滇西姚安金矿床正长斑岩角闪石、黑云母化学特征及其地质意义*

郑瑜林，周癸武，张长青，胡金盟，张盼盼

（1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；2合肥工业大学资源与环境工程学院，安徽合肥230009；3云南黄金矿业集团股份有限公司，云南昆明650000；4东华理工大学地球科学学院，江西南昌330013）

斑岩型矿床是世界上铜、金、钼的重要储库（Lu et al.，2013；Mao et al.，2017），其成矿作用与过程一直是矿床学家研究的热点（Richards，2015；Mao et al.，2017）。前人大量的研究资料显示，大型-超大型斑岩矿床多与高氧逸度、富水的浅层侵位中酸性岩浆密切相关（Richards，2003；Hou et al.，2015），因此，对中酸性侵入岩的氧化状态、富水性的研究是评价其成矿潜力的重要手段。黑云母和角闪石在大多数长英质岩浆岩中分布广泛，丰富的类质同象作用使得其对岩浆的物理化学条件变化非常敏感（Speer，1984）。黑云母和角闪石中的F、Cl含量可以指示流体中卤素的活度（Zhang et al.，2001）；Fe3+/Fe2+比值可以用来估算岩浆的氧逸度（Li et al.，2017）；全铝含量可用来计算压强（Ridolfi et al.，2008）；因此，许多斑岩矿床已用黑云母和角闪石的化学成分来研究矿床成因（沈阳等，2018），划分出富矿与贫矿岩体。由此可见，黑云母和角闪石的化学成分对其形成时岩浆的物理化学条件有重要的指示意义（Wones et al.，1965）。

金沙江-哀牢山富碱斑岩带是中国重要的铜、金、铅、锌等金属资源集中区（Lu et al.，2013；Mao et al.，2017），带内发育众多新生代富碱斑岩。姚安金矿床正是位于此富碱斑岩带中段，区内发育富矿正长斑岩与贫矿正长斑岩，前人对姚安金矿床富矿正长斑岩的年代学、岩相学、地球化学、成矿流体和物质来源方面进行了大量的研究，并取得了丰富的成果（葛良胜等，2002；毕献武等，2005；钱祥贵等，2000；Bi et al.，2002；Yan et al.，2018）。如Bi等（2002）将成矿分为早期硫化物阶段和晚期氧化物阶段2个期次，金主要赋存于晚期氧化物(镜铁矿脉)之中。矿体的产出与富碱斑岩在时间、空间上关系密切，且根据矿石矿物钾长石、磁铁矿、镜铁矿与正长斑岩具有相似的稀土元素配分模式，得出正长斑岩演化释放出的流体提供了金成矿所必须的流体。同时，正长斑岩侵位后至金成矿前，区内再无其他岩浆活动，所以金成矿仅与正长斑岩有关。然而，前人研究对贫矿正长斑岩关注较少，正长斑岩含矿性差异的原因尚不明确，姚安正长斑岩结晶时的物理化学条件也缺乏矿物学方面的证据。据此，本文以姚安金矿区贫矿正长斑岩中的角闪石和黑云母为研究对象，利用岩相学和矿物微区分析，探讨了贫矿正长斑岩结晶时的氧逸度、形成温度与压力，并与成矿带内其他富矿与贫矿岩体进行对比，识别出富碱斑岩成矿的差异性，探讨了斑岩体的成矿潜力。本文的研究成果不仅有助于完善该地区成岩与成矿作用过程的认识，同时也为后续区域上的找矿勘查工作起到良好的指示意义。

1 区域地质背景与矿区地质特征

三江斑岩成矿带区域上属于三江特提斯成矿域，其先后经历了古生代古特提斯洋的消减闭合、中-新生代新特提斯洋的开启-闭合，以及新生代以来印亚大陆的俯冲碰撞造山的强烈改造，从而形成了目前三江地区独特的构造格局（侯增谦等，2004）。三江成矿带位于印-亚大陆碰撞形成的青藏高原东南缘，在晚碰撞（40～26 Ma）压扭与张扭转换期，为调节吸收印-亚大陆碰撞应力，先后形成了一系列NNW-NW向走滑剪切及深大断裂，如金沙江-红河断裂带（张玉泉等，1987）。沿断裂带发育一系列与富碱斑岩有关的铜、金、钼、铅、锌矿床（图1a、b），如玉龙超大型铜钼矿床（侯增谦等，2009）、北衙超大型金-铅-锌矿床（Xu et al.，2007；Lu et al.，2013；He et al.，2015）、马厂菁金-铜-钼矿床（侯增谦等，2004；Lu et al.，2013）、姚安金矿床（毕献武等，2005；张准等，2002）、哈播铜-钼-金矿床（祝向平等，2012；Zhu et al.，2013）。

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Lu et al.，2013修改)Fig.1 Tectonic framework of western margin of the Yangtze Craton（a）and distribution of Cenozoic Alkali-rich porphyries in West Yunnan（b,modified after Lu et al.,2013）

姚安金矿床正处于富碱斑岩带中段，矿区内地层出露较为简单（图2），由古到新主要有下白垩统高峰寺组，岩性主要为中厚层长石石英砂岩；下白垩统普昌河组，岩性为紫色泥岩、砂泥岩夹少量砂岩、细砂岩；上白垩统马头山组，岩性为灰色细砾岩、底砾岩和紫红色中厚层泥岩、粉砂质泥岩，夹黄褐色泥岩；上白垩统江底河组，杂色泥岩夹细粒长石石英砂岩；以及第四系，岩性为蒸发式含盐建造，局部含有火山喷发岩。区内断裂与褶皱较为发育，主要为老街子格苴坪复式背斜，轴向NNW向；断裂纵横交叉，互相切割，断裂主要分为NNW向、NWW向、NE向和EW向。构造活动具有多期、多阶段的性质，其中，NE向为矿区主要控岩控矿构造。区内岩浆活动频繁，岩浆岩组合复杂，喷出相为粗面岩和假白榴石斑岩，侵入相主要为黑云母正长斑岩与石英正长斑岩和晚期煌斑岩。前人对姚安地区碱性杂岩进行了大量的锆石U-Pb同位素定年研究，年龄范围33～36 Ma（张玉泉，1987；Yan et al.，2018）。

图2 姚安矿区地质简图（据Bi et al.，2002）Fig.2 Simplified geologic map of the Yaoan gold deposit（after Bi et al.，2002）

2 正长斑岩岩石学特征

姚安矿区正长斑岩主要分布于白马苴和小菜园等地，呈不规则状侵入于沉积岩之中，其中，白马苴正长斑岩为富矿岩体，小菜园正长斑岩未发现矿化。

本文的正长斑岩采自小菜园地区，其岩相学特征为：呈灰白色，弱风化，斑状结构，块状构造（图3a），斑晶含量20%～35%，主要为正长石、黑云母和角闪石，其中，正长石斑晶占斑晶含量的80%～85%，手标本下呈白色，板状，镜下为自形-半自形结构，单偏光下无色，可见裂纹，负低突起，正交偏光下可见卡斯巴双晶，部分包裹有黑云母或锆石，粒度0.5～3.0 mm；黑云母，手标下呈黑色鳞片状，珍珠光泽，手剥易掉落，镜下长条状自形晶，可见完全解理，微红-棕色，多色性明显，中正突起，少量见有锆石或磷灰石包裹体，粒度0.5～2.0 mm；角闪石手标本下呈黑色，短柱状，镜下具有深浅不等的墨绿色-棕褐色，部分轻微风化，自形-半自形粒状，六边形横截面可见2组呈56°夹角的解理，中-高正突起，有时可见榍石、磁铁矿包裹体，粒度0.5～1.5 mm。基质成分与斑晶成分相似。副矿物可见磷灰石、磁铁矿等（图3b～d）。

图3 姚安正长斑岩手标本及镜下照片a.正长斑岩手标本照片；b～d.正长斑岩镜下照片Or—正长石；Q—石英；Ap—磷灰石；Mt—磁铁矿；Bt—黑云母；Hb—角闪石Fig.3 Hand specimen and microscopic characteristic of Yaoan syenite porphyry a.Hand specimen of syenite porphyry;b～d.Microscopic characteristic of syenite porphyry Or—Orthoclase;Q—Quartz;Ap—Apatite;Mt—Magnetite;Bt—Biotite;Hb—Hornblende

3 样品测试与分析方法

测试的黑云母和角闪石采自姚安金矿区小菜园地区，通过显微镜下鉴别，选择干涉色均一且在背散射上显示化学成分均一的角闪石和黑云母进行电子探针分析。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，黑云母与角闪石成分分析采用日本电子JOEL公司生产的JXA-8230型电子探针分析仪，加速电压为15 kV，束流为20 nA，束斑大小为5 μm，数据校正采用ZAF校正程序，测试项包括SiO2、Al2O3、TiO2、FeO、MnO、MgO、CaO、Na2O、K2O、F、Cl等，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%。主量元素分别为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。

4 测试结果

4.1 角闪石成分特征

表1 为角闪石电子探针化学成分和相关计算结果。其中，以23个氧原子为标准计算角闪石的阳离子数，采用电差法（郑巧荣，1983）求出Fe3+的值，角闪石的CaO和FeO含量较高，CaB=1.81～1.86，（Na+K）A=0.63～0.72。

按照国际矿物学协会角闪石专业委员会提出的命名法则，姚安正长斑岩中角闪石属于钙质角闪石（CaB＞1.50）。按钙质角闪石的进一步分类，角闪石Si=6.68～6.83，而Mg/（Mg+Fe2+）=0.61～0.65，在角闪石Si-Mg/（Mg+Fe2+）分类命名图解（图4a）中，全落在镁闪石范围内（Leake et al.，1997）。姚安正长斑岩中的角闪石富MgO（11.82%～12.93%）、CaO（11.25%～11.58%）、K2O（1.09%～1.37%）、Na2O（1.99%～2.21%）；此外，分析发现角闪石组分中的全碱阳离子含量（Na+K）与Si值具有负相关关系（图4b）。

图4 姚安正长斑岩角闪石分类图（a，据Leake et al.，1997）和Si-（Na+K）化学成分图（b）Fig.4 Hornblende classification（a,after Leake et al.，1997）and Si-（Na+K）diagram（b）for the Yaoan barren syenite porphyry

4.2 黑云母成分特征

表2 为姚安正长斑岩中黑云母电子探针化学成分和相关计算结果。黑云母的Fe3+和Fe2+值采用林文蔚（1994）计算方法获得，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。

表2 姚安金矿床黑云母电子探针测试结果Table 2 Composition of biotites in barren syenite porphyry from the Yaoan gold deposit

姚安正长斑岩黑云母w（SiO2）为35.76%～39.03%，平 均 值38.07%；w（MgO）为14.36%～18.01%，平均16.75%；（AlVI+Fe3++Ti）变化范围0.60～0.83，平均值0.67；（Fe2++Mn）变化范围1.70～1.87，平均 值1.41；w（FeOT）为11.76%～15.62%，平 均 值13.26%；w（TiO2）为3.79%～4.85%，平均值3.97%；w（CaO）低，大多数位于检测限以下。将黑云母投在10TiO2-FeO-MgO图解（图5a）中，显示所有黑云母均落在原生黑云母区域，指示黑云母为原生岩浆黑云母，这与镜下观察黑云母多为自形-半自形，完全解理清晰可见相一致。在Mg-（AlVI+Fe3++Ti）-（Fe2++Mn）图解（图5b）中，黑云母成分均落在镁质黑云母范围内。黑云母的Mg/（Mg+Fe2+）变化范围0.66～0.77，平均值0.73，表示其具有富镁的特征。黑云母的Fe2+/（Mg+Fe2+）比值为0.23～0.34，平均值0.27（图6a），Fe2+/（Mg+Fe2+）比值变化范围小，表明黑云母未遭受后期流体的改造（Stone，2000）。在FeO/（FeO+MgO）-MgO图解（图6b）中，黑云母成分投点位于壳幔混合源区，反映该岩体具有壳幔混合来源特征。

图5 姚安正长斑岩黑云母成因图解（a,据Nachit et al.,2005）和黑云母分类图解（b,据Foster,1960）Fig.5 Genesis（a,after Nachit et al.,2005）and classification（b,after Foster,1960）diagram of biotite from Yaoan barren syenite porphyry

图6 姚安正长斑岩黑云母Fe2+/（Mg+Fe2+）-FeOT（a）和FeO/（FeO+MgO）-MgO图解（b，据郭耀宇等，2015）Fig.6 Biotite Fe2+/（Mg+Fe2+）-FeOT（a）and FeO/（FeO+MgO）-MgO diagram（b,after Guo et al.，2015）from Yaoan barren syenite porphyry

5 讨论

5.1 角闪石黑云母温度压力计

续表1Continued Table 1

角闪石的化学成分除受母岩浆的成分影响外，很大程度与岩浆的结晶条件（温度、压力、氧逸度以及含水量等）有关（Ridolfi et al.，2008；2010）。因此，Ridolfi等（2008）通过实验模拟提出角闪石分子式计算其结晶温度的公式，其于2010年随后对温度公式进行了校正：t=-151.487Si*+2041。据此公式，计算出姚安正长斑岩中角闪石结晶温度822.47～850.26℃，平均840.01℃。

实验研究表明，角闪石的全铝含量和结晶时的压力呈正比（Johnson et al.，1989），这是确定含有角闪石岩体固结压力的一种有效方法。Ridolfi等（2008）在前人研究的基础上综合考虑各种主要因素，通过实验岩石学再次模拟并校正了角闪石全铝压力计公式（Ridolfi et al.，2010）。因此，本文采用Ridolfi等（2010）经过校正的角闪石全铝压力计公式，即p（×100 MPa）=19.201e（1.438Al）（R2=0.99）计算出姚安正长斑岩固结时的压力112.69～151.21 MPa，平均134.56 MPa，按照100 MPa=3.3 km计算，正长斑岩侵位深度为3.72～5.44 km，平均4.44 km。

基于大量的实验研究发现，富Al黑云母的稳定场随着温度的降低而扩大，Ti、Mg的溶解度却随着温 度 的 增 加 而 增 加（Patino，1993；Henry et al.，2005）。Henry等（2005）提出基于黑云母Ti和Mg/（Mg+Fe）温度计算公式：t={[ln（Ti）-a-c（XMg）3/b}0.333，其中，t单位为℃，Ti表示以22个氧原子为标准计算出的黑云母阳离子数中Ti的含量，XMg=Mg/（Mg+Fe），a=-2.3594，b=4.6482×10-9，c=-1.7283，且XMg=0.275～1.000，Ti=0.04～0.60，在温度t=400～800℃时结算结果较为准确。当温度（t）低于600℃时，其精度为±24℃，当温度（t）大于800℃，为±12℃。通过计算得出姚安正长斑岩中黑云母结晶温度为719.69～738.78℃，平均729.14℃（图7）。

图7 姚安正长斑岩黑云母Ti-Mg/（Mg+Fe）等温线图（据Henry et al.，2005）Fig.7 Biotite Ti-Mg/（Mg+Fe）diagram（after Henry et al.，2005）from Yaoan barren syenite porphyry

黑云母的全铝含量与矿物结晶压力存在较好的线性关系（Uchida et al.，2007），Uchida等提出黑云母压力计算公式为：p（×100 MPa）=3.03×TAl-6.33（±0.33）。利用此公式，计算黑云母结晶压力为51.15～178.35 MPa，平均93.63 MPa，对应岩体侵位深度为1.69～5.89 km，平均3.09 km。

由此可以看出，姚安正长斑岩角闪石和黑云母全铝压力计算岩体侵位深度均大于3 km，均为中等侵位深度。

5.2 氧逸度和含水量

除温度和压力等物理化学条件外，岩浆的氧逸度和含水量也是影响岩浆演化过程的关键因素（Candela et al.，1984；Richard，2003）。角闪石含有变价元素Fe，其Fe3+/Fe2+比值对氧逸度f(O2)的变化是非常敏感的。Ridolfi等（2008）通过实验研究，提出根据角闪石分子式计算岩浆结晶氧逸度的公式，并随后对公式进行了校正（Ridolfi et al.，2010）：△NNO=1.644 Mg*-4.01。根据上述公式计算出姚安正长斑岩中角闪石结晶时氧逸度变化范围介于△NNO+0.20到△NNO+0.91，平均为△NNO+0.60，在Ni-NiO出溶线之上（图8a），表明其形成氧逸度较低。

此外，Ridolfi等（2008）也提出根据角闪石分子式计算其结晶时岩浆含水量的公式，并且对公式进行了校正（Ridolfi et al.，2010）：H2Omelt=5.215Al*+12.28，用上述公式计算出正长斑岩的岩浆含水量变化范围为2.54%～3.02%，平均2.82%（图8b），含水量也较低。

图8 姚安正长斑岩角闪石t-logf（O2）图解（a,据Leak，1997）和t-H2Omelt图解（b）Fig.8 Hornblendes t-logf（O2）diagram（a，after Leak，1997）and t-H2Omelt diagram（b）from Yaoan barren syenite porphyry

前人研究显示，黑云母的Fe2+、Fe3、Mg2+值可以估算氧逸度（Wones et al.，1965；Barriere，1979；Albu‐querque，1973；Lin et al.，1994）。黑 云 母 的Fe3+/（Fe3++Fe2+）比值范围0.14～0.18，在Fe3+-Fe2+-Mg2+图解（图9a）中，姚安正长斑岩中黑云母样品点均落在NNO缓冲线附近，同时，根据Wones等（1965）提出的在p（H2O）=207 MPa的条件下基于黑云母稳定度[100×Fe/（Fe+Mg）]的logf（O2）-t的图解结合黑云母Ti所计算出的黑云母结晶温度，估算氧逸度logf（O2）为-14.51～-16.97，同样投点位于NNO缓冲线附近，表示其氧逸度较低。Lalonde等（1993）研究显示，单偏光下黑云母的颜色也可以用来识别岩浆氧化和还原状态，微红色-棕色表明其形成时岩浆环境偏还原环境，与前面计算的结果一致。

图9 黑云母Fe3+-Fe2+-Mg2+图解（a）和t-logf（O2）图解（b，据Wones et al.，1965）（姚安富矿岩体数据引自Bi et al.，2009；马厂菁数据引自沈阳等，2018；六合数据引自周晔等，2018）Fig.9 Biotite Fe3+-Fe2+-Mg2+（a）diagram and t-logf（O2）diagram（b，after Wones et al.，1965）from Yaoan barren syenite porphyry（data of bearing-ore pluton of Yaoan are after Bi et al.,2009；Machangqing are after Shen et al.,2018;Liuhe are after Zhou et al.,2018）

5.3 氧逸度和含水量对成矿的指示意义

角闪石和黑云母是姚安正长斑岩中主要的富水矿物。根据岩相学观察，角闪石和黑云母均呈斑晶产出，角闪石形成的温度和深度（840.01℃，4.44 km）高于黑云母形成的温度和深度（729.14℃，3.09 km），表明角闪石形成早于黑云母。

角闪石结晶时岩浆氧逸度△FMQ为1.16～1.87，平均1.56；黑云母结晶时岩浆氧逸度为logf（O2）为-14.51～-16.97。大型-超大型斑岩Cu矿多与高氧逸度、富水的浅侵位中酸性岩浆密切相关（Richard，2003；Hou et al.，2015）。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（Rich‐ards，2003；Qiu et al.，2017）。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。Sun等（2015）认为，斑岩矿床岩浆氧逸度△FMQ应该大于2，在三江成矿带，古新世—中新世不含矿岩浆氧逸度较低△FMQ小于1，如六合正长斑岩角闪石结晶时岩浆氧逸度△FMQ为1.12～1.27（周晔等，2018）；富矿岩浆岩氧逸度较高，如姚安富矿正长斑岩的氧逸度logf（O2）为-11～-12，位于HM缓冲线附近及以上（Bi et al.，2009）；马厂菁花岗斑岩黑云母的氧逸度为logf（O2）为-14～-12（沈阳，2018）。而本文测得姚安不成矿正长斑岩角闪石氧逸度与六合正长斑岩相似，在姚安矿区内，低于成矿岩体的氧逸度。在成矿带上，黑云母和角闪石氧逸度低于马厂菁和北衙成矿岩体黑云母和角闪石的氧逸度（图10a、b），表明姚安不成矿正长斑岩氧逸度较低。

图10 姚安、北衙、马厂菁、六合角闪石含水量和氧逸度对比图解（a）和姚安、马厂菁、六合黑云母形成深度和氧逸度对比（b）Fig.10 Diagram of water content and oxygen fugacity of hornblendes from Yao'an,Beiya,Machangjing and Liuhe（a）and diagram of formation depth and oxygen fugacity of biotite from Yao'an,Machangjing and Liuhe（b）

此外，岩浆高含水量是控制斑岩铜矿床形成的另 一 个 重 要 因 素（Richards，2003；Kelley et al.，2009），并且岩浆的含水量和氧逸度具有正相关关系（Kelly et al.，2009）。富水岩浆可以使流体相中金属元素组分的含量达到最大值（Candela et al.，2005）。高含水量导致岩浆在上升至地壳浅部过程中流体易于达到饱和，有利于铜等成矿元素进入流体相进行迁移（Candela et al.，1984；Richard，2009），同时，岩石富水性质也会提升岩浆的氧逸度（Imai et al.，1993）。Bi等（2009）利用姚安富矿岩体中的角闪石计算出岩浆含水量w（H2O）为2.57%～3.3%；沈阳等（2018）根据角闪石化学成分计算出马厂菁Cu矿成矿岩体花岗斑岩含水量（H2O）为3.24%～4.05%；鲍新尚等（2019）同样计算出北衙成矿二长花岗斑岩含水量w（H2O）为3.81%～4.1%。而本文测得贫矿正长斑岩w（H2O）为2.54%～3.02%（图10a、b），略低于马厂菁和北衙成矿岩体含水量（图10a），虽然六合贫矿岩体w（H2O）较高，为5.66%～6.41%，但是其较低的氧逸度表明金属元素在岩浆早期已经呈硫化物沉淀，导致其不成矿。

此外，姚安不成矿正长斑岩其形成深度较深＞3 km，较深的侵位深度意味着较大围岩的压力，使得更难产生对成矿有利的流体出溶。加之低的氧逸度和含水量，所以其不具备成矿潜力。

6 结论

（1）姚安贫矿正长斑岩中的黑云母为岩浆原生黑云母，其氧逸度logf（O2）为-15.42～-14.74，结晶温度719.69～738.78℃，压力51.15～178.35 MPa，结晶深度1.69～5.89 km。角闪石为镁质角闪石，其氧逸度△FMQ为1.16～1.87，结晶温度822.47～850.26℃，结晶压力112.69～151.21 MPa，结晶深度3.72～5.44 km，估算出岩浆含水量为2.54%～3.02%。上述这些特征表明，姚安贫矿岩体原始母岩浆具有低氧逸度，低含水量和较深的结晶深度的特点。

（2）相较于同矿区的姚安富矿岩体以及成矿带上的马厂箐、北衙富矿岩体、姚安贫矿岩体显示出低的氧逸度和含水量。低的含水量降低了金属在熔体中的溶解度，低的氧逸度致使金属元素早期以硫化物形式沉淀，难以随熔体运移，加之较深的侵位深度和围岩压力，使得成矿流体难以从熔体中出溶。以上原因是其贫矿的关键因素。