[科普中国]-熔体包裹体

熔体包裹体(melt inclusion；MI)也叫岩浆包裹体(magmatic inclusion；MI)，或硅酸盐熔体包裹体(silicate melt inclusion；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，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。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。

释义熔体包裹体(melt inclusion；MI)也叫岩浆包裹体(magmatic inclusion；MI)，或硅酸盐熔体包裹体(silicate melt inclusion；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，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。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。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。1

研究历史早在1858年，Sorby就在他的著作《On the Microscopical，Structure of Crystals，indicating the Origin of Minerals and Rocks》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“There is no necessary connexion between the size of an object and the value of a fact”。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Web of Science查了有关熔体包裹体的文章的发表情况，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，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。

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。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。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。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。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，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。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。

各类火成岩中的熔体包裹体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，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。

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。

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。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，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。

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，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。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，据此认为是岩浆分异出流体的证据。2

本词条内容贡献者为:

张勇 - 副教授 - 西南大学资源环境学院