武当隆起西段新元古代牌楼花岗岩中黑云母成分特征及成岩指示意义

2019-04-10张维峰彭练红徐大良金鑫镖

岩石矿物学杂志 2019年2期

张维峰，彭练红，徐大良，邓新，刘浩，金鑫镖，谭靖

(1. 中国地质调查局武汉地质调查中心，湖北武汉 430205； 2. 中国地质调查局花岗岩成岩成矿地质研究中心，湖北武汉 430205)

黑云母属于三八面体结构的硅酸盐矿物，分子式一般为IM3T4O10A2(其中I=K, Na, Ca, Ba; M=Li, Fe2+, Fe3+, Mg, AlⅥ, Ti, Mn; T=AlⅣ, Fe3+, Si; A=OH, F, Cl)，是花岗岩中常见的暗色矿物之一(Riederetal., 1998)。由于其结构和化学成分对岩浆的温度、压力、氧逸度等物理化学条件十分敏感，热动力学条件的变化可以控制其复杂的化学成分，因此，对黑云母展开矿物化学成分的研究可以有效地反映出寄主岩体的成岩条件、演化过程及岩浆物质来源等方面的信息(Wones and Eugster, 1965; Beane, 1974; Zhu and Sverjensky, 1992; Henryetal., 2005; Uchidaetal., 2006)。有关黑云母化学成分的地质意义已经被广泛应用于厘定岩浆演化、成岩过程和含矿性评价等方面的研究之中(De Albuquerque, 1973; Rasmussenetal., 2013; Parsapooretal., 2015; Sarjoughianetal., 2015; Zhangetal., 2015; 叶茂等, 2017; 杨阳等, 2017; 周云等, 2017)。

牌楼似斑状二长花岗岩出露于南秦岭武当隆起构造的西段，锆石U-Pb年代学结果表明其形成于667.2±3.5 Ma(张维峰等, 2018)。基于岩石地球化学特征和锆石原位Lu-Hf同位素等方面的分析，前人对其源区和地球动力学背景进行了探讨(张维峰等, 2018)。然而，由于缺乏矿物学研究，其成岩过程的物理化学条件仍未查明。事实上，越来越多的研究表明，与岩浆活动有关的Cu、Au、Mo和Sn成矿作用往往受岩浆的氧逸度和温度等物理化学条件的控制(Linnenetal., 1996; Mungall, 2002; Sunetal., 2015)。野外调查中，未见与牌楼二长花岗岩有关的矿化蚀变现象，是什么因素制约了牌楼岩体的成矿作用仍不清楚。黑云母作为牌楼花岗岩基质中的重要组成矿物之一，其矿物地球化学数据可以为岩浆固结的物理化学参数(压力、温度和氧逸度等)和岩石成因类型等提供直接的证据。因此，本文拟利用电子探针技术，通过对牌楼花岗岩中的黑云母进行系统的矿物化学成分研究，查明其结晶的物化参数和成岩过程，分析探讨其未能成矿的关键控制因素，并从矿物化学成分的角度为岩石成因类型和形成的构造背景提供佐证。

1 区域地质背景

武当隆起位于南秦岭的东端(图1a)，出露面积约8 000 km2，为典型的隆升构造，新元古代拉伸纪武当群出露于抬升区域的核部，四周被新元古代成冰纪耀岭河组、埃迪卡拉纪和显生宙地层环绕(图1b， Lingetal., 2010)。其中，武当群的主要岩性有两组，包括变质火山-沉积岩组合和变质沉积岩组合，耀岭河组则以变玄武质火山岩(熔岩、火山碎屑岩或凝灰岩)为主, 夹少量变酸性火山岩和变泥质岩(张业明等, 2001; Lingetal., 2010; Wangetal., 2016)。区域内新元古代岩浆活动发育，岩石类型多样，从基性到酸性均有分布，如桃源辉长岩(679±3 Ma)、泰山庙闪长岩(631.6±0.6 Ma)、五里坪花岗岩(630.4±0.6 Ma)、竹沟口花岗岩(632.2±0.7 Ma)以及大规模出露的辉绿岩脉(Lingetal., 2008; Zhuetal., 2015; Wangetal., 2016)。

牌楼似斑状二长花岗岩出露于十堰竹山县牌楼以北2 km转盘桥一带，岩体大致呈不规则条带状近东西向展布，长约1 400 m，宽约200 m，呈岩枝形式侵位于武当群副变质岩中。该区域内发育两组断裂，近北东向的断裂被后期近东西向断裂切割错断。大量基性岩脉侵入到武当群中，少量辉长岩因区域变质作用而形成斜长角闪岩。除此之外，还出露有花岗闪长岩和牌楼花岗岩等酸性侵入岩(图1c)。

2 样品描述和分析方法

牌楼花岗岩具灰白色细粒似斑状结构，块状构造(图2a)。斑晶含量约占15%，主要组成矿物为斜长石(10%)、角闪石(4%)以及少量黑云母(<1%)。斜长石发育聚片双晶或卡钠复合双晶；角闪石多呈长柱状，单偏光下呈墨绿色-绿色多色性，正交镜下呈一级橙黄干涉色，部分角闪石颗粒因自身颜色的掩盖在正交镜下呈现深绿色，大部分角闪石可见一组平行于长轴方向的解理，少数呈半自形的六边形结构，发育“角闪石式”解理(图2b、2c)。基质为显微晶质结构，主要由石英、钾长石、斜长石、黑云母和角闪石组成(图2d、2e)。石英多为他形结构；钾长石以半自形条纹结构为主(图2e)，少数可见格子双晶；斜长石主要为半自形聚片双晶。基质中钾长石含量高于斜长石。基质中黑云母为自形-半自形片状结构，单偏光镜下呈棕黄色-棕黑色多色性，正交镜下因自身颜色覆盖而呈现微弱的紫红-黄绿色干涉色(图2d、2e)；角闪石则为长柱状和六边形结构。该岩体中还可见磁铁矿、锆石等副矿物呈半自形-他形结构产出于基质中。根据其野外产状和岩相学特征定名为似斑状二长花岗岩。

图 1 秦岭-桐柏-大别构造简图(a，据吴元保等, 2013)、武当隆起大地构造位置图[b，据Ling 等(2008)修编]和牌楼花岗岩出露位置图(c)Fig. 1 Schematic geological map of the Qinling-Tongbai-Dabie orogenic belt (a， modified after Wu Yuanbao et al., 2013)， geological map of Wudang uplift (b, modified after Ling et al., 2008) and geological map of Pailou granite (c)

为了限定花岗岩形成的物化参数，本文选取基质中普遍发育的黑云母，利用电子探针技术对其进行矿物化学成分分析。分析测试在武汉地质调查中心的EPMA-1600型电子探针仪器上完成，具体工作条件如下：加速电压15 kV，探针电流20 nA，束斑直径1 μm，根据元素强度和性质不同，元素峰分析时间选择在7～60 s间，绝大部分元素峰分析的时间为10 s，检测限为100×10-6～300×10-6。标样采用SPI公司的硅酸盐及氧化物标样，测试完成后对所有数据利用ZFT修正法进行处理，分析精度优于1%～2%。

图 2 牌楼二长花岗岩手标本(a)及镜下特征(b～e)图(b、d为单偏光； c、e分别为b、d对应的正交偏光)Fig. 2 Hand specimen (a) and microscopic photos (b～e) of the Pailou monzogranite (b and d: plainlight; c and e: crossed nicols)Bt—黑云母； Hb—角闪石； Kfs—钾长石； Pl—斜长石； Qz—石英Bt—biotite; Hb—hornblende; Kfs—K-feldspar; Pl—plagioclase; Qz—quartz

3 矿物化学特征

牌楼似斑状二长花岗岩中的黑云母SiO2含量变化于32.76%～34.41%之间，TiO2含量介于1.86%～2.08%之间，Al2O3含量分布于11.89%～13.68%之间，FeOT含量变化于35.02%～37.56%之间，MgO含量变化于0.23%～0.29%之间，MnO含量在0.52%～0.75%之间，Na2O和K2O含量分别为0.03%～0.25%和7.37%～8.72%，Cl含量为0～0.05%，并且CaO和F含量可以忽略不计(表1)。

黑云母的结构式是基于22个氧原子计算获得的，而Fe3+和Fe2+采用林文蔚等(1994)的迭代法获得。计算的原子数结果表明，牌楼似斑状二长花岗岩中的黑云母富Fe2+而贫Mg，XMg[Mg/(Mg+FeT)]值为0.011～0.015。除此之外，黑云母AlⅥ原子数较低(0.128～0.395)，而Ti原子数适中(0.236～0.267)，在云母成分分类图解中，全部落入铁叶云母区域(图3， Foster, 1960)。

表 1 牌楼似斑状二长花岗岩黑云母化学成分特征Table 1 Representative chemical compositions of biotite from the Pailou monzogranite

4 讨论

4.1 黑云母的成因类型

按照其成因，黑云母可以划分为岩浆黑云母和热液黑云母(Jacobs and Parry, 1976)。岩浆黑云母形成于岩浆结晶过程中；热液黑云母常见于斑岩型、矽卡岩型和IOCG型等矿床的热液蚀变过程中，可进一步细分为平衡再结晶黑云母和热液新生黑云母(Jacobs and Parry, 1976, 1979)。岩浆黑云母和热液黑云母不仅在岩相学上存在较大的差异，在矿物化学性质方面也有较大差别。通过对北美斑岩铜矿中的黑云母对比研究，Beane (1974) 指出中酸性岩体中的岩浆黑云母Mg/Fe<0.1，蚀变黑云母Mg/Fe>1.5且Fe3+/Fe2+<0.3。除此之外，岩浆黑云母还具有更高的TiO2(>3%)和更低的Al2O3(<15%)含量(Nachitetal., 2005)，两者可以用TiO2-FeOT+MnO-MgO三元图解很好地区分开来(Nachitetal., 2005)。

图 3 云母分类图解(据Foster, 1960)Fig. 3 The classification diagram of mica (after Foster, 1960)

牌楼花岗岩中的黑云母呈弥散状、自形-半自形片状产出，具有锯齿状、散口等特征(图2e、2f)，未见脉状集合体形式，其岩相学特征与岩浆黑云母相似(唐攀等, 2017)。化学成分结果显示，这些黑云母Mg/Fe值远小于0.1，Al2O3含量介于11.89%～13.68%之间，也与岩浆黑云母相符。然而，牌楼二长花岗岩黑云母的TiO2含量约为2 %，在相关判别图解上落入碱性花岗岩黑云母和平衡再结晶黑云母相交的区域内，有别于大多数岩浆黑云母(图4)。已有的岩石地球化学研究结果表明，牌楼二长花岗岩具有高含量的FeOT(张维峰等, 2018)。黑云母和角闪石作为牌楼二长花岗岩的主要赋Fe矿物，不可避免继承其寄主岩石属性。同时，由于黑云母矿物晶格中普遍存在TiⅥ与(Fe, Mg)Ⅵ类质同像替代(Abrecht and Hewitt, 1988)，黑云母中高含量的Fe势必会导致较低含量的Ti。事实上，很多研究实例显示，富FeOT的碱性花岗岩中的黑云母不一定都含有高含量的TiO2(Nachitetal., 2005)。综合上述分析，认为用于成分分析的黑云母都属于岩浆黑云母，因而其化学成分可以用于探讨牌楼花岗岩形成的物理化学条件及成岩过程。

图 4 黑云母的10 TiO2-FeOT+MnO-MgO成因分类图解(据Nachit et al., 2005)Fig. 4 Genetic classification of biotite using 10 TiO2-FeOT+ MnO-MgO diagram (after Nachit et al., 2005)

4.2 黑云母结晶的物理化学条件

实验研究表明，随着岩浆系统氧逸度增加，熔体的Fe3+/Fe2+值增加，就会导致有更少的Fe2+与Mg2+竞争进入黑云母矿物的晶格中(Wones and Eugster, 1965)，因此黑云母分子格架中Mg2+、Fe3+和Fe2+离子的相对含量可以用于估算岩浆结晶时的氧逸度。目前利用该实验所提出的相对氧逸度图解已经被广泛应用于花岗岩或者斑岩型矿床的研究中(Parsapooretal., 2015; Zhangetal., 2015; Zhangetal., 2016; 杨阳等, 2017)。如前文所述，牌楼二长花岗岩基质中广泛发育有石英、黑云母、钾长石及少量磁铁矿，其岩石矿物组合符合黑云母氧逸度图解的使用条件。矿物化学特征显示，牌楼花岗岩中的黑云母Mg2+、Fe3+和Fe2+原子数分布范围分别为0.057～0.075、0.256～0.462和4.518～5.135，在相关图解上落入NNO(镍-氧化镍)和FMQ(铁橄榄石-磁铁矿-石英)氧逸度缓冲线之间(图5)，在Wones和Eugster (1965) 的黑云母logfO2-t图解(图6)中，可以看出牌楼花岗岩的logfO2约为-18.1～-17.4，指示其中黑云母形成于较低的氧逸度环境。

黑云母的TiO2含量受温度控制灵敏，并且Ti的含量又控制着黑云母的反射色(Robert, 1976)，因此Ti的含量可以有效地估算火成岩和变质岩中黑云母形成温度(Robert, 1976; Douce, 1993)。牌楼二长花岗岩中的黑云母单偏光镜下呈棕黄色，暗示其形成温度较高。通过对美国529组岩浆黑云母化学成分数据的统计，Henry等(2005) 得出黑云母Ti含量与温度和XMg的经验公式。近些年，这一经验公式也被拓展到斑岩系统有关的热液黑云母中，并取得了良好的应用效果(Parsapooretal., 2015; Sarjoughianetal., 2015)。该非线性方程适用的范围为XMg=0.275～1.000, Ti=0.04～0.60,t=480～800℃(以22个O原子为基准)。牌楼二长花岗岩黑云母的XMg值为0.011～0.015，不符合该方程的使用条件。为了定量估算其成岩温度，笔者选取logfO2-t图解，根据氧逸度缓冲区域及黑云母分子式中100 Fe/(Fe+Mg)值，估算牌楼二长花岗岩黑云母形成温度范围为640～710°C(图6)。

图 5 黑云母的Fe3+-Fe2+-Mg2+图解(据Wones 和Eugster, 1965)Fig. 5 The Fe3+-Fe2+-Mg2+ diagram of biotite (after Wones and Eugster, 1965)

图 6 黑云母log fO2-t图解(据Wones和 Eugster, 1965)Fig. 6 The log fO2-t diagram of biotite (after Wones and Eugster, 1965) MH、NNO、FMQ和IW为氧逸度缓冲曲线，虚线为黑云母100 Fe/ (Fe+Mg)等值线The solid curves of MH, NNO, FMQ and IW are oxygen fugacity buffer, and the dashed curves are isograms of 100 Fe/(Fe+Mg) in biotite

基于花岗岩中黑云母AlT与角闪石AlT压力计和闪锌矿地质压力计标定的成岩压力存在良好的线性关系，Uchida 等(2006) 提出了花岗岩中黑云母AlT与固结压力的经验方程：p(0.1 GPa)=3.03 AlT-6.53(±0.33)，其中AlT为黑云母以22个氧原子计算所得的Al 阳离子总数。该公式基于的数据库来自于日本地区的I型或者I-S型花岗岩。近几年，这一经验公式也逐渐被拓展到A型花岗岩中，并取得了良好的运用效果(Lanetal., 2015; Caoetal., 2016)。通过上述方程换算，得出牌楼二长花岗岩黑云母形成压力范围为0.9～1.7 GPa。侵位深度利用p=ρgH进行换算，其中ρ取大陆地壳的平均密度2 700 kg/m3，g=10 m/s2，对应的深度相当于3.2～6.2 km。由于侵位深度离地表较近，岩浆与外界的热扩散作用较为强烈，矿物在快速冷却环境下往往来不及充分结晶，形成较为细粒的结构，这也与岩相学观察的牌楼花岗岩为细粒结构这一特征相符(图2)。

4.3 岩石成因类型和构造环境

大量的研究已经证明黑云母成分除了可以估算氧逸度、地质压力和地质温度以外，在某些情况下，还可以用于判断岩石成因类型及构造背景(Abdel-Rahman, 1994; Shabanietal., 2003; Dahlquistetal., 2010; Zhangetal., 2015; 叶茂等, 2017)。通过对造山和非造山岩系中黑云母成分的系统对比研究，Abdel-Rahman (1994) 指出造山钙碱性岩系(I型花岗岩)中的黑云母相对富Mg，过铝质S型花岗岩中黑云母明显富Al，而非造山碱性岩系(A型花岗岩)中黑云母富Fe、成分近铁云母。在此结论的基础上，Dahlquist 等(2010) 研究指出，黑云母成分中的Fe2+/(Fe2++Mg)>0.8是区分A型与I、S型花岗岩的重要判别指标。

牌楼花岗岩中的黑云母均表现为富Fe贫Mg的特征，Fe2+/(Fe2++Mg)值介于0.985～0.989之间，属于铁叶云母(图3)。在黑云母MgO-FeOT-Al2O3和Fe2+/(Fe2++Mg)-F对岩石成因类型的判别图解中，牌楼二长花岗岩中的黑云母成分均落入非造山碱性岩套范围内(图7)，指示牌楼二长花岗岩属于A型花岗岩。这也与前人对其展开的岩石地球化学研究结果一致(张维峰等， 2018)。全岩主、微量元素特征表明，牌楼二长花岗岩属于准铝质岩石，Fe3+/(Fe3++Fe2+) 值远大于0.153，富集高场强元素Nb和Ta，具有较高的Zr+Nb+Y+Ce含量以及10 000 Ga/Al、FeOT/(FeOT+MgO)值，显示出A型花岗岩的特征(张维峰等， 2018)。

图 7 黑云母MgO-FeOT-Al2O3(a,据Abdel-Rahman, 1994)和F-Fe2+/(Fe2++ Mg)图解(b,据Dahlquist et al., 2010)Fig.7 The MgO-FeOT-Al2O3 (a, after Abdel-Rahman, 1994) and F- Fe2+/(Fe2++ Mg) (b, after Dahlquist et al., 2010) diagrams of biotite

牌楼似斑状二长花岗岩的形成年龄为667.2±3.5 Ma，与武当隆起地区桃源辉长岩、泰山庙闪长岩、五里坪花岗岩、竹沟口花岗岩的形成年代相近(Lingetal., 2008; Wangetal., 2016)，都属于新元古代中晚期岩浆活动的产物。岩石地球化学和同位素特征表明这些岩石均与俯冲板片断裂或回撤后的伸展作用有关(Lingetal., 2008; Wangetal., 2016)。综合考虑区域同时代岩浆活动属性及本次研究获得的牌楼二长花岗岩黑云母化学成分的指示意义，本文认为牌楼二长花岗岩也形成于非造山伸展体系下。

4.4 成矿潜力分析

近些年，越来越多的研究表明，岩浆岩自身的氧逸度和温度等物化条件是决定其能否形成Cu、Au、Mo和Sn矿化的关键控制因素之一(Linnenetal., 1996; Mungall, 2002; Sunetal., 2015)。由于在高氧逸度条件下，S以SO42-或SO2的形式存在于硅酸盐熔体中，就会导致在岩浆演化的早期阶段不易发生硫化物的沉淀，从而使得Cu、Au和Mo等亲硫元素在残余熔体中逐步富集，为后续的矿化蚀变提供充足的物质来源(Sunetal., 2015)。目前，普遍认为与Cu、Au和Mo成矿作用有关的致矿岩体具有较高的氧逸度，其氧逸度多在NNO和HM氧逸度缓冲曲线之间(Parsapooretal., 2015)或大于FMQ+2(Mungall, 2002)。牌楼似斑状二长花岗岩中黑云母所限定的氧逸度均落入FMQ和NNO所夹区域内(图5)，暗示较低的氧逸度可能是导致其不能形成Cu、Au和Mo矿化的决定因素。

实验研究表明，氧逸度和温度是制约Sn在流体/熔体间分配及锡成矿的主要控制因素(temprok, 1990; Linnenetal., 1996)。在较高氧逸度条件下，Sn以Sn4+形式存在，由于其离子半径与Ti4+相似，因而在岩浆结晶过程中，Sn4+常类质同像替代Ti4+进入早期结晶的矿物，如磁铁矿、角闪石、黑云母等；而在低氧逸度条件下，Sn以+2价形式存在，由于其离子半径较大，更倾向于在岩浆结晶分异晚期的熔体和流体中富集。通过系统的总结研究，temprok (1990) 指出SnO2在花岗质岩浆中的溶解度和温度呈正相关关系，即熔体温度越高，富集的SnO2的浓度越高。因此，低氧逸度和高温的花岗质岩浆有利于晚期分异出的流体形成锡矿化。虽然牌楼花岗岩具有较低的氧逸度(图5)，然而未见锡矿有关的矿化，可能与熔体形成温度较低，不利于锡在熔体中富集有关。