《包裹体研究》PPT课件.ppt

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1、1,包裹体研究与应用,中国地质大学(北京)地球科学与资源学院,2,一、矿物包裹体在各类矿床中的应用 解决问题：物理化学条件 形成机制 元素迁移形式及富集条件 盲矿体的找寻电子探针、离子探针、激光拉曼光谱、扫描电镜、同步辐射加速器的X射线荧光分析、红外光谱微区微量成分分析，使包裹体研究产生了一个飞跃，为其在矿床地球化学中的应用创造了良好的条件。,3,(一)、岩浆矿床 包裹体研究在岩浆矿床中主要用来探讨其形成物理化学条件，如温度、压力、介质成分等，为解决矿床成因提供依据。文献中报道较少。,4,1.铬铁矿形成的物理化学条件研究 铬铁矿矿床是典型岩浆矿床。新疆西准噶尔铬铁矿多产于阿尔卑斯型铁质超基性岩

2、体中的纯橄榄岩中，在铬尖晶石中发现晶质硅酸盐熔融包裹体和晶体-流体包裹体，呈主矿物负晶形，大小1020m。晶体-流体包裹体中含有橄榄石、辉石、尖晶石等矿物，挥发组分有H2O、CO2、CO、N2、H2、CH4等。,5,包裹体测温表明，稀疏-中等浸染状矿石形成温度7131200，稠密浸染-致密块状矿石和豆状矿石形成温度为7131000。研究表明，该区铬铁矿是由镁铁质超基性岩浆分异而成的富含挥发组分的成矿熔浆团，在7131200温度下形成的不混熔岩浆在降温极为缓慢的深源环境中通过结晶分异形成的。,6,近期国外对铬铁矿包裹体的成因提出了一些新的见解。Horn等(1989)运用显微测温和其它分析技术如拉

3、曼探针(FT-IR探针)、扫描电镜等方法对Troodos超基性岩浆矿床中铬铁矿的包裹体进行了研究，发现其中有二相水溶液包裹体，并证明含有H2和CH4认为铬铁矿矿床是在一个强还原环境下经热液交代作用而形成的。对超镁铁质岩浆矿床进行深入的矿物包裹体研究有利于我们正确地认识其成因。,7,2.与玄武岩有关的宝石矿床的成矿物理化学条件研究 海南蓬莱蓝宝石、红锆石矿床主要属于第四纪残坡积矿床，部分为洪冲积砂矿。矿床的形成主要与区内基性火山岩的风化剥蚀有关。区内火山活动主要表现为中心式喷发、喷溢，火山口沿南北向断裂分布。对副矿物的研究表明，区内火山岩无论是基性熔岩还是火山碎屑岩都含有蓝刚玉与红锆石。人工重砂

4、测量表明，其中的蓝刚玉含量为2.60X10-6，红锆石的为92X10-6，因此确定该套火山岩为蓝宝石及红锆石的原生赋矿岩石。,8,(1)宝石中包裹体特征 该区蓝宝石、红锆石中包裹体的含量影响到宝石质量，一般质量较差、透明度较差的样品包裹体较多。包裹体相态特征固体包裹体、熔融包裹体、熔融-流体包裹体及少量气液包裹体。固体包裹体(CSi、CFe+Si、AFe+Si)，蓝宝石晶体中常含有副矿物锆石、铌钽铁矿、钛铁矿，红锆石中主要是单相铁质硅酸盐(AFe+Si)及磷灰石；,9,熔融包裹体(A+G+CSi、CSi+G、ASi+G)，是该区蓝宝石、红锆石包裹体的主要类型，大小为0.n30um，蓝宝石中常含

5、有晶质及非晶质熔融包裹体，气相占5%10%；熔融-流体包裹体(ASi+LCO2+G、ASi+LCO2、LCO2)，主要表现为各种相态比例悬殊，熔融包裹体与气-液相包裹体共存，具沸腾相的特点，气相比例为5%20%，在蓝宝石中居多。,10,(2)蓝宝石、红锆石形成温度及其成因 利用1350高温加热台测定了蓝宝石、红锆石原生熔融包裹体温度。前者初熔温度为760825，均一温度为11251265；后者始融温度为770820，均一温度为10001100。蓝宝石包裹体气相成分主要为H2O、CO2、CO、CH4，具有还原环境的特征，与碱性玄武岩中尖晶石、二辉橄榄岩中橄榄石包裹体气体成分相近。,11,包裹体研

6、究成果表明，该区蓝宝石、红锆石是在地壳深部高温高压(10001260，19X108 22X108Pa)还原条件下，在富铝的镁铁质岩浆中结晶的。该区新生代以后琼北断陷盆地具有大陆裂谷性质，在地壳张裂环境下，下部地壳及上地幔局部熔融，造成早期富硅质石英拉斑玄武岩浆的大量喷发。在深部岩浆房中，在局部富Al2O3岩浆中形成蓝刚玉，在富硅的岩浆中形成红锆石巨晶矿物。当上地幔再次发生部分分熔形成碱性玄武岩浆后，蓝宝石、红锆石及二辉橄榄岩包体中的橄榄石巨晶等一同被带出地表，并在玄武岩红土化作用过程中作为风化残留矿物被搬运到山谷而形成坡积和冲积型砂矿。,12,新疆可可托海伟晶岩矿床形成的物理化学条件研究对新疆

7、可可托海伟晶岩3号脉，国内外学者进行了大量研究，关于其成因有不少争论。对3号脉及湖南幕阜山绿柱石伟晶岩矿物中包裹体的研究表明其为熔融包裹体，这为探讨矿床成因及形成机制提供了有力证据。,13,(1)地质特征 3号脉位于富蕴地背斜格皱带片麻状黑云母微斜长石花岗岩体顶部辉长-闪长岩体内。该矿脉具典型同心环带状构造，从外向内可分九个结构带：I一文象及变文象结构带；II一糖粒状钠长石带；III一块状微斜长石带；IV一白云母一石英带；V一叶钠长石一锂辉石带；VI一石英一锂辉石带；VII一白云母一薄片状钠长石带；VIII一薄片状钠长石销辉石带：IX一核部块状石英带。,14,(2)包裹体特征熔融包裹体(CSi

8、+G、ASi+G)：大部分在石英中，少量在微斜长石中，大小n20um，气相占5%75%，个别达40%，呈不规则状，圆形、蠕虫状。3号脉矿物中存在熔融包裹体，文献中未见报道，这一发现为该伟晶岩浆具熔体-溶液性质提供了重要佐证。流体及气-液相包裹体(L+CSi+G)：多在石英及绿柱石、电气石、黄玉中，在黄色绿柱石中平行C轴排列，结晶相约占15%，气相占10-20%。气体呈棕色有机气体。液相包裹体(L+G)中气相占1520%，部分液相包裹体含20%的液态CO2 包裹体特征表明，从熔体中分离出流体相，含CO2及有机质。,15,(3)包裹体均一温度测定 利用高温加热台及淬火法进行了熔融包裹体均一温度测定

9、，结果是III带长石中包裹体930 1140，IV带1000，IX带1100。由外带至内带从熔融体中析出矿物温度相差不大，表明伟晶岩浆入侵后，在一个相对稳定的恒温条件下经分异形成伟晶岩脉。,16,利用高温加热台及爆裂法进行了气液流体包裹体温度测定，结果是I带340610，II带360-670，III带340570，IV带210410，V带300 600，VI带350520，VII带340 400，VIII带300590。部分熔融-流体包裹体均一温度达800，各带次生气液相包裹体均一温度100300。绿柱石集中于II及IV带，其形成温度200460。锂辉石300340。,17,(4)矿物包裹体微

10、量气体及成矿溶液成分 从各带选择了13个样品进行微量气体分析及部分液相成分分析(表1)，结果表明各带微量气体含量具H2OCO2CH4的特征，液相成分中NaCaK，SO42-HCO3-Cl-F-；pH=5.85 6.26，即成矿溶液近中性而偏弱酸性。,18,表1 3号伟晶岩脉成矿溶液成分(单位10-6)南京大学地球科学系赵梅芳、蒋浩深分析。,19,(5)矿床成因讨论 3号脉成因认识有较大分歧。通过对矿物包裹体研究，发现熔融包裹体、熔融-流体包裹体与气液相包裹体共存现象。结合本区伟晶岩广泛分布于古生代变质岩系中这一现象，认为3号伟晶岩脉的形成与本区古生代沉积建造经历了海西、印支、燕山期强烈变质作用

11、有关，尤其是海西期变质作用。基底沉积变质岩在高温、高压条件下可以重熔成富含水挥发分及稀有元素的独立伟晶岩浆，在有利构造条件下入侵形成伟晶岩。据上述包裹体特征，伟晶岩浆具熔体-溶液性质。此外，由于3号脉产于一个较稳定及围岩致密的地质环境，所以具熔体-溶液性质的伟晶岩浆能在缓慢降温条件下产生良好分异作用而形成环带状伟晶岩。,20,熔体入侵温度为9301140，随温度下降，熔体向流体、气-液相演化，温度为340690，成矿介质具Na+-Ca+-K+-SO42-CO32-Cl-F-体系性质，中偏弱酸性，大部分稀有元素矿物在此温度范围内析出。晚期热液温度为100300。在温度下降过程中伟晶岩浆可以形成固

12、体-熔体-溶液、固体-液体平衡体系。在早期结晶的矿物之间可以形成粒间溶液，温度为100690。脉中与稀有元素矿化有关的钠长石化交代作用是含矿粒间溶液对早期的微斜长石进行交代的结果。本区成矿物质主要来自基底。当产生熔融作用时，稀有元素从沉积变质岩中活化、转移并在伟晶岩浆中富集成矿。,21,湖南幕阜山绿柱石及海蓝宝石产于含稀有金属花岗伟晶岩中。该区各世代的绿柱石中均存在熔融一流体包裹体，最常见的为熔融包裹体与气液包裹体共存的类型。熔融包裹体与气液包裹体共存现象的普遍存在代表了成矿过程中体系不均匀的特征。包裹体测温结果表明绿柱石的形成温度为280 1000，海蓝宝石形成温度为180550。结合其它方

13、面资料，确定幕阜山绿柱石及海蓝宝石是在岩浆发生不混溶分溶过程中的碱性。高盐度、氧化性的NaCl(KCl)-CO2-H2O体系成矿环境中形成的。,22,(二)、热液矿床 国内外利用矿物中包裹体研究不同类型热液矿床形成的温度、压力、成矿溶液pH及Eh值、化学成分及挥发分含量等物理化学参数，已获得大量成果，这对解决矿床成因。成矿溶液来源、地球化学找矿等方面的问题有着理论和实践意义。,23,1.矿物包裹体相态特征与成矿条件的关系 内生金属、非金属矿床主要在气-液态条件下形成，因此包裹体相态特征为：G、G+L、L+G+C、G+L+C、L+G+nC。包裹体中相的比例受成矿溶液浓度、介质密度及成矿温度制约。

14、在纯气态条件下形成的矿床(火山喷气)中主要是纯气相包裹体，G=100%；气成热液矿床(部分接触交代、火山热液矿床或热液矿床局部压力释放)中以气相包裹体为主，气相比例达如50%90%，均匀化状态为气态。,24,大多数金属与非金属矿床(W、Sn、Cu、Au、Mo、Pb、Zn、Nb、Ta、水晶、萤石等)及伟晶岩矿床热液阶段包裹体多属液相，其中气相比例小于50%，大多数为15%30%，均匀化状态为液态，反映矿床属热液矿床。当成矿溶液浓度大时，在包裹体中析出各种子矿物，如钾盐、钠盐、黄铁矿、辉锑矿等，如成矿介质富含碳酸或CO2时可形成碳酸或含CO2包裹体。上述两类包裹体的出现反映成矿溶液浓度高或富含CO

15、2时往往对成矿有利，如斑岩铜矿往往与密集的高浓度包裹体有关。金、铜、钨、锡、铅、锌矿床多形成于富CO2介质条件下，因此人们常以此作为找矿标志。,25,此外，包裹体相态的均匀性、形态、大小均可反映成矿条件的变化，沸腾包裹体的出现反映成矿溶液曾产生沸腾作用，往往有利于金属离子沉淀成矿，如Cu、Au、W、Sn矿的富集往往与此作用有密切关系。包裹体大小的变化反映成矿溶液的密度及冷却速度。,26,2.成矿温度与压力热液矿床均在一定温度、压力条件下形成，无论透明或不透明矿物均含大量气液相包裹体。(1)不同类型热液矿床成矿温度 对每一矿床矿物包裹体进行系统测温可以确定矿床成矿温度。不同类型矿床中矿物的形成温

16、度变化范围较大的为50870，每一个矿床或每一种矿物均在一定温度区间条件下形成，如变质铁矿395870，宁芜铁矿120840，夕卡岩铁矿80800，辉钼矿矿床60530(主要为240420)，铜钼矿床50520(主要为240450)。,27,华南钨矿180380，锡矿床80450，金矿床(硫化物型)200260，贫硫金矿床190250，我国不同类型金矿床180380，世界不同类型金矿床50380，我国铜矿床150490(主要为160360)，水晶矿床80-380，萤石矿床50320(主要为50200)，铅锌矿床50380(主要为150280)，汞矿床30320(主要为70170)。,28,(2

17、)不同成矿阶段、矿物组合成矿温度 在矿床中成矿溶液入侵以后，温度逐渐下降，在不同温度范围形成不同矿物组合，同一组合中按温度高低析出不同的矿物。由于构造活动的多阶段性，因此成矿溶液具脉动充填的特点。不同成矿阶段的成矿温度各异，一般从早阶段至晚阶段温度下降。如北朝鲜Yeoju矿区Au-Ag热液矿床，矿化共分三个阶段：第一阶段(I)成矿温度为183360，成矿溶液盐度为2.6014.00；第二阶段(II)成矿温度为180318，成矿溶液盐度为2.109.20；第三阶段(III)为碳酸盐阶段，成矿温度191220，成矿溶液盐度为4.205.20。,29,3)矿床中不同空间、不同类型矿脉成矿温度测定 在

18、同一矿田、矿床范围内,成矿溶液沿裂隙系统运移，在空间上会产生温度变化。成矿溶液来自母岩，其温度随远离母岩而下降。对我国福建某稀有金属伟晶岩矿床，据稀有元素矿化特征、矿物共生组合、交代作用强弱及伟晶岩空间分布特征可将矿石划分为5类，其中I类产于花岗岩体中，II类至V类产于依次远离花岗岩的变质岩中。矿物中气液包裹体均一化温度由第I类至第V类依次下降，分别为200400、180270、200260、180200。第V类为富钽强钠长石化伟晶岩，分布在远离母岩的变质岩系中，成矿温度较低。由于该矿床低温区富钽，故找寻富钽伟晶岩应在低温区进行。矿床中随矿脉深度不同，包裹体均一温度也有变化。如湖南某水晶矿含水

19、晶的锂云母石英脉，脉石英中包裹体均一温度随埋藏深度的增大而不断升高，增温梯度约为11.4/m。,30,(4)矿物晶体形成温度测定 自然界矿床是在漫长的地质历史中逐渐形成的，其晶体的生长过程会受到外界构造作用的影响，压力波动导致成矿溶液温度产生变化，反映在晶体不同生长区温度不同。因此研究成矿温度时，往往要详细解剖单个晶体各生长区的温度。湖南某水晶矿床的水晶中部常生长一层云母、把晶体分割为两部分(外部晶体与内部晶体)，这表明晶体生长过程有明显的间断，成矿溶液具脉动性质。内部晶体形成温度为150260，外部晶体为180340，即早期成矿温度较晚期低。,31,(5)成矿压力利用矿物中包裹体测定 由于成

20、矿体系的复杂性，研究者往往对体系的性质作一些假设，以便利用不同组分体系的p-v-t、p-x-t关系图求出压力。压力数据对了解成矿物理化学条件有较大实用意义。压力对矿物溶解度及矿物沉淀有较大影响，均一化温度通过压力校正可以更接近真正成矿温度。运用包裹体测定成矿压力的方法有下列数种。,32,(a)利用含CO2包裹体与水溶液包裹体共存H2O-CO2体系测定成矿压力：由于成矿体系中常含CO2，它的含量与压力成正比，实验资料表明这是比较准确的测定压力的方法。(b)利用p-x-t关系相图求出压力：t可以通过包裹体测温求得，x可以利用不同实验方法求出。常用的相图有CO2-H2O、CO2-NaCl-H2O、N

21、aCl-H2O、NaCl-CaCl2-H2O、Na2SO4-H2O、CaSO4-H2O、N2-CO2、CO2-CH4、SiO2-H2O等，当x、t已知时，可利用上述相图求出压力。,33,此外可以利用盐度、密度求出压力：当成矿温度、成矿溶液盐度已知时，利用文献资料求出相应密度(NaCl)，再利用温度、密度从图1中求出相应压力。,34,图1 根据不同盐度、密度求出压力的图解(据Roedder，1985)1-水；2-10%NaCI水溶液；3-25%NaCI水溶液；4-临界点,35,(c)利用流体包裹体与其主矿物共生平衡的热力学方程计算压力：刘斌(1987)利用矿物共生平衡的一个方程与其矿物中捕获流体

22、包裹体的热力学方程联立求解，很容易地求得共生矿物或流体包裹体形成时的温度和压力。,36,不同热液矿床成矿压力变化较大，范围为5260 MPa。如一些与爆破角砾岩有关的钨、钼矿床，爆破前压力达250-260MPa，钼矿床成矿压力12260MPa，铜-钼矿床40180 MPa，钨-钼矿床5200MPa，金矿床(弱硫化物)30150 MPa，贫硫金矿床324MPa。某些金属矿床可以在浅部、压力较低条件下形成(34MPa)。压力对成矿起着重要作用，因成矿溶液中化合物及金属的溶解与压力有密切关系，成矿作用过程中往往构造活动频繁，裂隙多次张开，导致压力下降，成矿系统热力学平衡遭到破坏，成矿溶液沸腾，挥发分

23、(如H2O、CO2、S等)逸散，从而使成矿溶液中金属络合物分解，析出金属矿物。,37,3.成矿介质组分测定 除温度、压力外，成矿介质组分、逸度、成矿溶液酸碱度及氧化还原电位等对元素迁移与富集成矿也产生重要影响。不同类型多金属矿床成矿介质的组分具不同成矿专属性，这点通过包裹体研究可得到证实。,38,(1)成矿溶液成分及微量气体测定 利用含气液包裹体矿物研磨或爆裂提取包裹体液相成分进行化学或原子吸收分析可获包裹体微量气体成分。上述实验研究可以确定成矿体系的性质及元素迁移形式。据对某些金矿及多金属矿床的研究，其气相组分与成矿关系可划分为三个类型：CO2-H2O、CH4-H2O、CH4-CO2-H2O

24、，其中CO2-H2O类型中CO2含量较高，并与金矿化有密切关系，而CH4-H2O型常与多金属矿化相关。不少资料表明，包裹体中CO2含量与成矿溶液中金的含量呈正相关关系，这点可作为找寻金矿的地球化学标志。,39,不同类型矿床成矿溶液成分及微量气体成分各异，且矿化常与某些元素含量变化密切关系。山东三山岛金矿床和江西金山金矿床分属不同成因类型，前者为破碎带蚀变岩型，后者为层控型，其成矿物理化学条件见表2。从中看出它们的成矿溶液性质具有明显差异。三山岛金矿床成矿溶液pH值6.06.75，高于去离子水的pH值(5.826.09)，属碱性-弱碱性；化学组分特征表现为阳离子以K+、Na+为主，K+Na+Ca

25、2+Mg2+，K+/Na+=0.774.82(绝大部分比值大于1)，反映出成矿物质来源与粒间溶液活动有关；阴离子具HCO3-CI-SO42-F-或Cl-HCO3-SO42-F-的特征，相似于玲珑花岗岩和花岗岩石英脉中矿物包裹体阴离子特征。成矿溶液体系具有K-Na-Ca-Mg-SO42-Cl-HCO3-体系性质，显然与本区花岗岩热液有关。,40,表2 三山岛金矿与金山金矿成矿物理化学条件对比测定矿物为石英,41,金山金矿床成矿溶液pH值为4.97.7，在酸、碱性之间变化，阳离子Ca2+Mg2+Na+K+，Na+/K+=1.932.21，阴离子HCO3-SO42-CI-F-，成矿溶液属Mg-Ca-

26、Na-K-HCO3-SO42-Cl-型。成矿溶液的Mg-Ca特征，反映出金山金矿床的层控特征或者说明成矿物质来源于围岩。,42,三山岛金矿与金山金矿除上述区别外，其包裹体均一温度和气相成分也有差异：前者气相成分特征为H2OCO2CH4，均一化温度变化范围大，为280380；后者气相成分特征则是H2OCH4CO2，均一化温度变化范围窄，为180-200。上述研究成果与我国某些变质热液金矿床如三道岔、金硐岔、白云山、二道甸子、银洞坡、漠滨金矿及原苏联别里库斯基金矿成矿溶液性质相似，均属Ca-Mg-Na-K-CO2-F或Ca-Mg-Na-K-HCO3-CI型的成矿系统，(Ca+Mg)(Na+K)是变

27、质热液型金矿区别于花岗岩型金矿的特性。,43,不同成矿阶段成矿溶液的成分有某种规律性的变化(表3)。早期形成石英及磁铁矿-黄铁矿组合(400390)，成矿溶液具HCO3-Ca-Mg成分特征，F和CI含量大致相等，金含量较低，为0.0n ug/L。第二个高温阶段形成石英-黄铁矿-毒砂组合(290380)，成矿溶液具HCO3-CI-Ca-Mg-Na-K特征，其HCO3-/CI-、(Ca+Mg)/(K+Na)比值明显下降。与上阶段相比，Na、K含量增加，NaK，Na/K=5.5-5.8。成矿溶液pH值为7.057.02，略偏碱性。其中金含量较高，为0.n ug/L。在不含金的碳酸盐阶段，成矿溶液含较

28、高HCO3-、Na+，成矿温度为240。由上可知，含金矿物组合中成矿溶液化学组分与非矿化有明显区别，一般以Na、K及HCO3-含量高、pH值近于7的偏碱性溶液有利于矿化。,44,表3 成矿溶液中组分关系,45,(2)同位素研究 矿物包裹体中同位素含量变化，可解决矿床成因和成矿物质来源及测定成矿年龄。包裹体中常含氯、碳、硫、氧、氢等元素同位素。实验时将样品置于真空爆裂仪中，通过加热或淋滤进行同位素制备，将获得气体导入质谱仪中分析。常用包裹体18O-D图研究成矿物质来源，并根据氢、氧同位素组成与温度及成矿深度关系探讨同位素交换与水-岩作用问题。不同来源的水具有不同的氢(D/H)和氧(18O/16O

29、)同位素组成。选择两个不同类型金矿床的氢、氧同位素组成进行对比，以探讨其成矿溶液来源。,46,胶东台上大型金矿床，矿体产于滦家河花岗岩体内部，是一个典型破碎带蚀变岩型金矿床。对台上矿区岩体及矿体中的石英及其包裹体的稳定同位素进行了研究，结果如表4。石英为含氧矿物，故包裹体中氧同位素与石英、包裹体内H2O及CO2的氧同位素易发生交换，从而改变成矿介质的同位素原始组成。因此通常利用石英单矿物中氧同位素石英-水氧同位素平衡方程，估算出热液中真实的值(表4及图2)。,47,表4 台上金矿和湘西金矿红、氧同位素组成。,48,图2 台上矿区热液的氢、氧同位素组成1一玲珑岩体；2一滦家河岩体；3一含矿石英脉

30、；4一无矿石英脉,49,从图2上可以看出，玲珑岩体投影点落在变质水和岩浆水区，而滦家河岩体投影点均落在岩浆水区内，成矿热液则落在岩浆水区与雨水线之间。从这个图解明显地可以看出，玲珑岩体中水主要来自岩浆水和变质水，而滦家河岩体中的水为岩浆水，这表明玲珑岩体与滦家河岩体为胶东群地层的交代、重熔产物。玲珑岩体主要偏重于交代作用形成，而滦家河岩体则由重熔岩浆冷凝结晶形成。成矿热液则由来自滦家河岩体中具有岩浆水特征的含矿粒间溶液及部分大气降水组成。,50,牛贺才等(1992)对湘西金矿床成矿流体氢、氧同位素研究：湘西元古宇中分布以沃溪、漠滨等为代表层控金矿床，矿体两侧围岩普遍经历硅化、绢云母化及碳酸盐化

31、等中低温热液蚀变。金矿床18OH2O在0.4419.2范围内变化，而D则在-85-37区间内波动(表4)，它们在18OH2O-D关系图上(图3)投影点落在变质水与建造水范围内。沃溪金矿床成矿流体早期以变质水为主，主矿化期以建造水为主。漠滨金矿主矿化期与建造水特征相近似。因此，沃溪、漠滨矿床成矿溶液来源主要是建造水。此外，江西金山金矿D为-30.71-56.68，18OH2O为2.33，表明成矿流体为大气水与变质水的混合物。,51,图3 湘西金矿不同来源水的氢氧同位素组成1一漠滨；2一沃溪,52,上述几个不同类型金矿床成矿流体氢、氧同位素组成有明显差异，显示出成矿流体具不同来源。山东蚀变岩型金矿

32、床区内岩体D值为-63.07-90.71、18OH2O值为7.37 10.12，含金石英脉D值-78.5579.1、18O值4.97。从图中可见其氢、氧同位素产生了漂移，这与岩浆水中混入部分大气降水有关。而沉积变质热液金矿(湘西、江西)D值为-37-86，18O值-0.44 19.27，是变质水与建造水的混合型。据统计，大量矿床成矿溶液是大气降水和岩浆水的混合型，但如此统一的结论是否正确，还应结合具体地质条件来判断。,53,目前人们着重用以D-18O图为依据的结论，而很少考虑其应用前提，更缺乏对基础理论问题的深入研究。例如包裹体中氢的渗漏与D的关系，氧同位素交换是否会对实验结果产生影响，以及成

33、矿溶液来源与18O的原始值的关系等，都会对方法的应用产生影响。这一问题需要实验地球化学工作者与同位素专家合作，深入地开展理论和实验研究，以避免盲目性。在不同空间、不同温度条件下，矿物中包裹体18O值会产生明显的变化。David(1989)对科罗拉多金银矿床约雷克断层蚀变岩矿物包裹体氧同位素的研究结果表明，18O值随高度增加而增加(图4)。,54,图4 不同高度采集的蚀变火山岩样品的18O值。,55,巴哈洛夫通过研究某金矿床中36Ar(大气氩及40Ar的含量，探讨了成矿溶液来源。该金矿石英爆裂温度较低(50-170)，次生包裹体中含36Ar(大气氛)较高，达50%60%，这与渗透水参与成矿作用有

34、关。矿床深部石英爆裂温度增加到200400，原生包裹体中36Ar含量有规律地下降(030)，而放射性40Ar则增加，这表明成矿溶液来自深部。此外，某些次火山岩及近地表形成的矿床中矿物的气液包裹体内36Ar含量增加。因此氛的同位素含量变化可以作为了解金矿热液来源及古地热系统“开放性”程度的地球化学指标。上述研究成果表明对矿物包裹体进行同位素研究对探讨成矿溶液来源、成矿过程水-岩反应强度及矿床成因有着重要作用。,56,(三)、变质矿床 变质矿床的形成与变质作用有密切关系。对变质岩(混合岩、麻粒岩、角闪岩)中包裹体进行研究对探讨变质作用T-p轨迹、流体性质有重要意义。,57,1.变质岩、变质矿床包裹

35、体特征变质作用形成的包裹体特征是数量多(可达百万个/。m勺、体积小，其成分主要为H2O、CO2、CO、N2、Na、K、Ca、Mg、CI，并含少量Ar。挪威、印度西南部变质岩(麻粒岩相、角闪岩相、混合岩等)中包裹体分为下列各类：液相包裹体(L+G)；纯碳酸包裹体(LCO2+G、LCO2)；混合类型包裹体(LCO2+LH2O+G、LH2O+LciHi+G)；卤水包裹体(LNaCl+G)，盐度变化大，从30%到1O0%；熔融包裹体(QSi+G、CSi十ASi十G)。变质作用的温压范围约为150850、1x1085x108Pa。,58,在此温压范围内原始沉积物质中的大部分间隙水会被排挤出来，这种脱水作

36、用是沉积岩中形成变质水及其它物质的一种重要作用。此外，矿物晶格中的水及挥发分也在变质过程中析出，进入变质流体。变质流体在原岩中沿裂隙或颗粒间隙充填可形成次生包裹体。只有在变质过程中重新形成矿物时，在它生长过程中所捕获的包裹体才属原生包裹体。因此不同温压条件下形成的变质岩或矿床中的包裹体可以作为研究变质作用温压条件及介质成分的重要手段。,59,2.不同变质带与包裹体类型的关系不同变质带、变质作用形成不同类型包裹体。高级变质岩(如麻粒岩相岩石)以含高密度包裹体、碳酸包裹体或含N2的混合型(CO2+N2)包裹体为主。晚期变质作用形成的低、中级变质岩(如角闪岩相岩石)主要以液相包裹体或碳氢化合物包裹体

37、为主。从早到晚析出的包裹体序列为由CO2-CO2+N2-CH4、CH4+H2O-H2O，其密度由早期往晚期下降。在挪威斑布莱变质岩带不同类型包裹体(CO2、CO2+N2、CH4)与该区变质作用温压条件具密切关系(如图5)。,60,图5 斑布莱变质岩带流体包裹体数据的p-t图解(据Touret，1988)-一等容线编号；-一变质途径。,61,图中粗线、是不同作者提出的变质途径，表示随着变质温度、压力的下降，包裹体类型由纯CO2-CO2+N2-N2-CH4-H2O的演化。不同类型包裹体具有不同熔化温度和均匀化温度(如图15-6)。在包裹体中不同成矿介质具有不同的熔化温度和临界温度，例如，N2临界温

38、度为-147，CH4为-82.6，CO2为-31，而CO2熔化温度为-56.6，N2的为-150-160，CH4为-58-100。如在纯CO2包裹体中混合有N2、CH4，可使熔化温度下降。此外介质密度不同，其熔化温度也不同。因此可以利用包裹体的熔化温度或临界点温度确定成矿介质的性质。这些特征对了解变质岩不同变质程度及变质热液的性质有重要作用。,62,3.确定变质条件及变质过程介质的不混溶性 变质作用过程可以形成许多新的矿物如石榴子石、辉石、红柱石、电气石和石英等。这些矿物常含有变质作用形成的包裹体，是研究变质流体的理想矿物。可利用矿物中原生、次生包裹体鉴别变质流体不同阶段性质及物理化学参数如温

39、度、压力、密度及变质流体化学组分等。例如Touret等利用斑布莱变质带矿物包裹体测定了变质高峰条件：t=750850，p=6x108 8x108 Pa。包裹体类型由高级变质岩到低级变质岩出现的顺序为：高密度纯CO2；低密度CO2和独立脉冲式N2；CH4和其它碳氢化合物；CH4、H2O等及其混合物；H2O。,63,自Touret(1988)在挪威斑布莱麻粒岩中发现特殊高密度CO2包裹体以来，富CO2包裹体(有时混有N2和CH4)在世界各地均已找到，为此他提出了“碳酸变质作用”这个概念，为研究浅陆壳的地质作用提供了新方法。Touret(1977)研究了美国科罗拉多州弗兰特岭混合岩包裹体，其混合岩化

40、作用p、t值分别为3.5 x1084x108Pa、650700。流体包裹体类型与混合变质作用从早期到晚期的演化关系与上述斑布莱变质岩相似，且大部分属纯CO2包裹体，其熔化温度为-56.6-57.2，非常接近于纯CO2的(-56.6，三相点)。对印度西南部多达贝塔紫苏花岗岩杂岩体中包裹体的研究表明：变质高峰期t为795815，P为7.4X1088.7X108Pa，随着应变和重结晶作用的增强，包裹体中CO2密度也增加。,64,此外，原苏联学者在混合岩的脉体和一些花岗岩类岩石的斜长石和石英颗粒中发现了一些含很少量卤水的小圆形包裹体，Tomifenko首先把它作为熔融包裹体来解释，包裹体较小(n10u

41、m)，由Csi+G组成，G含量为10%一15%。熔融包裹体中硅酸盐具有Csi-Asi演化特点，可以通过包裹体中脱玻化作用或突然减压等原因形成。混合岩中出现熔融包裹体反映在高温高压条件下出现过熔融阶段。,65,(l)变质作用形成的流体包裹体通过实验可测定其p-t条件。利用p-v-t图可以求出介质密度(图1)，在变质作用过程中一般成岩成矿介质早期密度高于晚期，不同密度包裹体的熔化温度不同。例如含CO2包裹体的熔化温度为-27-35时，相应密度为1.061.09 g/cm3，如为-39时，则密度为1.12g/cm3。Bucher等(1989)研究了瑞士含石英脉变质岩，其研究资料表明，从未变质带到变质

42、带，介质成分有明显变化。在未变质带中碳氢化合物(HHC)的含量为1%80%，在低变质带中CH4的为1%90%，HHC小于1%，在高变质带中H2O的为70%99%，CH4小于1%。,66,(2)研究变质流体的不混溶性可以借助不混溶包裹体判别流体的不混溶性。变质流体流动过程是一种不混溶过程。最近美国学者对太古宙麻粒岩区中的流体包裹体进行了大一员研究工作，这些岩石中多数包裹体均含高浓度CO2，其体积一般较小(10um)，有明显的CO2与H2O不混溶证据。经常可见不同性质、不同浓度的流体共存，形成不混溶的包裹体的现象。如在钙质变质岩中含30%40%卤水的包裹体与CO2包裹体共存，组成NaCI-CO2-

43、H2O不混溶体系。此外在中低级片岩中纯CH4、CO2或N2流体包裹体组成C-O-H平衡体系，这些包裹体的共存是由于体系中出现不混溶条件而出现的。变质作用流体的不混溶性与体系物质组分性质、含量及变质作用演化过程的继承性相关。此外，晚期变质流体经常继承早期高级变质岩流体，当其与围岩产生作用时也可形成流体的不混溶性。,67,(3)利用纯CO包裹体确定变质作用流体上升通道Touret(1977)首次报道麻粒岩相中存在纯CO2高密度包裹体，认为麻粒岩相变质过程中在一定温压条件下CO2的产生可归于下列三种机制：石墨氧化；硅和碳的载体矿物反应(如与石墨反应生成C-Si矿物和CO2)；来自地慢分异熔体的出熔作

44、用。不少实验资料表明CO2的来源在不同地区各异，但纯CO2大多数与深部来源有密切关系。麻粒岩相中纯CO2高密度包裹体与地壳深部物质来源相关。可以利用这一特征了解变质作用深部物质来源通道。通过低级变质岩中包裹体研究，可以研究变质作用过程中的隆起历史、剥蚀深度，编制地质图，确定流体来源，估算压力，指导工程选址等。,68,4.沉积-变质成矿作用物理化学条件研究据我国较典型沉积后受变质层控矿床-湘西沃溪钨锑金矿床的研究资料，其包裹体特征、成矿温度、成矿介质成分均与内生热液矿床的有所区别。(1)矿物包裹体特征：该变质热液矿床包裹体小而密集，大小为110um，”主要属液相包裹体，气相占5%25%。原生包裹

45、体呈圆形、椭圆形、不规则状，液相多无色。(2)成矿溶液成分：成矿溶液及其中微量气体的成分分析结果表明，成分的含量与矿化强度具密切关系。包裹体微量气体含量变化规律是H2OCO2N2CH4H2CO，或H2OCO2N2 COCH4H2。,69,该矿床中CO2在石英-硫化物及石英-白钨矿脉中含量最高，在贫矿脉中则较低。矿脉中CO2含量与钨、金矿化呈正相关关系。H2O、F-及Cl含量与矿化的关系相似于CO2，即挥发分CO2、N2、H2O、F-、Cl-等的含量升高有利于本区黑钨矿、自然金的富集，它们的含量可以作为找矿指标。此外包裹体中常含CH4等有机气体，它们是在变质作用过程中成矿溶液从围岩中攫取的一部分

46、有机物，它对还原金的络合物并使金沉淀有重要作用。通过比较不同矿物中H2含量的变化，发现含钨石英脉中较低，含金矿脉中则较高。这反映还原环境不利于钨矿形成而有利于金矿化。,70,该矿床包裹体成矿溶液成分分析表明，成矿溶液属碱性。含矿石英脉中阳离子含量变化为NaCaMg，Na/K=1.322.39，Ca/Mg=8.98 14.95；贫矿石英脉则Ca2+、K+Na+、Mg2+。在黑钨矿-白钨矿阶段Ca/Mg比值较高，Ca2+增加，导致白钨矿沉淀。成矿溶液阴离子(早、晚矿化阶段)特征见表5。本区沉积一变质再造钨锑金矿床与其它类型层控钨矿相比，成矿溶液中含较高的SO42-及Cl-，有利于金呈硫、氯络合物形

47、式迁移。,71,表5 沃溪钨锑金矿不同矿化阶段阴离子特征表6 沃溪钨锑金矿矿脉及不同构造脉均一化温度,72,(3)成矿温度包裹体均一温度为210310。各脉体及脉中段和不同构造脉的均一化温度见表6。从表中可以看出，成矿温度基本是稳定的，相差约1015，不同中段成矿温度相近。这些特征都与区域变质作用在一定范围内有一个温差不大的热场这一特征相一致。,73,结论 上述研究成果表明，变质热液矿床包裹体研究对了解其形成物理化学条件有重要作用。研究资料表明，我国华南不同类型沉积-变质改造和热液叠加-层控钨矿床的包裹体特征、成矿温度及成矿介质成分均不同，这可作为探讨层控钨矿床形成机制的依据。,74,(四)、

48、油气矿床 碳氢化合物包裹体(有机包裹体)对解决石油生成运移及勘探有重要意义。碳氢化合物包裹体(有机包裹体)在花岗岩、碱性岩、伟晶岩、沉积岩、变质岩及热液矿床(含油气矿床)中均有分布。它们由碳氢化合物(烃类CiHi)、石油、地沥青、盐水及有机气体组成(GCiHi、LCiHi、LCiHi+GCiHi十Aasp、Lsal+Loil+G、LH2O+Loil+G、LH2O+Loil+G、Aasp)。有机物质是多来源的，可由沉积岩受压挤出，由古老岩石经变质作用形成或由深部岩浆岩原生碳与氢化合而成，热液中碳氢化合物可起催化作用。沉积岩中此类包裹体有实用意义，可作为石油勘探标志，因在生油岩碳氢化合物原生运移阶

49、段或油气储集次生运移阶段，沉积物发生结晶与重结晶作用时，矿物中均可形成不同类型碳氢化合物包裹体。从而了解碳氢化合物原生运移及演化特征，并判别各生油阶段的标志，这对于研究油气矿床成因及指导石油勘探有重要作用。,75,1.碳氢化合物包裹体(有机包裹体)特征 包裹体由于液相中常含油而呈黄、褐色，如含沥青则呈褐黑色。沿包裹体壁常析出沥青物质，故其壁较厚，气相体积也较大。碳氢化合物折射率为1.351.51，与方解石、石英、石盐相近。在冷冻条件下其凝固点较低(-140-180)。在荧光显微镜下发光，呈黄、绿、蓝色，烷烃无色。与生油岩相关的碳氢化合物包裹体常与盐水液相包裹体共生，其均匀化温度约为100150

50、。,76,2.不同类型包裹体与生油阶段的关系 有关研究表明，与油气运移有关的沉积岩(如碳酸盐岩)在成岩阶段能形成各种类型包裹体，如纯液相包裹体、气液包裹体及有机包裹体等。按其成因可分为原生包裹体和次生包裹体两大类。这两类包裹体代表不同的成岩阶段和成岩环境。如林一太(1990)在研究贵州赤水地区三叠系碳酸盐岩时确定硬石膏为深埋阶段成岩晚期产物，测得原生包裹体形成T为261292，可代表该区岩石深埋阶段成岩温度。但当岩层被抬升后，在近地表环境下将出现石膏被粗大方解石交代(去膏化)并在交代过程中捕获成矿溶液形成次生包裹体现象，所测得的温度则代表浅埋环境温度。,77,油气在沉积岩中运移时主要以水溶液、