2017, Vol. 33
2. 中国科学院大学, 北京 100049;
3. 地质过程与矿产资源国家重点实验室, 中国地质大学, 武汉 430074;
4. 岩石圈演化国家重点实验室, 中国科学院地质与地球物理研究所, 北京 100029
2. University of Chinese Academy of Sciences, Beijing 100049, China;
3. State Key Laboratory of Geological Processes and Mineral Resources, China University of Geosciences, Wuhan 43007;
4. State Key Laboratory of Lithospheric Evolution, Institute of Geology and Geophysics, Chinese Academy of Sciences, Beijing 100029, China
熔融包裹体在洋中脊玄武岩和与俯冲有关的玄武岩中较容易发现 (Lukács et al., 2005)。包裹体容积的绝大部分被不规则的硅酸盐矿物占据，而气相仅占据矿物 (或玻璃) 之间的空隙，因而气相常呈不规则状。尽管多数熔融包裹体在捕获时仅包含硅酸盐熔体相，在冷却过程中可能发生结晶作用或混溶作用中形成气体或液体 (李福春等, 2000; 李霓和吴树青, 2004)。熔融包裹体中存在气泡或者玻璃质，说明结晶速率较快 (Lukács et al., 2005)。正常硅酸盐熔融包裹体是正在结晶的矿物捕获硅酸盐熔体而形成的，通常体积较小 (5~20μm)。熔融包裹体的寄主矿物主要为橄榄石和辉石。包裹体形态各异，有椭圆形或长圆形、近圆形、锥形、针形以及其它不规则形态，在斑晶中随机分布或独立存在。因熔融包裹体形成于高压环境，寄主斑晶矿物又相对不可压缩，故保存完好的熔融包裹体可能含有初始熔浆和挥发分含量，带有较多的原始岩浆的信息 (Roedder, 1979)。Spandler et al. (2000)根据新西兰Greenhills杂岩体堆晶铬尖晶石颗粒中熔融包裹体的主量成分高MgO和CaO的特征，得出该层状侵入岩体的原始岩浆来自于部分熔融程度高的尖晶石纯橄岩相。Fan et al. (2005)研究我国东部华北、东北和东南沿海地区的新生代玄武岩中尖晶石相和石榴石相橄榄岩捕虏体矿物中熔融包裹体的主量、子矿物和挥发份成分，发现熔体的成分与寄主矿物和寄主玄武岩均无成因联系，是捕获的中生代岩石圈壳幔相互作用形成的熔体，暗示中国东部中新生代大陆岩石圈地幔可能经历破碎和更新过程。印尼Lombok岛Sunda富辉橄玄岩火山弧岩浆火山岩熔融包裹体的Al2O3、Na2O、Y和HREE地球化学特征说明岩浆来源于贫水、富单斜辉石的地幔 (Elburg et al., 2007)。徐义刚和钟孙霖 (2001)根据峨眉山大火成岩省苦橄岩中橄榄石斑晶及其中的熔融包裹体成分分析，发现原始岩浆MgO含量>16%，结合玄武岩全岩REE模拟计算 (徐义刚等, 2007)，认为地幔热柱在能量上和物质上参与了峨眉山溢流玄武岩的形成。因此，对熔融包裹体的研究不仅可以揭示原始岩浆的性质及源区特征，还可以只是地球圈层的相互作用等复杂的地质过程。
我国新疆东天山地区是一个复杂的古生代造山带，地质历史时期存在多期次的洋-陆俯冲及弧-陆碰撞事件。伴随着这一系列构造事件，碰撞后二叠纪幔源镁铁质-超镁铁质岩体十分发育，与镁铁-超镁铁岩体有关的岩浆型铜镍铂矿床也十分发育 (秦克章, 2000; 毛景文等, 2002; 秦克章等, 2002, 2007, 2012; Qin et al., 2003)。前人利用Mg、Fe及Ni在结晶的橄榄石和熔体中分配方法 (Chai and Naldrett, 1992; 张招崇和王福生, 2003; 陈列锰等, 2009)，估算该系列岩浆矿床的成矿原始岩浆的主要元素成分，利用堆晶相的橄榄单辉岩估算母岩浆的微量元素特征 (Tang et al., 2013)，但是有一定的应用局限性，只能半定量或者仅限定原始岩浆MgO含量的下限。东天山地区出露一系列的与镁铁-超镁铁岩同期的二叠纪玄武岩，本文试图通过对这些玄武岩中熔融包裹体的成分研究，相对直观的确定这一系列幔源岩浆活动的原始岩浆性质。
2 东天山区域地质及二叠纪玄武岩分布特征和样品采集东天山大地构造位置处于塔里木板块东北边缘和准噶尔板块南缘两大构造单元的接合部位。黄山镜儿泉镁铁-超镁铁岩带位于东天山东段，总体呈东西向展布，长约200余千米，宽约8~25km。岩体分布主要受康古尔塔格深断裂及其次级断裂控制，西起库姆塔格沙垄，东至镜儿泉。其中产出有一系列大中型岩浆铜镍矿床。
2.1 区域构造区内深大断裂大多为近东西向以及NEE向，自北向南主要为康古尔-黄山、沙泉子、红柳河断裂。康古尔韧性剪切带为区域内规模最大的断裂 (图 1)，自秋格明塔什向东经康古尔塔格、黄山、镜儿泉，直至图拉尔根大沟东仍未终止，全长超过600km。中天山地区受沙泉子深大断裂及其次级断裂控制，北山地区由于受长期构造运动的影响，褶皱、断裂和韧性剪切带等构造较发育，构造格局受白地洼、红柳河和依格孜塔格大断裂等的联合控制。
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图 1 新疆东天山地区 (a) 和吐哈盆地 (b) 二叠纪玄武岩分布图 (底图据新疆维吾尔自治区地质矿产局, 1993修改) Fig. 1 Permian basalt distribution of Eastern Tianshan (a) and the Tuha Basin (b) (modified after BGMRX, 1993) |
东天山地区岩浆岩种类丰富，岩浆岩时代跨度较大，从新元古代-晚古生代均有，以海西期最为发育。
东天山觉罗塔格地区岩浆活动频繁，岩浆岩分布广，种类齐全，有超基性、基性、中性和酸性各类岩体，约占区域面积的一半。其中以花岗岩出露最广，闪长岩次之，镁铁-超镁铁岩出露面积最小。主要的基性-超基性岩体在华力西晚期侵入，为不规则岩枝和岩株状的辉石闪长岩、辉长岩、橄榄岩、苏长岩及纯橄榄岩组合。
中天山地区侵入岩以华力西期侵入岩为主，次为加里东期侵入岩。华力西期晚期是区内基性-超基性杂岩体形成的主要阶段。区内脉岩较为发育，从基性岩脉-酸性岩脉均有出露。其中基性脉岩以辉长岩脉为主，多沿该区主体构造线展布，辉绿岩脉一般沿区内最晚期断裂展布，规模不大，中性岩脉以闪长岩脉为主。
北山地区的侵入岩主要为华力西中晚期侵入岩，岩石类型从超基性、基性至酸性岩类均有出露。华力西中期侵入岩大量发育，以二长花岗岩为主，其次是闪长岩、花岗闪长岩和镁铁-超镁铁杂岩体。华力西晚期侵入岩与中期相比数量较少，广泛发育中性-基性火山岩和花岗岩，还有大量的镁铁-超镁铁岩体，明显受白地洼大断裂和依格孜塔格-红柳河大断裂控制。
2.3 早二叠世玄武岩分布东天山地区的二叠纪玄武岩沿着区域的北东东向断裂呈脉状分布，主要集中在红柳河断裂以南、新疆北山磁海以西和吐哈盆地 (图 1)。吐哈盆地的玄武岩Ar-Ar年龄为273~291Ma (周鼎武等, 2006)，红柳河玄武岩的喷发年龄为278~300Ma (潘金花等, 2008)，上述玄武岩可能与东天山地区二叠纪岩浆铜镍矿床镁铁-超镁铁岩有密切的成因联系。
我们系统采集了吐哈盆地和红柳河玄武岩新鲜的玄武岩样品。对比东天山二叠纪镁铁-超镁铁侵入岩和东天山地区二叠纪玄武岩的Sr-Nd同位素，发现与吐哈盆地玄武岩的特征最接近。因此我们首先选择吐哈盆地二叠纪玄武岩进行系统的研究。吐哈盆地玄武岩采样位置见图 1。吐哈盆地玄武岩中发育橄榄石和斜长石的斑晶 (图 2a, b)，橄榄石是熔融包裹体的主要寄主矿物。玄武岩中的橄榄石斑晶新鲜，基本没有蚀变，包裹体与寄主矿物的界限清楚，说明包裹体冷却过程比较迅速，可能包裹体形成后与寄主矿物的反应相对较弱 (孙海清等, 2004)；斜长石斑晶见明显的聚片双晶，较少见包裹体。橄榄石斑晶中熔融包裹体分为含气相玻璃质包裹体和气相、玻璃质、不透明矿物共存的多相包裹体 (图 2)。包裹体大多呈椭圆状，粒度大小10~50μm不等。气泡一般呈浑圆状或椭圆状。颗粒稍大的包裹体，中间都可见一个不透明矿物的薄膜 (图 2c-e)，而这种薄膜在颗粒大小较小的包裹体中几乎没有发育 (图 2f-h)。
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图 2 玄武岩及橄榄石斑晶中熔融包裹体显微照片 Ol-橄榄石；Pl-斜长石；Oxide-氧化物；MI-熔融包裹体；Serp-蛇纹石；Glass-玻璃质；Gas-气态 Fig. 2 Photomicrographs of basalts, olivine phenocrysts and melt inclusions Ol-olivine; Pl-plagioclase; MI-melt inclusion; Serp-serpentine |
通过重选和磁选及双目镜挑选获得纯净的玄武岩基质 (0.2~0.4mm)。基质粉末送入中国原子能研究院照射。仪器分析工作在中国科学院地质与地球物理研究所古地磁与40Ar/39Ar年代学实验室进行，具体实验步骤见Wang et al.(2006, 2007)。
将样品称重后用铝箔包裹，同国际标样GA1550黑云母 (98.5±0.8Ma)(Spell and McDougall, 2003) 一同装入内径为0.8cm、长约2.5cm的石英玻璃管中。采用国际标样GA1550黑云母检测中子通量，5个GA1550标准样品等间距分布于石英管中。照射后的样品放置1~2个月以使放射性水平降至安全操作范围。萃取气体前首先加热至350℃去气30min，使用阶段加入法萃取气体。采用Zr-Al泵纯化，纯化后的气体引入MM5400气体质谱仪进行Ar同位素分析测试。测定结果经仪器质量歧视校正、放射性衰变校正和Ca、K同位素反应校正。由于系统本底小于样品信号40Ar的1‰，且其40Ar/36Ar比值近似大气比值，因此测定数据没有进行本底校正。40Ar/39Ar年龄通过40Ar×39Ar K值和J值进行计算，坪年龄由3个或多个连续阶段升温获得，至少50% 39Ar被释放出来，协和年龄置信水平为95%，误差为2σ。数据结果经ArArCALC-software (Koppers, 2002) 处理。
3.2 玄武岩主微量成分分析玄武岩样品逐步碎样，最终碎到200目粉末待测。主量元素的测定采用X射线荧光光谱法 (XRF-1500)：将样品在低温下 (105℃) 烘干，称取200目岩石粉末样品0.5g，先分析其烧失量，然后加入5.0g无水高纯四硼酸锂 (Li2B4O7)，在玛瑙研钵中混合均匀，转移到白金坩锅中，在TR-1000S熔炉 (SHIMSDZU) 中加热至1100℃熔样10min，迅速取出混合均匀，制成玻璃片并编号待测，最后在Shimadzu XRF-1500上采用外标法测定氧化物含量，分析采用国家一级岩石标样GBW07101-07114为基体效应校正，每10个样品带一个平行样，目的是检测试验结果的可靠性，利用标准曲线法校正，分析误差小于3%。
微量元素分析测试采用Finnigan Element型ICP-MS (电感耦合等离子体质谱仪)：首先称取200目样品40mg，放入洗净并烘干的Teflon溶样罐中，加入0.5mL (1:1) HNO3和1mL HF，加盖，超声振荡10~15min，加盖并套上热缩管，放入不锈钢套中拧紧，放入烤箱内，逐渐升温到200℃，保温5天后将样品从钢套中取出，在电热板上蒸至近干。加入2.0mL (1:1) HNO3，再次套上热缩管和钢套，盖紧罐盖，置于150℃烤箱内保温5h，以确保样品全溶，再将样品溶液转移到50mL容量瓶中，加入1.0mL 500×10-9 In内标，用1% HNO3稀释至刻度，摇至均匀，待测。间隔10个待测样品选取一个样作为平行样，一批样品中带做1~2个空白样。以GRS1、GRS2、GRS3为标样来进行质量监控，采用标准曲线法 (外标法) 来校正，相对标准偏差一般小于10%。一般微量元素含量大于10×10-6的样品分析误差小于5%，含量小于10×10-6的样品分析的误差小于10%。
3.3 熔融包裹体寄主矿物主量成分分析矿物的主量元素分析在中国科学院地质与地球物理研究所岩石圈演化国家重点实验室的电子探针JXA8100上完成，其工作电压为15kV，电流20nA，束斑大小为3~5μm。使用的标准样品为天然样品和人工合成氧化物，分析精确度优于2%。
3.4 玄武岩熔融包裹体主微量成分分析玄武岩熔融包裹体的原位微区主微量元素含量分析在中国地质大学 (武汉) 地质过程与矿产资源国家重点实验室 (GPMR) 利用LA-ICP-MS完成。激光剥蚀系统为GeoLas 2005，ICP-MS为Agilent 7500a。激光剥蚀过程中采用氦气作载气、氩气为补偿气以调节灵敏度，二者在进入ICP之前通过一个T型接头混合。在等离子体中心气流 (Ar+He) 中加入了少量氮气，以提高仪器灵敏度、降低检出限和改善分析精密度 (Hu et al., 2008)。每个时间分辨分析数据包括大约20~30s的空白信号和根据包裹体剥蚀情况自选的样品信号。详细的仪器操作条件同Liu et al. (2008)。以USGS参考玻璃 (如BCR-2G、BIR-1G和BHVO-2G) 为校正标准，采用多外标、无内标法 (Liu et al., 2008) 或多外标、内标法 (Liu et al., 2010) 对元素含量进行定量计算。这些USGS玻璃中元素含量的推荐值据GeoReM数据库 (http://georem.mpch-mainz.gwdg.de/)。对分析数据的离线处理 (包括对样品和空白信号的选择、仪器灵敏度漂移校正、元素含量计算) 采用软件ICPMSDataCal (Liu et al., 2008, 2010) 完成。
选择粒径范围在40~60μm之间的熔融包裹体作为测试的优选样品，测试时根据不同熔融包裹体颗粒的大小来选择测试的束斑直径，测试激光束斑以略大于熔融包裹体直径为准，保证熔融包裹体被全部剥蚀。观察样品信号，待熔融包裹体全部被剥蚀完，又开始出现寄主矿物的信号时，自主结束激光剥蚀和样品信号接收程序。根据寄主矿物和混合信号之间主要元素MgO和FeO的信号强度及寄主矿物和熔体之间两者的分配系数，计算出寄主矿物和熔融包裹体所占信号的质量因子，进而推算熔融包裹体中其他主微量元素的含量，详细过程见下面章节。
4 实验结果 4.1 玄武岩40Ar-39Ar年龄40Ar-39Ar实验一共经历7个阶段的加热分析，从750℃逐渐升温到1400℃(表 1)，其中4个数据构成了40Ar-39Ar坪年龄，有效年龄数据为298.2±3.8Ma (图 3a)。7个数据的等时线年龄为301.0Ma，MSWD为1.51(图 3b)。图 3显示，吐哈玄武岩的基质分析数据呈正常的平坦型年龄谱，不存在任何异常的坪年龄谱图，而且大部分加热阶段析出的39Ar都符合成坪条件。坪年龄和等时线年龄在误差范围内相同，年龄可靠。
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表 1 玄武岩基质Ar-Ar坪年龄测试结果 Table 1 40Ar/39Ar isotopic age analyses of matrix from the Tuha basalt |
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图 3 玄武岩基质40Ar/39Ar阶段升温年龄谱图 (a) 和39Ar/40Ar-36Ar/40Ar反等时线图 (b) Fig. 3 40Ar/39Ar age spectrum (a) and 39Ar/40Ar vs. 36Ar/40Ar inverse isochron (b) of the Tuha basalt matrix |
吐哈盆地玄武岩的主量元素含量见表 2，SiO2含量43.12%~54.17%，Al2O3含量12.96%~16.23%，MgO含量为3.18%~6.44%，Na2O含量2.15%~6.04%，K2O含量0.32%~2.68%，TiO2含量0.87%~4.19%，除1个样品低于1%外，其他样品均高于1%(图 4)。球粒陨石标准化稀土元素配分图和原始地幔标准化微量元素蛛网图 (图 5) 显示，玄武岩有相似的稀土元素分配模式，有弱的Eu异常或者无异常。大离子亲石元素含量变化较大，显示Sr的负异常。
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表 2 玄武岩的主量 (wt%)、微量元素 (×10-6) 含量 Table 2 Major oxides (wt%) and trace element (×10-6) contents in basalts |
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图 4 玄武岩和熔融包裹体主量成分哈克图 Fig. 4 Hacker diagrams of basalt and melt |
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图 5 吐哈盆地玄武岩原始地幔标准化微量元素蛛网图 (a) 和球粒陨石标准化稀土元素配分图 (b)(标准化值据Sun and McDonough, 1989) Fig. 5 Primitive mantle-normalized trace element patterns (b) and chondrite-normalized REE patterns (b) of Tuha basalts (normalization values after Sun and McDonough, 1989) |
橄榄石的SiO2含量38.0%~39.0%，MgO含量34.5%~38.3%，FeO含量21.5%~25.7%，Ni含量393×10-6~998×10-6，Fo值在70.1~76.0之间变化 (表 3)，均为贵橄榄石。橄榄石中MgO含量与东天山地区二叠纪侵入岩体中橄榄石含量相当，而FeO含量远高于东天山地区的二叠纪侵入岩中橄榄石含量，造成橄榄石Fo值偏低。寄主橄榄石中Ni含量与东天山地区侵入岩的橄榄石Ni含量变化范围较一致 (图 6)。橄榄石低的Fo值揭示其形成时的熔体可能为经历过结晶分异的岩浆演化过程中的产物。
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表 3 玄武岩中橄榄石斑晶的主量成分 (wt%) Table 3 Major oxide content in olivine phenocrysts of basalt (wt%) |
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图 6 橄榄石斑晶Fo-Ni相关性图 Fig. 6 Plot of Fo vs. Ni in olivine phenocrysts of basalts |
利用LA-ICPMS测试熔体包裹体时，部分寄主矿物会被一起剥蚀，ICP-MS检测得到包裹体和部分寄主矿物的混合信号，因此对包裹体定量时需要将寄主矿物的信号从混合信号中扣除，假设寄主矿物占混合物的质量因子为X，根据方程 (Zajacz and Halter, 2007)
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其中Cincl为元素i在包裹体中的含量，cpsmixi，cpsoli分别为元素i的混合信号和寄主矿物橄榄石中的信号，cpsmixj，cpsolj分别为元素j的混合信号和寄主矿物橄榄石中的信号，li和lj为元素i和j利用USGS标准物质作为多外标回归分析计算获得的。玄武岩的橄榄石斑晶与熔体平衡时，Fe-Mg在橄榄石和玄武岩熔体之间的分配系数比值KdFe-Mg=0.30±0.03(Roeder and Emslie, 1970)，已知电子探针测试的橄榄石的Fe/Mg比值，将单个测试点的Fe和Mg的橄榄石和混合信号分别代入上述公式，可得到关于Fe和Mg的计数方程，最后得出质量因子X，按照这一比例将寄主矿物从混合物中扣除，即得到包裹体中该元素的含量。
根据上述方法计算得到橄榄石斑晶中熔融包裹体的主量元素SiO2含量38.5%~46.5%，Al2O3含量3.16%~14.9%，TiO2含量0.54%~4.27%，Na2O含量0.79%~4.52%，K2O含量0.07%~0.40%(表 4)。熔融包裹体的稀土元素总量25.2×10-6~140.2×10-6，玄武岩稀土总含量在36.1×10-6到423.0×10-6范围内变化，略高于斑晶中熔融包裹体的稀土总量。熔融包裹体的稀土元素表现为轻重稀土略有分异、轻稀土相较重稀土富集，富集高场强元素 (Zr、Hf) 和大离子亲石元素 (Rb、Ba、U)，在元素含量和分配模式上，都表现出与N-MORB相似的特征 (图 7a, b)。寄主矿物是橄榄石，并且Fo > 85，其中熔融包裹体的成分代表原始地幔来源的岩浆，如果橄榄石的Fo < 85，则可能熔融包裹体的组成和寄主火山岩的组成相似 (Kohut, 2004)。而熔融包裹体的主微量与寄主火山岩。
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表 4 玄武岩熔融包裹体的主量 (wt%)、微量 (×10-6) 元素含量 Table 4 Major oxides (wt%) and trace element (×10-6) contents in melt inclusions |
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图 7 橄榄石斑晶中熔融包裹体的微量 (a) 和稀土 (b) 标准化模式图 (标准化值据Sun and McDonough, 1989) Fig. 7 Primitive mantle-normalized trace element patterns (a) and chondrite-normalized REE patterns (b) of melt inclusions in olivine phenocrysts (normalization values after Sun and McDonough, 1989) |
新疆东天山地区三塘湖盆地 (266~273Ma, 周鼎武等, 2006)、吐哈盆地 (272~291Ma, 周鼎武等, 2006)、塔里木盆地 (272~291Ma, Tian et al., 2010; Xia et al., 2012; Yang et al., 2006; Zhang et al., 2010; Yu et al., 2011) 和柳园/红柳河地区 (278~300Ma, 潘金花等, 2008) 广泛出露二叠纪玄武岩。本次采集发育熔融包裹体的吐哈盆地玄武岩的年龄为298Ma，为早二叠世，与前人的玄武岩年龄结果在误差范围内一致。
SiO2(43.1%~48.9%) 和Na2O、K2O含量显示玄武岩主要为苦橄质玄武岩和正常玄武岩。玄武岩微量元素投图更倾向于岛弧拉斑、大陆弧玄武岩 (图 8)，结合玄武岩微量元素原始地幔标准化图上显示Nb、Ta的负异常 (图 5a)，轻稀土相对富集 (图 5b)，都说明源区可能经历过俯冲作用改造。这与周鼎武等 (2006)通过玄武岩Nb、Ta轻度亏损和Th/Ta比值较高而得出的与新疆北部地区晚古生代陆-陆碰撞造山之后发生的区域性伸展作用密切相关，源区可能经受过消减组分交代的结论相似。
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图 8 Hf/3-Th-Ta玄武岩构造背景判别图 Fig. 8 Tectonic setting discrimination diagrams of basalts and melt inclusions |
将熔融包裹体的主微量成分 (仅选择MgO值较高的进行投图，代表演化程度相对较弱，更能代表原始岩浆成分) 也进行了投图 (图 8)，对比得出可能玄武岩受到了后期的地壳混染作用，因而具有相对高的Th和Ta含量。玄武岩和熔融包裹体的微量元素原始地幔标准化图上均显示Nb、Ta的负异常，同样显示了俯冲板片/洋壳成分的加入，但熔融包裹体的异常值低于玄武岩，微量元素投图落在N-MORB的区域内 (图 8)，指示熔融包裹体的成分经受改造程度低于玄武岩，暗示可能为经历过较少后期作用改造的相对原始的熔体。
5.2 橄榄石斑晶及熔融包裹体的成分及对熔体的指示玄武岩中橄榄石斑晶的Fo值 (70.1~76.0) 含量变化较大，但远低于该地区同时代的侵入岩的橄榄石的Fo值 (黄山80~85、天宇78~86、葫芦68~86、香山79~86；孙赫, 2009; 唐冬梅, 2009; Su et al., 2012; Tang et al., 2013)，Ni含量范围比侵入岩相对集中，含量略低 (图 6)，说明橄榄石斑晶可能不是形成东天山地区的基性-超基性侵入岩的母岩浆早期结晶分异，后又被晚期岩浆带到浅部的产物，而是经历过深部橄榄石堆晶之后残余熔体又结晶出的橄榄石。或者直接为地幔相对较低程度部分熔融的产物。
橄榄石中熔融包裹体的主量成分可以分为高Mg和低Mg两种，高Mg的熔体中MgO含量从17.7%~22.9%，而低Mg熔融包裹体的MgO主量元素含量为12.2%~15.9%。低MgO含量的熔体同时具有最低的FeO、最高的SiO2含量，微量元素和稀土元素含量也相对最高，都说明该样品具有高演化程度的特点。
我们选择MgO含量高、相对演化程度弱的熔融包裹体进行讨论 (MgO含量17.7%~22.9%)，如果该熔体是没有经历过演化直接从地幔部分熔融，进而侵位演化而来的，对应的地幔部分熔融程度非常高 (18%~22%)，该部分熔融程度得到的为苦橄性质的岩浆而非玄武质岩浆，因此该熔融包裹体的主量元素成分并不是直接从地幔部分熔融来的，而是经历过演化的岩浆，侵位到浅表之前被玄武岩捕获。
前人研究，推设玄武质岩浆中含200×10-6 Cu (Davies and Tredoux, 1985; Barnes and Picard, 1993; Song et al., 2008)。高Mg溢流科马提岩和洋中脊玄武岩Ni含量在100×10-6~200×10-6之间 (Davies and Tredoux, 1985; Barnes and Picard, 1993; Fryer and Greenough, 1995)。熔融包裹体的组成可能受两个作用的影响：(1) 受侵位之前围岩和其他母岩浆的影响；(2) 与寄主斑晶和内部岩浆平衡作用的影响。熔融包裹体的Cu含量12.4×10-6~299×10-6，Ni含量236×10-6~697×10-6，Cr含量37.0×10-6~2742×10-6，Zn含量76.4×10-6~213×10-6。Cu含量在正常玄武质岩浆含量范围内，而Ni含量高于高镁溢流科马提岩和洋中脊玄武岩，Cu和Ni含量对应不同性质的岩浆和不同的部分熔融程度，说明可能有其他作用导致母岩浆中Cu和Ni元素的分馏。Ni (DNi=500) 和Cu (DCu=1000) 在硫化物和熔体中的分配系数有所差异 (Fleet et al., 1999)，岩浆体系达到硫饱和，由于Ni在硫化物和熔体之间的分配系数低于Cu，所以少量硫化物熔离，会带走更多的Cu，从而导致原有岩浆体系中Ni的含量高于Cu的含量。玄武岩斑晶中熔融包裹体可能代表了原始岩浆经历过深部少量的硫化物熔离，带走小部分Cu和Ni等成矿元素之后所捕获的岩浆结晶形成的。低MgO含量的熔融包裹体的Ni含量 (236×10-6~321×10-6) 低于高MgO熔融包裹体 (369×10-6~697×10-6)。结合熔融包裹体的主量成分含量，可以得出结论东天山地区早二叠世存在高MgO和低MgO含量的两种性质的岩浆，高MgO岩浆为地幔高部分熔融的产物，且经历相对弱的深部硅酸盐矿物和硫化物熔离作用。
熔融包裹体的稀土元素标准化图蛛网表现为轻稀土富集，轻重稀土分异低于OIB，而与N-MORB类似，微量元素显示出弱的Nb、Ta负异常，吐哈盆地玄武岩Sr-Nd同位素具有亏损地幔源区的特征，而熔融包裹体的微量表现出N-MORB的特征，暗示该地区的岩浆可能经历了早期俯冲交代作用的影响。与玄武岩地球化学特征得出的结论相类似。
5.3 对形成岩浆Ni-Cu硫化物矿床的指示吐哈盆地玄武岩位于觉罗塔格地区的北西，形成时代集中在273~291Ma之间 (周鼎武等, 2006)，与东天山地区的二叠纪岩浆铜镍矿床有关的镁铁-超镁铁岩体形成时代 (毛景文等, 2002; 韩宝福等, 2004; Zhou et al., 2004; 吴华等, 2005; Tang et al., 2011; Qin et al., 2011; Su et al., 2011; Mao et al., 2016) 一致。同时区域上二叠纪玄武岩中，吐哈玄武岩与东天山侵入岩在微量和稀土元素，Sr-Nd同位素方面最相似性 (Tang et al., 2013)。
东天山觉罗塔格地区的二叠纪香山镁铁-超镁铁侵入岩反推的母岩浆成分为亏损Nb、Ta的拉斑性质的岩浆 (Tang et al., 2013)。计算得出的该母岩浆的微量和稀土元素特征与东天山地区二叠纪玄武岩对比，发现其轻重稀土元素分异和微量元素特征与吐哈盆地玄武岩亲缘性最强，同时也表现出N-MORB的特征。上述两种方法虽然研究对象和分析方法不同，但得到的特征微量元素的结果一致，所以认为东天山地区与吐哈盆地玄武岩和香山等铜镍矿床有关的镁铁-超镁铁侵入岩的母岩浆为与N-MORB类似的亏损Nb、Ta的拉斑性质的岩浆，可能为受到俯冲作用交代的地幔部分熔融的产物。
根据熔融包裹体微量元素成分的测定，其Cu含量在正常玄武质岩浆含量范围内，而Ni含量高于高镁溢流科马提岩和洋中脊玄武岩，可能为母岩浆经历过深部少量的硫化物熔离，带走小部分Cu和Ni等成矿元素之后所捕获的岩浆结晶形成的。上述岩浆的亲铜元素Ni含量稍高，有利于形成岩浆Ni-Cu硫化物矿床。东天山地区的二叠纪岩浆铜镍硫化物矿床Ni:Cu大多大于1.0，可能与母岩浆中Ni含量相对Cu更富集有很大关系。
吐哈玄武岩熔融包裹体成分是否与东天山地区岩浆铜镍硫化物矿床的成矿母岩浆有同源性，是否可代表成矿母岩浆，还需要深入的研究来证实。该母岩浆性质的深入研究，对评价和指导东天山地区一系列镁铁-超镁铁质岩体的Cu-Ni成矿潜力可能具有重要的指示意义。
6 结论(1) 吐哈盆地玄武岩的40Ar-39Ar年龄为298.2Ma，为早二叠世，与前人的玄武岩年龄结果在误差范围内一致。吐哈盆地玄武岩为岛弧拉斑、大陆弧玄武岩，微量元素显示Nb、Ta的负异常和轻稀土相对富集，都说明源区可能经历过俯冲作用改造。吐哈玄武岩与东天山含岩浆硫化物矿床的镁铁-超镁铁质岩石的形成时代在误差范围内一致。
(2) 东天山地区的吐哈盆地二叠纪玄武岩含有新鲜的橄榄石和长石斑晶，橄榄石斑晶中熔融包裹体较发育。熔融包裹体为玻璃质、气相和玻璃质、气相、固相两种类型。较大的颗粒普遍有不透明的横膈膜，小颗粒一般没有该横膈膜，不透明矿物主要为磁铁矿，说明捕获包裹体时岩浆的氧逸度和Fe含量较高。
(3) 熔融包裹体分为高MgO和低MgO含量两种，高MgO含量的包体成分同时具有低SiO2、低微量稀土元素含量和高Ni含量的特征，可能为地幔高部分熔融的产物，且经历相对弱的深部硅酸盐矿物熔离作用。该高MgO熔体的微量元素显示Nb、Ta亏损的特征，具有N-MORB特征的微量和稀土元素分配模式，可能表示为受俯冲交代改造的地幔熔融形成。熔融包裹体相对玄武岩具有低的Th和Ta含量、相对弱的Nb和Ta的负异常的特征，指示熔融包裹体的成分经受改造程度低于玄武岩，暗示可能为经历过较少后期作用改造的相对原始的熔体。
(4) 熔体中Cu含量在正常玄武质岩浆含量范围内，而Ni含量高于高镁溢流科马提岩和洋中脊玄武岩，可能由于深部橄榄石熔离比例较少或者少量硫化物绒里，而Ni在硫化物和熔体之间的分配系数低于Cu所造成的。如果该熔体与形成东天山二叠纪岩浆铜镍硫化物矿床的母岩浆为同源岩浆的话，成矿母岩浆中Ni含量相对较高，也可以解释东天山地区二叠纪岩浆铜镍硫化物矿床中矿石的Ni：Cu值大多大于1.0，但吐哈盆地玄武岩及熔融包裹体物质组成与东天山岩浆铜镍硫化物矿床母岩浆成分之间的确切关系需要进一步的研究来证实。
致谢 中国科学院地质与地球物理研究所苏本勋研究员、李光明副研究员、赵俊兴博士、周起凤博士、曹明坚副研究员给予了有益的讨论和样品前期准备方面的帮助；Ar-Ar年龄由中国科学院地质与地球物理研究所年代学实验室师文贝博士完成；中国地质大学 (武汉) 胡兆初教授、唐文秀博士等在玄武岩熔融包裹体主微量成分测试及结果计算方面提供指导与帮助；承蒙樊琪诚研究员和匿名审稿人提出了宝贵意见；在此一并致以衷心的感谢！| [] | Barnes SJ, Picard CP. 1993. The behaviour of platinum-group elements during partial melting, crystal fractionation, and sulphide segregation:An example from the Cape Smith fold belt, northern Quebec. Geochimica et Cosmochimica Acta, 57(1): 79–87. DOI:10.1016/0016-7037(93)90470-H |
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