矿物流体包裹体特征

如何开展区域地质流体与成矿研究~

简要回答如下：
详细的野外勘察，分清各阶段矿物之间相互关系，矿物组合、蚀变特征等；
室内制作流体包裹体片，进行观察流体包裹体特征，按照期次、类型归好类；
包裹体测温，作拉曼分析成分；
综合讨论各阶段流体特征，以及主成矿阶段的流体沉淀机制；
必要的时候补充相关C-H-O-S等同位素研究，考虑流体与成矿物质来源。

仪器分析包括扫描电镜、电子探针波谱及能谱分析、X衍射分析、阴极发光及荧光显微镜、包裹体冷热台测定等。
1）扫描电镜和电子探针波谱及能谱分析电子束轰击在样品上能产生各种信息，包括二次电子、背散射电子、X射线、阴极发光、透射电子等（图2—1）。
接收二次电子，背散射电子成像的仪器为扫描电子显微镜—简称扫描电镜；接收X射线并检测X射线能量强度的仪器为能谱仪；接收X射线并检测X射线波长的仪器为波谱仪；接收阴极发光进行检测的仪器为阴极发光显微镜。
扫描电镜、电子探针波谱及能谱仪对储层及成岩作用研究。
（1）碎屑岩储层。各种自生胶结物分布方式。（图2—2）各种自生胶结物有孔隙衬垫式、孔隙充填式、嵌晶式及加大式四种胶结方式。
（2）碎屑岩储层。自生矿物类型、特点及成分：
①粘土矿物有伊利石、高岭石、埃洛石、蒙皂石、绿泥石、伊/蒙混层、绿/蒙混层等（见表2—5）；②碳酸盐类自生矿物包括方解石、白云石、铁白云石、菱铁矿、片钠铝石等；③硅质胶结物，包括自生石英、无定型的蛋白石与玉髓；④硫化物—黄铁矿；⑤沸石胶结物—包括斜发沸石、片沸石、方沸石、钠沸石、浊沸石等。

图2—1 电子与物质的相互作用

图2—2 碎屑岩中胶结物分布方式

表2—5 粘土矿物形态特征、晶体结构及元素成分

表2—5 粘土矿物形态特征、晶体结构及元素成分（3）碎屑岩储层，石英和长石次生加大。自生石英及自生长石加大可以分为三个阶段：Ⅰ、Ⅱ、Ⅲ。
（4）碎屑岩孔隙类型及储集性能识别标志：
碎屑岩孔隙可以分为粒间孔隙、特大孔隙、铸模孔隙、组分内孔隙及裂缝孔隙五种，可建立原生及次生粒间孔隙的识别标志。
2）X射线衍射仪X射线衍射方法被广泛地应用于结晶学及矿物学研究。在储层测试中使用多晶物质的X射线衍射，要求样品是微细的粉末状态或是微细晶粒的聚合物。
（1）制样方法及分析流程。
①粘土分离。X射线的分析方法主要侧重于粘土分离。一般来讲粘土分离包括采样、选样、称样、碎样、洗油、蒸馏水浸泡、湿磨、制备和提取悬浮液、离心沉淀烘干、研磨、称重和包装等步骤。
②制样方法。针对不同矿物、不同的分析目的以及样品量的多少采取不同方法。
a.压片法：适用于全岩分析。
b.定向片法：样品板用玻璃戴片，面积为25×27mm，样品量为40mg。
N片 把40mg粘土悬浮液均匀地铺在水平旋转的戴玻片上。
EG片 对上机分析的N片进行乙二醇饱和处理，目的区分膨胀性矿物是否存在。
550℃片 对EG片在550℃进行2.5小时加热处理，以鉴定绿泥石。
HCl片 重新称样后用HCl处理，然后制成定向片，目的去掉绿泥石而鉴定高岭石。
c.薄片法：直接用薄片做衍射分析，一般用于自生矿物鉴定。
（2）X衍射分析在沉积储层研究中应用。
①粘土矿物定性与定量分析。
对伊利石/蒙皂石混层（I/S）系列。绿泥石/蒙皂石混层（C/S）系列、高岭石、多水高岭石、坡缕石、蛭石等X衍射鉴定见表2—6。
②混层比计算：
指蒙皂石在I/S及C/S中所含比例，用以划分成岩阶段、估算地温、预测生储油层、判断生油门限等。
③全岩X射线定性及定量分析。
主要鉴定非粘土矿物：a.沸石类矿物，可用来确定沉积环境及古地温；b.盐类矿物，常见的有石盐、石膏、硬石膏、钙芒硝、无水芒硝、重晶石等；c.碳酸盐类矿物鉴定；d.其它非粘土矿物还有黄铁矿、赤铁矿、石英、长石等。
3）阴极发光显微镜（1）原理。
电子束轰击到样品上，激发样品中发光物质产生荧光，又称阴极发光。矿物产生阴极发光原因有几种：a.矿物含有能发光的杂质元素或微量元素（叫激活剂）；b.矿物内有结构缺陷。
矿物内的激活剂包括金属元素（Eu2+、Sm2+、Dy2+、Tb3+、Ea3+）以及过渡金属元素（Mn2+、Fe3+、Ca2+、V3+、Ti4+）。
与激光剂相对应能抑制矿物发光的物质叫猝灭剂，如：（Co2+、Ni2+、Fe2+、Ti2+等）。
（2）在储层研究中应用。
①石英的发光特征（表2—7）。
Zinkernagel的研究表明，各种石英颗粒的发光特征是在母岩形成过程中获得的，代表其岩石形成时的温度条件，三种不同发光类型正好反映了三种不同成因的石英（表2—7）。
②碳酸盐矿物发光特征（表2—8），还可以通过残余碳酸盐胶结物分布来判断次生孔隙。

表2—6 粘土矿物的X射线鉴定表

续表

表2—7 石英发光类型与岩石类型及温度之间的关系（据Zinkemagel，U.，1978）
③其它应用：a.碎屑石英原始状态及成岩变化观察，石英颗粒的压碎及愈合作用研究、推断成岩顺序；b.研究晶体生长环带及胶结物世代；c.恢复原岩结构；d.对储层中微裂缝进行研究。
4）荧光显微镜（1）原理。
荧光显微镜是以紫外光为光源、紫外光激发储油岩石中能够发光的烃类物质产生荧光。观察分析这些发光物质本身的变化及其与岩石结构、构造的相互关系，从而判断有机质类型、变质程度、有效储集空间、油气运移等一系列有关石油地质问题。
（2）荧光显微镜鉴定内容。
①沥青发光颜色、波长定量与成分关系。
为解决这问题选用了标准油样测定其发光颜色与波长关系，并确定属何种沥青（表2—9）。

表2—8 各类碳酸盐矿物的元素组成及其它特征（2）发光强度定量。
发光强度主要反映岩石中油的含量，岩石中油的含量越高，则油的荧光发光强度也越大，在荧光图像处理中，用亮度这个数值来定量表示沥青发光强度。
③含油范围定量。
a.各种沥青含量（油质、胶质、沥青质）。
b.含油面积比，此含油面积比在一定程度上反映了含油岩石中含油的范围。可近似代替孔隙含量，但该数值比孔隙含量高，因为还包括油浸染的范围。

表2—9 沥青的发光颜色、波长与成分5）包裹体测定包裹体是矿物形成过程中被捕获的成矿介质，被称为成矿流体的样品。它相当完整地记录了矿物形成的条件和历史，是矿物最重要的标型特征。
（1）包裹体的测定流程。
矿物流体包体的测试技术方面，目前主要开展了偏光和荧光显微镜鉴定、显微冷热台测试、爆裂—色谱仪测试、多项联合装置测试等几个项目的研究，取得了包体流体的均一温度（Th）、盐度（S）、酸碱度（pH）、氧化—还原势能（Eh）和包体（群体）有机组分、包体（单体）有机组分以及包体（群体）气体无机成分等多种参数。
（2）包裹体的测定意义。
包裹体研究除用均一法及冷冻法测定包裹体流体的形成温度、压力及盐度、密度、pH、EH值，还开展了包体成分测定、同位素组成，尤其是烃类（包括液体烃类）包体成分。除用包体集合体进行成分测定以外，还用激光拉曼光谱仪连接色谱、质谱仪对单个包体成分进行测定。流体包裹体记录了烃类流体和孔隙水的性质、组分、物化条件和地球动力等条件。对储集岩成岩矿物中流体包裹体进行类型、特征、丰度、组分等对比研究，了解盆地流体（烃类和水）的动力状态和相对时间，确定烃类运移的时间、深度和运移相态、方向和通道，可为储层的孔隙演化史、油气运移史、构造运动史的研究提供最直接、最可靠的地质信息资料。对储集岩中固体烃（固体沥青）的分析可以提供油气藏被改造、破坏的信息。
各类仪器分析见表2—10。

表2—10 各类仪器原理及在储层研究中的意义

6.3.1.1 样品采集及流体包裹体岩相学特征

本次研究样品采自矿区不同平面位置、不同标高、不同成矿阶段，挑选出不同成矿阶段中透明矿物相对发育，且将具代表性的样品制成包裹体光薄片。对石榴子石、石英和方解石中的流体包裹体进行了镜下岩相学研究，最终挑选出18 件样品进行显微测温，样品涵盖O₁、A₁、B₁、B₂、C₁、C₂和C₃共七个成矿阶段。

赛什塘铜多金属矿床的流体包裹体主要发育在石英、石榴子石和方解石中，既有原生包裹体，也有次生包裹体，贯穿成矿全过程，总体特点为流体包裹体数量多，多呈椭圆形或不规则形状，大小多在5～20μm。按常温下包裹体中各相态成分、比例及组合关系，将所观察到的流体包裹体分为含子晶包裹体（Ⅰ型）、气液包裹体（Ⅱ型）和纯液体包裹体（Ⅲ型）三类。其中Ⅰ型包裹体根据子矿物及气泡升温过程中的消失情况可分为两个亚类型：Ⅰ_a型包裹体，升温过程中子矿物先消失，Ⅰ_b型包裹体，加温时气泡先消失；Ⅱ型包裹体据其形态及相态变化可分为气液包裹体（Ⅱ_a型）、富气相包裹体（Ⅱ_b型）和含少量CO₂气液包裹体（Ⅱ_c型）。

6.3.1.2 流体包裹体显微测温结果

对各阶段不同类型的流体包裹体进行冷冻法和均一法测温工作，共计测试流体包裹体370个，各阶段测温结果如下：

（1）O₁阶段

早期熔流共存期包裹体主要发育在石英中，类型以Ⅰ型包裹体为主，Ⅱ_a型包裹体次之。Ⅰ型包裹体全部均一至液相，大部分Ⅰ_b型包裹体完全均一温度为400～431℃（平均416℃），少数Ⅰ_a型包裹体完全均一温度为337℃，Ⅱ_a型包裹体均一温度为252～350℃（平均301℃）。本阶段盐度较高，24.3%～48.0%NaCl_eqv，平均37.7%NaCl_eqv；计算所得均一压力介于130～182mPa，流体密度为1.084～1.148g/cm³。

（2）A₁阶段

A₁阶段为早期矽卡岩阶段，以石榴子石为主，包裹体类型均为Ⅰ_a型包裹体。该阶段包裹体均一温度为506～548℃，平均530℃，全部均一至液相；子矿物熔化温度为315～373℃，对应盐度39.4%～44.6%NaCl_eqv，平均43.5%NaCl_eqv；计算所得均一压力介于303.3～366.9mPa，流体密度为1.803～1.087g/cm³。

（3）B₁阶段

B₁阶段包裹体为Ⅱ型，完全均一温度范围大（168～＞600℃），多集中在300～400℃之间，大部分为Ⅱ_a型，少数Ⅱ_b型温度较高（＞600℃）；冰的最终熔化温度为-2.1～-1.7℃，Ⅱ_b型包裹体在升温过程中可见变形气泡逐渐恢复，且恢复温度为7.8～9.8℃，推测其含少量CO₂，为笼合物熔化温度，对应盐度0.4%～4.3%NaCl_eqv，集中在2.0%～4.0%NaCl_eqv之间；均一压力为0.6～1mPa，流体密度为0.903～0.925g/cm³。

（4）B₂阶段

此阶段Ⅱ_a、Ⅱ_b型包裹体皆有，完全均一温度分别为403～454℃（平均429℃）和472～550℃（平均523℃）；由于此阶段测温片金属含量较多，整体偏暗，包裹体冰点相变现象不明显，未获得准确的冰的最终熔化温度及盐度。

（5）C₁阶段

C₁阶段以Ⅱ型包裹体为主，可见部分Ⅰ型包裹体。Ⅰ型包裹体全部均一至液相，50%为Ⅰ_a型包裹体，完全均一温度为212～416℃（平均311℃），50%为Ⅰ_b型包裹体，完全均一温度为300～394℃（平均374℃），Ⅱ_a型包裹体完全均一温度为187～463℃（平均269℃），少数Ⅱ_b型包裹体完全均一温度为282～416℃（平均328℃）。此阶段盐度呈现高低两个端元，Ⅰ型包裹体盐度较高，在29.4%～46.8%NaCl_eqv之间，集中在38.0%～40.0%NaCl_eqv；Ⅱ_a、Ⅱ_b型包裹体冰的最终熔化温度为-7.4～-2.0℃，Ⅱ_c型包裹体笼合物熔化温度为6.5～8.9℃，总体盐度为2.2%～11.0%NaCl_eqv，主要峰值为4.0%～8.0%NaCl_eqv。均一压力变化较大，范围为0.9～240.9mPa，其中Ⅰ型包裹体对应的均一压力较大，均大于100mPa；Ⅱ型包裹体对应均一压力较小，平均6.5mPa。此阶段流体密度为0.682～1.194g/cm³。

（6）C₂阶段

C₂阶段包裹体以Ⅱ_a型包裹体为主，少数为Ⅱ_c型，完全均一温度为124～350℃，平均269℃；冰的最终熔化温度介于-11.4～-1.9℃之间，笼合物熔化温度为1.6～9.2℃，总体盐度范围在1.6%～15.4%NaCl_eqv，平均7.8%NaCl_eqv；均一压力为0.5～15.8MPa，流体密度为0.666～0.966g/cm³。

（7）C₃阶段

该阶段均为Ⅱ_a型包裹体，均一温度介于164～360℃之间，平均286℃；冰的最终熔化温度为-7.4～-0.6℃，对应盐度为 1.0%～11.0%NaCl_eqv，多集中在 4.0%～7.0%NaCl_eqv之间；均一压力为0.5～16.3mPa，流体密度为0.661～0.933g/cm³。

6.3.1.3 成矿流体性质与演化

对赛什塘铜多金属矿床流体包裹体进行系统观察、研究表明，该矿床不同成矿阶段中流体包裹体类型、盐度、均一温度等具有一定的差异，反映了成矿流体的演化规律。

从矿床流体包裹体温度和盐度的分布情况及盐度-均一温度关系图（图6.18）可以看出，矿床均一温度范围较大（124～＞600℃），盐度可见高盐度和低盐度两个端元，峰值为2.0%～20.0%NaCl_eqv和38.0%～46.0%NaCl_eqv。随着成矿过程的演变，流体的温度和盐度大致呈下降趋势，均一温度从A₁阶段的506～548℃，经C₁阶段的212～416℃（平均315℃），到C₃阶段的164～360℃（平均286℃），成矿流体温度逐渐降低。盐度从早期平均43.5%NaCl_eqv的高盐度，突降到B₁阶段0.4%～4.3%NaCl_eqv，至C₁阶段呈现2.2%～11.0%NaCl_eqv和29.4%～46.8%NaCl_eqv高低盐度共存，到 C₃阶段盐度下降为1.0%～11.0%NaCl_eqv。O₁阶段流体呈现两种演化趋势，一种为高温高盐度流体，完全均一温度、盐度分别为337～431℃和41.2%～48.0%NaCl_eqv，另一种完全均一温度略低（252～350℃），盐度也有所下降（24.3%～24.8%NaCl_eqv）。流体整体属高温、中高盐度流体，在岩浆结晶演化过程中发生了流体分异，反映了初始岩浆流体特点。

前人研究表明（Candela et al.，1986；Cline et al.，1991；Bodnar，1994；Shinohara et al.，1997；张德会等，2001；武广等，2009），高温、高盐度流体的形成机制可能有三种：①直接在岩浆温度条件下产生，岩浆房中的中酸性岩浆通过一定程度的结晶分异作用，使岩浆中的挥发分过饱和，从而造成流体相和熔体相的不混溶作用，这一过程通常称为“初始沸腾”；②由中低盐度热液通过减压沸腾作用或者液态不混溶作用形成，这一作用过程往往是由于岩体顶部的盖层破裂引起的，通常称为“二次沸腾”；③岩浆浅成侵位时，在其结晶演化过程中从残余岩浆直接出溶而成。

图6.18 赛什塘铜多金属矿床流体包裹体盐度—均一温度关系图

O₁阶段既存在含子晶高盐度包裹体，又存在中高盐度气液两相包裹体，且缺乏富气相包裹体，多数含子晶包裹体是通过石盐消失而均一，张德会等（2001）研究指出此类包裹体是直接从岩浆熔体中出溶的，不是由低盐度流体沸腾作用形成，说明矿床初始岩浆在结晶过程中发生了流体出溶现象，形成不同盐度、不同类型包裹体。A₁阶段以高温高盐度为特征，包裹体类型单一，均为Ⅰ型含子晶包裹体，未见气液包裹体与之共生，不具备典型的流体不混溶作用或沸腾作用的特征（卢焕章等，2004），排除前两种可能性，应是直接从结晶的熔体中出溶的。此外，A₁阶段包裹体均以气泡消失温度为完全均一温度，表明捕获的流体盐度是不饱和的，而不饱和流体通常是岩浆直接出溶的（冷成彪等，2008），O₁阶段流体特征亦证实了此种流体存在的可能性，A₁阶段流体应为O₁阶段流体分异演化的结果。C₁阶段中Ⅰ型和Ⅱ型各类包裹体均可见，中高盐度的含子晶包裹体和低密度的富气相、高密度的富液相包裹体共存，并且三者均一温度范围基本一致（分别为212～416℃、282～416℃和187～463℃），但盐度差别大，符合沸腾或不混溶流体特征（卢焕章，2000）。而早期流体演化至B₁阶段盐度较低，由此流体发生沸腾作用致使C₁阶段盐度大幅度升高可能性较小，结合C₁阶段地质产状，其包裹体所显示的流体沸腾作用或不混溶作用可能为新一期岩浆流体不混溶分离所致，可能伴随有少量外来流体的加入导致流体沸腾，亦使得该阶段包裹体形成于较宽的压力范围（孟祥金等，2005）。

赛什塘铜多金属矿床成矿流体多与岩浆流体有关，各阶段包裹体组合类型不一，应为多期岩浆热液在不同演化阶段所捕获。

首先，来自深部富含CH₄的岩浆向上侵位，一方面与围岩交代形成矽卡岩，一方面结晶演化，在结晶的熔体中出溶高温、高盐度流体和略低温度、中高盐度流体，即O₁阶段成矿流体。A₁阶段在近岩体部位捕获了高温（平均530℃）、高盐度（平均43.5%NaCl_eqv）流体包裹体，并且由于岩体的强力上侵以及岩浆流体的出溶体积膨胀（池国祥等，2011），产生极高的流体压力，出现局部超高压现象。随着硅酸盐矿物结晶作用的进行以及外来流体的加入，岩浆出溶流体盐度大幅降低（平均3.0%NaCl_eqv），温度略有下降，流体在不同的矿质沉淀部位形成B₁、B₂阶段，同时流体可能发生少量相分离，使少量富气相包裹体与富液相包裹体共存。至此，第一期岩浆冷却已初步完成，深部含CO₂成分的新一期高盐度岩浆流体沿原有通道侵入，发生流体不混溶分离作用而导致沸腾，流体盐度增高，形成C₁阶段中高盐度的含子晶包裹体和低密度的富气相、高密度的富液相包裹体共存的包裹体组合，并由于岩体上侵局部超高压导致围岩破裂，产生一系列陡倾细脉，压力急剧下降，使流体处于开放体系。C₂、C₃阶段，由于裂隙的产生，流体处于开放体系，伴随地表水或天水的加入，流体温度、盐度进一步下降。

前人研究表明（Bodnar，1994；张德会，2001），在200mPa压力下（超高压环境），自岩浆出溶的流体，初始盐度高（40.0%），随结晶作用的进行，流体的盐度会降低；而在50mPa压力下，最初出溶的流体盐度最低，在岩浆结晶结束时，盐度可达50.0%～60.0%。矿床A₁阶段属超高压环境，初始岩浆出溶流体为高温高盐度流体，随着结晶演化可导致盐度降低。而从A₁阶段演化至B₁阶段，流体盐度急剧下降，除上述因素致使盐度降低外，外来流体沿裂隙的加入也可导致流体盐度降低。

B₂阶段至C₁阶段，流体盐度大幅攀升，为同一期流体演化形成的可能性较小。并且流体成分亦有差别，B₂阶段气相以CH₄和H₂O为主，而C₁阶段除两者外，还可见CO₂，所以，结合两阶段流体特征及地质产状来看，C₁阶段为另一期岩浆流体作用产生，代表新一期成矿作用的开始。

综上所述，矿床成矿流体主要来源于岩浆，早期以高温、高盐度、高密度流体为主，随着后期演化，流体盐度、温度下降，在C₁阶段由于新一期含CO₂的岩浆流体侵入并发生不混溶分离而产生沸腾流体，盐度大幅上升，而后流体处于开放体系，盐度、温度则继续下降，可能有大气降水的加入，总体上为贫CO₂的NaCl-H₂O体系。

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宿州市18434767599： 怎么鉴定红宝石? - ？
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