魏文凤,毕献武,彭建堂,沈能平,严冰,孙涛.2016.热液矿床中不透明矿物的流体包裹体研究进展[J].矿床地质,35(4):696~708WEI WenFeng,BI XianWu,PENG JianTang,SHEN NengPing,YAN Bing,SUN Tao.2016.Progress in research on fluid inclusions within opaque minerals in hydrothermal ore deposits[J].Mineral Deposits35(4):696~708
DOi: 10.16111/j.0258_7106.2016.04.005
热液矿床中不透明矿物的流体包裹体研究进展
1 中国科学院地球化学研究所 矿床地球化学国家重点实验室， 贵州 贵阳550081； 2 成都理工大学 地球科学学院， 四川 成都610059
投稿时间：2015_07_05
录用时间：2016_06_16
文章得到国家重点基础研究发展计划（编号： 2014CB440902）和国家自然科学基金青年基 金项目（编号：41203034）联合资助
摘要:脉石矿物中流体包裹体所提供的有关流体与成矿的物理化学条件不一 定代表成矿时 的实际流体和成矿条件，最好的办法是直接测定矿石矿物捕获的包裹体。红外显微镜的运用 开拓了不透明矿物中流体包裹体研究的新领域。文章对红外显微镜工作的基本原理及设备做 了简要的综述，重点介绍了不透明矿物中流体包裹体岩相学、显微测温以及成分分析研究， 并举例说明了不透明矿物流体包裹体在W_Sn矿床以及其他矿床研究中的应用，最后指出了不 透 明矿物中流体包裹体研究尚且存在的问题、部分解决方法，并简单展望了其在中国的发展前 景。
关键词:
地球化学；不透明矿物；流体包裹体；红外显微镜
文章编号:0258_7106 (2016) 04_0696_13 中图分类号:P575.4 文献标志码: A
Progress in research on fluid inclusions within opaque minerals in hydrothermal ore deposits
1 State Key Laboratory of Ore Deposit Geochemistry, Institute of Geochemistry, Chinese Academy of Sciences, Guiyang 550081, Guizhou， China; 2 Institut e of Ear th Sciences, Chengdu University of Technology, Chengdu 610059, Sichuan， China
Abstract:Fluid inclusions trapped in gangue minerals do not necessarily provide reasonabl e estimates of the depositional conditions of the ore minerals even though they are intimately intergrown, so the ideal case is to measure inclusions hosted by the ore minerals themselves. The applications of infrared microscope open up a n ew area for fluid inclusion study of opaque minerals. First of all, a brief revi ew of the infrared microscopic methodology and equipment is given. Moreover, thi s paper outlines the studies of fluid inclusion petrography, microthermometry an d composition analysis, and illustrates the application of fluid inclusion study in opaque minerals with mineral deposit case studies. Finally, the existing pro blems and corresponding solutions, and a short lookout are pointed out.
Key words:
geochemistry，opaque mineral，fluid inclusion，infrared micr oscopy
反射光显微镜亦只能揭露其表面特征。鉴于此，前人往往
通过
对透明脉石矿物，如硅酸盐、氧化物（主要是石英）、硫酸盐、萤石以及碳酸盐中流体包裹
体的研究
来间接推演矿石矿物的形成条件，即假定与矿石矿物共生的脉石矿物捕获的原生或假次生包
裹体能表征成矿流体的特征（Campbell et al., 1984）。
但20世纪80年代以来，共生脉石矿物和矿石矿物沉淀的时间关系受到普遍质疑（如： Campb e ll et al., 1987; 1990; Giamello et al., 1992; Lüders et al., 1 994; Moritz, 2006），有关共生的结构证据并不充分：即使明显的晶界间平衡关系、矿物 共 生、同源相之间的同位素平衡，也不足以表明它们是同时沉淀的，脉石矿物流体包裹体所提 供 的有关流体与成矿物理化学条件并非总是代表成矿时的实际流体和成矿条件（Wilkinson, 2 001; Campbell et al., 1987）。此外，高硫化型浅成低温热液Cu_Au矿床的脉石矿物一般 是晚期的，不能代表成矿阶段，如直接用脉石矿物的流体包裹体来代表成矿期的流体显然不 妥（He denquist et al., 1994; Mancano et al., 1995）。因此，对矿石矿物中流体包裹体的直 接测定是了解成矿过程的最理想和最可靠的手段。
早在20世纪初，红外技术就已应用到矿物学研究领域中，Lecomte（1928）首次采用红外射 线研究了辉钼矿和辉锑矿的近红外光学特征。自20世纪70年代初期以来，部分不透明矿物在 近红外光（波长0.8～1.2 μm）下所表现出来的透明性引起了流体包裹体工作者的兴趣（ 许国 建, 1991; 李芳等, 2006；2012）。但由于受各种技术条件的限制，这方面的研究工作进展 十 分缓慢。Campbell等（1984）尝试运用红外显微镜观测了不透明矿石矿物黑钨矿、银黝铜矿 的内部特征和流体包裹体，随后又首次对黑钨矿进行了红外显微测温分析（Campbell et al ., 1987）。该研究标志着不透明矿物中流体包裹体的研究取得了重大突破：矿石矿物中的 流体包裹体包含矿石沉淀阶段的重要信息，能准确获取成矿流体的物理化学参数，对正确理 解成矿流体演化、成矿过程具有其他方法无可比拟的优越性。
电子跃迁所需能量由其带隙决定，当矿物的带隙大于或等于可见光谱时，人肉眼观察该矿物 是透明的；当带隙小于可见光谱时，由于电子跃迁吸收了可见光而导致人肉眼观察该矿物是 不透明 的。但是，它们发射具较低能量的红外线，透过这些矿物的红外光通过转化为数字信号而在 计算机中输出成像，供研究者观测。红外显微镜系统主要由显微镜+红外光源+红外敏感照 相机和计算机等组成。
Goldstein等（1994）提出的“流体包裹体组合（FIA）"的概念是近年来流体包裹体研究的 重 要进展之一。流体包裹体组合指根据岩相学关系判定的一组同时被捕获的流体包裹体（Gold stein et al., 1994; Goldstein, 2001; 池国祥等, 2003; 卢焕章等, 2004）。沿着晶面 、生长环带或愈合裂隙分布的流体包裹体代表一个包裹体组合（Goldstein, 2001; Lüders et al., 2009）。红外显微镜下，不透明矿物如黑钨矿、黄铁矿、硫砷铜矿等的生长环带 明显可见（图1），被捕获的流体包裹体往往沿着生长环带分布，可对不同生长环带内的包裹体组合进行研究（Kouzmanov et al., 2010; Lüders et a l., 2009; Wei et al., 2012）。
脉状金矿床的包裹体中CO2含量高，石英及其共生的金属矿物中流体包裹体均含有大 量CO2，往往可观测到液态CO2。其中一个例子就是Wiluna脉状金矿床，Hagemann等（20 03）在该矿的石英和辉锑矿的包裹体中发现了大量的CO2和CH4，但二者的量不同，辉锑 矿中CH4的含量比石英的高，而CO2则相反。辉锑矿和石英中包裹体类型也有所差异，纯 CO2包裹体只在石英中有所发现，而高盐度、中温H2O±CaCl2±MgCl2±NaCl型和高 盐度H2O_NaCl_子晶型包裹体以及富气包裹体则只在辉锑矿中观测到。辉锑矿中观测到了 石英中未曾发现的富气包裹体 ，进一步完善了冷却模型，为Wiluna矿床提供了辉锑矿沉淀过程中流体不混溶的直接证据。 流体不混溶是断层带活动过程中循环压力降低造成的，而不混溶导致大量热丢失。因此，初 始CH4、CO2、H2S丢失后，持续不混溶过程中热丢失可能促使成矿流体温度降低，辉 锑矿不 饱和度减小而沉淀，而辉锑矿沉淀导致成矿流体H2S浓度降低，进而溶液中Au(HS)－2 不稳定，从而导致金沉淀。
总之，20世纪80年代红外显微镜应用于地球科学拓宽了流体包裹体的研究领域，将研究对象
延伸到不透明的矿石矿物。不透明矿物的流体包裹体研究意义重大，其红外岩相学特征确保
了同位素测试分析的准确性和数据解释的合理性。同时其显微测温研究不仅丰富了成矿理论
，也有助于成矿模拟实验研究。国外已开展了大量的研究工作，而国内才刚刚起步。中国金
属矿物种类繁多，为中国不透明矿物的流体包裹体研究提供了广阔的研究空间，这必将引起
中国广大地质学家的广泛重视。
但20世纪80年代以来，共生脉石矿物和矿石矿物沉淀的时间关系受到普遍质疑（如： Campb e ll et al., 1987; 1990; Giamello et al., 1992; Lüders et al., 1 994; Moritz, 2006），有关共生的结构证据并不充分：即使明显的晶界间平衡关系、矿物 共 生、同源相之间的同位素平衡，也不足以表明它们是同时沉淀的，脉石矿物流体包裹体所提 供 的有关流体与成矿物理化学条件并非总是代表成矿时的实际流体和成矿条件（Wilkinson, 2 001; Campbell et al., 1987）。此外，高硫化型浅成低温热液Cu_Au矿床的脉石矿物一般 是晚期的，不能代表成矿阶段，如直接用脉石矿物的流体包裹体来代表成矿期的流体显然不 妥（He denquist et al., 1994; Mancano et al., 1995）。因此，对矿石矿物中流体包裹体的直 接测定是了解成矿过程的最理想和最可靠的手段。
早在20世纪初，红外技术就已应用到矿物学研究领域中，Lecomte（1928）首次采用红外射 线研究了辉钼矿和辉锑矿的近红外光学特征。自20世纪70年代初期以来，部分不透明矿物在 近红外光（波长0.8～1.2 μm）下所表现出来的透明性引起了流体包裹体工作者的兴趣（ 许国 建, 1991; 李芳等, 2006；2012）。但由于受各种技术条件的限制，这方面的研究工作进展 十 分缓慢。Campbell等（1984）尝试运用红外显微镜观测了不透明矿石矿物黑钨矿、银黝铜矿 的内部特征和流体包裹体，随后又首次对黑钨矿进行了红外显微测温分析（Campbell et al ., 1987）。该研究标志着不透明矿物中流体包裹体的研究取得了重大突破：矿石矿物中的 流体包裹体包含矿石沉淀阶段的重要信息，能准确获取成矿流体的物理化学参数，对正确理 解成矿流体演化、成矿过程具有其他方法无可比拟的优越性。
1红外显微镜工作的基本原理及设备
Campbell等（1984）给出了用红外显微镜来研究不透明矿物中流体包裹体的原理和常规方法
。许多在可见光（波长λ=0.35～0.75 μm，对应量子能为1.65～3.5 eV）下不透明的
矿物，在近红外（波长λ=0.76～2.5 μm，对应量子能<1.65 eV）条件下是透明的。与
可
见光相比，红外光波长更长（能量较低），对许多矿物来说，这意味着红外光没有足够的能
量刺激电子从价带向导带跃迁，因此红外光不能被矿物全部吸收。电子跃迁所需能量由其带隙决定，当矿物的带隙大于或等于可见光谱时，人肉眼观察该矿物 是透明的；当带隙小于可见光谱时，由于电子跃迁吸收了可见光而导致人肉眼观察该矿物是 不透明 的。但是，它们发射具较低能量的红外线，透过这些矿物的红外光通过转化为数字信号而在 计算机中输出成像，供研究者观测。红外显微镜系统主要由显微镜+红外光源+红外敏感照 相机和计算机等组成。
2研究现状
与透明矿物的流体包裹体研究类似，不透明矿物的流体包裹体也主要是采用岩相学、显微测
温等方法，或对成分等进行分析测试，进而获取相关的地质地球化学信息。
2.1岩相学研究
尽管早在20世纪初就已开始采用红外光来研究矿物的光性特征，但是直到上世纪80年代后才
开
始利用近红外光分析不透明矿物中流体包裹体的岩相学特征（Campbell et al., 1984; 198
7; Hedenquist et al., 1994; Mancano et al., 1995; Lüders,
1996; Kouzmanov et al., 2010）。与透明矿物中流体包裹体的分类一致，不透明矿物中流
体包裹体类型也主要依据Roedder（1984）的方法分为原生、次生和假次生3大类。类似地，
红外显微镜下也主要观测流体包裹体的相态、大小、形状、颜色、分布、丰度和气相分数等
。Goldstein等（1994）提出的“流体包裹体组合（FIA）"的概念是近年来流体包裹体研究的 重 要进展之一。流体包裹体组合指根据岩相学关系判定的一组同时被捕获的流体包裹体（Gold stein et al., 1994; Goldstein, 2001; 池国祥等, 2003; 卢焕章等, 2004）。沿着晶面 、生长环带或愈合裂隙分布的流体包裹体代表一个包裹体组合（Goldstein, 2001; Lüders et al., 2009）。红外显微镜下，不透明矿物如黑钨矿、黄铁矿、硫砷铜矿等的生长环带 明显可见（图1），被捕获的流体包裹体往往沿着生长环带分布，可对不同生长环带内的包裹体组合进行研究（Kouzmanov et al., 2010; Lüders et a l., 2009; Wei et al., 2012）。
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图 1红外显微镜下不透明矿物的生长环带
a. 西华山钨矿床黑钨矿中流体包裹体沿生长环带分布（Wei et al., 2012）； b. 黑钨矿 中生长环带（Lüders, 1996）； c. 黄铁矿中流体包裹体沿生
长环带分布（Lüde r s, 1996）； d. 黄铁矿生长环带（Richards et al., 1993）； e. 黄铁矿中流体包 裹体沿生长环 带分布 （Kouzmanov et al., 2010）；
f. 硫砷铜矿中流体包裹体 沿生长环带分布（Kouzmanov et al., 2010）
Fig. 1Infrared image of growth zones in opaque mineral
a. Fluid inclusions parallel to growth zones in wolframite from Xihuashan tungst en deposit (after Wei et al., 2012); b. Growth zones in wolframite (after Lüde rs, 1996); c. Fluid inclusions parallel to growth zone in pyrite (after Lüders, 1996); d. Growth zones in pyrite (after Richards et al., 1993); e. Large fluid inclusion parallel to a growth zone in pyrite (after Kouzmanov et al., 2010); f. Fluid inclusions parallel to a growth zone in enargite (after Kouzmanov et al., 2010)
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不透明矿物中流体包裹体的岩相学特征为流体包裹体分析实验结果的合理解释提供了依据，
也可用于指导微量元素（如S/Se，Ni/Co）以及S、Pb等同位素的分析，甚至还适用于稀有气
体示踪分析、离子和激光显微探针测试前对样品进行甄选（Richards et al., 1993; Lüde
rs et al., 2010），以此确保分析的准确性及数据解释的合理性。
2.2显微测温研究
自Campbell等（1987）首次对黑钨矿中流体包裹体进行了红外显微测温以来，人们对不同矿
床的黑钨矿中流体包裹体作了大量的相关研究（Campbell et al., 1990; Lüders, 1996;
曹晓峰等, 2009; Ni et al., 2015）。其他矿石矿物，如深色闪锌矿（Richards et al.,
1993; Campbell et al., 1987; Shimizu et al., 2003）、黄铁矿（Kouzmanov et al., 2
002; 2010；Lindaas et al., 2002; Lüders et al., 1999a; Zhu et al., 2013; 黄慧兰
等, 2015）、辉锑矿（Buchholz et al., 2007; Lüders, 1996; Baill
y et al., 2000; Zhu et al., 2015; 苏文超等, 2015; 孙晓明等, 2014）、赤铁矿（Rich
ards et al., 1993; Lüders et al., 1999a; 2005; 2009; Rosiere et al., 2004; Rios
et al., 2006）、硫砷铜矿（Mancano et al., 1995; Moritz et al.,
2002; Kouzmanov et al., 2010; Lüders et al., 2001）、
深红银矿（Rios et al., 2006），甚至车轮矿（Lüders, 1996）、锡石（Campbell et al
., 1990）、黑锰矿（Lüders et al., 1999a）、金红石（Ni et al., 2008; 朱霞等, 200
7）以及黝铜矿（Kucha et al., 2009; Lüders et al., 2009）等（图2）中的包裹体也得
到了人们的重视。
本文总结了国内外不同类型矿床不透明矿物中流体包裹体显微测温结果(表1)。由此可知，
一些矿
石矿物和脉石矿物中流体包裹体的均一温度和盐度不尽相同，即矿石矿物和脉石矿物可能是
从温度和介质条件明显不同的流体中结晶出来的，但也有部分脉石矿物可以代表矿石矿物，
因为二者在包裹体类型、均一温度和盐度方面相差较小、基本一致，说明二者确实是从同一
流体内沉淀的。因此，通过流体包裹体研究来解释矿床成因机制时，需结合地质背景谨慎选
取
研究对象，在选用脉石矿物时一定要确保其可靠性。结构上明显共生的矿石矿物和脉石
矿物（如图3）中流体包裹体差异揭示了矿物可能具有不同晶出顺序，矿石矿物和脉石矿物
是否为同期的2种不混容流体或为同期但不同源的流体晶出产物，则需要进一步研究。但由
于部分文献中共生的结构证据并不明显，其显微测温数据差异性的地质意义还有待商榷。
2.3成分分析
流体包裹体研究的基本任务之一，就是尽可能地提供准确而详尽的有关古流体组成的物理化
学信息，以便建立古流体作用过程的地球化学模型（卢焕章等, 2004）。截至日前，对不透
明矿物流体包裹体的成分分析主要采用傅立叶变换红外光谱法（FTIR）（Kouzmanov et al.
, 2002; Lindaas et al., 2002; Bailly et al., 2002）、同步加速显微X射线荧光分析法
（μ_SXRF） （Rios et al., 2006）、激光剥蚀电感耦合等离子体质谱法（LA_ICP_MS）（
Kouzmanov et al., 2010）、激光拉曼光谱法（Hagemann et al., 2003; Lüders et al.,
2005; Ni et al., 2008）等。研究表明，大多数矿石矿物中流体包裹体的阳离子以Na+
、K
+和Ca2+为主，次为Fe2+、Mg2+、Li+、Ti4+，阴离子均以Cl
－为主，次为SO2－4、HCO－3、NO－3。
Kouzmanov等（2010）利用LA_ICP_MS对罗马尼亚Rosia Poieni斑岩Cu_Au矿床几乎同期次石
英、黄铁矿和硫砷铜矿的成分研究显示，石英流体包裹体中的Cs/(Na+K)比值和Cu/(Na+K)比
值比
黄铁矿和硫砷铜矿中流体包裹体的该比值低了一到两个数量级。因此，该研究结果也表明透
明脉石矿物中的流体包裹体不能直接表征成矿流体。
3研究实例
3.1与花岗岩有关的W或W_Sn矿床
国内外学者采用红外显微镜对锡石和黑钨矿开展了大量的显微测温研究工作，如对美国新墨
西哥维多利奥和秘鲁圣克里斯托瓦尔（Campbell et al., 1987）、德国厄尔士山（Lüders
, 1996）、英国圣迈克尔山和克利加黑德（Campbell et al., 1990）、中国大吉山（Ni et
al., 2006； 2015）、荡坪、盘古山、漂塘（Ni et al., 2015）、瑶岗仙（曹晓峰等, 20
09; 董少花等, 2011）、茅坪（胡东泉等, 2011）钨矿床等。这些研究主要集中在空间上与
花岗岩类深成岩体有关的W矿或W_Sn矿床。脉石矿物的流体包裹体均一温度在120～393℃范
围，多集中在250～300℃之间，w(Nacleq)为0.4%～14%； 而黑钨矿的均
一温度则在1
75～399℃，多在300℃以上，w(Nacleq)为1.6%～20.3%，锡石均一温度为
2
92～398℃，w(Nacleq)为3.5%～7.7%。部分脉石矿物的包裹体中发现了大
量
富CO2包裹体以及子晶，但除少数黑钨矿（Rios et al., 2003）外，大多数锡石和黑钨
矿中都不含富CO2包裹体，且均未观测到子晶。
作者用流体包裹体组合的方法，对西华山钨矿床硅酸盐_氧化物阶段在结构上紧密共生的黑
钨
矿和石英（图3b）中流体包裹体进行研究研究。结果表明（Wei et al., 2012），石英中
流体包裹体类
型丰富，含有水溶液包裹体、富CO2型包裹体、含CO2的气液两相包裹体、纯CO2型包
裹体、
含子矿物包裹体等多种类型，均一温度为234～334℃，w(Nacleq)范围为1.
2%～8.1%。相比
之下，黑钨矿中流体包裹体类型单一，为富液相水溶液包裹体，没有发现其他类型包裹体，
均一温度较高（239～380℃），集中在320～370℃，盐度也相对较高（3.8%～13.7%）。
上述研究表明，锡石、黑钨矿和石英的均一温度与盐度显著不同，尤其是同一样品中不同矿
物之间存在差异，表明锡石、黑钨矿和石英不是同时沉淀的，可能具有不同晶出顺序； 盐
度差
异及黑钨矿的原生流体包裹体不富含CO2表明流体混合或流体沸腾，使得流体的物理化学
性
质发生变化，其所携带的成矿元素沉淀成矿（Campbell et al., 1987, 1990; Lüd
ers, 1996; Ni et al., 2006; 曹晓峰等, 2009; 胡东泉 等,2011; 董少花等, 2011）。
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图 2红外显微镜下不透明矿物中流体包裹体
a、b. 西华山钨矿床黑钨矿中富液相流体包裹体； c. 硫砷铜矿中富液相流体包裹体（Lüd ers et al., 2001）； d. 硫砷铜矿中含子矿物流体包 裹体 （Kouzmanov et al., 2010）； e、f. 黄铁矿中含子矿物包裹体、纯气相包裹体和富 液相流体包裹体（Kouzmanov et al., 2010 ）； g. 深红银矿中富液相流体包裹体（Rios et al., 2006）； h. 镜铁矿中富液相流体 包 裹体（Rios et al., 2006）； i. 镜铁矿中含子矿物流体包裹体（Lüders et al., 2005 ） ； j. 车轮矿中富液相流体包裹体（Lüders, 1996）； k. 锡石中富液相流体包裹体（Cam pb ell et al., 1990）； l. 赤铁矿中富液相流体包裹体（Rosiere et al., 2004）; m. 深 色 闪锌矿中富液相流体包裹体（Shimizu et al., 2003）； n. 辉锑矿中富液相流体包裹体（ G ermann et al., 2003）；
o. 辉锑矿中三相富CO2包裹体（Hagemann et al., 2 003）； p～r. 金红石中流体包裹体(Ni et al., 2008）
V—气相； L—液相； S—子矿物
Fig. 2 Infrared images of fluid inclusions in opaque minerals
a & b. Liquid_rich fluid inclusion in wolframite from Xihuashan tungsten deposit ; c. Liquid_rich fluid inclusion in enargite (after Lüders et al., 2001); d. L iquid_rich fluid inclusion with a solid in enargite (after Kouzmanov et al., 201 0); e & f. Daughter mineral_bearing, pure vapor and liquid_rich fluid inclusions in pyrite (after Kouzmanov et al., 2010); g. Liquid_rich fluid inclusion in pyr argyrite (after Rios et al., 2006); h. Liquid_rich fluid inclusion in specularit e (after Rios et al., 2006); i. Daughter mineral_bearing fluid inclusion in spec ular hematite (after Lüders et al., 2005); j. Liquid_rich fluid inclusion in bo urnonite (after Lüders, 1996); k. Liquid_rich fluid inclusion in cassiterite (a fter Campbell et al., 1990); l. Liquid_rich fluid inclusions in hematite (after Rosiere et al., 2004); m. Liquid_rich fluid inclusion in dark_colored sphalerite (after Shimizu et al., 2003); n. Liquid_rich fluid inclusions in stibnite (afte r Germann et al., 2003); o. Three_phase CO2_rich fluid inclusions in stibnite (a fter Hagemann et al., 2003); p～r. Fluid inclusions in rutile (after Ni et al., 2008). V—Vapor phase; L—Liquid phase; S—Daughter mineral
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图 3脉石矿物和矿石矿物显微特征
a. 辉锑矿和石英（ Hagemann et al., 2003）； b. 西华山钨矿床中黑钨矿和石英
Fig. 3Microscopic features of gangue and ore minerals
a. Stibnite and quartz (after Hagemann et al., 2003); b. Wolframite and quartz i n the Xihuashan tungsten deposit
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3.2脉状金矿床
脉状金矿是常见的金矿床类型，一直是矿床学界的研究重点。近年来直接对矿石矿物中流体
包裹体的研究为该类金矿的成因分析提供了新的证据和认识。脉状金矿床的包裹体中CO2含量高，石英及其共生的金属矿物中流体包裹体均含有大 量CO2，往往可观测到液态CO2。其中一个例子就是Wiluna脉状金矿床，Hagemann等（20 03）在该矿的石英和辉锑矿的包裹体中发现了大量的CO2和CH4，但二者的量不同，辉锑 矿中CH4的含量比石英的高，而CO2则相反。辉锑矿和石英中包裹体类型也有所差异，纯 CO2包裹体只在石英中有所发现，而高盐度、中温H2O±CaCl2±MgCl2±NaCl型和高 盐度H2O_NaCl_子晶型包裹体以及富气包裹体则只在辉锑矿中观测到。辉锑矿中观测到了 石英中未曾发现的富气包裹体 ，进一步完善了冷却模型，为Wiluna矿床提供了辉锑矿沉淀过程中流体不混溶的直接证据。 流体不混溶是断层带活动过程中循环压力降低造成的，而不混溶导致大量热丢失。因此，初 始CH4、CO2、H2S丢失后，持续不混溶过程中热丢失可能促使成矿流体温度降低，辉 锑矿不 饱和度减小而沉淀，而辉锑矿沉淀导致成矿流体H2S浓度降低，进而溶液中Au(HS)－2 不稳定，从而导致金沉淀。
3.3斑岩矿床和低温热液矿床的内在关系
近年来，斑岩型矿床与上覆浅成低温热液型矿
床之间存在的内在联系引起了矿床学家的高度重视，对这方面的研究正方兴未艾。
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表 1脉石矿物和矿石矿物中流体包裹体显微测温结果
Table 1Microthermometric results of fluid inclusions in gangue and ore mineral s
续表 1
Cont. Table 1
注：“-”表示无数据；括号中为平均值。
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菲律宾Lepanto高硫化型浅成低温热液Cu_Au矿床是研究斑岩和低温热液体系最好的实例之一
（Hedenquist et al., 1998）。高硫化型浅成低温热液Cu_Au矿床的脉石矿物一般是晚期的
，不能代表成矿阶段，制约了流体包裹体研究工作的开展。Lepanto成矿期以不透明矿
物硫
砷铜矿为主，Mancano等（1995）通过对硫砷铜矿的流体包裹体研究表明，尽管Lepanto浅成
热液硫砷铜矿矿化和斑岩矿化有着密切的时空关系，但是硫砷铜矿的均一温度和盐度较低这
一有力的证据，表明与斑岩矿化有关的岩浆流体并不直接参与硫砷铜矿矿化。成矿流体沿着
Lepanto断层迁移后与地下水混合而导致温度和盐度降低，从而引起硫砷铜矿矿化。
4问题与展望
尽管利用红外显微技术研究矿石矿物中流体包裹体的前景广阔，但无须讳言，目前仍存在一
些问题和难点：
4.1红外透明度变化的影响
红外显微镜下，矿物及流体包裹体的透明度变化制约了不透明矿物中流体包裹体显微测温工
作的开展： ① 不同成因的同种矿物红外透明度不同，并非都适合采用红外显微镜进行流体
包裹体研究。如低温矿床（不包括浅成低温热液型）中黄铁矿的透明
度最差，沉积型的一般不透明，而变质岩型、热液型
和伟晶岩型的黄铁矿则透明度较好，最适合于采用
红外显微镜来进行包裹体研究（Lindaas et
al., 2002）。② 晶体缺陷和微量元素含量导致矿物不透明（
Richards et al., 1993; Lindaas et al., 2002; Bailly et al., 2002），如只有贫As黝
铜矿是红外透明的，而砷黝铜矿在红外光谱范围内仍然不透明（Kucha et al., 2009），黄
铁矿中w(As)>0.5%时不透明，而w(Co)达到100×n×10-6，就
可导致红外透射率急剧降低
（Kouzmanov et al., 2002），Fe含量控制黑钨矿的红外透明度（Bailly et al., 2002）
。③ 流体包裹体的复杂形态（负晶形）引起红外光发生全内反射（Kouzmanov et al., 200
2）、寄主矿物与包裹体的流体相存在强折射（Richards et al., 1993）、被捕获的流体与
主矿物发生反应在包裹体内壁形成的显微矿物吸收了红外光（Lüders et al., 1999b），
使
得黑钨矿、深红银矿、黄铁矿、黝铜矿、辰砂、深色闪锌矿和铬铁矿等矿石矿物中流体包裹
体整体为黑色或暗灰色，难以分辨清楚相态。
4.2红外光强度的影响
由于红外光本身具有一定的热量，红外光强度对流体包裹体盐度测定和类型观察可能有显著
影响： ① 相变温度随红外光光源强度而发生显著变化，二者呈负相关关系，导
致
所测定的流体盐度高于真实值，而均一温度则低于真实值，尤其是对盐度影响较大，有时可
能
高达10%～20%；为了使分析误差降至最低，应尽可能采用最低的红外光强度，尽可能关闭相
机光圈，同时将待测的目标包裹体尽可能远离光源正中心，这时所测的相变温度与真实值最
接近（Moritz, 2006; 格西等, 2011）。 ② 红外光直接投射在流体包裹体片上，其内加热
造成室温下流体包裹体片上的温度往往超过CO2的部分均一温度31.1℃，无法观察到共存
的液相CO2和气相CO2，从而影响对三相或两相CO2包裹体类型的判别，因此，对可能
的CO2±H2O±NaCl体系流体包裹体进行适当的冷却降温，以便观察是否存在共存的气相
CO2和液相CO2（朱霞等, 2007），进而为成矿流体的研究工作提供准确的依据。
4.3显微测温存在的难点
红外光下，流体包裹体的图像是通过电子感应转换成数字信号，最后通过电脑软件处理在显
示器上输出的，红外光沿着包裹体壁发生强烈折射，流体包裹体在冷却、回温过程中很难观
察到冰晶（Campbell et al., 1987），可采用Goldstein等（1994）的循环测温法来测定冰
点温度。该方法是通过观察流体包裹体的大小、形状和位置在被冷冻和加热过程中发生的根
本性变化来确定流体包裹体的相变温度。具体步骤是：首先观察室温下气泡的位置和大小，
回温过程中，观察到气泡与冷冻前室温时的大小和位置很接近时，记录此时的温度（t 1），快速降温，若降温幅度很小即可看到气泡发生变化，表明冰晶并未完全熔化，缓慢
升温，在温度t1基础上每升温0.1℃后快速冷却，如此循环往复，直到降温过程中气
泡没有
明显变化，只有在降温幅度很大时才能看到气泡发生明显变化，表明温度在t1+n ×0.1（n为循环次数）时，冰晶已经完全熔化，该温度t1+n×0.1即为流
体包裹体的准
确冰点温度。图4给出的一系列照片记录了采用循环法对西华山钨矿床黑钨矿样品中H2O_N
aCl体系流体包裹体冰点温度的测定过程。
流体包裹体升温过程中，大多数不透明矿物在达到均一温度前已不透明。如温度大于300℃
时，红外显微镜下观测到不同类型赤铁矿透明度均迅速降低（Rios et al., 2006）；黄铁
矿加热至200℃就开始模糊（Kouzmanov et al., 2002），在300℃时则完全不透明（Lindaa
s et al., 2002）；而黝铜矿的透明性则具有显著可逆效应，当温度高于120℃时明显变得
不透明，但降至120℃以下，又立刻变得透明了（Kucha et al., 2009）。矿物的透明度随
温度增加而降低，尤其是在高温下矿物完全不透明，限制了直接观测到均一温度，红外透射
率高的
单个晶体也可采用循环加热法克服这一难题。具体步骤是：加热过程中观察到气泡消失，记
录此时的温度th1，快速降温，若降温幅度很小即观察到包裹体中又出现了气泡
，表明流体
包裹体未完全均一，继续加热，在温度th1基础上每升温1℃后快速降温，如此循
环往复，直到降温过程中没有明显变化，只有在降温幅度很大时才出现气泡，表明温度在
th1+n×1（n为循环次数）时，包裹体已完全均一，该温度th1
+n×1即为流体包裹体的均一温度。运用此法，Mancano等（1995）、Lüders等（199
9）、朱霞等（2007）分别精确测定了黄铁矿和金红石中流体包裹体均一温度。
综上所述，尽管从理论上说利用红外显微镜可直接研究矿石矿物的流体包裹体，但上述当前
存在的问题限制了样品中可测包裹体的数量。为此，Kyle等（2003；2007）首次运用高分辨
率X射线计算机断层扫描（HRXCT）成功地研究了不透明矿物黄
铁矿、闪锌矿的流体包裹体。该法可对主矿物中流
体包裹体和矿物包裹体三维空间分布特征进行原位无损分析，为那些不 能通过标准冷热台显微技术得到成矿流体信息的不透明矿物提供了新的研究方法。 但是该法 刚刚开始起步，且成本较高，当前研究还仅限于国外。
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图 4循环法测定流体包裹体冰点温度示意图
Fig. 4Diagrammatic sketch of the cycling technique for the determination of fr eezing point temperature
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