矿物包裹体 PPT课件

矿物包裹体

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概　述

随着现代高新科学技术的引进。地质科学近几十年来取得了很多重要成果，发生了深刻的变化。

流体包裹体研究也不例外、其研究范围空前扩大。

目前不仅可以对包裹体群体进行分析测试，而且可以对单个包裹体进行系统研究和测定，并取得高精度数据才可以对包裹体所给出的资料进行各种数学处理和物理化学的理论解释，为认识复杂的地质作用提供极为重要的定性和定量证据。

 

中国是世界上最早认识流体包裹体的国家之一。

我们的祖先很早就发现了矿物晶体中存在的包裹体，并且利用水晶玛瑙中的流体包裹体加工雕刻成各种精美的工艺品。

北宋著名科学家沈括（1031—1095）在《梦溪笔谈》中曾对水晶中的包裹体进行了如下描述：“士人宋述家有一珠，大如鸡卵，微绀色，莹彻如水。手持之映空而观，则末底一点凝翠，其上色渐浅；若回转，则翠处常在下，不知何物，或谓之‘滴翠珠’。

19世纪初期，国外博物馆工作人员对标本中大的可见流体包裹体表现出了极大的兴趣。1822年H.Davy和D.Brewter（1823）等对发现的包裹体进行了初步分析测试，测定了捕获流体的折射率。

 

英国学者H.C.Sorby（1858）出版了一本名著《晶体的显微结构和矿物、岩石的成因》。当时，H.C.Sorby观察到石英、水晶、黄玉和绿柱石中的包裹体，并且提出，包裹体中出现的小气泡，是冷却到室温过程中流体和主矿物之间差异性收缩所致，据此提出了包裹体温度计原理。

但由于当时工业发展的限制以及普遍存在的某些模糊认识，在半个多世纪的时期内，流体包裹体的研究处于停滞状态。

 

 

20世纪中期，特别是第二次世界大战以后，苏联学者H.П.Ермаков（1950）发表了《成矿溶液的研究》一书，他第一次系统地、详细地阐述了流体包裹体研究的理论基础、测温的原理和方法以及流体包裹体在地质上的应用。

加拿大多伦多大学的F.G.Smith和H.S.Scott在1948年设计制造了包裹体热爆裂仪，使不透明矿物的温度测定成为可能。以上进展推动了矿物中流体包裹体的研究工作。

60年代后期，H.П.Ермаков、G.Deich、E.Rodder等人创建了“成矿流体包裹体委员会（COFFL）”并在国际地质大会期间发起成立了流体包裹体的特别会议，从此流体包裹体研究在全世界广泛范围内普遍兴起。 

 

70年代以后，流体包裹体研究蓬勃发展，趋于完善，流体包裹体研究现已成为地球科学中的一个重要分支。

流体包裹体研究领域大拓宽，方法、手段更趋完善，理论上也取得了很大的进展，主要表现在以下几个方面：

（1）流体包裹体研究已进入到岩石学的各个领域，形成了包裹体岩石学方向。

对陨石、地幔岩、沉积岩、火成岩和变质岩中包裹体的系统研究，是当前岩石学的重要研究课题；

 

（2）包裹体研究解决了不少矿床学研究的一些重要问题，提出了许多成矿模式。

特别是近年来开展的单个包裹体的成分测定、包裹体中稳定同位素测定和同位素年龄测定，使我们可以通过流体包裹体研究探讨矿床成因、成矿条件、沉淀机制、成矿物质来源、成矿时代、流体演化以及水-岩交换等问题。

 

 

 

  （3）现代分析测试方法和技术的引进，使流体包裹体研究更为精确。

例如，中子活化、透射电镜、离子和电子探针、离子色谱、质谱、激光拉曼光谱、激光束与其它仪器的联合以及电子计算机等的应用，大大拓宽了包裹体的研究领域。特别是目前单个包裹体成分的测定使包裹体研究取得长足进步，提高了包裹体研究的精确性。

  （4）流体包裹体的理论研究亦取得了新的进展。例如对溶液不混溶性的认识、不混溶包裹体的鉴别以及不混溶性与成矿关系的研究等丰富了成矿理论。同时也为岩浆到溶液的演化提供了新的佐证。

  

 

（5）利用流体包裹体资料进行找矿和矿体深部预测。

   在我国，流体包裹体研究始于60年代，先后在中国科学院、冶金部、地矿部和教委等科研院所、高等院校展开。1977年召开了全国第一届矿物中流体包裹体和成岩成矿学术会议。

随后全国很多单位相继建立了实验室。并对各种矿床进行了流体包裹体研究，取得了大量成果。

 2003年又在南京召开了全国包裹体研究会议。

 

目前很多单位建立了包裹体测温、成分分析和同位素测定等一系列实验室。同时全国范围内出版发行了一批有关流体包裹体的著作和译著，推动了我国流体包裹体研究的深入开展。

目前，我国流体包裹体研究工作与国际先进水平仍有一定差距，特别是对单个包裹体的测试技术，尚未广泛进行。对包裹体形成机制、基本理论、变质岩及沉积岩中流体包裹体的研究、包裹体年代学研究等方面也存在一定距离。

我们应立足本职，瞄准前沿，努力赶上世界先进水平。

 

 一、 流体及流体包裹体

（ 一）、流体（相）的重要性及作用

    在地质作用过程中，流体相所起的作用或它们所扮演的角色是近年来地球科学研究的一个重要课题（Fyfe，1979）。现在人们已普遍认识到，虽然流体在地壳中所占比例不大，但是它对岩石的组成及其特性有着极为重要的影响。流体相是地壳岩石中经常性的组分，在大陆8～10km的深度范围内，地下水的总量平均为岩石重量的3％～5％。

    地表水易于取样，也便于研究，地壳深部和上地幔存在的流体，仅在现代火山地热区以及某些探查和研究的深孔中方可获得。

流体包裹体分析研究是认识古代地壳流体、下地壳和上地幔深源流体，最直接、最方便的办法。

    

 

流体相在各种地质作用中起十分重要的作用

流体相通常被称为“岩石中的挥发组分”，它们是岩石中最活跃、最积极的一部分，它们在各种地质作用中起着十分重要的作用。

1、成岩作用

    　沉积成岩作用是在大气条件下的各种水体中发生的，流体相是溶剂，又是搬运和沉淀的介质。沉积物质在流体的参与下，发生物理的和化学的分异作用，从而形成各种不同的沉积岩和沉积矿产。

例如在流体动力作用下，随着动能由强到弱的变化，沉积碎屑物质产生由重到轻、由粗到细的变化。溶液也由于PH、Eh、T、p和组分变化而发生化学分异，由盆地边缘到盆地中心形成氧化物—碳酸盐—硫酸盐和硫化物等序列沉积。

另外一方面，在沉积成岩过程中，由于压实和深埋，使得温度、压力发生变化，流体和固体物质相互作用产生交代置换、重结晶、次生加大甚至形成新矿物。 

 

岩浆熔融体本身就是一种高温、高粘度的复杂流体相。岩浆结晶分异过程，就是这种高温。高压、高粘度流体在不同环境下的物理化学演化过程。

    变质作用与流体的参与有着极其密切的关系。变质作用可以是固相到固相的直接转变，也可以是固相十流体相—固相的变化。研究表明，大量的变质作用是在有流体相的参加下进行的。变质作用过程中可以使矿物和岩石释放出其中所含的大量流体，如层间水、裂隙水、晶间水和结晶水。粘土矿物含水8.5%，变质形成页岩后，含水5％，继续变化形成片岩类岩石则含水仅2％。经计算，1km3粘土岩变成长石类岩石，可释放出几千万吨至1亿吨的水。

    综上所述，在各种成岩作用中流体的参与是必然的，也是十分重要的，没有它们的加入，不能形成如此复杂壮观的地质现象。 

 

2、构造活动

    在构造活动中，是否存在流体相的作用？回答是肯定的。这已为大量地质现象和实验资料所证实。在构造应力作用下，岩石、矿物不仅发生各种物理变化，即构造变形，而且会发生各种化学变化和物质交换。例如构造应力作用下的压溶作用、矿物岩石的变质脱水作用（或脱挥发分作用）、都会释放出流体。构造作用在流体相的参加下产生了物质的活化迁移和重新分配。 

 

 

3、成矿作用

   几乎所有矿床的形成都与流体相的作用有密切关系。各种热水溶液和硅酸盐熔融体，它们既是成矿介质又是溶剂，溶解、搬运各种组分，最终在合适的环境和条件下沉淀聚集形成矿床。近年来的研究证明，在地表以下8～10km范围内，地下水总量平均占岩石重量的3％～5％．绝大多数金属矿床是在此深度范围内形成的，因而至少部分地下水不可避免地参与了金属矿床的成矿作用。

    从上述简要阐述中不难看出，一切地质事件，如果没有流体相的参加，是难以想象的，流体与地质事件有着十分密切的关系。流体包裹体正是地壳中曾经发生的地质热事件的代表，是古代流体的样品。 

 

 （二）、 流体包裹体

    自19世纪中期Sorby等人在石英、黄玉等矿物中发现包裹体并提出包裹体形成的基本理论以来，人们对它进行了深入细致的研究。矿物中流体包裹体有了较全面而科学的定义。由于它们保存完好，成为今天人们研究和探索天体演化、构造变动和成岩成矿等作用的重要线索。

1、矿物中流体包裹体的概念

    广义地说，矿物中的包裹体是指矿物中所包含的各种物质。

1）、矿物中的流体包裹体：特指的是那些被矿物捕获时呈流体相而不是固体相的那部分物质。

 

流体包裹体是成岩成矿溶液（硅酸盐熔融体）在矿物结晶生长过程中，被捕获在矿物晶体缺陷、空穴、晶格空位、位错及微裂隙之中，而且至今尚在主矿物中完好封存并与主矿物有着相界限的独立封闭体系。在室温下，流体包裹体由一相、二相甚至多相物质组成。

2）、主矿物

是在成岩成矿介质中结晶生长并捕获了流体形成包裹体的矿物，即含有包裹体的矿物。

成岩成矿溶液：指的是正在晶出主矿物和浸泡已晶出的主矿物的溶液介质，如液体、气体或硅酸盐熔融体，因此流体包裹体几乎是和主矿物同时并由相同物质形成的。

流体包裹体不包括介质中的碎屑物质，如已晶出的矿物晶体、晶屑或岩屑等物质。 

 

 流体包裹体与主矿物之间的相界限，就是指目前看到的包裹体的外形轮廓线。在此轮廓线中包含的是波相、气相、有时尚有固相的物质，它们与主矿物明显不同。

    流体包裹体是在主矿物结晶生长过程中被捕获在晶体缺陷之中的，流体充填或滞留在晶体缺陷中以后，又立即为继续生长的主矿物所封闭，因此包裹体基本上不受外来物质的影响，也基本上没有物质泄漏出来，体积基本不变，因此流体包裹体是原始成岩。成矿溶液或岩浆熔融体的代表。

 

2、包裹体研究的基本原理

    流体包裹体地质学是建立在流体物理化学、流体热动力学、结晶学和矿物学等基础理论之上的一门学科。

包裹体研究假设：是下述三个基本理论基础

（1）包裹体形成时，被捕获的流体是均匀体系，也就是说，主矿物是在均匀体系中生长;

（2）充填（滞留）在晶体缺陷中的流体为主矿物封闭，形成独立的封闭体系，没有外来物质的加入和内部物质的逸出。

 （3）包裹体形成后，体积基本恒定不变，保持等容体系的特点，因而可以利用各种与之有关的物理化学相图。 

 

 一般认为，只有符合上述基本假设，包裹体研究和测试的结果才是有效和可靠的。

实际工作时判断它们是否符合上述三个基本理论假设，是一个十分复杂的问题。

我们经常利用流体包裹体中物相种类和相比例来判别原始流体是否为均匀体系：

对于气液相包裹体来说，在一组同时形成或成因相同的包裹体中，它们的物相和相比例是相同或相近的，据此，可以认为它们是从原始均匀的流体中形成的。

但是硅酸盐熔融包裹体有一定特殊性，即使是从均匀体系中捕获的一组包裹体，其物相种类和相比例也可以不同。

解释包裹体测温资料的前提：

区分包裹体是从均匀流体还是从非均匀流体中捕获的。

 

对于从非均匀流体中捕获的包裹体的特征、地质意义将在后面介绍。 

关于包裹体形成后是否有物质的加入和渗漏问题，E.Roedder认为，除了遭受过破裂和变形的岩石以外，渗漏情况不多见，这在很大程度上取决于包裹体形成后其周围有无微裂隙存在。在变质岩，由于自然爆裂。包裹体所含流体可以全部或部分漏失；

流体进入周围微裂隙，形成卫星状次生包裹体群。大包裹体通过“卡脖子”（颈状收缩）形成几个小包裹体是包裹体形成后物质发生改变或相比例发生变化的一种特殊情况。

对发生过“卡脖子”现象的包裹体，所测均一温度一般没有意义，因为一个大包裹体由于“卡脖子”而分裂成几个大小不同的小包裹体时，相比例是不相同的，因而测出的均一温度也就各不相同。

    

 

总之，随着包裹体研究工作的深入开展，流体包裹体形成的基本理论亦将不断发展，定能深化和充实对成岩成矿作用的认识。

3、包裹体存在的必然性和普遍性

    从上述流体包裹体定义可知，流体包裹体在矿物晶体中出现是必然的、普遍的，因为世界上完美无缺的晶体是不存在的。已有资料表明，不论矿物的颗粒大小、种类、透明或不透明，也不论矿物是天然的还是人工合成的，它们当中都有流体包裹体存在。近代科学研究还证实，不仅在地球上所有矿物中存在包裹体，而且在其他星球的各种矿物中也发现了包裹体。

 

大于几毫米的包裹体，肉眼就能辨别。但大多数包裹体小于0.1mm，只能借助适当的光学显微镜才能清楚地观察到它们。显微镜下能看到的包裹体，一般介于几微米到几十微米，小于1微米的包裹体在矿物中也是经常存在的。在单个晶体中。流体包裹体的总数可以达到晶体总体积的0.l％。据估计，在乳白色的石英中，包裹体可以高达109个/cm3。

自然界中，最常见含流体包裹体的矿物有：石英、萤石、石盐、方解石、磷灰石、白云母、闪锌矿、重晶石、黄玉、锡石。

长石类矿物中流体包裹体既小且少，一般不适合于进行研究。但在快速冷却的火山岩中，长石晶体可出现良好的硅酸盐熔融包裹体。

 

4、包裹体的形成机理

流体包裹体的形成机理，就是晶体生长（或矿物重结晶）过程中缺陷形成、流体贯入和晶体继续生长封闭的全过程。 

在任何种类的流体介质中，矿物结晶生长或重结晶时，由于矿物晶体的不规则生长。必然会产生各种晶体缺陷，少量介质流体贯入这些缺陷之中。并被封存形成流体包裹体。

世界上完美无缺的理想晶体在自然界未曾见到，即使在最严格的实验条件下，也不可能产生。

任何一种干扰完整晶体生长的作用，都可造成晶体缺陷的产生，从而导致包裹体的形成。

 

 正确确认流体包裹体的成因和形成机制，是有效地解释包裹体压力、温度、体积、组分资料的关键。

近年来研究资料表明，并非所有的包裹体都是在均匀流体中形成的。

在某些情况下，包裹体是在两个或更多流体相的不均匀体系中形成的。

正常包裹体：从均匀流体中形成的包裹体

异常包裹体:从不均匀体系形成的包裹体

这两类包裹体的区分，对解释地质现象有着重要作用。 

 

（三）、晶体生长与流体捕获

    流体包裹体是在矿物生长过程中捕获成矿介质而形成的。要了解包裹体在矿物中形成的机理，首先要了解晶体在介质中生长的过程和晶体中各种缺陷形成的原因。

1、矿物生长介质

    绝大多数矿物是从熔浆或各种热水热液中结晶而成的，因此熔浆和热水溶液是大多数矿物生长的介质（或母液）。

  熔浆也是一种热流体。但它组成复杂，温度高，粘度大。熔浆主要是由各种硅酸盐、挥发组分和重金属组分等所组成。粘度大是熔浆与一般热流体的重要区别特征之一。

 

岩浆的粘度与成分、温度、压力和挥发组分的含量关系密切。一般情况下SiO2含量越高，粘稠度越大，所以基性岩浆粘度较小，酸性岩浆粘度最大，流速最慢。挥发组分的含量越高，熔浆的粘度就越小。

    流体是气体和液体的总称。液体多数情况下不是纯水。而是含有多种溶质的盐水溶液。

 

 

2、晶体的理想生长过程

    矿物晶体在上述不同介质中晶出的过程，就是物质从气相、液相和硅酸盐熔融体相转变为结晶的固体相的过程，实质上也就是质点从不规则到规则排列的过程。

在此过程中，质点的堆砌方式是遵循着一定规律的。

    理想的情况下。成矿溶液或岩浆硅酸盐熔融体由于温度下降达到过饱和时，介质的质点按一定规律聚合成微小晶核或晶芽，形成结晶中心，然后长成晶体。 

 

 

 

3、晶体缺陷

晶体生长不仅与成岩成矿溶液本身的物理化学体系及相互间的复杂作用有关，而且与外界的温度、压力和应力等关系也十分密切。晶体生长往往是在封闭或相对封闭体系中进行的，生长的时间长短很不一致，有时可长达116-106a。晶体生长后仍然会经受许多物理化字作用在整个地质作用过程中，晶体生长往往偏离理想条件而受客观环境的影响，使晶体结构局部范围内产生某种形式的缺陷。这些晶体缺陷按空间上延伸的状况可以分为：

    （l）点缺陷：晶格空位、间隙原子、杂质原子等；

    （2）线缺陷；位错；

    （3）体缺陷；空洞、裂隙等。

 

 

晶体生长过程中的上述多种缺陷与包裹体的形成密切相关，特别是体缺陷，它们是捕获成岩成矿介质最主要的空间。点状、线状缺陷在晶体生长过程中亦可溶解、扩展、浸蚀，从而形成体缺陷。

4、晶体缺陷产生的原因

    矿物结晶时的物理化学条件千差万别，因此导致形成晶体缺陷的影响因素也是多种多样。

下面简述几种主要影响晶体生长的因素。

1）、介质浓度

  各种矿物都是在一定的温度、压力和浓度的成岩成矿溶液中生长的。在生长过程中各种物理化学参数不断变化并相互制约。温度下降，可使介质的浓度发生变化，溶液过饱和度增加。

 

在通常情况下，溶液过饱和度的增加会促使晶体生长速度加快，产生带有凹入角的枝蔓状形式生长。

晶体生长研究亦已证明，在溶液中，甚至某些非常次要的组分浓度，也能极大地影响晶体生长的完美性。

2）、晶体各部位生长的不平衡

    晶体生长时，介质对生长面的补给不论是通过流体的质量流动，还是通过流体的扩散作用，在晶体的横切面不同部位，都会存在溶液浓度的差异（梯度）。一般在晶棱和用角顶部分容易得到溶质的供给，则溶质供应相对不足，处于“饥饿状态”。正如Wilkins（1979）指出的那样，在稳定的生长条件下，晶体角顶的过饱和度最大，晶面中心最小。因此两者生长速度不一致，导致晶棱、角顶形成较大的凹坑，成为捕获成矿溶液（或成岩溶融体）最有利的空间（见下图-g）。 

 

 

3）、晶体的不规则生长

      正在生长的晶体上裂隙的形成，往往导致晶体以后的不规则生长，并且在裂隙上形成新的缺陷，捕获流体而形成包裹体（见上图－C）。

大多数晶体在生长过程中产生大量不规则结构，如镶嵌结构、螺旋位错以及晶簇中各个晶体的随机取向等，这些结构在晶体生长过程中形成各种形态的空隙，它们是形成包裹体的重要原因。

      显微镜鉴定表明，流体包裹体．经常在两个相邻的大的螺旋形之间或螺旋形中心被捕获（上图－b），例如绿柱石晶体中常见的细长管状近于平行c轴的包裹体（见图版I-1？）

 

就是这种原因形成的。如果一些螺旋生长比其他螺旋形生长速度快，则晶体表面．就会变得粗糙，形成许多凹入角，随后的生长覆盖了这些凹入角，可以形成负晶形空腔（常见的负晶形包裹体）。

4）、晶体生长间断

    晶体的生长过程是长期的，有时可能是多阶段的。生长条件的某种暂时中断和变化，亦可导致形成晶体缺陷。例如早期形成的晶体。由于间歇再生长，致使晶面被溶解、浸蚀形成蚀坑，成岩成矿溶液可再度充填，在一些较深的凹陷坑中可捕获流体，形成沿晶面分布的流体包裹体（上图－d）。 

 

5）、固相物质及杂质的影响

    固体物质或杂质附着在正在晶出的晶体上，是形成晶体缺陷的原因之一（上图－h）。由于固体物质的存在，阻碍了成矿溶液的流动，成矿流体绕过固体物呈流线式运动，固体物后方溶液流速减慢，流动不平衡，形成缺陷并贮藏成矿溶液。

6）、温度压力条件的影响

    温度压力等物理化学条件的改变，也是造成晶体缺陷和空穴的重要原因之一。温度压力的变化将引起溶液的溶解度、浓度、饱和度以及结晶速度等发生一系列变化，从而造成晶体的不规则生长和缺陷的形成，导致产生大量的包裹体（上图－i，f）。  

 

（四）、流体捕获后的变化

流体进入晶体缺陷，形成包裹体后，就会产生各种变化，有时甚至识别不出它的原始特征．

下面主要讨论流体捕获后发生在包裹体中的各种物理和化学的变化，以及这些变化在包裹体研究中的意义。

1、相变

大多数包裹体形成后都会发生变化，与捕获时有明显的差异。

少量流体被封闭在主矿物的空腔中以后，包裹体的相组合和物理性状就可能发生变化，其中相组合的变化，称为相变。

在高温下捕获的均匀流体。由于温度（压力）的下降将发生相变。

 

研究相变可以为我们提供晶体生长时介质溶液的压力、温度、组分等数据。

研究相变的途径：在实验室条件下、通过反向重演（即逆向变化），可以给出原始捕获时的压力、温度、组分条件。

注意：

由于某些物理变化在实验室条件下不能恢复，成为不可逆变化，因此研究这种包裹体需特别细心，它们在很大程度上影响了所得压力、温度、组分数据的可靠性。

 

子相、子晶或子矿物：在室温下在包裹体中所有出现的新相的统称，如新相是结晶质的，则称为子晶（或子矿物）。

因为通常最初捕获的是单一的均匀相流体，随着温度，压力等条件的变化，往往成为多相的包裹体。

1）包裹体壁上的结晶作用

    包裹体壁上的结晶作用常由于看不见而被忽视，但这却是普遍存在的“子相”形式。

透射电镜研究证实，包裹体腔壁并不平坦光滑，其上附着了许多矿物微粒。

这是因为大多数固体物质的溶解度随温度的升高而增加，因此，在高温下捕获的流体包裹体，由于温度下降，溶解度降低，从而使其中的某些组分浓度增加。

 

首先是那些和主矿物成分相同的组分逐渐富集达到过饱和，并以包裹体腔壁为生长点。结晶出主矿物的微粒，粘附在包裹体壁上。在水溶液包裹体中，这种包裹体壁上晶出的主矿物微粒十分微小并且数量不多，通常难以观察。

这是因为这些水溶液一般温度不高，在这样不高的温度条件下，大部分矿物的溶解度已经很低了，因此在冷却至室温时包裹体壁上再结晶现象不明显。

硅酸盐熔融包裹体，上述再结晶现象非常普遍，由于熔融包裹体原始捕获时温度很高，因此冷却时在包裹体壁上可沉淀出大量的主矿物微小颗粒。

 

 

2）冷却收缩形成气泡

包裹体中所含的流体（或熔融体）。在冷却过程中，由于大多数流体的热膨胀（或冷却收缩）系数比多数固体矿物热膨胀系数大1—3个数量级，所以从捕获温度下降到室温时，包裹体中流体的收缩系数要比主矿物大得多。

由于冷却收缩形成空腔致使流体压力下降。从而使气相由液体中分离出来形成气泡。

如果包裹体中的溶液是不易挥发的水溶液，那么气泡的蒸气压很低;

如果捕获的是易挥发物质（如CO2、CH4等），则挥发组分容易集中在气泡中。

 

如分离出来的CO2气体密度足够大，那么冷却时，可以形成CO2液相和CO2气相、通常CO2液相和气相两者的分离是在温度低于纯CO2临界温度（31.1℃）时发生。

由于有其他气体或物质混入（如N2、CH4等），那么CO2的临界温度往往低于 31.1℃。

    硅酸盐熔融体热膨胀（冷却收缩）系统比水溶液小得多，因此尽管熔融体冷凝温度的区间比水溶液要大得多，但一般收缩气泡不大．

如果捕获的是不含挥发组分的硅酸盐熔融体，那么形成的气泡实际上则是近于真空的空腔。

。

 

 

3）不混溶

    某些天然流体在冷却过程中可能有少量新的流体相从包裹体溶液中分离出来。这种新的  流体与周围流体不同，互不混溶。

如果分离出的是密度很大的CO2，则可形成气相CO2、液相CO2和盐水溶液的三相包裹体。

      硅酸盐熔融包裹体在冷却时也可能产生不混溶现象。当硅酸盐中铁的硫化物达到饱和程度时，硅酸盐中可能形成硫化物的球滴，即在熔浆包裹体中，除产生气泡外还凝聚了硫化物的小球滴．

这些硫化物球滴中富含Cu和Ni，这一发现为岩浆硫化物矿床的形成提供了重要线索。                                                            

      

 

富含挥发组分的硅酸盐熔融包裹体，在降温过程中亦可因不混溶性而形成几种流体相。它们是硅酸盐熔体、富CO2流体、盐水溶液和其他气体。特别是在高压条件下，熔浆中可以溶解H2O和CO2，而且H2O的溶解度大于CO2的溶解度。因此，在熔浆结晶的早期  可以分离出CO2流体。而晚期H2O可从熔浆中分离出来。

4）子矿物（daughter Mineral）

      在温度下降过程中，包裹体中所含流体除和主矿物成分相同的组分过饱和外，还可出现其他组分的过饱和状态、当某一组分达到饱和后、则可在包裹体内成核，形成新的晶体，这  种晶体称为子矿物（或子晶）。

 

实验室加温时，易溶的子矿物会在流体中溶解。

熔融温度（Tm ）：子矿物完全溶解时的温度；

这个温度值可给我们提供原始流体成分的信息。

最常见的子矿物是立方体石盐。其次有钾盐、碳酸盐、氧化物、硅酸盐、硫酸盐和硫化物等矿物。

子矿物的鉴定有重要意义，因为它可提供最初捕获的流体成分的资料。

 

在气水溶液包裹体中如果有多个子矿物，一般每一个子矿物代表一种组分．这是因为：

第一，从捕获温度到室温，多数样品经历了非常缓慢的过程，这个冷却期可以延续数百万年（Hollister et al.，1979），在如此充裕的时间内，只要溶液中某一组分略有过饱和，则在包裹体内就能形成晶核；

第二，若某一组分有几个晶核同时形成并生长，但由于包裹体空间有限，并且存在有效的低粘度溶剂（溶液），在漫长的地质时间内，较大的子晶可以“吃掉”较小的子晶形成最稳定状态．

有时在溶液中也会出现某一组分的多个子矿物（如多个NaCl子矿物），这种现象的原因目前尚不清楚。但是这种现象是很少出现的。

 

气水溶液包裹体中，子矿物的大小与包裹体的体积成一定比例，这是鉴别具体子矿物相的标志。

在一给定地区，大量包裹体中含有某些子矿物，而且子矿与包裹体的体积比基本  相似，那么可以确定这是溶液被捕获因冷却过饱和而晶出的子矿物相。

相反，如果是偶然捕获的早期析出的晶体或其他固体碎屑，它们与包裹体的体积比是不定的，因为包裹体的体积与所捕获的固体没有必然联系。

      硅酸盐熔融包裹体与气水溶液包裹体不同，硅酸盐包裹体中子矿物的出现很不稳定，而且同一组分常呈多晶产出、特别是喷出岩中的硅酸盐熔融包裹体，由于冷却速度快，不允许熔融体中小的子矿物晶体合并。

 

 

另一方面，也因为硅酸盐熔融体粘度高，成核和流动受到严重阻碍。因此在硅酸盐包裹体中子矿物相一般少见，而且在同时捕获的一组包裹体中，即使用一组分的子矿物，由于成核时间不同，生成的子矿物大小相差悬殊，结果物相比例各异。因此适用于气水溶液包裹体中子矿物的判别依据，对硅酸盐包裹体中的子矿物相判断是不适用的。

判断子矿物的证据之一就是加热时该晶体的行为。如果加热时子矿物熔化，冷却时又 重新晶出，那么可以肯定它是子矿物相。

 

5）亚稳定性

     除了“卡脖子”（Necking down）和泄漏以外，在同一世代或晶体的同一组包裹体中，产生出比例各异的原因主要是流体的亚稳定性和捕获的原始流体为不均匀流体。

亚稳定性是指冷却至室温时，应该出现的物相未能出现，即缺失相变化的性状。

在一组成因相同但体积相差悬殊的包裹体中这种亚稳定现象尤为明显。

细小的圆形和卵圆形的包裹体往往物相简单；而体积大的包裹体物相较复杂。这种物相和相比率的不同，不是由于它们的包裹体中内含物质较少，不易形成晶核，甚至几百年也不能使气体凝聚形成气泡。亚稳定性在冷冻包裹体时亦经常出现，冷，冷冻期间，溶液不能成核形成冰晶、造成过冷却状态，使实验实际上不能进行。  

 

 2、物理变化

      包裹体形成后，不仅溶液要发生各种物理化学变化形成各种相变，而且包裹体的物理性状也将发生某些变化。

1）形态变化

       许多包裹体现在的形态与捕获时的形态有一定差异。捕获初期，许多包裹体具有较大的表面能、形状很不规则，如长管状、薄板状和树枝状等。为了降低体系的高表面能，使包裹体能够处于较稳定的状态，包裹体形状往往趋向于成为表面能较低的圆形和椭圆形状。

 

包裹体的这种形态变化主要是通过重结晶作用完成的、包裹体捕获后不论其原始形状如何，只要主矿物能够部分溶解于包裹体所含的溶液，即使这种溶解性很微弱，重结晶作用也会立刻开始。

突出部位溶解，溶解下来的物质充填在凹陷部位，这样致使畸形的包裹体逐渐变成比较等轴的形状和负晶形。

细长的包裹体经重结晶作用最终分割成为几个表面能较小的小包裹体，称为“卡脖子”或卡断（Necking down）（图l－4，图1－5）。

 

 

 

 

这种卡脖子的最终结果是形成与原来单个包裹体总体积相等、但总表面能较小的几个小包裹体。Nichols（1976）对这个过程作出了理论论述。

 

 

2）体积变化

    包裹体形成后体积的变化有两种情况：一是可逆的体积变化，即在外界条件下，包裹体体积发生变化，当这种外部条件消失时可恢复到原始体积，因为是可逆的变化，体积可视为恒定。二是不可逆变化，包裹体的体积在外部条件下因过热或过冷却而发生变化，当外部条件消除后，包裹体不能恢复到原有体积，这种变化称不可逆变化。前一种可逆变化对均一法测温没有影响，但后一种不可逆变化则不能用来进行测温研究。

① ．体积的可逆变化

 主要包括几种情况：

A、包裹体壁上的主矿物再结晶和溶液中形成子矿物；

  B、主矿物冷却时体积的收缩；

C、内、外压力作用下体积的变化：如包裹体体积的膨胀变化等。

 

这些体积变化可以在一定条件下得以恢复．如包裹体壁上主矿物的再结晶．可以通过升温使其溶解。 

② ．不可逆体积变化

       下述几种作用可以导致包裹体发生重大的永久性体积变化。

A、在矿物重结晶作用下，原来单个包裹体分裂为　　几个小包裹体，改变了原由包裹体的体积。

B、在升温过程中包裹体因内压与外压差引起分裂，　　部分组分释放，体积发生了变化。

C、可塑性强的主矿物由于外界作用。体积发生永久变形。如石盐、方解石和萤石等矿物，升温过高致使内压剧增，体积膨胀通过了弹性变形允许范围，形成永久形变。某些稀溶液包裹体在冷却时。溶液冻结体积膨胀，当过冷却超过一定限度，使体积“过度伸张”，导致塑性变形，不能恢复原状。

 

③梯度引起的位移

    包裹体形成后，由于多种因素的影响，引起位置的变化而产生位移。

A．热梯度

   包裹体在热梯度影响下，可沿热梯度增加的方向移动。最明显的例子发生在石盐晶体中。  Lemmlein（1952）首先描述了这种移动现象。在石盐晶体中包裹体沿热梯度移动的速度是多种变量的函数，最主要的是受主矿物的溶解度、温度、包裹体大小和热梯度参数控制。

B．重力梯度

    理论上讲，溶解度由于压力的变化而发生变化并引起重力场移动。在巨大的重力梯度下，某些矿物中包裹体的移动速率可以测定。一般情况下，这种移动速率很小，因而往往可忽略不计。    

 

C、应力梯度

晶体中的残余静应力可以引起包裹体产生位移。这种驱动力似乎很小。但是它的有效作用时间很长，因而能导致明显的位移。在地质环境下，细小包裹体的合并和消失机制，可能是由于小包裹体向大包裹体移动造成的。R.Petrovic（私人通信，1969）提出，相距很近的包裹体，如果边界压力大于内压的话，甚至在静水压力场中也可以使包裹体发生聚合。

然而他估计，由于移动的速度与两个包裹体（假设是球形的）中心之间距离的15次方成反比，所以当两个包裹体之间的距离为其半径之和的n％时，它们之间的移动将是极小的。

 

 

3、流体的渗入与漏出

    上面讨论了包裹体的体积变化。某些体积变化涉及到了包裹体成分的丢失问题。这里主要讨论的不是在体积变化过程中引起的成分的渗入和漏出。

绝大多数矿物中的包裹体是封闭的体系，无外来物质前加入，也没有内部物质带出，也就是说包裹它们的主矿物是不可穿透的。

   最近几十年间，关于包裹体中流体的泄漏和渗入问题已引起了广泛的注意。研究表明，氢比较容易穿过矿物而逸出，Anderson和Sahs（1975）研究了加利福尼亚Shasta山的橄榄石和辉石中富水的硅酸盐熔融包裹体。

 

当这种样品在真空中加热时。几小时后包裹体壁上就形成了一个褐色的晕圈，8小时内水分失去。

这一事实表明。在较高温度下水分解为氧和氢。氢因扩散逸出，留下的氧与主晶中二价铁离子作用转变成三价铁离子，发生了自氧化作用。   

氢通过扩散作用逸出包裹体的现象在自然界中确实存在。

某些子矿物加热后不能溶解。氢的逸出可能是唯一合乎逻辑的解释。

 

 

包裹体内含物中的氢可能有下列三个来源：

A、氢（H2）可能是一种原始组分；

B、H2可以由H2O分解产生，在任何温度下都会有部分H2O分子离解成H2和O2。

如果氢扩散逸失，残余的O2分压开始增加，进一步离解作用就会停止。但是如果O2被某些局部反应所消耗，如硫化物氧化成硫酸盐或二价铁氧化成三价铁（Roedder和Skinner，1968），H2O的离解现象又会继续发生；

C、H2还可能由包裹体溶液中化学反应生成。如Hollister和Burrus（1976）提出，包裹体中原始组分经化学反应（CH4＋2H2O→CO2＋4H2）可以生成氢气。  

 

包裹体内含物的逸出和渗入，更多的是发生在变质变形作用过程之中。由某种机制产生  的徽裂隙，常造成包裹体内含物漏失。在晚期裂隙切穿一组包裹体时，显微镜下明显可见部分包裹体发生渗漏或再充填现象。

变形矿物中位错也是包裹体内含物渗漏的可能途径。

    包裹体的自然爆裂是渗漏的另一形式，当包裹体的内压大于外压，并超过一度限定时，包裹体壁会破裂，致使物质泄漏。

这种自然爆裂可以由岩浆喷发过程中外压的突然降低而引起，也可因地质体外部的热事件引起。

 

上述关于渗漏问题的讨论可能使从事流体包裹体研究的人们感到失望，但这种状况并不是普遍的，也不是所有包裹体都会发生渗漏。

而且即使曾经发生了渗漏的包裹体，只要解释时加以注意，还是可以提供有益信息的。 。 

 

二、包裹体分类

  包裹体分类是包裹体研究中的一个重要内容。也是对包裹体认识由简单到复杂、由表及里的过程。

包裹体分类首先要的问题：是区分包裹体是均匀流体还是非均匀流体

近年来的包裹体研究表明，除了应按它们的成因和室温下的物理相态将它们分为：原生、次生、假次生和变生包裹体

一种本质的基本分类，即根据捕获时流体的性质分类。

 

 

正如前面所述，大部分包裹体最初捕获的是均匀流体，但有些包裹体是在非均匀流体中形成的。为此，首先要对他们加以区分：

正常包裹体：从均匀流体中形成的包裹体

异常包裹体：从非均匀流体中形成的包裹体

这两类包裹体的区分对解释地质现象有决定作用。

为此必须首先将这两类包裹体分开，然后再区分其成因和室温下物理相态（下表） 。 

也就是说，包裹体研究时：

第一：先辨别包裹体是“正常 ”还是“异常”的；

第二：分别将两类包裹体进一步分类

 

 

（一）、从均匀或非均匀流体中捕获的包裹体

 1、均匀流体中形成的包裹体

这类包裹体在包裹体中占的数量很大，是研究的重点。

均匀流体中形成的包裹体及其和晶体生长的关系以及晶体缺陷产生的原因等在前已经阐述，下面重点解释不均匀流体中产生的包裹体问题。

2、不均匀流体中形成的包裹体

    过去认为包裹体一般都是从均匀流体中形成的，但多年来包裹体研究的资料表明，许多包裹体并非都是从均匀体系中形成。包裹体形成时捕获的非均匀流体主要有下列几类：

 

1)由液相+蒸汽相 (L+V)非均匀体系形成

   这种非均匀体系较为常见，它们或是由于压力的突然释放，或是因为温度的变化，或是因为流体的浓度改变，使原始均匀的流体产生沸腾 (或泡腾)形成不均匀的多相体系。在这种条件下形成的包裹体往往种类复杂，它们常包括下面几类不同的包裹体：

①气体的低密度包裹体；

②液体的高密度包裹体；

③有时尚可出现含盐类子矿物的多相包裹体。

此外、还可能存在充填度介质①和②之间的一系列包裹体，称之为沸腾包裹体群(见下图)。 

 

。 

 

图中充填度最大和最小的包裹体是在等压线(P )与沸腾曲线相交于V和L处形成，它们的均一温度相同。

这个均一温度即压力为P 时矿物的形成温度。而充填度介于其间的包裹体，不论充填度大小，均一温度都比矿物形成温度高。

 

 

表生条件下某些物理化学参数变化也可产生这种不均匀流体。

曾有报道，石灰岩溶洞的钟乳石中所含的包裹体，部分可能是从非均匀体系中捕获形成的。

一方面，钟乳石形成时周围存在液体和空气，钟乳石是在这种液相+空气的体系中形成的。另一方面，石灰岩溶蚀形成钟乳石的过程是一种化学变化过程(CaCO3+H2O→CaO+CO2+H2↑)，作用过程中形成大量气体。

因此钟乳石在结晶过程中可以捕获水溶液+CO2十H2等气体，形成“异常包裹体”。

 

2）由液相十固相（L＋S）非均匀体系形成

     这是由于矿物在充满晶体或固体质点的流体中生长，当这种流体被封存在晶体缺陷中时，就形成了液体或液体十固体以及几乎全为固体相的“异常包裹体”系列。

这时常被误认为是含子矿物的包裹体，它们与含子矿物的包裹体有如下几点区别；

①固体质点或小的晶体加热后一般不能溶解，甚至包裹体均一直至爆裂后也不出现溶解现象；

②固体质点或小晶体在包裹体中的存在纯属偶然现象，因此出现的机率较低，相比率也不稳定。

而含子矿物的包裹体是在同一条件下捕获均匀流体形成，由于温度压力下降，溶解度降低，某些组分过饱和而形成，因此在包裹体中普遍存在，相比率也相近。

 

3）由两种不混溶液体（L1＋L2）形成

    这是指由两种完全不混溶（如油和水），或两种部分不混溶的流体（如水和CO2）所形成的包裹体。

在密西西比河谷型Pb－Zn矿床研究中发现，萤石晶体中存在油气和盐水溶液不混溶的流体包裹体群，表明Pb－Zn成矿流体在通过密西西比盆地时和油田水混和。从而造成了Pb－Zn矿沉淀。

在火成作用中，许多不混溶作用都是通过包裹体研究发现和认识的。岩浆熔融体在演化过程中存在多种液相十液相不混溶流体相（见下图2-2）。

 

。 

 

熔融体演化的早期，可能形成硅酸盐+硫化物熔浆的不混溶体系(岩浆熔离），还可能产生气水热液从岩浆中分离出来，并与硅酸盐熔融体共存。作者在研究新疆阿尔泰伟晶岩时，发现 富含CO2的气水热液和硅酸盐熔浆共存，甚至在同一个包裹中可见到这两种流体的共存现 象。这种由气水热液到硅酸盐系列包裹体的存在为硅酸盐熔融体分异出气水热液提供了直接证据，也为认识岩浆演化和不混溶分离等物理化学作用提供了重要的资料。 。 

 

（二）、包裹体成因分类

    流体包裹体成因类型的正确确定，是有效地解释由包裹体获得的压力、温度、体积。组分资料的关键。

按照包裹体形成的原因及其与主矿物的关系，可将其分为

原生包裹体

次生包裹体

假次生包裹体

变质作用形成的变生包裹体四类：

 

1、原生包裹体－是主矿物形成时成矿流体的代表。

所有原生包裹体，不论它们捕获的是何种流体（均匀的或不均匀的）都是在主矿物结晶或重结晶过程中形成的(下图2-3)。它们与主矿物同时形成，它们所含的溶液就是形成主矿物的成矿流体，因此它们是主矿物形成时成矿流体的代表。

原生包裹体代表了晶体生长过程中的“偶然事件”，因此在主矿物晶体中随机分布。

原生包裹体也常沿晶体生长面分布(见图2-3的a处)矿物晶出可延续较长一段时间，因此从晶体内部到外部，不同部位的原生包裹体可能有不同的均一温度和形成温度，见图2-4。 

 

。 

 

2、假次生包裹体

一这是一种特殊的原生包裹体类型。当晶体在生长过程中受到应力作用而产生裂隙，生长晶体的介质就会进入裂隙并被继续生长的晶体封存形成包裹体。这些包裹体沿愈合裂隙分布，具有次生包裹体空间分布的特征，但是这种裂隙只局限在晶体内部，并不切割矿物晶体颗粒（见图2-3的b处）。

这类包裹体称为假次生包裹体，所含的成矿流体与原生包裹体一致，都是形成主矿物流体的一部分，但空间展布上具次生包裹体的特点。

它们是真原生假次生包裹体。 

 

3、次生包裹体                                                                                 

    次生包裹体是主矿物形成以后由后期构造热事件形成的。主矿物由于受后期构造应力作用产生裂隙和孔隙，后期热液进入这些裂隙和孔隙否并且使主矿物产生部分溶解，进而又重新结晶。

在此过程中捕获后期热液而形成的包裹体，称为次生包裹体。

它们常沿切穿主矿物的裂隙分布（图2-3的c处）它们所代表的是后期进入主矿物的流体。研究次生包裹体可以查明主矿物形成后有关地质事件的次序和后期构造事件的物理化学条件等问题。 

 

 

4、变生包裹体

   这是指变质作用过程中新形成的矿物或重结晶矿物中捕获变质流体形成的包裹体。

国内对这类包裹体研究尚少，近年来国外在这方面取得了较多研究成果。

它们基本符合上述原生包裹体的特征，只是由于变质作用中矿物生长、变形和重结晶往往持续时间长，可以从变质高峰期持续到退化变质时期多而所处的地质环境、物理化学条件不可能保持不变，所以它们应是一种特殊的原生包裹体。

研究这类包裹体的各种性质．可以了解变质作用的演化和物化条件 。 

 

（三）、 包裹体物理相态分类

    在前面包裹体分类基础上，根据室温下包裹体中出现的物相种类，可将矿物中包裹体进一步划分为下列几种类型：

1、固体包裹体（Solid Inclusion）

这是以晶质矿物或非晶质粉末等形式被包裹在矿物当中的一种包裹体．

这些固体物质在形成时间上先于主矿物．它们被捕获时不是呈流体状态，因而不属流体包裹体范畴，它们多属外来物质，常以机械方式被捕获而成。

在岩浆演化过程中，某些矿物析出很早（如尖晶石、磷灰石等），后来结晶的造岩矿物如云母、橄榄石等，

 

常捕获这些早期晶出的微粒，形成固体包裹体。

固体包裹体一般不能代表主矿物形成时的物化条件，因而不能直接用来测定成岩成矿温度、压力和成分。

但是可以用作探讨岩浆演化系列和深部地球化学作用的对象客体。

2、热水溶液包裹体（hydrothermal solution inclusion）

这类包裹体捕获时的原始物质为各种热水溶液、油气水热液以及各种液相+液相和液相+气相的不混溶相。

室温下可为单相、两相或多相，可以进一步分为七个亚类。

 

1)纯液相包裹体 (L) 

 室温下为单一的液体。纯液相包裹体通常是从均匀流体中形成的，主要是盐水溶液。

这类包裹体往往是在较低温度下甚至是在冷水条件下形成的。冷却这类包裹体时，其中可能出现一个气泡。

在盐湖或沉积矿床的矿物中，主要为这种包裹体。

2)纯气相包裹体(G) 

 室温下全部为气体所组成。这类包裹体在火山喷气、伟晶岩、矽卡岩、气成热液和沸腾条件下形成。 

 

3)富液相包裹体(Liquid-rich inclusion)

 室温下为液+气两相组成(L+V)，但是液相总体积大于蒸气相体积(见图版I，4)，液相占包裹体总体积的50%以上。在均一法测温时，随着温度的升高气泡体积逐渐缩小，最后全部液化，均匀为液相。这里作者把流体包裹体中液相所占的体积与包裹体的总体积的百分 比称为充填度，即凡充填度大于50%，且升温均一后为液相的包裹体，称为富液相包裹体。充填度可用下式表示：

           F（充填度)=VL/VT100%

式中，VL——液相体积；VT——包裹体总体积。严格地说，富液相包裹体是指室温下充填度较大，加热时气泡逐渐缩小，最终均一为液体的包裹体。富液相包裹体几乎在各种地质环境下均可见到，是分布最广的一类包裹体。 。 

 

4)富气相包裹体 (gas-rich inclusion)

    该类包裹体在室温下也为两相，即液相+气相，与上述不同的是这类包裹体所含气泡很大，充填度较小 (见图版I，5)，往往小于50%。加热时气泡逐渐扩大，液体汽化，最终均一为气体。这类包裹体主要出现在岩浆气成热液、伟晶岩，矽卡岩中，特别是斑岩类矿床中。

5）含子矿物的多相包裹体 (daughter mineral) 。 

 

6）含子矿物的多相包裹体 (daughter mineral)

    室温下一般为三相，甚至多相，主要由液相、气相和子矿物相组成。最常出现的子矿物为石盐 (见图版1，6)钾盐，其次有石膏、萤石、方解石、赤铁矿、碳酸盐、硫酸盐等，偶见硅酸盐及金属矿物。成矿溶液中，如盐类或金属离子浓度较高，且当溶液冷却至室温时，它们的溶解度降低，则部分盐类或金属离子可达过饱和并成核析出，形成子矿物。

据报道，哈萨克斯坦伟晶岩萤石中富液相包裹体含子矿物多达30多个，其中12个子矿物巳鉴定，它们是卤化物、硅酸盐和金属矿物。加热高达4100C时，子矿物全部熔化，均一为液体。

我国不少钨、锡，钼、铜等矿床石英颗粒中常发现含子矿物的多相包裹体，子矿物多为钠盐，少量为钾盐，表明矿化与高盐度成矿介质有密切关系。 

 

6)含液体C02(LCO2)包裹体

   热液矿床特别是金矿床中，成矿溶液常溶解不等量的CO2，当CO2含量达到一定程度时，室温下为三相，包裹体中可见两个不混溶的液体相 (LCO2+LH2O+NaCl)和蒸汽相。液相CO2常呈环形分布在盐水溶液相和气相之间，即由包裹体中心向外依次为气相、液相CO2和盐水溶液(见图版II，1)、气体CO2在温度较低的条件下(一般低于其临界温度31.1℃)，可以转变为液相。由于体系中CO2的密度不同，其转变温度各异。

 含液相CO2的三相包裹体，在升温均一过程中会产生二次均匀化现象。

 

第一次为液相和气相CO2的均一，此时的均一温度称为部分均一温度。最后为气相CO2和盐水溶液均匀化，称最终均一温度或完全均一温度。

盐水溶液电CO2的溶解度随压力的升高而增加，因此常作为测定压力的样品。由于压力积深度有一定对应关系，故可以用来推测成岩成矿的深度和剥蚀强度。  

。 

 

7)有机包裹体

    这类包裹体室温下可见含有一定量的有机质，有时可见有机质与盐水溶液共存。有机质可以是液态烃或气态烃类，也可以是固体沥青。有时可以是简单的碳氢化合物如CH4，有时为复杂的碳氢化合物或原油。

    流体包裹体研究表明，有机质的成因和来源是多方面的，它们可以由沉积岩中有机物热降解形成，也可以由古老岩石变质而成或是由深部岩浆中原生碳和氢化合而形成。对沉积岩中有机包裹体的研究，有助于了解油气运移情况和油气演化程度，为油气勘查提供找矿标志并对油气藏进行远景评价。 

 

3、熔融包裹体 (melt inclusion)

     熔融包裹体主要是在岩浆结晶分异过程申形成的，由于岩浆形成深度不同，冷却速度各异。故熔融包裹体室温下物相组成差别很大。可进一步分为三个亚类：

1）非晶质熔融包裹体（amorphous melt inclusion or glass inclusion）

    这类包裹体又称玻璃包裹体，是由于硅酸盐熔浆在高温下迅速冷却而形成的。它们常于火山喷出岩或陨石矿物中。

当岩浆熔融体密度很大，在急剧冷却条件下气体难以从包裹体的熔浆中逸出，则形成单一玻璃质熔融包裹体。 

 

非晶质熔融包裹体（或玻璃包裹体）镜下为均质体，但在某些年龄较老的火山岩中，玻璃质可能部分结晶，发生脱玻化现象(去脱化)。镜下可见鳞片状雏晶，波状消光，玻璃质颜色变深，常见鳞片状棕色、褐色斑痕。 

气泡的数目及形态常可反映岩浆的相对粘度、密废、冷却速度及岩浆含挥发分的多少。如岩浆粘度小、冷却速度较慢，所含挥发性气体可以从熔融体中逸出聚集并形成单独圆形气泡。

相反，若岩浆粘度大，冷却速度很快，气体难于逸出亦不能聚集，则包裹体中只出现数个不规则形状的气泡。 

 

2) 晶质熔融晶包裹体（crystalline melt inclusion）

     这是侵入岩造岩矿物或副矿物中常见的包裹体。由千岩浆在地壳深部就位，温度、压力下降缓慢，这时在矿物晶体缺陷中捕获的熔浆结晶作用也能缓慢进行。

这类包裹体主要由结晶质硅酸盐和气泡组成，某些深成侵入岩中熔融包裹体可形成多个子矿物。同样包裹体中气泡的多少、形状与岩浆的粘度及冷却速度有关。高温加热实验表明，一般情况下，玻矿质先熔化，继而为结晶质，最后气相消失，均一为熔融体。

均匀化温度可以近似代表侵入岩捕获包裹体瞬间的温度。 

 

3）熔融—溶液包裹体（melt-hydrothermal inclusion）

    这是一种不混溶过渡类型的包裹体，主要是在富水和富挥发组分的残余岩浆中形成 (如伟晶岩、矽卡岩)。包裹体主要由硅酸盐、易溶盐类、气体和水溶液组成。子矿物有时可多达数十个，硅酸盐与热水溶液共存，这些热水溶液是岩浆结晶分异析出的。

例如作者在研究新疆阿尔泰伟晶岩时，发现难熔硅酸盐与富含CO2的热水溶液共存。不同种类的岩浆与之共存的溶液成分可能是不同的，花岗质岩浆常与H2O十NaCI溶液共存，基性、碱性岩浆与富含CO2的溶液共存 。 

 

四、不混溶及原生;次生、假次生包裹体的鉴别

（一） 不混溶包裹体的鉴别

    前已述及，不混溶包裹体是指在非均匀流体中形成的一组包裹体，其特点是封存时流体不是均匀的一相，可以是两相甚至是多相，不混溶包裹体有如下基本特征：

    （1）它们应是基本上同时形成的;但是成分和充填度相差很大。

这组包裹体可以分别含不同的流体，或是从富含气体的包裹体变化为富含液体的包裹体，构成一个连续的变化系列。这样一组成分不同、充填度各异的包裹体，同时产出在一个矿物颗粒之中或产出在同时形成的一组矿物之中。这群包裹体则可能是由非均匀流体形成的 。 

 

(2)在显微加热台上，加热这群包裹体时，其中合两种端元组分的包裹体，有大致相同的均一温度，或充填度处于两极端位置的包裹体具有基本一致的均一温度。而充填度介于其间的各包裹体，一般均高于上述均一温度。这是非均匀捕获所形成的包裹体的又一证据。

 (3)镜下观察能够证明这组成分不同、充填度各异的包裹体，不是因为后期作用所致，如不是由于卡脖子造成充填度不同，也不是沿互相穿插的两组愈合裂隙造成的差异，那么，可以断定它们是由于捕获了非均匀流体而形成的 。 

 

（二）、沸腾包裹体群

    沸腾包裹体群实质上也属于不混溶包裹体范畴，它们是一种特殊类型的不混溶包裹体。沸腾包裹体主要是指在热液作用下，由于压力的骤然降低使流体产生减压沸腾，形成大量气体选出，这时捕获气体和热液形成的一群包裹体，称沸腾包裹体群。

研究表明，还可能由于热液从深部向上运移，在一定部位和地下潜水相通，高温高压的热液使地下潜水发生沸腾释放出气体，此时捕获的二组包裹体，也可称为沸腾包裹体群。 。 

 

在这种情况下，每个包裹体捕获的气体和液体比例不同，因此它们的充填度各不相同，从密度小的富气相的包裹体到密度大的液体包裹体同时存在;有时还能见到含盐类子矿物的多相包裹体。加热时具有最大充填度的富液相包裹体和具有最小充填度的富气相包裹体在大致相同的温度下均一，而且可分别均一到不同的状态。以上是沸腾包裹体群的主要特征。

    归纳起来，沸腾包裹体群具下列鉴别标志:

   1)在同一矿物或同时形成的一组矿物中同时分布有富气相包裹体、富液相包裹体、含子矿物的包裹体 (可有硫，以及它们之间的各种过渡类型）。 

 

 （2)富气相的包裹体和富液相的包裹体 (或含子矿物树包裹体)均一温度相近。

（3)加热均一时，富气相包裹体由气泡逐渐扩大，液相最终消失而均一，而富液相的包裹体由气泡的逐渐缩小及液相扩大，最终气相消失而达均一状态。

    沸腾包裹体是较好的地质压力计，因为沸腾条件下溶液的内压与外压相等，外界压力对包裹体均一温度影响不大，不需进行压力校正。

（三）、原生、次生和假次生包裹体鉴别标志、

   大量研究实践表明，判别原生、次生和假次生包裹体是一种相当困难而又十分重要的工作，正确判别包裹体的成因类型是正确解释和合理应用包裹体资料的关键。

 

 

（3）与主矿物粒度相比，颗粒较大的包裹体，可能是原生成因的包裹体。

（4）平行晶体生长面或产出在晶面中心部位的包裹体，多数为原生包裹体。

（5）近于平行成组出现，可以勾画出晶体生长环带、晶体轮廓、色带等生长要素的包裹体，多为原生包裹体。

（6）在长柱状晶体中（如绿柱石、磷灰石）成群出现、往往平行C轴分布的细长管状包裹体，多为原生包裹体。 

 

（7）沿两个晶体扇形界面分布的包裹体，特别是沿界面成“行”产出的为原生包裹体。

（8）在具晶棱生长移动痕迹的矿物中，平行晶棱分布的包裹体一般为原生包裹体。

（9）在给定的样品中，体积较大、形态相同或具负晶形的包裹体，可能为原生包裹体，但负晶形不能作为判别原生包裹体的确切证据。 

 

2、次生包裹体的鉴别标志 

（1）沿晶体中愈合裂隙分布的一群包裹体（常称为包裹体串），常为次生包裹体，它们往往沿一定方向排列呈线状或面状展布。

（2）沿几组相互交叉的微裂隙分布的包裹体。

（3）包裹体的排列方向明显切割主矿物晶体的生长要素如生长带、双晶纹、色带等，或者切割矿物颗粒。 

（4）呈薄而扁平形状的极不规则的细小包裹体，往往为次生包裹体。

这是因为它们的生长空间有限，常常为边交代边结晶而成，因此形成的次生包裹体粒度细小。

 

3、假次生包裹体的鉴别标志

  (1)它们的物相组成、相比率和均一温度与原生包裹体一致，和次生包裹体不同。

  (2)包裹体大小形态与次生包裹体类似，这主要是由于生长空间限制，因而相对粒度较小、且薄而扁平。

  (3)和次生包裹体一样，沿一定愈合裂隙成群分布，且可沿一组或多组裂隙产出，形成不同方向的包裹体串。

但是这些裂隙终止在一个晶体颗粒以内，决不延伸并穿出晶体颗粒。 。 

 

(4)假次生包裹体可以切割主矿物的各种生长标志，但是必须严格跟于同一个晶体以内。

假次包裹体空间展布与次生包裹体有相似的特点，但它们局限在晶体形成过程中产生的微裂隙内，因此决不延伸到晶体以外

－－这是它们与次生包裹体最大的区别。

它们的成分与原生包裹体一致。 

 

第三部分　矿物包裹体的研究方法

一、流体包裹体研究的相平衡热力学基础

包裹体研究的主要途径之一

就是通过显微热台、冷台等方法来改变温度条件，观察流体包裹体由此所发生的各种相变化，确定作为一个热力学体系的流体包裹体内的化学组成、相 平衡关系，以获得其中（p-T-V-x）之间的各种数据来解释所捕获流体的物理化学性质及其地质含义。

因此，热力学原理，尤其是相平衡原理和各种成分体系的相图是这个学科的理论基础。

有关基础的热力学内容参见物理化学。

 

(一)、流体包裹体研究的热力学前提

每一个包裹体都是一个精细的热力学体系。从前面的介绍可以知道，从流体被捕获形成包裹体直至（磨片）常温常压状态的这一过程中，发生了一系列捕获后的变化：

 

 1、相变：

　子相、子晶或子矿物：

 　1）包裹体壁上的结晶作用

 　　2）冷却收缩形成气泡

　　　3）不混溶

　　4）子矿物（daughter Mineral）

2、物理变化

　1）形态变化

　　2）体积变化

　　 　① 可逆体积变化、②不可逆体积变化

　　　③梯度引起的位移

　　　　A．热梯度、 B．重力梯度和C、应力梯度

3、流体的渗入与漏出

。

 

其中有些变化是可逆的，有些变化则是不可逆的，它们会使保留在包裹体中的p-T-V-x关系和成分发生改变，因此，并不是所见到的任意一个包裹体都能提供我们所需要了解的信息。

什么样的包裹体能够用来研究，以获得有效并可靠的数据呢？

 

必须具备三个热力学前提：

从热力学角度来看，这种包裹体应该满足下面三个热力学前提 (限定)：

1.均匀体系  指包裹体形成时，被捕获在单个包裹体内的物质为均匀相:

即虽然相邻的二个包裹体内化学组成可能不同，但在每一个包裹体内物质的状态是均匀的一相 。

2.体系封闭 指包裹体形成后，不再有物质与体外交换而发生物质的带入带出，而是保持包裹在其中的化学组成恒定不变。

 

3.等容过程 指包裹体形成后虽然温度、压力、相数目会随着环境而改变，但包裹体的体积不发生改变，始终保持恒定。

总之，可用的包裹体应该是：

1）在其形成时被捕获在其中的流体为均匀的一相；

2）捕获后的变化都是在一个封闭体系内发生的等组成—等容过程。

对包裹体研究作出这样严格的热力学限定是为了可以方便地利用已有的各种热力学关系和相平衡资料间接地获取我们所需的各种参数。

而具体的限定条件则是由于流体包裹体本身的特点和通用的相变研究方法决定的。

 

 

确定一个或一组包裹体是否具备上述三条热力学前提常常比较困难。

包裹体形成时，其中的流体相是否为均匀相，也是难以证明的。

从理论上讲，不管流体是由多少相构成，只要被捕获在某一包裹体中的流体相是其中的某一均匀相，就可以利用现有的研究方法研究每下个包裹体的热力学性质，而不管流体本身是均匀体系还是非均匀体系 。

但由于缺乏可靠的直接判据来确定包裹体形成时捕获在其中的流体是否为均匀相，因而一般将“均匀”范围扩大到要求流体在被捕获瞬间是一种均匀体系，这样虽然丢掉了不少精细的信息，但从宏观上来看仍能满足地质研究的要求。

 

当一组同时形成或成因相同的包裹体在室温下物相的种类和个相的出例相同或相近，就可判定包裹体是从一个均匀体系中被捕获而形成的，捕获在包裹体中的流体肯定是均匀相。

确定包裹体形成后是否保持了组成恒定的封闭状态和等容过程演变，对于一般后期未受到到变质变形改造的岩石来说易于解决，选择那些形态比较规则、不属 “卡脖子”成因、附近无微裂隙存在的包裹体一般都能满足这个限定条件。

 

而对于包裹体形成后又遭受了变质变形改造的岩石来说，情况就比较复杂，例如，在麻粒岩地体冷却抬升过程中，麻粒岩高峰期形成的包裹体就可能发生成分和体积的改变、Sterner和Bodnar(1989)的实验证明，石英中的流体包裹体在600－700℃就会出现形状的迅速改变而使等容性质遭到破坏。

因此，如何准确地判定所选择的包裹体是否符合热力学前提,仍然需要深入继续研究。

这个问题的解决，将有助于获得关于非均匀流体演化过程的某些重要信息。 

 

 

 

（二）、流体包裹体相律和等容线概念

1、流体包裹体相律

    相律是一种描述多相多组分体系平衡条件的简明形式，通过讨论平街体系内相数、独立组分数、自由度之间的内在联系，可以说明相平衡的状态和限度。

流体包裹体研究的出发点就是通过改变温度来观察流体包裹体中所发生的相变现象:

运用平街热力学原理来对结果进行解释，显而易见，相律也支配着流体包裹体内发生的各种相变现象。

    用φ表示相数，F表示自由度数  C表示组分数，则Gibbs相律的一般表达式为，

               F=c-φ+n

当所考虑的变量除浓度外仅是T、p时，n取2，则有：

                F=c-φ+2

 

如前所述，所研究的包裹体其总体积和总组成在捕获温度和冷台能达到的最低温度 (~－200℃ )之间如果保持不变，则包裹体在捕获后的自然冷却过程或在实验室变温过程中产生的变化就是一个等组成等容过程：

即在冷却和加热过程中，包裹体的热力学状态沿p-T-x空间中的一条等组成－等容轨迹变化。

M.Picavent等人(1982)推导出了这个特殊热力学体系的相律表达式：

                 F=c+1 　（c－为组分数）

 

 

由于体系的总组成和体积不变，c为常数，故体系的平衡移动实际上是单变的，其平衡移动与生成相的数目无关 (1<=φ<=C+1时)。

这种体系具有三个重要性质：

（1）当温度也固定时，自由度为零，体系处于平街　状态，包裹体中各个相的成分及体积比也成为定值。

　　　因此，可以通过有关相图及几何测定估算它们的大小，粗略地确定流体包裹体的成分。

  (2)在一个给定成分的p-T切面上，无论相的数目是多少，任何等组成-等容轨迹都可用一条单变曲线来表示 (图3-1)。

    (3)不论相数是多少，这条单变曲线在总组成和体积已定时，在一个特定点上与相边界相交。任何一个等容线只能与相边界相交一次。

  这些性质是获得流体包裹体热力学参数值所采用的各种方法的理论依据之一。 　25底

 

 

2、稳定平衡和亚稳平衡

物质的状态可分为稳定平衡和非稳定平衡两类：

稳定平衡：体系处于最低能量状态，没有自发地发生变化的趋势；

非稳定平衡则：体系不是处于最低能量状态，有自发地发生变化的趋势；

亚稳平衡－－是一种非稳定平衡，看起来体系达到了平衡，实际上仍有自发变化的趋势，只是在某种温度压力区间反应速度极其缓慢不易察觉而已。

平衡热力学主要讨论体系的稳定平衡问题。

而流体包裹体非常细小，无论在捕获后的变化过程还是在实验室变温测定时都会出现亚稳平衡状态，如NaCL和H2O溶液要充分过冷却才会结冰。

亚稳平衡会导致有关相变测定结果出现严重误差。

这是包裹体研究中应该重视的问题。

 

  3、等容线

    从包裹体相律中知道。在组分恒定的p－T切面上，等组成-等容轨迹是一条单变曲线，它具有恒定比容（或密度、摩尔体积）的性质。

由于流体包裹体研究的是均匀体系。因此，通常把这条单变曲线在单相区（φ=1）的部分称作等容线。

在图 3－1的各个相图中。相转变点A‘开始而进入φ=1相区的单变曲线部分就是等容线。

    温度和压力是确定一个平衡体系热力学状态的基本热力学变量。

 

对于地质作用的各种过程来说。获得了T、p这样的一些热力学变量的特定值是追溯这些过程历史的重要线索。

就T和p而言，要同时获得它们的特定数值较为困难，往往是给定一些条件方能获得T或P值。

如果能够找到T和P之间在某种作用过程中的函数关系：p=f(T)，

就能利用已获得的T求P或利用已获得的p求T、等容线就是T、P之间的这样一种函数关系曲线，它代表了特定化学组成和密度的流体均匀捕获时和捕获之后自然冷却至出现多相的过程中T-p条件变化的范围：

 

即形成在一相区域内的任何一个包裹体，其捕获时的T、p位于与均一温度Tb相关连的某条等容线上的某个位置上。

每一个流体包裹体都有其特定的等容线。

它与二相曲线只相交于一个特定的点（确定的Tb值）。

流体包裹体研究的目的之一就是为了获得特定组成的包裹体所具有某条等容线，提供研究对象的一个特定的p-T函数关系，从而在用其它方法获得的T1或p1数据的配合下求得相应的pt或Tt的数据(下图3-2）。

某些情况下也可直接获得Tt和pt.。

　

  

 

 。

 

等容线是p-T切面上等组成-等容轨迹的一部分，故它同样具有上节所述单变曲线对基本性质，而且还可由此推论：

任何一条等容线不会与任何一条相边界两次相交，这是由等容线的单值性决定的。

从这个推论可以知道，正常情况下，流体包裹体均一后再次出现不混溶现象是不可能的；如果出现这种现象，则可能有两个原因：

一是亚稳定，二是部分渗漏。 

 

二、主要流体体系的相平衡资料和相变分析

    流体包裹体研究的主要工作之一是相变分析。通过相变关系的研究得到其最后均一是在什么样的情况下发生才能确定等容线在p-T空间中的位置。

研究相变有两个途径：

一是根据有关的热力学函数关系进行数值计算；

另一种则是利用相图进行研究;

从应用的角度来考虑，后者更为直观和实用。相图是根据实验数据绘制、用来反映热力学体系相平衡规律的几何图形，图中直观地表示了多相体系的状态如何随温度、压力、组分浓度而发生的变化。

 

将改变温度所观察到的包裹体相变现象与已知体系的相图进行对比，就有可能估算流体包裹体的各种参数 (p，T，x，V，ρ），对所获得的结果进行合理解释。因此，在流体包裹体的研究中，最常用的相变研究工具就是各种相图。

要求要会看目前流体包裹体研究中常用到的相图。

认识在重要的相图中对有关包裹体的相变途径进行分析。

介绍相图中的成分变化……（三角相图）

 

 

1）、流体组成

    首先对可能出现的流体成分种类和形式做一限定。研究表明:

存在于大多数岩石中的流体组成属于C-O-H-S-NaCl类体系。其中NaCl类代表了NaCl，KCl，CaCl2，MgCl2等氯化物(Holloway，1981)。

某些流体包裹体 (变质岩中)中有较多的N2出现，另外还有F，但一般含量都较低。

C-O-H-S体系是最基本的成分，而把其他成分看作是加入其中的附加组分来看待比较易于理解。

 

在C-O-H-S体系中，含量＞0.1（mol％）存在的物种有H2O，CO2，CO，H2，CH4，H2S和SO2。图3－3表示了C－O－H组成三角形，根据所出现的主要分子种类可将三角形分成几个区域。

各区域的边界线位置随 p、T而改变，但在图3－3所示的这种比例尺相图中，不同p、T下的边界线变化很小，可以相当近似地代表了较广泛的T、p条件下的区域分布。

在地质上通常可达到的区域只是其中的很小一部分，这个区域以石墨〔高压下呈金刚石〕的出现为顶界，以CO2－H2O连接线和靠近H2O－CH4的一条连接线为底界。

 

 

将S看作四面体的另一个顶点加入到C－O－H体系中则会形成SO2和H2S、在高于相应p、T的QFM氧逸度值部分S主要呈SO2出现，而低QFM的氧逸度值部分S呈H2O出现。

该图可以对物种的稳定性作出判断：

H2O和CO2一般很稳定，在高温低压下CO才有意义，CH4的出现要求低温和低 fo2或很高的压力．以 C－H2O连线为界，右边区域的流体组成只有在fo2相当低时才出现，主要流体组成是H2O+CH4，H2O+CO2+CH4或H2O+CH4+H2S（fS2很高时）在区域左边为较高的fO2条件下，C－O－H－S体系中的流体组成以H2O+CO2为主 。

 

当fO2＞QFM-3（fO2值低于一定 P、T下 QFM的 fO2值 3个对数单位）时，N几乎完全以N2的形式出现，因此在通常的地质条件范围内，N以N2形式存在、由于N2的惰性而不与C、O、H、S反应，使得N2加人C－O-H－S体只是以大体相同比例使其他物种的摩尔分数降低而已。这就是C－O－H－S-N体系流体的特点。

NaCl类加入C－O－H－S体系时，NaCl类的电离作用会使C－O－H－S体系的各种分子发生离子化。不过在超临界区，NaCI类随T增高而倾向于缔合在一起而保持分子性质。

 

研究表明，在流体密度<0.7gcm-3时，80％以上的NaCl类呈分子形式存在，至少这时NaCl加人到C-O-H-S组成的超临界流体中对于分子的平衡不会有大的影响，各物种的浓度只是通过NaCl的稀释而降低，就象加入N2一样（Holloway，1981）。

因此，对于位于超临界区C-O-H-S-NaCl类体系的各种流体来说，主要物种的可能结合形式是：

H2O＋CO2＋NaCl类，

H2O＋CH4＋NaCl类，H2O＋CO2＋CH4＋NaCl类，H2O＋CH4＋H2S＋NaCl类。  

 

 

根据上述最常见的流体种类和组合类型，可分别形成成由它们组成的一元、二元、三元体系流体的相平衡。

2）一元体系

    一元（单组分）体系流体最主要的是 CO2和 H2O，其次有 CH4和N2。

一元体系相图的拓扑结构和相转变次序一般都比较相似，只是临界点和三相点的p、T不同，与具体组分关系不大。H2O比较特殊，因为冰是一种多型固体，低温时的相转变比较复杂，但由于流体包裹体观察的局限性，要区分出这些多型固体冰是困难的。

 

单组分流体包裹体非常少见，至多是非常接近单组分而已，但它为我们理解多元体系相变提供了一个重要的参照系。常见一元体系流体的参数见下表。  

 

 图3－4是一元体系流体的 p－V－T　示意图及投影图，其　p－V－T 性质可用来说明一元体系流体的基本相特性。图中表示了各相稳定存在的范围。

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

T－V相图可以清楚地表示出具有不同摩尔体积（或密度）的单组分包裹体随T而发生的相变。V1、V2、V3是具有不同摩尔体积（或密度）的三个单组分包裹体，在室温下均由气相+液相二相组成，当降温至＜T2时，包裹体都冷冻为固相+气相组合；而升温时，包裹体都在T2发生固相融熔（V+S→V+L）.

根据Gibbs相律，单组分体系三相共存自由度为零，这个转变在恒定T下发生，直至固相消失才继续升温。因此，如果观察到一组包裹体三相共存不是在恒定的一个温度下发生，而是出现了一个温度范围的现象时，则可以肯定一定存在其他组分，包裹体不是单组分体系．

 

继续加热进入到气+液相区时，具V2和V1的包裹体其气液比就要出现变化；

V1包裹体气泡变小，在Tb（L）温度时最终消失，即包裹体均一到液相；

V2包裹体则液相变小，在Tb（V）时消失，即包裹体均一到气相。

V3是具有临界摩尔体积的包裹体，在加热到T3（临界温度）之前，气液二相体积比例保持不变，接近T3时，气、液二相的弯月形界面逐渐模糊直至T3时突然消失。

在p－T相图中，三种包裹体升温时都沿TP-CP曲线变化。V1包裹体在曲线的某一点均一到液相后，就沿着从这点延伸出去的具有V1的等容线在液相区内继续变化。

 

 

 

三、矿物包裹体的显微镜下研究

着重介绍包裹体的显微镜下鉴定和用于光学鉴定、测温分析等所需样品的选择和制备。

矿物中流体包裹体数量很多，据统计，在矿脉中脉石英的包裹体密度为107-109个/cm3。

一般包裹体粒度微小，多数粒径在几到十几微米。

因此，流体包裹体研究首先必须在显微镜下进行。

透射光显微技术是目前研究流体包裹体最有效的技术。利用简便的光学技术所获得的信息是十分丰富的。

对包裹体的特征，大致组成、大小、丰度及分布特点进行详细的光学鉴定，是进行包裹体测温和化学分析的基础。

 

首先介绍用于光学鉴定、测温分析和压碎台研究所需样品的选择和制备。

（一）、样品的采集

    样品必须是新鲜的、未经风化的岩石、矿石或单矿物标本。但对不同的研究对象与目的，将有所侧重。

1、热液矿床

    最好的测温样品是产于晶洞和晶簇中的颗粒较大、晶形发育良好、晶面小的晶体。相对而言，产于热液矿脉中较为致密的块状集合体中的包裹体质量较差。

如果已确定矿床是多阶段形成的，就必须采集能代表各阶段的系统的几个样品。

但取样不能仅局限于脉体本身，从矿脉的蚀变围岩中所采集的样品常常也能提供大量有关流体性质和演化的资料。

 

应避免采集被强烈剪切而变形的矿脉样品，因为这类样品中的包裹体因伴随变形和剪切作用，很可能泄漏而失去全部或部分组分。

2、火成岩

    在花岗岩的石英颗粒中，流体包裹体特别发育，而在长石类矿物中包裹体很少，且常常表现出泄漏及颈缩的迹象，因而最好避免使用。

花岗岩石英中所捕获的流体或是代表岩浆冷凝的最早期的硅酸盐熔浆（熔融包裹体），或是代表热液循环演化的较晚期的流体(气-液包裹体)，这两种流体皆可以被捕获在显然没有蚀变的岩石标本中。

　在花岗岩的黄玉、碳酸岩或与之相关的岩石的磷灰石、火山岩的斑晶等矿物中，流体包裹体发育特别好。

 

3、变质岩

    根据现有资料，从低级到高级变质岩中都发育了捕获有变质流体的包裹体，变质若中发现赋存包裹体的矿物有石英、石榴石、蓝晶石、红柱石、透辉石、绿帘石、碳酸盐类矿物等。

但是，变质岩的基质矿物所含包裹体数量较少和较小，在这些岩石中，较大的包裹体常常产在呈脉状产出的扁豆体、透镜体等脉体中，而且数量较多，适合于包裹体的研究，它们基本上能反映变质岩的形成条件。

 

4、沉积岩

     碎屑岩（矿物）中的继承包裹体是在碎屑矿物沉积之前捕获的包裹体。

研究这些继承包裹体，有可能推断碎屑矿物的源岩、沉积物的源区，并有助于进行地层对比和提供找矿线索。

沉积物在深埋、压实等成岩作用或低级变质作用中捕获的流体包体，在沉积岩中较大的脉体、晶洞、晶腺和结核中保存得最好。

成岩作用中石英和碳酸盐的次生加大边，以及中、粗碎屑之间的胶结物也有流体包裹体，但常常很小(＜5μm)，对其进行研究比较困难，因此，在找出足够数量的较大包裹体之前，可能需要筛选很多样品。

 

（二）、制样

    用于显微镜下研究的样品有两面抛光薄片（简称抛光片）、颗粒载片和薄片，抛光片用得最多。它们各有优点、和缺点（见下表）

 

1、颗粒载片的制备

    将少量碎屑物质 （0.1g）放在显微镜载片上，然后用数滴浸油与之相混合，于是便在载片上形成了一个直径约20mm的液滴，将一块盖玻璃片放且在液滴的顶部，这样就可以用显微镜来研究了。碎屑的粒度最好是0.1-0.2mm，因为浸油无法覆盖＞ 0.5mm的颗粒。粗的或更细的碎屑 (＜ 0.03mm)可以筛选清除。

常用于流体包裹体颗粒载片的几种浸油及其折射率如下：丁香油 (n=1.54)、硅树酯油(n=1.42-1.5)和煤油(n=1.44)，这三种浸油都是无毒的。

 

若需对颗粒样品进行冷冻和加热研究则需另选相应的浸油，见下表：

 

 

  对于解理非常发育的矿物（方解石、石膏、云母等），容易得到沿解理分割的碎片、用其按上述方法制片，称为解理碎片法。

2、两面抛光薄片的制备

   1）、两面抛光薄片制作的一般要求

     （1）要有代表性  在一块标本上有多种矿物时，必须切取所要研究的部分进行磨制。

     （2）注意切片的方向  对晶形好的矿物应按晶轴方向切片，对定向标本要按指定方向切片 。

 

 （3）厚度  据现有经验，一般厚度为0.05-0.2mm，要求厚度均匀。透明度差的矿物和乳白色石英、闪锌矿、石榴石等要磨薄点；透明度好的矿物如水晶、方解石、绿柱石和萤石等可磨厚一点。

（4）抛光度  制成的薄片要求两面抛光，抛光度越好，观察包裹体则越清晰。按照光片的抛光要求，大致可以满足需要。

（5）抛光片大小  由于包裹体在矿物中分布不均匀，常常要在大量小包裹体中(＜ 3μm)寻找较大的包裹体。有些矿物中较大包裹体是局部分布的、有些样品要作包裹体丰度统计，因此要求切片尽量大些，以便有较大的观察范围。普通切片最大约40mm× 20mm左右，有时同一样品要切两片。

（6）温度  制片操作中粘片和卸片要在80℃以下进行，以保护低温包裹体不致炸裂。

 

 2）、两面抛光薄片磨制工艺程序

    （1）定位  在样品上找到准确的切片位置。

    （2）切片  用金刚刀切片机沿确定位且切下岩石或矿物片，一般厚3-4mm。

    （3）粗磨  切片的任一面在磨片机(国内多为手工磨片机)上磨平。用180-220号金刚砂作磨料。

    （4）细磨  粗磨后洗净，用M20或M10号金刚砂作磨料进行细磨 。

　　（5）抛光  细磨后用氧化铬或重铬酸氨作磨料，在抛光机上抛光，也可以手工方式在平面玻璃上抛光，最后在绒布或呢布上抛光。

 

（6）粘片  将抛光的一面，用冷杉胶或松香粘在准备好的制片玻璃上。如果样品要求在600C时粘片，可用石蜡作粘结剂。

 （7）磨制薄片的另一面   按上述粗磨一一细磨-抛光的工序进行。粗磨时应将薄片的厚度磨到比规定厚度稍厚一点，一般0.4mm左右，可用卡尺测量，经验丰富的工作者目估也很准确，然后进行细磨和抛光。

    (8)卸片  在控温板上，于800C条件下卸下薄片，并将粘结剂用酒精或有机试剂洗净、烘干或凉干，编号备用。

这里要强调一点，一定要把薄片表面的胶清洗干净，否则加热时因胶被烧焦而影响观察和损坏冷台或热台的观察窗。

 

  3.难加工样品的处理 

    在制备可溶性矿物样品时，在整个制作过程中可用油代替水。象石盐这样的水溶解矿物，通常含有纯液相低温包裹体，若在磨制过程中温度过高，很容易使这类包裹体渗漏，

因此，只要估计可能存在含低温包裹体的、软的或易裂解的矿物时，都应该放慢研磨和抛光的速度，减少切割、研磨和抛光的时间。

对于这类样品用板粒载片法可能效果更好，

对于具有良好解理的矿物，不能在其解理面上研磨或抛光，如果在此面上抛光，细小的 、

 

解理碎片会不断从这种表面剥落下来，导致抛光效果极差。

因此，对于这类样品应垂直于主要解理方向进行切割。

    对于尖晶石、闪锌矿和锡石等透明反差的矿物，似乎不适于作包裹体研究，其实不然，很多闪锌矿和锡石的抛光面只要薄到0.lmm就适合于研究 …….  

但是若要研究铬铁矿中的包裹体，则必须制备厚度小于20 μm的超薄抛光片。

    对于非常易碎、细粒和多孔的样品，首先需要在低温条件下 (也许甚至要在真空条件下，注入树脂使之硬化。

 

 （三）、光学鉴定

1、流体包裹体的识别

    区分流体包裹体与矿物包体和一些人为现象 (例如样品上的灰尘斑点、水珠或抛光坑等)，对于初学者来说，有时是困难的。

初学者常犯的一个错误是把粘片树胶中的空气泡当作包裹体，对于单一液相或单一气相包裹体，可能与具弱双折射率的矿物包体难于区别。

表4-3列出了一般在包裹体中常出现的流体相的折射率以及典型的主矿物的折射率。

 

 。

 

很明显，这些流体的折射率一般均小于1.40，而大部分主矿物的折射率均较高。因此，流体包裹体与矿物在突起方面的差异可作为校验标志。

寻找流体包裹体的最佳方法是先用低-中倍，

(×10)物镜进行扫描，在样片的光洁和透明部分寻找，小于10 μm 的包裹体通常呈小的暗色班点成群或枝蔓状出现，

然后再转换成较高倍数的物镜进行详细观察，

    一些较薄和易碎的光薄片在熔取、洗净后常成细小碎片，最好是熔取前先在镜下详细观察、寻找，发现质量好的包裹体时用标记笔圈画出来，并作记录。其标志在熔洗薄片时可保留下来，这样可提高测试的效率。  

 

 2、流体包裹体的镜下特征

    体包裹体在偏光显微镜下研究的主要内容有，包裹体的形状、大小和颜色；数量、产状及分布特征；相态、成分、充填度；各类包裹体的识别等，现分述如下。

    1)形状

   矿物中包裹体的形状有规则和不规则两种。规则的包裹体形状与主矿物晶形相向或相近似，包括：

 

 

 图版Ⅲ：

 

2)颜色

    包裹体的颜色与其成分有关，也受薄片厚度、光的拆封效应等外界因素的影响，由盐水溶液和水蒸气或CO2组成的包裹体常呈无色。但由于光线折射或包裹体与薄片表面不平行，气泡有时呈一定颜色。气泡以有机气体为主时，常呈浅褐色，含碳时呈黑色。包裹体液相含碳氢化合物时，常呈黄色或棕褐色。溶液中含某些带色阳离子也可出现相应的颜色，如含Fe3+为浅紫色，Fe3+浅绿色，Mn2+浅红色，Cu2+蓝色等。

    熔融包裹体的颜色较复杂，其中固体矿物有其本身的颜色。如为硅酸盐玻璃时，其颜色与所含主要成分有关，常为无色透明或浅褐色，当含铁、镁较高时，玻璃体呈绿色 。

 

 

3)大小

    包裹体的大小可在显微镜下用测微尺测定，一般是测包裹体的长径。常见的包裹体大多小于0.0lmm，大于1mm者罕见，国外发现最大包裹体是在石膏中，其长径为7.2cm。

国内曾报道溶洞内巨大石膏晶体中包裹体最大达40cm。在电子显微镜下观察到的最小包裹体为2×lO-5mm。研究中常用的包裹体为0.01-0.lmm。

    有时需测定包裹体的体积。当包裹体为规则的几何形态时，可在显微镜下量包裹体的长和宽，并估计其厚度(体腔深度)，然后利用有关体积计算公式求得体积。但当形态不规则时，则难以计算出其体积Bodnar(1983)提出一个计算不规则形态包裹体体积的方法，其原理和计算过程可参阅卢焕章等编的“包裹体地球化学”P63。  

 

4)充填度

    包裹体的充填度(F)是指包裹体中液相体积占包裹体总体积的百分率，即式中VL为液相体积，Vv为气相体积。 

    包裹体相比例的估算足这样的。如包裹体有着规则的几何形态，则可以用目镜微尺比较容易地测定并计算气相、子矿物相和包裹体的总体积。

如包裹体是极为扁平的，则可假设其“面积=体积”，简化计算。

最常用、简便的充填度的估算方法足和经计算作出的标准图形对比得出相应的充填度数值。

 

。

 

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5）丰度和分布

    在单个晶体中，包裹体总的丰度和分布取决于样品的原始生长条件和晶体结晶后的历史。通常包裹体的总体积很少大于已知晶体体积的1%(图4-3)。

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据报道，在乳白色石英和方解石中，包裹体很多，lcm3可有l09-1015个，可占主矿物体积的1-5%。

矿物中包裹体的数量是在显微镜下于薄片中用计数器测量得出的。

先测定lcm2中包裹体的个数，然后换算成lcm，中包裹体的个数。

在求出包裹体的大小 (平均值)和lcm3中包裹体的个数后可换算出lcm中包裹体的总体积与主矿物体积的比值。

通常，在矿物生长的早期，包裹体的丰度比晚期要高。这在某些近根部呈乳浊状而顶端透明的晶洞石英晶体中清楚可见。某些有色带的矿物(如萤石和闪锌矿)，其外部生长带的包裹体比晶体内部要少。

 

原生包裹体在晶体的外带常呈环带状分布或等宽带状伸展，包裹体长轴方向相同，说明它们受平行晶面生长机制的控制而沿主矿物的微晶面排列。

在晶体的核部，包裹体多呈随机孤立状态分布，无一定方向可循。

次生包裹体受晶体微裂隙控制，成线状分布，常切割呈环带或带状分布的原生包裹体群 。

 

3、流体包裹体中相的识别

    流体包裹体中的物质有3种相态，即气相、液相和固相。常见的为气-液两相的包裹体，也有单一气相或单一液相的包裹体及三相以上的多相包裹体。

各种相的包裹体中常出现如下特征：

1)气相 

 

在熔融包裹体中，气泡常不呈圆球形。有时可有两个以上气泡，这些气泡常呈褐色或黑色。当包裹体中有粘滞性较大的有机气相时，常呈椭球状产出。纯气相包裹体中，包裹体与 主矿物间相的界线较粗，气相颜色较暗，甚至呈黑色，只在其中心处微透亮光，当推上显微镜偏光片后，其光性变化一般不明显，若有变化，其透明处的干涉色与主矿物相同 。

 

2)液相

多数情况下，包裹体中的液相为盐水溶液，有时可出现液态CO2或有机液体。在气-液两相包裹体中，盐水溶液多为无色透明或浅紫色、浅蓝色等。它充满除气泡以外的整个包裹体体腔。当包裹体中存在液相CO2或有机液体时，多数情况是常与气体水溶液形成三相包裹体。

根据包裹体的润湿性特征 (亲、疏性)有助于鉴别包裹体中上述各相。包裹体的润湿性特征为气-液包裹体中水溶液首先润湿包裹体的壁，所以它们常与包裹体的壁接触，并充填所有的凹穴和不规则处、在含液相CO2或有机液体的三相包裹体中，液相CO2和有机液体总是位于水溶液中，呈半环状或圆环状包围气泡。

 

从以上现象可知，包裹体中这些物相的润湿先后顺序依次为：水溶液、液体CO2 (或有机液体)、气体。

这个顺序对鉴别包裹体中的物相很有用。

含液相CO2的水溶液包裹体是比较容易鉴定的，因为它们各相的折射率明显不同(nH2O=1.33，nCO2（L）=1.18，nCO2（v）=1.01)。无色纯CO2临界温度为31.l ℃ ，在实测样品时，当其混合了少量CH4、N2和H2时，可以略低于或高于31.1℃ 。

 

当包裹体中CO2密度相当大且室内温度又在CO2的临界温度以下，它就可分为液相CO2和气相CO2，成为三相包裹体(图版IV－l)。

 

当室温较高时可用在薄片上喷洒丙酮致冷的简单方法检查是否有液相CO2出现。

对于高纯度 (近于100%)的CO2包裹体，室温大于其临界温度31.10C时为单一气相包裹体；

室温小于其临界温度时为含液相CO2和气相CO2的两相包裹体，较为特征的是CO2气泡常不停地跳动；

而同样大小的盐水溶液与气相的两相包裹体则气泡常不动。

准确鉴别CO2，成分得借助于液氮致冷技术，因为纯CO2的熔点为-56.6 ℃ 。

 

3)固相

    包裹体中的固相物质包括玻璃、子矿物及不均匀捕获的早于包裹体形成的晶体或碎屑物。

（1）.玻璃质

含有玻璃质或部分去玻化的玻璃包裹体(图版IV－2、3)只能出现在喷出岩或浅成侵入岩中。

 

通常这类包裹体含有一个收缩气泡。因此，外观上类似于两相的水溶液包裹体。

然而，玻璃包裹体中气泡是不能运动的，而且由于硅酸盐熔浆具有高粘度，可能出现不止一个气泡，或不规则形态的气泡。由于玻璃质部分去玻化而产生鱼鳞状雏晶，气泡周围出现毛刺状裂纹或不规则裂纹 。

 

 

花岗质成分的玻璃包裹体的折射率一般为1.52-1.45，与主矿物石英折射率为1.54－1.553相比。

显低负突起。玄武质成分的玻璃折射率变化范围是1.60～ 1.58。因为玻璃质包裹体比液相CO2和盐水溶液的折射率要高(见表4-2)，而相对接近主矿物的折光率，故玻璃质包裹体的边界线一般都不太明显。

在正交偏光下，玻璃质在理论上说应当是均质体，然而实际上，由于玻璃质的去玻化作用，发育显微雏晶，而常显示出斑点状双折射率，并产生褐色的色彩，从而使玻璃质包裹体易于识别 。

 

（2）.子矿物

    从成因上讲，子矿物与主矿物结晶时被流体包裹体捕获(或“俘虏”)的矿物是有区别的，但实际上，在镜下两者往往难以区别。

可以通过检查一下某一世代不同粒径包裹体中固相所占比例是否基本稳定来判别。

基本稳定者为子矿物。因为捕获到有稳定的液/固比的“俘虏矿物”的可能性很小，而且，俘虏矿物与俘虏它们的包裹体相比往往异常地大，如果是子矿物相，就意味着这些溶解度低的矿物 (如金红石，磁铁矿、硫化物等)必须具有实际上不可能有的高溶解度才行。

一般情况是，地质样品中单个包裹体内一种组分只能有一种子矿物发育并形成一个晶体，因而子矿物可为我们提供有关原始均一母流体的化学成分的重要信息。

子矿物种类多：见下表

 

 

子　矿　物　特　征　表　（据陈银汉等，1981）

 

从上表可以看出，虽然现在报道的子矿物种类非常丰富，但是出现得最普遍的是强碱性卤化物，特别是NaCl和KCl。

对于透明的子矿物，可以根据它们的光学性质 (例如晶形、颜色、均质性和双折射率等)加以鉴定。因为饱和盐溶液的折射率很少超过1.40，而绝大部分子矿物折射率均高于比值，因此，与盐水溶液相比子矿物往往具较高的突起。

 

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因此，对双折射率的估计有利于鉴定(当主矿物在消光方位时，更容易观察出来)。

云母类、碳酸盐类矿物具有较高的折射率和双折射率，容易与氯化物盐类区别开。

不透明子矿物，主要是指金属硫化物和氧化物，由于它们在水溶液中的原始浓度很低，因此，除特殊情况外，它们仅仅是一些微小的不透明斑点。由于粒径很小，鉴定十分困难。

它们所占体积一般均小于包裹体总体积的1%，即使对于直径为5Oµm的大包裹体来说也仅在光学分辨率的极限值上。

这可能是不透明子矿物显得如此稀少的原因之一。

 

 

还有人曾提出可以用X射线使卤化物带有颜色，即辐射使NaCl呈黄色，KCl呈深紫色，即使很小的晶体也是如此，这有助于鉴定。

 

4)碳氢化合物

    碳氢化合物流体包裹体的成分变化范围可从纯甲烷到固体黑色沥青。它们多出现于沉积岩和浅变质岩中，但从各种热液矿床直到碱性岩浆岩等各种地质环境中都曾有发现：

例如密西西比河谷型铅锌矿的萤石中就含有丰富的含石油包裹体 (Roedder，1962)。碳氢化合物包裹体可分为两类：一类是在一定的温压条件下，从油、气、水有限混溶的均一流体中结晶出来的矿物所捕获的包裹体，它们的温压地球化学条件能代表矿物和烃类形成的条件。

另一类是在非均一(不混熔)条件下捕获的含碳氢化合物包裹体，它们不能用于温压条件的研究，只能用于化学组分的研究 (属异常包裹体)。

 

碳氢化合物包裹体的特征如下： 

（1）.颜色

    液相碳氢化合物通常是石蜡、烯烃和芳香烃的复杂混合物，分子量最低的那些组分大量进入蒸气泡。在常光下，此类液体可能呈淡褐色或稻草黄色，但也有无色变种。颜色强度(吸收性)是成分和光通过的路程长度(包裹体大小)的函数。因此，甚至有色的石油当捕获于大小为5 ～ 15 μm的包裹体中时，其吸收性也很小。

另外，部分萤石或碳酸盐矿物本身的颜色会掩盖包裹体的颜色。固相沥青为深褐色至黑色。 

 （2）.萤光性

    碳氢化合物在紫外光照射下发出萤光。有机质随着演化程度的增高，其萤光颜色由黄、绿色变为蓝、橙色，其强度由强变弱，直至消失 。

 

（3）.折射率

    碳氢化合物流体的折射率变化范围通常比盐水溶液大，且高于盐水溶液并接近主矿物。因此，相对于主矿物而言，

碳氢化合物包裹体比含水溶液包裹体突起似乎低得多。根据包裹体的润湿性特征，在含烃类液体的三相包裹体中，碳氢化合物液体总是围绕着气泡，其最外层是盐水溶液。

碳氢化合物液体相对于盐水溶液明显呈正突起，但在加热对其分界面于　+107 ℃时消失，在+1O9 ℃时则再现，并且呈负突起 （R.C.Burruss，1981）。

 

 

（4）低温相状态

    碳氢化合物包裹体很少显示出清晰的冻结状态，甚至冷却到-180 ℃也是如此，Roedder (1963)

报道了固相的结晶作用:一些包裹体可析出褐色沥青相 (Kvenvolden和Roedder,1971)或者冻结出石蜡固相(Barlier和Iouray，1974)。

 

（四）、异常包裹体的鉴别

    异常包裹体主要是指那些非均匀体系中形成的包裹体，或虽是均匀体系中形成的包裹体、但因受后期地质作用而改变了原貌的包裹体。它们包括：

1、不混溶包裹体

    不混溶包裹体是指在非均匀体表中形成的包裹体。它们包括沸腾包裹体群和原始流体中不混溶的两相或多相同时封存于一个包裹体中形成的异常包裹体。

1) 沸腾包裹体群

    沸腾包裹体群是内生作用的产物，出现于岩浆岩的造岩矿物中和热液矿床的矿物中，产于岩浆岩中的沸腾包裹体群的特征是熔融包裹体、流体-熔融包裹体、含子矿物的高盐度包裹体以及富气相包裹体等共存于主矿物中。

 

沸腾包裹体群是岩浆结晶作用进行到一定阶段，硅酸盐熔浆中挥发分不断富集并达到饱和而发生“沸腾”时形成的。

 

热液矿床中的沸腾包裹体群是由于压力骤然降低，造成流体相沸腾而捕获的包裹体，在同一矿物晶体中常可见到富气相包裹体积与含石盐子矿物的包裹体共存，或富气相包裹体与富液相包裹体共存，均一温度相近且均一到不同状态。

常见于中、浅成热液矿床。

    在显微镜下观察时，要注意研究那些成分和充填度都相差很大的包裹体是否同时形成。

如果两种成分和充填度相差很大的包裹体分别沿着不同的生长面和交切裂隙分布，那么它就不是沸腾包裹体群 。

 

2)不混溶包裹体

    这里所指的不混溶包裹体，是成岩成矿的原始流体为非均匀体系，其中不混溶的两相或多相物质同时封存于一个包裹体而形成的异常包裹体。

主要包括以下几种情况。

   （1）液相+固体

大量证据表明，在许多晶体生长过程中的某些时候，固体微粒以悬浮方式存在于它们生长的流体中。

在有些矿床中这种固体物质由早期脉体或围岩压碎产生，或是由于新沉淀的细粒物质扩散而产生。

这些固体微粒可能偶然捕获于正在形成的流体包裹体中。它们可能易与子矿物相混淆。

 

二者的区别见前述。

 （2）、水溶液+液相CO2(或液态烃)+气相

   在一定温压条件下CO2可以有限溶于H2O中，形成原始均一体系。

但若当某种成分超出互相所能溶解的极限时则形成含两种以上流体相的原始非均一体系，同一包裹体偶尔捕获此种流体形成的多相 (如H2O+液态烃+气相)包裹体，它们无恒定的相体积比。

2、颈缩 （卡脖子）

    颈缩包裹体是指已经形成的包裹体，在后来的重结晶作用影响下被分离成　2　个以上包裹体的总称。

 

其鉴别标志是发生颈缩的包裹体之间通过一个细管彼此相连、或孤立的包裹体带有很小的伸出去的尾巴（图版IV-6）。各颈缩包裹体之间其充填度变化较大。 

 

 

、泄漏和自然爆裂

    包裹体形成后，因受构造应力影响，岩石或矿物受到拉张、剪切等变形，或受到比它们形成时的温度更高的温度的影响，如在剪切带及其附近、岩浆岩及脉岩的接触带和某些高一中级变质岩中，早期形成的包裹体非常容易发生泄漏，那些快速或突然发生泄漏的地方，称为爆裂。自然爆裂的包裹体常呈星点状，或为子包裹体组成的晕圈所包围。在某些高一中级变质岩中，这种爆裂包裹体晕很普遍，而且由于它们显示了岩石是否受到后期热液作用的影响，因此具有特殊的意义(Swanenburg，1980)。发生泄漏和自然爆裂的包裹体群，其各包裹体之间的充填度变化较大。 。

 

4、出溶包裹体

    一系列石英的含氢量研究(Wilkins和Barkas，1978)表明:

含氢量的变化范围很宽。若将这些数值简化为H2O当量值，则变化于＞1×10-6－＜5OO×lO-6。

S.Whitec，1973)提出：现在变质石英中许多小包裹体沿晶体位错形成，这也许是在压力释放期间通过水的运移 (和碱质的迁移)形成的，这种水曾是晶体构造的一部分。

冶金和陶瓷文献记载了晶体构造中气体原子迁移和具有空隙的许多实例，最小能量部位沿位错和次生颗粒边界分布，这些部位存在细小的气体包裹体。

由于在实验中已观察到水通过石英进行迁移，而且很多变质石英曾遭受长期变形的部分是同时发生的重结晶，因此，变质作用期间类似的水的迁移会形成沿晶体位错或亚颗粒边界分布的小包裹体群，称之为出溶包裹体。

 

从上述形成机理可知，它们不同于原生、次生、假次生的五常包裹体。

5、早于主矿物的固体俘虏体的识别

岩石和矿石中的矿物，常含有形形色色的杂质 (如矿物晶体、晶屑、岩屑、岩尘、固态烃等等），它们是在主矿物形成时所捕获的固体俘虏体。固体俘虏体与包裹体区别的主要标志见下表：

 

6、人造包裹体的识别

    在应用光学显微镜鉴定包裹体时，会经常见到各种类似包裹体的假图像，它们实际上是人造包裹物，对初学者来说，可能会产生混淆以致浪费时间。制片时粘结介质出溶的气泡和液滴会形成一系列人造包裹体。

它们可以是充填样片表面坑形成，或在易碎样品磨制前树脂浸渍 (煮胶）时可形成，也可能是粘片时进入的空气泡所致。上述人造包裹体的特征是、形态多为浑圆状，少数为椭圆形，没有与主矿物晶形相似的负晶形出现；

一般比较大 (几十微米以上），有气-液两相的，但多数为单一气相，因此有较高的“视突起”(即在接触带由于全反射而显示较宽黑边)，颜色较暗 (边部带多为深灰色)，因此而容易与富液相包裹体区别 。

 

另外，在显微镜下鉴定包裹体时，还有一些容易造成混乱的物质，如由指纹带来的细小油滴、抛光坑、研磨料颗粒或其他碎片。

对样品进行认真、仔细的清洗可以排除大部分假像的干扰。很小的无色包裹体(＜ lμm，在浅色背景中会呈现有色，特别在包裹体与主矿物之间呈现不同的色散特性时。

被顶 (或底)部磨光面切割的包裹体与簿片内部完整的包裹体，看上去很不相同，因此，许多初学者往往把它们误解为奇异的包裹体。

包裹体倾斜的相边界引起的全反射可以产生类似不透明的状态。两个上下重叠、相距很近的包裹体，有可能产生把二者当成一个包裹体的错觉，但视觉中的两相或三相物质在应均一的温度时却不均一 。

 

（五）   其他显微镜下鉴定技术

1、紫外光显微镜下鉴定

    包裹体中少数物质在紫外线照射下能发出萤光。碳氢化合物液体是这类物质最好的例子。若主矿物是相对不发萤光的，那么用紫外显微镜观察是可区分碳氢化合物液体和水溶液的一种有效方法。

很多高水平研究用的显微镜，稍加修改就能用紫外线照射。其中一种可行的办法是，用可移动的各种紫外灯泡代替显微镜照明的部分设备。

用这种方法时必须注意保护眼睛，应使用紫外滤色镜或特别的防护眼镜。碳氢化合物包裹体的萤光强度通常是很微弱的，因此一定要注意确保样品表面没有油脂或粘结薄片的介质，以消除干扰。

 

碳氢化合物在紫外光的照射下，可以发出浅白色、浅蓝色、浅绿色或黄橙色萤光。这取决于紫外线的波长和碳氢化合物的成分。

随着有机质演化程度的增强，其萤光颜色由黄、绿色变为蓝、橙色，其强度由强度弱，直至消失。虽然这种方法的应用尚处于初期阶段，但该技术却为我们提供了一个有意义的新的研究手段。特别是当研制的设备若能对单个包裹体进行分光光度计测定时更是如此。

2、扫描电子显微技术

    扫描电子显微镜早期在流体包裹体的研究中的应用，局限于对露出在片子表面的次显微包裹体的粒度、形态和分布进行观察。

但后来的研究表明 (Lebel，1976；Metzger等，1977)，特别是当扫描电镜与X射线显微分析联用后，扫描电子显微镜对于鉴定流体包裹体中的“俘虏矿物”和子矿物有很大潜力 。

 

 

    扫描电镜研究的第一步是通过光学研究来鉴定样品有意义的区域，特别是有意义的包裹体的大小却形态以及被封存在包裹体中固体相的光学特性 (形状、颜色、多色性、重折率和折射率)这些鉴定将为与X射线联测打下基础。

扫描电镜在放大到50-0000倍时，皆能获得极清晰的照片或电视图象，这对鉴定晶体形貌是很有意义的。在扫描电子显微镜下，还可利用旋转样品来精确测定晶面夹角，并能同时获得球面投影。

国内应用扫描电镜对细微的(小于1μm)包裹体和不透明矿物中包裹体的研究，已取得显著效果，它可以提供很清晰的形貌照片和成分数据。

 

3、红外显微技术

   自70年代初期以来，都分不透明矿物在近红外(0.8-1.2m)辐射下所表现出来的透明性，逐渐引起矿物流体包裹体工作者的兴趣。

1973年，苏联学者Trufanov等率先将红外光谱用于不透明矿物流体包裹体测温。

由于各种技术条件的限制，国内外学者虽然从不同角度作了一定尝试，但这方面的研究工作进展却十分缓慢，直到80年代初才出现了较为系统的研究成果，概括起来主要包括下述三个方面的内容:

    (1)不透明矿物内流体包裹体的观察

Plumlee(1983)和CampbeIl(1984)等人先后报道在黝铜矿和深色闪锌矿等硫化物和黑钨矿、赤铁矿、铬铁矿等氧化物中发现了流体包裹体。

 

(2)流体包裹体均一温度测定

由于种种因素的限制，进行过流体包裹体测温的不透明矿物的种类还极为有限，其中主要有黝铜矿 （255℃）、砷黝铜矿 (270℃)和黑钨矿 (256-399℃)。

(3)不透明矿物与共生透明矿物流体包裹体对比研究

在红外显微镜技术用于不透明矿物流体包裹体测温之前，计算矿石矿物的形成条件、同位素及溶解度等所采用的温度数据主要借助于共生的透明矿物。

那么二者之间究竟存在多大差别则是能否相互替代的基础，而不透明矿物与共生透明矿物流体包裹体之间的对比研究，则可回答地质学中这个悬而未决的难题。

 

Cmpbell等选择了世界各地有代表性的几个石英脉型黑钨矿矿床，进行了黑钨矿及共生石英中流体包裹体的对比研究。

例如英国康沃尔多金属矿带的St.Michael钨矿床中黑钨矿原生包裹体平均均一温度为369℃，盐度为4.2WB%NaCl；

而石英的平均均一温度则为311℃，盐度为73WB%NaCl。CliggaHeed钨矿床中黑钨矿均一温度为324℃，盐度为3.9WB%NaCl，而石英的均一度则为2950C，盐度为6.0WB%NaCl。

与石英相比，黑钨矿是在高温低盐度条件下形成。与上述结果不同，在葡葡牙Panas Ueira钨矿床中，共生石英可以代表黑钨矿，因为二者在包裹体类型、均一温度 (280-3200C)和盐度 （7.6-14.9WB%NaCl）方面基本一致；说明黑钨矿与共生石英确实是从同一流体内沉淀的。

 

目前，红外显微测温所使用的显微镜为红外显微镜。具体又分两种：

红外光学显微镜：前者为美国Research Derices公司生产的F型红外显微镜，它主要由红外光源、聚光镜、物台和变像管所组成，其关键部件为磷变像管，它将红外图象转变为可见光图象，可用肉眼观察，相应波长范围0.8-1.2μm。

红外电视显微镜：如上述美国公司生产的红外电视显微镜和我国衡阳光学仪器厂生产的红外电视测微显微镜;

该类显微镜主要是采用硅靶摄像管将红外辐射变为电讯号反映在显示器上，相应波长范围为0.45-1.2μm。

 

 

在红外显微镜上面装上冷热两用台，即可进行流体包裹体的正常测温工作。实践证明，由于红外吸收作用可使某些矿物样品自动升温高达60℃ ，所以测温时热台需通冷却气流，以减少红外吸收作用造成的误差。 

    虽然红外显微测温目前还受到某些条件的限制，但作为不透明矿物的均一温度的测定手段在矿床成因研究中仍有其重要的实际意义。随着仪器的不断改进，可以断定大多数常见矿石矿物的均一温度都可以通过这一途径测定。