喜马拉雅淡色花岗岩*<br/>——关键金属Sn-Cs-Tl的富集机制

喜马拉雅淡色花岗岩*
——关键金属Sn-Cs-Tl的富集机制

2021-11-22高利娥曾令森严立龙高家昊赵令浩

岩石学报 2021年10期

高利娥曾令森严立龙高家昊赵令浩

中国地质科学院地质研究所，北京 100037

关键金属是指现今社会必需的、对战略性新兴产业的发展至关重要的、但安全供应存在较高风险的一类金属元素及其矿床的总称(涂光炽等, 2004; 蒋少涌等, 2020; 侯增谦等, 2020; 翟明国等, 2019)，包括三稀金属(稀有、稀土和稀散)和稀贵金属(铂族金属)(毛景文等, 2019a, b; 王登红, 2019)。关键金属作为全球高科技产业不可或缺的战略性资源，尤其在航空航天、军事、芯片和新能源等领域的重要作用，其富集和成矿机制是目前国际矿床学研究的热点(毛景文等, 2019b)。随着科技的发展，未来对关键金属的需求将迅猛增长。但是，关键金属矿产是国际上最近提出的资源概念，针对此类矿床的专门研究刚刚起步，认知程度较低(侯增谦等, 2020)。

喜马拉雅造山带内分布着两条新生代淡色花岗岩带，部分花岗岩经历了结晶分异作用，形成高硅花岗岩甚至伟晶岩(Wuetal., 2017; Gaoetal., 2021; 吴福元等, 2015; 刘志超等, 2020)。随着中国地质调查局成都地调中心李光明研究员团队在拿日雍错(也叫错那洞)发现了Be多金属工业矿体(李光明等, 2017)，最近几年以中国科学院地质与地球物理研究所吴福元院士和南京大学王汝成教授团队为代表的学者对喜马拉雅淡色花岗岩稀有金属的成矿作用开展了较详细的研究，在佩枯措、夏如、吉隆、定结、告乌、然巴、康马、错那等地，发现了代表Be成矿的绿柱石，代表Nb-Ta成矿的钽铁矿、烧绿石-细晶石、铌铁金红石，代表Sn成矿的锡石，代表Li成矿的锂云母、锂辉石等(Wangetal., 2017; Wuetal., 2020)。在拿日雍错花岗岩中，相对富集Bi、Cs、Li、Sn、Be、Pb、B、W、Ta等稀有金属成矿元素(高利娥等, 2019)。已有研究认为，藏南喜马拉雅高分异淡色花岗岩形成过程中伴随着稀有金属元素的富集，很可能成为我国新的重要稀有金属成矿带(Wangetal., 2017; Wuetal., 2020; Gaoetal., 2021; 李光明等, 2017; 曾令森和高利娥, 2017)。但在喜马拉雅淡色花岗岩稀有金属富集和成矿机理、影响因素等方面有待深入研究，形成新认识，揭示成矿潜力高的勘探靶区。

本文以吉隆和亚东地区淡色花岗岩为研究对象，通过详细的主量元素和微量元素测定，查明这些花岗岩中关键金属元素的异常情况，尤其是Sn-Cs-Tl富集情况，揭示喜马拉雅淡色花岗岩的Sn-Cs-Tl富集行为和机制。

1 地质背景与样品

喜马拉雅造山带由特提斯喜马拉雅带、高喜马拉雅结晶带、低喜马拉雅带和次喜马拉雅带组成(图1a)。它们之间的界限分别为藏南拆离系、主中央逆冲断层、主边界逆冲断层。在喜马拉雅造山带内，新生代淡色花岗岩沿着特提斯喜马拉雅带和高喜马拉雅带分布。在特提斯喜马拉雅带，新生代花岗岩侵入片麻岩穹窿核部。在高喜马拉雅带中，淡色花岗岩侵入到高喜马拉雅结晶岩系中，或侵入藏南拆离系中，自西向东主要有Mandhata(纳木那尼)、Manaslu(马纳斯鲁)、Gyirong(吉隆)、Mount Qomolangma(珠穆朗玛)、Makalu(马卡鲁)、Dinggye(定结)、Dingga(定日)、Khula Kangri(库拉岗日)和Cuona(错那)等岩体。

图1 藏南喜马拉雅造山带地质简图(a)和亚东地区地质简图(b)YTS-雅鲁藏布江缝合带；STDS-藏南拆离系；MCT-主中央逆冲推覆带；MBT-主边界逆冲推覆带；MFT-主前缘逆冲推覆带；TH-特提斯喜马拉雅；HH-高喜马拉雅；LH-低喜马拉雅；SH-次喜马拉雅

亚东位于高喜马拉雅带中部，新生代淡色花岗岩出露面积近200km2，根据锆石U-Pb年龄可以解体为三个独立岩体(图1b, Liuetal., 2017)。告乌淡色花岗岩形成于23Ma，为含电气石的淡色花岗岩，位于藏南拆离系和亚东谷露裂谷的交接部位，以岩床的形式侵位于藏南拆离系和剪切带上盘的特提斯喜马拉雅沉积岩系中，整体无变形，部分表现出弱定性特征，为同构造侵位或构造活动末期侵位岩浆。20～18Ma的顶嘎岩体和17～16Ma淡色花岗岩体，岩性为二云母花岗岩，侵入藏南拆离系和剪切带下盘的高喜马拉雅结晶岩系中，这两期淡色花岗岩切穿藏南拆离系，岩浆侵位应发生于韧性剪切活动停止后(刘志超等, 2020)。

吉隆位于高喜马拉雅带西部，新生代淡色花岗岩侵位于藏南拆离系和剪切带下盘的高喜马拉雅结晶岩系中(图2)。藏南拆离系由古生代花岗质片麻岩和新生代面理化的淡色花岗岩组成，并被后期的淡色花岗岩体侵位。面理化淡色花岗岩具有明显的同构造性质(图3a-c)，主期侵位约为22～20Ma，并记录了早期36Ma和26Ma的岩浆热液活动(Yangetal., 2009; 高利娥等, 2016)。后期的淡色花岗岩形成于17.7Ma，未变形，岩浆侵入到藏南拆离系中，形成时代在藏南拆离系活动停止之后(高利娥等, 2016)。高喜马拉雅带内，淡色花岗岩形成年龄为22～16Ma(高利娥等, 2016)。其中一条变形的淡色花岗岩脉, 形成于21.0～18.7Ma，记录了早期向北的伸展作用和后期向南的逆冲缩短作用(Wangetal., 2013)。

图2 吉隆地区地质简图

图3 吉隆地区同构造淡色花岗岩的野外特征

吉隆和亚东地区花岗岩主要由石英、斜长石、钾长石、白云母、电气石、石榴子石(图3d)，以及少量的黑云母、条纹长石、磷灰石、独居石、锆石等组成(图4a-f)。条纹长石呈脉状、树枝状、网状、蝌蚪状等形态(图4b)。斜长石具有核边结构，核部含有大量的白云母包裹体，边部干净，核部白云母包裹体呈90°或120°沿着斜长石的解理缝分布(图4c, d)。电气石半自形-他形柱状，浅黄褐色为主(图4c, e)。磷灰石呈粒状、卵状等形式成堆出现(图4f)。手标本上，淡色花岗岩中白云母和黑云母定向排列形成面理(图3b, c)。未发生塑性变形，表明花岗岩冷凝后期未受强烈变形。亚东地区出现少量的钠长花岗岩，主要由斜长石、石英，以及少量的钾长石、石榴子石、磷灰石等组成(图4g, h)。

图4 富集关键金属元素淡色花岗岩(a-f)和钠长花岗岩(g、h)的显微照片

2 分析方法

主量及微量元素的测试在自然资源部国家地质实验测试中心进行。主量元素通过XRF(X荧光光谱仪3080E)方法测试，分析精度为5%。微量元素和稀土元素(REE)通过等离子质谱仪(ICP-MS-Excell)分析，含量大于 10×10-6的元素的测试精度为5%，而小于10×10-6的元素精度为10%。个别在样品中含量低的元素，测试误差大于10%。31件亚东花岗岩的全岩元素分析结果列在表1中。

表1 亚东淡色花岗岩的主量元素(wt%)和微量元素(×10-6)地球化学特征

续表1

3 数据及结果

根据岩石组成和关键金属的富集程度，本文数据分为三类：富集关键金属的淡色花岗岩，不富集关键金属的淡色花岗岩和钠长花岗岩。吉隆花岗岩包括马拉山-吉隆的所有淡色花岗岩，数据来自于Gao and Zeng (2014)和Gaoetal. (2017)。从主量元素含量来看(图5)，大多数花岗岩具有较高的SiO2(69.5%～78.8%)，Al2O3(11.0%～17.0%)，K2O(2.3%～8.4%)，和Na2O(1.4%～6.1%)，但较低的CaO(≤2.0%)、FeO(<2.0%)、MgO、MnO、P2O5和TiO2，较高的A/CNK (>1.1) 和K2O/Na2O(≥1.0)比值。与不富集关键金属元素的花岗岩相比，富集关键金属元素的花岗岩具有较高的Na2O(>3.4)和P2O5，但较低的CaO(<0.9%)、FeO(<1.4%)、MgO、MnO和TiO2。值得关注的是，亚东地区的两件钠长花岗岩的Na2O含量高达8.4%。

在微量元素特征上(图6)，富集关键金属元素的花岗岩具有Ba和Ti显著的负异常，Th和Sr弱负异常。相比较，钠长花岗岩还显示了K和REE的负异常。与不富集关键金属元素的花岗岩相比(Rb=104×10-6～386×10-6，Sr=14×10-6～320×10-6，Rb/Sr=0.6～19.0)，富集关键金属元素的花岗岩具有较高的Rb(>300×10-6)和Rb/Sr(>5.0)，较低的Sr(<70×10-6)和Ba，钠长花岗岩具有最低的Rb和Sr，即Rb=71×10-6～77×10-6，Sr=11×10-6～12×10-6，Rb/Sr=5.9～6.6(图7)。在高场强元素含量和比值上，两类花岗岩差别不大，Zr=3×10-6～165×10-6，Hf=0.2×10-6～10×10-6，Nb=0.2×10-6～35×10-6，Ta=0.1×10-6～27×10-6，Zr/Hf=10.7～40.6，Nb/Ta=1.2～16.3(图8、图9)。相对比，钠长花岗岩具有较高的Nb和Ta(Nb=35×10-6～50×10-6，Ta=10×10-6～15×10-6)，中等含量的Zr和Hf(Zr=17×10-6～20×10-6，Hf=2×10-6)和Nb/Ta比值(3.3～3.4)，较低的Zr/Hf比值(8.6～9.5)。

图6 富集关键金属元素淡色花岗岩的原始地幔标准化微量元素蜘蛛网图(a、c)和球粒陨石标准化稀土元素配分图(b、d)(标准化值据Sun and McDonough, 1989)

图7 淡色花岗岩的微量元素特征

图8 淡色花岗岩的其它微量元素特征和岩浆温度

图9 淡色花岗岩的高场强元素特征

在稀土元素特征上(图6)，富集关键金属元素的花岗岩显示略微富集轻稀土和中稀土，亏损重稀土，(La/Yb)N=2.17～19.82，显著的负Eu异常(Eu/Eu*=0.15～0.66)，微弱的负Nd异常(Nd/Nd*=NdN/[(PrN2×SmN)1/3=0.67～0.86)。钠长花岗岩具有轻稀土和中稀土亏损，重稀土略富集，负Eu异常和负Nd异常的特征(Eu/Eu*=0.56～0.80，Nd/Nd*=0.79～0.80)。

富集关键金属元素的花岗岩含有较高的W、Sn、B、Be、Cs、Tl等关键金属元素(图10、图11)。具体表现在：全部样品富集Sn、Cs、Tl和Be元素，变化范围为1.69×10-6～55.20×10-6、14.6×10-6～126.0×10-6、1.05×10-6～4.97×10-6和6.71×10-6～184×10-6，平均值为18.92×10-6、35.48×10-6、2.13×10-6和16.12×10-6，约是维氏花岗岩平均值的6.3倍、7.1倍、1.4倍和2.9倍；部分样品富集W、B、Li、Bi、U和Pb，最高值可分别达9.76×10-6、1610×10-6、182×10-6、12.2×10-6、32.6×10-6和58.8×10-6，平均值分别为2.12×10-6、200.6×10-6、146.5×10-6、5.51×10-6、9.39×10-6和41.01×10-6；略亏损Nb、Ta元素，变化范围为1.90×10-6～78.80×10-6和0.34×10-6～15.2×10-6，平均为10.93×10-6、2.47×10-6。相比较，钠长花岗岩富集Nb、Ta、Sn、Be、Cs。不富集关键金属元素的花岗岩中这些元素的浓度大多数都低于维氏花岗岩平均值。

图10 淡色花岗岩的关键金属W (a)、Sn (b)、Nb (c)和Ta (d)与Rb/Sr的关系图解

图11 淡色花岗岩的关键金属B (a)、Be (b)、Cs (c)和Tl (d)与Rb/Sr的关系图解

4 讨论

从上面地球化学数据可以看出，富集关键金属元素的淡色花岗岩具有：(1)较高的SiO2、Al2O3和A/CNK比值，为过铝质淡色花岗岩(图5)；(2)较高的Rb(>300×10-6)和Rb/Sr(>5.0)，较低的Sr，高度变化的高场强元素的浓度和比值(图7-图9)；(3)略微富集LREE和MREE，亏损HREE，显著的负Eu异常和微弱的负Nd异常(图6)；和(4)富集关键金属元素Sn、Cs、Tl等。与富集关键金属元素的淡色花岗岩相比，钠长花岗岩具有不一致的地球化学特征, 包括(1)Na2O含量高达8.4%；(2)非常低的Rb和Sr含量(Rb<80×10-6，Sr<15×10-6)，较高的Nb和Ta含量(Nb>35×10-6，Ta>10×10-6)，Nb/Ta比值小于5，Zr/Hf比值小于10；(3)LREE和MREE亏损，HREE略富集，更加显著的Eu和Nd负异常；和(4)富集关键金属元素Nb、Ta、Sn、Be、Cs等。

4.1 富集关键金属淡色花岗岩的形成过程：分离结晶作用

随着岩浆分离结晶作用的进行，当岩浆演变成高硅体系，矿物组成和元素地球化学行为会发生改变，如：(1)主要造岩矿物相溶解度的改变(Ren, 2012)；(2)微量元素分配系数的变化(Shearer and Papike, 1987; Glazneretal., 2008; Gaoetal., 2021)以及稀土元素四分组效应的出现(Liuetal., 2016)；(3)副矿物溶解行为的变化(Wolf and London, 1994; Bea, 1996; Linnen and Keppler, 1997, 2002; Gaoetal., 2021a, b; 郭春丽等, 2017; 曾令森和高利娥, 2017)；(3)钠长花岗岩的出现(Liuetal., 2014; Wuetal., 2020)；和(4)结晶富Mn石榴子石、高Hf锆石、电气石和富集稀有金属元素的绿柱石、铌铁矿等(Liuetal., 2019; 高利娥等, 2012; 刘志超等, 2020)。

图5-图9显示了富集关键金属元素淡色花岗岩中重要主微量元素的变化趋势和相互关系。在花岗质岩浆分离结晶过着中，随着温度的降低，斜长石中的CaO含量降低(Shearer and Papike, 1987; Scailletetal., 1995; Patio Douce and Harris, 1998)。与不富集关键金属元素的花岗岩相比，富集关键金属元素的花岗岩具有较高的Na2O(图5b)，但较低的CaO(图5c)和锆饱和岩浆温度(图8b)，CaO含量与岩浆温度呈正相关关系(图7d)，并出现钠长花岗岩。另外，富集关键金属元素花岗岩还具有较低的Sr、Ba，和显著的Eu负异常，Eu异常与Sr含量正相关(图7c)，以上特征表明富集关键金属元素的淡色花岗岩是较原始花岗质岩浆经历不同程度斜长石分离结晶作用的产物。

Zr和Hf具有相似的地球化学性质，岩浆演化过程中Zr/Hf比值应保持一致。越来越多的文献数据表明，在岩浆演化过程中，Zr/Hf比值可发生变化(Dupuyetal., 1992; Davidetal., 2000; Linnen and Keppler, 2002)。在SiO2>74.0%的高硅花岗岩中，较低Zr/Hf 比值的形成机制有两种：(1)锆石的分离结晶作用(Bea, 1996; Davidetal., 2000; Claiborneetal., 2006)；(2)花岗岩熔体结构的变化(Linnen and Keppler, 2002; 郭春丽等, 2017; 曾令森和高利娥, 2017)。在锆石中，Zr的溶解度是Hf的五倍(Linnen and Keppler, 2002)，因此锆石的分离结晶作用可以降低花岗质熔体的Zr/Hf比，但同时降低残余熔体的Zr和Hf的含量。在富集关键金属元素的花岗岩中，Zr 与A/NK呈正相关(图8a)，表明锆石发生了分离结晶作用。但是随着Zr/Hf比值降低，Zr和Hf含量先降低，后升高(图9a, b)。当熔体的Zr/Hf比值超过20时，Zr-Zr/Hf 和 Hf-Zr/Hf系统关系发生了改变(Gaoetal., 2021a)。随着岩浆分异作用的进行，花岗质岩浆的结构将改变，锆石和铪石的溶解度发生变化，Hf的溶解度将明显高于Zr的溶解度(Linnen and Keppler, 2002)，导致熔体的Zr/Hf比值降低。因此，锆石的分离结晶作用和熔体结构的变化共同控制了花岗岩中Zr和Hf的含量和系统关系。

Nb和Ta也表现出相似的地球化学性质，在多数地质作用中一般不发生明显的分馏。最近一系列研究得出，Nb和Ta易溶于云母和富Ti矿物相中(Stepanov and Hermann, 2013; Stepanovetal., 2014; Gaoetal., 2017)。在金红石和钛铁矿中DTa>DNb，而在云母中DTa

另外，富集关键金属元素的花岗岩中具有明显的Nd负异常(图6)。在淡色花岗岩中，稀土元素主要赋存于独居石和磷灰石中(Whittington and Treloar, 2002; Zengetal., 2005)。富集关键金属元素的花岗岩中，∑LREE和Nd异常正相关(图8f)，P2O5和Nd异常(图8e)也正相关，表明花岗岩经历了独居石和磷灰石的分离结晶作用。

以上分析可以表明，富集关键金属元素的花岗岩经历了斜长石、锆石、独居石、磷灰石、云母等的分离结晶作用，虽然具有高的10000Ga/Al值，但落入分离结晶作用形成的S型花岗岩区域(图12)，实质为高分异的S型花岗岩。

图12 淡色花岗岩的A型花岗岩判别图(据Whalen et al., 1987)

4.2 喜马拉雅淡色花岗岩中关键金属Sn-Cs-Tl富集机制初探

三稀金属包括稀有、稀土和稀散，是关键金属的重要组成部分。稀有金属包括锂(Li)、铍(Be)、铷(Rb)、铯(Cs)、铌(Nb)、钽(Ta)、锆(Zr)、铪(Hf)、钨(W)、锡(Sn) 等。钨锡是我国传统的优势矿产资源，蒋少涌等(2020)指出我国原生钨锡矿床有5种主要类型：斑岩型、云英岩型、矽卡岩型、石英脉型和锡石硫化物型；3种次要类型：蚀变花岗岩型、热液角砾岩型和低温热液脉型。花岗岩的高度分异作用对钨锡成矿至关重要，与钨矿化有关的岩浆岩主要为陆壳重熔型花岗岩。与锡矿床相关的岩浆岩除了高分异花岗岩外，还包括A型花岗岩等多种岩石类型(Chenetal., 2013; 华仁民等, 2010; 蒋少涌等, 2020)。铯的地壳丰度为3×10-6，地球化学性质与钾和铊相似，常以类质同像形式存在于富钾矿物中，如天河石(含铷微斜长石)中Cs2O可达0.1%～0.3%。铯大多呈分散态存在，含铯矿物常见于花岗伟晶岩中，随着岩浆分异程度增强，铯含量增加，容易富集于岩浆晚期阶段、碱性岩和花岗伟晶岩中，与绿柱石、锂辉石、锂云母、电气石以及铌钽矿物共生。此外，铯还可富集在盐湖卤水中。所以，铯矿床可分为碱性长石花岗岩(花岗伟晶岩型)和卤水型。

稀散金属一般指在地壳中丰度很低(多为10-9级)，分布极为分散的元素，包括镓(Ga)、锗(Ge)、硒(Se)、镉(Cd)、铟(In)、碲(Te)、铼(Re)、铊(Tl)8种元素。据最新统计资料表明，尽管中国镓、锗、硒、镉和铟的资源储量在全球第一，但是，稀散金属矿床的成矿成因等方面研究程度相对较低(谢桂青等, 2020)。铊的地壳丰度很低(0.45×10-6)，地壳岩石中的w(Tl)和w(Pb)正相关，铊主要呈类质同象替代钾、铷进入云母和钾长石(Raderetal., 2018)。一直以来铊主要作为伴生组分从铜矿床和铅锌硫化物矿床中作为综合利用对象而被回收(温汉捷等, 2020)。目前为止铊成矿的研究相对比较薄弱，温汉捷等(2020)大致划分出两个具有工业意义的矿床类型, 即低温热液型铊矿床和块状硫化物型含铊矿床。热液型铊矿床一般和金、汞等矿化关系密切，铊的超常富集主要出现在成矿热液演化较晚阶段，最大的特点是能够形成铊的独立矿床(陈代演和邹振西, 2000)。硫化物型含铊矿床中铊以类质同象进入黄铁矿晶格,不产出铊独立矿物(Murao and Itoh, 1992)，如中国安徽和县香泉发现铊矿。

关键金属元素通常含量极低，在常具有“稀、细、伴”的特征，独立矿物不易被直接观察，并且，地球化学行为较为复杂，矿化类型和成矿机制多样，认知难度大(侯增谦等, 2020)。毛景文等(2019a)初步把关键矿产分为8种成因类型，即：(1)与花岗岩-伟晶岩有关的W、Sn、Nb、Ta、Li、Rb、Cs、Be矿床；(2)与碳酸岩-碱性岩有关的REE、Nb、U矿床；(3)与镁铁质-超镁铁质岩有关的Ni、Co、Cr、Pt族元素矿床；(4)低温热液型Tl、Te矿床；(5)多种类型热液矿床中的伴生组分，包括Re、Ge、In、Cd、Tl、Te、Se、Sc、Ga等；(6)表生沉积型矿床；(7)与表生盐湖有关的Li、Rb、Cs矿床；(8)与表生风化作用有关的稀土矿床。

地球化学数据表明，本文中富集关键金属元素的花岗岩富集Sn、Cs、Tl等元素。这些花岗岩经历了斜长石、锆石、独居石、磷灰石、云母等的分离结晶作用，为高分异的S型花岗岩。根据目前关键矿产的成因类型划分，喜马拉雅淡色花岗岩属于与花岗岩-伟晶岩有关的W、Sn、Nb、Ta、Li、Rb、Cs、Be矿床。实验研究表明，REE、F、Li、Rb、Cs、Be、Sn和W在分离结晶过程中更倾向于进入熔体中(Keppler and Wyllie, 1991; Linnen, 1998)。随着分离结晶作用的增强，花岗岩中的钾长石向微斜长石甚至天河石(即富Rb钾长石)演化，斜长石含量减少且逐渐向富Na端元演化，最后形成钠长花岗岩(Wuetal., 2003a, b)。本文中富集关键金属元素的花岗岩中K-Rb-Cs-Tl具有很好的正相关性(图13)，表明Cs和Tl主要呈类质同象替代钾、铷进入云母。同时，钨锡的富集与花岗岩的高度分异演化密切相关。上述分析表明，随着岩浆分异程度增强，Sn、Cs、Tl、Be、W、B、Li、Bi、U、Pb等关键金属元素在残余熔体中富集，Cs和Tl呈类质同象替代钾、铷进入云母。

图13 淡色花岗岩的K-Rb-Cs-Tl 的关系图解

喜马拉雅造山带被认为是稀有金属成矿的有利地区，错那洞发现了较大规模的钨锡铍矿床(李光明等, 2017)。在错那洞穹窿内，花岗质岩浆发生高度的分离结晶作用(高利娥等, 2017, 2019)，使熔体中Be、W、Sn以及挥发分富集，一方面，在伟晶岩中形成绿柱石；另一方面，从岩浆中出溶的成矿热液侵入碳酸盐岩，发生水岩反应，沉淀出Be、W、Sn等稀有金属元素(何畅通等, 2020)。所以，错那洞稀有金属的成矿类型包括两类：(1)岩浆伟晶岩型；和(2)热液矽卡岩型。在岩浆分离结晶过程中，由于稀有金属元素在硅酸盐矿物和熔体之间的分配系数小于1，有利于稀有金属元素在熔体中富集，并为后期热液矽卡岩型矿化创造有利条件(Evensen and London, 2002)。因此，喜马拉雅造山带不仅是稀有金属成矿的有利地区，而且可以富集其它关键金属元素，岩浆结晶分离作用是最重要的成因机制。

4.3 关键金属富集的动力学背景

从地质图上看(图1、图2)，这些富集关键金属元素的淡色花岗岩都侵位于藏南拆离系内，吉隆淡色花岗岩形成于20～22Ma(高利娥等, 2016)，亚东淡色花岗岩形成于23Ma(Liuetal., 2017)，为同构造侵位花岗岩(Yangetal., 2009; 刘志超等, 2020)。Wuetal. (2020)提出，喜马拉雅地壳厚度为70km，藏南拆离系侵角为17.3±0.3°，当岩浆沿着藏南拆离系上升，需要运移150～200km。如此长距离的移动，促使了岩浆的广泛分离结晶作用。研究表明，变形作用会驱动压滤效应，促使岩浆分异(Beaetal., 2005)。因此，侵位过程中，富集关键金属元素的淡色花岗岩受到藏南拆离系的韧性剪切影响，促使岩浆发生广泛的结晶分异作用，以及后期的关键金属元素富集。