川滇黔接壤區(qū)拉一木玄武巖銅礦流體包裹體

王富東，朱笑青， 王中剛，何　莉，許　穩(wěn)

(1.西南科技大學 環(huán)境與資源學院，四川 綿陽　621010；2.中國科學院地球化學研究所礦床地球化學國家重點實驗室，貴州 貴陽　550002)

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川滇黔接壤區(qū)拉一木玄武巖銅礦流體包裹體

王富東1，朱笑青2， 王中剛2，何莉2，許穩(wěn)1

(1.西南科技大學 環(huán)境與資源學院，四川 綿陽621010；2.中國科學院地球化學研究所礦床地球化學國家重點實驗室，貴州 貴陽550002)

揚子地臺西南緣形成的大面積自然銅礦化是峨眉地幔柱成礦系統(tǒng)的重要組成部分。以四川省昭覺縣拉一木玄武巖銅礦流體包裹體為研究對象，通過與自然銅礦共生的石英和方解石中各類型包裹體測定，將該自然銅礦成礦過程劃分為兩個階段，其中早階段成礦流體具有中-低溫、高鹽度的盆地熱鹵水與有機流體的混合作用特征，流體組成為H2O，含少量甲烷、烴類及瀝青，液態(tài)烴以熒光性強的芳烴為主，包裹體均一溫度140～306 ℃，w(NaCl)值分布在3%～10%、11%～14%、21%～24%三個區(qū)間，平均鹽度為8.6%；晚階段流體表現(xiàn)為低溫低鹽度特征，均一溫度80～190 ℃，w(NaCl)值0.2%～8%，平均值4.8%，表明流體是由地表下滲的大氣降水經(jīng)水巖反應后轉(zhuǎn)變而成。研究區(qū)自然銅礦流體包裹體與滇東北昭通地區(qū)玄武巖銅礦流體包裹體特征基本一致。無機物與有機物反應、地幔流體促成不同類型流體與其混合以及缺硫條件和有機質(zhì)的還原作用是導致本區(qū)自然銅沉淀富集成礦的主要機制。

峨眉山玄武巖；地幔柱；自然銅；流體包裹體；拉一木

0　引　言

揚子地塊西緣的晚古生代峨眉山大陸地幔柱活動形成了全球晚古生代重要的大火成巖省(LIP)——峨眉山大火成巖省(EMLIP)(圖1a)，它從殼幔深部帶來了大量成礦元素[1-9]，使峨眉山玄武巖具有高銅背景值(平均170×10-6)的特征[10-11]，并在大火成巖省外帶高鈦玄武巖中形成了大面積的自然銅礦化，在區(qū)域上呈3種類型的銅礦：玄武巖之上宣威組(樂平組)中與沉積作用有關的銅礦(簡稱沉積型銅礦)，玄武巖中與熱液作用有關的銅礦(簡稱熱液型銅礦)，玄武巖(底部)與茅口灰?guī)r接觸面上的風化淋濾作用為主的銅礦(簡稱風化淋濾型銅礦)[12]。

本研究區(qū)的拉一木銅礦(圖1b)屬于玄武巖中的熱液型銅礦[13]。盡管前人已經(jīng)先后從成礦地質(zhì)背景、礦床地質(zhì)特征、成礦物質(zhì)和成礦流體來源與演化、成礦時代、礦床成因等方面對該類型銅礦進行過研究[13-27]，但研究范圍均集中在滇黔交界地區(qū)，而對四川境內(nèi)的研究，特別是該類型銅礦的流體包裹體地球化學的研究則較少報道。

圖1　拉一木自然銅礦地質(zhì)圖Fig.1　Geological map of Layimu native copper deposit1.二疊系下統(tǒng)棲霞組+茅口組灰?guī)r、燧石結核灰?guī)r、泥質(zhì)灰?guī)r；2.峨眉山玄武巖；3.二疊系中統(tǒng)樂平組粉砂巖、砂巖、炭質(zhì)頁巖；4.三疊系下—中統(tǒng)砂巖、粉砂巖、白云質(zhì)灰?guī)r；5.白果灣群砂巖、粉砂巖、頁巖、炭質(zhì)頁巖夾煤；6.斷層

對于滇東北玄武巖銅礦中流體包裹體的研究，李厚民等[20]已做了詳細的工作，而分布在四川地區(qū)的自然銅礦中流體包裹體的研究，至今尚未有相關資料報道。四川地區(qū)和云南地區(qū)的該類型銅礦流體包裹體地球化學特征會有什么相似與不同之處呢？帶著這樣的疑問，作者對四川省昭覺縣拉一木銅礦的流體包裹體地球化學進行了研究，以期獲得與云南地區(qū)同類型銅礦流體包裹體的異同，為進一步研究該類礦床的成因提供依據(jù)。

1　拉一木銅礦礦床地質(zhì)特征

研究區(qū)地屬四川省昭覺縣轄區(qū)，位于縣境東北部，距縣城約30 km，經(jīng)緯度坐標E102°57′35″，N28°07′45″。構造上屬于大涼山褶皺帶烏坡向斜北端，銅礦賦存于二疊系峨眉山玄武巖上部，巖性為灰色杏仁狀峨眉山玄武巖及凝灰角礫巖。前人研究認為成礦發(fā)生于玄武巖噴發(fā)晚期[27]。玄武巖總厚大于1 750 m，剖面描述如下：

⑥灰色致密塊狀-杏仁狀玄武巖夾紫紅色斑狀火山角礫巖。厚35～127 m。

⑤紫色火山質(zhì)玄武凝灰?guī)r。厚1.2～2.3 m。

④紫色玄武質(zhì)凝灰?guī)r夾灰色致密塊狀玄武巖。厚11～43.7 m。

③灰色火山角礫巖夾杏仁狀玄武巖，為主要賦礦層。厚3.7～28.9 m。

②灰色、灰綠色杏仁狀玄武巖、斑狀玄武巖。厚160～745 m。

①灰綠色致密塊狀玄武巖。厚460～1045 m。

礦體呈似層狀、透鏡狀、豆莢狀、巢狀、細脈狀產(chǎn)出，產(chǎn)狀一般與圍巖一致。礦物成分為自然銅、輝銅礦、黃銅礦、孔雀石、蘭銅礦等。脈石礦物有石英、沸石、方解石、綠泥石等。局部見氧化帶，銅礦物為孔雀石、蘭銅礦、赤銅礦等；鐵氧化物以褐鐵礦、赤鐵礦為主。圍巖蝕變以綠泥石化、瀝青化及沸石化為主，次為綠簾石化、硅化及碳酸鹽化。綠泥石化、瀝青化及沸石化與礦化關系密切，是良好的找礦標志。

圖2　不同成礦階段礦石組構圖Fig.2　Ore fabrics of different ore-forming stagesa.光薄片，單偏光，杏仁中的自然銅；b,d.銅礦化玄武質(zhì)角礫巖，裂隙中發(fā)育瀝青、沸石、石英、自然銅；c,e.光薄片、單偏光，方解石化、綠泥石化自然銅；f.自然銅礦石，晶簇狀方解石發(fā)育

根據(jù)礦脈穿插關系和礦物共生組合將成礦過程劃分為2個階段。(1)早階段：本期次銅礦化多產(chǎn)于玄武巖的杏仁中，呈島狀、彎月狀、環(huán)狀及豆狀，表現(xiàn)為自然銅及少量硅酸鹽物質(zhì)與石英、碳酸鹽(方解石)、綠簾石、鈉長石、綠泥石、沸石等共生，且自然銅外圍往往氧化成黑銅礦、赤銅礦(圖2a)；玄武質(zhì)角礫巖裂隙中見有輝銅礦、黃銅礦與石英細脈共生，整體綠泥石化?？傮w來看，瀝青細脈與晶簇狀方解石沿玄武巖裂隙分布(圖2b、d)，并穿插、錯斷早期銅礦化階段的石英瑪瑙杏仁體。(2)晚階段：自然銅-瀝青-方解石-石英-沸石組合(圖2b、c、d、e、f)，呈網(wǎng)脈狀穿插于綠泥石化、硅化玄武巖裂隙中，或自然銅、方解石與沸石一起穿插于碳質(zhì)沉積巖的碳質(zhì)裂紋中,或自然銅與瀝青、方解石、石英呈浸染狀共生。方解石結晶粗大，晶形完好，常呈晶簇狀，放射狀分布于玄武巖及其氣孔中，且自然銅與方解石緊密共生。

2　流體包裹體

2.1樣品特征及分析方法

本次工作采集了四川省昭覺縣拉一木銅礦玄武巖中與自然銅緊密共生的石英與方解石樣品10件，利用流體包裹體冷熱臺和激光拉曼光譜儀對其中新鮮的5件樣品進行流體包裹研究。

包裹體均一溫度和鹽度的測試在中國科學院地球化學研究所礦床地球化學國家重點實驗室流體包裹體實驗室的Likanam THMSG 600冷熱臺上進行(-196/600 ℃)。升降溫度速率一般為10 ℃/min，在相變點溫度附近<1 ℃/min，均一溫度和冰點測定誤差分別為±2 ℃和±0.1 ℃。對于低鹽度NaCl-H2O包裹體，可以利用前人的實驗相圖或經(jīng)驗公式來計算流體的鹽度，即稀溶液的冰點下降與溶質(zhì)的物質(zhì)的量成正比的原理來測定流體的含鹽度。本文采用通用的NaCl-H2O體系鹽度-冰點經(jīng)驗公式[28]：W(鹽度)=0.00+1.78Tm-0.0442Tm2+0.000557Tm3，式中W為NaCl的質(zhì)量分數(shù)，Tm為冰點下降溫度，即所測冰點的絕對值。流體包裹體的密度則根據(jù)中國地質(zhì)大學(北京)龔慶杰2004年開發(fā)的軟件GeoFluid 1.0測得。

流體包裹體激光拉曼光譜分析在中國地質(zhì)科學院礦產(chǎn)資源研究所流體包裹體實驗室和中國科學院地球化學研究所地球深部物質(zhì)與流體作用地球化學研究室完成，其中中國地質(zhì)科學院激光拉曼探針(LRM)分析儀器為英國Renishaw—2000型顯微共焦激光拉曼光譜儀，激光功率20 mW，激發(fā)波長514 nm，激光最小束斑1 μm，光譜分辨率為1～2 cm-1。

2.2流體包裹體類型及特征

觀察發(fā)現(xiàn)，方解石、石英中的流體包裹體發(fā)育，原生、次生包裹體均有分布，類型較為單一，根據(jù)成分將其分為以下3種類型。Ⅰ型包裹體為純液相包裹體，室溫下由水溶液構成，包裹體大小為3～7 μm不等，平均3.5 μm，無色，形態(tài)多為圓狀、次圓狀、長條狀、不規(guī)則狀(圖3a、b)。Ⅱ型包裹體由氣相和液相組成，熱臺上加熱均一為液相，大小為5～15 μm，平均7.5 μm，氣液比低，一般為5%～10%，負晶形、半自形粒狀、短柱狀及它形不規(guī)則狀(圖3a、b、c、d)。在一些氣液兩相包裹體中，還發(fā)現(xiàn)了瀝青，其附著在液相邊部(圖3f)。Ⅲ型包裹體為富氣相包裹體，輪廓呈褐色，中間為亮白點，顯示包裹體為低密度的蒸氣相，激光拉曼光譜也顯示成分為甲烷，大小為6～13 μm，平均7 μm，形狀較規(guī)則，短柱狀、次圓形等(圖3e)。

2.3流體包裹體分布

根據(jù)礦脈穿插關系和礦物共生組合(圖2)、流體包裹體巖相學研究，所測石英、方解石樣品中發(fā)育較豐富的原生流體包裹體。

從室溫條件下的相態(tài)特征來看，早階段包裹體類型較為豐富，Ⅰ、Ⅱ、Ⅲ型包裹體均有分布(圖2c、d、e)，其中Ⅰ、Ⅱ型包裹體大多成群分布(圖3b)，液相、氣-液兩相均有；也有少量孤立分布者，短柱狀，透明無色—淡褐色，是原生包裹體(圖3d)；少數(shù)沿解理裂隙呈不規(guī)則分布，為次生假次生包裹體，激光拉曼光譜顯示該兩類包裹體液相和氣相成分均為水；Ⅲ型包裹體為原生或假次生包裹體，較規(guī)則，個大，大者可達20 μm，孤立分布者為原生包裹體，透明無色—淡褐色，輪廓呈褐色，中間為亮白點(圖3e)，激光拉曼測定其成分為甲烷。

除此之外，在早階段Ⅱ型包裹體里見有含瀝青沿液相包裹體邊部分布，為有機氣液包裹體，表現(xiàn)為氣液四周為暗黑色的固體瀝青，所占比例小于30%(圖3f)，激光拉曼光譜顯示氣相成分為氣相水，這一特征與晚階段包裹體間形成顯著差別。

該階段所觀察到的有機包裹體應為古石油包裹體(圖3g、h)，由于該類型包裹體具有較強的熒光，會干擾激光拉曼探針的成分測定。故采用中國科學院地球化學研究所礦床地球化學國家重點實驗室流體包裹體實驗室的LEITZ MPV-Ⅱ熒光顯微鏡對該類包裹體進行了熒光觀察。結果顯示該類包裹體的液相發(fā)強熒光，氣相不發(fā)熒光(圖3h)。根據(jù)前人的資料[21]，石油中的多環(huán)芳香烴和非烴發(fā)熒光，而飽和烴和瀝青質(zhì)完全不發(fā)熒光。由此看來，本礦床可能經(jīng)歷了古石油流體混合作用，其石油包裹體中液相組成為液態(tài)烴，氣泡為水或甲烷，邊部還殘留有固體瀝青。

晚階段方解石中Ⅰ、Ⅱ型包裹體發(fā)育(圖3a)。Ⅰ型包裹體成群分布，以原生包裹體為主，多以成群分布；Ⅱ型包裹體多以成群分布，另有部分為次生包裹體，沿方解石裂隙呈線狀分布(圖3b)。

2.4流體包裹體均一溫度

根據(jù)Hall等[28]、劉斌等[29]、盧煥章等[30]包裹體研究方法，獲得顯微測溫及計算的鹽度、密度統(tǒng)計結果(表1)。早階段共生的方解石、石英中含有Ⅰ類、Ⅱ類、Ⅲ類包裹體。Ⅰ類包裹體均一溫度出現(xiàn)于140～280 ℃，高溫峰有180～190 ℃和250～270 ℃(圖5)。早階段Ⅱ類包裹體呈臺階式分布，其包裹體均一溫度140～300 ℃，高溫峰260～290 ℃，頻數(shù)最大值出現(xiàn)于260～270 ℃。Ⅲ類包裹體其溫度范圍和峰值與早階段Ⅱ類包裹體基本類似，不同的是高溫峰不超過240 ℃(圖4)。

早階段石英、方解石脈受后期流體改造作用明顯，次生包裹體廣泛發(fā)育(圖3a、c)，線性成群分布，數(shù)量較多，而原生包裹體也分布較多(圖3b、d)，均一溫度變化范圍大，總體上為140～240 ℃、250～ 290 ℃區(qū)間內(nèi)，平均為168 ℃，略具多峰分布特點，可能是多期次熱液礦化疊加的結果。這在礦石礦物結構上也得以反映，如含自然銅的杏仁體、石英與自然銅共生產(chǎn)出于中心，邊部發(fā)生鈉長石化、綠泥石化、碳酸鹽化(圖2a)，石英方解石細脈呈網(wǎng)脈狀發(fā)育，自然銅與瀝青、沸石沿這些細脈零星分布(圖2b)等。

前人在滇東北地區(qū)研究自然銅礦時提及含瀝青、液態(tài)烴包裹體[22]，在自然銅礦中也發(fā)現(xiàn)了該類型包裹體(圖3f、h)，且均一溫度變化范圍也很大，為76～306 ℃，但區(qū)間兩端的值單一，僅測得兩個數(shù)值，即76 ℃和306 ℃，故在本文中僅作參考；均一溫度平均值為157 ℃，與Ⅱ類、Ⅲ類包裹體基本一致。含瀝青和液態(tài)烴的古石油包裹體原始流體應為均一、低溫的石油等液態(tài)有機流體，是由于受到捕獲時高溫熱液流體或捕獲后某種熱力的影響，被捕獲的均一石油變質(zhì)為含固體瀝青和液態(tài)烴的包裹體[21]。

晚階段共生礦物主要為方解石，包裹體類型主要有Ⅰ類、Ⅱ類包裹體，測定其原生包裹體均一溫度為80～190 ℃，平均值為152 ℃，峰值在140～160 ℃與170～180 ℃之間(圖4)。該階段礦化蝕變以綠泥石化、瀝青化及方解石化為主(圖2a、f)，其中方解石除呈脈狀發(fā)育外，還見有簇狀。

整體上來看該區(qū)自然銅礦包裹體均一溫度跨度較大，大多在300 ℃以下，表明該礦床流體為低溫熱液流體。

圖4　拉一木銅礦包裹體均一溫度直方圖Fig.4　Histograms showing the homogenization temperature of fluid inclusions from Layimu Cu ore deposit

2.5流體包裹體鹽度與密度

激光拉曼分析表明Ⅱ類、Ⅲ類包裹體氣相成分主要為水，部分為CH4，未測得CH4籠合物的融化溫度，也未能利用CO2籠合物的消失溫度計算鹽度參數(shù)。Ⅱ類包裹體在早晚階段均有分布，可利用其相關參數(shù)計算各階段流體鹽度和密度。

根據(jù)冰點、均一溫度、均一方式，利用NaCl-H2O體系鹽度-冰點經(jīng)驗公式[28]計算Ⅱ類包裹體鹽度，采用GeoFluid 1.0軟件計算密度。早階段Ⅱ類包裹體w(NaCl)值為3%～10%、11%～14%、21%～24%三個范圍值，平均值8.6%；密度范圍為0.79 ～1.00 g/cm3，平均為0.93 g/cm3。晚階段Ⅱ類包裹體w(NaCl)值0.2%～8%，平均值為4.8%；密度范圍為0.92～0.99 g/cm3，平均為0.95 g/cm3(圖5，表1)。

2.6激光拉曼光譜分析

圖6　各類包裹體激光拉曼圖Fig.6　Raman spectra of different types of fluid inclusion

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 ore deposit

激光拉曼光譜測試的結果(圖6)顯示：純液相的Ⅰ類包裹體的成分為水，具有較寬緩的拉曼位移峰，其值在3 500 cm-1附近，早晚階段Ⅰ類包裹體成分無明顯差別。Ⅱ類包裹體的液相成分為水，也是具有較寬緩的拉曼位移峰，氣相成分主要為氣相水，部分包裹體含有少量的CH4，拉曼位移在2 918 cm-1附近。早晚階段Ⅱ類包裹體成分基本一致，不同的是含CH4的包裹體未在晚階段出現(xiàn)。Ⅲ類包裹體測出其成分為水和CH4，此類包裹體也發(fā)育于早階段。因此，本礦床(點)的流體為含甲烷的鹽水溶液，表現(xiàn)出高中低密度特點。從圖6可見，465.2 cm-1峰值為石英的拉曼位移，1 749.2 cm-1、1 437.6 cm-1、1 087.1 cm-1、713.1 cm-1、283.7 cm-1、157.7 cm-1附近的峰值為主礦物方解石的拉曼位移。

對于樣品E93-b中觀察到的古石油包裹體(圖3g)的鑒別，由于該類型包裹體會干擾激光拉曼探針的成分測定，故而根據(jù)其具有較強的熒光效應特征進行判斷。采用中國科學院地球化學研究所礦床地球化學國家重點實驗室流體包裹體實驗室的LEITZ MPV-Ⅱ熒光顯微鏡對該類包裹體進行了熒光觀察。結果顯示該類包裹體的液相發(fā)強熒光，氣相不發(fā)熒光(圖3h)。根據(jù)前人的資料，石油中的多環(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。因此確定本礦床古石油包裹體中液相組成為液態(tài)烴，氣泡為甲烷，邊部殘留固體瀝青。

圖7　拉一木銅礦包裹體均一溫度-鹽度圖Fig.7　Homogenization temperature vs. salinity of fluid inclusions from Layimu Cu ore deposit

3　討　論

3.1成礦流體演化分析

根據(jù)野外礦化期次劃分，結合巖相學觀察、顯微測溫結果和激光拉曼測試結果，總結出早晚階段成礦流體演化具如下特征。

早階段具中—低溫、高—中鹽度流體混合特征，流體組成為H2O，含少量甲烷、烴類及瀝青，包裹體均一溫度140～284 ℃，單一最高溫度值為306 ℃(可作參考)，平均值為157 ℃，平均鹽度為8.6%。該階段包裹體類型比晚階段的豐富，氣液比差異大，均一方式多樣，包裹體鹽度相對較高，可能是巖漿同生熱液催生盆地高鹽度流體，使二者相混合的結果。在早期玄武巖銅礦中觀察到石英、碳酸鹽(方解石)、綠簾石、鈉長石、綠泥石與自然銅緊密共生(圖2a、b)，石英和方解石中的包裹體包括Ⅰ、Ⅱ、Ⅲ類型，均一溫度和鹽度出現(xiàn)高溫、高鹽度特征(圖7)，表明玄武巖噴發(fā)后形成的同生熱液參與到了流體成礦作用，此時形成標志性的石英與鈉長石等礦物，而部分銅元素則得以初步富集。高鹽度流體是盆地來源的主要特征，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。

早階段與晚階段另一明顯的區(qū)別是早階段發(fā)現(xiàn)了液相發(fā)強熒光的包裹體(圖3h)，包裹體邊部殘留有瀝青(圖3f)，而氣相則不發(fā)熒光。根據(jù)前人的資料[21]，石油中的多環(huán)芳香烴和非烴發(fā)熒光，而飽和烴和瀝青質(zhì)完全不發(fā)熒光。由此看來，本礦床古石油包裹體中液相組成為液態(tài)烴，氣泡為甲烷。含瀝青和液態(tài)烴的古石油包裹體原始流體為均一、低溫的石油等液態(tài)有機流體，是由于受到捕獲時高溫熱液流體或捕獲后某種熱力的影響，被捕獲的石油變質(zhì)為含固體瀝青和液態(tài)烴的包裹體[21]。從瀝青的碳同位素特征來看，云南魯?shù)楹退拇ɡ荒?、峨眉龍池幺店村的熱液型玄武巖銅礦中瀝青的δ13CPDB值為-36.4‰～ 30.9‰[13,22]，具腐泥型碳質(zhì)的碳同位素特征，與植物變質(zhì)的腐殖型碳質(zhì)碳同位素(δ13CPDB為-22.5‰～ 25.0‰)相區(qū)別[31]，表明有機流體參與到了該銅礦成礦作用中。

晚階段流體表現(xiàn)為低溫低鹽度特征(圖5，圖7)，均一溫度為80～190 ℃，平均值為152 ℃(圖4)，w(NaCl)值0.2%～8%，平均值為4.8%。與早階段明顯的區(qū)別是晚階段不含有機流體和瀝青，流體成分單一，但仍然顯示自然銅礦化。該階段流體與大氣降水特征一致，表明流體由地表下滲的大氣降水經(jīng)水巖反應后轉(zhuǎn)變?yōu)闊嵋毫黧w。這可能與后期的熱事件有關。

李厚民等[22]將滇東北魯?shù)榈貐^(qū)玄武巖銅礦中的石英和方解石流體包裹體劃分出3期流體，其特點是既有盆地鹵水高鹽度的特色，也有古石油為代表的有機流體，還存在大氣降水來源的低鹽度熱液。其均一溫度和鹽度與本文研究中的拉一木自然銅礦流體包裹體具有相似性，說明川滇黔接壤地區(qū)的銅礦在經(jīng)歷成礦作用過程中具有一致的特點，是多種流體混合作用和峨眉地幔柱成礦作用的結果。

3.2成礦作用分析

大火成巖省是由地幔柱活動引起的[32]，地幔柱活動及其巖漿產(chǎn)物是巨大的熱源，自身從深部起源時就帶有地幔流體的性質(zhì)，因此對上覆地殼形成熱液循環(huán)系統(tǒng)[33]，促成不同流體之間混合，并在缺乏還原性硫的情況下，強烈的有機物質(zhì)與無機物質(zhì)反應形成自然銅礦[34]。例如美洲基韋諾裂谷大陸溢流玄武巖中的自然銅產(chǎn)出于高孔隙度的火山角礫巖、熔結凝灰?guī)r、礫巖與砂巖中，而峨眉山大陸溢流玄武巖所發(fā)育自然銅礦則產(chǎn)出于火山角礫巖的裂隙中或玄武巖的氣孔-杏仁體中[35-37]?？梢姡c玄武質(zhì)巖漿后期(晚期)熱液活動相關的自然銅礦是大火成巖省中很少見的、成礦類型多樣的地幔柱成礦系統(tǒng)組成部分。

在熱液礦床成礦物質(zhì)沉淀過程中，影響成礦物質(zhì)沉淀的物理化學參數(shù)主要有T、P、Eh、pH及成礦元素的濃度[38-39]。地幔流體一般富含Cu、Fe等成礦元素和還原性揮發(fā)分H2、CH4、CO、Cl、S、F等氣體或元素，這些來自地球深部的地幔流體可能促成不同流體的再生或與淺部流體混合，如盆地鹽度高的熱鹵水或先期存在的油氣遭受破壞形成的有機流體以及大氣降水，此時，地幔流體自身物理化學參數(shù)也將隨之發(fā)生改變[41]，即改變地幔流體的超臨界點，從而使所攜帶的成礦元素預富集或沉淀。

流體中缺乏還原性硫的原因可能是因為地幔脫氣作用所致，但脫氣后的流體中還殘留有CH4、CO、F等元素，所以該流體還具一定的還原性，而殘留的這些元素在銅礦化伴生的礦物中得以體現(xiàn)，比如流體激光拉曼成分測定中有甲烷，以及自然銅往往與方解石和沸石化關系密切。至于流體脫氣后為什么存在這樣的差異，仍需做進一步的研究。

同時，上升的地幔流體對基底或蓋層中古油藏進行破壞，并活化這些地層中的腐泥型有機質(zhì)，古油藏中破壞出的和有機質(zhì)中活化出的有機流體進一步對Cu元素起著還原作用；玄武巖結晶過程中，杏仁體和角礫質(zhì)玄武巖裂隙為流體中的Si、C、H、Cu提供了有利的就位空間。在此過程中Si可能是以SiO2膠體形式沉淀，如早期的巖漿期后熱液階段中杏仁體中的玉髓、瑪瑙等。

綜上所述，地幔柱成礦作用過程中，玄武巖噴發(fā)過程中形成的熱液以及來自地球深部的熱液促使有機物質(zhì)與無機物質(zhì)反應、有機流體與無機流體混合，在玄武巖裂隙與氣孔-杏仁體中形成自然銅礦。

4　結　論

(1)拉一木銅礦成礦作用可劃分為兩個階段。早階段具中—低溫、高—中鹽度的盆地鹵水與有機流體混合特征，氣相成分主要為水和甲烷，除熱鹵水的流體特征外，還有有機流體參與到成礦作用中，成分為烴類和甲烷以及殘留的瀝青；晚階段為低溫低鹽度水溶液。

(2)有機物質(zhì)與無機物質(zhì)的反應、不同性質(zhì)成礦流體的混合、地幔流體促成有機流體與其的混合以及有機質(zhì)的還原是導致本區(qū)自然銅沉淀富集成礦的主要機制。

(3)滇東北魯?shù)榈貐^(qū)玄武巖銅礦與拉一木地區(qū)自然銅礦流體包裹體特征基本一致，均有著既有盆地鹵水高鹽度的特色，也有有機流體，還存在大氣降水來源的低鹽度熱液，是峨眉山地幔柱成礦作用有的重要組成部分。

致謝：實驗得到中國科學院地球化學研究所韓濤博士、孫曉輝博士、凌坤躍博士的幫助，在此表示致謝！

[1]張云湘, 駱耀南, 楊崇喜. 攀西裂谷 [M]. 北京: 地質(zhì)出版社, 1988：11-12, 466.

[2]MAHONEY J J, COFFIN M. Large igneous province: continental, oceanic, and planetary flood volcanism [J]. AGU Geophysical Monography,1997, 100: 438.

[3]王登紅. 地幔柱及其成礦作用 [M]. 北京: 地震出版社, 1998：1-160.

[4]侯增謙, 盧紅仁, 汪云亮, 等. 峨眉火成巖省: 結構、成因與特征 [J]. 地質(zhì)論評, 1999, 45(增刊): 885-891.

[5]SONG X Y, ZHOU M F, HOU Z Q, et al.Geochemical constraints on the mantle source of the Upper Permian Emeishan continental flood basalt, Southwestern China [J]. International Geolo-gy Review, 2001, 43: 213-225.

[6]XU Y G, CHUNG S L,JAHN B, et al. Petrologic and geochemical constraints on the petrogenesis of Permian-Triassic Emeishan flood basalts in southwestern China [J]. Lithos, 2001, 58: 145-168.

[7]張招崇, 郝艷麗, 王福生. 大火成巖省中苦橄巖的研究意義 [J]. 地學前緣, 2003,10: 105-114.

[8]高振敏, 張乾, 陶琰, 等. 峨眉山地幔柱成礦作用分析 [J]. 礦物學報, 2004, 24(2): 99-104.

[9]胡瑞忠, 陶琰, 鐘宏, 等. 地幔柱成礦系統(tǒng): 以峨眉山地幔柱為例 [J]. 地學前緣, 2005, 12(1): 42-54.

[10]云南省地質(zhì)礦產(chǎn)局. 云南省區(qū)域地質(zhì)志 [M]. 北京: 地質(zhì)出版社, 1990：291-296.

[11]貴州省地質(zhì)礦產(chǎn)局. 貴州省區(qū)域地質(zhì)志 [M]. 北京: 地質(zhì)出版社, 1990: 531.

[12]WANG F D, ZHU X Q, WANG Z G.Madouzi-type (nodular) sedimentary copper deposit associated with the Emeishan basalt [J]. Science China (Earth Science), 2011, 54(2): 1880-1891.

[13]王富東. 川滇黔接壤地區(qū)與峨眉山玄武巖有關的銅礦床成因研究[D]. 北京：中國科學研究生院，2011：1-105.

[14]胡正綱, 賀尚榮, 趙支剛. 康滇地軸東緣玄武巖銅礦遠景調(diào)查報告[R]. 成都: 四川省地礦局, 1995：24-71.

[15]朱炳泉, 胡耀國, 張正偉, 等. 滇黔地球化學邊界似基韋諾(Keweenaw)型銅礦床的發(fā)現(xiàn) [J]. 中國科學(D輯), 2002, 32(增刊): 49-59.

[16]朱炳泉, 戴橦謨, 胡耀國, 等. 滇東北峨眉山玄武巖中兩階段自然銅礦化的40Ar/39Ar與U-Th-Pb年齡證據(jù) [J]. 地球化學, 2005, 34(3): 235-247.

[17]王硯耕, 王尚彥. 峨眉山大火成巖省與玄武巖銅礦——以貴州二疊紀玄武巖分布區(qū)為例 [J]. 貴州地質(zhì), 2003, 20(1): 5-10.

[18]毛景文, 王志良, 李厚民, 等. 云南魯?shù)榈貐^(qū)二疊紀玄武巖中銅礦床的碳氧同位素對成礦過程的指示 [J]. 地質(zhì)論評, 2003, 49(6): 610-615.

[19]李厚民, 毛景文, 徐章寶，等. 滇黔交界地區(qū)峨眉山玄武巖銅礦化蝕變特征 [J]. 地球?qū)W報, 2004, 20(5): 495-502.

[20]李厚民, 毛景文, 張冠, 等. 滇黔交界地區(qū)玄武巖銅礦蝕變分帶和有機包裹體特征及其地質(zhì)意義 [J]. 地質(zhì)學報，2006, 80(7): 1026-1034.

[21]李厚民, 毛景文, 張長青, 等. 滇東北峨眉山玄武巖銅礦研究 [M]. 北京: 地質(zhì)出版社, 2009：1-139.

[22]李厚民, 毛景文, 張長青, 等. 滇黔交界地區(qū)玄武巖銅礦流體包裹體地球化學特征 [J]. 地球科學與環(huán)境學報, 2011, 33(1): 14-23.

[23]劉遠輝. 貴州西南部與玄武巖有關的銅礦特征及找礦前景 [J]. 貴州地質(zhì), 2006, 23(1): 57-61.

[24]錢壯志, 徐翠玲, 章正軍，等. 滇東北地區(qū)峨眉山玄武巖銅礦成礦物質(zhì)來源 [J]. 礦物巖石, 2007, 27(1): 79-82.

[25]張正偉, 朱炳泉, 常向陽, 等. 黔西上二疊統(tǒng)玄武巖組上部發(fā)現(xiàn)黃銅礦化 [J]. 礦物學報, 2003, 23(2): 102.

[26]張乾, 朱笑青, 張正偉. 貴州威寧地區(qū)峨眉山玄武巖型自然銅-輝銅礦礦床的成礦前景 [J]. 礦物學報, 2007, 27(3/4): 379-383.

[27]王曉剛, 黎榮, 蔡俐鵬, 等. 川滇黔峨眉山玄武巖銅礦成礦地質(zhì)特征、成礦條件及找礦遠景 [J]. 四川地質(zhì)學報, 2010, 30(2): 174-182.

[28]HALL D L, STERNER S M, BODNAR R J. Freezing point depression of NaCl-KCl-H2O solution [J]. Economic Geology, 1988, 83(1): 197-202.

[30]盧煥章, 范宏瑞, 倪培, 等. 流體包裹體 [M]. 北京: 科學出版社，2004：1-487.

[31]姜海定. 論浙江省碳瀝青的成因 [J]. 中國煤田地質(zhì), 1996, 8(4): 23-26, 62.

[32]張招崇, 董書云. 大火成巖省是地幔柱作用引起的嗎? [J]. 現(xiàn)代地質(zhì), 2007, 21(2): 247-254.

[33]徐義剛, 王焰, 位荀, 等. 與地幔柱有關的成礦作用及其主控因素 [J]. 巖石學報, 2013, 29(10): 3307-3322.

[34]WANG Y, ZHOU M F, QI L, et al. The Zhaotong native copper deposit associated with the permian Emeishan flood basalts, Yunnan, Southwest China [J]. International Geology Review, 2006, 48: 742-753.

[35]BUTLER B S, BURBANK W S.The copper deposits of Michigan[M]. Washington: U.S.Government Printing Office, 1929, 144: 1-238.

[36]WHITE W S. The native-copper deposits of northern Michigan[M]//RIDGE J D. Ore Deposits of the United States, 1933-1967(Graton-Sale Volume): American Institute of Mining. Wilkes-Barre: American Institute of Mining, 1968：303-326.

[37]ZHU B, HU Y G, ZHANG Z W. Discovery of the copper deposi-ts with features of the Keweenawan type in the border area of Yunnan and Guizhou provinces[J]. Science in China(Series D), 2003, 46(1): 60-72.

[38]BARNES S J P. The origin of the fractionation of the platinum group elements in terrestrial magmas [J]. Chemical Geology, 1985, 53: 303-323.

[39]BARNES H L. Geochemistry of Hydrothermal Ore Deposits[M]. 3rd. New York: John Willy and Sons, 1997: 435-469.

[40]易立文, 劉顯凡, 鄧江紅, 等. 云南中甸峨眉山玄武巖中超基性—基性巖包體的地幔流體微觀蹤跡及其熔離成礦意義 [J]. 現(xiàn)代地質(zhì), 2012, 26(3): 421-432.

Fluid Inclusions of Layimu Basalt Native Copper Deposit in the Sichuan-Yunnan-Guizhou Border Area, China

WANG Fudong1, ZHU Xiaoqing2, WANG Zhonggang2, HE Li2, XU Wen1

(1.SchoolofEnvironmentandResource,SouthwestUniversityofScienceandTechnology,Mianyang,Sichuan621010,China;2.StateKeyLaboratoryofOreDepositGeochemistry,InstituteofGeochemistry,ChineseAcademyofSciences,Guiyang,Guizhou550002,China)

A large area of native copper mineralization, which formed in the southwestern margin of the Yangtze platform, is an important part of the Emei mantle plume metallogenic system. We studied the fluid inclusions of Layimu basalt native copper deposit in the Zhaojue County, Sichuan Province. According to the determination of inclusions composition in quartz and calcite, the ore forming fluid is divided into two stages as follows. Early stage ore-forming fluids have mixed characteristics of basinal saline fluid and organic fluid with medium-low temperature and high salinity. The fluid is composed of water, a small amount of methane, hydrocarbon and asphalt. Liquid hydrocarbon is an aromatic hydrocarbon, with strong fluorescence. The homogenization temperature range of early-stage fluid inclusions is 140-306 ℃, with three salinity content values of 3%-10%，11%-14%，21%-24%, and average salinity content of 8.6%. The late-stage fluids are of low temperature and low salinity characteristics, and the homogenization temperature range of these fluid inclusions is 80-190 ℃, with salinity content of 0.2%-8%, and average salinity content of 4.8%. These data suggest that the late-stage fluid is formed by the atmospheric precipitation infiltration and water-rock reaction. The features of fluid inclusion of Layimu basalt native copper deposit are consonant with those of the Zhaotong area, northeast of Yunnan. The main mechanism of the enriched precipitation of native copper mineralization in this area is as the following: reaction of inorganic and organic substances, mixture of mantle fluids and other different types of fluid, lackness of sulfur conditions or organic reduction.

Emeishan basalt; mantle plume; native copper; fluid inclusion; Layimu

2015-05-22；改回日期：2015-12-22；責任編輯：戚開靜。

國家重點基礎研究發(fā)展計劃(2007CB411401)；西南科技大學博士基金項目(11zx7125)。

王富東，男，講師，1982年出生，地球化學專業(yè)，主要從事礦床地球化學、元素地球化學研究和教學工作。

Email: wolfdongswust@163.com。

朱笑青，女，研究員，博士生導師，1955年出生，地球化學專業(yè)，主要從事實驗地球化學與表生地球化學研究工作。Email: zhuxiaoqing@vip.skleg.cn。

P618

A

1000-8527(2016)03-0567-10