滇黔交界地區(qū)玄武巖銅礦流體包裹體地球化學(xué)特征

李厚民,毛景文,張長(zhǎng)青

(中國(guó)地質(zhì)科學(xué)院礦產(chǎn)資源研究所國(guó)土資源部成礦作用與資源評(píng)價(jià)重點(diǎn)實(shí)驗(yàn)室,北京100037)

0 引言

峨眉山玄武巖中普遍發(fā)育銅礦化,雖然以前有過(guò)多次大規(guī)模找礦勘查,但是研究程度很低,僅依據(jù)銅礦化發(fā)生于玄武巖中認(rèn)為其與基性巖漿活動(dòng)有關(guān)。2002年以來(lái),隨著該類銅礦風(fēng)險(xiǎn)勘查熱潮的重新興起,研究工作逐步展開,尤其是滇黔交界地區(qū)玄武巖銅礦中大量瀝青等有機(jī)質(zhì)的發(fā)現(xiàn)激起了學(xué)者的研究興趣,李厚民等對(duì)該類銅礦的基本特征、穩(wěn)定同位素地球化學(xué)和有機(jī)地球化學(xué)特征進(jìn)行了研究[1-12]。在2009年12月于成都召開的“第四屆全國(guó)成礦理論與找礦方法學(xué)術(shù)討論會(huì)”上,筆者以會(huì)議摘要的形式對(duì)峨眉山玄武巖銅礦的3種成礦流體進(jìn)行了報(bào)道[13]。為了更好地與同行交流,本文將系統(tǒng)、詳細(xì)地介紹筆者對(duì)滇黔交界地區(qū)峨眉山玄武巖中銅礦化的流體包裹體特征、銅礦的流體性質(zhì)及成礦物理化學(xué)條件等進(jìn)行研究的成果。

1 玄武巖銅礦成礦期次

圖1 玄武巖銅礦3個(gè)期次銅礦化特征Fig.1 Ore Features of the Three Stages of Basalt Copper Mineralization

筆者曾根據(jù)礦石中礦物之間的穿插關(guān)系初步將玄武巖銅礦化作用劃分為早期銅礦化、晚期銅礦化及表生氧化3個(gè)期次[1]。通過(guò)深入研究,將玄武巖銅礦化的期次進(jìn)一步完善為3個(gè)原生礦化期次和最晚的表生氧化期次共4個(gè)期次,其中3個(gè)內(nèi)生熱液礦化蝕變期次及其產(chǎn)物特征如下。

1.1 第1期次銅礦化

本期次銅礦化表現(xiàn)為自然銅及少量硅孔雀石與石英、沸石、綠簾石、綠泥石、鈉長(zhǎng)石、榍石、鐵陽(yáng)起石等共生,產(chǎn)于玄武巖的氣孔中,呈豆?fàn)睢h(huán)狀及彎月狀產(chǎn)出(圖1a)。該期次銅礦化早于古石油的貫入,野外可見瀝青沿玄武巖中的破裂裂隙分布,穿插、錯(cuò)斷了第1期次銅礦化階段的石英瑪瑙杏仁體,并充填于石英瑪瑙晶洞中及濁沸石晶簇核心。該期次銅礦化典型礦物組合為:自然銅(+硅孔雀石)+石英+綠簾石+沸石等。

1.2 第2期次銅礦化

這一期次的銅礦化表現(xiàn)為:自然銅與石英、方解石一起呈網(wǎng)脈狀穿插于玄武巖中瀝青的裂紋中(圖1b、c),或自然銅與沸石一起穿插于含碳沉積巖中碳質(zhì)的裂紋中,或自然銅與瀝青、石英呈浸染狀共生。典型礦物組合為自然銅+瀝青(碳質(zhì)物)+石英(+方解石+沸石)。

1.3 第3期次銅礦化

自然銅與石英一起呈細(xì)脈狀穿插于石英綠簾石化玄武巖中(圖1d),該期次銅礦化可能晚于第2期次銅礦化,沒有共生的有機(jī)質(zhì),有時(shí)有方解石脈。典型礦物組合為自然銅+石英(+方解石)。

綜上所述可以看出,3個(gè)期次銅礦化均有石英與其共生,有的還有共生的方解石,為通過(guò)包裹體研究成礦流體提供了條件。

2 不同期次流體包裹體特征

為了研究不同期次的成礦流體特征,筆者選擇了3個(gè)期次代表性樣品的石英(及方解石)進(jìn)行了包裹體研究。

2.1 第1期次流體包裹體特征

樣品XTC24和XTC25采于滇東北茂林向斜銅廠銅礦點(diǎn)附近玄武巖中,石英粒徑粗大,常呈晶洞狀、晶簇狀及團(tuán)塊狀分布于玄武巖及其氣孔中,常與瑪瑙、綠簾石、綠泥石、鈉長(zhǎng)石、沸石、榍石、鐵陽(yáng)起石及少量自然銅等共生,早于瀝青,可見瀝青呈網(wǎng)脈穿切、錯(cuò)斷玄武巖中晶洞狀石英及瑪瑙。因此,樣品XTC24和XTC25中石英為第1期次銅礦化的產(chǎn)物。

樣品XTC24和XTC25的石英中包裹體發(fā)育,以原生包裹體為主,次生包裹體較少,均為氣液兩相包裹體,透明無(wú)色—淡褐色,未發(fā)現(xiàn)子礦物,氣液比(氣態(tài)體積與液態(tài)體積之比)低,一般為5%～10%,直徑一般為10μm左右,負(fù)晶形、半自形粒狀及它形不規(guī)則狀,多成群分布(圖2a、b)。

2.2 第2期次流體包裹體特征

樣品ML2采于滇東北茂林向斜茂林銅礦點(diǎn),樣品XTC12采于滇東北茂林向斜銅廠銅礦點(diǎn),石英呈團(tuán)塊狀與瀝青和自然銅共生,晚于樣品XTC24和XTC25的粗粒充填石英。樣品-Tch4采于黔西威寧縣銅廠河銅礦床,該礦床中銅礦化蝕變發(fā)育于角礫狀玄武巖中,石英與瀝青及黃銅礦共生,以充填玄武巖氣孔及膠結(jié)玄武巖碎塊的形式產(chǎn)出。因此,樣品ML2和XTC12中的石英是第2期次銅礦化的產(chǎn)物。

樣品ML2和XTC12的石英中包裹體發(fā)育,以原生包裹體為主,均為氣液兩相包裹體,透明無(wú)色—淡褐色,未發(fā)現(xiàn)子礦物,氣液比低,一般為5%～10%,直徑一般為10μm左右,負(fù)晶形、半自形粒狀及它形不規(guī)則狀,多成群分布(圖2c)。

樣品Tch4的石英中存在有機(jī)和氣液兩種包裹體。有機(jī)質(zhì)包裹體為古石油包裹體,為原生或假次生包裹體,較規(guī)則,個(gè)大,可達(dá)50μm,中心為淡褐色液體,體積分?jǐn)?shù)占30%～50%,氣相占5%～10%,四周為暗黑色固體瀝青,占40%以上(圖2e、g、h);不含瀝青的原生氣液兩相包裹體,無(wú)色,較規(guī)則,直徑為5～15μm,氣液比5%～10%(圖2e)。

2.3 第3期次流體包裹體特征

樣品Shuic9采于滇東北水槽子銅礦點(diǎn),無(wú)瀝青,自然銅與石英密切共生,呈網(wǎng)脈狀穿插于綠簾石化玄武巖中。樣品Tch1采于黔西威寧縣銅廠河銅礦床,為穿插于銅礦石中較晚期次的黃鐵礦方解石網(wǎng)脈。因此,樣品Shuic9中石英和樣品-Tch1中方解石是第3期次銅礦化的產(chǎn)物。

樣品Shuic9的石英中包裹體發(fā)育,以原生包裹體為主,為氣液兩相包裹體,無(wú)色透明—淡褐色,未發(fā)現(xiàn)子礦物,氣液比低,一般為5%～10%,大小一般為5～10μm,負(fù)晶形、半自形粒狀及它形不規(guī)則狀,多成群分布于自然銅邊部的石英中(圖2d)。

樣品Tch1方解石中包裹體有原生和次生兩種,均為氣液兩相包裹體,無(wú)色,較規(guī)則,大小為4～12μm,氣液比一般為5%～10%。

3 包裹體成分、溫度及鹽度特征

3.1 包裹體成分

筆者選擇第-1期次銅礦化樣品-XTC24和XTC25、第2期次銅礦化樣品ML23和-Tch4包裹體片進(jìn)行了成分研究。第3期次銅礦化包裹體太小,不適宜采用激光拉曼測(cè)定包裹體成分,只進(jìn)行了均一溫度測(cè)定。

3.1.1 激光拉曼探針氣液包裹體成分研究

筆者采用激光拉曼探針對(duì)樣品XTC24、XTC25和ML2石英中氣液包裹體的氣、液相組成進(jìn)行了測(cè)試。測(cè)試工作在中國(guó)地質(zhì)科學(xué)院礦產(chǎn)資源研究所流體包裹體實(shí)驗(yàn)室完成,儀器為Renishaw-2000型顯微共焦激光拉曼光譜儀,光源為Spectra-Physics氬離子激光器,波長(zhǎng)為514 nm,激光功率20 mW。

測(cè)試結(jié)果表明:第1期次銅礦化樣品XTC24和XTC25石英中氣液兩相包裹體的氣泡主要為CH4,拉曼位移在2 918 cm-1附近;液相主要為水,拉曼位移在3 500 cm-1附近有寬緩的峰值(圖3)。圖3中1 160、465、357、207 cm-1附近的峰為主礦物石英的拉曼位移。因此,所研究包裹體的流體為含少量甲烷的鹽水溶液。

圖2 玄武巖銅礦石英中各種流體包裹體Fig.2 Organic and Inorganic Fluid Inclusions in Quartz of Basalt Copper Mineralization

圖3 玄武巖銅礦石英中氣液兩相流體包裹體激光拉曼圖譜Fig.3 Patterns of Laser Ramman Microprobe of the Fluid Inclusions in Quartz of Basalt Copper Mineralization

第2期次銅礦化樣品ML2石英中氣液兩相包裹體的成分與第1期次銅礦化類似(圖3),氣泡主要為CH4,液相主要為水。

3.1.2 古石油包裹體組成

第2期次銅礦化樣品-Tch4石英中古石油包裹體因?yàn)闊晒馓珡?qiáng),強(qiáng)烈干擾激光拉曼探針的成分測(cè)試。因此,采用中國(guó)地質(zhì)科學(xué)院礦產(chǎn)資源研究所包裹體實(shí)驗(yàn)室L EITZ MPV-III熒光顯微鏡對(duì)該類包裹體進(jìn)行了熒光觀察。該古石油包裹體邊部的黑色固體不發(fā)熒光,特征與礦石中固體瀝青類似(圖2g);包裹體中液相發(fā)強(qiáng)熒光,氣相不發(fā)熒光(圖2h)。由于石油中多環(huán)芳香烴和非烴發(fā)熒光,而飽和烴和瀝青質(zhì)則完全不發(fā)熒光。因此,古石油包裹體中液相組成可能為含芳烴等較多的液態(tài)烴,氣泡為以甲烷為主的飽和烴,邊部黑色均質(zhì)的固體為瀝青。

3.2 包裹體均一溫度

圖4 玄武巖銅礦石英及方解石中流體包裹體均一溫度直方圖Fig.4 Histograms Homogenization Temperatures of the Fluid Inclusions from Quartz(and Calcite)of Basalt Copper Mineralization

均一溫度和鹽度在中國(guó)科學(xué)院地質(zhì)與地球物理研究所包裹體實(shí)驗(yàn)室和中國(guó)地質(zhì)大學(xué)(北京)包裹體實(shí)驗(yàn)室的LIN KAN顯微冷熱臺(tái)上進(jìn)行。

3.2.1 第1期次銅礦化包裹體均一溫度

從第1期次銅礦化樣品XTC24和XTC25石英包裹體均一溫度直方圖(圖4a)可以看出,原生包裹體的均一溫度分布于110℃～220℃,平均值為142℃,主要集中分布于130℃～140℃;(假)次生包裹體的均一溫度分布于120℃～280℃,平均值為170℃,集中于120℃～130℃和160℃～200℃兩個(gè)區(qū)間內(nèi),以后者為主,可能表明該類石英經(jīng)歷了后期較高溫度流體的改造。

3.2.2 第2期次銅礦化包裹體均一溫度

從第2期次銅礦化樣品XTC12和ML2石英流體包裹體的均一溫度直方圖(圖4b)可以看出,該類石英中以原生氣液包裹體為主,均一溫度變化范圍大,為80℃～260℃,平均值為176℃,具多峰分布特點(diǎn),可能是多期次熱液礦化疊加的結(jié)果。

樣品Tch4含瀝青和液態(tài)烴的古石油包裹體原始流體應(yīng)為均一、低溫的石油等液態(tài)有機(jī)流體,但由于受到捕獲時(shí)高溫?zé)嵋毫黧w或捕獲后某種熱力的影響,被捕獲的均一石油變質(zhì)為目前含固體瀝青和液態(tài)烴的包裹體。含瀝青、液態(tài)烴包裹體的均一溫度變化范圍很大,為30℃～290℃,均一溫度平均值為143℃,無(wú)明顯峰值。前人研究表明,古石油包裹體的均一溫度不能代表其包裹體捕獲溫度,這從本次研究中古石油包裹體均一溫度的巨大變化也得到證明。筆者認(rèn)為,造成本區(qū)古石油包裹體均一溫度變化巨大的原因之一可能是古石油包裹體捕獲后,在后期變化中原來(lái)均一的液態(tài)有機(jī)質(zhì)部分變?yōu)楣虘B(tài)的瀝青,改變了包裹體的體積,而這種改變?cè)诩訙鼐粫r(shí),由于固體瀝青不熔融或不溶解,其體積不能回復(fù)原狀,因此造成其均一溫度的變化。但是,含古石油包裹體的石英中也有原生氣液包裹體。樣品Tch4石英中與含瀝青液態(tài)烴包裹體共生的原生氣液包裹體的均一溫度集中于190℃～290℃,均一溫度平均值為238℃。銅礦石中瀝青反射率為1.04%～2.172%,據(jù)其計(jì)算的溫度為-159℃～229℃,平均187℃[12],也表明古石油包裹體經(jīng)歷了較高溫度流體的變質(zhì)作用。

3.2.3 第3期次銅礦化包裹體均一溫度

樣品Shuic9不含瀝青的綠簾石化玄武巖中自然銅石英網(wǎng)脈中石英流體包裹體的均一溫度直方圖如圖4c。該類包裹體以原生氣液兩相包裹體為主,均一溫度平均值為182℃,集中分布于140℃～190℃范圍內(nèi),峰值在170℃左右。

樣品T ch1中方解石的包裹體均一溫度數(shù)據(jù)不多,僅供參考。原生包裹體均一溫度集中于180℃～200℃和250℃～270℃兩個(gè)區(qū)間;次生包裹體均一溫度較低,分布于140℃～190℃范圍內(nèi),均一溫度平均值為162℃(圖4d)。

3.3 包裹體鹽度

由于沒有測(cè)定到CH4籠合物的融化溫度,因此第1、2期次銅礦化包裹體的鹽度近似采用鹽水溶液的冰點(diǎn)溫度來(lái)求得。

3.3.1 第1期次銅礦化包裹體鹽度

第1期次銅礦化樣品XTC24和XTC25石英中原生氣液兩相流體包裹體-w(NaCl)平均值為16.2%,分布于9%～14%和15%～23%范圍內(nèi);次生流體包裹體w(NaCl)平均值為14.3%,主要集中于13%附近(圖5a)。

圖5 玄武巖銅礦石英及方解石流體包裹體鹽度直方圖Fig.5 Salinity Histograms of Fluid Inclusions from Quartz(and Calcite)of Basalt Copper Mineralization

3.3.2 第2期次銅礦化包裹體鹽度

第2期次銅礦化樣品XTC12和ML2的交代石英中原生流體包裹體w(NaCl)平均值為12.2%,分布于8%～10%和12%～17%兩個(gè)區(qū)間內(nèi)(圖5b),總體上比第1期次銅礦化石英原生包裹體的鹽度低。

古石油包裹體中由于含液態(tài)烴,冷凍到-150℃以下也不能凍結(jié)。產(chǎn)于同一石英中的氣液兩相流體包裹體也未測(cè)得冰點(diǎn)數(shù)據(jù)。

3.3.3 第3期次銅礦化包裹體鹽度

第3期次銅礦化樣品Shuic9不含瀝青的自然銅石英網(wǎng)脈中石英原生氣液兩相流體包裹體的鹽度較低,w(NaCl)平均值為3.3%,分布于2.5%～3.5%區(qū)間內(nèi)(圖5c),比第1、2期次銅礦化石英流體包裹體鹽度低很多。

第3期次銅礦化樣品-Tch1方解石包裹體中原生及次生流體包裹體鹽度均較低,原生流體包裹體w(NaCl)平均值為3.9%,分布于3.5%～4%區(qū)間內(nèi);次生流體包裹體w(NaCl)平均值為3.1%,分布于2.5%～3.5%區(qū)間內(nèi)(圖5d)。

3.4 均一溫度與鹽度關(guān)系

3.4.1 第1期次銅礦化包裹體均一溫度與鹽度關(guān)系

由圖6a可見,樣品XTC24石英中原生包裹體集中于鹽度較高(w(NaCl)一般高于15%)、均一溫度較低(一般低于150℃)的區(qū)域,而次生包裹體集中于鹽度較低(w(NaCl)一般低于15%)、均一溫度較高(一般高于150℃)的區(qū)域。這一特征表明第1期次銅礦化的熱液(以原生包裹體為代表)和后期熱液(以次生包裹體為代表)的物理化學(xué)條件和組成有所差異。總體上,原生包裹體的均一溫度與鹽度有呈反相關(guān)的趨勢(shì),即溫度越高鹽度越低。樣品XTC25石英中原生包裹體也有鹽度高者均一溫度較低、鹽度低者均一溫度較高的趨勢(shì)(圖6b)。

3.4.2 第2期次銅礦化包裹體均一溫度與鹽度關(guān)系

樣品ML2石英中原生包裹體的均一溫度-鹽度關(guān)系與第1期次銅礦化石英包裹體類似,也有鹽度高者均一溫度較低、鹽度低者均一溫度較高的趨勢(shì)(圖6c)。但樣品XTC12則明顯不同,其均一溫度與鹽度有呈正相關(guān)的趨勢(shì),即均一溫度越高,鹽度越大(圖6d)。這一特征表明第2期次銅礦化的流體較為復(fù)雜,是不同組成和不同物理化學(xué)條件流體的混合。

3.4.3 第3期次銅礦化包裹體均一溫度與鹽度關(guān)系

樣品Shuic9石英中包裹體的鹽度明顯低于第1、2期次銅礦化石英中包裹體的鹽度,表明其來(lái)源于不同的成礦流體系統(tǒng)。而且該流體隨溫度降低,鹽度也隨之變小,但變化范圍很小,顯示大氣降水流體冷卻的特點(diǎn)(圖6e)。

樣品T ch1方解石中次生包裹體的鹽度也很低,其特征及成因機(jī)制與樣品Shuic9石英類似(圖6f)。

4 討論

4.1 不同期次成礦流體類型

通過(guò)包裹體研究可以看出,滇東北玄武巖銅礦不同期次成礦流體的類型各不相同。

4.1.1 第1期次成礦流體類型

樣品XTC24和XTC25石英中原生氣液包裹體均由氣、液兩相組成,無(wú)子礦物,氣液比低(5%～10%),氣相為甲烷,液相為水,均一溫度較低(110℃～160℃),鹽度較高(w(NaCl)為15%～23%)。

圖6 玄武巖銅礦石英、方解石中流體包裹體均一溫度-鹽度關(guān)系Fig.6 Scatter Plots of the Temperature Versus Salinity of the Fluid Inclusions from Quartz(and Cacite)of Basalt Copper Mineralization

上述特征與密西西比河谷型-(Mississippi Valley Type,MVT)礦床和石油盆地鹵水類似,如美國(guó)威斯康辛州東部古生代MVT礦床的白云石、閃鋅礦、石英中兩相鹵水包裹體的均一溫度為65℃～120℃,w(NaCl)為13%～28%[14];Appalachian盆地中部Pennsylvanian砂巖石英次生加大邊中包裹體的均一溫度多大于150℃,w(NaCl)為15%左右[15];加拿大西部沉積盆地鉛鋅礦床成礦流體的均一溫度為(150±25)℃,w(NaCl)為-20%～25%[16];加拿大-Elliot湖Matinenda組河流相石英砂巖礫巖中埋藏成巖期水-油包裹體-w(NaCl)可達(dá)25%,溫度為80-℃～200-℃[17];墨西哥東北部La Purisima礦山螢石中富烴包裹體均一溫度為50℃～150℃,與其共生的水溶液包裹體均一溫度為75℃～155-℃,w(NaCl)為-10.7%～11.1%[18]; Irish Zn-Pb礦田成礦流體均一溫度為-(120± 30)℃,w(NaCl)為3%～25%[19];西班牙中北部以碳酸鹽巖為主巖的鉛鋅礦床均一溫度為170℃～200℃,w(NaCl)為15%[20];北海南部-Rotliegend Leman氣藏石英包裹體w(NaCl)為26%～17%,均一溫度小于111℃[21];巴基斯坦-Kirthar嶺區(qū)Kohi-Maran MVT礦床螢石中與石油運(yùn)移有關(guān)的同生鹵水均一溫度為125℃,w(NaCl)為10%,富甲烷鹵水均一溫度為-135℃,w(NaCl)為-7%[22];埃及Salam油田中侏羅系-Khatatba砂巖與石油有關(guān)的高鹽度鹵水均一溫度為112℃～134℃,w(NaCl)為21%～24%[23]。

樣品XTC24和XTC25石英δ18OV-SMOW為(19.8～19.9)×10-3,均高于火成巖而低于海相碳酸鹽;其包裹體水的δDV-SMOW為(-69～-84)×10-3,包裹體水的δ18OV-SMOW為(5.09～5.19)×10-3,處于巖漿水和大氣降水的過(guò)渡部位[10],表明這種流體可能是與玄武巖發(fā)生了水巖交換的盆地鹵水,與國(guó)外盆地鹵水的同位素組成類似,如英國(guó)South Cornwall沿?cái)嗔蚜严缎纬摄U鋅礦化的盆地鹵水δD=(-80～-49)×10-3, δ18O=(-0.1～4.7)×10-3[24];加拿大西部沉積盆地鉛鋅礦床成礦流體的δ18O=(-7～0)×10-3, δD=(-70～-19)×10-3[16]。

上述分析表明,該成礦期次的成礦流體可能為盆地鹵水。

4.1.2 第2期次成礦流體類型

樣品ML2和XTC12石英中原生氣液包裹體均由氣、液兩相組成,無(wú)子礦物,氣液比低(5%～10%),氣相為甲烷,液相為水,均一溫度為80℃～270℃,w(NaCl)為-7%～10%。樣品-ML2和XTC12石英δ18OV-SMOW為(15.7～17.4)×10-3,均高于火成巖而低于海相碳酸鹽;其包裹體水的δDV-SMOW為-(-75～--85)×10-3,包裹體水的δ18OV-SMOW為(2.18～3.88)×10-3,處于巖漿水和大氣降水的過(guò)渡部位[10],表明這種流體可能是與玄武巖發(fā)生了水巖交換的盆地鹵水,但與樣品-XTC24和XTC25石英包裹體相比更靠近大氣降水區(qū)。

樣品Tch4采自玄武巖中,由于玄武巖本身不可能生烴,因此該石英中古石油包裹體是異地遷移來(lái)源的。固體瀝青的δ13CV-PDB為(-27.3～-33.1)× 10-3,顯示腐泥型有機(jī)成因[10],與加拿大-Elliot湖Matinenda組河流相石英砂巖礫巖中含油流體包裹體焦瀝青的δ13C為-25.5×10-3類似[17]。四川盆地西南部玄武巖氣藏中天然氣的δ13C1為-28.10× 10-3,δ13C2為-31.08×10-3,與本區(qū)玄武巖中瀝青類似,也與威遠(yuǎn)震旦系和三疊系氣藏中天然氣的δ13C1為(-32～-33)×10-3、下二疊統(tǒng)陽(yáng)新組氣層的δ13C2為-31.5×10-3、上二疊統(tǒng)長(zhǎng)興組天然氣的δ13C1普遍為-32×10-3、δ13C2普遍為(-35～-36)×10-3類似[25],表明玄武巖瀝青與天然氣的源巖為下伏地層,受后期熱液活動(dòng)(或其他熱的作用)影響,石油發(fā)生變質(zhì),其氣相和液態(tài)烴散失,殘留固體瀝青,僅在個(gè)別銅礦區(qū)(如黔西威寧縣銅廠河銅礦區(qū))的礦石石英中保留含瀝青的液態(tài)烴包裹體,均一溫度為30℃～290℃,平均值為143℃,無(wú)明顯峰值,與墨西哥東北部La Purisima礦山螢石中含油包裹體均一溫度50℃～150℃類似[18]。

綜上所述,第2期次成礦流體的類型比較復(fù)雜,既有高鹽度的盆地鹵水,又有以古石油為代表的有機(jī)流體。

4.1.3 第3期次成礦流體類型

樣品Shuic9綠簾石化玄武巖中網(wǎng)脈狀石英與自然銅共生,但不含瀝青等有機(jī)質(zhì),該石英中原生包裹體均一溫度為150℃～200℃,w(NaCl)為2.5%～3.8%;樣品Tch1方解石中原生包裹體均一溫度為180℃～270℃,w(NaCl)為3.5%～4%,次生包裹體均一溫度為140℃～170℃,w(NaCl)為2.5%～3.5%。它們的共同特點(diǎn)為鹽度很低,與美國(guó)內(nèi)華達(dá)州Lone Tree金礦床演化的大氣降水(包裹體均一溫度為-211℃～300℃,w(NaCl)為-1.2%～8.1%[26])、加利福尼亞州帝國(guó)峽谷-Modoc熱泉金礦床與古湖水混合的大氣降水(石英包裹體均一溫度集中于145℃～160℃和200℃～230℃,方解石包裹體均一溫度集中于-145℃,包裹體總體上w(NaCl)<1%[27])類似。

研究區(qū)銅礦石中方解石的δ13CPDB為(-13.5～-18.4)×10-3[8,10],介于有機(jī)質(zhì)與碳酸鹽巖碳同位素之間;其δ18OPDB為(-17.3～--7.1)×10-3, δ18OSMOW為(13.1～23.5)×10-3[8,10],與灰?guī)r等沉積巖的氧同位素組成類似,也與比利時(shí)南部華力西前陸北緣與圍巖發(fā)生強(qiáng)烈水巖反應(yīng)的大氣降水成因的熱液方解石(δ18OPDB=(-11～-8)×10-3[28])及西班牙中北部以碳酸鹽巖為主巖的鉛鋅礦床中演化的海水成因的方解石及白云石(δ18OSMOW=(11.5～16.2)×10-3[20])的氧同位素類似;但與不列顛哥倫比亞Sikanni地區(qū)上Debolt組密西西比碳酸鹽巖中受后期熱液流體重結(jié)晶的白云石(δ18OPDB=(-3.8～10.8)×10-3[29])有一定差異。這些特征也支持本區(qū)形成方解石的流體與大氣降水有關(guān)的認(rèn)識(shí)。

因此,第3期次成礦流體具有大氣降水成因。

4.2 成礦流體演化

根據(jù)前面的討論結(jié)合地質(zhì)特征,本區(qū)銅礦化成礦流體具有如下演化特征。

(1)第1期次熱液活動(dòng)明顯早于有機(jī)流體的活動(dòng),可見瀝青網(wǎng)脈穿插該期次熱液活動(dòng)形成的石英及瑪瑙等。該期次成礦流體為溫度較低鹽度較高并與玄武巖發(fā)生了水巖交換作用的盆地?zé)猁u水(圖7中Ⅰ)。由于其溫度較低,主要以充填方式形成石英等熱液礦物。此時(shí)由于主要是盆地?zé)猁u水活動(dòng),因此銅礦化較弱。

圖7 玄武巖銅礦成礦流體演化Fig.7 Evolution of the Basalt Copper Ore-forming Fluids

(2)第2期次成礦流體較復(fù)雜,但與第1期次成礦流體相比,鹽度較低而溫度較高(圖7中Ⅱ),總體上仍為盆地鹵水。樣品XTC24石英中次生包裹體均一溫度和鹽度也落入該期次成礦流體的范圍,表明其可能為該期次產(chǎn)物(圖7中Ⅰ′)。該期次還有以古石油為代表的有機(jī)流體,樣品T ch4石英中與古石油包裹體共生的水溶液包裹體,均一溫度集中于190℃～290℃。

(3)第3期次成礦流體雖然溫度與第1、2期次成礦流體相比變化不明顯,但鹽度很低(圖7中Ⅲ),可能主要為大氣降水成因,流體單一,成礦作用微弱,有少量自然銅共生,但礦石中無(wú)瀝青。

綜上所述,3期次成礦流體雖然溫度變化規(guī)律性不明顯,但其鹽度具有明顯的演化規(guī)律:從早到晚,鹽度逐漸降低;較早的成礦流體以高鹽度的盆地?zé)猁u水為主,后來(lái)有大氣降水不斷加入,晚期則主要以大氣降水為主,其間有有機(jī)流體的混合?？傮w來(lái)看,各種流體的溫度平均值為142℃～217℃,多低于200℃,鹽度從中等鹽度到低鹽度,沒有高鹽度含子晶的高溫巖漿熱液,說(shuō)明這些流體雖活動(dòng)于玄武巖區(qū),但為后生的盆地?zé)猁u水和大氣降水,缺乏巖漿熱液活動(dòng)的證據(jù)。

4.3 流體混合成礦作用

許多學(xué)者認(rèn)為流體混合在金屬成礦過(guò)程中起了重要作用[30-35]。埃及東部沙漠-El Hudi重晶石礦床[36]、加拿大西北部-Pine Ponit礦床[37-38]和-Irish Zn-Pb礦田[39]、愛爾蘭Navan Zn-Pb礦床[39]、西班牙東部Maestrat盆地以碳酸鹽巖為主巖的淺成低溫?zé)嵋篫n-Pb礦床[40]、美國(guó)內(nèi)華達(dá)州Lone Tree金礦床和加利福尼亞州帝國(guó)峽谷Modoc熱泉金礦床等的成礦作用均與流體混合有關(guān)[26-27]。本區(qū)玄武巖銅礦也不例外,在第2期次銅礦化發(fā)生了廣泛的流體混合,包括有機(jī)流體和無(wú)機(jī)氣水熱液的混合及不同性質(zhì)氣水熱液之間的混合。

4.3.1 無(wú)機(jī)流體間的混合

圖6c中樣品ML2石英包裹體均一溫度和鹽度有反相關(guān)的趨勢(shì),圖6d中樣品XTC12石英的原生包裹體溫度—鹽度呈正相關(guān)趨勢(shì),它們可能代表了2種不同來(lái)源或演化路徑的流體。當(dāng)兩種流體相遇混合時(shí),混合流體可因物理化學(xué)條件的改變導(dǎo)致流體中成礦物質(zhì)發(fā)生沉淀富集。

4.3.2 有機(jī)流體與無(wú)機(jī)流體的混合及有機(jī)質(zhì)還原

樣品Tch4石英中同時(shí)存在氣液兩相包裹體和含固體瀝青及液態(tài)烴的古石油包裹體(圖2e),表明曾發(fā)生有機(jī)流體和無(wú)機(jī)氣水熱液的混合作用。當(dāng)溫度較高的氣水熱液與較冷的古石油混合使石英沉淀時(shí),石英中捕獲了氣水熱液和古石油,其中捕獲的古石油受熱變質(zhì)為瀝青、液態(tài)烴和氣體并同時(shí)被捕獲形成古石油包裹體,而未被石英捕獲的有機(jī)流體同樣受熱變質(zhì),但僅有瀝青被保留下來(lái),液態(tài)烴和氣體則溢散了。成礦熱液與有機(jī)流體混合時(shí),成礦熱液被還原,其中Cu主要以自然銅(其次以輝銅礦或黃銅礦)的形式沉淀于變質(zhì)的固體瀝青裂隙中。可能由于玄武巖中缺硫,導(dǎo)致銅礦物以自然銅為主而不是銅的硫化物為主。

5 結(jié)語(yǔ)

通過(guò)對(duì)滇黔交界地區(qū)峨眉山玄武巖銅礦石中石英及方解石流體包裹體和古石油包裹體的研究,可以得出如下認(rèn)識(shí)。

(1)3個(gè)內(nèi)生熱液礦化蝕變期次的成礦流體各有特點(diǎn):第1期次以盆地鹵水為特色;第2期次除盆地鹵水外,還有以古石油為代表的有機(jī)流體;第3期次成礦流體為大氣降水來(lái)源的低鹽度熱液。

(2)3個(gè)期次的成礦溫度變化不明顯,均為中低溫條件;但鹽度具有規(guī)律的變化:從第1期次到第3期次,鹽度逐漸降低,特別是第3期次鹽度非常低。

(3)主成礦期(第2期次)不同性質(zhì)成礦流體的混合、成礦流體與有機(jī)流體的混合以及有機(jī)質(zhì)的還原是導(dǎo)致本區(qū)自然銅沉淀富集成礦的主要機(jī)制。

工作中得到中國(guó)地質(zhì)科學(xué)院礦產(chǎn)資源研究所李蔭清研究員和徐文藝研究員、中國(guó)科學(xué)院地質(zhì)與地球物理研究所王麗娟和朱和平以及中國(guó)地質(zhì)大學(xué)(北京)諸惠燕等的幫助,謹(jǐn)致謝忱!

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