川西甲基卡锂矿床花岗岩与伟晶岩成因关系：U-Pb定年、Hf-O同位素和地球化学证据*

2020-05-23李贤芳田世洪王登红张慧娟张玉洁付小方郝雪峰侯可军

矿床地质 2020年2期

李贤芳，田世洪,**，王登红，张慧娟，张玉洁 ,3，付小方，郝雪峰，侯可军，赵悦，秦燕，于扬，王海

（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核资源与环境国家重点实验室东华理工大学，江西南昌 330013；3中国地质大学地球科学与资源学院，北京 100083；4四川省地质调查院，四川成都 610081）

花岗伟晶岩代表了非常不寻常的岩浆，是稀有金属（如Ta、Nb、Li、Cs、REE等）的重要来源，这些稀有金属越来越广泛地应用于新的绿色科技中（Linnen et al.,2012;Dill,2015;Shaw et al.,2016）。尽管伟晶岩研究了近2个世纪，但其岩石成因仍然存在争论（Černý et al.,2005;Lü et al.,2018）。典型观点认为伟晶岩熔体来源于花岗岩熔体的结晶分异作用，这种分离结晶作用导致了残余熔体中的稀有金属的增加（Černý et al.,2005;London,2008;Deveaud et al.,2015）。然而，世界上大多数已研究的伟晶岩，包括加拿大Tanco伟晶岩、澳大利亚Greenbush伟晶岩和中国可可托海3号伟晶岩，其成矿母岩花岗岩至今未发现和证实（Lü et al.,2018）。因此，一些研究者认为地壳岩石的低度部分熔融可直接形成伟晶岩，尤其是在含水条件下（Simmons et al.,1995;2008;Martins et al.,2012;Melleton et al.2012;Deveaud et al.,2015;Shaw et al.,2016）。虽然这2种成因模式在文献中均有应用，但在伟晶岩浆中导致稀土元素富集的过程并不十分清楚，需要做进一步调查研究（London,2014;Thomas et al.,2014;Deveaud et al.,2015）。

川西甲基卡锂矿床位于青藏高原东南缘，是四川省地矿局甘孜队1959年在群众报矿基础上开展地质调查和找矿工作，初步确定了矿区范围。1965～1972年，四川省地矿局402、404等地质队发现花岗伟晶岩脉498条，其中工业矿体114条。20世纪90年代至2013年，新增Li2O资源量100多万吨。2012～2015年，四川省地质调查院承担了“四川三稀资源综合研究与重点评价”工作项目，新发现9条含锂伟晶岩脉，初步估算X03脉Li2O资源量88.55万吨，成为亚洲第一大锂辉石单脉，而甲基卡矿床Li2O资源总量达到215万吨（付小方等，2017）。2016～2018年，中国地质调查局启动二级项目“川西甲基卡大型锂矿资源基地综合调查评价”，由王登红研究员和付小方教授级高工负责，实现了隐蔽型稀有伟晶岩矿床的找矿突破。而四川甲基卡锂矿床的科研工作始于20世纪80年代，1984年四川省地矿局攀西地质大队提交了“四川省康定县甲基卡花岗伟晶岩锂矿床地质研究报告”（唐国凡等，1984）；90年代初，四川省地矿局与中国地质科学院地质研究所合作，出版了《中国松潘-甘孜造山带的造山过程》（许志琴等，1992）。1998～2002年，四川省地矿局出版了《松潘-甘孜造山带东缘穹窿状变质地质体》（侯立玮等，2002）。2003～2005年，中国地质科学院矿产资源研究所出版了《川西伟晶岩型矿床的形成机制及大陆动力学背景》（李建康等，2007）。2017年，四川省地质调查院出版了《甲基卡式花岗伟晶岩型矿床成矿模式与三维勘查找矿模型》（付小方等，2017）。

研究表明，四川甲基卡矿床是中国规模最大的伟晶岩型锂矿床，具有规模大、品位高、矿种多、埋藏浅、经济价值大、开采技术条件佳、选矿性能好、地质特征代表性强等特征，是研究含稀有金属伟晶岩的一个较理想的典型矿床（李建康等，2006a），也是中国乃至世界上规模最大的花岗伟晶岩型锂矿富集区（付小方等，2015）。一些重要科学问题，如岩浆起源、性质及深部过程、成岩成矿时代、成矿流体性质、成矿物质来源、成矿规律、大陆动力学背景等诸多方面以及成矿预测、勘查技术方法都得到了有益的探讨（代鸿章等，2018a；2018b；代晶晶等，2017；付小方等，2014；2015；2017；郝雪峰等，2015；侯江龙等，2017；鞠天应等，2016；李建康等，2006a；2006b；2006c；2006d；2007；2008a；2008b；2014；李名则等，2018；李胜虎等，2015；梁斌等，2016；刘丽君等，2015；2016；2017a；2017b；2017c；潘蒙等，2016；秦宇龙等，2015；沙小保等，2017；苏嫒娜等，2011；王登红等，2005；2016；2017a；2017b；2017c；王登红等，2013；许志琴等，2018；赵玉祥等，2015；Tian et al.,2012;Li et al.,2015;2016；2017），但对成矿学必须解决的关键性科学问题花岗岩与伟晶岩成因关系的研究相对缺乏（许志琴等，2018）。因此，本文拟通过花岗岩与伟晶岩的锆石定年、Hf-O同位素以及花岗岩、伟晶岩和围岩的全岩地球化学特征，深入探讨花岗岩与伟晶岩的岩浆起源及其演化过程，从而加深对川西甲基卡锂矿床成矿机制的理解，同时，为解决伟晶岩和花岗岩之间的成因争论提供研究实例。

1 区域地质背景

甲基卡硬岩型锂矿床位于四川省甘孜州康定、雅江和道孚三县交界处，地处青藏高原东南缘（图1）。矿区海拔4300～4700 m，距国道川藏公路康定县塔公站直线距离约27 km，有简易公路相通，属构造剥蚀丘状高原。大地构造背景位于松潘-甘孜造山带的雅江构造-岩浆穹状变质体群内，夹持在甘孜-理塘断裂和壤塘-松岗断裂倒三角形区域内（图1和图2a、b；许志琴等，1992；侯立玮等，2002）。松潘-甘孜造山带为特提斯-喜马拉雅造山系中的一个重要组成部分，北部以阿尼玛卿缝合带与华北陆块南缘的秦岭造山带相接，西以金沙江和甘孜-理塘缝合带与羌塘-昌都陆块、玉树-义敦岛弧拼贴，南东以龙门山-锦屏山前陆冲断带为界与扬子陆块相连（图2a；李建康等，2007；付小方等，2017）。由于受华北、扬子和羌塘-昌都陆块三大板块相互作用，南北向和东西向双向挤压，以及始特提斯→古特提斯→新特提斯三大连续造山事件，大规模的多层次滑脱、逆冲-推覆和平移剪切，使其呈倒三角形特殊的几何形态（付小方等，2017）。穹窿中出露的地层为三叠纪西康群侏倭组和新都桥组。侏倭组岩性为变质砂岩、粉砂岩与砂质、碳质板岩；新都桥组岩性以板岩、千枚岩、粉砂质板岩为主，夹变细砂岩。受区域变质和接触变质作用影响，侏倭组和新都桥组在矿区内主要为灰色-深灰色二云母石英片岩、黑云母石英片岩和十字石、红柱石、堇青石石英片岩等中浅变质岩。岩石变质结晶和重结晶现象明显，多数原有结构和构造已消失，留下伴随区域变质作用形成的眼球状、千枚状及片状等构造，除角岩化粉砂质板岩外，岩石均为鳞片状变晶结构（李永森等，1980）。区域发育有中基性岩-闪长岩（石英闪长岩）-黑云母花岗岩（花岗闪长岩）-二云母花岗岩，构成较完整的岩浆旋回（唐国凡等，1984）。在松潘-甘孜造山带内产出的花岗岩具有显著的时空分带特征，总体表现为印支期花岗岩主要分布在造山带外围及西部，而燕山期花岗岩则主要分布在造山带东缘及中部，整体表现为印支期花岗岩环绕燕山期花岗岩的特征（图2a；李建康，2006；李建康等，2007）。其中，中生代酸性岩体多呈不规则圆形或长条状产出，主要侵位于三叠纪浅变质岩系中，少数侵位于古生代变质岩中（图2a）。区内伟晶岩型Li、Be、Nb、Ta等稀有矿产资源丰富，目前已发现的矿床（点）主要分布在造山带主体的东缘，如甲基卡、丹巴、马尔康、平武、雅江、九龙等地区（图2a；李建康等，2007；2014；代鸿章等，2018a；Li et al.,2015）。

图1 松潘-甘孜造山带简要构造图（据许志琴等，1992；付小方等，2015；侯江龙等，2017修改）Fig.1 Simplified tectonic map of the Songpan-Garze orogenic belt(modified after Xu et al.,1992;Fu et al.,2015;Hou et al.,2017)

2 矿区地质及样品特征

甲基卡矿床受构造-岩浆-变质穹窿控制，穹窿体由花岗岩体、伟晶岩脉以及三叠系西康群侏倭组和新都桥组泥岩、粉砂岩和砂岩复理石建造经动热变形-变质而成的灰色至深灰色十字石片岩、红柱石十字石片岩、堇青石片岩等组成（图1；付小方等，2015；潘蒙等，2016）。矿区构造以南北向甲基卡背斜和一系列南北向断层为主体，主要的控脉构造是成脉前和成脉期各类节理和裂隙，以北东、北西向X型陡倾剪裂隙最重要（李建康等，2006a；2006d）。在矿区南部出露有印支期花岗岩岩体，出露面积达5.5 km2，主体岩性为中-细粒二云母花岗岩，顶部及边部有10～50 m不等的条带状细粒二云母花岗岩，顶部残留有堇青石、电气石角岩组成的残余顶盖（付小方等，2015）。二云母花岗岩侵位于甲基卡背斜轴部南段近倾末端的新都桥组之中，向北收缩向南膨胀，产状南陡而北缓的趋势，即入侵熔融点由南端开始，而后向北逐步熔融，形成东西两侧侵入产状亦缓且呈港湾状侵位方式，岩体在平面上呈“镰刀”状的岩株产出，岩体主体呈北东70°～80°方向延伸，长3.5 km，宽1.5 km（图3；鞠天应等，2016；梁斌等，2016）。二云母花岗岩与围岩接触面较规则，接触面倾角较陡，东侧 55°～60°，南侧 49°～78°，西侧 54°～60°，北侧多为72°～88°，局部较缓，约为10°～58°（李建康等，2007；梁斌等，2016）。伟晶岩脉产于二云母花岗岩体裂隙部位（图4a）或围绕岩体的地层裂隙（图4b）中，成群成带分布（图3），而产于岩体裂隙中的伟晶岩脉与岩体的接触关系清楚（图4a）。从花岗岩体中心向外显示明显分带性，依次为（图3）：微斜长石型伟晶岩带（Ⅰ）→微斜长石钠长石型伟晶岩带（Ⅱ）→钠长石型伟晶岩带（Ⅲ）→钠长石锂辉石型伟晶岩带（Ⅳ）→钠长石锂（白）云母型伟晶岩带（Ⅴ）。Ⅰ类型主要产于二云母花岗岩体内，其余类型依次产于外接触带。在空间上稀有成矿元素由中心向外，大致具有Be→Li→Nb+Ta→Cs的分带特征，形成了与花岗伟晶作用有关的Li、Be、Nb、Ta、Cs、Sn的甲基卡式矿床。这种带状分布特征只是矿田内伟晶岩展布的概貌，不同类型的岩脉也可重叠或混合成带（付小方等，2015）。

本文通过2016年和2017年对甲基卡锂矿床地表详细填图，系统采集了不同岩石类型样品，具体采样位置见图3，典型样品特征描述如下：

图2 松潘-甘孜造山带构造简图(a)和松潘-甘孜造山带稀有金属矿床分布图(b)（据李建康等，2014；代鸿章等，2018a;Li et al.,2015修改）Fig.2 Construction sketch the Songpan-Garze orogenic belt(a)and distribution of rare-metal deposits in the Songpan-Garze orogenic belt(b)(modified after Li et al.,2014;2015;Dai et al.,2018a)

图3 四川甲基卡硬岩型锂矿床地质简图（据付小方等，2015；梁斌等，2016；侯江龙等，2017;Li et al.,2016;2017修改）Fig.3 Simplified geological map of the hard-rock-type lithium deposit in Jiajika,Sichuan(modified after Fu et al.,2015;Liang et al.,2016;Hou et al.,2017;Li et al.,2016;2017)

图4 四川甲基卡硬岩型锂矿床典型野外和显微镜下照片Fig.4 Typical field and microscope photos of the hard-rock-type lithium deposit in Jiajika,Sichuan

二云母花岗岩呈灰白色，局部肉红色，具中-细粒花岗结构、显微文象结构，块状构造（图4c）。主要矿物为石英、钠长石和微斜长石，含少量白云母、黑云母（图4d）。石英（40%～45%）烟灰色或无色，他形粒状；钠长石（20%～30%）半自形板状，可见双晶；微斜长石（15%～20%）具格子双晶，矿物粒度较大；白云母（1%～10%）片状，可见1组解理；黑云母（1%～2%）片状，褐色，具较明显的多色性和吸收性；副矿物1%，可见电气石、锂辉石、石榴子石、磷灰石、锆石等，电气石呈半自形状或斑杂状瘤状分布，多色性与吸收性明显。

含矿伟晶岩呈白色-灰白色，伟晶结构，块状构造（图4e）。主要矿物组成为石英、长石、锂辉石，含少量白云母（图4f）。石英（35%～45%）烟灰色或无色，多呈集合体团块状；长石（30%～40%）灰白色，自形柱状或板状，主要为钠长石，微斜长石很少；锂辉石（10%～20%）淡绿色，自形长柱状、板状或呈粒状、毛发状镶嵌，在锂辉石富集的伟晶岩脉中锂辉石矿物单晶长度可达20 cm，光薄片中可见锂辉石简单双晶与聚片双晶（图4g）；白云母（1%～3%）片状，可见1组解理。副矿物可见电气石与石榴子石。

不含矿伟晶岩呈灰黑色夹杂灰白色，伟晶结构，块状构造（图4h）。主要矿物组成为长石、石英、电气石（图4i）。长石（35%～45%），自形柱状或板状，主要为钠长石，微斜长石含量很少；石英（30%～40%）呈粒状或团块状集合体；电气石（5%～8%），灰黑色，自形或半自形柱状，横切面呈六边形，具明显颜色环带，其含量明显增加。云母含量很少，主要为白云母。副矿物可见石榴子石。

细晶岩灰白色，具典型细晶结构，块状构造（图4j）。主要矿物组成为长石、石英、锂辉石，可见少量的白云母（图4k）。长石（30%～40%），主要为钠长石，可见少量微斜长石；石英（25%～35%）呈他形粒状；锂辉石（5%～10%），淡绿色-黑灰色，半自形-他形碎粒状或集合体团块状（图4k）。白云母含量很少，为1%～2%。

甲基卡矿区的围岩主要有片岩、角岩以及外围的板岩。片岩灰色至深灰色，斑状变晶结构，片状构造，具丝绢光泽（图4l）。特征变质矿物为十字石、电气石、堇青石以及红柱石，常见矿物为黑云母、石英和长石，呈鳞片细粒结构。特征矿物十字石可见结晶尾及拖尾旋转构造，指示了剪切方向。早期的十字石多被白云母石英交代呈现出十字石假晶。角岩，黑色，细粒状变晶结构，块状构造。主要矿物组成为石英、长石、电气石，含少量的黑云母。角岩中电气石表现为被拉长的针柱状，定向排列，形成流线构造。板岩采自甲基卡矿区外围，灰黑色，变余结构，板状构造。

3 分析结果

3.1 锆石U-Pb定年

锆石样品U-Th-Pb的测定在中国科学院地质与地球物理研究所离子探针实验室使用CAMECA IMS-1280型二次离子质谱仪（SIMS）完成，详细测试方法见 Li等（2009a；2009b；2010；2012）。锆石 UTh-Pb同位素数据列于表1，代表性的锆石阴极发光CL图像及其U-Pb谐和图见图5和图6a、b。二云母花岗岩（JJK2017-1-1、JJK2017-8-1）锆石CL图像显示锆石晶体呈自形或半自形长柱状，整体棱角清晰，少数呈卵形，具明显的核幔结构与岩浆韵律环带，较明亮，锆石粒径变化于40～200 μm，晶体长宽比值为2∶1～4∶1。部分锆石边部为黑色，是较高的Th和U含量造成的。对矿区北侧岩体样品JJK2017-1-1选取了25个点位进行SIMS U-Pb定年测试，有1个点位未得到有效年龄数据，其余24个分析点的测试数据列于表1。24个分析点的w(Th)和w(U)分别为32×10-6～835×10-6和606×10-6～6174×10-6，Th/U比值为0.01～0.51，仅有7个分析点的Th/U比值大于0.1。24个分析点的206Pb/238U年龄变化于149.4～578.4 Ma，其中有15个点投点较集中，206Pb/238U加权平均年龄为（206.0±3.2）Ma（MSWD=0.59，n=15），该年龄代表了二云母花岗岩样品JJK2017-1-1的结晶年龄（图6a）。同样，对矿区南侧岩体样品JJK2017-8-1共进行了25个测试点的锆石U-Pb定年测试，19个分析点得到了有效年龄数据（表1）。19个分析点的w(Th)和 w(U)分别为 28×10-6～1043×10-6和 358×10-6～6758×10-6，Th/U比值0.02～1.04，10个分析点的Th/U比值大于0.1。19个分析点的206Pb/238U年龄变化很大，其中5个分析点206Pb/238U年龄较集中，给出的年龄加权平均值为（212.9±5.9）Ma（MSWD=0.100，n=5），代表二云母花岗岩样品JJK2017-8-1结晶年龄（图6b）。根据锆石的内部结构（图5）和二云母花岗岩锆石U-Pb谐和图（图6a、b），本文选择矿区北侧样品JJK2017-1-1的206Pb/238U加权平均年龄(206.0 Ma)作为二云母花岗岩的结晶年龄。

图5 四川甲基卡硬岩型锂矿床二云母花岗岩、含矿伟晶岩和无矿伟晶岩代表性锆石阴极发光图像及定年、Hf-O同位素分析结果Fig.5 Cathodoluminescence images and U-Pb,Hf-O isotope results of representative zircons for the two-mica granites,spodumene-bearing pegmatites and spodumene-barren pegmatites from the hard-rock-type lithium deposit in Jiajika,Sichuan

图6 四川甲基卡硬岩型锂矿床二云母花岗岩锆石U-Pb谐和图Fig.6 U-Pb isotopic concordant plots for zircons from two-mica granites of the hard-rock-type lithium deposit in Jiajika,Sichuan

含矿伟晶岩（JJK2017-12-2）锆石阴极发光CL图像呈暗黑色，不具核幔结构，部分锆石内部呈海绵状，蜕晶化较强。锆石颗粒较粗大，粒径变化于100～300 μm，晶体长宽比值为 1∶1～5∶1，呈半自形、斑杂状。含矿伟晶岩锆石具明显的富U或高U特征，JJK2017-12-2三个分析点w(U)高达6567×10-6，w(Th)高达5016×10-6，Th/U比值为0.19～0.98，均大于0.1。无矿伟晶岩（JJK2017-8-3）锆石CL图像呈暗黑色，大多数锆石边部发育模糊的残余环带与较亮的微区，锆石粒径变化于100～200 μm，晶体长宽比值为1∶1～4∶1，呈半自形-自形。对含矿伟晶岩JJK2017-12-2与无矿伟晶岩JJK2017-8-3分别进行了SIMS U-Pb定年测试分析，由于高U锆石会严重影响锆石定年结果，所以只得到含矿伟晶岩样品3个分析点位的有效年龄数据，而无矿伟晶岩样品未获得有效年龄数据（表1）。含矿伟晶岩JJK2017-12-2 3个分析点的206Pb/238U年龄分别为187.9 Ma、191.3 Ma、180.9 Ma，平均值186.7 Ma，近似代表了含矿伟晶岩样品JJK2017-12-2的结晶年龄。

图7 四川甲基卡硬岩型锂矿床二云母花岗岩、含矿伟晶岩和无矿伟晶岩锆石εHf(t)-δ18O图解（不同地幔端员值见Li et al.，2009b)Fig.7 εHf(t)-δ18O diagram for the zircons of two-mica granites,spodumene-bearing pegmatites and spodumene-barren pegmatites from the hard-rock-type lithium deposit in Jiajika,Sichuan（the different mantle endmembers are after Li et al.，2009b)

3.2 锆石Hf-O同位素

锆石微区原位氧同位素分析也是在中国科学院地质与地球物理研究所离子探针实验室的CAMECA IMS-1280型二次离子质谱仪（SIMS）进行，具体实验流程参见Li等（2009a；2009b；2010；2012；2013）。而锆石原位Lu-Hf同位素分析在中国地质调查局天津地质矿产研究所同位素实验室完成，分析仪器为配备了氟化氩准分子激光器（NEW WAVE 193 nm FX）的NEPTUNE型多接收器电感耦合等离子体质谱仪（MCICP-MS），具体仪器配置和实验流程参见耿建珍等（2011）。对4个U-Pb定年的样品进行了原位Hf-O同位素测定，测试数据列于表2，Hf-O同位素图解见图7。所有分析点的176Lu/177Hf值均小于0.006，表明由176Lu衰变成的176Hf很少，因此，测得的176Hf/177Hf值可以代表锆石形成时的Hf比值。对二云母花岗岩样品JJK2017-1-1和JJK2017-8-1各分析了30个锆石的Hf-O同位素组成（含25个U-Pb定年的锆石），结果显示出较大的变化范围（图7）。二云母花岗岩样品JJK2017-1-1 Hf-O同位素组成176Hf/177Hf=0.281 655～0.282 818，εHf(t)=-35.1～7.2，多数集中在-10～0，二阶段模式年龄0.86～3.45 Ga，多数集中在 1.60 Ga，δ18O=7.11‰～14.43‰，多数集中在11‰～15‰。二云母花岗岩样品JJK2017-8-1 Hf-O同位素组成176Hf/177Hf=0.281414～0.282711，εHf(t)=-24.4～2.9，多数集中在-10～2.9，二阶段模式年龄1.10～2.82 Ga，多数也集中在 1.60 Ga，δ18O=5.69‰～15.01‰，多数集中在7‰～15‰。

表1 四川甲基卡硬岩型锂矿床二云母花岗岩和含矿伟晶岩SIMS锆石U-Pb分析结果Table 1 SIMS zircon U-Pb isotopic data of two-mica granites and spodumene-bearing pegmatites from the hard-rock-type lithium deposit in Jiajika,Sichuan

含矿伟晶岩（JJK2017-12-2）与无矿伟晶岩（JJK2017-8-3）分别分析了30个锆石颗粒的Hf-O同位素组成（含25个U-Pb定年的锆石），结果显示,Hf-O同位素组成较为集中，变化范围很窄，且二者Hf-O同位素组成无明显差别（图7）。含矿伟晶岩样品JJK2017-12-2176Hf/177Hf=0.282 465～0.282 506，εHf(t)=-6.9～-5.4，多数集中在-6.2～-5.4，二阶段模式年龄1.57～1.66 Ga，均值为 1.60 Ga，δ18O=7.48‰～12.50‰，多数集中在7‰～12‰。无矿伟晶岩样品JJK2017-8-3176Hf/177Hf=0.282 370～0.282 506，εHf(t)=-10.3～-5.4，变化范围较小，多数集中在-7～-5，二阶段模式年龄=1.57～1.88 Ga，均值为 1.63 Ga，δ18O=7.41‰～13.14‰，多数集中在8‰～13‰。

3.3 主量、微量和稀土元素

岩石样品的元素含量分析测试工作在中国地质科学院国家地质测试中心完成，具体实验流程参见Tian等（2015；2017；2018；2020）。分析了15件二云母花岗岩、10件含矿伟晶岩、16件无矿伟晶岩、4件细晶岩、5件角岩、34件片岩、4件板岩的主量、微量、稀土元素组成，样品全岩主微量元素与稀土元素数据见表3。

二云母花岗岩具有较高的w（SiO2）（73.20%～77.85%）、w（Al2O3）（13.9%～15.22%）、w（Na2O）（3.08%～4.89%）和w（K2O）（2.01%～5.13%），w（Na2O+K2O）为5.17%～8.77%，平均值 7.95%，较低的 w（CaO）（0.32%～0.75%）、w（P2O5）（0.09%～0.31%）、w（TiO2）（0.02%～0.06%）和w（MgO）（0.12%～0.26%）。TAS分类命名图解（图8a）显示，二云母花岗岩样品全部落于花岗岩范围内，主体位于虚线下方，为亚碱性特征。在K2O-SiO2图解（图8b）中，显示出高钾钙碱性系列特征，在A/NK-A/CNK图解（图8c）中，样品均位于过铝质花岗岩区域。含矿伟晶岩w（SiO2）和w（K2O）分别为64.63%～77.30%、0.65%～12.97%，w（Na2O+K2O）为4.71%～14.73%，大部分样品显示为富钠贫钾的特征，较低的w（P2O5）（0.08%～0.37%）、w（TiO2）（0.01%～0.02%）和w（MgO）（0.05%～0.14%）。TAS分类命名图解（图8a）显示，含矿伟晶岩样品绝大部分落于花岗岩范围内，主体位于虚线下方，为亚碱性特征。在K2O-SiO2图解（图8b）中，显示出低钾拉斑玄武岩系列，在A/NK-A/CNK图解（图8c）中样品均位于过铝质花岗岩区域。无矿伟晶岩与含矿伟晶岩主量元素特征相似，也为过铝质花岗岩和主体为低钾拉斑玄武岩系列（图8b）。细晶岩具有较高的w（SiO2）（72.43%～76.67%）和w（K2O）（2.63%～3.78%），w（Na2O+K2O）为5.74%～9.35%。图8显示细晶岩位于过铝质花岗岩区域，具中钾-高钾钙碱性系列特征。角岩、片岩、板岩的w（SiO2）较低，平均值分别为59.65%、64.98%和62.25%，具有富钠贫钙，贫铁镁等暗色组分的特征。

二云母花岗岩、角岩、片岩、板岩具有类似的稀土元素和微量元素配分模式（图 9a～f，图 10a～f；w（Tm）和w（Lu）均小于0.05×10-6，表3，标准化时按0.05×10-6计算）。稀土元素总量较低且变化小，平均27.56×10-6、166.57×10-6、193.16×10-6和123.21×10-6。LREE/HREE平均为6.06、9.05、8.35和7.06，具明显富集轻稀土元素、亏损重稀土元素的特征（图9a～f）。(La/Yb)N平均19.15、10.20、9.29和6.63，表明轻、重稀土元素存在明显的分馏作用。δEu平均为0.52、0.60、0.63和0.71，表现出中等负铕异常。二云母花岗岩稀土元素球粒陨石标准配分曲线整体向右倾斜，TE1,3=1.09～1.19，除2件样品TE1,3小于1.1外，其余样品的TE1,3均达到了四分组效应的标准，因此,具明显的稀土元素四分组效应（图9a）。二云母花岗岩、角岩、片岩、板岩微量元素原始地幔标准化配分曲线呈震荡的W型，Rb、U、Ta、K、Pb、P、Hf等元素表现为正异常，Ba、Nd、Sr、Zr、Ti等元素表现为负异常，强烈富集大离子亲石元素Rb、K，明显亏损高场强元素Zr和Ti（图10a、e、f）。Sr、Ba、Eu的亏损反映了岩浆冷却过程中斜长石与钾长石发生了明显分离结晶作用（邱检生等，2005）。这些主微量元素特征与高分异花岗岩的特征一致（吴福元等，2017）。

而含矿伟晶岩、无矿伟晶岩和细晶岩具有类似的稀土元素和微量元素配分模式（图9a～f，图10a～f；部分稀土元素和微量元素小于 0.05×10-6，见表3，标准化时按0.05×10-6计算，故标准化配分曲线出现锯齿状变化特征），表明可能具有共同成因关系。∑REE丰度明显低于二云母花岗岩体，平均值分别为 2.41×10-6、2.65×10-6和 2.39×10-6，可能是高分异花岗岩演化过程中发生了强烈的稀土元素分馏作用，大量的富稀土元素矿物（如榍石、磷灰石）残留在花岗岩熔体中（付小方等，2017）。LREE/HREE值分别平均为3.43、4.03和3.84，中度富集轻稀土元素。(La/Yb)N平均值分别为7.72、10.62和9.90，表明轻、重稀土元素存在明显的分馏作用。不同样品的δEu值差别较大（δEu=0.57～3.03），平均值分别为 1.96、2.14和 1.99，整体表现为中等正铕异常（图9b、c、d），球粒陨石标准化曲线呈现不同程度的四分组效应，这些特征表明岩浆演化过程中斜长石发生了分离结晶作用。这3类岩石微量元素原始地幔标准化配分曲线呈剧烈震荡的 W 型，极度富集 Rb、U、Ta、K、Pb、P、Hf等元素，强烈亏损 Ba、La、Ce、Nd、Sr、Zr、Ti等元素（图10b、c、d）。

表2 四川甲基卡硬岩型锂矿床二云母花岗岩、含矿伟晶岩和无矿伟晶岩锆石Hf-O同位素分析结果Table 2 Zircon Hf-O isotopic data of two-mica granites,spodumene-bearing pegmatites and spodumene-barren pegmatites from the hard-rock-type lithium deposit in Jiajika,Sichuan

续表 2-1Continued Table 2-1

续表 2-2Continued Table 2-2

表3 四川甲基卡硬岩型锂矿床二云母花岗岩、含矿伟晶岩、无矿伟晶岩、细晶岩、角岩、片岩和板岩的主量元素、微量元素、稀土元素和Pb-Sr-Nd同位素分析结果Table 3 Major elements,trace elements,REEs and Pb-Sr-Nd isotopes analyzing results of two-mica granites,spodumene-bearing pegmatites,spodumene-barren pegmatites,aplites,hornstones,schists and slates from the hard-rock-type lithium deposit in Jiajika,Sichuan

续表 3Continued Table 3

图8 四川甲基卡硬岩型锂矿床二云母花岗岩、含矿伟晶岩、无矿伟晶岩和细晶岩分类图解Fig.8 Classification diagrams for the two-mica granites,spodumene-bearing pegmatites,spodumen e-barren pegmatites and aplites from the hard-rock-type lithium deposit

3.4 Pb-Sr-Nd同位素

样品的Pb-Sr-Nd同位素化学前处理以及测试工作在南京大学内生金属矿床国家重点实验室完成，具体实验流程参见Tian等（2017；2018；2020）。分析了15件二云母花岗岩Pb-Nd同位素、10件含矿伟晶岩Pb同位素、2件含矿伟晶岩Nd同位素、16件无矿伟晶岩Pb同位素、4件细晶岩Pb同位素、1件细晶岩Nd同位素、3件角岩Pb同位素、5件角岩Nd同位素、34件片岩Pb-Nd同位素、32件片岩Sr同位素和4件板岩Pb-Sr-Nd同位素，结果见表3和图11。因Rb/Sr比值太高，二云母花岗岩、含矿伟晶岩、无矿伟晶岩、细晶岩和角岩样品未获得87Sr/86Sr比值，也只获得了部分样品的143Nd/144Nd比值。按照含矿伟晶岩、无矿伟晶岩和细晶岩结晶年龄为180 Ma，二云母花岗岩结晶年龄为206 Ma（为了与二云母花岗岩对比，角岩、片岩、板岩也使用205 Ma）计算处理Sr-Nd同位素数据。

图9 四川甲基卡硬岩型锂矿床二云母花岗岩（a）、含矿伟晶岩（b）、无矿伟晶岩（c）、细晶岩（d）、角岩（e）、片岩和板岩（f）稀土元素球粒陨石标准化配分型式图（球粒陨石据Boynton,1984）Fig.9 Chondrite-normalized REE patterns for the two-mica granites(a),spodumene-bearing pegmatites(b),spodumene-barren pegmatites(c),aplites(d),hornstones(e),schists and slates(f)from the hard-rock-type lithium deposit in Jiajika,Sichuan(Chondrite values after Boynton,1984)

图10 四川甲基卡硬岩型锂矿床二云母花岗岩（a）、含矿伟晶岩（b）、无矿伟晶岩（c）、细晶岩（d）、角岩（e）、片岩和板岩（f）微量元素原始地幔标准化蛛网图（原始地幔据Sunet et al.,1989）Fig.10 Chondrite-normalized trace element patterns for the two-mica granites(a),spodumene-bearing pegmatites(b),spodumenebarren pegmatites(c),aplites(d),hornstones(e),schists and slates(f)from the hard-rock-type lithium deposit in Jiajika,Sichuan(Primitive mantle after Sun et al.,1989)

二云母花岗岩(143Nd/144Nd)i值变化很小（(143Nd/144Nd)i=0.512 172～0.512 254），εNd(t)=-3.9～-2.3，TDM=0.64～0.71 Ga。二云母花岗岩 Pb 同位素为206Pb/204Pb=18.6092～20.0480，207Pb/204Pb=15.6528～15.7272，208Pb/204Pb=38.5712～38.6136。角岩Nd-Pb同位素组成为：(143Nd/144Nd)i=0.512 104～0.512 205，εNd(t)=-5.0～-3.0，TDM=0.68～0.75 Ga，206Pb/204Pb=18.6578～19.0435，207Pb/204Pb=15.6498～15.6748，208Pb/204Pb=38.8957～38.9388。片岩Sr-Nd-Pb同位素组成为：(87Sr/86Sr)i=0.70803～0.71695，(143Nd/144Nd)i=0.512 203～0.512 210，εNd(t)=-6.7～-3.2，TDM=0.67～0.80 Ga，206Pb/204Pb=18.4675～18.7226，207Pb/204Pb=15.6295～15.6599，208Pb/204Pb=38.6055～39.1281。板岩Sr-Nd-Pb同位素组成为：(87Sr/86Sr)i=0.713 17～0.717 34，(143Nd/144Nd)i=0.512 097～0.512 149，εNd(t)=-5.4～-4.4，TDM=0.72～0.76 Ga，206Pb/204Pb=18.5549～18.6740，207Pb/204Pb=15.6352～15.6440，208Pb/204Pb=38.7944～38.9660。结果显示,二云母花岗岩与片岩、角岩、板岩具有类似的Pb-Nd同位素组成（图11）和Nd同位素模式年龄（0.67～0.80 Ga；表3）。

图11 四川甲基卡硬岩型锂矿床二云母花岗岩、含矿伟晶岩、无矿伟晶岩、细晶岩、角岩、片岩和板岩Pb-Sr-Nd同位素图解Fig.11 Pb-Sr-Nd isotopic diagrams for the two-mica granites,spodumene-bearing pegmatites,spodumene-barren pegmatites,aplites,hornstones,schists and slates from the hard-rock-type lithium deposit in Jiajika,Sichua

2件含矿伟晶岩YG94-2与YG119-4的(143Nd/144Nd)i为 0.511 536和 0.512 157，εNd(t)为-17.0和-4.9，对应的模式年龄TDM为0.71 Ga和1.16 Ga。所有含矿伟晶岩Pb同位素组成为：206Pb/204Pb=18.3969～22.5302，207Pb /204Pb=15.6343～15.8559，208Pb /204Pb=38.5148～38.7703。无矿伟晶岩Pb同位素组成为：206Pb/204Pb=18.4232～24.9436，207Pb/204Pb=15.6416～15.9648，208Pb/204Pb=38.5403～38.6549。1 件细晶岩YG113-2 Nd同位素组成为：(143Nd/144Nd)i=0.512 227，εNd(t)=-3.5，TDM=0.67 Ga。所有细晶岩样品 Pb同位素组成为：206Pb/204Pb=18.8489～21.0982，207Pb/204Pb=15.6567～15.7690，208Pb/204Pb=38.5246～38.6050。总体来说，二云母花岗岩、含矿伟晶岩、无矿伟晶岩和细晶岩处于一条演化线上（图11），说明这四者之间具有成因联系。

4 讨论

4.1 花岗岩与伟晶岩形成时代

前人已对甲基卡矿区的二云母花岗岩与伟晶岩样品开展了一系列年代学研究，在1∶20万康定幅区调报告中显示二云母花岗岩K-Ar法年龄为190～210 Ma，伟晶岩年龄为 183～188 Ma。唐国凡等（1984）采用K-Ar等时线年龄法对二云母花岗岩中的黑云母获得了191 Ma的同位素年龄，对伟晶岩中白云母获得的年龄为188 Ma和181 Ma，并运用Rb-Sr等时线年龄法对上述年龄成果进行检查验证，二云母花岗岩全岩及单矿物样品获得等时线年龄为214.65 Ma，伟晶岩全岩及单矿物样品获得等时线年龄为189.49 Ma。王登红等（2005）对甲基卡No.134脉和No.104脉伟晶岩采用Ar-Ar法，获得坪年龄分别为195.7 Ma和198.9 Ma，等时线年龄分别为195.4 Ma和199.4 Ma。郝雪峰等（2015）采用LA-ICP-MS U-Pb定年方法获得二云母花岗岩锆石加权平均年龄为223 Ma（MSWD=1.02，n=17），获得X03脉含矿伟晶岩锆石加权平均年龄为 216 Ma（MSWD=1.4，n=18），获得X03脉含矿伟晶岩铌钽氧化物年龄为214 Ma（MSWD=0.99，n=20）。代鸿章等（2018a）通过LA-ICP-MS锡石U-Pb定年，获得No.308脉含矿伟晶岩年龄为210.9 Ma。

本文采用锆石SIMS U-Pb法定年，获得甲基卡矿区二云母花岗岩锆石U-Pb年龄为（206.0±3.2）Ma（MSWD=0.59，n=15），含矿伟晶岩样品3个分析点锆石U-Pb年龄分别为187.9 Ma、191.3 Ma和180.9 Ma。结合前人研究成果，认为甲基卡二云母花岗岩结晶年龄为190～223 Ma，而含矿伟晶岩结晶年龄为181～216 Ma，两者具有多期多阶段性。整体上甲基卡伟晶岩形成时代晚于二云母花岗岩，两者相差7～40 Ma，推测伟晶岩是二云母花岗岩结晶分异的产物。

4.2 花岗岩与伟晶岩成因联系

唐国凡等（1984）认为二云母花岗岩以富集亲石性稀有及挥发份组合（如Li、F、B、Cl、Be、Rb、Sn等）和贫幔源岩浆组合（如Ba、Cr、V、Ti、Sr等）为特点，应归为壳熔花岗岩，属于含稀有金属的更长刚玉淡色花岗岩，并有向其顶部相Li-F花岗岩过渡的趋势。而李建康等（2007）和付小方等（2017）通过二云母花岗岩和伟晶岩的地质、地球化学和流体包裹体特征，认为二者为富F花岗岩浆液态不混溶作用分离出的共轭组分：二云母花岗岩对应于富硅贫挥发分端员（硅酸盐熔体），伟晶岩对应于富挥发份贫硅端员。笔者通过二云母花岗岩和伟晶岩锆石U-Pb定年、Hf-O同位素和全岩地球化学系统研究，认为伟晶岩是二云母花岗岩高度结晶分异的产物。

高分异花岗岩是指暗色矿物含量低，经历过强烈结晶分异作用的浅色花岗岩或白岗岩，矿物组成上以石英、钾长石和钠长石为主，标志性矿物包括锂云母、锂辉石、萤石、电气石、富铪/磷/铀锆石、绿柱石、铌钽矿等，常与花岗伟晶岩和花岗细晶岩伴生，与W、Sn、Nb、Ta、Li、Be、Sb、REE等金属矿化联系密切。其地球化学特征为：主量元素组成上表现为高硅、高钾、过铝质-强过铝质；微量元素组成上富集Rb、Th、K、Pb，强烈亏损Ba、Sr、Zr、Ti等元素；稀土元素含量低，轻、重稀土元素比值较小，具明显的负Eu异常与稀土元素四分组效应（陶继华等，2013；吴福元等，2017）。甲基卡二云母花岗岩呈灰白色，主要矿物组成为石英、钠长石和微斜长石，由主量元素Harker图解（图12）可知,二云母花岗岩具有高w（SiO2）（73.20%～77.85%）、w（Al2O3）（13.9%～15.22%）、w（Na2O）（3.08%～4.89%）和 w（K2O）（2.01%～5.13%），较低的 w（CaO）（0.32%～0.75%）、w（P2O5）（0.09%～0.31%）、w（TiO2）（0.02%～0.06%）和 w（MgO）（0.12%～0.26%），样品位于过铝质花岗岩区域（图8c），稀土元素总量较低（平均值27.56×10-6），δEu=0.52，具明显的稀土元素四分组效应（TE1,3=1.09～1.19），Rb、U、Ta、K、Pb、P、Hf等元素表现为正异常，Ba、Nd、Sr、Zr、Ti等元素表现为负异常（图10a）。根据这些地球化学特征，认为甲基卡二云母花岗岩经历了高程度的结晶分异。在(Zr+Nb+Ce+Y)-(Na2O+K2O)/CaO和(Zr+Nb+Ce+Y)-FeOT/MgO图解（图13a、b）中整体位于高分异花岗岩区域，也支持甲基卡二云母花岗岩为高分异花岗岩。此外，甲基卡二云母花岗岩铝饱和指数大于1.1，(143Nd/144Nd)i=0.512 172～0.512 254，εNd(t)=-3.9～-2.3，TDM=0.64～0.71 Ga，εHf(t)=-35.1～2.9，整体为负值，δ18O=5.69‰～15.01‰，这些特征均表明二云母花岗岩为典型的S型花岗岩。因此，甲基卡二云母花岗岩为高分异S型花岗岩。

图12 四川甲基卡硬岩型锂矿床二云母花岗岩、含矿伟晶岩、无矿伟晶岩和细晶岩主量元素Harker图解a.TiO2-SiO2；b.Al2O3-SiO2；c.MgO-SiO2；d.CaO-SiO2；e.Na2O-SiO2；f.K2O-SiO2；g.Fe2O3-SiO2；h.P2O5-SiO2Fig.12 Harker variation diagrams of major elements for the two-mica granites,spodumene-bearing pegmatites,spodumene-barren pegmatites and aplites from the hard-rock-type lithium deposit in Jiajika,Sichuan a.TiO2-SiO2;b.Al2O3-SiO2;c.MgO-SiO2;d.CaO-SiO2;e.Na2O-SiO2;f.K2O-SiO2;g.Fe2O3-SiO2;h.P2O5-SiO2

Sylvester（1998）认为,强过铝质花岗岩的源区主要是源区地壳中的泥质岩、砂屑岩和杂砂岩等碎屑沉积岩类以及变质沉积岩。Chappell等(1992)研究发现，泥质岩生成的花岗岩CaO/Na2O比值一般小于0.3，而负片麻岩等变质沉积岩生成的花岗岩CaO/Na2O比值大于0.3，甲基卡二云母花岗岩CaO/Na2O比值为0.07～0.22，均小于0.3。在Al2O3/TiO2-CaO/Na2O图解（图14a）中甲基卡二云母花岗岩全部位于泥质岩源区，在Rb/Sr-Rb/Ba图解（图14b）中则位于富黏土区。因此，甲基卡二云母花岗岩的源岩主要为富黏土的泥质岩。二云母花岗岩与片岩、板岩具有类似的稀土元素和微量元素配分模式（图9a～f，图 10a～f）、类似的 Pb-Nd同位素组成（图 11）和Nd同位素模式年龄（0.67～0.80 Ga；表3），甲基卡二云母花岗岩可能是由片岩、板岩部分熔融产生的。

图13 四川甲基卡硬岩型锂矿床二云母花岗岩、含矿伟晶岩、无矿伟晶岩和细晶岩判别图解（底图据Whalen et al.,1987）Fig.13 Chemical discrimination diagrams for the two-mica granites,spodumene-bearing pegmatites,spodumene-barren pegmatites and aplites from the hard-rock-type lithium deposit in Jiajika,Sichuan(base map after Whalen et al.,1987)

含矿伟晶岩与无矿伟晶岩具有一致的Hf-O同位素组成（分别为-6.2～-5.4与-7～-5；7‰～12‰与8‰～13‰；图7），且位于二云母花岗岩的Hf-O同位素组成范围内（分别为-10～2.9和7‰～15‰；图7），三者也具有一致的Hf同位素模式年龄（约1.60 Ga），说明含矿伟晶岩和无矿伟晶岩与二云母花岗岩具有相同源区。二云母花岗岩、含矿伟晶岩、无矿伟晶岩和细晶岩在A/CNK-A/NK（图8c）、Pb-Nd同位素（图11）、Al2O3-SiO2（图12b）和判别图解（图13a、b）中总体处于一条演化线上，亦说明这四者之间具有成因联系。在Al2O3/TiO2-CaO/Na2O（图14a）和Rb/Sr-Rb/Ba图解（图14b）中，可以看出含矿伟晶岩、无矿伟晶岩和细晶岩的源岩也主要为富黏土的泥质岩。本文获得甲基卡二云母花岗岩年龄为（206.0±3.2）Ma，而含矿伟晶岩年龄为186.7 Ma，前者比后者早近19 Ma。此外，含矿伟晶岩、无矿伟晶岩和细晶岩具有类似的稀土元素和微量元素配分模式（图9a～f，图10a～f），但其∑REE丰度明显低于二云母花岗岩体，可能是高分异花岗岩演化过程中发生了强烈的稀土元素分馏作用，大量的富稀土元素矿物（如榍石、磷灰石）残留在花岗岩熔体中（付小方等，2017）。二云母花岗岩为高钾钙碱性系列，而含矿伟晶岩、无矿伟晶岩和细晶岩主要为中低钾系列（图8b），是因为高分异花岗岩演化过程中，铷、铯置换了云母中的钾造成的（王汝成等，2019）。所有这些地球化学证据表明含矿伟晶岩、无矿伟晶岩、细晶岩与二云母花岗岩具有成因关系，是二云母花岗岩高度结晶分异的产物。

前人普遍认为，稀有金属的成矿作用与高分异花岗岩密切相关，如华南燕山期花岗岩（福建河田花岗岩，郭春丽等，2017；赣南龙源坝花岗岩，陶继华等，2013）、欧洲海西期花岗岩（Cuney et al.,1992;Raimbault et al.,1995）、大兴安岭南段维拉斯托花岗岩（张天福等，2019）。王汝成等（2017）研究表明，以25%的比例作为熔体可抽取的临界值，一个花岗岩体系至少要经过4次结晶分离作用才有可能形成Be矿化。因此，稀有金属矿化作用必须要求高分异花岗岩的存在。据此，可以认为甲基卡矿区高分异S型花岗岩的存在为稀有金属伟晶岩矿床的形成提供了必要条件，伟晶岩为高分异花岗岩进一步演化的结果。

图14 四川甲基卡硬岩型锂矿床二云母花岗岩、含矿伟晶岩、无矿伟晶岩和细晶岩CaO/Na2O-A12O3/TiO2图解（a）和Rb/Ba-Rb/Sr图解（b）（底图据Sylvester,1998）Fig.14 CaO/Na2O-A12O3/TiO2(a)and Rb/Ba-Rb/Sr(b)diagrams for the two-mica granites,spodumene-bearing pegmatites,spodumene-barren pegmatites and aplites from the hard-rock-type lithium deposit in Jiajika,Sichuan(Base maps after Sylvester,1998)

4.3 地球动力学背景

甲基卡锂矿区二云母花岗岩、含矿伟晶岩、无矿伟晶岩和细晶岩样品Ta-Yb（图15a）和Rb-Y+Nb（图15b）构造环境判别图中，样品整体落入同碰撞造山花岗岩区域，仅有部分含矿伟晶岩与无矿伟晶岩样品位于板内/火山弧花岗岩区域，说明甲基卡矿区的二云母花岗岩、含矿伟晶岩、无矿伟晶岩和细晶岩主要形成于同碰撞后期阶段，即碰撞结束后向碰撞伸展过渡的时期。甲基卡二云母花岗岩结晶年龄为190～223 Ma，而含矿伟晶岩结晶年龄为181～216 Ma，成岩成矿时代属于印支晚期—燕山早期，为印支旋回强烈造山运动之后相对宁静阶段的产物。

松潘-甘孜造山带在印支期，由于北部的华北陆块、西部的昌都-羌塘陆块和东部的扬子陆块之间俯冲、碰撞，发生了大规模的多层次滑脱、逆冲-推覆和平移剪切，形成了热隆伸展构造，穹窿中出露的地层为三叠纪西康群侏倭组和新都桥组泥岩、粉砂岩和砂岩复理石建造经动热变形-变质而成的灰色至深灰色十字石片岩、红柱石十字石片岩、堇青石片岩。这些泥岩、页岩、粉砂质板岩和砂岩主要成分为黏土矿物，而锂在沉积过程中更容易被黏土类矿物吸附，从而这些岩石富集Li，在热变质过程中，Li进一步富集，比如堇青石片岩中Li富集可达10倍（王登红等，2017a）。Al2O3/TiO2-CaO/Na2O（图14a）和Rb/Sr-Rb/Ba两个图解（图14b）表明甲基卡二云母花岗岩的源岩主要为富黏土的泥质岩。此外，二云母花岗岩与片岩、板岩具有类似的稀土元素和微量元素配分模式（图9a～f，图10a～f）、类似的Pb-Nd同位素组成（图11）和Nd同位素模式年龄，甲基卡二云母花岗岩可能是由片岩、板岩部分熔融产生的。因此，在上述构造动力学背景下，穹窿核部的三叠纪西康群富Li片岩、板岩等发生“花岗岩化”，通过部分熔融、分离结晶等具体过程，形成富Li花岗岩，从而完成沉积、深熔过程的首次富集、花岗岩化的二次富集（王登红等，2017a）。

图15 四川甲基卡硬岩型锂矿床二云母花岗岩、含矿伟晶岩、无矿伟晶岩和细晶岩Ta-Yb图解（a）和(Y+Nb)-Rb图解（b）（底图据Pearce et al.,1984）Fig.15 Ta-Yb(a)and(Y+Nb)-Rb（b）diagrams for the two-mica granites,spodumene-bearing pegmatites,spodumene-barren pegmatites and aplites from the hard-rock-type lithium deposit in Jiajika,Sichuan(base maps after Pearce et al.,1984)

本文获得甲基卡矿区二云母花岗岩锆石U-Pb年龄206.0 Ma，而含矿伟晶岩锆石U-Pb年龄为186.7 Ma，前者比后者早近19 Ma。结合前人研究成果，甲基卡二云母花岗岩结晶年龄为190～223 Ma，而含矿伟晶岩结晶年龄为181～216 Ma，整体上甲基卡含矿伟晶岩形成时代晚于二云母花岗岩，两者相差7～40 Ma。根据锆石Hf-O同位素组成和全岩地球化学特征表明含矿伟晶岩、无矿伟晶岩、细晶岩与二云母花岗岩具有成因关系，是二云母花岗岩高度结晶分异的产物。因此，上述富Li花岗岩通过结晶分异作用形成了富含水和其他挥发份的花岗伟晶岩浆（Thomas et al.,2012a）。这些富含挥发份的低粘度花岗伟晶岩浆在岩体内部裂隙或岩体与围岩地层间的空隙中，运移、侵位距离和时间都较短，不发生交代作用或有轻微交代作用，伟晶岩脉含矿性差；而当这些花岗伟晶岩浆在围岩地层裂隙中，运移距离和时间都较长，也能够充分交代围岩中一些早期形成的矿物和有用元素（如Li、Be、Nb、Ta等稀有元素），进一步富集形成含矿伟晶岩脉（翟裕生等，2011；Thomas et al.,2012b），从而完成伟晶岩化的3次富集（王登红等，2017a）。从沉积的初次富集到花岗岩化的二次富集，再到伟晶岩化的3次富集，并非在相同的、单一的构造背景下完成，是多旋回构造事件的产物，王登红等（2017a）称之为“多旋回深循环内外生一体化”成锂机制。从二云母花岗岩中锆石结晶到含矿伟晶岩中锆石结晶，大约经历了7～40 Ma，如此漫长的构造环境，为稀有金属的聚集成矿创造了有利条件。