江西阳储岭两期岩浆活动与钨成矿作用的关系：来自黑云母地球化学的证据*

2022-03-18郑瑜林赵正张长青李宏伟李彪

岩石学报 2022年2期

郑瑜林赵正张长青李宏伟,3 李彪

1.自然资源部成矿作用与资源评价重点实验室，中国地质科学院矿产资源研究所，北京 100037 2.合肥工业大学资源与环境工程学院，合肥 230009 3.中国地质大学(北京)地球科学与资源学院，北京 100083 4.河北省地矿局第五地质大队，唐山 063000

中国占有世界上60%以上的金属钨资源，华南是中国最主要的钨矿资源产地(赵正等,2017;Maoetal.,2017;Guoetal.,2018;Caoetal.,2020;毛景文等,2020;Zhaoetal.,2021;尹政等,2021)。在华南地区，大型-超大型斑岩-矽卡岩型Au-Cu矿、Mo-W矿、W-Sn矿等以及热液型W-Sn矿、Nb-Ta矿、Pb-Zn-Ag矿等多与中生代花岗质岩浆活动密切相关(毛景文等,1999;Maoetal.,2011;Su and Jiang,2017;Songetal.,2018a;Chenetal.,2019)。因此，花岗质岩石与成矿元素(Au、Cu、W、Mo、Nb、Ta、Pb、Zn、Ag)的富集关系一直是地质学家研究的热点和难点。例如：前人研究显示，斑岩型Cu-Au矿床通常与氧化程度较高的中酸性岩浆密切相关，而与W-Sn矿床通常与高分异的还原性岩浆相关(Burnham and Ohmoto,1980;Blevin and Chappell,1992;Sunetal.,2015;Zhengetal.,2021)。毛景文等(2007,2008)提出华南南岭地区大规模W-Sn-Mo-Bi-Sb矿床来源于中生代S型花岗质岩浆作用，而长江中下游成矿带Cu-Au-Mo-Fe矿床则与中生代高钾钙碱性I型花岗岩体有关。

黑云母广泛存在于大多数长英质岩浆岩中，其特殊的晶体化学结构使得其对岩浆物理化学条件的变化非常敏感(Speer,1984)。黑云母中的F、Cl含量可以指示流体中卤素的活度(Munoz,1984,1992)；Fe3+/Fe2+比值可以用来估算岩浆的氧逸度(David and Hans,1965;De Albuquerque,1973;Barrière and Cotton,1979;林文蔚和彭丽君,1994;Lietal.,2017)；全铝含量可用来计算结晶压力(Ridolfietal.,2008)。许多斑岩矿床已用黑云母的化学成分来研究矿床成因，识别富矿与贫矿岩体，指示成矿元素分布规律(蒋华等,2018;Yinetal.,2019;Azadbakhtetal.,2020;郑瑜林等,2021)。此外黑云母还被用来判别岩浆形成时的构造环境以及I型、S型花岗岩划分等(Abdel-Rahman,1994;Jiangetal.,2002;郭耀宇等,2015)。由此可见，黑云母化学成分对其形成时母岩浆的物理化学条件具有重要的指示意义(David and Hans,1965;Abdel-Rahman,1994;Jiangetal.,2002;郭耀宇等,2015)。

江南造山带和扬子克拉通东南缘产出多处与花岗岩相关的W、W-Mo矿床。如江西北部大湖塘和朱溪两个百万吨级别的世界级钨矿床以及华山、阳储岭钨矿床(项新葵等,2012;Huang and Jiang,2014;Maoetal.,2015;Songetal.,2018b;Fanetal.,2019;Caoetal.,2020;李宏伟等,2021)。阳储岭W-Mo矿床位于江南造山带中部，长江中下游成矿带南部。为江西省地质局地质调查大队在1961年发现，探明WO3储量6.13万吨，平均品位0.2%；Mo储量1.69万吨，平均品位0.03%～0.06%。阳储岭钨矿作为江南造山带上发现的第一个斑岩型钨矿床，前人对其开展了矿床地质特征、成岩成矿年代等方面的研究(李秉伦等,1985;满发胜和王小松,1988;莫名浈,1988;Maoetal.,2017)，Maoetal.(2017)通过全岩主量、微量元素和Sr-Nd同位素研究认为二长花岗斑岩与花岗闪长岩为同源岩浆。野外地质调查时发现阳储岭W-Mo矿化仅存在于晚期二长花岗斑岩中，早期花岗闪长岩中并未有矿化，控制岩体成矿差异性的因素尚不明确。本次工作选取阳储岭花岗闪长岩与二长花岗斑岩中的黑云母作为研究对象，在详细的矿山地质调查和室内岩相学观察基础上，开展黑云母主量、微量元素地球化学分析，探讨来自两种岩性的黑云母成分差异性，旨在加强阳储岭矿床成因研究，并为下一步本矿区和同类型矿床勘查提供理论基础。

1 区域地质背景

华南地块为扬子克拉通与华夏地块在新元古代沿江南造山带缝合而成(Lietal.,2008;Zhaoetal.,2011;舒良树,2012;王孝磊等,2017;Jiaetal.,2018)。其北部与华北克拉通以秦岭-大别山造山带为界，西部为松潘-甘孜造山带(Wangetal.,2013)。

阳储岭斑岩型W-Mo矿床位于江南造山带中部(图1)，该区出露地层主要为双桥山群(基底地层)和登山群(盖层)。双桥山群基底地层出露面积较大，在赣北、皖南以及湘西等地均有出露，其岩性主要为变余细-粉砂岩、页岩、板岩以及少量凝灰岩等(Wangetal.,2008;周金城等,2009;蒋少涌等,2015)。登山群主要分布在赣北和浙赣交界地区，岩性主要以砂砾岩、板岩和千枚岩为主，夹有少量凝灰岩和海相火山岩(周金城等,2009)。江南造山带作为扬子板块和华夏板块在新元古代的碰撞缝合带，自新元古代形成以来，经历了晋宁、加里东、海西、印支和燕山等多期构造运动的叠加，褶皱断裂极其发育(Lietal.,2008;Zhaoetal.,2011)。如晋宁期间扬子板块与华夏板块发生的俯冲-碰撞-拼合，在九岭地区形成九岭复式褶皱，并发育一系列NE和NW向的断裂带(Zhaoetal.,2018a;常印佛等,2019)；海西期在宜丰-歙县断裂和萍乡-绍兴断裂之间，由于陆内塌陷裂解，在浙江-赣州交界处形成萍乡-钱塘坳陷带；印支期的陆内造山，形成武功山-天台山隆起带，发育一系列近NS向弧形展布的紧密褶皱和多条断裂带；燕山期，区内构造体制由陆内挤压造山、岩石圈增厚环境转变为地壳伸展、岩石圈减薄环境，区域构造应力由挤压向拉伸转变，导致了强烈的构造和岩浆活动，以及伴随的大规模的成矿作用(Maoetal.,2017;Zhaoetal.,2018b,c)。江南造山带岩浆活动极其频繁，在各个历史时期均存在不同规模的岩浆作用，其中以晋宁期和燕山期的岩浆活动最为强烈。九岭地区在晋宁期爆发了超大规模的中酸性岩浆活动，形成了华南地区最大规模的九岭花岗闪长岩岩基。经历了晋宁期大规模岩浆爆发后，至燕山期之前，岩浆活动明显减弱，仅海西期见有小规模的岩浆活动。江南造山带的岩浆活动在燕山期又进入一个活跃期，可见多期次大规模的酸性岩浆侵入于新元古代浅变质岩和九岭花岗闪长岩岩基之中，同时伴随着钨铜铝锡金等多金属矿成矿作用。侵入体产状以岩株、岩瘤或岩床为主，岩性可分为黑云母花岗岩、二云母花岗岩、白云母花岗岩和黑云母花岗斑岩等。燕山期之后，岩浆活动又一次减弱，区内零星见有晚白垩世酸性岩浆活动，规模较小，以呈岩枝和岩脉产出的花岗斑岩为主(钟玉芳等,2005;Wangetal.,2014)。

2 矿床地质特征

阳储岭W-Mo矿床位于九江市东南约90km，大湖塘超大型W矿床东部150km处(图1)，为江南造山带上发现的第一座斑岩型钨钼矿床。矿区出露地层为新元古代双桥山群，岩性主要为板岩和千枚岩。矿区花岗质侵入体以岩体和岩脉形式侵入新元古代双桥山群中(图2)。角岩产于花岗岩体和围岩的接触带。EW、ENE和NE向断裂控制着岩体和岩脉的展布。

阳储岭矿区侵入体岩性为花岗闪长岩和二长花岗斑岩(图2)。花岗闪长岩体出露于矿区西北部，岩体出露面积2.7km2。二长花岗斑岩位于花岗闪长岩东南部，呈不规则状，出露面积0.3km2。W-Mo矿体主要赋存在二长花岗斑岩的中上部(图2)，矿体产状主要为层状和透镜状，最大厚度可达140m，其中WO3品位0.15%～1.54%，Mo品位0.05%～0.09%(Maoetal.,2017)。矿石构造为浸染状构造，白钨矿和辉钼矿为主要的矿石矿物。白钨矿以浸染状和细脉网状的形式产出，辉钼矿以自形、半自形粒状出现在石英脉中。矿区钾化和硅化较为发育，偶见碳酸盐化和绢云母化，钾长石化和硅化主要发育在二长花岗斑岩及其接触的围岩中。莫名浈(1988)从二长花岗斑岩中心向外将蚀变分为钾化、硅化、绢英岩化、绿泥石化和碳酸盐化，其中W(Mo)、Mo(W)和黄铁矿化主要与钾化、绿泥石化和硅化密切相关。根据矿物组合和结构关系，阳储岭斑岩型钨钼矿床成矿蚀变可划分为3个阶段。花岗闪长岩和二长花岗斑岩岩浆侵位后，通过热变质作用在岩石接触处形成10～1000m宽的角岩化带。随着岩浆的结晶和温度的降低，小型钾长石脉切穿二长花岗斑岩，随后形成大量的W-Mo脉体，由钾长石-白钨矿-石英脉、石英-白钨矿脉、石英-白钨矿-辉钼矿脉和石英-辉钼矿脉组成。这些脉体相互切割并且通常含有少量的黄铁矿。成矿后期为绿泥石化和碳酸盐化。

3 样品采集及测试方法

所测试的含黑云母花岗闪长岩和二长花岗斑岩采自阳储岭露采矿区。花岗闪长岩，岩石浅灰白色，中细粒结构，局部发育似斑状结构。主要造岩矿物为石英(20%～25%)、斜长石(40%～45%)、钾长石(20%～25%)、黑云母(5%～15%)和角闪石(5%～10%)。副矿物为锆石、磷灰石、磁铁矿和钛铁矿等(图3)。二长花岗斑岩，白色，斑状结构，斑晶含量60%～70%，粒度1～4mm。主要由斜长石、钾长石、石英和黑云母组成。斜长石，半自形板状，含量30%～40%，部分斜长石发生了绢云母化(图3)；钾长石，半自形，卡斯巴双晶清晰可见，含量20%～30%，部分钾长石发生泥化(图3)；石英含量10%～15%，他形粒状，无色透明；黑云母含量5%～10%，单偏光下褐色，黑云母中可见有磷灰石，锆石的包裹体(图3)。副矿物主要为磷灰石、锆石和磁铁矿等。基质成分与斑晶成分一致。

通过显微镜下鉴定，选择干涉色均一且在背散射上显示化学成分均一的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15kV，束流为20nA，束斑大小为5μm，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0.04%，Cl的检出限为0.01%。标样矿物分别为Na、Al、Si(硬玉)、Cl(NaCl)、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。

黑云母微量元素分析在国家测试中心重点实验室完成。采用美国Resonetics公司生产的RESOlution M-50激光剥蚀系统和Agilent 7500a型的ICP-MS联机，测试时使用Ar和He作为载气，激光能量为80mJ，剥蚀束斑直径使用31μm，频率使用8Hz，背景值45s。使用NIST SRM610和612作为外标，微量元素处理采用多外标，无内标的处理方法，分析精度<10%。

4 分析结果

表1为阳储岭花岗闪长岩和二长花岗斑岩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。表2为黑云母微量元素测试结果。花岗闪长岩(GD)中的黑云母为类型一，二长花岗斑岩(MGP)中的黑云母为类型二。

表1 阳储岭矿区黑云母主量元素(wt%)及相关计算结果Table 1 Major elements of biotite (wt%)and calculation results in Yangchuling deposit

续表1Continued Table 1

表2 阳储岭矿区黑云母微量元素(×10-6)测试结果Table 2 Trace elements (×10-6)of biotite in Yangchuling deposit

续表2Continued Table 2

4.1 黑云母主量元素特征

两类黑云母SiO2含量35.27%～37.67%，平均36.69%；FeO含量17.06%～23.03%，平均20.66%；TiO2含量2.95%～5.21%，平均4.45%；MgO含量6.09%～11.17%，平均8.69%。显示出富Fe和富Ti的特征。在黑云母10×TiO2-FeO-MgO图解上(图4a)，所有黑云母均投影于原生黑云母区域，这与镜下观察黑云母呈现自形-半自形，解理清晰可见为岩浆黑云母特征相一致。两类黑云母Fe/(Fe+Mg)比值变化范围0.46～0.65，Mg/(Mg+Fe)比值变化范围0.40～0.58，显示出相对Mg，更为富Fe的特征。Mg/(Mg+Fe)比值与MnO、FeO、TiO2显示出较好的负相关关系，与SiO2显示出正相关关系(图5)。AlⅥ+Fe3++Ti变化范围1.15～1.68，Fe2++Mn变化范围1.81～2.50，在云母分类图解上(图4b、c)，除一个点位于镁质黑云母范围内，其余均属于铁质黑云母(Foster,1960)。类型一黑云母Fe3+/Fe2+比值变化范围0.24～0.36，平均0.29；类型二黑云母Fe3+/Fe2+比值变化范围0.18～0.21，平均0.19，类型一具有比类型二更高的Fe3+/Fe2+。两类黑云母Fe2+/(Mg+Fe2+)变化范围较小(0.42～0.61)，表明黑云母并未遭受后期流体的改造(Stone,2000)。

4.2 黑云母卤素成分特征

类型一黑云母F含量变化范围0.29%～0.56%，平均0.47%，Cl变化范围0.02%～0.18%，平均0.08%；类型二黑云母中F含量变化范围0.76%～1.35%，平均0.96%，Cl变化范围0.08%～0.19%，平均0.11%。类型二具有比类型一更高的F和Cl值。但是Munoz (1984)指出，黑云母中Cl和F替换羟基的程度受到黑云母中Mg/Fe比值的控制，拥有高Mg/Fe比值的黑云母会含有更高的F，而低Mg/Fe比值则显示更高的Cl，称之为F-Fe和Cl-Mg回避原则。为消除Mg、Fe对F、Cl的影响，因此其提出用F、Cl的截距值Ⅳ(F)、Ⅳ(Cl)和Ⅳ(F/Cl)来代表云母中的卤素相对富集程度，Ⅳ(F)和Ⅳ(Cl)其值越小，表明其富集程度越高，IV(F/Cl)值越小表明F/Cl比值越高。其计算公式为

Ⅳ(F)=1.52XMg+0.42XAn+0.2XSid-log(XF/XOH)Ⅳ(Cl)=-0.51-1.93XMg-log(XCl/XOH)Ⅳ(F/Cl)=IV(F)-IV(Cl)XSid=[(3-Si/Al)/1.75]×(1-XMg)XAn=1-(XMg+XSid)

其中Si、Al、F、Cl、OH均可根据22个氧原子为基准计算得出，XMg=Mg/(Mg+Fe)。类型一中Ⅳ(F)变化范围1.96～2.39，平均2.09；类型二中Ⅳ(F)变化范围1.59～1.96，平均1.79。类型一中Ⅳ(Cl)变化范围-4.26～-3.29，平均 -3.75；类型二中Ⅳ(Cl)变化范围-3.77～-3.23，平均 -3.53。类型一具有比类型二更高的Ⅳ(F)和Ⅳ(F/Cl)的值(图6)，大部分都落在Sn-W-Be成矿范围内。

此外，黑云母中卤素含量还可用来估算岩浆和流体中的卤素富集程度(Speer,1984;Zhu and Sverjensky,1992)。Zhu and Sverjensky (1992)提出了黑云母和流体F-Cl-OH分配系数的计算结果，随后Munoz (1992)对数值进行了校正，提出基于黑云母中卤素含量计算流体卤素逸度的公式，如下：

log(XF/XOH)

0.68-log(XCl/XOH)

0.25+log(XF/XCl)

其中，T单位为开尔文，可利用黑云母Ti温度计算公式(Henryetal.,2005)得出。类型一中log(fH2O/fHF)fluid变化范围4.34～4.76，平均4.55；log(fH2O/fHCl)fluid变化范围3.47～4.50，平均3.91；log(fHF/fHCl)fluid变化范围-1.04～-0.07，平均-0.64。类型二中log(fH2O/fHF)fluid变化范围4.00～4.34，平均4.17；log(fH2O/fHCl)fluid变化范围3.43～3.82，平均3.66；log(fHF/fHCl)fluid变化范围-0.7～-0.28，平均-0.52。类型二具有比类型一更低的log(fH2O/fHF)fluid、log(fH2O/fHCl)fluid值，高的log(fHF/fHCl)fluid值(图6)。

4.3 黑云母微量元素特征

两类云母微量元素含量差异较大。稀土元素含量均较低，较多元素位于检测限以下。两类云母均富集Li、Rb、Nd、Cs和Ta，亏损Sr、Zr、Mo等元素。二长花岗斑岩中的黑云母微量元素分别为：Li含量(311×10-6～681×10-6，平均488×10-6)，Rb含量(580×10-6～1161×10-6，平均843×10-6)，Nb含量(1.95×10-6～190×10-6，平均60.2×10-6)，Cs含量(20.7×10-6～135×10-6，平均65.7×10-6)，Ta含量(0.60×10-6～39.7×10-6，平均9.62×10-6)，Sr含量(0～10.5×10-6，平均4.91×10-6)，Zr含量(0～64.7×10-6，平均5.70×10-6)，Mo含量(0～5.58×10-6，平均1.19×10-6)。花岗闪长岩中的黑云母微量元素分别为：Li含量(318×10-6～698×10-6，平均440×10-6)，Rb含量(267×10-6～583×10-6，平均499×10-6)，Nb含量(19.1×10-6～69.4×10-6，平均46.1×10-6)，Cs含量(5.52×10-6～22.6×10-6，平均15.2×10-6)，Ta含量(2.42×10-6～9.58×10-6，平均5.83×10-6)，Sr含量(0～8.87×10-6，平均2.63×10-6)，Zr含量(0～1.48×10-6，平均0.43×10-6)，Mo含量(0～5.52×10-6，平均0.83×10-6)。此外，二长花岗斑岩中的云母的K/Rb比值(76.1～149，平均1117)，Nb/Ta比值(3.25～12.3，平均6.92)，花岗闪长岩中的云母K/Rb比值(149～264，平均147)，Nb/Ta比值(6.50～9.76，平均7.99)。总而言之，二长花岗斑岩中的黑云母具有比花岗闪长岩中的黑云母更高的Rb、Cs、Nb和Ta含量，低的K/Rb与Nb/Ta比值，且K/Rb比值与Rb、Cs、Nb、Ta呈现明显的负相关关系(图7)。

5 讨论

5.1 岩浆演化与钨的富集

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、示踪岩浆结晶分异、岩浆混合以及围岩同化等方便具有较好的指示意义(Renéetal.,2008;Van Lichterveldeetal.,2008;Stepanovetal.,2014;Lietal.,2015;Breiteretal.,2017)。

过铝质作为S型花岗岩最显著的特征之一，要求铝饱和指数A/CNK>1.1，而I型花岗岩则显示出准铝质-弱过铝质特征(A/CNK<1.05)。阳储岭花岗闪长岩和二长花岗斑岩均显示出弱过铝质特征，A/CNK变化范围1.01～1.08，且P2O5与SiO2具有负相关关系，表明阳储岭两类花岗岩为I型花岗岩(Maoetal.,2017)。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，显示母岩轻微过铝质特征(图8a)，和全岩计算结果一致。两类花岗质岩石中的黑云母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,Whalen and Chappell,1988)。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;Whalen and Chappell,1988)也具有较大差异。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。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，显示母岩为I型花岗岩(图8b,c)，与全岩研究结果一致。此外黑云母还可反映岩浆源区特征，在FeO/(FeO+MgO)-MgO图解中(图8d)，岩浆源区以壳源物质为主，与前人Sr-Nd-Hf研究结果显示阳储岭源自新元古代地壳物质部分熔融相一致(Maoetal.,2017)。

阳储岭二长花岗质岩浆由花岗闪长质岩浆经过结晶分异而来，未遭受明显的岩浆混合和围岩混染(Maoetal.,2017)。因此黑云母的成分主要受到岩浆结晶分异的影响。在岩浆结晶分异过程中，卤素元素(F)和不相容元素(Li、Rb、Cs、Nb、Ta等)随着岩浆的分异程度增加而在残余熔体中不断富集(Huangetal.,2002;Wuetal.,2017)，因此在分异程度更高的岩浆中结晶的黑云母，其因具有更高的Li、Rb、Cs、Nb、Ta等元素含量。此外黑云母中的K/Rb比值常用来指示岩浆的结晶分异程度，在K/Rb与Rb、Cs、Nb、Ta图解中，K/Rb与Rb、Cs、Nb、Ta均显示出明显的负相关关系，证明了黑云母中微量元素的变化主要受到岩浆结晶分异的影响，而二长花岗斑岩黑云母具有比花岗闪长岩黑云母更低的K/Rb比值，高的Rb、Cs、Nb、Ta元素含量显示二长花岗斑岩分异程度更强(图7)。钨作为不相容元素，在岩浆分异过程中，趋于在残余熔体中富集，因此，更强的分异作用有利于钨的富集成矿，这与钨矿化发育在二长花岗斑岩中的地质现象是一致的。

5.2 氧逸度对钨成矿的制约

Candela (1992)强调斑岩型钨矿床的形成与还原性岩浆有关，因此分离结晶过程中钨的地球化学行为受到岩浆氧逸度的影响。在氧化条件下，从岩浆-热液系统中提取钨的效率较低，且通常不是斑岩型矿床的有效经济成分。在还原条件下，钨在晶体-熔体分配过程中显示为不相容元素，随着岩浆结晶分异在残余熔体中不断富集(Candela,1992)。阳储岭花岗闪长岩中黑云母与原生磁铁矿共存，表明岩浆具有较高的氧逸度，而阳储岭矿区二长花岗斑岩的氧逸度相对较低。因此，二长花岗斑岩的结晶及与之伴随的钨、钼矿化在某种程度上受氧逸度相对较低的影响。黑云母在二长花岗斑岩中显示出比花岗闪长岩中的更低的Fe3+/Fe2+比值，在Fe3+-Fe2+-Mg2+三元图解中，所有黑云母均靠近NNO缓冲线附近(图9)，表明二者均具有较低的氧逸度，但是与二长花岗斑岩相比，花岗闪长岩更靠近Fe3+端元，表明其氧逸度较二长花岗斑岩更高(David and Hans,1965)。此外依据David and Hans (1965)在p(H2O)=207MPa的条件下提出基于黑云母稳定度100×Fe/(Fe+Mg)的logf(O2)-T的图解，并结合黑云母Ti温度计所计算出的黑云母结晶温度，估算出花岗闪长岩的岩浆氧逸度logf(O2)变化范围为-16～-15，二长花岗斑岩氧逸度logf(O2)变化范围为-17～-16，同样投点位于NNO-FMQ缓冲线附近，表示其较低的氧逸度。

5.3 岩浆卤素浓度对钨成矿作用的指示

黑云母中的F和Cl浓度可以作为花岗岩成矿的指标，因为黑云母的卤素浓度在很大程度上反映了黑云母最后与之平衡的水相的卤素浓度(Munoz and Swenson,1981)。阳储岭二长花岗斑岩中黑云母的电子探针及成分分析计算表明，含矿岩体二长花岗斑岩中的黑云母具有比花岗闪长岩中的黑云母更低的Ⅳ(F)和Ⅳ(Cl)值(图6)，指示F、Cl在二长花岗斑岩中的黑云母富集程度更高。而通过黑云母计算出对应岩浆流体的log(fH2O/fHF)fluid、log(fH2O/fHCl)fluid、log(fHF/fHCl)fluid，结果表明类型二具有比类型一更低的log(fH2O/fHF)fluid、log(fH2O/fHCl)fluid值(图6)，显示二长花岗斑岩流体中更加富含HF和HCl。而类型二高的log(fHF/fHCl)fluid值，显示出更加相对富集的HF，对应了更高的演化程度。因此，W趋向于在晚期的二长花岗斑岩中富集。因为二长花岗质岩浆为花岗闪长质岩浆通过结晶分异而来(Maoetal.,2017)，岩浆的结晶分异过程中，挥发性组分F、Cl和成矿元素W、Mo从体积更大的花岗闪长质岩浆转移进入小体积的二长花岗质岩浆中，形成具有经济价值的W-Mo矿体。