唐攀,唐菊兴,郑文宝,冷秋锋,林彬.2017.岩浆黑云母和热液黑云母矿物化学研究进展[J].矿床地质,36(4):935~950TANG Pan,TANG JuXing,ZHENG WenBao,LENG QiuFeng,LIN Bin.2017.Progress in study of mineral chemistry of magmatic and hydrothermal biotites[J].Mineral Deposits36(4):935~950
DOi:10.16111/j.0258_7106.2017.04.010
岩浆黑云母和热液黑云母矿物化学研究进展
（1 成都理工大学地球科学学院， 四川 成都610059； 2 中国地质科学院矿产资源研究 所 国土资源部成矿作用与资源评价重 点实验室， 北京100037； 3 中国地质大 学， 北京100083； 4. 西藏华钰矿业股份有限公司， 西藏 拉萨850000）
第一作者简介唐攀， 男， 1989年生， 博士研究生， 主要从事矿床勘查与评价工作。 Email: tangpan168@163.com <>br**通讯作者唐菊兴， 男， 1964年生， 博士生导师， 研究员， 主要从事矿床学和固体 矿产勘查与评价研究工作。 Email: tangjuxing@126.com
收稿日期2016_05_26
本文由公益性行业专项（编号： 201511022_02， 201511017）、国家自然科学基金项目（ 编号： 41302060）和中国地质科学院基本科研业务费（编号： YYWF201608）联合资助
摘要:黑云母是岩浆岩和斑岩型矿床中重要的含水铁镁质成岩硅酸盐矿物。 黑云母化学成 分可以有效地指示岩浆性质、热液蚀变以及成矿过程。文章基于前人和作者的研究成果，系 统地总结了黑云母矿物化学在黑云母分类、地质温度计、地质压力计、氧逸度等方面的应用 ，对岩石成因及构造背景的指示意义，卤素和卤素逸度评价岩浆热液过程，成矿潜力评价等 方面的研究新进展，为斑岩型铜多金属矿床的成矿预测和勘查评价提供了最新的找矿矿物学 证据。并提出了黑云母矿物化学在研究中存在的一些问题及未来的研究方向。
关键词:
地质学；岩浆黑云母；热液黑云母；矿物化学；研究进展；斑岩矿床
文章编号： 0258_7106 (2017) 04_0935_16 中图分类号： P619.27+3 文献标志码： A
Progress in study of mineral chemistry of magmatic and hydrothermal biotites
(1 College of Earth Sciences, Chengdu University of Technology, Chengdu, 610059, Sichuan, China; 2 MLR Key Laboratory of Metallogeny and Mineral Assessment, I ns titute of Mineral Resources, Chinese Academy of Geological Sciences, Beijing 100 037, China; 3 China University of Geosciences, Beijing 100083, China; 4 Tibet Huayu Mining Development Co., Ltd., Lhasa 850000, Tibet, China)
Abstract:Biotite is an important hydrated ferromagnesian silicate mineral in most magmati c rock. Its composition is useful in understanding magmatic properties, hydrothe rmal alteration and ore_forming processes. Based on the research results of prev ious researchers and the authors, this paper systematically summarizes chemistry application of biotite mineral in such aspects as classification, geothermomete r, geothermobarometry and oxygen fugacity, its indicating significance for petro genesis and tectonic setting, the halogen and halogen fugacity ratios evaluating magmatic hydrothermal process, and the exploration evaluation. These data provi de the latest mineralogical evidence for metallogenic prediction and prospecting evaluation of porphyry Cu polymetallic deposits. This paper also analyzes some problems in the study and points out the work that needs to be done in this area in future.
Key words:
geology，magmatic biotites, hydrothermal biotites, mineral ch emistry, progress in research, porphyry deposit
20世纪50年代后期定量化学分析引入矿物化学研究中，矿物学研究不仅在分析测试、显微观 察的手段上逐渐完善，而且分析观察趋向于向微区发展，比如电子探针（EMPA）、离子探针 （IMA）、激光等离子质谱仪（LA_ICP_MS）等。与矿物分离分析相比，矿物原位微区分析可 以有效避免矿物部分蚀变、杂质、包裹体等的影响，分析精度大大提高，使得矿物化学研究 逐渐走向成熟。
黑云母，三八面体云母，分子式一般为（K, Na, Ca, Ba）（Fe2+, Fe3+, Mg, Ti4+, Mn, Al）3（Al, Si）4O10（OH, F, Cl）2，是长英质岩浆岩中 最常见的含水镁铁质成岩硅酸盐矿物，既可以形成于侵入体结晶过程，也可以形成于岩浆热 液蚀变过程（Jacobs et al., 1976; 1979）。黑云母的结构和化学成分对岩浆或岩浆热液 的物理化学条件（温度、压力、氧逸度和成分）十分敏感，热动力条件的变化可以控制黑云 母复杂的化学成分，因此，黑云母化学成分可以有效地指示岩浆_热液系统物化条件（Wones et al., 1965; Czamanske et al., 1973; Speer, 1987）。黑云母的研究越来越受到重视 ，尤其是在斑岩成矿系统中，黑云 母矿物化学对岩浆性质、热液蚀变以及成矿过程具有重要的指示意义（Beane, 1974; Jacob s et al., 1976; 1979; Hendry et al., 1981; 1985; Chivas, 1981; Selby et al., 200 0; Ayati et al., 2008; Boomeri et al., 2009; 2010; Siahcheshm et al., 2012; Afsh ooni et al., 2013; Parsapoor et al., 2015）。
对中国黑云母的研究相对较少，主要集中于岩浆黑云母对岩浆岩性质和成矿的指示意义（洪 大卫，1982；周作侠，1986；张培萍等，1991；王晓霞，1998；熊小林等，2001；胡建等， 2006；楼亚儿等，2006；李鸿莉等，2007a；2007b；秦克章等，2009；刘彬等，2010；章健 等，2011；弥佳茹等，2014；郭耀宇等，2015；陶继华等，2015；牛晓露等，2015；武宗林 等，2015；陈慧军等，2015），少量研究热液黑云母对矿化蚀变的指示意义（杨敏之，1964 ；傅金宝，1981；刘立钧等，1984；王葳平等，2012；唐攀等，2016）。本文在前人大量的 研究成果基础之上，结合作者的研究成果，系统地介绍了黑云母矿物化学研究进展，以期进 一步促进对黑云母矿物化学的深入研究，为斑岩铜多金属矿床的找矿矿物学和成因矿物学研 究提供基础资料。
热液黑云母产状明显不同于岩浆黑云母，又可以分为热液交代黑云母（交代角闪石和岩浆黑 云母，极少交代斜长石）和热液新生黑云母（交代黑云母以外的其他热液次生黑云母）（Ja cobs et al., 1976; 1979；傅金宝，1981; Selby et al., 2000; Ayati et al., 2008; 唐攀等，2016）。热液交代黑云母沿着边缘和裂隙部分或全部交代角闪石和岩浆黑云母，重 结晶成细鳞片状集合体，呈半自形_他形产出。
热液新生黑云母可以分为弥散状黑云母和脉状黑云母（Jacobs et al., 1976; 1979; Selby et al., 2000; Ayati et al., 2008; 唐攀等，2016）。弥散状黑云母常呈极细_细的片状 或少量的片状集合体散布于岩体中，其明显与热液蚀变有关。对于很弱的或者没有明显的热 液蚀变，这种弥散状的黑云母既可以是岩浆黑云母，也可以是热液黑云母。脉状黑云母 常呈自形_半自形_他形，粗_中粒片状，与石英和金属硫化物等共生。
岩浆黑云母和热液黑云母不仅在岩相学上存在较大的差别，在矿物化学性质方面也存在差异 。2类黑云母成因存在较大差别，对于客观地识别其指示意义，正确地区分2类黑云母至关重 要。Beane（1974）研究北美斑岩铜矿床中的黑云母，得出岩浆黑云母Mg/Fe<1.0，蚀变黑 云母Mg/Fe>1.5和Fe3+/Fe2+<0.3；用Fe3+_Fe2+_Mg2+三 角图解可以区分岩浆黑云母和蚀变黑云母。
Nachit等（2005）用10TiO2_FeO*_MgO（FeO*=FeOtot+MnO）三角分类图区分岩 浆 黑云母、重结晶黑云母和新生黑云母（图1），选择这3个端员的原因为： ① 黑云母2个端 员——金云母（Mg）和铁云母（Fe2+），其中，黑云母的XFeO*=FeO*/ （FeO*+MgO）值取决于岩体的性质，其值从基性岩体（XFeO*≈0）到长英质岩 体（XFeO*≈1）为增加（Abrecht et al., 1988）；② 黑云母Ti含量与热条件 有关（Robert, 1976），并且随岩体的XFeO*值变化（Abrecht et al., 1988） ； ③ 蚀变黑 云母常与重结晶的Fe_Ti氧化物（金红石、锐钛矿、钛铁矿）有关，并且能通过光学显微镜 明显的观察到（如褪色，多色性减弱等）。
傅金宝（1981）通过整理中国一些斑岩铜矿床中黑云母的数据，得出岩浆黑云母具有高Ti、 低Al的特点，w（TiO2）>3%，w（Al2O3）<15%；热液新生黑云母则 低Ti、高Al，w（TiO2）<3%（多数<2%），w（Al2O3）>15%；热 液交代黑云母的Ti、Al含量介于 前两者之间，表明交代过程中元素具有继承性。反映在Al 2O3/TiO2比值上，岩浆黑云母多<3.5%，热液黑云母多7，热液交代黑云母同 样居前两者之间。 黑云母中Ti含量与热条件有关（Robert, 1976），岩浆黑云母形成温度较高，导致其Ti含量普遍高于热液黑云母。
Jacobs等（1976；1979）研究Santa Rita、Bingham和Ely斑岩矿床中的黑云母，岩浆黑云母 Ba含量高，热液黑云母具有高的Mg、F、Si值，低Ti值。Parsapoor等（2015）研究Darreh_Z ar斑岩铜矿床的岩浆黑云母和热液黑云母得出，岩浆黑云母比热液黑云母具有高Ti、低Al。 王葳平等（2012）和唐攀等（2016）研究甲玛斑岩铜多金属矿床得出，热液黑云母的Mg含量 比岩浆黑云母高，具有低Ti、高Al的特征。
在斑岩矿床中，不同蚀变带的黑云母矿物化学也具有较大的差别。Jaconbs等（1979）研究S anta Rita斑岩铜矿床黑云母得出，绢英岩化带热液黑云母具有明显的高Al含量。Ayati等（ 2008）研究Dalli斑岩铜矿床热液黑云母得出，钾化带热液黑云母的FeO、TiO2、MnO、K 2O、Na2O含量比绢英岩化带高。Boomeri等（2010）研究Sarcheshmeh斑岩铜矿床黑云母得 出，与绢英岩化带相比，钾化带热液黑云母具有较高的Mg含量。Afshooni等（2013）研究Ka hang斑岩铜矿床热液黑云母得出，与绢英岩化带相比，钾化带热液黑云母具有明显的低Al和 高K、Fe、Ti、Na特征。
其中， a=-2.3594； b=4.6482×10-9； c=-1.7283；基于22个 氧原 子，XMg=0.275～1.000； Ti=0.04～0.60， t=480～800℃， p=40 0～600 MPa。
Wones等（1965）研究表明，黑云母成分变化可以用于地质温度估算，提出logf(O2)_ t地质 温度计。该温度计适用于高温高压条件下，而不能扩展到近大气压和100～300℃的硅酸盐_ 硫 化物热液系统中地质温度估算。Beane（1974）提出热液黑云母地质温度计——t_X phl，计算北美Santa Rita、Ray、Safford、Bingham、Hanover和Galore Creek斑岩矿床 钾化带中热液黑云母形成温度，热液黑云母与磁铁矿和钾长石共生（图3）。Ayati等（2008 ）和Afshooni等（2013）应用t_Xphl地质温度计算Kahang和Dalli斑岩矿床 中热液黑云母形成温度（图3）。
其中，TAl为以22个氧原子为基础计算出的黑云母中铝阳离子总数。
许多学者利用黑云母全铝压力计估算岩体的结晶压力和形成深度，进而探讨岩体的形成条件 及成矿的潜力。郭耀宇等（2015）利用黑云母全铝压力计估算西秦岭格尔括合花岗闪长斑岩 的结晶压力为131～181 MPa，相应的侵位深度为5.0～7.1 km。唐傲等（2015）利用黑云 母全铝压力计估算赣中紫云山岩体含矿花岗岩结晶压力为253～322 MPa，对应的侵位深度为 9.56～12.18 km。许腾等（2015）利用黑云母全铝压力计估算河南栾川矿集区燕山期2类 岩体的结晶压力，得出南泥湖和上房沟岩体结晶压力为38～115 MPa，结晶深度为1.4～4. 4 km。武宗 林 等（2015）利用黑云母全铝压力计估算栾川矿集区黄背岭_中鱼库花岗岩结晶压力，得出从 岩体浅部到深部，黄背岭岩体结晶压力为93～14 MPa，结晶深度为3.4～0.5 km；中鱼库 岩体结晶压力为145～58 MPa，结晶深度为5.3～2.1 km。两个岩体浅部结晶压力大，深部 结晶压力 小，表明两者均为快速侵入。陈慧军等（2015）利用黑云母全铝压力计估算滇西古永地区花 岗岩结晶压力为67～120 MPa，结晶深度为2.54～4.55 km；表明本区花岗岩形成于相对较 浅的 环境，相对于古永花岗岩体，小龙河花岗岩体具有更大的锡成矿潜力。东前等（2011）利用 黑云母全铝压力计估算江西武山花岗闪长斑岩结晶压力为86～103 MPa，对应的侵位深度为2 .84～3.39 km，表明该岩体形成于相对较浅环境，具有较大成矿潜力，有利于武山矽卡岩 铜矿的形成。
该氧逸度计被广泛应用于花岗岩和斑岩矿床中。Zhang等（2016）利用黑云母氧逸度计研究S isson Brook W_Mo_Cu矿床周围的长英质侵入岩体，黑云母花岗质岩脉具有高氧逸度（NNO） ，而其他岩体氧逸度较低（QFM），认为仅考虑岩浆的演化程度和氧逸度，黑云母花岗质岩 脉最有可能是成矿流体的来源。Parsapoor等（2015）利用黑云母氧逸度计研究Darreh_Zar 斑岩铜矿床岩浆_热液演化过程的氧逸度，岩浆阶段氧逸度缓冲剂为NNO，热液阶段氧逸度缓 冲剂从NNO升高到HM，再降低到FQM。唐攀等（2016）利用黑云母氧逸度计研究甲玛斑岩铜多 金属矿床岩浆_热液演化过程，得出岩浆向热液氧化过程中，氧逸度增高，即岩浆氧逸度缓 冲剂为NNO，热液阶段氧逸度缓冲剂为HM，并认为高氧逸度有利于斑岩矿床的形成。刘彬等 （2010）利用黑云母氧逸度计研究鄂东南铜山口斑岩铜（钼）矿床，得出成矿岩体花岗闪长 斑岩的氧逸度缓冲剂为NNO。武宗林等（2015）利用黑云母氧逸度计估算栾川矿集区黄背岭_ 中鱼库花岗岩氧逸度分别为10-11.8～10-10和10-13.08～10-10.4 （均为NNO），认为高氧逸度有利于斑岩型钼钨多金属成矿。许腾等（2015）利用黑云母 氧逸度计估算河南栾川矿集区成矿的南泥湖、上房沟岩体氧逸度为10-11.3～ 10- 10，不成矿的老君山岩体氧逸度较低，为10-12.4～10-11.5，认为高氧逸度 是岩体形成斑岩_矽卡岩型矿床的原因之一。
李鸿莉等（2007a）利用黑云母氧逸度计研究芙蓉锡矿田骑田岭花岗岩，角闪石黑云母花岗 岩的氧逸度为10-16.00～10-15.31，与成矿流体有关的黑云母花岗岩的氧逸度 为10-19.20～10-17.50，认为低氧逸度花岗岩有利于锡成矿。李鸿莉等（2007 b）利用黑云母氧逸度计研究岩背火山_斑岩型锡矿含黄玉黑云母花岗岩和含黄玉花岗斑岩， 前者氧逸度较高，为10-15.5～10-15.7，后者氧逸度较低，为10-19.2 ～10-18.7，与锡成矿关系更密切。
章健等（2011）利用黑云母氧逸度计研究产铀和非产铀花岗岩，产铀花岗岩的氧逸度较低( 10-16.5～10-15.0)，非产铀花岗岩氧逸度较高(10-12.4～10-12. 5)。陈佑纬等（2010）利用黑云母氧逸度计研究贵东岩体，不产铀的鲁溪岩体氧逸度较高 (10-12～10-11.5)，而下庄岩体氧逸度较低(10-14.5～10-15.5 )。陈佑纬等（2013）利用黑云母 氧逸度计研究陕南光石沟伟晶岩型铀矿床，与不产铀伟晶岩相比，产铀伟晶岩更靠近NNO缓 冲线，氧逸度更低。
黑云母普遍存在于所有类型的花岗岩和花岗岩类中，由于这两种岩类的结晶结构的特殊性， 在花岗 质岩浆中黑云母能调整它们大多所共有的元素（Shabani et al., 2003）。黑云母能探究岩 浆成分，主要因其具有以下特征： ① 对不含或含有少量的石榴子石、堇青石或Al2SiO 5同质多形体的花岗岩类，黑云母是最重要的过量铝的储存器，因此，黑云母可以直接反应 母岩岩浆铝饱和度； ② 黑云母是最快速有效的氧化态指示剂（Shabani et al., 2003）。 黑云母是主要的过铝质矿物，黑云母的铝饱和指数与母岩岩体的铝饱和指数 呈正相关关系（De Albuquerque, 1973; Speer, 1981; Lalonde a et al., 1993）。
A型花岗岩黑云母富Fe，I型花岗岩富Mg，S型花岗岩则明显富Al（Abdel_Rahman, 1994; Sha bani et al., 2003）。黑云母的氧化系数和镁质率Mg＃也可作为划分I型与S型花岗岩的 依 据，前者中的黑云母具有较高的氧化系数（0.252～0.121）及较高的Mg＃（0.384～0 .626），而后者的则较低（徐克勤等，1986）。Dahlquist等(2010)的Fe/(Fe+Mg)_F图解 （图4）区分A型、钙碱性I和S型花岗岩。Jiang等（2002）的AlⅣ_Fe2+/(Fe 2++Mg)图解（图5）区分A型、I型花岗岩和钾玄质花岗岩。
De Albuquerque（1973）研究表明，MgO_FeOtot_Al2O3图解可以区分黑云母是否 与角闪石共 生，与其他铁镁矿物共生，与白云母共生，以及与其他铝硅酸盐矿物共生（硅线石或红柱石 ）。 Nachit等（1985）的Al_Mg图解将母岩岩浆分为4类：过铝质、钙碱性、亚碱性、碱性_ 过碱性。 Abdel_Rahman（1994）通过对不同构造环境下岩浆岩中325件黑云母成分研究表 明，黑云母MgO_FeOtot_Al2O3图解可以判别母岩岩浆的性质（过铝质、钙碱性、碱性和碱性 _过碱性）。Sallet（2000）通过系统整理花岗岩类的Ⅳ(F)(F表示在黑云母中的相对富 集程度)得出，钙 碱性花岗岩类的黑云母具有较高的Ⅳ(F)（1.1～2.8，平均值2.19），高K钙碱性花岗岩 类的黑云母具有中等Ⅳ(F)（0.75～1.7，均值1.42），高Si碱性花岗岩类的 黑云母具有较低的Ⅳ(F)（-0.8～1.9，均值0.56），过铝质花岗岩类的黑云 母具有变化较大的Ⅳ(F)（0.2～2.3，均值1.5）。
Czamanske等（1981）和Lalonde等（1993）研究表明，磁铁矿系列和钛铁矿系列花岗岩的黑 云母成分在Fe/(Fe+Mg)_Al分类图解中显示连续性变化，磁铁矿系列黑云母富Mg、贫Al，而 钛铁矿系列的Fe、Al含量增加；Karimpour（2011）将伊朗Maherabad、Dehnow、Gheshl agh 、Khajehmourad和Najmabad地区的磁铁矿系列和钛铁矿系列花岗岩黑云母成分投于Al2O 3_TiO2图解中，2个系列的花岗岩呈现明显的不同，磁铁矿系列花岗岩中的黑云母具有高 的Al2O3含量，低的TiO2含量，而钛铁矿系列花岗岩中的黑云母具有低的Al2O3含 量，高的TiO2含量。
周作侠（1986）通过收集全球15个地区和岩体中黑云母的资料，用黑云母w(∑FeO) /w(∑FeO+MgO)_w(MgO)图解判别花岗岩物质来源：壳源、壳幔混源和幔源 。Ague等（1988）研究指出，log(XF/XOH)_log(XMg/X Fe)图解区分I型花岗岩类混染程度（混染程度广义上讲是指从上地幔、深地壳或者俯冲 板片演化形成的铁镁质I型岩浆与大陆地壳来源成分相互作用）： I_WC型指弱混染的I型花 岗岩类，I_MC型指中等混染的I型花岗岩类，ISC型指强烈混染的I型花岗岩类，I_SCR型指强 烈混染的还原性I型花岗岩类。
胡建等（2006）研究广东龙窝和白石冈岩体黑云母得出，黑云母的成分特征可作为岩浆分异 演化程度的良好示踪剂，随着岩浆分异演化程度的增高，黑云母的Rb含量依次增高，而Ba含 量则渐次降低，Rb/Ba比值显著增大（图6）。Smith等（2011）利 用黑云母矿物化学成分 研究印尼苏门答腊岛多巴火山碎屑，形成时代较早的多巴火山凝灰岩中的黑云母具有较低的 FeO/MgO比值（2.1～2.6），形成时代较晚的多巴火山凝灰岩中的黑云母具有较高的FeO/M gO比值（2.8～3.7）。
黑云母成分对岩体成因和岩浆构造背景是一种非常好的指示剂，但是仍然需要结合其他资料 ，比如母岩岩体主、微量元素、同位素、区域和其他地质资料（Abdel_Rahman, 1994; Shabani et al., 2003；胡建等，2006）。
Munoz（1984）用黑云母的F和Cl截距值表示其在黑云母中的相对富集程度，即Ⅳ(F)、Ⅳ( Cl)和Ⅳ(F/Cl)，Ⅳ(F)、Ⅳ(Cl)和Ⅳ(F/Cl)由黑云母Xphl、X sid和Xann计算获得，计算公式如下：
其中，XMg=Mg/(八面体阳离子总数)；Xsid是黑云母中的铁叶云母摩 尔分数；Xann是黑云母中的铁云母摩尔分数，其计算公式如下（Yavuz, 2003a; 2003b）：
Ⅳ(F)值越小表示黑云母中F富集程度越高；Ⅳ(Cl)基本上都为负值， 负得越多表明黑云母中Cl富集程度越高（Munoz, 1984）。Ⅳ(F/Cl)不受平衡体 系温度和黑云母中OH的含量控制，因此直接与f(HCl)/f(HF)逸度比值有关（Mu noz, 1984）。Parsapoor等（2015）通过整理斑岩铜矿床、Sn_W_Be矿床和斑岩钼矿床黑云母的 Ⅳ(F)、Ⅳ(Cl)和Ⅳ(F/Cl)，发现斑岩铜矿床 形成于富Cl的岩浆系统，斑岩钼矿床形成于富F的岩浆系统（图7）。Miduk、 Sarcheshmeh、 Dalli、Darreh_Zar、Kahang斑岩铜矿床的黑云母均位于Ⅳ(F/Cl)_Ⅳ(F)图解（图8）的斑岩 铜矿区域。与斑岩铜矿床有关的侵入体中的黑云母具有富Mg特征（Moore et al., 1973; Selby et al., 2000），与斑岩铜矿床有关的黑云母普遍没有显著的富Cl标志（Ayati et al., 2008; Boomeri et al., 2009; 2010; Afshooni et al., 2013; Parsapoor et al., 2 015），这是因为黑云母富镁（Mg_Cl在黑云母中占位回避原则），以及Cl-离子半径（1. 81?）比F-或OH-大，Cl替换OH比F少（Munoz, 1984）。因此，即便镁质云母或金云 母中Cl的含量极少，也需要富Cl的熔体或热液流体才能形成。
Ayati等（2008）和Afshooni等（2013）研究Dalli和Kahang斑岩铜矿床热液黑云母中的卤素 得出，钾化带热液黑云母比绢英岩化带具有较高的Ⅳ(F)和Ⅳ(F/Cl) ，较低的Ⅳ(Cl)，因此，钾化带成矿流体更富Cl，绢英岩化成矿流体带更富F。P arsapoor等（2015）研究Darreh_Zar斑岩铜矿床黑云母得出，从岩浆向热液演化过程中， Ⅳ(F)、Ⅳ(Cl)和Ⅳ(F/Cl)逐渐减少，说明成矿热液更加 富 含挥发分（F、Cl），对成矿物质的运移具有重要的作用。
式中，T为卤素交换的绝对温度，Xphl为Mg/八面体阳离子总数，XF、 XCl和XOH为黑云母羟基位置的F、Cl和OH的摩尔分数。
Selby等（2000）根据前人资料重新计算Bingham斑岩Cu_Mo_Au矿床（分析数据来自Bowman e t al., 1987; Lanier et al., 1978; Parry et al., 1978)、Santa Rita斑岩Cu矿床（分 析数据来自Jacobs et al., 1979）、Los Pelambres和Bakircay斑岩Cu_Mo矿床（分析数据 来自Taylor, 1983）、Hanover斑岩Cu_Au矿床（分析数据来自Jacobs et al., 1979）中黑 云母的卤素逸度比值，并投于log(f(HF)/f(HCl))_log(f(H2O) /f(HCl))和log(f(H2O)/f(HF))_log(f(H2O)/ f(HCl))图解（图9）中，与Casino斑岩Cu _Au_Mo矿床进行对比。Boomeri等（2009）、Boomeri等（2010）、Ayati等（2008） 、Parsapoor等（2015）、Afshooni等（2013）将Miduk、Sarcheshmeh、Dalli、Darreh_Zar 、Kahang斑岩铜矿床的卤素逸度比均投于Selby等（2000）的log(f(HF)/f(H Cl))_log(f(H2O)/f(HCl))和log(f(H2O)/f(HF)) _log(f(H2O)/f(HCl))图解（图9）进行对比分析。从图9可以看出，与 斑岩钼矿床有关的流体较斑岩铜矿床 具有较高的F/Cl比值；Dalli、Sarcheshmeh、Kahang、Casino斑岩矿床的绢英岩化带的黑云 母都比钾化带具有更高log(f(H2O)/f(HF))和log(f(H2O)/ f(HCl))，可能是由于绢英化带受大气水混合造成的；具有高的log(f(H2O) /f(HF))和log(f(H2O)/f(HCl))可能受后期（？）大气水对 黑云母中可交换位置（OH、F、Cl）的影响（Selby et al., 2000; Boomeri et al., 2010; Afshooni et al., 2013）。
李鸿莉等（2007a）利用黑云母矿物化学研究芙蓉锡矿田骑田岭花岗岩表明，从角闪石黑云 母花岗岩到黑云母花岗岩，结晶温度和氧逸度明显降低，Cl含量逐渐减少，随着岩浆的演化 ，岩浆结晶期后分异出的热液流体向富Cl、Sn方向演化，因此，骑田岭黑云母花岗岩与Sn成 矿具有密切的成因联系。李鸿莉等（2007b）利用黑云母矿物化学研究岩背花岗岩表明，相 对于含黄玉黑云母花岗岩，含黄玉花岗斑岩形成温度和氧逸度明显降低，岩浆演化过程中分 异出的流体富F、Sn，与锡成矿关系更密切。陈慧军等（2015）研究滇西古花岗岩中黑云母 表明，相对于古永花岗岩体，小龙河花岗岩体形成于相对低温、低氧逸度，具有更大的锡成 矿潜力。
陈佑纬等（2010）利用黑云母矿物化学研究贵东岩体表明，相比鲁溪岩体，下庄岩体F含量 增高，温度和氧逸度降低，使铀在花岗岩中的丰度升高，有利于晶质铀矿形式存在，使其有 大量铀矿床产出。章健等（2011）利用黑云母矿物化学研究华南印支期产铀和非产铀花岗岩 表明，与非产铀花岗岩相比，产铀花岗岩具有如下特征：黑云母蚀变程度强，包裹的副矿物 较多；黑云母中SiO2、TiO2、Fe2O3、MgO含量较低，Al2O3、F、FeO含量 较高；黑云母均为铁叶云母，ⅥAl3+、Fe2+高；并且花岗岩的 氧逸 度低、成岩温度低。这些特征是判别华南印支期花岗岩产铀潜力的重要标志。陈佑纬等（20 13）利用黑云母矿物化学研究陕南光石 沟伟晶岩型铀矿床表明，产铀黑云母伟晶岩中黑云母相对于非产铀黑云母伟晶岩具有富Mg、 Mn，贫Al、ACNK、低氧逸度的特征。唐傲等（2015）利用黑云母矿物化学研究赣中紫云山岩 体含矿 花岗岩表明，紫云山花岗岩形成于相对较高的温度和氧逸度环境，属于壳源的S型花岗岩， 岩体中黑云母具有富F的特征，为铀、钨矿的形成提供了有利条件。
Warren等（2015）研究Sudbury杂岩中Ni_Cu_PGE矿床表明，黑云母的Ni_Cr_Cu含量可以作为 与基性_超基性有关的Ni_Cu_PGE矿床的找矿指示，相比于成矿后的区域变质形成的黑云 母和远离矿化岩体的并且具有异常Cu含量的围岩中的黑云母，矿化的岩体黑云母具有显著高 的Ni和Ni/Cr。王葳平等（2012）和唐攀等（2016）分别利用激光等离子质谱仪和电子探针 研究甲玛斑岩成矿系统黑云母中铜含量，发现热液黑云母中的铜含量较角岩中的原生黑云母 和岩浆黑云母高，热液黑云母铜含量对斑岩成矿具有重要的指示作用。
（1） 黑云母是岩浆岩中重要的铁镁质成岩硅酸盐矿物，既可以形成于侵入体结晶过程，也 可以形成于岩浆热液过程。通过细致的岩相学观察，再加上精确的原位微区分析，黑云母化 学成分对花岗岩类的岩石成因和构造背景的指示以及评价斑岩矿床岩浆热液演化过程和岩体 的成矿潜力是有用且可靠的。这是开展黑云母矿物化学研究的基础。
（2） 黑云母矿物化学可以快速地指示区域中酸性岩浆岩的性质和构造背景，黑云母的氧逸 度、卤素和含铜性等可以作为评价区域上中酸性岩体是否具有斑岩或岩浆热液成矿的潜力的 一个重要指标。可以预料，黑云母矿物化学应用于区域岩体面扫和黑云母矿物化学填图是其 未来研究的发展趋势。
（3） 黑云母矿物化学研究能为斑岩型铜多金属矿床或岩浆热液矿床的成矿预测和勘查评价 提供最新的找矿矿物学证据。
志谢感谢审稿专家对本文提出的宝贵修改意见。
黑云母，三八面体云母，分子式一般为（K, Na, Ca, Ba）（Fe2+, Fe3+, Mg, Ti4+, Mn, Al）3（Al, Si）4O10（OH, F, Cl）2，是长英质岩浆岩中 最常见的含水镁铁质成岩硅酸盐矿物，既可以形成于侵入体结晶过程，也可以形成于岩浆热 液蚀变过程（Jacobs et al., 1976; 1979）。黑云母的结构和化学成分对岩浆或岩浆热液 的物理化学条件（温度、压力、氧逸度和成分）十分敏感，热动力条件的变化可以控制黑云 母复杂的化学成分，因此，黑云母化学成分可以有效地指示岩浆_热液系统物化条件（Wones et al., 1965; Czamanske et al., 1973; Speer, 1987）。黑云母的研究越来越受到重视 ，尤其是在斑岩成矿系统中，黑云 母矿物化学对岩浆性质、热液蚀变以及成矿过程具有重要的指示意义（Beane, 1974; Jacob s et al., 1976; 1979; Hendry et al., 1981; 1985; Chivas, 1981; Selby et al., 200 0; Ayati et al., 2008; Boomeri et al., 2009; 2010; Siahcheshm et al., 2012; Afsh ooni et al., 2013; Parsapoor et al., 2015）。
对中国黑云母的研究相对较少，主要集中于岩浆黑云母对岩浆岩性质和成矿的指示意义（洪 大卫，1982；周作侠，1986；张培萍等，1991；王晓霞，1998；熊小林等，2001；胡建等， 2006；楼亚儿等，2006；李鸿莉等，2007a；2007b；秦克章等，2009；刘彬等，2010；章健 等，2011；弥佳茹等，2014；郭耀宇等，2015；陶继华等，2015；牛晓露等，2015；武宗林 等，2015；陈慧军等，2015），少量研究热液黑云母对矿化蚀变的指示意义（杨敏之，1964 ；傅金宝，1981；刘立钧等，1984；王葳平等，2012；唐攀等，2016）。本文在前人大量的 研究成果基础之上，结合作者的研究成果，系统地介绍了黑云母矿物化学研究进展，以期进 一步促进对黑云母矿物化学的深入研究，为斑岩铜多金属矿床的找矿矿物学和成因矿物学研 究提供基础资料。
1黑云母分类
1.1成分分类
国际矿物学协会（IMA）将黑云母分为4个端员的固溶体： 铁云母［Annite，KFe2+ 3AlSi3O10(OH)2］、金云母［Phlogopite，KMg3AlSi3O10(OH)2］ 、铁叶云母［Siderophyllite，KFe2+2AlAl2Si2O10(OH)2］和富镁黑 云母［Eastonite，KMg2AlAl2Si2O10(OH)2］（Rieder et al., 1998）。
1.2成因分类
按照成因分类，黑云母分为岩浆黑云母和热液黑云母（Jacobs et al., 1976; 1979；傅金 宝 ，1981; Selby et al., 2000）。岩浆黑云母形成于岩浆结晶过程中；热液黑云母形成于热 液蚀变过程。岩浆黑云母常呈斑晶或显微斑晶，多为自形_半自形的片状产出，具有锯齿状 、裂片、散口、扭曲等特征，包裹早期结晶的磁铁矿、磷灰石、榍石、锆石等副矿物，沿着 边缘或裂隙被绿泥石或热液黑云母交代。热液黑云母产状明显不同于岩浆黑云母，又可以分为热液交代黑云母（交代角闪石和岩浆黑 云母，极少交代斜长石）和热液新生黑云母（交代黑云母以外的其他热液次生黑云母）（Ja cobs et al., 1976; 1979；傅金宝，1981; Selby et al., 2000; Ayati et al., 2008; 唐攀等，2016）。热液交代黑云母沿着边缘和裂隙部分或全部交代角闪石和岩浆黑云母，重 结晶成细鳞片状集合体，呈半自形_他形产出。
热液新生黑云母可以分为弥散状黑云母和脉状黑云母（Jacobs et al., 1976; 1979; Selby et al., 2000; Ayati et al., 2008; 唐攀等，2016）。弥散状黑云母常呈极细_细的片状 或少量的片状集合体散布于岩体中，其明显与热液蚀变有关。对于很弱的或者没有明显的热 液蚀变，这种弥散状的黑云母既可以是岩浆黑云母，也可以是热液黑云母。脉状黑云母 常呈自形_半自形_他形，粗_中粒片状，与石英和金属硫化物等共生。
岩浆黑云母和热液黑云母不仅在岩相学上存在较大的差别，在矿物化学性质方面也存在差异 。2类黑云母成因存在较大差别，对于客观地识别其指示意义，正确地区分2类黑云母至关重 要。Beane（1974）研究北美斑岩铜矿床中的黑云母，得出岩浆黑云母Mg/Fe<1.0，蚀变黑 云母Mg/Fe>1.5和Fe3+/Fe2+<0.3；用Fe3+_Fe2+_Mg2+三 角图解可以区分岩浆黑云母和蚀变黑云母。
Nachit等（2005）用10TiO2_FeO*_MgO（FeO*=FeOtot+MnO）三角分类图区分岩 浆 黑云母、重结晶黑云母和新生黑云母（图1），选择这3个端员的原因为： ① 黑云母2个端 员——金云母（Mg）和铁云母（Fe2+），其中，黑云母的XFeO*=FeO*/ （FeO*+MgO）值取决于岩体的性质，其值从基性岩体（XFeO*≈0）到长英质岩 体（XFeO*≈1）为增加（Abrecht et al., 1988）；② 黑云母Ti含量与热条件 有关（Robert, 1976），并且随岩体的XFeO*值变化（Abrecht et al., 1988） ； ③ 蚀变黑 云母常与重结晶的Fe_Ti氧化物（金红石、锐钛矿、钛铁矿）有关，并且能通过光学显微镜 明显的观察到（如褪色，多色性减弱等）。
傅金宝（1981）通过整理中国一些斑岩铜矿床中黑云母的数据，得出岩浆黑云母具有高Ti、 低Al的特点，w（TiO2）>3%，w（Al2O3）<15%；热液新生黑云母则 低Ti、高Al，w（TiO2）<3%（多数<2%），w（Al2O3）>15%；热 液交代黑云母的Ti、Al含量介于 前两者之间，表明交代过程中元素具有继承性。反映在Al 2O3/TiO2比值上，岩浆黑云母多<3.5%，热液黑云母多7，热液交代黑云母同 样居前两者之间。 黑云母中Ti含量与热条件有关（Robert, 1976），岩浆黑云母形成温度较高，导致其Ti含量普遍高于热液黑云母。
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图 1黑云母10TiO2_FeO*_MgO分类图解 (据Nachit et al, 2005) Fig. 110TiO2_FeO*_MgO classification diagram of biotite compositions (af ter Nachit et al, 2005) FeO*=FeOtot+MnO |
在斑岩矿床中，不同蚀变带的黑云母矿物化学也具有较大的差别。Jaconbs等（1979）研究S anta Rita斑岩铜矿床黑云母得出，绢英岩化带热液黑云母具有明显的高Al含量。Ayati等（ 2008）研究Dalli斑岩铜矿床热液黑云母得出，钾化带热液黑云母的FeO、TiO2、MnO、K 2O、Na2O含量比绢英岩化带高。Boomeri等（2010）研究Sarcheshmeh斑岩铜矿床黑云母得 出，与绢英岩化带相比，钾化带热液黑云母具有较高的Mg含量。Afshooni等（2013）研究Ka hang斑岩铜矿床热液黑云母得出，与绢英岩化带相比，钾化带热液黑云母具有明显的低Al和 高K、Fe、Ti、Na特征。
2地质温度计
黑云母中的Ti含量对温度和氧逸度非常敏感，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（Patino Douce, 1993； Robert, 1976）。Henry等（2005）研究美国 缅因州西部和马萨诸塞州中南部529个黑云母化学成分，得出Ti含量、温度和Mg/(Mg+Fe)值 存在非线性关系（图2），利用Ti含量计算黑云母形成温度（式（1））。Parsapoor等（201 5 ）利用Ti温度计估算Darreh_Zar斑岩铜矿床岩浆黑云母形成温度为600～650℃。唐攀等（20 1 6）利用Ti温度计估算甲玛斑岩铜多金属矿床岩浆黑云母形成温度为730～750℃。Sarjoughi a n 等（2015）利用Ti温度计估算与Cu_Au矿化有关的Kuh_e Dom深成岩体岩浆黑云母形成温度 为720～750℃。郭耀宇等（2015）利用Ti温度计估算西秦岭格尔括合花岗闪长斑岩岩浆黑云 母形成温度为629～684℃。
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图 2黑云母的Ti_Mg/(Mg+Fe)图解（据Henry et al., 2005） Fig. 2Ti_Mg/（Mg+Fe） variation diagram for estimation of temperature (after Henry et al., 2005) |
Wones等（1965）研究表明，黑云母成分变化可以用于地质温度估算，提出logf(O2)_ t地质 温度计。该温度计适用于高温高压条件下，而不能扩展到近大气压和100～300℃的硅酸盐_ 硫 化物热液系统中地质温度估算。Beane（1974）提出热液黑云母地质温度计——t_X phl，计算北美Santa Rita、Ray、Safford、Bingham、Hanover和Galore Creek斑岩矿床 钾化带中热液黑云母形成温度，热液黑云母与磁铁矿和钾长石共生（图3）。Ayati等（2008 ）和Afshooni等（2013）应用t_Xphl地质温度计算Kahang和Dalli斑岩矿床 中热液黑云母形成温度（图3）。
3地质压力计
Uchida等（2007）研究表明，黑云母中的全铝含量（TAl）与花岗岩的固结压力具有 很好的 正相关性，可以用全铝含量估算固结压力（式（2））。从而进一步估算侵位深度，采用p =ρgH进行换算。
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图 3黑云母的t_Xphl图解（据Beane, 1974; Ayati et al., 2008; Afs hooni et al., 2013修改） Galore Creek、Santa Rita、Safford、Ray和Hanover斑岩铜矿床黑云母数据引自Bean, 197 4；Panguna、Bingham、Dalli、Kahang斑岩铜矿床黑云母数据引自Ford, 1978； Lanier et al., 1978；Ayati et al., 2008； Afshooni et al., 2013 Fig. 3Compositions of biotite on t_Xphl diagram (modified after Beane, 1974; Ayati et al., 2008; Afshooni et al., 2013) Galore Creek, Santa Rita, Safford, Ray, and Hanover porphyry copper deposits are from Beane, 1974; Panguna, Bingham, Dalli and Kahang porphyry copper deposit ar e from Ford, 1978; Lanier et al., 1978; Ayati et al., 2008; Afshooni et al., 2013 |
许多学者利用黑云母全铝压力计估算岩体的结晶压力和形成深度，进而探讨岩体的形成条件 及成矿的潜力。郭耀宇等（2015）利用黑云母全铝压力计估算西秦岭格尔括合花岗闪长斑岩 的结晶压力为131～181 MPa，相应的侵位深度为5.0～7.1 km。唐傲等（2015）利用黑云 母全铝压力计估算赣中紫云山岩体含矿花岗岩结晶压力为253～322 MPa，对应的侵位深度为 9.56～12.18 km。许腾等（2015）利用黑云母全铝压力计估算河南栾川矿集区燕山期2类 岩体的结晶压力，得出南泥湖和上房沟岩体结晶压力为38～115 MPa，结晶深度为1.4～4. 4 km。武宗 林 等（2015）利用黑云母全铝压力计估算栾川矿集区黄背岭_中鱼库花岗岩结晶压力，得出从 岩体浅部到深部，黄背岭岩体结晶压力为93～14 MPa，结晶深度为3.4～0.5 km；中鱼库 岩体结晶压力为145～58 MPa，结晶深度为5.3～2.1 km。两个岩体浅部结晶压力大，深部 结晶压力 小，表明两者均为快速侵入。陈慧军等（2015）利用黑云母全铝压力计估算滇西古永地区花 岗岩结晶压力为67～120 MPa，结晶深度为2.54～4.55 km；表明本区花岗岩形成于相对较 浅的 环境，相对于古永花岗岩体，小龙河花岗岩体具有更大的锡成矿潜力。东前等（2011）利用 黑云母全铝压力计估算江西武山花岗闪长斑岩结晶压力为86～103 MPa，对应的侵位深度为2 .84～3.39 km，表明该岩体形成于相对较浅环境，具有较大成矿潜力，有利于武山矽卡岩 铜矿的形成。
4氧逸度
Wones等（1965）研究表明，黑云母XMg（XMg=Mg/(Mg+Fe)）随岩浆和 流体中的氧逸度或硫逸度增加而增加；随岩浆系统氧逸度增加，熔体中的Fe3+/Fe 2+值增加，更少的Fe2+与Mg2+竞争进入镁铁质矿物的晶体结构中。因此， 随着氧逸度增加，镁铁质矿物的XMg相应增加，镁铁质矿物中高XMg是 高氧逸度岩浆的一个特征。Wones等（1965）通过实验提出的Fe3+_Fe2+_Mg 2+图解可以估计氧逸度缓冲剂，包括磁铁矿_钛铁矿缓冲剂（Fe3O4_Fe2O3，HM ）、镍_氧化镍缓冲剂（Ni_NiO，NNO）和铁橄榄石_石英_磁铁矿缓冲剂（Fe2SiO4_SiO 2_Fe3O4，QFM）；logf(O2)_t图解可以估算氧逸度值。该氧逸度计被广泛应用于花岗岩和斑岩矿床中。Zhang等（2016）利用黑云母氧逸度计研究S isson Brook W_Mo_Cu矿床周围的长英质侵入岩体，黑云母花岗质岩脉具有高氧逸度（NNO） ，而其他岩体氧逸度较低（QFM），认为仅考虑岩浆的演化程度和氧逸度，黑云母花岗质岩 脉最有可能是成矿流体的来源。Parsapoor等（2015）利用黑云母氧逸度计研究Darreh_Zar 斑岩铜矿床岩浆_热液演化过程的氧逸度，岩浆阶段氧逸度缓冲剂为NNO，热液阶段氧逸度缓 冲剂从NNO升高到HM，再降低到FQM。唐攀等（2016）利用黑云母氧逸度计研究甲玛斑岩铜多 金属矿床岩浆_热液演化过程，得出岩浆向热液氧化过程中，氧逸度增高，即岩浆氧逸度缓 冲剂为NNO，热液阶段氧逸度缓冲剂为HM，并认为高氧逸度有利于斑岩矿床的形成。刘彬等 （2010）利用黑云母氧逸度计研究鄂东南铜山口斑岩铜（钼）矿床，得出成矿岩体花岗闪长 斑岩的氧逸度缓冲剂为NNO。武宗林等（2015）利用黑云母氧逸度计估算栾川矿集区黄背岭_ 中鱼库花岗岩氧逸度分别为10-11.8～10-10和10-13.08～10-10.4 （均为NNO），认为高氧逸度有利于斑岩型钼钨多金属成矿。许腾等（2015）利用黑云母 氧逸度计估算河南栾川矿集区成矿的南泥湖、上房沟岩体氧逸度为10-11.3～ 10- 10，不成矿的老君山岩体氧逸度较低，为10-12.4～10-11.5，认为高氧逸度 是岩体形成斑岩_矽卡岩型矿床的原因之一。
李鸿莉等（2007a）利用黑云母氧逸度计研究芙蓉锡矿田骑田岭花岗岩，角闪石黑云母花岗 岩的氧逸度为10-16.00～10-15.31，与成矿流体有关的黑云母花岗岩的氧逸度 为10-19.20～10-17.50，认为低氧逸度花岗岩有利于锡成矿。李鸿莉等（2007 b）利用黑云母氧逸度计研究岩背火山_斑岩型锡矿含黄玉黑云母花岗岩和含黄玉花岗斑岩， 前者氧逸度较高，为10-15.5～10-15.7，后者氧逸度较低，为10-19.2 ～10-18.7，与锡成矿关系更密切。
章健等（2011）利用黑云母氧逸度计研究产铀和非产铀花岗岩，产铀花岗岩的氧逸度较低( 10-16.5～10-15.0)，非产铀花岗岩氧逸度较高(10-12.4～10-12. 5)。陈佑纬等（2010）利用黑云母氧逸度计研究贵东岩体，不产铀的鲁溪岩体氧逸度较高 (10-12～10-11.5)，而下庄岩体氧逸度较低(10-14.5～10-15.5 )。陈佑纬等（2013）利用黑云母 氧逸度计研究陕南光石沟伟晶岩型铀矿床，与不产铀伟晶岩相比，产铀伟晶岩更靠近NNO缓 冲线，氧逸度更低。
5岩石成因及构造背景
大量的研究已经证明黑云母的成分对花岗岩类的岩石学具有重要的指示意义（Dodge et al. , 1969; Barrière et al., 1979; Neiva, 1981; Speer, 1981; Ague et al., 1988; Fin ch et al., 1995）。除上述黑云母成分可以估算氧逸度、地质温度和地质压力外，在某 些情况下，黑云母的成分也可以作为构造背景的指示剂（Nachit et al., 1985; Lalonde e t al. 1993; Burkhard, 1993; Abdel_Rahman, 1994; 周作侠, 1986）。黑云母普遍存在于所有类型的花岗岩和花岗岩类中，由于这两种岩类的结晶结构的特殊性， 在花岗 质岩浆中黑云母能调整它们大多所共有的元素（Shabani et al., 2003）。黑云母能探究岩 浆成分，主要因其具有以下特征： ① 对不含或含有少量的石榴子石、堇青石或Al2SiO 5同质多形体的花岗岩类，黑云母是最重要的过量铝的储存器，因此，黑云母可以直接反应 母岩岩浆铝饱和度； ② 黑云母是最快速有效的氧化态指示剂（Shabani et al., 2003）。 黑云母是主要的过铝质矿物，黑云母的铝饱和指数与母岩岩体的铝饱和指数 呈正相关关系（De Albuquerque, 1973; Speer, 1981; Lalonde a et al., 1993）。
A型花岗岩黑云母富Fe，I型花岗岩富Mg，S型花岗岩则明显富Al（Abdel_Rahman, 1994; Sha bani et al., 2003）。黑云母的氧化系数和镁质率Mg＃也可作为划分I型与S型花岗岩的 依 据，前者中的黑云母具有较高的氧化系数（0.252～0.121）及较高的Mg＃（0.384～0 .626），而后者的则较低（徐克勤等，1986）。Dahlquist等(2010)的Fe/(Fe+Mg)_F图解 （图4）区分A型、钙碱性I和S型花岗岩。Jiang等（2002）的AlⅣ_Fe2+/(Fe 2++Mg)图解（图5）区分A型、I型花岗岩和钾玄质花岗岩。
De Albuquerque（1973）研究表明，MgO_FeOtot_Al2O3图解可以区分黑云母是否 与角闪石共 生，与其他铁镁矿物共生，与白云母共生，以及与其他铝硅酸盐矿物共生（硅线石或红柱石 ）。 Nachit等（1985）的Al_Mg图解将母岩岩浆分为4类：过铝质、钙碱性、亚碱性、碱性_ 过碱性。 Abdel_Rahman（1994）通过对不同构造环境下岩浆岩中325件黑云母成分研究表 明，黑云母MgO_FeOtot_Al2O3图解可以判别母岩岩浆的性质（过铝质、钙碱性、碱性和碱性 _过碱性）。Sallet（2000）通过系统整理花岗岩类的Ⅳ(F)(F表示在黑云母中的相对富 集程度)得出，钙 碱性花岗岩类的黑云母具有较高的Ⅳ(F)（1.1～2.8，平均值2.19），高K钙碱性花岗岩 类的黑云母具有中等Ⅳ(F)（0.75～1.7，均值1.42），高Si碱性花岗岩类的 黑云母具有较低的Ⅳ(F)（-0.8～1.9，均值0.56），过铝质花岗岩类的黑云 母具有变化较大的Ⅳ(F)（0.2～2.3，均值1.5）。
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图 4黑云母Fe/(Fe+Mg)_F图解（据Dahlquist et al., 2010） Fig. 4Compositions of biotite on Fe/(Fe+Mg)_F diagram (after Dahlquist et al ., 2010) |
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图 5黑云母AlⅣ_Fe2+/(Fe2++Mg) 图解（据Jiang et al., 2002） Fig. 5Compositions of biotite on AlⅣ_Fe2+/(Fe2++Mg) diagr am (after Jiang et al., 2002) |
周作侠（1986）通过收集全球15个地区和岩体中黑云母的资料，用黑云母w(∑FeO) /w(∑FeO+MgO)_w(MgO)图解判别花岗岩物质来源：壳源、壳幔混源和幔源 。Ague等（1988）研究指出，log(XF/XOH)_log(XMg/X Fe)图解区分I型花岗岩类混染程度（混染程度广义上讲是指从上地幔、深地壳或者俯冲 板片演化形成的铁镁质I型岩浆与大陆地壳来源成分相互作用）： I_WC型指弱混染的I型花 岗岩类，I_MC型指中等混染的I型花岗岩类，ISC型指强烈混染的I型花岗岩类，I_SCR型指强 烈混染的还原性I型花岗岩类。
胡建等（2006）研究广东龙窝和白石冈岩体黑云母得出，黑云母的成分特征可作为岩浆分异 演化程度的良好示踪剂，随着岩浆分异演化程度的增高，黑云母的Rb含量依次增高，而Ba含 量则渐次降低，Rb/Ba比值显著增大（图6）。Smith等（2011）利 用黑云母矿物化学成分 研究印尼苏门答腊岛多巴火山碎屑，形成时代较早的多巴火山凝灰岩中的黑云母具有较低的 FeO/MgO比值（2.1～2.6），形成时代较晚的多巴火山凝灰岩中的黑云母具有较高的FeO/M gO比值（2.8～3.7）。
黑云母成分对岩体成因和岩浆构造背景是一种非常好的指示剂，但是仍然需要结合其他资料 ，比如母岩岩体主、微量元素、同位素、区域和其他地质资料（Abdel_Rahman, 1994; Shabani et al., 2003；胡建等，2006）。
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图 6黑云母Rb_Ba图解(据胡建等，2006) ★—蛇绿杂岩体闪长岩中镁质黑云母（Bea et al., 1994）； Ⅰ—据西藏羌塘北部安山岩 中 黑云母圈定（赖绍聪等，2002）； Ⅱ、Ⅲ—分别据葡萄牙中部Viseu地区斑状黑云母花岗 岩和二云母花岗岩圈 定（Neves, 1997） Fig. 6Compositions of biotite on Ba_Rb diagram (after Hu et al., 2006) ★—Mg_biotite in diorite of ophiolite complex rock mass (Bea et al., 1994)； I —Delineated according to biotites in andesite in the north of Qiangtang, Tibet (Nai et al., 2002 )； Ⅱ，Ⅲ—Delineated according to biotites in porphyritic b iotite granite and two_mica granite in Viseu area in Central Portuguese , respectively (after Neves, 1997) |
6卤素
6.1卤素含量
对于不含白云母和萤石的花岗岩，70%～90%的F都进入到黑云母中，剩下的保存在磷灰石和 榍 石中（Grabezkev et al., 1979; Zhang et al., 2016）。黑云母中的F和Cl是通过F_OH和C l_OH交换进入黑云母，并且F的含量普遍比Cl高，是因为Cl-离子半径（1.81?，?表示 离子半径，1?=100 pm(皮米)）比F -或OH-的大，Cl替换OH比F少（Munoz, 1984）。因此，虽然对于那些黑云母中Cl含量较少 ，但与黑云 母形成有关的熔体或热液中的Cl含量却非常丰富。Munoz（1984）通过实验研究表明，卤素 替换黑云母羟基的含量受Mg/Fe比值控制，具有高Mg/Fe比值的黑云母趋于含有更多的F，而M g/Fe比值较低的黑云母趋于含有更多的Cl，这种关系是由于结晶化学的影响造成的，即黑云 母中F_Fe和Mg_Cl之间具有晶格占位的回避原则（F_Fe avoidance principle和Mg_Cl avoid ance principle）。Kahang和Dalli斑岩铜矿床绢云岩化带、Deboullie深成岩体、Midukhe 和Sarcheshmeh斑岩铜矿床中黑云母的F、Cl含量与F_Fe、Mg_Cl在黑云母中占位回避原则 结晶化学规则相符（Afshooni et al., 2013; Ayati et al., 2008; Loferski et al., 19 95; Boomeri et al., 2009; 2010）；而Darreh_Zar斑岩铜矿床、Kahang和Dalli斑岩铜矿 床钾化带、Casino斑岩Cu_Au_Mo矿床中黑云母的F、Cl含量与F_Fe、Mg_Cl在黑云母中占位回 避原则结晶化学规则不相符（Parsapoor et al., 2015; Afshooni et al., 2013; Ayati e t al., 2008; Selby et al., 2000）。Zhu等（1992）研究表明，在相同的物理化学条件形 成的黑云母，log(XF/XOH)_XMg、log(XCl/X OH)_XMg和log(XCl/XF)_XMg图解具有线性 化学趋势。Munoz（1984）用黑云母的F和Cl截距值表示其在黑云母中的相对富集程度，即Ⅳ(F)、Ⅳ( Cl)和Ⅳ(F/Cl)，Ⅳ(F)、Ⅳ(Cl)和Ⅳ(F/Cl)由黑云母Xphl、X sid和Xann计算获得，计算公式如下：
其中，XMg=Mg/(八面体阳离子总数)；Xsid是黑云母中的铁叶云母摩 尔分数；Xann是黑云母中的铁云母摩尔分数，其计算公式如下（Yavuz, 2003a; 2003b）：
Ⅳ(F)值越小表示黑云母中F富集程度越高；Ⅳ(Cl)基本上都为负值， 负得越多表明黑云母中Cl富集程度越高（Munoz, 1984）。Ⅳ(F/Cl)不受平衡体 系温度和黑云母中OH的含量控制，因此直接与f(HCl)/f(HF)逸度比值有关（Mu noz, 1984）。Parsapoor等（2015）通过整理斑岩铜矿床、Sn_W_Be矿床和斑岩钼矿床黑云母的 Ⅳ(F)、Ⅳ(Cl)和Ⅳ(F/Cl)，发现斑岩铜矿床 形成于富Cl的岩浆系统，斑岩钼矿床形成于富F的岩浆系统（图7）。Miduk、 Sarcheshmeh、 Dalli、Darreh_Zar、Kahang斑岩铜矿床的黑云母均位于Ⅳ(F/Cl)_Ⅳ(F)图解（图8）的斑岩 铜矿区域。与斑岩铜矿床有关的侵入体中的黑云母具有富Mg特征（Moore et al., 1973; Selby et al., 2000），与斑岩铜矿床有关的黑云母普遍没有显著的富Cl标志（Ayati et al., 2008; Boomeri et al., 2009; 2010; Afshooni et al., 2013; Parsapoor et al., 2 015），这是因为黑云母富镁（Mg_Cl在黑云母中占位回避原则），以及Cl-离子半径（1. 81?）比F-或OH-大，Cl替换OH比F少（Munoz, 1984）。因此，即便镁质云母或金云 母中Cl的含量极少，也需要富Cl的熔体或热液流体才能形成。
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图 7斑岩铜矿床、斑岩钼矿床和Sn_W_Be矿床的Ⅳ(F)、Ⅳ(Cl)和 Ⅳ(F/Cl)对比图（据Parsapoor et al., 2015；对比 数据引自Munoz, 1 984） Fig. 7Comparison of Ⅳ(F), Ⅳ(Cl) and Ⅳ(F/Cl) i n Sn_W_Be, Mo and Cu porphyries (after Parsapoor et al., 2015； The comp ared data are from Munoz, 1984) |
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图 8黑云母的Ⅳ(F/Cl)_Ⅳ(F)图解 （据Munoz, 1984； Boomeri et al., 2009修改） Miduk、Sarcheshmeh、Dalli、Darreh_Zar、Kahang斑岩铜矿床黑云母 数据分别引 自Boomeri et al., 2009; 2010; Ayati et al., 2008; Parsapoor et al., 2015; Afshoon i et al., 2013 Fig. 8Compositions of biotite on Ⅳ(F/Cl)_Ⅳ(F) diagram (modified after Munoz, 1984；Boomeri et al., 2009) Miduk, Sarcheshmeh, Dalli, Darreh_Zar, Kahang porphyry copper deposits are from Boomeri et al., 2009; 2010; Ayati et al., 2008; Parsapoor et al., 2015; Afshooni et al., 2013 |
6.2卤素逸度
卤素在金属元素运移中具有重要的作用，因此，计算成矿侵入岩和热液系统的卤素逸度受到 广泛的研究（Loferski et al., 1995; Munoz, 1984; 1992; Selby et al., 2000）。Muno z(1992)基于黑云母和热液流体之间的F_Cl_OH交换改进系数（Zhu et al., 1991; 1992）， 用黑云母成分计算与黑云母成分平衡的硅酸盐熔体和含水流体相的卤素逸度比值，计算公式 如下：式中，T为卤素交换的绝对温度，Xphl为Mg/八面体阳离子总数，XF、 XCl和XOH为黑云母羟基位置的F、Cl和OH的摩尔分数。
Selby等（2000）根据前人资料重新计算Bingham斑岩Cu_Mo_Au矿床（分析数据来自Bowman e t al., 1987; Lanier et al., 1978; Parry et al., 1978)、Santa Rita斑岩Cu矿床（分 析数据来自Jacobs et al., 1979）、Los Pelambres和Bakircay斑岩Cu_Mo矿床（分析数据 来自Taylor, 1983）、Hanover斑岩Cu_Au矿床（分析数据来自Jacobs et al., 1979）中黑 云母的卤素逸度比值，并投于log(f(HF)/f(HCl))_log(f(H2O) /f(HCl))和log(f(H2O)/f(HF))_log(f(H2O)/ f(HCl))图解（图9）中，与Casino斑岩Cu _Au_Mo矿床进行对比。Boomeri等（2009）、Boomeri等（2010）、Ayati等（2008） 、Parsapoor等（2015）、Afshooni等（2013）将Miduk、Sarcheshmeh、Dalli、Darreh_Zar 、Kahang斑岩铜矿床的卤素逸度比均投于Selby等（2000）的log(f(HF)/f(H Cl))_log(f(H2O)/f(HCl))和log(f(H2O)/f(HF)) _log(f(H2O)/f(HCl))图解（图9）进行对比分析。从图9可以看出，与 斑岩钼矿床有关的流体较斑岩铜矿床 具有较高的F/Cl比值；Dalli、Sarcheshmeh、Kahang、Casino斑岩矿床的绢英岩化带的黑云 母都比钾化带具有更高log(f(H2O)/f(HF))和log(f(H2O)/ f(HCl))，可能是由于绢英化带受大气水混合造成的；具有高的log(f(H2O) /f(HF))和log(f(H2O)/f(HCl))可能受后期（？）大气水对 黑云母中可交换位置（OH、F、Cl）的影响（Selby et al., 2000; Boomeri et al., 2010; Afshooni et al., 2013）。
7成矿潜力评价
秦克章等（2009）研究表明，判别斑岩铜矿含矿性主要有以下几方面：与矿化有关的黑云母 多富Mg而低Fe，Mg/Fe一般多>0.5；矿化黑云母含量Ti高， w（TiO2）>3％；矿化黑云母w（Al）<15％；矿化黑云母以高K 、低Na和Ca为特点，w（CaO）<0.5％，K/Na比值多>10；矿化黑 云母中Ba、Cu及F、Cl等挥 发组分含量均高于非矿化者。刘彬等 （2010）利用黑云母矿物化学研究鄂东南铜山口斑岩铜（钼）矿床的黑云母表明，高氧逸度 （logf(O2)>NNO+1）有利于斑岩铜矿的形成，与铜成矿有关的黑云母具有高Mg、低 Fe 特征。东前等（2011）利用黑云 母矿物化学研究江西武山花岗闪长斑岩表明，武山花岗闪长斑岩形成于相对高温较浅环境， 具有较大成矿潜力，有利于武山矽卡岩铜矿的形成。许腾等（2015）利用黑云母矿物化学研 究河南栾川矿集区燕山期2类岩体表明，作为斑岩_矽卡岩型钼多金属矿床成矿母岩的南泥湖 、上房沟岩体中的黑云母属于镁质黑云母，结晶深度为1.4～4.4 km，属于浅成相，并且 结晶 温度和氧逸度均高于“不成矿"的老君山岩体。武宗林等（2015）利用黑云母矿物化学研究 栾 川矿集区黄背岭_中鱼库花岗岩表明，黄背岭斑状花岗岩与中鱼库黑云母二长花岗岩形成时 的温度与氧逸度均较高，富F，有利于斑岩型钼钨多金属矿的形成，成矿潜力较大。Zhang等 （2016）利用黑云母矿物化学研究Sisson Brook W_Mo_Cu矿床周围的长英质侵入体表明，黑 云母花岗质岩脉具有高氧逸度（NNO），而其他岩体氧逸度较低（QFM），并且卤素逸度也与 其他斑岩铜矿和Sn_W_Be矿床类似，Ⅳ(F/Cl)和Ⅳ(F)投于斑岩铜矿和 Sn_W_Be矿床区域；认为仅考虑岩浆的演化程度、氧逸度和卤素含量，黑云母花岗质岩脉最 有可能是成矿流体的来源。
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图 9斑岩矿床黑云母log(f(HF)/f(HCl))_log(f(H2O)/f(HCl))(a)和l og(f(H2O)/f(HF))_log(f(H2O)/f(HCl)) (b)对 比图（据Selby et al., 2000; Boomeri et al., 2009; 2010; Ayati et al., 2008; Parsap oor et al., 2015; Afshooni et al., 2013修改） Fig. 9Comparison of the porphyry systems in terms of (a) log(f(HF)/f(H Cl))_log(f(H2O)/f(HCl)) and (b) log(f(H2O)/f(HF))_log(f(H2 O)/f(HCl)) ratios (modified after Selby et al., 2000; Boomeri et al., 2009; 2010; Ayati et al., 2008; Parsapoor et al., 2015; Afshoo ni et al., 2013) |
陈佑纬等（2010）利用黑云母矿物化学研究贵东岩体表明，相比鲁溪岩体，下庄岩体F含量 增高，温度和氧逸度降低，使铀在花岗岩中的丰度升高，有利于晶质铀矿形式存在，使其有 大量铀矿床产出。章健等（2011）利用黑云母矿物化学研究华南印支期产铀和非产铀花岗岩 表明，与非产铀花岗岩相比，产铀花岗岩具有如下特征：黑云母蚀变程度强，包裹的副矿物 较多；黑云母中SiO2、TiO2、Fe2O3、MgO含量较低，Al2O3、F、FeO含量 较高；黑云母均为铁叶云母，ⅥAl3+、Fe2+高；并且花岗岩的 氧逸 度低、成岩温度低。这些特征是判别华南印支期花岗岩产铀潜力的重要标志。陈佑纬等（20 13）利用黑云母矿物化学研究陕南光石 沟伟晶岩型铀矿床表明，产铀黑云母伟晶岩中黑云母相对于非产铀黑云母伟晶岩具有富Mg、 Mn，贫Al、ACNK、低氧逸度的特征。唐傲等（2015）利用黑云母矿物化学研究赣中紫云山岩 体含矿 花岗岩表明，紫云山花岗岩形成于相对较高的温度和氧逸度环境，属于壳源的S型花岗岩， 岩体中黑云母具有富F的特征，为铀、钨矿的形成提供了有利条件。
Warren等（2015）研究Sudbury杂岩中Ni_Cu_PGE矿床表明，黑云母的Ni_Cr_Cu含量可以作为 与基性_超基性有关的Ni_Cu_PGE矿床的找矿指示，相比于成矿后的区域变质形成的黑云 母和远离矿化岩体的并且具有异常Cu含量的围岩中的黑云母，矿化的岩体黑云母具有显著高 的Ni和Ni/Cr。王葳平等（2012）和唐攀等（2016）分别利用激光等离子质谱仪和电子探针 研究甲玛斑岩成矿系统黑云母中铜含量，发现热液黑云母中的铜含量较角岩中的原生黑云母 和岩浆黑云母高，热液黑云母铜含量对斑岩成矿具有重要的指示作用。
8存在问题
目前，通过电子探针或离子探针分析获得黑云母的主量成分，Fe3+、Fe2+、OH - 只能通过计算获得，Fe3+和Fe2+计算方法常用的有Dymek（1983）、郑巧荣（1 983）和林文蔚等（1994）提出的方法，不同方法计算Fe3+和Fe2+对黑 云母矿物化学的指示意义及对比研究造成一定的影响。虽然黑云母单矿物分离分析，可以测 试出FeO和Fe2O3，但是不能避免黑云母局部蚀变、含有硫化物和其他矿物包裹体等的巨 大影响。黑云母主量成分的离子数基于22个氧原子或22+z（z为三价铁离子个数）个正电价 估算获得，不同方法获得的离子数对黑云母矿物化学分析评价也具有一定的影响。黑云母中 存在微小包体（铜、镍包体等）已被一些学者观 察到（Al_Hashimi et al., 1970; Ilton et al., 1988; 1993; Warren et al., 2015）， 在目前的显微观察手段下进行微区原位分析很难避免微小包体对分析结果的影响。黑云母中 铜的存在形式和成因尚存在争议，主要可能是检测技术的精度（Ilton et al., 1988; 1993 ）。
9结论
综上所述，近年来显微观察和矿物原位微区分析测试精度不断提高，黑云母矿物化学的研究 已经取得较大的进步，可以得出以下几点结论：（1） 黑云母是岩浆岩中重要的铁镁质成岩硅酸盐矿物，既可以形成于侵入体结晶过程，也 可以形成于岩浆热液过程。通过细致的岩相学观察，再加上精确的原位微区分析，黑云母化 学成分对花岗岩类的岩石成因和构造背景的指示以及评价斑岩矿床岩浆热液演化过程和岩体 的成矿潜力是有用且可靠的。这是开展黑云母矿物化学研究的基础。
（2） 黑云母矿物化学可以快速地指示区域中酸性岩浆岩的性质和构造背景，黑云母的氧逸 度、卤素和含铜性等可以作为评价区域上中酸性岩体是否具有斑岩或岩浆热液成矿的潜力的 一个重要指标。可以预料，黑云母矿物化学应用于区域岩体面扫和黑云母矿物化学填图是其 未来研究的发展趋势。
（3） 黑云母矿物化学研究能为斑岩型铜多金属矿床或岩浆热液矿床的成矿预测和勘查评价 提供最新的找矿矿物学证据。
志谢感谢审稿专家对本文提出的宝贵修改意见。
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