流体包裹体文献综述

1、流体包裹体文献综述游智敏地球科学与资源学院 011070 班）摘要： 流体包裹体是研究矿物中和岩石中的古流体， 通过利用现代热力学原理， 可以恢复流 体捕获时的物理化学条件，如温度、压力,密度，成分，组分逸度等。对它们的研究可以定性和定量分析流体参与下的各种地质作用,尤其是成矿作用。对流体包裹体的正式研究始于1858 年国外学者 Sorby 对包裹体地质温度计原理和方法提出 ,它的发展经历了漫长的过程， 可以分为五个阶段。 国内流体包裹体起步晚， 在流体包裹体理论研究方面与国际先进水平存 在差距。此文还总结了水盐体系 ,CO2 H2O 体系这两个主要类型的流体包裹体盐度测算的测 温方法 ,与数

2、据计算公式表格。关键词：流体包裹体研究进展盐度计算NaCI H2O体系C02体系0 引言地质体中的流体包裹体多是微米级的观察和研究对象。 流体包裹体与微量元素， 同位素， 微粒矿物等都是微体、微区、和微量物质，但对他们的分析研究、 其成果进展等却极大地丰 富了宏观地球科学， 带来了重要信息，开拓了新的思路， 延展了研究领域。 对流体包裹体定 性和定量分析可解释地壳乃至地幔中流体参与下的各种地质作用过程， 它已广泛应用于矿床 学、构造地质学、壳幔作用、油气勘探、研究演化、变质学等地学领域。1、流体包裹体的定义和研究内容流体包裹体是研究存在于矿物和岩石包裹体中的古流体， 通过对其进行定性和定量分析

3、 可解释地壳乃至地幔中的流体参与下的各种地质过程。 矿物在生长过程中所圈闭的流体保存 了当时地质环境的各种地质地球化学信息（ P、T、pH、X、W 等） ,是相关地质过程的密码。 流体包裹体分析已广泛应用于矿床学、构造地质学、壳幔演化、地壳尺度上流体迁移、石油勘探以及岩浆岩系统演化过程等地质领域 .研究流体包裹体是研究包裹体各种性质及其相互 关系、为成岩成矿过程提供物理化学和热力学条件数据、 探讨地质作用地球化学和演化历史， 并服务于找矿勘探。流体包裹体的研究内容包括：（1）研究矿物中包裹体的成因、 恢复地质环境 .现今所见的矿物和岩石大多数都是从不同成 分和性质的流体或熔体中结晶出来的， 它

4、们在结晶过程中以流体包裹体形势捕获了成岩成矿 时的介质。矿物中捕获的包裹体是迄今保留下来的最完整最直接的原始流体或熔体的样本， 研究其形成机理和捕获后所经的变化 ,可以区分包裹体的成因，获得包裹体所代表的当时的 地质环境。（ 2）研究包裹体的成分和物相的变化、获取地质过程中的物理化学参数，包括成岩成 矿流体的温度、压力、密度、成分（盐度和稳定同位素组成），pH、Eh、黏度和成岩成矿年龄等参数 .（3）研究不同地质环境中包裹体，了解成岩成矿流体的性质。（ 4）指示找矿勘探。通过流体包裹体研究来阐明矿床的成因和演化、建立成矿模式， 利用所测定的数据来圈定热晕、蒸发晕和盐晕，这将有助于知道找矿勘探工

5、作。2、流体包裹体的研究史即国外研究状况流体包裹体研究在地球科学发展史上有着重要的地位和意义，它的发展经历了漫长而曲折的过程，大致可以分为以下五个阶段。第一阶段：萌芽阶段我国对流体包裹体早有认识， 梦溪笔谈描述了水晶中的包裹体， 本草纲目中记 载了用皮壳状孔雀石中的流体包裹体治眼病的方法。 国际上 ，Boyly 在 1672年、 Davy 在 1822 年、 Brewster 等在 1823 年先后发现和观察到了包裹体。 特别是英国学者在 1858 年观察到石 英（水晶）、黄玉和绿柱石中存在不少包裹体，并提出包裹体可以得出当时的 温度和压力 .第二阶段：包裹体的测温阶段（1858-1953 ）

6、自 1858 年 Sorby 提出包裹体地质温度计原理和方法后，包裹体进入测温阶段。各种自 制的显微热台也相继问世， 为测温提供了可能。 另一个重要的进展爆裂法的发明， 它由 Smith 提出，其学生 Scort 在 1948 年设计完成，爆裂法测温使得测定不透明矿物中包裹体温度成为 可能。 Newhouse 在 1932 对密西西比河谷型铅锌矿床进行了包裹体测温 ，确定了该矿床是热 液型而不是沉积型，引起了地质界对流体包裹体的关注。第三阶段：成矿流体阶段（1953 1976）该阶段出版了一系列有关包裹体理论研究的著作， Emakov ， Roedder 在他们的著作中共同强调了流体包裹体是作

7、为成矿流体而保存下来的，通过对它的研究可以得出其成矿流体的物理化学性质 （压力、温度、密度、成分和pH 等 ），这样把包裹体研究从单纯的测温发展到成矿流体研究的阶段.1968年Roedder和Skinner合作证明包裹体捕获之后没有泄露和外来物 质的加入。1970年Roedder叙述说了压碎包裹体测成分的方法。苏联学者Jlyptor、Haymos等提出了等容线法。 摩尔分数法等， 用来测定成矿时的压力 .该时期还开始了对包裹体pH 测定，同位素的分析。 1960 年召开的国际地质大会上，成立了国际成矿流体包裹体委员会， 简称 COFFI ， 1 968 年起， COFFI 开始出版“包裹体研究

8、”论文集 ， 由 Roedder 负责编辑。第四阶段：包裹体地球化学阶段（ 1976-1984 年）该阶段它趋于完善 ，流体包裹体研究成为地球化学研究的分支学科.该阶段包裹体的成果较多包括以下这些方面。 熔融包裹体被发现， 并应用到火成岩研究中。 运用包裹体研究方法 ， 大量开展矿床研究工作，解决不少矿床成因问题，提出了很多矿床的成矿模式，例如斑岩型，MVT 型，矽卡岩型， 热液脉型矿床 .提出了包裹体不混溶理论， 对研究热液演化过程也有了一 定的了解。 开始了用包裹体方法寻找热液盲矿。 先进的技术应用到包裹体的研究中， 例如种 子活化法，激光拉曼法，离子探针，离子色谱法等 .出版了不少专著

9、，有 Crawford 和 Hollister 在 1981 年主编的Fluid inclusion : Application to Petrology和 Roedder在 1984 年编写的Fluid inclusion .第五阶段 :综合研究阶段 （1985 年至今）Roeddnar（1984 ）撰写的 Fluid Inclusion 一书系统地总结了西方自 1958 年以来的成果， 该书的出版使流体包裹体的研究逐渐普及起来，发表的论文也多起来，据统计，从 1985 年 到 2003 年这一阶段，在矿床学重要期刊 Economic Geology 上发表的包裹体方面的文 章从 1985

10、年地 9。5增加到 2003 年的 27%。该时期涌现了许多著名的流体包裹体学者， 有 Hall , D.L、S.M。 Sterner、R。J。Bodnar、S。P. Becker、 P. L. F。 Collins、Chou, l-Ming 等，他 们提出了许多有关计算流体包裹体参数经验公式， 使流体包裹体热力学参数的测定与计算更 趋精确完善，并开始用计算机知识来处理数据 ,在成岩成矿模式研究方面取得了很大的进展 . 该时期流体包裹体研究的重点有 :人工合成流体包裹体与 PVTX 属性 ;流体包裹体成分的定性 与定量分析 ;利用 Rb-Sr 、Sm-Nd 等方法测定流体捕获的年代，合成矿年代

11、；利用流体包裹 体寻找石油。3、国内的研究现状我国的包裹体研究是从 20 世纪 60 年代开始的。 1977 年我国召开第一次矿物包裹体和 成岩成矿学术会议。 1977 年，中科院出版了矿物中包裹体及其地质上的应用，何知礼在1982 年著包裹体矿物学 ,李召麟 ,1988 年著实验地球化学 ，卢焕章， 1990 著包裹体 地球化学 ,2004 年著流体包裹体 1,刘斌、 沈昆， 1999年著流体包裹体热力学 2和流 体包裹体热力学参数软件及算例有关流体包裹体的论文也发了很多，尤其是矿床方面的， 油气包裹体，国内也有研究。李胜荣教授在 1991 年，对矿床不同部位的流体包裹体的分布 特征进行了分

12、析进行了研究，指出了金矿床石英流体包裹体找矿特征标型3。但是我国流体包裹体的研究， 与国际上仍有差距， 主要体现在对包裹体基础理论、 变质岩和沉积岩中的包 裹体、计算机处理软件的开发等方面。4、包裹体研究的理论基础流体分布在各种地质环境中 ,流体在应力作用下发生流动 ,并且与周围介质处于相对平衡 状态， 地壳中对地质作用重要的流体有： 地幔流体；海水，在沉积岩的空隙中至今仍可能保 存古海水；卤水，也叫地层水或建造水，存在于地层中，海底或者油田中；地热水，沿板块 边界或构造线附近分布， 有许多金属矿物和非金属矿物的形成； 岩浆热液， 由岩浆分异出来 的流体 ;雨水和地下水 ,大气降水扩到地表后进

13、入地下或存于湖泊、河流和蓄水层中；岩浆， 它不仅是一种流体，还由于其热量和能量能驱动许多地质作用发生；变质流体,是变质作用中形成的，包括变质作用是加入的流体和变质脱水时释放的流体； 油气藏中的油气和油田水。矿物包裹体是成岩成矿流体 （气液流体或硅酸盐熔融体） 在矿物结晶生长过程中， 被包 裹在矿物晶格缺陷或窝穴中的、 至今尚在主矿物中封存并与主矿物有着相的界限的哪一部分 物质。 其中流体是指包裹体捕获时主矿物周围的流体介质， 如果捕获时是过饱和溶液， 冷却 后出现子晶。主矿物与包裹体几乎同时形成。主矿物晶面晶棱等产生缺陷,为流体的圈闭提供条件，包裹体捕获后，便不受外来物质的影响.我们认为包裹体

14、中的流体是一个独立的地球化学体系，这要求，一是均一的，包裹体形成是捕获的流体是均匀的；二是封闭的，包裹 体形成后没有物质的进出；最后，等容体系，包裹体的体积没有发生变化。包裹体分为原生、次生、和假次生包裹体。原生包裹体是与主矿物同时形成的，其中包裹的流体可以代表主矿物形成时的流体和物理化学条件。次生包裹体，是在主矿物形成之后沿着主矿物裂隙计入的热液和重结晶过程中捕获的包裹体，其中的流体与形成主矿物的流体不同在原生包裹体中有一种貌似次生的包裹体，这种包裹体是在矿物形成，晶体发生破裂， 形成蚀坑，成矿母液进入其中。由于晶体继续生长，愈合形成包裹体由于岩裂隙分布，或穿透多层晶带，固有次生包裹体的特征

15、，但他们捕获的流体是原生的，同样具有恢复矿物形成时的物理化学条件的作用。5、流体包裹体盐度的测定与计算流体包裹的体盐度是重要的热力学参数，他是计算捕获压力，密度的一个不可缺少的指数。盐度在这里指的是流体包裹体的盐度是NaCI的质量百分含量，由于一般流体包裹体溶质的主要成分是NaCI,KCI,CaCI等其他成分很少，且对他们的研究程度不够，所以我们流体 包裹体盐度等效为 NaCI的质量百分含量。5。1、水盐体系流体包裹体盐度的计算水盐体系流体包裹体的盐度 ，对于不同的盐度范围，要求测出不同对应的温度，并用相 应的公式和表格来换算成盐度根据NaCI H2O体系盐度温度相图，测算流体包裹体的盐度分为

16、盐度范围为 023。2wt%, 23。2-26。3wt%，和26。3wt%三种情况。0080-«1PH+L-2000E I 4HHIIH + H11亠-i_SL 1 1102030405060708090100Salinity (wt %)图 1 NaCI H2O 体系盐度与温度相图(据 Hallet al.1988 , Bodnar et aI. 1989.)水盐体系的流体包裹体盐度小于23.2 %时，NaCI的含量是由冰点温度确定的。当含盐0 23。2%的H20-NaCI流体包裹体降到低温时，会凝固成一定比例的冰和水食盐的混合物当温度升高到最低共熔点温度时，水食盐会立刻分解，流体

17、包裹体产生冰和盐度为23。2 %的溶液。当升温超过最低共熔点温度时，冰开始融化，并稀释溶液相的盐度。当最后一块冰融化时，这个温度被定义为冰点温度，它可以用来确定盐度图一表示的H20 NaCI体系盐度 温度相图，0E代表盐度与冰融化曲线的关系。Hall et al。（1988）测定了 NaCI水溶液，盐度从纯水到23。2%,不同盐度对应的冰点下降温度4; Bodnar （1993）提出了冰点下降温度与盐度的一个简单方程5:盐度（wt % ） =0.00 + 1.78 0 0 。 044202 + 0 。 000557 e3字母0代表冰点下降温度，单位摄氏度。方程（1）使用了 Hall et al

18、 （1988）的原始实验数据,在0.0 °C到一21.2 °C的整个温度范围内，与实验数据拟合的较好，误差为土5wt。，其中-21。20C就是H2O-NaCI体系的最低共融温度。表1列出了 H2O NaCl体系的组分从纯水到共晶浓度范围内，冰点温度下降值与对应的盐度值，冰点温度下降值按 0。1°C依次增加.表1。盐度（质量百分数）与冰点温度下降值得对应表（单位 摄氏度）叽1,1.24.53d厨30.0.00C.180.S50710.B81.051 231.401 571.1.S1H.072.412.572.74203.063.232.3.553.714山34JB4

19、,344.494.654 SOX5J15.265.565.715.666.016 30电6.596.747.07.177.317,45797.735.S.00S 14a 419.556.60B.Bt«.S5虫OS6.9349.479.73日恥9朗10.1110.24心361Q.4910.731Q.B611.1011211.3411.4S11.5S乩117011.B111.9312.0512.1612812J3912.5112 6212.7312.8512.%13.0713.1®13.2913.4013.S113 62137213.0310.13.9414.0414.1514

20、.2514.3614.46US714.&714.7714.8711*149715X715.1715.2715.3715.4715S715 6715 7B15.8612.15.9010-0616.1516.24祐3416 4316.53166216711E5.B013,16.891Z0B17.1717.2617.3417.4317 5217.5117.7014+17.7917.0717.9613.0410.131B.22100W.381S.4719,5515.186313,721S.301e.se1B.9619.0519.1319,2119.2919.3716.194&1爲531

21、9.60他ea19,76194419219.9920.0720.15亿20222D.3D20.3720.4520,5220.6020 6720 752C 6220.8920.9721+0421.1121.1921 2621 3321.4021.4721.5421 .«119.21 6&21.752L822i.esE1.9622 0322.1022.1722.2422,3121*銘3322A422.5122.5622.65227122.B522.9122.9623.0523.1123.18当水盐体系的流体包裹体的盐度范围在23.2-26。 3wt%时，NaCl的含量是通过测定水

22、食盐消失的温度来测定的。盐度在共晶成分（23。2%）到包晶成分（26。3%）范围的包裹体当温度降到低温时，同样存在冰和水食盐.然而，当他们加热到最低共熔点时，完全消失的相是冰，留下水食盐和NaCl饱和的溶液（见图1）。继续加热，水食盐开始分解并消失，当在最低共熔点温度到 0。10C的某数值时，完全消失，该温度即为水食盐消失温度，可以用来 计算盐度。Sterner等（1988 ）.提出了计算该盐度范围的公式 6:Salinity（wt.%） 26.2052 0.1176221.245512 10 3 2 1.052515 10 4 3 （2）式子中B为水食盐消失温度，单位摄氏度值得提出的是：相对

23、于冰的融化，水食盐的 消失是缓慢的,并且由Roedder（ 1984） 7知，在0.1 °C以上时，水食盐能保持亚 稳状态几分钟到几小时。盐度在共晶成分到包晶成分的流体包裹体很少有文献报 到。这可能就反应了辨认流体包裹体中水食盐相消失的失败。很多水食盐的分解 被误看成是冰的消失，在加热冰冻的包裹体时，水食盐固体融化的速度响应慢， 这为实际测温操作时增加了难度。当水盐体系的流体包裹体的盐度大于26.3wt%时，NaCI的含量是通过测定食盐子晶完全分解温度来测定的。这时的均一温度有三种模式：模式A :Halite + Liquid + Vapor 宀 Liquid + Vapor 宀 L

24、iquid模式B :Halite + Liquid + Vapor 宀 Liquid模式C :Halite + Liquid + Vapor 宀 Halite + Liquid 宀 Liquid通过子晶先消失达到均一（模式A）的和通过子晶和气泡同时消失达到均一（模式B）两种情况可以用Sterner et al., （ 1988）提出的公式进行计算.Sali nity(wt.%)26.242 0.49281.42 2 0.223 3 0.04129 4356.295 101.967 10 3 6 1.1112 10 4 7(3)其中¥ = T （0C） /100，T的温度范围为0。10

25、C到NaCl的三相点温度（8O10C）。实际上，当流体包裹体的盐度不多于30-35wt.。时,NaCl很少凝结成晶体，即使反复的把温度降到00C以下。所以很少有关于盐度范围为25 35 wt。%的流体包裹体的报到。表2是根据式子 2计算出来的，可以方便的用来查找盐度Table Halite solubility in weight percent as a function of Temperature Tmfhalite)! calculated using equation (2).Tm010203044M 60708090？262 26.3 26A 26.5 26.7 26.fi 27.

26、0 272 27.4 27.7100 1烝 Q 2S.3 憾 629+3 29.7 ，亦 30.5 305 31.4陆9 31,432.9 33.534 J35336.0 36.737.4300585 38.9 39,8 40.6 415 42A 41344.345.3 46.44001474 48,5 49J 50.8 52J0 53.3 54.5 55.857,1584501)5? .8 61.162.5 63.9 653 砺氏 6S.2 &9r6 71,172.5而174.0 154 76.979J Rl.l SIS 聲.985 3 U.b700方® 89,2 90.5

27、 91X 或 0 如卫 MA 96.6 97.7 贡 §SOO理论上说，公式2只对气泡和子晶在同一温度消失时才有效。也就是说，均一方式沿着液+气+子晶三相等容线。然而，当盐度相差在几个百分点时，此公式仍可用，这类包裹体气 液均一温度要比子晶消失温度高几十度8 （见chou，1987）.当液气均一温度不高于子晶消失温度时，捕获温度必须在这样的温压条件下，即等容线与液相线交叉在液气曲线之前的冷却过程中，才可以用式子 3计算。对于均一方式是气泡先消失子晶后消失的流体包裹体计算盐度比较复杂，笔者没有找到计算公式。S. P。Becker， （ 2008 ）提出了该类包裹体的计算压力的公式9,如

28、下:2 2(4)P = S S mTHTmt + h ln(Tm) + c In(77? + Tm),Th代表气泡消失的温度，适应范围为200-500 °C; Tm代表子晶完全分解的温度，适应范围为300 6000 C;总的要求是 Th<Tm。5.2、H2O NaCI-CO 2体系的流体包裹体的盐度计算在加热回温过程中，测出的TmCO2（ CO 2融化温度）Thco2（ CO 2部分均一温度），与纯CO2体系的流体包裹体的没有显著区别，并且笼形物的形成，将水从水溶液相中移出，这样就增加了水溶液的盐度，所以利用冰点消失温度来就不能获得盐度数值，应该利用笼形物消失的温度（Tm cl

29、ath ）来计算盐度值。Roedder,1984，证实了最终笼形物消失的温度是水溶液相盐浓度的函数：WNaCl =15。52022 -1.02342 T -0.05286 TWNaCl为水溶液中NaCl的质量百分数，T为CO2笼形物的熔化温度（°C）,它的应用范围 为一9.60C < T < +100C。测定笼形物消失的温度的标志是CO2气泡边界变圆，由于笼形物消失CO 2气泡失去束缚，CO2气泡脱离CO2液体边界而开始跳动需要指出的是，只有当 笼形物与CO 2液相和CO2气相达到平衡时，这种估算方法才有效。如果任何一项不存在 时，笼合物熔点将偏离他们共存的平衡线位置，并

30、且不再是盐度的唯一函数。为了使液相CO2和气相CO2达到平衡，在实际冷冻试验中，要求加热温度速度缓慢， 建议为0.20C/min。 测定时还需注意 CO2熔化温度大于或等于-56.6 0C，以确保里面没有其他气体，或含其他气 体很少如果低于这个温度可能含有CH 4。表3 CO 2笼合物消失温度和盐度关系表10 (据Collins ,1979 )wt% tMlTm/Vwl% gT2©V<rt%-U.621.-142*712.296 4&.7J-921.282.S12.166.56.54-821,032.912.026.6jiS.37-72V.&73.011.896

31、.76.2020.23341L75阴6,0319.683.2LU616.95.56-4WJI53.311.477,05.68-3IS. 313>411.337.J5.51-217.48S-5LUI97.25.33-116,553.611 05735.140.015.533.710.91*4.980415.423.810,777.54,SO0.215.3110.627.6A 620.315+204.010.487.74.440-415.094 J10.337.84.260.5H + 984.210497,94,070.614,«74.3J0.048.03.890.714.7fi4

32、.49.898.13.110.814.644.59,748.23.520.914,534-<59.59&33.33L14.414.79.448.43.151.114.294.89.耶S,52.死1.214-lB4为9.138.62.77U3U.06548.98岳丁2.581.413.的5J8.82S.82.3QJ.513-825.28,668.92+201.613,695,38.519.02.00R713.575,48.3594rsi1.813.455.5HA99.21.621.913.325.68.039,31.422.013.205.77.879.41,222.113.075

33、.87,709.5L027,212.947549-60.832312.SL6,07.389.70.632,412.6S6.17,21乩80.432.512.556,2?.<b9.90.222,612426.3e.ss1Q,O0.02参考文献1 卢焕章等 .流体包裹体 M, 北京 :科学出版社 ,2004。2 刘斌。流体包裹体热力学M, 北京:地质出版社 ,1999。3 李胜荣 ,邵克忠。 河南嵩县祁雨沟金矿床石英流体包裹体标型J. 现代地质， 1991 ，（ 4）.4 Hall , D o L., S。M.Sterner and R。J.Bodnar. Freezing point depression of NaCI KCI-H 2O solutions °Econ.Geol J. 1988，83：1972025 Bodnar, R。 J。 Revised equation and table for determining the freezing point depression of H 2ONaCl solutionsJ