LCT型花岗伟晶岩岩石成因和锂富集机制研究进展

孙文礼，刘益，张照伟

(1.甘肃工业职业技术学院，甘肃 天水 741025；2.北京大学地球与空间科学学院，北京 100871；3.昆明理工大学国土资源工程学院，云南 昆明 650093；4.中国地质调查局西安地质调查中心，陕西 西安 7410054；5.自然资源部岩浆作用成矿与找矿重点实验室，陕西 西安 7410054；6.西北地质科技创新中心，陕西 西安 7410054)

锂资源安全供给是全球新能源产业蓬勃发展的基础保障。中国已探明锂矿资源量全球占比低于6%，而锂资源消费量全球占比超过40%，对外依存度高达75%，锂资源安全供给已成为制约中国新能源产业竞争力的“卡脖子”问题，所以寻找新资源基地、保障锂资源安全供给已成为中国重大战略需求(徐志琴等，2021；翟明国等，2021；秦克章等，2021；胡晓君等，2021)。因此，研究花岗伟晶岩(以下简称伟晶岩)岩石成因、厘定Li元素超常富集控制因素、构建有效找矿模型是目前矿床地质研究的重要任务(徐兴旺等，2021)。伟晶岩型锂矿是全球重要的锂资源类型之一(陈衍景等，2021；胡晓君等，2021；张辉等，2021；孙文礼等，2021)。地质学家经过200多年研究已基本查清伟晶岩分带性、矿物组合和含锂矿物种类等特征，但在伟晶岩成岩、成矿的动力学背景、不同时代伟晶岩成分变化特征、伟晶岩岩浆起源和演化过程及锂富集机制等方面仍处于探索阶段，并在伟晶岩岩浆形成是否需要深部岩浆过程(London, 2018；Chen et al.，2020；Lv et al.，2020；Zhao et al.，2022)、伟晶岩岩浆演化是否发生不混溶作用(Thomas et al.，2015；London et al.，2018)、伟晶岩岩浆冷却速率(Morgan et al.，1999；Zhou et al.，2021)和伟晶岩体系Li元素地球化学行为特征(秦克章等，2021；薛颖瑜等，2021；Zhang et al.，2021；Zhou et al.，2021)等方面存在巨大争议。笔者通过梳理近40年花岗伟晶岩相关实验岩石学、模拟计算、地球化学、年代学和锂矿成因研究成果，较系统阐述LCT型伟晶岩基本特征、岩浆起源、岩浆演化过程和锂富集机制，以期为中国伟晶岩岩石成因和锂资源找矿工作提供参考。

1 伟晶岩定义及分类

伟晶岩主要由长石、石英和云母组成(Stilling et al.，2006；London，2018；Faria，2019)，且具有典型岩浆结构(文象结构)和岩浆矿物结晶特征(斜长石牌号递减、钾长石K/Rb递减等)(图1a、图1b、图1c)，因此伟晶岩被认为是一种花岗质、富含助溶剂组分(H2O、B、P、Li、CO32-等)、具有系统变化且极度粗粒矿物(图1d)及复杂内部分带和特殊结构(晶洞等)的脉状岩浆岩(Barnes et al.，2010；Thomas et al.，2012；London，2018)。

(a).斜长石牌号变化趋势；(b).钾长石K/Rb；(c).钾长石K/Cs值变化趋势；(d).颗粒大小变化趋势

伟晶岩分类研究从1920年持续到现在(Dill et al.，2015；London，2018)，早期分类方案是基于野外观察的描述性分类方案，分类标准有矿物颗粒大小和内部分带特征等(表1)。

表1 常见伟晶岩分类方案表

2 LCT型伟晶岩基本特征

2.1 时空分布特征

已发现最古老LCT型伟晶岩为Consort伟晶岩(3 040 Ma)(Tomkinson et al.，1995)，最年轻LCT型伟晶岩为Fonte del Prete 伟晶岩(7 Ma)(陈衍景等，2021)。统计分析年代学研究成果(图2)显示，全球LCT型伟晶岩成岩时代具有多期次，且与潘吉亚超大陆、冈瓦纳超大陆、哥伦比亚超大陆和诺基兰超大陆存在期有较好耦合性(Magna et al., 2016；陈衍景等，2021；孙文礼等，2021；王汝成等，2021)；全球各大陆均发育LCT型伟晶岩，但空间上具有明显区域性和集中性分布特征(McCauley et al.，2014；Li et al.，2015；Bradley et al.,2016；孙文礼等，2021；王汝成等，2021)。北美大陆LCT型伟晶岩主要分布在美国东海岸、西海岸和加拿大安大略、曼尼托巴等地，包括以Tanco为代表2 670～2 639 Ma，以Harding为代表1 460～1 347 Ma，以Kings Mountain 为代表395～264 Ma和以Little Nahanni为代表100～90 Ma的4个成岩峰期(图2)。欧洲大陆LCT型伟晶岩主要分布在芬兰、瑞典、捷克和俄罗斯东部地区，包括以Vishnya-kovskoe为代表1 858～1 765 Ma、以Oldrich为代表494～396 Ma和以Ctidruzice为代表337～242 Ma的3个成岩峰期(图2)。亚洲大陆LCT型伟晶岩主要集中在中国四川、新疆和俄罗斯远东地区，包括以甲基卡和可可托海3号脉为代表249～198 Ma，以阿克塔斯为代表190～148 Ma，以Orlovka为代表142～125 Ma和以琼嘉岗为代表25～9 Ma的4个成岩峰期(图2)。非洲大陆LCT型主要分布在埃塞俄比亚、莫桑比克、津巴布韦等地，包括以Sinceni为代表3 000～3 040 Ma，以Bikita为代表2 617～2 080 Ma，以Manono-Kitotoli为代表985～940 Ma和以Kenticha为代表547～452 Ma的4个成岩峰期(图2)。大洋洲大陆LCT型伟晶岩主要分布在澳大利亚西部，成岩时代集中在2 879～2 527 Ma(图2)。南极洲只发现490 Ma LCT型伟晶岩(图2)。

超大陆存在期数据引自王汝成等(2021)；N=177表示本文统计的177个LCT型伟晶岩成岩时代数据

2.2 全岩成分与温压特征

2.2.1 全岩主微量元素特征

通过网格、探槽和岩心系统取样方法获得的伟晶岩全岩平均成分覆盖200MPa含水花岗岩低共熔点组分范围(Ab38Or29Qz33)(London，2018)，主要由SiO2、Al2O3、Na2O、K2O构成(图3)(栾世伟等，1979；Stilling et al.，2006)。不同时代的LCT型伟晶岩平均成分均表现出与大陆地壳平均成分相似的Al2O3含量，更高SiO2、Na2O、K2O含量和更低Fe2O3、CaO、MgO、TiO2含量特征，但具有波动变化的Na/K值、P2O5和MnO含量(图3)。

大陆地壳成分引自引自Rudnick 等(2003)；3 000 Ma Sinceni伟晶岩成分引自Trumbull等(1993)；2 620 MaTanco伟晶岩成分引自Stilling等(1995)；1 347 Ma Harding伟晶岩成分引自London(2018)；312 Ma Podlesi伟晶岩成分引自Breiter等(2005)；95 Ma Swamp伟晶岩成分引自London(2018)；实验模拟成分引自London等(1988)

不同时代LCT型伟晶岩微量元素平均含量具有较大变化范围(图4)。例如，Sinceni伟晶岩(3 000 Ma)相比大陆地壳亏损Hf元素(图4a)，而Tanco伟晶岩(2 620 Ma)相比大陆地壳富集Hf元素(图4b)。但是相比于大陆地壳，不同时代LCT型伟晶岩均表现出Li、Cs、Ta、Be、Nb等稀有金属元素超常富集和Zr亏损，Zr/Hf值、Nb/Ta值低的特征(图4)。例如，琼嘉岗LCT型伟晶岩(25 Ma)Li、Cs、Ta、Be元素分别富集375倍、45倍、32倍和105倍，Zr亏损0.11倍，、Zr/Hf值、Nb/Ta值低0.27倍和0.25倍(赵俊兴等，2021)。

大陆地壳成分引自Rudnick等(2003)；3 000 Ma Sinceni伟晶岩全岩平均成分引自Trumbull等(1993)；2 620 Ma Tanco伟晶岩全岩平均成分引自Stilling等(2006)；312 Ma Podlesi伟晶岩全岩平均成分引自Breiter等(2005)；25 Ma琼嘉岗伟晶岩全岩平均成分引自赵俊兴等(2021)

2.2.2 温压特征

熔/流体包裹体、矿物温度计、锂硅铝矿物相变关系和实验岩石学研究是获取LCT型伟晶岩侵位压力、液相线温度和固相线温度常见技术方法(London，2018；Xiong et al.，2019)。锂硅铝矿物相变关系和流体包裹体数据研究表明LCT型伟晶岩侵位压力为250～350 MPa(7～12 km)(London et al.，2018，1986)。该压力条件下，水饱和LCT型伟晶岩液相线温度约为680 ℃；水不饱和LCT型伟晶岩液相线温度约为750 ℃；富集助熔组分(H、B、P等)LCT型伟晶岩液相线温度约为650 ℃(Burnham et al.，1986；London，1989，2018；Chakoumakos et al.，1990)。因为伟晶岩全岩成分无法准确获取、缺失含Ti氧化物和热液交代等原因，花岗岩和流纹岩中常用锆石饱和温度计、铁钛氧化物温度计、石英TitaniQ温度计、黑云母Ti温度计和石榴子石-黑云母Fe-Mg温度计等均不适用于伟晶岩体系(London，2014)。但是钾长石在亚固相线温度热液交代和重结晶过程中可以保留原始主量成分(Parson et al.，2009)，因此钾长石固溶体温度计是确定LCT型伟晶岩固相线温度的可靠矿物温度计(London，2020)。钾长石温度计研究结果表明LCT型伟晶岩结晶温度为450±50 ℃，并且从边缘带到内核带沿着425 ℃等温线结晶(London，2012，2020)。与矿物温度计不同，流体包裹体数据确定的LCT型伟晶岩结晶温度和侵位压力具有较大变化范围(图5)。例如，Harding伟晶岩伟晶岩形成条件是240～350 MP、580～710 ℃(Chakoumakos et al.，1990)；Peggys Cove伟晶岩为300～350 MPa、600～650 ℃(Kontak et al.，2002)；甲基卡伟晶岩为300～500 MPa、500～720 ℃(Li et al.，2017)；扎乌龙伟晶岩为310～480 MPa、500～580 ℃(Xiong et al.，2019)。

①.扎乌龙伟晶岩；②.甲基卡伟晶岩；③.Alakaha锂辉石花岗岩斑岩；④.Peggys Cove伟晶岩；⑤.Harding伟晶岩；Peggys Cove伟晶岩数据引自Kontak等(2002)；Harding伟晶岩数据引自Chakoumakos等(1990)；扎乌龙伟晶岩数据引自Xiong等(2019)；甲基卡伟晶岩数据引自Li等(2016)；锂硅铝矿物相图引自London(1984)；Alakaha锂辉石花岗斑岩数据引自Annikova等(2016)

3 LCT型伟晶岩岩浆成因

3.1 结晶分异成因

a.Osis Lake地区黑云母花岗岩、白云母花岗岩、淡色花岗岩和 LCT型伟晶岩结晶分异趋势，数据引自Stilling等(2006)；b.白龙山地区黑云母花岗岩、二云母花岗岩和LCT型伟晶岩钾长石成分结晶分异趋势，数据引自Yan等(2022)；c.白龙山地区二云母、贫瘠-铍矿化和锂矿化LCT型伟晶岩白云母成分结晶分异趋势，数据引自Yan等(2022)和Xing等(2020)；d.Osis Lake伟晶质淡色花岗岩和伟晶岩元素含量特征，数据引自Stlling等(2006)

表2 结晶分异成因的花岗岩-伟晶岩微量元素特征表

3.2 深熔成因

因为很多地区LCT型伟晶岩成岩时代、全岩地球化学组成和单矿物成分与空间临近花岗岩存在解耦，相反LCT型伟晶岩与空间邻近围岩却有相似全岩和单矿物Hf-Sr-Nd同位素组成(图7a)。因此，伟晶岩被认为不是花岗岩浆结晶分异产物，而是富助溶剂成分(B、P、Li等)地壳物质部分熔融产物(熔融程度为5%～20%)(图7b)(Chen et al.，2020；Lv et al.，2021；赵振华等，2021；Zhao et al.，2022)。LCT型伟晶岩深熔成因模型已经成功应用于阿尔泰造山带(Chen et al.，2019；Lv et al.，2021)、Variscan造山带(Dill，2015；Melleton et al.，2012)、Sveconorwegian造山带(Müller et al.，2017)、Laxfordian造山带(Shaw et al.，2016)和松潘甘孜造山带(Zhao et al.，2022)的伟晶岩岩浆起源解释。深熔成因LCT型伟晶岩多侵位于高角闪岩相-麻粒岩相地层，与区域高温变质作用有时空耦合关系，可观察到伟晶岩与混合岩共存现象，在伟晶岩中可见变沉积岩包体(Müller et al.，2017；Lv et al.，2021)。因为地壳物质水致熔融的熔体成分与伟晶岩不同，所以根据深熔成因模型，认为LCT型伟晶岩是含水矿物脱水熔融产物(赵振华等，2021)。角闪石是重要的REE寄主矿物，因此，LCT型伟晶岩被普遍认为是白云母和黑云母脱水熔融产物(Müller er al.，2017；Chen et al.，2020)。根据源区特征，深熔成因模型可分为均一源区不同比例熔融和不同源区同一比例熔融2种模型。依据均一源区不同比例熔融模型，认为20%～40%熔融形成花岗岩，5%～20%熔融形成伟晶岩，且矿化越复杂伟晶岩对应越小熔融比例(Shearer et al.，1992；赵振华等，2021)。根据不同源区同一比例熔融模型，认为不同稀有金属矿化伟晶岩的形成与源区化学组成和熔融机制有关(Chen et al.，2020；Lv et al.，2020)。

1.清河伟晶岩；2.清河花岗岩；3.清河云母片岩；4.不同源区5%～20%部分熔融熔体成分；5.贫锂源区部分熔融熔体成分范围；6.富锂源区部分熔融熔体成分范围；7.甲基卡贫锂伟晶岩；8.甲基卡富锂伟晶岩。①.为富锂泥岩部分熔融曲线且δ7Li=+2.41‰；②.为富锂泥岩部分熔融曲线且δ7Li=-2.12‰；③.为贫瘠泥质岩部分熔融曲线且δ7Li=+2.38‰；④.为贫瘠泥质岩部分熔融曲线且δ7Li=-3.16‰，部分熔融计算公式为δ7Liresidue =(δ7Lii+1 000)f(α-1)-1 000，α=1.003

3.3 不混溶成因

伟晶岩岩浆不混溶成因有超临界流体和熔体熔离2种模型。Thomas等(2012c)发现伟晶岩存在成分共轭的A型熔体包裹体(H2O≈16%)和B型熔体包裹体(H2O≈35%)。在500～700 ℃熔体包裹体均一实验中，B型熔体包裹体水含量逐渐降低，而A型熔体包裹体水含量却不断增加。当温度为731±21 ℃时，2类熔体包裹体性质基本相同且均有26.5%±1.5%水含量，表明2类熔体来源于同一体系，因此Thomas提出伟晶岩浆是超临界流体观点(Thomas et al.，2012c，2015)。不同于超临界流体模型，依据熔体熔离模型，认为特定物理化学条件下，富F-Li花岗岩浆受碱性-碱土元素离子特性和挥发分解聚作用影响，熔离出成分共轭的富挥发分贫硅熔体(对应伟晶岩岩浆)和贫挥发分富硅熔体(对应花岗母岩)(李福春等2003；李建康等，2008)。碱性-碱土元素含量、稀土元素配分模式、挥发分元素含量、Zr-Hf 等元素比值、O-H-Sr同位素组成和包裹体成分突变是该类不混溶作用发生的主要标志(王联魁等，2002；Veksler et al.，2004；李建康等，2008；熊欣等，2019)。

总之，LCT型伟晶岩结晶分异成因和深熔成因模型建立的基础是地球化学研究结果(Shearer et al.，2012；London，2018；Chen et al.，2020)，而不混溶成因模型建立的基础是包裹体和实验岩石学研究成果(Veksler et al.，2004；李健康等，2008；Thomas et al.，2015)。3种起源模型最大争论点在于LCT型伟晶岩岩浆形成是否需要深部岩浆演化过程。已有研究成果表明深部花岗质岩浆结晶分异过程、不混溶过程及地壳物质部分熔融作用均可产生LCT型伟晶岩岩浆。其中，中国白龙山伟晶岩(Yan et al.，2021)和甲基卡伟晶岩(熊欣等，2019)是需要深部岩浆演化过程的典型代表，清河伟晶岩(Chen et al.，2020)是地壳物质深熔作用的典型代表。

4 LCT型伟晶岩演化过程

4.1 演化过程模型

从Partin于1801年开始伟晶岩研究至今(London，2018)，对伟晶岩岩浆演化过程的认识依然存在巨大争议，可以分为20世纪之争和21世纪之争2个阶段(李建康等，2021)。20世纪主要争论是水饱和条件平衡结晶(J-B模型)(Jahns et al.，1969)和水不饱和条件非平衡结晶(London模型)(London，1988，2014)。J-B模型，认为伟晶岩岩浆中水过饱和(>10%)且伟晶岩是硅酸盐熔体和富水流体共存条件下平衡结晶产物(图8a)(Jahns et al., 1969；李建康等，2021)，并提出伟晶结构和细晶结构是含水流体对溶质迁移分异结果，钾长石巨晶和钠质细晶岩形成与硅酸盐熔体中大量K元素融入上升流体有关。虽然J-B模型对伟晶岩成因理解具有突出贡献(李建康等，2021)，但是该模型与众多实验岩石学研究和野外观察相矛盾(London et al.，1988，1992，1996；Morgan et al.，1999)。实验岩石学研究证实水饱和条件(>11.5%)只能形成自形等粒、取向随机结晶相，而水不饱和条件(≤3.5%)才可以形成复杂内部分带和特殊结构结晶相(London，1988，1989，2005)。因此，不同于J-B模型，London模型强调水不饱和是伟晶岩形成必要条件，并提出高温伟晶岩岩浆(Tliquidus=750±50 ℃)侵位后会与围岩产生温度差(△T，冷却度)，当△T=150～200 ℃时，具有最小成核延迟时间、最大成核密度和最小生长速率，此时有利于细晶岩形成；而△T=50～130 ℃时，具有最大成核延迟时间、最小成核密度和最大生长速率，从而有利于伟晶岩内带巨大矿物颗粒形成(图8b)(London，2018)。London(1999)通过岩石实验学研究，证实伟晶岩岩浆固结过程中熔体相与结晶相的接触区域相对富集不相容元素，London将该区域命名为边界层，并提出组成带状优化过程(CZR，constitunent zoning-refine)来阐述伟晶岩岩浆具体演化过程，即伟晶岩岩浆演化过程存在特殊边界层，且随着伟晶岩岩浆持续演化，该边界层不断富集不相容元素和挥发分并逐渐向内核运移，直至内核带矿物结晶时边界层与熔体相合并。用组成带状优化过程可以解释J-B模型无法解释的条带状细晶岩成因(London，1999；李健康等，2021)。

伟晶岩研究21世纪之争的关键点在于岩浆演化过程是否发生不混溶作用。Thomas等(2012c，2015)基于熔体包裹体研究，认为London系列岩石实验研究的基本假设条件不对(水含量过低)，因此在伟晶岩岩浆是超临界流体观点的基础上，提出该超临界流体运移到较浅区域(低温低压)后发生OH-→H2O，CO32-→CO2转变，从而降低体系稳定性并诱发A型熔体相-B型熔体相-C型流体相不混溶(图8c)(Thomas et al.，2012b)。其中，富集水-碳酸盐-碳酸氢盐B型熔体相与中间带矿物单向生长(UTC结构)和巨大晶体结晶有关，富碱性碳酸盐C型流体包裹体有较高硅溶解度，从而有利于石英内核形成。

A.硅酸盐熔体；B.水；X1-Xx4.不同成分体系

总而言之，London演化模型建立的基础是高温、高压实验结果，而Thomas模型建立的基础是绿柱石等矿物中熔/流体包裹体研究结果。2种模型争论日益激烈并各有回应(London，2015；Thomas，2015)。London认为Thomas模型存在熔/流体包裹体不是原生包裹体，不能代表伟晶岩岩浆整体组成等问题(London，2015)；而Thomas认为伟晶岩岩浆侵位后的过冷却状态很难维持London模型组成带状优化过程所需的物理化学条件(Thomas et al.，2015)。2种模型相对矛盾，但各自具有自洽性，2种模型的有效性均需未来更多的研究证实(李健康等，2021)。

4.2 冷却速率和P-T轨迹

传统观点认为伟晶岩岩浆需要极其缓慢固结过程来保障巨大矿物颗粒生长，但是热力学数值模拟计算表明伟晶岩岩浆在较短时间可与围岩达到热平衡(Chakoumakos et al.，1990；Morgan et al.，1999；London，2012)；Li元素扩散、Li同位素分馏和热力学耦合计算表明伟晶岩岩浆必须在极短时间(<2 700 d)内冷却固结，否则Li元素会通过颗粒边界扩散作用迁移弥散到围岩，从而不能形成伟晶岩锂矿(图9a)(Zhou et al.，2021)。伟晶岩岩浆冷却固结速率与侵位深度、液相线温度、围岩类型、地热增温率和脉体宽度等众多因素有关，但同一个伟晶岩群不同伟晶岩脉冷却固结速率主要受控于脉体宽度。例如，San Diego 地区厚1 m、2 m、8 m和25 m伟晶岩内核带冷却至结晶温度(450 ℃)所需时间分别为12天、50天、600天和22年(Webber et al.，1999)。对流体包裹体研究，表明伟晶岩岩浆固结后仍存在流体活动(Xiong et al.，2019；Xing et al.，2020)，全球LCT型伟晶岩侵位后P-T轨迹可以分为单阶段快速降温降压的扎乌龙型(dP/dT≈0.85)和先等压降温(dP/dT≈0)后快速降温降压(dP/dT≈0.88)的Harding型(图9b)(孙文礼等，2021)，其中扎乌龙型单阶段P-T演化轨迹表明伟晶岩岩浆就位时伴随地壳抬升，而Harding型两阶段P-T演化轨迹表明伟晶岩岩浆固结后发生地壳抬升(Chakoumakos et al.，1990；Xiong et al.，2019)。

5 锂富集机制

5.1 岩浆起源过程的富锂机制

据深熔成因模型，认为伟晶岩Li元素含量受控于源区物质组成、熔融机制、残留相矿物组成和转融矿物与熔体平衡系数等多个因素(Chen et al.，2020；Michaud et al.，2021；Zhao et al.，2022)。源区物质组成是伟晶岩Li含量的主要控制因素(Shaw et al.，2016；Chen et al.，2020；Lv et al.，2020)；微量元素模拟计算表明贫Li变泥质岩(Li=216×10-6)经白云母脱水熔融(5%～20%)只能形成贫瘠伟晶岩，而富Li伟晶岩(Li=3 158×10-6～4 830×10-6)形成需要源区加入富Li组分(Li=2 000×10-6)(图7b)(Zhao et al.，2020)。富Li地壳物质深熔过程Li元素复杂的地球化学行为可简化为残余相矿物和转融矿物与熔体的总分配系数(DLimineral/melt)(Michaud et al.，2021)，当DLimineral/melt小于1时Li元素偏向进入熔体相，而大于1时偏向进入残余矿物或转融矿物。据分配系数研究结果表明，黑云母是主要锂相容矿物(表3)；因此，黑云母脱水熔融(Bt+Qz+Pl+Kfs=Melt+Opx+Spl+Ilm+Kfs)有利于Li元素进入熔体相，而白云母脱水熔融(Ms+Pl+Qtz = Bt+Kfs+Als±Spl+Melt)的DLimineral/melt随着源区残余黑云母和转融黑云母所占比例变化而表现出较大变化范围(DLimineral/melt=0.05～2.28)(Michaud et al.，2021)，即源区残留较多黑云母时，白云母脱水熔融熔体贫Li富重Li同位素，而残留较少黑云母时，熔体富Li富轻Li同位素(图10b)(Chen et al.，2020；Zhao et al.，2022)。

石英闪长岩锂富集趋势和锂同位素分馏趋势引自Zhou et al.(2021)；二云母花岗岩和假设的花岗岩浆结晶分异锂富集曲线基于瑞利分馏模型Cmelt=C0*F(D-1)计算所得，C0为初始浓度，D为假设的分配系数(0.1～1.1)，F为残余熔体比例，二云母花岗岩锂初始浓度引自Zhao et al.(2022)，假设花岗岩浆的锂初始浓度为100×10-6；全球S型花岗岩锂同位素组成和云母片岩熔融过程的锂同位素分馏趋势引自Chen et al.(2020)

表3 Li元素的矿物-酸性岩浆分配系数表

据熔离成因模型，认为花岗岩浆发生熔离作用形成富挥发分伟晶岩岩浆过程中，稀有金属优先与挥发分以络合物或化合物形式相结合(LiF、Li2CO3等)从而进入富挥发分熔体相(李建康等，2008；Thomas et al.，2012)。岩石试验学研究证明Li元素在富F熔体相和贫F熔体相之间的分配系数大于1(图11a)，而富B熔体相中Li2O含量大于30%(图11b)。

a.黑色圆圈为富化物熔体与硅酸盐熔体间分配系数；白色圆圈为富P熔体和贫P熔体间分配系数，数据引自Veksler等(2004)，D为分配系数；b.数据引自Veksler等(2004)

5.2 岩浆演化过程的富锂机制

伟晶岩内部结构分带和矿物组合分带反应伟晶岩岩浆演化过程的复杂性。已有观察证实含Li矿石矿物出现在石英、钾长石和钠长石等矿物结晶之后(Cameron et al.，1949；Norton，1983)，表明早期不含水矿物和锂不相容矿物(表3)结晶具有富锂效应。实验岩石学证明该富锂效应不是平衡结晶的产物，而是组成带状优化过程局部富集结果，即随着固结程度逐渐增加，结晶相与熔体相之间边界层的不助溶剂组分和不相容元素富集效应不断放大(图12a)直至局部达到过饱和而发生稀有金属矿石矿物沉淀(London，1999，2018)。伟晶岩岩浆Li初始浓度越高和脉体越宽越有利于组成带状优化过程进行从而达到超常锂富集效应(London，2014)。不同于实验岩石学研究，熔体包裹体研究，认为伟晶岩超临界流体上升浅部发生不混溶作用时，Li等稀有金属优先与挥发分和助溶剂结合形成络合物或化合物从而富集在B型熔体相；因为B型熔体相比A型熔体相更富集挥发分和助溶剂组分(图12b)；B熔体相中Li等稀有金属含量与不混溶发生时B型熔体相温度和含水量有关(Thomas et al.，2015)。

边界层、熔体相成分数据引自London等(2014)；A型和B型熔体包裹体成分引自Thomas等(2012)

综上所述，LCT型伟晶岩岩浆起源和演化过程均具有锂富集效应。不同岩浆起源模型和演化模型分别从实验岩石学、地球化学、模拟计算和包裹体研究等不同角度厘定结晶分异过程、深熔作用、不混溶作用和组成带状优化过程的控锂因素。伟晶岩复杂的岩浆起源和演化过程是不同富锂机制解释模型差异较大的主要原因；另一方面，研究手段和方法的差异也是造成不同富锂机制产生的重要原因，各种富锂机制的合理性需要未来更多的研究来论证。

6 结论

(1)LCT型伟晶岩是全球重要的Li元素储库之一，主要侵位于大陆上地壳(250～350 MPa)，成岩时代为3 040～7 Ma，成岩峰期与潘吉亚超大陆、冈瓦纳超大陆、哥伦比亚超大陆和诺基兰超大陆存在期有较好耦合性。不同地质历史时期LCT型伟晶岩均表现出与大陆地壳平均成分相似的Al2O3含量，但具有更高SiO2、Na2O、K2O、Li、Cs、Ta、Nb和更低Fe2O3、CaO、MgO、TiO2、Zr，以及低Nb/Ta值、Zr/Hf值等特征。

(2)花岗质岩浆结晶分异、地壳物质深熔和花岗质岩浆不混溶均可产生LCT型伟晶岩岩浆。结晶分异成因LCT型伟晶岩Li元素超常富集(Li>10 000×10-6)需要深部母岩浆房总分配系数小于0.5、结晶分异程度大于99%且Li初始浓度大于100×10-6；黑云母脱水熔融形成高温花岗岩浆，并发生结晶分异是比白云母脱水熔融更为高效的Li富集机制。源区Li元素含量是深熔成因LCT型伟晶岩Li元素富集程度的主要控制因素，源区残余黑云母和转融黑云母所占比例是次要控制因素。不混溶成因LCT型伟晶岩Li元素富集程度受控于挥发分含量和含Li化合物/络合物(LiF)进入富挥发分贫硅熔体相的能力。

(3)伟晶岩岩浆形成后在重力分异作用下上升至地壳浅部并在较短时间固结，其具体演化过程有J-B模型、London模型和Thomas模型。其中据London模型，认为Li元素通过组成带状优化过程富集，而Thomas模型显示稀有金属富集机制与熔离发生时B型熔体相温度和含水量有关。

致谢：感谢中国地质大学(北京)赵志丹教授和北京大学魏春景教授在本文撰写过程中的有益讨论、感谢匿名审稿人的宝贵建议。