西南三江甭哥金矿床磷灰石地球化学特征及地质意义*

张荣伟 薛传东 薛力鹏 刘星

1. 中南大学地球科学与信息物理学院，有色金属成矿预测与地质环境监测教育部重点实验室，长沙 4100832. 昆明理工大学地球科学系，昆明 6500933. 云南省有色地质局地质地球物理化学勘查院，昆明 6502161.

岩浆岩的副矿物在各种地质环境或过程中具有较强的稳定性，能灵敏地记录或保存赋存岩石所经历各种地质作用的物理化学信息。随着单颗粒副矿物的化学成份、同位素示踪等原位定量分析技术的发展，副矿物已被广泛运用于成岩、成矿的地球化学研究(赵振华, 2010; 周瑶琪等, 2013)。磷灰石(Ca5(PO4)3(OH, F, Cl))作为副矿物广泛分布于三大岩类及各类热液系统中，其富含稀土元素(REE)、挥发分(F、Cl、OH、S、C)，也是控制岩浆岩或熔(流)体系统中稀土元素、卤素含量的重要载体矿物(Ayers and Watson, 1993; Pengetal., 1997; 陈雷等, 2017; 邢凯等, 2018)。大量研究表明，磷灰石与寄主岩石之间具有相似的稀土元素分布模式，磷灰石的稀土元素能间接指示岩石或矿床的稀土元素特征(张绍立等, 1985; 朱笑青等, 2004)。F、Cl和OH等挥发分往往是成矿热液系统的矿化剂，是控制矿化元素迁移和富集的重要因素，因而其挥发分可以了解成矿流体的演化机制(朱永峰等, 1996; 王蝶等, 2013; 王晨光等, 2017; 张红等, 2018)。根据磷灰石中Mn、Eu和Ce等变价元素含量，还可以定量计算出岩浆岩的氧逸度变化，是了解岩浆体系氧逸度的目标矿物之一(Milesetal., 2014, 2016)。因此，磷灰石的地球化学特征研究是探讨成岩成矿机制的有效手段。

西南三江地区产出了著名的金沙江富碱侵入岩带，带内成矿条件好，矿产资源丰富，找矿潜力巨大，一直是我国重要的有色金属矿集区(涂光炽, 1989; 张玉泉和谢应雯, 1997; 武玉海等, 2004; 邓军等, 2010)。以往学者利用副矿物对富碱侵入岩带内南段、中段的一系列Cu-Au-Mo矿床成矿条件进行了深入研究，取得的成果对理解和认识富碱岩浆活动和成矿作用有着重要意义(毕献武等, 2006; 王蝶等, 2013; 胥磊落等, 2012; 王晨光等, 2017; 张红等, 2018)。甭哥金矿床位于金沙江富碱侵入岩带的北端，是区内为数不多的与富碱侵入岩有关的金矿床。前人针对甭哥金矿床的地质特征、地球化学、成岩时代等方面开展研究，取得了一系列认识(杨岳清等, 2002; 曹殿华等, 2007; 黄玉蓬等, 2013, 2017; 刘晓, 2014; 姜丽莉等, 2015; 姜丽莉, 2017)。已有研究表明，甭哥金矿床成岩、成矿机制有别于富碱岩带中段和南段的金矿床。然而，目前对于该矿床的成岩、成矿条件研究仍较为薄弱，很大程度上制约了对矿床成矿机理认识及勘查找矿进展。因此，本文开展矿区内富碱岩体的磷灰石地球化学示踪分析，揭示其成岩、成矿的演化过程，为矿床成因机制及资源潜力评价提供借鉴依据。

1 地质背景

甭哥金矿床处在青藏高原东南缘三江造山带北段的义敦弧南缘(图1a)，夹持于义敦弧、甘孜-理塘缝合带与扬子地块西缘的结合部位(侯增谦等, 2004, 2006)。研究表明，本区先后经历了印支期俯冲造山、燕山期碰撞造山和喜马拉雅期大规模的挤压-走滑变形，三个阶段的构造演化是区内多金属矿床形成的重要制约(侯增谦等, 2006; 邓军等, 2012, 2016)。晚三叠世以来甘孜-理塘洋的西向俯冲，形成了区内两大斑岩成矿系统：印支期斑岩Cu多金属成矿系统和燕山期Cu-Mo多金属成矿系统(李建康等, 2007; 李文昌等, 2011, 2013; 王新松等, 2015; 张向飞等, 2017)，由此发育了休瓦促、普朗、雪鸡坪、红山、热林、铜厂沟等大中型多金属矿床(图1b)。

图1 三江造山带北段构造格架图(a,据董毅, 2013)、中甸地区地质矿产图(b,据王新松等, 2015)、甭哥地区地质略图(c,据刘晓, 2014)及其8号岩体露头示意图(d)Fig.1 Tectonic framework of the northern Sanjiang orogenic belt (a, modified after Dong, 2013), geological sketch of the Zhongdian region (b, modified after Wang et al., 2015), simplified geological maps of the Bengge ore region (c, modified after Liu, 2014) and its schematic profile map showing the outcrop geology for No.8 intrusive rock

图2 甭哥金矿床正长斑岩和黑云辉石正长岩标本及镜下特征正长斑岩手标本(a)及其正交偏光镜下照片(c、e、f)；黑云辉石正长岩手标本(b)及其正交偏光镜下照片(d).矿物缩写：Ap-磷灰石；Or-正长石；Bt-黑云母；Px-辉石；Qtz-石英；Mag-磁铁矿；Py-黄铁矿Fig.2 The hand specimen and microscopic characteristics of the syenite porphyry and biotite pyroxene syenite in Bengge gold depositHand specimen (a) and its microscopic photos under CPL (c, e, f) of syenite porphyry; hand specimen (b) and its microscopic photo under CPL (d) of biotite pyroxene syenite. Abbreviations: Ap-apatite; Or-orthosite; Bt-biotite; Px-pyroxene; Qtz-quartz; Mag-magnetite; Py-pyrite

矿区主要出露中-晚三叠世地层，为一套潮坪-开阔台地相碎屑岩-碳酸盐岩组合(图1c)，由老到新主要有：中三叠统(T2)杂色砂岩、页岩夹泥灰岩及基性火山岩；上三叠统王吃卡组三段(T3w3)为浅灰-灰色薄层状砂质板岩夹钙质板岩、灰岩透镜体、变质石英细砂岩及含砾砂岩，四段(T3w4)为深灰-灰黑色薄层状炭泥质板岩，局部夹灰黑、灰黄色粉砂质、砂质板岩及粉砂质绢云板岩；上三叠统哈工组(T3h)下部为砂岩、页岩夹少量灰岩，上部为细砂岩、页岩与灰岩互层，底部为石英质砾岩，与下伏王吃卡组呈假整合接触。区内主要发育近南北向的阿热断裂、甭哥断裂及NE、NW向的次级断裂等；褶皱主要为轴向呈NNE向展布的甭哥不对称向斜，轴部在南部被甭哥断裂切错，向北被阿热断裂错断，局部地段多发育有次级褶皱、挠曲。

甭哥碱性岩群的岩石类型以黑云母正长岩、黑云辉石正长岩、石英正长岩和正长斑岩为主。呈长椭圆状或透镜状的岩株侵位于王吃卡组地层中，少部分呈不规则岩枝状，总体呈北北西向展布(图1d)。已有同位素年代学研究显示，成岩年龄主要集中在201～219Ma及28.2～35Ma；成岩初期主要为黑云母正长岩、黑云辉石正长岩为主，中晚期形成了正长斑岩，显示出多期次复式岩体的特征，印支期及喜马拉雅期的岩浆活动均可能参加了成岩、成矿过程(曹殿华等, 2007; 刘晓, 2014; 姜丽莉等, 2015; 姜丽莉, 2017)。野外调查发现，已知金矿体主要呈细脉状、网脉状和透镜状产在晚阶段岩体中，含矿岩体普遍受到不同程度的热液蚀变，蚀变强烈的部位金品位较高。如，以往集中勘查的8号岩体几乎全岩矿化，反映出晚阶段岩浆活动伴随强烈的热液成矿作用。

图3 甭哥富碱岩体采样露头(a-c)及磷灰石特征(d)Fig.3 Outcrop characteristics of alkali-rich intrusive rocks (a-c) and CL image for apatite (d) from the Bengge gold deposit

2 岩石学特征

区内碱性岩群是多期次富碱岩浆活动形成的产物，早期主要以黑云辉石正长岩为主，约占岩体出露面积的60%，而正长斑岩和少量石英正长岩形成于成岩晚期(刘晓, 2014; 姜丽莉, 2017)。野外调查和矿山开采揭示，金矿化在各阶段正长岩中均有产出，但早阶段的黑云辉石正长岩往往矿化蚀变弱、金品位较低，高品位的金矿体一般都与晚阶段的正长斑岩关系密切。为深入探讨不同期次岩体成岩、成矿作用的差异特征，本次在矿区露头最好的8号含矿岩体中采集代表性样品进行示踪研究，其岩相学特征(图2)简述如下：

黑云辉石正长岩 岩石呈灰黑、灰绿色，细-中粒结构，块状构造(图2b, d)。主要矿物为正长石、黑云母和辉石，其次有少量角闪石等暗色矿物。正长石含量约为65%～70%，镜下为灰白-灰黄色，自形-半自形粒状或柱状产出，大小为1～2mm，主要呈基质分布；黑云母含量为15%～20%，在正交镜下呈棕-棕褐色，为自形-半自形片状、板状分布于基质中，多数可见一组完全解理；辉石主要为单斜辉石，含量为10%～15%，多为自形-半自形的粒状-长柱状，与黑云母相伴产出或单独分布于基质中，局部见次生绿泥石化。副矿物主要有磷灰石、锆石、磁铁矿和榍石等。

正长斑岩 岩石呈浅灰-灰白色，具有斑状结构，块状构造(图2a, c, e , f)。斑晶主要以正长石为主，含量约为20%～30%，自形-半自形粒状或柱状产出，大小为3～7mm，镜下可见卡氏双晶、十字双晶，大部分可见环带结构；基质主要为正长石含量约为70%，石英(约为10%)，及少量的辉石、黑云母(约为5%)，多呈自形-半自形细粒状或微晶质结构。另在正长石颗粒间发育少量黄铁矿(约为5%)，基质中见有磷灰石、锆石、磁铁矿等副矿物。

3 样品采集及分析方法

本次研究样品采自甭哥金矿区露天采场揭露的8号岩体内(图1c)。分别在早阶段形成的黑云辉石正长岩和晚阶段形成的正长斑岩中各采集10件样品(图3a-c)。黑云辉石正长岩中所采集的样品均为无蚀变的新鲜样品，而正长斑岩样品具有一定程度的蚀变。两种岩性的磷灰石主要呈自形-半自形的长柱-短柱状，多以副矿物的形式与主矿物共生或在基质中单独产出(图2d-f)。在阴极发光(CL)图像中(图3d)，未蚀变的岩浆磷灰石颗粒表面干净清晰、成分均一，部分颗粒可见明显的核-边环带结构；而蚀变磷灰石颗粒颜色较暗，表面发育较多的孔洞、裂隙，局部含有包裹体，并且核边结构模糊不清。因此，不同类型磷灰石单矿物能够完整真实地保留寄主岩石的成岩、成矿信息。

图4 黑云辉石正长岩(a)和正长斑岩(b)中磷灰石球粒陨石标准化稀土元素配分图Fig.4 Chondrite-normalized REE diagrams for apatites from biotite pyroxene syenites (a) and syenite porphyries (b)

磷灰石的单矿物分离在河北省廊坊市诚信地质服务有限公司完成。首先将样品粉碎到50～80目，通过重、磁选方法对样品进行筛选，在双目镜下挑选出晶形完整、无裂隙、无包体的磷灰石颗粒，单矿物样品的纯度大于99%。然后将分选出的磷灰石清洗后制成环氧树脂样品靶，把样品抛光一半用于阴极发光拍照。最后，选定具有代表性的位置进行及主微量元素测试。

主量元素和卤素成分的电子探针分析在南京大学内生金属矿床成矿机制研究国家重点实验室完成，分析测试仪器为JXA-8100型电子探针分析仪。磷灰石的分析测试条件为：加速电压15kV，电流20nA，束斑大小为2μm。测试的主量元素组分为Na2O、MgO、SiO2、MnO、CaO、P2O5、Al2O3、FeO、TiO2，卤素成分为F、Cl、SO3，各元素测试精度>0.001%。

表1 正长斑岩中磷灰石电子探针分析结果表(wt%)

Table 1 Electron microprobe analysis results of apatites in syenite porphyries (wt%)

样品号BG-1BG-2BG-3BG-4BG-5BG-6BG-7BG-8BG-9BG-10BG-11BG-12BG-13BG-14BG-15P2O542.1241.0540.5040.6240.7441.0940.8141.2441.8641.3641.4841.7641.2441.1339.87CaO54.4054.7454.9254.2954.8254.6154.8554.7255.1554.8655.3254.7454.4355.0454.44Na2O0.180.280.150.200.080.230.100.350.160.150.120.130.160.160.34FeO0.120.100.180.110.160.100.130.110.130.110.100.070.080.050.10MnO0.090.060.100.080.090.050.030.070.130.110.100.070.090.040.12MgO0.050.060.200.050.090.080.070.050.040.050.060.040.040.020.02Al2O30.000.000.000.000.020.000.010.010.000.000.000.000.000.000.00SiO20.450.640.830.890.530.380.440.580.430.330.350.580.370.370.69SO30.590.700.750.870.570.520.540.640.580.380.470.670.430.500.79F3.143.612.893.143.162.983.292.974.003.633.663.683.173.523.53Cl0.260.220.370.270.390.420.340.390.280.380.430.270.180.270.21Total100.0299.8999.5999.1499.2099.1099.1399.78101.0099.73100.46100.4098.8299.5598.58logfO2-11.30-10.80-11.50-11.10-11.30-10.60-10.30-10.90-12.00-11.60-11.50-10.90-11.30-10.40-11.80O25P5.995.905.835.875.895.935.905.915.955.945.935.955.955.925.83Ca9.809.9510.029.9410.029.9710.049.939.929.9710.009.879.9410.0310.08Na0.060.090.050.070.030.070.030.120.050.050.040.040.050.050.11Fe0.020.010.030.020.020.010.020.020.020.020.010.010.010.010.01Mn0.010.010.010.010.010.010.000.010.020.020.010.010.010.010.02Mg0.010.010.050.010.020.020.020.010.010.010.020.010.010.000.01Al0.000.000.000.000.000.000.000.000.000.000.000.000.000.000.00Si0.080.110.140.150.090.060.080.100.070.060.060.100.060.060.12S0.150.180.190.220.140.130.140.160.150.100.120.170.110.130.20F1.671.941.551.691.701.601.771.592.121.951.951.961.711.891.93Cl0.070.060.110.080.110.120.100.110.080.110.120.080.050.080.06OH*0.260.000.340.230.180.270.130.300.000.000.000.000.240.030.01Sum2.002.002.002.001.991.992.002.002.202.062.072.042.002.002.00

微量元素和稀土元素(REE)分析在南京聚谱检测科技有限公司完成，实验采用美国Resonetics公司生产的193nm ArF准分子激光剥蚀器和型号为Agilent 7700X电感耦合等离子体质谱仪(ICP-MS)联机测试，激光能量为80mJ，剥蚀束斑直径为30μm，频率使用8Hz，剥蚀时间为45s，剥蚀气溶胶由高纯度的氦气送入ICP-MS完成测试。以NIST612作为外标样，每10个样品点夹一个NIST612外标样。使用43Ca作为微量元素的内标，各元素测试精度<10%。

表2 黑云辉石正长岩中磷灰石电子探针分析结果表(wt%)

Table 2 Electron microprobe analysis results of apatites in biotite pyroxene syenites (wt%)

样品号BG-16BG-17BG-18BG-19BG-20BG-21BG-22BG-23BG-24BG-25BG-26BG-27BG-28BG-29BG-30P2O540.9940.6540.3740.7340.8741.3440.1240.8041.3240.1740.2940.8640.9140.7941.01CaO54.0454.1754.2554.3554.4254.0554.3854.4954.2554.2054.2254.4354.1254.3254.24Na2O0.210.170.290.210.180.070.240.220.270.310.290.080.110.180.21FeO0.090.130.050.100.100.030.110.110.090.060.110.120.140.160.14MnO0.280.210.190.080.190.250.110.330.310.200.090.270.340.110.25MgO0.030.050.060.030.050.050.030.090.070.080.090.080.080.090.06Al2O30.000.000.020.000.020.020.010.000.000.000.000.010.000.000.00SiO20.220.200.410.320.230.260.360.270.260.370.280.440.230.240.23SO30.200.320.260.440.330.130.360.160.480.350.480.120.210.400.33F2.833.323.083.163.483.133.153.383.413.113.203.252.973.213.01Cl0.160.190.230.140.200.170.210.260.150.290.220.110.200.150.22Total97.8297.9697.8498.2098.5398.1497.6998.6499.1497.7797.8798.3798.0298.2798.39logfO2-14.50-13.30-13.00-11.10-13.00-14.00-11.60-15.40-15.00-13.20-11.30-14.40-15.50-11.60-14.00O25P5.965.935.895.935.935.985.885.915.965.885.905.915.945.935.94Ca9.9410.0110.0210.0110.009.8910.0910.009.9010.0510.059.979.9510.009.95Na0.070.060.100.070.060.020.080.070.090.110.100.030.040.060.07Fe0.010.020.010.010.010.000.020.020.010.010.020.020.020.020.02Mn0.040.030.030.010.030.040.020.050.040.030.010.040.050.020.04Mg0.010.010.020.010.010.010.010.020.020.020.020.020.020.020.02Al0.000.000.000.000.000.000.000.000.000.000.000.000.000.000.00Si0.040.030.070.050.040.040.060.050.040.060.050.070.040.040.04S0.050.080.070.110.090.030.090.040.120.090.120.030.050.100.08F1.531.811.681.711.891.691.721.831.831.701.751.761.611.751.63Cl0.050.060.070.040.060.050.060.070.040.080.060.030.060.040.06OH*0.420.130.250.240.060.260.210.100.120.210.180.210.330.210.31Sum2.002.002.001.992.012.001.992.001.991.991.992.002.002.002.00

图5 磷灰石代表性微量元素相关性图解Fig.5 Correlation diagrams of representative trace elements for apatites of Bengge gold deposit

表3 黑云辉石正长岩中磷灰石的LA-ICP-MS测试结果(×10-6)

Table 3 LA-ICP-MS data for apatites from biotite pyroxene syenites (×10-6)

样品号BG02-1BG02-2BG02-3BG02-4BG02-5BG02-6BG02-7BG02-8BG02-9BG02-10Ga42.3950.3450.4240.6742.0860.6743.5743.7740.2849.82Rb0.130.140.070.050.030.120.030.010.040.03Sr5773643254555448579958047001708365316742Ba46.7243.538.196.7912.4813.5346.995.8511.1833.98Pb5.825.605.224.996.434.269.069.506.739.08Th19.7316.789.1112.5315.1618.7013.6914.2316.0316.61U3.122.291.792.463.003.642.722.532.862.90La539.1 415.1 504.3 339.2 453.5 498.9 517.8 616.6 476.9 511.2 Ce1161833.4986.1711.9977.511261009112610211045Pr134.6 99.87113.688.54118.9 134.6 112.4 129.0 120.3 120.1 Nd539.0 423.6 454.1370.9 486.5 554.1 443.0 517.1 502.2 481.8 Sm101.6 81.5280.2372.3395.17104.8 82.7492.3897.1490.43Eu26.5521.3723.2519.6924.3227.7526.0128.5626.1426.59Gd83.8265.5273.2862.7282.5390.7472.6082.3681.6879.95Tb9.047.077.846.868.8610.037.508.508.858.49Dy44.3833.0138.3433.2242.4650.1036.3842.4343.0342.04Ho7.595.676.545.607.418.476.307.507.887.45Er17.3112.7315.3812.7816.6119.5915.0217.6317.9017.37Tm1.991.521.751.501.962.301.592.132.112.20Yb10.988.379.617.5810.6812.329.7111.5410.2611.18Lu1.381.071.281.031.321.491.371.541.491.55Y293.2 349.4 533.9 340.2 450.3 646.0 313.9 421.1 346.4 415.7 ∑REE2678200923151733232726412341268324172445LREE2501187421611602215524462191250922442275HREE176.5135.0154.0131.3171.8195.1150.5173.6173.2170.2LREE/HREE14.2 13.9 14.0 12.2 12.6 12.5 14.6 14.5 13.0 13.4 (La/Yb)N35.2 35.6 37.6 32.1 30.5 29.0 38.3 38.3 33.3 32.8 (La/Sm)N3.433.294.063.033.083.074.044.313.173.65(Sm/Yb)N10.3 10.8 9.2710.69.90 9.459.478.90 10.5 8.99Ce/Pb200 149 189 143 152 264 111 119 152 115 Sr/Y19.7 18.4 10.2 16.0 12.9 8.99 22.3 16.8 18.9 16.2 δEu0.850.870.910.870.820.851.000.980.870.94δCe1.030.970.970.981.011.040.980.931.021.00

4 测试结果

4.1 磷灰石主量元素及卤素成分组成特征

分析结果显示(表1、表2)，不同岩性的磷灰石的主量元素和卤素成分均存在一定的差异性。正长斑岩的MnO含量(0.03%～0.13%，平均0.08%)明显低于黑云辉石正长岩的含量(0.08%～0.34%，平均0.21%)；而正长斑岩的SiO2含量(0.33%～0.89%，平均0.52%)高于黑云辉石正长岩的含量(0.20%～0.44%，平均0.29%)；正长斑岩的SO3含量(0.38%～0.87%，平均0.60%)也高于黑云辉石正长岩的含量(0.12%～0.48%，平均0.30%)；其它主量元素，如P2O5、CaO、Na2O、Al2O3、FeO和MgO，在两种岩石磷灰石中的含量较为接近。

所有磷灰石测试样品的卤素成分均具有高F、低Cl的特征，属于典型的氟磷灰石。其中，正长斑岩的F含量为2.89%～4.00%，平均3.36%，Cl含量为0.21%～0.43%，平均0.31%；黑云辉石正长岩的F含量为2.83%～3.48%，平均3.18%，Cl含量为0.11%～0.29%，平均0.19%。从结果可以看出，正长斑岩的F、Cl含量均高于黑云辉石正长岩的含量。

表4 正长斑岩中磷灰石的LA-ICP-MS测试结果(×10-6)

Table 4 LA-ICP-MS data for apatites from the syenite porphyrys (×10-6)

样品号BG01-1BG01-2BG01-3BG01-4BG01-5BG01-6BG01-7BG01-8BG01-9BG01-10Ga20.5015.0618.3513.7718.5920.6519.1520.9018.9218.38Rb0.150.120.130.090.050.220.060.230.050.08Sr8497695368684530696357888295417761358160Ba31.5566.8428.6441.1642.7138.4530.5723.5540.5330.29Pb7.268.3014.276.3614.2420.236.796.7419.627.24Th34.9241.1036.6636.0621.1827.9836.4843.2918.2149.75U4.084.474.235.323.473.494.718.673.335.64La1197155216861285131520071237146013271526Ce2368298829342487237836992603257624553041Pr270.6326.6342.8264.7272.7397.3285.7295.7251.8332.1Nd105411961372968.3 1022148710851132932.6 1319Sm169.8 196.7 243.8 156.3 190.6 265.7 181.9 203.1 162.1 228.0 Eu43.4547.1662.3338.1647.6964.1744.5348.9247.8454.78Gd150.9 174.1 211.1 141.3 156.9 231.4 153.5 182.6 138.3 202.8 Tb14.3816.1722.9814.6117.4126.1315.1519.1514.4719.86Dy70.1377.23113.274.5390.78134.973.7895.9271.5295.22Ho11.6813.4619.8613.2516.2924.4413.0216.2912.6416.77Er26.8130.7246.1330.9041.6061.1228.9238.6631.3437.04Tm3.233.685.703.785.167.613.384.764.124.65Yb17.9520.4433.9721.5630.6545.0618.7924.7122.5925.19Lu2.412.814.132.783.816.122.593.233.013.01Y198.8 148.9 170.3 137.1 181.4 212.8 163.5 200.9 186.8 191.0 ∑REE5402664670995502559084575747610254766907LREE5105630866425200522779215438571751786502HREE297.5 338.6 457.1 302.7 362.6 536.8 309.2 385.3 298.0 404.6 LREE/HREE17.2 18.6 14.5 17.2 14.4 14.8 17.6 14.8 17.4 16.1 (La/Yb)N47.9 54.5 35.6 42.8 30.8 32.0 47.2 42.4 42.2 43.5 (La/Sm)N4.555.094.475.314.454.884.394.645.294.32(Sm/Yb)N10.5 10.7 7.978.056.916.5510.8 9.137.9810.1 Ce/Pb326 360 206 391 167 183 383 382 125 420 Sr/Y42.7 46.740.3 33.0 38.4 27.250.7 20.8 32.8 42.7 δEu0.810.760.820.770.820.770.790.760.950.76δCe0.980.980.890.990.920.961.030.910.971.00

4.2 磷灰石微量元素组成特征

分析结果表明(表3、表4)，所测试的磷灰石中稀土元素总体呈现出右倾的配分模式(图4)，均具有轻稀土富集、重稀土相对亏损、Eu和Ce轻微负异常的特点。其中，正长斑岩的稀土总量为5402×10-6～8457×10-6，平均含量为6293×10-6；黑云辉石正长岩的稀土总量为1733×10-6～2683×10-6，平均含量为2359×10-6。可以看出，正长斑岩中磷灰石的稀土总量明显高于黑云辉石正长岩。

微量元素组成上，磷灰石含有较高的Sr、Ga、Ba含量，正长斑岩的Sr含量为4177×10-6～8497×10-6(平均6637×10-6)，黑云辉石正长岩为5448×10-6～7083×10-6(平均6207×10-6)；Ga在黑云辉石正长岩的含量为40.28×10-6～60.67×10-6(平均46.40×10-6)，正长斑岩中Ga含量为13.77×10-6～20.90×10-6(平均18.43×10-6)；Ba在黑云辉石正长岩的含量为5.85×10-6～46.99×10-6(平均22.93×10-6)，正长斑岩中Ba含量为23.55×10-6～66.84×10-6(平均37.43×10-6)。另外，磷灰石中Pb、Th、U的含量均存在一定差异性，正长斑岩中Pb、Th、U的平均含量分别为11.10×10-6、34.56×10-6、4.74×10-6，黑云辉石正长岩中含量分别为6.67×10-6、15.26×10-6、2.73×10-6。Rb在二者之间的含量差异性不大，分别为0.06×10-6～0.22×10-6及0.01×10-6～0.14×10-6。

5 讨论

5.1 岩浆演化特征

磷灰石的微量元素地球化学特征对岩浆的演化机制具有重要的指示意义(赵振华, 2010; 周瑶琪等, 2013)。其中，磷灰石是稀土完全配分型矿物，具有与寄主岩石相一致的稀土元素分布模式，常被用作岩浆成因的示踪剂，也可判别成岩成矿系列。以往研究表明，磷灰石的稀土元素表现为右倾的光滑曲线、具微弱Eu负异常的配分模式，通常是碱性岩浆的标型特征，并且反映成岩的物质来源具有壳幔同熔的的演化机制(周玲棣和王扬传, 1988; 朱笑青等, 2004; Maoetal., 2016; Panetal., 2016; 王晨光等, 2017; 张红等, 2018)。本次测试样品中磷灰石的稀土元素总体表现出轻稀土富集、重稀土相对亏损、并具有微弱的负Eu异常特征，在球粒陨石标准化配分图上为右倾的配分模式(图4)。这表明，甭哥碱性岩体不同岩性的正长岩具有相同的演化机制，富碱岩浆熔体主要来自于壳幔混源的特征。这与前人通过同位素研究获得的认识(刘晓, 2014; 姜丽莉等, 2015; 黄玉蓬等, 2017)相吻合。

在岩浆结晶过程中，晚于长石结晶的磷灰石往往具有较低的Sr含量，因而磷灰石的Sr含量变化能够示踪岩浆的演化过程。磷灰石属于富REE矿物，其结晶将会分离岩浆中的稀土元素，磷灰石的(La/Sm)N、(La/Yb)N、(Sm/Yb)N值和Sr的含量可以指示岩浆的结晶过程(王晨光等, 2017; 刑凯等, 2018)。从本次研究的磷灰石微量及稀土元素组成特征可以看出，黑云辉石正长岩的(La/Sm)N、(La/Yb)N、(Sm/Yb)N值和Sr含量呈正相关分布(图5)，表明岩浆结晶过程中，长石结晶对岩浆的结晶分异具有重要的影响作用。与黑云辉石正长岩相比，正长斑岩中磷灰石的 (Sm/Yb)N值低而Sr/Y值较高。多数观点认为，岩浆结晶过程中斜长石、褐帘石的结晶会导致磷灰石中的(Sm/Yb)N值降低，但本次研究所采的岩石样品中并未发现斜长石、褐帘石矿物，这说明正长斑岩中(Sm/Yb)N值的降低并不是由于这些富Ca矿物结晶造成的。以往研究还表明，岩浆结晶过程中富含Cl的热液流体出溶，也会造成岩浆熔体中磷灰石的(Sm/Yb)N值降低(Flynn and Bumham, 1978; Keppler, 1996)。因而，本区正长斑岩中的(Sm/Yb)N值降低可能是富含Cl的热液流体出溶所致。这一推论与正长斑岩普遍遭受强烈的蚀变，并且磷灰石样品富含Cl挥发分的特征相一致。

磷灰石的Pb、Ce、Th和U的比值可以反映岩浆形成过程中流体活动性特征(Sun and McDonough, 1989; Kogisoetal., 1997; 张红等, 2018)。一般地，Ce/Pb比值高，而Th/U比值越低反映流体活动性越强，相反则指示流体活动性较弱。从磷灰石Ce/Pb、Th/U图解(图5)可以看出，正长斑岩磷灰石的Ce/Pb比值明显高于黑云辉石正长岩的比值，这说明正长斑岩岩浆在演化过程中流体活动性较强，而黑云辉石正长岩的流体活动性较弱。

5.2 岩浆挥发分组成特征

在岩浆系统中，磷灰石是其挥发分F、Cl、S的重要载体，并具有较强的稳定性。研究表明，磷灰石的Cl/F值能反映出其初始结晶环境的Cl/F值，不同的Cl/F值可指示其源区差异特征。因而，磷灰石挥发分能够揭示岩浆成矿系统的挥发分特征，以及指示成岩、成矿的大地构造环境 (Roeggeetal., 1974; Tacker and Stormer, 1989; Piccoli and Candela, 1994; 朱永峰等, 1996)。本文通过测试分析甭哥金矿磷灰石的挥发分，并收集整理了前人对三江富碱侵入岩带内典型铜-金矿床磷灰石挥发分数据进行对比，以此来探讨富碱侵入岩带的挥发分特征。

富碱侵入岩带内成矿岩体磷灰石Cl/F值有以下组成特点(表5)：玉龙铜矿二长花岗斑岩(0.0024～0.0056)，平均值0.0039；普朗铜矿石英二长斑岩(0.0050～0.1812)，平均值0.0497；北衙金矿二长花岗斑岩(0.0019～0.0074)，平均值0.0035；马厂箐铜矿花岗斑岩(0.0018～0.0084)，平均值0.0044；姚安金矿正长斑岩(0.0215～0.0736)，平均值0.0349；长安冲金矿石英正长斑岩(0.0146～0.0417)，平均值0.0212。从数据对比中可以看出，相对于其它矿床含矿岩体，甭哥金矿床的含矿岩体具有较高的Cl/F比，平均0.0777。由于Cl和F在岩浆系统中的分配系数不同，Cl主要富集在地幔流体相中，高的Cl/F值说明岩浆熔体来自地幔源区；F的亲石性使其更易于进入熔体相，通常主要富集在地壳中，相反地幔中含量较少，并且磷灰石的高F/Cl值还反映岩浆源区有沉积物质的混入(Candela, 1986; Boudreau and Kruger, 1990; Mathez and Webster, 2005; Websteretal., 2009; 张红等, 2018)。从磷灰石的挥发分组成特征看，甭哥富碱岩体的成岩作用主要与地幔熔(流)体有关。

从图6中可看出，富碱侵入岩带的挥发分具有以下特征：越偏碱性的岩体磷灰石Cl/F值越大，岩性为亚碱性的岩体Cl/F值偏小，并且与金矿有关的富碱岩体Cl/F值总体偏大，相反含铜的岩体具有较高的F/Cl值。以往研究显示，金在岩浆熔体中主要以Au-Cl络合物的形式迁移、沉淀，故岩浆系统中的高碱、高氯含量有助于提高金的溶解度(Zajaczetal., 2010; 疏孙平等, 2018)。斑岩矿床中F/Cl值常与Cu含量呈正相关关系，F/Cl值越高矿床的Cu含量越高，同时磷灰石的F/Cl值越高说明母岩体的岩性越偏酸性(Mathez and Webster, 2005; Websteretal., 2009; 张红等, 2018; 陈雷等, 2017)。对比磷灰石挥发组分的Cl、F比值表明，富碱岩浆的高Cl含量有利于金矿的形成，而亚碱性-偏酸性岩体中富F流体则是铜矿形成的主要因素。另外，岩浆系统中Cl/F值的差异可以间接指示岩浆的形成环境，极低的Cl/F值反映岩浆形成于加厚下地壳的部分熔融，而较高的Cl/F值暗示岩浆系统中有板片来源流体的加入，或是遭受到板片来源流体的交代作用(和文言等, 2014; 王晨光等, 2017; 刑凯等, 2018)。其中，玉龙、北衙和马厂箐成矿岩体的Cl/F值较低，说明它们的母岩浆形成于大陆碰撞环境的下地壳熔融机制；而普朗、甭哥、姚安和长安冲具有较高的Cl/F值，显示这些成矿母岩浆的形成过程直接或间接地受到俯冲板片流体的加入或影响。

5.3 岩浆体系氧逸度特征

磷灰石中富含Mn、Ga、Ce等变价元素，这些元素具有不同的化合价态，在高氧逸度环境中通常会成高价态。故在高氧逸度岩浆环境中结晶的磷灰石，往往具有低含量的变价元素，低氧逸度的岩浆体系则与之相反。因而，其变价元素组成可以评判岩浆系统的氧逸度特征，而以往研究发现，磷灰石中变价元素的含量容易受到其它因素的影响而发生改变，单一的变价元素并不能准确反映出岩浆体系的氧化还原状态，通常需要结合磷灰石中的几种变价元素的含量变化特征才能获得真实的判断(Imai, 2002, 2004; Milesetal., 2014, 2016)。

表5 西南三江地区典型铜-金矿床富碱侵入岩的磷灰石挥发分组成表(wt%)

Table 5 Volatile composition (wt%) table of apatites from the alkali-rich intrusive rocks some typical copper-gold deposits in belt in Sanjiang area, SW China

矿区点号FClSO3Cl/F矿区点号FClSO3Cl/F玉龙14.200.010.020.002454.020.020.050.005023.960.020.010.005163.870.010.040.002634.250.020.010.004773.630.020.080.005543.590.020.010.005684.260.020.010.004753.850.020.050.005295.300.020.030.003864.100.010.060.0024103.570.020.030.005674.510.020.090.0044姚安13.280.090.110.027484.000.010.040.002523.160.080.100.025394.120.010.030.002432.920.110.230.0377普朗13.370.020.070.005044.190.090.120.021523.530.030.040.007953.360.090.140.026833.580.100.080.026563.140.090.150.028743.390.040.070.011873.730.090.100.024153.740.050.140.013683.720.090.100.024263.860.030.010.007893.650.120.290.032972.870.520.120.1812102.990.220.110.073683.130.280.100.0895112.670.100.280.037593.280.340.290.1037123.040.100.150.0329北衙12.090.010.560.0053133.840.100.130.026022.670.011.030.0026143.060.150.120.049034.320.010.520.0019152.880.160.390.055643.660.010.800.0019长安冲12.880.120.090.041753.210.010.470.002223.140.090.070.028763.360.020.080.006033.910.100.090.025673.620.010.070.002844.250.100.040.023583.890.010.300.002654.110.060.120.014693.120.010.120.003264.210.070.130.0166103.050.010.060.003373.750.060.060.0160112.690.020.020.007483.290.050.200.0152123.980.010.230.002593.260.050.080.0153马厂箐14.720.010.050.0021103.180.050.070.015725.590.010.030.0018113.380.080.220.023734.420.020.070.0045123.320.060.170.018143.590.030.050.0084

注：玉龙、马厂箐、姚安、长安冲矿区数据引自王蝶等 (2013)；北衙矿区引自王晨光等 (2017)；普朗矿区引自邢凯等 (2018)

图6 西南三江地区典型铜-金矿床富碱侵入岩磷灰石的挥发分关系图Fig.6 Volatile composition diagrams for apatites from the ore-hosting alkali-rich intrusive rocks of some typical copper-gold deposits in Sanjiang area, SW China

图7 甭哥金矿床富碱岩体氧逸度log(fO2)与温度(T)协变图Fig.7 Covariation between temperature (T) and oxygen fugacity log(fO2) of the alkali-rich intrusive rocks from the Bengge gold deposit

岩浆体系中，磷灰石的Mn含量与氧逸度呈负相关的线性关系，利用磷灰石中Mn含量能定量计算氧逸度，是目前了解体系氧逸度变化特征的有效方法之一(Milesetal., 2014, 2016; 韩丽等, 2016; 谢富伟等, 2017)。本次根据Milesetal. (2014) 的经验公式，即：logfO2=-0.0022(±0.0003)Mn(×10-6)-9.75(±0.46)，计算出甭哥金矿床不同岩性的氧逸度特征(表1)。结果显示：正长斑岩的logfO2值为-12～-10.3，黑云辉石正长岩的logfO2值为-15.5～-11.1(表2)。岩浆体系的氧逸度主要受温度的影响，要准确评价体系的氧化-还原环境还需要参考氧逸度值在不同温度条件下氧缓冲剂反应线的位置。Piccoli and Candela (1994)提出，利用全岩的SiO2、P2O5含量可以计算磷灰石的饱和温度(AST)。本次利用其经验公式，计算出正长斑岩磷灰石的饱和温度为818～956℃，平均887℃；黑云辉石正长岩为787～929℃，平均858℃。结合前人提出甭哥富碱岩体中黑云母结晶温度约为750℃的观点(刘晓, 2014)，假定黑云辉石正长岩的结晶温度约为787℃、正长斑岩的结晶温度约为887℃，由此可得出甭哥富碱岩浆体系各氧逸度反应缓冲线的位置(图7)。磷灰石Mn氧逸度计主要基于660～920℃结晶条件下形成的岩浆体系(Milesetal., 2014)，因此本次利用Mn氧逸度计计算出的氧逸度值能够较真实反映出体系的氧逸度特征。计算结果显示，甭哥富碱侵入岩体具有高氧逸度特征，但两种岩浆体系的氧逸度具有差异性，正长斑岩和黑云辉石正长岩的氧逸度对应△FMQ值分别为1.2～2.3、-1.2～2.0。这说明，与黑云辉石正长岩相比，正长斑岩岩浆具有更高的氧逸度。

氧逸度也是影响磷灰石SO3含量的主要因素，磷灰石的SO3含量具有随氧逸度的增高而增高的特征，因而根据磷灰石中SO3含量可以用来评价岩体的含矿性。一般地，含矿岩体磷灰石的SO3大于0.1%，而不含矿岩体磷灰石的SO3小于0.1%(Imai, 2002, 2004; 陈雷等, 2017; 谢富伟等, 2017)。甭哥金矿床正长斑岩的SO3含量为0.60%，明显高于黑云辉石正长岩的0.30%。同时，正长斑岩中磷灰石的变价元素Ga含量较低(表4)，而在黑云辉石正长岩中的含量较高。可见，SO3含量及Ga含量指示的氧逸度特征与Mn氧逸度计算结果相一致。这些特征共同反映出，正长斑岩的氧逸度高于黑云辉石正长岩，氧逸度的不同可能是造成两种岩性含矿差异性的主要原因。

5.4 对金成矿作用的指示

微量元素含量是评判岩体成矿潜力的有效证据，据磷灰石微量元素组成特征对间接评价岩体成矿性具有一定的指示意义。富碱岩浆主要源自地幔流体有关的交代作用，在富碱岩浆形成的同时，地幔流体还运载幔源成矿元素形成壳幔两源叠加的矿床。前人研究表明，成矿过程中地幔流体能引起岩浆熔体中的部分微量元素含量发生改变，如大离子亲石元素发生明显富集，且普遍具有高Sr/Y值特征(孙丰月和石准立, 1995; 喻学惠, 1995; 刘显凡等, 2010; 疏孙平等, 2018)。甭哥金矿床的宏观地质特征显示，高品位的金矿体往往与正长斑岩关系密切。而正长斑岩和黑云辉石正长岩的磷灰石中Sr/Y值分别为37.55、16.04，并且正长斑岩的大离子亲石元素(Sr、Rb、Ba、Th)明显富集，因而磷灰石的微量元素含量可作为金矿化强弱的判别标志。

碱性岩浆体系的氧逸度和挥发分在金矿化形成过程中起着关键性作用(王丰翔等, 2017)。已有研究表明，在高氧逸度环境中，硫化物不会轻易达到饱和，使Au元素在晚期成矿流体中逐渐富集形成矿体；相反，如果体系处于低氧逸度环境下，Au元素过早地以硫化物形式沉淀而不利于后期热液富集成矿(Sunetal., 2004; Jugo, 2009; Jugoetal., 2010; Parketal., 2015; Haoetal., 2017; 柏中杰等, 2019)。甭哥金矿床正长斑岩的磷灰石中变价元素Mn、Ga相对于黑云辉石正长岩的含量较低，而SO3的含量高，反映正长斑岩氧逸度高于黑云辉石正长岩的氧逸度。可以看出，高氧逸度是本区金矿化形成的有利条件之一。通常金在热液流体中主要以络合物的形式溶解和迁移，在高氧逸度的条件下主要形成金氯络合物，在氧逸度偏低的环境中形成硫氢络合物(Seward, 1973, 1984; 毕献武等, 1997; 徐文刚等, 2011)。甭哥金矿床正长斑岩比黑云辉石正长岩具有更高的Cl含量，说明高含量的挥发分Cl对金的富集成矿起了关键性的作用，即高氧逸度条件避免了因硫化物结晶沉淀而造成金过早地分散，金以金氯络合物的形式迁移富集成矿。因此，磷灰石的低Mn、Ga含量，高挥发分Cl和高SO3含量是评价金成矿作用的重要指标。

6 结论

(1)甭哥金矿床磷灰石地球化学特征指示，含矿富碱岩浆来源于壳幔混合的源区，黑云辉石正长岩结晶过程中受到长石结晶分异的影响，正长斑岩在结晶过程中可能经历了富Cl流体的出溶作用；金成矿流体主要来自地幔源区，成矿过程中直接或间接地受到俯冲板片流体的影响。

(2)矿区两种岩性富碱岩体具有差异性的高氧逸度特征，正长斑岩的氧逸度(logfO2-12～-10.3)高于黑云辉石正长岩(logfO2-15.5～-11.1)，并与磷灰石中SO3及Ga含量的指示相一致，共同反映出正长斑岩的氧逸度高于黑云辉石正长岩的特征。金矿化是在高氧逸度条件下以金氯络合物形式迁移、富集的，富碱、高氯的成矿流体利于金矿的形成。

(3)含矿富碱岩体磷灰石的Sr、Rb、Ba、Th含量及Sr/Y值是金成矿作用的判别标志，而低Mn、Ga含量和高Cl、SO3含量可作为强矿化的重要评价指标。

致谢 磷灰石测试和数据处理过程中得到中国科学院地球化学研究所高剑峰研究员及中国地质科学院矿产资源研究所谢富伟博士的指导和帮助；同时承蒙两位匿名审稿人的认真审阅，对本文提出了宝贵的修改意见；在此一并深表感谢！

翟裕生院士在矿床学领域做出了杰出贡献，作者深受他的“区域成矿学”和“成矿系统论”的学术指引。谨以此文表达对翟院士90华诞的热烈祝贺和衷心谢枕！