1、笫三郜分 包裹体研究在地质上的应用,流体包裹体研究已被广泛应用于地质科学各个领域，每年有大量相关论文发表在国 内外学术期刊上。本部分重点介绍流体包裹体在矿床学、岩浆岩、沉积环境和油气藏、变 质者、地外物质、宝石、构造地质及地热等方面的研究方法或成果，以期引起人们对流体包 裹体研究的兴趣和重视。,第十一章典型矿床中的流体包裹体,流体与固体不同之处在于它的流动性、可溶性、可混合性和无定形性。一般来说只有成矿流体才能使矿床沉淀出来。 图11.1 表示了成矿流体和成矿作用中的几个主要方面。,第一节 伟晶岩矿床包裹体研究,伟晶岩又不同于花岗岩，它常呈脉状或囊状，其造岩矿物比花岗岩的结 晶大且常具有分带性
2、，在其结晶的最后阶段是以石英为主的石英核。这种石英核与岩浆 后期的石英脉十分相似，因此从地质上来说，花岗伟晶岩的形成过程就是一个从岩浆到热液的演化过程。从这个意义上来说,研究从岩浆到热液的演化过程的最好样品之一就是伟晶岩。 从包裹体研究来说，花岗岩捕获岩桨包裹体,而石英脉含有流体包裹体。 我国的花岗伟晶岩中以新疆阿尔泰可可托海的三号伟晶岩的结晶体为最大,（1）第一个方面是来源问题。包括流体的来源、金属的来源、热的来源、硫的来源以及其 他脉石矿物组成的来源等。（2）第二个方面是流体的搬运问题。包括搬运的能量和动力。由 于重力梯度、流体势、地质构造、热对流、压渗或者是地震泵的作用，驱使流体沿通道或
3、可 渗透的地层进行流动。,流体的多源性以及可相混性使得成矿流体的来源复杂化、多元化，同时也使矿床的成 因复杂化。一种矿床常常不是在一种流体中形成的，而是在一种以上流体中形成的；另外 流体也是演化的，即使在同一矿床,随着成矿作用的进行，流体的成分和物理化学条件也随着改变。 上述关于流体来源、搬运、相互作用和沉淀这4个要素，既十分重要又被简单化了，实 际的地质过程要比这复杂得多。 自然界矿床的类型和成因很多，本章只 选择典型的且其流体包裹体的数据巳被普遍接受的几类矿床来叙述。,（3）第三个方面是流体在流动过程中与周围矿物岩石发生的相互作 用。这也是十分重要的一个方面，通过这种相互作用使得一般流体中
4、溶进了金属和硫等 其他成分，使其可能成为成矿流体。 （4）第四个方 面是矿床的沉淀。影响矿床沉淀的因素很多,除了温度、压力、构造等条件外,两种流体的 混合，流体成分的改变,或者一种流体的相分离都是导致矿床沉淀的原因。,二、可可托海三号伟晶岩,可可托海三号伟晶岩位于新疆富蕴县内。矿区在大地构造位置上处于西伯利亚板块 的阿尔泰陆缘活动带，离哈萨克斯坦和西伯利亚扳块的缝合线不远。在可可托海地区出露的沉积岩为奥陶系、泥盆系和石炭系的黑云母石英片岩、二云母石英片 岩、十字石黑云母片岩和变粒岩，区内侵人岩为海西期的黑云母花岗岩、二云母花岗岩和 辉长岩。面积近71km2，据报道有25条伟晶岩脉,其中有11条
5、为含矿 伟晶岩脉。三号脉是其中最典型和最大的脉体，含有锂、铍、铌、钜、铷和铯矿化，三号伟晶 体脉侵人到角闪辉长岩中，并且切过花岗岩岩脉，因此在三号伟晶岩脉下部存在着花岗岩，推测这个花岗岩可能是伟晶岩脉的母体。,图11.2可可托海三号花岗伟晶者矿脉平面图据卢焕章,19971.辉长岩；2罾文象和变文象带(带；榇粒状钠长石带(带；块状黴斜长石带(带；白云母带 (带；叶钠长石锂辉石带(带)；1.石英锂辉石带带、1白云母钠长石带(带)； 1钠长石锂 云母带(带);10.石英铯榴石带(带)：11.核部块状石英坛石带(带)；12.花岗岩带,三号脉走向310，倾向SW，倾角上部近90，下部为1025，即由上部
6、筒状的岩钟 体和下部缓倾斜矿脉两部分所组成。岩钟体出露地表长轴为250m,短轴为150m(图 11.2)，呈椭圆柱状;缓倾斜矿陚存在地下200500m处，走向长2000m，沿倾向延伸 1500m，厚2060m。根据不同的矿物组合及结构构造可将三号脉分为10个带(图 11.2)，这些带也是矿化带。从第I带到第VI带，占脉体总体积的94%，是铍、铌、钽和锂 矿体；而铷、铯矿化主要在第VII到X带，但锗量不大。,三、包裹体研究,包裹体研究捂在各带的原生矿物如绿柱石、石英、锂辉石和电气石以及自交代形成的矿物如石英和电气石中进行的。现详述如下。 本次对三号伟晶岩脉的包裹体研究进里要的成果是发现了代表从岩
7、浆到热液相分离过程的流体-熔融体包裹体，代表岩浆的硅酸盐熔融包裹体和各种成分的流体包裹体(表11.1和图11.3）。,表11.1 三号伟晶岩脉中的包裹体,(一）各类包裹体,1.硅酸盐熔融包裹体 硅酸盐熔融包裹体，也叫岩浆包裹体。在室温时，I带和III带中所见到的硅酸盐熔融包裹体可分为两种：第一种为部分去玻化的硅酸盐熔体包裹体(由玻璃质、结晶质和气泡组成)，仅见于I带文象带最边部的条带状石英叶l(图113B)，表叫这部分的冷却速度相对较大；第二种岩浆包裹体是由结晶质(钠长石、石英和绿柱石等)十气泡所组成(图113A和B)，见于绿柱石、长石和石英中。II带中的钠长石中未找到岩浆包裹体，可能是由于自
8、交代作用太强之故。,2.流体熔融包裹体流体熔融包裹体由两部分组成：硅酸盐熔融体和流体(图11.3C,D和F)。在本次研究中发现了两种流体熔融包裹体，其主要区别在于所含的流体成分不同。,图11.3三号脉中的熔融、流体一熔融和流体包裹体 A.在第I带石英中的岩浆包裹体，含有一些矿物晶体(可能是锤绿泥石、钠长石、铿的硼化合物等)和气相;B.在 第III带绿柱石中的岩浆包裹体，含有一些矿物晶体(可能为锉的硼化合物LipB4g ,绿泥石、石英艳榴石、细晶 、石)和一个气相;C.岩浆一流体包裹体，见于第III带的绿柱石中，含有50%体积的流体和一些晶体;D.岩浆一体 包裹体，见于第V带的锤辉石中，含有一些
9、晶体以及一个富含Dz的流体相;E.高盐度包裹体，见于第III带的绿 柱石中，具绿柱石的负晶形，含有好几个子矿物(大的包裹体中)和一个气泡;F.岩浆一流体包裹体，见于第V的 锉辉石中，含有石盐等其他子矿物，产于理辉石之生长带中;G.高盐度包裹体，见于第VI带的锉辉石中，含有石 盐等子矿物;H第x带中产于石英核中的液体，Cq和高盐度包裹体。图片中标尺为20n; Bel.绿柱石;柳.锤辉石:你.石英;c.硅酸盐晶体;v.气相;I.液体;h.石盐,第一种流体熔融包裹体的成分以含C02为主(少量H20)，C02流体相位于包裹体的中间(图11.3D)。当将其冷却时，在一57.5一57.2之间见到相变，证明
10、是C02无疑(图11.3E)。第二种流体熔融包裹体的成分以NaCl-H20为主，但NaCl子矿物的含量有变化，有时无NaCl子矿物，还见到钠长石、石英、铯榴石和锂绿泥石等矿物产于流体熔融包裹体中。,3.流体包裹体在三号伟品岩的石英、电气石、绿柱石和锂辉石中发现了三种流体包裹体：(1)高盐度流体包裹体(图113E、G和H)。这种包裹体以含石盐和钾盐以及其他子矿物为特征，加热时这些子矿物大都消失。其含子矿物数有变化，从多个子矿物到只含一个NaCl。这种包裹体常见于绿柱石、锂辉石和电气石中。(2)C02包裹体。常见有两种，一种为纯C02包裹体(图11.3H)，另一种NaCl-H20包裹体，还见到一个
11、包裹体中既有C02相又有NaCl子矿物。这种包裹体见于石英、锂辉石中，少量见于绿柱石中。(3)液体包裹体(图11.3E)。室温下为二相，气液比为1025不等。,(二)显微测温结果,l.显微测温结果 用淬火法对熔融包裹体进行测定，用Leitz加热台和冷热台对流体熔融包裹体和流体包裹体进行测定，其结果见表11.2，从表中可知岩浆包裹体的均一温度为700850，其中产于绿柱石的岩浆包裹体的均一温度(700800)，要比产于石英的岩浆包裹体的均一温度(750850)稍低。 表11.2流体包裹体显微测温结果(),2.盐度流体包裹体的盐度有两种，一种是产于IV到VI带中的流体熔融包裹体和含子矿物 包裹体，
12、这类属于高盐度包裹体，而在带石英中的流体包裹体则盐度较低。对流体熔融包裹体和二类流体包裹体的盐度进行了测定，其结果为：流体熔融包裹体29，40wtNa(、132。OwtNaCl含子矿物流体包裹体28。5wtNaCl315wt：NaCl,液体包裹体4.9wtNaCl9.1wtNaCl。液体包裹体的盐度是从产于石英一长石核钉英中的包裹体中测得的。,(三)电子显微镜分析结果 最近我们还用电子显微镜对岩浆流体包裹体进行了分析，其结果见图1l。4，表明除了流体相外，在岩浆岩包裹体中的矿物的确足硅酸盐矿物。,图114二号伟晶岩中流体一熔融包裹体的电子显微镜照片 A.绿柱石(Bel)中岩浆包裹体电予硅微镜照
13、片，分析结果表明这种包裹体硅盐酸盐晶体为钠长石、石英、磷灰石、含铍的矿物，其余部分为流体帽；B.锂辉石(Spd)中岩浆包裹体电了硅微镜照片，含有石英、钾长石、钠长石、整矿物、锂绿泥石和Li2B4O7。Alb.钠长石；Ap磷灰钉；C.未知矿物；Kf钾K石；Qz石英；Li锂矿物,四、结果的解释和讨论,1.三号伟晶岩形成的物理化学条件 可可托海_三号伟晶岩脉分带十分明显，矿物结晶巨大，町以认为均是在封闭体系的岩浆分异作用中形成的，其成矿作用(锂、铍、铌、钽、铷和铯等稀有元素矿物一石英钠长石。云母组合)是在熔体中和熔体分异出流体过程中形成的。,图11.5是它们的相图，从矿物组合的稳定区即可得出其形成的
14、P-T条件。在自然界中,上述三种锂硅酸盐均是端元组分，其热力学性质可用LiAlSi04-Si的两元相图来说明。 在伟晶岩的情况下，石英(SiC泊是处于饱和状态的，因此的活度是固定或确定的，SiO2可看作不变量，这样锂铝硅酸盐的相图仅与P-T有关。 图11.5表明可可托海三号伟晶岩脉是在300850和1.0-3.5MPa的条件下形成 的，同时也说明了其结晶时的岩浆成分。,图11.5可可托海三号伟晶岩脉形成的物理化学条件 A.绿柱石和I到III带的形成P-T条件；B.结晶出原生的透锂长石，箭头表示伟晶岩冷却的趋势；C.透裡长石被锂辉石和石英所交代；D.形成原生的锤辉石和石英，相对于第V和VI带;E
15、.酸盐烙融体分出一个流体相,其中主要是H2O，含少量NaCl和CO2;F.硅酸盐熔融体继续分出流体相,并且流体相又发生相分离，分出个富含CO2流体，另一个是富含NaCl-CO2的相，相当于第VI带或带;G.部分锂辉石被锂霞石+石英或锂沸石、锂云母和石英所代替，进一 步分异到石英时,流体代替硅酸盐熔体；Bsp.锂辉石; Pet.透锂长石;A.Spd.锂辉石;Ecr.锂霞石,岩浆分出热液的证据从对三号伟晶岩脉的包裹体研究中，见到了岩浆包裹体、含H2O-NaCl的流体熔融包 裹体和含CO2的流体熔融包裹体，因此可以说岩浆是分出了热液。这种热液的成分是 ，但主要是场H2O。 新疆三号脉是在一个封闭体系
16、、岩浆结晶过程中形成的。铍的矿化主要是在岩浆阶 段，锂和铌、钽的矿化则在岩浆分异出热液的过程中发生，而中心的石英核则是在岩浆热 液中形成。,第二节斑岩铜钼矿床的流体包裹体研究,斑岩矿床是指产于斑岩及其围岩中的浸染状和网脉状矿床。这种矿床以铜矿为主， 还有钼矿和金矿。这些矿床有典型的矿化和蚀变分带。 一、矿化和饿变分带斑岩铜矿的始变矿化模式是由Lowell和Guibert基于对美国统他州、立互利桑那州的斑者铜矿的研究提出来的。其矿化主要有两种类理:中间为侵染状贫矿，然后是浸染状到网脉状主矿体，向外是黄铁矿苦，也含钢、银矿，再向外则为贫矿。斑岩铜矿的国岩蚀变类型主要包括青盘岩化、提化、绢英岩化和钾
17、化。,二、流体包裹体的特征,斑岩销矿的掩体包襄体绝大部分是次生包裹体，也有一些是原生包裹体。 在主矿化带和钾化带内，被捕获的包裹体有3种类型:第一种是含有中等盐度的液体包裹体(类型，第二种是气泡很大、盐度低、均一成气相的包裹体(类型），第三种是气泡较小、盐度很高、均一到液相的包裹体(类型)。,图11.6斑岩矿床流体包裹体的类型 (温度一盐度范围),主矿化带外的其他蚀变带以及叠加在钾化 带上的晚期蚀变矿物组合中的流体包裹体的特征明显不同，为盐度中等到低(2wt%NaCl-15wt%NaCl)、均一到液相的包裹体（类型I包裹体)，均一温度一般为250-400，没有与之共存的气体包裹体，这种流体包裹
18、体代表被岩体加热的循环地下水或者是岩浆与地下水之混合。,三、稳定同位素特征,斑岩铜矿的硫化物的34S主要介于-3+1之间，硫酸盐的34S主要介于+8-+15之间。利用硫化物-硫酸盐矿物对的硫同位素计箅的矿物形成温度一般为450650，与流体包裹体指示的流体温度基本一致,说明矿物与流体之间、氧化硫与还原硫之间的硫同位素基本达到平衡。 斑岩铜矿的氢、氧同位素特征具有一定的时空变化规律。,四、格拉斯伯格斑岩铜-金矿床的流体包裹体研究,格拉斯伯格(Graberg)斑岩铜-金矿床位于新几内亚岛，该岛的东部属巴布亚新几内亚，西部是印度尼西亚尼的Irian Jaya地区，格拉斯伯格铜-金矿床就产在这个岛的中
19、央山脉的印度尼西亚一侧。 格拉斯伯格铜金矿床于1988年经钻探发现，其铜的平均品位为1.1%、金为1.2810-6、银为3.2810-6、铜的金屑储量为21.510-6、金的金属储量为2246t,银的金属 储量为6000t总价值为89.2亿美元。就铜和金来说，它是目前世界上最大的铜-金斑岩矿床。,1.地质概况(1)石英二长斑岩格拉斯伯格铜-金热液成矿体系与斑状石英二长岩体有关，该复式岩体侵位于一个火 山机抅中，火山机构则由粗面安山岩、凝灰岩和角砾所组成，其围岩是第三纪沉积碳酸盐岩。 格拉斯伯格斑状二长复式岩体由三个岩相组成（图11.7）。,图11.7格拉斯伯格斑岩和成矿作用(据卢焕章，2000
20、 a.平面图；b.剖面囝；1.粗斑石英二长岩；2.细粒斑状石英二长岩；3.中粒斑状石英二长岩角轹；4.火山角砾：5.石英磁铁矿脉；6.铜高品位矿化带；7.网脉状矿体（网脉20%）,矿床地质特征格拉斯伯格矿床地质特征与一般斑岩铜矿的地质特征十分相似，矿化可以分为两种，一种是呈网脉状，另一种是浸染状。(3)围岩蚀变作用格拉斯伯格铜一金矿床围岩蚀变作用十分普遍，且与网脉状矿化几乎是同时进行的，类型主要有钾化、磁铁矿化、阳起石化和绢云母化等，钾化为最早期蚀变。,2.流体包裹体研究对21件样品(包括铜一金网脉带、钾化蚀变带和石英二长岩等)中的包裹体进行了研究，样品由美国得克萨斯大学的Kvle教授提供。(
21、1)包裹体的类型 本次研究一共发现四类包裹体，它们均产于石英中:1)液体包裹体。气液比为10%-45%，这种包裹体很少见。2)气体包裹体。这是常见的一类包裹体，气液比大于60%，有时可达99%，常成群沿愈合的裂隙分布，且常与含子矿物的包裹体共存，或者单独成行产出。,3)含子矿物包裹体。这是最常见的包裹体类型，气液比10%-45%，由气相、液相和子矿物所组成。常见子矿物为石盐、钾盐、赤铁矿、硬石膏、黄铜矿、磁铁矿、碳酸盐以及其他未知矿物(图11.8A和11.8C-E) 4)岩浆包裹体。见于石英斑晶中(图11.8B)，由于本次研究的样品取自矿区，样品均遭受蚀变，岩浆包裹体已脱玻化。 在石英网脉带中
22、，主要见到含子矿物和气体包裹体，由于斑岩的裂隙十分发育，这类包裹体大部分均沿愈合裂隙分布。,图11.8格拉斯伯格斑岩铜一金矿床中的包裹体 黄铜矿中石英内流体包裹体;B.气相包裹体和含子矿物包裹体共存;C.石英斑晶中熔融包裹体;D.含子矿物包裹体;E.石英中含子矿物包裹体;Qz.石英;Py.黄铁矿;Cu.黄铜矿;h.石盐;k.钾盐;hem.赤铁矿;Anh.硬石膏;L.液相;v.气相,(2)显微测温结果包裹体的测定是在USGS冷热台上进行的，其精确度为土10C，说明所测的数据精度是可靠的。本次一共测了439个包裹体，其结果列于图11.9和图11.10。,含子矿物包裹体和气体包裹体共存，并且其均一温
23、度非常接近，证明成矿流体是沸腾或是不混溶的，在盐类中主要是NaCI(图11.10和11.11)，次为KCI，所以该流体的体系应属于NaCI-KC1-H2O。对比其他同类矿床来说，钾的含量相对来说是很高的(图11.11)。,3.结论格拉斯伯格斑岩铜一金矿床与斑状的石英二长岩有关，矿体以网脉状和浸染状产出，最富的矿体产在含金黄铜矿石英脉中，主要的围岩蚀变作用是钾化和磁铁矿化，其次为绢云母化。流体包裹体的研究表明:包裹体类型主要是含子矿物包裹体和气体包裹体，其均一温度为434一700C，盐度为60wt%一78wt%左右，说明其为高温高盐度流体;含子矿物包裹体与气体包裹体共存，且均一温度相近，盐度相差
24、甚大，表明成矿流体经历了沸腾作用;黄铜矿、赤铁矿等子矿物的存在说明成矿流体中成矿金属含量很高。所以这个流体应是高温高盐度和高成矿金属含量的岩浆热液。,五、斑岩矿床的成矿模式讨论,Nash(1976)认为在斑岩矿床中有两种不同类型的包裹体，第一类高盐度高温(盐度30wt0,温度400C )，第二类中盐度中温(盐度lOwt%-25wt%,温度200-400C)。他认为前者代表原始的岩浆热液，后者代表了地下水与岩浆热液的混合，且以地下水为主。,1.成矿流体与成矿物质的来源(1)流体及硫的来源氢、氧同位素研究表明，斑岩型矿床的成矿流体可能既有岩一浆水也有雨水。产于斑岩成矿体系核部的钾化带内的黑云母的氢
25、、氧同位素组成相当稳定，并指示成矿流体主要为岩浆流体;(2)金属的来源与水和硫不同，斑岩型矿床主要成矿金属元素的来源没有直接的同位素证据，因此，金属元素的来源带有更大的推测性。总的来说，金属的来源可分为三大类:侵人体本身;侵人体围岩;侵人体源区。,2.成矿流体的运动与成矿物质的迁移尽管斑岩型矿床的矿体有很大一部分就产在斑岩体内，但是成矿物质不是就地沉淀，而是以成矿流体为载体经历了运移。,图11.12斑岩型矿床成矿流体运动模式示意图(据卢焕章，1997) 地下水对流模型;b.正岩浆模型;c，地下水与岩浆水混合模型,成矿物质的沉淀造成热液矿床成矿物质沉淀的因素很多，但可归结为4个主要(Skinne
26、r,1979) ,即温度降低、压力减小、水岩反应和流体混合。其共同特点是，通过改变成矿热液的物理化学条件(T,P,Eh,pH及成矿元素的浓度等)，使热液中成矿元素达到过饱和而产生矿质沉淀。温度降低是斑岩成矿体系矿质沉淀的重要因素，突出地表现在成矿分带性上，即近岩体为铜一钥矿化，远岩体为铅一锌矿化，这是因为不同成矿元素在热液中具有不同的饱和温度。,温度对斑岩型矿床矿化的影响的另一个方面，是表现为温度梯度对矿化强度的控制作用。压力降低对成矿物质的沉淀的影响要通过流体相分离来产生。大量的流体包裹体证据表明，流体相分离是造成包括斑岩型矿床在内的许多热液矿床矿质沉淀的重要机制。斑岩型矿床的一个普遍特征是
27、具有广泛而强烈的围岩蚀变。,如前所述，在斑岩型矿床成矿体系中，岩浆流体与地下水的混合是不可避免的(图11.12c)。稳定伺位素及流体包裹体资料表明，斑岩型矿床主矿化带的产出部位正是岩浆流体与地下水的交汇处，地下水的掺合可导致岩浆流体的温度下降、盐度降低、pH值升高，从而促进矿质沉淀。总之，斑岩型矿床的矿质沉淀机制很复杂，上述各种因素可能都起一定作用，但是温度降低的作用可能是最重要的(Barnes and McC,oy,1979 ; Barnes,1997 )。实际上，各种因素之间不是完全孤立的，例如，压力降低可导致流体相分离，而流体相分离可导致温度降低。,第三节 块状硫化物矿床包裹体研究,在过
28、去30多年的勘探中，无数的多金属硫化物矿床在各种地质背景的深海中被发现(图11.1.3)。 所有的现代海底热液矿床有一个共同之处:热液沿裂隙或断层带进行对流循环的热源和这种热流体与大量海水混合，导致金属硫化物和其他矿物在海底沉淀(图11.14)。,图11.13现代海底已知的热液活动和多金属硫化物矿床的分布图(据Scott, 1991资料) 图中黑的实心圆点代表了目前已知的海底热液活动和块状硫化物矿床分布地,图11.14块状硫化物矿床的形成模式示意图 (据Scott,1991资料),一. 蛇绿岩型火山成因硫化物矿床,蛇绿岩型(塞浦路斯型)块状硫化物矿床，含4%的铜和少量铅锌，产于变玄武质枕状熔岩
29、内，成为蛇绿岩组合的一部分，推测形成于海底扩张中脊。二.黑矿型火山成因硫化物矿床黑矿型矿床是另外一类主要的火山成因硫化物矿床，通常含锌约4%、铅约1%，此外，铜可达约2%，其产出与钙碱性火山岩伴生的海底英安岩一流纹岩弯丘有关，并推断它们形成于海底岛弧中。,表11.3日本部分黑矿的原生包裹体资料总结(据Urabe and Saro,1978),三、块状硫化物矿床中流体研究新进展,目前，国际上对块状硫化物矿床进行的包裹体研究中，除了继续获得各种典型矿化流体的温度、盐度值外，更加重视对块状硫化物矿床矿化过程的流体演化研究。这也是目前国际上对块状硫化物矿床流体包裹体研究的一个新的发展。,综合考虑流体包
30、裹体的研究结果，Zaw等(1996)认为，在Hellyer VHMSD型铜、铅、锌、银、金多金属硫化物矿床的主成矿期2B阶段，可能有部分岩浆流体加人到成矿热液之中。,倪培等近年来对江西永平块状硫化物铜矿床下盘脉状矿化体中的流体包裹体进行了研究，该铜矿矿体主要为层状、似层状矿体，与中石炭统叶家湾组地层整合产出。在层状-似层状矿体的下伏砂岩及震旦系周潭群混合岩中，发育了三期网脉状矿化。,图11.17 Heflyer VHMSD型多金属硫化物矿床下部三期矿化脉中包裹体流体的K+-Na+-Z+ 三角图(据Solomon and Zaw,1997),根据流体包裹体在室温下的相态和共生关系(Roedder
31、,1984)，可以将它们分为I,II,III类原生包裹体。 I类:富气相L+G两相水溶液包裹体，L主要是水溶液，G主要为水蒸气。 II类:L+G+S三相水溶液包裹体，L主要是水溶液，G主要为水蒸气，S主要成分为NaCI。 III类:富液相L+G两相水溶液包裹体，L主要是水溶液，G主要为水蒸气。分布最为广泛呈孤立状分布，在三期脉状矿体的石英和方解石中都很发育。 通过显微钡组温，揭示出该矿床流体演化具有.女口下的规律:第一期脉状矿化形成于较低的温度范围(集中于220-320C)，此后流体温度逐渐升高，形成了第二期脉状矿化(集中在240一400)，最后流体温度稍微阳氏形成了第三期脉状矿化(集中在27
32、0370C)(图11.18)。,永平铜矿在演化过程中流体的盐度也发生变化，形成第一期脉状矿化时流体盐度较高(6.4wt% NaCl-9.3wt%NaCI)，形成第二期脉状矿化时流体明显发生过沸腾作用,图11.20江西永平块状硫化物铜矿床下盘脉状矿化的流体包裹体温度一盐度分布图 a.第一期脉状矿化;b.第二期脉状矿化;c.第三期脉状矿化,与国外典型矿床的不同之处在于，永平铜矿的第二和三期脉状矿化的流体发生了流体的沸腾(图11.2)。 此外，倪培等还利用ICP-MS测定了永平铜矿脉状矿、块状矿中流体包裹体提取溶液的稀土元素，从矿体石英包裹体中流体的稀土配分曲线图(图11.21a)中可以看出，流体中
33、稀土含量较低，( EREE)N 10，轻稀土较为富集，Ce为微弱的负异常，E:则呈现正异常，由于流体是由样品中的石英直接爆裂而得，代表了原始成矿流体的基本特征。,侯增谦等(2003)研究了中国两个典型的火山岩成因(VMS)矿床甘肃白银厂和四川呷村铜矿，揭示了这类矿床形成过程中可能存在的不同端元流体的混合作用，如岩浆流体与海水的混合、海水与低温卤水的混合等。,图11.21江西永平块状硫化物铜矿床流体包裹体 及块状矿体稀土元素特征 a.流体包裹体稀土元素配分模式;b.块状矿体稀土元素配分模式,第四节 金矿床中的流体包裹体研究,本节主要对太古代绿岩带的金矿和卡林型金矿中的流体包裹体进行研究。一、太古
34、代绿岩带金矿中的流体包裹体太古代是金的主要产出时代之一。加拿大太古代地盾是世界上现存的较大的太古代地盾，该地盾产有丰富的金矿，已有许多文章探讨这类金矿的成因，归纳起来有岩浆热液说、变质麻粒岩化说和后生成因模式等。,金从成矿流体中沉淀出来的机理可能是: 两种流体(如岩浆热液与地下水、岩浆热液与地层水，岩浆热液与变质水等)的混合; 原始成矿流体的相分离; 流体与岩石的相互作用; 成矿流体物理化学条件的改变等。 本小节试图用流体包裹体和野外地质的方法来探讨太古代或与太古代有关的一些金矿的可能成矿机理。这些矿床主要选自加拿大的Superio:地质省，并对比了澳大利亚太古代金矿的包体研究结果。,1、加拿
35、大太古代金矿地质简述加拿大的Superior地质省可以分为几个亚省如Abitibi, Wawa, Pontia。等。在Abitibi，岩相可以分为火山一侵人岩(基性到超基性和长英质的次火山岩)、侵人岩、亚沉积岩(碎屑质和化学的沉积岩互层)和高级变质的片麻岩四种，这四种岩相的边界由断层或地层界线分开。这些岩石经过了区域变质，组成了绿岩带。在一些绿岩带中，火山旋回作用无论在大规模或小规模范围内均可见到。绿岩带中的火成岩，大部分是同生火山岩体，后来又被稍后形成的花岗质岩石和片麻岩切割分开。除了上述两种较老的火成岩外，在晚太古代，饱粗的或不饱和的长英质到基性的火成岩也侵人到绿岩带中。,图11.22加拿
36、大Suberior地质省中Abitibi绿岩带地质图(据卢焕章，1997),流体包裹体研究卢焕章(1990)对Abitibi绿岩带的一些金矿床(包括Norbeau, Sigma, TADD等)进行了包裹体研究，同时也与澳大利亚一些太古代金矿的包裹体资料进行对比，现将其主要特点归纳如下: 在这些金矿床中见到了CO2从包裹体、Hz0-CO2包裹体和富水包裹体(水溶液包裹体)，认为沉淀金矿流体的盐度不高(6wt% NaCI)，但含有一定量的CO2，其密度中等到高(0.7至小于1.Og/cm3)。 现将一些太古代金矿的包裹体资料列于表11.4。,表11.4太古代绿岩带一些金矿床中流体包裹体研究结果(据
37、卢焕章，1991),这三类包裹体有以下三种产状:(1)共存于同一裂隙中或一个晶体中。(2)各产于不同的裂隙中，有时裂隙相互交叉。(3)两种包裹体(CO2包裹体与水溶液包裹体、CO2包裹体与H2O-CO2包裹体、H2O-CO2包裹体与水溶液包裹体)共存于一个裂隙中或一个晶体中。在金矿还发现自然金与CO2包裹体和水溶液包裹体产生于一个裂隙中，这也证明了相分离的存在。 图11.23和11.24的样品均取自含金石英脉，但在蚀变岩型金矿床(TADD)中产在黄铁矿、绢云母、铁白云石或铁白云石、铬云母、绢云母和绿泥石蚀变组合中，金常含包裹体群的裂隙从这种蚀变岩中出来，进人早先结晶的石英中。,除了相分离和流体
38、与岩石的相互作用可导致金矿沉淀外，还有一点显然是十分重要的，那就是叽在成矿流体中的含量。图_11.26显示加拿大Hollinger-McIntyre金矿中含矿的矿石和无矿岩石中包裹体中CO2的分析结果。,困11.26 Hollinger-McIntyre金矿中含矿矿石和无矿岩石中 流体包裹体中z含量对比，其中X = COi摩尔数/“r有气体的摩尔数之和,二、卡林金矿中的流体包裹体研究,卡林(Carlin)金矿是一种微细粒型的矿床，因首先在美国内华达州的(:arlin发现故名卡林，后来在内华达州又陆续发现了十余处大中型矿床，并且又在邻近的犹他州发现。近年来在中国的贵州、广西和云南，特别是在这三个
39、省区交界处所谓的“金三角”地区发现了十余个大、中、小型卡林型金矿。本节介绍美国和中国的卡林型金矿流体包裹体和成矿模式。,（一）美国卡林型金矿床中的流体包裹体研究,美国的卡林型金矿主要产在内华达州，其次为犹他州(图11.27)，卡林型金矿产在新生代冒地斜的石灰岩以及在这种石灰岩地层之上覆盖的由冒地斜形成的硅质碎屑岩中。 Hofstra和Cline (2000),Groff等(2002)总结了卡林金矿的流体包裹体资料，他们发现主要有以下三种类型的流体包裹体: 纯液体包裹体(一相); 二相富液体包裹体; 二相富气体包裹体。,图11.27美国内华达州和犹他州卡林型金矿分布图据Call and Clin
40、e. 2001),表11.5美国卡林型金矿流体包裹体资料(据Hofstra and Cline,2000),用四极质谱测定流体包裹体中的CH4,CO2、H2S表明，CH4和H2S在卡林型金矿中的含金量是小于CO2的。但在主要成矿期的CH4/CO2要比第二成矿期的来得高，而H2S/CO2则在第一阶段较高(图11.28)。,图11.28 Betze卡林型金矿的重晶石、雄黄、方解石巾原生包裹体的均一温度与盐度的关系 (据Groff et al . , 2002 ),（二）我国卡林型金矿中流体包裹体研究,中国卡林型金矿主要分布于扬子地块的西南，主要集中分布在黔西南、滇东南和桂西北的交界地区。周边被北东
41、向弥勒一师宗，北西向水城一紫云一巴马以及文山一富宁弧形深(大)断裂带所限，大体呈三角形(图11.30)。目前已发现烂泥沟、紫木幽、戈塘、高戈、金牙等大型卡林型金矿6处，中小型矿床(点)200余处(杨科佑等，1994)，已成为我国重要的金矿类型。中国卡林型金矿主要分布在克拉通边缘较脆弱区，与侵人岩无直接关系，以含碳质细碎屑岩为容矿岩石，多产于断裂破碎带中。金矿围岩蚀变表现为典型的低温热液蚀变，主要有硅化、黄铁矿化、毒砂化和伊利石化等，其主要的特征见表11.60。,图，1.29卡林巍漪勘重晶石、雄黄、方解石等矿物中原生包裹床药晕温度和盐度直方图(据Groff et al. , 2002),图11.
42、30扬子地块西南缘卡林型金矿床(点)的分布(据苏文超资料) a.三叠系;b.古生界;c.元古宙一震旦系;d.燕山晚期花岗斑岩;e.燕山晚期石英斑岩;i.燕山晚期偏碱性超基性岩;B.断裂;h.金矿(床)点;1.烂泥沟;2.岔河;3.紫木幽;4.戈塘;S.(他;6.泥堡;7雄武;8.鲁布格;9.板其;10.高龙;11.八渡;12.革挡;13.马雄;14.隆或;15.纳哥;16.乐康;17.浪全;18百地;19.金牙;20.布林,为进行卡林矿床的流体包裹体研究，首先要对卡林型金矿的成矿阶段进行研究，结 合杨科佑等（1994）和苏文超的研究,可以把中国的卡林型金矿划分为三个成矿期：沉 积和交代沆积期、
43、主要成矿期和表生氧化期。流体包裹体研究集中在成矿期,在这个成 矿期中可分为三个成矿阶段：黄铁矿石英阶段、石英-毒砂-黄铁矿阶段和石英-辉锑矿- 雄黄-碳酸盐阶段。以下叙述的流体包裹体研究主要基于这三个期（三个阶段）的矿物 中的包裹体。,1.包裹体类型 在石英、方解石、雄黄中的包裹体主要有：纯液体包裹体(I型)；二相液体包裹体 (II)型；H2O-CO2包裹体（III）型。另外还有气体包裹体，有时见油气包裹体、二相液体包裹体和场包裹体和H2O-CO2共存，表明原始流体经历了相分离。 2. 流体包裹体的均一溫度、盐度和成分 对我国卡林型金矿中的流体包裹体很多人做过研究，苏文超研究了丫他、烂泥沟、
44、纳哥、革档和八渡等卡林型矿床的流体包裹体，得出的温度、盐度和密度见表11.7和11.8。,苏文超用激光拉曼光谱分析了烂泥沟、丫他和八渡金矿中H2O-CO2单个包裹体气 相成分（表11.9），发现在单个H2O-CO2包裹体中，除H2O之外，主要是H2O-CO2和CO2。 在他分析的28个数据中：CO2平均为93.9mol，其次为N2,其平均值为5.3mol%，两者占99.2mol%，CO2的含量很少,大部分包裹体中未检出。卡林型金矿石英中的流体包裹 体微量元素含量分析结果显示不同成矿阶段的流体中含有较高的钴、镍、铜、铅、锌、铂等成矿元素，反映了基性火山岩物质或黑色岩系可能是卡林型金矿的物质来源。
45、,Zhang等(1996)曾报道用傅里叶红外光谱(FTIR)研究部分卡林型金矿单个流体包裹体的成分，发现存在-CO2基团,暗示包裹体中可能含有有机质,这与激光拉曼光谱得 出的流体包裹体中存在CO2和CO2相吻合。由于二相的液体包裹体与CO2包裹体(有时为纯的CO2包裹体共存，可以用它来估算包裹体的压力(图1I.31，表明我国卡林型矿床的形成压力在118一194MPa之间。,图11.31凡OCq体系的P-T图解(据Roedder,1984 )黑色区域为革挡和八渡，斜线区域为烂泥沟和丫他,流体包裹体岩相学研究表明，不同赋矿层位(D、P、T）卡林型的流体包裹体类型没有明显差别，主要为G十L相和富相包
46、裹体，前者主要为CO2体系，后者主要为相包裹体，尤以相包裹体为最多，并与G十L相包裹体共存，反映了卡林型金矿的成矿作用经历了流体不混溶的过程(沸腾作用)。大量流体包裹体显微测温学研究表明，不同赋矿层位仁林型金矿的均一温度()、形成压力略有不同。以烂泥沟和丫他为代表，产于三叠系地层中的金矿床的均一温度和形成压力相对较低，分别为200-220C 、118-150MPa；而赋存于泥盆系地层中的革挡、八渡金矿床则相对较高，分别为230-240C 、118-200MPa。但成矿流体的盐度没有明显差异，主要在3.5 wt 96 NaCl一6.5wt% NaCI范围内变化。,3.流体包裹体的稳定同位素和包裹
47、体年代学流体包裹体和的测定结果如图11.32，从图中可知成矿流体主要为大气降水或与大气降水有关的盆地流体。 苏文超根据烂泥沟金矿石英流体包裹体和方解石中单矿物中R6-Sr同位素组成确定了其成矿年龄，分析结果见表11.14和图11.33。,地层为三叠系(约230Ma），所以成矿作用是在三叠纪之后的燕山运动中形成的，该年龄值与张峰等用石英裂变径迹法测定该矿一床获得的年龄值(82-83M。)相吻合。因此，认卡林型金矿大规模成矿作用发生在燕山晚期，对应于燕山晚期(85-102Ma)该区超基性岩浆侵位、地壳伸展的大陆动力学背景。,图11.32矿物包裹体水的sD和sl8o关系图 1.金牙金矿黄铁矿;2.金
48、牙金矿石英;3.金牙金矿方解石;4.高龙金矿黄铁矿;5.高龙金矿石英,石英和方解石中包裹体水的氢、氧同位素虽然与主矿物之间有同位素交换,但它们多少也能反映一些成矿热液的性质。在图11.32中，石英包裹体中水的氢、氧同位素值投影点呈比较集中的面状分布；而方解石中水的氢、氧同位素值投影点呈线型展布。,表11.10烂泥沟金矿石英流体包裹体和方解石单矿物中Rb.S同位素组成(据苏文超资料),同生水常与围岩发生同位素交换，因而它们的氢、氧同位素组成发生变化，sD值的变化亦可能是由同生水与围岩的碳氢化合物、硫化氢或含水矿物(石膏、勃土等)之间的同位素交换引起的，也可能是雨水与真正的同生水或其他来源水的混合
49、引起的。,图11.33烂泥沟金矿石英流体包裹体和 方解石的RtrSr等时线年龄,第五节 华南钨矿中的流体包裹体研究,钨矿床，特别是华南钨矿中流体包裹体研究的文献很多，如卢焕章(1986),常海亮(1985)、常海亮和黄惠兰(2002)及Lu等(2003)，读者可参阅上述文献。 我国的钨矿有很多类型，如热液石英脉型(如西华山)、夕卡岩型(如柿竹园)、斑岩型(如阳储岭)和云英岩型等。本节综述各类钨矿中流体包裹体的主要特征，然后以柿竹园为例加以详细说明。,燕山晚期盆地的伸展或基底断裂的复活，可能导致超压流体囊的破坏，成矿流体沿不整合面、古溶蚀面和高角度断裂上升，分另l形成革挡式(不整合面型)、戈塘式
50、(古溶蚀面型)以及烂泥沟和丫他式(高角度断裂型)的卡林型金矿床。因此，卡林型金矿的大规模成矿作用，可能是“超压流体一矿源岩一盆地仲展”祸合的结果(图11.34)。,图11.34扬子地块西南缘卡林型金矿成矿理想模式图,一、华南热液石英脉钨矿中流体包裹体,在热液石英脉的石英、绿柱石、黄玉和黑钨矿中分布着四类包裹体:两柑的液体包裹体(1类)；两相的气相包裹体(II类)；含子矿物(主要为石盐)包裹体(III类)；味C-CC包裹体(IV类)，但以I类包裹体为主，III类包裹体常见于绿柱石和黄玉中。常海亮和黄惠兰(2002)在西华山黑钨矿石英脉的绿柱石中还发现了熔体包裹体。华南不同类型钨矿的流体包裹体的研究结果见表17.11，对于热液石英脉的氢氧同位素见表11.12，表明成矿流体主要来自岩浆源或与岩浆相平衡的热液流体。,
