峨眉山玄武岩于1929年被赵亚曾先生命名，是我国目前唯一为国际学术界所认可的大火成岩省(ELIP)(Mathoney honey JJ，1997；Courtillot et al., 1999；Wignall，2001)，并认为当时的全球气候变化和瓜德鲁普统生物大灭绝与峨眉山玄武岩的喷发相关(Wignall, 2001；Liu and Zhu, 2009；He et al., 2010a, b )。前人对峨眉山玄武岩的喷发时限(宋谢炎等，2001；Boven et al., 2002；侯增谦等，2006；Liu et al., 2012)、展布空间(宋谢炎等，2002；何斌等，2003；Shellnutt and Jahn, 2011)、成因(He et al., 2003； Xiao et al., 2004；张招崇等，2006；严再飞等，2006；Liang and Zhou, 2008；Song et al., 2008；He et al., 2010a, b ；Lai et al., 2012)、古地磁特征(Huang and Opdyke, 1998)、岩石地球化学特征(汪云亮，1994；张招崇等，2001；林建英，1987；郝艳丽等，2004；罗震宇等，2006；Hou et al., 2011)及其与区域构造(Ali et al., 2004)和成矿作用的关系(刘家铎等，2003；聂爱国等，2007；张正伟等，2004；张成江等，2009；Zhang et al., 2008；廖震文，2010)等进行了详细、深入的研究，取得了以下几点共识：1)峨眉山玄武岩的喷发时限为259Ma左右，和二叠纪晚瓜德鲁普生物灭绝事件有一定联系；2)峨眉山玄武岩为基性-超基性镁铁质侵入岩，是地幔柱与岩石圈相互作用的结果；3)峨眉山玄武岩中根据Ti的含量不同，可划分为高钛玄武岩和低钛玄武岩。但是，前人的这些研究工作都是基于地表露头样品所获得的研究成果，而经历长时间风化的地表露头样品信息当然不能够真正代表峨眉山玄武岩的本来面目，侯明才等(2011) 通过对雅安地区周公2井岩心岩石地球化学的分析和矿物学、岩石学特征的研究，首次发现了峨眉山髙钛玄武岩中钛元素另一种新的赋存矿物--榍石，丰富了前人关于钛元素赋存在玄武岩中的认识。

随着国内外油气勘探工作近年在不同层系火山岩中取得重大突破(王仁冲等，2008；蔡东梅等，2010；侯启军，2011)，火山岩作为一种重要油气储层引起了石油勘探家们的关注，自1992年在雅安地区周公山构造1号井峨眉山玄武岩中首次获得无阻流量达50×10⁴m³ / d的天然气(杨毅等，2010)之后，对峨眉山玄武岩的研究从基础地质和固体矿产领域拓展到了油气勘探领域，前人(牛善政和庞家黎，1994；张若祥等，2006；冯仁蔚等, 2008a, b ；杨毅等，2010)因此对峨眉山玄武岩的岩性、岩相、储层特征和成岩作用等进行了研究。而火山岩之所以能够作为储层，一则是因为火山岩本身富含气孔，除此之外，重要的是在成岩期，各种成岩作用对岩石和孔隙中的充填物的改造，重塑了火山岩的储集空间类型和连通性，因此，成岩作用是火山岩储层形成的主要成因，而揭示火山岩成岩作用的窗口就是保存在现今岩石孔-缝中的各类脉体和杏仁体，因为它们的类型和期次是地质历史时期成岩流体活动的结果。基于此，本文以周公2井和汉6井钻井岩心作为研究对象，通过对脉体和杏仁体的类型、期次、流体包裹体成分以及所揭示出的成岩温度的研究，重塑峨眉山玄武岩成岩流体活动历史，诠释峨眉山玄武岩储层形成机制。

峨眉山火成岩省系指主要在晚二叠世大规模喷发的以峨眉山玄武岩为主体的、广泛分布于扬子地台西缘及邻区的巨量的火成岩套(侯增谦等，1999)，主要包括峨眉山玄武岩系、华力西期镁铁-镁铁层状侵入体及碱性岩类，总体积超过50×10⁴km³，(何斌等，2003)。世界上大火成岩省的形成多与地幔柱的活动有关，峨眉山火成岩省的形成是否与地幔柱有关引起了众多专家学者的关注，由于缺乏显著的地幔柱作用机制的证据，早期大多倾向于裂谷或裂陷观点(Luo et al., 1990；Thompson et al., 2001)。随着地质学家们的深入研究发现峨眉山玄武岩喷发前扬子西缘快速地壳抬升和隆起导致茅口灰岩存在差异剥蚀，整个剥蚀范围与玄武岩分布区基本一致(He et al., 2003)。此外，峨眉山玄武岩的主要元素、微量元素以及Sr-Nd-Pb同位素特征均显示出幔源区的特点(Song et al., 2008；Xiao et al., 2004；张招崇等，2006；严再飞等，2006；Liang and Zhou, 2008；Lai et al., 2012)，为峨眉山大火成岩省的地幔柱成因提供了有力的证据，也获得了众多学者的支持。作为区域上最大的一次构造-岩浆热事件，除了形成著名的Fe-Ti-V(PGE)矿床外，还发现有铜矿、铜镍矿、铌钽矿、铅锌矿、金矿等众多具有重要价值的矿床(刘家铎等，2003；张成江等, 2009, 廖震文，2010)。宋谢炎等(2001) 通过对盐源-丽江和攀西地区峨眉山玄武岩的微量元素地球化学特征、地层层序的研究认为峨眉山玄武岩喷发时限大致为259~257Ma，侯增谦等(2006) 通过对峨眉大火成岩省内的一套大陆溢流玄武岩进行激光⁴⁰Ar/ ³⁹Ar法研究认为峨眉山玄武岩喷发于258.9±3.4Ma，其喷发年限小于3Myr，Liu et al.(2012) 通过对云南地区峨眉山玄武岩的古地磁研究也证实了这一观点。

周公2井和汉6井位于川西南部汉王场-周公山地区(图 1)，区域上隶属于扬子地台西南缘，为两条断层夹持形成的断垒式背斜构造。通过对四川雅安汉王场-周公山地区汉6井(40.1m)和周公2井(90.97m)钻井岩心的仔细观察和描述，结合显微镜下观察认识到区内玄武岩主要有以下岩石类型：隐晶玄武岩，杏仁状玄武岩，凝灰岩，火山角砾岩，凝灰角砾岩，绿帘石岩，赤铁矿染玄武岩，红土化玄武岩和脉岩。王文才等(1982) 认为峨眉山玄武岩形成之后，经历了长时间的暴露、风化，形成了一套以红土化玄武岩为主的古风化壳。结合前人研究认为峨眉山玄武岩经历了喷溢-风化-埋藏三个阶段的演化。

图 1

Fig. 1

图 1 周公山-汉王场地区构造区位图(据冯仁蔚等，2008b) Fig. 1 Tectonic location map of Zhougong mountain-Hanwang field (after Feng et al., 2008b)

峨眉山玄武岩中还发育有成分复杂、类型多样的脉体和杏仁体，这表明在峨眉山形成演化过程中，经历了多期次不同性质流体的改造，这些流体对玄武岩的储集性能有着重要的影响，在很大程度上影响着玄武岩储层的发育，为此，我们对峨眉山玄武岩中流体的类型及活动期次进行了研究，旨在查明流体的形成演化与储层发育的联系，明确峨眉山玄武岩储层发育控制因素。

本次实验样品全部取自周公2井和汉6井钻井岩心，所有样品均根据钻井数据进行了深度归位(图 2)，保证了样品的真实性和代表性。玄武岩的矿物学、岩石学的研究系采用岩石地球化学和偏光显微镜鉴定相结合的手段，岩石地球化学相关数据的测试由国土资源部成都地质调查中心实验室完成，岩石学研究所使用的偏光显微镜为Nikon ECLIPSE LV00POL，各类脉体内包裹体的分析由“油气藏地质及开发工程国家重点实验室(成都理工大学)”采用英国Linkam公司设计制造的THMS-600型冷热台进行包裹体岩相学及冷冻均一法测温研究，温度范围-196~600℃。用作C、O同位素测试的样品系在用分析级乙醇洗涤烘干之后，用玛瑙研钵磨至过200目筛，然后将粉末样品与100%的磷酸反应提取CO₂供质谱测量，测试工作由四川省石油管理局分析测试中心完成，测试仪器为MAT-252型质谱仪，实验温度为22℃、湿度为50%，所得数值的千分差以PDB标准计算，分析精度优于0.2‰。

图 2

Fig. 2

图 2 周公2井样品分布图 Fig. 2 Zhougong 2 well sample distribution

杏仁体是流体在杏仁孔中活动、聚集进而结晶形成的各种矿物。周公2井和汉6井峨眉山玄武岩中见到数个杏仁体玄武岩层段，杏仁体大小不等、且形状各异，但多数被全充填或者半充填，极少见未被充填的剩余杏仁孔。按成分进行划分，杏仁体有以下几种类型：赤铁矿杏仁体(图版Ⅰ-1)、绿帘石杏仁体(图版Ⅰ-2)、石英-绿泥石杏仁体(图版Ⅰ-3)、蛋白石-赤铁矿杏仁体(图版Ⅰ-4)、磁铁矿-赤铁矿杏仁体(图版Ⅰ-5)、榍石-玉髓杏仁体(图版Ⅰ-6)、绿帘石-葡萄石-绿泥石杏仁体(图版Ⅰ-7)、钛铁矿-玉髓-绿泥石-玉髓杏仁体(图版Ⅰ-8)。从多成分杏仁体可以看出(表 1)，流体的活动具有多期次、多成分的特点。

图 版Ⅰ

Fig. 版Ⅰ

图 版Ⅰ Ⅰ-1 赤铁矿杏仁体, H6 4600 (-, 反光); Ⅰ-2 绿帘石杏仁体, ZG2 3118m (-); Ⅰ-3石英-绿泥石杏仁体, ZG23163.19~3163.94m, (-); Ⅰ-4 蛋白石-赤铁矿杏仁体, ZG2 3185.64~3185.85m (-); Ⅰ-5 磁铁矿-赤铁矿杏仁, ZG2 3137.78~3137.88m (-); Ⅰ-6榍石-玉髓杏仁体，ZG2 3232.55~3233.11m (+)；Ⅰ-7绿帘石-葡萄石-绿泥石杏仁体，ZG2 3138.55~3138.70m (-)；Ⅰ-8钛铁矿-玉髓-绿泥石-玉髓杏仁体，ZG2 3141.92~3141.99m (-)

表 1

Table 1

表 1(Table 1)

表 1 周公山-汉王场地区周公2井、汉6井峨眉山玄武岩杏仁体特征 Table 1 Characteristics of the Emeishan basalt in the amygdala of Zhougong 2 well and Han 6 well in Zhougong mountain-Hanwang field 杏仁体类型 特征 赤铁矿杏仁体 杏仁体近于圆形，气孔被杏仁体完全充填，赤铁矿对孔壁有交代现象 绿帘石杏仁体 杏仁体形状不规则，且嵌有微晶长石 石英-绿泥石杏仁体 石英以粒状镶嵌于气孔壁上，随后在气孔内充填了大量的绿泥石，绿泥石含量超过90% 蛋白石-赤铁矿杏仁体 蛋白石呈“弯月”状对气孔进行充填；后期赤铁矿呈“扇状”对气孔进行了完全的充填；具示底构造 磁铁矿-赤铁矿杏仁体 同心圆环状，磁铁矿为“蛋清”，将“蛋黄”赤铁矿包围于其中 榍石-玉髓杏仁体 榍石贴气孔壁形成了一个等厚环边将玉髓包于其中 绿帘石-葡萄石-绿泥石杏仁体 相互间没有明显的界限，同一期流体化学分异作用的产物 钛铁矿-玉髓-绿泥石-玉髓杏仁体 各矿物结晶的先后顺序易于识别，钛磁铁矿贴于气孔壁边缘，而后沉淀了第一期的玉髓，绿泥石流体进入气孔，形成了一个近于圆状的夹层，最后玉髓进行完全充填

表 1 周公山-汉王场地区周公2井、汉6井峨眉山玄武岩杏仁体特征 Table 1 Characteristics of the Emeishan basalt in the amygdala of Zhougong 2 well and Han 6 well in Zhougong mountain-Hanwang field

脉体是流体作用于玄武岩中的构造缝、冷凝收缩缝、柱状节理缝、溶蚀缝的产物。汉王场-周公山地区峨眉山玄武岩中的脉体具有成分复杂、类型多样、多期次充填的特点，根 据显微镜下观察，识别出以下成分脉体(表 2)： 长石脉(图版Ⅱ-1)、赤铁矿脉(图版Ⅱ-2)、石英脉(图版Ⅱ-3)、绿帘石脉(图版Ⅱ-4)、绿泥石脉(图版Ⅱ-5)、榍石脉(版图Ⅱ-6)、方解石脉(图版Ⅱ-7)、玉髓-水铝英石脉(图版Ⅱ-8)、方解石-赤铁矿脉(图版Ⅱ-9)、方解石-绿泥石脉(图版Ⅱ-10)、石英-方解石脉(版图Ⅱ-11)、石英-绿帘石脉(图版Ⅱ-12)、石英-沥青脉(图版Ⅱ-13)、赤铁矿-玉髓-绿泥石脉(图版Ⅱ-14)、绿帘石-绿泥石-玉髓脉(图版Ⅱ-15)。

表 2

Table 2

表 2(Table 2)

表 2 周公山-汉王场地区周公2井、汉6井峨眉山玄武岩脉体特征 Table 2 Characteristics of the Emeishan basalt veins of Zhougong 2 well and Han 6 well in Zhougong mountain-Hanwang field 脉体类型 特征 成因探讨 长石脉 长石脉发育在灰黑色玄武岩中，形成于较早时期，长石颗粒晶型完整，自形程度高，在显微镜下清晰可辨。与基体之间界限清楚，脉体的宽度不一，在部分晶体间存在溶蚀现象 化学结晶 赤铁矿脉 赤铁矿脉在致密隐晶玄武岩和红土化玄武岩中均有发现，在单偏光下观察呈暗红色，有混染现象，与基体界线较模糊，在反光条件下观察呈可见细小赤铁矿颗粒 大气淡水将玄武岩中的Fe2+氧化成Fe3+，并在缝隙中富集而形成 石英脉 组成脉体的石英颗粒大小不一，颗粒表面洁净，脉体与基体之间界线清晰可见偶夹黄绿色的绿帘石颗粒 化学结晶 绿帘石脉 绿帘石脉发育在具间粒结构的隐晶玄武岩中，脉体与基体边界清晰，由于富Fe绿帘石干涉色异常，粒状，晶体呈自形-半自形 与热液作用有关(相当于中温热液阶段) 绿泥石脉 绿泥石脉体的边缘可见赤铁矿衬垫 热水的分异作用形成 榍石脉 脉体与基体之间混染作用较强，边界不清，局部有蚀变扩大现象 化学结晶 蚀变作用 方解石脉 脉体与基体之间有混染现象，边界不清 大气淡水淋滤作用 玉髓-水铝英石脉 呈纤状，负突起脉体之间呈现明显的分期次充填特征：第一期为粒状玉髓，仅对裂缝的边缘进行了充填，水铝英石在第一期未充填的空间里进行结晶，形成第二期的充填 低温低压的风化环境中 方解石-赤铁矿脉 两种脉体并无穿切关系，且两种脉体之间存在一条分割线，仅在局部存在交代现象，同时期产物 化学分异作用 方解石-绿泥石脉 早期方解石脉体充填以后，后期流体进入对方解石脉进行溶蚀，可见部分溶蚀残余，绿泥石脉体呈插入状进行二次充填 化学分异 石英-方解石脉 脉体与基体之间边界规则，近于直线状方解石颗粒呈嵌入状存在于石英脉体中 化学分异 石英-绿帘石脉 绿帘石颗粒以斑状集合体的形式分布于石英颗粒之间，脉体与基体之间发生了浸染作用，脉体呈三角状插入基体中 化学分异 石英-沥青脉 石英脉体在原有空间的基础上对基体进行改造、溶蚀扩大，并“吞并”了部分杏仁体，形成一些圆弧边缘，在这些弧形边缘还残存有原杏仁体的成分 石英：化学结晶 沥青：后期充填 赤铁矿-玉髓-绿泥石脉 第一期为赤铁矿衬底，第二期的玉髓颗粒垂直于赤铁矿边缘生长，经过这两期的充填，部分地方已经被完全充填，另外一部分地方呈半充填状态，这些地方在随后被第三期绿泥石所充填 化学分异 绿帘石-绿泥石-玉髓脉 呈“段式”发育，与基体浸染，且有交代基体的现象。这种分段结晶的脉体，石英脉体和绿泥石脉体段成分均有混杂，绿帘石脉体段成分较纯，脉体形成的先后难以确定 化学分异

表 2 周公山-汉王场地区周公2井、汉6井峨眉山玄武岩脉体特征 Table 2 Characteristics of the Emeishan basalt veins of Zhougong 2 well and Han 6 well in Zhougong mountain-Hanwang field

图 版Ⅱ

Fig. 版Ⅱ

图 版Ⅱ Ⅱ-1长石脉, ZG2 3132m (+);Ⅱ-2赤铁矿脉, ZG2 3112m (-, 反光); Ⅱ-3石英脉, ZG2 3112.40~3112.46m (+); Ⅱ-4绿帘石脉, ZG2 3118m (+); Ⅱ-5绿泥石脉, ZG2 3140.33~3140.40m (-); Ⅱ-6榍石脉, ZG2 3149.32m (+, 石膏); Ⅱ-7方解石脉, ZG2 3110m (+); Ⅱ-8玉髓-水铝英石脉, 3096m (+);Ⅱ-9方解石-赤铁矿脉, 3110m (+反光); Ⅱ-10方解石-绿泥石脉, 3106m (-); Ⅱ-11石英-方解石脉, 3106m (-); Ⅱ-12石英-绿帘石脉, 3122.40~3122.46m (+);Ⅱ-13石英-沥青脉, 3162.60~3162.69-10m (-); Ⅱ-14赤铁矿-玉髓-绿泥石脉, 3104m (-); Ⅱ-15绿帘石-绿泥石-玉髓脉, 3140.33m (-)

这些脉体不仅在矿物成分上有所差别，其形成的环境也是具有其特殊性的，赤铁矿脉形成于氧化环境，水铝英石脉形成于长时间的风化和大气淡水淋滤环境，而绿帘石脉则是形成于热液环境当中，由此认为，这些脉体发育的时间是有差别的。

利用流体包裹体研究流体活动的类型、期次和演化史已成为一种有效的手段在沉积岩中已被广泛应用(刘德汉，1995)。近年来，通过对火山岩中流体包裹来研究岩石的形成和演化(Zhu and Yang, 2006； Cesare et al., 2007；Jean-Baptiste et al., 2009；Ruzié et al., 2012)、油气地质条件(D’Alessandro et al., 2008)以及脉体形成的温压条件(Ertan and Leeman, 1999)已成为一种成熟的手段被广泛运用。峨眉山玄武岩中流体类型多样，流体的活动时间、流体的温度及来源均具有明显的差别，这些脉体中的包裹体能直接反应这些差异性。

包裹体样品取自汉王场-公山地区周公2井和汉6井峨眉山玄武岩中，共获得8个样品，其中方解石脉中4个，石英脉中4个，共检测出54个包裹体。包裹体分布不均，多呈星散状成群分布，少数呈星散状分布，部分沿微裂隙呈线状分布。形态多为菱形、矩形、椭圆形、三角形，少数为不规则状(图 3)。包裹体大小不等，为3~45μm，主要集中在6~15μm之间；在室温下多数为气液包裹体，见有气液烃包裹体和沥青包裹体。

图 3

Fig. 3

图 3 方解石(a)和石英(b)包裹体 Fig. 3 Calcite (a) and quartz (b) inclusions

对包裹体的均一温度分析发现(图 4a)，包裹体均一温度区间在100~83.8℃之间，平均值为125℃，充填度2%~10%，均一温度集中于110~130℃和140~200℃两个区间内，以前者为主。

图 4

Fig. 4

图 4 包裹体均一温度分布直方图(a)和盐度分布直方图(b) Fig. 4 Inclusions uniform temperature distribution histogram (a) and salinity distribution histogram (b)

包裹体中盐度为9.07%~24% NaCleqv，平均值为16.44% NaCleqv，主要分布于9%~13% NaCleqv和19%~23% NaCleqv两个区间(图 4b)，与前人对滇黔交界地区峨眉山玄武岩铜矿中的石英包裹体的测试结果8%~22% NaCleqv非常接近(李厚民等，2011)，证实了流体的来源与深部卤水有关。

包裹体均一温度-盐度相关关系可分为两类：一类是正相关型(图 5B、C)，随温度的升高，盐度也增高；另一类是负相关型(图 5A、D)，温度越高盐度反而越低。高温高盐度包裹体形成于岩浆喷发期(间歇期)，原始流体的温度、盐度均较高，由于间歇期有大气降水的进入，导致流体的温度、盐度有所降低；低温低盐度包裹体形成于火山停止喷发后的风化暴露期，流体以大气淡水为主，呈低温低盐度；高盐度低温及低盐度高温包裹体形成于被上覆地层覆盖以后，流体来源于深部地层水和盆地卤水，流体进入玄武岩后与玄武岩发生了水岩交换作用。

图 5

Fig. 5

图 5 包裹体均一温度-盐度相关图 Fig. 5 Inclusions temperature uniformity salinity related figure

利用碳氧同位素组成来判别方解石的形成环境已日渐被大家所利用，并作为一种行之有效的方法应用在火山岩、沉积岩中。一般认为，有机质来源δ¹³C是高负值；淡水沉积的碳酸盐矿物δ¹³C为低-中负值；海水沉积的碳酸盐矿物δ¹³C为0左右。

为了查明汉王场-周公山地区峨眉山玄武岩中的流体类型，我们对周公2井和汉6井方解石脉体进行了C、O同位素测试，对获取数据分析发现(表 3)，样品δ¹³C值主要集中在-4‰~-5‰和-15‰~-20‰两个范围内，表明形成方解石脉的C可能来源于淡水及有机质。李厚民(2009) 对滇黔交界地区峨眉山玄武岩铜矿方解石脉中的C、O同位素进行测试，方解石δ¹³C_PDB为-13.5‰~-18.4‰，并结合包裹体均一温度和盐度分析认为成矿流体有盆地卤水、大气降水和有机流体等三种不同来源的流体。综合分析认为，汉王场-公山地区峨眉山玄武岩中的流体来源于大气降水、盆地卤水和有机流体。

表 3

Table 3

表 3(Table 3)

表 3 周公山-汉王场地区峨眉山玄武岩方解石脉碳、氧同位素特征 Table 3 Carbon-oxygen isotopic characteristics of Emeishan basalt calcite vein in Zhougong mountain-Hanwang field δ13CPDB(‰) -18.14 -16.37 -16.66 -16.94 -4.76 -4.31 -11.88 δ18OPDB(‰) -7.24 -8.2 -9.48 -7.63 -8.2 -10.76 -12.42

表 3 周公山-汉王场地区峨眉山玄武岩方解石脉碳、氧同位素特征 Table 3 Carbon-oxygen isotopic characteristics of Emeishan basalt calcite vein in Zhougong mountain-Hanwang field

(1) 汉王场-周公山地区峨眉山玄武岩有：隐晶玄武岩、杏仁状玄武岩，凝灰岩，火山角砾岩，凝灰角砾岩，绿帘石岩，赤铁矿染玄武岩，红土化玄武岩和脉岩等九种岩石类型。其中发育的杏仁体成分有：赤铁矿杏仁体、绿帘石杏仁体、石英-绿泥石杏仁体、蛋白石-赤铁矿杏仁体、磁铁矿-赤铁矿杏仁体、榍石-玉髓杏仁体、绿帘石-葡萄石-绿泥石杏仁体、钛铁矿-玉髓-绿泥石-玉髓杏仁体等8种，脉体成分有:长石脉、赤铁矿脉、石英脉、绿帘石脉、绿泥石、榍石脉、方解石脉、玉髓-水铝英石脉、方解石-赤铁矿脉、方解石-绿泥石脉、石英-方解石脉、石英-绿帘石脉、石英-沥青脉、赤铁矿-玉髓-绿泥石脉、绿帘石-绿泥石-玉髓脉等15种。这些杏仁体和脉体形成于玄武岩形成和演化的不同阶段，其对玄武岩的储集性能的影响大相径庭。

(2) 在岩浆喷溢到冷凝结晶的过程中，流体来源于岩浆原始组分(石英、长石等)，有间歇的大气降水参与，流体属中-低温，脉体中发育高温、高盐度包裹体，以赤铁矿脉(杏仁体)最为典型；火山停止喷溢以后，经历了长时间的暴露和风化，流体来源于大气淡水，这一时期的脉体和杏仁体均为氧化作用和水解作用的产物，δ¹³C为低-中负值，包裹体盐度、温度低，以水铝英石脉最为典型；进入埋藏期以后，上覆地层水和深部的卤水对岩石进行改造，浅埋时流体盐度高，而温度低，随着埋深的增加，流体温度也随之增加，这一时期邻近烃源岩层有机质已成熟，并进入玄武岩中，δ¹³C呈高负值，以石英-沥青脉和绿帘石脉最为典型。

(3) 不同阶段的流体对峨眉山玄武岩储集性能的改造是不同的：玄武岩喷溢期，流体在进入岩石孔(空)隙以脉体和杏仁体的形式进行充填，玄武岩的物性条件变差；进入风化期以后，受大气淡水的改造，最直接的产物便是位于玄武岩顶部的风化壳，产生了大量的溶蚀孔隙和粘土矿物间的微孔隙，在很大程度上改善了岩石的储集性；埋藏期的流体在对剩余空间进行充填的同时，对先成脉体也进行了改造，在充填孔、缝的同时，也形成了一些以晶间孔、溶蚀孔为主的储集空间，总体而言，对岩石的储集性能影响不大。