滇西小龙河锡矿床中绿泥石矿物特征及其指示意义

张 伟，张寿庭，曹华文，武俊德，肖常先，陈慧军，唐 利

（1.中国地质大学地球科学与资源学院，北京 100083；

2.四川地勘局区调队，成都 610213；3.云南锡业集团，云南 个旧 610000；

4.云南省腾冲县金山地矿科技服务有限公司，云南 保山 679100）

滇西小龙河锡矿床中绿泥石矿物特征及其指示意义

张 伟1，2，张寿庭1，曹华文1，武俊德3，肖常先4，陈慧军1，唐 利1

（1.中国地质大学地球科学与资源学院，北京 100083；

2.四川地勘局区调队，成都 610213；3.云南锡业集团，云南 个旧 610000；

4.云南省腾冲县金山地矿科技服务有限公司，云南 保山 679100）

小龙河锡矿床近矿绿泥石化蚀变显著，与锡矿的矿化关系密切。绿泥石的矿相学特征显示小龙河锡矿床绿泥石蚀变可分为明显的强弱两种绿泥石化类型。利用电子探针化学成分分析数据，计算了绿泥石的AlIV、AlVI、Fe2＋／（Mg2＋＋Fe2＋）和Mg2＋／（Mg2＋＋Fe2＋）等相关参数，并推算出绿泥石形成时的温度、氧逸度和硫逸度。结果表明：随着蚀变的增强，绿泥石中Mg和Si元素含量减少，Al、Mn和Fe元素含量增加；绿泥石主要为富铁的鲕绿泥石，指示绿泥石形成于还原环境。绿泥石的形成温度在196～229℃之间，平均为213℃，lg fO2在－43.4～－48.0之间，平均为－44.6，lg fS2在－15.9～－18.3之间，平均为－16.6。绿泥石形成机制主要为交代-结晶和迁移-结晶2种。绿泥石为锡矿化晚阶段产物，一定程度上反映了锡矿形成条件的变化。

绿泥石；温度；氧逸度；硫逸度；小龙河锡矿床；滇西

绿泥石作为矿床围岩蚀变中一种常见的蚀变矿物，与一些矿床的形成，如金矿、铀矿、锡矿、铅锌银等多金属矿的形成有着密切的关系［1－7］。前人研究表明，可以利用绿泥石的结构特征和化学成分来分析绿泥石形成时的环境，如氧化还原条件、温度、氧逸度等［8－18］。

小龙河锡矿床是滇西锡矿带上重要的锡矿床之一，然而由于地理位置和交通条件限制等因素，其研究程度相对较低。前人所做的研究主要集中于整个锡成矿带地层、构造和岩浆岩等地质背景方面［19－21］，对小龙河锡矿床地质特征方面也做了一定的研究工作［22］，但未对锡矿床的围岩蚀变进行详细的研究，在一定程度上制约了对该锡矿床成因的认识以及利用绿泥石化等围岩蚀变指导找矿。本文利用绿泥石在显微镜下的矿相特征和电子探针化学成分分析数据，采用绿泥石结构成分和形成物理化学条件定量计算方法，分析与小龙河锡矿床有关的花岗岩体中绿泥石的类型、化学成分特征、形成时的温度、氧逸度和硫逸度等环境条件，探讨绿泥石形成机制及其与成矿的关系。

1 矿床地质

腾冲地块是冈底斯弧盆系的一部分，地处印度板块向亚欧大陆板块俯冲碰撞的前缘，岩浆活动异常频繁，中生代以来的岩浆岩体出露面积达50%，形成了腾冲岩浆岩带（图1-A，B）［19－21］。小县城以北约40 km，岩基的小龙河花岗岩层为石炭纪勐洪群岩、黑云石英砂岩、含；矿区内主要断裂构形成的张节理裂隙构北向，倾向西，倾角特征受2个条件控制：一是花岗岩体与残留围岩顶盖的接触面，形成面形壳状锡矿体，矿体长180～590 m，厚1～19 m；二是构造裂隙，花岗岩结晶晚期，矿区东部棋盘石—腾冲断裂强烈的构造活动导致早期活动留下的裂隙构造再次复活，使花岗岩的原生节理进一步扩张加大，后期的含锡云英岩脉多沿此构造裂隙充填交代，形成呈近南北向雁列或平行带状的脉群（图1-C），单个脉体长200～640 m，厚1～23 m［22］。

小龙河锡矿区花岗岩主要造岩矿物为石英（质量分数为40%）、钾长石（35%）、斜长石（17%）、黑云母（5%），副矿物有黄铁矿、独居石、金红石、绿泥石、萤石、锆石、榍石等。蚀变作用强烈，遍及整个岩体，主要有钾长石化、云英岩化、绿泥石化、钠长石化、绢云母化、碳酸盐化等，其中云英岩化和绿泥石化蚀变带是锡矿体主要产出位置［22］。

小龙河花岗岩体中锆石U-Pb年龄为70.3 Ma［19］，岩体中的黑云母K-Ar年龄为71.8 Ma［22］；而锡矿体中锂云母K-Ar年龄为70 Ma［22］。由此可知，矿体形成年龄与岩体年龄在误差范围内一致，均为燕山晚期岩浆活动的产物。小龙河花岗岩体中锡、钨、锂等元素含量高于花岗岩平均含量1～6倍，锂黑云母和黑云母是主要的载锡矿物，其含锡量（质量分数：wSn）为0.16‰～1‰［22］，这是小龙河锡矿床形成的地球化学背景。

2 绿泥石蚀变特征

本次研究所分析的样品采自小龙河锡矿体周围不同蚀变强度的蚀变花岗岩体中。根据绿泥石的蚀变强度将样品分为弱绿泥石化花岗岩和强绿泥石化花岗岩2种类型。本文将弱绿泥石化花岗岩中的绿泥石简称为I型绿泥石，强绿泥石化花岗岩中的绿泥石简称为II型绿泥石。

弱绿泥石化花岗岩中绿泥石化现象较弱，手标本整体呈灰白色，见斑点状浅绿色（图2-A），主要矿物为石英、斜长石、钾长石和黑云母，绿泥石的质量分数为1%～15%。显微镜下，绿泥石大多呈叶片状、鳞片状，沿黑云母的解理和边缘进行蚀变交代，黑云母部分被保留，呈假象交代结构（图2-C）。与绿泥石伴生的矿物除了黑云母、钾长石、斜长石和石英外，还有金红石、磁黄铁矿、榍石等（图2-D），部分薄片中还有萤石、方解石等矿物。对应选用作测试的6个样品分别是XLH-182、XLH-185、XLH-186、XLH-233、XLH-376和XLH-381。

图2 绿泥石化花岗岩样品及绿泥石显微照片Fig.2 Samples of chloritized granite and the micrographs of chlorites

强绿泥石化花岗岩中绿泥石化现象明显，手标本呈深绿色甚至墨绿色（图2-B），主要矿物为石英、斜长石和钾长石，绿泥石的质量分数为20%～35%。显微镜下，见一部分绿泥石呈鳞片状集合体分布于已经被完全蚀变的黑云母的残留晶形位置，呈假象交代结构；一部分绿泥石呈蠕虫集合体状和鳞片集合体状分布于石英和长石等矿物的裂隙和间隙中（图2-E，F）。见钾长石和斜长石等矿物被部分蚀变，呈残留岛状结构（图2-E）。与绿泥石伴生的矿物除石英、钾长石和斜长石外，还有金红石和黄铁矿等矿物（图2-F），部分薄片中可见浸染状的磁黄铁矿和锡石等。对应选用作测试的4个样品分别是XLH-383、XLH-384、XLH-391和XLH-392。

3 绿泥石化学成分特征

绿泥石成分的测定是在中国地质大学（北京）电子探针实验室完成的，测试仪器为日本岛津公司生产的EPMA-1600型，加速电压为15 k V，束流10 n A，束斑大小为1μm，分析误差（质量分数）约为1%。电子探针分析结果见表1。由于个别绿泥石颗粒细小，加上绿泥石与其他矿物之间复杂的伴生关系，导致在利用电子探针分析绿泥石成分时出现误差。因此，在利用测试数据进行分析之前要先剔除因被混染而存在误差的测点。

?

）1表续（

Foster［23］提出的判断指标wNa2O＋K2O＋CaO可以用来剔除被混染过的绿泥石测点，wNa2O＋K2O＋CaO＜0.5%的测点为没被混染的绿泥石的测点。据此，XLH185-3、XLH391-6、XLH392-6、XLH233-1、XLH182-3、XLH383-4、XLH384-1、XLH384-3几个测点不符合要求，需要剔除。Fe3＋的含量不能通过电子探针直接获得，通常情况下采用郑巧荣提出的电差价法［24］来计算Fe3＋的含量。但由于这组样品中Fe3＋的含量太低，采用电差价法计算的误差太大，本文采用Walshe［15］的方法计算绿泥石Fe3＋含量。以14个氧原子为标准计算的绿泥石结构式和特征值见表1。

删除被混染的绿泥石测点数据后，小龙河锡矿床绿泥石矿物的化学成分具有以下特点：I型绿泥石wMgO为0.77%～2.24%，平均为1.68%；wAl2O3为19.11%～20.86%，平均为20.24%；wTFe为41.01%～43.45%，平均为42.05%；wSiO2为22.39%～24.34%，平均为23.13%；wMnO为0～0.85%，平均为0.38%。II型绿泥石wMgO为0.35%～1.26%，平均为0.77%；wAl2O3为19.04%～21.36%，平均为20.48%；wTFe为40.63%～42.73%，平均为41.93%；wSiO2为21.50%～22.88%，平均为22.16%；wMnO为1.25%～2.82%，平均为2.04%。随着蚀变程度的加强，MgO和SiO2含量总体上减少，Al2O3、MnO含量总体上增加，TFe的含量变化不明显，强绿泥石化具有相对低Si和Mg、相对高Al和Mn的特点。

3.1 绿泥石类型

在绿泥石分类方案的选择上，选用了Deer等在1962年提出的Fe-Si分类方案［25］，对研究区花岗岩中绿泥石进行作图（图3，图中Fe和Si原子数以28个氧原子为标准计算），强弱两种绿泥石化花岗岩的绿泥石几乎都落在了鲕绿泥石区域。Inoue认为，在低氧逸度和低p H值的环境下有利于镁质绿泥石的形成，而在相对还原的环境下有利于富铁绿泥石的形成［26］。与小龙河锡矿床有关的岩体中绿泥石是富铁的鲕绿泥石，指示其形成于还原环境。

3.2 绿泥石的AlIV，AlVI，Fe2＋／（Mg2＋＋Fe2＋）和Mg2＋／（Mg2＋＋Fe2＋）值

绿泥石结构式为（（Mg2＋，Fe2＋，Mn2＋）x（Al3＋，Fe3＋，Cr3＋）y□z）VI（Si4－uAlu）IVO10＋w（OH）8－w。其中Ⅳ和Ⅵ分别代表四次配位和六次配位；□代表结构空穴；x＋y＋z＝6；w很小。不同温度下形成的绿泥石离子间相互替换关系以及离子占据空间能力不同，这是绿泥石可作为地质温度计的基础［16］。为了了解绿泥石离子间的相互替换规律，作了绿泥石离子相关关系图解（图4）。

图3 绿泥石分类图解Fig.3 Classification of chlorites（作图方法据文献［25］）

Xie et al（1997）的研究［27］表明，当绿泥石的四面体位置上的离子置换是彻底的钙镁闪石型置换时，AlIV与AlVI的比值将接近于1。而从图4-A中可以看出，AlIV与AlVI不是呈良好的1∶1的线性关系，因此所研究的绿泥石四面体位置上不是简单的钙镁闪石置换。AlIV置换Si2＋的同时，AlVI置换八面体位上的Fe和Mg以达到电荷的平衡［28］。两种绿泥石中，AlVI的值都普遍大于AlIV的值，反映AlVI对八面体位上Fe和Mg的置换比例高于四面体位上AlIV对Si的置换，从表1中（Fe3＋）IV的含量可以看出有部分Fe3＋置换了Si，减少了AlIV对Si的置换；从I型绿泥石到II型绿泥石，AlIV和AlVI都略有增加，反映随着蚀变的增强，Al元素对被蚀变矿物中Fe、Mg、Si等元素的置换更加强烈。

黏土矿物、云母等蚀变为绿泥石的过程主要就是铝元素置换硅元素的过程［29］，在AlIV-Fe2＋／（Mg2＋＋Fe2＋）和AlVI-Mg2＋／（Mg2＋＋Fe2＋）图解中（图4-B，C），AlIV与Fe2＋／（Mg2＋＋Fe2＋）呈较弱的正相关关系，与Mg2＋／（Mg2＋＋Fe2＋）呈较良好的负相关关系。这表明随着四面体位上AlIV对Si的置换，在八面体位上发生了Fe2＋对Mg2＋的置换，使得Fe2＋增加而Mg2＋相对减少。而Fe2＋置换Mg2＋的过程中，由于绿泥石结构的调整，又反过来促进更多的AlIV置换Si［27］。因此，Fe2＋对Mg2＋的置换有助于绿泥石化的加强。图4-B和图4-C中显示的随着AlIV的增多，II型绿泥石比I型绿泥石有更多的Fe2＋和更少的Mg2＋也证明了这一点。

前人在研究绿泥石过程中发现：若绿泥石是在一次变质作用中形成的，其主要阳离子与Mg2＋应该呈现良好的线性关系［27］。而在本文所研究绿泥石的Mg2＋-Si图解中（图4-D），Mg2＋虽然与Si有线性关系，但线性关系差，其拟合程度R2＝0.54；同样，从图4-B和图4-C中可看出Mg与Fe、Al线性关系也比较差，这说明本区绿泥石可能是多期次热液活动下形成的。

图4 绿泥石中主要阳离子间相关关系图解Fig.4 Correlation of the main cations in chlorites（据文献［1］）

4 绿泥石形成环境、机制及与成矿的关系

4.1 绿泥石的形成温度

Cathelineau在1985年研究Los Azufres地热体系时发现绿泥石AlIV与绿泥石形成时的温度之间存在正相关关系，而与温度有关的其他参数与温度间不存在良好线性关系，提出了可以利用AlIV作为绿泥石地质温度计使用，并拟合了温度方程［8］

Rausell-Colom等在1991年的研究中提出了绿泥石化学成分与面网间距d001之间的线性关系［12］，经Nieto修正后的公式［13］为

B.Stefano在运用XRD数据探讨绿泥石地质温度计的方法的过程中，发现绿泥石面网间距与其形成温度之间的关系，拟合出了相应的计算公式［14］

由于Cathelineau的公式未考虑到Fe2＋、Mg2＋对温度的影响，而根据前文的分析，本研究区域绿泥石中AlIV与Fe2＋和Mg2＋都存在一定的线性变化关系，不能只考虑AlIV来计算绿泥石的形成温度。并且Cathelineau的公式是根据个别地区（Los Azufres和Salton Sea）的地热体系数据所统计出的温度与AlIV间线性关系，可能受到地区性因素的影响而不能普遍适用于其他地区。因此，本文不采用Cathelineau的公式计算绿泥石的形成温度。同时，从表2看出，该研究区域绿泥石中的Fe2＋／（Mg2＋＋Fe2＋）都大于0.6，Jowett的公式不适用于此处。因此，根据研究区绿泥石情况可以采用Kranidiotis和Mac Lean的方法，也可以采用Rausell-Colom和B.Stefano的方法计算绿泥石的形成温度；而后者的方法被许多研究者采纳过，得到广泛的认可并取得了好的效果。本文采用Rausell-Colom和B.Stefano的公式计算出绿泥石的形成温度（td001）见表1。温度变化范围为196～229℃，平均为213℃，属中低温热液蚀变的范畴。其中弱绿泥石化花岗岩中绿泥石的形成温度平均值为209℃，强绿泥石化花岗岩中绿泥石的形成温度平均值为220℃，反映花岗岩蚀变强弱与绿泥石的形成温度之间呈正相关关系。

4.2 绿泥石形成的氧逸度和硫逸度

Walshe、Bryndzia和Scott曾分别根据绿泥石成分计算过其形成时的氧逸度、硫逸度、温度和压力等［15－17］，肖志峰和郑作平等分别利用Walshe、Bryndzia和Scott的方法计算过金矿床中绿泥石形成的氧逸度和硫逸度，效果良好［2，3］。本文根据该区域花岗岩中绿泥石的化学特征选用了Walshe的计算方法。

Walshe根据绿泥石的成分将其分为6个端元，运用绿泥石端元成分之间的相互转换关系，结合热力学的知识体系，总结出一套根据绿泥石化学成分分析绿泥石中端元组分的活度、含量以及相关Fe3＋、AlVI、AlVI等离子含量的计算公式。本文利用其公式［15］，系统计算了本研究区域内绿泥石相关离子含量、C3和C6端元的活度和含量。从花岗岩矿物组合中可以看出，与绿泥石密切伴生的矿物中出现了黄铁矿、磁黄铁矿和石英（图2-D，F），可以根据以下反应式计算绿泥石形成的氧逸度和硫逸度［15］

其中fS2为绿泥石形成的硫逸度，K2为反应式（2）的平衡常数。

郑作平曾利用Walshe提供的不同温度下K1和K2的值拟合了它们与温度之间的函数关系［3］。笔者在利用其拟合公式计算氧逸度和硫逸度过程中发现其结果存在一些偏差，遂利用Walshe的数据用新的数学方法拟合了反应平衡常数与温度的函数关系，经验证效果较好，公式如下首先根据温度、公式（5）和（6）分别计算出两反应式的平衡常数，再分别代入公式（3）和（4）计算出绿泥石形成的氧逸度和硫逸度（表1）。

计算结果表明，lg fO2在－43.4～－48.0之间，lg fS2在－15.9～－18.6之间，属于低氧逸度和低硫逸度的环境。其中弱绿泥石化花岗岩的lg fO2在－44.6～－48.0之间，平均为－46.1；lg fS2在－16.5～－18.3之间，平均为－17.3。强绿泥石化花岗岩的lg fO2在－43.4～－45.9之间，平均为－44.6；lg fS2在－15.9～－17.2之间，平均为－16.5：反映绿泥石化蚀变强弱与氧逸度和硫逸度之间呈正相关关系。

4.3 绿泥石形成机制及与成矿的关系

绿泥石显微特征表明，绿泥石的形成机制可能主要有两种：一种是交代-结晶，即后期的热液进入岩石中，黑云母和角闪石等矿物被交代蚀变并在原地结晶形成绿泥石，保留着黑云母矿物的晶型，出现明显的蚀变特征和假象交代结构（图2-C），I型绿泥石多数为这种机制下形成；另一种是迁移-结晶，即富含Fe和Mg元素的热液迁移到其他矿物的裂隙或晶隙中沉淀结晶，显微镜下表现出绿泥石呈细脉状沿各矿物裂隙分布的特征（图2-E，F），并可见热液形成的黄铁矿、磁黄铁矿和锡石等矿物，II型绿泥石多数为这种机制下形成。

据前文描述可知，小龙河锡矿床产于花岗岩体的构造裂隙以及岩体与围岩接触面上，是花岗岩结晶晚期热液活动的产物。绿泥石蚀变带位于锡矿体的外围，蚀变随远离矿体而变弱；锡石包裹体均一温度为335～425℃［22］，绿泥石形成温度为196～229℃，表明绿泥石是锡矿床成矿后期热液流体活动的产物。小龙河花岗岩体中主要载锡矿物为黑云母，Sn4＋以类质同象的方式赋存于黑云母中［4］，在花岗岩结晶晚期，受自身热液活动和物理化学条件变化的影响，Sn4＋被还原为Sn2＋，Sn2＋离子半径大，不再稳定存在于黑云母等矿物晶格中，遂从载体矿物中不同程度地析出并在热液中聚集，达到锡石结晶条件后结晶形成锡石矿物。伴随着热液活动的进行，热液萃取黑云母等镁铁质矿物中的Fe、Mg元素，一部分可能保留在原地，另一部分可能随着流体迁移到到其他矿物裂隙或晶隙中，在热液活动的晚期随着温度的降低，分别结晶形成两种形态的绿泥石。绿泥石形成于还原环境，氧逸度和硫逸度都很低，反映锡矿床成矿后期为还原环境；同时，绿泥石可能是多期次热液活动下形成的。

5 结论

a.小龙河锡矿床绿泥石化蚀变可分为强、弱两种类型，绿泥石呈黑云母假象、叶片状、鳞片状集合体、蠕虫状集合体等形态产出。

b.该矿床绿泥石为富铁的鲕绿泥石，指示其形成时的环境为还原环境；绿泥石主要阳离子与Mg离子线性关系差，反映绿泥石可能是多期次热液活动下形成的。

c.该矿床绿泥石的形成温度为196～229℃，平均为213℃，属中低温热液蚀变范围。绿泥石形成时的lg fO2为－43.4～－48.0，平均为－44.6；lg fS2为－15.9～－18.6，平均为－16.5：指示绿泥石形成时的环境为低氧逸度和低硫逸度环境。

d.绿泥石形成机制主要有交代-结晶和迁移-结晶2种。绿泥石为锡矿化晚阶段的产物，与成矿热液活动关系密切，在一定程度上反映锡矿形成条件的变化。

野外和室内资料整理工作得到了林进展硕士的大力帮助，电子探针实验过程中得到了尹京武老师和郝金华老师的热心指导，文章修改过程中得到李东博士、郑硌博士和黄勇同学的帮助，在此一并向他们表示诚挚的谢意。

［1］廖震，刘玉平，李朝阳，等.都龙锡锌矿床绿泥石特征及其成矿意义［J］.矿床地质，2010，29（1）：169－176.

Liao Z，Liu Y P，Li Z Y，et al.Characteristics of chlorites from Dulong Sn-Zn deposit and their metallogenic implications［J］.Mineral Deposits，2010，29（1）：169－176.（In Chinese）

［2］肖志峰，欧阳自远，卢焕章，等.海南抱板金矿田围岩蚀变带中绿泥石的特征及其意义［J］.矿物学报，1993，13（4）：319－324.

Xiao Z F，Ouyang Z Y，Lu H Z，et al.Characteristics of cholorites from Baoban Au deposit and its significance，Hainan［J］.Acta Mineralogica Sinica，1993，13（4）：319－324.（In Chinese）

［3］郑作平，陈繁荣，于学元.八卦庙金矿床的绿泥石特征及成岩成矿意义［J］.矿物学报，1997，17（1）：100－106.

Zhuo Z P，Chen F Y，Yu X Y.Characteristic of cholorites in Baguamiao gold deposit and their geological significance［J］.Acta Mineralogica Sinica，1997，17（1）：100－106.（In Chinese）

［4］蒋少涌，赵葵东，姜耀辉，等.华南与花岗岩有关的一种新类型的锡成矿作用：矿物化学、元素和同位素地球化学证据［J］.岩石学报，2006，22（10）：2509－2516.J

iang S Y，Zhao K D，Jiao Y H，et al.New type of tin mineralization related to granite in South China：evidence from mineral chemistry，element and isotope geochemistry［J］.Acta Petrologica Sinica，2006，22（10）：2509－2516.（In Chinese）

［5］张展适，华仁民，季俊峰，等.201和361铀矿床中绿泥石的特征及其形成环境研究［J］.矿物学报，2007，27（2）：161－172.

Zhang Z S，Hua R M，Ji J F，et al.Characteristics and formation conditons of chlorite in No.201 and No.361 uranium deposits［J］.Acta Mineralogica Sinica，2007，27（2）：161－172.（In Chinese）

［6］冯有利，郑辙，艾永富，等.蔡家营铅锌银多金属矿床的绿泥石结构特征［J］.矿物学报，2001，21（3）：554－556.

Feng Y L，Zheng Z，Ai Y F，et al，Structural characteristics of chlorite in the Caijiaying Pb-Zn-Ag deposit［J］.Acta Mineralogica Sinica，2001，21（3）：554－556.（In Chinese）

［7］艾永富，刘国平.内蒙大井矿床的绿泥石研究［J］.北京大学学报：自然科学版，1998，34（1）：99－107.

Ai Y F，Liu G P.The study of chlorite at Dajing deposit in Inner-Mongolia of China［J］.Acata scientiarum Naturalium Uniersitatis Pekinensis，1998，34（1）：99－107.（In Chinese）

［8］Cathelineau M，Nieva D.A chlorite solid solution geothermometer the Los Azufres（Mexico）geothermal system［J］.Contributions to Mineralogy and Petrology，1985，91（3）：235－244.

［9］Cathelineau M.Cation site occupancy in chlorites and illites as function of temperature［J］.Clay Minerals，1988，23（4）：471－85.

［10］Kranidiotis P，Mac Lean W.Systematics of chlorite alteration at the Phelps Dodge massive sulfide deposit，Matagami，Quebec［J］.Economic Geology，1987，82（7）：1898－1911.

［11］Jowett E C.Fitting iron and magnesium into the hydrothermal chlorite geothermometer［C］／／GAC／MAC／SEG Joint Annual Meeting.1991：16.

［12］Rausell-Colom J A，Wiewiora A，Matesanz E.Relationship between composition and d001 for chlorite［J］.American Mineralogist，1991，76（7／8）：1373－1379.

［13］Nieto F.Chemical composition of metapelitic chlorites：X-ray diffraction and optical property approach［J］.European Journal of Mineralogy，1997，9（4）：829－841.

［14］Battaglia S.Applying X-ray geothermometer diffraction to a chlorite［J］.Clays and Clay Minerals，1999，47（1）：54－63.

［15］Walshe J L.A six-component chlorite solid solution model and the conditions of chlorite formation in hydrothermal and geothermal systems［J］.Economic Geology，1986，81（3）：681－703.

［16］Caritat P D，Hutcheon I，Walshe J L.Chlorite geothermometry：a review［J］.Clays and Clay Minerals，1993，41（2）：219－239.

［17］Bryndzia L T，Scott S D.The composition of chlorite as a function of sulfur and oxygen fugacity；an experimental study［J］.American Journal of Science，1987，287（1）：50－76.

［18］Prieto A，Dubessy J，Cathelineau M.Structurecomposition relationships in trioctahedral chlorites；a vibrational spectroscopy study［J］.Clays and Clay Minerals，1991，39（5）：531－539.

［19］马楠，邓军，王庆飞，等.云南腾冲大松坡锡矿成矿年代学研究：锆石LA-ICP-MS U-Pb年龄和锡LA

MC-ICP-MS U-Pb年龄证据［J］.岩石学报，2013，29（4）：1223－1235.Ma N，Deng J，Wang Q F，et al，Geochronology of the Dasongpo tin deposit，Yunnan Province：Evidence from zircon LA-ICP-MS U-Pb ages and cassiterite LA-MC-ICP-MS U-Pb age［J］.Acta Petrologica Sinica，2013，29（4）：1223－1235.（In Chinese）

［20］曹华文，张寿庭，林进展，等.滇西锡矿带地质特征与成矿构造背景［J］.成都理工大学学报：自然科学版，2013，40（4）：457－467.

Cao H W，Zhang S T，Lin J Z.et al.Geologic characteristics and tectonic settings of tin deposits in weat Yunnan，China［J］.Journal of Chengdu university of technology（Science＆Technology Edition），2013，40（4）：457－467.（In Chinese）

［21］Cao H W，Zhang S T，Lin J Z.et al.Geology，geochemistry，zircon U-Pb and Re-Os geochronology，and tectonic implications of the Jiaojiguanliangzi Fepolymetallic Deposit，Tengchong County，Western Yunnan（China）：Regional tectonic implications［J］.Journal of Asian Earth Sciences，2014，81：142－152.

［22］施林，陈吉琛，吴上龙，等.滇西锡矿带成矿规律［M］.北京：地质出版社，1989：25－273.

Shi L，Chen J C，Wu S L，et al.The metallogenic regularity in Western Yunnan tin belts［M］.Beijing：Geological Publishing House，1989：25－273.（In Chinese）

［23］Foster M D.Interpretation of the composition and a classification of the chlorites［J］.US Geology Survey Prof，1962，414A：33.

［24］郑巧荣.由电子探针分析值计算Fe3＋和Fe2＋［J］.矿物学报，1983，7（1）：55－62.

Zheng Q R.Calculation of the Fe3＋and Fe2＋con-tents in silicate and Ti-Fe oxide minerals from EPMA data［J］.Acta Mineralogica Sinica，1983，7（1）：55－62.（In Chinese）

［25］Deer W A，Howie R A，Iussman J.Rock-forming minerals：Sheet silicates［M］.London：Longman，1962：270.

［26］Inoue A.Formation of clay minerals in hydrothermal environments［C］／／Origin and Mineralogy of Clays.Berlin Heidelberg：Springer，1995：268－329.

［27］Xie X，Byerly G R，Ferrell Jr R E.IIb trioctahedral chlorite from the Barberton greenstone belt：crystal structure and rock composition constraints with implications to geothermometry［J］.Contributions to Mineralogy and Petrology，1997，126（3）：275－ 291.

［28］华仁民，李晓峰，张开平，等.金山金矿热液蚀变黏土矿物特征及水-岩反应环境研究［J］.矿物学报，2003，23（1）：23－30

Hua R M，Li X F，Zhang K K，et al.Characteristics of clay minerals derived from hydrothermal alteration in Jinshan gold deposit：implication for the environment of water-rock neteraction［J］.Acta Mineralogica Sinica，2003，23（1）：23－30.（In Chinese）

［29］Hillier S.Origin，diagenesis，and mineralogy of chlorite minerals in Devonian lacustrine mudrocks，Orcadian Basin，Scotland［J］.Clays and Clay Minerals，1993，41：240－259.

Characteristics of chlorite minerals from Xiaolonghe tin deposit in West Yunnan，China and their geological implications

ZHANG Wei1，2，ZHANG Shou-ting1，CAO Hua-wen1，WU Jun-de3，XIAO Chang-xian4，CHEN Hui-jun1，TANG Li1
1.School of Earth Sciences and Resources，China University of Geosciences，Beijing 100083，China；
2.Regional Investigation Team in Geological Prospecting Bureau of Sichuan，Chengdu 610213，China；
3.Yunnan Tin Group，Gejiu 610000，China；
4.Jinshan Geological Mining Technology Service Company in Tengchong County，Baoshan 679100，China

Chloritization is obvious near the Xiaolonghe tin deposit.It is closely related to the tin mineralization.Mineragraphy study shows that the chloritization there can be divided into two types，that is，weak chloritization and strong chloritization.The relative parameters of chlorite such as AlIV，AlVI，Fe2＋／（Mg2＋＋Fe2＋），Mg2＋／（Mg2＋＋Fe2＋），forming temperature，oxygen fugacity and sulfur fugacity are calculated based on the electron microprobe data.The results show that the contents of Mg and Si increase and the contents of Al，Mn，Fe decrease with the increase of chloritization degree.The chlorite is mainly composed of chamosite which is rich in Fe，indicating that the chlorite forms in a reduced environment.The formation temperature is 196～229℃（averaging 213℃）.The lg fO2is－43.4～－48.0（averaging－44.6）and the lg fS2is－15.9～－18.6（averaging－16.5）.The main formation mechanisms are metasomatism-crystallization and migration-crystallization.This indicates that the chlorites are the products at the late stage of tin mineralization and reflects the change of the conditions when the tin deposit forms.

chlorite；temperature；oxygen fugacity；sulfur fugacity；Xiaolonghe tin deposit；West Yunnan

P618.44；P578.962

A

10.3969／j.issn.1671-9727.2014.03.08

1671-9727（2014）03-0318-11

2013-09-25

中央高校基本科研业务费专项资金资助项目（2652013074）；构造成矿成藏国土资源部重点实验室开放基金资助项目（gzck2012006）；云锡公司科研基金资助项目

张伟（1990－），男，硕士研究生，研究方向：矿产资源勘查与评价，E-mail：geozhangwei＠163.com

张寿庭（1964－），男，博士，教授，博士生导师，从事矿床学的教学与科研工作，E-mail：zst＠cugb.edu.cn。