体成分受到边界层效应影响，尤其是足以进行常规地球化学分析的较大的熔体包裹体(通常直径大于或等于30 μm)(Kent, 2008)。
另外，熔体包裹体被捕获后，由于子矿物在捕获后的熔体中结晶，以及熔体包裹体可能通过扩散作用与其寄主矿物或外部熔体反应，因此熔体包裹体不仅不能反映捕获时的熔体成分，并且成分还受熔体包裹体形成期间的化学分异的影响。熔体包裹体中由结晶分异造成的成分变化可以通过均一化恢复(Sobolev and Danyushevsky, 1994)，但要特别注意包裹体与寄主或外部熔体的再平衡作用对捕获熔体的Fe2+和Fe/Mg值的影响(Danyushevsky et al., 2000；Gaetani and Watson, 2000，2002)。这种扩散作用造成的熔体包裹体成分变化是不能通过均一化恢复的。熔体包裹体的“铁丢失”是由于熔体包裹体中的Fe与寄主橄榄石中的Mg通过扩散交换再平衡的结果(Danyushevsky et al., 2000)。即使均一化后，熔体包裹体仍然会继承再平衡后的这种低FeOT和高MgO的特征，而显示高KD值(Danyushevsky et al., 2000)。熔体包裹体这一成分变化可以通过测定寄主橄榄石和熔体包裹体成分，通过迭代法使熔体包裹体和主晶矿物达到化学平衡进行校正。目前广泛采用的较正方法是用PROGRAMFeO_ Eq2V.3.2software来计算(Danyushevsky et al., 2000)。
2.4 熔体包裹体的均一化实验被矿物捕获后的熔体，随着熔体的自然冷却，其中一些在熔体中饱和的矿物(橄榄石±辉石±斜长石等)就会结晶，使熔体成分发生改变。另外较古老的火山岩中的熔体包裹体还可能发生脱玻化现象。这些都给熔体包裹体成分分析带来一定难度。对于测定被捕获熔体的化学和同位素组成，为保证分析的准确度和精度，通常优先选择均一的玻璃，而不是由各种矿物相和残余玻璃组成的混合相。而且为了测定挥发分含量，需要使共存气泡中的挥发分重新溶解到熔体中(Hauri，2002)。另外，由于每个熔体包裹体结晶子矿物的量不同，造成残余玻璃相(如果存在的话)中挥发分的浓集程度也不同。因此熔体包裹体内晶体和玻璃组成的混合物，在分析前需要重新加热和快速冷却淬火形成均一的玻璃相(Danyushevsky et al., 2000；Sobolev et al., 2000；Norman et al., 2002；Kamenetsky and Danyushevsky, 2006；Kent，2008；Ren et al., 2005, 2017；Zhang et al., 2013, 2014, 2017a, 2017b；Hong et al., 2013；Liu et al., 2015；Qian et al., 2015, 2017；Li et al., 2016)。熔体包裹体的许多分析技术是基于特定响应的标定(calibration of a specific response)，比如发射特征X射线、红外吸收或者由离子束溅射或激光剥蚀产生的离子产率等，这种响应在不同的晶体和玻璃相中是不同的。为了降低熔体包裹体与标样之间的基体效应对分析结果的影响，提高分析精度和准确度，通常选择与熔体包裹体在成分上和物性上接近的国际标样(通常是玄武质的玻璃标样)做外部和内部监控标样，而且也需要把熔体包裹体加热均一化，使其成为与标样一致的玻璃。熔体包裹体均一化通常有两种方式：①熔体包裹体可以通过显微加热台单独加热和观察。这可以直接测试不同矿物相和气泡的消失温度(均一温度)。加热台可以估计包裹体的捕获温度，但不能简单地把均一温度当作捕获温度。估计熔体包裹体的捕获温度时，需要准确评估Fe-Mg等元素之间的扩散交换、包裹体内的结晶分异以及挥发分扩散逃逸等影响因素。这种方法均一化效率很低(低产出)，而且加热过程中很多包裹体会发生破裂；②将很多含包裹体的晶体在熔炉中加热。通常是在一定的温度和氧逸度条件下用一大气压混合气体加热炉来完成。为避免橄榄石等矿物在加热过程中氧化变得不透明而给样品制备带来不便，以及防止加热过程中一些组分(如H2O、FeO、Fe2O3)的含量在氧化过程中发生变化，加热均一化通常是在橄榄石在镁铁质岩浆中结晶时的氧逸度(通过研究确定，一般为QFM buffer)条件下进行。Ren等(2005, 2017)详细介绍了橄榄石内熔体包裹体的加热均一化过程。有关1 atm气体混合炉结构及氧逸度的控制原理可参考王锦团等(2016)。使用混合气体加热炉均一化不会直接提供捕获温度，但可以通过反复加热接近法结合相平衡计算来限定捕获温度(也需要准确评估Fe-Mg等元素之间的扩散交换、包裹体内的结晶分异及挥发分扩散逃逸等影响因素)。Norman等(2002)用这两种方法对夏威夷玄武岩的熔体进行加热均一化，结果表明两种均一化方法得到的熔体包裹体成分是一致的。
100 kPa混合气体熔炉中的加热均一化，是在一个特定的温度(如1250 ℃)下进行的。所以对低Fo的橄榄石的熔体包裹体来说均一化温度可能太高，而对高Fo的橄榄石中的熔体包裹体来说均一化温度可能过低。但加热温度过高、过低对包裹体成分的影响以及元素扩散引起的影响都可以用计算机程序加以校正(如FeO_Eq2.exe；Danyushevsky et al., 2000), 以及恢复初始被捕获熔体组成(Danyushevsky et al., 2000；Bombardieri et al., 2005)。
氢在固体橄榄石中的扩散速率比分子H2O在玄武质熔体中的快(Mackwell and Kohlstedt, 1990；Zhang and Stolper, 1991)，因此必须仔细考虑再加热过程，以减少橄榄石为寄主矿物的熔融包裹体中氢的扩散逃逸。如果需要测定熔体包裹体中的水等挥发分含量，均一化时应在能够使包裹体均一化的最低温度下，尽可能以较短时间加热，避免加热过程中挥发分的扩散逃逸。Hauri(2002)系统做了夏威夷熔体包裹体的加热均一化实验，探讨了加热温度、时间与水逃逸之间的关系。在QFM buffer条件下，装有橄榄石的铂金囊放置在热点(1275 ℃)区，在加热不同时间(10~315 min)后快速提到炉顶(< 500 ℃)淬火。实验表明，在1275 ℃条件下加热10 min对熔体包裹体的水含量影响不大。
2.5 熔体包裹体的研磨抛光微区原位元素和同位素组成分析，如电子探针(EMPA)、离子探针(SIMS)和激光剥蚀-等离子体质谱(LA-ICP-MS)分析，通常需要在环氧树脂或其他介质中镶嵌含包裹体矿物颗粒，然后进行抛光使熔体包裹体暴露表面(Kent，2008；Cannatelli et al., 2016)。有些分析需要不同的技术，例如光谱分析需要双面抛光晶片。磨制熔体包裹体的具体方法可参考Thomas和Bodnar(2002)、Hauri(2002)的文章。如果使用SIMS测定挥发分含量和H、O等的同位素组成，需要采用金属In或Sn代替环氧树脂作为镶嵌介质，以减少由环氧树脂释放的挥发分造成的干扰，并达到超低真空来提高分析质量的目的(例如，Saal et al., 2002)。Halter等(2002)、Pettke等(2004)及Zajacz和Halter(2007)提出了不用加热均一化，而且无需把熔体包裹体磨出表面，直接测定熔体包裹体成分的方法。但这种方法不能保证获得可靠的分析数据，原因是：①无法用含量已知的元素来做内标；②无法准确估计测定熔体包裹体时混入寄主矿物的量；③无法估计熔体包裹体与寄主矿物元素再平衡的程度；④标样与未知样品间的基体效应不同，也影响测定的准确度。因此，对熔体包裹体进行加热均一化，以及将熔体包裹体制靶磨抛到表面，并与熔体包裹体成分上接近的玄武质玻璃标样一起测试是获取高精度分析数据的前提(Danyushevsky et al., 2002)。
2.6 熔体包裹体的元素及同位素分析近年来，随着电子探针分析、激光剥蚀等离子体质谱和二次离子质谱等仪器设备的性能和分析精度的不断提高，这些仪器在熔体包裹体成分分析中得到了越来越广泛的应用。分析之前，需要观察熔体包裹体树脂(或铟)靶，在显微镜下仔细观察寄主矿物及包裹体的形状、大小、内部矿物及结构、包裹体破裂及泄露等，以便确定是否为原生包裹体，包裹体是否保存完好，是否与外界发生了物质交换。另外考虑到边界层效应，应尽量选择足够大的熔体包裹体(通常选择直径≥30 μm，Kent，2008)。为了提高分析的精度和准确度，分析时还要注意选择与镁铁质熔体包裹体成分接近的国际玻璃标样(如BHVO-2G，NKT-1G，JB-1，JB-2等)，以减少标样与熔体包裹体之间的基体效应。
2.6.1 电子探针分析电子探针是熔体包裹体研究中最常用的微区原位分析技术，可分析熔体包裹体的主量元素、部分微量元素及一些挥发性元素(如Si、Ti、Al、Fe、Mg、Mn、Ca、Na、K、Cr、P、Cl、F和S等)含量。电子探针具有较高的空间分辨率(电子束斑直径为1~2 μm)，可以在相对较小的熔体包裹体内进行多次分析，以检查成分的均匀性并获得更为可靠的分析数据。分析时，首先对样品进行研磨使熔体包裹体露出表面，然后对样品靶进行喷碳镀膜，用与熔体包裹体成分接近的国际标样来监控仪器的稳定性、分析精度和准确度等。熔体包裹体和寄主橄榄石的EPMA测试方法参见Sobolev等(2007)、Wang和Gaetani(2008)及Ren等(2017)。
2.6.2 LA-ICP-MS分析该分析是利用激光脉冲、熔蚀和气化样品表面，由载气将样品微粒引入ICP-MS中进行分析的一种微区原位分析技术，它可以与EMPA结合确定微量元素含量或作为测定主、微量元素含量的独立仪器。在地质学中，这项技术被用于测定数十至数百微米大小的熔体包裹体、矿物、火山玻璃、熔岩等样品的元素和同位素组成(Sylvester，2008)。样品通常以薄片或树脂靶的形式制备，并且预先使用光学或扫描电子显微镜进行成像拍照，以确定激光取样的最佳部位。LA-ICP-MS是一种破坏性的技术，因此应放在分析方法中的最后来使用。LA-ICP-MS分析时要使用与熔体包裹体成分接近的玻璃标样为外标，用标样-样品-标样的方法来校正同位素质量偏倚。分析时还要选定与熔体包裹体成分接近的国际玻璃标样作为未知样品来监控分析的精度和准确度。最后还需测定熔体包裹体的某一已知的内标元素含量(通常先用EPMA分析熔体包裹体的主量元素含量，并将此用于做内标元素含量)，来最后计算微量元素含量。Liu等(2008)采用LA-ICP-MS开发了一种针对无水矿物，无需内标元素的主量和微量元素分析技术。该方法在分析样品时需要测试尽可能多的元素，最后将外标校正的所有元素的含量加和归一到100%。最近的LA-ICP-MS可以一次性分析熔体包裹体的主量元素和微量元素组成(如激光与ELEMENTXR高分辨电感耦合等离子体质谱仪组合)，并且分析效率高，缺点在于分析是破坏性的，而且需要直径较大的熔体包裹体。
2.6.3 LA-MC-ICP-MS分析激光剥蚀-多接收电感耦合等离子体质谱(LA-MC-ICP-MS)是另一种常用的工具，它可用于微区原位同位素组成分析。该分析也是一种破坏性的技术，也应是分析方法中最后使用的仪器设备。近二十年来，熔体包裹体的同位素分析主要是由SIMS完成的(Zhang et al., 2014)。但近十多年来，随着LA-MC-ICP-MS性能的提高和测试方法的改进，极大地改善了传统同位素的测试精度，已发展到可以对地质样品进行微区原位同位素的测试(Paul et al., 2011；Zhang et al., 2014)。LA-MC-ICP-MS具有比SIMS更快速、成本更低的优势，而成为一种微区原位同位素分析的有效替代方法(Paul et al., 2011；Zhang et al., 2014, 2017；Qian et al., 2015, 2017a；Ren et al., 2017；Zhang et al., 2017b)。例如橄榄石中熔体包裹体的Pb同位素组成，为岩石学成因研究提供了非常有效的信息，但过去受分析手段和方法的限制，有关熔体包裹体的同位素研究非常少。到目前为止，全球所发表的熔体包裹体同位素数据，大都是利用SIMS完成的(尤其是熔体包裹体的Pb同位素组成)。Paul等(2011)首先利用LA-MC-ICP-MS分析了橄榄石内的熔体包裹体，发表了90个熔体包裹体的Pb同位素分析数据。但该方法只能分析年轻的、直径大于80 μm的熔体包裹体的Pb同位素组成。Zhang等(2014)开发了国际上首个利用LA-MC-ICP-MS可以测定直径小至40 μm的熔体包裹体的Pb同位素，且可同时测定U、Th同位素来校正古老熔体包裹体的Pb同位素组成的方法，大大拓宽了分析范围和数据的代表性。这一方法也得到了国际分析界的肯定。在《Geostandards and Geoanalytical Research》杂志上发表的“2012年以来分析方面的进展”(Wiedenbeck et al., 2014)的评论文章中，以较大的篇幅介绍了这一分析方法，肯定了微区原位Pb同位素分析上取得的新进展。
2.6.4 SIMS分析二次离子质谱(SIMS)是一种微小破坏性的微区原位分析技术。利用发射直径为15~30 μm的一次离子束(16O-或133Cs)对样品进行轰击，然后利用质谱仪接收和分析样品表面产生的二次离子。SIMS不仅可以测定熔体包裹体的大部分微量元素，如Li、Sc、Zr、Nb、V、Mn、REE、Hf、Ta、Th、U等(Sobolev，1996；Slater et al., 2001；Kent et al., 2002；Tomlinson et al., 2009；Marques et al., 2011；Watts et al., 2013)，还有助于测定挥发性元素的含量，包括H、B、Be、C、O、F、S和Cl以及稳定同位素与放射性同位素的比值(Pettke et al., 2004；Kent，2008)，如稳定同位素H、Li、B、C、S、Cl和放射性同位素Pb同位素等(Saal et al., 1998, 2005；Kobayashi et al., 2004；Yurimoto et al., 2004；Hauri，2002；Shaw et al., 2008；Maclennan，2008)。用SIMS分析熔体包裹体时，要对样品靶进行喷金镀膜，用与熔体包裹体成分接近的国际标样来监控仪器的稳定性、分析精度和准确度等。使用SIMS进行元素含量分析也需要一个内部标准，通常是用EMPA先分析熔体包裹体的Si含量作为内标元素(Yurimoto et al., 2004)。SIMS的优点是对样品破坏较小，能够获得熔体包裹体的微量元素、挥发分和一些同位素组成，但缺点是设备昂贵不够普及、分析费用高、分析时间长。
2.6.5 其他分析方法傅立叶转换红外光谱(FTIR)：是利用红外线光谱经傅里叶变换进而分析组分浓度的光谱分析仪器，可用于测定熔体包裹体中的CO2和H2O等的含量(Nichols and Wysozanski, 2007)。FTIR要求样品经过双面抛光，这使得红外光谱分析样品的制备比其他微区分析技术更加困难。
拉曼光谱(Raman spectroscopy)：可以测量玻璃(或熔体包裹体)中的挥发分(H2O、CH4、CO2、H2S等)含量。这是一种非破坏性的技术，只需要在样品上进行单面抛光(陈晋阳等，2002)。拉曼光谱具有非常小的空间分辨率(1~2 μm)，允许在单个寄主矿物中分析大量的小的熔体包裹体，而且可以分析含量低至1×10-6的水。
NanoSIMS：是一种相对较新的技术，它扩展了SIMS技术的仪器，允许使用7个离子计数器。此外，在需要亚微米测量的领域中，使用NanoSIMS可获得极高的空间分辨率，因此它也是一种很有价值的工具(Hoppe et al., 2013；Lloyd et al., 2014)。通常利用NanoSIMS可以测定熔体包裹体的微量元素和挥发分含量及一些元素的同位素比值(Yang et al., 2015)。
3 熔体包裹体在镁铁质火山岩成因研究中的应用众多研究表明，熔体包裹体的组成比寄主熔岩的组成变化范围大得多，甚至有时一块手标本大小的熔岩样品中的熔体包裹体，其组成上的变化范围与整个火山的全岩样品的组成范围相当(Kent，2008)。这种现象在俯冲带、洋岛、洋中脊、板内以及大陆溢流玄武岩的熔体包裹体中普遍存在。因此熔体包裹体可以提供比全岩更大量、更详细的有关原生岩浆、岩浆混合、岩浆演化、同化混染、源区母岩的组成以及部分熔融条件等方面的信息。
3.1 大陆镁铁质火山岩(包括大火成岩省)原生岩浆、源区母岩的性质及部分熔融作用的研究大陆(包括大火成岩省)镁铁质火山岩大部分都是比较演化的岩石(MgO < 8%，wt.，下同)，而且普遍受到不同程度的岩浆的混合、围岩同化混染、岩浆期后风化蚀变等作用的影响，所以用火山岩的全岩成分并不能真正代表原生岩浆的成分。排除岩浆混合、围岩同化混染及后期风化蚀变作用的影响是获得原生岩浆成分的关键。在限定原生岩浆时，很多研究者都试图利用苦橄岩来代表大火成岩省镁铁质火山岩的原生岩浆成分，但苦橄岩也不一定能代表原生岩浆，因为在岩浆房中橄榄石的堆晶也可以形成苦橄岩(Ren et al., 2017)。而熔体包裹体在限定原生岩浆组成及解释岩浆演化方面是独一无二的强有力的武器，在大陆及大火成岩省镁铁质火山岩起源及演化方面有很好的应用(Sobolev et al., 2009, 2016；Hanski et al., 2010；Keiding et al., 2011；Kamenetsky et al., 2012；Hong et al., 2013；Liu et al., 2015；Qian et al., 2015, 2017；Li et al., 2016；Wei et al., 2016；Jennings et al., 2017；Ren et al., 2017；Zhang et al., 2017a, 2017b)。Sobolev等(2009)分析了西伯利亚大火成岩省的苦橄岩中的熔体包裹体组成，限定了原生母岩浆的组成，揭示了源区母岩的性质。他们根据橄榄石及熔体包裹体组成，限定了西伯利亚Gudchikhinsky岩石的原生岩浆，为含MgO 11%~14%的拉斑玄武质岩浆，其硫含量很低，水含量不足0.25%。他们认为Gudchikhinsky岩石的原生岩浆是在温度为1500~1580 ℃的地幔柱中，在130~180 km深度下辉石岩源区部分熔融形成的。Keiding等(2011)系统研究了Namibia西北部Etendeka province地区高Fo(Fo93.3)橄榄石中的熔体包裹体成分。这些由高Fo橄榄石直接捕获的原始熔体成分MgO含量不超过17.5%，由此指示的地幔潜能温度不超过1520 ℃，从而进一步指出这些异常高Fo值的橄榄石与科马提质熔体并没有直接关联。这些高Fo(Fo93.3)值的橄榄石结晶需要高Mg#的熔体，如果源区长期的熔体抽离，从而造成Fe的亏损也能产生这种高Mg#的熔体。因此，作者指出考虑高Fo橄榄石和科马提质熔体的亲缘关系需要谨慎。Ren等(2017)利用熔体包裹体手段，分析了峨眉山大火成岩省云南大理橄榄石中的熔体包裹体的化学成分，还首次利用自主开发的微区原位Pb同位素分析方法(Zhang et al., 2014)对熔体包裹体的Pb同位素组成进行了分析(图 1)。他们结合峨眉山其他地区苦橄岩的橄榄石以及铬尖晶石中的熔体包裹体成分(如Kamenetsky et al., 2012)以及玄武岩-苦橄岩的全岩地球化学数据，获得了高-中-低钛玄武岩的原生岩浆组成，揭示了源区母岩的属性，提出了新的岩浆形成模式。研究结果表明：尽管大理苦橄岩在成分上属于中钛范围，但发现大理苦橄岩橄榄石中的熔体包裹体的成分却跨越了高-中-低钛峨眉山玄武岩的范围，它们代表了多种未混合或少量混合的熔体，这些熔体随后在深部岩浆房或通道中混合，最终形成大理苦橄岩；峨眉山高-中-低钛原生岩浆在成分上的差异反映了地幔柱熔融柱内，由再循环的古老洋壳物质和下地幔橄榄岩在地球深部混合-反应后形成的二次辉石岩(secondary pyroxenite)在不同深度发生部分熔融程度的差异。
Liu等(2015)对海南岛晚新生代玄武岩橄榄石中的熔体包裹体进行了化学成分分析，在同一个岩石样品中同时发现拉斑玄武质的熔体包裹体和碱性玄武质的熔体包裹体，而且在该地区的全岩样品中普遍存在两种熔体包裹体共存的现象(图 2)。这种现象在国际岩石学界尚属首次发现。根据熔体包裹体的地球化学特征，结合实验岩石学的研究成果，将这一地质现象解释为深部岩浆房之下，来源于不同深度、部分熔融程度不同的地幔熔融柱产生的碱性玄武质和拉斑玄武质熔体，上升进入到上方岩浆房中发生不一致岩浆混合作用的结果。
中国东部广泛发育新生代玄武岩，前人对这些玄武岩做了大量研究，但对其地幔源区性质及其成因、深部动力学机制仍存在激烈争论。Qian等(2015)对汉诺坝新生代玄武岩橄榄石斑晶中的熔体包裹体的元素和Pb同位素组成进行了深入的研究(图 3)，发现汉诺坝玄武岩的地幔源区存在富集的EM1型地幔组分，其组分的来源与再循环古老洋壳和沉积物有关。另外汉诺坝玄武岩源区还存在FOZO组分(一般认为FOZO组分来自下地幔物质)。地球物理资料显示在华北克拉通中部下方存在从下地幔到上地幔的低速异常，可能指示了一个从下地幔上升的地幔柱(An et al., 2009；Lei et al., 2013)。根据汉诺坝地幔源区存在EM1和FOZO组分，以及华北克拉通新生代玄武岩中发现高Fo值的橄榄石，结合前人地球物理的研究结果，认为汉诺坝玄武岩以及华北克拉通其他地区的新生代玄武岩的成因与地幔柱活动有关(Qian et al., 2015)。
另外，Qian等(2017)还对对华北克拉通东南缘地区中生代玄武岩中橄榄石捕获的熔体包裹体和辉石斑晶进行原位化学成分和Pb同位素分析研究(图 4)，结果发现：①华北克拉通早白垩世火山岩总体属于亚碱性系列，而橄榄石中熔体包裹体同时存在碱性玄武质和拉斑玄武质成分；②EM1组分是岩浆混染下地壳过程中获得的，不是之前普遍认为的源区存在拆沉或俯冲的下地壳组分；③玄武岩来源于碳酸盐熔体交代富集的克拉通岩石圈地幔的部分熔融；④克拉通破坏是多因素影响的综合产物，前期的多期次俯冲交代提供了克拉通破坏的基础，早白垩世遭受深部地幔柱的巨量热上涌和古太平洋板块俯冲的双重影响，加速岩石圈地幔的移除。
运用熔体包裹体方法来研究大火成岩省的玄武岩不仅可以更精确了解其初始熔体的成分，还能了解岩浆演化的过程(Sobolev et al., 2009；Kamenetsky et al., 2012；Liu et al., 2015；Qian et al., 2015, 2017；Ren et al., 2017；Zhang et al., 2017a)。Jennings等(2017)对中生代Parana-Etendeka and Karoo大陆溢流玄武岩进行研究，并分析了苦橄岩和富铁苦橄岩(ferropicrites)中154个橄榄中的熔体包裹体的主微量成分。他们发现，这些包裹体的微量元素成分是相对均一的，也就是说这些地幔来源的熔体在被捕获时已经混合均匀，并提出热的高镁的岩浆和富铁的岩浆在沿较长的岩浆通道上升以及在浅部岩浆房中充分对流混合的模型。由于苦橄岩和富铁苦橄岩(ferropicrites)和这些更演化、大量的大陆溢流玄武岩(CFB)具有成因关系，所以这些包裹体成分的均匀性反应了CFB母岩浆在发生结晶分异作用以前就已经发生了充分混合。
3.2 洋岛玄武岩源区地球化学不均一性和源区母岩的性质方面的研究洋岛玄武岩地幔源区的不均一性是普遍存在的，洋岛玄武岩的同位素不均一性在熔体包裹体中有很好的体现(例如Saal et al., 1998；Sobolev et al., 2000；Saal et al., 2005；Ren et al., 2005；Stracke，2012；Neave et al., 2018)。Saal等(2005)对南太平洋Pitcarin岛和Mangaia岛熔岩中橄榄石熔体包裹体进行了Pb同位素分析，结果发现两个岛屿的熔岩都具有相对均一的全岩Pb同位素组成，然而熔岩中的橄榄石中的熔体包裹体的Pb同位素组成却显示了极为不均一的特征。Pitcarin熔岩包裹体的Pb同位素的覆盖范围由EM1组分变化至亏损组分，而Mangaia熔岩则由HIMU组分变化至亏损组分，并且1个熔岩样品中的熔体包裹体Pb同位素变化范围可以覆盖全世界近50%的OIB(Saal et al., 2005)。由此，他们指出熔体包裹体数据说明每个岛屿Pb同位素组成都能够用两端元混合来解释，这同时也说明了地幔源区存在不均一性。Sobolev等(2000)利用EPMA和SIMS分析了夏威夷Mauna Loa火山岩的橄榄石中的熔体包裹体的成分，发现了在全岩成分上看不到的Sr富集特征，并且发现熔体包裹体的微量元素组成与蛇绿岩套中的层状辉长岩极为相似。而主量元素模拟结果表明，熔体包裹体的组成不显示洋壳物质的混染。他们判断那些微量元素特征继承了部分熔融源区母岩的特点，因此提出夏威夷地幔柱源区含有再循环的古老洋壳物质(Sobolev et al., 2000)。来自夏威夷“Loa-” “Kea-”岛链的盾状火山阶段的玄武岩具有不同的地球化学组成，为了解释这一现象，人们提出了地球化学分带的地幔柱模型(Hauri，1996；Abouchami et al., 2005)。Ren等(2005)系统分析了夏威夷熔岩中橄榄石熔体包裹体的成分，发现与全岩相比，熔体包裹体成分具有非常大的不均一性；甚至1个熔岩样品的熔体包裹体同时具有“Loa-”、“Kea-”(夏威夷火山链)地球化学端元组分。结合全岩地球化学研究，Ren等(2005)进而提出了新的成分不均一性地幔柱模型。该模型提出玄武岩盾状火山原生岩浆的地球化学差异可能受地幔柱的地球化学不均一性和地幔柱内温度梯度控制(Ren et al., 2005)。著名岩石学家Claude Herzberg教授针对该成果在《Nature》上撰文评述，介绍了该模型，肯定了其研究成果，并认为这为岩石学成因研究提供了新的视角(Herzberg, 2005)。Jackson和Hart(2006)通过对Samoan岛玄武岩中熔体包裹体的Sr同位素研究，发现2个全岩样品中包裹体具有极度不均一的Sr同位素成分，其变化范围接近整个Samoan岛链的火山岩的组成范围，并且占据全球洋岛玄武岩Sr同位素范围的70%。他们将这种变化解释为两个地幔端元混合的结果。
以上对于OIB中熔体包裹体研究都表明OIB地幔源区是极度不均一的。这种单个样品中熔体包裹体较全岩相当甚至更大程度上的变化，以及显著不同于全岩成分的熔体包裹体的存在，很有可能反映了地幔源区小尺度的不均一性(Hofmann，2003)。这种小尺度不均一被后期的岩浆混合过程所掩盖，因此不能通过全岩反映出来。但是需要指出的是，并不是所有的OIB中熔体包裹体都呈现出这种不均一性。Valer等(2017)通过对La Réunion岛火山岩中熔体包裹体研究发现其具有均一的化学组成并且与全岩基本一致，因此认为其起源于一个成分均一的地幔源区。
3.3 俯冲带玄武岩成因方面的研究熔体包裹体的研究对理解俯冲带的岩浆成因具有重要意义，因为它们提供了岩石成因与H2O等挥发性元素之间的联系。大量的研究是利用熔体包裹体来限定俯冲带内玄武岩中挥发性元素的脱气前含量的(如Sobolev and Chaussidon, 1996；Sisson and Bronto, 1998；Newman et al., 2000；Sun et al., 2003；Walker et al., 2003；Wallace，2005；Wade et al., 2006；Benjamin et al., 2007；Portnyagin et al., 2007；Kamenetsky et al., 2007；Johnson et al., 2008；Sadofsky et al., 2008；Vigouroux et al., 2008；Mironov et al., 2015)。很多研究表明，来自俯冲带的玄武岩岩浆的含水量(甚至5%以上)明显高于其他地球动力学环境中的玄武岩，支持板块俯冲脱水造成地幔楔橄榄岩部分熔融的模型(Kent，2008；Cervantes and Wallace, 2003；Wallace，2005；Kent，2008；Mironov et al., 2015)。
虽然关于岛弧岩浆的含水量的研究已经有很多成果(Kent，2008)，但是地幔楔在俯冲过程中水和不相容元素的关系仍然存在很大的不确定性。通过研究高Mg玄武岩橄榄石斑晶中的熔体包裹体，可以获得俯冲带区域玄武岩中的挥发分含量，从而解释水和挥发分的关系。如Cervantes和Wallace(2003)通过熔体包裹体的研究发现，地幔楔中水含量和微量元素的富集呈明显的负相关。俯冲带区域富水的高镁玄武质岩石，通常也富集大离子亲石元素和轻稀土元素，相对亏损高场强元素。而亏损LILEs和LREEs，富集HFSEs的岩石通常具有低的水含量，岩浆可能是由原始地幔经过减压熔融形成的(Cervantes and Wallace, 2003)。Wallace(2005)则提出含水量产生差异的原因可能和岛弧岩浆与俯冲前端的距离有关，也可能和俯冲相关地幔的富集程度有关。水含量较低的熔体包裹体，可能在结晶捕获之前发生了脱气。岛弧岩浆的Cl和S含量也比洋中脊玄武岩要高，说明这些挥发分可能来自地幔楔中俯冲的沉积物和蚀变洋壳。
研究俯冲带火山岩对揭示俯冲过程中的元素活动性质有重要意义。但由于俯冲带火山岩的挥发分及一些元素在喷发过程中挥发逃逸，全岩样品难以反映俯冲过程中元素的地球化学性质。Sun等(2003)分析了岛弧火山岩中熔体包裹体的Re、Yb等微量元素，发现Re含量高出去气样品的5~10倍，从而证明了Re在岛弧火山岩喷发过程中具有很强的挥发性，进而修正了Re在地壳中的丰度。他们还发现Re在板块俯冲过程中具有较强的活动性，证明Re在脱水过程中离开板块进入地幔楔，为正确理解Re-Os同位素体系及应用该体系研究壳-幔分异和地幔演化提供了重要基础研究资料。
熔体包裹体不仅在玄武岩成因中有诸多应用，也可用于解释安山质岩浆的俯冲带源区和演化。Zhu等(2013)从GEOROC网站收集了全球安山岩中的熔体包裹体数据，发现不同斑晶中的熔体包裹体具有不同的组成：橄榄石为寄主矿物的熔体包裹体具有玄武质和玄武安山质成分；斜方辉石和单斜辉石中的熔体包裹体则主要由英安质和流纹质组成；角闪石中的熔体包裹体存在流纹质成分；斜长石中的熔体包裹体成分比较复杂，从安山质到流纹质都存在。根据不同斑晶中不同成分的熔体包裹体，Zhu等(2013)提出了安山岩成因的猜测：首先，来自地幔的玄武质熔体侵入下地壳，和地壳部分熔融形成的长英质熔体混合，形成安山质熔体，并结晶出橄榄石和少量斜长石。然后，安山质熔体上升在上部岩浆房结晶出斑晶。由于最近15年显微分析技术的飞速发展，熔体包裹体的研究数据也有了质的增加。和全岩相比，熔体包裹体能够提供更多关于岩浆演化的信息，也将成为研究镁铁质岩石成因的重要武器。
熔体包裹体对于研究岛弧岩浆中的CO2含量也非常有用(Wehrmann et al., 2011；Mironov et al., 2015)。Mironov等(2015)对来自堪察加半岛Klyuchevskoy Volcano熔岩样品的橄榄石中的脱水的(水含量 <1%)熔体包裹体做了水合作用实验，证明了无水条件下熔体包裹体不会实现均一化，而当水压(H2O pressure)为550 MPa、温度为1150 ℃，且熔体包裹体的含水量为4%~5%时，熔体包裹体可以完全均一化。均一化的熔体包裹体的CO2含量为(3800±140) μg/g，CO2/Nb值为3000±420，该CO2含量是迄今所见报道中的钾原始弧岩浆的最高值；实验还表明等温脱水(isothermal dehydration)会形成熔体包裹体内H2O和CO2的线性趋势，这可用来估计天然熔体包裹体内挥发分的行为。他们还根据获得的数据和地幔熔融模型得出了在Klyuchevskoy熔岩中大约83%的CO2来自俯冲板片，而且富H2O和CO2的流体或熔体(CO2/H2O=0.06)引起了地幔熔融并使Klyuchevskoy母岩浆富集大量的流体活动性元素。
3.4 熔体包裹体的挥发分研究岩浆中的挥发分含量会影响岩浆过程的类型、频率和强度(De Vivo et al., 2005；Métrich and Wallace, 2008)。熔体包裹体是研究岩浆中挥发分含量、挥发分从源区到地表的成分演化过程的重要工具(Hauri，2002；Sun et al., 2003；Zhang et al., 2013)。因为熔体包裹体捕获的是岩浆演化过程中一个点的成分，其捕获熔体中的挥发分不再经历随后的岩浆过程而导致成分丢失，因此可以得到岩浆脱气前挥发份成分的重要信息。在很早以前，研究者们就发现了熔体包裹体在挥发分研究中的重要性(Roedder，1979；刘艳等，2000)。但由于包裹体的体积很小，当时很难直接分析出熔体包裹体中挥发分的含量。但随着现在EPMA、SIMS、FTIR及NanoSIMS技术的发展，熔体包裹体挥发分的分析方法逐渐变得成熟，应用也逐渐增多(Cannatelli，2015)。
3.4.1 大火成岩省形成过程中释放的S及其对环境的影响巨量玄武岩在~260 Ma喷发形成了峨眉山大火成岩省，然而其对气候和环境的影响以及和瓜德鲁普统(Guadalupian)生物灭绝之间的关系仍不确定。为了评估峨眉山玄武岩的喷发对气候、环境的影响，Zhang等(2013)首次用电子探针对大理苦橄岩样品的140个橄榄石内熔体包裹体的S、Cl、F含量进行了测定，结果表明，捕获时熔体成分中S含量最高可达1214 μg/g，代表了喷发前岩浆中的S含量。根据质量平衡原理，计算得出峨眉山玄武岩喷发时每立方千米的玄武岩可向大气释放4.48 Mt的SO2。对于平均单次喷发体积为102~103 km3、持续时间为10年或更久的玄武岩喷发，每年可向大气中释放1.35×102~1×103 Mt SO2。计算得出，当SO2释放量为1.35×102~103 Mt/a时，大气层的光学深度为2~9(图 5)，为阴云天气，会形成“火山冬天”的气候。因此峨眉山火山岩的喷发可能是导致瓜德鲁普统(Guadalupian)生物灭绝的主要原因。
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图件引自：Zhang等(2013) 图 5 气溶胶或细灰云的质量与通过阳光分数的关系 Fig.5 Fraction of sunlight transmitted through aerosols and/or fine-ash clouds of different masses |
对其他典型的大火成岩省，前人也用熔体包裹体技术进行了挥发分释放量的计算。Thordarson和Self(1996)估算了Columbia River玄武岩群中Roza熔岩喷发的气体释放量；Black等(2012)估算了Siberian Traps喷发时F、Cl、S的释放量，其SO2的释放量约为峨眉山大火成岩省的10倍(4×106 km3的玄武质熔岩释放出1.26×107~1.56 ×107 Mt SO2)。
3.4.2 源区含水量源区的含水量对部分熔融起着非常重要的作用。目前有关科马提岩的成因还在争论中。一种观点认为，科马提亚岩基本上是不含水的，起源于地幔柱(Arndt et al., 1998；Herzberg et al., 2007)，而另一种观点认为，这些岩浆含有较高的水含量，这大大降低了它们的喷发温度，并将科马提岩的成因与俯冲过程联系在一起(Grove and Parman, 2004；Parman et al., 2004)。Sobolev等(2016)调查了加拿大Abitibi绿岩带两个研究良好的部分，即Munro镇的Pyke山和Alexo熔岩流的科马提岩样品。他们采用EPMA、SIMS和LA-ICP-MS技术，测定了熔体包裹体中水、氯、氟、碳、硼和硫的浓度及硼同位素组成，以及熔体包裹体中主量元素和微量元素的含量以及寄主橄榄石中的主量元素和微量元素的含量。他们发现，来自加拿大Abitibi绿岩带的科马提岩的原生岩浆中含有30%的MgO和0.6%的水，并且含有强不相容的元素，认为科马提岩起源于太古代地幔温度的地幔柱，并认为地球历史早期深部地幔中存在储水库。
利用熔体包裹体研究结果来估算岩浆脱气前的H2O含量还被应用到许多方面。比如，在大洋上地幔中，含有约50~200 μg/g的H2O，这些H2O会导致地幔在低于无水橄榄岩固相线的条件下就发生熔融，从而增加了熔体产量和地壳厚度(Asimow and Langmuir, 2003；Hirth and Kohlstedt, 1996)。因此有研究者利用熔体包裹体中的H2O含量来估算上地幔的H2O含量和H2O在熔融过程中的作用(Métrich and Wallace, 2008)。
3.4.3 熔体包裹体中的CO2含量玄武质熔体中CO2的溶解度主要受压力控制(Mysen et al., 1975；Stolper and Holloway, 1988)，很早以前就有研究者提出利用橄榄石熔体包裹体中的CO2含量来指示包裹体被捕获时的压力，得到的捕获压力可反映橄榄石在岩浆房中结晶的深度(Anderson and Brown, 1993；Métrich and Wallace, 2008；Shaw et al., 2010；Wanless and Shaw, 2012)。由于橄榄石结晶生长时，熔体可能是CO2不饱和的，因此通过熔体包裹体的CO2含量只能得到包裹体被捕获时的最低深度。但考虑到CO2含量在地幔中的分布范围及岩浆房可能的深度区间，包裹体中捕获的熔体应该普遍是饱和的(Métrich and Wallace, 2008)。该发现使得在玄武质岩浆系统中利用橄榄石熔体包裹体挥发分含量做压力计的方法得到促进和应用(Shaw et al., 2010；Wanless and Shaw, 2012)。但近几年，许多研究者发现利用熔体包裹体中的CO2含量来估算压力会存在一些问题。比如，大多数根据包裹体CO2含量计算出的捕获压力明显低于用其他岩石学方法计算出的压力(Maclennan，2017)。这主要是因为包裹体捕获后发生的挥发分含量变化，以及大量的挥发分可能聚集在了收缩泡中(Steele-Macinnis et al., 2011；Hartley et al., 2014；Cannatelli, 2015, Wallace et al., 2015；Moore et al., 2015；Maclennan，2017)。Maclennan(2017)通过全球数据统计发现，根据包裹体CO2含量计算出的不同构造环境如洋中脊、洋岛、大陆裂谷的CO2饱和压力差别很小，且95%的包裹体饱和压力小于200 MPa，这说明熔体包裹体中的CO2含量提供的岩浆房深度是不准确的他认为，主要控制熔体包裹体中CO2饱和度和形成气泡的原因是包裹体被捕获后的结晶作用所导致的包裹体成分变化，这也会导致CO2的溶解度发生改变。而且，熔体包裹体的收缩泡中会存有大量的挥发分。有研究表明，有高达75%~90%的CO2会包裹于收缩泡中(Hartley et al., 2014；Cannatelli，2015；Wallace et al., 2015；Moore et al., 2015)。因此，如果没有考虑收缩泡中的挥发分，那么测得的包裹体中的挥发份含量会被严重低估。
此外，前人研究表明，挥发分去气作用在大密度的岩浆上升穿过地壳直至在地表喷发过程中起着重要作用(Anderson，1995；Lange，2002)。科马提岩的密度较大，一般很难喷发出地表，位于哥伦比亚的Gorgona Island具有世界上最年轻的(~90 Ma)科马提岩。Shimizu等(2009)利用SIMS方法对该地区铬尖晶石中的熔体包裹体进行了H2O、CO2、F、S和Cl含量的分析研究，测得Gorgona科马提岩的初始岩浆CO2含量约为0.2%，并认为对于Gorgona科马提岩(初始岩浆的MgO≈18%)来说，CO2的去气作用可能在科马提质岩浆上升至地表的过程中起着重要的作用。
4 熔体包裹体研究展望如上所述，熔体包裹体在岩石学领域的应用非常广泛，研究内容也非常丰富。虽然我国在熔体包裹体研究上起步较晚，但正处于发展阶段。由于熔体包裹体和全岩相比，在指示岩浆过程及其岩浆源区信息上具有显著的优越性，近年来一些研究者积极尝试利用熔体包裹体这一强有力的武器来研究地学问题，并取得了可喜的成果，其中有些成果已达到了国际研究水平。尽管如此，目前熔体包裹体研究还存在一些有待解决的问题，有些是关于熔体包裹体的技术和方法问题，有些是在地学领域应用问题，而解决这些问题正是熔体包裹体研究未来可能的发展方向，包括以下几个方面：
(1) 发展熔体包裹体制样、分析及测量技术。由于制备熔体包裹体样品不容易，还受分析技术的限制，使得熔体包裹体的研究有一定难度。今后应加强新设备、新技术的研发，让研究者更容易地制备熔体包裹体样品，能够更快速、更准确、更方便地分析更小的熔体包裹体的元素和挥发分含量以及同位素组成。未来还将进一步发展测量技术，准确地测量熔体包裹体及子矿物、气泡的体积，查明子矿物及气泡与熔体包裹体之间的成分关系。
(2) 结合实验岩石学进一步研究熔体包裹体的形成及演化机理。由于矿物内熔体包裹体的组成通常受挥发分逃逸、子矿物结晶、氧化状态以及和寄主矿物的扩散再平衡等的影响，所以利用包裹体的测试数据准确恢复其捕获时的初始组成，限定温、压条件是有一定难度的，需要利用专业知识经过一系列的计算和评估过程。今后应进一步研究如何定量评估熔体包裹体的结晶作用、熔体包裹体与寄主矿物间元素扩散作用等对其成分的影响，将建立更加完善的计算机程序来准确恢复熔体包裹体捕获时的初始成分。结合实验岩石学，进一步研究熔体包裹体的形成过程及条件，准确评估熔体包裹体形成时的温压条件。
(3) 拓宽熔体包裹体的应用领域。目前国内外的研究多集中在基性-超基性火山岩的橄榄石等早期结晶矿物的熔体包裹体研究上，应用于其他岩类上的研究也应加强，包括侵入岩和其他岩石类型包括陨石等。由于侵入岩各矿物间以及矿物与熔体包裹体之间元素扩散非常活跃，很难恢复熔体包裹体的初始成分，使熔体包裹体方法较难应用于侵入岩。今后应加强侵入岩的矿物间和矿物-熔体包裹体之间的元素扩散作用的研究，建立起适用于侵入岩的熔体包裹体的技术方法。另外，熔体包裹体在矿床学领域上的研究还很薄弱，今后加强在这方面的应用，以获得更详细的成矿源区、成矿温压条件及矿床成因等方面的重要信息；
(4) 加强熔体包裹体与多学科相结合，以便正确理解地质过程，有效解决地学问题。熔体包裹体与岩石学(包括实验岩石学)、地球化学、地球物理学、大地构造学等不同学科紧密结合，可正确理解地质过程，避免单纯的利用熔体包裹体数据进行分析、解释而得出片面和错误的结论，使包裹体方法有效地应用于地学研究。
(5) 把握前沿科学问题，加强创新性研究。火山作用与气候变迁、与生物灭绝的关系，深部碳循环，生命的起源，地球深部物质组成、演化及运行机制等是前沿地学问题，加强熔体包裹体应用于新的前沿科学领域，取得创新性研究成果。
国内对于熔体包裹体的研究虽然较之前有了较大的进展，取得了一些重要的成果，但与国际一流水平仍有很大差距。主要是研究熔体包裹体的人才不足，基础实验设备配备不足(如国内熔体包裹体实验室很少)。今后应加强熔体包裹体方面的学术交流，加强人才的培养和引进，增加基础实验设备的投入。
5 结语熔体包裹体是研究镁铁质火山岩成因的强有力工具，是获取镁铁质岩浆系统的丰富信息的手段，具有全岩分析所无法比拟的优点。通过对熔体包裹体的分析，能够获得岩浆挥发分含量，获取岩浆系统中更全面的成分范围，得到早期结晶的斑晶矿物所捕获的相对原始的熔体成分，并且还能够直接获得蚀变岩石中的原始熔体成分。熔体包裹体微区原位分析技术，降低了数据的噪点和冗余，由此保证得到最真实的幔源原生岩浆和熔融源区信息，有利于破译地幔源区的信息。而且，通过对熔体包裹体及其寄主岩石、矿物并结合同一岩浆体系岩石进行详细的岩石学和地球化学研究，能够系统地从熔体包裹体中获得关于岩浆生成、迁移性质、原始熔体及岩浆组成的独特信息。
过去受分析手段和方法的限制，有关熔体包裹体的同位素研究相对薄弱。但近十多年来，随着EMPA、LA-ICP-MS、LA-MC-ICP-MS、SIMS等微区原位分析设备性能的提高以及测试方法的改进，极大地改善了主、微量元素、挥发分及同位素的测试精度和准确度，并大大拓宽了分析范围和数据的代表性。更准确的数据以及逐渐完善的原始成分校正方法，大幅提高了熔体包裹体数据的可信度以及可行性。希望本篇能够让读者了解熔体包裹体的研究意义，产生对熔体包裹体的研究兴趣，使更多的研究者能够利用熔体包裹体这一强有力的武器解决地学问题。
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