流体包裹体

null第三章 流体包裹体研究方法 第一节 概述第三章 流体包裹体研究方法 第一节 概述一 一般特征 流体包裹体的概念－指矿物生长过程中，因晶体发生缺陷而捕获的至今在矿物中存在并处于封闭状态的成矿介质（成矿溶液或岩浆流体），是成岩成矿流体或熔体的样品。 一 一般特征 一 一般特征 矿物中的包裹体多数小于0.1mm, 一般2µm~20µm. 常用来研究的矿物有10种左右: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、锆石等。 二 研究历史和现状 19世纪中期 探索阶段 1933年以前 1933年 密西西比河谷型铅锌矿床中闪锌矿测温 解决了成因问题 进入实用时期 国内 20世纪60-70年代进展快 80年代长足的发展 二 研究历史和现状 19世纪中期 探索阶段 1933年以前 1933年 密西西比河谷型铅锌矿床中闪锌矿测温 解决了成因问题 进入实用时期 国内 20世纪60-70年代进展快 80年代长足的发展 null研究目的和意义 获得成岩成矿的可靠信息 可测T、P、C、D （密度）、盐度 、同位素组成 pH Eh粘度 年龄等。 找矿勘探第二节 包裹体的成因与分类第二节 包裹体的成因与分类一般认为只有符合均匀体系，封闭体系和等容体系这三个基本条件的包裹体才能提供有价值的信息。null一 均匀捕获和不均匀捕获 通常认为包裹体是从均匀介质中捕获的。如果天然矿物中固相，液相，气相之间比例稳定，则为均匀捕获。 在单个矿物中，有时会看到一群包裹体，具有可变的相比例，则为不均匀捕获。有下列几种情况： （一）液体+固体 （二）液体+液体 （三）液体+气体 可以是沸腾的结果 P82 图3-1二 捕获后的变化 二 捕获后的变化 （一）收缩 流体收缩 （二）不混溶 （三）再结晶作用 温度降低溶解度降低－ 重结晶 （四）子矿物 （五）亚稳定性 （六）颈缩（卡脖子） （七）体积变化 （八）渗漏三 成因分类与状态分类 三 成因分类与状态分类 （一）成因分类： 原生 次生假次生三类。 原生成因的标志 次生成因的标志 （二）状态和成因分类 表3-1（P88 充填度F） 状态和成因分类 追溯成岩成矿作用和恢复形成环境P90。 第三节 包裹体样品的选择和制备第三节 包裹体样品的选择和制备一 样品的选择 采集样品之前，应搞清楚脉体的先后关系，详细编号。水平，垂向上特定脉体等距离采样。 最好的样品是透明、半透明结晶好的脉石矿物，或脉体外侧蚀变矿物。 火成岩最好选择Q 中—高级变质岩—Q 长英质脉体。 沉积岩成岩作用—脉体、晶洞、晶腺和结核中保存的矿物。null二 颗粒载法的制备 筛选样品，测温，观测用。 制备方法P91。 三 抛光片的制备 两面抛光 高度抛光 厚度0.2㎜—0.5㎜。 切晶体中P平行C轴。 抛光法制备工艺程序 切片、粗磨、细磨、抛光、粘片、另一面null四 显微测温样品的制备 把抛光片从载玻璃上卸下，破碎成小片。 五 爆裂法测温样品的制备 破碎 筛分和提纯－单矿物（0.2㎜—0.5㎜粒级）1g-3g。 六 成分分析样品的制备 0.2mm-0.5㎜ 10克第四节 包裹体的显微镜下观察与鉴定第四节 包裹体的显微镜下观察与鉴定一 放大倍数与观察技巧 通常放大250倍，有时400-500倍，也可用100或低于100倍，详细观察内部细节，获得清晰图象。 二 包裹体中相的识别 正确鉴定包裹体在于对包裹体常见特征的了解和掌握。包裹体常见的相态特点： （一）水溶液+气泡 （二）液体CO2和碳氢化合物 （三）子矿物 （四）熔融包裹体中的玻璃质，结晶质和气相 三、包裹体特征的记录和描述三、包裹体特征的记录和描述（一）充填度（F）和气体百分数（N） （二）颜色 （三）形状 （四）大小 （五）数量 （六）分布 （七）包裹体定位和记录第五节 温度的测定方法第五节 温度的测定方法一、均一法 （一）热台和冷台两用台 1. T1350型高温热台 2.Linkam TH600型冷热台 3.Chaixmeca 台 （二）温度校正 一、均一法一、均一法(三) 温度测定 1.准备工作 2.液/气包裹体的均一化作用 3.含子矿物多相包裹体的均一化作用 4.含液体CO2多相包裹体的均一化作用 5.熔融包裹体的均一化作用 6.注意事项二、爆裂法二、爆裂法（一）热声爆裂仪 （二）爆裂温度的确定与校正 null微晶石英的爆裂温度比共生矿物的均一温度高100℃。 萤石的Th与爆裂温度比较吻合。 粗晶石英的爆裂温度比Th要高 不同矿物的爆裂温度与Th的差值不同 干扰大 null爆裂温度的确定与校正 α石英→β石英 573℃。取拐点对应的温度作为爆裂温度与地质情况吻合。采用统一的石英标样利用拐点温度进行校正。 实验条件及注意事项 样品粒级有影响 样品重量基本没有影响三 淬火法三 淬火法 是测定熔融包体均一温度的基本方法，加热达到预置温度和恒温时间后→瞬时落入水中→快速冷却把包体变化固定下来。 （一）LGHC－1型高温淬火炉 （二）熔融包裹体的均一化现象和温度测定 第六节 组分和盐度的估测方法第六节 组分和盐度的估测方法一、冷冻法 （一）H2O－NaCl （二） H2O－NaCl－CO2nullnullnull 新疆阿合奇县布隆 石英重晶石脉型金矿成矿机理探讨 新疆阿合奇县布隆 石英重晶石脉型金矿成矿机理探讨 null 1.矿床地质特征 2.流体包裹体研究 3.微量元素特征 4.同位素分析(氦、氩同位素、硫同位素、 碳、氧、氢同位素 ) 5.成矿作用 一.布隆石英重晶石脉型金矿地质特征 矿床所在的大地构造属于西南天山造山带，位于区域NE向喀拉铁克大断裂的东南侧一.布隆石英重晶石脉型金矿地质特征 矿床所在的大地构造属于西南天山造山带，位于区域NE向喀拉铁克大断裂的东南侧布隆布 隆 金 石 英 重 晶 石 脉 型 矿 床布 隆 金 石 英 重 晶 石 脉 型 矿 床赋矿地层上泥盆统衣木干他乌组,一套紫红色、灰绿色薄层粉砂岩，砂岩.克兹尔塔格组为一套砖红色砂岩、粉砂岩局部夹砂砾岩、页岩， 断裂发育 岩浆岩活动微弱 发育石英大脉、重晶石大脉、石英重晶石复脉 金矿体只产于石英重晶石脉中,金矿脉(石英重晶石复脉)金矿脉(石英重晶石复脉)矿体受层间缓倾斜破碎带控制围岩蚀变主要有硅化、黄铁矿化、碳酸盐化、绢云母化、绿泥石化、null东 矿 脉null含金石英脉重晶石脉含金石英重晶石脉粉砂岩根据矿脉的穿插关系、矿物共生组合、生成顺序及矿石组构等特征，将矿床成矿过程划分为四个成矿阶段。根据矿脉的穿插关系、矿物共生组合、生成顺序及矿石组构等特征，将矿床成矿过程划分为四个成矿阶段。①石英阶段，主要形成石英大脉,金含量一般小于0.5 g/t,个别超过1.0 g/t。null②重晶石阶段，形成纯的重晶石脉，分布于石英重晶石复脉的中间或形成单独的大脉,金开始沉淀，金含量一般在0.33－2.97 g/t。 ③重晶石－石英阶段 ,形成石英脉,重晶石石英脉和局部方解石重晶石石英脉。为金主要成矿阶段，金含量一般在1.0－6.7 g/t，局部在7.45－22.35 g/t。 ③重晶石－石英阶段 ,形成石英脉,重晶石石英脉和局部方解石重晶石石英脉。为金主要成矿阶段，金含量一般在1.0－6.7 g/t，局部在7.45－22.35 g/t。 ④碳酸盐阶段，主要形成方解石细脉或铁白云石细脉④碳酸盐阶段，主要形成方解石细脉或铁白云石细脉null 布隆金矿床含金石英脉Rb－Sr等时线年龄为258±15Ma（赵仁夫等，2002），成矿时代为中二叠世晚期。 二.流体包裹体研究 二.流体包裹体研究 将原生包裹体划分为NaCl-H2O型、CO2-H2O型和CO2-H2O-NaCl型。NaCl-H2O型进一步划为气-液两相包裹体和含子晶多相包裹体。CO2-H2O型划分为三相型、两相型。 Ⅰ类气-液两相包裹体，由气相和液相组成，气液比，多数为5～15%，包裹体长轴2－12µm。 Ⅱ类含子晶多相包裹体，由气相、液相和固体子晶三相组成。长轴多数为7－20µm。气相占包裹体体积的5－15%，一般气泡大于子晶。子晶主要为NaCl 二.流体包裹体研究二.流体包裹体研究Ⅲ类含液相CO2的三相型包裹体，由VCO2、LCO2和LH2O三相组成，CO2相的体积百分数为5－70%，多数为10－30% Ⅴ类H2O＋CO2＋子晶多相包裹体，长轴为6－40µm，。包裹体由VCO2、LCO2、LH2O和子晶四相组成，VCO2＋LCO2体积百分数为5－20%，CO2中的气液比5－60%。子晶具有立方体、长方形等晶形，子晶长轴一般为3－6µm，nullnull石英阶段209～321℃， 重晶石阶段161～260℃ , 重晶石－石英阶段 187～381℃ , 159～390℃ 金主成矿阶段温度集中于200－340℃。 碳酸盐阶段183～320℃ 0.809～0.884g/cm3 0.901～0.996g/cm3 0.731～0.976g/cm3 0.765～1.029g/cm3 0.748～0.960g/cm3 石英阶段CO2的初熔温度为-58.1～-58.9℃，表明包裹体中CO2不纯，有CH4或N2存在。多数CO2的部分均一温度为16.1～27.1℃，仅有两个为2.9～3.6℃，CO2笼形化合物的熔化温度为6.3～8.8℃，峰值为7.8℃。根据Bozzo et al.(1973)的公式计算盐度： 盐度(wt% NaCleq)=15.52002－1.02342t－0.05286t2 石英阶段三相CO2包裹体水溶液的盐度为2.4～7.0 wt% NaCleq。 石英阶段CO2的初熔温度为-58.1～-58.9℃，表明包裹体中CO2不纯，有CH4或N2存在。多数CO2的部分均一温度为16.1～27.1℃，仅有两个为2.9～3.6℃，CO2笼形化合物的熔化温度为6.3～8.8℃，峰值为7.8℃。根据Bozzo et al.(1973)的公式计算盐度： 盐度(wt% NaCleq)=15.52002－1.02342t－0.05286t2 石英阶段三相CO2包裹体水溶液的盐度为2.4～7.0 wt% NaCleq。 nullnull2.4 ～9 wt% 8.7～15.2wt% 7.3～17.8wt% 5.3～19.3wt% 金主成矿阶段盐度集中于7－18 wt% NaClequiv，峰值为13wt% NaClequiv， 6.0～9.9wt% 气相成分中以H2O和CO2为主，其次为N2、CH4，含少量C2H6、H2S，微量Ar和He。 液相成分中阳离子以Na＋为主，其次是Ca2＋、K＋、Mg2＋；阴离子以Cl－为主，SO42－次之.流体属CO2-H2O-NaCl体系 Na＋/ K＋>1，Cl－》F－，SO42－/（F－＋Cl－）小于1，反映成矿流体具有热卤水性质。 成矿流体的不混溶性 成矿流体的不混溶性 CO2-H2O型包裹体中CO2的体积百分数为5－70% 两相纯CO2包裹体。 与NaCl-H2O型包裹体共存，均一温度接近，表明它们是不混溶的两种流体被同时捕获 H2O＋CO2＋子晶多相包裹体中CO2的初熔温度、笼形化合物的熔化温度、部分均一温度与CO2-H2O型包裹体的温度范围一致。 成矿流体的不混溶性成矿流体的不混溶性子晶熔化温度（132－195℃）与同阶段NaCl-H2O型含子晶多相包裹体（170－225℃）相似。 这些特征暗示出CO2＋H2O＋子晶多相包裹体中的流体可能来源于CO2-H2O型包裹体和NaCl-H2O型包裹体所代表的两种流体的混合。成矿流体演化成矿流体演化 石英阶段包裹体类型主要为CO2-H2O型，发育特有的H2O＋CO2＋子晶多相包裹体。反映了成矿流体是一种富含CO2、CH4等挥发份，中温（209－321℃），低盐度（主要2-7wt% 的CO2-H2O±CH4流体。 重晶石阶段包裹体类型主要为气-液两相包裹体，少量含子晶多相包裹体和含液相CO2的三相型包裹体。均一温度明显下降（161－260℃），盐度值略有升高（主要9－15 wt% NaCl）。 金主成矿阶段包裹体类型以气-液两相包裹体为主，其次为含子晶多相包裹体和CO2-H2O型包裹体。温度明显增高（200－ 340℃），成矿流体演化成矿流体演化盐度值增大（早阶段为13% wt% NaClequiv，晚阶段峰值在17% wt% NaClequiv）。成矿流体属CO2-H2O-NaCl体系 碳酸盐阶段只有富水的气-液两相包裹体，不含CO2组分，流体为中温（183－320℃）、低盐度、中等密度的水溶液。 从成矿早阶段到晚阶段成矿流体温度、密度有降低的趋势，在成矿最晚阶段盐度明显降低，反映了成矿晚阶段大气降水含量逐渐增加。 矿区及外围上泥盆统衣木干他乌组和克兹尔塔格组、上石炭统康克林组,砂岩,粉砂岩围岩中的金、砷、银、锑、钨、汞等元素含量明显高，是区域背景值的1～44倍，金在上泥盆统砂岩和围岩中富集趋势明显。 上泥盆统衣木干他乌组和克兹尔塔格组在成矿作用过程中，提供了成矿物质。三.微量元素特征 null四.同位素分析 1.硫同位素 黄铁矿的δ34S值变化于14.6－19.2‰，重晶石的δ34S值介于35.0－39.6‰，矿石中出现重晶石—黄铁矿组合，表明矿床形成于高氧逸度条件下。重晶石的δ34S值大致相当于或略大于热液总δ34S值，热液中总δ34S值明显高于泥盆纪海相硫酸盐δ34S值（δ34S=25‰），反映硫来自于地层，与硫酸盐的还原作用有关。null2.氦、氩同位素2.氦、氩同位素地壳和地幔物质中惰性气体同位素组成的明显差异成为示踪成矿流体来源的重要标志(Sano and Wakita,1985)。黄铁矿是测定He、Ar同位素理想的分析对象(Burnard et al.,1999)， 样品中的黄铁矿具有完整晶形，未见后期改造的痕迹，因此，黄铁矿中的流体包裹体可能与成矿有关， 2.氦、氩同位素2.氦、氩同位素非含钾矿物后生放射成因的He和Ar对分析结果的影响可忽略不计(Norman and Musgrave, 1994；胡瑞忠等，1999)。 样品采自坑道，可排除流体包裹体内存在宇宙成因3He的可能性(Simmons et al., 1987；Stuart et al., 1995)。 因此，样品中He、Ar同位素的测定值大致可代表成矿流体的初始值。 null黄铁矿流体包裹体的3He/4He比值为0.24～0.82 R/Ra，略高于地壳的3He/4He比值（0.01～0.05 R/Ra），但明显低于地幔流体的3He/4He比值（6～9 R/Ra）。 40Ar /4He比值0.015～0.412，平均为0.153，接近地壳值 nullHe、Ar同位素组成特征反映了成矿流体主要来源于地壳。null根据壳幔二元混合模式，可计算出地幔来源He所占百分比，其公式： 幔源氦(%)={(3He/4He)样品－(3He/4He)壳}/{(3He/4He) 幔－(3He/4He) 壳}×100（徐永昌等,1996） 其中，地壳3He/4He下限值为2×10－8，地幔3He/4He下限值为1.1×10－5（Stuart et al.，1995）。 计算结果显示，黄铁矿流体包裹体中幔源He所占比例为2.8－10.3%。总体上，布隆金矿床成矿流体主要来源于地壳，同时有少量地幔流体的参与。 3.碳、氧、氢同位素 3.碳、氧、氢同位素 δ13CPDB值为-4.6－-1.4‰，δ18OSMOW为17.2－21.1‰，大于世界原生碳酸岩和地幔碳同位素组成范围(-5± 2 ‰ )，略小于典型沉积碳酸盐同位素组成范围(-1 － 2%)。 CO2主要由于海相沉积碳酸盐经溶解作用产生，混合少量幔源碳。δ13CPDB值为-4.6－-1.4‰，δ18OSMOW为17.2－21.1‰，大于世界原生碳酸岩和地幔碳同位素组成范围(-5± 2 ‰ )，略小于典型沉积碳酸盐同位素组成范围(-1 － 2%)。 CO2主要由于海相沉积碳酸盐经溶解作用产生，混合少量幔源碳。nullδ18O水值为6.7－14.7‰，δD为-70－-55‰，4件样品落在Ohmoto(1972)界定的岩浆水（＋5.5‰～＋9.5‰）范围，暗示有岩浆热液参与了成矿过程. 金主成矿阶段的早期到晚期，投点有向大气降水线偏移的趋势 成矿流体主要是来源于建造水，并混合少量岩浆水和大气降水。五.成矿作用五.成矿作用早二叠世，塔里木板块和伊犁－依塞克湖微板块发生了陆－陆碰撞（刘本培等，1996），南天山洋完全闭合。 在碰撞期后，由挤压环境转变为伸展环境，出现了陆相火山喷发，A型花岗岩、辉绿岩脉等侵入。区域构造、岩浆和热液活动强烈，为热液矿床的形成提供了有利的地球动力学背景。 矿床位于区域深大断裂附近，次级断裂发育，为热液运移和储矿提供通道和空间。 区域上NE和SE约6km处存在两个华力西期中酸性隐伏岩体（王卫平，2001），矿区内发育成矿期侵入的辉绿岩脉，岩浆活动为流体对流循环提供了能量。null建造水，并混合少量地幔流体和大气降水，形成对流循环成矿系统，活化和萃取地层中的金等成矿元素。 含矿热卤水沿断裂向上运移，当运移到近地表层间破碎带、断裂带时，由于温度下降，CO2和NaCl-H2O溶液产生不混溶作用，致使CO2和NaCl-H2O相分离， 同时，由于压力的突然降低使成矿流体产生减压沸腾，引起含矿热液中金络合物平衡的破坏，导致成矿物质沉淀。 null全金属超高真空提取流体包裹体装置null