包裹体地球化学与异常古地热场形成机制

包裹体地球化学标志~

斑岩型铜多金属矿床中流体包裹体类型有气液包裹体、气体包裹体、含石盐（钾盐）子晶多相包裹体、含LCO2多相包裹体和液相包裹体。铜、钼主要成矿阶段均一温度为200～505℃，包裹体盐度为7%～50%，矿体主要富集在高温、高盐度、沸腾包裹体群分布区。包裹体气相成分中H2O占90%～99%,CO：占1%～10%；液相成分中阳离子主要是Ca2+、Na+，阴离子主要是Cl-、 ，溶液为弱酸性至酸性（pH值6～4.5）。热液裂隙充填型铜多金属矿床中流体包裹体均一温度为150～320℃，盐度为7%～10%，无石盐、钾盐子矿物；矿体中部均一温度、盐度较高，至上、下盘边部、两侧，温度、盐度明显降低。银多金属矿床中流体包裹体的均一温度为150～250℃，盐度为9%左右，无石盐子矿物；包裹体的气相成分中H2O占81%～85%,CO2占15%～19%；液相成分中阳离子主要是Mg2+、Na+，阴离子中主要是Cl-和 ，溶液为弱碱性（pH值为7.15～7.30）。这些包裹体特征参数对判别矿化类型及矿化特征是有意义的间接标志。

1.因民组中铜铁矿床
本次在武定迤纳厂、过水沟、梁花箐矿山所采取的包裹体测试样品中，包裹体大小都很小，为液相或气液两相包裹体（图版2-1、2-2、2-3、2-4、2-5、2-6），两件测试样品因包裹体太小，无法辨别包裹体的相变，没有取得实验数据。结合前人资料，本区域产于因民组中铜铁矿石的矿物包裹体多数为纯液态、液态包裹体，气液比＜10%，反映的温度特征为：含铜磁铁矿中包裹体的爆裂温度为420～560℃，含铜凝灰岩中黄铜矿、方解石中包裹体的爆裂温度为320～340℃，虽然温度下降，但均显示其形成与较高温度的火山期后岩浆热液关系密切；赤铁矿石中包裹体爆裂温度为260℃，赤铁矿角砾中石英中包裹体的均一温度为207.4℃；含铜热水沉积岩石英中包裹体均一温度为160～280℃，方解石中包裹体均一温度为190～200℃；含铜硅质岩石英中包裹体均一温度为177℃，脉状石英、碳酸盐岩石英中包裹体均一温度稍高，平均值为198℃（表2-4）。
表2-4 因民组铜铁矿矿物包裹体测试成矿温度及盐度表


由此可见，因民组中从含铜赤（磁）铁矿→含铜（沉）凝灰岩→准同生含铜赤铁矿角砾岩→含铜热水沉积岩→含铜磁铁碳酸盐岩（硅质岩）为成矿温度逐渐降低的喷流、热水沉积成矿系列，具有从中高温热液喷流成矿→中温、中低温热水喷流沉积成矿→中低温热水改造成矿的变化特征；包裹体气液比值低也说明含矿热卤水喷流时有一定的海水深度，较高海水压力阻止了含矿热水发生沸腾。
包裹体盐度数据表明，因民组中以含铜热水沉积岩的盐度最高，达37%，赤铁矿角砾岩中石英和含铜硅质岩的盐度分别为13.3%、7.25%，反映了中高—中低盐度的热水成矿特征；叠加改造期热卤水盐度最低，仅为1.7%，显示有大量大气降水加入。
前人对包裹体成分测试数据（表2-5）显示，赤铁矿中包裹体类型为Na+-Ca2+-Cl-型，w（Na+）/w（K+）>1、w（F-）/w（Cl-）<1、w（Ca2+）/w（Mg2+）1，这和富Na+质的海相火山岩中较浅部的热卤水密切相关；含铜准同生角砾岩斑铜矿中的包裹体类型为K+-Ca2+（Mg2+）-F-型，w（Na+）/w（K+）<1、w（F-）/w（Cl+）＞1，富K+、F-和CO2，反映出其成矿流体与含挥发组分（F-、CO2）较高的深部热卤水有关；含铜磁铁碳酸盐岩的包裹体类型为K+-Ca2+-Cl-型，成矿流体与富K的热卤水有关；而脉状含铜碳酸盐岩的包裹体类型为Na+-Ca2+-Cl-型，显示与浅部热卤水关系密切（何知礼，1982）。
表2-5 因民组铜（铁）矿体矿物包裹体成分及参数值表


从地质背景和成矿环境角度，并根据海槽裂谷演化过程、含矿岩系的热水喷流沉积特征和矿石组构推测，因民组喷流沉积时水体深度可达500m，这样的海水深度才能阻止含矿热卤水沸腾和扩散；由包裹体成分中的H2O、Na＋及气相组分CO2、CO、CH4、H2、N2计算而得的成矿介质的pH<7（为3.62～4.78），呈酸性—弱酸性，Eh均＜0（为－0.16～－0.291V），属弱还原环境，均有利于热水中矿质的凝聚沉淀富集。相对而言，因民组中从含铜赤铁矿 含铜准同生角砾岩—含铜磁铁碳酸盐岩—含铜硅质岩的成矿过程，具有水体深度逐渐变浅，压力逐渐降低，PH 减小，趋于酸性的特征；Eh则变化不大，处于弱还原环境下。
2.落雪组中铜矿床
前人对落雪组中矿物包裹体测试资料显示，东川矿区落雪组中铜矿石或围岩的白云石、石英中的包裹体体积均很小，为1～2μm，气液比一般为5%～10%。硅质条带中石英的包裹体液相成分pH=6.8,Eh=52.71mV，主要离子组成：c（Na+）=1.46×10-6mol/L、c（Mg2+）=5.090-6mol/L、 、c（Cl－）＝3.95×10-6mol/L，气相成分主要为CO2（14.26mL/100g）、CO（144.46mL/100g）。含NaCl、KCl子晶的包裹体极少见。
落雪组下段包裹体均一法测试温度为200℃，上段包裹体均一法测试温度为110～214℃，平均为148℃，其中特征性的马尾丝铜矿石均一法测试温度为120℃。如果按矿石后期改造程度划分，东川地区改造程度弱的铜矿体，包裹体均一温度为109～209℃，平均值169℃，含盐度（w（NaCl）=16.7%；改造程度强的脉状铜矿体，包裹体均一温度为131～290℃，平均值为230℃，含盐度＝19.1%，说明有热液参与后期成矿改造，属低温偏中温介质。
汤丹矿区的流体包裹体特征与落雪矿区基本相同，以纯液相包裹体为主，另有少量气相、含液CO2气相、含子晶和含有机质包裹体等类型，包裹体成分中，甲烷（CH4）的质量分数以汤丹地区最高。
相对而言，含NaCl子晶包裹体的温度、盐度及密度稍高。例如在整合块状矿体中，含NaCl子晶包裹体均一温度为240℃，平均盐度为34%，相对密度大于1.10；而液态包裹体的均一温度、盐度、相对密度分别为206.5～213.6℃、10.2%～15.4%、0.95～1.01；在脉状矿体中，含NaCl子晶包裹体的均一温度230～310℃，平均盐度为33.5%～38%，相对密度≥1.12，而液态包裹体的相应值则分别为225.3～300℃，9%～19.3%,0.90～0.99。若以块状铜矿石包裹体均一温度平均值169℃为参照系，则马尾丝状铜矿石仅120℃，而藻白云岩达214℃，为容矿岩层中成矿介质温度最高者；泥晶白云岩次之，为200℃，而硅质岩及硅质白云岩仅110～177℃。整合块状铜矿石包裹体均一温度平均值169℃，明显低于脉状铜矿石包裹体平均值230℃；就含盐度比较，前者平均值为16.7%，后者为19.1%，两者相近，以马尾丝状铜矿石最高，达25.68%。
禄丰大美厂矿区的8件石英、方解石的包裹体测定结果，气相占80%～90%，大小为2.5～10μm，均一法测温值除1件波动变化过大外（为151～360℃），其余均为156～279℃。对12件黄铜矿、斑铜矿、辉铜矿包裹体样作爆裂法测温，有7件包裹体无爆裂峰，另5件变化幅度大，其中3件为210～355℃，2件为169～295℃，规律性不明显，但也反映出本区矿体受后期叠加改造作用很强烈，成矿介质温度较高，且波动范围较大。
本次在大美厂西南方向的禄丰冷水沟矿区所取的4件含矿白云岩的石英包裹体样品测试结果（表2-6）显示，包裹体均为气液两相原生包裹体，有成群成带分布的特征，包裹体多呈长条状、椭圆状或不规则状，大小一般为2.2μm×5.6μm～5.2μm×13.2μm，冰点温度为－0.5～－1.1℃，均一温度为95.7～317.5℃；盐度为0.88%～1.91%，密度为0.70～0.97g/cm3，均一压力为1.51～108.19barbar为非法定计量单位，1b ar=105Pa。；推算的成矿深度值离差较大，最大成矿深度为408.48m。上述结果显示出冷水沟矿区的矿体成矿介质温度较高，且波动范围较大，成矿环境为热水沉积环境，矿体同样遭受了很强烈的后期叠加改造、再造作用。
表2-6 落雪组铜矿体流体包裹体测试成果计算表（冷水沟）

热液脉体原生包裹体中的流体是脉体形成时保存下来的成岩介质，其物质成分中包含着丰富的古地热场成因信息。区内热液脉体中包裹体的大小多为10～30μm，气液比多在5%～20%之间，形态多较规则（图版Ⅱ_a，Ⅱ_b，Ⅱ_c，Ⅱ_d），表明多为原生包裹体（表4-10）。一般而言，岩浆热液矿床中包裹体个体较大（20～90μm），气液比高（多为40%～70%），形状较规则：非岩浆热液矿床中包裹体则个体小（多小于3μμm），气液比低（3%～8%），形状不规则（何知礼，1982）。对比可见，本区热液脉体既具有非岩浆热液成因的特征，又具有岩浆热液的某些特点，但以前者占主导地位。

表4-10　山西南部晚古生代煤系脉体包裹体的形态、大小及成分类型

据显微冷却台观察，本区包裹体主要为两相流体包裹体（图版Ⅱ_e，Ⅱ_f，Ⅱ_g）NaCl-H2O类型（表4-10），气相色谱和原子光谱测定结果不仅证实了这一推论，而且给出更为丰富的成因信息。液相物质组成尽管较为单调，以离子总量表示的总矿化度较低，但富含在酸性岩浆、变质水中较为丰富的Na₊、K₊阳离子以及岩浆期后气水溶液中特征的F_-、Cl_-、

阴离子，缺乏沉积岩中富有的Ca₂₊、Mg₂₊阳离子（表4-11）。气相组成中以H₂O占绝对优势，CO₂也有一定比例，除个别样品中富含CH₄外（图版Ⅱh），其它成分比例极低，这与岩浆期后气水热液具有相似之处（表4-12）。液相离子组成中Na/K绝大多数都大于1，具有沉积或地下热卤水的性质。

表4-11　山西南部煤系脉体流体包裹体液相组成

表4-12　山西南部煤系脉体流体包裹体气相组成

在自然界中，从天水、海水、地层下降水，经原生岩浆水、变质水向高岭石线方向，氧同位素组成逐渐变重，这一规律在Steppard（1977）图解中得到明确反映（张文淮等，1991）。因此，通过包裹体氢氧同位素组成在Steppard（1977）图解中的分布特征，能够较为可靠地判别其流体的物质来源。Chappell等认为，氢同位素δD的变化特征如下：花岗质岩浆（熔浆）为—100‰～—50‰，集中在—90‰～—70‰（δ¹⁸0小于10‰）；沉积岩来源的重熔花岗岩为—70‰～—50‰（δ¹⁸O>10‰）；大气降水δD值变化较大，一般随纬度增大和海拔增高而变化，变化于—350‰～50‰之间（δ¹⁸0＝—50‰～10‰），其中δD和δ¹⁸O之间关系式为δD＝δ¹⁸O+10，称为Craig方程。本区氢同位素δD_SMOW在—80‰～-67‰之间，氧同位素δ¹⁸O_SMOW在9.3‰～19.3‰之间，因而具有岩浆花岗岩（熔浆）和沉积岩为来源的重熔花岗岩之间共有的性质。研究区流体包裹体的氧同位素组成偏重，致使氢-氧同位素组成的组合在Steppard（1977）图解中落入原生岩浆水和变质水右侧区域，变化小，分布范围集中，但某些样品落点接近高岭石线（表4-13；图4-5）。

表4-13　山西南部煤系脉体流体包裹体稳定同位素组成

图4-5　研究区晚古生代煤系脉体流体包裹体氢氧同位素分布Steppard图解

＋—阳城样品；O—翼城样品；△—沁源样品

我国自然界中各种成因甲烷的碳同位素组成（PDB）分布在—92‰～—14‰之间。其中，生物气甲烷为—92‰～—55‰，油型气为—56‰～—30‰，有机热成混合甲烷为—37‰～—30‰，地热甲烷为-30‰～—20‰，煤层气甲烷为—42‰～—14‰（戴金星等，1992）。本区包裹体碳同位素组成小于—10‰，分布于甲烷气范围之外，但部分样品接近甲烷气范围（表2-13）；包裹体中碳化合物气体由CO₂、CO和CH₄组成，其中CO₂含量远高于CH4在气相物质中所占比例（表2-12）。由此可以认为，CO₂是本区包裹体碳同位素的主要贡献者。进一步考察碳同位素组成与二氧化碳含量之间的关系发现，阳城北庄和沁源三合的包裹体CO₂具有无机成因，翼城样品包裹体CO₂却具有有机-无机混合成因气的典型特点（表4-13；图4-6）。无独有偶，翼城样品是所采脉体样品中最靠近岩浆岩体（塔儿山一二峰山岩体）的样品。

图4-6　研究区晚古生代煤系脉体流体包裹体二氧化碳成因判别图解（底图引自戴金星等，1992）

×—阳城样品；△—翼城样品；○—沁源样品

地热场中的热流可以来源于地幔热、地壳中放射性元素蜕变热、岩浆岩体残余释放热以及构造作用产生的机械磨擦热和化学热。一般来说，前两者是为地热场提供热量的主要热源，后者起着一个附加热源的作用。但在深部热物质大规模侵入地壳浅部的地区，岩浆残余释放热往往对区域地热场的性质起着主导作用。

研究区东南部有燕山中期的塔儿山和二峰山岩体大面积分布，等煤级带在岩体附近发生畸变，围绕岩体呈环带状展布，环带极为狭窄，远离岩体煤级很快趋于正常（图2-15）。也就是说，岩浆岩确实为煤化古地热场提供了附加热源。一般来说，侵入体的作用时间只有10³～10⁵a，有效作用半径是侵入体的1～3倍（杨文宽，1983）。换言之，岩浆侵入部位越浅，有效影响范围越小。在研究区范围内的钻孔和矿井中未发现侵位于煤系或其上覆地层的大规模岩浆岩，同样也表明异常地热场的主要热源可能来自地壳较深部位。

区域航磁资料显示：东南部阳城—高平—陵川一带存在大面积的正磁异常显示，强度多大于＋100nT，最高可达＋250nT；在晋城东北方向8km处晋城大断裂的东侧，存在强度为＋100nT的北石店磁异常，异常区长6km，宽1.5km；晋城西部5km邻近晋城大断裂处，也有正磁异常存在（图4-7）。在研究区西南部浮山—翼城的燕山期岩浆岩体出露区，磁异常局部高达700nT。在研究区西北角和北部外围的清徐、榆次、阳泉等地，正磁异常强度为50～185nT，预测岩体埋深为2.5～3.0km，后经K₇钻孔证实为花岗闪长斑岩。可以看出，本区正磁异常带与较高煤级带基本吻合，即深部岩浆体可能是本区晚中生代异常地热场的主要附加热源。

包裹体的上述地球化学特征表明：

第一，本区晚中生代古地热场中的流体介质不可能来源于天水和地表下降水，氢氧同位素在Steppard图解中的分布特征充分证实了这一结论。进一步推论，该地质时期本区不存在气水热液的强烈深循环作用。

第二，本区煤系脉体包裹体中的流体可能主要来源于深部上涌的岩浆期后气水热液。Steppard图解、液相组成中Na⁺、K⁺、F^-、Cl^-、

等离子浓度高、氢氧同位素组成分布范围集中等特点为此推论提供了证据。除此之外，CO₂碳同位素的分布范围与热液矿床中包裹体CO₂碳同位素的分布范围（—4‰～—12‰）基本一致，也是这一结论的重要佐证。

图4-7　山西南部航磁异常（△T）平面等值线图（引自周永娴等，1989）

1—等值线；2—负等值线；3—零等值线

第三，本区包裹体流体存在一定程度的混合成因，尽管混合程度极其微弱。这种混合可能起源于两种原因：一是岩浆期后气水热液在上涌过程中途经深部太古宇—元古宇变质岩系，与变质水混溶，导致其氢氧同位素组合接近变质水区；二是在气水热液侵入含煤地层后与已生成的煤成气混合，造成部分样品包裹体中的CO₂表现出有机-无机混合成因的特征。

第四，深部气水热液进入沉积盖层后具有作用期短、热量释放快的特征，这与由数值模拟得出的本区晚中生代异常古地热场具有瞬时性的结论是一致的。换言之，深部气水热液在形成煤系脉体之前，未能与沉积盖层之间进行充分的气—水—岩物质交换作用，这是本区包裹体流体中缺乏含煤地层和下伏早古生代碳酸盐岩中富有Ca²⁺、Mg²⁺离子以及含煤地层碎屑岩硅酸盐、硅化物矿物中富含的Si⁴⁺、Fe³⁺、Al³⁺等离子的根本原因。一般而言，海相碳酸盐岩的碳同位素组成为-5‰～5‰，氧同位素组成在—15‰～0‰之间，与本区包裹体碳氧同位素组成分布范围相去甚远。这一事实同样支持了上述结论。

第五，除了本区西南部外，燕山期岩浆在深部的大规模侵入可能在区内东南部的阳城—晋城—陵川—高平地区也曾发生，这些地区正磁异常、煤系岩浆期后热液脉体及晚中生代高热地热场的存在，正是这种深部岩浆活动的具体表现，而研究区内较高煤级分布带与这些地区在空间上的吻合，则是这种深部岩浆活动的必然结果。本区在燕山期早—中期总体上处于拉伸的大地构造环境，该期深部的大规模岩浆运移和热力学机制调整不仅是这种构造环境的动力，也是其存在的具体反映。

通过以上对流体包裹体物质来源的研究，论证了晚中生代深部岩浆活动的存在。因此，导致本区晚中生代异常古地热场形成的附加热源可能来源于两种途径，一是岩浆期后气水溶液的热对流，一是岩浆侵位于地壳不同深度处造成的热传导。岩浆期后气水溶液是一种热容量极大和传热效率极高的载热流体，使得沉积盖层中的古地热场快速升温，但由于热量释放快，作用时间短，缺乏有效循环以及可能主要作用于上涌通道附近，故不能构成附加热流的主要来源。大规模侵位于地壳深处的岩浆通过地层热传导向上传递强大热流，作用时间相对较长、面积大、热流高，可能是造成本区叠加在晚中生代正常地热场之上的区域异常古地热场，进而控制本区较高煤级煤形成的主要原因。

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