流体包裹体观察表

流体包裹体显微测温实验一、实验目的在已经具备一定有关流体包裹体的基础知识下，通过老师的演示及讲解：（1）了解流体包裹体岩相学基础，能够识别出不同类型的包裹体；（2）明白不同流体包裹体体系下的冷冻—均一法测温方法；（3）能观察到在不同温度下流体包裹体发生的不同的相变；（4）通过对包裹体的观察，可明确在NaCl-H2O体系流体包裹体下的三个温度——初熔温度、冰点温度、均一温度；在NaCl-H2O-CO2体系流体包裹体下的四个温度——液态二氧化碳变为固态二氧化碳温度、固态二氧化碳熔融温度、笼形物分解温度、均一温度。

二、实验原理（1）包裹体研究理论前提：1. 均匀体系。

包裹体形成时，被捕获的流体是均匀体系，即主矿物是在均匀体系中生长的。

2. 封闭体系。

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. 等容体系。

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。

（2）冷冻—均一法：1. 冷冻法：指在包裹体冷却到室温以下时观察液相向固相转变（即固化）过程。

基本原理是通过在冷台上改变温度，观察包裹体所发生的相变过程。

符合拉乌尔定律——对于稀浓度溶液而言，溶液的冰点下降数值与溶质的种类及性质无关，而仅仅取决于溶解在水（溶剂）中的溶质的浓度；对于具有相同浓度的各种溶质，其冰点的下降温度也相同。

2. 均一法：根据包裹体的基本假设和前提，包裹体所捕获的流体为原始均匀的单一相流体，它们充满着整个包裹体空间。

随着温度下降，流体（气体或液体）的收缩系数大于固体（主矿物）的收缩系数，包裹体将沿着等容线演化，一直到两相界面的位置，如果原来捕获的是大于临界密度的流体，则分离出一个气相，气体逸出后，由于表面张力的影响，气体在有利位置形成球形的气泡；如果原来捕获的是小于临界密度的富气体流体，则气体在流体中凝聚出一个液相，形成具有一个大气泡的两相包裹体。

气体（包括水）气相色谱 分析挥发分 稳定同位素(C、H)样品的制备
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熔体包裹体的成分分 析及方法

Three types of melt inclusions 电子探计分析(EPMA) 对熔融包裹体的大多数研究都用电 子探针分析主要元素。该方法可以 评价包裹体组分和多相性，并提供 岩浆混 合和 / 或 结晶分 异的证 据 。 EPMA 是测定包裹体中主要元素、 Cl、F、S的最精确方法。
ICP-MS法测定: REE and重金属元素 残渣 包裹体中稀土和 加一定量的去离子水在超声波清洗器中处理10分钟，用高速 离心机分离10分钟，吸取清液.
用离子色谱仪分析阴离子中的F-、Cl-、 用原子吸收光谱法测定 2+ +、Ca2+、Mg2+等 SO4 、-NO3 。另取样用 pH 电位法分 Na 、 K 析HCO3 和CO32主要阳离子
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包裹体的打开

目前打开包裹体的方法，常用的有 三种，即机械压碎法、研磨法和热 爆法。
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分析仪器和方法

包裹体群体气、液相成分代 表性仪器分析方法:包括四 极质谱仪、电感耦合等离子 （ICP）质谱仪和离子色谱 法。
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单个包裹体的成分测 定

单个包裹体的成分测定按照实验方 法又可以分为非破坏性和破坏性两 种，其中激光显微拉曼光谱、傅里 叶变换红外显微光谱、同步辐射X 射线荧光和核微探针等属于非破坏 性分析方法，激光剥蚀电感耦合等 离子体质谱、扫描电镜和二次离子 质谱等则为破坏性分析方法。
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这些固体颗粒包括破碎的围岩、散落的新沉 积物、或迅速成核的溶质等。
固体颗粒与包裹体中子晶的区别在于固体颗 粒仅在部分包裹体中出现，而且在量上变 化很大，而子矿物相对其它相倾向于以稳 定的比例出现。
不混溶包裹体
镜下整体呈现出个体较大，体壁较厚，散乱的分布的特点。均 一温度很高，一般大于200℃，也有一部分不均一。 该类包裹体可进一步 分为两类。第一类个 体大，一般大于10 μm ，形状多为次棱角状 。气相部分为黑色， 液相部分则为浅灰色 ，气泡并不来回跳动 ，孤立状产出。
名称成分晶系一般习性近似的折双折射率备注石盐nacl立方立方体154各向同性无色白黄浅蓝绿色钾盐kcl立方立方体149各向同性晶棱常被园化百硬石膏caso4菱柱体157157161o可能出现白或黄色苏打石nahco3137150158很高一般形成双晶闪突起明显菱形camg碳酸盐camgco3三方149166高突起无色百色黄褐色氯化铁fecln各种晶系菱形或六方不同淡绿色naalco3oh2纤维束状146615421596赤铁矿fe2o3三方不能应用红色棕褐色板各种成分不同自形粒状不能应用反光镜下可与氧化物区别各种成分单斜156160160低到中包裹体中常见子矿物的光学特征包裹体中常见子矿物的光学特征4熔融包裹体中相的识别1玻璃质
➢含石盐子晶的两
相包裹体：由石盐
子晶和盐水溶液组成。
➢含石盐子晶的三相包裹体
由石盐子晶、盐水溶液和气态烃组成。
斜方硫中的流体包裹体
均一温度：95～105℃
5、亚稳定性
室温下，流体包裹体不能形成新核而呈稳定相存在, 这种现象称为亚稳定性。
自然界中，流体如果在低于或等于室温的条件下被 均匀捕获，其在室温下常呈单一相存在；如果在 较高温度被捕获，室温下应有气泡出现。但有时 气泡并不出现，这是由原来均匀的包裹体冷却到 室温时气泡和子矿物均不能成核所致。气泡不能 成核是亚稳定性的主要特征。

包裹体被冷冻固结—加热开始溶化的系
列照片。Serial photomicrographs of one of a plane of secondary inclusions in salt
from Palo Duro basin, Texas, at the temperatures indicated (°C). On cooling to -135°C and
石英中的次生luid inclusions in anhydrite (Sample 193-1188A-7R-2 [Piece 2, 39-41 cm] in plane-polarized transmitted light; width of view = 0.275 mm.
包裹 体的显微镜观察
合适的放大倍数 包裹体相的识别
❖液相+气相 »液相与矿物界线明显，气相色深， 气泡跳动
❖液体CO2 和碳氢化合物 »31.10的液-固相临界温度 »液体烃类包裹体色黄
包裹体特征记录 ❖充填度 ❖气体百分数 ❖颜色 ❖形状 ❖大小 ❖数量 ❖分布
包裹体特征记录 ❖充填度
F VL 100% VL Vv
❖气体百分数
N Vv 100% VL Vv
❖利用标准图谱进行估算
数量 ❖利用计数器数包裹体 ❖单位面积中包裹体的数量
分布 ❖包裹体成因的重要信息
包裹体测定方法 ❖物理特征分析 »显微热分析法----均一测温法 »爆裂测温法 ❖化学特征分析 »气相色谱 »液相色谱 »激光拉曼光谱 »质谱法
不混溶
❖流体内部不同组成部分热膨胀系数的 差异
子矿物 ❖流体为浓度较高流体 ❖温度下降，溶解度下降 ❖结晶形成子矿物
沿裂隙分布流体包裹体的形成

1）先用中低倍物镜宏观观察，寻找包裹体，研究包裹体 群的整体分布特征，判别成因，确定FIA等。
2）再用高倍物镜放大观察局部包裹体，识别相态类型， 观察显微测温相变等。
3）观察时需来回转动微调旋钮，寻找处于不同焦平面的 包裹体，或在相变过程中寻找移动的物相。若包裹体较大 ，则中倍物镜效果好于高倍物镜。
1.可孤立分布（相邻FI之间的距离大于5倍FI的直 径），个体较大，可群状随机分布，形态较规 则，可呈负晶形；
2.可平行主矿物的某一生长要素来分布，如生长 环带、晶棱、晶体生长面、双晶面等。
钠长石原
生包裹体 中国地质大学（武汉） 资源学院 School of Earth Resource单s C斜hin辉a Un石iver原sity生of G熔eos融cien包ces裹(Wu体han)
次生包裹体是主矿物形成之后，捕获的与形成主矿物无关的后期流 体。只能反映主矿物形成后，经历过的环境和物理化学条件。
中国地质大学（武汉） 资源学院
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School of Earth Resources China University of Geosciences (Wuhan)
2.成因类型的鉴定
原生包裹体的鉴别：
原生FI 2)假次生（Pseudosecondary）
假次生FI
主矿物生长过程中，由于构造活动或应 力作用，晶体产生裂隙，热液进入其中 ，封存后形成包裹体。由于晶体的继续 生长，这种包裹体发育在颗粒内部，沿 愈合的裂隙分布，不切穿整个颗粒。能 反映主矿物形成条件。
石英晶体中的原生、假次生和次生 包裹体示意图
二、观察手段
1.光学显微镜 与观察岩石薄片时的区别： 常用高倍数（400-500倍），加聚光镜， 上偏光用的少。 测温时用测温物镜镜头（长焦距）。

西藏尕尔穷铜金矿床流体包裹体地球化学特征
西藏尕尔穷铜金矿床流体包裹体地球化学特征：
一、流体包裹体概述：
1. 西藏尕尔穷铜金矿床一共有4条层状型流体包裹体，它们之间有不
同程度的叠置关系；
2. 它们的化学组成呈现出两极化，从第二至第四层流体包裹体的组成
变化表明第一层流体包裹体可能是原始的、第二层可能被强氧化变成
了略带酸性；
3. 所有流体包裹体的稀土元素的分布特点反映出物理和化学的混合控
制以及铜金矿床中温度和氧化还原环境的变迁；
4. 流体包裹体地球化学特征凸显出热液成因，表明西藏尕尔穷铜金矿
床是一座热液富集型铜金矿床。

二、流体包裹体的组成特征：
1. 主要元素：流体包裹体包含大量的水分，其次是SO42-、Cl-、K+等；
2. C质量分数：流体包裹体中的C介于0.01%~0.04%，主要以有机氨
基酸形式存在；
3. 稀土元素组成特征：按LREE(轻稀土)和HREE(重稀土)进行划分，HREE与REE总和饱和度均在100%以下，说明稀土元素处在未饱和状态；
4. 稳定同位素指标：大部分流体包裹体中C同位素值在-11‰~-6‰之间，湿润热液类型；
5.碳酸盐组分：流体包裹体里的碳酸盐含量较高（Ca2+/Na+的比值小
于2），属于弱碱性流体；
6. 微量金属原位组成：流体包裹体中的微量金属铜、金和银等元素都
受到较大限制，这可能是由于流体作用中的蒸发损失所致。

三、结论：
总的来说，西藏尕尔穷铜金矿床流体包裹体地球化学特征表明它是一
座热液富集型铜金矿床。

流体包裹体有利于提示矿床成因及矿床形成
过程，对矿床勘测有重要作用。

1、熔融包裹体（melt inclusion）
熔融包裹体也称为硅酸盐包裹体
(silicate inclusion)，可以分为：晶质熔融 包裹体(crystalline melt inclusion)和非晶 质熔融包裹体(amorphous melt inclusion)。
非晶质熔融（硅酸盐）包裹体也可以
⑵ VCO2与LCO2的均一化温度(ThCO2)一般<31.
第二章流体包裹体(Fluid inclusion)
（三）、物相分类（classification of physical phase）
分类依据：在成因分类基础上，根据现 在常温、常压条件下所见到的包裹体中所 出现物理相态及组合来进行的分类。
Na2CO3: -3℃；
④ 溶解的先后： 先溶解，
后溶解；
P136—137 图9-3，图9-4。
镜下的鉴定工作是我们研究流体包裹体的基础。
非晶质熔融（硅酸盐）包裹体也可以称为玻璃质包裹体(glass inclusion)。
4、子矿物（D— daughter mineral）
2）气+液→加温→气体变大，液体变小→液体消失→均一为气相（等容线下部）。
有机酸的脱酸反应会涉及CO2、CH4等气体，直接影响到成矿体系的Eh条件。
主要研究成岩成矿的年龄。
们的任务，就是通过我们的工作，找出成 富气相（vapor-rich）的(气液)包裹体和富液相（liquid-rich）的（气液）包裹体。
会形成水石盐（NaCl·2H2O），据其熔点，求盐度。
矿的规律性（根本原因的外部表现的集 1℃（纯二氧化碳的均一温度为31.
• 一个矿床的形成，归纳起来主要有两大方
面的控制条件：地质条件（地层、构造、

云南大湾微细浸染型金矿流体包裹体研究通过对大湾微细浸染型金矿床石英矿物中流体包裹体的研究发现，流体包裹体均一温度分布于160℃～380℃之间，主要集中于260℃～280℃，成矿流体的盐度w（NaCl）分布于5.80～12.85wt%；成矿流体密度分布于0.84～0.92g/cm3；成矿压力分布于140～270MPa之间，平均222MPa；由压力与深度的关系估算出成矿深度为0.6～1.0km，平均0.8km。

通过流体包裹体的气、液相成分分析得出成矿流体来源可能主要为大气降水，并且有变质热液的参与。

标签：大湾；微细浸染；流体包裹体引言微细浸染型金矿床为我国主要金矿床类型之一，具有较大的找矿潜力、良好的成矿远景和重要的经济价值[1]。

云南大湾微细浸染型金矿床位于滇、黔、桂“金三角”构造带，是滇东南金成矿带重要组成部分[2]。

但是本矿床以往地质工作投入较少，尤其缺乏成矿流体性质方面的研究。

本次对大湾金矿床进行系统的流体包裹体特征研究，并探讨矿床成矿流体的来源及形成机制。

1 地质概况云南大湾微细浸染型金矿床位于广南-富宁成矿带（图1）内，大地构造位于扬子地台西南缘与华南加里东褶皱系接合部位[3]。

区内出露地层主要有奥陶系、泥盆系、二叠系、三叠系等地层。

区内构造主要由压性断裂和东西向褶曲构成。

区域内岩浆活动频繁，以NWW向构造为主导，总体可分为海西—印支期和印支期—燕山期两期。

区内矿体主要呈透镜状分布于泥盆系下统坡脚组中段黑色含炭质泥岩夹基性火山岩透镜体以及印支期的辉绿岩中，共圈定17个矿体，进行了资源量估算的有9个，其中主矿体2个。

1.元古界-震旦系（Pt-Z）；2.古生界（Pz）；3.花岗岩岩体；4.偏碱性超基性侵入岩；5.石英斑岩；6.花岗斑岩；7.花岗岩体代号；8.金矿区（床）；9.隐伏深断裂；10.研究区位置。

图1 滇黔桂地区地质略图（据杨科佑等，1992）2 流体包裹体特征2.1 流体包裹体类型大湾金矿流体包裹体主要出现在石英脉中，以原生包裹体为主，根据流体包裹体化学成分及室温下的状态，将区内包裹体分为三类：L型：液体包裹体（图2-a、b），室温下为两相（L■+V■）包裹体，加热后均一为液相。

笼合物中似乎从未有气体分子完全占据，
这取决于压力和温度。这意味着这种矿物
是非化学计量的，它们的化学成分一般估
计为CO2· 7.5H2O或CO2· 7.4H2O。笼合物的
几个构造类型有：CH4、CO2、H2S、C2H6
稳定化称体中心立方体构造I，而O2、N2、
C3H8、Ar形成金刚石立方构造II，H2太小 而不能稳定形成上述构造。


在一个封闭的多相体系中，相与相之间可 以有热的交换、功的传递和物质的交流。 对具有F个相体系的热力学平衡，实际上包 含了如下四个平衡条件： (1)热平衡 (2)压力平衡
(3)相平衡： 任一物质在各相中的化学势 相等，相变达到平衡 (4)化学平衡：化学变化达到平衡



独立组分数（number of independent component）的概念：在平衡体系所处的条 件下，能够确保各相组成所需的最少独立 物种数称为独立组分数C。它的数值等于体 系中所有物种数 S 减去体系中独立的化学 平衡数R，再减去各物种间的浓度限制条件 R'。 C=S-R-R’

相律（phase rule） f+=C+2 相律是相平衡体系中揭示相数 ，独立组 分数C和自由度 f 之间关系的规律，可用上 式表示。式中2通常指T，p两个变量。相律 最早由Gibbs提出，所以又称为Gibbs相律。 如果除T，p外，还受其它力场影响，则2改 用n表示，即：
纯水的相图
三相点与冰点的区别
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在热动力学术语中，流体包裹体可以看作 是透热、等容、等化学系统。即包裹体可 以吸热放热，但体积和成份不变。 按照单相流体包裹体按照理想气体定律： PV ＝ nRT ， V 不变， P/T 减少一个自由度。

我国的包裹体研究工作也取得了极大的进步，开始包裹 体温度、盐度的测定以及组分分析等研究工作。
（４）包裹体地球化学阶段（1976－）
理论更新、技术进步、范围扩大、日渐重要。流体包裹体 分析技术成为能源地质研究中的重要工具和手段。 （１）逐渐成为地球化学的一个分支； （２）新的分析方法不断介入：电子显微镜、离子和电子探针、 离子色谱、气相色谱、色质谱联用、激光拉曼光谱等； （３）油气地质研究领域中的应用； （４）研究包裹体的内容和范围更广：可以获得十数个参数； （５）国际上逐渐形成独立学科：包裹体地球化学。
2.2 包裹体形成后的可能变化
2.2.1 相变－子相的形成 2.2.2 物理变化 2.2.3 物质交换
2.2.1 体积变化
包裹体形成后的体积变化，或为可逆或为不可逆，分别对 均一化测温不产生或产生影响。
可逆变化（包裹体体积守恒，可以均一化测温）：热胀冷 缩、结晶与溶解作用的调节。
不可逆变化（包裹体体积不守恒，不可以均一化测温）： “卡脖子”作用对包裹体的分割、包裹体的合并、升温破裂－ 卫星状次生（隐爆）－密度降低、“强压塑变”。
油气测试分析技术与应用
第六章 包裹体及其测试 分析技术
提纲
一、包裹体定义及特点 二、包裹体成因与分类 三、流体包裹体测试研究 四、流体包裹体的应用
包裹体
何为包裹体？ 包裹体有什么特点？ 研究包裹体能够干什么？ 包裹体与能源环境有关系吗？ ……
一、包裹体定义及特点 1.1 包裹体研究意义 1.2 包裹体定义 1.3 包裹体特点
1.3 包裹体特点
（１）在沉积成岩成矿作用的任一阶段，只要沉积 物(岩)发生结晶或重结晶、胶结(次生加大)或自生 矿物的形成作用，即可形成包裹体； （２）包裹体不包括介质中的碎屑物质（晶体、晶 屑或岩屑等）； （３）包裹体的大小受限于矿物晶体的大小，一般 不超过0.01mm，大于1mm者罕见。世界最大者7.2cm；

表11.2流体包裹体显微测温结果(℃)
• 2.盐度 • 流体包裹体的盐度有两种，一种是产于IV到 VI带中的流体熔融包裹体和含子矿物 • 包裹体，这类属于高盐度包裹体，而在Ⅹ带石英 中的流体包裹体则盐度较低。对流体熔融包裹体 和二类流体包裹体的盐度进行了测定，其结果为： 流体熔融包裹体29，40wt％Na(、1～32。Owt％ NaCl含子矿物流体包裹体28。5wt％NaCl～ 31．5wt％：NaCl,液体包裹体4.9wt％NaCl~9.1wt ％NaCl。液体包裹体的盐度是从产于石英一长石 核钉英中的包裹体中测得的。
图11.5可可托海三号伟晶岩脉形成的物理化学条件 A.绿柱石和I到III带的形成P-T条件；B.结晶出原生的透锂长石，箭头表示伟晶岩冷却的 趋势；C.透裡长石被锂辉石和石英所交代；D.形成原生的锤辉石和石英，相对于第V和 VI带;E.酸盐烙融体分出一个流体相,其中主要是H2O，含少量NaCl和CO2;F.硅酸盐熔融 体继续分出流体相,并且流体相又发生相分离，分出―个富含CO2流体，另一个是富含 NaCl-CO2的相，相当于第VI带或Ⅶ带;G.部分锂辉石被锂霞石+石英或锂沸石、锂云母和 石英所代替，进一 步分异到石英时,流体代替硅酸盐熔体；Bsp.β锂辉石; Pet.透锂长 石;A.Spd.锂辉石;Ecr.锂霞石
图11.2可可托海三号花岗伟晶者矿脉平面图〈据卢焕章,1997〉1.辉长岩； 2罾文象和变文象带(Ⅰ带〉；榇粒状钠长石带(Ⅱ带〉；块状黴斜长石带 (Ⅲ带〉；白云母带 (Ⅳ带〉；叶钠长石锂辉石带(Ⅴ带)；1.石英锂辉石 带〈Ⅵ带、1白云母钠长石带(Ⅶ带)； 1钠长石锂 云母带(Ⅷ带);10.石英 铯榴石带(Ⅸ带)：11.核部块状石英坛石带(Ⅹ带)；12.花岗岩带
• 表11.1 三号伟晶岩脉中的包裹体

SR XRF spectrum of a natural brine inclusions (pegmatite). Dotted line: blank = quartz spectrum.
Estimated concentration in ppm: Mn: 1031; Fe: 5710; Cu: 105; Zn: 1613; As: 42; Br: 76; Rb: 421; Sn: 28; Sb: 155; Cs: 886
Heinrich et al., 2003
Analysis of the ionic content of fluid inclusion Laser Ablation – Inductively Coupled Plasma –Mass Spectrometry (LA-ICP-MS)
detector: time of flight spectrometer => quasi simultaneous detection of 68 isotopes
Accceleration of electron => X Ray emission 8 to 30 keV; focus of X-ray => matter interaction
1) ionization of deep electronic orbital (K, L or M => Z > 11)
Spectrometry (LA-ICP-MS)
Heinrich et al., 2003
6 to 8 orders of magnitude in concentration depending on the detector: (TOF, quadrupole, MC)

巴西北部Gurupi地区Serrinha金矿的流体包裹体及稳定同位素（O,H,C,S）对于成矿的制约因素摘要Serrinha金矿位于巴西北部Gurupi地区，其属于造山金矿类别。

该矿床发育于古元古代（〜2160 Ma）火山岩沉积序列高度变形的石墨片岩。

矿区达到11米厚，NW-SE向区域片理平行，以石英碳酸盐硫化物细脉和轻微的浸染为特点。

纹理和结构的数据表明矿化同步后期构造和后期变质。

流体包裹体研究早期发现二氧化碳（甲烷，氮气）和CO2（甲烷，氮气）- 水- 盐包裹显示高度气液相的比值，二氧化碳均一时，和总以液体和均一温度蒸汽，流体混溶产品解释脉动压力条件下，或多或少阿索ciated与postentrapment修改。

含矿液体通常有18-33mol％的二氧化碳，4mol％N2和不足为2mol％的甲烷和显示中度至4.5wt％氯化钠当量左右的高密度与盐度。

矿化发生约310至335°C和1.33.0千巴，根据流体包裹体均一温度和氧同位素测温与估计氧逸度相对减少条件。

石英，碳酸盐，稳定同位素数据流体包裹体表明，静脉液体形成与δ18OH2O和δDH2O （310-335℃）值+6.2到+8.4‰和-19至-80‰，这可能是岩浆和/或变质和/或幔源。

碳同位素组成（δ13c）的变化范围从-14.2为-15.7‰碳酸盐;它是在流体包裹体-17.6‰CO2和-23.6‰，在从围岩石墨。

“δ34黄铁矿的S值是-2.6至-7.9‰。

在强烈中度负碳同位素组成碳酸盐和包容性CO2流体反映变量原本较重的有机碳的贡献在流体（岩浆活动，变质，或幔源）网站沉积和硫同位素表明一些原来减少流体的氧化。

沉积黄金被解释为反应主要发生在如CO2的相分离和流体- 岩石相互作用拆除和脱硫反应，挑起变化tions流体中的pH值和氧化还原条件。

关键词：流体包裹体，稳定同位素，金，gurupi矿带，古元古代引言Serrinha矿床位于在巴西北部的（图1）。

1 0 00-0569/20 0 7/023 (09) - 2 0 85-08 不同类型热液金矿系统的流体包裹体特征范宏瑞4 F P i rajno 1-5 赖勇2苏文超6张辉6NI Pei, FAN HongRui. F Pirajno. LAI Yong,SU Wen Chao and ZHANG Hu i1 •中国科学院广州地球化学研究所成矿动力学重点实验室，广州5 1 064 02. 北京大学造山带与地壳演化重点实验室，北京100 8 7 13. 南京大学壳慢演化与成矿国家重点实验室.南京21009 34. 中国科学院地质与地球物理研究所岩石圈演化重点实验室，北京100 0 295. Geo 1 og y Surv e y of Wes t Aust ralia, 10 0 Pl a n St r ee t , Pert h , WA 6004,A u stralia6. 中国科学院地球化学研究所，贵阳5 50 0 021 ・ K LM D , Gu a ngzh o u Institute o f G cochcmistry 认 C hin e s e A c ad e m y of S c i ences, Guangzhou 51064 0 , C h ina2. Laboratory o f Orog e n an d Cr u st Evol u ti o n> Peking Uni v e r sity, B eij i ng 1 0 087 1 , Chin a 3. K ey L a b 0 ratory o f C rus t ・Man t 1 e Evol u ti 0 n and } i n er a 1 ization,Nanjing Uni v c r s i ty,Nanjin g 21 0 0 9 3 , China 4. Key Labo r a t ory o f Lithosphe r e Ev 0 1 ution, I nstit ut e of Geolo g y and G e oph y s i cs, C hi n ese Acad e my o f Sc i e nee s , B e ijing 1 0 0 029, China5 . Geo logy S urve y o f West Austra 1 i a , 1 0 0 P 1 a i n S t re e t. Perth, WA 6004, A ustralia6. Institu t e of G e oc h emist r y , C h i n e sc Academy o f S c i e n c es, Guiyang 5 5 0 002,China 2006-1 2 -30 收稿，2 007- 0 6-22 改回.Chen YJ, N i P, Fan HR, Pirajno F, La i Y, Su WC and Zhang H. 2007. Diagnostic f 1 ui d i nclus i 011s of diffe ren t typ e s h y drotherma 1 go 1 d d e po s its. Acta Pet r ol o gica S inic a .2 3 (9);2085 一 2108Abs t r a ct T his pa p cr, using gold dep o sits a s example, a t tempts 10 setu p a scienti f ic I i nk a ge betwe e n or e geology and fluid i n clusio n s, considerin g that i n p r ev i o u s p u blish e d works, obs e rva t ions and m e asu rement s of the fluid in c lu s ion s comm o nl y were not well inte r pr e ted .In s 0 m e case s , ge o I o gieal data did n ot agree wi t h t h e re s ult s o b t a i n e d from f 1 uid i nclus i on s tudie s ・ I n this pape r , we f i r s tr e vie w pr e vi o u s class ific ations of go 1d d eposit s , a n d then, sub divide go 1 d de p osits in t o five classes, b a s ed on the d o mina n tor e — fo r mi n g p r 0 cesse s : 1 )intrusion-re 1 ated hy p o t he r mal s y s t e ms. s uc h as porphyry-s y s terns, b r ecc i a-p i p es , IOCG and skar n s; 2)o r og e ni c ・ ormeta morp h ic hydro t he r ma 1 type ； 3 )ep i t h ermal-type, i. c. r e working hy d rotherm a 1 dep o s i ts h osted in c o ntine nta 】・ f a ci e svole a ni c - subvolca n ic roc k s ； 4) fine-gra i n d iss eminated ty p e(C a r 1 in —type an d /o r Carlin-st yle )J. c. r e working hyd r o t herm al d e po s i t s h ost ed se d i me n t s; and 5 ) hy d r otherma 1 met a lliferous sediments r e 1 ated to s ubmarine venting, sue h a s VMS and SE D E X sty 1 es. In th i s work we sele c t di a gnostic g e 0 I ogical an df 1 uid-i n clu s ion ch a rac t eri s ticso f these f i ve class e s o fore-s y stems > an d c 1 arify th e i r key diffe r enc e s tha t c an be used as ge n etic m a rker s ・ O re-f 1 ui d s are c 1 a ssifi e d i n to three e nd-members, namel y rewo r ki n g , m e tamo r phic and ni a gma t i c fl u i d s. Man y or e -sy s terns are know n to f orm as a res u It 0 f niultip 1 e f 1 uid s d u r i ng multi-stage ev e n t s; and thei r la t e ・ st age of m i neral i zation alway s being c au s e d b y fluids wi t h a h i gh-proporti 0 n of rewo rki ng o f the o rigina 1 o re syst e Acta P e t rolo g i ca Sinica 岩石学报陈衍景倪培3 CHEN YanJing,ms or by renewe d fluid f I ow. Th e ref ore, th e feat ures 0 f late-stag e fluids, a lteratio n a nd mi ner a 1 ization c a nn o t b e u sed to identify th e or i g i n an d genetic type of an ore-system. In s lead, w e su g ge s t that only the e ar 1 y-sta g e signatures can be e mplo y e d to d etermine t he o ri g in an d ty p e o f an ore — syst em.Rewo r k ing fluids are charact e r i ze d by low — t em per ature（＜3 00 0C）,l o w-sa i inity and 1 o w —con t e nt o f COZ , and s ou rce d from met e oric and /or sea wa t er; metamorp h i c fluids b y moder a te—temper a t urc, I ow—salin i t y and high-c o nte nt o f COZ ;and ma g matic f lui d s b y high ・本文受国家973项目（2 006 C B4 0 3500）和I_I家自然科学基金项目（编号为4 0 4 25006, 407 3 0421）的资助。