滇西大理地区岩体黑云母化学特征及其对成矿的指示意义
doi: 10.20008/j.kckc.202502005
郑瑜林1,2 ， 崔猛2 ， 张长青3 ， 董云涛2 ， 王瑞2 ， 伏东红2 ， 朱学兵2 ， 方永春2
1. 衢州学院建筑工程学院，浙江 衢州 324000
2. 云南黄金集团股份有限公司，云南 昆明 650000
3. 中国地质科学院矿产资源研究所自然资源部成矿作用与资源评价重点实验室，北京 100037
基金项目: 本文受衢州学院博士科研启动项目（KYQD005223007） ； 深地资源项目（2016YFC0600305） ； 国家自然科学基金（41602103） ； 中国地质调查局项目（DD20190182）联合资助
Biotites chemical characteristics from Dali district, Western Yunnan and geological significance
ZHENG Yulin1,2 ， CUI Meng2 ， ZHANG Changqing3 ， DONG Yuntao2 ， WANG Rui2 ， FU Donghong2 ， ZHU Xuebin2 ， FANG Yongchun2
1. School of Architectual Engineering, Quzhou University, Quzhou 324000 , Zhejiang, China
2. Yunnan Gold & Mining Group Co., Ltd., Kunming 650000 , Yunnan, China
3. Institute of Mineral Resources, Chinese Academy of Geological Sciences, Key Laboratory of Mineralization and Resource Evaluation, Ministry of Natural Resources, Beijing 100037 , China
摘要
金沙江—哀牢山富碱斑岩带内发育众多成岩时代集中于37~33 Ma的富碱斑岩，其中部分岩体（富矿岩体） 与带内Cu-Au-Mo矿化关系密切，部分岩体（贫矿岩体）尚未发现矿化，前人研究多集中于二者在岩石地球化学上的差异，缺乏矿物地球化学特征上的对比。本文以北衙富矿石英正长斑岩、马厂箐富矿花岗斑岩、白莲村贫矿正长斑岩和松桂贫矿正长斑岩为研究对象，对富矿与贫矿岩体中的黑云母进行了电子探针分析，计算了富矿与贫矿岩体岩浆流体性质、岩浆氧逸度，揭示了富矿与贫矿岩体岩石成因与源区性质，讨论了富矿岩体与贫矿岩体在矿物化学尺度上的差异。黑云母主量元素分析结果显示，富矿与贫矿岩体中的黑云母均为岩浆成因，且富镁w（MgO）范围8.86%~15.54%，Fe2+/（Mg+Fe2+）比值范围0.29~0.53，属于镁质黑云母。富矿与贫矿岩体中的黑云母具有显著不同于S型和A型花岗岩的Mg/(Fe+Mg)、log（XF /XOH ）和AlVI 值，指示母岩浆具有I型花岗岩的特征，均来自新生下地壳角闪岩的部分熔融。富矿岩体中的黑云母IV （F）（1.21～1.71，平均1.43）、IV（Cl）（-4.25～-3.03，平均-3.84）低于贫矿岩体中的黑云母IV（F）（1.61～ 1.91，平均1.76）、IV（Cl）（-4.61～-3.29，平均-3.74），表明富矿岩体中的云母更加富集F和Cl。富矿岩浆流体相比于贫矿岩浆流体具有更低的log（fH2O/fHF）fluid值（富矿：3.80~4.54，平均4.1；贫矿：3.99~4.60，平均 4.28）和略高的log（fH2O/fHCl）fluid值（富矿：2.88～4.20，平均3.64；贫矿3.02~4.18，平均3.63），表明贫矿岩浆流体较富矿岩浆流体显示出更为富集的HCl，但富矿岩体早期岩浆氧逸度远高于贫矿岩体，由此看出，岩浆流体Cl含量高低并不是控制岩体成矿的第一决定性因素，岩体含矿与否的因素并不是单一的因素控制，而是多种因素综合作用的结果，氧逸度的高低对岩体的成矿与否更为重要。综上，黑云母指示地质过程较为有效，但是部分结算结果仍需谨慎使用。
Abstract
A series of 37-33 Ma alkali-rich porphyries developed along the Jinshajiang-Ailaoshan alkali-rich porphyry belt during the Indo-Asian continental collision period, some of these porphyries (fertile) are closely relatedto regional Cu-Au-Mo mineralization, and the others are barren, Previous studies have mostly focused on the whole rock geochemistry of both porphyries, and the differences in mineral geochemistry between fertile and barren porphyry are still unclear. This paper focuses on the Beiya fertile quartz syenite porphyry, Machangqing fertile granite porphyry, Bailiancun and Songgui barren syenite porphyry. EMPA analysis was conducted on biotite, and the properties of magma fluid and magma oxygen fugacity were calculated. The rock genesis and source properties of fertile and barren were revealed, finally discussed the differences in mineral chemical between fertile and barren porphyries. The analysis of major elements in biotites shows that the biotites in both porphyries are magmatic origin and rich in magnesium, with MgO (8.86%-15.54%)，Fe2+/（Mg+Fe2+） (0.29-0.53) belonging to magnesian biotite. The biotite in fertile and barren porphyries has significantly different Mg/(Fe+Mg), log (XF /XOH ), and AlVI values from S-type and A-type granites, indicating that the parent magma has the characteristics of I-type granites, both of which are derived from partial melting of lower crustal amphibolites. The biotite IV (F) (1.21-1.71, average 1.43) and IV (Cl) (-4.25 to 3.03, average -3.84) in the fertile porphyry are lower than those in the barren porphyry (1.61-1.91, average 1.76) and IV (Cl) (-4.61 to 3.29, average -3.74), indicating that the mica in the fertile porphyry is more enriched in F and Cl. Lower log(fH2O/fHF)fluid values and higher log(fH2O/fHCl)fluid values in fertile porphyry (fertile: 3.80-4.54, average 4.1, 2.88-4.20, average 3.64; barren: 3.99-4.60, average 4.28, 3.02-4.18, average 3.63), indicating that magma fluids of barren porphyry show more enriched HCl than fertile porphyry. However, the oxygen fugacity of early magma in fertile porphyry is much higher than that in barren porphyry. Therefore, it can be seen that the Cl content of magma fluids is not the first decisive factor controlling the mineralization of rock bodies. The factor of whether the rock body contains ore or not is not controlled by a single factor, but by the comprehensive effect of multiple factors. As a result, the level of oxygen fugacity is more important for the mineralization of the rock mass. Overall, biotite is effective in indicating geological processes, but still need to be used with caution.
0 引言
黑云母是长英质岩浆中广泛存在的镁铁质矿物，它能够在较大的温度和压力范围内保持稳定，其特殊的晶体结构使得多种微量元素能够以置换的形式进入黑云母的晶格之中，且元素置换的程度取决于元素在黑云母和岩浆中的分配系数以及岩浆性质，因此黑云母的化学成分可以用来指示岩石成因以及岩浆与热液的演化过程（Wones et al.， 1965；Munoz and Swenson，1981；Munoz，1984，1992；Speer，1984；Tischendorf and Forster，2001）。例如：黑云母中卤素元素F、Cl含量可以用来计算岩浆流体卤素活度（Munoz and Swenson，1981；Munoz， 1984，1992；Boomeri et al.，2006；Idrus et al.，2010； Azadbakht et al.，2017，2020；Tang et al.，2019；郑瑜林等，2022）；黑云母中Fe3+/Fe2+比值可用来估算岩浆氧逸度，全铝含量可计算压强（Uchida et al.， 2007；Ridolfi et al.，2010；Li et al.，2017）；黑云母化学成分对岩浆成因具有重要的指示作用（Sarjoughian et al.，2015；唐攀等，2017；Yin et al.，2019；Azad-bakht et al.，2020；郑瑜林等，2022）。因此，近年来越来越多的学者致力于运用黑云母化学成分来指示岩浆成因、计算岩浆物理化学性质。
金沙江—哀牢山富碱斑岩带位于特提斯成矿带东段，青藏高原东南缘，其两侧在印亚大陆碰撞时期，发育众多成岩时代集中于37~33 Ma的富碱斑岩（图1），然而仅少量富碱斑岩（富矿岩体）形成Cu-Mo-Au矿床，大部分的富碱斑岩并未发现矿化。北衙Au矿和马厂箐Cu-Mo矿床位于金沙江—哀牢山富碱斑岩带中段，它们是成矿带上典型的与富碱斑岩有关的Au-Cu-Mo矿床。但是出露于同一地区的白莲村和松桂富碱斑岩，目前尚未发现矿化。虽然前人已经对北衙和马厂箐富矿岩体进行了大量的研究，然而多集中于富矿岩体的年代学、岩石地球化学的研究（Lu et al.，2013；刘博，2014），对区域上贫矿岩体研究较少，富矿与贫矿岩体在矿物地球化学上的对比更少，限制了我们对斑岩成矿过程的更深一步的理解，也限制了找矿勘查工作的进行。
图1扬子克拉通西缘构造格架图（a）和滇西新生代富碱斑岩分布简图（b，据Deng et al.，2020修改）
基于黑云母化学成分对地质过程指示的能力，为揭示富矿与贫矿岩体在矿物地球化学上的差异，本文选取金沙江—哀牢山富碱斑岩带中段喜马拉雅期富矿（北衙和马厂箐）和贫矿（白莲村和松桂） 岩体为研究对象，以黑云母电子探针测试方法为手段，结合野外地质观察，对比富矿与贫矿岩体在岩浆源区、氧逸度、流体性质上的差异。研究成果对于完善印亚大陆碰撞后成矿作用以及对于实现金沙江—哀牢山富碱斑岩带找矿突破具有十分重要的意义。
1 区域地质背景
地处青藏高原东南缘的金沙江—哀牢山地区，大地构造位置上属于特提斯成矿域东段（侯增谦等，2004；莫宣学和潘桂棠，2006），是由古生代—中生代冈瓦纳大陆微陆块与弧地体经俯冲碰撞拼合而成（Wang et al.，2001；Chung et al.，2005；Hou et al.，2006；Deng et al.，2014）。区域地层出露较为齐全，从元古宇—第四系均有出露，沉积地层面积占区内总面积80%左右，其中三叠系在本区分布面积最广。研究区地处扬子板块西缘之三江造山带，位于宾川—程海、金沙江—红河和丽江—木里3条断裂所形成的三角部位（图1）。这3大主断裂规模巨大，活动历史悠久，其派生的断裂系统构成区内的构造格架，是研究区内主要的控岩控矿断裂。研究区岩浆活动强烈，岩石种类多样且复杂。从新元古代、古生代、中生代再到新生代每个地质历史时期都发生了不同强度的岩浆侵入事件，岩性从超基性—酸性的侵入岩与喷出岩均有发育。
金沙江—哀牢山地区经历了复杂的地质构造演化，北部由松潘—甘孜褶皱带以及3个微陆块（东羌塘、西羌塘以及拉萨地块）组成，它们被特提斯洋闭合所形成的金沙江、龙木措—双湖以及班公—怒江缝合带所隔开（邓军等，2011，2016）；其南部为华南地块、思茅—印支地块以及临沧地块，这些地块被特提斯洋闭合所形成的哀牢山缝合带以及昌宁—孟连缝合带所隔开（侯增谦和王二七，2008； Deng et al.，2014；Li et al.，2015）。金沙江—哀牢山地区经历了漫长的地质历史演化时期，其中对本区地层、构造、岩浆岩产生重要影响的地质历史事件主要包括原特提斯、古特提斯和新特提斯的演化以及它们地质上的相互叠加，此后在新生代又再一次经历了由印亚大陆碰撞引发的强烈陆内变形，才形成如今的构造格局（侯增谦等，2001，2004；Wang et al.，2009；Deng et al.，2020）。
65 Ma印亚大陆碰撞作为金沙江—哀牢山地区一个重要的地质历史时期，碰撞形成了举世闻名的青藏高原并使得碰撞区的岩石圈缩短增厚（Wang et al.，2001；Hou et al.，2004），由于碰撞在45～25 Ma 时间内速度加快，在金沙江—哀牢山地区发生了大规模的逆冲推覆、地体旋转、走滑断裂和流体运移 （侯增谦和王二七，2008；Deng et al.，2020），在金沙江—哀牢山地区，欧亚大陆相对印度大陆向南运移，沿着块体接触边界形成走滑断层以及一系列大小不等的新生代盆地，大规模的走滑拉分盆地（鹤庆盆地、兰坪盆地），大量的碰撞后富碱斑岩沿着走滑断裂产出，岩性主要为石英二长斑岩、花岗斑岩、正长斑岩、煌斑岩等。其中，石英二长斑岩、花岗斑岩和正长斑岩与区域斑岩-矽卡岩型Cu-Mo-Au矿化有关，例如北衙和马厂箐斑岩-矽卡岩型矿床（He et al.，2015；郭钰心钥等，2016；Gao et al.，2022）；姚安金矿床等（Zhou et al.，2018；Zheng et al.，2021；张长青等，2023）。
2 富矿与贫矿岩体岩石学特征
2.1 北衙万硐山石英正长斑岩
北衙万硐山富矿石英正长斑岩呈岩株状侵位于三叠纪碳酸盐岩与砂岩之中，岩体走向近乎南北向（图2a），南北长470 m，东西宽30～65 m，岩体在平面上呈近圆状，剖面上呈上小下大的喇叭状。岩体在1700 m标高以下膨大，南北长840 m，东西宽 600 m（刘博，2014；李其在等，2023），岩体与围岩的接触破碎带是矿体赋存的主要部位。除岩体侵入产生的接触破碎带构造外，富矿岩体边缘以及内部原生与次生解理和裂隙均十分发育，裂隙长数厘米到数米，宽数厘米到数十厘米，裂隙中常充填硫化物、石英脉和碳酸盐脉，大量的硫化物同位素与流体包裹体等测试表明成矿物质与流体均来源于岩浆（Deng et al.，2015；He et al.，2016；Sun et al.， 2017）。
北衙万硐山富矿石英正长斑岩与万硐山矿段成矿关系最为密切，岩石手标本呈灰白色（图2b），斑状结构，块状构造，斑晶含量占岩石整体的40% 左右，主要斑晶为石英（5%～10%）和正长石（25%～30%），见有少量的黑云母（1%～3%）和角闪石（1%～3%），副矿物为锆石、磷灰石和榍石等（图2c~f）。黑云母以独立矿物的形式产出，粒度50～200 μm，部分云母边部发生蚀变具有红色边（图2e）。基质具微—细粒结构，成分与斑晶成分相似。
图2北衙万硐山富矿石英正长斑岩宏观与显微照片
a—NS走向石英正长斑岩野外露头；b—石英正长斑岩手标本；c，d—石英正长斑岩背散射照片；e，f—石英正长斑岩正交偏光照片
2.2 马厂箐花岗斑岩
马厂箐富矿花岗斑岩主要呈岩株状产出，出露面积约1.36 km2，该岩体侵位于下奥陶统向阳组碎屑岩和下泥盆统灰岩之中，斑岩体在平面上呈不规则的椭圆形，剖面中呈上大下小的水滴状、漏斗状，岩体向内陡倾，具有被动侵位的特点，在岩体和围岩接触部位常见岩体和围岩犬牙交错的现象，在斑岩体附近围岩中广泛发育角岩、碎裂岩，局部可见有引爆角砾岩（郭晓东，2009）。斑岩体中裂隙主要发育于斑岩体边部（图3 a），中心部位裂隙发育不明显，裂隙宽5 mm左右，个别可达7～8 mm，延伸 0.5～3.0 m。
图3马厂箐富矿花岗斑岩宏观与显微照片
a—花岗斑岩野外露头；b—花岗斑岩手标本；c，d—花岗斑岩背散射照片；e，f—花岗斑岩正交偏光
马厂箐富矿花岗斑岩手标本下岩石呈斑状浅肉红色（图3b），斑状结构，块状构造，斑晶矿物占岩石整体60%左右。主要组成矿物为石英（10%～15%）、斜长石（10%～15%）、钾长石（20%～25%）、黑云母（5%～8%）和角闪石（5%～8%），副矿物为锆石、磷灰石和榍石等（图3c~f）。黑云母以斑晶的形式产出，自形，完全解理，粒度100～200 μm，云母边部发育有绿泥石化，沿着云母的解理见有磷灰石的包裹体（图3f）。基质具微—细粒结构，主要由石英、斜长石和钾长石组成。
2.3 白莲村正长斑岩
白莲村贫矿正长斑岩位于万硐山矿区东南10 km处，呈北西倾伏的岩墙产出（图4a），岩体出露长约5 km，宽1～2 km，出露面积大于5 km2，平面上走向近乎北东向，深部由北西向南东低角度侵位于玄武岩之中，岩体自身且与围岩未见有与矿化相关的蚀变发育，仅遭受轻微风化，同时岩体中断裂和裂隙也较少，岩体完整性较好，手标本中岩石暗色矿物含量极少。
白莲村贫矿正长斑岩，岩石未遭受蚀变仅遭受轻微风化，岩石手标本呈灰白色（图4b），斑状结构，块状构造，暗色矿物含量极少，斑晶含量占岩石整体30%左右，以正长石（20%～30%）为主，见有少量角闪石（1%～3%）和黑云母（1%～3%），副矿物为锆石、磷灰石和榍石等（图4c~f）。白莲村贫矿岩体中的黑云母以独立矿物的形式产出或以包体矿物的形式产于长石之中，粒度50～100 μm（图4f）。基质具微—细粒结构，成分与斑晶成分相似。
2.4 松桂正长斑岩
松桂贫矿正长斑岩位于云南省鹤庆县松桂镇，处于丽江—剑川—洱海弧形断裂带东侧的北东向断陷盆地之中。岩体呈岩墙状侵入于三叠系松桂组长石石英砂岩、泥岩、粉砂岩之中（图5a），岩体出露长400～600 m，宽200～400 m，岩体出露面积小于1 km2。岩体未发育与矿化有关的蚀变，仅遭受轻微风化，同时岩体中断裂和裂隙也较少，岩体完整性较好，岩石中暗色矿物含量也极少。
松桂贫矿正长斑岩：手标本下岩石未遭受蚀变，白色—淡黄色，斑状结构，块状构造，暗色矿物含量极少（图5b）。斑晶以正长石（20%～30%）为主，少量的角闪石（1%～3%）和黑云母（1%～3%），副矿物为磷灰石、锆石和榍石等（图5c~f）。松桂贫矿岩体中的黑云母以独立矿物形式产出为主（图5d），部分以包体矿物长于长石之中（图5f），云母中见有锆石和磷灰石的包裹体，粒度100～300 μm。基质具微—细粒结构，成分与斑晶成分相似。
图4白莲村贫矿正长斑岩宏观与显微照片
a—白莲村贫矿正长斑岩野外露头；b—正长斑岩手标本；c，d—正长斑岩背散射照片；e，f—正长斑岩正交偏光照片
图5松桂贫矿正长斑岩宏观与显微照片
a—松桂贫矿正长斑岩野外露头；b—正长斑岩手标本；c，d—正长斑岩背散射照片；e，f—正长斑岩正交偏光照片
3 样品采集与测试方法
本次研究的富矿岩体采自北衙万硐山和马厂箐宝兴厂，岩性分别为石英正长斑岩和花岗斑岩； 贫矿岩体采自白莲村和松桂，岩性为正长斑岩。将所采取的样品制作成探针片后，在镜下详细观察后，选取新鲜未遭受蚀变的黑云母进行电子探针分析。本次主量元素电子探针测试在中国地质科学院矿产资源研究所电子探针实验室进行，测试仪器为JXA-8230型电子探针分析仪，测试时设定仪器参数为：加速电压15 kV，束流固定设置为20 nA，束斑大小固定设置为5 μm。数据测试时，采用ZAF程序进行测试数据的校正。根据所测试的矿物种类，测试元素总体选择以下元素：SiO2、TiO2、Al2O3、FeO、 MnO、MgO、CaO、Na2O、K2O、F、Cl。本仪器主量元素检出限为0.01%，F的检出限为0.01%，Cl的检出限为0.02%。测试所选取的标准样品分别为Na、Al、Si （硬玉）、Ti（金红石）、Fe（赤铁矿）、Mg（镁橄榄石）、F （黄玉）、K（钾长石）、Ca（硅灰石）等。采用林文蔚和彭丽君（1994）计算方法计算黑云母中的Fe2+和Fe3+ 值，并以22个氧原子为基础计算黑云母的阳离子数及相关参数（表1）。
4 分析结果
表1为所采取的富矿与贫矿岩体中黑云母电子探针化学成分与相关计算结果。采用林文蔚和彭丽君（1994）计算方法计算黑云母的Fe3+和Fe2+值，并以22个氧原子为标准计算黑云母的阳离子数及相关参数。
4.1 黑云母成分特征及分类
北衙万硐山富矿岩体中黑云母SiO2含量 （35.77%～37.65%，平均36.87%）、马厂箐富矿岩体中的黑云母SiO2（35.84%～37.72%，平均36.68%）与白莲村贫矿岩体中黑云母SiO2含量（36.54%～37.61%，平均37.10%）、松桂贫矿岩体中黑云母SiO2 含量（36.01%～37.66%，平均36.6%）相似；北衙万硐山富矿岩体中黑云母Al2O3 含量（12.25%～12.9%，平均12.57%）、马厂箐富矿岩体中的黑云母Al2O3（12.61%～13.79%，平均13.14%）与白莲村贫矿岩体中黑云母 Al2O3 含量（12.38%～12.63%，平均 12.58%）和松桂贫矿岩体中黑云母Al2O3 含量 （11.56%～16.36%，平均13.34%）相似；北衙万硐山富矿岩体中黑云母TiO2 含量（1.4%～2.78%，平均 1.97%）与马厂箐富矿岩体中的黑云母 TiO2 （1.83%～3.68%，平均2.55%）低于白莲村贫矿岩体中黑云母TiO2 含量（3.7%～3.82%，平均3.8%）和松桂贫矿岩体中黑云母TiO2 含量（4.44%～5.3%，平均 4.87%）；北衙万硐山富矿岩体中黑云母Cl含量 （0.05%～0.14%，平均0.1%）和马厂箐富矿岩体中的黑云母Cl（0.03%～0.44%，平均0.11%）低于白莲村贫矿岩体中黑云母Cl含量（0.02%～0.35%，平均 0.16%）和松桂贫矿岩体中黑云母Cl含量（0.01%～0.29%，平均0.19%）；北衙万硐山富矿岩体中黑云母 F含量（1.16%～2.16%，平均1.75%）和马厂箐富矿岩体中的黑云母F（0.98%～1.28%，平均1.15%）低于贫矿白莲村岩体中黑云母F含量（2.06%～2.53%，平均2.19%），但高于松桂贫矿岩体中黑云母 F含量（0.88%～1.22%，平均1.04%）；北衙万硐山富矿岩体中黑云母AlVI+Fe3++Ti值（0.41～0.65，平均 0.51）和马厂箐富矿岩体中的黑云母AlVI+Fe3++Ti值 （0.42～0.69，平均0.55）小于贫矿白莲村岩体中黑云母AlVI+Fe3++Ti 值（0.71～0.77，平均 0.74）和贫矿松桂岩体中黑云母AlVI+Fe3++Ti 值（0.9～1.21，平均 1.02）。
在判别黑云母成因的10×TiO2-FeO-MgO三元图解中（图6a），显示所有黑云母均为原生黑云母，较小的Fe2+/（Mg+Fe2+）比值变化范围，表明未遭受后期流体的改造，可指示其形成时原始岩浆的物理化学环境；在黑云母种类Mg-AlVI+Fe3++Ti-Fe2++Mn三元图解中，所有黑云母处于镁质黑云母区域（图6b）。
图6黑云母判别图解
a—（10×TiO2）-FeO-MgO图解（底图据Nachit et al.，2005）；b—Mg-（AlVI+Fe3++Ti）-（Fe2++Mn）图解（底图据Foster，1960①）
5 讨论
5.1 富碱斑岩岩石成因与源区性质
判别花岗质岩石的类型（属于I型、S型、M型或 A型）对岩石成因以及其形成时的构造背景具有非常重要的意义。黑云母作为花岗质岩石中普遍存在的镁铁质矿物，其化学成分在判别岩浆成因、岩浆混合以及围岩同化等方面具有较好的指示意义 （郭耀宇等，2015）。
指示本次选取的富矿与贫矿岩体为I型花岗岩的证据有：（1）铝饱和指数A/CNK＞1.1（过铝质）是S 型花岗岩最显著的特征之一，而I型花岗岩则显示出准铝质—弱过铝质特征（A/CNK＜1.05）。本次研究的富矿与贫矿岩体其铝饱和指数大部分处于0.9~1.1范围内，区别于S型花岗岩，同时，P2O5 与SiO2 具有负相关关系，表明本次选取的富矿与贫矿岩体均为I型花岗岩（郭晓东，2009；Lu et al.，2013；刘博， 2014；鲍新尚，2020）。在不含有原生富铝矿物如白云母、堇青石、石榴石和电气石的岩浆中，黑云母是岩浆中铝的主要载体矿物之一，在黑云母MgO-FeO-Al2O3 图解中，投点落在钙碱性和过铝质之间，显示母岩浆轻微过铝质特征（图7a），和全岩计算结果一致。（2）富矿与贫矿岩体中的黑云母Mg/（Fe+ Mg）比值均大于0.4，高于S型花岗岩中的黑云母 Mg/（Fe+Mg）的值（0.4）。云母中AlVI值均为0.3以下，和S型花岗岩中的黑云母（0.35~0.56）也具有较大差异。在Fe/（Fe+Mg）-AlIV图解中，区别于A型花岗岩，均落在I型花岗岩区域（图7b）。在Mg/（Fe+Mg）-log（XF /XOH）图解中，显著区别于S型花岗岩，落在I型花岗岩区域（图7c）。以上均指示显示富矿与贫矿岩体为I型花岗岩。此外，在黑云母MgO-FeO/ （Fe+MgO）判别岩浆成因的图解中，所有黑云母投影在壳幔混合来源范围，反映了岩体具有壳幔混合来源的特征（图7d）。前人研究结果显示富矿与贫矿岩体全岩Sr-Nd-Pb同位素与滇西富碱斑岩中下地壳角闪岩包体同位素组成相似（邓万明等，1998；赵欣等，2004），表明它们来自新元古代新生下地壳角闪岩的部分熔融，这也与黑云母指示的岩浆为I型花岗岩相对应。
表1黑云母主量元素（%）及相关参数计算结果
续表1
图7黑云母指示岩石成因图解
a—黑云母MgO-FeO-Al2O3 图解（底图据Abdel-Rahman，1994）；b—黑云母AlIV-Fe/（Fe+Mg）图解（底图据Jiang et al.，2002）；c—黑云母Mg/（Mg+ Fe）-log（XF /XOH）图解（底图据Van and Keith，1990）；d—MgO-FeO/（FeO+MgO）图解（底图据Elliott，2001）
5.2 黑云母成分指示岩浆流体性质
黑云母中卤素含量除受到岩浆中卤素含量以及卤素在黑云母和岩浆间分配系数的影响外，同时黑云母的Mg/Fe比值也会影响卤素F、Cl在黑云母中替换羟基的程度（Munoz，1984），黑云母中Mg/Fe比值升高会促进更多的F同时抑制Cl以替换羟基的形式进入黑云母晶格，而黑云母Mg/Fe比值降低则会促进Cl而抑制F以替换羟基的形式进入黑云母晶格，此为Cl-Mg回避原则与F-Fe回避原则。Munoz （1984）为了消除Mg，Fe对F、Cl替换羟基比例的影响，提出F，Cl的截距值IV（F）、IV（Cl）和IV（F/Cl）来代表F、Cl在黑云母中的富集程度，IV（F）和IV（Cl） 所计算出的数值越大，表明它们在黑云母中富集程度越弱，其具体计算公式为
IV (F) =1.52XMg+0.42XAn+0.2XSid-log⁡XF/XOH IV (Cl) =-0.51-1.93XMg-log⁡XCl/XOH XSid=[ (3-Si/Al) /1.75]×1-XMgXAn=1-XMg+XSid
计算结果显示：北衙富矿岩体IV（F）变化范围 （1.53～1.58，平均1.56）、IV（Cl）变化范围（-4.11～-4.06，平均-4.08）；马厂箐富矿岩体IV（F）变化范围 （1.21～1.71，平均1.36）、IV（Cl）变化范围（-4.25～-3.03，平均-3.81）；白莲村贫矿岩体IV（F）变化范围 （1.61～1.83，平均1.71）、IV（Cl）变化范围（-3.61～-3.07，平均-3.35）；松桂贫矿岩体IV（F）变化范围 （1.68～1.91，平均1.81）、IV（Cl）变化范围（-3.59～-3.25，平均-3.44）。富矿岩体具有比贫矿岩体更低的IV（F）和IV（Cl）（图8a），表明富矿岩体中的云母更加富集F和Cl。
Speer（1984）和 Zhu and Sverjensky（1992）提出了由黑云母中F和Cl含量来计算其形成时岩浆流体中挥发分HF和HCl含量。之后，Munoz（1992）对他们的计算方法进行了校正与完善，提出了依据黑云母中的卤素元素F和Cl含量来计算岩浆流体中挥发分HF和HCl的公式，提出log（fH2O/fHF）fluid、log （fH2O/fHCl）fluid、log（fHF/fHCl）fluid值来代表岩浆流体中HF、HCl含量以及HF/HCl相对含量。log（fH2O/ fHF）fluid、log（fH2O/fHCl）fluid值越低表明岩浆流体越富集HF和HCl，log（fHF/fHCl）fluid值小于0表明岩浆流体相对于HF更加富集HCl，其计算公式如下：
log⁡fH2O/fHFfluid =1000/T2.37+1.1×XMgbiotite +0.43-log⁡XF/XOH log⁡fH2O/fHClfluid =1000/T1.15-0.551×XMgbiotie +0.68-log⁡XCl/XOH log⁡ (fHF/fHCl) fluid =-1000/T1.22+1.65×XMgbiotite +0.25+log⁡XF/XCl
其中，其中温度T是由黑云母中的Ti计算得出 （Henry and Guidotti，2005）。计算结果显示：北衙富矿岩体log（fH2O/fHF）fluid值（3.96～3.98，平均3.97）、马厂箐富矿岩体log（fH2O/fHF）fluid值（3.98～4.54，平均4.1）低于贫矿白莲村log（fH2O/fHF）fluid值（4.27～4.6，平均4.44）和松桂贫矿岩体log（fH2O/fHF）fluid值 （3.99～4.27，平均4.12），表明富矿流体中的HF相对于贫矿岩体更加富集。但是，贫矿岩体log（fH2O/fHCl）fluid 值均较低，其中松桂贫矿岩体log（fH2O/fHCl）fluid值（3.12～3.62，平均3.4）最低，马厂箐富矿岩体log（fH2O/fHCl）fluid值（2.88～4.2，平均 3.61）次之，随后是白莲村贫矿岩体log（fH2O/fHCl）fluid值 （3.02～4.18，平均 3.8），北衙富矿岩体 log（fH2O/fHCl）fluid值（3.93～3.96，平均3.94）最高（图8b，c），指示贫矿岩浆流体反而较富矿岩浆流体显示出更为富集的HCl，由此也可以看出，岩浆流体Cl含量高低并不是控制岩体成矿的第一决定性因素，控制岩体含矿与否的因素并不是单一的因素控制，而是多种因素综合作用的结果。例如，岩浆氧逸度和后期岩浆侵位深度均对成矿有十分重要的作用，鲍新尚 （2020）利用岩浆早期结晶的锆石和角闪石，计算出富矿岩体具有远高于贫矿岩体的氧逸度以及后期浅的侵位深度，表明氧逸度和侵位深度对成矿控制的优先级要高于Cl的含量。
图8黑云母卤素逸度图解
a—黑云母IV（F）-IV（Cl）图解；b—黑云母log（fH2O/fHF）fluid-log（fHF/fHCl）fluid图解；c—黑云母log（fH2O/fHF）fluid-log（fH2O/fHCl）fluid图解
5.3 岩浆氧逸度
黑云母中的Fe2+、Fe3+与Mg2+值可用来计算其形成时岩浆的氧逸度（Wones et al.，1965），其具体计算公式为log（fO2）=10.9-27000/T（K），其中温度T是由黑云母中的Ti计算得出。计算结果显示，马厂箐富矿岩体log（fO2）（平均-17.68）、北衙富矿岩体log（fO2）（平均-18.96）、白莲村贫矿岩体 log（fO2）（-15.04）、松桂贫矿岩体log（fO2）（-16.33）。由图9 a，b可以看出，北衙和马厂箐富矿岩体氧逸度反而低于贫矿岩体的氧逸度，这有两点可以解释：（1）是由于黑云母在岩浆演化过程中易于发生再平衡作用，致使由其计算出的岩浆氧逸度存在一定的偏差。（2）是由于黑云母并非岩浆最早结晶的矿物，无法代表最原始岩浆的氧逸度，这一点也可以从前人根据锆石所计算出的氧逸度得到证明。
鲍新尚（2020）根据锆石计算出北衙富矿岩体具有远高于白莲村贫矿岩体氧逸度特征，在岩浆结晶过程中，锆石的结晶是远早于黑云母的，这表明富矿岩体早期具有远高于贫矿岩体的氧逸度。岩浆的氧化性对金，铜元素在熔体中的赋存状态具有至关重要的作用（Richards，2003）。金属元素的溶解迁移需要岩浆具有较高的氧逸度，低的氧逸度环境下，硫以S2-的形式存在，在岩浆结晶分异过程中，金属元素会与硫形成硫化物沉淀下来。高的氧逸度情况下，S以SO4 2-的形式存在，有利于金属元素的在岩浆或流体中的迁移富集。富矿岩体早期具有远高贫矿岩体的氧逸度表明富矿岩浆早期具有强大的携带金属的能力，是其最终形成大规模金属矿化的原因。但是造成富矿与贫矿岩体后期氧逸度变化的原因还需要进一步研究。
图9黑云母成分指示岩浆氧逸度
a—黑云母Fe3+-Fe2+-Mg图解（底图据David and Hans，1965）；b—黑云母t/℃-log（fO2）图解（底图据David and Hans，1965）
6 结论
（1）本次富矿与贫矿岩体中的黑云母均为岩浆成因镁质黑云母。黑云母Mg/（Fe+Mg）、log（XF /XOH） 和AlVI值，指示母岩浆具有I型花岗岩的特征，富矿与贫矿岩体均来自新生下地壳角闪岩的部分熔融。
（2）富矿岩体中的黑云母IV（F）（1.21～1.71，平均1.43）、IV（Cl）（-4.25～-3.03，平均-3.84）低于贫矿岩体中的黑云母IV（F）（1.61～1.91，平均1.76）、 IV（Cl）（-4.61～-3.29，平均-3.74），表明富矿岩体中的云母更加富集F和Cl。
（3）以往均认为富矿岩浆流体其Cl含量应高于贫矿岩浆流体，本次得出贫矿岩浆流体中Cl含量高于富矿岩浆流体中Cl含量，但是富矿岩浆具有远高于贫矿岩浆的初始氧逸度。由此看出，岩浆流体Cl 含量高低并不是控制岩体成矿的第一决定性因素，岩体含矿与否的因素并不是单一的因素控制，而是多种因素综合作用的结果，氧逸度和后期侵位深度对岩体的成矿与否更为重要。
注释
① Foster M D.1960. Interpretation of the composition of trioctahedral micas[R]. Washington: US Geological Survey, 1-49.
图1扬子克拉通西缘构造格架图（a）和滇西新生代富碱斑岩分布简图（b，据Deng et al.，2020修改）
图2北衙万硐山富矿石英正长斑岩宏观与显微照片
图3马厂箐富矿花岗斑岩宏观与显微照片
图4白莲村贫矿正长斑岩宏观与显微照片
图5松桂贫矿正长斑岩宏观与显微照片
图6黑云母判别图解
图7黑云母指示岩石成因图解
图8黑云母卤素逸度图解
图9黑云母成分指示岩浆氧逸度
表1黑云母主量元素（%）及相关参数计算结果
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