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化学与地质学的关系
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最明显的一个例子就是地球化学这个专业了,从下面的介绍就能看出来化学在地质研究中的重要性了.
介绍　　地球化学是研究地球的化学组成、化学作用和化学演化的科学,它是地质学与化学、物理学相结合而产生和发展起来的边缘学科.自20世纪70年代中期以来,地球化学和地质学、地球物理学已成为固体地球科学的三大支柱.它的研究范围也从地球扩展到月球和太阳系的其他天体. 　　地球化学的理论和方法,对矿产的寻找、评价和开发,农业发展和环境科学等有重要意义.地球科学基础理论的一些重大研究成果,如界限事件、洋底扩张、岩石圈演化等均与地球化学的研究有关.编辑本段发展简史　　从19世纪开始,一些工业国家逐渐开展系统的地质调查和相关书籍填图、矿产资源的寻找及开发利用促进了地球化学的萌芽.1838年,德国舍恩拜因首先提出“地球化学”这个名词.19世纪中叶以后,分析化学中的重量分析、容量分析逐渐完善；化学元素周期律的发现以及原子结构理论的重大突破,为地球化学的形成奠定了基础. 　　1908年,美国克拉克发表《地球化学资料》一书.在这部著作中,克拉克广泛地汇集和计算了地壳及其各部分的化学组成,明确提出地球化学应研究地球的化学作用和化学演化,为地球化学的发展指出了方向.挪威戈尔德施密特在《元素的地球化学分布规则》中指出化学元素在地球上的分布,不仅与其原子的物理化学性质有关,而且还与它在晶格中的行为特性有关.这使地球化学从主要研究地壳的化学纽成转向探讨化学元素在地球中分布的控制规律. 　　1922年费尔斯曼发表《俄罗斯地球化学》一书,系统论述了各地区的地球化学,是第一部区域地球化学基础著作.1924年维尔纳茨基发表了《地球化学概论》一书,首次为地球化学提出了研究原子历史的任务,最先注意到生物对于地壳、生物圈中化学元素迁移、富集和分散的巨大作用.1927年他组织和领导了世界上第一个地球化学研究机构——生物地球化学实验室. 　　与此同时,放射性衰变规律的认识、同位素的发现、质谱仪的发明与改进,导致了同位素地球化学,特别是同位素地质年代学的开拓.1907年美国化学家博尔特伍德发表了第一批化学铀-铅法年龄数据.30～40年代铀-钍-铅法、钾-氩法、钾-锶法、普通铅法、碳-14法等逐步发展完善,使同位素地质年代学初具规模. 　　20世纪50年代以后,地球化学除了继续把矿产资源作为重要研究对象以外,还开辟了环境保护、地震预报、海洋开发、农业开发、生命起源、地球深部和球外空间等领域的研究.地球化学分析手段飞速发展,广泛应用超微量、高灵敏度的分析测试技术和仪器,配合电子计算机的使用,不仅可获得大量高精度的分析数据,而且可以直接揭示样品中难于观测的元素及其同位素组成的细微变化和超微结构. 　　在这个时期,中国在元素地球化学、同位素地质年代学方面也取得了一批重要成果,如1961年李璞等发表了中国第一批同位素年龄数据；1962年黎彤等发表了中国各种岩浆岩平均化学成分资料；1963年中国科学院完成了中国锂铍铌钽稀土元素地球化学总结,提出了这些矿种的重要矿床类型和分布规律.编辑本段基本内容　　地球化学主要研究地球和地质体中元素及其同位素的组成,定量地测定元素及其同位素在地球各个部分(如水圈、气圈、生物圈、岩石圈)和地质体中的分布；研究地球表面和内部及某些天体中进行的化学作用,揭示元素及其同位素的迁移、富集和分散规律；研相关书籍究地球乃至天体的化学演化,即研究地球各个部分,如大气圈、水圈、地壳、地幔、地核中和各种岩类以及各种地质体中化学元素的平衡、旋回,在时间和空间上的变化规律. 　　基于研究对象和手段不同,地球化学形成了一些分支学科. 　　元素地球化学是从岩石等天然样品中化学元素含量与组合出发,研究各个元素在地球各部分以及宇宙天体中的分布、迁移与演化.在矿产资源研究中,元素地球化学发挥了重要作用,微量元素地球化学研究提供了成岩、成矿作用的地球化学指示剂,并为成岩、成矿作用的定量模型奠定了基础. 　　同位素地球化学是根据自然界的核衰变、裂变及其他核反应过程所引起的同位素变异,以及物理、化学和生物过程引起的同位素分馏,研究天体、地球以及各种地质体的形成时间、物质来源与演化历史.同位素地质年代学已建立了一整套同位素年龄测定方法,为地球与天体的演化提供了重要的时间坐标. 　　比如已经测得太阳系各行星形成的年龄为45～46亿年,太阳系元素的年龄为50～58亿年等等.另外在矿产资源研究中,同位素地球化学可以提供成岩、成矿作用的多方面信息,为探索某些地质体和矿床的形成机制和物质来源提供依据. 　　有机地球化学是研究自然界产出的有机质的组成、结构、性质、空间分布、在地球历史中的演化规律以及它们参与地质作用对元素分散富集的影响.生命起源的研究就是有机地球化学的重要内容之一.有机地球化学建立的一套生油指标,为油气的寻找和评价提供了重要手段. 　　天体化学是研究元素和核素的起源,元素的宇宙丰度,宇宙物质的元素组成和同位亲组成及其变异,天体形成的物理化学条件及在空间、时间的分布、变化规律. 　　环境地球化学是研究人类生存环境的化学组成化学作用、化学演化及其与人类的相互关系,以及人类活动对环境状态的影响及相应对策.环境地球化学揭示了某些疾病的地区性分布特征及其与环境要素间的关系. 　　矿床地球化学是研究矿床的化学组成、化学作用和化学演化.着重探讨成矿的时间、物理化学条件、矿质来源和机理等问题.它综合元素地球化学、同位素地球化学、相关书籍勘查地球化学和实验地球化学等分支学科的研究方法和成果,为矿产的寻找、评价、开发利用服务. 　　区域地球化学是研究一定地区某些地质体和圈层的化学组成、化学作用和化学演化,以及元素、同位素的循环、再分配、富集和分散的规律.它为解决区域各类基础地质问题、区域成矿规律和找矿问题以及区域地球化学分区与环境评价等服务.区域地球化学揭示的元素在空间分布的不均匀性,为划分元素地球化学区和成矿远景区提供了依据. 　　勘查地球化学是通过对成矿元素和相关元素在不同地质体及区带的含量和分布研究,找出异常地段,以便缩小和确定找矿及勘探对象.除直接为矿产资源服务外,它也是环境评价及国土规划的重要参考. 　　地球化学的一些重大成果是各分支学科综合研究的结果.如陨石、月岩与地球形成的同位素年龄的一致,表明太阳系各成员形成独立宇宙体的时间是大致相同的.又如微量元素和同位素研究,导致发现地幔组成的不均一性(垂向的和区域的),提出了双层地幔模型,加深了对地球内部的认识.天体化学、微量元素和同位素地球化学研究,还为新灾变论提供了依据. 　　在研究方法上,地球化学综合地质学、化学和物理学等的基本研究方法和技术,形成的一套较为完整和系统的地球化学研究方法.这些方法主要包括：野外地质观察、采样；天然样品的元素、同位素组成分析和存在状态研究；元素迁移、富集地球化学过程的实验模拟等. 　　在思维方法上,对大量自然现象的观察资料和岩石、矿物相关书籍中元素含量分析数据的综合整理,广泛采用归纳法,得出规律,建立各种模型,用文字或图表来表达,称为模式原则. 　　随着研究资料的积累和地球化学基础理论的成熟和完善,特别是地球化学过程实验模拟方法的建立,地球化学研究方法由定性转入定量化、参数化,大大加深了对自然作用机制的理解,现代地球化学广泛引入精密科学的理论和思维方法研究自然地质现象,如量子力学、化学热力学、化学动力学核子物理学等,以及电子计算技术的应用使地球化学提高了推断能力和预测水平. 　　当前地球化学的研究正在经历三个较大的转变：由大陆转向海洋；由地表、地壳转向地壳深部、地幔；由地球转向球外空间.地球化学的分析测试手段也将更为精确快速,微量、超微量分析测试技术的发展,将可获得超微区范围内和超微量样品中元素、同位素分布和组成资料.低温地球化学、地球化学动力学、超高压地球化学、稀有气体地球化学、比较行星学等很有发展前景.编辑本段阶段　　地球化学的发展过程大致可以分为3个时期：萌芽时期　　19世纪一些工业先进国家逐渐开展的系统的地质调查和填图、矿产资源的寻找及开发利用促进了地球化学的萌芽.1838年,德国C.F.舍恩拜因首先提出“地球化学”这个名词.19世纪中叶以后,分析化学中的重量分析、容量分析逐渐完善；化学元素周期律的发现以及原子结构理论的重大突破（如放射性的发现）,为地球化学的形成奠定了基础.形成时期　　1908年,美国F.W.克拉克发表《地球化学资料》一书,1924年出版了第五版.在这部著作中,克拉克广泛地汇集和计算了地壳及其各部分的化学组成,明确提出地球化学应研究地球的化学作用和化学演化,为地球化学的发展指出了方向.挪威V.M.戈尔德施密特在《元素的地球化学分布规则》()中,指出化学元素在地球上的分布,不仅与其原子的物理化学性质有关,而且还与它在晶格中的行为特性有关.这使地球化学从主要研究地壳的化学组成转向探讨化学元素在地球中分布的控制规律.苏联В.И.维尔纳茨基和А.Е.费尔斯曼共同建立了苏联的地球化学学派.1922年费尔斯曼发表《俄罗斯地球化学》一书,系统论述了各地区的地球化学,是第一部区域地球化学基础著作.1924年维尔纳茨基发表了《地球化学概论》一书,首次为地球化学提出了研究原子历史的任务,最先注意到生物对于地壳、生物圈中化学元素迁移、富集和分散的巨大作用.1927年他组织和领导了世界上第一个地球化学研究机构──生物地球化学实验室.30年代费尔斯曼出版了《地球化学》(4卷),多方面分析了地壳中各种原子运移的规律.与此同时,放射性衰变规律的认识、同位素的发现、质谱仪的发明与改进,导致了同位素地球化学,特别是同位素地质年代学的开拓.1907年美国化学家B.B.博尔特伍德发表了第一批化学铀－铅法年龄数据.30～40年代铀－钍－铅法、钾－氩法、铷－锶法、普通铅法、碳－14法等逐步发展完善,使同位素地质年代学初具规模.发展时期　　50年代以后,地球化学除了继续把矿产资源作为重要研究对象以外,还开辟了环境保护、地震预报、海洋开发、农业开发、生命起源、地球深部和球外空间等领域的研究.地球化学分析手段飞速发展,广泛应用超微量、高灵敏度的分析测试技术和仪器,配合电子计算机的使用,不仅可获得大量高精度的分析数据,而且可以直接揭示样品中难于观测的元素及其同位素组成的细微变化和超微结构.一些新的年代测定法,如铀系法、裂变径迹法、氩－40/氩－39法、钐－钕法、热释光法等相继成熟,使同位素地质年代学方法更加完善. 　　在这个时期,中国在元素地球化学、同位素地质年代学方面取得了一批重要成果,如1961年李璞等发表了中国第一批同位素年龄数据；1962年黎彤等发表了中国各种岩浆岩平均化学成分资料；1963年中国科学院完成了中国锂铍铌钽稀土元素地球化学总结,提出了这些矿种的重要矿床类型和分布规律.编辑本段分支学科　　基于研究对象和手段不同,地球化学形成了一些分支学科.元素地球化学　　它从岩石等天然样品中化学元素含量与组合出发,研究各个元素在地球各部分以及宇宙天体中的分布、迁移与演化.在矿产资源研究中,元素地球化学发挥了重要作用,微量元素地球化学研究提供了成岩、成矿作用的地球化学指示剂,并为成岩、成矿作用的定量模型奠定了基础.同位素地球化学　　根据自然界的核衰变、裂变及其他核反应过程所引起的同位素变异,以及物理、化学和生物过程引起的同位素分馏,研究天体、地球以及各种地质体的形成时间、物质来源与演化历史.同位素地质年代学已建立了一整套同位素年龄测定方法,为地球与天体的演化提供了重要的时间座标.已测得：太阳系各行星形成的年龄为45～46亿年,太阳系元素的年龄为50～58亿年.在矿产资源研究中,同位素地球化学可以提供成岩、成矿作用的多方面信息,为探索某些地质体和矿床的形成机制和物质来源提供依据.有机地球化学　　研究自然界产出的有机质的组成、结构、性质、空间分布、在地球历史中的演化规律以及它们参与地质作用对元素分散富集的影响.生命起源的研究是有机地球化学的重要内容之一.包括两方面：一是对生命前期有机物质演化及前寒武纪古老岩石中生命痕迹的探索；二是根据天体演化规律,进行地球上早期生命及生命起源机制的模拟实验.有机地球化学建立的一套生油指标,为油气的寻找和评价提供了重要手段.天体化学　　研究元素和核素的起源,元素的宇宙丰度,宇宙物质的元素组成和同位素组成及其变异,天体形成的物理化学条件及在空间、时间的分布、变化规律.环境地球化学　　研究人类生存环境的化学组成、化学作用、化学演化及其与人类的相互关系,以及人类活动对环境状态的影响及相应对策.环境地球化学揭示了某些疾病的地区性分布特征及其与环境要素间的关系.矿床地球化学　　研究矿床的化学组成、化学作用和化学演化.着重探讨成矿的时间、物理化学条件、矿质来源和机理等问题.它综合元素地球化学、同位素地球化学、勘查地球化学和实验地球化学等分支学科的研究方法和成果,为矿产的寻找、评价、开发利用服务.区域地球化学　　研究一定地区某些地质体和圈层的化学组成、化学作用和化学演化,以及元素、同位素的循环、再分配、富集和分散的规律.它为解决区域各类基础地质问题、区域成矿规律和找矿问题以及区域地球化学分区与环境评价等服务.区域地球化学揭示的元素在空间分布的不均匀性,为划分元素地球化学省和成矿远景区提供了依据.勘查地球化学　　通过对成矿元素和相关元素在不同地质体及区带的含量和分布研究,找出异常地段,以便缩小和确定找矿及勘探对象.除直接为矿产资源服务外,它也是环境评价及国土规划的重要参考. 　　地球化学的一些重大成果是各分支学科综合研究的结果.如陨石、月岩与地球形成的同位素年龄的一致,表明太阳系各成员形成独立宇宙体的时间是大致相同的.又如微量元素和同位素研究,导致发现地幔组成的不均一性（垂向的和区域的）,提出了双层地幔模型,加深了对地球内部的认识.天体化学、微量元素和同位素地球化学研究,还为新灾变论提供了依据.编辑本段研究方法　　综合地质学、化学和物理学等的基本研究方法和技术形成的一套较为完整和系统的地球化学研究方法.包括：野外地质观察、采样；天然样品的元素、同位素组成分析和存在状态研究；元素迁移、富集地球化学过程的实验模拟等.在思维方法上,对大量自然现象的观察资料和岩石、矿物中元素含量分析数据的综合整理,广泛采用归纳法,得出规律,建立各种模型,用文字或图表来表达,称为模式原则.随着研究资料的积累和地球化学基础理论的成熟和完善,特别是地球化学过程实验模拟方法的建立,地球化学研究方法由定性转入定量化、参数化,大大加深了对自然作用机制的理解.现代地球化学广泛引入精密科学的理论和思维方法研究自然地质现象,如量子力学、化学热力学、化学动力学、核子物理学等,以及电子计算技术的应用使地球化学提高了推断能力和预测水平.在此基础上编制了一系列的地质和成矿作用的多元多维相图,建立了许多代表性矿床类型成矿作用的定量模型和勘查找矿的计算机评价和预测方法.编辑本段展望　　地球化学研究正在经历3个较大的转变：由大陆转向海洋；由地表、地壳转向地壳深部、地幔；由地球转向球外空间.地球化学的分析测试手段将更为精确、快速.微量、超微量分析测试技术的发展,将可获得超微区（微米）范围内和超微量（微克）样品中元素、同位素分布和组成资料.低温地球化学、地球化学动力学、超高压地球化学、稀有气体地球化学、比较行星学等很有发展前景.20世纪90年代的地球化学,除继续为矿产资源、环境保护等作出贡献外,还将为“全球变化──地圈和生物圈十年”,“国际减灾十年”,大陆超深钻、行星探测、深海观察、不同比例尺地球化学图等提供新的成果.
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热力学的目的 热力学是研究热、功和其它能量之间的转换关系,它包含当体系变化时所引起的这些物理量的变化,或者反之.广义地说,热力学是研究体系宏观性质变化之间的关系.把热力学中的最基本原理用来研究化学现象以及和化学有关的物理现象,就称为化学热力学（chemical thermodynamics).热力学的内容化学热力学的主要内容是利用热力学第一定律来计算变化中的热效应.利用热力学第二定律来解决变化的方向和限度问题,以及相平衡和化学平衡中的有关问题.热力学第三定律是一个关于低温现象的定律,主要是阐明了规定熵的数值.
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随着现代高新科学技术的引进。地质科学近几十年来取得了很多重要成果，发生了深刻的变化。
流体包裹体研究也不例外、其研究范围空前扩大。
目前不仅可以对包裹体群体进行分析测试，而且可以对单个包裹体进行系统研究和测定，并取得高精度数据才可以对包裹体所给出的资料进行各种数学处理和物理化学的理论解释，为认识复杂的地质作用提供极为重要的定性和定量证据。
中国是世界上最早认识流体包裹体的国家之一。
我们的祖先很早就发现了矿物晶体中存在的包裹体，并且利用水晶玛瑙中的流体包裹体加工雕刻成各种精美的工艺品。
北宋著名科学家沈括（）在《梦溪笔谈》中曾对水晶中的包裹体进行了如下描述：&士人宋述家有一珠，大如鸡卵，微绀色，莹彻如水。手持之映空而观，则末底一点凝翠，其上色渐浅；若回转，则翠处常在下，不知何物，或谓之&滴翠珠&。
19世纪初期，国外博物馆工作人员对标本中大的可见流体包裹体表现出了极大的兴趣。1822年H.Davy和D.Brewter（1823）等对发现的包裹体进行了初步分析测试，测定了捕获流体的折射率。
英国学者H.C.Sorby（1858）出版了一本名著《晶体的显微结构和矿物、岩石的成因》。当时，H.C.Sorby观察到石英、水晶、黄玉和绿柱石中的包裹体，并且提出，包裹体中出现的小气泡，是冷却到室温过程中流体和主矿物之间差异性收缩所致，据此提出了包裹体温度计原理。
但由于当时工业发展的限制以及普遍存在的某些模糊认识，在半个多世纪的时期内，流体包裹体的研究处于停滞状态。
20世纪中期，特别是第二次世界大战以后，苏联学者H.П.Ермаков（1950）发表了《成矿溶液的研究》一书，他第一次系统地、详细地阐述了流体包裹体研究的理论基础、测温的原理和方法以及流体包裹体在地质上的应用。
加拿大多伦多大学的F.G.Smith和H.S.Scott在1948年设计制造了包裹体热爆裂仪，使不透明矿物的温度测定成为可能。以上进展推动了矿物中流体包裹体的研究工作。
60年代后期，H.П.Ермаков、G.Deich、E.Rodder等人创建了&成矿流体包裹体委员会（COFFL）&并在国际地质大会期间发起成立了流体包裹体的特别会议，从此流体包裹体研究在全世界广泛范围内普遍兴起。&
70年代以后，流体包裹体研究蓬勃发展，趋于完善，流体包裹体研究现已成为地球科学中的一个重要分支。
流体包裹体研究领域大拓宽，方法、手段更趋完善，理论上也取得了很大的进展，主要表现在以下几个方面：
（1）流体包裹体研究已进入到岩石学的各个领域，形成了包裹体岩石学方向。
对陨石、地幔岩、沉积岩、火成岩和变质岩中包裹体的系统研究，是当前岩石学的重要研究课题；
（2）包裹体研究解决了不少矿床学研究的一些重要问题，提出了许多成矿模式。
特别是近年来开展的单个包裹体的成分测定、包裹体中稳定同位素测定和同位素年龄测定，使我们可以通过流体包裹体研究探讨矿床成因、成矿条件、沉淀机制、成矿物质来源、成矿时代、流体演化以及水-岩交换等问题。
& （3）现代分析测试方法和技术的引进，使流体包裹体研究更为精确。
例如，中子活化、透射电镜、离子和电子探针、离子色谱、质谱、激光拉曼光谱、激光束与其它仪器的联合以及电子计算机等的应用，大大拓宽了包裹体的研究领域。特别是目前单个包裹体成分的测定使包裹体研究取得长足进步，提高了包裹体研究的精确性。
& （4）流体包裹体的理论研究亦取得了新的进展。例如对溶液不混溶性的认识、不混溶包裹体的鉴别以及不混溶性与成矿关系的研究等丰富了成矿理论。同时也为岩浆到溶液的演化提供了新的佐证。
（5）利用流体包裹体资料进行找矿和矿体深部预测。
& &在我国，流体包裹体研究始于60年代，先后在中国科学院、冶金部、地矿部和教委等科研院所、高等院校展开。1977年召开了全国第一届矿物中流体包裹体和成岩成矿学术会议。
随后全国很多单位相继建立了实验室。并对各种矿床进行了流体包裹体研究，取得了大量成果。
&2003年又在南京召开了全国包裹体研究会议。
目前很多单位建立了包裹体测温、成分分析和同位素测定等一系列实验室。同时全国范围内出版发行了一批有关流体包裹体的著作和译著，推动了我国流体包裹体研究的深入开展。
目前，我国流体包裹体研究工作与国际先进水平仍有一定差距，特别是对单个包裹体的测试技术，尚未广泛进行。对包裹体形成机制、基本理论、变质岩及沉积岩中流体包裹体的研究、包裹体年代学研究等方面也存在一定距离。
我们应立足本职，瞄准前沿，努力赶上世界先进水平。
&一、 流体及流体包裹体
（ 一）、流体（相）的重要性及作用
& & 在地质作用过程中，流体相所起的作用或它们所扮演的角色是近年来地球科学研究的一个重要课题（Fyfe，1979）。现在人们已普遍认识到，虽然流体在地壳中所占比例不大，但是它对岩石的组成及其特性有着极为重要的影响。流体相是地壳岩石中经常性的组分，在大陆8～10km的深度范围内，地下水的总量平均为岩石重量的3％～5％。
& & 地表水易于取样，也便于研究，地壳深部和上地幔存在的流体，仅在现代火山地热区以及某些探查和研究的深孔中方可获得。
流体包裹体分析研究是认识古代地壳流体、下地壳和上地幔深源流体，最直接、最方便的办法。
流体相在各种地质作用中起十分重要的作用
流体相通常被称为&岩石中的挥发组分&，它们是岩石中最活跃、最积极的一部分，它们在各种地质作用中起着十分重要的作用。
1、成岩作用
& & 　沉积成岩作用是在大气条件下的各种水体中发生的，流体相是溶剂，又是搬运和沉淀的介质。沉积物质在流体的参与下，发生物理的和化学的分异作用，从而形成各种不同的沉积岩和沉积矿产。
例如在流体动力作用下，随着动能由强到弱的变化，沉积碎屑物质产生由重到轻、由粗到细的变化。溶液也由于PH、Eh、T、p和组分变化而发生化学分异，由盆地边缘到盆地中心形成氧化物&碳酸盐&硫酸盐和硫化物等序列沉积。
另外一方面，在沉积成岩过程中，由于压实和深埋，使得温度、压力发生变化，流体和固体物质相互作用产生交代置换、重结晶、次生加大甚至形成新矿物。&
岩浆熔融体本身就是一种高温、高粘度的复杂流体相。岩浆结晶分异过程，就是这种高温。高压、高粘度流体在不同环境下的物理化学演化过程。
& & 变质作用与流体的参与有着极其密切的关系。变质作用可以是固相到固相的直接转变，也可以是固相十流体相&固相的变化。研究表明，大量的变质作用是在有流体相的参加下进行的。变质作用过程中可以使矿物和岩石释放出其中所含的大量流体，如层间水、裂隙水、晶间水和结晶水。粘土矿物含水8.5%，变质形成页岩后，含水5％，继续变化形成片岩类岩石则含水仅2％。经计算，1km3粘土岩变成长石类岩石，可释放出几千万吨至1亿吨的水。
& & 综上所述，在各种成岩作用中流体的参与是必然的，也是十分重要的，没有它们的加入，不能形成如此复杂壮观的地质现象。&
2、构造活动
& & 在构造活动中，是否存在流体相的作用？回答是肯定的。这已为大量地质现象和实验资料所证实。在构造应力作用下，岩石、矿物不仅发生各种物理变化，即构造变形，而且会发生各种化学变化和物质交换。例如构造应力作用下的压溶作用、矿物岩石的变质脱水作用（或脱挥发分作用）、都会释放出流体。构造作用在流体相的参加下产生了物质的活化迁移和重新分配。&
3、成矿作用
& &几乎所有矿床的形成都与流体相的作用有密切关系。各种热水溶液和硅酸盐熔融体，它们既是成矿介质又是溶剂，溶解、搬运各种组分，最终在合适的环境和条件下沉淀聚集形成矿床。近年来的研究证明，在地表以下8～10km范围内，地下水总量平均占岩石重量的3％～5％．绝大多数金属矿床是在此深度范围内形成的，因而至少部分地下水不可避免地参与了金属矿床的成矿作用。
& & 从上述简要阐述中不难看出，一切地质事件，如果没有流体相的参加，是难以想象的，流体与地质事件有着十分密切的关系。流体包裹体正是地壳中曾经发生的地质热事件的代表，是古代流体的样品。&
&（二）、 流体包裹体
& & 自19世纪中期Sorby等人在石英、黄玉等矿物中发现包裹体并提出包裹体形成的基本理论以来，人们对它进行了深入细致的研究。矿物中流体包裹体有了较全面而科学的定义。由于它们保存完好，成为今天人们研究和探索天体演化、构造变动和成岩成矿等作用的重要线索。
1、矿物中流体包裹体的概念
& & 广义地说，矿物中的包裹体是指矿物中所包含的各种物质。
1）、矿物中的流体包裹体：特指的是那些被矿物捕获时呈流体相而不是固体相的那部分物质。
流体包裹体是成岩成矿溶液（硅酸盐熔融体）在矿物结晶生长过程中，被捕获在矿物晶体缺陷、空穴、晶格空位、位错及微裂隙之中，而且至今尚在主矿物中完好封存并与主矿物有着相界限的独立封闭体系。在室温下，流体包裹体由一相、二相甚至多相物质组成。
2）、主矿物
是在成岩成矿介质中结晶生长并捕获了流体形成包裹体的矿物，即含有包裹体的矿物。
成岩成矿溶液：指的是正在晶出主矿物和浸泡已晶出的主矿物的溶液介质，如液体、气体或硅酸盐熔融体，因此流体包裹体几乎是和主矿物同时并由相同物质形成的。
流体包裹体不包括介质中的碎屑物质，如已晶出的矿物晶体、晶屑或岩屑等物质。&
&流体包裹体与主矿物之间的相界限，就是指目前看到的包裹体的外形轮廓线。在此轮廓线中包含的是波相、气相、有时尚有固相的物质，它们与主矿物明显不同。
& & 流体包裹体是在主矿物结晶生长过程中被捕获在晶体缺陷之中的，流体充填或滞留在晶体缺陷中以后，又立即为继续生长的主矿物所封闭，因此包裹体基本上不受外来物质的影响，也基本上没有物质泄漏出来，体积基本不变，因此流体包裹体是原始成岩。成矿溶液或岩浆熔融体的代表。
2、包裹体研究的基本原理
& & 流体包裹体地质学是建立在流体物理化学、流体热动力学、结晶学和矿物学等基础理论之上的一门学科。
包裹体研究假设：是下述三个基本理论基础
（1）包裹体形成时，被捕获的流体是均匀体系，也就是说，主矿物是在均匀体系中生长;
（2）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）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。&
&一般认为，只有符合上述基本假设，包裹体研究和测试的结果才是有效和可靠的。
实际工作时判断它们是否符合上述三个基本理论假设，是一个十分复杂的问题。
我们经常利用流体包裹体中物相种类和相比例来判别原始流体是否为均匀体系：
对于气液相包裹体来说，在一组同时形成或成因相同的包裹体中，它们的物相和相比例是相同或相近的，据此，可以认为它们是从原始均匀的流体中形成的。
但是硅酸盐熔融包裹体有一定特殊性，即使是从均匀体系中捕获的一组包裹体，其物相种类和相比例也可以不同。
解释包裹体测温资料的前提：
区分包裹体是从均匀流体还是从非均匀流体中捕获的。
对于从非均匀流体中捕获的包裹体的特征、地质意义将在后面介绍。&
关于包裹体形成后是否有物质的加入和渗漏问题，E.Roedder认为，除了遭受过破裂和变形的岩石以外，渗漏情况不多见，这在很大程度上取决于包裹体形成后其周围有无微裂隙存在。在变质岩，由于自然爆裂。包裹体所含流体可以全部或部分漏失；
流体进入周围微裂隙，形成卫星状次生包裹体群。大包裹体通过&卡脖子&（颈状收缩）形成几个小包裹体是包裹体形成后物质发生改变或相比例发生变化的一种特殊情况。
对发生过&卡脖子&现象的包裹体，所测均一温度一般没有意义，因为一个大包裹体由于&卡脖子&而分裂成几个大小不同的小包裹体时，相比例是不相同的，因而测出的均一温度也就各不相同。
总之，随着包裹体研究工作的深入开展，流体包裹体形成的基本理论亦将不断发展，定能深化和充实对成岩成矿作用的认识。
3、包裹体存在的必然性和普遍性
& & 从上述流体包裹体定义可知，流体包裹体在矿物晶体中出现是必然的、普遍的，因为世界上完美无缺的晶体是不存在的。已有资料表明，不论矿物的颗粒大小、种类、透明或不透明，也不论矿物是天然的还是人工合成的，它们当中都有流体包裹体存在。近代科学研究还证实，不仅在地球上所有矿物中存在包裹体，而且在其他星球的各种矿物中也发现了包裹体。
大于几毫米的包裹体，肉眼就能辨别。但大多数包裹体小于0.1mm，只能借助适当的光学显微镜才能清楚地观察到它们。显微镜下能看到的包裹体，一般介于几微米到几十微米，小于1微米的包裹体在矿物中也是经常存在的。在单个晶体中。流体包裹体的总数可以达到晶体总体积的0.l％。据估计，在乳白色的石英中，包裹体可以高达109个/cm3。
自然界中，最常见含流体包裹体的矿物有：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。
长石类矿物中流体包裹体既小且少，一般不适合于进行研究。但在快速冷却的火山岩中，长石晶体可出现良好的硅酸盐熔融包裹体。
4、包裹体的形成机理
流体包裹体的形成机理，就是晶体生长（或矿物重结晶）过程中缺陷形成、流体贯入和晶体继续生长封闭的全过程。&
在任何种类的流体介质中，矿物结晶生长或重结晶时，由于矿物晶体的不规则生长。必然会产生各种晶体缺陷，少量介质流体贯入这些缺陷之中。并被封存形成流体包裹体。
世界上完美无缺的理想晶体在自然界未曾见到，即使在最严格的实验条件下，也不可能产生。
任何一种干扰完整晶体生长的作用，都可造成晶体缺陷的产生，从而导致包裹体的形成。
&正确确认流体包裹体的成因和形成机制，是有效地解释包裹体压力、温度、体积、组分资料的关键。
近年来研究资料表明，并非所有的包裹体都是在均匀流体中形成的。
在某些情况下，包裹体是在两个或更多流体相的不均匀体系中形成的。
正常包裹体：从均匀流体中形成的包裹体
异常包裹体:从不均匀体系形成的包裹体
这两类包裹体的区分，对解释地质现象有着重要作用。&
（三）、晶体生长与流体捕获
& & 流体包裹体是在矿物生长过程中捕获成矿介质而形成的。要了解包裹体在矿物中形成的机理，首先要了解晶体在介质中生长的过程和晶体中各种缺陷形成的原因。
1、矿物生长介质
& & 绝大多数矿物是从熔浆或各种热水热液中结晶而成的，因此熔浆和热水溶液是大多数矿物生长的介质（或母液）。
& 熔浆也是一种热流体。但它组成复杂，温度高，粘度大。熔浆主要是由各种硅酸盐、挥发组分和重金属组分等所组成。粘度大是熔浆与一般热流体的重要区别特征之一。
岩浆的粘度与成分、温度、压力和挥发组分的含量关系密切。一般情况下SiO2含量越高，粘稠度越大，所以基性岩浆粘度较小，酸性岩浆粘度最大，流速最慢。挥发组分的含量越高，熔浆的粘度就越小。
& & 流体是气体和液体的总称。液体多数情况下不是纯水。而是含有多种溶质的盐水溶液。
2、晶体的理想生长过程
& & 矿物晶体在上述不同介质中晶出的过程，就是物质从气相、液相和硅酸盐熔融体相转变为结晶的固体相的过程，实质上也就是质点从不规则到规则排列的过程。
在此过程中，质点的堆砌方式是遵循着一定规律的。
& & 理想的情况下。成矿溶液或岩浆硅酸盐熔融体由于温度下降达到过饱和时，介质的质点按一定规律聚合成微小晶核或晶芽，形成结晶中心，然后长成晶体。&
3、晶体缺陷
晶体生长不仅与成岩成矿溶液本身的物理化学体系及相互间的复杂作用有关，而且与外界的温度、压力和应力等关系也十分密切。晶体生长往往是在封闭或相对封闭体系中进行的，生长的时间长短很不一致，有时可长达116-106a。晶体生长后仍然会经受许多物理化字作用在整个地质作用过程中，晶体生长往往偏离理想条件而受客观环境的影响，使晶体结构局部范围内产生某种形式的缺陷。这些晶体缺陷按空间上延伸的状况可以分为：
& & （l）点缺陷：晶格空位、间隙原子、杂质原子等；
& & （2）线缺陷；位错；
& & （3）体缺陷；空洞、裂隙等。
晶体生长过程中的上述多种缺陷与包裹体的形成密切相关，特别是体缺陷，它们是捕获成岩成矿介质最主要的空间。点状、线状缺陷在晶体生长过程中亦可溶解、扩展、浸蚀，从而形成体缺陷。
4、晶体缺陷产生的原因
& & 矿物结晶时的物理化学条件千差万别，因此导致形成晶体缺陷的影响因素也是多种多样。
下面简述几种主要影响晶体生长的因素。
1）、介质浓度
& 各种矿物都是在一定的温度、压力和浓度的成岩成矿溶液中生长的。在生长过程中各种物理化学参数不断变化并相互制约。温度下降，可使介质的浓度发生变化，溶液过饱和度增加。
在通常情况下，溶液过饱和度的增加会促使晶体生长速度加快，产生带有凹入角的枝蔓状形式生长。
晶体生长研究亦已证明，在溶液中，甚至某些非常次要的组分浓度，也能极大地影响晶体生长的完美性。
2）、晶体各部位生长的不平衡
& & 晶体生长时，介质对生长面的补给不论是通过流体的质量流动，还是通过流体的扩散作用，在晶体的横切面不同部位，都会存在溶液浓度的差异（梯度）。一般在晶棱和用角顶部分容易得到溶质的供给，则溶质供应相对不足，处于&饥饿状态&。正如Wilkins（1979）指出的那样，在稳定的生长条件下，晶体角顶的过饱和度最大，晶面中心最小。因此两者生长速度不一致，导致晶棱、角顶形成较大的凹坑，成为捕获成矿溶液（或成岩溶融体）最有利的空间（见下图-g）。&
3）、晶体的不规则生长
& & & 正在生长的晶体上裂隙的形成，往往导致晶体以后的不规则生长，并且在裂隙上形成新的缺陷，捕获流体而形成包裹体（见上图－C）。
大多数晶体在生长过程中产生大量不规则结构，如镶嵌结构、螺旋位错以及晶簇中各个晶体的随机取向等，这些结构在晶体生长过程中形成各种形态的空隙，它们是形成包裹体的重要原因。
& & & 显微镜鉴定表明，流体包裹体．经常在两个相邻的大的螺旋形之间或螺旋形中心被捕获（上图－b），例如绿柱石晶体中常见的细长管状近于平行c轴的包裹体（见图版I-1？）
就是这种原因形成的。如果一些螺旋生长比其他螺旋形生长速度快，则晶体表面．就会变得粗糙，形成许多凹入角，随后的生长覆盖了这些凹入角，可以形成负晶形空腔（常见的负晶形包裹体）。
4）、晶体生长间断
& & 晶体的生长过程是长期的，有时可能是多阶段的。生长条件的某种暂时中断和变化，亦可导致形成晶体缺陷。例如早期形成的晶体。由于间歇再生长，致使晶面被溶解、浸蚀形成蚀坑，成岩成矿溶液可再度充填，在一些较深的凹陷坑中可捕获流体，形成沿晶面分布的流体包裹体（上图－d）。&
5）、固相物质及杂质的影响
& & 固体物质或杂质附着在正在晶出的晶体上，是形成晶体缺陷的原因之一（上图－h）。由于固体物质的存在，阻碍了成矿溶液的流动，成矿流体绕过固体物呈流线式运动，固体物后方溶液流速减慢，流动不平衡，形成缺陷并贮藏成矿溶液。
6）、温度压力条件的影响
& & 温度压力等物理化学条件的改变，也是造成晶体缺陷和空穴的重要原因之一。温度压力的变化将引起溶液的溶解度、浓度、饱和度以及结晶速度等发生一系列变化，从而造成晶体的不规则生长和缺陷的形成，导致产生大量的包裹体（上图－i，f）。 &
（四）、流体捕获后的变化
流体进入晶体缺陷，形成包裹体后，就会产生各种变化，有时甚至识别不出它的原始特征．
下面主要讨论流体捕获后发生在包裹体中的各种物理和化学的变化，以及这些变化在包裹体研究中的意义。
大多数包裹体形成后都会发生变化，与捕获时有明显的差异。
少量流体被封闭在主矿物的空腔中以后，包裹体的相组合和物理性状就可能发生变化，其中相组合的变化，称为相变。
在高温下捕获的均匀流体。由于温度（压力）的下降将发生相变。
研究相变可以为我们提供晶体生长时介质溶液的压力、温度、组分等数据。
研究相变的途径：在实验室条件下、通过反向重演（即逆向变化），可以给出原始捕获时的压力、温度、组分条件。
由于某些物理变化在实验室条件下不能恢复，成为不可逆变化，因此研究这种包裹体需特别细心，它们在很大程度上影响了所得压力、温度、组分数据的可靠性。
子相、子晶或子矿物：在室温下在包裹体中所有出现的新相的统称，如新相是结晶质的，则称为子晶（或子矿物）。
因为通常最初捕获的是单一的均匀相流体，随着温度，压力等条件的变化，往往成为多相的包裹体。
1）包裹体壁上的结晶作用
& & 包裹体壁上的结晶作用常由于看不见而被忽视，但这却是普遍存在的&子相&形式。
透射电镜研究证实，包裹体腔壁并不平坦光滑，其上附着了许多矿物微粒。
这是因为大多数固体物质的溶解度随温度的升高而增加，因此，在高温下捕获的流体包裹体，由于温度下降，溶解度降低，从而使其中的某些组分浓度增加。
首先是那些和主矿物成分相同的组分逐渐富集达到过饱和，并以包裹体腔壁为生长点。结晶出主矿物的微粒，粘附在包裹体壁上。在水溶液包裹体中，这种包裹体壁上晶出的主矿物微粒十分微小并且数量不多，通常难以观察。
这是因为这些水溶液一般温度不高，在这样不高的温度条件下，大部分矿物的溶解度已经很低了，因此在冷却至室温时包裹体壁上再结晶现象不明显。
硅酸盐熔融包裹体，上述再结晶现象非常普遍，由于熔融包裹体原始捕获时温度很高，因此冷却时在包裹体壁上可沉淀出大量的主矿物微小颗粒。
2）冷却收缩形成气泡
包裹体中所含的流体（或熔融体）。在冷却过程中，由于大多数流体的热膨胀（或冷却收缩）系数比多数固体矿物热膨胀系数大1&3个数量级，所以从捕获温度下降到室温时，包裹体中流体的收缩系数要比主矿物大得多。
由于冷却收缩形成空腔致使流体压力下降。从而使气相由液体中分离出来形成气泡。
如果包裹体中的溶液是不易挥发的水溶液，那么气泡的蒸气压很低;
如果捕获的是易挥发物质（如CO2、CH4等），则挥发组分容易集中在气泡中。
如分离出来的CO2气体密度足够大，那么冷却时，可以形成CO2液相和CO2气相、通常CO2液相和气相两者的分离是在温度低于纯CO2临界温度（31.1℃）时发生。
由于有其他气体或物质混入（如N2、CH4等），那么CO2的临界温度往往低于 31.1℃。
& & 硅酸盐熔融体热膨胀（冷却收缩）系统比水溶液小得多，因此尽管熔融体冷凝温度的区间比水溶液要大得多，但一般收缩气泡不大．
如果捕获的是不含挥发组分的硅酸盐熔融体，那么形成的气泡实际上则是近于真空的空腔。
& & 某些天然流体在冷却过程中可能有少量新的流体相从包裹体溶液中分离出来。这种新的 &流体与周围流体不同，互不混溶。
如果分离出的是密度很大的CO2，则可形成气相CO2、液相CO2和盐水溶液的三相包裹体。
& & & 硅酸盐熔融包裹体在冷却时也可能产生不混溶现象。当硅酸盐中铁的硫化物达到饱和程度时，硅酸盐中可能形成硫化物的球滴，即在熔浆包裹体中，除产生气泡外还凝聚了硫化物的小球滴．
这些硫化物球滴中富含Cu和Ni，这一发现为岩浆硫化物矿床的形成提供了重要线索。 & & & & & & & & & & & & & & & & & & & & & & & & & & & & & &
富含挥发组分的硅酸盐熔融包裹体，在降温过程中亦可因不混溶性而形成几种流体相。它们是硅酸盐熔体、富CO2流体、盐水溶液和其他气体。特别是在高压条件下，熔浆中可以溶解H2O和CO2，而且H2O的溶解度大于CO2的溶解度。因此，在熔浆结晶的早期 &可以分离出CO2流体。而晚期H2O可从熔浆中分离出来。
4）子矿物（daughter Mineral）
& & & 在温度下降过程中，包裹体中所含流体除和主矿物成分相同的组分过饱和外，还可出现其他组分的过饱和状态、当某一组分达到饱和后、则可在包裹体内成核，形成新的晶体，这 &种晶体称为子矿物（或子晶）。
实验室加温时，易溶的子矿物会在流体中溶解。
熔融温度（Tm ）：子矿物完全溶解时的温度；
这个温度值可给我们提供原始流体成分的信息。
最常见的子矿物是立方体石盐。其次有钾盐、碳酸盐、氧化物、硅酸盐、硫酸盐和硫化物等矿物。
子矿物的鉴定有重要意义，因为它可提供最初捕获的流体成分的资料。
在气水溶液包裹体中如果有多个子矿物，一般每一个子矿物代表一种组分．这是因为：
第一，从捕获温度到室温，多数样品经历了非常缓慢的过程，这个冷却期可以延续数百万年（Hollister et al.，1979），在如此充裕的时间内，只要溶液中某一组分略有过饱和，则在包裹体内就能形成晶核；
第二，若某一组分有几个晶核同时形成并生长，但由于包裹体空间有限，并且存在有效的低粘度溶剂（溶液），在漫长的地质时间内，较大的子晶可以&吃掉&较小的子晶形成最稳定状态．
有时在溶液中也会出现某一组分的多个子矿物（如多个NaCl子矿物），这种现象的原因目前尚不清楚。但是这种现象是很少出现的。
气水溶液包裹体中，子矿物的大小与包裹体的体积成一定比例，这是鉴别具体子矿物相的标志。
在一给定地区，大量包裹体中含有某些子矿物，而且子矿与包裹体的体积比基本 &相似，那么可以确定这是溶液被捕获因冷却过饱和而晶出的子矿物相。
相反，如果是偶然捕获的早期析出的晶体或其他固体碎屑，它们与包裹体的体积比是不定的，因为包裹体的体积与所捕获的固体没有必然联系。
& & & 硅酸盐熔融包裹体与气水溶液包裹体不同，硅酸盐包裹体中子矿物的出现很不稳定，而且同一组分常呈多晶产出、特别是喷出岩中的硅酸盐熔融包裹体，由于冷却速度快，不允许熔融体中小的子矿物晶体合并。
另一方面，也因为硅酸盐熔融体粘度高，成核和流动受到严重阻碍。因此在硅酸盐包裹体中子矿物相一般少见，而且在同时捕获的一组包裹体中，即使用一组分的子矿物，由于成核时间不同，生成的子矿物大小相差悬殊，结果物相比例各异。因此适用于气水溶液包裹体中子矿物的判别依据，对硅酸盐包裹体中的子矿物相判断是不适用的。
判断子矿物的证据之一就是加热时该晶体的行为。如果加热时子矿物熔化，冷却时又 重新晶出，那么可以肯定它是子矿物相。
5）亚稳定性
& & &除了&卡脖子&（Necking down）和泄漏以外，在同一世代或晶体的同一组包裹体中，产生出比例各异的原因主要是流体的亚稳定性和捕获的原始流体为不均匀流体。
亚稳定性是指冷却至室温时，应该出现的物相未能出现，即缺失相变化的性状。
在一组成因相同但体积相差悬殊的包裹体中这种亚稳定现象尤为明显。
细小的圆形和卵圆形的包裹体往往物相简单；而体积大的包裹体物相较复杂。这种物相和相比率的不同，不是由于它们的包裹体中内含物质较少，不易形成晶核，甚至几百年也不能使气体凝聚形成气泡。亚稳定性在冷冻包裹体时亦经常出现，冷，冷冻期间，溶液不能成核形成冰晶、造成过冷却状态，使实验实际上不能进行。 &
&2、物理变化
& & & 包裹体形成后，不仅溶液要发生各种物理化学变化形成各种相变，而且包裹体的物理性状也将发生某些变化。
1）形态变化
& & & &许多包裹体现在的形态与捕获时的形态有一定差异。捕获初期，许多包裹体具有较大的表面能、形状很不规则，如长管状、薄板状和树枝状等。为了降低体系的高表面能，使包裹体能够处于较稳定的状态，包裹体形状往往趋向于成为表面能较低的圆形和椭圆形状。
包裹体的这种形态变化主要是通过重结晶作用完成的、包裹体捕获后不论其原始形状如何，只要主矿物能够部分溶解于包裹体所含的溶液，即使这种溶解性很微弱，重结晶作用也会立刻开始。
突出部位溶解，溶解下来的物质充填在凹陷部位，这样致使畸形的包裹体逐渐变成比较等轴的形状和负晶形。
细长的包裹体经重结晶作用最终分割成为几个表面能较小的小包裹体，称为&卡脖子&或卡断（Necking down）（图l－4，图1－5）。
这种卡脖子的最终结果是形成与原来单个包裹体总体积相等、但总表面能较小的几个小包裹体。Nichols（1976）对这个过程作出了理论论述。
2）体积变化
& & 包裹体形成后体积的变化有两种情况：一是可逆的体积变化，即在外界条件下，包裹体体积发生变化，当这种外部条件消失时可恢复到原始体积，因为是可逆的变化，体积可视为恒定。二是不可逆变化，包裹体的体积在外部条件下因过热或过冷却而发生变化，当外部条件消除后，包裹体不能恢复到原有体积，这种变化称不可逆变化。前一种可逆变化对均一法测温没有影响，但后一种不可逆变化则不能用来进行测温研究。
① ．体积的可逆变化
&主要包括几种情况：
A、包裹体壁上的主矿物再结晶和溶液中形成子矿物；
& B、主矿物冷却时体积的收缩；
C、内、外压力作用下体积的变化：如包裹体体积的膨胀变化等。
这些体积变化可以在一定条件下得以恢复．如包裹体壁上主矿物的再结晶．可以通过升温使其溶解。&
② ．不可逆体积变化
& & & &下述几种作用可以导致包裹体发生重大的永久性体积变化。
A、在矿物重结晶作用下，原来单个包裹体分裂为　　几个小包裹体，改变了原由包裹体的体积。
B、在升温过程中包裹体因内压与外压差引起分裂，　　部分组分释放，体积发生了变化。
C、可塑性强的主矿物由于外界作用。体积发生永久变形。如石盐、方解石和萤石等矿物，升温过高致使内压剧增，体积膨胀通过了弹性变形允许范围，形成永久形变。某些稀溶液包裹体在冷却时。溶液冻结体积膨胀，当过冷却超过一定限度，使体积&过度伸张&，导致塑性变形，不能恢复原状。
③梯度引起的位移
& & 包裹体形成后，由于多种因素的影响，引起位置的变化而产生位移。
& &包裹体在热梯度影响下，可沿热梯度增加的方向移动。最明显的例子发生在石盐晶体中。 &Lemmlein（1952）首先描述了这种移动现象。在石盐晶体中包裹体沿热梯度移动的速度是多种变量的函数，最主要的是受主矿物的溶解度、温度、包裹体大小和热梯度参数控制。
B．重力梯度
& & 理论上讲，溶解度由于压力的变化而发生变化并引起重力场移动。在巨大的重力梯度下，某些矿物中包裹体的移动速率可以测定。一般情况下，这种移动速率很小，因而往往可忽略不计。 & &
C、应力梯度
晶体中的残余静应力可以引起包裹体产生位移。这种驱动力似乎很小。但是它的有效作用时间很长，因而能导致明显的位移。在地质环境下，细小包裹体的合并和消失机制，可能是由于小包裹体向大包裹体移动造成的。R.Petrovic（私人通信，1969）提出，相距很近的包裹体，如果边界压力大于内压的话，甚至在静水压力场中也可以使包裹体发生聚合。
然而他估计，由于移动的速度与两个包裹体（假设是球形的）中心之间距离的15次方成反比，所以当两个包裹体之间的距离为其半径之和的n％时，它们之间的移动将是极小的。
3、流体的渗入与漏出
& & 上面讨论了包裹体的体积变化。某些体积变化涉及到了包裹体成分的丢失问题。这里主要讨论的不是在体积变化过程中引起的成分的渗入和漏出。
绝大多数矿物中的包裹体是封闭的体系，无外来物质前加入，也没有内部物质带出，也就是说包裹它们的主矿物是不可穿透的。
& &最近几十年间，关于包裹体中流体的泄漏和渗入问题已引起了广泛的注意。研究表明，氢比较容易穿过矿物而逸出，Anderson和Sahs（1975）研究了加利福尼亚Shasta山的橄榄石和辉石中富水的硅酸盐熔融包裹体。
当这种样品在真空中加热时。几小时后包裹体壁上就形成了一个褐色的晕圈，8小时内水分失去。
这一事实表明。在较高温度下水分解为氧和氢。氢因扩散逸出，留下的氧与主晶中二价铁离子作用转变成三价铁离子，发生了自氧化作用。 &&
氢通过扩散作用逸出包裹体的现象在自然界中确实存在。
某些子矿物加热后不能溶解。氢的逸出可能是唯一合乎逻辑的解释。
包裹体内含物中的氢可能有下列三个来源：
A、氢（H2）可能是一种原始组分；
B、H2可以由H2O分解产生，在任何温度下都会有部分H2O分子离解成H2和O2。
如果氢扩散逸失，残余的O2分压开始增加，进一步离解作用就会停止。但是如果O2被某些局部反应所消耗，如硫化物氧化成硫酸盐或二价铁氧化成三价铁（Roedder和Skinner，1968），H2O的离解现象又会继续发生；
C、H2还可能由包裹体溶液中化学反应生成。如Hollister和Burrus（1976）提出，包裹体中原始组分经化学反应（CH4＋2H2O&CO2＋4H2）可以生成氢气。 &
包裹体内含物的逸出和渗入，更多的是发生在变质变形作用过程之中。由某种机制产生 &的徽裂隙，常造成包裹体内含物漏失。在晚期裂隙切穿一组包裹体时，显微镜下明显可见部分包裹体发生渗漏或再充填现象。
变形矿物中位错也是包裹体内含物渗漏的可能途径。
& & 包裹体的自然爆裂是渗漏的另一形式，当包裹体的内压大于外压，并超过一度限定时，包裹体壁会破裂，致使物质泄漏。
这种自然爆裂可以由岩浆喷发过程中外压的突然降低而引起，也可因地质体外部的热事件引起。
上述关于渗漏问题的讨论可能使从事流体包裹体研究的人们感到失望，但这种状况并不是普遍的，也不是所有包裹体都会发生渗漏。
而且即使曾经发生了渗漏的包裹体，只要解释时加以注意，还是可以提供有益信息的。 。&
二、包裹体分类
& 包裹体分类是包裹体研究中的一个重要内容。也是对包裹体认识由简单到复杂、由表及里的过程。
包裹体分类首先要的问题：是区分包裹体是均匀流体还是非均匀流体
近年来的包裹体研究表明，除了应按它们的成因和室温下的物理相态将它们分为：原生、次生、假次生和变生包裹体
一种本质的基本分类，即根据捕获时流体的性质分类。
正如前面所述，大部分包裹体最初捕获的是均匀流体，但有些包裹体是在非均匀流体中形成的。为此，首先要对他们加以区分：
正常包裹体：从均匀流体中形成的包裹体
异常包裹体：从非均匀流体中形成的包裹体
这两类包裹体的区分对解释地质现象有决定作用。
为此必须首先将这两类包裹体分开，然后再区分其成因和室温下物理相态（下表） 。&
也就是说，包裹体研究时：
第一：先辨别包裹体是&正常 &还是&异常&的；
第二：分别将两类包裹体进一步分类
（一）、从均匀或非均匀流体中捕获的包裹体
&1、均匀流体中形成的包裹体
这类包裹体在包裹体中占的数量很大，是研究的重点。
均匀流体中形成的包裹体及其和晶体生长的关系以及晶体缺陷产生的原因等在前已经阐述，下面重点解释不均匀流体中产生的包裹体问题。
2、不均匀流体中形成的包裹体
& & 过去认为包裹体一般都是从均匀流体中形成的，但多年来包裹体研究的资料表明，许多包裹体并非都是从均匀体系中形成。包裹体形成时捕获的非均匀流体主要有下列几类：
1)由液相+蒸汽相 (L+V)非均匀体系形成
& &这种非均匀体系较为常见，它们或是由于压力的突然释放，或是因为温度的变化，或是因为流体的浓度改变，使原始均匀的流体产生沸腾 (或泡腾)形成不均匀的多相体系。在这种条件下形成的包裹体往往种类复杂，它们常包括下面几类不同的包裹体：
①气体的低密度包裹体；
②液体的高密度包裹体；
③有时尚可出现含盐类子矿物的多相包裹体。
此外、还可能存在充填度介质①和②之间的一系列包裹体，称之为沸腾包裹体群(见下图)。&
图中充填度最大和最小的包裹体是在等压线(P )与沸腾曲线相交于V和L处形成，它们的均一温度相同。
这个均一温度即压力为P 时矿物的形成温度。而充填度介于其间的包裹体，不论充填度大小，均一温度都比矿物形成温度高。
表生条件下某些物理化学参数变化也可产生这种不均匀流体。
曾有报道，石灰岩溶洞的钟乳石中所含的包裹体，部分可能是从非均匀体系中捕获形成的。
一方面，钟乳石形成时周围存在液体和空气，钟乳石是在这种液相+空气的体系中形成的。另一方面，石灰岩溶蚀形成钟乳石的过程是一种化学变化过程(CaCO3+H2O&CaO+CO2+H2&)，作用过程中形成大量气体。
因此钟乳石在结晶过程中可以捕获水溶液+CO2十H2等气体，形成&异常包裹体&。
2）由液相十固相（L＋S）非均匀体系形成
& & &这是由于矿物在充满晶体或固体质点的流体中生长，当这种流体被封存在晶体缺陷中时，就形成了液体或液体十固体以及几乎全为固体相的&异常包裹体&系列。
这时常被误认为是含子矿物的包裹体，它们与含子矿物的包裹体有如下几点区别；
①固体质点或小的晶体加热后一般不能溶解，甚至包裹体均一直至爆裂后也不出现溶解现象；
②固体质点或小晶体在包裹体中的存在纯属偶然现象，因此出现的机率较低，相比率也不稳定。
而含子矿物的包裹体是在同一条件下捕获均匀流体形成，由于温度压力下降，溶解度降低，某些组分过饱和而形成，因此在包裹体中普遍存在，相比率也相近。
3）由两种不混溶液体（L1＋L2）形成
& & 这是指由两种完全不混溶（如油和水），或两种部分不混溶的流体（如水和CO2）所形成的包裹体。
在密西西比河谷型Pb－Zn矿床研究中发现，萤石晶体中存在油气和盐水溶液不混溶的流体包裹体群，表明Pb－Zn成矿流体在通过密西西比盆地时和油田水混和。从而造成了Pb－Zn矿沉淀。
在火成作用中，许多不混溶作用都是通过包裹体研究发现和认识的。岩浆熔融体在演化过程中存在多种液相十液相不混溶流体相（见下图2-2）。
熔融体演化的早期，可能形成硅酸盐+硫化物熔浆的不混溶体系(岩浆熔离），还可能产生气水热液从岩浆中分离出来，并与硅酸盐熔融体共存。作者在研究新疆阿尔泰伟晶岩时，发现 富含CO2的气水热液和硅酸盐熔浆共存，甚至在同一个包裹中可见到这两种流体的共存现 象。这种由气水热液到硅酸盐系列包裹体的存在为硅酸盐熔融体分异出气水热液提供了直接证据，也为认识岩浆演化和不混溶分离等物理化学作用提供了重要的资料。 。&
（二）、包裹体成因分类
& & 流体包裹体成因类型的正确确定，是有效地解释由包裹体获得的压力、温度、体积。组分资料的关键。
按照包裹体形成的原因及其与主矿物的关系，可将其分为
原生包裹体
次生包裹体
假次生包裹体
变质作用形成的变生包裹体四类：
1、原生包裹体－是主矿物形成时成矿流体的代表。
所有原生包裹体，不论它们捕获的是何种流体（均匀的或不均匀的）都是在主矿物结晶或重结晶过程中形成的(下图2-3)。它们与主矿物同时形成，它们所含的溶液就是形成主矿物的成矿流体，因此它们是主矿物形成时成矿流体的代表。
原生包裹体代表了晶体生长过程中的&偶然事件&，因此在主矿物晶体中随机分布。
原生包裹体也常沿晶体生长面分布(见图2-3的a处)矿物晶出可延续较长一段时间，因此从晶体内部到外部，不同部位的原生包裹体可能有不同的均一温度和形成温度，见图2-4。&
2、假次生包裹体
一这是一种特殊的原生包裹体类型。当晶体在生长过程中受到应力作用而产生裂隙，生长晶体的介质就会进入裂隙并被继续生长的晶体封存形成包裹体。这些包裹体沿愈合裂隙分布，具有次生包裹体空间分布的特征，但是这种裂隙只局限在晶体内部，并不切割矿物晶体颗粒（见图2-3的b处）。
这类包裹体称为假次生包裹体，所含的成矿流体与原生包裹体一致，都是形成主矿物流体的一部分，但空间展布上具次生包裹体的特点。
它们是真原生假次生包裹体。&
3、次生包裹体 & & & & & & & & & & & & & & & & & & & & & & & & & & & & & & & & & & & & & & & &&
& & 次生包裹体是主矿物形成以后由后期构造热事件形成的。主矿物由于受后期构造应力作用产生裂隙和孔隙，后期热液进入这些裂隙和孔隙否并且使主矿物产生部分溶解，进而又重新结晶。
在此过程中捕获后期热液而形成的包裹体，称为次生包裹体。
它们常沿切穿主矿物的裂隙分布（图2-3的c处）它们所代表的是后期进入主矿物的流体。研究次生包裹体可以查明主矿物形成后有关地质事件的次序和后期构造事件的物理化学条件等问题。&
4、变生包裹体
& &这是指变质作用过程中新形成的矿物或重结晶矿物中捕获变质流体形成的包裹体。
国内对这类包裹体研究尚少，近年来国外在这方面取得了较多研究成果。
它们基本符合上述原生包裹体的特征，只是由于变质作用中矿物生长、变形和重结晶往往持续时间长，可以从变质高峰期持续到退化变质时期多而所处的地质环境、物理化学条件不可能保持不变，所以它们应是一种特殊的原生包裹体。
研究这类包裹体的各种性质．可以了解变质作用的演化和物化条件 。&
（三）、 包裹体物理相态分类
& & 在前面包裹体分类基础上，根据室温下包裹体中出现的物相种类，可将矿物中包裹体进一步划分为下列几种类型：
1、固体包裹体（Solid Inclusion）
这是以晶质矿物或非晶质粉末等形式被包裹在矿物当中的一种包裹体．
这些固体物质在形成时间上先于主矿物．它们被捕获时不是呈流体状态，因而不属流体包裹体范畴，它们多属外来物质，常以机械方式被捕获而成。
在岩浆演化过程中，某些矿物析出很早（如尖晶石、磷灰石等），后来结晶的造岩矿物如云母、橄榄石等，
常捕获这些早期晶出的微粒，形成固体包裹体。
固体包裹体一般不能代表主矿物形成时的物化条件，因而不能直接用来测定成岩成矿温度、压力和成分。
但是可以用作探讨岩浆演化系列和深部地球化学作用的对象客体。
2、热水溶液包裹体（hydrothermal solution inclusion）
这类包裹体捕获时的原始物质为各种热水溶液、油气水热液以及各种液相+液相和液相+气相的不混溶相。
室温下可为单相、两相或多相，可以进一步分为七个亚类。
1)纯液相包裹体 (L)&
&室温下为单一的液体。纯液相包裹体通常是从均匀流体中形成的，主要是盐水溶液。
这类包裹体往往是在较低温度下甚至是在冷水条件下形成的。冷却这类包裹体时，其中可能出现一个气泡。
在盐湖或沉积矿床的矿物中，主要为这种包裹体。
2)纯气相包裹体(G)&
&室温下全部为气体所组成。这类包裹体在火山喷气、伟晶岩、矽卡岩、气成热液和沸腾条件下形成。&
3)富液相包裹体(Liquid-rich inclusion)
&室温下为液+气两相组成(L+V)，但是液相总体积大于蒸气相体积(见图版I，4)，液相占包裹体总体积的50%以上。在均一法测温时，随着温度的升高气泡体积逐渐缩小，最后全部液化，均匀为液相。这里作者把流体包裹体中液相所占的体积与包裹体的总体积的百分 比称为充填度，即凡充填度大于50%，且升温均一后为液相的包裹体，称为富液相包裹体。充填度可用下式表示：
& & & & & &F（充填度)=VL/VT100%
式中，VL&&液相体积；VT&&包裹体总体积。严格地说，富液相包裹体是指室温下充填度较大，加热时气泡逐渐缩小，最终均一为液体的包裹体。富液相包裹体几乎在各种地质环境下均可见到，是分布最广的一类包裹体。 。&
4)富气相包裹体 (gas-rich inclusion)
& & 该类包裹体在室温下也为两相，即液相+气相，与上述不同的是这类包裹体所含气泡很大，充填度较小 (见图版I，5)，往往小于50%。加热时气泡逐渐扩大，液体汽化，最终均一为气体。这类包裹体主要出现在岩浆气成热液、伟晶岩，矽卡岩中，特别是斑岩类矿床中。
5）含子矿物的多相包裹体 (daughter mineral) 。&
6）含子矿物的多相包裹体 (daughter mineral)
& & 室温下一般为三相，甚至多相，主要由液相、气相和子矿物相组成。最常出现的子矿物为石盐 (见图版1，6)钾盐，其次有石膏、萤石、方解石、赤铁矿、碳酸盐、硫酸盐等，偶见硅酸盐及金属矿物。成矿溶液中，如盐类或金属离子浓度较高，且当溶液冷却至室温时，它们的溶解度降低，则部分盐类或金属离子可达过饱和并成核析出，形成子矿物。
据报道，哈萨克斯坦伟晶岩萤石中富液相包裹体含子矿物多达30多个，其中12个子矿物巳鉴定，它们是卤化物、硅酸盐和金属矿物。加热高达4100C时，子矿物全部熔化，均一为液体。
我国不少钨、锡，钼、铜等矿床石英颗粒中常发现含子矿物的多相包裹体，子矿物多为钠盐，少量为钾盐，表明矿化与高盐度成矿介质有密切关系。&
6)含液体C02(LCO2)包裹体
& &热液矿床特别是金矿床中，成矿溶液常溶解不等量的CO2，当CO2含量达到一定程度时，室温下为三相，包裹体中可见两个不混溶的液体相 (LCO2+LH2O+NaCl)和蒸汽相。液相CO2常呈环形分布在盐水溶液相和气相之间，即由包裹体中心向外依次为气相、液相CO2和盐水溶液(见图版II，1)、气体CO2在温度较低的条件下(一般低于其临界温度31.1℃)，可以转变为液相。由于体系中CO2的密度不同，其转变温度各异。
&含液相CO2的三相包裹体，在升温均一过程中会产生二次均匀化现象。
第一次为液相和气相CO2的均一，此时的均一温度称为部分均一温度。最后为气相CO2和盐水溶液均匀化，称最终均一温度或完全均一温度。
盐水溶液电CO2的溶解度随压力的升高而增加，因此常作为测定压力的样品。由于压力积深度有一定对应关系，故可以用来推测成岩成矿的深度和剥蚀强度。 &
7)有机包裹体
& & 这类包裹体室温下可见含有一定量的有机质，有时可见有机质与盐水溶液共存。有机质可以是液态烃或气态烃类，也可以是固体沥青。有时可以是简单的碳氢化合物如CH4，有时为复杂的碳氢化合物或原油。
& & 流体包裹体研究表明，有机质的成因和来源是多方面的，它们可以由沉积岩中有机物热降解形成，也可以由古老岩石变质而成或是由深部岩浆中原生碳和氢化合而形成。对沉积岩中有机包裹体的研究，有助于了解油气运移情况和油气演化程度，为油气勘查提供找矿标志并对油气藏进行远景评价。&
3、熔融包裹体 (melt inclusion)
& & &熔融包裹体主要是在岩浆结晶分异过程申形成的，由于岩浆形成深度不同，冷却速度各异。故熔融包裹体室温下物相组成差别很大。可进一步分为三个亚类：
1）非晶质熔融包裹体（amorphous melt inclusion or glass inclusion）
& & 这类包裹体又称玻璃包裹体，是由于硅酸盐熔浆在高温下迅速冷却而形成的。它们常于火山喷出岩或陨石矿物中。
当岩浆熔融体密度很大，在急剧冷却条件下气体难以从包裹体的熔浆中逸出，则形成单一玻璃质熔融包裹体。&
非晶质熔融包裹体（或玻璃包裹体）镜下为均质体，但在某些年龄较老的火山岩中，玻璃质可能部分结晶，发生脱玻化现象(去脱化)。镜下可见鳞片状雏晶，波状消光，玻璃质颜色变深，常见鳞片状棕色、褐色斑痕。&
气泡的数目及形态常可反映岩浆的相对粘度、密废、冷却速度及岩浆含挥发分的多少。如岩浆粘度小、冷却速度较慢，所含挥发性气体可以从熔融体中逸出聚集并形成单独圆形气泡。
相反，若岩浆粘度大，冷却速度很快，气体难于逸出亦不能聚集，则包裹体中只出现数个不规则形状的气泡。&
2) 晶质熔融晶包裹体（crystalline melt inclusion）
& & &这是侵入岩造岩矿物或副矿物中常见的包裹体。由千岩浆在地壳深部就位，温度、压力下降缓慢，这时在矿物晶体缺陷中捕获的熔浆结晶作用也能缓慢进行。
这类包裹体主要由结晶质硅酸盐和气泡组成，某些深成侵入岩中熔融包裹体可形成多个子矿物。同样包裹体中气泡的多少、形状与岩浆的粘度及冷却速度有关。高温加热实验表明，一般情况下，玻矿质先熔化，继而为结晶质，最后气相消失，均一为熔融体。
均匀化温度可以近似代表侵入岩捕获包裹体瞬间的温度。&
3）熔融&溶液包裹体（melt-hydrothermal inclusion）
& & 这是一种不混溶过渡类型的包裹体，主要是在富水和富挥发组分的残余岩浆中形成 (如伟晶岩、矽卡岩)。包裹体主要由硅酸盐、易溶盐类、气体和水溶液组成。子矿物有时可多达数十个，硅酸盐与热水溶液共存，这些热水溶液是岩浆结晶分异析出的。
例如作者在研究新疆阿尔泰伟晶岩时，发现难熔硅酸盐与富含CO2的热水溶液共存。不同种类的岩浆与之共存的溶液成分可能是不同的，花岗质岩浆常与H2O十NaCI溶液共存，基性、碱性岩浆与富含CO2的溶液共存 。&
四、不混溶及原生;次生、假次生包裹体的鉴别
（一） 不混溶包裹体的鉴别
& & 前已述及，不混溶包裹体是指在非均匀流体中形成的一组包裹体，其特点是封存时流体不是均匀的一相，可以是两相甚至是多相，不混溶包裹体有如下基本特征：
& & （1）它们应是基本上同时形成的;但是成分和充填度相差很大。
这组包裹体可以分别含不同的流体，或是从富含气体的包裹体变化为富含液体的包裹体，构成一个连续的变化系列。这样一组成分不同、充填度各异的包裹体，同时产出在一个矿物颗粒之中或产出在同时形成的一组矿物之中。这群包裹体则可能是由非均匀流体形成的 。&
(2)在显微加热台上，加热这群包裹体时，其中合两种端元组分的包裹体，有大致相同的均一温度，或充填度处于两极端位置的包裹体具有基本一致的均一温度。而充填度介于其间的各包裹体，一般均高于上述均一温度。这是非均匀捕获所形成的包裹体的又一证据。
&(3)镜下观察能够证明这组成分不同、充填度各异的包裹体，不是因为后期作用所致，如不是由于卡脖子造成充填度不同，也不是沿互相穿插的两组愈合裂隙造成的差异，那么，可以断定它们是由于捕获了非均匀流体而形成的 。&
（二）、沸腾包裹体群
& & 沸腾包裹体群实质上也属于不混溶包裹体范畴，它们是一种特殊类型的不混溶包裹体。沸腾包裹体主要是指在热液作用下，由于压力的骤然降低使流体产生减压沸腾，形成大量气体选出，这时捕获气体和热液形成的一群包裹体，称沸腾包裹体群。
研究表明，还可能由于热液从深部向上运移，在一定部位和地下潜水相通，高温高压的热液使地下潜水发生沸腾释放出气体，此时捕获的二组包裹体，也可称为沸腾包裹体群。 。&
在这种情况下，每个包裹体捕获的气体和液体比例不同，因此它们的充填度各不相同，从密度小的富气相的包裹体到密度大的液体包裹体同时存在;有时还能见到含盐类子矿物的多相包裹体。加热时具有最大充填度的富液相包裹体和具有最小充填度的富气相包裹体在大致相同的温度下均一，而且可分别均一到不同的状态。以上是沸腾包裹体群的主要特征。
& & 归纳起来，沸腾包裹体群具下列鉴别标志:
& &1)在同一矿物或同时形成的一组矿物中同时分布有富气相包裹体、富液相包裹体、含子矿物的包裹体 (可有硫，以及它们之间的各种过渡类型）。&
&（2)富气相的包裹体和富液相的包裹体 (或含子矿物树包裹体)均一温度相近。
（3)加热均一时，富气相包裹体由气泡逐渐扩大，液相最终消失而均一，而富液相的包裹体由气泡的逐渐缩小及液相扩大，最终气相消失而达均一状态。
& & 沸腾包裹体是较好的地质压力计，因为沸腾条件下溶液的内压与外压相等，外界压力对包裹体均一温度影响不大，不需进行压力校正。
（三）、原生、次生和假次生包裹体鉴别标志、
& &大量研究实践表明，判别原生、次生和假次生包裹体是一种相当困难而又十分重要的工作，正确判别包裹体的成因类型是正确解释和合理应用包裹体资料的关键。
（3）与主矿物粒度相比，颗粒较大的包裹体，可能是原生成因的包裹体。
（4）平行晶体生长面或产出在晶面中心部位的包裹体，多数为原生包裹体。
（5）近于平行成组出现，可以勾画出晶体生长环带、晶体轮廓、色带等生长要素的包裹体，多为原生包裹体。
（6）在长柱状晶体中（如绿柱石、磷灰石）成群出现、往往平行C轴分布的细长管状包裹体，多为原生包裹体。&
（7）沿两个晶体扇形界面分布的包裹体，特别是沿界面成&行&产出的为原生包裹体。
（8）在具晶棱生长移动痕迹的矿物中，平行晶棱分布的包裹体一般为原生包裹体。
（9）在给定的样品中，体积较大、形态相同或具负晶形的包裹体，可能为原生包裹体，但负晶形不能作为判别原生包裹体的确切证据。&
2、次生包裹体的鉴别标志&
（1）沿晶体中愈合裂隙分布的一群包裹体（常称为包裹体串），常为次生包裹体，它们往往沿一定方向排列呈线状或面状展布。
（2）沿几组相互交叉的微裂隙分布的包裹体。
（3）包裹体的排列方向明显切割主矿物晶体的生长要素如生长带、双晶纹、色带等，或者切割矿物颗粒。&
（4）呈薄而扁平形状的极不规则的细小包裹体，往往为次生包裹体。
这是因为它们的生长空间有限，常常为边交代边结晶而成，因此形成的次生包裹体粒度细小。
3、假次生包裹体的鉴别标志
& (1)它们的物相组成、相比率和均一温度与原生包裹体一致，和次生包裹体不同。
& (2)包裹体大小形态与次生包裹体类似，这主要是由于生长空间限制，因而相对粒度较小、且薄而扁平。
& (3)和次生包裹体一样，沿一定愈合裂隙成群分布，且可沿一组或多组裂隙产出，形成不同方向的包裹体串。
但是这些裂隙终止在一个晶体颗粒以内，决不延伸并穿出晶体颗粒。 。&
(4)假次生包裹体可以切割主矿物的各种生长标志，但是必须严格跟于同一个晶体以内。
假次包裹体空间展布与次生包裹体有相似的特点，但它们局限在晶体形成过程中产生的微裂隙内，因此决不延伸到晶体以外
－－这是它们与次生包裹体最大的区别。
它们的成分与原生包裹体一致。&
第三部分　矿物包裹体的研究方法
一、流体包裹体研究的相平衡热力学基础
包裹体研究的主要途径之一
就是通过显微热台、冷台等方法来改变温度条件，观察流体包裹体由此所发生的各种相变化，确定作为一个热力学体系的流体包裹体内的化学组成、相 平衡关系，以获得其中（p-T-V-x）之间的各种数据来解释所捕获流体的物理化学性质及其地质含义。
因此，热力学原理，尤其是相平衡原理和各种成分体系的相图是这个学科的理论基础。
有关基础的热力学内容参见物理化学。
(一)、流体包裹体研究的热力学前提
每一个包裹体都是一个精细的热力学体系。从前面的介绍可以知道，从流体被捕获形成包裹体直至（磨片）常温常压状态的这一过程中，发生了一系列捕获后的变化：
&1、相变：
　子相、子晶或子矿物：
&　1）包裹体壁上的结晶作用
&　　2）冷却收缩形成气泡
　　　3）不混溶
　　4）子矿物（daughter Mineral）
2、物理变化
　1）形态变化
　　2）体积变化
　　 　① 可逆体积变化、②不可逆体积变化
　　　③梯度引起的位移
　　　　A．热梯度、 B．重力梯度和C、应力梯度
3、流体的渗入与漏出
其中有些变化是可逆的，有些变化则是不可逆的，它们会使保留在包裹体中的p-T-V-x关系和成分发生改变，因此，并不是所见到的任意一个包裹体都能提供我们所需要了解的信息。
什么样的包裹体能够用来研究，以获得有效并可靠的数据呢？
必须具备三个热力学前提：
从热力学角度来看，这种包裹体应该满足下面三个热力学前提 (限定)：
1.均匀体系 &指包裹体形成时，被捕获在单个包裹体内的物质为均匀相:
即虽然相邻的二个包裹体内化学组成可能不同，但在每一个包裹体内物质的状态是均匀的一相 。
2.体系封闭 指包裹体形成后，不再有物质与体外交换而发生物质的带入带出，而是保持包裹在其中的化学组成恒定不变。
3.等容过程 指包裹体形成后虽然温度、压力、相数目会随着环境而改变，但包裹体的体积不发生改变，始终保持恒定。
总之，可用的包裹体应该是：
1）在其形成时被捕获在其中的流体为均匀的一相；
2）捕获后的变化都是在一个封闭体系内发生的等组成&等容过程。
对包裹体研究作出这样严格的热力学限定是为了可以方便地利用已有的各种热力学关系和相平衡资料间接地获取我们所需的各种参数。
而具体的限定条件则是由于流体包裹体本身的特点和通用的相变研究方法决定的。
确定一个或一组包裹体是否具备上述三条热力学前提常常比较困难。
包裹体形成时，其中的流体相是否为均匀相，也是难以证明的。
从理论上讲，不管流体是由多少相构成，只要被捕获在某一包裹体中的流体相是其中的某一均匀相，就可以利用现有的研究方法研究每下个包裹体的热力学性质，而不管流体本身是均匀体系还是非均匀体系 。
但由于缺乏可靠的直接判据来确定包裹体形成时捕获在其中的流体是否为均匀相，因而一般将&均匀&范围扩大到要求流体在被捕获瞬间是一种均匀体系，这样虽然丢掉了不少精细的信息，但从宏观上来看仍能满足地质研究的要求。
当一组同时形成或成因相同的包裹体在室温下物相的种类和个相的出例相同或相近，就可判定包裹体是从一个均匀体系中被捕获而形成的，捕获在包裹体中的流体肯定是均匀相。
确定包裹体形成后是否保持了组成恒定的封闭状态和等容过程演变，对于一般后期未受到到变质变形改造的岩石来说易于解决，选择那些形态比较规则、不属 &卡脖子&成因、附近无微裂隙存在的包裹体一般都能满足这个限定条件。
而对于包裹体形成后又遭受了变质变形改造的岩石来说，情况就比较复杂，例如，在麻粒岩地体冷却抬升过程中，麻粒岩高峰期形成的包裹体就可能发生成分和体积的改变、Sterner和Bodnar(1989)的实验证明，石英中的流体包裹体在600－700℃就会出现形状的迅速改变而使等容性质遭到破坏。
因此，如何准确地判定所选择的包裹体是否符合热力学前提,仍然需要深入继续研究。
这个问题的解决，将有助于获得关于非均匀流体演化过程的某些重要信息。&
（二）、流体包裹体相律和等容线概念
1、流体包裹体相律
& & 相律是一种描述多相多组分体系平衡条件的简明形式，通过讨论平街体系内相数、独立组分数、自由度之间的内在联系，可以说明相平衡的状态和限度。
流体包裹体研究的出发点就是通过改变温度来观察流体包裹体中所发生的相变现象:
运用平街热力学原理来对结果进行解释，显而易见，相律也支配着流体包裹体内发生的各种相变现象。
& & 用&表示相数，F表示自由度数 &C表示组分数，则Gibbs相律的一般表达式为，
& & & & & & & &F=c-&+n
当所考虑的变量除浓度外仅是T、p时，n取2，则有：
& & & & & & & & F=c-&+2
如前所述，所研究的包裹体其总体积和总组成在捕获温度和冷台能达到的最低温度 (~－200℃ )之间如果保持不变，则包裹体在捕获后的自然冷却过程或在实验室变温过程中产生的变化就是一个等组成等容过程：
即在冷却和加热过程中，包裹体的热力学状态沿p-T-x空间中的一条等组成－等容轨迹变化。
M.Picavent等人(1982)推导出了这个特殊热力学体系的相律表达式：
& & & & & & & & &F=c+1 　（c－为组分数）
由于体系的总组成和体积不变，c为常数，故体系的平衡移动实际上是单变的，其平衡移动与生成相的数目无关 (1&=&&=C+1时)。
这种体系具有三个重要性质：
（1）当温度也固定时，自由度为零，体系处于平街　状态，包裹体中各个相的成分及体积比也成为定值。
　　　因此，可以通过有关相图及几何测定估算它们的大小，粗略地确定流体包裹体的成分。
& (2)在一个给定成分的p-T切面上，无论相的数目是多少，任何等组成-等容轨迹都可用一条单变曲线来表示 (图3-1)。
& & (3)不论相数是多少，这条单变曲线在总组成和体积已定时，在一个特定点上与相边界相交。任何一个等容线只能与相边界相交一次。
& 这些性质是获得流体包裹体热力学参数值所采用的各种方法的理论依据之一。 　25底
2、稳定平衡和亚稳平衡
物质的状态可分为稳定平衡和非稳定平衡两类：
稳定平衡：体系处于最低能量状态，没有自发地发生变化的趋势；
非稳定平衡则：体系不是处于最低能量状态，有自发地发生变化的趋势；
亚稳平衡－－是一种非稳定平衡，看起来体系达到了平衡，实际上仍有自发变化的趋势，只是在某种温度压力区间反应速度极其缓慢不易察觉而已。
平衡热力学主要讨论体系的稳定平衡问题。
而流体包裹体非常细小，无论在捕获后的变化过程还是在实验室变温测定时都会出现亚稳平衡状态，如NaCL和H2O溶液要充分过冷却才会结冰。
亚稳平衡会导致有关相变测定结果出现严重误差。
这是包裹体研究中应该重视的问题。
& 3、等容线
& & 从包裹体相律中知道。在组分恒定的p－T切面上，等组成-等容轨迹是一条单变曲线，它具有恒定比容（或密度、摩尔体积）的性质。
由于流体包裹体研究的是均匀体系。因此，通常把这条单变曲线在单相区（&=1）的部分称作等容线。
在图 3－1的各个相图中。相转变点A&开始而进入&=1相区的单变曲线部分就是等容线。
& & 温度和压力是确定一个平衡体系热力学状态的基本热力学变量。
对于地质作用的各种过程来说。获得了T、p这样的一些热力学变量的特定值是追溯这些过程历史的重要线索。
就T和p而言，要同时获得它们的特定数值较为困难，往往是给定一些条件方能获得T或P值。
如果能够找到T和P之间在某种作用过程中的函数关系：p=f(T)，
就能利用已获得的T求P或利用已获得的p求T、等容线就是T、P之间的这样一种函数关系曲线，它代表了特定化学组成和密度的流体均匀捕获时和捕获之后自然冷却至出现多相的过程中T-p条件变化的范围：
即形成在一相区域内的任何一个包裹体，其捕获时的T、p位于与均一温度Tb相关连的某条等容线上的某个位置上。
每一个流体包裹体都有其特定的等容线。
它与二相曲线只相交于一个特定的点（确定的Tb值）。
流体包裹体研究的目的之一就是为了获得特定组成的包裹体所具有某条等容线，提供研究对象的一个特定的p-T函数关系，从而在用其它方法获得的T1或p1数据的配合下求得相应的pt或Tt的数据(下图3-2）。
某些情况下也可直接获得Tt和pt.。
等容线是p-T切面上等组成-等容轨迹的一部分，故它同样具有上节所述单变曲线对基本性质，而且还可由此推论：
任何一条等容线不会与任何一条相边界两次相交，这是由等容线的单值性决定的。
从这个推论可以知道，正常情况下，流体包裹体均一后再次出现不混溶现象是不可能的；如果出现这种现象，则可能有两个原因：
一是亚稳定，二是部分渗漏。&
二、主要流体体系的相平衡资料和相变分析
& & 流体包裹体研究的主要工作之一是相变分析。通过相变关系的研究得到其最后均一是在什么样的情况下发生才能确定等容线在p-T空间中的位置。
研究相变有两个途径：
一是根据有关的热力学函数关系进行数值计算；
另一种则是利用相图进行研究;
从应用的角度来考虑，后者更为直观和实用。相图是根据实验数据绘制、用来反映热力学体系相平衡规律的几何图形，图中直观地表示了多相体系的状态如何随温度、压力、组分浓度而发生的变化。
将改变温度所观察到的包裹体相变现象与已知体系的相图进行对比，就有可能估算流体包裹体的各种参数 (p，T，x，V，&），对所获得的结果进行合理解释。因此，在流体包裹体的研究中，最常用的相变研究工具就是各种相图。
要求要会看目前流体包裹体研究中常用到的相图。
认识在重要的相图中对有关包裹体的相变途径进行分析。
介绍相图中的成分变化&&（三角相图）
1）、流体组成
& & 首先对可能出现的流体成分种类和形式做一限定。研究表明:
存在于大多数岩石中的流体组成属于C-O-H-S-NaCl类体系。其中NaCl类代表了NaCl，KCl，CaCl2，MgCl2等氯化物(Holloway，1981)。
某些流体包裹体 (变质岩中)中有较多的N2出现，另外还有F，但一般含量都较低。
C-O-H-S体系是最基本的成分，而把其他成分看作是加入其中的附加组分来看待比较易于理解。
在C-O-H-S体系中，含量＞0.1（mol％）存在的物种有H2O，CO2，CO，H2，CH4，H2S和SO2。图3－3表示了C－O－H组成三角形，根据所出现的主要分子种类可将三角形分成几个区域。
各区域的边界线位置随 p、T而改变，但在图3－3所示的这种比例尺相图中，不同p、T下的边界线变化很小，可以相当近似地代表了较广泛的T、p条件下的区域分布。
在地质上通常可达到的区域只是其中的很小一部分，这个区域以石墨〔高压下呈金刚石〕的出现为顶界，以CO2－H2O连接线和靠近H2O－CH4的一条连接线为底界。
将S看作四面体的另一个顶点加入到C－O－H体系中则会形成SO2和H2S、在高于相应p、T的QFM氧逸度值部分S主要呈SO2出现，而低QFM的氧逸度值部分S呈H2O出现。
该图可以对物种的稳定性作出判断：
H2O和CO2一般很稳定，在高温低压下CO才有意义，CH4的出现要求低温和低 fo2或很高的压力．以 C－H2O连线为界，右边区域的流体组成只有在fo2相当低时才出现，主要流体组成是H2O+CH4，H2O+CO2+CH4或H2O+CH4+H2S（fS2很高时）在区域左边为较高的fO2条件下，C－O－H－S体系中的流体组成以H2O+CO2为主 。
当fO2＞QFM-3（fO2值低于一定 P、T下 QFM的 fO2值 3个对数单位）时，N几乎完全以N2的形式出现，因此在通常的地质条件范围内，N以N2形式存在、由于N2的惰性而不与C、O、H、S反应，使得N2加人C－O-H－S体只是以大体相同比例使其他物种的摩尔分数降低而已。这就是C－O－H－S-N体系流体的特点。
NaCl类加入C－O－H－S体系时，NaCl类的电离作用会使C－O－H－S体系的各种分子发生离子化。不过在超临界区，NaCI类随T增高而倾向于缔合在一起而保持分子性质。
研究表明，在流体密度&0.7gcm-3时，80％以上的NaCl类呈分子形式存在，至少这时NaCl加人到C-O-H-S组成的超临界流体中对于分子的平衡不会有大的影响，各物种的浓度只是通过NaCl的稀释而降低，就象加入N2一样（Holloway，1981）。
因此，对于位于超临界区C-O-H-S-NaCl类体系的各种流体来说，主要物种的可能结合形式是：
H2O＋CO2＋NaCl类，
H2O＋CH4＋NaCl类，H2O＋CO2＋CH4＋NaCl类，H2O＋CH4＋H2S＋NaCl类。 &
根据上述最常见的流体种类和组合类型，可分别形成成由它们组成的一元、二元、三元体系流体的相平衡。
2）一元体系
& & 一元（单组分）体系流体最主要的是 CO2和 H2O，其次有 CH4和N2。
一元体系相图的拓扑结构和相转变次序一般都比较相似，只是临界点和三相点的p、T不同，与具体组分关系不大。H2O比较特殊，因为冰是一种多型固体，低温时的相转变比较复杂，但由于流体包裹体观察的局限性，要区分出这些多型固体冰是困难的。
单组分流体包裹体非常少见，至多是非常接近单组分而已，但它为我们理解多元体系相变提供了一个重要的参照系。常见一元体系流体的参数见下表。 &
&图3－4是一元体系流体的 p－V－T　示意图及投影图，其　p－V－T 性质可用来说明一元体系流体的基本相特性。图中表示了各相稳定存在的范围。
T－V相图可以清楚地表示出具有不同摩尔体积（或密度）的单组分包裹体随T而发生的相变。V1、V2、V3是具有不同摩尔体积（或密度）的三个单组分包裹体，在室温下均由气相+液相二相组成，当降温至＜T2时，包裹体都冷冻为固相+气相组合；而升温时，包裹体都在T2发生固相融熔（V+S&V+L）.
根据Gibbs相律，单组分体系三相共存自由度为零，这个转变在恒定T下发生，直至固相消失才继续升温。因此，如果观察到一组包裹体三相共存不是在恒定的一个温度下发生，而是出现了一个温度范围的现象时，则可以肯定一定存在其他组分，包裹体不是单组分体系．
继续加热进入到气+液相区时，具V2和V1