绿泥石作为重要的层状硅酸盐可以形成并稳定在不同地质作用和条件下。其成因矿物学特点又能够反演约束形成时的物理化学条件,因此是一种重要的标型矿物。为此,本文对前人的最新研究成果进行简要评述,并对山西中条山铜矿峪和西藏拿诺斑岩铜矿成矿期绿泥石数据进行重新计算和分析。结合矿区矿物组合特征与流体包裹体数据,探讨分析绿泥石形成条件与成矿作用条件的吻合性,从而分析方法的可靠性和应用性。 As an important phyllosilicate, chlorite can be found in various geological environments. Its genetic mineralogical characteristics can provide important information for the formation conditions, leading it to be a significant typomorphic mineral. Therefore, the aim of this study is to give a review on some progresses on mineral genesis of chlorite. Finally, we applied viable methods to analyze natural cases of the Tongkuangyu porphyry copper deposit from the Zhongtiao Mountain and Naruo porphyry copper deposit from Tibet. Based on ore mineral assemblages and trapped fluid inclusion data, we would analyze the estimated results of chlorite temperatures, oxygen fugcity and sulfur fugacity to discuss the congruency of formation conditions between chlorite and metallogenesis, and consequently test the reliability and applicability of these methods.
刘燚平,张少颖,张华锋
中国地质大学(北京)地球科学与资源学院,北京
收稿日期:2016年6月7日;录用日期:2016年6月27日;发布日期:2016年6月30日
绿泥石作为重要的层状硅酸盐可以形成并稳定在不同地质作用和条件下。其成因矿物学特点又能够反演约束形成时的物理化学条件,因此是一种重要的标型矿物。为此,本文对前人的最新研究成果进行简要评述,并对山西中条山铜矿峪和西藏拿诺斑岩铜矿成矿期绿泥石数据进行重新计算和分析。结合矿区矿物组合特征与流体包裹体数据,探讨分析绿泥石形成条件与成矿作用条件的吻合性,从而分析方法的可靠性和应用性。
关键词 :绿泥石,成因矿物学,温度计,氧逸度和硫逸度
绿泥石属层状镁、铁铝硅酸盐矿物,其基本结构由2:1层和层间氢氧化物层组成,一般晶体化学式
可表示为
八面体空位 [
绿泥石早期的分类主要基于绿泥石的成分 [
除成分的变化外,绿泥石结构的多变性也是广受关注的问题之一。前人研究表明绿泥石结构的转化对形成温度、环境(如成岩/变质级别)都具有重要的指示意义 [
在地质温度计方面,绿泥石的有关研究在过去的30年里不断有新的发展 [
基于绿泥石中发生的大量替换关系,早期学者提出过一种复杂的命名方法,该法基于Fe2+/R2+值和四面体位置上Si-Al替换两个参数 [
2:1层和层间氢氧化物层之间的定位定向关系(或叠层顺序)的多样性是导致绿泥石多型的原因。Bailey & Brown (1962)提出6组(每组2种)理论上可能存在的层–夹层组合(Iaa、Iab、Ibb、IIaa、IIab、IIbb,I、II指示层间八面体片的定向方式,a或b指示层间八面体片与2:1层之间的相对位置,第一个字母相对于下部的2:1层,第二个字母相对于上部的2:1层),其中4种已在自然界中发现(IIbb,Ibb,Iab,Iaa。以常见度排序,向右减少) [
温度被公认为影响绿泥石多型转化的主导因素。许多学者对绿泥石多型的温度指示意义此进行了讨论,如:Hayes (1970)提出沉积岩中绿泥石多型随温度的演化序列:Ibd→Iab (β = 97˚)→Ibb (β = 90˚)→Ibb (β = 97˚),反映一个稳定性(有序性)逐渐增加的过程,并推断Ibb (β = 90˚)→Ibb (β = 97˚)的转化温度在150℃~200℃之间。Weaver et al. (1984)研究了沉积/变质岩石中的绿泥石,提出Iaa型存在的温度可高达250℃~300℃ (推测),基于此,Iaa型稳定存在的温度可能介于150℃~300℃之间。Walker (1989)研究了低级变质岩中的绿泥石(全为IIbb型),认为IIbb型绿泥石稳定存在的最低温度等于围岩变质的最低温度:50℃~150℃ (据生物化石和矿物组合推断),与Weaver et al. (1984)推论不符,Walker解释为细粒岩石中绿泥石多型的演化可能不只取决于温度,还受孔隙压力和时间的影响。王勇生等(2004)研究了郯庐断裂带糜棱岩化过程中的绿泥石,结果显示交代其他矿物而产生的绿泥石为II型绿泥石,而在流体中直接结晶的绿泥石初始为Ⅰ型绿泥石,认为前者与温度具有更好的对应关系。Schmidt & Livi (2015)认为Ibb型绿泥石的出现指示温度低于300℃ [
多型对成岩、变质级别的指示,如:Karpova (1969) [
绿泥石结构多型与温度之间的关系,目前仍处于定性研究的阶段,本文将不再作更深入的评述。
经验性绿泥石温度计(或铝成分温度计),是最早由Cathelineau & Nieva (1985)根据绿泥石AlIV含量与温度之间具有良好的线性关系而拟合出的,后经其他学者校正而衍生出的一系列计算绿泥石形成温度的线性公式。
Cathelineau & Nieva (1985)发现Los Azufres地热系统中绿泥石的AlIV含量与其结晶温度具有很好的线性关系 [
Kranidiotis & MacLean (1987)指出绿泥石的温度不只与AlIV有关,还与Fe/(Fe + Mg)有关,对Cathelineau & Nieva (1985)的公式进行了修正,提出绿泥石铝饱和条件下的温度计 [
Cathelineau (1988)则基于新的分析,将公式修正为:
并认为绿泥石形成温度与Fe/(Fe + Mg)值关系甚微而未纳入计算 [
Jowett (1991)指出Kranidiotis & MacLean (1987)未考虑在相似温度下的其他绿泥石的成分,对其公式的准确性提出了质疑,并提出了使用条件为
Zane & Fyfe (1995)对热液型Cu(Au)矿床的研究显示,绿泥石的Fe/(Fe + Mg)值自围岩至矿体逐渐升高,若利用Cathelineau & Nieva (1985)温度计计算,富铁的绿泥石将具有异常高的形成温度,因此Zane & Fyfe (1995)同样对AlIV进行了校正,获得以下公式 [
Xie et al. (1997)研究了Barberton绿岩带变质火山岩(玄武岩、安山岩)样品中的绿泥石,探讨全岩对绿泥石成分的影响,利用Fe/(Fe + Mg)对AlIV进行校正,并将Cathelineanu (1988)温度计以Fe/(Fe + Mg) = 0.31为界划分为两种情况 [
当Fe/(Fe + Mg) < 0.31时:
当Fe/(Fe + Mg) > 0.31时:
El-Sharkawy (2000)针对绿片岩相变质超基性岩中的绿泥石,也根据AlIV-Fe/(Fe + Mg)的线性关系提出一个了校正公式 [
类似地,De Caritat et al. (1993)也讨论过绿泥石SiIV和∑VI (八面体阳离子总数)与形成温度之间的关系,其中SiIV-T线性关系较差,∑VI-T线性关系较好但通用性不强 [
Battagla (1999)基于对绿泥石的XRD研究,发现绿泥石的(001)底面间距与结晶温度之间存在很好的线性关系 [
在仅有电子探针数据的情况下,根据Rausell-Colom et al. (1991)提出,后经Nieto (1997)修正的方法,也可将探针数据转化为d001 [
Rae et al. (2011)研究了Rotokawa地热田蚀变安山岩中绿泥石的成分及结晶度特征,结合Cathelineau (1988)温度计,探讨了绿泥石结晶度与形成温度之间的关系,发现形成温度与结晶度比值R (R = ChC(001)/ChC(002))存在良好的线性关系,由此获得公式 [
据王勇生等(2005)的总结,Котов (1975)基于共存的绿泥石和白云母之间AlVI的分配特征,提出绿泥石–白云母温度计,其精度为±20℃~±60℃,公式如下:
参数
经验性温度计以其简单方便而广受运用,但是其适用性局限在中–低温范围,若超越25℃~350℃范围,其精度就值得商榷了 [
Walshe (1986)利用Salton Sea、Broadlands等地热系统中绿泥石成分–温度数据,建立了六组分固溶体模型 [
计算公式为:
图1. 共存的绿泥石–白云母Al分配等温线图(据Котов,1975,底图据王勇生等,2005)
计算公式为:
(活度ai的计算参考表1,下同)。
Vidal et al. (2001)提出,Walshe (1986)的模型未经T > 400℃,P > 5 kbar的情况验证,并重新选择了4个绿泥石端元来描述100℃~600℃、1~25 kbar范围内石英 + 绿泥石组合的平衡 [
计算公式为:
该模型对绿泥石的成分有限制,即Si < 3 apfu (14个O原子)。
Inoue et al. (2009)在Walshe (1986)、Vidal et al. (2001)、De Caritat et al. (1993)及Hillier & Velde (1991)的研究的基础上,新选了4个端元并建立一个新的热力学模型,并讨论了Fe3+含量对估算绿泥石形成温度的影响 [
端元 | 结构式 | 理想活度 |
---|---|---|
Walshe, 1986 | ||
C1 | [Mg6][Si4]O10(OH)8 | |
C2 | [Mg5Al][Si3Al]O10 | |
C3 | ||
C4 | ||
C5 | [Al4][Si4]O10(OH)8 | |
C6 | ||
Vidal et al., 2001 | ||
Clin | [Mg5Al][Si3Al]O10(OH)8 | |
Chm | ||
Sud | [Mg2Al3□][Si3Al]O10(OH)8 | |
Crdp | [Mg4Al2][Si2Al2]O10(OH)8 | |
Inoue et al., 2009 | ||
Afch | [Mg6][Si4]O10(OH)8 | |
Crdp | [Mg4Al2][Si2Al2]O10(OH)8 | |
Chm | ||
Sud | [Mg2Al3□][Si3Al]O10(OH)8 | |
Bourdelle et al., 2013 | ||
Mg-Chl S | [Mg6][Si4]O10(OH)8 | |
Fe-Chl S | [Fe6][Si4]O10(OH)8 | |
Mg-Am | ||
Fe-Am | ||
Mg-Sud | [Mg2Al3□][Si3Al]O10(OH)8 | |
Fe-Sud | [Fe2Al3□][Si3Al]O10(OH)8 | |
Lanari et al., 2014 | ||
Ames | ||
Clin | [Mg5Al][Si3Al]O10(OH)8 | |
Daph | [Fe5Al][Si3Al]O10(OH)8] | |
Sud | [Mg2Al3□][Si3Al]O10(OH)8 |
表1. 各模型的端元及理想活度
计算公式为:
Bourdelle et al. (2012)在高空间分辨率条件下检验Inoue et al. (2009)温度计,发现仍有部分结果不吻合,可能是难以获得纳米级的Fe3+含量导致的 [
计算公式为:
Lanari et al. (2014)为使绿泥石固溶体模型具有更大温度范围的兼容性,提出一个新的4端元热力学模型,并针对有无F3+含量给出两个计算温度的公式 [
计算公式:
考虑Fe3+:
该模型的使用条件是:Si < 3 apfu。
由于热力学温度计的计算过程复杂,而且热力学模型和成分端元的热力学数据的有效获得等因素会对使用者造成很大的困难,为此,Boudelle & Cathelineau (2015)提出一种图解工具,将Inoue et al. (2009)和Bourdelle et al. (2013)两个热力学模型转化成了直观的T-R2+-Si图解,既可用绿泥石的成分反应其温度,反过来,也根据绿泥石的温度反应其成分所在范围 [
Hutcheon et al. (1980)基于黏土–碳酸盐矿物之间的平衡提出一种新的热力学模型来计算绿泥石的形成温度,其计算方法实质上也属“热力学温度计”,但以不同的矿物组合与上述热力学温度计(绿泥石 + 石英)相区别。该模型针对流体相中共存(生)的绿泥石 + 高岭石 + 碳酸盐矿物组合,给出该组合平衡温度的最大估计 [
1) 白云石 + 高岭石 + 绿泥石 + 方解石组合:
2) 菱铁矿 + 高岭石 + 绿泥石组合:
Walshe (1986)提出的六组分固溶体模型,在用于计算平衡体系中绿泥石形成温度的同时,还可计算绿泥石形成的氧逸度、硫逸度 [
硫逸度的计算,以石英 + 绿泥石 + 黄铁矿平衡体系为例:
Bryndzia & Scott (1987)同样提出一个固溶体模型,在具有绿泥石 + 石英 + Al2SiO5 ± 氧化物 ± 硫化物组合的条件下,用绿泥石的成分估算其形成的氧逸度、硫逸度 [
氧逸度:
硫逸度(以磁黄铁矿为例):
该模型适用条件为中–高级变质环境,具有必要的矿物组合且绿泥石不具有明显的Fe3+含量。
本文以两个铜矿床中最新获得的与成矿过程有关的绿泥石成份为例,分析评述各种温度计和氧逸度、硫逸度的估算情况。
孙军刚等(2015)研究了山西铜矿峪铜矿床中的绿泥石特征,将绿泥石划分为四类:I-与石英硫化物脉共(伴)生型、II-与方解石硫化物脉共(伴)生型、III-斑岩中蚀变型及IV-围岩蚀变带中蚀变型 [
从以往Deer et al. (1962)基于成分的详细的分类方案来看,铜矿峪铜矿床和拿若斑岩型铜(金)矿床中的绿泥石基本上都属于蠕绿泥石和密绿泥石(图2(a))。以Wiewióra & Weiss (1990)基于成分和结构(如八面体空位)的分类方案来看,两个矿床的绿泥均属三八–三八面体绿泥石,成分上铜矿峪铜矿床绿泥石更靠近斜绿泥石端元,而后者更接近透绿泥石端元,两个矿床中的绿泥石以八面体阳离子数(R2+)有较明显的区别(图2(b))。相似地,在Zane & Weiss (1998)三角图解中,两个矿床的绿泥石都属于Ⅰ型三八面体绿泥石,更进一步地,八面体位置占主导的二价阳离子可将绿泥石具体命名,如铜矿峪铜矿床以Mg在八面体位置占优势,可称为Mg绿泥石,拿若斑岩型矿床中的绿泥石则Fe绿泥石和Mg绿泥石各占一部分(图2(c))。
一般来说,经验性温度计没有特别严苛的前提条件,所以多数都可以用来计算对比。热力学温度计
图2. (a) 绿泥石Si-Fe分类图解(据Deer et al., 1962);(b) 绿泥石R2+-Si分类图解(据Wiewióra & Weiss, 1990,“无铝绿泥石”参考Inoue et al., 2009翻译而来,指端元Mg6Si4O10(OH)8);(c) 绿泥石Al+□-Mg-Fe图解(据Zane & Weiss,1998)
则在适用性上有一定局限。首先,得具有石英 + 绿泥石矿物组合。其次,部分还对Si含量有限制(如Vidal et al. (2001)和Lanari et al. (2014)两个模型都要求Si < 3 apfu)。本文选择没有后一限制且提出时间较近又不用考虑Fe3+含量的Bourdelle et al. (2013)模型。本文分别采用了经验性温度计、面网间距温度计和热力学温度计等方法对上述两个矿床中的绿泥石进行计算。经验性温度计包括Cathelineau & Nieva (1985) (图3(a),图4(a))、Cathelineau (1988) (图3(b),图4(b))、Kranidiotis & MacLean (1987) (图3(c),图4(c))、Jowett (1991) (图3(d),图4(d))、Zane & Fyfe (1995) (图3(e),图4(e))、Xie et al. (1997) (图3(f),图4(f))及El-Sharkawy (2000) (图3(g),图4(g))面网间距温度计Battagla (1999) (图3(h),图4(h)),以及热力学温度计Bourdelle et al. (2013) (图3(i)、图4(i)) (外加Bourdelle et al. 2013和Inoue et al. 2009两个模型的温度图解,见图5)。需要说明的是,Kranidiotis & MacLean (1987)温度计要求绿泥石具有绿泥饱和环境,铜
图3. 西藏拿若斑岩型铜矿床绿泥石形成温度直方图(所用温度计为Cathelineau & Nieva, 1985温度计(C&N, 1985);Cathelineau, 1988温度计(C, 1988)为;Kranidiotis & MacLean,1987温度计(K&M, 1987);Jowett, 1991温度计(J, 1991);Zane & Fyfe (1995)温度计(Z & F, 1995);Xie et al., 1997温度计(X, 1997);El-Sharkawy (2000)温度计(ES, 2000);Battagla, 1999温度计(Ba, 1999);Bourdelle et al., 2013温度计(Bo, 2013)
矿峪铜矿床中的绿泥石多交代黑云母,且各类绿泥石基本都伴有绢云母化 [
图4. 山西铜矿峪铜矿铜矿床中绿泥石形成温度分布直方图(所用温度计为Cathelineau & Nieva, 1985温度计(C&N, 1985);Cathelineau, 1988温度计(C, 1988);Kranidiotis & MacLean, 1987温度计(K & M, 1987);Jowett, 1991温度计(J, 1991);Zane & Fyfe (1995)温度计(Z & F, 1995);Xie et al., 1997温度计(X, 1997);El-Sharkawy (2000)温度计(ES, 2000);Battagla, 1999温度计(Ba, 1999);Bourdelle et al., 2013温度计(Bo, 2013)
响 [
计算结果显示(图3~5),虽然两个矿床中的绿泥石的产状多样而被区分为多个类型,但从形成温度上来看差异并不明显。经验性温度计所获温度范围都具有较高的一致性,普遍比面网间距温度计高,而面网间距温度计结果具有高度集中的特点。Bourdelle et al. (2013)热力学温度计在拿若斑岩型铜矿床中与经验性温度计的集中区域十分一致,但温度范围有所增大。在铜矿峪铜矿床中,Bourdelle et al. (2013)的热
图5. T-R2+-Si图解(据Bourdelle & Cathelineau, 2015。(a)、(b)为铜矿峪铜矿床中绿泥石分别由Bourdelle et al., 2013和Inoue et al., 2009固溶体模型估算的温度;(c)、(d)为拿若斑岩型铜矿床中绿泥石分别由Bourdelle et al., 2013和Inoue et al., 2009固溶体模型估算的温度)
力学温度计与经验性温度计所获结果也具有一致性,但是在计算过程中出现一些温度异常高的情况(400℃~600℃不等)。这里选择将这些异常点抛弃,因它们已经超出Bourdelle et al. (2013)建议的范围(T < 350℃)。各温度计计算的结果总结如下:
1) 经验性温度计中,以Cathelineau & Nieva (1985)、Zane & Fyfe (1995)及El-Sharkawy (2000)三个方法估计的温度偏低,拿若斑岩型铜矿床集中在220℃~300℃,铜矿峪铜矿床集中在200℃~300℃ (图3(a),图3(e),图3(g);图4(a),图4(e),图4(g))。
2) 剩余四个经验性温度计Cathelineau (1988)、Kranidiotis & MacLean (1987)、Jowett (1991)及Xie et al. (1997)基本一致,以240℃~380℃基本可圈定两个矿床中绿泥石的形成温度(图3(b),图3(c),图3(d),图3(f);图4(b),图4(c),图4(d),图4(f))。
3) 面网间距温度计的估算结果集中且偏低,其中拿若斑岩型铜矿床180℃~260℃集中,铜矿峪铜矿床180℃~240℃ (图3(h),图4(h))。
4) 热力学温度计(Bourdelle et al., 2013)估算拿若斑岩型铜矿床的范围较大(120℃~360℃),集中在240℃~360℃ (图3(i)),铜矿峪铜矿床集中在280℃~340℃ (图4(i))。T-R2+-Si图解显示Bourdelle et al. (2013)模型(图5(a),图5(c))与计算的结果一致。Inoue et al. (2009)模型在图解中估计的温度则明显偏高,其中拿若斑岩型铜矿床普遍在300℃以上并集中在400℃~600℃之间(图5(d)),而铜矿峪铜矿床集中在300℃~500℃之间(图5(b))。
铜矿峪铜矿床中代表主成矿阶段的Ⅰ型绿泥石具有石英 + 黄铁矿 + 绿泥石组合 [
计算结果显示,铜矿峪铜矿床中代表主成矿阶段的I型绿泥石,对应242℃~360℃的形成温度,lgfo2在−34.0.04~−12.68之间,平均−21.87,应注意的是,I型绿泥石的分布呈现两种明显不同的情况(I-1和I-2),I -1型落在磁铁矿–赤铁矿缓冲线(Hm-Mt),I-2型则在Hm-Mt线以上(图7(a)),都显示高氧逸度的环境;lgfs2在−10.87~0.54之间,平均−4.45,I -1型落在黄铜-斑铜+黄铁矿线(Cp-Bn + Py)与雌黄铁–黄铁矿线(Po-Py)之间,I-2型在黄铜–斑铜 + 黄铁矿线以上(图7(b)),同样都显示较高的硫逸度环境。与徐文炘等(1995)针对该矿床建立的logfo2-logfs2相图对比,在350℃成矿温度下,I-1型绿泥石反映的lgfs2与前人划定的成矿物理化学条件(−5~−8)一致,lgfo2也与前人估计的结果(−31~−31.88)相近 [
据Jiang et al. (2014)和孙军刚等(2015)的矿相学描述,铜矿峪铜矿床成矿早期的流体包裹体含有磁铁矿、赤铁矿和硬石膏等矿物籽晶,而主成矿阶段的金属硫化物以黄铜矿、黄铁矿为主,含少量辉钼矿、斑铜矿和辉铜矿。以此来看,铜矿峪成矿流体在成矿阶段早期,其流体的lgfo2应分布在Hm-Mt线之上,以氧化为特征,从而形成赤铁矿、磁铁矿以及硬石膏等矿物。而主成矿期则出现大量硫化物为特征,并以黄铜矿和黄铁矿为主,反映流体氧逸度和PH值略有降低。成矿早期流体的lgfs2则应在Cp-Bn + Py线之上,而成矿主期时则应落于Cp-Bn + Py与Po-Py线之间,与黄铜矿 + 黄铁矿组合更吻合。根据计算,我们可以看到中条铜矿峪部分I型绿泥石(I-2) (石英硫化物脉中)显示高温高氧逸度现象,与其它同类型绿泥石(I-1)有明显区别,可能的问题是:1) I-2型绿泥石可能不是主成矿阶段的产物,而是主成矿期之前相对高温高氧逸度条件下,由黑云母蚀变而成,同时相对应地形成赤铁矿、磁铁矿以及硬石膏等矿物。而主成矿阶段则应在350℃~250℃之间;2) 形成温度 > 350℃的绿泥石,采用Walshe (1986)固溶体模型估计的氧逸度、硫逸度偏高。
分析Walshe (1986)模型的氧逸度硫逸度计算步骤,首先依据反应式
图6. 流体包裹体–绿泥石形成温度对比直方图((a) 据Jiang et al., 2014;(b) 利用Cathelineau, 1988温度计计算的绿泥石形成温度)
图7. 铜矿峪I型绿泥石氧逸度、硫逸度分布图(Hm-赤铁矿,Mt-磁铁矿,Bn-斑铜矿,Py-黄铁矿,Cp-黄铜矿,Po-磁黄铁矿,Ni-镍,NiO-氧化镍)
得到氧逸度、硫逸度的表达式:
由(3)、(4)式看出决定lgfo2和lgfs2的值有两个,即平衡常数Kj和活度ai,其中平衡常数Kj由温度和压力决定。对于中条铜矿峪的温度计算而言,其结果与前人分析的流体包裹体均一温度吻合,且压力已知(0.36 kbar) [
反观I型绿泥石的矿物化学特征,可见I-1和I-2分别代表了相对富铁和相对富镁两类绿泥石(图8(a)),前人研究表明,Mg含量对fo2十分敏感,在矿物结晶时高fo2环境对应高Mg含量,反之,则低 [
在温度计的选择与使用上,目前较新的热力学温度计基本上否定了一系列的经验性温度计,认为它们的精度局限在中低温范围且不考虑全岩的影响。但在运用时我们也会发现,热力学温度计的适用条件也相对严苛,对矿物组合、化学成分、温度范围等都有相应的要求(当然,限制的目的是为了更具针对性),且受F3+含量准确性的影响。另一方面,热力学温度计在各类地质环镜(具体到矿床),是否有足够的兼容性,需要我们谨慎,如Dora & Randive (2015)运用Vidal et al. (2001)型温度计计算了印度Thanewasna韧性剪切带Cu-Au矿床中绿泥石的形成温度,与流体包裹体测温对比,吻合度并不是很高,解释为可能是温度计的兼容性造成的 [
绿泥石的分类虽不能直接指示其形成的物理化学化学环境,但定性地,从前述讨论中也可发现,相对富Mg的绿泥石指示其形成于相对氧化的环境,相对富Fe则形成环境更为还原。
图8. 铜矿峪铜矿床I型绿泥石阳离子相关关系图((a) Fe-Mg关系图;(b) Al-Fe + Mg关系图)
对绿泥石Fe3+含量问题的讨论由来已久,因为电子探针不能直接测定它的含量,Dyar et al. (1992)利用穆斯堡尔谱研究了不同fo2环境中的绿泥石,结果显示绝大部分(除了极其氧化的环境)绿泥石的Fe3+含量都很低,在10% ± 5%左右 [
对审稿人提出的修改建议表示衷心的感谢。
本文受科技部973项目(2012CB416603)和中国地质大学(北京)大学生创新与创业训练项目联合资助。
刘燚平,张少颖,张华锋. 绿泥石的成因矿物学研究综述 Advances on Mineral Genesis of Chlorite: A Review[J]. 地球科学前沿, 2016, 06(03): 264-282. http://dx.doi.org/10.12677/AG.2016.63028