下庄矿田各期热液填充脉体，如：脉石英、萤石、方解石等矿物的气液包裹体较发育（图9 -1 ～图9 -3）。但矿期动态形成的红色、灰色、黑色细晶石英都未发现包裹体。
一般来讲，各种矿物中包裹体多为气、液两相包裹体。矿前期粗晶石英中可以见到CO2 单相包裹体。在萤石、方解石中也可以发现含有子晶的三相包裹体，且有较强的沸腾现象，矿后的梳状石英、浅色萤石、方解石中包裹体也很发育，包裹体多呈现气、液两相包裹体，也 可以见到三相包裹体和沸腾现象。
1.矿物气液包裹体特征
不同热液期的矿物包裹体特征见表9-8。
图9-1 石英矿物中呈灰色、浅灰色的成群分布气体包裹体和盐水包裹体（X534）
图9-2 萤石矿物中呈无色-灰色成群分布、气液比≤10％的盐水气液包裹体（X452）
图9-3 方解石矿物中呈灰色成群分布的气体包裹体（X468）
表9-8 下庄矿田主要铀矿床矿物包裹体特征
从表9-8中可以看出下庄铀矿田矿物气液包裹体具有以下特点：
（1）矿物包裹体大小，在不同矿床不同矿物中是不相同的，一般来讲在矿期包裹体中，小包裹体变化为0.01～0.04mm，大包裹体变化为0.08～0.20mm。
（2）矿床的任何矿物包裹体形态是多样的，且都是多组成的包裹体共生，即气相、气液 相、液相共生。
（3）矿前期矿物包裹体含CO2，且CO2占包裹体总体积的40％～70％，表现有高密度特 征。
（4）成矿期的矿物包裹体含有比较复杂的碳氢化合物，有的鉴定者定为烃气、液烃等包 裹体，在室温下包裹体中的流体出现不混溶相。
（5）矿床成矿期的矿物包裹体和部分矿后期矿物包裹体往往能见到具有沸腾现象，这 种沸腾包裹体产出的共生组合形式有以下3种：(1)纯气相（100％）、气液、纯液相包裹体组 合；(2)气相（气相>50％）、气液相包裹体组合；(3)气相、气液、液相包裹体组合。
当气相包裹体中的气相>50％时，测定的均一沸腾温度离散很大有时也可得到相同的 均一温度，如下庄萤石中的两种包裹体，一是气相包裹体（气相占总体积比是>80％）165℃ 均一到气相；二是气液相包裹体（气相占总体积比是>15％）也是165℃均一到气相。
（6）在成矿期的包裹体中经常能发现子矿物，而子矿物的成分可以是含NaCl子矿物三 相包裹体，也可以是含KCl子矿物三相包裹体，还可以是含CaCO3子矿物三相包裹体，甚至 可以见到同时存在于一个包裹体中的NaCl、CaCO3子矿物。
2.包裹体均一温度变化趋势
均一法测温是将相平衡原理应用于地质领域的实例，然而，相平衡资料是在实验室获得 的，自然界所观察到的相变都是在平衡状态发生偏离的温度和压力下发生的，所以我们在相 转变相平衡实验中常发现体系的行为并不完全与自然界的条件相吻合。因为地质条件下的 流体组成复杂，而且也无法获得自然界当时流体组成，故测出的温度只能是一个参考数据，不能代表某一期热活动的矿物形成的温度。
另外，测温数据因人、因时而异也是明显的。但在无可奈何的情况下，地质工作也只能 将测温作为一个重要的物理化学参数进行压力校正来讨论。所以，在温度变化趋势这一部 分只将所测得的数据作一系统介绍，以求读者得到一种测温误差印象，即是否能出现一种温 度变化规律就不必去苛求了。在此，将测温结果概括如下：
（1）下庄矿田已知不同期各种流体生成物的均一温度变化幅较大，即各期矿物测得的 温度变化区间相互重叠范围广：成矿期的矿物包裹体测温的变化跨度比较大，统计结果温度 变化在83～310℃；矿前期的矿物包裹体测温的温度变化统计结果在120～229℃；矿后期的 矿物包裹体测温的温度变化统计结果为91～340℃；
（2）热液流体生成矿物包裹体测温，温度变化可能取决于生成物的纯净程度，沉淀析出 时的条件和矿物后期动力作用影响。纯净、静态沉淀无后期动力再作用的脉体温度变化范 围较窄，如：矿后期淡绿色萤石，测温数据变化在146～160℃，石英测温数据变化在134～ 144℃。又如：经过后期动力作用的方解石测温数据变化在91～221℃。
下面将下庄矿田的一些矿床的矿物测温资料分别列表如下（表9-9～表9-14）。
表9-9 660矿床的矿物包裹体均一法测温结果（℃）
注：表9-9～表9-14中为X样品号的样品由张建锋测定，2003。为H样品号的样品由陈安福测定，1982。
表9-10 664矿床的矿物包裹体均一法测温结果（℃）
表9-11 670矿床的矿物均一法测温结果（℃）
表9-12 672矿床矿物包裹体均一法测温结果（℃）
表9-13 676矿床矿物包裹体均一法测温结果（℃）
表9-14 678矿床矿物包裹体均一法测温结果（℃）
3.包裹体的压力测算
成矿的压力测算有以下两种：通过矿床上覆岩石的厚度来推算成矿压力，即将围岩压力 作为成矿的压力；利用标型应力矿物来代表矿床形成的压力和利用气液包裹体来测算压力。下面所介绍矿床的成矿压力就是利用气液包裹体测算出来的。
气液包裹体测压方法有多种，但都要求包裹体中必须含有CO2。从下庄矿田铀矿床的 矿物包裹体组成看，矿前期包裹体均发现有CO2包裹体，这样可以根据H2O—CO2体系相 图，利用等密度法测算矿前期热液生成物形成时的压力。成矿期和成矿后矿物包裹体中未 见到CO2，故成矿期和成矿后的矿物形成的压力只能根据沸腾现象，经浓度校正后的饱和蒸 气压来作为这个时期的实际压力。当然，我们应该弄清饱和蒸气压作为矿化期的实际压力 的可靠性，就应该了解液体沸腾现象一些基本概念，即：
（1）作为液体的沸腾温度是与液面上的压力有关。许多成矿期的气液包裹体温度波动 幅度较大，就是液面上的压力差异引起；
（2）液体在其蒸气压与液面上压力相等时的温度下沸腾。如果在一个标准大气压（101 kPa），水（纯水）在100℃时水蒸气压力达到101.3 kPa，这是水的正常沸点。矿物包裹 体中溶液绝非纯水，所以溶液随着溶解的溶质不同，它的正常沸点是不同的。
关于下庄矿田的矿物包裹体的压力测点是陈安福1982年在“下庄矿田矿物包裹体研 究”报告中做过讨论。现简单概括如下：
A.成矿前包裹体压力
由于矿前期石英中大多数含有CO2包裹体，CO2的体积可占包裹体总体积的50％以上，按等比溶法测算矿前期流体的压力为22286Sr～51663 kPa。
B.成矿期和成矿后包裹体压力
根据成矿期和成矿后包裹体中的强烈沸腾的事实，其成矿压力就是它的饱和蒸气压。根据均一温度，利用NaCl—H2O体系相图，再经过盐度校正求出成矿期和成矿后的实际压 力为1013～6078 kPa。
综合热液流体不同期矿物包裹体均一温度，包裹体组成和包裹体压力可以得出以下认识：
1）热液流体不同期矿物包裹体均一温度是具有较宽幅度的变化范围，并多具有多峰特 征。如果将1982年和2003年包裹体均一法测得数据综合统计，则可以得出：
矿前期矿物的均一法测温温度变化范围为102～308℃，该期不同矿物的均一法测温温 度变化是矿前方解石的温度变化范围为102～280℃、矿前石英的温度变化范围为106～ 300℃；
成矿期矿物的均一法测温温度变化范围为98～318℃，该期不同矿物的均一法测温温 度变化是，成矿期萤石的温度变化范围为120～318℃，成矿期石英的温度变化范围为120～ 590℃，成矿期方解石的温度变化范围为98～148℃。
矿后期矿物均一法测温温度变化范围为94～390℃，该期不同矿物的均一法测温温度 变化是，矿后期萤石的温度变化范围为98～674℃，矿后期石英的温度变化范围为106～ 228℃，矿后期方解石的温度变化范围为94～390℃。
上述各期矿物包裹体均一法温度，很难找出它们之间的差别，只能给出一个印象，即从 矿前期到矿后期，矿物包裹体均一法温度变化幅度有增大的趋势。如果从矿物种属来比较，大体上石英包裹体均一法温度变化幅度要小于萤石，萤石包裹体均一法温度变化幅度要小 于方解石。
2）从包裹体组成来看，许多包裹体含有比较复杂的碳氢化合物或者烃类化合物。即铀 成矿热液流体中除H2O外，还含有少量的碳氢化合物。据法国黑森林·利木赞铀矿床气相 包裹体分析资料，碳氢化合物主要是CH4（甲烷），无疑可以说明成矿热液流体是处于还原 环境下或在还原性质的状况中进行成矿过程。
至于碳氢化合物或者烃（甲烷），在许多地质专家的论文中都一致称流体中这些碳氢化 合物（甲烷）是铀成矿的还原剂，而忽视了对这一现象的讨论，故对这一认识是值得商榷的。碳原子的电子构型是1S22S22P2，它能通过轨道杂化和其他原子形成4个键。这些键可以全 部是单键，也可以是单键和双键或三键的组合。因此，碳能和多种多样的非金属原子组成很 强的键，它们的键能分别是C—H＝414 kJ/mol，C—O＝351 kJ/mol，C—Cl＝331 kJ/mol，C—N＝293 kJ/mol，更重要的是碳原子彼此间也能形成很强的单键或重键，它们的键能分 别是：C—C＝347 kJ/mol，C＝C＝598 kJ/mol，C＝C＝820 kJ/mol。碳原子的这种能力没 有任何其他元素可与之相比。就拿碳的同族元素硅来讲，硅形成4个键时，Si—Si的键能 只有176 kJ/mol。
显然，碳氢化合物分子中，每个碳原子周围有4个键，碳周围基本上不存在未成键电子对，碳 氢化合物分子中心的碳既不能给出电子成键，故不能视为还原剂，而是流体条件的指示。
3）关于矿物包裹体中的CO2，在下庄矿田铀矿床中，早期石英包裹体中含有较高的 CO2，而成矿期矿物中没有见CO2。包裹体中出现这种现象与实际铀矿化组合有矛盾，因 为，在660矿床、662矿床、670矿床、676矿床和678矿床中都可以见到方解石-沥青铀矿组 合的铀矿化阶段，而且这正是下庄铀矿田的主要阶段。
Hayllot于1978年曾讨论过沥青铀矿气液包裹体中CO2含量时指出，随着矿化深度增 加，CO2含量变少，这一现象说明，CO2并不一定是在深部形成，也可能是在成矿浅部的一种 化学反应生成物。因此，深部碳氧元素可能以羰基形式存在。其根据是：
(1)从地壳的浅部向深部，氧逸度应该是降低的，而不应该是深部呈高价的铀酰络合，到 浅部得到电子被还原，碳氧元素在深部条件更大可能处于CO状态，而不是CO2；
(2)一氧化碳是一种重要的还原剂，它可将金属氧化物还原成金属。一氧化碳存在的深 部条件，铀应处在低价状态而不是地表条件下的铀酰络合物；
(3)一氧化碳能与许多金属结合生成金属羰基络合物，如Fe（CO）5、Co（CO）8、Ni（CO）4、Cr（CO）6等。CO的结合性与它的分子结构有关。CO是等电子体，分子中的键 是共价三键，即：C＝O。由于氧原子有一对孤电子对向碳原子配位，使碳原子上略带多余 的负电荷，氧原子上略带多余正电荷。当金属原子或离子的电子对可以进入CO的反键轨 道成键并增强CO的给予电子能力，则使上述金属的羰基络合物有很高的稳定性。因此，羰 基络合物搬运铀的能力是可以肯定的；
(4)所谓的CO2逸出是铀二氧化物在沉淀场还原沉淀的重要条件，其实质是羰基在浅部 被氧化破坏了羰基络离子，产生二氧化铀沉淀。下庄矿田许多矿床都可以见到沥青铀矿沉 淀在方解石集合体之上，这时并未见到给予电子的还原剂的氧化产物伴随沉淀；
(5)几乎无例外的金属矿床成矿过程中都存在有碳酸盐形成阶段，包裹体中都能见到 CO2存在。虽然，铀作为碳酸铀酰搬运解释，但其他共生金属元素化合则不能牵强地解释为 某金属的碳酸络合物；
(6)羰基络合物金的迁移形式，在金的迁移形式讨论中俄罗斯地质文献已有报道（成都 地院1969年金矿专集）。