孫文禮,馬葉情,宋慶偉

(1.北京大學(xué)地球與空間科學(xué)學(xué)院，北京 100871；2.甘肅工業(yè)職業(yè)技術(shù)學(xué)院，甘肅天水 741025；3.中國(guó)地質(zhì)環(huán)境監(jiān)測(cè)院，北京 100081)

鋰元素是自然界最輕的金屬元素，廣泛應(yīng)用于民用和軍用的眾多領(lǐng)域，因此被稱(chēng)為戰(zhàn)略性關(guān)鍵金屬(Linnen et al.,2012)。金屬氧化物形式賦存的花崗偉晶巖型和離子形式賦存的鹽湖鹵水型是全球鋰資源最重要的兩種類(lèi)型(Li et al.,2019;Gourcerol et al.,2019;李志丹等，2020)。受鋰電池等市場(chǎng)消費(fèi)需求的驅(qū)動(dòng)，約占全球鋰資源38%的花崗偉晶巖型鋰礦重新成為全球開(kāi)發(fā)鋰資源的主要礦床類(lèi)型(Grosjean et al.,2012;Dill et al.,2015)。全球花崗偉晶巖型鋰礦成礦時(shí)間從晚元古代(2850 Ma，王登紅等，2017)延伸至漸新世(7Ma，Dini et al.,2002)，成礦動(dòng)力學(xué)背景多與大陸碰撞和地殼增厚有關(guān)(Grosjean et al.,2012;Sarah and Hanson，2016；許志琴等，2018)。鋰礦化花崗偉晶巖在三維空間上呈巖脈群侵位于各種巖石(Kesler et al.,2012;盧煥章等，1996；侯江龍，2018；吳宏恩和艾西梅，2018)，其二維平面形態(tài)特征與圍巖的能干性有關(guān)(London,2018)。

1 時(shí)空分布與礦床地質(zhì)特征

中國(guó)花崗偉晶巖型鋰礦資源豐富(共計(jì)87處，表1)，其中超大型(LiO2≥ 500 000 t)和大型花崗偉晶巖型鋰礦(500 000 t ≥ LiO2≥ 100 000 t)有16處，主要分布在新疆和四川兩地，包括新疆自治區(qū)的可可托海3號(hào)礦脈、卡魯安、庫(kù)卡拉蓋、卡拉喀、509道班西、白龍山、507鋰礦、雪鳳嶺-雙牙、俘虜溝南1號(hào)、俘虜溝南2號(hào)、托蓋勒克和四川省的黨壩、李家溝、業(yè)隆、扎烏龍、甲基卡。中國(guó)花崗偉晶巖型鋰礦空間上具有明顯的區(qū)帶集中分布特點(diǎn)(圖1)，主要分布于阿爾泰鋰成礦帶(23處)、川西松潘-甘孜鋰成礦帶(20處)、西昆侖-喀喇昆侖鋰成礦帶(16處)、華南鋰成礦帶(13處)、秦嶺鋰成礦帶(8處)、阿爾金鋰成礦帶(4處)、柴北緣鋰成礦帶(2處)和東天山鋰成礦帶(1處)，其成礦成巖時(shí)代分別為385～157 Ma、236～152 Ma、223～144 Ma、412～125 Ma、396 Ma、217 Ma和243Ma(表1)。已有定年數(shù)據(jù)統(tǒng)計(jì)分析表明,中國(guó)花崗偉晶巖型鋰礦的成礦期包括奧陶紀(jì)(2處)、泥盆紀(jì)(4處)、二疊紀(jì)(4處)、三疊紀(jì)(20處)、侏羅紀(jì)(9處)和白堊紀(jì)(4處)(圖1)，目前在中國(guó)尚未發(fā)現(xiàn)寒武紀(jì)以前和古近紀(jì)以來(lái)的花崗偉晶巖型鋰礦資源。

1.1 阿爾泰鋰成礦帶

阿爾泰鋰礦成礦帶位于中亞造山帶西段，包括可可托海、卡魯安等23處花崗偉晶巖型鋰礦資源(表1)，該鋰成礦帶有泥盆紀(jì)-石炭紀(jì)、二疊紀(jì)、三疊紀(jì)和侏羅紀(jì)4個(gè)成礦期次，其中三疊紀(jì)是成礦成巖主峰期(圖1)。阿爾泰地體的可可托?；◢弬ゾr田是阿爾泰鋰成礦帶的典型代表?？煽赏泻ゾr田的 3 號(hào)脈是全球分異程度最高的LCT型偉晶巖脈(伍守榮等，2015)。形成于晚三疊世的3號(hào)偉晶巖脈侵入早泥盆世輝長(zhǎng)巖中(409 Ma，Wang et al.,2006)，兩者接觸帶發(fā)育強(qiáng)烈的熱液蝕變現(xiàn)象(Liu et al.,2014)?？臻g上3號(hào)偉晶巖脈形似草帽，根據(jù)產(chǎn)狀可分為上部陡傾斜的筒狀巖鐘體和下部緩傾斜的脈狀體(圖2，朱金初等，2000)。筒狀巖鐘體的地表露頭呈梨形，走向NW335°，傾向NE，其具有明顯的內(nèi)部同心環(huán)狀分帶，包括文象偉晶巖帶、細(xì)粒鈉長(zhǎng)石帶、塊體微斜長(zhǎng)石帶、白云母-石英帶、葉鈉長(zhǎng)石-鋰輝石帶、石英-鋰輝石帶、白云母-薄片鈉長(zhǎng)石帶、鋰云母-薄片鈉長(zhǎng)石帶、塊體微斜長(zhǎng)石和石英核帶(圖2)。緩傾斜脈狀體見(jiàn)于地下200～500 m處，總體走向NW310°，傾向SW，傾角10°～25°。緩傾斜脈狀體的內(nèi)部分帶相對(duì)簡(jiǎn)單，其邊緣部位由文象偉晶巖帶、細(xì)粒狀鈉長(zhǎng)石帶和細(xì)粒偉晶巖帶組成，中間膨大部位由文象偉晶巖帶、塊體微斜長(zhǎng)石帶、白云母-石英帶、細(xì)粒狀鈉長(zhǎng)石帶、葉鈉長(zhǎng)石-石英-鋰輝石帶、鈉長(zhǎng)石-鋰云母帶和細(xì)粒偉晶巖帶組成(朱金初等，2000；伍守榮等，2015；陳劍鋒等，2018)。上部陡巖鐘和下部緩脈體的鋰富集部位和賦存礦物相似，主要富集于鋰云母-薄片鈉長(zhǎng)石帶、葉鈉長(zhǎng)石-鋰輝石帶和石英-鋰輝石帶的鋰輝石和鋰云母。

1.2 川西松潘-甘孜鋰成礦帶

川西鋰成礦帶位于松潘-甘孜造山帶東部，包括黨壩、李家溝、業(yè)隆、扎烏龍和甲基卡等大型-超大型偉晶巖型鋰礦(圖3a)。該鋰成礦帶的偉晶巖型鋰礦主要形成于印支期-燕山期(表1)，空間分布受控于北西和北東向 X 型陡傾剪裂隙(楊吉成等，2019)，以甲基卡鋰礦田為代表(LiO2資源量>200萬(wàn)t，潘蒙等，2016；侯江龍等，2020)。不同于可可托海3號(hào)巖脈的內(nèi)部分帶，該地區(qū)的498條偉晶巖脈圍繞二云母花崗巖呈現(xiàn)外部分帶特征，從巖體向外依次包括微斜長(zhǎng)石型、微斜長(zhǎng)石-鈉長(zhǎng)石型、鈉長(zhǎng)石型、鈉長(zhǎng)石-鋰輝石型和鈉長(zhǎng)石-鋰(白)云母型花崗偉晶巖(圖3b)。除微斜長(zhǎng)石型偉晶巖主要產(chǎn)于二云母花崗巖體內(nèi)，其余類(lèi)型偉晶巖脈依次產(chǎn)于巖體外，其中鋰礦化主要發(fā)育在鈉長(zhǎng)石-鋰輝石型和鈉長(zhǎng)石-鋰(白)云母型花崗偉晶巖中，含鋰礦物以鋰輝石為主，此外有少量鋰云母、磷鋰鋁石和磷鋰錳礦(楊吉成等，2019)。

圖3 甲基卡礦田偉晶巖外部分帶示意圖(據(jù)Li et al.,2015；侯江龍等，2018改編)

2 揮發(fā)性元素與含鋰礦物組合特征

表2 偉晶巖中常見(jiàn)含鋰礦物一覽表

3 成礦溫壓與冷卻演化特征

3.1 成巖成礦的溫壓條件

受限于復(fù)雜的內(nèi)部分帶、巨大的礦物顆粒和普遍發(fā)育的后期熱液蝕變，花崗偉晶巖全巖地球化學(xué)數(shù)據(jù)很難獲得(張成華和紀(jì)國(guó)棟，1983；Simmons et al.,2016)，所以花崗偉晶巖熔體侵位時(shí)的溫壓條件是研究巖石成因和鋰成礦條件的重要參數(shù)(Müller et al.,2018)。因?yàn)榛鸪蓭r和變質(zhì)巖中常用的黑云母Ti溫度計(jì)(Wu and Chen,2015)、石英TitaniQ溫度計(jì)(Wark and Watson,2006)、石榴子石-黑云母Fe-Mg溫度計(jì)(Dasgupta et al.,1991)、鋯石飽和Ti溫度計(jì)(Reid et al.,2011)和氧化物Fe-Ti溫度計(jì)(Ghiorso and Evans,2008)都不適用于花崗偉晶巖熔體體系(London,2014)，所以基于氧穩(wěn)定同位素(Taylor et al.,1979)和礦物包裹體(Xiong et al.,2019)特征確定花崗偉晶巖結(jié)晶溫度是目前常用方法。中國(guó)鋰礦化花崗偉晶巖的結(jié)晶溫度與全球典型高溫花崗偉晶巖(> 550℃，London,2018)相似，如阿爾泰花崗偉晶巖鋰礦成礦帶二疊紀(jì)花崗偉晶巖形成溫度為430～580℃(張輝等，2019)，川西扎烏龍花崗偉晶巖鋰礦形成溫度500～580℃(Xiong et al.,2019)，川西甲基卡花崗偉晶巖鋰礦形成溫度500～720℃(Li and Chou,2016)。早期研究認(rèn)為稀有金屬礦化花崗偉晶巖侵位深度較淺(3.5～7km，Ginsburg et al.,1979)，但是近年來(lái)國(guó)外典型花崗偉晶巖的大量研究表明其侵位深度壓力介于200～300MPa(London,2018)，如Tanco花崗偉晶巖中的鋰輝石、透鋰長(zhǎng)石和石英的包裹體特征顯示花崗偉晶巖鋰礦的侵位深度是7～9 km(500～600Ma，Trumbull,1979)。相比于國(guó)外典型富鋰花崗偉晶巖，中國(guó)鋰礦化花崗偉晶巖具有侵位深度更大的特征(圖4)，如可可托海3號(hào)脈形成于370MPa(盧煥章等，1996)、川西扎烏龍花崗偉晶巖鋰礦形成于310～480MPa(Xiong et al.,2019)、甲基卡花崗偉晶巖鋰礦形成于約440MPa(Li and Chou,2016)。

3.2 P-T演化軌跡特征

雖然花崗偉晶巖熔體的冷卻歷史(P-T演化)與侵位深度、侵位溫度、圍巖類(lèi)型、地?zé)嵩鰷芈屎兔}體寬度等因素有關(guān)(Chakoumakos and Lumpkin,1990)，但普遍認(rèn)為該熔體在較短時(shí)間內(nèi)冷卻固結(jié)(London,2018)?；◢弬ゾr具體的P-T演化軌跡可通過(guò)流體包裹體數(shù)據(jù)和鋰硅鋁礦物組合關(guān)系反演(London,1986)。如圖4所示，花崗偉晶巖侵位以后隨著溫度降低會(huì)有不同程度的壓力降低。全球花崗偉晶巖的P-T軌跡可劃分為扎烏龍型和Harding型。扎烏龍型P-T演化軌跡以單階段快速降溫降壓為特征(dP/dT≈0.85)，而Harding型經(jīng)歷先近等壓降溫(dP/dT≈0)、后快速降溫降壓(dP/dT≈0.88)的兩階段演化路徑。與Tanco和Bikita富鋰花崗偉晶巖相似，中國(guó)甲基卡花崗偉晶巖P-T演化軌跡類(lèi)似于兩階段模型，而可可托海3號(hào)脈介于單階段模型和兩階段模型之間。但不同于國(guó)外富鋰花崗偉晶巖，我國(guó)典型花崗偉晶巖鋰礦P-T演化軌跡均未進(jìn)入鋰霞石穩(wěn)定域(圖4)。

圖4 全球典型富Li花崗偉晶巖P-T演化軌跡

4 成礦成巖過(guò)程

4.1 結(jié)晶分異模型與偉晶巖成因

因?yàn)槟承┗◢弬ゾr與空間關(guān)聯(lián)花崗巖具有較大的結(jié)晶年齡差以及解耦的地球化學(xué)特征，所以花崗偉晶巖又被解釋為地殼物質(zhì)小比例深熔熔體侵位后冷卻結(jié)晶的產(chǎn)物(Simmons and Webber,2008;Deveaud et al.,2015 Barros and Menuge,2016;Faria,2019)。深熔成因模型也許是個(gè)別花崗偉晶巖的真正成因，但對(duì)于大多數(shù)富鋰/鋰礦化花崗偉晶巖并不適用，因?yàn)槿蚨鄶?shù)富鋰/鋰礦化花崗偉晶巖區(qū)圍巖以中低變質(zhì)巖為主而不是混合巖，而且Rb-Sr研究表明鋰礦化花崗偉晶巖不可能由富鋰沉積巖經(jīng)過(guò)小比例深熔作用產(chǎn)生(O'Connor et al.,1991)。所以，大多數(shù)花崗偉晶巖鋰礦集區(qū)缺少成因相關(guān)花崗母巖的原因是其埋藏較深尚未被剝蝕出露，而富鋰富水花崗偉晶巖熔體的較小粘度(Dingwell et al.,1996;Romano et al.,2001;Thomas et al.,2012;Bartels et al.,2015)和離子的高擴(kuò)散性(Acosta-Vigil et al.,2005;London,2018)致使其更容易沿著斷裂或裂隙上升到高于花崗質(zhì)巖漿房數(shù)十公里的淺部(Beurlen et al.,2014)，從而被剝蝕出露。同理，全球大面積出露的花崗巖都缺失同期次的花崗偉晶巖是因?yàn)榍治惠^淺的花崗偉晶巖已被剝蝕殆盡(London,2018)。

4.2 鋰同位素與成礦

鋰有6Li(7.52%)和7Li(92.48%)兩個(gè)穩(wěn)定同位素。不同的擴(kuò)散速率(6Li大約快3%)和較大的質(zhì)量差(～17%)導(dǎo)致鋰同位素在熱液交代、地表風(fēng)化和巖漿結(jié)晶分異等多個(gè)地質(zhì)作用過(guò)程都會(huì)發(fā)生分餾(Parkinson et al.,2007;Barnes et al.,2012;Tomascak et al.,2016)。大量研究證明花崗偉晶巖鋰同位素特征是研究花崗偉晶巖熔體起源、結(jié)晶歷史和鋰礦化過(guò)程的重要窗口(Teng et al.,2006a,b;蘇嬡娜等，2011)。因?yàn)閹r漿結(jié)晶分異過(guò)程6Li 偏向于進(jìn)入高配位數(shù)的礦物結(jié)構(gòu)，而7Li 偏向于保留在低配位數(shù)的流體/熔體中(Wenger and Armbruster,1991;Wunder et al.,2007)，所以花崗巖-花崗偉晶巖體系中，花崗偉晶巖全巖具有比花崗巖更高鋰含量和更富集重鋰同位素特征(Teng et al.,2006b;蘇嬡娜等,2011;Barnes et al.,2012;Ding et al.,2019)。同理，低演化程度(高K/Rb和Li/Cs)的花崗偉晶巖全巖δ7Li值與花崗母巖相似或略高，而高演化程度(低K/Rb和Li/Cs)的花崗偉晶巖全巖δ7Li值顯著高于花崗母巖(Teng et al.,2006a;Magna et al.,2010;蘇嬡娜等,2011;Barnes et al.,2012;Liu et al.,2019;Ding et al.,2019)。中國(guó)川西甲基卡礦床中礦化偉晶巖、未礦化偉晶巖和圍巖的鋰同位素特征表明花崗偉晶巖侵位后的冷卻結(jié)晶、流體出溶、與圍巖交代反應(yīng)等地質(zhì)過(guò)程均會(huì)發(fā)生鋰同位素分餾，但分餾機(jī)制各不相同(劉麗君等，2017)。因此受結(jié)晶分異程度、流體出溶時(shí)間、圍巖交代反應(yīng)等地質(zhì)過(guò)程的干擾，花崗偉晶巖從邊緣相到內(nèi)核相的各結(jié)構(gòu)成分分帶全巖鋰同位素和單礦物鋰同位素均無(wú)遞變規(guī)律(Maloney et al.,2008;Barnes et al.,2012)，如川西打槍溝鋰礦(何成麟等，2020)。但是與加拿大LNPG偉晶巖相似，中國(guó)大型-超大型偉晶巖鋰礦具有未礦化帶全巖比鋰輝石礦化帶全巖更富集重鋰同位素的特征(圖5)，這表明表明鋰礦化過(guò)程發(fā)生在流體出溶后(Fan et al.,2020)，因?yàn)榱黧w出溶過(guò)程中6Li比7Li更易進(jìn)入流體相(Maloney et al.,2008)。流體出溶后結(jié)晶的鋰輝石比石英(礦化后主結(jié)晶相)具有更富集輕鋰同位素和較窄δ7Li變化范圍的特征(圖5)，這與結(jié)晶分異過(guò)程中7Li偏向進(jìn)入礦物中的低配位有關(guān)(Teng et al.,2006a)。

圖5 典型偉晶巖全巖和單礦物δ7Li

5 結(jié)論

中國(guó)花崗偉晶巖型鋰礦空間上具有集中成帶分布特征，已發(fā)現(xiàn)的16處大型-超大型花崗偉晶巖型鋰礦主要分布于阿爾泰鋰成礦帶、川西松潘-甘孜鋰成礦帶、西昆侖-喀喇昆侖鋰成礦帶和阿爾金鋰成礦帶。三疊紀(jì)是中國(guó)花崗偉晶巖型鋰礦的主成礦期，成巖成礦過(guò)程與造山帶花崗質(zhì)巖漿的結(jié)晶分異有關(guān)。中國(guó)花崗偉晶巖鋰礦的礦石礦物主要是α-鋰輝石，透鋰長(zhǎng)石、鋰云母、鋰電氣石、磷鐵鋰礦和磷錳鋰礦，其中磷鐵鋰礦-磷錳鋰礦結(jié)晶于富P-H2O體系的巖漿作用階段，透鋰長(zhǎng)石-α鋰輝石結(jié)晶于富Li-H2O體系的巖漿-熱液過(guò)渡階段，鋰云母-鋰電氣石結(jié)晶于富F-H2O體系的熱液階段。中國(guó)偉晶巖鋰礦成礦壓力約為310～480MPa，成礦溫度約為430～720℃；不同于以Harding偉晶巖為代表的侵位后P-T兩階段冷卻演化軌跡，中國(guó)花崗偉晶巖鋰礦存在以川西扎烏龍為代表的單階段快速降溫降壓型冷卻演化軌跡。以甲基卡和大紅柳灘鋰礦為代表的中國(guó)花崗偉晶巖型鋰礦的鋰礦化帶全巖具有比未礦化帶全巖更富重鋰同位素的特征，表明鋰成礦發(fā)生在流體出溶之后。

致謝：成文過(guò)程中，與中國(guó)地質(zhì)大學(xué)莫宣學(xué)教授和中科院海洋所孫普助理研究員進(jìn)行了有益討論和咨詢，在此一并表示衷心感謝。