李厚民,毛景文,张长青

(中国地质科学院矿产资源研究所国土资源部成矿作用与资源评价重点实验室,北京100037)

0 引言

峨眉山玄武岩中普遍发育铜矿化,虽然以前有过多次大规模找矿勘查,但是研究程度很低,仅依据铜矿化发生于玄武岩中认为其与基性岩浆活动有关。2002年以来,随着该类铜矿风险勘查热潮的重新兴起,研究工作逐步展开,尤其是滇黔交界地区玄武岩铜矿中大量沥青等有机质的发现激起了学者的研究兴趣,李厚民等对该类铜矿的基本特征、稳定同位素地球化学和有机地球化学特征进行了研究[1-12]。在2009年12月于成都召开的“第四届全国成矿理论与找矿方法学术讨论会”上,笔者以会议摘要的形式对峨眉山玄武岩铜矿的3种成矿流体进行了报道[13]。为了更好地与同行交流,本文将系统、详细地介绍笔者对滇黔交界地区峨眉山玄武岩中铜矿化的流体包裹体特征、铜矿的流体性质及成矿物理化学条件等进行研究的成果。

1 玄武岩铜矿成矿期次

图1 玄武岩铜矿3个期次铜矿化特征Fig.1 Ore Features of the Three Stages of Basalt Copper Mineralization

笔者曾根据矿石中矿物之间的穿插关系初步将玄武岩铜矿化作用划分为早期铜矿化、晚期铜矿化及表生氧化3个期次[1]。通过深入研究,将玄武岩铜矿化的期次进一步完善为3个原生矿化期次和最晚的表生氧化期次共4个期次,其中3个内生热液矿化蚀变期次及其产物特征如下。

1.1 第1期次铜矿化

本期次铜矿化表现为自然铜及少量硅孔雀石与石英、沸石、绿帘石、绿泥石、钠长石、榍石、铁阳起石等共生,产于玄武岩的气孔中,呈豆状、环状及弯月状产出(图1a)。该期次铜矿化早于古石油的贯入,野外可见沥青沿玄武岩中的破裂裂隙分布,穿插、错断了第1期次铜矿化阶段的石英玛瑙杏仁体,并充填于石英玛瑙晶洞中及浊沸石晶簇核心。该期次铜矿化典型矿物组合为:自然铜(+硅孔雀石)+石英+绿帘石+沸石等。

1.2 第2期次铜矿化

这一期次的铜矿化表现为:自然铜与石英、方解石一起呈网脉状穿插于玄武岩中沥青的裂纹中(图1b、c),或自然铜与沸石一起穿插于含碳沉积岩中碳质的裂纹中,或自然铜与沥青、石英呈浸染状共生。典型矿物组合为自然铜+沥青(碳质物)+石英(+方解石+沸石)。

1.3 第3期次铜矿化

自然铜与石英一起呈细脉状穿插于石英绿帘石化玄武岩中(图1d),该期次铜矿化可能晚于第2期次铜矿化,没有共生的有机质,有时有方解石脉。典型矿物组合为自然铜+石英(+方解石)。

综上所述可以看出,3个期次铜矿化均有石英与其共生,有的还有共生的方解石,为通过包裹体研究成矿流体提供了条件。

2 不同期次流体包裹体特征

为了研究不同期次的成矿流体特征,笔者选择了3个期次代表性样品的石英(及方解石)进行了包裹体研究。

2.1 第1期次流体包裹体特征

样品XTC24和XTC25采于滇东北茂林向斜铜厂铜矿点附近玄武岩中,石英粒径粗大,常呈晶洞状、晶簇状及团块状分布于玄武岩及其气孔中,常与玛瑙、绿帘石、绿泥石、钠长石、沸石、榍石、铁阳起石及少量自然铜等共生,早于沥青,可见沥青呈网脉穿切、错断玄武岩中晶洞状石英及玛瑙。因此,样品XTC24和XTC25中石英为第1期次铜矿化的产物。

样品XTC24和XTC25的石英中包裹体发育,以原生包裹体为主,次生包裹体较少,均为气液两相包裹体,透明无色—淡褐色,未发现子矿物,气液比(气态体积与液态体积之比)低,一般为5%～10%,直径一般为10μm左右,负晶形、半自形粒状及它形不规则状,多成群分布(图2a、b)。

2.2 第2期次流体包裹体特征

样品ML2采于滇东北茂林向斜茂林铜矿点,样品XTC12采于滇东北茂林向斜铜厂铜矿点,石英呈团块状与沥青和自然铜共生,晚于样品XTC24和XTC25的粗粒充填石英。样品-Tch4采于黔西威宁县铜厂河铜矿床,该矿床中铜矿化蚀变发育于角砾状玄武岩中,石英与沥青及黄铜矿共生,以充填玄武岩气孔及胶结玄武岩碎块的形式产出。因此,样品ML2和XTC12中的石英是第2期次铜矿化的产物。

样品ML2和XTC12的石英中包裹体发育,以原生包裹体为主,均为气液两相包裹体,透明无色—淡褐色,未发现子矿物,气液比低,一般为5%～10%,直径一般为10μm左右,负晶形、半自形粒状及它形不规则状,多成群分布(图2c)。

样品Tch4的石英中存在有机和气液两种包裹体。有机质包裹体为古石油包裹体,为原生或假次生包裹体,较规则,个大,可达50μm,中心为淡褐色液体,体积分数占30%～50%,气相占5%～10%,四周为暗黑色固体沥青,占40%以上(图2e、g、h);不含沥青的原生气液两相包裹体,无色,较规则,直径为5～15μm,气液比5%～10%(图2e)。

2.3 第3期次流体包裹体特征

样品Shuic9采于滇东北水槽子铜矿点,无沥青,自然铜与石英密切共生,呈网脉状穿插于绿帘石化玄武岩中。样品Tch1采于黔西威宁县铜厂河铜矿床,为穿插于铜矿石中较晚期次的黄铁矿方解石网脉。因此,样品Shuic9中石英和样品-Tch1中方解石是第3期次铜矿化的产物。

样品Shuic9的石英中包裹体发育,以原生包裹体为主,为气液两相包裹体,无色透明—淡褐色,未发现子矿物,气液比低,一般为5%～10%,大小一般为5～10μm,负晶形、半自形粒状及它形不规则状,多成群分布于自然铜边部的石英中(图2d)。

样品Tch1方解石中包裹体有原生和次生两种,均为气液两相包裹体,无色,较规则,大小为4～12μm,气液比一般为5%～10%。

3 包裹体成分、温度及盐度特征

3.1 包裹体成分

笔者选择第-1期次铜矿化样品-XTC24和XTC25、第2期次铜矿化样品ML23和-Tch4包裹体片进行了成分研究。第3期次铜矿化包裹体太小,不适宜采用激光拉曼测定包裹体成分,只进行了均一温度测定。

3.1.1 激光拉曼探针气液包裹体成分研究

笔者采用激光拉曼探针对样品XTC24、XTC25和ML2石英中气液包裹体的气、液相组成进行了测试。测试工作在中国地质科学院矿产资源研究所流体包裹体实验室完成,仪器为Renishaw-2000型显微共焦激光拉曼光谱仪,光源为Spectra-Physics氩离子激光器,波长为514 nm,激光功率20 mW。

测试结果表明:第1期次铜矿化样品XTC24和XTC25石英中气液两相包裹体的气泡主要为CH4,拉曼位移在2 918 cm-1附近;液相主要为水,拉曼位移在3 500 cm-1附近有宽缓的峰值(图3)。图3中1 160、465、357、207 cm-1附近的峰为主矿物石英的拉曼位移。因此,所研究包裹体的流体为含少量甲烷的盐水溶液。

图2 玄武岩铜矿石英中各种流体包裹体Fig.2 Organic and Inorganic Fluid Inclusions in Quartz of Basalt Copper Mineralization

图3 玄武岩铜矿石英中气液两相流体包裹体激光拉曼图谱Fig.3 Patterns of Laser Ramman Microprobe of the Fluid Inclusions in Quartz of Basalt Copper Mineralization

第2期次铜矿化样品ML2石英中气液两相包裹体的成分与第1期次铜矿化类似(图3),气泡主要为CH4,液相主要为水。

3.1.2 古石油包裹体组成

第2期次铜矿化样品-Tch4石英中古石油包裹体因为荧光太强,强烈干扰激光拉曼探针的成分测试。因此,采用中国地质科学院矿产资源研究所包裹体实验室L EITZ MPV-III荧光显微镜对该类包裹体进行了荧光观察。该古石油包裹体边部的黑色固体不发荧光,特征与矿石中固体沥青类似(图2g);包裹体中液相发强荧光,气相不发荧光(图2h)。由于石油中多环芳香烃和非烃发荧光,而饱和烃和沥青质则完全不发荧光。因此,古石油包裹体中液相组成可能为含芳烃等较多的液态烃,气泡为以甲烷为主的饱和烃,边部黑色均质的固体为沥青。

3.2 包裹体均一温度

图4 玄武岩铜矿石英及方解石中流体包裹体均一温度直方图Fig.4 Histograms Homogenization Temperatures of the Fluid Inclusions from Quartz(and Calcite)of Basalt Copper Mineralization

均一温度和盐度在中国科学院地质与地球物理研究所包裹体实验室和中国地质大学(北京)包裹体实验室的LIN KAN显微冷热台上进行。

3.2.1 第1期次铜矿化包裹体均一温度

从第1期次铜矿化样品XTC24和XTC25石英包裹体均一温度直方图(图4a)可以看出,原生包裹体的均一温度分布于110℃～220℃,平均值为142℃,主要集中分布于130℃～140℃;(假)次生包裹体的均一温度分布于120℃～280℃,平均值为170℃,集中于120℃～130℃和160℃～200℃两个区间内,以后者为主,可能表明该类石英经历了后期较高温度流体的改造。

3.2.2 第2期次铜矿化包裹体均一温度

从第2期次铜矿化样品XTC12和ML2石英流体包裹体的均一温度直方图(图4b)可以看出,该类石英中以原生气液包裹体为主,均一温度变化范围大,为80℃～260℃,平均值为176℃,具多峰分布特点,可能是多期次热液矿化叠加的结果。

样品Tch4含沥青和液态烃的古石油包裹体原始流体应为均一、低温的石油等液态有机流体,但由于受到捕获时高温热液流体或捕获后某种热力的影响,被捕获的均一石油变质为目前含固体沥青和液态烃的包裹体。含沥青、液态烃包裹体的均一温度变化范围很大,为30℃～290℃,均一温度平均值为143℃,无明显峰值。前人研究表明,古石油包裹体的均一温度不能代表其包裹体捕获温度,这从本次研究中古石油包裹体均一温度的巨大变化也得到证明。笔者认为,造成本区古石油包裹体均一温度变化巨大的原因之一可能是古石油包裹体捕获后,在后期变化中原来均一的液态有机质部分变为固态的沥青,改变了包裹体的体积,而这种改变在加温均一时,由于固体沥青不熔融或不溶解,其体积不能回复原状,因此造成其均一温度的变化。但是,含古石油包裹体的石英中也有原生气液包裹体。样品Tch4石英中与含沥青液态烃包裹体共生的原生气液包裹体的均一温度集中于190℃～290℃,均一温度平均值为238℃。铜矿石中沥青反射率为1.04%～2.172%,据其计算的温度为-159℃～229℃,平均187℃[12],也表明古石油包裹体经历了较高温度流体的变质作用。

3.2.3 第3期次铜矿化包裹体均一温度

样品Shuic9不含沥青的绿帘石化玄武岩中自然铜石英网脉中石英流体包裹体的均一温度直方图如图4c。该类包裹体以原生气液两相包裹体为主,均一温度平均值为182℃,集中分布于140℃～190℃范围内,峰值在170℃左右。

样品T ch1中方解石的包裹体均一温度数据不多,仅供参考。原生包裹体均一温度集中于180℃～200℃和250℃～270℃两个区间;次生包裹体均一温度较低,分布于140℃～190℃范围内,均一温度平均值为162℃(图4d)。

3.3 包裹体盐度

由于没有测定到CH4笼合物的融化温度,因此第1、2期次铜矿化包裹体的盐度近似采用盐水溶液的冰点温度来求得。

3.3.1 第1期次铜矿化包裹体盐度

第1期次铜矿化样品XTC24和XTC25石英中原生气液两相流体包裹体-w(NaCl)平均值为16.2%,分布于9%～14%和15%～23%范围内;次生流体包裹体w(NaCl)平均值为14.3%,主要集中于13%附近(图5a)。

图5 玄武岩铜矿石英及方解石流体包裹体盐度直方图Fig.5 Salinity Histograms of Fluid Inclusions from Quartz(and Calcite)of Basalt Copper Mineralization

3.3.2 第2期次铜矿化包裹体盐度

第2期次铜矿化样品XTC12和ML2的交代石英中原生流体包裹体w(NaCl)平均值为12.2%,分布于8%～10%和12%～17%两个区间内(图5b),总体上比第1期次铜矿化石英原生包裹体的盐度低。

古石油包裹体中由于含液态烃,冷冻到-150℃以下也不能冻结。产于同一石英中的气液两相流体包裹体也未测得冰点数据。

3.3.3 第3期次铜矿化包裹体盐度

第3期次铜矿化样品Shuic9不含沥青的自然铜石英网脉中石英原生气液两相流体包裹体的盐度较低,w(NaCl)平均值为3.3%,分布于2.5%～3.5%区间内(图5c),比第1、2期次铜矿化石英流体包裹体盐度低很多。

第3期次铜矿化样品-Tch1方解石包裹体中原生及次生流体包裹体盐度均较低,原生流体包裹体w(NaCl)平均值为3.9%,分布于3.5%～4%区间内;次生流体包裹体w(NaCl)平均值为3.1%,分布于2.5%～3.5%区间内(图5d)。

3.4 均一温度与盐度关系

3.4.1 第1期次铜矿化包裹体均一温度与盐度关系

由图6a可见,样品XTC24石英中原生包裹体集中于盐度较高(w(NaCl)一般高于15%)、均一温度较低(一般低于150℃)的区域,而次生包裹体集中于盐度较低(w(NaCl)一般低于15%)、均一温度较高(一般高于150℃)的区域。这一特征表明第1期次铜矿化的热液(以原生包裹体为代表)和后期热液(以次生包裹体为代表)的物理化学条件和组成有所差异。总体上,原生包裹体的均一温度与盐度有呈反相关的趋势,即温度越高盐度越低。样品XTC25石英中原生包裹体也有盐度高者均一温度较低、盐度低者均一温度较高的趋势(图6b)。

3.4.2 第2期次铜矿化包裹体均一温度与盐度关系

样品ML2石英中原生包裹体的均一温度-盐度关系与第1期次铜矿化石英包裹体类似,也有盐度高者均一温度较低、盐度低者均一温度较高的趋势(图6c)。但样品XTC12则明显不同,其均一温度与盐度有呈正相关的趋势,即均一温度越高,盐度越大(图6d)。这一特征表明第2期次铜矿化的流体较为复杂,是不同组成和不同物理化学条件流体的混合。

3.4.3 第3期次铜矿化包裹体均一温度与盐度关系

样品Shuic9石英中包裹体的盐度明显低于第1、2期次铜矿化石英中包裹体的盐度,表明其来源于不同的成矿流体系统。而且该流体随温度降低,盐度也随之变小,但变化范围很小,显示大气降水流体冷却的特点(图6e)。

样品T ch1方解石中次生包裹体的盐度也很低,其特征及成因机制与样品Shuic9石英类似(图6f)。

4 讨论

4.1 不同期次成矿流体类型

通过包裹体研究可以看出,滇东北玄武岩铜矿不同期次成矿流体的类型各不相同。

4.1.1 第1期次成矿流体类型

样品XTC24和XTC25石英中原生气液包裹体均由气、液两相组成,无子矿物,气液比低(5%～10%),气相为甲烷,液相为水,均一温度较低(110℃～160℃),盐度较高(w(NaCl)为15%～23%)。

图6 玄武岩铜矿石英、方解石中流体包裹体均一温度-盐度关系Fig.6 Scatter Plots of the Temperature Versus Salinity of the Fluid Inclusions from Quartz(and Cacite)of Basalt Copper Mineralization

上述特征与密西西比河谷型-(Mississippi Valley Type,MVT)矿床和石油盆地卤水类似,如美国威斯康辛州东部古生代MVT矿床的白云石、闪锌矿、石英中两相卤水包裹体的均一温度为65℃～120℃,w(NaCl)为13%～28%[14];Appalachian盆地中部Pennsylvanian砂岩石英次生加大边中包裹体的均一温度多大于150℃,w(NaCl)为15%左右[15];加拿大西部沉积盆地铅锌矿床成矿流体的均一温度为(150±25)℃,w(NaCl)为-20%～25%[16];加拿大-Elliot湖Matinenda组河流相石英砂岩砾岩中埋藏成岩期水-油包裹体-w(NaCl)可达25%,温度为80-℃～200-℃[17];墨西哥东北部La Purisima矿山萤石中富烃包裹体均一温度为50℃～150℃,与其共生的水溶液包裹体均一温度为75℃～155-℃,w(NaCl)为-10.7%～11.1%[18]; Irish Zn-Pb矿田成矿流体均一温度为-(120± 30)℃,w(NaCl)为3%～25%[19];西班牙中北部以碳酸盐岩为主岩的铅锌矿床均一温度为170℃～200℃,w(NaCl)为15%[20];北海南部-Rotliegend Leman气藏石英包裹体w(NaCl)为26%～17%,均一温度小于111℃[21];巴基斯坦-Kirthar岭区Kohi-Maran MVT矿床萤石中与石油运移有关的同生卤水均一温度为125℃,w(NaCl)为10%,富甲烷卤水均一温度为-135℃,w(NaCl)为-7%[22];埃及Salam油田中侏罗系-Khatatba砂岩与石油有关的高盐度卤水均一温度为112℃～134℃,w(NaCl)为21%～24%[23]。

样品XTC24和XTC25石英δ18OV-SMOW为(19.8～19.9)×10-3,均高于火成岩而低于海相碳酸盐;其包裹体水的δDV-SMOW为(-69～-84)×10-3,包裹体水的δ18OV-SMOW为(5.09～5.19)×10-3,处于岩浆水和大气降水的过渡部位[10],表明这种流体可能是与玄武岩发生了水岩交换的盆地卤水,与国外盆地卤水的同位素组成类似,如英国South Cornwall沿断裂裂隙形成铅锌矿化的盆地卤水δD=(-80～-49)×10-3, δ18O=(-0.1～4.7)×10-3[24];加拿大西部沉积盆地铅锌矿床成矿流体的δ18O=(-7～0)×10-3, δD=(-70～-19)×10-3[16]。

上述分析表明,该成矿期次的成矿流体可能为盆地卤水。

4.1.2 第2期次成矿流体类型

样品ML2和XTC12石英中原生气液包裹体均由气、液两相组成,无子矿物,气液比低(5%～10%),气相为甲烷,液相为水,均一温度为80℃～270℃,w(NaCl)为-7%～10%。样品-ML2和XTC12石英δ18OV-SMOW为(15.7～17.4)×10-3,均高于火成岩而低于海相碳酸盐;其包裹体水的δDV-SMOW为-(-75～--85)×10-3,包裹体水的δ18OV-SMOW为(2.18～3.88)×10-3,处于岩浆水和大气降水的过渡部位[10],表明这种流体可能是与玄武岩发生了水岩交换的盆地卤水,但与样品-XTC24和XTC25石英包裹体相比更靠近大气降水区。

样品Tch4采自玄武岩中,由于玄武岩本身不可能生烃,因此该石英中古石油包裹体是异地迁移来源的。固体沥青的δ13CV-PDB为(-27.3～-33.1)× 10-3,显示腐泥型有机成因[10],与加拿大-Elliot湖Matinenda组河流相石英砂岩砾岩中含油流体包裹体焦沥青的δ13C为-25.5×10-3类似[17]。四川盆地西南部玄武岩气藏中天然气的δ13C1为-28.10× 10-3,δ13C2为-31.08×10-3,与本区玄武岩中沥青类似,也与威远震旦系和三叠系气藏中天然气的δ13C1为(-32～-33)×10-3、下二叠统阳新组气层的δ13C2为-31.5×10-3、上二叠统长兴组天然气的δ13C1普遍为-32×10-3、δ13C2普遍为(-35～-36)×10-3类似[25],表明玄武岩沥青与天然气的源岩为下伏地层,受后期热液活动(或其他热的作用)影响,石油发生变质,其气相和液态烃散失,残留固体沥青,仅在个别铜矿区(如黔西威宁县铜厂河铜矿区)的矿石石英中保留含沥青的液态烃包裹体,均一温度为30℃～290℃,平均值为143℃,无明显峰值,与墨西哥东北部La Purisima矿山萤石中含油包裹体均一温度50℃～150℃类似[18]。

综上所述,第2期次成矿流体的类型比较复杂,既有高盐度的盆地卤水,又有以古石油为代表的有机流体。

4.1.3 第3期次成矿流体类型

样品Shuic9绿帘石化玄武岩中网脉状石英与自然铜共生,但不含沥青等有机质,该石英中原生包裹体均一温度为150℃～200℃,w(NaCl)为2.5%～3.8%;样品Tch1方解石中原生包裹体均一温度为180℃～270℃,w(NaCl)为3.5%～4%,次生包裹体均一温度为140℃～170℃,w(NaCl)为2.5%～3.5%。它们的共同特点为盐度很低,与美国内华达州Lone Tree金矿床演化的大气降水(包裹体均一温度为-211℃～300℃,w(NaCl)为-1.2%～8.1%[26])、加利福尼亚州帝国峡谷-Modoc热泉金矿床与古湖水混合的大气降水(石英包裹体均一温度集中于145℃～160℃和200℃～230℃,方解石包裹体均一温度集中于-145℃,包裹体总体上w(NaCl)<1%[27])类似。

研究区铜矿石中方解石的δ13CPDB为(-13.5～-18.4)×10-3[8,10],介于有机质与碳酸盐岩碳同位素之间;其δ18OPDB为(-17.3～--7.1)×10-3, δ18OSMOW为(13.1～23.5)×10-3[8,10],与灰岩等沉积岩的氧同位素组成类似,也与比利时南部华力西前陆北缘与围岩发生强烈水岩反应的大气降水成因的热液方解石(δ18OPDB=(-11～-8)×10-3[28])及西班牙中北部以碳酸盐岩为主岩的铅锌矿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])的氧同位素类似;但与不列颠哥伦比亚Sikanni地区上Debolt组密西西比碳酸盐岩中受后期热液流体重结晶的白云石(δ18OPDB=(-3.8～10.8)×10-3[29])有一定差异。这些特征也支持本区形成方解石的流体与大气降水有关的认识。

因此,第3期次成矿流体具有大气降水成因。

4.2 成矿流体演化

根据前面的讨论结合地质特征,本区铜矿化成矿流体具有如下演化特征。

(1)第1期次热液活动明显早于有机流体的活动,可见沥青网脉穿插该期次热液活动形成的石英及玛瑙等。该期次成矿流体为温度较低盐度较高并与玄武岩发生了水岩交换作用的盆地热卤水(图7中Ⅰ)。由于其温度较低,主要以充填方式形成石英等热液矿物。此时由于主要是盆地热卤水活动,因此铜矿化较弱。

图7 玄武岩铜矿成矿流体演化Fig.7 Evolution of the Basalt Copper Ore-forming Fluids

(2)第2期次成矿流体较复杂,但与第1期次成矿流体相比,盐度较低而温度较高(图7中Ⅱ),总体上仍为盆地卤水。样品XTC24石英中次生包裹体均一温度和盐度也落入该期次成矿流体的范围,表明其可能为该期次产物(图7中Ⅰ′)。该期次还有以古石油为代表的有机流体,样品T ch4石英中与古石油包裹体共生的水溶液包裹体,均一温度集中于190℃～290℃。

(3)第3期次成矿流体虽然温度与第1、2期次成矿流体相比变化不明显,但盐度很低(图7中Ⅲ),可能主要为大气降水成因,流体单一,成矿作用微弱,有少量自然铜共生,但矿石中无沥青。

综上所述,3期次成矿流体虽然温度变化规律性不明显,但其盐度具有明显的演化规律:从早到晚,盐度逐渐降低;较早的成矿流体以高盐度的盆地热卤水为主,后来有大气降水不断加入,晚期则主要以大气降水为主,其间有有机流体的混合。总体来看,各种流体的温度平均值为142℃～217℃,多低于200℃,盐度从中等盐度到低盐度,没有高盐度含子晶的高温岩浆热液,说明这些流体虽活动于玄武岩区,但为后生的盆地热卤水和大气降水,缺乏岩浆热液活动的证据。

4.3 流体混合成矿作用

许多学者认为流体混合在金属成矿过程中起了重要作用[30-35]。埃及东部沙漠-El Hudi重晶石矿床[36]、加拿大西北部-Pine Ponit矿床[37-38]和-Irish Zn-Pb矿田[39]、爱尔兰Navan Zn-Pb矿床[39]、西班牙东部Maestrat盆地以碳酸盐岩为主岩的浅成低温热液Zn-Pb矿床[40]、美国内华达州Lone Tree金矿床和加利福尼亚州帝国峡谷Modoc热泉金矿床等的成矿作用均与流体混合有关[26-27]。本区玄武岩铜矿也不例外,在第2期次铜矿化发生了广泛的流体混合,包括有机流体和无机气水热液的混合及不同性质气水热液之间的混合。

4.3.1 无机流体间的混合

图6c中样品ML2石英包裹体均一温度和盐度有反相关的趋势,图6d中样品XTC12石英的原生包裹体温度—盐度呈正相关趋势,它们可能代表了2种不同来源或演化路径的流体。当两种流体相遇混合时,混合流体可因物理化学条件的改变导致流体中成矿物质发生沉淀富集。

4.3.2 有机流体与无机流体的混合及有机质还原

样品Tch4石英中同时存在气液两相包裹体和含固体沥青及液态烃的古石油包裹体(图2e),表明曾发生有机流体和无机气水热液的混合作用。当温度较高的气水热液与较冷的古石油混合使石英沉淀时,石英中捕获了气水热液和古石油,其中捕获的古石油受热变质为沥青、液态烃和气体并同时被捕获形成古石油包裹体,而未被石英捕获的有机流体同样受热变质,但仅有沥青被保留下来,液态烃和气体则溢散了。成矿热液与有机流体混合时,成矿热液被还原,其中Cu主要以自然铜(其次以辉铜矿或黄铜矿)的形式沉淀于变质的固体沥青裂隙中。可能由于玄武岩中缺硫,导致铜矿物以自然铜为主而不是铜的硫化物为主。

5 结语

通过对滇黔交界地区峨眉山玄武岩铜矿石中石英及方解石流体包裹体和古石油包裹体的研究,可以得出如下认识。

(1)3个内生热液矿化蚀变期次的成矿流体各有特点:第1期次以盆地卤水为特色;第2期次除盆地卤水外,还有以古石油为代表的有机流体;第3期次成矿流体为大气降水来源的低盐度热液。

(2)3个期次的成矿温度变化不明显,均为中低温条件;但盐度具有规律的变化:从第1期次到第3期次,盐度逐渐降低,特别是第3期次盐度非常低。

(3)主成矿期(第2期次)不同性质成矿流体的混合、成矿流体与有机流体的混合以及有机质的还原是导致本区自然铜沉淀富集成矿的主要机制。

工作中得到中国地质科学院矿产资源研究所李荫清研究员和徐文艺研究员、中国科学院地质与地球物理研究所王丽娟和朱和平以及中国地质大学(北京)诸惠燕等的帮助,谨致谢忱!

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